孫曉明 莫儒偉 翟偉 韋慧曉 周峰 梁業(yè)恒 張相國(guó) 易建洲SUN XiaoMing, MO RuWei, ZHAI Wei, WEI HuiXiao, ZHOU Feng, LIANG YeHeng, ZHANG XiangGuo and YI JianZhou

1. 中山大學(xué)地球科學(xué)系，廣州 5102752. 中山大學(xué)海洋學(xué)院，廣州 5100063. 廣東省海洋資源與近岸工程重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 廣州 5102754. 西藏自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局區(qū)域地質(zhì)調(diào)查大隊(duì)，拉薩 8514001. Department of Earth sciences, Sun Yat-sen University, Guangzhou 510275, China2. School of Marine Sciences, Sun Yat-sen University, Guangzhou 510275, China3. Guangdong Provincial Key Laboratory of Marine Resources and Coastal Engineering, Guangzhou 510275, China4. Geological Survey of Tibet Bureau of Geology and Mineral Exploration and Development, Lhasa 851400, China2012-10-10 收稿, 2013-02-10 改回.

流體包裹體是地質(zhì)時(shí)代中形成各種礦物、巖石、礦床時(shí)被留在其中的地質(zhì)流體的樣品，從中可以得出各種礦床和巖石的形成條件，對(duì)其進(jìn)行研究已成為礦床學(xué)研究的重要手段。但一直以來由于受到各種技術(shù)手段的限制，地質(zhì)學(xué)家們主要是通過研究與金屬礦物共生的透明脈石礦物中的流體包裹體來近似代表成礦的物理化學(xué)條件，這些透明脈石礦物主要為石英、方解石、螢石等。而直接來自不透明金屬礦物中的流體包裹體物理化學(xué)條件研究則非常少。對(duì)此，有些地質(zhì)學(xué)家曾對(duì)透明脈石礦物中流體包裹體所提供的有關(guān)流體與成礦物理化學(xué)條件能否代表成礦時(shí)的實(shí)際流體和成礦條件表示了質(zhì)疑(Campbell and Robinson-Cook, 1987；Campbell and Panter, 1990)，并認(rèn)為有必要對(duì)金屬礦物的流體包裹體進(jìn)行直接的研究。

從20世紀(jì)80年代以來，由于紅外技術(shù)的發(fā)展已使我們能夠直接觀察可見光下不透明金屬礦物中的包裹體。目前研究已發(fā)現(xiàn)多種金屬礦物在紅外顯微鏡下透明(Campbelletal., 1984, 1988; Campbell and Robinson-Cook, 1987; Campbell and Panter, 1990; Richards and Kerrich, 1993; Mancano and Campbell, 1995; Lüders, 1996; Lüders and Ziemann, 1999)，這使得我們直接對(duì)這些在可見光下不透明的金屬礦物進(jìn)行顯微測(cè)溫成為可能。

沙拉崗銻礦是藏南金銻成礦帶內(nèi)具有代表性意義的銻礦床，研究該礦床的成礦物理化學(xué)條件對(duì)了解該成礦帶的成礦機(jī)制具有重要的指示意義。目前針對(duì)該礦床的顯微測(cè)溫?cái)?shù)據(jù)已有不少，如：楊竹森等(2006)研究表明，沙拉崗銻礦床石英流體包裹體均一溫度范圍為148～297℃, 峰值200℃, 代表銻的主成礦溫度。流體包裹體的鹽度介于3.39%～5.86% NaCleqv, 屬于低鹽度流體；曲曉明等(2003*曲曉明, 侯增謙, 張綺玲等. 2003. 西藏銅金銻多金屬礦產(chǎn)資源遠(yuǎn)景評(píng)價(jià). 中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局地質(zhì)調(diào)查項(xiàng)目(DKD2002003) (內(nèi)部報(bào)告). 1-194)研究發(fā)現(xiàn)沙拉崗銻礦床石英流體包裹體的溫度變化范圍分別為190～270℃和140～180℃，流體鹽度為4.8%～12.58% NaCleqv；顏維鈞和張林(2002)對(duì)沙拉崗銻礦石英、方解石中流體包裹體的研究表明均一溫度在144～340℃之間，并通過對(duì)比研究淺成熱液礦床的地質(zhì)特征后認(rèn)為沙拉崗銻礦為淺成熱液礦床的石英脈型銻礦床; Zhaietal. (2014)通過系統(tǒng)的地質(zhì)地球化學(xué)分析提出該礦成礦流體主要由大氣降水組成，礦床屬于造山型礦床的淺成部分。盡管目前已經(jīng)有不少關(guān)于沙拉崗銻礦的流體包裹體顯微測(cè)溫研究，但以往的顯微測(cè)溫研究主要集中在石英、方解石等脈石礦物中，利用脈石礦物的形成條件來近似代替礦石礦物的形成條件，即假定共生的脈石礦物與礦石礦物是同時(shí)形成的，具有相同或相似的物理化學(xué)條件。顯然這種假設(shè)還缺乏明顯的證據(jù)支持。為此，本文將利用紅外顯微鏡對(duì)輝銻礦中包裹的流體包裹體進(jìn)行直接的顯微測(cè)溫研究，以期了解該礦床的成礦物理化學(xué)條件，并探討共生石英與輝銻礦形成時(shí)是否具有相似的物理化學(xué)條件。

1 地質(zhì)概況

沙拉崗銻礦位于西藏特提斯喜馬拉雅板片中。按其地質(zhì)特征，特提斯喜馬拉雅板片由北向南可劃分出北喜馬拉雅、高喜馬拉雅、低喜馬拉雅、亞喜馬拉雅等四個(gè)構(gòu)造帶(尹安, 2001)。沙拉崗處于北喜馬拉雅構(gòu)造帶的中部，南與高喜馬拉雅構(gòu)造帶相接，北與雅魯藏布江結(jié)合帶以大斷裂為界(圖1)。北喜馬拉雅構(gòu)造帶內(nèi)出露的地層有古生界和中生界。古生界由前石炭系片巖、混合巖和下二疊統(tǒng)康馬組片巖、千枚巖組成，為古臺(tái)地型沉積。中生界主要由上三疊統(tǒng)涅如群、上侏羅統(tǒng)維美組、下白堊統(tǒng)多久組和上白堊統(tǒng)宗卓組等組成，為一套淺海-深海相沉積。中生界分布廣，厚度大，是北喜馬拉雅構(gòu)造帶的主體地層。礦區(qū)位于西藏自治區(qū)江孜縣龍馬鄉(xiāng)沙拉崗村附近，西距江孜縣城39km，東經(jīng)浪卡子縣城到拉薩市約220km(西藏自治區(qū)地礦廳地?zé)岬刭|(zhì)大隊(duì)，2000*西藏自治區(qū)地礦廳地?zé)岬刭|(zhì)大隊(duì). 2000. 西藏自治區(qū)江孜縣沙拉崗礦區(qū)銻礦普查報(bào)告)。

圖1 藏南沙拉崗銻礦區(qū)域地質(zhì)簡(jiǎn)圖(據(jù)聶鳳軍等，2005修改)1-亞喜馬拉雅構(gòu)造帶;2-低喜馬拉雅構(gòu)造帶;3-高喜馬拉雅構(gòu)造帶;4-北喜馬拉雅構(gòu)造帶;5-拉薩地體;6-拉薩地體內(nèi)主要火山巖分布區(qū);7-拉薩地體內(nèi)主要深成侵入巖;8-拉薩地體內(nèi)主要主要變質(zhì)巖分布區(qū);9-藏南地區(qū)主要花崗巖類侵入巖分布區(qū);10-變質(zhì)核雜巖中心位置及其編號(hào);11-沙拉崗銻礦.BNS-班公-怒江縫合帶;IYS-印度河-雅魯藏布江縫合帶;MBT-主邊界逆沖斷層;MCT-主中央逆沖斷層;STDS-藏南拆離系;GCT-大反向逆沖斷層;SGA-獅泉河-改則-安多逆沖斷裂系.Ⅰ-然巴-勒金康桑核雜巖;Ⅱ-康馬核雜巖;Ⅲ-邛多江核雜巖Fig.1 Simplified geological map of the southern Xizang showing the location of Shalagang antimony deposit(after Nie et al., 2005)1-Sub-Himalayan tectonic belt; 2-Lesser Himalayan tectonic belt; 3-Greater Himalayan tectonic belt; 4-North Himalayan belt; 5-Lhasa terrane; 6-major volcanic vocks occurring within the Lhasa terrane; 7-major plutons occurring within the Lhasa terrane; 8-major metamorphic rock occurring within the Lhasa terrane; 9-major granitoid intrusions of the southern Tibet; 10-metamorphic core complex; 11-Shalagang antimony deposit. BNS-Bangong-Nujiang suture; IYS-Indus-Yalu Zangbu suture; MBT-Main boundary thrust; MCT-main central thrust; STDS-South Xizang detachment system; GCT-Great Reversed thrust; SGA-Shiquanhe-Gaize-Amdo thrust system. Ⅰ-Ramba-Lejinkangsang; Ⅱ-Kangmar core complex; Ⅲ-Qiongduojiang core complex

礦區(qū)出露的地層主要為上白堊統(tǒng)宗卓組(K2z)和下白堊統(tǒng)多久組(K1d)。上白堊統(tǒng)宗卓組(K2z)出露于礦區(qū)南北兩側(cè)，組成沙拉崗背斜的兩翼。它是一套特殊的巖石組合——沉積混雜堆積巖，由正常沉積巖(基巖)、原地巖塊和外來巖塊三部分組成。其與下伏多久組(K1d)呈角度不整合接觸。多久組是礦區(qū)出露的主體地層，也是主要的賦礦層位。呈東西向展布于礦區(qū)中部。按巖性組合，可劃分為五個(gè)巖性段，自下而上：第一巖性段(K1d1)：灰黑色含凝灰質(zhì)長(zhǎng)石巖屑砂巖、細(xì)粒長(zhǎng)石巖屑砂巖夾石英砂巖、石英礫巖透鏡體。普遍含黃鐵礦結(jié)核，局部有輝銻礦脈穿入；第二巖性段(K1d2)：上部為灰色含泥質(zhì)微晶灰?guī)r夾深灰色粉砂質(zhì)泥巖，灰?guī)r、硅質(zhì)泥巖條帶或透鏡體發(fā)育，含泥質(zhì)、鈣質(zhì)結(jié)核，黃鐵礦結(jié)核發(fā)育。下部深灰色粉砂質(zhì)泥巖為主夾灰?guī)r條帶，黃鐵礦結(jié)核發(fā)育。本巖性段是輝銻礦的主要產(chǎn)出部位。與下伏第一巖性段(K1d1)整合接觸。第三巖性段(K1d3)：灰黑色不等厚灰色硅質(zhì)巖夾薄層泥巖。在硅質(zhì)巖中，發(fā)育一條寬2～3m的層間破碎帶，沿層間破碎帶斷續(xù)分布有輝銻礦透鏡體、扁豆體，為輝銻礦主要賦存的部位之一。與下伏第二巖性段(K1d2)為整合接觸。第四巖性段(K1d4)：深灰色中薄-中厚層狀長(zhǎng)石石英細(xì)砂巖夾薄層泥巖，局部地段砂巖底部夾灰?guī)r透鏡體和鈣質(zhì)結(jié)核。與下伏第三巖性段(K1d3)為整合接觸。在該巖性段中，偶爾有輝銻礦穿入。第五巖性段(K1d5)：淺灰色含泥質(zhì)微晶灰?guī)r夾深灰色粉砂質(zhì)泥巖，泥巖中夾灰?guī)r、硅質(zhì)泥巖薄層或透鏡體，含泥硅質(zhì)結(jié)核發(fā)育。其整合于下伏第四巖性段(K1d4)之上，與上覆宗卓組(K2z)為微角度不整合接觸。

礦區(qū)構(gòu)造形態(tài)較為簡(jiǎn)單，主要由一些寬緩褶皺和正、逆斷層組成。它們對(duì)銻礦的富集有明顯的控制作用。礦區(qū)主要褶皺構(gòu)造為沙拉崗背斜，它是江孜盆地的復(fù)式向斜中的一個(gè)次級(jí)背斜。該背斜軸向近EW，呈向東傾伏，向西揚(yáng)起的態(tài)勢(shì)。橫向上兩翼不對(duì)稱，南翼傾角較緩，北翼傾角較陡，軸面向南陡傾，樞紐波狀起伏，為一斜歪的短軸背斜。已知的銻礦脈多集中地分布于背斜向東傾伏的轉(zhuǎn)折端，向兩翼礦化明顯減弱。礦區(qū)斷裂構(gòu)造較為發(fā)育，主要集中分布于沙拉崗背斜的核部和向東傾伏的地段。根據(jù)走向，可分為EW向、NNE(近SN)向和NW向三組(圖2)。其中EW向、NNE(近SN)向斷層為主要的導(dǎo)礦控礦構(gòu)造，形成于成礦前；NW向斷層具有破壞礦脈的作用，為成礦后構(gòu)造。

圖2 沙拉崗銻礦礦區(qū)地質(zhì)圖(據(jù)楊竹森等，2006修改)1-下白堊統(tǒng)多久組;2-上白堊統(tǒng)宗卓組;3-第四系;4-輝長(zhǎng)巖;5-礦體及編號(hào);6-層間破碎帶;7-逆斷層;8-正斷層;9-推測(cè)斷層Fig.2 Geological sketch map of Shalagang antimony deposit(after Yang et al., 2006)1-DuoJiu Formation of Lower Cretaceous; 2-Zongzhuo Formation of Upper Cretaceous; 3-Quaternary; 4-gabbro; 5-orebody and number; 6-interlayer fracture zone; 7-reverse fault; 8-normal fault; 9-speculated fault

礦區(qū)巖漿巖欠發(fā)育，僅在沙拉崗背斜核部零星出露兩個(gè)輝長(zhǎng)巖小巖株(如圖2)，面積大概1～1.5km2，并與多久組第一巖性段呈侵入接觸關(guān)系。可見到少數(shù)小礦體沿裂隙充填于巖體中。

目前礦區(qū)共圈定出大小不一的銻礦體共13個(gè)，主要產(chǎn)于下白堊統(tǒng)多久組第二、三、四巖性段(K1d2-4)中，同時(shí)受控于斷層破碎帶及沙拉崗背斜，表現(xiàn)為礦體的形態(tài)、產(chǎn)狀及規(guī)模均嚴(yán)格地受斷層破碎帶的控制，礦體較為集中地分布在背斜向東傾伏端并靠近核部的地段。以下分別簡(jiǎn)述四個(gè)規(guī)模最大的礦體。

9號(hào)礦體呈東西向帶狀貫通全礦區(qū)，是礦區(qū)規(guī)模最大的一個(gè)礦體，該礦體受層間破碎帶控制，產(chǎn)狀與圍巖產(chǎn)狀基本一致，N傾，傾角35°～50°。輝銻礦脈呈透鏡狀或不規(guī)則團(tuán)塊狀，極不均勻分布。多呈大小不等的單脈或脈群形式斷續(xù)產(chǎn)出。單個(gè)脈體長(zhǎng)度一般為5～10m，最長(zhǎng)30m，厚度一般為0.3～0.7m，最厚1.7m。主要礦石為致密塊狀輝銻礦礦石，次為角礫狀礦石和細(xì)脈狀礦石。Sb含量一般﹥30×10-2，最高57.57×10-2，最低0.68×10-2。

3號(hào)礦體呈近EW向展布，由F3含礦斷層破碎帶組成，總體產(chǎn)狀：傾向NW320°～350°，傾角40°～50°。斷層破碎帶主要由斷層角礫巖組成，少量石英輝銻礦脈不均勻分布。斷層破碎帶內(nèi)共圈出三個(gè)規(guī)模不大的小銻礦體，均呈透鏡狀、扁豆?fàn)町a(chǎn)出，礦體長(zhǎng)度24～40m，厚度分別為2.90m、0.75m、1.70m，礦體產(chǎn)狀與礦體所在的含礦斷層破碎帶產(chǎn)狀一致。礦石主要為塊狀石英輝銻礦礦石，少量角礫狀礦石。Sb含量一般為7.00×10-2～8.00×10-2，最低1.98×10-2。

7號(hào)礦體呈近SN向帶狀分布，主要由F7含礦斷層破碎帶組成，傾向SW220°～250°，傾角45°～52°。該礦體處在閃長(zhǎng)巖的外接觸帶(局部在巖體內(nèi))中，帶內(nèi)巖性主要為強(qiáng)蝕變碳酸鹽巖、擠壓碎裂巖和石英輝銻礦脈等。輝銻礦以石英輝銻礦脈和細(xì)脈浸染狀分布的輝銻礦出現(xiàn)。礦體中部礦化最強(qiáng)，向兩端礦脈體變小，礦化明顯減弱，呈透鏡狀產(chǎn)出，礦體長(zhǎng)127m，一般厚1.00m±，最厚1.68m，礦體產(chǎn)狀與斷層產(chǎn)狀一致。主要為塊狀石英輝銻礦礦石，少量細(xì)脈浸染狀礦石，Sb含量一般為1×10-2～2×10-2，最高31.4×10-2，最低0.65×10-2。

1號(hào)礦體呈NNE-SSW 向規(guī)則帶狀展布，長(zhǎng)度大于350m，寬度南北有差異，受F1、F2兩條斷層破碎帶控制。輝銻礦化較為集中地分布在斷層破碎帶中，主要以石英輝銻礦脈的形式出現(xiàn)，脈體形態(tài)多樣，變化無常，分支復(fù)合、尖滅再現(xiàn)的現(xiàn)象普遍存在。礦脈體最大厚度可達(dá)2m以上，最小厚度不足1m。礦體產(chǎn)狀與含礦斷層破碎帶的產(chǎn)狀一致，礦石以塊狀石英輝銻礦礦石為主，次為角礫狀礦石和細(xì)脈浸染狀礦石。Sb品位一般為20×10-2，最高可達(dá)40×10-2。

2 實(shí)驗(yàn)設(shè)備及樣品

本研究所采用樣品來自沙拉崗銻礦規(guī)模最大的9號(hào)礦體中晶型較好的輝銻礦礦石。礦石具塊狀構(gòu)造，成分較為簡(jiǎn)單，金屬礦物為輝銻礦，脈石礦物為石英，且在手標(biāo)本中可見石英呈細(xì)脈狀充填于平行輝銻礦晶體(010)解理面的裂隙中。研究樣品沿平行輝銻礦晶體解理面方向制備成厚度在90～120μm的雙面拋光薄片。輝銻礦及與其共生的石英中的流體包裹體研究均在相同的實(shí)驗(yàn)設(shè)備下完成，只是在研究石英中的流體包裹體時(shí)需將紅外偏振鏡及相關(guān)的紅外觀察設(shè)備去除即可。在溫度測(cè)試的過程中，為防止流體包裹體爆裂，先進(jìn)行冰點(diǎn)溫度測(cè)定后再進(jìn)行均一溫度測(cè)定。

圖3 沙拉崗輝銻礦礦石中的流體包裹體顯微照片(樣品2010098，常溫紅外光下)(a-d)-輝銻礦晶體中Ⅰ型流體包裹體的紅外顯微照片及不同相態(tài)比例的Ⅰ型流體包裹體；(e、f)-輝銻礦晶體中Ⅱ型流體包裹體的紅外顯微照片及不同相態(tài)比例的Ⅱ型流體包裹體Fig.3 Photomicrographs of inclusions hosted in stibnite from Shalagang antimony deposit (Sample 2010098, room temperature, infrared light)(a-d)-transmitted infrared-light photomicrographs of Ⅰinclusions hosted in stibnite and Ⅰinclusions with different liquid/vapour ratios; (e, f)-transmitted infrared-light photomicrographs of Ⅱinclusions hosted in stibnite and Ⅱinclusions with different liquid/vapor ratios

本次研究利用中山大學(xué)海洋學(xué)院成礦流體實(shí)驗(yàn)室的紅外顯微鏡實(shí)現(xiàn)，圖像觀察通過搭配在紅外顯微鏡上的紅外TV照相機(jī)及計(jì)算機(jī)等輔助成像設(shè)備獲得。流體包裹體熱力學(xué)溫度測(cè)定在LimKan THMSG600型冷熱臺(tái)上進(jìn)行，儀器測(cè)試精度為±0.1℃，升降溫速率≤15℃/min，相態(tài)轉(zhuǎn)變點(diǎn)附近升降溫速率≤2℃/min。實(shí)驗(yàn)測(cè)溫結(jié)果用Flincor軟件(Brown, 1989)計(jì)算流體包裹體的各種物理化學(xué)參數(shù)，并利用Geokit(路遠(yuǎn)發(fā)，2004)軟件進(jìn)行數(shù)據(jù)處理。

單個(gè)流體包裹體成分分析在中山大學(xué)測(cè)試中心光譜室的Reinshaw RM2000型拉曼光譜儀上完成。室溫下測(cè)定，氬離子激光器(514nm),掃描功率為20mw。

3 流體包裹體巖相學(xué)及顯微測(cè)溫

3.1 流體包裹體巖相學(xué)

利用紅外顯微鏡觀察發(fā)現(xiàn)輝銻礦中的流體包裹體具有非常特征的分布規(guī)律。因此根據(jù)其包裹體的分布特征可首先將其分為兩大類：

Ⅰ型：平行于輝銻礦晶體(010)解理面，且包裹體長(zhǎng)徑沿平行C0軸方向成群線狀伸展分布(圖3a-d)。該類包裹體約占輝銻礦中包裹體總數(shù)的60%。形態(tài)上主要以長(zhǎng)管狀、長(zhǎng)條狀、長(zhǎng)柱狀為主，少數(shù)為短柱狀，包裹體大小變化范圍較大主要在20～90μm(長(zhǎng)徑方向)。根據(jù)測(cè)溫過程中的相態(tài)變化及室溫下氣泡的充填比例又可進(jìn)一步分為以下四個(gè)亞類：

Ⅰa亞型富液兩相包裹體(圖3b)：該亞型包裹體約占Ⅰ型包裹體總數(shù)的90%，為數(shù)量最多的包裹體類型。室溫下氣泡的充填比例占包裹體總體積的10%左右。在升溫時(shí)，氣泡均一到液相中。

Ⅰb亞型純液體包裹體(圖3d)：該亞型包裹體約占Ⅰ型包裹體總數(shù)的5%左右。室溫下無氣泡，且包裹體壁清楚可辨。

Ⅰc亞型富氣兩相包裹體(圖3c,d)：該亞型包裹體約占Ⅰ型包裹體總數(shù)的3%左右。室溫下氣泡的充填度≥50%，在升溫過程中極易發(fā)生爆裂，無法獲得均一時(shí)相態(tài)變化。

Ⅰd亞型純氣體包裹體(圖3d)：該亞類包裹體極少，約占Ⅰ型包裹體總數(shù)的2%左右。室溫下觀察發(fā)現(xiàn)整體顏色較暗，無兩相界限，包裹體壁邊界清楚。

Ⅱ型：平行輝銻礦晶體(010)解理面，且包裹體沿垂直于C0軸方向成群線狀分布(圖3e, f)。該類包裹體約占輝銻礦中包裹體總數(shù)的40%左右。形態(tài)上與Ⅰ型具有明顯的區(qū)別，主要以橢圓狀、多邊形狀存在。包裹體大小主要在10～30μm之間。根據(jù)測(cè)溫過程中的相態(tài)變化及室溫下氣泡的充填比例又可進(jìn)一步分為以下兩個(gè)亞類：

Ⅱa亞型富液兩相包裹體：該亞型包裹體約占Ⅱ型包裹體總數(shù)的95%左右。室溫下氣泡的充填比例占包裹體總體積的10%～15%之間。在升溫時(shí)，氣泡均一到液相中。

Ⅱb亞型富氣兩相包裹體(圖3f)：該亞型包裹體約占Ⅱ型包裹體總數(shù)的5%左右。室溫下氣泡的充填度≥50%，在升溫過程中大部分發(fā)生爆裂，但仍然可以觀察到小部分該亞型包裹體均一到氣相中。

此外還可以觀察到在同一個(gè)視域的微小范圍同時(shí)出現(xiàn)不同類型、不同相態(tài)比例的流體包裹體(圖3c, d, f)，說明流體包裹體形成于非均一的流體介質(zhì)條件(Roedder,1984; 李兆麟，1988；盧煥章等，2004)，輝銻礦形成時(shí)流體發(fā)生了沸騰作用。

另外觀察了與輝銻礦緊密共生的石英中的流體包裹體。其包裹體類型較為單一，為富液兩相水溶液包裹體(圖4)。包裹體大小主要在5～20μm之間，相對(duì)于輝銻礦中的包裹體略顯較小。氣泡充填比例在10%～20%之間。包裹體主要呈孤立狀或成群狀分布在石英顆粒中。包裹體形態(tài)各異，主要呈負(fù)晶形、橢圓形、圓形、長(zhǎng)柱形、不規(guī)則形狀。

圖4 沙拉崗與輝銻礦緊密共生石英中的流體包裹體顯微照片(樣品2010098，常溫單偏光)(a、c)-在同一薄片中與輝銻礦(St)緊密共生的石英(Qz)；(b、d)-對(duì)應(yīng)石英中的兩相水溶液流體包裹體Fig.4 Photomicrographs of inclusions hosted in stibnite and symbiotic quartz from Shalagang antimony deposit (Sample 2010098, room temperature, polarized light)(a, c)-photomicrograph showing relationships between quartz and stibnite; (b, d)-photomicrographs of inclusions hosted in quartz from Shalagang antimony deposit

3.2 顯微測(cè)溫結(jié)果

在顯微冷熱臺(tái)上對(duì)輝銻礦及與其緊密共生的石英中的流體包裹體分別進(jìn)行冷凍法(圖5)成分和鹽度估測(cè)及均一法測(cè)溫(圖6)。輝銻礦中Ⅰ型包裹體測(cè)溫結(jié)果全部來自Ⅰa亞型富液兩相包裹體，因?yàn)棰馼、Ⅰc、Ⅰd數(shù)量較少且在測(cè)溫過程中極易發(fā)生爆裂或無明顯變化。這可能與輝銻礦晶體具(010)完全解理有關(guān)，導(dǎo)致在升溫過程中易使包裹體沿解理面等薄弱地方發(fā)爆裂或滲漏。Ⅱ型包裹體測(cè)溫結(jié)果也全部來自Ⅱa亞型富液兩相包裹體。

圖5 輝銻礦中流體包裹體冰點(diǎn)測(cè)溫相變過程T表示溫度；Tf表示全結(jié)冰溫度；Tm表示冰點(diǎn)溫度Fig.5 The ice melting temperature behavior of inclusions hosted in stibniteT stands for temperature; Tf stands for finally freezing temperature; Tm stands for ice melting temperature

圖6 輝銻礦中流體包裹體均一溫度測(cè)溫相變過程T表示溫度；Th表示均一溫度Fig.6 The homogenitation temperature behavior of inclusions hosted in stibniteT stands for temperature; Th stands for homogenitation temperatures

Ⅰ型包裹體測(cè)溫結(jié)果：均一溫度為134.9～191.2℃，峰值在150～180℃(圖7)，平均值為163.1℃。全結(jié)冰溫度為-46.5～-40.4℃，冰點(diǎn)溫度為-4.6～-1℃，其對(duì)應(yīng)的鹽度為1.7%～7.3% NaCleqv, 峰值在5.0%～6.0% NaCleqv之間(圖8)，平均值為5.70% NaCleqv。密度在0.934～0.958g/cm3之間，平均值為0.946g/cm3。

圖7 輝銻礦及共生石英中流體包裹的均一溫度Fig.7 Homogenization temperature (Th) of fluid inclusions in stibnite and symbiotic quartz

圖8 輝銻礦及共生石英中流體包裹的鹽度Fig.8 Salinity of inclusions in stibnite and symbiotic quartz

Ⅱ型包裹體測(cè)溫結(jié)果：全結(jié)冰溫度為-46.3～-41.5℃，冰點(diǎn)溫度為-3.8～-2.8℃，其對(duì)應(yīng)的鹽度為4.5%～6.1% NaCleqv，峰值在5.0%～6.0% NaCleqv之間(圖8)，平均值為5.6% NaCleqv。均一溫度為164.1～221.9℃，峰值在180～200℃(圖7)，平均值為190.8℃。密度在0.879～0.947g/cm3之間，平均值為0.921g/cm3。

共生石英中流體包裹體測(cè)溫結(jié)果：全結(jié)冰溫度為-45.5～-23.6℃，冰點(diǎn)溫度為-3.8～-1.4℃，其對(duì)應(yīng)的鹽度為2.3%～6.1% NaCleqv(圖8)，存在兩個(gè)明顯的峰值，第一個(gè)峰值在5.0%～6.0% NaCleqv之間，與輝銻礦中包裹體的鹽度峰值一致，第二個(gè)峰值在4.0%～5.0% NaCleqv之間，比輝銻礦中包裹體鹽度峰值略低。石英中包裹體總鹽度平均值為4.8% NaCleqv。均一溫度為164.1～221.9℃，峰值在160～190℃(圖7)，平均值為175.6℃。密度在0.910～0.947g/cm3之間，平均值為0.929g/cm3。

4 拉曼光譜分析

結(jié)合顯微測(cè)溫結(jié)果，我們對(duì)石英中流體包裹體的氣液相成分分別進(jìn)行系統(tǒng)的拉曼光譜分析。此外，由于目前國(guó)內(nèi)的拉曼光譜實(shí)驗(yàn)室沒有配備紅外顯微鏡，因此無法直接對(duì)輝銻礦中包裹體進(jìn)行成分測(cè)定。石英中包裹體成分分析結(jié)果如下：

石英中流體包裹體氣相組分測(cè)定中，激光拉曼光譜在1268cm-1和1387cm-1處出現(xiàn)較明顯的譜峰，顯示其氣相成分含有少量CO2；在3310～3610cm-1出現(xiàn)較強(qiáng)的寬峰，顯示氣相成分中含有H2O；在2330cm-1和2918cm-1出現(xiàn)較明顯的譜峰，顯示氣相成分中含一定量的N2和CH4等氣體(圖9a)。液相成分測(cè)定中，僅僅在3310～3610cm-1出現(xiàn)較強(qiáng)的寬峰，顯示液相成分為H2O(圖9b)。

結(jié)合顯微測(cè)溫結(jié)果，我們發(fā)現(xiàn)石英中這種含微量CO2、N2、CH4氣體的兩相水溶液包裹體，其全結(jié)冰溫度在-46～-40℃之間，鹽度在5.0%～6.0% NaCleqv之間，均一溫度在160～190℃之間與輝銻礦中流體包裹體測(cè)溫結(jié)果極其吻合。因此，可推斷輝銻礦中包裹體與石英中包裹體的流體成分相同，為含微量CO2、N2、CH4氣體的NaCl-H2O熱液體系。

5 討論

圖9 沙拉崗銻礦石英中流體包裹體激光拉曼圖譜Fig.9 Laser Raman spectra of fluid inclusions hosted in quartz from Shalagang antimony deposit(a)-the vapor phase composition of liquid-rich two phase aqueous inclusion; (b)-the liquid phase composition of liquid-rich two phase aqueous inclusion

通過流體包裹體巖相學(xué)觀察發(fā)現(xiàn)輝銻礦中包裹體具有極其特征的兩組分布方向：Ⅰ型為平行于輝銻礦晶體(010)解理面，且包裹體長(zhǎng)徑沿平行于C0軸方向成群線狀伸展分布(圖3a-d)；Ⅱ型為平行輝銻礦晶體(010)解理面，且包裹體沿垂直于C0軸方向成群線狀分布(圖3e, f)。輝銻礦中包裹體這種特征的分布可能受控于輝銻礦晶體(010)完全解理，及解理面上常有橫的聚片雙晶紋。此外，無論是Ⅰ型還是Ⅱ型包裹體均發(fā)現(xiàn)在同一個(gè)視域的微小范圍同時(shí)出現(xiàn)不同類型、不同相態(tài)比例的流體包裹體(圖3c, d, f)，說明流體包裹體形成于非均一的流體介質(zhì)條件，輝銻礦形成時(shí)流體包裹體發(fā)生了沸騰作用。

顯微測(cè)溫結(jié)果表明，輝銻礦中Ⅰ型與Ⅱ型包裹體具有相同的鹽度(圖9)，但Ⅰ型包裹體均一溫度要略低于Ⅱ型包裹體，說明輝銻礦中這兩類包裹體為捕獲同一成礦流體而成，但Ⅰ型包裹體較多的捕獲于同一流體的較低溫狀態(tài)。導(dǎo)致這種現(xiàn)象的原因可能在于Ⅰ型包裹體受控于(010)完全解理，因?yàn)檩x銻礦晶體在形成后的不斷長(zhǎng)大過程中，由于應(yīng)力不均，極易沿相對(duì)薄弱的(010)完全解理面產(chǎn)生裂紋，在具有裂紋的晶面上繼續(xù)生長(zhǎng)，使這種損傷延續(xù)下去，并捕獲同一成礦流體相對(duì)低溫狀態(tài)的成礦溶液。石英中包裹體均一溫度峰值在160～190℃之間(圖8)，與輝銻礦中包裹體均一溫度峰值極其吻合。鹽度出現(xiàn)兩個(gè)較明顯的峰值，第一個(gè)峰值在5.0%～6.0% NaCleqv之間，與輝銻礦中包裹體的鹽度峰值一致，第二個(gè)峰值在4.0%～5.0% NaCleqv之間，比輝銻礦中包裹體鹽度峰值略低，且觀察圖10發(fā)現(xiàn)石英中包裹體及輝銻礦中Ⅰ型包裹體均表現(xiàn)出從較高溫度、鹽度向較低溫度、鹽度呈線性變化的趨勢(shì)，表明在成礦過程中可能不斷有相對(duì)較冷低鹽度的大氣降水加入。楊竹森等(2006)對(duì)沙拉崗石英輝銻礦石中石英的包裹體進(jìn)行研究認(rèn)為其鹽度在3.39%～5.86% NaCleqv之間，均一溫度范圍為148～297℃,峰值200℃，代表銻的主成礦溫度。相較于楊竹森等(2006)的研究，本次研究發(fā)現(xiàn)輝銻礦及緊密共生的石英中包裹體鹽度峰值分別在5.0%～6.0% NaCleqv之間和4.0%～6.0% NaCleqv之間，與楊竹森等(2006)所測(cè)得的鹽度基本相同，表明基本為同一流體。本研究顯示輝銻礦及緊密共生的石英中包裹體均一溫度絕大部分小于200℃，峰值在160～190℃之間，代表銻礦的主成礦溫度。

圖10 不同類型包裹體鹽度-均一溫度圖解Fig.10 Diagram of salinity versus homogenization temperatures (Th) of the different types of fluid inclusions

綜合顯微測(cè)溫和激光拉曼光譜分析，我們認(rèn)為沙拉崗銻礦為含微量CO2、N2、CH4氣體的NaCl-H2O熱液體系。對(duì)比于藏南成礦帶的金礦、金銻礦的流體成分，如邦布金礦流體成分為富含CO2及少量N2、CH4氣體的鹽水溶液(孫曉明等，2010)；馬攸木金礦流體成分為富含CO2及少量C2H6、N2、CH4氣體的鹽水溶液(霍艷等，2004)；哲古金銻礦床石英流體包裹體的氣相成分由H2O、N2和CO2組成,液相成分為含CO2的低鹽度流體(楊竹森，2006)，沙拉崗銻礦流體中CO2成分含量較少，不能形成獨(dú)立相態(tài)，顯示其成礦流體與藏南金礦和金銻礦這種富CO2的成礦流體存在一定的差異，但同時(shí)其流體組成與藏南金礦和金銻礦流體組成基本一致，均含有CO2、N2、CH4等氣體，反映它們?cè)诹黧w來源上可能具有密切的相關(guān)性。

6 結(jié)論

綜上所述，對(duì)沙拉崗輝銻礦及共生石英中包裹體研究得出以下結(jié)論：

(1)包裹體巖相學(xué)觀察發(fā)現(xiàn)輝銻礦中包裹體具有極其特征的兩組分布方向，這種特征的分布可能受控于輝銻礦晶體(010)完全解理，及解理面上橫的聚片雙晶紋。

(2)通過對(duì)比輝銻礦及緊密共生石英中的包裹體測(cè)溫結(jié)果發(fā)現(xiàn)，這兩種主礦物中的包裹體具有相同的全結(jié)冰溫度、鹽度、均一溫度，表明輝銻礦及共生石英形成于同一物理化學(xué)條件，捕獲同一成礦流體。

(3)依據(jù)輝銻礦中流體包裹體紅外測(cè)溫結(jié)果，沙拉崗銻礦主成礦溫度在160～190℃之間，鹽度在5.0%～6.0% NaCleqv之間，密度在0.879～0.958g/cm3之間，平均值為0.934g/cm3。沙拉崗銻礦的成礦流體為低溫、低鹽度、低密度的含微量CO2、N2、CH4氣體的NaCl-H2O熱液體系。

(4)同一個(gè)視域的微小范圍同時(shí)出現(xiàn)不同類型、不同相態(tài)比例的流體包裹體，說明流體包裹體捕獲的是非均一的流體，輝銻礦形成時(shí)流體發(fā)生了沸騰作用。引起沸騰作用的原因可能是較冷、低鹽度、低壓的大氣降水與含礦熱液不斷混合放出大量氣體，導(dǎo)致輝銻礦大量沉淀。

致謝野外工作得到西藏自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局多吉院士的大力支持；激光拉曼光譜分析工作得到中山大學(xué)測(cè)試中心拉曼光譜實(shí)驗(yàn)室陳建老師、張衛(wèi)紅老師的支持；在此一并表示衷心感謝！

Brown PE. 1989. FLINCOR: A microcomputer program for the deduction and investigation of fluid inclusion data. Am. Mineral., 74: 1390-1393

Campbell AR, Hackbarth CJ, Plumlee GSetal. 1984. Internal features of ore minerals seen with the infrared microscope. Economic Geology, 79(6): 1387-1392

Campbell AR and Robinson-Cook S. 1987. Infrared fluid inclusion microthermometry on coexisting wolframite and quartz. Economic Geology, 82(6): 1640-1645

Campbell AR, Robinson-Cook S and Amindyas C. 1988. Observation of fluid inclusions in wolframite from Panasqueira, Portugal. Portugal Bull. Minéral, 111(3-4): 252-256

Campbell AR and Panter KS. 1990. Comparison of fluid inclusions in coexisting (cogenetic?) wolframite, cassiterite, and quartz from St. Michael′s Mount and Cligga Head, Cornwall, England. Geochimica et Cosmochimica Acta, 54(3): 673-681

Huo Y, Wen CQ, Li BHetal. 2004. Preliminary study on geochemical characteristics of fluid inclusion of Mayoumu gold deposit in Tibet. Contributions to Geology and Mineral Resources Research, 19(2): 100-114 (in Chinese with English abstract)

Li ZL. 1988. Experimental Geochemistry. Beijing: Geological Publishing House, 1-326 (in Chinese)

Lu HZ, Fan HR, Ni Petal. 2004. Fluid Inclusions. Beijing: Science Press, 1-487 (in Chinese)

Lu YF. 2004. GeoKit: A geochemical toolkit for microsoft excel. Geochimica, 33(5): 459-464 (in Chinese with English abstract)

Lüders V and Reutel C. 1996. Possibilities and limits of infrared microscopy applied to studies of fluid inclusions in sulfides and other opaque minerals. Proceedings of Pan-American Conference on Research on Fluid Inclusions (PACROFI)Ⅵ. Madison, Wisconsin: 78-80

Lüders V and Ziemann M. 1999. Possibilities and limits of infrared light microthermometry applied to studies of pyrite-hosted fluid inclusions. Chemical Geology, 154(1-4): 169-178

Mancano DP and Campbell AR. 1995. Microthermometry of enargite-hosted fluid inclusions from the Lepanto, Philippines, high-sulfidation Cu-Au deposit. Geochimica et Cosmochimica Acta, 59(19): 3909-3916

Nie FJ, Hu P, Jiang SHetal. 2005. Type and temporalspatial distribution of gold and antimony deposits (prospects) in southern Tibet, China. Acta Geologica Sinica, 79(3): 373-385 (in Chinese with English abstract)

Richards JP and Kerrich R. 1993. Observations of zoning and fluid inclusions in pyrite using a transmitted infrared light microscope (λ≤1.9μm). Economic Geology, 88(3): 716-723

Roedder E. 1984. Fluid Inclusions. Reviews in Mineralogy. Mineral. Soc. Amer., 12: 644

Sun XM, Wei HX, Zhai Wetal. 2010. Ore-forming fluid geochemistry and metallogenic mechanism of Bangbu large-scale orogenic gold deposit in Southern Tibet, China. Acta Petrologica Sinica, 26(6): 1672-1684 (in Chinese with English abstract)

Yan WJ and Zhang L. 2002. Apreliminary study of geological features and genesis of the Shalagang Sb deposit. Tibet Geology, (2): 51-54 (in Chinese)

Yang ZS, Hou ZQ, Gao Wetal. 2006. Metallogenic characteristics and genetic model of antimony and gold deposits in South Tibetan detachment system. Acta Geologica Sinica, 80(9): 1377-1391 (in Chinese with English abstract)

Yin A. 2001. Geologic evolution of the Himalayan-Tibetan orogen in the context of phanerozoic continental growth of Asia. Acta Geologica Sinica, 22(3): 193-230 (in Chinese)

Zhai W, Sun XM, Yi JZetal. 2014. Geology, geochemistry, and genesis of orogenic gold-antimony mineralization in the Himalayan Orogen, South Tibet, China. Ore Geology Reviews, 58(1): 68-90

附中文參考文獻(xiàn)

霍艷, 溫春齊, 李保華等. 2004. 西藏馬攸木金礦床流體包裹體特征初步研究. 地質(zhì)找礦論叢, 19(2): 100-114

李兆麟. 1988. 實(shí)驗(yàn)地球化學(xué). 北京: 地質(zhì)出版社, 1-326

盧煥章, 范宏瑞, 倪培等. 2004. 流體包裹體. 北京: 科學(xué)出版社, 1-487

路遠(yuǎn)發(fā). 2004. GeoKit: 一個(gè)用VBA構(gòu)建的地球化學(xué)工具軟件包. 地球化學(xué), 33(5): 459-464

聶鳳軍, 胡朋, 江思宏等. 2005. 藏南地區(qū)金和銻礦床(點(diǎn))類型及其時(shí)空分布特征. 地質(zhì)學(xué)報(bào), 79(3): 373-385

孫曉明, 韋慧曉, 翟偉等. 2010. 藏南邦布大型造山型金礦成礦流體地球化學(xué)和成礦機(jī)制. 巖石學(xué)報(bào), 26(6): 1672-1684

顏維鈞, 張林. 2002. 沙拉崗銻礦床基本特征及成因初步探討. 西藏地質(zhì), (2): 51-54

楊竹森, 侯增謙, 高偉等. 2006. 藏南拆離系銻金成礦特征與成因模式. 地質(zhì)學(xué)報(bào), 80(9): 1377-1391

尹安. 2001. 喜馬拉雅-青藏高原造山帶地質(zhì)演化-顯生宙亞洲大陸生長(zhǎng). 地球?qū)W報(bào), 22(3): 193-230