中国大陆浆控高温热液型矿床的形成与分布

中国大陆浆控高温热液型矿床的形成与分布

1碰撞造山带与大陆内部成矿带的关系矿床作为一个具有经济价值的特殊地质体，在地质作用过程中起着作用。就热液矿床而言,其形成和定位至少受到地层、构造、岩浆岩等地质因素之一的制约。因此,根据控制矿床定位主导性地质因素(地层、构造、岩浆岩)的性质,将热液矿床分为层状、层控、断控、浆控等4个成因系列(陈衍景和富士谷,1992)。其中,浆控热液矿床(Intrusion-relatedhydrothermaldeposit)的形成与定位受岩浆作用控制,包括了浆控高温和浆控低温两大类。前者涵盖了文献中常见的斑岩型、矽卡岩型、爆破角砾岩型、铁氧化物型(IOCG)以及与侵入体相关的脉状矿床,后者主要是浅成低温热液型、热泉型矿床(陈衍景等,2007)。浆控高温热液矿床(Intrusion-relatedhypothermaldeposit;以下简写为IRHD)是Cu、Mo、Au、W、Sn、REE等多种金属的重要来源,长期是矿床学研究的重点,尤以斑岩型矿床突出。Sillitoe(1972)提出了斑岩铜矿的B型俯冲成岩成矿模式,科学解释了环太平洋成矿带的成因,促发了环太平洋地区的找矿热潮和大批矿床发现(陈衍景和富士谷,1992)。与此同时,著名学者Guild(1971,1972)提出了“碰撞不成矿”的观点,即“在大陆与大陆碰撞的情况下,两个板块由于具有浮力,都不能下倾很远,同时力被剧烈的压碎作用所分散,这种碰撞不产生火成岩,并且明显地缺乏热液矿床”。上述观点影响广泛且根深蒂固,至今不少学者仍错误地坚持“碰撞不成矿”,致使几乎所有斑岩型等浆控热液矿床都曾被解释为岩浆弧环境的产物。根据我国重要矿集区与碰撞造山带的时空统一性,结合大陆碰撞带和大陆内部构造研究的进展,陈衍景和富士谷(1992)建立了碰撞体制的成岩、成矿和流体作用模式(CMF模式),提出中亚造山带、中央造山带、三江-青藏地区以及华北和扬子克拉通周缘的热液矿集区均与碰撞有关(陈衍景,2002)。更多研究发现,不仅是大陆碰撞造山带,大陆内部的断裂岩浆带和陆内活化造山带也是浆控热液矿床的有利环境(Chenetal.,2007;Pirajno,2009)。上述认识提升了碰撞造山带和大陆内部成矿规律的认识水平,促进了大陆内部众多重要矿床的发现,如东秦岭钼矿带(李诺等,2007a)和冈底斯斑岩矿带(郑有业等,2002),被列为斑岩矿床研究的重大进展之一(侯增谦,2004)。那么,大陆内部浆控热液矿床有何特点?与岩浆弧区同类矿床有何异同?文献中鲜见讨论,学者们常常将岩浆弧区浆控热液矿床的特点套用于或强加给大陆内部的浆控热液矿床。基于对环太平洋成矿带的研究,学者们共识岩浆弧IRHD发育高盐度的含子矿物多相包裹体和低盐度的富气相包裹体,成矿流体属H20-NaCl体系(i.e.Nash,1976;ClineandBodnar,1991;Bodnar,1995;Phillips.andZhou,1999;卢焕章等,2004),如菲律宾FarSoutheast铜矿床(Hedenquistetal.,1998),印度尼西亚Grasberg铜金矿床(卢焕章,2000)和BatuHijau铜矿床(ImaiandOhno,2005),智利Rosario斑岩铜钼矿床(Mastermanetal.,2005)等;成矿斑岩体的特点是体积小(直径<2km)、侵位浅(1～4km)、多次侵位、多岩相组成,岩性以钙碱性和高钾钙碱性系列的石英二长斑岩、二长花岗斑岩、花岗闪长斑岩等为主(如Kerrichetal.,2000);成矿系统蚀变分带明显,自岩体向围岩依次发育钾硅酸盐化带、石英-绢云母化带和青磐岩化带(LowellandGuilbert,1970;BeaneandTitley,1981;Seedorffetal.,2005),并常被高级泥化叠加(Perelloetal.,2001)。我们认为,大陆内部环境与岩浆弧环境(含岛弧和陆弧)的岩浆-流体成矿系统形成于不同的物质背景(陈衍景等,2008),二者应有不同的地质地球化学特征,因此,研究揭示它们的标志性地质地球化学特征及其差异,是当前面临的一个崭新的科学问题,也是科学发展所必须解决的问题,更是率先投入研究而取得领先成果的机遇。鉴于上述,本文通过总结中国大陆内部IRHD的地质地球化学特征,重点分析、归纳大陆内部IRHD的标志性成矿流体和围岩蚀变特征及其与岩浆弧IRHD的差异和原因,并探讨相关科学问题。2成矿过程及热液类型中国陆区盛产各种类型的IRHD,但大部分矿床的流体包裹体研究较为薄弱,突出地表现在未能揭示流体包裹体的成分特征,有些文献虽然报道了流体包裹体研究结果,也只是对包裹体进行气、液、固相的分类,未能给出流体包裹体的成分信息,限制了成矿流体性质和矿床成因认识的水平。表1列出了流体包裹体研究较为完善的60个浆控高温热液型矿床的基本信息。可见,这60个矿床涵盖了Cu、Au、Mo、Fe、W、Sn、REE等多种重要金属矿产;矿床类型包括了斑岩型、爆破角砾岩型、矽卡岩型、IOCG型和脉型等所有浆控高温热液的矿化类型;它们分布于中国陆区的各个大地构造单元(图1),包括中亚造山带、华北克拉通、中央造山带、扬子克拉通、南华造山带和喜马拉雅-三江造山带。根据成矿的时间和大地构造位置,这些矿床的成矿构造背景可大致划归3种类型或其复合地带,即碰撞造山带、陆内活化造山带和断裂-岩浆带(Chenetal.,2007)。中亚造山带是经历了古生代强烈的俯冲-增生造山作用之后于古生代末-中生代初开始陆陆碰撞的碰撞造山带,蕴含索尔库都克、蒙库、希勒库都克、朝不楞、乌努格吐山、多宝山等矿床(Nos.1～11);中央造山带属于典型的大陆碰撞造山带,蕴含了举世瞩目的东秦岭斑岩钼矿带(Nos.21～30)及东昆仑西段的白干湖钼矿床(No.20);东南亚大陆与华夏陆块于早侏罗世开始碰撞,形成了南华碰撞造山带(Hsuetal.,1990;Chenetal.,2007),造就了南岭W-Sn-Bi-Mo多金属成矿带(Nos.40～48)及紫金山铜金矿田(No.49);印度次大陆与欧亚大陆的碰撞始于新生代初,以喜马拉雅山脉为代表的青藏高原及邻区(如三江造山带)属于新生代碰撞造山带或走滑造山带,产有著名的玉龙和冈底斯斑岩铜矿带等诸多斑岩型铜矿(Nos.51～55,58～59)。大陆板块内部岩石圈尺度的断裂(裂谷或走滑断裂)常是线性岩浆岩带,如太行断裂、狼山-白云鄂博裂谷带、郯庐断裂、金沙江-红河断裂、阿尔金断裂等,产出IRHD,如山东金场矽卡岩型金矿(No.18)、归来庄爆破角砾岩型金矿床(No.19)、内蒙白云鄂博REE-Nb-Fe矿床(No.13)。陆内活化造山带多缘于大陆板块边缘的地质作用,尤其是陆缘俯冲挤压或碰撞挤压的远距离效应,使大陆板块内部古老造山带或克拉通边缘再度活化、造山,发生岩浆活动形成IRHD,典型实例是燕山成矿带和长江中下游铁铜金多金属成矿带(Nos.31～33),以及扬子克拉通南缘的个旧-文山矽卡岩型锡多金属成矿带(No.60)。表1所列60个矿床的热液成矿过程总体均可划分为早、中、晚3个阶段,热液矿物的流体包裹体均可划分为如下类型:(1)纯CO2包裹体(PC型)。该类包裹体仅由CO2组成,不含水溶液相;室温下呈单相液态CO2(LCO2)或气液两相;见于早、中阶段石英等矿物中,晚阶段不发育;常与CO2-H2O包裹体或含子晶多相包裹体共生。(2)CO2-H2O包裹体(C型)。多以两相或三相形式存在于早、中阶段矿物中,晚阶段不发育;其CO2/H2O比值及盐度变化范围较大;均一温度多高于300℃,甚至在600℃以上仍不均一。(3)水溶液包裹体(W型)。该类包裹体气/液比变化较大,室温下可呈气液两相或单相形式存在;可见于各成矿阶段,均一温度和盐度变化范围大;但是,晚阶段矿物只发育此类包裹体,均一温度一般不超过250℃,盐度一般低于10wt%NaCl.eqv。(4)含子晶多相包裹体(S型)。包裹体中含一个或多个子矿物,常见子矿物包括盐类(石盐、钾盐、石膏、碳酸盐)、硫化物(黄铜矿、黄铁矿)、氧化物(赤铁矿、磁铁矿)等;据包裹体的流体相成分可细分为含子晶CO2-H2O包裹体和含子晶水溶液包裹体两个亚类;该类包裹体主要见于成矿过程的早、中阶段,均一温度一般大于200℃,盐度可高达75wt%NaCl.eqv。在石英斑晶中,此类包裹体可与熔融包裹体共存。中国大陆内部浆控高温热液矿床的流体包裹体组合特征是C型+W型+S型±PC型(详见表1)。多数流体包裹体均一温度>300℃,个别在600℃以上仍不均一;流体压力介于超静岩压力或静岩压力与静水压力的转换交替状态,变化于<lOMPa～242MPa,对应深度为<1～8km。特别值得强调的是,除矽卡岩型矿床之外,斑岩型、爆破角砾岩型、IOCG型、热液脉型矿床的早阶段矿物总含S型+C型±PC型包裹体组合。就矽卡岩型矿床而言,其早阶段的矽卡岩矿物(石榴子石、透辉石、硅灰石等)常见S型和/或W型包裹体,不含C型包裹体,但矽卡岩阶段之后的热液矿物(石英、萤石等)往往发育C型或PC型包裹体(表1,Nos.2,18,32～33,37～38,42～43)。因此,无论如何,中国陆区IRHD的标志性流体包裹体特征是:早阶段和/或中阶段矿物发育S型+C型±PC型流体包裹体。中国陆区部分IRHD的流体包裹体群体成分研究结果列于表2和表3。其液相成分以F-、Cl-、SO42-、K+、Na+、Ca2+为主,可含少量HCO3-和Mg2+。流体以富F、富K为特征,F/Cl比值、K/Na比值和Ca/Mg比值(摩尔比)较高,常见F/Cl比值和K/Na比值大于1,个别矿床F/Cl比值高达39.20,K/Na比值可达20.47。包裹体气相组分以H2O和CO2为主,可含一定量的H2、N2、CH4、CO、C2H6、H2S等(表3)。C02是成矿流体的重要组分,部分矿床流体的气相组分以CO2为主,其CO2/H2O比值可高达56.322,大厂-拉么矿田和西华山钨矿部分矿物所捕获的成矿流体几乎全部由CO2组成,而不含H2O(表3,Nos.37～38和No.47)。综上可知,中国陆区浆控高温热液矿床的初始成矿流体不但具有高温、高盐度、富CO2的特点,而且常常富K、富F;随成矿作用进行,流体系统的温度、盐度和CO2含量逐渐降低,晚阶段流体为低温、低盐度、贫CO2的大气降水热液。由于岩浆弧区的IRHD的成矿流体为高温、高盐度的H2O-NaCl体系,因此,高温、高盐度似可作为IRHD或岩浆热液的特点,而富CO2、富K、富F可作为中国大陆内部IRHD区别于岩浆弧区同类矿床的标志性成矿流体特征。3碳酸岩-碱性杂岩体roe事实上,富CO2、K、F的高温、高盐度岩浆热液,不仅是中国陆内环境的IRHD的特征,也是世界其它大陆内部环境浆控高温热液型矿床的特征,举例说明如下:就与侵入岩有关的金矿床而言,Thompsonetal.(1999),LangandBaker(2001),Baker(2002)和Mernaghetal.(2007)等学者总结和研究了美国Alaska地区的DonlinCreek(～315tAu),Pogo(～160tAu),FortKnox(～210tAu),加拿大Yukon地区DublinGulch(～40tAu),BreweryCreek(～40tAu),捷克的Mokrsko(～120tAu),哈萨克斯坦Vasilkovskoe(～300tAu),西班牙Salave(～30tAu)和澳大利亚Kidston(～140tAu)等矿床的基本地质特征,发现它们产于克拉通边缘、陆缘弧靠近陆地一侧或弧后盆地以及碰撞造山带,即大陆内部环境,其成矿流体均以富CO2为特征,常见CO2包裹体(盐度0～12wt%NaCl.eqv)和含子晶多相包裹体(盐度30wt%～65wt%NaCl.eqv);流体包裹体均一温度一般>350℃,成矿深度变化较大,可变化于<1～10km。蒙古国KyzyltauW-Sn矿田位于晚古生代碰撞造山带(即中亚造山带)内,Graupneretal.(1999)系统研究了其中的Ulaanuul、Buraatuul和Tsunkheg矿床的成矿流体特征,发现含矿石英脉中发育水溶液包裹体、CO2-H20包裹体及含子矿物多相包裹体,其中部分CO2-H2O包裹体含子矿物,成矿温度集中于180～433℃。另外,海西造山带的Krupka含钼石英脉中亦见水溶液包裹体、含子晶多相包裹体及CO2-H20包裹体,原生包裹体均一温度介于220～360℃,含子晶多相包裹体盐度可达30wt%～50wt%NaCl.eqv(Stemproketal.,1994)。一般认为,与碳酸岩-碱性杂岩体有关的REE矿床多数产出于陆内裂谷环境(MitchellandGarson,1981),如内蒙古白云鄂博(表1,No.13)、加拿大ThorLake(Truemanetal.,1988)、印度AmbaDongar(Williams-JonesandPalmer,2002)、巴西BarradoItapirapua(Andradeetal.,1999)等。范宏瑞等(2001)和Rankin(2003)总结表明,与碳酸岩有关的REE矿床普遍发育富CO2包裹体、水溶液包裹体和含子矿物包裹体,包裹体组成变化较大,被解释为H2O、CO2和固相3个端元组分不同程度的混合(BuhnandRankin,1999)。值得说明的是,很多学者趋向于将这类矿床作为IOCG型的一种(聂风军等,2008)。IOCG型矿床(Ironoxidecopper-golddeposit)被译为铁氧化物型矿床(陈衍景等,2007),以澳大利亚南部的OlympicDam矿床为典型代表,成因与张性构造环境的碱性岩浆活动和蒸发岩系密切有关,多产于陆内活化造山带、断裂-岩浆带或弧后伸展区等(KerrichetnJ.,2000及其引文)。OlympicDam矿床充填于赤铁矿角砾间的石英中含有气液两相包裹体和含子晶多相包裹体,部分气液两相包裹体在冷冻时出现笼合物,表明其为CO2-H2O包裹体;包裹体均一温度变化于110～420℃,含石盐子晶包裹体盐度介于31wt%～42wt%NaCl.eqv,显然属于含CO2的高温、高盐度流体(OreskesandEinaudi,1992)。昆士兰CloncurryIOCG矿带形成于Isan造山事件的韧性变形向脆性变形转变过程(Williams,1998),该矿.带ErnestHenry(Kendricketal.,2007)、Eloise(Baker,1998)、Starra(Rotherhameal.,1998)等矿床发育富CO2包裹体、高盐度包裹体、富液相包裹体、富气相包裹体,其成矿温度一般200～600℃,盐度高达69wt%NaCl.eqv。巴西Salobo矿床位于太古宙克拉通内,其成矿流体亦具有类似性质(Pollard,2001)。综上所述,大陆内部的浆控高温热液矿床其成矿流体普遍以高温、高盐度、富CO2为特征,显著不同于岛弧背景同类矿床贫CO2的H2O-NaCl体系的流体。那么,是什么原因导致了这种成矿流体特征的差异?笔者认为,两种不同构造环境的同类成矿系统发育的物质背景不同,而不同的物质背景必然导致成矿流体性质存在差异。众所周知,岩浆弧区的岩浆-流体成矿系统缘于俯冲洋壳的变质脱水熔融(Sillitoe,1972;Richards,2003)。洋壳成分可由蛇绿岩套代表,其岩石类型.主要为深海沉积物和中基性-超基性岩浆岩(玄武安山岩、玄武岩、辉长岩、橄榄岩等)。洋壳浅部的岩浆岩由于长时间遭受富含NaCl的海水浸泡,发生水化、钠化和氯化作用,即钠长石化(富集Na+)、绿泥石化(富集Cl-和OH-)、蛇纹石化(富集OH-)(胡受奚等,2004),而向细碧岩、角斑岩和蛇纹岩演化。如此以来,海水以一种类似“腌咸菜”的方式使洋壳富H2O、富Na、富Cl。事实上,蛇纹岩中往往残留有纯橄岩、橄榄岩及辉石岩的岩块或透镜体,而残留体边缘不发育淬火边或接触变质带,证明蛇纹岩是橄榄岩的蚀变产物(路凤香和桑隆康,2002)。此外,海沟至洋中脊之间的海水深度较大,超过了碳酸钙的补偿深度(CCD),致使俯冲于岩浆弧之下的洋壳中几乎不含碳酸盐沉积物,深海沉积物主要由页岩、燧石岩、硅质岩等组成。因此,俯冲洋壳的物质成分特征是富H2O、富Cl-、富Na+、贫碳酸盐(即贫CO2)。无疑,洋壳俯冲所派生生或诱发的岩浆流体系统必然具有较低的CO2/H2O、F/Cl和K/Na比值,属于贫CO2的Il2O-NaCl体系,成矿系统中罕见CO2-H2O包裹体。与洋壳相比,大陆壳或岩石圈不但贫H2O、贫Cl、贫Na,而且以高钾、富氟、广泛发育碳酸盐地层为特征。其原因之一是大陆内部的克拉通盆地和大陆边缘的浅海盆地可以大量接受碳酸盐沉积和碎屑岩沉积,碎屑矿物中的钾长石富含K,云母类则富含K和F,粘土矿物亦倾向于吸附K+。例如,我国华南广泛发育的新元古代-早三叠世地层中含有巨量碳酸盐地层和碎屑沉积物,扬子克拉通基底空岭群中也含有大量碳酸盐和变质碎屑岩。事实上,世界各大陆都大量发育了碳酸盐和碎屑岩(汤好书等,2008,2009)。而且,大陆壳的基底岩石往往经历了不同程度的变质脱水,具有贫水特点。如此以来,大陆壳的成分特点决定了大陆内部的岩浆流体成矿系统具有较高的CO2/H2O、F/Cl和K/Na比值,属于相对贫水、富F、富K的CO2-H2O体系,普遍发育CO2-H2O包裹体。值得强调,上述认识可较好解释岛弧环境与陆内环境浆控高温热液成矿系统在岩石学、元素和同位素地球化学以及成矿元素等方面的差异(详细讨论超出本文范围)。4相关主题讨论4.1接受的蚀变分带既然陆内与岩浆弧区的IRHD的成矿流体性质不同,其水岩作用或围岩蚀变也不尽相同。由于大陆内部岩浆流体含有较高的CO2、F和K,而相对贫H2O、Cl和Na,其围岩蚀变主要表现为钾长石化、绿帘石化、碳酸盐化、萤石化等,即“贫水蚀变”,这与陆内IRHD矿床的围岩蚀变特征是一致的(表1);相反,岩浆弧区流体以富含H2O、Cl、Na,贫CO2和K为主要特征,其围岩蚀变则主要表现为黑云母化、绢云母化和绿泥石化等,即“富水蚀变”。就斑岩型矿床而言,LowellandGuilbert(1970)提出了被广泛接受的蚀变分带模式,阐述了围岩蚀变的空间变化和时间演化。在空间上,从成矿岩体中心向围岩(含从下向上),依次发育钾硅酸盐化带、云英岩化带和青磐岩化,在侵入体边缘或断裂穿切位置,往往叠加高级泥化或云英岩化;在时间上,早阶段主要为钾硅酸盐化蚀变,中阶段为石英-绢云母化和多金属硫化物化,晚阶段则表现为高级泥化、青盘岩化。该模式是基于岩浆弧区的斑岩矿床而建立的,在很大程度上也适合于大陆内部的斑岩矿床。所不同的是,在岩浆弧区的钾硅酸盐化带发育较差,范围较小,只见于成矿岩体中下部的核心位置,如智利的Chuquicamata、Chimborazo、LaEscondida等矿床(图2;Camus,2003);相反,大陆内部斑岩矿床的钾硅酸盐化带较宽,常常覆盖整个成矿岩体,甚至延伸到围岩中,而云英岩化带和青盘岩化带较窄,如河南汤家坪(王运等,2009)、东沟、鱼池岭(李诺等,2009a)、上房沟(杨艳等,2009)、陕西金堆城、新疆希勒库都克(王玉往等,2008)等矿床的钾长石化不但贯穿整个岩体,而且在围岩中也较强(图3),虽然可见云英岩化和青盘岩化叠加于钾硅酸盐带之上,但云英岩化带、青盘岩化带基本不发育,只能偶见于围岩中。事实上,陈衍景等(2007,2008)、李诺等(2007a)已经初步论述了两种构造环境IRHD围岩蚀变差异;王玉往等(2008)指出新疆希勒库都克钼矿床的钾长石化、绿帘石化强烈,绢云母化蚀变较弱;沈昆等(2001)发现山东归来庄金矿围岩蚀变主要表现为硅化和萤石化。我们认为,除流体性质不同导致了围岩蚀变差异之外,两种不同构造环境的岩浆岩及其围岩成分的差异也是重要因素。例如,陆内IRHD多与高钾钙碱性或钾玄岩系列岩浆岩或碳酸岩有关,而岩浆弧IRHD多与钙碱性或高钾钙碱性侵入体有关。4.2irhd成矿流体岩浆弧包括岛弧和陆缘弧,均是大洋板块俯冲的产物,但前者的仰冲板块是大洋岩石圈,后者则是大陆岩石圈。在物质背景方面,陆缘弧既不同于大陆内部,也不同于岛弧,而是介于二者之间。陆缘弧物质背景的“洋+陆”两重性使我们有理由认为其IRHD流体性质具有两重性和洋-陆过渡性,即部分IRHD可能发育CO2-H2O包裹体。鉴于陆缘弧IRHD的形成机制与岛弧区IRHD完全一致,且岩浆-流体系统的物源区相似性强于差异性,因此陆缘弧背景的多数IRHD成矿流体属H2O-NaCl体系,如印度尼西亚的Grasberg斑岩Cu-Au矿(卢焕章,2000)、智利的Rosario斑岩Cu-Mo矿床(Mastermanetal.,2005)、伊利安爪哇的BigGossan矽卡岩型Cu-Au矿床(Meinertetal.,1997)等。然而,随着大陆壳物质加入岩浆-流体系统的比例增多,特别是陆缘弧靠近弧后大陆一侧,IRHD系统亦可在成矿早阶段或深部的热液矿物中发育CO2-H2O三相包裹体,如美国Climax斑岩钼矿床(Halletal.,1974)、Bingham斑岩Cu矿(Redmondetal.,2004)、智利LaCandelaria铁氧化物型CuAu矿(UlrichandClark,1999)等。另外,阿根廷BajodelaAlumbrera斑岩Cu-Au矿(Ulrichetal.,2002)、美国Butte(Rusketal.,2008)和Questa斑岩Mo矿(Klemmetal.,2008)、智利ElTeniente斑岩Cu-Au矿(Klemmetal.,2007)等室温下未见或鲜见液相CO2,但在冷冻过程中发现有笼合物形成,表明流体中存在一定量的CO2,一般低于3mol%(Nash,1976)。因此,陆缘弧IRHD包裹体表现出了陆内和岛弧的两重性或过渡性特征,这在很大程度上印证了本文陆内IRHD富CO,,而岛弧IRHD贫CO2的结论。4.3co包裹体岩浆的上升过程Lowenstem(2000,2001)研究表明,CO2在花岗质岩浆中能以分子形式存在,其溶解度随压力的降低和温度的升高而减小;据Giggenbach(1997)推算,含有0.1%CO,的花岗质岩浆在大约2kbar时发生沸腾作用,而含1%CO2时花岗质岩浆发生沸腾的压力可升高至20kbar。由于CO2在熔体中的溶解度远低于H2O和Cl,CO2将比H2O、C1更早出溶,出溶压力更高(FogelandRutherford,1990;Blanketal.,1993),故在岩浆上升过程中将首先分异出CO2,然后依次为H2O和Cl。因此,含CO2岩浆将首先分异出富CO2的流体,然后分异出盐水溶液(ShinoharaandKazahayo,1995);浆控热液矿床的深部较浅部,或者早阶段较晚阶段,发育含CO2包裹体的可能性更大,浅部成矿系统往往不发育含CO2包裹体。例如,内蒙古乌努格吐山斑岩Cu-Mo矿床(表1,No.6)、美国Climax斑岩Mo矿床(Halletal.,1974)、Bingham斑岩Cu矿(Redmondetal.,2004)仅在成矿早阶段或矿体深部无矿部位见少量CO2-H2O三相包裹体,而中、晚阶段或成矿系统浅部则以高盐度水溶液包裹体为主。Thompsonal.(1999)认为,浆控高温热液型矿床中含子晶多相包裹体与H2O-CO2包裹体的相对含量可能反应了成矿深度的差别:成矿深度较小时含子晶多相包裹体所占比例较高,而深度大时则逐渐以H2O-CO2包裹体为主。另外,CO2较高的出溶压力也导致陆内IRHD比岩浆弧体制同类矿床(一般1～4km,Kerrichetal.,2000)具有更大成矿深度范围(<1～8km)。4.4充填成矿物质co3表1中多数矽卡岩型矿床的矽卡岩矿物(e.g.石榴石、透辉石、硅灰石等)往往仅见含子矿物多相包裹体和/或水溶液包裹体,未见CO2三相包裹体,但在矽卡岩化之后的石英-硫化物阶段矿物中发育含CO2甚或纯CO2包裹体(见Nos.