陕西山阳庙梁金矿地质特征及流体包裹体研究

2022-02-17陈永康岑炬标张三龙

岩石矿物学杂志 2022年1期

陈永康，梁婷，周义，丁亮，李聪，李尚，岑炬标，张三龙

(1. 长安大学地球科学与资源学院，陕西西安 710054； 2. 南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室，南京大学地球科学与工程学院，江苏南京 210093； 3. 长安大学成矿作用及其动力学实验室, 陕西西安 710054； 4. 陕西地矿

秦岭造山带是华北地块与扬子地块经过长期的碰撞汇聚和陆内造山作用的结果，是我国重要的金属成矿带(张国伟等， 2001)。柞水-山阳矿集区作为南秦岭多金属成矿带重要矿集区之一，区内岩浆作用和构造活动强烈，发育一系列走向近东西-北西西及南北向断裂，出露有大量中酸性侵入体,深部存在有隐伏岩体，具有良好成矿条件，发育铜、铁、金、银、铅、锌等多种类型的金属矿床(祁思敬， 1993)。

庙梁金矿位于柞水-山阳矿集区的中心地带，是陕西地矿局综合地质大队有限公司近年来新发现的矿床。前人只对庙梁金矿的区域地质背景、矿床地质特征、岩浆岩的形成时代、矿物学特征、矿床成因进行了初步研究，且不同学者对于矿床的成因认识不一(张三龙等， 2017(1)张三龙，王书勤，李万生. 2017. 陕西省山阳县庙梁金矿床勘探地质报告.；郑忠林等， 2019；李尚， 2019；陈永康等， 2020)。庙梁金矿床在地质特征、矿化类型等方面明显不同于其周边地区的龙头沟金矿、夏家店金矿、王家坪金矿等具有工业价值的矿床，有其特殊性，目前在流体包裹体方面的研究尚属空白，对于成矿流体的物理化学条件、成矿过程和成矿机制等问题认识还不清楚，影响了该区找矿勘查评价工作。

基于此，本文在详细的野外地质工作基础上，初步总结了矿床的成矿特征，系统开展了不同成矿阶段脉石矿物石英、方解石中流体包裹体的岩相学、显微测温及激光拉曼光谱分析等方面的研究，进而探讨了成矿流体的性质、成矿物理化学条件和成矿机理，欲为该矿区的找矿勘探提供重要的理论基础。

1 区域地质背景

研究区的大地构造位置处于华北板块南缘与扬子板块北缘碰撞消亡带中的南秦岭造山带东段的柞水-山阳多金属矿集区，矿集区北部通过商-丹缝合带(SF1)连接北秦岭，南部以走向近东西的凤镇-山阳断裂(SF2)为界(图1)。矿集区经历了多期次的构造变形和岩浆活动，构造线主要以走向近EW、NWW向展布，同时还叠加有走向NNE及近SN向的次一级断裂，为成矿提供了有利条件，形成了铜、钼、金、铁等多金属矿床(闫臻等， 2007；王瑞廷等， 2008；张西社等， 2012)。

区域出露地层主要有中上泥盆统以及下石炭统(图2)，在凤镇-山阳断裂的南北两侧地层岩性略有差异。断裂以北，岩性主要以海相碎屑岩为主，局部夹热水喷流岩建造，厚度可达万米(苏春乾等， 2006；闫臻等， 2007)；断裂以南，岩性以海相碎屑岩、碳酸盐岩为主，厚度约5 000～6 000 m(张西社等， 2012；刘凯等， 2014)。

区内岩浆活动强烈且持续时间长，广泛发育中酸性侵入岩，基性-超基性岩体相对较少，形成时代大致有新元古代、古生代以及中生代3期，中生代的岩体最为发育，在矿集区大量出露(图2)。新元古代形成的迷魂阵蚀变闪长岩体、冷水沟辉长岩体、色河花岗岩、板板山花岗岩分布于凤镇-山阳断裂的附近；晚三叠世形成的东江口花岗岩体、柞水花岗岩体、曹坪花岗岩体、沙河湾花岗岩体等呈大的岩基状分布于矿集区北部；晚侏罗世形成的中酸性花岗岩体和岩脉成群分布在双元沟、池沟一带和下官坊、园子街、袁家沟、小河口、庙梁一带(牛宝贵等， 2006；弓虎军等， 2009；刘仁燕等， 2011；谢桂青等， 2012)。

图 1 柞水-山阳地区大地构造位置略图[据张西社等(2012)修改]Fig. 1 Sketch map of geotectonic location of the Zhashui-Shanyang area(modified after Zhang Xishe et al., 2012)1—商丹缝合带； 2—勉略缝合带； 3—断裂； 4—洛南-栾川断裂; 5—凤镇-山阳断裂; 6—石泉-安康-竹山断裂； 7—结晶基底岩块; 8—过渡性基底岩块; 9—花岗岩; 10—新生界; 11—研究区1—Shangdan suture zone; 2—Mianlue suture zone; 3—fault; 4—Luonan-luanchuan fault; 5—Fengzhen-Shanyang fault; 6—Shiquan-Ankang-Zhushan fault; 7—crystalline basement block; 8—transitional basement blocks; 9—granites; 10—Cenozoic; 11—the study area

图 2 柞水-山阳矿集区地质矿产简图[据刘凯等(2014)修改]Fig. 2 Brief map of geology and mineral resources in the Zhashui-Shanyang ore gathering area(modified after Liu Kai et al., 2014)1—第四系； 2—石炭系； 3—泥盆系； 4—下古生界； 5—前寒武系； 6—角闪岩； 7—辉长岩-辉绿岩； 8—闪长玢岩； 9—新元古代花岗岩； 10—印支期花岗岩； 11—160～120 Ma花岗岩； 12—120～100 Ma花岗岩； 13—断层； 14—缝合带； 15—金矿； 16—热水沉积改造型银矿； 17—热水沉积改造型银矿； 18—热水沉积改造型铁矿； 19—岩浆分结型铁矿； 20—夕卡岩-斑岩型铜矿床/矿化点； 21—研究区1—Quaternary; 2—Carboniferous; 3—Devonian; 4—Lower Paleozoic; 5—Precambrian; 6—hornstone; 7—gabbro-diabase; 8—diorite porphyrite; 9—Neoproterozoic granites; 10—Indosinian granite; 11—160～120 Ma granite; 12—120～100 Ma granites; 13—fault; 14—suture band; 15—gold deposit; 16—hydrothermal sedimentary reworked silver deposit; 17—hydrothermal sedimentary reworked copper deposit; 18—hydrothermal sedimentary reworked iron deposit; 19—magmatic nodular iron deposit; 20—skarn-porphyry copper deposit; 21—the study area

2 矿床地质特征

矿区位于红岩寺-黑山复式向斜南翼的袁家沟-小河口次级背斜和刘家坡次级向斜之间，其次级背斜向北西西倾伏，褶皱的轴向为300°。区内构造活动强烈，走向NWW和近SN的两组断裂发育，断裂多顺层发育；走向NWW的断裂为矿区内主要的控矿构造，主要有F1、F2、F3、F4、F5、F6(图3)，这些断裂特征相似，宽度变化不大，在0～15 m左右，以压扭性为主，断裂带主要是褐黄色的碎裂构造蚀变岩和角砾岩，发育有石英脉和金属矿化；走向近SN的断裂主要为F7，分布于矿区西南部。

图 3 庙梁金矿区地质简图[据张三龙等(2017)(2)张三龙，王书勤，李万生. 2017. 等. 陕西省山阳县庙梁金矿床勘探地质报告.修改]Fig. 3 Geological sketch map of the Miaoliang mining area(modified after Zhang Sanlong et al.， 2017)(3)张三龙，王书勤，李万生. 2017. 等. 陕西省山阳县庙梁金矿床勘探地质报告.1—第四系； 2—上泥盆统桐峪寺组； 3—青石垭组第四岩性段上亚段； 4—青石垭组第四岩性段下亚段； 5—角砾岩； 6—花岗闪长玢岩； 7—花岗斑岩； 8—河流； 9—地层产状； 10—实测断层； 11—断层破碎带； 12—矿体； 13—低品位矿体； 14—勘探线及钻孔位置1—Quaternary; 2—Upper Devonian Tongyusi Formation; 3—upper sub-section of the fourth lithology section of Qingshiya Formation; 4—lower section of the fourth lithology section of Qingshiya Formation; 5—breccia; 6—granodiorite porphyrite; 7—granite porphyry; 8—river; 9—stratum occurrence; 10—measured fault; 11—fault fracture zone; 12—orebody; 13—low grade ore body； 14—exploration line and drilling location

区内岩浆岩广泛发育，可见中酸性岩体和岩脉大量出露，形成时代为晚侏罗世(李尚， 2019)，主要有刘家坡花岗岩体、大磨槽花岗闪长玢岩体以及走向北西西的各条中酸性小岩脉(庙沟-小沟花岗斑岩脉、高边沟花岗斑岩脉)。

角砾岩呈近南北向分布在矿区中部偏西，赋存于青石垭组第4岩性段下亚段和上亚段中，出露面积约0.24 km2。角砾岩与围岩之间界线不清楚，呈渐变关系，主要成分为千枚岩角砾及少量的花岗闪长角砾、花岗斑岩角砾和石英角砾，角砾的大小不一，形状可见浑圆状、次棱角状、不规则状，呈现出一定的定向性；角砾间的胶结物主要为一些破碎的岩屑、岩粉及绿泥石、绢云母等低温热液矿物，很少见岩浆热液的成分。矿区内角砾岩为震裂和坍塌成因的角砾岩，受区内北西西向断裂活动的持续挤压与剪切作用，角砾岩间发生微扭曲，劈理化明显，含大量成矿元素的热液沿着矿区内北西西向断裂在蚀变角砾岩的裂隙和石英脉中大量富集，是金矿床良好的容矿场所。

庙梁金矿的赋矿围岩为中泥盆统青石垭组第4岩性段下亚段粉砂质绢云千枚岩、砂质板岩及角砾岩，主矿体受矿区多条北西西断裂控制，主要赋存于脆-韧性构造控制的蚀变角砾岩裂隙和石英脉中，矿石类型主要有蚀变角岩型和构造石英脉型两种(图4)。

矿区围岩蚀变主要为黄铁矿化、硅化、绢云母化，其次为钾化、绿泥石化、褐铁矿化、碳酸盐化；其中绢云母化、硅化在矿区内广泛发育，在构造交互部位蚀变现象强烈。

根据矿脉的穿插交切关系、矿石的结构构造和矿物之间的共生组合等特征，将庙梁金矿床划分为两个成矿期次：热液期和表生期，热液期是主要的成矿期，进一步分为： ① 黄铁矿-石英阶段(早阶段)，金属矿物主要是黄铁矿及少量黄铜矿，非金属矿物主要是石英、绢云母以及少量绿泥石，矿化较弱，可见中粗粒黄铁矿呈半自形-自形的立方体分布于石英脉之中(图5a、5b、5e、5i)； ② 石英-多金属硫化物阶段(主阶段)，金属硫化物主要是黄铁矿和黄铜矿，其次是毒砂、方铅矿、磁黄铁矿，还有少量的闪锌矿，非金属矿物主要是石英、绢云母、少量绿泥石，金属硫化物多呈稠密浸染状、团块状分布于蚀变角砾岩裂隙的石英脉中(图5a、5c、5f、5g、5j、5k、5n)，金矿物呈包裹金、粒间金等形式存在于金属硫化物中(图5l、5m)； ③ 石英-黄铁矿-方解石阶段(晚阶段)，金属矿物主要是黄铁矿，该阶段碳酸盐化明显增强，可见大量方解石脉沿蚀变角砾岩裂隙及早阶段的石英脉分布，黄铁矿化微弱(图5d、5h)。其中石英-多金属硫化物阶段是金矿物沉淀富集的主要阶段(表1)。

图 5 庙梁金矿野外及显微镜下照片Fig. 5 Field and microscopic photos of the Miaoliang gold deposita—早阶段石英脉被后期石英-硫化物脉切断； b—石英-黄铁矿阶段，平硐800中的自形、半自形黄铁矿与石英共生； c—石英-多金属硫化物阶段，平硐800中的黄铁矿、黄铜矿等沿构造裂隙分布在石英边缘； d—石英-黄铁矿-方解石阶段，平硐900中的多金属硫化物被方解石脉切断； e—石英-黄铁矿阶段矿石； f、g—石英-多金属硫化物阶段矿石； h—石英-黄铁矿-方解石阶段矿石； i—黄铁矿呈自形-半自形粒状分布在石英中； j—毒砂呈半自形-自形粒状零星分布，并被黄铜矿包裹； k—石英、绢云母、硫化物组合，绢云母部分发生绿泥石化； l—黄铁矿与黄铜矿中的粒间金； m—黄铁矿中的包裹金； n—黄铁矿交代方铅矿； Py—黄铁矿； Ccp—黄铜矿； Apy—毒砂； Gn—方铅矿； Gl—自然金； Sp—闪锌矿； Qtz—石英； Cal—方解石； Chl—绿泥石a—early stage quartz veins are cut off by late quartz-sulfide veins; b—quartz-pyrite stage, idiomorphic and hypidiomorphic pyrite in adit 800 are symbiotic with quartz; c—quartz-polymetallic sulfide stage, pyrite and chalcopyrite in adit 800 are distributed along the quartz edge along the structural fractures; d—quartz-pyrite-calcite stage, the polymetallic sulfide in adit 900 is cut off by calcite vein; e—quartz-pyrite stage ore; f, g—quartz-polymetallic sulfide stage ore; h—quartz-pyrite-carbonate stage ore; i—pyrite is distributed in quartz in the form of idiomorphic-hypidiomorphic granules; j—arsenopyrite is sporadically distributed in the form of hypidiomorphic to idiomorphic granules and is enclosed by chalcopyrite; k—combination of quartz, sericite, and sulfide, part of sericite is chloriteized; l—intergranular gold in pyrite and chalcopyrite; m—wrapped gold in pyrite; n—pyrite metasomatic galena; Py—pyrite; Ccp—chalcopyrite; Apy—arsenopyrite; Gn—galena; Gl— gold; Sp—sphalerite; Qtz—quartz; Cal—calcite; Chl—chlorite

3 流体包裹体研究

3.1 样品及分析方法

本文研究样品主要为采自庙梁金矿区800 m和900 m中段坑道内的K0、K1、K2、K3矿体以及2号勘探线钻孔岩芯内的脉石矿物石英和方解石，涵盖了各成矿阶段的代表性样品，具有一定的空间性。首先将这些矿物样品磨制呈约0.2 mm厚的包裹体片，在显微镜下观察并选取各阶段个体较大的原生包裹体，进行显微测温实验以及激光拉曼光谱气相成分的测定。

表 1 庙梁金矿床成矿阶段及矿物生成顺序Table 1 Metallogenic stage and mineral forming sequence of Miaoliang gold deposit

流体包裹体显微测温实验在长安大学成矿作用及其动力学实验室完成，所用仪器为英国Linkam Scientific Instruments公司产的Linkam THMSG 600型冷热台，实验前通过纯H2O包裹体(0℃)、纯CO2包裹体(-56.6℃)、临界状态H2O包裹体(374℃)进行温度校正；可测温度范围为-195～+600℃，分析精度为： ±0.2℃， <30℃； ±1℃， <300℃； ±2℃， <600℃；在冷冻-加热过程中，设置温度升降速率不超过20 ℃/min，在接近相变点附近速率降至1 ℃/min以下。

单个流体包裹体成分的激光拉曼探针测试工作在长安大学成矿作用及其动力学实验室完成，仪器为法国HORIBA公司LabRAM HR Evolution新一代高分辨拉曼光谱仪，实验在温度23℃、湿度65%的条件下进行。

3.2 岩相学特征

本文对庙梁金矿不同成矿阶段矿石中脉石矿物石英及方解石中的包裹体进行了详细的岩相学观察，根据卢焕章等(2004)和Roedder(1984)提出的流体包裹体在室温下相态分类准则和包裹体冷冻升温过程中的相态变化，将矿区流体包裹体划分为纯CO2体系包裹体(Ⅰ型)、H2O-NaCl型包裹体(Ⅱ型)、H2O-CO2型包裹体(Ⅲ型)及含子矿物的多相包裹体(Ⅳ型)这4种类型的包裹体。

黄铁矿-石英阶段(成矿早阶段)的石英脉中可见自形-半自形的立方体状黄铁矿及星散的黄铜矿分布，石英脉较主成矿阶段略宽，主要发育Ⅱ型包裹体、部分Ⅲ型包裹体，还有少量Ⅰ型包裹体；石英-多金属硫化物阶段(主成矿阶段)的石英细脉中可见大量黄铁矿、黄铜矿、磁黄铁矿、方铅矿等金属硫化物呈细粒、稠密浸染状、团块状分布，主要发育Ⅱ型、Ⅲ型包裹体；石英-黄铁矿-方解石阶段(成矿晚阶段)矿化弱，出现大量方解石脉，主要发育Ⅱ型包裹体。

各类型的包裹体特征如下：

(1) 纯CO2体系包裹体(Ⅰ型)：此类包裹体主要寄生于石英中，室温下呈单一的气相，多呈孤立状产出，呈椭圆形，直径一般为1～8 μm，包裹体边界颜色很深。降温过程中，当温度低于3种相态的临界点时，包裹体的边界线很粗很黑(图6k)。该类包裹体含量少，在成矿早阶段亦有发现。

(2) H2O-NaCl型包裹体(Ⅱ型)：在室温状态下，该类型包裹体由液相和气相两相组成，广泛分布于寄主矿物石英、方解石中。根据包裹体中的气相和液相所占体积分数可进一步分为富液相的L+V两相H2O-NaCl体系包裹体(Ⅱa)和富气相的L+V两相H2O-NaCl体系包裹体(Ⅱb)两个亚类。

Ⅱa型：富液相L+V两相H2O-NaCl体系包裹体，室温下由气相和盐水溶液两相组成，液相体积占整个包裹体总体积的50%以上。包裹体体积变化范围较大，直径一般为8～25 μm，气液比变化范围较小；形状多呈负晶形、椭圆形、长条形及不规则形状(图6e、6f、6g、6h)。包裹体测温过程中，随着温度的升高，气泡体积逐渐缩小，最后都均一至液相，其中部分体积较大的包裹体因发生颈缩出现卡脖子现象(图6l)。此类包裹体在成矿各阶段均大量存在。

Ⅱb型：富气相L+V两相H2O-NaCl体系包裹体。较富液相H2O-NaCl体系包裹体相比占少数。室温下由气相和盐水溶液两相组成，气相体积占包裹体总体积的50%以上，直径一般为5～20 μm，个别可达25μm左右；形状多呈负晶形及椭圆形。包裹体测温过程中，随着温度的升高，气泡体积逐渐增大，最后都均一至气相；常与富液相气液两相包裹体共生(图6f、6i)。此类包裹体在成矿早阶段和主阶段存在。

(3) H2O-CO2型包裹体(Ⅲ型)：在室温状态下，该类型包裹体由气相和液相组成，根据降温-冷冻过程中所观察的相态变化可进一步划分为不显液相CO2的H2O-CO2体系包裹体(Ⅲa)和含液相CO2的H2O-CO2体系包裹体(Ⅲb)和两个亚类。此类包裹体含量较少，在成矿早阶段和主阶段存在。

Ⅲa型：不显液相CO2的H2O-CO2体系包裹体，在室温下，流体包裹体中仅可见气相CO2和盐水溶液，在降温过程中会出现液相CO2。此类包裹体数量少，包裹体直径一般为10～20 μm，形状多呈负晶形、不规则形等，一般为原生包裹体，常与Ⅱa型包裹体共生(图6e)。

Ⅲb型：含液相CO2的H2O-CO2体系包裹体，在室温下，可见典型“双眼皮”特征，包裹体由液相CO2、气相CO2以及盐水溶液组成。升温过程可依次观察到固态CO2的熔化、CO2笼合物的熔化及其CO2部分均一现象(图6a、6c、6d、6g)。包裹体体积变化范围较大，直径一般为5～25 μm，形状多呈椭圆形、不规则形等。此类包裹体一般为原生包裹体，呈孤立状产出。

(4) 含子矿物的多相包裹体(Ⅳ型)：这类包裹体一般为原生包裹体，直径比较大，一般为10～35μm，气相体积分数为10%～30%，形状呈椭圆形、不规则形。此类包裹体含量极少，部分子矿物为方解石，在主成矿阶段偶见(图6b)。

3.3 流体包裹体测温及热力学参数

3.3.1 均一温度

本次研究选择各成矿阶段相态较好的包裹体进行了测温，共测试了原生流体包裹体166个，其中包括黄铁矿-石英阶段(早阶段)Ⅱ型和部分Ⅲ型包裹体50个、石英-多金属硫化物阶段(主成矿阶段)Ⅱ型和Ⅲ型包裹体83个、石英-黄铁矿-方解石阶段(成矿晚阶段)Ⅱ型包裹体33个。不同类型流体包裹体测温结果见表2。

表 2 庙梁金矿流体包裹体测温数据表Table 2 Temperature data of fluid inclusions in the Miaoliang gold deposit

各阶段流体包裹体均一温度直方图(图7)显示，温度(未经压力校正)分布范围相对较宽，从早阶段至晚阶段温度逐渐降低。成矿早阶段石英脉中的流体包裹体主要是Ⅱ型包裹体和部分Ⅲ型包裹体，其中Ⅱ型包裹体的均一温度分布范围为271～372℃， Ⅲ型包裹体的均一温度分布范围为330～376℃，属中高温成矿流体。主成矿阶段石英脉中的流体包裹体主要是Ⅱ型包裹体和Ⅲ型包裹体，其中Ⅱ型包裹体的均一温度分布范围为196～325℃， Ⅲ型包裹体的均一温度分布范围为225～341℃，总体上属中温成矿流体。成矿晚阶段方解石细脉中的流体包裹体主要是Ⅱ型包裹体，均一温度范围为127～221℃，属中低温成矿流体。

3.3.2 盐度

对于H2O-NaCl气液两相包裹体，盐度计算采用公式W=0.00+1.78tm-0.044 2tm2+0.000 557tm3(0%～23.3%的NaCl溶液适用)，其中，W为流体的盐度(%)，即流体中NaCl的质量分数，tm为冰点温度(℃)(Halletal.， 1988)。对于H2O-CO2气液三相包裹体，盐度计算采用公式W=15.520 22-1.023 42t-0.052 86t2，式中W为盐度(%)，即流体中NaCl的质量分数，t为笼合物的熔化温度(℃)，应用范围为-9.6℃≤t≤+10℃(Roedder， 1984)。采用上述两个公式计算得到的各阶段流体包裹体的盐度见表2和图7。

成矿早阶段石英中Ⅱ型包裹体的冰点温度范围为-8.7～-2.9℃，对应盐度为4.8%～12.5%； Ⅲ型包裹体的固相CO2熔化温度(tm·CO2)为-59.5～-57.1℃，略低于CO2的三相点(-56.6℃)，表明可能含有少量CH4等其他挥发组分， CO2笼合物熔化温度(tm.cla)分布范围为7.2～9.2℃，对应盐度范围为1.6%～5.4%。

主成矿阶段石英中Ⅱ型包裹体的冰点温度范围为-7.8～-2.1℃，盐度为3.5%～11.5%； Ⅲ型包裹体的固相CO2熔化温度(tm·CO2)为-60.6～-57.7℃，同样略低于CO2的三相点，表明可能含有少量CH4等其他挥发组分，这和其后的激光拉曼所测的结果相符合， CO2笼合物熔化温度(tm.cla)分布范围为7.3～9.6℃，对应盐度范围为0.8%～5.2%。

成矿晚阶段方解石中Ⅱ型包裹体的冰点温度范围为-6.3～-2.2℃，盐度分布在3.7%～9.6%之间。

不同阶段流体包裹体均一温度-盐度关系图显示(图8)，各阶段流体盐度分布在0.6%～12.5%之间；从成矿早阶段到晚阶段，流体包裹体的均一温度及盐度逐渐降低，也有一定的重合区间，这也反映了成矿流体演化过程中的连续性。

3.3.3 密度

根据前面所测得的流体包裹体均一温度和计算出的盐度估算包裹体密度时参考了Bodnar(1983)的NaCl-H2O体系相图，将各阶段测试的H2O-NaCl型包裹体的均一温度和盐度数据投点至H2O-NaCl体系的t-W-ρ相图上，结果显示早阶段流体包裹体密度集中在0.65～0.80 g/cm3之间，主阶段流体包裹体密度集中在0.75～0.95 g/cm3之间，晚阶段流体包裹体密度集中在0.90～1.00 g/cm3之间(图9)。相比而言，从早阶段到晚阶段，随着温度的降低，密度有增大趋势。

图 7 庙梁金矿不同成矿阶段流体包裹体均一温度及盐度直方图Fig. 7 Histograms of homogenization temperatures and salinities of fluid inclusions in different metallogenic stages in the Miaoliang gold deposit

图 8 流体包裹体均一温度-盐度关系图Fig. 8 Diagrams of salinity and homogeneous temperature of fluid inclusions

图 9 H2O-NaCl体系的t-W-ρ相图Fig. 9 Phase diagram of t-W-ρ for the H2O-NaCl system

3.4 激光拉曼成分分析

显微激光拉曼光谱分析可以准确地测定流体的成分组成，是单个流体包裹体成分非破坏性分析的重要手段。本次在对流体包裹体进行详细的岩相学观察的基础上，选取各成矿阶段有代表性的包裹体进行了激光拉曼成分分析。分析结果显示，成矿早阶段Ⅲ型包裹体中气相成分以CO2为主，还含有少量H2O；主成矿阶段Ⅲ型包裹体中，气相成分主要是CO2，此外可见少量挥发性气体CH4和H2S；成矿晚阶段Ⅱ型包裹体中，气相组分为H2O(图10)。本次测试的Ⅲ型包裹体气相成分除CO2外，还含有少量的CH4和H2S，表明成矿流体当时处于低氧逸度的还原环境，有利于金以低价态的络合物形式存在，为金矿的形成创造了良好的条件。流体包裹体岩相学特征和激光拉曼成分分析表明成矿流体在早期主要是H2O-CO2体系，晚期逐渐演化为H2O-NaCl体系。

4 讨论

4.1 流体的演化特征

原生流体包裹体可以揭示原始成矿流体的性质和来源。对矿区不同成矿阶段原生流体包裹体的研究表明，成矿流体的特征具有明显变化规律：

黄铁矿-石英阶段：主要发育H2O-NaCl气液两相型包裹体(Ⅱ型)、部分H2O-CO2气液三相型包裹体(Ⅲ型)，还有少量纯CO2型包裹体(Ⅰ型)； Ⅱ型包裹体和Ⅲ型包裹体的均一温度分别为271～372℃和330～376℃，盐度分别为4.8%～12.5%和1.6%～5.4%； Ⅱ型包裹体的密度为0.65～0.80 g/cm3； Ⅲ型包裹体的气相成分主要CO2，还含有少量的H2O。总体上，黄铁矿-石英阶段成矿流体属于中(高)温、中低盐度、低密度的H2O-NaCl- CO2体系。

石英-多金属硫化物阶段：主要发育H2O-NaCl气液两相型包裹体(Ⅱ型)、H2O-CO2气液三相型包裹体(Ⅲ型)； Ⅱ型包裹体和Ⅲ型包裹体的均一温度分别为196～325℃和225～341℃，盐度分别为3.5%～11.5%和0.8%～5.2%； Ⅱ型包裹体的密度为0.75～0.95 g/cm3； Ⅲ型包裹体的气相成分主要CO2，还含有少量挥发性气体。总体上，石英-多金属硫化物阶段成矿流体属于中温、中低盐度、低密度的H2O-NaCl- CO2体系。

石英-黄铁矿-方解石阶段：该阶段主要发育H2O-NaCl气液两相型(Ⅱ型)包裹体； Ⅱ型包裹体均一温度为127～221℃，盐度为3.7%～9.6%，密度为0.90～1.00 g/cm3， Ⅱ型包裹体的气相成分主要是水蒸气。总体上，石英-黄铁矿-方解石阶段成矿流体属于低温、中低盐度、中等密度的H2O-NaCl体系。

总体上，成矿流体成分从早阶段至晚阶段由H2O-NaCl-CO2体系向H2O-NaCl体系演化，流体性质由中(高)温、中等盐度、低密度、富CO2的流体向中低温、低盐度、中等密度、贫CO2的流体演化。在整个热液活动过程中，流体的均一温度和盐度均呈现出逐渐降低的趋势(图8)。

4.2 流体的不混溶性与成矿

流体包裹体研究可以为成矿物质的来源、迁移方式以及沉淀机制等成矿过程提供重要的证据，是揭示成矿物质源-运-储等过程重要的研究手段(倪培等， 2018)。在自然体系中，导致成矿物质迁移沉淀的主要机制是流体的不混溶、流体的沸腾、流体混合作用、降温冷却以及水岩反应(Barnes， 1979；卢焕章， 2011；倪培等， 2018)。庙梁金矿含金石英脉中流体包裹体类型丰富，成矿早阶段和主阶段流体发生不混溶作用，主要表现为： ① 同一视域下，主成矿阶段H2O-NaCl气液两相型包裹体(Ⅱ型)和H2O-CO2气液三相型包裹体(Ⅲ型)共存，且为原生包裹体(图6c、6d、6e、6g)，两类包裹体均一温度相近(Ⅱ型包裹体为196～325℃， Ⅲ型包裹体为225～341℃)，而盐度不同(Ⅱ型包裹体为3.5%～11.5%6， Ⅲ型包裹体为0.8%～5.2%)，表明它们被同时捕获于不同性质的流体中； ② Ⅱ型包裹体和Ⅲ型包裹体的均一方式也不同， Ⅱ型包裹体均一为液态H2O， Ⅲ型包裹体多均一为CO2相； ③ 同一视域下，纯气相CO2包裹体(Ⅰ型)与H2O-NaCl气液两相型包裹体(Ⅱ型)共存(图6k)。以上特征表明成矿流体捕获了富H2O-NaCl型包裹体和富CO2气相包裹体两个端员的流体，显示流体经历了不混溶作用(Crawetal.， 1993；卢焕章等， 2004； Bodnaretal．， 2014；倪培等， 2020)。

图 10 庙梁金矿流体包裹体激光拉曼图谱Fig. 10 Laser Raman spectra mapping of fluid inclusions in the Miaoliang gold deposita—成矿早阶段Ⅲ型包裹体中CO2的光谱； b、c—主成矿阶段Ⅲ型包裹体中CO2、CH4、H2S的光谱； d—成矿晚阶段Ⅱ型包裹体中H2O的光谱a—spectra of CO2 in type Ⅲ inclusions in the early stage of mineralization; b, c—spectra of CO2，CH4, H2S in type Ⅲ inclusions in the main mineralization stage; d—spectra of H2O in type Ⅱ inclusions in the late mineralization stage

庙梁金矿床所处位置构造发育，金矿体的空间展布受多条北西西向断裂构造的控制，在成矿过程中，构造活动频繁，富矿体主要发育在脆性-韧性断裂带的交汇部位。从成矿早阶段至晚阶段，构造活动从压扭性转变为张性构造，成矿流体沿断裂构造形成的通道向上迁移过程中压力骤降，流体发生不混溶作用，流体中的CO2、H2S等挥发分大量逸散。单个包裹体的成分也显示出主阶段气相成分为CO2以及少量H2S等组分，晚阶段以液态H2O为主，同样指示挥发分的大量逸散，同时带走大量的热量，导致流体的温度迅速下降， pH组分浓度降低,氧逸度、硫逸度等发生变化，进而降低含金的硫络合物稳定性，在流体多次运移过程中成矿物质在有利部位得以大量沉淀下来，从而富集形成金矿体。因此，流体的不混溶作用是庙梁金矿床主要的成矿机制。

4.3 与柞水-山阳矿集区内金矿床特征对比

柞水-山阳矿集区内成矿作用强烈，目前发现多个金属矿床，主要为 Cu、Mo、Ag、Fe、Pb、Zn等矿床，但金矿床比较少，主要以龙头沟、王家坪等小型矿点为主。

通过与南秦岭柞水-山阳矿集区内近年来发现的龙头沟和王家坪金矿床在地质特征、矿物学和流体包裹体方面的特征对比(表3)，发现庙梁金矿与矿集区内金矿床的不同之处主要有：庙梁金矿区有明显的中酸性岩体和岩脉出露，赋矿围岩主要是粉砂质千枚岩及角砾岩，流体包裹体类型丰富，主成矿阶段具有中温中低盐度的流体特征；不同类型矿石中的载金矿物黄铁矿均表现出轻度亏损Fe、S的特征， δFe 和 δS 值变化范围不大，绝大多数在5%以内；黄铁矿的 Co/Ni值介于 0.81～5.87 之间，绝大多数值在1～5之间；黄铁矿中的 As 含量低，平均值为 1 110×10-6，这些都表明矿区内的载金矿物黄铁矿与岩浆热液型成因黄铁矿的特征一致(Bajwahetal， 1987；严育通等， 2012；陈永康等， 2020)。黄铁矿的 Fe /( S+As) 值与其形成深度有较好的相关性，其形成深度在深、中、浅部时，相应的 Fe /( S+As)的值分别为0.846、0.863和0.926 (周学武等， 2005)，研究区黄铁矿Fe /( S+As) 值绝大多数值大于 0.863，指示庙梁金矿床中黄铁矿形成于中浅部(陈永康等， 2020)。黄铁矿中Au /Ag 值也可指示成矿温度，中低温热液型矿床中黄铁矿Au /Ag 值大于0.5，高温热液型金矿床中Au /Ag 值小于0.5(周学武等， 2005；曹素巧等， 2014)，矿区内黄铁矿的Au /Ag 值为1.98～4.54，远大于0.5，也指示庙梁金矿形成于中低温(陈永康等， 2020)，这也与流体包裹体的测温结果相符合。综上研究，初步认为庙梁金矿为受构造控制的中低温中浅成岩浆热液型金矿床。

表 3 庙梁金矿与矿集区典型金矿床特征对比Table 3 Comparison of ore deposit characteristics between Miaoliang gold deposit and typical gold deposit in the ore concentration area