1.流体的来源呷村矿床细脉或网脉状矿化带中石英的高δ18O值表征了成矿流体的特征。呷村矿床高温蚀变带也保留了成矿流体的记录，根据蚀变温度、水/岩比值和蚀变岩的δ18O值，估计参与水-岩反应的热水流体的δ18O值介于于5.5‰～8.5‰之间。石英-钡冰长石蚀变带流体包裹体的均一温度为280～320℃，而绢云母-石英蚀变带均一温度为250～297℃（叶庆同等，1992；徐明基等，1993）。假定这两种蚀变带分别形成于300℃和280℃，在以水为主的条件下（W/R＞10），要将流纹岩蚀变成δ18O为11.3‰～14.4‰的石英-钡冰长石蚀变带和δ18O为12.1‰～14.2‰的绢云母-石英蚀变带，需要富18O的流体加入，并且该流体的δ18O值应超过5‰。根据石英和水的氧同位素交换系数（Matsuhisa et al.,1979），在相应温度条件下，要形成热水成因石英的δ18O值，要求加入到石英-钡冰长石带的热水的δ18O值为8.0‰，加入到绢云母-石英带的热水的δ18O值为3.2‰。由于在矿物分离过程中，可能有火成的石英斑晶进入到分析样品中，因此，绢云母-石英带要求的热水δ18O值（3.2‰）应该代表热水流体的δ18O最小值。
呷村矿床富18O成矿流体可能有两种来源：①与富18O的火山岩起反应的海水和②岩浆房减压过程中逸出的岩浆流体。如上所述，矿区外围的底盘英安岩和安山岩均遭受了低温（＜150℃）蚀变。这种区域规模的蚀变导致了全岩δ18O值的增加（幅度约为（7±2）‰），使安山岩和英安岩增加后的δ18O值分别为12.1‰～13.2‰和15.1‰～17.1‰（表3-11）。如果δ18O为0.0‰的海水被长英质侵入体或岩浆加热，然后继续与已经发生区域性低温蚀变的底盘岩石反应，海水的δ18O值将会明显增加。假定底盘蚀变岩石的δ18O值为15.0‰，在t=250～320℃和低W/R比率（＜100）的条件下，海水的δ18O值将从0.0‰增加到大于5.0‰。
然而，在高温蚀变过程反应之前，参与低温蚀变过程的海水必定发生δ18O值的明显降低，盐度和δD值的增加（Pisutha-Arnond and Ohmoto,1983）。如果具有负δ18O值的海水在高温条件下与长英质火山岩反应，要产生如呷村矿床所观察到的δ18O＞5.0‰的成矿流体，必需有大量到不可思议的长英质岩石与海水反应。此外，水-岩反应过程中海水盐度的有限增加也不能解释呷村矿床出现的热水流体的高盐度。因为下盘蚀变岩热水石英中流体包裹体的盐度介于6.0%～17.1%之间，平均值为12%（徐明基等，1993），层控的脉状-网脉状矿带的流体包裹体也具有较高的盐度（13.0%～21.3%）（表5-5）。
岩浆分异晚期产生含金属岩浆流体的事实已经通过海底新鲜火山岩中的熔体包裹体和流体包裹体研究得到证明（Yang and Scott,1996）。这种流体以CO2为主，含少量的H2O，以高盐度、富18O和富气（CO2、N2等）为特征。这种流体很可能加入到成矿流体系统中，形成VMS矿床（Hou and Zhang,1998;Hou and Li et al.,1999）。类似成分的高盐度的流体包裹体，不仅见于呷村矿床层控的脉状-网脉状矿带，而且在蚀变最弱的流纹岩的石英斑晶中也有发育。这种流体包裹体温度大于350℃，盐度高达41.0%（叶庆同等，1992；徐明基等，1993）。呷村矿床出现大量富CO2流体包裹体以及包裹体富含CO2和N2也支持高盐度、富18O流体来自岩浆的看法。
2.流体的混合与演化
流体包裹体的盐度范围较大是呷村矿床成矿流体的另一个特征。根据UMO和MSO矿带的流体包裹体特征，矿床流体盐度与均一温度变化可能存在3个变化趋势或演化轨迹（图5-13）。轨迹I代表典型的岩浆流体和冷海水的混合趋势，其中的高温、高盐度端员主要见于呷村矿化中心（勘探线3附近）脉状或网脉状矿石的石英气-液包裹体中。含有这种流体端员包裹体的石英具有较高的δ18O值（14.0‰～15.0‰）；根据均一温度和石英-水的氧同位素交换系数（Matsuhisa et al.,1979），估计流体的δ18O值变化于5.4‰～8.3‰之间。因此，这种流体端员可能记录了岩浆流体对呷村海底热水系统的贡献。
图5-13 呷村矿床各矿带流体包裹体的均一温度与盐度相关变化
A—石英和闪锌矿中流体包裹体；B—重晶石中流体包裹体
MSO：中部层控脉状-网脉状矿带；UMO：上部块状硫化物矿带
轨迹Ⅰ中的低温、低盐度流体端员包裹体通常出现在UMO矿带块状硫化物矿石的闪锌矿和石英中（图5-10A），主要集中在矿化中心的北缘（勘探线4和12）。该端员流体与正常海水盐度（3.5%）的相似性暗示了有大量冷的海水加入到呷村矿床热水系统中。多数流体包裹体位于混合带上，且从层控带（MSO）向上到块状硫化物带（UMO），呈现明显的从高温、高盐度到低温、低盐度的系统变化趋势。与之对应，重晶石中流体包裹体也显示类似的均一温度-盐度变化趋势（图5-13B）。其中，高温、高盐度的流体包裹体主要赋存在喷口附近的重晶石丘内，记录了在海底排泄的高温热流体；低温、低盐度的流体包裹体主要出现在上部块状矿带的块状和层状重晶石中，盐度接近正常海水，暗示了海水对硫化物沉淀的贡献。从重晶石丘内部向外围，流体包裹体的均一温度和盐度系统地降低，构成了混合的趋势（图5-13B）。这些流体包裹体数据有力地证明了冷海水和岩浆流体的混合作用主要发生在海底热水系统的上部和边缘部位。
在勘探线12和4附近的层控带（MSO）和勘探线3附近的块状硫化物带，石英和闪锌矿的流体包裹体构成了演化轨迹Ⅱ（图5-13A）。来自这两个带的重晶石中的流体包裹体也呈现出同样的变化趋势（图5-13B）。轨迹Ⅱ的重要特征是，流体包裹体群具有最高的均一温度（可达250℃）和最低的盐度（接近海水）（图5-13A,B），而且它们同时赋存在UMO和MSO带中（图5-13）。这些流体包裹体可能代表了被岩浆房或侵入体加热的海水，但加热的海水温度绝对不会超过250℃，盐度应与正常海水盐度相当。也就是说，th＞250℃的高盐度流体包裹体，可作为一种重要的指示剂，用来示踪岩浆分异的流体向上运移的途径和与海水的混合过程。有两个观测资料暗示了在成矿过程中，成矿流体发生了混合和冷却这两种过程的复合作用：其一为轨迹Ⅱ的低温、高盐度流体包裹体端员，主要在勘探线3附近的块状矿带集中发育；其二是高温、低盐度流体包裹体端员在勘探线4和12附近的网脉状和块状矿带出现。
图5-14 呷村矿床流体包裹体的温度-盐度图
几个过程，例如单一混合、传导冷凝以及冷凝与混合联合作用可以解释在呷村矿床所观察到的流体包裹体温度-盐度变化。A线—代表岩浆水与冷海水的混合线；B线—代表来自岩浆的流体的传导冷凝途径；C线—代表加热的海水与岩浆流体混合线；D-G线—代表加热海水与A线混合流体的混合线。混合线上的数字指的是不同流体单元间的混合比例
图5-14以图解的方式说明了流体包裹体的th-盐度变化是由以下几个过程引起：混合作用、传导冷凝以及两者的复合作用。轨迹工的流体包裹体的th-盐度变化用冷海水和岩浆流体的简单混合就可以解释，但是这种简单混合不能解释轨迹Ⅱ的流体包裹体的th-盐度变化（图5-13）。进入冷海水-岩浆流体混合体系的加热海水可能导致再混合流体的盐度增加和温度降低，但不能解释轨迹Ⅱ上的低温、高盐度端员流体的起源（图5-14）。如果来自岩浆流体的高温、高盐度端员以传导冷凝的方式向上排泄，而不与冷海水发生明显的混合作用，那么，流体就会出现只有温度下降而盐度没有明显降低的现象。这种传导冷却的流体若与热海水或再混合流体发生混合作用，将会导致低温、高盐度流体的形成（图5-13）。如果混合和传导冷凝的复合作用导致轨迹Ⅱ流体包裹体中th-盐度变化的观点是正确的，则在矿化中心附近（勘探线3）的任何一个孤立洼地就可能发育成一个卤水池。正如块状硫化物带的流体包裹体特征所表明，由于流体比冷海水密度大，卤水池将接受热海水的连续补给，随流体温度的降低和pH值的变化就会发生块状硫化物的快速堆积。
轨迹Ⅲ由勘探线4附近层控矿带中发育的流体包裹体组成（图5-13A）。它的变化趋势可以由下面的两个机制来解释：①流体混合和②硫化物堆积过程中的流体传导冷凝。岩浆流体和热海水的混合导致了高温、中等盐度流体的形成，而在冷海水与岩浆流体以不同比例组成的混合流体中，热海水的连续加入可能使再混合流体的盐度保持稳定，而温度明显降低（图5-14）。高温、中等盐度的流体，可能来自于岩浆流体和热海水的混合作用，在相对封闭的体系中，传导冷凝将致使流体的温度降低、而盐度保持不变（图5-14）。这个解释得到如下事实的支持：脉状矿石样品（Gc04）中石英的流体包裹体均一温度自310℃到150℃系统地降低（表5-5），但盐度保持不变（杨崇秋，1990）。
将呷村矿床不同部位的流体盐度数据进行对比，可以发现th-盐度在空间上有明显的变化规律。在矿化中心（勘探线3）附近，不论是MSO矿带还是UMO矿带，流体包裹体通常有最高的盐度，而在矿化边缘部位（勘探线12），流体包裹体具有最低的盐度。在矿化中心与边缘之间部分（勘探线4），流体盐度介于两者之间。这种空间变化表明，呷村矿床岩浆流体和海水的混合程度自矿化中心向外逐渐降低。
与UMO和MSO带类似，LSO带的流体包裹体盐度也可以分为明显的两大类（图5-10C），指示了海水与岩浆流体发生了同样的混合作用（表5-5）。这就表明形成LSO带的成矿流体也发生了类似的演化过程。