2018, Vol. 37
2. 中国地质调查局 发展研究中心, 北京 100037
2. Development and Research Center, China Geological Survey, Beijing 100037, China
热液成矿系统是世界主要的金属来源，如铜、钼、锡、钨、金、银、铅、锌及痕量金属等(Heinrich and Candela, 2014)。成矿元素通过源区的萃取、运移和沉淀在热液系统中富集(胡瑞忠等，2014；翟裕生，2014；陈毓川等，2015)。成矿流体作为金属迁移和沉淀过程中的主要介质，其温度、压力和成分直接影响着成矿过程，而这些数据的获得主要通过流体包裹体的研究。流体包裹体是在矿物生长过程中保留在晶体缺陷中的热液流体，是成矿热液保存至今的最佳代表。Sorby (1858)最早开始应用包裹体来研究流体的性质；Roedder(1984)全面总结了包裹体研究中的各种问题，通过严格的物理化学相图来解释流体包裹体的相变行为，使包裹体的数据解释更加精确。如今，流体包裹体的技术方法已经被广泛应用于各类热液矿床的成因类型和成矿过程的研究中(张文淮等，1996；卢焕章和郭迪江，2000；范宏瑞等，2005；池国祥和赖健清，2009；倪培等，2014)。其一，不同类型热液矿床往往形成于不同的地质背景，具有独特的流体特征。流体包裹体的研究可以反映成矿流体的温度、成分和来源(Wilkinson, 2001；Rye, 2005；Ni et al., 2008, 2015a, 2015b; Korges et al., 2017)等方面信息，从而限定矿床的成因类型。其二，流体包裹体记录了成矿过程中流体时空变化的全过程，通过详细的岩相学观察和包裹体研究，可以区分并反演不同世代的成矿流体特征，进而为理解金属迁移形式和沉淀机制提供流体方面的证据(Audétat et al., 1998；Zajacz et al., 2008；Klemm et al., 2008；Moncada et al., 2017)，同时也为找矿勘探提供指导(Richardson and Pinckney, 1984；Hedenquist et al., 1998；Li et al., 2018c；Chen et al., 2018；Sun et al., 2018)。本文选取了最为典型的5类热液金属矿床：斑岩型Cu-Mo(Au)矿床、矽卡岩型矿床、浅成低温热液矿床、海底热液及块状硫化物矿床(VMS型)及造山型金矿床，根据国内典型矿例的流体包裹体研究成果，从成矿流体角度对其成矿机制进行剖析。
1 斑岩型Cu-Mo(Au)矿床 1.1 斑岩型矿床概述斑岩型矿床是一类与浅成超浅成侵入岩相关的浸染状或者细网脉状的矿床，通常分布于岛弧、陆弧、造山带和陆内裂谷的大地构造背景下(Sillitoe, 2002; Cook et al., 2005; Richards, 2009；侯增谦和杨志明, 2009)，是世界最重要的铜钼来源，提供了世界50%以上的铜和90%以上的钼(Sinclair, 2007；Sillitoe, 2010)，因此倍受关注。
斑岩型矿床发育特征的蚀变矿化组合(Lowell and Guilbert, 1970；Seedorff et al., 2005；毛景文等2014)，包括早期的钾化，随后的黄铁绢英岩化以及晚期的青磐岩化。蚀变分带通常围绕成矿岩体分布，由内而外依次发育钾化带、黄铁绢英岩化带和青磐岩化带。钾化带通常发育在岩体内部，呈面型分布；黄铁绢英岩化带叠加在钾化带之上，围绕其分布，主体产于斑岩体边部；青磐岩化带则发育在斑岩体顶部或者与围岩的接触带(图 1)(Lowell and Guilbert, 1970)。高品位的斑岩型矿化通常赋存于钾化带和黄铁绢英岩化带中，以网脉型、角砾岩型、细脉浸染型产出，主要矿石矿物包括黄铜矿、斑铜矿、辉钼矿、磁铁矿、方铅矿和闪锌矿等。
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Q-石英；Ser-绢云母；K-feld-钾长石；Chl-绿泥石；Epi-绿帘石；Kaol-高岭石；Alun-明矾石；Carb-碳酸盐矿物；py-黄铁矿；cp-黄铜矿；mag-磁铁矿；mb-辉钼矿；gal-方铅矿；sl-闪锌矿。图件引自：Lowell和Guilbert(1970) 图 1 斑岩型铜矿床蚀变(a)和矿化(b)分带模式图 Fig.1 The models of alteration (a) and mineralization (b) zonations in the porphyry Cu deposits |
斑岩型矿床成矿流体演化过程比较复杂。通常发育多期相互穿插的矿脉，指示其流体往往经历了多期的过程。近些年来石英阴极发光成像对斑岩型矿床的研究显示，即使几毫米至几厘米的含矿石英脉中石英也具有多期次形成的特点，记录了多阶段溶解和再沉淀的复杂流体过程(如Rusk and Reed, 2002; Landtwing et al., 2005; Pudack et al., 2009; Ni et al., 2017a等)。因此，在进行流体包裹体测试前，进行详细的岩相学期次划分至关重要。首先是在野外和手标本尺度，根据矿脉的穿插关系进行成矿阶段的划分；之后在显微尺度根据矿物之间交代和共生关系，必要时应用阴极发光成像技术，对矿物的晶出顺序进行研究；最后是在包裹体的尺度对原生、假次生和次生包裹体进行区别，明确其成因类型。
斑岩型矿床通常具有以下流体特征：①成矿流体主要为H2O-NaCl±CO2体系；②均一温度主要范围为300~700 ℃，少数可达900 ℃(图 2)；盐度变化大，具有双峰式的分布特征，较低盐度端元的主要范围为0~20% NaCleqv，较高盐度端元的范围为30%~60% NaCleqv(Bodnar et al., 2014)；③常见含子晶(石盐±钾盐)高盐度包裹体与低盐度富气相包裹体共生的现象，指示成矿流体发生沸腾；④氢氧同位素显示，成矿流体主要来自于岩浆水，晚期有大气水混入的迹象。
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图件引自：Wilkinson(2001) 图 2 不同类型矿床温度-盐度范围 Fig.2 A diagram showing summarized ranges of homogenization temperatures vs. salinities of fluid inclusions of various types of ore deposit |
斑岩矿床中广泛发育的流体沸腾过程可以通过相图准确描述(图 3a、3b)(据Shinohara and Hedenquist, 1997; Hedenquist et al., 1998)。岩浆去气过程中产生的初始流体往往具有中等密度、高温(>500 ℃)和中低盐度(5%~15% NaCleqv)的特征(Landtwing et al., 2010; Seo et al., 2012)。高温、中低盐度的初始流体在上升过程中压力骤降，到达两相界面从而发生沸腾(图 3中实线箭头)。沸腾过程中产生两个端元，其具有相同的温度，但是盐度差别很大。一个端元为具有很低盐度的气相，一个端元为具有较高盐度液相，并且随着减压程度的增加液相的盐度还会显著增加。室温下，表现为富气相包裹体与含子晶包裹体共生，它们具有相似的均一温度和差别很大的盐度。斑岩矿床中的流体沸腾导致其出现巨大的盐度变化范围。
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图件引自：Shinohara和Hedenquist(1997)；Hedenquist等(1998) 图 3 H2O-NaCl体系相图以及流体演化路径 Fig.3 The phase diagrams for fluid evolution paths of the H2O-NaCl system |
流体沸腾过程与成矿过程密切相关。在许多斑岩型矿床中，在成矿期的脉体中发育有大量的沸腾包裹体组合，如El Teniente (Klemm et al., 2007)、Questa(Klemm et al., 2008)、Bingham(Landtwing et al., 2010)、沙坪沟钼矿(Ni et al., 2015c)、桐村钼矿(Ni et al., 2017a)、德兴铜钼矿(Li et al., 2017a)、治岭头钼矿(Wang et al., 2017)、十字头钼矿(Ni et al., 2017b)鱼池岭钼矿(Li et al., 2012)、汤家坪钼矿(Chen and Wang, 2011)等。流体沸腾对成矿有3方面的影响：①导致金属在各相中的进一步富集，例如在气相中富集金、硫等元素，在液相中富集铜、钼、铁和氯等元素。富金、硫贫铁的流体可以继续迁移至地表而富集铜、钼、氯的流体迁移不远，从而形成金属分带(Heinrich et al., 2004)；②沸腾过程往往伴随挥发分成分的散失，导致流体的pH、硫逸度等变化，使金属络合物失稳造成金属沉淀；③沸腾过程中产生富含金属的卤水，如果过饱和，可直接导致金属沉淀。
中国有三大铜(钼)矿域，包括中亚成矿域，环太平洋成矿域和特提斯域，斑岩型矿床分布广泛。其中冈底斯斑岩铜矿带(Hou et al., 2015)、秦岭-大别成矿带(Chen et al., 2017b)、长江中下游成矿带(周涛发等，2016)和钦杭成矿带(倪培和王国光, 2017)为著名的铜钼产区。下面以位于大别和钦杭成矿带的沙坪沟钼矿和德兴铜矿田富家坞铜钼矿作为典型矿床进行介绍。
1.3 典型矿床研究 1.3.1 沙坪沟斑岩型钼矿床沙坪沟斑岩型钼矿床金属量2.43 Mt，是东秦岭-大别地区近年来发现的特大型钼矿床(图 4)。矿区中主要出露新元古界庐镇关岩群，区内断裂构造较发育，以北北东向张扭性为主，次为北西向压扭性断裂和南北向断裂。矿区中主要出露燕山期岩体，其中成矿主要与晚期花岗斑岩密切相关。
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图件引自：Ni等(2015c) 图 4 沙坪沟钼矿矿床地质图(a)和No. 0剖面图(b) Fig.4 The geologic map (a) and a cross section along the prospecting line (b) in the Shapinggou Mo deposit |
沙坪沟钼矿具有典型斑岩型矿床的蚀变组合和矿化类型。由内到外，可以分出4个蚀变带：硅化带、钾化带、黄铁绢英岩化带和青磐岩化带(图 4)。硅化带位于最内部，蚀变矿物通常仅为石英，钾长石少见。进入钾化带，钾长石开始增多，同时伴生有石英、辉钼矿和萤石等矿物。在黄铁绢英岩带中，黄铁矿、石英和绢云母常见。石英、方解石、绿泥石和黄铁矿作为典型的蚀变矿物，主要出现在外围的青磐岩化带中。辉钼矿化主要以石英-辉钼矿脉形式产出，少量呈浸染状形式出现于围岩和岩体中。根据矿脉穿插关系，由早到晚可以鉴别出4种矿脉：早期为贫矿石英脉，主要由石英和少量钾长石构成，往往被后期的脉体切穿，主要出现在硅化带中。主成矿期形成石英-辉钼矿脉(图 5)，伴生有钾长石、黄铁矿和萤石，这类矿脉主要出现于钾化带中。石英-多金属硫化物脉形成晚于石英-辉钼矿脉(图 5)，金属矿物有黄铁矿、辉钼矿、黄铜矿、方铅矿和闪锌矿，伴生有有石英、绢云母、萤石和方解石，这类矿脉主要出现于黄铁绢英岩化带中。晚期形成贫矿的石英-方解石-黄铁矿脉。
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(a)钾化带中石英-辉钼矿脉；(b)黄铁绢英岩化带中石英-多金属脉切穿石英-辉钼矿脉；(c)含CO2富气相包裹体；(d)含子晶包裹体 图 5 沙坪沟典型矿石和包裹体照片 Fig.5 Photos of the typical ore specimen and fluid inclusions in the Shapinggou Mo deposit |
不同阶段矿脉中的流体包裹体研究显示，沙坪沟钼矿具有典型的斑岩型矿床的流体特征和包裹体组合(Ni et al., 2015c)。其成矿流体为H2O-NaCl-CO2体系，成矿的温度范围为250~550 ℃，盐度可高达50% NaCleqv，符合斑岩型矿床的温度、盐度区间。早期贫矿石英脉中主要为富液相两相包裹体(Ⅰ型)，具有中等盐度和较高均一温度(340~550 ℃)。进入主成矿期后，多个阶段均出现沸腾包裹体组合，指示沙坪沟钼矿发生过多期的流体沸腾作用。例如，在石英-辉钼矿期出现大量的含CO2富气相包裹体(Ⅱ型，图 5)和含子晶富液相包裹体(Ⅲ型，图 5)，两者在岩相学上紧密共生，均一温度一致(250~450 ℃)，但是盐度完全不同(34.1%~50.9%和0.1%~7.4% NaCleqv)。同样，在石英-硫化物期也出现了相似的包裹体共生组合，其均一温度为250~345 ℃，盐度显著不同，分别为0.2%~6.5% NaCleqv和32.9%~39.3% NaCleqv。流体沸腾可能为主要的成矿机制。流体沸腾过程中，流体的盐度发生剧烈变化，导致的Mo溶解度发生变化，从而引起Mo的沉淀(Ni et al., 2015c)
1.3.2 富家坞斑岩型Cu-Mo(Au)矿床富家坞斑岩型矿床位于扬子板块东南缘的德兴Cu-Mo-Au矿田。矿床主要与燕山期侵位的花岗闪长斑岩有关。主矿体规模大，形态规整，产状稳定，矿体大部分赋存于花岗闪长斑岩的顶部或者上部内外接触带中，矿体垂深达1000 m以上。
富家坞矿床具有典型的斑岩型矿床的蚀变组合。除泥化不发育外，其他典型的斑岩型的蚀变组合均有。早期蚀变发生在岩体的深部和中心，形成钾质蚀变带(钾长石-黑云母组合)。中期形成的绢英岩化强烈发育在岩体与围岩的接触带附近(图 6)。晚期在外围发育碳酸盐化和硫酸盐化。另外，矿化类型也具有斑岩型的特点，主要发育脉状、网脉状和细脉浸染状的矿化。主成矿期早阶段以形成石英-辉钼矿脉为主(图 7)，分布于钾化带和绢英岩化带中；晚阶段形成石英-多金属矿脉(图 7)并切穿早期的石英-辉钼矿脉，主要分布于绢英岩化带中。
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图件引自：Li等(2017a) 图 6 富家坞矿区地质图 Fig.6 The Geologic map of the Fujiawu porphyry Cu-Mo deposit |
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(a)石英-辉钼矿脉；(b)石英-多金属脉；(c)富气相包裹体；(d)富气相包裹体与含子晶包裹体共生 图 7 富家坞Cu-Mo矿床典型包裹体 Fig.7 Photos of the typical ore specimen and fluid inclusions in the Fujiawu Cu-Mo deposit |
富家坞矿床具有斑岩型矿床的流体特征与包裹体组合(Li et al., 2017a)。成矿流体主要以H2O-NaCl体系为主，基本不含CO2。流体温度范围在斑岩型矿床的温度区间内，主体为300~500 ℃；具有范围较大的盐度区间，主体为1.5%~56.6%NaCleqv。流体有多阶段沸腾现象。在石英-辉钼矿期和石英-硫化物期均见有大量含子晶包裹体与富气相包裹体共生(图 7)，它们具有相似的均一温度和截然不同的盐度，如石英-辉钼矿期的均一温度为370~505 ℃，但盐度分别为37.9%~52.7%NaCleqv和3.1%~8.2%NaCleqv；石英-硫化物期的均一温度为277~450 ℃，盐度为33.5%~49.8%NaCleqv和1.5%~7.9%NaCleqv。另外，在主成矿期出现有另一类包裹体组合，其中仅出现含子晶包裹体而往往不伴生富气相包裹体，这类包裹体通常不代表流体沸腾(Lecumberri-Sanchez et al., 2012)，而可能是由于流体异常增压导致(Li et al., 2017a)。虽然在富家坞这种含子晶包裹体组合也有出现，但是鉴于沸腾包裹体组合广泛分布并且与矿化密切共生，说明流体沸腾为主要的成矿机制(Li et al., 2017a)，在沸腾过程中，流体的pH和硫逸度发生变化，进而导致Cu、Mo络合物失稳而沉淀。
2 矽卡岩型矿床 2.1 矽卡岩型矿床概述矽卡岩型矿床通常位于中酸性侵入岩体与碳酸盐岩接触带上，以形成多种多样的矽卡岩矿物为特征，包括无水矽卡岩矿物(如石榴子石、透辉石)和含水矽卡岩矿物(如角闪石、阳起石、透闪石)(Einaudi et al., 1981; Einaudi and Burt, 1982; Meinert, 1987, 1992; Meinert et al., 2005)。根据矽卡岩型矿床中具有重要经济价值的元素，将其分为Fe、Au、W、Cu、Zn-Pb、Mo和Sn等矽卡岩型矿床(Einaudi and Burt, 1982; Meinert, 1992; Meinert et al., 2005)。矽卡岩化过程大致可分为3个阶段：①接触变质阶段，侵入岩体就位时引起围岩变质，主要形成角岩、反应矽卡岩及类矽卡岩；②在进变质矽卡岩阶段，岩浆冷却逸出岩浆热液，沿着流体流向交代围岩，形成进变质矽卡岩矿物，如石榴子石和辉石(图 8)(Meinert et al., 2005)；③岩浆流体演化晚期，大量外来流体加入到矽卡岩系统，如大气降水，导致早期接触变质和进变质阶段形成的矽卡岩矿物退变质，形成含水矽卡岩矿物，如绿泥石、阳起石、透闪石、滑石、蛇纹石等(图 8)(Meinert et al., 2005)。
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图件引自：Kwak(1986)；Baker和Lang(2003) 图 8 矽卡岩型矿床蚀变矿化模式图(a)和流体演化图(b) Fig.8 Diagrams illustrating the alteration and mineralization processes (a) and the fluid evolution path of the skarn deposit (b) |
矽卡岩型矿床的成矿流体研究通常针对矽卡岩矿物和石英，但由于矽卡岩矿物复杂多变，因此在进行流体研究之前，应先进行详细的岩相学研究，确定矽卡岩矿物共生组合，并划分成矿阶段。
矽卡岩型矿床成矿流体存在以下特征：①成矿流体的温度和盐度范围较大，与斑岩型矿床相似，温度可由200 ℃上升至600 ℃以上，盐度可由接近0到大于60%NaCleqv(Bodnar et al., 2014)；②流体沸腾在成矿过程中常见，出现富气相包裹体和含子晶包裹体共生的现象。但对于沸腾出现的阶段不同学者持不同观点，一些学者认为流体沸腾仅出现于磁铁矿化无水矽卡岩阶段(图 8，Kwak，1986)，另一些学者则认为两个阶段均有沸腾(图 8，Baker and Lang, 2003；Baker et al., 2004)；③关于成矿流体来源虽然存在一些争议(Baker and Lang, 2003; Meinert et al., 2003; Kamvong and Zaw, 2009)，但总体上认为是以岩浆来源为主，后期有大气水混入。
流体沸腾可能是矽卡岩型矿床主要的沉淀机制。虽然众多研究表明，成矿流体在矽卡岩型矿床演化过程中可能发生的4类作用：流体沸腾/不混溶(Mollai et al., 2009)、流体混合(Yang et al., 2017)、自然冷却(Vallance et al., 2009)和水岩反应(Meinert, 1992; Samson et al., 2008)，均可导致流体中成矿物质的沉淀。但多数矽卡岩型矿床中广泛出现沸腾包裹体组合，并与矿化密切共生，如阿根廷Vegas Peladas Fe-Cu矿(Pons et al., 2009)、伊里安查亚Big Gossan Cu-Ag矿(Meinert et al., 2003)，伊朗Mazraeh Cu矿(Mollai et al., 2009)，中国钦杭带东段的东乡铜矿和建德铜矿(Cai et al., 2016; Chen et al., 2017a)等。因此流体沸腾被认为是主要的沉淀机制。
中国是矽卡岩矿床产出最多的国家之一，目前已探明的矽卡岩型矿床达918个。绝大多数分布于中国东部，构成环太平洋成矿带的重要部分(赵一鸣等，2017)。以下将重点介绍位于赣东北成矿带的永平铜矿和位于东南沿海的马坑铁矿。
2.3 典型矿床研究 2.3.1 永平铜矿永平铜矿是华南最大的层状铜矿体之一，拥有铜资源量1.6 Mt，位于赣东北多金属矿化密集区。区域中出露的地层主要为前寒武系周潭组、上石炭统藕塘底组和船山组，发育一系列南北向和北西向断层，而矿体赋存于藕塘底组的碳酸盐岩中(图 9)。侏罗纪的花岗闪长斑岩侵入到藕塘底组的碳酸盐岩中，但没有直接切穿矿体。近些年，通过详细的蚀变矿化和流体包裹体研究，建立了矽卡岩型矿床的成矿模式(Zhu et al., 2016)。
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图件引自：Zhu(2016) 图 9 永平铜矿矿床地质图(a)和剖面图(b) Fig.9 The geologic map(a) and a cross section(b) of the Yongping Cu deposit |
根据岩相学观察，永平铜矿的矿化蚀变可分为4个阶段(Zhu et al., 2016)。早期进变质矽卡岩阶段主要形成石榴子石、透辉石和方柱石(图 10)，这些矿物后被破坏形成成矿前的贫矿石英脉，并伴生透闪石、绿帘石、绿泥石和磁铁矿(图 10)。主成矿期主要形成层状铜矿体，伴有绢英岩化。晚期形成石英-方解石-黄铁矿脉，并切穿早期形成的矿脉。
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图 10 永平铜矿典型蚀变矿物(a、b)和成矿流体温度-盐度图(c) Fig.10 The typical alternation(a, b) and the temperature-salinity diagram of the ore-forming fluid in the Yongping Cu deposit(c) |
流体包裹体研究也显示出矽卡岩型矿床的特点。矿体中主要为富液相(Ⅰ型)、富气相(Ⅱ型)和含子晶(Ⅲ型)包裹体。其中Ⅱ型和Ⅲ型包裹体仅出现在主成矿期，而Ⅰ型包裹体在各阶段均有出现。成矿温度较高(230~400 ℃)，盐度变化范围大(最高可达40% NaCleqv)(图 10)。氢氧同位素显示成矿流体主要为岩浆水。流体沸腾可能是铜矿物沉淀的主要机制。沸腾包裹体组合在主成矿期显著出现，表现为Ⅱ型与Ⅲ型包裹体共生，其均一温度一致但盐度区别很大，Ⅱ型包裹体表现为低盐度(0.4%~3.2%NaCleqv)而Ⅲ型包裹体为高盐度(28.2%~39.0% NaCleqv)。在流体沸腾过程中，温度下降、流体硫逸度下降和pH上升，这些均会造成铜等金属的络合物失稳，从而造成金属的沉淀(Zhu et al., 2016)。
2.3.2 马坑铁矿马坑铁矿是永梅坳陷带中最典型的大型-超大型铁矿床。矿区地层以晚古生代地层最为发育，其中上石炭统经畲组和下二叠统栖霞组为主要的赋矿层位(图 11)。矿区主要构造为马坑背斜，马坑铁矿位于马坑背斜北西翼的南西端，断层主要有北西向和北东向两组，其中北东向断层控制了矿体的形态与产状(图 11)。矿区内岩浆岩主要有燕山期花岗岩和辉绿岩。通过对矿化蚀变和流体包裹体的研究，建立了矽卡岩型矿床的成矿模式(Yang et al., 2017)。
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图件引自：Yang等(2017) 图 11 马坑铁矿地质图 Fig.11 The Geologic map of the Makeng Fe deposit |
马坑铁矿具有典型矽卡岩型矿床的蚀变分带(图 12)。矿床的矽卡岩和矿化经历了5个阶段。第1阶段(早期矽卡岩阶段)：钙铁榴石-钙铝榴石；第2阶段(磁铁矿阶段)：透辉石-磁铁矿；第3阶段(晚期矽卡岩阶段)：角闪石-绿泥石-绿帘石-钙锰辉石-磁铁矿；第4阶段(硫化物阶段)：石英-方解石-萤石-绿泥石-黄铁矿-方铅矿-闪锌矿；第5阶段(碳酸盐阶段)：石英-方解石(Yang et al., 2017)。
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图 12 马坑铁矿典型矽卡岩 Fig.12 Photos of the typical skarn specimen in the Makeng Fe deposit |
马坑铁矿经历了比较复杂的流体演化过程，在不同的成矿阶段包裹体特征显著不同。在透辉石-磁铁矿阶段，见有富气相包裹体和含子晶包裹体共存现象，它们具有相同的均一温度(450~590 ℃)和差别较大的盐度(高盐度组分流体包裹体盐度为26.5%~48.4% NaCleqv，低盐度组分流体包裹体盐度为2.4%~6.9% NaCleqv)(图 13)，反映了在磁铁矿沉淀阶段流体发生过显著的沸腾作用(Yang et al., 2017)。而在硫化物阶段的萤石、石英和方解石中，包裹体类型主要为气液两相富液包裹体，并未观察到含子晶包裹体和富气相包裹体。其具有很宽的均一温度范围(180~340 ℃)和盐度范围(0~20% NaCleqv)(图 13)，具有随流体温度降低盐度亦降低的趋势，反映了硫化物的沉淀主要经历了流体混合的过程(Yang et al., 2017)。
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Vegas Peladas Fe-Cu包裹体数据引自：Koděr等(1998)；Vyhne-Klokoc Fe矿包裹体数据引自：Pons等(2009) 图 13 马坑铁矿不同阶段流体包裹体温度盐度图 Fig.13 The temperature-salinity diagram of the fluid inclusions in different stages in the Makeng Fe deposit |
最早，Lindgren(1907)将浅成低温热液矿床描述为在浅部形成的低温矿床，后被定义为那些形成深度浅(< 1 km)、温度低(< 300 ℃)、与火山-次火山热液活动密切相关的一类矿床(Hedenquist, 1987)。浅成低温热液矿床产出于汇聚板块岛弧及弧后裂谷环境，通常具有埋藏浅、规模大、品位高、伴生有用组分多等优势，是世界主要的贵金属来源，目前6%的金资源量和16%的银资源量来自于浅成低温热液矿床(Singer, 1995)。
浅成低温热液矿床可进一步分为高硫型和低硫型(Simmons et al., 2005)，每种亚类具有特征的蚀变组合和矿化类型。高硫型矿床形成于斑岩体上部的酸性氧化环境(图 14，Simmons et al., 2005)，主要伴生的蚀变矿物为明矾石、地开石、叶蜡石、高岭石等，并且显著发育由酸性淋滤产生的多孔状石英。矿石呈致密块状，受到断裂或者角砾岩的控制。出现一系列代表高硫逸度的矿石矿物，包括硫砷铜矿、铜蓝和蓝辉铜矿等，金以自然金和银金矿的形式产出。相反，低硫型矿床为岩浆体系远缘的产物(图 14，Simmons et al., 2005)，形成于中性还原环境中。特征的蚀变矿物为伊利石、蒙脱石、冰长石和方解石。矿石多以脉状形式产出，具有皮壳状或者胶状结构。主要的矿石矿物包括辉银矿、银金矿，并含有含量不同的闪锌矿、方铅矿和黄铜矿。
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图件引自：Hedenquist等(1998) 图 14 浅成低温成矿体系模式图 Fig.14 A diagram illustrating mineralization process of the epithermal deposit |
浅成低温热液矿床虽然少见复杂的矿脉穿插关系，但其流体作用过程也比较复杂。矿床的形成往往经历了较长时间，形成较宽的矿脉，成矿流体性质由矿脉边部到内部会发生变化，且矿脉往往为流体多期脉动的产物(Chinchilla et al., 2016)，反映在一个晶体中往往出现多个环带，表明浅成低温矿床的流体也经历了比较复杂的演化过程。因此，详细的岩相学研究依然十分必要。对于较粗的脉体通常需要对由内而外的不同位置进行研究，并在显微尺度根据矿物之间的交代和共生关系，对矿物的晶出顺序进行研究；关于包裹体的尺度，应对原生、假次生和次生包裹体进行甄别，明确其成因类型。
浅成低温热液矿床通常形成深度较浅，其流体一般具有以下特征：①成矿流体主体为H2O-NaCl体系，少数矿床中含有CO2(Bodnar et al., 2014)；②成矿流体主体温度区间为120~310 ℃(Bodnar et al., 2014；③盐度范围为0~17% NaCleqv，但大多数矿床流体的盐度往往小于10% NaCleqv, 有中低盐度特征(Bodnar et al., 2014)。另外，矿床由富金银到以铅锌等贱金属为主，流体盐度具有上升的趋势(Albinson et al., 2001)；④成矿流体来源在低硫型和高硫型中具有差异。高硫型矿床中成矿流体主要来自于岩浆水，而低硫型矿床则主要来自大气水，少量岩浆水混入(Faure et al., 2002；Rye, 2005)。
多种流体过程均可以导致浅成低温环境中金属的沉淀。流体的混合趋势在一些浅成低温热液矿床中比较显著，例如Lepando Cu-Au矿(Mancano and Campbell, 1995)和安村Au矿(Li et al., 2018a, 2018b)等，被认为是金属的主要沉淀机制。冷却降温在某些矿床中被认为是主要的沉淀机制，如银山Pb-Zn-Ag矿(Wang et al., 2013)。流体沸腾现象局部可见，尤其是与贵金属伴生的常被认为是贵金属沉淀的主要机制(Simmons and Christenson, 1994; Cooke and Simmons, 2000; Heinrich, 2007)，例如Hishikari Au-Ag矿床(Hayashi et al., 2001)、Guanajuato Ag矿(Moncada and Bodnar, 2012)和邱村Au矿(Ni et al., 2018)。浅成低温的成矿环境中少见高盐度含子晶包裹体，岩相学上具有紧密共生关系的富气相低盐度包裹体与富液相具有稍高盐度的包裹体的组合也被认为是流体沸腾的证据(Bodnar et al., 1985；Moncada et al., 2017)，在200~300 ℃的H2O-NaCl相图上，可见当减压程度不高时，富液相端元的盐度不会上升太多(图 15)，所以在浅成低温矿床中含子晶包裹体并不常见。Canet等(2011)进一步模拟了浅成低温环境下流体沸腾的温度-盐度曲线，发现绝热沸腾过程中流体出现随温度降低盐度具有轻微上升的趋势，也从侧面说明流体沸腾的发生(Hedenquist and Henley, 1985)。
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图件引自：Driesner和Heinrich(2007) 图 15 200~300 ℃ H2O-NaCl体系相图 Fig.15 The phase diagrams of the H2O-NaCl system for temperatures varying from 200 ℃ to 300 ℃ |
中国东南沿海大面积地分布着中生代以来的火山岩盆地，为形成浅成低温热液矿床提供了区位优势，已发现多个规模较大的浅成低温热液矿床(毛景文等，2003；张德全等，2003)。下文将以中国最大的单体金矿紫金山金铜矿床和近些年来勘探取得显著进展的德化矿集区中的邱村金矿作为典型矿床来介绍。
3.3 典型矿床研究 3.3.1 紫金山高硫型铜金矿床紫金山高硫型铜金矿床位于东南沿海上杭火山岩盆地中，处于北西向上杭-云霄深断裂和北东向宣和复背斜的交汇部位，目前已经生产金300余吨，是我国最大的单体金矿床。紫金山矿体垂向延伸1000 m以上，主要分为脉状铜矿体和氧化型金矿体，主要受北西向断裂和角砾岩的控制，金矿体全部集中在600 m标高以上的次生风化氧化带中，而铜矿体则主要集中在600 m标高以下，形成“上金下铜”的格局(图 16)。
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图件引自：Pan等(2018) 图 16 紫金山金铜金矿矿床地质图(a)和矿化及蚀变分带剖面图(b) Fig.16 The geologic map(a) and a cross section along the prospecting line No. 3(b) in the Zijinshan Au-Cu deposit |
紫金山矿床发育典型的高硫型矿床的蚀变组合。其上部的金矿体发生强烈的硅化，少数氧化不强的原生金矿体亦可见有强烈的硅化蚀变。同时，高硫型矿床典型的酸性淋滤现象非常发育，多数岩体中长石斑晶被完全淋滤形成斑晶空洞，并伴有强烈的硅化和绢云母化，形成致密的孔洞石英。紫金山矿床下部，铜矿体蚀变也非常强烈，形成一套高硫型中典型的酸性蚀变，有硅化、明矾石化、绢云母化和地开石化。硅化广泛分布，在靠近矿脉的边缘，分布更加密集。明矾石化分布很广，早期明矾石化呈面状分布，成矿期明矾石呈粗晶分布于铜硫化物脉中，与铜矿物密切相关。地开石化也分布较广，地开石结晶较小，通常成细小的充填物充填于空洞之中。绢云母化主要分布于铜矿体的深部和边缘。紫金山的矿石矿物组合反映了高硫的形成环境(Pan et al., 2018)。矿体主要为致密硫化物脉和角砾岩型(图 17)，其中矿石矿物主要为铜蓝、蓝辉铜矿、硫砷铜矿、黄铁矿等，是在超高硫逸度的环境下的产物。金矿石多氧化严重，金主要以自然金的形式赋存于氧化产物褐铁矿、纤铁矿中。
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(a)黄铁矿-蓝辉铜矿脉；(b)明矾石化角砾，被铜硫化物胶结；(c)与铜硫化物密切共生的晶洞石英；(d)富液相包裹体 图 17 紫金山矿区典型矿化蚀变和包裹体照片 Fig.17 Photos of the typical mineralization, alternation and fluid inclusion in the Zijinshan deposit |
对高硫型矿床的流体研究，由于酸性淋滤的影响，通常保留有成矿流体的石英难以保存(Simmons et al., 2005)，因此寻找到具有代表性的流体研究样品对于高硫型矿床的研究至关重要。Pan等(2018)通过对紫金山矿床中与铜矿物密切共生的晶洞石英和明矾石(图 17)中的流体包裹体的研究，厘定了紫金山矿床的成矿流体，他们发现主要的包裹体类型为气液两相富液相包裹体(图 17)，局部出现富气相包裹体。显微测温结果显示包裹体的均一温度为175~338 ℃，盐度为0~10% NaCleqv，说明成矿流体为中低温中低盐度流体，具有典型浅成低温矿床的流体特征。他们还通过对紫金山1000 m矿体中流体的反演，发现从矿体深部到浅部，流体的温度逐渐降低，具有明显的大气水混入，矿体深部流体温度显著升高，具有进一步深部找矿的空间。
3.3.2 邱村低硫型金矿床邱村金矿位于福建省中部的德化金矿集区，区内分布有东洋、邱村、双旗山、肖板、岭头坪等多个大-中型金矿，具有很好的进一步找矿潜力。邱村金矿主要赋存于侏罗纪南园组火山岩中(图 18)，受北东向和北东东向断裂的控制，矿石平均品位较高(5 g/t)，并且矿体一直向深部延伸，具有进一步找矿的空间。
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图件引自：Ni等(2018) 图 18 邱村金矿矿床地质图 Fig.18 The geologic map of the Qiucun Au deposit |
邱村矿床的围岩蚀变具有典型低硫型矿床的特征，为一套在低温中性条件下形成的蚀变组合(Ni et al., 2018)。其中最典型的是发育硅化和伊利石化(图 19)。硅化普遍发育，包括锯齿状石英、梳状石英、玉髓等，硅化与矿化关系密切，含金的矿石矿物主要赋存于石英脉中。伊利石化蚀变范围大，呈面状，多分布于矿化脉两侧。矿石类型与低硫型矿床一致。黄铁矿-石英(玉髓)脉和热液角砾岩型为主要的矿石类型，其中含有少量的富铁闪锌矿、方铅矿和黄铜矿，并伴有强烈的硅化和伊利石化。金主要以银金矿和自然金形式产于黄铁矿粒间及裂隙中，少量产于黄铁矿与方铅矿及闪锌矿粒间。
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(a)含矿石英脉以及伊利石蚀变；(b)含矿石英脉，其中为碳酸盐化；(c)富液相包裹体；(d)富液相与富液相包裹体共生 图 19 邱村金矿典型矿石和包裹体照片 Fig.19 Photos of the typical ore specimen and fluid inclusions in the Qiucun Au deposit |
流体包裹体和氢氧同位素研究显示，邱村矿床的成矿流体与低硫型矿床的一致。对成矿期石英的氢氧同位素研究显示其成矿流体主要为大气降水，与低硫型矿床如Comstock(Vikre, 1989; Taylor, 1992)；Acupan(Cooke et al., 1996)；Tayoltita(Smith et al., 1982)的一致。流体温度集中在200~230 ℃之间，盐度集中在0.5%~2.0% NaCleqv之间，成矿流体的气相成分以H2O为主，说明邱村金矿的成矿流体温度低，盐度低，以盐水溶液为主，这与典型的低硫型浅成低温热液矿床的成矿流体特征是一致的。流体沸腾可能是金的主要沉淀机制。在含金石英脉中，出现富气相包裹体与富液相包裹体共生的组合，其具有相似的均一温度和差别较大的盐度，暗示了流体沸腾的过程。另外，叶片状的方解石和富矿脉中石英玉髓的广泛分布也指示了沸腾发生。流体沸腾是金沉淀的有效方式，硫等元素逃逸导致流体pH等发生变化，使金的络合物失稳，最终可以造成金的沉淀(Ni et al., 2018)。
4 海底热液及块状硫化物矿床 4.1 海底热液及块状硫化物矿床(VMS型)概述VMS型矿床是层控Cu-Pb-Zn致密硫化物矿床，形成于洋底附近，成因上与同时期的火山岩密切相关(Franklin et al., 2005)。VMS型矿床具有巨大的经济价值，其保有的金属量仅次于斑岩型矿床(Ohmoto, 1996)；其形成时代分布很广，由太古代到现代均有产出，是世界铜、铅、锌的主要来源(Barrie and Hannington, 1999)。
矿石主要赋存于火山岩或其中的沉积岩夹层中，矿化类型和蚀变具有一定的空间分带(Hannington，2014)。矿床可分为上部连续致密块状矿化和下部网脉状矿化(Franklin et al., 2005)。上部矿石的硫化物含量大于60%，主要为黄铁矿和磁黄铁矿，伴生有不同比例的黄铜矿、闪锌矿和方铅矿(图 20)。其中铜硫化物分布于底部和中心，而铅锌硫化物分布于外部和边部，向外围发育绿泥石化、绢云母化蚀变带(图 20)。下部网脉状矿化主要为富铜矿脉和浸染状矿化，边缘可发育铁碧玉岩、硬石膏、重晶石，被称为“feeder zone”(图 20)。
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图件引自：(a)Lydon(1984)；(b)Franklin等(2005) 图 20 VMS型矿床金属蚀变分带(a)和成矿模式(b) Fig.20 (a) The mineralization and alteration zonations(a), and the diagram illustrating mineralization process of the VMS deposit |
VMS型矿床的成矿流体温度盐度和成分数据来自于对石英、方解石、重晶石、硬石膏和闪锌矿中流体包裹体研究。其中主要的包裹体类型为气液两相富液相包裹体，常缺乏富气相及含子晶包裹体类型，很少检测到CO2。均一温度呈现出中低温的特点，温度范围为100~360 ℃(Bodnar et al., 2014)。盐度常表现为中低盐度，一般小于5%~10% NaCleqv，接近或略高于海水，如日本Fukazawa矿区石英和闪锌矿中流体包裹体的均一温度为250~350 ℃、盐度为2.1%~5.2% NaCleqv(Foley, 1986)；日本Kosaka矿区重晶石和石英中包裹体均一温度为130~305 ℃、盐度为2.1%~8.4% NaCleqv(Urabe and Sato, 1978)。少数矿床中识别出盐度远高于海水的流体加入特征(Ripley and Ohmoto, 1977; Large and Both, 1980; McKay and Hazeldene, 1987)。例如，Ripley和Ohmoto(1977)估算出有盐度为20%NaCleqv的流体加入到秘鲁Rau矿中；Large和Both(1980)发现Mount Chalmers矿床中重晶石含有较高盐度(2.9%~13.7% NaCleqv)的包裹体。另外，包裹体通常具有较低的初熔温度，暗示VMS中的流体中可能含有一些二价阳离子如Ca2+。
已有的较多数据表明，VMS型矿床的成矿流体可能来自于改造海水。流体包裹体的盐度范围以及总体的氢氧同位素范围均与海水相一致，说明VMS型矿床的流体来源为海水(Bodnar et al., 2014；Hannington, 2014)。但这不排除成矿流体中混入了其他组分。也见有报道部分VMS矿床具有较高的氧同位素值(如，Kidd CreeK, Beaty and Taylor, 1982; Blue Hill, Munku et al., 1986)，具有岩浆特征的He同位素(Moss, 2000)和高温、盐度较高的包裹体(Vanko, 1988)，这些都被认为是岩浆组分加入的证据(Gökçe and Bozkaya, 2003)。但是，一些学者也提出海水与围岩的反应过程中本身就可以导致氧同位素的上升(Ohmoto, 1996)，所以高氧同位素值并不一定代表岩浆来源。总之，VMS矿床的成矿流体的成因依然有些争议，但主体应来自于海水，可能混有岩浆水或发生了水-岩反应。
对海底黑烟囱的研究使得人们对VMS型矿床的成矿机制有了直观认识，并可以进一步建立VMS型矿床的流体模式(Ripley and Ohmoto, 1977；Humphris et al., 1995; Stoffers et al., 2006)。目前，普遍的观点认为，VMS型矿床的形成通常由地下的次火山侵入体提供热量，使得海水在热液系统中不断循环，淋滤围岩中的矿质并在喷出时沉淀成矿(图 14，Franklin et al., 2005)。中国VMS型矿床分布较广，是我国铜铅锌的重要来源，其中比较著名的有红透山矿床、平水(西裘)矿床、阿舍勒、白银厂矿床和呷村矿床等。以下将以位于浙江的平水(西裘)矿床为典型矿床进行介绍。
4.3 典型矿床研究平水铜锌矿床形成于新元古代，位于江-绍断裂带上，矿石量为45万t，品位为1.03% Cu和1.83% Zn(Chen et al., 2015)。矿区出露地层主要为中上元古界平水组细碧角斑岩系火山岩和第四系(图 21)。地层褶皱构造不明显，主要出现由平水组细碧角斑岩系组成的北西向，倾角中等的单斜构造，断裂主要为北东向、北西向和北北东向。
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图件引自：Chen等(2015) 图 21 平水矿床地质图 Fig.21 The geologic map of the Pingshui deposit |
平水矿床主要由若干个呈叠瓦状分布的透镜状或块状矿体以及紧邻的浸染状矿体组成。矿体呈脉状、似层状、透镜状分布于火山沉积岩中。围岩蚀变主要有硅化、绿泥石化、绿帘石化、绢云母化、重晶石化、方解石化和高岭土化。矿石为块状硫化物，硫化物含量大于60%，主要构造为块状、条带状、纹层状、揉皱状和同生角砾构造; 主要结构为碎裂结构、胶结结构、他形粒状结构和乳浊状结构。
平水矿床的流体包裹体特征显示其具有VMS型矿床的特征(Chen et al., 2015)。对块状硫化物中石英的包裹体研究发现，主要的包裹体类型为富液相包裹体(图 22)，其均一温度为217~328 ℃，盐度为3.2%~5.7% NaCleqv，与典型的VMS型矿床如Kosaka矿床、Shakanai矿床、Cyprus矿床等非常相似(图 23)，说明其为VMS型的成因类型，成矿流体主要来源于改造海水循环。没有检测到CO2(图 22)。另外，空间上矿体可分为3个矿化带：外带由闪锌矿、方铅矿和重晶石组成；中部带由黄铁矿、黄铜矿和闪锌矿组成；内带由黄铜矿、黄铁矿和磁铁矿组成，这也与经典的VMS型矿床很好对应。矿体在-505 m以下铁碧玉和重晶石消失出现磁铁矿，表明位于块状硫化物矿化的中心带，其下进入VMS型矿床的深部带，具有较大铜矿勘探潜力。
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(a)、(b)平水矿区典型矿石；(c)平水矿区富液相包裹体；(d)拉曼光谱 图 22 平水矿床典型矿石和流体包裹体照片及拉曼分析谱图 Fig.22 Photos of typical ores and fluid inclusions and a Raman spectrum of the fluid inclusion of the Pingshui deposit |
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图件引自：Chen等(2015) 图 23 平水Cu-Zn矿床温度盐度与其他典型VMS矿床对比 Fig.23 Salinity and temperature data for fluid inclusions of the Pingshui Cu-Zn deposit comparing with various typical VMS deposits in the world |
造山型金矿是非常重要的金矿类型，为世界提供了至少30%的黄金储量(Weatherley and Henley, 2013)，17个巨型金矿(＞500 t Au)均属于造山型金矿床。造山型金矿通常具有以下特征：①与增生造山作用紧密相关，位于汇聚板块边缘以挤压和转换为主的增生地体中，伴随着俯冲和碰撞造山运动而形成；②大部分超大型造山型金矿成矿省位于绿片岩-角闪岩相变质地体中(Kerrich and Cassidy, 1994; Goldfarb et al., 2001)；③矿体主要赋存于脆-韧性断裂蚀变岩中或石英脉中，矿体形态、规模明显受构造作用控制，深度可超过地下10 km，矿体呈平行斜列式脉群，以似层状、脉状产出；④矿石一般由含金的石英和碳酸盐岩脉(方解石、白云石、铁白云石)组成，主要矿石矿物为黄铁矿和磁黄铁矿；⑤蚀变矿物以石英、碳酸盐、云母、绿泥石为主。
5.2 造山型金矿的成矿流体与成矿机制造山型金矿通常经历过强烈的韧性剪切过程，矿床中的石英通常改造强烈，多数包裹体并不代表成矿期流体。因此详细的岩相学工作并且配合石英的阴极发光技术(Fusswinkel et al., 2017)对于寻找造山型金矿的成矿流体非常重要。
造山型金矿的成矿流体属于H2O-NaCl-CO2体系，有时含较多的N2和CH4。常出现含CO2液相的三相包裹体，流体温度范围为200~350 ℃，盐度通常为0~10% NaCleqv，但也出现高盐度包裹体，盐度可高达40% NaCleqv。CO2含量通常为4%~25%(mol)，局部出现纯CO2包裹体或CO2-CH4-N2体系包裹体(范宏瑞等，2005; Bodnar et al., 2014)，极富CO2或碳质流体包裹体大量产出的金矿床近年来也常见报道(Mumm et al., 1997; Graupner et al., 2001; Xu et al., 2005; Chi et al., 2006；Zoheir, 2008；徐九华等，2015)。流体的不混溶现象在造山型金矿中常见，尤其是在前寒武纪的矿床中(Bodnar et al., 2014)，在流体不混溶过程中会产生两个端元，一个为富CO2的CO2-H2O包裹体，通常具有很低的盐度；另一个端元为中等盐度(可达15%~20% NaCleqv)的富液相包裹体，具有很少的CO2(图 24)。
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图件引自：Saunders等(2014) 图 24 造山型金矿成矿模式图 Fig.24 Diagram illustrating mineralization process of the orogenic gold deposit |
造山型金矿流体的来源长期存在较大争议，目前有4种主要观点：变质脱流体模式(Phillips and Powell, 2010)、地幔脱气模式(Colvine，1989)、深部地下水循环模式(Nesbitt and Muehlenbachs, 1989)和深部岩浆流体模式(Spooner，1991)。其中，变质脱流体模式被广泛接受，它认为源区在变质过程中，通常的绿片岩相到角闪岩相，释放出CO2-H2O-H2S体系流体，经过对基底的萃取，可形成含金的成矿流体。造山型金矿氢氧同位素的特征总体符合这一模式，但氢同位素变化范围较大(Bierlein and Crowe, 2000; Partington and Williams, 2000)，这说明成矿流体除以变质流体为主外，很可能混合了其他来源的流体，如深部循环地下水、地层有机水、大气降水，也可能受到深部岩浆流体的影响。
“断层阀”成矿模式被认为是控制Au成矿的主要模式(图 24；Wilkinson and Johnston, 1996；Sibson et al., 1988)。当成矿作用发生于韧-脆性转换带，来自深部的流体不断涌入导致压力上升，当流体压力超过静岩压力时发生破裂。应力的释放导致流体快速减压，发生不混溶，同时也产生泵吸效应，使得聚集在韧-脆性转换带以下的流体得以沿剪切带向上迁移并沉底矿质，最终使得裂隙逐渐愈合，体系的压力又会逐渐升高，直至再次破裂整个过程再次发生(图 24)。
在中国典型的金成矿区如华北克拉通北缘、胶东、东秦岭(Fan et al., 2003)和江南造山带的金矿集区均有造山型金矿的出现，时间上也跨度较大。下面选择位于赣东北成矿于新元古代的金山金矿和位于江-绍断裂带成矿于加里东期的璜山金矿为典型矿床进行介绍。
5.3 典型矿床研究 5.3.1 金山金矿金山金矿位于赣东北韧性剪切蛇绿岩构造混杂带之金山韧性推复变形带中。矿区内大面积出露中元古界双桥山群系浅变质火山碎屑沉积岩夹大量基性火山熔岩(图 25)系。岩浆活动微弱，仅见辉石闪长岩和辉绿岩呈岩脉和岩瘤沿剪切带零星分布。北西向新元古时期金山-朱林韧性剪切带是金山金矿最重要的控矿构造，控制着矿体的产出(Zhao et al., 2013)。
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图件引自：Zhao等(2013) 图 25 金山金矿矿床地质图 Fig.25 The geologic map of the Jinshan Au deposit |
金山矿床矿体呈层状、似层状顺层产出，地表延伸8 km以上。矿石分为超糜棱岩型和石英脉型(图 26)，前者以品位低储量大为特征，矿体与围岩没有明显界限；后者以品位高为特征(甚至出现明金)，矿体与围岩界限明显。原生矿石中金属硫化物以黄铁矿为主，次为毒砂、闪锌矿、黄铜矿、黝铜矿、方铅矿等，主要发育硅化、碳酸岩化、绢云母化、绿泥石化和水云母化(Zhao et al., 2013)。
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(a)、(b)含金石英脉；(c)含CO2三相包裹体；(d)含CO2富气相包裹体与含CO2三相富液相包裹体共生 图 26 金山金矿典型矿石和流体包裹体照片 Fig.26 Photos of typical ores and fluid inclusions in the Jinshan Au deposit |
流体包裹体呈现出典型造山型金矿的特征(Zhao et al., 2013)。矿床中有3类包裹体，为H2O-CO2包裹体、富CO2包裹体和富液相包裹体(图 26)。其均一温度范围为200~340 ℃，盐度范围为0.6%~8.9% NaCleqv，与经典的造山型金矿相一致。另外，氢氧同位素研究也表明成矿流体主要为变质水来源。流体不混溶在成矿期大量发育，在主成矿阶段，出现富CO2包裹体与富液相包裹体共生现象，它们具有一致的均一温度(208~277 ℃)和完全不同的盐度(0.6%~3.6%和3.5%~8.9% NaCleqv)。结合成矿年代(含矿石英脉中包裹体的Rb-Sr同位素定年751 Ma)(赵超，2014)，可见金山金矿为典型的新元古时期形成的造山型金矿。
5.3.2 璜山金矿璜山金矿地处浙江省中北部，位于江-绍断裂带北东段。矿区内主要出露的赋矿地层为陈蔡岩群，为一套局部发生角闪岩相变质的火山-沉积岩序列(图 27)。矿区中的断裂主要为北东向、北西向和近南北向，北东向断裂发育规模最大，并与矿化密切相关。通过含矿石英脉中流体包裹体的Rb-Sr同位素定年获得成矿时代为397 Ma(徐颖峰，2017)，属于加里东期。
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图件引自：Xu等(2016) 图 27 璜山金矿床地质图 Fig.27 The geologic map of the Huangshan Au deposit |
含金石英脉为璜山金矿的主要矿石类型，其品位可达9 g/t，矿脉与围岩界限不清，其产状通常与区域的剪切带方向平行。矿石矿物非常简单，成矿期黄铁矿(图 28)为主要的矿石矿物和含金矿物，少量闪锌矿、黄铜矿和碲金矿。蚀变主要为绢云母化、硅化、碳酸岩化和绿泥石化。
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(a)(b)含金石英脉；(c)含CO2三相包裹体；(d)含CO2富气相包裹体与含CO2三相富液相包裹体共生 图 28 璜山金矿典型矿石和流体包裹体照片及均一温度-盐度图 Fig.28 Photos of typical ores and the diagram of homogenization temperatures versus salinities of fluid inclusions in the Huangshan Au deposit |
璜山金矿成矿可分为3个阶段，早期形成石英-绢云母脉，主成矿期形成石英-黄铁矿脉，晚期形成石英-碳酸盐脉。对成矿期的流体包裹体和氢氧同位素的研究显示，其具有典型造山型金矿的特点(Xu et al., 2016)。流体包裹体主要为H2O-CO2包裹体、富CO2包裹体和富液相包裹体3种类型(图 28)，其均一温度主体范围为200~370 ℃，盐度均小于10% NaCleqv，这符合造山型金矿的范围。并且普遍出现流体不混溶现象，成矿期石英脉中出现含CO2富气相包裹体和富液相包裹体共生的现象，它们具有相似的均一温度(287~376 ℃)和明显不同的盐度(1.6%~4.8%和4.7%~9.5% NaCleqv)，表明在主要成矿期发生了流体不混溶，并导致了金的沉淀。另外，璜山的氢氧硫铅同位素显示，成矿流体主要为变质水来源，成矿物质主要来自于变质基底，也与典型的造山型金矿一致(Xu et al., 2016)。结合成矿时限，说明璜山金矿为形成于加里东期的造山型金矿。
6 结语流体包裹体研究是揭示热液矿床成因类型和成矿过程的重要手段，但是由于热液矿床形成中通常经历了复杂的流体过程，因此在进行包裹体测试之前应该进行详细的岩相学研究。岩相学研究包括了野外宏观的期次和阶段划分，脉体中矿物生成序列划分、显微镜下矿物共生组合和包裹体形成世代和成因类型的厘定。通过岩相学研究可以建立包裹体与捕获它的主矿物之间的相对时间关系，从而建立起包裹体与金属沉淀之间的联系，为合理解释包裹体资料提供基础。
目前，流体包裹体已广泛应用于各类热液矿床的成因研究中，并且积累了大量研究数据。本文通过对5种典型热液矿床中包裹体数据进行总结，探讨了不同类型矿床中典型成矿流体的性质、温度、盐度、来源等方面特征，并进一步对矿床成因类型和成矿机制进行厘定，获得主要的认识如下：
(1) 斑岩型矿床的成矿流体主要为岩浆来源。流体通常为H2O-NaCl±CO2体系；温度较高，主要范围为300~700 ℃；盐度变化大，具有双峰式分布特征，较低盐度端元的主要范围为0~20% NaCleqv，较高盐度端元范围为30%~60% NaCleqv。矿床中含子晶包裹体与富气相包裹体共生组合常见，指示发生了广泛的沸腾作用，被认为是主要的成矿机制。
(2) 矽卡岩型矿床成矿流体温度盐度变化范围较大，温度变化可由低于200 ℃至600 ℃以上，盐度变化范围可由接近0到60%NaCleqv以上。流体沸腾在矽卡岩矿床较发育，常见富气相包裹体和含子晶包裹体共生的现象。金属沉淀可以由多种机制导致如流体沸腾、混合、降温和水岩反应，但是沸腾可能在沉淀过程中作用最显著。
(3) 浅成低温热液矿床成矿流体来自于岩浆水和大气水。多数矿床具有中低温中低盐度的成矿流体特征，成矿流体温度通常不超过300 ℃，盐度通常不超过10% NaCleqv。浅成低温环境中多种过程如流体混合、冷却和沸腾均可以影响金属的沉淀。
(4) VMS型矿床中包裹体类型单一，以富液相包裹体为主。流体为中低温(范围为100~360 ℃)，盐度与海水相近，其流体通常被认为是来自于改造海水。海水受到岩体热量驱动，在热液系统中不断循环，淋滤围岩中的矿质并在喷出时沉淀成矿。
(5) 造山型金矿成矿流体主要为变质水来源，富含CO2。温度的主体范围为200~350 ℃，盐度通常为0~10% NaCleqv。流体的不混溶在造山型金矿中普遍出现，常见富液相包裹体与含CO2富气相包裹体共生的现象。由断层阀机制引发的流体不混溶为金沉淀的有利方式。
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