桂西隆或金矿床流体包裹体与C-H-O-He-Ar 同位素对成矿流体来源的制约

安 鹏，陈懋弘，孔志岗**，陈 港，王 昱

（1 昆明理工大学国土资源工程学院，云南昆明 650093；2 中国地质科学院矿产资源研究所自然资源部成矿作用和资源评价重点实验室，北京 100037）

滇黔桂“金三角”是世界著名的卡林型金矿矿集区之一（Hu et al.,2002；Cline et al.,2013），该区累计探明金资源储量已逾1200 t（韦启锋, 2022）。自20世纪80 年代在区内发现此类矿床以来，已有众多地质工作者对该区卡林型金矿的矿床地质特征、地球化学特征、成矿年代、矿床成因及成矿规律等进行了系统的研究（(Su et al., 2009；刘建中等, 2014；Tan et al.,2015；谭亲平等,2017；Su et al.,2018），并获得了大量的成果。但由于不同的矿床具有不同的流体来源，导致区内卡林型金矿床的成矿流体的来源研究存在较大的争议，使得该区卡林型金矿床的成矿模式及成因并未有统一的观点。前人研究总结的卡林型金矿床主要成因模式有：①渗流热卤水成矿模式（Zhuo et al., 2019); ②油气运移-构造成矿模式（Ge et al., 2021；He et al., 2023）;③盆地流体成矿模式（Yan et al.,2018；Li et al.,2021）;④花岗岩浆热液成矿模式（Tan et al.,2015；Song et al.,2022）;⑤深部变质流体模式（Zhang et al., 2003；Lin et al., 2021）;⑥幔源岩浆成矿模式（Zheng et al.,2016；郑禄林等，2019），因此，矿床成因模式仍有较大的争议，而流体来源的不确定是导致矿床成因存在争论的主要原因之一。

广西隆或金矿位于滇黔桂“金三角”矿集区内，产于滇黔桂晚古生代裂谷拗陷区中的隆或穹窿孤立碳酸盐岩台地内部，是桂西地区典型的层状卡林型金矿之一（庞保成,2004；唐松华,2006）。迄今为止，该矿床的研究程度较低，仅张辰光等（2022）通过对其地质特征和地球化学特征进行了研究，初步推测该矿床的成矿流体来源于深部幔源流体。

惰性气体因其地球化学惰性，使其在参与各种地质作用过程中能保持化学性质不变；同时，由于He 同位素在地壳与地幔中的分布比值相差较大，通过对其含量的分析可以较好地识别出流体中是否有幔源物质的加入，因此，对于惰性气体的研究可以有效地示踪成矿流体的来源（Stuart et al.,1995；Winck‐ler et al., 2001；Hu et al., 2004；蔡明海等, 2021），其中,He-Ar同位素也成为用来判断成矿流体中是否有幔源流体参与的重要手段之一。近年来，国内众多学者通过利用He-Ar 同位素在示踪幔源流体是否参与成矿方面取得了大量成果，例如在胶东、粤北、桂西北丹池地区、扬子克拉通西缘及鄂东地区的WSn-Cu-Fe-Au 等矿床中通过He-Ar 同位素的示踪均识别出了有幔源流体的参与（Zhang et al.,2002；Hu.,2004；翟伟等, 2012; Xie et al., 2016；蔡明海等,2021）。而对于滇黔桂地区的一系列卡林型金矿床，He-Ar同位素的研究还鲜有报道。

本文选取隆或金矿床中不同成矿阶段的石英、方解石脉开展流体包裹体、C-H-O 同位素及稀有气体He-Ar 同位素的研究分析，从而探讨隆或金矿床的成矿流体来源和演化，分析矿床的成因，为进一步的深部找矿工作提供理论依据，同时也补充了滇黔桂地区对He-Ar 同位素的研究，为该地区的壳幔作用与成矿关系的研究提供借鉴。

1 区域地质特征

右江盆地位于扬子克拉通的西南侧，该区构造演化与特提斯洋的开闭及太平洋板块的俯冲有着密切关系，区内经历了多期次的“开”、“合”、“升”、“降”、“扭”等运动（马杏垣,1982；曾允孚,1995；Li et al.,2007），最终演变成了在广阔的三叠系陆源碎屑岩盆地中“漂浮”着数十个大小不等的孤立碳酸盐岩台地的古地理格局（图1）（陈懋弘等,2021），盆地内岩浆活动较发育，主要3 期岩浆活动分别为海西期、印支期和燕山期岩浆活动（吴松洋,2017）。右江盆地遭受了燕山期强烈的构造岩浆活动的影响，在盆地边缘形成了与花岗岩活动有关的锡多金属矿床，并且在盆地内部形成了一系列大-中型卡林型金矿床（陈懋弘等,2008）。

图1 右江盆地区域地质图（据陈懋弘等,2018修改）1—三叠系碳酸盐岩台地；2—晚古生代孤立碳酸盐岩台地；3—三叠系陆源碎屑岩；4—早古生代；5—新元古代Song Chay片麻岩；6—晚白垩世石英斑岩脉/超基性-基性岩脉；7—晚白垩世花岗岩；8—二叠系基性-超基性岩；9—印支地块；10—华南板块；11—大断裂/区域断裂；12—逆冲推覆构造；13—城市；14—卡林型金矿；15—隆或金矿Fig.1 Regional geological map of the Youjiang Basin(modified after Chen et al.,2018)1—Triassic carbonate platform;2—Late Paleozoic isolated carbonate platform;3—Triassic terrigenous clastic rock;4—Early Paleozoic;5—Neopro‐terozoic Song Chay Gneiss;6—Late Cretaceous Quartz porphyry dyke/Mafic-ultramafic dyke;7—Late Cretaceous granite;8—Permian Mafic-ultra‐mafic;9—Indosinian Terrane;10—South China block;11—Major fault/Regional fault;12—Nappe structure;13—City;14—Carlin-type gold deposit;15—Longhuo gold deposit

桂西隆林地区位于右江盆地的西北缘，区域上主要分布有西林、德峨、马雄、坡陇4 个大型背斜和隆或、大瑶寨2 个穹窿，均属于晚古生代的孤立碳酸盐岩台地（陈懋弘等,2021）。这些背斜和穹窿构造主要由泥盆系至二叠系的碳酸盐岩组成，其中核部出露主要为寒武系白云岩和泥盆系砂泥岩。众多地质工作者研究发现，这些背斜和穹窿内部均发育了一系列大小不等的金矿床（点），例如马雄、德峨、隆或等。

隆或穹窿位于隆林地区的东部，整体呈椭圆状，长约20 km，宽约15 km。穹窿核部为泥盆系，向外依次为石炭系和二叠系。穹窿内断裂发育，其中以北东向断裂为主，北西向为辅，隆或穹窿东翼地层由于受到断裂构造影响较大，导致该地层被破坏而残缺不全，西翼地层受影响较小而相对较完整（刘显凡等,1998）。隆或穹窿从晚泥盆世至晚二叠世，期间台地经历了多次间隙抬升并形成了多个平行不整合（陈懋弘等,2018），这为后期的形成似层状矿体提供了构造薄弱面。

2 矿床地质特征

隆或金矿位于隆或穹窿（孤立碳酸盐岩台地）内部。矿区范围内地层由古至新依次为上泥盆统融县组、下石炭统英塘组、中-下石炭统都安组和中石炭统黄龙组、马平组，穹窿四周主要为深水盆地相三叠系砂泥岩（图2a）。泥盆系融县组以碳酸盐岩台地相的厚层灰岩为主。石炭系主要为浅海相的碳酸盐岩和碎屑岩。其中，上部的都安组、黄龙组和马平组均为孤立台地相的碳酸盐岩，下部英塘组为台沟相的硅质岩、粉砂岩、碳质泥岩和凝灰岩等，与下伏泥盆系融县组呈平行不整合接触，该不整合面为隆或金矿的主要含矿层位。

图2 隆或金矿矿体分布图（a）和隆或金矿勘探线剖面图（b）（据蒋柏昌等，2013修改）1—上泥盆统融县组；2—下石炭统英塘组；3—石炭系都安组；4—上石炭统黄龙组；5—上石炭统马平组；6—上二叠统茅口组；7—泥岩；8—粉砂岩；9—灰岩；10—硅质岩；11—正/逆断层；12—限制不明断层；13—次级背斜；14—剖面线；15—金矿体；16—采样位置Fig.2 Longhuo gold ore body distribution map(a)and cross section on exploration line A-B through the Longhuo gold deposit(b)(modified after Jiang et al.,2013)1—Devonian Rongxian Formation; 2—Carboniferous Yingtang Formation; 3—Carboniferous Du'an Formation; 4—Carboniferous Huanglong Formation;5—Carboniferous Maping Formation;6—Permian Maokou Formation;7—Mudstones;8—Siltstone;9—Limestone;10—Siliceous rock;11—Normal/Reverse fault;12—Unknown Fault;13—Secondary anticline;14—Section line;15—Gold orebody;16—Sample location

矿区内构造断裂较发育，主要由2 组断裂组成：一组为北西向；另一组为北东向。矿区内整体构造样式为北西向单斜构造，地层整体倾向南西，在隆或穹隆西南翼的泥盆系—石炭系碳酸盐岩中形成有北西向磨毫次级背斜，并且在磨毫次级背斜翼部发育大量北西向的连续不对称褶皱。北东向大断层（F0断层）位于隆或金矿东部。详细的构造解析表明，矿区内在靠近F0断层的部位构造变形和矿化蚀变最为强烈，向西逐渐减弱，证明了F0断层是该矿床主要的导矿构造。同时，F0断层上盘（断层西盘）发育大量平行的次级小断层，向西逐渐减弱为节理和劈理。这些次级小断层-节理-劈理带为成矿流体的侧向迁移提供了通道，属于配矿构造（安鹏,2023）。

隆或金矿主要发育严格受地层和岩性控制的似层状矿体（图2b），其中包括浅部已开采完毕的氧化矿及未进行开采的深部原生矿，通过分析表明原生矿体的品位主要为（3.17~5.41）×10-6，其中次生淋滤的氧化矿体较富集，局部可达（5~30）×10-6。区内矿化蚀变较明显，但蚀变规模较小，以中低温蚀变类型为主，主要包括黄铁矿化、毒砂化、硅化、碳酸盐化及绢云母化等。金矿化主要赋存在含硫化物的硅质岩、凝灰岩、碳质泥岩中，矿床中金属矿物主要有黄铁矿、毒砂、闪锌矿和后期黄铁矿被氧化形成的褐铁矿等；非金属矿物主要为石英、方解石和绢云母等。其矿物组合与卡林型金矿床中矿物共生组合相类似，载金矿物以黄铁矿为主，毒砂为辅，金主要以“不可见金”的形式分布在黄铁矿、毒砂中。黄铁矿主要呈立方体状、五角十二面体和他形粒状，主要呈浸染状和细脉状，其后期氧化后形成褐铁矿；毒砂主要呈自形菱形状、矛状，分布在黄铁矿边部。

基于矿床中脉体之间的穿切关系、矿物共生组合、矿石组构及显微镜下矿物共生关系等特征，本文初步将隆或金矿的热液成矿过程划分为3 个阶段（图3a~f）：

图3 隆或金矿床野外及矿物镜下照片a.Ⅱ阶段的顺层的和切层的黄铁矿-石英脉；b.Ⅲ阶段的方解石脉；c.Ⅰ阶段的硅化石英，局部可见有细粒他形黄铁矿；d.Ⅱ阶段的石英-黄铁矿脉；e.Ⅲ阶段石英细脉切割第Ⅱ阶段的石英脉-黄铁矿脉；f.右侧为Ⅲ阶段大颗粒石英-方解石脉，石英可见环带结构，左侧被切割的为Ⅰ阶段呈硅化的石英岩，Ⅲ阶段石英-方解石脉中出现黄铁矿后期被氧化形成的褐铁矿Qtz—石英；Cal—方解石；Py—黄铁矿；Lm—褐铁矿Fig.3 Field and microscopic photographs of minerals from the Longhuo gold deposit a.Stage Ⅱphased and cut pyrite-quartz veins;b.Stage Ⅲcalcite veins;c.Silicified quartz of stage Ⅰ,locally visible with fine-grained pyrite;d.Quartz-pyrite veins of stage Ⅱ;e.Stage III quartz fine vein cutting stage Ⅱquartz vein-pyrite vein;f.On the right side is the large-grained quartz-calcite vein in stage Ⅲ,with visible ring structure of quartz.On the left is the silicified quartz rock in stageⅠ,and limonite formed by oxidation of pyrite in the later stage appears in the quartz-calcite vein in stage ⅢQtz—Quartz;Cal—Calcite;Py—Pyrite;Lm—Limonite

（1）Ⅰ阶段（石英-绢云母-黄铁矿阶段）：该阶段为成矿早阶段，金矿化较少或不含金，该阶段石英主要表现为硅质和隐晶质（图3c、f），出现绢云母化蚀变以及少量他形粒状黄铁矿；

（2）Ⅱ阶段（石英-黄铁矿阶段）：为成矿主阶段，表现为石英-黄铁矿呈网脉状穿切到早期形成的硅化岩石中（图3a、d、e）中。本阶段多见呈星散状-浸染状分布的自形粗粒黄铁矿及呈脉状分布的大颗粒自形-半自形粗粒黄铁矿，自形黄铁矿环带较发育，金以“不可见金”分布在黄铁矿环带中，此外可见有少量毒砂呈菱形状、矛状自形晶与黄铁矿共生。多见有石英呈细脉状沿裂隙穿切早期硅质、隐晶质石英；

（3）Ⅲ阶段（石英-方解石-多金属硫化物阶段）：该阶段为成矿晚阶段，不含金矿化，其中金属硫化物种类较多，含量较少，出现闪锌矿、辉锑矿及少量自形细粒黄铁矿。石英、方解石穿Ⅱ阶段的石英-黄铁矿脉，该阶段石英、方解石矿物粒度较大，以自形-半自形为主，石英可见明显环带结构（图3b、f）。

3 样品采集与测试方法

研究所用样品均采集于采坑主矿体及其附近，样品以成矿Ⅱ阶段和Ⅲ阶段的石英-方解石脉为主，样品新鲜，共采样6件（表1）。

表1 隆或金矿样品特征表Table 1 The characteristics of samples from the Longhuo gold deposit

本次工作在矿石中采取了Ⅱ阶段和Ⅲ阶段的石英-方解石脉进行测试，由于第Ⅰ阶段石英粒度细小，因此并未对其进行测试，本文所有实验测试均在中国地质科学院矿产资源研究所完成。

石英、方解石的流体包裹体显微测温工作使用的仪器为德国产ZEISS 冷热台，可直接观察在加温或者冷冻过程中流体包裹体相态连续变化过程，温度范围-196~600℃，可控的冷冻或者加热速率范围1~50℃/min，精确性及稳定性在0.1℃之内。为保护仪器的测试精度，并防止升温过高导致样品中包裹体大规模爆裂，实际测试温度上限一般为300~400℃；测试过程中，升温和降温的速率一般保持在5.0~30.0℃/min，相变点附近控制温度变化速率为0.1~1.0℃/min。

石英、方解石的C-H-O 同位素分析测试仪器为Finnigan MAT253 型质谱仪，H-O 同位素分析精度分别为±2‰和±0.2‰，分析结果均以SMOW 为标准。C同位素测定结果以PDB为标准，精度优于±0.2‰。

石英的He-Ar同位素分析测试仪器为Helix SFT稀有气体质谱仪，将采集的样品手工破碎至40~60目，经过淘洗、烘干后在显微镜下挑选出纯净的石英。

He、Ar分析采用压碎法（蔡明海,2021）：①将高纯度40~60 目样品清洗、烘干，取0.5~1.0 g 装入不锈钢再移到压碎装置中，密封并加热去气、抽真空；②压碎样品，多级纯化包裹体气，分离出纯He 和Ar；③He 测试：He 模式下，He 信号用法拉第杯接收，3He 用离子倍增器接收，离子源电压4.5 kV，电流1218 μA，trap 电压15.56 V，电流450 μA；Ar 测试：Ar模式下，40Ar和36Ar用法拉第杯接收，38Ar用倍增器接收，离子源电压4.5 kV，电流454 μA，trap 电压15.02 V，电流200 μA；④同位素比值结果校正，利用当天空气标准的测试结果和空气标准值校正样品测试结果，空气的3He/4He 标准值采用1.4×10-6，40Ar/36Ar和36Ar/38Ar 标准值采用295.5 和5.35；⑤4He 和40Ar含量(cm3SPT/g)结果，利用0.1 ml 标准气4He(52.3×10-8cm3SPT)和40Ar(4.472×10-8cm3SPT)含量、标准气和样品的同位素信号强度以及样品压碎后过筛100 目以下的质量标定样品中4He 和40Ar 含量。测试在高真空下完成，压碎和纯化系统真空在n×10-9mbar，质谱系统真空在n×10-10mbar。质谱离子源采用Nier，灵敏度对He 在800 μA 阱电流时好于2×10-4amps/Torr，对Ar 在200 μA 阱电流时好于1×10-3amps/Torr。40Ar 静态上升率小于1×10-12cm3SPT/min，36Ar 本底小于5×10-14cm3SPT。法拉第杯分辨率>400，离子计数器分辨率>700，可将3He 与4He、HD+H3；与3He峰完全分开。

4 测试结果

4.1 流体包裹体岩相学

流体包裹体的研究可以为探讨矿床成因提供成矿过程中流体的温度、压力以及盐度等证据，不同矿床中流体包裹体具有不同的形态、特征和性质。隆或金矿的流体包裹体以呈透明无色-浅灰色的富液相两相包裹体为主，其中，石英脉中流体包裹体主要呈带状分布，少部分成群分布或零散分布，方解石中流体包裹体主要为成群分布，部分为带状或零散分布。两者中包裹体体积均较小，整体大小集中在3~6 μm，仅少部分零散分布的包裹体可达到15 μm以上。

Roedder(1984)和卢焕章等（2004）将流体包裹体主要划分为4类：富液相两相包裹体(Ⅰa型)、富气相两相包裹体(Ⅰb 型)、含CO2的气液三相包裹体(Ⅱ型)和含子晶的三相包裹体(Ⅲ型)。隆或金矿流体包裹体显微镜下照片如图4a~i所示。其中，Ⅰa型包裹体比较发育（约占包裹体数量的95%以上），Ⅰb 型和Ⅱ型包裹体含量较少，仅在个别样品中偶尔发现，由于数量较少，不具有代表性，并未对其进行测试，样品中未发现Ⅲ型包裹体。

图4 隆或金矿床流体包裹体显微照片a.方解石中长条状两相包裹体；b.方解石中不规则/椭圆状两相包裹体；c.方解石中次生包裹体带；d.方解石中定向排列的两相包裹体；e.石英中CO2三相包裹体；f.石英中纯液相-两相包裹体；g.石英中椭圆状/不规则两相包裹体；h.石英中定向排列的两相包裹体；i.石英中富气相包裹体带LH2O—液相水；VH2O—气相水；LCO2—液相二氧化碳；VCO2—气相二氧化碳Fig.4 Micrographs of fluid inclusions in quartz and calcite from the Longhuo gold deposit a.Medium long strips of two-phase inclusions in calcite;b.Irregular/elliptical two-phase inclusions in calcite;c.Secondary inclusion bands in calcite;d.Directionally arranged two-phase inclusions in calcite;e.CO2 three-phase inclusions in quartz;f.Pure liquid-two-phase inclusions in quartz;g.Irregular/Elliptical two-phase inclusions in quartz;h.Directionally arranged two-phase inclusions in quartz;i.Gas-rich inclusion band in quartz LH2O—Liquid phase water;VH2O—Vapour phase water;LCO2—Liquid phase carbon dioxide;VCO2—Vapour phase carbon dioxide

Ⅰa 型包裹体（L+V）：富液相两相水溶液包裹体，包裹体颜色较浅，透明度高，加热后均一至液相，大小2~10 μm，液相充填度较大，一般为75%~90%。此类包裹体在方解石中分布较孤立或随机成群，形态主要为长条状/不规则状（图4a、b），部分样品中表现为呈长条状定向排列（图4d）；石英中此类包裹体体积较方解石中包裹体小，分布较集中，孤立分布较少，形态主要为不规则状，椭圆状（图4e~h）。

Ⅰb 型包裹体（L+V）：富气相两相水溶液包裹体，包裹体颜色较浅，透明度高，加热后均一至液相，体积小于10 μm，气相充填度较大，一般为70%~85%，表现为不规则状/椭圆状呈带状分布，主要分布在石英中（图4i）。

Ⅱ型包裹体：含CO2三相包裹体，包裹体颜色较浅，透明度高，数量极少，仅个别样品中偶尔可见，形态主要为椭圆状（图4e）。

4.2 流体包裹体显微测温

本次共对Ⅱ阶段和Ⅲ阶段的石英方解石脉进行了包裹体显微测温，实验数据显示（表2），Ⅱ阶段石英脉中流体包裹体的均一温度为207.5~282.6℃，平均为244.6℃（图5a），冰点温度为-5.4~-2.3℃，平均-3.8℃；经计算该阶段石英中流体包裹体盐度w（NaCleq）为3.71%~8.41%（图5b），平均6.13%。

表2 隆或金矿流体包裹体测温数据Table 2 Microthermometry data of fluid inclusions quartz and calcite from the Longhuo gold deposit

图5 隆或金矿石英-方解石流体包裹体均一温度、盐度频率直方图a、b.石英流体包裹体均一温度和盐度直方图；c、d.方解石流体包裹体均一温度和盐度直方图Fig.5 Histogram of homogenization temperature and salinity frequency of fluid inclusions in quartz and calcite from the Longhuo gold deposit a,b.Homogenization temperature and salinity histogram of fluid inclusions in quartz;c,d.Homogenization temperature and salinity histogram of fluid inclusions in calcite

Ⅲ阶段石英脉中流体包裹体的均一温度为170.4~230.4℃，平均为203.7℃（图5a），冰点温度为-3.8~-1.5℃，平均-2.6℃；方解石脉中流体包裹体的均一温度为178.5~237℃，平均为213.4℃（图5c），冰点温度为-4.5~-1.7℃，平均-3.0℃。计算得出该阶段石英中流体包裹体w（NaCleq）为2.57%~6.16%（图5b），平均4.29%；方解石中包裹体w（NaCleq）为2.9%~7.17%，平均4.99%（图5d）

以上数据可判断出，石英-方解石中流体包裹体均为H2O-NaCl体系，通过对石英、方解石流体包裹体的测温显示，流体整体表现为中低温、低盐度的特征。

4.3 成矿流体密度、压力和深度

前人研究表明，流体包裹体的均一温度可近似地看作为包裹体的捕获温度，则流体包裹体的均一温度可近似代替成矿温度（卢焕章,2004）。笔者通过对隆或金矿不同成矿阶段的石英、方解石中流体包裹体均一温度和盐度的相关测试数据进行分析处理，运用盐水溶液包裹体的密度计算经验公式计算流体密度（刘斌,1999）。其中，Ⅱ阶段石英流体包裹体的密度为0.774~0.910 g/cm3，平均密度0.854 g/cm3；Ⅲ阶段石英流体包裹体的密度为0.845~0.938 g/cm3，平均密度0.892 g/cm3，方解石流体包裹体的密度为0.845~0.935 g/cm3，平均密度0.885 g/cm3（表3）。由此可见，这两个阶段的石英、方解石包裹体的密度虽略有差异，但整体均为低密度流体。

表3 隆或金矿流体包裹体密度和成矿压力、深度Table 3 Density,trapping pressure and depth data of fluid inclusions in quartz and calcite from the Longhuo gold deposit

将石英、方解石流体包裹体的均一温度、盐度代入邵洁涟提出的流体压力、成矿深度计算公式（邵洁涟,1999），通过计算可得隆或金矿流体的密度、成矿时的压力及成矿深度，结果显示，Ⅱ阶段石英流体包裹体显示成矿压力范围56.574~74.166 MPa，平均压力66.049 MPa，成矿深度为1.886~2.472 km，平均深度2.202 km；Ⅲ阶段石英流体包裹体成矿压力范围45.83~59.798 MPa，平均压力53.844 MPa，成矿深度为1.622~2.020 km，平均深度1.795 km；方解石流体包裹体成矿压力范围48.334~63.408 MPa，平均压力56.903 MPa，成矿深度为1.611~2.114 km，平均深度1.897 km（表3），表明该矿床成矿压力和成矿深度较低、较浅，说明了隆或金矿为浅成低压成矿。

4.4 C-H-O同位素分析结果

H-O 同位素测试分析结果见表4。由表4 可以看出，Ⅲ阶段石英包裹体中的水的δDV-SMOW值介于-58‰~ -51‰，平均-54.5‰，Ⅱ阶段的石英包裹体中的水的δDV-SMOW值为-79‰~-73‰，平均-75.3‰，δDV-SMOW值包含于Taylor(1974)有关岩浆水的δDV-SMOW(-50‰~-80‰)值域范围。Ⅱ阶段石英δ18OV-SMOW值介于25.5‰~26.6‰，平均25.93‰，Ⅲ阶段石英δ18OV-SMOW值介于25.8‰~28.7‰，平均27.2‰，根据石英中流体包裹体的均一温度和矿物-水的O同位素分馏方程，计算出流体的δ18OH2O值，流体的均一温度取其平均值，石英与水的O 同位素平衡公式采用以下公式：1000lnα石英-水=3.38×106/T2-3.4（Clayton et al.,1972），T=273+t，t为均一温度。经计算，Ⅱ阶段石英平衡的流体的δ18OH2O为16.09‰~17.18‰，平均16.52‰，Ⅲ阶段石英平衡的流体的δ18OH2O为14.10‰~16.96‰，平均15.48‰。

方解石C-O同位素分析结果见表5。其中，Ⅲ阶段方解石矿物δ13CV-PDB值为-6.5‰~-4.6‰，平均值- 5.38‰；δ18OV-SMOW为19.9‰~21.1‰，平均值20.62‰。 根据方解石-水之间的转化方程：1000lnα方解石-水=2.78×106/T2-3.39(O'Neil et al.,1969)，T=273+t，t为均一温度，计算得出不同成矿阶段方解石形成时的流体的δ18OH2O分布在11.41‰~12.60‰。

表5 隆或金矿方解石的C-O同位素分析结果Table 5 The C-O isotopic analysis results of calcite from the Longhuo gold deposit

4.5 He-Ar同位素

本次选取的石英He-Ar 同位素分析结果见表6，由测试结果可得隆或金矿石英中流体包裹体的He和Ar的浓度变化幅度较窄。其中，Ⅱ阶段石英w(4He)为0.13×10-8~0.2×10-8cm3STP/g，3He/4He 的值集中在0.351~0.55 Ra，平均值0.466 Ra（Ra 为空气的3He/4He 的值，取1.4×10-6），40Ar 的浓度集中在0.8405×10-6~1.3321×10-6，40Ar/36Ar 为307.2~334.3；Ⅲ阶段中石英w(4He)集中在0.16×10-8~0.22×10-8cm3STP/g，3He/4He 值集中在0.522~0.744 Ra，平均值0.6155 Ra，40Ar 的浓度集中在0.9097×10-6~2.0708×10-6，40Ar/36Ar值集中在303.1~436.4。

表6 隆或金矿床中石英样品的He-Ar同位素测试结果Table 6 He-Ar isotopic data of quartz samples from the Longhuo gold deposit

5 讨 论

5.1 成矿流体性质

通过详细的岩相学观察表明，隆或金矿发育多阶段的石英和方解石，显示出了多期热液活动的特点。其中，主成矿阶段和成矿晚阶段的包裹体均以发育H2O 溶液富液相两相包裹体为特征，仅发现极少量的富气相两相包裹体和含CO2三相包裹体，表明了隆或金矿的成矿体系主要属于H2O-NaCl体系。

根据隆或金矿中石英-方解石脉流体包裹体显微测温结果显示，两个阶段的石英脉中流体包裹体的完全均一温度介于170.4~282.6℃，w（NaCleq）为2.57%~8.41%；方解石脉中流体包裹体的完全均一温度介于178.5~237℃，w（NaCleq）为2.9%~7.17%。由石英、方解石包裹体均一温度-盐度图解（图6）可以看出，两个阶段包裹体的流体分布特征均表现为盐度随均一温度的升高而降低，即呈负相关关系，其中，Ⅲ阶段包裹体的均一温度与盐度相对于Ⅱ阶段明显降低，表明了随着成矿作用的进行，温度及盐度逐渐降低。通过对结果分析处理得出隆或金矿床中不同成矿阶段的气液水溶液包裹体的密度为0.774~0.938 g/cm3，成矿压力为45.833~74.166 MPa，成矿深度为1.611~2.472 km，指示了隆或金矿床成矿流体为中低温、低盐度、低密度和低压浅成成矿的特征。

图6 隆或金矿流体包裹体均一温度-盐度图解Fig.6 Homogenization temperatures versus salinities of fluid inclusions in quartz and calcite from the Longhuo gold deposit

不同来源成矿流体的同位素组成具有明显的差异，因此通过研究成矿流体的同位素组成可以判断成矿流体的来源（张锦让等,2011），把成矿流体的同位素组成与区域上已知源区的同位素组成进行对比是判断流体来源的有效方法之一（宋国学等,2010）。本文通过收集区域上相类似矿床的成矿流体的同位素组成，统一采用Clayton 等(1972)石英与水之间的O 同位素分馏方程计算流体δ18OH2O值，通过在同位素图解上进行对比，对判断隆或金矿的成矿流体来源和矿床成因具有一定的指示意义。隆或金矿矿体产出部位为隆或孤立碳酸盐岩台地内部，赋矿层位为石炭系，其虽与区域上相类似的金矿床存在一定的区别，但其在矿化蚀变、流体包裹体特征、C-H-O同位素等方面却具有大致相同的特征。综合前人研究表明，滇黔桂“金三角”地区卡林型金矿在成矿流体方面与隆或金矿具有相似的特点（表7），流体包裹体均表现为中低温、低盐度的特征，成矿流体具有岩浆流体的特征。

表7 滇黔桂地区卡林型金矿床成矿流体特征对比表Table 7 Comparison of ore forming fluid characteristics of Carlin-type gold deposits in Yunnan-Guizhou-Guangxi area

当成矿流体在成矿过程中发生不混溶作用时，则会导致同阶段捕获的包裹体中的CO2偏高（卢焕章, 2008），而隆或金矿床中石英-方解石包裹体中CO2含量较少，说明了在成矿过程中各流体与成矿流体之间发生了混溶，表现出混合流体的特征。

5.2 成矿流体来源

C-H-O 同位素研究是常被用于示踪热液矿床中成矿流体来源的有效方法之一(Pirajno,2009)。隆或金矿的δDV-SMOW值为-79‰~-51‰，δ18OH2O值为14.1‰~19.26‰，其与变质流体(δDV-SMOW=-65‰~-20‰，δ18OH2O=5‰~25‰)和岩浆流体(δDV-SMOW=-50‰~-85‰，δ18OH2O=5.5‰~10.0‰)组成相似(Tay‐lor et al., 1974)。在δDV-SMOW-δ18OH2O图解（图7）中，Ⅱ阶段及Ⅲ阶段石英H-O 同位素投影点主要落在变质水区域及附近，其中，Ⅱ阶段石英H-O 同位素投影点位于变质水下方，靠近高岭石风化曲线，并且具有向岩浆水漂移的趋势；Ⅲ阶段石英投影点则位于变质水范围内，整体偏向水岩反应演化曲线。结合张辰光等(2022)对隆或金矿地球化学特征的研究，推测隆或金矿床的原始成矿流体可能来源于深岩浆流体，深源岩浆流体在上升过程中与变质水（即地层建造水和埋藏变质水与天水相互作用产生的变质水）发生混合，由表3 可以看出Ⅱ阶段成矿深度相对于Ⅲ阶段较深，即Ⅲ阶段成矿流体运移位移较长，表明Ⅲ阶段成矿流体受到变质水的影响较大，体现了隆或金矿的成矿流体具有多流体混合的特征。

图7 隆或金矿石英H-O同位素组成图解（底图据Taylor.,1974）Fig.7 H-O isotopic composition diagram of quartz from the Longhuo gold deposit(base map after Taylor.,1974)

主要地质体或碳储库的C 同位素组成之间δ13C值差别较大，使C 同位素能够成为示踪流体来源的重要手段之一。热液矿床中C 的来源主要有3 种形式：①海相碳酸盐岩（δ13CV-PDB=±4‰）；②沉积有机物（δ13CV-PDB=-10‰~35‰）；③地幔射气或岩浆来源（δ13CV‐PDB为-5‰~-2‰或-9‰~-3‰）(Cao et al.,2017)。通过对C 同位素组成的研究是示踪成矿流体中C 来源的有效方法之一(Spangenberg et al.,1996)。Faure(1986)提出，热液系统中流体包裹体δ13CV-PDB值一般为-12‰~-4‰，并且碳酸盐矿物中的低δ13CV-PDB值也间接表明C 来自深源。隆或金矿方解石的δ13CV-PDB值介于-6.5‰~-4.6‰，δ18OV-SMOW为19.9‰~21.1‰。其中，C 同位素的变化范围不大，与岩浆系统(-9‰~-3‰)或大陆地壳的C 同位素组成相似（图8），O 同位素变化范围较大，其来源较复杂。在C-O 同位素δ13CV-PDB-δ18OSMOW图解（图9）中，方解石的投影点主要位于海相碳酸盐岩附近，表明了方解石的形成主要来源于海相碳酸盐岩的溶解。计算得出，方解石平衡的流体δ18OH2O为11.41‰~12.60‰，该阶段方解石δ18OH2O值主要位于变质水范围内，靠近岩浆水区域，整体与石英中流体由变质水向岩浆水漂移的趋势相符合，推测方解石中原始成矿流体中可能来自深部的岩浆流体，其在上升过程中与变质水发生一定程度混合，形成多种流体混合的成矿流体。

图8 隆或金矿方解石C同位素组成（底图据Hoefs,2008）Fig.8 C isotope composition of calcite from the Longhuo gold deposit(base map after Hoefs,2008)

图9 隆或金矿方解石C-O同位素组成图解（底图据刘建明等，1997）Fig.9 C-O isotopic composition diagram of calcites from the Longhuo gold deposit(base map after Liu et al.,1997)

稀有气体因其具有化学惰性，能够很好地保留成矿过程中成矿流体的原始信息，故近年来有较多学者利用He-Ar 同位素用于示踪金矿床中成矿流体来源(Jea-Baptiste et al.,1996; Mao et al.,2003)，本文通过测定石英-方解石中包裹体的He-Ar 同位素，通过与C-H-O 同位素进行比较分析，从而能够更好地判断成矿流体的来源。热液流体中稀有气体主要有3种来源：①大气饱和水（3He/4He=1 Ra）：包括天水、海水及沉积建造水；②地幔流体（3He/4He=6~9 Ra）：大洋岩石圈地幔中3He/4He=7~9 Ra，大陆岩石圈中3He/4He=6~8 Ra，幔源成因的40Ar 以放射性成因为主，40Ar/36Ar≥40 000（Burnard et al.,1999；Gauther‐on et al., 2002）；③地壳流体（3He/4He=0.01~0.05 Ra）：He-Ar 同位素体系以放射性成因为主，其中，40Ar/36Ar≥45 000（Stuart et al.,1995）。

隆或金矿石英包裹体中3He/4He 的值为0.351~0.744 Ra，平均0.541 Ra。其中，Ⅱ阶段石英包裹体中3He/4He 的值为0.351~0.550 Ra，Ⅲ阶段石英包裹体中3He/4He 的值为0.522~0.744 Ra，Ⅲ阶段石英包裹体中3He/4He 的值稍高于Ⅱ阶段，两个阶段3He/4He 值均接近于大气饱和水（ASW）（图10），且处于幔源成因与壳源成因区域之间，经计算得Ⅱ阶段石英中幔源He(%)值为5.11%~8.18%，Ⅲ阶段石英中幔源He(%)值为7.75%~11.17%，其中，由Ⅱ阶段到Ⅲ阶段3He/4He 与幔源He 值均上升了，反映了有幔源He 的加入，幔源流体参与了该矿床的成矿作用。在3He-4He 图解（图11）中，石英样品投点位于地幔端员与地壳端员中间，偏向壳源He，投点与3He-4He/Ra-40Ar/36Ar 图解（图10）相符，结合表6 表明了隆或金矿成矿流体中的He 主要以地壳放射性成因为主，并且有深部流体的参与，具有壳幔混合的特征。

图10 隆或金矿石英流体包裹体（3He-4He）/Ra-40Ar/36Ar图解（据Winckler et al.,2001修改）Fig.10 （3He-4He）/Ra-40Ar/36Ar diagram of fluid inclusions in quartz from the Longhuo gold deposit(modified after Winckler et al.,2001)

图11 隆或金矿石英流体包裹体3He-4He图（据Mamyrin et al.,1984修改）Fig.113He-4He diagram of fluid inclusions in quartz from the Longhuo gold deposit(modified after Mamyrin et al.,1984)

由表7可得，隆或金矿石英包裹体中40Ar/36Ar值域为303.1~436.4，平均331.7。其中，Ⅱ阶段石英包裹体40Ar/36Ar 值域为307.2~334.3；Ⅲ阶段石英包裹体40Ar /36Ar 值域为 303.1~436.4。 两个阶段的40Ar/36Ar 值变化不大，从Ar 同位素组成特征可以看出，所有样品的40Ar/36Ar 值都高于饱和大气水的特征值（295.5），表明了大部分流体中存在地壳放射性成因Ar(40Ar*)，上述特征说明了成矿流体中含有一定放射性成因Ar 的饱和大气水。经计算得到，成矿流体中40Ar* 比例介于2.51%~32.29%，大气40Ar 贡献介于67.71%~97.49%，Ⅱ阶段石英中大气40Ar 贡献介于88.39%~96.19%，Ⅲ阶段石英中大气40Ar 贡献介于67.71%~97.49%。由此可看出两个阶段石英包裹体中的大气40Ar 贡献值均大于60%，表明成矿流体中Ar 主要为大气来源，即随着成矿作用的进行与大气平衡的饱和大气水参与了成矿。

综上分析，隆或金矿成床中成矿流体以中低温、低盐度、低密度和浅成低压为主，成矿流体具有壳幔混合的特征值，推测原始流体可能来源于深部岩浆流体，混合有部分幔源物质的参与，上升过程中与变质水发生了混合，表现出了多流体混合的特征，并且随着成矿作用的进行，有大量的大气降水或地下水的渗入。

5.3 矿床成因浅析

Hausen 等(1968)研究表明，美国的卡林型金矿主要形成于低温热液条件下，所处的地质环境与热泉系统较为相似，岩浆为热液提供热源,热水中不能排除有少量或一定的岩浆水加入的可能性。Kesler等(2005)通过对Betze-Post-Screamer 矿床硫同位素的研究，表明了该矿床为岩浆成因，Muntean 等(2011)通过对内达华州内一系列卡林型金矿床中载金矿物的微观分析及相关的同位素研究，证明了内达华州卡林型金矿的形成与岩浆热液密切相关。与内达华州卡林型金矿床相比，右江盆地的卡林型金矿床与其有着一定的相似性(Wang et al.,2018)；Tan等(2015)通过对水银洞金矿床的成矿流体研究，得出了该矿床的成矿流体主要来源于岩浆；陈懋弘等(2021)通过对桂西地区孤立碳酸盐岩台地内部德峨金矿的研究，也表明了该矿床的形成与岩浆热液相关。

隆或金矿矿体就位严格受地层和岩性的控制，成矿流体沿着导矿构造在磨毫次级背斜核部的下石炭统英塘组硅质岩-碳质泥岩-凝灰岩中交代、充填形成似层状矿体（安鹏等，2023），由于这些赋矿岩层厚度不大，往往只有几米到数十米，因此，不具备作为层控矿床矿源层的条件（庞保成，2004），而矿床中金属矿物组成简单，有黄铁矿、毒砂、闪锌矿和辉锑矿等，非金属矿物主要为石英、方解石和绢云母。矿石的结构主要有骸晶结构及碎屑结构，构造主要有浸染状构造，角砾状构造和脉状构造等，并且存在具有指示开放空间的梳状构造。矿床中矿体附近蚀变现象明显，主要有黄铁矿化、毒砂化、硅化、碳酸盐化及绢云母化等，通过对比可以发现，隆或金矿床的地质特征与区域上已知的热液卡林型金矿床具有一定的相似性。这些特征均间接地表明了隆或金矿为一个热液矿床。

隆或金矿成矿流体主要为中低温、低盐度、低密度和浅成低压的H2O-NaCl 体系，C-H-O 同位素的研究显示了原始成矿流体来源于深部岩浆流体，并且具有与变质水混合的多流体特征，稀有气体He-Ar 同位素研究表明了流体具有壳幔混合的特征，并且有大气饱和水参与了成矿。

根据区域地质演化历史，在早泥盆世晚期滇黔桂地区并开始形成台沟相间的古地理格局（广西壮族自治区地质矿产局, 1985），隆或地区则在早石炭世—晚二叠世沉积了一套硅质岩-泥岩-凝灰岩，中晚三叠世开始的印支运动，导致滇黔桂地区造山，隆或孤立碳酸盐岩台地形成宽缓的背斜，台缘的三叠系陆源碎屑岩则形成逆冲断层和紧闭倒转褶皱，轴面倒向穹隆核部。在隆或穹隆西南翼的泥盆系—石炭系碳酸盐岩中形成磨毫次级褶皱，以及翼部更次一级的连续不对称褶皱及配套的逆冲断层，为成矿提供了构造准备。而后开始的燕山运动使得整个滇黔桂地区构造叠加和构造复合普遍，而隆或地区自海西期形成以来的北东向F0断层则成为了深部成矿流体的主要导矿构造（安鹏等, 2023）。

结合陈懋弘等（2018）对隆林地区卡林型金矿床研究提出的“梯式”成矿模型及本次研究结果，提出了如下成矿模型（图12）：印支期—燕山期，伴随着右江盆地强烈的构造岩浆活动，并且整个华南板块岩石圈发生大规模的运动，导致深部的幔源物质上涌，并携带着地壳深部岩石熔融形成的含矿热液沿着区内一系列的导矿构造向上运移，在地壳浅部与沉积建造水、大气降水发生混合，形成了具有多流体特征的混合流体，当流体运移到C/D 不整合面上的有利赋矿层位（硅质岩-泥岩-凝灰岩夹层）时，与围岩发生水岩反应，从而导致了金富集成矿。

图12 桂西隆林地区孤立碳酸盐岩台地的“梯式”成矿模型（据陈懋弘等，2018修改）1—砾岩；2—砂岩；3—泥质粉砂岩；4—泥岩；5—灰岩；6—白云岩；7—含砂泥质白云岩；8—推测隐伏岩体；9—三叠系；10—二叠系；11—石炭系；12—泥盆系；13—寒武系；14—整合地质界线；15—角度不整合地质界线；16—断层；17—金矿体；18—流体运移方向；19—大气降水渗透方向；20—软流圈地幔物质上涌Fig.12 The"ladder"metallogenic model of isolated carbonate platform in Longlin area,western Guangxi(modified after Chen et al.,2018)1—Conglomerate;2—Sandstone;3—Argillaceous siltstone;4—Mudstone;5—Limestone;6—Dolomite;7—Sand and argillaceous dolomite;8—Presumed concealed intrusion;9—Triassic;10—Permian;11—Carboniferous;12—Devonian;13—Cambrian;14—Conformity geological boundary;15—Angular unconformity geological boundary;16—Fault;17—Gold orebody;18—Direction of fluid flow;19—Infiltration direction of atmospheric precipitation;20—Asthenosphere mantle material upwells

6 结 论

（1）隆或金矿包裹体类型主要为气液两相的水溶液包裹体，少见有CO2-H2O 三相包裹体，石英中发育有纯液相包裹体。包裹体测温数据显示，2个阶段的成矿流体均属于中低温(170.4~282.6℃)、低盐度w（NaCleq）(2.57%~8.41%)、低密度（0.774~0.938 g/cm3）的流体，并且矿床为低压浅成成矿。

（2）根据C-H-O 同位素组成特征推测成矿阶段的原始成矿流体来源于深部岩浆流体，流体在上升过程中与变质水发生了混合；而He-Ar 同位素表明了流体具有壳幔混合的特征，但主要由地壳放射性成因He 同位素与大气降水成因Ar 同位素组成，而幔源He 贡献较小。说明原始成矿流体来自深部岩浆流体，原始成矿流体在上升过程中与盆地建造水和大气降水发生混合，形成了多流体混合的变质流体，并且随着成矿的进行，有大量大气降水或地下水的渗入。

（3）笔者在流体包裹体和C-H-O-He-Ar 同位素等研究基础上，通过结合成矿环境、构造背景、矿化蚀变等特征，建立矿床成矿模型，并且与区域上碳酸盐岩台地内部及边缘的一系列卡林型金矿床进行对比，认为隆或金矿床为中低温低压浅成热液卡林型金矿床。