青海三色溝鉛鋅礦流體包裹體特征及礦床成因

宋澤友，賴健清，王雄軍，張建東，宋文彬

(1. 中南大學 有色金屬成礦預測教育部重點實驗室，長沙 410083；2. 中南大學 地球科學與信息物理學院，長沙 410083)

青海都蘭縣三色溝礦區位于東昆中金鐵(鎢錫)多金屬成礦帶中。該成礦帶上已發現矽卡巖、斑巖型、熱液型鐵銅鉬鉛鋅鈷金多金屬等多種成因類型礦床[1?3]。從構造背景和成礦條件上看，該區具有形成與中酸性巖漿活動有關的斑巖型銅礦、巖漿氣液型鉛鋅礦和金礦的潛力。

三色溝鉛鋅礦發現時間較短，基礎地質工作程度低，研究工作更加薄弱，從而制約了對礦床成因和找礦預測的深入認識。本文作者擬通過對礦物流體包裹體的研究，揭示成礦流體系統特征，對比兩期成礦作用，探討礦床的成因類型及其成礦機制。

1 礦區成礦地質背景

三色溝礦區位于昆中大斷裂以北的昆中巖漿弧帶，大地構造位置上屬華北—塔里木板塊西南緣過渡帶(見圖 1)。

礦區出露地層為(新太古界—)古元古界金水口群白沙河組，巖性以片巖和片麻巖為主，并分為多個地層單位。主要包括金水口群白沙河組第三段(Ar3Pt13)混合花崗巖、片麻巖類；第四段(Ar3Pt14)片巖類、長英質粒巖類和大理巖類，礦區北部還發現范圍尚廣的變質流紋巖。礦區構造以斷裂為主，構造線方向為北西向和北東向，動力變質作用較發育。斷裂構造可分為三級，其中一條穿過礦區東北角的北西西向區域性逆沖擠壓構造帶(F101)為礦區一級構造；礦區二級構造為北西向剪切構造，為區域北西向韌性剪切帶的北延；礦區三級構造為北東—北北東向及北西向兩組斷裂構造，為礦區鉛鋅礦體的主要控礦構造。

巖漿巖包括地層中的火山巖和侵入巖體。古老的變質地層中的火山巖主要包括兩類：1) 零星出現的斜長角閃巖、角閃片巖、黑云母片巖等；2) 變質流紋巖，遭受綠片巖相區域變質作用。侵入巖體具有多期多階段性，主要巖性包括中粗粒?細粒黑云母二長花崗巖和花崗斑巖。花崗斑巖以巖脈形式侵入于黑云母二長花崗巖體中，脈寬度僅數厘米至數十厘米。

2 礦化特征

礦區出現的主要礦化類型包括脈型鉛鋅礦化、細脈浸染狀銅礦化。其中以鉛鋅礦化為主，銅礦化見于兩處。另外在螢石溝發育成螢石礦脈。

脈型鉛鋅礦已發現 7個脈(組)，見于Ⅷ號礦體地表露頭及PD3坑道內洞室分布于礦區南、東、北部，各呈不同的產狀。礦體的圍巖以華力西期黑云母二長花崗巖和Ar3Pt14地層變質流紋巖為主，是一套堅硬脆性的巖石。

礦(化)體受斷裂破碎蝕變帶控制，礦化具有不均勻、不連續、厚度不穩定、分段富集的特征；從地表和平硐來看，深部礦化比地表好。細脈浸染狀銅礦化見于兩處，其一為礦區東南部Ⅷ號礦體地表露頭，由多條含銅斑巖脈體組成，單脈寬6～55 cm，脈體走向北東—近南北向；其二見于礦區南部PD3坑道內洞室中，厚度變化較大，脈寬10～50 cm，走向近南北向。

礦區圍巖蝕變種類多，包括硅化、絹云母化、鐵白云石化、鉀長石化、綠泥石化、綠簾石化、泥化、黃鐵礦化、螢石化和電氣石化等。以硅化和絹云母化最為強烈，分帶性不明。與鉛鋅成礦作用關系密切的圍巖蝕變主要為硅化、絹云母化和鐵白云石化，伴生有綠泥石化和泥化作用。硅化和絹云母化的范圍較廣，鐵白云石化分布范圍較小，但與鉛鋅礦密切相關。與銅礦化有關的圍巖蝕變主要為硅化、絹云母化和黃鐵礦化，組合成黃鐵絹英巖化。

礦石主要為石英?金屬硫化物型，其中金屬礦物方鉛礦、閃鋅礦、黃鐵礦和少量黃銅礦。脈石礦物以石英為主，其次為長石、絹云母、綠泥石和鐵白云石。礦石結構包括交代結構、粒狀結構、碎裂結構和殘余結構。礦石構造主要為角礫狀(見圖 2(a))、塊狀(見圖2(b))、脈狀(見圖 2(b)和(c))、浸染狀(圖 2(d))和團包狀等。

根據礦石中的礦脈穿插關系、礦物組合、結構構造及圍巖蝕變特征，認為該礦區存在兩期礦化和，即脈狀鉛鋅礦化(D1)及細脈浸染狀銅礦化(D2)，其中，鉛鋅成礦作用至少經歷了黃鐵礦?鐵白云石階段、石英?方鉛礦(閃鋅礦)多金屬硫化物及石英(螢石)階段，其中石英?方鉛礦(閃鋅礦)多金屬硫化物階段為主成礦階段。

3 流體包裹體

3.1 樣品采集及測試方法

本次研究樣品選擇三色溝礦區不同位置、不同礦化類型的13件樣品進行包裹體研究(見表1)。室內將樣品磨制成雙面拋光的厚片，厚度為0.06～0.08 mm。研究工作在中南大學流體包裹體實驗室完成。高倍顯微鏡下發現石英和螢石中含有各類流體包裹體。研究采用Linkam公司生產的THMS?600型地質用冷熱臺，溫度范圍在?196～600 ℃之間，經標準人工包裹體校準，溫度范圍為 30～600 ℃時精度為 1 ℃，?196～30 ℃時精度為0.1 ℃。顯微熱臺測定包裹體的均一溫度，并通過水溶液包裹體的冰點溫度(水溶液包裹體)或二氧化碳籠合物的熔化溫度(含二氧化碳包裹體)的測定，根據 BROWN[4]的 FLINCOR計算機程序，采用BROWN和LAMB 的等式[5]計算了水溶液的鹽度，并估算了礦物形成的壓力。

表1 三色溝礦區測溫樣品特征Table 1 Characteristics of measuring temperature sample in Sansegou deposit

圖2 三色溝礦區礦體及流體包裹體特征：(a) 角礫狀礦石，方鉛礦膠結物膠結早階段角礫；(b) 塊狀?網脈狀黃鐵礦被后期石英方鉛礦(閃鋅礦)脈穿插；(c) 地表Ⅷ號含銅斑巖脈；(d) PD3斑巖中的細脈浸染狀黃銅礦化；(e) SP1-6b石英中的Ⅰ型包裹體，氣泡較小；(f) SXJ-5a石英中簇狀Ⅱ型包裹體在常溫下可見水溶液和兩相 CO2；(g) SKb螢石中簇狀Ⅱ型包裹體；(h) SPD5-5石英中簇狀富CO2的Ⅱ型、Ⅲ型包裹體與Ⅰ型包裹體共生，碳質不均一；Gn—方鉛礦；Py—黃鐵礦；Cp—黃銅礦；Qtz—石英；Aq—水溶液；Cl—液相二氧化碳；Cv—氣相二氧化碳；V—氣相Fig. 2 Ore characteristics and microphotographs of fluid inclusions in Sansegou deposit: (a) Brecciate ore, galena cemented early stages breccias; (b) Mass-net vein pyrite penetrated by later quartz-galena-sphalerite veins; (c) Ⅷ-chalcopyrite in granitic porphyry;(d) Vein lets disseminated chalcopyrite in PD3 of granitic porphyry; (e) Vapor-liquid two-phase inclusions in quartz of SP1-6b;(f) Three-phase CO2-aqueous fluid inclusion in quartz of SXJ-5a; (g) CO2-aqueous fluid inclusion in fluorite of SKb; (h) Coexistence of CO2-aqueous inclusions with vapor-liquid fluid inclusion in quartz of SPD5-5; Gn—Galena; Py—Pyrite; Cp—Chalcopyrite;Qtz—Quartz; Aq—Aqueous; Cl—Liquid CO2; Cv—Vapor CO2; V—Vapor

3.2 流體包裹體巖相學特征及分類

包裹體巖相學研究表明礦區含鉛鋅石英脈和含銅斑巖的石英及螢石等礦物中原生流體包裹體發育。依其室溫下的相態特征，將這些原生流體包裹體分為如下3種主要類型。

氣液兩相水溶液包裹體(Ⅰ型)。室溫下由少量鹽水溶液及氣泡構成(見圖2(e))，其中氣相占整個包裹體總體積的比例多在 10%～50%，平均值為 23%，該類包裹體個體較大，一般在4～16 μm，平均為8 μm，形態一般為橢圓形、次圓狀或不規則狀。隨機分布于石英顆粒中，部分呈列狀分布。

水溶液?CO2包裹體(Ⅱ型)。此類包裹體在含鉛鋅石英脈的石英、螢石及含銅斑巖的石英中均已發現。常溫下一般呈三相狀態(見圖2(f))，CO2相占包裹體總體積分數多在 15%～90%之間，平均值為 60%，氣相CO2占CO2相比例一般為0～80%，平均值為20%；該類包裹體發育相對較好，占整個包裹體總數的60%，其大小一般為4～14 μm，平均值為7 μm；又可分為2種亞類型，Ⅱ1型以水溶液占優勢，碳質相比約為15%～60%，在常溫下 CO2相分為氣液兩相；Ⅱ2型 CO2相占優勢，常溫下可見兩相CO2和比例很小的水溶液相，碳質相比例為 60%～90%；該類包裹體具有不均一捕獲的特征(見圖2(f)和(h))，2種亞類型共生組成FIA。

純CO2包裹體(Ⅲ型)。在常溫下常見CO2呈兩相(見圖2(g)及(h))，其中氣相CO2占CO2相比例一般為10%～ 60%；少量包裹體在常溫下呈一相，但在降溫過程中多變成兩相狀態，該類包裹體大小一般為 5～18 μm，形態一般呈橢圓形和次圓狀；在主礦物中一般多成群或隨機分布，顯示原生包裹體特征。

以上不同類型的包裹體常密集成群分布，且常分布于同一石英或螢石晶體中，顯示出不同類型包裹體捕獲時間可能較相近的特點。

3.3 流體包裹體顯微測溫結果

各類型流體包裹體測溫結果如表2和3所列，參數如表4所列，利用均一溫度和鹽度繪制了直方圖，?8.0 ～ ?0.2 ℃，計算流體鹽度為 0.3% ～ 11.7% (等量NaCl，質量分數)，平均值為6.8%；均一溫度為178 ～314 ℃，多數集中于195～286 ℃，均一至液相，據包裹體均一溫度及鹽度值估算流體密度為 0.73～0.95 g/cm3；石英(螢石)階段部分包裹體初熔溫度為?23.2～?18.9 ℃；冰點溫度為?4.1～?1.0 ℃，計算的鹽度為1.6%～ 6.5%，平均值為4.0%；均一溫度為185～351℃，均一至液相；據包裹體均一溫度及鹽度值估算流體密度為 0.59～0.93 g/cm3。

水溶液?CO2包裹體。將包裹體冷卻至?107～?92℃完全凍結，升溫時石英?方鉛礦階段包裹體固相CO2熔化溫度為?59.9～?53.2 ℃；CO2籠合物消失溫度為?1.0～10.6 ℃，計算的鹽度為0.4%～16.6%，平均值為9.9%；部分均一溫度為 14.5～30.9 ℃，均一至液相；完全均一溫度為243～390 ℃，以均一至液相為主，其中，5個包裹體臨界均一，均一溫度為310～323 ℃，2個均一至CO2相，均一溫度為338和345 ℃；計算得出流體密度為0.19～1.00 g/cm3。

石英(螢石)階段包裹體固相 CO2熔化溫度為?59.0～?56.9 ℃；CO2籠合物消失溫度為 4.5～9.5 ℃，計算的鹽度值為1.0%～9.7%，平均值為5.3%；部分均一以液相為主，溫度為 22.1～30.2 ℃，一個均一為氣相，溫度為26.8 ℃；完全均一溫度為263～355 ℃，以均一至液相為主，另一個包裹體臨界均一，均一溫度為340 ℃；計算得出流體密度為0.34～0.93 g/cm3。其中，主礦物為螢石的包裹體 CO2籠合物消失溫度為?3.6～2.9 ℃，計算流體的鹽度為12.0%～18.8%，平均值為14.9%；部分均一溫度為19.6～29.8 ℃，均一至液相；完全均一溫度為203 ℃，均一至液相；計算得出流體密度為0.68～1.06 g/cm3。

純 CO2包裹體。冷凍至?100～?98 ℃完全凍結，升溫時石英?方鉛礦階段包裹體固相 CO2熔化溫度為?59.2～?55.3 ℃；均一溫度為 19.2～30.1 ℃，均一至液相。石英(螢石)階段固相 CO2熔化溫度為?59.0～?57.5℃，均一溫度為22.1～30.2 ℃，均一至液相。依據CO2的均一方式及溫度估算 CO2相密度為 0.59～0.75 g/cm3。

3.3.2 斑巖銅礦化期流體包裹體測溫特征

氣液兩相水溶液包裹體。將包裹體冷卻至?47～?42 ℃時完全凍結，升溫時冰點溫度為?7.0 ～ ?4.4 ℃，計算流體鹽度為7.0%～10.5%，平均值為8.2%，包裹體向液相均一，均一溫度為182～228 ℃，根據包裹體均一溫度及鹽度值估算的流體密度為 0.86～0.93 g/cm3。

水溶液?CO2包裹體。將包裹體冷卻至?104～?95如圖3所示。

3.3.1 鉛鋅礦化期流體包裹體測溫特征

氣液兩相水溶液包裹體。將包裹體冷卻至?41～?68 ℃時液相凍結，升溫時觀測到石英?方鉛礦階段部分包裹體初熔溫度為?29.8～?10.8 ℃；冰點溫度為1) 20 ℃, V/T-Ⅰ型包裹體時表示氣相占包裹體總體積分數，Ⅱ型時表示CO2相占包裹體總體積分數，III型時表示氣相CO2占包裹體的體積分數；—CO2相熔化溫度；—CO2籠合物熔化溫度；—冰的熔化溫度；—CO2相部分均一溫度，未特別標示代表均一為液相CO2；—完全均一溫度，Ⅰ包裹體時L表示均一為液相，V表示均一為氣相；Ⅱ型包裹體時L表示均一為水溶液相，CO2表示均一為CO2相，Cr表示臨界均一。其中，除SKB樣品包裹體主礦物為螢石外，其余皆為石英。℃完全凍結，升溫時固相CO2熔化溫度為?60.4～?57.4℃；CO2籠合物消失溫度為?3.6～8.2 ℃，鹽度計算值為 3.5%～18.8%，平均值為 10.9%；部分均一溫度為8.9～ 26.2 ℃，均一至液相，完全均一溫度為273～393℃，以均一至液相為主，其中，1個均一至CO2相，均一溫度為 273 ℃；計算得出流體密度為 1.01～1.14 g/cm3。

表2 D1期鉛鋅礦化階段流體包裹體測溫結果Table 2 Results of measuring temperature of fluid inclusions in Pb-Zn mineralization stage, D1 epoch

純 CO2包裹體。將包裹體冷凍至?100～?96 ℃完全凍結，升溫過程中，觀測到固相 CO2熔化溫度為?59.5～?57.5 ℃，均一溫度為 18.3～26.8 ℃，均一為液相。依據 CO2的均一方式及溫度估算 CO2相密度為0.68～0.79 g/cm3。

4 討論

4.1 成礦流體性質

以上測溫結果表明，兩期成礦流體成分較接近，

表3 D1期石英?螢石化階段及D2期斑巖銅礦化流體包裹體測溫結果Table 3 Results of measuring temperature of fluid inclusions in juartz-fluritization stage of D1 epoch, and D2 porphyry-style Cu mineralization epoch 1)

20 ℃, V/T-Ⅰ型包裹體時表示氣相占包裹體總體積分數，Ⅱ型時表示CO2相占包裹體總體積分數，III型時表示氣相CO2占包裹體的體積分數；—CO2相熔化溫度；—CO2籠合物熔化溫度—冰的熔化溫度；—CO2相部分均一溫度，未特別標示代表均一為液相CO2；—完全均一溫度，Ⅰ包裹體時L表示均一為液相，V表示均一為氣相；Ⅱ型包裹體時L表示均一為水溶液相，CO2表示均一為CO2相，Cr表示臨界均一。其中，除SKB樣品包裹體主礦物為螢石外，其余皆為石英。主要為H2O和CO2。流體中CO2相十分豐富，與造山帶變質作用環境比較吻合。Ⅱ型及Ⅲ型包裹體中碳質相的熔化溫度在?53.2～?60.4 ℃，主要集中于?57.1～?57.9 ℃之間，接近純 CO2熔化溫度(?56.6 ℃)，說明其成分以 CO2為主，還含有少量雜質成分，推測為CH4和 H2S。另觀察到少量Ⅰ型包裹體的初熔現象，初熔溫度為?29.8～?10.8 ℃，平均值為?20.3 ℃，接近純 NaCl-H2O 體系標準低共熔點(?20.8 ℃)及純KCl-H2O體系標準低共熔點(?10.6 ℃)，說明成礦流體陽離子主要為 Na+及 K+，可能有少量 Ca2+、Mg2+等陽離子成分。以上顯微測溫結果與楊震等[6]的測定結果接近，即包裹體氣相成分主要為H2O(含量(2 465×10?6～7 690×10?6)和 CO2(210.62×10?6～323.86×10?6)，另含有少量的 CH4(12.33×10?6～14.45×10?6)和 C2H6(5.24×10?6～8.29×10?6)，陽離子主要為 Na+(26.78×10?6～36.75×10?6)、K+(32.56×10?6～50.27×10?6)、Ca2+(10.29×10?6～14.28×10?6)。

表4 三色溝礦區流體包裹體參數Table 4 Measured parameters of fluid inclusions in Sansegou deposit

各成礦期成礦階段同時存在Ⅰ型包裹體與碳質相比例不一的Ⅱ型包裹體、氣相CO2比例不一的Ⅲ型包裹體密切共生于同一主礦物中，表明其捕獲時成礦流體處于一種不均勻的狀態。產生這種現象的原因可能是本區成礦流體發生了不混溶。通常認為上述氣液兩相水溶液包裹體、水溶液?CO2包裹體和純 CO2包裹體是原來超臨界均一的 H2O-NaCl-CO2流體發生相分離的結果[7?10]。在 H2O-NaCl-CO2體系相圖中(見圖 4)，本礦區含 CO2三相包裹體 th—x(CO2)數據點分布于

圖3 流體包裹體均一溫度及鹽度直方圖: (a) D1期鉛鋅礦化階段流體包裹體均一溫度; (b) D1期鉛鋅礦化階段流體包裹體鹽度; (c) D1期石英?螢石化階段流體包裹體均一溫度; (d) D1期石英?螢石化階段流體包裹體鹽度; (e) D2期斑巖銅礦化流體包裹體均一溫度; (f) D2期斑巖銅礦流體包裹體鹽度Fig. 3 Histograms of homogenization temperature and salinity of fluid inclusion: (a) Homogenization temperature of fluid inclusion in Pb-Zn mineralization stage, D1 epoch; (b) Salinity of fluid inclusion in Pb-Zn mineralization stage, D1 epoch;(c) Homogenization temperature of fluid inclusion in quartz-fluritization stage, D1 epoch; (d) Salinity of fluid inclusion in quartzfluoritization stage, D1 epoch; (e) Homogenization temperature of fluid inclusion in porphyry-style Cu mineralization epoch;(f) Salinity of fluid inclusion in porphyry-style Cu mineralization epoch

H2O-NaCl-CO2流體兩相不混溶區內，也表明包裹體捕獲于不混溶NaCl-H2O-CO2熱液體系。

圖4 含CO2三相包裹體的th—x(CO2)曲線(根據文獻[11]修改，xCO2采用Flincor軟件[4]計算)Fig. 4 Curves of total th—x(CO2) of CO2-H2O inclusions in Sansegou deposit (Plots modified from Ref. [11], x(CO2)calculated by Flincor software[4])

圖5 包裹體均一溫度與鹽度曲線Fig. 5 Diagrams of homogenization temperature—salinity of fluid inclusions

在均一溫度與鹽度關系圖(見圖5)上，鉛鋅礦化和銅礦化的樣品點均有一個明顯密集區，不同成礦階段的密集區對應的均一溫度和鹽度均與各階段的均一溫度峰值及鹽度峰值基本一致，因此，它們可以分別代表各階段的成礦流體的一般特征。氣液兩相水溶液流體溫度和鹽度基本呈現正相關性，而CO2?水溶液流體鹽度與溫度之間關系較復雜，這可能是原始均一的NaCl-H2O-CO2流體由于不混溶作用而分離出富 CO2相和富H2O流體，而鹽類常趨向溶解于H2O流體特別是液相H2O中，這樣這部分流體的鹽度值較高而且形成于流體演化早期，對應較高的溫度；隨著演化流體發生多次不混溶，CO2?水溶液流體重復上述過程，分離為含低鹽度的富CO2水溶液流體和較高鹽度的水溶液流體，大部分鹽類將進入富水溶液相中，而流體也自然降溫，所以，在高溫及低溫度階段，可見到高鹽度及低鹽度的流體包裹體連續分布。

4.2 成礦溫度

在流體不混溶過程中捕獲的流體包裹體，其捕獲端元組分的流體包裹體均一溫度相近且基本代表了成礦作用的溫度[12?13]。本區Ⅰ型及Ⅲ型包裹體為捕獲于富NaCl-H2O流體相及富CO2相流體兩種端元流體的代表，故各包裹體組合中Ⅰ型包裹體的最低均一溫度相當于捕獲溫度。鉛鋅礦化期各樣品的Ⅰ型包裹體最低均一溫度為178～209 ℃；銅礦化期Ⅰ型包裹體最低均一溫度為182～228 ℃。考慮到鉛鋅銅等硫化物形成早于石英，其形成溫度應高于相應石英形成溫度，上述溫度代表各期成礦溫度的下限，鉛鋅銅成礦溫度為中溫，銅礦的成礦溫度可能略高于鉛鋅礦。

4.3 成礦壓力

采用等容線相交法[14]對捕獲壓力進行估算，其中水端元密度由前述各期成礦溫度得出，CO2密度由Ⅲ型包裹體計算得出。因此，礦區鉛鋅礦化不混溶流體中水端元組分的密度為 0.86～0.89 g/cm3，平均值為0.87 g/cm3，CO2端元(Ⅲ型)的密度 0.59～0.78 g/cm3，平均值為 0.72 g/cm3；銅礦化水端元組分的密度 為0.83～ 0.89 g/cm3，平均值為 0.85 g/cm3，CO2端元的密度為0.68～0.79 g/cm3，平均值為0.76 g/cm3，兩端元包裹體的等容線相交獲得包裹體的捕獲壓力如圖 6所示，其中 A為鉛鋅礦化期捕獲壓力范圍，壓力值為50～143 MPa，而B為銅礦化期捕獲壓力范圍，壓力值為71～164 MPa；對比看出，從鉛鋅礦化期到銅礦化期壓力值呈微弱上升趨勢。考慮到本區處于東昆侖造山帶內部構造總體顯示擠壓特征，因此捕獲壓力較高。同時注意到各期均出現低壓力端元，而這種現象是造山型礦床之賦礦斷裂振蕩性愈合?破裂的結果，即斷層閥模式[15?16]的典型標志。這與秦嶺地區冷水溝鉛鋅銀礦床壓力特征相似[17]。

圖6 H2O和CO2體系聯合p—t曲線(根據文獻[14]修改)Fig. 6 p—t diagrams of H2O-CO2 system (Modified by Ref. [14], data on lines are mean densities in g/cm3)

4.4 礦床成因探討

本區成礦流體具有低密度、低鹽度和富CO2的特點，且礦區發育硅化、絹云母化和鐵白云石化，說明含礦熱液富硅、富堿及富 CO2。CO2作為一種弱酸對成礦流體 pH值的緩沖調節起到了很大的作用，CO2在流體中的存在有利于促進流體的相分離[18?21]。流體中CO2的可能來源是幔源、下地殼中高級變質流體和巖漿熱液[7]。昆中地區早古生代和晚古生代—早中生代強烈的俯沖、碰撞造山過程不僅產生豐富的構造現象和變質作用，而且帶來了極豐富的地質流體，成為本區金屬元素的重要載體[8]。本區含鉛鋅的斷裂帶及含銅的斑巖脈都明顯晚于該地區華力西期的花崗巖，所以推斷成礦流體來自華力西期以后的構造?巖漿活動，應為較深部演化程度較高的巖漿流體。

礦區包裹體的類型及成分等參數與鄰近的五龍溝礦區相近，特別是與其金礦化階段較符合，氣相成分以H2O和CO2為主，含少量CH4。從空間上看，五龍溝金礦與三色溝礦區相距僅4 km，兩個礦床均產于區域北西向剪切帶且嚴格受其旁側次級北西—北北西向脆性斷裂控制[22]。相關研究表明：五龍溝金礦床存在兩期礦化，早期年齡為439～418 Ma，晚期年齡為236.5 Ma[22]，金礦成礦主要發生于印支晚期，與閃長玢巖(209 Ma)及鉀長花崗巖的時代接近[23]。

礦區華力西－印支早期的巖漿活動主要表現為二長花崗巖、黑云母花崗巖及一些巖脈的侵入。印支晚期該區造山過程進入晚期，區內主要形成一系列切穿變質地層及華力西期花崗巖的北東—北西斷裂，并且沿它們的交匯部位淺成斑巖脈侵入。同時，富含CO2的熱水溶液沿北西?北北西向脆性斷裂?裂隙控礦系統上升至地殼淺部，由于壓力降低、溫度下降，原來均一的超臨界 NaCl-H2O-CO2流體發生不混溶引起CO2與H2O+NaCl相分離，導致成礦溶液成分和溫壓條件的急劇變化，引起鉛鋅銅硫化物在有利的容礦構造沉淀成礦。三色溝鉛鋅礦的成礦流體特征與東昆侖地區其它礦床的成礦流體特征相似[22?24]，具造山帶型礦床的特征。

5 結論

1) 礦區位于昆中巖漿弧帶，主要礦化類型包括脈型鉛鋅礦化、細脈浸染狀銅礦化，其中，石英?方鉛礦(閃鋅礦)多金屬硫化物階段為鉛鋅成礦期的主成礦階段。

2) 鉛鋅礦化期與斑巖銅礦化期的包裹體類型沒有明顯的區別，主要為氣液兩相包裹體、水溶液?CO2包裹體和純 CO2包裹體，其中，水溶液?CO2包裹體最為發育，具原生包裹體特征。

3) 成礦流體具中溫、低鹽度、低密度、富 CO2的特點。礦區鉛鋅礦體的形成溫度為中溫(下限值178～209 ℃)，其中包含螢石的形成階段(203 ℃)，估算成礦壓力為50～143 MPa，斑巖型銅礦化成礦溫度相對較高(182～228 ℃)，估算成礦壓力為 71～164 MPa，二者的流體特征沒有明顯差異，來自較深源演化程度的較高巖漿流體。

4) 與中酸性巖漿活動有關石英脈型鉛鋅礦成礦作用和與花崗斑巖有關的細脈浸染狀銅(鉛鋅)礦成礦作用，均為華力西期以后的構造?巖漿活動的產物。流體不混溶對多金屬硫化物的沉淀起到了重要作用，同時礦床形成于東昆侖造山過程中，具造山帶型礦床特征。

致謝：

野外工作期間得到青海西部資源有限責任公司、三色溝鉛鋅礦相關領導及湖南有色247隊羅小平高工的支持和幫助，室內研究期間得到了黃敏、安江華及其他同學的幫助，在此謹向上述單位及個人表示誠摯的謝意！

[1] 潘 彤, 羅才讓, 伊有昌, 錢 明. 青海省金屬礦產成礦規律及成礦預測[M]. 北京: 地質出版社, 2006: 1?227.PAN Tong, LUO Cai-rang, YI You-chang, QIAN Ming.Metallogenic laws and prospecting of metal deposit in Qinghai Province [M]. Beijing: Geological Publishing House, 2006:1?227.

[2] 丁清風. 東昆侖造山帶區域成礦作用與礦產資源評價[D]. 長春: 吉林大學, 2004: 1?84.DING Qing-feng. Metallogenesis and mineral resources assessment in eastern Kunlun orogenic belt [D]. Changchun:Jilin University, 2004: 1?84.

[3] 張德全, 王富春, 佘宏全, 豐成友, 李大新, 李進文. 柴北緣—東昆侖地區造山型金礦床的三級控礦構造系統[J]. 中國地質, 2007, 34(1): 92?100.

ZHANG De-quan, WANG Fu-chun, SHE Hong-quan, FENG Cheng-you, LI Da-Xing, LI Jin-wen. Three-order ore-controlling structural system of orogenic gold deposits in the northern Qaidam margin—east Kunlun region [J]. Geology in China,2007, 34(1): 92?100.

[4] 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.

[5] 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.

[6] 楊 震, 胡海峰, 張 志. 青海格爾木三色溝鉛鋅礦礦床地質特征及成因探討[C]//戴塔根. 2010年湖南礦物巖石地球化學論叢. 長沙: 中南大學出版社, 2010: 187?192.

YANG Zhen, HU Hai-feng, ZHANG Zhi. Geology and gensis of Sansegou Pb-Zn deposit in Gelmu of Qinghai [C]// DAI Ta-gen.Contributions to Mineralogy Petrology and Geochemistry of Hunan. Changsha: Central South University Press, 2010:187?192.

[7] 盧煥章, 范宏瑞, 倪 培, 歐光習, 沈 昆, 張文淮. 流體包裹體[M]. 北京: 科學出版社, 2004: 168?169, 313?315.

LU Huan-zhang, FAN Hong-rui, NI Pei, OU Guang–xi, SHEN Kun, ZHANG Wen-huai. Fluid inclusions [M]. Beijing: Science Press, 2004: 168?169, 313?315.

[8] 豐成友, 張德全, 王富春, 李大新, 佘宏全. 青海東昆侖造山型金(銻) 礦床成礦流體地球化學研究[J]. 巖石學報, 2004,20(4): 949?960.FENG Cheng-you, ZHANG De-quan, WANG Fu-chun, LI Da-Xing, SHE Hong-quan. Geochemical characteristics of ore-forming fluids from the orogenic Au (and Sb) deposit in the eastern Kunlun area, Qinghai Province [J]. Acta Petrologica Sinica, 2004, 20(4): 949?960.

[9] DIAMOND L W. Review of the systematics of CO2-H2O fluid inclusions [J]. Lithos, 2001, 55: 69?99.

[10] WILKINSON J J. Fluid inclusions in hydrothermal ore deposits[J]. Lithos, 2001, 55: 229?272.

[11] BOWERS T S, HELGESON H C. Calculation of the thermodynamic and geochemical consequences of non-ideal mixing in the system H2O-CO2-NaCl on phase relations in ecologic systems: Metamorphic equilibria at high pressures and temperatures [J]. American Mineralogist, 1983, 68: 1059?1075.

[12] 張文淮, 陳紫英. 流體包裹體地質學[M]. 武漢: 中國地質大學出版社, 1993: 1?246.

ZHANG Wen-huai, CHEN Zi-ying. Geology of fluid inclusions[M]. Wuhan: China University of Geosciences Press, 1993:1?246.

[13] 劉 斌, 沈 昆. 流體包裹體熱力學[M]. 北京: 地質出版社,1999: 1?290.LIU Bin, SHEN Kun. Thermodynamics of fluid inclusion [M].Beijing: Geological Publishing House, 1999: 1?290.

[14] ROEDDER E, BODNAR R J. Geologic pressure determinations from fluid inclusion studies [J]. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 1980, 8: 263?301.

[15] COX S F, KNACKSTEDT M A, BRAUN J. Principles of structural control on permeability and fluid flow in hydrothermal system [J]. Reviews in Economic Geology, 2001, 14: 1?24.

[16] SIBSON R H, ROBERT F, POULSEN H. High angle reverse faults, fluid pressure cycling and mesothermal gold quartz deposits [J]. Geology, 1988, 16: 551?555.

[17] 祁進平, 陳衍景, 倪 培, 賴 勇, 丁俊英, 宋要武, 唐國軍.河南冷水北溝鉛鋅銀礦床流體包裹體研究及礦床成因[J]. 巖石學報, 2007, 23(9): 2119?2130.

QI Jin-ping, CHEN Yan-jing, NI Pei, LAI Yong, DING Jun-ying,SONG Yao-wu, TANG Guo-jun. Fluid inclusion constraints on the origin of the Lengshuibeigou Pb-Zn-Ag deposit, Henan Province [J]. Acta Petrologica Sinica, 2007, 23(9): 2119?2130.

[18] 盧煥章. CO2流體與金礦化: 流體包裹體的證據[J]. 地球化學,2008, 37(4): 321?328.

LU Huan-zhang. Role of CO2fluid in the formation of gold deposits: Fluid inclusion evidence [J]. Geochimica, 2008, 37(4):321?328.

[19] 冷成彪, 張興春, 王守旭, 秦朝建, 吳孔文, 任 濤. 巖漿?熱液體系成礦流體演化及其金屬元素氣相遷移研究進展[J]. 地質論評, 2009, 55(1): 100?112.

LENG Cheng-biao, ZHANG Xing-chun, WANG Shou-xu, QIN Chao-jian, WU Kong-wen, REN Tao. Advances of researches on the evolution of ore-forming fluids and the vapor transport of metals in magmatic-hydrothermal systems [J]. Geological Review, 2009, 55(1): 100?112.

[20] 池國祥, 賴健清. 流體包裹體在礦床研究中的作用[J]. 礦床地質, 2009, 28(6): 850?866.

CHI Guo-xiang, LAI Jian-qing. Roles of fluid inclusions in study of mineral deposits [J]. Mineral Deposits, 2009, 28(6): 850?866.[21] 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, Tongling, Anhui, China [J].Economic Geology, 2007, 102: 949?970.

[22] 趙財勝. 青海東昆侖造山帶金、銀成礦作用[D]. 長春: 吉林大學, 2004: 46?57.

ZHAO Cai-sheng. Gold, silver metallogeny in eastern Kunlun orogenic Belt, Qinghai Province [D]. Changchun: Jilin University, 2004: 46?57.

[23] 趙俊偉. 青海東昆侖造山帶造山型金礦床成礦系列研究[D].長春: 吉林大學, 2008: 87?95.

ZHAO Jun-wei. Study on orogenic gold metallogeny series in eastern Kunlun orogenic belt, Qinghai Province [D]. Changchun:Jilin University, 2008: 87?95.

[24] 張德全, 張 慧, 豐成友, 佘宏全, 李進文, 李大新. 柴北緣—東昆侖地區造山型金礦床的流體包裹體研究[J]. 中國地質, 2007, 34(5): 843?854.

ZHANG De-quan, ZHANG Hui, FENG Cheng-you, LI Jin-wen,LI Da-Xing. Fluid inclusions in orogenic gold deposits in the northern Qaidam margin—east Kunlun region [J]. Geology in China, 2007, 34(5): 843?854.