遼南大東溝金礦床流體包裹體和C-H-O同位素特征及其成因探討*

李 浩 ，李 勇 ，孫新勝，王東波，馬 雙 ，劉泰冀，孫立秋，周 頔

（遼寧省第五地質(zhì)大隊有限責(zé)任公司，遼寧大石橋 115100）

膠-遼-吉活動帶是華北克拉通3條重要的古元古代構(gòu)造帶之一（Zhao et al.，2005）（圖1a），其與南部狼林地塊和北龍崗地塊均以斷層接觸（Zhao et al.，2002；Zhai et al.，2013；劉福來等，2015；許王等，2017）。龍崗地塊由大量太古宙英云閃長巖-奧長花崗巖-花崗閃長巖（TTG）（白瑾，1993；萬渝生等，2001）及少量變質(zhì)表殼巖系（翟明國等，1990）組成。狼林地塊主要由太古宙—古元古代基底巖石組成（Paek et al.，1996；Zhao et al.，2005）。研究表明，狼林地塊早前寒武紀的年齡主要集中于古元古代(1.8～1.9 Ga)，與膠-遼-吉活動帶相類似，可能屬于古元古代巨型造山帶的一部分（王惠初等，2015；吳福元等，2016）。遼東古元古代裂谷是膠-遼-吉古元古代活動帶的重要組成部分，主要由大量的古元古代花崗質(zhì)巖石（遼吉花崗巖）和綠片巖相至麻粒巖相變質(zhì)的火山-沉積巖系（遼河群）組成（張秋生等，1988；陳榮度，1990；賀高品等，1998a；1998b；李三忠等，2003；路孝平等，2004；Lu et al.，2006；劉福來等，2015；王惠初等，2015）。裂谷于古元古代經(jīng)歷了復(fù)雜的裂谷-造山事件，之后又遭受到中生代大規(guī)模巖漿-構(gòu)造熱事件的影響，發(fā)育眾多種金屬（金、鐵、銅等）和非金屬（菱鎂礦、硼礦、石墨等）礦產(chǎn)（翟明國，2010；Zhao et al.，2012；丁正江等，2015；劉福來等，2015），具有規(guī)模大、層控性和復(fù)合疊加成礦等顯著特征。20世紀，相繼發(fā)現(xiàn)了五龍、四道溝、白云、貓嶺、王家崴子、小佟家堡子、林家三道溝等大-中型金礦床及眾多礦化點，但與成礦條件類似的膠東地區(qū)比較，大型-超大型礦床比例偏低。

大東溝金礦床位于蓋州市青石嶺鎮(zhèn)與大石橋市博洛鋪鎮(zhèn)交界處。1989～1990年，遼寧省第五地質(zhì)大隊在以往物化探工作基礎(chǔ)上，于研究區(qū)上達子堡金礦點開展金礦普查，圈出金品位w(Au)1.0×10-6～3.0×10-6的含金石英-黃鐵礦細脈102條，厚5～20 cm；金品位＞3.0×10-6的金礦脈7條，厚 0.68～1.0 m。在2009～2010年的普查工作中，僅在0線、16線施工19個鉆孔，以最低工業(yè)品位（w(Au)≥1.5×10-6），圈定金礦體33條，提交金資源量（333）6.4 t，礦床平均品位2.03×10-6；如果按邊界品位w(Au)≥0.5×10-6圈定金礦體，于0線至16線之間可獲得超大型低品位金礦床，且深部找礦潛力巨大；趙洪振（2019）對該礦床地質(zhì)特征雖有過研究，但對于礦床的成礦流體特征及礦床成因還未曾有人系統(tǒng)的報道過。

圖1 大東溝金礦床大地構(gòu)造位置（a，據(jù)Zhao et al.，2013修改）和區(qū)域地質(zhì)圖（b，據(jù)遼寧省地質(zhì)調(diào)查院，2001修改）1—第四系；2—新元古界細河群釣魚臺組；3—中古元古界榆樹砬子組；4—古元古界遼河群蓋縣巖組；5—古元古界遼河群大石橋巖組；6—古元古界遼河群高家峪巖組；7—古元古界遼河群里爾峪巖組；8—古元古界遼河群浪子山巖組；9—中太古界變質(zhì)表殼巖；10—白堊世二長花崗巖；11—早白堊世閃長巖；12—侏羅紀二長花崗巖；13—侏羅紀花崗閃長巖；14—晚三疊世二長花崗巖；15—中元古代二長花崗巖；16—古元古代堿性正長巖；17—古元古代二長花崗巖；18—古元古代條痕狀花崗巖；19—古元古代斜長角閃巖墻；20—新太古宙TTG巖系；21—花崗斑巖脈；22—偉晶巖脈；23—閃長巖脈；24—實測及推測斷層；25—糜棱巖帶；26—復(fù)背斜；27—復(fù)向斜；28—地質(zhì)界線；29—研究區(qū)位置；30—城鎮(zhèn)；31—礦區(qū)Fig.1 Tectonic location（a,modified after Zhao et al．2013）and regional geological map（b,modified after Geological Survey Institute of Liaoning Province,2001）of the Dadonggou gold deposit1—Quaternary;2—Neoproterozoic Xibihe Group Diaoyutai Formation;3—Middle Paleoproterozoic Yusulazi Formation;4—Paleoproterozoic Liaohe Group Gaixian Formation;5—Paleoproterozoic Liaohe Group Dashiqiao Formation;6—Paleoproterozoic Liaohe Group Gaojiayu Formation; 7—Paleoproterozoic Liaohe Group Lieryu Formation;8—Paleoproterozoic Liaohe Group Langzishan Formation;9—Archean magnetitequartzite and amphibolite;10—Cretaceousmonzogranite;11—Early Cretaceous diorite;12—Jurassic monzogranite;13—Jurassic granodiorite;14—Late Triassic syenite;15—Late Triassic monzonitic granite;16—Paleoproterozoic alkali-syenite;17—Paleoproterozoic monzogranite;18—Paleoproterozoic hornblende monzogranite;19—Paleoproterozoic plagioclase amphibolite walls;20—Neo-Archean TTG rock series;21—Granite porphyry dikes;22—Pegmatitic dikes;23—Diorite dikes;24—Measured and inferred faults;25—Mylonitezone;26—Anticlinorium;27—Synclinorium;28—Geological boundary;29—Location of thestudy area;30—Town;31—Mining area

本文通過對大東溝金礦床巖漿熱液期不同成礦階段石英的流體包裹體巖相學(xué)、顯微測溫學(xué)、包裹體氣相成分激光拉曼光譜分析等研究，結(jié)合C-H-O穩(wěn)定同位素分析，初步揭示了大東溝金礦床的成礦流體演化特征及來源，探討了礦質(zhì)沉淀機制，并分析礦床成因類型、建立成礦模式，旨在為大東溝金礦床的進一步找礦勘查工作提供依據(jù)，并為區(qū)域上開展該類型金礦勘查提供信息。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

大東溝金礦床大地構(gòu)造位置位于華北克拉通北緣東段，遼東古元古代裂谷西端，郯廬斷裂東側(cè)。區(qū)域上出露地層主要包括中太古界、古元古界、中元古界、新元古界和第四系（圖1b）。中太古界為變質(zhì)表殼巖組合，呈大小不一的包體包裹在新太古宙基底花崗巖中（遼寧省地質(zhì)調(diào)查院，2001）；古元古界為大面積經(jīng)歷了低綠片巖相到角閃巖相變質(zhì)的遼河群火山-沉積巖系，自下而上由依次為浪子山巖組、里爾峪巖組、高家峪巖組、大石橋巖組和蓋縣巖組（Luo et al.，2004；Lu et al.，2006；胡古月等，2015；楊明春等，2015），以蓋縣-析木城-塔子嶺-茳草甸子-叆陽一線（王惠初等，2011）或青龍山-棗兒嶺斷裂為界（Li et al.，2005；Zhao et al.，2013；王舫等，2018），劃分為北遼河群和南遼河群（圖1a），其中南遼河群底部缺失浪子山巖組。遼河群角度不整合于太古宙TTG巖系之上，兩者共同構(gòu)成遼東古裂谷的基底巖石（劉軍等，2018b），其上被中元古界榆樹砬子組或新元古界青白口系釣魚臺組沉積巖不整合覆蓋（王惠初等，2011；2015；孟恩等，2013）。

區(qū)域巖漿侵入活動頻繁，主要發(fā)生在古元古代和中生代。古元古代侵入巖主要包括形成于2.2～2.1 Ga的條痕狀花崗巖（郝德峰等，2004；Lu et al.，2006；Li et al.，2007；胡 古月等，2014；張朋等，2016b）以及侵位于1.88～1.85 Ga的斑狀二長花崗巖和堿性正長巖（許保良等，1998；蔡劍輝等，2002；李三忠等，2003；路孝平等，2004；楊進輝等，2007），花崗巖大多被后期基性斜長角閃巖巖脈侵入（楊明春等，2015）。中生代花崗質(zhì)巖漿活動可分為三疊紀(233～212 Ma)、侏羅紀(180～156 Ma)和白堊紀(131～117 Ma)3期，以白堊世侵入巖為主（吳福元等，2005；劉軍等，2018b），巖石類型主要為二長花崗巖、花崗巖、花崗閃長巖、石英閃長巖和閃長巖等。區(qū)內(nèi)脈巖類型主要有閃長巖脈、偉晶巖脈和花崗斑巖脈等。

區(qū)域上構(gòu)造行跡以褶皺構(gòu)造和斷裂構(gòu)造為主，其中褶皺構(gòu)造主要形成于呂梁期，呈近東西向展布，由遼河群變質(zhì)巖系構(gòu)成，為現(xiàn)今裂谷內(nèi)的主體形態(tài)，如析木—草河口復(fù)向斜、虎皮峪復(fù)背斜、蓋縣—古樓子復(fù)向斜（圖1b）；斷裂構(gòu)造主要形成于印支期—燕山期，按走向可分為NE-NNE向、NW-SE向、近EW向和近SN向斷裂，其疊加在呂梁期褶皺構(gòu)造之上，為礦質(zhì)的運移與沉淀提供了通道和空間（劉國平等，2001；王可勇等，2011；王明志等，2011；王玉往等，2017）。

2 礦區(qū)地質(zhì)特征

大東溝金礦區(qū)內(nèi)大面積出露古元古界遼河群蓋縣巖組二段和第四系。蓋縣巖組二段巖性主要為灰黑色絹云千枚巖、含碳絹云千枚巖和含綠泥絹云千枚巖，局部夾薄層變質(zhì)石英砂巖（圖2）。第四系主要為殘坡積、沖洪積含碎石亞砂土、亞黏土、中粗砂、中細砂等。礦區(qū)內(nèi)侵入巖較發(fā)育，主要為古元古代高麗山巖體和大面積分布的白堊紀臥龍崗巖體，巖石類型分別為花崗閃長巖和黑云母石英閃長巖。脈巖主要為絹英巖脈、煌斑巖脈、閃長玢巖脈和石英脈等，僅在鉆孔中可見。在臥龍崗巖體周圍發(fā)育寬約30～800 m的接觸變質(zhì)巖帶，巖石類型主要為黑云母化絹云千枚巖、黑云母角巖和堇青石角巖等。礦區(qū)內(nèi)褶皺構(gòu)造和斷裂構(gòu)造較為發(fā)育，受多次構(gòu)造旋回的影響，形成較為復(fù)雜的構(gòu)造形態(tài)，但總體上具有近東西向展布的特征。NWW向褶皺構(gòu)造發(fā)育有七間房-高麗山向斜、達子堡背斜、腰嶺子向斜；NE向褶皺構(gòu)造有團甸-上達子堡向斜，其與區(qū)域深大斷裂基本重合。斷裂構(gòu)造大致可分為3組，按其形成的先后順序分為NW向、NWW-EW向、NE向。

圖2 大東溝金礦地質(zhì)圖（據(jù)遼寧省第五地質(zhì)大隊，2017修改）1—第四系；2—深灰色絹云千枚巖；3—含碳絹云千枚巖；4—含綠泥絹云千枚巖；5—變質(zhì)石英砂巖；6—黑云母化絹云千枚巖；7—黑云母角巖；8—黑云母石英閃長巖；9—花崗閃長巖；10—鈉長斑巖；11—含金蝕變帶；12—性質(zhì)不明斷層；13—遙感/航磁解譯斷裂；14—背斜；15—向斜；16—擠壓破碎帶；17—勘探線位置及編號；18—鉆孔位置及編號；19—村莊Fig.2 Geological map ofthe Dadonggou gold deposi（t modified after No.5 Geological Party of Liaoning Province，2017）1—Quaternary;2—Dark gray sericitephyllite;3—Carbonaceoussericite phyllite;4—Chloritic sericitephyllite;5—Metamorphic quartz sandstone;6—Biotitesericitephyllite;7—Biotitehornfels;8—Biotitequartz diorite;9—Granodiorite;10—Albitophyre;11—Ore-bearing alteration zone;12—Unidentified fault;13—Remotesensing/aeromagnetic interpretation of fracture;14—Anticline;15—Syncline;16—Shatter zone;17—Exploration line location and number;18—Drill hole location and its number;19—Village

在達子堡-沙和尚溝一帶的絹云千枚巖內(nèi)，大致距離接觸變質(zhì)巖帶約50～100 m的外側(cè)，發(fā)育長約3 km，寬約1.5 km的含金蝕變帶（圖2），其w(Au)≥0.3×10-6，總體受NWW向的達子堡背斜控制，向SE傾伏，傾伏角15°～20°；在0線以西出露地表，鉆孔控制厚度150～500 m，并且在深部沒有間斷。礦體主要產(chǎn)于含金蝕變帶內(nèi)，受NWW向褶皺與NE向深大斷裂交匯部位控制，呈似層狀、透鏡狀、脈狀，局部褶皺狀，走向NW，總體呈寬緩的背形。礦體與圍巖的界線不清，僅靠化驗品位圈定，目前僅在0線和16線共圈定金礦體33條（表1），礦體平均厚度1.50～9.48 m，w(Au)平均為 1.50×10-6～3.05×10-6，埋深 0～450 m。其中，14號礦體位于0線（圖3a），為隱伏礦體，呈似層狀，礦體長40 m，沿傾向延伸930 m，厚度2.24～6.06 m，平均厚度4.14 m，w(Au)為1.51×10-6～1.93×10-6，平均品位1.74×10-6，礦體埋深196～335 m（圖3，表1）。

表1 大東溝金礦礦體特征Table 1 Orebody characteristics of the Dadonggou gold deposit

圖3 大東溝金礦0線地質(zhì)剖面圖（0線位置見圖2）（據(jù)遼寧省第五地質(zhì)大隊，2017修改）1—第四系；2—灰色、深灰色含碳絹云千枚巖；3—含金蝕變帶（w(Au)≥0.3×10-6）；4—金礦體及編號（w(Au)≥1.5×10-6）；5—鈉長斑巖脈；6—云英巖脈；7—煌斑巖脈；8—破碎帶；9—鉆孔及編號；10—地層產(chǎn)狀Fig.3 Geological section along No.0 exploration line from the Dadonggou gold deposi（t location of No.0 line shown in Fig.2）（modified after No.5 Geological Party of Liaoning Province,2017）1—Quaternary;2—Gray or dark graycarbonaceoussericitephyllite;3—Gold alteration zone（w(Au)≥0.3×10-6）;4—Gold orebody and itsserial numbe（r w(Au)≥1.5×10-6）;5—Albite porphyry vein;6—Greisen vein;7—Lamprophyrevein;8—Fracturezone;9—Drill hole and itsserial number;10—Attitudeof stratum

圖4 大東溝金礦床主要礦物生成順序表Fig.4 Paragenetic sequence of the Dadonggou gold deposit

圖5 大東溝金礦巖礦標本及鏡下照片a.黃鐵礦粒間自然金；b.黃鐵礦裂隙中的自然金；c.自形-半自形毒砂；d.碎裂狀黃鐵礦；e.細脈狀石英-毒砂-黃鐵礦脈；f.細脈狀石英-毒砂-黃鐵礦脈；g.層紋狀-條帶狀黃鐵礦細脈；h.層紋狀黃鐵礦細脈；i.浸染狀黃鐵礦；j.皺紋狀黃鐵礦；k.香腸狀黃鐵礦；l.黃鐵礦壓力影；m.早期無礦石英階段；n.石英-金-毒砂-黃鐵礦階段；o.石英-金-多金屬硫化物階段；p.石英-碳酸鹽階段Ap y—毒砂；Au—自然金；Ca l—方解石；Po—磁黃鐵礦；Py—黃鐵礦；Qz—石英；Se r—絹云母；Tu r—電氣石Fi g.5 Ph o t o g r a p h s a n d p h o t o mi c r o g r a p h s o f r o c k/o r e s a mp l e s f r o m t h e Da d o n g g o u g o l d d e p o s i ta.Na t i v e g o l d b e t we e n p y r i t e p a r t i c l e s;b.Na t i v e g o l d i n t h e c r a c k o f p y r i t e;c.Ar s e n o p y r i t e wi t h e u h e d r a l-s u b h e d r a l s t r u c t u r e;d.Cr a c k e d p y r i t e;e.St r i n g e r v e i n q u a r t z-a r s e n o p y r i t e-p y r i t e v e i n s;f.Ve i n l e t q u a r t z-a r s e n o p y r i t e-p y r i t e v e i n s;g.L a mi n a t e d a n d b a n d e d p y r i t e v e i n s;h.La mi n a t e d p y r i t e v e i n s;i.Di s s e mi n a t e d p y r i t e;j.Fo l d s h a p e d p y r i t e;k.Sa u s a g e s h a p e d p y r i t e;l.Py r i t e p r e s s u r e s h a d o w;m.Ea r l y b a r r e n q u a r t z s t a g e;n.Qu a r t z-Au-a r s e n o p y r i t e-p y r i t e s t a g e;o.Qu a r t z-Au-p o l y me t a l l i c s u l f i d e s t a g e;p.Qu a r t z-c a r b o n a t e s t a g e Ap y—Ar s e n o p y r i t e;Au—Go l d;Po—Py r r h o t i t e;Py—Py r i t e;Q—Qu a r t z;Se r—Se r i c i t e;Tu r—To u r ma l i n e

礦石類型主要為細脈狀、網(wǎng)脈狀黃鐵礦化絹云千枚巖型、磁黃鐵礦化絹云千枚巖型、黃鐵礦-磁黃鐵礦-毒砂礦化絹云千枚巖型等。金屬礦物以黃鐵礦為主，次為毒砂和磁黃鐵礦，另有少量白鐵礦、黃銅礦、方鉛礦、自然金、銀金礦等。鏡下可見自然金與銀金礦主要呈粒間金（圖5a）、裂隙金（圖5b）的形式產(chǎn)出在黃鐵礦、毒砂和石英中。非金屬礦物主要為石英、絹云母，少量方解石、電氣石和綠泥石等。礦石結(jié)構(gòu)以半自形-他形粒狀結(jié)構(gòu)為主（圖5c），次為碎裂結(jié)構(gòu)（圖5d）、膠狀結(jié)構(gòu)。礦石構(gòu)造多為脈狀構(gòu)造，細脈-網(wǎng)脈狀構(gòu)造（圖5e、f）、層紋狀-條帶狀構(gòu)造（圖5g、h）、浸染狀構(gòu)造（圖5i）、皺紋狀構(gòu)造（圖5j）、香腸狀構(gòu)造（圖5k）、塊狀構(gòu)造以及壓力影（圖5l）等。圍巖蝕變主要為硅化、黃鐵礦化、絹云母化、綠泥石化及少量碳酸鹽化，其中，碳酸鹽化為成礦期后蝕變，以方解石細脈充填于巖石節(jié)理裂隙中，局部形成網(wǎng)脈狀。硅化，呈乳白色或淡灰色，他形粒狀，集合體條帶狀、團塊狀，主要分布于黃鐵礦及磁黃鐵礦粒間及縫隙中；絹云母化，巖石呈淺灰色，絹云母微細鱗片狀，絹云母含量70%～80%，呈面狀或帶狀，主要分布于含金構(gòu)造蝕變巖帶內(nèi)淺灰色絹云千枚巖中；綠泥石化，巖石呈淺灰綠色，多呈條帶狀，綠泥石含量5%～8%，為近礦圍巖蝕變。

大東溝金礦床金成礦作用以巖漿熱液作用為主，根據(jù)礦物的產(chǎn)出特征、共生組合及脈體穿插關(guān)系，可將其進一步劃分為4個成礦階段（圖4）：

（1）早期無礦石英階段，為成礦前階段，沿千枚理（S1）產(chǎn)出石英脈，可伴生有少量的星點狀毒砂、黃鐵礦或電氣石。該階段金屬硫化物自形程度較高，但金屬礦物種類較少且含量低（圖5m）。

（2）石英-金-毒砂-黃鐵礦階段，為主成礦階段，硫化物脈體主要沿千枚理（S1）產(chǎn)出，偶見沿褶劈理（S2）產(chǎn)出；金屬硫化物主要為毒砂和黃鐵礦，少量白鐵礦，含量較上階段增多，多為半自形-他形粒狀結(jié)構(gòu)（圖5n）。這一階段自然金和銀金礦主要在石英、毒砂、黃鐵礦顆粒間或裂隙內(nèi)，呈粒間金或裂隙金形式產(chǎn)出（圖5a、b）。

（3）石英-金-多金屬硫化物階段，為主成礦階段，硫化物脈體主要沿千枚理（S1）產(chǎn)出，偶見沿褶劈理（S2）產(chǎn)出。金屬硫化物主要為黃鐵礦、磁黃鐵礦（圖5o），少量黃銅礦、方鉛礦。此階段載金礦物主要為石英、黃鐵礦、磁黃鐵礦。

（4）石英-碳酸鹽階段，為成礦后階段，主要特征為出現(xiàn)方解石礦物，但含量較少，通常與石英伴生，形成的細脈切穿早期石英-硫化物脈體，此階段幾乎不含硫化物，偶見星點狀黃鐵礦（圖5p）。

3 樣品采集與分析方法

由于石英-碳酸鹽階段的方解石礦物含量較少，未能成功采集，有待進一步工作。本次主要選取階段（1）～（3）有代表性的石英樣品17件，送至廊坊市地巖礦物分選有限公司制成包裹體片。通過詳細的包裹體巖相學(xué)觀察，選取9件有代表性的包裹體片進行顯微測溫和激光拉曼光譜分析。在石英-硫化物脈中采集了10件熱液期石英樣品，經(jīng)破碎后篩選出40～60目的石英顆粒，在雙目鏡下挑選出純度大于99%的石英單礦物樣品，然后送至實驗室進行C、H、O同位素測試。所有用于測試的樣品均采自大東溝金礦床的鉆孔巖芯。

流體包裹體顯微測溫、激光拉曼成分分析以及各同位素組成測試均在核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測試研究中心完成。

包裹體顯微測溫使用儀器為Linkam THMS600型冷熱臺，檢測溫度范圍為-196～600℃，溫度低于31℃時，測試精度為±0.2℃；31～300℃時，測試精度為±1℃；大于300℃時，測試精度為±2℃。包裹體激光拉曼分析儀器為LABHR-VISLabRAM HR800研究級顯微激光拉曼光譜儀，光源為Yag晶體倍頻固體激光器，波長532 nm，掃描范圍100～4200 cm-1。

石英包裹體中C同位素測試：在真空達2.0×10-2Pa條件下，將石英加熱至600℃進行爆裂，產(chǎn)生的CO2、CH4等還原性氣體與Cu2O反應(yīng)后，用冷凍法分離除去生成的水，收集純凈的CO2氣體，在MAT253質(zhì)譜儀上測得C同位素組成數(shù)據(jù)。測量結(jié)果以PDB為標準，記為δ13CV-PDB。分析精度優(yōu)于±0.2‰。

石英包裹體中H同位素測試：在105℃恒溫烘箱中將石英樣品烘烤4 h以上，然后在裝有玻璃碳的陶瓷管里使其爆裂，釋放出含H氣體、H2O及其他含H有機物，在高溫下與玻璃碳發(fā)生還原反應(yīng)并生成H2，在MAT253氣體同位素質(zhì)譜儀進行分析。測量結(jié)果以SMOW為標準，記為δDV-SMOW，分析精度優(yōu)于±1‰。

石英O同位素測試：在10-3Pa的真空和高溫條件下，將石英與BrF5反應(yīng)提取O2，然后在700℃恒溫條件下，O2與石墨反應(yīng)生成CO2，用MAT253氣體同位素質(zhì)譜分析O同位素組成。測量結(jié)果以SMOW為標準，記為δ18OV-SMOW。分析精度優(yōu)于±0.2‰。

4 測試結(jié)果

4.1 流體包裹體

4.1.1 流體包裹體巖相學(xué)特征

通過室溫下對各階段流體包裹體的詳細觀察發(fā)現(xiàn)，寄主礦物石英脈內(nèi)包裹體較為發(fā)育，主要成群分布、部分成帶狀分布。根據(jù)包裹體的相態(tài)特征、比例和激光拉曼光譜分析結(jié)果，結(jié)合盧煥章等（2004）提出的劃分方案，將大東溝金礦床的包裹體劃分為5種類型：富液相包裹體、富氣相包裹體、含子礦物三相包裹體、CO2-H2O三相包裹體和單相包裹體。

Ⅰ型：富液相包裹體（L+V）。該類型包裹體廣泛發(fā)育于各階段，約占包裹體總量的80%。包裹體長軸在2～12μm之間，氣相分數(shù)為5%～30%，多集中在5%～20%。包裹體多呈橢圓狀、多邊形、長條狀及不規(guī)則狀（圖6a、h、i）。包裹體加熱升溫均一為液相。

Ⅱ型：富氣相包裹體（V+L）。該類型包裹體發(fā)育較少，約占包裹體總量的10%。包裹體長軸在3～7μm之間，氣相分數(shù)為60%～90%，多集中在80%～90%。包裹體多呈橢圓狀、渾圓狀、長條狀及不規(guī)則狀（圖6b、f）。此類包裹體在各階段均有分布，通常與Ⅰ型包裹體共生。包裹體加熱升溫均一為氣相。

Ⅲ型：含子礦物三相包裹體（S+L+V）。該類型包裹體多呈橢圓狀、長條狀及不規(guī)則狀（圖6c、g）。此類包裹體分布較少，但在各階段有發(fā)育，通常與Ⅰ型包裹體共生，占包裹體總量的6%左右。包裹體長軸在3～8μm之間，由子礦物+液相+氣相組成，氣相分數(shù)在5%～10%之間。包裹體加熱升溫均一為液相。在顯微鏡下，子礦物多呈無色的立方體，晶形較完整，推斷子礦物很可能為石鹽。

Ⅳ型：CO2-H2O三相包裹體（VCO2+LCO2+LH2O）。此類包裹體分布相對較少，約占包裹體總數(shù)的1%，多以孤立的形式出現(xiàn)。包裹體呈不規(guī)則狀（圖6e），大小為8μm×17μm，主要由H2O、液相CO2和氣相CO2組成，CO2相體積分數(shù)為40%。該類型包裹體主要見于階段（3），其通常與Ⅰ型包裹體共生。包裹體加熱升溫均一到液相。

Ⅴ型：單相包裹體。此類包裹體可劃分為純液相包裹體（L）和純氣相包裹體（V）2種類型。純液相包裹體零星發(fā)育于各階段，包裹體形態(tài)主要有橢圓狀、渾圓狀、近等軸狀及不規(guī)則狀等，鏡下較為明亮，大小為1～10μm之間，通常與Ⅰ型和Ⅱ型裹體共生（圖6h、i）。純氣相包裹體主要以橢圓狀、渾圓狀及不規(guī)則狀等，鏡下顏色比較暗，大小一般為3～12 μm，常呈孤立狀產(chǎn)出或與Ⅰ型和Ⅱ型包裹體密切共生（圖6d）。

4.1.2 流體包裹體顯微測溫

根據(jù)鹽度-冰點公式（Bodnar，1993）計算獲得NaCl-H2O氣液兩相包裹體的鹽度，含子礦物包裹體的鹽度根據(jù)子礦物熔化溫度，利用Hall等（1988）提供的方程計算，利用籠合物熔化溫度通過Collins（1979）提供的方程計算獲得CO2-H2O三相包裹體的鹽度。w（NaCleq）≤25時，利用劉斌等（1987）提出的公式計算流體密度；w（NaCleq）≥25時，利用劉斌（2001）提出的中高鹽度公式計算流體密度。

大東溝金礦床的流體包裹體顯微測溫結(jié)果見表2和圖7。

階段（1）發(fā)育Ⅰ型、Ⅱ型和Ⅲ型包裹體。Ⅰ型包裹體的冰點溫度為-21.2～-6℃，w（NaCleq）為9.21%～23.18%，完全均一溫度為 155～340℃，流體密度為0.75～1.05 g/cm3；Ⅱ型包裹體的冰點溫度為-4.2～-3.8℃，w（NaCleq）為5.86%～14.53%，完全均一溫度為 308～482℃，流體密度為 0.52～0.76 g/cm3；Ⅲ型包裹體的氣泡消失溫度為117～207℃，子礦物消失溫度為201～247℃，w（NaCleq）為31.93%～34.51%，流體密度為1.28～1.29 g/cm3。Ⅲ型包裹體氣泡先于子礦物消失，表明成礦流體為鹽度飽和狀態(tài)。

階段（2）發(fā)育Ⅰ型、Ⅱ型和Ⅲ型包裹體。Ⅰ型包裹體的冰點溫度為-20.1～-1.1℃，w（NaCleq）為1.91%～22.44%，完全均一溫度為111～320℃，流體密度為0.72～1.11 g/cm3；Ⅱ型包裹體的冰點溫度為-4.7～-3.6℃，w（NaCleq）為5.86%～7.45%，完全均一溫度為 300～450℃，流體密度為 0.47～0.79 g/cm3；Ⅲ型包裹體的氣泡消失溫度為125～235℃，子礦物消失溫度為183～232℃，w（NaCleq）為31.05%～33.59%，流體密度為1.27～1.29 g/cm3。Ⅲ型包裹體氣泡先于子礦物消失，僅一個包裹體氣泡晚于子礦物消失，表明成礦流體主要為鹽度飽和狀態(tài)。

圖6 大東溝金礦床流體包裹體顯微照片a.富液相包裹體；b.富氣相包裹體；c.含子礦物三相包裹體、富液相及純液相包裹體共存；d.純氣相包裹體；e.CO2-H2O三相包裹體、富液相及純液相包裹體共存；f.富氣包裹體；g.含子礦物三相包裹體、富液相包裹體共存；h.富液相、純液相包裹體共存；i.富液相、純液相包裹體共存L—液相；V—氣相；H—Nacl子晶Fig.6 Microphotographs of fluid inclusions from the Dadonggou gold deposita.Liquid-rich aqueousinclusions;b.Vapor-rich aqueous inclusions;c.Daughter mineral-bearing three-phaseinclusions，liquid-rich aqueous inclusions and monophase liquid aqueous inclusions;d.Monophase vapor inclusions;e.CO2-H2O three-phase inclusions，liquid-rich aqueous inclusions and monophase liquid aqueous inclusions;f.Vapor-rich aqueous inclusions;g.Daughter mineral-bearing three-phase inclusions and liquid-rich aqueousinclusions;h.Liquid-rich aqueousinclusions and monophaseliquid aqueousinclusions;i.Liquid-rich aqueousinclusionsand monophaseliquid aqueousinclusionsL—Liquid phase;V—Vapor phase;H—NaCl daughter mineral

階段（3）發(fā)育Ⅰ型、Ⅱ型、Ⅲ型和Ⅳ型包裹體。Ⅰ型包裹體的冰點溫度為-5.4～-1.4℃，w（NaCleq）為2.41%～8.41%，完全均一溫度為 183～344℃，流體密度為0.66～0.9 g/cm3；Ⅱ型包裹體的冰點溫度為-5.3～-5.2℃，w（NaCleq）為8.14%～8.28%，完全均一溫度為320～349℃，流體密度為0.72～0.77 g/cm3；Ⅲ型包裹體的氣泡消失溫度為128～200℃，子礦物消失溫度為158～227℃，w（NaCleq）為29.98%～33.31%，流體密度為1.28～1.31 g/cm3；Ⅳ型CO2-H2O三相包裹體的籠合物融化溫度為7.4℃，CO2部分均一溫度為25.2℃，完全均一溫度為420℃，w（NaCleq）為5.06%。Ⅲ型包裹體氣泡先于子礦物消失，僅一個包裹體氣泡晚于子礦物消失，表明成礦流體主要為鹽度飽和狀態(tài)。

表2 大東溝金礦床流體包裹體顯微測溫結(jié)果Table 2 Microthermometry data of fluid inclusions from the Dadonggou gold deposit

圖7 大東溝金礦床流體包裹體均一溫度直方圖（左）與鹽度直方圖（右）a、b.早期無礦石英階段；c、d.石英-金-毒砂-黃鐵礦階段；e、f.石英-金-多金屬硫化物階Fig.7 The histograms of homogenization temperature(left)and salinity(right)of fluid inclusions from the Dadonggou gold deposit a,b.Early barren quartz stage;c,d.Quartz-Au-arsenopyrite-pyrite stage;e,f.Quartz-Au-polymetallic sulfide stage

4.1.3 激光拉曼光譜分析

對大東溝金礦床流體包裹體中氣相成分的激光拉曼光譜分析結(jié)果顯示：階段(1)流體包裹體氣相成分主要為CO2和CH4（圖8a、b）；階段(2)流體包裹體氣相成分主要為CO2、CH4以及少量N2（圖8b、d、g）；階段(3)流體包裹體氣相成分主要為CO2、CH4和N2以及少量H2O（圖8e、f、h）。成礦流體總體屬于H2ONaCl-CO2-CH4±N2體系。

4.2 C-H-O同位素組成

圖8 大東溝金礦床流體包裹體激光拉曼圖譜Fig．8 Laser Raman spectra of fluid inclusions from the Dadonggou gold deposit

大東溝金礦床熱液期10件石英C-H-O同位素測試結(jié)果見表3，其中，δ13CV-PDB為-18.6‰～-9.6‰，平均值-15.27‰；δDV-SMOW為-98.3‰～-77.1‰，平均值-90.11‰；δ18OV-SMOW為 14.1‰～15.7‰，平均值15.08‰。成礦溫度為各階段流體包裹體均一溫度的平均值，分別為270℃、201℃、272℃，其中，Ⅲ-4階段由于未測到相應(yīng)溫度取201℃代替。根據(jù)對應(yīng)成礦溫度，利用石英-水氧同位素分餾方程1000lnα石英-水=3.38×106/t2-3.40（Clayton et al.，1972），計算得到各個階段流體的δ18OH2O值介于2.97‰～7.43‰，平均值4.89‰。

階段（1）的 δ13CV-PDB為-18.6‰～-17.2‰，平均為 -17.9‰；δDV-SMOW為 -95.1‰～-77.1‰，平 均為 -86.1‰；δ18OV-SMOW為 14.8‰～15.4‰，平 均 值15.1‰；δ18OH2O為 6.74‰～7.34‰，平均為 7.04‰；階段（2）的δ13CV-PDB為-16.7‰～-9.6‰，平均為-12.6‰；δDV-SMOW為 -92.9‰～-77.8‰，平均 為 -88.1‰；δ18OV-SMOW為 14.6‰～15.6‰，平均值 15.0‰；δ18OH2O為 2.97‰～3.97‰，平 均 為 3.34‰；階 段（3）的δ13CV-PDB為 -16.5‰～-13.5‰，平 均 為 -15.9‰；δDV-SMOW為 -97‰～-95.7‰，平 均 為 -96.4‰；δ18OV-SMOW為 14.1‰～15.4‰，平均值 14.8‰；δ18OH2O為 6.13‰～7.43‰，平 均 為 6.78‰；階 段（4）的δ13CV-PDB為 -17.1‰～-17.5‰，平 均 為 -17.3‰；δDV-SMOW為 -98.3‰～-85.5‰，平均 為 -91.9‰；δ18OV-SMOW為 15.5‰～15.7‰，平均值 15.6‰；δ18OH2O為3.87‰～4.07‰，平均為3.97‰。

5 討論

5.1 成礦流體特征及演化

階段（1）主要發(fā)育Ⅰ型、Ⅱ型和Ⅲ型包裹體，包裹體均一溫度介于155～482℃，w（NaCleq）為5.86%～34.51%，氣相成分主要為CH4和CO2；階段（2）主要發(fā)育Ⅰ型、Ⅱ型和Ⅲ型包裹體，包裹體均一溫度為111～450℃，w（NaCleq）為1.91%～33.59%，氣相成分主要為CH4、CO2以及少量N2；階段（3）主要發(fā)育Ⅰ型、Ⅱ型、Ⅲ型和Ⅳ型包裹體，包裹體均一溫度為158～420℃，w（NaCleq）為2.41%～33.31%，氣相成分主要為CH4、CO2以及少量N2。流體總體成分屬于H2O-Na-Cl-CO2體系?？傮w上，成礦流體的均一溫度主要集中于120～250℃和300～360℃兩個區(qū)間，w（NaCleq）集中于2%～24%和29%～35%兩個區(qū)間；此外，Ⅰ型、Ⅱ型、Ⅲ型包裹體在大東溝金礦床的各階段均存在，且成群共生于同一石英顆粒中（圖6c），同時，在階段（3）還出現(xiàn)了Ⅳ型包裹體，表明成礦流體捕獲時處于不均一的狀態(tài)（Shepherd et al.，1985；張文淮等，1993）。產(chǎn)生這種現(xiàn)象的原因可能有2種：①NaCl-H2O及CO2兩種不同流體的混合作用造成的不均一捕獲；②原始均一的NaCl-H2O-CO2流體不混溶過程產(chǎn)生的相分離作用而成（張文淮等，1996；毛景文等，2001）。對于前者，混合形成的各類包裹體其鹽度值應(yīng)存在較大范圍的波動現(xiàn)象（代軍治等，2006）。大東溝金礦床主成礦階段的Ⅰ型和Ⅱ型包裹體的鹽度分別為1.91%～22.44%和5.86%～8.28%（表2），其中，Ⅰ型包裹體的鹽度波動范圍較大，而Ⅱ型包裹體的鹽度相對穩(wěn)定（圖7d、f）；其次，礦區(qū)內(nèi)Ⅱ型和Ⅳ型包裹體氣相組分除CO2外，還含有CH4以及少量N2，與相分離特征相符，即在相分離過程中，CH4等成分傾向于在CO2相中富集（Naden et al.，1989），表明產(chǎn)生原因?qū)俚诙N情況。流體的不混溶作用使原始均一的NaCl-H2O-CO2流體中分離出富CO2流體，同時壓力波動造成流體多次的不混溶，使氣液兩相鹽度增高（Robert et al.，1987；Ibrahim et al.，1991）。

表3 大東溝金礦床熱液期石英C-H-O同位素組成Table 3 C-H-O isotopic composition of quartz of hydrothermal period from the Dadonggou gold deposit

在流體不混溶過程中捕獲的流體包裹體，其捕獲端員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（張文淮等，1993；代軍治等，2006）。大東溝金礦床主成礦階段的Ⅰ型和Ⅱ型包裹體為捕獲于NaCl-H2O相及CO2相2種端員流體的代表，Ⅰ型包裹體均一溫度為111～344℃，Ⅱ型包裹體均一溫度為300～450℃，兩者均一溫度不一致。造成這種現(xiàn)象的原因可能是成礦過程中壓力的波動，導(dǎo)致流體發(fā)生多次不混溶作用的結(jié)果（Robert et al.，1987；Ibrahim et al.，1991）。另外，階段（1）、階段（2）、階段（3）和階段（4）的金屬礦物以硫化物為主，且未見氧化物，暗示成礦流體的氧逸度較低。各階段成礦流體的均一溫度和鹽度總體變化不明顯（圖9），屬中低溫、鹽度波動大的流體。

前人通過對區(qū)域上小佟家堡子、林家三道溝、四道溝、白云、高家堡子等金銀礦床流體包裹體研究表明，包裹體氣相成分主要為CO2、CH4，并含少量N2或H2等還原性氣體（魏俊浩等，2000；郝通順等，2010；張森等，2012；趙巖等，2015；楊鳳超等，2017），而大東溝金礦床的包裹體氣相成分與此十分相似，表明成礦流體屬于還原性流體。

上述特征表明，大東溝金礦床成礦流體總體屬于低氧逸度還原狀態(tài)的富集CO2、CH4，并含少量N2的中低溫、鹽度波動大的H2O-NaCl-CO2±CH4±N2體系。

5.2 成礦流體來源

大東溝金礦床的礦石類型主要為石英-硫化物細脈，礦床地質(zhì)和成礦流體研究表明其成礦作用復(fù)雜。

通常成礦流體中的CH4-N2與黑色巖系、流體的不混溶作用和高品位金礦體相關(guān)，而黑色巖系型金礦成礦流體中的N2是由富含層狀硅酸鹽礦物的圍巖中的經(jīng)氧化作用而形成的（Shepherd et al.，1993）。大東溝金礦床的圍巖主要為富含碳質(zhì)的絹云千枚巖，而其中的黏土礦物即為層狀硅酸鹽礦物，暗示流體中的N2來源于賦礦圍巖。

大東溝金礦床石英樣品中的δDV-SMOW范圍 -98.3‰～-77.1‰，δ18OH2O-SMOW范 圍 2.97‰～7.43‰，在δDV-SMOW-δ18OH2O-SMOW圖解（圖10）中，樣品投點位于原生巖漿水內(nèi)及其正下方和左下方，其中，石英-金-毒砂-黃鐵礦階段和石英-碳酸鹽階段的δ18OH2O顯示出向大氣降水范圍漂移，這與貓嶺金礦、小佟家堡子金礦、四道溝金礦、白云金礦的H-O同位素特征相似（王一存等，2015；成曦暉，2017；郝立波等，2017；劉軍等，2018a），暗示成礦流體主要來源于巖漿水。同時，流體包裹體的研究表明，地層中有機水也可能參與其中。

圖9 大東溝金礦床流體包裹體均一溫度-鹽度圖Fig.9 Diagram of homogenization temperature versus salinity of fluid inclusions from the Dadonggou gold deposit

圖10 大東溝金礦床成礦流體δDV-SMOW-δ18O H2 O-SMOW圖解（底圖據(jù)Taylor，1974）Fig.10 δDV-SMOW-δ18O H2 O SMOW diagram for the ore-fluids in the Dadonggou gold deposit（base map after Taylor，1974）

通常認為成礦熱液中碳的來源主要有3種：①地幔射氣或巖漿來源，δ13CV-PDB分別為-5‰～-2‰和-9‰～-3‰（Taylor，1986）；② 沉積巖中碳酸鹽巖的脫氣或含鹽鹵水與泥質(zhì)巖相互作用，其δ13CV-PDB為-2‰～+3‰（Veizer et al.，1980）；③ 有機成因碳來源，其C同位素組成很低，δ13CV-PDB為-30‰～-15‰，平均-22‰（Ohmoto，1972）。大東溝金礦床石英樣品中的δ13CV-PDB變化于-18.6‰～-9.6‰，具有多源特征；在δ13CV-PDB-δ18Ov-SMOW圖解（圖11）中，樣品點主要落于地幔或巖漿與有機成因碳之間，表明大東溝金礦成礦系統(tǒng)中的碳為巖漿與地層中有機成因碳兩者的混合來源。這與小佟家堡子金礦、林家三道溝金礦、高家堡子銀礦床的C-O同位素特征一致，暗示地層中的有機碳可能參與了金的富集沉淀（王志高等，2014；王一存等，2015；楊鳳超等，2016）。

5.3 礦質(zhì)沉淀機制

流體中礦質(zhì)沉淀主要受溫度、壓力、流體沸騰、流體混合以及水巖反應(yīng)等因素的影響（Ramboz et al.，1982；Robb，2004）。從總體上看，大東溝金礦成礦流體中Ⅱ型包裹體均一溫度較高，但鹽度較低；Ⅰ型包裹體均一溫度較低，但鹽度較高，且上述2類包裹體時常共生，這種流體中同時出現(xiàn)性質(zhì)迥異包裹體的現(xiàn)象被稱為非均一捕獲（Ramboz et al.，1982）。流體包裹體特征顯示為原始均一的NaCl-H2O-CO2流體不混溶過程產(chǎn)生的相分離作用而成，表明成礦流體發(fā)生了不混溶作用。

圖11 大東溝金礦床成礦流體δ13CV-PDB-δ18Ov-SMOW圖解（符號同圖10；底圖據(jù)劉建明等，2003；劉家軍等，2004）Fig.11 δ13CV-PDB-δ18Ov-SMOW diagram for the ore-fluids in the Dadonggou gold deposit（symbols as for Fig.10；base map after Liu et al.，2003；Liu et al.，2004）

各階段包裹體氣相成分中均含有大量CH4等有機成分，其很可能是上侵的巖漿促使圍巖中的有機質(zhì)發(fā)生熱降解而形成的（王得權(quán)等，2015）。研究表明，富含CO2的流體與金礦的形成關(guān)系密切（盧煥章，2008），H2CO3作為一種弱酸，能緩沖流體pH值范圍、提高Au在流體中的含量，進而影響Au的遷移，使得Au在有利的容礦巖石中發(fā)生沉淀（Phillips et al.，2004；徐九華等，2007）。同時，流體中CH4的存在有利于擴大流體發(fā)生不混溶的范圍，導(dǎo)致Au的富集沉淀（Naden et al．，1989）。

H-O同位素顯示成礦流體主要來源于巖漿水，其中，階段（1）和階段（3）主要為巖漿熱液，階段（2）和階段（4）的成礦熱液表現(xiàn)出一定的向大氣降水線的“δ18O”漂移（圖10），反映出成礦作用過程存在大氣降水的加入。在C-O同位素數(shù)據(jù)中，除階段（2）部分樣品的碳值較高外，其余各成礦階段的碳值則較低，意味著成礦流體中地層有機碳含量的增加，同時流體包裹體氣相成分暗示成礦流體在與圍巖發(fā)生水巖反應(yīng)時可能混有一定量的有機水。

因此，富含H2O、CO2等揮發(fā)性組分的含礦流體在上升遷移至蓋縣巖組的層間裂隙帶過程中，由于體系溫度、壓力的突變，導(dǎo)致流體發(fā)生相分離作用。同時流體與遼河群蓋縣巖組絹云千枚巖發(fā)生水巖反應(yīng)，萃取和淋慮了地層中的成礦物質(zhì)，大氣降水和地層有機水的加入以及地層中早期形成的大量碳質(zhì)和黃鐵礦層促使成礦流體的pH值、Eh值和氧逸度等物理化學(xué)條件發(fā)生改變，導(dǎo)致含金的成礦流體還原、卸載沉淀；此外，地層中的碳質(zhì)和黃鐵礦層也是有利的成礦結(jié)構(gòu)面（王玉往等，2017）。

5.4 礦床成因及成礦模式

遼東古裂谷內(nèi)的金礦經(jīng)歷了古元古代區(qū)域變質(zhì)作用和中生代構(gòu)造-巖漿活動疊加改造的影響（倪培等，1993；王文清等，2000），成礦過程極其復(fù)雜，礦床成因分歧較大：如同生沉積-變質(zhì)-巖漿熱液疊加型（關(guān)廣岳等，1983；孫立民等，1997）、古元古代變質(zhì)熱液型（劉輝等，1990；王宏等，1992；孫寶亮等，2000；Yu et al.，2005）、巖漿熱液型（魏俊浩等，2001，2003；薛春紀等，2003；徐山等，2012；張朋等，2016a；肖鵬，2017；Yu et al.，2018；曾慶棟等，2019）、淺成低溫?zé)嵋盒停▌降龋?000）等。

大東溝金礦床的賦礦圍巖以古元古界蓋縣巖組灰黑色含碳絹云千枚巖夾薄層變質(zhì)石英砂巖為主，區(qū)內(nèi)主要出露早白堊世的石英閃長巖以及少量的古元古代花崗閃長巖。礦區(qū)附近大型復(fù)式褶皺及深大斷裂發(fā)育，礦化帶和礦體受NWW向褶皺與深大斷裂交匯共同控制。礦體由含金石英-黃鐵礦脈、細脈及網(wǎng)脈組成，呈似層狀、層狀、透鏡狀。金屬礦物主要為黃鐵礦、毒砂、磁黃鐵礦等，非金屬礦物為石英、絹云母，少量方解石、電氣石等；礦石構(gòu)造主要有層紋狀、條帶狀、皺紋狀、浸染狀、脈狀、網(wǎng)脈狀構(gòu)造等；成礦流體屬于中低溫、鹽度波動大、低氧逸度還原狀態(tài)的H2O-NaCl-CO2±CH4±N2體系；C-H-O同位素及流體包裹體的研究暗示成礦流體主要來源于巖漿水，同時大氣降水和地層中有機水也可能參與其中；成礦流體中碳為巖漿與地層中有機成因碳兩者的混合來源；礦床巖漿熱液期的黃鐵礦Re-Os測年顯示成礦時代為134～125 Ma（李浩等，待發(fā)表），指示金礦主要形成于早白堊世；同時礦區(qū)內(nèi)大面積出露的黑云母石英閃長巖鋯石U-Pb測年表明其侵位年齡為(140.8±1.2)Ma（MSWD=0.48）（李浩等，2019），也形成于早白堊世，進一步說明大東溝金礦的形成與白堊世巖漿巖的侵入關(guān)系密切。

綜上所述，早白堊世的深部巖漿作用為礦質(zhì)的活化、遷移提供了成礦熱源和驅(qū)動力，蓋縣巖組地層中早期形成的富含碳質(zhì)、黃鐵礦層以及礦區(qū)褶皺構(gòu)造內(nèi)的透入性面理（千枚理）為金的沉淀提供了有利空間和結(jié)構(gòu)面。因此，大東溝金礦屬于中低溫巖漿熱液型礦床。

大東溝金礦床的大地構(gòu)造位置處于遼東古裂谷帶內(nèi)蓋縣-古樓子復(fù)向斜的西端北翼。近些年研究表明，其構(gòu)造背景并非簡單的陸內(nèi)裂谷開合模式，而是弧-陸或陸-陸碰撞的構(gòu)造背景（張秋生等，1988；白瑾，1993；Li et al.，2005；Luo et al.，2008；Zhao et al.，2012；Liet al.，2014）。結(jié)合區(qū)域構(gòu)造演化史，其成礦模式簡述如下：膠-遼-吉活動帶于2.0～2.2 Ga時，由龍崗陸塊向南與狼林陸塊發(fā)生俯沖（Wang et al.，2017），形成大量的遼吉花崗巖及弧巖漿巖（陳斌等，2016）；2.0～1.90 Ga，沉積形成具有韻律結(jié)構(gòu)的含碳質(zhì)泥巖、含碳質(zhì)粉砂巖等富含有機質(zhì)的沉積巖，同時沉積層紋狀星散分布的細粒黃鐵礦，形成初始礦源層（倪培等，1993）。約1.90 Ga（孟恩等，2013；李壯等，2015；劉福來等，2015；陳斌等，2016；王舫等，2018）研究區(qū)地層經(jīng)歷了綠片巖相區(qū)域變質(zhì)作用，形成各種板巖、千枚巖、片巖等變質(zhì)巖和復(fù)式褶皺。晚侏羅世—早白堊世，在華北克拉通在蒙古—鄂霍茨克海閉合和西太平洋伊佐奈岐洋殼板塊斜向俯沖的共同影響下，于礦區(qū)侵入了早白堊世的黑云母石英閃長巖，同時在周邊圍巖形成寬約50～500 m的熱接觸變質(zhì)巖帶，含礦流體沿著斷裂和先期形成的面理上升運移，由于流體的不混溶作用、大氣降水和地層有機水的加入，以及地層中大量碳質(zhì)、黃鐵礦層等因素的影響，最終促使成礦物質(zhì)在有利的成礦結(jié)構(gòu)面和容礦地段富集、沉淀。

6 結(jié)論

（1）大東溝金礦床的流體包裹體主要為富液相包裹體、富氣相包裹體、含子礦物三相包裹體、CO2-H2O三相包裹體和單相包裹體，以前三類為主。成礦流體的均一溫度總體集中于120～250℃和300～360℃兩個區(qū)間，w（NaCleq）集中于2%～24%和29%～35%兩個區(qū)間，流體密度為0.52～1.31 g/cm3，氣相成分主要為CO2、CH4以及少量N2，總體屬于中低溫、鹽度波動大的H2O-NaCl-CO2±CH4±N2體系。

（2）C-H-O同位素組成表明熱液期成礦流體主要為巖漿水，同時存在一定大氣降水的加入；成礦流體中的碳主要來源于巖漿與地層中有機碳的混合。

（3）成礦流體的不混溶作用可能為大東溝金礦床礦質(zhì)沉淀的主要機制，地層中早期沉積的大量碳質(zhì)、黃鐵礦層等可能為成礦物質(zhì)沉淀的有利成礦結(jié)構(gòu)面。

（4）成礦背景、礦床地質(zhì)特征、流體包裹體及同位素等特征表明大東溝金礦床為中低溫巖漿熱液型金礦。

致 謝在野外工作期間遼寧省第五地質(zhì)隊有限責(zé)任公司劉顯高高級工程師給予了悉心指導(dǎo)和幫助，流體包裹體顯微測溫得到了核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測試研究中心吳迪研究員的幫助，中國地質(zhì)大學(xué)（北京）及北京礦產(chǎn)地質(zhì)研究院的孫志遠博士和沈陽地質(zhì)調(diào)查中心的楊帆博士提出了建設(shè)性的修改意見，在此一并表示感謝！