鞠培姣，賴健清，莫青云，石 堅(jiān), ，譚輝躍，陶詩(shī)龍

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湖南雙峰縣包金山金礦成礦流體與礦床成因

鞠培姣1，賴健清1，莫青云1，石 堅(jiān)1, 2，譚輝躍2，陶詩(shī)龍1

(1. 中南大學(xué)有色金屬成礦預(yù)測(cè)與地質(zhì)環(huán)境監(jiān)測(cè)教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室地球科學(xué)與信息物理學(xué)院，長(zhǎng)沙 410083；2. 湖南省有色地質(zhì)勘查局二總隊(duì)，湘潭 411102)

包金山金礦位于湖南省雙峰金礦帶上，根據(jù)礦床地質(zhì)特征將成礦作用劃分為變質(zhì)熱液期、巖漿熱液期和熱液疊加期等3個(gè)成礦期，并將巖漿熱液期細(xì)分為乳白色石英脈階段(A)、煙灰色石英脈階段(B)和碳酸鹽?石英細(xì)脈階段(C)3個(gè)礦化階段。通過流體包裹體顯微測(cè)溫、包裹體成分分析及氫氧同位素組成分析來研究礦床成礦流體特征，并分析礦床成因。包裹體巖相學(xué)研究發(fā)現(xiàn)，A、B階段的石英中發(fā)育3類包裹體：氣液兩相包裹體(I型)、水溶液?CO2包裹體(II型)和純CO2包裹體(III型)。A階段發(fā)育大量I型包裹體和極少量II型包裹體，均一溫度集中于260~380 ℃，鹽度為3.12%~15.42%；B階段發(fā)育I型包裹體，II型及III型包裹體明顯增多，均一溫度集中于250~370 ℃，鹽度為2.31%~12.29%。群體包裹體氣相成分以H2O和CO2為主，還含有N2、CH4、H2、CO等，液相成分主要為Ca2+、Na+、Mg2+、SO42?、Cl?和NO3?。礦床主成礦期流體屬低鹽度、中高溫、富CO2的Ca2+(Na+、Mg2+)-SO42?(Cl?、NO3?)-H2O-CO2體系，估算成礦壓力為70~113 MPa，估算最大成礦深度為4.2km。氫氧同位素分析表明主成礦階段的流體來源于原生巖漿水。礦床成因類型為變質(zhì)熱液疊加中溫巖漿熱液充填交代型礦床。

流體包裹體；氫氧同位素；成礦流體；礦床成因；包金山金礦

包金山金礦在區(qū)域上位于白馬山?龍山東西向構(gòu)造帶與溈山?紫云山北西向復(fù)背斜帶的復(fù)合部位，紫云山復(fù)式巖體北端突起的外接觸帶中。礦山距雙峰縣城北東21 km，屬梓門橋鎮(zhèn)管轄。周興良等[1]簡(jiǎn)要介紹了礦床地質(zhì)特征，提出其成因類型為中低溫變質(zhì)?熱液型礦床，工業(yè)類型為破碎帶蝕變巖型金礦床。至今未有學(xué)者對(duì)成礦流體的特征進(jìn)行探討，本文作者首次對(duì)礦化石英脈中的流體包裹體進(jìn)行巖相學(xué)分析、群體包裹體成分分析、氫氧同位素分析和顯微測(cè)溫，查明了該礦床主成礦期流體包裹體的基本類型，分析成礦流體的特征及成礦物理化學(xué)條件，為研究成礦作用過程及礦床成因提供依據(jù)。

1 成礦地質(zhì)背景

研究區(qū)位于湘中成礦區(qū)北東部，隸屬雙峰金礦帶。其大地構(gòu)造位置屬華夏微板塊與揚(yáng)子微板塊的結(jié)合部位，構(gòu)造復(fù)雜，巖漿活動(dòng)頻繁。區(qū)內(nèi)出露地層包括中元古界冷家溪群、新元古界板溪群馬底驛組，震旦系，寒武系，奧陶系，泥盆系，石炭系，白堊系，古近系和第四系(見圖1)。其中，馬底驛組為賦礦層位，巖性有淺變質(zhì)砂巖、含鈣板巖、條帶狀大理巖和碳質(zhì)板巖，分布在紫云山巖體的隆起帶核部。

區(qū)域經(jīng)歷了漫長(zhǎng)復(fù)雜的構(gòu)造活動(dòng)，至少有四期：雪峰運(yùn)動(dòng)、加里東運(yùn)動(dòng)、印支運(yùn)動(dòng)和燕山運(yùn)動(dòng)。前兩期以褶皺斷裂為主，后兩期有廣泛的巖漿活動(dòng)。褶皺構(gòu)造主要發(fā)育近SN向紫云山?永福寺復(fù)式背斜[1]。斷裂構(gòu)造主要有NE向和EW向兩組，其中EW向的張扭性斷裂有明顯的絹云母化、硅化、黃鐵礦化，為主要的導(dǎo)礦和容礦構(gòu)造。

區(qū)內(nèi)巖漿活動(dòng)頻繁，具多期活動(dòng)特點(diǎn)。包金山南鄰紫云山巖體，東約5 km處出露歇馬巖體，均呈巖基狀產(chǎn)出。紫云山復(fù)式巖體呈近SN向的不規(guī)則形態(tài)，出露面積約280 km2，與區(qū)內(nèi)金礦形成關(guān)系密切，為印支期?燕山期侵入，主要由中?；◢忛W長(zhǎng)巖和晚期侵入體中粒黑云母花崗巖組成，分別分布于巖體的邊部和中心部位，前者為紫云山巖體的主體[2]。

圖1 湖南省雙峰金礦帶地質(zhì)簡(jiǎn)圖(據(jù)文獻(xiàn)[1]修改)：1—第四系；2—古近系；3—白堊系；4—石炭系；5—泥盆系；6—奧陶系；7—寒武系；8—震旦系；9—板溪群馬底驛組；10—冷家溪群；11—黑云母花崗巖；12—花崗閃長(zhǎng)巖；13—地質(zhì)界線；14—斷層；15—金礦床(點(diǎn))

2 礦床地質(zhì)特征

2.1 礦區(qū)地質(zhì)

礦區(qū)地層為新元古界板溪群馬底驛組(Pt3)泥質(zhì)、粉砂質(zhì)碎屑巖夾碳酸鹽巖[3]?？煞譃?個(gè)巖性段，礦區(qū)出露第2巖性段?鈣質(zhì)板巖段(Pt32)，為含礦巖系(見圖2)。該巖性段可分為3個(gè)小層，與賦礦有關(guān)的主要是第2小層(Pt32-2)。地層總體色調(diào)是以灰?灰白?灰綠色為主，角礫化發(fā)育，有明顯的蝕變特征。巖石中常見條帶狀、瘤狀和角礫狀大理巖，發(fā)育絹云母化、硅化和黃鐵礦化等蝕變。

區(qū)內(nèi)褶皺構(gòu)造不發(fā)育，總體呈一向北傾的單斜構(gòu)造，地層產(chǎn)狀平緩，傾角20°~30°。斷裂極為發(fā)育，主要有近EW向、NNE向、層間破碎帶和NW向斷層4組。近EW向斷裂為礦區(qū)的主要控礦構(gòu)造，控制礦床的空間定位；層間破碎帶和NW向斷層是礦區(qū)重要的賦礦構(gòu)造，其與近EW向斷層的組合確定了金鎢礦體的空間定位；NNE向斷裂是礦區(qū)的主要破礦構(gòu)造(見圖2)。

礦區(qū)內(nèi)巖漿巖主要為花崗斑巖。地表見一條巖脈出露，分布于礦區(qū)中部，走向310°，傾向NE，傾角46°~68°。坑道還見有2條花崗斑巖脈，走向NWW-NW，傾向NE?；◢彴邘r脈在深部形態(tài)穩(wěn)定，在巖脈弧狀拐彎處上、下盤的破碎蝕變帶中常發(fā)育較富金礦體，說明巖漿活動(dòng)提供了部分成礦物質(zhì)和熱源，與成礦關(guān)系較為密切。

圖2 包金山礦區(qū)地質(zhì)圖(據(jù)文獻(xiàn)[3]修改)：1—板溪群馬底驛組第二段第三層；2—板溪群馬底驛組第二段第二層；3—板溪群馬底驛組第二段第一層；4—花崗斑巖脈；5—蝕變巖；6—破碎蝕變帶及編號(hào)；7—礦體；8—地質(zhì)界線；9—斷層及其編號(hào)

2.2 礦體特征

包金山金礦體主要分布于礦區(qū)東部花崗斑巖脈的上、下盤，呈透鏡狀、板柱狀、管狀和似層狀賦存于F7、F9斷層破碎帶及其上下盤蝕變帶內(nèi)，于構(gòu)造結(jié)合部位富集(見圖3)。賦礦巖層為馬底驛組第二巖性段灰綠色中厚層狀含粉砂質(zhì)鈣質(zhì)板巖、條帶狀鈣質(zhì)板巖、斑點(diǎn)狀板巖。

按礦石礦物組合特征，礦化類型可分為石英脈型和破碎帶蝕變巖型。

石英脈型金(鎢)礦體的含金石英脈賦存于NW向斷裂帶中，呈不規(guī)則短脈狀、透鏡狀。圍巖褪色化、硅化、黃鐵礦化、磁黃鐵礦化強(qiáng)烈。在構(gòu)造結(jié)合部位的石英脈內(nèi)和石英脈與圍巖接觸帶上可見明金，并伴有鉛鋅礦化、黃銅礦化。局部可見白鎢礦呈團(tuán)塊狀、細(xì)脈狀充填于石英脈中部。

破碎帶蝕變巖型金礦體主要發(fā)育于F9斷層破碎帶及其上下盤的層間破碎帶中，呈脈狀、似層狀產(chǎn)出，礦體及圍巖硅化、黃鐵礦化、磁黃鐵礦化、絹云化、綠泥石化強(qiáng)烈，石英脈和石英塊體較發(fā)育。

原生礦石礦物成分比較簡(jiǎn)單，除自然金外、還有白鎢礦，金屬硫化物主要有黃鐵礦、磁黃鐵礦，次為黃銅礦、輝銻礦、方鉛礦、閃鋅礦、毒砂等，脈石礦物主要為石英、方解石、鐵白云石、絹云母和綠泥石。表生礦物主要有褐鐵礦、孔雀石等。礦石結(jié)構(gòu)主要為它形粒狀結(jié)構(gòu)、充填交代結(jié)構(gòu)和壓碎結(jié)構(gòu)。礦石構(gòu)造以浸染狀為主，次為角礫狀、細(xì)脈狀和條帶狀構(gòu)造等。

圍巖蝕變主要有碳酸鹽化、硅化、黃鐵礦化、綠泥石化和絹云母化，其中以碳酸鹽化、硅化、黃鐵礦化與金和鎢礦化關(guān)系最為密切。在破碎蝕變帶內(nèi)，當(dāng)三者疊加且強(qiáng)烈時(shí)，往往形成較富的礦體。

圖3 包金山礦區(qū)I-I’剖面圖(據(jù)文獻(xiàn)[3]修改)：1—花崗斑巖；2—石英脈；3—斷層破碎帶；4—金礦體；5—推測(cè)金礦體；6—采空區(qū)；7—實(shí)測(cè)及推測(cè)地質(zhì)界線；8—斷層及編號(hào)

2.3 成礦期和礦化階段

根據(jù)野外穿插關(guān)系和鏡下特征，將礦床成礦作用劃分為3個(gè)成礦期，分別為變質(zhì)熱液期、巖漿熱液期和熱液疊加期。

1) 變質(zhì)熱液期

早期白云質(zhì)灰?guī)r和泥灰?guī)r經(jīng)區(qū)域變質(zhì)形成鈣質(zhì)板巖、斑點(diǎn)板巖等，普遍發(fā)育絹云母化和綠泥石化；經(jīng)過變質(zhì)作用，板巖中黃鐵礦和磁黃鐵礦發(fā)育，黃鐵礦自形程度較高，呈稀疏浸染狀分布；少量黃鐵礦被交代形成磁黃鐵礦，磁黃鐵礦呈黃鐵礦假象。區(qū)域變質(zhì)形成的板巖常被后期的構(gòu)造破壞出現(xiàn)揉皺現(xiàn)象，并且常充填乳白?煙灰相間的石英脈。成礦作用發(fā)生在條帶狀、瘤狀大理巖及鈣質(zhì)板巖中，主要交代變質(zhì)巖，有強(qiáng)烈的絹云母化、碳酸鹽化、綠泥石化和硅化等，常見角礫巖化現(xiàn)象，星點(diǎn)狀出現(xiàn)毒砂、黃鐵礦、黃鐵礦假象的磁黃鐵礦等金屬礦物，未見明金。

2) 巖漿熱液期

與印支期中酸性巖漿有關(guān)的熱液活動(dòng)形成NW向含金石英脈，充填于NW向張性斷裂中。該期是礦區(qū)主成礦期，不僅形成含金石英脈，還對(duì)前期的含金蝕變巖有強(qiáng)烈的改造作用，使石英脈附近的金品位明顯提高，可見粗粒自然金。成礦作用可分為3個(gè)階段。

A階段，即乳白色石英脈階段。以乳白色石英和分布于脈兩側(cè)的對(duì)稱帶狀白鎢礦為特征，沿NW向裂隙充填，含極少量硫化物，有金礦化。該階段乳白色石英被構(gòu)造破壞，形成角礫狀并被后期煙灰色石英充填交代(見圖4(a))；白鎢礦與乳白色石英關(guān)系密切，多見白鎢礦呈對(duì)稱梳狀構(gòu)造分布于石英脈兩側(cè)(見圖4(c)和(d))，或呈角礫狀生長(zhǎng)于乳白色石英中，顯微鏡下可見白鎢礦被后期輝銻礦沿裂隙充填交代；乳白色石英中局部可見明金，不與其他金屬礦物伴生(見圖4(b))。

B階段，即煙灰色石英脈階段。A階段石英脈受構(gòu)造作用發(fā)生碎裂及局部角礫巖化，擴(kuò)容空間中的熱液充填交代作用沉淀煙灰色石英及細(xì)粒黃鐵礦等，局部見有細(xì)粒白鎢礦呈細(xì)脈狀，也有團(tuán)塊狀白鎢礦在脈中部發(fā)育。該階段金進(jìn)一步富集，成為粗粒明金(見圖4(e))。伴生的金屬礦物主要為方鉛礦，次為黃鐵礦和磁黃鐵礦。自然金有三種賦存狀態(tài)：裂隙金(見圖4(f))、包裹金(見圖4(g))和接觸金(見圖4(h))。

C階段，即碳酸鹽?石英脈階段。該階段可見微細(xì)脈狀絹云母、黃鐵礦，有時(shí)可見裂隙狀充填的明金細(xì)脈，是熱液進(jìn)一步活動(dòng)的結(jié)果。碳酸鹽礦物主要為方解石，穿插自然金和方鉛礦。

圖4 包金山金礦床巖漿熱液期不同階段特征(Qtz—石英；Gl—自然金；Gn—方鉛礦；Po—磁黃鐵礦；Sh—白鎢礦)：(a) 乳白色石英角礫被后期煙灰色石英充填膠結(jié)；(b) 乳白色石英中的明金；(c) 石英脈兩側(cè)發(fā)育呈對(duì)稱梳狀的白鎢礦；(d) 紫外線燈下白鎢礦特征(視域同圖4(c))；(e) 乳白色石英經(jīng)過煙灰色石英的疊加改造使自然金富集；(f) 石英裂隙中充填自然金和方鉛礦；(g) 方鉛礦中包裹著顆粒粗大的自然金；(h) 方鉛礦與石英脈接觸帶處自然金和磁黃鐵礦發(fā)育

3) 熱液疊加期

發(fā)育于花崗閃長(zhǎng)斑巖與鈣質(zhì)板巖接觸帶兩側(cè)，以含石英?輝銻礦細(xì)脈為特色，寬度不大。晚期形成的輝銻礦?石英細(xì)脈穿插巖漿熱液期形成的石英脈、巖體和圍巖。顯微鏡下輝銻礦呈針狀，與石英形成石英?輝銻礦脈充填于圍巖裂隙中。

3 分析方法

3.1 包裹體顯微測(cè)溫分析

本研究中樣品采自包金山金礦床的礦化石英脈，包括乳白色石英脈和煙灰色石英脈，挑選不同成礦階段、不同標(biāo)高、透明礦物相對(duì)發(fā)育且具代表性的樣品制成包裹體光薄片。對(duì)各階段石英中的流體包裹體進(jìn)行了鏡下巖相學(xué)研究，最終挑選出11件樣品進(jìn)行顯微測(cè)溫，涵蓋了巖漿熱液期的2個(gè)主成礦階段(A階段和B階段)。

顯微測(cè)溫工作在中南大學(xué)地球科學(xué)與信息物理學(xué)院流體包裹體實(shí)驗(yàn)室完成，儀器為L(zhǎng)inkam THMS?600型地質(zhì)用冷熱臺(tái)，可操作溫度范圍為?196~600 ℃，經(jīng)校準(zhǔn)，在溫度為?196~30 ℃時(shí)，設(shè)備精度為0.1 ℃；溫度為30~600 ℃時(shí)，精度為1 ℃。測(cè)定包裹體的完全冷凍溫度f，完全均一溫度h，固態(tài)CO2的熔化溫度m(CO2)，CO2相部分均一溫度h(CO2)，籠合物的最終熔化溫度m(cla)，以及冰的最終熔化溫度m(ice)。利用冰的最終熔化溫度m(ice)(水溶液包裹體)或籠合物的最終熔化溫度m(cla)(水溶液-CO2包裹體)，通過BROWN[4]的FLINCOR程序，采用BROWN等[5]的等式計(jì)算了流體包裹體的鹽度。

3.2 群體包裹體成分分析

本研究中選用5件樣品(BJJ-346-2、BJJ-346-3、BJJ-346-4、BJJ-346-5和BJJ-346-6)進(jìn)行測(cè)試。先將樣品粉碎，經(jīng)篩分、清洗晾干、磁選后，在雙目鏡下挑選，得到純度大于99%的石英單礦物樣品，用于氣、液相成分分析[6]。流體包裹體的無機(jī)氣相及離子色譜分析在核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測(cè)試研究中心完成，測(cè)試儀器為PE.Clarus600型氣相色譜儀和DIONEX?500型離子色譜儀。

3.3 氫氧同位素分析

用于氫氧同位素測(cè)試的樣品為采自包金山礦區(qū)B階段的5件含金黃鐵礦石英脈(BJJ346-2，BJJ346-3，BJJ346-4，BJJ346-5，BJJ346-6)，將樣品粉碎，選出純度達(dá)99%的石英單礦物，送至核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測(cè)試研究中心進(jìn)行測(cè)試。所用儀器為MAT?253型穩(wěn)定同位素質(zhì)譜儀，氫同位素分析精度為±0.2%，氧同位素分析精度為±0.02%。氧同位素的測(cè)試采用BrF5法[7]：在真空、550~700 ℃條件下，石英樣品與純BrF5反應(yīng)得到O2，經(jīng)純化后的O2在700 ℃條件下，經(jīng)由鉑的催化作用與碳棒反應(yīng)，生成CO2氣體，再送質(zhì)譜測(cè)試，獲得氧同位素組成；氫同位素的分析采用熱爆裂法：在真空條件下采用熱爆法打開包裹體，提取其中的H2O，獲得的H2O與鋅反應(yīng)，獲得H2，經(jīng)質(zhì)譜測(cè)試，得到氫同位素組成，以平均海洋水為 標(biāo)準(zhǔn)。

4 測(cè)試結(jié)果

4.1 流體包裹體顯微測(cè)溫

4.1.1 流體包裹體類型

包裹體的巖相學(xué)研究表明，礦區(qū)石英中原生包裹體發(fā)育(見圖5)，根據(jù)其在室溫(20 ℃)下的相態(tài)特征可分為如下3類。

1) I型包裹體：室溫下呈氣液兩相產(chǎn)出，由鹽水溶液及氣泡組成，氣相體積分?jǐn)?shù)為10%~70%，根據(jù)最終均一相態(tài)，又劃分為Ia及Ib兩個(gè)亞類型，Ia型包裹體氣相體積分?jǐn)?shù)低于50%，最終均一為水溶液相(見圖5(a))；Ib型包裹體氣相體積分?jǐn)?shù)大于50%，最終均一為氣相(見圖5(b))。該類包裹體直徑約3~13 μm，多呈橢圓、長(zhǎng)條及不規(guī)則狀分布在石英中。

2) II型包裹體：室溫下呈水溶液相、氣相CO2及液相CO2三相產(chǎn)出，可見其與I型及III型包裹體共生。根據(jù)CO2相占包裹體總體積的比例，可進(jìn)一步分為IIa和IIb兩個(gè)亞類型。前者CO2相所占體積分?jǐn)?shù)低于50%，二氧化碳部分均一為液相，最終完全均一為水溶液相；后者CO2相所占體積分?jǐn)?shù)大于50%，二氧化碳大多部分均一為液相，最終以碳質(zhì)相膨脹達(dá)到完全均一。該類包裹體的形態(tài)以橢圓、長(zhǎng)條及不規(guī)則狀為主，直徑約為2~4 μm(見圖5(c))。

3) III型包裹體：在室溫下呈液相CO2、氣相CO2兩相產(chǎn)出(見圖5(d))。包裹體大小為2~4 μm，氣相體積分?jǐn)?shù)為10%~25%，以橢圓形為主，與I型、II型包裹體共生。

圖5 流體包裹體鏡下顯微特征(Aq—水溶液相；V—?dú)庀啵籆l—CO2液相；Cv—CO2氣相)：(a) Ia型包裹體群生；(b) Ib型包裹體；(c) IIa型包裹體與I型包裹體共生；(d) IIb型包裹體與I型，III型包裹體共生

4.1.2 顯微測(cè)溫結(jié)果

本研究中共測(cè)得191個(gè)包裹體，測(cè)溫結(jié)果如表1所列。不同成礦階段(A和B階段)的均一溫度及鹽度如圖6所示。

1) A階段包裹體顯微測(cè)溫特征

本階段中包裹體較發(fā)育，共測(cè)得68個(gè)，以I型水溶液包裹體最為發(fā)育，占該階段包裹體總數(shù)的97%，其中測(cè)得4個(gè)包裹體最終均一為氣相，為Ib型包裹體；其次為II型水溶液-CO2三相包裹體，占3%。

I型包裹體：Ia和Ib型包裹體共生，凍結(jié)溫度為?35~?65 ℃，冰的最終融化溫度范圍為?1.9~?10.7 ℃，鹽度為3.12%~14.67%(等價(jià)NaCl質(zhì)量分?jǐn)?shù)，下同[8]) (見圖6(b))。均一溫度變化較大，Ia型包裹體均一溫度范圍為218~387 ℃，集中于260~380 ℃(見圖6(a))，最終均一為液相；測(cè)得4個(gè)Ib型包裹體的最終均一溫度在320~370 ℃之間。

II型包裹體：該階段僅見發(fā)育IIa型包裹體，碳質(zhì)相的體積比例變化范圍為10%~25%。包裹體凍結(jié)溫度為?97~?108 ℃，固態(tài)CO2熔化溫度為?58.2~?59.9 ℃，籠合物的最終熔化溫度為0.1~0.7 ℃，相應(yīng)鹽度為14.76%~15.42%(見圖6(b))，CO2相部分均一為液相，其部分均一溫度為13.7~20.8 ℃，升溫過程中最終完全均一為水溶液相，均一溫度范圍363~379 ℃(見圖6(a))。

2) B階段包裹體顯微測(cè)溫特征

本階段包裹體很發(fā)育，共測(cè)得123個(gè)包裹體，3種包裹體均可見，直徑較大，且II型包裹體、III型包裹體明顯增多。

I型包裹體：該階段大量發(fā)育Ia型包裹體，凍結(jié)溫度為?32~?68 ℃，冰的最終熔化溫度為?1.4~?8.4 ℃，鹽度為2.31%~12.17%(見圖6(d))。均一溫度變化較大，范圍為199~391 ℃，集中于250~370 ℃(見圖6(c))，最終均一為液相。

II型包裹體：發(fā)育IIa型和IIb型包裹體，碳質(zhì)相的體積比例變化范圍較大，為30%~80%。凍結(jié)溫度范圍?95~?108 ℃，固態(tài)CO2的熔化溫度為?58.6~?61.6 ℃，CO2籠合物的熔化溫度為2.7~8.7 ℃，對(duì)應(yīng)鹽度為2.58%~12.29%(見圖6(d))，CO2相部分均一溫度為12.1~21.7 ℃，大多部分均一為碳質(zhì)液相，最終均一溫度為320~392 ℃，集中于340~390 ℃(見圖6(c))，大部分最終以碳質(zhì)相膨脹達(dá)到均一。

III型包裹體：純CO2兩相包裹體凍結(jié)溫度范圍為?100.1~?101.2 ℃，在升溫過程中，固態(tài)CO2的熔化溫度為?58.7~?61.7 ℃，均一溫度為11.8~13.1 ℃，最終均一為碳質(zhì)液相。

4.2 群體包裹體成分特征

5個(gè)樣品的氣相、液相成分分析如表2和3所列，成礦流體具有以下特征：氣相成分以H2O為主，次為CO2，可含有少量的N2、CH4、H2、CO等氣體，液相陽離子以Ca2+為主，并含有Na+，Mg2+，K+，陰離子以SO42?為主，另含有部分Cl?，F(xiàn)?，NO3?。

4.3 氫氧同位素特征

5件樣品的氫氧同位素分析結(jié)果見表4。石英的18OV-SMOW值為17.6×10?3~19.8×10?3，流體的18DV-SMOW值為?69.5×10?3~?79.3×10?3。石英和流體的氧同位素分餾計(jì)算公式采用1000ln= 3.38×106/2?2.9[9]，其中：為石英和水之間的氧同位素分餾系數(shù)，由于所測(cè)包裹體具有不均一捕獲特征，溫度采用各樣品顯微測(cè)溫獲得的I型包裹體的最低溫度作為估算的成礦溫度。計(jì)算得到流體的18OH2O值為6.4×10?3~8.8×10?3。

將石英包裹體中流體的18D和計(jì)算獲得的18OH2O投到氫氧同位素組成圖解(見圖7)。由圖7可見，投影點(diǎn)落入原生巖漿水區(qū)域內(nèi)，說明主成礦階段的流體來源于原生巖漿水。

表1 包金山金礦流體包裹體測(cè)溫結(jié)果統(tǒng)計(jì)

Main minerals are all quartz. 1) 20 ℃;φ—Gas phase volume fraction of typeⅠ inclusions, CO2phase volume fraction of type Ⅱ inclusions.m(CO2)—Melting temperature of CO2;m(ice)—Final melting temperature of ice;m(cla)—Melting temperature of CO2;hc—Partial homogenization temperature of CO2, inclusions marked (V) homogenize to gas phase, non-marked homogenize to liquid phase;h—Total homogenization temperature, inclusions marked (C) homogenize to carbonic phase, non-marked ones homogenize to liquid phase.

圖6 包金山金礦流體包裹體均一溫度和鹽度直方圖：(a) 乳白色石英脈階段均一溫度直方圖；(b) 乳白色石英脈階段鹽度直方圖；(c) 煙灰色石英脈階段均一溫度直方圖；(d) 煙灰色石英脈階段鹽度直方圖

表2 包金山金礦床流體包裹體氣相成分分析結(jié)果

表3 包金山金礦床包裹體液相陰、陽離子成分分析結(jié)果

表4 包金山金礦床氫氧同位素組成

圖7 包金山金礦床氫氧同位素組成圖解(底圖據(jù)文獻(xiàn)[10])

5 討論

5.1 成礦流體特征

包裹體巖相學(xué)研究表明，礦床主成礦期礦化石英脈中發(fā)育3種類型的原生包裹體：水溶液包裹體、含CO2水溶液包裹體和純CO2包裹體。金礦的成礦流體應(yīng)為富CO2的流體[11?13]，且金的成礦作用與NaCl-H2O-CO2流體的不混溶有重大的關(guān)系[14?17]。包金山金礦礦石中同時(shí)存在I型、II型和III型原生流體包裹體，其氣液比變化較大，可見出現(xiàn)于同一個(gè)石英顆粒中，表明捕獲時(shí)成礦流體處于一種不均勻的熱液體系狀態(tài)[18?19]。

固相CO2熔化溫度為?58.2~?61.7 ℃，略低于CO2的三相點(diǎn)溫度，表明II型、III型包裹體的氣相成分除CO2外，還含有少量雜質(zhì)，群體包裹體成分分析證實(shí)這些組分為N2、CH4、H2、CO。豐富CO2的出現(xiàn)可能與深部地殼甚至地幔流體的參與有關(guān)[20?21]。在流體的搬運(yùn)過程中，CO2起緩沖劑的作用，使流體的pH值保持在金硫絡(luò)合物可穩(wěn)定存在的范圍。而CH4的出現(xiàn)則表明流體為還原條件，有利于金的溶解。根據(jù)包裹體的氣相成分計(jì)算流體的還原參數(shù)[22]=((H2)+(CO)+(CH4))/(CO2)(見表2)可知，在整個(gè)成礦作用過程中，流體的還原參數(shù)為0.104~0.489，表明該區(qū)成礦流體具有較強(qiáng)的還原性，有利于金礦質(zhì)在主成礦階段由Au+還原為Au0，也有利于大量的硫化物以低價(jià)態(tài)礦物的形式沉淀[23]，這與主成礦階段出現(xiàn)多金屬硫化物的地質(zhì)事實(shí)相印證。在包裹體中還發(fā)現(xiàn)了N2，可能預(yù)示著流體并非單源，有其他來源流體的混入[24]。群體包裹體液相成分分析表明，包金山成礦流體屬于偏堿性的富硫流體，(Na+)＞(K+)，具有富Ca2+貧Mg2+的特征[25]。(Cl–)/(F–)值可作為判斷流體來源的依據(jù)，本研究中(Cl–)/(F–)＞1，說明成礦流體有地下水或天水的混入[26]。溶液中的SO42–代表流體包裹體中的所有含硫物相，如S2–、HS–和SO42–等[27]，成礦流體中高的SO42–濃度是巖漿水存在的有效證據(jù)[28]，與氫氧同位素組成圖解(見圖7)的投影點(diǎn)落入原生巖漿水區(qū)域相吻合。

從圖8可見，由A階段到B階段，鹽度沒有隨著溫度的降低發(fā)生明顯的變化，但礦區(qū)包裹體鹽度分布范圍較廣，為2.31%~15.40%，多集中于3%~11%，以低鹽度為主，可能說明在成礦過程中有低鹽度流體的混入。

綜上，包金山金礦主成礦期流體屬于富CO2、低鹽度的Ca2+(Na+、Mg2+)-SO42?(Cl?、F?)-H2O -CO2體系，可能為巖漿期后熱液，來源于礦區(qū)酸性巖漿熱液，在成礦過程中成礦流體發(fā)生不混溶相分離作用，原始的H2O-NaCl-CO2流體分離為富NaCl-H2O(少量CO2)的流體和富CO2的流體，并在后期混入低鹽度的外來流體。

圖8 不同成礦階段流體包裹體均一溫度?鹽度散點(diǎn)圖

5.2 成礦溫度及壓力條件

顯微測(cè)溫結(jié)果表明(見圖6)，礦床的均一溫度范圍較大，不同成礦階段的流體鹽度沒有明顯變化，為低鹽度。A階段大量發(fā)育I型水溶液包裹體且多成群分布，見有Ia型和Ib型包裹體共生，僅發(fā)育極少量II型含CO2包裹體，具不均一捕獲特征，按照Ia型包裹體的最低均一溫度估算成礦溫度，范圍為218~258 ℃；B階段除發(fā)育Ia型包裹體外，II型包裹體含量大大增多，并見有III型純CO2包裹體，具不均一捕獲特征，Ia型包裹體的最低均一溫度為199~256 ℃，可能代表該階段的成礦溫度范圍。相比之下，從A階段到B階段，成礦溫度的范圍相近。

研究認(rèn)為若在薄片中見到同時(shí)捕獲的純H2O包裹體和純CO2包裹體，則可以通過測(cè)得純水包裹體和純CO2包裹體的均一溫度，在H2O和CO2體系聯(lián)合p-t圖解上獲得包裹體的捕獲壓力[29]。本文作者利用巖漿熱液成礦期包裹體捕獲的兩個(gè)端元組分進(jìn)行等容線相交法估算壓力，其中水端元密度由I型包裹體計(jì)算得出，CO2密度由III型包裹體計(jì)算得出。因此，礦區(qū)不混溶流體中水端元組分的密度0.832~0.903 g/cm3，CO2端元的密度0.702~0.731 g/cm3，將兩端元流體密度投影?圖上，如圖9所示，捕獲壓力范圍為70~113 MPa。高壓部分按照靜巖壓力估算成礦深度，計(jì)算公式為：=/()(取用大陸巖石平均密度，為2.70 g/cm3)。用最高壓力113 MPa估算得出深度4.2 km，為深度的上限。

圖9 H2O和CO2體系聯(lián)合p?t圖解(圖中數(shù)據(jù)為密度，g/cm3，據(jù)文獻(xiàn)[30])

5.3 礦床成因分析

包金山金礦所處的雙峰地區(qū)經(jīng)歷了復(fù)雜漫長(zhǎng)的構(gòu)造演化過程，其中印支?燕山期為金屬成礦高峰期，區(qū)內(nèi)發(fā)生強(qiáng)烈的構(gòu)造與巖漿活動(dòng)，巖漿作用為成礦提供動(dòng)力和物質(zhì)來源，NE向和EW向斷裂構(gòu)造為礦質(zhì)的運(yùn)移和沉淀提供空間。氫氧同位素分析說明礦床主成礦期流體來源于巖漿熱液。金礦體類型包括石英脈型和破碎帶蝕變巖型，以脈狀與透鏡狀為主。

包金山金礦的成礦機(jī)制大致如下：加里東期，研究區(qū)經(jīng)歷區(qū)域變質(zhì)和動(dòng)力變質(zhì)，銻、金等成礦元素在變質(zhì)溶液的影響下處于易溶狀態(tài)，并與某些組分形成易溶絡(luò)合物，在壓力梯度作用下，在擴(kuò)容減壓帶沉淀。印支?燕山期發(fā)生大規(guī)模的巖漿上侵，區(qū)內(nèi)基底構(gòu)造層上隆，形成大量脆性破裂體系，為流體提供運(yùn)移通道。深部含礦流體溫度高，Cl?含量較高， H2S多呈氣體狀態(tài)，金主要以氯絡(luò)合物的形式存在，只有少量以硫絡(luò)合物的形式遷移[31]。含礦熱液沿著斷裂上升遷移，與圍巖發(fā)生物質(zhì)交換，使圍巖遭受不同程度的蝕變，如硅化、黃鐵礦化、絹云母化等。流體內(nèi)的H+被大量消耗，酸性減弱，溫度下降，在這種弱酸性、還原環(huán)境的熱液中，Au多以Au-S絡(luò)合物的形式遷 移[32]，流體中的Au-Cl絡(luò)合物向Au-S絡(luò)合物轉(zhuǎn)變，部分Au+被還原析出。當(dāng)富含金絡(luò)合物的流體與氧化系統(tǒng)中的流體相混合時(shí)，混合成礦熱液由封閉體系變?yōu)殚_放體系[33]，流體的溫度、壓力突然下降，H2O、CO2等氣相組分迅速降低，氧逸度迅速增高，金絡(luò)合物發(fā)生分解、氧化，成礦熱液中的S2?與蝕變過程中析出的Fe2+、Pb2+等陽離子結(jié)合形成硫化物而沉淀，S2?被氧化成為(S2)2?或S?，極有利于Au的還原沉淀，另有部分HS?被氧化成H2SO4后與圍巖中的鈣質(zhì)反應(yīng)，降低了溶液酸度，使得部分HS-以H2S形式逸出，金被還原析出[34]，于韌脆性斷裂、劈理、片理密集帶及層間剝離空間和層內(nèi)裂隙中充填、交代成礦[35]，并與石英、金屬硫化物密切共生。

礦區(qū)內(nèi)早期斷裂為張性，破碎帶中充填乳白色含鎢金石英脈，在石英脈中局部見棱角狀角礫，并在圍巖中發(fā)育較大規(guī)模與斷層平行的條帶狀的硅化、絹云母化和綠泥石化的物質(zhì)，硅質(zhì)物和綠泥石蝕變條帶相間發(fā)育。主成礦期含金石英脈沿早期斷裂旁側(cè)派生羽狀裂隙充填，局部沿裂隙充填于破碎蝕變帶中。該期熱液帶來成礦元素，并對(duì)前期的富集礦化蝕變巖進(jìn)行改造和再富集，使微細(xì)粒金集中形成粗粒金，局部可見明金，形成金的富礦體。成礦后因擠壓應(yīng)力作用，使斷層破碎帶產(chǎn)生擠壓，破壞了部分金礦脈?；◢彴邘r脈沿NW向斷層侵入，受巖漿熱液活動(dòng)影響，金再次活化富集，沿花崗斑巖脈旁側(cè)特別是巖脈轉(zhuǎn)折部位，熱液活動(dòng)較強(qiáng)，形成富金銻細(xì)脈狀礦體。

綜上，包金山金礦床成礦物質(zhì)主要為深源，主成礦期流體以巖漿熱液為主，礦體多產(chǎn)于石英脈及破碎蝕變帶中，礦床成因類型為變質(zhì)熱液疊加中溫巖漿熱液充填交代型礦床。

6 結(jié)論

1) 包金山金礦體主要賦存于馬底驛組第二巖性段鈣質(zhì)板巖、斑點(diǎn)狀板巖中，產(chǎn)于礦區(qū)東部花崗斑巖脈的上、下盤， F7、F9斷層破碎帶及其上下盤蝕變帶內(nèi)，于構(gòu)造結(jié)合部位富集。成礦作用可以劃分為3個(gè)成礦期，變質(zhì)熱液期、巖漿熱液期和熱液疊加期，巖漿熱液期為主成礦期，可分為乳白色石英脈階段(A)、煙灰色石英脈階段(B)和碳酸鹽?石英脈階段(C)。

2) 巖漿熱液期礦化石英脈(A和B階段)中發(fā)育原生流體包裹體，主要類型有：I型水溶液包裹體、II型水溶液-CO2包裹體和III型純CO2包裹體。群體包裹體成分分析顯示成礦流體氣相成分主要為H2O，次為CO2，并含有少量N2、CH4、H2、CO，液相成分主要為Ca2+，Na+，SO42?，Cl?，成礦溶液屬于CO2-CH4-Ca2+(Na+、Mg2+)-SO42?(Cl?、F?)-H2O體系。

3) 顯微測(cè)溫研究表明，乳白色石英脈階段(A)包裹體捕獲溫度集中于260~380 ℃，鹽度為3.12%~15.42%；B階段均一溫度集中于250~370 ℃，鹽度為2.31%~12.29%。氫氧同位素分析表明，主成礦階段流體來源于原生巖漿水。礦區(qū)主成礦期成礦流體為一套中高溫、低鹽度的流體，推測(cè)為巖漿期后熱液，來源于礦區(qū)酸性巖漿熱液。鹽度變化范圍較大，反映了流體來源較廣，可能混入了低鹽度的外來流體。包裹體H2O和CO2聯(lián)合體系圖顯示礦床的成礦壓力范圍70~113 MPa，估算最大深度為4.2 km。礦床成因類型為變質(zhì)熱液疊加中溫巖漿熱液充填交代型礦床。

REFERENCES

[1] 周興良, 毛衛(wèi)紅, 胡世明. 湖南雙峰金礦帶成礦地質(zhì)特征及控礦因素[J]. 廣西質(zhì)量監(jiān)督導(dǎo)報(bào), 2008(91): 190?196. ZHOU Xing-liang, MAO Wei-hong, HU Shi-ming. Geological characteristics and ore-controlling factors of Shuangfeng metallogenic belt in Hunan Province[J]. Guangxi Quality Supervision Guide Periodical, 2008(91): 190?196.

[2] 曾認(rèn)宇, 賴健清, 張利軍, 鞠培姣. 湘中紫云山巖體暗色微粒包體的成因: 巖相學(xué)、全巖及礦物地球化學(xué)證據(jù)[J]. 地球科學(xué), 2016, 41(9): 1461?1478. ZENG Ren-yu, LAI Jian-qing, ZHANG Li-jun, JU Pei-jiao. The petrogenesis of the mafic microgranular enclaves: Evidence from petrography, whole-rock and mineral chemistry of Ziyunshan pluton, central Hunan[J]. Earth Science, 2016, 41(9): 1461?1478.

[3] 湖南省有色地質(zhì)勘查局二總隊(duì). 湖南省雙峰縣包金山金礦地質(zhì)簡(jiǎn)介[R]. 2013: 1?28. No.2 Team of Hunan Bureau of Nonferrous Metals Geological Exploration. Geological profile of Baojinshan gold deposit in Shuangfeng County, Hunan Province[R]. 2013: 1?28.

[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] 鐘世華, 申 萍, 潘鴻迪, 鄭國(guó)平, 鄢瑜宏, 李 晶. 新疆西準(zhǔn)噶爾蘇云河鉬礦床成礦流體和成礦年代[J]. 巖石學(xué)報(bào), 2015, 31(2): 449?464. ZHONG Shi-hua, SHEN Ping, PAN Hong-di, ZHENG Guo-ping, YAN Yu-hong, LI Jing. The ore-forming fluid and geochronology of the Suyunhe Mo deposit, West Junggar, Xinjiang[J]. Acta Petrologica Sinica, 2015, 31(2): 449?464.

[7] CLAYTON R N, MAYEDA T K. The use of bromine pentafluoride in the extraction of oxygen from oxides and silicates for isotopic analysis[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1963, 27(1): 43?52.

[8] STEELE-MACINNIS M, BODNAR R J, NADEN J. Numerical model to determine the composition of H2O-NaCl-CaCl2fluid inclusions based on microthermometric and microanalytical data[J]. Geochemica et Cosmochimica Acta, 2011, 75: 21?40.

[9] 鄭永飛, 陳江峰. 穩(wěn)定同位素地球化學(xué)[M]. 合肥: 科學(xué)出版社, 2000: 114?142. ZHENG Yong-fei, CHEN Jiang-feng. Stable isotope geochemistry[M]. Hefei: Science Press, 2000: 114?142.

[10] SHEPPARD S M F. Characterization and isotopic variations in natural water[J]. Reviews in Minoralogy, 1986, 16: 165?183.

[11] 朱 江, 呂新彪, 彭三國(guó), 龔銀杰, 曹曉峰. 甘肅花牛山金礦床成礦年代、流體包裹體及穩(wěn)定同位素研究[J]. 大地構(gòu)造與成礦學(xué), 2013, 37(4): 641?652. ZHU Jiang, Lü Xin-iao, PENG San-guo, GONG Yin-jie, CAO Xiao-feng. Re-Os dating, fluid inclusion and H-O-S isotope studies of the Huaniushan gold deposit, NW China: implications for ore genesis[J]. Geotectonica et Metallogenia, 2013, 37(4): 641?652.

[12] 鄧碧平, 劉顯凡, 張 民, 趙甫峰, 徐窯窯, 田曉敏, 李 慧, 胡 琳. 云南老王寨金礦床深部地質(zhì)過程中的流體包裹體與稀有氣體同位素示蹤[J]. 成都理工大學(xué)學(xué)報(bào)(自然科學(xué)版), 2014, 41(2): 203?216. DENG Bi-ping, LIU Xian-fan, ZHANG Min, ZHAO Fu-feng, XU Yao-yao, TIAN Xiao-min, LI Hui, HU Lin. Fluid inclusions and noble gas isotopes tracers from deep geological processes of Laowangzhai gold deposit in Yunnan, China[J]. Journal of Chengdu University of Technology (Science & Technology Edition), 2014, 41(2): 203?216.

[13] 王 力, 潘忠翠, 孫麗偉. 山東萊州新城金礦床流體包裹體[J]. 吉林大學(xué)學(xué)報(bào)(地球科學(xué)版), 2014, 44(4): 1166?1176. WANG Li, PAN Zhong-cui, SUN Li-wei. Fluid inclusions of the Xincheng gold deposit of Laizhou city in Shandong Province[J]. Journal of Jilin University (Earth Science Edition), 2014, 44(4): 1166?1176.

[14] GUHA J, LU H Z, DUBE B. Fluid characteristics of vein and altered wall rock in Archean mesothermal gold deposits[J]. Economic Geology, 1991, 86(3): 667?684.

[15] CRAW D. Fluid inclusion, fluid immiscibility and gold deposition during Cretaceous-recent tectonics and uplift of the Otago and Alpine schist, New Zealand[J]. Chemical Geology, 1992, 98(3/4): 221?236.

[16] 李葆華, 顧雪祥, 付紹洪, 徐仕海, 陳翠華, 董樹義. 貴州水銀洞金礦床成礦流體不混溶的包裹體證據(jù)[J]. 地學(xué)前緣, 2010, 17(2): 286?295. LI Bao-hua, GU Xue-xiang, FU Shao-hong, XU Shi-hai, CHEN Cui-hua, DONG Shu-yi. The evidence from fluid inclusions for the immiscibility of the ore-forming fluids in the Shuiyindong gold deposit, Guizhou Province[J]. Earth Science Frontiers, 2010, 17(2): 286?295.

[17] 盧煥章. 流體不混溶性和流體包裹體[J]. 巖石學(xué)報(bào), 2011, 27(5): 1253?1261. LU Huang-zhang. Fluids immiscibility and fluid inclusions[J]. Acta Petrologica Sinica, 2011, 27(5): 1253?1261.

[18] XU G, POLLARD P J. Origin of CO2–rich fluid inclusions in synorogenic veins from the Eastern Mount Isa Fold Belt, NW Queensland, and their implications for mineralization[J]. Mineralium Deposita, 1999, 34: 395?444.

[19] WILKINSON J J. Fluid inclusions in hydrothermal ore deposits[J]. Lithos, 2011, 55: 229?272.

[20] 孫曉明, 韋慧曉, 翟 偉, 石貴勇, 梁業(yè)恒, 莫儒偉, 韓墨香, 張相國(guó). 藏南邦布大型造山型金礦成礦流體地球化學(xué)和成礦機(jī)制[J]. 巖石學(xué)報(bào), 2010, 26(6): 1672?1684. SUN Xiao-ming, WEI Hui-xiao, ZHAI Wei, SHI Gui-yong, LIANG Ye-heng, MO Ru-wei, HAN Mo-xiang, ZHANG Xiang-guo. Ore-forming fluid geochemistry and metallogenic mechanism of Bangbu large-scale orogenic gold deposit in southern Tibet, China[J]. Acta Petrologica Sinica, 2010, 26(6): 1672?1684.

[21] 李永勝, 趙財(cái)勝, 呂志成, 嚴(yán)光生, 甄世民. 西藏甲瑪銅多金屬礦床流體包裹體特征及地質(zhì)意義[J]. 吉林大學(xué)學(xué)報(bào)(地球科學(xué)版), 2011, 41(1): 123?136. LI Yong-sheng, ZHAO Cai-sheng, Lü Zhi-cheng, YAN Guang-sheng, ZHEN Shi-min. Characteristics of fluid inclusions in Jiama copper–polymetallic ore deposit, Tibet and its geological significance[J]. Journal of Jilin University (Earth Science Edition), 2011, 41(1): 123?136.

[22] 李秉倫, 石 崗. 礦物中包裹體氣體成分的物理化學(xué)參數(shù)圖解[J]. 地球化學(xué), 1986(2): 126?137. LI Bing-lun, SHI Gang. Diagrams of physico-chemical parameters for gas compositions of inclusions in minerals[J]. Geochimica, 1986(2): 126?137.

[23] 李 晶, 陳衍景, 李強(qiáng)之, 賴 勇, 楊榮生, 毛世東. 甘肅陽山金礦流體包裹體地球化學(xué)和礦床成因類型[J]. 巖石學(xué)報(bào), 2007, 23(9): 2144?2154. LI Jing, CHEN Yan-jing, LI Qiang-zhi, LAI Yong, YANG Rong-sheng, MAO Shi-dong. Fluid inclusion geochemistry and genetic type of the Yangshan gold deposit, Gansu, China[J]. Acta Petrologica Sinica, 2007, 23(9): 2144?2154.

[24] 羅小平, 薛春紀(jì), 李建全, 王 偉, 李天虎, 彭橋梁, 田 海. 新疆西天山查汗薩拉金礦床流體包裹體特征及穩(wěn)定同位素研究[J]. 地質(zhì)學(xué)報(bào), 2011, 85(4): 505?515. LUO Xiao-ping, XUE Chun-ji, LI Jian-quan, WANG Wei, LI Tian-hu, PENG Qiao-liang, TIAN Hai. Fluid inclusion characteristics and stable isotope composition of the Chahansala gold deposit, Western Tianshan, Xinjiang, China[J]. Acta Geologica Sinica, 2011, 85(4): 505?515.

[25] 肖 曄, 豐成友, 李大新, 劉建楠. 青海省果洛龍洼金礦區(qū)年代學(xué)研究與流體包裹體特征[J]. 地質(zhì)學(xué)報(bào), 2014, 88(5): 895?902. XIAO Ye, FENG Cheng-you, LI Da-xin, LIU Jian-nan. Chronology and fluid inclusions of the Guoluolongwa gold deposit in Qinghai Province[J]. Acta Geologica Sinica, 2014, 88(5): 895?902.

[26] HUANG M, LAI J Q, MO Q Y. Fluid inclusions and mineralization of the Kendekeke polymetallic deposit in Qinghai Province, China[J]. Acta Geologica Sinica (English Edition), 2014, 88(2): 570?583.

[27] 陳衍景, 李 晶, PIRAJNO F, 林治家, 王海華. 東秦嶺上宮金礦流體成礦作用:礦床地質(zhì)和包裹體研究[J]. 礦物巖石, 2004, 24(3): 1?12. CHEN Yan-jing, LI Jing, PIRAJNO F, LIN Zhi-jia, WANG Hai-hua. Hydrothermal metallogeny of the Shanggong gold deposit, East Qinling: studies on ore geology and fluid inclusion geochemistry[J]. J Mineral Petrol, 2004, 24(3): 1?12.

[28] 姜耀輝, 陳鶴年, 巫全淮, 陳世忠. 福建周寧芹溪官司銀鉛鋅礦化地質(zhì)特征、成因及進(jìn)一步找礦方向[J]. 地質(zhì)與勘探, 1994, 30(4): 21?25. JIANG Yao-hui, CHEN He-nian, WU Quan-huai, CHEN Shi-zhong. Geological characteristics, genesis and further prospection direction of Ag-Pb-Zn mineralization of Qinxi-Guansi, Zhouning, Fujian[J]. Geology and Prospecting, 1994, 30(4): 21?25.

[29] 盧煥章, 范宏瑞, 倪 培, 歐光習(xí), 沈 昆, 張文淮. 流體包裹體[M]. 北京: 科學(xué)出版社, 2004: l?492. LU Huan-zhang, FAN Hong-rui, NI Pei, OU Guang-xi, SHEN Kun, ZHANG Wen-huai. Fluid inclusions[M]. Beijing: Science Press, 2004: 1?492.

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

[31] GLEB S P, BORIS R T, JACQUUES S. An in situ X-ray absorption spectroscopy study of gold-chloride complexing in hydrothermal fluids[J]. Chemical Geology, 2009, 25: 917?929.

[32] 侯 林, 鄧 軍, 丁 俊, 汪雄武, 彭惠娟. 四川丹巴燕子溝造山型金礦床成礦流體特征研究[J]. 地質(zhì)學(xué)報(bào), 2012, 86(12): 1957?1971. HOU Lin, DENG Jun, DING Jun, WANG Xiong-wu, PENG Hui-juan. Ore-forming fluids features of the Yanzigou orogenic gold deposit, Danba County, Sichuan Province, China[J]. Acta Geologica Sinica, 2012, 86(12): 1957?1971.

[33] 彭建堂. 湖南雪峰地區(qū)金成礦演化機(jī)理探討[J]. 大地構(gòu)造與成礦學(xué), 1999, 23(2): 144?151. PENG J T. Gold mineralization and its evolution in the Xuefeng district, Hunan[J]. Geological et Metallogenia, 1999, 23(2): 144?151.

[34] 戚學(xué)祥. 湖南雙峰紫云山隆起區(qū)金礦成礦機(jī)制探討[J]. 黃金地質(zhì), 1998, 4(1): 50?56. QI Xue-xiang. Discussion on the mechanism of gold metallogeny in the uplift of Ziyunshan, Shuangfeng County, Hunan[J]. Gold Geology, 1998, 4(1): 50?56.

[35] 彭小軍, 廖秋明, 吳躍升, 魏道芳, 劉學(xué)通. 雪峰金礦田礦床地質(zhì)特征及成礦模式[J]. 國(guó)土資源導(dǎo)刊, 2008, 5(4): 35?39. PENG Xiao-jun, LIAO Qiu-ming, WU Yue-sheng, WEI Dao-fang, LIU Xue-tong. Geological characteristics and metallogenic model of Xuefeng gold field[J]. Land & Resources Herald, 2008, 5(4): 35?39.

(編輯 龍懷中)

Ore-forming fluid characteristics and genesis of Baojinshan gold deposit in Shuangfeng County, Hunan Province, China

JU Pei-jiao1, LAI Jian-qing1, MO Qing-yun1, SHI Jian1, 2, TAN Hui-yue2, TAO Shi-long1

(1. Key Laboratory of Metallogenic Prediction of Nonferrous Metals and Geological Environment Monitoring,Ministry of Education, School of Geosciences and Info-Physics, Central South University, Changsha 410083, China;2. No.2 Team, Hunan Bureau of Nonferrous Metals Geological Exploration, Xiangtan 411102, China)

The Baojinshan gold deposit is located in Shuangfeng gold metallogenic belt of Hunan Province. According to geological characteristics of the deposit, three mineralization episodes were identified: metamorphic hydrothermal episode, magmatic hydrothermal episode and hydrothermal superposition episode, and 3 stages were subdivided from magmatic hydrothermal episode, namely milky quartz vein stage (A), smoky quartz vein stage (B) and carbonate-quartz veinlet stage (C). The characteristics of ore-forming fluid and ore genesis were discussed by using the fluid inclusion micro-thermometry, group inclusion composition analysis and H?O isotope analysis. Based on fluid inclusion petrography, three types of fluid inclusions are developed in stages A and B: aqueous inclusion (type I), CO2-aqueous inclusion (type II) and pure CO2inclusion (type III). Mainly type I and few type II inclusions are present in stage A, having homogenization temperatures at 260?380 ℃, and the salinities ranging from 3.12% to 15.42%. In addition to development of type I inclusions, type II and III inclusions increase significantly in stage B, with homogenization temperatures ranging from 250 ℃ to 370 ℃, salinities are in the range of 2.31%?12.29%. High density of H2O and CO2, followed by N2, CH4, H2and CO were found as gas compositions in the inclusions. Liquid phase of fluid mainly comprise Ca2+, Na+, Mg2+, SO42?, Cl?and NO3?. Ore-forming fluid of main mineralization episode in Baojinshan gold deposit belongs to low salinity, medium-high temperature, CO2-rich Ca2+(Na+, Mg2+)-SO42?(Cl?, NO3?)-H2O-CO2system. The calculated metallogenic pressures are in the range of 70?113 MPa, and the maximum estimated mineralization depth is 4.2 km. The result of hydrogen and oxygen isotope analysis shows that ore-forming fluid of main mineralization stage is mainly derived from magmatic fluid. Baojinshan deposit belongs to medium-temperature magmatic hydrothermal filling and metasomatic deposit along with superimposition of metamorphic hydrothermal.

fluid inclusion; hydrogen and oxygen isotope; ore-forming fluid; genesis; Baojinshan gold deposit

Project(41172297) supported by the Natural Science Foundation of China; Project(2015CX008) supported by Innovation- driven Plan in Central South University, China

2015-12-04; Accepted date: 2016-06-02

LAI Jian-qing; Tel: +86-13875983805; E-mail: ljq@csu.edu.cn

1004-0609(2016)-12-2625-15

P611.1

A

國(guó)家自然科學(xué)基金資助項(xiàng)目(41172297)；中南大學(xué)“創(chuàng)新驅(qū)動(dòng)項(xiàng)目”(2015CX008)

2015-12-04；

2016-06-02

賴健清，教授，博士；電話：13875983805；E-mail：ljq@csu.edu.cn