蒙古国满都拉探矿区地质特征及流体包裹体研究

胡传胜, 李文博, 孙长波, 钟日晨

(1. 北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室，北京 100871；2. 河北省承德市地质矿产勘查开发局，河北承德 067000)

蒙古国满都拉探矿区地质特征及流体包裹体研究

胡传胜1, 李文博1, 孙长波2, 钟日晨1

(1. 北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室，北京 100871；2. 河北省承德市地质矿产勘查开发局，河北承德 067000)

满都拉探矿区位于蒙古国南戈壁省满都拉苏木。矿区地表中元古界白云岩中出露大面积含孔雀石、蓝铜矿和辉铜矿的硅化蚀变带，含铜矿物与石英脉在空间上紧密共生，石英中的流体包裹体可能保留了原生成矿流体特征。为确定其成矿地质体和成因类型，指导后续找矿工作，本文对硅化蚀变带中的石英进行了流体包裹体研究。根据石英中包裹体的产状可将包裹体分为早晚两个阶段，早阶段富含CO2(C型)和水溶液(W型)包裹体，偶见含子矿物(S型)包裹体，流体均一温度为195～384℃，盐度为2.77%～21.37%NaCl.eqv，反映了原生成矿流体的特征。晚阶段仅出现水溶液(W型)包裹体，流体均一温度集中在95～213℃，盐度为1.27%～12.63%NaCl.eqv。流体由早阶段的中高温、中盐度、富CO2流体向晚阶段低温、低盐度、贫CO2流体演化。据此推测成矿流体可能为岩浆流体，流体形成深度大约在5.7 km以上。

地质特征 流体包裹体 满都拉探矿区 蒙古国

Hu Chuan-sheng, Li Wen-bo, Sun Chang-bo, Zhong Ri-chen. Geologic features and fluid inclusions of the Mandula exploration area in Mongolia[J].Geology and Exploration,2014,50(6):1164-1172.

1 引言

蒙古国地处蒙古高原中北部，国土面积150多万km2，目前已查明有50多种矿产，发现了3000多个矿床、矿点和矿化点。蒙古国目前正在开发的矿床主要集中在北部，如额尔登特大型斑岩铜矿床等，但由于南部为大面积的戈壁沙漠，自然条件恶劣，勘探程度较低。近年来蒙古国南部相继发现了多种不同类型的矿床，如南戈壁省欧玉陶勒盖超大型斑岩铜金矿床、查干苏布尔加大型斑岩铜矿床(白大明等，2010)和世界上最大的焦煤矿田—塔弯套勒盖矿田，使南戈壁省跃升成为蒙古国最大的矿业省，吸引了世界各国地质学家的目光，同时也使得中蒙边境及周边区域成为勘探铜金矿床的热点区域(聂凤军等，2004；张义等，2003； 汤超等，2013；郭百创等，2013)。满都拉探矿区位于南戈壁省北部，矿区出露大面积含铜硅化蚀变带，蚀变带产于中元古界白云岩中，受EW向断裂构造控制，含铜矿石矿物主要为孔雀石、蓝铜矿和辉铜矿，伴生银、金、锑等元素异常。但对其成因是原生还是次生富集的尚不明确，严重影响了后续勘探工作的部署。本文对满都拉探矿区进行了初步的地质研究并对矿区含铜硅化蚀变带开展了流体包裹体岩相学、显微测温和激光拉曼显微探针分析，揭示了其成矿流体性质及演化，并初步探讨了可能的流体来源，为后续勘探工作提供了指导。

2 区域地质背景

蒙古国大地构造位置处于中亚造山带的中心部位，属于显生宙大陆增生的一部分。地体大致被一条称为“蒙古中央脊线(MML)”的构造线分割为两个部分(图1)，北部地块称为加里东造山带，南部地块称为海西造山带(Amantovetal., 1970)。蒙古国南部现今发现的几处大型矿床都沿MML两侧分布(聂凤军等，2009)，该构造线向西延入到我国新疆准噶尔盆地东北缘，向东插入到我国内蒙古的东北部，形成一条中部向南凸的弧形多金属成矿带(Perelloetal., 2001)。Badarchetal.(2002)根据统计的大量地质学、地质年代学和地球化学资料将蒙古国划分为44个地体，包括克拉通、变质带、被动边缘岛弧、弧前和弧后盆地、增生杂岩体和蛇绿岩套。研究区处于MML南侧曼达勒敖包地体中，该地体呈狭长条带状位于南蒙大陆的北部，向东延伸到中国东北地区。该地体岩石类型包括中元古界的白云岩和大理岩；奥陶-志留系砂岩、硅质粘土岩和含有化石的灰岩；下-中泥盆统砾岩、砂岩、含腕足类浅海化石的灰岩和长英质凝灰岩；上泥盆统枕状玄武岩、安山岩、凝灰岩和火山碎屑砂岩；下石炭统边缘海沉积岩。该地块岩浆岩发育，主要为泥盆纪闪长岩和花岗闪长岩。

图1 蒙古国区域地质简图(据Badarch et al., 2002修改)Fig. 1 Simplified regional geological map of Mongolia(after Badarch et al., 2002)1-第四系冲积物； 2-被动大陆边缘； 3-大陆弧； 4-新生代高原玄武岩； 5-俯冲带杂岩/未分异岛弧； 6-俯冲带杂岩； 7-岛弧； 8-大陆地块或碎块； 9-湖泊； 10-地名； 11-矿床； 12-满都拉探矿区; (a)-额尔登特大型斑岩铜-钼矿床；(b)-白山超大型黑矿型铜-锌矿床；(c)-图木廷敖包大型矽卡岩型锌矿床；(d)-曼达赫大型斑岩铜矿床；(e)-查干苏布尔加大型斑岩铜-钼矿床；(f)-欧玉陶勒盖超大型斑岩铜-金矿床1-Quaternary alluvium; 2-passive continental margin; 3-continental arc; 4-Cenozoic basalt plateau; 5-subduction complex/arc undifferented; 6-subduction complex; 7-island arc; 8-continental blocks or fragment; 9-lake; 10-place name; 11-deposit; 12-Mandula exploration area;(a)-Erdenet large porphyry Cu-Mo deposit；(b)-White Hill super-large kuroko Cu-Zn deposit；(c)-Tumurtin large skarn Zn deposit；(d)-Mandah large porphyry Cu deposit；(e)-Tsagaan Suvarga large porphyry Cu-Mo deposit；(f)-Oyu Tolgoi super-large porphyry Cu-Au deposit

3 矿区地质特征

满都拉探矿区位于蒙古国首都乌兰巴托西南方向500 km处。距离西部著名的“金金属成矿带”巴彦洪格尔铜金矿床(王新亮等，2000)约150 km，距斑岩型欧玉陶勒盖铜金矿床约200 km(图1)。探矿区内地层主要为一套中元古界含大量叠层石的白云岩，在矿区中南部花岗岩分布区多表现为结晶白云岩或大理岩，矿区北部出露下白垩统暗红色安山岩和少量玄武岩，东西部出露有中生代紫红色砂岩，中南部可见一套古老的变质砂岩，时代尚不确定。矿区内岩浆岩发育，在矿区南部发现大面积的泥盆纪花岗岩和花岗闪长岩及一些碱性花岗岩类，海西期和印支期构造-岩浆活动被认为可能是引发大规模成矿作用的主要因素(聂凤军等，2010；王守光等，2004)，矿区西部和北部发现两处流纹岩-花岗斑岩。本区的线性构造发育，已发现的断层多达20余条，按照断裂构造的穿切关系判断，EW向断裂形成最早，其次为NE向断裂，NW向断裂形成最晚(图2)。矿区位于古生代与中生代接合处，古生代构造总体呈EW向分布，中生代构造为NE向(陈文，2009)。

图2 满都拉探矿区地质图(据Geosan XXK公司，2005修改)Fig.2 Geological map of the Mandula exploration area(after Geosan XXK Company, 2005)1-下白垩统砂砾岩； 2-下白垩统泥沙岩； 3-下白垩统安山岩； 4-下白垩统粉砂岩； 5-全新统冲积物； 6-中更新统坡积物； 7-中元古界白云岩； 8-中上元古界长石砂岩； 9-中下元古界硅化白云岩； 10-上元古界花岗片麻岩； 11-泥盆系黑云母花岗岩； 12-泥盆系花岗闪长岩； 13-泥盆系二长闪长岩； 14-下白垩统流纹斑岩； 15-断层； 16-含铜硅化蚀变带1-Lower Cretaceous glutenite; 2-Lower Cretaceous mudstone; 3-Lower Cretaceous andesite; 4-Lower cretaceous siltstone; 5-Holocene alluvium; 6-Pleistocene deluvium; 7-Middle Proterozoic dolomite; 8-Upper-Middle Proterozoic arkose; 9-Middle-Lower Proterozoic silicated dolomitite; 10-Upper Proterozoic granitic gneiss; 11-Devonian biotite granite; 12-Devonian granodiorite; 13-Devonian monzogranite; 14-Lower Cretaceous rhyolitic porphyry; 15-fault; 16-Cu-bearing silicified alteration belt

含铜硅化蚀变带位于矿区的北部两组断层相交处(图2)，面积约5000 m2，赋矿围岩为中元古界的白云岩，近地表白云岩硅化较强，并且有明显孔雀石化和辉铜矿化。蚀变带北部出露了白垩纪流纹斑岩，大致呈岩脉东西向展布。蚀变带南部花岗岩分布区的白云岩中出现了大面积大理岩化或重结晶现象，方解石含量大于80%，乳白色，中粗粒变晶结构，为接触热变质作用所致。硅化蚀变带沿断裂两侧发育，地表可见明显的断层面和擦痕(图3A)，断层裂隙充填大面积的含铜石英脉(图3B)，孔雀石和蓝铜矿等含铜矿物与石英相互交织在一起呈网脉状穿切硅化白云岩(图3C)，而其他白云岩中没有发现含铜矿物。石英中发育了大量的呈三角形或四边形的淋滤孔洞(图3D)，孔洞周围有黄褐色的褐铁矿和绿色的孔雀石，可能为原生的黄铁矿和含铜矿物经过风化淋滤所致，说明该石英脉和原生矿化流体有密切关系，这与该区著名的欧玉陶勒盖铜金矿床和白山铜-锌矿床地表矿化有类似之处(张义，2003；聂凤军等，2009)。

满都拉探矿区地表出露的含铜硅化蚀变带是成矿流体运移至地表形成的原生露头还是深部矿体被后期断裂构造破坏，成矿物质被重新活化迁移至地表形成，这是找矿过程中必须回答的关键问题。同时对成矿温度的有效测定，也是回答该矿区成矿后岩石剥蚀深度的有力依据之一。与矿化紧密相关的含铜石英脉无疑是解决这一问题的重要研究对象。因此，对脉石矿物石英进行流体包裹体研究，可有效反映成矿流体特征、来源及演化过程，为确定矿床成因类型和制定找矿工作部署提供有力依据。

图3 含铜硅化蚀变带断层与矿物组合特征Fig.3 Photos showing the characteristics of fault and mineral assemblage of the Cu-bearing silicified alteration belt A-野外露头发现一条正断层，断层面平滑，有明显的擦痕，两盘岩性为硅化白云岩； B-含孔雀石、蓝铜矿的石英脉沿着断层裂隙产出； C-含孔雀石的石英呈网脉状穿切硅化白云岩； D-石英脉中出现大量的淋滤孔洞； E-孔雀石和蓝铜矿共生并沿着石英裂隙分布； F-石英中含有颗粒状的黄铁矿和磁黄铁矿A-a normal fault, the fault plane is smooth with obvious stria, the lithology on the two sides of the of the fault is silicified dolomite; B-quartz vein grown along the fault fissures, containing a lot of malachite and azurite; C-malachite-bearing stock work quartz cut in the dolomite; D-many leaching holes appear in the quartz vein; E-malachite and azurite are symbiotic together and mainly located in the quartz fracture; F-granular pyrites and pyrrhotites are contained in quartz

4 流体包裹体研究

4.1 样品特征及分析方法

用于本次流体包裹体测试的石英样品均采自蒙古国满都拉探矿区含孔雀石硅化蚀变带，共采集样品18件，岩石样品新鲜。根据野外和显微镜下观察结果，石英呈乳白色，颗粒较大，自形程度较高，生长环带发育明显，部分石英发生了强烈破碎呈团块状或角砾状。孔雀石和蓝铜矿主要沿着石英裂隙分布(图3E)，看似晚于石英形成，但是仔细观察发现石英颗粒中同样含有大量的孔雀石包裹体，且根据野外观察，含铜矿物仅出现在石英中，同石英一起呈脉状沿着断裂分布，石英中出现了许多黄铁矿或黄铜矿等硫化物被淋滤后的孔洞，同时镜下观察石英中含有呈颗粒状或星点状的黄铁矿、雌黄铁矿等硫化物(图3F)，因此形成该含铜矿物的矿化流体可能是由石英中所代表的原生流体次生富集而来。因此本文选用与孔雀石、蓝铜矿密切相关的石英颗粒作为研究对象进行流体包裹体研究对原生的成矿流体具有一定的指示意义。

包裹体测温工作在中国石油大学(北京)油气资源与探测国家重点实验室完成，采用GS600常规地质包裹体显微测试台，仪器测定的温度范围：-196～600℃；温度精度和稳定度：0.1 ℃；光孔直径：1.3 mm；样品XY轴向移动：16 mm；样品加热面积：22 mm2；最大加热速率：130 ℃/min。测试过程中升/降速率为0.5～10℃/min，在相变附近控制速率降为0.5～1℃/min。

单个包裹体成分的激光拉曼显微探针分析在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成，所用仪器型号为RM-1000，使用51415 nm氩激光器，计数时间为10 s，每1 cm-1(波数)计数一次，100～4000 cm-1全波段一次波峰，激光斑束大小为2 μm，光谱分辨率为±2 cm-1。

水溶液包裹体的盐度由Bodnar(1993)的盐度-冰点温度关系表查出；CO2-H2O型包裹体水溶液相的盐度是根据笼合物融化温度计算得到；CO2-H2O型包裹体和水溶液包裹体的密度和压力是利用Flincor软件(Brown, 1989)计算得到的，对于含子矿物的包裹体是利用H2O-NaCl-CO2型包裹体计算温度和盐度的。

4.2 包裹体岩相学特征

石英中发育了大量的流体包裹体，根据包裹体的形状、大小和处于矿物中的位置可以将包裹体分为早晚两个阶段。早阶段包裹体体积较大，种类丰富，处于石英晶体内部，周围无裂纹、晶洞存在，为原生包裹体；晚阶段包裹体体积较小，成分单一，多成包裹体群位于石英裂隙附近线状分布，可能为次生包裹体。根据包裹体的成分(陈衍景等，2007)及其在室温(21℃)下的相态(卢焕章等，2004)又将流体包裹体分为3种类型：

(1) CO2-H2O型包裹体(C型)。约占包裹体总数的54 %。此包裹体在石英中大量出现，孤立分布或成群分布，多呈负晶形、椭圆形、长条形或不规则状。长轴长度为6～25 μm，多数CO2包裹体在室温下具有明显的三相特征，即VCO2+LCO2+ LH2O，少数在室温下为两相(LCO2+ LH2O)，冷冻过程中出现CO2气泡，气液比为在10 % ～ 40 % (图4A)。

图4 满都拉探矿区含铜硅化蚀变带中各种类型流体包裹体显微照片Fig.4 Microphotographs of various types of fluid inclusions of the Cu-bearing silicified alteration belt in Mandula exploration area A-早阶段C 型包裹体；B-早阶段W型包裹体；C-晚阶段W型包裹体；D-早阶段S型包裹体；Tr-未知矿物A-C-type fluid inclusion of the early stage；B-W-type fluid inclusion of the early stage；C-W-type fluid inclusion of the late stage；D-S-type fluid inclusion of the early stage；Tr-unknown mineral

(2) 水溶液包裹体(W型)。约占包裹体总数的45%。此类包裹体在早晚阶段均有出现。早阶段以多呈负晶形或椭圆形，长轴长度为8～20 μm，气液比介于20%～50%，相界线颜色往往较深 (图4B)。晚阶段包裹体多呈不规则状，包裹体普遍较小，长轴长度从5 μm至15 μm不等，气液比集中在5%～35%，可能为次生包裹体 (图4C)。

(3) 含子矿物包裹体(S型)。约占包裹体总数的1 %。只在与孔雀石相邻的石英角砾中发现两个，呈负晶形、近圆形产出。其中一个包裹体长轴长度约15 μm，短轴长度约10 μm，里面含有子矿物，子矿物为近长方体晶形，根据其晶体形状推测其可能为石膏水合物，另一个为他形，成分不明。气液比约15 %。在该子矿物包裹体旁边有一个水溶液包裹体，气液比约5 %(图4D)。

4.3 激光拉曼分析

应用激光拉曼显微探针对各阶段各类包裹体的气、液相及子矿物成分进行了分析。结果显示：早阶段C型包裹体中气相成分具有明显的CO2特征峰(图5A)，即1284 cm-1和1389 cm-1；此外，还能检测出液相H2O成分，没有检测出其他气体。早阶段S型包裹体的气相成分为CO2，近长方形透明子矿物具有3622 cm-1和3686 cm-1的特征峰(图5B)，落在OH-离子的相对位移(3550～3700 cm-1)内，说明该子矿物可能为含水化合物，推测为石膏。早阶段W包裹体中气液相成分皆显示一个宽泛的水峰(图5C)，表明成分以H2O为主，没有发现其他离子团。晚阶段W包裹体中气液相成分和早阶段的水溶液包裹体成分相同，气泡成分均为水蒸气(图5D)，没有发现其他气体或离子团。

由上述流体包裹体岩相学和激光拉曼显微探针结果可知，早阶段流体为NaCl-H2O-CO2体系，晚阶段流体为NaCl-H2O体系。

4.4 显微测温及盐度计算

本次研究共获得100个测温数据(表1)，样品均来源于含铜硅化蚀变带中的石英。早阶段C型包裹体CO2相所占比例约30%～40%；冷冻回温后测得CO2相的初熔温度为-57.5 ～ -55.9 ℃，大部分在纯CO2的三相点温度(-56.6 ℃)附近，部分包裹体初熔温度略低于三相点，暗示包裹体中可能含有CH4等其他气体组分，但激光拉曼光谱分析并未能检测到其他成分，可能是其他气体成分低于拉曼检测限所致。笼合物消失温度为2.2～8.6℃，计算得到对应水溶液相的盐度为2.77%～12.94 %NaCl.eqv，部分均一温度为22.7～30.5℃，大部分包裹体的部分均一温度较高，接近临界均一，多数均一至液相，少数几个包裹体均一至气相。完全均一温度为225～360 ℃，大多均一至液相。获得流体密度变化为0.52～0.77 g/cm3之间。早阶段S型包裹体有两个，其中一个包裹体在250.5 ℃时气相消失，子矿物不消失，再继续升温，子矿物边部开始溶化，逐渐变圆滑，当温度升高至312.0 ℃时子矿物消失，包裹体完全均一，再继续升高温度至360.2 ℃包裹体爆裂。由于该子矿物的成分不明，无法估算它的盐度，因其为CO2-H2O-NaCl体系，如果该子矿物为石盐，则目前还没有相应的盐度计算公式(卢焕章等，2004)，因此该包裹体的盐度是根据CO2-H2O-NaCl体系CO2笼合物消失的温度计算得出的，计算得出的盐度为10.584 %NaCl.eqv，由于该子矿物为一种含水化合物，它的晶出会使得原始流体的盐度变高，因此计算得到的盐度值略微偏高(吴雪枚等，2007)。另一个S型包裹体特征类似，在300℃时子矿物消失，计算得到的盐度为11.15%NaCl.eqv。根据前人的研究(陈衍景等，2007; 陈衍景，2010)，一般含有子矿物的包裹体的盐度较高，因此本类型的包裹体的盐度应该比计算结果更高。流体密度变化为0.54～0.58 g/cm3之间。早阶段W型包裹体测得其冰点温度为-9.5～-2.4℃，均一温度为195～384℃，对应盐度为4.53%～21.37% NaCl.eqv，密度为0.65～0.98 g/cm3之间。

图5 流体包裹体的激光拉曼图谱Fig.5 The Laser Raman spectra of fluid inclusions A-早阶段C 类包裹体中的H2O和CO2； B-早阶段S型包裹体子矿物中的OH-； C-早阶段W型包裹体中的H2O； D-晚阶段W型包裹体中的H2O； Q-石英A-H2O and CO2 in the early-stage C-type fluid inclusion；B-the daughter mineral with OH-in the early-stage S-type fluid inclusion；C- H2O in the early-stage W-type fluid inclusion；D-H2O in the late-stage W-type fluid inclusion；Q- quartz表1 含铜硅化蚀变带流体包裹体显微测温结果Table 1 Microthermomeric data of fluid inclusions from the Cu ore occurrence

流体阶段包裹体类型数量Tm(℃)Tm.CO2Tm.iceTm.cla(℃)Th.CO2(℃)Th.total(℃)W(%NaCl)ρ(g/cm3)早阶段W34-9.5～-2.4195～384(L)4.53～21.370.65～0.98C40-57.5～55.92.2～8.622.7～30.5(V,L)225～360(V,L)2.77～12.940.52～0.77S2-57.2～56.83.6～4.029.1～29.5(L)300～312(L)10.58～11.150.54～0.58晚阶段W24-6.1～-0.795～213(L)1.27～12.630.92～1.04

注：Tm.CO2为固相CO2初熔温度；Tm.ice代表冰点温度；Tm.cla为笼合物熔化温度；Th.CO2为CO2部分均一温度；Th.total为完全均一温度；W为盐度；ρ为密度；括号中的V和L分别代表均一至气相(V)或液相(L)。

晚阶段W型包裹体均一温度普遍较低，主要为95～213℃。冰点温度为-6.1～-0.7 ℃，对应盐度为1.32%～12.63%NaCl.eqv，密度为0.92～1.04g/cm3之间。

4.5 捕获压力及深度估算

由于石英中发育有大量的早阶段原生CO2包裹体，根据CO2-H2O-NaCl包裹体部分均一温度、部分均一方式、部分均一时CO2相的体积分数以及完全均一温度，利用流体包裹体数据处理Flincor程序(Brown, 1989)和Boweretal.(1983)公式，获得早阶段流体包裹体均一压力主要集中在114.2～142.5 MPa之间。考虑到包裹体的均一压力通常小于实际形成时的压力并常常代表捕获压力的下限，因此包裹体的捕获压力应大于142.5MPa (Bouzarietal., 2006)。晚阶段只发育了水溶液包裹体，无法估算其形成压力，但是根据包裹体的成分推测形成压力应该小于早阶段的压力。矿区的岩性主要为中元古界的硅化白云岩和长石砂岩，设岩石的平均密度为2.5 g/cm3，假设流体系统为静岩压力系统，则流体形成的最小深度为5.7 km，则估算满都拉探矿区含铜硅化蚀变带的流体形成深度在5.7 km以上。

5 流体性质与演化

显微测温结果表明(表1; 图6)，满都拉探矿区含铜硅化蚀变带的流体包裹体温度变化于95～384℃之间，流体的盐度介于2.77%～21.37%NaCl.eqv之间。不同阶段和不同类型的包裹体的均一温度和盐度有所差别。其中早阶段的包裹体均一温度和盐度较高，为中高温中盐度溶液，晚阶段包裹体的均一温度和盐度较低，为低温低盐度溶液。成矿温度和盐度从早阶段到晚阶段是连续变化的。

满都拉探矿区含铜硅化蚀变带的流体从早阶段到晚阶段是有规律变化的，其中均一温度从早阶段的195～384℃向晚阶段的95～213℃演化，流体温度逐渐降低；盐度从早阶段的2.77%～21.37 %NaCl.eqv向晚阶段的1.27%～12.63 %NaCl.eqv演化，盐度也略微降低。早阶段发育C型和W型包裹体以及少量S型包裹体，子矿物的出现表明其盐度相对较高，综合来看，早阶段的流体具有中高温、高盐度、富CO2的特点。根据前人研究(陈衍景, 2010)，热液矿床的流体可划分3个成因端元：浅成热液、变质热液和岩浆热液。浅成热液以低温、低盐度和贫CO2为特征；变质热液以中温、低盐度和富CO2为特征；岩浆热液以高温、高盐度和CO2变化很大为特征。本区早阶段的流体富CO2，盐度集中在2.77%～21.37%NaCl.eqv，并出现子矿物，说明该流体的盐度总体较高，与岩浆流体特征相似。流体的温度集中在220～380℃，比一般的岩浆热液温度偏低，可能是随着岩体的向上侵入，远离岩体中心的流体温度逐渐降低所致。说明本区早阶段的流体为高温高盐度的岩浆流体，因此导致本区的铜矿化很可能是岩浆热液沿着断裂带灌入形成的原生铜矿经过重新活化后含铜物质次生富集所致。

图6 含铜硅化蚀变带不同阶段包裹体的均一温度和盐度直方图Fig.6 Histograms of homogenization temperatures and salinities of fluid inclusions in different stages in the Cu-bearing silicified alteration belt

根据上述研究结果推测本区深部可能有岩体存在，该区铜矿化是岩浆活动的产物，后期找矿工作部署应以寻找隐伏岩体为目标，岩体与围岩内外接触带是最有利的成矿部位。

6 结论

满都拉探矿区含铜硅化蚀变带中早阶段流体均一温度集中在220～380℃，盐度为2.77%～21.37%NaCl.eqv；晚阶段流体均一温度集中在120～220℃，盐度为1.27%～12.63%NaCl.eqv。流体由早阶段的中高温、中盐度、富CO2流体向晚阶段低温、低盐度、贫CO2流体演化。本区的铜矿化很可能是岩浆热液沿着断裂带灌入形成的原生铜矿经过重新活化后含铜物质次生富集所致。成矿流体可能为岩浆流体，推测流体形成深度大约在5.7 km以上。

致谢 本次野外工作得到了蒙古国Cool Frontiers矿业公司的大力支持，实验过程得到了中国石油大学(北京)油气资源与探测国家重点实验室倪志勇博士的大力帮助，与杨永飞和钟军博士的有益探讨使本文质量大为提高，在此一并致谢。

Amantov V A, Blagonravov V A, Borzakovskiy Y A, Durante M V, Zonenshain L P, Luvsandanzan B, Matrosov P S, Suetenko I B, Filippova I B, Hasin R A. 1970. Main feature of Palaeozoic stratigraphy of Mongolian People’s Republic. In: Zaitsev NS, Luvsandanzan B, Marinov NA, Menner VV, Pavlova TG, Peive AV, Timofeev PP, Tomurtogoo O, Yanshin AL(Eds)[J]. Stratigraphy and Tectonics of the Mongolian People’s Republic. Nauka, Moscow：8-63

Bai Da-ming, Nie Feng-jun, Jiang Shi-hong. 2010. Geophysical exploration methods for the Oyu Tolgoi Cu-Au deposit in Mongolia[J]. Acta Geoscientica Sinica, 31(3): 443-448(in Chinese with English abstract)

Badarch G, Cunningham W D, Windley BF. 2002. A new terrane subdivision for Mongolia: implications for the Phanerozoic crustal growth of Central Asia[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 21:87-110

Bodnar R J. 1993. Revised equation and tab le for determining the freezing point depression of H2O-NaCl solutions[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 57(3): 683-684

Bouzari F, Clark A H. 2006. Prograde evolution and geothermal affinities of a major porphyry copper deposit: The Cerro Colorado hypogene protore, I Regin, Northern Chilele[J]. Economic Geology, 101: 95-134

Brown T S, Helgeson H C. 1983. Calculation of the thermodynamic and geochemical consequences of nonideal mixing in the system H2O-CO2-NaCl on phase relations in geologic systems；Equation of state for H2O-CO2-NaCl fluids at high pressures and temperatures[J]. Geochemical et Cosmochimica Acta, 47: 1247-1275

Brown. 1989. Flincor: A microcomputer program for the reduction and investigation of fluid-inclusion data[J]. American Mineralogist, 74: 1390-1393

Chen Wen. 2009. International of geological structures and distribution of gold metallogenetic Zone in Mongolia[J].Ganshu Geology, 18(2): 41-47(in Chinese with English abstract)

Chen Yan-jing, Ni Pei, Fan Hong-rui, Pirajno F, Lai Yong, Su Wen-chao, Zhang Hui. 2007. Diagnostic fluid inclusions of different types hydrothermal gold deposits[J]. Acta Petrologica Sinica, 23(9): 2085-2108(in Chinese with English abstract)

Chen Yan-jing. 2010. On epizonogenism and genetic classification of hydrothermal deposits[J]. Earth Science Frontiers(China University of Geosciences, Beijing), 17(2): 27-34(in Chinese with English abstract)

Guo Bai-chuang, Li De-liang, Zhang Shuai, Liu Ya-peng, Feng Chang-ge, Yu Bao-xian. 2013. A metallogenic model for the Lamachaolutu copper-molybdenum ore district in Eastern Aymag of Mongolia and its prospecting direction[J]. Geology and Exploration, 49(1):185-194(in Chinese with English abstract)

Lu Huan-zhang, Fan Hong-rui, Ni Pei, Ou Guang-xi, Shen Kun, Zhang Wen-huai. 2004. Fluid inclusion[M]. Beijing: Science Press: 1-487(in Chinese)

Nie Feng-jun, Jiang Si-hong, Zhang Yi, Liu Yan, Hu Peng. 2004. Geological features and origin of porphyry copper deposits in China Mongolia border region and its neighboring areas[J]. Mineral Deposit, 23(2): 176-189(in Chinese with English abstract)

Nie Feng-jun, Yun Fei. 2009. Discovery of the White Hill Copper-Zinc deposit occurring in the South Mongolia and its geological significance[J]. Acta Geoscientica Sinica, 31(1): 127-128(in Chinese with English abstract)

Nie Feng-jun, Jiang Si-hong, Bai Da-ming, Hou Wan-rong, LiuYi-fei. 2010. Types and Temporal-Spatial distribution of metallic deposits in southern Mongolia and its neighboring areas[J]. Acta Geoscientica Sinica, 31(3): 267-288(in Chinese with English abstract)

Perello J, Cox D, Garamjav D. 2001. Oyu Tolgoi, Mongolia: Siluro-Devonian porphyry Cu-Au-(Mo)and high sulfidation Cu mineralization with a Cretaceous chalcocite blanket[J]. Economic Geology, 96: 1407-1428

Tang Chao, Chen Jun-qiang, Liu Xiao-xue, Li Zhi-dan. 2013. Magmatic activities and copper and gold mineralization in northern Damaoqi, Inner Mongolia[J]. Geology and Exploration, 49(2):224-235(in Chinese with English abstract)

Wang Shou-guang, Huang Zhan-qi, Su Xin-xu, Shen Cun-li, Hu Feng-xiang. 2004. A notable metallogenic belt stariding across the border between China and Mongolia——South Gobi-Dongwuqi copper-poly metallic metallogenic belt[J]. Earth Science Frontiers(China University of Geosciences, Beijing),11(1): 249-255(in Chinese with English abstract)

Wang Xing-ling, Xiong Yi, Su Xin-xu translation. 2000. Geological features and origin of the Bayankhongor region, Central Mongolia[J]. Inner Mongolia Geology, 2: 37-45(in Chinese with English abstract)

Wu Xue-mei, Zhou Huai-yang, Peng Xiao-tong. 2007. Experimental studies on fluid inclusions in hydrothermal anhydrite：Effects of the formation of gypsum[J]. Geological Journal of China Universities, 13(4): 722-729(in Chinese with English abstract)

Zhang Yi, Nie Feng-jun, Jiang Si-hong, Hu Peng. 2003. Discoveryof the Oyu Tolgoi porphyry copper gold deposits in the Sino-Mongolia border region and its significance for mineral exploration[J]. Geological Bulletin of China, 22(9): 708-712(in Chinese with English abstract)

[附中文参考文献]

白大明, 聂凤军, 江思宏. 2010. 蒙古国欧玉陶勒盖铜(金)矿床物探找矿技术分析[J]. 地球学报, 31(3):443-448

陈 文. 2009. 蒙古国地质构造概况及金成矿区分布特征[J]. 甘肃地质, 18(2):41-47

陈衍景, 倪 培, 范宏瑞, Pirajno F, 赖勇, 苏文超, 张辉. 2007. 不同类型热液金矿系统的流体包裹体特征[J]. 岩石学报, 23(9):2085-2108

陈衍景. 2010. 初论浅成作用和热液矿床分类[J]. 地学前缘, 17(2):27-34

郭百创, 李德亮, 张 帅, 刘亚朋, 冯昌格, 于宝显. 2013. 蒙古国东方省喇嘛朝鲁图铜钼矿区成矿模式及找矿方向探讨[J]. 地质与勘探, 49(1):185-194

卢焕章, 范宏瑞, 倪培, 欧光习, 沈 昆, 张文淮. 2004. 流体包裹体[M]. 北京: 科学出版社： 1- 487

聂凤军, 江思宏, 张 义, 刘 妍, 胡 朋. 2004. 中蒙边境及邻区斑岩、型铜矿床地质特征及成[J]. 矿床地质, 23(2):176-189

聂凤军, 云 飞. 2009. 蒙古国南部又发现一处大型铜-锌矿床[J]. 地球学报, 31(1):127-128

聂凤军, 江思宏, 白大明, 侯万荣, 刘翼飞. 2010. 蒙古国南部及邻区金属矿床类型及其时空分布特征[J]. 地球学报, 31(3):267-288

汤 超, 陈军强, 刘晓雪, 李志丹. 2013. 内蒙古达茂旗北部岩浆活动与铜金成矿作用[J]. 地质与勘探, 49(2):224-235

王守光, 黄占起, 苏新旭, 沈存利, 胡凤翔. 2004. 一条值得重视的跨国境成矿带——南戈壁—东乌旗铜多金属成矿带[J]. 地学前缘, 11(1):249-255

王新亮, 熊 煜, 苏新旭编译. 2000. 蒙古国巴彦洪格尔铜金矿集区地质特征及成因[J]. 内蒙古地质, 2:37-45

吴雪枚, 周怀阳, 彭晓彤. 2007. 热液硬石膏流体包裹体的显微测温实验研究——石膏子晶的形成对盐度和均一温度测量的影响[J]. 高校地质学报, 13(4):722-729

张 义, 聂凤军, 江思宏, 胡 朋. 2003. 中蒙边境欧玉陶勒盖大型铜-金矿床的发现及对找矿勘查工作的启示[J]. 地质通报, 22(9):708-712

Geologic Features and Fluid Inclusions of the Mandula Exploration Area in Mongolia

HU Chuan-sheng1, LI Wen-bo1, SUN Chang-bo2, ZHONG Ri-chen1

(1.KeyLaboratoryofOrogenandCrustEvolution，PekingUniversity，Beijing100871;2.ChengdeBureauofGeologyandMineralExplorationandDevelopmentofHebeiprovince,Chengde,Hebei067000)

The Mandula exploration area is located in South Gobi Mandula Sumu in the south central of Mongolia. A large area of silicified alteration belt including malachite, azurite and chalcocite is exposed in the upper Proterozoic dolomite on the surface of ore field. Cu-bearing minerals are closely associated with quartz vein in space. The fluid inclusions in the quartz may contain the characteristics of original ore-forming fluid. In order to determine the ore-forming geological body and genetic type, guide further ore-prospecting work, fluid inclusion study for Cu-bearing quartz from the silicified alteration belt was carried out. According to the occurrence, the fluid inclusions are divided into early and late stages. There are mainly two types of fluid inclusions,i.e.CO2-H2O (C-type) and NaCl-H2O (W-type) fluid inclusions with minor daughter mineral-bearing multiphase inclusion(S-type) in the early stage. The homogeneous temperatures and salinities of these fluid inclusions vary from 195℃ to 384℃ and from 2.77 % to 21.37 % NaCl equivalent, respectively, which reflect the characteristics of original ore-forming fluid. Only NaCl-H2O (W-type) fluid inclusions are found in the late stage, with homogeneous temperatures of 95～213℃ and salinities of 1.27 % to 12.63 % NaCl equivalent. The results indicate that the ore fluid evolved from medium-high temperature, medium salinity and rich CO2in the early stage to low temperature, low salinity and poor CO2in the late stage. It suggests that the ore fluid may be magmatic fluid and the ore-forming depth is more than 5.7 km.

geologic feature, fluid inclusion, Mandula exploration area, Mongolia

2014-02-12；[修改日期]2014-05-23；[责任编辑]郝情情。

国家重点基础研究发展规划973项目(编号 2013CB429801)资助。

胡传胜(1988年-)，男，北京大学硕士研究生，矿床学专业。E-mail: hupit413@126.com。

P618

A

0495-5331(2014)06-1164-09