马来西亚吉兰丹州安曼金矿床流体包裹体研究

邓湘伟，刘继顺，杜高峰，戴塔根，邹海洋，杨牧，杨柳，柯朝晖，谢剑峰，王天国



马来西亚吉兰丹州安曼金矿床流体包裹体研究

邓湘伟，刘继顺，杜高峰，戴塔根，邹海洋，杨牧，杨柳，柯朝晖，谢剑峰，王天国

(中南大学地球科学与信息物理学院，有色金属成矿预测教育部重点实验室，湖南长沙，410083)

基于安曼金矿床地处马来西亚半岛吉兰丹州西南部，矿体呈脉状赋存于二叠—三叠系浅变质火山—沉积岩系内，并受断裂控制。对安曼金矿床流体包裹和群体成分进行研究。研究研究表明：安曼金矿床各成矿阶段金矿石中主要发育CO2−H2O包裹体及气液两相H2O包裹体，早期阶段主要以CO2−H2O包裹体为主，主成矿阶段CO2−H2O包裹体及气液两相H2O包裹体均有发育，后期多为气液两相H2O包裹体。成矿流体的均一温度、盐度在早阶段分别为248~352 ℃和1.6%~8.8%，主成矿阶段分别为185~336 ℃和0.43%~11.6%，晚阶段分别为118~ 226 ℃和2.9%~5.1%；包裹体气相成分以H2O和CO2为主，并含有少量CH4和H2；包裹体液相成分中阳离子以Na+，K+和Ca2+为主，阴离子以Cl−，SO42−和F−为主。据沸腾包裹体群的均一温度推测主成矿阶段成矿温度为230~326℃。安曼金矿床成矿流体总体表现为低盐度、富CO2的中低温流体，主成矿阶段流体不混溶作用引起成矿流体中的CO2相分离是促使金沉淀的直接因素。安曼金矿床形成与二叠—三叠纪时期马来半岛中缅马苏陆块和印支陆块间的碰撞造山机制有关，属于造山型金矿床。

流体包裹体；成矿流体；金矿床；马来西亚

马来半岛金矿开发历史悠久，早在14世纪即被称为“黄金半岛”。半岛中央金成矿带是马来西亚境内最重要的金成矿带，该成矿带走向南北，自半岛南端柔佛州起，北至马、泰国边境，全长近500 km[1]。带内的砂金矿点密集分布，具有规模的岩金矿床在数量上却很少，并且这些岩金矿山在空间分布上多集中于金成矿带中、南部，成矿带北段较少见[2−5]。吉兰丹州位于马来西亚北东部，该州西部山区大部分处在马来半岛中央金成矿带北段范围内，区内广泛发育与金成矿关系密切的二叠—三叠系浅变质火山—沉积岩系，成矿条件与中、南部的相似，却极少勘获到岩金矿床。直至2007年后，循地表出露的岩金矿化线索，该区先后探获了Mason Lode含金块状硫化物型金矿床、New Discovery韧性剪切带型金矿床及Rixen含金石英脉型金矿床[6−7]，显示出广阔的资源前景。安曼金矿床位于吉兰丹州西南部，是该区近年来新发现的又一个岩金矿床。目前，对该矿体的研究工作主要集中在对矿床地质特征的研究，而与成矿相关的许多基础研究工作尚未开展。为此，本文作者在详实的野外地质调查基础上，对安曼金矿床开展成矿流体研究，探讨与金矿化有关的成矿流体性质、演化及成矿机制，以期加强对该区金矿床成因的认识及促进区内金矿地质找矿工作。

1 区域地质背景和矿床地质特征

安曼金矿床位于马来半岛北东端吉兰丹州境内，隶属于印支陆块东马来西亚微陆块，见图1[1]。马来半岛由东马来西亚微陆块及其西侧的中缅马苏地块构成，两者间以Bentong—Raub深大断裂带为界。西侧中缅马苏地块第四系广泛发育，零星出露石炭系Baling群及二叠系Tembeling群，东部东马来西亚微陆块则以二叠—三叠纪火山—沉积岩系为主[1, 8−9]。此外，半岛内出露的地层及岩性尚有石炭系Kuantan群灰岩、泥岩，三叠系Gagau群粉砂岩、泥岩等。马来半岛构造线走向总体近南北，以断裂构造为主，Bentong—Raub断裂带及其东侧的Lebir断裂构成区域主构造线。马来半岛出露的岩浆岩以花岗岩为主，其中与二叠纪古特提斯洋向北俯冲有关的火山弧型及I型花岗岩沿马来半岛东部近南北向出露，与三叠纪中缅马苏地块与印支陆块碰撞造山有关的重熔型花岗岩则沿马来半岛中央山脉分布[10]。另见有产于早泥盆世或更老的福特希尔斯群中的蛇纹石化镁铁质—超镁铁质岩体零星出露。中央金成矿带内岩金类型以含金石英脉型、块状硫化物型、矽卡岩型及角砾岩型为主，大部分金矿体(化)赋存于二叠—三叠系浅变质火山—沉积岩系中或该岩系与中酸性岩浆岩的接触带内，故该地层被视为成矿有利条件之一[2−7]。安曼矿区内地层岩性主要为二叠系－三叠系的一套源岩为海相中酸性火山一沉积岩系的变质岩，自上而下分别为中性凝灰质千枚岩、千枚岩化晶屑凝灰岩及流纹质千枚岩，零星出露同期的薄层含炭质千枚岩。岩浆岩则为少量中酸性脉岩，主要岩性为石英斑岩。矿区内发育有近南北向和北西向两组断裂构造，见图2。其中近南北向断层为区域主干断裂构造，北西向断裂为次级断裂。矿体呈脉状产于中酸性凝灰质千枚岩、千枚岩化晶屑凝灰岩中的断裂系统内。矿体长度由十几米至近百米不等，宽度由数米至数十余米，矿石金品位通常在(0.8~2.0)×10−6范围内，局部可高达11.5×10−6。

1—石炭系Baling群；2—石炭系Kuantan群；3—二叠系Tembeling群；4—三叠系Gagau群；5—三叠系Raub群；6—第四系；7—晚古生代超铁镁质岩体；8—海西期花岗岩；9—印支期花岗岩；10—断层及编号；11—金矿床；12—矿区及示意图框；F1—Bentong-Raub 断裂带；F2—Lebir 断裂带

1—三叠系千枚岩；2—三叠系晶屑凝灰岩；3—三叠系含炭质千枚岩；4—第四系；5—中酸性岩脉；6—断裂；7—矿体

图2 马来西亚吉兰丹州安曼金矿床地质简图

Fig. 2 Geological sketch map of Amon gold deposit in Kelantan of Malaysia

原生金矿体主要以含金黄铁矿−石英脉为主，还包括部分硅化黄铁矿化破碎蚀变岩矿体即少量热液角砾岩型矿体。矿化与硅化、黄铁矿化、高岭石化关系密切，此外可见有绿泥石化、碳酸盐化及褐铁矿化。矿石中金属矿物以黄铁矿为主，非金属矿物则以石英为主。矿石构造主要为块状、脉状、网脉状、细脉浸染状及角砾状，结构则有自形晶结构、半自形结构及碎裂结构等。根据矿物间的共生组合关系(图3)，成矿大致可划分为早阶段(Ⅰ)、主成矿阶段(Ⅱ)及晚阶段(Ⅲ)。早阶段(Ⅰ)为中粗粒黄铁矿—石英阶段，表现为与区域变质作用有关的石英呈弥散状、脉状、透镜状，或团块状沿围岩构造层理贯入，同时伴有少量中粗粒黄铁矿顺岩石构造理发育。主成矿阶段(Ⅱ)为细粒黄铁矿—石英阶段，表现为大量细粒黄铁矿—石英呈脉状或网脉状沿断裂系统发育。早阶段形成的硅化千枚岩、硅化凝灰岩及石英脉体与普遍围岩一起遭受后期构造变形，且被主成矿阶段含矿石英脉穿切，见图3(b)和3(c)。晚阶段(Ⅲ)则为石英—碳酸盐阶段，表现为细脉状方解石－石英脉沿围岩或矿石中张性裂隙发育，时常可见有穿切主成矿阶段细粒黄铁矿－石英脉，见图3(f)。金矿化主要形成于主成矿阶段(Ⅱ)，部分为早阶段(Ⅰ)。

(a) Ⅰ阶段顺层侵入石英脉体；(b)Ⅱ阶段石英脉穿切Ⅰ阶段弥散状硅化变凝灰岩；(c) 被破坏的Ⅰ阶段顺层石英脉；(d) 主成矿阶段(Ⅱ)矿石样品；(e) 主成矿阶段(Ⅱ)矿石样品；(f) 第Ⅲ阶段方解石－石英细脉穿切主成矿阶段细粒黄铁矿−石英细脉

2 样品采集与分析测试

通过详细的野外工作，在矿区采掘面及钻孔岩心中挑选11块新鲜矿石样品用于测试分析。其中，3件早阶段样品采于早期阶段顺层侵入围岩中的石英团块，5件主成期样品则为含矿石英脉，3件晚阶段样品为含方解石细脉的围岩。选择适宜样品磨制成厚度约为0.2 mm双面剖光的光薄片进行岩相学与流体包裹体观察，从余下副样中挑选石英及方解石单矿物样品进行包裹体的气相和液相成分测定。

样品包裹体测温在中南大学地球科学与信息物理学院流体包裹体实验室完成。实验仪器为英国产Linkam THMS600型显微冷热台，该设备实验温度范围的理论值为−196~600 ℃。测温工作开始前，采用人工合成CO2包裹体、纯水包裹体进行校正。校准后，该设备在0~600 ℃范围内测定精度为±1 ℃，在−196~0 ℃范围内测定精度为±0.1 ℃。样品中气液两相H2O包裹体的冰点温度和液−气均一温度、O2-H2O型包裹体的固相CO2熔化温度、CO2水合物溶解温度、CO2液−气(部分)均一温度和最终CO2-H2O完全均一温度均通过显微冷热台直接测定获取。

样品包裹体成分分析由中南大学地球科学与信息物理学院流体包裹体气−液相成分测定实验室完成，测定对象为矿石中的石英、黄铁矿及方解石。气相成分分析仪器为Varia−3400型气相色谱仪(美国生产)，分析误差＜5%。液相成分分析仪器为美国戴安公司生产的DX−120Ion Chromatograph离子色谱仪，淋洗液为2.5 mmol/L邻苯二甲酸+2.4 mmol/L三(羟)甲基氨基甲烷；阴离子流速为1.2 mL/min，阳离子流速为1.0 mL/min。重复测定精密度＜5%。安曼金矿床石英中的流体包裹照片见图4。

(a) 早阶段(Ⅰ)样品石英中CO2-H2O包裹体三相包裹体；(b) 晚阶段(Ⅲ)样品石英中气液两相H2O包裹体；(c)主成矿阶段(Ⅱ)样品石英中不同气液比包裹体共生；(d) 主成矿阶段(Ⅱ)样品石英中不同气液比包裹体共生

3 流体包裹体研究

3.1 包裹体类型

流体包裹体岩相学观察显示，安曼金矿床区各成矿阶段矿石样品中的包裹体丰富，通常成群分布或带状分布，部分随机零散分布。流体包裹体种类丰富，形态复杂，整体体积偏小，大部分长轴长度小于16 μm，其中以1~7 μm较常见。根据各类包裹体成分、室温(25 ℃)下的物相特征及气液比例可将测试包裹体分为2种类型(图3)，即CO2-H2O包裹体(Ⅰ型)和气液两相H2O包裹体(Ⅱ型)。

CO2-H2O包裹体(Ⅰ型)以含有CO2为特征，室温下为3相(及及)或两相(及)，部分两相CO2-H2O包裹体在降温至10 ℃附近产生气泡()，转变为三相(及及)。本类包裹体形态多为浑圆状、椭圆状和不规则状，包体长轴通常为3~16 μm。依据包裹体中各相CO2体积之和占包体总体积，可将本类包裹体进一步划分为富CO2包裹体(Ⅰa型)、含CO2包裹体(Ⅰb型)及贫CO2包裹体(Ⅰc型)。富CO2包裹体(Ⅰa型)成分以CO2为主，CO2相所占包裹体总体积分数＞90%，主要见于主成矿阶段。含CO2包裹体(Ⅰb型)中CO2相体积分数则通常在30%~90%范围内，多见于早阶段，部分发育于主成矿阶段。而贫CO2包裹体(Ⅰc型)中通常CO2相体积分数＜30%，主要发育于主成矿阶段。

气液两相H2O包裹体(Ⅱ型)室温下为两相(及)，通常气液比＜35%。该类包裹体形态多为长椭圆状、近四边形及不规则状。Ⅱ型包裹体体积变化较大，包裹体长轴长度通常为3~20 μm，个别大者其长轴长度可达30 μm以上。该类包裹体在主成矿阶段及晚阶段最为发育。

3.2 流体包裹体显微测温及相应参数求取

对安曼矿区矿石样品中形态完整及大小适中(粒径范围为4~15 μm)的原生包裹体利用显微冷热台进行冷冻法及均一法测温。测温结果、相应计算出的盐度和密度见表1，包裹体均一温度直方图见图4。

表1 安曼金矿床流体包裹体显微测温结果

测试单位：中南大学地球科学与信息物理学院流体包裹体实验室。

早阶段(第Ⅰ阶段)：本阶段矿石样品石英中的原生包裹体以Ⅰb型包裹体为主。经冷冻后回温，观测固态CO2熔化温度，获取本类包裹体的固相CO2熔化温度为−57.1~−58.7 ℃，稍低于纯CO2包裹体固相CO2熔化温度(−56.6 ℃)，指示气相成分中除CO2外尚含有少量其他组分，与包裹体群体分析结果相一致。通过继续回温观测，测取本阶段包裹体笼合物融化温度为5.1~9.2 ℃，部分均一温度为15.5~30.1 ℃，CO2部分均一多至液相。本阶段升温至300 ℃附近，有部分CO2相含量相对较高的Ⅰb型包裹体在完全均一之前发生爆裂或渗漏，仅获取部分包裹体完全均一温度为248~350 ℃。据CO2笼合物熔化温度与盐度间的关 系[11]，估算本阶段Ⅰb型包裹体盐度为1.6%~8.8%。主成矿阶段(第Ⅱ阶段)样品中CO2-H2O包裹体3个亚类及气液两相H2O包裹体均有发育，其中以Ⅰc型及Ⅱ型包裹体最为多见。本阶段CO2-H2O包裹体固相CO2熔化温度区间为−59.2~−56.9 ℃，对比纯CO2包裹体固相CO2熔化温度(−56.6 ℃)偏低，其中以Ⅰc型偏离最为明显，表明该类包裹体中相对混合有较多其他气相组分。后述包裹体群体气相成分测定显示主要为CH4和H2。CO2-H2O包裹体笼合物融化温度为3.2~9.8 ℃，部分均一温度为6.7~31.2 ℃。本阶段Ⅰ型包裹体完全均一多至液相，少数均一至气相，完全均一温度为210~320 ℃。有部分Ⅰa型及部分Ⅰb型包裹体继续升温后尚未达到完全均一便发生爆裂或泄露。据CO2笼合物熔化温度与盐度间的关系[11]，估算本阶段Ⅰ型包裹体盐度为0.43%~11.60%。安曼金矿床不同成矿阶段流体包裹体均一温度直方图见图5。

图5 安曼金矿床不同成矿阶段流体包裹体均一温度直方图

主成矿阶段Ⅱ型包裹体的冰点温度为−6.3~ −2.9 ℃，完全均一温度为180~307 ℃，多均一至液相。在冷冻−加热过程中，极少数气−液两相水溶液包裹体出现初熔现象，初熔温度低于纯NaCl-H2O体系标准共熔点(−20.8 ℃)，说明该类包裹体捕获的热液流体中除Na+外，还含有其他阳离子成分[12]。后续包裹体群体成分测试结果中显示该阶段流体中尚含有K+和Ca2+。利用冷冻法冰点与盐度关系表[13]获取Ⅱ型包裹体盐度为4.8%~9.6%。

晚阶段(Ⅲ)以发育富液两相H2O溶液包裹体为主，该类包裹体冰点温度为−3.1~−1.7 ℃，均一温度为120~180 ℃。利用冷冻法冰点与盐度关系表[12]获取包裹体盐度为2.9%~5.1%。数据显示相对主成矿期，成矿后期流体均一温度和盐度均明显降低。

3.3 流体包裹体气−液相成分

对安曼金矿床各成矿阶段代表矿物进行包裹体群体成分分析。其中成矿早期及主成矿期阶段均为石英脉，成矿晚期则为石英及方解石细脉，合计共10个样品。在操作过程中按不同成矿阶段的温度区间进行爆裂提取各成矿阶段包体中气液相成分，分析结果见 表2。

表2 安曼金矿床包裹体气−液相成分及相关参数

注：1)为质量分数；2)为摩尔数分数；3)测试单位为中南大学地球科学与信息物理学院流体包裹体实验室。

矿区各阶段包裹体液相成分中主要阳离子为Na+，Ca2+及K+。Na+与K+质量分数之比即(Na+/)(K+)范围为1.883~9.430，明显区别于岩浆热液的(Na+/)(K+)(＜1.000)，显示成矿流体与变质流体关系更密切[13]。流体中Na+质量分数在成矿过程中较稳定，K+及Ca2+质量分数则略升高。推测成矿流体在成矿过程中可能发生了水岩反应，或者是混合有大气降水。包裹体液相成分中阴离子为Cl−，SO42−和少量F−。(F−)/(Cl−)范围为0.012~0.348，始终小于1.000，符合地层流体特点[14]。

包裹体气相分析结果显示安曼金矿床各成矿阶段流体中的气相成分主要为H2O及CO2，指示成矿流体为富含CO2的热水溶液。流体中另含少量CH4及微量H2，表明成矿环境可能为弱还原环境。CH4等气相成分的存在导致含CO2类包裹体的固相CO2熔化温度下降[14]，前述显微测温工作测取的含CO2包裹体固相熔化温度普遍低于−56.6 ℃，与上述情况相互对应。

4 讨论

4.1 流体不混溶

岩相学研究显示，安曼金矿床主成矿阶段矿石样品中发育有多种类型的包裹体，Ⅰ型包裹体中的3个亚类及Ⅱ型包裹体均发育。在主成矿阶段部分单一石英颗粒中可见上述各类型包裹体同期共生，表明这些包裹体被捕获时流体处于非均一状态，指示主成矿阶段发生了非均一捕获[9-11]。该现象通常被视为流体不混溶(沸腾)或流体混合的标志，可以解释为NaCl-H2O流体与CO2流体混合作用造成的非均一捕获，也可以解释为早期成矿阶段均匀的CO2-H2O成矿流体在本阶段因不混溶而产生相分离。若上述各类包裹体捕获于混合流体，即NaCl-H2O流体与CO2流体的混合流体，这些包裹体的均一温度及盐度应当分布于一个较大范围内。而安曼矿区主成矿阶段这些原生的Ⅰa型、Ⅰb型及Ⅰc型包裹体尽管具有不同相比及不同的完全均一方式，但均一温度十分接近。据此可推断这些共生于同一石英颗粒内的同期原生包裹体应当为不混溶包裹体组合[15−17]，指示安曼金矿床在主成矿阶段成矿流体存在流体不混溶现象。

流体不混溶或沸腾作用对于成矿物质的沉淀有着重要意义。流体中CO2因不混溶大量逸失，导致剩余流体的pH升高，使得成矿流体中的含金络合物失稳分解[18]。许多金矿床在主成矿阶段存在流体不混溶现象，并被视为引发成矿热液卸载成矿物质的主要原因[19−21]。

安曼矿区主成矿阶段样品中发育的不混溶包裹体群的捕获温度为230~326 ℃。通常认为捕获于均匀热液体系中的包裹体均一温度仅代表其捕获温度的下限，而对于捕获于不混溶流体中的沸腾包裹体，其端元组分的包裹体均一温度可代表捕获时的温度[15−17]。因此，据上述不混溶包裹体群的捕获温度推断，安曼金矿床主成矿阶段的成矿温度应在中温和低温范围内。

4.2 成矿流体性质及其演化

包裹体显微测温结果及包裹体成分分析结果见表1和表2，安曼金矿床的成矿流体总体具有富CO2及盐度特征。各成矿阶段包裹体类型、均一温度及成分之间的差异，反映成矿流体性质在成矿过程中逐步演化。早阶段Ⅰb型包裹体最发育，该阶段成矿流体中盐度较低(1.6%~8.8%)，CO2含量丰富，包裹体中蒸汽相CO2及液相CO2总体积通常可占包裹体总体积的30%~90%。初始成矿流体所具备的富CO2、低盐度特点，表明安曼金矿床的成矿流体来源可能与变质流体关系紧密。

主成矿阶段包裹体种类较多，除Ⅱ型包裹体外，Ⅰ型包裹体的3个亚类均有发育。主成矿阶段发育的各类包裹体均一温度及盐度分别为185~336 ℃和0.43%~11.60%。本阶段部分样品中可见不同相比的各类CO2-H2O包裹体，同时在单颗石英中发育，并具有较近的均一温度，显示本阶段成矿流体出现不混溶(沸腾作用)。包裹体群体成分分析结果显示，该阶段成矿流体中(CO2)/(H2O)下降，流体中CO2质量分数降低。该现象可能是流体不混溶、CO2组分逸失所导致。本阶段成矿流体中CH4及Ca2+和K+质量分数略增加，反映出可能存在流体混合或水岩反应。考虑到大量发育的张性断裂是引发流体减压沸腾的主要原因，作为一个开放系统，这些断裂系统既为流体减压沸腾提供了条件，同时也可能为地表大气降水在重力作用下向深部渗漏提供了便利，故沸腾之后发生流体混合可能不可避免。

在晚阶段，石英－碳酸盐细脉中捕获大量富液相H2O包裹体，均一温度及盐度分别为118~226 ℃和2.9%~5.1%，反映安曼金矿床成矿流体至本阶段演变为低盐度、贫CO2的热水体系。

前人研究认为岩浆来源流体具有富CO2、高盐度的特点，变质流体则具有富CO2及低盐度的特点，改造流体的特点则是低盐度、贫CO2[22]。富CO2及低盐度的特点显示，安曼金矿床成矿流体在早阶段与变质流体极相似。H和O同位素显示马来西亚中央金成矿带内多个金矿成矿流体来源于变质流体，在成矿过程中可能混合有大气降水，至成矿晚期后演变为以大气降水为主的流体[7]。综合考虑矿体赋存状态、流体性质演变、不混溶包裹体及包裹体群体成分分析结果，推测安曼金矿床成矿流体应源自变质流体，进入主成矿阶段流体因不混溶而发生相分离，并可能历经流体混合或水岩反应，至成矿晚期演变为具有改造流体特征的贫CO2、低盐度的低温流体。

4.3 成矿机制及矿床成因

流体包裹体研究显示安曼金矿床成矿流体属H2O-CO2-NaCl体系，含少量CH4和H2等，具有富CO2及低盐度特征。这些特点与典型造山型矿床流体特征相近[23−26]。

安曼金矿床所在的马来半岛中央金成矿带西侧边界为Bentong-Raub深大断裂带。该断裂带由一系列平行的、近N—S向的断裂构造构成。该断裂规模巨大，向北穿过南中国海与泰国清莱—清迈断裂带相并继续向北延续至缅甸、中国境内。该断裂被视为于中晚三叠世拼合的中缅马苏地块与印支地块之间的边 界[2−4, 8]。在Bentong—Raub断裂带东侧地区，发育一系列的推覆、剪切构造，区域变质作用强烈[1, 22]。这些现象以及马来半岛三叠纪前后近N—S走向的重熔型花岗岩基的侵位均指示了中缅马苏地块与印支地块汇聚后的碰撞造山运动[5, 27−29]。

安曼矿区早阶段应区域变质作用顺岩石片理生成的石英脉普遍遭受构造变形，碎裂岩化现象极发育。主成矿阶段生成的黄铁矿−石英脉穿切了早阶段形成的石英脉，晚阶段碳酸盐脉发育有指示伸展引张环境的梳状或晶簇构造。安曼金矿床这些矿化特征显示其在成矿过程中可能历经了一个与造山过程相类似的应力环境演变过程，即早期为挤压应力为主，经中期挤压—伸展构造转换，晚期后为相对伸展的环境。

据上述情况，推测安曼金矿床金成矿作用应当与马来半岛造山过程有关。随古特提斯洋的闭合、消亡，从冈瓦纳大陆边缘裂解分离出的中缅马苏地块于中晚三叠世(200~220 Ma)[27−29]与华夏—印支古陆开始汇聚、碰撞造山。伴随造山作用，马来半岛Bentong—Raub断裂带东侧生成一系列与之平行的推覆—剪切构造，区域变质强烈。变质过程中脱水、脱挥发分产生的大量流体沿揉皱、片理化带等韧性变形产生的构造薄弱带运移。矿区内早阶段顺层发育的石英脉多属类似情况。在此过程中，有部分流体可能由于构造作用或地层岩石组分渗透性差，被圈闭在深部。区域变质引发的活化作用或持续的水岩反应使得这部分变质流体从深部获取丰富成矿物质，形成含矿流体[17]。

随造山作用持续至挤压－伸展构造转换阶段，早期韧性变形过程中顺构造面理发育的石英脉在该阶段早期，遭受变形、破碎，为后续成矿提供了有利赋矿空间。本阶段后期大量发育的张性断裂系统使得大量圈闭并循环于深部的含矿流体迅速上升、涌入赋矿构造内，而随之而来的环境压力及温度降低，引发成矿流体不混溶产生相分离，导致大量成矿物质沉淀。故此在主成矿阶段并同时捕获了不同相比的Ⅰa，Ⅰb及Ⅰc型CO2-H2O包裹体(Ⅰ型)，并形成大量粒度细、自形程度低的石英－黄铁矿脉。随造山活动进入尾声，安曼金矿床金成矿作用进入晚阶段，本阶段具梳状构造的方解石－石英网脉普遍发育标志着成矿作用的结束。该阶段捕获的Ⅱ型包裹体反映出贫CO2、低盐度、低温的改造流体特征。

总之，安曼金矿床成矿流体演化、成矿特点及成矿背景，表明安曼金矿床的形成应当与二叠—三叠纪时期，马来半岛中缅马苏陆块与印支陆块碰撞造山有关，属于造山型金矿。

5 结论

1) 安曼金矿床各成矿阶段发育的流体包裹体主要为CO2-H2O包裹体及气液两相H2O包裹体。液相成分中阳离子以Na+，K+和Ca2+为主，阴离子以SO42−，Cl−及F−为主，气相成为以H2O，CO2和CH4为主。

2) 成矿早阶段为中温、低盐度及富含挥发组分的CO2-H2O流体，含少量CH4。在主成矿期，流体温度降低至中低温、盐度略微升高，K+，Ca2+和SO42−等组分增加。该阶段共生的不同相比的CO2-H2O包裹体具有相近的完全均一温度，指示本阶段发生流体不混溶。成矿晚阶段流体演化为低温、低盐贫CO2流体。

3) 安曼金矿床成矿流体总体具有低盐度、富CO2的特点，与典型造山型金矿床流体特征一致。早期挤压环境下产生的变质流体在深部获取大量成矿物质后演化为成矿流体。主成矿阶段构造环境性质转变，流体失压沸腾， CO2大量逸失，导致含金络合物失稳沉淀富集成矿。成矿流体演化及成矿特点显示安曼金矿床为二叠—三叠纪时期马来半岛中缅马苏陆块与印支陆块碰撞造山背景下形成的造山型金矿床。

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(编辑 陈灿华)

Fluid inclusion of Amon gold deposit in Kelantan ofMalaysia

DEN Xiangwei, LIU Jishun, DU Gaofeng, DAI Tagen, ZOU Haiyang,YANG Mu, YANG Liu, KE Zhaohui, XIE Jianfeng, WANG Tianguo

(Key Laboratory of Metallogenic Prediction of Nonferrous Metals, Ministry of Education, School of Geosciences and Info-Physics, Central South University, Changsha 410083, China)

Considering that Amon gold deposit is located in the southwest of Kelantan state of Malaysia, and that its ore deposit controlled by the faults is located in the Permian—Triassiac volcanic sedimentary rock series, the fluid inclusions,the properties and evolutions of ore-forming fluid were studied. The results show that these fluid inclusions from gold ores of each metallogenic stage are dominated by CO2-H2O fluid inclusion and liquid−vapor two-phase H2O fluid inclusion. In early stage, fluid inclusions are mainly CO2-H2O fluid inclusion, the homogeneous temperatures vary from 248 ℃ to 352 ℃, and the corresponding salinities of this stage range are from 1.6% to 8.8%. In main metallogenic stage, fluid inclusions are dominated by CO2-H2O fluid inclusion and liquid-vapor two-phase H2O fluid inclusion, the homogeneous temperatures vary from 185 ℃ to 336 ℃, and the corresponding salinities of this stage range from 0.43% to 11.6%. In late stage, fluid inclusions are mainly liquid-vapor two-phase H2O fluid inclusion, the homogeneous temperatures vary from 118 ℃ to 226 ℃, and the corresponding salinities of this stage range from 2.9% to 5.1%. The gas component of fluid inclusions is dominated by CO2and H2O, and also has little CH4and H2. The positive ions in fluid inclusions are mainly Na+, K+and Ca2+, and the main negative ions are Cl−, SO42−and F−. The homogeneous temperature of the inclusion groups shows that the metallogenic temperature is 230−326 ℃ in the main metallogenic stage. The ore-forming fluid of Amon gold deposit belongs to low salinity, rich CO2and mid-temperature fluid system, and the fractionation of CO2from the ore-forming fluid caused by the fluid immiscibility in main metallogenic stage is the major factor controlling gold precipitation. The formation of Amon gold deposit is related to the mechanism of collisional orogenesis between Sibumaso continental block and Indochina continental block from Permian to Triassic, which belongs to orogenic gold deposit.

fluid inclusion; ore-forming fluid; gold deposit; Malaysia

10.11817/j.issn.1672-7207.2015.04.023

P619.31

A

1672−7207(2015)04−1335−10

2014−06−12；

2014−08−22

国家自然科学基金资助项目(41103024，41102053)(Projects (41103024, 41102053) supported by the National Natural Science Foundation of China)

邓湘伟，博士研究生，从事矿产普查与勘探研究；E-mail：dengxiangwei666@126.com