南秦岭柞水县冷水沟铜钼金矿床成矿流体、H-O-S同位素特征及成矿作用

代军治，张西社，王 鹏，王瑞廷，李剑斌，任 涛

(1.西北有色地质勘查局地质勘查院，陕西西安 710054； 2.陕西省矿产资源综合利用工程技术研究中心，陕西西安 710054； 3.西北有色地质勘查局七一三总队，陕西商洛 726000)



南秦岭柞水县冷水沟铜钼金矿床成矿流体、H-O-S同位素特征及成矿作用

代军治1,2，张西社3，王 鹏3，王瑞廷1,2，李剑斌3，任 涛3

(1.西北有色地质勘查局地质勘查院，陕西西安 710054； 2.陕西省矿产资源综合利用工程技术研究中心，陕西西安 710054； 3.西北有色地质勘查局七一三总队，陕西商洛 726000)

冷水沟矿床位于南秦岭山阳-柞水地区，是秦岭地区发现的与复式岩体有关的铜钼金矿床，矿化类型可分为产于岩体内的斑岩型铜钼矿化、产于岩体与碳酸盐岩接触部位矽卡岩型铜矿化和产于斜长角闪岩内的构造蚀变岩型金矿化。流体包裹体研究表明，斑岩型铜钼矿石中发育水溶液包裹体，含少量NaCl三相包裹体，属中温、中等盐度H2O-NaCl体系；构造蚀变岩型金矿石中发育气液两相包裹体、含CO2包裹体和CO2包裹体，属中温、中等盐度H2O-CO2-NaCl体系，显示两种矿石成矿流体类型不同。H-O-S同位素分析表明，斑岩型铜钼矿石成矿流体主要来自岩浆热液，有少量大气降水参与，成矿物质以幔源为主；构造蚀变岩型金矿石成矿流体受建造水或大气降水强烈交代，成矿物质壳源物质为主。成矿流体在演化过程中，流体沸腾是引起铜钼沉淀的重要因素，流体不混溶是引起金沉淀成矿的重要因素。

斑岩型铜钼矿石 构造蚀变岩型金矿石 流体包裹体 成矿流体 冷水沟 南秦岭

Dai Jun-zhi, Zhang Xi-she, Wang Peng, Wang Rui-ting, Li Jian-bin, Ren Tao. Features of ore-forming fluids, H-O-S isotopes and mineralization of the Lengshuigou Cu-Mo-Au deposit in Zhashui county, South Qin Ling[J]. Geology and Exploration, 2015, 51 (1):0013-0022.

山阳-柞水地区是陕西南秦岭重要的银、铅锌、铁多金属矿集区，区域上的找矿思路一直是以寻找层控-改造型银铅锌铁为主，而对与中酸性小岩体有关的铜矿找矿工作重视程度不够。冷水沟矿床位于山阳-柞水矿集区南部，20世纪70～80年代原西北冶金勘探公司在冷水沟地区开展1/2.5万沟系次生晕扫面时发现了冷水沟Cu-Au-Ag异常区，并以矽卡岩型铜矿找矿理论为依据开展找矿，找矿效果不理想；21世纪前后，受斑岩型矿床成矿理论影响，西北有色地质勘查局713总队开始以斑岩型矿床成矿理论为指导，通过对冷水沟地区找矿评价工作，发现了一些较好的斑岩型铜矿化异常和找矿线索，但勘查工作不彻底，找矿成果不突出。近年来，西北有色地质勘查局713总队通过对冷水沟地区地质填图、物探、化探和钻探等工作，发现了多处较好的铜钼矿点和金银矿点，初步估算仅冷水沟铜钼矿床洞子沟矿点浅部铜资源量超过5万吨，显示了良好的斑岩型铜矿找矿前景。因此对该矿床开展综合研究工作具有重要地质意义。该矿自发现以来，不少学者对该矿的矿床地质特征、矿物组合、岩体矿物学特征及成岩成矿年代学进行了研究(罗德正，1995；张银龙，2002；王瑞廷等，2008，张西社等，2012；陈雷等，2014a, 2014b)，但对于成矿流体方面的研究工作不足。本文在对冷水沟铜钼金矿床的地质特征、流体包裹体及稳定同位素进行了详细的研究，并探讨了成矿流体的性质、来源及成矿作用。

1 地质背景

冷水沟铜钼金矿床位于南秦岭凤镇-山阳断裂南侧，中生代褶皱带中。近EW向展布的凤镇-山阳断裂控制了区域范围内的沉积组合特征和岩浆岩的分布(王宗起等，2002; Yanetal, 2012)。以凤镇-山阳断裂为界，北部出露地层主要为中-上泥盆统及下石炭统一套细碎屑岩-碳酸盐岩，形成于大陆斜坡-陆棚沉积环境(王宗起等，2002)；南部为上泥盆统-下石炭统一套碎屑岩-碳酸盐岩，形成于潮坪-台地环境。其中，泥盆系地层为山阳-柞水矿集区内沉积-改造型Ag、PbZn、Fe矿的含矿地层，并为矽卡岩型CuFe矿床的形成提供了有利的条件(张西社等，2012)。

区域上普遍发育花岗质侵入岩，除分布于北部的柞水、曹坪、沙河湾等印支期大岩体及南部少量新元古代花岗质侵入体外，主要为燕山期中酸性小岩体，如池沟、冷水沟、小河口、下官坊、元子街等小岩体。在燕山期小岩体与泥盆系围岩的内外接触部位常形成斑岩-矽卡岩型CuFe(MoAu)矿，并伴有矽卡岩化、角岩化、绿帘石化、绿泥石化、绢云母化及硅化等热液蚀变(谢桂青等，2012；陈雷等，2014b)。

2 矿床地质特征

冷水沟矿床内出露的地层主要由元古界火成岩系变质而成的斜长角闪岩(952Ma、891Ma、704Ma①)下部基底和中、上泥盆统中-细粒碎屑岩-泥质岩-碳酸盐岩上部盖层组成(图1)，两者之间为角度不整合或断层接触。

区内岩浆活动频繁而强烈，有新元古代钠长岩(705 Ma)、花岗岩(704～708 Ma)和中生代的花岗闪长斑岩(148 Ma)、花岗斑岩(145 Ma)及少量闪长岩、闪长玢岩(谢桂青等，2011①)，形成了冷水沟复式岩体。花岗岩呈不规则岩株状分布于矿区东部，出露面积1.2 km2；钠长岩呈岩枝状分布于矿区中部，侵入斜长角山岩中，与新元古代花岗岩无明细接触关系；花岗闪长斑岩呈岩枝或岩脉状侵入花岗岩和地层中，出露面积0.17 km2；花岗斑岩侵入花岗岩中，与花岗闪长斑岩呈相变接触关系，出露面积0.06 km2。自新元古代花岗岩体内部向外，依次分布有斑岩型铜钼矿(化)体(孔雀垭)、矽卡岩型铜矿体(双龙寨、银洞垭)和构造蚀变岩型金银矿体(南沟、徐家湾，图1和2)，构成了一完整的斑岩型-矽卡岩型-蚀变岩型铜钼金矿成矿系列。即：岩体内部斑岩型Mo、Cu矿，岩体与碳酸盐岩接触部位矽卡岩型Cu矿和远离岩体地层中的构造蚀变岩型Au、Ag矿。

受近中生代区域性SN向挤压推覆作用影响，区内NW向、NNE向、近SN向断裂和NW、NNE向裂隙发育，构成了EW向凤镇-山阳区域性断裂的次级构造。NW向、NNE向和近SN向断裂以正断层为主，主要产于斜长角闪岩、钠长岩及其与花岗岩的接触带附近，是该区主干构造，基本控制了洋芋沟-洞子沟地段铜钼矿(化)体和徐家湾地段金矿(化)体产出；NW、NNE向裂隙主要分布于孔雀垭、洋芋沟一带的斜长角闪岩、钠长岩和花岗岩中，成群密集斜列分布，多构成细脉状铜钼矿(化)体的容矿构造。

冷水沟铜钼矿(化)体除少部分产于新元古代花岗岩和钠长岩内部外，多数产于花岗岩与斜长角闪岩接触部位破碎带(洋芋沟-洞子沟)或与碳酸盐岩的接触带(双龙寨、银洞垭)附近，矿体呈细脉状、透镜状、平行斜列状分布；金矿(化)体主要远离冷水沟复式岩体，产于斜长角闪岩内NE向和NW向断裂破碎带中，特别是两组构造的交汇部位。谢桂青等(2011①)获得产于新元古代花岗岩体内石英辉钼矿脉中辉钼矿的Re-Os年龄为145.6～150 Ma，表明成矿期为燕山期，与花岗闪长斑岩和花岗斑岩年龄一致。

冷水沟矿区围岩蚀变相对典型斑岩型铜钼矿床较弱，主要表现为褐铁矿化、硅化和钾化。褐铁矿化大面积分布于冷水沟矿区西部；硅化蚀变范围次之，钾化蚀变范围小，两者多分布在花岗岩内及花岗岩与斜长角闪岩接触部位或斜长角闪岩内破碎带中。铜钼矿蚀变矿化组合从早到晚依次为：早期为钾化(钾长石化、黑云母化)+硅化+绿泥石化±黄铁矿化±辉钼矿化，基本无矿化；中期由硅化+辉钼矿化和黄铁矿化+黄铜矿化+硅化±绿泥石化±方解石化±辉钼矿化两种矿化组合组成，为主矿化阶段；晚期为方解石化无矿阶段。铜钼矿石构造以细脉状、脉状为主(图2-3)，少量浸染状和团块状，矿石类型有斑岩型和矽卡岩型，以斑岩型为主(图2-2,2-5)。金矿蚀变组合为硅化+绢云母化±绿泥石化±方解石化，矿体呈脉状(孔雀垭)或破碎蚀变岩(徐家湾、南沟)状产出，脉厚一般小于5 cm，多产于斜长角闪岩中断裂或裂隙中，少量产于花岗岩或花岗斑岩的节理或裂隙中，穿切斑岩型铜钼矿化体。金矿(化)体受后期断裂构造影响大，多呈碎裂岩状(图2-6)。

图1 冷水沟铜钼金矿矿区地质图(据张西社等，2012修改)Fig.1 Geology map of the Lengshuigou Cu-Mo-Au deposit(modify from Zhang et al., 2012) 1-第四系；2-上泥盆星红铺组；3-上泥盆统古道岭组;4-中泥盆统大枫沟组；5-斜长角闪(片)岩；6-花岗斑岩；7-花岗闪长斑岩；8-石英闪长岩；9-闪长岩；10-花岗岩；11-钠长岩；12-爆破角砾岩；13-混染大理岩；14-矽卡岩；15-角岩；16- 铜矿(化)体蚀变带；17-实、推测断层；18-铜矿(化)体；19-金矿(化)体1-Quaternary; 2-Upper Devonian Xinhongpu formation; 3-Upper Devonian Gudaoling formation; 4-Middle Devonian Dafenggou formation; 5-amphibolite(Schist); 6-granite porphyry; 7-granodiorite porphyry; 8-quartz diorite; 9-diorite; 10-granite; 11-Albitite; 12-explosion breccia; 13-hybrid marble; 14-skarn; 15-hornfels; 16-copper mineralization belt; 17-measured and in- ferred fault; 18-copper orebdoy; 19-gold orebody

3 测试样品及分析方法

3.1 测试样品

为了查明不同类型矿石之间的成矿流体来源及演化，本次工作选择主成矿阶段斑岩型铜钼矿石和构造蚀变岩型金矿石进行了流体包裹体研究。斑岩型铜钼矿石中含铜钼石英脉呈细脉状或网脉状穿切花岗岩、花岗斑岩，脉宽2～5 cm，金属矿物主要为辉钼矿、黄铁矿、黄铜矿。构造蚀变岩型金矿石中含金石英脉呈细脉状产于斜长角闪岩中，脉宽2～3 cm，颜色较暗，金属矿物主要是黄铁矿。采样位置及样品描述见表2。室内，将这些样品磨制成双面抛光片，然后在显微镜下详细观察，挑选有代表性的包裹体进行显微测温。

本文用于稳定同位素分析的样品主要采集于冷水沟矿区洞子沟、洋芋沟、孔雀垭和徐家湾地段。氢氧同位素分析样品与测温样品为同一件样，硫同位素分析样品特征见表3。

3.2 分析方法

流体包裹体显微测温分析在吉林大学地球科学学院流体包裹体实验室完成，测温仪器为英国产Linkam THMS-600型冷热台，测温范围为-198℃～+600℃。试验方法及测温精度见王可勇等(2008)。

图2 冷水沟铜钼金矿床典型岩/矿石照片Fig.2 Typical picture of rock and ore in the Lengshuigou CuMoAu deposit 1-洋芋沟石英网脉状花岗岩;2-洞子沟浸染状黄铁矿、黄铜矿化花岗岩;3-花岗闪长斑岩中辉钼矿-石英脉型矿石;4-花岗闪长斑岩中 钾化-黄铁矿化;5-双龙寨矽卡岩型矿石;6-花岗闪长斑岩中两组共轭产出的构造蚀变岩型金矿化体1-quartz veinlets in granite; 2-disserminated ores; 3-molybdenite-quartz veinlet replacing granodiorite porphyry; 4-potassic and pyritization alteration in granodiorite porphyry;5-skarn type copper ore; 6-fracture-altered rock type Au mineralization with conjugate structure in granodiorite porphyry

氢氧同位素测试在中国地质科学院矿产资源研究所同位素实验室完成，测试仪器为MAT253 EM型质谱计，并以SMOW为标准。硫同位素分析在核工业北京地质研究院进行，测试仪器为MAT251C质谱计。石英流体包裹体氢同位素测试采用热爆裂法从样品中提取原生流体包裹体中的H2O，使之在400℃条件下与Zn反应30 min制取H2，然后用质谱进行氢同位素测定，精度±2‰；氧同位素测试采用常规BrF5法，分析精度±0.2‰。硫同位素样品用硫化物与CuO和V2O5混合氧化剂在高温真空条件下反应制取SO2。测试结果见表2，表3。

4 成矿流体研究

4.1 流体包裹体岩相学特征

岩相学研究表明，斑岩型铜钼矿石和构造蚀变岩型金矿石中流体包裹体发育较少，适合于测温研究的样品更少，包裹体多呈小群体随机分布，主要为原生包裹体(图3)。包裹体形态一般为椭圆形、长条形或不规则状，大小5～20 μm不等，多数5～15 μm。依据包裹体在室温及冷冻回温过程中的相态变化特征和组成，初步将这些包裹体分为4类：水溶液包裹体(I型)、含CO2包裹体(II型)、CO2包裹体(III型)、含NaCl三相包裹体(Ⅳ)。其中，铜钼矿石中发育I型和Ⅳ包裹体，金矿石中发育I型、II型和III型包裹体。I型包裹体为铜钼矿石和金矿石中的主要包裹体类型，占整个流体包裹体数量的70%。

水溶液包裹体(I型)：室温下主要由气泡和水溶液相组成(图3a，3b)，少数仅为水溶液相。主要分布在含矿石英细脉中或硫化物周围的石英中，分布较为密集。根据包裹体中气液所占体积百分比，水溶液包裹体可进一步分为，气液两相包裹体(Ia型，VH2O/LH2O<50%)和富气相包裹体(Ib型，VH2O/LH2O>50%)。其中Ia型包裹体气液比5%～40%，多数为10%～25%，占I型的80%。Ia型包裹体在铜钼矿石和金矿石中均发育，Ib型包裹体气液比50%～90%，仅在铜钼矿石中发育。在金矿石中可见部分Ia型包裹体与含CO2包裹体、CO2包裹体共生现象。

图3 冷水沟铜钼金矿床含矿石英脉中流体包裹体显微特征Fig.3 Photomicrographs of fluid inclusions in ore- bearing quartz veins of the Lengshuigou Cu-Mo-Au deposit a-铜钼矿石中气液两相包裹体；b-铜钼矿中石富气相包裹体；c-金矿石中CO2包裹体和气液两相包裹体；d-金矿石中含CO2三相包裹体、富CO2包裹体和气液两相包裹体a-gas-fluid phase inclusions in Cu-Mo ore; b-gas-rich inclusions in Cu-Mo ore; c-CO2and gas-fluid inclusions in Au ore; d-CO2-bearing three-phase and CO2-rich gas-fluid inclusions in Au ore; LH2O-liquid aqueous; VH2O-vapor aque ous; LCO2-liquid CO2; VCO2-vapor CO2

含CO2包裹体(II型)：室温下由水溶液相、液相CO2及气相CO2组成，或由液相CO2和水溶液两相构成，仅分布于金矿石中。根据包裹体中CO2相所占的比例，可进一步划分为IIa富CO2包裹体(图3d)及IIb富水溶液包裹体(图3b；3c)，IIa型包裹体中CO2相所占比例大于60%～95%，IIb型CO2相所占比例为20%～40%。

CO2包裹体(III型)：室温下多由液相CO2组成，当温度低于室温时，逐渐出现气相CO2。该类包裹体大小8～10 μm，也仅分布于金矿石中。

含NaCl三相包裹体(Ⅳ)：仅在铜钼矿石中偶见，NaCl子矿物呈透明立方体状，包裹体大小10 μm，NaCl子矿物大小1 μm，包裹体中气相体积所占比例为5%。

4.2 流体包裹体显微测温研究

(1) 斑岩型铜钼矿石

I型包裹体：在升温过程中，Ia型包裹体冰晶最终消失温度在-9.7～-3.3℃之间，Ib型包裹体为-3.5～-0.9℃，依据公式(刘斌等，1999)估算的两者盐度值分别为5.4%～13.6%NaCleq和1.6%～5.7 % NaCleq(表1，图4b)。继续升温，该类包裹体最终以均一到液相方式为主，Ia型包裹体均一温度变化范围为192～368℃，Ib型包裹体均一温度为263～355℃(图4a)。依据盐水溶液包裹体温度-密度关系方程(刘斌等，1999)，估算的Ia型包裹体密度0.72～0.93 g/cm3，Ib型包裹体密度为0.63～0.84 g/cm3(表1)。

Ⅳ型包裹体：仅测试到一个包裹体，升温后包裹体以NaCl子晶完全熔化而最终均一，均一温度330℃，计算的盐度40.6 % NaCleq，密度1.07 g/cm3。

(2) 构造蚀变岩型金矿石

由于Ib型包裹体在金矿石中不发育，因此，仅对I型包裹体中Ia型包裹体进行了测温研究。

Ia型包裹体：在升温过程中冰晶最终消失温度为-6.2℃～-4℃，相应盐度为6.4%～9.1%NaCleq，包裹体最终以均一到液相方式，均一温度在208℃～317℃之间，依据相关方程(刘斌等，1999)计算的包裹体密度为0.78～0.92 g/cm3(表1，图5)。

II型包裹体：在冷冻-升温过程中，固态CO2相初溶温度为-58.8℃～-57℃，比纯CO2的初融温度-56.6℃低，指示CO2相中可能含有少量CH4、N2等成分的存在。在升温过程中，观测到大部分CO2笼形物的融化温度为6.9℃～8.2℃，CO2相部分均一至液相方式为主，均一温度为11.9℃～30.5℃。依据笼形物融化温度，获得该类包裹体的盐度为3.6～5.9%NaCleq(表1，图5b)。继续升温，II型包裹体继续升温，II型包裹体中IIa型包裹体通过CO2溶解于H2O相而完全均一到水溶液相；IIb型大部分通过H2O溶解于CO2相而完全均一到CO2相，少量发生爆裂，个别为临界均一，包裹体均一温度在230℃～330℃(图5a)。依据CO2盐度、部分均一温度、CO2相体积计算的包裹体总体密度为0.79～0.94 g/cm3。

III型包裹体：基本表现出与II型包裹体相似的冷冻-升温变化特征。固态CO2初融温度为-59.6℃～-58.2℃，低于纯CO2标样熔化温度值-56.6℃，同样指示该类包裹体可能含有微量N2、CH4等气体成分存在；气相CO2以均一到液相CO2方式为主，CO2相部分均一温度为11.5℃～29.7℃(表1)。

4.3 氢氧同位素组成

由6件样品的氢氧同位素值(表2)可以看出，冷水沟矿床斑岩型铜钼矿石和构造蚀变岩型金矿石中石英的δ18OSMOW值变化范围较小，为10.4‰～19.0‰；δD值变化范围大，为-67‰～-124‰，极差57‰，表明矿石中D同位素发生了明显分馏。根据测温研究所得流体包裹体的均一温度，计算的与石英平衡水的O同位素为5.0～13.1‰，平均8.3‰。

表1 冷水沟铜钼金矿床流体包裹体显微测温结果

图4 冷水沟铜钼矿石流体包裹体均一温度(a)-盐度(b)直方图Fig.4 Histograms of homogenization temperatures(a) and salinities(b) of fluid inclusions from porphyry ores of the Lengshuigou Cu-Mo-Au deposit

4.4 硫同位素组成

硫同位素分析表明，斑岩型铜钼矿石和构造蚀变岩型金矿石硫同位素组成不同(表3)。铜钼矿石中黄铁矿的δ34S值为0.4‰～0.5‰，与陈雷(内部交流)获得孔雀垭斑岩型钼矿石中辉钼矿的硫同位素值(2.0‰～2.4‰)相当。金矿石中磁黄铁矿和黄铁矿的δ34S值较高，为5.0‰～9.1‰。

5 讨论

5.1 成矿流体来源

氢氧同位素数据显示，铜钼矿石与金矿石氢氧同位素特征不同。铜钼矿石之间，斑岩型矿石和矽卡岩型矿石相似，氧同位素值变化范围小，为10.4‰～15.7‰，氢同位素变化范围大，为-67‰～-124‰；金矿石显示出较高的氧同位素值(19.0‰)，氢同位素值低于检测限。

在δD-δ18OH2O图上(图6)，Lt16号样品投点落入岩浆水范畴内，Lt15号样品投点落入岩浆水范畴右侧，其余样品的氢同位素值投点落入岩浆水范畴下侧，但氧同位素值始终在岩浆水氧同位素范畴内，距大气降水线较远(图6)。造成这种现象的原因可能是成矿流体在形成过程中经历了强烈的岩浆脱气过程(Hoefs，2009)，岩浆脱气使得含矿热液中的δD发生了明显漂移。这种特征与冈底斯斑岩铜矿带邦铺斑岩型钼铜多金属矿(周雄等，2012)和黑龙江金厂金矿(王可勇等，2011)相似，氧同位素值总体分布于张理刚(1989)金铜系列岩浆水范围内及其附近，反映冷水沟矿床铜钼矿成矿流体总体为混合的岩浆水和大气降水，但以岩浆水为主。金矿石氧同位素值较高，氢同位素值低于检测限值，这可能与金矿(化)体受构造控制明显，原始含矿流体与建造水或大气降水发生了相对强烈的同位素交换。

图5 冷水沟金矿石流体包裹体均一温度(a)—盐度(b)直方图Fig.5 Histograms of homogenization temperatures(a) and salinities(b) of fluid inclusions from Au-beraing quartz veins of the Lengshuigou Cu-Mo-Au deposit

样号采样位置矿石类型围岩样品名称δ18OSMOW/‰δDSMOW/‰均一温度/℃δ18OH2O/‰Lt15孔雀垭斑岩型铜钼矿石花岗岩石英15 7-673299 8Lt16孔雀垭斑岩型铜钼矿石花岗岩石英13 3-77 43688 5Bt5徐家湾下游矽卡岩型铜钼矿石斜长角闪岩、大理岩石英13 5-1103307 6Bt6孔雀垭斑岩型铜钼矿石花岗岩石英10 4-1243475 0Bt7洋芋沟斑岩型铜钼矿石斜长角闪岩、花岗岩石英11 2-1183365 5Bt1徐家湾构造蚀变岩型金矿石斜长角闪岩石英19 0/33013 1

测试单位：中国地质科学院矿产资源研究所同位素实验室；计算δ18OH2O的分馏方程为：1000 lnα石英-水=3.38×106T-2-3.40(Claytonetal., 1972)。

表3 冷水沟铜钼金矿床硫化物硫同位素特征

图6 冷水沟铜钼矿床氢氧同位素组成投影图Fig.6 Plot of hydrogen and oxygen isotopes for porphyry ores of the Lengshuigou CuMoAu deposit 1-斑岩型矿石；2-矽卡岩型矿石1-porpyry ore; 2-skarn ore

5.2 成矿物质来源

冷水沟矿床硫化物的硫同位素值反映，斑岩型铜钼矿石与构造蚀变岩型金矿石成矿物质来源存在差别，两者非同一流体储库。斑岩型铜钼矿石中硫接近幔源硫值，与典型斑岩型铜钼矿床硫化物硫同位素值(周作侠，1981)相似，指示斑岩型铜钼矿石中硫主要以源幔源硫为主。构造蚀变岩型金矿石则显示较高的δ34S正值，与氧化性花岗岩类硫同位素值(Coleman，1979)接近，可能与流体中H2S的去气作用有关(郑永飞等，2000)。这可从金矿石流体中富含氧化性的CO2类包裹体得到佐证。地球化学结果也证明，冷水沟花岗斑岩中Au含量相对较高(3.17×10-9)，斜长角闪岩中最低(<0.1×10-9)，而花岗斑岩和花岗闪长斑岩是壳源物质部分熔融而成(与刘树文等内部交流)。这些均指示金矿石中硫可能主要来自壳源。

5.3 成矿流体性质及成矿作用

冷水沟斑岩型铜钼矿(化)体主要产于中生代花岗闪长斑岩、花岗斑岩与新元古代花岗岩的接触部位和花岗岩与斜长角闪岩的接触部位。尽管部分细脉浸染状钼铜矿化发育在花岗岩中，但成矿年龄(145Ma)明显晚于新元古代花岗岩的年龄(704～708Ma)的事实，反映出“透岩浆流体”的特征(罗照华等，2007)。

斑岩型铜钼矿化阶段，含矿流体中包裹体以气液两相包裹体、富气相包裹体为主，少量含NaCl三相包裹体。流体包裹体测温显示三者的均一温度范围区间一致，包裹体均一温度多数集中在270℃～350℃。除含NaCl三相包裹体外，包裹体盐度集中在7%～9%NaCleq，密度集中在0.75～0.9 g/cm3。总体表现出气液两相包裹体盐度和密度高于富气相包裹体。结合富液相包裹体和富气相包裹体共存分布特征及相似均一温度、盐度关系(图7a)，指示斑岩型铜钼矿石成矿流体具有沸腾流体性质，属中温、中等盐度H2O-NaCl体系。可以认为斑岩型铜钼矿化阶段强烈的流体沸腾作用是引起铜和钼的沉淀成矿的重要因素，为中生代富铜钼的幔源岩浆热液沿着凤镇-山阳断裂旁侧的次级断裂上升，由于压力突然降低，流体发生沸腾并伴随强烈的岩浆脱气，使得成矿流体物理化学条件改变，导致矿质沉淀成矿。

金矿(化)体除部分产于花岗岩中外，主要远离冷水沟复式岩体分布，受断裂或裂隙构造控制明显。成矿流体以富含CO2类包裹体为特征，含CO2包裹体与气液两相包裹体均一温度基本一致，均集中在230℃～290℃，盐度表现为气液两相包裹体高于含CO2包裹体，分别集中在7.0%～9.0% NaCleq和4.0%～6.0% NaCleq。结合金矿石中气液两相包裹体与含CO2包裹体及CO2包裹体共存特征，认为金矿石成矿流体具有不混溶流体特征，流体不混溶造成了低密度的CO2类包裹体与相对略高盐度的气液两相包裹体产生相分离，成矿流体属中温、中等盐度H2O-CO2-NaCl体系。越来越多的研究认为流体中的金主要以硫络合物的形式迁移，CO2在金矿形成过程中起着非常重要的作用。流体中的CO2可以调节溶液的PH值，使金硫络合物保持在稳定的范围内，从而提高金的溶解度(Phillipsetal., 2004)。流体包裹体研究表明，冷水沟金矿石中富含CO2包裹体，这对金的迁移和富集起到重要作用。成矿流体在上升运移的过程中，受构造减压影响发生不混溶作用。流体的不混溶作用导致了残留液相中的CO2含量降低和PH值升高，从而使金硫络合物不稳定和金沉淀。

图7 冷水沟铜钼矿石(a)、金矿石(b)流体包裹体均一温度—盐度散点图Fig.7 Homogenization temperature-salinity plot for porphyry ores (a) and Au-beraing quartz veins (b) of the Lengshuigou CuMoAu deposit

6 结论

(1) 冷水沟铜钼金矿床发育有斑岩型、矽卡岩型及蚀变岩型矿化，而且不同类型的矿石中含有不同的包裹体，其中斑岩型铜钼矿石中流体包裹体以水溶液包裹体为主，主要是气液两相包裹体、富气相包裹体为主，少量含NaCl三相包裹体；构造蚀变岩型金矿石中流体包裹体有气液两相包裹体、含CO2包裹体和CO2包裹体3类。

(2) 氢氧同位素组成表明，铜钼矿石成矿流体主要来自岩浆热液，有少量大气降水参与，金矿石成矿流体受建造水或大气降水强烈交代；硫同位素表明，斑岩型铜钼矿石成矿物质来源以幔源物质为主，构造蚀变岩型金矿石成矿物质来源以壳源物质为主。

(3) 斑岩型铜钼矿石中成矿流体属中温、中等盐度H2O-NaCl体系，成矿流体在演化过程中发生了流体沸腾作用，流体沸腾是引起铜钼沉淀的重要因素；构造蚀变岩型金矿石中流体属中温、中等盐度H2O-CO2-NaCl体系，成矿流体在演化过程中经历了流体不混溶作用，流体不混溶导致了金的沉淀成矿。

致谢 流体包裹体测温分析得到吉林大学地球科学学院王可勇教授的热心帮助、氢-氧-硫同位素分析分别得到中国地质科学院矿产资源研究所万德芳研究员和核工业北京地质研究院刘汉彬老师等的大力支持，论文撰写过程中与中国地质科学院矿产资源研究所陈雷博士开展过积极讨论，在此一并表示诚挚谢意！

[注释]

① 谢桂青，任涛，李瑞玲, 李剑斌 王瑞廷.2011.陕西省柞山盆地池沟-冷水沟铜钼矿区的成矿规律和找矿方向研究[R].1-87

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Features of Ore-Forming Fluids, H-O-S Isotopes and Mineralization of the Lengshuigou Cu-Mo-Au Deposit in Zashui County, South Qin Ling

DAI Jun-zhi1,2, ZHANG Xi-she3, WANG Peng3, WANG Rui-ting1,2, LI Jian-bin3, REN Tao3

(1.InstituteofGeology&ExplorationofNorthwestBureauofMiningandGeologyforNonferrousMetals,Xi'an,Shaanxi710054; 2.Engineering&TechnologyCenterforComprehensiveUtilizationofMineralResourcesinShaanxiProvince,Xi'an,Shaanxi710054; 3. 713TeamofNorthwestBureauofMiningandGeologyforNonferrousMetals,Shangluo,Shaanxi726000)

The Lengshuigou Cu-Mo-Au deposit is located in the middle of the South Qin Ling orogenic belt, and related with complex intrusive bodies there. The ore types in this region can be divided into three types: porphyry type Cu-Mo occurring in rock bodies, skarn type Cu occurring at the contact zone between intrusive rock and carbonatite, and fracture-altered rock type Au occurring in amphibolite. Study on fluid inclusions shows that there are different types of fluid inclusions in porphyry type Cu-Mo and fracture-altered rock type Au. Masses of aqueous inclusions and a few of NaCl-bearing daughter crystal inclusions occur in porphyry type Cu-Mo. The ore-forming fluid belongs to mesothermal and moderate salinity H2O-NaCl series. Fracture-altered rock type Au contains aqueous two-phase inclusions, i.e. CO2-bearing phase and CO2phase inclusions, which belong to mesothermal and moderate salinity H2O-CO2-NaCl series. H-O-S isotope compositions show that ore-forming fluids of porphyry Cu-Mo were mainly derived from magmatic water, involved a little meteoric water, and ore-forming material was mainly originated from mantle. The ore-forming fluids of fracture-altered rock type Au roots in metamorphic or meteoric water, and its mineral sources came mainly from crust. Fluid boiling was probably an important factor for Cu-Mo deposition, whereas fluid immiscibility was the key factor for Au deposition during the evolution of inclusions.

porphyry type Cu-Mo, fracture-altered rock type Au, fluid inclusions, ore-forming fluid, Lengshuigou, south Qing Ling

2014-06-30；[修改日期]2014-09-19；[责任编辑]郝情情。

国土资源部公益性行业科研专项(201111007-3)和“十二五”国家科技支撑计划课题(2011BAB04B05)联合资助。

代军治(1978年-)，男，博士，高级工程师，主要从事矿床成因及矿产资源勘查研究。E-mail: daijunzhi@163.com。

P618.41+P618.51

A

0495-5331(2015)01-0013-10