曲高勇

摘要：好力宝矿床位于西拉木伦成矿带东部，为斑岩型铜钼矿床。矿体主要赋存于斜长花岗斑岩的角砾岩带中，与斜长花岗斑岩关系密切，成矿作用划分为3个阶段：石英-黄铜矿-黄铁矿-辉钼矿阶段（Ⅰ）、黄铁矿-方铅矿-闪锌矿-辉钼矿-石英脉阶段（Ⅱ）、石英-方解石-萤石阶段（Ⅲ）。流体包裹体测试结果表明：流体包裹体主要为气液两相包裹体（L型）、含CO2包裹体（C型）和纯CO2包裹体（PC型）。成矿Ⅰ阶段主要包括L型、C型和PC型流体包裹体，为典型的高温（集中在380.0 ℃～400.0 ℃）、中低盐度（集中在7.50 %～8.50 %）的CO2-NaCl-H2O体系;成矿Ⅱ阶段主要包括L型和C型流体包裹体，属于高温（集中在330.0 ℃～350.0 ℃）、低盐度（集中在4.25 %～5.00 %）的CO2-NaCl-H2O体系;成矿Ⅲ阶段仅包括L型流体包裹体，属于中低温（集中在280.0 ℃～300.0 ℃）、低盐度（集中在2.00 %～2.75 %）的NaCl-H2O体系。氢-氧同位素测试结果显示，δDV-SMOW为-115.8 ‰～-94.5 ‰，δ18OH2O为-8.32 ‰～0.28 ‰，暗示成矿流体主要来源于岩浆，含有少量大气降水。研究结果表明，该矿床成矿流体为中高温、中低盐度流体，流体不混溶促使金属矿物发生沉淀富集。

关键词：流体包裹体;成矿阶段;氢-氧同位素;矿床成因;好力宝矿床

中亚造山带形成于晚古生代古亚洲洋俯冲时期，且在220～250 Ma达到大陆碰撞的顶峰[1-3]。西拉木伦成矿带位于中亚造山带东部，经历了强烈的构造变形和多期次岩浆活动[4-5]，是中国重要的铜钼多金属成矿带之一。该区域重要的铜钼矿床包括敖仑花 [4-5]、半拉山[6]、车户沟[7]、羊场[8]和好力宝[9]等。好力宝斑岩型铜钼矿床赋存于西拉木伦断裂和嫩江断裂的交汇处，以往研究已确定该矿床成矿作用发生在中二叠世[9]，但成矿流体特征、来源和演化还未得到深入研究。本文旨在通过流体包裹体和氢-氧同位素的研究，确定好力宝斑岩型铜钼矿床成矿流体的来源和演化，讨论矿床成因，为今后的勘探工作提供理论支撑。

1 区域地质特征

好力宝斑岩型铜钼矿床位于西拉木伦成矿带北侧，大地构造位置属于中亚造山带东段，华北克拉通北缘（见图1-A）[10]。区域出露地层主要有晚古生界二叠系火山沉积岩，中生界侏罗系碎屑岩及新生界玄武岩、沉积物（见图1-B）。区域范围内岩浆活动频繁，根据其侵入时代可将其分为海西期、印支期和燕山期岩浆活动。其中，海西晚期（270～285 Ma）与好力宝斑岩型铜钼矿床成矿时代接近，该期岩浆岩在区域范围内广泛分布，岩性包括二长花岗岩、花岗闪长岩、石英闪长岩及富含云母的花岗岩等;燕山期岩浆活动与区域内铜钼多金属矿化关系密切，呈北东向带状展布[11]。区域内铜钼多金属成矿作用主要受北东向和北西向断裂控制，典型断裂包括贺根山断裂、西拉木伦断裂。

矿区内控矿构造主要为断裂，多数隐伏于地下，但北西向断裂出露地表，属于张性或张扭性断裂，控制含矿斜长花岗斑岩体的侵位和矿化的富集。

矿区岩浆活动强烈，侵入岩类型包括斜长花岗岩、斜长花岗斑岩和石英斑岩。铜钼多金属矿化主要受斜长花岗斑岩控制。斜长花岗斑岩为斑状构造，不等粒结构，斑晶主要为石英、斜长石和少量黑云母（见图3），基质主要由石英和斜长石组成，是矿区内蚀变最为普遍和强烈的岩石。

3 矿床地质特征

矿体主要赋存于斜长花岗斑岩中（見图4），共圈出5个铜钼矿体，分别编号为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ和Ⅴ号。Ⅰ号矿体呈脉状产于岩体上部，长250 m，纵深400 m，Cu平均品位0.34 %;Ⅱ号矿体赋存于Ⅳ号矿体上部，长70 m，厚12 m，Cu平均品位0.44 %，Mo平均品位0.89 %;Ⅲ号矿体呈空心透镜体状，长250 m，平均厚度>30 m，Mo平均品位>0.03 %;Ⅳ号和Ⅴ号矿体均呈不规则凹透镜状，长约250 m，厚10～20 m，Mo平均品位0.03 %。

矿石中金属矿物主要为黄铁矿、黄铜矿、辉钼矿、闪锌矿、黝铜矿、斑铜矿、方铅矿、赤铁矿和磁铁矿（见图5），非金属矿物主要有石英、方解石等。矿石构造包括浸染状构造、脉状构造、细脉状构造和团块状构造等。矿石结构包括半自形粒状结构、交代浸蚀结构和他形填隙结构、胶状结构等。围岩蚀变较为发育，主要为泥化、高岭土化、绿泥石化、碳酸盐化、绢云母化和硅化等，其中硅化、绢云母化与铜钼矿化密切相关。

根据矿物组合和穿切关系，矿区成矿作用划分为3个成矿阶段：石英-黄铜矿-黄铁矿-辉钼矿阶段（Ⅰ）、黄铁矿-方铅矿-闪锌矿-辉钼矿-石英脉阶段（Ⅱ）及石英-方解石-萤石阶段（Ⅲ）（见表1）。

4 分析方法

4.1 流体包裹体

石英中流体包裹体的显微测温在吉林大学地质流体重点实验室完成，测试仪器为Linkam THMS-600型显微冷热台（英国），测试温度为-196 ℃～600 ℃。当降温冷冻时，分析误差为±0.2 ℃;当升温加热时，分析误差为±2 ℃。气液两相包裹体的盐度通过流体包裹体冷冻法所测冰点温度计算;含CO2三相包裹体的盐度通过CO2笼形物熔化温度计算[13-14]。

4.2 氢-氧同位素

石英中氢-氧同位素测试在核工业北京地质研究院分析测试研究中心实验室完成，同位素质谱仪型号为MAT-253。采用传统的BrF5分析法和锌还原法分别对氧同位素和氢同位素含量进行测定。氢、氧同位素分析精度分别为±1 ‰、±0.2 ‰[15-16]。

5 分析结果

5.1 流体包裹体岩相学特征

对原生包裹体（以孤立或随机分布为特征）进行了岩相学观察和显微测温。根据室温下的相态组成、升降温过程中的相变化，识别出3种类型流体包裹体：气液两相包裹体（L型）、含CO2包裹体（C型）和纯CO2包裹体（PC型）（见图6、表2、图7）。

1）L型包裹体：在各个成矿阶段均有发育，室温下包含两相（气相和液相H2O），气相与液相体积比<50 %（集中于15 %～35 %）（见图6-a、e、f），多呈椭圆形、圆形或不规则状，粒度4～30 μm。

2）C型包裹体：发育在成矿Ⅰ阶段和成矿Ⅱ阶段，室温下由两相（气相CO2及液相H2O）或三相（气相CO2、液相CO2和液相H2O）组成，气相与液相体积比为10 %～30 %，粒度5～20 μm，多以椭圆形或长条形与L型包裹体出现在同一视域内（见图6-a、c）。

3）PC型包裹体：仅发育在成矿Ⅰ阶段，室温下由一相（气相CO2）或两相（气相CO2和液相CO2）组成，气相与液相体积比为16 %～25 %，粒度8～15 μm，多以不规则状或长条形随机分布（见图6-b、d）。

5.2 流体包裹体测温

成矿Ⅰ阶段：发育PC型、C型和L型包裹体。PC型包裹体CO2初熔温度为-59.2 ℃～-57.8 ℃，笼形物消失温度为24.8 ℃～29.8 ℃，完全均一温度为388.7 ℃～400.0 ℃。C型包裹体CO2初熔温度为-59.1 ℃～-58.2 ℃，比纯固相CO2熔化温度（-56.6 ℃）偏低，暗示包裹体内含有少量的CH4或N2;包裹体部分均一温度为25.6 ℃～29.4 ℃，笼形物消失温度为7.0 ℃～8.2 ℃，完全均一温度为382.2 ℃～404.5 ℃，依据相应公式[13，17-18]，求得盐度为6.57 %～7.77 %，估算流体密度为0.64～0.68 g/cm3。L型包裹体冰点温度为-6.1 ℃～-4.6 ℃，盐度为7.30 %～9.34 %，完全均一温度为354.1 ℃～413.0 ℃，估算流体密度为0.65～0.79 g/cm3。

成矿Ⅱ阶段：发育C型和L型包裹体。C型包裹体CO2初熔温度为-57.2 ℃～-58.0 ℃，比纯固相CO2熔化温度偏低，表明包裹体内有少量CH4和N2;包裹体部分均一温度为26.5 ℃～28.5 ℃，笼形物消失温度为7.8 ℃～8.5 ℃，完全均一温度为325.5 ℃～342.4 ℃，盐度为3.62 %～4.93 %，估算流体密度为0.69～0.79 g/cm3。 L型包裹体冰点温度为-4.7 ℃～-2.9 ℃，盐度为4.29 %～6.44 %，完全均一温度为320.5 ℃～354.5 ℃，估算流体密度为0.57～0.64 g/cm3。

成矿Ⅲ阶段：发育L型包裹体。L型包裹体冰点温度为-2.1 ℃～-1.1 ℃，包裹体最终均一至液相，完全均一温度为268.0 ℃～308.2 ℃，盐度为1.90 %～3.58 %，估算流体密度为0.50～0.58 g/cm3。

5.3 氢-氧同位素特征

对石英单矿物中氢、氧同位素进行了分析，结果见表3。该矿床δDV-SMOW为-115.8 ‰～-94.5 ‰，δ18OV-SMOW为0.50 ‰～6.71 ‰，通过经验公式[17]估算出δ18OH2O为-8.32 ‰～0.28 ‰。

6 讨 论

6.1 成矿压力及深度

好力宝斑岩型铜钼矿床的包裹体中可见C型、L型和PC型包裹体，且同阶段完全均一温度相近，可认为其为同期捕获，可利用卢焕章等[13-14，18]的CO2-H2O体系等容线图解法估算捕獲压力，根据经验公式[19]估算成矿深度。因此，好力宝斑岩型铜钼矿床成矿压力为30～62 MPa（见图8），成矿流体属于低压环境的流体;估算对应成矿深度为1.0～2.1 km，该矿床属于中浅成相。

6.2 成矿流体来源

成矿Ⅰ阶段的δ18OH2O值和δDV-SMOW值在岩浆水和大气降水之间，氢-氧同位素组成与典型岩浆水相似（见图9、表3），表明成矿Ⅰ阶段热液系统中以岩浆水为主，含有少量大气降水。成矿Ⅱ、Ⅲ阶段氢-氧同位素组成逐渐向大气降水线靠近，氢-氧同位素组成相对改变，可能是由于岩浆脱气或大气降水大量加入导致的[20]。δDV-SMOW值较低，与西拉木伦成矿带内中生代大气降水值（-140 ‰～-90 ‰）[21]接近，这也表明大气降水混入了成矿流体，致使流体δDV-SMOW值低于正常的岩浆水。该矿床δ18OH2O值和δDV-SMOW值与西拉木伦成矿带许多矿床相似（δDV-SMOW=-134.2 ‰～-84.0 ‰，δ18OH2O=-5.75 ‰～6.98 ‰）[10，21-23]，进一步表明好力宝斑岩型铜钼矿床成矿流体主要来自岩浆水，有少量大气降水的混入。

6.3 成矿流体性质及演化

成矿Ⅰ阶段流体为高温、中低盐度的CO2-NaCl-H2O体系。该阶段3种类型包裹体均一温度大致相同，盐度差异较小，符合成矿流体的相分离特征，这主要是由于不混溶作用导致的[24]。因此，认为该阶段矿物沉淀机制主要是由于流体不混溶作用导致均一超临界流体发生相分离。氢-氧同位素数据表明，在成矿Ⅰ阶段，少量大气降水与原生岩浆流体在高温条件下混合。该阶段流体析出了辉钼矿和石英，但CO2含量过高限制了硫化物的析出。

成矿Ⅱ阶段流体属于高温、低盐度的CO2-NaCl-H2O体系。L型包裹体占比明显增多，C型和PC型包裹体占比明显下降，成矿流体温度和盐度与成矿Ⅰ阶段相比都有所降低[25]。这些现象表明，成矿Ⅱ阶段，由于成矿流体释放CO2和大气降水的加入，CO2浓度显著下降，流体pH升高，导致硫化物大量沉淀。

成矿Ⅲ阶段流体属于中低温、低盐度的NaCl-H2O体系。该阶段仅发育L型包裹体，温度和盐度与前2个成矿阶段相比显著降低（见图10）。氢-氧同位素分析结果表明，该阶段流体主要由大气降水组成。

6.4 矿床成因

好力宝斑岩型铜钼矿床和区域内铜钼多金属矿床具有相同的同位素特征[4-8，21-22]。ZENG等[9]认为该矿床的形成与区域内花岗质岩浆侵入有关，并对成矿岩体进行锆石U-Pb定年和辉钼矿Re-Os定年，确定斜长花岗岩、斜长花岗斑岩侵入年龄分别为278 Ma±5 Ma、267 Ma±10 Ma，辉钼矿等时线年龄为265 Ma±3 Ma，成矿时代限定在中二叠世。

CO2-NaCl-H2O体系中流体的不混溶作用与铜钼成矿作用关系密切。不混溶造成流体中CO2浓度降低，流体pH升高，使流体中成矿物质发生沉淀。该矿床成矿流体在演化过程中发生过不混溶，主要依据为：①C型与PC型包裹体共存（见图6-b）;②L型与C型包裹体常共存于同一视域内（见图6-a、c），且在相似温度均一。成矿Ⅲ阶段石英中未见不混溶包裹体群，表明铜钼矿化作用与流体不混溶相关。此外，从成矿Ⅰ阶段到Ⅲ阶段，成矿流体中CO2浓度显著降低，也能证明这点。

综合已有地质、流体包裹体、氢-氧同位素和年代学资料，认为好力宝斑岩型铜钼矿床的成矿过程为：中二叠世，华北板块和西伯利亚板块碰撞过程中形成一系列断裂和钙碱性岩浆活动;早期高温、高盐度成矿流体（富含Cu、Mo、Pb、Zn等成矿元素）沿构造裂隙上升，水热系统经历了从静岩到静水的快速减压过程，这种减压导致流体不混溶的发生，降低成矿流体中CO2浓度，提高热液pH，从而促进Cu、Mo、Zn、Pb等成矿元素的快速沉淀富集。较晚阶段，大气降水大量混入成矿流体，但由于流体中成矿物质较少，仅沉淀了少量硫化物矿物。

7 结 论

1）好力宝斑岩型铜钼矿床形成于中二叠世与古亚洲洋闭合有关的岛弧环境，是海西晚期岩浆活动形成的中高温斑岩型铜钼矿床。成矿过程可分为3个阶段：石英-黄铜矿-黄铁矿-辉钼矿阶段（Ⅰ）、黄铁矿-方铅矿-闪锌矿-辉钼矿-石英脉阶段（Ⅱ）及石英-方解石-萤石阶段（Ⅲ）。

2）流体包裹体和氢-氧同位素分析结果表明：成矿Ⅰ阶段流体为高温、中低盐度的CO2-NaCl-H2O体系，以岩浆水为主;成矿Ⅱ阶段流体属于高温、低盐度的CO2-NaCl-H2O体系，以岩浆水为主，有少量大气降水的混入;成矿Ⅲ阶段流体为中低温、低盐度的NaCl-H2O体系，以大气降水为主。成矿压力为30～62 MPa，成矿深度为1.0～2.1 km，反映成矿具有中浅成相特征。

3）成矿流体不混溶造成的CO2浓度降低、流体pH升高，是该矿床矿物沉淀的主要机制。

[参 考 文 献]

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