西藏甲玛铜多金属矿床岩浆－热液过渡阶段的矿物学证据

彭惠娟 汪雄武 侯 林 周 云 秦志鹏

（1.中国地质科学院 矿产资源研究所，北京100037；2.成都理工大学 地球科学学院，成都610059；3.中国地质大学 地球科学与资源学院，北京100037）

岩浆－热液过渡阶段即岩浆与热液之间存在一个过渡体系，该体系受熔体相——同源固相与流体相之间的平衡控制，物理上受控于二次沸腾（岩浆的成泡化）有关的体积变化［1］。一个完整的岩浆－热液过渡阶段理应包括挥发分的出溶、聚集以及随后的水－岩反应［2］。斑岩型矿床大部分起源于硅酸盐岩浆挥发分出溶阶段［3］。硅酸盐岩浆的成矿潜力决定于岩浆晚期是否有挥发分出溶。因此，岩浆－热液过渡阶段对于与岩浆热液有关矿床的形成至关重要［1］。研究这一过程对识别成矿斑岩、重塑成矿过程、查明矿床成因、判断岩浆成矿潜力具有重要意义［4，5］。

西藏甲玛铜多金属矿床是冈底斯成矿带的重要组成部分，正在进行的勘探工作已查明这是一个超大的斑岩－夕卡岩－角岩型铜多金属矿床［6－8］。随着深部和外围的继续勘探，资源量在进一步扩大。矿区中斑岩与成矿的关系、岩浆与流体的转换、成矿流体的来源等都是建立成矿系统急需解决的成矿理论和找矿问题。本次研究主要从矿物学的角度寻找岩浆热液出溶的证据，建立起岩浆－热液过渡的详细过程，并且阐述这一过程对成矿的意义。

1 地质背景

甲玛铜矿床位于特提斯－喜马拉雅构造域二级构造单元达克拉－冈底斯弧盆系中段，主体位于拉萨弧背盆地，属叶巴残留弧北缘。矿区出露地层主要为下白垩统林布宗组（K1l）砂板岩，以及上侏罗统多底沟组（J3d）灰岩、大理岩。甲玛I号夕卡岩型主矿体主要位于夏工普向斜南翼与红一塔背斜北翼的交汇处，受多底沟组与林布宗组的层间构造控制。矿区岩浆活动具有多期性，成矿前后均有岩体形成。岩浆岩主要呈岩枝、岩脉产出。岩石类型包括花岗斑岩、黑云母二长花岗斑岩、花岗闪长斑岩、（石英）闪长玢岩、闪长岩、闪斜煌斑岩、角闪辉绿（玢）岩、石英辉长岩等［8，9］。岩浆岩产状与区域构造密切相关，受区域拉张环境及走滑断层控制，整体呈近东西向、北西－南东向、近南北向的放射状展布，在近南北向及近东西向呈雁列式分布。其中花岗斑岩成近东西向顺层产出，而花岗闪长斑岩、二长花岗斑岩、（石英）闪长玢岩则以北西－南东向、近南北向的放射状切层产出［10］。矿区主要岩体的侵位时序为：花岗斑岩—（石英）闪长玢岩—二长花岗斑岩—花岗闪长斑岩［10］。其中花岗斑岩侵位时间在15.31～16.27Ma B.P.，二长花岗斑岩侵位时间为14.81 Ma B.P.［11］。

甲玛铜多金属矿主矿体为夕卡岩型铜多金属矿体、角岩型铜钼矿体。矿石类型有浸染状矿石和细脉浸染状矿石。甲玛矿区不同矿石类型中辉钼矿 的 Re－Os等 时 线 年 龄 为 （15.22±0.59）Ma［12－14］，属于中新世 Langhian期［8］。

2 采样位置及样品特征

本次研究样品取自则古朗西南方向，夏工普向斜核部，第20、28以及30号勘探线北东一侧钻孔岩心。样品岩石类型为花岗闪长斑岩和石英闪长玢岩。

花岗闪长斑岩具有钾化、泥化和绿泥石化等蚀变特征（图1）。斜长石（大多数粒径为1～3 mm，质量分数＜40%）为连晶或为具有明显环带的自形斑晶；较大的斜长石斑晶（达5mm）较少，大部分为半自形的长石晶体。斜长石具有嵌晶结构，包含黑云母长条状包体。黑云母斑晶（1～7 mm；质量分数＜3%）作为原生矿物包裹自形斜长石、石英、榍石和磁铁矿。角闪石含量较少（质量分数约为5%）。石英斑晶（1～4mm）形状不规则，多为浑圆状、港湾状。钾长石斑晶一般较大（达到20mm）。基质为隐晶质到细晶（＜0.2 mm），由石英和长石组成。

石英闪长玢岩具有硅化、钾化蚀变。岩石包含特殊的自形书页状黑云母和黑云母（磁铁矿）团块。斜长石晶体（＜5mm，质量分数＜25%）为半自形和自形连晶，包含小的（＜0.25mm）板状黑云母、角闪石和磁铁矿。也见少量（质量分数＜5%）单独呈自形且具有振荡环带的斜长石。黑云母（＜3mm，质量分数＜5%）和角闪石（＜5 mm，质量分数＜3%）斑晶具有嵌晶结构，包裹小的斜长石－磷灰石和锆石晶体。角闪石为典型的半自形晶体。石英斑晶多为浑圆状、港湾状，具有明显的溶蚀特点，显示出似蠕虫状结构。碱性长石斑晶（＜2mm，质量分数 ＜2%）为他形半自形到自形结构。隐晶质的基质由石英和长石组成。小的他形和半自形磷灰石和锆石晶体分散在基质中。近期施工结果表明在（石英）闪长玢岩中有较强烈的钼矿化（唐菊兴，私人通信，2011）。

图1 甲玛矿床晚期斑岩蚀化Fig.1 Alteration in the late porphyry of Jiama deposit

3 研究结果

3.1 眼球状石英斑晶

甲玛斑岩中存在2种眼球状石英斑晶。第1种由单颗石英斑晶组成，石英斑晶较大（直径达8 mm），为浑圆状（图2－A）和不规则的他形晶体；常具有溶蚀结构，形成港湾状（图2－B）或蠕虫状（图2－C）。这种石英斑晶往往单独分布在基质中，具有明显的晶体边界，且包含较小的长石、磁铁矿、黑云母等包裹体。浑圆状石英斑晶在早期和晚期斑岩中都普遍存在；强烈溶蚀的石英主要存在于晚期斑岩中。

第2种眼球状石英斑晶为椭圆状，较小（＜4 mm），为砂糖状他形集合体（图2－D），长石晶体和磁铁矿与这些石英共生。这种石英的核部常常为空心。虽然随机分布在基质中，但第2种眼球状石英斑晶会呈现出一种明显的线性排列。这种石英常常被称为显微豆荚状或空腔石英［16］，它们一般存在于晚期斑岩中。

3.2 蠕虫状石英斑晶

甲玛矿区石英闪长玢岩和花岗闪长斑岩中可见烟灰色具蠕虫状结构的石英斑晶（图3－C）。一些蠕虫状的溶蚀湾具有短的、较封闭的边缘，还有一些较长且伸入到晶体颗粒中心。这些溶蚀湾一般都很狭窄，其宽度范围为0.01～0.4mm，大多数为0.03～0.1mm。所有的溶蚀湾都具有光滑的、浑圆的边缘。石英斑晶的粒度变化较大，为0.5～10mm。蠕虫状区域充填的物质与基质相连，它包含有钾长石、石英和斜长石，以及一些副矿物，如萤石、褐帘石、榍石和磷灰石。大多数溶蚀湾中的物质与斑岩基质相似，只是稍富集钾长石和萤石。在熔湾中的钾长石比基质中的钾长石更富钾。

图2 甲玛矿床斑岩体中的石英斑晶Fig.2 Quartz phenocryst in porphyries of Jiama deposit

图3 甲玛矿床石英斑晶阴极发光图像Fig.3 The Cathodoluminescence images of quartz phenocrysts from the granite porphyry of Jiama deposit

溶蚀湾形成的时间在认识它们的形成原因时是一个关键性因素。电镜扫描阴极发光图像能够提供石英生长历史的重要信息［17，18］。蠕虫状石英斑晶中有第一世代的同心圆状环带（图3－A），它被深入的溶蚀湾切开并朝溶蚀湾弯曲，指向内部（图3－B）。第二世代的环带为平直的与熔湾相连（图3－B）。第一世代环带和溶蚀湾间特殊的关系指示了石英斑晶复杂的生长历史，溶蚀湾晚于石英斑晶的内部部分，但早于或同时于石英斑晶的外部。第二世代的环带环绕溶蚀湾，显示了在溶蚀湾形成后，随溶熔湾中充填的矿物提供SiO2，有了新的石英生长。

由于斑岩中热液蚀变组合广泛发育，矿物结构破坏普遍存在，使得辨认斑晶矿物和辨别主要斑岩结构十分困难。尽管如此，经过显微镜下的详细观察，以及石英斑晶阴极发光特征的研究，所识别的斑晶结构提供了岩浆热液过渡阶段的有力证据。

3.3 各斑晶矿物及其相互联系的显微空腔

石英－长石共生体中具有狭窄的、网状的裂隙，它与破布状黑云母（含少量磷灰石和磁铁矿）以及其他石英斑晶相连通（图4）。这种显微空腔（裂隙）宽接近1～2mm，长5cm左右，连通性可达几十厘米。它们显示出明显的带状排列，基质部分以细粒（＜0.2mm）的砂糖状石英－长石组合为特点。在这些区域的边缘部分具有无定向的破布状黑云母，沿黑云母裂隙具有蚀变的绿泥石。

图4 甲玛矿床晚期斑岩中相互连接的显微空腔素描图［16］Fig.4 Sketch of interconnected microlitic cavities in the late porphyry of Jiama deposit

除了以上所描述的显微空腔，在一些样品中，石英斑晶还具有特殊的矿化脉体断面（图3－C，D）。图3－C显示脉体中含有大量黄铜矿，断面被热液来源的几乎不发光的石英所愈合；图3－D明显看出明亮的金属硫化物：这些特征都指示了矿化斑岩型矿床的特征（Axel Müller，2009，私人通信）。

3.4 富F矿物

甲玛晚期斑岩中均含有副矿物萤石。在石英闪长玢岩中萤石还作为石英斑晶的包体出现，并且在晚期斑岩中含有高F的黑云母和角闪石，这都说明甲玛晚期斑岩具有高的F含量。研究者普遍认为，全岩分析中的F含量并不代表岩浆晚期的F含量［19］。熔体中F的含量可以根据矿物组合、矿物－熔体平衡和熔融包裹体来推算。一般而言，长英质火成岩中的角闪石含F量都很低，其平均质量分数为0.2%［20］。甲玛矿区石英闪长玢岩中角闪石F的质量分数为1.67%～2.45%（表1）。

甲玛矿区晚期斑岩中黑云母的F含量（质量分数，wF）也普遍很高，花岗闪长斑岩为3.17%～3.48%，石英闪长玢岩为3.21%～3.95%。相比而言，没有蠕虫状石英斑晶的早期花岗斑岩中黑云母wF只有0.22%～0.56%（表2）。Icenhower和London（1997）在研究F在黑云母和花岗岩熔体中的分配时发现，实验条件为640～680℃，200 MPa，H2O的fO2≈NNO时，分配系数DFbioite／melt明显的受 Mg＃（＝100×wMg／wMg＋Mn＋Fe）的线性控制，且分配系数随着温度的升高和Al饱和度的降低有轻微减小［21］。在这个实验以及London（1997）平衡理论［22］的基础上得出，假设黑云母在形成之后没有发生改变，那么甲玛矿区花岗闪长斑岩和石英闪长玢岩熔体在黑云母结晶过程中，wF分 别 为 0.77% ～1.04% 以 及 0.98% ～1.34%。相比之下，没有蠕虫状石英斑晶的花岗斑岩熔体中wF仅为0.1%左右（表2）。Price et al.（1999）在榍石－萤石平衡的基础上提供了另一种估计花岗岩熔体中 F含量的方法［19］。在850℃，200MPa，fO2≈NNO的条件下，得出花岗岩中有榍石、无萤石，指示熔体中wF＜1%；既有榍石又有萤石，指示熔体中wF≈1%；如果只有萤石，则说明熔体中wF＞1%。甲玛矿床晚期斑岩既含有榍石又含有萤石，指示熔体wF＝1%左右。这与用London（1997）提出的平衡计算公式所计算的熔体中F含量基本一致。

表1 甲玛矿床晚期斑岩角闪石电子探针分析结果（w／%）Table 1 EPMA analyses of amphibole in the late porphyry of Jiama deposit

表2 甲玛矿床斑岩中黑云母电子探针分析结果（w／%）Table 2 EPMA analyses of biotite in the late porphyry of Jiama deposit

4 讨论

4.1 岩浆易挥发相分离的物理模型

通过上述矿物学特征的观察与研究，建立了甲玛矿床岩浆－热液过渡阶段易挥发分相分离的物理模型：

a.易挥发出溶的早期阶段。含挥发分－超盐度流体包裹体来自于岩浆阶段。熔融包裹体证明了熔体与流体的不混溶［23］。甲玛晚期斑岩石英斑晶中的硅酸盐熔融包裹体以及超盐度流体包裹体的共存指示了易挥发出溶的早期阶段［24］（图5－A）。

图5 甲玛矿区岩浆易挥发相分离证据Fig.5 Separation of the magmatic volatile phase in Jiama deposit

b.气泡的运移及捕获。岩浆易挥发相是以气泡的形式存在于熔体中。随着岩浆结晶作用的进行以及熔体黏度的增加，这些气泡合并形成挥发分向上运移的细管。在甲玛矿床晚期斑岩中，这些细管以相互连通的显微空腔形式所保存（图4）。此外，晚期斑岩中的晶洞结构（图5－B）也指示了挥发分的出溶。当气泡浮力小于晶体表面的毛细压力时，出溶流体会被捕获，而不能逃离晶体［16］，这使已结晶的斑岩发生自交代作用。甲玛矿床晚期斑岩中钾长石和富F角闪石、黑云母的出现，以及显微豆荚状、砂糖状石英眼等都很好地证明了被捕获气泡的存在。

此外，蠕虫状石英斑晶的形成也是由于这些气泡引起的自交代作用。对于甲玛矿床中蠕虫状石英，溶蚀表面的Ti含量存在2种峰值，一种溶蚀表面比溶蚀前的wTi增高了150×10－6左右，溶蚀前后温度升高了90℃±；另一种溶蚀表面Ti含量低于检测限。这种石英往往溶蚀较为强烈，呈破布状、蠕虫状［15，18］。前者的溶蚀是由于岩浆混合作用形成，而后者则可能是由于被捕获气泡的存在而形成。如果溶蚀只发生在熔体与石英斑晶的接触点上，那么溶蚀湾应该为环状的，不会那么深邃和弯曲迂回。岩浆热液流体的存在，很好地解释了较深且迂回弯曲的溶蚀湾的形成。Donaldson和 Henderson（1989）的实验证明，流体沸腾产生的气泡粘贴在石英晶体表面并且造成了局部溶蚀速率的增加。当气泡接触到石英晶体时，它进入与晶体固相相邻的熔体边界层（组分分带），并被组分未均一的熔体围绕。在这些气泡周围，则会发生熔体跟气泡组分的均一，即马兰戈尼对流［25］。通过这种对流，与没有气泡附着的晶体表面相比，集中在熔体－石英分界面上的高硅酸盐将很快分散到熔体中。因此，石英溶蚀速率必须上升到仅次于气泡，这样气泡“钻入”石英晶体中。由于流体中高F活性，石英的溶解会更快，这促进了多种、较深、迂回弯曲的熔蚀湾形成。

c.挥发分聚集。当出溶的岩浆挥发分合并并聚集在结晶岩浆的顶部和边缘时，过大的压力导致了持续的熔体排气作用和流体的聚集，最终使岩浆外壳破裂。此时，由于系统中压力的突然释放，使熔体快速冷却。邻近岩浆的去挥发分作用，导致形成薄的细晶岩带以及石英的微文象结构［16］。流体流出形成热液并与邻近围岩交代。熔体也有可能逸出，形成岩脉。甲玛矿床晚期斑岩中石英斑晶的似花斑状结构证明了熔体的快速冷却，使石英斑晶外侧形成细小的石英－长石共生体增生加大边（图5－C）。此外，矿区大量石英脉的出现以及强烈的围岩蚀变都证明了岩浆阶段晚期大量岩浆流体的存在。

4.2 岩浆－热液过渡与成矿作用

4.2.1 岩浆挥发分阶段流体出溶与金属元素的分离作用

硅酸盐岩浆的成矿潜力决定于岩浆中金属的可用性，即它们是否在岩浆挥发分阶段分离。甲玛矿床石英闪长玢岩中黑云母和角闪石斑晶的出现指示与矿化有关的岩浆含水（质量分数）在8%左右［26］。因此岩浆具有形成成矿流体的潜力。晚期斑岩中黑云母和角闪石斑晶均富F，且与之平衡的熔体wF在1%左右。Webster et al.（1987）证明斑岩中wF＝1.2%，可以将固相线温度降低到525℃以下［27］。降低熔体的固相线温度可以延长流体出溶过程且降低岩浆热液流体的初始温度。因此，甲玛矿床原始岩浆中高F含量为流体出溶提供了条件。晚期斑岩中稳定的斑晶组合为石英＋磁铁矿＋榍石指示了比镍－氧化镍（NNO）大2个单位氧逸度的氧化条件［16］。在比NNO更加氧化的环境中，岩浆中的大多数硫以最氧化态（S6＋）、硫酸盐（SO2－4）形式存在。矿化石英闪长玢岩中硬石膏的缺失指示损失的岩浆硫化物进入了出溶的水流体。由于硫化物优先分离一般先进入流体，而不是流体出溶后的硅酸盐熔融体［28］，这符合石英脉流体包裹体中存在无水石膏这一事实。此外，大量的硅酸盐熔融包裹体（如：既捕获了熔融包裹体又捕获了岩浆挥发阶段的包裹体），富流体包裹体以及少见的富气相包体的同时存在指示了相分离可能发生在岩浆房中。进一步的相分离伴随低密度气体的减压和卤水的上升。因此，甲玛矿床原始岩浆中的成矿元素很可能在岩浆房中就进行了第一次的分离过程，它们随着岩浆挥发分进入岩浆流体，为成矿提供了原始物质。

4.2.2 岩浆热液的二次沸腾与金属沉淀

在上述讨论的物理模型中，存在气泡的分离、合并及生长。小熔融体滴被夹带在流体中，其温度可以达845℃。随着岩浆流体的冷却，逐渐形成热液矿物，较小的熔融体滴则作为结晶的硅酸盐－熔融包裹体被捕获。甲玛矿床部分脉体中具有熔融包裹体共存的水相平衡的流体包裹体估计产生于50MPa上。相比之下，来自于典型的低温热液蚀变组合中的大多数流体包裹体其压力为10MPa左右［24］。因此，这种脉体为岩浆挥发相所形成的P脉，它被解释为限制外壳还没有破损之前形成的［29］。一旦内部流体压力超过限制压力（＞50MPa），外壳和围岩就会裂开，剧烈的减压会造成岩浆突然的沸腾，气泡迅速增长。减压也导致了岩浆的被迫淬火，并释放出岩浆体顶部所有剩余的岩浆挥发分。岩浆的减压一定会造成金属沉淀而使系统关闭，使岩浆挥发分重新聚集［16］。因此，甲玛矿床中最早期的Cu沉淀可能就是由于岩浆外壳的破坏。与破坏同时存在的是形成早期气体和超盐度流体的沸腾。随着这些岩浆挥发分逃离到围岩中，系统温度、pH值以及O2逸度的任何改变都可以导致Cu硫化物从残余卤水中沉淀［29］。甲玛矿床晚期斑岩体石英脉的流体包裹体激光拉曼探针分析显示，石英气相中含有大量的CO2，富气相包裹体和含石盐子晶高盐度包裹体共存，说明石英脉的形成还伴随有流体沸腾作用或不混溶作用。晚期石英斑晶的微文象结构也指示了岩浆的淬火作用。因此，甲玛矿床岩浆流体的二次沸腾导致了铜钼等金属元素的部分沉淀。

5 结论

a.甲玛铜多金属矿床斑岩体矿物显微结构保存了许多岩浆－热液过渡阶段的信息，指示了成矿岩浆曾分离出大量岩浆流体。

b.与矿化有关的岩浆中水的质量分数约为8%，氟的质量分数为1%。原始岩浆中高的含F量为流体出溶提供了条件，具有形成成矿流体的潜力。

c.原始岩浆中的成矿元素很可能在岩浆房中就进行了第一次的分离，他们随着岩浆挥发分进入岩浆流体，为成矿提供了原始物质。

d.矿床中最早期的Cu沉淀可能就是由于岩浆外壳的破坏；而岩浆流体的二次沸腾导致了铜钼等金属元素的沉淀。

本文得到了唐菊兴教授的修改和指导，文中SEM－CL图像为挪威地质调查局Müller Axel帮助拍摄，作者在此向他们表示感谢！

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