鞠培姣，赖健清，莫青云，石 坚, ，谭辉跃，陶诗龙



湖南双峰县包金山金矿成矿流体与矿床成因

鞠培姣1，赖健清1，莫青云1，石 坚1, 2，谭辉跃2，陶诗龙1

(1. 中南大学有色金属成矿预测与地质环境监测教育部重点实验室地球科学与信息物理学院，长沙 410083；2. 湖南省有色地质勘查局二总队，湘潭 411102)

包金山金矿位于湖南省双峰金矿带上，根据矿床地质特征将成矿作用划分为变质热液期、岩浆热液期和热液叠加期等3个成矿期，并将岩浆热液期细分为乳白色石英脉阶段(A)、烟灰色石英脉阶段(B)和碳酸盐−石英细脉阶段(C)3个矿化阶段。通过流体包裹体显微测温、包裹体成分分析及氢氧同位素组成分析来研究矿床成矿流体特征，并分析矿床成因。包裹体岩相学研究发现，A、B阶段的石英中发育3类包裹体：气液两相包裹体(I型)、水溶液−CO2包裹体(II型)和纯CO2包裹体(III型)。A阶段发育大量I型包裹体和极少量II型包裹体，均一温度集中于260~380 ℃，盐度为3.12%~15.42%；B阶段发育I型包裹体，II型及III型包裹体明显增多，均一温度集中于250~370 ℃，盐度为2.31%~12.29%。群体包裹体气相成分以H2O和CO2为主，还含有N2、CH4、H2、CO等，液相成分主要为Ca2+、Na+、Mg2+、SO42−、Cl−和NO3−。矿床主成矿期流体属低盐度、中高温、富CO2的Ca2+(Na+、Mg2+)-SO42−(Cl−、NO3−)-H2O-CO2体系，估算成矿压力为70~113 MPa，估算最大成矿深度为4.2km。氢氧同位素分析表明主成矿阶段的流体来源于原生岩浆水。矿床成因类型为变质热液叠加中温岩浆热液充填交代型矿床。

流体包裹体；氢氧同位素；成矿流体；矿床成因；包金山金矿

包金山金矿在区域上位于白马山−龙山东西向构造带与沩山−紫云山北西向复背斜带的复合部位，紫云山复式岩体北端突起的外接触带中。矿山距双峰县城北东21 km，属梓门桥镇管辖。周兴良等[1]简要介绍了矿床地质特征，提出其成因类型为中低温变质−热液型矿床，工业类型为破碎带蚀变岩型金矿床。至今未有学者对成矿流体的特征进行探讨，本文作者首次对矿化石英脉中的流体包裹体进行岩相学分析、群体包裹体成分分析、氢氧同位素分析和显微测温，查明了该矿床主成矿期流体包裹体的基本类型，分析成矿流体的特征及成矿物理化学条件，为研究成矿作用过程及矿床成因提供依据。

1 成矿地质背景

研究区位于湘中成矿区北东部，隶属双峰金矿带。其大地构造位置属华夏微板块与扬子微板块的结合部位，构造复杂，岩浆活动频繁。区内出露地层包括中元古界冷家溪群、新元古界板溪群马底驿组，震旦系，寒武系，奥陶系，泥盆系，石炭系，白垩系，古近系和第四系(见图1)。其中，马底驿组为赋矿层位，岩性有浅变质砂岩、含钙板岩、条带状大理岩和碳质板岩，分布在紫云山岩体的隆起带核部。

区域经历了漫长复杂的构造活动，至少有四期：雪峰运动、加里东运动、印支运动和燕山运动。前两期以褶皱断裂为主，后两期有广泛的岩浆活动。褶皱构造主要发育近SN向紫云山−永福寺复式背斜[1]。断裂构造主要有NE向和EW向两组，其中EW向的张扭性断裂有明显的绢云母化、硅化、黄铁矿化，为主要的导矿和容矿构造。

区内岩浆活动频繁，具多期活动特点。包金山南邻紫云山岩体，东约5 km处出露歇马岩体，均呈岩基状产出。紫云山复式岩体呈近SN向的不规则形态，出露面积约280 km2，与区内金矿形成关系密切，为印支期−燕山期侵入，主要由中粒花岗闪长岩和晚期侵入体中粒黑云母花岗岩组成，分别分布于岩体的边部和中心部位，前者为紫云山岩体的主体[2]。

图1 湖南省双峰金矿带地质简图(据文献[1]修改)：1—第四系；2—古近系；3—白垩系；4—石炭系；5—泥盆系；6—奥陶系；7—寒武系；8—震旦系；9—板溪群马底驿组；10—冷家溪群；11—黑云母花岗岩；12—花岗闪长岩；13—地质界线；14—断层；15—金矿床(点)

2 矿床地质特征

2.1 矿区地质

矿区地层为新元古界板溪群马底驿组(Pt3)泥质、粉砂质碎屑岩夹碳酸盐岩[3]。可分为3个岩性段，矿区出露第2岩性段−钙质板岩段(Pt32)，为含矿岩系(见图2)。该岩性段可分为3个小层，与赋矿有关的主要是第2小层(Pt32-2)。地层总体色调是以灰−灰白−灰绿色为主，角砾化发育，有明显的蚀变特征。岩石中常见条带状、瘤状和角砾状大理岩，发育绢云母化、硅化和黄铁矿化等蚀变。

区内褶皱构造不发育，总体呈一向北倾的单斜构造，地层产状平缓，倾角20°~30°。断裂极为发育，主要有近EW向、NNE向、层间破碎带和NW向断层4组。近EW向断裂为矿区的主要控矿构造，控制矿床的空间定位；层间破碎带和NW向断层是矿区重要的赋矿构造，其与近EW向断层的组合确定了金钨矿体的空间定位；NNE向断裂是矿区的主要破矿构造(见图2)。

矿区内岩浆岩主要为花岗斑岩。地表见一条岩脉出露，分布于矿区中部，走向310°，倾向NE，倾角46°~68°。坑道还见有2条花岗斑岩脉，走向NWW-NW，倾向NE。花岗斑岩脉在深部形态稳定，在岩脉弧状拐弯处上、下盘的破碎蚀变带中常发育较富金矿体，说明岩浆活动提供了部分成矿物质和热源，与成矿关系较为密切。

图2 包金山矿区地质图(据文献[3]修改)：1—板溪群马底驿组第二段第三层；2—板溪群马底驿组第二段第二层；3—板溪群马底驿组第二段第一层；4—花岗斑岩脉；5—蚀变岩；6—破碎蚀变带及编号；7—矿体；8—地质界线；9—断层及其编号

2.2 矿体特征

包金山金矿体主要分布于矿区东部花岗斑岩脉的上、下盘，呈透镜状、板柱状、管状和似层状赋存于F7、F9断层破碎带及其上下盘蚀变带内，于构造结合部位富集(见图3)。赋矿岩层为马底驿组第二岩性段灰绿色中厚层状含粉砂质钙质板岩、条带状钙质板岩、斑点状板岩。

按矿石矿物组合特征，矿化类型可分为石英脉型和破碎带蚀变岩型。

石英脉型金(钨)矿体的含金石英脉赋存于NW向断裂带中，呈不规则短脉状、透镜状。围岩褪色化、硅化、黄铁矿化、磁黄铁矿化强烈。在构造结合部位的石英脉内和石英脉与围岩接触带上可见明金，并伴有铅锌矿化、黄铜矿化。局部可见白钨矿呈团块状、细脉状充填于石英脉中部。

破碎带蚀变岩型金矿体主要发育于F9断层破碎带及其上下盘的层间破碎带中，呈脉状、似层状产出，矿体及围岩硅化、黄铁矿化、磁黄铁矿化、绢云化、绿泥石化强烈，石英脉和石英块体较发育。

原生矿石矿物成分比较简单，除自然金外、还有白钨矿，金属硫化物主要有黄铁矿、磁黄铁矿，次为黄铜矿、辉锑矿、方铅矿、闪锌矿、毒砂等，脉石矿物主要为石英、方解石、铁白云石、绢云母和绿泥石。表生矿物主要有褐铁矿、孔雀石等。矿石结构主要为它形粒状结构、充填交代结构和压碎结构。矿石构造以浸染状为主，次为角砾状、细脉状和条带状构造等。

围岩蚀变主要有碳酸盐化、硅化、黄铁矿化、绿泥石化和绢云母化，其中以碳酸盐化、硅化、黄铁矿化与金和钨矿化关系最为密切。在破碎蚀变带内，当三者叠加且强烈时，往往形成较富的矿体。

图3 包金山矿区I-I’剖面图(据文献[3]修改)：1—花岗斑岩；2—石英脉；3—断层破碎带；4—金矿体；5—推测金矿体；6—采空区；7—实测及推测地质界线；8—断层及编号

2.3 成矿期和矿化阶段

根据野外穿插关系和镜下特征，将矿床成矿作用划分为3个成矿期，分别为变质热液期、岩浆热液期和热液叠加期。

1) 变质热液期

早期白云质灰岩和泥灰岩经区域变质形成钙质板岩、斑点板岩等，普遍发育绢云母化和绿泥石化；经过变质作用，板岩中黄铁矿和磁黄铁矿发育，黄铁矿自形程度较高，呈稀疏浸染状分布；少量黄铁矿被交代形成磁黄铁矿，磁黄铁矿呈黄铁矿假象。区域变质形成的板岩常被后期的构造破坏出现揉皱现象，并且常充填乳白−烟灰相间的石英脉。成矿作用发生在条带状、瘤状大理岩及钙质板岩中，主要交代变质岩，有强烈的绢云母化、碳酸盐化、绿泥石化和硅化等，常见角砾岩化现象，星点状出现毒砂、黄铁矿、黄铁矿假象的磁黄铁矿等金属矿物，未见明金。

2) 岩浆热液期

与印支期中酸性岩浆有关的热液活动形成NW向含金石英脉，充填于NW向张性断裂中。该期是矿区主成矿期，不仅形成含金石英脉，还对前期的含金蚀变岩有强烈的改造作用，使石英脉附近的金品位明显提高，可见粗粒自然金。成矿作用可分为3个阶段。

A阶段，即乳白色石英脉阶段。以乳白色石英和分布于脉两侧的对称带状白钨矿为特征，沿NW向裂隙充填，含极少量硫化物，有金矿化。该阶段乳白色石英被构造破坏，形成角砾状并被后期烟灰色石英充填交代(见图4(a))；白钨矿与乳白色石英关系密切，多见白钨矿呈对称梳状构造分布于石英脉两侧(见图4(c)和(d))，或呈角砾状生长于乳白色石英中，显微镜下可见白钨矿被后期辉锑矿沿裂隙充填交代；乳白色石英中局部可见明金，不与其他金属矿物伴生(见图4(b))。

B阶段，即烟灰色石英脉阶段。A阶段石英脉受构造作用发生碎裂及局部角砾岩化，扩容空间中的热液充填交代作用沉淀烟灰色石英及细粒黄铁矿等，局部见有细粒白钨矿呈细脉状，也有团块状白钨矿在脉中部发育。该阶段金进一步富集，成为粗粒明金(见图4(e))。伴生的金属矿物主要为方铅矿，次为黄铁矿和磁黄铁矿。自然金有三种赋存状态：裂隙金(见图4(f))、包裹金(见图4(g))和接触金(见图4(h))。

C阶段，即碳酸盐−石英脉阶段。该阶段可见微细脉状绢云母、黄铁矿，有时可见裂隙状充填的明金细脉，是热液进一步活动的结果。碳酸盐矿物主要为方解石，穿插自然金和方铅矿。

图4 包金山金矿床岩浆热液期不同阶段特征(Qtz—石英；Gl—自然金；Gn—方铅矿；Po—磁黄铁矿；Sh—白钨矿)：(a) 乳白色石英角砾被后期烟灰色石英充填胶结；(b) 乳白色石英中的明金；(c) 石英脉两侧发育呈对称梳状的白钨矿；(d) 紫外线灯下白钨矿特征(视域同图4(c))；(e) 乳白色石英经过烟灰色石英的叠加改造使自然金富集；(f) 石英裂隙中充填自然金和方铅矿；(g) 方铅矿中包裹着颗粒粗大的自然金；(h) 方铅矿与石英脉接触带处自然金和磁黄铁矿发育

3) 热液叠加期

发育于花岗闪长斑岩与钙质板岩接触带两侧，以含石英−辉锑矿细脉为特色，宽度不大。晚期形成的辉锑矿−石英细脉穿插岩浆热液期形成的石英脉、岩体和围岩。显微镜下辉锑矿呈针状，与石英形成石英−辉锑矿脉充填于围岩裂隙中。

3 分析方法

3.1 包裹体显微测温分析

本研究中样品采自包金山金矿床的矿化石英脉，包括乳白色石英脉和烟灰色石英脉，挑选不同成矿阶段、不同标高、透明矿物相对发育且具代表性的样品制成包裹体光薄片。对各阶段石英中的流体包裹体进行了镜下岩相学研究，最终挑选出11件样品进行显微测温，涵盖了岩浆热液期的2个主成矿阶段(A阶段和B阶段)。

显微测温工作在中南大学地球科学与信息物理学院流体包裹体实验室完成，仪器为Linkam THMS−600型地质用冷热台，可操作温度范围为−196~600 ℃，经校准，在温度为−196~30 ℃时，设备精度为0.1 ℃；温度为30~600 ℃时，精度为1 ℃。测定包裹体的完全冷冻温度f，完全均一温度h，固态CO2的熔化温度m(CO2)，CO2相部分均一温度h(CO2)，笼合物的最终熔化温度m(cla)，以及冰的最终熔化温度m(ice)。利用冰的最终熔化温度m(ice)(水溶液包裹体)或笼合物的最终熔化温度m(cla)(水溶液-CO2包裹体)，通过BROWN[4]的FLINCOR程序，采用BROWN等[5]的等式计算了流体包裹体的盐度。

3.2 群体包裹体成分分析

本研究中选用5件样品(BJJ-346-2、BJJ-346-3、BJJ-346-4、BJJ-346-5和BJJ-346-6)进行测试。先将样品粉碎，经筛分、清洗晾干、磁选后，在双目镜下挑选，得到纯度大于99%的石英单矿物样品，用于气、液相成分分析[6]。流体包裹体的无机气相及离子色谱分析在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成，测试仪器为PE.Clarus600型气相色谱仪和DIONEX−500型离子色谱仪。

3.3 氢氧同位素分析

用于氢氧同位素测试的样品为采自包金山矿区B阶段的5件含金黄铁矿石英脉(BJJ346-2，BJJ346-3，BJJ346-4，BJJ346-5，BJJ346-6)，将样品粉碎，选出纯度达99%的石英单矿物，送至核工业北京地质研究院分析测试研究中心进行测试。所用仪器为MAT−253型稳定同位素质谱仪，氢同位素分析精度为±0.2%，氧同位素分析精度为±0.02%。氧同位素的测试采用BrF5法[7]：在真空、550~700 ℃条件下，石英样品与纯BrF5反应得到O2，经纯化后的O2在700 ℃条件下，经由铂的催化作用与碳棒反应，生成CO2气体，再送质谱测试，获得氧同位素组成；氢同位素的分析采用热爆裂法：在真空条件下采用热爆法打开包裹体，提取其中的H2O，获得的H2O与锌反应，获得H2，经质谱测试，得到氢同位素组成，以平均海洋水为 标准。

4 测试结果

4.1 流体包裹体显微测温

4.1.1 流体包裹体类型

包裹体的岩相学研究表明，矿区石英中原生包裹体发育(见图5)，根据其在室温(20 ℃)下的相态特征可分为如下3类。

1) I型包裹体：室温下呈气液两相产出，由盐水溶液及气泡组成，气相体积分数为10%~70%，根据最终均一相态，又划分为Ia及Ib两个亚类型，Ia型包裹体气相体积分数低于50%，最终均一为水溶液相(见图5(a))；Ib型包裹体气相体积分数大于50%，最终均一为气相(见图5(b))。该类包裹体直径约3~13 μm，多呈椭圆、长条及不规则状分布在石英中。

2) II型包裹体：室温下呈水溶液相、气相CO2及液相CO2三相产出，可见其与I型及III型包裹体共生。根据CO2相占包裹体总体积的比例，可进一步分为IIa和IIb两个亚类型。前者CO2相所占体积分数低于50%，二氧化碳部分均一为液相，最终完全均一为水溶液相；后者CO2相所占体积分数大于50%，二氧化碳大多部分均一为液相，最终以碳质相膨胀达到完全均一。该类包裹体的形态以椭圆、长条及不规则状为主，直径约为2~4 μm(见图5(c))。

3) III型包裹体：在室温下呈液相CO2、气相CO2两相产出(见图5(d))。包裹体大小为2~4 μm，气相体积分数为10%~25%，以椭圆形为主，与I型、II型包裹体共生。

图5 流体包裹体镜下显微特征(Aq—水溶液相；V—气相；Cl—CO2液相；Cv—CO2气相)：(a) Ia型包裹体群生；(b) Ib型包裹体；(c) IIa型包裹体与I型包裹体共生；(d) IIb型包裹体与I型，III型包裹体共生

4.1.2 显微测温结果

本研究中共测得191个包裹体，测温结果如表1所列。不同成矿阶段(A和B阶段)的均一温度及盐度如图6所示。

1) A阶段包裹体显微测温特征

本阶段中包裹体较发育，共测得68个，以I型水溶液包裹体最为发育，占该阶段包裹体总数的97%，其中测得4个包裹体最终均一为气相，为Ib型包裹体；其次为II型水溶液-CO2三相包裹体，占3%。

I型包裹体：Ia和Ib型包裹体共生，冻结温度为−35~−65 ℃，冰的最终融化温度范围为−1.9~−10.7 ℃，盐度为3.12%~14.67%(等价NaCl质量分数，下同[8]) (见图6(b))。均一温度变化较大，Ia型包裹体均一温度范围为218~387 ℃，集中于260~380 ℃(见图6(a))，最终均一为液相；测得4个Ib型包裹体的最终均一温度在320~370 ℃之间。

II型包裹体：该阶段仅见发育IIa型包裹体，碳质相的体积比例变化范围为10%~25%。包裹体冻结温度为−97~−108 ℃，固态CO2熔化温度为−58.2~−59.9 ℃，笼合物的最终熔化温度为0.1~0.7 ℃，相应盐度为14.76%~15.42%(见图6(b))，CO2相部分均一为液相，其部分均一温度为13.7~20.8 ℃，升温过程中最终完全均一为水溶液相，均一温度范围363~379 ℃(见图6(a))。

2) B阶段包裹体显微测温特征

本阶段包裹体很发育，共测得123个包裹体，3种包裹体均可见，直径较大，且II型包裹体、III型包裹体明显增多。

I型包裹体：该阶段大量发育Ia型包裹体，冻结温度为−32~−68 ℃，冰的最终熔化温度为−1.4~−8.4 ℃，盐度为2.31%~12.17%(见图6(d))。均一温度变化较大，范围为199~391 ℃，集中于250~370 ℃(见图6(c))，最终均一为液相。

II型包裹体：发育IIa型和IIb型包裹体，碳质相的体积比例变化范围较大，为30%~80%。冻结温度范围−95~−108 ℃，固态CO2的熔化温度为−58.6~−61.6 ℃，CO2笼合物的熔化温度为2.7~8.7 ℃，对应盐度为2.58%~12.29%(见图6(d))，CO2相部分均一温度为12.1~21.7 ℃，大多部分均一为碳质液相，最终均一温度为320~392 ℃，集中于340~390 ℃(见图6(c))，大部分最终以碳质相膨胀达到均一。

III型包裹体：纯CO2两相包裹体冻结温度范围为−100.1~−101.2 ℃，在升温过程中，固态CO2的熔化温度为−58.7~−61.7 ℃，均一温度为11.8~13.1 ℃，最终均一为碳质液相。

4.2 群体包裹体成分特征

5个样品的气相、液相成分分析如表2和3所列，成矿流体具有以下特征：气相成分以H2O为主，次为CO2，可含有少量的N2、CH4、H2、CO等气体，液相阳离子以Ca2+为主，并含有Na+，Mg2+，K+，阴离子以SO42−为主，另含有部分Cl−，F−，NO3−。

4.3 氢氧同位素特征

5件样品的氢氧同位素分析结果见表4。石英的18OV-SMOW值为17.6×10−3~19.8×10−3，流体的18DV-SMOW值为−69.5×10−3~−79.3×10−3。石英和流体的氧同位素分馏计算公式采用1000ln= 3.38×106/2−2.9[9]，其中：为石英和水之间的氧同位素分馏系数，由于所测包裹体具有不均一捕获特征，温度采用各样品显微测温获得的I型包裹体的最低温度作为估算的成矿温度。计算得到流体的18OH2O值为6.4×10−3~8.8×10−3。

将石英包裹体中流体的18D和计算获得的18OH2O投到氢氧同位素组成图解(见图7)。由图7可见，投影点落入原生岩浆水区域内，说明主成矿阶段的流体来源于原生岩浆水。

表1 包金山金矿流体包裹体测温结果统计

Main minerals are all quartz. 1) 20 ℃;φ—Gas phase volume fraction of typeⅠ inclusions, CO2phase volume fraction of type Ⅱ inclusions.m(CO2)—Melting temperature of CO2;m(ice)—Final melting temperature of ice;m(cla)—Melting temperature of CO2;hc—Partial homogenization temperature of CO2, inclusions marked (V) homogenize to gas phase, non-marked homogenize to liquid phase;h—Total homogenization temperature, inclusions marked (C) homogenize to carbonic phase, non-marked ones homogenize to liquid phase.

图6 包金山金矿流体包裹体均一温度和盐度直方图：(a) 乳白色石英脉阶段均一温度直方图；(b) 乳白色石英脉阶段盐度直方图；(c) 烟灰色石英脉阶段均一温度直方图；(d) 烟灰色石英脉阶段盐度直方图

表2 包金山金矿床流体包裹体气相成分分析结果

表3 包金山金矿床包裹体液相阴、阳离子成分分析结果

表4 包金山金矿床氢氧同位素组成

图7 包金山金矿床氢氧同位素组成图解(底图据文献[10])

5 讨论

5.1 成矿流体特征

包裹体岩相学研究表明，矿床主成矿期矿化石英脉中发育3种类型的原生包裹体：水溶液包裹体、含CO2水溶液包裹体和纯CO2包裹体。金矿的成矿流体应为富CO2的流体[11−13]，且金的成矿作用与NaCl-H2O-CO2流体的不混溶有重大的关系[14−17]。包金山金矿矿石中同时存在I型、II型和III型原生流体包裹体，其气液比变化较大，可见出现于同一个石英颗粒中，表明捕获时成矿流体处于一种不均匀的热液体系状态[18−19]。

固相CO2熔化温度为−58.2~−61.7 ℃，略低于CO2的三相点温度，表明II型、III型包裹体的气相成分除CO2外，还含有少量杂质，群体包裹体成分分析证实这些组分为N2、CH4、H2、CO。丰富CO2的出现可能与深部地壳甚至地幔流体的参与有关[20−21]。在流体的搬运过程中，CO2起缓冲剂的作用，使流体的pH值保持在金硫络合物可稳定存在的范围。而CH4的出现则表明流体为还原条件，有利于金的溶解。根据包裹体的气相成分计算流体的还原参数[22]=((H2)+(CO)+(CH4))/(CO2)(见表2)可知，在整个成矿作用过程中，流体的还原参数为0.104~0.489，表明该区成矿流体具有较强的还原性，有利于金矿质在主成矿阶段由Au+还原为Au0，也有利于大量的硫化物以低价态矿物的形式沉淀[23]，这与主成矿阶段出现多金属硫化物的地质事实相印证。在包裹体中还发现了N2，可能预示着流体并非单源，有其他来源流体的混入[24]。群体包裹体液相成分分析表明，包金山成矿流体属于偏碱性的富硫流体，(Na+)＞(K+)，具有富Ca2+贫Mg2+的特征[25]。(Cl–)/(F–)值可作为判断流体来源的依据，本研究中(Cl–)/(F–)＞1，说明成矿流体有地下水或天水的混入[26]。溶液中的SO42–代表流体包裹体中的所有含硫物相，如S2–、HS–和SO42–等[27]，成矿流体中高的SO42–浓度是岩浆水存在的有效证据[28]，与氢氧同位素组成图解(见图7)的投影点落入原生岩浆水区域相吻合。

从图8可见，由A阶段到B阶段，盐度没有随着温度的降低发生明显的变化，但矿区包裹体盐度分布范围较广，为2.31%~15.40%，多集中于3%~11%，以低盐度为主，可能说明在成矿过程中有低盐度流体的混入。

综上，包金山金矿主成矿期流体属于富CO2、低盐度的Ca2+(Na+、Mg2+)-SO42−(Cl−、F−)-H2O -CO2体系，可能为岩浆期后热液，来源于矿区酸性岩浆热液，在成矿过程中成矿流体发生不混溶相分离作用，原始的H2O-NaCl-CO2流体分离为富NaCl-H2O(少量CO2)的流体和富CO2的流体，并在后期混入低盐度的外来流体。

图8 不同成矿阶段流体包裹体均一温度−盐度散点图

5.2 成矿温度及压力条件

显微测温结果表明(见图6)，矿床的均一温度范围较大，不同成矿阶段的流体盐度没有明显变化，为低盐度。A阶段大量发育I型水溶液包裹体且多成群分布，见有Ia型和Ib型包裹体共生，仅发育极少量II型含CO2包裹体，具不均一捕获特征，按照Ia型包裹体的最低均一温度估算成矿温度，范围为218~258 ℃；B阶段除发育Ia型包裹体外，II型包裹体含量大大增多，并见有III型纯CO2包裹体，具不均一捕获特征，Ia型包裹体的最低均一温度为199~256 ℃，可能代表该阶段的成矿温度范围。相比之下，从A阶段到B阶段，成矿温度的范围相近。

研究认为若在薄片中见到同时捕获的纯H2O包裹体和纯CO2包裹体，则可以通过测得纯水包裹体和纯CO2包裹体的均一温度，在H2O和CO2体系联合p-t图解上获得包裹体的捕获压力[29]。本文作者利用岩浆热液成矿期包裹体捕获的两个端元组分进行等容线相交法估算压力，其中水端元密度由I型包裹体计算得出，CO2密度由III型包裹体计算得出。因此，矿区不混溶流体中水端元组分的密度0.832~0.903 g/cm3，CO2端元的密度0.702~0.731 g/cm3，将两端元流体密度投影−图上，如图9所示，捕获压力范围为70~113 MPa。高压部分按照静岩压力估算成矿深度，计算公式为：=/()(取用大陆岩石平均密度，为2.70 g/cm3)。用最高压力113 MPa估算得出深度4.2 km，为深度的上限。

图9 H2O和CO2体系联合p−t图解(图中数据为密度，g/cm3，据文献[30])

5.3 矿床成因分析

包金山金矿所处的双峰地区经历了复杂漫长的构造演化过程，其中印支−燕山期为金属成矿高峰期，区内发生强烈的构造与岩浆活动，岩浆作用为成矿提供动力和物质来源，NE向和EW向断裂构造为矿质的运移和沉淀提供空间。氢氧同位素分析说明矿床主成矿期流体来源于岩浆热液。金矿体类型包括石英脉型和破碎带蚀变岩型，以脉状与透镜状为主。

包金山金矿的成矿机制大致如下：加里东期，研究区经历区域变质和动力变质，锑、金等成矿元素在变质溶液的影响下处于易溶状态，并与某些组分形成易溶络合物，在压力梯度作用下，在扩容减压带沉淀。印支−燕山期发生大规模的岩浆上侵，区内基底构造层上隆，形成大量脆性破裂体系，为流体提供运移通道。深部含矿流体温度高，Cl−含量较高， H2S多呈气体状态，金主要以氯络合物的形式存在，只有少量以硫络合物的形式迁移[31]。含矿热液沿着断裂上升迁移，与围岩发生物质交换，使围岩遭受不同程度的蚀变，如硅化、黄铁矿化、绢云母化等。流体内的H+被大量消耗，酸性减弱，温度下降，在这种弱酸性、还原环境的热液中，Au多以Au-S络合物的形式迁 移[32]，流体中的Au-Cl络合物向Au-S络合物转变，部分Au+被还原析出。当富含金络合物的流体与氧化系统中的流体相混合时，混合成矿热液由封闭体系变为开放体系[33]，流体的温度、压力突然下降，H2O、CO2等气相组分迅速降低，氧逸度迅速增高，金络合物发生分解、氧化，成矿热液中的S2−与蚀变过程中析出的Fe2+、Pb2+等阳离子结合形成硫化物而沉淀，S2−被氧化成为(S2)2−或S−，极有利于Au的还原沉淀，另有部分HS−被氧化成H2SO4后与围岩中的钙质反应，降低了溶液酸度，使得部分HS-以H2S形式逸出，金被还原析出[34]，于韧脆性断裂、劈理、片理密集带及层间剥离空间和层内裂隙中充填、交代成矿[35]，并与石英、金属硫化物密切共生。

矿区内早期断裂为张性，破碎带中充填乳白色含钨金石英脉，在石英脉中局部见棱角状角砾，并在围岩中发育较大规模与断层平行的条带状的硅化、绢云母化和绿泥石化的物质，硅质物和绿泥石蚀变条带相间发育。主成矿期含金石英脉沿早期断裂旁侧派生羽状裂隙充填，局部沿裂隙充填于破碎蚀变带中。该期热液带来成矿元素，并对前期的富集矿化蚀变岩进行改造和再富集，使微细粒金集中形成粗粒金，局部可见明金，形成金的富矿体。成矿后因挤压应力作用，使断层破碎带产生挤压，破坏了部分金矿脉。花岗斑岩脉沿NW向断层侵入，受岩浆热液活动影响，金再次活化富集，沿花岗斑岩脉旁侧特别是岩脉转折部位，热液活动较强，形成富金锑细脉状矿体。

综上，包金山金矿床成矿物质主要为深源，主成矿期流体以岩浆热液为主，矿体多产于石英脉及破碎蚀变带中，矿床成因类型为变质热液叠加中温岩浆热液充填交代型矿床。

6 结论

1) 包金山金矿体主要赋存于马底驿组第二岩性段钙质板岩、斑点状板岩中，产于矿区东部花岗斑岩脉的上、下盘， F7、F9断层破碎带及其上下盘蚀变带内，于构造结合部位富集。成矿作用可以划分为3个成矿期，变质热液期、岩浆热液期和热液叠加期，岩浆热液期为主成矿期，可分为乳白色石英脉阶段(A)、烟灰色石英脉阶段(B)和碳酸盐−石英脉阶段(C)。

2) 岩浆热液期矿化石英脉(A和B阶段)中发育原生流体包裹体，主要类型有：I型水溶液包裹体、II型水溶液-CO2包裹体和III型纯CO2包裹体。群体包裹体成分分析显示成矿流体气相成分主要为H2O，次为CO2，并含有少量N2、CH4、H2、CO，液相成分主要为Ca2+，Na+，SO42−，Cl−，成矿溶液属于CO2-CH4-Ca2+(Na+、Mg2+)-SO42−(Cl−、F−)-H2O体系。

3) 显微测温研究表明，乳白色石英脉阶段(A)包裹体捕获温度集中于260~380 ℃，盐度为3.12%~15.42%；B阶段均一温度集中于250~370 ℃，盐度为2.31%~12.29%。氢氧同位素分析表明，主成矿阶段流体来源于原生岩浆水。矿区主成矿期成矿流体为一套中高温、低盐度的流体，推测为岩浆期后热液，来源于矿区酸性岩浆热液。盐度变化范围较大，反映了流体来源较广，可能混入了低盐度的外来流体。包裹体H2O和CO2联合体系图显示矿床的成矿压力范围70~113 MPa，估算最大深度为4.2 km。矿床成因类型为变质热液叠加中温岩浆热液充填交代型矿床。

REFERENCES

[1] 周兴良, 毛卫红, 胡世明. 湖南双峰金矿带成矿地质特征及控矿因素[J]. 广西质量监督导报, 2008(91): 190−196. ZHOU Xing-liang, MAO Wei-hong, HU Shi-ming. Geological characteristics and ore-controlling factors of Shuangfeng metallogenic belt in Hunan Province[J]. Guangxi Quality Supervision Guide Periodical, 2008(91): 190−196.

[2] 曾认宇, 赖健清, 张利军, 鞠培姣. 湘中紫云山岩体暗色微粒包体的成因: 岩相学、全岩及矿物地球化学证据[J]. 地球科学, 2016, 41(9): 1461−1478. ZENG Ren-yu, LAI Jian-qing, ZHANG Li-jun, JU Pei-jiao. The petrogenesis of the mafic microgranular enclaves: Evidence from petrography, whole-rock and mineral chemistry of Ziyunshan pluton, central Hunan[J]. Earth Science, 2016, 41(9): 1461−1478.

[3] 湖南省有色地质勘查局二总队. 湖南省双峰县包金山金矿地质简介[R]. 2013: 1−28. No.2 Team of Hunan Bureau of Nonferrous Metals Geological Exploration. Geological profile of Baojinshan gold deposit in Shuangfeng County, Hunan Province[R]. 2013: 1−28.

[4] BROWN P E. FLINCOR: A microcomputer program for the reduction and investigation of fluid inclusion data[J]. American Mineralogist, 1989, 74(11/12): 1390−1393.

[5] BROWN P E, LAMB W M. P-V-T properties of fluids in the system H2O±CO2±NaCl: New graphical presentation and implications for fluid inclusion studies[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1989, 53(6): 1209−1221.

[6] 钟世华, 申 萍, 潘鸿迪, 郑国平, 鄢瑜宏, 李 晶. 新疆西准噶尔苏云河钼矿床成矿流体和成矿年代[J]. 岩石学报, 2015, 31(2): 449−464. ZHONG Shi-hua, SHEN Ping, PAN Hong-di, ZHENG Guo-ping, YAN Yu-hong, LI Jing. The ore-forming fluid and geochronology of the Suyunhe Mo deposit, West Junggar, Xinjiang[J]. Acta Petrologica Sinica, 2015, 31(2): 449−464.

[7] CLAYTON R N, MAYEDA T K. The use of bromine pentafluoride in the extraction of oxygen from oxides and silicates for isotopic analysis[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1963, 27(1): 43−52.

[8] STEELE-MACINNIS M, BODNAR R J, NADEN J. Numerical model to determine the composition of H2O-NaCl-CaCl2fluid inclusions based on microthermometric and microanalytical data[J]. Geochemica et Cosmochimica Acta, 2011, 75: 21−40.

[9] 郑永飞, 陈江峰. 稳定同位素地球化学[M]. 合肥: 科学出版社, 2000: 114−142. ZHENG Yong-fei, CHEN Jiang-feng. Stable isotope geochemistry[M]. Hefei: Science Press, 2000: 114−142.

[10] SHEPPARD S M F. Characterization and isotopic variations in natural water[J]. Reviews in Minoralogy, 1986, 16: 165−183.

[11] 朱 江, 吕新彪, 彭三国, 龚银杰, 曹晓峰. 甘肃花牛山金矿床成矿年代、流体包裹体及稳定同位素研究[J]. 大地构造与成矿学, 2013, 37(4): 641−652. ZHU Jiang, LÜ Xin-iao, PENG San-guo, GONG Yin-jie, CAO Xiao-feng. Re-Os dating, fluid inclusion and H-O-S isotope studies of the Huaniushan gold deposit, NW China: implications for ore genesis[J]. Geotectonica et Metallogenia, 2013, 37(4): 641−652.

[12] 邓碧平, 刘显凡, 张 民, 赵甫峰, 徐窑窑, 田晓敏, 李 慧, 胡 琳. 云南老王寨金矿床深部地质过程中的流体包裹体与稀有气体同位素示踪[J]. 成都理工大学学报(自然科学版), 2014, 41(2): 203−216. DENG Bi-ping, LIU Xian-fan, ZHANG Min, ZHAO Fu-feng, XU Yao-yao, TIAN Xiao-min, LI Hui, HU Lin. Fluid inclusions and noble gas isotopes tracers from deep geological processes of Laowangzhai gold deposit in Yunnan, China[J]. Journal of Chengdu University of Technology (Science & Technology Edition), 2014, 41(2): 203−216.

[13] 王 力, 潘忠翠, 孙丽伟. 山东莱州新城金矿床流体包裹体[J]. 吉林大学学报(地球科学版), 2014, 44(4): 1166−1176. WANG Li, PAN Zhong-cui, SUN Li-wei. Fluid inclusions of the Xincheng gold deposit of Laizhou city in Shandong Province[J]. Journal of Jilin University (Earth Science Edition), 2014, 44(4): 1166−1176.

[14] GUHA J, LU H Z, DUBE B. Fluid characteristics of vein and altered wall rock in Archean mesothermal gold deposits[J]. Economic Geology, 1991, 86(3): 667−684.

[15] CRAW D. Fluid inclusion, fluid immiscibility and gold deposition during Cretaceous-recent tectonics and uplift of the Otago and Alpine schist, New Zealand[J]. Chemical Geology, 1992, 98(3/4): 221−236.

[16] 李葆华, 顾雪祥, 付绍洪, 徐仕海, 陈翠华, 董树义. 贵州水银洞金矿床成矿流体不混溶的包裹体证据[J]. 地学前缘, 2010, 17(2): 286−295. LI Bao-hua, GU Xue-xiang, FU Shao-hong, XU Shi-hai, CHEN Cui-hua, DONG Shu-yi. The evidence from fluid inclusions for the immiscibility of the ore-forming fluids in the Shuiyindong gold deposit, Guizhou Province[J]. Earth Science Frontiers, 2010, 17(2): 286−295.

[17] 卢焕章. 流体不混溶性和流体包裹体[J]. 岩石学报, 2011, 27(5): 1253−1261. LU Huang-zhang. Fluids immiscibility and fluid inclusions[J]. Acta Petrologica Sinica, 2011, 27(5): 1253−1261.

[18] XU G, POLLARD P J. Origin of CO2–rich fluid inclusions in synorogenic veins from the Eastern Mount Isa Fold Belt, NW Queensland, and their implications for mineralization[J]. Mineralium Deposita, 1999, 34: 395−444.

[19] WILKINSON J J. Fluid inclusions in hydrothermal ore deposits[J]. Lithos, 2011, 55: 229−272.

[20] 孙晓明, 韦慧晓, 翟 伟, 石贵勇, 梁业恒, 莫儒伟, 韩墨香, 张相国. 藏南邦布大型造山型金矿成矿流体地球化学和成矿机制[J]. 岩石学报, 2010, 26(6): 1672−1684. SUN Xiao-ming, WEI Hui-xiao, ZHAI Wei, SHI Gui-yong, LIANG Ye-heng, MO Ru-wei, HAN Mo-xiang, ZHANG Xiang-guo. Ore-forming fluid geochemistry and metallogenic mechanism of Bangbu large-scale orogenic gold deposit in southern Tibet, China[J]. Acta Petrologica Sinica, 2010, 26(6): 1672−1684.

[21] 李永胜, 赵财胜, 吕志成, 严光生, 甄世民. 西藏甲玛铜多金属矿床流体包裹体特征及地质意义[J]. 吉林大学学报(地球科学版), 2011, 41(1): 123−136. LI Yong-sheng, ZHAO Cai-sheng, LÜ Zhi-cheng, YAN Guang-sheng, ZHEN Shi-min. Characteristics of fluid inclusions in Jiama copper–polymetallic ore deposit, Tibet and its geological significance[J]. Journal of Jilin University (Earth Science Edition), 2011, 41(1): 123−136.

[22] 李秉伦, 石 岗. 矿物中包裹体气体成分的物理化学参数图解[J]. 地球化学, 1986(2): 126−137. LI Bing-lun, SHI Gang. Diagrams of physico-chemical parameters for gas compositions of inclusions in minerals[J]. Geochimica, 1986(2): 126−137.

[23] 李 晶, 陈衍景, 李强之, 赖 勇, 杨荣生, 毛世东. 甘肃阳山金矿流体包裹体地球化学和矿床成因类型[J]. 岩石学报, 2007, 23(9): 2144−2154. LI Jing, CHEN Yan-jing, LI Qiang-zhi, LAI Yong, YANG Rong-sheng, MAO Shi-dong. Fluid inclusion geochemistry and genetic type of the Yangshan gold deposit, Gansu, China[J]. Acta Petrologica Sinica, 2007, 23(9): 2144−2154.

[24] 罗小平, 薛春纪, 李建全, 王 伟, 李天虎, 彭桥梁, 田 海. 新疆西天山查汗萨拉金矿床流体包裹体特征及稳定同位素研究[J]. 地质学报, 2011, 85(4): 505−515. LUO Xiao-ping, XUE Chun-ji, LI Jian-quan, WANG Wei, LI Tian-hu, PENG Qiao-liang, TIAN Hai. Fluid inclusion characteristics and stable isotope composition of the Chahansala gold deposit, Western Tianshan, Xinjiang, China[J]. Acta Geologica Sinica, 2011, 85(4): 505−515.

[25] 肖 晔, 丰成友, 李大新, 刘建楠. 青海省果洛龙洼金矿区年代学研究与流体包裹体特征[J]. 地质学报, 2014, 88(5): 895−902. XIAO Ye, FENG Cheng-you, LI Da-xin, LIU Jian-nan. Chronology and fluid inclusions of the Guoluolongwa gold deposit in Qinghai Province[J]. Acta Geologica Sinica, 2014, 88(5): 895−902.

[26] HUANG M, LAI J Q, MO Q Y. Fluid inclusions and mineralization of the Kendekeke polymetallic deposit in Qinghai Province, China[J]. Acta Geologica Sinica (English Edition), 2014, 88(2): 570−583.

[27] 陈衍景, 李 晶, PIRAJNO F, 林治家, 王海华. 东秦岭上宫金矿流体成矿作用:矿床地质和包裹体研究[J]. 矿物岩石, 2004, 24(3): 1−12. CHEN Yan-jing, LI Jing, PIRAJNO F, LIN Zhi-jia, WANG Hai-hua. Hydrothermal metallogeny of the Shanggong gold deposit, East Qinling: studies on ore geology and fluid inclusion geochemistry[J]. J Mineral Petrol, 2004, 24(3): 1−12.

[28] 姜耀辉, 陈鹤年, 巫全淮, 陈世忠. 福建周宁芹溪官司银铅锌矿化地质特征、成因及进一步找矿方向[J]. 地质与勘探, 1994, 30(4): 21−25. JIANG Yao-hui, CHEN He-nian, WU Quan-huai, CHEN Shi-zhong. Geological characteristics, genesis and further prospection direction of Ag-Pb-Zn mineralization of Qinxi-Guansi, Zhouning, Fujian[J]. Geology and Prospecting, 1994, 30(4): 21−25.

[29] 卢焕章, 范宏瑞, 倪 培, 欧光习, 沈 昆, 张文淮. 流体包裹体[M]. 北京: 科学出版社, 2004: l−492. LU Huan-zhang, FAN Hong-rui, NI Pei, OU Guang-xi, SHEN Kun, ZHANG Wen-huai. Fluid inclusions[M]. Beijing: Science Press, 2004: 1−492.

[30] ROEDDER E, BODNAR R J. Geologic pressure determinations from fluid inclusion studies[J]. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 1980, 8: 263−301.

[31] GLEB S P, BORIS R T, JACQUUES S. An in situ X-ray absorption spectroscopy study of gold-chloride complexing in hydrothermal fluids[J]. Chemical Geology, 2009, 25: 917−929.

[32] 侯 林, 邓 军, 丁 俊, 汪雄武, 彭惠娟. 四川丹巴燕子沟造山型金矿床成矿流体特征研究[J]. 地质学报, 2012, 86(12): 1957−1971. HOU Lin, DENG Jun, DING Jun, WANG Xiong-wu, PENG Hui-juan. Ore-forming fluids features of the Yanzigou orogenic gold deposit, Danba County, Sichuan Province, China[J]. Acta Geologica Sinica, 2012, 86(12): 1957−1971.

[33] 彭建堂. 湖南雪峰地区金成矿演化机理探讨[J]. 大地构造与成矿学, 1999, 23(2): 144−151. PENG J T. Gold mineralization and its evolution in the Xuefeng district, Hunan[J]. Geological et Metallogenia, 1999, 23(2): 144−151.

[34] 戚学祥. 湖南双峰紫云山隆起区金矿成矿机制探讨[J]. 黄金地质, 1998, 4(1): 50−56. QI Xue-xiang. Discussion on the mechanism of gold metallogeny in the uplift of Ziyunshan, Shuangfeng County, Hunan[J]. Gold Geology, 1998, 4(1): 50−56.

[35] 彭小军, 廖秋明, 吴跃升, 魏道芳, 刘学通. 雪峰金矿田矿床地质特征及成矿模式[J]. 国土资源导刊, 2008, 5(4): 35−39. PENG Xiao-jun, LIAO Qiu-ming, WU Yue-sheng, WEI Dao-fang, LIU Xue-tong. Geological characteristics and metallogenic model of Xuefeng gold field[J]. Land & Resources Herald, 2008, 5(4): 35−39.

(编辑 龙怀中)

Ore-forming fluid characteristics and genesis of Baojinshan gold deposit in Shuangfeng County, Hunan Province, China

JU Pei-jiao1, LAI Jian-qing1, MO Qing-yun1, SHI Jian1, 2, TAN Hui-yue2, TAO Shi-long1

(1. Key Laboratory of Metallogenic Prediction of Nonferrous Metals and Geological Environment Monitoring,Ministry of Education, School of Geosciences and Info-Physics, Central South University, Changsha 410083, China;2. No.2 Team, Hunan Bureau of Nonferrous Metals Geological Exploration, Xiangtan 411102, China)

The Baojinshan gold deposit is located in Shuangfeng gold metallogenic belt of Hunan Province. According to geological characteristics of the deposit, three mineralization episodes were identified: metamorphic hydrothermal episode, magmatic hydrothermal episode and hydrothermal superposition episode, and 3 stages were subdivided from magmatic hydrothermal episode, namely milky quartz vein stage (A), smoky quartz vein stage (B) and carbonate-quartz veinlet stage (C). The characteristics of ore-forming fluid and ore genesis were discussed by using the fluid inclusion micro-thermometry, group inclusion composition analysis and H−O isotope analysis. Based on fluid inclusion petrography, three types of fluid inclusions are developed in stages A and B: aqueous inclusion (type I), CO2-aqueous inclusion (type II) and pure CO2inclusion (type III). Mainly type I and few type II inclusions are present in stage A, having homogenization temperatures at 260−380 ℃, and the salinities ranging from 3.12% to 15.42%. In addition to development of type I inclusions, type II and III inclusions increase significantly in stage B, with homogenization temperatures ranging from 250 ℃ to 370 ℃, salinities are in the range of 2.31%−12.29%. High density of H2O and CO2, followed by N2, CH4, H2and CO were found as gas compositions in the inclusions. Liquid phase of fluid mainly comprise Ca2+, Na+, Mg2+, SO42−, Cl−and NO3−. Ore-forming fluid of main mineralization episode in Baojinshan gold deposit belongs to low salinity, medium-high temperature, CO2-rich Ca2+(Na+, Mg2+)-SO42−(Cl−, NO3−)-H2O-CO2system. The calculated metallogenic pressures are in the range of 70−113 MPa, and the maximum estimated mineralization depth is 4.2 km. The result of hydrogen and oxygen isotope analysis shows that ore-forming fluid of main mineralization stage is mainly derived from magmatic fluid. Baojinshan deposit belongs to medium-temperature magmatic hydrothermal filling and metasomatic deposit along with superimposition of metamorphic hydrothermal.

fluid inclusion; hydrogen and oxygen isotope; ore-forming fluid; genesis; Baojinshan gold deposit

Project(41172297) supported by the Natural Science Foundation of China; Project(2015CX008) supported by Innovation- driven Plan in Central South University, China

2015-12-04; Accepted date: 2016-06-02

LAI Jian-qing; Tel: +86-13875983805; E-mail: ljq@csu.edu.cn

1004-0609(2016)-12-2625-15

P611.1

A

国家自然科学基金资助项目(41172297)；中南大学“创新驱动项目”(2015CX008)

2015-12-04；

2016-06-02

赖健清，教授，博士；电话：13875983805；E-mail：ljq@csu.edu.cn