第 8 期 康永建等 : 内蒙古八大关斑岩型 Cu Mo 矿床成矿流体特征及成矿机制研究 ;Zhao Yimingand Zhang Dequan,1997;Xu Guizhongetal.,1998;Nie Fengjunetal.,2004; ChenZhiguang,2010

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1 第 90 卷 第 8 期 2016 年 8 月 1778~1797 地质学报 ACTA GEOLOGICASINICA Vol.90No Aug.1778~1797 内蒙古八大关斑岩型犆狌 犕狅矿床成矿流体特征及成矿机制研究 康永建 1,2), 向安平 3), 佘宏全 1), 孙宇亮 4), 杨文生 1) 1) 中国地质科学院矿产资源研究所, 北京,100037;2) 北京大学地球与空间科学学院, 北京,100871; 3) 中国地质调查局成都地质调查中心, 成都,610081;4) 首钢地质勘查院地质研究所, 北京, 内容提要 : 八大关斑岩型 Cu Mo 矿床是我国内蒙大兴安岭成矿带北段典型的斑岩型 Cu Mo 矿床之一, 矿体主要产出在成矿斑岩体与围岩的内外接触带 通过详细的岩相学和矿相学观察, 矿床可以划分出 5 个成矿阶段, 即钾长石阶段 辉钼矿 - 石英阶段 磁铁矿 - 黄铁矿 ( 黄铜矿 ) 石英阶段 铜 ( 铅锌 ) 石英阶段 石英 - 绿泥石 ± 碳酸盐阶段 矿床内石英中的流体包裹体类型有富气相包裹体 富液相包裹体 含子矿物的多相包裹体和含 CO2 的三相包裹体, 但石英 - 绿泥石阶段石英中明显缺乏后两类包裹体 显微测温和激光拉曼结果显示, 石英斑晶中代表早期成矿流体的均一温度为 460~572, 盐度 ) ω(nacleq 高达 59.76%, 子矿物有石盐和代表氧化环境的硬石膏, 气相成分富含 CO2, 液相成分以 H2O 为主, 富含 CO3 2- 辉钼矿 - 石英阶段流体包裹体的均一温度为 320~ 440, 盐度 ) ω(nacleq 为 0.83%~63.13%, 子矿物有石盐 赤铁矿和未知硫化物, 可见富气相 富液相和含 CO2 或子矿物的多相包裹体共存, 且其具有相近的均一温度, 但盐度相差悬殊, 指示成矿流体曾发生过沸腾作用 ; 而铜 ( 铅锌 )- 石英阶段的均一温度为 260~340, 盐度 ) ω(nacleq 为 0.42%~37.40%, 子矿物有石盐和硬石膏, 气液相成分以 H2O 为主, 富含 CO3 2- 与辉钼矿- 石英阶段相比, 该阶段成矿流体的温度变化尤为显著 石英 - 绿泥石阶段中流体包裹体的均一温度为 237~306, 盐度 ) ω(nacleq 则低于 10.86%, 无子晶, 贫 CO2 综合 O H 同位素, 初始成矿流体属于中高温 高盐度 高氧逸度和富 CO2 的岩浆热液 ; 随着成矿过程的进行, 大气水的混合比例越来越高, 成矿流体逐渐演化为岩浆热液和大气水的混合热液 ; 晚阶段成矿流体主要以大气水为主 通过系统的流体包裹体研究, 我们认为矿床的成矿物质是由同一流体带入成矿热液系统, 但其沉淀机制却发生了解耦, 即辉钼矿的沉淀主要与减压沸腾作用有关, 而铜 ( 铅锌 ) 硫化物的沉淀主要与温度降低有关 关键词 : 沉淀机制 ; 氢 - 氧同位素 ; 流体包裹体 ; 斑岩铜钼矿床 ; 八大关 ; 内蒙古 得尔布干成矿带是我国东北地区重要的多金属成矿带之一 随着近十年地质勘查资金的大量投入, 该成矿带上找矿成果显著, 陆续发现了数十处矿床和矿点, 目前发现的矿床类型有斑岩型 Cu Mo Mo Cu Au 矿床 矽卡岩型 Cu Mo Au Cu W Sn Mo Pb Zn 矿床 造山型 Au 矿床 高温热液型 W Mo 矿床 热液脉型 Pb Zn Pb Zn Ag 矿床 浅成低温热液型 Ag 矿床等, 显示该区具有巨大的成矿潜力, 但斑岩型矿床作为该区理论研究和找矿勘查的热点矿床类型, 近年来取得的成果不尽如人意 因此, 八大关铜钼矿床作为得尔布干成矿带上为数不多的典型斑岩铜钼矿床之一, 对其开展矿床精细解 剖有着重要的理论和勘查意义 根据已提交的资料来看, 八大关铜钼矿已探明的铜 钼金属储量分别为 55920t 6848t, 铜和钼的平均品味分别为 0.44% 和 0.055%, 已达到中型规模 (No.706non ferrousmetalsgeologicalexploration teamfrom Heilongjiangprovince,2005) 此外, 本项目组 2014 年在八大关矿区进行野外地质考察时, 矿业公司正在主矿体北侧外围进行勘查, 根据钻孔揭露情况来看, 矿床规模有望扩大 大量研究资料表明, 前人已在矿床地质特征 成岩成矿时代 成矿斑岩的地球化学 稳定同位素和地球动力学背景等方面开展了大量研究工作 (Gao Bingyuetal., 注 : 本论文为地质调查项目国家基础科研项目 ( 编号 :2013CB429803), 大兴安岭关键构造 岩浆 成矿事件研究和 ( 编号 : , ) 联合资助成果 收稿日期 : ; 改回日期 : ; 责任编辑 : 黄敏 作者简介 : 康永建, 男,1989 年生 博士研究生, 矿物学 岩石学 矿床学专业 kangyj2015@pku.edu.cn 通讯作者 : 向安平, 男, 1986 年生 博士, 助理研究员, 主要从事铜钼铅锌多金属矿床成矿作用研究 xap2011@sina.com

2 第 8 期 康永建等 : 内蒙古八大关斑岩型 Cu Mo 矿床成矿流体特征及成矿机制研究 ;Zhao Yimingand Zhang Dequan,1997;Xu Guizhongetal.,1998;Nie Fengjunetal.,2004; ChenZhiguang,2010;She Hongquanetal.,2012; HouZhaoshuo,2014;KangYongjianetal.,2014a, 2014b;LiChunfengetal.,2014), 认为矿床形成于印支期 ( 中三叠世 ~226Ma), 是印支晚期构造 - 岩浆活动的产物, 成矿斑岩属于准铝质的 I 型花岗岩, 其源区岩浆来源于新元古代早期由亏损地幔派生的新生地壳的部分熔融, 与蒙古 - 鄂霍茨克洋向南俯冲密切相关 以上研究成果对认识矿床成因 探讨成矿地质背景以及总结区域成矿规律具有重要的参考价值 成矿流体系统的研究作为矿床学研究的关键, 是深入了解矿床成因的一把 金钥匙, 但到目前为止, 该矿床尚未开展系统的成矿流体演化与成矿机制的研究, 限制了对矿床成因以及成矿作用的全面认识 因此, 本文在详细的野外地质调查 岩相学和矿相学观察的基础上, 划分了成矿阶段, 并对各阶段的石英进行了详细的流体包裹体岩相学 显微测温 激光拉曼探针分析以及 H O 同位素研究, 以揭示成矿流体的特征和演化规律, 并探讨成矿物质的沉淀机制, 为大兴安岭北段地区斑岩型铜钼矿床基础研究工作提供新的理论依据 1 区域地质背景 内蒙古八大关斑岩型 Cu Mo 矿床在大地构造位置上处于中亚造山带东段, 额尔古纳地块嵯岗 - 得尔布尔隆起区 (SheHongquanetal.,2009), 夹持于 NEE 向额尔古纳 - 呼伦断裂和得尔布干断裂之间 额尔古纳地块是中蒙 - 额尔古纳成矿带的重要组成部分, 地跨中 俄 蒙三国交界区, 经历了前中生代古亚洲构造域演化和中新生代滨太平洋构造域 蒙古 - 鄂霍兹克洋构造域的强烈改造, 构造行迹极其复杂 区内各时代地层发育不全, 零星分布, 出露的地层有古元古界兴华渡口群 (Pt 1x), 新元古界佳疙瘩组 (Qnj), 寒武系额尔古纳河组 (Ze), 奥陶系乌滨敖包组 (O 1-2w), 志留系卧都河组 (S 3w), 泥盆系大民山组 (D 2-3x), 石炭系红水泉组 (C 1h) 和莫尔根河组 (C 1m), 侏罗系万宝组 (J 2wb) 塔木兰沟组 (J 2tm) 满克头鄂博组 (J 3mk) 玛尼吐组 (J 3mn) 白音高老组 (J 3b), 白垩系龙江组 (K 1 ) 大磨拐河组 (K 1d) 甘河组 (K 1gh) 伊敏组 (K 1ym), 新近系呼查山组 (Nhc) 五叉沟组 (Nwc) 和第四系 (Bureauof geologyandmineralofinnermongoliaautonomous region,1991) 区域内岩浆活动频繁且比较强烈, 形成了岩性复杂且广泛分布的多期次侵入岩, 明显受区域性断裂构造控制 其岩浆活动事件主要集中在元古代 加里东期 海西期 印支期和燕山期 区内构造形迹发育, 以褶皱构造和断裂构造为主, 褶皱构造主要为青石山向斜和八大关短轴背斜, 二者轴向呈 NE 延伸, 沿轴部附近被花岗岩类所侵占 (Zhao Mingyuetal.,2002;N0. 706non ferrous metals geological exploration team from Heilongjiang province,2005); 区内断裂主要以 NE NEE 向主干断裂为主, 还有 EW SN 向次级断裂 其中, 主干断裂主要是得尔布干断裂和额尔古纳 - 呼伦湖断裂, 其形成较早, 活动频繁, 属于切割地壳的深大断裂, 中生代复活并控制该区的总体构造格架 (Wu Guang,2006;Sun Xiaomengetal.,2011);EW 和 SN 向断裂主要表现为盖层断裂, 规模不大, 其交叉部位, 更是明显控制着区内次火山岩和花岗闪长斑岩体的空间分布 2 矿区地质 2 1 地层 矿区地层主要为古生界中 - 上泥盆统大明山组 上石炭统 - 二叠系和第四系, 分述如下 : 中 - 上泥盆统大民山组 : 主要岩性为流纹斑岩 流纹质凝灰岩 凝灰质熔岩 凝灰质角砾岩 砂质夹黑色板岩及斜长角闪片岩 主要出露在矿区的南侧, 呈北东向展布, 其它地区零星出露 上石炭统 - 二叠系 : 主要分布在矿区东南部, 岩层产状较缓 岩性主要为暗绿色凝灰砂岩 凝灰岩 凝灰质角砾岩 安山玢岩夹炭质板岩及绿泥片岩薄层, 靠近矿区过渡为酸性火山熔岩 (HouZhaoshuo,2014) 该地层与其下伏大民山组地层呈角度不整合接触, 其岩石普遍遭受区域变质和接触变质作用, 片理化构造较为明显 第四系 : 主要为冲积物和坡积物, 广泛分布在矿区东北部 西部等 2 2 构造 区内断裂发育, 主要呈 NE 向和 NW 向 ( 图 1), 其中 NE 向断裂较为发育, 并以等间距平行分布, 其长度变化较大, 为 1~5km 矿区印支期侵入岩及其分布形态也主要受 NE 向断裂的控制 而 NW 向断裂不发育, 长度为 1~2km 2 3 岩浆岩 区内岩浆活动强烈, 分布有多期次侵入岩 KangYongjian 等 (2014a,2014b) 对矿区主要侵入岩体进行了 LA MC ICP MS 锆石 U Pb 定年, 显示

3 地 １７８ 质 学 报 ｗｗｗ ｈ ｕ ｄ ｚｘｂ ｈ ｄｘ ｐｘ ｐ ｇ ｊ １６ 年 图 １ 内蒙古八大关铜钼矿区地质图据 ＳｈＨｇｑｕ ９ ＣｈＺｈ １ ＫｇＹｇ ｇｕｇ ｊ １４ １４ｂ ＺｈＰ ｚｈｇ １４ 修改 Ｆ １ Ｇ ｇ ｍｐ ｈｂｄｇｕｃｕ Ｍ ｄ ｍｇ ｍｄ ｄ ＳｈＨｇｑｕ ９ ｇ ＣｈＺｈ １ ＫｇＹｇ １４ １４ｂ ＺｈＰ ｚｈｇ １４ ｇｕｇ ｊ １ 第四系 Ｄ ３火山 沉积岩 ３ Ｃ３Ｐ 中酸性火山熔岩 ４ 黑云母花岗岩 ５ 花岗岩 ６ 钾长花岗岩 ７ 东部花岗斑岩 ８ 花 岗 闪 长 斑 岩 ９ 花岗斑岩 １ 未知岩脉 １１ 实测未知倾斜断层 １ 性质不明推测断层 １３ 实测推测地质界线 １４ 推测地质界线 １ Ｑｕ Ｄ ３ ｖ ｄ ｍ ｋ ３ Ｃ３ Ｐ ｍｄ ｄ ｖ ｖ ４ Ｂ ｇ ５ Ｇ ６ Ｍｙ ７ Ｅ ｙ ｙ ８ Ｇ ｄ ｐ ９ Ｇ ｐ １１ Ｍ ｕ ｄｕｋｗ ｄ ｕ １ ｄ ｕ ｐ ｐｈｙ ｙ ｐｈｙ ｙ １ Ｕｋｗｖ ｇ ｐｈｙ ｙ ｕ ｄｇ ｇ ｂｕｄ １４ ｄｇ ｇ ｂｕｄ ｕｋｗ ｕ １３ Ｍ ｙ ｙ 矿区岩浆活动主要集中在印支期 ４４ ３１Ｍ 其 部 呈 ＮＥＥ 向延 伸 长 ５ｋｍ 短 轴 近 ＳＮ 向 平 均 次为燕山期 １８８Ｍ 印 支 期 侵 入 岩 主 要 有 花 岗 宽大于 ６ｍ 面 积 约 １ ８７ｋｍ 为 一 岩 株 该 号 岩 黑云母花岗岩 钾长花岗岩 东部花岗斑岩 花岗 岩体矿化最强 规模较大 是矿区主要赋矿岩体 此 斑岩和花岗 闪 长 斑 岩 等 其 次 为 花 岗 斑 岩 石 英 斑 外 在矿区号 岩 体 附 近 发 现 了 形 成 于 燕 山 期 早 期 岩 煌斑岩 和 石 英 岩 等 岩 脉 图 １ 其 中 黑 云 母 花 的黑云母花岗岩岩 脉 为 区 域 上 燕 山 期 构 造 岩 浆 岗岩 钾长花岗岩 东 部 花 岗 斑 岩 花 岗 斑 岩 主 要 分 活动的结果 布在矿体的外围 构成矿体主要围岩 而与成矿密切 ４ 矿体特征 相关的花岗闪长斑岩体主要侵入分布在围岩花岗斑 矿区总 面 积 约 ３ ７５ｋｍ 标 高 为 ３ ６８ｍ 岩体中 构成类 似 环 状 分 布 的 复 合 岩 体 赋 矿 花 岗 经钻孔勘查验证 矿 体 分 为 铜 矿 体 伴 生 有 钼 和 钼 闪长斑岩在矿区 中 部 有 两 处 出 露 即 号 岩 体 和 矿体伴生有铜 主要产于花岗闪长斑岩体内部 其 号岩体 号 岩 体 分 布 在 矿 区 中 西 部 呈 ＮＥＥ 向 展 次产于花岗闪长斑岩与围岩内外接触带 矿体规模 布 延伸长 １ ５ｋｍ 短轴近 ＮＷ 向 平均宽 ｍ 面 为中型 矿体形态 简 单 主 要 为 条 带 状 分 布 总 共 有 积约为 ３ｋｍ 为一小岩枝 该岩体广泛绢英岩 化 矿体 ３４ 个 其 中 铜 矿 体 １６ 个 钼 矿 体 １８ 个 矿 体 矿化强烈 但规模较小 号岩体 分布在 号矿 体东 走向与含矿蚀变带走 向 基 本 一 致 呈 ＮＥＥ 向 矿 体

4 第８期 康永建等 内蒙古八大关斑岩型 Ｃｕ Ｍ 矿床成矿流体特征及成矿机制研究 １７８１ 倾向则与蚀变带内部成矿前断裂一致 呈 ＮＮＷ 向 鳞片状结构 矿石构造主要 有 细 脉 状图 ３ｂ 脉 且倾角 ３４ ５１ 矿 体 长 １４ １ｍ 一 般 状图 ３ ｄ 浸染状图 ３ 细脉浸染状图 ３ｈ 局 ６ｍ 宽 ５ｍ 矿体 厚 度 变 化 较 稳 定 延 深 ９５ 部可见团粒状 稠密浸染状图 ３ｇ 块状等 ４ｍ 综合野外考察及现有地质资 料 铜 钼 矿 体 的 分布在空间上 具 有 一 定 的 分 带 性 号 含 矿 蚀 变 带 ５ 围岩蚀变 内蒙古八大关铜钼矿床具有经典斑岩型铜矿床 以钼矿体为主 号矿体蚀变带以铜矿体居多 在纵 的环状热 液 蚀 变 分 带 特 征 且 热 液 蚀 变 非 常 强 烈 剖面上 铜矿体一般位于含矿蚀变带的上部 钼矿体 多处可见热液角砾岩图 ４ ｂ 角 砾 主 要 为 成 矿 斑 位于其下部 其次 矿体与围岩无明显界限 由内向 岩 多呈棱角状 主 要 由 热 液 石 英 或 绿 泥 石 充 填 说 外渐变过渡 其 边 界 均 以 品 位 来 圈 定 矿 体 局 部 遭 明在成矿时八大关矿区处于挤压向拉张转换的构造 受后期岩脉穿插和后期断裂切割 造成一定的破坏 应力场中 蚀变带在后期强烈的动力变形变质作用 具体可见典型的 ＡＢ 勘探线地质剖面图图 下拉长 变 形 而 呈 椭 圆 环 带 状 长 轴 呈 ＮＥ ＮＥＥ 向 矿石主要呈细脉浸染状 浸染状 以铜钼矿化为 热液蚀变自岩体中心向外依次为 钾化 石英 绢云 主 伴有少量的 铅 锌 矿 化 矿 石 中 主 要 的 金 属 矿 物 母化 绢云母化 青磐岩化 钾化带主要分布在花岗 为黄 铜 矿 辉 钼 矿 黄 铁 矿 其 次 为 方 铅 矿 闪 锌 矿 闪长斑岩中 钾长石呈弥漫 状图 ４ 脉 状 分 布 规 磁铁矿 褐铁矿 蓝铜矿及 孔雀石等图 ３ 脉 石 矿 模较小 仅在部分钻孔中揭露到 可能是遭后期绢云 物有石英 绢云母 钾长石 斜长石 黑云母 绿帘石 母化叠加的原因 石英 绢云母化蚀变带主要分布 在花岗闪长斑岩和 同 时 期 花 岗 斑 岩 中 其 蚀 变 带 呈 绿泥石 方解石 硬石膏 萤石 金红石等 矿石结构 复杂 可 见 的 有 粒 状 结 构图 ３ 碎 裂 结 构 膝 折 结构图 ３ ｊ 放射状结 构 各 类 交 代 结 构图 ３ｋ ＮＥ 向 条带状展布 延伸 １ １ ５ｋｍ 位 于 矿 区 蚀 变 带的中心部位 矿体主要赋存在该蚀变带内 硅化石 图 内蒙古八大关斑岩型 Ｃｕ Ｍ 矿区 ＡＢ 勘探线剖面图改自 ＫｇＹｇ １４ｂ ｊ Ｆ Ｎｕ ｈｗ Ｓｕ ｈ ｈ ｕｇｈ ｈｂｄｇｕｃｕ Ｍｍ Ｍｇ ｇ ｍｄ ｄ ＫｇＹｇ １４ｂ ｊ １ 第四系 钾长花岗岩 ３ 花岗斑岩 ４ 花岗闪长斑岩 ５ 花岗斑岩脉 ６ 闪长玢岩脉 ７ 后期不明脉体 ８ 石英绢云母化带 ９ 绢 云母化带 １ 过渡带 １１ 青盘岩化带 １ 蚀变界线 １３ 实测推测地质界线 １４ 性质不明推测断层 １５ 钼矿体 １６ 铜矿体 １ Ｑｕ Ｋ ｄｐ ｇ ３ ｇ ４ ｇ ５ ｇ ６ ｄ ｐ ｖ ｐ ｄ ｐ ｐ ｙ ｐｈｙ ｐｈｙ ｙ ｐｈｙ ｙ ｐｈｙ ｙｖ ７ ｈｕｋｗ ｖ ８ ｑｕ ｚ ｚ ｚ ９ ｚ ｚ １ ｚ １１ ｇ ｄ ｈ ｈ ｚ １ ｂｕｄ １３ ｈ ｍ ｕ ｄ ｄｇ ｇ ｂｕｄ １４ ｄ ｕ ｈｕｋｗ ｕ １５ ｈ ｍ ｙ ｙ ｙｂｄｕｍ １６ ｈ ｐｐ ｂｄｙ ｂｄｙ

5 地 １７８ 质 学 报 ｗｗｗ ｈ ｕ ｄ ｚｘｂ ｈ ｄｘ ｐｘ ｐ ｇ ｊ １６ 年 图 ３ 内蒙古八大关 Ｃｕ Ｍ 矿床矿石手标本及镜下照片 Ｆ ３ Ｔｈｈｄｐ ｍｄｍ ｕ ｕ ｐｈ ｇ ｐｈ ＢｄｇｕＣｕ Ｍｄｐ Ｍｇ ｇ 厚脉状辉钼矿矿石 ｂ 细脉状辉钼矿矿石 稀疏浸 染 状 蓝 铜 矿 ｄ 闪 锌 矿 方 铅 矿 碳 酸 盐 脉 黄 铁 矿 磁 铁 矿 石 英 脉 浸染状黄铜矿矿石 ｈ 细脉浸 染 状 的 辉 钼 矿 黄 铜 矿 矿 石 团 块 状 黄 铜 矿 矿 石 ｇ 稠密浸染状的黄铁矿 黄铜矿矿石 ｊ 片状 膝折状的辉钼矿 ｋ 黄铜矿 方铅矿交代闪锌矿 黄 铜 矿 方 铅 矿 沿 裂 隙 交 代 黄 铁 矿 Ｃｐ 黄 铜 矿 Ｍ 辉 钼 矿 Ｐｙ 黄 铁 矿 Ｍ 磁铁矿 Ｇ 方铅矿 Ｓｐ 闪锌矿 Ａｈ 硬石膏 ｈ ｋｖ ｍ ｂ ｖ ｍ ｐ ｍｐ ｇ ｄ ｚｕ ｄ ｐｈ ｄｇ ｂ ｙｂｄ ｙｂｄ ｖ ｑｕ ｍｇ ｇ ｄ ｍ ｄｐｙ ｈ ｐｙ ｈ ｚｖ ｐｙ ｕ ｐｙ ｄｈ ｐｙ ｇ ｄ ｖ ｄ ｍ ｄ ｈｍ ｄｈ ｐｙ ｖ ｍ ｋ ｋｈｐ ｍ ｋ ｙｂｄ ｙｂｄ ｊ ｈ ｙｂｄ ｐｈ ｄ ｂｙ ｈ ｐｙ ｄ ｇ ｐｙ ｄ ｂｙ ｈ ｐｙ ｇ ｇ ｈ ｋ Ｃｐ ｈ ｐ Ｍ Ｍ ｍｇ Ｓｐ ｐｈ ｍ Ｐｙ ｐｙ Ｇ ｇ Ａｈ ｈｙｄ ｙｂｄ

6 第８期 康永建等 内蒙古八大关斑岩型 Ｃｕ Ｍ 矿床成矿流体特征及成矿机制研究 １７８３ 图 ４ 内蒙古八大关 Ｃｕ Ｍ 矿床主要围岩蚀变照片 Ｆ ４ Ｍ ｗ ｋ ＢｄｇｕＣｕ Ｍ ｄｐ Ｍｇ ｇ 硅化胶结角砾岩 ｂ 绿泥石化胶结角砾岩 钾化蚀变 ｄ 含辉钼矿石英 绢云母化 含黄铜矿石英 绢云母化 含黄铜矿绢云母化 ｈ 绿泥石化 ｇ 青磐岩化 ｕｍ ｂ ｍ ｄｂｙ ｕ ｂ ｂ ｍ ｄｂｙｈ ｐ ｄ ｚ ｕｄ ｇｍ ｑｕ ｙｂｄ ｚ ｕｄ ｇｈ ｐｙ ｚ ｕｄ ｇｈ ｐｙ ｐｙ ｚ ｈ ｈ ｚ ｑｕ ｇ ｐ 英 绢云母为该蚀变带的标型矿物 绢云母主要为长 石分解而来 此外可见大量细脉状 网脉状矿化石英 脉 矿化以辉钼矿为主 次为黄铜矿图 ４ 绢云 母化图 ４ 蚀变带也主要分布在花岗闪长斑岩体 中 少部分分布在周围的花岗岩和花岗斑岩中 呈环 带状 围 绕 石 英 " 绢 云 母 化 蚀 变 带 分 布 宽 １ ４ｋｍ 长轴呈 ＮＥ 向 展 布 该 带 也 赋 存 少 量 矿 体 矿化以黄铜 矿 铅 锌 矿 为 主 以 浸 染 状 或 细 脉 状 分 布 蚀变矿物主要为绢云母 绿帘石等 过渡带主要 分布在成矿期的黑 云 母 花 岗 岩 中 为 绢 云 母 化 向 青 磐岩化过渡的蚀变 类 型 呈 环 带 状 分 布 在 绢 云 母 化 带外 围 宽 １ ５ｋｍ 青 磐 岩 化 蚀 变 分 布 较 广 泛 在印支期各花 岗 岩 体 中 均 有 分 布 蚀 变 较 弱 呈 椭圆环带状分布 于 蚀 变 带 的 最 外 侧 宽 １ １ｋｍ 主要蚀变矿物为绿泥石 绿帘石 碳酸盐和少量绢云 图 ５ 八大关铜钼矿床不同成矿阶段矿物组合 Ｆ ５ Ｍ ｍｂ ｇ ｄ ｍ ｇ ｇ ｇ ＢｄｇｕＣｕ Ｍｄｐ 母等图 ４ｈ 该阶 段 主 要 分 布 在 石 英 绢 云 母 化 蚀 变 带 内 图 ６ 成矿阶段 在野 外 观 察 和 室 内 镜 下 鉴 定 的 基 础 上 依 据 脉 ４ｄ 矿石矿物主 要 以 辉 钼 矿 为 主 次 为 黄 铁 矿 可 见少量黄铜矿伴生 几乎未见磁铁矿 脉石矿物主要 体间穿插关系 矿物组合及围岩蚀变类型的不同 将 有石英 绢云母 少量绿帘石 八大关铜钼矿床成 矿 过 程 分 为 ５ 个 阶 段 各 阶 段 矿 磁铁矿 石英 黄铁矿阶段 该阶段属于钼 铜沉淀的过渡阶段 规模较小 整个钻孔编录过程中 物组合见图 ５ 钾长石 阶 段 主 要 为 钾 长 石 交 代 花 岗 闪 长 斑 岩 以形成钾长 石 石 英 脉 为 特 征 该 阶 段 成 矿 流 体 过渡部位 磁铁矿主要呈脉状 细脉状产出 伴生有 体系温度较高 未发生铜钼沉淀 黄铁矿和少量黄 铜 矿 未 见 辉 钼 矿 脉 石 矿 物 主 要 辉 钼 矿 石 英 阶 段 辉 钼 矿 主 要 伴 随 石 英 脉 产出 呈脉状图 ３ 细 脉 状 图 ３ｂ 团 块 中 分 布 有绿帘石 绿泥石 石英和绢云母等 仅见到几条磁铁矿 石 英 脉 主 要 分 布 在 铜 钼 矿 体 的 Ｖ 铜铅锌 硫化物石英阶段 黄铜 矿主 要呈 浸

7 1784 地质学报 htp:// 年 染状 ( 图 3f) 细脉浸染状分布, 次为团粒状, 多数伴生黄铁矿 闪锌矿 方铅矿 ; 方铅矿和闪锌矿相互伴生, 主要呈细脉状单独产出或伴随碳酸盐化产出 ( 图 3d), 偶可见星点状 团粒状 该阶段矿化主要分布在绢云母化带 ( 图 4f), 次为石英 - 绢云母化带 矿石矿物主要有黄铜矿 闪锌矿 方铅矿 黄铁矿, 少量辉钼矿和磁铁矿 ; 脉矿物主要有石英 绿泥石 绿帘石 绢云母 硬石膏 萤石等 V 石英 - 绿泥石 ± 碳酸盐阶段 : 形成于矿化晚 期, 主要呈脉状或细脉状分布, 无矿化 3 流体包裹体研究 3 1 样品采集及分析方法流体包裹体研究所用样品均采自八大关铜钼矿床钻孔岩芯以及坑道内, 包括不同蚀变带的岩石样品及不同成矿阶段的 ( 含矿 ) 石英脉样品, 共计 23 件, 其中钻孔岩芯样品 7 件 ; 坑道样品 16 件 样品位置及岩 ( 矿 ) 相学特征见表 1 表 1 八大关铜钼矿床包裹体样品采样位置及特征描述 犜犪犫犾犲 1 犔狅犮犪狋犻狅狀狊犪狀犱犮犺犪狉犪犮狋犲狉犻狊狋犻犮狊狅犳狋犺犲狊犪犿狆犾犲狊犳狉狅犿犅犪犱犪犵狌犪狀犆狌 犕狅犱犲狆狅狊犻狋 样品编号成矿阶段采样位置样品手标本及镜下岩 ( 矿 ) 相学特征简述矿物 B13029 B1302 B 34 B 15 B 16 B 17 B 18 B B B B B13005 B B13001 B B13006 B13010 B13013 B13018 B13008 B13047 B 32 B B 石英斑晶 I 辉钼矿石英 I 磁铁矿 - 黄铁矿石英 IV 铜 ( 铅锌 ) 硫化物石英 V 石英 - 绿泥石 坑道, 绢英岩化带 矿化花岗闪长斑岩 : 可见硫化物石英细脉, 硫化物可见黄铁矿 黄铜矿 Qtz 坑道, 绢英岩化带 矿化花岗闪长斑岩 : 花岗闪长斑岩中可见辉钼矿黄铜矿石英细脉 Qtz 坑道, 绢英岩化带 矿化花岗闪长斑岩 : 硫化物呈致密浸染状分布, 以闪锌矿 黄铜矿 黄铁矿为主 Qtz 坑道, 绢英岩化带 辉钼矿石英脉 : 硫化物呈细脉状分布, 以辉钼矿为主, 偶见星点状黄铜矿 黄铁矿 Qtz 坑道, 绢英岩化带 辉钼矿石英脉 : 硫化物呈细脉状 星点状分布, 以辉钼矿为主, 少量黄铜矿 Qtz 坑道, 绢英岩化带 辉钼矿石英脉 : 硫化物呈团粒状分布, 以辉钼矿为主, 偶见星点状黄铜矿 黄铁矿 Qtz 坑道, 绢英岩化带 辉钼矿石英脉 : 硫化物呈微细脉状分布, 以辉钼矿为主 Qtz ZK1421,159m 辉钼矿石英脉 : 矿化呈细脉状分布, 矿物组合为辉钼矿 石英 Qtz ZK1421,231m 辉钼矿石英脉 : 矿化呈脉状分布, 矿物组合为辉钼矿 石英 Qtz ZK1421,495m 辉钼矿 - 黄铜矿石英脉 : 硫化物呈细脉分布, 矿物组合为辉钼矿 石英 黄铜矿 Qtz ZK1421,590m 辉钼矿 - 石英脉 : 矿物组合为辉钼矿 石英 Qtz 坑道, 绢英岩化带 辉钼矿 - 石英脉 : 以辉钼矿 石英为主, 可见极少量星点状黄铜矿 Qtz 坑道, 绢英岩化带 辉钼矿 - 黄铜矿石英脉 : 石英脉两侧为花岗闪长斑岩, 金属矿物以黄铜矿 辉钼矿为主 Qtz 坑道, 绢英岩化带 磁铁矿 - 黄铁矿石英脉 : 以磁铁矿 黄铁矿为主, 次为石英, 还可见少量黄铜矿 Qtz ZK1421,601m 黄铜矿石英脉 : 矿物组合为黄铜矿 石英 Qtz 坑道, 绢英岩化带 黄铜矿 - 黄铁矿石英脉 : 呈细脉状分布, 矿物以黄铜矿 黄铁矿 石英为主 Qtz 坑道, 绢英岩化带 黄铜矿石英脉 : 矿物组合为黄铜矿 黄铁矿, 石英 Qtz 坑道, 绢云母化带 黄铁矿 - 黄铜矿石英脉 : 呈细脉状分布, 矿物组合为黄铁矿 黄铜矿 石英及少量闪锌矿 Qtz 坑道, 绢云母化带 黄铁矿 - 黄铜矿 - 闪锌矿石英脉 : 硫化物呈细脉状分布, 矿物组合为黄铁矿 黄铜矿 闪锌矿 石英 Qtz 坑道, 绢云母化带 黄铁矿 - 黄铜矿石英脉 : 矿物组合为黄铁矿 黄铜矿 闪锌矿 石英及少量辉钼矿 Qtz 坑道, 绢云母化带 黄铁矿 - 闪锌矿 - 黄铜矿石英脉 : 硫化物呈细脉分布, 以黄铁矿为主, 少量黄铜矿 Qtz 闪锌矿 坑道, 绢云母化带 方铅矿 - 闪锌矿 - 黄铜矿石英脉 : 硫化物呈浸染状分布, 以闪锌矿 方铅矿 黄铜矿为主, 两两共生 Qtz ZK1421,301m 石英脉 : 呈脉状分布, 无矿化, 脉宽 1cm 左右, 以石英为主, 含少量绿泥石等 Qtz ZK1421,426m 石英脉 : 呈网脉状分布, 以石英为主, 偶可见黄铁矿 Qtz 首先, 将样品磨制成双面抛光的包裹体片, 然后在 OlympusBH31 偏光显微镜上进行矿物共生组合和包裹体岩相学观察, 以鉴定出不同成矿阶段的流体包裹体, 划分出不同的包裹体类型, 并圈出适合测温的包裹体 再将适合测温的包裹体片用酒精浸泡去除树脂, 并清洗干净 最后, 选择不同成矿阶段的 ( 含矿 ) 石英脉内代表性的流体包裹体进行显微测 温实验 流体包裹体显微测温在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完成 测温仪器为 Linkam THMSG600 型显微冷热台, 测温范围在 -198~+600, 冷冻数据和加热数据精度均为 ±0.1 在实验过程中, 首先对水溶液包裹体和含 CO 2 包裹体进行冷冻测温 当温度

8 第 8 期 康永建等 : 内蒙古八大关斑岩型 Cu Mo 矿床成矿流体特征及成矿机制研究 1785 下降至 -100 时, 缓慢升温, 注意观察冰点温度或初融温度, 当温度接近相变点时, 控制升温速度, 使之小于 3 /min, 并准确记录初融温度或冰点温度 (T m,ice ) 在进行均一温度测定时, 特别是含 CO 2 的三相包裹体, 在温度升温到 31 之前, 升温速度为 5 /min, 当观察到气液两相 CO 2 即将均一时, 将升温速度调到 1 /min, 准确记录其部分均一温度, 然后将升温速度调为 25 /min, 升温过程中观察气液两相的变化, 当接近均一时, 控制升温速度至 1 / min, 并准确记录均一温度 (T h ) 单个流体包裹体成分的激光拉曼光谱分析在核工业地质分析测试研究中心完成 所用仪器为法国公司 HORIBA JOBIN YVON S.A.S 生产的 LABHR VISLabRAM HR800 研究级显微激光拉曼光谱仪, 激光波长 532nm, 激光器为 Yag 晶体倍频固体激光器, 扫描范围 100~4200(cm -1 ), 光谱分辨率 0.65cm -1, 湿度为 50% 3 2 流体包裹体岩相学特征 通过详细的显微镜下观察, 斑晶石英和不同阶段的脉石英中发育大量的流体包裹体, 其类型丰富, 形态多样 ( 图 6) 根据 Roedder(1984) 和 Lu Huanzhangetal.(2004) 提出的流体包裹体在室温下相态分型准则及冷却回温过程中的相态变化, 则本次研究的流体包裹体可划分为 4 大类型 (1)L 型 : 富液相包裹体, 由气液两相组成, 大部分液相所占比例大于 55%, 在各阶段石英中均有发育 主要呈群体状分布, 形态多呈负晶形 近圆形 近多边形 少见不规则形态, 大小一般为 4~ 13μm, 加热时全都均一到液相 偶见一个富液相包裹体含有一个不透明子矿物, 其呈红色 粒状, 推测子矿物可能为赤铁矿, 由于数量极少, 不再单独划分为一种类型 根据激光拉曼光谱分析结果, 该类型包裹体液相成分主要为 H 2O, 气相成分有 H 2O CO 2, 其中 CO 2 主要存在于斑晶石英阶段 I IV 阶段, 而在 V 阶段中未观察到 (2)V 型 : 富气相包裹体, 由气液两相组成, 气相所占比例介于 50%~90% 主要呈孤立状分布, 形态多呈近圆形 近多边形, 大小 3~6μm, 相比其它类型包裹体明显偏小, 气泡颜色较暗, 加热时大部分均一到气相, 少数均一到液相 个别富气相包裹体中含有不透明子矿物, 其粒径极小而不易辨别, 根据其颜色 粒径, 推测其可能为金属硫化物 ( 辉钼矿或黄铁矿 ), 由于其数量极少, 不再单独划分 根据激光拉曼光谱分析结果, 该类型包裹体液相成分主 要为 H 2O, 气相成分有 H 2O CO 2 及少量 N 2, 其中 CO 2 和 N 2 主要出现在钼矿化阶段的富气相包裹体中 (3)C 型 : 含 CO 2 三相包裹体, 又称 双眼皮, 由液相 H 2O 液相 CO 2 气相 CO 2 组成 主要呈群体状或孤立状分布, 形态多呈多边形 近圆形等, 大小 7~15μm 不等 加热时大多数笼形物均一到液相 CO 2, 少部分临界均一, 因气相成分除含 CO 2 外, 可能还含有 N 2 等, 使个别包裹体部分均一温度超过 31.3 才发生部分均一, 最终完全均一到液相 H 2 O, 极个别临界完全均一 根据激光拉曼光谱分析结果,C 型包裹体液相成分为 H 2O 和 CO 2, 气相成分为 CO 2 除 V 阶段石英脉中未发现外, 其它各阶段石英脉中均发育该类型包裹体, 且 I 阶段石英脉中最为发育 (4)S 型 : 含子矿物的多相包裹体, 此型包裹体常见于斑晶石英和铜钼矿化阶段, 在晚期石英脉中并未发现 主要由气相 + 液相 + 透明子矿物组成, 可见气相 H 2O+ 液相 H 2O+ 子矿物 气相 CO 2+ 液相 CO 2+ 液相 H 2O + 子矿物两种类型, 形态多负晶形 近圆形等, 大小 6~13μm 透明子矿物主要为石盐和硬石膏, 石盐以无色透明 立方体形态为特征, 加热时气泡先消失 石盐后消失, 最终均一为液相 ; 硬石膏以无色透明 柱状形态等为特征, 升温过程中硬石膏始终不消失 该类型包裹体多与富液相包裹体 富气相包裹体共存, 不同类型包裹体共存的现象说明流体被捕获的时候存在沸腾作用, 或流体不混溶现象, 该类型包裹体存在于斑晶石英阶段 I I 和 IV 阶段 3 3 流体包裹体测温结果及相关参数本次研究获得石英斑晶和石英脉中流体包裹体完全均一温度共计 239 个, 不同阶段流体包裹体的均一温度和盐度直方图见图 7 从测温结果表 2 中可以看出, 石英斑晶中流体包裹体的均一温度介于 298~572, 而石英脉中流体包裹体的均一温度主要集中在 4 个区间, 即 :320~ ~ ~340 和 220~300, 测温结果与野外成矿期次划分一致, 表明成矿过程具有阶段性特征 石英斑晶阶段, 样品均采自石英 - 绢云母化带的成矿斑岩中, 流体包裹体类型主要为 L 型 V 型, S 型及少量 C 型, 大小 4~10um, 多呈负晶形 近圆形等 L 型包裹体气液比多集中在 10%~45%, 均一温度范围为 298~530, 盐度 ω(nacl eq ) 为 2.20%~16.00%, 流体密度为 0.29~0.84g/cm 3 ;

9 地 １７８６ 质 学 报 ｗｗｗ ｈ ｕ ｄ ｚｘｂ ｈ ｄｘ ｐｘ ｐ ｇ ｊ １６ 年 图 ６ 内蒙古八大关铜钼矿床流体包裹体显微照片 Ｆ ６ Ｆ ｕ ｄ ｕ ｍ ｇ ｐｈ Ｂｄｇｕ ｐｐ ｍ Ｍｇ ｇ ｙｂｄｕｍｄｐ Ｂ１３ 石英斑晶中 Ｓ 型含子矿物四相包裹体 Ｃ 型含 ＣＯ三相包裹体 ｂ Ｂ ３４ 石英斑晶中 Ｓ 型含 子 矿 物 三 相 包 裹 体 Ｂ１３９ 石英斑晶中 Ｌ 型富液相 包 裹 体 呈 负 晶 形 分 布 ｄ Ｂ１４１ ３１ 辉 钼 矿 石 英 脉 Ｌ 型 富 液 相 包 裹 体 Ｖ 型 富 气 相 包 裹 体 Ｓ型含子矿物的多相 包裹体共存 类型丰富 并呈群状分布 显示了成矿流体的沸腾特征 １４１ ４９５ 辉钼矿石英脉 Ｌ 型富液相包裹体 Ｖ 型富气相包裹体 Ｃ 型含 ＣＯ多相包裹体共存 显示成矿流体的沸腾特征 Ｂ１４１ ６１ 黄铜矿石英脉 Ｌ 型富液相包裹体 Ｃ 型含 ＣＯ多相包裹体 Ｓ 型含子矿物的多相 包裹体共存 ３ 方铅矿 闪锌矿 黄 铜 矿 石 英 脉 Ｌ 型 富 液 相 包 裹 体 Ｖ 型 富 气 相 包 裹 体 Ｃ 型 含 ＣＯ 三 相 包 裹 体 三 者 共 存 ｈ ｇ Ｂ Ｂ１３１ 黄铜矿石英脉 含子矿物三相包裹体 Ｌ 型富液相包裹体 Ｂ１３１ 磁铁矿石英脉 可见 Ｓ 型含 子 矿 物 的 包 裹 体 Ｌ 型 富 液 相 包 裹 体 Ｃ 型含 ＣＯ多相包裹体 ３１ 晚阶段石英脉 Ｌ 型富液相包裹体 Ｌ 液相 Ｖ 气相 ｈ 石盐 Ｈｍ 赤铁矿 Ａｈ 硬石膏 ｊ Ｂ１４１ Ｂ１３ ｑｕ ｚｐｈ Ｓ ｕ ｕ ｇ ｍ Ｃ ｈ ｕ ｇ ＣＯ ｂ Ｂ３４ ｙ ｙｐ ｐｈ ｙｐ ｐｈ ｕ ｇ ｍ Ｂ１３９ ｑｕ ｈ ｄｐｈ ｕ ｚｐｈ Ｓ ｚｐｈ Ｌ ｙｐｐ ｙｐｈ ｙｐ ｑｕ ｑｕ ｙ ｙ ｇ ｖ ｈｐ ｄ Ｂ１４１ ３１ Ｌ ｈ ｄｐｈ ｕ Ｖ ｈｇ ｐｈ ｕ Ｓ ｕ ｙ ｙｐ ｑｕ ｙｐ ｙｐｐ ｙｐｈ ｇｍ ｈｗ ｇ ｈｈ ｍ ｇ ｕ ｄｂ ｇ １４１ ４９５ Ｌ ｈ ｄｐｈ ｕ Ｖ ｈｇ ｙｐ ｑｕ ｙｐ ｕ Ｃ ｕ ｇｃｏ ｈｗ ｇ ｈ ｈ ｍ ｇ ｕ ｄｂ ｇ Ｂ１４１ ６１ Ｌ ｐｈ ｙｐｐ ｙｐｈ ｙｐ ｈｐｈ ｄ ｕ Ｃ ｕ ｇｃｏ Ｓ ｕ ｇｍ ｈ ｑｕ ｙｐｐ ｙｐｈ ｙｐｐ ｙｐｈ ｙｐ ｇ Ｂ３ Ｌ ｄｐｈ ｕ Ｖ ｈｇ ｐｈ ｕ Ｃ ｈ ｕ ｇｃｏ ｈ ｘ ｈ Ｂ１３１ Ｓ ｐｈ ｑｕ ｙｐ ｙｐ ｐｈ ｙｐ ｈ ｕ ｇｍ Ｌ ｈ ｄｐｈ ｕ Ｂ１３１ Ｓ ｕ ｇ ｍ Ｌ ｈ ｐｈ ｙｐ ｑｕ ｙｐ ｙｐ ｄｐｈ ｕ Ｃ ｕ ｇｃｏ ３１ Ｌ ｈ ｄｐｈ ｕ ｈ ｇ ｑｕ ｙｐｐ ｙｐｈ ｊ Ｂ１４１ ｙｐ ｑｕ ｚｖ Ｌ ｄ Ｖ ｐｈ ｈ ｈ Ｈｍｈｍ Ａｈ ｈｙｄ ｑｕ ｑｕ ｇ

10 第８期 康永建等 内蒙古八大关斑岩型 Ｃｕ Ｍ 矿床成矿流体特征及成矿机制研究 图 ７ 八大关铜钼矿床不同阶段流体包裹体均一温度和盐度分布直方图 Ｆ ７ Ｈ ｇ ｍ ｈｍｇ ｚ ｍｐ ｕ ｄ ｕ ｄ ｕ ｇ １７８７

11 1788 地质学报 htp:// 年 V 型包裹体气液比多集中在 50%~90%, 均一温度范围为 330~572, 盐度 ω(nacl eq ) 为 2.00% ~ 19.00%, 流体密度为 0.50~0.90g/cm 3 ;C 型包裹体较少, 仅测得 1 个温度, 其 CO 2 /H 2O 比为 60%, 均一温度范围为 478, 盐度 ω(nacl eq ) 为 4.07%, 流体密度为 0.96g/cm 3 ;S 型包裹体气液比多集中在 10~50%, 均一温度范围为 475~500, 盐度 ω(nacl eq ) 为 57.09% ~59.76%, 流体密度为 1.18 ~1.19g/cm 3, 子矿物为硬石膏和石盐, 含石盐子矿物的包裹体在升温的过程中, 气泡先消失, 然后随着石盐子矿物融化消失而达到均一 ; 极个别含石盐的 S 型包裹体在升温均一过程中气泡先消失, 但加温到 480 以上包裹体爆裂时石盐子矿物仍未熔化, 表明所捕获的流体是过饱和溶液, 其盐度 ω(nacl eq ) 高于 57.1%; 含硬石膏的 S 型包裹体在升温过程中, 从气泡消失直至最终爆裂, 硬石膏子矿物始终无变化, 硬石膏子矿物的存在暗示流体氧逸度较高 从直方图上可以看出, 石英斑晶中流体包裹体的均一温度集中分布在 460~572 和 300~420 两个区间 I 阶段辉钼矿石英脉形成于矿化早期, 该阶段流体包裹体类型多样,L 型 C 型 V 型均匀分布,S 型包裹体较少 个体介于 5~16um, 多呈负晶形, 近圆形等 L 型包裹体气液比多集中在 5% ~ 40%, 均一温度范围为 292~447, 盐度 ω(nacl eq ) 为 2.41%~22.04 %, 流体密度为 0.49% ~ 0.94 g/cm 3 ;V 型包裹体气液比多集中在 50%~90%, 均一温度范围为 325~420, 盐度 ω(nacl eq ) 为 2.24% ~ %, 流体密度为 0.55 ~ 0.80 g/cm 3 ;C 型包裹体 CO 2 /H 2O 气液比多集中在 30% ~90%( 图 6e), 均一温度范围为 320~440, 盐度 ω(nacl eq ) 为 0.83%~12.81%, 流体密度为 0.60~ 1.00g/cm 3 ;S 型包裹体气液比多集中在 30% ~ 90%, 均一温度范围为 350~460, 盐度 ω(nacl eq ) 为 42.4% ~63.13%, 流体密度为 1.09~1.19 g/cm 3, 子矿物可见石盐及赤铁矿, 赤铁矿的出现说明流体具有强氧化性 可见 S 型 L 型 C 型 V 型等不同类型包裹体在同一视域下共存的现象 ( 图 6d), 且均一温度大体一致, 表明该阶段流体存在沸腾作用 I 阶段磁铁矿 - 黄铁矿石英脉, 该阶段期流体包裹体主要为 L 型 C 型, 偶见 S 型子矿物包裹体 个体介于 4~13um, 个别达 17um, 多呈负晶形, 近圆形 L 型包裹体气液比多集中在 5% ~40%, 均 一温度范围为 300~401, 盐度 ω(nacl eq ) 为 4.80%~17.96%, 流体密度为 0.73~0.83g/cm 3 ; C 型包裹体 CO 2 /H 2O 比多集中在 40% ~90%, 均一温度范围为 320~430, 盐度 ω(nacl eq ) 为 0.43%~4.07%, 流体密度为 0.84~0.97g/cm 3 ; 偶见 1 个 S 型包裹体, 其气液相比为 35%, 气泡均一温度为 340, 盐度 ω(nacl eq ) 为 41.49%, 流体密度为 1.06g/cm 3, 升温过程中子气泡先消失最终子矿物消失而达到均一, 推测子矿物应为石盐 IV 阶段铜 ( 锌铅 ) 石英脉形成于矿化晚期 流体包裹体明显以 L 型为主, 次为 C 型 V 型 S 型 个体介于 3-12um, 多呈近圆形 负晶形 圆形 L 型包裹体气液相比 5%~40%, 均一温度范围为 258 ~348, 盐度 ω(nacl eq ) 为 3.87% ~23.89 %, 流体密度 0.79~0.98g/cm 3 ;C 型包裹体 CO 2 /H 2O 比为 25%~70%, 均一温度范围为 300~350, 盐度 ω(nacl eq ) 为 0.42%~8.53%, 流体密度 0.86~ 1.00g/cm 3 ;V 型包裹体极少, 仅观察到一个, 其气液比 70%, 均一温度 340, 盐度 ω(nacl eq ) 为 5.4 %, 密度 0.69g/cm 3 ;S 型包裹体也较少, 其气液相比为 10% ~20%, 均一温度 280~290, 盐度 ω(nacl eq ) 为 36.68%~37.40 %, 流体密度 0.96~ 0.97g/cm 3, 子矿物有硬石膏和石盐 偶见不同类型及不同气液比的包裹体共存现象, 暗示该阶段也存在一定程度的流体沸腾作用 该阶段包裹体中 CO 2 的三相包裹体明显减少, 暗示成矿流体中 CO 2 发生了大量逃逸 V 阶段石英 - 绿帘石脉, 该阶段形成于成矿之后 包裹体类型单一, 全部为 L 型包裹体, 个体介于 5~15um, 多呈多边形 负晶形 其气液相比 10 ~35%, 均一温度为 238~306, 盐度 ω(nacl eq ) 普遍较低, 变化于 2.41%~10.86%, 流体密度为 0.74 ~0.87g/cm 3 成矿温度和盐度较铜钼矿化阶段明显降低, 基本不见 CO 2 类包裹体, 反映了成矿物质大量沉淀之后的中低温 低盐度热液活动 3 4 流体包裹体成分 通过对各阶段流体包裹体详细的岩相学观察, 显示该区流体包裹体类型比较典型, 子晶种类单一且易识别, 故只选取各阶段具有代表性的流体包裹体开展激光拉曼探针分析 测试结果显示, 流体气相和液相成分主要为 H 2O CO 2 少量 N 2, 其结果基本与流体包裹体的岩相学观察及显微测温过程中的相变特征相符 其中, 石英斑晶中液相和气相成分主要为 H 2O 和 CO 2 ( 图 8B34);I 阶段辉钼矿石英

12 第８期 康永建等 内蒙古八大关斑岩型 Ｃｕ Ｍ 矿床成矿流体特征及成矿机制研究 １７８９ 表 八大关铜钼矿床流体包裹体显微测温结果 犜犪犫 犾 犲 犕犻 犮 狉 狅 狋 犺 犲 狉犿狅犿犲 狋 狉 犻 犮犱犪 狋 犪狅 犳犳 犾 狌 犻 犱犻 狀犮 犾 狌 狊 犻 狅狀 狊犳 狉 狅犿狋 犺 犲犅犪犱犪 犕狅犱 犲狆狅 狊 犻 狋 犵狌犪狀犆狌 成矿阶段 石英斑晶 辉钼矿石英 磁铁矿 黄铁矿石英 气相比 数量 Ｓ ６ １ ５ Ｃ ６ Ｌ １７ １ ４５ １ １ Ｖ １ ５ ９ １ １５ Ｃ ３８ ３ ９ Ｌ ３７ Ｖ 均一温度 Ｔｈ 盐度 密度 ＮＣ ｑ ｇ ｍ３ ４７５ ５ ５７ ９ ５９ ７６ １ １８ １ １９ ４７８ ４ ７ ９６ ９８ ５３ １６ ９ ８４ ７ ９ ３３ ５７ １９ ５ ９ ８３ １ ８１ ６ １ ５ ５ １ ４ １８ １ ９ ４４７ ４１ １ ４ ４９ ９４ １４ ９ １ １ ８ ３５ ４ ４ １６ ７１ ５５ ８ Ｓ ９ １ ４ ３５ ４６ ４ ４ ６３ １３ １ １９ １ ９ Ｃ １６ ４ ９ ３ ４３ ４３ ４ ７ ８４ ９７ Ｓ １ ４ ３４ ４１ ４９ １ ６ Ｌ １ ５ ４ ９ １４ ３ ４１ ４ ８ １７ ９６ ７３ ８７ ９６ ９７ Ｓ １ Ｃ １ ５ ７ 硫化物 石英 Ｌ ４９ ５ ４ Ｖ １ ７ Ｌ １６ ± 碳酸盐 笼合物融化温度 ３ ４４ Ｖ 铜铅锌 Ｖ 石英 绿泥石 冰点 Ｔｍ 型型 ３ ９ ６ ７ ９ ９ ８ ３ ５ ８ ９ ３６ ６８ ３７ ４ ３ ３５ ４ ８ ５３ ８６ １ ３ ５ ５ ３４８ ３ ８７ ３ １９ ７９ ９８ ３ ３ ３４ ５ ４ ６９ ３７ ３６ ４１ １ ８６ ７４ ８７ ５ ３ ９ ８ １ ３５ １ ４ ７ ３ 脉中气液相成为除 ＨＯ 和 ＣＯ 外 还在富气相包裹 为 ＨＯ 和 ＣＯ 图 ８Ｂ１３１ Ｖ 阶 段 铜 铅 锌 硫 体 中 检 测 到 Ｎ 其 特 征 峰 为 ３３ｍ 图 ８ Ｂ１３５ 阶段 磁 铁 矿 石 英 脉 中 气 液 相 成 分 主 要 化物石英脉气液相成分也 主要 是 ＨＯ 和 ＣＯ 图 ８ Ｂ１４１ ６１ 而 Ｖ 阶段的石 英 脉 阶 段 流 体 包 裹 体 类 １ 图 ８ 八大关铜钼矿床流体包裹体激光拉曼分析 Ｆ ８ Ｌ Ｒｍｐ ｕ ｄ ｕ ＢｄｇｕＣｕ Ｍｄｐ ｇ

13 1790 地质学报 htp:// 年 型单一, 其气液相成分主要为 H 2O 本次激光拉曼 表 3 八大关铜钼矿床不同成矿阶段样品氢 氧同位素组成 测试分析中,H 2 O 的特征峰集中在 3407 ~ 3447cm -1 和 CO 2 特征峰主要为 1284cm cm cm -1 通过流体包裹体显微测温和激光拉曼成分分析, 该成矿流体属于 H 2O NaCl CO 2 体系 4 氢 氧同位素 4 1 样品采集及分析方法 测试样品主要采自主成矿阶段的硫化物石英脉中, 其中钼矿化阶段石英单矿物样品 5 件, 铜矿化阶段石英单矿物样品 9 件, 具体分析测试项目和结果见表 3 单矿物的挑选工作由三河冶金三局分析测试中心完成, 每个样品挑选 10g±, 纯度达 99% 以上 氢 氧同位素分析测试在中国地质科学院矿产资源研究所同位素实验室完成, 测试仪器为 MAT253EM 质谱仪 氧同位素分析应用 BrF 5 法 (Claytonetal.,1963) 将纯净的石英样品与 BrF 5 反应 15h, 萃取氧 ; 分离出的氧进入 CO 2 转化系统, 温度为 700, 时间为 12min, 最后收集 CO 2 (Mao Jingwenetal.,2002) 氢同位素分析采用爆裂法 加热使石英中的包裹体爆裂, 释放出挥发份, 提取水蒸气, 在 400 条件下使水与锌反应 30min 产生氢气, 用液氮冷冻后, 收集到有活性碳的样品瓶中 (Colemanetal.,1982) 氢 氧同位素组成以 V SMOW 为标准, 氢和氧同位素分析精度为 ±2 ± 分析结果 氢 氧同位素组成测试结果见表 6-3 其中辉钼矿 - 石英阶段的 5 件石英样品的 δd V-SMOW ( ) 值介于 -126~-111( 均值 -119),δ 18 O V-SMOW ( ) 介于 -0.4~3.8( 均值 2.2),δ 18 O H2O ( ) 介于 -4.9 ~-0.7 ( 均值 -2.3); 铜 ( 铅锌 ) 硫化物 - 石英阶段 9 件石英样品的 δd V-SMOW ( ) 值介于 -141~-128 ( 均值 -134),δ 18 O V-SMOW ( ) 介于 -0.1~4.3( 均值 2.3),δ 18 O H2O ( ) 介于 -7.0~ -2.6( 均值 -4.6); 侯召硕 (2014) 测得 5 件含矿石英样品的 δd V-SMOW ( ) 值介于 -173~ -132( 均值 -164), δ 18 O V-SMOW ( ) 介于 4.0~4.7( 均值 4.4),δ 18 O H2O ( ) 介于 -2.2~-2.9( 均值 -2.5) 5 讨论 5 1 成矿流体来源 大量氢 氧同位素研究表明, 形成斑岩铜钼矿床 犜犪犫犾犲 3 犎狔犱狉狅犵犲狀犪狀犱犗狓狔犵犲狀犻狊狅狋狅狆犲犮狅犿狆狅狊犻狋犻狅狀犳狉狅犿犱犻犳犲狉犲狀狋狅狉犲 犳狅狉犿犻狀犵狊狋犪犵犲狊狅犳犺狔犱狉狅狋犺犲狉犿犪犾狏犲犻狀狊犻狀狋犺犲犅犪犱犪犵狌犪狀犆狌 犕狅犱犲狆狅狊犻狋 成矿原样号阶段 钼矿化阶段 铜矿化阶段 含矿石英脉 样品名称 ddv-smowd 18 OV-SMOWd 18 OH2O 平均温度 ( ) ( ) ( ) ( ) B19 石英 B20 石英 B26 石英 B13021 石英 B13038 石英 B13009 石英 B13019 石英 B13020 石英 B13039 石英 B13040 石英 B13041 石英 B13042 石英 B13043 石英 B31 石英 来源 本文 M 石英 M 石英 侯召 M 石英 硕, (300) M 石英 M 石英 注 : 18 OH2O( ) 值通过方程 1000lnα 石英 - 水 = T (O Neletal.,1969) 计算得来, 温度取各阶段流体包裹体显微测温结果的平均值 的成矿流体主要来源于岩浆水或岩浆水与大气水不同程度的混合, 而在成矿期后, 大气水可能会广泛的渗入到矿化系统中 (haletal.,1974;steinetal., 1985;selby etal.,2000;p. S etal.,2002;rui Zongyaoetal.,1984;Jian Weietal.,2010;Tan Gangetal.,2013) 本文通过对八大关斑岩铜钼矿床流体包裹体岩相学和显微测温研究, 矿床的初始成矿流体具有中高温 高盐度和高氧逸度的特征, 属于岩浆热液的范畴 从 D- 18 O H2O 关系图上可以看出 ( 图 9), 所有样品都投在原生岩浆水的下方偏左侧, 其中 I 阶段辉钼矿 - 石英中的成矿流体更靠近原生岩浆水, 而 IV 阶段铜 ( 铅锌 ) 硫化物 - 石英中的成矿流体的 D 值明显较低, 说明 IV 阶段的成矿流体混入了较多的大气水 综合来看, 形成八大关斑岩铜钼矿床的成矿流体为岩浆水和大气水的混合热液, 且随着成矿流体的演化, 大气水的参与越来越高, 与全球众多斑岩铜钼矿床具有类似的流体来源和演化过程 5 2 成矿流体性质及演化 流体显微测温和激光拉曼分析结果显示, 八大关铜钼矿床石英中流体包裹体的均一温度为 220~

14 第 8 期 康永建等 : 内蒙古八大关斑岩型 Cu Mo 矿床成矿流体特征及成矿机制研究 1791 其基质中可见星点状辉钼矿, 暗示该阶段流体的沸腾作用与成矿环境从封闭系统向开放系统转换时压力的迅速降低有关 与石英斑晶阶段流体包裹体相比, 该阶段流体包裹体明显发育含 CO 2 的三相包裹体, 其可能与减压过程中 CO 2 的大量出溶有关 此外, 可见赤铁矿 硫化物和石盐子矿物 结合氢 氧同位素测试结果, 该阶段成矿流体为岩浆热液和大气降水的混合热液 上述分析表明, 该阶段成矿流体为中高温 高氧逸度 高盐度 富 CO 2 的混合热液 考虑到含矿斑岩中的热液角砾岩和明显受构造控制的辉钼矿石英脉, 表明辉钼矿的大量沉淀主要与体系快速降压所诱发的流体沸腾作用有关 图 9 内蒙古八大关铜钼矿矿床 D- 18 OH2O 图解 ( 据 HedenquistAmpandLowenstern,1994 修改, 黑三角 钼矿化阶段, 正方形 铜矿化阶段 ) Fig.9 DiagramsofD- 18 OH2Ofrom Badaguan Cu Mo deposit,innermongolia(modifiedafterhedenquistamp andlowenstern,1994;theblacktriangle Molybdenum mineralizationstage,thesquare Copper mineralization stage) 572, 盐度 ω(nacl eq ) 为 0.43%~59.76%, 总体上具有成矿温度范围广 盐度变化大 包裹体类型多样, 富 CO 2 的特点 成矿斑岩中的石英斑晶形成于岩浆早期, 其流体包裹体的类型和特征可以反映初始成矿流体的性质 从均一温度直方图 ( 图 7) 上可以看出, 其流体包裹体的均一温度分布在 300~420 和 460~ 572 两个区间, 前者与铜钼矿化阶段的温度范围相吻合, 考虑到采集的岩石样品均有较强的蚀变, 推测其是成矿热液后期改造的结果 (WangDieandBi Xianwu,2012); 而后者温度均大于 460, 属于高温热液作用范围 (HuShouxi,1982), 可以代表初始流体的温度, 反映了初始成矿流体演化早期高温的特点 此外, 该阶段发育含 CO 2 的三相包裹体 含子晶的 CO 2 四相包裹体 含子晶的三相包裹体 偶见 CO 2 -H 2O 的两相包裹体, 子矿物以石盐和硬石膏为主, 表明初始成矿流体高温 高盐度 高氧逸度 富 CO 2 的特点 I 阶段辉钼矿石英脉中包裹体的均一温度为 320~420, 盐度 ω(nacl eq ) 为 0.83%~63.13 % 该阶段包裹体类型丰富, 发育有 L 型 V 型 S 型和 C 型包裹体, 并可见不同类型包裹体共存现象, 且其均一温度相近, 指示成矿流体发生过沸腾作用 通过钻孔编录发现, 在含矿斑岩中可见有热液角砾岩, I 阶段流体包裹体的均一温度为 300~ 360, 盐度 ω(nacl eq ) 为 0.43%~41.49 %, 可见 S 型 L 型 V 型包裹体 与辉钼矿 - 石英阶段流体包裹体特征相比, 该阶段含 CO 2 的包裹体数量略有减少, 可能与早期 CO 2 的大量逃逸有关 从该阶段的均一温度直方图可以看出, 磁铁矿 黄铁矿等金属矿物从 440 就开始发生少量沉淀, 但其大规模沉淀主要集中在 300~360, 发生在辉钼矿沉淀的晚期, 其原因可能是辉钼矿等硫化物的沉淀导致成矿流体的氧化 - 还原平衡体系更偏向氧化性一端, 从而诱发了磁铁矿的大量沉淀 上述分析表明该期流体为中高温, 强氧化性 中盐度 含 CO 2 的成矿流体 IV 阶段铜 ( 铅锌 ) 石英脉中的流体包裹体均一温度集中在 260~340, 盐度 ω(nacl eq ) 为 0.42% ~37.4% 该阶段同样发育有 L 型 V 型 S 型和 C 型包裹体, 镜下偶见沸腾包裹体群 ( 图 6g), 说明该期成矿流体沸腾作用不显著 其中 C 型包裹体数量明显减少, 与 CO 2 不断的逃逸有关 ; 子矿物有石盐和硬石膏 结合氢 氧同位素研究, 该期成矿流体为中温 中高盐度 高氧逸度 含 CO 2 的岩浆热液与大气水混合的热液流体 与 I 阶段的成矿流体的特征相比, 该期成矿流体的温度变化显著, 暗示该阶段铜 ( 铅锌 ) 硫化物的沉淀主要与温度的降低有关 此外, 从各阶段均一温度的直方图上可以看出, 中高温钼矿化阶段与中温铜 ( 铅锌 ) 矿化阶段的均一温度有一定的重叠, 一方面反映了成矿物质的沉淀是一个连续的过程 ; 另一方面解释了矿区高品位辉钼矿矿体中伴有低品位黄铜矿 高品位黄铜矿矿体中伴有低品位辉钼矿的现象 V 阶段贫矿石英脉的均一温度集中在 240~ 300, 包裹体类型单一, 只发育气液两相包裹体, 盐度也较低 (2.41% ~10.86%), 未见 CO 2 和子晶, 呈

15 1792 地质学报 htp:// 年 现中低温 低盐度的特征, 表明该阶段成矿流体以自大气降水为主 由上可知, 成矿初始流体为高温 高盐度 高氧逸度 富 CO 2 的岩浆热液 ;I 阶段的成矿流体为中高温 高盐度 高氧逸度 富 CO 2 的岩浆和大气水混合热液 ;I 阶段的成矿流体为为中高温, 强氧化性 中盐度 含 CO 2 的混合热液 ;IV 阶段的成矿流体为中温 中高盐度 高氧逸度 含 CO 2 的岩浆和大气水混合热液, 且大气水混合比例升高 ;V 阶段为中低温 低盐度 贫 CO 2 的大气水热液 从图 10 可以看出, 随着成矿作用的进行, 成矿流体的温度和盐度呈现出逐渐降低的趋势, 这种趋势说明成矿流体的演化具有连续性, 暗示铜钼等金属物质是由相同流体携带进热液成矿系统, 随着物理化学条件的变化而发生富集成矿 图 10 八大关铜钼矿床各阶段盐度 - 均一温度散点图 Fig.10 Scaterdiagramofsalinity temperatureindiferent stageofbadaguancu Modeposite 5 3 矿质的迁移和沉淀机制大量研究资料显示, 在自然界地质流体中 Cu Mo Pb 和 Zn 等金属主要以金属络合物的形式迁移, 其可能的搬运形式主要包括金属 氯络合物 金属 硫氢络合物 以及金属 羟基络合物 其中, Mo 主要是以羟基络合物的形式迁移, 而 Cu Pb Zn 等金属以氯络合物或硫氢络合物的形式迁移, 其具体搬运形式取决于流体的温压条件和化学成分 ( 如流体的盐度 还原性硫含量 氧逸度 ph 等 ) 考虑到 Cl - 和还原性硫的活度受温度影响较大,Zhong Richen(2014) 认为 Cu Pb Zn 等金属在高温流体中以硫氢络合物的形式迁移, 而在低温流体中以氯络合物的形式迁移 由于不同的金属络合物, 稳定性不同, 从而使得各成矿元素在不同的物理化学条件下发生分离并最终富集沉淀 前人研究表明 (hezarkhanietal.,1999;rui Zongyao et al.,1984;zhang Dehui,1997;Lu Huanzhangetal.,2004;DaiJunzhietal.,2007; ChenXiaodanetal.,2011;Wen Chunhuaetal., 2012;SunJiangetal.,2012;Chen Siyaoetal., 2013;SunNuoetal.,2014;SunZhenmingetal., 2015;PeiYingruetal.,2015), 引起斑岩型铜钼矿床成矿物质从成矿流体中沉淀的主要因素有流体沸腾作用 温度降低 不同性质流体的混合和水岩反应, 此外还有氧逸度和 Ph 值变化等 其中, 流体沸腾作用和温度对矿质沉淀的影响最大 流体沸腾作用诱发成矿物质大量沉淀的现象在斑岩型矿床中较为普遍, 也是矿质沉淀的重要机制之一, 主要原因是沸腾作用促使流体中的挥发分急剧逃逸, 挥发分的急剧逃逸会使流体的温度和压力快速降低, 从而导致热液流体内金属络合物发生分解和硫化物溶解度降低, 进而使辉钼矿快速沉淀成矿 (Zhang Wenhuaietal.,1996;HuangShiwuet al.,2010;tangang,2011) 对八大关铜钼矿床钼矿化阶段流体包裹体的研究结果发现, 其辉钼矿的沉淀主要减压沸腾作用有关 证据如下 :1) 辉钼矿石英脉中不同类型包裹体共存现象明显, 显示了沸腾作用的特征 ;2) 与早阶段初始成矿流体相比, 成矿流体均具有高盐度 高氧逸度的特点, 但该阶段明显发育含 CO 2 的三相包裹体, 暗示 CO 2 发生了大规模出熔 ;3) 通过钻孔岩心编录发现, 赋矿斑岩中发育热液角砾岩, 显示成矿时处于拉张环境, 说明流体沸腾作用主要与热液体系由封闭体系向开放体系转换时的压力急剧下降有关 (SheHongquanetal.,2006; WangLinlinetal.,2015);4) 氢 氧同位素结果显示该阶段成矿流体虽然有大气水的混合, 但其混合比例有限不足以引起流体的大规模沸腾 实验资料表明, 铜等金属硫化物的溶解度会随温度的增高而增加, 温度的降低而降低, 表明成矿流体温度的降低可以诱发成矿金属的大量沉淀 (Ulrich et al.,2002;redmond et al.,2004; Landtwingetal.,2005) 对八大关铜钼矿床铜( 铅锌 ) 矿化阶段流体包裹体的研究结果发现, 铜 ( 铅锌 ) 矿化期石英脉中的沸腾包裹体群不发育, 显示流体

16 第 8 期 康永建等 : 内蒙古八大关斑岩型 Cu Mo 矿床成矿流体特征及成矿机制研究 1793 沸腾作用不显著 ; 与钼矿化阶段成矿流体的特征相比, 该阶段流体的盐度 氧化性 CO 2 含量以及大气水混合比例的变化均不明显, 但温度却显著降低, 表明铜 ( 铅锌 ) 等硫化物的大规模沉淀主要与温度降低有关 上述分析表明, 引起八大关铜钼矿床成矿物质从热液流体中大量沉淀的主要因素为流体沸腾作用和降温 铜钼金属物质虽然由相同流体带入热液成矿系统, 但其沉淀机制却发生了解耦 其中辉钼矿的沉淀主要与减压沸腾作用有关, 而铜 ( 铅锌 ) 硫化物的沉淀主要与温度降低有关 6 结论 (1) 根据野外调查和岩相学特征, 将八大关斑岩铜钼矿床的成矿过程划分为 5 个阶段, 钾长石阶段 辉钼矿 - 石英阶段 磁铁矿 - 黄铁矿 ( 黄铜矿 ) 阶段 铜 ( 铅锌 ) 石英阶段 石英 - 绿泥石 ± 碳酸盐阶段, 铜钼等金属的大量沉淀与绢英岩化密切相关 (2) 八大关斑岩铜钼矿床流体包裹体类型丰富, 有 V 型富气相包裹体 L 型富液相包裹体 S 型含子矿物多相包裹体,C 型含 CO 2 的三相包裹体 液相和气相成分主要为 H 2O 和 CO 2, 其次还有少量 N 2 ; 子矿物为石盐 硬石膏 赤铁矿和未知硫化物, 成矿体系为 H 2O NaCl CO 2 体系 (3) 矿床成矿流体的均一温度集中在 238~ 572, 盐度 ω(nacl eq ) 集中在 0.42%~63.13%, 其温度和盐度随着成矿流体的演化表现出逐渐降低的趋势, 说明成矿流体的演化具有连续性 矿化主要集中在 260~440, 其中钼矿化温度为 320~ 440, 铜 ( 铅锌 ) 矿化温度为 260~340 (4) 结合 O H 同位素研究, 初始成矿流体为高温 高盐度 高氧逸度 含 CO 2 的岩浆热液 ; 随着成矿作用的进行, 铜钼矿化阶段的成矿流体经历了减压沸腾,CO 2 逃逸, 大气水参与的过程, 属于岩浆热液和大气水的混合热液 ; 晚阶段无矿石英脉中成矿流体为中低温 低盐度 无子晶 贫 CO 2 的大气水热液 (5) 铜钼等成矿物质由相同流体带入热液成矿系统, 但其沉淀机制却发生了解耦 其中辉钼矿的沉淀主要与减压沸腾作用有关, 而铜 ( 铅锌 ) 硫化物的沉淀主要与温度有关 致谢 : 野外工作期间得到了辽宁有色第十大队的支持与帮助 ; 流体包裹体测温过程中得到了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陈伟十老师 熊欣老师的悉心 指导,O H 同位素分析测试过程中得到了中国地质科学院矿产资源研究所陶华老师的大力帮助, 在此一并致谢 犚犲犳犲狉犲狀犮犲狊 Bureau of geology and mineral ofinner Mongolia autonomous region.1996.regionalgeologyofinnermongoliaautonomous Region.Beijing:GeologicalPublishing House,1~200. (in ChinesewithoutEnglishabstract) ChenSiyao,GuXuexiang,Cheng Wenbin,ZhengGe,HanSiyu,Peng Yiwei Characteristics of ore forming fluid and mineralizationprocessofthe Yanglacopperdeposit,Yunnan. EarthScience Frontiers,20(1):82~91.(in Chinese with Englishabstract) Chen Xiaodan,Ye Huishou,Mao Jingwen,Wang Huan,Chu Songtao,ChengGuoxiang,LiuYanwei.2011.Characteristicsof Ore FormingFluidsoftheLeimengou Porphyry Mo Deposit, Western Henan Province,andIts Geological.Acta Geologica Sinica,85(10):1629~1643.(inChinesewithEnglishabstract) ChenZhiguang.2010.Mesozoictectonic magmaticmineralizationof Derbugan MetalogenicBeltin NE China,anditsgeodynamic seting.chineseacademyofsciences:doctordissertation, (inChinesewithEnglishabstract) ClaytonR N,MayedaT K.1963.Theuseofbrominepentafluoride intheextractionofoxygenfromoxidesandsilicatesforisotopic analysis.geochimicaetgeochimicaacta,27(1):43~52. Coleman M L,Shepard TJ,Durham JJ,RouseJE,MooreG R Reduction of water with zinc for hydrogen isotope analysis.analyticalchemistry,54:6(6):993~995. DaiJunzhi,Xie Guiqing,Duan Huanchun,Yang Fuquan,Zhao Caisheng.2007.Characteristicsandevolution ofore forming fluidsfrom the Sadaigoumen porphyry molybdenum deposit, Hebei.Acta Petrologica Sinica,23(10):2519~ (in ChinesewithEnglishabstract) GaoBingyu,ZhangLianchang,JinXindi,LiWenjun,ChenZhiguang, Zhu Mingtian.2015.Geochronologyandgeochemistryofthe BadaguanporphyryCu ModepositinDerbuganmetalogenic belt of the NE China,and their geological significances. InternationalJournalofEarthSciences,105(2):507~519. HalW E,FriedmanI,NashJT.1974.FluidInclusionandLight StableIsotope Study ofthe Climax Molybdenum Deposits, Colorado.EconomicGeology,69(6):884~901. HedenquistAmpJW,LowensternJB.1994.Theroleofmagmasin the formation of hydrothermal ore deposits. Nature,370 (6490):519~527. HezarkhaniA,Wiliams~JonesAE,GammonsC H.1999.Factors controlingcoppersolubilityandchalcopyritedepositioninthe Sungunporphyrycopperdeposit,Iran.Mineraliumdeposita,34 (8):770~783 HouZhaoshuo.2014.OreGenesisandTectonicSetingofBadaguan Copper Molybedenum Deposit in Erguna Region,Inner

17 1794 地质学报 htp:// 年 Mongolia.Jilin University:Mater Dissertation,1~ 54. 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20 第 8 期 康永建等 : 内蒙古八大关斑岩型 Cu Mo 矿床成矿流体特征及成矿机制研究 1797 犜犺犲犆犺犪狉犪犮狋犲狉犻狊狋犻犮狊狅犳犗狉犲 犳狅狉犿犻狀犵犉犾狌犻犱狊犪狀犱犕犻狀犲狉犪犾犻狕犪狋犻狅狀犕犲犮犺犪狀犻狊犿犻狀狋犺犲犅犪犱犪犵狌犪狀犘狅狉狆犺狔狉狔犆狌 犕狅犇犲狆狅狊犻狋, 犐狀狀犲狉犕狅狀犵狅犾犻犪, 犖犈犆犺犻狀犪 KANG Yongjian 1,2),XIANG Anping 1,3),SHE Hongquan 1),SUN Yuliang 4),YANG Wensheng 1) 1) 犐狀狊狋犻狋狌狋犲狅犳犕犻狀犲狉犪犾犚犲狊狅狌狉犮犲狊, 犆犺犻狀犲狊犲犃犮犪犱犲犿狔狅犳犌犲狅犾狅犵犻犮犪犾犛犮犻犲狀犮犲狊, 犅犲犻犼犻狀犵,100037, 犆犺犻狀犪 ; 2) 犛犮犺狅狅犾狅犳犈犪狉狋犺犪狀犱犛狆犪犮犲犛犮犻犲狀犮犲狊, 犘犲犽犻狀犵犝狀犻狏犲狉狊犻狋狔, 犅犲犻犼犻狀犵,100871, 犆犺犻狀犪 ; 3) 犆犺犲狀犵犱狌犐狀狊狋犻狋狌犱犲狅犳犌犲狅犾狅犵狔犪狀犱犕犻狀犲狉犪犾犘犲狊狅狌狉犮犲狊, 犆犺犲狀犵犱狌,610081; 4) 犐狀狊狋犻狋狌狋犲狅犳犌犲狅犾狅犵狔犚犲狊犲犪狉犮犺, 犛犺狅狌犵犪狀犵犌犲狅犾狅犵犻犮犪犾犈狓狆犾狅狉犪狋犻狅狀, 犅犲犻犼犻狀犵,100144, 犆犺犻狀犪犃犫狊狋狉犪犮狋 TheBadaguanporphyryCu ModepositisoneofthetypicalporphyryCu ModepositsoftheGreater HingganRange,China,easternsegmentoftheCentralAsian OrogenicBelt.Theorebodiesare mainly hostedwithingranodioriteporphyry,andthecontactzonebetweengranodioriteporphyryandcountry rocks.detailedpetrographicandore microscopyobservationsuggeststhatthebadaguandepositcanbe dividedintofiveore formingstages:potassiumfeldsparstage,molybdenum quartzstage,magnetite pyrite (±chalcopyrite) quartzstage,andcopper (leadandzinc) quartzstage,chlorite (±carbonate) quartz stage.thestudyoffluidinclusionshowsthattherearevarioustypesoffluidinclusionsinthebadaguan Copper molybdenum Deposit, which mainly include vapor rich phase inclusion,liquid rich phase inclusions,co 2 bearingthree phaseinclusions,andmultiphaseinclusionsincludingdaughtermineral.the studyofmicrothermometericandlaserramanspectroscopeshowsthehomogeneoustemperaturesofearly fluidinclusionsin Quartzphenocrystrangesfrom 460 to572,withthehighestsalinitiesupto63. 13%.Daughtermineralsincludehaliteandanhydritewhichpossiblyrepresentanoxidizingenvironment. VaporbubblesaremainlycomposedofH 2O,few CO 2.Theliquidsaredominatedby H 2Oandgeneraly containco 2-3.Thehomogeneoustemperaturesoffluidinclusioninmolybdenum quartzstageclusterinto 320~440,withsalinitiesrangingfrom0.83~63.13%.Daughtermineralsincludehalite,hematiteand unknownsulfide.multiphaseinclusionsincludingdaughter mineralorco 2 coexistwiththevaper and liquid richfluidinclusion,whicharehomogenizedatsimilartemperatures.thesephenomenastrongly suggestthatfluid boilingoccurredinthisstage.thehomogeneoustemperaturesoffluidinclusionin copper(leadandzinc) quartzstageclusterinto260~340,withsalinitiesrangingfrom0.42~37.40%. Daughtermineralsincludehaliteandanhydrite.VaporbubblesandliquidsaremainlycomposedofH 2O, CO 2.Contrastingwiththemolybdenum quartzstage,thechangesoftemperatureamongalfactorsismost significantinthecopper (leadandzinc) quartzstage.thehomogeneoustemperatureofchlorite (± carbonate) quartzstagefluidinclusionrangesbetween237~306,withcorrespondingsalinitiesnomore than12.4%.consideringtheh Oisotope,theearlystagefluidsaremagmaticinoriginandcharacterized byhightemperature,highsalinities,high oxygen fugacityand CO 2 rich.folowing with ore forming processesandtheparticipationofmeteoricwater,ore formingfluidgradualyevolvedintothemixtureof magmaticandmeteoricwater.thelatestagefluids,characteristicoflowtemperature,lowsalinity,lack ofdaughtermineralandco 2,mainlysourcedfrom meteoricwater.besides,weconcludethecopperand molybdenum were carried by the same fluids while their precipitation mechanism had decoupling. Precipitationofmolybdenum wasmainlyrelatedtoboilinginducedbyreducedpressure,whileprecipitation ofchalcopyritecloselywasrelatedtothefaloftemperature. 犓犲狔狑狅狉犱狊 :Precipitationmechanism;H Oisotope;Fluidinclusion;PorphyryCu Modeposit;Badaguan