2012, Vol. 28
2. 中国科学院研究生院, 北京 100039
2. Graduate University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100039, China
兰坪盆地是一个典型的中新生代陆内盆地，地处欧亚板块和印度板块的结合部位，在大地构造上属于环特提斯构造域的一个重要组成部分，位于阿尔卑斯-喜马拉雅巨型构造带东段弧形转弯处，是我国著名三江构造带中的一个重要组成部分(阙梅英等，1998)。盆地内矿产十分丰富，主要有Pb、Zn、Cu、Ag、Hg、As、Sb、Au以及石膏、石盐矿产，构成我国西部一个重要的铅锌多金属大型矿集区。比较重要的矿床和矿带有中国最大的金顶Pb-Zn矿床及其周缘矿床、河西-三山Cu-Ag-Co多金属矿化区，盆地西缘的Cu多金属矿化带以及盆地东缘的Sb-Hg-As矿化带等。由于其特殊的构造位置，是研究陆-陆碰撞后陆内成矿效应的良好实例。
对兰坪盆地多金属矿集区内较深入的矿床成矿学研究始于20世纪80年代，早期研究主要集中于金顶矿床，逐步扩散到外围矿床。先后提出了“中低温非岩浆热液成矿”、“同生沉积-叠加成矿”、“喷气(热液) 沉积成矿”、“岩溶成矿”、“沉积-改造成矿”、“陆相热水沉积成因”等成因模式(施加辛等，1983；叶庆同等，1992；张乾，1993；罗君烈和杨荆舟，1994；何明勤等，1998)。近几年来，随着研究的不断深入，又提出了“地幔柱成矿”、“壳幔流体混合机制”和“MVT型”等(王京彬等，1990；黄朋等，1997；薛春纪等，2002a; Wang et al., 2010)。总体上，对该区矿床成因的认识仍存在较大分歧。
连城Cu-Mo多金属矿床是近年来发现的一个矿床，位于盆地西缘Cu多金属矿化带，与澜沧江断裂相毗邻，距盆地西缘矿化带中储量最大的金满脉状铜矿仅3km左右，李峰和甫为民(2000)认为两者可能为同一个矿床的不同矿段。近年来的研究表明，此矿床的成矿元素组合、矿物组合等与西矿带内的其它矿床均有明显区别。因此，本文试图通过对连城Cu-Mo多金属矿床地质特征、流体包裹体和稳定同位素的系统研究，探讨连城铜多金属矿床成矿流体性质、起源及演化和矿床成因，以期为认识兰坪盆地多金属矿集区的成矿模式提供新的资料。
1 成矿地质背景和矿床地质兰坪盆地处于藏滇板块与扬子陆块之间，夹持于金沙江-哀牢山断裂带和澜沧江断裂带之间，向北趋于歼灭，向南与思茅盆地相接。在古特提斯基础上先后沉积了海相、陆相碳酸盐岩、火山岩和碎屑岩建造。以盆地东缘金沙江-哀牢山断裂和西缘澜沧江断裂及盘地中轴断裂为主的盆地断裂系统控制了盆地的构造演化(薛春纪等，2002a)。
兰坪盆地的新生代岩浆岩多分布于盆地的边缘，盆地内只在南部永平一带出露有水云岩体、卓潘岩体、莲花山等岩体，这些岩体的成岩年龄分别为46.5Ma、36.7Ma、38.81Ma (张成江等，2000)，盆地中北部有关岩浆活动的报道极少，仅在白洋厂东发现有煌斑岩脉，成岩年龄为43±0.55Ma (赵海滨，2006)，这很好的印证了前人对兰坪盆地中北部可能存在有隐伏岩体的推测(张成江等，2000；李文昌和莫宣学，2001)；沿中央断裂带在无量山发育热变质岩，变质作用特点指示它是深大断裂活动和沿断裂深部热液上涌的综合产物(阙梅英等，1998；薛春纪等，2002a)，该变质岩年龄是31~24Ma (阙梅英等，1998)，相当于渐新世，这与本区喜马拉雅期多金属矿床成矿作用、喜马拉雅期碱性岩浆活动在时空分布上显示出一定内在联系(张成江等，2000)。推测兰坪盆地喜马拉雅期岩浆活动、地幔流体活动、成矿作用、热变质作用应为密切相关的同一地质过程的不同表现。
受印度板块与欧亚板块相互碰撞制约，板内构造体制下的深大断裂和岩浆活动、地幔扰动和地幔流体上涌，地层中不整合及壳幔相互作用等体现的大陆地壳强烈运动是兰坪盆地成矿基本的地质背景，推测兰坪盆地具有大规模有效沟通地幔的盆地动力体制，有利于盆地内成矿作用的发生(张成江等，2000；薛春纪等，2002a)。
由于矿集区东、西两侧矿床形成机制、储矿构造及含矿岩石类型的差异，导致该矿集区矿产的空间分布出现明显分带性。根据成矿元素的组合、控矿构造以及矿床展布空间位置等的不同，将矿集区划分为东、西两个成矿带(图 1)。以兰坪-云龙一带第三系沉积为界，矿床分别处于东、西两个逆冲推覆构造带内(侯增谦等，2008)。东带矿床成矿元素组合主要为Pb-Zn±Ag±Cu±Sr，以分布在河西-黑山-金顶一线的铅、锌、铜、银矿床为代表；西矿带的成矿金属组合主要为Cu±Co±Ag±Pb±Zn，西矿带以位于金满-富隆厂-白秧坪一带的脉状、层状、似层状铜、银、钻矿床为主。不同类型矿床在空间分布上表现出分带性，暗示不同类型矿床的成矿流体来源、运移、定位等方面的内在联系。
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图 1 兰坪盆地区域地质及矿产分布图(据薛春纪等，2002a修改) 1-中新统砂岩、砾岩和泥岩；2-始新统砂岩及渐新统砾岩；3-古新统云龙组；4-中侏罗统-下白垩统硅质岩；5-中-上三叠统火山岩、硅质岩及碳酸盐岩；6-上三叠统灰岩；7-前寒武系-泥盆系变质岩；8-新近纪碱性岩；9-古近纪正长岩和石英正长岩；10-燕山期闪长岩和石英闪长岩；11-逆冲推覆断裂；12-生长断裂；13-铜-钴矿床；14-铜矿床；15-铅-锌矿床；16-铁矿床；17-居民地 Fig. 1 Geological sketch map showing distribution of deposits of the Lanping basin, Yunnan (modified after Xue et al., 2002a) 1-Miocene sandstone, conglomerate and mudstone; 2-Eocene sandstone and Oligocene conglomerate; 3-Paleocene Yunlong Formation; 4-Middle Jurassic-Lower Cretaceous cherts; 5-Middle-Upper Triassic volcanic rocks, chert and carbonate; 6-Upper Triassic limestone; 7-Precambrian-Devonian metamorphic rocks; 8-Neogene alkaline rocks; 9-Paleogene syenite and quartz syenite; 10-Mesozoic diorite and quartz diorite; 11-thrust fault; 12-growth fault; 13-Cu-Co deposit; 14-copper deposit; 15-Pb-Zn deposit; 16-iron deposit; 17-habitation |
连城Cu-Mo多金属矿床构造位置上处于西部逆冲推覆构造的根部(侯增谦等，2006)，区内断裂和褶皱非常发育，主要构造为金满-连城复式倒转背斜，背斜轴向为NNE向(图 2)。区内主要出露中、上侏罗统地层，中侏罗统花开佐组(J2h) 岩性为紫红色砾岩夹含砾长石石英砂岩、绢云母板岩和灰白色、浅灰绿色含碳钙质板岩、泥岩、泥灰岩，局部夹膏盐层，上侏罗统坝注路组(J3b) 岩性为紫红色绢云母板岩夹长石石英砂岩。连城Cu-Mo多金属矿床主要赋矿岩层为中侏罗统花开佐组。连城Cu-Mo多金属矿床由8个大小不等的脉状、透镜状矿体组成，矿体主要分布在次级背斜的层间破碎带和轴部附近的张裂隙中(李峰和甫为民，2000；王光辉等，2009)。
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图 2 金满-连城矿床地质简图(据李峰和甫为民，2000修改) Fig. 2 Geological map of the Jinman-Liancheng deposit (modified after Li and Fu, 2000) |
据矿床矿化形式、矿物共生组合和矿脉穿插关系，连城Cu-Mo多金属矿床成矿作用可大致分为3个阶段：早阶段为含辉钼矿±黄铁矿石英脉(图 3a，g)，其中辉钼矿多呈片状、纤维状产在石英脉的表面，石英脉中常发育有少量黄铁矿、黄铜矿；中阶段为含铜硫化物石英脉±方解石/菱铁矿(图 3c，d，e，h，i)，其中含铜硫化物以黄铜矿、黝铜矿、斑铜矿为主，多呈脉状、点状产出；晚阶段主要为石英-方解石脉或菱铁矿细脉，偶含黄铁矿，伴随矿化较弱(图 3f)，充填交切早、中阶段矿物组合。成矿后的表生氧化作用形成了褐铁矿、铜蓝等次生矿物。在辉钼矿中见有呈浸染状、网脉状分布的黄铜矿等硫化物(图 3a，g)，可能是后期交代辉钼矿形成的。矿石结构为半自形-他形粒状结构、溶蚀结构和交代结构等，矿石构造以脉状为主，次为块状和浸染状，另区内发育有少量纹层状黄铜矿、斑铜矿。围岩蚀变有硅化、褪色化、方解石化、重晶石化、绢云母化、菱铁矿化、黄铁矿化等。
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图 3 连城Cu-Mo多金属矿床矿石矿物组合及产状 (a)-早期辉钼矿被石英-硫化物脉切穿；(b)-石英脉中的黄铜矿+辉铜矿；(c)-石英+黄铜矿+辉铜矿+斑铜矿；(d)-石英+斑铜矿+黄铜矿；(e)-石英+辉铜矿+团块状菱铁矿；(f)-成矿后期菱铁矿；(g)-石英-黄铜矿呈网脉状充填在早期呈纤维状的辉钼矿中；(h)-黄铁矿被黄铜矿和黝铜矿交代；(i)-中阶段黝铜矿中包含半自形晶黄铁矿 Fig. 3 Ore mineral assemblages and output status of the Liancheng Cu-Mo polymetallic deposit (a)-early molybdenite penetrated by quartz-sulfide vein; (b)-quartz+chalcopyrite+chalcocite; (c)-quartz+chalcopyrite+bornite+chalcocite; (d)-quartz+chalcopyrite+bornite; (e)-quartz+chalcocite+clumpy siderite; (f)-later siderite; (g)-early fibrous molybdenite penetrated by quartz-sulfide vein; (h)-early pyrite penetrated by chalcopyrite and tetrahedrite; (i)-middle-stage tetrahedrite containing subhedral pyrite |
将包括上述3个阶段的20件样品磨制成厚度约为0.2mm双面剖光的薄片进行岩相学和流体包裹体观察，然后挑选有代表性的包裹体样品进行显微测温和激光拉曼光谱分析。流体包裹体的测温工作在中国科学院矿床地球化学国家重点实验室的流体包裹体室完成，测试仪器为Linkam THMSG 600型冷热台，测温范围为-196~600℃，冷冻数据和加热数据精度分别为±0.1℃和±2℃。单个包裹体的激光拉曼探针成分分析在中国科学院矿床地球化学国家重点实验室的激光拉曼光谱实验室完成。测试仪器为Renishaw公司生产的InVia Reflex型显微共焦激光拉曼光谱仪，光源为Spectra-Physics氢离子激光器，波长5l4nm，激光功率20mW，空间分辨率为1~2μm，积分时间一般为30s，局部测试积分时间适当延长，100~4000cm-1全波段一次取谱。
2.1 流体包裹体岩相学特征不同阶段石英中存在大量的包裹体，既有原生成因，又有次生成因，次生包裹体多沿矿物裂隙成线状分布，形态多不规则，本次研究中予以剔除。根据包裹体在室温下的物理相态和化学组成，将原生包裹体划分为三种类型，即水溶液包裹体(A型)、CO2-H2O包裹体(B型)、纯CO2包裹体(C型)。
A型包裹体(水溶液包裹体) 在成矿各阶段均有出现，但以晚阶段最常见，约占包裹体总数的50%。包裹体大小变化较大，直径介于6~40μm，形态多样，常见的有椭圆形、负晶形和不规则形等。室温下由气液两相构成，气液比介于5%~15%，大部分在10%左右(图 4b，e，f)。
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图 4 连城Cu-Mo多金属矿床流体包裹体显微特征 (a)-早阶段B-1型包裹体；(b)-中阶段C型包裹体和A-型包裹体；(c)-中阶段B-1型包裹体；(d)-中阶段B-2型包裹体；(e)-A型、B型和C型共存的包裹体群；(f)-三类包裹体共存 Fig. 4 Microphotos of fluid inclusions in the Liancheng Cu-Mo polymetallic deposit (a)-the B1-type fluid inclusion in early stage; (b)-the C-type and A-type fluid inclusions in middle stage; (c)-the B1-type fluid inclusion in middle stage; (d)-the B2-type fluid inclusion in middle stage; (e)-the fluid inclusion association in early stage; (f)-three type inclusions occurring together within a small area |
B型包裹体(CO2-H2O包裹体) 此类包裹体主要在早中阶段石英中出现，个体介于6~25μm，多呈椭圆状和负晶形，包裹体多孤立分布，少数在硫化物周围密集成群分布。按室温下包裹体相数，这类包裹体可以分为三相型(B-1) 和两相型(B-2)。包裹体中CO2相(LCO2+VCO2) 所占比例差别较大，可变化于20%~70%之间(见图 4a，c，d，e，f)。
C型包裹体(纯CO2包裹体) 此类包裹体主要在早中阶段石英中出现。个体介于15~36μm，多呈椭圆状和负晶形，沿定向愈合裂隙分布，也有部分孤立状分布。该类包裹体可进一步划分为纯气相(C-1)、纯液相包裹体(C-2) 和气液两相包裹体(C-3)。C-1型包裹体室温下往往呈棕褐色或黑色；C-2型包裹体室温下为单相，呈淡黄色，冷冻过程中出现气相CO2；C-3型包裹体室温下为气液两相，呈淡黄色(见图 4b，e，f)。
上述各类型包裹体在不同阶段石英中发育情况有所不同。早阶段石英中的包裹体主要为CO2-H2O型，次为纯CO2型和水溶液型。中阶段石英中以CO2-H2O型和水溶液型为主；晚阶段只有水溶液型包裹体。
2.2 流体包裹体显微测温及相关参数对15件石英样品中的包裹体进行详细的显微测温研究，不同阶段流体包裹体显微测温结果列于表 1和图 5，分述如下：
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表 1 连城Cu-Mo多金属矿床流体包裹体显微测温结果 Table 1 Microthermometric data of the fluid inclusions in the Liancheng Cu-Mo polymetallic deposit |
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图 5 连城Cu-Mo多金属矿床流体包裹体均一温度及盐度图解 Fig. 5 Histograms of homogenization temperatures and salinity of fluid inclusion in the Liancheng Cu-Mo polymetallic deposit |
早阶段石英中的水溶液包裹体冷冻法测得冰点温度为-19.9~-5.8℃，对应的盐度为9.0%~22.3%NaCleqv；包裹体大多完全均一至液相，完全均一温度介于236~346℃；密度的估算利用均一温度和盐度值在NaCl-H2O体系参数据表(刘斌和沈昆，1999) 中查得。两相包裹体的密度为0.77~0.98g/cm3。此外，少数包裹体在冷冻回温过程中，显示较低的共结点温度(-27~-45℃)，表明成矿流体可能有除NaCl体系之外别的流体体系参与。
CO2-H2O型包裹体可以分为三相型(B-1) 和两相型(B-2)。冷冻至液相全冻时回温，固相CO2的熔化温度为-62.1~-56.3℃，略低于纯CO2的三相点温度(-56.6℃)，表明CO2相中存在其他气体，激光拉曼测试证实CO2相中存在少量的CH4。CO2笼合物熔化温度为7.8~9.6℃，应用Roedder (1984)的公式进行盐度计算，对应的盐度为0.8%~4.3%NaCleqv，主要在3%NaCleqv左右波动(表 1)。CO2部分均一温度为18.1~30.5℃，多均一到液相。共获得104个CO2型包裹体的完全均一温度数据，其中均一到液相的包裹体62个，均一温度240~330℃；均一到气相包裹体42个，均一温度258~343℃。两类包裹体均一温度基本一致，表明这些包裹体是在大致相同的温度下捕获的。用CO2均一温度和包裹体的完全均一温度在纯CO2气、液相均一时的温度-密度参数表(刘斌和沈昆，1999) 上求得相应包裹体CO2相的密度为0.54~0.83g/cm3。应用完全均一温度和盐度数据，在NaCl-H2O体系参数据表(刘斌和沈昆，1999) 中查得，相应包裹体水溶液密度为0.64~0.86g/cm3。CO2型包裹体总密度应考虑CO2和NaCl-H2O两部分之和，采用刘斌和沈昆(1999)公式计算得到，流体总密度为0.58~0.84g/cm3。
该阶段石英样品中A型，B-1型和B-2型包裹体组合大量存在(图 4e，f)。对共存的此类包裹体群进行加热，A型包裹体气泡消失，最终向液相均一，完全均一温度介于257~309℃；而富气相B型多向气相均一，完全均一温度介于275~322℃。两者均一温度非常接近，为沸腾包裹体群的典型代表(卢焕章等，2004)。
2.2.2 中阶段石英中阶段水溶液包裹体的盐度为7.2%~21.3%NaCleqv；包裹体大多完全均一至液相，完全均一温度介于176~229℃；密度的估算利用均一温度和盐度值在NaCl-H2O体系参数据表(刘斌和沈昆，1999) 中查得。两相包裹体的密度为0.85~1.04g/cm3。
CO2-H2O型包裹体可以分为三相型(B-1) 和两相型(B-2)。CO2笼合物熔化温度为8.1~9.6℃，对应的盐度为0.8%~3.7%NaCleqv (表 1)。CO2部分均一温度为22.3~30.1℃，多均一到液相。共获得46个CO2型包裹体的完全均一温度数据，均一温度为228~288℃。包裹体CO2相的密度为0.55~0.78g/cm3，相应包裹体水溶液密度为0.78~0.89g/cm3。CO2型包裹体总密度应考虑CO2和NaCl-H2O两部分之和，采用刘斌和沈昆(1999)公式计算得到，流体总密度为0.61~0.84g/cm3。
2.2.3 晚阶段石英该阶段样品中只发育A型包裹体，多呈气液两相，偶见纯液相包裹体。A型包裹体冷冻至液相全冻后开始回温，测得冰点温度介于-6.5~-0.8℃，对应盐度为1.4%~9.9%NaCleqv，继续升温，包裹体向液相均一，完全均一温度120~185℃。对应的包裹体密度为0.89~0.98g/cm3
2.3 流体包裹体激光拉曼光谱分析在显微测温实验的基础上，对不同类型包裹体进行拉曼分析(图 6)，分析结果表明CO2型包裹体的气相成份以CO2为主，具有1386峰值和1284次峰，另外，还含有少量CH4，具2914峰值；液相成份以H2O为主，NaCl-H2O包裹体气相和液相均以H2O为主。
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图 6 包裹体激光拉曼分析结果 Fig. 6 Representative Raman spectra of fluid inclusions |
CO2-H2O型包裹体在主成矿阶段矿石中大量存在，因此估算其压力和深度对于解释成矿作用意义重大。本文采用如下方法：(1) 根据CO2-H2O型包裹体的部分均一温度，利用CO2-H2O体系V-X相图(Schwartz, 1989) 求得CO2-H2O型包裹体的CO2组成分数(XCO2) 和CO2相体积分数(VCO2)；(2) 对于盐度介于0%~6%NaCleqv的包裹体，根据CO2组成分数(XCO2) 和CO2相体积分数(VCO2)，利用Schwartz (1989)提供的盐度为6%NaCleqv的CO2-H2O体系相图和无盐CO2-H2O体系相图，然后用内插法求得包裹体均一压力(图 7a，b)。估算结果显示，包裹体的捕获压力为50~160MPa，同一阶段的样品中存在压力变化范围如此大的包裹体，推测成矿流体系统压力此时正处于临界状态，即此时成矿系统正处于静岩压力与静水压力交替的状态。假设水的密度为1.0g/cm3，则50MPa的静水压力指示成矿深度为5km，同样，假设上地壳岩石密度为2.7g/cm3，则160MPa的静岩压力相当于成矿深度为5.9km左右，连城Cu-Mo多金属矿床的成矿深度应为5~5.9km。
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图 7 盐度为6%NaCleqv的CO2-H2O-NaCl包裹体CO2相摩尔分数(XCO2)、体积分数(VCO2)(40℃)、密度ρ与完全均一温度Th (a) 或压力(b) 的关系图(底图据Schwartz, 1989) Fig. 7 The P-T-VCO2-XCO2 diagram for CO2-H2O-NaCl system with salinity of 6%NaCleqv in the temperature range of 260~460℃, showing the measurement for the Liancheng Cu-polymetallic deposit (after Schwartz, 1989) |
本次主要分析了连城Cu-Mo多金属矿床中矿石样品的H、O、C同位素组成。分析所需样品均采用常规分选方法，首先将所采集样品破碎并过筛，粒级为40~60目，然后在双目显微镜下反复挑选，矿物纯度达到99%以上。其中H、O同位素分析在国土资源部同位素地质重点实验室MAT-251EM型质谱计上完成，分析精度分别为±2‰和±0.2‰，相对标准均为SMOW。C、O同位素分析在中国科学院南京土壤研究所技术服务中心MAT-253型质谱计上完成，分析精度均为±0.2‰，相对标准分别为PDB和SMOW。转换δ18OPDB为δ18OSMOW时，采用Friedman and O'Neil (1977)的平衡方程，δ18OSMOW=1.03086 δ18OPDB+30.86。
3.2 碳、氧同位素组成连城Cu-Mo多金属矿床脉石矿物方解石及石英包裹体中C、O同位素组成列于表 2，从中可知，10件方解石的碳同位素组成(δ13C=-5.6‰~-4.1‰) 与3个石英包裹体碳同位素(δ13C=-3.4‰~-8.1‰) 组成十分接近。因在矿床中未见石墨与碳酸盐矿物共生，且包裹体中CO2的含量远高于CO和CH4含量，即热液系统中CO2的碳同位素组成可大致代表成矿热液的碳同位素组成，因此流体的碳同位素组成(δ13C流体) 应在-4.6‰左右。
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表 2 连城Cu-Mo多金属矿床脉石C、H、O同位素组成表 Table 2 Oxyen, hydrogen and carbon isotope data of Liancheng Cu-Mo polymetallic deposit |
成矿热液中碳主要有3种可能来源：(1) 地幔射气或岩浆来源。地幔射气和岩浆来源的碳同位素组成δ13C变化范围分别为-5‰~-2‰和-9‰~-3‰(Taylor, 1986)；(2) 沉积岩中碳酸盐岩的脱气或含盐卤水与泥质岩相互作用。此种来源δ13C变化范围分别为-2‰~+3‰(Veizer et al., 1980)；(3) 各种岩石中的有机碳。这种来源δ13C变化范围分别为-30‰~-15‰(Ohmoto, 1972; Ohmoto and Rye, 1979; 郑有飞和陈江峰，2000)。比较而言，连城Cu-Mo多金属矿床成矿流体的C应主要来自幔源或深源岩浆系统。另外，肖荣阁等(1994)测得连城Cu-Mo多金属矿床CH4的δ13C值变化为-32.1‰~-22.2‰，并与金满矿床中碳质物和干沥青的δ13C值(-23.7‰~-22.4‰) 十分接近，说明这些CH4可能来自于有机物质的热分解(肖荣阁等，1994；刘家军等，2000a，b)。
在δ18O-δ13C图解(图 8) 中，给出了地壳流体中CO2的三大主要来源(有机源、海相碳酸盐岩和岩浆-地幔源) 的碳、氧同位素值范围，而且还用箭头标出了从这三个物源经五种主要过程产生CO2时，其同位素组成的变化趋势(刘家军等，2000a)。样品数据在图中投点清楚地表明，连城Cu-Mo多金属矿床中CO2主要来自地幔源或深部岩浆系统，可能有少量碳酸盐岩溶解作用产生的CO2的加入。尽管这一结论未考虑到碳酸盐矿物沉淀时的各种同位素分馏过程，但总体趋势却极为清楚。
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图 8 连城Cu-Mo多金属矿床碳、氧同位素组成图解 1-石英包裹体中碳、氧同位素组成；2-方解石中碳、氧同位素组成 Fig. 8 Carbon and oxygen isotopic compositions of ore forming fluid from the Liancheng Cu-Mo polymetallic deposit 1-carbon and oxygen isotopic compositions of the fluid inclusions in quartz vein; 2-carbon and oxygen isotopic compositions of calcite |
由于不同来源的流体具有不同特征的氢氧同位素组成，因此成矿流体的氢氧同位素组成成为判断成矿流体来源的重要依据。近年来人们认为水-岩反应是热液矿床形成的重要机制之一，利用氧同位素可以研究水-岩交换过程。对连城Cu-Mo多金属矿床早、中阶段含矿石英脉选取石英作了氢和氧同位素分析，结果见表 2。本矿床中石英的δ18O值变化在16.3‰~18.1‰之间，根据热液矿物(石英)-水体系的氧同位素分馏方程：1000LnɑQ-H2O=3.38×106/T2-2.90(Friedman and O'Neil, 1977)，结合成矿不同阶段的划分及包裹体测温得到的各阶段成矿温度数据，计算该区成矿流体的δ18O值在5.5‰~8.6‰之间。流体中δD变化范围从-56‰~-109‰，流体包裹体的拉曼光谱测试结果显示，成矿流体中CH4很低，因此流体包裹体中δD代表了成矿流体当时的同位素组成。在δ18O-δD关系图(图 9) 上，连城Cu-Mo多金属矿床的投影点部分位于岩浆水区域，部分数据稍偏离岩浆水区域且主要位于其下方。结合上述地质特征和流体包裹体的研究，说明成矿热液来源主要与深源岩浆系统有关，但也可能混入有少量大气降水。
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图 9 连城Cu-Mo多金属矿床石英氢、氧同位素组成图解 Fig. 9 Hydrogen and oxygen isotopic compositions of ore forming fluid from the Liancheng Cu-Mo polymetallic deposit |
前人曾对兰坪盆地中多金属矿床的成矿流体特征进行过一些研究，积累了大量的数据。对兰坪盆地多金属矿床流体包裹体研究表明，成矿流体主要集中在100~300℃范围，盐度多集中5.9%~17.7%NaCleqv之间，属中低温、中低盐度、贫CO2的流体(叶庆同等，1992；罗君烈和杨荆舟，1994；温春齐等，1995；王江海等，1998；薛春纪等，2002b，c；徐启东和李建威，2003；赵海滨，2006)，表明兰坪盆地成矿流体主要是源于大气降水的盆地卤水体系(赵海滨，2006；侯增谦等，2008)。
例如，金顶铅锌矿床成矿流体以中低温、中低盐度、贫CO2包裹体为特征，流体包裹体均一温度为52~309℃，主要集中在160~240℃，成矿流体的盐度为5.09%~19.63%NaCleqv，多在7.5%NaCleqv左右波动(叶庆同等，1992；罗君烈和杨荆舟，1994；温春齐等，1995；赵海滨，2006)；白秧坪多金属矿床成矿流体以中低温、中高盐度、贫CO2包裹体为特征，CO2包裹体仅在成矿晚阶段方解石中发育，流体包裹体均一温度为100~306℃，主要集中在110~240℃，成矿流体的盐度为9.2%~23.96%NaCleqv (薛伟等，2010)；科登涧铜矿床成矿流体以中低温、中等盐度、贫CO2包裹体为特征，流体包裹体均一温度为135~235℃，主要集中在180~210℃，成矿流体的盐度为11.3%~21.9%NaCleqv (杨伟光等，2003；赵海滨，2006)。
然而，对连城Cu-Mo多金属矿床流体包裹体特征的研究表明，连城Cu-Mo多金属矿床成矿流体整体上是一种中高温、中低盐度、极富CO2的流体。在成矿早、中阶段，出现大量中-低盐度富CO2包裹体，这在整个兰坪盆地是极特殊的，与盆地内其它矿床的成矿流体显然存在很大不同。探讨这种富含CO2流体的来源对研究整个兰坪盆地成矿流体性质及演化显然具有非常重要的意义。
关于富CO2流体，一般认为有以下几种可能的来源：幔源、下地壳中高级变质流体、岩浆热液(Kerrich and Fyfe, 1981; Higgins and Kerrich, 1982; Cameron and Hattori, 1987; Phillips and Powell, 1993; Rosenbaum et al., 1996; Diamond, 2001; Wilkinson, 2001；陈衍景等，2007)。连城Cu-Mo多金属矿床除接触带附近较小的范围内发生了接触变质作用外，其它地区均未发生强烈的变质作用，因此区内富CO2的流体不可能是变质成因；张乾等(2002)通过对盆地西缘铜矿床矿石矿物铅同位素组成、盆地上地壳沉积岩铅及盆地上地幔的铅同位素组成的对比研究，指出盆地西缘铜矿床无地幔物质的加入。结合连城Cu-Mo多金属矿床C、H、O同位素地球化学的特征及前人对兰坪盆地深部存在隐伏岩浆库的推测(张成江等，2000；李文昌和莫宣学，2001；赵海滨，2006)，虽然这个岩浆库与盆地的演化和成矿的关系目前尚未明了，并且盆地内碱性岩浆活动明显晚于成矿期，但岩浆的演化是一个长期的过程。因此笔者认为，区内中高温、中低盐度、富CO2的流体可能与盆地隐伏岩浆的活动有关。但显然连城Cu-Mo多金属矿床成矿流体又与典型的岩浆热液(高温、高盐度、富CO2) 不同(陈衍景等，2007；侯明兰等，2007)，显示出岩浆热液(高温、高盐度、富CO2) 与源于大气降水的改造热液(低温、低盐度、贫CO2) 的混合(陈衍景等，2007)。
4.2 成矿流体演化及矿质沉淀机制综上所述，连城Cu-Mo多金属矿床成矿流体具有如下特征：(1) 早阶段石英脉中存在三种类型的包裹体，以CO2-H2O包裹体和纯CO2包裹体为主；中阶段石英脉中也存在三种类型的包裹体，但CO2-H2O包裹体和纯CO2包裹体明显减少，以水溶液包裹体为主；晚阶段石英脉中捕获了大量水溶液包裹体。成矿流体早中阶段富含CO2和其它挥发分，随着成矿作用的进行，CO2和其它挥发分逸失，到晚阶段大气降水不断混入，导致成矿流体演化成富含水的流体。(2) 伴随着成矿，流体温度逐渐降低。早阶段流体包裹体均一温度集中在236~346℃，反映了中高温热液特征；中阶段流体包裹体均一温度集中在220~280℃，具有中温热液特征；晚阶段水溶液包裹体均一温度为120~183℃，则具有低温热液特征。(3) 早阶段盐度存在2%~4%NaCleqv和14%~22%NaCleqv两个峰区；中阶段盐度表现有2%~4%NaCleqv和8%~18%NaCleqv两盐度集中区；而晚阶段盐度集中在4%~8%NaCleqv。早中阶段流体盐度略有下降，从中阶段到晚阶段则盐度明显降低。
早阶段石英中最显著的特点是A型、B型和C型包裹体密切共生(图 4e，f)。A型包裹体多均一至液相，富液相B型包裹体均一至液相，富气相B型包裹体均一至气相，三者均一温度相近，为沸腾包裹体组合的典型标志(Ramboz et al., 1982; Rodder, 1984; 刘斌和沈昆，1999; 卢焕章等，2004)。可以认为连城Cu-Mo多金属矿床成矿过程早阶段发生了强烈的流体沸腾现象；沸腾现象以大量CO2等挥发份逃逸为主要特征，CO2等挥发份大量逃逸，导致成矿体系趋于不稳定，促使Mo等大量成矿物质沉淀，最终成矿(邓小华等，2008)。另外，CH4的加入扩大了流体不混溶的范围，有利于对Mo的富集沉淀(徐九华等，2007)。
在温度-盐度关系图解中(图 10)，A类包裹体数据具有一定的相关性，可看作是流体的理论演化轨迹。两者呈缓倾斜曲线，斜率为正值，即随着温度逐步降低，流体的盐度缓慢下降。这种变化趋势反映了较高盐度、温度的流体与较低盐度、温度的流体发生了混合作用(卢焕章等，2004)。野外和镜下观察也表明，晚阶段石英、碳酸盐脉穿切整个矿石，出现晶簇状构造，指示处于开放空间，有利于大气降水的加入。据此笔者认为下渗的大气降水与富CO2流体混合，可能也导致了部分成矿物质的沉淀。因此，连城Cu-Mo多金属矿床成矿物质沉淀的主要机制为流体降温沸腾，次要机制为大气降水的混入。
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图 10 连城Cu-Mo多金属矿床流体包裹体温度-盐度分布图 Fig. 10 Covariant graph of temperature-salinity of fluid inclusions in the Liancheng Cu-Mo polymetallic deposit |
前人对兰坪盆地西缘铜多金属矿床的成因研究很多，特别是金满铜矿床，总结起来有改造型矿床(李峰和甫为民，2000)、喷流(热水) 沉积矿床(颜文和李朝阳，1997；王江海等，1998；刘家军等，2000a) 等观点。侯增谦等(2008)则认为兰坪盆地西缘铜多金属矿床属于受逆冲推覆构造控制的新类型矿床，并称之为造山型Cu矿床。
对连城Cu-Mo多金属矿床的成矿过程的研究则相当薄弱。考虑到连城Cu-Mo多金属矿床产在印度-亚洲大陆碰撞造山的前陆盆地(兰坪盆地) 环境中和王光辉等(2009)测得的辉钼矿Re-Os年龄(48~49Ma)；矿体主要产于与盆地西缘逆冲推覆系统伴生的次级背斜的层间滑动破碎带和轴部附近的张裂隙中(侯增谦等，2006；王光辉等，2009)；容矿围岩以侏罗统花开佐组砂岩为主，但其并不是主要控矿因素(侯增谦等，2006；王光辉等，2009)。并结合笔者对连城Cu-Mo多金属矿床流体包裹体特征及矿床C、H、O同位素地球化学的分析。
笔者认为连城Cu-Mo多金属矿床的形成可能大致经历如下的过程：始于65Ma左右印度-亚洲大陆发生对接碰撞，造成了区内较强烈的构造运动及岩浆活动(薛春纪等，2002a；赵海滨，2006)。深部较高温度、富含Mo等成矿元素、富含CO2的岩浆热液沿着区内断裂构造向上运移；伴随成矿流体的不断运移，地层中的成矿物质进入流体系统并随流体沿断裂构造向浅部低压地带迁移，在有利的成矿地段(与盆地西缘逆冲推覆伴生的层间滑动破碎带和轴部附近的张裂隙中) 由于压力的降低、温度降低等因素的影响导致流体发生沸腾，成矿体系物理化学条件急剧变化，Mo等成矿元素顺次沉淀，成矿晚阶段大气降水的混入也导致了部分成矿物质的沉淀。
5 结论通过研究，本文得到以下结论：
(1) 连城Cu-Mo多金属矿床的石英中发育水溶液包裹体(A型)、纯CO2包裹体(C型)、H2O+NaCl-CO2包裹体(B型) 等三类包裹体。
(2) 测温结果显示，成矿早阶段流体包裹体均一温度集中在236~346℃，盐度存在2%~4%NaCleqv和14%~22%NaCleqv两个峰区；中阶段流体包裹体均一温度集中在220~280℃，盐度表现有2%~4%NaCleqv和8%~18%NaCleqv两盐度集中区；晚阶段水溶液包裹体均一温度为120~183℃，盐度集中在4%~8%NaCleqv。从早到晚流体演化具有一定的规律性：温度逐渐降低，盐度逐渐降低，CO2含量逐渐降低。连城Cu-Mo多金属矿床成矿流体总体上是中高温、中低盐度、富CO2的流体。流体包裹体均一压力为50~160MPa，对应的成矿深度约为5~5.9km。
(3) 综合矿床流体包裹体特征及C、H、O稳定同位素地球化学研究表明，连城Cu-Mo多金属矿床成矿作用可能主要与盆地隐伏岩浆系统相关的热液活动有关。
(4) 连城Cu-Mo多金属矿床可能大致经历如下的成矿过程：65Ma左右印度-亚洲大陆发生对接碰撞，由此产生的深部较高温度、富含Mo等成矿元素的岩浆热液沿着区内断裂构造运移；伴随成矿流体的运移，地层中的成矿物质进入流体系统；由于压力的降低、温度降低等因素的影响导致流体发生沸腾，成矿体系物理化学条件急剧变化，Mo等成矿元素顺次沉淀。
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