摘要：夾皮溝金礦集區(qū)位于華北克拉通北緣東段與興蒙造山帶的拼貼部位，是我國最主要的產(chǎn)金地之一。然而該區(qū)金礦床的成礦流體來源和礦床成因類型目前仍存有廣泛爭議；此外，成礦過程中流體的演化以及成礦機(jī)制方面也有待深入研究。為解決上述問題，本文選取該區(qū)規(guī)模最大且最具代表性的三道岔金礦床為研究對(duì)象，在詳細(xì)野外工作的基礎(chǔ)上，對(duì)不同成礦階段的石英開展了系統(tǒng)的流體包裹體顯微測溫、激光拉曼光譜分析以及H-O同位素測試。礦床地質(zhì)和巖相學(xué)特征表明，三道岔金礦床的成礦過程可以劃分為（Ⅰ）乳白色石英階段、（Ⅱ）石英-黃鐵礦階段、（Ⅲ）石英-多金屬硫化物階段和（Ⅳ）石英-碳酸鹽階段，其中階段Ⅱ和Ⅲ代表成礦主階段。在各階段石英中識(shí)別出3種類型的原生流體包裹體，依次為水溶液包裹體（NaCl-H2O，W型）、含CO2水溶液包裹體（NaCl-H2O-CO2，C型）和純CO2包裹體（PC型）。早階段與主階段石英均捕獲C型和W型包裹體，主階段石英還發(fā)育少量PC型包裹體，而晚階段石英中僅見W型包裹體。早、主、晚階段流體包裹體的均一溫度依次為283～411、210～288和131～210 ℃，鹽度（w（NaCl））依次為4.26%～17.48%、2.07%～15.76%和2.57%～14.04%。H-O同位素結(jié)果表明，初始成礦流體來自深源巖漿提供的巖漿水與少量大氣降水的混合，且成礦過程中不斷有大氣降水的加入。自成礦早階段至晚階段，成礦流體逐漸由富含CO2的中溫、中低鹽度NaCl-H2O-CO2體系演化為以H2O為主的低溫、低鹽度NaCl-H2O體系。流體上升演化過程中與圍巖發(fā)生了廣泛的水巖反應(yīng)，壓力突降與大氣降水的持續(xù)加入所引發(fā)的流體不混溶導(dǎo)致CO2和其他氣相成分（如H2S、CH4等）大量逸出與成礦流體物理化學(xué)條件變化，進(jìn)而造成Au-S絡(luò)合物分解、金溶解度降低，從而有利于金和其他成礦元素的卸載。綜合礦床地質(zhì)、流體包裹體和H-O同位素研究結(jié)果，三道岔金礦床屬于中溫?zé)嵋好}型金礦床。

關(guān)鍵詞：流體包裹體；H-O同位素；成礦流體；三道岔金礦床；夾皮溝金礦集區(qū)

doi：10.13278/j.cnki.jjuese.20210324

中圖分類號(hào)：P611

文獻(xiàn)標(biāo)志碼：A

Abstract： The Jiapigou gold ore concentration area， located in the collage section between the northeastern margin of the North China craton and the Xing’an-Mongolian orogenic belt， is one of the most important goldproducing areas in China. However， the origin of the oreforming fluids and genetic types of the gold deposits in the Jiapigou gold ore concentration area" are still widely disputed. Moreover， there is still a chronic lack of systematic research on evolution of the oreforming fluids and oreforming mechanism. To address the problems above， this paper selects the most representative Sandaocha gold deposit in the Jiapigou gold ore concentration area" as an example to carry out a detailed analysis of fluid inclusions， laser Raman spectroscopy and H-O isotopes. Four stages of mineralization have been identified in the Sandaocha gold" deposit： （Ⅰ） milky quartz， （Ⅱ） quartzpyrite， （Ⅲ） quartzpolymetallic sulfide， and （Ⅳ） quartzcarbonate. The stages Ⅱ and Ⅲ represent the main gold mineralization. Three types of primary fluid inclusions （FIs） are identified in quartz formed at different stages： NaCl-H2O-CO2 （C-type）， NaCl-H2O （W-type） and pure CO2 （PC-type）. The earlystage quartz contains C- and W-type FIs， which have homogenization temperatures of 283-411 ℃ and salinities of 4.26%-17.48% NaCl equiv. The mainstage quartz contains all three types of FIs， with homogenization temperatures of 210-288 ℃ and salinities of 2.07%-15.76% NaCl equiv. The latestage quartz contains only W-type FIs with homogenization temperatures of 131-210 ℃ and salinities of 2.57%-14.04% NaCl equiv. The H-O isotope results indicate that the initial oreforming fluid is the mixture of magmatic water and a small amount of meteoric water， and the meteoric water was continuously added to the oreforming fluids during mineralization. The oreforming fluid system evolved from a moderatetemperature and moderate to lowsalinity NaCl-H2O-CO2 system in the early stage to a NaCl-H2O system with a low temperature and salinity in the late stage. Waterrock interactions generally occurred between oreforming fluids and metamorphic wallrocks during fluids migration. The sudden decompression and the addition of meteoric water led to fluid immiscibility and the exsolution of CO2， H2S， and other volatiles. This process destroyed the stability of Au-S complexes and facilitated the precipitation of gold and other oreforming elements. Comprehensive studies of geology， fluid inclusions and H-O isotopes confirm that the Sandaocha gold deposit is a mesothermal hydrothermal vein gold deposit.

Key words：fluid inclusion; H-O isotope; oreforming fluid; Sandaocha gold deposit; Jiapigou gold ore concentration area

0 引言

吉林夾皮溝金礦集區(qū)地處華北克拉通北緣東段與興蒙造山帶的拼貼部位，區(qū)內(nèi)集中分布三道岔、八家子、二道溝等金礦床20余座，礦化點(diǎn)160余處，是國內(nèi)最主要的產(chǎn)金地之一。近年來，在礦田外圍又相繼發(fā)現(xiàn)大洋岔、六批葉等多個(gè)大—中型礦床以及一批成礦遠(yuǎn)景良好的礦化點(diǎn)，預(yù)計(jì)儲(chǔ)量超過150 t，說明該區(qū)仍具有發(fā)現(xiàn)超大型金礦床的潛力。前人已從成巖成礦年代學(xué)、構(gòu)造地質(zhì)學(xué)、巖石地球化學(xué)、流體包裹體、同位素地球化學(xué)等方面對(duì)該區(qū)典型金礦床進(jìn)行了大量研究，但有關(guān)該區(qū)金礦床的成礦流體來源和礦床成因類型仍存有較大分歧。成礦流體來源方面，早期研究認(rèn)為是變質(zhì)流體成礦，而目前爭論的焦點(diǎn)主要集中于幔源或殼源巖漿流體與大氣降水混合。有關(guān)夾皮溝地區(qū)金礦床的成因類型，曾相繼提出綠巖帶型金礦床、（巖漿或變質(zhì)）熱液脈型金礦床和造山型金礦床等3種觀點(diǎn)。上述研究現(xiàn)狀和爭議在一定程度上限制了人們對(duì)該區(qū)大規(guī)模金成礦作用的認(rèn)識(shí)，此外，成礦過程中流體的演化以及成礦機(jī)制等方面也有待深入研究。鑒于此，本文選取區(qū)內(nèi)規(guī)模最大且最具代表性的三道岔金礦床為研究對(duì)象，在詳細(xì)野外工作的基礎(chǔ)上，對(duì)不同成礦階段的石英開展了系統(tǒng)的流體包裹體顯微測溫、激光拉曼光譜分析以及H-O同位素測試，以制約成礦流體來源、性質(zhì)與演化以及成礦元素的遷移、卸載機(jī)理，揭示礦床成礦機(jī)制與成因類型。本次研究可為深入了解三道岔金礦床的成礦過程和成礦規(guī)律提供參考。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

夾皮溝金礦集區(qū)位于華北克拉通北緣東段（在吉林省南東部又稱龍崗高級(jí)地體）與興蒙造山帶之間的夾皮溝地體內(nèi)，一并記錄了這兩個(gè)大地構(gòu)造單元的區(qū)域構(gòu)造演化過程（圖1），是一個(gè)依次經(jīng)歷了前寒武紀(jì)古陸核形成-增生與克拉通化、古陸核裂解與進(jìn)一步固化-增生、古生代古亞洲洋閉合與伸展、中生代古太平洋板塊俯沖以及新生代大陸裂谷環(huán)境的疊加構(gòu)造域。在多期、復(fù)雜的構(gòu)造動(dòng)力學(xué)環(huán)境轉(zhuǎn)換過程中，該區(qū)逐漸形成了以Au為主，F(xiàn)e、Ag、Cu等次之的金屬元素礦集區(qū)。

區(qū)域上出露的地層主要是呈殘留狀分布在龍崗高級(jí)地體內(nèi)的中太古界龍崗巖群中—高級(jí)變質(zhì)巖（（2 950±30） Ma）、呈殘留狀分布在夾皮溝地體內(nèi)的新太古界夾皮溝巖群中—低級(jí)變質(zhì)巖（2 688～2 536 Ma）、古元古界集安巖群中—低級(jí)變質(zhì)巖（2 189～2 156 Ma）、具有構(gòu)造混雜巖性質(zhì)的上古生界呼蘭巖群中—低級(jí)變質(zhì)巖（（287±6） Ma）和北東部興蒙造山帶內(nèi)的下古生界青龍村巖群中—低級(jí)變質(zhì)巖（＞400 Ma），上古生界下二疊統(tǒng)壽山溝組，中生代下侏羅統(tǒng)屯田營組，下白堊統(tǒng)長安組、大砬子組和那爾轟組以及新生界第四系松花江組玄武巖和碎屑沉積物（圖1c）。區(qū)域上發(fā)育的侵入巖主要是在龍崗地體和夾皮溝地體內(nèi)廣泛分布的新太古代古深成侵入巖（主要為英云閃長質(zhì)-花崗閃長質(zhì)片麻巖、二長花崗質(zhì)片麻巖（2 578～2 524 Ma））以及沿夾皮溝斷裂下盤分布的新太古代—古元古代富鉀花崗質(zhì)巖石（約2.52 Ga）、興蒙造山帶一側(cè)大面積出露的晚古生代花崗質(zhì)雜巖（主要為黑云母花崗巖和花崗閃長巖，320～260 Ma）、中生代花崗質(zhì)雜巖（主要為二長花崗巖和花崗閃長巖，168～153 Ma）以及侵入呼蘭群中的少量基性—超基性雜巖體（221～216 Ma）。巖脈主要形成于中三疊世—中侏羅世，包括輝綠巖、煌斑巖、閃長（玢）巖、英安斑巖、花崗斑巖、霏細(xì)巖和花崗細(xì)晶巖等。區(qū)域大型斷裂主要是NE向展布的敦化—密山斷裂、集安—松江斷裂和狹于兩者之間NW向的富爾河、金銀別、夾皮溝斷裂（圖1c），它們先后經(jīng)歷了韌性、韌脆性和脆性變形過程，并在此過程中形成了一系列的NE向、NW向、近EW向和近SN向的次級(jí)斷裂，控制著夾皮溝金礦集區(qū)內(nèi)礦床、礦體的空間分布。

2 礦田與礦床地質(zhì)特征

2.1 礦田地質(zhì)特征

夾皮溝金礦集區(qū)內(nèi)目前已探明三道岔、本區(qū)、八家子、二道溝和小北溝等金礦床20余座，這些金礦床在空間上均受夾皮溝弧形韌性剪切帶（夾皮溝斷裂）的控制，多產(chǎn)出在剪切帶的上盤（北東盤），該剪切帶總體走向NW，傾向NE，傾角在60°～80°之間，延長逾50 km，帶寬在200～500 m之間。剪切帶上盤在長期右行走滑作用下產(chǎn)生一系列不同方向的次級(jí)韌脆性、脆性斷裂，控制著礦體的具體空間分布。其中，貼近夾皮溝主剪切帶的次級(jí)斷裂和礦體多呈NW—NNW向（如二道溝、小北溝、廟嶺），遠(yuǎn)離夾皮溝主剪切帶一側(cè)的次級(jí)斷裂和礦體逐漸呈NNE向（如三道岔）和NE—NEE向（如本區(qū)、八家子、四道岔）。礦田內(nèi)出露大面積的新太古代古深成侵入巖，巖性以花崗閃長質(zhì)、二長花崗質(zhì)片麻巖為主；新太古界夾皮溝群三道溝組表殼巖呈殘留狀分布在其內(nèi)部，普遍受到韌性變形作用（糜棱巖化）和退變質(zhì)作用的強(qiáng)烈影響，巖性主要為斜長角閃（片

麻）巖、角閃斜長片麻巖、條帶狀混合片麻巖和云母片巖等?；◢徺|(zhì)片麻巖和表殼巖是該區(qū)金礦床的主要賦礦圍巖。與礦體在同一斷裂體系內(nèi)伴生大量的中生代巖脈，巖性主要有（斑狀）堿長花崗細(xì)晶巖、花崗斑巖、閃長（玢）巖和花崗閃長巖等。礦體多以脈狀、網(wǎng)脈狀產(chǎn)出，礦化類型以硫化物石英脈型為主，此外還有少量蝕變巖型和角礫巖型。

2.2 礦床地質(zhì)特征

三道岔金礦床位于夾皮溝金礦集區(qū)的北西部，靠近區(qū)域性NW向主剪切帶的上盤一側(cè)，與二道溝金礦床處于相同的成礦構(gòu)造體系內(nèi)，即礦床產(chǎn)在二道溝—三道岔近南北向反“S”型構(gòu)造的北端，整個(gè)礦化蝕變帶沿走向延長約2 000 m，延深超過1 000 m，寬度在100 m以上（圖2a）。礦區(qū)地層主要為夾皮溝群三道溝組變質(zhì)表殼巖，巖性以斜長角閃（片麻）巖為主，呈殘留體狀分布于新太古代古深成侵入巖（花崗質(zhì)片麻巖）中，它們也是三道溝金礦床的主要賦礦圍巖（圖2b）；此外，在礦區(qū)的西南角和河流分布處發(fā)育少量的第四系。中生代侵入巖均以巖脈形式產(chǎn)出，巖性包括閃長（玢）巖、（斑狀）堿長花崗細(xì)晶巖和花崗斑巖，其中尤以花崗斑巖和（斑狀）堿長花崗細(xì)晶巖與金礦化的空間關(guān)系最為密切，它們常與礦體在晚期疊加的脆性斷裂內(nèi)共伴生產(chǎn)出，且產(chǎn)狀基本一致（圖2，圖3a、b）。礦區(qū)主要控礦-容礦構(gòu)造為夾皮溝斷裂所產(chǎn)生的一組次級(jí)NNE向韌脆性-脆性斷裂，早期以韌性剪切作用為主，晚期疊加脆性斷裂作用，由東至西依次有4#、3#、14#和13#等斷裂，走向均在0°～20°之間，傾向SEE，傾角在70°～90°之間（圖2a）。凡在地表被脆性斷裂強(qiáng)烈疊加的剪切帶深部往往礦化較好，而傾角緩、脆性斷裂疊加差的斷裂則礦化弱或不含礦，這些現(xiàn)象說明成礦作用與晚期的脆性斷裂作用過程有關(guān)。

三道岔金礦床幾乎全部由隱伏礦體組成，且6條主礦體均集中分布在3號(hào)剪切帶內(nèi)，由北至南依次為6、4、3、2、1、0號(hào)礦體，呈左行斜列式排布。這些礦體的規(guī)模不等，走向均在0°～30°之間，傾角在80°～87°之間，沿走向延長50～330 m之間，延伸125～430 m之間，平均厚度在1.3～3.2 m之間，平均金品位在10.5～26.5 g/t之間。礦體主要賦存在晚期疊加的脆性斷裂體系內(nèi)，且明顯切割早期韌性變形的構(gòu)造形跡（圖2）。其中，淺部礦體的傾向?yàn)镾EE，而深部礦體發(fā)生反傾，轉(zhuǎn)折端位置在-100～100 m標(biāo)高附近，總體呈現(xiàn)反“S”型特征。主礦體均賦存在轉(zhuǎn)折端以上的淺部中段（100～565 m標(biāo)高），規(guī)模大、延續(xù)性好，金的品位也較高；轉(zhuǎn)折端以下的深部中段只發(fā)現(xiàn)一些零散的、規(guī)模較小的低品位礦體；而在轉(zhuǎn)折端位置，金礦化往往較弱且不具有工業(yè)價(jià)值。礦體形態(tài)以脈狀、透鏡狀和網(wǎng)脈狀為主；礦石構(gòu)造以條帶狀構(gòu)造為主，次為脈狀、團(tuán)塊狀和細(xì)脈-浸染狀構(gòu)造等（圖3c、d）。礦石類型以含金硫化物（主要為黃鐵礦）石英脈型為主，此外，在靠近主礦體的上、下盤以及尖滅、轉(zhuǎn)折端位置還發(fā)育少量低品位蝕變巖型礦石。礦石中的金屬礦物以黃鐵礦為主，次為黃銅礦、閃鋅礦、方鉛礦以及少量的自然金（圖3e—l）;脈石礦物主要為石英、絹云母、綠泥石和方解石等。礦石結(jié)構(gòu)主要為自形—半自形粒狀結(jié)構(gòu)，還常見他型粒狀結(jié)構(gòu)、交代結(jié)構(gòu)和壓碎結(jié)構(gòu)等（圖3i—l）。圍巖蝕變主要為鉀長石化、黑云母化、硅化、綠泥石化、綠簾石化、絹云母化和碳酸鹽化，蝕變分帶性較強(qiáng)，由礦體中心向兩側(cè)依次為強(qiáng)硅化→黃鐵絹英巖化→綠泥石化+綠簾石化→弱鉀化（鉀長石化+黑云母化），硅化和晚期碳酸鹽化普遍疊加在此之上（圖3a、b）。

根據(jù)礦石組構(gòu)特征與礦物共生組合關(guān)系，將熱液成礦過程劃分為4個(gè)階段，階段Ⅰ為成礦早階段，階段Ⅱ和Ⅲ代表主成礦階段，階段Ⅳ為成礦晚階段。（Ⅰ）乳白色石英階段：多形成石英大脈，石英為乳白色、中粗粒、自形—半自形結(jié)構(gòu)，內(nèi)含少量零星浸染狀自形黃鐵礦（圖3c—f）；（Ⅱ）石英-黃鐵礦階段：半自形—自形、細(xì)粒黃鐵礦以細(xì)脈-網(wǎng)脈狀集合體產(chǎn)出（圖3c），局部呈團(tuán)塊狀（圖3f）、稠密浸染狀，黃鐵礦顆粒內(nèi)部發(fā)育裂紋且局部破碎，石英為煙灰色，以半自形細(xì)粒結(jié)構(gòu)為主，該階段卸載少量自然金，多以粒間金和包裹金的形式賦存于細(xì)粒黃鐵礦顆粒的間隙或內(nèi)部（圖3j）；（Ⅲ）石英-多金屬硫化物階段：金屬硫化物以半自形—他形、細(xì)粒結(jié)構(gòu)為主，主要為黃鐵礦和黃銅礦，次為少量的閃鋅礦、方鉛礦和自然金（圖3g、k、l），該階段是最主要的成礦階段，代表成礦主階段的中晚期；（Ⅳ）石英-碳酸鹽階段：代表成礦作用尾聲，發(fā)育少量石英-碳酸鹽細(xì)脈，充填于早階段和主階段脈體的邊緣和裂隙內(nèi)（圖3h），內(nèi)含痕量方鉛礦。

3 樣品與試驗(yàn)方法

在礦床地質(zhì)調(diào)研和巖相學(xué)觀察的基礎(chǔ)上，本次研究選取10件不同成礦階段的石英樣品，對(duì)其內(nèi)部捕獲的原生包裹體進(jìn)行了顯微測溫和激光拉曼探針分析。這些石英樣品分別采自井下0、335、470、515和740 m中段的新12號(hào)礦體。在中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所巖石圈演化國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室對(duì)單個(gè)流體包裹體進(jìn)行了顯微測溫和激光拉曼成分分析。其中，包裹體顯微測溫所用儀器為英國Linkam THMS 600型冷熱臺(tái)，并利用美國FLUIDING公司人工合成流體包裹體標(biāo)樣對(duì)其進(jìn)行了溫度標(biāo)定。該冷熱臺(tái)的測溫范圍為-196～600 ℃，且在-120～-70、-70～100和100～500 ℃溫度區(qū)間內(nèi)的測試精度依次為±0.5、±0.2和±2 ℃。實(shí)驗(yàn)過程中升溫速率一般為0.2～5.0 ℃/min，在接近相變溫度時(shí)將升溫速率降低為0.1 ℃/min，以便獲得更加準(zhǔn)確的相變溫度。激光拉曼成分分析所用儀器為Renishaw RM-2000型激光拉曼光譜儀，波長514 nm，所測光譜的技術(shù)時(shí)間為10 s，每1 cm（波數(shù)）計(jì)數(shù)一次，100～4 000 cm-1全波段一次取峰，激光束斑大小約為1 μm，光譜分辨率2 cm-1。

水溶液包裹體（W型）的鹽度（w（NaCl））由冰點(diǎn)溫度計(jì)算得出；含CO2水溶液包裹體（C型）的鹽度由籠合物融化溫度查表得出。水溶液包裹體的密度根據(jù)其完全均一溫度與鹽度投圖得出；含CO2水溶液包裹體和純CO2包裹體的CO2相密度根據(jù)其CO2相的均一方式和CO2部分均一溫度投圖得出。根據(jù)成礦主階段的純CO2包裹體和與其共存的水溶液包裹體，利用等容線相交法獲得該階段的最小捕獲壓力。

選取2件成礦主階段的石英樣品進(jìn)行了H-O同位素分析。石英單礦物分選工作委托廊坊市宇能巖石礦物分選技術(shù)服務(wù)有限公司完成。首先將測試樣品破碎并篩選至40～80目，進(jìn)而在雙目鏡下挑選出石英單礦物（≥2 g），純度在99%以上。H-O同位素分析在核工業(yè)北京地質(zhì)研究所穩(wěn)定同位素實(shí)驗(yàn)a. 鉀化、硅化及碳酸鹽化的斑狀堿長花崗細(xì)晶巖脈；b. 花崗斑巖脈發(fā)育硅化、絹云母化、綠泥石化、碳酸鹽化和弱鉀化；c、d. 不同成礦階段礦體特征；e. Ⅰ階段乳白色石英大脈中含有零星浸染狀黃鐵礦顆粒；f. Ⅱ階段石英-黃鐵礦在局部呈團(tuán)塊狀集合體大量產(chǎn)出，交代Ⅰ階段乳白色石英；g. Ⅲ階段石英-多金屬硫化物交代Ⅱ階段石英-黃鐵礦；h. Ⅳ階段方解石細(xì)脈切割早期形成的礦體；i. Ⅰ階段零星浸染狀自形黃鐵礦顆粒；j. Ⅱ階段半自形—他形黃鐵礦以集合體形式大量產(chǎn)出，內(nèi)含自然金；k. Ⅲ階段黃鐵礦與黃銅礦共生；l. Ⅲ階段閃鋅礦內(nèi)含自然金。Ⅰ. 乳白色石英階段；Ⅱ. 石英-黃鐵礦階段；Ⅲ. 石英-多金屬硫化物階段；Ⅳ. 石英-碳酸鹽階段。Car. 碳酸鹽化；Chl. 綠泥石化；Kfs. 鉀化；Q. 石英；Ser. 絹云母化；Si. 硅化；Au. 自然金；Ccp. 黃銅礦；Gn. 方鉛礦；Py. 黃鐵礦；Sp. 閃鋅礦。

室完成，使用儀器為Finnigan MAT253型氣體同位素質(zhì)譜儀。采用BrF5法對(duì)石英單礦物的氧同位素進(jìn)行分析，分析精度優(yōu)于±0.2‰，再根據(jù)各成礦階段流體包裹體的平均均一溫度，通過Clayton等提出石英與水的氧同位素分流平衡方程計(jì)算得出δ18OH2O值。氫同位素分析采用爆破法直接獲取流體包裹體中的水，用鋅還原法置換出水中的氫，分析

精度優(yōu)于±1‰。H-O同位素的實(shí)驗(yàn)結(jié)果均以標(biāo)準(zhǔn)平均海洋水（SMOW）為標(biāo)準(zhǔn)給出，具體實(shí)驗(yàn)流程、儀器參數(shù)和標(biāo)樣情況參見劉漢彬等。

4 實(shí)驗(yàn)結(jié)果

4.1 流體包裹體

4.1.1 流體包裹體類型與巖相學(xué)特征

各成礦階段的石英中均捕獲了大量的流體包裹體（圖4），依據(jù)成因分類準(zhǔn)則可以將其分為以下3種類型：1）呈隨機(jī)孤立分布或群狀分布于單顆粒石英內(nèi)部的原生包裹體；2）沿單顆粒石英內(nèi)部愈合的微裂隙或蝕坑分布的假次生包裹體；3）沿切穿相

鄰石英顆粒微裂隙分布的次生包裹體。根據(jù)流體包裹體在室溫條件（25 ℃）下的相態(tài)分類準(zhǔn)則和冷凍、升溫過程中的相態(tài)變化以及激光拉曼分析結(jié)果，將該礦床的原生包裹體分為水溶液包裹體（NaCl-H2O，W型）、含CO2水溶液包裹體（NaCl-H2O-CO2，C型）和純CO2包裹體（PC型）。

W型包裹體：絕大多數(shù)W型包裹體在室溫條件下是由氣相水（VH2O）和液相水（LH2O）組成的兩相包裹體，形態(tài)以長條形、橢圓形、近圓形或不規(guī)則形為主，大小在2～15 μm之間，多數(shù)在3～8 μm之間，氣液比多數(shù)為5%～35%（圖4a、c—e、g）。在成礦早階段和主階段常與C型包裹體共生（圖4a、d、e），在成礦晚階段多孤立存在。此外，在成礦晚階段有極少量的W型包裹體是僅由液相水組成的單相包裹體，通常與兩相水溶液包裹體共生。

C型包裹體：C型包裹體在室溫條件下呈氣相CO2、液相CO2和液相水三相（C1型，VCO2+LCO2+LH2O，圖4a、d）或液相CO2、液相水兩相（C2型，LCO2+LH2O，圖4b）。在降溫過程中（10 ℃或更低），C2型包裹體中出現(xiàn)氣相CO2而變?yōu)镃1型包裹體。此類包裹體多為負(fù)晶形或不規(guī)則形，大小在3～12 μm之間，多數(shù)在5～10 μm之間。該類型包裹體僅見于成礦早階段和主階段，且在室溫狀態(tài)下包裹體中CO2相（LCO2+VCO2或LCO2）的體積分?jǐn)?shù)差別較大，在35%～90%之間，多數(shù)在50%～75%之間（圖4a、b、d），表明其被捕獲時(shí)流體可能處于不混溶狀態(tài)。

PC型包裹體：該類型包裹體在升溫至不超過31.1 ℃時(shí)就已達(dá)到完全均一狀態(tài)，表明其組分幾乎全部為CO2（＞95%）。在室溫條件下呈液相CO2+氣相CO2兩相（LCO2+VCO2）或液相CO2單相（LCO2，圖4f），后者在降溫過程中（10 ℃或更低）出現(xiàn)氣相CO2變?yōu)閮上喟w。此類包裹體通常呈橢圓形、負(fù)晶形或不規(guī)則形，透明度較低，大小在3～10 μm之間，兩相PC型包裹體的氣相百分比在10%～30%之間。此類包裹體常與C型包裹體共生，表明其被捕獲時(shí)流體可能處于不混溶狀態(tài)。

流體包裹體顯微巖相學(xué)特征表明，成礦早階段與主階段石英均發(fā)育C型和W型包裹體，此外成礦主階段還發(fā)現(xiàn)少量PC型包裹體。這些包裹體多為隨機(jī)分布的原生包裹體，常成群分布，個(gè)別為沿裂隙分布的次生包裹體。在同一視域下可見PC型包裹體、不同CO2體積分?jǐn)?shù)的C型包裹體及不同氣液比的W型包裹體共生（圖4a—f），表明其被捕獲時(shí)的成礦流體可能屬于一種不均一的流體體系，暗

示成礦主階段流體發(fā)生過不混溶作用。成礦晚階段石英僅發(fā)育W型包裹體（圖4g），它們?cè)诰植恳源紊w的形式賦存于早階段形成的石英中。

4.1.2 流體包裹體顯微測溫結(jié)果

三道岔金礦床各成礦階段流體包裹體的顯微測溫結(jié)果如表1和圖5所示。成礦早階段石英中捕獲了C型和W型流體包裹體。測得C型包裹體的固態(tài)CO2熔化溫度在-57.5～-56.6 ℃之間，略低于純CO2三相點(diǎn)（-56.6 ℃），說明包裹體的氣相成分除CO2外還含有少量的其他組分（如CH4、N2等）；籠合物熔化溫度在-2.6～7.8 ℃之間，由其

獲得早階段C型包裹體的鹽度在4.26%～17.48%之間；CO2部分均一溫度在21.9～29.7 ℃之間，且全部均一至液相CO2，由其獲得早階段C型包裹體CO2相的密度為0.59～0.76 g/cm3；包裹體最終在288～411 ℃之間達(dá)到完全均一狀態(tài)，且絕大多數(shù)均一至液相CO2。僅測得一個(gè)早階段W型包裹體的完全均一溫度為283 ℃，全部均一至液相。

成礦主階段石英中C型、W型與PC型包裹體共存。其中，C型和PC型包裹體的固態(tài)CO2熔化溫度在-61.5～-56.6 ℃之間；C型包裹體籠合物熔化溫度在3.6～6.4 ℃之間，由其獲得主階段C型包裹體的鹽度在6.71%～11.05%之間；C型和PC型包裹體CO2部分均一溫度在22.3～26.4 ℃之間，并均一至液相CO2，由其獲得主階段C型和PC型包裹體CO2相的密度為0.69～0.75 g/cm3；C型包裹體的完全均一溫度在213～288 ℃之間，且富CO2相和富水相的C型包裹體分別均一至液相CO2和液相水。測得主階段W型包裹體的冰點(diǎn)溫度在-11.8～-1.2 ℃之間，完全均一溫度介于210～270 ℃之間，且大多數(shù)

均一至液相，由冰點(diǎn)溫度計(jì)算出主階段W型包裹體的鹽度為2.07%～15.76%，根據(jù)包裹體的均一溫度與鹽度獲得其密度為0.79～0.96 g/cm3（表1，圖5）。此外，由等容線相交法獲得該階段流體的最小捕獲壓力為55～103 MPa（圖6）。

底圖據(jù)文獻(xiàn)。

成礦晚階段石英僅發(fā)育W型包裹體，測得其冰點(diǎn)溫度在-10.1～-1.5 ℃之間，完全均一溫度在131～210 ℃之間，且全部均一至液相。由冰點(diǎn)溫度計(jì)算出晚階段W型包裹體的鹽度在2.57%～14.04%之間，根據(jù)包裹體的均一溫度與鹽度獲得其密度為0.87～0.98 g/cm3。

4.1.3 流體包裹體成分特征

各成礦階段流體包裹體的代表性激光拉曼光譜如圖7所示。成礦早階段和成礦主階段C型包裹體的氣相成分主要為CO2，此外還含有痕量的CH4和H2S（圖7a），而液相水成分中還含有少量的CO2和N2（圖7e）。成礦主階段PC型包裹體的主要成分是CO2，帶有少量的N2和CH4（圖7c、d）。不同成礦階段捕獲的W型包裹體的成分均以H2O為主，區(qū)別在于早、主階段W型包裹體的氣相成分中還存在少量CO和CO2（圖7b、g），而晚階段W型包裹體則僅由H2O組成（圖7h）。綜合看來，初始含礦流體為富含CO2的NaCl-H2O-CO2體系，CH4和H2S成分的存在表明其具有弱還原性質(zhì)，隨后成礦流體逐漸演化為以H2O為主的NaCl-H2O體系，少量N2的出現(xiàn)暗示成礦流體中可能有大氣降水的加入。

4.2 H-O同位素

三道岔金礦床各成礦階段石英的H-O同位素分析結(jié)果詳見表2和圖8。本次研究測得2件成礦主階段石英的δDH2O值分別為-99.2‰和-103.9‰，δ18O石英值分別為11.4‰和11.7‰，據(jù)此計(jì)算得出與之平衡流體的δ18OH2O值分別為2.0‰和2.3‰。結(jié)合前人的分析結(jié)果，三道岔金礦床成礦早階段、主階段和晚階段的δDH2O值依次為-89.0‰和-88.0‰、-103.9‰～-94.0‰及-91.0‰，δ18O石英值依次為11.2‰和11.1‰、10.8‰～11.7‰及10.9‰，計(jì)算得出δ18OH2O值分別為4.7‰和5.7‰、-1.7‰～2.3‰及-4.6‰。

5 討論

5.1 成礦流體來源

H-O同位素結(jié)果（表2）表明，三道岔金礦床成礦早階段流體的δDH2O值和δ18OH2O值分別為-89.0‰和-88.0‰與4.7‰和5.7‰，該范圍與巖漿水的H-O同位素組成（δDH2O=-80‰～-50‰，δ18OH2O=6‰～10‰）較為接近，但明顯區(qū)別于典型變質(zhì)水的H-O同位素組成（δDH2O=-65‰～-20‰，δ18OH2O=5‰～25‰）；在δDH2O-δ18OH2O圖解（圖8）中，成礦早階段流體的數(shù)據(jù)點(diǎn)投在初始巖漿水區(qū)域的左下方且遠(yuǎn)離變質(zhì)水區(qū)域。上述特征表明，三道岔金礦床的初始含礦流體是來自于巖漿水而非變質(zhì)水。與典型巖漿水的范圍相比，成礦早階段流體的δ18OH2O值略低，暗示初始成礦流體中有少量大氣降水的加入，而δDH2O值的虧損可能與大氣降水的加入或早期巖漿脫氣作用有關(guān)。此外，孫忠實(shí)等測得夾皮溝礦田成礦伴生方解石脈的δ13CPDB值在-5.0‰～-4.2‰之間，與地?；蛏钤磶r漿的碳同位素組成（-7.0‰～-5.0‰）十分接近；Zeng等測得成礦階段黃鐵礦中流體包裹體的3He/4He值和40Ar/36Ar值分別為0.6～2.5和1 444～9 805，也暗示成礦流體具有幔源流體特征，帶有微量的殼源組分。綜上所述，我們認(rèn)為三道岔金礦床的初始成礦流體是具有幔源組分的深源巖漿所提供的巖漿水，并混有少量的大氣降水。

隨后，流體在上升演化過程中與圍巖發(fā)生了廣泛的水巖反應(yīng)，證據(jù)有以下幾點(diǎn)：1）水巖反應(yīng)在熱液金礦床中普遍發(fā)生，含礦流體與圍巖之間通過水巖反應(yīng)不斷進(jìn)行成分交換，并在礦體兩側(cè)形成一系列熱液蝕變，在三道岔金礦床具體表現(xiàn)為鉀化、硅化、青磐巖化、碳酸鹽化等；2）三道岔金礦床成礦早階段流體鹽度的變化范圍（4.26%～17.48%）較高，而區(qū)內(nèi)變質(zhì)圍巖中的流體包裹體則具有較高的鹽度（36.5%～54.8%）；3）成礦流體與圍巖之間的水巖反應(yīng)通常在280～380 ℃之間最為強(qiáng)烈，這一溫度區(qū)間與三道岔金礦床成礦早階段流體包裹體的均一溫度（283～411 ℃）區(qū)間十分接近；4）前人研究表明鄰近的本區(qū)、二道溝、小北溝和四道岔等金礦床的成礦流體與變質(zhì)圍巖普遍發(fā)生過水巖反應(yīng)。這些證據(jù)證明三道岔金礦床的成礦流體與變質(zhì)圍巖發(fā)生了水巖反應(yīng)，也解釋了為何此前有學(xué)者提出夾皮溝地區(qū)金礦床的成礦流體具有變質(zhì)流體特征。

5.2 成礦流體性質(zhì)與演化

流體包裹體巖相學(xué)特征和顯微測溫結(jié)果顯示，三道岔金礦床成礦早階段石英捕獲的包裹體類型為C型和W型，其完全均一溫度和鹽度分別在288～411 ℃和4.26%～17.48%之間（表1）；激光拉曼成分分析結(jié)果顯示這些流體包裹體的成分以CO2和H2O為主，此外還有少量的CH4、H2S和CO等（圖7a、b）。上述結(jié)果表明三道岔金礦床的初始成礦流體屬于富含CO2的中溫、中低鹽度CO2-NaCl-H2O體系。

成礦主階段石英捕獲的流體包裹體類型以W型和C型為主，此外還有少量的PC型。該階段流體包裹體的完全均一溫度和鹽度分別為210～288 ℃和2.07%～15.76%（表2），包裹體的成分主要是H2O和CO2，次為痕量的CH4和N2（圖7c—f）。成礦主階段流體的δDH2O值和δ18OH2O值分別為-103.9‰～-94.0‰和-1.7‰～2.3‰（表2），與成礦早階段相比，δ18OH2O值明顯降低，在δDH2O-δ18OH2O圖解中（圖8）對(duì)應(yīng)的數(shù)據(jù)點(diǎn)明顯向大氣降水線一側(cè)發(fā)生移動(dòng)，說明成礦主階段流體中持續(xù)有大氣降水的加入。

流體包裹體巖相學(xué)、顯微測溫和成分特征表明，三道岔金礦床的成礦流體很可能發(fā)生了不混溶作用，證據(jù)主要有以下幾點(diǎn)：1）W型、C型和PC型包裹體在同一石英顆粒中成群分布，表明其被捕獲時(shí)成礦流體可能正處于一種不均衡的熱液體系狀態(tài)；2）富CO2相和富H2O相的C型包裹體具有相近的均一溫度，但分別均一至液相CO2和液相H2O，而具有不同氣液比的W型包裹體在相近的均一溫度下分別均一至氣相水和液相水；3）C型包裹體的完全均一溫度總體略高于W型包裹體；4）成礦主階段共存的C型和PC型包裹體具有相近的CO2部分均一溫度（表1），表明其富CO2端元可能是同一CO2-H2O流體分離的結(jié)果。上述證據(jù)均表明三道岔金礦床的成礦流體在成礦過程中發(fā)生了不混溶作用，因此這些包裹體的完全均一溫度和壓力可以代表其捕獲溫度和壓力，無需進(jìn)行壓力校正。綜上所述，隨著成礦流體的演化和大氣降水的加入，主階段成礦流體逐漸演化為以中溫為主、中低鹽度共存的NaCl-H2O-CO2不混溶體系。

中溫、中低鹽度熱液流體的不混溶通常與韌脆性構(gòu)造體系轉(zhuǎn)換所導(dǎo)致的壓力突降或不同性質(zhì)流體的混合作用有關(guān)（或二者皆有）。前文已述，三道岔金礦床的主要控礦-容礦構(gòu)造為夾皮溝斷裂所產(chǎn)生的一組次級(jí)NNE向韌脆性-脆性斷裂，早期以韌性剪切作用為主，晚期在近地表處疊加脆性斷裂作用，這使得流體在上升過程中發(fā)生壓力突降成為了可能。如圖6所示，利用等容線相交法獲得三道岔金礦床成礦主階段流體包裹體的最小捕獲壓力為55～103 MPa，同樣表明成礦過程中可能存在壓力突降。此外，如果是由壓力突降導(dǎo)致NaCl-CO2-H2O體系流體發(fā)生了不混溶作用，那么流體中的CH4、H2S、N2和CO等組分更傾向于富集在C型或PC型包裹體的CO2相中，且它們的含量隨著包裹體CO2相比例的增加而增加，這也與本次激光拉曼分析的結(jié)果相一致（圖7a—f）。另一方面，H-O同位素結(jié)果表明三道岔金礦床的成礦流體中持續(xù)有代表低溫、低鹽度的大氣降水加入；此外，如圖9所示，各階段流體包裹體的均一溫度和鹽度均具有較大的變化范圍；這些證據(jù)均暗示流體不混溶還可能與不同性質(zhì)流體的混合有關(guān)。因此，我們認(rèn)為三道岔金礦床成礦流體發(fā)生的不混溶現(xiàn)象是壓力突降與大氣降水持續(xù)加入共同作用的結(jié)果。

成礦晚階段石英中僅發(fā)育W型包裹體，其完全均一溫度和鹽度分別為131～210 ℃、2.57%～14.04%（表1）。激光拉曼能譜分析顯示該階段包裹體的成分僅為H2O，說明CO2、H2S、CH4和其他氣

相組分已在流體不混溶作用過程中大量逸出。此外，成礦晚階段流體的δDH2O值和δ18OH2O值分別為-91.0‰和-4.6‰（表2），相對(duì)于成礦主階段δ18OH2O值進(jìn)一步減??；在δDH2O-δ18OH2O圖解（圖8）中，晚階段成礦流體的數(shù)據(jù)點(diǎn)遠(yuǎn)離巖漿水區(qū)域而更加靠近大氣降水線一側(cè)。可見，隨著大氣降水的持續(xù)加入以及不混溶過程中CO2等揮發(fā)分的大量逸出，至成礦晚階段流體已演化為以H2O為主的低溫、低鹽度NaCl-H2O體系。

綜上所述，三道岔金礦床的成礦流體與變質(zhì)圍巖發(fā)生了廣泛的水巖反應(yīng)，成礦過程中伴隨著大氣降水的加入，自成礦早階段至成礦晚階段，成礦流體逐漸由富含CO2的中溫、中低鹽度NaCl-H2O-CO2體系演化為以H2O為主的低溫、低鹽度NaCl-H2O體系，期間發(fā)生了流體不混溶作用和CO2、H2S、CH4等氣相組分的大量逸出。

5.3 成礦元素遷移與卸載

目前普遍認(rèn)為，熱液金礦床成礦流體中的金主要是以Au-S絡(luò)合物或Au-Cl絡(luò)合物的形式運(yùn)移，而在富硫、溫度為200～400 ℃、壓力為200 MPa左右、近中性—弱酸性的流體中，金運(yùn)移的主要載體是Au-S絡(luò)合物（如Au（HS）2-和Au（HS）0）。已有研究表明，夾皮溝地區(qū)金礦床成礦流體的Eh值和pH值分別在-0.88～-0.36和4.65～8.58之間，屬弱還原、近中性—弱酸性流體，由此推斷該區(qū)成礦流體中的金最有可能以Au-S絡(luò)合物的形式運(yùn)移，這也與礦石中的金多以金屬硫化物（特別是黃鐵礦）為載體的現(xiàn)象一致（圖3j、l）。激光拉曼分析結(jié)果顯示，成礦早階段和主階段包裹體成分中含有大量的CO2和少量的H2S（圖7a—g），前者在金的運(yùn)移過程中發(fā)揮了重要作用，它可以使流體的pH值保持在令含金絡(luò)合物穩(wěn)定的范圍內(nèi)，從而提高金的溶解度；而后者則可以與金形成穩(wěn)定的Au-S絡(luò)合物，使成礦流體中的金以穩(wěn)定的形勢富集和運(yùn)移。此外，如前文所述，成礦過程中流體發(fā)生了不混溶作用，該作用導(dǎo)致了CO2和H2S等氣相成分大量出溶和成礦流體物理化學(xué)條件的變化，破壞Au-S絡(luò)合物的穩(wěn)定性并使其分解，進(jìn)而降低金的溶解度并最終導(dǎo)致金和其他金屬硫化物的沉淀。同時(shí)，成礦主階段包裹體中存在的少量有機(jī)組分（如CH4，圖7d、f）可以增加成礦流體不混溶的規(guī)模，提高流體運(yùn)移和卸載成礦元素的能力，促進(jìn)流體從圍巖中對(duì)金和其他金屬元素的提取?？傊?，由流體不混溶所引發(fā)的Au-S絡(luò)合物穩(wěn)定性的破壞是成礦元素卸載的主要原因。

5.4 礦床成因類型

本文通過詳實(shí)的礦床地質(zhì)、流體包裹體和H-O同位素研究，并結(jié)合前人研究成果，認(rèn)為三道岔金礦床應(yīng)屬于中溫?zé)嵋好}型金礦床，主要依據(jù)如下：

1）礦體與花崗斑巖、（斑狀）堿長花崗細(xì)晶巖巖脈的空間關(guān)系密切，它們常在晚期疊加的脆性斷裂內(nèi)共伴生產(chǎn)出，產(chǎn)狀基本一致（圖2），且?guī)r脈普遍發(fā)育與成礦相關(guān)的熱液蝕變（圖3a、b）。

2）夾皮溝斷裂在長期右行剪切作用下所派生出的一組NNE向次級(jí)韌脆性-脆性斷裂嚴(yán)格控制著礦體的產(chǎn)狀與分布，礦體主要賦存在晚期疊加的脆性斷裂體系內(nèi)，這與中溫?zé)嵋好}型金礦床的控礦構(gòu)造體系一致。

3）礦石類型以含金硫化物石英脈型為主，礦石中的金屬礦物主要為黃鐵礦，次為黃銅礦、閃鋅礦、方鉛礦以及少量的自然金（圖3e—l）；圍巖蝕變主要發(fā)育鉀長石化、黑云母化、硅化、綠泥石化、綠簾石化、絹云母化和碳酸鹽化，且蝕變分帶現(xiàn)象較為明顯，由礦體中心向兩側(cè)圍巖依次為強(qiáng)硅化帶→黃鐵絹英巖化帶→青磐巖化帶（綠泥石化+綠簾石化）→鉀化帶（鉀長石化+黑云母化），硅化和晚期碳酸鹽化普遍疊加在此之上；上述礦化蝕變特征均與典型中溫?zé)嵋好}型金礦床一致。

4）三道岔金礦床的初始成礦流體來自巖漿水和少量大氣降水的混合，成礦過程中伴有大氣降水的持續(xù)加入，所捕獲包裹體的類型主要為C型、W型以及少量的PC型，其完全均一溫度和鹽度分別在131～411 ℃和2.07%～17.48%之間，包裹體氣相成分主要為H2O和CO2，次為少量的CH4、H2S和N2等，這些成礦流體特征與典型中溫?zé)嵋好}型金礦床基本一致。

6 結(jié)論

1）三道岔金礦床受夾皮溝斷裂所派生出的一組NNE向次級(jí)韌脆性-脆性斷裂的控制，礦體主要賦存于晚期疊加的脆性斷裂體系內(nèi)；礦石類型以含金硫化物石英脈型為主，整個(gè)熱液成礦過程可以劃分為（Ⅰ）乳白色石英階段、（Ⅱ）石英-黃鐵礦階段、（Ⅲ）石英-多金屬硫化物階段和（Ⅳ）石英-碳酸鹽階段，其中階段Ⅱ和Ⅲ代表成礦主階段。

2）初始成礦流體來自深源巖漿提供的巖漿水與少量大氣降水的混合，屬于富含CO2的中溫、中低鹽度NaCl-H2O-CO2體系，隨后流體在上升演化過程中持續(xù)有大氣降水加入并與圍巖發(fā)生了廣泛的水巖反應(yīng)，至成礦晚階段流體逐漸演化為以H2O為主的低溫、低鹽度NaCl-H2O體系。

3）成礦過程中，壓力突降與大氣降水持續(xù)加入共同引發(fā)了流體不混溶作用是重要的成礦機(jī)制，其導(dǎo)致了CO2、H2S和CH4等氣相組分的大量逸出和Au-S絡(luò)合物穩(wěn)定性的破壞，是成礦元素卸載的主要原因。

4）三道岔金礦床的地質(zhì)、流體包裹體和H-O同位素特征共同揭示該礦床屬于中溫?zé)嵋好}型金礦床。

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