2958 ActaPetrologicaSinica 岩石学报 2009,25(11) 道伦达坝铜多金属矿床位于内蒙古自治区锡林郭勒盟西乌旗境内, 属大兴安岭南段西坡, 现已探明铜总量 万吨 钨 3.93 万吨 锡 3.24 万吨, 为中型铜多金属矿床 ( 王玉山等,2006)1 王万军

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1 /2009/025(11) ActaPetrologicaSinica 岩石学报 内蒙古道伦达坝铜多金属矿床成矿流体特征及其 演化 1 徐佳佳 1 赖勇 2 崔栋 1 常勇 1 蒋林 1 舒启海 1 李文博 XUJiaJia 1,LAIYong 1,CUIDong 2,ChangYong 1,JiangLin 1,ShuQiHai 1 andliwenbo 1 1. 北京大学造山带与地壳演化重点实验室, 北京 内蒙古赤峰第十地质矿产勘察开发院, 赤峰 LaboratoryofOrogenandCrustEvolution,PekingUniversity,Beijing100871,China 2.No.10InstituteofGeologicalExploration,InnerMongoliaBureauofGeology&MineralResources,Chifeng024005,InnerMongolia,China 收稿, 改回. XuJJ,LaiY,CuiD,ChangY,JiangL,ShuQHandLiWB.2009.Characteristicsandevolutionofore formingfluidsof thedaolundabacopper poly metaldeposit,innermongolia.actapetrologicasinica,25(11): Abstract TheDaolundabamedium sizedcopper poly metaldepositinxiwuzhumuqinqi,xilinguolecity,innermongolia,occurs inthewesterngreatxing'anrange.ore bodiesaremainlyhostedinthecontactzonebetweenabiotitegraniteandasiltyslate.the studyinorepetrographyandfluidinclusionsandhydrogenoxygenisotopegeochemistryshowsthatthedaolundabadepositwasformed bypost magmatichydrothermalproces. Hydrothermalmineralization aredivided intotheearly, middleand latestageswith homogenizationtemperaturesof388~>500,302~463 and179~359,respectively.w andsnmineralizationoccuredinthe middlestage,whilethecumineralizationmainlyoccuredinthelatestage.theore formingfluidwasoriginalyach 4 CO 2 H 2 O NaCl system,andevolvedintoah 2 O NaClsystem throughreleaseofch 4 andco 2 alongwithdecreasingtemperatureandpresure. Thefluidsalinitywaswidelyvariable,butdecreasedfromearlytolate.Thevapor brinephaseseparationresultedinmineralizationof W andsn;andthech 4 andco 2 escapeandtheinputandmixingofmeteoricwatercausedcudeposition.duringthehydrothermal mineralization,thebiotitegranitewal rockandsiltyslateservedassealandcontainertotrapore fluids,respectively.thismakesthe granite slatecontactzonestobekeypositionsformetalicmineralizationandfutureoreexploration. Keywords Fluidinclusions;Hydrogenandoxygenisotopes;Ore formingfluids;daolundabacopper poly metaldeposit;inner Mongolia 摘要内蒙古自治区锡林郭勒盟西乌旗道伦达坝中型铜多金属矿床位于大兴安岭南段西坡, 矿体主要产于粉砂质板岩与黑云母花岗岩的接触带 本文通过系统的岩相学 矿相学 流体包裹体和氢 氧同位素研究表明, 道伦达坝铜多金属矿床属岩浆期后气化热液矿床, 成矿过程包括早 中 晚 3 个阶段, 温度区间分别为 388~> ~ ~359 钨 锡矿化主要发生在中阶段 铜矿化主要发生在晚阶段 初始成矿流体为 CH 4 CO 2 H 2 O NaCl 体系, 随着温压降低,CO 2 CH 4 大量逸失, 而演化为 H 2 O NaCl 体系 流体盐度变化范围大, 但从早到晚逐步降低 流体临界分离导致钨 锡矿化 ; 流体 CH 4 CO 2 逃逸和大气降水热液混入导致铜矿化 黑云母花岗岩的侵入活动导致了成矿流体的聚集, 而粉砂质板岩有利于成矿流体封闭, 致使二者接触带成为有利的成矿和找矿部位 关键词 中图法分类号 流体包裹体 ; 氢氧同位素 ; 成矿流体 ; 道伦达坝铜多金属矿 ; 内蒙古 P618.41;597.2 国家 973 项目 (2006CB403501) 和中国地质调查局项目 ( ) 资助. 第一作者简介 : 徐佳佳, 女,1983 年生, 博士生, 矿床学专业,E mail:xujiajia0921@126.com 通讯作者 : 赖勇,E mail:yonglai@pku.edu.cn

2 2958 ActaPetrologicaSinica 岩石学报 2009,25(11) 道伦达坝铜多金属矿床位于内蒙古自治区锡林郭勒盟西乌旗境内, 属大兴安岭南段西坡, 现已探明铜总量 万吨 钨 3.93 万吨 锡 3.24 万吨, 为中型铜多金属矿床 ( 王玉山等,2006)1 王万军等 (2005) 提出内蒙大兴安岭中南段西坡前进场至新林镇奶粉场一带, 存在一个以印支期黑云母花岗岩为主要岩石类型的岩体 前进场花岗岩体, 岩体为长轴近东西向岩基, 总出露面积 192km 2, 道伦达坝矿床的形成与前进场花岗岩体的岩株侵入相关 如果成矿确是前进场岩体侵入所致, 那么岩浆岩提供了热源还是矿源? 成矿过程和机理是怎样的? 在什么位置最有利于成矿? 为了解决这些问题, 本文对道伦达坝矿区矿石的矿相学 流体包裹体以及同位素地球化学进行了系统的研究, 探讨了成矿流体特征及其演化, 初步分析了矿床成因 1 区域地质 矿区地处华北与西伯利亚两大古陆板块的衔接过渡带 在两大古陆板块及松辽盆地中间, 有一走向为北东 北北东向的华力西褶皱带, 该带中最大的地质体被称为锡林浩特微板块, 道伦达坝铜多金属矿区正位于该板块的北部边缘地带 ( 图 1) 矿区及外围地层自下元古界 古生界 中生界 新生界均有出露 ( 表 1) 下元古界宝音图群(Pt 1BY ) 为区内出露最古老的底层, 主要分布在王家营子一带, 区域上呈北东向展布 上石炭统本巴图组 (C 3b ) 出露于矿区东北部及外围呈北东向展布, 其上部与上石炭统阿木山组之下岩段呈整合关系 本区二叠系地层出露较全 范围最广, 于矿区内及外围均有大面积分布 下二叠统大石寨组 (P 1d ) 出露于阿拉坦敖包 水泉沟门一带呈北东向展布 ; 下二叠统哲斯组 (P 1z ) 于阿拉坦敖包一带亦成北东向分布 ; 上二叠统林西组 (P 2l ) 除在矿区外围特别是东部有大面积出露外, 在矿区也是汗白音乌拉北东向褶皱两翼的主要组成部分, 为道伦达坝矿床的主要围岩, 属陆相碎屑岩建造, 岩性主要为灰黑色粉砂质板岩 粉砂质泥岩 泥质粉砂岩及长石石英砂岩 侏罗系地层主要出露在矿区的西北部, 以高仁哈布塔嘎农队为中心呈北东 50 方向展布, 其岩石组合属上侏罗统的火山喷发岩及火山碎屑沉积 第四系分布广泛, 主要分布在阿拉坦郭勒河床两岸及沟谷低凹地带, 覆盖厚度一般在 10~20m, 最大厚度超过 100m 1 表 1 区域地层岩石组合 ( 据王玉山等,2006) Table1 Areapetrostratigraphy(byWangetal.,2006) 地层及代号 厚度 /m 岩石组合 第四系全新统 Qh >100 风成砂 草原砂土 冲洪积 残坡积 第四系更新统 Qp >10 砾石层 上侏罗统白 音高老祖 J 3 b 2149 上侏罗统玛 尼吐组 J 3 mn >930 上二叠统林西组 P 2 l 2474 下二叠统哲斯组 P 1 z 1342 下二叠统大石寨组 P 1 d >2041 古元古界宝音图群 Pt 1BY >917 灰白 ~ 灰紫色凝灰岩 流纹岩夹凝灰质火山角砾岩 灰色 紫红色气孔状玄武岩 橄榄玄武岩 灰黑色粉砂质板岩 粉砂质泥岩 粉砂岩 石英长石砂岩 黄绿色含砾粗砂岩 硬砂岩 长石砂岩夹生物碎屑辉岩 深灰色长石砂岩 粉砂质板岩夹粉砂质泥岩 安山岩 安山质玄武岩 灰绿色黑云母斜长片麻岩 石英二云母片岩夹变粒岩, 又称锡林郭勒杂岩 图 1 内蒙古锡盟 赤峰板块构造图 ( 据肖成东等,2000, 修改 ) Fig.1 TectonicsketchmapofXilinguole ChifenginInner Mongolia(modifiedafterXiaoetal.2000) 区内最重要的构造为米生庙复式背斜及与其有密切关联的三个挤压断裂带 米生庙复式背斜沿乌套海 米生庙 达青牧场 阿拉腾郭勒一线呈北东向横贯全区, 其展布宽度达 60km, 核部为华力西期中酸性 中基性侵入岩和下元古界宝音图群杂岩 该复式背斜展布区内, 由北向南依次发育着与三个挤压断裂带相应的二级褶皱带, 其中第一带位于跃进煤矿一带 ; 第二带处在复式背斜的核部 对道伦达坝矿区构造有直接影响的为复式背斜南东翼的第三褶皱带, 该带的东 1 王玉山, 孙承志, 任凯风等 内蒙古自治区西乌珠穆沁旗道伦达坝二道沟矿区铜多金属矿详查报告

3 徐佳佳等 : 内蒙古道伦达坝铜多金属矿床成矿流体特征及其演化 2959 南部有一出露完整的前毡铺复式向斜, 在其北西的密透 乌兰沟一带, 发育着多个次一级向 ( 背 ) 斜, 以密透为中心, 总体轴向为北东 45, 长近 8km 区内断裂构造可划分为北北东向 北东向 东西向及南北向四组, 以北北东向和北东向占主导地位 北东向和北北东向绝大多数分布在米生庙复式背斜的展布区, 由南向北可划分出三个挤压断裂带 第一带展布于跃进煤矿 格根庙一带 ; 第二带展布于跃进大队 猴头庙 新庙一带 ; 第三带展布于 乌套海 达青牧场一线, 以北东 45 方向通过矿区, 平均宽度 15km, 长达 60km, 为区内发育最好 代表性最强的挤压断裂带 区内岩浆岩活动频繁, 岩性种类繁多, 自华力西期到燕山晚期均有侵入活动, 从超基性 基性 酸性均有产出 其种类有 : 华力西中期石英闪长岩 (Δ 2 O4 ) 华力西晚期角闪辉长岩 (ν 3(2) 4 ); 印支期黑云母花岗岩 (γ 1 5 ) 及燕山晚期石英斑岩 (λπ 3 5 )( 图 2) 图 2 内蒙古西乌珠穆沁旗道伦达坝地区地质略图 ( 据王万军等,2005, 修改 ) Q 第四系 ;1 侏罗系上统布拉根哈达组 ;2 侏罗系上统道特诺尔组 ;3 二叠系上统林西组 ;4 下古生界锡林郭勒杂岩 ; 5 印支期黑云母花岗岩 ;6 华力西晚期角闪辉长岩 ;7 闪长岩 ;8 岩脉 ;9 断裂 Fig.2GeologicalsketchmapofDaolundabaarea(modifiedafterWangWJetal.,2005) Q Quaternary;1 BulagenhadaFormation,UpperJurasic;2 DaotenuoerFormation,UpperJurasic;3 LinxiFormation,Upper Permian;4 Xilinguolecomplex,LowerPaleozoic;5 Biotitegranite,Indosinian;6 Hornblendegabbros,LateVariscan; 7 Diorite;8 Dike;9 Fault 2 矿区地质特征 道伦达坝铜多金属矿区位于米生庙 阿拉腾郭勒复背斜带北东段之南东翼的第三挤压破碎带内 区内出露地层有下元古界宝音图群 (Pt 1BY) 和上二叠统林西组 (P 2l ) 下元古界宝音图群 (Pt 1BY ) 位于矿区西北角, 呈带状分布, 出露面积约 0.5km 2, 主要岩性为黑云母斜长片麻岩及变粒岩, 蕴含部分锡矿体 上二叠统林西组 (P 2l ) 分布面积约 4.5km 2, 与宝音图群 (Pt 1BY ) 不整合接触, 是汗白音乌拉北东向复背斜两翼的组成部分, 主要为粉砂质板岩 粉砂质泥岩及粉砂岩 林 西组地层被黑云母花岗岩侵入, 该侵入体是前进场岩体北西边缘一小部分, 约占整个矿区面积的 1/5 左右, 铷 锶同位素年龄为 196±5Ma( 王万军等,2005) 岩体北部围岩为元古界宝音图群 (Pt 1BY ) 片麻岩, 西部和南部为上二叠统林西组 (P 2l ) 砂板岩, 南部局部位置被晚期的花岗岩侵入 ( 图 3) 矿区发育北东向 北西向 近东西向和近南北向断裂构造 北东向断裂最发育, 且控制了铜 钨 锡矿产的分布, 次为北西向和近南北向断裂, 近东西向断裂相对较少 北西向构造为成矿后断裂 ; 近东西向断裂构造形成较早, 具有多期活动特点

4 2960 ActaPetrologicaSinica 岩石学报 2009,25(11) 图 3 道伦达坝矿床地质图 ( 据银鑫矿业公司,2008, 修改 ) Fig.3 GeologicalmapofDaolundabaCopper poly metaldeposit(modifiedafteryinxinminingcompany,2008) 3 矿床地质特征 3.1 矿体及其产状道伦达坝铜多金属矿床包括 136 个矿体 ( 图 3), 除 5 条表露矿体和 4 条半隐伏矿体之外, 均为隐伏矿体 根据矿体分布情况划分为北 中 南 东 4 个集中区, 分别包括了 26 个 矿体 38 个矿体 22 个矿体和 50 个矿体 北区矿体多为铜矿体, 中区矿体多为铜钨矿体, 南区矿体多为锡矿体, 东区矿体多为钨矿体 其中较大的 10 号矿体控制长度约 350m, 厚度约 120m, 铜 钨 锡的矿石量为 31.5 万吨 ;4 号矿体控制长度约 108m, 厚度约 120m, 铜 钨 锡的矿石量为 10 万吨 表 2 为道伦达坝矿床主要工业矿体特征 表 2 道伦达坝矿床主要工业矿体特征一览表 Table2 Majorore bodyfeatureofdaolundabacopper poly metaldeposit 矿体编号 长度 m 垂深 m 矿体产状 Cu (%) Ag (g/t) WO 3 (%) Sn (%) 矿石量 (t) Cu 储量 (t) Ag 储量 (t) WO 3 储量 (t) Sn 储量 (t) 资料来源 : 锡林郭勒银鑫矿业有限责任公司 2008 年地矿工作安排 矿体形态复杂, 多呈脉状, 内部常含蚀变矿化夹石, 主要赋存于上二叠统林西组砂板岩与其层间侵位花岗岩的接触部位 矿体严格受断裂构造控制, 多沿层间破碎带产出, 与围岩产状基本一致 矿体膨胀收缩 分枝复合及尖灭再现等 现象常见 矿体走向总体上为北东向, 少数矿体呈北北东向 北北西向和近东西向延展 矿体多为中等倾斜或陡倾斜 矿体与围岩, 大多无明显的界线, 呈交代渐变过渡的特征, 钨锡矿体的这一特征表现更为强烈

5 徐佳佳等 内蒙古道伦达坝铜多金属矿床成矿流体特征及其演化 ２９６１ 图 ４ 道伦达坝铜多金属矿矿石照片 １ 黑云母花岗岩和板岩接触 后又被石英脉穿切 ２ 黑云母花岗岩中的黄铜矿化 ３ 石英萤石黑钨矿黄铜矿矿物共生组合 ４ 萤石石英黄铜 矿磁黄铁矿矿物共生组合 Ｆ ４ Ｐ ｗ ｆ Ｄ ｄ ｂ ｄ １ Ｃ ｂ ｗ ｂ ｄ ｂ ｂ ｑ ｚｖ ２ Ｃ ｍ ｚ ｂ ３ Ｐ ｍ ｆｑ ｚ ｆ ｗ ｆ ｍ ４ Ｐ ｍ ｆｆ ｑ ｚ 造较为复杂 以脉状 网脉状 交错脉状及团斑状构造为主 ３ ２ 围岩蚀变特征 近矿围岩有粉砂质板岩及黑云母花岗岩两种 图 ４ １ 图 ４ ２ 并以前者为主 近矿围岩均具不同程度的蚀变 蚀 变宽度一般为几米 蚀变可见硅化 钠长石化 云英岩化 萤 石化 电气石化 绢云母化 碳酸盐化 绿泥石化 其中 硅 化 云英岩化 萤石化与矿体关系最为密切 硅化是矿区最 广泛的热液蚀变 从高温到中温热液阶段都存在 表现形式 １ 多样 由细粒 中粒到粗粒石英 乃至石英脉均可见 图 ４ 云英岩化在接触带附近的地层围岩和黑云母花岗岩中发育 普遍而强烈 萤石化主要发育在矿体 矿化蚀变带中 多具 溶蚀现象 与钨 锡矿化关系密切 碳酸盐化分为菱铁矿化 和方解石化两类 菱铁矿化伴随于黄铜矿 磁黄铁矿阶段 方 解石化多在成矿后阶段发生 可见条带状构造 浸染状构造以及角砾构造 矿石金属矿物 主要为磁黄铁矿 黄铜矿 次为毒砂 黄铁矿 黑钨矿 白钨 矿 锡石 闪锌矿 胶状黄铁矿 方铅矿 褐铁矿 孔雀石 蓝铜 矿等 脉石矿物以石英 萤石 方解石为主 长石 黑云母 白 云母 绿泥石 菱铁矿 独居石等次之 矿石中黄铜矿多为大于 ０ ０ ７ ４ｍｍ的中粗粒 细粒较少 晶粒多为他形不规则粒状 不等粒不均匀嵌布在脉石中 或 沿脉石间隙和裂隙充填 部分黄铜矿与磁黄铁矿关系密切 ６ 黄铜矿在闪锌矿中呈固溶体 包裹或交代磁黄铁矿 图 ５ 分离现象普遍 还可见黄铜矿交代毒砂 黑钨矿等 黑钨矿多呈中粗粒 粒度大于 ０ ０ ７ ４ｍｍ的约占 ７ ５ 粒 度较黄铜矿略小 一般呈粗大的板状 短柱状及不规则状 绝大部分黑钨矿沿脉石裂隙或晶界处充填 少数交代黄铜 ３ 矿 磁黄铁矿 毒砂 有时晶粒外侧可见白钨矿环带 图 ５ 锡石可分为粗 细两个粒级 粗粒一般 ０ １ｍｍ以上 细 ３ ３ 矿石特征和矿化阶段 矿石结构以交代溶蚀结构为主 可见乳滴状结构 填隙 结构 半自形粒状结构 他形粒状结构及骸晶结构 矿石构 ０ １ ０ ０ ２ｍｍ之间 锡石多呈不规则块状 自形 半自 粒在 ０ 形柱状亦可见 可见膝状双晶及聚片双晶 图 ５ ４ 多沿脉 石矿物裂隙分布 可见锡石交代毒砂 黑钨矿等

6 ２９６２ Ａ Ｐ Ｓ 岩石学报 ２ ０ ０ ９ ２ ５ １ １ 图 ５ 道伦达坝矿床地质的显微照片 １ Ⅰ阶段钾长石的钠长石化 可见嵌入的斜长石聚片双晶 ２ Ⅲ阶段绢云母化钾长石被后期黄铜矿细脉穿切 ３ Ⅱ阶段黑钨矿被白钨矿 以环带结构形式包裹 ４ Ⅱ阶段锡石的双晶 ５ Ⅲ阶段黄铜细脉穿切黑钨矿及毒砂 ６ Ⅲ阶段磁黄铁矿交代毒砂 黄铜矿交代磁黄铁矿 ７ Ⅲ阶段独居石细脉穿切磷灰石 黄铜矿细脉穿切磷灰石和独居石 ８ Ⅲ阶段胶状黄铁矿 Ｆ ５ Ｍ ｗ ｆｄ ｄ ｂ ｄ １ Ａ ｂ ｚ ｆｓ ＩＫ ｆ ｄ ｗ ｍｂ ｄ ｄ ｄ ｗ ２ Ｓ Ｉ Ｉ Ｉ ｚ ｄｋ ｆ ｄ ｂ ｖ ３ Ｓ Ｉ Ｉｗ ｆ ｍ ｍｍ ｄｂ ４ Ｔｗ ｆｓ Ｉ Ｉ ５ Ｓ Ｉ Ｉ Ｉ ｖ ｗ ｆ ｍ ｄ ６ Ａ ｍ ｍ ｄｂ Ｓ Ｉ Ｉ Ｉ ｗ ｍ ｍ ｄｂ ７ Ａ ｂ Ｓ Ｉ Ｉ Ｉｍ ｚ ｖ ｂ ｂ ｖ ８ Ｇ ｋ Ｓ Ｉ Ｉ Ｉ

7 徐佳佳等 : 内蒙古道伦达坝铜多金属矿床成矿流体特征及其演化 2963 根据野外观察 手标本以及光薄片下矿物相互间的穿切交代包裹等关系, 可将道伦达坝铜多金属矿的成矿过程从早到晚分为四个阶段 : (1) 气成 高温热液阶段 (Ⅰ 阶段 ) 脉石矿物以颗粒较大的石英为主, 次为萤石 主要蚀变类型为钾化 钠化 ( 图 5 1) 云英岩化 电气石化 硅化 萤石化, 局部偶见毒砂化 (2) 高温热液阶段 (Ⅱ 阶段 ) 脉石矿物主要为石英和萤石, 总体上萤石含量高于石英, 局部只见萤石或石英 主要矿物组合为石英 + 萤石 + 毒砂 + 黑钨矿 + 白钨矿 + 锡石 + 黄铜矿 + 磁黄铁矿 ( 图 4 3, 图 5 3, 图 5 4), 主要蚀变类型为硅化 萤石化 矿石矿物沉淀顺序为 : 早世代毒砂 黑钨矿 晚世代毒砂 白钨矿 早世代磁黄铁矿锡石 早世代黄铜矿早世代闪锌矿 硫化物含量较低 (3) 中温热液阶段 (Ⅲ 阶段 ) 是主要的铜矿化阶段 ( 图 4 4), 主要蚀变为硅化 萤石化 绿泥石化 绢云母化 ( 图 5 2) 碳酸盐化 硫化物沉淀顺序为 : 早世代磁黄铁矿黄铁矿 铜铅锌矿物组合晚世代磁黄铁矿 胶状黄铁矿 ( 图 4 4 图 5 5~5 8) 胶状黄铁矿呈同心圆状条带, 条带之间为渐变关系 ( 图 5 8) 早世代方解石 菱铁矿与黄铁矿共生 (4) 低温热液阶段 (Ⅳ 阶段 ) 属成矿后热液活动, 表现为晚世代方解石 萤石常呈脉状穿切早期矿石, 或者呈晶簇状产出 主要蚀变为碳酸盐化 萤石化 矿床表生氧化较弱, 仅在破碎带周围及板岩裂隙面见有呈薄膜状分布的孔雀石化 蓝铜矿化及褐铁矿化 表 3 部分硫化物电子探针成分分析结果 (wt%) Table3 Electronmicroprobeanalyticalresultsofsulphides(wt%) 矿物 S As Pb Fe Ag Co Cd Ni Cu Zn Au Total 早世代毒砂 晚世代毒砂 早世代磁黄铁矿 黄铁矿 晚世代黄铜矿 方铅矿 晚世代磁黄铁矿 晚世代闪锌矿 胶状黄铁矿 ( 同心环带由内向外 ) 表 4 黑钨矿的电子探针成分分析结果 (wt%) Table4 Electronmicroprobeanalyticalresultsofwolframite(wt%) 编号 MgO FeO CaO MnO SnO 2 WO 3 Ta 2 O 5 ZnO Nb 2 O 5 MoO 3 NiO FeO/ Nb 2 O 5 + MnO Ta 2 O Total

8 2964 ActaPetrologicaSinica 岩石学报 2009,25(11) 表 5 白钨矿的电子探针成分分析结果 (wt%) Table5 Electronmicroprobeanalyticalresultsofscheelite(wt%) 编号 MgO FeO CaO MnO WO 3 Ta 2 O 5 ZnO Nb 2 O 5 MoO 3 NiO Total 矿物成分特征 各阶段部分硫化物 黑钨矿以及白钨矿的电子探针分析结果分别见表 3~ 表 5 道伦达坝矿床的早世代毒砂的 As/S 比值为 1.11, 晚世代毒砂的 As/S 比值为 1.01 和 1.03 两个世代的毒砂 As/S 比值均大于 1, 热化学计算表明, 毒砂的形成温度与 As/S 比值正相关 ( 孟繁聪等,1999) 两个世代的毒砂形成温度较高, 从早世代毒砂到晚世代毒砂流体的温度有所降低 黑钨矿中的锰和铁呈完全类质同象, 溶液 ph 值越高, 黑钨矿 FeO 含量越高 FeO/MnO 比值越高 ( 赵斌等,1997) 道伦达坝矿床黑钨矿 FeO/MnO 比值高达 11.0~57.9,FeO 含量变化于 21.76~23.78%, 接近钨铁矿理论化学组成 (FeO =23.65%)( 表 4), 指示其形成于碱性环境 此外, 黑钨矿的 Fe Mn 含量还和形成温度有关, 高温条件下形成的黑钨矿 Fe 含量偏高, 随形成温度下降 Fe 含量降低,Mn 含量增高 ( 王濮等,1982) 道伦达坝矿床黑钨矿富铁贫锰的特征, 反映了黑钨矿形成时流体的高温碱性环境 此外, 与深源岩浆作用有关的黑钨矿的铌 钽含量很低 ( 赖乙雄等,1984), 道伦达坝矿床的黑钨矿 Nb 2 O 5 +Ta 2 O 5 含量总体较低, 变化于 0~0.43%, 显示深源特征 道伦达坝矿床白钨矿 CaO WO 3 的平均含量分别为 19.8% 和 80.2% ( 表 5), 与理论值 (CaO=19.4%,WO 3 = 80.6%) 相比 CaO 含量略高,WO 3 略低 白钨矿与钼钙矿构成有限类质同象,MoO 3 含量 0~0.5% 为白钨矿,0.5~2% 为含钼白钨矿 道伦达坝矿床之白钨矿 MoO 3 的含量变化于 0~0.85%, 接近端元组分白钨矿 ( 陈炳才,1986) 磁黄铁矿的化学式为 Fe 1-x S(x 变化于 0~0.223), 因部分 Fe 2+ 被 Fe 3+ 代替, 为保持电价平衡, 在 Fe 2+ 位置出现空位 ( 王濮等,1982), 可有少量 Co Ni Cu 以类质同像的形式替代 Fe( 丁奎首等,2007) 磁黄铁矿有高温相的六方磁黄铁矿和低温相的单斜磁黄铁矿两个变种, 其铁原子百分数分别变化于 47.8% ~47.0% 和 47.0% ~46.5%( 周喜文和李宪洲, 2001) 早世代磁黄铁矿的铁原子百分数为 49.5%, 晚世代磁黄铁矿为 47.1%, 虽然都属六方磁黄铁矿, 但晚世代磁黄铁矿的结构已偏向单斜磁黄铁矿, 表明两个世代磁黄铁矿的 形成温度之差异 较低温度形成的晚世代磁黄铁矿的 Fe 原子含量低, 表明有较多其它阳离子占据了 Fe 的位置, 此与晚世代磁黄铁矿的 Au 含量高达 0.68% 吻合 黄铁矿的微量元素及其比值具有重要的成因和勘查意义 ( 李晶等,2004; 毛世东等,2009; 杨荣生等,2009) 一般认为内生成因的黄铁矿 Co/Ni>1, 外生成因的 Co/Ni<1 ( 朱文凤和朱桂田,2005), 道伦达坝矿床黄铁矿 Co/Ni>1, 与其为热液矿床的特征相符 黄铁矿 S/Fe 质量分数的理论值是 53.45/46.55=1.148( 黄耀平和马义泰,2008), 但道伦达坝黄铁矿 S/Fe 质量分数比值为 1.169, 略大于 1.148, 指示 S 相对过剩 Fe 亏损, 与黄铁矿含有一定量的 Co Cd Cu 相符合 胶状黄铁矿 S/Fe 质量分数比值从同心状内环向外环依次为 这表明样品 S/Fe 比值低于理论值,S 相对亏损, 推测 As 替代了部分 S, 此恰与样品含有较高 As 的事实吻合 ( 表 3) 通常,As 取代 S 时, 黄铁矿含金性较好 ( 李晶等,2004; 毛世东等,2009), 此与胶状黄铁矿 Au 含量达 0.18% 0.21% 的事实吻合 ( 表 3) 此外, 从内环到外环, 胶状黄铁矿 As Co 含量依次降低,Au 含量逐步增高 ( 表 3), 也与 S/Fe 质量分数比值从内环向外环依次增高现象相一致 方铅矿 晚世代闪锌矿与晚世代黄铜矿共生, 方铅矿中 Pb 和 S 的含量分别为 81.72% 和 13.42%, 与理想方铅矿矿物成分相比 (Pb86.60%,S13.40%),Pb 略亏损,S 大致相同 Pb 的亏损是由于 Fe Ag Cu Zn 等的替代导致 闪锌矿可作为地质温度计, 温度高时, 含铁高, 颜色深, 反之颜色较浅 ( 印修章和胡爱珍,2004) 晚世代闪锌矿呈红褐色 褐色, 且铁含量较高 (9.93%), 表明形成于中温条件 早世代闪锌矿颜色更深, 为黑褐色, 揭示从早世代闪锌矿到晚世代闪锌矿温度降低, 这与流体包裹体测温结果吻合 4 流体包裹体研究 4.1 岩相学特征及其类型镜下观察, 道伦达坝矿床各成矿阶段的脉石矿物中发育大量多种类型的流体包裹体 石英中的流体包裹体最大, 变化于 2~20μm; 萤石和电气石中的次之 ; 方解石中的最小,

9 徐佳佳等 内蒙古道伦达坝铜多金属矿床成矿流体特征及其演化 ２９６５ 图 ６ 道伦达坝矿床流体包裹体显微照片 １ Ⅰ阶段萤石中的纯气体包裹体 ２ Ⅲ阶段石英中的钉状纯液体包裹体 ３ Ⅰ阶段电气石中的负晶形富液相水溶液包裹体 ４ Ⅱ阶 段石英中的负晶形富液相水溶液包裹体及不规则状富气相水溶液包裹体 ５ 黑云母花岗岩的石英中的多子晶包裹体 ６ 黑云母花 岗岩石英中的多子晶包裹体 Ｆ ６ Ｍ ｆｆ ｄ ｆｄ ｄ ｂ ｄ １ Ｐ Ｓ Ｉｆ ２ Ｐ ｑ ｄ Ｓ Ｉ Ｉ Ｉｑ ｚ ３ Ｎ ｖ ｄ ｑ ｄ ｑ Ｓ Ｉ ｍ ４ Ｎ ｖ ｄ ｑ ｄ ｑ ｄ ｄ ｑ Ｓ Ｉ Ｉ ５ Ｍ ｄ ｍ ｑ ｚｆ ｍｂ ６ Ｍ ｄ ｍ Ｓ Ｉｑ ｚ ｑ ｚ 一般 ２μｍ 根据室温下的相态组成 将流体包裹体分为气 立分布 为负晶形和不规则状 大小为 ２ ６μｍ 通常子矿物 体包裹体 Ｖ型 液体包裹体 Ｌ型 气液包裹体 Ｖ Ｌ型 为立方体状石盐 部分包裹体内发现有近圆形的钾盐子晶 和含子矿物多相包裹体 Ｓ型 ４类 各阶段流体包裹体特征 图 ６ ６ Ｖ型包裹体呈孤立产出 椭圆状 个体较小 介于 及组合如下 １ ３μｍ 图 ６ １ Ｌ型和 Ｓ Ⅰ阶段的石英 萤石和电气石中发育 Ｖ型 Ｖ Ｌ型和 Ｓ型 ２类包裹体 并 Ⅱ阶段石英和萤石中发育 Ｖ 型 ３类包裹体 以 Ｖ Ｌ型和 Ｓ型为主 Ｖ型为次 Ｖ Ｌ型包裹 Ｌ型包裹体为主 其中 Ｖ Ｌ型包裹体多呈孤立产出 以 Ｖ 体多呈孤立产出 或沿矿物愈合裂隙定向分布 形态多为负 或沿矿物愈合裂隙定向分布 形态多为负晶形 椭圆状及不 晶形 椭圆状及不规则状 大小为 １ ６μｍ 气 液 比 变 化 于 规则状 可见泄露包裹体及卡脖子包裹体 大小不等 变化于 １ ０ ８ ０ 以 １ ０ ４ ０ 居多 图 ６ ３ Ｓ型包裹体呈孤 ２ ２ ０μｍ 气 液 比 变 化 于 ５ ６ ０ 以 １ ０ ３ ０ 居 多

10 2966 ActaPetrologicaSinica 岩石学报 2009,25(11) 体中可见长柱状未知矿物 ( 图 6 5) 4.2 激光拉曼分析拉曼分析所用仪器为北京大学造山带与地壳演化实验室 RM 1000 型拉曼光谱仪, 其分辨率为 ±2cm -1,514mm 激光发射功率 20mw, 样品接收功率 5mw 对各阶段石英和萤石中的流体包裹体都进行了拉曼分析, 由于萤石的干扰太强, 流体成分的谱峰几乎不可见 Ⅴ 型包裹体中的子矿物则由于颗粒小于检测极限, 没有获得子矿物特征峰图谱 拉曼测试结果表明 ( 图 7), 黑云母花岗岩中的包裹体液相成分以 H 2 O 为主, 气相成分有 CH 4 CO 2 及少量 N 2 CH 4 含量较高,CO 2 及 N 2 含量变化较大, 在富气包裹体中,CO 2 及 N 2 含量相对较多, 富液包裹体中相对较少 Ⅰ 阶段气相成分主要是 CH 4, 并含有少量 CO 2, 液相成分主要是 H 2 O Ⅱ 阶段石英中的流体包裹体, 气相中含有大量 CH 4, 液相主要为 H 2 O, 未见 CO 2 和 N 2 Ⅲ 阶段包裹体由于个体太小, 气相拉曼图谱不理想, 液相成分以水为主, 可见少量 CH 4 综上, 从围岩黑云母花岗岩到 Ⅰ 阶段, 再到 Ⅱ Ⅲ 阶段, CH 4 CO 2 和 N 2 的含量逐渐减少, 直至消失, 但同一阶段的包裹体中 CO 2 和 N 2 含量未发现相关性 ; 从包裹体类型看, 同一阶段富气包裹体 CO 2 含量比富液的高 总之, 初始成矿流体为 CH 4 CO 2 H 2 O NaCl 体系, 随着温压降低, 逐渐演化为 H 2 O NaCl 体系 图 7 道伦达坝矿床流体包裹体激光拉曼光谱 ( 主矿物石英 ) Fig.7 LaserRamanspectraoffluidinclusionsofDaolundaba deposit(undertheinterferencefromquartz) ( 图 6 4), 均一温度有随着气液比的增大升高的趋势 ;S 型包裹体呈孤立产出, 呈负晶形及不规则状, 大小变化于 5~15μm, 子矿物通常为立方体状石盐, 可见少量近圆形的钾盐子晶, 测温时子晶的溶解与气泡的消失无定性关系 Ⅲ 阶段石英中发育 L 型 V L 型和 S 型 3 类包裹体, 以 V L 型包裹体为主, 偶见 L 型 S 型包裹体 V L 型包裹体多呈孤立产出, 形态多为负晶形 椭圆状及不规则状, 大小为 2~10μm, 气液比变化于 5% ~40%, 以 10% ~30% 居多 ; S 型包裹体呈孤立分布, 为负晶形和不规则状, 大小为 2~ 6μm, 子矿物为立方体状石盐 ;L 型包裹体呈孤立产出, 多呈椭圆状, 偶见钉状, 大小介于 1~6μm( 图 6 2) Ⅳ 阶段方解石中的流体包裹体较少, 个体也较小, 一般 <5μm, 呈孤立产出, 有 L 型和 V L 型 2 类包裹体,V L 型包裹体气液比变化于 5% ~30% 此外, 在围岩 黑云母花岗岩的石英中也发育大量包裹体, 类型有 V 型 V L 型和 S 型 3 类, 并以 V L 型和 S 型为主 黑云母花岗岩中的包裹体, 类型及产出与 Ⅰ 阶段包裹体相比都极为相似, 但个体略大, 变化于 1~10μm,V L 型包裹体气液比变化于 10% ~95%, 以 20% ~60% 居多, 部分 S 型包裹 4.3 显微测温分析运用北京大学地空学院流体包裹体实验室德国 Letiz1350 热台和法国 ChaixmecaMTM85 型显微冷热台和对各阶段石英中的包裹体进行了均一温度和冷冻温度的测试, 测试精度分别为 ±1 和 ±0.1 共测试分析流体包裹体 170 个, 测试结果列于表 6 中 黑云母花岗岩中的流体包裹体显示岩浆 热液过渡的流体性质 对石英中的 V L 型和 S 型包裹体进行了均一温度测试 部分气泡超过 60vol% 的包裹体呈现向气相均一, 其余包裹体都向液相均一 升温至 800 时, 包裹体大多趋向完全均一, 说明黑云母花岗岩中的流体包裹体均一温度在 468~>800 Ⅰ Ⅱ Ⅲ 阶段均一温度取值区间分别为 :388~> ~ ~359 ( 表 6; 图 8) 由于钨锡主要形成于 Ⅱ 阶段, 铜主要形成于 Ⅲ 阶段, 故道伦达坝矿床为中高温条件形成的热液矿床 此外, 各阶段包裹体均一温度变化范围较宽, 彼此有一定重叠 利用 H 2 O NaCl 体系冰点 盐度公式 (W NaCl = Tm Tm Tm 3,Haletal.,1988) 计算 V L 型包裹体盐度 ;S 型包裹体根据石盐子晶溶解温度计算盐度 (Haletal.,1988):W NaCl = Ψ Ψ Ψ Ψ Ψ Ψ Ψ 7 (Ψ=T/100), 计算结果见表 6

11 徐佳佳等 : 内蒙古道伦达坝铜多金属矿床成矿流体特征及其演化 2967 表 6 道伦达坝矿床包裹体显微测温结果 Table6 SummaryofmicrothermometricresultsforfluidinclusionsofDaolundabaCopper poly metaldeposit 阶段 包裹体类型 N T m,ice / T m,nacl / T m,kcl / T m, 未知 / T h / 盐度 /% 岩浆 V L 型 ~ ~> ~27.5 岩浆 S 型 8-376~ ~> ~72.9 Ⅰ V L 型 ~ ~> ~26.62 Ⅰ S 型 6-282~ ~> ~45.24 Ⅱ V L 型 ~ ~ ~19.53 Ⅱ S 型 9-221~ ~ ~42.64 Ⅲ V L 型 ~ ~ ~12.73 Ⅲ S 型 5-190~ ~ ~41.75 注 :N 测试样品数 ;T m,ice 冰点温度 ;T m,nacl 石盐子晶消失温度 ;T m,kcl 钾盐子晶消失温度 ;T m, 未知 长柱状未知子矿物消失温度 ; T h 完全均一温度 ; 寄主矿物全部为石英 图 8 道伦达坝矿床流体包裹体均一温度直方图及盐度直方图 Fig.8 HistogramofhomogenizationtemperatureandsalinityoffluidinclusionsofDaolundabadeposit 总体上成矿流体属高盐度流体, 且各阶段盐度分布范围较宽 从黑云母花岗岩到成矿各阶段, 包裹体类型 均一温度及盐度都体现了很好的继承性和连续演化的特征 S 型包裹体仅根据石盐子晶的溶解温度来计算盐度, 早阶段 S 型包裹体中可见少量钾盐及长柱状未知矿物, 计算盐度时未考虑其影响 ; 由拉曼光谱分析可知, 早阶段流体的成分以 CH 4 CO 2 H 2 O 为主, 晚阶段流体的成分以 CH 4 H 2 O 为主, 本文计算时亦未考虑这些组分的影响, 得出的盐度数据存在一定的误差, 但不影响盐度变化的趋势 5 流体氢氧同位素组成 选取了 Ⅰ ~Ⅲ 阶段矿脉中的纯净石英单矿物样品各两件分析 H O 同位素 测试在中国地质科学院矿产资源研究所同位素实验室 MAT 251EM 型质谱计上进行 H 同位素测试先对石英进行清洗, 去除吸附水和次生包裹体, 再通过 加热爆裂法提取原生包裹体中的水, 锌法制氢, 测试精度为 ±3 ;O 同位素分析采用 BrF 5 法提取矿物氧 (Claytonand Mayeda,1963), 测试精度为 ±2 平衡温度分别取对应样号流体包裹体均一温度的峰值 ; 分馏方程为 1000lnα 石英 - 水 = /T (Claytonet al.,1972);t=t 得出 Ⅰ ~Ⅲ 阶段中 δ 18 O H2O 值分别为 :7.8 和 和 和 4.2, 对应的 δd H2O 分别为 -78 和 和 和 - 53 ( 图 9) Ⅰ 阶段和 Ⅱ 阶段的投影点均落在岩浆水 (δ 18 O H2O 为 5.5 ~9.5,δD H2O 为 -80 ~40,Sheppard,1986; HedenquistandLowenstern,1994; 图 9) 区域内, 说明早阶段流体与岩浆作用有关 Ⅲ 阶段投影点与早阶段相比, 向大气降水区域漂移, 并且 δd H2O 的变化变大, 可见 Ⅲ 阶段流体中有大气降水的加入 总体而言, 初始成矿流体具有岩浆水特征, 并逐步向大气降水热液演化, 与浆控热液矿床的普遍特

12 2968 ActaPetrologicaSinica 岩石学报 2009,25(11) 图谱显示, 黑云母花岗岩和 Ⅰ Ⅱ 阶段流体气相中的 CO 2 / CH 4 峰高比值明显递减 ( 图 7) 而在 Ⅲ 阶段, 流体已基本不含 CH 4 CO 2, 而且氢 氧同位素特征显示有天水的加入, 说明这一阶段, 成矿体系处于一个相对开放的系统, 挥发份的逃逸 此外, 在氧逸度较低的条件下,CH 4 与 CO 2 混合可导致石墨的沉淀 (Craw,2002; 徐九华等,2007): CH 4 +CO 2 =2C( 石墨 )+2H 2 O 野外观察在一些含矿石英脉的近矿蚀变岩中可见富碳质现象, 可能和这种作用有关 图 9 道伦达坝矿床成矿流体 δ 18 O-δD 图解 ( 仿 Taylor, 1979) Fig.9 δ 18 O-δD plotforthedaolundabadeposit(after Taylor,1979) 征 ( 陈衍景和李诺,2009) 一致 6 讨论 6.1 成矿流体成分来源氢氧同位素结果表明主成矿阶段的流体具典型的岩浆水特征 ( 图 9) 从黑云母花岗岩到成矿各阶段,V 型 S 型包裹体逐渐减少直至消失,V L 型包裹体气液比逐渐减小 拉曼分析表明, 从黑云母花岗岩到成矿的 Ⅰ 阶段 Ⅱ 阶段, 流体中 CH 4 CO 2 和 N 2 含量呈逐渐递减的趋势, 至 Ⅲ 阶段,CH 4 CO 2 和 N 2 的特征峰基本消失, 只在液相中见到微弱的 CH 4 峰 ( 图 7) 黑云母花岗岩石英中流体包裹体的均一温度区间为 468~>800 ;Ⅰ 阶段为 388~>500 ;Ⅱ 阶段为 302 ~463 ;Ⅲ 阶段 179~359 ( 图 8), 从流体包裹体的组分到均一温度, 都体现了很好的继承性和连续演化特征 上述特点与河南鱼池岭钼矿床 ( 李诺等,2009) 汤家坪钼矿床 ( 王运等,2009) 等矿床的特征相似, 显示了大陆内部浆控高温热液矿床的成矿流体性质和演化的普遍规律 ( 陈衍景等,2008; 陈衍景和李诺,2009), 据此认为, 初始成矿流体源自黑云母花岗岩岩浆,Ⅰ Ⅱ 阶段成矿流体主体为岩浆流体,Ⅲ 阶段成矿流体含有较多大气降水热液甚至主体为大气降水热液 在 CH 4 CO 2 H 2 O 体系中, 存在一个可逆反应 (Duanet al.,2003;tarantolaetal.,2007): CH 4 +2H 2 O CO 2 +H 2 当温度大于 600 时, 反应向右进行 ; 温度小于 600 时, 反应主要向左进行 (Lambetal.,1996) 三个成矿阶段流体包裹体均一温度的区间分别为 388~ > ~ ~359, 均小于 600, 因此成矿过程中反应倾向向左进行, 流体中 CO 2 逐渐减少,CH 4 含量增加 虽然没有获得各阶段流体中 CH 4 CO 2 含量的定量数据, 但激光拉曼 图 10 不同含水量的花岗质岩浆在地壳深度 ( 压力为 8kb) 的矿物结晶顺序和温度的关系粗黑线分别表示液相线 固相线和水饱和线 细线分别表示斜长石 钾长石和石英的晶出曲线 L: 熔体 ; V: H 2 O 流体 ; Pl: 斜长石 ;Af: 钾长石 ;Q: 石英 ( 据 Robb,2005 修改 ) Fig.10 PlotoftemperatureversusH 2 Ocontentshowingthe crystalization sequences for granitic melt cooling and solidifyingatcrustalcrustlevel(8kbars).theboldlines refertoh 2 O saturationcurve,liquidusandsolidus(modified formrobb,2005) 6.2 成矿流体演化图 10 显示了不同含水量的花岗质岩浆在地壳环境下 ( 假设压力为 8kb) 的矿物结晶顺序和温度的关系 (Robb, 2005) A A A 和 B B 分别表示在 8kb 压力下, 含水 3.3% 和 12% 的花岗质熔浆中造岩矿物的结晶温度和顺序 在水饱和线左侧的斜长石 钾长石和石英的结晶温度均远高于水

13 徐佳佳等 : 内蒙古道伦达坝铜多金属矿床成矿流体特征及其演化 2969 饱和线右侧, 在左侧, 岩浆中的水含量越低, 斜长石等矿物依次结晶的温度就越高 黑云母花岗岩中的石英的流体包裹体均一温度在 800 附近, 说明造岩矿物是沿 A A 线结晶的, 根据相图可以推算出原始岩浆的含水量约为 3.3% 左右 在 A A 线与水饱和线的交点 A, 超临界水流体的出现发生在岩浆基本固结前的瞬间, 温度约为 640, 熔浆和水流体发生相分离, 发生岩浆的二类沸腾作用, 即等压过程中由于无水造岩矿物的结晶, 而发生的熔浆和水流体相的分离, 形成了成矿流体, 开始了成矿作用的第 Ⅰ 阶段 源自岩浆分异的热液以高盐度为特征, 包裹体中发育大量的石盐 钾盐等子矿物 高温 高盐度的水流体 ( 包括 CO 2 CH 4 F 等挥发分 ) 从残余岩浆中析出后, 先是对花岗岩中的造岩矿物进行钾交代, 形成早期的钾化 随着温压的逐渐下降, 随后发生了钠长石化作用, 表现为钠长石交代钾长石及石英 ( 图 5 1) 随着络合物的逐渐分解, 溶液的酸度进一步增高, 产生了云英岩化, 表现为石英与白云母交代长石, 与云英岩化共生的矿物还有电气石和萤石, 说明大量的 B F 络合物分解后被固定在电气石和萤石中 当温度低于临界温度时, 气水溶液发生分离 (Burnham,1979;HedenquistandLowenstern,1994), 因没有发现典型的沸腾包裹体组合, 无法确定气液分离的准确温度, 但从 Ⅰ 阶段石英中存在大量低盐度的气相包裹体和高盐度的液相包裹体的现象, 可以推测在 640~500 之间发生了流体气液相的分离 实验表明, 在 500~600 50~100MPa 的条件下发生沸腾的流体,Na K W Sn Fe Mn Zn 和 Pb 优先进入液相,S 优先进入气相,Cu 在无 S 条件下优先进入液相, 当 S 浓度大于 1mol/kg 时优先进入气相 (Nagasekiand Hayashi,2008;Andreasetal.,2000; 张荣华等,2006;Zhang andhu,1999,2000;heinrichetal.,1992) Ⅱ 阶段温度 (302~463 ) 较 Ⅰ 阶段 (388~>500 ) 下降 随着温度的降低,CH 4 CO 2 H 2 O 体系中 CO 2 减少,CH 4 增加, 流体 ph 值增大, 可导致成矿物质沉淀 (Sewardand Barnes,1997;SimmonsandChristenson,1994) 其中, 亲硫元素 Cu Pb Zn Ag 等形成硫化物 ; 亲氧元素 W 与 O 结合, 形成钨酸盐 ;Sn 则具有两重性, 在氧化环境中优先形成锡石 ( 刘英俊等,1984; 陈武和季寿元,1985) CO 2 对 W 的迁移和沉淀具有重要意义 高温高压热液中, 高浓度的 CO 2 使 W 在溶液中的含量增高, 黑钨矿溶解实验中, 含碳酸盐的水溶液使矿物溶解度大幅度增加 ; 在还原的高温条件下,CO 2 和 W 能生成挥发性很强的羰基络合物 [WCO 6 ] 2- ( 陈炳才,1986; 刘英俊等,1984); 在 CO 2 高压下,W 6+ 离子半径小, 电价高, 具有强极化能力, 易形成络阴离子, 因此钨主要以络阴离子形式 [WO 4 ] 2- 存在 此外, 由于 CO 2 的存在, 相应的阳离子沉淀剂 Ca 2+ Mn 2+ Fe 2+ 也可在溶液中保持稳定, 并一起进行搬运 ( 刘英俊等,1984) Ⅱ 阶段流体中 CO 2 含量逐渐减少, 导致上述络合物失稳, 黑钨矿 白钨矿 萤石等大量晶出 据野外观察, 萤石化和钨矿化确有正相关关系 在 350 条件下,H 2 WO 4 溶解度最大时的 ph 值小于 6 ( 李保华等,2002) CO 2 大量存在可使溶液保持弱酸性或近中性, 使 W 处于溶解状态 (Slov ev,1990) 因此,Ⅱ 阶段 CO 2 大量溢出导致流体 H + 降低,W 络合物失稳, 沉淀黑钨矿 白钨矿 此时由于 S 的存在,Cu 进入气相, 而向外迁移 F - 与 Ca 2+ 负电性差值为 kj/mol, 结合成萤石离 2- 子键的百分率为 93%, 稳定性较大 ; 而 WO 4 与 Ca 2+ 负电性差值为 kj/mol, 结合成白钨矿离子键的百分率为 18%, 稳定性小 ( 谭运金,1999) 当成矿流体中 F - Ca 2+ 与 2- WO 4 共存时,Ca 2+ 首先和 F - 结合, 形成稳定性较大的萤石 ; 只有当流体中 Ca 2+ 浓度偏高 F - 浓度偏低时,Ca 2+ 才会 2- 和 WO 4 结合, 形成白钨矿 道伦达坝矿床发育大量萤石, 指示流体中 F - 活度大, 限制了白钨矿的形成, 因此, 钨矿石矿物以黑钨矿为主, 白钨矿含量较少 氢氧同位素表明 Ⅲ 阶段流体系统中有大气水混入, 此与铜矿体赋存于张性裂隙相一致 在 Ⅱ 阶段未见显著的铜矿化, 说明 Ⅲ 阶段发生了构造性质向张性构造过渡, 形成开放 对流的流体系统,CO 2 和 CH 4 大量逃逸, 大气水大量混入 拉曼光谱分析表明,Ⅲ 阶段流体中仅见微弱的 CH 4 谱峰, 未见 CO 2 谱峰, 也佐证了挥发份的溢失 岩浆流体与大气水混合, 挥发份逸出, 均可导致流体温度快速下降, 黄铜矿 磁黄铁矿 胶状黄铁矿等大量沉淀 胶状黄铁矿为低温热液产物, 是热液过饱和 骤冷所致 ( 任云生和刘连登,2006) 因此,Ⅲ 阶段流体系统的物理化学条件发生了骤变, 使大量成矿物质快速沉淀, 此后成矿作用微弱 ( 图 11) 高温高压下 Cu 以何种形式迁移尚不十分清晰 ( 李金祥等,2006) 张荣华等(2006) 提出 Cu 在高温高压下以气体形式迁移 ;Simonetal.(2006) 提出 Cu 在岩浆热液中以 Cl S 两种络合物的形式搬运的迁移 ;Sunetal.(2004) 提出高温高压下 Cu 可能以氢硫络合物形式存在 Pb Zn Ag Fe 等金属元素则主要以 Cl 的络合物的形式溶解和迁移 (Zajaczetal., 2008; 冷成彪等,2009) 黄铁矿 方铅矿 闪锌矿在 H 2 O CO 2 NaCl 溶液中的溶解实验表明, 高温高压条件下,Fe Pb Zn 可以碳酸络合物 FeHCO + 3 PbHCO ZnHCO 3 的形式溶于溶液 ( 费红彩和肖荣阁,2002),CO 2 起到了搬运金属元素的作用 Duanetal.(1995) 研究表明,CO 2 加入到 H 2 O NaCl 体系中会大大增加卤水与蒸气不混溶的温压范围, Lowenstern(2001) 认为含有 CO 2 的岩浆流体在中 上地壳环境下普遍存在不混溶现象, 因此 CO 2 对金属元素的富集和运移起到重要作用 道伦达坝邻区的拜仁达坝 维拉斯托银铅锌矿床 ( 郭立军等,2009; 钟日晨等,2008) 敖伦花铜钼矿床 ( 舒启海等, 2009) 流体成分亦富含 CH 4, 该区流体中 CH 4 的普遍性究竟反映了何种地质背景,CH 4 的来源及对区域成矿的意义有待进一步研究

14 2970 ActaPetrologicaSinica 岩石学报 2009,25(11) 图 11 道伦大坝矿床成矿流体演化模型 Fig.11 Modelforore formingfluidevolutionofdaolundabadeposit 7 结论 (1) 道伦达坝铜多金属矿床属岩浆期后气化热液矿床 成矿具有从高温到中温的变化过程,Ⅰ 到 Ⅲ 阶段成矿温度区间分别为 :388~> ~ ~359 钨 锡矿化主要发生在 Ⅱ 阶段 铜矿化主要发生在 Ⅲ 阶段 (2) 成矿流体为 CH 4 CO 2 H 2 O NaCl 体系, 从黑云母花岗岩到 Ⅰ Ⅱ Ⅲ 阶段, 随着温压的降低,CO 2 逐渐减少,CH 4 逐渐增多,Ⅲ 阶段 CO 2 CH 4 大量逸失, 成矿流体转变为 H 2 O NaCl 体系 (3) 钨 锡矿化机制是流体的临界分离 ; 铜矿化机制为 CH 4 CO 2 的逃逸和大气降水的混入 (4) 道伦达坝铜多金属矿的近矿围岩有粉砂质板岩及黑云母花岗岩两种, 并以前者为主 黑云母花岗岩为成矿母岩, 提供成矿流体, 并控制着矿体的质量和规模 ; 盖层粉砂质板岩渗透性差, 又具化学上的惰性, 当花岗岩侵入时, 起到良好的封闭作用, 有利于高温气液的聚集 因此, 在黑云母花岗岩的上部与粉砂质板岩的接触带, 是重要主要成矿部位和有利的找矿目标 致谢本文野外工作得到道伦达坝银鑫矿业有限公司鲁彬 徐学员 向俊等工程师的帮助, 道伦达坝孙矿长提供了考察道伦达坝矿床的机会, 北京大学艾永富教授指导了前期的 光薄片镜下工作, 陈衍景教授 范宏瑞教授及另一位匿名审稿人审阅了本文, 并提出宝贵的修改意见, 在此一并致谢 References AndreasA,GuntherDandHeinrichCA.2000.CausesforLarge Scale MetalZonationaroundMineralizedPlutons:FluidInclusionLA ICP MSEvidencefromtheMoleGranite,Australia.EconomicGeology, 95(8): Burnham CW Magmaand hydrothermalfluids. BarnesHL. GeochemistryofHydrothermalOreDeposit.NewYork:JohnWiley, ChenBC.1986.CharacteristicsofscheeliteintheYangchulingPorphyry W MoDeposit.GeologyandProspection,22(4):35-40(in Chinese) Chen W and JiSY Introduction to Mineralogy. Beijing: GeologicalPublishingHouse, (inChinese) ChenYJ,LiN.2009.Natureofore fluidsofintracontinentalintrusion relatedhypothermaldepositsanditsdiferencefrom thoseinisland arcs.actapetrologicasinica,25(10): (inchinese withenglishabstract) ChenYJ,XiaoWJ,Zhang J.2008.Ore systemasageodynamicprobe. GeologyinChina,35(6): (inChinesewithEnglish abstract) ClaytonRNandMayedaTK.1963.Theuseofbrominepentafluoridein theextraction ofoxygen from oxidesand silicatesforisotopic analysis.geochemicaetcosmochemicaacta,27:43-52 ClaytonRN,O NeilJRandMayedaTK.1972.Oxygenisotopeexchange betweenquartzandwater.geophys.res,77(17): CrawD.2002.Geochemistryoflatemetamorphichydrothermalalteration andgraphitizationofhostrock,macraesgoldmine,otagoschist, NewZealand.ChemicalGeology,191:

15 徐佳佳等 : 内蒙古道伦达坝铜多金属矿床成矿流体特征及其演化 2971 DingKS,QinKZ,XuYX,SunH,XuXW,TangDM,MaoQandMa YG.2007.Typomorphiccharacteristicsandore formingsignificance ofpyrhotiteinthemajorcu Nideposits,EastTianshan,Xinjiang. MineralDeposits,26(1): (inChinesewithEnglish Abstract) DuanZ,MolerNandWeareJH.1995.EquationofstatefortheNaCl H 2 O CO 2 system: prediction ofphraseequilibriaand volumetric properties.geochemicaetcosmochimicaacta,59: DuanZ,MolerNandWeareJH.2003.EquationsofstatefortheNaCl H 2 O CH 4 system and the NaCl H 2 O CO 2 CH 4 system: Phase quilibriaand volumetricpropertiesabove573k. 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