西藏甲瑪銅多金屬礦床流體包裹體研究*

陳紅瑾，王立強，胡古月，顧楓華，唐 攀，張忠坤，周敖日格勒

（1中國地質科學院礦產資源研究所國土資源部成礦作用與資源評價重點實驗室，北京 100037；2西南交通大學地球科學與環境工程學院，四川成都 611756；3西藏華泰龍礦業開發有限公司，西藏拉薩 850212）

斑巖型礦床作為Cu、Mo礦床的最主要類型，歷來是地質學家的重點研究對象（羅銘玖等，1991；王獎臻等，2001；陳衍景，2006）。傳統的成礦理論認為，斑巖型礦床主要形成于火山弧環境，如安第斯斑巖銅礦帶和西南太平洋斑巖銅礦帶，基于大量的地質觀察和研究，西方學者建立了巖漿弧斑巖銅礦成礦模型（Hedenquist et al.,1998;Seedorf et al.,2005）。近年來隨著研究的深入，學者們發現大陸碰撞造山帶同樣具有產出斑巖礦床的巨大潛力，如中國的東秦嶺斑巖鉬礦帶、西藏岡底斯斑巖銅礦帶和玉龍斑巖銅礦帶，皆是陸陸碰撞體制斑巖型礦床的最好例證（陳衍景等，1992；陳衍景，1998；侯增謙，2004；李諾等，2007；唐菊興等，2012；2014；2017）。成礦流體是斑巖型礦床成礦過程中最重要的因素，其出溶、運移、演化、沉淀機制是揭示礦床成因的關鍵。Gustafson等（1975）通過對智利EISalvador斑巖銅礦進行研究，提出A、B、D脈的概念，即：①成礦早階段的A脈，發育于巖漿未完全固結時，因此脈體一般不平直，延伸不遠；②轉化階段的B脈，脈體往往較為平直、寬大、延伸較遠，無蝕變暈；③成礦晚期的D脈，脈體平直，通常具有絹云母蝕變暈。這些脈體中的包裹體，其均一溫度和鹽度從早期到晚期一般呈現明顯的下降趨勢，硫化物的沉淀可以通過流體的單一冷卻、流體相分離和流體混合等實現（Fan et al.,2003;Hezarkhani,2006;Niet al.,2008）。

岡底斯成礦帶是中國重要的斑巖型銅礦帶，目前已發現5個超大型銅多金屬礦床，10多個大中型礦床（芮宗瑤等，2003；李光明等，2005；2006；王登紅等，2005；侯增謙等，2006；鄭有業等，2006；2007；陳毓川等，2007；秦克章等，2008；應立娟等，2009；2010；唐菊興等，2010；2011；2013；鄭文寶等，2010a；2010b；2010c；2011a；2011b；羅茂澄等，2012；王立強等，2014)。甲瑪銅多金屬礦床是岡底斯成礦帶上取得找礦突破的超大型斑巖-矽卡巖型礦床，是岡底斯斑巖銅礦帶的典型代表，同時，也是碰撞造山帶背景斑巖銅礦的典型代表。對甲瑪礦床開展深入細致的研究，可以促進對岡底斯斑巖銅礦帶以及碰撞造山帶背景下斑巖銅礦成礦規律的認識。前人對甲瑪礦床的地質特征（唐菊興等，2010；2012；2013；王登紅等，2011b；林彬等，2012；鐘康惠等，2012；冷秋峰等2015；唐攀等，2016；Zheng et al.,2016）、巖石學（秦志鵬等，2011b；王登紅等，2011a；王崴平等，2011）、礦物學（應立娟等，2010b；王煥等，2011a；2011b）、同位素地球化學（應立娟等，2009；2012；楊歡歡等，2014；Ying et al.,2014）、成巖成礦年代學（應立娟等，2010a；2011；秦志鵬等，2011a）、礦床三維建模（唐菊興等，2011；唐攀等，2017）等方面進行了大量研究，取得了重要進展。在礦床流體演化方面，前人研究主要針對主成礦階段的脈石礦物開展，對成礦流體的來源、主成礦期流體性質以及鉬銅元素的分離機制進行了研究（周云等，2011a；2011b；2012；郭文鉑等，2014；羅茂澄等，2017；王藝云等，2017），但缺少對成礦前及成礦后流體性質的有效約束。本研究基于詳細的野外勘查和巖芯編錄，識別了巖漿-熱液演化過程中的脈體類型及穿插關系，對礦床角巖型礦體和斑巖型礦體各階段石英脈中的流體包裹體開展顯微測溫和激光拉曼光譜分析，以查明礦床不同演化階段的流體性質及成礦物質的沉淀機制，進而探討成礦流體的演化規律和礦床成因。

1 區域地質背景及礦床地質特征

1.1 區域及礦區地質概況

甲瑪銅多金屬礦床位于西藏特提斯構造域岡底斯-念青唐古拉(地體)板片中南部（圖1a），其南北分別以印度河-雅魯藏布江和班公湖-怒江縫合帶為界，受新特提斯洋演化控制，經歷了復雜的地質-構造-巖漿演化過程（莫宣學等，2005）。受印度板塊和歐亞板塊碰撞影響，岡底斯-念青唐古拉地體南緣的構造線總體走勢近東西向，由于區域長期走滑效應，次級構造線多呈北西西向，以發育若干北西西向的推覆構造系為特征。甲瑪礦區主要受控于由北向南的推覆構造和由南向北的滑覆構造（唐菊興等，2013）。礦區的推覆構主要包括紅塔背斜、牛馬塘背斜和夏工普向斜；礦區滑覆體主要分布于銅山-布朗溝-莫古郎溝一帶，出露面積約4 km2，由北向南，滑覆體可分為滑覆體前部帶、滑覆體中部帶和滑覆體后部帶3部分（唐菊興等，2011；2012；唐攀等，2016）。

礦區及鄰近區域的地層主要為被動陸緣火山沉積巖系,包括上三疊統麥隆崗組、中-下侏羅統葉巴組、上侏羅統卻桑溫泉組和多底溝組、下白堊統林布宗組、楚木龍組以及塔龍拉組（西藏地礦局，1994）。礦區出露的地層主要為下白堊統林布宗組的砂板巖和角巖、上侏羅統多底溝組的灰巖和大理巖，在牛馬塘一帶出露有少量的第四系殘坡積物和沖洪積物（唐菊興等，2010）（圖1b）。

區域上巖漿巖發育,主要分布在雅江斷裂以北,是岡底斯火山-巖漿弧的重要組成部分。礦區巖漿巖在淺部呈巖枝、巖脈等形態產出，深部存在含礦斑巖體，主要巖石類型有花崗斑巖、黑云母二長花崗斑巖、花崗閃長斑巖、石英閃長玢巖、閃長玢巖、閃長巖、閃斜煌斑巖、角閃輝綠玢巖和石英輝長巖等（唐菊興等，2011）。巖漿巖的成巖年齡集中在16.5～15.0 Ma（秦志鵬等，2011；張澤斌等，2019）。目前的研究表明，含礦性較好的巖漿巖為偏中性的斑巖，其中含礦花崗閃長斑巖中輝鉬礦Re-Os等時線年齡為（14.78±0.33）Ma（應立娟等,2009），說明成巖成礦具有繼承性。

1.2 礦床地質特征

甲瑪銅多金屬礦是岡底斯成礦帶上取得找礦突破的超大型斑巖-矽卡巖型礦床,根據最新的勘查資料，礦區累計查明Cu金屬量約750萬t、Mo金屬量約70萬t、Pb、Zn金屬量約170萬t、Ag金屬量超過10 000 t、伴生Au金屬量175 t（唐菊興等，2010；2011；2013）。根據主、共生礦種產出賦礦圍巖的不同，甲瑪銅多金屬礦床主要由3種礦體類型組成：①產于角巖中的銅鉬礦體；②產于斑巖中的鉬銅礦體；③產于矽卡巖中的銅多金屬礦體（圖1c、d）。角巖型礦體主要分布于林布宗組角巖中，礦體主要呈近直立的筒狀產于深部斑巖體上部，走向NW-SE（約300°），延長1200 m，垂向延伸達900 m；平均品位大致為Cu 0.25%、Mo 0.06%；角巖中具有明顯的上銅、下鉬分帶現象，銅礦化主要表現為黃銅礦呈浸染狀產于條帶狀黑云母角巖中，與早期順層硅化、黑云母化關系密切，鉬礦化主要呈石英-輝鉬礦脈產于強硅化角巖中（唐菊興等，2013；王藝云等，2017）。斑巖型礦體為隱伏礦體，主要賦礦巖石為花崗斑巖、二長花崗斑巖、石英二長斑巖、閃長（玢）巖；礦體主要呈筒狀產于0～40線則古朗地區以南，礦體走向NW-SE（約300°），延長約800 m，近直立，垂向延伸達500 m；石英閃長玢巖中Cu平均品位約為0.35%，伴生Mo，二長花崗斑巖中Mo平均品位約為0.08%，伴生Cu（唐菊興等，2013；唐攀等，2017）。矽卡巖型礦體主要產于林布宗組和多底溝組接觸帶的擴容空間。矽卡巖主礦體走向NW-SE（約300°），延長達2850 m，礦體傾向NE（30°），延伸超過2500 m（未控制邊界）；礦體受推覆構造控制，傾角具有明顯的陡→緩→陡的變化特征，上部陡礦體傾角一般介于50°～70°，位于鉛山；中部緩礦體是主體部分，傾角一般小于20°，在牛馬塘邊部地區稍變陡（有側伏現象），位于夏工普溝以北則古朗以南近5 km2范圍內；深部陡礦體位于則古朗以北，傾角一般為30°～40°。近斑巖接觸帶約1 km2范圍內，矽卡巖礦體厚度均超過100 m，位于0～40線，礦體平均品位大致為Cu 0.8%、Mo 0.06%、Pb+Zn 2.0%、Au 0.26 g/t、Ag 15 g/t（唐 菊 興 等，2010；2011；2013）。

圖1 甲瑪銅多金屬礦床區域構造位置圖（a）、甲瑪銅多金屬礦床礦區地質圖（b）、16號勘探線剖面圖（c）和24號勘探線剖面圖（d）（據唐菊興等，2010；Ying et al.,2014修改）①—甘孜-理塘斷裂；②—金沙江-哀牢山斷裂；③—瀾滄江斷裂；④—班公湖-怒江斷裂；⑤—印度河-雅魯藏布江斷裂；⑥—昆南-瑪沁斷裂Ⅰ—可可西里-巴顏喀拉板片；Ⅱ—義敦-鄉城板片；Ⅲ—喀喇昆侖-開心嶺-昌都板片；Ⅳ—羌塘-唐古拉-保山板片；Ⅴ—岡底斯-念青唐古拉-騰沖板片；Ⅵ—喜馬拉雅板片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

礦床的礦石礦物包括黃銅礦、輝鉬礦、黃鐵礦、磁鐵礦，還有少量的閃鋅礦、方鉛礦、斑銅礦、孔雀石、銅藍、黝銅礦等；脈石礦物主要為石英、斜長石、鉀長石、黑云母、電氣石、石膏，次為角閃石、絹云母、綠泥石、綠簾石、方解石、螢石等?？傮w上，甲瑪礦床角巖型和斑巖型礦化中發育蝕變類型包括鉀化、黃鐵絹英巖化、青磐巖化和泥化。鉀化主要表現為次生鉀長石、黑云母等含鉀礦物在斑巖或圍巖中大量發育，整體上，鉀長石化略早于黑云母化，黑云母化蝕變過程常伴隨黃銅礦的產出（圖2a～f）。黃鐵絹英巖化疊加于早期形成的鉀化之上，發育范圍與比鉀化略小，主要表現為絹云母交代斜長石、黑云母及鉀長石礦物，在基質中呈星散狀產出，往往伴隨著黃銅礦、黃鐵礦、磁黃鐵礦的產出（圖2b、i、j、l、p）。青磐巖化主要在斑巖與圍巖的接觸部位發育，范圍較?。▓D2o）。泥化多沿破裂系發育，多疊加在鉀化、黃鐵絹英巖化蝕變之上，表現為鉀長石及斜長石顆粒全部或大部分被交代形成碳酸鹽、高嶺土等礦物（圖2m）。

為探討甲瑪礦床角巖型礦體和斑巖型礦體成礦流體演化，對礦區發育的脈體按照Gustafsin等（1975）的分類方法，根據礦物組合、切穿關系及蝕變特征，從早到晚把脈體劃分為A脈（成礦早階段）、B脈（轉換階段）和D脈（成礦晚期），脈體特征見表1和圖2，其中：

表1 甲瑪銅多金屬礦床主要脈體類型及特征Table 1 Vein types and characteristics of the Jiama copper-polymetallic deposit

（1）A脈（成礦早階段）的脈體通常彎曲、不連續，延伸不遠，主要有4種類型的脈體，包括發育具有鉀長石蝕變暈的石英脈、石英+鉀長石±黃銅礦±輝鉬礦脈、石英+黑云母脈和黑云母+黃銅礦±黃鐵礦脈。A脈主要與鉀化蝕變關系密切，石英多呈粒狀，不對稱生長；鉀長石和黑云母為脈體的一部分或者以蝕變暈的形式存在；無礦化或者有較弱的銅礦化、鉬礦化（圖2a～f）。

（2）B脈（轉換階段）的脈體通常平直、無蝕變暈，硫化物在脈體中對稱發育，主要為石英±輝鉬礦±黃銅礦±黃鐵礦脈（圖2g～l）。

（3）D脈（成礦晚期）的脈體一般較為平直，常見絹云母和綠泥石蝕變暈，主要有黃鐵礦脈，石英+黃鐵礦±黃銅礦±輝鉬礦脈（圖2m～p）。

圖2 甲瑪銅多金屬礦床不同階段的脈體特征a～f為A脈：a.ZK817-68 m角巖中的石英脈和石英+黑云母脈，發育鉀長石蝕變暈；b.ZK2420-324 m二長花崗斑巖中的石英脈，發育鉀長石蝕變暈，晚期黃鐵絹英巖化蝕變疊加到早期鉀化蝕變之上；c.ZK1617-244 m角巖中的角巖中的石英+鉀長石+黃銅礦+輝鉬礦脈，發育鉀長石蝕變暈；d.ZK817-87 m角巖中的石英+鉀長石+輝鉬礦脈，發育黑云母蝕變暈；e.ZK817-57 m角巖中的黑云母+黃銅礦+黃鐵礦脈；f.ZK1614-106.5 m角巖中的石英+黑云母脈；g～k為B脈：g.ZK2420-382 m角巖中的石英+輝鉬礦脈；h.ZK2414-373 m二長花崗斑巖中的石英+輝鉬礦脈，被晚期黃鐵絹英巖化蝕變疊加；i.ZK1614-369 m二長花崗斑巖中的石英+黃銅礦±輝鉬礦脈，晚期黃鐵絹英巖化蝕變疊加到早期鉀化蝕變之上；j.ZK2420-317 m二長花崗斑巖中的石英+輝鉬礦脈；k.ZK1614-560 m、ZK2414-373 m二長花崗斑巖中的石英+輝鉬礦脈，被晚期黃鐵絹英巖化蝕變疊加；l～o為D脈：l.ZK2420-58 m角巖中的石英+黃鐵礦±黃銅礦脈，早期的鉀長石脈被交代形成高嶺土；m.ZK2420-537 m角巖中石英+黃鐵礦脈穿切石英+輝鉬礦脈；n.ZK2420-13 m角巖中的石英+黃鐵礦脈，發育綠泥石化蝕變暈；o.ZK2414-465 m二長花崗斑巖中的石英+黃鐵礦脈，晚期黃鐵絹英巖化蝕變疊加到早期鉀化蝕變之上Ksp—鉀長石；Q—石英；Bi—黑云母；Mo—輝鉬礦；Ccp—黃銅礦；Py—黃鐵礦；Ser—絹云母；Kln—高嶺土；Chl—綠泥石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 流體包裹體研究

2.1 樣品采集及研究方法

樣品采集自ZK1614、ZK1617和ZK2420，切片后對130件薄片進行了顯微觀察和流體期次劃分，選擇17件具有代表性的包裹體片進行激光拉曼顯微探針分析（LRM）及顯微測溫。

單個包裹體成分的激光拉曼測試和流體包裹體顯微測溫在自然資源部成礦作用與資源評價重點實驗室完成。儀器為Renishaw System-2000顯微共焦激光拉曼光譜儀，激發激光波長514.53 nm，激光功率20 mW，激光束斑最小直徑1μm，光譜分辨率1～2 cm-1。

包裹體顯微測溫所用儀器為LINKAM THMSG600顯微冷熱臺，測溫范圍-198～600℃，誤差為±0.1℃。實驗過程中，為了防止包裹體在加熱過程中發生爆裂，先進行冷凍測溫，再緩慢升溫。測試過程中注意觀察包裹體，在接近相變點時，適當控制升溫速度。分別對3種脈體中的各類包裹體進行了冰點溫度和均一溫度測試，升、降溫速率控制在10℃/min以內，相變點附近速率控制在1℃/min以內。對于含子晶的包裹體，升溫過程中尤其要注意觀察固相和氣相變化，當子礦物或氣相快消失時，降低升溫速率，以便準確記錄子晶熔化溫度和完全均一溫度。

測溫過程中，少部分高鹽度包裹體出現多于一個的鹽類子晶，但考慮到其數量遠小于只含石鹽子晶的包裹體，且計算表明這些含鉀鹽子晶的包裹體鉀鹽含量均＜20%，因此所有高鹽度包裹體數據處理均按照NaCl-H2O體系進行，根據石鹽熔化溫度計算鹽度（Hall et al.,1988）。對于常溫下鹽不飽和的NaCl-H2O體系的流體包裹體，以最終冰熔化溫度計算鹽度（Bodnar，1993）。富CO2包裹體水溶液相的鹽度按照Collins（1979）的方法，根據籠合物融化溫度計算得出。

2.2 流體包裹體巖相學特征

根據流體包裹體在室溫下的相態種類和氣液充填度特征，將甲瑪礦區流體包裹體分為6種類型，分別為：

L型包裹體（室溫下為氣液兩相，升溫均一到液相）（圖3a、j、t）是礦區發育最廣泛的一類包裹體，在A、B、D脈中均廣泛分布，氣相分數介于10%～50%，大小為5～40μm，呈負晶形、近橢圓形、不規則狀產出。激光拉曼顯微探針分析表明氣相成分多為H2O，少量可檢測到CO2和有機氣體CH4；

V型包裹體（圖3b、k）（富氣相包裹體，升溫均一到氣相）和PV型包裹體（純氣相包裹體，升溫后無變化）（圖3l）密切共生并分布廣泛，大小為5～35μm，多呈不規則狀、紡錘狀、長方形狀，室溫下顏色較深。V型包裹體氣相分數介于60%～95%。激光拉曼顯微探針分析表明，氣相成分主要為H2O，以及少量CO2、CH4、SO2、H2S，液相成分主要為H2O，個別包裹體檢測出H2CO2-3（圖4a～c）；

圖4 甲瑪銅多金屬礦床流體包裹體激光拉曼光譜分析a.A脈中的V型包裹體氣相CO2譜線；b.B脈中的L型包裹體液相H2O、HCO3-譜線；c.B脈中的V型包裹體氣相CO2、CH4、SO2、H2S譜線；d.A脈中的S型包裹體Anh譜線；e.A脈中的S型包裹體Mag譜線；f.A脈中的S型包裹體Ccp譜線；g.A脈中的S型包裹體Py譜線；h.B脈中的S型包裹體Hem譜線Anh—石膏；Hem—赤鐵礦；Mag—磁鐵礦；Ccp—黃銅礦；Py—黃鐵礦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型包裹體（圖3c、m）（富CO2包裹體，相界顏色較深，常溫或降溫過程中呈現“雙眼皮結構”），在A脈和B脈中可見，大小為5～35μm，多呈紡錘狀、負晶形產出，氣相分數在60%～95%之間，部分包裹體降溫至-90℃亦不發生明顯的相變化，可能是由于含CH4等氣體（van DenKerkhof et al.,2001）。

S1型包裹體（水溶液+石鹽子晶±鉀鹽子晶±不透明子礦物，升溫過程中氣泡晚于子晶消失達到均一）（圖3d～i、n～s）主要賦存于A脈和B脈中，氣相分數約35%～60%，大小為10～25μm，常呈不規則狀、負晶形。包裹體中除含有石鹽子晶（圖3）外，偶爾還可見到鉀鹽子晶（圖3o、p）和石膏子晶（圖3i、q、s）；不透明礦物主要有黃銅礦（圖3g、p）、赤鐵礦（圖3e、n）、磁鐵礦（圖3f、o、r）。這類包裹體中普遍含有微小不透明子礦物（＜1μm）（圖3d、i）。激光拉曼顯微探針分析表明，氣相成分多為H2O，少量可檢測到CO2和有機氣體CH4；

S2型包裹體（水溶液+石鹽子晶±鉀鹽子晶±不透明子礦物，升溫過程中子晶晚于氣泡消失達到均一）（圖3d～i、n～s）主要賦存于A脈和B脈中，氣相分數約35%～60%，大小為10～25μm，常呈不規則狀、負晶形。鏡下特征與S1型包裹體基本相同，極少數可見鉀鹽子晶或不透明礦物。激光拉曼顯微探針分析表明，氣相成分多為H2O，少量可檢測到CO2和有機氣體CH4。

圖3 甲瑪銅多金屬礦床不同階段流體包裹體顯微照片a.A脈中的L型包裹體；b.A脈中的V型包裹體；c.A脈中的VCO2型包裹體；d～i.A脈中的S型包裹體，含石鹽、鉀鹽、石膏、赤鐵礦、磁鐵礦、黃銅礦、黃鐵礦等子礦物；j.B脈中的L型包裹體；k.B脈中的V型包裹體；l.B脈中的PV型包裹體；m.B脈中的VCO2型包裹體；n～s.B脈中的S型包裹體，含石鹽、鉀鹽、石膏、赤鐵礦、磁鐵礦、黃銅礦、黃鐵礦等子礦物；t.D脈中的L型包裹體LH2O—液相水；VH2O—氣相水；LCO2—液相二氧化碳；VCO2—氣相二氧化碳；VCO2+CH4—氣相二氧化碳和甲烷Hal—石鹽；Syl—鉀鹽；Anh—石膏；Hem—赤鐵礦；Mag—磁鐵礦；Ccp—黃銅礦；Py—黃鐵礦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類包裹體主要為原生包裹體，此外，在主礦物邊緣或裂隙處還分布有L型、V型和S型的次生包裹體，它們與原生包裹體的均一溫度及最終均一相態有明顯差異。

2.3 顯微測溫結果

A脈：發育L、V、PV、VCO2、S1、S2類型的包裹體。L型包裹體的均一溫度為318～495℃，鹽度w（NaCleq）為2.6%～18.4%；V型包裹體的均一溫度為336～570℃，鹽度w（NaCleq）為2.6%～17.3%；VCO2型包裹體的均一溫度為334～354℃，鹽度w（NaCleq）為0.6%～6.0%；S1型包裹體的均一溫度為212～570℃，鹽度w（NaCleq）為30.5%～38.2%；S2型包裹體的均一溫度為244～299℃，鹽度w（NaCleq）為34.7%～43.3%（表2）。均一溫度和鹽度直方圖（圖5）顯示，A脈中的包裹體溫度峰值集中在300～500℃，鹽度w（NaCleq）集中在0～10%和30%～45%。A脈中S1型包裹體和V型包裹體密切共生（圖3d），且具有相近的均一溫度，表明有流體不混溶作用的發生（Bodnar,1995;Hedenquist et al.,1998）。

B脈：發育L、V、PV、VCO2、S1、S2類型的包裹體。L型包裹體的均一溫度為266～492℃，鹽度w（NaCleq）為1.6%～19.8%；V型包裹體的均一溫度為308～570℃，鹽度w（NaCleq）為7.2%～16.0%；VCO2型包裹體的均一溫度為314℃，鹽度w（NaCleq）為1.0%；S1型包裹體的均一溫度為209～534℃，鹽度w（NaCleq）為29.3%～44.3%；S2型包裹體的均一溫度為202～318℃，鹽度w（NaCleq）為36.0%～47.4%（表2）。均一溫度和鹽度直方圖顯示：B脈均一溫度峰值在250～450℃之間，鹽度w（NaCleq）集中在0～10%和30%～40%（圖5）。在B脈中，不同類型的包裹體共存（L、V、S1、S2），并且均一溫度相似（集中于350～450℃），而鹽度w（NaCleq）變化范圍大（1.57%～47.44%），顯示沸騰包裹體特征（圖3r）（Rodder,1984；劉斌等，1999；盧煥章等，2004），說明成礦流體在演化過程中發生了強烈的流體相分離作用。

D脈主要發育L型包裹體，未見到V型及S型包裹體。包裹體均一溫度為250～397℃，鹽度w（NaCleq）為1.1%～9.9%（表2，圖5）。

圖5 甲瑪銅多金屬礦床不同階段均一溫度及鹽度直方圖Fig.5 The temperature and salinity of different stage fluid inclusions from the Jiama copper-polymetallic deposit

表2 甲瑪銅多金屬礦床包裹體顯微測溫數據Table 2 Micro thermometry results of fluid inclusions in quartz from the Jiama copper-polymetallic deposit

2.4 流體捕獲壓力估計

研究表明，只有在已知流體捕獲的確切溫度或已知流體捕獲于不混溶、沸騰條件下，才能準確估計流體的捕獲壓力（Rodder et al.,1980;Rodder,1984;Brown et al.,1995）。流體的不混溶作用是礦質沉淀的重要機制之一（Baker et al.,2003;Fan et al.,2006;Klemm et al.,2008）。Baker等（2003）總結了流體不混溶作用發生的標志：①含鹽類子晶的高鹽度包裹體與富氣相的包裹體在空間上密切共生；②含鹽類子晶的高鹽度包裹體在升溫過程中氣泡晚于子晶消失，以氣泡消失達到均一；③共生的2類包裹體具有一致的均一溫度。甲瑪銅多金屬礦床A脈和B脈的流體包裹體中，普遍存在S1型包裹體和V型（或PV型）包裹體的共生組合，測溫結果表明，A脈16個V型包裹體的均一溫度和9個S1型包裹體的均一溫度一致，B脈46個V型包裹體的均一溫度和17個S1型包裹體的均一溫度一致，這些特征表明礦床早、中階段發生了廣泛的流體沸騰作用，因此，可以利用Ususova（1975）、Hass（1976）和Bodnar（1985）的實驗數據在NaCl-H2O體系相圖投影得出成礦壓力（Bou-zari et al.,2006）（圖6）。對于非沸騰的包裹體組合，如L型包裹體，所獲得的壓力應為最小壓力（Bouzari et al.,2006）。因S2型包裹體不能在p-t相圖的兩相域中出現，其捕獲代表了不同于S1型包裹體的溫壓條件，這類包裹體也只能估計最低捕獲壓力（圖7,Becker et al.,2008）。

甲瑪銅多金屬礦床各階段包裹體捕獲壓力如圖6所示，A脈沸騰包裹體組合估算壓力范圍為30～80 MPa。此外，A脈中還可見大量L型包裹體，與V型包裹體相比，均一方式不同的2類包裹體具有相近的鹽度，表明兩者可能在臨界條件下被捕獲，且L型包裹體的均一溫度（平均367℃）明顯較V型包裹體（平均416℃）高。Heinrich（2005）研究認為，低密度的氣體在足夠的封閉壓力下，可以不發生相的變化而直接發生冷凝收縮，形成同等鹽度的液相，該觀點可以很好的解釋A脈中L型和V型包裹體的溫度、鹽度特點。在鹽度-壓力相圖（圖6）中，A脈大部分V型包裹體落入液相區，表明包裹體的溫度有可能被低估，或者是鹽度被高估，而數據顯示，這些包裹體具有變化較大的均一溫度和相對近似的鹽度，表明溫度被低估的可能性要大于鹽度被低估的可能性。從均一溫度數據看，V型包裹體均一溫度變化范圍較大：336～570℃，而均一溫度是最小的捕獲溫度，所以筆者選擇相分離的產物——低鹽度的V型包裹體的均一溫度作為流體溫度的下限，故而推測引起早期鉀化的流體溫度高于495～570℃，對應的壓力約為（80±20）MPa。以25 MPa·km-1的靜巖壓力梯度計算，可知該A脈包裹體捕獲深度約（3.2±0.8）km。對于S2型包裹體，根據Becker等（2008）給出的公式，最小的捕獲壓力主要分布于50～220 MPa，平均約180 MPa，這一結果遠高于L、V和S1型包裹體的捕獲壓力（圖7）。

圖6 甲瑪銅多金屬礦床包裹體鹽度-壓力體系相圖（底圖據Bouzariet al.,2006）Fig.6 Salinity-Pressurediagramof fluid inclusionsfrom the Jiamacopper-polymetallic deposit(basemap from Bouzarietal.,2006)

B脈沸騰包裹體組合估算壓力范圍20～80 MPa（圖6）。B脈中也存在大量的L型包裹體，與A脈相比，B脈中的L型和V型包裹體均一溫度并沒有明顯的降低趨勢，因此，這些包裹體也應該具有與A脈中的此類包裹體相似的捕獲溫度和壓力。因此，B脈中包裹體捕獲壓力約為（80±20）MPa（圖6），以25 MPa·km-1的靜巖壓力梯度計算，捕獲深度約（3.2±0.8）km。對于S2型包裹體，最小捕獲壓力主要分布于20～300 MPa，平均約100 MPa（圖6），明顯低于A脈中S2包裹體的捕獲壓力（圖7）。

圖7 甲瑪銅多金屬礦床S2型包裹體最小捕獲壓力估計（底圖據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脈中的包裹體主要為L型，捕獲于液相穩定區。在鹽度-壓力相圖（圖6）中，壓力范圍在0～30 MPa之間，如果取最大的均一溫度397℃代表其真實的捕獲溫度，D脈中包裹體的捕獲壓力約為30 MPa。研究表明，D脈多形成于靜水壓力條件下，以10 MPa·km-1的靜水壓力梯度計算，捕獲深度約3 km，與前文研究結果基本一致（Gustafson et al.,1975;Hanson,1995；1996）。

上述包裹體捕獲壓力和深度的估算沒有考慮CO2和除石鹽之外其他子晶的影響，CO2的存在會導致估計的捕獲壓力偏低，而其他鹽類子晶的存在或導致壓力估計值偏高（Roedder,1984;Hedenquist et al.,1985;Rust et al.,2008），因此，上述關于甲瑪銅多金屬礦床角巖型和斑巖型礦體成礦壓力及深度的估算存在一定誤差。

3 討 論

3.1 成礦流體與成礦物質來源

甲瑪銅多金屬礦床流體包裹體研究表明，成礦早期的流體具有高溫、高鹽度、高氧化性、富CO2的特征，隨著成礦作用的進行，流體成礦系統的溫度、鹽度、氧化性、CO2含量等逐步降低，符合典型的漿控高溫熱液成礦系統的流體特征（陳衍景等，2007）。研究表明，與軟流圈地幔相比，巖石圈上地幔相對偏氧化性（Lécuyer et al.,1999;Catling et al.,2001），其揮發分以CO2為主（Lowenstern,2001），富CO2的流體通常在小于130 km或者最高不超過200 km深度的地幔中與橄欖巖相平衡。富CH4的流體主要在深度大于200 km的還原性軟流圈地幔與堿金屬-硅酸鹽熔體相平衡（Simakov,1998）。在大部分斑巖型Cu-Mo-Au礦床中，CO2在包裹體中比較常見，CO2之外的其他氣體（如CH4、H2S、N2等）很少被檢測出（Rusk et al.,2002）。甲瑪礦床成礦早階段和主成礦階段包裹體的氣相成分檢測出CH4、CO2以及少量的SO2、H2S等成分，說明成礦流體可能來源較深，可能有軟流圈成分的加入。李永勝等（2012）通過對甲瑪礦床礦化石英脈中的石英單礦物進行H（δD）和O（δ18O）測試，獲得δD值-104‰～-75‰，δ18O值5.37‰～11.5‰，也表明甲瑪礦床的成礦流體早期主要為深源流體，隨著巖漿-熱液不斷演化，有上部大氣降水的混合。

周云等（2011）通過對花崗斑巖石英斑晶中的包裹體進行同步輻射X射線熒光MAPPING研究，發現甲瑪礦床巖漿揮發分中具有Cu、Pb、Zn等成礦元素的熒光效應，表明在巖漿結晶分異過程中已經有富含成礦金屬物質的流體存在，暗示成礦物質來源于巖漿。杜光樹等（1998）、曲曉明等（2002）、Qu等（2007）、周云等（2011）和李永勝等（2012）對甲瑪礦床主要金屬硫化物（黃銅礦、輝鉬礦、黃鐵礦、磁黃鐵礦、方鉛礦、閃鋅礦、斑銅礦、黝銅礦、輝銅礦）以及礦化巖漿（花崗斑巖、二長花崗斑巖）進行硫同位素測試，獲得硫化物δ34S平均值-1.33‰；硫酸鹽δ34S平均值+1.13‰；含礦巖漿巖的δ34S平均值+0.5‰，表明甲瑪礦床硫的來源以幔源巖漿為主。Qu等（2007）和周云等（2012）對礦床黃銅礦、巖漿巖的鉛同位素測試，獲得黃銅礦208Pb/204Pb值為38.944～38.956、207Pb/204Pb值為15.620～15.625、206Pb/204Pb值為18.584～18.607，斑 巖 體208Pb/204Pb、207Pb/204Pb和206Pb/204Pb值分別為38.924～38.997、15.616～15.626和18.628～18.675，說明成礦物質有可能來自地幔與下地殼。Ying等（2014）對礦床輝鉬礦w（Re）進行測試，獲得斑巖型礦體、角巖型礦體和矽卡巖型礦體的輝鉬礦w（Re）分別為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，表明甲瑪礦床的鉬主要來源于地幔，可能混入少量的殼源成分。

甲瑪礦床形成于岡底斯碰撞造山帶內部，斑巖成礦系統成巖成礦作用發生于14～17 Ma（唐菊興等，2010；2011；應力娟等，2011；Ying et al.,2014;Zheng et al.,2016;張澤斌等，2019）。礦床形成于岡底斯成礦帶后碰撞伸展背景，巖石圈地幔對流減薄、軟流圈物質上涌以及殼幔相互作用造成大規模中酸性及中基性巖漿侵入、噴發和成礦，形成斑巖型、矽卡巖型等多種金屬礦床（王登紅等，2001；侯增謙等，2003；孟祥金等，2003）。綜合甲瑪銅多金屬礦床的流體成分特征、同位素研究以及成礦構造背景，筆者認為礦床的成礦流體和成礦物質可能主要來源于岡底斯造山帶下的巖石圈地幔，有軟流圈物質的加入。

3.2 流體演化與礦質沉淀

關于斑巖礦床的金屬沉淀機制前人已開展過大量的研究，成礦過程中溫度、壓力、pH值、氧逸度等物理化學條件的變化均有可能導致金屬沉淀，其中，溫度降低是金屬沉淀最重要的機制（Hezarkhani et al.,1999;Ulrich et al.,2001;Redmond et al.,2004;Landtwing et al.,2005）。

流體包裹體研究表明，早階段脈體（A脈）中主要有L、V、PV、VCO2、S1、S2型包裹體，且包裹體氣相成分檢出CH4、CO2、SO2、H2S，包裹體溫度集中于300～500℃，L型和V型包裹體鹽度w（NaCleq）平均值8.05%，S1型包裹體鹽度w（NaCleq）較高（33.41%），表明成礦早期的流體具有高溫、高鹽度富揮發分的特征（圖8）。早期高溫、富CO2等揮發分、高堿金屬離子的流體與圍巖發生水巖反應，形成鉀長石、黑云母等鉀化蝕變礦物（胡受奚等，2002）。此外，A脈中S型包裹體含有石鹽、鉀鹽、石膏、赤鐵礦、黃銅礦、磁鐵礦等子礦物，液相成分中檢出，表明早期成礦流體氧逸度較高且成分復雜，富含Na+、K+、Ca2+、Fe3+、Cu2+等陽離子，及等礦化劑，這與前人研究得出的大陸內部漿控高溫熱液礦床的典型特征相似（陳衍景等，2009；楊志明等，2005；2009；李淼等，2015）。雖然早階段流體發生沸騰作用，但體系氧逸度仍然較高，限制了硫化物沉淀和成礦，僅有少量含黃銅礦、輝鉬礦、黃鐵礦的石英脈形成，礦化較弱。在此階段，S2型包裹體鹽度w（NaCleq）為34.68%～43.34%，以石鹽子晶消失而達到最終均一，但此類包裹體的巖相學觀察并未見明顯的后期改造，表明該類包裹體可能來自長英質巖漿房的直接出溶，并在高壓下被捕獲（Cline et al.,1994）。隨著巖漿房持續出溶流體，在高溫（＞400℃）的較強塑性巖石中，容易產生局部的過高壓（Fournier,1999），這種條件下捕獲的包裹體即為S2型包裹體。本文獲得的S2型包裹體最低捕獲壓力平均180 MPa，遠高于S1型包裹體，亦印證了這一點。并且由于此階段巖漿尚未完全固結，A脈通常彎曲、形態不規則，延伸不遠。

圖8 甲瑪銅多金屬礦床不同類型包裹體鹽度-溫度圖（底圖據Bodnar,1983）Fig.8 The salinity-temperature diagram of different stage fluid inclusions from the Jiama copper-polymetallic deposit(base map from Bodnar,1983)

早階段蝕變消耗了系統的熱量和溶質導致流體溫度和鹽度的降低。主成礦階段（B脈）流體溫度集中在250～450℃，鹽度w（NaCleq）平均值7.67%和33.96%，略低于A脈中的包裹體（圖8）。早階段水巖反應消耗了大量堿金屬離子和OH-，導致流體的酸性程度增高，或者說是H+活度增高，致使→H2O+CO2↑平衡右移，造成流體中的CO2大量逃逸或SiO2的消耗使流體黏度降低，滲透力增強；流體與圍巖的Fe發生反應，使流體的氧逸度降低（Heinrich,2005），導致，另外，S型包裹體中石膏、赤鐵礦等子礦物數量相對A脈變少，也表明流體由早階段到主成礦階段，氧化性逐漸減弱，還原性逐漸增強；以上的流體性質變化導致早階段的“堿交代”之后，發生以CO2逸失、流體沸騰和硫化物沉淀為特征的廣泛的“酸交代”（胡受奚等，2002）或“酸淋濾”（Heinrich,2005）。該階段，巖體基本固結，流體進入由于高壓產生的裂隙，壓力驟降也會導致流體再次沸騰，大量硫化物沉淀，同時也會導致流體溫度和鹽度的進一步降低，形成多種硫化物石英脈，脈體往往較為平直、寬大、延伸較遠，無蝕變暈。

進入成礦晚階段（D脈階段），隨著大量斑巖系統裂隙的發育，高氧逸度的地下水不斷混入到成礦流體系統中，并發生循環對流，斑巖巖漿侵入帶來的熱能被逐漸消耗，流體的氧逸度和酸度不斷增高，溫度、鹽度進一步降低（圖8），流體系統也由靜巖壓力逐漸轉變為靜水壓力（Fournier,1992）。晚階段僅發育L型包裹體（圖3t），均一溫度集中于300～400℃，鹽度w（NaCleq）也降低至5.45%。流體中CO2含量顯著下降，未見含CO2包裹體出現。表明巖漿熱液系統已經逐漸被大氣降水熱液代替，該階段的脈體發育規模也有所減少，脈體變窄。

綜上所述，甲瑪銅多金屬礦床的成礦流體通過不斷的水巖反應、揮發分逸出、流體沸騰、流體混合等，導致流體的溫度、壓力、氧逸度不斷降低，由早期的高溫、高鹽度流體逐漸演化為晚期的中溫、低鹽度流體系統（圖8）。

4 結論

（1）甲瑪銅多金屬礦床角巖型、斑巖型礦體流體成礦過程可分為早（成礦早階段A脈）、中（轉化階段B脈）、晚（成礦晚期D脈）3個階段：早階段以發育具有鉀長石蝕變暈的石英脈，石英+鉀長石±黃銅礦±輝鉬礦脈，石英+黑云母脈，黑云母+黃銅礦±黃鐵礦脈為特征，有微弱礦化；中階段以發育石英±輝鉬礦±黃銅礦±黃鐵礦脈為特征，為主成礦階段；晚階段以發育黃鐵礦脈，石英+黃鐵礦±黃銅礦±輝鉬礦脈石英脈，礦化微弱。

（2）成礦早階段主要發育L、V、PV、VCO2、S1、S2型包裹體，均一溫度集中在300～500℃，鹽度w（NaCleq）為0.6%～43.3%；中階段也發育L、V、PV、VCO2、S1、S2型包裹體，均一溫度集中在350～450℃，鹽度w（NaCleq）為1.0%～47.4%；晚階段只發育L型包裹體，均一溫度介于250～397℃，鹽度w（NaCleq）為1.1%～9.9%。從成礦早階段到成礦晚階段，流體由高溫、高鹽度、高氧逸度的流體逐漸演化為中溫、低鹽度的流體。通過壓力估算得到甲瑪礦床A、B、D脈階段的成礦深度約分別為3.2 km、3.2 km、3 km。

（3）主成礦階段水巖反應引起的流體CO2逸失、pH值降低、氧逸度降低以及體系壓力驟降是導致硫化物沉淀的主要因素。

致謝野外工作得到了西藏華泰龍礦業開發有限公司、甲瑪礦床項目組成員的大力支持，測試工作得到中國地質科學院礦產資源研究所陳偉十、熊欣老師的熱忱幫助，匿名審稿人對本文提出了寶貴的修改意見，在此一并致以謝意。