西藏冈底斯罗布真铅锌矿床成矿流体特征

2015-12-19欧阳海涛郑有业游智敏耿瑞瑞

地质与勘探 2015年5期

欧阳海涛，孙祥，郑有业，2，吴松，游智敏，耿瑞瑞，王烜

(1.中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室，地球科学与资源学院，北京 100083;2.中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室，资源学院，湖北武汉 430074;3.核工业北京地质研究院，北京 100029;4辽宁省地质勘查院，辽宁大连 116100)

经典的斑岩成矿理论表明，斑岩型铜成矿系统不仅形成斑岩铜矿床，其外围也常发育同时期的热液脉型铅锌矿床(Sillitoe，1973;2010)。西藏冈底斯成矿带是我国规模最大的斑岩型铜－钼(－金)成矿带，目前已发现驱龙、厅宫、冲江、吉如、朱诺等一系列大型－超大型矿床，而铅锌矿床发现较少，冈底斯西段朱诺地区的罗布真铅锌矿床是少数代表之一①②。冈底斯斑岩型铜－钼(－金)矿床的研究程度较高，在成矿时代、含矿岩石成因、成矿动力学背景及成矿过程等方面均取得了一系列研究成果(Hou et al.，2004;杨志明等，2005;周雄等，2012;孙祥等，2013;郎兴海，2014;Wu et al.，2014;Zheng et al.，2014)，但是对于该成矿带铅锌矿床的研究程度还很低。本文选择罗布真铅锌矿床开展流体包裹体和氢氧同位素研究，据此分析了成矿流体特征和来源及成矿机制等问题，以期为进一步认识冈底斯西段铅锌矿床的成矿作用及找矿勘探提供依据。

1 区域地质和矿床地质

冈底斯位于南侧印度河－雅鲁藏布江缝合带与北部班公湖－怒江缝合带之间，是一条近东西向的巨型构造－岩浆带(潘桂棠等，2006)。以狮泉河－纳木错－嘉黎蛇绿岩带和洛巴堆－米拉山断裂为界，冈底斯可划分为北冈底斯、中冈底斯、南冈底斯(Zhu et al.，2013)，其中南冈底斯发育我国目前规模最大的斑岩铜－钼(－金)成矿带。该带侵入岩主要为中基性的闪长岩、辉长岩和中酸性－偏碱性的花岗岩等，岩体的平面露头形态以近东西向展布的长条形或不规则形为主，总体组成一个东西向岩带，与区域构造带方向一致。区域构造总体呈现近东西向，局部呈南北向或北东向。

罗布真铅锌矿床位于日喀则地区昂仁县，其北东约24km处就是朱诺大型斑岩铜矿床。矿区出露地层为古新世林子宗群典中组的一套火山碎屑岩(图1)，总体向北东倾斜，倾角73°～81°，岩性为英安岩，整体呈灰绿色、强碎裂化，可见方铅矿、闪锌矿、黄铁矿化。矿区主要发育两条断裂，F1走向为北西西向，出露长度约2.2km，与铅锌矿化关系密切;F2呈近南北向展布，出露长度约2.5km。两条断裂破碎带宽约11m，局部地段可见石英脉，发育黄铁矿及褐铁矿化。矿区岩浆岩主要位于中部和南部，呈岩株、岩枝或岩脉状产出，岩性为斑状二长花岗岩、石英二长闪长玢岩和花岗闪长斑岩。

受近南北向挤压应力作用，区内西部地层形成了具逆冲(压性)性质的三条走滑断裂破碎带，控制了三条铅锌银矿化体的产出。破碎带主要由蚀变英安岩、构造角砾岩及透镜状石英脉等组成，在岩石破裂面及透镜状石英脉内发育铅锌银矿化，石英脉无规律分布于断裂带内，长轴方向与破碎带基本一致。Ⅰ号矿化体呈“S”型产出，地表出露厚度10～16m，长约550m，在其内部圈定一条含银的铅锌矿体，长360m，宽 8～16m，平均品位为 Pb 2.01%，Zn 0.61%，Au 2.76g/t，Ag 394.7g/t，Cu 0.13%②。Ⅱ、Ⅲ号矿化体位于Ⅰ号矿化体北侧，沿北西西向大致呈线性展布。

图1 罗布真铅锌矿床地质简图②Fig.1 Simplified geological map of the Luobuzhen Pb －Zn deposit②

金属矿物主要有方铅矿、闪锌矿、黄铜矿、黄铁矿以及褐铁矿、蓝铜矿等，非金属矿物主要有石英、斜长石、钾长石、绢云母、粘土矿物及少量方解石等。矿石结构为自形－半自形粒状结构、乳滴状结构、浸蚀交代结构等，矿石构造为浸染状构造、脉状构造、星点状构造、块状构造等。根据矿物组合、生成顺序等可将成矿过程划分为石英－黄铁矿阶段(Ⅰ)和石英－多金属硫化物阶段(Ⅱ)(图2a～f)。Ⅰ阶段黄铁矿粒径为0.5～6mm，变化较大，一般呈自形，部分矿石中的黄铁矿具碎裂结构(图2a)，说明后期受到较强的构造应力作用;Ⅱ阶段金属矿物为方铅矿、闪锌矿、黄铁矿及黄铜矿，黄铁矿呈半自形－自形，常以团块状集合体形式出现(图2f)，该阶段为主成矿阶段。

2 样品及测试方法

图2 罗布真铅锌矿床矿石照片Fig.2 Photographs of ore samples from the Luobuzhen Pb－Zn deposit

用于包裹体研究和氢氧同位素分析的样品主要采自Ⅰ号矿化体内含银的铅锌矿体。将样品磨制成厚约0.3mm双面抛光的薄片，然后在显微镜下对包裹体进行岩相学观察，随后进行单个包裹体成分分析和包裹体显微测温。单个包裹体成分激光拉曼光谱分析在北京大学造山带与地壳演化实验室完成，仪器为RM－1000型激光拉曼光谱仪，分辨率±2cm－1，使用光源为514.5nm的氩激光器，激光斑束大小约1μm，每1cm－1计数一次，计数时间为10s，100～4000cm－1全波段一次取峰。包裹体显微测温在中国地质大学(北京)矿床与勘探教研室的流体包裹体实验室进行。冷热台为英国Linkam公司生产的 THMSG－600型，测温范围为－196～﹢600℃，在－196～0℃和0～﹢600℃两个温度区间内测试精度分别为为±0.1℃和±2℃。显微测温过程中，升、降温速率为1～5℃/min，相变点附近升降温速率小于1℃/min。

将样品磨碎至60～40目，在双目镜下挑选石英单矿物，纯度大于99%，然后开展石英氧同位素和流体包裹体的氢同位素分析。氢氧同位素分析在中国地质科学院矿产资源研究所国土资源部成矿作用与资源评价重点开放实验室进行，仪器为Finnigan MAT253型质谱仪。包裹体水的氢同位素采用真空爆裂法取水，与锌反应制氢;石英氧同位素分析用BrF5法。氢、氧同位素分析精度分别为±2%和±0.2%，测试结果按V－SMOW标准报出。

3 流体包裹体研究

3.1 包裹体岩相学

石英中包裹体类型以原生包裹体为主，其次为次生包裹体，假次生包裹体较少见，呈孤立分布、成群分布或线状分布，包裹体大小悬殊、形态多样，气液比变化较大。闪锌矿中的包裹体多数为原生包裹体，一般成群分布。按照Roedder(1984)和卢焕章等(2004)提出的包裹体分类方案，结合室温下流体包裹体的物理相态和升/降温过程中的相变行为可划分为以下几种类型:

纯气相包裹体(PC型):成分主要为CO2或CH4。室温下为单一气相，存在于Ⅰ、Ⅱ阶段的石英中，形状为近圆形或椭圆形，孤立分布，颜色多为黑色，大小4 ～10μm(图3a、b)。

水溶液包裹体(W型):根据气液比可进一步分为纯液相包裹体(W1型)、富液相包裹体(W2型)、富气相包裹体(W3型)。W1型包裹体少量存在于Ⅰ、Ⅱ阶段的石英中，一般孤立分布，形状多为浑圆形，大小7～15μm(图3a)。W2型包裹体在Ⅰ阶段石英和Ⅱ阶段石英、闪锌矿中均广泛发育，成群或孤立分布，形状为浑圆形、三角形、椭圆形、多边形及不规则状等，大小为2～32μm，气液比为5% ～48%(图3a、b、c、f)，加热时均一到液相。W3 型包裹体少量存在于Ⅰ、Ⅱ阶段的石英中，一般成群分布，形状为浑圆形、长方形及不规则状等，大小4～16μm，气液比52% ～68%(图3a、b、c)，加热时均一到气相。

图3 罗布真铅锌矿床包裹体照片Fig.3 Photographs of fluid inclusions from the Luobuzhen Pb－Zn deposit

含子矿物多相包裹体(S型):室温下为气相+液相+固相，在Ⅰ阶段石英和Ⅱ阶段石英、闪锌矿中均有少量发育，且Ⅰ阶段石英中的含量低于Ⅱ阶段石英。石英中含子矿物包裹体(S1型)呈多边形或不规则状，子矿物可分为透明和不透明两类，透明子矿物大小3～8μm，形态为浑圆形或不规则状(图3d)，温度升至480℃时透明子矿物的体积无任何变化(气液相已均一)，因此推测子矿物为包裹体形成时捕获的矿物，不透明子矿物仅在Ⅱ阶段石英中发现1个，大小7μm，其形态近似立方体，可能为黄铁矿(图3e)。闪锌矿中含子矿物包裹体(S2型)呈近椭圆形或长方形，大小15～18μm，子矿物呈浑圆形或柱状，大小4～12μm(图3f)，激光拉曼分析显示其成分为方解石。

3.2 显微测温

在石英或闪锌矿中选择形态较规则或孤岛状分布、且相界线清楚的原生包裹体进行显微测温。闪锌矿中的包裹体壁较暗，且闪锌矿为半透明，因此增加了测温难度。实验过程中未发现含液体CO2的三相包裹体，PC型包裹体数量较少、体积较小且不易观测，未获得温度数据。所测包裹体为W2型包裹体和W3型包裹体，测温结果见表1、图4，盐度通过查表(Bodnar，1993)获得。测量石英中包裹体的冰点温度过程中发现部分包裹体在－25～－23℃发生初熔，略低于H2O－NaCl体系的共结温度(－20.8℃)，说明流体中除Na+外还含有少量其他阳离子成分，但总体仍属于 H2O －NaCl体系(Shepherd et al.，1985)。

Ⅰ阶段石英中W2型包裹体均一温度范围为145～371℃，峰值240～260℃，冰点温度为－15.0～－2.3℃，对应的盐度为3.9% ～18.6%NaCleqv，峰值10%～12%NaCleqv;2个W3型包裹体均一温度为319℃和374℃，冰点温度为－4.8℃和－8.7℃，对应的盐度为7.6%NaCleqv和12.5%NaCleqv。Ⅱ阶段石英中W2包裹体均一温度范围为120～360℃，峰值200～220℃，冰点温度为－14.0～－1.7℃，对应的盐度为 2.9% ～17.8%NaCleqv，峰值 8% ～10%Na-Cleqv;W3型包裹体均一温度范围为231～358℃，峰值280～300℃，冰点温度为－10.2～－6.0℃，对应的盐度为9.2% ～14.2%NaCleqv，峰值8% ～10%Na-Cleqv。Ⅱ阶段闪锌矿中W2型包裹体均一温度范围为177～310℃，峰值200～220℃，冰点温度为－9.0～－4.1℃，对应的盐度为6.6% ～12.9%NaCleqv，峰值8% ～10%NaCleqv(表1，图4)。

表1 罗布真铅锌矿床包裹体测温数据Table 1 Microthermometric data of fluid inclusions in the Luobuzhen Pb－Zn deposit

图4 罗布真铅锌矿床包裹体均一温度和盐度直方图Fig.4 Histograms showing homogenization temperatures and salinities of fluid inclusions from the Luobuzhen Pb－Zn deposit

3.3 单个包裹体成分分析

对石英和闪锌矿中不同相态的包裹体进行成分分析。Ⅰ、Ⅱ阶段石英中PC型包裹体有的在1285 cm－1和1388 cm－1两处出现明显谱峰，说明其成分为CO2(图5a)，有的在2915 cm－1处出现明显谱峰，说明其成分为CH4。W2型包裹体气相组分多数在1287 cm－1、1388 cm－1、3487 cm－1处出现明显谱峰，说明气相组分主要为H2O和CO2(图5b);液相组分在3446 cm－1处出现明显谱峰，说明液相组分主要为H2O，在1386 cm－1处出现微弱谱峰，说明含微量CO2(图5c)。Ⅱ阶段石英中部分W2型包裹体气液相仅显示3438～3480 cm－1谱峰，说明成分均为H2O。W3型包裹体气相组分在3408 cm－1处显示强谱峰，表明含 H2O;在1283 cm－1和1386 cm－1处出现明显谱峰，表明含一定量CO2(图5d);液相组分测试中，在3472cm－1处出现强谱峰，在1388cm－1处出现弱谱峰，表明液相组分以H2O为主，含微量CO2(图5e)。Ⅱ阶段闪锌矿中W2型包裹体气相组分在3403 cm－1处出现明显谱峰，表明其成分主要为H2O(图5f);液相组分在3430 cm－1处出现明显谱峰，表明液相组分主要为H2O(图5g)。S2型包裹体的子矿物在1088 cm－1处出现强谱峰，表明其成分为方解石(图5h)。

4 氢氧同位素

对Ⅰ阶段1块矿石和Ⅱ阶段5块矿石中的石英进行氢氧同位素分析，氢同位素采用石英中包裹体水的δD值，氧同位素由石英的δ18OV－SMOW值根据氧同位素平衡分馏方程:1000lnα石英－水=3.38×106/T2－3.40(200 ～500℃，Clayton et al.，1972)计算获得。DJL17－1－1、DJL17－11－2、DJL17－12－2、DJL19－1－2、XKC－1等5件样品采用对应的包裹体均一温度平均值，样品XKC－2的矿物组成及结构构造与XKC－1相同，故采用相同均一温度。氢氧同位素测试结果见表2，Ⅰ阶段1件样品的δDH2O= －114‰，δ18OH2O=6.2‰;Ⅱ阶段 5件样品的δDH2O= －125‰ ～－91‰，平均－111‰，δ18OH2O=3.9‰～6.6‰，分布集中，平均5.5‰。

5 讨论

5.1 成矿流体特征

图5 罗布真铅锌矿床包裹体组分的激光拉曼图谱Fig.5 Laser Raman Spectra of fluid inclusions of the Luobuzhen Pb－Zn deposit

矿区包裹体类型主要为水溶液包裹体，其他类型包裹体数量较少;Ⅰ阶段包裹体均一温度集中在200～320℃，盐度集中在8% ～14%NaCleqv，Ⅱ阶段包裹体均一温度集中在180～240℃和280～320℃两个区间，盐度集中在6% ～12%NaCleqv。这种以水溶液包裹体为主和主成矿阶段具中温、中低盐度的特征广泛存在于受断裂控制的脉状铅锌矿床中，如王坪西沟铅锌矿床(180～350℃，4% ～17%Na-Cleqv，姚军明等，2008)、百炉沟铅锌矿床(220～320℃，4% ～9%NaCleqv，段士刚等，2010)、厂坝－李家沟铅锌矿床(200～320℃，4% ～8%NaCleqv，王天刚等，2011)等。Ⅰ、Ⅱ阶段石英中同类型的包裹体成分大体相似，PC型包裹体成分为CO2或CH4，W2型包裹体与W3型包裹体液相组分主要为H2O，含微量CO2，气相组分主要为H2O和CO2，Ⅱ阶段石英中部分W2型包裹体气液相成分均为H2O。Ⅱ阶段闪锌矿中W2型包裹体液相组分和气相组分主要为H2O，S2型包裹体子矿物为方解石。这种石英中多数包裹体含CO2而闪锌矿中包裹体不含CO2的现象在江西银山铅锌矿床也有报道，说明闪锌矿可能形成于CO2、CH4等挥发分从流体中逸出之后(王国光等，2011)。

表2 罗布真铅锌矿床氢氧同位素组成Table 2 Hydrogen and oxygen isotopic compositions in the Luobuzhen Pb－Zn deposit

刘斌等(1987)指出:自然界中盐类包裹体绝大部分是富含NaCl的水溶液，在其他盐类组分含量很少的情况下，可看作NaCl－H2O体系，并根据实验数据得到%NaCleqv≤25溶液包裹体的密度式:ρ=A+B t+C t2(ρ为流体密度，g/cm3;t为均一温度，℃;A、B、C为无量纲常数，又是盐度的函数)。罗布真铅锌矿床石英中的包裹体初熔温度(－25～－23℃)表明除NaCl外其他盐类组分很少，因此可用上式计算流体密度。Ⅰ阶段为0.68～1.00 g/cm3，平均0.87 g/cm3，Ⅱ阶段为0.68 ～1.01 g/cm3，平均 0.88 g/cm3。按 Bouzari et al.，(2006)的盐度－压力体系相图进行投点计算压力，Ⅰ阶段集中在2.5～13.9MPa，平均7.5MPa，Ⅱ阶段结果为2.0～8.4MPa，平均6MPa。断裂控制的脉状铅锌矿，其成矿流体系统可处于静岩压力环境，也可处于静水压力环境，或二者交替(即断层阀模式，Sibson，1987)，根据Hass(1976)的公式:P=Hρg(P为压力，Pa;H为深度，m;ρ为密度，kg/m3;g=9.81N/kg)，ρ取大陆岩石平均密度2.70g/cm3时(视为静岩压力)，可求得Ⅰ阶段成矿深度为94～525m，Ⅱ阶段成矿深度为76～317m;ρ取水的密度1.00g/cm3时(视为静水压力)，可求得Ⅰ阶段成矿深度为254～1416m，Ⅱ阶段成矿深度为204～856m。

综上，从Ⅰ阶段到Ⅱ阶段，流体密度基本不变，温度、盐度、压力有所降低。成矿流体为中温、中低盐度、中低密度的H2O－NaCl±CO2体系，成矿深度属浅成范围。

5.2 成矿流体来源

氢氧同位素广泛用于示踪成矿流体来源，其结果对矿质沉淀机制及建立成矿模型具有重要的指示意义。Sheppard(1986)通过计算获得岩浆水的δD为－80‰～－40‰，δ18O为5.5‰ ～9.5‰。罗布真铅锌矿床 δ18O值较集中(3.9‰ ～6.6‰，极差2.7‰)，而 δD值相对分散(－91‰ ～－125‰，极差34‰)，二者与温度的相关性均不明显。在δD－δ18O图解(图6)中，Ⅰ、Ⅱ阶段投影点均位于原生岩浆水氢氧同位素组成范围左下方(δ18O平均值为5.6‰，在原生岩浆水范围内;δD低于原生岩浆水)，而与变质水区域较远，且没有明显的“δ18O漂移”现象，说明成矿流体主要为岩浆水。

这种δ18O值集中在原生岩浆水附近、而δD值低于原生岩浆水且较分散的现象在铅锌矿床中报道较少。绝大多数硅酸盐岩浆在岩浆温度下D倾向于富集到水蒸气中，而H倾向于保留在残留岩浆水中，O的同位素分馏效应小，因此岩浆去气作用会使残留岩浆中水和D的含量减少，而对O的同位素组成没有明显的影响(Suzuoki et al.，1976;Nabelek et al.，1983)。在开放系统中，随着水蒸气从岩浆中持续出溶，可导致残留岩浆水中δD值低于原生岩浆水且有较大的变化范围，而δ18O变化较小(Taylor，1983)。因此认为罗布真矿区δ18O范围窄而δD范围宽的原因是成矿流体来源于发生了强烈岩浆去气作用的残留岩浆水。

图6 罗布真铅锌矿床δD－δ18 O图解Fig.6 Diagram ofδD versusδ18 O in the Luobuzhen Pb－Zn deposit

5.3 成矿机制

不混溶是指一个体系内有两种或多种流体互相组合而共存的现象(Roedder，1992)。研究表明，不混溶可以破坏成矿流体的相平衡，相态变化导致溶液中金属络合物发生分解并沉淀出金属矿物，该过程广泛存在于多金属脉状矿床、浅成热液矿床和斑岩铜钼矿床等矿床中，是矿质沉淀的重要机制(Roedder，1984;张德会，1997)。对Ⅱ阶段石英中包裹体的岩相学观察表明，同一视域中可见PC型包裹体、W1型包裹体、W2型包裹体和W3型包裹体共生(图3a)，构成连续的变化序列，镜下特征表明它们是同期次捕获的，因此它们捕获于非均匀体系，流体经历了不混溶作用(张文淮等，1993)。W2型包裹体与W3型包裹体共生(图3b)，前者均一到液相，后者均一到气相，显微测温表明二者具相近的均一温度(304℃和312℃)，这是流体不混溶的直接证据(张文淮等，1993;卢焕章等，2004)。部分气液比中等(40% ～60%)的W型包裹体，当温度加热至370℃以上时，气泡体积没有明显变化，说明它们是在沸腾状态下不均匀的液相+气相中捕获的(顾雪祥等，2010)。Ⅱ阶段石英中多数W2型和W3型包裹体的气液相成分含CO2，部分W2型包裹体气液相成分均为H2O，而闪锌矿中包裹体不含CO2，这也是流体不混溶的一个佐证，闪锌矿及部分石英(其含有的W2型包裹体气液相成分均为H2O)形成于CO2、CH4等挥发分从流体中大量逸出之后。因此，Ⅱ阶段成矿流体经历了以气液相分离为标志的不混溶作用，由初始均一的H2O－NaCl－CO2－CH4型流体演变为以CO2或CH4为主的气相和以H2ONaCl为主的溶液相。

与液态不混溶有关的成矿作用主要有三类:(1)岩浆熔融体不混溶分离形成硅酸盐熔浆和矿浆，如硅酸盐熔浆与铜镍硫化物的不混溶形成铜镍硫化物矿床(Naldrett，1989);(2)岩浆结晶作用晚期H2O、CO2、H2S等气体与硅酸盐熔体发生不混溶分离，形成的含矿气水热液经交代、充填富集成矿(Reyf，2004;Cesare et al.，2007);(3)含矿流体由于减压沸腾引起相分离，使成矿物质富集沉淀(Reed et al.，1985)。断裂导致的压力降低可促使流体发生不混溶作用，使矿质富集沉淀(Bowers，1991)。冈底斯成矿带经历过强烈的构造运动，区域及矿区断裂构造发育，罗布真铅锌矿体主要位于破碎带中，且Ⅱ阶段压力比Ⅰ阶段低，因此推测矿区不混溶作用可能是成矿流体遭受断裂构造发生减压而引起。压力的突然降低使CO2、CH4等气体的溶解度减小，气体大量逃逸。CO2作为一种弱酸对成矿流体的pH值有重要影响，流体中的CO2有利于促进流体的相分离(卢焕章等，2008)。CO2、CH4等挥发分的大量逃逸带走热量使成矿系统温度降低，使流体浓缩甚至过饱和，同时造成成矿流体pH值升高、还原性增强或氧化性降低，从而导致方铅矿、闪锌矿等硫化物的沉淀。

6 结论

(1)罗布真铅锌矿床成矿过程可分为石英－黄铁矿阶段(Ⅰ)和石英－多金属硫化物阶段(Ⅱ)。Ⅰ、Ⅱ阶段的石英中分布纯气相包裹体(PC型)、纯液相包裹体(W1型)、富液相包裹体(W2型)、富气相包裹体(W3型)和含子矿物多相包裹体(S1型);Ⅱ阶段的闪锌矿中分布富液相包裹体(W2型)和含子矿物多相包裹体(S2型)。Ⅰ、Ⅱ阶段的石英中同类型的包裹体成分大体相似，PC型包裹体成分为CO2或CH4，W2型包裹体与W3型包裹体液相组分主要为H2O，含微量CO2，气相组分主要为H2O和CO2，Ⅱ阶段部分 W2型包裹体气液相成分均为H2O。Ⅱ阶段闪锌矿中W2型包裹体液相组分和气相组分主要为H2O，S2型包裹体子矿物为方解石。

(2)Ⅰ阶段石英中的包裹体均一温度集中在200～320℃，盐度集中在8% ～16%NaCleqv。Ⅱ阶段石英和闪锌矿中的包裹体均一温度集中在180～240℃和280～320℃两个区间，盐度集中在6% ～12%NaCleqv。从Ⅰ阶段到Ⅱ阶段，温度、盐度、压力呈降低趋势。成矿流体为中温、中低盐度、中低密度的H2O－NaCl±CO2体系，成矿深度属浅成范围。

(3)Ⅰ阶段成矿流体δDH2O=－114‰，δ18OH2O=6.2‰;Ⅱ阶段成矿流体 δDH2O=－91‰ ～－125‰，δ18OH2O=3.9‰ ～6.6‰。Ⅰ、Ⅱ阶段氢、氧同位素投影点均位于原生岩浆水氢氧同位素组成范围左下方，成矿流体主要来自于发生了强烈岩浆去气作用的残留岩浆水。

(4)以气液相分离为标志的流体不混溶使成矿流体的性质改变且发生相态变化，从而引起方铅矿、闪锌矿等硫化物的沉淀。

［注释］

① 西藏地质调查院.2007.西藏谢通门县罗布真铜多金属矿普查报告［R］

② 四川省核工业地质局二八二大队.2013.西藏日喀则昂仁县罗布真铅矿详查2013年度工作总结［R］

Bodnar R J.1993.Revised equation and table 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 Coloradohypogene protore，IRegin，Northern Chile［J］.Economic Geology，101(1):95－134

Bowers T S.1991.The deposition of gold and other metals:Pressure-induced fluid immiscibility and associated stable isotope signatures［J］.Geochimica et Cosmochimica Acta，55(9):2417–2434

Cesare B，Maineri C，Toaldo A B，Pedron D，Vigil A A.2007.Immiscibility between carbonic fluids and granitic melts during crustal anatexis:A fluid and melt inclusion study in the enclaves of the Neogene Volcanic Province of SE Spain［J］.Chemical Geology，237(3):433－449

Clayton R N，O＇Neil J R，Mayeda T K.1972.Oxygen isotope exchange between quartz and water［J］.Journal of Geophysical Research，77(17):3057－3067

Duan Shi-gang，Xue Chun-ji，Liu Guo-yin，Yan Chang-hai，Feng Qiwei，Son Yao-wu.2010.Geology，fluid inclusions and stable isotopic geochemistry of Bailugou Pb－Zn deposit in Luanchuan area，Henan Province［J］.Mineral Deposits，29(5):810 －826(in Chinese with English abstract)

Gu Xue-xiang，Liu Li，Dong Shu-yi，Zhang Yong-mei，Li Ke，Li Baohua.2010.Immiscibility during mineralization of Yinan Au– Cu– Fe deposit，Shandong Province:Evidence from fluid inclusions and H – O isotopes［J］.Mineral Deposits，29(1):43－57(in Chinese with English abstract)

Haas Jr J L.1976.Thermodynamics properties of the coexisting phases and thermochemical properties of the NaCl component in boiling NaCl solutions［J］.Geological survey bulletin(United States):1421

Hou Z Q，Gao Y F，Qu X M，Rui Z Y，Mo X X.2004.Origin of adakitic intrusives generated during mid-Miocene east-west extension in southern Tibet［J］.Earth and Planetary Science Letters，220(1):139－155

Lang Xing-hai，Tang Ju-xing，Xie Fu-wei，Huang Yong.2014.Characteristics of ground magnetic anomalies and their significance for ore prospecting in the Xiongcun district of Tibet［J］.Geology and Prospecting，50(3):411－418(in Chinese with English abstract)

Liu Bin，Duan Guan-xian.1987.The density and isochoric formulae for NaCl－ H2O fluid inclusions and their applications［J］.Acta Mineralogica Sinica，7(4):345－352(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:202－229(in Chinese)

Lu Huan-zhang.2008.Role of CO2fluid in the formation of gold deposits:Fluid inclusion evidences［J］.Geochimica，37(4):321 －328(in Chinese with English abstract)

Nabelek P I，O＇Neil J R，Papike J J.1983.Vapor phase exsolution as a controlling factor in hydrogen isotope variation in granitic rocks:The Notch Peak granitic stock，Utah［J］.Earth and Planetary Science Letters，66:137－150

Naldrett A J.1989.Sulfide melts-Crystallization temperature，solubilities in silicate melts，and Fe，Ni，and Cu partitioning between basaltic magmas and olivine［J］.Reviews in Economic Geology，4:5 －20

Pan Gui-tang，Mo Xuan-xue，Hou Zeng-qian，Zhu Di-cheng，Wang Liquan，Li Guang-ming，Zhao Zhi-dan，Gen Quan-ru，Liao Zhong-li.2006.Spatial-temporal framework of the Gangdese Orogenic Belt and its evolution［J］.Acta Petrologica Sinica，22(3):521 －533(in Chinese with English abstract)

Reed M H，Spycher N F.1985.Boiling，cooling，and oxidation in epithermal systems:A numerical modelling approach［J］.Reviews in Economic Geology，2:249－272

Reyf F G.2004.Immiscible phases of magmatic fluid and their relation to Be and Mo mineralization at the Yerrnakovka F-Be deposit.Transbaikalia，Russia［J］.Chemical Geology，210(1):49 －71

Roedder E.1984.Fluid inclusions［J］.Reviews in Mineralogy，12:1－644

Roedder E.1992.Fluid inclusion evidence for immiscibility in magmatic differentiation［J］.Geochimica et Cosmochimica Acta，56(1):5－20

Shepherd T J，Rankin A H，Alderton D H M.1985.A Practical Guide to Fluid Inclusion Studies［M］.Glasgow:Blackie:1－154

Sheppard S M F.1986.Igneous rocks III，Isotopic case studies of magmatism in Africa，Eurasia and oceanic islands［J］.Reviews in Mineralogy and Geochemistry，16(1):319－371

Sibson R H.1987.Earthquake rupturing as a mineralizing agent in hydrothermal systems［J］.Geology，15(8):701 －704

Sillitoe R H.1973.The tops and bottoms of porphyry copper deposits［J］.Economic Geology，68(6):799－815

Sillitoe R H.2010.Porphyry copper systems［J］.Economic Geology，105(1):3－41

Sun Xiang，Zheng You-ye，Wu Song，You Zhi-min，Wu Xu，Li Miao，Zhou Tian-cheng，Dong Jun.2013.Mineralization age and petrogenesis of associated intrusions in the Mingze-Chengba porphyry-skarn Mo-Cu deposit，Gangdese ［J］.Acta Petrologica Sinica，29(4):1392－1406(in Chinese with English abstract)

Suzuoki T，Epstein S.1976.Hydrogen isotope fractionation between OH-bearing minerals and water［J］.Geochimica et Cosmochimica Acta，40(10):1229－1240

Taylor B E，Eichelberger J C，Westrich H R.1983.Hydrogen isotopic evidence of rhyolitic magma degassing during shallow intrusion and eruption［J］.Nature，306:541－545

Wang Guo-Guang，Ni Pei，Zhao Kui-Dong，Liu Jia-run，Xie Guo-ai，Xu Ji-hui，Zhang Zhi-hui.2011.Comparison of fluid inclusions in coexisting sphalerite and quartz from Yinshan deposit，Dexing，Northeast Jiangxi Province［J］.Acta Petrologica Sinica，27(5):1387 －1396(in Chinese with English abstract)

Wang Tian-Gang，Ni Pei，Shen Kun，Wang Guo-guang，Zhao Chao，Ding Jun-ying.2011.Characteristic and genetic significance of fluid inclusions in the Changba Zn－ Pb Deposit，Qinling orogen，China［J］.Journal of Nanjing University(Natural Sciences)，47(6):731－743(in Chinese with English abstract)

Wu S，Zheng Y Y，Sun X，Liu S A，Gen R R，You Z M，Ouyang H T，Lei D，Zhao Z Y.2014.Origin of the Miocene porphyries and their mafic microgranular enclaves from Dabu porphyry Cu – Mo deposit，southern Tibet:Implications for magma mixing/mingling and mineralization［J］.International Geology Review，56(5):571－595

Yang Zhi-ming，Xie Yu-ling，Li Guang-ming，Xu Jiu-hua.2005.Characteristics and forming process of ore-forming fluids at Qulong copper deposit in Gangdise porphyry copper belt，Tibet［J］.Geology and Prospecting，42(2):21－26(in Chinese with English abstract)

Yao Jun-ming，Zhao Tai-ping，Wei Qin-Guo，Yuan Zhen-lei.2008.Fluid inclusion features and genetic type of the Wangpingxigou Pb－Zn deposit，Henan Province ［J］.Acta Petrologica Sinica，24(9):2113－2123(in Chinese with English abstract)

Zhang De-hui.1997.Some new advances in ore forming fluid geochemistry on boiling and mixing of fluids during the processes of hydrothermal deposits［J］.Advance in Earth Sciences，12(6):546 －552(in Chinese with English abstract)

Zhang Wen-huai，Chen Zhi-ying.1993.Fluid Inclusion Geology［M］.Wuhan:Publishing House of China University of Geosciences:21(in Chinese)

Zheng Y Y，Sun X，Gao S B，Zhao Z D，Zhang G Y，Wu S，You Z M，Li J D.2014.Multiple mineralization events at the Jiru porphyry copper deposit，southern Tibet:Implications for Eocene and Miocene magma sources and resource potential［J］.Journal of Asian Earth Sciences，79:842 －857

Zhou Xiong，Wen Chun-qi，Zhang Xue-quan，Zhang Yi，Fei Guangchun，Wen Quan.2012.Geochemical characteristics of sulfur and lead isotopes from the Bangpu Mo-Cu polymetallic deposit，Tibet［J］.Geology and Prospecting，48(1):24 －30(in Chinese with English abstract)

Zhu D C，Zhao Z D，Niu Y L，Dilek Y，Hou Z Q，Mo X X.2013.The origin and pre-Cenozoic evolution of the Tibetan Plateau［J］.Gondwana Research，23(4):1429－1454

［附中文参考文献］

段士刚，薛春纪，刘国印，燕长海，冯启伟，宋要武.2010.河南栾川百炉沟铅锌矿床地质、流体包裹体和稳定同位素地球化学［J］.矿床地质，29(5):810－826

顾雪祥，刘丽，董树义，章永梅，李科，李葆华.2010.山东沂南金铜铁矿床中的液态不混溶作用与成矿:流体包裹体和氢氧同位素证据［J］.矿床地质，29(1):43－57

郎兴海，唐菊兴，谢富伟，黄勇.2014.西藏雄村矿区地面磁测异常特征及其对找矿方向的指示［J］.地质与勘探，50(3):411－418

刘斌，段光贤.1987.NaCl－H2O溶液包裹体的密度式和等容式及其应用［J］.矿物学报，7(4):345－352

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:168－169

卢焕章.2008.CO2流体与金矿化:流体包裹体的证据［J］.地球化学，37(4):321－328

潘桂棠，莫宣学，侯增谦，朱弟成，王立全，李光明，赵志丹，耿全如，廖忠礼.2006.冈底斯造山带的时空结构及演化［J］.岩石学报，22(3):521－533

孙祥，郑有业，吴松，游智敏，伍旭，李淼，周天成，董俊.2013.冈底斯明则－程巴斑岩－夕卡岩型Mo－Cu矿床成矿时代与含矿岩石成因［J］.岩石学报，29(4):1392－1406

王国光，倪培，赵葵东，刘家润，解国爱，徐积辉，张志辉.2011.江西银山铅锌矿床闪锌矿与石英流体包裹体对比研究［J］.岩石学报，27(5):1387－1396

王天刚，倪培，沈昆，王国光，赵超，丁俊英.2011.西秦岭厂坝一李家沟铅锌矿床流体包裹体特征及成因意义［J］.南京大学学报(自然科学版)，47(6):731－743

杨志明，谢玉玲，李光明，徐九华.2005.西藏冈底斯斑岩铜矿带驱龙铜矿成矿流体特征及其演化［J］.地质与勘探，42(2):21－26