劉 行,鄒 灝,2,李 陽,蔣修未,陳海鋒,李 敏,李 蝶

(1.成都理工大學(xué) 地球科學(xué)學(xué)院,成都 610059; 2.自然資源部構(gòu)造成礦成藏重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,成都 610059)

印度大陸和歐亞大陸經(jīng)過不斷的匯聚和碰撞作用，形成了全球規(guī)模最大、時(shí)代最新、最為經(jīng)典的陸-陸碰撞造山帶系統(tǒng)——喜馬拉雅造山帶[1]。該碰撞過程大致劃分為3個(gè)階段：主碰撞(65～41 Ma B.P.)、晚碰撞(40～26 Ma B.P.)和后碰撞(<25 Ma B.P.)，分別對(duì)應(yīng)碰撞匯聚成礦、構(gòu)造轉(zhuǎn)換成礦和伸展拆離成礦3種成礦過程[2-4]。印度-歐亞大陸對(duì)接碰撞的過程，發(fā)生了大規(guī)模的殼幔相互作用，造成了巖石圈地幔減薄、強(qiáng)烈的地殼縮短和加厚以及巨量的巖漿流體活動(dòng)。尤其在25 Ma B.P.之后，經(jīng)過一系列構(gòu)造穹隆帶以及南北和東西向的斷裂作用后，引發(fā)了大規(guī)模的成礦作用[5-10]。特提斯喜馬拉雅構(gòu)造帶正是在這一環(huán)境下形成，產(chǎn)出了不少典型鉛鋅銻金多金屬礦床，如：扎西康鉛鋅銻金多金屬礦床、邦布金礦床、查拉普金礦床、車窮卓布銻金礦床、馬拉扎銻金礦床、哲古銻金礦床、沙拉崗銻礦床等[11-18]。

前人已經(jīng)對(duì)特提斯喜馬拉雅鉛鋅金銻成礦帶展開了大量研究，主要集中在鉛鋅金銻礦的時(shí)空分布特征、成礦地質(zhì)特征、年代學(xué)、成礦物質(zhì)來源、礦床成因類型等方面[2-3,13-14,19]。研究表明，研究區(qū)的流體特征、成礦作用過程與特提斯喜馬拉雅地區(qū)的車窮卓布、扎西康、馬扎拉等金銻礦具有相似性。曹華文等[20]對(duì)拉瓊銻金礦床應(yīng)用鋯石測齡、Ar-Ar測齡、Hf同位素以及H-O同位素等方法闡述了其年代學(xué)、流體物質(zhì)來源和構(gòu)造演化成因；但是對(duì)于拉瓊銻金礦床流體包裹體特征、流體演化、沉淀機(jī)制以及同周邊穹隆帶之間關(guān)系探究的報(bào)道較少。本文在野外地質(zhì)調(diào)查的基礎(chǔ)上，對(duì)拉瓊礦床的流體包裹體進(jìn)行系統(tǒng)的巖相學(xué)觀察、顯微測溫和激光拉曼成分測試，確定成礦各階段流體的溫度、密度、壓力、鹽度和成分等性質(zhì)特征，初步探討巖漿-熱液的演化與沉淀機(jī)制，以及周邊穹隆構(gòu)造和斷裂帶對(duì)成礦過程的影響，為研究區(qū)及其周緣的找礦勘查工作提供理論依據(jù)。

1 成礦地質(zhì)背景

拉瓊銻金礦床位于青藏高原南部的特提斯喜馬拉雅構(gòu)造帶東段，地處印度河-雅魯藏布江縫合帶(IYZS)與藏南拆離系(STDS)大斷裂之間。在歐亞和印度兩板塊之間發(fā)生碰撞后，印度洋受到影響持續(xù)擴(kuò)張，造成印度大陸不斷向北擠壓，從而形成了喜馬拉雅構(gòu)造帶[21-22]。該地區(qū)近東西向的斷裂：藏南拆離系主拆離面(STDS)、主中央上沖斷裂(MCT)、主邊界上沖斷裂(MBT)[23]自北而南依次向東西向延伸，將喜馬拉雅地體分成3個(gè)東西走向的構(gòu)造地層單元，從北到南分別是特提斯喜馬拉雅(THB)、高喜馬拉雅(HHB)、低喜馬拉雅(LHB)(圖1-A)[24-25]。研究區(qū)位于特提斯喜馬拉雅(THB)構(gòu)造帶東段，地層除震旦系-泥盆系缺失外，其余地層均有發(fā)育，主要出露的地層為侏羅系的中下統(tǒng)陸熱組(J1-2l)、中統(tǒng)遮拉組(J2z)以及第四系(圖2)。陸熱組出露厚度>100 m，是拉瓊礦床主要含礦地層，為深灰色、灰黑色薄板狀含碳鈣質(zhì)板巖，夾灰色、灰白色中厚層狀泥晶灰?guī)r。含碳鈣質(zhì)板巖為變余泥晶結(jié)構(gòu)，板狀構(gòu)造；泥晶灰?guī)r為泥晶結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造。區(qū)域內(nèi)巖體主要由始新世至寒武紀(jì)的沉積巖構(gòu)成，局部被古生代的輝綠巖、輝長巖、蛇綠巖、寒武紀(jì)變質(zhì)巖、中晚元古代變質(zhì)巖、三疊紀(jì)混雜巖和中新世淡色花崗巖、閃長巖侵入(圖1-B)[26-27]。礦區(qū)構(gòu)造多呈近東西向展布，復(fù)式褶皺、斷裂及韌-脆性剪切構(gòu)造發(fā)育，主要控礦構(gòu)造格架是由南西角的控礦斷裂F1、F2和F3，以及北東側(cè)的近南北向F4斷裂所組成(圖2)。礦區(qū)巖漿巖在北側(cè)發(fā)育有變細(xì)粒玄武巖、變粗玄巖、變杏仁狀玄武巖等。

礦區(qū)目前發(fā)現(xiàn)的金銻礦主要集中分布于羊卓雍錯(cuò)盆地周緣，尤其是盆地周緣的雅拉香波穹隆、然巴穹隆、錯(cuò)那洞穹隆周邊，沿著區(qū)域性近東西向和近南北向斷裂分布了一系列的金礦、金銻礦、銻礦、鉛鋅多金屬礦以及汞、銫等礦點(diǎn)。

2 礦床地質(zhì)特征

礦床中主要出露地層為陸熱組、遮拉組及第四系(圖2)。礦床內(nèi)已揭露的銻金礦體共3個(gè)，均賦存于斷層破碎帶中，斷層兩盤巖性均為陸熱組鈣質(zhì)板巖。礦體形態(tài)、產(chǎn)狀、厚度等完全受裂隙破碎帶控制，呈似層狀、透鏡狀產(chǎn)出(圖3)。3個(gè)礦體礦化強(qiáng)度相對(duì)富集。礦體內(nèi)部結(jié)構(gòu)均為簡單的單一礦層，礦體的頂、底板均為陸熱組鈣質(zhì)板巖。礦石中礦物成分為：金屬礦物以自然金、輝銻礦為主，其次為少量的辰砂、褐鐵礦、黃鐵礦、白鐵礦、黃銅礦；非金屬礦物有石英、方解石、絹云母、白云母、綠泥石、綠簾石。拉瓊礦床中金的賦存狀態(tài)以自然金為主，主要在熱液期第二階段以裂隙金、包體金的形式賦存于輝銻礦、黃鐵礦及石英中，偶見賦存于表生期形成的粗粒方解石中，其中以包體居多(表1)。

Ⅰ號(hào)礦體出露于礦區(qū)的西側(cè)，受F1斷層控制，賦存于斷層破碎帶中。礦體長約600 m，寬0.8～3 m，傾向南西，傾角70°左右?？氐V斷裂性質(zhì)為張性和張扭性逆斷層(圖3-A)。有用組分Au的品位(質(zhì)量分?jǐn)?shù):wAu)在地表工程中為(1.22～21.13)×10-6，在深部工程中為(1.16～45.92)×10-6；Sb品位(質(zhì)量分?jǐn)?shù):wSb)在地表工程中為0.52%～4.65%,在深部工程中為0.51%～9.62%。

Ⅱ號(hào)礦體出露于礦區(qū)的南西角，受F2斷層控制，賦存于斷層破碎帶中。礦體傾向北西，傾角60°左右，沿走向發(fā)育寬2～5 m破碎帶。帶內(nèi)破碎的角礫巖呈透鏡狀并沿著斷裂走向分布，尚有一系列平行分布的方解石脈發(fā)育(圖3-E)，方解石脈寬0.2～15 cm。斷層性質(zhì)為張性及張扭性逆斷層。Au品位(wAu)在地表工程中為(1.11～53.22)×10-6，在深部工程中為(1.14～45.61)×10-6；Sb品位(wSb)在地表工程中為0.55%～7.87%,在深部工程中為0.75%～10.01%。

表1 拉瓊銻金礦床礦物生成順序Table 1 Sequence of mineral formation in Laqiong antimony-gold deposit

Ⅲ號(hào)礦體出露于礦區(qū)的南西角，受F3斷層控制，賦存于斷層破碎帶中。礦體傾向北西，傾角10°～13°，走向北東-南西，北東延伸至F2斷裂(圖3-G)，南西延伸至礦區(qū)外，長度約500 m，寬3～5 m，帶內(nèi)破碎的角礫巖呈透鏡狀并沿著斷裂的走向分布。有用組分Au品位(wAu)在地表工程中為(1.19～34.25)×10-6，在深部工程中為(1.07～74.55)×10-6；Sb品位(wSb)在地表工程中為0.55%～7.87%，在深部工程中為0.75%～10.01%。

圍巖蝕變沿?cái)嗔哑扑閹Х植?，具典型的熱液型礦床的蝕變特征。主要有硅化、碳酸鹽化、黃鐵礦化。各類蝕變相互交叉，其中硅化最發(fā)育。硅化(圖3-C、D)廣泛分布于陸熱組構(gòu)造裂隙中，并且強(qiáng)度由北至南漸強(qiáng)。金屬硫化物、碳酸鹽礦物常呈星點(diǎn)狀、斑點(diǎn)狀、條帶狀分布于硅化石英脈中。碳酸鹽化(圖3-E、F)主要分布于陸熱組中。方解石脈在其構(gòu)造破碎帶中分布廣泛，并且局部還伴有金、輝銻礦化。黃鐵礦化(圖3-H、I)普遍發(fā)育在陸熱組中，且位于構(gòu)造破碎帶內(nèi)及其旁側(cè)。

根據(jù)前人研究、野外觀察以及礦物組合特征，將研究區(qū)成礦期次分為熱液期和表生期。其中熱液期可以分為3個(gè)階段(表1)，分別為：無礦-石英階段，主要為乳白色石英，沿?cái)嗔鸭暗讓优沓涮?，或者膠結(jié)圍巖構(gòu)造角礫出現(xiàn)；石英-硫化物階段，由于多期次構(gòu)造活動(dòng)的影響，圍巖破碎帶與早期的乳白色石英形成部分角礫構(gòu)造，隨后被深灰色石英、輝銻礦等礦物膠結(jié)形成角礫巖型礦石，礦物組合以輝銻礦±石英±自然金±碳酸鹽為主，硫化物以輝銻礦和黃銅礦為主，黃鐵礦、辰砂、毒砂相對(duì)較少；方解石-硫化物階段，主要礦物組合為方解石±輝銻礦，局部位置方解石出現(xiàn)多種不同類型晶體的聚晶形態(tài)，該階段出現(xiàn)微量的毒砂、辰砂，幾乎沒有黃鐵礦。表生期：出露規(guī)模不大，在熱液成礦期之后受構(gòu)造抬升和風(fēng)化剝蝕影響，地表淺部以及斷裂帶淺部形成部分綠泥石化、銻華、褐鐵礦及其氧化物；同時(shí)在化學(xué)作用下表生的含礦流體沿石英脈裂隙沉淀富集形成細(xì)脈及薄膜狀的自然金。

3 研究方法

本次研究樣品主要采自拉瓊地區(qū)(東經(jīng)91°16′53″，北緯28°27′31.2″)，在海拔高度為4 861 m的地下工作面和露頭處共采集了7個(gè)有代表性的樣品，樣品巖性為與礦化有關(guān)的石英閃長斑巖，采樣時(shí)兼顧不同礦化階段、不同礦化及蝕變類型等因素。將上述樣品制成厚0.3 mm雙面拋光的包裹體片，然后在偏光顯微鏡下進(jìn)行觀察，記錄不同成礦階段、不同類型包裹體的分布密度、大小、氣相體積分?jǐn)?shù)等巖相學(xué)特征。

顯微鏡下鑒定等巖相學(xué)工作以及流體包裹體顯微測溫實(shí)驗(yàn)均在成都理工大學(xué)油氣藏地質(zhì)及開發(fā)工程國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室中進(jìn)行。測溫實(shí)驗(yàn)之前需要在顯微鏡下對(duì)包裹體進(jìn)行全方位的觀測，包括識(shí)別包裹體內(nèi)部礦物、劃分包裹體類型，同時(shí)挑選合適的流體包裹體以備測溫實(shí)驗(yàn)使用。隨后將處理過后的包裹體片放置在冷熱臺(tái)(英國Linkam THMSG600)中進(jìn)行測溫試驗(yàn)，控溫區(qū)間為-196～600℃，其中-196～0℃的誤差為±0.5℃，0～600℃的誤差為±2.0℃。在進(jìn)行降溫、升溫的過程中溫度變化速率設(shè)定在0.50～25.0℃/min，相變點(diǎn)附近溫度變化速率為0.5～1.0℃/min。

單個(gè)流體包裹體激光拉曼光譜顯微探針測試分析實(shí)驗(yàn)是在中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)綜合利用研究所進(jìn)行，本次實(shí)驗(yàn)用到的設(shè)備為英國Renishaw RM2000型顯微激光拉曼光譜儀，測試階段使用波長為514 nm Ar+的激光器，激光功率是40 MW，曝光時(shí)間5 s/2次疊加，光譜儀狹縫為4 μm。

4 流體包裹體特征

4.1 流體包裹體巖相學(xué)特征

在室溫環(huán)境下，顯微鏡下觀察到樣品中各階段石英和方解石內(nèi)含有豐富的流體包裹體，包裹體大小多介于5～40 μm，以原生、次生包裹體居多，多呈長柱狀、負(fù)晶形、條帶狀分布，亦有部分較小、呈不規(guī)則狀的次生、假次生包裹體。根據(jù)室溫下包裹體的相態(tài)、氣相占包裹體總體積的比率、加熱時(shí)的相態(tài)變化及激光拉曼光譜分析結(jié)果，將包裹體分為3種類型：氣液H2O兩相包裹體(Ⅰ類)，其中又分為富液H2O兩相包裹體(Ⅰa類)和富氣H2O兩相包裹體(Ⅰb類)；含CO2-H2O三相包裹體(Ⅱ類)；液相H2O包裹體(Ⅲ類)。

4.1.1 氣液H2O兩相包裹體

富液H2O兩相包裹體(Ⅰa類)：由氣相H2O和液相H2O兩部分組成，包裹體大部分為液體組成，大小通常介于10～39 μm，呈橢圓形、圓形、長條形以及各種不規(guī)則形，在各類石英、方解石脈中均可見，呈線性或孤立分布，以原生包裹體居多，部分次生包裹體沿石英裂隙分布。室溫下其氣相體積分?jǐn)?shù)(φ)一般集中在15%～30%，氣相為水蒸氣，常呈無色透明狀，也有因所含成分不同而呈現(xiàn)為淺灰至灰黑色。包裹體加熱后均一為液相。此類包裹體約占包裹體總量的80%(圖4-B、E～I(xiàn))，熱液期第一、第二、第三階段和表生期均可見。

富氣H2O兩相包裹體(Ⅰb類)：由氣相H2O和液相H2O兩部分組成，該類包裹體大部分由氣體組成，大小一般在9～15 μm，常呈橢圓形或不規(guī)則形態(tài)，包裹體主要呈孤立狀或與富液H2O兩相包裹體相伴產(chǎn)出。室溫下氣相體積分?jǐn)?shù)一般集中在55%～75%；此類包裹體數(shù)量較少，約占包裹體總量的5%，呈暗灰色。它們是在礦化較早階段、流體溫度較高及富含揮發(fā)組分的情況下捕獲的，賦存于熱液期第一和第二階段的石英中(圖4-B、F)。

4.1.2 含CO2-H2O三相包裹體

此類包裹體由3部分組成：氣相CO2、液相CO2、液相H2O，大小一般在10～40 μm，呈橢圓形、負(fù)晶形或不規(guī)則形狀，約占包裹體總量的10%。形態(tài)相似，以原生包裹體呈孤立狀分布居多，在熱液期第一階段中最為發(fā)育。同時(shí)期捕獲的次生包裹體為CO2-H2O型三相包裹體，室溫下氣相體積分?jǐn)?shù)一般集中10%～25%，表現(xiàn)為二相或三相，且多出現(xiàn)在同一視域當(dāng)中(圖4-A～D)，可能是由于流體不混溶所導(dǎo)致[28-29]。其中部分CO2相包裹體(VCO2+LCO2)所占比例為15%～50%，多數(shù)大于25%。根據(jù)CO2充填度不同，可分為富CO2相(圖4-A)和富H2O相CO2-H2O型三相包裹體(圖4-C、D)，測溫過程中二者分別完全均一至LCO2相和LH2O相。

4.1.3 液相H2O包裹體

液相H2O包裹體(Ⅲ類)多數(shù)發(fā)育在表生期，主要為鹽水溶液，呈單一的液相。形態(tài)上多呈現(xiàn)不規(guī)則狀，體積較小，直徑在5～15 μm，占包裹體總量的5%。其中L型包裹體常沿構(gòu)造微裂隙線性分布，大多屬于礦化后晚期低溫?zé)嵋鹤饔眠^程中捕獲的次生包裹體(圖4-H～I(xiàn))。

4.2 顯微測溫結(jié)果

在前期包裹體巖相學(xué)觀察基礎(chǔ)上，對(duì)拉瓊銻金礦床的石英脈和方解石脈中出現(xiàn)的具有代表性的面狀以及孤立的CO2-H2O三相包裹體、氣液H2O兩相包裹體進(jìn)行了測溫。測溫結(jié)果見表2、表3、表4及圖5。氣液H2O兩相溶液包裹體鹽度，根據(jù)所測的冰點(diǎn)溫度，利用前人提供的H2O-NaCl體系鹽度-冰點(diǎn)-密度公式計(jì)算[30-31]：

wNaCl=1.78tm-0.0442tm2+0.000557tm3

(1)

ρ=A+B×th+C×th2(wNaCl=1%～30%)

(2)

式中：wNaCl為鹽度(NaCl質(zhì)量分?jǐn)?shù));tm為冰點(diǎn)溫度(℃);ρ為密度(g/cm3);th為CO2均一溫度(℃);A、B、C為無量綱參數(shù)，根據(jù)鹽度范圍選擇如下參數(shù)計(jì)算：

A0=0.993531;A1=8.72147×10-3;A2=-2.43975×10-5;B0=7.11652×10-5;B1=-5.2208×10-5;B2=1.26656×10-6;C0=-3.4997×10-6;C1=2.12124×10-7;C2=-4.52318×10-9。

CO2-H2O三相包裹體鹽度，根據(jù)所測籠合物熔化溫度，利用Roedder和劉斌提出的鹽度-密度公式計(jì)算[32-34]：

wNaCl=15.52022-1.02342t-005286t2

(-9.6℃≤t≤10℃)

(3)

ρ=0.4683+0.001441×(31.35-th)+

0.1318×(31.35-th)1/3

(4)

ρ總=ρCO2×VCO2+ρH2O×(1-VCO2)

(5)

式中：t為CO2水合物溶解溫度；ρ為CO2密度；ρ總為包裹體流體密度；VCO2為CO2體積；ρH2O為水溶液的密度。

熱液期第一階段無礦-石英階段石英中發(fā)育CO2-H2O三相包裹體、富液H2O兩相包裹體。CO2-H2O三相包裹體完全均一溫度為253.3～279.4 ℃，均一至LH2O；部分均一溫度為28.9～30.9 ℃，均一至LCO2；籠合物溫度介于9.0～9.9 ℃，CO2三相點(diǎn)溫度介于-56.8～-56.1 ℃，鹽度變化范圍在0.21%～2.03%，流體密度為0.57～0.65 g/cm3；富液H2O兩相包裹體的均一溫度介于237.9～261.4 ℃，冰點(diǎn)溫度介于-5.4～-2.3 ℃，鹽度變化范圍在3.87%～8.41%，流體密度為0.82～0.86 g/cm3；平均均一溫度tav=259.4 ℃(圖5-A)。

熱液期第二階段石英-硫化物階段石英中發(fā)育富液H2O兩相包裹體、富氣H2O兩相包裹體，零星CO2-H2O三相包裹體。富液H2O兩相包裹體均一溫度為174.1～226.5 ℃，冰點(diǎn)溫度為-5.3～-1.2 ℃，鹽度變化范圍在2.07%～8.23%，流體密度為0.85～0.92 g/cm3；平均均一溫度tav=206.8 ℃(圖5-C)。

熱液期第三階段方解石-硫化物階段方解石中發(fā)育富液H2O兩相包裹體。富液H2O兩相包裹體均一溫度為154.3～193.6 ℃，冰點(diǎn)溫度為-4.7～-1.5 ℃，鹽度變化范圍在2.07%～7.45%，流體密度為0.89～0.95 g/cm3；平均均一溫度tav=170.0 ℃(圖5-E)。

表生期褐鐵礦化階段方解石中發(fā)育富液H2O兩相包裹體。富液H2O兩相包裹體均一溫度為108.7～133.3 ℃，冰點(diǎn)溫度為-2.6～-1.1 ℃，鹽度變化范圍為1.91%～4.35%，流體密度為0.95～0.98 g/cm3；平均均一溫度tav=120.1 ℃(圖5-G)。

測溫結(jié)果顯示，CO2-H2O三相包裹體中CO2三相點(diǎn)溫度為-56.9～-56.1 ℃，略低于純CO2型三相包裹體固相初熔溫度值，表明包裹體中可能混有其他氣體組分；經(jīng)激光拉曼光譜測試，含少量CH4。氣液H2O兩相包裹體所測冰點(diǎn)溫度為-5.4～-1.1 ℃，鹽度為1.91%～8.41%，均一溫度為108.7～261.4 ℃(表2、表3)，屬于低鹽度、中低溫?zé)嵋旱V床。在同一視域內(nèi)可見CO2-H2O三相包裹體和氣液H2O兩相包裹體共存，且均一溫度較為接近，分別均一為LCO2和LH2O，可能反映了流體存在不混溶現(xiàn)象[32,35-37]。

4.3 流體成礦壓力和深度估算

根據(jù)S.M.Matthew等[38]基于H2O-NaCl體系PVTX流體包裹體捕獲壓力的數(shù)據(jù)計(jì)算處理公式，得出平均壓力為27.8 MPa。運(yùn)用孫豐月等[39]根據(jù)R.H.Sibson等[40]所提出的斷裂帶流體分帶模式，分段擬合了壓力與深度的關(guān)系，其中當(dāng)x<40 MPa時(shí)，用y=x/10(x為壓力；y為成礦深度)來估算該礦床對(duì)應(yīng)的成礦深度為2.78 km。綜上，研究區(qū)內(nèi)礦床成礦平均壓力為27.8 MPa，平均成礦深度為2.78 km，屬于中-淺成礦床。

4.4 流體包裹體成分分析

利用顯微激光拉曼光譜測試分析技術(shù)對(duì)拉瓊銻金礦床中各階段存在的流體包裹體成分進(jìn)行測試，峰值掃描結(jié)果顯示出各階段中的包裹體氣相與液相成分均存在明顯差異(圖6)。

5 討 論

5.1 成礦流體特征及其演化

流體包裹體巖相學(xué)及顯微測溫結(jié)果表明(表2、表3、表4和圖5)，無論是包裹體類型，還是包裹體均一溫度和鹽度，拉瓊銻金礦床均表現(xiàn)出多階段演化特征。

熱液期第一階段無礦-石英階段中的流體包裹體以Ⅰ、Ⅱ類型為主，均一溫度在237.9～279.4 ℃，初熔溫度在-21.2～-20.3 ℃，鹽度(wNaCl)為0.21%～8.41%。具有中溫、鹽度波動(dòng)大的特征，為NaCl-H2O-CO2-CH4體系[41]。CO2包裹體初熔溫度為-56.9～-56.1 ℃，略低于純CO2-H2O型三相包裹體固相初熔溫度值，表明包裹體中可能混有其他氣體組分。經(jīng)激光拉曼光譜測試，含少量CH4。

熱液期第二階段石英-硫化物階段中的流體包裹體主要以Ⅰ類型為主，均一溫度在174.1～226.5 ℃，初熔溫度在-20.9～-18.7 ℃，鹽度(wNaCl)為2.07%～8.23%。具有中低溫、低鹽度特征，為NaCl-H2O-CH4體系[41]。

熱液期第三階段方解石-硫化物階段和表生期流體包裹體以Ⅲ類型為主，均一溫度在108.7～193.6 ℃，初熔溫度在-20.8～-17.6 ℃，鹽度(wNaCl)為1.91%～7.45%。測試含量以水氣為主，均屬于低溫、低鹽度的NaCl-H2O體系[41]。

總體上，由早階段到晚階段，成礦流體溫度逐漸降低，由中溫流體經(jīng)過中低溫流體逐步演變?yōu)榈蜏亓黧w；成礦流體鹽度變化規(guī)律不顯著，從早階段到晚階段，整體呈現(xiàn)低鹽度并逐漸降低(圖7)。

5.2 成礦物質(zhì)沉淀機(jī)制

研究區(qū)位于藏南拆離系斷裂帶中，主拆離帶顯示了藏南沉積巖系和喜馬拉雅構(gòu)造帶之間的大規(guī)模拆離滑脫，從而形成了一系列斷裂構(gòu)造，如東西向的拉孜-邛多江斷裂、絨布斷裂、洛扎斷裂等。區(qū)內(nèi)金銻等礦床(點(diǎn))的分布與印度-歐亞板塊碰撞形成的巖漿侵入體分布的區(qū)域大體一致，并且形成時(shí)間上也存在耦合，基本集中在32～14 Ma B.P.，為金礦、銻礦、金銻和鉛鋅等多金屬礦提供了有利控礦和容礦構(gòu)造[13,42]。金屬礦物沉淀機(jī)制的控制因素有很多，主要包括：①降溫冷卻；②流體混合作用；③減壓沸騰；④流體不混溶；⑤熱液蝕變作用。同時(shí)也與金屬礦物本身性質(zhì)以及其搬運(yùn)絡(luò)合物類型有關(guān)，主要通過影響流體溫度、氧化-還原環(huán)境、酸堿度以及硫逸度來使金屬礦物沉淀[43-45]。

拉瓊銻金礦床流體包裹體顯微測溫結(jié)果顯示，在整個(gè)加熱過程中均向液相均一，并且從早期階段到晚期階段鹽度-均一溫度協(xié)變圖中(圖8-A)可知，成礦流體溫度集中于108.7～279.4 ℃，屬于中偏低溫流體，在熱液期第一階段與表生期溫度變化明顯，很可能出現(xiàn)了流體的簡單冷卻和流體混合。流體整體鹽度非常穩(wěn)定，均低于9%。流體包裹體類型多為相似且很少觀察到明顯的純氣、純液和氣液兩相包裹體共存，表明構(gòu)造減壓沸騰、流體不混溶不是造成礦質(zhì)沉淀的主要因素[45-46]。同樣結(jié)合激光拉曼測試分析顯示，該礦床包裹體中有CO2，會(huì)促進(jìn)H2O-NaCl體系的相分離，使CO2優(yōu)先于其他揮發(fā)成分逃逸，僅僅導(dǎo)致流體趨近于中性或弱酸性，調(diào)節(jié)pH值，促使Sb與Au元素以還原性質(zhì)的HS-絡(luò)合物形式富集，僅為流體提供還原環(huán)境[47-49]，并不能說明CO2在H2O-NaCl體系中引起的相分離是金屬沉淀的主要原因，為此排除了減壓沸騰、流體不混溶2種因素。

金屬除了能被絡(luò)離子影響以外，還可以以水合物的形式搬運(yùn)。根據(jù)圖8-B中，均數(shù)投點(diǎn)落入了大氣水區(qū)域?，F(xiàn)有研究數(shù)據(jù)表明，流體混合是金沉淀的主要因素之一[62]。據(jù)曹華文等[21]將藏南拆離系銻金礦氫氧同位素特征以δD-δ18O關(guān)系圖形式進(jìn)行分析投點(diǎn)(圖9)，δDH2O-SMOW在-119.70‰～-108.10‰之間，處在青藏高原南部西藏大氣水范圍內(nèi)[63]，表明其成礦流體與大氣水參與密切相關(guān)；藏南拆離系中眾多銻金礦床如馬拉扎、邦布、查拉普、馬攸木等均處于巖漿水范圍內(nèi)，大體處于西藏地?zé)崴c建造水之間，并且有向巖漿水演化的趨勢，其δ18OH2O-SMOW在4.97‰～9.59‰。綜合野外巖體周圍同巖漿期熱液活動(dòng)造成的圍巖蝕變多伴隨有硅化蝕變、碳酸鹽化、黃鐵礦化、絹云母化等，推斷拉瓊銻金礦床成礦流體是形成于地?zé)崴蚪ㄔ焖驇r漿水演化的流體混合作用，以及受大氣水影響致使流體冷卻作用。表明拉瓊金銻礦是由流體混合和冷卻降溫作用共同導(dǎo)致的金屬沉淀。

5.3 成礦過程

研究區(qū)內(nèi)構(gòu)造活動(dòng)強(qiáng)烈，具有多期次性，受新特提斯洋的擴(kuò)張至消減閉合的俯沖過程、洋盆閉合后的陸-陸碰撞過程以及晚期大規(guī)模的伸展藏南拆離過程所引起的構(gòu)造活動(dòng)影響最為強(qiáng)烈[60]。為了進(jìn)一步探究藏南拆離系和穹隆構(gòu)造帶與金銻鉛鋅等礦床的成礦作用關(guān)系，本文搜集了附近典型礦床的特征資料，對(duì)比其均一溫度、鹽度以及成礦年代(圖10)。前人資料顯示藏南拆離系(STDS)活動(dòng)時(shí)間在35～12 Ma B.P.[51-52]。研究區(qū)鄰近的3個(gè)穹隆構(gòu)造活動(dòng)時(shí)間分別為：錯(cuò)那洞穹隆26～15.9 Ma B.P.[55-56]、然巴穹隆11～6 Ma B.P.[57]、雅拉香波穹隆(15.67±0.5)～13.5 Ma B.P.[58]。各典型礦床成礦時(shí)代、鹽度、均一溫度都較為接近，均屬于中低溫礦床且數(shù)據(jù)均顯示處于后碰撞階段，后碰撞期部分熔融體與藏南拆離系是長時(shí)間共存的[6-8,53-54]。

綜合上述研究資料，研究區(qū)主要成礦作用過程可能是在后碰撞伸展期，地層構(gòu)造多表現(xiàn)為一系列復(fù)式褶皺經(jīng)過多次碰撞作用活動(dòng)后，致使原有的沉積構(gòu)造逐漸轉(zhuǎn)化為南北向與近東西向的韌性-脆性斷裂構(gòu)造。研究區(qū)近南北向正斷層陡傾或近直立產(chǎn)出，后碰撞期以斷裂構(gòu)造走滑、拉張作用為主；與此同時(shí)形成各種流變褶皺、剪切劈理及層間剝落等構(gòu)造形態(tài)(圖11)，形成了有利于金、銻礦沉淀的深層部分熔融的藏南拆離系及其次級(jí)斷裂。這種次級(jí)斷裂產(chǎn)生了局部減壓作用，形成了眾多穹隆構(gòu)造以及斷裂帶。拉瓊銻金礦床在洛扎斷裂帶、錯(cuò)那洞穹隆、雅拉香波穹隆之間，隨南北向斷層多次拉張與擠壓作用影響，在局部減壓過程中形成的淡色花崗巖漿(44～8 Ma B.P.)沿隆升形成的穹隆構(gòu)造斷裂侵位，涌入到斷層裂隙中[50,59]，為巖漿上侵提供空間和通道；同時(shí)與淺部大氣降水系統(tǒng)相結(jié)合，為金屬成礦作用提供了容礦構(gòu)造、成礦物質(zhì)和動(dòng)力來源。

因此，從時(shí)間和空間上推測，研究區(qū)成礦作用與喜馬拉雅造山帶后碰撞階段形成的藏南拆離系密不可分，而周圍穹隆構(gòu)造以及南北斷裂帶只提供了金屬礦床形成所需要的控礦構(gòu)造、成礦物質(zhì)以及動(dòng)力來源。

6 結(jié) 論

a.拉瓊銻金礦床成礦階段包括：熱液期第一階段無礦-石英脈階段、熱液期第二階段石英-硫化物階段、熱液期第三階段方解石-硫化物階段以及表生期。

b.該礦床發(fā)育富液H2O兩相(Ⅰa類)、富氣H2O兩相(Ⅰb類)、含CO2-H2O三相(Ⅱ類)以及純液相(Ⅲ類)包裹體。Ⅰ階段主要發(fā)育Ⅰa類、Ⅱ類包裹體；Ⅱ-Ⅲ階段發(fā)育Ia類和Ib類包裹體；表生期發(fā)育Ⅰa類和Ⅲ類包裹體。

c.拉瓊銻金礦床整體流體溫度由早期階段到晚期階段平均均一溫度分別為259.4 ℃、206.8 ℃、170.0 ℃、120.1 ℃，鹽度(wNaCl)依次為3.87%～8.41%、2.07%～8.23%、2.07%～7.45%、1.91%～4.35%，估算密度整體為0.79～1.05 g/cm3，成礦壓力為27.8 MPa，平均成礦深度為2.78 km。包裹體成分以H2O和CO2以及少量CH4組成，具有中低溫、低鹽度、低密度、富CO2的特征，屬于中-淺成礦床。

d.地?zé)崴蚪ㄔ焖驇r漿水演化形成流體混合作用和大氣水致使流體冷卻作用是金屬沉淀的主要影響因素。從時(shí)間和空間上，推測成礦作用與喜馬拉雅造山帶后碰撞階段形成的藏南拆離系密不可分，而周圍穹隆構(gòu)造以及南北斷裂帶只提供了金屬礦床形成所需要的容礦構(gòu)造、成礦物質(zhì)以及動(dòng)力來源。

成都理工大學(xué)李葆華教授、王升鵬老師以及包裹體實(shí)驗(yàn)室楊玉龍老師在流體包裹體原理以及顯微測溫工作上提供了幫助及建議，在此深表感謝。