爱博(Abra)矿床位于澳大利亚西部，距离西澳首府珀斯西北约900km。该矿床是一个隐伏矿床，矿化位于地下250~800m，地表无矿化显示。1976年区域上航空磁测在爱博矿床上方发现了一个牛眼状的高磁异常，直到1981年施工的一个钻孔(AB3)才首次见到260m连续的Pb矿化。之后不断开展的勘探工作证实，爱博矿床是一个超大型的Pb-Cu(-Au-Ag)多金属矿床，上部为Pb-Ag矿化，下部为Cu-Au矿化。截止2011年底，总矿石量超过1.07亿吨，其中，铅矿石量9300万吨，平均品位4.0%;铜矿石量1400万吨，平均品位0.62%;伴生金属量:银930吨，金7吨。是迄今为止在西澳州发现的最大的铅铜矿床，其外围1000多平方公里的探矿权范围内还有较好的勘探潜力。
由于爱博矿床目前尚未进入开发阶段，对其矿体形态、矿化特征等研究尚浅，缺乏基本的测试数据，导致对该矿床的成因认识不清，找矿勘查方向不明确，近几年找矿勘探工作收效不大。Vogt and Stumpfl(1987)最早提出矿床的成矿物质来自于盆地下部的红层——长石砂岩层，与红层型铜矿的物质来源相似，矿床成因上与沉积岩容矿的块状硫化物矿床相似;Boddington(1990)则认为爱博矿床中Pb、Cu主要来源于盆地中隐伏火成岩，属SEDEX类型矿床;Pirajno(2004)认为爱博矿床属SEDEX类型，或者类似于西班牙的IPB成矿带，其成矿物质来源于底部地层，通过热水循环萃取、沉淀富集成矿。
在详细分析爱博矿床的地质背景的基础上，本文对爱博矿床流体包裹体进行了系统的分析和测试，拟查明该矿床的流体性质、运移及演化特征，并结合S、Sr同位素特征探讨矿床的成因，以期为找矿勘查工作提供借鉴和参考。
【区域地质背景】爱博铅-铜多金属矿床大地构造位置位于Capricorn造山带Bangemall盆地中。Capricorn造山运动(1.83~1.78Ga，CawoodandTyler，2004)是本区元古宙期间最重要的一次造山运动，该造山运动导致Yilgarn和Pilbara两个太古宙克拉通地块发生拼接，进而引起部分西澳大利亚陆块的形成。造山带内构造发育，主要为一系列沉积盆地及褶皱带，是西澳洲重要金属成矿带。Bangemall盆地(1.64~1.00Ga，Williams，1990)形成于Capricorn造山运动的晚期，主要发育Bangemall超群地层，由细-粗粒的硅质碎屑岩和碳酸盐岩组成，厚度约4~10km。Bangemall超群西北部不整合于由Gascoyne杂岩体和Wyloo及Capricorn群组成的古元古代地层之上，东部不整合于太古宙Pilbara克拉通地块之上，南部上覆于古元古代低变质沉积岩Bryah、Yerrida、Padbury、Earaheedy及Bresnahan群之上。Bangemall超群西部被Carnarvon盆地显生宙地层覆盖，东部被Officer盆地新元古代至显生宙地层覆盖(图1)。
Bangemall超群可划分为Edmund群和Collier群，二者呈不整合接触。Edmund群和Collier群及下伏地层在Edmundian造山运动(1.07Ga;Pirajno，2004)期间经历了严重变形，且经受了低-高等程度的变质作用。该造山运动使Edmund褶皱带遭受南北向挤压和左旋压扭作用，形成了一系列东西向、东南向开阔-紧闭直立褶皱和正断层、逆断层及走滑断层。
Bangemall盆地内经历了两次大规模的岩浆侵入(1.46Ga和1.07Ga;MartinandThorne，2004)，区内侵入岩十分发育，暗示在Bangemall盆地可能存在一个持续提供热源的深部岩浆房。
Bangemall盆地内矿床资源非常丰富，主要矿种有金、银、铜、铅、锌、钨、铁、锰等，矿床类型有热液型多金属矿床、铜-铅层状矿床、造山带剪切型金矿及沉积型锰矿。
【矿床地质特征】爱博矿床位于Bangemall盆地的次级盆地——Edmund盆地和Collier盆地的交接部位(图1)。矿区出露地层主要为中元古界Bangemall超群、Edmund群和Kiangi Creek组下段砂岩、粉砂岩和泥岩地层，无矿化。矿区位于东西向区域性复式背斜南翼，区内构造以断裂构造为主(图2)。矿体展布主要受东西向North断裂与北东向Six Miles断裂的控制。矿区内火山岩不发育，未见火山岩出露。
矿区赋矿层位为中元古界Bangemall超群、Edmund群和Irregully组浅变质碎屑岩，可分为6个岩性段，矿化主要发育在Irregully组上部GW5、GW6岩性段，主要为绿泥石化粉砂质石英砂岩夹中-细粒石英砂岩。根据岩性特征差异，GW5、GW6两岩性段从上到下可分为:(1)赤铁碧玉岩段(①段);(2)白云岩段(②段);(3)磁铁石英岩段(③段);(4)角砾岩化碎屑岩段(④段);(5)绿泥石化石英砂岩段(⑤段)5个亚岩性段(表1)。
矿区矿体可分为上下两部分:上部矿体呈层状、似层状，主要发育于①、②、③段中，以铅、银矿化为主，铜矿化次之;下部矿体呈大脉状、网脉状，赋存于④和⑤段中，以铜、金矿化为主，铅矿化次之。矿石金属矿物主要为方铅矿、黄铜矿、黄铁矿、赤铁矿、磁铁矿，及少量闪锌矿、黝铜矿等，非金属矿物主要为石英、重晶石及白云石。矿石具条带状、浸染状、块状构造。围岩蚀变主要为硅化和绿泥石化。
【流体包裹体研究】
【样品特征与分析方法】本次选取爱博矿床上部层状矿体及下部网脉状矿体中的石英进行流体包裹体分析研究。将样品磨制成厚度约为0.3mm的包裹体片，用于流体包裹体岩相学观察、显微测温等分析。流体包裹体显微测温所用的冷热台型号为Linkam THMS 600，采用液氮冷却，电炉丝加热，测温范围-196~+600℃，冷冻数据和均一温度数据精度分别为±0.1℃和±1℃，样品在中南大学有色金属成矿预测教育部重点实验室测定。
图1 Bangemall盆地大地构造位置及矿床分布图(据Pirajano，2004)
层状矿体样品主要为AB24-6、AB24-10、AB31-26、AB31-34，前三者采自矿体上部①段中，典型矿物组合为石英+重晶石+赤铁矿+磁铁矿+黄铜矿(图3a、d);后者采自矿体中部③段中，石英、白云石、磁铁矿呈互层状产出，方铅矿是主要的矿石矿物(图3b、e);网脉状矿体样品的代表为AB31-44、AB10-51，采自底部⑤段石英脉中，矿物组合为石英+方铅矿+黄铁矿+黄铜矿(图3c、f)。
【流体包裹体岩相学特征】样品中流体包裹体较为发育(图4a、b)，以原生和假次生包裹体为主，大小为2~20µm。原生包裹体形态多样，主要为不规则状、椭圆形、长条形等，分布不均匀，常孤立产出或成群密集出现。假次生包裹体多呈椭圆形、不规则状，沿裂隙呈线性排列。在本次研究的6件样品中，石英中的原生和假次生包裹体可以分为3种类型:
Ⅰ类:气、液两相水溶液包裹体，气液比低，气相体积分数5%~15%(室温25℃条件下，下同)，一般为10%，气液相多为无色(图4c)，在所有样品中均发育，是最常见的一类包裹体，呈群体或串珠状分布。
Ⅱ类:含CO2、CH4相流体包裹体，这类包裹体液相所占体积比例大于50%，气相体积分数为5%~15%，气相成份含有CO2、CH4及少量的N2(图4d)。
Ⅲ类:含子矿物三相包裹体，气相体积分数为5%~10%，由气相、液相和子矿物组成，子矿物为白云石，子矿物体积占5%~10%(图4e)。此类包裹体较少，零星分布。由于该类包裹体数量太少，未对其进行包裹体测温。
【流体包裹体显微测温】显微测温分析发现，所测石英内的气液两相包裹体(类型Ⅰ、Ⅱ)都均一到液相。流体包裹体均一温度(表2、图5)显示，爱博矿床均一温度范围为162~251℃，成矿温度较低。其中①、③段样品值落入一个较窄的范围，为162~195℃，峰值分布在170~180℃;矿体⑤段样品均一温度分布范围较广泛，为173~251℃，主峰值不显著。反映网脉状矿体石英中流体包裹体均一温度值略高于层状矿体。
图2 爱博矿区地质简图
表1爱博矿床赋矿岩性段特征
爱博矿床石英中流体包裹体初融温度为-26.8~-20.0℃，略低于纯NaCl-H2O体系的共结温度(-20.8℃)，表明流体中除Na+离子之外可能还有少量Ca2+、Mg2+、K+离子的存在，但总体上属于NaCl-H2O体系(Shepherd et al.，1985)。根据冰点温度计算得到包裹体盐度(Bodnar，1993)，其结果列于表3。
来自①段、③段及⑤段的石英中包裹体盐度分别为6.9%~13.0%、5.8%~11.2%、7.0%~17.0%。①段、(a)赤铁碧玉岩，岩石中包含磁铁矿、黄铜矿，并有重晶石脉穿插;(b)条带状磁铁石英岩，白色为石英和白云石，黑色为磁铁矿和方铅矿;(c)绿泥石化石英砂岩段中脉状矿石，方铅矿、黄铜矿和黄铁矿呈浸染状沿石英脉分布;(d)黄铜矿(Ccp)呈乳滴状、文象状分布在磁铁矿(Mt)中;(e)早期黄铁矿(Py1)晶型完好，呈立方体状被后期黄铁矿(Py2)包围，方铅矿与后期黄铁矿充填在脉石矿物颗粒间呈填隙结构;(f)方铅矿与黄铜矿共生，形状很不规则。
图3 爱博矿床矿石照片
③段包裹体盐度没有明显差异，结合其包裹体测温数据显示，①段和③段石英中所捕获的可能为同期流体，具低温、中低盐度的特征。⑤段包裹体盐度略大于①段、③段，并且其均一温度也较①段、③段高，包裹体流体特征与①段、③段有明显差别，为一中温、中等盐度流体。从均一温度-盐度双变量图(图6)上看，各岩性段样品内流体包裹体盐度与均一温度相关关系不明显。
(a)石英中的流体包裹体密集成群;(b)包裹体形态多样;(c)Ⅰ类水溶液包裹体;(d)Ⅱ类包裹体，气相成份含有CO2、CH4;(e)含子矿物的Ⅲ类包裹体。
图4 爱博矿床中石英内流体包裹体在室温下的岩相学特征
表2 爱博矿床流体包裹体显微测温结果
表3 爱博矿床流体中盐度、密度及成矿压力估算
图5 包裹体均一温度和盐度频度图
【激光拉曼分析】此次工作对部分流体包裹体的气相成分进行了激光拉曼分析，分析结果表明，Ⅰ类包裹体气相成分为H2O(图7a);Ⅱ类包裹体气相成分主要为CO2、CH4以及少量的N2(图7b)。
【成矿压力及成矿深度估算】应用刘斌和沈昆(1999)计算流体密度的经验公式:ρ=A+B×t+C×t2，式中ρ为密度(g/cm3)，t为均一温度(℃)，A、B、C为盐度的函数。计算得到各样品的密度。结果表明(表3)，各样品的密度颇为接近，其分布范围为0.885~1.012g/cm3，平均值为0.947~0.994g/cm3。该结果与利用NaCl-H2O体系的t-wNaCl-ρ相图(Bodnar，1993)(图8)得到的密度范围(0.88~1.00g/cm3)基本一致。
应用Haas推导的计算NaCl水溶液包裹体均一压力的公式(刘斌和沈昆，1999)，求得各样品形成时的压力。因均一温度变化范围较大，所以压力的变化范围亦较大(表3)。结果表明，爱博矿区气液两相包裹体的流体压力范围为5.9~37.5MPa，利用成矿深度经验公式:H=p×1/27(km)，对应的埋藏深度范围为0.22~1.39km，说明爱博铅铜矿床成矿深度较浅。
图6 爱博铅铜矿床内流体包裹体均一温度及盐度散点图
(a)Ⅰ类包裹体气相成分主要为H2O;(b)Ⅱ类包裹体气相成分含CO2及少量CH4和N2。
图7 爱博铜铅矿床石英中流体包裹体的激光拉曼谱图
【稳定同位素特征】对7个重晶石样品分别进行硫、锶同位素测试，结果见表4。
从表4可以看出各岩性段中重晶石的δ34S值分布范围为+38.4‰~+42.3‰，硫化物的δ34S值分布范围为+20.2‰~+26.4‰，均为正值，偏离零值远，属重硫型，硫化物中δ34S值明显低于硫酸盐。
图8 爱博铅铜矿床富液体流体包裹体NaCl-H2O体系的t-wNaCl-ρ相图(据刘斌和沈昆，1999
本区重晶石硫同位素组成与我国华南几个海相沉积型重晶石矿床的硫同位素组成(δ34S＞35‰，胡清洁，1997)相似，都属“特高重硫型”，反映本区重晶石中的硫来源于海水。海洋δ34S的变化与生物活动及蒸发作用有密切关系。前寒武纪时期，在全球海洋广泛缺氧的大背景下，厌氧细菌通过消耗硫酸盐中的氧来进行新陈代谢，将[SO4]2-还原为H2S。产生的H2S相对贫34S，残留的[SO4]2-更富集34S，导致了硫化物与硫酸盐矿物中硫同位素的分馏，也使海盆中形成比同期海水更富集34S的重晶石。古地理研究表明，盆地Irregully组地层沉积晚期，爱博矿床西边形成一道屏障将盆地与开放海阻隔开来，形成封闭-半封闭的浅海盆地，蒸发作用的进行，使海水中硫酸盐浓度增加，盆地中海水δ34S值高于同期海水值，为海相沉积的重晶石提供了较高的34S背景值。
重晶石中87Sr/86Sr比值相差不大，其分布范围为0.708939~0.710314，与元古宙海水中87Sr/86Sr比值(0.7048~0.706，Faure and Mensing，2005)相比，其值较高，而与陆源硅酸盐的值(0.720，Faure，1986)相比又偏低，但总体上比较接近陆源硅酸盐的值。这说明成矿物质主要来自地壳，幔源物质的影响小。
将重晶石的锶、硫同位素投影到87Sr/86Sr-δ34S图解上(图9)，样品全部聚集在封闭盆地中细菌的还原作用一端，落在改造海水远远大于岩浆热液这一曲线附近，表明矿床中的成矿流体主要为闭合盆地中受硫酸盐细菌影响的海水，没有岩浆热液的参与，这与矿区周围未见到中酸性岩浆岩出露非常一致。
表4 爱博矿床各矿物锶、硫同位素组成
注:样品由南安普顿大学测试;测试者:Suzanne Austen;测试时间:2010年。
HF(岩浆热液)端员值δ34S=5‰，87Sr/86Sr=0.725;MM(改造海水)端员值δ34S=38‰，87Sr/86Sr=0.706。
图9 爱博矿区δ34S-87Sr/86Sr图解(据Andrew et al.，2001)
【讨论】
【成矿流体性质与来源】爱博Pb-Cu矿床包裹体均一温度范围为162~251℃，成矿温度较低。各岩性段中流体包裹体多为气液两相液体包裹体，流体包裹体显微测温结果显示:矿体上部①段和③段流体具低温(峰值170~180℃)、低盐度(峰值7.0%~8.0%)、中等密度的特点;矿体下部⑤段中流体总体较前两个岩性段盐度增大、温度增高、还原性增强，具中温(峰值不明显，平均值为209℃)、中等盐度(峰值13.0%~14.0%)、中等密度的特点。上部层状Pb-Ag矿体与下部网脉状Cu-Au矿体中石英分别捕获不同性质的流体。包裹体均一温度-盐度双变量图(图6)显示出其盐度与均一温度无明显相关性，亦反映出成矿过程中两种流体发生了混合。
对矿床中石英所做的H、O同位素测定表明(王明艳，未发表)，δ18O(VSMOW)为12.4‰~16.2‰，δD(VSMOW)为-17‰~-35‰，计算出δ18Ofluid为5.6‰~11.8‰，投影到δD-δ18O同位素分布图上，主要落在变质水区域内，且靠近Knauth and Beeunas(1986)提出的蒸发海水演化曲线。矿床中重晶石的δ34S-87Sr/86Sr图解亦表明闭合盆地中受硫酸盐细菌影响的海水与成矿关系密切。
【成矿物质来源】爱博矿床各岩性段中硫化物δ34S值分布范围为20.2‰~26.4‰(Vogt and Stumpfl，1987)，硫酸盐重晶石δ34S值分布范围为+38.4‰~+42.3‰，均为正值且以富集重硫为特征，具有海水硫酸盐的特征，间接证明成矿物质来自沉积岩中。重晶石中87Sr/86Sr比值高于元古宙海水中锶值，而与陆源硅酸盐的值比较接近，亦表明成矿物质主要为壳源物质。对矿石中的方铅矿铅同位素的研究表明(王明艳，未发表)，矿石中的铅属于正常铅，在铅同位素构造图上落在地壳生长线上，表示成矿金属物质主要来自地壳。
【围岩对成矿流体的制约】爱博矿床的成矿物质主要来自围岩，而矿床正是处于Kiangi Creek组下段的粉砂岩、泥岩与Irregully组上段粉砂岩夹石英砂岩之间，围岩对矿床的控制作用明显。
图10 围岩岩性对贱金属矿床类型的影响(据Metcalfe et al.，1994)
Metcalfeetal.(1994)提出相同流体在流经不同岩性的围岩时，将影响和改变初始流体中金属离子的浓度(图10)，总结该类矿床中Pb＞Zn＞＞Cu。爱博矿床围岩为石英砂岩或粉砂岩，属于石英含水建造层，在与流体的相互作用下，容易形成富铅矿床，这与矿床矿体中富含方铅矿这一特点相符。但在矿床中Zn含量非常低，甚至远低于Cu含量，这可能与含矿溶液的性质有关。矿区含矿溶液主要为封闭盆地中的改造海水，海水中[SO4]2-非常丰富，平均含量为2.712g/kg(崔清晨等，1993)，而Zn2+易与[SO4]2-结合成易溶的硫酸锌而被流失，不利于闪锌矿沉淀。
Edmund盆地形成初期，全球处于缺氧大背景下，在还原环境中，厌氧细菌将硫酸盐还原为硫化氢，蒸发作用使封闭盆地中的海水变得越来越富集18O和34S，海水逐渐演化为富含S2-和Cl-的流体，并与盆地内沉积岩石不断发生相互作用，萃取地层中的Pb、Ag等含矿元素，形成低温、低盐度的含矿流体。古元古代晚期，西澳克拉通经历了长期大规模的岩浆活动，在区域上发育很多辉绿岩脉、粗玄岩、流纹岩等。区域大规模的岩浆活动加剧了Edmund、Collier等盆地内的热液循环，加速了流体活动的能力和频率，也为成矿提供热源。
爱博矿床位于Edmund盆地与Collier盆地交接部位，区内水热活动更加剧烈。盆地底部海水经过深部循环，不断萃取基底地层中的金属物质形成了以Cu、Au为主的中温、中盐度流体。由于区域性岩浆活动作用的影响，使得该流体沿断裂系统往上运移，与另一种原地、或者自上而下运移的以Pb、Ag离子为主的流体混合，在温度和压力降低、pH值升高的情况下，在有利的空间沉淀富集金属矿物，形成矿化。矿床类型上，爱博矿床应该属于浅成中低温热液矿床。
【结论】(1)爱博矿床石英中原、次生包裹体主要有三种类型:气液两相水溶液包裹体、含CO2、CH4相流体包裹体、含子矿物三相包裹体。
(2)成矿流体主要有两种性质:上部流体具低温、低盐度、中等密度的特点;下部流体具中温、中等盐度、中等密度的特点。
(3)成矿物质主要来自围岩，并且围岩的岩性制约了爱博矿床的矿床类型。
(4)爱博矿床成矿温度较低、成矿深度较浅，为中低温浅成热液矿床。
——李洁兰，王明艳，何玲
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