2. 黑龙江省地质科学研究所, 哈尔滨 150036;
3. 内蒙古山金地质矿产勘查有限公司, 内蒙古 赤峰 024005
2. Institute of Geological Science of Heilongjing Province, Harbin 150036, China;
3. Inner Mongolia Shandong Gold Minerals Survey Co., Ltd, Chifeng 024005, Inner Mongolia, China
0 引言
东山湾钨钼多金属矿床地处大兴安岭南段火山-岩浆岩带内，行政区划隶属于内蒙古自治区赤峰市，是一处以钨、钼矿化为主，同时伴生有锡、铜、铅、锌、银等多种元素的斑岩型矿床。由于该矿床勘探时间较短，前人仅对其地质、矿化特征进行了粗略研究[1]，对矿床成因尤其是成矿流体的来源及演化问题的研究程度则较低。本文在详细的野外地质调研工作基础上，对花岗斑岩石英斑晶及不同类型矿石进行了流体包裹体岩相学、显微测温学及碳、氢、氧同位素研究。在此基础上，总结了其成矿流体来源、地球化学性质及演化特征，进而分析和讨论了矿床成因问题。
1 区域地质背景东山湾钨钼矿床地处西拉木伦河断裂北侧的天山－兴蒙造山带东段，长期以来受西伯利亚板块和华北板块多期碰撞、拼合及滨太平洋构造域叠加的影响，区域范围内发育了大规模的构造-岩浆岩-成矿带[2]，形成了浩布高铅锌矿、白音诺尔铅锌矿及黄岗梁锡铁矿、拜仁达坝铅锌矿等一系列具有代表性的大型－超大型的矽卡岩型、热液脉型多金属矿床(图 1)。近年来，随着勘探力度的加大，大兴安岭南段的西拉木伦河断裂两侧新发现了包括东山湾钨钼矿、小东沟铜钼多金属矿床、敖仑花钼铜多金属矿床等在内的斑岩型与热液脉型内生多金属矿床，使该区成为近年来中国北方地区找矿工作的热点地区[5]。
区域范围内出露地层主要为二叠系、侏罗系与第四系。二叠系总体为一套中基性－酸性的火山岩和浅海相沉积岩系，主要包括下二叠统寿山沟组(P1s)、大石寨组(P1d)、哲斯组(P1)及上二叠统林西组(P1l)。侏罗系在区内主要出露上侏罗统新民组(J3x)、满克头鄂博组(J3m)、玛尼吐组(J3mn)及白音高老组(J3b)，岩石类型主要为火山熔岩、火山碎屑岩及少量的砂页岩[6, 7, 8]。
区域构造形迹以北东向为主，次为北西向和近东西向。规模较大的断裂构造主要为大兴安岭主脊断裂(NE)、嫩江断裂(NE)和西拉木伦断裂(EW)。NE向的黄岗梁－甘珠尔庙复背斜为区内规模最大的褶皱构造[3, 4, 9]。
区域岩浆岩主要表现为华力西期和燕山期的中酸性侵入岩。华力西期岩体主要有达山牧场斜长花岗岩、哈日跟台钾长花岗岩及孟恩陶勒盖斜长花岗岩等；燕山期花岗岩类与区内钨钼、铅锌多金属成矿作用关系密切，在区内分布面积较广，具有代表性的主要有乌兰坝钾长花岗岩体、东山湾花岗斑岩体及布敦化花岗闪长斑岩体等[10]。
2 矿床地质特征 2.1 矿区地质矿区出露地层主要有下二叠统哲斯组与大石寨组、上侏罗统满克头鄂博组及第四系(图 2)。哲斯组主要分布于矿区的中部、东部及南部的部分范围内，是矿区内分布最广的地层单元，岩性主体为一套由粉砂质板岩、斑点板岩、变质粉砂岩及粉砂岩、杂砂岩组成的沉积-浅变质岩系。该套地层总体呈北东－南西向展布，倾向北西315°~340°，倾角45°~75°。大石寨组空间上主要分布于矿区的西部，其岩性主要为安山岩、中基性的含角砾凝灰岩及板岩。该组地层走向北东，倾向南东，倾角在60°~70°。满克头鄂博组主要分布于矿区的西北部，岩性以流纹质火山碎屑岩为主，与下伏的二叠系角度不整合接触[1]。
 |
| 1.第四系；2.满克头鄂博组下段火山岩；3.哲斯组上段；4.哲斯组中段；5.哲斯组下段；6.大石寨组下段；7.早白垩世花岗斑岩；8.花岗岩脉；9.花岗斑岩脉；10.流纹斑岩脉；11.流纹岩脉；12.二长斑岩脉；13.石英脉；14.闪长岩脉；15.闪长玢岩脉；16.张性断裂；17.压扭性断裂；18.挤压破碎带；19.性质不明断裂；20.地质界线及不整合地质界线；21.工业矿体；22.勘探线及编号；23.矿区范围及矿段编号。据脚注①修编。图 2 东山湾钨钼多金属矿区地质图 Fig. 2 Geological map of Dongshanwan deposit |
| |
① 李泽明，郭永强，张庆新，等.内蒙古自治区巴林左旗东山湾钨钼矿详查报告.赤峰：内蒙古时丹达矿业有限公司，2010.
矿区构造形迹主要表现为断裂构造，褶皱构造在矿区不发育。矿区断裂构造按其展布方向主要划分为北北西向、北东向和近东西向三组。北北西向断裂主要分布于矿区南部地区，表现为一系列近于平行的裂隙群组成的断裂带，是主要的控矿断裂。该断裂带走向295°~345°，倾向南西，倾角45°~75°，延长约1 km，延深大于960 m，宽30~280 m。中部宽而密集，两端窄而稀疏；由浅至深，断裂带呈现出倾角变缓、规模变大的趋势。该组构造控制着矿区内燕山晚期花岗斑岩及矿化蚀变带的空间展布，属成矿期右行张扭性构造。北东向断裂主要见于矿区北部地区，长几十米至百余米，宽数十厘米至十余米，走向30°~60°，多倾向北西，倾角60°~75°，属压扭性断裂。近东西向断裂构造在区内数量和规模相对较少，多数属成矿后构造，起破坏矿体的作用。
矿区内岩浆岩出露较单一，以早白垩世花岗斑岩为主，零星分布有闪长岩脉、花岗斑岩脉、流纹斑岩脉等脉岩(图 2)。早白垩世花岗斑岩与矿区钨钼多金属矿化关系密切，主要分布于Ⅰ矿段内，呈岩株状产出，出露面积约1 km2。
2.2 矿化特征区内钨钼多金属矿化主要产于早白垩世花岗斑岩体与二叠系的接触带内，矿化形式以浸染状及细脉浸染状为主。依据工业矿体集中产出的位置，东山湾钨钼多金属矿区可划分为Ⅰ、Ⅱ两个矿段。Ⅰ矿段位于矿区中部，区内多数的钨、钼及银多金属矿体主要产出于该矿段内。到目前为止，该矿段内已圈定出银多金属共生矿体49个、钨矿体42个、钼矿体32个、锡矿体17个、钨钼共生矿体9个、银钨共生矿体2个、银钼共生矿体2个。平面上矿体总体近平行分布，总体呈脉带状北西－南东向展布，主要分布于07线－12线之间，主矿体呈似层状、透镜体状，部分矿体沿走向和倾向具分支复合或尖灭再现现象。Ⅱ矿段位于矿区偏北部，目前仅圈定出一条具有工业价值的铅锌多金属矿体①。
① 李泽明，郭永强，张庆新，等.内蒙古自治区巴林左旗东山湾钨钼矿详查报告.赤峰：内蒙古时丹达矿业有限公司，2010.
根据矿石结构构造特点以及赋矿岩性，东山湾矿区的矿石自然类型可划分为斑岩型、角砾岩型和绢英岩型3种；矿石工业类型相对复杂，主要为钼矿石、钨矿石、银多金属共生矿石。常见的矿石矿物主要有黑钨矿、锡石、辉钼矿、毒砂、辉银矿、黄铜矿、方铅矿、孔雀石、蓝铜矿等，常见的脉石矿物主要为钾长石、斜长石、石英及绢云母(图 3)。矿石主要发育结晶粒状结构、半自形鳞片状结构、骸晶结构、固溶体分离结构、包含结构、碎裂结构等；常见的矿石构造为细脉浸染状构造、稀疏浸染状构造、网脉状构造、角砾状构造、胶结角砾状构造、斑杂状构造及块状构造。
 |
| a.毒砂-辉钼矿-石英脉；b.黑钨矿-锡石-毒砂-石英脉；c.银多金属硫化物(黄铜矿-方铅矿-闪锌矿)-石英脉；d.浸染状矿石。Wf.黑钨矿；Apy.毒砂；Mo.辉钼矿；Ccp.黄铜矿；Sp.闪锌矿；Gn.方铅矿；Q.石英脉。图 3 不同类型及不同矿物组合矿石照片 Fig. 3 Photographs of different ore and mineral assemblages |
| |
矿区围岩蚀变发育且分带现象明显，自花岗斑岩体向外围依次发育：钾长石化-绢云母化-硅化带、绢英岩化-高岭土化-钠长石化-硅化带、绿泥石化-碳酸盐化-硅化带(青磐岩化带)。与钨钼多金属矿化关系密切的蚀变类型主要为钾化、硅化与绢英岩化；而银多金属矿化则与青磐岩化关系密切。与围岩蚀变分带性相对应，矿区主成矿元素的分布在空间上也表现出一定的分带性，由岩体中心向外围依次形成无矿核、钼矿化带、钨矿化带和银多金属矿化带(图 4)。
 |
| 1.板岩；2.花岗斑岩；3.银多金属矿体；4.钨矿体；5.钼矿体；6.地质界线；7.蚀变类型及其界线；8.钻孔。据脚注①修编。图 4 东山湾钨钼多金属矿区04勘探线地质剖面图 Fig. 4 No.4 exploration line cross section of Dongshanwan deposit |
| |
① 李泽明，郭永强，张庆新，等.内蒙古自治区巴林左旗东山湾钨钼矿详查报告.赤峰：内蒙古时丹达矿业有限公司，2010.
根据矿石的结构构造特点及不同矿物组合热液脉体间的穿切关系，将东山湾钨钼矿床的多金属成矿作用划分为：黑钨矿-锡石-毒砂-石英阶段(Ⅰ)，毒砂-辉钼矿-石英阶段(Ⅱ)，银多金属硫化物-石英阶段(Ⅲ)3个主要的成矿阶段(图 3)。其中，Ⅰ阶段主要形成钨、锡矿体，Ⅱ阶段主要形成钼矿体，Ⅲ阶段为银铅锌多金属矿体的主要形成阶段。
3 流体包裹体本次工作在钻孔岩心中系统采集发育不同矿物组合矿石及赋矿花岗斑岩岩石样品26件，室内磨制成厚0.15～0.20 mm双面剖光测温片，用丙酮浸泡3～4 h后清水洗净晾干用于流体包裹体研究。流体包裹体岩相学及测温工作在吉林大学地球科学学院地质流体实验室完成，包裹体岩相学观察使用仪器为德国Carl Zeiss Axiolab型显微镜(10×50)；测温使用仪器为英国Linkam THMS-600型冷热两用台，测温精度＜31 ℃时为±0.1 ℃，＞300 ℃时为±2 ℃。包裹体测温数据处理利用MacFlincor计算程序完成[11]。为分析成矿流体来源，笔者选取钼成矿阶段的脉体，挑选出石英单矿物进行流体包裹体碳、氢、氧同位素分析，流体包裹体碳、氢、氧同位素分析工作在核工业北京地质矿产研究院分析测试中心完成。
3.1 流体包裹体岩相学特征详细的镜下观察表明，区内不同类型岩、矿石中主要发育NaCl子矿物三相(SL型)、气液两相(VL型)、富气相(LV型)3种类型的原生流体包裹体。
SL型：该类包裹体室温下由气泡、液相及NaCl子矿物三相组成，气液比一般为5％～10％，子矿物所占比例为10％～25％，少量可达40％。该类包裹体大小一般为6～10 μm，个别较大可达20 μm。其形态一般呈椭圆形、多边形状，在石英颗粒中随机分布，或与其他类包裹体成群产出(图 5a、b)。
 |
| a.赋矿花岗斑岩石英斑晶中含NaCl子矿物三相(SL型) 与富气相(LV型)包裹体；b.赋矿花岗斑岩石英斑晶中含NaCl子矿物三相(SL型)与气液两相(VL型)包裹体；c.黑钨矿-锡石-毒砂-石英阶段气液两相(VL型)包裹体；d.毒砂-辉钼矿-石英阶段气液两相(VL型)包裹体；e、f.银多金属阶段气液两相(VL型包裹体)。VH2O.气态水；LH2O.液态水；HNaCl.子矿物。图 5 不同类型流体包裹体显微照片 Fig. 5 Micrographs of different types of fluid inclusions |
| |
VL型：该类包裹体室温下主要由气泡及液相两相组成，气液比多数为20％～30％，有少量可达40％。该类包裹体大小一般为6～15 μm，个别较大者可达25 μm。其形态一般呈椭圆形、长条形、菱形及次圆形，在石英颗粒中多随机成群发育(图 5c－f)。
LV型：该类包裹体室温下由气泡及液相两相组成，气液比一般在50％以上，多数集中于85％～90％，少量可达95％。该类包裹体大小一般为8～15 μm。其形态一般呈椭圆形、次圆状等，在石英颗粒中多随机分布，或与他类包裹体成群产出。
3.2 流体包裹体显微测温学特征花岗斑岩体石英斑晶 花岗斑岩石英斑晶中主要发育LV、VL及SL三种类型流体包裹体(图 5a,b)。冷冻－升温过程中，测得LV型包裹体的冰点温度为-3.1～-2.9 ℃，据此计算其盐度(w(NaCl))值为4.7％～5.0％，包裹体均一至气相，均一温度变化范围为319.7～321.5 ℃;据均一温度和相应的盐度值，计算流体密度为0.72 g/cm3左右。VL型包裹体的冰点温度为-9.2～-6.6 ℃，据此计算包裹体的盐度值为10.0％～13.1％。包裹体均一至液相，均一温度的变化范围为202.5～321.8 ℃;根据均一温度和对应的盐度值，计算流体的密度为0.82～0.96 g/cm3。SL型包裹体在升温过程中主要表现为子矿物先于气泡消失，气泡消失温度的变化范围为323.6~497.5 ℃，子矿物消失温度的变化范围为257.6～435.4 ℃;根据流体包裹体中子矿物消失温度，计算出包裹体的盐度为35.2％～51.5％;根据包裹体的完全均一温度及相对应的盐度值，计算出流体的密度为1.08～1.10 g/cm3(图 6a、b，表 1)。
 |
| a,b.花岗斑岩石英斑晶；c,d.黑钨矿-锡石-毒砂-石英阶段；e,f.毒砂-辉钼矿-石英阶段；g,h.银多金属-石英阶段。图 6 流体包裹体均一温度、盐度直方图 Fig. 6 Histograms of homogenization temperature and salinity of fluid inclusions |
| |
| 矿石类型 | 包裹体 类型 | 大小/ μm | 气液比/ % | 子矿物比例/ % | 冰点温度/ ℃ | 均一温度/ ℃ | 子矿物熔化 温度/℃ | 盐度/ % | 密度/ (g·cm-3) |
| 花岗斑岩石英斑晶 | LV | 10~12 | 90 | -3.1～-2.9 | 319.7~321.5 | 4.7~5.0 | 0.72 | ||
| VL | 5~18 | 15~25 | -9.2～-6.6 | 202.5~321.8 | 10.0~13.1 | 0.82~0.96 | |||
| SL | 5~20 | 5~20 | 10~40 | 323.6~497.5 | 257.6~435.4 | 35.2~51.5 | 1.08~1.10 | ||
| I黑钨矿-锡石- | LV | 8~12 | 80~95 | -4.5～-2.1 | 298.6~321.7 | 3.4~7.1 | 0.70~0.77 | ||
| 毒砂-石英 | VL | 6~25 | 10~40 | -6.5～-3.0 | 232.7~312.7 | 4.9~9.8 | 0.80~0.89 | ||
| Ⅱ毒砂- | LV | 8~15 | 80~90 | -5.3～-2.5 | 289.7~352.7 | 4.1~8.8 | 0.65~0.82 | ||
| 辉钼矿-石英 | VL | 5~15 | 15~40 | -8.2～-4.1 | 201.2~349.8 | 6.5~10.4 | 0.74~0.92 | ||
| Ⅲ银多金属-石英 | VL | 6~25 | 10~40 | -5.4～-3.1 | 198.6~273.5 | 5.0~8.4 | 0.82~0.92 |
黑钨矿-锡石-毒砂-石英阶段 该阶段脉石矿物石英中主要发育LV型及VL型流体包裹体(图 5c)。冷冻－升温过程中，测得LV型包裹体的冰点温度为-4.5～-2.1 ℃，据此计算其盐度值为3.4％～7.1％，包裹体均一至气相，均一温度变化范围为298.6～321.7 ℃。据均一温度和相应的盐度值，计算流体密度为0.70～0.77 g/cm3；VL型包裹体的冰点温度为-6.5～-3.0 ℃，据此计算包裹体的盐度值4.9％～9.8％。包裹体均一至液相，均一温度的变化范围为232.7～312.7 ℃。根据均一温度和对应的盐度值，计算流体的密度为0.80～0.89 g/cm3(图 6c、d，表 1)。毒砂-辉钼矿-石英阶段 该阶段石英中主要发育LV型、VL型流体包裹体(图 5d)。冷冻-升温过程中，测得LV型包裹体的冰点温度为-5.3～-2.5 ℃，据此计算其盐度值为4.1％～8.8％，包裹体均一至气相，均一温度变化范围为289.7～352.7 ℃。
据均一温度和相应的盐度值，计算流体密度为0.65～0.82 g/cm3；VL型包裹体的冰点温度为-8.2～-4.1 ℃，据此计算包裹体的盐度值6.5％～10.4％。包裹体均一至液相，均一温度的变化范围为201.2～349.8 ℃。根据均一温度和对应的盐度值，计算流体的密度为0.74～0.92 g/cm3(图 6e、f，表 1)。
银多金属-石英阶段 该阶段石英中仅发育VL型流体包裹体(图 5e、f)。冷冻-升温过程中，测得包裹体的冰点温度为-5.4～-3.1 ℃，据此计算其盐度值为5.0％～8.4％，包裹体均一至液相，均一温度变化范围为198.6～273.5 ℃。据均一温度和相应的盐度值，计算出流体密度为0.82～0.92 g/cm3(图 6g、h，表 1)。
3.3 成矿流体地球化学特征流体包裹体岩相学及显微测温研究结果显示，东山湾钨钼多金属矿区含矿花岗斑岩石英斑晶中主要发育含子矿物三相、气液两相及富气相流体包裹体。三类包裹体密切共生，其均一温度在一定范围内重合，但盐度相差较大，具有明显的沸腾流体体系特征，表明与成矿有关的花岗斑岩体在岩浆结晶分异晚期流体发生了明显的不混容作用[12, 13, 14, 15, 16]。
黑钨矿-锡石-毒砂-石英阶段及毒砂-辉钼矿-石英阶段均主要发育气液两相及富气相流体包裹体。这两阶段中，不同类型包裹体气液比差别明显，均一温度相近，均一方式不同，盐度亦具有明显的差异。均一温度相近、盐度相差大的流体包裹体共存，表明这两阶段成矿流体均发生了一定的不混容作用[14, 15, 16]，以及成矿流体均属于中温、中等盐度不均匀NaCl-H2O体系型热液。
银多金属-石英阶段仅发育气液两相流体包裹体，包裹体的气液比差别不大，均一温度及盐度相近，表明该阶段成矿流体总体比较均匀[17, 18]，成矿流体属中低温、低盐度均匀的NaCl-H2O体系型热液。3.4 成矿流体碳、氢、氧同位素特征
流体包裹体碳、氢、氧稳定同位素研究表明，Ⅱ毒砂-辉钼矿-石英阶段5件石英样品的δ18Oq-SMOW值为7.5‰～9.0‰，根据流体包裹体均一温度计算成矿流体的δ18OH2O-SMOW值为0.8‰～2.3‰[10]，石英中流体包裹体的δDH2O-SMOW值与δ13CPDB值分别为-175.6‰～-160.3‰与-23.5‰～-20.1‰(表 2)。在流体包裹体氢-氧同位素图解中，毒砂-辉钼矿-石英阶段石英样品流体包裹体的δ18OH2O-SMOW值略低于张理刚[20]等提出的钨锡系列岩浆水δ18OH2O-SMOW值，δDH2O-SMOW值低于马星华[3]估算的大兴安岭南段地区中生代大气降水的δDH2O-SMOW值，成矿流体氢氧同位素组成落于有机水范围内(图 7)。反映了该阶段成矿流体除岩浆热液外，大气降水同样也参与了成矿作用。成矿流体运移过程中明显受到了地层中有机质的影响，并导致了其具有低δDH2O-SMOW值的特点[3, 11, 12]。流体包裹体δ13CPDB值明显低于花岗岩与海相碳酸盐的δ13CPDB值(小于10‰)，而与有机物的δ13CPDB值(小于20‰)的变化范围相一致[12, 20]，同样也表明二叠系砂板岩中的有机物质对成矿流体产生了强烈影响。
| δ18Oq-SMOW/‰ | δDH2O-SMOW/‰ | δ13CPDB/‰ | 均一温度/℃ | δ18OH2O-SMOW/‰ |
| 7.5 | -167.8 | -21.7 | 320 | 0.8 |
| 8.4 | -175.6 | -21.5 | 1.7 | |
| 8.9 | -172.4 | -20.1 | 2.2 | |
| 9.0 | -160.3 | -23.5 | 2.3 | |
| 8.2 | -161.5 | -21.4 | 1.5 | |
| 注：δ18Oq-SMOW值测定对象为石英单矿物；δDH2O-SMOW为石英中包裹体中H2O的δD值；δ13CPDB为石英包裹体中CO2的δ13C值；δ18OH2O-SMOW为成矿流体δ18O值，据公式δ18Oq-SMOW-δ18OH2O-SMOW=3.38×106/T2-2.9计算，T为均一温度(绝对温度)，公式引自文献[19]。 | ||||
东山湾钨钼多金属矿区钨钼多金属成矿作用与花岗斑岩体关系密切，工业矿体主要产于花岗斑岩体的内外接触带内。与矿化有关的花岗斑岩体石英斑晶中SL、VL及LV三种类型的原生流体包裹体共生发育，表明含矿岩浆结晶分异晚期流体为中高温-高盐度的不均匀NaCl-H2O体系热液[13, 14, 15, 16, 17]。本次研究对矿区花岗斑岩及辉钼矿样品进行了同位素年龄测定(张雪冰等未刊数据)，结果表明：花岗斑岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(142.2±0.9) Ma，5件辉钼矿样品的等时线年龄为(140.2±1.6) Ma。由此可见，区内钨钼多金属成矿作用与花岗斑岩体侵入的时代基本一致，表明花岗斑岩岩浆分异热液为钨钼多金属成矿作用提供了重要的热液来源。流体包裹体碳、氢、氧稳定同位素的研究结果同样也表明成矿早期成矿流体主要来源于岩浆活动。因此，东山湾钨钼多金属矿床的成矿作用与晚侏罗－早白垩世的花岗斑岩体的浅成侵入活动有关。
4.2 成矿流体演化与赋矿岩体石英斑晶中所发育的流体包裹体相比，黑钨矿-锡石-毒砂-石英阶段除不发育含子矿物三相包裹体之外，气液两相及富气相包裹体的均一温度、盐度与赋矿岩体石英斑晶中同类型包裹体均一温度、盐度范围基本一致(图 8a,b)，反映该阶段成矿流体可能为岩浆结晶分异晚期流体演化的产物。高盐度含子矿物包裹体的消失可能与流体运移过程中，与围岩反应所引起的Na+、Ca2+及Cl-的消耗有关。均一温度相近的气液两相与富气相流体包裹体的密切共生，成矿流体同样也表现出不混容流体体系的特征[16, 17, 18, 21, 22, 23]，表明流体的不混容作用由岩浆结晶分异晚期至本阶段仍在持续进行，这种持续的不混容作用所引起的成矿流体物理化学性质的变化，进而造成钨锡等成矿物质的沉淀。该阶段内黑钨矿、锡石等氧化物与毒砂等硫化物共生，且存在毒砂交代黑钨矿的现象李泽明，郭永强，张庆新，等.内蒙古自治区巴林左旗东山湾钨钼矿详查报告.赤峰：内蒙古时丹达矿业有限公司，2010.，表明成矿流体在该阶段内经历了明显的由氧化环境向还原环境的转变。造成流体氧化还原环境变化的原因可能与黑钨矿、锡石等氧化物沉淀造成的氧的消耗有关。
 |
| a.赋矿花岗斑岩石英斑晶；b.黑钨矿-毒砂-石英阶段；c.毒砂-辉钼矿-石英阶段；d.银多金属-石英阶段。图 8 流体包裹体均一温度-盐度散点图 Fig. 8 Relationship map of homogenization temperature and salinity of fluid inclusions |
| |
毒砂-辉钼矿-石英阶段所发育的包裹体类型与黑钨矿-锡石-毒砂-石英阶段相同，成矿流体同样具有不混容体系流体的特征，但与黑钨矿-毒砂-石英成矿阶段相比，本阶段同类型包裹体的均一温度和盐度均总体呈现出明显的降低趋势(图 8c)。流体包裹体、氢、氧同位素研究表明，该阶段成矿流体以岩浆水为主，大气降水在成矿流体中同样也占据着重要地位。成矿流体的持续不混容、大气降水的加入以及温度的降低造成了以钼为主的成矿元素的沉淀。
银多金属-石英阶段仅发育气液两相流体包裹体，包裹体均一温度与盐度范围与前一成矿阶段同一类型包裹体大范围重合(图 8d)，表明随着大气降水的持续加入，成矿流体逐渐演化为以大气降水为主的均匀盐水体系，流体的自然降温冷却可能是造成该阶段银铅锌等成矿元素沉淀的主要因素。
流体包裹体综合研究表明，自花岗斑岩体中心向外围成矿流体的温度、盐度值均呈现出降低的趋势，这也与该矿床矿化蚀变现象相对应。因此，在找矿方向上，矿区范围内花岗斑岩体及其深部应以找钨、钼这些高温元素为主，而岩体外围地层中反映低温条件的银多金属矿化则是矿区外围找矿的重点。
5 结论1)东山湾钨钼多金属矿床发育微细浸染型矿化，具有斑岩型矿化的特点，其多金属成矿作用划分为：黑钨矿-锡石-毒砂-石英阶段(Ⅰ)、毒砂-辉钼矿-石英阶段(Ⅱ)、银多金属-石英阶段(Ⅲ)3个主要的多金属成矿阶段。
2)东山湾钨钼多金属矿床Ⅰ、Ⅱ阶段石英中流体包裹体的均一温度分别为232.7～321.7 ℃和201.2～352.7 ℃，盐度值分别为3.4％～9.8％和4.1％～10.4％，该两阶段成矿流体属中温、中等盐度不均匀的NaCl-H2O体系型热液；Ⅲ阶段石英中流体包裹体的均一温度变化范围为198.6～273.5 ℃，盐度为5.0％～8.4％，成矿流体属中低温、中低盐度均匀的NaCl-H2O体系型热液。
3)东山湾钨钼多金属矿床成矿流体主要来源于晚侏罗－早白垩世岩浆活动，并伴随大气降水的大量加入，流体运移过程中地层有机质的加入导致了成矿流体具有低δD值和低δ13C值特点。成矿流体的不混容作用、大气降水的加入是导致区内钨锡沉淀、成矿的主要机制，而银多金属矿化则可能由成矿流体的降温冷却所引起。
| [1] | 付占荣,陈会军. 内蒙古巴林左旗东山湾钨锡铍矿床地质特征及找矿前景[J]. 桂林工学院学报,2004, 24(2):148-151. Fu Zhanrong, Chen Huijun. Geological Characteristics and Prospect of Mineral Exploration of Dongshanwan W-Sn-Be Deposit at Balinzuo County of Inner Mongolia[J]. Journal of Guilin University of Technology,2004,24(2):148-151. |
| [2] | 周振华,吕林素,杨永军,等. 内蒙古黄岗锡铁矿区早白垩世A型花岗岩成因:锆石U-Pb年代学和岩石地球化学制约[J]. 岩石学报,2010,25(3):667-669. Zhou Zhenhua,Lü Linsu,Yang Yongjun, et al. Petrogenesis of the Early Cretaceous A-Type Granite in the Huanggang Sn-Fe Deposit, Inner Mongolia: Constraints from Zircon U-Pb Dating and Geochemistry[J]. Acta Petrologica Sinica,2010, 25(3):667-669. |
| [3] | 许文良, 王枫, 裴福萍, 等. 中国东北中生代构造体制与区域成矿背景: 来自中生代火山岩组合时空变化的制约[J]. 岩石学报, 2013, 29(2): 339-353. Xu Wenliang,Wang Feng,Pei Fuping, et al. Mesozoic Tectonic Regimes and Regional Ore-Forming Background in NE China: Constraints from Spatial and Temporal Variations of Mesozoic Volcanic Rock Associations[J]. Acta Petrologica Sinica, 2013, 29(2): 339-353. |
| [4] | 武新丽, 毛景文, 周振华. 大兴安岭中南段布敦化铜矿床金鸡岭矿段流体包裹体研究[J]. 矿床地质, 2014, 33(1): 210-222. Wu Xinli,Mao Jingwen,Zhou Zhenhua.Fluid Inclusion Study of Jinjiling Ore Block in Budunhua Cu Deposit Along Middle-South Section of Da Hinggan Mountains[J]. Mineral Deposits, 2014, 33(1): 210-222. |
| [5] | 马星华,陈斌. 大兴安岭南段敖仑花斑岩钼(铜)矿床成矿流体来源与成矿作用:稳定同位素C、H、O、S和放射性Pb同位素约束[J]. 吉林大学学报:地球科学版,2011,41(6):1770-1783. Ma Xinghua,Chen Bin. The Source of Hydrothermal Fluids and Mineralization in the Aolunhua Porphyry Mo-Cu Deposit,Southern Da Hinggan Mountains: Constraints from Stable (C,H,O and S) and Radiogenic(Pb) Isotops[J]. Journal of Jilin University: Earth Science Edition,2011, 41 (6) : 1770-1783. |
| [6] | 张吉衡. 大兴安岭中生代火山岩年代学及地球化学研究[D].武汉:中国地质大学,2009. Zhang Jiheng.Chronology and Geochemistry of the Mesozoic Volcanic Rocks in the Great Xing'an Range Northeastern China[D]. Wuhan:China University of Geoscinces, 2009. |
| [7] | 张健, 卞雄飞, 陈树旺, 等. 大兴安岭中南部上二叠统林西组页岩气资源前景[J]. 地质通报, 2013, 32(8): 1297-1306. Zhang Jian,Bian Xiongfei,Chen Shuwang,et al. Shale Gas Resources Prospect of Late Permian Linxi Formation in the Middle-Southern Part of the Da Hinggan Mountains[J].Geological Bulletin of China, 2013, 32(8):1297-1306. |
| [8] | Bai Ling'an, Sun Jinggui, Gu Alei, et al. A Review of the Genesis, Geochronology, and Geological Significance of Hydrothermal Copper and Associated Metals Deposits in the Great Xing'an Range, NE China[J]. Ore Geology Reviews, 2014, 61: 192-203. |
| [9] | 徐毅. 黄岗甘珠尔庙成矿带多金属矿构造控矿特征分析[D]. 北京:中国地质大学,2005. Xu Yi. Structure Control Characteristics of Polymetallic Deposits in Huanggang-Ganzhuermiao Metallogenic Belt, Inner Mongolia Province[D]. Beijing:China University of Geoscinces, 2005. |
| [10] | 辛江. 内蒙古东南部多金属成矿系列与找矿模型[D]. 北京:中国地质大学,2013. Xin Jiang.The Polymetallic Metallogenic Series and Exploration Modle in the Southeast of Inner Mongolia[D]. Beijing:China University of Geosience,2013. |
| [11] | Brown P E,Hagemann S G. MacFlincor and Its Application to Fluids in Archean Lode-Gold Deposits[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1995,59(19):3943-3952. |
| [12] | 戴金星, 宋岩,洪峰,等. 中国东部无机成因的二氧化碳气藏及其特征[J]. 中国海上油气:地质, 1994, 8(4): 215-222. Dai Jinxing, Song Yan, Hong Feng, et al.Inorganic Genetic Carbon Dioxide Gas Accumulations and Their Characteristics in East Part of China[J]. China Offshore Oil and Gas:Geology,1994, 8(4): 215-222. |
| [13] | Roedder E. Fluid Inclusion Evidence for Immiscibility in Magmatic Differentiation[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1992, 56(1): 5-20. |
| [14] | Foster R P. Fluid Inclusion Studies[J]. Journal of the Geological Society, 1988, 145(1): 137-138. |
| [15] | Drummond S E,Ohmoto H. Chemical Evolution and Mineral Deposition in Boiling Hydrothermal Systems[J]. Economic Geology, 1985,80(1):126-147. |
| [16] | Li Xiaofeng, Wang Chunzeng, Hua Renmin, et al. Fluid Origin and Structural Enhancement During Mineralization of the Jinshan Orogenic Gold Deposit, South China[J]. Mineralium Deposita, 2010, 45(6): 583-597. |
| [17] | Chen Xiaodan,Ye Huishou,Wang Huan. Genesis and Evolution of the Leimengou Porphyry Mo Deposit in West Henan Province, East Qinling-Dabie Belt, China: Constraints from Hydrothermal Alteration, Fluid Inclusions and Stable Isotope Data[J]. Journal of Asian Earth Sciences 2014, 79: 710-722. |
| [18] | Webster J D. The Exsolution of Magmatic Hydrosaline Liquids[J]. Chemical Geology, 2004, 210(1):33-48. |
| [19] | 郑永飞,陈江峰. 稳定同位素地球化学[M].北京:科学出版社,2000: 1-360. Zheng Yongfei,Chen Jiangfeng.Geochemistry of Stable Isotpes[M].Beijing:Science Press, 2000: 1-360. |
| [20] | 张理刚.稳定同位素在地质科学中的应用[M].西安:陕西科学技术出版社,1985:91-94. Zhang Ligang.The Application of Stable Isotope to Geology[M].Xi'an:Shaanxi Science and Technology Press, 1985:91-94. |
| [21] | Halter W E,Webster J D. The Magmatic to Hydrothermal Transition and Its Bearing on Ore-Forming Systems[J]. Chemical Geology,2004,210(1): 1-6. |
| [22] | 王可勇,张春燕,樊岳铭,等.山东玲珑金矿床成矿流体地球化学特征[J]. 吉林大学学报:地球科学版,2008,38(2):194-201. Wang Keyong,Zhang Chunyan,Fan Yueming, et al. Geochemical Characteristics of Ore-Forming Fluids of the Linglong Gold Deposit in Shandong Province[J]. Journal of Jilin University: Earth Science Edition, 2008,38(2):194-201. |
| [23] | 万多,王可勇,李文昌,等. 滇西北热林Cu-Mo矿床流体包裹体特征[J]. 吉林大学学报:地球科学版,2012, 42 (增刊3):54-63. Wan Duo,Wang Keyong,Li Wenchang, et al. The Geochemical Characteristics of Ore-Forming Fluids of Relin Cu-Mo Deposit in Northwestern Yunnan Province[J].Journal of Jilin University: Earth Science Edition,2012, 42 (Sup.3):54-63. |