陈红瑾，王立强，胡古月，顾枫华，唐 攀，张忠坤，周敖日格勒

（1中国地质科学院矿产资源研究所国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室，北京 100037；2西南交通大学地球科学与环境工程学院，四川成都 611756；3西藏华泰龙矿业开发有限公司，西藏拉萨 850212）

斑岩型矿床作为Cu、Mo矿床的最主要类型，历来是地质学家的重点研究对象（罗铭玖等，1991；王奖臻等，2001；陈衍景，2006）。传统的成矿理论认为，斑岩型矿床主要形成于火山弧环境，如安第斯斑岩铜矿带和西南太平洋斑岩铜矿带，基于大量的地质观察和研究，西方学者建立了岩浆弧斑岩铜矿成矿模型（Hedenquist et al.,1998;Seedorf et al.,2005）。近年来随着研究的深入，学者们发现大陆碰撞造山带同样具有产出斑岩矿床的巨大潜力，如中国的东秦岭斑岩钼矿带、西藏冈底斯斑岩铜矿带和玉龙斑岩铜矿带，皆是陆陆碰撞体制斑岩型矿床的最好例证（陈衍景等，1992；陈衍景，1998；侯增谦，2004；李诺等，2007；唐菊兴等，2012；2014；2017）。成矿流体是斑岩型矿床成矿过程中最重要的因素，其出溶、运移、演化、沉淀机制是揭示矿床成因的关键。Gustafson等（1975）通过对智利EISalvador斑岩铜矿进行研究，提出A、B、D脉的概念，即：①成矿早阶段的A脉，发育于岩浆未完全固结时，因此脉体一般不平直，延伸不远；②转化阶段的B脉，脉体往往较为平直、宽大、延伸较远，无蚀变晕；③成矿晚期的D脉，脉体平直，通常具有绢云母蚀变晕。这些脉体中的包裹体，其均一温度和盐度从早期到晚期一般呈现明显的下降趋势，硫化物的沉淀可以通过流体的单一冷却、流体相分离和流体混合等实现（Fan et al.,2003;Hezarkhani,2006;Niet al.,2008）。

冈底斯成矿带是中国重要的斑岩型铜矿带，目前已发现5个超大型铜多金属矿床，10多个大中型矿床（芮宗瑶等，2003；李光明等，2005；2006；王登红等，2005；侯增谦等，2006；郑有业等，2006；2007；陈毓川等，2007；秦克章等，2008；应立娟等，2009；2010；唐菊兴等，2010；2011；2013；郑文宝等，2010a；2010b；2010c；2011a；2011b；罗茂澄等，2012；王立强等，2014)。甲玛铜多金属矿床是冈底斯成矿带上取得找矿突破的超大型斑岩-矽卡岩型矿床，是冈底斯斑岩铜矿带的典型代表，同时，也是碰撞造山带背景斑岩铜矿的典型代表。对甲玛矿床开展深入细致的研究，可以促进对冈底斯斑岩铜矿带以及碰撞造山带背景下斑岩铜矿成矿规律的认识。前人对甲玛矿床的地质特征（唐菊兴等，2010；2012；2013；王登红等，2011b；林彬等，2012；钟康惠等，2012；冷秋峰等2015；唐攀等，2016；Zheng et al.,2016）、岩石学（秦志鹏等，2011b；王登红等，2011a；王崴平等，2011）、矿物学（应立娟等，2010b；王焕等，2011a；2011b）、同位素地球化学（应立娟等，2009；2012；杨欢欢等，2014；Ying et al.,2014）、成岩成矿年代学（应立娟等，2010a；2011；秦志鹏等，2011a）、矿床三维建模（唐菊兴等，2011；唐攀等，2017）等方面进行了大量研究，取得了重要进展。在矿床流体演化方面，前人研究主要针对主成矿阶段的脉石矿物开展，对成矿流体的来源、主成矿期流体性质以及钼铜元素的分离机制进行了研究（周云等，2011a；2011b；2012；郭文铂等，2014；罗茂澄等，2017；王艺云等，2017），但缺少对成矿前及成矿后流体性质的有效约束。本研究基于详细的野外勘查和岩芯编录，识别了岩浆-热液演化过程中的脉体类型及穿插关系，对矿床角岩型矿体和斑岩型矿体各阶段石英脉中的流体包裹体开展显微测温和激光拉曼光谱分析，以查明矿床不同演化阶段的流体性质及成矿物质的沉淀机制，进而探讨成矿流体的演化规律和矿床成因。

1 区域地质背景及矿床地质特征

1.1 区域及矿区地质概况

甲玛铜多金属矿床位于西藏特提斯构造域冈底斯-念青唐古拉(地体)板片中南部（图1a），其南北分别以印度河-雅鲁藏布江和班公湖-怒江缝合带为界，受新特提斯洋演化控制，经历了复杂的地质-构造-岩浆演化过程（莫宣学等，2005）。受印度板块和欧亚板块碰撞影响，冈底斯-念青唐古拉地体南缘的构造线总体走势近东西向，由于区域长期走滑效应，次级构造线多呈北西西向，以发育若干北西西向的推覆构造系为特征。甲玛矿区主要受控于由北向南的推覆构造和由南向北的滑覆构造（唐菊兴等，2013）。矿区的推覆构主要包括红塔背斜、牛马塘背斜和夏工普向斜；矿区滑覆体主要分布于铜山-布朗沟-莫古郎沟一带，出露面积约4 km2，由北向南，滑覆体可分为滑覆体前部带、滑覆体中部带和滑覆体后部带3部分（唐菊兴等，2011；2012；唐攀等，2016）。

矿区及邻近区域的地层主要为被动陆缘火山沉积岩系,包括上三叠统麦隆岗组、中-下侏罗统叶巴组、上侏罗统却桑温泉组和多底沟组、下白垩统林布宗组、楚木龙组以及塔龙拉组（西藏地矿局，1994）。矿区出露的地层主要为下白垩统林布宗组的砂板岩和角岩、上侏罗统多底沟组的灰岩和大理岩，在牛马塘一带出露有少量的第四系残坡积物和冲洪积物（唐菊兴等，2010）（图1b）。

区域上岩浆岩发育,主要分布在雅江断裂以北,是冈底斯火山-岩浆弧的重要组成部分。矿区岩浆岩在浅部呈岩枝、岩脉等形态产出，深部存在含矿斑岩体，主要岩石类型有花岗斑岩、黑云母二长花岗斑岩、花岗闪长斑岩、石英闪长玢岩、闪长玢岩、闪长岩、闪斜煌斑岩、角闪辉绿玢岩和石英辉长岩等（唐菊兴等，2011）。岩浆岩的成岩年龄集中在16.5～15.0 Ma（秦志鹏等，2011；张泽斌等，2019）。目前的研究表明，含矿性较好的岩浆岩为偏中性的斑岩，其中含矿花岗闪长斑岩中辉钼矿Re-Os等时线年龄为（14.78±0.33）Ma（应立娟等,2009），说明成岩成矿具有继承性。

1.2 矿床地质特征

甲玛铜多金属矿是冈底斯成矿带上取得找矿突破的超大型斑岩-矽卡岩型矿床,根据最新的勘查资料，矿区累计查明Cu金属量约750万t、Mo金属量约70万t、Pb、Zn金属量约170万t、Ag金属量超过10 000 t、伴生Au金属量175 t（唐菊兴等，2010；2011；2013）。根据主、共生矿种产出赋矿围岩的不同，甲玛铜多金属矿床主要由3种矿体类型组成：①产于角岩中的铜钼矿体；②产于斑岩中的钼铜矿体；③产于矽卡岩中的铜多金属矿体（图1c、d）。角岩型矿体主要分布于林布宗组角岩中，矿体主要呈近直立的筒状产于深部斑岩体上部，走向NW-SE（约300°），延长1200 m，垂向延伸达900 m；平均品位大致为Cu 0.25%、Mo 0.06%；角岩中具有明显的上铜、下钼分带现象，铜矿化主要表现为黄铜矿呈浸染状产于条带状黑云母角岩中，与早期顺层硅化、黑云母化关系密切，钼矿化主要呈石英-辉钼矿脉产于强硅化角岩中（唐菊兴等，2013；王艺云等，2017）。斑岩型矿体为隐伏矿体，主要赋矿岩石为花岗斑岩、二长花岗斑岩、石英二长斑岩、闪长（玢）岩；矿体主要呈筒状产于0～40线则古朗地区以南，矿体走向NW-SE（约300°），延长约800 m，近直立，垂向延伸达500 m；石英闪长玢岩中Cu平均品位约为0.35%，伴生Mo，二长花岗斑岩中Mo平均品位约为0.08%，伴生Cu（唐菊兴等，2013；唐攀等，2017）。矽卡岩型矿体主要产于林布宗组和多底沟组接触带的扩容空间。矽卡岩主矿体走向NW-SE（约300°），延长达2850 m，矿体倾向NE（30°），延伸超过2500 m（未控制边界）；矿体受推覆构造控制，倾角具有明显的陡→缓→陡的变化特征，上部陡矿体倾角一般介于50°～70°，位于铅山；中部缓矿体是主体部分，倾角一般小于20°，在牛马塘边部地区稍变陡（有侧伏现象），位于夏工普沟以北则古朗以南近5 km2范围内；深部陡矿体位于则古朗以北，倾角一般为30°～40°。近斑岩接触带约1 km2范围内，矽卡岩矿体厚度均超过100 m，位于0～40线，矿体平均品位大致为Cu 0.8%、Mo 0.06%、Pb+Zn 2.0%、Au 0.26 g/t、Ag 15 g/t（唐 菊 兴 等，2010；2011；2013）。

图1 甲玛铜多金属矿床区域构造位置图（a）、甲玛铜多金属矿床矿区地质图（b）、16号勘探线剖面图（c）和24号勘探线剖面图（d）（据唐菊兴等，2010；Ying et al.,2014修改）①—甘孜-理塘断裂；②—金沙江-哀牢山断裂；③—澜沧江断裂；④—班公湖-怒江断裂；⑤—印度河-雅鲁藏布江断裂；⑥—昆南-玛沁断裂Ⅰ—可可西里-巴颜喀拉板片；Ⅱ—义敦-乡城板片；Ⅲ—喀喇昆仑-开心岭-昌都板片；Ⅳ—羌塘-唐古拉-保山板片；Ⅴ—冈底斯-念青唐古拉-腾冲板片；Ⅵ—喜马拉雅板片Fig.1 Tectonic setting(a),geologic map(b)，the No.16 Prospecting Line(c)and the No.24 Prospecting Line(d)of the Jiama copper-polymetallic deposit(modified after Tang et al.,2010;Ying et al.,2014)①—Ganzi-Litang fault;②—Jinshajiang-Ailaoshan fault;③—Lancangjiang fault;④—Bangonghu-Nujiang fault;⑤—Indian river-Yaluzangbujiang fault;⑥—Kunnan-Maqin fault;⑦—Longmenshan faultⅠ—Kekexili-Bayankala terrane;Ⅱ—Yidun-Xiangcheng terrane;Ⅲ—Kalakunlun-Kaixinling-Changdu terrane;Ⅳ—Qiangtang-Tanggula-Baoshan terrane;Ⅴ—Gandise-Nyainqentanglha-Tengchong terrane;Ⅵ—Himalayan terrane

矿床的矿石矿物包括黄铜矿、辉钼矿、黄铁矿、磁铁矿，还有少量的闪锌矿、方铅矿、斑铜矿、孔雀石、铜蓝、黝铜矿等；脉石矿物主要为石英、斜长石、钾长石、黑云母、电气石、石膏，次为角闪石、绢云母、绿泥石、绿帘石、方解石、萤石等。总体上，甲玛矿床角岩型和斑岩型矿化中发育蚀变类型包括钾化、黄铁绢英岩化、青磐岩化和泥化。钾化主要表现为次生钾长石、黑云母等含钾矿物在斑岩或围岩中大量发育，整体上，钾长石化略早于黑云母化，黑云母化蚀变过程常伴随黄铜矿的产出（图2a～f）。黄铁绢英岩化叠加于早期形成的钾化之上，发育范围与比钾化略小，主要表现为绢云母交代斜长石、黑云母及钾长石矿物，在基质中呈星散状产出，往往伴随着黄铜矿、黄铁矿、磁黄铁矿的产出（图2b、i、j、l、p）。青磐岩化主要在斑岩与围岩的接触部位发育，范围较小（图2o）。泥化多沿破裂系发育，多叠加在钾化、黄铁绢英岩化蚀变之上，表现为钾长石及斜长石颗粒全部或大部分被交代形成碳酸盐、高岭土等矿物（图2m）。

为探讨甲玛矿床角岩型矿体和斑岩型矿体成矿流体演化，对矿区发育的脉体按照Gustafsin等（1975）的分类方法，根据矿物组合、切穿关系及蚀变特征，从早到晚把脉体划分为A脉（成矿早阶段）、B脉（转换阶段）和D脉（成矿晚期），脉体特征见表1和图2，其中：

表1 甲玛铜多金属矿床主要脉体类型及特征Table 1 Vein types and characteristics of the Jiama copper-polymetallic deposit

（1）A脉（成矿早阶段）的脉体通常弯曲、不连续，延伸不远，主要有4种类型的脉体，包括发育具有钾长石蚀变晕的石英脉、石英+钾长石±黄铜矿±辉钼矿脉、石英+黑云母脉和黑云母+黄铜矿±黄铁矿脉。A脉主要与钾化蚀变关系密切，石英多呈粒状，不对称生长；钾长石和黑云母为脉体的一部分或者以蚀变晕的形式存在；无矿化或者有较弱的铜矿化、钼矿化（图2a～f）。

（2）B脉（转换阶段）的脉体通常平直、无蚀变晕，硫化物在脉体中对称发育，主要为石英±辉钼矿±黄铜矿±黄铁矿脉（图2g～l）。

（3）D脉（成矿晚期）的脉体一般较为平直，常见绢云母和绿泥石蚀变晕，主要有黄铁矿脉，石英+黄铁矿±黄铜矿±辉钼矿脉（图2m～p）。

图2 甲玛铜多金属矿床不同阶段的脉体特征a～f为A脉：a.ZK817-68 m角岩中的石英脉和石英+黑云母脉，发育钾长石蚀变晕；b.ZK2420-324 m二长花岗斑岩中的石英脉，发育钾长石蚀变晕，晚期黄铁绢英岩化蚀变叠加到早期钾化蚀变之上；c.ZK1617-244 m角岩中的角岩中的石英+钾长石+黄铜矿+辉钼矿脉，发育钾长石蚀变晕；d.ZK817-87 m角岩中的石英+钾长石+辉钼矿脉，发育黑云母蚀变晕；e.ZK817-57 m角岩中的黑云母+黄铜矿+黄铁矿脉；f.ZK1614-106.5 m角岩中的石英+黑云母脉；g～k为B脉：g.ZK2420-382 m角岩中的石英+辉钼矿脉；h.ZK2414-373 m二长花岗斑岩中的石英+辉钼矿脉，被晚期黄铁绢英岩化蚀变叠加；i.ZK1614-369 m二长花岗斑岩中的石英+黄铜矿±辉钼矿脉，晚期黄铁绢英岩化蚀变叠加到早期钾化蚀变之上；j.ZK2420-317 m二长花岗斑岩中的石英+辉钼矿脉；k.ZK1614-560 m、ZK2414-373 m二长花岗斑岩中的石英+辉钼矿脉，被晚期黄铁绢英岩化蚀变叠加；l～o为D脉：l.ZK2420-58 m角岩中的石英+黄铁矿±黄铜矿脉，早期的钾长石脉被交代形成高岭土；m.ZK2420-537 m角岩中石英+黄铁矿脉穿切石英+辉钼矿脉；n.ZK2420-13 m角岩中的石英+黄铁矿脉，发育绿泥石化蚀变晕；o.ZK2414-465 m二长花岗斑岩中的石英+黄铁矿脉，晚期黄铁绢英岩化蚀变叠加到早期钾化蚀变之上Ksp—钾长石；Q—石英；Bi—黑云母；Mo—辉钼矿；Ccp—黄铜矿；Py—黄铁矿；Ser—绢云母；Kln—高岭土；Chl—绿泥石Fig.2 The veins of different stages from the Jiama copper-polymetallic deposit a～f are A veins:a.ZK817-68 m Q vein and Q+Bivein with K-feldspar alteration halo in hornfels;b.ZK2420-324 m Qvein with K-feldspar alteration halo in monzograniteporphyry,latestagephyllic alteration overprintstheearlier potassium alteration;c.ZK1617-244 m quartz+K-feldspar+chalcopyrite+molybdenitevein with K-feldspar alteration halo in hornfels;d.ZK817-87 m quartz+K-feldspar+molybdenitevein with biotitealteration halo in hornfels;e.ZK817-57 m biotite+chalcopyrite+pyrite vein in hornfels;f.ZK1614-106.5 m Q+biotite vein in hornfels;g～k are B veins:g.ZK2420-382 m quartz+molybdenitevein in hornfels;h.ZK2414-373 m quartz+molybdenitevein in monzograniteporphyry,overprinted by latter phyllic alteration;i.ZK1614-369mquartz+chalcopyrite±molybdeniteveininmonzograniteporphyry,latestagephyllic alterationoverprintstheearlier potassium alteration;j.ZK2420-317 m quartz+molybdenitevein in monzograniteporphyry;k.ZK1614-560 m,ZK2414-373 m quartz+molybdenite vein in monzograniteporphyry,overprinted by latter phyllic alteration;l～o are D veins:l.ZK2420-58 m quartz+pyrite±chalcopyritevein in hornfels,earlier K-feldspar vein was altered to kaoline by metasomatism;m.ZK2420-537 m the latter quartz+pyrite vein cut the earlier quartz+molybdenitevein in hornfels;n.ZK2420-13 m quartz+pyrite vein in hornfelswith chloritealteration halo;o.ZK2414-465 m quartz+pyritevein in monzograniteporphyry,latestagephyllic alteration overprintstheearlier potassium alteration Ksp—K-feldspar;Q—Quartz;Bi—Biotite;Mo—Molybdenite;Ccp—Chalcopyrite;Py—Pyrite;Ser—Sericite;Kln—Kaoline;Chl—Chlorite

2 流体包裹体研究

2.1 样品采集及研究方法

样品采集自ZK1614、ZK1617和ZK2420，切片后对130件薄片进行了显微观察和流体期次划分，选择17件具有代表性的包裹体片进行激光拉曼显微探针分析（LRM）及显微测温。

单个包裹体成分的激光拉曼测试和流体包裹体显微测温在自然资源部成矿作用与资源评价重点实验室完成。仪器为Renishaw System-2000显微共焦激光拉曼光谱仪，激发激光波长514.53 nm，激光功率20 mW，激光束斑最小直径1μm，光谱分辨率1～2 cm-1。

包裹体显微测温所用仪器为LINKAM THMSG600显微冷热台，测温范围-198～600℃，误差为±0.1℃。实验过程中，为了防止包裹体在加热过程中发生爆裂，先进行冷冻测温，再缓慢升温。测试过程中注意观察包裹体，在接近相变点时，适当控制升温速度。分别对3种脉体中的各类包裹体进行了冰点温度和均一温度测试，升、降温速率控制在10℃/min以内，相变点附近速率控制在1℃/min以内。对于含子晶的包裹体，升温过程中尤其要注意观察固相和气相变化，当子矿物或气相快消失时，降低升温速率，以便准确记录子晶熔化温度和完全均一温度。

测温过程中，少部分高盐度包裹体出现多于一个的盐类子晶，但考虑到其数量远小于只含石盐子晶的包裹体，且计算表明这些含钾盐子晶的包裹体钾盐含量均＜20%，因此所有高盐度包裹体数据处理均按照NaCl-H2O体系进行，根据石盐熔化温度计算盐度（Hall et al.,1988）。对于常温下盐不饱和的NaCl-H2O体系的流体包裹体，以最终冰熔化温度计算盐度（Bodnar，1993）。富CO2包裹体水溶液相的盐度按照Collins（1979）的方法，根据笼合物融化温度计算得出。

2.2 流体包裹体岩相学特征

根据流体包裹体在室温下的相态种类和气液充填度特征，将甲玛矿区流体包裹体分为6种类型，分别为：

L型包裹体（室温下为气液两相，升温均一到液相）（图3a、j、t）是矿区发育最广泛的一类包裹体，在A、B、D脉中均广泛分布，气相分数介于10%～50%，大小为5～40μm，呈负晶形、近椭圆形、不规则状产出。激光拉曼显微探针分析表明气相成分多为H2O，少量可检测到CO2和有机气体CH4；

V型包裹体（图3b、k）（富气相包裹体，升温均一到气相）和PV型包裹体（纯气相包裹体，升温后无变化）（图3l）密切共生并分布广泛，大小为5～35μm，多呈不规则状、纺锤状、长方形状，室温下颜色较深。V型包裹体气相分数介于60%～95%。激光拉曼显微探针分析表明，气相成分主要为H2O，以及少量CO2、CH4、SO2、H2S，液相成分主要为H2O，个别包裹体检测出H2CO2-3（图4a～c）；

图4 甲玛铜多金属矿床流体包裹体激光拉曼光谱分析a.A脉中的V型包裹体气相CO2谱线；b.B脉中的L型包裹体液相H2O、HCO3-谱线；c.B脉中的V型包裹体气相CO2、CH4、SO2、H2S谱线；d.A脉中的S型包裹体Anh谱线；e.A脉中的S型包裹体Mag谱线；f.A脉中的S型包裹体Ccp谱线；g.A脉中的S型包裹体Py谱线；h.B脉中的S型包裹体Hem谱线Anh—石膏；Hem—赤铁矿；Mag—磁铁矿；Ccp—黄铜矿；Py—黄铁矿Fig.4 Laser Raman spectra of fluid inclusions in quartz from the Jiama copper-polymetallic deposit a.CO2 spectrum of vapor phasefrom V-typefluid inclusion in A vein;b.H2O、HCO3-spectrum of aqueous phasefrom L-typefluid inclusion in B vein;c.CO2,CH4,SO2,H2Sspectrum of vapor phase from V-type fluid inclusion in B vein;d.Anh spectrum of S-type fluid inclusion in A vein;e.Mag spectrum of S-type fluid inclusion in A vein;f.Ccp spectrum of S-type fluid inclusion in A vein;g.Py spectrum of S-type fluid inclusion in A vein;h.Hem spectrum of S-type fluid inclusion in B vein Anh—Anhydrite;Hem—Hematite;Mag—Magnetite;Ccp—Chalcopyrite;Py—Pyrite

VCO2型包裹体（图3c、m）（富CO2包裹体，相界颜色较深，常温或降温过程中呈现“双眼皮结构”），在A脉和B脉中可见，大小为5～35μm，多呈纺锤状、负晶形产出，气相分数在60%～95%之间，部分包裹体降温至-90℃亦不发生明显的相变化，可能是由于含CH4等气体（van DenKerkhof et al.,2001）。

S1型包裹体（水溶液+石盐子晶±钾盐子晶±不透明子矿物，升温过程中气泡晚于子晶消失达到均一）（图3d～i、n～s）主要赋存于A脉和B脉中，气相分数约35%～60%，大小为10～25μm，常呈不规则状、负晶形。包裹体中除含有石盐子晶（图3）外，偶尔还可见到钾盐子晶（图3o、p）和石膏子晶（图3i、q、s）；不透明矿物主要有黄铜矿（图3g、p）、赤铁矿（图3e、n）、磁铁矿（图3f、o、r）。这类包裹体中普遍含有微小不透明子矿物（＜1μm）（图3d、i）。激光拉曼显微探针分析表明，气相成分多为H2O，少量可检测到CO2和有机气体CH4；

S2型包裹体（水溶液+石盐子晶±钾盐子晶±不透明子矿物，升温过程中子晶晚于气泡消失达到均一）（图3d～i、n～s）主要赋存于A脉和B脉中，气相分数约35%～60%，大小为10～25μm，常呈不规则状、负晶形。镜下特征与S1型包裹体基本相同，极少数可见钾盐子晶或不透明矿物。激光拉曼显微探针分析表明，气相成分多为H2O，少量可检测到CO2和有机气体CH4。

图3 甲玛铜多金属矿床不同阶段流体包裹体显微照片a.A脉中的L型包裹体；b.A脉中的V型包裹体；c.A脉中的VCO2型包裹体；d～i.A脉中的S型包裹体，含石盐、钾盐、石膏、赤铁矿、磁铁矿、黄铜矿、黄铁矿等子矿物；j.B脉中的L型包裹体；k.B脉中的V型包裹体；l.B脉中的PV型包裹体；m.B脉中的VCO2型包裹体；n～s.B脉中的S型包裹体，含石盐、钾盐、石膏、赤铁矿、磁铁矿、黄铜矿、黄铁矿等子矿物；t.D脉中的L型包裹体LH2O—液相水；VH2O—气相水；LCO2—液相二氧化碳；VCO2—气相二氧化碳；VCO2+CH4—气相二氧化碳和甲烷Hal—石盐；Syl—钾盐；Anh—石膏；Hem—赤铁矿；Mag—磁铁矿；Ccp—黄铜矿；Py—黄铁矿Fig.3 Micrographs of different stage inclusions in quartz from the Jiama copper-polymetallic deposit a.L-typefluid inclusionsin A vein;b.V-typefluid inclusionsin A vein;c.VCO2-type fluid inclusionsin A vein;d～i.S-typefluid inclusionsin A vein,with daughter mineralsof halite,sylvite,anhydrite,hematite,magnetite,chalcopyrite,pyriteetc;j.L-typefluid inclusionsin B vein;k.V-type fluid inclusions in B vein;l.PV-typefluid inclusions in B vein;m.VCO2-typefluid inclusionsin B vein;n～s.S-typefluid inclusions in B vein,with daughter mineralsof halite,sylvite,Anhydrite,hematite,magnetite,chalcopyrite,pyriteetc;t.L-typefluid inclusions in D vein LH2O—Liquid phase H2O;VH2O—Vapor phase H2O;L CO2—Liquid phase CO2;VCO2—Vapor phase CO2;VCO2+CH4—Vapor phase CO2+CH4;Hal—Halite;Syl—Sylvite;Anh—Anhydrite;Hem—Hematite;Mag—Magnetite;Ccp—Chalcopyrite;Py—Pyrite

上述6类包裹体主要为原生包裹体，此外，在主矿物边缘或裂隙处还分布有L型、V型和S型的次生包裹体，它们与原生包裹体的均一温度及最终均一相态有明显差异。

2.3 显微测温结果

A脉：发育L、V、PV、VCO2、S1、S2类型的包裹体。L型包裹体的均一温度为318～495℃，盐度w（NaCleq）为2.6%～18.4%；V型包裹体的均一温度为336～570℃，盐度w（NaCleq）为2.6%～17.3%；VCO2型包裹体的均一温度为334～354℃，盐度w（NaCleq）为0.6%～6.0%；S1型包裹体的均一温度为212～570℃，盐度w（NaCleq）为30.5%～38.2%；S2型包裹体的均一温度为244～299℃，盐度w（NaCleq）为34.7%～43.3%（表2）。均一温度和盐度直方图（图5）显示，A脉中的包裹体温度峰值集中在300～500℃，盐度w（NaCleq）集中在0～10%和30%～45%。A脉中S1型包裹体和V型包裹体密切共生（图3d），且具有相近的均一温度，表明有流体不混溶作用的发生（Bodnar,1995;Hedenquist et al.,1998）。

B脉：发育L、V、PV、VCO2、S1、S2类型的包裹体。L型包裹体的均一温度为266～492℃，盐度w（NaCleq）为1.6%～19.8%；V型包裹体的均一温度为308～570℃，盐度w（NaCleq）为7.2%～16.0%；VCO2型包裹体的均一温度为314℃，盐度w（NaCleq）为1.0%；S1型包裹体的均一温度为209～534℃，盐度w（NaCleq）为29.3%～44.3%；S2型包裹体的均一温度为202～318℃，盐度w（NaCleq）为36.0%～47.4%（表2）。均一温度和盐度直方图显示：B脉均一温度峰值在250～450℃之间，盐度w（NaCleq）集中在0～10%和30%～40%（图5）。在B脉中，不同类型的包裹体共存（L、V、S1、S2），并且均一温度相似（集中于350～450℃），而盐度w（NaCleq）变化范围大（1.57%～47.44%），显示沸腾包裹体特征（图3r）（Rodder,1984；刘斌等，1999；卢焕章等，2004），说明成矿流体在演化过程中发生了强烈的流体相分离作用。

D脉主要发育L型包裹体，未见到V型及S型包裹体。包裹体均一温度为250～397℃，盐度w（NaCleq）为1.1%～9.9%（表2，图5）。

图5 甲玛铜多金属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 fluid inclusions from the Jiama copper-polymetallic deposit

表2 甲玛铜多金属矿床包裹体显微测温数据Table 2 Micro thermometry results of fluid inclusions in quartz from the Jiama copper-polymetallic deposit

2.4 流体捕获压力估计

研究表明，只有在已知流体捕获的确切温度或已知流体捕获于不混溶、沸腾条件下，才能准确估计流体的捕获压力（Rodder et al.,1980;Rodder,1984;Brown et al.,1995）。流体的不混溶作用是矿质沉淀的重要机制之一（Baker et al.,2003;Fan et al.,2006;Klemm et al.,2008）。Baker等（2003）总结了流体不混溶作用发生的标志：①含盐类子晶的高盐度包裹体与富气相的包裹体在空间上密切共生；②含盐类子晶的高盐度包裹体在升温过程中气泡晚于子晶消失，以气泡消失达到均一；③共生的2类包裹体具有一致的均一温度。甲玛铜多金属矿床A脉和B脉的流体包裹体中，普遍存在S1型包裹体和V型（或PV型）包裹体的共生组合，测温结果表明，A脉16个V型包裹体的均一温度和9个S1型包裹体的均一温度一致，B脉46个V型包裹体的均一温度和17个S1型包裹体的均一温度一致，这些特征表明矿床早、中阶段发生了广泛的流体沸腾作用，因此，可以利用Ususova（1975）、Hass（1976）和Bodnar（1985）的实验数据在NaCl-H2O体系相图投影得出成矿压力（Bou-zari et al.,2006）（图6）。对于非沸腾的包裹体组合，如L型包裹体，所获得的压力应为最小压力（Bouzari et al.,2006）。因S2型包裹体不能在p-t相图的两相域中出现，其捕获代表了不同于S1型包裹体的温压条件，这类包裹体也只能估计最低捕获压力（图7,Becker et al.,2008）。

甲玛铜多金属矿床各阶段包裹体捕获压力如图6所示，A脉沸腾包裹体组合估算压力范围为30～80 MPa。此外，A脉中还可见大量L型包裹体，与V型包裹体相比，均一方式不同的2类包裹体具有相近的盐度，表明两者可能在临界条件下被捕获，且L型包裹体的均一温度（平均367℃）明显较V型包裹体（平均416℃）高。Heinrich（2005）研究认为，低密度的气体在足够的封闭压力下，可以不发生相的变化而直接发生冷凝收缩，形成同等盐度的液相，该观点可以很好的解释A脉中L型和V型包裹体的温度、盐度特点。在盐度-压力相图（图6）中，A脉大部分V型包裹体落入液相区，表明包裹体的温度有可能被低估，或者是盐度被高估，而数据显示，这些包裹体具有变化较大的均一温度和相对近似的盐度，表明温度被低估的可能性要大于盐度被低估的可能性。从均一温度数据看，V型包裹体均一温度变化范围较大：336～570℃，而均一温度是最小的捕获温度，所以笔者选择相分离的产物——低盐度的V型包裹体的均一温度作为流体温度的下限，故而推测引起早期钾化的流体温度高于495～570℃，对应的压力约为（80±20）MPa。以25 MPa·km-1的静岩压力梯度计算，可知该A脉包裹体捕获深度约（3.2±0.8）km。对于S2型包裹体，根据Becker等（2008）给出的公式，最小的捕获压力主要分布于50～220 MPa，平均约180 MPa，这一结果远高于L、V和S1型包裹体的捕获压力（图7）。

图6 甲玛铜多金属矿床包裹体盐度-压力体系相图（底图据Bouzariet al.,2006）Fig.6 Salinity-Pressurediagramof fluid inclusionsfrom the Jiamacopper-polymetallic deposit(basemap from Bouzarietal.,2006)

B脉沸腾包裹体组合估算压力范围20～80 MPa（图6）。B脉中也存在大量的L型包裹体，与A脉相比，B脉中的L型和V型包裹体均一温度并没有明显的降低趋势，因此，这些包裹体也应该具有与A脉中的此类包裹体相似的捕获温度和压力。因此，B脉中包裹体捕获压力约为（80±20）MPa（图6），以25 MPa·km-1的静岩压力梯度计算，捕获深度约（3.2±0.8）km。对于S2型包裹体，最小捕获压力主要分布于20～300 MPa，平均约100 MPa（图6），明显低于A脉中S2包裹体的捕获压力（图7）。

图7 甲玛铜多金属矿床S2型包裹体最小捕获压力估计（底图据Becker et al.,2008）Fig.7 The minimum trapping pressure estimates for S2-type fluid inclusions from the Jiama copper-polymetallic deposit(base map from Becker et al.,2008)

D脉中的包裹体主要为L型，捕获于液相稳定区。在盐度-压力相图（图6）中，压力范围在0～30 MPa之间，如果取最大的均一温度397℃代表其真实的捕获温度，D脉中包裹体的捕获压力约为30 MPa。研究表明，D脉多形成于静水压力条件下，以10 MPa·km-1的静水压力梯度计算，捕获深度约3 km，与前文研究结果基本一致（Gustafson et al.,1975;Hanson,1995；1996）。

上述包裹体捕获压力和深度的估算没有考虑CO2和除石盐之外其他子晶的影响，CO2的存在会导致估计的捕获压力偏低，而其他盐类子晶的存在或导致压力估计值偏高（Roedder,1984;Hedenquist et al.,1985;Rust et al.,2008），因此，上述关于甲玛铜多金属矿床角岩型和斑岩型矿体成矿压力及深度的估算存在一定误差。

3 讨 论

3.1 成矿流体与成矿物质来源

甲玛铜多金属矿床流体包裹体研究表明，成矿早期的流体具有高温、高盐度、高氧化性、富CO2的特征，随着成矿作用的进行，流体成矿系统的温度、盐度、氧化性、CO2含量等逐步降低，符合典型的浆控高温热液成矿系统的流体特征（陈衍景等，2007）。研究表明，与软流圈地幔相比，岩石圈上地幔相对偏氧化性（Lécuyer et al.,1999;Catling et al.,2001），其挥发分以CO2为主（Lowenstern,2001），富CO2的流体通常在小于130 km或者最高不超过200 km深度的地幔中与橄榄岩相平衡。富CH4的流体主要在深度大于200 km的还原性软流圈地幔与碱金属-硅酸盐熔体相平衡（Simakov,1998）。在大部分斑岩型Cu-Mo-Au矿床中，CO2在包裹体中比较常见，CO2之外的其他气体（如CH4、H2S、N2等）很少被检测出（Rusk et al.,2002）。甲玛矿床成矿早阶段和主成矿阶段包裹体的气相成分检测出CH4、CO2以及少量的SO2、H2S等成分，说明成矿流体可能来源较深，可能有软流圈成分的加入。李永胜等（2012）通过对甲玛矿床矿化石英脉中的石英单矿物进行H（δD）和O（δ18O）测试，获得δD值-104‰～-75‰，δ18O值5.37‰～11.5‰，也表明甲玛矿床的成矿流体早期主要为深源流体，随着岩浆-热液不断演化，有上部大气降水的混合。

周云等（2011）通过对花岗斑岩石英斑晶中的包裹体进行同步辐射X射线荧光MAPPING研究，发现甲玛矿床岩浆挥发分中具有Cu、Pb、Zn等成矿元素的荧光效应，表明在岩浆结晶分异过程中已经有富含成矿金属物质的流体存在，暗示成矿物质来源于岩浆。杜光树等（1998）、曲晓明等（2002）、Qu等（2007）、周云等（2011）和李永胜等（2012）对甲玛矿床主要金属硫化物（黄铜矿、辉钼矿、黄铁矿、磁黄铁矿、方铅矿、闪锌矿、斑铜矿、黝铜矿、辉铜矿）以及矿化岩浆（花岗斑岩、二长花岗斑岩）进行硫同位素测试，获得硫化物δ34S平均值-1.33‰；硫酸盐δ34S平均值+1.13‰；含矿岩浆岩的δ34S平均值+0.5‰，表明甲玛矿床硫的来源以幔源岩浆为主。Qu等（2007）和周云等（2012）对矿床黄铜矿、岩浆岩的铅同位素测试，获得黄铜矿208Pb/204Pb值为38.944～38.956、207Pb/204Pb值为15.620～15.625、206Pb/204Pb值为18.584～18.607，斑 岩 体208Pb/204Pb、207Pb/204Pb和206Pb/204Pb值分别为38.924～38.997、15.616～15.626和18.628～18.675，说明成矿物质有可能来自地幔与下地壳。Ying等（2014）对矿床辉钼矿w（Re）进行测试，获得斑岩型矿体、角岩型矿体和矽卡岩型矿体的辉钼矿w（Re）分别为38.75×10-6～130.5×10-6、121.5×10-6～387.4×10-6和123.7×10-6～304.7×10-6，表明甲玛矿床的钼主要来源于地幔，可能混入少量的壳源成分。

甲玛矿床形成于冈底斯碰撞造山带内部，斑岩成矿系统成岩成矿作用发生于14～17 Ma（唐菊兴等，2010；2011；应力娟等，2011；Ying et al.,2014;Zheng et al.,2016;张泽斌等，2019）。矿床形成于冈底斯成矿带后碰撞伸展背景，岩石圈地幔对流减薄、软流圈物质上涌以及壳幔相互作用造成大规模中酸性及中基性岩浆侵入、喷发和成矿，形成斑岩型、矽卡岩型等多种金属矿床（王登红等，2001；侯增谦等，2003；孟祥金等，2003）。综合甲玛铜多金属矿床的流体成分特征、同位素研究以及成矿构造背景，笔者认为矿床的成矿流体和成矿物质可能主要来源于冈底斯造山带下的岩石圈地幔，有软流圈物质的加入。

3.2 流体演化与矿质沉淀

关于斑岩矿床的金属沉淀机制前人已开展过大量的研究，成矿过程中温度、压力、pH值、氧逸度等物理化学条件的变化均有可能导致金属沉淀，其中，温度降低是金属沉淀最重要的机制（Hezarkhani et al.,1999;Ulrich et al.,2001;Redmond et al.,2004;Landtwing et al.,2005）。

流体包裹体研究表明，早阶段脉体（A脉）中主要有L、V、PV、VCO2、S1、S2型包裹体，且包裹体气相成分检出CH4、CO2、SO2、H2S，包裹体温度集中于300～500℃，L型和V型包裹体盐度w（NaCleq）平均值8.05%，S1型包裹体盐度w（NaCleq）较高（33.41%），表明成矿早期的流体具有高温、高盐度富挥发分的特征（图8）。早期高温、富CO2等挥发分、高碱金属离子的流体与围岩发生水岩反应，形成钾长石、黑云母等钾化蚀变矿物（胡受奚等，2002）。此外，A脉中S型包裹体含有石盐、钾盐、石膏、赤铁矿、黄铜矿、磁铁矿等子矿物，液相成分中检出，表明早期成矿流体氧逸度较高且成分复杂，富含Na+、K+、Ca2+、Fe3+、Cu2+等阳离子，及等矿化剂，这与前人研究得出的大陆内部浆控高温热液矿床的典型特征相似（陈衍景等，2009；杨志明等，2005；2009；李淼等，2015）。虽然早阶段流体发生沸腾作用，但体系氧逸度仍然较高，限制了硫化物沉淀和成矿，仅有少量含黄铜矿、辉钼矿、黄铁矿的石英脉形成，矿化较弱。在此阶段，S2型包裹体盐度w（NaCleq）为34.68%～43.34%，以石盐子晶消失而达到最终均一，但此类包裹体的岩相学观察并未见明显的后期改造，表明该类包裹体可能来自长英质岩浆房的直接出溶，并在高压下被捕获（Cline et al.,1994）。随着岩浆房持续出溶流体，在高温（＞400℃）的较强塑性岩石中，容易产生局部的过高压（Fournier,1999），这种条件下捕获的包裹体即为S2型包裹体。本文获得的S2型包裹体最低捕获压力平均180 MPa，远高于S1型包裹体，亦印证了这一点。并且由于此阶段岩浆尚未完全固结，A脉通常弯曲、形态不规则，延伸不远。

图8 甲玛铜多金属矿床不同类型包裹体盐度-温度图（底图据Bodnar,1983）Fig.8 The salinity-temperature diagram of different stage fluid inclusions from the Jiama copper-polymetallic deposit(base map from Bodnar,1983)

早阶段蚀变消耗了系统的热量和溶质导致流体温度和盐度的降低。主成矿阶段（B脉）流体温度集中在250～450℃，盐度w（NaCleq）平均值7.67%和33.96%，略低于A脉中的包裹体（图8）。早阶段水岩反应消耗了大量碱金属离子和OH-，导致流体的酸性程度增高，或者说是H+活度增高，致使→H2O+CO2↑平衡右移，造成流体中的CO2大量逃逸或SiO2的消耗使流体黏度降低，渗透力增强；流体与围岩的Fe发生反应，使流体的氧逸度降低（Heinrich,2005），导致，另外，S型包裹体中石膏、赤铁矿等子矿物数量相对A脉变少，也表明流体由早阶段到主成矿阶段，氧化性逐渐减弱，还原性逐渐增强；以上的流体性质变化导致早阶段的“碱交代”之后，发生以CO2逸失、流体沸腾和硫化物沉淀为特征的广泛的“酸交代”（胡受奚等，2002）或“酸淋滤”（Heinrich,2005）。该阶段，岩体基本固结，流体进入由于高压产生的裂隙，压力骤降也会导致流体再次沸腾，大量硫化物沉淀，同时也会导致流体温度和盐度的进一步降低，形成多种硫化物石英脉，脉体往往较为平直、宽大、延伸较远，无蚀变晕。

进入成矿晚阶段（D脉阶段），随着大量斑岩系统裂隙的发育，高氧逸度的地下水不断混入到成矿流体系统中，并发生循环对流，斑岩岩浆侵入带来的热能被逐渐消耗，流体的氧逸度和酸度不断增高，温度、盐度进一步降低（图8），流体系统也由静岩压力逐渐转变为静水压力（Fournier,1992）。晚阶段仅发育L型包裹体（图3t），均一温度集中于300～400℃，盐度w（NaCleq）也降低至5.45%。流体中CO2含量显著下降，未见含CO2包裹体出现。表明岩浆热液系统已经逐渐被大气降水热液代替，该阶段的脉体发育规模也有所减少，脉体变窄。

综上所述，甲玛铜多金属矿床的成矿流体通过不断的水岩反应、挥发分逸出、流体沸腾、流体混合等，导致流体的温度、压力、氧逸度不断降低，由早期的高温、高盐度流体逐渐演化为晚期的中温、低盐度流体系统（图8）。

4 结论

（1）甲玛铜多金属矿床角岩型、斑岩型矿体流体成矿过程可分为早（成矿早阶段A脉）、中（转化阶段B脉）、晚（成矿晚期D脉）3个阶段：早阶段以发育具有钾长石蚀变晕的石英脉，石英+钾长石±黄铜矿±辉钼矿脉，石英+黑云母脉，黑云母+黄铜矿±黄铁矿脉为特征，有微弱矿化；中阶段以发育石英±辉钼矿±黄铜矿±黄铁矿脉为特征，为主成矿阶段；晚阶段以发育黄铁矿脉，石英+黄铁矿±黄铜矿±辉钼矿脉石英脉，矿化微弱。

（2）成矿早阶段主要发育L、V、PV、VCO2、S1、S2型包裹体，均一温度集中在300～500℃，盐度w（NaCleq）为0.6%～43.3%；中阶段也发育L、V、PV、VCO2、S1、S2型包裹体，均一温度集中在350～450℃，盐度w（NaCleq）为1.0%～47.4%；晚阶段只发育L型包裹体，均一温度介于250～397℃，盐度w（NaCleq）为1.1%～9.9%。从成矿早阶段到成矿晚阶段，流体由高温、高盐度、高氧逸度的流体逐渐演化为中温、低盐度的流体。通过压力估算得到甲玛矿床A、B、D脉阶段的成矿深度约分别为3.2 km、3.2 km、3 km。

（3）主成矿阶段水岩反应引起的流体CO2逸失、pH值降低、氧逸度降低以及体系压力骤降是导致硫化物沉淀的主要因素。

致谢野外工作得到了西藏华泰龙矿业开发有限公司、甲玛矿床项目组成员的大力支持，测试工作得到中国地质科学院矿产资源研究所陈伟十、熊欣老师的热忱帮助，匿名审稿人对本文提出了宝贵的修改意见，在此一并致以谢意。