青海祁漫塔格虎头崖铅锌多金属矿床流体包裹体特征及成矿机制研究*

2020-11-04吕志成董树义张德会李永胜于晓飞祝新友

矿床地质 2020年5期

刘鹏，吕志成，董树义，张德会，李永胜**，于晓飞，祝新友，姚磊

（1 中国地质大学地球科学与资源学院，北京 100083；2 中国地质调查局发展研究中心，北京 100037；3 自然资源部矿产勘查技术指导中心，北京 100083；4 成都理工大学地球科学学院，四川成都 610059；5 北京矿产地质研究院，北京 100012）

青海祁漫塔格地区位于柴达木盆地西南缘、东昆仑造山带西段，是中国西部重要的、较有找矿远景的矽卡岩型多金属成矿带，包括虎头崖铅锌矿床、卡而却卡铜多金属矿床、野马泉铁多金属矿、四角羊-牛苦头铅锌多金属矿、肯德可克铁多金属矿和尕林格铁多金属矿等（图1）。该区不仅是青海省重要的金属矿产基地，也被确定为中国十大新的战略资源接替基地之一（丰成友等，2011；2012；张爱奎等，2010；赵一鸣等，2013），同时，还设有中国首批国家级找矿突破战略行动整装勘查区，在业界备受关注。在众多矽卡岩型铅锌多金属矿床的研究中，关于成矿流体性质的研究对成矿作用的认识起到了重要作用，然而对虎头崖Pb-Zn多金属矿床开展的流体包裹体研究相对较少，因此，对该矿床的成矿流体性质和演化过程认识还不明确。虎头崖铅锌多金属矿床迄今为止已发现钨、锡、钼、铁、铜、铅和锌等多种矿化，探明资源储量铅-锌达到大型规模，锡、铁达到中型规模，局部伴生钨、钼、银等金属，其中铅锌富矿地段已经开采（马圣钞等，2012；2013）。本文通过详细的野外工作和岩相学观察，对虎头崖铅锌多金属矿床开展了矽卡岩阶段、退化蚀变阶段和石英硫化物阶段的矿石矿物和脉石矿物的氢、氧同位素和流体包裹体研究，探讨了该矿床成矿流体特征、演化规律及其成矿机制。

1 区域地质

虎头崖Pb-Zn 多金属矿床的大地构造位置处于古亚洲与特提斯构造域结合部位的东昆仑多岛弧盆造山系的西段，西北以阿尔金南缘断裂为界，东北与柴达木地块相邻，南部以昆南断裂为界并与巴颜喀拉造山带相接。区内地层主要有元古宇、奥陶系—志留系、泥盆系、石炭系、二叠系、三叠系和新生界（图1）。其中，古-中元古界金水口群白沙河组、中元古界蓟县系狼牙山组、奥陶系—志留系滩间山群、石炭系缔敖苏组和大干沟组是本区多金属矿床的主要赋矿围岩（丰成友等，2012；赵一鸣等，2013）。区内构造活动强烈，褶皱以NWW 向的复式背、向斜构造为主，NWW 向、NW 向和近EW 向断裂的交汇聚合部位是成岩成矿的有利部位。区内岩浆侵入活动主要集中在加里东期、华力西期、印支期和燕山期，其中，与该区矽卡岩型Fe、Cu、Pb、Zn 等多金属成矿作用密切相关的岩体主要为印支期的中-酸性岩浆岩，主要岩性包括闪长岩、花岗闪长岩、石英闪长岩、二长花岗岩和钾长花岗岩等。区内多金属矿产丰富，其中，Pb-Zn多金属矿床主要包括虎头崖和四角羊-牛苦头等（赵一鸣等，2013），伴生Cu、W、Mo、Ag、Fe等。

2 矿床地质

图1 祁漫塔格地区地质矿产分布图（据丰成友等，2012修改）1—第四系；2—三叠系；3—石炭系；4—泥盆系；5—奥陶系—志留系；6—元古宇；7—印支期花岗岩；8—华力西期花岗岩；9—加里东期花岗岩；10—断裂；11—省界线Fig.1 Sketch map of geology and polymetallic deposit distribution in the Qimantag area(modified after Feng et al.,2012)1—Quaternary;2—Triassic;3—Carboniferous;4—Devonian;5—Ordovician to Silurian;6—Proterozoic;7—Indosinian granite;8—Variscan granite;9—Caledonian granite;10—Fault;11—Provincial boundaries

虎头崖矿区出露地层较为复杂，主要有中元古界蓟县系狼牙山组、奥陶系—志留系滩间山群、下石炭系大干沟组、上石炭系缔敖苏组、上三叠系鄂拉山组及第四系（图2）。其中，与成矿关系密切的为中元古界蓟县系狼牙山组灰质白云岩、灰岩、大理岩，下石炭系大干沟组大理岩夹结晶灰岩和上石炭系缔敖苏组灰岩、白云岩、白云质灰岩、大理岩。中元古界蓟县系狼牙山组（近EW 向）为碳酸盐岩和碎屑岩的交互层，分布于矿区南侧，其北侧与下石炭系大干沟组呈断层接触；奥陶系—志留系滩间山群（近EW向）分布于矿区中部，其南侧和北侧分别与下石炭统大干沟组和上石炭统缔敖苏组呈断层或局部角度不整合接触；下石炭系大干沟组（近EW 向）岩石破碎强烈，厚度约600～1000 m，位于蓟县系狼牙山组和奥陶系—志留系滩间山群之间，并与之呈断层接触；上石炭系缔敖苏组呈近EW 向分布于矿区北部，发育有矽卡岩化及多金属矿化；上三叠系鄂拉山组主要分布在矿区西北部，由晶屑凝灰岩和流纹质含角砾凝灰岩等组成。

区内褶皱、断裂构造发育，且构造线均呈近EW向。褶皱构造包括景忍背斜和狼牙山向斜：景忍背斜位于矿区北部Ⅳ矿带附近，轴部形成近EW 向压扭性断裂带；狼牙山向斜位于矿区南部，向斜南翼出露地层为狼牙山组，向斜北翼地层为大干沟组大理岩。EW向断裂是主要的控矿构造，部分矿带发育在岩体和围岩的接触带。

区内广泛发育有侵入岩和火山岩，主要为印支期。侵入岩主要有二长花岗岩、花岗闪长岩和闪长岩等，其中与成矿关系密切的是二长花岗岩（（217.5±1.1）Ma～（219.2±1.4）Ma；丰成友等，2011；张爱奎等，2013）和花岗闪长岩（（235.4±1.8）Ma；丰成友等，2011）。侵入岩与不同时代地层岩性界面，特别是碳酸盐岩构造破碎带与花岗质侵入岩体的接触部位，常发育矽卡岩化和Pb-Zn 多金属矿化（赵一鸣，2013）。火山岩主要为晚三叠世鄂拉山组晶屑凝灰岩、流纹质含角砾凝灰岩、流纹质玻屑晶屑角砾熔结凝灰岩等。

图2 虎头崖铅锌多金属矿区地质图（据丰成友等，2011修改）1—第四系；2—上三叠系鄂拉山组；3—上石炭系缔敖苏组；4—下石炭系大干沟组；5—奥陶系—志留系滩间山群；6—中元古代蓟县系狼牙山组；7—钾长花岗岩；8—二长花岗岩；9—花岗闪长岩；10—闪长岩；11—矽卡岩化带；12—矿带及编号；13—断裂Fig.2 Geological sketch map of the Hutouya lead-zinc polymetallic ore deposit(modified after Feng et al.,2011)1—Quaternary;2—Upper Triassic Elashan Formation;3—Upper Carboniferous Di’aosu Formation;4—Lower Carboniferous Dagangou Formation;5—Ordovician to Silurian Tanjianshan Formation;6—Mesoproterozoic Jixianian Langyashan Formation;7—Moyite;8—Monzonitic granite;9—Granodiorite;10—Diorite;11—Skarnization zone;12—Ore belt and its serial number;13—Fault

虎头崖矿区已提交Pb-Zn-Cu 金属资源量37.72万吨，Sn-Fe 金属资源量50.38 万吨。这些金属元素的品位是：w（TFe）平均为28.82%，w（Cu）平均为2.05%，w（Pb）平均为5.79%，w（Zn）平均为4.46%，w（Ag）平均为90 g/t，表明除Fe外，Cu、Pb、Zn（Ag）的品位都很高（赵一鸣等，2013）。虎头崖矿床可分为Ⅰ-Ⅸ9 个矿带，共51 条矿体，包括Pb-Zn、Fe、Cu、Cu（Zn、Sn）、等金属组合，矿体多呈似层状、透镜状、脉状，分别产于岩体与围岩接触带及其附近的大理岩中，并多与钙质矽卡岩伴生。Ⅰ矿带位于矿区东南部，长约2.0 km，近EW 向展布，中部宽度较大（宽约40 m），两端宽度较小（宽约数米）。Ⅰ矿带以Fe 矿体为主（4条），赋存于花岗闪长岩与下石炭系大干沟组大理岩的接触带上。矿带内矿体呈脉状、透镜状、条带状，产状与围岩基本一致，围岩蚀变强烈，发育有矽卡岩化、磁铁矿化等。其中，Ⅰ-1磁铁矿体是Ⅰ矿化带的主矿体，呈条带状近EW 向分布，长560 m，厚为1.65～13.37 m（平均6.59 m）。矿石类型为磁铁矿，品位23.62%～42.22%，平均品位28.82%。Ⅱ矿带位于矿区西南部，长约1.5 km，呈NWW 向延伸，主要为Sn（Fe）、Cu 矿体，矿带东段产于二长花岗岩体与缔敖苏组、滩间山群接触形成的矽卡岩内，西段产于缔敖苏组、滩间山群火山岩组间断层破碎带中。Ⅱ矿带共发现大小矿体30 个，其中，铁铜矿体近EW走向，总体呈条带状，具波状弯曲，矿体长480 m，厚度1.33～14.68 m（平均5.33 m），Cu 品位0.20%～4.63%（平均1.06%）。锡铁矿体呈条带状，其中锡矿体长605 m，厚度1.01～12.06 m（平均6.04 m），品位0.10%～0.72%（平均0.22%）；铁矿体长605 m，厚度1.01～10.49 m（平均4.56 m），品位20.29%～64.50%（平均29.22%）。Ⅵ矿带呈条带状近EW 向分布于矿区东部，宽10～50 m，长大于3 km，以铅锌矿体为主，产于接触带及其附近的大理岩中，并多与钙矽卡岩伴生（图3），发现2 条主矿体，呈透镜状，具有穿层现象，产状严格受控于断层破碎带，总体向S 倾。矿体呈条带状近东西向分布，长560 m，厚1.65～13.37 m，平均厚度6.59 m。其中，铜矿厚度2.82～9.29 m（平均5.14 m），品位0.48%～5.74%（平均13.2%）；铅矿厚度0.98～10.00 m（平均3.63 m），品位0.87%～10.54%（平均3.28%）；锌矿厚度1.11～5.89 m（平均4.12 m），品位0.75%～8.32%（平均2.14%）。

图3 虎头崖铅锌多金属矿区Ⅵ矿带0勘探线剖面图（据赵一鸣等，2013）1—大理岩；2—硅质岩；3—二长花岗岩；4—构造角砾岩；5—矽卡岩化大理岩；6—铜铅锌矿体；7—钻孔Fig.3 Geological section along No.0 exploration line in the VI ore belt of the Hutouya lead-zinc polymetallic ore deposit(after Zhao et al.,2013)1—Marble;2—Silicalite;3—Monzogranite;4—Tectonic breccia;5—Skarnized marble;6—Copper-lead-zinc orebody;7—Drill hole

根据矿床产出的地质特征、矿石组构、矿石类型、矿石矿物组成、围岩蚀变以及矿物的共生和穿插关系，可将虎头崖矿床的成矿作用过程划分为矽卡岩阶段（Ⅰ阶段）、退化蚀变阶段（Ⅱ阶段）和石英硫化物阶段（Ⅲ阶段）3个阶段。这一阶段划分方式在流体包裹体测温数据分析中也得到体现，矿物组合及矿物生成顺序与典型的矽卡岩成岩成矿特征一致。

矽卡岩阶段形成的矿物是最典型的矽卡岩矿物，形成于高温超临界条件下，主要有大量的石榴子石和透辉石，石榴子石较为发育且自形程度高，具有环带结构（图4a），与透辉石共生（图4b），也可见脉状石榴子石切穿早期形成的透辉石。

退化蚀变阶段是主成矿阶段，发育绿帘石、绿泥石、金云母、角闪石等退化蚀变矿物，金属矿物主要为磁铁矿、赤铁矿，后期还有少量磁黄铁矿等硫化物的形成，是虎头崖矿床铁矿石形成的主要阶段。该阶段矿物多充填交代矽卡岩阶段矿物，常见发育有环带结构的绿帘石交代矽卡岩阶段形成的石榴子石（图4c～d），主要分布于岩体与围岩的接触带附近，可见磁铁矿呈脉状分布于大理岩、矽卡岩中（图4e）。根据矿石中的矿物组合特点可将该阶段矿石分为石榴子石磁铁矿矿石、金云母磁铁矿矿石、透辉石磁铁矿矿石、磁铁矿矿石。石榴子石磁铁矿矿石主要由磁铁矿和石榴子石及少量黄铁矿、方解石、金云母和闪锌矿等组成（图4f～h），磁铁矿多交代石榴子石。该类矿石中的磁铁矿含量一般在40%～50%，多为黑色，斑点状构造。金云母磁铁矿矿石由磁铁矿、金云母以及方解石、石英等组成（图4h、i），磁铁矿含量一般为30%～50%，浸染构造，常与金云母紧密共生。透辉石磁铁矿矿石中的磁铁矿含量低于磁铁矿矿石，一般在40%～50%，磁铁矿多交代透辉石或者与透辉石共生（图4j）。磁铁矿矿石（图4k）主要由磁铁矿及少量石榴子石、绿帘石、金云母等组成，该类矿石中的磁铁矿含量较高，可达50%以上，致密块状构造。野外及镜下观察发现，磁铁矿、赤铁矿常与绿帘石等矽卡岩矿物共生（图4l）。

图4 虎头崖矿床矽卡岩阶段和退化蚀变阶段矿物、矿石典型特征a.石榴子石具有环带结构（单偏光）；b.石榴子石与透辉石共生（正交偏光）；c.绿帘石具有环带结构（正交偏光）；d.绿帘石交代石榴子石（单偏光）；e.脉状构造，可见磁铁矿呈脉状分布于大理岩、矽卡岩中；f.石榴子石磁铁矿矿石，斑点状构造；g.磁铁矿交代石榴子石（反射光）；h,i.金云母磁铁矿矿石及镜下特征，浸染状构造；j.透辉石与磁铁矿共生（正交偏光）；k.磁铁矿矿石，块状构造；l.绿帘石与赤铁矿共生（反射光）Mt—磁铁矿；Hem—赤铁矿；Phl—金云母；Gt—石榴子石；Di—透辉石；Ep—绿帘石Fig.4 Typical mineral and ore characteristics of the Hutouya deposit at skarn stage and retrograde alteration stagea.Zonal texture garnet(plainlight);b.Garnet coexistence with diopside(crossed nicols);c.Zonal texture epidote(crossed nicols);d.Garnet replaced epidote(plainlight);e.Vein structure,veined magnetite distributed in marble and skarn;f.Garnet magnetite ore,spotted structure;g.Garnet replaced by magnetite(reflected light);h,i.Phlogopite magnetite ore and its microscopic characteristics,disseminated structure;j.Diopside coexistence with magnetite(crossed nicols);k.Magnetite ore,massive structure;l.Epidote coexistence with hematite(reflected light)Mt—Magnetite;Hem—Hematite;Phl—Phlogopite;Gt—Garnet;Di—Diopside;Ep—Epidote

石英硫化物阶段，石英和碳酸盐矿物的含量明显增多，并开始出现大量的方解石，还主要形成磁黄铁矿、黄铁矿、辉钼矿、黄铜矿、斑铜矿等铁、铜硫化物，这一阶段也是闪锌矿、方铅矿最主要的成矿阶段。该阶段形成的矿石主要包括闪锌矿矿石、铜铅锌矿矿石和铁锌矿石。闪锌矿矿石主要由闪锌矿及少量黄铜矿、金云母、辉石等组成（图5a），闪锌矿含量约60%左右，灰黑色，少量金云母与闪锌矿共生。铜铅锌矿矿石主要由方铅矿、闪锌矿及少量黄铜矿等组成（图5b、c），呈灰黑色，方铅矿为铅灰色，深褐色的闪锌矿，可见黄铜矿交代退化蚀变阶段矿物绿帘石（图5d、e）。铁锌矿石主要由闪锌矿、磁铁矿、金云母、石英等组成，磁铁矿含量一般为50%～55%，浸染状构造，闪锌矿常交代退化蚀变阶段矿物金云母（图5e）。方解石、石英等多呈脉状分布于矽卡岩和矿体之中，可见方解石切穿早期石榴子石或沿着环带交代石榴子石（图5f）。

图5 虎头崖矿床石英硫化物阶段矿物、矿石典型特征及常见矿石构造a.闪锌矿矿石；b,c.铜铅锌矿矿石及镜下特征；d,e.黄铜矿交代绿帘石（正交偏光、反射光）；f.闪锌矿交代金云母（单偏光）；g.方解石沿着环带交代石榴子石（正交偏光）；h,i.角砾状构造，可见矿石角砾、矽卡岩、硅质岩角砾Gn—方铅矿；Sp—闪锌矿；Ccp—黄铜矿；Mt—磁铁矿；Phl—金云母；Gt—石榴子石；Ep—绿帘石；Cal—方解石Fig.5 Typical mineral characteristics and ore structures of the Hutouya deposit at quartz-sulfide stagea.Sphalerite ore;b,c.Copper-lead-zinc ore and its microscopic characteristics;d,e.Epidote replaced by chalcopyrite(crossed nicols and reflected light);f.Phlogite replaced by sphalerite(plainlight);g.Garnet replaced by calcite along the ring(crossed nicols);h,i.Brecciated structure,including ore breccia,skarn breccia,siliceous rock brecciaGn—Galena;Sp—Sphalerite;Ccp—Chalcopyrite;Mt—Magnetite;Phl—Phlogopite;Gt—Garnet;Ep—Epidote;Cal—Calcite

除上述矿石构造外，硫化物矿石还可见角砾状构造、脉状构造等（图4e，图5g、h）。矿石结构以自形粒状结构、半自形粒状结构、半自形-他形粒状结构、交代结构、碎裂结构、放射状结构、包含结构和鮞状结构等为特征（图6a～i）。矿石矿物主要有磁铁矿、黄铜矿、黄铁矿、方铅矿、闪锌矿、赤铁矿等，脉石矿物包括石榴子石、透辉石、绿帘石、方解石、金云母、石英、绿泥石、萤石、斜长石、钾长石、符山石等。

3 流体包裹体及H-O同位素特征

3.1 样品采集与分析方法

图6 虎头崖矿床典型金属矿物及结构特征a.碎裂结构的黄铁矿；b.半自形粒状结构的黄铁矿；c.自形-半自形粒状结构的磁铁矿；d.黄铜矿交代半自形粒状结构的黄铁矿；e.放射状的赤铁矿交代半自形-他形粒状结构的的黄铜矿；f.呈现黑三角孔的方铅矿与闪锌矿共生；g.放射状结构的赤铁矿；h.闪锌矿中的固溶体分离结构；i.鮞状结构的磁铁矿Mt—磁铁矿；Hem—赤铁矿；Gn—方铅矿；Sp—闪锌矿；Py—黄铁矿；Ccp—黄铜矿；Gt—石榴子石；Ep—绿帘石；Fl—萤石；Qz—石英Fig.6 Typical metallic minerals and textures characteristics of the Hutouya deposita.Cataclastic texture in pyrite;b.Hypidiomorphic granular pyrite;c.Idiomorphic-hypidiomorphic granular magnetite;d.chalcopyrite replaced by hypidiomorphic granular pyrite;e.Hypidiomorphic-allotriomorphic granular chalcopyrite replaced by radial hematite;f.Galena with black delthyrium coexistence with sphalerite;g.Radiating texture hematite;h.Sphalerite contains with allotriomorphic granular chalcopyrite;i.Oolitic texture magnetiteMt—Magnetite;Hem—Hematite;Gn—Galena;Sp—Sphalerite;Py—Pyrite;Ccp—Chalcopyrite;Gt—Garnet;Ep—Epidote;Fl—Fluorite;Qz—Quartz

在野外详细观察的基础上，重点挑选了涵盖矽卡岩阶段、退化蚀变阶段和石英硫化物阶段的样品。而后对典型的样品制作包裹体片50 余片，测试样品包括矽卡岩阶段的石榴子石、透辉石、退化蚀变阶段的绿帘石和石英硫化物阶段的石英、方解石和萤石。显微镜下通过对不同期次矿物的原生流体包裹体岩相学、测温学与拉曼成分研究，以及对应阶段的石英开展H-O同位素分析测试。

流体包裹体的岩相学研究工作在自然资源部矿产勘查技术指导中心显微镜实验室完成，实验仪器为德国徕卡公司生产的Leica DM 4500P型正交偏反光显微镜。流体包裹体显微测温在有色金属矿床地质调查中心包裹体实验室完成，显微冷热台为英国Linkam 公司生产的THMSG 600 冷/热台，温度控制范围为-196～600℃，冷热台在-196～0℃温度区间的测定精度为±0.1℃，0～600℃区间为±1℃。单个流体包裹体成分激光拉曼探针测试在中国地质科学院资源研究所流体包裹体与成矿模拟实验室完成，测试仪器为英国Renishaw 公司生产的Renishaw-2000 型显微共焦激光拉曼光谱仪，激发激光波长514.53 nm，激光功率20 mW，激光束斑最小直径1 μm，光谱分辨率1～2 cm-1。

H-O 同位素测定、样品制备和质谱测定均由核工业北京地质研究院测试中心完成。选取具代表性样品，经手工进行逐级破碎、过筛至40～60 目，在双目镜下挑选所得上，纯度大于99%单矿物样品5 g以上，送实验室分析。O 同位素分析采用BrF5法，分析结果均以V-SMOW为标准，分析精度为±0.2‰。

3.2 流体包裹体岩相学特征

根据包裹体的成分及室温下（22℃）的流体包裹体相态的种类（卢焕章等，2004），可将本次研究流体包裹体划分为5 种基本类型：富气相包裹体（Ⅰ型）、富液相包裹体（Ⅱ型）、含子矿物三相包裹体（Ⅲ型）、纯气相包裹体（Ⅳ型）和纯液相包裹体（Ⅴ型）。原生包裹体多呈孤立状分布，而次生包裹体多沿矿物裂隙成线状分布。

（1）矽卡岩阶段

以石榴子石和透辉石中包裹体发育为特征，主要见Ⅱ型、Ⅲ型和少量的Ⅳ型、Ⅴ型包裹体（图7a～d）。Ⅱ型包裹体约占60%，且多呈不规则状、长条状、浑圆状及椭圆状（图7a），包裹体普遍较小，大小主要介于4～14 μm 之间，包裹体呈孤立分布或成群分布，升温后均一到液相。Ⅲ型包裹体以长条状、浑圆状及不规则状为主（图7b、d），包裹体大小主要为4～24 μm。其中，不透明子矿物可能为金属矿物，大小约0.5～1.5 μm；透明子矿物主要有2 种晶形：一种为NaCl子晶，具有立方体晶形，无色透明，大小约1.0～2.5 μm；另一种为椭圆形，无色透明，大小约1.5～2.0 μm，可能为钾盐子晶。Ⅳ型和Ⅴ型包裹体呈浑圆状、椭圆状及长条状（图7c、d），大小主要介于5～14 μm。

（2）退化蚀变阶段

以绿帘石中包裹体发育为特征，主要为Ⅱ型和少量Ⅰ型包裹体（图7e、f）。Ⅱ型包裹体约占80%，且多以长条状和浑圆状为主，包裹体普遍较小，大小主要介于4～13 μm，包裹体呈孤立分布。Ⅰ型包裹体较少，多呈长条状、浑圆状，大小主要为4～10 μm，气相分数约75%～90%。

（3）石英硫化物阶段

萤石中的包裹体主要为Ⅱ型和少量Ⅲ型、Ⅰ型包裹体（图7g～i）。Ⅱ型包裹体约占70%，且多呈长条状、浑圆状、椭圆状及不规则状，包裹体大小主要介于4～12 μm，少数可达到26 μm。Ⅲ型包裹体主要呈长条状、椭圆状，大小主要介于5～16 μm。其中，透明子矿物主要为NaCl 子晶，具有立方体晶形，无色透明，大小约1.5～4.0 μm（图7i）。I 型包裹体形态简单（图7h），多呈浑圆状、椭圆状，大小约4～12 μm，气相分数变化于80%～95%。萤石中包裹体大多呈孤立分布或成群分布，升温后绝大部分均一到液相，小部分均一到气相。

石英中的包裹体主要为Ⅱ型和少量Ⅲ型。Ⅱ型包裹体约占75%，且多呈长条状、浑圆状、椭圆状，包裹体普遍较小，大小主要介于4～20 μm（图7h～k）。Ⅲ型包裹体以浑圆状、椭球状及长条状为主，大小约5～16 μm，升温后均一到液相。其中，透明子矿物主要为NaCl子晶，具有立方体晶形，无色透明，大小约1.5～2 μm（图7k）。石英中的包裹体呈孤立或成群分布，升温后大部分均一到液相。

方解石中的包裹体主要为Ⅱ型包裹体（图7l），形态较简单，以长条状、椭球状和浑圆状为主；包裹体普遍较小，大小主要介于4～10 μm，气相分数变化于6%～45%；包裹体呈孤立或成群分布，升温后均一至液相。

上述岩相学分析表明，虎头崖矿床成矿流体演化过程中，Ⅰ、Ⅱ型包裹体基本贯穿流体演化全过程，以Ⅱ型包裹体较发育为特征，Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ型包裹体特征反映初始成矿流体的高盐度特征。随着成矿流体的不断演化，Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ型包裹体逐渐消失。

图7 虎头崖铅锌多金属矿床不同阶段流体包裹体显微照片a.石榴子石中Ⅱ型包裹体；b.石榴子石中Ⅲ型包裹体；c.透辉石中Ⅱ型和Ⅴ型包裹体；d.透辉石中Ⅲ型和Ⅳ型包裹体；e.绿帘石中Ⅱ型包裹体；f.绿帘石中Ⅰ型和Ⅱ型包裹体；g.萤石中Ⅱ型包裹体；h.萤石中Ⅰ型包裹体；i.萤石中Ⅲ型包裹体；j.石英中Ⅱ型包裹体；k.石英中Ⅱ型和Ⅲ型包裹体；l.方解石中Ⅱ型包裹体V—气相；L—液相；S—子矿物Fig.7 Characteristics of fluid inclusions in different stages from the Hutouya deposita.Type Ⅱinclusions of garnet;b.Type Ⅲinclusions of garnet;c.Type Ⅱand Ⅴinclusions of diopside;d.Type Ⅲand IV inclusions of diopside;e.Type Ⅱinclusions of epidote;f.TypeⅠand Ⅱinclusions of epidote;g.Type Ⅱinclusions of fluorite;h.TypeⅠinclusions of fluorite;i.Type Ⅲinclusions of fluorite;j.Type Ⅱinclusions of quartz;k.Type Ⅱand Ⅲinclusions of quartz;l.Type Ⅱinclusions of calcite;V—Vapor phase;L—Liquid phase;S—Daughter mineral

3.3 均一温度和盐度

在对各类包裹体特征进行了详细观察记录的基础上，选择典型原生包裹体进行显微测温分析，测定的流体包裹体以Ⅰ型、Ⅱ型和Ⅲ型为主，对不同阶段各矿物的流体包裹体通过加温均一到液相、气相获得均一温度，测定结果见表1。对气液两相包裹体，依据盐度计算公式（Potter et al.，1978）S=0.00+1.78θ-0.0442θ2+0.000557θ3，式中，S 为盐度；θ 为冰点温度（℃）。含子矿物包裹体的盐度采用子晶熔化温度和盐度的关系式计算（Hall et al.，1988）：WNaCl=26.242 + 0.4948ψ + 1.42ψ2- 0.223ψ3+ 0.04129ψ4+0.006295ψ5-0.001967ψ6+0.000111257ψ7，其中，ψ=T/100（T 为NaCl子矿物熔化温度），应用范围为0.1℃≤T≤801℃。

表1 虎头崖矿床流体包裹体显微测温结果Table 1 The microthermometric results of fluid inclusions from the Hutouya deposit

由测温结果可见（图8），流体包裹体均一温度变化于104～579℃，反映了成矿流体形成于较为宽广的温度区间。矽卡岩阶段（Ⅰ阶段）的石榴子石和透辉石流体包裹体的均一温度主要分布于430～490℃和550～580℃（图8a），频率分布峰值分别为450℃、460℃，部分透辉石中的包裹体均一温度超过580℃，甚至达到600℃以上，由于仪器的限制无法测得这部分包裹体的均一温度。石榴子石和透辉石包裹体中的子矿物大多数为石盐子晶，但个别不透明子矿物在均一温度580℃以上尚未消失。退化蚀变阶段（Ⅱ阶段）的绿帘石流体包裹体的均一温度范围介于340～370℃（图8c），频率分布峰值为350℃。石英硫化物阶段（Ⅲ阶段）流体包裹体的均一温度范围较广（图8e），集中在190～340℃，频率分布出现双峰，分别为230℃和330℃。其中，石英流体包裹体的均一温度要略高于方解石和萤石的，其均一温度介于280～400℃，频率分布峰值为350℃。方解石的均一温度分布于160～340℃，峰值为220℃；萤石的均一温度分布于160～310℃，峰值为230℃。

图8 虎头崖矿床各成矿阶段均一温度（a、c、e）、盐度图（b、d、f）Fig.8 Homogenization temperature(a,c,e)and salinity histogram(b,d,f)of fluid inclusions in different stages of the Hutouya deposit

总的来说，虎头崖矿床的流体包裹体盐度变化范围较大，w（NaCleq）从0.18%～53.23%，出现3 个明显的集中区，分别为0.18%～6%、15%～33%和39%～53.23%。矽卡岩阶段的样品含有子矿物，所以盐度变化范围较大（图8b），石榴子石中包裹体盐度明显分为3个区间，分别是0.20%～6%、21%～33%和39%～48%，但辉石中盐度较高，主要集中分布在最后一个区间。退化蚀变阶段的绿帘石流体包裹体的盐度分布主要集中在0.18%～3%和9%～12%之间（图8d）；石英硫化物阶段的石英、方解石和萤石流体包裹体的盐度w（NaCleq）范围主要集中在0.18%～3% 和15%～24%两个集中区（图8f）。

3.4 显微激光拉曼探针成分

图9 虎头崖矿床矽卡岩阶段（a～c）和石英硫化物阶段（d）流体包裹体的激光拉曼图谱Grt—石榴子石；Di—透辉石；Qz—石英Fig.9 Laser Raman spectra of inclusions in skarn stage(a～c)and quartz-sulfide stage(d)from the Hutouya depositGt—Garnet;Di—Diopside;Qz—Quartz

为进一步确定流体成分，对各个阶段不同类型的包裹体进行了激光拉曼光谱峰值扫描分析，获得的部分激光拉曼图谱如图9。分析结果表明，矽卡岩阶段包裹体气相成分比较简单，以H2O 为主；液相成分以H2O 为主，含少量HCO-3；固相成分以NaCl 为主，并有极少量的闪锌矿（ZnS）、磁黄铁矿（Fe1-xS）和硬石膏（CaSO4）。石英硫化物阶段包裹体成分以为H2O为主。

3.5 流体包裹体的密度

虎头崖矿床包裹体类型主要为气液水两相包裹体和含子矿物包裹体，根据NaCl-H2O 溶液包裹体的密度式（刘斌等，1987；刘斌，2001）ρ1=A+B×t+C×t2，式中，ρ1为盐水溶液密度（g/cm3），t为均一温度（℃）；A、B、C 又为盐度的函数：A=A0+A1×w+A2×w2，B=B0+B1×w+B2×w2，C=C0+C1×w+C2×w2，w 为含盐度（NaCl质量分数）；A0、A1、A2、B0、B1、B2、C0、C1、C2为无量纲参数，根据不同含盐度范围选取不同的参数值。通过计算，算得的成矿流体密度在0.52～1.19 g/cm3之间。矽卡岩阶段流体密度介于0.53～1.19 g/cm3，平均值为0.99 g/cm3。退化蚀变阶段的的密度范围分布于0.52～0.84 g/cm3，平均值为0.62 g/cm3。石英硫化物阶段介于0.53～1.04 g/cm3，平均值为0.77 g/cm3。

3.6 H-O同位素

本文对虎头崖铅锌矿的石榴子石、透辉石、绿帘石、磁铁矿、石英进行了H-O 同位素分析。矿床中代表不同成矿阶段热液矿物的O 同位素组成和包裹体水的H同位素组成测试结果见表2，根据矿物与水的O 同位素平衡分馏方程和包裹体均一温度计算获得成矿流体的O同位素组成见表2，计算所采用的方程式为：1000lnα石榴子石-水=1.14×106/T2-3.70（卢武长等，1982），1000lnα透辉石-水=3.92×106/T2-8.43×103/T+2.40（郑永飞等，2000），1000lnα绿帘石-水=4.05×106/T2-7.81×103/T+2.29（郑永飞等，2000），1000lnα磁铁矿-水=2.88×106/T2-11.36（Zheng，1993），1000lnα石英-水=3.09×106/T2-3.29（张理刚，1985）。

表2 虎头崖矿床H-O同位素组成Table 2 H-O isotopic compositions from the Hutouya deposit

由测试结果可知，石榴子石中包裹体水的δ18OH2O值集中在3.02‰～8.55‰，透辉石中包裹体水的δ18OH2O值集中在6.17‰～8.78‰，绿帘石中包裹体水的δ18OH2O值介于-19.25‰～-14.97‰，磁铁矿中δ18OH2O值为8.31‰～9.41‰。矽卡岩阶段石榴子石、透辉石的δ18OH2O值分布在3.02‰～8.78‰，退化蚀变阶段δ18OH2O值集中在-19.25‰～-14.97‰，石英硫化物阶段石英流体包裹体水的δ18OH2O值分布在-12.92‰～-0.62‰，δD为-105‰～-95.9‰。

本文和苏松（2011）测定的方解石H、O 同位素数据为研究成矿流体来源及演化提供了重要信息。由图10 可以看出，H 同位素值主要在大气降水的H同位素组成范围内；O 同位素则有较大的变化，矽卡岩阶段δ18OH2O值相对较高，具有大气降水和岩浆水的特征，但以岩浆水为主。退化蚀变阶段的δ18OH2O值仍在大气降水和岩浆水的O 同位素组成范围之内，但δ18OH2O值明显偏低，表明此阶段成矿流体混入的大气降水明显增多。在δD-δ18OH2O图解（图10b）中，石英硫化物阶段样品位置落于大气降水线附近，表明此阶段的成矿流体以大气降水为主。从成矿早期至晚期，成矿热液的δ18O 值逐渐降低，热液的这种特征可能是由于来自深部的岩浆热液在上升过程中与围岩地层中的大气降水混合导致。

4 讨论

4.1 成矿物理化学条件

流体包裹体测温结果表明，虎头崖铅锌矿成矿流体体系从早到晚发生规律性的变化，主要体现在包裹体类型、温度、盐度和压力等发面。虎头崖铅锌多金属矿床3 个成矿阶段均发育有流体包裹体，这些包裹体反映了成矿流体的基本特征。

矽卡岩阶段包裹体气相成分比较简单，以H2O为主，液相成分以H2O为主，含少量HCO-3；固相成分以NaCl为主，并有极少量的闪锌矿（ZnS）、磁黄铁矿（Fe1-xS）和硬石膏（CaSO4）。Na+、Ca+的含量较高，显示早期流体具有较高盐度。流体包裹体完全均一温度集中在430～490℃，部分包裹体加热到580℃仍不均一，具有高温、高盐度的岩浆热液特点，指示了成矿初始流体体系为高温、中高盐度H2O-NaCl 体系，与国内外典型的矽卡岩型矿床成矿流体特征相似（Baker et al.，2003；2004；陈衍景等，2007；安江华，2010）。

退化蚀变阶段的绿帘石以富液相和少量富气相包裹体为特征，均一温度集中范围340～370℃，盐度w（NaCleq）变化范围0.18%～10.99%，指示了成矿流体体系具有中温、低等盐度的特征。该阶段主要形成磁铁矿、赤铁矿，后期还有少量磁黄铁矿等硫化物的形成，是虎头崖矿床铁矿石形成的主要阶段，这与I矿带在此阶段形成Fe矿体的客观地质事实相符。

石英硫化物阶段的萤石、石英、方解石以富液相包裹体和少量含子矿物三相包裹体、富气相包裹体为特征，石英硫化物阶段包裹体成分主要为H2O。包裹体均一温度降低到190～340℃，盐度也有所降低，w（NaCleq）变化范围是0.18%～3%和15%～24%，为中低温、低盐度H2O-NaCl 体系。该阶段是闪锌矿、方铅矿最主要的成矿阶段，还有少量黄铜矿和黄铁矿的形成，主要是在中低温热液条件下形成的。

图10 虎头崖矿区矿物O同位素组成与天然O同位素储库对比图解（a，底图据Rollinson，1993）和虎头崖矿区δD-δ18OH2O图解（b，底图据Craig，1961；Taylor，1974；Sheppard，1986），其中方解石包体水数据引自苏松（2011）Fig.10 Comparison diagram of natural H-O isotope composition and H-O isotope composition from the Hutouya deposit(a,after Rollinson,1993)and diagram of δD-δ18OH2O from the Hutouya deposit(b,base map after Craig,1961;Taylor,1974;Sheppard,1986),the data of calcite inclusion water after Su(2011)

综合上述分析表明，虎头崖矿床从成矿早期到成矿晚期，成矿体系从初始高温、中高盐度的环境逐渐向中低温、低盐度的环境转变，显示流体包裹体所反映的成矿演化特征与矿石矿物共生组合特征相一致。

4.2 流体沸腾与成矿物质沉淀

作为天然流体不混溶作用的主要方式之一，成矿流体的沸腾被认为是许多热液矿床金属沉淀富集的重要机制（Rodder，1984；Reed et al.，1985；Logan，1999；沈昆等，2000；2001；Yao，2001；Ruano et al.，2002；Gu et al.，2003；Calagari，2004；Baker et al.，2004；卢焕章等，2004；顾雪祥等，2010）。显微镜观察包裹体岩相学特征，在石英硫化物阶段不同类型的包裹体（Ⅱ型、Ⅲ型）在同一微观视域内共存，且包裹体的气/液相比变化大（图7），表明包裹体捕获时流体始终处于不均一态（卢焕章等，2004）。在此不均一体系中，捕获温度等同于捕获的纯液相或纯气相包裹体的均一温度，一般这些均一温度具有最低值（Bodnar，2003）。而在实际测温过程中很难区分出完全捕获了纯液相或纯气相的包裹体，所以通常将偏中低值的均一温度近似地视为真实捕获温度。虎头崖矿床中，石英硫化物阶段流体包裹体的均一温度主要分布于190～250℃和280～340℃（图8e），推测其真实捕获温度为190～250℃。

岩相学观察表明石英硫化物阶段的含子矿物包裹体和气液包裹体是同期次捕获的原生包裹体，而且这些共生的包裹体的均一温度相近，但它们的盐度差别较大。随着成矿作用的进行，温度和盐度逐渐下降，到了石英硫化物阶段，可见部分包裹体的盐度升高（图8），中低盐度流体分离在均一温度200～300℃最为显著，在此温度区间富气相包裹体和含子矿物三相共生（图7），显微镜下同一视域内有均一到气相、液相的包裹体。这种不同类型包裹体的均一方式不同，盐度变化较大，但均一温度相近，这是流体沸腾（不混溶）的直接证据（卢焕章等，2004），表明原始成矿流体在200～300℃温度区间发生了沸腾作用。大量研究表明，流体沸腾能够加速成矿物质卸载，许多矿床成因与流体沸腾关系密切（Zhang et al.，2012a；2012b；Deng et al.，2013；Li et al.，2011；2012a；2012b；2012c；Zheng et al.，2012；李登峰等，2013）。

综上所述，从Ⅰ阶段到Ⅲ阶段，虎头崖铅锌多金属矿床流体温度和盐度持续稳定降低，成矿早期高温高盐度的流体体系中富含大量的挥发分及矿质成分，随着成矿作用的进行，流体的温度盐度降低，可能有大气降水的混入。到了Ⅲ阶段流体发生沸腾作用，往往会导致流体中的挥发分大量逸散，成矿流体体系的物理化学平衡被打破，致使流体中携带的铅锌发生沉淀，并富集形成矿床。

4.3 成矿流体来源演化

虎头崖铅锌多金属矿床流体包裹体研究结果显示，随着成矿作用的进行，早期成矿阶段到晚期成矿阶段，均一温度和盐度w（NaCleq）由Ⅰ阶段→Ⅱ阶段→Ⅲ阶段的变化分别为：430～490℃、550～580℃→340～370℃→190～340℃；39%～48%→9%～12%→0.18%～4%、15%～24%，成矿流体的均一温度和盐度呈逐渐降低的趋势，可能有大气降水的混入。石英硫化物阶段流体发生沸腾作用，流体体系由封闭转为半封闭，有大量的大气降水混入，流体系统逐渐演化为以大气降水为主的热液体系，温度盐度降低，因物理化学条件的改变，流体中的成矿物质发生沉淀，并富集形成矿床。

H-O 同位素研究显示，虎头崖矿床矽卡岩阶段热液流体主要为岩浆水，局部有少量大气降水混入，退化蚀变阶段成矿流体为岩浆水和大气降水的混合，石英硫化物阶段热液流体以大气降水为主，随着成矿作用的进行，逐渐混入大气降水成分，到成矿晚期，混入的大气降水逐渐增多，与国内典型矽卡岩型多金属矿床的总规律一致（卢焕章等，2004；Chen et al.，2004；顾雪祥等，2010）。

4.4 成矿机制

伴随着祁漫塔格地区的区域构造-岩浆作用，在印支中晚期后碰撞演化阶段相对松弛的应力背景下，岩浆-热液上涌侵入，狼牙山组、滩间山群、大干沟组和缔敖苏组之间形成层间扩容空间和断裂构造，成矿物质主要来源于花岗闪长岩、二长花岗岩和围岩地层（高永宝等，2013）。岩浆与地层发生物质交代，随着岩浆的持续演化及流体的出溶、演化和水岩反应，形成了不同金属元素组合的矽卡岩型多金属矿床。

在侵入岩体与地层接触部位，形成热接触交代作用产物-角岩和大理岩。同时，岩浆分异产生的气水热液则与接触带内外两侧的岩石发生双交代作用，形成各类矽卡岩，如石榴子石矽卡岩、石榴子石透辉石矽卡岩和绿帘石石榴子石矽卡岩等。伴随着矽卡岩化和热液蚀变作用的进行，在接触带常形成透镜状、似层状、脉状等不规则状Fe、Cu、Pb-Zn矿体。

成矿作用早期，岩浆分泌出的含矿气水热液处于高温超临界状态，含矿热液沿不同岩性岩层之间的层间破碎带和构造裂隙向外扩展，热液沿裂隙与碳酸盐岩接触，随着流体与围岩的相互作用，岩体与碳酸盐岩接触带及其附近发生大规模的矽卡岩化，当温度下降至460～560℃时，开始形成石榴子石和透辉石等岛状和链状硅酸盐矿物，进入矽卡岩阶段，此阶段未见金属矿物形成。随着温度逐渐下降至大约360℃，含矿的高温气水热液开始交代早期形成的矽卡岩矿物，生成链状含水硅酸盐矿物绿帘石，进入退化蚀变阶段。由于该阶段溶液中铁的惰性增强，难于进入硅酸盐格架，因而大量的铁以磁铁矿、赤铁矿形式沉淀，并与绿帘石、金云母等矽卡岩矿物共生。当温度降至250℃左右，热液中的SiO2不再参与形成硅酸盐，而主要以石英的形式沉淀，此时中低盐度流体发生分离，挥发分不断聚集，导致环境压力的变化较大，致使含矿热液的沸腾，导致流体中的挥发分大量逸散，成矿流体体系的物理化学平衡被打破，致使流体中携带的Fe、Cu、Pb、Zn 等的硫化物以黄铜矿、黄铁矿、闪锌矿、铅锌矿等的形式沉淀。此后，随着温度和压力的进一步降低，热液中析出大量碳酸盐矿物。

综上所述，在虎头崖铅锌多金属矿床中，沸腾作用、地下水混合作用是促使铅锌铁铜等矿质大量沉淀的主要原因。结合矿区的区域构造背景、成岩成矿时代，认为虎头崖铅锌多金属矿床不同成矿元素组合是在不同阶段和不同部位发生成矿作用，印支期同一构造-岩浆活动下的产物。