新疆西準(zhǔn)噶爾宏遠(yuǎn)鉬礦地質(zhì)特征與成礦流體*

鄢瑜宏 王軍年 申萍＊＊ 潘鴻迪 鐘世華 李晶

YAN YuHong1，WANG JunNian2，SHEN Ping1＊＊，PAN HongDi3，ZHONG ShiHua1 and LI Jing4

1. 中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所，礦產(chǎn)資源研究重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100029

2. 新疆地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開(kāi)發(fā)局第七地質(zhì)大隊(duì)，烏蘇 833300

3. 長(zhǎng)安大學(xué)地質(zhì)科學(xué)與資源學(xué)院，西安 710054

4. 河北聯(lián)合大學(xué)，唐山 063009

1. Key Laboratory of Mineral Resources，Institute of Geology and Geophysics，Chinese Academy of Sciences，Beijing 100029，China

2. No.7 Geological Party，Xinjiang Bureau of Geology and Mineral Resources，Wusu 833300，China

3. School of Earth Science and Resources，Chang’an University，Xi’an 710054，China

4. Hebei United University，Tangshan 063009，China

2014-06-23 收稿，2014-12-18 改回.

斑巖型礦床盡管品位低，但礦化均勻，以其規(guī)模大、埋藏淺、易開(kāi)采而成為最主要的銅、鉬礦床類(lèi)型，擁有全球50%以上的銅礦儲(chǔ)量和90%以上的鉬儲(chǔ)量(Sillitoe，2010)。中國(guó)擁有全球最多的鉬儲(chǔ)量，其中斑巖型鉬礦占了77.5%(Zeng et al.，2013)。斑巖銅鉬礦床的形成與巖漿-熱液流體活動(dòng)關(guān)系密切，利用流體包裹體的研究不僅可獲得有關(guān)成礦流體的溫度、壓力、鹽度、密度和成分等重要信息，而且對(duì)研究礦床成因、成礦物質(zhì)來(lái)源及其演化規(guī)律也具有重要的意義。目前已經(jīng)廣泛認(rèn)同斑巖型銅鉬礦是在相對(duì)較高的氧化性含礦流體作用下形成的，但是隨著研究的深入，逐漸發(fā)現(xiàn)了一系列具備還原性特征的斑巖型礦床，這些礦床通常不發(fā)育表征高氧逸度的磁鐵礦，但含豐富的原生磁黃鐵礦，成礦流體為富含CH4的還原性流體(Rowins，2000)。這種成礦流體富含CH4的斑巖型礦床在西準(zhǔn)噶爾地區(qū)尤為發(fā)育，例如包古圖銅礦、吐克吐克銅礦、蘇云河鉬礦等(Shen et al.，2010，2014;Shen and Pan，2013;鄢瑜宏等，2014)。

近年來(lái)，新疆的斑巖礦床找礦勘探取得了重大突破(董連慧和李鳳鳴，2006;申萍等，2010;李永軍等，2012)，尤其是大型斑巖銅礦土屋-延?xùn)|的發(fā)現(xiàn)。此后在西準(zhǔn)噶爾地區(qū)斑巖礦床的勘探工作也有了較大突破，特別是包古圖大型斑巖銅礦吸引了眾多學(xué)者關(guān)注(張連昌等，2006;宋會(huì)俠等，2007;申萍等，2009)，此外還發(fā)現(xiàn)了蘇云河鉬礦、宏遠(yuǎn)鉬礦、吐克吐克銅礦、石屋銅金礦等，表明此區(qū)還有很大的找礦前景。宏遠(yuǎn)鉬礦與包古圖銅礦同屬達(dá)拉布特南部成礦帶上，成礦時(shí)代相近(鄢瑜宏等，2014)，前人對(duì)宏遠(yuǎn)鉬礦進(jìn)行了一些研究，包括地質(zhì)特征、成巖和成礦年齡、地球化學(xué)等(李衛(wèi)東，2013;李永軍等，2012)，但是對(duì)成礦流體與成礦機(jī)理尚未進(jìn)行詳細(xì)的研究。本文進(jìn)行了系統(tǒng)的流體包裹體研究，并進(jìn)行了氫氧硫碳同位素分析，結(jié)合礦床地球化學(xué)分析，探討了花崗巖結(jié)晶階段氧逸度條件、成礦流體特征和成礦機(jī)制。期望為西準(zhǔn)噶爾地區(qū)進(jìn)一步開(kāi)展找礦提供科學(xué)依據(jù)。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

西準(zhǔn)噶爾地區(qū)位于新疆北部準(zhǔn)噶爾盆地西緣，是西伯利亞板塊和塔里木板塊之間的中亞增生造山帶的一部分(張連昌等，2006)。晚古生代，西準(zhǔn)噶爾位于古亞洲洋中部，已有的研究表明，西準(zhǔn)噶爾洋殼從早泥盆世到石炭紀(jì)不斷向南北兩側(cè)的大陸板塊下俯沖(沈遠(yuǎn)超和金成偉，1993;Xiao et al.，2008)，在西準(zhǔn)噶爾洋殼北緣形成了薩吾爾島弧(王廣瑞等，1996)，在西準(zhǔn)噶爾洋殼南緣形成了從弧后盆地向島弧轉(zhuǎn)化的達(dá)拉布特過(guò)渡島弧(沈遠(yuǎn)超和金成偉，1993;申萍等，2009)，宏遠(yuǎn)鉬礦就產(chǎn)于達(dá)拉布特不成熟島弧構(gòu)造背景下。

研究區(qū)位于西準(zhǔn)噶爾東南部，區(qū)域出露的地層主要為早石炭世地層，包括太勒古拉組、包古圖組和希貝庫(kù)拉斯組。太勒古拉組為雜色凝灰?guī)r、凝灰質(zhì)粉砂巖夾玄武巖、硅質(zhì)巖;包古圖組主要為灰-灰黑色薄層凝灰質(zhì)粉砂巖和灰綠色凝灰?guī)r互層;希貝庫(kù)拉斯組主要為灰色厚層凝灰質(zhì)砂巖、含礫砂巖和層凝灰?guī)r(沈遠(yuǎn)超和金成偉，1993;宋會(huì)俠等，2007;Shen et al.，2013a)。

西準(zhǔn)噶爾東南部達(dá)拉布特?cái)嗔迅浇貐^(qū)褶皺、斷裂構(gòu)造十分發(fā)育，表現(xiàn)為多組、多期次的空間分布及成因特征。主體構(gòu)造由北東向的達(dá)爾布特?cái)嗔押拖Ｘ悗?kù)拉斯復(fù)背斜構(gòu)成。次級(jí)構(gòu)造以達(dá)拉布特?cái)嗔褳榻?，北?cè)以北東向構(gòu)造為主;南側(cè)以南北向構(gòu)造為主(沈遠(yuǎn)超和金成偉，1993;宋會(huì)俠等，2007;Shen et al.，2013b)。

區(qū)域內(nèi)侵入巖很發(fā)育，以中酸性為主，既有巨大的巖基，如達(dá)拉布特?cái)嗔褍蓚?cè)的花崗巖體(～300Ma):鐵廠(chǎng)溝、哈圖、阿克巴斯套、廟兒溝、紅山和克拉瑪依巖體等(沈遠(yuǎn)超和金成偉，1993;張連昌等，2006;申萍等，2009;賀敬博和陳斌，2011)，侵位于下石炭統(tǒng)地層中;也有中小型的巖株、巖枝或巖脈，主要分布于達(dá)拉布特?cái)嗔岩阅?，如包古圖地區(qū)的中酸性小巖體(305 ～320Ma)，以單個(gè)巖體規(guī)模小、成群分布、侵入時(shí)代早為特征(申萍等，2009)。

2 礦床地質(zhì)特征

宏遠(yuǎn)礦區(qū)出露地層主要為下石炭統(tǒng)包古圖組的凝灰質(zhì)粉砂巖和硅質(zhì)粉砂巖，中上三疊統(tǒng)克拉瑪依組的砂巖、礫巖及泥巖。礦區(qū)內(nèi)侵入巖發(fā)育(圖1)，除了大面積分布的克拉瑪依大花崗巖體北東部(有學(xué)者稱(chēng)為加甫沙爾蘇巖體)，還有與礦化密切相關(guān)的宏遠(yuǎn)斑巖體。宏遠(yuǎn)斑巖體是宏遠(yuǎn)鉬礦的含礦母巖，總體呈NEE 向展布，出露面積不足1.5km2。宏遠(yuǎn)斑巖體北側(cè)侵入于克拉瑪依大花崗巖體中，南東側(cè)侵入于下石炭統(tǒng)包古圖組中，巖體與圍巖的接觸面呈不規(guī)則狀。宏遠(yuǎn)斑巖體主要由花崗斑巖、似斑狀花崗巖和花崗巖(圖2)組成。

礦區(qū)范圍內(nèi)宏遠(yuǎn)斑巖體岀露有4 處，分別命名為1、2、3和4 號(hào)巖體，均發(fā)現(xiàn)有不同程度的銅礦化。鉬礦化賦存于1號(hào)和4 號(hào)巖體，其中1 號(hào)巖體鉬礦化發(fā)育最好，是目前主要的勘探工作地段。1 號(hào)巖體中共圈定鉬礦體10 個(gè)(其中工業(yè)礦體7 個(gè)，低品位礦體3 個(gè))，目前施工的鉆孔位于1 號(hào)巖體的中-西南緣凸出的部位，控制的礦體空間分布范圍為3、0、4、8 勘探線(xiàn)之間(圖1)，4-4’線(xiàn)勘探線(xiàn)剖面及采樣點(diǎn)如圖3。

圖1 宏遠(yuǎn)鉬礦礦區(qū)地質(zhì)圖(據(jù)新疆地礦局第七地質(zhì)大隊(duì)，2013①新疆地礦局第七地質(zhì)大隊(duì).2013.1∶5 萬(wàn)區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報(bào)告資料修改)Fig.1 Geological map of Hongyuan Mo deposit

礦體呈似層狀或脈狀，厚度1.73 ～12.86m 不等，平均厚度5.5m，屬厚度不穩(wěn)定礦體，品位0.036% ～0.177%，平均品位0.095%。礦化富集程度主要與含輝鉬礦石英脈的密集程度密切相關(guān)，同時(shí)在細(xì)脈間伴有團(tuán)斑狀輝鉬礦則礦體更富。礦體與圍巖界線(xiàn)不清晰。總體走向?yàn)?40°，傾角從10°～40°變化，總體產(chǎn)狀為140°∠30°。整體向南東方向緩傾，礦體產(chǎn)狀與控礦裂隙的產(chǎn)狀相似。

礦石礦物以輝鉬礦為主，其次為黃鐵礦、黃銅礦、磁黃鐵礦和毒砂等，主要呈細(xì)脈狀和稀疏浸染狀分布于巖體中或接觸帶附近(圖4)，屬于斑巖型礦化。輝鉬礦主要賦存于石英脈中，呈鱗片狀產(chǎn)出，石英脈寬1 ～10mm，最寬達(dá)50mm，分布無(wú)規(guī)律，一般較稀疏，1 ～5 條/米。

礦區(qū)中熱液蝕變發(fā)育，包括絹云母化、硅化、白云母化、綠泥石化、碳酸鹽化等，蝕變分帶不明顯。根據(jù)蝕變特點(diǎn)、脈系特點(diǎn)(圖5)及穿插關(guān)系，將熱液階段成礦作用劃分為三個(gè)階段:Ⅰ成礦早階段:伴隨云英巖化蝕變，發(fā)育石英-白云母-黃鐵礦-輝鉬礦細(xì)脈，此階段主要產(chǎn)生大量黃鐵礦化、少量輝鉬礦化、銅礦化，發(fā)育浸染狀和脈狀礦化，此外還發(fā)育少量無(wú)礦化石英脈;Ⅱ成礦主階段:伴隨絹云母化蝕變，主要發(fā)育石英-輝鉬礦細(xì)脈、石英-輝鉬礦-黃銅礦(-黃鐵礦)細(xì)脈，為主要的成礦階段，金屬硫化物(尤其是輝鉬礦)大量沉淀，被后期石英-黃鐵礦細(xì)脈切穿，主要為脈狀礦化，礦化富集程度與石英脈密集程度密切相關(guān);Ⅲ成礦晚階段:礦化轉(zhuǎn)弱，發(fā)育石英-黃鐵礦(-黃銅礦)細(xì)脈和方解石脈，主要形成黃鐵礦、少量黃銅礦，有些脈體無(wú)礦化。根據(jù)各階段特點(diǎn)，總結(jié)礦物生成順序見(jiàn)圖6。

3 研究方法

3.1 樣品選擇

選擇含礦巖體新鮮樣品磨制探針片，進(jìn)行黑云母探針?lè)治?。針?duì)宏遠(yuǎn)鉬礦三個(gè)熱液成礦階段，采集了不同蝕變特征和不同礦化類(lèi)型的各階段石英脈樣品，進(jìn)行流體包裹體及同位素的研究。此外，選擇主成礦期石英-硫化物脈樣品中的輝鉬礦、黃鐵礦、黃銅礦、磁黃鐵礦進(jìn)行S 同位素分析。

3.2 實(shí)驗(yàn)方法

黑云母探針?lè)治鲈谥袊?guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所電子探針實(shí)驗(yàn)室完成，測(cè)試的儀器為JXA-8100。

流體包裹體顯微測(cè)溫和氣液相成分測(cè)試實(shí)驗(yàn)在中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所流體包裹體研究實(shí)驗(yàn)室完成。將前面所述含石英脈樣品制成厚0.3mm 雙面拋光的包裹體片，然后在偏光顯微鏡下觀(guān)察，記錄不同成礦階段、不同類(lèi)型包裹體的分布密度、大小、氣液比等巖相學(xué)特征。

顯微測(cè)溫分析是在Linkam THMSG600 型冷熱臺(tái)上進(jìn)行的，溫度控制范圍為-196 ～600℃。流體包裹體測(cè)試過(guò)程中，氣液相接近均一時(shí)的升溫速率一般為2℃/min，測(cè)定冷凍溫度時(shí)，最后冰晶融化時(shí)的升溫速率一般為0.1 ～0.5℃/min。

圖2 宏遠(yuǎn)巖體主要巖石類(lèi)型手標(biāo)本照片(左側(cè))和正交偏光顯微照片(右側(cè))(a)花崗斑巖;(b)似斑狀花崗巖;(c)花崗巖. Pl-斜長(zhǎng)石;Kfs-鉀長(zhǎng)石;Bi-黑云母Fig.2 Rock types of granite stock at Hongyuan deposit

激光拉曼光譜分析在法國(guó)HORIBA Scientific 生產(chǎn)的LabRam HR800 激光共焦顯微拉曼光譜儀上進(jìn)行，該儀器是目前市場(chǎng)上焦長(zhǎng)最長(zhǎng)的單級(jí)拉曼光譜儀，焦長(zhǎng)達(dá)到800mm，具有最高光譜分辨率。

群體包裹體氣體成分分析采用加熱爆裂法提取氣體，測(cè)試所用儀器為日本真空技術(shù)株式會(huì)社生產(chǎn)的RG202 四極質(zhì)譜儀，儀器重復(fù)測(cè)定精密度＜5%。液相成分分析采用日本島津公司(SHIMADZU)生產(chǎn)的離子色譜儀測(cè)試，重復(fù)測(cè)定精密度＜5%。

H-O 同位素分析實(shí)驗(yàn)在中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所穩(wěn)定同位素實(shí)驗(yàn)室完成。氫同位素分析采用熱爆法，氧同位素分析采用BrF5法。氫、氧同位素測(cè)定使用儀器為MAT-252，分析精度±0.2%。

CH4的C 同位素分析在中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所穩(wěn)定同位素實(shí)驗(yàn)室完成，實(shí)驗(yàn)步驟如下:首先將系統(tǒng)抽至高真空10-3帕，將包體按要求的爆裂溫度充分爆裂，然后，將爆裂出的水和混合氣體凍在-196℃液氮冷井中，之后將分離出的甲烷、氮、氦等氣體導(dǎo)入800℃氧化銅爐中，使甲烷完全裂解成二氧化碳，除去雜氣，得到純凈的二氧化碳，最后質(zhì)譜測(cè)量碳同位素比值，即為CH4的C 同位素比值。

圖3 宏遠(yuǎn)鉬礦4-4’勘探線(xiàn)剖面圖及采樣點(diǎn)(據(jù)新疆地礦局第七地質(zhì)大隊(duì)，2013 資料修改)Fig.3 Profile of 4-4’prospecting line and the sampling points at Hongyuan Mo deposit

S 同位素分析測(cè)試在中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所穩(wěn)定同位素實(shí)驗(yàn)室和核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析中心完成。硫同位素分析采用V2O5法，將硫化物與V2O5在高溫下反應(yīng)生成SO2，用質(zhì)譜儀測(cè)定其中的硫同位素。

4 研究結(jié)果

4.1 黑云母電子探針

黑云母電子探針?lè)治鼋Y(jié)果(測(cè)點(diǎn)號(hào)HY404-88-)及陽(yáng)離子數(shù)見(jiàn)表1，黑云母中SiO2含量在32.68% ～36.32%范圍之內(nèi);而FeO 的含量23.21% ～26.15%;Al2O3在13.65% ～14.30%范圍之內(nèi)，MgO 的含量是6.82% ～8.50%，K2O 在5.45% ～9.35%范圍之內(nèi)，TiO2在2.55% ～4.12%范圍之內(nèi)。利用黑云母組分含量，以22 個(gè)O 計(jì)算出陽(yáng)離子數(shù)。

4.2 流體包裹體巖相學(xué)

宏遠(yuǎn)鉬礦流體包裹體氣液比變化范圍較大，集中于5%～30%之間，大小為5 ～20μm，集中于5 ～10μm，呈負(fù)晶形、扁圓狀、長(zhǎng)條狀和不規(guī)則狀(圖7)，分布不均勻。根據(jù)包裹體物相組成和氣液比可將該區(qū)流體包裹體分為以下幾種類(lèi)型:Ⅰ型氣液包裹體，由氣相和液相組成，根據(jù)其氣液比大小又可分為兩個(gè)亞類(lèi):Ⅰ-1 型氣液比5% ～20%，分布范圍較廣，在包裹體中所占比例大;Ⅰ-2 型氣液比在25% ～50%;Ⅱ型氣體包裹體，氣液比大于50%的包裹體，其中包括純氣體包裹體;Ⅲ型含子礦物的包裹體，子礦物主要是方形、偏蘭色的NaCl 子礦物，此外，也可見(jiàn)含多個(gè)子礦物的包裹體，一般為黑點(diǎn)狀的不透明子礦物，可能為硫化物礦物，含子礦物包裹體室溫下為三相。各成礦階段所包括流體包裹體類(lèi)型和特征如下文描述。

Ⅰ成礦早階段:石英脈中主要發(fā)育氣液包裹體和含子礦物包裹體，大小為5 ～15μm，呈負(fù)晶形、扁圓狀和不規(guī)則狀，成群或隨機(jī)分布。氣液包裹體中Ⅰ-1 型和Ⅰ-2 型均有出現(xiàn)，以Ⅰ-1 型為主，占包裹體總量的70%左右，其次為Ⅲ型含子礦物包裹體，占包裹體總量的20%左右。

Ⅱ成礦主階段:Ⅰ型、Ⅱ型和Ⅲ型包裹體均發(fā)育，大小集中在5 ～10μm，包裹體多為渾圓狀，成群或隨機(jī)分布，少量長(zhǎng)條狀、不規(guī)則狀。氣液包裹體的氣液比變化較大，Ⅰ-1 型和Ⅰ-2 型均有出現(xiàn)，以Ⅰ-1 型為主，約占總量的70%左右，分布最廣;其次為Ⅱ型氣體包裹體，包括純氣體包裹體，約占總量的30%左右，與小氣液比包裹體共生，測(cè)試中只見(jiàn)到一個(gè)Ⅲ型含子礦物包裹體。

Ⅲ成礦晚階段:主要發(fā)育Ⅰ型包裹體，大小為5 ～15μm，基本為渾圓狀的包裹體，95%以上屬于Ⅰ-1 型小氣液比包裹體，少量Ⅰ-2 型，包裹體類(lèi)型較單一，多為成群分布，數(shù)量較多。

圖4 宏遠(yuǎn)礦區(qū)礦化特點(diǎn)(a)輝鉬礦沿節(jié)理面呈脈狀產(chǎn)出;(b)稀疏浸染狀輝鉬礦;(c)輝鉬礦在石英脈中呈鱗片狀產(chǎn)出;(d)浸染狀黃銅礦化在地表形成的氧化暈;(e)浸染狀黃鐵礦化;(f)黃鐵礦呈細(xì)脈狀產(chǎn)出于石英脈中;(g)云英巖中的黃鐵礦、輝鉬礦、黃銅礦;(h)石英脈內(nèi)輝鉬礦、鈦鐵礦、黃鐵礦. Mo-輝鉬礦;Py-黃鐵礦;Cpy-黃銅礦;Ilm-鈦鐵礦Fig.4 Mineralization characteristics of Hongyuan deposit

圖5 宏遠(yuǎn)鉬礦礦化脈系Q-石英;Ms-白云母Fig.5 Mineralized vein of Hongyuan Mo deposit

4.3 包裹體顯微測(cè)溫

在冷熱臺(tái)上測(cè)定三種類(lèi)型流體包裹體的均一溫度、冰點(diǎn)溫度和子礦物消失溫度。測(cè)試冰點(diǎn)溫度時(shí)，先降溫至包裹體完全冷凍后回溫，測(cè)定最后冰晶熔化溫度，根據(jù)Hall et al.(1988)提出的H2O-NaCl 體系鹽度-冰點(diǎn)公式計(jì)算得到相應(yīng)的鹽度。含石鹽子礦物的包裹體測(cè)定子礦物消失溫度，根據(jù)Hall et al.(1988)提出的石鹽熔化溫度和鹽度的關(guān)系式計(jì)算得出包裹體的鹽度。測(cè)試和計(jì)算得到流體包裹體均一溫度和鹽度見(jiàn)圖8，各階段特點(diǎn)描述如下。

圖6 礦物生成順序圖Fig.6 Mineral generating sequence diagram

表1 黑云母電子探針?lè)治鼋Y(jié)果及陽(yáng)離子數(shù)(wt%)Table 1 Biotite electron probe analysis results and cation number (wt%)

圖7 宏遠(yuǎn)鉬礦石英流體包裹體類(lèi)型(a)包裹體群;(b-d)氣液比小于20%的氣液包裹體Ⅰ-1;(e、f)氣液比為20% ～50%的氣液包裹體Ⅰ-2;(g、h)氣體包裹體Ⅱ;(i-k)含子礦物包裹體Ⅲ. L-液相;V-氣相;H1-石鹽子礦物;H2-未知名子礦物Fig.7 Type of fluid inclusions in quartz at Hongyuan Mo deposit

圖8 宏遠(yuǎn)鉬礦流體包裹體均一溫度和鹽度直方圖Fig.8 Histogram of homogenization temperature and salinity of fluid inclusions at Hongyuan Mo deposit

Ⅰ成礦早階段:均一溫度范圍為230 ～550℃，集中于340 ～360℃，鹽度范圍較大，為0.4% ～59.8% NaCleqv，按照包裹體類(lèi)型歸納，可分為高鹽度含子礦物流體包裹體(均一溫度230 ～550℃，鹽度范圍33.5% ～59.8% NaCleqv)和低鹽度氣液包裹體(均一溫度270 ～400℃，鹽度0.4% ～11.1% NaCleqv)。多數(shù)含子礦物包裹體以子礦物的消失而達(dá)到均一，顯示出高鹽度的特征。石英脈中局部可見(jiàn)氣體包裹體、氣液比包裹體、含子礦物包裹體共存(圖9)，且均一溫度部分相近，表明成礦早階段流體局部發(fā)生了沸騰作用。

Ⅱ成礦主階段:石英-硫化物脈中流體包裹體的均一溫度范圍為200 ～390℃，集中于280 ～300℃，冰點(diǎn)溫度范圍為-8 ～-0.2℃，鹽度范圍主要為0.35% ～11.7% NaCleqv，為低鹽度，此階段氣體包裹體較多，包括純氣體包裹體，部分均一到氣相，可見(jiàn)到在同一視域中氣體包裹體與氣液包裹體共存(圖9)，且均一溫度相近現(xiàn)象，表明成礦流體經(jīng)歷了沸騰作用。

Ⅲ成礦晚階段:發(fā)育氣液包裹體，均一溫度范圍為145 ～260℃，集中于160 ～180℃，冰點(diǎn)溫度范圍為- 8.5 ～-0.1℃，鹽度范圍為0.18% ～12.3% NaCleqv，屬于低溫低鹽度流體。

圖9 宏遠(yuǎn)鉬礦石英脈中沸騰包裹體群Fig.9 Boiling inclusions group in quartz veins at Hongyuan Mo deposit

表2 群體包裹體成分分析實(shí)驗(yàn)結(jié)果Table 2 Experiment results of composition analysis for mass inclusions

圖10 宏遠(yuǎn)鉬礦流體包裹激光拉曼光譜數(shù)據(jù)(a)早階段，液相，含H2O 成分;(b)早階段，氣相，含H2O、CH4 成分;(c)主階段，氣相，含CH4 成分;(d)主階段，氣相，含H2O、CH4 和CO2成分Fig.10 Raman microscopy data of fluid inclusions at Hongyuan Mo deposit

4.4 流體包裹體成分

對(duì)早階段和主階段單個(gè)包裹體進(jìn)行激光拉曼光譜分析，測(cè)試結(jié)果顯示早階段流體包裹體氣相和液相的拉曼光譜圖上都出現(xiàn)寬泛的H2O 峰(3310 ～3610cm-1)，部分包裹體含有CH4(圖10)。主階段流體包裹體以H2O 為主，部分包裹體含有CO2和CH4，含CH4的單個(gè)包裹體較多，但顯微測(cè)試中未顯示。

群體包裹體成分分析結(jié)果見(jiàn)表2，成礦早階段樣品和成礦主/晚階段樣品分開(kāi)測(cè)試。

成礦早階段:液相成分:陽(yáng)離子以Na+、K+、Ca+為主，陰離子以SO42-為主，Cl-次之;氣相成分:以H2O 為主，有少量CO2、CH4、C2H6、N2。

成礦主/晚階段:液相成分:陽(yáng)離子以Na+、K+、Ca+為主，陰離子以Cl-為主，SO42-次之;氣相成分:以H2O 為主，有少量CO2、CH4、C2H6、H2S。

表3 CH4 的C 同位素?cái)?shù)據(jù)Table 3 C isotopic data of CH4

圖11 宏遠(yuǎn)鉬礦硫同位素分析數(shù)據(jù)Fig.11 Histogram of S isotope analysis data at Hongyuan Mo deposit

表4 成礦流體H-O 同位素?cái)?shù)據(jù)Table 4 H-O Isotopic data of ore-forming fluid

4.5 穩(wěn)定同位素

對(duì)包裹體中的CH4進(jìn)行C 同位素分析，所獲得的實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)見(jiàn)表3，C 同位素值分布于-31.08‰～-26.44‰之間。

石英脈H-O 同位素測(cè)試結(jié)果見(jiàn)表4。

結(jié)合本次流體包裹體測(cè)溫結(jié)果，根據(jù)石英-水同位素分餾方程(Clayton et al.，1972):1000lnα石英-水=3.38 ×106/T2-3.4 分別計(jì)算各階段熱液中的水的δ18O 值。研究結(jié)果表明，熱液中水的δ18D 值在-92.322‰ ～-83.722‰之間，石英的δ18O 值為5.57% ～9.75%，計(jì)算得到平衡水的δ18O 值在-0.04‰～+7.18‰之間。

單礦物S 同位素分析結(jié)果見(jiàn)表5，直方圖見(jiàn)圖11。

由分析數(shù)據(jù)可見(jiàn)，黃鐵礦δ34S 值為- 0.058‰ ～2.147‰，黃銅礦δ34S 值為1.082‰ ～2.334‰，1 件磁黃鐵礦δ34S 值為0.419‰，輝鉬礦δ34S 值為1‰ ～1.7‰。未滿(mǎn)足平衡狀態(tài)下δ34S 值:黃銅礦＜黃鐵礦＜輝鉬礦的組成特征，表明同位素未達(dá)到平衡，但也不排除測(cè)量樣品數(shù)過(guò)少，未能顯示出規(guī)律性。同時(shí)，4 種硫化物中的S 同位素值大體相近，并未表現(xiàn)出明顯的分餾現(xiàn)象。

5 討論

5.1 成礦物理化學(xué)條件

本次研究表明宏遠(yuǎn)鉬礦成礦過(guò)程分為早階段、主階段和晚階段，三個(gè)階段的流體包裹體類(lèi)型有一定的差別，早階段主要發(fā)育氣液包裹體、含子礦物包裹體和少量氣體包裹體，在該階段局部存在Ⅰ型、Ⅱ型包裹體與Ⅲ型包裹體共存，它們的均一溫度基本相近，指示這一階段已經(jīng)存在流體沸騰作用，由于這種現(xiàn)象并不常見(jiàn)，說(shuō)明早階段流體沸騰作用還不十分強(qiáng)烈;成礦主階段主要發(fā)育氣液包裹體和氣體包裹體，氣體包裹體比例較早階段增多，且部分均一到氣相，此階段時(shí)?？梢?jiàn)氣體包裹體與氣液包裹體共存，且均一溫度相近，表明成礦流體經(jīng)歷了二次沸騰作用，并且沸騰作用強(qiáng)烈，導(dǎo)致相分離;成礦晚階段基本只發(fā)育氣液包裹體，且以Ⅰ-1 型小氣液比為主，包裹體數(shù)量較多，成群出現(xiàn)，屬于低溫低鹽度流體。對(duì)于均一溫度和鹽度的討論見(jiàn)5.3。

根據(jù)包裹體均一溫度和鹽度值，運(yùn)用Steele-Macinnis(2012)發(fā)表的軟件計(jì)算出NaCl-H2O 型熱液體系不同成礦階段的密度值。獲得Ⅰ成礦早階段流體密度為0.56 ～1.24g/cm3，平均值0.89g/cm3，Ⅱ成礦主階段流體密度為0.57 ～1.1g/cm3，平均值0.77g/cm3，Ⅲ成礦晚階段流體密度為0.81～0.99g/cm3，平均值為0.92g/cm3。根據(jù)邵潔璉計(jì)算成礦壓力和深度的經(jīng)驗(yàn)公式，獲得宏遠(yuǎn)鉬礦Ⅰ成礦早階段、主階段、晚階段成礦壓力分別為50 ～156MPa、47 ～106MPa、25.5 ～72MPa，礦區(qū)圍巖為花崗質(zhì)巖石，采用的靜巖壓力梯度為27.5MPa/km，按靜巖壓力計(jì)算對(duì)應(yīng)的成礦深度分別為1.8 ～5.7km、1.7 ～3.9km、0.9 ～2.6km;從成礦早階段到晚階段，成礦深度逐漸變淺。(此經(jīng)驗(yàn)公式推算的壓力僅供參考。)

根據(jù)對(duì)成礦斑巖中黑云母的電子探針?lè)治?，運(yùn)用(AlⅥ+Fe3++Ti)-(Fe2++Mn)-Mg 分類(lèi)圖解對(duì)黑云母進(jìn)行成分分類(lèi)，全部落入鐵質(zhì)黑云母范圍(圖12a)。根據(jù)黑云母的Fe3+-Fe2+-Mg 之間相對(duì)關(guān)系可以估計(jì)巖漿體系的氧逸度條件。在Fe3+-Fe2+-Mg 端元圖解中(圖12b)，宏遠(yuǎn)斑巖體樣品均落于Ni-NiO 緩沖線(xiàn)之上，表明本區(qū)巖體的氧逸度高于NNO 體系，含礦巖體可能是較高氧逸度條件下的產(chǎn)物，巖漿階段的高氧逸度有利于Mo、Cu 的搬移。

表5 硫化物S 同位素?cái)?shù)據(jù)Table 5 S isotopic data of sulfide

圖12 黑云母成分分類(lèi)及氧逸度判別圖解Fig.12 Classification diagram of biotite and oxygen fugacity discrimination diagram

激光拉曼光譜分析和群體包裹體成分分析顯示成礦流體早晚階段都屬于NaCl-H2O-CO2-CH4體系，具有還原性，早晚階段樣品都含有CH4、C2H6還原性組分，早階段到主、晚階段，SO42-含量減少，H2S 含量增多，還原性增強(qiáng)。這與廣泛認(rèn)同的斑巖型礦床是在相對(duì)較高的氧化性含礦流體作用下形成的觀(guān)點(diǎn)不符，但是與西準(zhǔn)噶爾地區(qū)具有還原性流體特征的斑巖礦床類(lèi)似，包括包古圖斑巖銅礦、吐克吐克銅礦、蘇云河鉬礦等(Shen et al.，2010;Shen and Pan，2013;鄢瑜宏等，2014)。

5.2 成礦流體與成礦物質(zhì)來(lái)源

在成礦流體δ18O-δ18D 圖解上(圖13)，δ18D 分布范圍相對(duì)較窄，所投的點(diǎn)落于巖漿水和大氣降水線(xiàn)之間，靠近巖漿水，表明成礦流體源于初始巖漿水，晚期有少量大氣降水的參與。

對(duì)輝鉬礦、黃鐵礦、黃銅礦和磁黃鐵礦進(jìn)行單礦物S 同位素分析，顯示4 種硫化物的δ34S 值總體上范圍為-0.058‰～2.334‰，峰值為1.5‰左右，接近于0，表明成礦流體中的S 同位素來(lái)源較單一，屬于幔源硫范圍內(nèi)(δ34S 值約為0 ±3‰)，成礦流體中的硫來(lái)自深部巖漿。成礦流體是金屬硫化物遷徙的載體，因此S 同位素的來(lái)源也可以間接指示出成礦流體的來(lái)源，進(jìn)一步論證了成礦流體以巖漿出溶流體為主，后期混入了一定量的大氣水。

圖13 宏遠(yuǎn)鉬礦成礦流體δ18O-δ18D 圖解Fig.13 δ18O-δ18D diagram of ore-forming fluid at Hongyuan Mo deposit

斑巖礦床成礦流體中還原性組分的來(lái)源一直備受關(guān)注，CH4的δ13C 小于-30‰時(shí)CH4主要是有機(jī)成因的，大于-20‰時(shí)CH4是來(lái)自地幔的原始?xì)怏w組分，即深源無(wú)機(jī)碳，δ13C 值在-20‰～-30‰之間則應(yīng)為有機(jī)與深源無(wú)機(jī)混合成因碳(戴金星等，1994;王先彬等，1996)，本次針對(duì)宏遠(yuǎn)流體包裹體中CH4的C 同位素分析中，δ13C 值分布于-26.444‰～-31.082‰之間，接近-30‰的居多，而利用黑云母電子探針?lè)治鰯?shù)據(jù)已知巖漿結(jié)晶形成花崗巖時(shí)氧逸度較高，同時(shí)，包古圖組地層的泥質(zhì)粉砂凝灰?guī)r和泥質(zhì)硅質(zhì)巖中都具有含碳質(zhì)成分(Shen et al.，2013b;潘鴻迪和申萍，2014)，經(jīng)綜合分析認(rèn)為還原性組分CH4主要是來(lái)自地殼有機(jī)碳，是巖漿侵位過(guò)程中受到圍巖混染形成，同時(shí)可能有少量地幔無(wú)機(jī)碳的混合。

圖14 宏遠(yuǎn)鉬礦成礦流體均一溫度-鹽度雙變量圖Fig.14 Homogenization temperature-salinity bivariate figure of ore-forming fluid at Hongyuan Mo deposit

5.3 成礦流體演化和成礦機(jī)制

通常來(lái)講，在巖漿晚期，巖漿中大部分造巖組分已固結(jié)成為巖石，在巖漿結(jié)晶過(guò)程中陸續(xù)以蒸餾方式從巖漿中析出的揮發(fā)性組分開(kāi)始進(jìn)入獨(dú)立活動(dòng)時(shí)期，隨著溫度的降低，揮發(fā)性組分在物態(tài)上將由氣體或超臨界流體狀態(tài)，轉(zhuǎn)化為熱液，流體進(jìn)入熱液階段。同時(shí)，出溶的流體在斑巖體固結(jié)之后，發(fā)生大量積累，斑巖體頂部及圍巖難以支撐流體內(nèi)部巨大的壓力，大規(guī)模裂隙會(huì)突然發(fā)生。由于裂隙的連通，一直處于靜巖壓力的巖漿流體突然轉(zhuǎn)變?yōu)殪o水壓力，巖漿流體發(fā)生減壓沸騰，形成沸騰包裹體組合。

由均一溫度-鹽度雙變量圖(圖14)可初步分析宏遠(yuǎn)鉬礦熱液成礦流體的演化過(guò)程。流體經(jīng)歷了從成礦早階段中高溫-高鹽度流體和低鹽度流體的不混溶，到成礦主階段中溫低鹽度流體，再演化到成礦晚階段低溫低鹽度流體的過(guò)程。結(jié)合各階段流體物理化學(xué)性質(zhì)以及前面的研究成果，具體描述宏遠(yuǎn)鉬礦流體演化和成礦過(guò)程如下。

Ⅰ成礦早階段:在230 ～550℃之間，集中于340 ～360℃，鹽度分為高鹽度(33.5% ～59.8% NaCleqv)和低鹽度(0.4%～11.1% NaCleqv)，成礦流體為中高溫高鹽度流體和中高溫低鹽度流體的不混溶。此階段流體通過(guò)不混溶作用和局部沸騰作用發(fā)生相分離形成高鹽度流體和低鹽度流體，流體平均密度為0.89g/cm3。成礦流體屬于NaCl-H2O-CO2-CH4體系，陰離子以SO42-為主，Cl-次之，氣相成分中H2O 占到90%以上，有少量CO2、CH4、C2H6、N2。此階段流體處于弱還原條件下，這種弱還原性對(duì)此階段金屬的沉淀影響有限，S主要還是以硫酸鹽的形式溶解于巖漿之中。高鹽度富液相流體被認(rèn)為是金屬M(fèi)o、Cu 等搬運(yùn)的主要載體(Hedenquist et al.，1998)。流體的鹽度隨壓力的增加而增大(Kilinc and Burnham，1972)，而Cu、Mo 的溶解度又隨著流體鹽度的增加而顯著增大，因此，較高的壓力條件常有利于流體出溶時(shí)金屬礦物向流體中富集。綜上，在這種較高壓、高鹽度流體中，Mo、Cu 等金屬礦物傾向于向出溶流體中富集，此階段Mo、Cu礦化沉淀較少，局部沸騰作用引起了少量輝鉬礦的沉淀。在這種高溫流體作用下，發(fā)育白云母化蝕變。

Ⅱ成礦主階段:在200 ～390℃之間，集中于280 ～300℃，鹽度主要為0.35% ～11.7% NaCleqv，流體平均密度為0.77g/cm3，成礦流體屬于NaCl-H2O-CO2-CH4體系，陰離子轉(zhuǎn)化為以Cl-為主。流體從早階段高溫高鹽度流體和低鹽度流體不混溶演化為中溫低鹽度流體。壓力的減小和溫度的降低引起成礦流體發(fā)生強(qiáng)烈二次沸騰作用，大量形成富氣相包裹體，氣液比變化大，沸騰作用更導(dǎo)致了相分離，促進(jìn)了礦物的沉淀。近地表的大氣降水與成礦流體混合，引起流體鹽度大幅度降低，Mo、Cu 等金屬礦物溶解度減小，礦物沉淀，大量形成網(wǎng)脈狀石英-硫化物細(xì)脈。同時(shí)，流體受到圍巖混染，成礦流體還原性增強(qiáng)，普遍含有CH4，S 主要以S2-形式存在，Mo、Cu 等金屬離子與S2-結(jié)合，產(chǎn)生硫化物沉淀。綜上，在流體強(qiáng)烈沸騰作用、溫度鹽度降低、流體變成還原性等綜合因素共同作用下，此階段輝鉬礦化大量沉淀，形成主礦體。中溫流體作用下，圍巖發(fā)生了絹云母化蝕變，形成包含主礦化的石英-絹云母化帶。

Ⅲ成礦晚階段:145 ～260℃，集中于160 ～180℃，鹽度為0.18% ～12.3% NaCleqv，此階段流體成分與主成礦階段流體成分相比變化不大，屬于NaCl-H2O-CO2-CH4體系，但流體溫度大幅度降低，晚階段演化為低溫低鹽度流體。成礦作用減弱，除產(chǎn)生石英-黃鐵礦脈以外，還生成后期方解石脈，與鉬礦成礦作用關(guān)系不大。

6 結(jié)論

宏遠(yuǎn)鉬礦發(fā)育細(xì)脈狀和浸染狀礦化，礦化與斑巖體關(guān)系密切，含礦巖體以花崗斑巖、似斑狀花崗巖和花崗巖為主。發(fā)育三個(gè)成礦階段:Ⅰ成礦早階段:伴隨云英巖化蝕變，發(fā)育石英-白云母-黃鐵礦-輝鉬礦細(xì)脈;Ⅱ成礦主階段:伴隨絹云母化蝕變，主要發(fā)育石英-輝鉬礦細(xì)脈、石英-輝鉬礦-黃銅礦(-黃鐵礦)細(xì)脈;Ⅲ成礦晚階段:發(fā)育石英-黃鐵礦(-黃銅礦)細(xì)脈和方解石脈。

成礦早階段發(fā)育氣液、氣體和含子礦物包裹體，均一溫度集中于340 ～360℃，鹽度分為高鹽度(33.5% ～59.8%NaCleqv)和低鹽度(0.4% ～11.1% NaCleqv);主階段發(fā)育氣液和氣體包裹體，均一溫度集中于280 ～300℃，鹽度主要為0.35% ～11.7% NaCleqv;晚階段只發(fā)育氣液包裹體，均一溫度集中于160 ～180℃，鹽度為0.18% ～12.3% NaCleqv。

黑云母礦物地球化學(xué)數(shù)據(jù)顯示巖漿結(jié)晶形成花崗巖時(shí)氧逸度較高，流體包裹體激光拉曼光譜分析結(jié)合群體包裹體成分分析，顯示成礦流體屬于NaCl-H2O-CO2-CH4體系，成礦早階段流體為弱還原性，主、晚階段成礦流體還原性增強(qiáng)。

宏遠(yuǎn)鉬礦成礦流體起源于巖漿，后期混入了一定量的大氣水，成礦物質(zhì)來(lái)源于深部巖漿。流體包裹體中CH4的C 同位素顯示主要來(lái)自地殼有機(jī)碳，還原性組分是巖漿侵位過(guò)程中受?chē)鷰r混溶形成。

成礦流體經(jīng)歷了從成礦早階段中高溫-高鹽度流體和低鹽度流體的不混溶，到成礦主階段中溫低鹽度流體，再演化到成礦晚階段低溫低鹽度流體的過(guò)程。其中，早階段弱還原流體中，Mo、Cu 等金屬礦物傾向于向出溶流體中富集，此階段Mo、Cu 礦化沉淀較少，在這種高溫流體作用下，發(fā)育白云母化蝕變;主階段，沸騰作用、大氣水加入以及流體還原性增強(qiáng)的共同作用下，Mo、Cu 等金屬礦物大量沉淀，形成主礦體，伴隨絹云母化蝕變;晚階段，演化為低溫低鹽度流體，成礦作用減弱。

致謝 感謝野外工作中新疆地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開(kāi)發(fā)局第七地質(zhì)大隊(duì)和305 項(xiàng)目辦公室領(lǐng)導(dǎo)提供的大力支持;感謝中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所流體包裹體研究實(shí)驗(yàn)室、穩(wěn)定同位素實(shí)驗(yàn)室、電子探針實(shí)驗(yàn)室和核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析中心的實(shí)驗(yàn)人員給予的技術(shù)支持;誠(chéng)摯感謝評(píng)審老師的寶貴修改意見(jiàn)!

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