銅陵老鴉嶺銅礦床流體包裹體特征與成礦作用

徐方穎，賴健清，王雄軍（1.中南大學(xué) 有色金屬成礦預(yù)測教育部重點實驗室，長沙 410083；2.中南大學(xué) 地球科學(xué)與信息物理學(xué)院，長沙 410083）

銅陵老鴉嶺銅礦床流體包裹體特征與成礦作用

徐方穎1, 2，賴健清1, 2，王雄軍1, 2
（1.中南大學(xué) 有色金屬成礦預(yù)測教育部重點實驗室，長沙 410083；2.中南大學(xué) 地球科學(xué)與信息物理學(xué)院，長沙 410083）

老鴉嶺銅礦床是安徽省銅陵冬瓜山礦田內(nèi)的一個矽卡巖型礦床。礦體賦存于遠離主接觸帶的下二疊統(tǒng)到下三疊統(tǒng)大理巖地層中。原生成礦過程分為矽卡巖期的早矽卡巖階段（A1）、晚矽卡巖階段（A2）、氧化物階段（A3）和熱液期的石英硫化物階段（B1）、碳酸鹽階段（B2）。包裹體巖相學(xué)分析表明：石榴子石、透輝石、石英和方解石中發(fā)育著氣液兩相包裹體（Ⅰ型）和含子礦物包裹體（Ⅱ型）。顯微測溫結(jié)果顯示：早矽卡巖階段，包裹體均一溫度為434～579℃或者＞600℃，鹽度連續(xù)分布在20.80％～56.70％，顯示其成礦流體具有高溫、高鹽度的特征，體系處于超高壓環(huán)境；氧化物階段，流體減壓沸騰，最低沸騰溫度為298℃，包裹體具有不均一捕獲特征，地下水的混入導(dǎo)致鹽度從59.36％到3.76％顯著變化，由于處于開放體系，受靜水壓力影響，估算成礦壓力范圍為16～37 MPa，結(jié)合上覆地層的厚度判斷成礦深度約為1.6 km；石英硫化物階段，包裹體均一溫度集中于250～350℃，鹽度在3.92％到49.22％之間；碳酸鹽階段，包裹體均一溫度為160～193℃，鹽度為2.63％～4.39％，成礦流體顯示出從高溫到低溫、從高鹽度到低鹽度、從均一到不混溶分離的演化過程?；谝陨涎芯?，推斷老鴉嶺銅礦床的成礦流體以高溫、高鹽度的巖漿流體為開端，在上侵和沿大隆組地層快速運移過程中逐漸演化，伴隨沸騰作用和兩次地下水的混入，成礦流體溫度、鹽度、壓力不斷下降，最終在青山腳背斜軸部卸載成礦。

流體包裹體；成礦流體；銅礦床；成礦作用；矽卡巖

冬瓜山礦田（前人所稱的獅子山礦田）是銅陵地區(qū)乃至長江中下游地區(qū)礦化蝕變作用持續(xù)時間較長、成礦規(guī)模較大、研究程度較高的重要礦區(qū)。在近5 km2范圍內(nèi)銅礦體成群產(chǎn)出[1]，深部的冬瓜山礦床，中部的花樹坡礦床、大團山礦床，上部的老鴉嶺礦床、西獅子山礦床和淺部的東獅子山礦床沿接觸帶自下而上呈階梯狀排列，形成了“多層樓”的礦床空間分布模式[1-2]。在平面上，老鴉嶺礦床在北端與冬瓜山礦床毗鄰，東北側(cè)與大團山礦床、東獅子山礦床、西獅子山礦床接壤。

不同于其它礦床，老鴉嶺銅礦床是一個遠離接觸帶產(chǎn)出的，以銅礦為主、伴生有金-鉬的層控矽卡巖型礦床，礦體多產(chǎn)于大理巖地層中[3-4]，有關(guān)此礦區(qū)的研究鮮見報道。楊剛等[3]對礦床中含鉬碳質(zhì)頁巖進行Re-Os同位素（ICP-MS法）定年，發(fā)現(xiàn)其等時線年齡（234.2±7.3 Ma）與地層沉積年齡相近；楊學(xué)明等（1997）[4]對礦床內(nèi)方鉛礦和黃鐵礦進行的微量元素測試，表明兩者受后期熱液改造，已不具備沉積特征；而在成礦流體方面，前人的研究幾乎空白，制約了整個礦區(qū)成礦流體特征與演化及成礦作用的系統(tǒng)研究。本文作者通過對老鴉嶺銅礦床內(nèi)，不同深度、不同成礦階段、不同類型的包裹體進行巖相學(xué)和顯微測溫研究，查明各階段包裹體的基本類型，探討成礦流體的來源、性質(zhì)、演化過程，為研究成礦作用提供依據(jù)。

1　地質(zhì)背景

銅陵地區(qū)處于華南板塊的東北緣，揚子板塊和華北板塊的結(jié)合部[5-8]，大別造山帶的前陸褶斷帶上（見圖1）。區(qū)內(nèi)復(fù)雜的演化過程可分為基底形成階段、蓋層發(fā)育階段和板內(nèi)變形階段[1, 9-11]。區(qū)域褶皺變形基底由一套變質(zhì)巖組成，可分為“江南型”和“江北型”，銅陵礦集區(qū)的基底就處在這兩類基底的分界線上[10]；蓋層發(fā)育階段，區(qū)域上廣泛發(fā)育淺海相碳酸鹽巖沉積建造[12]，受加里東運動和海西運動的影響，銅陵地區(qū)在志留紀末期上升成陸，接受風化剝蝕，普遍缺失中下泥盆統(tǒng)和下石炭統(tǒng)地層，在晚泥盆世重新接受沉積，形成區(qū)域上了沉積間斷面[11]；中侏羅世到晚白堊世，燕山運動引發(fā)大規(guī)模的陸內(nèi)構(gòu)造-巖漿-成礦活動，殼幔混合型中酸性巖漿侵位，形成了各種類型的礦床。伴隨著燕山運動，銅陵礦集區(qū)如今的主體面貌才慢慢形成[11]。

銅陵礦集區(qū)出露地層從志留系到第四系，巖性表現(xiàn)為陸相砂巖→海相碳酸鹽巖→陸相砂巖；區(qū)域構(gòu)造呈現(xiàn)多期、多時代、多層次和多性質(zhì)的特點[13]；區(qū)域巖漿活動十分強烈，侵入巖以中晚侏羅世-白堊紀的中酸性巖為主，也可見噴出巖[1, 11-12]；礦集區(qū)內(nèi)的主要礦產(chǎn)有銅、鐵、鉛鋅、金、硫、鉬、鎢、銻等[14]，銅礦點眾多而集中，礦床類型多樣，以矽卡巖型和斑巖型為主。

冬瓜山礦田主要出露三疊系地層，巖性以灰?guī)r和白云巖為主（見圖2），其中下三疊統(tǒng)在青山腳背斜軸部發(fā)育大量矽卡巖、大理巖[13]。深部探礦工程還揭露泥盆系五通組（D3w），石炭系黃龍組（C2h）和船山組（C3c），二疊系棲霞組（P1q）、孤峰組（P1g）、龍?zhí)督M（P2l）和大隆組（P2d）地層，地層間多為整合接觸[14]。

青山背斜是區(qū)內(nèi)的主要褶皺構(gòu)造，全長22.5 km，寬約8 km，為一短軸不對稱褶曲[1, 11-12, 14]；區(qū)內(nèi)斷裂構(gòu)造發(fā)育，可分為成礦前斷裂和成礦后斷裂[13]，與旁側(cè)派生裂隙形成特有的網(wǎng)格狀構(gòu)造系統(tǒng)，控制著礦區(qū)內(nèi)巖漿巖的分布和礦化作用。

圖1　銅陵礦區(qū)區(qū)域位置圖[11]（YCF：陽新-常州大斷裂，XGF：襄樊-廣濟大斷裂，TLF：郯城-廬江大斷裂）Fig.1　Regional geological map of Tongling district[11]（YCF：Yangxin-Changzhou fault；XGF：Xiangfan-Guangji fault；TLF：Tancheng-Lujiang fault）

礦區(qū)侵入巖以燕山期花崗閃長巖、石英二長閃長巖、輝石二長閃長巖為主，多呈巖株、巖墻、巖枝狀等小侵入體產(chǎn)出，在不同水平面上相互溝通，構(gòu)成淺成相侵入巖系[13]。

2　礦體地質(zhì)特征

老鴉嶺銅礦床是一個遠離主接觸帶賦存于圍巖中的矽卡巖型礦床[15]，由100多個小礦體組成，嚴格限制在下二疊統(tǒng)到下三疊統(tǒng)地層內(nèi)，呈多層產(chǎn)出。礦體位于青山背斜的軸部，其產(chǎn)狀和形態(tài)變化受褶皺影響[4]，軸部產(chǎn)狀平穩(wěn)，NW和SE翼產(chǎn)狀分別為50°～80°、10°～30°，與地層產(chǎn)狀一致[4]。

礦體總體走向為NNE-NE向，一般的礦體呈層狀、似層狀和透鏡體狀展布，沿走向延伸400 m左右，斜深150～300 m。D-1礦體為最大的主礦體，向東側(cè)伏，存在局部收縮和膨脹現(xiàn)象[3-4]，沿走向延伸1117 m，寬100～600 m，厚1.4～40 m（平均7.8 m），平均含銅1.57％[4]。

燕山期巖漿侵入作用造成了礦區(qū)內(nèi)較大范圍的圍巖（接觸）熱變質(zhì)，使上石炭統(tǒng)一二疊統(tǒng)的地層變質(zhì)為矽卡巖、大理巖、白云質(zhì)大理巖，礦體就產(chǎn)在遠離侵入巖體的大理巖地層中。與成礦密切相關(guān)的蝕變作用還有硅化、碳酸鹽化、綠泥石化、綠簾石化等。

礦石中主要金屬礦物有磁鐵礦、黃銅礦、磁黃鐵礦、黃鐵礦，可見少量閃鋅礦、方鉛礦。非金屬礦物有石榴石、透輝石、普通角閃石、透閃石、陽起石、黑云母、綠簾石、綠泥石、白云母、石英、長石、方解石等。

礦石結(jié)構(gòu)主要有自形-半自形粒狀結(jié)構(gòu)、交代殘余結(jié)構(gòu)、固溶體分離結(jié)構(gòu)、填隙結(jié)構(gòu)、反應(yīng)邊結(jié)構(gòu)；構(gòu)造主要有塊狀構(gòu)造、（網(wǎng)）脈狀構(gòu)造、浸染狀構(gòu)造、角礫狀構(gòu)造。

根據(jù)礦脈穿插關(guān)系及礦物組合、礦石結(jié)構(gòu)特征，結(jié)合前人的研究成果，老鴉嶺礦床的原生成礦過程可劃分為矽卡巖期（A）和熱液期（B）。矽卡巖期又可細分為早矽卡巖階段（A1）、晚矽卡巖階段（A2）和氧化物階段（A3）；熱液期分為石英-硫化物階段（B1）和碳酸鹽階段（B2）。

矽卡巖期：主要形成石榴子石（圖3（a））、透輝石、透閃石（見圖3（b））、綠簾石等矽卡巖礦物，晚矽卡巖階段和氧化物階段，分別以出現(xiàn)磁鐵礦和石英（見圖3（c）和（d））為特征。

熱液期：石英硫化物階段出現(xiàn)大量的金屬硫化物，可見黃銅礦（見圖3（c）和（d））、磁黃鐵礦（見圖3（c）和（d））、黃鐵礦（見圖3（d））填隙交代早期磁鐵礦，也可見少量的方鉛礦、閃鋅礦，非金屬礦物以石英為主，少數(shù)含方解石；碳酸鹽階段出現(xiàn)大量的方解石，礦化減弱，只生成少量星點狀的黃鐵礦生成。

圖2　冬瓜山礦區(qū)地質(zhì)簡圖[1]（1—第四系；2—中三疊統(tǒng)；3—下三疊統(tǒng)；4—角巖；5—花崗閃長巖；6—石英二長閃長巖；7—輝石二長閃長巖；8—花崗斑巖；9—地層界線；10—接觸變質(zhì)界線；11—斷裂；12—礦床）Fig.2　Geologic map of Dongguashan deposit （modified from Ref.[1]）（1—Quaternary；2—Middle Triassic；3—Lower Triassic；4—Hornfels；5—Granodiorite；6—Quartz monzodiorite；7—Pyroxene monzodiorite；8—Granite porphyry；9—Stratigraphic boundary；10—Contact metamorphism boundary；11—Fault；12—Orebody）

3　流體包裹體特征

3.1包裹體巖相學(xué)特征

選擇不同中段及鉆孔中的13件代表性樣品磨制成雙面拋光的測溫片，厚度約60～80μm，樣品特征見表1。在透/反射顯微鏡下進行包裹體巖相特征研究，并確定顯微測溫對象。巖相學(xué)研究表明：在兩個成礦期A1、A3、B1、B2這4個成礦階段的石榴子石、透輝石、石英和方解石中發(fā)現(xiàn)流體包裹體。根據(jù)室溫（20℃）下的包裹體形態(tài)，可細分為氣液兩相包裹體（Ⅰ型）、含子礦物包裹體（Ⅱ型）兩類。其中Ⅱ型包裹體主要出現(xiàn)于A1、A3、B1階段的石榴子石和石英中。Ⅰ型包裹體：室溫下由電解質(zhì)水溶液和氣泡構(gòu)成。按其均一特征又可分為Ⅰa型（富液相水溶液包裹體）和Ⅰb型包裹體（富氣相水溶液包裹體）。Ⅰa型包裹體

發(fā)育在石榴子石（A1階段）、透輝石（A1階段）、石英（A3、B1、B2階段）和方解石（A3、B1階段）中，以橢圓形和不規(guī)則為主，通常個體不大，直徑一般小于8.5μm，氣相比為20％～60％（見圖4（a）），升溫后均一為液相；Ⅰb型包裹體發(fā)育在石英（A3、B1階段）、方解石（A3階段）樣品中，為不規(guī)則、橢圓形和近四邊形，直徑最大可達12.0μm，氣相比50％～90％（見圖4（b）），升溫均一為氣相。

圖3　老鴉嶺礦床主要礦物及其交生關(guān)系顯微特征：（a）石榴子石的自形晶結(jié)構(gòu)，顆粒間充填碳酸鹽礦物；（b）透閃石的自形晶結(jié)構(gòu)；（c）黃銅礦交代溶蝕磁鐵礦；（d）黃銅礦、磁黃鐵礦、黃鐵礦共生，黃銅礦和黃鐵礦被磁黃鐵礦呈島弧狀交代（Grt—石榴子石；Tr—透閃石；Mag—磁鐵礦；Ccp—黃銅礦；Po—磁黃鐵礦；Py—黃鐵礦）Fig.3　Microphotographs of minerals in Laoyaling deposit：（a）Garnet filled with carbonate minerals；（b）Crystal structure of plagioclase；（c）Magnetite replaced by chalcopyrite and chalcopyrite replaced by pyrrhotite；（d）Coexistence of chalcopyrite and pyrrhotite and pyrite, chalcopyrite and pyrite replaced by pyrrhotite （Grt—Garnet；Tr—Tremolite；Mag—Magnetite；Py—Pyrite；Ccp—Chalcopyrite；Po—Pyrrhotite；Py—Pyrite）

表1　樣品采樣位置及特征Table 1　Locations and characteristics of samples

Ⅱ型包裹體：室溫下由鹽水溶液、氣泡和子礦物構(gòu)成的三相包裹體，多呈橢圓形和不規(guī)則狀，直徑一般小于8.0μm，個別達到21.8μm，氣相比在25％左右，并與Ⅰb型包裹體共生（見圖4（c）和（d））。大多數(shù)子礦物為1.0～1.4μm的無色透明石鹽立方晶體。根據(jù)升溫時子礦物和氣泡的消失情況，將其分為兩個亞類：Ⅱa型包裹體在升溫過程中子礦物先消失，然后氣泡消失達到氣液均一；Ⅱb型包裹體在升溫過程中氣泡先消失，而后子礦物熔化達到均一。

3.2包裹體顯微測溫方法

包裹體顯微測溫工作在中南大學(xué)有色金屬成礦預(yù)測教育部重點實驗室完成，測試所用儀器為Linkam THMS-600型地質(zhì)用冷熱臺，測溫范圍在-196～600℃之間，經(jīng)標準人工包裹體校準，-196～30℃范圍內(nèi)精度為±0.1℃，30～600℃范圍內(nèi)為±1℃。設(shè)置溫度變化速率一般為10～30℃/min，在相變點附近，按需要設(shè)置為0.1～1℃/min。

通過顯微冷熱臺測定了水溶液包裹體的凍結(jié)溫度Tf、冰的初始熔化溫度Ti、冰的最終熔化溫度Tmi、子礦物熔化溫度TmS和氣液均一溫度Th。利用BROWN （1989）[16]的FLINCOR計算機程序，采用BROWN和LAMB（1989）[17]等式計算出流體包裹體的鹽度、密度、均一壓力等參數(shù)。

3.3包裹體顯微測溫結(jié)果

圖4　老鴉嶺銅礦床流體包裹體顯微照片：（a）方解石中的富液相包裹體；（b）石英中富氣相包裹體；（c）石英中富氣相、含子礦物包裹體共存；（d）石英中的含子礦物包裹體 （L—水溶液液相；V—氣相；S—子礦物相）Fig.4　Microphotographs of fluid inclusions in Laoyaling deposit：（a）Liquid-rich aqueous inclusion in calcite crystal；（b）Vapor-rich aqueous inclusion in quartz；（c）Vapor-rich aqueous inclusion and inclusion with daughter mineral in quartz；（d）Aqueous inclusion with daughter mineral in quartz （L—Liquid phase；V—Vapor phase；S—Daughter mineral）

本研究工作對13件樣品進行冷凍法和均一法測溫工作，共測得150個主要類型的流體包裹體，包括Ⅰa型包裹體117個、Ⅰb型包裹體8個、Ⅱa型包裹體11個、Ⅱb型包裹體14個，測試及計算結(jié)果按照不同的成礦階段及包裹體組合類型統(tǒng)計如表2，并分別制作了均一溫度和鹽度統(tǒng)計直方圖（見圖5（a）和（b））。

圖5　不同階段包裹體的均一溫度和鹽度Fig.5　Homogenization temperature and salinities of fluid inclusions at different mineralization stages

3.3.1矽卡巖期流體包裹體特征

A1階段：包裹體發(fā)育在石榴子石和透輝石中，類型以Ⅰa型為主，偶可見Ⅱa型和Ⅱb型。Ⅰa型包裹體：除4個包裹體的氣液均一溫度超過冷熱臺測量溫度的上限600℃外，其余均一溫度在459～560℃（平均溫度519℃），鹽度為20.80％～23.15％（平均值為20.76％（質(zhì)量分數(shù)）），均一壓力在46～125 MPa，流體密度為0.561～0.735 g/cm3；Ⅱa型包裹體升溫后子礦物先熔化，熔化溫度為424～477℃（平均溫度462℃），反映流體鹽度為51.20％～56.70％（平均54.78％），而后氣泡消失，溫度在434℃～494℃（平均473℃），均一壓力介于37～104 MPa之間，流體密度為1.101 ～1.134 g/cm3；Ⅱb型包裹體只在石榴子石中測得一組數(shù)據(jù)，升溫后氣泡先消失，氣液均一溫度為531℃，而后子礦物熔化，熔化溫度為579℃，反應(yīng)流體鹽度為70.93％，按照子礦物熔化溫度計算的均一壓力為365 MPa，流體密度為1.331 g/cm3。

A3階段：包裹體發(fā)育在石英和方解石中，富液相（Ⅰa型、Ⅱ型）和富氣相（Ⅰb型）包裹體共存，氣相比連續(xù)變化，為不均一捕獲包裹體組合特征。Ⅰa型包裹體的均一溫度為328～532℃，鹽度介于3.76％～21.38％，均一壓力為10～80 MPa，流體密度為0.546～0.904 g/cm3；Ⅰb型包裹體的均一為氣相，均一溫度為409～445℃，鹽度介于16.61％～19.11％之間，均一壓力為30～42 MPa，流體密度為0.750～0.851 g/cm3；Ⅱa型包裹體升溫后子礦物先熔化，其溫度介于296～310℃，反映流體鹽度為37.86％～38.95％，而后氣泡消失，氣液均一溫度為298～344℃，均一壓力為16～37 MPa，流體密度為1.088～1.092 g/cm3；Ⅱb型包裹體升溫后氣泡先消失，氣液均一溫度為267～465℃，而后子礦物熔化，其溫度介于475～497℃，反映流體鹽度為56.33％～59.36％，均一壓力為337～579 MPa，流體密度為1.152～1.335 g/cm3。3.3.2熱液期流體包裹體特征

B1階段：包裹體發(fā)育在石英和方解石中，仍以Ⅰa型包裹體為主，Ⅱb型包裹體次之，偶而可見Ⅰb型、Ⅱa型包裹體。Ⅰa型包裹體的均一溫度為253～468℃，鹽度介于3.92％～23.15％，均一壓力為4～50 MPa，流體密度為0.558～0.938 g/cm3；Ⅰb型包裹體只測得兩組數(shù)據(jù)，且均一溫度的值相差較大，分別為469℃和392℃，鹽度分別為11.94％和8.79％，均一壓力分別為50 MPa和25 MPa，流體密度分別為0.515 g/cm3和0.637 g/cm3；Ⅱa型包裹體的數(shù)量較上階段減少，也只測得兩組數(shù)據(jù)：升溫后子礦物先熔化，溫度分別為329℃和279℃，反應(yīng)流體鹽度分別為40.53％和36.63％，而后氣泡消失，氣液均一溫度分別為412℃和474℃，均一壓力分別為16 MPa和36 MPa，流體密度分別為1.085 g/cm3和1.095 g/cm3；Ⅱb型包裹體升溫后氣泡先消失，氣液均一溫度介于248～329℃，而后子礦物熔化，溫度為368～416℃，反應(yīng)流體密度為44.12％～49.22％，均一壓力為220～360 MPa，流體密度為1.182～1.241 g/cm3。

B2階段：僅采集一個石英樣品，且包裹體發(fā)育很少，只測得3組Ⅰa型包裹體均一溫度為161～193℃（平均180℃），鹽度介于2.63％～12.29％（平均值為6.44％）之間，均一壓力在0.6～0.11 MPa，流體密度為0.905～0.967 g/cm3。

表2 流體包裹體顯微測溫結(jié)果統(tǒng)計表Table 2　Micro-thermometric data of fluid inclusions in Laoyaling deposit

4　分析與討論

本次工作共獲得老鴉嶺銅礦床的129組氣液均一溫度-鹽度數(shù)據(jù)對，其中A1階段包裹體11組，A3階段包裹體44組，B1階段包裹體71組，B3階段包裹體3組，繪制A3、B1階段完全均一溫度-鹽度關(guān)系圖（見圖6）。不同成礦階段的流體包裹體類型、均一溫度、鹽度等具有一定的差異，反映了成礦流體的演化規(guī)律。

4.1成礦流體特征及其演化

A1階段。流體總體屬于高溫、中高鹽度的流體，這種流體的形成機制，有研究者[18-23]將其概括為兩種：1）由中酸性巖漿分異出的高鹽度獨立流體；2）由中低鹽度熱液通過液態(tài)不混溶作用或減壓沸騰而來。第二種情況下，成礦流體中的包裹體應(yīng)以含子礦物包裹體和富氣相包裹體密切共生為特點。本研究中，A1階段為高鹽度含子礦物包裹體（Ⅱ型）和中高鹽度富液相包裹體（Ⅰa型）共存，缺乏富氣相包裹體（Ⅰb型）。因此，A1階段成礦流體來源于巖漿期后殘余溶液，均一溫度為434～579℃或者＞600℃，鹽度為22.76％～23.15％和51.20％～56.70％兩群?？紤]到鹽度大于23％可能存在水石鹽或準穩(wěn)態(tài)超飽和溶液[24]，無法測出真實的鹽度，故認為流體的鹽度還是連續(xù)變化的，A1階段的流體呈高溫、高鹽度的特征。由于不存在沸騰作用，包裹體的氣液均一溫度代表流體溫度的下限[25]，成礦溫度展現(xiàn)從高溫（＞600℃）開始自然降溫的過程。一個Ⅱb型包裹體估算的流體壓力達365 MPa，大大超出了礦床上覆地層1.5～2.2 km[1]所對應(yīng)的靜巖壓力為43～59 MPa（取大陸巖石平均密度值2.70 g/cm3），說明A1階段存在超高壓的環(huán)境。

圖6　A3和B1階段包裹體完全均一溫度-鹽度關(guān)系圖Fig.6　Relationship of homogenization temperatures-salinities of fluid inclusions at A3（a）and B1（b）stages

A3階段。流體從高溫、高鹽度開始演化。最初出現(xiàn)的Ⅱb型包裹體反映NaCl飽和水溶液被礦物捕獲的過程，水溶液的溫度高達475～497℃，鹽度高達56.33％～59.36％，估算的最低壓力值達到337～579 MPa。但這種飽和溶液很快被不飽和流體所取代，留下Ⅱa型包裹體，并與Ⅰb型富氣相包裹體共存，反映高鹽度流體的沸騰現(xiàn)象[26]。沸騰流體的鹽度（37.86～ 38.95％）已明顯低于沸騰前流體的鹽度，說明流體沸騰的同時混入了低鹽溶液。按照Ⅱa和Ⅰb型包裹體的最低均一溫度估算的沸騰發(fā)生的溫度為298℃，壓力也降到16 MPa。隨著低鹽流體的不斷混入，流體的鹽度不斷降低，但仍維持沸騰狀態(tài)。

B1階段。該階段仍以高溫、高鹽度的流體為開端。含子礦物包裹體以Ⅱb型為主，鹽度為44.12％～ 49.22％、完全均一溫度（子礦物熔化溫度）為368～ 416℃，計算的均一壓力值在220～359 MPa之間，暗示著B1階段的流體同樣存在局部超高壓。該階段測得兩個Ⅰb型富氣相包裹體，可能反映出現(xiàn)短暫的沸騰現(xiàn)象。但這種現(xiàn)象很快就被稍低溫度（集中于250～350℃之間）和鹽度（3.92％～23.15％）的流體所取代，可能說明初期的超高壓造成了液壓致裂引起壓力的驟降和流體沸騰，同時引起低鹽度地下水的大量涌入，降低了溫度和鹽度，并壓制了流體的沸騰。

B2階段，即碳酸鹽階段。伴隨成礦流體中金屬離子的卸載，成礦進入末期，流體溫度、鹽度降低到161～193℃和2.63％～4.39％，顯然已演化為中低溫、低鹽度流體。

4.2溫度、壓力與深度估算

盧煥章等[25]認為：從均勻流體中捕獲的包裹體的均一溫度、壓力僅能代表流體溫度、壓力的下限，需進行壓力校正；而當流體發(fā)生沸騰作用時，流體內(nèi)、外壓相等，包裹體的均一溫度、壓力即為成礦的溫度和壓力，無需校正。

如前所述，A3階段，Ⅱb型包裹體的估算最低壓力值（337～579 MPa）反映了此階段以超高壓為開端，壓力超過巖石抗張強度，液壓致裂導(dǎo)致流體減壓沸騰。此后，流體處于開放體系，存在沸騰特征，沸騰溫度為298～344℃，壓力為16～37 MPa，利用下限16 MPa計算靜水壓力深度最小值為1.6 km，取大陸巖石平均密度值2.70 g/cm3，以37 MPa壓力上限計算靜巖壓力深度最大值為1.4 km，表明流體處于靜水壓力和靜巖壓力共存的體系，結(jié)合成礦時，上覆巖層厚度為1.5～2.2 km[1]，判斷成礦深度約為1.6 km，為中淺成環(huán)境。

礦床成礦深度在1.6 km左右，總體上屬中淺成環(huán)境，其均一溫度的壓力校正值較小，一般可以直接近似地作為成礦溫度的下限[27]。A1階段，包裹體的估算壓力值較大，表明體系處于超高壓環(huán)境，均一溫度為434～579℃或者＞600℃，一個Ⅱb型包裹體子礦物熔化溫度為579℃，表明主礦物石榴子石形成的溫度至少大于579℃，不排除超過600℃的可能，表明此階段是一個從高溫（＞600℃）自然降溫至中高溫（434℃）的過程；B1階段，成礦環(huán)境同樣以中高溫（368～416℃）、高壓（220～359 MPa）為開端，伴隨短暫的沸騰現(xiàn)象和大量地下水的混入，包裹體均一溫度下降至250～350℃，可代表本階段磁黃鐵礦、黃鐵礦、黃銅礦的形成溫度；B2階段，包裹體均一溫度為161～193℃，均一壓力在0.6～0.11 MPa，反應(yīng)了方解石和少量星點狀黃鐵礦的形成條件。

4.3成礦作用分析

老鴉嶺銅礦床經(jīng)歷了兩期成礦作用。早矽卡巖階段，高鹽度含子礦物包裹體（Ⅱ型）和中高鹽度富液相包裹體（Ⅰa型）共存，缺乏富氣相包裹體（Ⅰb型），表明成礦流體來源于巖漿期后殘余溶液，均一溫度跨度較大（434～570或者＞600℃），鹽度在22.76％～56.70％連續(xù)分布，pH介于5.81～5.96[1]，處于超高壓環(huán)境，這些都不利于Cu的沉淀，使其隨成礦流體在以氯絡(luò)合物（CuCl2-、CuCl32-）的形式遷移，含量可達到十分之幾到千分之幾[28]。在此過程中，圍巖發(fā)生強烈的矽卡巖化，生成石榴子石、透輝石等矽卡巖礦物。在氧化物階段，流體從高溫、高鹽度開始演化，并發(fā)生相分離，發(fā)育成富氣相包裹體（Ⅰb型），Ⅰb型和Ⅱa型共存，反映了高鹽度流體的沸騰現(xiàn)象，同時，低鹽度流體的混入使成礦流體的溫度、鹽度呈現(xiàn)下降趨勢，為成礦期礦石礦物的沉淀提供有利的物理化學(xué)條件。

在巖漿驅(qū)動力和構(gòu)造應(yīng)力的雙重影響下，攜帶大量成礦物質(zhì)的成礦流體運移至青山背斜軸部發(fā)生滯留。石英硫化物階段，同樣以高鹽度、高溫的流體為開端，早期的超高壓超過巖石的抗張強度，出現(xiàn)液壓致裂現(xiàn)象，富氣相包裹體（Ⅰb型）數(shù)量明顯下降，反應(yīng)流體可能出現(xiàn)短暫的沸騰，伴隨著低鹽度地下水的混入，流體物理化學(xué)條件迅速發(fā)生變化，溫度和鹽度下降（見圖6），密度反而有所升高（0.558～1.241 g/cm3，平均值為0.832 g/cm3→0.544 g/cm3～1.335 g/cm3，平均0.850 g/cm3），這些都有利于Cu和Fe的沉淀[29]，從早到晚析出磁黃鐵礦+黃鐵礦、磁黃鐵礦+黃鐵礦+黃銅礦、黃銅礦+黃鐵礦等共生組合[4]，并形成層狀主礦體（D1、D2、D3）。

主要賦礦層位二疊系大隆組地層是一套灰?guī)r，下部龍?zhí)督M和上部小涼亭組地層為硅質(zhì)巖和粉砂巖，硅質(zhì)巖層易受熱液交代，形成堅硬致密的頂、底板，含礦熱液就沿著相對透水層-大隆組地層運移，這種“鈣硅交界面”，是一種構(gòu)造薄弱面，為礦質(zhì)的運移和礦石礦物的沉淀提供了場所。

綜上所述，老鴉嶺銅礦床經(jīng)歷了兩期成礦作用，均以流體壓力聚集和超高壓為開端[30]，高壓超過巖石抗張強度，出現(xiàn)液壓致裂現(xiàn)象，導(dǎo)致A3階段流體減壓沸騰。從流體溫度來看，兩期成礦作用都從高溫、高鹽度的流體開始，早期流體來自巖漿熱液，伴隨著兩次地下水的滲入和沸騰作用，B1階段的流體溫度和鹽度均遠低于沸騰前流體（A1階段流體）的，表明流體物理化學(xué)條件的變化是礦石礦物沉淀的重要原因[30]。

5　結(jié)論

1）老鴉嶺銅礦床是冬瓜山礦田的一個矽卡巖型礦床，礦體主要產(chǎn)于遠離主接觸帶的大理巖地層中，礦床原生成礦過程分為矽卡巖期的早矽卡巖階段（A1）、晚矽卡巖階段（A2）、氧化物階段（A3）和熱液期的石英硫化物階段（B1）、碳酸鹽階段（B2）。

2）老鴉嶺礦床的石榴子石、透輝石、石英和方解石中，發(fā)育著富液相水溶液包裹體（Ⅰa型）、富氣相水溶液包裹體（Ⅰb型）、含子礦物的水溶液包裹體（Ⅱ型）。II型包裹體，根據(jù)升溫時子礦物和氣泡的消失情況，可分為Ⅱa型包裹體（在升溫過程中子礦物先消失）、Ⅱb型包裹體（在升溫過程中氣泡先消失）。

3）A1階段（早矽卡巖階段），包裹體均一溫度為434～579℃或者＞600℃，鹽度在20.80％～56.70％之間連續(xù)分布，為高溫、高鹽度流體；A1階段的超高壓導(dǎo)致圍巖破裂，壓力降低使A3階段（氧化物階段）流體沸騰，最低沸騰溫度為298℃，包裹體有不均一捕獲特征，少量地下水的混入導(dǎo)致鹽度變化顯著，范圍為3.76％～59.36％，均值為23.18％，屬中等鹽度。估算成礦壓力范圍為16～37 MPa，成礦深度1.6 km為中淺成環(huán)境；B1階段，包裹體均一溫度集中于250～350℃，鹽度較A3階段有所下降，為3.92％～49.22％，；B2階段，包裹體均一溫度為161～193℃，鹽度為2.63％～4.39％，已演化為低溫、低鹽度流體。

4）老鴉嶺銅礦床經(jīng)歷了兩期成礦作用，均以超高壓為開端，當壓力超過巖石抗張強度時，就出現(xiàn)液壓致裂現(xiàn)象。成礦流體在早期有高溫、高鹽度的特征，屬巖漿流體，在巖漿驅(qū)動力和構(gòu)造應(yīng)力的雙重影響下，沿大隆組地層快速運移，伴隨著兩次地下水的滲入和沸騰現(xiàn)象，流體溫度、鹽度大幅度下降，最終在青山腳背斜軸部卸載成礦。

致謝：

本文野外工作得到銅陵有色金屬集團股份有限公司冬瓜山銅礦和中南大學(xué)劉德波博士的大力支持和幫助，在此表示感謝。論文撰寫期間得到了黃敏、鞠培姣、張辰光等人的指導(dǎo)和幫助，在此一并致謝！

REFERENCES

[1] 陸三明.安徽銅陵獅子山銅金礦田巖漿作用與流體成礦[D].合肥：合肥工業(yè)大學(xué), 2007.LU San-ming.The magmatism and fluid mineralization Shizishan copper-gold ore-field of Tongling, Anhui province[D].Hefei：Hefei University of Technology, 2007.

[2] 黃許陳, 褚國正.銅陵獅子山礦田多位一體（多層樓）模式[J].礦床地質(zhì), 1993, 12（3）：221-252.HUANG Xu-cheng, CHU Guo-zheng.Multistory metallogenic model of the Shizishan orefield in Tongling Anhui Province[J].Mineral Deposits, 1993, 12（3）：221-252.

[3] 楊剛, 陳江峰, 杜安道, 屈文俊, 喻鋼.安徽銅陵老鴉嶺含鉬碳質(zhì)頁巖的Re-Os定年[J].科學(xué)通報, 2004, 49（12）：1205-1208.YANG Gang, CHEN Jiang-feng, DU An-dao, QU Wen-jun, YU Gang.The Re-Os dating of shale in Laoyaling deposit of Tongling, Anhui province[J].Science Bulletin, 2004, 49（12）：1205-1208.

[4] 楊學(xué)明, 楊曉勇, 王圭仁, 孫立廣, 顧炳忠, 林文通.安徽銅陵老鴉嶺層狀銅礦床的成礦地球化學(xué)研究[J].大地構(gòu)造與成礦學(xué), 1997, 21（4）：347-361.YANG Xue-ming, YANG Xiao-yong, WANG Kui-ren, SUN Li-guang, GU Bin-zhong, LIN Wen-tong.Stratiform copper deposit, Tongling, Anhui province[J].Geotectonica et Metallogenia, 1997, 21（4）：347-361.

[5] PAN Yuan-ming, DONG Ping.The Lower Changjiang （Yangzi/Yangtze River）metallogenic belt, East Central China：Intrusion and wall rock–hosted Cu-Fe-Au, Mo, Zn, Pb, Ag deposits[J].Ore Geology Reviews, 1999, 15：177-242.

[6] LAI Jian-qing, CHI Guo-xiang, PENG Sheng-lin, SHAO Yong-jun, YANG Bin.Fluid evolution in the formation of the Fenghuangshan Cu-Fe-Au deposit, Tong-ling, Anhui, China[J].Economic Geology, 2007, 102（5）：949-970.

[7] 張宇, 邵擁軍, 周鑫, 劉忠法, 鄭明泓.安徽銅陵新橋銅硫鐵礦床膠狀黃鐵礦主、微量元素特征[J].中國有色金屬學(xué)報, 2013, 23（12）：3492-3602.ZHANG Yu, SHAO Yong-jun, ZHOU Xin, LIU Zhong-fa, ZHENG Ming-hong.Major and trace elements’ characteristics of colloidal pyrites in Xinqiao Cu-S-Fe deposit, Tongling, Anhui Province, China[J].The Chinese Journal of Nonferrous Metals, 2013, 23（12）：3492-3602.

[8] 張宇, 邵擁軍, 劉忠法, 周鑫, 鄭明泓.安徽銅陵新橋銅硫鐵礦床地球化學(xué)特征及成因分析[J].中國有色金屬學(xué)報, 2013, 23（6）：1666-1680.ZHANG Yu, SHAO Yong-jun, LIU Zhong-fa, ZHOU Xin, ZHENG Ming-hong.Geochemical characteristics and genesis of Xinqiao Cu-S-Fe deposit, Tongling, Anhui Province, China[J].The Chinese Journal of Nonferrous Metals, 2013, 23（6）：1666-1680.

[9] 常印佛, 劉湘培, 吳昌言.長江中下游鐵銅成礦帶[M].北京：地質(zhì)出版社, 1991.CHANG Yin-fo, LIU Xiang-pei, WU Chang-Yan.The Fe-Cu metallogenic belt of middle and lower reaches of the Yangtze river[M].Beijing：Geological Publishing House, 1991.

[10] 常印佛, 董樹文, 黃德志.論中-下?lián)P子“一蓋多底”格局與演化[J].火山地質(zhì)與礦產(chǎn), 1996, 17（12）：1-15.CHANG Yin-fo, DONG Shu-wen, HUANG De-zhi.On tectonics of poly-basement with one cover in middle-lower Yangtze craton China[J].Volcanology and Mineral Resources, 1996, 17（12）：1–15.

[11] 梁建峰.安徽銅陵冬瓜山銅金礦床黃鐵礦微量元素地球化學(xué)特征及其成因[D].合肥：合肥工業(yè)大學(xué), 2012.LIANG Jian-feng.Trace element geochemistry characteristic of pyrite and its significance for deposit genesis from the Dongguashan copper-gold deposit in Tongling, Anhui[D].Hefei：Hefei University of Technology, 2012.

[12] 徐曉春, 陸三明, 謝巧勤, 樓金偉, 褚平利.安徽銅陵冬瓜山銅金礦床流體包裹體微量元素地球化學(xué)特征及其地質(zhì)意義[J].巖石學(xué)報, 2008, 24（8）：1865-1874.XU Xiao-chun, LU San-ming, XIE Qiao-qin, LOU Jin-wei, CHU Ping-li.Trace element geochemical characteristics of fluid inclusions of Dongguashan ore deposit in Tongling, Anhui Province, and their geological implications[J].Acta Petrologiaca Sinica, 2008, 24（8）：1865-1874.

[13] 周鑫.安徽銅陵冬瓜山銅礦床地質(zhì)地球化學(xué)特征及成因分析[D].長沙：中南大學(xué), 2013.ZHOU Xin.Geochemical characteristics and genesis of Dongguashan copper deposit, Tongling, Anhui province[D].Changsha：Central South University, 2013.

[14] 儲國正.銅陵獅子山銅金礦田成礦系統(tǒng)及其找礦意義[D].北京：中國地質(zhì)大學(xué), 2003.CHU Guo-zheng.Metallogenic system of Shizishan Cu-Au ore field in Tongling area and its prospecting significances[D].Beijing：China University of Geosciences, 2003.

[15] 姚孝德, 杜建國, 許衛(wèi), 陳芳, 譚德興.安徽省銅陵礦集區(qū)區(qū)域成礦模式[J].合肥工業(yè)大學(xué)學(xué)報（自然科學(xué)版）, 2012, 35（7）：965-976.YAO Xiao-de, DU Jian-guo, XU Wei, CHEN Fang, TAN De-xing.Regional metallogenic model in Tongling ore cluster area, Anhui province[J].Journal of Hefei University of Technology （Science and Technology）, 2012, 35（7）：965-976.

[16] BROWN P E.FLINCOR：A microcomputer program for the reduction and investigation of fluid inclusion data[J].American Mineralogist, 1989, 74（11/12）：1390-1393.

[17] BROWN P E, LAMB W M.P-V-T properties of fluids in the system H2O±CO2±NaCl：New graphical presentation and implications for fluid inclusion studies[J].Geochimica et Cosmochimica Acta, 1989, 53（6）：1209-1221.

[18] CANDELA P A, HOLLAND H D.A mass transfer model for copper and molybdenum in magmatic hydrothermal system：The origin of porphyry-type ore deposits[J].Economic Geology, 1986, 81：1-19.

[19] CLINE J S, BODNAR R J.Can economic porphyry copper mineralization be generated by a typical calc-alkaline melt [J].Journal of Geophysical Research, 1991, 96（B5）：8113-8126.

[20] BODNAR R J.Synthetic fluid inclusions：Ⅻ.The system H2O-NaCl.Experimental determination of the halite liquidus and isochores for a 40 wt％ NaCl solution[J].Geochimica et Cosmochimca Acta, 1994, 58（3）：1053-1063.

[21] SHINOHARA H, HEDENQUIST J W.Constraints on magma degassing beneath the Far Southeast porphyry Cu-Au deposit, Philippines[J].Journal of Petrology, 1997, 38（12）：1741-1752.

[22] 王守旭, 張興春, 秦朝建, 石少華, 冷成彪, 陳衍景.滇西北中旬普朗斑巖銅礦流體包裹體初步研究[J].地球化學(xué), 2007, 36（5）：467-478.WANG Shou-xu, ZHANG Xing-chun, QIN Chao-jian, SHI Shao-hua, LENG Cheng-biao, CHEN Yan-jing.Fluid inclusions in quartz veins of Pulang porphyry copper deposit, Zhongdian, northwestern Yunnan, China[J].Geochimica, 2007, 36（5）：467-478.

[23] 武廣, 劉軍, 鐘偉, 朱明田, 糜梅, 萬秋.黑龍江省銅山斑巖銅礦床流體包裹體研究[J].巖石學(xué)報, 2009, 25（11）：2995-3006.WU Guang, LIU Jun, ZHONG Wei, ZHU Ming-tian, MI Mei, WAN Qiu.Fluid inclusion study of the Tongshan porphyry copper deposit, Heilongjiang province, China[J].Acta Petrologia Sinica, 2009, 25（11）：2995-3006.

[24] 陳勇, 周瑤琪, 肖煥欽, 任擁軍, 孫錫年, 王強, 顏世永,劉超英.東營凹陷平南地區(qū)火山巖中發(fā)現(xiàn)含石鹽子晶流體包裹體及其對巖漿脫氣的啟示[J].地質(zhì)學(xué)報, 2006, 80（11）：1699-1705.CHEN Yong, ZHOU Yao-qi, XIAO Huan-qin, REN Yong-jun, SUN Xi-nian, WANG Qiang, YAN Shi-yong, LIU Chao-ying.The discovery of bearing halite daughter minerals fluid inclusions in volcanic rocks at Pingnan area in Dongying depression and implications to magma degassing[J].Acta Geologica Sinica, 2006, 80（11）：1699-1705.

[25] 盧煥章, 范宏瑞, 倪培, 歐光習(xí), 沈昆, 張文淮.流體包裹體[M].北京：科學(xué)出版社, 2004：1-487.LU Huan-zhang, FAN Hong-rui, NI Pei, OU Guang-xi，SHEN Kun，ZHANG Wen-huai.Fluid inclusions[M].Beijing：Science Press, 2004：1-487.

[26] 曹勇華, 賴健清, 康亞龍, 樊俊昌.青海德合龍洼銅（金）礦流體包裹體特征及成礦作用分析[J].地學(xué)前緣, 2011, 18（5）：147-158.CAO Yong-hua, LAI Jian-qing, Kang YA-long, FAN Jun-chang.Characteristics of fluid inclusions and mineralization of the Dehelongwa copper（gold）deposit, Qinghai Province[J].Earth Science Frontiers, 2011, 18（5）：147-158.

[27] 毛寅.青海省賽什塘銅多金屬礦床穩(wěn)定同位素、流體包裹體及成礦作用研究[D].長沙：中南大學(xué), 2012.MAO Yin.Study on stable isotope, fluid inclusions and mineralization of Saishitang Cu-polymetallic deposit, Qinghai Province[D].Changsha：Central South University, 2012.

[28] 佘宏全, 李進文, 豐成友, 馬東方, 潘桂棠, 李光明.西藏多不雜斑巖銅礦床高溫高鹽度流體包裹體及其成因意義[J].地質(zhì)學(xué)報, 2006, 80（9）：1434-1447.SHE Hong-quan, LI Jin-wen, FENG Cheng-you, MA Dong-fang, PAN Gui-tang, LI Guang-ming.The high-temperature and hypersaline fluid inclusions and its implications to the metallogenesis in Duobuza porphyry copper deposit, Tibet[J].Acta Geologica Sinica, 2006, 80（9）：1434-1447.

[29] 盂祥金, 候增謙, 李振清.西藏岡底斯三處斑巖銅礦床流體包裹體及成礦作用研究[J].礦床地質(zhì), 2005, 24（4）：398-408.MENG Xiang-jin, HOU Zeng-qian, LI Zhen-qing.Fluid inclusions and ore-forming processes of three porphyry copper deposits in Gangdese belt, Tibet[J].Mineral Deposits, 2005, 24（4）：398-408.

[30] 賴健清, CHI Guo-xiang, 彭省臨, 楊斌, 邵擁軍.安徽銅陵鳳凰山銅（金）礦床矽卡巖型與斑巖型復(fù)合成礦作用流體研究[J].礦床地質(zhì), 2006, 25（增刊）：171-174.LAI Jing-qing, CHI Guo-xiang, PENG Sheng-lin, YANG Bin, SHAO Yong-jun.Fluid characteristics of the Fenghuangshan copper（gold）skarn-porphyry deposit in Tongling, Anhui Province[J].Mineral Deposits, 2006, 25（Supple）：171-174.

（編輯李艷紅）

Characteristic of fluid inclusions and metallization of Laoyaling copper deposit in Tongling, Anhui Province, China

XU Fang-ying1, 2, LAI Jian-qing1, 2, WANG Xiong-jun1, 2
（1.Key Laboratory of Metallogenic Prediction of Nonferrous Metals, Ministry of Education, Central South University, Changsha 410083, China；2.School of Geosciences and Info-Physics, Central South University, Changsha 410083, China）

The Laoyaling copper deposit, located at the Dongguashan mining area, Tongling, Anhui Province, China, is a skarn deposit.The orebodies are mainly located in the marble of the Lower Permain to the Lower Triassic strata, which is far from the contact zone.The primary ore-forming process is divided into skarn period and hydrothermal period.The former period can be subdivided into early skarn stage（A1）, late skarn stage（A2）and oxide stage（A3）, and the latter period can be subdivided into quartz sulfide stage（B1）and carbonate stage（B2）.The characteristic of ore-forming fluids and mineralization were discussed by petrographical and micro thermometric data of the fluid inclusion.Two types of inclusions, gas-liquid two-phase aqueous inclusions （type Ⅰ）and aqueous inclusions with daughter mineral （type Ⅱ）, are hosted in garnet, diopside, quartz and calcite.The inclusions of early skarn period homogenize at temperatures of 434-579℃ or ＞600℃ and have salinities of 20.80％-56.70％, indicating that the ore-forming fluids in this stage havethe characteristics of high temperature, high salinity, and ultrahigh pressure.The oxide period, owing to the decrease of pressure, ore-forming fluids started to boil at the lowest temperature of 298℃, which shows the characteristics of heterogeneous capture of inclusions, and changes the salinity from 59.36％ to 3.76％ obviously by inburst of groud water.The system is affected by the hydrostatic pressure in the open system with metallogenic pressure changing from 16 MPa to 37 MPa, together with thickness of the overly strata, the metallogenic depth is deduced to be 1.6 km.The inclusions of quartz-sulfide period homogenizing at temperature of 250-350℃ have salinities of 3.92％-49.22％, and in carbonate period homogenizing at temperatures of 160-193℃, the inclusions have salinities of 2.64％-4.39％.The results demonstrates that the ore-forming fluids evolve from high-temperature to low-temperature, from high-salinity to low-salinity and from homogenization to immiscible separation.The ore-forming fluid is originated from different evolutional stages of the primitive fluids derived from the magmatic intrusion, and started with characteristics of high temperature and high salinity.The ore-forming components were precipitated in Qingshanjiao anticline due to twice boiling and fluid mixing as well as the decrease in salinity, temperature and pressure of the fluids.

fluid inclusion；ore-forming fluid；copper deposit；metallogenesis；skarn

P611.1

A

1004-0609（2015）10-2871-12

國家“十一五”科技支撐計劃資助項目（2006BAB01B07）；國家自然科學(xué)基金資助項目（41172297）

2014-11-12；

2015-05-27

賴健清，教授，博士；電話：0731-88879330；E-mail：ljq@csu.edu.cn