内蒙古迪彦钦阿木斑岩钼矿床成矿流体的出溶、演化及对成矿的制约

崔 凯，李腊梅，吴皓然，王兴源，王 信，廉 永，谢玉玲

(1.北京科技大学 土木与资源工程学院， 北京 100083； 2. 中国冶金地质总局 矿产资源研究院， 北京 101300；3. 锡林郭勒盟山金白音呼布矿业有限公司， 内蒙古 锡林浩特 026316)

迪彦钦阿木钼多金属矿床位于内蒙古自治区东乌旗境内，是近年来新发现的一个以钼为主，伴生铅、锌、银的多金属矿床，也是东乌旗地区目前发现的最大一例斑岩型钼多金属矿床(谢玉玲等， 2015)。截至2012年底， 迪彦钦阿木矿区累计探获钼金属量77.80万吨(平均品位0.097%)、铅2.32万吨(平均品位2.61%)、锌2.69万吨(平均品位3.04%)、银94.48吨(平均品位106.7×10-6)(中国冶金地质总局第一地质勘查院， 2012)(1)中国冶金地质总局第一地质勘查院． 2012． 内蒙古自治区东乌珠穆沁旗迪彦钦阿木矿区铅锌银钼矿勘探报告．。近年来， 前人对该矿床的矿床地质特征(张昊等， 2016)、矿床蚀变分带规律(阎浩等， 2012)、成岩成矿年龄(Lengetal., 2015； Wangetal., 2017)、侵入岩岩石成因(Wangetal., 2017)和成矿物质来源(Lengetal., 2015)等进行了一定的工作， 但对矿床的成矿流体来源、演化及矿质迁移、沉淀机制等方面的研究还较为薄弱， 制约了对其矿床成因的深入认识。本文通过野外及显微镜下观察， 发现矿区钻孔岩芯中的蚀变火山岩内侵位有细粒正长岩脉， 且其中发育石英-钾长石囊团和晶洞， 其中可见萤石和辉钼矿。侵入岩中的石英-钾长石囊团和晶洞记录了岩浆-流体的转化过程， 是岩浆出溶流体的直接记录， 为研究岩浆出溶流体过程、出溶流体特征等提供了最佳样本(Lowenstern and Sinclair, 1996； Harrisetal., 2003)。本文在详细的野外地质调研和矿区主要岩矿石的岩矿相观察基础上， 通过对细粒正长岩中石英-钾长石囊团的矿物组成及石英、萤石中流体包裹体岩相学、显微测温、流体包裹体中子矿物的扫描电镜/能谱(SEM/EDS)、单个流体包裹体的激光拉曼探针分析和激光剥蚀电感耦合等离子质谱(LA-ICP-MS)分析， 查明了迪彦钦阿木钼矿床岩浆出溶流体的性质和演化特征， 对岩浆流体出溶机理和矿质沉淀机制进行了探讨， 以期对区内斑岩型钼矿床的矿床成因认识提供参考资料， 为进一步找矿提供理论依据。

1 区域地质背景

迪彦钦阿木钼矿床位于大兴安岭中段二连浩特-东乌旗多金属成矿带东段。大兴安岭成矿带在大地构造位置上处于中亚造山带东段的兴蒙造山带东部(刘建明等， 2004； 曾庆栋等， 2016)。该区先后经历了古亚洲洋的闭合、蒙古-鄂霍茨克洋的俯冲、华北与西伯利亚克拉通的陆陆碰撞和碰撞后伸展以及燕山期受古太平洋板块俯冲影响等复杂的地质演化过程(Wilhemetal., 2012； Eizenhofer and Zhao, 2018)， 造就了该区多期次、多来源的岩浆热事件和多种类型的成矿作用， 并形成数量众多的Mo、Cu、Fe、Sn、W、Pb、Zn、Au、Ag等多金属矿产。区内主要矿床类型包括斑岩型、矽卡岩型、热液脉型、火山-次火山热液型(浅成低温热液型)、云英岩型等(赵一鸣等， 1994； 金岩等， 2005； 聂凤军等， 2007； 张万益等， 2009； 谢玉玲等， 2015； 曾庆栋等， 2016)， 其中以中生代斑岩型钼矿床发育最为广泛， 如鸡冠山钼矿 (151.1±1.3 Ma， 陈伟军等， 2010)、 岔路口钼多金属矿(147.0±0.8 Ma， 聂凤军等， 2011)、迪彦钦阿木钼矿(157.1±1.3 Ma， 王玭， 2015)和东不拉格钼多金属矿(165.2±2.8 Ma， 李腊梅等， 2017)等。

东乌旗一带古生代和中生代地层除三叠系外均有不同程度的出露(图1)。区内最古老的地层为下古生界奥陶系， 出露面积较小， 主要分布在东乌旗查干敖包、迪彦钦阿木等地， 岩性主要为碎屑岩、碳酸盐岩、火山沉积岩， 其上为志留系。志留系仅在额仁高比东南侧和查干敖包北侧有零星分布， 与下伏奥陶系呈整合接触， 岩性为海相碎屑岩、板岩。上古生界包括泥盆系、石炭系和二叠系。泥盆系主要分布在区域北部， 与下伏志留系呈不整合接触， 主要岩性为凝灰质砂岩、泥岩、碳酸盐岩； 石炭系分布在宝力格庙-查干敖包一带， 不整合于泥盆系之上， 岩性主要为安山质火山岩； 二叠系分布在研究区东南部， 与下伏石炭系呈不整合接触， 主要岩性为海相碎屑岩、火山沉积岩。中生界为侏罗系和白垩系， 侏罗系在区内出露面积较广泛， 与二叠系呈不整合接触， 主要分布在哈拉盖图农场-贺斯格乌拉和东乌旗中部宝力格庙-乌拉盖一带， 岩性主要为火山熔岩及火山碎屑岩； 白垩系主要出露在贺根山和乌兰查布附近， 岩性为火山碎屑岩及泥质粉砂岩。此外， 区域内还出露第三系砂砾岩及第四系沉积物。

区域经历了海西期和燕山期的多次构造运动， 褶皱及断裂构造发育， 包括以NNE、NE和NNW向断裂为主的断裂构造(图1)和轴向为NE、NEE向的紧闭线型褶皱。东乌旗地区岩浆活动强烈， 表现为区域上大规模出露的侵入岩和喷出岩。侵入岩整体呈NE向带状展布， 以晚古生代和中生代花岗岩类最为发育。火山岩由酸性、碱性和基性的火山熔岩及火山碎屑岩组成， 以晚侏罗世火山岩最为发育， 主要岩性为流纹质-英安质熔结凝灰岩、英安岩、流纹质凝灰角砾岩、流纹岩、玄武岩、珍珠岩等(内蒙古自治区地质矿产局， 1991)。区内金属矿产以铅-锌、银、铁、钼、铜为主， 其次为钨、金、铋等(图1)， 已发现20余处矿床及矿点。

图1 内蒙古东乌旗地区地质简图(据张万益等， 2009修绘)

2 矿床地质特征

迪彦钦阿木矿区内地层出露相对简单， 主要为中奥陶统汉乌拉组和上侏罗统查干诺尔组(图2)。其中， 汉乌拉组岩性主要为凝灰质砂岩、凝灰质板岩和硅质岩， 大多分布于矿区北部、东部； 查干诺尔组岩性为火山角砾岩、凝灰岩和安山岩， 为一套中基性-酸性火山熔岩及火山碎屑岩组合， 是矿区的主要赋矿围岩。矿区侵入岩出露较少， 仅在少数钻孔岩芯中见小规模岩脉， 岩性主要为细粒正长岩和闪斜煌斑岩脉， 两者常密切共生。细粒正长岩的主要矿物为钾长石， 有时可见少量石英、斜长石和黑云母(图3a、3b)；闪斜煌斑岩的主要矿物组成为斜长石、角闪石(图3c、3d)， 并可见少量辉石， 副矿物主要为钛铁矿和磷灰石。

图2 迪彦钦阿木钼矿区岩基地质简图(据Leng et al., 2015修绘)

图3 迪彦钦阿木矿区主要侵入岩的手标本和显微镜下照片

矿区矿石矿物主要为辉钼矿， 矿化类型以浸染状(图4a)和脉状-网脉状(图4b)为主， 矿体主要发育在侏罗纪火山岩中， 少量发育在细粒正长岩脉中。矿区围岩蚀变广泛发育， 主要有钾长石化、硅化、萤石化、绢云母化、绿泥石化、碳酸盐化等， 其中钾长石化、硅化、萤石化、绿泥石化与钼矿化关系密切。钾硅化主要表现为火山岩中浸染状钾长石化、硅化(图5a、5b)； 萤石化是成矿早阶段热液活动的产物， 多发育在细粒正长岩中(图5c)或与石英、钾长石构成细脉； 绢云母化表现为火山岩围岩中的斜长石被绢云母交代或围岩中出现石英-绢云母脉(图5d)； 绿泥石化主要是火山岩中绿泥石交代暗色矿物， 并常见石英-绿泥石脉，在石英-钾长石脉矿物粒间可见呈放射状的绿泥石(图5e)； 碳酸盐化为晚期热液活动的表现， 可见方解石交代闪斜煌斑岩中的角闪石或表现为围岩中的方解石细脉(图5f)。

图4 迪彦钦阿木矿区钼矿化手标本照片

图5 迪彦钦阿木矿区蚀变类型手标本和显微照片

迪彦钦阿木矿区脉体发育， 围岩中广泛发育石英脉、石英-钾长石脉(图6a)及石英-钾长石-萤石脉， 常见石英-钾长石脉被后期的石英-绢云母-黄铁矿脉、石英-绿泥石-黄铁矿脉或碳酸盐脉切穿(图6b)， 石英脉被石英-绢云母-黄铁矿脉切穿(图6c)。此外， 闪斜煌斑岩及围岩中发育大量石英-绿泥石脉， 常被后期的碳酸盐脉切穿(图6d)。

图6 迪彦钦阿木矿区各成矿阶段脉体特征

根据野外脉体穿插关系及岩、矿相学观察结果， 矿区成矿过程可划分为4个成矿阶段。 Ⅰ石英-钾长石-萤石阶段： 主要表现为细粒正长岩中的石英-钾长石囊团、围岩的钾长石化、硅化或石英-钾长石-萤石脉， 其主要矿物组成为钾长石、石英、萤石、辉钼矿等； Ⅱ石英-白云母(绢云母)-黄铁矿阶段： 主要表现为围岩的绢云母化或石英-绢云母-黄铁矿脉， 其矿物组成主要为石英、黄铁矿、白云母/绢云母、金红石、磷灰石、萤石等， 可见少量黄铜矿和辉钼矿； Ⅲ绿泥石-黄铁矿阶段： 主要表现为石英-绿泥石-黄铁矿脉、绿泥石-黄铁矿脉或围岩中浸染状绿泥石化、黄铁矿化， 主要矿物组成为绿泥石、黄铁矿、闪锌矿、黄铜矿、赤铁矿、石英等； Ⅳ碳酸盐阶段： 为热液活动晚期的产物， 主要矿物组成为石英、方解石。其中， 第Ⅰ阶段的细粒正长岩中的石英-钾长石囊团和围岩中的石英-钾长石-萤石脉是岩浆出溶流体的直接记录， 可代表早期出溶流体的特征。

3 样品及测试方法

本次研究对象为第Ⅰ阶段细粒正长岩中的石英-钾长石囊团和侏罗系火山岩中的石英-钾长石-萤石脉。显微岩矿相分析、阴极发光成像(CL)分析、流体包裹体显微测温分析均在北京科技大学岩矿实验室进行。岩矿相所用仪器为BX51型偏光显微镜。阴极发光成像(CL)分析利用尼康CL8200 Mk5-2型光学阴极发光仪， 配以尼康LV100NPOL型偏光显微镜完成， 电压18 kV， 束电流200 μA。流体包裹体显微测温实验利用Linkam THMS 600型冷热台， 配以Olympus BH-51型偏光显微镜，冷热台测温范围为-196～600℃， 测温过程中的升温速率为0.1～30℃/min， 冰点和均一温度附近速率分别为0.1℃/min和1.0℃/min， 数据精度分别为±0.1℃和±1.0℃。

对流体包裹体中子矿物的扫描电镜/能谱分析(SEM/EDS)分析在北京科技大学岩矿实验室进行。扫描电子显微镜-能谱分析所用的仪器为Phenom XL台式扫描电子显微镜(扫描-X射线能谱一体机)。扫描电镜加速电压为15 kV， 工作距离为6～8 nm， 高真空背散射电子图像分辨率为8 nm， 最大放大倍数10万倍； X射线激发电压15 kV， 能量范围0～20 keV， 点分析采集时间为60 s。测试前将样品中石英颗粒破碎至3～5 mm， 将相对平整的断面朝上粘贴在玻璃板上， 镀金后置于电镜中进行观察。

流体包裹体激光拉曼探针成分分析(LRM)在核工业北京地质研究院进行。显微激光拉曼光谱仪型号为HOPTBA JOBIN YVON HR800型， 激光波长633 nm， 光源为Yag晶体倍频固体激光器， 搭配OLYMPUS BX41型显微镜。光谱的计数为6/s， 共扫描6次， 全波段一次取峰。激光束斑大小约为1 μm， 光谱分辨率0.14 cm-1。

激光剥蚀电感耦合等离子质谱分析(LA-ICP-MS)在澳大利亚塔斯马尼亚大学(CODES)完成， UP-213激光剥蚀系统配以Agilent 4500电感耦合等离子质谱仪。为取得包裹体整体组成， 避免选择性取样， 激光束斑略大于包裹体直径而能够将整个包裹体完全包裹。流体包裹体元素含量的计算采用最常用的NaCl等效盐度为内标的计算方法， 详细的计算公式及介绍参见蓝廷广等(2017)。

4 结果与分析

4.1 细粒正长岩中石英-钾长石囊团或不规则脉体的矿物组成

迪彦钦阿木矿区围岩中常见石英-钾长石脉(图7a)， 其中可见辉钼矿。细粒正长岩中可见石英-钾长石呈囊团或不规则脉状构成细粒正长岩脉的中心相(图7b)， 石英-钾长石-萤石脉与细粒正长岩无明显边界， 但钾长石的结晶方向和晶粒大小有明显差别(图7c、7d)。钾长石-石英-萤石脉中石英和萤石均可见明显的生长环带(图7d)。岩矿相结果表明， 细粒正长岩中的石英-钾长石囊团/脉主要矿物组成包括石英、钾长石、萤石和辉钼矿(图7e、7f)。从矿物之间的关系上看， 石英的结晶晚于钾长石， 可见石英在钾长石晶体上生长的现象。阴极发光(CL)图像显示， 脉体中的萤石发光强度较高， 可见到明显的生长环带； 石英的阴极发光性较差， 但仍可见其中清晰、细密的生长环带(图8a)， 显示了热液石英的特征。石英的晶体形态明显受限于萤石(图8a)， 并沿萤石中裂隙发育(切穿生长环带)(图8b)， 表明石英结晶晚于萤石。从萤石和石英的CL特征可以看出， 其受后期流体蚀变影响较小， 表明其中的流体包裹体主要为原生流体包裹体。除石英、钾长石外， 脉中还可见辉钼矿和碳酸盐矿物， 碳酸盐矿物主要分布于石英粒间， 表明其形成晚于石英(图7c)。辉钼矿主要发育在石英粒间， 也有少量发育于萤石中， 但常切穿萤石的生长环带(图9a、9b)， 表明辉钼矿的结晶与石英同期或稍晚。

图7 迪彦钦阿木矿区石英-钾长石囊团及石英-钾长石-萤石细脉的手标本及显微镜下照片

图8 矿区矿石中石英、萤石的阴极发光(CL)照片

图9 细粒正长岩脉中的石英-萤石-辉钼矿细脉的显微镜下照片

4.2 流体包裹体岩相学分析结果

由于钾长石透明度较差且解理发育， 本次主要对细粒正长岩中的石英-钾长石囊团和不规则状石英-钾长石-萤石脉中的石英和萤石中的流体包裹体进行了详细的岩相学工作。结果表明， 石英和萤石中流体包裹体组成复杂， 根据流体包裹体室温下的相态特征可以分为如下几类：

含子晶多相包裹体(ADV类)： 主要呈椭圆形、圆形， 室温下由气相、液相和一个或多个子矿物相组成， 大小5～30 μm。子矿物的类型包括石盐、钾盐、透明非盐类子矿物和不透明子矿物多种(图10a、10b、10c)， 其中偶见针状子矿物(图10b)。

气液两相包裹体(AV类)： 主要为负晶形、圆形、椭圆形、方形和长条形， 室温下由气相和液相组成， 根据充填度大小可分为富液相包裹体(AV1类)和富气相包裹体(AV2类)。富液相流体包裹体(AV1亚类)： 主要呈负晶形、圆形、椭圆形和长条形等(图10d)， 大小5～30 μm， 气相充填度变化较大， 5%～30%不等。富气相流体包裹体(AV2亚类)： 主要呈负晶形、圆形和多边形等， 大小6～25 μm， 气相充填度大于50%(图10e)或室温下由纯气相组成(图10f)， 常与AV1类包裹体构成包裹体群(图10f)。

图10 迪彦钦阿木钼矿床石英-钾长石-萤石阶段流体包裹体显微照片

石英中ADV类和不同气相充填度的AV类流体包裹体紧密共生， 显示了沸腾包裹体群的特征， 而萤石中包裹体主要发育AV类， ADV类包裹体不发育。

4.3 流体包裹体的显微测温分析结果

本次主要对石英、萤石中的流体包裹体进行了显微测温分析， 结果见表1。结果显示， AV1类流体包裹体的完全均一温度主要集中在273～457℃， 升温后均一至液相； 冰点温度在-5.5～-0.2℃之间， 计算获得流体盐度w(NaCleq)=0.4%～8.6%。AV2类流体包裹体的完全均一温度主要集中在227～432℃， 升温后均一至气相， 冰点温度在-5.0～-0.2℃之间， 计算获得流体盐度为0.3%～7.8%。ADV类包裹体的均一温度和盐度均较高， 气液相均一温度变化范围为336～446℃， 石盐子晶熔化的温度范围为378～470℃， 据石盐子晶熔化温度计算获得的流体盐度为45.1%～55.8%。此类包裹体大多为气泡先消失子晶再熔化而达到完全均一， 个别的包裹体在加热时气泡和子晶近于同时消失， 温度约为383～406℃， 温度较为集中。

表1 流体包裹体显微测温结果

4.4 流体包裹体成分分析结果

4.4.1 单个流体包裹体的激光拉曼探针分析

石英中AV类流体包裹体的激光拉曼显微探针分析结果显示， AV1类包裹体气、液相成分以H2O为主(图11a、11b)； AV2类包裹体气相成分主要为CO2、N2(图11c)， 有些纯气相包裹体中还检测到C2H4、C2H6(图11d)。

图11 石英-钾长石囊团中流体包裹体激光拉曼谱图

4.4.2 包裹体中子矿物的SEM/EDS分析

显微岩相学观察发现ADV类流体包裹体中常见多种(图10a～10c)， 包括透明和不透明两类。透明子矿物常具有一定的晶型， 加热至一定温度(378～470℃)可熔化， SEM/EDS分析显示其为石盐(图12a)和钾石盐(图12b)。另有一些子矿物加热至500℃以上仍不熔化， SEM/EDS分析主要为以下几种子矿物： ① 具有立方体晶型， 能谱分析显示具有明显的Fe和S的峰值， 应为黄铁矿(图12c)； ② 半透明， 菱面体晶型， 能谱分析显示具有Fe、Mn和C的峰， 可能为铁锰碳酸盐， 与石盐子矿物共生(图12d、12e)； ③ 不透明， 能谱分析显示具有Cu、Fe和S的峰值， 应为黄铜矿(图12f)。

图12 石英-钾长石囊团流体包裹体中子矿物背散射(BSE)和X射线能谱图(EDS)

4.4.3 单个包裹体成分的LA-ICP-MS分析

本次主要对石英-钾长石脉中含石盐子矿物的高盐度流体包裹体进行了成分分析。由于包裹体尺寸较小， 获得的LA-ICP-MS分析测试结果有限， 仅有的数据显示石英中含子矿物多相包裹体中除了明显的Na、K、Cl峰外， Fe、Mn、Pb、Zn、As、Cu、Sb、Ba、Sr、La、Ce也明显高于背景值， 表明流体中富含多种成矿金属元素(图13)， 高的Fe、Mn、Cu含量也与流体包裹体中黄铁矿、铁锰碳酸盐和黄铜矿子矿物的结果吻合。

图13 石英-钾长石脉中高盐度流体包裹体的LA-ICP-MS谱图

5 讨论

5.1 流体出溶机制及出溶流体特征

岩浆流体出溶在岩浆-热液系统中发挥着关键作用， 出溶流体可携带大量的成矿金属元素并富集，进而形成与岩浆热液有关的金属矿床(Shinohara, 1994； Kamenetskyetal., 1999)。迪彦钦阿木矿区侵入岩不发育， 仅见呈脉状侵位的细粒正长岩和闪斜煌斑岩， 且脉体平直， 有时可见显微尺度的细粒正长岩脉， 表明岩浆具有低黏度的特征。前人研究表明， 碱质、F、CO2、H2O的存在可以有效降低岩浆的黏度和固相线温度， 富水的碱性硅酸盐熔体的温度可以低到350℃(Huangetal., 2009)， 低黏度和低的固相线温度可以使熔体沿断裂上侵至浅部， 并造成岩浆中出溶流体的温度明显低于一般云英质岩浆出溶流体(Ackersonetal., 2018)。低黏度也有利于岩浆流体的出溶和聚集。岩浆中流体出溶造成的岩浆淬冷导致了正长岩的细粒结构。从细粒正长岩的结构及其中的石英-钾长石囊团产状可推测， 岩浆快速侵位造成的减压沸腾可能是流体出溶的主要机制。本次对代表岩浆出溶流体记录的石英-钾长石囊团和脉体中萤石和石英中流体包裹体的显微测温结果表明， 其均一温度并不高(<457℃)， 这可能与岩浆中富碱和多种挥发分(如F、CO2、H2O)有关。石英-钾长石囊团中普遍发现萤石， 石英流体包裹体中发现有黄玉和碳酸盐子矿物， 这些均表明岩浆是富F和CO2的。

从石英-钾长石囊团中矿物的生成顺序可以看出， 萤石先于石英结晶， 萤石中流体包裹体组合为气液两相富液相流体包裹体和富气相包裹体，高盐度流体包裹体不发育， 流体为低盐度、含CO2流体， 表明早期岩浆出溶流体为含CO2的低盐度流体。与水相比， CO2在岩浆中的溶解度受压力的影响明显高于水， 因此减压会首先造成CO2出溶， 因此早期流体中更富CO2， 这也可以从萤石中流体包裹体气相中更富CO2得到证实。石英中的流体包裹体组合为含子晶的高盐度包裹体、富液相流体包裹体和富气相流体包裹体， 且含子矿物的高盐度流体包裹体与富气相流体包裹体具有相似的均一温度， 显示了沸腾包裹体组合的特征， 表明岩浆流体出溶后经历了流体的沸腾作用。流体包裹体中子矿物的SEM/EDS结果表明， 除石盐子矿物外， 其中还发现有钾石盐、黄铁矿、黄铜矿和铁锰碳酸盐子矿物， 表明成矿流体中富含Fe、Mn、Cu等成矿金属。LA-ICP-MS分析结果也表明， 流体中除含有Cl、Na、K外， 其Fe、Cu、Sr、Ba、Ce、La也显示了明显的峰， 表明出溶流体富含多种成矿金属及Sr、Ba、REEs。

5.2 成矿物质迁移和沉淀机制

6 结论

(1) 迪彦钦阿木钼矿区细粒正长岩中发育大量石英-钾长石囊团， 是岩浆出溶流体的直接记录， 其中辉钼矿的发现表明成矿与正长岩出溶流体有关。石英-钾长石囊团中萤石的发现及石英和萤石中大量发育的流体包裹体表明成矿岩浆具有富F、CO2和H2O的特征。富碱和挥发分造成岩浆具有低黏度和低固相线温度，因此有利于岩浆的快速上侵和流体出溶。

(2) 钾硅化蚀变矿物组成和流体包裹体岩相学、显微测温和成分分析结果表明， 岩浆出溶流体具有中高温(～457℃)、中低盐度、富F和含CO2的特征， 出溶流体中富含Mo、Pb、Zn、Fe、Cu、Sr、Ba、REEs等多种成矿元素。

(3) 萤石和石英中流体包裹体组合特征表明， 岩浆出溶流体经历了流体沸腾作用， 萤石的结晶造成的流体中F-含量降低及流体沸腾造成的CO2逃逸可能是辉钼矿沉淀的主要原因。