西藏甲瑪銅多金屬礦床巖漿－熱液過渡階段的礦物學證據

彭惠娟 汪雄武 侯 林 周 云 秦志鵬

（1.中國地質科學院 礦產資源研究所，北京100037；2.成都理工大學 地球科學學院，成都610059；3.中國地質大學 地球科學與資源學院，北京100037）

巖漿－熱液過渡階段即巖漿與熱液之間存在一個過渡體系，該體系受熔體相——同源固相與流體相之間的平衡控制，物理上受控于二次沸騰（巖漿的成泡化）有關的體積變化［1］。一個完整的巖漿－熱液過渡階段理應包括揮發分的出溶、聚集以及隨后的水－巖反應［2］。斑巖型礦床大部分起源于硅酸鹽巖漿揮發分出溶階段［3］。硅酸鹽巖漿的成礦潛力決定于巖漿晚期是否有揮發分出溶。因此，巖漿－熱液過渡階段對于與巖漿熱液有關礦床的形成至關重要［1］。研究這一過程對識別成礦斑巖、重塑成礦過程、查明礦床成因、判斷巖漿成礦潛力具有重要意義［4，5］。

西藏甲瑪銅多金屬礦床是岡底斯成礦帶的重要組成部分，正在進行的勘探工作已查明這是一個超大的斑巖－夕卡巖－角巖型銅多金屬礦床［6－8］。隨著深部和外圍的繼續勘探，資源量在進一步擴大。礦區中斑巖與成礦的關系、巖漿與流體的轉換、成礦流體的來源等都是建立成礦系統急需解決的成礦理論和找礦問題。本次研究主要從礦物學的角度尋找巖漿熱液出溶的證據，建立起巖漿－熱液過渡的詳細過程，并且闡述這一過程對成礦的意義。

1 地質背景

甲瑪銅礦床位于特提斯－喜馬拉雅構造域二級構造單元達克拉－岡底斯弧盆系中段，主體位于拉薩弧背盆地，屬葉巴殘留弧北緣。礦區出露地層主要為下白堊統林布宗組（K1l）砂板巖，以及上侏羅統多底溝組（J3d）灰巖、大理巖。甲瑪I號夕卡巖型主礦體主要位于夏工普向斜南翼與紅一塔背斜北翼的交匯處，受多底溝組與林布宗組的層間構造控制。礦區巖漿活動具有多期性，成礦前后均有巖體形成。巖漿巖主要呈巖枝、巖脈產出。巖石類型包括花崗斑巖、黑云母二長花崗斑巖、花崗閃長斑巖、（石英）閃長玢巖、閃長巖、閃斜煌斑巖、角閃輝綠（玢）巖、石英輝長巖等［8，9］。巖漿巖產狀與區域構造密切相關，受區域拉張環境及走滑斷層控制，整體呈近東西向、北西－南東向、近南北向的放射狀展布，在近南北向及近東西向呈雁列式分布。其中花崗斑巖成近東西向順層產出，而花崗閃長斑巖、二長花崗斑巖、（石英）閃長玢巖則以北西－南東向、近南北向的放射狀切層產出［10］。礦區主要巖體的侵位時序為：花崗斑巖—（石英）閃長玢巖—二長花崗斑巖—花崗閃長斑巖［10］。其中花崗斑巖侵位時間在15.31～16.27Ma B.P.，二長花崗斑巖侵位時間為14.81 Ma B.P.［11］。

甲瑪銅多金屬礦主礦體為夕卡巖型銅多金屬礦體、角巖型銅鉬礦體。礦石類型有浸染狀礦石和細脈浸染狀礦石。甲瑪礦區不同礦石類型中輝鉬礦 的 Re－Os等 時 線 年 齡 為 （15.22±0.59）Ma［12－14］，屬于中新世 Langhian期［8］。

2 采樣位置及樣品特征

本次研究樣品取自則古朗西南方向，夏工普向斜核部，第20、28以及30號勘探線北東一側鉆孔巖心。樣品巖石類型為花崗閃長斑巖和石英閃長玢巖。

花崗閃長斑巖具有鉀化、泥化和綠泥石化等蝕變特征（圖1）。斜長石（大多數粒徑為1～3 mm，質量分數＜40%）為連晶或為具有明顯環帶的自形斑晶；較大的斜長石斑晶（達5mm）較少，大部分為半自形的長石晶體。斜長石具有嵌晶結構，包含黑云母長條狀包體。黑云母斑晶（1～7 mm；質量分數＜3%）作為原生礦物包裹自形斜長石、石英、榍石和磁鐵礦。角閃石含量較少（質量分數約為5%）。石英斑晶（1～4mm）形狀不規則，多為渾圓狀、港灣狀。鉀長石斑晶一般較大（達到20mm）。基質為隱晶質到細晶（＜0.2 mm），由石英和長石組成。

石英閃長玢巖具有硅化、鉀化蝕變。巖石包含特殊的自形書頁狀黑云母和黑云母（磁鐵礦）團塊。斜長石晶體（＜5mm，質量分數＜25%）為半自形和自形連晶，包含小的（＜0.25mm）板狀黑云母、角閃石和磁鐵礦。也見少量（質量分數＜5%）單獨呈自形且具有振蕩環帶的斜長石。黑云母（＜3mm，質量分數＜5%）和角閃石（＜5 mm，質量分數＜3%）斑晶具有嵌晶結構，包裹小的斜長石－磷灰石和鋯石晶體。角閃石為典型的半自形晶體。石英斑晶多為渾圓狀、港灣狀，具有明顯的溶蝕特點，顯示出似蠕蟲狀結構。堿性長石斑晶（＜2mm，質量分數 ＜2%）為他形半自形到自形結構。隱晶質的基質由石英和長石組成。小的他形和半自形磷灰石和鋯石晶體分散在基質中。近期施工結果表明在（石英）閃長玢巖中有較強烈的鉬礦化（唐菊興，私人通信，2011）。

圖1 甲瑪礦床晚期斑巖蝕化Fig.1 Alteration in the late porphyry of Jiama deposit

3 研究結果

3.1 眼球狀石英斑晶

甲瑪斑巖中存在2種眼球狀石英斑晶。第1種由單顆石英斑晶組成，石英斑晶較大（直徑達8 mm），為渾圓狀（圖2－A）和不規則的他形晶體；常具有溶蝕結構，形成港灣狀（圖2－B）或蠕蟲狀（圖2－C）。這種石英斑晶往往單獨分布在基質中，具有明顯的晶體邊界，且包含較小的長石、磁鐵礦、黑云母等包裹體。渾圓狀石英斑晶在早期和晚期斑巖中都普遍存在；強烈溶蝕的石英主要存在于晚期斑巖中。

第2種眼球狀石英斑晶為橢圓狀，較小（＜4 mm），為砂糖狀他形集合體（圖2－D），長石晶體和磁鐵礦與這些石英共生。這種石英的核部常常為空心。雖然隨機分布在基質中，但第2種眼球狀石英斑晶會呈現出一種明顯的線性排列。這種石英常常被稱為顯微豆莢狀或空腔石英［16］，它們一般存在于晚期斑巖中。

3.2 蠕蟲狀石英斑晶

甲瑪礦區石英閃長玢巖和花崗閃長斑巖中可見煙灰色具蠕蟲狀結構的石英斑晶（圖3－C）。一些蠕蟲狀的溶蝕灣具有短的、較封閉的邊緣，還有一些較長且伸入到晶體顆粒中心。這些溶蝕灣一般都很狹窄，其寬度范圍為0.01～0.4mm，大多數為0.03～0.1mm。所有的溶蝕灣都具有光滑的、渾圓的邊緣。石英斑晶的粒度變化較大，為0.5～10mm。蠕蟲狀區域充填的物質與基質相連，它包含有鉀長石、石英和斜長石，以及一些副礦物，如螢石、褐簾石、榍石和磷灰石。大多數溶蝕灣中的物質與斑巖基質相似，只是稍富集鉀長石和螢石。在熔灣中的鉀長石比基質中的鉀長石更富鉀。

圖2 甲瑪礦床斑巖體中的石英斑晶Fig.2 Quartz phenocryst in porphyries of Jiama deposit

圖3 甲瑪礦床石英斑晶陰極發光圖像Fig.3 The Cathodoluminescence images of quartz phenocrysts from the granite porphyry of Jiama deposit

溶蝕灣形成的時間在認識它們的形成原因時是一個關鍵性因素。電鏡掃描陰極發光圖像能夠提供石英生長歷史的重要信息［17，18］。蠕蟲狀石英斑晶中有第一世代的同心圓狀環帶（圖3－A），它被深入的溶蝕灣切開并朝溶蝕灣彎曲，指向內部（圖3－B）。第二世代的環帶為平直的與熔灣相連（圖3－B）。第一世代環帶和溶蝕灣間特殊的關系指示了石英斑晶復雜的生長歷史，溶蝕灣晚于石英斑晶的內部部分，但早于或同時于石英斑晶的外部。第二世代的環帶環繞溶蝕灣，顯示了在溶蝕灣形成后，隨溶熔灣中充填的礦物提供SiO2，有了新的石英生長。

由于斑巖中熱液蝕變組合廣泛發育，礦物結構破壞普遍存在，使得辨認斑晶礦物和辨別主要斑巖結構十分困難。盡管如此，經過顯微鏡下的詳細觀察，以及石英斑晶陰極發光特征的研究，所識別的斑晶結構提供了巖漿熱液過渡階段的有力證據。

3.3 各斑晶礦物及其相互聯系的顯微空腔

石英－長石共生體中具有狹窄的、網狀的裂隙，它與破布狀黑云母（含少量磷灰石和磁鐵礦）以及其他石英斑晶相連通（圖4）。這種顯微空腔（裂隙）寬接近1～2mm，長5cm左右，連通性可達幾十厘米。它們顯示出明顯的帶狀排列，基質部分以細粒（＜0.2mm）的砂糖狀石英－長石組合為特點。在這些區域的邊緣部分具有無定向的破布狀黑云母，沿黑云母裂隙具有蝕變的綠泥石。

圖4 甲瑪礦床晚期斑巖中相互連接的顯微空腔素描圖［16］Fig.4 Sketch of interconnected microlitic cavities in the late porphyry of Jiama deposit

除了以上所描述的顯微空腔，在一些樣品中，石英斑晶還具有特殊的礦化脈體斷面（圖3－C，D）。圖3－C顯示脈體中含有大量黃銅礦，斷面被熱液來源的幾乎不發光的石英所愈合；圖3－D明顯看出明亮的金屬硫化物：這些特征都指示了礦化斑巖型礦床的特征（Axel Müller，2009，私人通信）。

3.4 富F礦物

甲瑪晚期斑巖中均含有副礦物螢石。在石英閃長玢巖中螢石還作為石英斑晶的包體出現，并且在晚期斑巖中含有高F的黑云母和角閃石，這都說明甲瑪晚期斑巖具有高的F含量。研究者普遍認為，全巖分析中的F含量并不代表巖漿晚期的F含量［19］。熔體中F的含量可以根據礦物組合、礦物－熔體平衡和熔融包裹體來推算。一般而言，長英質火成巖中的角閃石含F量都很低，其平均質量分數為0.2%［20］。甲瑪礦區石英閃長玢巖中角閃石F的質量分數為1.67%～2.45%（表1）。

甲瑪礦區晚期斑巖中黑云母的F含量（質量分數，wF）也普遍很高，花崗閃長斑巖為3.17%～3.48%，石英閃長玢巖為3.21%～3.95%。相比而言，沒有蠕蟲狀石英斑晶的早期花崗斑巖中黑云母wF只有0.22%～0.56%（表2）。Icenhower和London（1997）在研究F在黑云母和花崗巖熔體中的分配時發現，實驗條件為640～680℃，200 MPa，H2O的fO2≈NNO時，分配系數DFbioite／melt明顯的受 Mg＃（＝100×wMg／wMg＋Mn＋Fe）的線性控制，且分配系數隨著溫度的升高和Al飽和度的降低有輕微減小［21］。在這個實驗以及London（1997）平衡理論［22］的基礎上得出，假設黑云母在形成之后沒有發生改變，那么甲瑪礦區花崗閃長斑巖和石英閃長玢巖熔體在黑云母結晶過程中，wF分 別 為 0.77% ～1.04% 以 及 0.98% ～1.34%。相比之下，沒有蠕蟲狀石英斑晶的花崗斑巖熔體中wF僅為0.1%左右（表2）。Price et al.（1999）在榍石－螢石平衡的基礎上提供了另一種估計花崗巖熔體中 F含量的方法［19］。在850℃，200MPa，fO2≈NNO的條件下，得出花崗巖中有榍石、無螢石，指示熔體中wF＜1%；既有榍石又有螢石，指示熔體中wF≈1%；如果只有螢石，則說明熔體中wF＞1%。甲瑪礦床晚期斑巖既含有榍石又含有螢石，指示熔體wF＝1%左右。這與用London（1997）提出的平衡計算公式所計算的熔體中F含量基本一致。

表1 甲瑪礦床晚期斑巖角閃石電子探針分析結果（w／%）Table 1 EPMA analyses of amphibole in the late porphyry of Jiama deposit

表2 甲瑪礦床斑巖中黑云母電子探針分析結果（w／%）Table 2 EPMA analyses of biotite in the late porphyry of Jiama deposit

4 討論

4.1 巖漿易揮發相分離的物理模型

通過上述礦物學特征的觀察與研究，建立了甲瑪礦床巖漿－熱液過渡階段易揮發分相分離的物理模型：

a.易揮發出溶的早期階段。含揮發分－超鹽度流體包裹體來自于巖漿階段。熔融包裹體證明了熔體與流體的不混溶［23］。甲瑪晚期斑巖石英斑晶中的硅酸鹽熔融包裹體以及超鹽度流體包裹體的共存指示了易揮發出溶的早期階段［24］（圖5－A）。

圖5 甲瑪礦區巖漿易揮發相分離證據Fig.5 Separation of the magmatic volatile phase in Jiama deposit

b.氣泡的運移及捕獲。巖漿易揮發相是以氣泡的形式存在于熔體中。隨著巖漿結晶作用的進行以及熔體黏度的增加，這些氣泡合并形成揮發分向上運移的細管。在甲瑪礦床晚期斑巖中，這些細管以相互連通的顯微空腔形式所保存（圖4）。此外，晚期斑巖中的晶洞結構（圖5－B）也指示了揮發分的出溶。當氣泡浮力小于晶體表面的毛細壓力時，出溶流體會被捕獲，而不能逃離晶體［16］，這使已結晶的斑巖發生自交代作用。甲瑪礦床晚期斑巖中鉀長石和富F角閃石、黑云母的出現，以及顯微豆莢狀、砂糖狀石英眼等都很好地證明了被捕獲氣泡的存在。

此外，蠕蟲狀石英斑晶的形成也是由于這些氣泡引起的自交代作用。對于甲瑪礦床中蠕蟲狀石英，溶蝕表面的Ti含量存在2種峰值，一種溶蝕表面比溶蝕前的wTi增高了150×10－6左右，溶蝕前后溫度升高了90℃±；另一種溶蝕表面Ti含量低于檢測限。這種石英往往溶蝕較為強烈，呈破布狀、蠕蟲狀［15，18］。前者的溶蝕是由于巖漿混合作用形成，而后者則可能是由于被捕獲氣泡的存在而形成。如果溶蝕只發生在熔體與石英斑晶的接觸點上，那么溶蝕灣應該為環狀的，不會那么深邃和彎曲迂回。巖漿熱液流體的存在，很好地解釋了較深且迂回彎曲的溶蝕灣的形成。Donaldson和 Henderson（1989）的實驗證明，流體沸騰產生的氣泡粘貼在石英晶體表面并且造成了局部溶蝕速率的增加。當氣泡接觸到石英晶體時，它進入與晶體固相相鄰的熔體邊界層（組分分帶），并被組分未均一的熔體圍繞。在這些氣泡周圍，則會發生熔體跟氣泡組分的均一，即馬蘭戈尼對流［25］。通過這種對流，與沒有氣泡附著的晶體表面相比，集中在熔體－石英分界面上的高硅酸鹽將很快分散到熔體中。因此，石英溶蝕速率必須上升到僅次于氣泡，這樣氣泡“鉆入”石英晶體中。由于流體中高F活性，石英的溶解會更快，這促進了多種、較深、迂回彎曲的熔蝕灣形成。

c.揮發分聚集。當出溶的巖漿揮發分合并并聚集在結晶巖漿的頂部和邊緣時，過大的壓力導致了持續的熔體排氣作用和流體的聚集，最終使巖漿外殼破裂。此時，由于系統中壓力的突然釋放，使熔體快速冷卻。鄰近巖漿的去揮發分作用，導致形成薄的細晶巖帶以及石英的微文象結構［16］。流體流出形成熱液并與鄰近圍巖交代。熔體也有可能逸出，形成巖脈。甲瑪礦床晚期斑巖中石英斑晶的似花斑狀結構證明了熔體的快速冷卻，使石英斑晶外側形成細小的石英－長石共生體增生加大邊（圖5－C）。此外，礦區大量石英脈的出現以及強烈的圍巖蝕變都證明了巖漿階段晚期大量巖漿流體的存在。

4.2 巖漿－熱液過渡與成礦作用

4.2.1 巖漿揮發分階段流體出溶與金屬元素的分離作用

硅酸鹽巖漿的成礦潛力決定于巖漿中金屬的可用性，即它們是否在巖漿揮發分階段分離。甲瑪礦床石英閃長玢巖中黑云母和角閃石斑晶的出現指示與礦化有關的巖漿含水（質量分數）在8%左右［26］。因此巖漿具有形成成礦流體的潛力。晚期斑巖中黑云母和角閃石斑晶均富F，且與之平衡的熔體wF在1%左右。Webster et al.（1987）證明斑巖中wF＝1.2%，可以將固相線溫度降低到525℃以下［27］。降低熔體的固相線溫度可以延長流體出溶過程且降低巖漿熱液流體的初始溫度。因此，甲瑪礦床原始巖漿中高F含量為流體出溶提供了條件。晚期斑巖中穩定的斑晶組合為石英＋磁鐵礦＋榍石指示了比鎳－氧化鎳（NNO）大2個單位氧逸度的氧化條件［16］。在比NNO更加氧化的環境中，巖漿中的大多數硫以最氧化態（S6＋）、硫酸鹽（SO2－4）形式存在。礦化石英閃長玢巖中硬石膏的缺失指示損失的巖漿硫化物進入了出溶的水流體。由于硫化物優先分離一般先進入流體，而不是流體出溶后的硅酸鹽熔融體［28］，這符合石英脈流體包裹體中存在無水石膏這一事實。此外，大量的硅酸鹽熔融包裹體（如：既捕獲了熔融包裹體又捕獲了巖漿揮發階段的包裹體），富流體包裹體以及少見的富氣相包體的同時存在指示了相分離可能發生在巖漿房中。進一步的相分離伴隨低密度氣體的減壓和鹵水的上升。因此，甲瑪礦床原始巖漿中的成礦元素很可能在巖漿房中就進行了第一次的分離過程，它們隨著巖漿揮發分進入巖漿流體，為成礦提供了原始物質。

4.2.2 巖漿熱液的二次沸騰與金屬沉淀

在上述討論的物理模型中，存在氣泡的分離、合并及生長。小熔融體滴被夾帶在流體中，其溫度可以達845℃。隨著巖漿流體的冷卻，逐漸形成熱液礦物，較小的熔融體滴則作為結晶的硅酸鹽－熔融包裹體被捕獲。甲瑪礦床部分脈體中具有熔融包裹體共存的水相平衡的流體包裹體估計產生于50MPa上。相比之下，來自于典型的低溫熱液蝕變組合中的大多數流體包裹體其壓力為10MPa左右［24］。因此，這種脈體為巖漿揮發相所形成的P脈，它被解釋為限制外殼還沒有破損之前形成的［29］。一旦內部流體壓力超過限制壓力（＞50MPa），外殼和圍巖就會裂開，劇烈的減壓會造成巖漿突然的沸騰，氣泡迅速增長。減壓也導致了巖漿的被迫淬火，并釋放出巖漿體頂部所有剩余的巖漿揮發分。巖漿的減壓一定會造成金屬沉淀而使系統關閉，使巖漿揮發分重新聚集［16］。因此，甲瑪礦床中最早期的Cu沉淀可能就是由于巖漿外殼的破壞。與破壞同時存在的是形成早期氣體和超鹽度流體的沸騰。隨著這些巖漿揮發分逃離到圍巖中，系統溫度、pH值以及O2逸度的任何改變都可以導致Cu硫化物從殘余鹵水中沉淀［29］。甲瑪礦床晚期斑巖體石英脈的流體包裹體激光拉曼探針分析顯示，石英氣相中含有大量的CO2，富氣相包裹體和含石鹽子晶高鹽度包裹體共存，說明石英脈的形成還伴隨有流體沸騰作用或不混溶作用。晚期石英斑晶的微文象結構也指示了巖漿的淬火作用。因此，甲瑪礦床巖漿流體的二次沸騰導致了銅鉬等金屬元素的部分沉淀。

5 結論

a.甲瑪銅多金屬礦床斑巖體礦物顯微結構保存了許多巖漿－熱液過渡階段的信息，指示了成礦巖漿曾分離出大量巖漿流體。

b.與礦化有關的巖漿中水的質量分數約為8%，氟的質量分數為1%。原始巖漿中高的含F量為流體出溶提供了條件，具有形成成礦流體的潛力。

c.原始巖漿中的成礦元素很可能在巖漿房中就進行了第一次的分離，他們隨著巖漿揮發分進入巖漿流體，為成礦提供了原始物質。

d.礦床中最早期的Cu沉淀可能就是由于巖漿外殼的破壞；而巖漿流體的二次沸騰導致了銅鉬等金屬元素的沉淀。

本文得到了唐菊興教授的修改和指導，文中SEM－CL圖像為挪威地質調查局Müller Axel幫助拍攝，作者在此向他們表示感謝！

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