salinity-130

盐度比重换算公式

黄 磊 高红芳

（广州海洋地质调查局 广州 510760）

第一作者简介：黄磊（1984-），男，硕士，助理工程师，主要从事海洋地质和海洋水文研究，E-mail：1ei841004＠163.com。

摘要 对2009年5月中沙群岛附近海域的水文观测资料，运用垂向梯度法，计算了中沙群岛海区温度及盐度两种跃层所处的深度及各自的厚度和强度，并进行了相应的分析。结果表明，夏季风转换期间海洋表、底层温度分布南高北低，表、底层盐度分布较为均匀；垂直结构上温度跃层比较稳定，无逆跃层出现；盐度跃层基本为单跃层，但在研究区南部混合层以下出现两种盐度异常水体。

关键词 季风转换 温跃层 盐跃层 盐度异常。

海洋要素跃层的时空分布规律是物理海洋学的重要研究内容［1］，其分布和变化不仅关系到水团垂直边界的划定，而且直接影响到潜艇活动和水声仪器的使用以及海洋渔业的发展。因此国内外对跃层的研究，不论是关于大洋跃层的理论，还是浅海跃层的分析与诊断都非常活跃，特别是有关中国陆架海区跃层分析与诊断方面的研究更是成果颇多，如毛汉礼等人对黄海、东海温、盐、密跃层的分布和消长变化规律进行了详细的阐述［2］；邹娥梅等对黄海、东海温跃层在成长、强盛、消衰和无跃期的各特征值的分布特征及季节变化作了探讨和分析［3］；吴巍，贾旭晶等分别针对南海跃层几种不同的计算方法进行了讨论［4-5］；邱春华等利用SODA（Simple Ocean Data Assimilation）分析了南海北部深水海域温度及盐度的季节和年际变化特征，讨论了季节及年际变化尺度上黑潮通过吕宋海峡对南海北部温、盐场的影响［6］。但以上研究大多是对大范围海域内温盐特征进行分析，针对某一特定区域进行详细分析对比的研究还较少，本文以2009年5月广州海洋地质调查局在南海中沙群岛海域观测的温盐深（CTD）资料，分析了春夏季风转换期间该区水体的温、盐特征，探讨了近表层盐度异常水体的来源和盐度逆转现象形成的可能机制。

1 温盐的水平分布特征

中沙群岛附近海域位于南海中北部，主要跨越了陆坡（岛坡）和深海盆两大地貌单元。该区域属于亚热带季风气候，特点是高温多雨，盛行季风，偶有热带气旋活动。由于该海域受冷空气、南海高压、副热带高压、辐合带及热带气旋环流等多种因素的综合影响，导致该海域水文气象条件较复杂且明显随季节变化而变化。

2009年5月14日～6月1日，广州海洋地质调查局“海洋四号” 综合科学考察船在南海中沙群岛海域进行了为期15天的CTD观测。共设置CTD测站19个（图1），取样时处于南海夏季季风转换期。

图1 研究区位置及CTD取样站位分布图。

表层海水的温、盐分布明显受季风、太阳辐射等因素的影响，从图2a可以看出，表层温度分布具有南高北低的特点，即北部陆坡区温度较低，在28℃以下，最北端CTD5表层海水温度为26.248℃；由北向南至深水区，温度逐渐上升到28℃以上，最南端CTD19表层海水温度为29.477℃，南北两端温度相差3℃左右。由于南部处于开阔海域，能吸收更多的太阳辐射，表层增温较快，所以温度普遍比北部高。而海底底层水温的变化明显受海水深浅的影响，水深深的地方底层温度低，在海盆区最低可达2.372℃；水深浅的地方底层温度较高，在中沙海台海底温度为11.025℃。从图2b可以看出，海底底层水温在调查区西南部较高，西北部和海盆区较低。

图2a 表层海水温度的水平分布。

图2b 底层海水温度的水平分布。

图2c 表层海水盐度的水平分布。

图2d 底层海水盐度的水平分布。

研究区的表、底层海水盐度分布相对比较均匀，从南到北仅有微小的变化。表层海水盐度变化范围在33.1～33.9之间，其中最低值位于CTD18，盐度值为33.150，最高值位于CTD6，盐度值为33.886。从整体趋势来看，表层海水盐度在调查区南部相对北部较低（图2c），原因是南部海域较北部陆坡区更为开阔，上层海水受季风及蒸腾作用的影响，海水混合程度较高，因此盐度值普遍比北部低。底层海水盐度变化范围在34.4～34.7之间，其中最低值位于CTD18，盐度值为34.458，最高值位于CTD15，盐度值为34.631，二者相差并不大（图2d），原因是底层水体盐度的变化跟海水的深浅有关，水深深的地方压强大，海水密度大，盐度值较高，水深浅的地方压强小，海水密度小，盐度值较低。

2 温盐的垂直分布特征

2.1 跃层特性

依环境参数的不同，跃层可有温跃层、盐跃层等，它们的形成原因不尽相同，但形成过程之间却有一定的联系。跃层的示性特征用跃层的深度、厚度和强度表示。分析研究区跃层的示性特征是采用CTD提供的标准层资料。确定跃层的方法是先选定某一水文要素跃层强度的最低指标值，然后对这一水文要素的标准层资料求其变化率，即垂向梯度。把该水文要素垂向梯度值大于、等于最低指标值所在深度范围称之为跃层；跃层上、下端点所在深度分别为跃层上、下界深度；跃层下界深度与上界深度之差为跃层的厚度；跃层上、下界深度对应的水文要素值之差除以跃层厚度所得的结果为跃层强度。跃层强度最低值的选取依据海洋调查规范［7］给出的最低标准（表1）。

表1 跃层强度的最低标准

2.2 温跃层

研究区地处亚热带季风区，这里海域广阔，海水较深，大部分海区的跃层具有低纬深海大洋的跃层性质。其跃层类型主要包括浅跃层和深跃层。浅跃层一般分布在近海陆架区及外海深水区的上层，其主要特征是上界深度浅、厚度薄、强度大，且具有明显的季节变化；深跃层比较稳定，终年存在，为永久性的，其主要特征是上界深度较深，厚度较大，强度较弱，季节变化不明显［8］。中沙群岛属于外海深水区，这里浅跃层较弱，其底界深度较深，有时与下面的深跃层上界深度间隔较小，因此在这里将浅跃层与深跃层合二为一作为单跃层处理。例如CTD9和CTD14位于海盆区，水深都接近4000 m，从图3和图4可以看出，浅跃层深度在25 m左右，深跃层深度约为50 m，浅跃层底界深度跟深跃层顶界深度之间的间隔距离很小，因此在分析跃层深度和厚度时将其当做一个跃层进行处理。

在跃层的分析中没有发现逆跃层的现象。根据张勐宁，刘金芳等［9］对南海温跃层的研究，在南海逆跃层主要出现在北部近海，即粤东、粤西近海和北部湾及越南岘港附近海域，且多出现在1月到4月份，其他月份只有10月份出现局部范围的逆跃层，这与我们的分析结果是相符的。另外需要特别指出的是，CTD13和CTD18分别位于中沙北海岭和中沙海台，水深分别为2340 m和360 m，受复杂的海底地形和海流的影响，多跃层的现象较明显（图5，图6），跃层深度、厚度和强度的判定采用邱章，徐锡祯等［4］的分析方法，取第一个跃层的上界深度为跃层顶界深度，最后一个跃层的下界深度为跃层的底界深度，如果由此定出的跃层其强度达不到最低指标值，则对多个跃层依其深度进行适当的组合，最后从中确定的跃层，其强度不但满足最低指标值，而且较强，同时其厚度也尽可能的大。

图3 CTD9温度梯度变化曲线图（注：400 m水深以下曲线变化幅度很小，未在图中表示，以下同）

图4 CTD14温度梯度变化曲线图。

通过对温跃层深度、厚度、强度的分析可以看出，取样时正值春夏交替，海表盛行风转为较弱的西南风，太阳辐射逐渐增强，表层海水逐渐增温，但是由于出现上暖下冷的海水现象及风力搅拌作用较弱，大部分跃层深度都在40 m以下，由于我们是将浅跃层和深跃层合并处理，故跃层厚度较厚，一般在130～150 m之间，跃层强度变化不大，一般在0.07～0.09℃/m之间。

图5 CTD13温度梯度变化曲线图。

图6 CTD18温度梯度变化曲线图。

2.3 盐跃层

在热带海域的上层海洋，气候平均的盐度值随深度呈现单调增加，温度值随深度呈现单调降低，密度随深度呈现单调增高。南海气候平均的温度、盐度和密度也符合上述规律［10］。以盐度为例，从图7a可以看出150 m深度以浅的盐度变化趋势是随深度单调增加。其跃层类型都是单跃层，顶界深度约在30～40 m，跃层厚度约在100～155 m之间，跃层强度在0.01～0.15m-1之间变化。与气候平均值相比，个别站位航测盐度在次表层出现极低盐度值，或者在次表层交替出现高-低盐度极值（图7b），同时温度和密度却符合上述一般垂向分布规律（给出对应位置温度的分布图，图7c），这种盐度的逆转显然具有特殊性。参照对应的混合层深度位置以及南海气候态温跃层的分布［11］，发现这种盐度在垂向上的异常基本出现在混合层底和强温跃层之间的深度位置［12］。这种盐度异常水体特点为上部混合层一般在30～40 m之间，上下水层盐度异常值相差约0.3，最低盐度值约在60～70 m之间，盐跃层强度在0.01～0.3 m-1之间变化。

通过对比两种类型的盐跃层在不同站位的分布发现：第一种类型的盐跃层主要分布在研究区北部陆坡及西南侧；第二种类型的盐跃层主要分布在研究区南部海盆区。这些盐度异常水体在春夏季风转换期间具有普遍性［7］，其原因主要是南部海区热量摄入较多，有利于蒸发，并在2～3级风作用下，形成了比较浅薄的相对高盐水层，而它的下面仍为冬季遗留下来的低盐水层，从而在垂向上呈现出如图7b所示的上层盐度逆转结构。以后随着夏季季风的稳定增长，上混合层厚度加大，冬季遗留下来的低盐水层会最终变性消失。据此可以认为：在夏季季风转换期间异常表层水的出现主要是该海区气候环境特征造成的，其生成机制涉及混合层与温跃层的交换以及温跃层的动力调整。

南海地质研究.2012

图7 观测期间典型的垂向盐度和温度特征图（a为盐度随深度单调变化图；b为盐度异常变化图；c为盐度异常水体对应的温度变化图）|Fig.7 Typical temperature and salinity profiles（a：salinity with depthmonotonic changes profiles.b：salinity abnormal changes profiles.c：abnormal saline water temperature changes profiles）3 结 语。

根据上述分析结果，初步得到夏季季风转换期间中沙群岛北部附近海域的温盐分布特征：

（1）表层海水受季风、太阳辐射等因素影响，温度分布具有南高北低的特点，盐度变化幅度不大，南部相对北部较低；底层海水受地形、水深等因素影响，在调查区西南部温度较高，西北部和海盆区较低，盐度分布特征正好相反。

（2）利用垂向梯度法对温跃层进行分析得出调查区内浅跃层、深跃层普遍存在。浅跃层特征为上界深度浅、厚度薄、强度大；深跃层特征为上界深度较深，厚度较大，强度较弱。在中沙海台和中沙北海岭，受复杂的海底地形和海流的影响，多跃层现象较为明显。

（3）利用垂向梯度法对盐跃层进行分析，得出跃层类型基本都为单跃层，但个别站位混合层以下出现盐度逆转现象，这些站位都分布在南部海盆区。异常表层水的出现主要是该海区气候环境特征造成的，其生成机制涉及混合层与温跃层的交换以及温跃层的动力调整。

参考文献

［1］李风岐，苏育嵩.海洋水团分析［M］.青岛：海洋大学出版社，2000，36 ～37.。

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［8］张勐宁，刘金芳，毛可修，等.中国海温度跃层分布特征概括［J］.海洋预报，2006，23（4）：51～58.。

［9］邱章，徐锡祯，龙小敏.1994年9月南沙群岛调查海区的跃层特征［J］.热带海洋，1996，15（2）：61 ～67.。

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［11］杜岩，王东晓，等.南海南部混合层底盐度异常水体的结构特征［J］.热带海洋学报，2004，23（6）：52～59.。

［12］方文东，黄企洲，等.春夏季季风转换期南海南部的异常表层水［J］.热带海洋学报，2001，20（1）：77～81.。

Analyses on Temperature and Salinity Distributions in ZhongSha Islands Waters During Spring to Summer Monsoon Transition。

Huang Lei，Gao Hongfang。

（Guangzhou Marine Geological Survey，Guangzhou，510760）

Abstract：Based on the data collected during an investigation in the Zhongsha Islands in May，2009，using vertical grads method in thermocline and halocline calculation and discussed thecharacteristics of the transition layer.The results show that the temperature of sea water was high-er in south area and the salinity of sea water is relatively equality during spring to summer mon-soon transition.The vertical temperature stratification was stable and not existed temperature in-version.Almost vertical salinity stratification was single halocline，but two types of the abnormalsaline water were found under the mixed layer in the south part of the Zhongsha islands.。

Key words：Monsoon transition Thermocline Halocline Abnormal saline water。

矿物流体包裹体特征

海水比重与盐度的换算

1．不同温度下，海水比重与盐度的换算关系。

水温(t)高于17．5℃时：S(y-)二1305(比重-11)+(17．5)X0．3。

水温(t)低r17．5℃时：s(％)--1305(比重?1)-(17．5-t)Xo．2。

2．波美度与比重的换算关系(重f水的溶液)。

波美度二144．3X144．3／比重。

比重二144．：3／(144．3/波美度)。

海水比重与盐度换算表

比重 盐度(96，…) 比重 盐度(％。) 比重 盐度(％。

1．0015 2．00 1．0141 18．44 1．0239 31．26。

1．0016 2．03 1．0152 19．89 1．．0244 31．98。

1．0020 2．56 1．0160 20．97 1．0250 32．74。

1，0030 3．87 1．0171 22．41 1．0254 33．26。

1．0040 5．17 1．0182 23．86 1．0260 34．04。

1．0050 6．49 1．0185 24．22 1．0265 34，70。

1．0060 7．79 1．0195 25．48 1．0271 35．35。

1．0070 9．11 1．0200 26．20 1．0280 36．65。

1．0081 10．42 1．0211 27．65 1．0285 37．30。

1．0090 11．73 1．0215 28．19 1．0290 37．95。

1．0100 12．85 1．0222 29．09 1．0295 38．60。

1．0115 15．01 1．0229 29．97 1．0305 39．90。

1．0130 17．00 1．0235 30．72 1．0315 41．20。

三、水体的测量换算公式

1由二666．7平方米 l立方米二1000升 1公顷二10000平方米。

1升二1000毫升 1吨二1000公斤 1公斤二1000克。

lppm=l毫克／升二1毫克／千克二l微升／引。

例：一个5．5亩池塘，深1．5米，某消毒剂的用量为0．3ppm，问需用多少消毒剂?。

计算步骤：

1．池塘水体的面积：5．5X666．7二3666．8平方米。

2．池塘水体的体积：3666．8X1．5二5500立方米。

3．需用的消毒剂：5500X0．3ppm二1650克二1．65公斤。

世界上盐度最低的是哪个湖？

6.3.1.1 样品采集及流体包裹体岩相学特征。

本次研究样品采自矿区不同平面位置、不同标高、不同成矿阶段，挑选出不同成矿阶段中透明矿物相对发育，且将具代表性的样品制成包裹体光薄片。对石榴子石、石英和方解石中的流体包裹体进行了镜下岩相学研究，最终挑选出18 件样品进行显微测温，样品涵盖O1、A1、B1、B2、C1、C2和C3共七个成矿阶段。

赛什塘铜多金属矿床的流体包裹体主要发育在石英、石榴子石和方解石中，既有原生包裹体，也有次生包裹体，贯穿成矿全过程，总体特点为流体包裹体数量多，多呈椭圆形或不规则形状，大小多在5～20μm。按常温下包裹体中各相态成分、比例及组合关系，将所观察到的流体包裹体分为含子晶包裹体（Ⅰ型）、气液包裹体（Ⅱ型）和纯液体包裹体（Ⅲ型）三类。其中Ⅰ型包裹体根据子矿物及气泡升温过程中的消失情况可分为两个亚类型：Ⅰa型包裹体，升温过程中子矿物先消失，Ⅰb型包裹体，加温时气泡先消失；Ⅱ型包裹体据其形态及相态变化可分为气液包裹体（Ⅱa型）、富气相包裹体（Ⅱb型）和含少量CO2气液包裹体（Ⅱc型）。

6.3.1.2 流体包裹体显微测温结果。

对各阶段不同类型的流体包裹体进行冷冻法和均一法测温工作，共计测试流体包裹体370个，各阶段测温结果如下：

（1）O1阶段

早期熔流共存期包裹体主要发育在石英中，类型以Ⅰ型包裹体为主，Ⅱa型包裹体次之。Ⅰ型包裹体全部均一至液相，大部分Ⅰb型包裹体完全均一温度为400～431℃（平均416℃），少数Ⅰa型包裹体完全均一温度为337℃，Ⅱa型包裹体均一温度为252～350℃（平均301℃）。本阶段盐度较高，24.3%～48.0%NaCleqv，平均37.7%NaCleqv；计算所得均一压力介于130～182mPa，流体密度为1.084～1.148g/cm3。

（2）A1阶段

A1阶段为早期矽卡岩阶段，以石榴子石为主，包裹体类型均为Ⅰa型包裹体。该阶段包裹体均一温度为506～548℃，平均530℃，全部均一至液相；子矿物熔化温度为315～373℃，对应盐度39.4%～44.6%NaCleqv，平均43.5%NaCleqv；计算所得均一压力介于303.3～366.9mPa，流体密度为1.803～1.087g/cm3。

（3）B1阶段

B1阶段包裹体为Ⅱ型，完全均一温度范围大（168～＞600℃），多集中在300～400℃之间，大部分为Ⅱa型，少数Ⅱb型温度较高（＞600℃）；冰的最终熔化温度为-2.1～-1.7℃，Ⅱb型包裹体在升温过程中可见变形气泡逐渐恢复，且恢复温度为7.8～9.8℃，推测其含少量CO2，为笼合物熔化温度，对应盐度0.4%～4.3%NaCleqv，集中在2.0%～4.0%NaCleqv之间；均一压力为0.6～1mPa，流体密度为0.903～0.925g/cm3。

（4）B2阶段

此阶段Ⅱa、Ⅱb型包裹体皆有，完全均一温度分别为403～454℃（平均429℃）和472～550℃（平均523℃）；由于此阶段测温片金属含量较多，整体偏暗，包裹体冰点相变现象不明显，未获得准确的冰的最终熔化温度及盐度。

（5）C1阶段

C1阶段以Ⅱ型包裹体为主，可见部分Ⅰ型包裹体。Ⅰ型包裹体全部均一至液相，50%为Ⅰa型包裹体，完全均一温度为212～416℃（平均311℃），50%为Ⅰb型包裹体，完全均一温度为300～394℃（平均374℃），Ⅱa型包裹体完全均一温度为187～463℃（平均269℃），少数Ⅱb型包裹体完全均一温度为282～416℃（平均328℃）。此阶段盐度呈现高低两个端元，Ⅰ型包裹体盐度较高，在29.4%～46.8%NaCleqv之间，集中在38.0%～40.0%NaCleqv；Ⅱa、Ⅱb型包裹体冰的最终熔化温度为-7.4～-2.0℃，Ⅱc型包裹体笼合物熔化温度为6.5～8.9℃，总体盐度为2.2%～11.0%NaCleqv，主要峰值为4.0%～8.0%NaCleqv。均一压力变化较大，范围为0.9～240.9mPa，其中Ⅰ型包裹体对应的均一压力较大，均大于100mPa；Ⅱ型包裹体对应均一压力较小，平均6.5mPa。此阶段流体密度为0.682～1.194g/cm3。

（6）C2阶段

C2阶段包裹体以Ⅱa型包裹体为主，少数为Ⅱc型，完全均一温度为124～350℃，平均269℃；冰的最终熔化温度介于-11.4～-1.9℃之间，笼合物熔化温度为1.6～9.2℃，总体盐度范围在1.6%～15.4%NaCleqv，平均7.8%NaCleqv；均一压力为0.5～15.8MPa，流体密度为0.666～0.966g/cm3。

（7）C3阶段

该阶段均为Ⅱa型包裹体，均一温度介于164～360℃之间，平均286℃；冰的最终熔化温度为-7.4～-0.6℃，对应盐度为 1.0%～11.0%NaCleqv，多集中在 4.0%～7.0%NaCleqv之间；均一压力为0.5～16.3mPa，流体密度为0.661～0.933g/cm3。

6.3.1.3 成矿流体性质与演化。

对赛什塘铜多金属矿床流体包裹体进行系统观察、研究表明，该矿床不同成矿阶段中流体包裹体类型、盐度、均一温度等具有一定的差异，反映了成矿流体的演化规律。

从矿床流体包裹体温度和盐度的分布情况及盐度-均一温度关系图（图6.18）可以看出，矿床均一温度范围较大（124～＞600℃），盐度可见高盐度和低盐度两个端元，峰值为2.0%～20.0%NaCleqv和38.0%～46.0%NaCleqv。随着成矿过程的演变，流体的温度和盐度大致呈下降趋势，均一温度从A1阶段的506～548℃，经C1阶段的212～416℃（平均315℃），到C3阶段的164～360℃（平均286℃），成矿流体温度逐渐降低。盐度从早期平均43.5%NaCleqv的高盐度，突降到B1阶段0.4%～4.3%NaCleqv，至C1阶段呈现2.2%～11.0%NaCleqv和29.4%～46.8%NaCleqv高低盐度共存，到 C3阶段盐度下降为1.0%～11.0%NaCleqv。O1阶段流体呈现两种演化趋势，一种为高温高盐度流体，完全均一温度、盐度分别为337～431℃和41.2%～48.0%NaCleqv，另一种完全均一温度略低（252～350℃），盐度也有所下降（24.3%～24.8%NaCleqv）。流体整体属高温、中高盐度流体，在岩浆结晶演化过程中发生了流体分异，反映了初始岩浆流体特点。

前人研究表明（Candela et al.，1986；Cline et al.，1991；Bodnar，1994；Shinohara et al.，1997；张德会等，2001；武广等，2009），高温、高盐度流体的形成机制可能有三种：①直接在岩浆温度条件下产生，岩浆房中的中酸性岩浆通过一定程度的结晶分异作用，使岩浆中的挥发分过饱和，从而造成流体相和熔体相的不混溶作用，这一过程通常称为“初始沸腾”；②由中低盐度热液通过减压沸腾作用或者液态不混溶作用形成，这一作用过程往往是由于岩体顶部的盖层破裂引起的，通常称为“二次沸腾”；③岩浆浅成侵位时，在其结晶演化过程中从残余岩浆直接出溶而成。

图6.18 赛什塘铜多金属矿床流体包裹体盐度—均一温度关系图。

O1阶段既存在含子晶高盐度包裹体，又存在中高盐度气液两相包裹体，且缺乏富气相包裹体，多数含子晶包裹体是通过石盐消失而均一，张德会等（2001）研究指出此类包裹体是直接从岩浆熔体中出溶的，不是由低盐度流体沸腾作用形成，说明矿床初始岩浆在结晶过程中发生了流体出溶现象，形成不同盐度、不同类型包裹体。A1阶段以高温高盐度为特征，包裹体类型单一，均为Ⅰ型含子晶包裹体，未见气液包裹体与之共生，不具备典型的流体不混溶作用或沸腾作用的特征（卢焕章等，2004），排除前两种可能性，应是直接从结晶的熔体中出溶的。此外，A1阶段包裹体均以气泡消失温度为完全均一温度，表明捕获的流体盐度是不饱和的，而不饱和流体通常是岩浆直接出溶的（冷成彪等，2008），O1阶段流体特征亦证实了此种流体存在的可能性，A1阶段流体应为O1阶段流体分异演化的结果。C1阶段中Ⅰ型和Ⅱ型各类包裹体均可见，中高盐度的含子晶包裹体和低密度的富气相、高密度的富液相包裹体共存，并且三者均一温度范围基本一致（分别为212～416℃、282～416℃和187～463℃），但盐度差别大，符合沸腾或不混溶流体特征（卢焕章，2000）。而早期流体演化至B1阶段盐度较低，由此流体发生沸腾作用致使C1阶段盐度大幅度升高可能性较小，结合C1阶段地质产状，其包裹体所显示的流体沸腾作用或不混溶作用可能为新一期岩浆流体不混溶分离所致，可能伴随有少量外来流体的加入导致流体沸腾，亦使得该阶段包裹体形成于较宽的压力范围（孟祥金等，2005）。

赛什塘铜多金属矿床成矿流体多与岩浆流体有关，各阶段包裹体组合类型不一，应为多期岩浆热液在不同演化阶段所捕获。

首先，来自深部富含CH4的岩浆向上侵位，一方面与围岩交代形成矽卡岩，一方面结晶演化，在结晶的熔体中出溶高温、高盐度流体和略低温度、中高盐度流体，即O1阶段成矿流体。A1阶段在近岩体部位捕获了高温（平均530℃）、高盐度（平均43.5%NaCleqv）流体包裹体，并且由于岩体的强力上侵以及岩浆流体的出溶体积膨胀（池国祥等，2011），产生极高的流体压力，出现局部超高压现象。随着硅酸盐矿物结晶作用的进行以及外来流体的加入，岩浆出溶流体盐度大幅降低（平均3.0%NaCleqv），温度略有下降，流体在不同的矿质沉淀部位形成B1、B2阶段，同时流体可能发生少量相分离，使少量富气相包裹体与富液相包裹体共存。至此，第一期岩浆冷却已初步完成，深部含CO2成分的新一期高盐度岩浆流体沿原有通道侵入，发生流体不混溶分离作用而导致沸腾，流体盐度增高，形成C1阶段中高盐度的含子晶包裹体和低密度的富气相、高密度的富液相包裹体共存的包裹体组合，并由于岩体上侵局部超高压导致围岩破裂，产生一系列陡倾细脉，压力急剧下降，使流体处于开放体系。C2、C3阶段，由于裂隙的产生，流体处于开放体系，伴随地表水或天水的加入，流体温度、盐度进一步下降。

前人研究表明（Bodnar，1994；张德会，2001），在200mPa压力下（超高压环境），自岩浆出溶的流体，初始盐度高（40.0%），随结晶作用的进行，流体的盐度会降低；而在50mPa压力下，最初出溶的流体盐度最低，在岩浆结晶结束时，盐度可达50.0%～60.0%。矿床A1阶段属超高压环境，初始岩浆出溶流体为高温高盐度流体，随着结晶演化可导致盐度降低。而从A1阶段演化至B1阶段，流体盐度急剧下降，除上述因素致使盐度降低外，外来流体沿裂隙的加入也可导致流体盐度降低。

B2阶段至C1阶段，流体盐度大幅攀升，为同一期流体演化形成的可能性较小。并且流体成分亦有差别，B2阶段气相以CH4和H2O为主，而C1阶段除两者外，还可见CO2，所以，结合两阶段流体特征及地质产状来看，C1阶段为另一期岩浆流体作用产生，代表新一期成矿作用的开始。

综上所述，矿床成矿流体主要来源于岩浆，早期以高温、高盐度、高密度流体为主，随着后期演化，流体盐度、温度下降，在C1阶段由于新一期含CO2的岩浆流体侵入并发生不混溶分离而产生沸腾流体，盐度大幅上升，而后流体处于开放体系，盐度、温度则继续下降，可能有大气降水的加入，总体上为贫CO2的NaCl-H2O体系。

成矿流体系统的性质与组成

最低的湖是是死海,最大的咸水湖是里海 。

死海位于阿拉伯半岛的巴勒斯坦和约旦之间，南北长80公里，东西宽约5～18公里，面积1049公里。深度各处不一，北部深处有356米。而南部的浅处只有l-4米，湖面低于海平面400米，是世界上最低的湖泊。死海不仅是最低的湖泊，也是最咸的湖泊。死海表层湖水的含盐度达25％，深层湖水的含盐度高达30％。相当于海水平均含盐度的7～10倍。由于死海含盐度最高，盐水比重很大，人在水中不会下沉，在湖中游泳，和在地面上爬行差不多。

死海的水源来自约旦河、哈萨河等少数几条河流，这些河流经过的地方都是荒漠沙岩和石灰岩层地带，河水中溶有大量的矿物质，它最终都被带入死海中。死海地区气候炎热干燥，湖水大量蒸发，水位逐渐下降，水中的盐类浓度也就愈来愈大了。死海中的全部食盐，足够40亿人吃上2000年。在含盐量如此高的湖中和周边，生物极难生存，死海因此得名。

中国的:吐鲁番盆地内的艾丁湖是我国海拔最低的地方，低于海平面154米。

里海

里海是世界最大的内陆湖，位于辽阔平坦的中亚西部和欧洲东南端，西面为高加索山脉。西、北、东三岸分属阿塞拜疆、俄罗斯、哈萨克斯坦、土库曼斯坦，南岸属伊朗。南北长约1200千米，平均宽320千米。海岸线长约7000千米。有曼格什拉克、哈萨克、土库曼、克拉斯诺沃茨克等海湾。约有岛屿50个。面积约386 400平方千米，比北美五大淡水湖加在一起还要大出一倍多。里海湖岸线长7 000千米。有130多条河注入里海，其中伏尔加河、乌拉尔河和捷列克河从北面注入，3条河的水量占全部注入水量的88%。里海中的岛屿多达50个，但大部分都很小。海盆大体上为北、中、南三个部分。最浅的为北部平坦的沉积平原，平均深度4～6米。中部是不规则的海盆，西坡陡峻，东坡平缓，水深约170～788米。南部凹陷，最深处达1 024米，整个里海平均水深184米，湖水蓄积量达7.6万立方千米。海面年蒸发量达1 000毫米。数百年间，里海的面积和深度曾多次发生变化。里海为沿岸各国提供了优越的水运条件，沿岸有许多港口，有些港口与铁路相连接，火车可以直接开到船上轮渡到对岸。

海水比重与盐度换算表

1.流体包裹体类型

根据Roedder（1984）的原生流体包裹体判据，对白银厂矿床折腰山矿段石英中的流体包裹体进行了详细研究。根据室温下包裹体相数、相转变特征及流体成分估计，至少识别出4种包裹体类型：

（1）类型Ⅰ——气液两相包裹体（表5-11）：广泛出现于各种类型的矿石和蚀变含矿火山岩中。包裹体多呈不规则负晶形，大小5～25μm，具较大的气/液比（10～90）。根据包裹体的形态和充填程度，至少可分为3个亚类：①类型Ia（富液相包裹体），V/L=5/95～20/80；②类型Ib（气液包裹体），V/L=25/75～55/45；③类型Ic（富气相包裹体），V/L=60/40～90/10。总体上，Ia类包裹体广泛出现于块状和脉状矿石中，而Ⅰb和Ⅰc类则局限于不整合的脉状-网脉状带内（图5-16）。

气液两相包裹体共结温度变化于-32～-21℃之间，表明H2O-NaCl流体中含一定量的KCl和CaCl2（Crawford,1981）。冰点温度变化于-1.0～26.0℃之间，对应的流体盐度介于1.57%～23%间（表5-11；图5-17;Potter et al.,1978;Bodnar,1993）。均一温度具有较大的变化范围（62～485℃；表5-11），其中，Ia类包裹体的均一温度分别变化于91～335℃（脉状矿）和62～225℃（块状矿）之间，对应的盐度分别变化于3.06%～19.76%（脉状矿）和6.16%～23%（块状矿）之间；Ib类包裹体的均一温度变化于322～478℃之间，相应的盐度变化于10.11%～16.05%（表5-11）之间；Ic类包裹体具有最高的均一温度（378～485℃）和中等偏高的流体盐度（11.93%～16.05%）。部分Ib类包裹体的临界温度高达449～478℃（表5-11），所有Ic类包裹体在高温下（378～485℃）均一为气相。

（2）类型Ⅱ——含子晶多相包裹体：这类包裹体出现于下伏不整合的脉状-网脉状矿带及其产出的蚀变火山岩中（刘斌，1982；夏林圻等，1985）。它们多由一个或几个固相子晶、液相和气泡组成，形状不规则，负晶形，大小介于4～14μm之间。在脉状-网脉状矿带，这些包裹体常孤立分布，局部成群出现。在蚀变的含矿火山岩中，它们常沿火成的石英碎屑裂隙排布，或在热水石英内随机分布。除立方体石盐子晶外，还出现其他子晶，如含KCl子晶（刘斌，1982）和未定名子矿物，后者在温度高达400℃时仍未见熔融。

这类含子晶多相包裹体均均一为液相，均一温度为280～430℃（刘斌，1982）。加温实验表明，NaCl子晶熔融温度处于300～400℃间，KCl子晶熔融温度处于55～100℃之间（刘斌，1982）。根据H2O-NaCl-KCl流体系统子晶熔融温度（Roedder,1971），刘斌（1982）和夏林圻等（1985）估计其流体盐度介于31%～38%之间。

表5-11　白银厂VMS矿床折腰山矿原生流体包裹体的显微热测量资料。

续表

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注：取样位置栏中，No.1—1号矿体；No.3—3号矿体；L1,2,4,5,6—勘探线1,2,3,4,5＆6;1425m,1573m—取样海拔高度。矿物代号：Cp—黄铜矿；Qt—石英；Ser—绢云母；Chl—绿泥石；Py—黄铁矿；（V）—包裹体均一成气相时的温度；（C）—临界温度。

*：资料引自Liu,1982

图5-16　白银厂不同矿带石英中流体包裹体的显微照片。

A—黄铜矿-石英脉中以H2O为主（类型Ia,V/L=5/95～20/80）和中等气相（类型Ⅰb,V/L=25/75～55/45）的两相流体包裹体；B—黄铜矿-黄铁矿-石英脉中富气（类型Ic,V/L=60/40～90/10）两相流体包裹体；C—黄铜矿-黄铁矿脉中单相CO2流体包裹体；D—黄铜矿-石英脉中CO2-H2O流体包裹体（LCO2+LH2O）;E—黄铜矿-石英脉中CO2-H2O流体包裹体；F—黄铜矿-黄铁矿脉中的富CH4流体包裹体。

（3）类型Ⅲ——富CO2流体包裹体：这类包裹体在室温下可分为3个亚类，即单相CO2包裹体（Ⅲa），气液两相CO2包裹体（Ⅲb）和气液CO2-H2O包裹体（Ⅲc）（表5-12）。这些包裹体主要集中于脉状-网脉矿带和蚀变的含矿火山岩系，在石英中呈群体或单体出现，具自形-半自形负晶形。直径多在5～20μm之间，部分大至为50μm。Ⅲa类包裹体室温下由单一CO2液相组成，而Ⅲb类包裹体具有较大的气/液比变化（V/L:10/90～45/55），Ⅲc类包裹体室温下含有一个CO2相和一个富H2O相，CO2/H2O比变化较大，体积比从95%至10%（表5-12）。

图5-17　白银厂VMS矿床的气-液两相流体包裹体均一温度直方图。

单相CO2包裹体显示，固相CO2熔融温度介于-60.6～-57.6℃之间，低于CO2三相点温度（-56.6℃）。CO2的部分均一温度变化于2.5～29.0℃之间，明显低于纯CO2的临界温度（31℃）。CO2的均一温度和熔融温度表明，单相CO2流体包裹体可能含有少量的其他气体组分，如CH4和/或N2（Burruss,1981）。两相CO2包裹体有一个熔融温度范围，介于-58.6～-57.6℃之间，部分均一温度变化于20.7～26.4℃之间（表5-12），据此估计，两相CO2流体中的XCH4小于0.07（Thiery,1994;Brown and Hagemann,1995;Fan et al.,2000）。H2O-CO2包裹体的部分均一温度介于7.2～27.5℃之间（表5-12），其中的固相CO2初熔温度为-59.1～-57.6℃，证实该流体含少量的CH4等组分。H2O-CO2包裹体中的碳笼熔融出现于5.6～8.9℃（表5-12），采用Diamond（1992）方程和Collins（1979）方法估算的流体盐度处于2.28%～8.13%之间。类型Ⅲ流体包裹体或均一成液相，或均一为气相，但总体均一温度变化于228～348℃之间（表5-12）。

表5-12　白银厂折腰山矿床原生富CO2和富CH4流体包裹体的显微热测量结果。

续表

（4）类型Ⅳ——富CH4包裹体：主要出现于下伏不整合硫化物带内的块状矿和脉状矿中。这些包裹体多为自形-半自形晶，长轴36μm，短轴5μm。这些包裹体部分与富气相气液包裹体（类型Ic）共存，部分与富CO2包裹体伴生。

这些富CH4包裹体在过冷温度（-100℃）下形成气泡，致冷至-182.3℃，所有相态凝固成固相，但没出现固相CO2（碳笼）。这些包裹体通常均一成气相或液相。在脉状矿带部分均一温度为-97.3～-83.0℃，在块状矿中部分均一温度则为-109.2～-100.0℃（表5-12）。与CH4的临界温度（-82.6℃）和H2S的三相点温度（-85.6℃）相比，富CH4包裹体较低的部分均一温度表明，该流体以CH4为主，但含有微量的其他气体组分（Burruss,1981;Ramboz et al.,1985;Jia et al.,2000;Fan et al.,2000）。

总之，白银厂筒式VMS铜矿的成矿流体系统是一个富含CH4、CO2的H2O-NaCl流体系统。这个流体系统比较复杂，不仅有以富CH4和CO2包裹体为代表的CO2-CH4流体，而且有以富气体包裹体为代表的大量高温气态流体，不仅拥有海底热水系统特征的中低盐度（＜8.0%）流体，而且还有异常高盐度（＞16%）流体。

2.流体端员厘定

白银厂VMS矿床的流体包裹体各个方面均具较大的变化，在成分上，从较纯的CO2-CH4流体，经H2O-CO2-NaCl流体到H2O-NaCl流体；在温度上从62℃变到487℃（图5-17）；盐度上的范围更大，从低于海水盐度（＜3.5%）到热卤水盐度（15%～38%）之间变化（图5-18）。根据2个VMS矿床的流体包裹体类型及其温度-盐度资料，至少可鉴别出5个流体端员：①高温高盐度流体端员；②高温富气流体端员；③低温卤水端员；④低温低盐度流体端员和⑤中温低盐度流体端员（图5-19）。

（1）高温高盐度流体端员：高温高盐度流体端员均主要见于白银厂矿床和呷村矿床的下伏不整合脉状-网脉状带（图5-14，图5-19）。在白银厂矿床，该端员流体以含子晶多相包裹体和部分高温气液两相包裹体（类型Ia）为代表，均一温度范围为200～400℃，盐度范围为30%～38%（图5-19B）。其中，含子晶多相包裹体盐度较高，介于31%～38%之间，高温气液两相包裹体盐度较低，变化于16.1%～19.8%之间。在呷村矿床，该端员流体主要作为含子晶多相包裹体封存在脉状石英中，均一温度变化于280～320℃之间，盐度变化14.5%～20.5%之间（图5-13），其温度-盐度特征总体上可与白银厂矿床气液两相包裹体相当。这种端员流体很可能是一种注入海底成矿流体系统的岩浆流体，证据如下：①在白银厂矿床，类似的高温高盐度流体已经在白银地区石英钠长斑岩和石英角斑岩的石英斑晶中发现，该流体包裹体均一温度高达300～430℃，盐度变化于31%～38%之间（夏林圻等，1995），证实浅位岩浆房内岩浆分异晚期阶段可以分凝出高温岩浆流体；②高温高盐度流体通常与富CO2流体包裹体共生，后者多均一成气相，均一温度高达348℃（表5-13,5-14）。Yang and Scott（1996）研究证实，岩浆分凝的岩浆流体以CO2为主，H2O次之。Sakai等（1990）证明，岩浆去气直接产生富CO2气流。因此，高温高盐度流体与富CO2包裹体的密切共生关系表明，这些流体应是岩浆去气作用的产物（Hou and Zhang,1998;Hou et al.,2002）；③在呷村矿床，这种高温高盐度流体不仅在矿区范围的高硅流纹岩之石英斑晶中发现（徐明基等，1993），而且也发现其与富CO2流体包裹体密切共生（Hou et al.,2001）。网脉带脉石石英的δ18O值变化于13.7‰～16.4‰，而在280～320℃下与石英平衡的热水流体的δ18O估计值变化于5.4‰～8.3‰之间（Hou et al.,2001），与岩浆水的18O值相当。

图5-18　白银厂VMS矿床的气-液两相流体包裹体盐度直方图。

图5-19　白银厂VMS矿床的气-液两相流体包裹体温度-盐度变异图。

（2）高温富气流体端员：该流体端员均出现在白银厂和呷村矿床中，但一直未引起重视。该端员流体的一个重要特征是，温度偏高且变化较大，盐度中等且保持不变。在图5-19B中，构成一个平行于温度轴的独立趋势。富气体的流体包裹体常常因被大量气体充填而不易均一，从而给出较高的均一温度。然而，在白银厂矿床，部分富气体的流体包裹体在临界点均一，临界温度高达449～478℃（表5-11），证实高温气流确实被脉石矿物封存。多数包裹体均一成气相，均一温度变化于350～487℃之间，明显高于目前所知古今海底的热水流体系统的最高温度（350～400℃；Pisutha-Arnond and Ohmoto,1983;Campbell et al.,1988a;Hou et al.,2002）。这些包裹体不仅与富CO2流体包裹体，而且与高温高盐度包裹体共存于单颗粒石英中。尽管这些包裹体因相对富气而有一个中等的盐度（11.9%～16.1%），但仍然显著高于日本典型黑矿型矿床的流体包裹体盐度（3%～8%;Pisutha-Arnod and Ohmoto,1983）。在呷村矿床，这种端员流体也以富气两相包裹体为标志，其均一温度为280～320℃，盐度为7.8%～10.1%（图5-13）。上述特征表明，高温富气流体端员很可能是一种岩浆去气作用产生的岩浆气流。尽管这种流体端员在呷村和白银厂矿床具有不同的温度和盐度值域，但却具有十分一致的变化趋势（图5-13、图5-19A,B），这暗示着，这种岩浆气流在高温下（＞450℃）呈气态存在，在450～250℃温度范围内变为液态，直到250℃左右开始与热水流体发生混合。

（3）低温卤水端员：在白银厂矿床，低温卤水主要封存于强绿泥石化蚀变带及其所包裹的块状含铜黄铁矿体中，温度较低（62～163℃），盐度甚高（14.7%～23.0%）（图5-19B）。自块状黄铁矿体中心至边缘，流体盐度由16.7%～20.8%减低至6.0%～10.0%，自强绿泥石带向外至石英-绢云母带，流体盐度由14.0%～23.0%骤减至2.2%～7.5%（表5-11）。这种卤水分布及盐度变化表明，容存于海底之下多孔火山岩单元及其断裂破碎带的卤水库（池）曾被海水注入。

（4）低温低盐度流体端员：低温低盐度端员流体以低温气液两相流体包裹体为标志，广泛封存于矿床的各主要矿带，主要记录在硅化-绢云母化含矿火山岩和网脉带石英中。在蚀变岩内，流体包裹体均一温度变化较大，介于130～204℃，盐度变化较小，介于2.2%～5.4%之间（图5-19A）；在网脉带石英中，流体包裹体均一温度变化于116～222℃，盐度变化于1.6%～5.9%间，平均值在3.5%左右，与海水盐度相当（图5-19B）。这种端员流体广泛见于现代和古代海底成矿热水流体系统（Pisutha-Arnond and Ohmoto,1983;Herzig et al.,1993），并通常被解释为来自正常海水。

（5）中温低盐度流体端员：该端员流体通常出现于两矿床的各主要矿带。其重要特征是流体具有与海水相当的盐度和250℃左右的最大温度（图5-19A、B）。在呷村矿床，该端员流体封存于硫化物矿石和伴生的重晶石中，并构成一个温度-盐度呈负相关的变化趋势；在白银厂矿床，这一趋势依然存在，但该端员流体的温度（＜260℃）和盐度（6%）相对较低（图5-19B）。Hou等（2001）将其简单地解释为被下部浅位岩浆房加热的正常海水，并由此得出结论，高温岩浆可能至多可将海水加热到250℃左右。

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