包裹体研究

null包裹体研究与应用包裹体研究与应用中国地质大学(北京)地球科学与资源学院 一、矿物包裹体在各类矿床中的应用 解决问题： 物理化学条件 形成机制 元素迁移形式及富集条件 盲矿体的找寻 电子探针、离子探针、激光拉曼光谱、扫描电镜、同步辐射加速器的X射线荧光分析、红外光谱——微区微量成分分析，使包裹体研究产生了一个飞跃，为其在矿床地球化学中的应用创造了良好的条件。 一、矿物包裹体在各类矿床中的应用 解决问题： 物理化学条件 形成机制 元素迁移形式及富集条件 盲矿体的找寻 电子探针、离子探针、激光拉曼光谱、扫描电镜、同步辐射加速器的X射线荧光分析、红外光谱——微区微量成分分析，使包裹体研究产生了一个飞跃，为其在矿床地球化学中的应用创造了良好的条件。(一)、岩浆矿床 包裹体研究在岩浆矿床中主要用来探讨其形成物理化学条件，如温度、压力、介质成分等，为解决矿床成因提供依据。文献中报道较少。(一)、岩浆矿床 包裹体研究在岩浆矿床中主要用来探讨其形成物理化学条件，如温度、压力、介质成分等，为解决矿床成因提供依据。文献中报道较少。1.铬铁矿形成的物理化学条件研究 铬铁矿矿床是典型岩浆矿床。新疆西准噶尔铬铁矿多产于阿尔卑斯型铁质超基性岩体中的纯橄榄岩中，在铬尖晶石中发现晶质硅酸盐熔融包裹体和晶体-流体包裹体，呈主矿物负晶形，大小10~20μm。晶体-流体包裹体中含有橄榄石、辉石、尖晶石等矿物，挥发组分有H2O、CO2、CO、N2、H2、CH4等。1.铬铁矿形成的物理化学条件研究 铬铁矿矿床是典型岩浆矿床。新疆西准噶尔铬铁矿多产于阿尔卑斯型铁质超基性岩体中的纯橄榄岩中，在铬尖晶石中发现晶质硅酸盐熔融包裹体和晶体-流体包裹体，呈主矿物负晶形，大小10~20μm。晶体-流体包裹体中含有橄榄石、辉石、尖晶石等矿物，挥发组分有H2O、CO2、CO、N2、H2、CH4等。包裹体测温表明，稀疏-中等浸染状矿石形成温度713~1200℃，稠密浸染-致密块状矿石和豆状矿石形成温度为713~1000℃。 研究表明，该区铬铁矿是由镁铁质超基性岩浆分异而成的富含挥发组分的成矿熔浆团，在713~1200℃温度下形成的不混熔岩浆在降温极为缓慢的深源环境中通过结晶分异形成的。包裹体测温表明，稀疏-中等浸染状矿石形成温度713~1200℃，稠密浸染-致密块状矿石和豆状矿石形成温度为713~1000℃。 研究表明，该区铬铁矿是由镁铁质超基性岩浆分异而成的富含挥发组分的成矿熔浆团，在713~1200℃温度下形成的不混熔岩浆在降温极为缓慢的深源环境中通过结晶分异形成的。 近期国外对铬铁矿包裹体的成因提出了一些新的见解。Horn等(1989)运用显微测温和其它分析技术如拉曼探针(FT-IR探针)、扫描电镜等方法对Troodos超基性岩浆矿床中铬铁矿的包裹体进行了研究，发现其中有二相水溶液包裹体，并证明含有H2和CH4——认为铬铁矿矿床是在一个强还原环境下经热液交代作用而形成的。 对超镁铁质岩浆矿床进行深入的矿物包裹体研究有利于我们正确地认识其成因。 近期国外对铬铁矿包裹体的成因提出了一些新的见解。Horn等(1989)运用显微测温和其它分析技术如拉曼探针(FT-IR探针)、扫描电镜等方法对Troodos超基性岩浆矿床中铬铁矿的包裹体进行了研究，发现其中有二相水溶液包裹体，并证明含有H2和CH4——认为铬铁矿矿床是在一个强还原环境下经热液交代作用而形成的。 对超镁铁质岩浆矿床进行深入的矿物包裹体研究有利于我们正确地认识其成因。2.与玄武岩有关的宝石矿床的成矿物理化学条件研究 海南蓬莱蓝宝石、红锆石矿床主要属于第四纪残坡积矿床，部分为洪冲积砂矿。矿床的形成主要与区内基性火山岩的风化剥蚀有关。 区内火山活动主要表现为中心式喷发、喷溢，火山口沿南北向断裂分布。对副矿物的研究表明，区内火山岩无论是基性熔岩还是火山碎屑岩都含有蓝刚玉与红锆石。人工重砂测量表明，其中的蓝刚玉含量为2.60X10-6，红锆石的为92X10-6，因此确定该套火山岩为蓝宝石及红锆石的原生赋矿岩石。2.与玄武岩有关的宝石矿床的成矿物理化学条件研究 海南蓬莱蓝宝石、红锆石矿床主要属于第四纪残坡积矿床，部分为洪冲积砂矿。矿床的形成主要与区内基性火山岩的风化剥蚀有关。 区内火山活动主要表现为中心式喷发、喷溢，火山口沿南北向断裂分布。对副矿物的研究表明，区内火山岩无论是基性熔岩还是火山碎屑岩都含有蓝刚玉与红锆石。人工重砂测量表明，其中的蓝刚玉含量为2.60X10-6，红锆石的为92X10-6，因此确定该套火山岩为蓝宝石及红锆石的原生赋矿岩石。(1)宝石中包裹体特征 该区蓝宝石、红锆石中包裹体的含量影响到宝石质量，一般质量较差、透明度较差的样品包裹体较多。 包裹体相态特征——固体包裹体、熔融包裹体、熔融-流体包裹体及少量气液包裹体。 固体包裹体(CSi、CFe+Si、AFe+Si)，蓝宝石晶体中常含有副矿物锆石、铌钽铁矿、钛铁矿，红锆石中主要是单相铁质硅酸盐(AFe+Si)及磷灰石；(1)宝石中包裹体特征 该区蓝宝石、红锆石中包裹体的含量影响到宝石质量，一般质量较差、透明度较差的样品包裹体较多。 包裹体相态特征——固体包裹体、熔融包裹体、熔融-流体包裹体及少量气液包裹体。 固体包裹体(CSi、CFe+Si、AFe+Si)，蓝宝石晶体中常含有副矿物锆石、铌钽铁矿、钛铁矿，红锆石中主要是单相铁质硅酸盐(AFe+Si)及磷灰石；熔融包裹体(A+G+CSi、CSi+G、ASi+G)，是该区蓝宝石、红锆石包裹体的主要类型，大小为0.n~30um，蓝宝石中常含有晶质及非晶质熔融包裹体，气相占5%~10%； 熔融-流体包裹体(ASi+LCO2+G、ASi +LCO2、LCO2)，主要表现为各种相态比例悬殊，熔融包裹体与气-液相包裹体共存，具沸腾相的特点，气相比例为5%~20%，在蓝宝石中居多。熔融包裹体(A+G+CSi、CSi+G、ASi+G)，是该区蓝宝石、红锆石包裹体的主要类型，大小为0.n~30um，蓝宝石中常含有晶质及非晶质熔融包裹体，气相占5%~10%； 熔融-流体包裹体(ASi+LCO2+G、ASi +LCO2、LCO2)，主要表现为各种相态比例悬殊，熔融包裹体与气-液相包裹体共存，具沸腾相的特点，气相比例为5%~20%，在蓝宝石中居多。(2) 蓝宝石、红锆石形成温度及其成因 利用1350高温加热台测定了蓝宝石、红锆石原生熔融包裹体温度。前者初熔温度为760~825℃，均一温度为1125~1265℃；后者始融温度为770~820℃，均一温度为1000~1100℃。 蓝宝石包裹体气相成分主要为H2O、CO2、CO、CH4，具有还原环境的特征，与碱性玄武岩中尖晶石、二辉橄榄岩中橄榄石包裹体气体成分相近。(2) 蓝宝石、红锆石形成温度及其成因 利用1350高温加热台测定了蓝宝石、红锆石原生熔融包裹体温度。前者初熔温度为760~825℃，均一温度为1125~1265℃；后者始融温度为770~820℃，均一温度为1000~1100℃。 蓝宝石包裹体气相成分主要为H2O、CO2、CO、CH4，具有还原环境的特征，与碱性玄武岩中尖晶石、二辉橄榄岩中橄榄石包裹体气体成分相近。 包裹体研究成果表明，该区蓝宝石、红锆石是在地壳深部高温高压(1000~1260℃，19X108~ 22X108Pa)还原条件下，在富铝的镁铁质岩浆中结晶的。该区新生代以后琼北断陷盆地具有大陆裂谷性质，在地壳张裂环境下，下部地壳及上地幔局部熔融，造成早期富硅质石英拉斑玄武岩浆的大量喷发。在深部岩浆房中，在局部富Al2O3岩浆中形成蓝刚玉，在富硅的岩浆中形成红锆石巨晶矿物。当上地幔再次发生部分分熔形成碱性玄武岩浆后，蓝宝石、红锆石及二辉橄榄岩包体中的橄榄石巨晶等一同被带出地表，并在玄武岩红土化作用过程中作为风化残留矿物被搬运到山谷而形成坡积和冲积型砂矿。 包裹体研究成果表明，该区蓝宝石、红锆石是在地壳深部高温高压(1000~1260℃，19X108~ 22X108Pa)还原条件下，在富铝的镁铁质岩浆中结晶的。该区新生代以后琼北断陷盆地具有大陆裂谷性质，在地壳张裂环境下，下部地壳及上地幔局部熔融，造成早期富硅质石英拉斑玄武岩浆的大量喷发。在深部岩浆房中，在局部富Al2O3岩浆中形成蓝刚玉，在富硅的岩浆中形成红锆石巨晶矿物。当上地幔再次发生部分分熔形成碱性玄武岩浆后，蓝宝石、红锆石及二辉橄榄岩包体中的橄榄石巨晶等一同被带出地表，并在玄武岩红土化作用过程中作为风化残留矿物被搬运到山谷而形成坡积和冲积型砂矿。新疆可可托海伟晶岩矿床形成的物理化学条件研究 对新疆可可托海伟晶岩3号脉，国内外学者进行了大量研究，关于其成因有不少争论。对3号脉及湖南幕阜山绿柱石伟晶岩矿物中包裹体的研究表明其为熔融包裹体，这为探讨矿床成因及形成机制提供了有力证据。新疆可可托海伟晶岩矿床形成的物理化学条件研究 对新疆可可托海伟晶岩3号脉，国内外学者进行了大量研究，关于其成因有不少争论。对3号脉及湖南幕阜山绿柱石伟晶岩矿物中包裹体的研究表明其为熔融包裹体，这为探讨矿床成因及形成机制提供了有力证据。(1)地质特征 3号脉位于富蕴地背斜格皱带片麻状黑云母微斜长石花岗岩体顶部辉长-闪长岩体内。该矿脉具典型同心环带状构造，从外向内可分九个结构带：I一文象及变文象结构带；II一糖粒状钠长石带；III一块状微斜长石带；IV一白云母一石英带；V一叶钠长石一锂辉石带；VI一石英一锂辉石带；VII一白云母一薄片状钠长石带；VIII一薄片状钠长石销辉石带：IX一核部块状石英带。(1)地质特征 3号脉位于富蕴地背斜格皱带片麻状黑云母微斜长石花岗岩体顶部辉长-闪长岩体内。该矿脉具典型同心环带状构造，从外向内可分九个结构带：I一文象及变文象结构带；II一糖粒状钠长石带；III一块状微斜长石带；IV一白云母一石英带；V一叶钠长石一锂辉石带；VI一石英一锂辉石带；VII一白云母一薄片状钠长石带；VIII一薄片状钠长石销辉石带：IX一核部块状石英带。(2)包裹体特征 熔融包裹体(CSi+G、ASi+G)：大部分在石英中，少量在微斜长石中，大小n~20um，气相占5%~ 75%，个别达40%，呈不规则状，圆形、蠕虫状。3号脉矿物中存在熔融包裹体，文献中未见报道，这一发现为该伟晶岩浆具熔体-溶液性质提供了重要佐证。 流体及气-液相包裹体(L+CSi+G)：多在石英及绿柱石、电气石、黄玉中，在黄色绿柱石中平行C轴排列，结晶相约占15%，气相占10-20%。气体呈棕色——有机气体。液相包裹体(L+G)中气相占15~20%，部分液相包裹体含20%的液态CO2 包裹体特征表明，从熔体中分离出流体相，含CO2及有机质。(2)包裹体特征 熔融包裹体(CSi+G、ASi+G)：大部分在石英中，少量在微斜长石中，大小n~20um，气相占5%~ 75%，个别达40%，呈不规则状，圆形、蠕虫状。3号脉矿物中存在熔融包裹体，文献中未见报道，这一发现为该伟晶岩浆具熔体-溶液性质提供了重要佐证。 流体及气-液相包裹体(L+CSi+G)：多在石英及绿柱石、电气石、黄玉中，在黄色绿柱石中平行C轴排列，结晶相约占15%，气相占10-20%。气体呈棕色——有机气体。液相包裹体(L+G)中气相占15~20%，部分液相包裹体含20%的液态CO2 包裹体特征表明，从熔体中分离出流体相，含CO2及有机质。(3)包裹体均一温度测定 利用高温加热台及淬火法进行了熔融包裹体均一温度测定，结果是III带长石中包裹体930~ 1140℃，IV带1000℃，IX带1100℃。由外带至内带从熔融体中析出矿物温度相差不大，表明伟晶岩浆入侵后，在一个相对稳定的恒温条件下经分异形成伟晶岩脉。(3)包裹体均一温度测定 利用高温加热台及淬火法进行了熔融包裹体均一温度测定，结果是III带长石中包裹体930~ 1140℃，IV带1000℃，IX带1100℃。由外带至内带从熔融体中析出矿物温度相差不大，表明伟晶岩浆入侵后，在一个相对稳定的恒温条件下经分异形成伟晶岩脉。利用高温加热台及爆裂法进行了气液流体包裹体温度测定，结果是I带340~610℃，II带360-670℃，III带340~570℃，IV带210~410℃，V带300 ~600℃，VI带350~520℃，VII带340~ 400℃，VIII带300~590℃。部分熔融-流体包裹体均一温度达800℃，各带次生气液相包裹体均一温度100~300℃。绿柱石集中于II及IV带，其形成温度200~460℃。锂辉石300~340℃。利用高温加热台及爆裂法进行了气液流体包裹体温度测定，结果是I带340~610℃，II带360-670℃，III带340~570℃，IV带210~410℃，V带300 ~600℃，VI带350~520℃，VII带340~ 400℃，VIII带300~590℃。部分熔融-流体包裹体均一温度达800℃，各带次生气液相包裹体均一温度100~300℃。绿柱石集中于II及IV带，其形成温度200~460℃。锂辉石300~340℃。(4) 矿物包裹体微量气体及成矿溶液成分 从各带选择了13个样品进行微量气体分析及部分液相成分分析(表1)，结果表明各带微量气体含量具H2O>CO2>CH4的特征，液相成分中Na>Ca>K，SO42->HCO3->Cl->F-；pH=5.85~ 6.26，即成矿溶液近中性而偏弱酸性。(4) 矿物包裹体微量气体及成矿溶液成分 从各带选择了13个样品进行微量气体分析及部分液相成分分析(表1)，结果表明各带微量气体含量具H2O>CO2>CH4的特征，液相成分中Na>Ca>K，SO42->HCO3->Cl->F-；pH=5.85~ 6.26，即成矿溶液近中性而偏弱酸性。表1 3号伟晶岩脉成矿溶液成分(单位10-6)     南京大学地球科学系赵梅芳、蒋浩深分析。表1 3号伟晶岩脉成矿溶液成分(单位10-6)     南京大学地球科学系赵梅芳、蒋浩深分析。(5)矿床成因讨论 3号脉成因认识有较大分歧。通过对矿物包裹体研究，发现熔融包裹体、熔融-流体包裹体与气液相包裹体共存现象。结合本区伟晶岩广泛分布于古生代变质岩系中这一现象，认为3号伟晶岩脉的形成与本区古生代沉积建造经历了海西、印支、燕山期强烈变质作用有关，尤其是海西期变质作用。基底沉积变质岩在高温、高压条件下可以重熔成富含水挥发分及稀有元素的独立伟晶岩浆，在有利构造条件下入侵形成伟晶岩。据上述包裹体特征，伟晶岩浆具熔体-溶液性质。此外，由于3号脉产于一个较稳定及围岩致密的地质环境，所以具熔体-溶液性质的伟晶岩浆能在缓慢降温条件下产生良好分异作用而形成环带状伟晶岩。(5)矿床成因讨论 3号脉成因认识有较大分歧。通过对矿物包裹体研究，发现熔融包裹体、熔融-流体包裹体与气液相包裹体共存现象。结合本区伟晶岩广泛分布于古生代变质岩系中这一现象，认为3号伟晶岩脉的形成与本区古生代沉积建造经历了海西、印支、燕山期强烈变质作用有关，尤其是海西期变质作用。基底沉积变质岩在高温、高压条件下可以重熔成富含水挥发分及稀有元素的独立伟晶岩浆，在有利构造条件下入侵形成伟晶岩。据上述包裹体特征，伟晶岩浆具熔体-溶液性质。此外，由于3号脉产于一个较稳定及围岩致密的地质环境，所以具熔体-溶液性质的伟晶岩浆能在缓慢降温条件下产生良好分异作用而形成环带状伟晶岩。熔体入侵温度为930~1140℃，随温度下降，熔体向流体、气-液相演化，温度为340~690℃，成矿介质具Na+-Ca+-K+-SO42--CO32--Cl--F-体系性质，中偏弱酸性，大部分稀有元素矿物在此温度范围内析出。晚期热液温度为100~300℃。在温度下降过程中伟晶岩浆可以形成固体-熔体-溶液、固体-液体平衡体系。在早期结晶的矿物之间可以形成粒间溶液，温度为100~690℃。脉中与稀有元素矿化有关的钠长石化交代作用是含矿粒间溶液对早期的微斜长石进行交代的结果。本区成矿物质主要来自基底。当产生熔融作用时，稀有元素从沉积变质岩中活化、转移并在伟晶岩浆中富集成矿。熔体入侵温度为930~1140℃，随温度下降，熔体向流体、气-液相演化，温度为340~690℃，成矿介质具Na+-Ca+-K+-SO42--CO32--Cl--F-体系性质，中偏弱酸性，大部分稀有元素矿物在此温度范围内析出。晚期热液温度为100~300℃。在温度下降过程中伟晶岩浆可以形成固体-熔体-溶液、固体-液体平衡体系。在早期结晶的矿物之间可以形成粒间溶液，温度为100~690℃。脉中与稀有元素矿化有关的钠长石化交代作用是含矿粒间溶液对早期的微斜长石进行交代的结果。本区成矿物质主要来自基底。当产生熔融作用时，稀有元素从沉积变质岩中活化、转移并在伟晶岩浆中富集成矿。 湖南幕阜山绿柱石及海蓝宝石产于含稀有金属花岗伟晶岩中。该区各世代的绿柱石中均存在熔融一流体包裹体，最常见的为熔融包裹体与气液包裹体共存的类型。 熔融包裹体与气液包裹体共存现象的普遍存在代表了成矿过程中体系不均匀的特征。包裹体测温结果表明绿柱石的形成温度为280~ 1000℃，海蓝宝石形成温度为180~550℃。 结合其它方面资料，确定幕阜山绿柱石及海蓝宝石是在岩浆发生不混溶分溶过程中的碱性。高盐度、氧化性的NaCl(KCl)-CO2-H2O体系成矿环境中形成的。 湖南幕阜山绿柱石及海蓝宝石产于含稀有金属花岗伟晶岩中。该区各世代的绿柱石中均存在熔融一流体包裹体，最常见的为熔融包裹体与气液包裹体共存的类型。 熔融包裹体与气液包裹体共存现象的普遍存在代表了成矿过程中体系不均匀的特征。包裹体测温结果表明绿柱石的形成温度为280~ 1000℃，海蓝宝石形成温度为180~550℃。 结合其它方面资料，确定幕阜山绿柱石及海蓝宝石是在岩浆发生不混溶分溶过程中的碱性。高盐度、氧化性的NaCl(KCl)-CO2-H2O体系成矿环境中形成的。(二)、热液矿床 国内外利用矿物中包裹体研究不同类型热液矿床形成的温度、压力、成矿溶液pH及Eh值、化学成分及挥发分含量等物理化学参数，已获得大量成果，这对解决矿床成因。成矿溶液来源、地球化学找矿等方面的问题有着理论和实践意义。(二)、热液矿床 国内外利用矿物中包裹体研究不同类型热液矿床形成的温度、压力、成矿溶液pH及Eh值、化学成分及挥发分含量等物理化学参数，已获得大量成果，这对解决矿床成因。成矿溶液来源、地球化学找矿等方面的问题有着理论和实践意义。1.矿物包裹体相态特征与成矿条件的关系 内生金属、非金属矿床主要在气-液态条件下形成，因此包裹体相态特征为：G、G+L、L+G+C、G+L+C、L+G+nC。包裹体中相的比例受成矿溶液浓度、介质密度及成矿温度制约。在纯气态条件下形成的矿床(火山喷气)中主要是纯气相包裹体，G=100%；气成热液矿床(部分接触交代、火山热液矿床或热液矿床局部压力释放)中以气相包裹体为主，气相比例达如50%~90%，均匀化状态为气态。1.矿物包裹体相态特征与成矿条件的关系 内生金属、非金属矿床主要在气-液态条件下形成，因此包裹体相态特征为：G、G+L、L+G+C、G+L+C、L+G+nC。包裹体中相的比例受成矿溶液浓度、介质密度及成矿温度制约。在纯气态条件下形成的矿床(火山喷气)中主要是纯气相包裹体，G=100%；气成热液矿床(部分接触交代、火山热液矿床或热液矿床局部压力释放)中以气相包裹体为主，气相比例达如50%~90%，均匀化状态为气态。大多数金属与非金属矿床(W、Sn、Cu、Au、Mo、Pb、Zn、Nb、Ta、水晶、萤石等)及伟晶岩矿床热液阶段包裹体多属液相，其中气相比例小于50%，大多数为15%~30%，均匀化状态为液态，反映矿床属热液矿床。当成矿溶液浓度大时，在包裹体中析出各种子矿物，如钾盐、钠盐、黄铁矿、辉锑矿等，如成矿介质富含碳酸或CO2时可形成碳酸或含CO2包裹体。 上述两类包裹体的出现反映成矿溶液浓度高或富含CO2时往往对成矿有利，如斑岩铜矿往往与密集的高浓度包裹体有关。金、铜、钨、锡、铅、锌矿床多形成于富CO2介质条件下，因此人们常以此作为找矿标志。大多数金属与非金属矿床(W、Sn、Cu、Au、Mo、Pb、Zn、Nb、Ta、水晶、萤石等)及伟晶岩矿床热液阶段包裹体多属液相，其中气相比例小于50%，大多数为15%~30%，均匀化状态为液态，反映矿床属热液矿床。当成矿溶液浓度大时，在包裹体中析出各种子矿物，如钾盐、钠盐、黄铁矿、辉锑矿等，如成矿介质富含碳酸或CO2时可形成碳酸或含CO2包裹体。 上述两类包裹体的出现反映成矿溶液浓度高或富含CO2时往往对成矿有利，如斑岩铜矿往往与密集的高浓度包裹体有关。金、铜、钨、锡、铅、锌矿床多形成于富CO2介质条件下，因此人们常以此作为找矿标志。此外，包裹体相态的均匀性、形态、大小均可反映成矿条件的变化，沸腾包裹体的出现反映成矿溶液曾产生沸腾作用，往往有利于金属离子沉淀成矿，如Cu、Au、W、Sn矿的富集往往与此作用有密切关系。包裹体大小的变化反映成矿溶液的密度及冷却速度。此外，包裹体相态的均匀性、形态、大小均可反映成矿条件的变化，沸腾包裹体的出现反映成矿溶液曾产生沸腾作用，往往有利于金属离子沉淀成矿，如Cu、Au、W、Sn矿的富集往往与此作用有密切关系。包裹体大小的变化反映成矿溶液的密度及冷却速度。2.成矿温度与压力  热液矿床均在一定温度、压力条件下形成，无论透明或不透明矿物均含大量气液相包裹体。 (1)不同类型热液矿床成矿温度 对每一矿床矿物包裹体进行系统测温可以确定矿床成矿温度。 不同类型矿床中矿物的形成温度变化范围较大的为50~870℃，每一个矿床或每一种矿物均在一定温度区间条件下形成，如变质铁矿395~870℃，宁芜铁矿120~840℃，夕卡岩铁矿80~800℃，辉钼矿矿床60~530℃(主要为240~420℃)，铜钼矿床50~520℃(主要为240~450℃)。2.成矿温度与压力  热液矿床均在一定温度、压力条件下形成，无论透明或不透明矿物均含大量气液相包裹体。 (1)不同类型热液矿床成矿温度 对每一矿床矿物包裹体进行系统测温可以确定矿床成矿温度。 不同类型矿床中矿物的形成温度变化范围较大的为50~870℃，每一个矿床或每一种矿物均在一定温度区间条件下形成，如变质铁矿395~870℃，宁芜铁矿120~840℃，夕卡岩铁矿80~800℃，辉钼矿矿床60~530℃(主要为240~420℃)，铜钼矿床50~520℃(主要为240~450℃)。华南钨矿180~380℃，锡矿床80~450℃，金矿床(硫化物型)200~260℃，贫硫金矿床190~250℃，我国不同类型金矿床180~380℃，世界不同类型金矿床50~380℃，我国铜矿床150~490℃(主要为160~360℃)，水晶矿床80-380℃，萤石矿床50~320℃(主要为50~200℃)，铅锌矿床50~380℃(主要为150~280℃)，汞矿床30~320℃(主要为70~170℃)。华南钨矿180~380℃，锡矿床80~450℃，金矿床(硫化物型)200~260℃，贫硫金矿床190~250℃，我国不同类型金矿床180~380℃，世界不同类型金矿床50~380℃，我国铜矿床150~490℃(主要为160~360℃)，水晶矿床80-380℃，萤石矿床50~320℃(主要为50~200℃)，铅锌矿床50~380℃(主要为150~280℃)，汞矿床30~320℃(主要为70~170℃)。(2)不同成矿阶段、矿物组合成矿温度 在矿床中成矿溶液入侵以后，温度逐渐下降，在不同温度范围形成不同矿物组合，同一组合中按温度高低析出不同的矿物。由于构造活动的多阶段性，因此成矿溶液具脉动充填的特点。不同成矿阶段的成矿温度各异，一般从早阶段至晚阶段温度下降。如北朝鲜Yeoju矿区Au-Ag热液矿床，矿化共分三个阶段：第一阶段(I)成矿温度为183~360℃，成矿溶液盐度为2.60~14.00；第二阶段(II)成矿温度为180~318 ℃，成矿溶液盐度为2.10~9.20；第三阶段(III)为碳酸盐阶段，成矿温度191~220℃，成矿溶液盐度为4.20~5.20。(2)不同成矿阶段、矿物组合成矿温度 在矿床中成矿溶液入侵以后，温度逐渐下降，在不同温度范围形成不同矿物组合，同一组合中按温度高低析出不同的矿物。由于构造活动的多阶段性，因此成矿溶液具脉动充填的特点。不同成矿阶段的成矿温度各异，一般从早阶段至晚阶段温度下降。如北朝鲜Yeoju矿区Au-Ag热液矿床，矿化共分三个阶段：第一阶段(I)成矿温度为183~360℃，成矿溶液盐度为2.60~14.00；第二阶段(II)成矿温度为180~318 ℃，成矿溶液盐度为2.10~9.20；第三阶段(III)为碳酸盐阶段，成矿温度191~220℃，成矿溶液盐度为4.20~5.20。3)矿床中不同空间、不同类型矿脉成矿温度测定 在同一矿田、矿床范围内, 成矿溶液沿裂隙系统运移，在空间上会产生温度变化。成矿溶液来自母岩，其温度随远离母岩而下降。对我国福建某稀有金属伟晶岩矿床，据稀有元素矿化特征、矿物共生组合、交代作用强弱及伟晶岩空间分布特征可将矿石划分为5类，其中I类产于花岗岩体中，II类至V类产于依次远离花岗岩的变质岩中。矿物中气液包裹体均一化温度由第I类至第V类依次下降，分别为200~400℃、180~270℃、200~260 ℃、180~200℃。第V类为富钽强钠长石化伟晶岩，分布在远离母岩的变质岩系中，成矿温度较低。由于该矿床低温区富钽，故找寻富钽伟晶岩应在低温区进行。 矿床中随矿脉深度不同，包裹体均一温度也有变化。如湖南某水晶矿含水晶的锂云母石英脉，脉石英中包裹体均一温度随埋藏深度的增大而不断升高，增温梯度约为1~1.4℃/m。3)矿床中不同空间、不同类型矿脉成矿温度测定 在同一矿田、矿床范围内, 成矿溶液沿裂隙系统运移，在空间上会产生温度变化。成矿溶液来自母岩，其温度随远离母岩而下降。对我国福建某稀有金属伟晶岩矿床，据稀有元素矿化特征、矿物共生组合、交代作用强弱及伟晶岩空间分布特征可将矿石划分为5类，其中I类产于花岗岩体中，II类至V类产于依次远离花岗岩的变质岩中。矿物中气液包裹体均一化温度由第I类至第V类依次下降，分别为200~400℃、180~270℃、200~260 ℃、180~200℃。第V类为富钽强钠长石化伟晶岩，分布在远离母岩的变质岩系中，成矿温度较低。由于该矿床低温区富钽，故找寻富钽伟晶岩应在低温区进行。 矿床中随矿脉深度不同，包裹体均一温度也有变化。如湖南某水晶矿含水晶的锂云母石英脉，脉石英中包裹体均一温度随埋藏深度的增大而不断升高，增温梯度约为1~1.4℃/m。(4)矿物晶体形成温度测定 自然界矿床是在漫长的地质历史中逐渐形成的，其晶体的生长过程会受到外界构造作用的影响，压力波动导致成矿溶液温度产生变化，反映在晶体不同生长区温度不同。因此研究成矿温度时，往往要详细解剖单个晶体各生长区的温度。湖南某水晶矿床的水晶中部常生长一层云母、把晶体分割为两部分(外部晶体与内部晶体)，这表明晶体生长过程有明显的间断，成矿溶液具脉动性质。内部晶体形成温度为150~260℃，外部晶体为180~340℃，即早期成矿温度较晚期低。(4)矿物晶体形成温度测定 自然界矿床是在漫长的地质历史中逐渐形成的，其晶体的生长过程会受到外界构造作用的影响，压力波动导致成矿溶液温度产生变化，反映在晶体不同生长区温度不同。因此研究成矿温度时，往往要详细解剖单个晶体各生长区的温度。湖南某水晶矿床的水晶中部常生长一层云母、把晶体分割为两部分(外部晶体与内部晶体)，这表明晶体生长过程有明显的间断，成矿溶液具脉动性质。内部晶体形成温度为150~260℃，外部晶体为180~340℃，即早期成矿温度较晚期低。(5)成矿压力利用矿物中包裹体测定 由于成矿体系的复杂性，研究者往往对体系的性质作一些假设，以便利用不同组分体系的p-v-t、p-x-t关系图求出压力。压力数据对了解成矿物理化学条件有较大实用意义。压力对矿物溶解度及矿物沉淀有较大影响，均一化温度通过压力校正可以更接近真正成矿温度。运用包裹体测定成矿压力的方法有下列数种。(5)成矿压力利用矿物中包裹体测定 由于成矿体系的复杂性，研究者往往对体系的性质作一些假设，以便利用不同组分体系的p-v-t、p-x-t关系图求出压力。压力数据对了解成矿物理化学条件有较大实用意义。压力对矿物溶解度及矿物沉淀有较大影响，均一化温度通过压力校正可以更接近真正成矿温度。运用包裹体测定成矿压力的方法有下列数种。(a) 利用含CO2包裹体与水溶液包裹体共存H2O-CO2体系测定成矿压力：由于成矿体系中常含CO2，它的含量与压力成正比，实验资料表明这是比较准确的测定压力的方法。 (b) 利用p-x-t关系相图求出压力：t可以通过包裹体测温求得，x可以利用不同实验方法求出。常用的相图有CO2-H2O、CO2-NaCl-H2O、NaCl-H2O、NaCl-CaCl2-H2O、Na2SO4-H2O、CaSO4-H2O、N2-CO2、CO2-CH4、SiO2-H2O等，当x、t已知时，可利用上述相图求出压力。(a) 利用含CO2包裹体与水溶液包裹体共存H2O-CO2体系测定成矿压力：由于成矿体系中常含CO2，它的含量与压力成正比，实验资料表明这是比较准确的测定压力的方法。 (b) 利用p-x-t关系相图求出压力：t可以通过包裹体测温求得，x可以利用不同实验方法求出。常用的相图有CO2-H2O、CO2-NaCl-H2O、NaCl-H2O、NaCl-CaCl2-H2O、Na2SO4-H2O、CaSO4-H2O、N2-CO2、CO2-CH4、SiO2-H2O等，当x、t已知时，可利用上述相图求出压力。 此外可以利用盐度、密度求出压力：当成矿温度、成矿溶液盐度已知时，利用文献资料求出相应密度(NaCl)，再利用温度、密度从图1中求出相应压力。 此外可以利用盐度、密度求出压力：当成矿温度、成矿溶液盐度已知时，利用文献资料求出相应密度(NaCl)，再利用温度、密度从图1中求出相应压力。 图1 根据不同盐度、密度求出压力的图解 (据Roedder，1985) 1-水；2-10%NaCI水溶液；3-25%NaCI水溶液；4-临界点 图1 根据不同盐度、密度求出压力的图解 (据Roedder，1985) 1-水；2-10%NaCI水溶液；3-25%NaCI水溶液；4-临界点 (c) 利用流体包裹体与其主矿物共生平衡的热力学方程计算压力：刘斌(1987)利用矿物共生平衡的一个方程与其矿物中捕获流体包裹体的热力学方程联立求解，很容易地求得共生矿物或流体包裹体形成时的温度和压力。 (c) 利用流体包裹体与其主矿物共生平衡的热力学方程计算压力：刘斌(1987)利用矿物共生平衡的一个方程与其矿物中捕获流体包裹体的热力学方程联立求解，很容易地求得共生矿物或流体包裹体形成时的温度和压力。 不同热液矿床成矿压力变化较大，范围为5~260 MPa。如一些与爆破角砾岩有关的钨、钼矿床，爆破前压力达250-260MPa，钼矿床成矿压力12~260MPa，铜-钼矿床40~180 MPa，钨-钼矿床5~200MPa，金矿床(弱硫化物) 30~150 MPa，贫硫金矿床3~24MPa。某些金属矿床可以在浅部、压力较低条件下形成(3~4MPa)。 压力对成矿起着重要作用，因成矿溶液中化合物及金属的溶解与压力有密切关系，成矿作用过程中往往构造活动频繁，裂隙多次张开，导致压力下降，成矿系统热力学平衡遭到破坏，成矿溶液沸腾，挥发分(如H2O、CO2、S等)逸散，从而使成矿溶液中金属络合物分解，析出金属矿物。不同热液矿床成矿压力变化较大，范围为5~260 MPa。如一些与爆破角砾岩有关的钨、钼矿床，爆破前压力达250-260MPa，钼矿床成矿压力12~260MPa，铜-钼矿床40~180 MPa，钨-钼矿床5~200MPa，金矿床(弱硫化物) 30~150 MPa，贫硫金矿床3~24MPa。某些金属矿床可以在浅部、压力较低条件下形成(3~4MPa)。 压力对成矿起着重要作用，因成矿溶液中化合物及金属的溶解与压力有密切关系，成矿作用过程中往往构造活动频繁，裂隙多次张开，导致压力下降，成矿系统热力学平衡遭到破坏，成矿溶液沸腾，挥发分(如H2O、CO2、S等)逸散，从而使成矿溶液中金属络合物分解，析出金属矿物。3.成矿介质组分测定 除温度、压力外，成矿介质组分、逸度、成矿溶液酸碱度及氧化还原电位等对元素迁移与富集成矿也产生重要影响。不同类型多金属矿床成矿介质的组分具不同成矿专属性，这点通过包裹体研究可得到证实。3.成矿介质组分测定 除温度、压力外，成矿介质组分、逸度、成矿溶液酸碱度及氧化还原电位等对元素迁移与富集成矿也产生重要影响。不同类型多金属矿床成矿介质的组分具不同成矿专属性，这点通过包裹体研究可得到证实。(1)成矿溶液成分及微量气体测定 利用含气液包裹体矿物研磨或爆裂提取包裹体液相成分进行化学或原子吸收分析可获包裹体微量气体成分。上述实验研究可以确定成矿体系的性质及元素迁移形式。据对某些金矿及多金属矿床的研究，其气相组分与成矿关系可划分为三个类型：CO2-H2O、CH4-H2O、CH4-CO2-H2O，其中CO2-H2O类型中CO2含量较高，并与金矿化有密切关系，而CH4-H2O型常与多金属矿化相关。不少资料表明，包裹体中CO2含量与成矿溶液中金的含量呈正相关关系，这点可作为找寻金矿的地球化学标志。(1)成矿溶液成分及微量气体测定 利用含气液包裹体矿物研磨或爆裂提取包裹体液相成分进行化学或原子吸收分析可获包裹体微量气体成分。上述实验研究可以确定成矿体系的性质及元素迁移形式。据对某些金矿及多金属矿床的研究，其气相组分与成矿关系可划分为三个类型：CO2-H2O、CH4-H2O、CH4-CO2-H2O，其中CO2-H2O类型中CO2含量较高，并与金矿化有密切关系，而CH4-H2O型常与多金属矿化相关。不少资料表明，包裹体中CO2含量与成矿溶液中金的含量呈正相关关系，这点可作为找寻金矿的地球化学标志。 不同类型矿床成矿溶液成分及微量气体成分各异，且矿化常与某些元素含量变化密切关系。 山东三山岛金矿床和江西金山金矿床分属不同成因类型，前者为破碎带蚀变岩型，后者为层控型，其成矿物理化学条件见表2。从中看出它们的成矿溶液性质具有明显差异。三山岛金矿床成矿溶液pH值6.0~6.75，高于去离子水的pH值(5.82~6.09)，属碱性-弱碱性；化学组分特征表现为阳离子以K+、Na+为主，K+>Na+ >Ca2+>Mg2+，K+/Na+=0.77~4.82(绝大部分比值大于1)，反映出成矿物质来源与粒间溶液活动有关；阴离子具HCO3->CI->SO42->F-或Cl->HCO3->SO42->F-的特征，相似于玲珑花岗岩和花岗岩石英脉中矿物包裹体阴离子特征。成矿溶液体系具有K-Na-Ca-Mg-SO42--Cl--HCO3-体系性质，显然与本区花岗岩热液有关。 不同类型矿床成矿溶液成分及微量气体成分各异，且矿化常与某些元素含量变化密切关系。 山东三山岛金矿床和江西金山金矿床分属不同成因类型，前者为破碎带蚀变岩型，后者为层控型，其成矿物理化学条件见表2。从中看出它们的成矿溶液性质具有明显差异。三山岛金矿床成矿溶液pH值6.0~6.75，高于去离子水的pH值(5.82~6.09)，属碱性-弱碱性；化学组分特征表现为阳离子以K+、Na+为主，K+>Na+ >Ca2+>Mg2+，K+/Na+=0.77~4.82(绝大部分比值大于1)，反映出成矿物质来源与粒间溶液活动有关；阴离子具HCO3->CI->SO42->F-或Cl->HCO3->SO42->F-的特征，相似于玲珑花岗岩和花岗岩石英脉中矿物包裹体阴离子特征。成矿溶液体系具有K-Na-Ca-Mg-SO42--Cl--HCO3-体系性质，显然与本区花岗岩热液有关。表2 三山岛金矿与金山金矿成矿物理化学条件对比①     ①测定矿物为石英表2 三山岛金矿与金山金矿成矿物理化学条件对比①     ①测定矿物为石英金山金矿床成矿溶液pH值为4.9~7.7，在酸、碱性之间变化，阳离子Ca2+>Mg2+>Na+>K+， Na+/K+=1.93~2.21，阴离子HCO3->SO42->CI->F-，成矿溶液属Mg-Ca-Na-K-HCO3-- SO42- -Cl-型。成矿溶液的Mg-Ca特征，反映出金山金矿床的层控特征或者成矿物质来源于围岩。金山金矿床成矿溶液pH值为4.9~7.7，在酸、碱性之间变化，阳离子Ca2+>Mg2+>Na+>K+， Na+/K+=1.93~2.21，阴离子HCO3->SO42->CI->F-，成矿溶液属Mg-Ca-Na-K-HCO3-- SO42- -Cl-型。成矿溶液的Mg-Ca特征，反映出金山金矿床的层控特征或者说明成矿物质来源于围岩。 三山岛金矿与金山金矿除上述区别外，其包裹体均一温度和气相成分也有差异：前者气相成分特征为H2O>CO2>CH4，均一化温度变化范围大，为280~380℃；后者气相成分特征则是H2O>CH4>CO2，均一化温度变化范围窄，为180-200℃。 上述研究成果与我国某些变质热液金矿床如三道岔、金硐岔、白云山、二道甸子、银 洞坡、漠滨金矿及原苏联别里库斯基金矿成矿溶液性质相似，均属Ca-Mg-Na-K-CO2-F或Ca-Mg-Na-K-HCO3-CI型的成矿系统，(Ca+Mg) > (Na+K)是变质热液型金矿区别于花岗岩型金矿的特性。 三山岛金矿与金山金矿除上述区别外，其包裹体均一温度和气相成分也有差异：前者气相成分特征为H2O>CO2>CH4，均一化温度变化范围大，为280~380℃；后者气相成分特征则是H2O>CH4>CO2，均一化温度变化范围窄，为180-200℃。 上述研究成果与我国某些变质热液金矿床如三道岔、金硐岔、白云山、二道甸子、银 洞坡、漠滨金矿及原苏联别里库斯基金矿成矿溶液性质相似，均属Ca-Mg-Na-K-CO2-F或Ca-Mg-Na-K-HCO3-CI型的成矿系统，(Ca+Mg) > (Na+K)是变质热液型金矿区别于花岗岩型金矿的特性。 不同成矿阶段成矿溶液的成分有某种规律性的变化(表3)。早期形成石英及磁铁矿-黄铁矿组合(400~390℃)，成矿溶液具HCO3--Ca-Mg成分特征，F和CI含量大致相等，金含量较低，为0.0n ug/L。第二个高温阶段形成石英-黄铁矿-毒砂组合(290~380℃)，成矿溶液具HCO3--CI--Ca-Mg-Na-K特征，其HCO3-/CI-、(Ca+Mg) /(K+Na)比值明显下降。与上阶段相比，Na、K含量增加，Na>K，Na/K=5.5-5.8。成矿溶液pH值为7.05~7.02，略偏碱性。其中金含量较高，为0.n ug/L。在不含金的碳酸盐阶段，成矿溶液含较高HCO3-、Na+，成矿温度为240℃。 由上可知，含金矿物组合中成矿溶液化学组分与非矿化有明显区别，一般以Na、K及HCO3-含量高、pH值近于7的偏碱性溶液有利于矿化。 不同成矿阶段成矿溶液的成分有某种规律性的变化(表3)。早期形成石英及磁铁矿-黄铁矿组合(400~390℃)，成矿溶液具HCO3--Ca-Mg成分特征，F和CI含量大致相等，金含量较低，为0.0n ug/L。第二个高温阶段形成石英-黄铁矿-毒砂组合(290~380℃)，成矿溶液具HCO3--CI--Ca-Mg-Na-K特征，其HCO3-/CI-、(Ca+Mg) /(K+Na)比值明显下降。与上阶段相比，Na、K含量增加，Na>K，Na/K=5.5-5.8。成矿溶液pH值为7.05~7.02，略偏碱性。其中金含量较高，为0.n ug/L。在不含金的碳酸盐阶段，成矿溶液含较高HCO3-、Na+，成矿温度为240℃。 由上可知，含金矿物组合中成矿溶液化学组分与非矿化有明显区别，一般以Na、K及HCO3-含量高、pH值近于7的偏碱性溶液有利于矿化。 表3 成矿溶液中组分关系 表3 成矿溶液中组分关系 (2)同位素研究 矿物包裹体中同位素含量变化，可解决矿床成因和成矿物质来源及测定成矿年龄。包裹体中常含氯、碳、硫、氧、氢等元素同位素。实验时将样品置于真空爆裂仪中，通过加热或淋滤进行同位素制备，将获得气体导入质谱仪中分析。 常用包裹体δ18O-δD图研究成矿物质来源，并根据氢、氧同位素组成与温度及成矿深度关系探讨同位素交换与水-岩作用问题。不同来源的水具有不同的氢(D/H)和氧(18O/16O)同位素组成。选择两个不同类型金矿床的氢、氧同位素组成进行对比，以探讨其成矿溶液来源。(2)同位素研究 矿物包裹体中同位素含量变化，可解决矿床成因和成矿物质来源及测定成矿年龄。包裹体中常含氯、碳、硫、氧、氢等元素同位素。实验时将样品置于真空爆裂仪中，通过加热或淋滤进行同位素制备，将获得气体导入质谱仪中分析。 常用包裹体δ18O-δD图研究成矿物质来源，并根据氢、氧同位素组成与温度及成矿深度关系探讨同位素交换与水-岩作用问题。不同来源的水具有不同的氢(D/H)和氧(18O/16O)同位素组成。选择两个不同类型金矿床的氢、氧同位素组成进行对比，以探讨其成矿溶液来源。 胶东台上大型金矿床，矿体产于滦家河花岗岩体内部，是一个典型破碎带蚀变岩型金矿床。对台上矿区岩体及矿体中的石英及其包裹体的稳定同位素进行了研究，结果如表4。石英为含氧矿物，故包裹体中氧同位素与石英、包裹体内H2O及CO2的氧同位素易发生交换，从而改变成矿介质的同位素原始组成。因此通常利用石英单矿物中氧同位素石英-水氧同位素平衡方程，估算出热液中真实的值 (表4及图2)。 胶东台上大型金矿床，矿体产于滦家河花岗岩体内部，是一个典型破碎带蚀变岩型金矿床。对台上矿区岩体及矿体中的石英及其包裹体的稳定同位素进行了研究，结果如表4。石英为含氧矿物，故包裹体中氧同位素与石英、包裹体内H2O及CO2的氧同位素易发生交换，从而改变成矿介质的同位素原始组成。因此通常利用石英单矿物中氧同位素石英-水氧同位素平衡方程，估算出热液中真实的值 (表4及图2)。表4 台上金矿和湘西金矿红、氧同位素组成。表4 台上金矿和湘西金矿红、氧同位素组成。图2 台上矿区热液的氢、氧同位素组成 1一玲珑岩体；2一滦家河岩体；3一含矿石英脉； 4一无矿石英脉图2 台上矿区热液的氢、氧同位素组成 1一玲珑岩体；2一滦家河岩体；3一含矿石英脉； 4一无矿石英脉 从图2上可以看出，玲珑岩体投影点落在变质水和岩浆水区，而滦家河岩体投影点均落在岩浆水区内，成矿热液则落在岩浆水区与雨水线之间。从这个图解明显地可以看出，玲珑岩体中水主要来自岩浆水和变质水，而滦家河岩体中的水为岩浆水，这表明玲珑岩体与滦家河岩体为胶东群地层的交代、重熔产物。玲珑岩体主要偏重于交代作用形成，而滦家河岩体则由重熔岩浆冷凝结晶形成。成矿热液则由来自滦家河岩体中具有岩浆水特征的含矿粒间溶液及部分大气降水组成。 从图2上可以看出，玲珑岩体投影点落在变质水和岩浆水区，而滦家河岩体投影点均落在岩浆水区内，成矿热液则落在岩浆水区与雨水线之间。从这个图解明显地可以看出，玲珑岩体中水主要来自岩浆水和变质水，而滦家河岩体中的水为岩浆水，这表明玲珑岩体与滦家河岩体为胶东群地层的交代、重熔产物。玲珑岩体主要偏重于交代作用形成，而滦家河岩体则由重熔岩浆冷凝结晶形成。成矿热液则由来自滦家河岩体中具有岩浆水特征的含矿粒间溶液及部分大气降水组成。牛贺才等(1992)对湘西金矿床成矿流体氢、氧同位素研究：湘西元古宇中分布以沃溪、漠滨等为代表层控金矿床，矿体两侧围岩普遍经历硅化、绢云母化及碳酸盐化等中低温热液蚀变。金矿床δ18OH2O在0.44‰~19.2‰范围内变化，而δD则在-85‰~-37‰区间内波动(表4)，它们在δ18OH2O-δD关系图上(图3)投影点落在变质水与建造水范围内。沃溪金矿床成矿流体早期以变质水为主，主矿化期以建造水为主。漠滨金矿主矿化期与建造水特征相近似。因此，沃溪、漠滨矿床成矿溶液来源主要是建造水。此外，江西金山金矿δD为-30.71‰~-56.68‰，δ18OH2O为2.33‰，表明成矿流体为大气水与变质水的混合物。牛贺才等(1992)对湘西金矿床成矿流体氢、氧同位素研究：湘西元古宇中分布以沃溪、漠滨等为代表层控金矿床，矿体两侧围岩普遍经历硅化、绢云母化及碳酸盐化等中低温热液蚀变。金矿床δ18OH2O在0.44‰~19.2‰范围内变化，而δD则在-85‰~-37‰区间内波动(表4)，它们在δ18OH2O-δD关系图上(图3)投影点落在变质水与建造水范围内。沃溪金矿床成矿流体早期以变质水为主，主矿化期以建造水为主。漠滨金矿主矿化期与建造水特征相近似。因此，沃溪、漠滨矿床成矿溶液来源主要是建造水。此外，江西金山金矿δD为-30.71‰~-56.68‰，δ18OH2O为2.33‰，表明成矿流体为大气水与变质水的混合物。图3 湘西金矿不同来源水的氢氧同位素组成 1一漠滨；2一沃溪图3 湘西金矿不同来源水的氢氧同位素组成 1一漠滨；2一沃溪 上述几个不同类型金矿床成矿流体氢、氧同位素组成有明显差异，显示出成矿流体具不同来源。山东蚀变岩型金矿床区内岩体δD值为-63.07‰--90.71 ‰、δ18OH2O值为7.37 ‰~ 10.12‰，含金石英脉δD值-78.55‰~79.1 ‰ 、δ18O值4.97 ‰。从图中可见其氢、氧同位素产生了漂移，这与岩浆水中混入部分大气降水有关。而沉积变质热液金矿(湘西、江西) δD值为-37 ‰~-86 ‰，δ18O值-0.44 ‰~19.27 ‰，是变质水与建造水的混合型。据统计，大量矿床成矿溶液是大气降水和岩浆水的混合型，但如此统一的结论是否正确，还应结合具体地质条件来判断。 上述几个不同类型金矿床成矿流体氢、氧同位素组成有明显差异，显示出成矿流体具不同来源。山东蚀变岩型金矿床区内岩体δD值为-63.07‰--90.71 ‰、δ18OH2O值为7.37 ‰~ 10.12‰，含金石英脉δD值-78.55‰~79.1 ‰ 、δ18O值4.97 ‰。从图中可见其氢、氧同位素产生了漂移，这与岩浆水中混入部分大气降水有关。而沉积变质热液金矿(湘西、江西) δD值为-37 ‰~-86 ‰，δ18O