2016, Vol. 32
2. 内蒙古自治区第七地质矿产勘查开发院, 呼和浩特 010020 ;
3. 北京华夏建龙矿业科技有限公司, 北京 100070
2. Inner Mongolia Seventh Institute of Geology and Mineral Exploration & Exploitation, Huhhot 010020, China ;
3. Beijing Huaxia Jianlong Mining Science & Technology Co. Ltd., Beijing 100070, China
中蒙边境东段的南戈壁-东乌旗是一以斑岩型钼铜为主的多金属矿床成矿带(余学中等，2011)，在其西段(蒙古境内的南戈壁地区)已发现了察干苏布尔加和欧玉陶勒盖大型斑岩型钼铜矿床(图 1)，而其东段(我国境内的二连-东乌旗成矿带)基础地质研究和矿产勘查程度较为薄弱。随着深部成矿理论及勘查技术方法发展(杨立强等，2006，2014; Yang and Badal，2013; Yang et al.，2014，2016a)，该地区找矿勘查工作不断取得进展，近年来已成为钼铜多金属矿床找矿勘察的重点选区(李俊建等，2006)。必鲁甘干钼铜矿床是2007年发现的位于内蒙古阿巴嘎旗境内南戈壁-东乌旗成矿带东段的一斑岩型矿床，目前探明钼金属量已超过16万吨、伴生铜资源量为1.6万吨，已达到大型斑岩型钼铜矿床规模。然而，该矿床地质研究程度较低，仅限于矿床地质(王啟宴和李山，2013)和土壤地球化学(唐文龙等，2012)等方面，对其成矿流体演化和成矿机制缺乏研究。热液矿床的形成与流体活动密切相关(Yang et al.，2016b; 郭林楠等，2014)，随着成矿理论与分析技术的发展，流体包裹体研究对厘定成矿流体性质、成矿机制以及成矿背景具有重要贡献(Yang et al.，2015a，2016c，d; 陈衍景等，2007)。
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图 1 南戈壁-东乌旗成矿带地质图(据王守光等，2004; 田麟，2004修编) Fig. 1 Simplified regional geological map of South Gobi-Dongwuqi metallogenic belt(after Wang et al.，2004; Tian，2004) |
因此，本文以野外调研为基础，通过石英流体包裹体研究，探讨必鲁甘干钼铜矿床成矿流体演化，剖析其成矿机制，旨在增强对该矿床形成机理的认识、提高该成矿带内成矿理论研究水平。
2 成矿地质背景二连-东乌旗成矿带位于西伯利亚板块和华北板块之间的蒙古-兴安岭弧形构造带东段，横跨西伯利亚板块东南大陆边缘和华北板块北侧大陆边缘，呈NEE-NE向展布(图 1)。区内出露的地层主要为早古生代海相、浅海相火山岩及碎屑岩、碳酸盐岩、板岩等组合和陆相粉砂岩、板岩组合，晚古生代海相、滨海相碎屑岩、碳酸盐岩、板岩、灰岩等组合和陆相砂板岩等组合；缺失寒武系、志留系中下统和石炭系下统地层(王守光等，2004)。该成矿带中西部广泛发育石炭-二叠纪花岗岩、花岗闪长岩等侵入岩和细碧岩、石英角斑岩等中酸性火山岩(王守光等，2004)，东部主要发育三叠-侏罗纪花岗岩、二长花岗岩和花岗斑岩等(田麒，2004)。区域内褶皱和断裂发育，以华力西晚期和印支期为主。晚古生代以褶皱构造活动为主，NEE向延伸的二连-东乌复式褶皱横贯全区。中生代初期断裂构造活动频繁，可分为NEE、NE和NW向三组，其中NEE向的二连-贺根山深大断裂为西伯利亚板块和华北板块之间碰撞缝合带，是区内重要的控矿、导矿构造(田麒，2004)。
矿区内出露地层主要为上古生界上二叠统林西组，其次为下二叠统大石寨组和第四系(孙忠全和黄先春，2014; 魏绪峰等，2015; 图 2a)。林西组分布于大部分矿区，呈NE向带状展布，出露面积约11km2。大部分被第四系覆盖，北西部与更新世玄武岩不整合接触，东南部与花岗斑岩呈侵入接触。岩性主要为砂质板岩、二云母角岩、硅质角岩，其中硅质角岩为主要赋矿围岩。大石寨组分布于矿区东南部，伏于林西组之下，岩性以硅化灰岩、角砾凝灰岩和砂砾岩为主(王啟宴和李山，2013)。第四系主要为全新统，区内分布广泛，为风积、冲洪积、湖积松散砂砾等。
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图 2 必鲁甘干矿区地质简图(据山东省地质矿产开发局第六地质大队，2012①; 唐文龙等，2012修编) (a)矿区地质图；(b)Ⅲ矿段矿体剖面图 Fig. 2 Geological sketch map of the Bilugangan mine(after Tang et al.，2012) |
①山东省地质矿产开发局第六地质大队.2012.内蒙古自治区阿巴嘎旗必鲁甘干矿区铜钼矿区域地形地质图(1：50000)
矿区内岩浆岩主要为印支期花岗斑岩(图 2a)，走向NE-NEE，呈不规则的小岩株或岩枝状产出，侵位于上二叠统林西组，并使其形成热接触变质角岩。花岗斑岩体在地表呈不规则零星出露，断续沿长6.5km，平均宽1.1km，出露面积约1.3km2。矿区外围可见印支期花岗岩和更新世玄武岩分别呈小岩株或岩脉和岩被产出(王守光等，2004; 唐文龙等，2012)。
矿区内断裂分为NE向(F2、F3、F6)和近EW向(F4、F5)两组(韦咏梅等，2012;田麒，2004; 图 2a)，其中NE向断裂控制了花岗斑岩体的产出。F2断层位于花岗斑岩体西侧，总体呈NE向纵贯全区，沿长约9000m，宽度6~13m，倾向SE，倾角57°~70°。F3和F6断层位于花岗斑岩体东侧，与F2断层近平行，一般宽度3~8m。
3 矿床地质必鲁甘干钼铜矿床内共划分为三个矿段，由北东向南西依次编号为Ⅲ、Ⅰ、Ⅱ号矿段，其中Ⅲ号和Ⅰ号矿段勘察程度较高，Ⅱ号矿段勘察程度较低。矿体赋存于花岗斑岩和角岩的接触带附近，含矿带呈NNE向展布，并向SE缓倾。三个矿段共圈定工业矿体39个，其中钼矿体37个，铜钼矿体1个，铜矿体1个。主要矿体为Ⅲ-1号钼矿体和Ⅰ-1号钼矿体，合计估算资源储量占总资源储量的89%(阿巴嘎旗金地矿业有限责任公司，2012①)。
①阿巴嘎旗金地矿业有限责任公司. 2012. 内蒙古自治区阿巴嘎旗必鲁甘干矿区铜钼矿勘探报告
Ⅲ-1号钼矿体位于Ⅲ号矿段内(图 2b)，呈透镜状、似层状产出，走向NE，倾向SE，倾角较缓。矿体延长约2300m，最大延深约1850m，平均厚度约40m，Mo平均品位约0.083%，占总资源储量的53.44%。
Ⅰ-1号钼矿体位于Ⅰ号矿段内，呈透镜状、似层状产出，走向NE，倾向SE，倾角较缓。矿体延长约2300m，延深约1100m，平均厚度约42m，Mo平均品位约0.082%，占总资源储量35.69%。
矿床内围岩蚀变规模大，蚀变类型主要包括硅化、绢云母化、钾长石化和青磐岩化，另外还有少量萤石化和碳酸盐化，粘土化蚀变较不发育。蚀变带分带不明显，有明显的叠加现象(王啟宴和李山，2013; 韦咏梅等，2012)。硅化蚀变与矿化的关系最为密切，可分为交代硅化和脉状硅化两种：交代硅化表现为石英呈0.1~0.2mm的他形粒状集合体分布于花岗斑岩及角岩中，多为乳白色、烟灰色，而局部蚀变强烈形成几乎完全由细粒石英组成的硅质岩(图 3a)；脉状硅化则表现为宽约0.5~20cm的白色石英脉，内多发育浸染状、团块状或细脉状硫化物(图 3c，d)。绢云母化蚀变与硅化关系密切，并多与硅化叠加形成绢英岩。钾长石化主要分布于花岗斑岩内，内多发育浸染状矿化(图 3b)。青磐岩化分布广泛，常与碳酸盐化伴生，蚀变矿物主要有绿泥石、绿帘石、石英、方解石、黄铁矿等，内发育少量矿化(图 3f)。
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图 3 必鲁甘干钼铜矿床典型围岩蚀变与矿化 (a)早阶段硅化蚀变内发育星点状辉钼矿化和团块状黄铜矿化；(b)钾化蚀变内发育浸染状辉钼矿化；(c)主阶段石英矿脉切穿早阶段硅化蚀变；(d)主阶段白色石英脉内发育细脉状辉钼矿化和团块状黄铜矿化，并被晚阶段石英方解石细脉切穿；(e)晚阶段石英细脉切穿主阶段辉钼矿细脉；(f)晚阶段青磐岩化蚀变内发育浸染状辉钼矿化；(g)辉钼矿呈束状集合体；(h)辉钼矿呈放射状集合体；(i)-黄铜矿、黄铁矿和闪锌矿共生. Cc-方解石；Ccp-黄铜矿；Mot-辉钼矿；Py-黄铁矿；Qtz-石英；Sp-闪锌矿 Fig. 3 Typical wall rock alteration and mineralization of Bilugangan Mo-Cu deposit |
矿石类型可分为花岗斑岩型钼铜矿石和角岩型钼铜矿石。花岗斑岩中辉钼矿、黄铜矿以浸染状、细脉状和团块状产出，主要与硅化、绢云母化和钾长石化关系密切(图 3b，e，f)。角岩中辉钼矿化以细脉状为主，其次为浸染状，黄铜矿以团块状为主产出，与硅化关系密切，多发育于白色石英脉中(图 3c，d)。矿石中的金属矿物主要有辉钼矿、黄铜矿、黄铁矿、闪锌矿和磁黄铁矿等，非金属矿物主要有石英、绢云母、长石、绿泥石、绿帘石、方解石和萤石等。其中辉钼矿多以束状或放射状集合体与分布于岩石裂隙中或与脉石英共生(图 3g，h)；黄铜矿多为它形，并常与黄铁矿、闪锌矿共生(图 3i)。
根据上述蚀变和矿化特征，可将必鲁甘干钼铜矿床成矿阶段划分为早、主、晚三个阶段。成矿早阶段围岩蚀变主要为硅化和钾长石化(图 3a，b)，内多发育浸染状或星点状矿化；成矿主阶段以硅化和绢云母化为主，多形成乳白色石英脉(图 3c，d)并穿切早阶段硅化蚀变，矿脉内发育细脉状和团块状矿化；成矿晚阶段主要发育硅化、碳酸盐化、青磐岩化(图 3f)和粘土化蚀变，多见石英方解石细脉穿切主阶段石英脉(图 3d，f)，矿化较弱。
4 流体包裹体研究 4.1 样品采集与测试方法本次用于流体包裹体研究的样品为来自必鲁甘干矿区8个钻孔的矿石样品，共13件，涵盖了不同矿石类型、不同矿段以及不同成矿阶段(表 1)。矿石样品经过挑选，磨制成0.2~0.3mm的双面抛光薄片，进行详细的岩相学和矿相学观察并选取典型流体包裹体进行显微测温研究。
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表 1 必鲁甘干钼铜矿床流体包裹体研究样品特征 Table 1 Sample characteristics for fluid inclusion analysis in Bilugangan Mo-Cu deposit |
流体包裹体显微测温在核工业北京地质研究院地质分析测试研究中心完成，使用仪器为英国产LINKAM THMS600型冷热台，测试室温为22℃，湿度为40%。测温精度＜31℃时为±0.1℃，31~300℃时为±1℃，>300℃时为±2℃。实验中升降温速率控制在10℃/min；接近均一温度时，升温速率控制在2℃/min；接近冰点或笼形物消失温度时，升温速率控制在0.2℃/min。
4.2 流体包裹体类型和特征寄主矿物石英内普遍发育流体包裹体，根据其在室温下相态特征以及降、升温过程中的相态变化(Diamond，2001)，区分出以下三类原生包裹体。
(1) 富液相水溶液包裹体(L型)：室温下为两相(LH2O+VH2O)，气液比多集中于5%~20%，无色-灰色，大小约2~25μm，多呈长条形、椭圆形等规则形状(图 4a)。该类包裹体最为常见，多均匀分布(图 4e)或带状分布(图 4f)。
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图 4 不同类型流体包裹体及包裹体组合显微照片 (a)L型包裹体，BLGG-3-1；(b)三相C1型包裹体，BLGG-3-2；(c)两相C1型包裹体，BLGG-1-2；(d)C2型包裹体，BLGG-3-2；(e)均匀分布包裹体群，BLGG-3-2；(f)带状分布包裹体群，BLGG-2-1；(g)主阶段石英脉内带状分布包裹体群，BLGG-1-1；(h)主阶段强流体不混溶包裹体群，BLGG-1-1；(i)主阶段石英脉内强流体不混溶包裹体群，BLGG-3-3；(j)早阶段金属硫化物旁石英内流体包裹体群，BLGG-1-5；(k)早阶段弱流体不混溶包裹体群，BLGG-1-5；(l)晚阶段石英细脉内流体不混溶包裹体群，BLGG-1-4 Fig. 4 Micrographs of different types of fluid inclusions and fluid inclusion assemblages |
(2) 富气相水溶液包裹体(V型)：室温下也为两相(LH2O+VH2O)，气液比多集中于70%~90%，深灰色，大小约2~20μm，多呈长条形或不规则形状(图 4h，i)。该类包裹体较为少见，多与其他类型包裹体成群产出。
(3) 富CO2包裹体(C型)：室温下多为三相(LH2O+LCO2+VCO2)或两相(LH2O+LCO2)，无色-(浅)灰色，CO2相颜色较深，大小约3~20μm，多呈椭圆形或不规则形状。根据CO2相占整个包裹体的体积比，可将C型包裹体划分为C1型和C2型，CO2相占比分别为10%~45%(图 4b，c)和60%~80%(图 4d)。C1型包裹体较为常见，多与L型包裹体共生；C2型包裹体较为少见，多与其他类型包裹体成群产出。
成矿早阶段石英内发育大量L型包裹体，局部可见C1型包裹体与L型包裹体共生(图 4j，k)。成矿主阶段石英内发育大量L型和C1型包裹体共生，多数样品内可见L型、V型、C1型和C2型包裹体成群分布的现象(图 4g-i)。成矿晚阶段石英内包裹体发育程度较低，以L型为主，个别样品内局部可见C1型包裹体与L型包裹体共生(图 4l)。各样品流体包裹体特征具体见表 1。
4.3 流体包裹体显微测温在详细的岩相学观察基础上，选择早、主、晚三个阶段的原生包裹体进行显微测温。针对L型包裹体测试其冰点温度(Tm，ice)和均一温度(Th)。V型包裹体较少，且气泡黑色边缘较厚，难以判断均一状态，故未测数据。针对C型包裹体测试其笼合物熔化温度(Tm，cla)、CO2相部分均一温度(Th，CO2)和完全均一温度(Th)。另外由于包裹体较小，固态CO2初融温度未测得；C2型包裹体数量较少且升温时易爆裂，故测得数据较少。显微测温结果见表 2和图 5。
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表 2 必鲁甘干钼铜矿床流体包裹体显微测温结果 Table 2 The results of microthermometry of fluid inclusions in Bilugangan Mo-Cu deposit |
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图 5 各成矿阶段不同类型流体包裹体均一温度、盐度直方图 Fig. 5 Histogram showing homogenization temperatures and salinities of different types fluid inclusions in different stages |
成矿早阶段共测得94个L型包裹体数据，冰点温度分布范围为-6.0~-3.3℃，均一温度为210~342℃，集中在240~280℃；3个C1型包裹体笼合物熔化温度分布在6.0~8.2℃，部分均一温度为27.4~29.3℃，完全均一温度分布范围为289~354℃。成矿主阶段86个L型包裹体冰点温度变化较大，为-6.4~-1.6℃，均一温度182~299℃，集中在220~260℃；56个C1型包裹体笼合物熔化温度分布在5.6~8.7℃，部分均一温度为27.0~31.0℃，完全均一温度则分布在225~351℃，集中于240~280℃；2个C2型包裹体Tm，cla=4.9~5.0℃，Th，CO2=27.2~27.5℃，Th=254~320℃。成矿晚阶段共测得81个L型包裹体数据，冰点温度分布在-6.3~-3.1℃，均一温度分布范围为128~274℃，主要集中在200~260℃；3个C1型包裹体Tm，cla=8.5~8.6℃，Th，CO2=29.5~29.9℃，Th=249~312℃。
4.4 流体包裹体盐度与密度估算L型包裹体和C型包裹体的盐度分别利用Bodnar(1993) 和Roedder(1984) 计算公式获得，流体密度则利用Flincor软件(Brown，1989)进行计算获得，结果见表 2和图 5。
成矿早阶段L型包裹体盐度为5.4%~9.2% NaCleqv，集中在6%~8% NaCleqv，流体密度为0.723~0.904g/cm3；C1型包裹体盐度略低，为3.6%~7.5% NaCleqv，密度为0.912~0.944g/cm3。成矿主阶段L型包裹体盐度分布范围较广，为2.7%~9.7% NaCleqv，多集中于6%~9% NaCleqv，流体密度为0.781~0.950g/cm3；C1型包裹体盐度分布较为分散，为2.6%~8.1% NaCleqv，密度为0.804~0.979g/cm3；C2型包裹体盐度较高，为9.0%~9.2% NaCleqv，密度较低，为0.807~0.830g/cm3。成矿晚阶段L型包裹体盐度为5.1%~9.6% NaCleqv，集中在6%~7% NaCleqv和8%~9% NaCleqv，流体密度为0.822~0.990g/cm3；C1型包裹体盐度很低，为2.8%~3.0% NaCleqv，密度为0.869~0.914g/cm3。
5 讨论 5.1 成矿流体性质与演化必鲁甘干钼铜矿床硅化蚀变和热液脉体中的石英内发育大量不同类型的流体包裹体，能够反映成矿流体的性质并反演其演化过程(Ulrich et al.，1999; Yang et al.，2008，2009; Fan et al.，2011; 陈衍景等，2007)。石英内发育大量L型、V型和C型包裹体，并测得L型包裹体和C1型包裹体均一温度主要分布在180~360℃(图 5)，属中-低温热液范围；本矿床未发现含盐类子矿物的包裹体，且L型和C1型包裹体盐度分布在2%~10% NaCleqv(图 5)，相对于世界上典型斑岩矿床从＜5% NaCleqv到>60% NaCleqv的盐度范围(Nash，1976; Misra，2000; 芮宗瑶等，2003)，盐度明显偏低，表明成矿流体为NaCl-H2O-CO2体系。
各阶段成矿流体性质总体近似但存在差别。成矿早阶段发育大量L型和少量C1型包裹体，均一温度在210~354℃，盐度在3.58%~9.21% NaCleqv，密度为0.723~0.944g/cm3；成矿主阶段发育大量L型、C1型和少量V型、C2型包裹体，均一温度在182~351℃，盐度在2.63%~9.19% NaCleqv，密度为0.781~0.979g/cm3；成矿晚阶段发育大量L型和极少量C1型包裹体，均一温度在128~312℃，盐度在2.82%~9.60% NaCleqv，密度为0.822~0.990g/cm3。从早阶段到晚阶段，温度降低，盐度略有降低(图 5)，密度升高，CO2含量减少。
5.2 流体不混溶一般认为包裹体是从均匀的流体体系中捕获的，但多年来的研究资料表明包裹体形成是也可以捕获非均匀流体相(卢焕章等，2004)，这种流体沸腾或不混溶现象在热液矿床尤其是斑岩型铜钼矿床中较为常见(Pokrovski et al.，2005; 卢焕章，2000; 李文昌等，2013)。不混溶流体包裹体是共同时捕获的呈带状或群聚分布的流体包裹体群，这些包裹体的气液比变化较大，均一方式不同(至液相或气相)，但具有近似的均一温度(卢焕章，2011)
必鲁甘干钼铜矿床成矿主阶段样品常见L型、V型、C1型和C2型包裹体呈带状或群聚分布(图 4h，i)，且寄主石英未遭受明显的变形破坏，可认为其同时捕获。L型和V型包裹体均为水溶液包裹体，升温过程中分别均一至液相和气相(V型包裹体未测数据但可观察到均一现象)；C1型和C2型包裹体均为NaCl-H2O-CO2包裹体，CO2相比及流体密度差别较大但两者升温过程中均一温度相差不大。故推测主阶段成矿流体经历的较强烈的流体不混溶过程，母流体产生气相-液相分离和盐水溶液相-富CO2相分离。大量成矿早阶段样品和个别成矿晚阶段样品内可见L型和C1型包裹体共存(表 1; 图 4k，l)，且升温过程中均一温度相差不大，很可能发生了流体不混溶(例如Wang et al.，2015; 魏浩等，2011)，但程度弱于主阶段四种类型包裹体共生所指示的流体不混溶，仅局部发生了盐水溶液相-富CO2相分离。
均一的NaCl-H2O-CO2流体体系发生不混溶时通常分离出液相和气相(Ramboz et al.，1982)。NaCl易溶于水而不溶于CO2，CO2难溶于水而水可溶于CO2，故液相成分主要为水和NaCl，气相成分主要为CO2和水蒸气。不混溶流体中的液相成分被捕获后冷却形成了富液相包裹体(L型)，气相成分被捕获后冷却形成了富气相包裹体(V型)或富CO2包裹体(C1型和C2型)，若液相和气相成分同时被捕获则冷却后可能出现含少量CO2包裹体(部分CO2相比小的C1型)。
对于发生强流体不混溶的主阶段，C型包裹体的均一温度略高于L型包裹体(图 6)，可能是部分C型包裹体被捕获时并未均一，造成测温数据偏高。L型包裹体盐度总体高于C型包裹体(图 6)，也与上述气液相成分分析一致。另外，L型包裹体从早阶段到晚阶段气液比降低(表 2)，进步一证明了必鲁甘干钼铜矿床在成矿早、主和晚阶段经历了不同程度的流体不混溶。
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图 6 流体包裹体均一温度-盐度关系图解 Fig. 6 The correlation between homogenization temperature and salinity of fluid inclusions |
在不混溶流体体系中，成矿温压等于流体捕获温压(卢焕章等，2004)。成矿流体捕获温度近似于流体包裹体均一温度，捕获压力则可根据均一温度和流体密度估算(Roedder and Bodnar，1980)。大量早阶段和主阶段样品分别表现出较弱和较强的流体不混溶现象，个别晚阶段样品出现弱流体不混溶现象(表 1)，故可以利用NaCl-H2O-CO2体系(C型包裹体)相图估算成矿压力(Bowers and Helgeson，1983)。根据C型包裹体计算数据取近似流体成分：盐度为6% NaCleqv，CO2含量为10mol%。
成矿早阶段和晚阶段测得的C1型包裹体数据较少，故用极值数据计算成矿温压。早阶段流体密度在0.912g/cm3和0.944g/cm3之间，均一温度分别为354℃和289℃，对应的压力分别约为2.19kbar和1.57kbar；晚阶段流体密度在0.869g/cm3和0.914g/cm3之间，均一温度分别为312℃和259℃，对应的压力分别约为1.06kbar和0.71kbar(图 7)。
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图 7 必鲁甘干钼铜矿床C型包裹体等容线与压力估算(据Bowers and Helgeson，1983) Fig. 7 Representative isochores and pressure estimation for C Type fluid inclusions at Bilugangan Mo-Cu deposit(after Bowers and Helgeson，1983) |
成矿主阶段测得较多C型包裹体，均一温度和流体密度数据较为分散，极值和均值难以反映数据分布情况(立山，1988)，而用上、下四分位(即75%和25%位置上的数)描述样本分布范围比较合适(吴志高，1996)。主阶段成矿温度等于各类包裹体的均一温度，其上、下四分位分别为269℃和232℃，C型包裹体流体密度的上、下四分位分别为0.967g/cm3和0.935g/cm3之间，由此限定了主阶段的成矿温压条件为232~269℃，0.54~1.55kbar(图 7，灰色四边形区域)。
对于开放体系，成矿压力等于静水压力，水的密度为1g/cm3，即10km/kbar；对于封闭体系，成矿压力等于静岩压力，考虑到矿区主要出露的岩石为花岗斑岩，取岩石平均密度为2.7g/cm3(王玭等，2013)，即3.7km/kbar。分别按照静水压力和静岩压力计算各阶段成矿深度见表 3。
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表 3 各阶段流体包裹体捕获压力与成矿深度 Table 3 Trapping pressure of fluid inclusions and mineralization depth of three stages |
斑岩系统中由岩浆结晶分异出的液相和气相多在塑性岩石的静岩压力下发生相分离(Fournier，1999)，而必鲁甘干矿床成矿早阶段发生弱流体不混溶，表明该阶段岩石可能出现少量脆性破裂，故成矿深度可能大于8.1km。成矿主阶段发生了强流体不混溶，考虑到斑岩成矿系统具有多次水压致裂、流体沸腾或不混溶循环进行的特点(Rusk et al.，2008; 钟军等，2011)，认为主阶段处于静水压力和静岩压力的交替转换状态，其最高压力对应静岩压力系统，最低压力则对应静水压力系统，成矿深度约为5.7~5.5km。成矿晚阶段流体不混溶现象不明显，成矿压力主要对应于静岩压力，成矿深度约为3.9~2.6km(表 3)。
5.4 成矿机制与成矿环境大量研究表明，热液体系的温度、压力、pH值、氧逸度、还原硫含量等物理化学参数变化都是制约钼沉淀的重要机制(Wood et al.，1987; Selby et al.，2000; 翟德高等，2012; 孙嘉等，2012)。本研究主要讨论了温度和压力对成矿的影响。
流体包裹体显微测温数据显示成矿温度分布范围较广(128~354℃)，但成矿主阶段大量数据集中于232~269℃(图 7)，表明成矿过程较为迅速，温度降低不是导致矿质沉淀的主要原因。由高温岩浆演化形成早阶段中温、中等盐度、富CO2的成矿流体，在沿断裂F2、F3、F6(图 2a)运移上升的过程中与围岩反应发生钾长石化和硅化蚀变，并在压力约2.19~1.57kbar，深度>8.1~5.8km处发生了一定程度的流体不混溶，分离出部分CO2逸出。随着流体的继续上升，水压致裂导致大量裂隙产生，成矿主阶段流体体系发生多次静水压力和静岩压力转换并再次发生强烈的流体不混溶作用(约5.7~5.5km处)，CO2从盐水中大量分离出来，同时辉钼矿和黄铜矿等硫化物伴随石英沉淀并充填于裂隙中形成大量细脉、网脉。成矿流体逐步演化为晚阶段的中低温、低盐度、贫CO2的H2O-NaCl体系，虽未发生明显的流体不混溶，但仍发现少量辉钼矿矿化，与Ulrich et al.(2001) 和Klemm et al.(2008) 研究结果一致，这种现象表明简单冷却也可能导致成矿。因此，必鲁甘干斑岩型钼铜矿床的沉淀机制主要和压力突然释放产生的流体不混溶作用相关，并可能与温度降低相关。发生流体不混溶的主要机制是断裂活动过程中伴随的周期性压力脉动。推测控矿断裂在周期性开合活动过程中，成矿流体体系在开放和封闭环境中交替转换，流体体系由封闭突然转换到开放状态导致了静岩压力向静水压力转换，压力突然释放，导致了流体不混溶的发生。
基于对环太平洋斑岩成矿带和大陆内部环境中斑岩矿床的研究，前人认为洋壳俯冲引起的岩浆流体系统(岩浆弧环境)属于贫CO2的H2O-NaCl体系，成矿系统中罕见CO2-H2O包裹体，成矿深度多为1~5km(Sillitoe，1972; Bodnar，1995; Masterman et al.，2005)；而大陆内部岩浆流体成矿系统属于相对贫水的CO2-H2O体系，普遍发育CO2-H2O包裹体，最大成矿深度可达8km左右(Chen and Wang，2011; Yang et al.，2015b，2016e，f; 李诺等，2009; 杨立强等，2015)。必鲁甘干钼铜矿床的围岩蚀变以钾长石化、碳酸盐化和萤石化为特征，与大陆内部富CO2、F和K，而相对贫H2O、Cl和Na的岩浆流体引起的“贫水蚀变”相吻合；不同于岩浆弧区富H2O、Cl和N，贫CO2和K的流体引起的“富水蚀变”(陈衍景和李诺，2009)。另外，该矿床普遍发育CO2-H2O包裹体，且成矿主阶段成矿深度(约5.7~5.5km)明显大于岩浆弧环境的斑岩矿床，因此推测其与大洋板块俯冲、板块消减作用无关(侯增谦等，2007; 杨志明和侯增谦，2009; 陈衍景和李诺，2009)。因此，必鲁甘干钼铜矿床应属陆内环境斑岩矿床。
6 结论(1) 必鲁甘干钼铜矿床成矿阶段划分为早、主、晚三个阶段。早阶段以硅化和钾长石化蚀变及浸染状和星点状矿化为特征，矿化较强；主阶段以硅化和绢云母化蚀变和发育乳白色含矿石英脉为特征，矿化很强；晚阶段以硅化、碳酸盐化、青磐岩化和粘土化蚀变以及发育石英细脉和石英方解石细脉为特征，矿化较弱。
(2) 必鲁甘干钼铜矿床早阶段发育大量L型和少量C1型包裹体，主阶段发育大量L型和C1型以及少量V型和C2型包裹体，晚阶段发育大量L型和极少量C1型包裹体。早、主、晚阶段均一温度分别为210~354℃、182~351℃、128~312℃，盐度分别为3.58%~9.21% NaCleqv、2.63%~9.19% NaCleqv、2.82%~9.60% NaCleqv。从早阶段到晚阶段，成矿流体由中温、中等盐度、富CO2的NaCl-H2O-CO2体系向中低温、低盐度、贫CO2的H2O-NaCl体系演化。
(3) 必鲁甘干钼铜矿床成矿早阶段发生了较弱的流体不混溶，主阶段发生了较强的流体不混溶，晚阶段未发生明显的流体不混溶。压力突然释放产生的流体不混溶作用是主要成矿机制，简单冷却也可能导致成矿。主阶段成矿温压条件为232~269℃，0.54~1.55kbar，三个阶段成矿深度分别约为>8.1~5.8km，5.7~5.5km，3.9~2.6km。
(4) 必鲁甘干钼铜矿床围岩蚀变(“贫水蚀变”)、流体成分(NaCl-H2O-CO2体系)和成矿深度(主阶段成矿深度约5.7~5.5km)与大陆内部岩浆流体成矿系统特征相吻合，推测其属陆内环境斑岩矿床。
致谢 野外工作期间得到北京华夏建龙矿业科技有限公司总经理苑永占、副总经理曹瑞峰、阿巴嘎旗金地矿业有限责任公司总经理王勤的大力支持；室内工作得到了核工业北京地质研究院地质分析测试研究中心欧光习老师和张敏老师的指导与帮助；论文成文过程中得到了中国地质大学(北京)杨立强教授的指导;在此一并致以诚挚的感谢！| [1] | Bodnar RJ. 1993. Revised equation and table for determining the freezing point depression of H2O-NaCl solutions. Geochimica et Cosmochimica Acta , 57 (3) :683–684. DOI:10.1016/0016-7037(93)90378-A |
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