邓碧平, 刘显凡, 张 民, 赵甫峰, 徐窑窑, 田晓敏, 李 慧, 胡 琳

(成都理工大学 地球科学学院，成都 610059)

哀牢山成矿带发育于扬子板块与印度板块的拼接地带，处于极不稳定的过渡性活动构造单元。前人在成矿带内发现了老王寨、长安、金厂和元阳大坪等一批大型-超大型多金属矿床。其中，云南省镇沅县境内的老王寨金矿床是哀牢山金矿带中的最大、最重要的金矿，属于构造破碎蚀变岩(浅变质石英斑岩、基性-超基性岩和细碎屑岩)型金矿[1,2]。毕献武等(1996)采用电子顺磁共振(ESR)测龄技术，以金成矿期含金石英为测定对象，测得老王寨金矿床成矿时间为37.9～54.2 Ma B.P.，相当于喜马拉雅期[3]。近年来，关于哀牢山成矿带内成矿流体的来源的认识存在较大的分歧。有一部分学者认为，成矿流体主要以岩浆水为主，或者在成矿早期以岩浆水为主，在晚期有大气降水的混入[4,5]；另一部分学者则认为，成矿流体来源于地球深部[6-8]。目前，愈来愈多的资料显示出在深部地质过程中深源流体参与了哀牢山成矿作用[9-11]。而具体到老王寨金矿本身，自从20世纪80年代初发现到建矿开采至今，不少的学者对该金矿床的地质地球化学研究积累了大量的资料，但是对成矿流体来源、演化以及矿床成因等问题的认识尚未取得共识。前人的观点主要有地幔和岩浆去气成矿论[12,13]、变质热液论[14]、火山热液论[15]、构造蚀变论[16]、岩浆热液论[17]等；尤其是梁业恒和孙晓明等(2011)通过对金成矿期含金石英脉中的矿物流体包裹体以及碳氢氧同位素的研究，认为老王寨金矿的成矿流体为深源(地幔)流体演化的产物，金矿床成矿特征符合喜玛拉雅期碰撞造山型金矿的特点[18]。归纳起来，他们有一个共同观点，即参与成矿作用的流体主要为异地来源的壳幔混合流体或深部流体。争议的焦点关键在于[19,20]：(1)深部成矿流体源自哪里？是深部地幔还是地壳？(2)深部流体的属性是什么？是深部地幔流体演化形成的壳幔混合流体，还是地壳流体？(3)提供成矿物质的方式如何？是深部流体直接提供，还是深部流体活化地壳(层)岩石中的成矿物质？因此，本文的主要通过对老王寨金矿床流体包裹体及其稀有气体同位素研究，重点探讨了老王寨金矿床成矿流体的来源以及成矿流体演化引发的壳幔混染叠加成矿机制。

1 区域地质概况

云南老王寨金矿位于三江褶皱带哀牢山金多金属成矿带中段。该成矿带处于三江褶皱系与扬子准地台结合部西侧与红河断裂带、哀牢山断裂带和九甲-墨江断裂带之间夹持的构造-岩浆-变质带内；出露的地层主要为古生界浅变质岩系、元古宇的深变质岩系以及中、新生界具有磨拉石建造特点的沉积岩系；区域出露的岩浆岩主要有中酸性斑岩、煌斑岩、蚀变基性岩和蚀变超基性岩等(图1)[19-22]。

区域构造断层大体分成3组，分别为北西向断层组(Ⅰ级构造)、北西西向断层组(Ⅱ级构造)和北东向断层组(Ⅲ级构造)，老王寨金矿床受控于Ⅱ级断层组[16]。区内断裂构造具有长期活动性，都相应地伴随十分强烈的构造-岩浆-流体活动。研究表明[23,24]，在晚古生代，区域构造运动主要表现为拉张与断陷活动；而从海西晚期到印支期则以挤压活动为主；进入燕山期，该区构造运动表现为先挤压后拉张；到喜马拉雅期表现为以推覆运动为主。进入碰撞造山阶段，可分为3个碰撞期：主碰撞期(65～41 Ma B.P.)、晚碰撞期(40～26 Ma B.P.)、后碰撞期。尤其是晚碰撞期成矿作用十分强烈，集中在高原东缘的构造转换带上，成矿高峰期主要集中在30～40 Ma B.P.之间。与此有关的4个重大成矿事件中，与大型剪切系统相关的剪切带型金成矿事件，就形成著名的哀牢山大型金矿带。其中，老王寨金矿就发育在陆内转换造山环境，严格受走滑-推覆-剪切作用控制，受控于统一的深部地质作用过程，与软流圈上涌导致的幔源或壳幔混源岩浆和流体活动关系密切[19,20]。

2 矿床地质特征

老王寨金矿床位于云南省镇沅县东部，夹持在九甲-墨江深大断裂带与哀牢山深大断裂带之间的浅变质岩系中，总体呈北西—南东向，从北向南依次由冬瓜林矿段、老王寨矿段、比幅山矿段和搭桥箐矿段等组成。各矿段的产出总体表现为断裂构造控矿、岩浆岩控矿、地层控矿和古火山控矿特点。其中，冬瓜林矿段主要受北西向断裂、泥盆系-石炭系地层、煌斑岩、酸性斑岩以及古火山机构共同控制；而老王寨矿段主要表现为北西向断裂、石炭系地层、基性-超基性岩类、酸性斑岩和古火山机构共同控制(图1)[19，20]。

矿区岩浆岩比较发育，主要为超基性岩和基性火山岩，其次是煌斑岩和中-酸性斑岩，均受到断裂的严格控制，多呈岩脉状、岩墙状、不规则状产出。其中，煌斑岩类和基性熔岩类与矿区矿化关系最密切[21]。超基性岩类以二辉辉橄岩和二辉橄榄岩为主，含少量纯橄岩、斜辉辉橄岩；矿物成分主要为橄榄石，次为斜方辉石，含少量单斜辉石；岩体与围岩呈断层接触关系；岩石均已发生强烈的蛇纹石化，边部常有片理化带；形成于海西晚期-印支期。基性火山岩类以玻基玄武岩和粒玄岩为主，呈岩墙状、不规则状和似层状产出，矿物成分主要有长石和辉石。煌斑岩类主要为云煌岩，其次为云斜煌岩，形成于新生代，呈岩脉产出；具有煌斑结构，以黑云母斑晶为主，含少量的辉石斑晶，矿物成分主要有黑云母、辉石、钾长石和斜长石，其中有部分黑云母斑晶已被纤闪石交代，并沿着纤闪石的粒间和黑云母的解理缝贯入了一种呈不均匀团斑状、细脉状的黑色不透明物质，同时叠加了长英质矿物，主要发生了硅碱质蚀变。这种伴随显晶交代蚀变作用的呈不均匀团斑状、细

图1 老王寨金矿床地质简图[19-22]Fig.1 The geological map of the Laowangzhai gold depositT3y.上三叠统一碗水组砂砾岩、泥岩和砂岩; C3-P(?).二叠系与上石炭统：变质砂砾岩和细粒石英杂砂岩中含有绢云母板岩; C3(?).上石炭统石英杂砂岩中含有绢云母板岩; C2(?).中石炭统变质石英杂砂岩中含有硅质岩以及绢云母板岩; C1.下石炭统含碳质泥质灰岩中夹有碳质钙质板岩; D3(?).上泥盆统薄层灰色变质石英杂砂岩中夹有砂质绢云母板岩; β.玄武岩类; βμ.粒玄岩类; φ.超基性岩类; λπ.石英斑岩类; χ.煌斑岩类; Ⅰ.红河深大断裂带; Ⅱ.哀牢山深大断裂带; Ⅲ.九甲-墨江深大断裂带; 1.断层编号; 2.金矿体; 3.浅变质岩带; 4.深变质岩带

脉状的黑色不透明物质普遍发育于各类矿化蚀变岩中[25]。矿区内出露地层主要有下石炭统、上泥盆统，含少量上三叠统，岩性以紫红色泥质粉砂岩(T3y)、硅质绢云板岩-含碳质砂质绢云板岩(C1)、含碳质薄层泥灰岩(C1)、绢云板岩-含碳质放射虫硅质岩(D3)以及变石英杂砂岩 (D3)为主。老王寨金矿主要赋存于富含火山物质的C1和D3地层，并常常伴有上述的各类岩浆岩的发育[19,20]。

金矿床各矿段金矿体大多呈条带状、似层状、脉状、透镜状以及不规则状。沿断裂带产出的金矿体，在走向上还表现出分支复合和成群出现的特征，在剖面上多呈叠瓦式排布，在平面上多呈雁行式左行排列。矿石类型主要有各类蚀变岩石为赋矿载体的构造蚀变岩型和石英脉型[26-28]。主要的矿石构造有浸染状构造、细脉-网脉状构造、条带状构造、细脉-浸染状构造和层纹状构造，同时还出现角砾状构造和斑杂状构造等。主要的矿石结构有充填或穿插交代结构、压碎粒状结构、增生环带结构和包裹结构等[19,20]。

矿石中的金矿物主要是自然金，含少量的银金矿和银自然金。自然金主要呈他形，多数呈不规则状、树枝状、薄片状、麦粒状、网脉状等，常与黄铁矿、石英共生，并可见自然金呈不规则粒状被绢云母、碳酸盐和褐铁矿等所包裹。金属矿物以毒砂和黄铁矿为主，其次是辉锑矿、白铁矿、硫辉锑铜矿和闪锌矿、黄铜矿、辉钼矿、方铅矿、砷黝铜矿等硫化物。脉石矿物主要为绢云母、铁白云石，其次为菱铁矿、钾长石、钠长石等，而铁白云石是本区唯一含金的非金属矿物[19,20]。

矿床中的蚀变类型主要有：硅化、硫化物化、纤闪石化、蛇纹石化、绢云母化、绿泥石化和碳酸盐化等，尤其在多期性的硫化物化、绢云母化、硅化和碳酸盐化等蚀变类型相互叠加部位矿化较强，并与金矿化的关系最为密切[19,20]。根据金矿床中不同蚀变矿化阶段形成的地质体相互穿插、叠加关系，并结合相关矿物和矿化脉体间的交代、包裹和穿切等特征，可将老王寨金矿的成矿作用划分为早期硅化阶段、硫化物阶段、晚期硅化阶段等3个成矿阶段。矿床自然金主要形成于硫化物阶段，其次是早期硅化阶段；硫化物阶段形成的自然金常与黄铁矿和铁白云石等共生，早期硅化阶段形成的自然金常与石英、铬水云母和黄铁矿共生。

3 流体包裹体特征

3.1 样品采集、描述、制备和测试分析

研究中主要采集了老王寨、冬瓜林、浪泥塘以及库独木等矿段由含矿热液作用形成的石英脉作为研究对象，主要测定不同热液阶段含矿流体的温度、压力、流体成分及其稀有气体同位素组成等。样品包含不同阶段成矿热液作用形成的石英：成矿前阶段形成的石英主要为白色粗晶石英，沿构造断裂呈脉状分布，石英脉中含白钨矿，未发现自然金，金含量较低；成矿阶段形成的石英，普遍为微晶石英，在产状上由于其为热液交代产物并且主要交代构造角砾岩，因而常呈细脉状、交结状产出，颜色较杂，常称之为杂色石英，石英中含杂质较多，尤其富含细粒状、胶状黄铁矿，石英中金含量较高，在富矿体部位常见自然金；成矿后阶段形成的石英主要呈白色，晶体中杂质较少，较纯净，在产状上呈细脉状，通常穿插在成矿前阶段及成矿阶段形成的石英脉的裂隙中，含金量通常低于成矿前阶段形成的石英。将不同成矿阶段形成的石英样品抛磨制成厚度约为0.2～0.3 mm双面抛光的光薄片。选择有代表性的流体包裹体样品做岩相学观察和显微测温实验。

矿物流体包裹体的岩相学观察和显微测温等实验是在成都理工大学地球科学学院包裹体室完成，实验仪器为英国生产的Linkam THMSG600型冷热台，精度为±0.1℃，有关的技术参数为：铂电阻传感器，控制稳定温度为±0.01℃，温度显示0.01℃，测温范围600～-196℃，加热/冷冻速率为0.01～130℃/min，样品轴向移动16 mm，光孔直径为1.3 mm。采用标准物质(CCl4、KCrO3、硝酸钾、人工配制的氯化钠标准溶液)对仪器进行标定，400℃时相对于标准物质误差为±2℃，-22℃时误差为±0.1℃。一般情况下，在冷冻或者加热过程中设置的控温速率大约为10～15℃/min，负温时以及CO2在正温时的相变控温速率约为0.2～1℃/min，正温时相变点附近的控温速率约1～5℃/min[29]。

在中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室用激光拉曼光谱法对单个包裹体成分进行测定；实验仪器为MKI-100型显微激光拉曼光谱G92255；测试条件：激光器输出功率20 mW，氩离子激光器波长为514.5 nm，光栅1 800 mm-1，狭缝宽度25 μm，扫描范围1/1000～1/4200 cm，扫描时间20 s，风冷；环境条件：温度26℃，湿度68%[29]。

3.2 不同成矿阶段流体包裹体特征及类型划分

根据成分、物态和气相分数可将矿区石英脉中的流体包裹体分为4类[18]：①富液相LH2O-VH2O流体包裹体，在室温下为VH2O(气相)与LH2O(液相)两相，VH2O(气相)分数<50%(图2-A)；②富气相LH2O-VH2O流体包裹体，在室温下为VH2O(气相)与两相LH2O(液相)，VH2O(气相)分数>50%(图2-B)；③三相CO2-H2O流体包裹体，从中心向外，由VCO2(气相)、LCO2(液相)和LH2O(盐水溶液)所组成(图2-C)；④两相的CO2-H2O流体包裹体，在常温下表现为呈均一态的CO2及盐水溶液两种相态(图2-D)。本文主要对粗晶石英(白色)、微晶石英(杂色)和细晶石英(白色)中的流体包裹体进行岩相学观察和显微测温等，它们分别代表早期硅化成矿前阶段(Ⅰ)、硫化物成矿阶段(Ⅱ)、晚期硅化成矿后阶段(Ⅲ)。下面对各热液成矿阶段的包裹体岩相学特征作简要介绍。

成矿前阶段(Ⅰ)：包裹体形态主要有椭球状、浑圆状、短柱状及不规则状，多呈孤立状或星点分散状分布，表明样品中的包裹体为原生包裹体；包裹体大小在5～15 μm之间，一般为10 μm，少数达20 μm；该阶段是以CO2-H2O流体包裹体和LH2O-VH2O流体包裹体为主；气液比通常介于5%～15%，最高可达20%。

成矿阶段(Ⅱ)：包裹体大小主要介于4～11 μm之间，少数达15 μm；包裹体主要呈孤立状、星点状和星散状分布；包裹体形态有椭圆状、浑圆状、矩形、三角形、不规则圆形、不规则椭圆形、不规则长条状、不规则三角形、不规则矩形、负晶形和不规则状；包裹体类型主要以气液两相水包裹体和CO2-H2O包裹体为主，气液比通常在5%～10%之间，最高达15%。

成矿后阶段(Ⅲ)：包裹体大小主要介于6～16 μm；包裹体主要呈星点状或孤立状分布，也常常见到次生包裹体呈线状沿裂隙分布；包裹体形态主要有矩形、似正方形和不规则状等；包裹体类型主要有CO2-H2O流体包裹体和LH2O-VH2O流体包裹体，含少量的纯液相包裹体；气液比介于5%～10%，绝大多数在6%～9%之间。在测温过程中，当温度升高到某一温度时，常可见到气泡发生剧烈地跳动或抖动，表明气相中有可能含CH4或CO2等成分。

3.3 测温结果分析

3.3.1 含矿热液的均一温度、盐度和密度

主要利用均一法对不同热液阶段石英中的原生CO2-H2O包裹体和气液盐水包裹体进行了测温，并将测温结果列于表1。从表1和各热液阶段含矿流体温度直方图(图3、图4、图5)可以看出：成矿前阶段(Ⅰ)白色粗晶石英中包裹体的均一温度范围为225.8～375.0℃，主要介于290.0～340.0℃，平均为294.6℃；成矿阶段(Ⅱ)杂色微晶石英中包裹体的均一温度变化于172.3～250.0℃，多数在195.0～225.0℃之间，均值为208.9℃；成矿后阶段(Ⅲ)白色细晶石英中包裹体均一温度范围为106.8～171.1℃，主要在135.0～155.0℃，平均为146.6℃。

通过测定气液两相盐水包裹体的冰点温度(表2)，根据Halletal.(1988)[30]提出的NaCl-H2O体系冰点-盐度公式计算NaCl-H2O包裹体的盐度(NaCl的质量分数)

式中：w为NaCl的质量分数(%)；tmi为冰点下降温度(℃)，其范围为-21.0～0℃。此式适用范围：盐度(NaCl的质量分数)为0%～23.3%。将热力学计算求得盐水包裹体的盐度列于表2。从表2可以看出：成矿前阶段、成矿阶段和成矿后阶段中气液盐水包裹体的冰点温度范围分别介于-6.5～-6.0℃、-2.8～ -2.7℃和-2.8～-1.6℃，平均值分别为-6.25℃、-2.75℃和-2.48℃。成矿前阶段、成矿阶段和成矿后阶段中气液盐水包裹体的盐度(NaCl质量分数)分别为9.209%～9.856%、4.495%～4.650%和2.737%～4.650%，平均值分别为9.532%、4.572%和4.133%。

图2 云南老王寨金矿流体包裹体显微照片(室温，单偏光)Fig.2 The microphotographs of the fluid inclusions from the Laowangzhai deposit in Yunnan(A)石英脉中的富液相LH2O-VH2O流体包裹体; (B)石英脉中的富气相LH2O-VH2O流体包裹体; (C)石英脉中的LH2O-LH2O-VCO2流体包裹体; (D)石英脉中的LH2O-VCO2流体包裹体

表1 老王寨金矿流体包裹体测温结果Table 1 Thermometric data of fluid inclusions from the Laowangzhai gold deposit

表2 老王寨金矿气液盐水包裹体盐度Table 2 The salinities of two-phase aqueous inclusions of the Laowangzhai gold deposit

图3 成矿前阶段(Ⅰ)矿物流体包裹体测温数据直方图Fig.3 The histogram of thermometric data of the pre-metallogenic stage

图4 成矿阶段(Ⅱ)矿物流体包裹体测温数据直方图Fig.4 The histogram of thermometric data during the metallogenic stage

图5 成矿后阶段(Ⅲ)矿物流体包裹体测温数据直方图Fig.5 The histogram of thermometric data of the post-metallogenic stage

老王寨金矿盐水包裹体密度计算参照刘斌和沈昆(1999)[31]提出的不同盐度的NaCl-H2O包裹体密度计算公式：

ρ=(A0+A1w+A2w2)+(B0+B1w+

B2w2)th+(C0+C1w+C2w2)th2

式中，ρ为NaCl-H2O溶液的密度(g/cm3);th为均一温度(℃);w为NaCl的质量分数。由于老王寨金矿NaCl-H2O包裹体盐度较低(w<30%)，因此，A0、B0、C0、A1、B1、C1、A2、B2、C2计算参数取值分别为0.993 531、7.116 25×10-5、-3.499 7×10-6、8.721 47×10-3、-5.220 8×10-5、2.121 24×10-7、-2.439 75×10-5、1.266 56×10-6、-4.523 18×10-9(刘斌等，1999)[29,31]。密度计算结果列于表2。表2显示，早期硅化成矿前阶段、硫化物成矿阶段和晚期硅化成矿后阶段盐水包裹体密度分别为0.905～0.908 g/cm3、0.918～0.926 g/cm3和0.920～ 0.947 g/cm3，平均密度分别为0.907 g/cm3、0.922 g/cm3和0.948 g/cm3。

3.3.2 含矿热液的压力和就位深度

由于CO2-H2O包裹体在各热液阶段含矿石英中均大量存在，因此对不同成矿阶段石英中CO2-H2O包裹体进行了均一温度测定(见表1)，并根据含矿流体的温度-密度-压力之间的对应关系利用热力学计算方法[31]求得各热液阶段含矿流体的压力(表3)。同时，为探讨老王寨金矿床的保存情况，考察本矿床各热液阶段含矿流体在成矿过程中的活动空间当时所处的深度，作者将计算获得的压力换算成各热液阶段含矿流体的侵位深度。通常情况下，成矿流体压力介于静水压力和静岩压力之间，并与岩石的密度以及成矿体系的封闭-开放程度有关[32]。一般认为：岩浆岩的密度较大，而地层岩石的密度相对较小，地质体/地层岩石的静压力约为(260～285)×105Pa/km。考虑到本矿区构造-岩浆岩发育，岩石密度较大；但由于深大断裂构造作用强烈，岩石的破碎程度较高，这无疑要降低原岩的密度。因此，本文采用260×105Pa/km作定性估算。换算的含矿流体侵位深度结果列于表3。从表3可看出，不同热液阶段含矿流体压力变化的总趋势是：

成矿前阶段，含矿流体的压力范围为82.7～108.4 MPa，平均压力为97.5 MPa；当时的侵位深度为3.18～ 4.17 km，平均为3.75 km，表明成矿前阶段含矿流体具有高温高压性质。

成矿阶段，含矿流体压力集中于1.1～73.6 MPa，平均压力为72.7 MPa；对应的侵位深度主要在2.73～2.83 km，平均为2.79 km。相对于成矿前阶段的侵位深度，含矿流体上升达1 km左右。

成矿后阶段，流体的压力为1.0～46.0 MPa，平均压力为44.3 MPa；对应的深度在1.58～ 1.77 km，平均为1.70 km。

3.3.3 激光拉曼光谱成分分析

激光拉曼光谱作为一种非破坏性微区分析技术，已广泛应用于单个流体包裹体中具有拉曼活性气液相组分的定性和定量分析[33-38]。本文对老王寨金矿流体包裹体(DGL02)中气体和液体进行了激光拉曼光谱峰值扫描。测试结果(图6-A,B)表明，含矿流体中气相成分主要为CO2，并含有少量烷烃和N2，其拉曼特征为在谱图拉曼位移1 280 cm-1、1 282 cm-1、1 384 cm-1、1 385 cm-1和1 386 cm-1处有明显峰，主峰位移落在CO2拉曼特征峰值(1 280～1 285 cm-1、1 380～1 386 cm-1)范围内；液相成分主要为H2O，其拉曼特征为在谱图拉曼位移3 429 cm-1处有明显峰，主峰位移落在H2O拉曼特征峰值(3 310～3 610 cm-1)范围内[39]。

3.4 稀有气体同位素特征

研究样品取自老王寨金矿床，稀有气体同位素分析对象是主成矿阶段热液矿物内的流体包裹体，包裹体寄主矿物包括黄铁矿和石英脉等。稀有气体同位素测试在中国科学院兰州地质研究所地球化学测试部完成，相关测试方法和实验条件参见叶先仁等(2001)[40]。老王寨金矿床矿石矿物流体包裹体稀有气体含量及其同位素组成测定结果见表4、表5。

表4显示，所测样品4He的标准状态质量体积浓度变化很大，介于62.7～2 226×10-9cm3/g之间，平均为769.87×10-9cm3/g；3He/4He比值介于(0.17～0.952)Ra，平均为0.461 4Ra：远高于地壳特征值[42]，而整体低于地幔特征值[43]。

表3 老王寨金矿床各成矿阶段含矿流体的压力及侵位深度Table 3 Pressure and emplacement depth of ore-bearing fluids of all metallogenic stages

图6 老王寨金矿单个包裹体(DGL02)成分拉曼分析Fig.6 Laser-Raman analyses of the fluid inclusion (DGL02)

表4 老王寨金矿床矿石矿物流体包裹体稀有气体氦和氩同位素组成Table 4 Helium and argon isotopic compositions of fluid inclusions in the Laowangzhai gold deposit

本文数据由中国科学院兰州地质研究所地球化学测试部测试，测试方法：稀有气体同位素质谱峰高比检测法(LDB03-01-94)。R表示样品中3He/4He比值，国际公认空气中Ra=3He/4He=1.400×10-6。

表5 老王寨金矿床矿石矿物流体包裹体稀有气体氙同位素组成Table 5 Xenon isotopic compositions of fluid inclusions in the Laowangzhai gold deposit

在3He/4He-4He图解上(图7)，样品投影点均落在右侧，显示矿物流体包裹体中普遍含有较高的放射性成因4He；同时，该图还显示氦同位素组成具有从MORB或SCLM到crust的变化趋势，也从另一方面说明地幔流体中的氦受到地壳流体的混染是客观存在的。

氩同位素的测定结果(表4)显示，标准状态下样品的40Ar质量体积浓度为(1.001～16.56)×10-7cm3/g，平均为7.015 8×10-7cm3/g；40Ar/36Ar比值变化于307.9～377.3，平均为341.8；38Ar/36Ar比值介于0.200 3～0.213 2, 平均为0.206 75。现今地球大气中的40Ar/36Ar和38Ar/36Ar比值分别为295.5和0.188 0，而从MORB、OIB等样品推定的地球内部的40Ar/36Ar比值要比大气高很多，MORB的岩浆源约为28 000[45,46]至40 000[47]，OIB岩浆源大约变化于6 000～8 000的范围[48]。在38Ar/36Ar -40Ar/36Ar图解上(图8)，样品投影点均落在大气线上方，但其40Ar/36Ar比值与MORB或地壳的40Ar/36Ar比值还存在明显的差距。这可能暗示地幔流体中的氩受到地壳流体一定程度的混染。

图7 流体包裹体(3He/4He)-4He图解[44]Fig.7 (3He/4He)-4He diagram of fluid inclusions●老王寨样品(本文数据)； ▲老王寨样品[7]

从表5可以看出，老王寨金矿床流体包裹体129～136Xe/130Xe比值都高于大气比值，表现出Xe同位素组成相对于大气均有过剩的特征。在129Xe/130Xe-136Xe/130Xe投影图解上(图9)，矿区样品投影点位于大气比值的右上方；而在129Xe/130Xe-134Xe/130Xe图解上(图10)，矿区样品投点落在大气-地壳演化曲线与大气-地幔演化曲线之间即在壳幔混合区内。矿区氙同位素组成特征也表明地幔流体中的氙可能受到地壳流体的混染。

图8 流体包裹体(38Ar/36Ar)-(40Ar/36Ar)图解[49]Fig.8 (38Ar/36Ar)-(40Ar/36Ar) diagram of fluid inclusions●老王寨样品； ■马厂箐样品； ○六合样品

图9 流体包裹体(129Xe/130Xe)-(136Xe/130Xe)图解[49]Fig.9 (129Xe/130Xe)-(136Xe/130Xe) diagram of fluid inclusions●老王寨样品； △滇西其他矿区样品

图10 流体包裹体(129Xe/130Xe)-(134Xe/130Xe)图解[50]Fig.10 (129Xe/130Xe)-(134Xe/130Xe) diagram of fluid inclusions●老王寨样品； △滇西其他矿区样品

4 讨 论

4.1 成矿流体来源

金矿床流体包裹体镜下观测与拉曼光谱成分分析结果均显示，各热液成矿阶段含矿石英中均存在CO2-H2O包裹体，证明老王寨金矿的成矿热液为含CO2的流体。黄智龙等(1998)对新鲜、蚀变、矿化煌斑岩中的CO2属性和来源的分析研究认为，与金矿化密切共生的煌斑岩中的CO2来源于地幔[51]。因此，老王寨金矿床流体包裹体中的CO2和共生流体，应主要来源于高温高压地幔环境及其经历壳幔物质混染演化的深源流体。

表5显示老王寨金矿流体包裹体129～136Xe/130Xe比值均高于大气比值；在129Xe/130Xe-136Xe/130Xe图解上(图9)，矿区样品投影点位于大气比值的右上方，表明老王寨金矿床流体包裹体氙同位素组成与大气相比，均表现出有过剩的特征。其中，矿区129Xe/130Xe比值为6.84，与大气(6.496)[41]相比，过剩5.3%。通常认为过剩的129Xe是地球吸积阶段原始物质中129I衰变产生。由于放射性核素129I的半衰期只有17 Ma，故当地壳形成之前，129I就已经完全衰变为129Xe，因此过剩的129Xe只保存在地幔当中[52,53]。所以，129Xe的过剩反映了矿区成矿流体中有来自地幔Xe的参与。同样，金矿区136Xe/130Xe比值为2.71，相对于大气(2.176)[41]，过剩达24.5%，过剩的136Xe可归因于244Pu裂变产生的滞留在地幔内的136Xe加入[49]。

Deng Bipingetal. (2013)据该矿床同位素和元素地球化学研究认为，矿石的δDH2O和δ18OH2O的值域分别为-95.8‰～-50.3‰和4.81‰～9.87‰，具有类似于岩浆水的氢、氧同位素组成；岩矿石中岩浆成因碳酸盐的δ13CPDB峰值介于-2‰～-10‰，主峰在-5‰附近，落在地幔δ13CPDB的主峰值区内；不同矿段、不同矿石类型及不同矿物的δ34S值集中于-2.37‰～ 3.7‰，平均为0.607‰，在硫同位素组成直方图上明显呈塔式效应，δ34S峰值在0附近，显示典型的幔源硫特征；岩矿石相对高87Sr/86Sr、低143Nd/144Nd及高206Pb/204Pb主要是板块俯冲海洋沉积物被带入地幔楔与地幔混合的结果[54]。而且，矿区岩矿石与MORB相比，富集大离子亲石元素和高场强元素，稀土元素分配模式为轻稀土富集型，不相容元素分配模式为不相容元素强烈富集型[25]。胡瑞忠等(1999)通过稀有气体同位素研究也发现，成矿流体中幔源氦占11%～52%[7]。

以上分析表明，老王寨金矿床初始成矿流体主要来源于地幔；而地幔流体在参与成矿过程中，与地壳岩石相互作用，引发交代蚀变，导致流体表现壳幔物质混染特征。

4.2 成矿流体演化

老王寨金矿不同成矿阶段流体包裹体研究表明，①初始含矿流体为高温流体，随着成矿作用的进行，温度逐渐降低，到了成矿阶段，金在中低温条件下成矿(图11)。②流体盐度随成矿阶段由早至晚有降低的趋势，成矿阶段演变为中低温、低盐度的流体(图11、图12)。③伴随温度和盐度的降低，相应流体压力和侵位深度减小，对应成矿阶段的成矿深度为2.73～ 2.83 km(图13、图14)。

图11 老王寨金矿气液盐水包裹体均一温度和盐度散点图Fig.11 Sketch diagram of homogenization temperatures and salinities of two-phase aqueous inclusions

图12 老王寨金矿床各成矿阶段流体包裹体均一温度直方图Fig.12 Histogram of homogenization temperatures of fluid inclusions from all metallogenic stages

图13 老王寨金矿各成矿阶段含矿流体温度和压力散点图Fig.13 Sketch diagram of temperatures and pressures of inclusions from all metallogenic stages

图14 老王寨金矿各成矿阶段含矿流体温度和侵位深度散点图Fig.14 Sketch diagram of temperature and emplacement depth of inclusions from all metallogenic stages

综合研究表明，伴随成矿阶段由早至晚，成矿流体温度、盐度、压力和侵位深度均逐步降低，显示成矿流体性质由初始地幔流体的高温熔浆性质向低温热液性质演变。这种演变是由初始含矿地幔流体与地壳岩石相互作用，引发交代蚀变，导致壳幔物质相互作用与混染的必然结果。

Liu Xianfanetal. (2012)通过对老王寨金矿床主要赋矿围岩、矿石和脉体的显微岩相学结合元素地球化学研究，发现超微晶物质中具熔离结构与沉淀共晶结构共存现象，指示成矿流体具备由熔体向热液转化的特性，进而暗示具熔浆流体特点和超临界流体性质的地幔流体与地壳岩石相互作用，引发交代蚀变及壳幔物质混染，导致流体性质由熔浆流体向地壳热液过渡演变，并由此促进成矿作用的进行[25]。本文从流体包裹体和稀有气体同位素的研究进一步证实了这一流体演化规律和成矿特征。

5 结 论

a.老王寨金矿含矿石英中发育NaCl-H2O包裹体和CO2-H2O包裹体。

b. 流体包裹体岩相学特征研究表明，伴随成矿阶段由早至晚，成矿流体温度、盐度、压力和侵位深度均对应逐步降低。

c.矿石矿物流体包裹体稀有气体同位素研究表明，矿床初始成矿流体主要来源于地幔；而地幔流体在参与成矿过程中，与地壳岩石相互作用，引发交代蚀变，导致流体表现壳幔物质混染特征。

d.综合研究表明，伴随成矿阶段由早至晚，成矿流体温度、盐度、压力和侵位深度均对应逐步降低，显示成矿流体伴随由初始含矿地幔流体与地壳岩石相互作用，引发交代蚀变及壳幔物质相互作用与混染，导致流体由高温熔浆性质向低温热液性质演变，从而有利于成矿作用的进行。

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