岩石学报  2018, Vol. 34 Issue (12): 3582-3596   PDF    
内蒙古迪彦钦阿木超大型钼矿床成矿流体特征及成矿机制
王瑞良1 , 张招崇1 , 曾庆栋2,3,4 , 王永彬2,3 , 郭祺1 , 褚惠燕1 , 郭云鹏2,3 , 郭理想2,3     
1. 中国地质大学地球科学与资源学院, 北京 100083;
2. 中国科学院地质与地球物理研究所, 中国科学院矿产资源研究重点实验室, 北京 100029;
3. 中国科学院地球科学研究院, 北京 100029;
4. 中国科学院大学, 北京 100049
摘要:迪彦钦阿木钼矿是近年来发现的一个超大型斑岩钼矿床,位于大兴安岭中段二连浩特-东乌旗多金属成矿带。本文主要对迪彦钦阿木钼矿床的流体包裹体及硫同位素进行了系统研究。迪彦钦阿木钼矿发育有四个成矿阶段:石英-钾长石阶段、石英-辉钼矿阶段、石英-多金属硫化物阶段及石英-萤石-碳酸盐阶段。矿床不同阶段的流体包裹体中,富气相(V类)、富液相(L类)和含子晶(S类)包裹体大量共存。显微测温结果显示,第一阶段包裹体均一温度为492~>600℃,盐度分为两部分:5.36% NaCleqv(L类)和32.39%~64.90% NaCleqv(S类);第二阶段包裹体均一温度为292~510℃,盐度为4.49%~19.92% NaCleqv(L类)和28.43%~70.21% NaCleqv(S类);第三阶段包裹体均一温度为206~388℃,盐度为2.24%~22.71% NaCleqv(L类)和28.62%~54.64% NaCleqv(S类);第四阶段包裹体均一温度、盐度最低,均一温度为133~288℃,盐度为0.88%~7.86% NaCleqv。流体具有从高温、高盐度向低温低盐度演化趋势。前三个成矿阶段L类、V类和S类包裹体大量共存,端元包裹体均一温度相近,盐度相差很大,表明发生了强烈的流体沸腾作用。多期次的流体沸腾作用是迪彦钦阿木矿床的主要成矿机制。硫同位素研究显示,δ34S值的变化范围是1.78‰~10.41‰,暗示着迪彦钦阿木钼矿成矿物质主要来自于岩浆。
关键词: 流体包裹体     硫同位素     超大型斑岩钼矿床     迪彦钦阿木     大兴安岭    
The characteristics of ore-forming Fluids and ore-forming mechanism of the Diyanqinamu super-large molybdenum deposit, Inner Mongolia
WANG RuiLiang1, ZHANG ZhaoChong1, ZENG QingDong2,3,4, WANG YongBin2,3, GUO Qi1, CHU HuiYan1, GUO YunPeng2,3, GUO LiXiang2,3     
1. Faculty of Geosciences and Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China;
2. Key Laboratory of Mineral Resources, Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China;
3. Institutions of Earth Science, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China;
4. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
Abstract: Diyanqinamu deposit is a super-large porphyry molybdenum deposit found in recent years, it's part of the Erlianhaote-Dong Ujimqin polymetallic belt, located in the north central part of Daxing'anling Mountains. This paper mainly studies the fluid inclusions and sulfur isotopes of the Diyanqinamu Mo deposit. Four hydrothermal stages of the Diyanqinamu deposit are recognized:quartz-K-feldspar, quartz-molybdenite, quartz-polymetallic sulphides and quartz-fluorite-carbonate satges. In the fluid inclusions at different stages of the deposit, gas-rich (V-type), liquid-rich (L-type) and daughter-mineral-bearing (S-type) inclusions coexist in large quantities. The results of microscopic temperature measurement show that the homogenization temperature of the first stage inclusions is 492~>600℃, the salinity is obviously divided into two parts:5.36% NaCleqv (L-type) and 32.39%~64.90% NaCleqv (S-type); The second stage inclusions homogenization temperature is 292~510℃, the salinity is 4.49%~19.92% NaCleqv (L-type) and 28.43%~70.21% NaCleqv (S-type); In the third stage inclusions, the homogenization temperature is 206~388℃ and the salinity is 2.24% to 22.71% NaCleqv (L-type) and 28.62%~54.64% NaCleqv (S-type). The homogenization temperature and salinity of the fourth stage are 133~288℃, 0.88%~7.86% NaCleqv respectively. The fluid has the trend of evolution from high temperature and high salinity to low temperature and low salinity. The L-type, V-type and S-type inclusions coexisted in the first three mineralization stages. The uniform temperature of the end-envelope inclusions was similar, and the salinity varied greatly, indicating that a strong fluid boiling effect occurred. The multi-stage boiling action of the ore-forming fluid seems to have been the dominant factor for metallic sulfide deposition. Sulfide isotope studies have shown that the δ34S value of the overall range of 1.78%~10.41‰, suggesting that ore-forming materials of the Diyanqinamu Mo deposit were mainly derived from the magma.
Key words: Fluid inclusion     Sulfur isotope     Super-large porphyry molybdenum deposit     Diyanqinamu     Daxing'anling Mountains    

大兴安岭成矿带是我国重要的多金属成矿带,位于中亚造山带东段,处于古亚洲洋成矿域与环太平洋成矿域叠加位置(刘建明等, 2004; Zeng et al., 2013, 2015a; 曾庆栋等, 2016),区内多期次的构造、岩浆活动形成了该地区丰富的矿产资源,主要包括铅锌银、铁铜、钼、金、锡等多金属矿产以及稀有稀土矿产(芮宗瑶等, 1994; Zeng et al., 2011, 2015b; Ouyang et al., 2014)。大兴安岭成矿带成矿系统主要有:喷流沉积型、斑岩型、矽卡岩型、碱性花岗岩和热液脉状成矿系统(刘建明等, 2004; 王长明, 2008; Zeng et al., 2011; 曾庆栋等, 2016)。

迪彦钦阿木钼矿位于大兴安岭成矿带的中段,为超大型斑岩钼矿,已有较多的研究工作。聂秀兰和侯万荣(2010)认为迪彦钦阿木矿床为与中生代中酸性岩浆活动有关的构造-蚀变岩型钼-银矿床;孙海瑞等(2014)孙海瑞(2015)通过对矿区S、Pb同位素的分析认为钼矿化与周围的铅锌矿化有相近物质来源;王玭(2015)Sun et al.(2014)对矿区斑状花岗岩和细晶花岗岩进行锆石U-Pb定年,结果都显示岩体的结晶年龄为156Ma;Leng et al. (2015)对辉钼矿Re-Os同位素定年显示成矿时代为156±4.2Ma;Jian et al. (2015)通过对萤石矿物的研究,提出热液中氧逸度的降低是钼矿形成的重要机制之一;张昊等(2016)对该矿床的地质特征做了详细介绍。已有研究缺少流体包裹体工作,制约了对成矿机制的深入理解。因此本文对迪彦钦阿木钼矿床的流体包裹体进行了系统研究,结合硫同位素组成讨论该钼矿的成矿特点、成矿流体演化及超大型斑岩钼矿的成矿机制,研究工作对于中亚造山带东段斑岩型钼矿成矿机理研究具有一定的科学意义。

1 地质背景及矿区概况 1.1 区域地质概况

迪彦钦阿木钼矿大地构造位置位于中亚造山带东端、大兴安岭中段二连浩特-东乌旗多金属成矿带的东段(聂凤军等, 2007; 刘翠等, 2011)。区内出露最古老地层为下古生界的奥陶系,其后除缺失三叠系地层外,各时代地层均有出露(图 1)。下古生界包括奥陶系碎屑岩、碳酸盐岩及火山沉积岩及志留系海相碎屑岩、板岩;上古生界包括泥盆系凝灰质砂岩、泥岩、碳酸盐岩,石炭系安山质火山岩和二叠系海相碎屑岩及火山沉积岩;中生界包括侏罗系火山熔岩、碎屑岩以及白垩系火山碎屑岩;新生界为新近系砂砾岩和第四系沉积物。

图 1 内蒙古迪彦钦阿木钼矿区域地质图(据张昊等, 2016修改) 1-第四系沉积物;2-新近系砂砾岩;3-白垩系火山碎屑岩;4-侏罗系火山熔岩及碎屑岩;5-二叠系海相碎屑岩及火山沉积岩;6-石炭系安山质火山岩;7-泥盆系凝灰质砂岩、泥岩、碳酸盐岩;8-志留系海相碎屑岩、板岩;9-奥陶系碎屑岩、碳酸盐岩及火山沉积岩;10-更新世玄武岩;11-燕山期花岗岩;12-印支期花岗岩;13-海西期花岗岩;14-板块缝合线;15-断层及编号;16-旗县所在地;17-村镇所在地;18-钼矿床;19-铜锌矿床;20-钨矿床;21-银金矿床;22-铁锌矿床;23-铁锌铋矿床;24-铅锌银多金属矿床.F1-二连-贺根山断裂;F2-东乌旗-伊和沙巴尔深大断裂;F3-白音呼布-满都宝力格大断裂;F4-巴润沙巴尔-朝不楞北大断裂;F5-朝不楞西-乌拉盖断裂;F6-巴彦毛都韧性剪切带 Fig. 1 Regional geological map of the Diyanqinamu molybdenum deposit, Inner Mongolia (modified after Zhang et al., 2016) 1-Quaternary sediments; 2-Neogene sand conglomerate; 3-Cretaceous pyroclastic rocks; 4-Jurassic volcanic lava and clastic rock; 5-Permian marine clastic rocks and volcanic sedimentary rocks; 6-Carboniferous volcanic rocks; 7-Devonian tuffaceous sandstone, mudstone, carbonate rock; 8-Silurian marine clastic rock and slate; 9-Ordovician clastic rocks, carbonate rocks and volcanic sedimentary rocks; 10-Pleistocene basalt; 11-Yanshanian granites; 12-Indosinian granites; 13-Hercynian granite; 14-plate sutures; 15-fault and number; 16-county location; 17-village location; 18-Mo deposit; 19-copper and zinc deposit; 20-tungsten deposits; 21-silver and gold deposit; 22-iron and zinc deposit; 23-iron-zinc and bismuth deposit; 24-lead-zinc and silver polymetallic deposit. F1-Erlian-Hegenshan deep fracture; F2-Dongwuqi-Yiheshabaer deep fracture; F3-Baiyinhubu-Mandubaolige deep fracture; F4-Barunshabaer-Chaobulengbei deep fracture; F5-Chaobulengxi-Wulagai deep fracture; F6-Bayanmaodao-ductile shear zone

本区经历了海西期和燕山期的多次构造运动的改造,形成了NEE向和NNE向的构造格局。该区南部以二连-贺根山断裂为界,东乌旗-伊和沙巴尔断裂和朝不楞西-乌拉盖断裂贯穿该区(图 1)。海西期地层褶皱强烈,断裂构造发育,形成了一系列轴向NE、NEE的褶皱并伴有大量的岩浆活动;燕山期以断裂构造为主,表现为NNE向断裂的叠加。区内岩浆岩以海西期和燕山期中酸性侵入岩为主,海西期以黑云母花岗岩、花岗闪长岩、黑云母花岗闪长岩为主;燕山期侵入岩主要为花岗岩、黑云母花岗岩。岩体长轴方向为NE向,与区域构造线方向基本一致(张昊等, 2016)。区内铜、银多金属矿主要分布于NE向隆起带侵入体内或附近(图 1),有迪彦钦阿木超大型斑岩钼矿床、朝不椤大型铁铜锌多金属矿床、阿尔哈达大型铅锌银矿床、沙麦中型钨矿床、奥尤特铜锌矿床、查干敖包铁锌多金属矿床及吉林宝力格银金多金属矿床,另有众多矿点、矿化点。

1.2 矿床地质特征

迪彦钦阿木钼矿产于中生界侏罗系上统查干诺尔组安山岩和凝灰岩中(图 2a)。截至2012年2月,矿区共探获钼矿石量799.437Mt,钼平均品位0.097%,钼金属量778kt。矿区内断裂构造比较发育,可分为NE和NW两组(图 2a)。F1断裂为通过矿区的区域性断裂构造,断裂呈310°方向延伸,切过侏罗系地层。F2断裂为走向48°,倾向318°,倾角80°~85°左右的压性逆断层;F3位于F2北侧,产状与F2断裂一致。F2、F3断裂位于矿体周边,对矿体无破坏;F4为走向55°,倾向325°,倾角70°左右的压性断层;F5断层为一系列走向310°~340°,倾向SW,倾角40°左右的张性断层组成,该组构造是本区的主要容矿构造,形成了一系列NW走向的矿化带或矿体密集带,为该区较富矿体(张昊等, 2016)。F2、F4、F5断层控制了一个小型断陷盆地,盆地内主要为次火山岩和巨厚的火山碎屑岩,燕山中晚期随着深部岩体的侵入,此组断裂构造发生活化,成矿热液沿这些断裂贯入,控制了环状矿体的形成(图 2b)。

图 2 迪彦钦阿木矿区基岩地质图(a)和Ⅲ号带560m矿体水平断面图(b)(据锡林郭勒盟金仓矿业有限责任公司, 2012) Fig. 2 Bedrock geologic map (a) and horizontal section of ore body 560m along No.Ⅲ belt (b) of the Diyanqinamu deposit

① 锡林郭勒盟金仓矿业有限责任公司. 2012.迪彦钦阿木铅锌钼多金属矿采选工程可行性研究报告

矿区范围内无侵入岩出露,仅在矿区东部约10km处可见大面积花岗岩体,矿区内的侵入体均为隐伏岩体,主要有花岗斑岩、花岗细晶岩及闪长岩,这些侵入岩体只在几个钻孔的深部可见,未发现有明显矿化,但是花岗斑岩和花岗细晶岩的锆石U-Pb年龄同为156Ma(孙海瑞, 2015),钼矿的矿化时间约为156Ma(Leng et al., 2015),两者形成时间一致,空间上相近,因此花岗斑岩与斑岩型矿化有成因联系。矿区内Ⅲ号矿化带为钼矿带,有钼矿体33个,以Ⅲ-1号钼矿体(环状矿体)规模最大,占全区钼矿资源量的98%。矿体东西长2.5km、南北长2km,其产状、形状、规模受深部岩体与成矿期构造的影响,总体呈环状,沿走向、倾向、变化较大,矿体厚大,矿化不均匀,具有膨胀收缩、分支复合、尖灭再现等特点(图 2b)。钼矿化类型主要为浸染状或网脉浸染状。主要金属矿物为辉钼矿及黄铁矿,少量黄铜矿、闪锌矿、方铅矿等。脉石矿物主要有石英、钾长石、斜长石、萤石、绿泥石、绢云母、碳酸盐等。区内围岩蚀变发育,主要为黄铁绢英岩化、青磐岩化、硅化、碳酸盐化等。矿床具有较明显的蚀变分带(图 3),环状矿体中心为钾硅化核,无矿。向外侧蚀变为黄铁绢英岩化,矿体主要发育在此蚀变带中。最外侧为青磐岩化,主要见于矿体外侧安山岩和凝灰岩之中,表现为广泛绿泥石化和绿帘石化。

图 3 迪彦钦阿木矿区53勘探线地质简图及蚀变分带(据锡林郭勒盟金仓矿业有限责任公司修改, 2012) Fig. 3 Sketch of prospecting line 53 and hydrothermal alteration zonation of Diyanqinamu deposit

根据脉体的穿插关系、矿物组合和矿石组构,划分为四个成矿阶段:(1)石英-钾长石阶段,该阶段矿物组合主要为石英和钾长石,含有少量辉钼矿、磁铁矿、黄铁矿、绿帘石、绿泥石等(图 4a, h);(2)石英-辉钼矿阶段,该阶段为主要成矿阶段,矿物组合以石英、辉钼矿为主,萤石很发育,含有少量黄铁矿等(图 4b)。钼主要以薄膜状、浸染状等分布于脉体和围岩中(图 4b, i);(3)石英-多金属硫化物阶段,矿物组合主要为石英、萤石、黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿、辉钼矿等(图 4c, e, g),该阶段主要以大量硫化物为显著特征,钼矿化变弱;(4)石英-萤石-碳酸盐阶段,矿物组合主要为石英、萤石、方解石、铁白云石等(图 4d),该阶段无钼矿化。

图 4 迪彦钦阿木钼矿床脉体特征 (a)第一阶段石英-钾长石脉,含有黄铁矿、磁铁矿, ZK3728, 204m;(b)第二阶段石英-辉钼矿脉,辉钼矿为薄膜状, ZK3308, 357m;(c)第三阶段石英-黄铁矿-方铅矿脉, ZK2106, 270m;(d)第四阶段石英-萤石-方解石脉, ZK4107, 203m;(e)石英-辉钼矿-黄铁矿脉切穿第一阶段石英-钾长石脉,石英-黄铁矿-黄铜矿脉切穿第二阶段石英-辉钼矿-黄铁矿脉, ZK3703, 296m;(f)第三阶段石英-黄铁矿脉切穿第二阶段石英-辉钼矿脉, ZK3315, 523m;(g)第四阶段石英-萤石-方解石脉切穿第三阶段石英-黄铁矿-黄铜矿-闪锌矿脉, ZK6903, 231m;(h)石英-黄铁矿-绿泥石-绿帘石脉, ZK3703, 167m;(i)网脉状石英-辉钼矿脉, ZK3725, 538m. Qz-石英;Kfs-钾长石;Py-黄铁矿;Cp-黄铜矿;Mt-磁铁矿;Mo-辉钼矿;Gn-方铅矿;Sph-闪锌矿;Fl-萤石;Cal-方解石;Ep-绿帘石;Chl-绿泥石 Fig. 4 The vein characteristics of Diyanqinamu molybdenum deposit (a) the first stage quartz-potassium feldspathic veins, containing pyrite and magnetite; (b) the second stage quartz-molybdenite veins, molybdenite film; (c) the third stage quartz-pyrite-galena vein; (d) the fourth stage quartz-fluorite-calcite veins; (e) quartz-molybdenite-pyrite cut through the first stage quartz-potassium feldspar vein, quartz-pyrite-chalcopyrite cut through the second stage quartz-molybdenite-pyrite vein; (f) the third stage of quartz-pyrite veins cut through the second stage quartz-molybdenite veins; (g) the fourth stage quartz-fluorite-calcite veins cut through the third stage quartz-pyrite-chalcopyrite-sphalerite vein; (h) quartz-pyrite-chlorite-epidote veins; (i) multiphase fine vein quartz-molybdenite veins. Qz-quartz; Kfs-K-feldspathic; Py-pyrite; Cp-chalcopyrite; Mt-magnetite; Mo-molybdenite; Gn-galena; Sph-sphalerite; Fl-fluorite; Cal-calcite; Ep-Epidote; Chl-Chlorite
2 样品及测试方法

本次研究共选择76件样品磨制成包裹体薄片进行流体包裹体观察,对其中35片进行详细研究,涵盖早期石英-钾长石阶段、石英-辉钼矿阶段、石英多金属硫化物阶段和成矿后阶段,兼顾不同深度(119~1308m)、不同品位矿体,以期获得成矿过程中流体的空间变化及演化。样品均取自钻孔,取样位置见图 2b各钻孔位置,图 3采样位置为53线样品采样点。

显微测温测试在中国地质大学(北京)LinkamTHMSG600冷热台上完成,并利用标准样品对冷热台进行了温度标定。包裹体测试过程中,采取变速升温方法,低温下(<31℃)升温速率为3℃·min-1,靠近冰点温度时降为0.2~0.5℃·min-1。中、高温下(>31℃),升温速率一般为10~15℃·min-1,在相变温度附近时,降为1℃·min-1。对于盐水包裹体的盐度,使用H2O-NaCl体系盐度-冰点公式:W=1.78T-0.0442T2+0.000557T3计算所得,式中W为NaCl重量百分数,T为冰点下降温度(卢焕章等, 2004)。

本次研究挑选了迪彦钦阿木矿区14件硫化物样品进行δ34S分析,包括5件黄铁矿、3件辉钼矿样品、2件黄铜矿、2件闪锌矿和2件方铅矿样品。其中DYW-3、DYW-4、DYW-5三件样品取自钼矿外围的铅锌矿石,近地表浅井矿堆。金属硫化物硫同位素测试在中国科学院地质与地球物理研究所稳定同位素地球化学实验室Delta-S型质谱仪进行。样品分析流程可分为4个步骤:(1)将金属硫化物样品与氧化剂五氧化二钒(V2O5)按照1:10的比例混合均匀;(2)将混合样装入石英管内,置于加热炉中,抽真空至10-4Pa、升温至1000℃、反应15min,使硫化物中的硫转化为SO2;(3)用戊烷冷阱冻住反应后气体中的H2O和CO2,将纯净的SO2气体吸入样品管中;(4)将纯净SO2气体在Delta-S质谱仪上进行测试,所报数据为相对国际标准CDT之值。

3 测试结果 3.1 包裹体岩相学

迪彦钦阿木矿区热液石英中发育大量的流体包裹体,根据包裹体的成分和室温下的相态(卢焕章等, 2004; 陈衍景等, 2007),将流体包裹体分为两类:

(1) 水溶液包裹体,根据所含气体所占比分为富气相水溶液包裹体(V类)和富液相水溶液包裹体(L类)。富气相包裹体(图 5a)主要出现在成矿的第一、二、三阶段,多为椭圆形、负晶形,长轴长度介于6~20μm之间,气液比在55%~90%范围内,气液相界线颜色深。富液相包裹体(图 5b)在成矿各个阶段均可见,多为长条形、椭圆形及不规则状,长轴长度变化大,介于3~30μm之间,气液比介于5%~45%之间,气液相界线清楚。

图 5 迪彦钦阿木矿床流体包裹体特征 (a)富气相包裹体(V类);(b)富液相包裹体(L类);(c)含石盐包裹体(S类);(d)含钾盐、赤铁矿子矿物的包裹体(S类);(e)含钾盐、石盐、赤铁矿子矿物的包裹体(S类);(f)含石盐、钾盐子矿物的包裹体(S类);(g)三类包裹体均一温度接近;(h、i) S类包裹体石盐钾盐熔化温度.VH2O-气相H2O;LH2O-液相H2O;H-石盐;K-钾盐;Hem-赤铁矿 Fig. 5 Micrograph of fluid inclusions in Diyanqinamu deposit (a) type V: vapor-rich fluid inclusions; (b) type L: liquid-rich fluid inclusions; (c) type S: halitic inclusions; (d) type S: potassium and hematite inclusions; (e) type S: potassium salt, halitic, hematite inclusions; (f) type S: potassium salt, halitic, chalcopyrite inclusions; (g) homogeneous temperature close to three types of inclusions; (h, i) melting temperature of halitic and potassium salt in s inclusions. VH2O-gas phase H2O; LH2O-liquid phase H2O; H-halite; K-kali salt; Hem-hematite

(2) 含子晶包裹体(S类),以含子矿物为典型特征,主要出现在成矿前三个阶段,长轴一般为8~30μm,气泡所占比例很小,主要介于10%~30%之间。多为负晶形、椭圆形、长条形或不规则状。室温下为三相或多相,子矿物种类丰富,通过显微镜下观察初步判断透明矿物主要为石盐矿物(图 5c, e, f, h, i)和钾盐矿物(图 5d-f, h, i),不透明矿物主要为暗红色的赤铁矿(图 5 d-f, h, i)。气液相界线、石盐与液相的相界线十分清楚,钾盐与液相界线比较模糊。

3.2 包裹体显微测温结果

迪彦钦阿木钼矿床四个成矿阶段共测得470个测温数据,其中20个数据是从萤石中测得,其余均从石英中测得。前三个阶段可见V类、L类与S类包裹体共存,第四阶段无S类包裹体。在本次研究中,各阶段中富气相的包裹体(V类)气泡体积很大,没有观察到冰点,故也无法计算该类包裹体盐度。四个阶段流体包裹体测温数据见表 1图 6

表 1 迪彦钦阿木钼矿床流体包裹体显微测温结果 Table 1 Microthermometric data of fluid inclusions in the Diyanqinamu molybdenum deposit

图 6 迪彦钦阿木钼矿床流体包裹体均一温度和盐度直方图 Fig. 6 Histograms of homogenization temperatures and salinities of fluid inclusions of the Diyanqinamu molybdenum deposit

第一阶段为石英-钾长石脉中的石英包裹体,该阶段富气相包裹体(V类)均一温度为492~>600℃,很多在600℃仍未均一。富液相包裹体(L类)均一温度与富气相包裹体(V类)相近,为497~556℃,富液相包裹体在该阶段只测得一个冰点数据,计算其盐度为5.36% NaCleqv。含子晶包裹体(S类)在该阶段大量存在,大部分S类包裹体均一到液相,少数均一到气相或临界均一,气相多为最后消失相,少数为石盐最后消失(除去不熔子矿物),均一温度为461~590℃。所含子矿物为黄铁矿、赤铁矿、黄铜矿及石盐和钾盐,石盐和钾盐熔化均一到液相,钾盐要先于石盐熔化,熔化温度为90~160℃,石盐熔化温度为210~537℃。含子晶包裹体盐度很高,在30%~65% NaCleqv之间,集中在40%~55% NaCleqv。岩浆流体的沸腾作用会导致富气相包裹体和含子晶包裹体的共存(Cline and Bodnar, 1994; Ni et al., 2015; Roedder and Bodnar, 1997; Wang et al., 2013, 2015)。从图 5 g可见同一石英颗粒含子晶包裹体和气相包裹体的均一温度相近,均一方式不同,进一步证明该阶段流体发生了沸腾作用。

第二阶段为主成矿期,均一温度集中在292~510℃,L类包裹体均一温度为292~501℃,冰点为-2.7~-16.6℃,对应盐度为4.49%~19.92% NaCleqv。V类包裹体均一温度介于348~510℃之间。S类包裹体均一温度为307~508℃,大部分包裹体均一到液相,少数均一到气相或临界均一。钾盐熔化温度在75~181℃,石盐熔化温度为202~574℃,此类包裹体盐度很高,集中在30%~60% NaCleqv范围内,最高可达70.21% NaCleqv。该阶段子矿物种类多样,V类包裹体与S类包裹体共生,不同类型包裹体盐度差别很大,而且均一温度相近,均一方式不同,也暗示这一阶段流体强烈的沸腾作用。

第三阶段为石英-多金属硫化物阶段,均一温度在206~388℃。V类包裹体在这一阶段变少,均一温度为320~388℃。L类包裹体均一温度为220~380℃,冰点温度为-1.3~-20.5℃,对应盐度为2%~23% NaCleqv,主要集中在2%~10% NaCleqv范围内。S类包裹体在该阶段明显变少,石盐消失的温度范围为210~525℃,集中在300~410℃范围内。均一温度为280~380℃,盐度较前两阶段有所降低,为28.62%~54.64% NaCleqv。包裹体以石盐子矿物完全消失或气泡完全消失达到均一,表明饱和流体和不饱和流体共存,流体沸腾在此阶段依然可见。

第四阶段石英-萤石-碳酸盐阶段,S类包裹体在该阶段没有观察到,主要为L类包裹体,均一温度较低,为133~288℃,冰点温度为-0.6~-5.0℃,对应盐度为0.88%~7.86% NaCleqv。

上述流体包裹体显微测温研究表明,不同类型包裹体的温度范围和峰值差异较大(图 6),含子晶包裹体和富气相包裹体的温度峰值更高,富液相包裹体最低。从成矿阶段早期到晚期,流体的温度、盐度逐渐降低(图 6)。第一至第三阶段的V类、L类和S类包裹体普遍共存,具有端元相比的包裹体,其均一温度相近,均一方式不同,暗示流体发生强烈沸腾作用。

3.3 硫同位素地球化学特征

本次对闪锌矿、方铅矿、黄铁矿、辉钼矿、黄铜矿进行δ34S的测试结果见表 2图 7。方铅矿的δ34S集中在1‰~3‰,均值2.14‰。闪锌矿的δ34S为4.40‰和5.67‰,均值5.03‰,辉钼矿的δ34S比较集中,为8.47‰~9.25‰,均值8.84‰。黄铁矿的δ34S分布范围为4‰~9‰,均值为5.96‰。黄铜矿的δ34S差别较大,为5.95‰和10.41‰。δ34S变化范围在1‰~11‰内,δ34S的规律为δ34S辉钼矿>δ34S黄铁矿>δ34S黄铜矿>δ34S闪锌矿>δ34S方铅矿,根据Ohmoto and Rye (1979)的硫同位素平衡分馏系数数据,该矿床硫的同位素分馏基本达到平衡。

表 2 迪彦钦阿木矿床硫同位素组成 Table 2 Sulfur isotopic compositions of sulfides from the Diyanqinamu deposit

图 7 迪彦钦阿木钼矿金属硫化物S同位素直方图 Fig. 7 S-isotope histogram of metal sulphides in the Diyanqinamu molybdenum deposit

在绝大数矿床中硫是最重要的成矿元素之一,并且具有三种不同的δ34S储库(Rollison, 1993):幔源δ34S值约为0±3‰(Chaussidon and Lorand, 1990),海水硫的δ34S值约为+20‰,以及具有δ34S负值特征的强还原沉积硫。因此,通过对热液矿床S同位素的研究可以判断硫源及成矿热液的来源。据相关研究表明,斑岩型铜(钼、金)矿床的硫化物的δ34S值主要落在-5‰±5‰的范围内(Leng et al., 2015),故斑岩型矿床的硫主要来源于岩浆流体。但是有一些斑岩型矿床具有较高的δ34S值,比如新西兰的Sams Creek斑岩金矿(δ34S为4.9‰~9.9‰, 平均值8.1‰, Faure and Brathwaite, 2006);西伯利亚的Sora(δ34S为6.6‰~10.2‰, 平均值8.5‰)和Shakhtama(δ34S为2.9‰~8.4‰,平均值6.0‰)斑岩型钼矿(Sotnikov et al., 2004),它们的δ34S值均高于5‰。本次所采集的迪彦钦阿木钼矿的方铅矿具明显的岩浆硫特征,判断其流体来源主要为岩浆。其余硫化物的δ34S最低为4.05‰,最高为10.41‰,这个范围低于海水硫,远高于强还原性沉积硫,比幔源硫略高。造成这种较高的δ34S原因有两种,一是继承自深部岩浆,二是受海相蒸发岩或碳酸盐岩的交代影响。Sotnikov et al. (2004)对西伯利亚以及蒙古国分布的古生代-中生古代几个斑岩型Cu-Mo矿床S同位素的研究也发现了这种现象,并认为如此高的δ34S值可能与沉积岩地层中的硫-碳化合物以及同生黄铁矿有关。但是在迪彦钦阿木矿床附近没有海相沉积岩的报道,而且根据本次研究所得到的δ34S值结果,黄铁矿、辉钼矿具有较高的δ34S值,随着采样深度变浅,δ34S值均有降低趋势(表 2),因此可排除围岩地层对于硫同位素的贡献。而据Ohotomo (1972)的研究,从热液中结晶出的矿物的硫同位素组成主要与热液中总硫浓度、PH值、氧逸度离子强度等物理化学参数的影响,所以虽然δ34S的变化范围较大,但其硫的来源仍然为岩浆流体,造成这种δ34S的变化的原因不太可能为岩浆流体在上升过程中交代围岩地层所造成,而更加可能是其直接继承了深部岩浆流体自身的特征。

4 讨论 4.1 成矿流体压力及深度估算

本文对迪彦钦阿木钼矿区的成矿流体进行了压力及深度估算。在不混溶或沸腾体系中流体圈闭压力可根据气体最后消失均一的包裹体显微测温数据估计(Roedder and Bodnar, 1980)。然而事实上要准确估计成矿流体的压力和深度是非常困难的,因为流体包裹体圈闭环境不能准确判定,它是在静岩压力和静水压力之间变化的(Bouzari and Clark, 2006),因此所估计的压力和深度值只能是近似值。根据测得包裹体的冰点、均一温度和盐度数据,它们的圈闭压力可以用Umsova (1975)Bodnar et al. (1985)的实验数据在NaCl-H2O体系相图上估计(Bouzafi and Clark, 2006)(图 8图 9)。

图 8 流体包裹体均一温度-盐度图 Fig. 8 Salinity-homogenization temperature scatter diagram

图 9 迪彦钦阿木矿床流体包裹体P-T-W相图(底图据Bodnar et al., 1985) Fig. 9 P-T-W diagram of fluid inclusions of the Diyanqinamu deposit (base map after Bodnar et al., 1985)

迪彦钦阿木矿区与成矿相关的前三个阶段所得的压力分别如下:第一阶段为27.8~56.0MPa,第二阶段为6.8~37.5MPa,第三阶段为5.1~22.0MPa。斑岩成矿系统中的流体压力系统应属于静水压力与超静岩压力或静岩压力的转换交替状态,因此,同一阶段的最高压力端元代表超静岩或静岩压力系统,而最低压力端元则代表静水压力系统(杨永飞等, 2009, 2011; 王玭, 2015)。迪彦钦阿木矿区围岩主要为凝灰岩和安山岩,取其密度为2.6g/cm3,计算三个成矿阶段的深度分别为2.15~2.78km、0.68~1.44km、0.51~0.85km,计算结果可能反映成矿过程中曾发生过隆升作用。综合可知成矿深度为0.5~2.8km,与典型斑岩成矿深度1~5km一致(钟军等, 2011)。因为上述压力和深度估算中未考虑不熔子矿物的贡献,因此迪彦钦阿木斑岩成矿系统的捕获压力和深度可能存在一定的误差。

4.2 成矿流体演化

成矿流体系统的沸腾作用是引起斑岩型矿床成矿物质从热液中沉淀的最重要机制之一(Redmond et al., 2004; 陈衍景等, 2007; 胡芳芳等, 2007; Liu et al., 2012)。而Mo沉淀的机制与成矿流体的温度、pH值、氧逸度及还原硫的含量有密切关系(Wood et al., 1987; Cao et al., 1989; Selby et al., 2000; Jian et al., 2015)。Wood et al. (1987)Cao (1989)的实验研究表明,流体中还原硫的含量会对钼的溶解度产生巨大的影响,钼在含有S2-溶液的溶解度比在无S2-中的溶解度低5个数量级。Cao (1989)的实验还表明,随着溶液中还原硫的增加(溶液中S2-含量由0.1×10-6增加到91×10-6),钼的溶解度由25×10-6降低到0.05×10-6。而且在高温条件下,氧化硫占主导位置,流体氧逸度高,不会发生钼的沉淀。当温度降低时,还原硫处于主导地位,氧逸度降低,则会导致钼的沉淀。因此,流体中的钼含量与温度呈正相关关系,与S2-含量呈负相关关系(Ulrich et al., 2002; Redmond et al., 2004; Klemm et al., 2008)。流体中的pH值越小,络合物越稳定。结合迪彦钦阿木矿床成矿流体的特征、性质、形成压力可知,迪彦钦阿木矿床早期为高温、高盐度的成矿流体,在演化过程中流体发生多期次的沸腾作用,导致流体的温度和压力降低,大量气体组分析出(H2O、CO2、HF等),流体pH值升高(刘军等, 2013),氧逸度降低,还原硫处于主导地位,进而破坏了成矿流体中含钼络合物的稳定性,引起辉钼矿的大量沉淀成矿。王玭(2015)对迪彦钦阿木矿床的氢氧同位素研究发现,矿床早期为岩浆水特征,随着流体演化,逐渐远离岩浆水,靠近大气降水线,说明在流体演化后期发生流体混合,大气降水热液逐渐代替初始岩浆水热液。迪彦钦阿木钼矿成矿流体的演化过程如下:

成矿热液从岩浆中出溶后,与围岩发生水岩反应,当成矿流体上升到约深3km处,演化至492~>600℃,压力为27.8~56MPa条件下,沉淀出早期石英-钾长石-磁铁矿脉。在同一石英颗粒,L类包裹体和S类包裹体均一温度相近,均一方式不同,说明发生了流体沸腾作用。此阶段的S类包裹体含有磁铁矿等子矿物,表明流体具有较高的氧逸度,高氧逸度会抑制S2-活性,不利于矿质沉淀,因此钼矿化在该阶段相对较弱。随着流体演化和水岩交代作用的继续进行,石英-钾长石磁铁矿阶段的蚀变消耗了热液的热量和溶质,磁铁矿的沉淀降低了流体的氧逸度(Ulrich et al., 1999; Heinrich, 2005; Liang et al., 2009)。

当流体演化至292~510℃,压力为6.8~37.5MPa时,形成了石英-辉钼矿阶段的各种脉体。该阶段包裹体L类和S类大量共存,沸腾包裹体群大量发育,表明此阶段流体经历强烈沸腾作用,HF、CO2等气体逃逸出来,使得压力降低,氧逸度也降低,S2-活度变强,钼溶解度降低,络合物的稳定性遭到破坏,导致辉钼矿大规模沉淀。

随着围岩裂隙的大量发育,大气降水不断加入到成矿流体系统中,由岩浆侵入带来的热能逐渐消耗,流体的温度、盐度逐渐下降,当流体演化到206~388℃,压力为5.1~22MPa时,石英-多金属硫化物阶段的S类包裹体逐渐减少,以L类为主。经过前一阶段辉钼矿的大量沉淀,流体中的S2-、HS-大量减少,流体搬运的成矿物质有限,主要为低温的黄铁矿、方铅矿和闪锌矿沉淀。此时的沸腾作用变弱,盐度较前两个阶段也明显降低。上述特征表明初始岩浆热液逐渐向大气降水热液转变。

当成矿流体继续上升至近地表,受大气降水热液不断加入的影响,流体演化在133~288℃时,主要发育低温、低盐度的L类包裹体,大量低温的碳酸盐矿物及萤石沉淀,形成后期的石英-萤石-碳酸盐脉,标志着成矿流体演化的结束。

综上所述,成矿流体经过持续的水岩反应、流体沸腾、挥发分的逸出,以及后期流体的混合作用,温度、压力逐渐降低,由初始的高温、高盐度、高氧逸度的岩浆热液流体向低温、低盐度的大气降水热液演化。

4.3 与超大型斑岩钼矿成矿流体特征对比及地质意义

迪彦钦阿木钼矿与岔路口钼矿、曹四夭钼矿、鹿鸣钼矿和大黑山钼矿都是我国东北地区典型的超大型斑岩钼矿(于晓飞等, 2012; 李向文等, 2013; 刘军等, 2013; Zhou et al., 2014; Liu et al., 2014; 熊索菲等, 2014; 王国瑞等, 2014; Xiong et al., 2015; 王琳琳等, 2015; 程国华等, 2015; Wang et al., 2017; Wu et al., 2017),这五个矿床的流体演化过程都具有相似的特点。矿床的初始成矿流体都为高温高盐度的岩浆热液,成矿流体均经历了流体的沸腾作用,使得挥发分逸出,流体的温度、压力和氧逸度发生变化,破坏了流体中钼络合物的稳定性,进而引起辉钼矿的大量沉淀。随着流体中岩浆热能逐渐消耗,流体温度、盐度降低,使得黄铁矿、闪锌矿和方铅矿等沉淀出来。流体演化后期,矿床流体系统中均有大气降水的加入,成矿流体的温度、盐度继续降低,逐渐演变成与大气热液降水的混合来源热液。因此,从流体演化来说,我国东北部这五个超大型斑岩钼矿的过程是一致的。对于我国东北地区的其它钼矿床,如果符合这一流体演化过程:高温高盐度的初始流体,沸腾作用显著,后期大气降水的加入使流体向低温低盐度演化。那么该矿有可能具有大型或超大型成矿的潜力。

5 结论

(1) 迪彦钦阿木钼矿床成矿阶段划分为石英-钾长石阶段、石英-辉钼矿阶段、石英-多金属硫化物阶段及石英-萤石-碳酸盐阶段,钼矿的沉淀富集发生在前三个阶段;

(2) 迪彦钦阿木钼矿床成矿流体主要为H2O-NaCl体系,富气相包裹体、富液相包裹体和含子晶包裹体大量共存,流体沸腾现象显著,流体的强烈沸腾作用为该矿床成矿物质沉淀富集的原因;

(3) 流体包裹体显微测温表明,从阶段一到阶段四,成矿流体具有向低温、低盐度方向演化的趋势。迪彦钦阿木矿床形成时的压力约为5.1~56.0MPa,推测其成矿深度为0.5~2.8km;

(4) S同位素分析结果表明,钼矿床成矿物质主要来自于岩浆。

致谢      野外工作过程中得到锡林郭勒盟金仓矿业有限责任公司领导及技术人员的大力支持。感谢中国科学院地质与地球物理研究所稳定同位素地球化学实验室帮助分析硫同位素,同时感谢两位审稿人提出的修改意见!

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