2013, Vol. 29
2. 中国科学院大学，北京 100049
3. 黄沙坪矿业分公司，郴州 424421
2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
3. Huangshaping Mining Branch Co., Chenzhou 424421, China
黄沙坪W-Mo-Pb-Zn多金属矿床位于湖南省桂阳县境内，是南岭成矿带重要的矽卡岩型钨钼铅锌多金属矿床(图 1a)。自1967年投产以来，已累计探明金属量包括WO3： 15.29万吨，品位0.2％；Mo：4.32万吨，品位0.06％；Pb：76.13万吨，品位3.55％；Zn：152.91万吨，品位：7.13％。 自20世纪70年代以来，前人对其成矿地质特征、矿床成因、
 | 图1 南岭中段岩体与矿床分布简图(a)和黄沙坪矿床地质图(b)及AΑ′剖面图(c)(据Peng et al., 2006; 祝新友等, 2012) Fig.1 The sketch map showing distribution of granitoids in Southeast Hunan Province (a), geological map (b) and section map (c) of Huangshaping deposit (modified after Peng et al., 2006; Zhu et al., 2012) |
黄沙坪矿区位于湖南省东南部，大地构造位置处于南岭构造带中段北缘，郴州-蓝山北东向基底构造岩浆岩带与郴州-邵阳北西向基底构造岩浆岩带的交汇部位。区域内经历了数次构造运动，形成了复杂多样的地质构造特征。加里东运动使得寒武系-震旦系的沉积岩发生变质作用，形成EW向由变质砂岩和碎屑岩组成的基底褶皱隆起和EW向、NE向断裂。泥盆系-二叠系的一套碳酸盐岩建造组成了晚古生代沉积盖层，为区内最主要的赋矿层位。印支运动使该套地层发生强烈褶皱，形成SN向为主的褶皱带，其上又叠加了燕山期NNE向断陷盆地及大型断裂(刘悟辉, 2007)。该区岩浆岩分布广泛，以花岗岩类为主，侵入时代主要有加里东期、印支期和燕山期。由于中-晚侏罗世活动的Farallon-Izanagi洋岭和转换断层俯冲影响，该区发生大规模的花岗质岩浆侵入和大规模的W-Sn-Mo-Cu-Pb-Zn成矿作用(图 1a)(李晓峰等, 2008; Li and Sasaki, 2007; Li et al., 2013a, b)。
黄沙坪矿床发育一套晚古生代浅海相台地沉积岩，呈NNE向分布，主要有泥盆系上统佘田桥组白云质灰岩夹泥质灰岩。泥盆系上统锡矿山组白云质灰岩及钙质粉砂岩、细砂岩、页岩等。石炭系下统陡岭坳组灰岩、白云质灰岩、含燧石条带灰岩、泥灰岩夹硅质页岩。石炭系下统石磴子组灰岩夹薄层状炭质泥岩、灰质白云岩和生物碎屑灰岩。石炭系下统测水组厚层状钙质砂岩、灰色页岩夹钙质页岩及石英砂岩、砂质页岩、粉砂岩等。石炭系下统梓门桥组白云岩夹白云质灰岩(图 1b)。矿体主要赋存于石炭系下统石磴子组中，其次产于测水组、梓门桥组地层中(图 1c)。矿区构造主体为印支期和燕山期所形成的褶皱-冲断构造，形成轴向NNE向的倒转背斜、倒转向斜及逆冲断层，其次为走向NE、NW和近EW向等方向的断层，岩浆岩沿褶皱核部和断裂侵入。矿床受SN 向宝岭-观音打座倒转背斜控制，同时亦受近SN 向和近EW 向两组断裂所围限的“井”字形构造框架控制。NNE 向F1、F2 断裂带的次级断裂为主要控矿容矿构造。次级容矿构造有NW向、NE向断裂、背斜虚脱空间、岩体接触破碎带和层间破碎带(黄革非,1999;韦德贵等, 2007; 陈小文等, 2008)。石英斑岩沿F1侵入，形成51#和52#岩株和NNE向岩脉，石英斑岩体内含有较多的包体，包体主要成分为碳酸盐岩围岩、花斑岩和英安斑岩等(刘悟辉, 2007)。石英斑岩与围岩接触处破碎角砾发育，岩体之间的囊状围岩是成矿的有利部位。英安斑岩(54#)在矿区南部沿F0侵入，充填于F0和F9断层之间，岩体未发现明显的矿化蚀变。花斑岩(304#)和花岗斑岩(301#)分别位于矿区西部和东南部，其中花岗斑岩分布于F1断层上盘，花斑岩分布于F1断层下盘，矽卡岩化等蚀变发育。根据钻孔揭露，微细粒斑状钾长花岗岩隐伏于地表以下1000m处(祝新友等, 2010; 雷泽恒等, 2010)。
矿化类型主要为钨钼多金属矿化和铅锌矿化。钨钼矿体主要产在花岗质岩体与围岩接触带的矽卡岩中。按照产出位置可分为W216矿体群和W1矿体群。W216矿体群环绕产出在花岗斑岩(301#)与石磴子组(C1sh)灰岩接触带四周形成的矽卡岩中(图 2a)，呈透镜状、似层状，矿体形态与矽卡岩基本一致，总体倾向南东，倾角25°~70°。W1矿体群分布于花斑岩(304#)和石英斑岩(51#和52#)与围岩的东接触带中，矿体呈大脉状、透镜状、扁豆状产在矽卡岩接触带中，走向NNE向，总体倾向SEE，倾角70°~90°。组成矽卡岩矿物主要为石榴子石、阳起石、绿帘石、透闪石、萤石、石英等矿物，金属矿物包括磁铁矿、白钨矿、辉钼矿、锡石、辉铋矿(图 3c)，还有少量闪锌矿、黄铜矿脉穿插矽卡岩。矿区铅锌矿体主要形成在矽卡岩边部、石英斑岩与围岩的裂隙中和碳酸盐岩地层内的破碎带中。矽卡岩边部和石英斑岩与围岩接触带，矿石中Zn、Cu含量较高，而在碳酸盐岩内的破碎带中则Pb、Ag含量升高，所以围绕着矽卡岩向外，形成了不同矿化类型的分带。矿体产状和形态严
 | 图2 黄沙坪矿床典型矿体和矿石特征 (a)-W216钨钼多金属矿体;(b)-斑岩与围岩接触带Zn-Pb-Cu矿体;(c)-远离岩体形成与灰岩中的Pb-Zn-Ag矿体;(d)-石榴石矽卡岩，发育紫色萤石和无色萤石;(e)-含条带状磁铁矿石榴石透辉石绿帘石矽卡岩;(f)-岩体内发育的含辉钼矿石英脉;(g)-发育在岩体内的脉状Cu-Mo矿化;(h)-锌铅铜矿石;(i)-铅锌银矿石.Grt-石榴石; Act-阳起石; Di-透辉石; Po-磁黄铁矿; Py-黄铁矿; Gn-方铅矿; Sp-闪锌矿; Mo-辉钼矿; Shl-白钨矿; Mt-磁铁矿; Ccp-黄铜矿; Q-石英; Fl-萤石 Fig.2 Hand specimens of representative ore bodies and ores from Huangshaping deposit (a)-tungsten-molybdenum ore bodies in skarn; (b)-Zn-Pb-Cu orebody occurring between granite and carbonate rocks; (c)-Pb-Zn-Ag orebody occurring in fractures within carbonate rocks; (d)-purple and colorless fluorite developed in garnet skarn; (e)-banded magnetite in skarn; (f)-Mo-bearing quartz vein in granite; (g)-vein of Cu-Mo mineralization developed in granite. (h)-ore sample containing Ccp, Sp, Po, Py; (i)-ore sample containing Sp, Gn, green Fl, colorless FI. Grt-garnet; Act-actinolite; Di-diorite; Po-pyrrhotite; Py-pyrite; Gn-galena; Sp-sphalerite; Mo-molybdentie; Shl-scheelite; Mt-magnetite; Ccp-chalcopyrite; Q-quartz; Fl-fluorite |
野外观察和矿石镜下特征表明，根据不同金属矿化类型的矿物共生组合特点，将成矿过程分为与钨钼成矿有关的矽卡岩成矿期和与锌铅(钼)成矿有关的和硫化物成矿期。
 | 图3 黄沙坪矿床典型标本镜下照片 (a)-矽卡岩中的石榴石和阳起石;(b)-白钨矿被后期萤石交代;(c)-BSE照片中，细脉状闪锌矿充填在含辉铋矿萤石和石榴石的裂隙中;(d)-硫化物阶段形成的黄铜矿交代早期形成的白钨矿; (e)-Zn-Pb-Cu矿体中，黄铁矿、磁黄铁矿、闪锌矿共生，被后期黄铜矿细脉状状交代;(f)-Pb-Zn-Ag矿体中，方铅矿、闪锌矿、共生，被晚期的黄铁矿脉交代 Fig.3 Photomicrographs of ores from Huangshaping deposit (a)-garnet and actinolite in skarn; (b)-scheelite cutting by fluorite vein; (c)-BSE image showing fine sphalertie veins filling the gap between bismuthinite-bearing fluorite and garnet; (d)-early formed scheelite replaced by chalcopyrite; (e)-mineral assemblages of pyrite, sphalerite and pyrrhotite, with late chalcopyrite vein; (f)-masssive mineral assemblages of galena, sphalerite, with late pyrite vein |
硫化物期，由不同矿化类型所组成的硫化物在矿区广泛分布。空间上，矿区大部分硫化物矿体分布位置远离W-Mo矽卡岩，而与早期矽卡岩矿物或者白钨矿分布在一起的硫化物往往沿着早期矽卡岩矿物裂隙呈脉状分布，或者交代白钨矿，表明硫化物形成于晚期。综合矿区硫化物的矿石组合和空间分布，把矿化分为Mo矿化、Zn-Pb矿化。Mo矿化以形成在岩体中的含辉钼矿石英脉为特征。Zn-Pb矿化是矿区闪锌矿、方铅矿的主要来源。
样品采自矿区不同中段的水平坑道内和选矿场边的矿石堆内(样品的采样位置见表1)。本次工作对黄沙坪多金属矿床不同阶段的石榴石、阳起石、白钨矿、萤石、石英和方解石进行了详细的包裹体研究。样品被磨制成厚度约0.2mm双面抛光的薄片做矿相学和流体包裹体观察，然后进行显微测温和激光拉曼探针分析。显微测温工作和单个包裹体的激光拉曼探针成分分析在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室流体包裹体实验室完成。显微测温测试仪器为英国Linkam THMSG 600型冷热台, 测温范围为-196~600℃。冰点测定时，升温速率由开始的10~15℃/min逐渐降低为2~5℃/min，临近相变点时降至0.5~1℃/min，测试精度±0.1℃/min。均一温度测定时，开始时升温速率为10~20℃/min，临近相变点时降至0.5~1℃/min，测试精度±2℃/min。激光拉曼分析光谱分析采用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 氩离子激光器，波长514nm，激光功率20mW，空间分辨率为1~2μm，积分时间一般为60s，个别包裹体为180s，200~4000cm-1全波段一次取谱。
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表1 黄沙坪多金属流体包裹体均——温度-盐度表 Table 1 Microthermometric data of fluid inclusions of the Huangshaping deposit,South China |
根据Roedder(1984)提出的流体包裹体分类准则和室温下流体包裹体相组成特征、冷冻/升温过程中相变行为将黄沙坪多金属矿床流体包裹体分为4种类型。
Type I气液两相包裹体：在室温状态下，该类型包裹体由液相和气相两相组成，广泛分布在各阶段矿物中。按照气液比和升温过程中均一方式的区别，Type I又可划分Type Ia(图 4i)和Type Ib(图 4b)两种类型包裹体：Ia类包裹体成分以液相为主，包括富液相和纯液相包裹体，是最常见的包裹体类型，气相成分＜40％，包裹体以负晶型、椭圆形为主，呈孤立、集群分布，加热后均一至液相。Type Ib类包裹体成分以气相为主，包括富气相和纯气相包裹体，气相成分＞60％，包裹体呈负晶形和椭圆为主，呈孤立和集群分布，加热后均一至气相。
Type II 含子晶多相包裹体：该类型包裹体组成包括一个或多个子晶矿物、液相成分和气泡。子晶矿物为石盐和方解石透明子矿物以及黑点状不透明子矿物。方解石和不透明黑色子晶在升温过程中不会熔化。根据升温过程中石盐子晶熔化温度(Tm,s)和气泡消失温度(Th)关系，Type II进一步划分为Type IIa(图 4a)和Type IIb(图 4f)两种类型。IIa类包裹体升温过程中子晶先消失，最后气泡消失达到均一。IIb类包裹体在加热过程中，气泡先消失，最后子晶消失而达到均一。
 | 图4 黄沙坪矿床流体包裹体显微照片 (a)-石榴石中Type IIa类包裹体;(b)-石榴石中Type Ib类包裹体;(c)-阳起石中含多子晶Type IIa; (d)-白钨矿中Type IIa类高盐度包裹体;(e)-紫色萤石中含方解石子晶Type Ia类包裹体，方解石子晶不熔化;(f)-紫色萤石中Type IIb类包裹体;(g)-紫色萤石中Type III和Type Ia类包裹体; (h)-石英中富液和富气包裹体同时发育;(i)-绿色萤石中发育大量低盐度Type Ia类包裹体. LH2O-液相水; LCO2-液相CO2; VCO2-气相CO2; Cal-方解石; H-石盐 Fig.4 Micrographs of inclusions of Huangshaping deposit (a)-Type IIa FI in garnet; (b)-Type Ib FI in garnet; (c)-Type IIa FI in actinolite containing several daughter minerals; (d)-Type IIa FI in scheelite; (e)-Type IIa FI in purple fluorite with calcite daughter mineral; (f)-Type IIb FI in purple fluorite; (g)-coexisting of Type III and Type Ia FI in purple fluorite; (h)-coexisting of vapor-rich and liquid-rich Fi in quartz; (i)-a large number of Type Ia FI in green fluorite. LH2O-liquid H2O; LCO2-liquid CO2; VCO2-vapor CO2; Cal-calcite; H-halite |
本次实验对各个阶段进行测温研究，共获得363个均一温度数据(表1)。Type I气液两相包裹体的盐度利用冰点-盐度关系表(Bodnar, 1993)获得。含石盐子晶多相包裹体的盐度则利用Hall给出的公式获得(Hall et al., 1988)。对于含液相CO2三相包裹体的盐度，则利用CO2笼合物融化温度和盐度关系表(Collins, 1979)获得。
早矽卡岩阶段测试矿物为石榴子石、阳起石。石榴子石中的流体包裹体主要为Type Ib包裹体和Type IIa包裹体。两种包裹体共存在同一个石榴石颗粒内，并且都具有很高的均一温度。Type Ib富气包裹体加热到600℃(Linkam冷热台极限值)并未均一，其盐度介于3.06%~4.65% NaCleqv之间。Type IIa包裹体加热到322.7~353.1℃，石盐子晶首先发生均一，获得盐度介于40%~42.7% NaCleqv，继续加热到527.9℃以上，气泡陆续消失，但仍有大部分包裹体在达到600℃时未发生均一。阳起石中主要为IIa包裹体，石盐子晶熔化温度介于357.4~381.2℃，对应盐度介于43.1%~45.5% NaCleqv，继续加热，气泡均一温度超过600℃。晚矽卡岩阶段测试矿物为白钨矿、萤石和方解石。W成矿有关的白钨矿中含有大量的Type IIa含子晶多相包裹体和Type Ib纯气体包裹体，少量的Type Ia包裹体。白钨矿中Type IIa包裹体子晶消失温度介于287.5~372.4℃之间，对应盐度为37.2%~44.6% NaCleqv，继续加热气泡消失温度介于346.6~487.9℃之间。Type Ia富液包裹体冰点熔化温度介于-5.4~-6.1℃，所得盐度介于8.4%~9.3% NaCleqv，包裹体最终均一至液相，温度介于366.4~484.6℃。W-Mo矿化有关的萤石和方解石中主要为Type Ia富液包裹体、Type Ib纯气体包裹体和少量Type IIb包裹体。激光拉曼显示包裹体气相成分为H2O、CO2(图 5a)。Type Ia富液包裹体根据是否含CO2可分为水溶液包裹体和含CO2包裹体。溶液包裹体升温过程中，可观察到冰融化，包裹体最终均一至液相。含CO2包裹体在升温过程中，部分包裹体可观察到冰融化后，笼合物慢慢消失。而另外部分包裹体虽然未能观察到明显的笼合物消失，但可观察到由于笼合物消失而气泡回复原状。紫色萤石中Type Ia水溶液包裹体冰点温度介于-3.1~-15.6℃，对应的盐度介于5.11%~19.13% NaCleqv，包裹体最终均一至液相，均一温度介于174.5~310.2℃。含CO2包裹体笼合物消失温度介于6.5~-1℃，对应盐度介于6.54%~16.49% NaCleqv，均一温度介于229.5~354.8℃。绿色萤石Type Ia水溶液包裹体冰点温度介于-5~-10.8℃，盐度介于7.86%~11.77% NaCleqv，均一温度介于160.1~303.2℃。一个含CO2包裹体笼合物消失温度为0.1℃，盐度为15.42% NaCleqv，均一温度为279℃。无色萤石中Type Ia水溶液包裹体冰点温度介于-2.1~-11.8℃，盐度介于3.55%~15.76% NaCleqv，均一温度介于150.3~380.9℃。含CO2包裹体笼合物消失温度介于0.1~0.6℃，对应盐度介于14.87%~15.42% NaCleqv，均一温度介于236~252℃。方解石中包裹体全部为Type Ia水溶液包裹体，冰点温度-6~-21.2℃，盐度介于9.21%~23.18% NaCleqv，均一温度283.5~404.7℃。含子晶多相包裹体主要为Type IIb包裹体，子晶类型包括方解石(图 5b)和石盐子晶，加热后气泡先均一，温度介于200~251.8℃，子晶熔化温度介于250~303.4℃，对应盐度介于34.7%~40.6% NaCleqv之间。
 | 图5 黄沙坪矿床流体包裹体激光拉曼图谱 (a)-矽卡岩阶段紫色萤石中的Type Ia包裹体气相成分为H2O、CO2; (b)-矽卡岩阶段紫色萤石包裹体中的方解石子晶;(c)-硫化物阶段，石英中Type Ib包裹体的包裹体气相成分主要为H2O、CH4、CO2;(d)-硫化物阶段，石英中包裹体的Type Ia包裹体气相成分主要为CH4、CO2、H2O Fig.5 Laser Raman spectra of fluid inclusions of Huangshaping deposit (a)-CO2, H2O in vapor phase of Type Ia FI in purple fluorite of skarn stage; (b)-calcite daughter mineral in purple fluorite FI; (c)-CO2, H2O CH4 in vapor phase of Type Ib FI in quartz of sulfide stage; (d)-CH4, CO2, H2O of Type Ia in quartz of sulfide stage |
该期与Mo矿化有关的含辉钼矿石英脉包裹体以Type Ia富液相包裹体和Type Ib富气相包裹体为主，极少数Type III CO2包裹体。Type Ia 富液相包裹体冰点温度介于-3.6~-12.3℃，盐度介于5.86%~16.24% NaCleqv，最终均一为液相，均一温度为227.6~371.7℃。Type Ib富气相包裹体冰点温度介于-9.4~-13.5℃，盐度介于13.29%~17.34% NaCleqv，包裹体最后均一至气相，均一温度316.1~435.4℃，其中部分富气包裹体为临界均一。除此之外，发现有1个Type III CO2包裹体，笼合物消失温度为为5.1℃，对应盐度为8.82% NaCleqv， 均一温度为236.9℃。激光拉曼图谱显示气相成分除CO2，还检测出CH4(图 5c, d)，表明成矿流体氧逸度减小，进入相对还原环境。与Zn-Pb矿化有关的紫色萤石和无色萤石均以Type Ia富液包裹体为主。绿色萤石中Type Ia水溶液包裹体冰点介于-1.1~-5.3℃，对应盐度介于1.91%~8.28%NaCleqv，均一温度介于134.6~234.5℃。Type Ia 含CO2包裹体笼合物消失温度介于4.5~-1.1℃，对应盐度介于9.74%~16.49%NaCleqv，均一温度介于167.3~313.2℃。无色萤石中Type Ia含CO2包裹体笼合物消失温度介于0.2~3℃，对应盐度介于11.89%~15.31%NaCleqv，均一温度介于202~274.5℃。水溶液包裹体冰点温度介于-0.5~-8℃，对应盐度介于0.88%~11.7%NaCleqv，均一温度介于148~306.7℃。该阶段也存在几个Type Ib富气相包裹体，但加热过程中未达到均一而破裂 。
黄沙坪矿床不同阶段流体的温度和盐度变化很大(图 6)。早矽卡岩阶段，流体发生不混溶作用。石榴石中Type IIa包裹体温度大于528℃，盐度介于40%~42.7% NaCleqv。Type Ib富气包裹体温度大于600℃，盐度介于3.06%~4.65% NaCleqv。阳起石中Type IIa包裹体温度大于600℃，盐度介于43.1%~45.5% NaCleqv。总体上，石榴石和阳起石形成温度大于528℃，盐度集中在40%~45.5% NaCleqv，表明早矽卡岩阶段流体以高温、高盐度特征。
 | 图6 黄沙坪矿床流体包裹体温度和盐度直方图 Fig.6 Histograms of homogenization temperature and salinity of fluid inclusions from different stages |
硫化物期，与Mo矿化有关的含辉钼矿石英脉包裹体以Type Ia富液相包裹体和Type Ib富气相包裹体为主，极少数Type III CO2包裹体。石英中包裹体温度介于227.6~435.4℃，集中在300~340℃。盐度介于5.86%~17.34% NaCleqv，集中在12%~14% NaCleqv。表明形成Mo矿化的流体以中高温、低盐度为特征。与Zn-Pb矿化有关的萤石以Type Ia富液包裹体为主，均一温度介于134.6~313.2℃，主要集中在160~240℃。盐度介于0.88%~16.58% NaCleqv，主要集中在4%~10% NaCleqv和14%~18% NaCleqv。表明铅锌成矿阶段流体已演化为中低温和低盐度流体。
通过对包裹体测温研究能够准确获得流体捕获压力的前提是流体发生不混溶或沸腾现象。判断流体是否发生不混溶需要满足3个条件：(1)含子晶高盐度包裹体与富气包裹体共存；(2)高盐度包裹体中子晶晚于气泡消失；(3)两种包裹体具有一致的均一温度( Baker and Lang, 2003)。
黄沙坪矿床早矽卡岩阶段石榴石中的包裹体特征满足前两个条件，即Type IIa含子晶多相包裹体和Type Ib富气包裹体具有岩相学上的共存现象，并且观察发现Type Ib富气主要在石榴子石核部存在，而Type IIa包裹体则出现在石榴石颗粒的中部和边部，并且通过子晶先消失，气泡后消失达到均一。由于两种包裹体均一温度普遍高于600℃，无法获得均一温度的比较值。根据舒启海等(2011)对Driesner and Heinrich (2007)文中方程的拟合曲线(图 7上图)，对Type IIa包裹体的捕获压力进行估计，得到早矽卡岩阶段流体捕获压力介于600~800bar之间。以270bars/km-1静岩压力梯度计算, 可知该类包裹体捕获深度约2.2~3km。晚矽卡岩阶段，白钨矿中Type IIa包裹体流体压力介于200~400bar之间。以270bars/km-1的静岩压力梯度计算, 可知该类包裹体捕获深度约0.7~1.5km。W-Mo矿化中，方解石的包裹体成矿压力大致是100~250bar，而萤石由于温度范围相差较大，压力更低。紫色萤石中Type IIb包裹体根据Beck et al. (2008)给出的公式，估算得其最低捕获压力介于1500~2000bar(图 7下图)。硫化物期，含辉钼矿石英脉中Type Ia富液相包裹体和Type Ib富气相包裹体紧密共生现象，表明流体发生了沸腾作用。捕获压力平均100~150bar左右。按照静水压力梯度100bars/km-1，深度为1~1.5km。
 | 图 7 黄沙坪矿床流体包裹体压力估计(上图据舒启海等,2011;下图据Becker et al., 2008) Fig.7 Trapping pressure estimates for fluid inclusions of Huangshaping deposit (upper figure after Shu et al., 2011; lower figure modified after Becker et al., 2008) |
矽卡岩矿床的形成与岩浆岩有着密切的关系，成矿物质来源于岩浆，成矿流体来源具有多样性等特点，并且越来越多的研究表明来自深部岩浆房的富含金属元素的流体的参与成矿才有可能形成大型、超大型金属矿床( Shinohara and Hedenquist, 1997; Meinert et al., 2003, 2005；Heinrich, 2005; Klemm et al., 2007)。黄沙坪矿床矿区现已查明的出露及隐伏的岩浆岩岩体规模很小，这种浅成的酸性和中酸性侵入岩岩体在结晶分异过程中形成的流体以及带出成矿物质是有限的(Burnham, 1979)。所以，深部岩浆房演化过程中分异出的携带巨量金属元素的热液与围岩发生水岩作用是形成黄沙坪多金属矿床的重要因素。
隐伏在黄沙坪矿床深部的母岩浆房侵位过程中，不断的分异出流体。当流体的温度降至528~600℃，深度2.2~3km左右，与固相线相交，形成了高盐度卤水相和低盐度富气相包裹体。石榴石中同时捕获了Type IIa和Type Ib包裹体，表明早矽卡岩阶段流体发生了不混溶作用(图 8)。流体包裹体均一温度＞528℃，表明该流体代表了直接来源于岩浆成因的热液(Meinert, 1997; Meinert et al., 2003)。黄沙坪矿床矽卡岩中石榴石以钙铁榴石为特征、磁铁矿发育和硫化物含量很少等特点反应了形成矽卡岩系统的流体具有氧化性较强的特点(Soloviev, 2011)。
 | 图8 黄沙坪矿床流体包裹体 均一温度-盐度分布图 Fig.8 Homogenization temperatures vs salinities of fluid inclusions |
进入到硫化物成矿期，流体进入到开放的体系。与矽卡岩阶段形成鲜明对比的是，硫化物阶段所捕获的包裹体中普遍发育低盐度两相包裹体而没有Type II类高盐度包裹体。与Mo成矿有关的含辉钼矿石英脉中Type Ia、Type Ib和Type III包裹体共存, 温度范围较一致，集中在300~340℃，盐度变化范围很大(5.86%~17.34% NaCleqv)，显示了具有沸腾包裹体特征。激光拉曼分析显示气相成分中除了CO2、还有大量CH4存在，表明体系氧逸度进一步降低。为了捕获低盐度两相包裹体，压力和温度条件从两相不混溶区转变为单相区( Baker and Lang, 2003)，表明低盐度两相包裹体是由岩浆房出溶的流体沿着不同路径进行演化所形成。当温度降至340℃左右，流体到达古水平面以下1.5km左右的位置，该深度与之前的矽卡岩阶段和白钨矿阶段的深度一致，但是由于静水压力条件，压力值为150bar，母岩浆房中残余的岩浆所结晶分异出超临界流体会与气相线相交，流体发生沸腾，形成含辉钼矿石英脉(图 8)。与此同时，由于流体压力超过了静岩压力，会形成一系列断裂，加上岩浆作用逐渐减弱，流体中大气降水的成分可能会增多温度压力持续减小，所以硫化物晚期可能混入了部分大气降水的成分。与Zn-Pb矿化有关的流体几乎全部发育Type Ia富液相包裹体，沸腾作用作用不明显。该阶段流体已演变为中低温、低盐度流体。
(1)黄沙坪多金属矿床是典型的矽卡岩型矿床，成矿作用主要分为矽卡岩成矿期和硫化物成矿期。其中，早矽卡岩阶段石榴石中Type Ib和Type IIa包裹体共存，并且具有高温(＞528℃)，压力大(600~800bar)的特点，说明在成矿作用早期流体发生不混溶作用，该流体代表了直接来源于岩浆成因的热液。晚矽卡岩阶段与W成矿有关的流体还是以高温高盐度为特征成矿流体温度集中在400~460℃，盐度集中在40%~45% NaCleqv、压力为200~400bar。而硫化物期，与Mo成矿有关的流体温度集中在300~340℃，盐度集中在12%~14% NaCleqv，压力介于100~200之间。与Zn-Pb成矿有关的流体温度进一步降至160~240℃，盐度集中在4%~10% NaCleqv和14%~18% NaCleqv。硫化物期的流体普遍发育低盐度两相包裹体而没有Type II类高盐度包裹体，是晚期岩浆房重熔流体发生减压沸腾所形成，成矿流体进入中低温阶段。
(2)早期石榴石等矽卡岩矿物和白钨矿的结晶与后期硫化物的矿化过程均受岩浆热液流体的控制。不同阶段形成了不同类型和温压条件的包裹体，反映了成矿流体性质受深部岩浆房分异出的超临界流体沿着不同的路径演化所控制。成矿早期流体具有较高的氧逸度，成矿晚期氧逸度逐渐减小。
(3)与W-Mo有关和与Pb-Zn-Cu有关的成矿作用可能是同一期流体演化的产物，而与Cu-Mo-W成矿有关的流体是否为同一流体值得进一步研究。
致谢野外工作得到了南京农业大学李福春教授和黄沙坪矿业分公司地质部汪林峰、周练、宗志红、赵太成等工程师的热忱帮助;审稿专家对初稿进行了审阅，提出了宝贵意见;在此一并致以谢意。
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