西藏岡底斯羅布真鉛鋅礦床成礦流體特征

歐陽海濤，孫 祥，鄭有業(yè)，2，吳 松，游智敏，耿瑞瑞，王 烜

(1.中國地質(zhì)大學(xué)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，地球科學(xué)與資源學(xué)院，北京 100083;2.中國地質(zhì)大學(xué)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，資源學(xué)院，湖北武漢 430074;3.核工業(yè)北京地質(zhì)研究院，北京 100029;4遼寧省地質(zhì)勘查院，遼寧大連 116100)

經(jīng)典的斑巖成礦理論表明，斑巖型銅成礦系統(tǒng)不僅形成斑巖銅礦床，其外圍也常發(fā)育同時(shí)期的熱液脈型鉛鋅礦床(Sillitoe，1973;2010)。西藏岡底斯成礦帶是我國規(guī)模最大的斑巖型銅－鉬(－金)成礦帶，目前已發(fā)現(xiàn)驅(qū)龍、廳宮、沖江、吉如、朱諾等一系列大型－超大型礦床，而鉛鋅礦床發(fā)現(xiàn)較少，岡底斯西段朱諾地區(qū)的羅布真鉛鋅礦床是少數(shù)代表之一①②。岡底斯斑巖型銅－鉬(－金)礦床的研究程度較高，在成礦時(shí)代、含礦巖石成因、成礦動(dòng)力學(xué)背景及成礦過程等方面均取得了一系列研究成果(Hou et al.，2004;楊志明等，2005;周雄等，2012;孫祥等，2013;郎興海，2014;Wu et al.，2014;Zheng et al.，2014)，但是對(duì)于該成礦帶鉛鋅礦床的研究程度還很低。本文選擇羅布真鉛鋅礦床開展流體包裹體和氫氧同位素研究，據(jù)此分析了成礦流體特征和來源及成礦機(jī)制等問題，以期為進(jìn)一步認(rèn)識(shí)岡底斯西段鉛鋅礦床的成礦作用及找礦勘探提供依據(jù)。

1 區(qū)域地質(zhì)和礦床地質(zhì)

岡底斯位于南側(cè)印度河－雅魯藏布江縫合帶與北部班公湖－怒江縫合帶之間，是一條近東西向的巨型構(gòu)造－巖漿帶(潘桂棠等，2006)。以獅泉河－納木錯(cuò)－嘉黎蛇綠巖帶和洛巴堆－米拉山斷裂為界，岡底斯可劃分為北岡底斯、中岡底斯、南岡底斯(Zhu et al.，2013)，其中南岡底斯發(fā)育我國目前規(guī)模最大的斑巖銅－鉬(－金)成礦帶。該帶侵入巖主要為中基性的閃長(zhǎng)巖、輝長(zhǎng)巖和中酸性－偏堿性的花崗巖等，巖體的平面露頭形態(tài)以近東西向展布的長(zhǎng)條形或不規(guī)則形為主，總體組成一個(gè)東西向巖帶，與區(qū)域構(gòu)造帶方向一致。區(qū)域構(gòu)造總體呈現(xiàn)近東西向，局部呈南北向或北東向。

羅布真鉛鋅礦床位于日喀則地區(qū)昂仁縣，其北東約24km處就是朱諾大型斑巖銅礦床。礦區(qū)出露地層為古新世林子宗群典中組的一套火山碎屑巖(圖1)，總體向北東傾斜，傾角73°～81°，巖性為英安巖，整體呈灰綠色、強(qiáng)碎裂化，可見方鉛礦、閃鋅礦、黃鐵礦化。礦區(qū)主要發(fā)育兩條斷裂，F(xiàn)1走向?yàn)楸蔽魑飨颍雎堕L(zhǎng)度約2.2km，與鉛鋅礦化關(guān)系密切;F2呈近南北向展布，出露長(zhǎng)度約2.5km。兩條斷裂破碎帶寬約11m，局部地段可見石英脈，發(fā)育黃鐵礦及褐鐵礦化。礦區(qū)巖漿巖主要位于中部和南部，呈巖株、巖枝或巖脈狀產(chǎn)出，巖性為斑狀二長(zhǎng)花崗巖、石英二長(zhǎng)閃長(zhǎng)玢巖和花崗閃長(zhǎng)斑巖。

受近南北向擠壓應(yīng)力作用，區(qū)內(nèi)西部地層形成了具逆沖(壓性)性質(zhì)的三條走滑斷裂破碎帶，控制了三條鉛鋅銀礦化體的產(chǎn)出。破碎帶主要由蝕變英安巖、構(gòu)造角礫巖及透鏡狀石英脈等組成，在巖石破裂面及透鏡狀石英脈內(nèi)發(fā)育鉛鋅銀礦化，石英脈無規(guī)律分布于斷裂帶內(nèi)，長(zhǎng)軸方向與破碎帶基本一致。Ⅰ號(hào)礦化體呈“S”型產(chǎn)出，地表出露厚度10～16m，長(zhǎng)約550m，在其內(nèi)部圈定一條含銀的鉛鋅礦體，長(zhǎng)360m，寬 8～16m，平均品位為 Pb 2.01%，Zn 0.61%，Au 2.76g/t，Ag 394.7g/t，Cu 0.13%②。Ⅱ、Ⅲ號(hào)礦化體位于Ⅰ號(hào)礦化體北側(cè)，沿北西西向大致呈線性展布。

圖1 羅布真鉛鋅礦床地質(zhì)簡(jiǎn)圖②Fig.1 Simplified geological map of the Luobuzhen Pb －Zn deposit②

金屬礦物主要有方鉛礦、閃鋅礦、黃銅礦、黃鐵礦以及褐鐵礦、藍(lán)銅礦等，非金屬礦物主要有石英、斜長(zhǎng)石、鉀長(zhǎng)石、絹云母、粘土礦物及少量方解石等。礦石結(jié)構(gòu)為自形－半自形粒狀結(jié)構(gòu)、乳滴狀結(jié)構(gòu)、浸蝕交代結(jié)構(gòu)等，礦石構(gòu)造為浸染狀構(gòu)造、脈狀構(gòu)造、星點(diǎn)狀構(gòu)造、塊狀構(gòu)造等。根據(jù)礦物組合、生成順序等可將成礦過程劃分為石英－黃鐵礦階段(Ⅰ)和石英－多金屬硫化物階段(Ⅱ)(圖2a～f)。Ⅰ階段黃鐵礦粒徑為0.5～6mm，變化較大，一般呈自形，部分礦石中的黃鐵礦具碎裂結(jié)構(gòu)(圖2a)，說明后期受到較強(qiáng)的構(gòu)造應(yīng)力作用;Ⅱ階段金屬礦物為方鉛礦、閃鋅礦、黃鐵礦及黃銅礦，黃鐵礦呈半自形－自形，常以團(tuán)塊狀集合體形式出現(xiàn)(圖2f)，該階段為主成礦階段。

2 樣品及測(cè)試方法

圖2 羅布真鉛鋅礦床礦石照片F(xiàn)ig.2 Photographs of ore samples from the Luobuzhen Pb－Zn deposit

用于包裹體研究和氫氧同位素分析的樣品主要采自Ⅰ號(hào)礦化體內(nèi)含銀的鉛鋅礦體。將樣品磨制成厚約0.3mm雙面拋光的薄片，然后在顯微鏡下對(duì)包裹體進(jìn)行巖相學(xué)觀察，隨后進(jìn)行單個(gè)包裹體成分分析和包裹體顯微測(cè)溫。單個(gè)包裹體成分激光拉曼光譜分析在北京大學(xué)造山帶與地殼演化實(shí)驗(yàn)室完成，儀器為RM－1000型激光拉曼光譜儀，分辨率±2cm－1，使用光源為514.5nm的氬激光器，激光斑束大小約1μm，每1cm－1計(jì)數(shù)一次，計(jì)數(shù)時(shí)間為10s，100～4000cm－1全波段一次取峰。包裹體顯微測(cè)溫在中國地質(zhì)大學(xué)(北京)礦床與勘探教研室的流體包裹體實(shí)驗(yàn)室進(jìn)行。冷熱臺(tái)為英國Linkam公司生產(chǎn)的 THMSG－600型，測(cè)溫范圍為 －196～﹢600℃，在－196～0℃和0～﹢600℃兩個(gè)溫度區(qū)間內(nèi)測(cè)試精度分別為為±0.1℃和±2℃。顯微測(cè)溫過程中，升、降溫速率為1～5℃/min，相變點(diǎn)附近升降溫速率小于1℃/min。

將樣品磨碎至60～40目，在雙目鏡下挑選石英單礦物，純度大于99%，然后開展石英氧同位素和流體包裹體的氫同位素分析。氫氧同位素分析在中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所國土資源部成礦作用與資源評(píng)價(jià)重點(diǎn)開放實(shí)驗(yàn)室進(jìn)行，儀器為Finnigan MAT253型質(zhì)譜儀。包裹體水的氫同位素采用真空爆裂法取水，與鋅反應(yīng)制氫;石英氧同位素分析用BrF5法。氫、氧同位素分析精度分別為±2%和±0.2%，測(cè)試結(jié)果按V－SMOW標(biāo)準(zhǔn)報(bào)出。

3 流體包裹體研究

3.1 包裹體巖相學(xué)

石英中包裹體類型以原生包裹體為主，其次為次生包裹體，假次生包裹體較少見，呈孤立分布、成群分布或線狀分布，包裹體大小懸殊、形態(tài)多樣，氣液比變化較大。閃鋅礦中的包裹體多數(shù)為原生包裹體，一般成群分布。按照Roedder(1984)和盧煥章等(2004)提出的包裹體分類方案，結(jié)合室溫下流體包裹體的物理相態(tài)和升/降溫過程中的相變行為可劃分為以下幾種類型:

純氣相包裹體(PC型):成分主要為CO2或CH4。室溫下為單一氣相，存在于Ⅰ、Ⅱ階段的石英中，形狀為近圓形或橢圓形，孤立分布，顏色多為黑色，大小4 ～10μm(圖3a、b)。

水溶液包裹體(W型):根據(jù)氣液比可進(jìn)一步分為純液相包裹體(W1型)、富液相包裹體(W2型)、富氣相包裹體(W3型)。W1型包裹體少量存在于Ⅰ、Ⅱ階段的石英中，一般孤立分布，形狀多為渾圓形，大小7～15μm(圖3a)。W2型包裹體在Ⅰ階段石英和Ⅱ階段石英、閃鋅礦中均廣泛發(fā)育，成群或孤立分布，形狀為渾圓形、三角形、橢圓形、多邊形及不規(guī)則狀等，大小為2～32μm，氣液比為5% ～48%(圖3a、b、c、f)，加熱時(shí)均一到液相。W3 型包裹體少量存在于Ⅰ、Ⅱ階段的石英中，一般成群分布，形狀為渾圓形、長(zhǎng)方形及不規(guī)則狀等，大小4～16μm，氣液比52% ～68%(圖3a、b、c)，加熱時(shí)均一到氣相。

圖3 羅布真鉛鋅礦床包裹體照片F(xiàn)ig.3 Photographs of fluid inclusions from the Luobuzhen Pb－Zn deposit

含子礦物多相包裹體(S型):室溫下為氣相+液相+固相，在Ⅰ階段石英和Ⅱ階段石英、閃鋅礦中均有少量發(fā)育，且Ⅰ階段石英中的含量低于Ⅱ階段石英。石英中含子礦物包裹體(S1型)呈多邊形或不規(guī)則狀，子礦物可分為透明和不透明兩類，透明子礦物大小3～8μm，形態(tài)為渾圓形或不規(guī)則狀(圖3d)，溫度升至480℃時(shí)透明子礦物的體積無任何變化(氣液相已均一)，因此推測(cè)子礦物為包裹體形成時(shí)捕獲的礦物，不透明子礦物僅在Ⅱ階段石英中發(fā)現(xiàn)1個(gè)，大小7μm，其形態(tài)近似立方體，可能為黃鐵礦(圖3e)。閃鋅礦中含子礦物包裹體(S2型)呈近橢圓形或長(zhǎng)方形，大小15～18μm，子礦物呈渾圓形或柱狀，大小4～12μm(圖3f)，激光拉曼分析顯示其成分為方解石。

3.2 顯微測(cè)溫

在石英或閃鋅礦中選擇形態(tài)較規(guī)則或孤島狀分布、且相界線清楚的原生包裹體進(jìn)行顯微測(cè)溫。閃鋅礦中的包裹體壁較暗，且閃鋅礦為半透明，因此增加了測(cè)溫難度。實(shí)驗(yàn)過程中未發(fā)現(xiàn)含液體CO2的三相包裹體，PC型包裹體數(shù)量較少、體積較小且不易觀測(cè)，未獲得溫度數(shù)據(jù)。所測(cè)包裹體為W2型包裹體和W3型包裹體，測(cè)溫結(jié)果見表1、圖4，鹽度通過查表(Bodnar，1993)獲得。測(cè)量石英中包裹體的冰點(diǎn)溫度過程中發(fā)現(xiàn)部分包裹體在－25～－23℃發(fā)生初熔，略低于H2O－NaCl體系的共結(jié)溫度(－20.8℃)，說明流體中除Na+外還含有少量其他陽離子成分，但總體仍屬于 H2O －NaCl體系(Shepherd et al.，1985)。

Ⅰ階段石英中W2型包裹體均一溫度范圍為145～371℃，峰值240～260℃，冰點(diǎn)溫度為 －15.0～ －2.3℃，對(duì)應(yīng)的鹽度為3.9% ～18.6%NaCleqv，峰值10%～12%NaCleqv;2個(gè)W3型包裹體均一溫度為319℃和374℃，冰點(diǎn)溫度為－4.8℃和－8.7℃，對(duì)應(yīng)的鹽度為7.6%NaCleqv和12.5%NaCleqv。Ⅱ階段石英中W2包裹體均一溫度范圍為120～360℃，峰值200～220℃，冰點(diǎn)溫度為－14.0～－1.7℃，對(duì)應(yīng)的鹽度為 2.9% ～17.8%NaCleqv，峰值 8% ～10%Na-Cleqv;W3型包裹體均一溫度范圍為231～358℃，峰值280～300℃，冰點(diǎn)溫度為－10.2～－6.0℃，對(duì)應(yīng)的鹽度為9.2% ～14.2%NaCleqv，峰值8% ～10%Na-Cleqv。Ⅱ階段閃鋅礦中W2型包裹體均一溫度范圍為177～310℃，峰值200～220℃，冰點(diǎn)溫度為 －9.0～ －4.1℃，對(duì)應(yīng)的鹽度為6.6% ～12.9%NaCleqv，峰值8% ～10%NaCleqv(表1，圖4)。

表1 羅布真鉛鋅礦床包裹體測(cè)溫?cái)?shù)據(jù)Table 1 Microthermometric data of fluid inclusions in the Luobuzhen Pb－Zn deposit

圖4 羅布真鉛鋅礦床包裹體均一溫度和鹽度直方圖Fig.4 Histograms showing homogenization temperatures and salinities of fluid inclusions from the Luobuzhen Pb－Zn deposit

3.3 單個(gè)包裹體成分分析

對(duì)石英和閃鋅礦中不同相態(tài)的包裹體進(jìn)行成分分析。Ⅰ、Ⅱ階段石英中PC型包裹體有的在1285 cm－1和1388 cm－1兩處出現(xiàn)明顯譜峰，說明其成分為CO2(圖5a)，有的在2915 cm－1處出現(xiàn)明顯譜峰，說明其成分為CH4。W2型包裹體氣相組分多數(shù)在1287 cm－1、1388 cm－1、3487 cm－1處出現(xiàn)明顯譜峰，說明氣相組分主要為H2O和CO2(圖5b);液相組分在3446 cm－1處出現(xiàn)明顯譜峰，說明液相組分主要為H2O，在1386 cm－1處出現(xiàn)微弱譜峰，說明含微量CO2(圖5c)。Ⅱ階段石英中部分W2型包裹體氣液相僅顯示3438～3480 cm－1譜峰，說明成分均為H2O。W3型包裹體氣相組分在3408 cm－1處顯示強(qiáng)譜峰，表明含 H2O;在1283 cm－1和1386 cm－1處出現(xiàn)明顯譜峰，表明含一定量CO2(圖5d);液相組分測(cè)試中，在3472cm－1處出現(xiàn)強(qiáng)譜峰，在1388cm－1處出現(xiàn)弱譜峰，表明液相組分以H2O為主，含微量CO2(圖5e)。Ⅱ階段閃鋅礦中W2型包裹體氣相組分在3403 cm－1處出現(xiàn)明顯譜峰，表明其成分主要為H2O(圖5f);液相組分在3430 cm－1處出現(xiàn)明顯譜峰，表明液相組分主要為H2O(圖5g)。S2型包裹體的子礦物在1088 cm－1處出現(xiàn)強(qiáng)譜峰，表明其成分為方解石(圖5h)。

4 氫氧同位素

對(duì)Ⅰ階段1塊礦石和Ⅱ階段5塊礦石中的石英進(jìn)行氫氧同位素分析，氫同位素采用石英中包裹體水的δD值，氧同位素由石英的δ18OV－SMOW值根據(jù)氧同位素平衡分餾方程:1000lnα石英－水=3.38×106/T2－3.40(200 ～500℃，Clayton et al.，1972)計(jì)算獲得。DJL17－1－1、DJL17－11－2、DJL17－12－2、DJL19－1－2、XKC－1等5件樣品采用對(duì)應(yīng)的包裹體均一溫度平均值，樣品XKC－2的礦物組成及結(jié)構(gòu)構(gòu)造與XKC－1相同，故采用相同均一溫度。氫氧同位素測(cè)試結(jié)果見表2，Ⅰ階段1件樣品的δDH2O= －114‰，δ18OH2O=6.2‰;Ⅱ階段 5件樣品的δDH2O= －125‰ ～ －91‰，平均 －111‰，δ18OH2O=3.9‰～6.6‰，分布集中，平均5.5‰。

5 討論

5.1 成礦流體特征

圖5 羅布真鉛鋅礦床包裹體組分的激光拉曼圖譜Fig.5 Laser Raman Spectra of fluid inclusions of the Luobuzhen Pb－Zn deposit

礦區(qū)包裹體類型主要為水溶液包裹體，其他類型包裹體數(shù)量較少;Ⅰ階段包裹體均一溫度集中在200～320℃，鹽度集中在8% ～14%NaCleqv，Ⅱ階段包裹體均一溫度集中在180～240℃和280～320℃兩個(gè)區(qū)間，鹽度集中在6% ～12%NaCleqv。這種以水溶液包裹體為主和主成礦階段具中溫、中低鹽度的特征廣泛存在于受斷裂控制的脈狀鉛鋅礦床中，如王坪西溝鉛鋅礦床(180～350℃，4% ～17%Na-Cleqv，姚軍明等，2008)、百爐溝鉛鋅礦床(220～320℃，4% ～9%NaCleqv，段士剛等，2010)、廠壩 －李家溝鉛鋅礦床(200～320℃，4% ～8%NaCleqv，王天剛等，2011)等。Ⅰ、Ⅱ階段石英中同類型的包裹體成分大體相似，PC型包裹體成分為CO2或CH4，W2型包裹體與W3型包裹體液相組分主要為H2O，含微量CO2，氣相組分主要為H2O和CO2，Ⅱ階段石英中部分W2型包裹體氣液相成分均為H2O。Ⅱ階段閃鋅礦中W2型包裹體液相組分和氣相組分主要為H2O，S2型包裹體子礦物為方解石。這種石英中多數(shù)包裹體含CO2而閃鋅礦中包裹體不含CO2的現(xiàn)象在江西銀山鉛鋅礦床也有報(bào)道，說明閃鋅礦可能形成于CO2、CH4等揮發(fā)分從流體中逸出之后(王國光等，2011)。

表2 羅布真鉛鋅礦床氫氧同位素組成Table 2 Hydrogen and oxygen isotopic compositions in the Luobuzhen Pb－Zn deposit

劉斌等(1987)指出:自然界中鹽類包裹體絕大部分是富含NaCl的水溶液，在其他鹽類組分含量很少的情況下，可看作NaCl－H2O體系，并根據(jù)實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)得到%NaCleqv≤25溶液包裹體的密度式:ρ=A+B t+C t2(ρ為流體密度，g/cm3;t為均一溫度，℃;A、B、C為無量綱常數(shù)，又是鹽度的函數(shù))。羅布真鉛鋅礦床石英中的包裹體初熔溫度(－25～－23℃)表明除NaCl外其他鹽類組分很少，因此可用上式計(jì)算流體密度。Ⅰ階段為0.68～1.00 g/cm3，平均0.87 g/cm3，Ⅱ階段為0.68 ～1.01 g/cm3，平均 0.88 g/cm3。按 Bouzari et al.，(2006)的鹽度－壓力體系相圖進(jìn)行投點(diǎn)計(jì)算壓力，Ⅰ階段集中在2.5～13.9MPa，平均7.5MPa，Ⅱ階段結(jié)果為2.0～8.4MPa，平均6MPa。斷裂控制的脈狀鉛鋅礦，其成礦流體系統(tǒng)可處于靜巖壓力環(huán)境，也可處于靜水壓力環(huán)境，或二者交替(即斷層閥模式，Sibson，1987)，根據(jù)Hass(1976)的公式:P=Hρg(P為壓力，Pa;H為深度，m;ρ為密度，kg/m3;g=9.81N/kg)，ρ取大陸巖石平均密度2.70g/cm3時(shí)(視為靜巖壓力)，可求得Ⅰ階段成礦深度為94～525m，Ⅱ階段成礦深度為76～317m;ρ取水的密度1.00g/cm3時(shí)(視為靜水壓力)，可求得Ⅰ階段成礦深度為254～1416m，Ⅱ階段成礦深度為204～856m。

綜上，從Ⅰ階段到Ⅱ階段，流體密度基本不變，溫度、鹽度、壓力有所降低。成礦流體為中溫、中低鹽度、中低密度的H2O－NaCl±CO2體系，成礦深度屬淺成范圍。

5.2 成礦流體來源

氫氧同位素廣泛用于示蹤成礦流體來源，其結(jié)果對(duì)礦質(zhì)沉淀機(jī)制及建立成礦模型具有重要的指示意義。Sheppard(1986)通過計(jì)算獲得巖漿水的δD為－80‰～ －40‰，δ18O為5.5‰ ～9.5‰。羅布真鉛鋅礦床 δ18O值較集中(3.9‰ ～6.6‰，極差2.7‰)，而 δD值相對(duì)分散(－91‰ ～ －125‰，極差34‰)，二者與溫度的相關(guān)性均不明顯。在δD－δ18O圖解(圖6)中，Ⅰ、Ⅱ階段投影點(diǎn)均位于原生巖漿水氫氧同位素組成范圍左下方(δ18O平均值為5.6‰，在原生巖漿水范圍內(nèi);δD低于原生巖漿水)，而與變質(zhì)水區(qū)域較遠(yuǎn)，且沒有明顯的“δ18O漂移”現(xiàn)象，說明成礦流體主要為巖漿水。

這種δ18O值集中在原生巖漿水附近、而δD值低于原生巖漿水且較分散的現(xiàn)象在鉛鋅礦床中報(bào)道較少。絕大多數(shù)硅酸鹽巖漿在巖漿溫度下D傾向于富集到水蒸氣中，而H傾向于保留在殘留巖漿水中，O的同位素分餾效應(yīng)小，因此巖漿去氣作用會(huì)使殘留巖漿中水和D的含量減少，而對(duì)O的同位素組成沒有明顯的影響(Suzuoki et al.，1976;Nabelek et al.，1983)。在開放系統(tǒng)中，隨著水蒸氣從巖漿中持續(xù)出溶，可導(dǎo)致殘留巖漿水中δD值低于原生巖漿水且有較大的變化范圍，而δ18O變化較小(Taylor，1983)。因此認(rèn)為羅布真礦區(qū)δ18O范圍窄而δD范圍寬的原因是成礦流體來源于發(fā)生了強(qiáng)烈?guī)r漿去氣作用的殘留巖漿水。

圖6 羅布真鉛鋅礦床δD－δ18 O圖解Fig.6 Diagram ofδD versusδ18 O in the Luobuzhen Pb－Zn deposit

5.3 成礦機(jī)制

不混溶是指一個(gè)體系內(nèi)有兩種或多種流體互相組合而共存的現(xiàn)象(Roedder，1992)。研究表明，不混溶可以破壞成礦流體的相平衡，相態(tài)變化導(dǎo)致溶液中金屬絡(luò)合物發(fā)生分解并沉淀出金屬礦物，該過程廣泛存在于多金屬脈狀礦床、淺成熱液礦床和斑巖銅鉬礦床等礦床中，是礦質(zhì)沉淀的重要機(jī)制(Roedder，1984;張德會(huì)，1997)。對(duì)Ⅱ階段石英中包裹體的巖相學(xué)觀察表明，同一視域中可見PC型包裹體、W1型包裹體、W2型包裹體和W3型包裹體共生(圖3a)，構(gòu)成連續(xù)的變化序列，鏡下特征表明它們是同期次捕獲的，因此它們捕獲于非均勻體系，流體經(jīng)歷了不混溶作用(張文淮等，1993)。W2型包裹體與W3型包裹體共生(圖3b)，前者均一到液相，后者均一到氣相，顯微測(cè)溫表明二者具相近的均一溫度(304℃和312℃)，這是流體不混溶的直接證據(jù)(張文淮等，1993;盧煥章等，2004)。部分氣液比中等(40% ～60%)的W型包裹體，當(dāng)溫度加熱至370℃以上時(shí)，氣泡體積沒有明顯變化，說明它們是在沸騰狀態(tài)下不均勻的液相+氣相中捕獲的(顧雪祥等，2010)。Ⅱ階段石英中多數(shù)W2型和W3型包裹體的氣液相成分含CO2，部分W2型包裹體氣液相成分均為H2O，而閃鋅礦中包裹體不含CO2，這也是流體不混溶的一個(gè)佐證，閃鋅礦及部分石英(其含有的W2型包裹體氣液相成分均為H2O)形成于CO2、CH4等揮發(fā)分從流體中大量逸出之后。因此，Ⅱ階段成礦流體經(jīng)歷了以氣液相分離為標(biāo)志的不混溶作用，由初始均一的H2O－NaCl－CO2－CH4型流體演變?yōu)橐訡O2或CH4為主的氣相和以H2ONaCl為主的溶液相。

與液態(tài)不混溶有關(guān)的成礦作用主要有三類:(1)巖漿熔融體不混溶分離形成硅酸鹽熔漿和礦漿，如硅酸鹽熔漿與銅鎳硫化物的不混溶形成銅鎳硫化物礦床(Naldrett，1989);(2)巖漿結(jié)晶作用晚期H2O、CO2、H2S等氣體與硅酸鹽熔體發(fā)生不混溶分離，形成的含礦氣水熱液經(jīng)交代、充填富集成礦(Reyf，2004;Cesare et al.，2007);(3)含礦流體由于減壓沸騰引起相分離，使成礦物質(zhì)富集沉淀(Reed et al.，1985)。斷裂導(dǎo)致的壓力降低可促使流體發(fā)生不混溶作用，使礦質(zhì)富集沉淀(Bowers，1991)。岡底斯成礦帶經(jīng)歷過強(qiáng)烈的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)，區(qū)域及礦區(qū)斷裂構(gòu)造發(fā)育，羅布真鉛鋅礦體主要位于破碎帶中，且Ⅱ階段壓力比Ⅰ階段低，因此推測(cè)礦區(qū)不混溶作用可能是成礦流體遭受斷裂構(gòu)造發(fā)生減壓而引起。壓力的突然降低使CO2、CH4等氣體的溶解度減小，氣體大量逃逸。CO2作為一種弱酸對(duì)成礦流體的pH值有重要影響，流體中的CO2有利于促進(jìn)流體的相分離(盧煥章等，2008)。CO2、CH4等揮發(fā)分的大量逃逸帶走熱量使成礦系統(tǒng)溫度降低，使流體濃縮甚至過飽和，同時(shí)造成成礦流體pH值升高、還原性增強(qiáng)或氧化性降低，從而導(dǎo)致方鉛礦、閃鋅礦等硫化物的沉淀。

6 結(jié)論

(1)羅布真鉛鋅礦床成礦過程可分為石英－黃鐵礦階段(Ⅰ)和石英－多金屬硫化物階段(Ⅱ)。Ⅰ、Ⅱ階段的石英中分布純氣相包裹體(PC型)、純液相包裹體(W1型)、富液相包裹體(W2型)、富氣相包裹體(W3型)和含子礦物多相包裹體(S1型);Ⅱ階段的閃鋅礦中分布富液相包裹體(W2型)和含子礦物多相包裹體(S2型)。Ⅰ、Ⅱ階段的石英中同類型的包裹體成分大體相似，PC型包裹體成分為CO2或CH4，W2型包裹體與W3型包裹體液相組分主要為H2O，含微量CO2，氣相組分主要為H2O和CO2，Ⅱ階段部分 W2型包裹體氣液相成分均為H2O。Ⅱ階段閃鋅礦中W2型包裹體液相組分和氣相組分主要為H2O，S2型包裹體子礦物為方解石。

(2)Ⅰ階段石英中的包裹體均一溫度集中在200～320℃，鹽度集中在8% ～16%NaCleqv。Ⅱ階段石英和閃鋅礦中的包裹體均一溫度集中在180～240℃和280～320℃兩個(gè)區(qū)間，鹽度集中在6% ～12%NaCleqv。從Ⅰ階段到Ⅱ階段，溫度、鹽度、壓力呈降低趨勢(shì)。成礦流體為中溫、中低鹽度、中低密度的H2O－NaCl±CO2體系，成礦深度屬淺成范圍。

(3)Ⅰ階段成礦流體δDH2O=－114‰，δ18OH2O=6.2‰;Ⅱ階段成礦流體 δDH2O=－91‰ ～ －125‰，δ18OH2O=3.9‰ ～6.6‰。Ⅰ、Ⅱ階段氫、氧同位素投影點(diǎn)均位于原生巖漿水氫氧同位素組成范圍左下方，成礦流體主要來自于發(fā)生了強(qiáng)烈?guī)r漿去氣作用的殘留巖漿水。

(4)以氣液相分離為標(biāo)志的流體不混溶使成礦流體的性質(zhì)改變且發(fā)生相態(tài)變化，從而引起方鉛礦、閃鋅礦等硫化物的沉淀。

［注釋］

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② 四川省核工業(yè)地質(zhì)局二八二大隊(duì).2013.西藏日喀則昂仁縣羅布真鉛礦詳查2013年度工作總結(jié)［R］

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［附中文參考文獻(xiàn)］

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