王一存 王承洋 張雪冰 孫珍軍 劉廣虎 高玲玲 李順達(dá)

大興安嶺南段是我國北方地區(qū)重要的有色金屬礦集區(qū),同時(shí)也是我國近年來礦產(chǎn)勘查工作的重點(diǎn)區(qū)域。該區(qū)位于古亞洲洋構(gòu)造域和環(huán)太平洋構(gòu)造域疊加復(fù)合部位,成礦地質(zhì)條件優(yōu)越,發(fā)育有黃崗梁鐵錫礦床、大井銅錫礦床、白音諾爾鉛鋅礦床、浩布高鋅鐵多金屬礦床、白音查干東山錫銀多金屬礦床、維拉斯托錫稀有金屬-錫多金屬礦床、雙尖子山銀多金屬礦床、勞家溝鉬礦床等一系列不同時(shí)代、不同成因類型、不同規(guī)模的錫-銀-銅-鉛-鋅-鉬多金屬礦床(劉建明等,2004;Geetal.,2007;Zhangetal.,2009;曾慶棟等,2009;Zengetal.,2011;Ouyangetal.,2014;Wangetal.,2018;武廣等,2021)。前人研究表明,大興安嶺南段的成礦作用主要集中在早-中二疊世、早-中三疊世、晚侏羅世和早白堊世(毛景文等,2005;Zhangetal.,2009;Zengetal.,2012;Ouyangetal.,2015)。其中,在晚侏羅世-早白堊世時(shí),大興安嶺南段完成了兩大構(gòu)造域的轉(zhuǎn)換,區(qū)域性的巖石圈減薄、軟流圈物質(zhì)的上涌及深部巖漿的底侵作用,觸發(fā)了新生下地殼的不斷重熔,并引起了成礦元素的聚集,形成大規(guī)模的成礦作用(王京彬等,2000;武廣等,2008;Wuetal.,2011)。大興安嶺南段地區(qū)早期勘探發(fā)現(xiàn)的大型、特大型礦床主要以銅鉛鋅銀多金屬礦床為主;近年來,區(qū)內(nèi)鉬、錫、鋰、銣找礦工作不斷取得新的突破,表明該區(qū)稀有金屬礦產(chǎn)仍有巨大的找礦潛力(王春女等,2016;曾慶棟等,2016;王新雨等,2020;陳公正等,2021;Zhuetal.,2021)。

沙布楞山中型銅鋅多金屬礦床位于大興安嶺南段西坡,距離西烏珠穆沁旗巴彥烏拉鎮(zhèn)北東130km處,與布金黑鉛鋅礦床相鄰。由于該礦床地處大興安嶺草原腹地,加之發(fā)現(xiàn)的時(shí)間較晚,其總體的研究程度較低(張雪冰,2017)。尤其是在成礦流體的性質(zhì)、來源與演化,以及成礦物質(zhì)的來源方面,仍缺少系統(tǒng)分析與總結(jié)。礦床成因研究的不足不但制約了礦區(qū)及其周邊地區(qū)礦產(chǎn)勘查工作的開展,同時(shí)也影響了對區(qū)域內(nèi)成礦規(guī)律的認(rèn)識。因此,本次研究在系統(tǒng)野外調(diào)查基礎(chǔ)上,對沙布楞山礦床不同成礦階段礦石開展了詳細(xì)的流體包裹體巖相學(xué)、顯微測溫學(xué)工作,系統(tǒng)地總結(jié)了該礦床的成礦流體特征及演化特點(diǎn)。同時(shí),結(jié)合O-H同位素和原位S同位素分析結(jié)果,對該礦床成礦流體和物質(zhì)來源及成因機(jī)制進(jìn)行了討論。

1 成礦地質(zhì)背景

沙布楞山銅多金屬礦床位于大興安嶺南段西坡(圖1),為錫林浩特-霍林郭勒成礦亞帶內(nèi)一重要的以Cu、Zn礦化為主、同時(shí)伴生Pb、Mo礦化的熱液脈型多金屬礦床。該礦床位于西烏珠穆沁旗沙布楞林場北,巴布蓋諾爾西側(cè),地理坐標(biāo)為：119°03′00″～119°08′30″E、44°49′00″～44°53′00″N。

圖1 區(qū)域大地構(gòu)造位置與地質(zhì)簡圖(據(jù)Miao et al.,2008;劉銳等,2016修改)Fig.1 Simplified geological maps of the regional area (modified after Miao et al.,2008;Liu et al.,2016)

1.1 區(qū)域地層

區(qū)域范圍內(nèi)出露的地層單元主要包括元古界、古生界、中生界及新生界。錫林郭勒雜巖又稱為寶音圖群或錫林郭勒巖群,是區(qū)域范圍內(nèi)出露的最古老的變形變質(zhì)地質(zhì)體。早期研究認(rèn)為錫林郭勒雜巖主要形成于中-新元古代,近年來的研究結(jié)果表明其主體應(yīng)為古生代形成的變質(zhì)沉積巖和侵入體(葛夢春等,2011;孫立新等,2020;Caoetal.,2022)。除錫林郭勒雜巖以外,二連浩特-賀根山以南、索倫-西拉木倫河以北的地區(qū)分布著色日巴彥敖包組、本巴圖組、查干諾爾火山巖、阿木山組、壽山溝組、大石寨組、哲斯組、林西組等古生代地層,以及滿克頭鄂博組、瑪尼吐組、白音高老組、梅勒圖組等中生代地層。其中,最為發(fā)育的為二疊系和侏羅系。二疊系主要包括壽山溝組、大石寨組和哲斯組,下二疊統(tǒng)壽山溝組和大石寨組厚度最大,代表巖性為火山巖、碎屑巖和粉砂質(zhì)板巖。侏羅系廣泛分布,包括滿克頭鄂博組、瑪尼吐組和白音高老組,代表巖性為流紋巖、火山碎屑巖及流紋質(zhì)凝灰?guī)r。同時(shí),二疊系和侏羅系也是該區(qū)大多數(shù)多金屬礦床的直接圍巖(曾慶棟等,2016)。

1.2 區(qū)域構(gòu)造與巖漿作用

大興安嶺地區(qū)北東向、東西向斷裂構(gòu)造發(fā)育。北部的二連-賀根山斷裂、南部西拉沐倫河斷裂、東部嫩江斷裂等區(qū)域性深大斷裂和縫合帶構(gòu)成了區(qū)域范圍內(nèi)的一級斷裂構(gòu)造,而北東向、北西向、南北向及東西向斷裂屬于次級斷裂構(gòu)造,控制著礦區(qū)尺度內(nèi)礦體的分布和產(chǎn)出(圖1;曾慶棟等,2016)。大興安嶺中南段地區(qū)的巖漿活動(dòng)主要集中在中元古代、早古生代、晚古生代、中生代及新生代(劉建峰等,2022)。區(qū)內(nèi)元古代巖漿巖主要形成于1.39～1.51Ga,是“錫林郭勒雜巖”的組成部分,巖性主要包括片麻狀二長花崗巖和正長花崗巖等,其在成因上被認(rèn)為與哥倫比亞超大陸的裂解有關(guān)(Hanetal.,2017;孫立新等,2020)。區(qū)內(nèi)早古生代-早中生代巖漿巖主要包括晚古生代-早中生代侵入體以及格根敖包組、寶力高廟組、大石寨組等含火山巖地層,在空間上呈北東東向展布,并被斷續(xù)分布的蛇綠巖(混雜)帶劃分為多條巖漿巖帶,它們被認(rèn)為是古亞洲洋演化過程中板塊俯沖和碰撞作用的產(chǎn)物(李英杰等,2012,2015,2018;Lietal.,2018,2020)。晚中生代時(shí)期,大興安嶺地區(qū)發(fā)育北北東向巖漿巖帶,形成了大面積分布的花崗質(zhì)侵入巖及陸相火山-次火山巖,該時(shí)期的巖漿作用與太平洋板塊向歐亞板塊之下的俯沖作用有關(guān)(Wuetal.,2011;許文良等,2013)。新生代以來,研究區(qū)的構(gòu)造環(huán)境以伸展作用為主,發(fā)育了具有板內(nèi)地球化學(xué)特征的玄武巖(Gaoetal.,2004;Xuetal.,2005;Hanetal.,2017)。

1.3 區(qū)域礦床的時(shí)空分布特征

大興安嶺南段重要礦床的礦體主要賦存于二疊系火山沉積巖系,以及中生代侵入體中,少數(shù)賦存在晚奧陶-早泥盆世的變質(zhì)雜巖中如拜仁達(dá)壩、維拉斯托礦床(江思宏等,2010;郭理想等,2018;鄒滔等,2022),以及石炭紀(jì)的花崗質(zhì)侵入體中(Ouyangetal.,2015)。大興安嶺南段多金屬成礦作用主要發(fā)生在早-中二疊世、早-中三疊世、早侏羅世及晚侏羅-早白堊世,具體的成因類型包括矽卡巖型、熱液脈型、斑巖型、云英巖型等(圖2;翟明國等,2004;曾慶棟等,2009;Zengetal.,2014;翟德高等,2016;王承洋等,2018;周振華和毛景文,2022)。其中,晚侏羅-早白堊世(約155～120Ma)是大興安嶺南段多金屬成礦作用的高峰期(Zhangetal.,2009;Ouyangetal.,2015;曾慶棟等,2016;Wangetal.,2018)。在空間上,大興安嶺南段的礦床大致可以劃分為四個(gè)主要的成礦區(qū),即錫林浩特-霍林郭勒銀多金屬礦化區(qū)、林西-甘珠爾廟錫銅多金屬礦化區(qū)、天山鉬多金屬礦化區(qū)和突泉銅多金屬礦化區(qū)(劉建明等,2004;王京彬等,2005;Ouyangetal.,2015)。近年來,隨著研究工作的不斷深入,大興安嶺南段地區(qū)多金屬礦床中(共)伴生的錫礦化開始受到更多的關(guān)注,而該區(qū)也被認(rèn)為是我國又一個(gè)重要的錫礦找礦遠(yuǎn)景區(qū)(王京彬等,2005;Liuetal.,2018;武廣等,2021;周振華和毛景文,2022)。

2 礦區(qū)地質(zhì)與礦化特征

2.1 礦區(qū)地質(zhì)特征

沙布楞山礦區(qū)出露的地層包括二疊系大石寨組、侏羅系滿克頭鄂博組(圖3)。礦區(qū)內(nèi)大石寨組地層產(chǎn)出總體形態(tài)呈傾向120°～140°、傾角30°～70°的單斜構(gòu)造產(chǎn)出,最大厚度為1369m。地層走向?yàn)楸睎|35°～45°,局部因后期斷裂構(gòu)造的影響,走向偏轉(zhuǎn)為北5°～15°。該組地層在礦區(qū)內(nèi)出露的主要巖性有流紋質(zhì)晶屑凝灰熔巖、凝灰質(zhì)砂礫巖及礫巖等,不同巖性一般呈薄層互層或夾層產(chǎn)出。滿克頭鄂博組與下伏大石寨組地層呈角度不整合或斷層接觸,大石寨組總體為一套酸性熔巖和酸性次火山巖組合,包括流紋巖、流紋斑巖、英安斑巖、石英粗面斑巖等不同巖性單元。礦區(qū)內(nèi)的主要工業(yè)礦體均賦存于大石寨組及滿克頭鄂博組內(nèi)。礦區(qū)侵入巖較發(fā)育,主要為燕山晚期鉀長花崗巖,脈巖主要有輝石閃長巖、花崗斑巖和石英脈等。受多期次構(gòu)造變形作用的影響,礦區(qū)內(nèi)褶皺及斷裂構(gòu)造發(fā)育。區(qū)內(nèi)的斷裂構(gòu)造主要有北東向和北西向兩組斷裂,均顯示出多期活動(dòng)特點(diǎn),一般早期表現(xiàn)為壓扭性,晚期顯示張性和張扭性特征。北東向斷裂多發(fā)育在不同時(shí)代地層、不同巖性地層的接觸部位,北西向斷裂構(gòu)造是主要的容礦構(gòu)造,控制了區(qū)內(nèi)礦體的產(chǎn)出。

圖3 沙布楞山礦床地質(zhì)圖(據(jù)張雪冰,2017略做修改)Fig.3 Geological map of Shabulengshan deposit (modified after Zhang,2017)

2.2 礦化特征

2.2.1 礦體產(chǎn)出特征

礦區(qū)內(nèi)的礦體呈脈狀產(chǎn)出,受北西向斷裂構(gòu)造控制。在礦區(qū)內(nèi)共發(fā)現(xiàn)了24條鋅鉬銅礦體,2條銅礦化體,以3-1、3-2和1-17礦體規(guī)模較大。礦(化)體與圍巖界線清楚,賦礦圍巖巖性主要為硅質(zhì)蝕變巖。3-1號礦體位于礦區(qū)北東部(圖4),整體走向330°,傾向南西,傾角60°,礦體長度324m,延伸102m,平均厚度為1.88m,厚度變化系數(shù)為34.12%,礦體厚度向深部逐漸變薄。礦體Cu、Zn、Mo平均品位分別為1.25%、0.5%、0.02%。3-2號礦體位于礦區(qū)北東部,整體走向335°,傾向南西,傾角55°～60°,礦體長度370m,延伸210m,平均厚度為3.22m,厚度變化系數(shù)為17.46%,礦體厚度向深部逐漸變薄。礦體Cu、Zn、Mo平均品位分別為1.10%、0.46%、0.01%。1-17號礦體為2011年新發(fā)現(xiàn)的主要礦體,礦體位于礦區(qū)中部,屬隱伏礦體,礦體整體走向45°,傾向北西,傾角平均27°,礦體總體厚度變化較小,控制礦體Cu、Zn、Mo平均品位分別為1.12%、0.57%、0.23%(張雪冰,2017)。

圖4 沙布楞山礦區(qū)300號勘查線剖面圖(據(jù)赤峰盛源地質(zhì)勘查有限公司,2011(1)赤峰盛源地質(zhì)勘查有限公司.2011.內(nèi)蒙古自治區(qū)西烏珠穆沁旗沙布楞山礦區(qū)鋅鉬銅礦補(bǔ)充詳查報(bào)告)Fig.4 No.300 geological section of the Shabulenghan deposit

2.2.2 礦石特征

礦石成分相對較簡單,金屬礦物有毒砂、黃銅礦、斑銅礦、閃鋅礦、黃鐵礦、輝鉬礦、磁黃鐵礦及方鉛礦等(圖5、圖6)。脈石礦物以石英為主,其次見有綠泥石、絹云母、綠簾石、碳酸鹽礦物等。礦石結(jié)構(gòu)以他形粒狀結(jié)構(gòu)、半自形粒狀結(jié)構(gòu)、鑲嵌結(jié)構(gòu)為主,交代結(jié)構(gòu)、乳滴狀固溶體分離結(jié)構(gòu)等次之。礦石構(gòu)造較為復(fù)雜,主要為脈狀、致密塊狀、浸染狀,次為網(wǎng)脈狀、團(tuán)塊狀構(gòu)造等。

2.2.3 成礦階段與圍巖蝕變

根據(jù)野外觀察礦脈穿切關(guān)系并結(jié)合室內(nèi)分析,沙布楞山礦床的成礦作用可以劃分為三個(gè)階段：第一階段為輝鉬礦-石英階段(Ⅰ階段),該階段主要的金屬礦物為輝鉬礦,脈石礦物為石英和鉀長石,野外可觀察到薄膜狀輝鉬礦獨(dú)立產(chǎn)出,或輝鉬礦石英脈-穿切花崗斑巖體(圖5a,d),鏡下可以觀察到少量的葉片狀輝鉬礦(圖6g)。第二階段為含銅鋅硫化物-石英階段(Ⅱ階段),該階段主要的礦石礦物為毒砂、黃銅礦、閃鋅礦,并伴有少量的磁黃鐵礦、方鉛礦和斑銅礦,脈石礦物主要為石英、長石。野外可觀察到毒砂-黃鐵礦石英脈、黃鐵礦-黃銅礦-石英脈、閃鋅礦-石英脈(圖5b,c,g),鏡下可以觀察到大量自形-半自形毒砂,黃銅礦交代黃鐵礦,黃銅礦閃鋅礦固溶體分離在石英脈中,該階段為主成礦階段(圖6a-i);第三階段為石英-碳酸鹽階段(Ⅲ階段),屬于成礦階段的晚期,該階段硫化物發(fā)育較少,以方解石發(fā)育為特征(圖5h)。

圖5 沙布楞山礦床不同類型礦石照片(a)輝鉬礦-石英脈穿切花崗斑巖體;(b)黃鐵礦-黃銅礦脈;(c、f)黃銅礦-毒砂±石英脈;(e)自形粒狀閃鋅礦;(d)含銅鋅硫化物-石英脈穿切薄膜狀輝鉬礦;(g)閃鋅礦-石英脈;(h)晚期石英-方解石脈穿切閃鋅礦-石英脈;(i)半自形毒砂交代黃鐵礦.Apy-毒砂;Ccp-黃銅礦;Mo-輝鉬礦;Py-黃鐵礦;Sp-閃鋅礦;Qz-石英Fig.5 Different types of the minerals in Shabulengshan deposit(a) molybdenite quartz cut granite porphyry;(b) pyrite and chalcopyrite vein;(c,f) chalcopyrite and arsenopyrite ±quartz vein;(d) polymetallic sulfide-quartz vein cut molybdenite;(e) euhedral sphalerite grain;(g) sphalerite quartz vein;(h) late quartz vein cut through sphalerite quartz vein;(i) subeuhedral arsenopyrite cut through the pyrite.Apy-arsenopyrite;Ccp-chalcopyrite;Mo-molybdenite;Py-pyrite;Sp-sphalerite;Qz-quartz

圖6 沙布楞山礦床礦石顯微鏡下照片(a)黃銅礦、閃鋅礦、方鉛礦交代毒砂;(b)黃銅礦-黃鐵礦脈;(c)方鉛礦與黃鐵礦共生;(d)黃鐵礦與黃銅礦共生;(e)黃鐵礦與毒砂共生;(f)自形-半自形黃鐵礦;(g)自形-半自形輝鉬礦;(h、i)透射、反射光下同期石英顆粒間隙生長黃銅礦、方鉛礦、毒砂.Gn-方鉛礦Fig.6 Microphotographs of mineral assemblages in Shabulengshan deposit(a) pyrite,sphalerite and galena submit arsenopyrite;(b) pyrite and chalcopyrite vein;(c) sphalerite and pyrite intergrow;(d) pyrite and galena intergrow;(e) pyrite and arsenopyrite intergrow;(f) euhedra-subeuhedra pyrite;(g) euhedra-subeuhedra molybdenite;(h,i) the chalcopyrite,galena and arsenopyrite intergrow in the quartz grains under the transmitting and reflecting optical microscopy observation.Gn-galena

近礦圍巖蝕變主要為綠泥石化、硅化、黃鐵礦化及絹云母化,其中硅化和綠泥石化與成礦關(guān)系最為密切。蝕變帶發(fā)育于礦體兩側(cè),一般寬幾米。圍巖蝕變強(qiáng)度與銅礦化強(qiáng)度成正比,圍巖蝕變強(qiáng)烈的部位,銅礦體較大,品位相對較高。

3 樣品采集與測試方法

在詳細(xì)的野外觀察和室內(nèi)分析的基礎(chǔ)上,本次研究將對沙布楞山礦床不同類型、不同礦化階段的樣品開展流體包裹體巖相學(xué)與顯微測溫學(xué)、激光拉曼光譜成分分析和穩(wěn)定同位素的分析測試工作。測試樣品主要采集自地表礦石堆和鉆孔巖芯。

流體包裹體研究和拉曼光譜成分分析在吉林大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院地質(zhì)流體實(shí)驗(yàn)室和河北地質(zhì)大學(xué)珠寶檢測中心完成,包裹體巖相學(xué)觀察使用儀器為德國Carl Zeiss AxⅠolab型顯微鏡(10×50);流體包裹體測溫使用儀器為英國Linkam THMSG-600型冷熱兩用臺,測溫區(qū)間為-190～600℃,小于31℃時(shí)誤差精度為±0.1℃,大于300℃時(shí)誤差精度為±2℃。本次研究在該冷熱臺-135～-65℃區(qū)間內(nèi)測試精度為±1℃,-65～35℃區(qū)間測試精度為±0.5℃,在35～500℃范圍內(nèi)測試精度為±2℃。在流體包裹體測試的過程中觀察CH4(初熔溫度和部分均一溫度)、CO2(初熔溫度、籠合物融化溫度和部分均一溫度)。包裹體測溫?cái)?shù)據(jù)處理利用FLUIDS計(jì)算程序完成(Bakker,2003)。單個(gè)流體包裹拉曼成分分析使用儀器為RenishawSystem-1000型激光拉曼光譜儀,測試條件：室溫25℃;激光器：532nm Ar+離子型;狹縫寬度：10μm;掃描范圍：1200～4000cm-1;積分時(shí)間：60s。

氫、氧同位素分析測試工作在北京核工業(yè)地質(zhì)研究所分析測試中心采用MAT-253型質(zhì)譜儀完成。氫同位素的采用Zn還原法,低溫烘干48h去除吸附水與次生包裹體,加熱至爆裂提取原生包裹體的水,再用鋅置換出水中的氫并對H2進(jìn)行質(zhì)譜儀分析。氧同位素分析方法采用BrF5法,先將樣品與BrF5,在高溫和真空條件下反應(yīng)生成O2,并與灼熱電阻碳棒燃燒反應(yīng)生成CO2,再用質(zhì)譜儀分析其氧同位素組成,分析精度為±0.2‰。氫、氧同位素測試結(jié)果均以標(biāo)準(zhǔn)平均大洋水(standard mean ocean water,SMOW)為標(biāo)準(zhǔn),析精度分別為±1%、±0.2%(Claytonetal.,1972)。

原位S同位素分析在中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室礦床地球化學(xué)分室激光剝蝕多接收杯電感耦合等離子體質(zhì)譜(LA-MC-ICP-MS)完成。質(zhì)譜儀型號(MC-ICP-MS)型號為Nu Plasma Ⅱ,激光器型號為瑞索公司RESOlution-S155 193nm ArF準(zhǔn)分子激光器。激光剝蝕系統(tǒng)使用氦氣作為載氣,同時(shí)輔以氬氣混合少量氮?dú)?。樣品測試激光束斑直徑為33μm,剝蝕頻率為10Hz的激光條件,激光能量密度為3.0～4.0J/cm2。每一個(gè)點(diǎn)位的測定需要進(jìn)行30s的空白背景接收、40s的激光剝蝕及信號接收及60s的樣品池和管道清洗程序。硫同位素質(zhì)量分餾采用SSB法進(jìn)行質(zhì)量歧視校正,硫同位素校正采用閃鋅礦國際標(biāo)樣NBS-123(δ34SV-CDT=17.1%)和實(shí)驗(yàn)室內(nèi)部黃鐵礦標(biāo)樣WS-1,其中WS-1為采自云南文山矽卡巖型多金屬礦床中的一自形黃鐵礦晶體,SIMS測定其δ34SV-CDT參考值為1.1‰±0.2‰,樣品測試點(diǎn)采用線性內(nèi)插法進(jìn)行校正,2σ測試精度為好于±0.3‰(李翔,2019)。

4 分析結(jié)果

4.1 流體包裹體

4.1.1 流體包裹體巖相學(xué)特征

沙布楞山礦床各成礦階段石英顆粒中包裹體多呈隨機(jī)成群發(fā)育,形態(tài)為橢圓形、菱形及多邊形,特征均顯示原生流體包裹體產(chǎn)狀特點(diǎn),包裹體大小一般在5～30μm之間。原生和假次生包裹體,原生和次生的包裹體劃分依據(jù)Roedder (1992)。依據(jù)室溫下包裹體的相態(tài)、冷凍和升溫條件下的相變特征以及激光拉曼光譜分析,可將沙布楞山礦床三階段包裹體分為以下三種類型：

氣液兩相包裹體(Ⅰ型;圖7a-c)：室溫下常由氣泡及液相兩相組成(V+LH2O)氣液比一般<50%,通常為10%～40%。依據(jù)氣體的成分又可以細(xì)分為Ⅰa型和Ⅰb型。Ⅰa型氣體成分為H2O(VH2O+LH2O)。該類包裹體在成礦三個(gè)階段均比較發(fā)育,經(jīng)加熱后均一到液相。Ⅰb型氣體成分為CO2±CH4,包裹體在降溫過程中出現(xiàn)CO2±CH4液相成分(VCO2+LCO2+LH2O),CO2部分所占整個(gè)包裹體的30%～40%,通常CO2氣相占比70%～90%。該類包裹體在Ⅱ階段比較發(fā)育,經(jīng)加熱后均一到液相。

圖7 沙布楞山礦床三階段石英流體包裹體特征(a)第一階段Ⅰa型、Ⅱa型、Ⅲ型包裹體;(b)第二階段Ⅰb型、Ⅱb型包裹體;(c)第三階段Ⅰa型包裹體;(d-f)石英晶體中的閃鋅礦顆粒Fig.7 Characteristics of fluid inclusions from quartz of three stages in Shabulengshan deposit(a) stage-Ⅰ：Type Ⅰa,Ⅱa and Ⅲ fluid inclusions;(b) stage-Ⅱ：Type Ⅰ-Ⅱ fluid inclusions;(c) stage-Ⅲ：Type-Ⅰa fluid inclusions;(d-f) sphalerite grains in quartz

富氣相型包裹體(Ⅱ型;圖7a,b)：氣液比>60%,依據(jù)氣體的成分又可以細(xì)分為Ⅱa型和Ⅱb型。Ⅱa型氣體成分為H2O(VH2O+LH2O),氣液比一般為70%～80%。該類包裹體僅Ⅰ階段出現(xiàn),經(jīng)加熱后完全均一到氣相。Ⅱb型氣體成分為主要為CH4和CO2,并含有一定量的N2,部分包裹體在室溫下呈現(xiàn)單一氣相。該類包裹體在Ⅱ階段比較發(fā)育,經(jīng)加熱后均一到氣相。

含子礦物三相包裹體(Ⅲ型;圖7a)：室溫下由氣泡、液相及固體子礦物三相組成,該類包裹體在僅Ⅰ階段中可觀察到,所占比例約為10%。氣液比一般10%～15%,子礦物所占比例一般為15%～25%,子礦物一般無色,多發(fā)育較好的NaCl、KCl子晶,經(jīng)加熱后子礦物后消失或臨界均一。

4.1.2 流體包裹體顯微測溫

本次研究分析了石英中的210個(gè)原生流體包裹體,Ⅰa型包裹體鹽度計(jì)算依據(jù)冰點(diǎn)溫度(Bodnar,1993),依據(jù)籠形物消失溫度來計(jì)算Ⅰb型包裹體的鹽度(Bakker,2003;盧煥章等,2004)。包裹體各階段顯微測溫?cái)?shù)據(jù)見(表1、圖8)：

表1 沙布楞山礦床不同成礦階段石英中流體包裹體測溫分析結(jié)果Table 1 Microthermometric data of fluid inclusions from different stages of quartz veins in the Shabulengshan deposit

圖8 沙布楞山礦床流體包裹體均一溫度和鹽度直方圖Fig.8 Histograms of homogenization temperatures and salinities of fluid inclusions in the Shanbulengshan deposit

輝鉬礦-石英階段：該階段主要發(fā)育Ⅰa、Ⅱa和Ⅲ三種類型包裹體(圖7a、圖8a,d)。Ⅰa型包裹體均一到液相的溫度為313～400℃,平均為377℃,主要集中在370～390℃;冰點(diǎn)的融化溫度為-8.5～-5.1℃,平均為-7.3℃;鹽度為8.0%～12.3% NaCleqv,平均為10.7% NaCleqv;密度為0.60～0.81g/cm3,平均為0.70g/cm3。Ⅱa型包裹體,包裹體均一到氣相或臨界均一的溫度為390～412℃,平均為403℃,主要集中在390～400℃;冰點(diǎn)溫度為-6.6～-5.1℃,平均為-5.6℃;鹽度為8.0%～10.0% NaCleqv,平均為8.7% NaCleqv,密度為0.60～0.67g/cm3,平均為0.63g/cm3。Ⅲ型包裹體氣泡消失溫度為391～400℃,子礦物消失溫度為397～410℃,包裹體鹽度變化范圍為47.0%～48.5% NaCleqv,計(jì)算所得的密度為1.05～1.10g/cm3。

含銅鋅硫化物-石英階段：該階段主要發(fā)育Ⅰa、Ⅰb和Ⅱb三種類型包裹體(圖7b、圖8b,e)。Ⅰa型包裹體均一到液相溫度為310～367℃,平均為330℃,主要集中在320～340℃;冰點(diǎn)溫度為-3.1～-5.3℃,平均為-4.2℃;鹽度為5.1%～7.8% NaCleqv,平均為6.7% NaCleqv;密度為0.64～0.75g/cm3,平均為0.72g/cm3。Ⅰb型包裹體固體CO2的初融溫度為-60.3～-58.9℃,籠形物消失溫度為6.5～9.5℃,包裹體部分均一溫度為23.2～26.0℃,完全均一到液相的溫度為320～352℃。Ⅱb型包裹體,包裹體降溫到-110～-100℃開始出現(xiàn)“氣泡”,升溫到-86.1～-72.1℃范圍內(nèi)“氣泡”消失達(dá)到均一。包裹體鹽度變化范圍為1.03%～5.59% NaCleqv,計(jì)算所得的密度為0.70～0.72g/cm3。

石英-方解石階段：該階段主要發(fā)育氣液兩相包裹體(Ⅰa),溫度顯著降低(圖7c、圖8e,f)。Ⅰa包裹體均一到液相的溫度為170～283℃,平均為243℃,主要集中在240～280℃;冰點(diǎn)溫度為-3.1～-1.9℃,平均為-2.3℃;鹽度為2.7%～5.0% NaCleqv,平均為3.9% NaCleqv;密度為0.78～0.91g/cm3,平均為0.84g/cm3。

4.1.3 流體包裹體激光拉曼分析

原位包裹體激光拉曼分析結(jié)果顯示,主成礦階段(Ⅱ階段)礦石中流體包裹體存在2915～2917cm-1的拉曼位移,顯示成礦流體含有氣相CH4組分。同時(shí)該階段樣品在激光拉曼光譜中可見2328.1～2328.4cm-1的拉曼位移,表明成礦流體中含有N2。此外,分析樣品中可見1386cm-1的拉曼位移(Wopenkaetal.,1990;Frezzottietal.,2012),表明成礦流體中含有CO2成分。由此可見,沙布楞山銅鉛鋅礦床成礦流體中含有CH4、CO2、N2等多種氣體成分(圖9)。

圖9 沙布楞山礦床流體包裹體激光拉曼光譜圖Fig.9 Laser Raman spectroscopic analyses of fluid inclusions from the Shabuelengshan deposit

4.2 同位素地球化學(xué)特征

4.2.1 H-O同位素地球化學(xué)

本次研究對6件三個(gè)階段的礦石樣品開展了流體包裹體O-H同位素分析工作。根據(jù)固體石英中氧同位素與水中氧同位素分餾方程,對不同礦化階段成礦流體的δD值進(jìn)行了估算。各礦化階段的形成溫度采用本次研究所獲得的流體包裹體均一溫度的平均值,即386℃、333℃和243℃。結(jié)果表明：Ⅰ階段包裹體中水的δD值的范圍為-144‰～-137‰,估算成礦流體的δ18O水值為2.97‰～5.42‰;Ⅱ階段包裹體中水的δD值的范圍為-141‰～-136‰,估算成礦流體的δ18O水值為-0.33‰～4.5‰;Ⅲ階段包裹體中水的δD值的范圍為-146‰～-137‰,估算成礦流體的δ18O水值為-4.38‰～-3.68‰(表2)。

表2 沙布楞山銅鋅礦石英氫氧同位素組成Table 2 Oxygen and hydrogen isotopic data of quartz from the Shabulengshan Cu-Zn deposit

4.2.2 微區(qū)原位S同位素分析

本次研究對區(qū)內(nèi)采集的15件硫化物樣品進(jìn)行原位S同位素分析,分析位置和結(jié)果見圖6和表3。樣品的硫同位素組成(δ34S)變化范圍在-9.0‰～-0.8‰之間,其中黃鐵礦的δ34S值為-8.9‰～-0.8‰;毒砂的δ34S值為-9.0‰～-5.5‰;黃銅礦的δ34S值為-6.1‰和-6.5‰;方鉛礦的δ34S值為-2.6‰;閃鋅礦的δ34S值為-6.0‰和-6.1‰。

表3 沙布楞山礦床中典型硫化物的原位δ34S值分析結(jié)果Table 3 In situ δ34S value of typical sulfides from the Shanbulengshan deposit

5 討論

5.1 成礦流體特征及演化

通過三個(gè)階段流體包裹體研究表明(圖10),第一階段輝鉬礦石英脈中的包裹體的均一到液相溫度主要的分布范圍為350～410℃,鹽度分布在5%～48% NaCleqv,該階段主要發(fā)育Ⅰa型、Ⅱa型和Ⅲ型包裹體。因此,Ⅰ階段屬于中高溫-中高鹽度H2O-NaCl體系熱液。第二階段為含銅鋅硫化物階段,為成礦的主階段,該階段主要發(fā)育Ⅰa型、Ⅰb型和Ⅱa型包裹體,均一到液相溫度是在300～350℃區(qū)間,鹽度主要在4%～8% NaCleqv區(qū)間,該階段包裹體的均一溫度有所下降,含子礦物包裹體消失,且流體包裹體激光拉曼在該階段的流體包裹體中檢測到了CH4和CO2等氣體組分。因此,Ⅱ階段屬于中高溫-中低鹽度H2O-NaCl±(CH4-CO2)體系熱液。第三階段為石英-方解石階段,該階段是成礦晚期階段,包裹體類型比較單一,僅發(fā)育Ⅰa型包裹體。包裹體整體溫度明顯下降,均一到液相溫度為150～270℃,鹽度為2%～5% NaCleqv,該階段成礦流體為低溫-中低鹽度H2O-NaCl體系熱液。總體上,沙布楞山成礦流體由Ⅰ階段到Ⅲ階段溫度和鹽度均呈現(xiàn)逐漸降低的演化規(guī)律。Ⅰ階段Ⅰa型、Ⅱa型和Ⅲ型包裹體共生,且具有相近的均一溫度,表明成礦流體在該階段發(fā)生了明顯的沸騰作用。估算該階段的成礦壓力為15～32MPa,對應(yīng)的成礦深度為3.2～4.4km(Roedder and Bodnar,1980;Brown,1998)。

圖10 沙布楞山礦床包裹體均一溫度-鹽度散點(diǎn)圖Fig.10 Scatter diagram of Homogenization temperature vs.salinity of fluid inclusions in Shanbulengshan deposit

5.2 成礦流體來源

大興安嶺南段中生代多金屬成礦作用與巖漿作用有關(guān),這已經(jīng)被高精度的同位素地質(zhì)年代學(xué)的研究結(jié)果所證實(shí)。在氫氧同位素圖解中(圖11a),沙布楞山銅鋅礦床樣品主要落在巖漿水下方區(qū)域,成礦流體整體上顯示了早期由巖漿水晚期向大氣水過渡的趨勢,這意味著成礦流體演化過程中可能受到了大氣水稀釋作用的影響。此外,本次研究收集了相鄰近其他典型的錫鉛鋅多金屬礦床的H-O同位素?cái)?shù)據(jù)?？梢钥闯?大興安嶺南段中生代成礦熱液普遍具有較低的δD值,多數(shù)礦床的H-O同位素組成已經(jīng)顯著的偏離了巖漿水的范圍。已有的研究表明,成礦流體δD同位素組成的顯著降低可能由以下因素引起：(1)巖漿不同程度的脫氣可能會(huì)導(dǎo)致成礦流體δD值降低50%～80%(Shmulovichetal.,1999);(2)流體沸騰會(huì)作用也會(huì)影響流體的氫δD同位素組成,通常情況下,沸騰作用使得殘留富集偏重氫同位素,并形成具有虧損δD值的流體(Koděraetal.,2005);(3)大氣降水往往含有比較低的δD值,晚階段混入的大氣降水也可以解釋δD值的虧損(Taylor,1974);(4)黑云母和角閃石常含有比較低的δD值(-170‰)(Barnes,1979),成礦流體與圍巖之間的水巖交換也可以解釋δD值得虧損(Taylor,1974);(5)次生流體的加入也會(huì)造成δD值的虧損;(6)成礦流體和還原流體(例如CH4)相互作用的過程,同樣會(huì)引起氫同位素的分餾(Taylor,1974)。

圖11 沙布楞山礦床δ18OH2O-δD圖解(a)和δ34S分布圖(b)數(shù)據(jù)來源：歐陽荷根,2013;付麗娟,2016;權(quán)鴻雁等,2017;Li et al.,2017;Wang et al.,2018;王承洋等,2018;陳公正等,2018Fig.11 The diagrams of δ18OH2O vs.δD (a) and δ34S () of Shabulengshan depositData sources：Ouyang,2013;Fu,2016;Quan et al.,2017;Li et al.,2017;Wang et al.,2018;Chen et al.,2018

本次研究收集了區(qū)域范圍內(nèi)多個(gè)礦床成礦流體氫氧同位素的研究結(jié)果(圖11b),區(qū)內(nèi)中生代熱液礦床的成礦流體普遍具有較低的δD值-150‰～-90‰(歐陽荷根,2013;付麗娟等,2016;權(quán)鴻雁等,2017;Lietal.,2017;Wangetal.,2018;王承洋等,2018;陳公正等,2021)。考慮到區(qū)域范圍內(nèi)的多金屬礦化體主要產(chǎn)于富含有機(jī)組分的二疊系淺變質(zhì)細(xì)碎屑巖內(nèi),而有機(jī)質(zhì)通常具有較低的δD值。因此,我們推測大興安嶺南段地區(qū)中生代礦床成礦流體的低δD值特點(diǎn)可能與水巖反應(yīng)以及大氣降水參與成礦作用有關(guān)。此外,需要指出的是,在使用傳統(tǒng)的方法進(jìn)行氫同位素測定的過程中,高溫爆裂方法獲取包裹體中水的過程中,CH4等烴類組分與H2O發(fā)生反應(yīng),同樣可能會(huì)影響到測定的成礦流體的δD值。

成礦流體中含有CH4等還原性碳質(zhì)組分是大興安嶺南段(包括沙布楞山礦床在內(nèi))多金屬礦床成礦作用的一個(gè)顯著特征。一般情況下,巖漿熱液環(huán)境中富CH4流體的來源有三種：(1)深部地幔的排氣作用(Beeskowetal.,2006;Shenetal.,2010);(2)含碳地層變質(zhì)作用與外部流體的交代反應(yīng);(3)巖漿的初熔作用。該作用可攜帶大量CH4,并含有C2H6和C3H8等其他多碳?xì)怏w,成礦流體中不含CO2和H2。軟流圈地幔中的富CH4流體常出現(xiàn)在200km以下的深度范圍內(nèi),地幔去氣作用釋放的CH4向上運(yùn)移的過程中很難通過強(qiáng)氧化性上地殼進(jìn)入巖漿熱液成礦系統(tǒng)。因此,地幔排氣并非巖漿熱液成礦環(huán)境中CH4等還原性氣體的主要來源(Simakov,1998;李昌昊等,2017)。此外,我們的研究發(fā)現(xiàn)富CH4流體主要出現(xiàn)在主成礦階段,且CH4與CO2共生,表明成礦流體中的CH4等還原性烴類組分可能與流體在遷移過程中同含碳質(zhì)地層的相互作用有關(guān)。

5.3 成礦物質(zhì)來源

硫化物是熱液礦床中常見的礦物,也是金屬元素的重要載體。微區(qū)原位硫同位素分析可以為礦床成因提供精確的成礦物質(zhì)來源信息(Barkeretal.,2009;范宏瑞等,2018)。前人研究表明,地球上的硫主要可以分為以下四種來源：(1)地幔硫(巖漿硫),其δ34S的值接近于0,通常變化范圍為0±3‰;(2)海水硫,現(xiàn)代海水硫δ34S通常為+20‰,以比較大的正值為特征;(3)沉積硫,又稱為地層硫,其δ34S通常為負(fù)值,但組成變化范圍極大;(4)混合硫,多種不同來源硫的混合,其δ34S值與由混入的硫同位素的比值相關(guān)(Ohmoto and Rye,1979;趙靜,2017;何虎軍等,2022)。

微區(qū)原位硫同位素分析結(jié)果表明(表3),樣品的硫同位素組成(δ34S)變化范圍在-9.0‰～-0.8‰之間,其中黃鐵礦的δ34S值為-0.8‰～8.9‰;毒砂的δ34S值為-9.0‰～-5.5‰;黃銅礦的δ34S值為-6.1‰和-6.5‰;方鉛礦的δ34S值為-2.6‰;閃鋅礦的δ34S值為-6.0‰和-6.1‰,內(nèi)部變化范圍小,比較穩(wěn)定。可以看出,沙布楞山礦床硫化物礦物的δ34S值總體上偏低。該礦床的含礦圍巖主要包括二疊系大石寨組的淺變質(zhì)細(xì)碎屑巖、火山碎屑巖,以及侏羅系滿克頭鄂博組的火山碎屑巖,而富有機(jī)質(zhì)的淺變質(zhì)碎屑巖通常具有較低的δ34S值。沙布楞山礦床中硫化物的低δ34S值特征表明,該礦床在形成過程中可能受到了地層物質(zhì)的影響,成礦流體運(yùn)移過程中可能萃取了部分圍巖中的成礦物質(zhì)并改變了其硫同位素組成。較低的硫值反映成礦物質(zhì)很可能來自地層,顯示混合硫來源的特征。

統(tǒng)計(jì)結(jié)果表明(圖11b),與沙布楞山礦床地處同一成礦區(qū)帶的維拉斯托錫多金屬礦床的δ34S值范圍為-4.4‰～2.0‰(江思宏等,2010;歐陽荷根,2013;權(quán)鴻雁等,2017),花敖包特鉛鋅多金屬礦床δ34S的范圍為-3.6‰～-1.2‰(陳永清等,2014),布金黑鉛鋅多金屬礦床δ34S值的范圍為5.4‰～13.7‰(付麗娟,2016),烏蘭拜其鉛鋅礦床δ34S值的范圍為-6.73‰～0.17‰(王新雨等,2020),道倫達(dá)壩銅多金屬礦床δ34S值的范圍為-7.4‰～-1.3‰(Chenetal.,2022)。從區(qū)域范圍內(nèi)來看,大興安嶺南段地區(qū)多數(shù)礦床的硫同位素的δ34S值在0‰左右變化,表明該區(qū)多金屬礦床的成礦物質(zhì)與深源巖漿作用具有密切的成因聯(lián)系。個(gè)別礦床具有較低或較高的δ34S值,其成礦物質(zhì)可能受到了地層物質(zhì)的影響。沙布楞山及其周邊的礦床,在硫同位素組成上顯示出一定的差異性,這體現(xiàn)了大興安嶺南段地區(qū)多金屬成礦作用的復(fù)雜性和多樣性的特點(diǎn)。

5.4 成礦機(jī)制分析

沙布楞山礦床Ⅰ階段主要發(fā)育Ⅰa型、Ⅱa型和Ⅲ型包裹體,包裹體均一到不同相態(tài),且均一溫度相近,同時(shí),不同類型包裹體的鹽度差異較大,表明該階段成礦流體發(fā)生了沸騰作用。該階段脈體較為細(xì)小,且硫化物較少,說明早期成礦空間有限,并未發(fā)生大面積的沸騰反應(yīng)。在Ⅰ階段普遍發(fā)育細(xì)粒石英顆粒,很可能是斷裂破壞和減壓導(dǎo)致熱液流體P-T條件驟然降低溶解、冷卻,迅速結(jié)晶的所致(Cline,2003;Zhongetal.,2013)。此外,該階段含礦物質(zhì)較少,表明成礦流體中仍存在較多液體成分,是熱液中含礦離子并未完全沉淀的結(jié)果。第Ⅱ階段是成礦的主要階段,該階段發(fā)育Ⅰa型、Ⅰb型和Ⅱb型三種類型包裹體,表明該階段流體主要發(fā)生了不混溶作用。大量揮發(fā)分的存在,表明熱液流體與碳質(zhì)地層很可能發(fā)生2C+H2O=CH4+CO2交代反應(yīng),使得流體的壓力增大、還原性增強(qiáng)。隨著含礦熱液中的水與地層的持續(xù)反應(yīng),大量揮發(fā)分的加入導(dǎo)致有限空間內(nèi)成礦流體的內(nèi)壓不斷增大。隨著剩余的富礦溶液從未完全結(jié)晶石英空隙中排出,含礦熱液壓力超過巖石張力,流體不混溶加劇,最終發(fā)生隱爆作用,促進(jìn)Cu、Zn硫化物大量沉淀。最新的實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)對硅酸鹽-H2O體系研究中發(fā)現(xiàn),由于硅酸鹽與H2O的動(dòng)力學(xué)不對稱性,熱液流體通過旋節(jié)分解(網(wǎng)絡(luò)形成)過程實(shí)現(xiàn)(從超臨界流體或熔-流體)相分離,該過程有利于包裹體的不均一捕獲,有利于提高熔體和熱液的分離效率(Wangetal.,2021)。在Ⅰ-Ⅱ階段,部分包裹體呈現(xiàn)臨界均一的特征。在主成礦階段(Ⅱ階段)可觀察到大量黃銅礦沿著同期石英顆間隙分布(圖6h,i),很可能就是含礦物質(zhì)在超臨界狀態(tài)下進(jìn)入熱液體系后,水分在與地層反應(yīng)中耗盡,CO2、CH4逃逸,Cu2+匯聚沉淀的結(jié)果。此外,主成礦階段后期可觀察到少量自形閃鋅礦微粒分布在同期石英顆粒中(圖7d-f),說明在成礦晚期外來的大氣降水的混入使得含礦熱液溫度降低,流體不斷被稀釋,且攜帶成礦元素的能力下降,壓力降低匯聚作用減弱,導(dǎo)致少量閃鋅礦微粒停留在晶體內(nèi)部。

5.5 礦床成因分析與討論

沙布楞山礦床具有中溫?zé)嵋好}型礦床的特點(diǎn),其所在的錫林浩特-霍林郭勒礦化區(qū)內(nèi)還發(fā)育維拉斯托、拜仁達(dá)壩、道倫達(dá)壩、沙布楞山和花敖包特等具有相似特點(diǎn)的礦床。前人獲得道倫達(dá)壩銅鎢錫礦床的成礦年齡主要集中在134～140Ma(陳公正等,2021;張雪冰等,2021)。而對于維拉斯托礦床的形成年齡,不同方法所獲得的成礦年齡,則存在較大的差異,成礦年齡主要集中在137.3±2.5Ma～116±1.3Ma(潘小菲等,2009;王豐翔等,2015;郭貴娟,2016;張紅雨,2020)。位于沙布楞山礦區(qū)東側(cè)的東布拉格鉬礦的輝鉬礦Re-Os同位素年齡為162.1±1.3Ma,與含礦巖體的年齡誤差范圍一致(郭向國,2017)。本課題組在之前的研究中對礦區(qū)內(nèi)輝鉬礦Re-Os同位素定年,獲得模式年齡為153.2±4Ma(張雪冰,2017),與區(qū)內(nèi)其他礦床的形成時(shí)代基本一致。從現(xiàn)有的年代學(xué)研究結(jié)果來看,沙布楞山及其鄰區(qū)的主要礦床形成于侏羅-白堊紀(jì)。

侏羅-白堊紀(jì)是大興安嶺南段構(gòu)造活動(dòng)和巖漿作用最為強(qiáng)烈時(shí)期。在區(qū)域性的巖石圈減薄背景下,頻繁的構(gòu)造-巖漿-熱液活動(dòng)為成礦元素的活化、遷移和再富集提供了豐富的熱源和賦存空間。成礦流體向淺部運(yùn)移過程中,由于壓力瞬間釋放導(dǎo)致的流體沸騰作用促進(jìn)了硫化物的沉淀。同時(shí),成礦流體與含碳質(zhì)還原性地層的相互作用,不但改變了成礦流體的δD值,并使CH4、CO2等氣體組分加入成礦流體,最終導(dǎo)致流體的還原性增強(qiáng),并加劇了金屬硫化物的沉淀。

6 結(jié)論

(1)沙布楞山銅鋅礦床成礦作用主要分為輝鉬礦-石英階段(Ⅰ階段)、多金屬硫化物-石英階段(Ⅱ階段)和石英碳酸鹽階段(Ⅲ階段)三個(gè)階段。Ⅰ階段成礦流體屬于中高溫-中高鹽度H2O-NaCl體系熱液;Ⅱ階段成礦流體屬于中溫-中低鹽度H2O-NaCl-CH4-CO2體系熱液;Ⅲ階段成礦流體為低溫-中低鹽度H2O-NaCl體系熱液。

(2)O-H同位素分析結(jié)果顯示,沙布楞山礦床成礦流體主要來自巖漿水,晚期有大氣降水的加入。原位S同位素分析結(jié)果表明礦床成礦物質(zhì)與深源巖漿作用具有密切的成因聯(lián)系。δ34S值波動(dòng),表明成礦物質(zhì)可能受到了地層影響。成礦流體內(nèi)的CH4-CO2組分主要來自巖漿水與碳質(zhì)地層的交代的反應(yīng),反應(yīng)過程可能為2C+2H2O=CH4+CO2。

(3)深部含銅熱液的流體沸騰作用以及與地層水巖交代反應(yīng),是沙布楞山多金屬硫化物沉淀的主要機(jī)制。

致謝本文還受河北省戰(zhàn)略性關(guān)鍵礦產(chǎn)資源重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室開放基金(HGU-SCMR2226)、河北地質(zhì)大學(xué)校內(nèi)青年基金(QN202124)和防災(zāi)科技學(xué)院中央高?；究蒲袠I(yè)務(wù)費(fèi)專項(xiàng)項(xiàng)目(ZY20215134)資助;論文成文過程中得到了徐備老師的悉心指導(dǎo);審稿專家對論文提出了寶貴意見和建議;在此一并致以誠摯的謝意。