內蒙古好力寶斑巖型銅鉬礦床流體特征和礦床成因

曲高勇

摘要：好力寶礦床位于西拉木倫成礦帶東部，為斑巖型銅鉬礦床。礦體主要賦存于斜長花崗斑巖的角礫巖帶中，與斜長花崗斑巖關系密切，成礦作用劃分為3個階段：石英-黃銅礦-黃鐵礦-輝鉬礦階段（Ⅰ）、黃鐵礦-方鉛礦-閃鋅礦-輝鉬礦-石英脈階段（Ⅱ）、石英-方解石-螢石階段（Ⅲ）。流體包裹體測試結果表明：流體包裹體主要為氣液兩相包裹體（L型）、含CO2包裹體（C型）和純CO2包裹體（PC型）。成礦Ⅰ階段主要包括L型、C型和PC型流體包裹體，為典型的高溫（集中在380.0 ℃～400.0 ℃）、中低鹽度（集中在7.50 %～8.50 %）的CO2-NaCl-H2O體系;成礦Ⅱ階段主要包括L型和C型流體包裹體，屬于高溫（集中在330.0 ℃～350.0 ℃）、低鹽度（集中在4.25 %～5.00 %）的CO2-NaCl-H2O體系;成礦Ⅲ階段僅包括L型流體包裹體，屬于中低溫（集中在280.0 ℃～300.0 ℃）、低鹽度（集中在2.00 %～2.75 %）的NaCl-H2O體系。氫-氧同位素測試結果顯示，δDV-SMOW為-115.8 ‰～-94.5 ‰，δ18OH2O為-8.32 ‰～0.28 ‰，暗示成礦流體主要來源于巖漿，含有少量大氣降水。研究結果表明，該礦床成礦流體為中高溫、中低鹽度流體，流體不混溶促使金屬礦物發生沉淀富集。

關鍵詞：流體包裹體;成礦階段;氫-氧同位素;礦床成因;好力寶礦床

中亞造山帶形成于晚古生代古亞洲洋俯沖時期，且在220～250 Ma達到大陸碰撞的頂峰[1-3]。西拉木倫成礦帶位于中亞造山帶東部，經歷了強烈的構造變形和多期次巖漿活動[4-5]，是中國重要的銅鉬多金屬成礦帶之一。該區域重要的銅鉬礦床包括敖侖花 [4-5]、半拉山[6]、車戶溝[7]、羊場[8]和好力寶[9]等。好力寶斑巖型銅鉬礦床賦存于西拉木倫斷裂和嫩江斷裂的交匯處，以往研究已確定該礦床成礦作用發生在中二疊世[9]，但成礦流體特征、來源和演化還未得到深入研究。本文旨在通過流體包裹體和氫-氧同位素的研究，確定好力寶斑巖型銅鉬礦床成礦流體的來源和演化，討論礦床成因，為今后的勘探工作提供理論支撐。

1 區域地質特征

好力寶斑巖型銅鉬礦床位于西拉木倫成礦帶北側，大地構造位置屬于中亞造山帶東段，華北克拉通北緣（見圖1-A）[10]。區域出露地層主要有晚古生界二疊系火山沉積巖，中生界侏羅系碎屑巖及新生界玄武巖、沉積物（見圖1-B）。區域范圍內巖漿活動頻繁，根據其侵入時代可將其分為海西期、印支期和燕山期巖漿活動。其中，海西晚期（270～285 Ma）與好力寶斑巖型銅鉬礦床成礦時代接近，該期巖漿巖在區域范圍內廣泛分布，巖性包括二長花崗巖、花崗閃長巖、石英閃長巖及富含云母的花崗巖等;燕山期巖漿活動與區域內銅鉬多金屬礦化關系密切，呈北東向帶狀展布[11]。區域內銅鉬多金屬成礦作用主要受北東向和北西向斷裂控制，典型斷裂包括賀根山斷裂、西拉木倫斷裂。

礦區內控礦構造主要為斷裂，多數隱伏于地下，但北西向斷裂出露地表，屬于張性或張扭性斷裂，控制含礦斜長花崗斑巖體的侵位和礦化的富集。

礦區巖漿活動強烈，侵入巖類型包括斜長花崗巖、斜長花崗斑巖和石英斑巖。銅鉬多金屬礦化主要受斜長花崗斑巖控制。斜長花崗斑巖為斑狀構造，不等粒結構，斑晶主要為石英、斜長石和少量黑云母（見圖3），基質主要由石英和斜長石組成，是礦區內蝕變最為普遍和強烈的巖石。

3 礦床地質特征

礦體主要賦存于斜長花崗斑巖中（見圖4），共圈出5個銅鉬礦體，分別編號為Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ和Ⅴ號。Ⅰ號礦體呈脈狀產于巖體上部，長250 m，縱深400 m，Cu平均品位0.34 %;Ⅱ號礦體賦存于Ⅳ號礦體上部，長70 m，厚12 m，Cu平均品位0.44 %，Mo平均品位0.89 %;Ⅲ號礦體呈空心透鏡體狀，長250 m，平均厚度>30 m，Mo平均品位>0.03 %;Ⅳ號和Ⅴ號礦體均呈不規則凹透鏡狀，長約250 m，厚10～20 m，Mo平均品位0.03 %。

礦石中金屬礦物主要為黃鐵礦、黃銅礦、輝鉬礦、閃鋅礦、黝銅礦、斑銅礦、方鉛礦、赤鐵礦和磁鐵礦（見圖5），非金屬礦物主要有石英、方解石等。礦石構造包括浸染狀構造、脈狀構造、細脈狀構造和團塊狀構造等。礦石結構包括半自形粒狀結構、交代浸蝕結構和他形填隙結構、膠狀結構等。圍巖蝕變較為發育，主要為泥化、高嶺土化、綠泥石化、碳酸鹽化、絹云母化和硅化等，其中硅化、絹云母化與銅鉬礦化密切相關。

根據礦物組合和穿切關系，礦區成礦作用劃分為3個成礦階段：石英-黃銅礦-黃鐵礦-輝鉬礦階段（Ⅰ）、黃鐵礦-方鉛礦-閃鋅礦-輝鉬礦-石英脈階段（Ⅱ）及石英-方解石-螢石階段（Ⅲ）（見表1）。

4 分析方法

4.1 流體包裹體

石英中流體包裹體的顯微測溫在吉林大學地質流體重點實驗室完成，測試儀器為Linkam THMS-600型顯微冷熱臺（英國），測試溫度為-196 ℃～600 ℃。當降溫冷凍時，分析誤差為±0.2 ℃;當升溫加熱時，分析誤差為±2 ℃。氣液兩相包裹體的鹽度通過流體包裹體冷凍法所測冰點溫度計算;含CO2三相包裹體的鹽度通過CO2籠形物熔化溫度計算[13-14]。

4.2 氫-氧同位素

石英中氫-氧同位素測試在核工業北京地質研究院分析測試研究中心實驗室完成，同位素質譜儀型號為MAT-253。采用傳統的BrF5分析法和鋅還原法分別對氧同位素和氫同位素含量進行測定。氫、氧同位素分析精度分別為±1 ‰、±0.2 ‰[15-16]。

5 分析結果

5.1 流體包裹體巖相學特征

對原生包裹體（以孤立或隨機分布為特征）進行了巖相學觀察和顯微測溫。根據室溫下的相態組成、升降溫過程中的相變化，識別出3種類型流體包裹體：氣液兩相包裹體（L型）、含CO2包裹體（C型）和純CO2包裹體（PC型）（見圖6、表2、圖7）。

1）L型包裹體：在各個成礦階段均有發育，室溫下包含兩相（氣相和液相H2O），氣相與液相體積比<50 %（集中于15 %～35 %）（見圖6-a、e、f），多呈橢圓形、圓形或不規則狀，粒度4～30 μm。

2）C型包裹體：發育在成礦Ⅰ階段和成礦Ⅱ階段，室溫下由兩相（氣相CO2及液相H2O）或三相（氣相CO2、液相CO2和液相H2O）組成，氣相與液相體積比為10 %～30 %，粒度5～20 μm，多以橢圓形或長條形與L型包裹體出現在同一視域內（見圖6-a、c）。

3）PC型包裹體：僅發育在成礦Ⅰ階段，室溫下由一相（氣相CO2）或兩相（氣相CO2和液相CO2）組成，氣相與液相體積比為16 %～25 %，粒度8～15 μm，多以不規則狀或長條形隨機分布（見圖6-b、d）。

5.2 流體包裹體測溫

成礦Ⅰ階段：發育PC型、C型和L型包裹體。PC型包裹體CO2初熔溫度為-59.2 ℃～-57.8 ℃，籠形物消失溫度為24.8 ℃～29.8 ℃，完全均一溫度為388.7 ℃～400.0 ℃。C型包裹體CO2初熔溫度為-59.1 ℃～-58.2 ℃，比純固相CO2熔化溫度（-56.6 ℃）偏低，暗示包裹體內含有少量的CH4或N2;包裹體部分均一溫度為25.6 ℃～29.4 ℃，籠形物消失溫度為7.0 ℃～8.2 ℃，完全均一溫度為382.2 ℃～404.5 ℃，依據相應公式[13，17-18]，求得鹽度為6.57 %～7.77 %，估算流體密度為0.64～0.68 g/cm3。L型包裹體冰點溫度為-6.1 ℃～-4.6 ℃，鹽度為7.30 %～9.34 %，完全均一溫度為354.1 ℃～413.0 ℃，估算流體密度為0.65～0.79 g/cm3。

成礦Ⅱ階段：發育C型和L型包裹體。C型包裹體CO2初熔溫度為-57.2 ℃～-58.0 ℃，比純固相CO2熔化溫度偏低，表明包裹體內有少量CH4和N2;包裹體部分均一溫度為26.5 ℃～28.5 ℃，籠形物消失溫度為7.8 ℃～8.5 ℃，完全均一溫度為325.5 ℃～342.4 ℃，鹽度為3.62 %～4.93 %，估算流體密度為0.69～0.79 g/cm3。 L型包裹體冰點溫度為-4.7 ℃～-2.9 ℃，鹽度為4.29 %～6.44 %，完全均一溫度為320.5 ℃～354.5 ℃，估算流體密度為0.57～0.64 g/cm3。

成礦Ⅲ階段：發育L型包裹體。L型包裹體冰點溫度為-2.1 ℃～-1.1 ℃，包裹體最終均一至液相，完全均一溫度為268.0 ℃～308.2 ℃，鹽度為1.90 %～3.58 %，估算流體密度為0.50～0.58 g/cm3。

5.3 氫-氧同位素特征

對石英單礦物中氫、氧同位素進行了分析，結果見表3。該礦床δDV-SMOW為-115.8 ‰～-94.5 ‰，δ18OV-SMOW為0.50 ‰～6.71 ‰，通過經驗公式[17]估算出δ18OH2O為-8.32 ‰～0.28 ‰。

6 討 論

6.1 成礦壓力及深度

好力寶斑巖型銅鉬礦床的包裹體中可見C型、L型和PC型包裹體，且同階段完全均一溫度相近，可認為其為同期捕獲，可利用盧煥章等[13-14，18]的CO2-H2O體系等容線圖解法估算捕獲壓力，根據經驗公式[19]估算成礦深度。因此，好力寶斑巖型銅鉬礦床成礦壓力為30～62 MPa（見圖8），成礦流體屬于低壓環境的流體;估算對應成礦深度為1.0～2.1 km，該礦床屬于中淺成相。

6.2 成礦流體來源

成礦Ⅰ階段的δ18OH2O值和δDV-SMOW值在巖漿水和大氣降水之間，氫-氧同位素組成與典型巖漿水相似（見圖9、表3），表明成礦Ⅰ階段熱液系統中以巖漿水為主，含有少量大氣降水。成礦Ⅱ、Ⅲ階段氫-氧同位素組成逐漸向大氣降水線靠近，氫-氧同位素組成相對改變，可能是由于巖漿脫氣或大氣降水大量加入導致的[20]。δDV-SMOW值較低，與西拉木倫成礦帶內中生代大氣降水值（-140 ‰～-90 ‰）[21]接近，這也表明大氣降水混入了成礦流體，致使流體δDV-SMOW值低于正常的巖漿水。該礦床δ18OH2O值和δDV-SMOW值與西拉木倫成礦帶許多礦床相似（δDV-SMOW=-134.2 ‰～-84.0 ‰，δ18OH2O=-5.75 ‰～6.98 ‰）[10，21-23]，進一步表明好力寶斑巖型銅鉬礦床成礦流體主要來自巖漿水，有少量大氣降水的混入。

6.3 成礦流體性質及演化

成礦Ⅰ階段流體為高溫、中低鹽度的CO2-NaCl-H2O體系。該階段3種類型包裹體均一溫度大致相同，鹽度差異較小，符合成礦流體的相分離特征，這主要是由于不混溶作用導致的[24]。因此，認為該階段礦物沉淀機制主要是由于流體不混溶作用導致均一超臨界流體發生相分離。氫-氧同位素數據表明，在成礦Ⅰ階段，少量大氣降水與原生巖漿流體在高溫條件下混合。該階段流體析出了輝鉬礦和石英，但CO2含量過高限制了硫化物的析出。

成礦Ⅱ階段流體屬于高溫、低鹽度的CO2-NaCl-H2O體系。L型包裹體占比明顯增多，C型和PC型包裹體占比明顯下降，成礦流體溫度和鹽度與成礦Ⅰ階段相比都有所降低[25]。這些現象表明，成礦Ⅱ階段，由于成礦流體釋放CO2和大氣降水的加入，CO2濃度顯著下降，流體pH升高，導致硫化物大量沉淀。

成礦Ⅲ階段流體屬于中低溫、低鹽度的NaCl-H2O體系。該階段僅發育L型包裹體，溫度和鹽度與前2個成礦階段相比顯著降低（見圖10）。氫-氧同位素分析結果表明，該階段流體主要由大氣降水組成。

6.4 礦床成因

好力寶斑巖型銅鉬礦床和區域內銅鉬多金屬礦床具有相同的同位素特征[4-8，21-22]。ZENG等[9]認為該礦床的形成與區域內花崗質巖漿侵入有關，并對成礦巖體進行鋯石U-Pb定年和輝鉬礦Re-Os定年，確定斜長花崗巖、斜長花崗斑巖侵入年齡分別為278 Ma±5 Ma、267 Ma±10 Ma，輝鉬礦等時線年齡為265 Ma±3 Ma，成礦時代限定在中二疊世。

CO2-NaCl-H2O體系中流體的不混溶作用與銅鉬成礦作用關系密切。不混溶造成流體中CO2濃度降低，流體pH升高，使流體中成礦物質發生沉淀。該礦床成礦流體在演化過程中發生過不混溶，主要依據為：①C型與PC型包裹體共存（見圖6-b）;②L型與C型包裹體常共存于同一視域內（見圖6-a、c），且在相似溫度均一。成礦Ⅲ階段石英中未見不混溶包裹體群，表明銅鉬礦化作用與流體不混溶相關。此外，從成礦Ⅰ階段到Ⅲ階段，成礦流體中CO2濃度顯著降低，也能證明這點。

綜合已有地質、流體包裹體、氫-氧同位素和年代學資料，認為好力寶斑巖型銅鉬礦床的成礦過程為：中二疊世，華北板塊和西伯利亞板塊碰撞過程中形成一系列斷裂和鈣堿性巖漿活動;早期高溫、高鹽度成礦流體（富含Cu、Mo、Pb、Zn等成礦元素）沿構造裂隙上升，水熱系統經歷了從靜巖到靜水的快速減壓過程，這種減壓導致流體不混溶的發生，降低成礦流體中CO2濃度，提高熱液pH，從而促進Cu、Mo、Zn、Pb等成礦元素的快速沉淀富集。較晚階段，大氣降水大量混入成礦流體，但由于流體中成礦物質較少，僅沉淀了少量硫化物礦物。

7 結 論

1）好力寶斑巖型銅鉬礦床形成于中二疊世與古亞洲洋閉合有關的島弧環境，是海西晚期巖漿活動形成的中高溫斑巖型銅鉬礦床。成礦過程可分為3個階段：石英-黃銅礦-黃鐵礦-輝鉬礦階段（Ⅰ）、黃鐵礦-方鉛礦-閃鋅礦-輝鉬礦-石英脈階段（Ⅱ）及石英-方解石-螢石階段（Ⅲ）。

2）流體包裹體和氫-氧同位素分析結果表明：成礦Ⅰ階段流體為高溫、中低鹽度的CO2-NaCl-H2O體系，以巖漿水為主;成礦Ⅱ階段流體屬于高溫、低鹽度的CO2-NaCl-H2O體系，以巖漿水為主，有少量大氣降水的混入;成礦Ⅲ階段流體為中低溫、低鹽度的NaCl-H2O體系，以大氣降水為主。成礦壓力為30～62 MPa，成礦深度為1.0～2.1 km，反映成礦具有中淺成相特征。

3）成礦流體不混溶造成的CO2濃度降低、流體pH升高，是該礦床礦物沉淀的主要機制。

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