秦朝建， 冷成彪， 張興春， 王守旭

(1.中國科學(xué)院地球化學(xué)研究所 礦床地球化學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，貴州 貴陽 550081；2.東華理工大學(xué) 核資源與環(huán)境國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，江西 南昌 330013；3.山東黃金集團(tuán)有限公司，山東 濟(jì)南 250014)

銅不僅是一種極為重要的戰(zhàn)略資源，而且在國民生產(chǎn)生活中亦得到廣泛應(yīng)用。世界各國十分重視銅礦床的基礎(chǔ)研究、資源勘探和開發(fā)。銅礦床的研究進(jìn)展一直與流體包裹體的研究緊密相關(guān)(Ulrich et al.，2001；Candela et al.，1986；芮宗瑤等，1984，2003；冷成彪等，2009；藍(lán)廷廣等，2017)，這是因?yàn)榕c高位巖漿有關(guān)的熱液活動是導(dǎo)致金屬沉淀的關(guān)鍵因素(Sillitoe，2010；Richards，2013)。隨著測試手段的進(jìn)步和提高，人們探究單個包裹體的成分并對復(fù)雜樣品進(jìn)行深入研究成為可能。

矽卡巖礦床廣泛發(fā)育石榴子石、透輝石、斜長石、石英、方解石等脈石礦物。這些礦物在不同的成礦階段發(fā)育程度不同，但均與金屬礦化存在密切關(guān)系。這些礦物中通常大量發(fā)育不同類型的熔/流體包裹體(Chang et al.，2008，2019；張淑貞等，1993；吳言昌等，1996，1998；趙勁松等，1996；秦朝建等，2008；路遠(yuǎn)發(fā)等，1998，2004；凌其聰?shù)龋?998)，因而非常適宜運(yùn)用包裹體分析手段探討成礦流體與金屬礦化之間的內(nèi)在關(guān)系。

紅山銅多金屬礦床位于云南省香格里拉(中甸)縣，是“三江”成礦帶中規(guī)模最大的矽卡巖礦床之一。礦區(qū)探明的銅金屬量達(dá)64萬噸、伴生鉬約4萬噸、鉛+鋅2.53萬噸(Peng et al.，2016；彭惠娟等，2014；冷成彪，2017；常開永，2006)。盡管前人已經(jīng)對該礦床進(jìn)行過大量的基礎(chǔ)研究，但是關(guān)于礦床成因類型仍存在不同認(rèn)識，包括“塞浦路斯”型(曾普勝等，2004)、矽卡巖型疊加石英脈型(常開永，2006；李建康等，2007)、花崗斑巖型(Peng et al.，2016；彭惠娟等，2014；徐興旺等，2006；王新松等，2011；Zu et al.，2015；王鵬等，2017)、熱泉噴流沉積型(宋保昌等，2006)。熔/流體包裹體代表了成巖成礦過程圈閉的“古流體”，記錄了成礦流體的物理-化學(xué)-成分信息，是揭示礦床成因類型的良好載體(盧煥章等，2004)。基于此，筆者在較為詳細(xì)的野外考察基礎(chǔ)上，選擇脈石礦物較發(fā)育的典型礦石樣品，將其磨制成雙面拋光的包裹體光薄片，對其進(jìn)行系統(tǒng)的巖相學(xué)和顯微測溫研究，并對一些具有代表性的單個包裹體進(jìn)行了激光拉曼探針分析，發(fā)現(xiàn)代表巖漿出溶流體過程的熔體-流體包裹體，以及代表成礦流體的各類流體包裹體，進(jìn)而探討成礦流體的來源、性質(zhì)、演化規(guī)律及銅多金屬礦化機(jī)理。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

在大地構(gòu)造位置上，紅山矽卡巖銅多金屬礦床位于義敦島弧南端的中甸弧。其東部和南部是甘孜-理塘結(jié)合帶，西部是近SN向展布的鄉(xiāng)城-格咱深大斷裂。中甸地區(qū)出露地層主要為三疊系，下、中統(tǒng)為碎屑巖夾碳酸鹽巖、硅質(zhì)巖，上統(tǒng)為巨厚的復(fù)理石砂板巖夾火山巖、碳酸鹽巖。區(qū)內(nèi)斷裂構(gòu)造發(fā)育，NW向斷裂規(guī)模較大，發(fā)育較早，與區(qū)域主構(gòu)造線方向一致，多屬逆斷層；NE向斷裂規(guī)模較小，發(fā)育較晚，常錯開NW向斷裂。區(qū)內(nèi)廣泛發(fā)育印支期斑巖體，巖群或巖體的延伸方向與區(qū)域主構(gòu)造線方向一致，明顯受NW向斷裂控制。區(qū)內(nèi)北部出露有燕山期花崗巖，南部和中部地區(qū)出露少量的喜馬拉雅期富堿斑巖。三期巖漿活動均伴有不同程度的銅多金屬礦化，其中印支期斑巖體與成礦關(guān)系尤其密切。

中甸地區(qū)在晚二疊世和早三疊世處于甘孜-理塘洋盆西側(cè)的被動大陸邊緣；晚三疊世中晚期，甘孜-理塘洋殼向西俯沖，中甸褶皺帶東緣由被動大陸邊緣轉(zhuǎn)為活動大陸邊緣；晚三疊世末，甘孜-理塘洋盆閉合，經(jīng)短暫的殘留海發(fā)育階段，最后碰撞造山(張世濤等，2000；尹光侯等，2005；楊岳清等，2002；黃建國等，2005)。

2 礦床地質(zhì)特征

紅山礦床位于云南省香格里拉縣城北東方向約35 km處，礦區(qū)包括紅山、紅牛、恩卡3個礦段(曹曉民等，2014)。其中紅山和紅牛礦段分布于紅山復(fù)式斑巖體的東西兩側(cè)(圖1)，二者具有基本一致的成礦特征，礦體均主要賦存在石榴石矽卡巖、角巖、硅質(zhì)巖和深部斑巖體之中，成礦元素以銅鉬為主，次為鉛鋅。恩卡礦段位于紅牛礦段的西側(cè)，礦體賦存于曲嘎寺組的硅化灰?guī)r和板巖之中，成礦元素以鉛鋅為主，次為銀金。三個礦段在成因上均與紅山復(fù)式斑巖體有關(guān)，構(gòu)成了同一個巖漿-熱液成礦系統(tǒng)。

圖1 紅山銅多金屬礦床地質(zhì)簡圖(據(jù)王守旭等，2008，修改)Fig.1 Geological map of the Hongshan copper polymetallic deposit1.第四系沉積物；2.曲嘎寺組三段板巖、砂巖和火山碎屑巖；3.曲嘎寺組三段大理巖；4.曲嘎寺組二段砂巖、板巖、安山巖和灰?guī)r透鏡體；5.圖姆溝組二段板巖、火山碎屑巖和安山巖；6.晚三疊世閃長玢巖和石英閃長玢巖；7.晚白堊世石英二長斑巖；8.Cu±Mo礦體；9.矽卡巖；10.斷裂

礦區(qū)地層主要為上三疊統(tǒng)曲嘎寺組(巖性為灰?guī)r、板巖)和圖姆溝組(巖性為砂板巖、安山巖)。構(gòu)造以紅山復(fù)式背斜為主，發(fā)育NW向和NE向斷裂。礦區(qū)發(fā)育印支期石英閃長玢巖(224～216 Ma，王新松，2014)和燕山晚期花崗斑巖(81～78 Ma，王新松等，2011；黃肖瀟等，2012)兩期巖漿活動。成礦巖體為燕山晚期花崗斑巖，具有埃達(dá)克質(zhì)巖的地球化學(xué)特征，形成于晚白堊世拉薩地塊和羌塘地塊碰撞作用的晚碰撞-碰撞后伸展背景，巖漿源區(qū)為加厚下地殼部分熔融形成的熔體混合少量的幔源巖漿(Wang et al.，2014)。

礦區(qū)地表分布大范圍的角巖化帶和大理巖化帶，局部伴有不同程度的矽卡巖化和銅鉬多金屬礦化。矽卡巖主要沿大理巖接觸帶分布，或直接產(chǎn)于角巖帶中(圖2a)。矽卡巖礦物組合主要受圍巖成分的控制，當(dāng)矽卡巖與大理巖接觸時，通常形成鈣鐵榴石-次透輝石組合；而當(dāng)矽卡巖與角巖接觸時，主要為透輝石-鈣鋁榴石組合。銅多金屬礦化發(fā)生在矽卡巖之中，礦體或礦化體一般呈似層狀、層狀、脈狀及透鏡體狀，近于平行展布，產(chǎn)狀與賦礦地層的產(chǎn)狀基本一致(冷成彪，2017；王守旭等，2008)。此外，角巖中亦常見沿裂隙發(fā)育的細(xì)脈狀或網(wǎng)脈狀銅鉬礦化?？碧劫Y料顯示，隱伏石英二長斑巖-花崗斑巖巖枝中常見細(xì)脈浸染狀銅鉬礦化(王新松，2014)。

圖2 紅山礦區(qū)典型礦石手標(biāo)本照片F(xiàn)ig.2 Photos of some typical ore samples from the Hongshan skarn deposita.早期矽卡巖階段形成的條帶狀分布的角巖和細(xì)粒石榴石(暗紅色)，基本不含礦；b.晚期矽卡巖階段形成的粗粒石榴石-透輝石矽卡巖，其中大量分布黃銅礦、磁黃鐵礦等硫化物；c.退蝕變階段形成的致密塊狀黃銅礦-磁黃鐵礦-黃鐵礦-磁鐵礦礦石；d.退蝕變階段形成的綠簾石、綠泥石、方解石等；e.石英-硫化物細(xì)脈切穿早期的致密塊狀黃銅礦-磁黃鐵礦-黃鐵礦礦石；f.石英-硫化物網(wǎng)脈；g.大理巖中的硫化物細(xì)網(wǎng)脈；h.黃銅礦-閃鋅礦-方鉛礦-方解石礦石

礦石構(gòu)造主要包括浸染狀構(gòu)造、塊狀構(gòu)造、斑點(diǎn)狀構(gòu)造、脈狀構(gòu)造及條帶狀構(gòu)造等；礦石結(jié)構(gòu)主要有粒狀結(jié)構(gòu)、交代結(jié)構(gòu)、固溶體分解結(jié)構(gòu)和海綿隕鐵結(jié)構(gòu)。礦石礦物主要有黃銅礦、磁黃鐵礦、黃鐵礦和輝鉬礦，還含有少量方鉛礦、閃鋅礦、輝鉍礦和白鎢礦等。前人根據(jù)礦物共生組合關(guān)系將成礦作用劃分為5個階段(冷成彪，2017；王守旭等，2008；彭惠娟，2014)，依次為：

(1)早矽卡巖階段。該階段可能與石英二長斑巖侵位引起的熱接觸變質(zhì)作用有關(guān)。賦礦圍巖(灰?guī)r、板巖和砂巖等)發(fā)生變質(zhì)重結(jié)晶作用，使其中灰?guī)r轉(zhuǎn)變?yōu)榇罄韼r，薄層狀泥質(zhì)巖和鈣質(zhì)板巖變成條帶狀角巖和一系列鈣質(zhì)硅酸鹽角巖(圖2a)。在早期巖漿流體交代作用下，大理巖局部發(fā)生矽卡巖化，形成少量石榴石、透輝石、硅灰石和符山石等。

(2)晚矽卡巖階段。該階段可能與花崗斑巖的侵位有關(guān)，形成大量矽卡巖，主要礦物組合為石榴石-輝石-硅灰石-斜長石(圖2b)。

(3)退蝕變階段。該階段主要形成含水硅酸鹽礦物，礦物組合為透閃石-陽起石-綠簾石-綠泥石，它們交代干矽卡巖礦物(如石榴石、透輝石等)，伴隨金屬硫化物的沉淀，礦石礦物組合主要為黃銅礦-黃鐵礦-磁黃鐵礦-輝鉬礦，伴有少量磁鐵礦和白鎢礦等(圖2c)。

(4)石英-硫化物階段(圖2d,e,f)。該階段形成大量脈狀、網(wǎng)脈狀的石英-硫化物脈，早期以石英-黃銅礦-黃鐵礦-磁黃鐵礦脈為主，晚期形成石英-方解石-黃鐵礦-閃鋅礦-方鉛礦脈等。

(5)方解石-硫化物階段(圖2g，h)。該階段廣泛發(fā)育方解石脈，常疊加早期形成的礦物；或者呈方解石-石英-硫化物脈產(chǎn)于大理巖中，形成大理巖型多金屬礦石。

輝鉬礦Re-Os定年顯示成礦集中在81～77 Ma(徐興旺等，2006)。成礦流體為中高溫、高鹽度的H2O-NaCl±CO2流體(彭惠娟等，2014；王鵬等，2017；邊曉龍等，2019)。成礦流體可能經(jīng)歷過相分離、減壓沸騰、大氣降水的混入(Tian et al.，2019)，以及碳酸鹽巖地層中富CO2流體的加入(彭惠娟等，2014；徐興旺等，2006)。矽卡巖中硫化物的S-Pb同位素以及脈石礦物的C-H-O同位素指示成礦物質(zhì)來自巖漿(Peng et al.，2016；王鵬等，2017；宋保昌等，2006；王守旭等，2008；俎波等，2013)，但黃鐵礦和磁黃鐵礦微量元素研究揭示三疊紀(jì)的沉積作用可能使成礦物質(zhì)得以初步富集(冷成彪，2017)。

3 樣品與分析方法

首先將用于研究的樣品制成包裹體光薄片，然后在Leitz顯微鏡上觀察、以確定不同階段、不同類型的包裹體，劃分出包裹體的類型，圈出適合測溫的包裹體。再將符合測溫條件的包裹體片用酒精浸泡并清洗干凈。

3.1 顯微測溫學(xué)研究

包裹體顯微測溫工作在中國科學(xué)院地球化學(xué)研究所流體包裹體實(shí)驗(yàn)室完成。流體包裹體測溫所用儀器為THMSG600型冷熱臺，測溫范圍分別為-196 ℃～+600 ℃，冷凍數(shù)據(jù)和加熱數(shù)據(jù)精度分別為±0.1 ℃和±1.0 ℃。冷凍測溫時，利用液氮對包裹體降溫，在溫度下降過程中觀察包裹體的變化，包裹體冷凍后，緩慢升溫，觀察三相點(diǎn)、初熔溫度、冰點(diǎn)、水合物熔化溫度等，當(dāng)溫度接近相變點(diǎn)時，控制升溫速度小于1 ℃/min，根據(jù)所測的冰點(diǎn)溫度查冰點(diǎn)與鹽度的換算表得到流體包裹體的鹽度；而對于含鹽子礦物包裹體首先利用冷熱臺測得石鹽子礦物的消失溫度，然后查表得到鹽度(盧煥章等，2004)。對于H2O-CO2-NaCl體系，根據(jù)實(shí)測的CO2籠合物熔化溫度(TmCO2)、CO2相部分均一溫度(ThCO2)及均一方式、完全均一溫度(Thtot)，計(jì)算包裹體中水溶液含鹽度(% NaClequiv.)，CO2相密度(g/cm3)，流體總密度(g/cm3)等物理參數(shù)。

熔體-流體包裹體測溫所用儀器為Linkam TS1500型熱臺，溫度范圍為室溫至1 500 ℃，測試精度為±2 ℃。測溫工作按照緩慢加熱和階段恒溫的原則進(jìn)行，低于600 ℃時，升溫速度較快。高于600 ℃時，每升高10 ℃，恒溫約30 min。每個包裹體樣品測溫持續(xù)時間約為12～36 h，在整個實(shí)驗(yàn)過程中，記錄每個溫度階段的包裹體相態(tài)變化特征。

3.2 拉曼光譜學(xué)研究

包裹體激光拉曼光譜原位分析在中國科學(xué)院地球化學(xué)研究所激光拉曼光譜實(shí)驗(yàn)室完成。所用儀器為Renishaw in Via Reflex型顯微共焦激光拉曼光譜儀，光源為Spectra-Physics氬離子激光器，波長為514 nm，激光功率為20 mW，空間分辨率為1～2 μm，積分時間一般為30 s，局部測試積分時間適當(dāng)延長，100～4 000 cm-1全波段一次取譜。實(shí)驗(yàn)時溫度為22 ℃，濕度為65%RH。

4 包裹體顯微測溫學(xué)與拉曼光譜特征

紅山矽卡巖銅礦的石榴子石、透輝石、斜長石及石英等脈石礦物中，包裹體廣泛發(fā)育，類型較多。依據(jù)室溫條件下包裹體的相態(tài)特征和組合關(guān)系，可分為熔體-流體包裹體(Ⅰ類)、含子晶包裹體(Ⅱ類)、氣液包裹體(Ⅲ類)3類。顯微測溫?cái)?shù)據(jù)見表1。

表1 紅山礦區(qū)不同寄主礦物中不同類型包裹體顯微測溫結(jié)果Table 1 Microthermometric data of different types of fluid inclusions at Hongshan deposit

4.1 熔體-流體包裹體

斜長石中主要發(fā)育熔體-流體包裹體，由子礦物+玻璃質(zhì)+氣相+液相組成，長軸一般為10～25 μm，固相可占總體積的80%～95%，子礦物數(shù)目眾多，部分可達(dá)10個以上。可以鑒定的子礦物為方解石、赤鐵礦、重晶石等，其他子礦物不能鑒定(圖3a，b)。氣相成分主要是CO2和H2O。實(shí)測熔體-流體包裹體的均一溫度為850～1 050 ℃。

透輝石中的熔體-流體包裹體由玻璃質(zhì)+子礦物+氣相±液相組成，孤立狀分布，長軸一般為5～20 μm，氣相體積一般占包裹體總體積的20%左右，其余部分為固相(圖4a)。激光拉曼光譜顯示，子礦物成分極為復(fù)雜，可以鑒定的透明礦物多為方解石，不透明礦物為金屬硫化物，多數(shù)子礦物的拉曼峰值介于3 400～3 800 cm-1之間，不能鑒別其礦物種類。實(shí)測熔體-流體包裹體的均一溫度為720～1 080 ℃。

4.2 含子晶包裹體

石榴子石中的含子晶包裹體，群狀或孤立狀分布，多呈橢圓形、近圓形、矩形、菱形，長軸一般為5～15 μm，較大者可達(dá)20～30 μm。激光拉曼光譜顯示，子礦物成分極為復(fù)雜，有方解石、錳鋁榴石、透輝石、白云石、菱鎂礦、菱鍶礦、霓石及金屬硫化物等。此外，部分子礦物不能鑒別其種類，亦有部分固相沒有拉曼活性，可能為玻璃質(zhì)(圖3c，d；圖4b，c)。

透輝石中的含子晶包裹體，多呈近圓形、矩形，長軸一般為10～30 μm。子晶體積約占40%～80%。激光拉曼光譜顯示，可以鑒定的透明子礦物多為方解石，不透明子礦物為金屬硫化物，其他子礦物不能鑒別其種類(圖3e，f；圖4d，e)。包裹體完全均一溫度為361～550 ℃。

斜長石中的含子晶包裹體存在2種類型：①含子晶富氣相包裹體，孤立狀分布，多呈矩形、菱形及規(guī)則多邊形，個體較小，一般為5 μm左右，少數(shù)可達(dá)10 μm，氣相體積≥80%。氣相成分基本為純CO2，實(shí)測三相點(diǎn)為-56.8～-57.0 ℃，部分均一溫度為16～20 ℃，均一到氣相，對應(yīng)的CO2密度為0.163～0.188 g/cm3。完全均一溫度為900～980 ℃。②含子晶氣液包裹體，群狀分布，多呈長管狀或較規(guī)則狀，個體較大，一般為10～20 μm，氣相體積約為20%～60%，長軸方向與主礦物解理方向一致。氣相成分主要為CO2，另有少量CH4(圖3g；圖4f)，實(shí)測三相點(diǎn)為-64.2～-64.5 ℃，部分均一溫度為20～24 ℃，均一至氣相，對應(yīng)的CO2密度為0.188～0.223 g/cm3。氣相部分均一溫度為320～350 ℃，完全均一溫度為330～380 ℃。激光拉曼光譜顯示，這兩類包裹體的子礦物主要為方解石和重晶石，無拉曼活性的子礦物可能為石鹽或鉀鹽，少數(shù)子礦物不能鑒定其礦物種類。

石英中的含子晶包裹體(圖4g，h)，孤立狀分布，多呈近圓形和橢圓形，長軸一般為4～8 μm，氣液比一般為5%～20%，少數(shù)無氣相。激光拉曼光譜顯示，氣相成分主要為H2O，次為CO2和CH4。透明子礦物一般為方解石，不透明子礦物為金屬硫化物，少數(shù)子礦物尚不能確定其礦物種類。氣相部分均一溫度為265～280 ℃，完全均一溫度為320～355 ℃。

圖4 紅山礦區(qū)不同寄主礦物中的包裹體顯微照片F(xiàn)ig.4 Microphotographs of some representative fluid inclusions in different host minerals at Hongshana.透輝石中的熔體-流體包裹體；b.石榴石中呈長橢圓狀分布的多子晶包裹體；c.石榴子石中含子晶包裹體；d.石榴子石中的輝石捕虜晶中含有一個含子晶包裹體；e.透輝石中的氣液包裹體和含子晶包裹體(流體不混溶)；f.長石中呈管狀分布的含CO2包裹體；g.石英中的氣液包裹體與含子晶包裹體；h.石英中的含子晶包裹體

4.3 氣液包裹體

石榴子石中的氣液兩相包裹體，多呈紡錘形、菱形、橢圓形及不規(guī)則狀。初溶溫度為-52.4～-48 ℃，流體可能為H2O-NaCl-CaCl2體系。菱形包裹體，氣相成分基本為純CO2，三相點(diǎn)為-55.8～-56.2 ℃，部分均一溫度為-54～-30 ℃，均一至液相，對應(yīng)的CO2密度為1.172～1.077 g/cm3，籠合物融化溫度為7.4～9.0 ℃，對應(yīng)的鹽度為5.0%～2.0 %NaClequiv.，完全均一溫度為263～300 ℃；紡錘形包裹體，氣相成分為H2O，均不含CO2，冰點(diǎn)溫度為-13.6～-17.7 ℃，對應(yīng)的鹽度為17.43%～20.22% NaClequiv.，均一溫度為195～207 ℃。

透輝石中的氣液兩相包裹體，相對不太發(fā)育，氣相成分為H2O，沒有檢測出CO2及其他氣體組分，初溶溫度為-52～-48 ℃，流體可能為H2O-NaCl-CaCl2體系，冰點(diǎn)溫度為-12～-20 ℃，對應(yīng)鹽度為15.96%～22.38%NaClequiv.，均一溫度一般為260～320 ℃。

斜長石中的氣液兩相包裹體，氣相成分為H2O，沒有檢測出CO2及其他氣體組分，冰點(diǎn)溫度一般為-6.0～-10.1 ℃，對應(yīng)的鹽度為9.2%～13.9%NaClequiv.，均一溫度為340～360 ℃。

石英中的含CO2相包裹體，多呈負(fù)晶形，孤立狀或群狀分布，與石英生長方向一致。長軸一般為4～8 μm，少數(shù)可達(dá)12 μm以上。初溶溫度為-52～-49 ℃，流體亦可能是H2O-NaCl-CaCl2體系。實(shí)測CO2三相點(diǎn)為-58.0～-56.8 ℃，表明氣相中還含有其他氣體成分；籠合物融化溫度為8.0～9.6 ℃，對應(yīng)的流體鹽度為3.89%～0.83% NaClequiv.；部分均一溫度為-20.0～-24.1 ℃，均一到液相，對應(yīng)的CO2密度為1.032～1.050 g/cm3；完全均一溫度為320～350 ℃。

5 討論

研究結(jié)果顯示，紅山矽卡巖銅礦的石榴子石、透輝石及斜長石中均大量發(fā)育熔體-流體包裹體，這些包裹體的均一溫度可達(dá)720～1 080 ℃，表明上述脈石礦物可能是通過矽卡質(zhì)巖漿冷卻結(jié)晶作用形成的。野外地質(zhì)觀察表明，一些浸染狀礦石具有明顯的自形-半自形晶石榴子石堆積特征(圖2b)，說明石榴子石是在自由空間中生長，且在重力作用和巖漿對流作用下運(yùn)移和堆積。趙斌等(1993)用天然閃長巖和石灰?guī)r作原始配料進(jìn)行模擬實(shí)驗(yàn)，在400～800 MPa的壓力條件下，巖漿由1 000～1 350 ℃降溫至700～800 ℃，實(shí)驗(yàn)產(chǎn)物有石榴子石、單斜輝石等矽卡巖礦物生成，從而認(rèn)為矽卡巖由巖漿直接結(jié)晶形成是可能的，即K、Na硅酸鹽巖漿在其侵位時同化了富含Ca、Mg質(zhì)的碳酸鹽圍巖而形成矽卡質(zhì)巖漿，進(jìn)而形成脈狀矽卡巖。結(jié)合紅山礦床地質(zhì)特征，推測紅山矽卡質(zhì)巖漿是由中酸性斑巖巖漿淺成侵位時局部同熔曲嘎寺組碳酸鹽巖所產(chǎn)生的次生巖漿。透輝石是干矽卡巖階段的特征礦物之一，其所含熔體-流體包裹體的氣相體積基本一致，表明包裹體為均勻捕獲的產(chǎn)物，不混溶作用發(fā)生于包裹體被捕獲之后，說明在此階段巖漿尚未分異出大量的流體。

隨著石榴子石的結(jié)晶沉淀，矽卡質(zhì)巖漿逐漸出溶流體，形成了獨(dú)立的流體相。斜長石是一種貫通性礦物，在整個矽卡巖形成期均可結(jié)晶，在此階段捕獲了大量的熔體-流體包裹體及多子晶流體包裹體，這是巖漿出溶流體的直接證據(jù)。熔體-流體包裹體的氣相成分主要為H2O和CO2，子礦物種類復(fù)雜，可以有效鑒定的礦物主要為方解石，次為赤鐵礦、重晶石等，其他子礦物不能鑒定其種類，可能為硅酸鹽礦物，表明流體相富含CO2和Ca2+，且含有成礦元素。流體相中的CO2，可能主要來源于早期中酸性巖漿同熔碳酸鹽圍巖所產(chǎn)生的CO2。CO2是良好的礦化劑，當(dāng)其溶入流體相后可以對巖漿進(jìn)行強(qiáng)烈的萃取活動，將巖漿中的大量Cu、Fe等成礦元素富集到流體中，最終形成了一種富含Cu、Fe等成礦元素和Na+、K+、Ca2+等離子及CO2、Cl、S礦化劑的成礦流體。紅山銅多金屬礦化主要發(fā)生在石榴子石矽卡巖中，表明成礦流體形成后基本停留在原地，換言之，成礦流體與凝固過程中的矽卡巖處于相對封閉的構(gòu)造空間內(nèi)。矽卡巖基本定位后，成礦流體進(jìn)入其內(nèi)部空隙和周圍空間，與其發(fā)生強(qiáng)烈的水巖反應(yīng)，可進(jìn)一步萃取巖石中的成礦物質(zhì)。

熱液系統(tǒng)由于流體內(nèi)壓增大或構(gòu)造活動破裂后，成礦作用進(jìn)入石英-硫化物期。SiO2不再與Ca、Mg、Fe、Al等元素組成矽卡巖礦物，而是獨(dú)立地形成大量石英。含礦石英脈及已結(jié)晶的矽卡巖礦物裂隙中，廣泛捕獲了含子晶包裹體及氣液包裹體。本次研究共獲得31組包裹體流體鹽度和均一溫度數(shù)據(jù)，投影至圖5中，可知含CO2相包裹體與氣液兩相包裹體存在顯著差異，說明在此階段存在低鹽度富CO2流體與中等鹽度鹵水兩種不同性質(zhì)的流體。推測在石英-硫化物形成期，成礦流體發(fā)生了富CO2流體的相分離作用，大量的CO2等酸性氣體逃逸至地表，致使成礦流體的pH值增高，金屬絡(luò)合物分解，硫化物溶解度降低(冷成彪等，2009)，銅鐵硫化物呈他形集合體，充填于矽卡巖礦物顆粒之間，或膠結(jié)矽卡巖礦物，形成晶粒狀結(jié)構(gòu)或海綿隕鐵結(jié)構(gòu)的礦石。

圖5 紅山礦區(qū)氣液包裹體均一溫度-鹽度協(xié)變圖Fig.5 Plots of homogenization temperature and salinity of aqueous fluid inclusions in Hongshan

6 結(jié)論

通過顯微測溫和激光拉曼光譜學(xué)研究，在紅山矽卡巖銅礦床的石榴子石、透輝石和斜長石等脈石礦物中識別出熔體-流體包裹體、含子晶包裹體和氣液包裹體，其中熔體-流體包裹體的均一溫度高達(dá)720～1 080 ℃，表明紅山矽卡巖型銅多金屬礦床是矽卡質(zhì)巖漿結(jié)晶作用的產(chǎn)物。

含礦石英脈中普遍發(fā)育含CO2包裹體和氣液兩相包裹體，其中前者的鹽度低于5%NaClequiv.，后者則大于18%NaClequiv.。包裹體均一溫度-鹽度圖解表明，低鹽度富CO2流體與中等鹽度流體發(fā)生的相分離作用，可能是導(dǎo)致銅鐵硫化物沉淀成礦的主要原因之一。