左晓敏,杜杨松,曹毅,岳紫龙,张爱萍,杜静国,黄文明,宋晓媚.2016.安徽桂花冲铜矿床成矿流体演化特征研究[J].矿床地质,35(1):117~129
ZUO XiaoMin,DU YangSong,CAO Yi,YUE ZiLong,ZHANG AiPing,DU JingGuo,HUANG WenMing,SONG XiaoMei.2016.Evolution of ore-forming fluids in Guihuachong copper deposit, Anhui Province[J].Mineral Deposits35(1):117~129

DOi:10.16111/j.0258_7106.2016.01.008
安徽桂花冲铜矿床成矿流体演化特征研究
左晓敏1,2，杜杨松1，曹毅1，岳紫龙1，张爱萍1，杜静国1，黄文明 3，宋晓媚1,2

（1 中国地质大学地球科学与资源学院 地质过程与矿产资源国家重点实验室， 北京100083； 2 山东省地质博物馆， 山东 济南250000； 3 安徽省地质矿产勘查局321地质队， 安徽 铜陵244033)

本文得到中国地质调查局项目（编号： 12120115034401、12120113069900）和国家自然科 学基金项目（编号： 40672045）联合资助
第一作者简介左晓敏， 女， 1989年生， 硕士研究生， 矿产普查与勘探专业。 Email： zuoxiaomin@163.com

收稿日期2014_09_29

改回日期2015_12_21

摘要:桂花冲铜矿床是铜陵矿集区沙滩脚矿田内新发现的一个以斑岩型矿化 为主的矽卡岩 _斑岩复合型铜矿床。文章对该矿床的矿床地质和斑岩型矿化成矿流体进行了初步研究，旨 在查明该矿床成矿流体的演化过程。根据脉体的穿切关系及矿物共生组合，桂花冲铜矿斑岩 型矿化成矿过程可划分为钾化、硅化、石英黄铁矿、石英多金属硫化物和碳酸盐5个阶段。 硅化阶段主要发育纯气体、含子矿物及富气相包裹体，石英黄铁矿阶段主要发育纯气体、富 液相、富气相及含子矿物包裹体，石英多金属硫化物阶段及碳酸盐阶段主要发育富液相包裹 体。从硅化阶段至碳酸盐阶段，成矿流体由高温（>472.9℃）、高盐度（47.7%～74.0% ）的 岩浆热液逐渐向中低温（140.2～280.3℃）、低盐度（1.6%～7.7%）的岩浆热液和大气 降水 的混合流体演化，成矿过程中流体经历了沸腾及混合作用，混合作用是导致铜沉淀的主要机 制。
关键词: 地球化学；斑岩；流体包裹体；氢、氧同位素；桂花冲铜矿；安徽
文章编号： 0258_7106 (2016) 01_0117_13 中图分类号： P618.41 文献标志码：A
Evolution of ore_forming fluids in Guihuachong copper deposit, Anhui Province
ZUO XiaoMin1,2, DU YangSong1, CAO Yi1, YUE ZiLong1, ZHANG AiPing1, DU JingGuo1, HUANG WenMing3 and SONG XiaoMei1,2

（1 School of Earth Sciences and Mineral Resources, China University of Geoscien ces (Beijing), Beijing 100083, China; 2 Shandong
     Provincial Museum of G eology, J inan 250000, Shandong, China; 3 No. 321 Geological Party, Bureau of Geology and Mineral
Resources Exploration of Anhui Province, Tongling 244033, Anhui, China)

Abstract:Located in the Shatanjiao orefield of the Tongling ore concentration area, the G uihuachong copper deposit is a newly_discovered skarn_porphyry composite deposit which is dominated by porphyry mineralization. In this study, the ore deposit g eology and ore_forming fluids of porphyry mineralization were systematically stu died in order to ascertain the fluids evolution. The ore_forming process can be divided into five stages according to the crosscutting relationships of the vein lets and the mineral assemblages as follows: Potassic alteration stage, silicifi cation stage, quartz_pyrite stage, quartz_polymetallic sulfides stage and carbon ation stage. The microscopic observation shows that fluid inclusions are mainly pure gaseous, daughter mineral_bearing, and gas_rich inclusions at the phyllic a lteration stage, pure gaseous, daughter mineral_bearing, gas_rich and liquid_ric h inclusions at the quartz_pyrite stage, and liquid_rich inclusions at the quart z_polymetallic sulfides and carbonate stages. From the silicification stage to t he carbonation stage, ore_forming fluid changed from magmatic water characterize d by high temperature (>472.9℃) and high salinity (47.7%～74.0%) to the mix tur e of magmatic water and meteoric water characterized by medium_low temperature ( 140.2～280.3℃) and low salinity (1.6%～7.7%); in this process, ore_forming fluid experienced boiling and mixing, resulting in the precipitation of Cu.
Key words: geochemistry， porphyry， fluid inclusion， hydrogen and oxygen isotope， Guihua chong copper deposit， Anhui Province

安徽桂花冲铜矿床是近年来在铜陵矿集区新发现的一个矽卡岩_斑岩复合型铜矿床，以发育 斑岩型矿化为主，该矿床位于铜陵矿集区东北缘与繁昌火山岩盆地交接地带的沙滩脚矿田内 。沙滩脚矿田是铜陵矿集区研究程度较低的矿田，前人仅对矿田内的姚家岭多金属矿床展开 过较为详细的研究，并在矿床地质、成岩成矿年代、矿床成因及成矿流体等方面（钟国雄等 ，2014；占昌帆，2013；刘绍锋，2012；文春华等，2011；蒋其胜等，2008）取得了丰硕的 研究成果。
桂花冲铜矿床紧邻姚家岭多金属矿床，其在产出位置和矿床类型方面均有别于铜陵矿集区以 矽卡岩型为主的其他矿床，加之该矿床相关的成矿过程研究十分薄弱，因而对其开展成矿流 体的研究很有意义。考虑到该矿床中矽卡岩型矿化不发育，并且众多学者认为共生的斑岩型 和矽卡岩型矿床的形成与同一套流体系统相关（芮宗瑶等，2006；李荫清等，1981；Lowens tem，1995；张文淮，2008；方福康，2012），两者的成矿流体性质 相似（芮宗瑶等，2003；佘宏全等，2006；陈衍景等，2007），因此，本文重点对斑岩型矿 化成矿阶段进行详细划分，对各成矿阶段典型矿物中的流体包裹体进行岩相学观察、显微测 温及氢、氧同位素分析，旨在对该矿床的流体演化过程及成矿机制进行初步探讨。

1矿床地质

桂花冲铜矿床位于铜陵矿集区沙滩脚矿田的东北缘，发育在铜陵隆起与繁昌坳陷的交接地带 ，矿区处于戴公山背斜东北倾伏端附近，南邻姚家岭矿床。矿区内主要出露志留系、泥盆系 、三叠系、白垩系及部分第四系。矿区内断裂发育，除了中部有一条近东西向的基底断裂通 过外，盖层断裂主要有北东向、北西向和近南北向3组（图1）。矿区内岩浆岩主要有青山花 岗闪长斑岩体和小青塘花岗闪长斑岩体，二者岩性特征基本相同且在深部相连（蒋其胜等， 2008；刘绍锋，2012）。与该矿床成矿关系密切的是青山花岗闪长斑岩体，其LA_ICP_MS锆 石U_Pb年龄为（138.3±1.4） Ma（岳紫龙等，2015），该岩体位于矿区北部，钻孔揭 露该 岩体呈北北东向延伸，长度约1200 km，宽度约600～700 m，面积约0.8 km2，岩体产状 较陡，向深部延深较大，侵位于戴公山背斜北东段的核部及北西翼近核部的地层中。该岩体 呈块状构造，斑状结构，广泛发育高岭土化、钾长石化、硅化等蚀变。

1.1矿体与矿石特征

桂花冲铜矿床是一个以铜矿为主，伴生锌、铁、铅矿的多金属矿床，目前处于勘探阶段。根 据矿体产出位置及矿石矿物组合，可将其划分为斑岩型铜矿体和矽卡岩型铜矿体。斑岩型铜 矿体主要赋存于花岗闪长斑岩体的中_上部，呈似层状或透镜状产出(图2)，目前初步圈定了 3个矿体。矽卡岩型铜矿体均沿花岗闪长斑岩体与大理岩的接触带分布，明显受接触带控制 ，矿体形态多为透镜状及豆荚状，矿体零星分布，规模较小。
矿区内矿石类型以斑岩型铜矿石及斑岩型铜铅锌矿石为主，矿石矿物种类繁多，金属矿物主 要为黄铜矿、黄铁矿、闪锌矿、方铅矿，脉石矿物主要为方解石、钾长石、石英。矿石结构 以结晶粒状结构、包含结构、交代结构为主。矿石构造以块状构造、脉状构造及浸染状构造 为主。

1.2围岩蚀变与成矿阶段

矿区内岩石蚀变强烈，蚀变类型复杂多样，主要有大理岩化、碳酸盐化、矽卡岩化、绿泥石 化、高岭土化、硅化、绢云母化、钾长石化等。蚀变主要发生在花岗闪长斑岩体内及斑岩体 与碳酸盐岩的接触带上，并且不同类型的蚀变与矿化在空间上具有明显的分带特征，具体表 现为从岩体中心向外依次为新鲜的花岗闪长斑岩→钾化带→黄铁绢英岩化带→高岭土化带→ 青磐岩化带→矽卡岩化带→大理岩。

图 1桂花冲铜矿在铜陵地区的位置(a)和地质略图(b)（据安徽省地质矿产勘查局321地质 队，2010修改）
     1—第四系黏土； 2—白垩系上统宣南组下段； 3—白垩系下统蝌蚪山组下段； 4—三叠系 下统南陵 湖组； 5—三叠系下统和龙山组； 6—三叠系下统殷坑组； 7—二叠系上统大龙组； 8—二 叠系上统 龙潭组； 9—二叠系下统孤峰组上段； 10—二叠系下统孤峰组下段； 11—二叠系下统栖霞组下段； 12—泥盆系上统五通组； 13—志留系上统茅山组； 14—花岗闪长斑岩 ； 15—玄武岩； 16—实测、推测地质界线； 17—推测断层； 18—断层破碎带； 19—断层及编号； 20—钻孔 及编号； 21—勘探线及编号； 22—研究区
Fig. 1Location (a) and sketch geological map (b) of the Guihuachong copper dep osit in Tongling area, Anhui Province 
     (modified after No. 321 Geological Party , Bureau of Geology and Mineral Resources of Anhui Province， 2010)     1—Quaternary soil; 2—Lower Member of Upper Cretaceous Xuannan Formation; 3—Lo wer Member of Lower Cretaceous Kedoushan Formation; 4—Lower Triassic Nanlinghu Formation; 5—Lower Triassic Helongshan Formation; 6—Lower Triassic Yinkeng F ormation; 7—Upper Permian Dalong Formation; 8—Upper Permian Longtan Formatio n; 9—Upper Member of Lower Permian Gufeng Formation; 10—Lower Member of Lowe r Permian Gufeng Formation; 11—Lower Member of Lower Permian Qixia Formation; 12—Upper Devonian Wutong Formation; 13—Upper Silurian Maoshan For mation; 14 —Granodiorite Porphyry; 15—Basalt; 16—Inferred or measured geological boundar y; 17—Inferred fault;18—Fault fracture zone; 19—Fault and it s serial numbe r; 20—Drill hole and its serial number; 21—Exploration line and its serial nu mber;22—Study area
图 2桂花冲铜矿84线地质剖面图（据安徽省地质矿产勘查局321地质队，2010修改）
     1—三叠系下统南陵湖组； 2—灰岩； 3—大理岩； 4—硅质岩； 5—角砾岩； 6—矽卡岩 ； 7—花岗闪长斑岩； 8—铜铅锌矿体； 9—铜矿体；
      10—实测、推测地质界线； 11— 采样点及编号； 12—钻孔及编号
     Fig. 2Geological cross section along No. 84 exploration line in the Guhuachong copper deposit （modified after No. 321 
     Geological Party, Bureau of Geology a nd Mineral Resources of Anhui Province， 2010)
     1—Lower Triassic Nanlinghu Formation; 2—Limestone; 3—Marble; 4—Silicalite; 5 —Breccia; 6—Skarn; 7—Granodiorite porphyry; 8—Copper_lead_zinc orebody; 9—C opper orebody; 10—Inferred or measured geological boundary; 11—Sampling site a nd its serial number; 12—Drill hole 
and its serial number     

通过野外调研和镜下观察，根据脉体相互穿切关系和矿物共生组合特征可将桂花冲斑岩型矿 化成矿过程分为以下5个成矿阶段：

钾化阶段该阶段以发育大量钾长石为特征（图3a），相对于新鲜岩石，钾化岩石 颜色明显偏红。硅化阶段该阶段以发育大量石英为特征。石英主要呈宽脉状分布，脉宽约1～3 c m，在钻 孔岩芯上可见石英脉切穿肉红色钾长石化花岗闪长斑岩（图3b）。这一阶段基本无硫化物矿 化。石英黄铁矿阶段该阶段以发育石英_黄铁矿细脉为特征，脉宽约为1～10 mm。肉 眼可见石 英_黄铁矿细脉切穿硅化阶段无矿化石英脉(图3c)。石英黄铁矿细脉中的石英多 为细小的半自形_他形颗粒，黄铁矿呈半自形_他形分布于石英颗粒间，指示矿化的开始。石英多金属硫化物阶段该阶段以发育大量黄铜矿、闪锌矿及方铅矿等多种硫化物 为特征， 是主要的成矿阶段。镜下观察可见黄铜矿、闪锌矿和方铅矿包裹或交代早期自形_半自形黄 铁矿，与硫化物共生的石英多呈自形_半自形颗粒(图3d、e)。碳酸盐阶段以发育大量方解石为特征，可见方解石脉切穿早期无矿化石英脉和石 英_黄铁矿细脉(图3f)。

2样品及分析方法
        测试样品采自钻孔ZK842中-700 m左右（样品号GHL001、GHBL005）及-890～950 m（样品号G HL003、GHL005、GHL008、GHBL001、GHBL004、GHBL008、GHBL010）之间，共磨制包裹体片7 8片，通过对流体包裹体岩相学观察，从中选择了17个包裹体片进行流体包裹体的显微测 温工作。
流体包裹体显微测温由作者在中国地质大学（北京）地球科学与资源学院流体包裹体实验室 完成。测温使用的冷热台型号为LinKamMDSG600型，其工作温度范围为-196～600℃，加热冷 冻速率为0.01～130℃/min，小于0℃时测试精度为±0.1℃，0～30℃时测试精度为 ±0.5℃，大于30℃时为±1℃。实验过程中分别对各成矿阶段的代表性包裹体进行了均一 温度和冰 点温度的测试, 升、降温速率控制在1～10℃/min以内, 相变点附近控制在0.2～1℃/min 以内。
气液两相包裹体的盐度通过查阅冰点与盐度关系表（Bodnar，1993）获得，含石盐子晶包裹 体的盐度利用石盐子晶熔化温度和盐度的关系式（Hall et al.，1988）求得。
        氢、氧同位素组成分析是在中科院地质与地球物理研究所完成的，使用仪器为MAT253型稳定 同位素质谱仪。矿物中，氢同位素分析采用爆裂法，高温下石英、方解石中的包裹体爆裂释 放 水，水与碳发生还原反应生成氢气，氢气在高纯氦气流的带动下进入MAT253型稳定同位素质 谱仪，按连续流方式进行分析，测试结果以V_SMOW为标准，记录为δDV_SMOW。这种 分析的精度大于1‰，氢同位素参考标准为北大的（δDV_SMOW＝-64.81‰）标准水 及兰州的（δDV_SMOW＝-84.551‰）标准水； 氧同位素制备采用BrF5法，将石英 及方解石单矿物样品置于高真空条件下，利用BrF5与矿物进行高温反应，使其中的氧全部 脱出并转化为CO2，以进行IRMS测定δ18O的值。本方法分析误差在0.1‰以内，测 定分析结果以SMOW为标准。
3分析结果
3.1流体包裹体岩相学
        桂花冲铜矿床中，除钾化阶段外的各成矿阶段的石英或方解石中均发育大量的原生和次生包 裹体，形态多样，类型丰富。其中，原生包裹体多呈孤立状分布，个体较大，次生包裹体多 沿裂隙呈线性分布，数量众多，个体较小，本文重点对原生包裹体开展研究。根据室温下流 体包裹体的相态特征及加热后的均一状态（卢焕章等，2004），可将桂花冲铜矿床各成矿阶 段的原生流体包裹体划分为以下4种类型。
        纯气体包裹体室温下为单一气相组成，呈黑色，体积变化较大，长轴多数在 5 μm左 右，形态多为椭圆状。该类型包裹体广泛发育于每一成矿阶段，常成群分布，多与富气相包 裹体共生。
        含子矿物包裹体由气相、液相和子矿物相组成，其中，子矿物可以有多个，以透 明子矿物 为主，亦可见不透明子矿物，根据结晶形态、光性以及加热后溶解特性初步判定透明子矿物 为立方体的石盐，不透明子矿物中有褐红色赤铁矿，其长轴一般在6～8 μm左右，形态多不 规则。
富气相包裹体由气相和液相组成，气相分数一般大于60%，加热时均一成气相 ，其长轴 一般为5～8 μm，形态为椭圆状或不规则状，多与纯气体包裹体及含子矿物包裹体共生。 
富液相包裹体由液相和气相组成，气相分数小于60%，加热时均一到液相，其长 轴一般为5～7 μm，形态多为椭圆形或负晶形。
偶见富CO2三相包裹体，由于含量较少，未开展详细研究。
图 3桂花冲铜矿床矿石及其显微照片
     a. 钾长石化花岗闪长斑岩； b. 无矿化石英脉切穿钾长石化花岗闪长斑岩； c. 石英_黄铁 矿细脉切穿早期无矿化石英脉； d. 闪锌矿、黄铜矿集合体切断石英_黄铁矿脉(反射光）； e. 黄铜矿、方铅矿包裹早期黄铁矿, 方铅矿交代黄铜矿及闪锌矿（反射光）； f. 石英_ 黄铁矿脉切断无矿化石英脉，方解石脉切断无矿化石英脉及石英黄铁矿脉Kf—钾长石； Qz—石英； Py—黄铁矿； Ccp—黄铜矿； Sp—闪锌矿； Gn—方铅矿； Cc —方解石
Fig. 3Photos showing ore and its microstructures in the Guihuachong copper dep osit
     a. K_feldspathized granodiorite_porphyry; b. K_feldspathized granodiorite_porphy ry cut by barren quartz vein; c. Early barren quartz vein cut by later pyrite_qu artz vein; d. Pyrite_quartz vein cut by sphalerite and chalcopyrite (reflected l ight); e. Early pyrite wrapped by chalcopyrite and gale_na, chalcopyrite and sphalerite replaced by galena (reflected light); f. Barren quartz vein cut by calcite veinKf—K_feldspar; Qz—Quartz; Py—Pyrite; Ccp—Chalcopyrite; Sp—Sphalerite; Gn—G alena; Cc—Calcite 
        总体来说，从早期硅化阶段到晚期碳酸盐阶段流体包裹体的数量不断减少，组合类型也趋于 简单。硅化阶段主要发育纯气体（图4a）、含子矿物（图4b）、富气相（图4c）及富液相包 裹体，石英黄铁矿阶段主要发育富液相（图4d）、含子矿物（图4e）及富气相包裹体（图4f ），石英多金属硫化物主要发育富液相包裹体（图4g）和体积较小的含子矿物包裹体（图4h ），碳酸盐阶段主要发育富液相包裹体（图4i）。
3.2流体包裹体显微测温
        根据各类包裹体在每一成矿阶段中的丰度，选取部分包裹体进行显微测温，但由于富气相包 裹体及部分富液相包裹体气相分数较大，升温过程中冰晶变化不易观察，因此未取得有效的 冰点温度。现将显微测温结果列入表1，分述如下。
硅化阶段石英中含子矿物包裹体的均一温度均大于473.2℃， 近60%的包裹体在600℃时未 均一， 通过石盐子矿物熔化温度计算得出的盐度w（NaCleq）主要在47.7% ～74.0%之间， 峰值为55.0%～57.0%，加热过程中该类型包裹体石盐子矿物早于气泡消 失，600℃时大部分气泡未消失；富气相包裹体加热后均一到气相，其均一温度均大于472 .9℃ ，仅测得一个有效的冰点温度，其值为-5.5℃，对应的盐度为8.6%；富液相包裹体在 该阶段发育很少，仅测得3个均一温度，分别为478.2℃、491.4℃、502.3℃，一个冰点 温度值为-8.5℃，对应的盐度为12.3%。由于加热温度较高，有近30%的包裹体在55 0℃以后均一前发生爆裂（图5a、b）。
        石英黄铁矿阶段包裹体类型齐全，含石盐子矿物包裹体在加热过程中气泡先于石盐子矿物消 失 ，通过石盐子矿物熔化温度计算得出的盐度w（NaCleq）在40.8%～54.7% 之间，平均49.3%， 峰值为51.0%～53.0%，其均一温度在332.6～461.7℃之间，平均414.8℃，峰值为410 .0～43 0.0℃；富气相包裹体加热后均一到气相，均一温度在357.5～459.2℃之间，平均402.7 ℃， 峰值为390.0～410.0℃，冰点温度仅测得5个，分别为-2.8℃、-3℃、-3.5℃ 、-3.8℃ 、-5.7℃，对应的盐度w（NaCleq）为3.1%、5.0%、5.7%、6.2%、8.8 %；富液相包裹体加热后均一到液相，均一温度在333.9～467.4℃之间，平均394.3℃， 峰 值为370.0～390.0℃，盐度w（NaCleq）在4.8%～13.5%之间，平均7.1 8%，峰值为7.0%～9.0%（图5c、d）。
        石英多金属硫化物阶段石英中主要发育富液相包裹体，其加热后均一到液相，均一温度在23 4.8～377.1℃之间，平均310.7℃，峰值为310.0～330.0℃，盐度w（NaCle q）在2.7%～8.7%之间，平均5.0%，峰值为5.0%～7.0%；该阶段还发育少量富气相 包裹体，但由于体积较小， 仅测得一个有效数据，其均一温度为366.9℃，冰点温度为-3.0℃，对应的盐度w（ NaCleq）为5.0%；该阶段还发育含子矿物包裹体，但其个体较小，无法测试 （图5e、f）。
碳酸盐阶段方解石中主要发育富液相包裹体，其均一温度在140.2～280.3℃之间，平均21 7. 5℃，峰值为190.0～210.0℃，盐度w（NaCleq）在1.6%～7.7%之间，平 均3.7%，峰值为3.0%～5.0%；富气相包裹体发育很少，仅测得两个富气相包裹体的均一 温度，分别为235.7℃和237.8℃（图5g、h）。
3.3氢、氧同位素
        为了查明桂花冲铜矿床成矿流体来源，从除钾化阶段外的其他4个成矿阶段中各选取2件样品 送至中科院地质与地球物理研究所稳定同位素实验室进行氢、氧同位素测试。
氢、氧同位素测试分析数据列入表2中，其中，氧同位素组成是根据矿物与水的氧同位素平 衡分馏方程计算获得的。
由表2可知，桂花冲铜矿床成矿流体的δ18OH2O值在-1.90‰～9.75‰之间 ，δDH2O值在-92.03‰～-73.43‰之间，从早期硅化阶段到晚期碳酸盐阶段 δ18OH2O的值呈逐渐降低的趋势，δDH2O的值的变化幅度较小。
4讨论
4.1成矿流体来源
        流体包裹体中氢、氧同位素组成分析是推断成矿流体来源的重要依据（卢焕章等，2004）。 将桂花冲铜矿床各成矿阶段的氢、氧同位素数据投点到δ18O_δD关系图（图6） 中可 知，硅化及石英黄铁矿阶段的氢、氧同位素数据点均落于原生岩浆水下方附近， δ18O值介于7.75‰～9.75‰，δD值介于-92.03‰～-87.95‰，基 本接近岩浆水（δ18 O值为5.5‰～9.0‰，δD值为-80‰～-40‰；Taylor，1974）区域，反映了早期 成矿流体主要来源于岩浆水的特征。 石英多金属硫化物阶段氢、氧同位素数据点落于岩
图 4桂花冲铜矿床不同成矿阶段流体包裹体的显微照片
     a. 石英中纯气体和富气相包裹体共生（硅化阶段）； b. 石英中含赤铁矿子矿物的包裹体 （ 硅化阶段）； c. 石英中富气相包裹体（硅化阶段）； d. 石英中富液相包裹体（石英黄铁 矿 阶段）； e. 石英中的含子矿物包裹体（石英黄铁矿阶段）； f. 石英中富气相、富液相及 含 子矿物包裹体共生（石英黄铁矿阶段）； g. 石英中富液相包裹体(石英多金属硫化物阶段) ； h. 石英中含子矿物包裹体(石英多金属硫化物阶段)； i. 方解石中富液相包裹 体（碳酸盐阶段）V—气体； L—液体； S—子矿物
Fig. 4Photographs of fluid inclusions from different ore_forming stages of the Guihuachong copper deposit
     a. Coexistence of pure gaseous and gas_rich fluid inclusions in quartz (silicati on stage); b. Fluid inclusion containing hematite daughter minerals in quartz (s ilication stage); c. Gas_rich fluid inclusions in quartz (silication stage); d. Liquid_rich fluid inclusion in quartz (quartz_pyrite stage); e. Daughter mineral _bearing fluid inclusion in quartz (quartz_pyrite stage); f. Coexistence of gas_ rich, liquid_rich and daughter mineral_bearing fluid inclusions in quartz (quart z_pyrite stage); g. Liquid_rich fluid inclusions in quartz (quartz_polymetallic sulfides stage); h. Daughter mineral_bearingfluid inclusion in quartz ( quartz_polymetallic sulfides stage); i. Liquid_rich fluid inclusions in calcite (carbonate stage)V—Gas; L—Liquid; S—Daughter mineral 


表 1桂花冲铜矿床流体包裹体显微测温结果
  Table 1Microthermometric data of fluid inclusions from the Guihuachong copper deposit


注： “-”代表无测试结果。 
表 2桂花冲铜矿床流体包裹体氢、氧同位素数据(SMOW)
     Table 2Hydrogen and oxygen isotopic compositions (SMOW) of the ore_forming flu ids from the Guihuachong copper deposit
     浆水左侧边界附近，逐渐向雨水线一侧 偏移，δ18O值开始减小，反映了该阶段成矿流体除岩浆水外还有大气降水的混 入，但 岩浆水仍占主导地位，到碳酸盐阶段氢、氧同位素数据点落于岩浆水与雨水线之间，明显向 雨水线一侧移动，δD值（-76.26‰～73.43‰）仍具有岩浆水的特征，但δ18 O值（-1.90‰～2.95‰）明显偏低，显示出具“δ18O漂移"的大气降 水成矿热液特 征，表明该阶段的成矿流体为岩浆水与大气降水的混合热液（顾雪祥等，2010）。
总的来说，从早期硅化阶段到晚期碳酸盐阶段，氢、氧同位素数据点逐渐向雨水线方向移动 ，成矿流体早期以岩浆水为主，随着成矿作用的持续进行，大气降水的含量逐渐增加，最终 演变为岩浆水与大气降水的混合热液。
4.2成矿流体演化
        根据以上研究，可以初步分析桂花冲铜矿床斑岩型矿化成矿流体的演化过程。
        早期硅化阶段的成矿流体为高温（>472.9℃）、高盐度（47.7%～74.0%）的岩浆热液。 该阶 段发育大量的纯气体包裹体、富气相包裹体及含子矿物包裹体，这与国内外斑岩型铜矿床早 期的包裹体特征相似。这种低密度富气相和高盐度富液相的流体组 合很可能是由岩浆出溶的高温、中等盐度的超临
图 5桂花冲铜矿床不同阶段包裹体的均一温度和盐度直方图
     Fig. 5Histograms of homogenization temperatures and salinities of fluid in clusions at different stages of the 
     Guihuachong copper deposit
          石英黄铁矿阶段发育富气相包裹体、富液相包裹体及含子矿物包裹体，3类包裹体的均一温 度主要集中在390.0～430.0℃之间，且其盐度存在低盐度（3.1%～13.5%）和高盐度（4 0.8 %～54.7%）2个区间，相较于硅化阶段温度和盐度明显降低。同时岩相学观察发现该阶段 同 一颗石英中富液相、富气相及含子矿物包裹体多共生，它们的均一温度相近，均一方式多样 ，盐度差别较大，表现为典型的沸腾包裹体组合的特征，表明该阶段发生过沸腾作用，沸腾 作用使得黄铁矿发生沉淀。
图 6桂花冲铜矿床成矿流体氢、氧同位素组成
 Fig. 6Diagram of δ18O versus δD values of the 
     ore_forming fluids in the Guihuachong copper deposit
        石英多金属硫化物阶段主要发育富液相包裹体，含子矿物包裹体相较于石英黄铁矿阶段大幅 度减少，仅见少量体积很小的个体。测温结果显示，富液体包裹体的均一温度介于234.8～ 377.1℃，盐度w（NaCleq）介于2.7%～8.7%，相较于前一个成矿阶段， 该阶段的温度和盐度进 一步降低，这可能与大气降水的混入有关，氢、氧同位素分析资料证实了这一点。该阶段是 成矿的主要阶段，对于斑岩型铜矿中铜赋存状态的众多研究表明，铜在流体中主要以稳定的 Cl络合物的形式存在（Crerar et al.，1976；Candela et al.，1986；Var´yash et al .， 1981；Zotov et al.，1995），络合物随同流体发生迁移，虽然参与了各种水岩反应，但络 合物的形式却十分稳定，即使成矿流体处于沸腾状态下，大部分铜仍以［CuCl3］2- 或［CuCl4］3-等络合物形式存在于热液流体中（金章东等，1998），当大量 大气降水与岩浆热液发生混合作用，使得成矿流体中Cl-的浓度下降、pH值增大，促使铜 氯络合物离解， 铜等硫化物将发生沉淀（张德会，1997）。
        到晚期碳酸盐阶段流体的温度和盐度大幅度降低，含子矿物包裹体消失，流体表现为中低温 （140.2～280.3℃）、低盐度（1.6%～7.7%）的特征，成矿流体最终演化为岩浆水与大 气降水的混合热液。
以上分析表明，桂花冲铜矿早期成矿流体以高温、高盐度为特征，反映出岩浆热液的特征， 到成矿晚期流体逐渐演化为中低温、低盐度的特征，反映了岩浆水与大气降水混合的特征， 演化过程中越向成矿晚期大气降水所占比例越多。同时，在此过程中成矿流体先后经历了沸 腾作用和混合作用，其中岩浆水与大气降水的混合作用，可能是导致黄铜矿沉淀的主要机制 。另外，与相邻的姚家岭多金属矿床相比较，两者的成矿流体早期都以高温的岩浆热液为主 ，晚期都主要为岩浆水和大气降水的混合热液，但姚家岭多金属矿床的成矿规模更大，这可 能与其构造裂隙更发育，更有利于岩浆和大气降水的混合有关（刘绍锋，2012；占昌帆，20 13）。
5结论
        （1） 桂花冲铜矿斑岩型矿化可划分5个成矿阶段，分别为钾化阶段、硅化阶段、石英黄铁 矿阶段、石英多金属硫化物阶段和碳酸盐阶段。
        （2） 硅化阶段主要发育纯气体包裹体、含子矿物包裹体及富气相包裹体，该阶段均一温度 均大于472.9℃，盐度w（NaCleq）主要在47.7%～74.0%之间，石英黄铁 矿阶段主要发育纯气体、富液相、富气相及含子矿物包裹体，均一温度在332.6～467.4℃ 之间，盐度w（NaCleq）在3.1%～13.5%以及40.8%～54.7%两个区间；石 英多金属硫化物阶段主要发育富液相包裹 体，均一温度在234.8～377.1℃之间，盐度w（NaCleq）在2.7%～8.7% 之间；碳酸盐阶段主要发育富液相包裹体，均一温度在140.2～280.3℃之间，盐度w （NaCleq）在1.6%～7.7%之间。
        （3） 成矿流体由早期高温、高盐度的岩浆热液逐渐向晚期中_低温、低盐度的岩浆热液和 大 气降水的混合流体演化，成矿过程中流体经历了沸腾作用及混合作用，其中混合作用可能是 导致黄铜矿沉淀的主要机制。
参考文献
Bodnar R J. 1993. Revised equation and table for determining the freez ing point d epression of H2O_NaCI solutions［J］. Geochimicaet Cosmochimica Acta, 57: 683_ 684.
     Bodnar R J. 1995. Fluid_inclusion evidence for a magmatic source for metals in p orphyry copper deposits［J］. Mineralogical Association of Canada Short Course S eries, 23: 139_152.
     Candela P A and Holland H D. 1986. A mass transfer model for copper and molybden um in magmatic hydrothermal systems: The origin of porphyry_type ore deposits［J ］. Econ. Geol., 81: 1_19.
     Chen Y J, Ni P, Fan H R, Pirajno F，Lai R, Su W C and Zhang H. 2007. Diagnostic fluid inclusions of different types hydrothermal gold deposits［J］. Acta Petrol ogica Sinica, 23(9): 2085_2108 (in Chinese with English abstract).
     Crerar D A and Barnes H L. 1976. Ore solution chemistry (V): Solubilities of cha lcopyrite assemblages in hydrothermal solution at 200 to 350℃［J］. Econ. Geol. , 71:72_794.
     Fang F K. 2012. Studies on the fluid inclusions of the Chengmenshan porphyry Cu_ Mo deposit, Jiangxi Province(dissertation for master degree) ［D］. Supervisor: Du Y S. Beijing: China University of Geosciences. 1_61 (in Chinese wit h English abstract).
     Gu X X, Liu L, Dong S Y, Zhang R M, Li K and Li B H. 2010. Immiscibility during mineralization of Yinan Au_Cu_Fe deposit, Shandong Province: Evidence from fluid inclusions and H_O isotopes［J］. Mineral Deposits, 29(1): 43_57 (in Chinese wi th English abstract).
     Hall D L, Sterner S M and Bodnar R J. 1988. Freezing point depression of NaCl_KC l_H2O solutions［J］. Econ. Geol., 83: 197_202.
     Hedenquist Amp J W and Lowenstern J B. 1994. The role of magmas in the formation of hydrothermal of deposits［J］. Nature, 370: 519_527.
     Jiang Q S, Zhao Z H and Huang J M. 2008. Discovery of the Yaojialing copper_lead _zinc deposit in Nanlin, Anhui, and its significance［J］. Geology in China, 35( 2): 314_321 (in Chinese with English abstract).
     Jin Z D and Li F C. 1998. New progress of copper migration and mechanism during porphyry ore_forming［J］. Mineral Resources and Geology, 64(12): 73_78 (in Chinese with English abstract).
     Li Y Q, Rui Z Y and Cheng L S.　1981. Fluid inclusions and mineralization of the Yulong porphyry copper (molybdenum) deposit［J］. Acta　Geologica　Sinica, 55(3 ): 216_232 (in Chinese with English abstract).
     Liu S F. 2012. The metallogenesis research of Yaojialing Zn_Au polymetallic depo sit in Tongling, Anhui Province(dissertation for doctoral degree) ［D］. Supervi so r: Du Y S. Beijing: China University of Geosciences. 1_139 (in Chinese with English abstract).
     Lowenstem J B. 1995. Applieations of silieate_melt inclusions to the study of ma gmatic volatiles［A］. In: Thompson J F H，ed. Magmas, fluids an d ore deposits ［C］. Mineralogieal Association of Canada Short Course, 23: 71_99.
     Lu H Z, Fan H R, Ni P, Ou G X, Shen K and Zhang W H. 2004. Fluid inclusions ［M］. Beijing: Science Press. 1_485 (in Chinese).
     No.321 Team of Bureau of Geology and Mineral Resources of Anhui Province. 2010. Prospecting report of Guihuachong copper_polymetallic deposit, Nanling［M］. (in Chinese).
     Rui Z Y, Zhao Y M, Wang L S and Wang Y T. 2003. Role of volatile components in f ormation of skarn and porphyry deposits［J］. Mineral Deposits, 25(4): 491_4 10 (in Chinese with English abstract).
     Rui Z Y, Zhang H T, Chen R Y, Wang Z L, Wang L S and Wang Y T. 2006. An approach to some problems of porphyry copper deposits［J］. Mineral Deposits, 25(4): 491 _410 (in Chinese with English abstract).
     She H Q, Feng C Y and Zhang D Q. 2006. Study on the fluid inclusions from Jiamas karn copper polymetallic deposit and Qulong porphyry copper deposit in Gandese c opper belt, Tibet［J］. Acta Petrologica Sinica, 22(3): 689_696 (in Chinese with English abstract).
     Taylor H P. 1974. The application of oxyen and hydrogen isotope studies to p robl em of hydrothermal alteration and ore deposition［J］. Econ. Geol., 69 (6): 843_ 883.
     Var´yash L N and Rekharskiy V I. 1981.Behaiour of Cu (Ⅰ) in Chloritde solution ［J］. Geochem. Int., 7: 1003_1008.
     Wen C H, Xue W Y, Zhong H, Lu Q T, Yang Z S, Tian S H and Liu Y C. 2011. Geologi cal characteristics and fluid inclusion studies of shallow mineralization in Yao jialing Zn_Au_polymetallic deposit, Anhui Province［J］. Mineral Deposits, 30(3) : 533_546(in Chinese with English abstract).
     Yue Z L, Du Y S, Cao Y, Zuo X M, Zhang A P and Huang W M. 2015. Geochemical feat ures and U_Pb age of the Guihuachong geanodiorite porphyry in Tongling and t heir geological implications［J］. Journal of Mineralogy and Petrology, 35(1): 82_90 (in Chinese with English abstract).
     Zhan C F. 2013. Studies on the geology and ore_forming fluids of the Yaojialing Cu_polymetallic deposit in Anhui Province (dissertation for master degree) ［D］ . Supervisor: Du Y S. Beijing: China University of Geosciences. 1_58(in Chinese with English abstract).
     Zhang D H. 1997. Some new advances in ore_forming fluid geochemistry on boiling and mixing of fluids during the processes of hydrothermal deposits［J］. Advance s in Earth Science, 12(5): 547_552 (in Chinese with English abstract).
     Zhang W H, Qin J Y, Zhang D H, Tian L, Wang L L and Wang Y. 2008. Fluid inclusio n indicators in prophyry Au deposit: Taking Jinchang gold deposit, Heilongjiang Province as an example［J］. Acta　Petrologica　Sinica, 24(9): 2011_2016 (in Chi nese with English abstract).
     Zhong G X, Zhou T F, Yuan F, Jiang Q S, Fan Y, Zhang D Y and Huang J M. 2014. LA _ICPMS U_Pb zircon age and molybdenite Re_Os dating of Yaojialing large zinc_gol d polymetallic deposit, Tongling, Anhui Province, China［J］. Acta Petrologica S inica, 30 (4): 1075_1086 (in Chinese with English abstract).
     Zotov A V, Kudrin A V, Lein K A, Shikina N D and Var´Yash L N. 1995. Experimenta l studies of the solubility and complexing of selected ore elements (Au, Ag, Cu, Mo, As, Sb, Hg) in aqueoue solutions［A］. In: Shmuloich K I, Yardley B W D and G onchar G G, eds. Fliuds in the crust, equilibrium and transport properties［C］. London: Chapman and Hall. 95_132.
    
     附中文参考文献
     安徽省地质矿产勘查局321地质队. 2010. 南陵县桂花冲铜多金属矿矿床勘察报告 ［R］.
     陈衍景,倪培,范宏瑞, Pirajno F, 赖勇, 苏文超, 张辉. 2007. 不同类型热液金矿系统的 流体包裹体特征［J］. 岩石学报,23(9):2085_2108.
     方福康. 2012. 江西省城门山斑岩铜钼矿成矿流体研究（硕士论文）［D］. 导师: 杜杨松. 北京:中国地质大学. 61页.
     顾雪祥, 刘丽, 董树义, 章永梅, 李科, 李葆华. 2010. 山东沂南金铜铁矿床中的液态不混 溶作用与成矿:流体包裹体和氢氧同位素证据［J］. 矿床地质, 29(1): 43_57.
     蒋其胜,赵自宏,黄建满. 2008.安徽南陵姚家岭铜铅锌矿床的发现及意义［J］. 中国地质, 35(2):314_321.
     金章东, 李福春. 1998. 斑岩型铜矿床成矿过程中铜的迁移与沉淀机制研究新进展［J］. 矿产与地质, 64(12): 73_78.
     李荫清, 芮宗瑶, 程莱仙. 1981. 玉龙斑岩铜(钼)矿床的流体包裹体及成矿作用研究［J］. 地质学报, 55(3): 216_232.
     刘绍锋. 2012. 安徽铜陵姚家岭锌金多金属矿床成矿作用研究（博士论文）［D］. 导师: 杜杨松. 北京:中国地质大学. 139页.
     卢焕章, 范宏瑞, 倪培, 欧光习, 沈昆, 张文淮. 2004.流体包裹体［M］.北京:科学出版社 .1_485.
     芮宗瑶, 赵一鸣, 王龙生, 王义天. 2003. 挥发份在夕卡岩型和斑岩型矿床形成中的作用［ J］. 矿床地质, 22(1): 141_148.
     芮宗瑶, 张洪涛, 陈仁义, 王志良, 王龙生, 王义天. 2006. 斑岩铜矿研究中若干问题探讨 ［J］. 矿床地质, 25(4): 491_410.
     佘宏全, 丰成友, 张德全. 2006. 西藏冈底斯铜矿带甲马夕卡岩型铜多金属矿床与驱龙斑岩 型铜矿流体包裹体特征对比研究［J］. 岩石学报, 22(3):689_696.
     文春华, 徐文艺, 钟宏, 吕庆田, 杨竹森, 田世洪, 刘英超. 2011. 安徽姚家岭锌金多金属 矿床地质特征与浅部矿化流体包裹体研究［J］. 矿床地质, 30 (3): 533_546.
     岳紫龙, 杜杨松, 曹毅, 左晓敏, 张爱萍, 黄文明. 2015. 铜陵桂花冲花岗闪长斑岩地球化 学特征、锆石U_Pb年龄及其地质意义［J］. 矿物岩石, 35(1): 82_90.
     占昌帆. 2013. 安徽省姚家岭铜多金属矿床地质和成矿流体研究（硕士论文）［D］. 导师: 杜杨松. 北京:中国地质大学. 58页.
     张德会. 1997. 流体的沸腾和混合在热液成矿中的意义［J］. 地球科学进展, 12(5): 547_ 552.
     张文淮, 秦江艳, 张德会, 田璐, 王丽丽, 王永. 2008. 斑岩型Au矿床的包裹体标志：以黑 龙江金厂金矿矿床为例［J］. 岩石学报, 28(9): 2011_2016.
     钟国雄, 周涛发, 袁峰, 蒋其胜, 范裕, 张达玉, 黄建满. 2014. 安徽铜陵姚家岭锌金多 金属矿床成岩成矿年代学研究［J］. 岩石学报, 30(4): 1075_1086.