黑龙江小多宝山铜矿床成矿流体地球化学特征及演化

白令安，孙景贵，古阿雷，赵克强

（1.桂林理工大学a.广西隐伏金属矿产勘查重点实验室；b.地球科学学院，广西　　桂林 541004；2.吉林大学地球科学学院，长春 130061）

黑龙江小多宝山铜矿床成矿流体地球化学特征及演化

白令安1，2，孙景贵2，古阿雷2，赵克强2

（1.桂林理工大学a.广西隐伏金属矿产勘查重点实验室；b.地球科学学院，广西桂林 541004；2.吉林大学地球科学学院，长春 130061）

小多宝山铜矿床位于多宝山铜（钼）矿床北西约10 km处，是三矿沟-多宝山铜钼铁成矿带上一个较为典型的小型矽卡岩型铜铁矿床，矿体赋存于燕山期花岗闪长岩与中奥陶统多宝山组的接触部位。对早期硫化物阶段中石英和晚期硫化物阶段中方解石的流体包裹体岩相学及显微测温研究表明，早期硫化物阶段气液两相包裹体均一温度为238～467℃，盐度w（NaCleqv）变化范围为8.8%～21.2%，含子晶三相包裹体均一温度为320～434℃、盐度为39.3%～50.1%；晚期硫化物阶段仅发育气液两相包裹体，均一温度为118～163℃，盐度为1.22%～5.99%。结果显示，早期成矿流体具有高温、高盐度、含CO2的NaCl-H2O热液的特征，主成矿阶段北西向片理化活动，导致流体减压而强烈“沸腾”，使得金属硫化物卸载沉淀。

矽卡岩型矿床；流体包裹体；小多宝山铜矿床；黑龙江

小多宝山铜矿床位于黑龙江省嫩江县北部，多宝山斑岩型铜钼矿床北西约10 km处，是20世纪50年代发现的一小型矽卡岩型矿床，矿体产于燕山期花岗闪长岩与中奥陶统多宝山组的接触部位，铜矿化主要以脉状和条带状产出，具有规模小、品位高、开采成本低的特点，20世纪60年代开始开采，现已闭坑。在小多宝山南侧分布有多宝山、铜山等大型铜钼矿床，前人已从矿化蚀变［1-3］、成矿岩体地球化学特征［4-8］、成岩成矿时代［6，9-12］、成矿规律［13-17］、成矿 流体［10，18-20］等方面对区域内的斑岩型矿床进行了深入研究，并获得了一系列重要成果。由于小多宝山铜矿床已开采完毕，到目前为止，对该矿床几乎没有开展过科学研究工作，因此本文通过对不同成矿阶段石英与方解石中的流体包裹体进行研究，探讨成矿流体的性质和演化，以期为矿床研究和找矿勘探提供新的认识。

1　矿床地质特征

1.1区域地质背景

小多宝山铜矿床地处华北地台与西伯利亚地台之间的天山-兴蒙古生代造山带的东端，具有典型的微陆块碰撞造山的特点，区带内的成岩成矿作用与古亚洲洋、鄂霍次克洋及古太平洋的演化密切相关。根据塔源-喜桂图断裂、贺根山-黑河断裂、西拉木伦-长春断裂及牡丹江断裂，依次划分为额尔古纳地块、兴安地块、松嫩地块与佳木斯地块。自早古生代开始各地块相互碰撞，产生了大量与俯冲造山或造山后相关的花岗岩与火山岩，并形成了一系列铜钼金等金属矿床［17］

1.2 矿床地质特征

小多宝山铜矿床是三矿沟-多宝山铜钼铁成矿带上一个较为典型的小型矽卡岩铜铁矿床。矿区内出露的地层主要为早古生代的海相碎屑岩、火山熔岩、碳酸岩等，包括中奥陶统多宝山组和裸河组、早志留世黄花沟组及少量的上奥陶统爱辉组、中志留统八十里小河组，其中多宝山组中铜元素的丰度较高，是主要的矿源层［21］。

区内岩浆岩非常发育，先后经历了加里东期、海西期、印支期与燕山期的岩浆活动。加里东期为多宝山的花岗闪长岩、花岗闪长斑岩［6，12］；海西期的岩石组合为碱长花岗岩与二长花岗岩［7］；印支期为二云母花岗岩［8］；燕山期岩浆活动分布于三矿沟与小多宝山之间［22］，是矿区内的成矿岩体，常被称为小多宝山或三矿沟花岗闪长岩体。此外，还零星出露安山玢岩、闪长岩、黑云母斜长花岗岩等（图1）。

北西向的三矿沟-多宝山-裸河弧形构造带控制了矿体的分布，尤其是与北西向片理化带叠加时，常形成高品位的工业矿体。

矿体赋存于花岗闪长岩与多宝山组中性凝灰岩的内外接触带处，一共圈定了7个铜矿体，一般呈扁豆状或不规则的透镜状。矿体厚几到几十米，延伸100～400 m，铜平均品位为0.46%，最高可达4.58%［21］。

矿床中以铜矿石为主，少量铁矿石。原生金属矿物主要为黄铜矿、斑铜矿、黄铁矿、磁铁矿，少量辉钼矿、方铅矿、闪锌矿等；次生矿物为孔雀石、蓝铜矿及褐铁矿等氧化矿物。脉石矿物以石榴子石、石英、方解石为主，其次为硅灰石、绿泥石、绿帘石等。矿石结构较复杂，以他形粒状结构为主，自形-半自形结构次之，此外还可见固溶体分离和他形填隙结构。常见的矿石构造有浸染状、块状、脉状及条带状构造等。

蚀变以花岗闪长岩体为中心，呈线状蚀变，主要类型有石榴子石矽卡岩化、硅化、绿泥石化、绿帘石化、碳酸盐化等，根据矿物的生成顺序、矿石矿物与脉石矿物的组合及脉体之间的穿插关系划分为5个成矿阶段：干矽卡岩阶段、湿矽卡岩阶段、氧化阶段、早期硫化物阶段与晚期硫化物阶段。

图1　小多宝山铜矿床地质图　（据文献［21］修改）Fig.1 Geological map of the Xiaoduobaoshan copper deposit

2　流体包裹体研究

2.1样品特征与研究方法

用于测试流体包裹体的样品采集自小多宝山1号矿井出口（图1）及地表。由于石榴子石中流体包裹体较少，并且直径太小（通常在1 μm左右），不宜作包裹体分析；而早期硫化物阶段中矽卡岩矿物被大量交代，出现了较多的石英脉；晚期硫化物阶段除石英外，开始大量出现方解石，岩相学观察表明石英和方解石中含有丰富的原生流体包裹体，因此本次试验选择早期石英硫化物阶段中的石英与晚期硫化物阶段中的方解石作为研究对象。

显微测温工作在吉林大学地球科学学院地质流体实验室完成，所用仪器为Linkamthms-600型冷热台（-196～600℃）。测定前，应用人造纯 H2O及w（NaCleqv）为25%的 H2O-NaCl包裹体（国际标样），对流体包裹体的参数进行系统校正，误差为±0.1℃。测试期间，当温度小于30℃时，升温速率为1℃/min；当温度为200℃以上时，升温速率为5℃/min；在相变化及冰点附近，升温速率小于0.2℃/min。

单个流体包裹体的拉曼成分测试在北京核工业地质分析测试研究中心完成，所用仪器为LABHR-VIS LabRAM HR800型显微激光拉曼光谱仪，实验条件为：波长532 nm，Yag晶体倍频，固体激光器，激光束斑≥1 μm，扫描时间为10 s，扫描2次。

2.2流体包裹体岩相学特征

根据流体包裹体的物质成分、室温及均一时的相态将它们分为3大类（图2、表1）。

气液两相包裹体（L+V）：存在于石英和方解石中，多呈零散状或孤立状随机分布，单个包裹体形态较为复杂，一般为椭圆状、不规则状或长条状，大小为5～20 μm，气液比为10%～30%，在石英中常与含子晶三相包裹体共生，偶见少量的气相包裹体，该型包裹体的含量约为85%～90%，加热均一至液相。

图2　小多宝山铜矿床包裹体显微照片Fig.2 Micrographs of fluid inclusions in the Xiaoduobaoshan copper deposit LH2O—液相　H2O；VH2O—气相　H2O；VCO2—气相CO2；SNaCl—石盐子矿物

含子晶三相包裹体（L+V+S）：分布于石英中，通常只有一个子矿物，主要为石盐，一般呈立方体状，单个包裹体多呈近圆状或椭圆状，大小在5～15 μm，气液比较小，多为15%左右。加热后多数包裹体中子晶矿物消失，个别子晶矿物先消失，但都均一到液相。

气相包裹体（V）：含量小于5%，孤立状分布，近椭圆状或近圆状，直径为 5～8 μm，气液比为85%～90%，未测得包裹体数据。

2.3流体包裹体显微测温及盐度计算

早期硫化物石英脉（Ⅳ）中发育气液两相、含子晶三相包裹体与少量的气相包裹体，其中气液两相包裹体的均一温度为238～467℃，平均348℃；盐度（w（NaCleqv），下同）变化范围为8.8% ～21.2%，平均16.6%，密度为0.72～0.97 g/cm3，平均0.83 g/cm3，捕获压力为30.6～63.6 MPa，平均43.2 MPa；含子晶三相包裹体的均一温度为320～434℃，平均365℃，盐度变化范围为39.3%～ 50.1%，平均43.5%，密度为1.07～1.09 g/cm3，平均1.07 g/cm3，捕获压力为54.3～80.1 MPa，平均65.1 MPa（表1、图3、图4）。

晚期硫化物方解石脉（Ⅴ）中仅发育气液两相包裹体，均一温度为118～163℃，平均140.3℃，盐度的变化范围为1.22%～5.99%，平均3.11%，密度为0.92～0.97g/cm3，平均0.95 g/cm3，静水压力为8.6～13.5 MPa（表1、图3、图4）。

3　结果分析及讨论

3.1成矿流体地球化学性质

流体包裹体岩相学及显微测温结果显示，小多宝山铜矿床早期硫化物阶段的石英或晚期硫化物阶段中的方解石中发育L+V型、L+V+S型及V型三类原生流体包裹体，在寄主矿物中常见三类包裹体共生的现象，并且可见大量的L+V型与L+V+S型共生包裹体的均一温度大体一致，两者均一到液相，表明早阶段成矿流体发生了强烈的“沸腾”（图2、图4）［27-28］，以上特征显示初始成矿流体应为高温、高盐度、含 CO2的NaCl-H2O体系［29-30］，另一部分则仅可见L+V型包裹体，具有中高温、中盐度的特征。到了晚期硫化物阶段，石英与方解石中仅发育L+V型包裹体，均一温度及盐度较早期硫化物阶段明显降低，显示成矿流体逐渐过渡为简单的低温、低盐度的NaCl -H2O体系热液。

表1　小多宝山铜矿床流体包裹体特征及参数Table 1 Characteristics and parameters of fluid inclusions from the Xiaoduobaoshan copper deposit

图3　主成矿阶段流体包裹体均一温度直方图Fig.3 Histogram of homogenization temperatures of fluid inclusions in the main mineralizing stage

图4　流体包裹体盐度　-均一温度关系　　（仿文献　　［26］）Fig.4 Salinity vs.homogenization temperatures of fluid inclusions

3.2成矿流体演化与成矿物质沉淀

研究显示，热液成矿体系中成矿物质常以溶解度较大的金属络合物形式存在［31］，而金属络合物分解和金属硫化物的形成、卸载的原因存在多种解释，包括降温、降压、氧化作用、H2S浓度增加或者pH值增大等，但长久以来冷却却被认为是最主要的原因［31-32］，事实上很多成矿机制并不是简单的降温。模拟结果表明，降温主要导致石英、黄铁矿的沉淀，而黄铜矿等硫化物则仅有少量的卸载［33］，因为冷却造成的成矿物质卸载需要在短距离内大幅度降温，这对中高温热液型矿床几乎是不可能的。含矿流体在向上运移的过程中，上覆围岩的压力降低，尤其是在断裂或片理发育地带，含矿的超临界流体转变为亚临界、临界流体，发生流体相分离，即“沸腾”，直接导致大量的挥发分逸散［30，34］，尤其CO2的逃逸，使得还原性硫的浓度急剧增加，金属络合物分解，硫化物形成并沉淀。

与其他类型的热液矿床相比，小多宝山铜矿床埋藏深度大，一般在3～7 km（静水压力体系，H =P/10），矿体规模较小，仅依靠流体的短距离上升而大幅度降温，从而达到金属硫化物过饱和卸载显然是不切实际的；事实上流体在上升的同时，北西向的片理化带起到了至关重要作用，沟通地表，瞬间内压降低，流体“沸腾”，成矿物质大量卸载，可见“沸腾”是该矿床的主要成矿机制。

小多宝山铜矿床中，从岩浆房分异出来的高温成矿流体上升到距地表7.0 km处，温度和压力分别降低至410℃、80 MPa以下（表1），此时矿区内北西向的间歇式剪切挤压造成岩石中片理化发育，直接导致了流体平衡体系被破坏，临界流体发生强烈的“沸腾”（图2、图4），分离为高盐度与富含挥发分和金属元素的中低盐度两个端元流体（表1），Cu等成矿物质的溶解度迅速减小，并开始卸载，形成团块状、浸染状硫化物矿石，叠加在早期形成的矽卡岩上，此后随着地层水的持续混入，温度与压力依次下降至230℃和30 MPa，Cu等金属元素消耗殆尽，流体的盐度接近于地层水，矿化作用结束。

3.3与研究区内同类型矿床比较

研究区铜矿床十分发育，已发现大型铜（钼）矿床2个，中-小型铜（铁）矿床2个，矿化点10余处，矿床类型主要为斑岩型和矽卡岩型，其中最典型的矽卡岩矿床为小多宝山和三矿沟铜铁矿。小多宝山北侧2 km的三矿沟矽卡岩型铜铁矿床的原生流体包裹体以气液两相为主，其次为纯气相、纯液相和含子晶三相，早期流体具有高温、中-高盐度、中密度的特征，成矿压力为39.44～133.65 MPa，深度介于3.94～9.64 km，略高于小多宝山。两者在主成矿阶段温度、盐度、压力均十分接近，发生了显著的流体沸腾，并且导致铜等成矿物质卸载，但都没有见到因沸腾产生隐爆角砾岩［35-36］。总体上，两个矿床均表现为高温、中-高盐度岩浆热液的特征。

4　结 论

（1）小多宝山铜矿床主成矿阶段发育气液两相、含子晶三相及气相包裹体，成矿流体具有高温、高盐度、含CO2的NaCl-H2O热液的特征。

（2）早期硫化物阶段气液两相包裹体均一温度在 238～467℃，盐度w（NaCleqv）变化范围为8.8%～21.2%，含子晶三相包裹体均一温度为320～434℃、盐度为39.3% ～50.1%；晚期仅发育气液两相包裹体，均一温度为118～163℃，盐度为1.22%～5.99%。

（3）小多宝山铜矿床成矿流体于320～440℃发生了强烈的“沸腾”作用，直接导致铜等硫化物卸载沉淀，“沸腾”是小多宝山铜矿床的主要成矿机制。

在流体包裹体测试过程中，得到了吉林大学地球科学学院流体实验室王力、王琳琳老师的诸多帮助，在此表示衷心的感谢！

［1］杜琦，陈明秀.多宝山斑岩铜矿床成因模式［J］.矿床地质，1983，2（2）：42-48.

［2］杜琦，赵玉明，卢秉刚，等.多宝山斑岩铜矿床 ［M］.北京：地质出版社，1988.

［3］黑龙江省地质矿产局.黑龙江省区域地质志 ［M］.北京：地质出版社，1993.

［4］赵元艺，赵广江.黑龙江多宝山铜矿田稀土元素地球化学特征及多宝山铜矿床成因模式［J］.吉林地质，1995，14（2）：71-78.

［5］王元龙，张旗，王强，等.埃达克质岩与Cu-Au成矿作用关系的初步探讨［J］.岩石学报，2003，19（3）：543 -550.

［6］葛文春，吴福元，周长勇，等.兴蒙造山带东段斑岩型Cu，Mo矿床成矿时代及其地球动力学意义 ［J］.科学通报，2007，52（20）：2407-2417.

［7］曲晖，李成禄，赵忠海，等.大兴安岭东北部多宝山地区花岗岩锆石U-Pb年龄及岩石地球化学特征［J］.中国地质，2011，38（2）：292-300.

［8］褚少雄，刘建明，徐九华，等.黑龙江三矿沟铁铜矿床花岗闪长岩锆石U-Pb定年、岩石成因及构造意义［J］.岩石学报，2012，28（2）：433-450.

［9］赵一鸣，毕承思，邹晓秋，等.黑龙江多宝山、铜山大型斑岩铜（钼）矿床中辉钼矿的铼-锇同位素年龄［J］.地球学报，1997，18（1）：61-67.

［10］Liu J，Wu G，Li Y，et al.Re-Os sulfide（chalcopyrite， pyrite and molybdenite）systematics and fluid inclusion study of the Duobaoshan porphyry Cu（Mo）deposit，Heilongjiang Province，China［J］.Journal of Asian Earth Sciences，2012，49：300-312.

［11］向安平，杨郧城，李贵涛，等.黑龙江多宝山斑岩Cu-Mo矿床成岩成矿时代研究［J］.矿床地质，2012，31（6）：1237-1248.

［12］Zeng Q D，Liu J M，Chu S X，et al.Re-Os and U-Pb geochronology of the Duobaoshan porphyry Cu-Mo-（Au）deposit，northeast China，and its geological significance［J］. Journal of Asian Earth Sciences，2014，79：895-909.

［13］赵一鸣，张德全.大兴安岭及其邻区铜多金属矿床成矿规律与远景评价 ［M］.北京：地震出版社，1997.

［14］杨继权，孔含泉，胡建文.黑龙江省多宝山-宽河成矿带Cu-Au成矿规律与成矿预测［J］.地质与资源，2005，14（3）：192-196.

［15］赵忠海，郑卫政，曲晖，等.黑龙江多宝山地区铜金成矿作用及成矿规律［J］.矿床地质，2012，31（3）：601 -614.

［16］赵元艺，王江朋，赵广江，等.黑龙江多宝山矿集区成矿规律与找矿方向［J］.吉林大学学报：地球科学版，2011，41（6）：1676-1688.

［17］Bai L A，Sun J G，Gu A L，et al.A review of the genesis，geochronology，and geological significance of hydrothermal copper and associated metals deposits in the Great Xing′an Range，NE China［J］.Ore Geology Reviews，2014，61，192-203.

［18］武广，刘军，钟伟，等.黑龙江省铜山斑岩铜矿床流体包裹体研究 ［J］.岩石学报，2009，25（11）：2995-3006.

［19］刘军，武广，钟伟，等.黑龙江省多宝山斑岩型铜（钼）矿床成矿流体特征及演化 ［J］.岩石学报，2010，26（5）：1450-1464.

［20］魏浩，徐九华，曾庆栋，等.黑龙江多宝山斑岩铜（钼）矿床蚀变-矿化阶段及其流体演化［J］.岩石学报，2011，27（5）：1361-1374.

［21］赵玉明，赵复民，徐凤祥，等.黑龙江省嫩江县小多宝山铜矿点地质普查报告［R］.哈尔滨：黑龙江省地质第4队，1979.

［22］吕鹏瑞，李德荣，彭义伟，等.黑龙江三矿沟矽卡岩型Cu-Fe-Mo矿床矿石硫化物硫、铅同位素特征及锆石U -Pb定年 ［J］.中国地质，2012，39（3）：717-728.

［23］Potter R W，Brown D L.The volumetric properties of aqueous sodium chloride solutions from 0℃ to 500℃at pressures up to 2 000 bars based on a regression of available data in the literature［R］.United States Geological Survey Bulletin 1421-C，1977.

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

［25］Bischoff J L.Densities of liquids and vapors in boiling NaCl-H2O solutions：A PVTx summary from 300 to 500℃ ［J］. American Journal of Science，1991，291：309-338.

［26］Bodnar R J.A method of calculating fluid inclusion volumes based on vapor bubble diameters and P-V-T-X properties of inclusion fluids［J］.Economic Geology，1983，78：535 -542.

［27］张德会.流体的沸腾和混合在热液成矿中的意义［J］.地球科学进展，1997，12（6）：546-552.

［28］卢焕章，范宏瑞，倪培，等.流体包裹体［M］.北京：科学出版社，2004.

［29］Roedder E.Fluid Inclusions［M］//Reviews in Mineralogy. Blacksburg：Mineralogical Society of American，1984.

［30］Drummond S E，Ohmoto H.Chemical evolution and mineral deposition in boiling hydrothermal systems［J］.Economic Geology，1985，80：126-147.

［31］Barnes H L.Solubilities of Ore Minerals［M］//Geochemistry of Hydrothermal Ore Deposits.2nd Ed.New York：John Wiley&Sons，1979：404-460.

［32］Brimhall G H，Crerar D A.Ore fluids：Magmatic to supergene［J］.Reviews in Mineralogy and Geochemistry，1987，17：235-321.

［33］Spycher N F，Reed M H.Evolution of a broadlands-type epithermal ore fluid along alternative P-T paths：Implications for the transport and deposition of base，precious，and volatile metals［J］.Economic Geology，1989，84：328-359.

［34］Evans A M.Ore Geology and Industrial Minerals：An Introduction［M］.London：Blackwell Scientific Publications，1993.

［35］刘军，武广，钟伟，等.黑龙江省三矿沟矽卡岩型铁铜矿床流体包裹体研究［J］.岩石学报，2009，25（10）：2631-2641.

［36］吕鹏瑞，顾雪祥，李德荣，等.黑龙江嫩江地区三矿沟矽卡岩型铜-铁-钼多金属矿床的成矿流体特征与成矿机制 ［J］.地质通报，2011，30（10）：1563-1574.

Geochemical characteristics and evolution of ore-forming fluids of Xiaoduobaoshan copper deposit，Heilongjiang

BAI Ling-an1，2，SUN Jing-gui2，GU A-lei2，ZHAO Ke-qiang2
（1.a.Guangxi Key Laboratory of Hidden Metallic Ore Deposit Exploration；b.College of Earth Sciences，Guilin University of Technology，Guilin 541004，China；2.College of Earth Sciences，Jilin University，Changchun 130061，China）

The Xiaoduobaoshan Cu deposit is located about 10 km northwest of Duobaoshan Cu-Mo deposit，a typical skarn-type deposit of the Sankuanggou-Duobaoshan metallogenic belt.Orebody occurs in the contact zone of Yanshanian granodiorite and Middle Ordovician Duobaoshan Formation，based on the studies on petrography and microthermometry of fluid inclusions in quartz formed in early sulfide stage and calcite from the ore formed in late sulfide stage.The homogenization temperature of gas-liquid two-phase inclusions for the early sulfide stage is 238-467℃，and salinities range from（w（NaCleqv））8.8%to 21.2%.Homogenization temperature of daughter crystal-bearing three-phase inclusion is 320-434℃，and salinities range from（w（NaCleqv））39.3%to 50.1%，respectively.In late sulfide stage，there is only gas-liquid two-phase inclusion，where homogenization temperature is 118-163℃，corresponding to salinities of 1.22%-5.99%.The results show that the early ore-forming fluid has features of high temperature，high salinity，containing CO2，NaCl-H2O hydrothermal.The metallogenic mechanism is the activity of the NW schistose，leading to decreased fluid pressure，then strong boiling，and thus precipitated metal sulfides uninstalled.

skarn-type deposit；fluid inclusion；Xiaoduobaoshan copper deposit；Heilongjiang

P618.41

A

1674-9057（2016）03-0411-07

10.3969/j.issn.1674-9057.2016.03.001

2015-04-22

广西自然科学基金项目 （2014GXNSFBA118213）；广西隐伏金属矿产勘查重点实验室系统研究课题 （15-140-27 -02）

白令安 （1981—），男，博士，讲师，研究方向：矿床地质，bailingan@glut.edu.cn。

孙景贵，教授，sunjinggui@jlu.edu.cn。

引文格式：白令安，孙景贵，古阿雷，等.黑龙江小多宝山铜矿床成矿流体地球化学特征及演化［J］.桂林理工大学学报，2016，36（3）：411-417.