藏南澤當努日銅鎢鉬礦床流體地球化學特征及礦床成因研究

潘嵐，謝偉

（1.四川省第三地質大隊，成都 611743；2.四川省地球物理調查研究所，成都 610032）

1 區域地質概況

努日銅鎢鉬礦床位于拉薩地塊南部的岡底斯火山-巖漿弧構造帶東段南緣，雅魯藏布江縫合帶的北緣（圖1）。

圖1 大地構造位置圖（據Chung et al.,2009;Jiang et al.,2012 修改）

區域地處滇藏地層大區南部，雅魯藏布江以北地區，受雅魯藏布江縫合帶影響，區內地層可劃分為南北兩個地層小區，其中南部為喜馬拉雅板片地層小區，北部為岡底斯-念青唐古拉板片地層小區。該區自下而上出露的地層主要有：三疊系上統姐德秀組（T3j）的碎屑巖、碳酸鹽，侏羅系上統麻木下組（J3-K1m）的鈣堿性島弧火山巖夾碳酸鹽巖、碎屑巖，白堊系下統比馬組（K1b）的含煤碎屑巖、碳酸鹽巖及島弧鈣堿性火山巖（王少懷等，2003），第三系上統大竹卡組（E3-N1d）的中酸性火山集塊巖、火山角礫巖及少量碳酸鹽巖，以及第四系（Q），主要表現出時代新、巖性較復雜、火山沉積巖發育、厚度巨大、分區產出的特征（雷強生，2018）。區域受雅魯藏布江走滑斷裂的左旋剪切作用，岡底斯東段由東往西先后形成了北東東向朗縣基底剝離斷層、澤當層間剝離斷層，并在后續回彈活動中形成與北東東向上層次剝離斷層有關的達孜-甲馬“類雙峰”玄武-流紋質潛火山巖脈帶。這三者共同組成了雅魯藏布江走滑斷裂的拉分型轉換構造（閆學義等，2010），進而發育大量北西、北東向次級斷裂、褶皺構造，從而提供了巖漿活動和熱液運移的構造條件。區域巖漿活動異常強烈，巖漿巖分布廣泛，既有大規模的侵入巖，亦有巨厚層的噴出巖，主要有：燕山晚期輝長巖、輝長閃長巖、花崗閃長巖；喜山早期花崗閃長巖、石英二長閃長巖、二長花崗巖；喜山晚期閃長玢巖、石英閃長玢巖、花崗閃長斑巖、二長花崗斑巖，多呈巖株、巖筒、巖脈產出，具有次火山巖特征，構成了念青唐古拉弧背斷隆和岡底斯陸緣火山-巖漿弧的一部分（陳雷，2011）。

2 礦床地質概況

努日礦床位于西藏山南地區澤當鎮東北部，隸屬于岡底斯銅鉬成礦帶中東段南亞帶。整個礦區從南至北可分為南、中、北三個礦段，其中南礦段主要以銅、鉬礦化為主，常伴生鎢礦體；中礦段主要以銅鎢礦化為主，鉬礦化逐漸增強的特征；北礦段則出現鎢、鉬礦化增強，并常能見到獨立鎢礦體，總體以銅鉬共生礦體為主。

礦區內地層主要是下白堊統比馬組（K1b）、上白堊統-古近系旦師庭組（K2-Ed）及第四系風成砂（圖2）。其中，下白堊統比馬組自下而上可分為三段：K1b3、K1b4、K1b5，為主要的含礦地層，主要由細晶（粉晶）灰巖、板巖及片理化玄武安山巖、英安巖、細砂巖、變質片狀安山質凝灰巖組成，夾透輝石—石榴石矽卡巖，除了K1b4在三個礦段中均有出露外，K1b3、K1b5分別在北礦段南東部及中礦段出露；上白堊統-古近系旦師庭組（K2-Ed）主要是淺灰綠色的厚層狀安山質火山角礫巖、砂質礫巖等，分布在中礦段的西側和南礦段，不整合覆蓋在比馬組第五段之上；第四系主要為風成砂堆積，為淺黃色、白色粉-細沙，松散未膠結，各礦段均有分布，分布面積60%以上。礦區斷裂比較發育，為低級序走滑（斜滑）斷裂，其發育方向主要有NWW 向、NW 向、NNW 向、NE 或NEE 向。礦區內巖漿活動強烈，出露有花崗閃長巖、石英閃長巖、花崗斑巖及二長花崗巖，在鉆孔的巖芯中還見有石英閃長玢巖出露（陳雷，2011,2012）。

圖2 西藏努日銅鉬鎢礦區地質圖（據中冶二院資料修改，2009）

根據脈體之間的相互穿插關系、礦石結構、構造、礦物組合及巖相學特征，努日礦床的成礦作用從早到晚可依次劃分為5 個成礦階段，分別為早期矽卡巖階段、矽卡巖退化蝕變階段、氧化物階段、石英-硫化物階段及石英-碳酸鹽階段，其中氧化物階段及石英-硫化物階段分別是礦區內最重要的鎢礦化階段及銅、鉬礦化階段，為該礦床的主成礦階段，并形成大量的石英。目前所發現的銅、鎢、鉬三個礦種在空間上既有獨立礦體，又有共生的復合礦體。其中：鎢礦體全部產在矽卡巖中；銅礦體主要產在矽卡巖中，部分呈脈狀產在變質粉砂巖、石英閃長巖或石英閃長玢巖中，少量呈浸染狀產在石英閃長巖或石英閃長玢巖；鉬礦體即產于矽卡巖中，也呈脈狀產于變質粉砂巖中；共生的復合礦體大部分產在矽卡巖中，少量呈脈狀產出在硅化石英砂巖或變質粉砂巖中，其中銅鎢或是鉬鎢、銅鎢鉬這種復合礦體一般在矽卡巖中產出，而銅鉬則既分布于矽卡巖中，也在變質粉砂巖中有所分布的。矽卡巖型礦體主要呈層狀、似層狀產出，與地層產狀相同，主要在地層中巖性的轉換處或層間破碎帶中產出。礦區由于覆蓋嚴重，地表出露礦體連續性不好，中心部位礦體厚大，向外變化為枝杈狀。

3 樣品采集及分析方法

努日礦區從南至北分布的三個礦段全長4 500 m，地表出露有大量的矽卡巖，且露頭斷續分布。在野外詳細觀察的基礎上，樣品主要采自該礦床地表出露的矽卡巖及含硫化物的石英脈（圖2）。將這些樣品磨制成厚度為0.2mm 雙面拋光的包裹體片按照鏡下鑒定、照相、冷凍、加熱流程進行包裹體顯微特征觀察并測溫，選擇有代表性的樣品進行氣液相成分分析及氫氧同位素分析。

流體包裹體顯微測溫實驗在成都理工大學包裹體實驗室的 Linkam THMSG600 型冷熱臺上完成，該冷熱臺測定的理論溫度范圍為-196～+600℃，實際溫度范圍為-196～+450℃。在-120～-70℃溫度范圍的測定精度為± 0.5 ℃、-70～+100℃溫度范圍的精度為±0.2℃，在100～500℃溫度范圍的精度為±2℃。測試過程中，升溫速率控制在0.2～5℃/min，在水溶液包裹體相變點附近的升溫速率控制在0.2～0.5℃/min，以準確記錄其相轉變溫度。

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包裹體氣液相成分分析在核工業北京地質研究院分析測試研究中心完成氣相成分測試儀器是美國PE.Clarus600，液相成分測試儀器是DIONEX-500 離子色譜儀。

石英樣品的氫、氧同位素在核工業北京地質研究院分析測試研究中心完成。首先先把石英樣品低溫烘烤去除表面的吸附水再用爆裂法使樣品爆裂，提取出原生包裹體的水，使之在400℃下與鋅反應產生氫氣，然后在MAT253 質譜儀上分析其氫同位素組成，分析精度為±2‰；氧同位素分析采用五氟化溴法測定，測試儀器也是MAT253 質譜儀，分析精度為±0.2‰。氫、氧同位素采用的國際標準均為V-SMOW 值。

4 流體包裹體特征

4.1 流體包裹體巖相學特征

流體包裹體巖相學顯微觀察顯示，努日礦床石英脈中原生流體包裹體比較發育，多呈星點狀、星散狀分布，局部集中成群分布；包裹體形態主要為橢圓形、不規則狀，少數呈近四邊形，偶見負晶形包裹體；包裹體長軸大小介于7～33μm；根據室溫下流體包裹體的相態和成分組成，努日礦床主成礦階段的原生包裹體類型可分為4 類：

Ⅰ類：氣液兩相水成包裹體（圖3A）：占包裹體總數的80%以上，包裹體長軸大小介于7～33 μm，大多數為10～17 μm，氣液兩相包裹體的氣體百分數介于5%～15%。個別氣液兩相包裹體可見縮頸（卡脖子）、泄露現象（圖3G）。

圖3 氧化物階段及石英-硫化物階段石英脈中不同類型流體包裹體顯微照片

II 類：含子晶礦物多相包裹體（圖3B、C）：該類包裹體由氣相、液相和固相組成，數量較少，粒徑集中在6～11 μm，一般呈近圓形、橢圓形和不規則狀。子晶礦物透明，呈立方體形態的可判定子晶為石鹽子晶，個別呈渾圓狀，棱角較圓滑的判定為鉀鹽子晶。該類包裹體發育不多僅在樣品NR013 和NR022中觀察到8 個。

III 類：富CO2包裹體（圖3D）：該類包裹體由氣相CO2、液相CO2組成，數量極少，粒徑介于8～18 μm，呈橢圓形、不規則狀。氣體百分數30%～60%，該類包裹體發育很少僅在NR022 中觀察到4 個，NR013 中僅觀察到1 個。

IV 類：單相包裹體（圖3E）：在室溫下全部呈液相或氣相，該類包裹體數量較少，粒徑較小約為2～3 μm，通常呈渾圓狀或不規則狀。

4.2 流體包裹體顯微測溫結果

對努日礦床氧化物階段及石英-硫化物階段7 件樣品中的70 個Ⅰ類氣液兩相水成包裹體和樣品NR013、NR022 中觀察到的8 個II 類含子晶礦物多相包裹體進行了顯微測溫，測試結果列于表1。

表1 努日礦床主成礦階段石英流體包裹體顯微測溫數據匯總表

Ⅰ類氣液兩相水成包裹體的鹽度通過冰點溫度值，運用（Bodnar，1992）的冷凍溫度-鹽度數值表查出，流體密度根據劉斌等（1987） NaCl-H2O 液相包裹體的密度公式計算得出；II 類含子晶礦物多相包裹體的鹽度通過NaCl 子礦物熔化溫度值，運用（盧煥章，2004）的NaCl 子礦物熔化溫度-鹽度換算表查出，流體密度根據Bischoff（1991）的公式計算得出。同一顯微視域內可見有各種類型的流體包裹體共存的現象，如II 類含子晶礦物多相包裹體與Ⅰ類氣液兩相水成包裹體共存（圖3B、C）、IV 類單相包裹體與Ⅰ類氣液兩相水成包裹體共存（圖3E）。Ⅰ類包裹體均一過程中，多以氣泡消失達到均一。從表1 和圖4 中可以看出，Ⅰ類包裹體的均一溫度變化范圍較大，均一溫度范圍為167.9～314.3℃，峰值集中在240～300℃（圖4），平均為261.2℃。根據NaCl-H2O 型包裹體的冰點溫度，在流體包裹體冷凍法冰點與鹽度關系表（Bodnar，1983）中查得對應鹽度，發現Ⅰ類包裹體的冰點溫度變化范圍較小，集中于-5.0～-2.2℃，對應的鹽度[w（NaCl）/%下同]范圍為3.7%～7.9%，平均為5.4%，峰值介于4%～6%（圖4），對應的流體密度是0.77～0.93 g/cm3，平均為0.83 g/cm3。均一過程中，II 類包裹體主要以子晶消失的方式達到均一，也有以氣泡消失的方式達到均一，該類包裹體的均一溫度范圍為263.8～318.2℃，對應的鹽度范圍為35.3～39.7%，平均為37.5%，均一后的流體密度為1.069～1.083 g/cm3，平均為1.075 g/cm3。III 類富CO2包裹體由于數量極少，在測溫過程中未見明顯變化特征，但據陳雷（2011）測得CO2三相點溫度在-57.4～-63.8℃，低于-56.6℃，表明包裹體的氣體成分中可能有其它氣體的存在如CH4或N2。

圖4 努日礦床主成礦階段流體包裹體均一溫度和鹽度直方圖

4.3 流體包裹體氣相、液相色譜成分分析

礦物流體包裹體成分可以幫助深入了解礦床古流體的性質和礦物結晶環境，追溯成巖成礦流體來源和運移路徑，獲取巖漿系統演化過程信息和巖石圈地幔相互作用信息，進而探討礦床成因與成礦環境，并指導礦床勘查（楊丹等，2007）。

從表2 可以看出，該礦床主成礦階段的石英流體包裹體的氣相成分以H2O、CO2和N2為主，其次為H2、CO，有少量CH4。從表3 可以看出，主成礦階段的石英樣品中陽離子以Ca2+、Na+、K+、Mg2+為主；陰離子以Cl－、SO24-和極少量的F－為主，不含NO3－，未檢測到Br－。SO24-的存在，說明流體在成礦期間處于高氧逸度狀態（楊志明和侯增謙，2009）。包裹體組成中[（Na+K）/（Ca+Mg）]m比值多大于1（圖5B），可能反映了在經歷強烈矽卡巖化后的退化熱液階段，其流體中Ca2+、Mg2+比例下降（賈麗瓊，2015）。Na+與Cl－之間存在很好的正相關關系，R2>0.9（圖5A），表明努日礦床流體來源、演化較為簡單。（Na/K）m比值范圍在3.5～29.4 之間（表3）。計算所得礦床總離子濃度為0.04%～0.32%，低于單個包裹體顯微測溫獲得的鹽度（3.7%～7.9%）。（Na/K）m 值變化范圍為3.52～29.44，（F/Cl）m 值介于0.009 5～0.089，（Cl/SO4）m 值分布于2.66～27.85。

表2 努日礦床主成礦階段石英流體包裹體氣相色譜分析結果表

表3 努日礦床主成礦階段石英流體包裹體離子色譜分析結果表（ωB/10-6）

圖5 努日礦床主成礦階段流體包裹體離子組成及協變圖

4.4 氫、氧同位素特征

努日礦床主成礦階段的石英樣品氫、氧同位素測試結果見表4。6件石英樣品的δ18OV-SMOW的變化范圍為5‰～12.5‰，平均值為8.63‰，極差為7.5‰；δDV-SMOW值分布于-105.6‰～-88.8‰，平均值為-95.15‰，極差為16.8‰。假定石英樣品中的流體包裹體與石英礦物（寄主礦物）之間達到了氧同位素平衡，則與石英礦物平衡的水的氧同位素分餾按照如下公式可計算獲得：1 000 lnα石英-水=3.34×106×T-2-2.90（Matsobisa，1979），結合6件樣品NR009、NR015、NR016、NR018、NR020、NR022 已進行的包裹體測溫工作，公式中的T 采用各個包裹體的均一溫度平均值，得到流體包裹體中水的δ18OH2O值為-2.68‰～2.24‰，平均值為-0.24‰，極差為4.92‰。

表4 努日礦床主成礦階段氫、氧同位素測試結果表

5 礦床成因探討

流體包裹體的巖相學及顯微測溫結果表明，努日礦床發育豐富的原生流體包裹體，這些流體包裹體反映了礦床主成礦階段成礦流體的基本特征。并且包裹體類型較為復雜，鏡下可見氣液兩相水成包裹體、含子晶礦物多相包裹體、富CO2包裹體及單相包裹體共存的現象，表明這些流體包裹體可能是在沸騰/不混溶狀態下，捕獲于不均勻的流體狀態（Shepherd et al，1985）。富CO2包裹體的出現，表明流體為H2O-CO2±CH4型，而流體包裹體氣、液相色譜分析結果表明（表2、表3），成礦流體中還含有較多的Ca2+、Na+、K+、Cl－，富含H2O 和CO2等，所以流體應為H2O-CO2-NaCl-CaCl2（KCl）體系。

努日礦床的主要成礦溫度集中于240～300℃（圖4），鹽度集中于4%～8%（圖4），流體密度集中于0.77～0.93g/cm3，總體上表現出中溫、中低鹽度的流體特征。流體包裹體氣相成分協變圖（圖6）說明H2O 與CO2、N2、CO、H2以及CH4的線性關系擬合很好，R2分別為0.9053、0.8651、0.7603、0.7581 和0.6919，說明成礦流體中的各氣相成分是從相同的相態下分離形成，因為若是從同一相態下析出，那么各氣體成分與H2O 之間呈相近或一致的連續變化，即線性擬合程度很好（李新俊等，2002；Liu et al，2003）。而4 種或2 種以上類型的包裹體常在同一石英顆粒中共生，如含子晶礦物的多相包裹體與氣液兩相水成包裹體（圖3B、C）；單相包裹體與氣液兩相水成包裹體（圖3E），且不同類型的包裹體具有相近的均一溫度（陳雷，2011），結合氣相成分協變圖，恰恰說明成礦流體在主成礦階段發生了沸騰作用，并且在沸騰作用中，成礦流體發生了相分離，使得流體由單一的流體相分離為流體相和氣相兩種，也形成一些富氣相包裹體如III 類富CO2包裹體，鹽分及成礦元素進入液相，形成II 類含子晶多相包裹體和Ⅰ類氣液兩相水成包裹體。

圖6 努日礦床主成礦階段石英流體包裹體H2O 與其它氣相成分協變圖

努日礦床主成礦階段石英的δDV-SMOW值為-105.6‰～-88.8‰，δ18OV-SMOW值為5‰～12.5‰，對應的δ18OH2O值為-2.68‰～2.24‰，其δDV-SMOW值和δ18OH2O值明顯低于巖漿水的變化范圍（Taylor，1974）。將δ DV-SMOW值和計算獲得的δ18OH2O值投影到δD-δ18OH2O關系圖解（圖7）中，可以看出，主成礦階段成礦流體投影點遠離變質水區域，位于大氣降水線和巖漿水區域之間，說明在努日礦床主成礦階段有大氣降水的混入。但流體包裹體的密度主要集中在0.80～1.00 g/cm3，暗示努日礦床主成礦階段流體與巖漿熱液有密切關系。

圖7 努日礦床成礦流體δD-δ18OH2O 圖解（底圖據Taylor，1979）

在流體包裹體氣相組成分布圖（圖8）上，14 件樣品的投影點較為集中（NR031 未檢測到CH4），表明努日礦床主成礦階段的流體活動范圍比較局限，發育的地質環境較為穩定。結合前人認為努日礦床具有單一的巖漿硫來源，沒有地層圍巖中硫的加入（陳雷，2011；王立強，2014），表明成礦流體很可能形成于接觸交代碳酸鹽巖地層之前，而陳雷（2011）測得CO2三相點溫度在-57.4～-63.8℃之間，低于-56.6℃，又流體包裹體氣相、液相離子色譜分析結果證實，包裹體中確實富集有CO2、N2、H2及少量CH4等其它氣體，大量氣體的出現說明成礦流體此時與碳酸鹽巖地層發生了接觸交代反應，并且隨著反應的進行，體系中氣體不斷增加，壓力也不斷升高，當壓力大于上覆地層的靜巖壓力時，產生破裂裂隙。裂隙的產生使得壓力急劇下降，此時發生沸騰作用，鏡下4 種或2 種以上類型的包裹體常在同一石英顆粒中共生，且不同類型的包裹體具有相近的均一溫度（陳雷，2011），并且結合氣相成分協變圖（圖6），恰恰說明成礦流體在主成礦階段發生了沸騰作用。在沸騰作用過程中，成礦流體發生了相分離，使得流體由單一的流體相分離為流體相和氣相兩種，形成一些富氣相包裹體如III 類富CO2包裹體，鹽分及成礦元素進入液相，形成II 類含子晶多相包裹體和Ⅰ類氣液兩相水成包裹體。再由δD-δ18OH2O關系圖解（圖7）可以看出努日礦床主成礦階段受到了大氣降水的混入，大氣降水的滲入進一步加劇了沸騰作用，最終打破了成礦流體體系的物理化學平衡，促使金屬硫化物的溶解度降低，沉淀出大量黃鐵礦黃銅礦等硫化物。

圖8 努日礦床主成礦階段流體包裹體氣相組成分布圖

6 結論

（1）努日礦床主成礦階段的流體包裹體類型主要有氣液兩相水成包裹體、含子晶多相包裹體、富CO2包裹體和單相包裹體四種，其中以氣液兩相水成包裹體為主。

（2）流體包裹體顯微測溫結果表明，均一溫度主要集中在240～300℃，鹽度主要集中在4%～8%，而含子晶的多相包裹體鹽度集中在35.3%～39.7%，屬于中溫、中低鹽度的流體體系。流體密度集中于0.80～1.00g/cm3。包裹體的氣相組成成分以H2O、CO2和N2為主，其次為H2、CO，有少量CH4；液相組成成分中，陽離子以Ca2+、Na+、K+、Mg2+為主；陰離子以Cl－、SO24-和極少量的F－為主，不含NO3－，未檢測到Br－。流體屬于H2O-CO2-NaCl-CaCl2（KCl）體系。

（3）氫、氧同位素測試結果表明，流體的δ18OH2O值變化范圍為-2.68‰～2.24‰平均值為-0.24‰，δDV-SMOW值變化范圍為-105.6‰～-88.8‰，平均值為-95.15‰，說明努日礦床主成礦階段有大氣降水的混入。

（4）成礦流體發生的沸騰作用，破環了體系的物理化學條件，導致大量金屬硫化物的沉淀，形成Cu（W、Mo）的礦化，沸騰作用可能是努日礦床主要成礦的機制。