祁漫塔格位于东昆仑造山带西段、柴达木盆地西南缘，目前已发现赛什塘、铜峪沟、日龙沟 、鸭子沟、乌兰乌珠尔、卡尔却卡、虎头崖、野马泉等多个大中型斑岩_矽卡岩型铜_铁_铅_ 锌矿床，成矿时代大多集中于晚印支期(李世金等, 2008; 丰成友等, 2009; 2011)，是中国 三叠纪金属矿产最重要的分布区之一(丰成友等, 2012; 毛景文等, 2012; 王辉等, 2015)。 而维宝矽卡岩铜铅锌矿床位于东昆仑祁漫塔格西段，由维西、主矿段和维东3个矿段组成， 自发现以来一直被作为铅锌矿床进行开采和研究。2013年以来，在维西矿段的钻孔中新发现 了大 量铜矿体，显示出该矿床具有寻找铜矿资源的潜力，研究价值巨大。前人对维宝矿床的研究 主要集中于主矿段和维东矿段，详细描述了它们的矿床地质特征(胡华伟等, 2010; 闫军 武等, 2011;景宝盛等, 2013;高永宝等, 2014b)，初步确定了成矿流体性质和来源(高永宝 等, 2014b; Fang et al., 2015)；周建厚等(2015)还对维西矿段西北部的含暗色包体花岗 闪长岩开展了SIMS锆石U_Pb定年，认为其代表了成矿母岩浆就位的时代。但是，目前尚未对 维西矿段新发现的铜矿体开展流体包裹体和稳定同位素研究，制约了对维宝矿床成矿规律的 认识。本次笔者选取维西矿段的矽卡岩和脉体样品进行了详细的流体地球化学研究，查明了 维西矿段流体性质和来源，并结合前人资料，提出了维宝矿床矿质沉淀机制和矿化分带成因 ，希望为该地区矽卡岩铜多金属矿床找矿工作提供借鉴。          祁漫塔格造山带处于古亚洲与特提斯构造域结合部位的东昆仑多岛弧盆造山系的西段(丰成 友等, 2012)(图1a)。该地区出露的地层复杂，时间跨度长，从太古宇、元古宇、寒武系— 奥 陶系、泥盆系、石炭系、二叠系、三叠系到新生界均有出露，其中与成矿密切相关的地层主 要为中元古界蓟县系狼牙山组、下古生界奥陶系—志留系滩间山群以及上古生界石炭系(丰 成 友等, 2012; 赵一鸣等, 2013)。狼牙山组主要为一套碳酸盐和碎屑岩的交互层，岩性为大 理岩、白云质大理岩、石英砂岩、含碳灰岩及硅质岩(高永宝, 2013)；奥陶系—志留系滩间 山群岩性较为复杂，有结晶灰岩、大理岩、白云质大理岩、硅质岩、石英砂岩、变质粉砂岩 、千枚岩和变质玄武岩_安山岩等，属含碳酸盐岩的火山_沉积岩系；石炭系主要为一套结晶 灰岩、石英砂岩等。
        区内构造活动强烈，褶皱以轴向NWW向的复式背向斜构造为主，NWW向、NW向和近EW向断裂为 区域主要断裂，不同级别和序次的断裂构造交汇部位，往往是成岩成矿的有利部位；而NE向 和SN向断裂大多为成矿后构造(丰成友等, 2012)。
        该地区岩浆活动也十分强烈，从超基性岩到中酸性岩均有出露，时代上从加里东期、海西期 、印支期到燕山期均有(丰成友等, 2012; 高永宝, 2013; 赵一鸣等, 2013)，与矿化有关的 岩浆岩主要为印支期的中_酸性侵入岩，岩性为闪长岩、石英闪长岩、花岗闪长岩、二长花 岗岩和正常花岗(斑)岩等(刘云华等, 2006; 奚仁刚等, 2010; 陈博等, 2012; 高永宝等, 2 014a; 乔保星等, 2016)。
        维宝矽卡岩铜铅锌矿床位于祁漫塔格多金属成矿带西段，夹持于NW向黑山_那陵格勒断裂和 昆北断裂带之间，其南为中昆仑微地块，北邻柴达木新生代盆地(周建厚等, 2015)(图1a、b )。 自西向东，维宝矿床可以分为维西矿段(图2)、主矿段和维东矿段，它们之间大致由2条N W向断裂分隔开。不同矿段地层类似，前人认为主要出露3种地层：古元古界金水口群白沙 河(岩)组(Pt₁b)、 中元古界蓟县系狼牙山组(Jxl)和上三叠统鄂拉山组(T₃e)( 胡华伟等, 201 0; 景宝盛等, 2013; Fang et al., 2015)。蓟县系狼牙山组主要出露于矿区的中部，为一 套浅变质的碳酸盐岩夹细碎屑岩建造；这套地层大部分已经发生大理岩化或矽卡岩化(图3a) ， 被认为是维宝矿床的主要容矿地层。古元古界白沙河(岩)组分布于矿区的东南角，岩性主 要为中深变质的钾长花岗片麻岩，局部见少量的大理岩。上三叠统鄂拉山组 主要分布于矿区的西南部，由一套中酸性、中基性火 山岩组成。但周建厚等(2015)指出，曾被广泛认为是蓟 县系狼牙山组中存在中基性的火山岩(包括火山碎屑岩和熔岩)(图3b)；这套火山岩普遍遭受 了后期的变质改造，破碎严重。笔者对该套地层中蚀变程度较轻的玄武质熔岩进行SHRIMP锆 石U_Pb定年后发现，其时代属于中泥盆世(Zhong et al., 2017)。 
        矿区内构造活动强烈，断裂、褶皱均发育。出露的断裂主要为NW向和NE向断裂，EW向和SN向 断裂 少见。与区域上的断裂性质一致，NW向多为成矿前断裂，而NE向多破坏矿体，为成矿后断裂 ；褶皱构造则主要以层间揉皱的形式产出。矿区侵入岩出露不多，多呈脉状分布。主要为印 支期的基性_中酸性浅成侵入岩，岩石种类主要有辉绿岩、辉石闪长岩、闪长玢岩、石英闪 长玢岩、石英二长闪长玢岩、花岗闪长斑岩、石英正长斑岩、花斑岩、次安山玢岩、次英安 斑岩、次石英霏细斑岩等。部分岩体发生明显的蚀变，但受强烈构造以及第四系覆盖影响， 这些岩体与成矿的关系尚不清楚。
        矿床自西向东，矿化组合具有分带现象。前人对主矿段和维东矿段进行了详细的描述(杨自 安等, 2008; 景宝盛等, 2013; 高永宝等, 2014b; Fang et al., 2015)，本文不再赘述。 维西矿段与其他2个矿段明显不同，铜、铅、锌矿化均发育且以铜矿化为主(图3c)，其中原 生的铜矿体全部隐伏于地下，地表仅出露有少量铅锌矿体(图2)和孔雀石化的矽卡岩(图3d) 。目前已经在维西矿段圈定出40余条矿体，其中10条矿体含铜资源量较高，矿体长度在100 ～450 m之间，平均厚度为2.3～13.3 m，平均品位(质量分数)： Cu=0.13%～1.75%，Pb =0.34%～ 1.72%，Zn=0.58%～1.45%。由99勘探线控制的L10矿体是维西矿段最重要的铜矿体之一， 该矿体总体走向90°，倾向350～10°，倾角53～70°，矿体形态为脉状，Cu平均品位为1. 75%，最高品位为7.73%，平均厚度为3.16 m，此外还伴生有Pb、Zn等(Pb平均品位为1.72 %，Zn平 均品位为1.27%) 。这些矿体主要产于条带状透辉石矽卡岩、透辉石绿帘石矽卡岩、绿帘石矽卡岩以及矽卡岩 化的玄武质熔岩中。矿石类型可以分为铅锌矿石和铜矿石2 种。矿石结构有粒状变晶结构、变余细粉砂结构和 粒状柱状变晶结构，构造以条带状构造和块状构造为主(图3c)，其次是浸染状构造、脉状_ 网脉状构造、角砾状构造和星点状构造等。矿石矿物主要为方铅矿、闪锌 矿、黄铜矿和黄铁矿，其次为斑铜矿、磁铁矿、蓝铜矿、铜蓝等。矿石中的脉石矿物主要为 透辉石、绿帘石、方解石、绿泥石、石榴子石，其次为透闪石、石英、阳起石、绢云母、钾 长石、钠长石，此外，还含有少量的滑石、白钛石、萤石、磷灰石、榍石等。
        在详细的野外地质调查及显微镜观察后，根据矿物共生组合、矿石组构以及脉体的穿插关系 ，可以将维西矿段的成矿过程从早至晚分为4个阶段，即早期矽卡岩阶段、晚期矽卡岩阶段 、石英_硫化物阶段和石英_碳酸盐阶段。早期矽卡岩阶段主要由石榴子石、辉石等无水硅酸 盐矿物以及少量的符山石和硅灰石组成，矽卡岩类型为石榴子石矽卡岩或辉石矽卡岩。晚期 矽卡岩阶段主要由绿帘石、角闪石、绿泥石等含水的硅酸盐矿物组成，此外还出现大量的磁 铁矿，这些矿物常常交代早期形成的石榴子石、辉石等矿物，对应的矽卡岩类型主要为绿帘 石矽卡岩；从晚期矽卡岩阶段起开始出现少量石英，常见的脉体类型为石英_绿帘石脉(图4a )。石英_硫化物阶段以出现大量的石英和萤石为特征，可以进一步分为S1和S2两个亚阶段： S1亚阶段主要形成黄铜矿、斑铜矿、磁黄铁矿、黄铁矿等硫化物，脉体类型为石英_黄铜矿 ±萤石±黄铁矿±方铅矿±闪锌矿脉；S2亚阶段则主要形成闪锌矿、方铅矿等硫化物，脉体 类型为石英_闪锌矿_方铅矿±方解石脉(图4b、d、e、g)。石英_碳酸盐阶段主要由晚期的石 英脉(图4h)、方解石脉(图4g)或石英_方解石脉等组成，这些脉体基本上不发生矿化，并且 常切穿早期形成的矽卡岩或硫化物矿石(图4c、d、f)。
        研究样品主要采自维西矿段地表露天采坑以及钻孔ZK8302、ZK8702、ZK9901、ZK9902的不同 部位，涵盖不同成矿阶段、不同蚀变带的矿石和岩石样品。首先，将野外采集的样品磨制成 双 面抛光的包裹体薄 片，进行流体包裹体岩相学观察，鉴定不同阶段的包
     裹体，划分出包裹体类型，然后选择13件有代表性的样品进行显微测温 和激光拉曼光谱分析。其中，早期矽卡岩 阶段样品2件，晚期矽卡岩阶段样品2件，S1亚阶段样品3件，S2亚阶段样品3件，石英_碳酸 盐阶段样品3件，分析对象为石榴子石、绿帘石、石英、萤石、方解石和闪锌矿中的流体包 裹体。此外，还选取了8件样品用于氢氧同位素分析，其中，早期矽卡岩阶段样品1件，晚期 矽卡岩阶段样品3件，石英_硫化物阶段样品2件，石英_碳酸盐阶段样品2件，分析对象为石 榴子石、绿帘石和石英。 
包裹体显微测温分析在中国地质大学(北京)流体包裹体重点实验室进行。用于显微测温的仪 器型号为Linkam THMSG600，测温前首先用美国FLUIDINC公司提供的人工合成流体包裹体标 准 样品对冷热台进行温度标定；该冷热台可测温范围为-196～+600℃，冰点温度误差为± 0.1℃，均一温度误差小于±2℃。流体包裹体测试过程中，升、降温的速率为0.2～5 ℃·min ^-1，相变点附近升、降温速率均＜1℃·min^-1。L型、V型包裹体的盐度是根据 流体包裹体冷冻法冰点温度(t_m,ice)与盐度经验公式计算得到(Hall et al., 19 88)。C 型包裹体的盐度计算公式以及各类型包裹体的密度和压力计算公式均转引自刘斌(1999)。
        激光拉曼光谱分析在中国地质科学院矿产资源研究所国土资源部成矿作用与资源评价重点实 验室完成。使用的仪器为Renishaw System_2000显微共焦激光拉曼光谱仪，激光波长为514 .53 nm，激光功率为20 mW，激光束斑最小直径为1 μm，光谱分辨率为1～2 cm -1。
        氢氧同位素分析在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成。首先将样品粉碎至20～40 目或40～60目，经筛分、清洗晾干、磁选后，在双目镜下挑选，得到纯度大于99％的石英单 矿物。用于氢同位素分析的石英粒度在40～60目，用于氧同位素分析的石英则需进一步粉碎 至200目。氢同位素分析采用热爆法，首先从石英样品中提取包裹体H₂O，使之与金属铬在 800℃条件下反应生成H₂，然后用质谱仪进行氢同位素测定。氧同位素分析采用BrF₅法 ，将石英 在550～700℃条件下与BrF₅反应生成O₂，再使O₂与碳棒反应生成CO₂，然后用质谱 仪测定其中的O同位素。H、O同位素分析采用的质谱仪型号均为MAT_252，所报数据均为相对 国际标准V_SMOW之值，可重现性优于0.2‰。
        在室温下可以观察到石榴子石、绿帘石、石英、萤石、方解石和闪锌矿中均发育流体包裹体 。但总的来说，石英和萤石中流体包裹体数量最多、类型最为丰富，方解石次之，其余矿物 的流体包裹体类型较为单一且数量不多。根据室温条件下包裹体的相态特征，可以将维西矿 段流体包裹体分为3种类型(图5，表1)，包括：
L型包裹体(图5a、b、e、f)为富液相包裹体，室温条件下为两相(V+L)，液体含 量大于气 体含量，包裹体气相分数以5%～40%为主。形状以负晶形、椭圆状、长条状以及不规则状为 主 ；长轴范围为3～24 μm，主要集中在6～12 μm。这种类型的包裹体升温后均一至液相，在 各成矿阶段均广泛发育。
        V型包裹体(图5b、c、f)为富气相包裹体，室温条件下为两相(V+L)，由气体和少 量液体组 成，包裹体气相分数集中于60%～80%。形状以椭圆状和不规则状为主，长轴范围为3～11 μ m，尤以6～10 μm居多。这种类型的包裹体升温后均一至气相；除石英_碳酸盐阶段未见到 其分布外，其余成矿阶段均发育。
        C型包裹体(图5d)含CO₂三相包裹体，室温条件下为三相(VCO₂+LC O₂+LH₂O)，气相CO₂占CO₂相总体积的20%～30%，长轴范围为4～13 μm， 尤以5～10 μm居多。这种类型包裹体数量不多，仅在S2亚阶段和石英_碳酸盐阶段的石英 、方解石中发育。
        本次显微测温工作结果见表2。共对191个流体包裹体进行了显微测温，结果显示不同成矿阶 段流体包裹体的均一温度和盐度均有差异(图6，表2)，具体如下：
早期矽卡岩阶段该阶段用于显微测温的矿物为石榴子石。但维西矿段石榴子石颗 粒较小且 透明度不高，造成测得的均一温度和盐度数据偏少(表2)。石榴子石中发育L型和V型包裹体 ，均一温度总体上集中于440～490℃，盐度w（NaCl_eq）集中于14.0%～21 .0%(图6a、b)。其中 ，L型包裹体的均一温度为450～480℃(平均值465℃)、盐度w（NaCl_eq）为1 4.0%～21.0%(平均 值17.5%)；V型包裹体与L型包裹体的均一温度和盐度接近，分别为440～490℃(平均值467 ℃)和14.1%～18.6% (平均值16.2%)。
晚期矽卡岩阶段该阶段用于显微测温的矿物为绿帘石。虽然维西矿段绿帘石广泛 发育且单 个矿物颗粒较大，但其透明度很低，同样导致测得的均一温度和盐度数据偏少。绿帘石中L 型和V型包裹体均发育，均一温度总体上集中于410～453℃(图6c)，低于早期矽卡岩阶段； 盐 度w（NaCl_eq）集中于13.4%～17.8% (图6d)，与早期矽卡岩阶段盐度相差 不大。其中，L型包 裹体的均一温度和盐度w（NaCl_eq）分别为410～450℃和13.4%～17.8%；V 型包裹体的均一温度和盐度w（NaCl_eq）分别为432～453℃和13.7%～18.2 %。
        石英_硫化物阶段该阶段用于显微测温的矿物 为石英、萤石和闪锌矿。与前两个阶段相比 ，该阶段流体包裹体的温度(260～440℃)(图6e、g)和盐度w（NaCl_eq）(3. 1%～17.8%)(图6f、h)都明显降低。S1亚阶段发育L型和V型包裹体，从直方图上可以 看出温度和盐度w（NaCl_eq）相对集中，分别为380～ 410℃和8.0%～14.0% (图6e 、f)；S2亚阶段发育3种类型包裹体，直 方图显示属于这一时期流体包裹体的均一温度集中于300～380℃(图6g)，明显低于S1亚阶段 ，但盐度却与S1亚阶段基本一致(图6h)。在显微镜同 一视域下常可以观察到L型和V型包裹体 共存(图5g)，虽然它们的均一方式不同，但是均一温度却十分接近，显示该阶段流体曾发生 沸腾作用。
        石英_碳酸盐阶段用于显微测温的矿物为石英和方解石。该阶段发育L型和C型包 裹体以及 大量的次生包裹体，V型包裹体未见。次生包裹体气相体积占包裹体总体积的百分数以5%～1 0%为主，主要为富液相包裹体，常切穿寄主矿物颗粒边界沿裂隙定向分布，本次测温并未涉 及。L型包裹体的均一温度为150～300℃、盐度w（NaCl_eq）为1.1%～10.0 %；C型包裹体的均一温度为200～320℃、盐度w（NaCl_eq）为0.8%～10.3% 。总的来说，与前一阶段相比，该阶段温度(集中于150～300℃)(图6i)和盐度(集中于2%～1 0%)均大幅降低(图6j)。
        维西矿段典型流体包裹体激光拉曼光谱分析结果见图7a～d。
       不同成矿阶段的L型和V型包裹体的气相成分类似，均显示出很强的水峰，峰值为3534 cm ^-1和3593 cm^-1(图7a)，表明包裹体成分均以H₂O为主；有些L型和V型包裹体 的气相成分除H₂O外，还含有一定的CH₄(峰值为2917 cm^-1，图7c、d)、N₂(峰 值为2331 cm^-1，图7c)和CO₂(峰值为1285 cm^-1和1388 cm^-1，图7d) 。来自石英_硫化物阶段和石英_碳酸盐阶段的C型包裹体则只显示出强烈的CO₂峰(图7b)， 表明其气相成分主要为CO₂。
        维西矿段的氢氧同位素结果见表3。
        早期矽卡岩阶段的石榴子石的δD_{V_SMOW}=-136‰，δ¹⁸O_fluid=9. 3‰ ；晚期矽卡岩阶段绿帘石和石英的δD_{V_SMOW}=-60‰～-58‰，δ¹⁸Ofluid =8.8‰～12.2‰；石英_硫化物阶段的石英的δD_{V_SMOW}=-107‰～-98‰ ，δ 18O_fluid=3.9‰～6.1‰；石英_碳酸盐阶段的石英样品的δD_{V_SMOW}=-110 ‰～-105‰，δ¹⁸O_fluid=-5.6‰～-4.4‰。可以看出，除早期矽卡岩 阶段 样品外，从晚期矽卡岩阶段到石英_碳酸盐阶段，矿物样品的氢氧同位素呈现出明显的下降 趋势。与岩浆水相比(图8)，早期矽卡岩阶段石榴子石氢同位素强烈亏损，而晚期矽卡岩阶 段样品基本落于岩浆水范围内，石英_硫化物阶段的石英的δ¹⁸O接近岩浆水而氢同位 素 显著亏损，石英_碳酸盐阶段的石英的氢氧同位素则处于岩浆水和大气降水的混合区域。 
        与主矿段和维东矿段类似，维西矿段主要发育L型、V型和C型3种类型的流体包裹体，这些流 体包裹体的物理化学性质在不同成矿阶段表现出明显差异。在均一温度_盐度协变图解(图 8)中，从早期矽卡岩阶段到石英_碳酸盐阶段，流体包裹体的均一温度和 盐度呈现出有规律的变化。早期矽卡岩阶段流体为高温、中低盐度流体，流体包裹体均一温 度和盐度w（N aCl_eq）分别集中于440～490℃和14%～21%；晚期矽卡岩阶段流体较早期矽卡岩阶 段温度低(410～453℃)，但盐度w（NaCl_eq）相差不大(13%～ 18%)，亦为高 温、中低盐度流体。石英_硫化物阶段与矽卡岩阶段相比，均一温度和盐度都大幅降低，其 中与铜矿化关系密切的S1亚阶段温度集中于380～410℃，与铅锌矿化关系密切的S2亚阶 段温度集中于300～380℃，但2个亚阶段的盐度w（NaCl_eq）一致，均集中于 8%～14%。石英_碳酸盐阶段流体温度更低(集中于 150～220℃) ，盐度也低(集中于2%～10%)，为中低温、低盐度流体。激光拉曼光谱分析显示，L型和V型 流 体包裹体的成分在演化过程中未发生明显变化：气体成分主要为H₂O，含有少量的CO₂、 CH₄ 和N₂，表明流体总体上为NaCl_H₂O体系。但在S2亚阶段和石英_碳酸盐阶段，C型包裹 体开始 出现并有增多的趋势，表明晚期流体成分向NaCl_H₂O_CO₂体系过渡，这种成分的变化 可能是由于成矿流体与碳酸盐岩地层之间的水_岩反应引起(见后面讨论)。
        此外，随着流体的演化，流体的压力也随着改变：从早期矽卡岩阶段到石英_碳酸盐阶段压 力从44.4～98.6 MPa降低到0.5～8.2 MPa，压力的降低代表了成矿流体从深部向浅部逐 渐运移 。与压力变化趋势不同，流体的密度从早期矽卡岩阶段到石英_硫化物阶段基本未发生变化 ，大致集中在0.50～0.60 g/cm³之间，而石英_碳酸盐阶段流体的密度显著上升，为0. 72～0.92 g/cm³，造成流体密度升高的原因目前尚不清楚。
        热液矿物的氢氧同位素特征能够很好地反映成矿流体来源(Taylor, 1974; Hedenquist et a l., 1994)。在维西矽卡岩阶段，石榴子石、绿帘石和石英的氧同 位素与岩浆水基本一致；在δ¹⁸O_δD图解(图8)中，晚期矽卡岩阶段矿物(绿帘石和 石英)的氢氧同位素均落于 岩浆水 范围内，这些均表明维西矿段成矿流体来源于岩浆水。高永宝等(2014b)和Fang等(2015)指 出，维宝矿床主矿段和维东矿段成矿流体最初亦来源于岩浆水，结合本文数据可以得出维宝 矿 床3个矿段成矿流体具有相同的来源。Taylor等(1983)指出，在高温条件下，岩浆中的δD倾 向在气相中富集而δ¹⁸O基本不呈现明显变化，这会导致新形成的硅酸盐矿物δD远低 于岩浆流体而δ¹⁸O却基本保持不变。维西矿段石榴子石的δD远低于岩浆水而δ 18O与岩浆水基本一致，因此，可以认为是由岩浆脱气造成。需要指出的是，虽然成矿流 体与大气降水的混合也 能够降低成矿流体δD值，但该过程会同时伴随着δ¹⁸O值的显著降低，这显然与维西 矿段石 榴子石的氢氧同位素特征不符。此外，晚期矽卡岩阶段矿物的氢氧同位素值均落于岩浆水范 围内，表明在该阶段之前不可能发生成矿流体与大气水的混合，进而再次证明流体混合作用 不是造成早阶段流体氢同位素亏损的原因。
        与石榴子石类似，维西、主矿段和维东石英_硫化物阶段矿物的δD较典型的岩浆水显著降 低 而δ¹⁸O变化很小，因此同样可能是由于岩浆脱气作用造成的。不同的是，与典 型的岩浆水 相比，维西和维东石英_硫化物阶段矿物的δ¹⁸O有所减小而主矿段矿物的δ¹⁸ O却表现出轻度富集。Palinka等(2013)指出，石英和磁铁矿通常强烈富集δ18 O，因此，它们的 沉淀会导致成矿流体亏损δ¹⁸O。在维西和维东矿段，常可见共生的石英和磁铁矿， 根据矿 物共生组合关系可知它们的沉淀发生于主要的硫化物沉淀之前。因此，对维西和维东矿段， 石英和磁铁矿的早期沉淀能够解释石英_硫化物阶段δ¹⁸O朝亏损方向发展。与富δ 18O矿物沉淀引起成矿流体δ¹⁸O亏损不同，水_岩反应则可以造成成矿流体δ 18O的富集，这是由于与岩浆水相比，碳酸盐岩通常具有较高的δ¹⁸O而，δD却 差 别不大(Fang et al., 2015)。对矽卡岩矿床，碳酸盐岩和成矿流体之间的反应是普遍存在 的，其结果是导致成矿流体更加富 集δ¹⁸O，因此，水_岩反应可能是维宝矿床主矿段流体在石英_硫化物阶段朝富 δ¹⁸O方向变化 的原因。维东和维西矿段虽然也可能发生水_岩反应，但相对于维宝矿床主矿段，维东和维 西矿段碳酸盐岩地层范围小，因此水_岩反应相对较弱，而石英和磁铁矿的沉淀在这2 个地区更加普遍，因此对流体的δ¹⁸O影响更加明显，这就造成维东和维西矿段流体 的δ¹⁸O朝不同于主矿段流体的方向发展。
        与大多数热液矿床晚期流体类似(Wang et al., 2014; Yang et al., 2015)，维西矿段最晚 期(即石英_碳酸盐阶段)流体的氢氧同位素位于大气降水和岩浆水之间，表明该阶段成矿流 体与大气水发生大规模的混合作用。而在维宝矿床主矿段和维东矿段，前人的研究结果亦表 明氢氧同位素具有类似特征(Fang et al., 2015)。流体混合作用导致成矿流体的温度和盐 度显著降低，显示该阶段流体已不再具有成矿潜力。流体包裹体岩相学显示，维西矿段在石 英_硫化物阶段晚期开始出现C型包裹体，在石英_碳酸盐阶段C型包裹体的数量进一步增加 。 而激光拉曼光谱分析表明，石英_碳酸盐阶段含CO₂的L型和V型包裹体数量也增加，这说 明晚 期阶段流体中CO₂逸度有增加的趋势。笔者认为，流体中CO₂含量的增加也可以用流体混 合来 解释。一方面，CO₂可以直接来源于溶解在大气降水中的CO₂(王祥东等, 2014)；另一方 面， 大气水在向下运移过程中，不断与围岩地层(主要是碳酸盐岩)发生反应，淋滤出大量的 CO^2-₃；当含有CO^2-₃的大气水与成矿流体混合，流体的pH值可能会发生改 变，在偏酸性的条件下，一部分CO^2-₃离子就会转化为CO₂，进一步增加流体中CO ₂的含量。
        现有的研究表明，4种机制在热液矿床金属沉淀过程中发挥着重要作用：① 温度下降(Harri s et al., 2002; Redmond et al., 2004; 项楠等, 2013; Yang et al., 2015)；② 沸腾 作用或不混溶作用(谢玉玲等, 2005; 2006; 李晶等, 2007; 李诺等, 2007; 武广等, 2007; 2009; 徐九华等, 2007; André_Mayer et al., 2014)；③ 流体混合作用(Lu et al., 2 0 03; Schwinn et al., 2006; Yang et al., 2013)；④ 水_岩反应(Rusk et al., 2004; 胡 芳芳等, 2005; 李晶等, 2016)。这些机制能够有效控制流体的成分，如pH值、矿物溶解度 等，因此是触发金属沉淀的主要因素(André_Mayer et al., 2014)。对某一特定的矿床， 通常以其中一种或几种机制占主导。
        根据前面2节讨论，上述4种机制均可能在维宝矽卡岩矿床形成过程中发挥作用。实验岩石学 研究表明，金属元素(Cu、Fe、Pb、Zn等)在热液中的溶解度与温度呈正比，温度的急剧降低 通常会伴随着硫化物的大量沉淀(Hemley et al., 1992a; 1992b)。在斑岩或矽卡岩矿床中 ，Cu发生沉淀的温度集中在350～425℃(Landtwing et al., 2005)，而Pb、Zn沉淀的温度(2 7 5～375℃；Shimizu et al., 1982)则低于这一温度范围。在维宝矿床，矿化类型自西向东 由 Cu矿化向Cu_Pb_Zn矿化再向Pb_Zn矿化过渡；与之对应的是形成铜矿化的成矿流体温度很 高 ，为380～410℃，而形成铅锌矿化的成矿流体温度较低(300～380℃)。空间上的矿化分带现 象 与成矿流体温度之间的对应关系表明，温度下降在维宝矿床金属沉淀过程中起决定性作用， 同时可能也是造成成矿元素在空间上分带的主要原因。
        沸腾作用存在的最直观证据是沸腾包裹体群(谢玉玲等, 2005; 2006; 李诺等, 2007; 徐九 华等, 2007; 武广等, 2009; Chen et al., 2011; André_Mayer et al., 2014)。在维西 矿段石英_硫化物阶段，沸腾包裹体群大量存在，它们的共同特征是均一温度基本一致但均 一方式不同，有的均一成液相，有的均一为气相。此外，如果流体盐度在很小的温度区间内 变化范围很大也能证明存在沸腾作用(Hedenquist et al., 1985b; Simeone et al., 1999; André_Mayer et al., 2014)。这是由于在富气相包裹体沸腾过程中，很小的温度变化将 会导致大量气体的逃逸(如CO₂)，而流体包裹体的盐度与气体成分的含量有关(Bozzo et a l. , 1975; Collins, 1979; Hedenquist et al., 1985a)，这就会造成流体的盐度在很小 的温度区间内呈现出近乎垂直的变化(图9；André_ 
        维西矿段S1亚 阶段的温度变化范围很小，但盐度变化范围却很大(图9)：在 380～410℃范围内，流体的盐度w（NaCl_eq）最高可达18%，而最小可低至4% 以下。而在矽卡岩阶段和石英_碳酸盐 阶段均未观察到这种现象。这表明沸腾作用也是造成维宝矿床金属沉淀的重要原因。与S1 亚阶段相比，维西矿段S2亚阶段的温度变化大(～80℃)，但盐度w（NaCleq ）变化范围很小(约10%)，意味着S2亚阶段的沸腾作用相对较弱。虽然Fang等(2015)在 维东石英_硫化物阶段亦观察到沸腾包裹体群，但图9显示这种沸腾作用不会很强烈，这同样 适用于主矿段。因此，虽然整个维宝矿床在石英_硫化物阶段都可能存在沸腾作用，但随着 流体演化以及在不同部位，流体沸腾的强度存在差异；相对于S2亚阶段以 及主矿段和维东 矿段，维西矿段S1亚阶段沸腾作用更加剧烈，这可能也是造成维宝矿床在空间上呈现矿化 分带现象的重要因素。
        在维宝矿床，石英_硫化物阶段的氢氧同位素显示流体在该阶段未经历明显的混合作用(图8 )，而水_岩反应所起的作用也不明显，仅引起主矿段流体的δ¹⁸O发生微小改变 。此外，若水_ 岩反应是驱使维宝矿床金属沉淀和形成矿化分带的主要机制，必定会造成维西矿段的围岩蚀 变与主矿段、维东矿段具有显著差异(Redmond et al., 2004)。但事实上，整个维宝矿床的 围岩蚀变都基本一致，不同成矿阶段的围岩蚀变模式未见到明显不同。因此，相对于温度下 降和流体沸腾作用，混合作用和水_岩反应在维宝矿床金属沉淀过程中所起的作用要小的多 。
        (1) 与维宝矿床主矿段和维东矿段类似，维西矿段流体包裹体可以分为3种类型：富液相包 裹体(L型)、富气相包裹体(V型)和含CO₂三相包裹体(C型)。成矿流体总体上为H₂O_NaCl 体 系，并且从早期矽卡岩阶段到石英_碳酸盐阶段，流体的温度和盐度均呈现出下降趋势。
        (2) 氢氧同位素特征表明维宝矿床成矿流体最初来源于岩浆水，在石英_硫化物阶段受岩浆 脱 气作用、富¹⁸O矿物的沉淀以及水_岩反应的影响，成矿流体氢氧同位素组成 发生改变；在石英_碳酸盐阶段，成矿流体与大气水发生强烈的混合作用。
        (3) 温度下降和流体沸腾作用是驱使维宝矿床金属沉淀的最重要因素；而空间上成矿温度和 沸腾强度的差异造成维宝矿床自西向东呈现矿化分带现象。
    
志谢野外工作得到了新疆地矿局物化探大队、青海胜华矿业集团以及中国地质 科学院刘 建楠博士、王辉博士、于淼博士、周建厚博士、张明玉博士等的大力支持；流体包裹体显微 测温得到了中国地质大学(北京)陈公正、北京大学刘瑞麟博士的帮助；激光拉曼光谱 分析得到了中国地质科学院熊欣工程师的帮助；稳定同位素分析得到了核工业北京地质研究 院刘牧老师的帮助；在此表示诚挚的谢意！