小兴安岭西北部永新金矿床成矿流体来源与矿床成因：流体包裹体和H-O-S-Pb 同位素证据*

2021-05-19赵忠海崔晓梦孙景贵李成禄

矿床地质 2021年2期

赵忠海，陈俊，乔锴，崔晓梦，孙景贵，李成禄，杨逾

（1 辽宁工程技术大学矿业学院，辽宁阜新 123000；2 吉林大学地球科学学院，吉林长春 130061；3 黑龙江省自然资源调查院，黑龙江哈尔滨 150036；4 辽宁工程技术大学土木工程学院，辽宁阜新 123000）

永新金矿是近年来在小兴安岭西北部嫩江-黑河构造混杂岩带新发现的一处大型金矿床（李成禄等，2013；曲晖等，2014）。除永新金矿外，近几年在该带上还发现了三合屯、科洛河、孟德河、大新屯等金矿床或矿化点。一些学者通过研究发现，该带的几个矿床均受NE 向韧性剪切带控制，矿体呈脉状、透镜状赋存于韧性剪切带中，矿体以蚀变糜棱岩型为主，认为它们都是与北东向展布的糜棱岩带有关的韧性剪切带型金矿，其中永新金矿也位于该糜棱岩带上，并且见有少量糜棱岩型矿体，进而推测永新金矿也为韧性剪切带型金矿（林超等，2015；刘宝山，2015；刘宝山等，2017）；但也有学者通过对矿区与成矿关系密切的火山-次火山岩开展的一系列成岩成矿年代学研究以及构造地质背景等分析，认为永新金矿是与小兴安岭呈北西向发育的众多形成在早白垩世的浅成低温热液型金矿床（如三道湾子，东安、团结沟等）的成因一致（曲晖等，2014；李成禄等，2017；2020；袁茂文等，2017；李士胜等，2018;Yuan et al., 2018; Zhao et al., 2019）。由于该矿床研究程度较低，尚未开展系统的矿床地质研究，导致矿床成因及矿化类型仍存在较大的争议，至今尚未有明确定论，这也制约下一步的找矿勘查和部署。为了准确限定永新金矿床的矿床成因类型，本次研究在系统分析矿床地质特征和成矿地质条件等基础上，对永新金矿床开展了流体包裹体和稳定同位素（S、Pb、H、O）分析，以确定成矿物质来源及成矿流体性质，最终厘定该矿床成因类型，为研究区及邻区下一步开展成矿预测提供理论基础。

1 区域地质特征

研究区位于黑龙江省小兴安岭西北部，地处中亚造山带东端（CAOB；Hong et al.,2004；Jahn,2004；Kovalenko et al., 2004；Kröner et al., 2014，图1a、b），是一个经历了复杂而又漫长的构造和岩浆演化的叠加复合构造区（Jahn, 2000；Wu et al., 2003；Windley et al.,2007），自古生代以来，经历了西伯利亚板块与华北板块之间一系列微板块之间复杂的拼贴和古亚洲洋的构造演化与最终闭合（Jahn, 2000；Wu et al.,2011；Zhou et al.,2013；Zheng et al.,2013），中生代期间构造演化主要特征包括蒙古-鄂霍次克洋构造演化和闭合以及太平洋板块的持续俯冲作用以及新生代深断裂作用（Windley et al., 2007；Zhang et al.,2008；周建波等，2011；许文良等，2012）。多期、复杂构造和岩浆作用使小兴安岭地区发育有大面积古生代火山岩和变质岩、中生代陆相中-酸性火山岩，古近系河湖相碎屑沉积岩及显生宙花岗岩，是东北地区构造岩浆演化最为强烈和复杂的地区，从而形成了与之相关的大量不同类型的贵金属和有色金属矿产（Ge et al., 2007；Zeng et al., 2011，2012；Ouyang et al.,2013，图1c），如斑岩型铜钼矿床、矽卡岩型铁铜（钼）多金属矿床和浅成热液型金矿床，特别是浅成热液型金矿广泛发育（华仁民等，1999；毛景文等，2003；Sun et al., 2012，2013；Zhai et al., 2015；Hao et al.,2015；Shu et al.,2016）。随着矿产勘查研究的不断深入和精确地质年代学技术的发展，该地区矿床类型及成矿时代逐渐被人们了解，近些年已报道的大量年代学数据，指示斑岩型铜钼矿床主要形成在加里东期和燕山期早期2 个成矿时期。其中，加里东期形成包括多宝山、铜山等斑岩铜矿床（480～470 Ma；赵一鸣等，1997；Ge et al., 2007；崔根等，2008；Liu et al., 2012；赵忠海等，2012；Zeng et al., 2014；Hao et al., 2015；刘军等，2017）；燕山期早期形成包括鹿鸣和霍吉河等斑岩钼矿床（187～174 Ma；谭红艳等, 2012；刘翠等，2014；孙庆龙等，2014；Hu et al.,2014a；张琳琳等，2014），该区矽卡岩型铁铜（钼）多金属矿床，如翠宏山、二股西山和徐老九沟等，主要形成于早侏罗世（202～182 Ma；邵军等，2011；郝宇杰等，2013；Hu et al.,2014b），该区浅成热液型金矿，除了争光金矿形成于中奥陶世（462～454 Ma；宋国学等，2015；Gao et al., 2017），其他矿床（如三道湾子、东安、团结沟和高松山等）均形成于早白垩世（120～99 Ma；Zhang et al.,2010；Sun J G et al.,2013；Zhai et al.,2015；Hao et al.,2016；Shu et al.,2016）。

图1 中亚造山带构造示意图（a,据Jahn,2000；Wu et al.,2007修改）、中国东北地区大地构造分区图（b,据Wu et al.,2011修改）和小兴安地区区域地质简图（c,据Zhang et al.,2010；Wu et al.,2011修改）Fig.1 Schematic map of the Central Asian orogenic belt(a,modified after Jahn,2000；Wu et al.,2007),tectonic divisions of Northeast China(b,modified after Wu et al.,2011)and regional geological sketch map of the Xiao Hinggan Mountains(c,modified after Zhang et al.,2010；Wu et al.,2011)

2 矿区地质特征

永新金矿床位于黑龙江省嫩江县东北方向70 km，黑河市西南方向115 km，由黑龙江省地质调查研究总院在2009 年最早发现，截至目前已探明金资源储量近20 t，矿床平均品位4.10 g/t。矿区岩石类型主要包括晚石炭世正长花岗岩，花岗质糜棱岩，早白垩世火山岩及同期的花岗斑岩和闪长玢岩等次火山岩和小面积出露的花岗闪长岩（图2a）。

早白垩世火山岩主要包括龙江组、光华组和甘河组。其中龙江组分布在矿区中北部，主要是由中-酸性火山岩组成，以中性火山岩为主，岩性主要为安山岩、粗面岩、粗面安山岩、安山质角砾岩、英安岩、流纹岩和流纹质含角砾凝灰岩等；光华组主要分布在矿区北部，主要以酸性火山岩为主，岩性主要为英安岩、流纹岩、流纹质凝灰岩和火山角砾岩等；甘河组仅仅在矿区西南角零星出露，主要由安山岩、安山玄武岩和气孔状玄武岩组成。这些早白垩世火山岩喷发不整合覆盖在矿区正长花岗岩、花岗质糜棱岩及花岗闪长岩之上。早白垩世闪长玢岩和花岗斑岩呈北东-北北东向脉状产出，大致与矿体平行。同时，花岗斑岩和闪长玢岩蚀变较强，多见其被含硫化物细脉穿切，局部具有较强烈的金矿化，品位为0.1～0.6 g/t。晚石炭世正长花岗岩主要出露在矿区中西部，相应的糜棱岩大面积呈北东走向出露于研究区东南部，为嫩江-黑河NE 向韧性剪切带的一部分，主要以花岗质糜棱岩和闪长质糜棱岩为主，该套糜棱岩原岩形成年龄在290～310 Ma（赵焕利等，2011；汪岩等，2013；曲晖等，2015；赵院冬等，2015），韧性变形作用发生在早-中侏罗世，时间限制在184～170 Ma（梁琛岳等，2011；赵院冬等，2015；汪岩等，2013），与永新金矿成矿年龄（107±4）Ma（Zhao et al.,2019）不一致，并且在矿区常见宽窄不一的含金硫化物脉沿着糜棱岩裂隙或面理斜切糜棱岩，显示成矿明显晚于糜棱岩。矿区内韧-脆性剪切构造发育，以北东向韧性剪切带为主，倾角25°～40°左右，同时还有派生的北西向和北东向脆性断裂，近南北向和近东西向剪切构造次之。

永新金矿床包括2 条金矿体，金矿体受控于北东向张性断裂带控制，主要赋存在早石炭世正长花岗岩与早石炭世糜棱岩接触部位。矿体总体呈北东向展布，平面上2 条金矿体大体平行排列，剖面上矿体呈舒缓波状产出，局部矿体呈尖灭再现（图2a）。其中，1号主矿体长375 m，最宽处73 m，最窄7 m，倾角20°～30°，倾向上最大延深800 m 左右。工业矿体平均品位3.92 g/t，平均斜厚度约10 m，低品位矿体平均品位1.36 g/t，平均斜厚度约5.5 m（图2b）。

主要矿石类型以热液胶结角砾岩型为主，其次为石英脉型和蚀变岩型（地表氧化矿），偶见有少量糜棱岩型。矿石主要呈自形-半自形粒状结构、他形粒状结构、角砾状构造、浸染状构造、网脉状构造以及晶洞状或晶簇状构造。金属矿物主要包括黄铁矿、方铅矿、闪锌矿和少量的黄铜矿，偶见自然金（图3a～l），次生矿物见赤铁矿和针铁矿。脉石矿物主要包括石英、钾长石、方解石、绢云母、绿泥石、绿帘石和少量冰长石。围岩蚀变类型主要包括钾长石化、硅化、绢云母化、高岭石化、碳酸盐化、绿泥石化和局部冰长石化等，其中硅化与金矿化关系最为密切。成矿过程划分为无矿石英-钾长石阶段（Ⅰ）、灰色石英-黄铁矿-自然金阶段（Ⅱ）、灰黑色石英-多金属硫化物-自然金阶段（Ⅲ）和石英-方解石（Ⅳ）4 个成矿阶段，其中，Ⅱ和Ⅲ阶段是主成矿阶段。

3 样品采集及测试方法

在对永新金矿床的矿床地质特征进行系统调查研究的基础上，本次在不同成矿阶段系统采集了相关测试样品，其中H-O-S-Pb 同位素均在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成，流体包裹体显微测温及激光拉曼测试在中国科学院地质与地球物理研究所矿产资源重点实验室完成，具体测试方法、仪器及标准如下。

S 同位素分析：13 件含金热液角砾岩中的黄铁矿样品均采自于永新金矿床主成矿阶段（Ⅱ和Ⅲ成矿阶段）。首先将粉碎、清洗和干燥后的样品，通过双目镜下挑至99%纯度以上，再磨至200 目左右，然后称取大约15 mg 样品，在真空条件下加热15 min，温度至980℃，生成SO2气体，用冷冻法收集，采用Delta V Plus 质谱仪分析S 同位素组成，以CDT（Cañon Diablo Troilite）为标准，标记为δ34S。分析精度优于±0.2‰（2σ）。详细的分析过程及参考标准参见Robinson等（1975）的描述。

图2 永新金矿床地质简图（a）和170勘探线地质剖面图（b）Fig.2 Geological map of the Yongxin gold deposit(a)and geological section along No.170 exploration line（b）

Pb 同位素分析：10件含金热液角砾岩中的黄铁矿样品均采自于永新金矿床主成矿阶段（Ⅱ和Ⅲ成矿阶段）。同位素比值利用ISOPROBE-T 热电离质谱计（TIMS），具体分析步骤参见丁辉等（2018）描述，其中，实验测试中采用的国际标准NBS981 的测试结果为：206Pb/204Pb=16.937±0.002（2σ；n=10），207Pb/204Pb=15.457±0.002（2σ；n=10）和208Pb/204Pb=36.611±0.004（2σ；n=10）。

H 和O 同位素分析：19 件石英H-O 测试样品分别采自于永新金矿床第Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ成矿阶段（其中，Ⅱ成矿阶段6 件，Ⅲ成矿阶段12 件及Ⅳ成矿阶段1件）。仪器为Finnigan-MAT253 质谱仪。其中，δ18O同位素采用BrF5法；δD 测试采用爆裂法取水，锌还原法制H。测试结果以SMOW 为标准，记为δDV-SMOW，分析精度优于±1‰。详细的实验步骤及标准参照Liu等（2015）。

流体包裹体分析：流体包裹体显微测温采用的仪器为LINKAM THMS600 冷热台，测温范围为-196～600℃，具体实验步骤和测试条件参见黄诚等（2013）描述；流体包裹体激光拉曼光谱测试采用的仪器为Lab RAM HR 拉曼光谱仪，实验条件：激光波长为532 nm，计数时间为3 s，输出功率为44 mV，光谱分辨率为0.65 cm-1，激光束斑为1 μm。

4 测试结果

4.1 S同位素组成

永新金矿床的S 同位素测试分析结果见表1。黄铁矿样品的δ34S 值（包括了3 个Ⅱ阶段样品和10个Ⅲ阶段样品），其中，第Ⅱ成矿阶段黄铁矿的δ34S值为2.3‰～4.5‰，极差为1.7‰，平均值3.5‰；相应的第Ⅲ成矿阶段黄铁矿的δ34S 值为3.3‰～5.1‰，极差为1.8‰，平均值4.3‰，相对第Ⅱ成矿阶段黄铁矿的δ34S值稍微偏高。

总体上，永新金矿床的黄铁矿δ34S 值为2.3‰～5.1‰，极差2.8‰，平均值4.1‰，总体显示在一个较窄的变化区间，极差值小，同时显示相对富集重硫特征。

表1 永新金矿床黄铁矿S同位素组成Table 1 Sulfur isotope compositions of pyrites from the Yongxin gold deposit

表2 永新金矿床黄铁矿Pb同位素组成Table 2 Lead isotope compositions of pyrites from the Yongxin gold deposit

4.2 Pb同位素组成

永新金矿床的Pb 同位素测试分析结果见表2。其中，第Ⅱ成矿阶段的黄铁矿Pb 同位素比值，分别为206Pb/204Pb=18.255，207Pb/204Pb=15.520和208Pb/204Pb=37.962。第Ⅲ阶段黄铁矿Pb同位素比值，206Pb/204Pb值为18.126～18.235，平均值18.160，207Pb/204Pb 值为15.492～15.537，平均值15.515；208Pb /204Pb 值为37.880～38.019，平均值37.962。总体上，永新金矿床的黄铁矿Pb 同位素比值变化范围，206Pb/204Pb 值为18.126～18.255，平均值18.167，207Pb /204Pb 值为15.492～15.537，平均值15.515；208Pb /204Pb 值为37.880～38.019，平均值37.962。μ 值9.28～9.37，平均值9.32；ω 值为34.40～35.08，平均值35.51；Th/U 比值3.58～3.68，平均值3.64。

图3 永新金矿床金属矿物显微学特征Fig.3 Microscopic characteristics of metalliferous minerals in the Yongxin gold deposit

4.3 H-O同位素组成

永新金矿床H-O 同位素测试分析结果见表3。其中, 6 件第Ⅱ成矿阶段硫化物脉中石英矿物的δ18DH2O值为-121.9‰～-112.5‰，极值为-9.4，平均值-117.0‰，δ18O 为6.2‰～8.3‰，极值为2.1，平均值7.4‰；12 个第Ⅲ成矿阶段硫化物脉中石英矿物的δ18DH2O值为-124.8‰～-102.1‰，极值为-22.7，平均值-116.5‰，δ18O 为5.0‰～8.4‰，极值为3.4，平均值7.9‰；1 件第Ⅳ成矿阶段硫化物脉中石英矿物的δ18DH2O值为- 110.2‰，δ18O 值为6.3‰；根据1000lna(石英-水)=3.38×106T-2-3.4（Clayton et al., 1972）和相应的石英中流体包裹体测定的均一温度，将石英中O 同位素（表3）换算为交换平衡的成矿流体中的O同位素。

第Ⅱ成矿阶段石英平衡热液流体中水的δ18OH2O值为-7.0‰～1.8‰，平均值-2.4‰；第Ⅲ成矿阶段石英平衡热液流体中水的δ18OH2O值为-9.6‰～1.7‰，平均值-3.7‰，第Ⅳ成矿阶段石英平衡热液流体中水的δ18OH2O值为-12.5‰～-4.4‰，平均值-8.4‰。

表3 永新金矿床石英H-O同位素组成Table 3 Hydrogen and oxygen isotope compositions of quartz from the Yongxin gold deposit

4.4 流体包裹体特征

4.4.1 流体包裹体岩相学特征

通过流体包裹体岩相学研究，表明永新金矿样品中流体包裹体比较发育（图4a～f），但是包裹体个体很小，大小为2～15 μm，其中以3～6 μm为主。

流体包裹体在室温下的主要类型为气液两相包裹体（L+V），偶见纯液相包裹体（L），其中，气液两相包裹体发育于各成矿阶段，占总数的95%左右，形态多为椭圆形、不规则形以及负晶形等，包裹体成群或孤立分布，大小为3～6 μm，气相分数10%～35%。

4.4.2 流体包裹体温度、压力和深度估算

本文对各成矿阶段的流体包裹体样品进行均一和冰点温度的测试，共测得数据325 个，依据Bodnar（1993）提出的盐度-冰点公式计算获得NaCl-H2O 气液两相包裹体的盐度；依据刘斌等（1987）提出的密度式和等容式计算流体密度；依据绍洁莲（1988）提出的公式计算流体压力；依据孙丰月等（2000）提出的深度和流体压力之间的公式计算成矿深度。测试结果列于表4，均一温度和盐度直方图见图5所示。

无矿石英-钾长石成矿阶段（Ⅰ）均一温度为287～312℃，平均值305℃，盐度w（NaCleq）为3.2%～8.9%，平均值7.5%，密度、静水压力和深度分别为0.74～0.82 g/cm3（平均为0.78 g/cm3）、21.6～30.6 MPa（平均为28.5 MPa）和0.80～1.13 km（平均为1.06 km）（表4，图5a、b）。

灰色石英-黄铁矿-自然金成矿阶段（Ⅱ）均一温度为215～286℃，平均值237℃，盐度w（NaCleq）为0.9%～8.3%，平均值3.4%，密度、静水压力和深度分别为0.77～0.89 g/cm3（平均为0.84 g/cm3）、13.6～26.7 MPa（平均为18.1 MPa）和0.50～0.99 km（平均为0.67 km）（表4，图5c、d）。

灰黑色石英-多金属硫化物-自然金成矿阶段（Ⅲ）均一温度185～215℃，平均值202℃，盐度w（Na-Cleq）为0.2%～5.5%，平均值2.90%，密度、静水压力和深度分别为0.86～0.90 g/cm3（平均为0.89 g/cm3）、11.1～18.1 MPa（平均为14.9 MPa）和0.41～0.67 km（平均为0.55 km）（表4，图5e、f）。

呈绸带状的石英-方解石细脉成矿阶段（Ⅳ）均一温度为120～183℃，平均值162℃，盐度w（NaCleq）为0.2%～4.2%，平均值1.70 %，密度、静水压力和深度分别为0.89～0.97 g/cm3（平均为0.92 g/cm3）、8.8～14.2 MPa（平均为10.9 MPa）和0.33～0.53 km（平均为0.40 km）（表4，图5g、h）。

图4 永新金矿床流体包裹体显微照片Fig.4 Microphotographs of fluid inclusions from the Yongxin gold deposit

结果显示，从成矿早期到晚期各阶段平均成矿温度由305℃→237℃→202℃→162℃，逐渐降低；盐度w（NaCleq）由7.5%→3.4%→2.9%→1.7%，逐渐减低；流体密度由0.78→0.84→0.89→0.92 g/cm3，微弱增高，但整体均较低。成矿流体为典型中低温、低盐度和低密度流体；计算的静水压力由28.5→18.1→14.9→10.9 MPa，逐渐降低，相对应的成矿深度由1.1→0.7→0.6→0.4 km，逐渐变浅，显示成矿早期到晚期成矿压力逐渐变小的趋势，总体显示成矿热液的向上运移过程中，压力逐渐变小，成矿深度小于1.1 km，表明形成于浅成环境。

表4 永新金矿床流体包裹体特征及参数Table 4 Characteristics and parameters of fluid inclusions in the Yongxin gold deposit

4.4.3 流体包裹体成分分析

对永新金矿床成矿阶段矿物中包裹体进行激光拉曼光谱分析显示（图6a～d），主成矿阶段（Ⅲ）气液两相流体包裹体的气相成分以H2O 为主，见少量的CO2，但CO2特征峰值较弱，基本不含有CH4和H2，应将永新金矿流体归为NaCl-H2O 体系进行计算和讨论。

5 讨论

5.1 成矿物质来源

成矿流体中的硫有3 个主要来源，每个不同来源具有不同的δ34S 值：①幔源或岩浆来源（0±3‰，Chaussidon et al.,1990）；②海洋/海水来源（约20‰，Holser et al.,1966；Claypool et al., 1980）；③沉积岩中的还原硫（＜0，Rollinson,1993）。

图6 永新金矿床流体包裹体激光拉曼谱图Fig.6 Laser Raman spectra of fluid inclusions from the Yongxin gold deposit

在永新金矿床中，矿区主要发育硅化、绢云母化、黄铁矿化、绿泥石化等低温热液蚀变矿物，主要的硫化物矿物是黄铁矿，含有少量的方铅矿和闪锌矿，并没有见到硫酸盐矿物，显示一个相对简单的矿物共生组合，所以成矿阶段形成的黄铁矿的δ34S 值与整个成矿流体相近，可以近似代表热液流体的总S同位素（δ34S∑s）组成（Kelly et al.,1979）。永新金矿床中黄铁矿δ34S 值范围较窄（2.3‰～5.1‰）（图7a、b），与典型的岩浆热液矿床相似（Ohmoto, 1972；Chaussidon et al., 1990；Peng et al., 2016；Chen et al.,2017），具有深源岩浆硫的特点，推测永新金矿的硫很可能来源于下地壳或上地幔部分熔融产生的火山-次火山岩。

Pb 同位素能够有效示踪成矿物质的来源（Macfarlane et al., 1990；Chiaradia et al., 2004；Shu et al.,2013）。永新金矿床Pb 同位素组成比较稳定（表2），比值均一，变化范围较小。Pb同位素元素特征值中，μ值的变化能提供地质体经历地质作用的信息，从而反映铅的来源（Doe et al.,1974；Stacey et al.,1975；Zartman et al.,1981；吴开兴等，2002）。其中，高μ值（＞9.58）的铅通常被认为是来自U、Th 相对富集的上部地壳物质，而低μ值（＜9.58）则反映矿床的成矿物质主要来源于下地壳或上地幔。

永新金矿床的黄铁矿Pb 同位素μ值为9.28～9.37，平均值9.32（＜9.58），反应铅源具有下地壳或上地幔的特征。Pb 同位素构造模式图解（图8a、b）显示，数据较为集中，介于造山带与地幔之间，显示了成矿物质主要来自地幔，并受到造山作用的影响。同时，永新金矿床的矿石铅与矿区出露的火山-次火山岩样品点的范围基本一致，高度重合，暗示永新金矿床的成矿物质与矿区赋矿火山-次火山岩同源。

图7 永新金矿床黄铁矿S同位素组成直方图（a）和永新金矿与重要地质体S同位素对比图（b）（数据来源：Zhai et al.,2015;薛明轩,2012;Hao et al.,2016;Wang et al.,2016;Field et al.,1985;Hoefs,1997）Fig.7 Histogram of sulfur isotope compositions of pyrites from the Yongxin gold deposit(a)and comparison of sulfur isotopic compositions at Yongxin and related major geological bodies(b)(data source:Zhai et al.,2015;Xue,2012;Hao et al.,2015;Wang et al.,2016;Field et al.,1985;Hoefs,1997)

图8 永新金矿床Pb同位素构造模式图（底图据Zartman et al.,1981）（数据来源与图7一致）Fig.8 Diagram showing evolutionary tectonic settings of lead isotopes of the Yongxin gold deposit(base map after Zartman et al.,1981)(data source as for Fig.7)

5.2 成矿流体来源

H 和O 同位素是成矿流体来源的潜在示踪物，热液矿物和/或流体包裹体的H-O同位素组成能够对成矿流体来源提供重要信息（Clayton et al.,1972；Goldfarb et al., 2015）。永新金矿成矿阶段的含金石英δ18O 值为5.0‰～8.4‰，δD 值为-124.8‰～-102.1‰，在δ18O-δD 图（图9）中，数据点落于大气降水线右侧附近，同时有部分数据点δD 值偏小，在δ18O-δD 图偏下部分。

一般认为造成成矿流体具有较低δD 值的原因主要有成矿流体与还原性气体（如CH4和/或H2）的H 同位素交换作用、成矿流体氧逸度的改变（Taylor, 1974）、岩浆去气作用（Rye, 1993）和大气降水的加入（Taylor, 1974）。根据永新金矿床矿物组合特点可以判断在主成矿阶段的硫化物是连续沉淀的，成矿流体氧逸度的改变在永新金矿床并不明显（Calagari, 2003；张伟等，2017）；同时根据前文对永新金矿床流体成分的研究表明，流体包裹体中基本不含有CH4和H2气体。此外，从图9 可以看出，永新金矿床成矿流体的H-O 同位素组成十分靠近大气降水，而远离变质水和岩浆水，表明成矿流体以大气降水为主，同时δ18O 正向“漂移”较为明显，可能反映了围岩和大气降水发生了明显的水-岩交换（Ripley et al., 1999；郑永飞，2001；Zhai et al.,2009）。

图9 永新金矿床成矿流体H-O同位素组成（底图据Hedenquist et al.,1994）（数据来源:韩世炯,2013;Hao et al.,2016）Fig.9 Hydrogen and oxygen isotope compositions of different ore-forming fluids in the Yongxin gold deposit(after Hedenquist et al.,1994)(data source:Han,2013;Hao et al.,2016)

5.3 矿床成因

浅成低温热液型金矿成矿系统一般发生在火山-浅成岩体系统浅部，矿化作用发生在火山活动晚期，在时间和空间上与陆相火山岩和次火山岩密切相关（Sillitoe R H et al.,1984;Cooke et al.,2000；Sillitoe R et al., 2003；Simmons et al., 2005）。此外，成矿流体为大气降水与岩浆水的混合热液，并以大气降水为主，除金以外还往往伴生银和其他金属矿化（Hedenquist et al.,1994）。

在中国东北，尤其是小兴安岭地区已发现大量与早白垩世陆相火山-次火山岩密切相关的浅成低温热液型金矿床（如三道湾子、东安、团结沟和高松山等；Zhang et al., 2010；Sun et al., 2013；Zhai et al.,2015；Hao et al., 2016；Wang et al., 2016），它们被普遍认为发育于伸展背景，受控于早白垩世古太平洋板片的俯冲回撤作用（Wang et al.,2006；Zhang et al.,2008；2010；许文良等,2012；Ouyang et al.,2013；Shu et al.,2016）。这些矿床普遍发育于陆相火山盆地边缘，多形成于火山活动末期或火山喷发间歇期，为同生矿床类型，成岩与成矿作用是在无间断的同一地质作用下先后发生的。此外，与全球和区内典型的低硫化型浅成低温热液矿床对比显示（表5），永新矿床应为典型的低硫化型浅成低温热液金矿，主要证据如下：

（1）永新金矿床中发育有与金矿密切相关的陆相火山-次火山岩，前人通过年代学研究已证明，该套陆相火山-次火山岩成岩年龄集中在130～90 Ma（Sun et al., 2013；Zhai et al., 2015；Gao et al.,2016；Wang et al., 2006；Zhang et al., 2008；2010；Hao et al., 2016；刘瑞萍等，2015；李成禄等，2017），而永新金矿床的黄铁矿Rb-Sr 等时线年龄为（107±4）Ma（Zhao et al., 2019），显示二者基本一致，成岩成矿作用应属于同一构造-岩浆活动期的产物，同时永新金矿床成岩成矿年龄与区域内已发现的大量的低硫化型浅成低温热液型金矿床成岩成矿年龄一致（Zhang et al., 2010；Sun et al., 2013；Zhai et al., 2015；Hao et al., 2016；Shu et al., 2016），属于同期形成同类矿床。

（2）永新金矿床矿物组成主要为黄铁矿、闪锌矿、方铅矿和少量的黄铜矿，热液蚀变主要有硅化、绢云母化、碳酸盐化和局部冰长石化，并常见有晶洞和梳状结构，显示低硫化型矿物和蚀变组合特点；流体包裹体显示主要以气液两相为主，属于低温低盐度低密度热液流体，形成于浅成环境，符合低硫化型浅成低温热液金矿流体特征。

（3）永新金矿床的S 同位素组成特点与区域内典型的低硫化型浅成低温热液型金矿一致，都在低硫化型浅成低温热液金矿S 同位素值范围内（图7a、b），显示岩浆硫的特点，推测永新金矿的硫很可能来源于下地壳或上地幔部分熔融产生的火山-次火山岩。

表5 永新金矿床与典型的低硫化浅成热液矿床和区域内典型的低硫化型浅成低温热液型金矿进行对比表Table 5 Comparison between Yongxin gold deposit and a typical low-sulfidation epithermal deposit and regional representative epithermal gold deposits

（4）永新金矿床的Pb 同位素组成特点与区域典型的低硫化型浅成低温热液型金矿一致，都位于造山带和地幔演化线之间；同时永新金矿床与矿区赋矿火山-次火山岩同位素基本一致，表明成矿与火山-次火山岩活动关系密切（图8a、b），显示永新金矿床的成矿物质与矿区赋矿火山-次火山岩同源。

（5）永新金矿床H-O 同位素显示永新金矿床与区内典型的低硫化型浅成低温热液型金矿一致（图9），指示成矿流体主要来自于大气降水，同时和围岩发生了明显的水-岩反应。