河南银洞坡金矿成矿流体与矿床成因研究

曾　威，段　明，万　多，司马献章，奥　琮，任爱琴，杨泽强，李法岭

(1.中国地质调查局天津地质矿产研究所，天津　300170； 2.吉林大学地球科学学院，吉林 长春　130061；3.河南省地矿局第三地质矿产调查院，河南 信阳　464000)



河南银洞坡金矿成矿流体与矿床成因研究

曾威1，段明1，万多2，司马献章1，奥琮1，任爱琴3，杨泽强3，李法岭3

(1.中国地质调查局天津地质矿产研究所，天津300170； 2.吉林大学地球科学学院，吉林 长春130061；3.河南省地矿局第三地质矿产调查院，河南 信阳464000)

银洞坡金矿位于桐柏县围山城金银矿带的中部，为一超大型金矿床，伴生银、铅锌。对金矿石中主要成矿阶段流体包裹体进行了详细的岩相学、显微测温及激光拉曼光谱成分研究，结果表明：金矿石中发育气液两相包裹体、富气相包裹体和含CO2三相包裹体，流体成分为H2O-NaCl-CO2体系，含少量N2、CH4、H2S和H2。流体不混溶是导致矿质沉淀的主要因素。3类包裹体的均一温度为169.2～399.2 ℃，流体盐度为1.8%～12.2%，其中含CO2三相包裹体的盐度明显小于气液两相包裹体的盐度。利用不混溶体系估算得到包裹体的捕获压力为62～126.3 MPa，成矿深度为5.2 km左右。矿石中黄铁矿的δ34S为1.6‰～3.3‰，围岩中纹层状黄铁矿的δ34S为3.3‰～6.2‰，矿石中的δ34S小于围岩中δ34S值，表明成矿物质中的硫可能来源于地幔硫和围岩硫的混合。

银洞坡金矿；成矿流体；流体不混溶；硫同位素；造山型金矿；河南

0　引　言

河南银洞坡金矿床是20世纪90年代完成勘探的超大型金矿床，自该矿床发现以来，前人在成矿地质特征、矿床成因及地球化学特征方面做了深入的研究，并将该矿床厘定为层控造山型金矿[1-3]。但对于银洞坡金矿的成矿流体特征及成矿温压条件缺乏深入的研究，杨永等[4]对银洞坡金矿流体包裹体的研究仅发现了气液两相包裹体并进行了均一温度测试，本文在成矿阶段划分的基础上，对主成矿阶段流体包裹体进行了详细的岩相学、显微测温和流体成分研究，探讨了流体的温压条件及矿床形成机制。

1　区域与矿床地质特征

银洞坡金矿床处于秦岭造山带东段北秦岭构造带中，围山城金银矿带的中部。围山城金银矿带内分布有破山银矿、银洞坡金矿和银洞岭银矿3个大型矿床，以及夏老庄、郭老庄等金银矿点。各矿床(点)主要分布于朱庄背斜的核部和两翼(图1)，区域上出露的地层主要有早古生界歪头山组和大栗树组。分布的侵入岩主要有加里东晚期桃园岩体、燕山中期梁湾岩体，也有不同类型的脉岩。矿体的产出明显受歪头山组地层控制，而矿化显示出明显的热液矿床的特征。

图1　围山城金银矿带地质略图[1]Fig.1　Geological map of Weishancheng gold-silver ore belt　1.早古生界大栗树组；2.早古生界歪头山组上部；3.歪头山组中部；4. 歪头山组下部； 5.大理岩；6.梁湾二长花岗岩体；　7.桃园二长花岗岩体；8.石英闪长岩；9.挤压破碎带；10.背斜轴线；11.断层; 12.地质界线；13.大型金银矿

银洞坡金矿位于朱庄背斜向北西倾伏部位。背斜是矿区主干构造，背斜两翼派生的共轭逆冲剪切带、顺层剪切带是主要的容矿构造。

矿区内出露地层为歪头山组中部第一岩性段(Pz1w21)、第二岩性段(Pz1w22)、第三岩性段(Pz1w23)，其次是下部第九岩性段(Pz1w19)。歪头山组中部第一岩性段主要岩性为黑云变粒岩夹少量云母石英片岩、炭质绢云石英片岩；歪头山组中部第二岩性段主要岩性为绢云石英片岩、炭质绢云石英片岩夹白云变粒岩；歪头山组中部第三岩性段主要为变粒岩夹含石榴白云石英片岩、炭质绢云石英片岩。各段地层的展布受主干构造——朱庄背斜控制。歪头山组下部第九岩性段岩性为斜长角闪片岩夹变粒岩、云母石英片岩。其中矿体主要产于绢云石英片岩、炭质绢云石英片岩中。

矿体的空间分布严格受含矿岩系及赋矿构造的双重控制，呈鞍状、似层状分布于朱庄背斜的转折端、倾伏端的虚脱部位及两翼的破碎带中(图2，图3)。矿体形态基本和背斜形态一致，随着背斜南东向仰起而撒开，北西向倾伏而收敛；转折端含矿层增厚而膨大，深部随背斜的平缓消失而尖灭，矿体沿走向、倾向均呈舒缓波状。由于碎裂流动，矿体具膨缩、分枝复合、尖灭再现等特点，但矿体产状与地层产状基本一致。上陡下缓，北翼陡南翼缓，在平面、剖面上均呈平行排列，具多层状重叠出现。

图2　银洞坡金矿区矿体分布平面示意图*河南省地矿局第三地质矿产调查院.桐柏围山城金银成矿带成矿作用及中深部隐伏矿预测研究报告. 2013:1-175.Fig.2　Plane sketch map of ore body distribution of Yindongpo gold deposit1.歪头山组中部第二岩性段；2.歪头山组中部第三岩性段；3.金矿体位置及编号；4.断裂带位置及编号；5.勘探线位置及编号

矿区内共圈定11个工业矿体(西段的1-1号、2-1号、2-2号、4-1号、4-1-2号、5-1号、5-2号，东段的2号、3-1号、3号、1号)，其中1号矿体(对应西段4-1号)为贯穿东西两段的大型工业矿体，从E12—W26线走向延长1 500 m，最大斜深近700 m，规模达大型。南翼沿走向有尖灭再现现象，北翼在西段已无工业矿体。矿体随背斜向西倾伏，埋深逐渐加大。分布标高-380～300 m，沿走向、倾向均未封闭。矿体在轴部受共轭逆冲剪切带控制，在两翼深部变为顺层破碎带控制。其厚度在背斜轴部东厚西薄，品位东富西贫。金铅组分分布不均匀，有时呈正消长关系，有时相互递变。矿体厚大部位出现在E10—E4线背斜轴部附近，300～175 m标高区间，厚度达20～34 m。

主要矿石矿物为黄铁矿、方铅矿、闪锌矿、黄铜矿，少量磁黄铁矿、方黄铜矿，金、银矿物有自然金、银金矿、金银矿、自然银。脉石矿物主要为石英、绢云母、斜长石、炭质。矿化蚀变主要有硅化、绢云母化、碳酸盐化，其中硅化和矿化关系最密切。

图3　银洞坡矿区西段矿体分布剖面示意图①Fig.3　Section sketch map of western ore block of Yindongpo gold deposit1.歪头山组中部第二岩性段；2.歪头山组中部第三岩性段；3.断裂带及编号；4.金矿体位置及编号；5.地质界线

根据对银洞坡金矿野外地质观察、矿物共生组合以及生成顺序的分析，将成矿作用划分为3个阶段：Ⅰ阶段为中粗粒黄铁矿、石英脉阶段(图4a)，为成矿早阶段，石英脉乳白色，含少量粗粒黄铁矿，很难形成工业矿体；Ⅱ阶段为细晶黄铁矿、石英网脉阶段，石英为灰白色、烟灰色，呈网脉状或胶结围岩角砾为特征, 见有后期石英胶结早期石英角砾，含大量黄铁矿、方铅矿、闪锌矿、黄铜矿、自然金、银金矿等矿物(图4b、c)，为主要成矿阶段；Ⅲ阶段为中粗粒方铅矿、闪锌矿-石英、碳酸盐阶段，以白色石英、碳酸盐单脉或网脉为代表(图4d),石英可见晶簇构造，碳酸盐脉可穿切早、中阶段的石英脉，为成矿晚阶段。矿石结构有自形—半自形晶粒状结构、它形粒状结构、交代熔蚀及交代残余结构。矿石构造主要为浸染状构造、网脉状—脉状构造、角砾状构造(图4e)、块状构造。

2　样品和测试

本次流体包裹体研究所用样品采自1号矿体露天采场，属于细晶黄铁矿、石英网脉阶段。先将样品磨制成双面抛光的薄片做岩相学和流体包裹体观察， 然后选择样品中有代表性的包裹体进行显微测温和激光拉曼光谱分析。包裹体显微测温在吉林大学地球科学学院地质流体实验室完成。显微冷热台为Linkam THMS600型，可测温度范围为-196～+600 ℃，测试前用人造纯H2O及盐度为25%的H2O-NaCl包裹体(国际标样)进行系统校正，该冷热台在-120～-70 ℃温度区间的测定精度为±0.5 ℃，-70～+100 ℃区间为±0.2 ℃，在100～500 ℃区间为±2 ℃。对于气液两相水溶液包裹体, 测定冰点温度和完全均一温度；对于含CO2三相包裹体，测定固相CO2熔化温度、CO2笼合物消失温度、CO2相部分均一温度和包裹体完全均一温度。

包裹体激光拉曼光谱分析在西安地质矿产研究所实验测试中心完成。仪器为Renshaw inVia型激光拉曼探针，采用514 nm Ar+离子激光器，激光功率20 mW，扫描速度6次/10 s叠加；光谱仪狭缝20 μm。

图4　银洞坡金矿矿石照片Fig.4　Photos of ores from Yindongpo gold deposita.早期石英粗脉，发育粗粒黄铁矿化；b.黄铁矿、方铅矿半自形块状矿石; c.-100 m中段网脉状浸染状矿石； d.露天采场方铅矿矿石，发育硅化、碳酸盐化蚀变；e.露天采场角砾状矿石，炭质绢云石英片岩角砾和早期石英脉角砾被后期石英胶结； f.绢云石英片岩中发育细粒黄铁矿化，纹层状产出

硫同位素测试样品采自1号矿体露天采场，其中5件为含黄铁矿的绢云石英片岩，黄铁矿细粒自形，呈纹层状分布(图4f)，为围岩中原生的黄铁矿；7件为金矿石样品，黄铁矿中细粒，呈稠密浸染状、团块状与石英伴生，为主成矿阶段。黄铁矿单矿物挑选在廊坊市宇能矿物分选技术服务有限公司完成。硫同位素测试在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成，在1 020 ℃用直接氧化法将黄铁矿中的硫转化成SO2，同位素测试采用DELTA V Plus质谱仪进行。

图5　银洞坡金矿流体包裹体照片Fig.5　Microphotos of fluid inclusions from Yindongpo gold deposita.气液两相包裹体；b.富气相包裹体；c、d.含CO2三相包裹体；e、f.气液两相包裹体

3　流体包裹体特征

3.1包裹体类型

依据包裹体成分和室温下相态将包裹体分为3种类型：Ⅰ型为气液两相包裹体，Ⅱ型为富气相包裹体，Ⅲ型为含CO2三相包裹体。

(1)气液两相包裹体(Ⅰ型)：该类型包裹体室温下为两相，即液相H2O溶液+气相H2O，包裹体呈椭圆形、石英晶形或不规则形，大小一般为4～12 μm，气液比变化于15%～35%，加热时均一到液相。该类型包裹体占包裹体总数的65%左右，成群或孤立分布于含硫化物石英脉中(图5a，e，f)。

(2)富气相包裹体(Ⅱ型)：该类型包裹体室温下为两相，即液相H2O溶液+气相H2O，一般呈椭圆形或石英晶形，大小一般为5～8 μm，气液比变化于55%～70%，加热时均一到气相。该类型包裹体占包裹体总数的10%左右，孤立分布于石英脉中(图5b)。

(3)含CO2三相包裹体(Ⅲ型)：该类型包裹体室温下为三相， 即液相H2O溶液+液相CO2+气相CO2，液相CO2和气相CO2占包裹体总体积的30%～55%，气相CO2占CO2相总体积的70%～85%，多呈椭圆形或不规则形，大小一般为5～11 μm，成群或孤立分布于石英脉中，约占包裹体总数的25%(图5c，d)。

3.2流体包裹体测温

银洞坡金矿102个流体包裹体数据见表1、图6。Ⅰ型包裹体均一温度范围为169.2～249.6 ℃，众值为190～210 ℃，平均值为205.1 ℃，冰点温度范围为-8.4～-2.4 ℃，平均值为-3.7 ℃；Ⅱ型包裹体均一温度分为两个区间范围，第一区间范围为197.4～225.2 ℃，平均值211.6 ℃，第二区间范围为287.4～297 ℃，平均值294.6 ℃，Ⅱ型包裹体冰点温度变化范围-6.6～-2.8 ℃，平均值-4.2 ℃；Ⅲ型包裹体完全均一温度范围为243.2～299.2 ℃，平均值284.5 ℃，固相CO2熔化温度为-57.8～-56.9 ℃，低于CO2的三相点温度，反映CO2相中有N2或CH4的存在[5], CO2笼形物消失温度为7.4～9.1 ℃，平均值为8.1 ℃，CO2相部分均一温度为20.6～25.2 ℃，平均值22.8 ℃。

根据冰点温度，利用Hall et al.[6]提出的盐度计算公式：W=0.00+1.78ti+0.044 2ti2+0.000 557ti3，计算出Ⅰ型包裹体盐度为3.5%～12.2% NaCl eqv，平均值为6.0% NaCl eqv；根据CO2笼合物熔化温度，利用Bozzo et al.[7]的盐度计算公式：W=15.520 02-1.023 42tcla-0.052 86tcla2，计算出Ⅲ型包裹体盐度为1.8%～5.1% NaCl eqv(图6(b))，平均值为3.7% NaCl eqv。表明银洞坡金矿的成矿流体盐度较低，且Ⅰ型包裹体盐度较Ⅲ型包裹体盐度要高。

根据均一温度和盐度，应用刘斌和段光贤1987年的经验公式[8]：ρ=a+bth+cth2(a、b和c均为无量纲参数)，求得Ⅰ型包裹体的密度介于0.85～0.97 g/cm3，平均0.91 g/cm3；Ⅲ型包裹体流体密度利用刘斌和段光贤1987年的经验公式[8]:ρ=0.468 3+0.000 144 1(31.35-tCO2)+0.131 8×(31.35-tCO2)1/3,计算得到Ⅲ型包裹体CO2的相密度介于0.71～0.76 g/cm3，平均为0.74 g/cm3。银洞坡金矿流体包裹体总体显示为低密度的特征。

3.3流体包裹体激光拉曼光谱分析

流体包裹体激光拉曼光谱分析表明，气液两相包裹体液相成分以H2O为主，含很少量的CO2，气相成分为H2O和CO2(图7(a)、(b)、(f))；含CO2三相包裹体水溶液相成分以H2O为主，含极少量的CO2，气相成分以CO2为主，含少量H2O(图7(c)、(d)、(e)、(h))。另外包裹体气相成分含有很少量的N2、CH4、H2S和H2。可见银洞坡金矿成矿流体为H2O-CO2-NaCl体系。

表1　银洞坡金矿流体包裹体特征及参数

注：流体包裹体测试在吉林大学地球科学学院地质流体实验室完成，所用仪器为Linkam THSM-600型冷热台；ti为冰点温度，ti(CO2)为固体CO2熔化温度，th(CO2)为CO2相部分均一温度，tm(cla)为笼形物消失温度，tht为完全均一温度，W为盐度。

图6　银洞坡金矿流体包裹体均一温度、盐度直方图Fig.6　The homogenization temperature and salinity histograms of fluid inclusions from Yindongpo gold deposit(a)均一温度直方图；(b)盐度直方图

图7　银洞坡金矿包裹体激光拉曼光谱图Fig.7　Laser Raman spectra of fluid inclusions from Yindongpo gold deposit(a)、(b)分别为气液两相包裹体液相、气相；(c)、(d)、(e)分别为含CO2三相包裹体：水溶液相、CO2液相和CO2气相；　　(f)为气液两相包裹体气相；(g)、(h)分别为含CO2三相包裹体水溶液相、CO2气相

4　硫同位素特征

本次研究对5件绢云石英片岩和7件金矿石样品中的黄铁矿进行了硫同位素测试(表2)，绢云石英片岩中黄铁矿δ34S为4.1‰～6.1‰，金矿石中黄铁矿δ34S为2.2‰～3.3‰，结合张静等[2]和河南省地质矿产局地质科学研究所的测试结果，围岩绢云石英片岩中黄铁矿的δ34S为3.3‰～6.2‰，金矿石中黄铁矿的δ34S为1.6‰～3.3‰。根据大本定量计算的典型热液成矿条件下形成的硫化物矿物硫同位素组成的相图资料[9]，当成矿溶液的fO2较低(10-38～10-40)，δ34SPy≈δ34S∑S。因此银洞坡金矿成矿流体的δ34S为1.6‰～ 3.3‰，小于围岩绢云石英片岩的δ34S。说明银洞坡金矿的硫，除来源于歪头山组地层外，还有部分地幔硫来源。

5　讨　论

5.1流体的不混溶性及捕获的温压条件

银洞坡金矿成矿期石英脉中同时存在气液两相包裹体、富气相包裹体和含CO2三相包裹体，说明成矿流体为一种不均匀流体[5]，产生这种现象可能有两种原因：一是H2O-NaCl流体和富CO2流体的混合，二是均匀的H2O-CO2-盐体系流体发生不混溶作用[10-12]。对于第一种情况，由两种流体混合而捕获形成的包裹体其均一温度和盐度应存在较大的波动范围，这与本区包裹体的实际情况不符。本区包裹体中富CO2包裹体的均一温度集中分布于270～300 ℃，气液两相包裹体的均一温度集中分布于190～210 ℃，不存在250～300 ℃的包裹体，这种情况不可能是由两种类型流体混合的结果。矿区流体包裹体的盐度变化范围集中分布于3%～8%，含CO2三相包裹体的盐度明显小于气液两相包裹体的盐度，这种现象正是由于原始均匀的H2O-CO2-盐体系流体发生不混溶，分离出富CO2流体和富水溶液流体的结果，因为在不混溶过程中大量的盐类趋向于进入富水相中[13]。虽然含CO2三相流体包裹体和一部分富气相流体包裹体的均一温度明显大于气液两相包裹体的均一温度，但通过对夹皮沟金矿和额尔古纳成矿带西北部金矿床的研究[10,12]，以及Robert和Tbrahim等对加拿大Sigma、Star Lake等金矿床的研究[14-15]，发现这种现象在流体不混溶过程中是普遍存在的，并认为这是由于压力波动导致CO2的多次沸腾作用造成的，构造活动使成矿流体的压力在静岩压力和静水压力之间波动，压力降低必然引起CO2饱和的盐水溶液发生沸腾而导致部分CO2的分离，当压力回到静岩压力后流体成为CO2不饱和的流体，在这一深度捕获的流体将具有更低的均一温度[13]。银洞坡金矿床广泛发育角砾状矿石，见石英脉胶结围岩角砾，说明成矿期存在张性应力，正是这种张性环境导致了流体压力的突然降低，致使流体不混溶作用的发生，这也是导致矿质沉淀的重要因素。

表2银洞坡金矿的硫同位素组成

Table 2Sulfur isotopic composition of Yindongpo gold deposit

样品号矿物样品描述δ34S/‰来源S1-YDP黄铁矿近矿绢云石英片岩中细粒黄铁矿呈纹层状分布4.1本文S2-YDP黄铁矿近矿绢云石英片岩中细粒黄铁矿呈纹层状分布5.7本文S3-YDP黄铁矿近矿绢云石英片岩中细粒黄铁矿呈纹层状分布4.4本文S4-YDP黄铁矿近矿绢云石英片岩中细粒黄铁矿呈纹层状分布6.1本文S5-YDP黄铁矿近矿绢云石英片岩中细粒黄铁矿呈纹层状分布4.2本文S6-YDP黄铁矿金矿石2.6本文S7-YDP黄铁矿金矿石2.5本文S8-YDP黄铁矿金矿石2.7本文S9-YDP黄铁矿金矿石2.2本文S10-YDP黄铁矿金矿石3.3本文S11-YDP黄铁矿金矿石2.3本文S12-YDP黄铁矿金矿石2.8本文 黄铁矿绢云石英片岩3.3～4.8 黄铁矿矿石1.6～3.1(14个数据)文献[2]

注：硫同位素测试在核工业北京地质研究院分析测试研究中心，采用DELTA V Plus质谱仪完成。

对于不混溶体系的流体体系，含CO2三相包裹体的均一温度近似等于不混溶包裹体的捕获温度，其值为243～300 ℃，峰值为270～300 ℃，利用刘斌等提出的不同盐度不同密度包裹体的等容式：p=a+bt+ct2(p为压力，a、b、c为无量纲常数，不同盐度密度值对应的数值不同，t为温度)[16]，估算得到包裹体的捕获压力为53.6～126.3 MPa。矿区围岩为云母石英片岩、黑云变粒岩、斜长角闪片岩，岩石密度按2.55 g/cm3计算，则静岩压力梯度为25.5 MPa/km，按静岩压力梯度计算得到成矿深度为2.1～5.0 km；而考虑到成矿阶段流体发生沸腾作用，流体系统在沸腾瞬间转变为静水压力系统，则按静水压力梯度计算得到成矿深度为5.4～12.6 km。在成矿作用过程中，由于断层阀作用，流体系统交替处于封闭系统和开放系统之间，而成矿深度不变，因此可以考虑用最小捕获压力/静水压力梯度或最大捕获压力/静岩压力梯度代表成矿深度[17]，本文计算得到的结果分别为5.4 km和5.0 km，两者相近，因此认为银洞坡金矿成矿深度为5.2 km左右,这与矿体产于脆性断裂带(破碎带)中，发育角砾状构造相吻合，一般认为脆性变形发生的深度<10 km。

5.2成矿时代及构造背景

研究区构造位置属于北秦岭构造带，位于扬子板块与华北板块的结合部位，经历了复杂的构造演化，既受到华北板块与北秦岭之间的俯冲碰撞的影响，又经历了南秦岭和北秦岭之间的俯冲碰撞。南秦岭和北秦岭之间商丹缝合带蛇绿岩精确的年代学研究表明新元古代(约600 Ma)秦岭洋已经形成[18]，早古生代时期北秦岭地区处于沟-弧-盆体系的大陆边缘环境，约在524 Ma开始，秦岭洋沿商丹断裂向北俯冲消减[19]，此后发生了多期弧陆碰撞，并在泥盆纪秦岭洋盆最终闭合[20-21]。北秦岭普遍存在的晚志留世—早泥盆世的麻粒岩相-角山岩相变质事件[22]，正是秦岭洋向北俯冲碰撞的结果[23-24]。华北陆块南缘是否发育新元古代时期的古大洋，迄今还没有发现相关记录。但华北板块和北秦岭经历了早古生代的碰撞造山作用是已被证明的，北秦岭广泛分布的早古生代早期(～500 Ma)的高压-超高压变质岩即是华北板块和北秦岭之间碰撞闭合的产物[24-26]。

江思宏等[27]测得银洞坡金矿含金石英脉中绢云母的40Ar/39Ar坪年龄为(373.8±3.2) Ma，代表矿床的形成时代，与张静[28]测得的歪头山组地层中白云母的40Ar/39Ar年龄((361.34±7.07)Ma)近似，说明银洞坡金矿的形成时代与区域变质作用的时代近于一致。如此看来，银洞坡金矿形成于晚志留世—早泥盆世南秦岭和北秦岭板块碰撞造山的构造背景。

5.3矿床成因

银洞坡金矿的成矿流体为低盐度富CO2的流体，通过流体包裹体岩相学及测温研究，我们认为成矿流体在主成矿阶段发生了流体不混溶作用，同时杨永等2002年对不同阶段流体包裹体的成分研究表明，流体CO2/H2O特征值在成矿早、中、晚3期的均值分别为0.128、0.102、0.133，中阶段明显低于早、晚阶段[4]，说明成矿主阶段发生了不混溶作用导致CO2的散失。而银洞坡金矿明显受炭质绢云石英片岩的控制，具有明显的层控特点，可能是因为炭质绢云石英片岩较强的还原性，使成矿流体发生还原反应，导致流体Eh值的降低。矿石和围岩中黄铁矿的硫同位素研究表明，矿石中的硫来源于地幔硫和围岩硫的混合。综上所述，银洞坡金矿形成于晚志留世—早泥盆世南秦岭和北秦岭板块碰撞造山的构造背景，属于造山型金矿，流体不混溶作用及炭质绢云石英片岩对流体的还原作用是导致矿质沉淀的主要因素。

6　结　论

(1)河南银洞坡金矿的成矿流体为低盐度富CO2的流体，气液两相包裹体盐度为3.5%～12.2% NaCl eqv，含CO2三相包裹体的盐度为1.8%～5.1% NaCl eqv，主成矿阶段发生了流体不混溶作用，成矿温度为270～300 ℃，成矿压力为54～126 MPa，成矿深度约为5.2 km。

(2)银洞坡金矿矿石中黄铁矿的δ34S值小于围岩绢云石英片岩中纹层状黄铁矿的δ34S值，显示成矿物质中的硫除来源于歪头山组地层外，还有部分地幔硫来源。

(3)银洞坡金矿形成于晚志留世—早泥盆世南秦岭和北秦岭碰撞造山的构造背景，属于造山型金矿，流体不混溶作用及炭质绢云石英片岩对流体的还原作用是导致矿质沉淀的主要因素。

致谢：采样过程中得到了河南省地矿局第三地质矿产调查院和银洞坡金矿公司的大力支持，在此表示衷心的感谢。

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Ore-forming Fluids and Genesis of Yindongpo Gold Deposit, Henan Province

ZENG Wei1, DUAN Ming1, WAN Duo2, SIMA Xianzhang1, AO Cong1,REN Aiqin3, YANG Zeqiang3, LI Faling3

(1.Tianjin Institute of Geology and Mineral Resources,China Geological Survey, Tianjin300170,China;2.CollegeofEarthScience,JilinUniversity,Changchun,Jilin130061,China；3.No.3InstituteofGeologyandMineralSurvey,HenanBureauofGeologyandMineralResourcesExplorationandDevelopment,Xinyang,Henan464000,China)

Yindongpo gold deposit which is located in the middle part of Weishancheng Au-Ag ore belt in Tongbai County is a super large gold deposit and associated silver,lead and zinc.Petrographic,microthermometric and laser Raman spectroscopic studies were carried out on fluid inclusions in quartz from gold ores.The results show that three types of primary fluid inclusions occur in gold ores:vapor-liquid two phase inclusions,CO2-bearing three phase inclusions and vapor-rich inclusions. Ore-forming fluid is NaCl-H2O-CO2system with a little N2,CH4,H2S and H2.The fluid immiscibility is the main factor leading to the precipitation of ore materials.The homogenization temperatures and salinities of three types of inclusions range from 169.2 ℃ to 399.2 ℃ and 1.8% to 12.2%. The salinity of CO2-bearing three phase inclusions is lower than that of vapor-liquid two phase inclusions.The ore-forming pressure of major mineralization phase is mainly 62-126.3 MPa, corresponding to the depth of 5.2 km.Theδ34S value of pyrite in the ore varies from 1.6‰ to 3.3‰，which is lower thanδ34S value of pyrite in wall rock which varies from 3.3‰ to 6.2‰. It indicates that the sulfur in the ore may be derived from the mixing of mantle sulfur and wall rocks.

Yindongpo gold deposit; ore-forming fluid; fluid immiscibility; sulfur isotope;orogenic gold deposit; Henan

2015-09-18；改回日期：2016-03-18；责任编辑：楼亚儿。

中国地质调查局地质大调查项目(12120113068800，1212011120771，121201006000150003)。

曾威，男，工程师，1985年出生，矿产普查与勘探专业，主要从事矿床学研究与矿产勘查工作。Email：314818431@qq.com。

段明，男，工程师，1983年出生，构造地质学专业，主要从事矿床学研究与矿产勘查工作。Email：duanming000@126.com

P618.51

A

1000-8527(2016)04-0781-11