西藏冈底斯朱诺斑岩型铜矿床流体包裹体特征*

2015-07-21李淼孙祥郑有业郭峰

岩石学报 2015年5期

李淼孙祥＊＊郑有业，2 郭峰

1.中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室，地球科学与资源学院，北京 100083

2.中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室，资源学院，武汉 430074

1 引言

斑岩型矿床作为世界上Cu、Mo 等金属的主要来源，主要产出于岛弧及陆缘弧环境(Sillitoe，1972，2010;Cook et al.，2005)，但近年来国内学者通过大量的研究提出陆陆碰撞造山带也是斑岩矿床形成的重要环境(侯增谦等，2001)，亦有许多学者对该环境下形成的斑岩矿床的流体特征进行了大量研究(李诺等，2007，2009;杨永飞等，2009，2011;王运等，2009)。成矿流体的功能是萃取、溶解、搬运、沉淀和聚集成矿物质，沟通矿源场、运移场和储矿场的媒介与纽带(翟裕生，1999)。成矿流体的大量出溶对斑岩矿床的形成具有重大意义(Richards，2009)。斑岩矿床成矿流体特征可以通过各类脉体来研究。Meyer(1965)通过对美国Butte斑岩铜矿的研究首次提出了EDM 脉(即早期黑云母脉)是主成矿阶段的产物。Gustafson and Hunt(1975)把智利EI Salvador 斑岩铜矿中的脉体依据时间从早到晚依次分为A、B、D 脉三种类型，早期的A 脉发育于岩浆未固结阶段，因此脉体表现出不平直的特征;中期的B 脉的脉体常较平直，不发育蚀变晕，并且脉体中矿物常对称分布;晚期的D 脉常平直且具有绢云母蚀变晕。Clark et al.(1995)又提出了M 脉(磁铁矿脉)，并发现这类脉体形成早于A 脉。流体包裹体研究表明，斑岩矿床中这些脉体从早到晚包裹体的温度和盐度一般呈现明显的降低趋势(González-Partida and Levresse，2003;Hezarkhani，2006)，而矿质的沉淀可以通过流体的单一冷却过程、流体相分离(包括沸腾)、流体混合作用等过程实现(Fan et al.，2003;Xu et al.，2008;Ni et al.，2008;Chen et al.，2009)。

冈底斯是我国重要的斑岩型铜矿带，东段已发现一系列大型-超大型矿床，包括驱龙、甲玛、冲江等矿床，国内外学者对其进行了很多工作，其中不乏有流体方面的研究(孟祥金等，2005;徐文艺等，2005;谢玉玲等，2006;罗茂澄等，2012;周云等，2012)。而西段由于研究程度较低目前仅发现朱诺一个大型斑岩铜矿。前人对朱诺矿床进行了一定的研究(康丛轩等，2010;曹军等，2010;郑有业等，2006，2007)，但是很少涉及成矿流体方面的研究。因此，本文拟开展朱诺矿床成矿流体研究，并与驱龙矿床对比，有助于查明冈底斯东西段斑岩矿床成矿过程异同。

2 朱诺矿床地质

朱诺铜矿地处世界三大斑岩成矿域之一特提斯-喜马拉雅成矿域的冈底斯Cu、Mo、Pb、Zn、Au、Fe 成矿带(图1)，大地构造位置处于冈底斯-念青唐古拉板片次级构造单元冈底斯陆缘火山-岩浆弧西段(潘桂棠等，2006)。冈底斯弧发育大规模的中酸性侵入岩及火山岩，主要为侏罗纪-白垩纪与新特提斯洋俯冲有关的冈底斯岩基及叶巴组、桑日群火山-沉积地层(Ji et al.，2009;Zhu et al.，2009)、古新世-始新世与陆陆碰撞有关的林子宗群火山岩(Mo et al.，2008;Lee et al.，2012)及同时代侵入岩(Ji et al.，2009;Zheng et al.，2014)、以及渐新世-中新世与斑岩-矽卡岩型矿床密切相关的花岗质侵入岩(Hou et al.，2004;孙祥等，2013;Wu et al.，2014;徐净等，2014)。朱诺矿床主要形成于陆内汇聚挤压造山向造山后伸展走滑转换的过渡阶段(侯增谦等，2001;郑有业等，2007)。

朱诺矿区出露的地层主要为林子宗群帕那组的一套英安质-流纹质火山熔岩(主要为流纹斑岩)。矿区内岩浆岩有斑状黑云母二长花岗岩、二长花岗斑岩、花岗斑岩、石英斑岩以及少量煌斑岩脉(图1)。朱诺铜矿体主要分布于二长花岗斑岩、斑状黑云母二长花岗岩以及石英斑岩中，少部分在流纹斑岩中。矿石矿物主要为黄铜矿、辉钼矿、黄铁矿，次为斑铜矿;此外地表大量发育孔雀石、蓝铜矿等表生氧化矿物。脉石矿物主要为石英、钾长石、黑云母、绢云母、绿帘石、绿泥石等。矿石主要呈细脉浸染状和团块状。矿区热液蚀变类型包括钾硅酸盐化、青磐岩化、绢英岩化，钾硅酸盐化主要分布在二长花岗斑岩和斑状黑云母二长花岗岩中，青磐岩化主要分布在流纹斑岩中，绢英岩化主要分布在二长花岗斑岩和石英斑岩中。

为了探讨朱诺斑岩矿床成矿流体成分及演化特征，对朱诺矿区发育的不同特征的脉体进行了系统取样和研究，所取样品均来自钻孔岩芯。按照Gustafson and Hunt(1975)的分类方法，本文根据矿物组合、切穿关系及蚀变特征，将朱诺矿区的脉体从早到晚分为成矿早期的A 脉、转换阶段的B 脉以及成矿晚期的D 脉，这些脉体具体特征见表1 和图2。

(1)成矿早期的A 脉。此类脉体呈不规则状及板状产出，通常延伸不远。包括以下4 种类型脉体:发育钾长石蚀变晕的石英脉(图2a)、石英-钾长石± 硬石膏± 黄铜矿脉(图2b，c)、石英-黄铜矿±黑云母±辉钼矿脉(图2d，e)、黑云母-石英-钾长石-黄铁矿脉(图2e)。A 脉的形成主要与钾硅酸盐化有关，钾长石为脉体蚀变晕或者本身为脉体的一部分;石英多为粒状，不对称，无矿化或有较弱的铜矿化。A 脉的四种类型脉体也有相对的早晚关系，如石英-黄铜矿-黑云母脉切割了石英-钾长石脉(图2e)，说明前者要晚于后者，即黑云母化可能比钾长石化晚。A 脉阶段包裹体测温样品主要来自钻孔005、702、802、804、1502、1503 和1511。

表1 朱诺铜矿主要脉体类型及特征Table 1 Major types and characteristics of veins in Zhunuo Cu deposit

图1 朱诺矿床大地构造位置(a，据Yin and Harrison，2001 修改)及矿区地质简图(b)Fig.1 The tectonic position (a，modified after Yin and Harrison，2001)and geological sketch map of Zhunuo deposit

图2 朱诺铜矿不同时期的脉体特征(a-e)为A 脉:(a)二长花岗斑岩中的无矿石英脉，发育钾长石晕;(b)石英-钾长石脉，钾长石呈团块状-不规则状出现;(c)石英-钾长石-硬石膏脉;(d)二长花岗斑岩中的石英-黄铜矿脉，脉体呈不规则状产出;(e)黑云母二长花岗岩中发育的较早的石英-黄铜矿-黑云母A 脉被较晚的石英-黄铜矿B 脉及黑云母-钾长石-石英-黄铁矿A 脉切割，说明黑云母化要早于钾长石化;(f-i)为B 脉:(f)石英-辉钼矿脉，辉钼矿沿脉体两侧对称发育;(g)石英-黄铁矿脉切割了石英-辉钼矿脉;(h)石英-黄铜矿脉，黄铜矿在脉体中心发育，石英为颗粒状，在脉体两侧对称发育;(i)石英-黄铜矿脉，黄铜矿在脉体两壁对称发育;(j-l)为D 脉:(j)黄铁矿脉，发育特征的绢云母+绿泥石蚀变晕;(k)石英-黄铁矿脉，黄铁矿含量较多，具有石英未发育完全的晶洞;(l)石英-黄铁-辉钼矿脉，发育明显的绢云母蚀变晕，代表了长石的分解蚀变.Ksp-钾长石;Q-石英;Anhy-硬石膏;Bt-黑云母;Py-黄铁矿;Mol-辉钼矿;Cpy-黄铜矿;Ser-绢云母;Chl-绿泥石Fig.2 The veins of different stages in Zhunuo Cu deposit(a-e)are A veins:(a)Q vein in monzonitic granite porphyry with feldspar halo;(b)Q-Ksp vein，in which feldspar appears irregular-mass shape;(c)Q-Ksp-Anh vein;(d)Q-Cpy vein in monzonitic granite porphyry with irregular shape;(e)Q-Cpy-Bt vein and Bt-Ksp-Q-Py vein cuts the later Q-Cpy vein that indicated that biotitization was later than feldspathization.(f-i)are B veins:(f)Q-Mol vein with molybdenite on both sides;(g)QPy vein cutted Q-Mol vein;(h)Q-cpy vein with granulated quartz on both sides and the pyrite grows in the center of the vein;(i)Q-Cpy vein with chalcopyrite on both sides.(j-l)are D veins:(j)Py vein with Ser-Chl halo;(k)Q-Py vein with a mass of pyrite;the quartz has geode;(l)Q-Py-Mol vein with Ser halo which stands for feldspar decomposition alteration.Ksp-potash feldspar;Q-quartz;Anhy-anhydrite;Bt-biotite;Py-pyrite;Molmolybdenite;Cpy-chalcopyrite;Ser-sericite;Chl-chlorite

(2)转换阶段的B 脉。此类脉体通常平直，不发育蚀变晕，硫化物在脉体中对称发育。主要包括3 种类型脉体，分别为:石英-辉钼矿脉(图2f，g)、石英-黄铁矿脉(图2g)、石英-黄铜±辉钼矿±黄铁矿脉(图2h，i)。石英-辉钼矿脉和石英-黄铁矿脉呈连续板状产出，硫化物呈线状对称分布与脉体两壁，脉体一般不发育蚀变晕。石英-黄铜±辉钼矿±黄铁矿脉中黄铁矿呈线状分布于脉体中心，石英在其两侧对称发育，这明显不同于A 脉中石英-黄铜矿-黑云母脉，后者通常含有黑云母，且脉体较不规则。此外，石英-黄铜矿B 脉常切割了石英-黄铜矿-黑云母A 脉(图2e)。石英-黄铁矿B 脉(黄铁矿沿脉体中心线分布)切割了石英-辉钼矿B 脉(辉钼矿沿脉体中心线分布)，说明前者晚于后者(图2g)。B 脉阶段包裹体测温样品主要来自钻孔702、706、802、1502 和1503。

(3)成矿晚期的D 脉。此类脉体常平直，发育有长石分解蚀变晕。主要包括2 种类型脉体，即黄铁矿脉(图2j)和石英-黄铁±辉钼±黄铜矿脉(图2k，l)。黄铁矿脉多具有绢云母和绿泥石蚀变晕，石英、黄铁矿常呈自形生长，颗粒较大。石英-黄铁±辉钼±黄铜矿脉常常发育较窄的绢云母晕，其与石英-黄铁矿B 脉的区别在于后者基本未见绢云母晕。D 脉阶段包裹体测温样品主要来自钻孔005、802、804、806 和1503。

3 流体包裹体研究

3.1 分析测试方法

开展包裹体研究的样品均来自钻孔岩芯。首先把样品磨制成双面抛光、厚0.2～0.3mm 的包裹体片，通过光学显微镜观察，确定主矿物特征和原生包裹体的大小、形态、分布、类型、共生组合及充填度，照相、定位后再进行热力学研究，挑选有代表性的包裹体进行显微测温和激光拉曼成分测定。

流体包裹体显微测温在北京核工业地质研究院分析测试中心进行，所用仪器为英国产LinkamTHMS600 型冷热两用台(测温范围:-195～600℃)，仪器精度±0.1℃。一般气液两相包裹体，可测定其冰点温度(Tm，ice)和包裹体完全均一温度(Th);含子晶包裹体可测得子晶消失时的部分均一温度和包裹体完全均一温度;CO2三相包裹体可测得CO2部分均一温度(ThCO2)CO2笼合物融化温度(Tm，cla)及完全均一温度等。包裹体盐度:气液两相水溶液包裹体的盐度(%NaCleqv)利用Potter et al.(1978)公式求出，含子矿物包裹体的盐度用Bischoff(1991)公式算得，含CO2三相包裹体盐度用Collins(1979)公式算得。

在进行包裹体显微测温的同时，对包裹体进行了拉曼探针分析。拉曼探针实验在北京核工业地质研究院分析测试中心进行，实验采用LABHR-VIS LabRAM HR800 研究级显微激光拉曼光谱仪对包裹体进行了气相成分的测定，实验条件:温度25℃，湿度50%，采用Yag 晶体倍频固体激光器(532nm)，扫描范围100～4200(cm-1)。

3.2 流体包裹体岩相学特征

流体包裹体岩相学研究表明，朱诺矿床各种类型的脉体中包裹体非常发育(图3、图4)。根据流体包裹体室温下相态特征及均一状态，可将各个期次的包裹体分为如下四类:①富液相气液两相水溶液包裹体(LV)(图4a-c):该类包裹体含气液两相，气相充填度一般小于50%，形态多为椭圆形、不规则形以及负晶形;激光拉曼测试显示气相成分主要为H2O 和少量CO2(图3a-c)，CO2在降温过程中未变为三相;液相成分主要为水。包裹体均一至液相，常成群分布，也有部分沿微小断裂分布，属于次生包裹体，这部分包裹体未做测试。该类包裹体在A 脉、B 脉和D 脉中均有发育，且总体数量较多，另有少量孤立分布。②富气相气液两相水溶液包裹体(VL)(图4d，e):该类包裹体含气液两相，气相充填度一般大于50%，气泡多为椭圆形，在整个包裹体中占有很大的空间;气相成分主要为CO2(图3d)，CO2在降温过程中未变为三相;液相成分主要为水。包裹体均一到气相，常成群分布。该类型包裹体主要存在于A 脉和B 脉中，数量较少。③含子矿物三相包裹体(LVH)(图4f，g):由液相、气相和子矿物相组成，气相成分主要为H2O 和少量CO2，CO2在降温过程中未变为三相;液相成分主要为水，子晶多为立方体透明矿物(图4f，g)，可能为NaCl。加热时均一方式不尽相同，部分为子晶先消失，部分为气泡先消失，最后都均一为液相。该类型包裹体主要发育在A 脉和B 脉中，D 脉中未见。④富CO2三相包裹体(C)(图4h，i):由液相的H2O、液相的CO2以及气相的CO2组成，该类包裹体在加温过程中，两相的CO2先部分均一，然后CO2与H2O 完全均一;常在A 脉中发育。该类包裹体在朱诺矿床中发现极少(仅见2 个)。

3.3 包裹体温度及盐度

A 脉:包裹体共发育LV、VL、LVH 和C 型包裹体(表2)。LV 包裹体均一温度在223～592℃之间。该类包裹体由于不含石盐子晶，因此普遍盐度不高(＜23%)，盐度为3.4%～22.1% NaCleqv。VL 包裹体均一温度范围为277～572℃;盐度为2.9%～20.8% NaCleqv。LVH 包裹体均一温度为225～550℃;盐度为29.3%～55.8% NaCleqv。C 类包裹体仅见两个，完全均一温度为234～343℃，盐度均为10.5%NaCleqv。统计结果显示，A 脉中包裹体温度峰值集中在250～550℃之间，可能由于受晚期流体叠加改造，在250～300℃之间频次较高，而其实际的温度范围应该在350～550℃之间;盐度集中于5%～25% NaCleqv 和30%～55% NaCleqv二个峰值(图5)。

B 脉:发育LV、VL、和LVH 三种类型的包裹体。LV 包裹体均一温度为221～488℃;盐度为3.7%～22.1%NaCleqv。VL 包裹体均一温度为316～548℃;盐度为6.9%～10.1% NaCleqv。LVH 包裹体均一温度216～465℃;盐度为30.5%～55.8% NaCleqv。直方图显示B 脉均一温度峰值在250～350℃之间;盐度集中于5%～20% NaCleqv 和30%～40% NaCleqv 两部分。在B 脉中不同种类的包裹体共存(图4j，k)，从图6 中可以看出，B 脉中发育的三种包裹体(LV、VL、LVH);均一温度相似(集中于250～350℃)，而盐度变化范围大(3.7% NaCleqv～55.8% NaCleqv)，显示沸腾流体包裹体特征(Roedder，1984;卢焕章等，2004;胡芳芳等，2008)，说明在成矿流体演化过程中发生了强烈的流体相分离作用。

表2 朱诺铜矿包裹体显微测温数据Table 2 Micro thermometry result of fluid inclusions in Zhunuo Cu deposit

图3 包裹体成分的拉曼分析谱图(a)石英脉中的LV 包裹体中气相H2O 与CO2谱线;(b)石英脉中的LV 包裹体中H2O、CO2和N2谱线;(c)石英-钾长石脉中LV 包裹体中的CO2谱线;(d)石英辉钼矿脉中VL 包裹体中的CO2谱线Fig.3 Rama spectrum of aqueous and vapor phase of fluid inclusions(a)H2O and CO2 spectrum of the LV type fluid inclusion in Q vein;(b)H2O，CO2 and N2 spectrum of the LV type fluid inclusion in Q vein;(c)CO2 spectrum of the LV type fluid inclusion in Q-Ksp vein;(d)CO2 spectrum of the VL fluid inclusion in Q-Mol vein

D 脉:主要发育LV 相包裹体，VL 和LVH 均未见到。D脉中包裹体由于未受到更晚期的流体影响，因此其温度应该更接近于真实捕获温度。LV 包裹体均一温度185～392℃;盐度为2.4%～9.7% NaCleqv。直方图显示D 脉均一温度峰值为250～300℃，呈明显正态分布;盐度峰值为2%～10% NaCleqv。

3.4 成矿压力及深度

由于测试结果以VL 和LV 包裹体居多，压力估算时参考了NaCl-H2O 体系实验数据(Sourirajan and Kennedy，1962;Bodnar et al.，1985;Bouzari and Clark，2006;Driesner and Heinrich，2007;Luo et al.，2014)，结果见图7。

图4 朱诺斑岩矿床不同阶段流体包裹体显微照片(a-c)D 脉中的LV 型包裹体;(d)A 脉中的VL 型包裹体;(e)B 脉中的VL 型包裹体;(f)A 脉中的LVH 型包裹体，子晶为石盐;(g)B 脉中的LVH 型包裹体;(h-i)A 脉中的C 型包裹体;(j-k)B 脉中不同种类的包裹体组合.C-富CO2三相包裹体;VL-富气相包裹体;LV-富液相包裹体;LVH-含子矿物三相包裹体;LH2O-液相水;VH2O-气相水;LCO2-液相二氧化碳;VCO2-气相二氧化碳;Halite-石盐Fig.4 Micrographs of different stage inclusions of Zhunuo porphyry deposit(a-c)LV inclusions of D vein.LH2O-liquid water;(d)VL inclusions of A vein;(e)VL inclusions of B vein;(f)LVH inclusions of a vein，daughter mineral is halite;(g)LVH inclusions of B vein;(h-i)C type inclusions of A vein;(j-k)different types of fluid inclusions in B veins.C，CO2-rich three phase fluid inclusions;VL，vapor-rich fluid inclusions;LV，liquid-rich fluid inclusions;LVH，three phase fluid inclusions with daughter minerals;VH2O，vapor phase water;LCO2，liquid phase CO2;VCO2，vapor phase CO2;Halite，NaCl/KCl

A 脉中大量VL 包裹体处于液相区，说明这些包裹体的温度被低估或盐度被高估。如果是盐度被高估，将其还原到气相区，则其对应的最高温度为550℃;如果是温度被低估，将其还原到气相区后最高温度为600℃。因为均一温度为最低捕获温度，因此测试结果中较高的温度值更能代表真实捕获温度。若取A 脉中温度较高的值(550～600℃)作为A 脉包裹体的真实捕获温度，那么其对应的压力应该为80 ±10MPa，采用27MPa/km 的静岩压力，那么其对应深度为2.9±0.4km。

图5 朱诺矿床不同阶段均一温度及盐度直方图Fig.5 The temperature and salinity of different stage inclusions in Zhunuo deposit

图6 朱诺矿床不同类型包裹体温度-盐度图Fig.6 The temperature-salinity figure of different type inclusions in Zhunuo deposit

B 脉中也有部分VL 包裹体位于液相区，但其盐度分布较集中而温度范围较大，说明其盐度被高估的可能性较小，更大可能是温度被低估，那么取其最较高的温度500～550℃，对应压力为70 ±10MPa，采用27MPa/km 的静岩压力，深度为2.7 ±0.4km。

由于D 脉中仅发育LV 相包裹体，因此D 脉以LV 相包裹体为对象进行估算。如果取他们的较大值作为捕获温度，即350～400℃，则其捕获压力23 ±6MPa，在D 脉时期，因流体通常处于静水压力(Gustafson and Hunt，1975;Hanson，1995，1996)，故按静水压力计算(10MPa/km)，则其对应深度为2.3 ±0.6km。

图7 朱诺包裹体盐度-压力体系相图(据Sourirajan and Kennedy，1962;Bodnar et al.，1985)Fig.7 Salinity-Pressure figure of inclusions in Zhunuo deposit (modified after Sourirajan and Kennedy，1962;Bodnar et al.，1985)

4 讨论

4.1 成矿流体特征及演化

流体包裹体研究表明，在成矿早期，A 脉中出现的LV、VL、LVH 及C 型包裹体表明初始成矿流体为H2O-CO2-NaCl体系。流体包裹体均一温度集中于350～550℃，而C 型和LV、VL 型包裹体盐度在5%～25% NaCleqv，LVH 型包裹体盐度较高(29.3%～55.8% NaCleqv)，同时LVH 包裹体既有子晶先于气泡消失的样品，又有子晶晚于气泡消失的样品，而其中子晶晚于气泡消失的样品应该是非均匀捕获的结果(Bodnar，1994;Becker et al.，2008)，不能代表真实的流体盐度，但是子晶先于气泡消失的样品则可以证明早期流体具有高盐度的特征。以上特征说明早期流体具有斑岩矿床普遍表现的高温、高盐度的特征(González and Levresse，2003;Cooke et al.，2005;Bouzari and Clark，2006;Nateghi and Hezarkhani，2013;Wang et al.，2014)。而CO2三相包裹体的发育则说明早期流体还具有富CO2的特征。随着温度降低，这种高温、富CO2、高碱金属离子的初始岩浆-流体系统与围岩进行水岩反应，导致黑云母、钾长石和石英等造岩矿物的形成(胡受奚等，2002)，通常表现为A 脉阶段的各种蚀变矿物(如黑云母、钾长石等)。由于此阶段岩浆尚未完全固结，因此形成的A 类脉体常不规则，延伸不远。

A 脉阶段的水岩反应不仅消耗了流体的热量和溶质，而且导致了流体温度和盐度的降低。B 脉阶段的温度集中于250～350℃，明显低于A 脉(350～550℃)，且B 脉阶段包裹体的盐度的峰值(5%～20% NaCleqv 和30%～40%NaCleqv)低于A 脉阶段(5%～25% NaCleqv 和30%～55%NaCleqv)的包裹体。A 脉阶段的水岩反映消耗了大量的Na+和OH-，使H+活度增加，导致2H++ CO32-→H2O +CO2↑平衡右移，流体中CO2大量逃逸;SiO32-或SiO2的消耗导致流体粘度降低，渗透能力增强;而流体与围岩中Fe 的反应(Heinrich，2005)降低了流体的氧逸度，导致Mo6+→Mo4+，SO42-→S2-。上述流体性质的一系列变化势必导致早阶段水岩反应之后，发生了流体沸腾、CO2逸失和大量硫化物沉淀等现象(胡受奚等，2002;Heinrich，2005;杨永飞等，2011)。该阶段斑岩基本固结，所以B 脉通常由于高压致裂，形成平直的、无蚀变晕的脉体。

进入晚阶段(D 脉阶段)，斑岩系统裂隙大量发育，地下水与岩浆热液进行对流(Norton and Knight，1977)，岩浆热液能量进一步消耗，流体变为NaCl-H2O 体系，温度和盐度进一步降低。D 脉阶段仅发育LV 包裹体，温度集中于250～300℃，盐度也降低至2%～10% NaCleqv，且不发育含子矿物包裹体，表明岩浆热液系统已逐渐被大气降水热液所替代。该阶段脉体发育规模也有所减少。

4.2 成矿物质沉淀机制

斑岩矿床中金属特别是Cu 的沉淀机制，前人开展了详细的实验研究工作，研究表明，成矿过程中的诸多因素，如温度降低、压力降低、pH 增加、氧逸度增加均可促进Cu 的沉淀，其中温度降低可能是金属沉淀的最重要机制(Hezarkhani et al.，1999;Ulrich et al.，2001;Redmond et al.，2004;Landtwing et al.，2005;卢焕章，2011)。

斑岩矿床的一个普遍特征是具有广泛而强烈的围岩蚀变，围岩蚀变的本质就是流体与岩的化学反应，即通常所说的水岩反应，水岩反应的结果势必改变流体的化学成分，流体化学成分的改变则可能增强成矿元素的溶解度而使他们从围岩中萃取出来(Skinner，1979;卢焕章等，2004;卢焕章，2011)。A 脉中十分发育的各类蚀变晕则是水岩反映最直接的证据。而对成矿有利的水岩反应有:①氢离子交代作用，主要是长石及不含水的镁铁矿物的水化作用(形成云母和黏土矿物等)，这种水岩反应导致流体pH 值升高及氯的络合物的稳定性降低，有利于矿物沉淀;②围岩中还原硫加入流体而使硫化物沉淀;③流体与围岩的氧化还原反应使流体中成矿元素的价态发生变化而沉淀(Skinner，1979)。斑岩型矿床围岩蚀变绝大部分属于水化反应，是有利于矿物沉淀的。A 脉阶段大量的黑云母蚀变为其提供了很好的佐证。A 脉阶段主要是水岩反映，尤其是水化反应为矿质沉淀提供了有利条件。

研究表明，不混溶可以破坏成矿流体的相平衡，相态变化导致溶液中金属络合物发生分解并沉淀出金属矿物，是矿质沉淀的重要机制(Roedder，1984;Reed and Palandri，2006;Klemm et al.，2008)。不混熔分离(或沸腾作用)即原始均匀的流体，在地质演化过程中由于多种原因，导致原始均匀流体发生不混溶分离，分成物理或化学性质不一致的两个相(卢焕章等，2004)。在B 脉包裹体研究过程中，发现有明显指示流体沸腾(即不混熔作用)的现象，列举如下:①在同一视域下发育了充填度相差很大(LV 和VL)的一群原生包裹体(图4j，k);②而在B 脉阶段这些不同类型的包裹体具有相似的均一温度，但盐度变化较大(图5);③具有相似均一温度的LV 相包裹体和VL 相包裹体分别均一至液相和气相。以上均说明在B 脉阶段由于压力降低发生了不混熔流体的相分离，从而导致CO2等挥发分的逸出，而这些挥发分的逸出能有效升高流体的pH 值，降低矿物溶解度，促使矿物沉淀(Drummond and Ohmoto，1985;张德会，1997;卢焕章，2011)。

D 脉阶段均一温度为185～392℃，与B 脉的均一温度(216～548℃)相比，有一个较明显的降温过程(表2)，而这一过程可能是由于岩浆流体与地下水的混合所引起的，而二者混合除了引起温度降低，还可导致盐度降低、pH 升高(卢焕章等，2004;卢焕章，2011)，从而促进矿物沉淀。总的来说，温度降低、压力减小以及pH 值的增加是影响朱诺矿床铜元素沉淀的主要因素。

4.3 与驱龙斑岩铜矿的对比

冈底斯斑岩铜矿带东西段成矿条件及成矿作用特征是否存在差异一致是大家关注的热点问题。为此，本文开展了朱诺和驱龙两个矿床脉体类型及流体特征方面的对比。驱龙矿床A 脉阶段发现大量硬石膏(硫化物的脉体组合，此外还有岩浆型硬石膏发育(杨志明和侯增谦，2009)，这些都表明驱龙含矿岩浆及早期成矿流体具有高氧逸度特征;而朱诺矿床A 脉中仅仅见少量的的硬石膏发言，表明朱诺矿床成矿岩浆及相应的初始流体氧逸度相对较低(Jugo，2009)。在B脉阶段，驱龙发育有石英+硬石膏及石英+绿帘石组合，但是在朱诺未见含硬石膏的脉体。驱龙A 脉到B 脉阶段，硬石膏沉淀一方面导致气相中S 含量下降使得Cu 在气相中溶解度降低，另一方面促进了SO2水解反应的进行，使H2S 含量增加，从而导致黄铜矿等含Cu 硫化物的沉淀(杨志明和侯增谦，2009)。而朱诺A 脉及B 脉阶段矿物沉淀主要是水岩反应及流体不混溶引起的一系列物理化学条件的变化所导致的矿物沉淀。但在D 脉阶段，驱龙和朱诺的矿物沉淀因素均以温度降低为主导。

朱诺与驱龙均发育VL、LV 及LVH 三种包裹体类型，朱诺矿床发育少量CO2三相包裹体。郑有业等(2006)通过包裹体群体成分分析得出驱龙流体富含气相CO2，但CO2含量还不足以形成CO2三相包裹体，同时在驱龙的包裹体也的确未发现CO2三相包裹体(郑有业等，2006;杨志明和侯增谦，2009)，说明驱龙矿床流体中的CO2总体含量比朱诺低。前人对于碰撞造山及造山后伸展阶段背景下形成的斑岩矿床的流体包裹体研究显示，流体除具有高温高盐度的特征外，一般还具有富CO2(不一定形成CO2三相包裹体)的特征(李诺等，2007;李诺等，2009;王运等，2009;杨永飞等，2011)。朱诺A 脉(223～592℃)、B 脉(216～548℃)、D 脉(185～392℃)的包裹体均一温度与驱龙A 脉(280～565℃)、B 脉(270～575℃)、D 脉(282～395℃)近似。朱诺A 脉(2.9%～55.8% NaCleqv)和B 脉(3.7%～55.8%NaCleqv)的包裹体盐度较驱龙A 脉(2.6%～49.2%NaCleqv)和B 脉(5.3%～44.4% NaCleqv)略高，朱诺D 脉阶段盐度(2.4%～9.7% NaCleqv)与驱龙的(3.4%～7.9%NaCleqv)相似。总体来看朱诺的成矿温度和盐度与驱龙的相似。成矿深度方面，在A 脉阶段，朱诺估算深度为2.9 ±0.4km，而驱龙A 脉阶段古深度为3.6 ±0.8km;而朱诺B 脉阶段古深度估算结果与A 脉近似，而驱龙由于样品原因未做估算(杨志明和侯增谦，2009);到D 脉阶段朱诺古深度变为2.3 ±0.6km，而驱龙为3km。总体来看，朱诺的成矿深度比驱龙的略浅。冈底斯西段林子宗火山岩大面积出露，而东段出露较少，表明西段总体剥蚀程度相对东段低，在这种情况下，西段斑岩矿床形成深度较浅有利于矿床的发现，而东段矿床形成相对较深则有利于矿床的保存。

5 结论

(1)朱诺矿床共发育四种类型的包裹体:富液相气液两相水溶液包裹体(LV)、富气相气液两相水溶液包裹体(VL)、含子晶多相包裹体(LVH)及CO2三相包裹体(C);其中LV 型包裹体在ABD 脉阶段均有发育，而VL、LVH 在A 脉和B 脉阶段发育，而C 型包裹体仅在A 脉阶段见少量。从成矿早阶段到晚阶段，包裹体温度和盐度呈递减趋势。

(2)通过压力估算，得到朱诺A 脉阶段压力大概为80 ±10MPa，采用27MPa/km 的静岩压力，其对应深度为2.9 ±0.4km;B 脉阶段压力为70 ± 10MPa，对应深度为2.7 ±0.4km;到D 脉阶段，压力为23 ±6MPa 左右，采用10MPa/km的静水压力进行深度估算，得到成矿晚期深度为2.3±0.6km。

(3)B 脉阶段出现的明显的流体沸腾所反映的压力降低和流体相分离从另一方面促使了B 脉阶段硫化物的沉淀;而D 脉阶段，主要是流体混合引起的温度降低、盐度降低和pH值升高导致了硫化的物沉淀。

(4)朱诺矿床与驱龙矿床相比，后者广泛发育硬石膏，预示驱龙矿床高氧逸度岩浆和流体特征，而朱诺矿床相对较低，二者在包裹体类型及温度盐度方面大致相似，但朱诺的成矿深度比驱龙的略浅，考虑到冈底斯西段总体剥蚀程度相对东段低，这有利于西段矿床的发现。

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