路英川,刘家军,曹守林,张栋,孙昊,王斌,张文华,孔媛媛.2016.青海西秦岭双朋西矽卡岩型金-铜矿床流体包裹体研究[J].矿床地质,35(1):130~152 LU YingChuan,LIU JiaJun,CAO ShouLin,ZHANG Dong,SUN Hao,WANG Bin,ZHANG WenHua,KONG YuanYuan.2016.Fluid inclusions study of Shuangpengxi skarn type gold-copper deposit in west Qinling, Qinghai Province[J].Mineral Deposits35(1):130~152
（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， 北京1000 83； 2 武警黄金地质研究所， 河北 廊坊065000； 3 青海省有色地质矿产勘查局七队 ， 青海 西宁810007）
本文得到“中国地质调查局科外部科研项目（编号： 1212011220899）”、“中国地质调查 局地质调查工作项目”（编号： 1212011220924）”和“国家自然科学重点基金项目（编号 ： 41030423）”的联合资助
第一作者简介路英川， 男， 1986年生， 博士研究生， 矿物学、岩石学、矿床学专业 。 Email： luyingchuan2008@163.com
收稿日期2015_01_25；
改回日期2015_12_30。
（1 State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources，School of Earth Sciences and Resources，China University
of Geosciences，Beijing 100 08 3，China；2 Gold Geology Institute of Chinese Armed Police Force，Langfang 06500 0，Hebei，China；
3 The Seventh Team of Geology and Mineral Resources Exp loration Burean，Xining 810007,Qinghai，China）
地质流体与成矿作用的关系是国际地学界着重研究的一个方面（Baker et al．，2004; Hei nrich，2005; Kamvong et al.，2009），流体包裹体研究则是研究的重点之一，是研究矿 床成因和成矿过程的关键（陈衍景等，2007；贾丽琼等，2015）。因金属矿物析出时岩性（ 如：围岩的物理和化学性质、组成和侵入岩深度）、构造等控矿条件的不同，导致在不同的 矿床中成矿流体来源有很大的差别（Xu et al., 2015）。许多学者指出金属成矿物质来自 岩浆（Ault, 2004; Shu et al., 2013; Zhai et al., 2014），但有的学者认为金属成矿 物质来自侵入岩和沉积岩的混合源（Zeng et al., 2009; Yokoro et al., 2013），还有少 数学者认为这些成矿物质只是来自围岩（δ34S值介于10.8‰～26.5‰，与海水相 似 ，Pb同位素比值显示与岩浆无关；Gemmell et al., 1992）。一些研究发现无水和含水集合 体组成只 能来自岩浆水（Meinert et al., 2003；Baker et al., 2004；Bertelli et al., 2009；W illiams_Jones et al., 2010）。若流体包裹体中的成矿流体是岩浆热液，则有高温、高盐 度并富CO2的特征（Chen et al., 2007；Kamvong et al.,2009）。Meinert等（1997 ）通过 研究大型铁帽型Cu_Au矿床发现高温和低温流体均可以从下伏岩体中出离，并且不同的阶段 的流体是由不同的出溶时间和冷却路径所引起。不可否认，流体沸腾作用是金属元素发生沉 淀的主要机制（Baker et al., 2003；Chen et al.,2007；Samson et al., 2008；Zhu et al., 2012），相对之下，一些研究发现尽管矽卡岩可能由岩浆流体形成，但是金属矿物却 起源于岩浆水和大气降水两种流体的混合作用，随着流体演化的进行，特别是等到成矿的最 后阶段时，后者起到越来越重要的作用（Kamvong et al.,2009；Koděra et al., 2010；S oloviev et al., 2013）。
秦岭造山带是中国大陆中央造山系的重要组成部分，是典型的复合型大陆造山带（张国伟等 ，2001）。西秦岭属于秦岭造山带的西延，夹持于青藏高原东北缘、扬子西北缘、南祁连和 东昆仑多个块体之间（张国伟等，2004），它是秦祁昆成矿域西秦岭成矿带的重要组成部分 ，也是青海省重要的有色及贵金属基地。双朋西金铜矿床位于青海省黄南州同仁县东部的青 藏高原北东端秦祁昆成矿带的交汇部位，属于西秦岭成矿区（傅晓明等，2010）。与成矿有 关的花岗闪长岩体是岗察复式岩体的一部分。岗察岩体为多期多阶段岩浆活动形成（张涛等 ，2014），从东向西的岩性也有明显由基性逐渐向中酸性演化的趋势（闪长岩→花岗闪长岩 →二长花岗岩及斑状花岗岩）（陶志华等，2014），在岗察岩体与石炭系—中二叠统大关山 群 灰岩接触带部位还分别发现了江里沟铜钼矿床、谢坑铜金矿床、斜长支沟铜矿床、郎木加铜 矿床、红旗卡金铜矿床、德合隆洼金铜矿床、铁吾铁金铜矿床等多个矽卡岩型矿床（图1） 。
早期研究者认为双朋西金_铜矿床为多成矿物质来源、多控矿因素（息朝庄，2009；张志 军等，2013），成矿流体、铅、硫同位素来源为壳幔混合源（傅晓明等，2010），为与岩浆 作 用有关的中高温岩浆热液交代型矿床（薛静等，2012）。由于成矿流体特征是揭示矿床成因 的重要途径（Zhu et al., 2001；范宏瑞等，2003；徐九华等，2006），但是由于前人所测 得数据较少和代表性局限，未能对该矿床的成矿流体的性质进行详尽的讨论，在很大程度上 制约了对该矿床形成的有关认识。本文在描述双朋西金_铜矿床地质特征的基础上，对该矿 床花岗闪长岩体、矽卡岩型铜金矿石和金属硫化物石英脉中石英矿物中的流体包裹体温度、 H_O同位素和矿石中Pb同位素测试分析，并结合成矿地质特征对比研究，为矿床成因提供成 矿流体和稳定同位素方面的依据。
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图 1西秦岭双朋西金铜矿床区域地质略图（据张雪亭等，2007； 王小丹等，2010； 青 海省有色地质矿产勘查局，
2008修编） 1—第四系； 2—新近系砾岩； 3—白垩系下统砾岩； 4—三叠系隆务河群含砾砂岩； 5— 三叠系隆务 河群石英砂岩； 6—二叠系甘家群钙质砂岩； 7—二叠系甘家组粉砂岩； 8—二叠系甘家组 大理岩 ； 9—二叠系甘家组泥质粉砂岩； 10—斑状花岗岩； 11—斑状花岗闪长岩； 12—花岗闪 长岩； 13— 闪长玢岩； 14—辉石闪长岩； 15—闪长岩； 16—石英闪长岩； 17—矽卡岩； 18 —花岗岩脉； 19—破碎带； 20—断层； 21—矿床（点）
Fig. 1Regional geological sketch map of the Shuangpengxi gold copper deposit in western Qinling (modified after Zhang et al.,
2007; Wang et al., 20 10; Qinghai Bureau of Nonferrous Geology and Mineral Resources, 2008)
1—Quaternary； 2—Neogene conglomerate； 3—Lower Cretaceous conglomerate； 4— Triassic Longwuhe Group conglomeratic sandstone； 5—Triassic Longwuhe Group qu artz sandstone； 6—Permian Ganjia Group calcareous sandstone； 7—Permian Ganji a Group siltstone； 8—Permian Ganjia Group marble； 9—Permian Ganjia Group arg illaceous siltstone； 10—Porphyritic granite； 11—Porphyritic granite diorite ； 12—Granite diorite；
13—Diorite porphyrite； 14—Augite diorite； 1 5—Diori te； 16—Quartz diorite； 17—Skarn； 18—Granite dike； 19—Fracture zone； 20 —Fault；
21—Ore deposits（points）
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研究区出露地层主要为石炭系—下二叠统大关山群甘家组上部第四岩性段和下三叠统隆务河 组（图2）。甘家组上部第四岩性段由下而上为5个岩性层： 第一岩性层，灰白色中细粒大 理岩、白云岩夹薄层细砂岩；第二岩性层，灰黑色细砂岩夹薄层灰白色大理岩、白云岩透镜 体；第三岩性层，灰白色中粗粒大理岩，含少量白云岩，局部夹薄层灰黑色细 砂岩、 粉砂岩，在与花岗闪长岩的接触带形成矽卡岩，赋存金铜矿（化）体；第四岩性层，灰白色 钙质石英砂岩，局部为砂砾岩；第五岩性层，白色钙质砂砾岩。下三叠统隆务河组，岩性为 具微细层理的灰黑色粉砂岩、细砂岩与灰黄色泥钙质板岩及硅质条 带板岩。
区内侵入岩分布广泛，代表性的岩体为印支期花岗闪长岩（图2a）。花岗闪长岩呈岩株状出 露于矿区北部，是区内主要成矿岩体。该岩体与甘家组地层中的大理岩接触带部位常形成NW 向的矽卡岩带，岩体与围岩的接触界限呈港湾状分布（图2b）。 花岗闪长岩呈灰_灰白色（图3a、b），全晶质中细粒花岗结构、似斑状结构（图3c），块状 构造（图3b），主要成分有斜长石（30%～35%）、石英（约15%～25%）、角闪石（20%～30 %）、黑 云母（约10%），次要矿物主要为钾长石（约5%），副矿物主要有锆石、磷灰石等。其中斜 长石、角闪石往往作为斑晶出现，石英和黑云母作为基质出现（图3c）。斜长石呈柱状、板 柱状，颗粒大小一般0.5～3.2 mm，聚片双晶常见，有时可见斜长石环带及韵律环带结构 。钾 长石呈短柱状或板状，半自形晶结构，卡氏双晶常见。角闪石呈柱状及粒状，半自形晶或他 形晶，少量角闪石可见中间部分溶蚀现象（图3d），但极少数形成交代穿孔结构，最常见的 穿孔矿物为黑云母。黑云母多呈深黄褐色或褐色，呈鳞片状，偶见边缘溶蚀成锯齿状。含有 少量的金属矿化，主要为黄铜矿，磁黄铁矿，黄铁矿和闪锌矿等（图3e、f），呈微细浸染 状（图3b）。有少量黄铁矿、磁黄铁矿在造岩矿物内部或边部生长，或充填于造岩矿物解理 中。根据矿物结构和相互关系判断生成顺序为：角闪石和斜长石→石英→黑云母→黄铜矿， 磁黄铁矿，黄铁矿和闪锌矿。
矿区褶皱构造为双朋西背斜，纵贯全矿区，其核部为甘家组，背斜轴走向NW，其北东翼及 核部大部分为花岗闪长岩所占据，西南翼为甘家组和隆务河组组成。断裂构造主要有NWW 向和NE向2组。矿区NW向断裂构造发育，规模大，断裂性质属逆断层，具有多期次活动 特征，是控矿、控岩构造。NE向断裂属压扭性的平移断层，与NW向断裂交汇部位往往是 矿床或矿点的产出部位。
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图 2双朋西金铜矿区地质图和33勘探线剖面图（据张涛，2007修编）
1—第四系； 2—下三叠统隆务河群； 3—石炭系—中二叠统大关山群； 4—钙质砂岩； 5 —石英砂岩； 6—大理岩； 7—花岗岩； 8—花岗
闪长岩； 9—矽卡岩； 10—断裂； 11 —矿体； 12—钻孔； 13—勘探线
Fig. 2Geological map and geological section along No. 33 exploration line of t he Shuangpengxi gold copper ore district
（modified after Zhang， 2007）
1—Quaternay； 2—Lower Triassic Longwuhe Group； 3— CarboniferousLower Perm ian Daguanshan Group； 4—Calcareous sandstone；
5—Quartz sandstone； 6—Marb le； 7—Granite； 8—Granodiorite； 9—Skran； 10—Fault； 11—Ore body； 12— Drill hole; 13—Prospecting line
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矿区变质作用主要表现为接触交代变质作用，自花岗闪长岩体向外依次出现矽卡岩化花岗闪
长岩（内带）矽卡岩（正带）_矽卡岩化大理岩（外带）大理岩。矽卡岩带长1.8 km，
宽约50 m。
金矿体赋存于印支期花岗闪长岩体与甘家组大理岩、白云岩接触带的矽卡岩中，其中，外接
触带是主要的金铜矿体产出部位，局部叠加NW向断裂。矿体呈透镜状、似层状（图2b），
长35～250 m，厚2.00～11.89 m，倾斜延深15～130 m，倾向SW，倾角28～45°，
品位为
5.15×10-6～18.43×10-6。矽卡岩型矿体在表生作用下形成氧化带，局部
形成氧化淋滤铁帽型金铜矿。在地表8～10 m以下发生局部富集，形成氧化富集亚带，品位
一般为8.74×10-6～24.08×10-6（李时新，1998）。
原生矿分为矽卡岩型、矽卡岩化花岗闪长岩型、石英脉型和矽卡岩化大理岩型。矿体顶底板
围岩为石榴子石透辉石矽卡岩、矽卡岩化_硅化大理岩；围岩蚀变主要有矽卡岩化、硅化、
角岩化、绢云母化、钠长石化和石英方解石化。其中，矽卡岩化是金矿体的主要围岩蚀变
。
通过对矿区进行详细的地质勘察，矿体追索与编录（图4），根据围岩蚀变、矿物组合和矿 化特征的差异，将双朋西金矿区的矿化期次划分为矽卡岩期（Ⅰ期）和石英硫化物期（Ⅱ期 ）。矽卡岩期（Ⅰ期）（图5a）金属硫化物以磁黄铁矿、黄铁矿和黄铜矿为主（图5b），胶 黄铁矿、方铅矿、白钨矿、自然金等次之，含微量铜蓝、辉铜矿和辉铋矿等（息朝庄等，20 09）；脉石矿物主要为石榴子石（图5c）、透辉石（图 5d）、符山石、阳起石（图5e）、绿帘石（图5f）组成，其
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图 3花岗闪长岩研究样品的野外露头照片和显微照片
a. 花岗闪长岩与矽卡岩型矿石接触关系； b. 花岗闪长岩样品； c. 花岗闪长岩显微照片 ； d. 角闪石内部绢云母化；
e，f. 花岗闪长岩中金属矿化
Bt—黑云母； Ccp—黄铜矿； Hbl—普通角闪石； Pl—斜长石； Po—磁黄铁矿； Py—黄 铁矿； Sp—闪锌矿； Ser—绢云母
Fig. 3Field photographs and photomicrographs of the studied samples
a. The contact relation of granodiorite and skarn orebody； b. The photo of g ranodiore sample； c. The micrograph of granodiorite；
d. The sericitiza tion in the the inner part of amphibole； e ,f. The metallized granodiorite
Bt—Biotite； Ccp—Chalcopytite； Hbl—Hornblende； Pl—Plagioclase； Po—Pyrrho tine； Py—Pyrite； Sp—Sphalerite； Ser—Sericite
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图 4双朋西矽卡岩型金铜矿床3655中段穿脉素描图
1—变质砂岩； 2—大理岩； 3—花岗闪长岩； 4—碎裂带； 5—矽卡岩矿石； 6—采样位 置
Fig. 4Sketch of art at 3655 level in the Shuangpengxi skarn gold copper deposi t
1—Metamorphic sandstone； 2—Marble； 3—Granodiorite； 4—Cataclastic zone； 5 —Skarn ore； 6—Sampling site
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图 5成矿期样品及显微照片
a. 矽卡岩期矿石； b. 矽卡岩期金属矿物； c. 矽卡岩期石榴子石（正交偏光）； d. 石 英硫化物期石英充填矽卡岩期透辉石晶隙（单偏光）； e. 阳起石（正交偏光）； f. 绿帘 石（正交偏光）； g. 石英硫化物期黄铜矿充填矽卡岩期透辉石晶隙（单偏光）； h. 石英 硫化物期黄铜矿充填矽卡岩期透辉石晶隙（正交偏光）； i. 石英硫化物期晚阶段 矿石 Act—阳起石； Ccp—黄铜矿； Ep—绿帘石； Grt—石榴子石； Po—磁黄铁矿； Py—黄铁 矿； Qtz—石英； Di—透辉石
Fig. 5The samples photograph and photomicrograph of the metallogenetic epoch
a. Skarn ore； b. Metallic mineral of the skarn episode； c. Skarn episode garne t （crossed nicols）； d. Diopside intercrystal space of skarn episode filled by quartz of the quartz sulfide period（plainlight）； e. Actinolite（crossed nico ls）； f. Epidote（crossed nicols）； g. Diopside intercrystal space of skarn pe riod filled by chalcopytite of the quartz sulfide period（plainlight）； h. Diop side intercrystal space of skarn period filled by chalcopytite of the qu artz sulfide period（crossed nicols）； i. Late stage quartz sulfide period ore Act—Actinolite； Ccp—Chalcopytite； Ep—Epidote； Grt—Garnet； Po—Pyrrhotite ； Py—Pyrite； Qtz—Quartz； Di—Diopside
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全岩和各成矿期的Pb同位素的分离提纯及测定也在核工业北京地质研究院分析测试研究中心 完成，同位素分析采用ISOPROBE_T热电离质谱计进行测定，NBS981未校正结果： 208Pb/206Pb=2.164 940±15，207Pb/206Pb= 0.914 338±7，204Pb/206Pb=0.059 110 7±2，全流程本底 Pb<100 pg。
双朋西金_铜矿床从岩浆活动期，到之后的矽卡岩期和后期的硅化钠长石化硫化物期流体包 裹体均较为发育，不同阶段流体包裹体类型亦不相同。本次研究以原生包裹体为主，包裹体 形态多样，有负晶型、椭圆形、菱形等和各种不规则形状。个体变化较大，以5～15 μm为 主 。根据室温条件下包裹体出现的相态及所包含的透明子矿物，可将本矿区流体包裹体分为4 种类型：
熔融包裹体（G型）由玻璃（Gl）＋气泡（V）＋结晶质集合体（脱玻化产物）± 子矿物组成（图6a、b）。该类包裹体的均一温度普遍偏高（Roedder，1992；Touret e t al.，1993）在最高测试温度为600℃的冷热试验台上不能够将玻璃熔化。虽然未能达到最 终均一温度，但是这类包裹体记录了岩浆阶段捕获的不混溶硅酸盐熔体和高盐液体（卢焕章 等，2004），代表岩浆分异时的岩浆流体（卢焕章，1990；侯林等，2013）。
石英硫化物期早阶段（Ⅱ_1）石英中H型包裹体完全均一温度范围为306～394℃ ，w(N aCleq)较高，其范围为37.86%～46.80%；该阶段Ⅴ型包裹体完全均一温度范围为 208～444℃，完全均一到气相，冰点温度介于-8.4～-6.6℃，w(NaCleq) 为9.98%～12.16%；L型包裹体的完全均一温度范围为122～440℃，冰点温度范围-9.9～- 4.2℃，w(NaCleq)介于6.74%～13.83%。
石英硫化物期晚阶段(Ⅱ_2)： 石英中H型包裹体完全均一温度范围为217～284℃，w( NaCleq)较高，其范围为10.73%～35.06%；VCO2型包裹体的固相CO2消 失温度范围为-57.4℃～-57.2，笼形物消失温度介于6.9～7.4℃，部分均一温度范围为 12.5～26.3℃ ，完全均一温度介于320～361℃之间，均一到气相，冰点温度介于-7.2～-8.4℃，其 w(NaCleq)范围为4.98%～5.86%；LCO2型包裹体固相CO2消失温度范 围为-57.8～-57.2℃，仅有一颗包裹体可以测到笼形物消失温度，为6.8℃，部 分均一温度范围为17.7～25.1℃，完全均一温度范围为322～358℃，部分包裹体在达到完 全均一之前发生爆裂，爆裂温度为355～406℃，w(NaCleq) 为6.03%；
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图 6双朋西金_铜矿床流体包裹体显微照片
a，b. 熔融包裹体； c，d. 含子矿物流体包裹体； e. 含CO2包裹体； f. 富CO2包裹 体； g. 气体水溶液包裹体； h. 液体水溶液包裹体；
i. 沸腾包裹体群
Gl—熔融相； VCO2—气相CO2； LCO2—液相CO2； V—气相水； L— 液相水； S—子矿物
Fig. 6Microphotographs of fluid inclusions from the Shuangpengxi gold_copper d eposit
a, b. Melt inclusions; c, d. Inclusions containing aqueous liquid of daughter mi nerals; e. CO2_bearing inclusions, f. CO2_rich inclusions;
g. Vapor_aqueou s inclusions; h. 1Aqueous inclusions; i. Boiling inclusion group
Gl—Glass; VCO2—Vapor CO2; LCO2—Liquid CO2; V—Vapor H2O ; L—Liquid H2O; S—Crystal
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该期仅有两颗V型包裹体可以被测试，其完全均一温度分别为356℃和392℃，完全 均一到气相；L 型包裹体的完全均一温度范围为161～468℃，部分包裹体在达到完全均一之前发生爆裂，其 爆裂温度范围为235～412℃，冰点温度范围-8.5～-3.7℃，w(NaCleq)介 于6.01%～12.28%。 从均一温度直方图（图7 a、c、e、g）和表1中可以看出，花岗闪长岩体中H型包裹体均一温 度最高，其次为含/富CO2型包裹体，V型和L型包裹体均一温度最低；矽卡岩期以H型包裹 体为主，均一温度体均一温也最高，V型和L型包裹体略低；石英硫化物期 各类包裹度均略低于矽卡岩期，总体表现为中_低等 温度。
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图 7双朋西金_铜矿床均一温度直方图（a,c,e,g）和盐度直方图（b,d,f,h）
Fig.7Homog
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以上特征说明三者具有相似的流体包裹体均一温度特征。
从流体包裹体盐度直方图（图7b、d、f、h）中可以看出，在花岗闪长岩中H型、含/富CO2 型和
水溶液型包裹体的盐度呈依次降低的趋势；矽卡岩期H型包裹体盐度较高，石英硫化物期的
各类包裹体中盐度较为相似，均为H型盐度最高，含/富CO2型和盐水溶液型较低且二者范
围相近。
各类H2O_NaCl型包裹体的流体密度，根据刘斌等（1987；1999）、刘斌（2001）推导的经
验
公式ρ=a+bTh+cT2h（a，b，c均为无量纲参数，均由盐度换算而来），求得
H型，V型和L型
包裹体的密度，并参考NaCl_H2O体系P_T相图（Bodnar et al.，1994），获得各阶段
成矿
流体的压力（均一压力）值。熔融包裹体中硅酸盐熔体的压缩性极低，压力对捕获温度的影
响远小于均一温度测量误差（卢焕章，1990）。因此这类包裹体的压力很难得出。含/富CO 2型
包裹体，根据CO2_H2O包裹体的部分均一温度，在CO2包裹体均一温度和CO2相密度
关系图解上（Shepherd et al.，1985）查得CO2相密度。
如表1所示，岩浆期H型、VCO2型和L型包裹体的密度分别为0.8～1.1 g/cm3，0
.3～0.9 g/cm3和0.7～1.1 g/cm3，相对应的压力分别为6～85 MPa，5～7 MPa，0
～19 MPa。矽卡岩期H型、V型和L型包裹体的密度为1.0～1.1 g/cm3，其包裹体的压力
为22～36 MPa。Ⅱ_1阶段的H型V型和L型包裹体的密度分别为1.1～1.2 g/cm3，1.0 g/
cm3和0.6～1.0 g/cm3，其包裹体的压力分别为87～113 MPa，2 MPa和0～19 MPa。Ⅱ
_2阶段的H型、VCO2、LCO2和L型包裹体的密度分别为0.9～1.3 g/cm3 ，0.7～0.8 g/cm3，0.8 g/cm3和0.6～1.0 g/cm3，其压力分别为2～44 MPa，5
～7 MPa，5 MPa和1～18 MPa。由所计算出的数据可见，3种样品中的同类包裹体密度相似，
但是花岗闪长岩体的流体压力高于矽卡期，石英硫化物期早阶段压力最高，晚阶段压力有降
低的趋势。
流体的成矿深度可以根据流体包裹体的捕获压力估算。如给定沸腾包裹体组合的温度及盐度 数据，矿床形成时的压力可精确估计（Roedder et al.，1980）。石英硫化物期晚阶段（Ⅱ _2）样品中（图6i）有不同类型包裹体共存，且均一温度范围较为相似，低、高压包裹体共 存，有典型沸腾包裹体群特征，表明该阶段流体交替于静岩压力与静水压力系统之间（李晶 等，2007）。由于通过实验和理论获得了H2O_NaCl体系中饱和气体的石盐溶解度曲线和液 _ 气界面的PVTX数据，对于①子矿物先消失然后气泡后消失的包裹体（Tm＜T h）和②子矿物与气泡同时消失的包裹体（Tm=Th）的研究，可获得合理精度 和准确度的组成和圈闭压力。对于③气泡先消失而后子矿物再消失的包裹体（Tm＞ Th），除组成w(NaCleq)为40%的体系外，还缺 乏沿石盐液相线和处在液体_石盐稳定区的PVTX数据，因此无法根据显微测温数据对包 裹体 的组成、均一时的压力等作出可靠的估算（张德会等，2011）。因此对于③种包裹体的压力 值不作为成矿深度的计算值，而用和其在同一矿物内被捕获的①类或②类包裹体的捕获压力 ，代为计算其捕获时的古深度。
本次计算得出的具有截然不同的压力H、W类包裹体，显然是成矿流体系统压力处于静岩或静 水临界状态的标志（侯林等，2013）。因此我们可将高压包裹体解释为静岩压力系统流体， 低压包裹体解释为静水压力系统流体，这也对应了在不同阶段下不同的流体类型，岩浆流体 处于静岩压力系统下，普通流体处于静水压力下。利用压力与深度关系的通式P=ρgh， 若流 体处于静岩压力系统下时，取ρ为大陆平均岩石密度2.7 g/cm3，若流体处于静水压力系 统下时，ρ为各类包裹体当时计算得到的密度，则捕获的古深度为：岩体侵入深度0.6～7 .6 km；Ⅰ期深度为2.2 km和3.3 km（仅2颗包裹体可以加以计算），Ⅱ_1阶段深度0.4 ～10.0 km，Ⅱ_2阶段为0.2～3.4 km。由此可见各期深度接近，为中浅成矿深度由此可 见该矿床为中等成矿深度。
不同来源流体的同位素组成有明显的差异（White，1974）。双朋西金_铜矿床石英硫化物阶
段流体包裹体氢氧同位素组成列于表2，其中氢同位素（δD）和氧同位素（δOV_SMOW
）的测试对象为石英中的流体包裹体。
本地区石英硫化物期的δDV_SMOW值分布较为集中，介于-89.2‰～-84.1‰；δO
V_SMOW值介于10.2‰～11.3‰。借助被测试矿物与水之间氧同位素平衡交换分馏方程
（Clayton et al.，1972），根据校正之后的成矿流体均一温度，通过计算获得的
δOH2O值为3.80‰～7.05‰（表2），分布范围较为一致。
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表 2双朋西金_铜矿床流体包裹体H_O同位素组成
Table 2Hydrogen and oxygen composition of the fluid inclusions in the Shuang pengxi gold_copper deposit
注： δ18OH2O为计算值，石英_水： 1000 ln=δ18O含水矿物 _δ18OH2O=3.38×106T-2-3.4（Clayton et al.， 1972) |
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表 3双朋西金_铜矿床铅同位素组成
Table 3Pb isotopic compositions of the fluid inclusions in the Shuangpengxi go ld_copper deposit
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双朋西铜矿区矿石中的Pb同位素数据列于表3。数据显示Ⅰ、Ⅱ两阶段矿石 矿物的铅同位素组成均一程度较高。Ⅰ阶段： 208Pb/204Pb =38.1 68～38.364，平均值38.283；207Pb/204Pb=15.576～15 .598，平均值15.585；206Pb/204Pb=18.042～18.228， 平均值18.140。 Ⅱ阶段： 208Pb/204Pb=37.834～38.285，平均值38.133 ； 207Pb/204Pb=15.559～15.593，平均值15.575；206Pb/ 204Pb=18.867～18.271，平均值18.121；它们的μ值亦具有高度的均一性（Ⅰ：9 .44～9.49，平均值为9.47；Ⅱ：9.43～9.47，平均值为9.45），上述特征值表明铅 同位素组成具有高度的相似性。
矿物在生长过程中所圈闭的流体保存了当时地质环境的各种地质地球化学信息，包裹体特征 是相关地质过程的密码，对其中的古流体分析所获得各种数据和信息是解释所研究的地壳及 地幔中各种地质作用过程的有效手段（卢焕章等，2004）。流体包裹体以及由其衍生出来的 流体成矿系统研究，一直都是矿床学研究的重要方面（Deng et al., 2001；2003；2011） 。双朋西金_铜矿床矽卡岩期的透辉石中存在大量的熔融包裹体（约90%），这是岩浆水存在 的有效证据（卢焕章等，2004）。矽卡岩期透辉石中部分流体包裹体在近600℃时仍未均一 ，而包裹体的均一温度代表了它的最低捕获温度（卢焕章等，2004），因此矽卡岩阶段的成 矿流体为中_高温（287～513℃）、高盐度（37.86%～58.41%）体系，这是浆控高温热液 型矿 床的流体特征（陈衍景等，2007）。本矿区的熔融包裹体和流体包裹体共存现象是岩浆不混 溶的最直接表现，说明矿化前期的岩浆水和主矿化期的中高温、高盐度成矿流体有着密不可 分的成因关系。
利用流体包裹体均一温度_盐度双变量关系图解可以有效地判别流体的演化趋势（翟德高等 ，2012）。研究表明，在流体混合过程中捕获的流体包裹体其均一温度与盐度以及盐度与焓 值在一定程度上均表现为正相关的关系；而在流体沸腾或相分离过程中捕获的流体包裹体的 均一温度与盐度以及盐度与焓值均呈现负相关性（Shepherd et al., 1985）。均一温度_ 盐 度图解（图9）显示，矽卡岩期（Ⅰ）样品中部分包裹体投点沿NaCl饱和曲线分布，石英闪 长岩的投点显示盐度和均一温度无明显线性关系，暗示其流体演化过程较为复杂，有各种包 裹体共存现象；石英硫化物期早阶段（Ⅱ_1），既不呈混合作用的正相关关系，又不呈沸腾 作用的负相关关系，类似于流体单纯冷却的特征（卢焕章，1990）；在石英硫化物期晚阶段 （Ⅱ_2）投点显示均一温度和盐度呈负相关关系，且该阶段矿物石英中（图4i）有大量不同 类型包裹体共存的现象，这些共存的包裹体有相似的均一温度和不同的盐度，属于沸腾包裹 体群，本文认为石英硫化物期晚阶段（Ⅱ_2）成矿作用与流体的沸腾有较密切的关系。
张涛等（2012）测得主成矿期的H同位素为-56‰～-49‰，O同位素为+9.2‰～+9.4‰
，
O同位素落入“正常δ18O"花岗岩（+6‰ ～ +10‰）（Taylor，1978）的范围内，反
映源区通常以低成熟度地壳、蚀变幔源岩石或上地壳物质为主（郑永飞等，2000）。本文测
得该矿床硅化钠长石化石英硫化物期样品H同位素为-89.2‰～-84.1‰，O同位素为10.2
‰～11.3‰之间，大部分δ18OH2O值（+3.80‰～+4.40‰）明
显偏
低，显示出具有“δ18OH2O漂移"的大气降水成矿热液特征，表明此阶
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）。通过水的δDH2O_
δ18OH2O投图（图9）发
现主成矿期成矿流体来自岩浆水，几乎无变质水的加入，与本文花岗闪长岩体与矽卡岩和金
属硫化物期中的流体包裹体均一温度、盐度等性质相似的结论一致，成矿后期有部分大气降
水的混入。
双朋西矽卡岩型金铜矿床流体包裹体显微测温结果表明，流体包裹体中所见子矿物大多为
石盐。H型包裹体在均一过程中，如果子矿物融化早于气泡消失，可以看作不饱和的NaCl_H 2O
体系，反之可看作饱和的NaCl_H2O体系（董玉翠等，2013）。双朋西金_铜矿床矽卡岩阶
段
透辉石中H型包裹体在均一过程中两种情况同时存在，说明该阶段可能存在饱和的NaCl_H2 O体系和不饱和的NaCl_H2O体系两种溶液混合作用。在花岗闪长岩和Ⅱ_2阶段VCO2 型和LCO2包裹体冷冻_升温过程中，观察到大量包裹体的初熔温度低于纯NaCl_H 2O体系标准低共熔点（-20.8℃），部分低至-57℃左右，说明此阶段热液中除Na+外，
还可能含有一定量的K+、Ca2+、Mg2+等阳离子成分（卢焕章等，2004）。
总体而言，成矿流体属于中_高温、中_高盐度、中等密度、低_中压力的富CO2流体，与早 期 岩浆水热液关系密切。这种形成于岩浆和热液作用过渡阶段的富含挥发分的高盐度热流体萃 取和携带金属的能力很强, 常常是随后发生的矽卡岩矿化系统中热液和金属的主要贡献者（ Meinet et al.，2005； 顾雪祥等，2010）。
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图 8双朋西金_铜矿床均一温度_盐度散点图
Fig. 8w（NaCleq）phase diagram of fluid inclusions in the Shu angpengxi gold_porphyry copper deposit
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图 9双朋西铜_金矿床成矿流体δDH2O_δ18OH2O同位素 图解
（图中不同成因水的δDH2O_δ18OH2O同位素组成据Sheppard, 198 6； 雨水线引自Epstein et al., 1965）
Fig. 9δD versus δ18OH2O diagram for ore_forming fluids from th e Shuangpengxi gold_copper deposit(The base diagram is cited from Sheppard,1986 ；The meteoric water line is cited
from Epstein et al.,1965)
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流体演化经历了由矽卡岩期盐度饱和到石英硫 化物期早阶段流体温度降低和石英硫化物期晚阶段流体沸腾作用的演化过程。
虽然该矿区主成矿阶段为岩浆流体，成矿后期有大气降水的混入，但是确定成矿物质的来源 依然需要借助稳定同位素证据。息朝庄(2009)研究认为，
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图 10铅同位素Δγ～Δβ图解（a. 底图据Zhu et al., 2001）和207Pb/ 204Pb_206Pb/204Pb源区构造环境判别图
（b. 底图据Rollis on, 1993） 1—地幔源铅； 2—上地壳铅； 3—上地壳与地幔混合的俯冲带铅（3a. 岩浆作用； 3b. 沉 积作用）； 4—化学沉积铅； 5—海底热水作用铅；
6—中深变质作用铅； 7—深 变质 下地壳铅； 8—造山带铅； 9—古老页岩上地壳铅； 10—退变质铅
Fig. 10Δγ～Δβ diagram of Pb isotopes (a. after Zhu, 1998) and 207 Pb/204Pb_206Pb/204Pb diagrams of lamprophyres from
Saishitang (b. after Rollison, 2000)
1—Mantle source lead; 2—Upper crust lead; 3—Subduction zone lead of mixing of upper crust and mantle (3a. Magmatism, 3b. Sedimetary); 4—Chemical deposit ion lead; 5—Hydrothermal lead; 6—Mediumdeep metamorphism lead; 7—Deep metamorphism of lower crust lead; 8—Oro_
gen lead; 9—Ancient shale uppe r crust lead; 10—Retrograde lead
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在成矿流体运输过程中，铜元素可以以氯化物络合物（CuCl2-）形式在热水溶液中运 输和迁 移（Robb, 2005）。成矿流体从深部向地表上升的过程是一个减压、降温的过程，当围压降 低到该流体的饱和气体压力时，就会发生沸腾。在沸腾过程中气相H2O以及H2S，HCl，C O2等组分从原来均匀的流体相中不断分离散失，这一方面导致流体的pH值、还原S浓度以 及金属元素浓度增大，同时造成流体的温度、氯离子浓度、压力逐渐降低（董玉翠等，2013 ）。成 矿流体的这些物理化学参数的改变促使了金属络合物分解（张德会，1997a；1997b；杜杨松 等，2000；Reed et al.，2006；吴华英等，2010；顾雪祥等，2010；王蝶等，2011；Yi et al., 2016），最终导致硫化物（黄铜矿、黄铁矿等）的沉淀。氢、氧、硫同位素组成分析 和流体包裹体显微测温结果表明，在成矿过程中成矿流体经历了岩浆热液与一定量大气降水 的混合，当上升的热液与地表附近冷的水体相混合时，引起了热液冷却降温，并产生稀释效 应、中和作用、氧化还原反应及液态不混溶作用，进而导致热液系统的配位基浓度、温度、 盐度、密度等物理化学参数均迅速降低，促进了矿石矿物的沉淀反应向右进行（张德会，19 97b；周云等，2011），造成金属硫化物的大量沉淀。双朋西矽卡岩型金_铜矿床石英硫化物 期晚阶段（Ⅱ_2）成矿作用与流体的沸腾有较密切的关系。
总之，矽卡岩型矿石是中酸性岩浆热液交代碳酸盐类围岩的产物。石英硫化物期成矿流体在 封闭环境逐步冷却，但流体的减压沸腾作用可能与区域局部伸展构造活动有关，成矿压力从 静岩压力向静水压力转变，并最终导致成矿物质沉淀富集。
（1） 双朋西矽卡岩型金_铜矿床的热液活动可划分为矽卡岩期（Ⅰ）和石英硫化物期（Ⅱ ） ，石英硫化物期又可以分为早（Ⅱ_1）、晚（Ⅱ_2）两阶段。发育的包裹体类型有熔融包裹 体（G型），含子矿物水溶液包裹体（H型），含CO2包裹体（LCO2）、富CO2包 裹体（VCO2）和盐水溶液包裹体。
（2） 花岗闪长岩体中H型包裹体均一温度最高，其次为含/富CO2型包裹体，V型和L型包 裹体均一温度最低；矽卡岩期以H型包裹体为主，均一温度也最高，V型和L型包裹体略低； 石英 硫化物期各类包裹体均一温度均略低于矽卡岩期，成矿流体属于中_高温、中_高盐度、中等 密度、低_中压力的富CO2流体，与岩浆水热液关系密切。
（3） 通过硫、铅同位素判断，成矿物质来自深源岩浆流体。
（4） 该矿床成矿作用与中酸性岩浆交代碳酸盐类围岩作用，流体的降温冷却和沸腾作用有 关，区域局部伸展构造有助于成矿压力从静岩压力向静水压力转变，引起该地区成矿流体的 减压沸腾作用，最终导致成矿物质沉淀富集。
志谢野外工作得到青海省同仁县水文站全体工作人员的大力支持，流体包裹体 测温过程中得到中 国地质大学（北京）诸惠燕老师的帮助，氢氧同位素测试得到核工业北京地质研究院分析测 试研究中心刘牧老师的大力支持，论文撰写过程中得到葛良胜博士后、郭晓东博士后，王治 华博士，杨贵才博士和匿名审稿老师们的悉心指导，在此志以衷心的感谢!
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