藏南泽当努日铜钨钼矿床流体地球化学特征及矿床成因研究

潘岚，谢伟

（1.四川省第三地质大队，成都 611743；2.四川省地球物理调查研究所，成都 610032）

1 区域地质概况

努日铜钨钼矿床位于拉萨地块南部的冈底斯火山-岩浆弧构造带东段南缘，雅鲁藏布江缝合带的北缘（图1）。

图1 大地构造位置图（据Chung et al.,2009;Jiang et al.,2012 修改）

区域地处滇藏地层大区南部，雅鲁藏布江以北地区，受雅鲁藏布江缝合带影响，区内地层可划分为南北两个地层小区，其中南部为喜马拉雅板片地层小区，北部为冈底斯-念青唐古拉板片地层小区。该区自下而上出露的地层主要有：三叠系上统姐德秀组（T3j）的碎屑岩、碳酸盐，侏罗系上统麻木下组（J3-K1m）的钙碱性岛弧火山岩夹碳酸盐岩、碎屑岩，白垩系下统比马组（K1b）的含煤碎屑岩、碳酸盐岩及岛弧钙碱性火山岩（王少怀等，2003），第三系上统大竹卡组（E3-N1d）的中酸性火山集块岩、火山角砾岩及少量碳酸盐岩，以及第四系（Q），主要表现出时代新、岩性较复杂、火山沉积岩发育、厚度巨大、分区产出的特征（雷强生，2018）。区域受雅鲁藏布江走滑断裂的左旋剪切作用，冈底斯东段由东往西先后形成了北东东向朗县基底剥离断层、泽当层间剥离断层，并在后续回弹活动中形成与北东东向上层次剥离断层有关的达孜-甲马“类双峰”玄武-流纹质潜火山岩脉带。这三者共同组成了雅鲁藏布江走滑断裂的拉分型转换构造（闫学义等，2010），进而发育大量北西、北东向次级断裂、褶皱构造，从而提供了岩浆活动和热液运移的构造条件。区域岩浆活动异常强烈，岩浆岩分布广泛，既有大规模的侵入岩，亦有巨厚层的喷出岩，主要有：燕山晚期辉长岩、辉长闪长岩、花岗闪长岩；喜山早期花岗闪长岩、石英二长闪长岩、二长花岗岩；喜山晚期闪长玢岩、石英闪长玢岩、花岗闪长斑岩、二长花岗斑岩，多呈岩株、岩筒、岩脉产出，具有次火山岩特征，构成了念青唐古拉弧背断隆和冈底斯陆缘火山-岩浆弧的一部分（陈雷，2011）。

2 矿床地质概况

努日矿床位于西藏山南地区泽当镇东北部，隶属于冈底斯铜钼成矿带中东段南亚带。整个矿区从南至北可分为南、中、北三个矿段，其中南矿段主要以铜、钼矿化为主，常伴生钨矿体；中矿段主要以铜钨矿化为主，钼矿化逐渐增强的特征；北矿段则出现钨、钼矿化增强，并常能见到独立钨矿体，总体以铜钼共生矿体为主。

矿区内地层主要是下白垩统比马组（K1b）、上白垩统-古近系旦师庭组（K2-Ed）及第四系风成砂（图2）。其中，下白垩统比马组自下而上可分为三段：K1b3、K1b4、K1b5，为主要的含矿地层，主要由细晶（粉晶）灰岩、板岩及片理化玄武安山岩、英安岩、细砂岩、变质片状安山质凝灰岩组成，夹透辉石—石榴石矽卡岩，除了K1b4在三个矿段中均有出露外，K1b3、K1b5分别在北矿段南东部及中矿段出露；上白垩统-古近系旦师庭组（K2-Ed）主要是浅灰绿色的厚层状安山质火山角砾岩、砂质砾岩等，分布在中矿段的西侧和南矿段，不整合覆盖在比马组第五段之上；第四系主要为风成砂堆积，为浅黄色、白色粉-细沙，松散未胶结，各矿段均有分布，分布面积60%以上。矿区断裂比较发育，为低级序走滑（斜滑）断裂，其发育方向主要有NWW 向、NW 向、NNW 向、NE 或NEE 向。矿区内岩浆活动强烈，出露有花岗闪长岩、石英闪长岩、花岗斑岩及二长花岗岩，在钻孔的岩芯中还见有石英闪长玢岩出露（陈雷，2011,2012）。

图2 西藏努日铜钼钨矿区地质图（据中冶二院资料修改，2009）

根据脉体之间的相互穿插关系、矿石结构、构造、矿物组合及岩相学特征，努日矿床的成矿作用从早到晚可依次划分为5 个成矿阶段，分别为早期矽卡岩阶段、矽卡岩退化蚀变阶段、氧化物阶段、石英-硫化物阶段及石英-碳酸盐阶段，其中氧化物阶段及石英-硫化物阶段分别是矿区内最重要的钨矿化阶段及铜、钼矿化阶段，为该矿床的主成矿阶段，并形成大量的石英。目前所发现的铜、钨、钼三个矿种在空间上既有独立矿体，又有共生的复合矿体。其中：钨矿体全部产在矽卡岩中；铜矿体主要产在矽卡岩中，部分呈脉状产在变质粉砂岩、石英闪长岩或石英闪长玢岩中，少量呈浸染状产在石英闪长岩或石英闪长玢岩；钼矿体即产于矽卡岩中，也呈脉状产于变质粉砂岩中；共生的复合矿体大部分产在矽卡岩中，少量呈脉状产出在硅化石英砂岩或变质粉砂岩中，其中铜钨或是钼钨、铜钨钼这种复合矿体一般在矽卡岩中产出，而铜钼则既分布于矽卡岩中，也在变质粉砂岩中有所分布的。矽卡岩型矿体主要呈层状、似层状产出，与地层产状相同，主要在地层中岩性的转换处或层间破碎带中产出。矿区由于覆盖严重，地表出露矿体连续性不好，中心部位矿体厚大，向外变化为枝杈状。

3 样品采集及分析方法

努日矿区从南至北分布的三个矿段全长4 500 m，地表出露有大量的矽卡岩，且露头断续分布。在野外详细观察的基础上，样品主要采自该矿床地表出露的矽卡岩及含硫化物的石英脉（图2）。将这些样品磨制成厚度为0.2mm 双面抛光的包裹体片按照镜下鉴定、照相、冷冻、加热流程进行包裹体显微特征观察并测温，选择有代表性的样品进行气液相成分分析及氢氧同位素分析。

流体包裹体显微测温实验在成都理工大学包裹体实验室的 Linkam THMSG600 型冷热台上完成，该冷热台测定的理论温度范围为-196～+600℃，实际温度范围为-196～+450℃。在-120～-70℃温度范围的测定精度为± 0.5 ℃、-70～+100℃温度范围的精度为±0.2℃，在100～500℃温度范围的精度为±2℃。测试过程中，升温速率控制在0.2～5℃/min，在水溶液包裹体相变点附近的升温速率控制在0.2～0.5℃/min，以准确记录其相转变温度。

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包裹体气液相成分分析在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成气相成分测试仪器是美国PE.Clarus600，液相成分测试仪器是DIONEX-500 离子色谱仪。

石英样品的氢、氧同位素在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成。首先先把石英样品低温烘烤去除表面的吸附水再用爆裂法使样品爆裂，提取出原生包裹体的水，使之在400℃下与锌反应产生氢气，然后在MAT253 质谱仪上分析其氢同位素组成，分析精度为±2‰；氧同位素分析采用五氟化溴法测定，测试仪器也是MAT253 质谱仪，分析精度为±0.2‰。氢、氧同位素采用的国际标准均为V-SMOW 值。

4 流体包裹体特征

4.1 流体包裹体岩相学特征

流体包裹体岩相学显微观察显示，努日矿床石英脉中原生流体包裹体比较发育，多呈星点状、星散状分布，局部集中成群分布；包裹体形态主要为椭圆形、不规则状，少数呈近四边形，偶见负晶形包裹体；包裹体长轴大小介于7～33μm；根据室温下流体包裹体的相态和成分组成，努日矿床主成矿阶段的原生包裹体类型可分为4 类：

Ⅰ类：气液两相水成包裹体（图3A）：占包裹体总数的80%以上，包裹体长轴大小介于7～33 μm，大多数为10～17 μm，气液两相包裹体的气体百分数介于5%～15%。个别气液两相包裹体可见缩颈（卡脖子）、泄露现象（图3G）。

图3 氧化物阶段及石英-硫化物阶段石英脉中不同类型流体包裹体显微照片

II 类：含子晶矿物多相包裹体（图3B、C）：该类包裹体由气相、液相和固相组成，数量较少，粒径集中在6～11 μm，一般呈近圆形、椭圆形和不规则状。子晶矿物透明，呈立方体形态的可判定子晶为石盐子晶，个别呈浑圆状，棱角较圆滑的判定为钾盐子晶。该类包裹体发育不多仅在样品NR013 和NR022中观察到8 个。

III 类：富CO2包裹体（图3D）：该类包裹体由气相CO2、液相CO2组成，数量极少，粒径介于8～18 μm，呈椭圆形、不规则状。气体百分数30%～60%，该类包裹体发育很少仅在NR022 中观察到4 个，NR013 中仅观察到1 个。

IV 类：单相包裹体（图3E）：在室温下全部呈液相或气相，该类包裹体数量较少，粒径较小约为2～3 μm，通常呈浑圆状或不规则状。

4.2 流体包裹体显微测温结果

对努日矿床氧化物阶段及石英-硫化物阶段7 件样品中的70 个Ⅰ类气液两相水成包裹体和样品NR013、NR022 中观察到的8 个II 类含子晶矿物多相包裹体进行了显微测温，测试结果列于表1。

表1 努日矿床主成矿阶段石英流体包裹体显微测温数据汇总表

Ⅰ类气液两相水成包裹体的盐度通过冰点温度值，运用（Bodnar，1992）的冷冻温度-盐度数值表查出，流体密度根据刘斌等（1987） NaCl-H2O 液相包裹体的密度公式计算得出；II 类含子晶矿物多相包裹体的盐度通过NaCl 子矿物熔化温度值，运用（卢焕章，2004）的NaCl 子矿物熔化温度-盐度换算表查出，流体密度根据Bischoff（1991）的公式计算得出。同一显微视域内可见有各种类型的流体包裹体共存的现象，如II 类含子晶矿物多相包裹体与Ⅰ类气液两相水成包裹体共存（图3B、C）、IV 类单相包裹体与Ⅰ类气液两相水成包裹体共存（图3E）。Ⅰ类包裹体均一过程中，多以气泡消失达到均一。从表1 和图4 中可以看出，Ⅰ类包裹体的均一温度变化范围较大，均一温度范围为167.9～314.3℃，峰值集中在240～300℃（图4），平均为261.2℃。根据NaCl-H2O 型包裹体的冰点温度，在流体包裹体冷冻法冰点与盐度关系表（Bodnar，1983）中查得对应盐度，发现Ⅰ类包裹体的冰点温度变化范围较小，集中于-5.0～-2.2℃，对应的盐度[w（NaCl）/%下同]范围为3.7%～7.9%，平均为5.4%，峰值介于4%～6%（图4），对应的流体密度是0.77～0.93 g/cm3，平均为0.83 g/cm3。均一过程中，II 类包裹体主要以子晶消失的方式达到均一，也有以气泡消失的方式达到均一，该类包裹体的均一温度范围为263.8～318.2℃，对应的盐度范围为35.3～39.7%，平均为37.5%，均一后的流体密度为1.069～1.083 g/cm3，平均为1.075 g/cm3。III 类富CO2包裹体由于数量极少，在测温过程中未见明显变化特征，但据陈雷（2011）测得CO2三相点温度在-57.4～-63.8℃，低于-56.6℃，表明包裹体的气体成分中可能有其它气体的存在如CH4或N2。

图4 努日矿床主成矿阶段流体包裹体均一温度和盐度直方图

4.3 流体包裹体气相、液相色谱成分分析

矿物流体包裹体成分可以帮助深入了解矿床古流体的性质和矿物结晶环境，追溯成岩成矿流体来源和运移路径，获取岩浆系统演化过程信息和岩石圈地幔相互作用信息，进而探讨矿床成因与成矿环境，并指导矿床勘查（杨丹等，2007）。

从表2 可以看出，该矿床主成矿阶段的石英流体包裹体的气相成分以H2O、CO2和N2为主，其次为H2、CO，有少量CH4。从表3 可以看出，主成矿阶段的石英样品中阳离子以Ca2+、Na+、K+、Mg2+为主；阴离子以Cl－、SO24-和极少量的F－为主，不含NO3－，未检测到Br－。SO24-的存在，说明流体在成矿期间处于高氧逸度状态（杨志明和侯增谦，2009）。包裹体组成中[（Na+K）/（Ca+Mg）]m比值多大于1（图5B），可能反映了在经历强烈矽卡岩化后的退化热液阶段，其流体中Ca2+、Mg2+比例下降（贾丽琼，2015）。Na+与Cl－之间存在很好的正相关关系，R2>0.9（图5A），表明努日矿床流体来源、演化较为简单。（Na/K）m比值范围在3.5～29.4 之间（表3）。计算所得矿床总离子浓度为0.04%～0.32%，低于单个包裹体显微测温获得的盐度（3.7%～7.9%）。（Na/K）m 值变化范围为3.52～29.44，（F/Cl）m 值介于0.009 5～0.089，（Cl/SO4）m 值分布于2.66～27.85。

表2 努日矿床主成矿阶段石英流体包裹体气相色谱分析结果表

表3 努日矿床主成矿阶段石英流体包裹体离子色谱分析结果表（ωB/10-6）

图5 努日矿床主成矿阶段流体包裹体离子组成及协变图

4.4 氢、氧同位素特征

努日矿床主成矿阶段的石英样品氢、氧同位素测试结果见表4。6件石英样品的δ18OV-SMOW的变化范围为5‰～12.5‰，平均值为8.63‰，极差为7.5‰；δDV-SMOW值分布于-105.6‰～-88.8‰，平均值为-95.15‰，极差为16.8‰。假定石英样品中的流体包裹体与石英矿物（寄主矿物）之间达到了氧同位素平衡，则与石英矿物平衡的水的氧同位素分馏按照如下公式可计算获得：1 000 lnα石英-水=3.34×106×T-2-2.90（Matsobisa，1979），结合6件样品NR009、NR015、NR016、NR018、NR020、NR022 已进行的包裹体测温工作，公式中的T 采用各个包裹体的均一温度平均值，得到流体包裹体中水的δ18OH2O值为-2.68‰～2.24‰，平均值为-0.24‰，极差为4.92‰。

表4 努日矿床主成矿阶段氢、氧同位素测试结果表

5 矿床成因探讨

流体包裹体的岩相学及显微测温结果表明，努日矿床发育丰富的原生流体包裹体，这些流体包裹体反映了矿床主成矿阶段成矿流体的基本特征。并且包裹体类型较为复杂，镜下可见气液两相水成包裹体、含子晶矿物多相包裹体、富CO2包裹体及单相包裹体共存的现象，表明这些流体包裹体可能是在沸腾/不混溶状态下，捕获于不均匀的流体状态（Shepherd et al，1985）。富CO2包裹体的出现，表明流体为H2O-CO2±CH4型，而流体包裹体气、液相色谱分析结果表明（表2、表3），成矿流体中还含有较多的Ca2+、Na+、K+、Cl－，富含H2O 和CO2等，所以流体应为H2O-CO2-NaCl-CaCl2（KCl）体系。

努日矿床的主要成矿温度集中于240～300℃（图4），盐度集中于4%～8%（图4），流体密度集中于0.77～0.93g/cm3，总体上表现出中温、中低盐度的流体特征。流体包裹体气相成分协变图（图6）说明H2O 与CO2、N2、CO、H2以及CH4的线性关系拟合很好，R2分别为0.9053、0.8651、0.7603、0.7581 和0.6919，说明成矿流体中的各气相成分是从相同的相态下分离形成，因为若是从同一相态下析出，那么各气体成分与H2O 之间呈相近或一致的连续变化，即线性拟合程度很好（李新俊等，2002；Liu et al，2003）。而4 种或2 种以上类型的包裹体常在同一石英颗粒中共生，如含子晶矿物的多相包裹体与气液两相水成包裹体（图3B、C）；单相包裹体与气液两相水成包裹体（图3E），且不同类型的包裹体具有相近的均一温度（陈雷，2011），结合气相成分协变图，恰恰说明成矿流体在主成矿阶段发生了沸腾作用，并且在沸腾作用中，成矿流体发生了相分离，使得流体由单一的流体相分离为流体相和气相两种，也形成一些富气相包裹体如III 类富CO2包裹体，盐分及成矿元素进入液相，形成II 类含子晶多相包裹体和Ⅰ类气液两相水成包裹体。

图6 努日矿床主成矿阶段石英流体包裹体H2O 与其它气相成分协变图

努日矿床主成矿阶段石英的δDV-SMOW值为-105.6‰～-88.8‰，δ18OV-SMOW值为5‰～12.5‰，对应的δ18OH2O值为-2.68‰～2.24‰，其δDV-SMOW值和δ18OH2O值明显低于岩浆水的变化范围（Taylor，1974）。将δ DV-SMOW值和计算获得的δ18OH2O值投影到δD-δ18OH2O关系图解（图7）中，可以看出，主成矿阶段成矿流体投影点远离变质水区域，位于大气降水线和岩浆水区域之间，说明在努日矿床主成矿阶段有大气降水的混入。但流体包裹体的密度主要集中在0.80～1.00 g/cm3，暗示努日矿床主成矿阶段流体与岩浆热液有密切关系。

图7 努日矿床成矿流体δD-δ18OH2O 图解（底图据Taylor，1979）

在流体包裹体气相组成分布图（图8）上，14 件样品的投影点较为集中（NR031 未检测到CH4），表明努日矿床主成矿阶段的流体活动范围比较局限，发育的地质环境较为稳定。结合前人认为努日矿床具有单一的岩浆硫来源，没有地层围岩中硫的加入（陈雷，2011；王立强，2014），表明成矿流体很可能形成于接触交代碳酸盐岩地层之前，而陈雷（2011）测得CO2三相点温度在-57.4～-63.8℃之间，低于-56.6℃，又流体包裹体气相、液相离子色谱分析结果证实，包裹体中确实富集有CO2、N2、H2及少量CH4等其它气体，大量气体的出现说明成矿流体此时与碳酸盐岩地层发生了接触交代反应，并且随着反应的进行，体系中气体不断增加，压力也不断升高，当压力大于上覆地层的静岩压力时，产生破裂裂隙。裂隙的产生使得压力急剧下降，此时发生沸腾作用，镜下4 种或2 种以上类型的包裹体常在同一石英颗粒中共生，且不同类型的包裹体具有相近的均一温度（陈雷，2011），并且结合气相成分协变图（图6），恰恰说明成矿流体在主成矿阶段发生了沸腾作用。在沸腾作用过程中，成矿流体发生了相分离，使得流体由单一的流体相分离为流体相和气相两种，形成一些富气相包裹体如III 类富CO2包裹体，盐分及成矿元素进入液相，形成II 类含子晶多相包裹体和Ⅰ类气液两相水成包裹体。再由δD-δ18OH2O关系图解（图7）可以看出努日矿床主成矿阶段受到了大气降水的混入，大气降水的渗入进一步加剧了沸腾作用，最终打破了成矿流体体系的物理化学平衡，促使金属硫化物的溶解度降低，沉淀出大量黄铁矿黄铜矿等硫化物。

图8 努日矿床主成矿阶段流体包裹体气相组成分布图

6 结论

（1）努日矿床主成矿阶段的流体包裹体类型主要有气液两相水成包裹体、含子晶多相包裹体、富CO2包裹体和单相包裹体四种，其中以气液两相水成包裹体为主。

（2）流体包裹体显微测温结果表明，均一温度主要集中在240～300℃，盐度主要集中在4%～8%，而含子晶的多相包裹体盐度集中在35.3%～39.7%，属于中温、中低盐度的流体体系。流体密度集中于0.80～1.00g/cm3。包裹体的气相组成成分以H2O、CO2和N2为主，其次为H2、CO，有少量CH4；液相组成成分中，阳离子以Ca2+、Na+、K+、Mg2+为主；阴离子以Cl－、SO24-和极少量的F－为主，不含NO3－，未检测到Br－。流体属于H2O-CO2-NaCl-CaCl2（KCl）体系。

（3）氢、氧同位素测试结果表明，流体的δ18OH2O值变化范围为-2.68‰～2.24‰平均值为-0.24‰，δDV-SMOW值变化范围为-105.6‰～-88.8‰，平均值为-95.15‰，说明努日矿床主成矿阶段有大气降水的混入。

（4）成矿流体发生的沸腾作用，破环了体系的物理化学条件，导致大量金属硫化物的沉淀，形成Cu（W、Mo）的矿化，沸腾作用可能是努日矿床主要成矿的机制。