车合伟,周振华,马星华,欧阳荷根,刘军.2016.大兴安岭北段争光金矿床成因探讨:来自流体包裹体及稳定同位素的制约[J].矿床地质,35(3):539~558
CHE HeWei,ZHOU ZhenHua,MA XingHua,OUYANG HeGen,LIU Jun.2016.Tentative discussion on genesis of Zhengguang Au deposit in northern Da Hinggan Mountains: Constrained by fluid inclusions and stable isotope composition[J].Mineral Deposits35(3):539~558

DOi:
大兴安岭北段争光金矿床成因探讨:来自流体包裹体及稳定同位素的制约
车合伟1,2，周振华2**，马星华2，欧阳荷根2，刘军2

（1 中国地质大学地球科学与资源学院， 北京100083； 2 中国地质科学院矿产 资源研究所 国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室， 北京100037）

通讯作者：周振华

投稿时间：2015_07_06

录用时间：2016_03_29

本文得到中国地质调查项目(编号:12120113093600、1212011085260)、中央公益性科研院所基本业务费项目(编号:K1314)和国家自然科学基金(编号:41302061)联合资助

摘要:争光浅成低温热液型金矿床位于大兴安岭成矿带北段，是多宝山矿集 区内的一个重 要矿床。文章通过流体包裹体和C_H_O_He_Ar同位素的系统研究，对该矿床成矿流体和矿床 成因进行了深入探讨。矿床成矿作用可划分为4个主要阶段：石英_黄铁矿阶段（成矿前阶 段）、石英_多金属硫化物阶段（主成矿阶段）、方解石_（石英）_多金属硫化物阶段（主 成矿阶段）和方解石阶段（成矿后阶段）。流体包裹体研究表明，争光金矿床主要发育富液 相流体包裹体。石英_黄铁矿阶段、方解石_（石英）_多金属硫化物阶段和方解石阶段流体 包 裹体的均一温度分别介于116～243℃（集中于150～170℃）、129～294℃（集中于140～160 ℃）和130～155℃（集中于130～150℃）；w(NaCleq)分别介于0.9%～10.1%、 1.2%～13.8%和2.7%～8 .7%。成矿流体具有低温、低盐度、相对还原的特征，属H2O_NaCl体系。石英_黄铁矿阶 段成 矿流体的δD和δ18O分别为-127‰～-110‰和-5.9‰～0.6‰，蚀变围岩的δD值和 δ 18O值分别为-118‰～-108‰和6.3‰～7.9‰。方解石_（石英）_多金属硫化物阶 段和方解石阶段方解石的δ13C分别为-5.3‰～-2.0‰和-2.9‰～-2.2‰，δ 18O分别为7.7‰～9.3‰和9.9‰～13.5‰。黄铁矿流体包裹体的3He/ 4He、40Ar/36Ar和40Ar*/4He比值分别为1.75～ 3.06 Ra、683～1295和0.30～0.63。综合流体包裹体特征和稳定同位素组成，认为成矿 早阶段成矿流体为大气降水与围岩发生水_岩反应后的演化水。随着成矿作用的进行，成矿 流体变为大气降水与岩浆水的混合水，但仍以大气降水为主导。成矿流体与贫H2S的流体 混合和硫化物沉淀的共同作用可能是该矿床金沉淀的主要机制。
关键词: 地球化学；流体包裹体；C_H_O_He_Ar同位素；水_岩反应；争光金矿 床；大兴安岭
文章编号：0258_7106 (2016) 03_0539_20 中图分类号：P618.51 文献标志码：A
Tentative discussion on genesis of Zhengguang Au deposit in northern Da Hinggan Mountains: Constrained by fluid inclusions and stable isotope composition
  CHE HeWei1,2, ZHOU ZhenHua2, MA XingHua2, OUYANG HeGen2 and LIU Jun 2

（1 School of Earth Science and Mineral Resources, China University of Geoscienc es, Beijing 100083, China; 2 MLR Key Laboratory of Metallogeny and Mineral Ass essment, Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Science s, Beijing 100037, China）

Abstract:The Zhengguang epithermal Au deposit, located in northern Da Hinggan Mountains m etallogenic belt, is an important deposit in the Duobaoshan ore concentration ar ea. In order to further discuss ore_forming fluids and genesis of the deposit, t he authors conducted a systematic study of fluid inclusions and C_H_O_He_Ar stab le isotopes for quartz, altered wall rock, calcite and pyrite. Mineralization ca n be divided into four main stages: Quartz_pyrite stage (pre_metallogenic stage) , quartz_polymetallic sulfide stage (main metallogenic stage), calcite_(quartz)_ polymetallic sulfide stage (main metallogenic stage) and calcite stage (post_met allogenic stage). Only liquid_rich two_phase fluid inclusions were recognized on the basis of petrographic and microthemometric analysis. Homogenization tempera tures of fluid inclusions from quartz_pyrite stage, calcite_(quartz)_polymetalli c sulfide stage and calcite stage vary from 116℃ to 243℃ (mainly 150～170℃) , 129℃ to 294℃( mainly 140～160℃) and 130℃ to 155℃ (mainly 130～150℃), res pect ively . And salinities w(NaCleq) vary from 0.9% to 10.1%, 1.2% to 13.8% an d 2.7% to 8.7% , respectively. The ore_forming fluids are characterized by low temperature, low salinity and relative reduction, belonging to H2O_NaCl system. The δD and δ 18O values of the ore_forming fluids vary from -127‰ to -110‰ and -5.3‰ to 0.7 ‰ at the quartz_pyrite stage, and the δD and δ18O values of altered wal l rocks vary from -118‰ to -108‰ and 6.3‰ to 7.9‰. The δ13C value o f calc ites from calcite_(quartz)_polymetallic sulfide stage and calcite stage vary fro m -5.3‰ to -2.0‰ and -2.9‰ to -2.2‰, and δ18O vary from 7 .7‰ to 9.3‰ and 9.9‰ to 13.5‰, respectively. The 3He/4He, 40Ar/36Ar and 40Ar*/4He ratios of fluid incl usions extracted from pyrite exhibit the range of 1.75～3.06 Ra, 683～1295 and 0.30～0.63, respectively. Both fluid inclusions and stable isotope compositio ns suggest that the ore_forming fluids of early metallogenic stage consisted dom inantly of meteoric water that evolved by interaction with wall rocks. Along wit h the mineralization, the ore_forming fluids were transformed into the mixture o f meteoric water and magmatic water, but still dominated by meteoric water. The combined effect of mixed ore_forming fluids and poor H2S fluids and sulfides p re cipitation might have been the main mechanism of gold precipitation in this deposit.
Key words: geochemistry， fluid inclusion， C_H_O_He_Ar isotopes， water _rock interaction， Zhengguang Au deposit， Da Hinggan Mountains 
        多宝山矿集区位于大兴安岭北段（图1a），区内矿产资源丰富。目前，该矿集区内已发现多 宝山铜（钼）矿、铜山铜（钼）矿、三矿沟铜铁矿(位于该矿集区西北端，图1b中未显示)和 争光金矿等多个矿床，其次还有报捷、 跃进、小多宝山、小孤山、鸡冠山等一些铜（钼）矿点及大治铁矿点（图1b），矿床类型包 括斑岩型、矽卡岩型和浅成低温热液型。争光金矿床位于该矿集区东南端，西北距多宝山铜 （钼）矿床8 km。2000年，黑龙江省齐齐哈尔矿产勘察开发总院进行卧都河幅1∶20万化 探时发现该矿床，至2007年末，金金属量（331+332+333）达到23 t，平均品位为3.25 g/t ，达到大型 规模（黑龙江省齐齐哈尔矿产勘察开发总院，2009）。
        前人对该矿床进行了一些研究。武子玉等（2006）通过岩石地球化学，氢、氧、铅同位素及 流 体包裹体的研究，认为该矿床为岩浆热液低温金矿床，成矿物质主要来源于多宝山组和闪长 岩， 成矿物质来源具有壳幔混源的特征，成矿流体为岩浆水、大气水和变质水的混合水；付艳丽 等（2010）对不同类型矿石中金的含量、各类赋矿岩石的金品位、围岩蚀变与金矿化的关系 进行了研究，认为该矿床属浅成低温热液型金矿床，黄铁绢英岩化带是寻找矿体群的直接标 志 ；邓轲等（2013）对该矿床地质特征、不同成矿阶段石英和方解石中的流体包裹体进行了研 究 ，讨论了成矿流体的演化，认为该矿床属低硫型浅成低温热液金矿床；Fu等(2014)进行了闪 长 岩锆石U_Pb年龄（151 Ma，样品取自被金矿脉切割的闪长岩脉）和碳、氧、硫同位素研究， 认为争 光金矿床与侏罗纪闪长岩有关，成矿物质主要来源于地幔，混有部分地壳物质；Shen 等(20 14)也对闪长岩进行了锆石U_Pb测年（样品取自煌斑岩脉旁边的闪长岩体，该岩体与矿化的 关系不清楚），结果为481 Ma。
        矿床地质特征、蚀变矿物组合及前人的研究成果显示，该矿床属低硫型浅成低温热液金矿床 。 该类型金矿的成矿流体主要是大气降水与围岩发生水_岩反应后的演化水或者是大气降 水 与岩浆水的混合水（Faure et al., 2002；Yang et al., 2009；Imer et al., 2013）。 目前 ，关于成矿流体来源的大部分研究仅仅是通过成矿流体与不同来源流体氢、氧同位素组成的 对比 ，从而得出成矿流体由岩浆水或/和变质水与大气降水混合而成的结论。然而，成矿流体的 氢、氧同位素组成不仅与初始流体的氢、氧同位素组成有关，还与流体流经岩石的氢、氧同 位素组成、水_岩反应程度、水_岩反应时的温度及水岩比（W/R）等诸多因素有关。因 此 ，利用氢、氧同位素投影判断流体来源时，只有结合成矿流体性质、蚀变岩石的氢、氧同位 素组成、其他稳定同位素组成和基础地质资料，才能得出符合客观实际的结论（张理刚等， 1995；翟建平等，1996）。前人曾对争光金矿床进行过碳、氢、氧同位素研究（武子玉等， 2006；Fu et al.，2014），但并未指出成矿时大气降水的氢、氧同位素组成，仅仅根据 δ18O_δD图解中成矿 流体的投影点位于大气降水与岩浆水之间和碳、硫同位素具有地幔的特征，得出成矿流体为 大 气降水、变质水和岩浆水的混合水的结论，显然还需要进一步探讨。因此，本文在流体包裹 体研究的基础上，进一步研究了成矿流体的碳、氢、氧、氮、氩同位素特征，以期对争光金 矿床成矿流体和矿床成因进行深入探讨。
1区域地质特征
        中国东北地区构造演化复杂，经历了多次微陆块的裂解、俯冲和碰撞（Zhou et al., 2012; 2013;2015a;2015b）。早侏罗世之前，该地区主要受古亚洲洋构造域的影响；此后，太平洋 板块斜向俯冲作用对该地区的构造演化起主导作用（葛文春等，2007；Wu et al., 2007；X u et al., 2009；Zhou et al., 2009）。该地区自西北向东南可依次划分为额尔古纳地 块、兴安地块、松嫩地块和佳木斯地块（李双林等，1998；葛文春等，2007）。
        多宝山矿集区位于兴安地块内（图1a），区域上出露的地层主要有奥陶系、志留系和泥盆系 (图1b)。奥陶系主要包括中奥陶统铜山组和多宝山组、上奥陶统裸河组和爱辉组（为了简化 地质图，图1b中裸河组和爱辉组合并为上奥陶统）。铜山组主要是凝灰岩、安山质凝灰岩、 凝灰质砂岩、砂砾岩和安山_流纹质熔岩；多宝山组主要是安山岩、英安岩及其火山碎屑岩 （杜琦等，1988）；裸河组主要是板岩、凝灰质砂岩、凝灰质粉砂岩和凝灰质砂砾岩；爱辉 组主要是绢云板岩、粉砂质泥岩和泥质粉砂岩；区内铜、钼、金、锌矿多赋存在前两组地层 中。志留系包括黄花沟组、八十里小河组、卧都河组和古兰河组，以砂岩、粉砂岩、砂砾岩 和板岩为主，局部夹中基性火山岩。泥盆系包括泥鳅河组、罕达气组、霍龙门组、德安组和 根里河组，由砂岩、粉砂岩、板岩、少量英安岩和凝灰熔岩等组成。
        三矿沟_多宝山_裸河北西向深断裂是该矿集区的主要构造，断裂由数条北西向的断层、褶皱 、韧性剪切带、片理化带组成（赵广江等，2007）。另外，矿集区内还形成了一系列截切北 西向断裂的北东向和北北东向断裂，岩体多沿断裂交汇部位侵入（图1）。
        区内侵入岩广泛发育，侵位时代可分为加里东期、印支期和燕山期。加里东期侵入岩主要是 多宝山花岗闪长岩和花岗闪长斑岩；花岗闪长岩锆石U_Pb年龄介于478～485 Ma（葛文春等 ， 2007；崔根等，2008；佘宏全等，2012；Wu et al., 2015），花岗闪长斑岩锆石U_Pb年龄 为475 Ma（佘宏全等，2012）。印支期侵入岩包括花岗岩、花岗闪长岩和英云闪长岩；窝里 河顶子英云闪长岩K_Ar年龄为239～249 Ma（谭成印等，2010），五里叉二长花岗岩黑云母K _ Ar年龄为223 Ma（刘扬等，2008）。燕山期侵入岩主要是花岗闪长岩、黑云母花岗闪长岩和 闪长岩，成岩时代为176～182 Ma（葛文春等，2007；褚少雄等，2012；谭成印等，2010） 。
        根据成矿年代学资料，可将该矿集区划分出2个成矿期：奥陶纪和侏罗纪。奥陶纪形成的矿 床包括多宝山斑岩型铜（钼）矿床和铜山斑岩型铜（钼）矿床。多宝山铜（钼）矿床成矿床 年 龄为476～506 Ma（辉钼矿Re_Os等时线年龄，赵一鸣等，1997；Zeng et al., 2014）。铜 山铜（ 钼 ）矿床成矿年龄为473～506 Ma（辉钼矿Re_Os等时线年龄，赵一鸣等，1997；Hao et al., 2014 ）。侏罗纪形成的矿床包括三矿沟矽卡岩型铜铁矿床和争光浅成低温热液型金矿床。三矿沟 铜铁矿床成矿年龄为173 Ma（辉钼矿Re_Os等时线年龄，Hao et al., 2014）。争光金矿床 目前还 没有准确的成矿年龄，根据被金矿脉截切的闪长岩的年龄151 Ma（Fu et al., 2014），推 断该矿床的成矿年龄小于151 Ma。
2矿床地质特征
        争光矿区出露的地层主要是中奥陶统铜山组和 多宝山组，上奥陶统爱辉组零星出现在矿区东北部
图 1大兴安岭构造背景图(a)(据葛文春等，2007修改)和争光金矿床区域地质图(b)(据黑 龙江省齐齐哈尔矿产
    勘察开发总院，2009修改)
     1—第四系； 2—泥盆系； 3—志留系； 4—上奥陶统； 5—铜山组； 6—多宝山组； 7— 燕山期花岗闪长岩； 8—燕山期石英闪长岩； 9—闪长岩； 
    10—印支期花岗岩类； 11— 加里东期花岗闪长岩； 12—地质界线； 13—断裂； 14—金矿床； 15—铜（钼）矿床/矿 点； 16—铁矿点
     F1—塔源喜桂图断裂； F2—贺根山嫩江断裂； F3—牡丹江断裂； F4—伊通_依兰断裂 ； F5—敦化_密山断裂； F6—西拉木伦_长春断裂
Fig. 1Geotectonic map of the Da Hinggan Mountains (a) (after Ge et al., 2007) and regional geological map of the 
    Zhengguang Au deposit (b) (modified after Heilongjiang Qiqihar Mineral and Development Institute, 2009)
     1—Quaternary; 2 —Devonian; 3—Silurian; 4—Upper Ordovician; 5—Tongshan Forma tion; 6—Duobaoshan Formation; 7—Yanshanian 
    granodiorite; 8—Yanshanian quart z diorite; 9—Diorite; 10—Indosinian granitoid; 11—Caledonian granodiorite; 12 —Geological boundary; 
    13—Fracture; 14—Au deposit; 15—Cu (Mo) deposit/o re spot; 16—Fe ore spot
     F1—Tayuan_Xiguitu fault; F2—Hegenshan_Nenjiang fault; F3—Mudanjiang fault; F4 —Yitong_Yilan fault; F5—Dunhua_Mishan fault; 
    F6—Xra Moron_Changchun fault
（图2a）。多宝山组（岩石组合见区域地质特征描述）普遍发生青磐岩 化，有时可见石 英_硫化物脉和星点状金属硫化物分布其中，是矿区的主要赋矿围岩（图3a～c）。铜山组（ 岩石组合见区域地质特征描述）中很少有矿体分布。
矿区内主要发育北西向、北东向和北北东向断裂（图2a）。北西向断裂为与岩层面近于平行 方向 的层间滑动或片理化带和原地压碎。区内出露2条较大的断裂，一条分布在矿区北部，为多 宝山组和铜山组的接触界面，倾向北东，倾角55°；另一条分布在矿区中部，北西端延出矿 区，南东端被闪长岩体截断。北东向断裂主要是构造破碎带。北北东向断裂属压扭性构造， 挤压片理、裂隙及节理发育。这些断裂及构造破碎带，不仅控制岩体的侵入与展布，还可能 为成矿热液的运移提供通道，为成矿物质的沉淀创造有利条件。
区内发育的侵入岩主要为闪长岩、闪长玢岩、次安山岩和英安斑岩（图2）。闪长岩出露面 积广，主要
图 2争光金矿床地质图(a)、Ⅱ号矿带地质图(b)和Ⅱ号矿带49300勘探线剖面图(c)(据黑 龙江宝山矿业有限公司，2007
    和黑龙江省齐齐哈尔矿产勘察开发总院，2009修改) 
     1—第四系； 2—爱辉组； 3—铜山组； 4—多宝山组； 5—次安山岩； 6—英安斑岩； 7 —闪长岩； 8—闪长玢岩； 9—金矿体； 10—黄铁绢
    英岩化； 11—青磐岩化； 12—蚀 变界线； 13—断裂； 14—地质界线； 15—钻孔位置及编号(043代表ZGD043)； 16—勘探 线 
Fig. 2Geological map of the Zhengguang Au deposit (a), geological map of Ⅱ or e belt (b) and geological section along 
    No. 49300 exploration line of Ⅱ ore b elt (c) (after Heilongjiang Baoshan Mining Co., Ltd., 2007； Heilongjiang 
    Qi qihar Mineral and Development Institute, 2009)
     1—Quaternary; 2 —Aihui Formation; 3—Tongshan Formation; 4—Duobaoshan Formati on; 5—Sub—andesite; 6—Dacite porphyry; 7—Diorite; 
    8—Diorite porphyry; 9— Au orebody; 10—Pyrite phyllic alteration; 11—Propylitization; 12—Alteration b oundary; 13—fracture; 
    14—Geological boundary; 15—Drill hole and its serial number (043 represent ZGD043)； 16—exploratory line
分布在矿区南部，沿断裂交汇部位侵入，区内大部分矿体分布于该岩体内，与成 矿关系密切。闪长玢岩出露较少，零星分布在矿体附近。次安山岩局限在中奥陶统中，属中 奥陶世火山喷发晚期的产物。英安斑岩主要出露在矿区北部，沿北西向断裂展布，多遭受后 期蚀变，岩石内可见晚期碳酸盐脉。
根据矿体集中分布的特征，可将矿区自北向南分为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ三个矿带（图2a）。Ⅰ号矿带 位于矿床西北部，已发现37条矿体，大部分矿体分布在多宝山组含砾凝灰岩和凝灰岩中（约 占40%），其次分布在安山岩和构造破碎带中（约各占23%）。由矿体到 围岩，围岩蚀变由黄 铁绢英岩化变为青磐岩化。Ⅱ号矿带位于矿床中部，已圈定138条矿体，是主要矿带。矿体 集中分布在多宝山组与闪长岩的内外接触带中，控制矿体分布的构造裂隙系统主要是侵入接 触构造系统和垂直于北西向复背斜轴部的北东向横张裂隙及其交叉复合部位，矿体周围发育 黄铁绢英岩化（图2）。Ⅲ号矿带位于矿床南部，仅发现1条矿体位于闪长岩体外接触带多 宝山组中，矿体周围见黄铁绢英岩化。
        矿体中常见的矿石矿物主要为黄铁矿（图3g～i）、黄铜矿（图3g～i）、闪锌矿（图3g～i ）、 方铅矿（图3g～i）和自然金（图3g、h），偶见毒砂、磁黄铁矿、碲银矿和碲金银矿。脉石 矿物常见石英（图3k）、绢云母（图3k）、绿泥石（图3l）、绿帘石（图3l）、方解石（图 3l）和冰长石（图3j）。矿石结构常见自形_半自形粒状结构、他形粒状结构、乳滴状结构 （图3h）和压碎结构。矿石构造主要为浸染状构造、细脉状构造、角砾状构造和梳状构造。
        矿化蚀变主要有硅化、黄铁矿化、绢云母化、绿泥石化、绿帘石化和碳酸盐化等，金矿化主 要与黄铁矿化和硅化有关。根据蚀变组合可将矿区蚀变岩石划分为黄铁绢英岩化带和青磐岩 化带。黄铁绢英岩化带由黄铁矿化、绢云母化和硅化构成，位于闪长岩与围岩接触带 两侧，矿体主要赋存在该蚀变带内，该带基本上控制了Ⅱ号矿带80%～90%的矿体，是寻找矿 体的直接标志（图3a）。青磐岩化为区域性蚀变，黄铁绢英岩化带之外的岩石几乎全部发生 青磐岩化，该带内存在的矿体很少，这些矿体主要集中在Ⅰ号矿带和Ⅱ号矿带黄铁绢英岩化 带的外侧。
        根据矿物组合、矿石组构和脉体穿插关系，可将成矿过程划分为4个成矿阶段： 石英_黄铁矿阶段(Q_Py)成矿前阶段，主要由石英和黄铁矿组成，可见少量冰长 石，其他 金属硫化物少见。石英呈粒状_叶片状，粒状石英0.5 mm左右，叶片状石英可达2 mm，部分 石英出现波状消光；冰长石呈菱形_亚菱形，粒度<0.2 mm；黄铁矿为自形_半自形晶，粒度 0.1～1 mm，见破碎现象（图3d）。
        石英_多金属硫化物阶段(Q_Sul)主成矿阶段，矿物组合主要为石英、冰长石、黄 铁矿、闪 锌矿、黄铜矿、方铅矿和自然金(可见金)。石英呈粒状，粒度0.1～0.4 mm；冰长石呈菱 形，自形程度 较石英_黄铁矿阶段好，粒度<0.2 mm；黄铁矿为自形_半自形晶，粒度0.1～0.5 mm，与 方铅矿共生的黄铁矿边缘多被熔蚀。黄铜矿呈乳滴状分布于闪锌矿中。可见金为裂隙金、粒 间金和包裹金（图3e、g、j）。
        方解石_（石英）_多金属硫化物阶段(C_(Q)_Sul)主成矿阶段，矿物组合主要为 方解石、 冰长石、黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿、方铅矿和可见金，石英有时不出现。冰长石呈菱形，粒 度<0.1 mm；黄铁矿为自形_半自形晶，粒度0.2～1.5 mm，见破碎现象，与方铅矿和闪锌 矿共生 的黄铁矿边缘被熔蚀。黄铜矿沿黄铁矿边缘及裂隙分布或呈乳滴状分布于闪锌矿中。可见金 为粒间金（图3h）。
        方解石阶段(C)成矿后阶段，发育方解石脉和方解石胶结围岩角砾，几乎不含硫 化物。
3样品采集及分析方法
3.1样品采集
        本文样品采自争光金矿床Ⅱ号矿带地表及钻孔岩芯，共计26件样品，其中石英_黄铁矿阶段1 0件 ，石英_多金属硫化物阶段2件，方解石_（石英）_多金属硫化物阶段10件，方解石阶段4件 。在详细观察手标本和光薄片的基础上，本文对11件石英和方解石样品进行了流体包裹体显 微测 温（石英_多金属硫化物阶段样品较少，未能进行显微测温），7件石英_黄铁矿阶段的石英 样品和4件蚀变围岩样品进行了氢、氧同位素分析，10件方解石_（石英）_多金属硫化物阶 段和方解石阶段的方解石样品进行了碳、氧同位素分析，5件石英_黄铁矿阶段、石英_多金 属硫化物阶段和方解石_（石英）_多金属硫化物阶段的黄铁矿样品进行了He_Ar同位素分 析。
3.2流体包裹体分析
        流体包裹体岩相学观察和显微测温在中国地质
图 3争光金矿床野外现象、矿石标本及镜下矿物组合
     a. 多宝山组中黄铁绢英岩化带； b. 多宝山组中石英_方解石_黄铁矿脉； c. 方解石胶结 围岩角砾； d. 石英_黄铁矿脉； e. 石英_多金属硫化物脉，镜下可见黄铁矿、黄铜矿、闪 锌矿 、石英和冰长石，发现1粒可见金； f. 方解石_（石英）_多金属硫化物脉，镜下可见黄铁 矿 、闪锌矿和黄铜矿，冰长石较少； g. 石英_多金属硫化物阶段，可见金分布在黄铁矿裂隙 中 ； h. 方解石_（石英）_多金属硫化物阶段，可见金分布在硫化物粒间； i. 方解石_（石 英 ）_多金属硫化物阶段，含黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿和方铅矿； j. 石英_多金属硫化物阶段 ，冰长石与石英脉共生，黄铁矿零星分布在冰长石中，正交偏光； k. 黄铁绢英岩 化 ，正交偏光； l. 方解石_黄铁矿脉中方解石、绿帘石、绿泥石和黄铁矿，单偏光Adl—冰长石； Au—金； Cal—方解石； Ccp—黄铜矿； Chl—绿泥石； Ep—绿帘石； Gn —方铅矿； Py—黄铁矿； Qz—石英； Ser—绢云母；  Sp—闪锌矿
Fig. 3Field phenomena, ore specimen and mineral assemblage (under microscope) of the Zhengguang Au deposit
    a. Pyrite phyllic zone hosted in Duobaoshan Formation; b. Quartz_calcite_pyrite vein hosted in Duobaoshan Formation; c. Breccias of Duobaoshan Formation cemente d by calcite; d. Quartz_Pyrite vein; e. Quartz_Polymetallic sulfide vein, consisting of pyrite , chalcopyrite, sphalerite,quartz and aduloria, with a grain of visible gold obs erved by microscope; f. Calcite_(quartz)_polymetallic sulfide vein, consi sting of pyrite, sphalerite, chalcopyrite and minor aduloria; g. Quartz _polymetallic sulfide stage, visible gold grains in the cracks in pyrite; h. Cal cite_(quartz)_polymetallic sulfide stage, visible gold grains in intergr ains of sulfide; i. Calcite_(quartz)_polymetallic sulfide stage, containing pyrite, chal copyrite, sphalerite and galena; j. Quartzpolymetallic sulfide stage, aduloria c oexistent with quartz vein and py rite scattered in the aduloria, crossed nicols; k. Pyrite phyllic alteration, crossed nicols; l. Calcite, epidote, chlorite and pyrite in a calcite_p yrite vein, plainlightAdl—Aduloria; Au—Gold; Cal—Calcite; Ccp—Chalcopyrite; Chl—Chlorite; Ep—Epi dote; Gn—Galena; Py—Pyrite; Qz—Quartz;     Ser—Sericite; Sp—Sphalerite
 大学（北京）地球化学实验室完成，测温所用 仪器为Linkam THMSG 600冷热台，测温范围为-196～550℃，冰点附近升温速率为0.5～1 ℃/min，接近均一时升温速率为1～5 ℃/min。
3.3氢、氧同位素分析
        石英及蚀变围岩全岩氢、氧同位素测试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MAT_253质谱仪。测试前，将样品粉碎至40～60目，并挑选石英颗粒（纯度大于99%） ，围岩粉碎至40～60目。氢同位素测试方法为锌还原法：首先低温加热样品（180～200℃） 以 去除吸附水和次生包裹体中的水，之后加热至500℃提取原生包裹体中的水，然后用锌置换 水中的氢并进行质谱分析。详细过程见DZ/T 0184.19_1997 《水中氢同位素锌还原法测定》 。氧同位素测试方法为五氟化溴法：将样品置于真空系统中与纯BrF5进行恒温反应（500 ～6 00℃）释放出O2，收集纯净的O2并于700℃下与石墨恒温反应生成CO2，收集生成的CO 2进行质谱分析。详细过程见DZ/T 0184.13_1997 《硅酸盐及氧化物矿物中氧同位素组成 的五氟化溴法测定》。氢同位素的分析精度为±2‰，氧同位素的分析精度为±0.2‰。
3.4碳、氧同位素分析
        方解石碳氧同位素测试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MAT_25 3质谱仪。测试前，将方解石研磨至200目。测试方法为磷酸法：将样品和100%磷酸置于真空 系统中，并在25℃的条件下发生恒温反应4 h以上，待反应完成，收集纯净的CO2进行质谱 分析可同时得到δ13C和δ18O。详细过程见DZ/T 0184.17_1997 《碳酸盐矿物 或岩石中碳、氧同位素组成的磷酸法测定》。分析精度为±0.2‰。
3.5氦、氩同位素分析    
        黄铁矿氦氩同位素测试在中国地质科学院矿产资源研究所国土资源部成矿作用与资源评价重 点实验室完成，测试仪器为Helix SFT稀有气体质谱仪。测试前，将样品粉碎至40～60目， 并 挑选黄铁矿颗粒（纯度大于99%）。测试过程如下：先将高纯度样品清洗、烘干，取0.5～1 .0 g装入不锈钢坩埚再移到压碎装置中，密封并加热去气、抽真空。之后压碎样品，多级 纯化 包裹体气，分离出纯He和Ar。4He信号用法拉第杯接收，3He用离子倍增器接收 。40Ar和36Ar用法拉第杯接收，38Ar用倍增 器接收。法拉第杯分辨率>400，离子计数器分辨率>700。同位素比值结果由当天空气标准的 测试结果和空气标准值校正，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。4He和40Ar含量利用0.1 ml标准气4He （52.3×10-8 cm3 SPT）和40Ar（4.472×10-8 cm3 SPT） 的含量、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。
4测试结果
4.1流体包裹体显微测温结果
        争光金矿床流体包裹体类型简单，主要为气液两相水溶液包裹体，室温下由气相（VH 2O）和液相（LH2O）组成。不同成矿阶段流体包 裹体的特征如下（图4）：
        石英_黄铁矿阶段气相分数为5%～40%（多为10%～20%），加热时均一至液相。石 英中包裹 体成群分布，形状多为不规则状、浑圆状、长条形，少数为负晶形，大小集中在3～8 μm。
        石英_多金属硫化物阶段（邓轲等，2013）：气相分数一般为5%～10%，加热时均一 至液相。石英中包裹体多成群分布，大小集中于3～8 μm。
        方解石_（石英）_多金属硫化物阶段气相分数为5%～50%（集中在10%～15%）。 加热时，大 部分包裹体均一至液相，个别气相分数较大的包裹体均一至气相（均一温度较低）。石英中 包裹体孤立分布，形状多为不规则状、浑圆状、长条形、近四边形，少数为负晶形，大小介 于3～8 μm。方解石中包裹体孤立分布，形状多为长条形、不规则状，大小为3～4 μm。
        方解石阶段气相分数为10%～40%（集中在10%～15%），加热时均一至液相。方解 石中包裹体孤立分布，形状多为负晶形、长条形，大小介于3～7 μm。
        本文对石英_黄铁矿阶段、方解石_（石英）_多金属硫化物阶段和方解石阶段的流体包裹体 进行了显微测温，测试结果见表1和图5。
图 4争光金矿床流体包裹体岩相学特征
     a. 石英_黄铁矿阶段， 石英中浑圆状和长条形水溶液包裹体； b. 方解石_（石英）_多金 属硫化物阶段， 石英中近四边形水溶液包裹体； 
    c. 方解石_（石英）_多金属硫化物阶 段， 方解石中负晶形水溶液包裹体； d. 方解石阶段， 方解石中负晶形水溶液包裹体 
 Fig. 4Characteristics of fluid inclusions from the Zhengguang Au deposit 
     a. Quartz_pyrite stage: Rounded and long and narrow aqueous fluid inclusions in quartz; b. Calcite_(quartz)_polymetallic sulfide stage:
     Quadrangular aqueous f luid inclusion in quartz; c. Calcite_(quartz)_polymetallic sulfide stage: Negati ve crystal shape aqueous fluid 
    inclusion in calcite; d. Calcite stage: Negativ e crystal shape aqueous fluid inclusion in calcite
表 1争光金矿床流体包裹体显微测温结果
Table 1Microthermometric data of fluid inclusions in the Zhengguang Au deposit
注： th代表完全均一温度；tm代表冰点温度；n代表所测包裹体个数；盐 度计算公式据Bodnar(1993)；密度计算公式据Bodnar,1983；计算软件据Steele_Macinnis 等,2012。
图 5争光金矿床不同成矿阶段流体包裹体的均一温度(a、c、e、g)和盐度直方图 (b、d、f、h)
Fig. 5Homogenization temperatures (a、c、e、g) and salinities histograms (b、d 、f、h) of fluid inclusions from different 
    mineralization stages in the Zhengg uang Au deposit
        石英_黄铁矿阶段流体包裹体的均一温度介于116～243℃，集中于150～170℃。 冰点温度介 于-9.5～-0.5℃。相应的w(NaCleq)和密度分别为0.9%～10.1%和0.82～1. 02 g/cm3。
        石英_多金属硫化物阶段流体包裹体的均一温度介于122～305℃，集中于160～20 0℃。冰点 温度介于-5.6～-0.4℃。相应的w(NaCleq)和密度分别为0.6%～8.7%和0.75 ～0.99 g/cm3（邓轲等，2013）。
        方解石_（石英）_多金属硫化物阶段流体包裹体的均一温度介于129～294℃，集 中于140～1 60℃，气相分数较大的包裹体具有较高的均一温度。冰点温度介于-9.9～-0.7℃。相应的 w(NaCleq)和密度分别为1.2%～13.8%和0.81～1.01 g/cm3。
        方解石阶段流体包裹体的均一温度介于130～155℃，集中于130～150℃。冰点温 度介于-5. 6～-1.6℃。相应的w(NaCleq)和密度分别为2.7%～8.7%和0.94～0.99 g/cm3。
4.2氢、氧同位素测试结果
        石英和蚀变围岩的氢氧同位素测试结果见表2。石英的δD和δ18O分别为-127‰～-11 0‰和9.5‰～15.2‰。蚀变围岩全岩的δD和δ18O分别为-118‰～-108‰和6.3‰ ～7.9‰。石英的氢同 位素组成即为成矿流体的氢同位素组成。成矿流体的氧同位素组成据1000lnα石英_水 =δ18O石英-δ18O水=3.38×106T2-3.40（Clayton e t al., 1972）计算。其中，T为氧同位素平 衡温度（单位为K）。计算时，分别取对应样品或者同一成矿阶段具有相似组构的样品的流 体包裹体平均均一温度作为氧同位素平衡温度。计算求得石英_黄铁矿阶段成矿流体的氧同 位素组成δ18O水为-5.9‰～0.6‰。
4.3碳、氧同位素测试结果
        方解石的碳氧同位素测试结果见表3。方解石_（石英）_多金属硫化物阶段的δ13C 方解石和δ18O方解石分别为-5.3‰～-2.0‰和7.7‰～9.3‰，方解 石阶 段的δ13C方解石和δ18O方解石分别为-2.9‰～-2.2‰和 9.9 ‰～13.5‰。根据1000lnα方解石_水=δ18O方解石-δ18O水 =2.78×106T2-3.39（O´Neil et al., 1969；T为氧同位素平衡温度（单位 为K）。 计算时，分别取对应样品或者同一成矿阶段具有相似组构的样品的流体包裹体平均均一温度 作为氧同位素平衡温度），求得方解石_（石英）_多金属硫化物阶段和方解石阶段成矿流体 的δ18O水分别为-4.6‰～-2.4‰和-2.8‰～0.8‰。
4.4氦、氩同位素测试结果
        黄铁矿的氦氩同位素测试结果见表4。 3He/4He、 40Ar/36Ar、 40Ar*/4He比值分别为1.75～3.0 6 Ra、
表 2争光金矿床石英和蚀变围岩的氢氧同位素组成
Table 2Hydrogen and oxygen isotope composition of quartz and altered wall rock in the Zhengguang Au deposit
注： “-"表示无数据；δD和δ18O以SMOW为标准；测试对象为石英，则δD和δ 18O均为石英的值；测试对象为全岩，则δD和δ18O均为全岩的值；*引自武子玉等 （2006） 
表 3争光金矿床不同成矿阶段方解石的碳氧同位素组成
Table 3Carbon and oxygen isotope composition of calcite from different mineral ization stages in the Zhengguang Au deposit
注： δ13C以PDB为标准；δ18O以SMOW为标准 
表 4争光金矿床不同成矿阶段黄铁矿的氦氩同位素组成
Table 4Helium and Argon isotope composition of pyrite from different mineraliz ation stages in the Zhengguang Au deposit
注： 40Ar*代表放射成因40Ar；40Ar*=40 Ar-295.5×36Ar
683～1295、0.30～0.63，4He和40Ar分别为47.32～76.73×10-8 cm3 STP/g和25.41～49.20×10-8 cm3 STP/g。
5讨论
5.1流体特征
        本文和邓轲等（2013）的流体包裹体岩相学和显微测温结果显示，争光金矿床成矿流体的温 度和盐度变化不明显，属于低温、低盐度流体。激光拉曼分析结果显示（邓轲等，2013）， 各阶段包裹体气、液成分为水，未见其他组分。石英_黄铁矿阶段、石英_多金属硫化物阶段 和方解石_（石英）_多金属硫化物阶段金属矿物以硫化物为主，未见氧化物，表明成矿流体 的氧逸度较低。总体而言，争光金矿床成矿流体具有低温、低盐度、相对还原的特征，属H 2O_NaCl体系，与典型的低硫型浅成低温热液金矿的成矿流体相似。
5.2成矿流体来源
        陈衍景等（2007）将不同类型金矿系统的成矿流体分为改造热液、岩浆热液和变质热液3个 端员。其中，改造热液主要来自大气降水或者海水，以低温、低盐度、低CO2为特征；岩 浆热液以高温、高盐度、高CO2为特征；变质热液以中温、低盐度、高CO2为特征。由于 争光地区仅发育少量浅变质岩，故可以排除变质热液对成矿流体的贡献。成矿流体低温、低 盐度、低CO2的特征，则表明该矿床成矿流体以大气降水为主导，可能为大气降水 与岩浆水的混合水或者大气降水与围岩发生水_岩反应后的演化水。
 5.2.1氢、氧同位素特征
(1) 流体混合作用
        氢、氧同位素体系的二元混合关系式可表示为(Vollmer, 1976)：
Ax+Bxy+Cy+D=0
     A=a2b1y2-a1b2y1
     B=a1b2-a2b1
     C=a2b1x1-a1b2x2
     D=a1b2x2y1-a2b1x1y2
式中x为横坐标变量，y为纵坐标变量；a1和a2分别为端员1和2中y变量分 母同位素的浓度，b1和b2分别为端员1和2中x变量分母同位素的浓度；(x1, y1)和(x2,y2)分别为端员1和2的同位素组成。
        对于大气降水和岩浆水的氢氧同位素混合，以δ18O为x轴，以δD为y轴。由于大气降 水和岩浆水中氢和氧的浓度大致相等，即a1=a2，b1=b2。因此，这两个端员混合后 ，得到的混合曲线为一直线。
        张理刚等（1995）的研究成果显示，多宝山地区中生代（晚侏罗世—晚白垩世）大气降水的 δD=-130‰～-110‰，由雨水线方程δD=8δ18O+10(Craig,1961)计算得大气降 水的 δ18O=-17.5‰～-15‰。根据中生代大气降水和原始岩浆水的氢、氧同位素组成， 计算得二者混合后流体的氢、氧同位素组成范围如图6中的阴影区域所示。图6显示，石英_ 黄铁矿阶段9件石英（本文；武子玉等，2006）的投影点均落在大气降水与岩浆水的混合区 域之外，表明该阶段成矿流体并非来源于二者的混合。石英_多金属硫化物阶段4件石英 （武子玉等，2006）的投影点 落在大气降水与岩浆水的混合区域，而且具有明显的线性关系，表明该阶段成矿流体为大气 降水与岩浆水的混合水。
(2) 水_岩交换作用
        在封闭体系下的水_岩交换作用过程中，热液和岩石的同位素组成变化遵守质量守恒定律（ 郑永飞等，2000）：
W·δAiW+R·δAiR=W·δAfW+R·δAfR
① 式中W和R分别代表体系中水和岩石中元素A的摩尔数，i和f分别代表交换 前和交换后。设水_岩交换后体系达到同位素平衡，则：
ΔAR_W=δAfR-δAfW
②由①②两式可得：
     热液流体的 δAfW=δAiR+(W/R)原子 δAiW-ΔAR_W1+(W/R)原子
③ 蚀变岩石的 δAfR=δAiR+(W/R)原子 δAiW-ΔAR_W1+(W/R)原子
④通常把火成岩系统中斜长石（An=30）的δ18O值当作岩石全岩氧同位素组成的近 似值，把黑云母的δD值当作岩石氢同位素组成的近似值（张理刚等，1995），因此可得：
Δ18O R_W=δ18O长石-δ18O水=2.6 8×106T-2-3.53 (O´Neil et al., 1967)⑤
图 6争光金矿床δ18O_δD图解（底图据(Taylor，1974)；   岩浆岩范围据郑永飞 等，2000）
    阴影代表大气降水与岩浆水混合区域； 曲线①②③分别代表大气降水（δ18O =-16.25‰，δD=-120‰）与同位素组成为（δ18O=5‰，δD=-40‰）、（δ18 O=10‰，δD=-40‰）、（δ18O =15‰，δD=-40‰）的岩浆岩在170℃发生水 _岩交换作用后流体的氢、氧同位素演化线； 曲线④⑤⑥则代表发生水_岩交换作用 后相应蚀 变岩石的氢氧同位素演化线；演化线附近的数字代表水岩比（W/R）
Fig. 6δ
18O_δD diagram of the Zhengguang Au deposit (after Taylor, 197 4; the range of magmatic rock after Zheng et al., 2000)
     The shadow represents the mixed area of meteoric water and magmatic water; The curves of ①②③ represent the hydrogen and oxygen isotopic composition evo lution curves of fluids. And these fluids are products of the reaction of meteor ic water (δ18O =-16.25‰, δD=-120‰) with magmatic rocks (the isoto pic composition are (δ18O=5‰, δD=-40‰), (δ18O=10‰, δD=- 40‰) and (δ18O =15‰, δD=-40‰) respectively) at 170℃; The cu rves of ④⑤⑥ re present the hydrogen and oxygen isotopic composition evolution curves of corresp onding altered rocks; the water/rock ratios (W/R) are listed on the curves
ΔDR_W=δD黑云石-δD水=21.3×106T-2 -2.8(Suzuoki et al., 1976)⑥ 
        由于水_岩反应演化线上的W/R为质量比（图6），而③④式中W/R为原子比。对典型花岗 岩而言，二者具有如下转换关系（张理刚等，1995）：
O(W/R)原子=2·O(W/R)重量⑦
D(W/R)原子=100·D(W/R)重量⑧
        由③④⑤⑥⑦⑧式即可模拟争光金矿床水_岩反应后流体和岩石的氢、氧同位素演化趋势（ 图6 ）。其中，大气降水初始值取δ18O=-16.25‰、δD=-120‰，T取170℃。 由于 矿区新鲜围岩样品很难采集，所以根据绝大多数火成岩的δ18O（5‰～15‰）和δD （-40‰～-100‰）（郑永飞等，2000），分别取δ18O=5‰、δD=-40‰，δ 18 O=10‰、δD=-40‰和δ18O=15‰、δD=-40‰作为围岩初始值进行模拟（当 W/R< 0.1时，围岩的氢同位素组成才能对流体的氢同位素组成产生明显影响。对本文而言，围 岩初始δD取-40‰和-100‰的模拟结果几乎一致，所以仅取δD=-40‰进行模拟）。
        从图6中可以看出，本文7个石英_黄铁矿阶段成矿流体的投影点位于演化线③附近，W/R 为0.1～0.5。而武子玉等（2006）的2个石英_黄铁矿阶段成矿流体的投影点分别位于演化 线①和②上，W/R均为0.01～0.05。投影点位于不同的氢、氧同位素演化线上可能与 样品的赋矿围岩不同有关（表2）。
由于缺乏氢同位素组成数据，目前还无法判断方解石_（石英）_多金属硫化物阶段成矿流体 的来源，可能为大气降水与岩浆水的混合水或者大气降水与围岩发生水_岩反应后的演化水 。若为大气降水与岩浆水的混合水，则该阶段和石英_黄铁矿阶段蚀变围岩的氢、氧同位素 组成相当；若为大气降水与围岩发生水_岩反应后的演化水，则该阶段和石英_黄铁矿阶段蚀 变围岩的氢、氧同位素组成也应相近（该阶段成矿流体的δ18O水（-4.61‰ ～-2.40‰）与石英_黄铁矿阶段成矿流体的δ18O水（-5.29‰～0.67‰） 相当，说明 2个阶段大气降水与围岩发生水_岩反应的W/R相近，皆为0.1～0.5）。图6显示， 两个成矿 阶段蚀变围岩的δ18O（石英_黄铁矿阶段为6.3‰；方解石_（石英）_多金属硫化物 阶段为7.2‰～7.9‰）与演化线⑥的理论δ18O值较吻合（W/R=0.1～0.5） 。但是，蚀变围岩的实际δD远高于理论δD值，造成这种现象的原因可能是蚀变岩石形成过 程中或者形成之后发生了氢同位素的动力分馏。
        综上所述，虽然蚀变围岩的实际δD值与理论值不吻合，但是成矿流体的氢氧同位素和蚀变 围岩的氧同位素组成均与发生水_岩反应后的流体和蚀变岩石的氢氧同位素演化线较吻合。 因此，笔者认为石英_黄铁矿阶段的成矿流体为大气降水与围岩发生水_岩反应后的演化水 。
5.2.2碳、氧同位素特征
        在δ18O_δ13C图解（图7）中，方解石_（石英）_多金属硫化物阶段6件方解 石的投影点均 落在花岗岩范围内，具有岩浆来源的特征，表明该阶段成矿流体有岩浆水的加入。方解石阶 段4件方解石的投影点中，其中一个落在花岗岩的范围内，其余3个沿低温蚀变趋势线向δ 18O增大的方向漂移，这一点与流体包裹体的均一温度一致。Fu等(2014)对该矿床21件 方解石进行了碳氧同位素测试，测试结果与本文结果相似（图7）。
5.2.3氦、氩同位素特征
        稀有气体具有化学惰性，可以保留成矿流体来源的原始信息。黄铁矿是测定氦、氩同位素的 理想对象，而且是主要的载金矿物，所以氦、氩同位素被广泛用来示踪金矿的成矿流体来源 （Je an_Baptiste et al., 1996；Mao et al., 2002；2003；杨富全等，2006）。 热液流体中稀有气体有3种来源： ① 大气饱和水（ASW）： 3He/4He=1Ra（Ra 代表大气3He/4He=1.39×10-6），40Ar/36A r=295.5；② 地壳流体： 3He/4He=0.01～0.05 Ra（Turner et al ., 1993；Stuart et al., 1995）； ③ 地幔流体： 3He/4He=6～9　Ra（Gau theron et al., 2002）。争光金矿床黄铁矿流体包裹体中的3He/4He比值为1 .75～3.06 Ra，平均为2.33 Ra，远高于地壳流体特征值，低于地幔流体特征值，在 40Ar*/4He_3He/4He和40Ar/36Ar_ 3He/4He图解（图8）中，5件样品的投影点均落在地壳流体和地幔流体之间，显示 地壳流体和地幔流体混合的特 征。根据壳_幔混合二元模型： He地幔=(RS-RC)/ (RM-RC)×100（Kendrick et al., 2001，其中RS、RM=8 Ra、
图 7争光金矿床方解石δ18O_δ13C图解（底图据刘建明等，1997 ；毛景文等，2002；刘家军等，2004）
Fig. 7δ18O_δ13C diagram of calcite from the Zhengguang Au de posit (after Liu et al., 1997; Mao et al., 2002; Liu et al., 2004)
图 8争光金矿床黄铁矿40Ar*/4He_3He/4He(a)和 40Ar/36Ar_3He/4He(b)图解
Fig. 840Ar*/4He_3He/4He (a) and 40Ar/ 36Ar_3He/4He (b) diagrams of pyrite from the Zhengguang Au deposit
RC=0.03 Ra分别代 表样品、地幔、地壳流体的3He/4He比值），计算得幔源He所占的比例为 21.5 6%～37.99%，平均为28.88%（表4），说明成矿流体以地壳流体为主，并有地幔流体的加 入。成矿流体的40Ar*/4He比值为0.30～0.63，平均为0.43（表4） ， 高于地壳40Ar*/4He生产比率（0.2，Stuart et al., 1995），在 40Ar*/4He_3He/4He图解（图8a）中，5件样品的投影点落在地壳 流体和地幔流体之间，也显示地壳流体和地幔流体混合的特点。
        综上所述，笔者认为成矿前阶段（石英_黄铁矿阶段）的初始成矿流体为大气降水与岩浆水 的混合水，但是岩浆水的特征被之后的水_岩反应掩盖，使该阶段的成矿流体表现为大气降 水与围岩发生水_岩反应后的演化水。随着成矿作用的进行，成矿流体与蚀变围岩之间达到 同位素平衡状态或者接近平衡状态，二者之间水_岩反应的程度减弱，使得成矿流体表现为 大气降水与岩浆水的混合水（石英_多金属硫化物阶段和方解石_（石英）_多金属硫化物阶 段），但仍以大气降水为主。
5.3矿质沉淀机制
        武子玉等（2006）对争光金矿床岩石进行了微量元素分析，结果显示多宝山组和闪长岩中 金丰度较高。铅同位素也显示成矿物质主要来源于上地幔及造山带，并有不同程度的地壳物 质加入（武子玉等，2006）。Gammons等(1997)和John等(2003)认为，大气降水与围岩发生 水_岩反应时，可以同时萃取围岩中的Au和其他金属元素形成成矿流体。Heinrich等(2004) 、Heinrich (2005) 和Williams_Jones等(2005)研究发现， 岩浆侵位之后发生脱气作 用，可以形成携带少量成矿物质的气相。所以该矿床的成矿物质主要来源于多宝山组和闪长 岩。
        目前，关于金沉淀的机制主要有流体沸腾（Simmons et al., 2006；Ashrafpour et al., 2 012；Weatherley et al., 2013）、水_岩反应（Evans et al., 2006）、成矿流体与贫H 2S的流体混合或者硫化物沉淀（Hayashi et al., 1991）。据Hayashi等(1991)、Simon等(1 99 9)和Saunders等(2014)研究，金在低温近中性的流体中以Au(HS)-2和Au(HS)0的形式 迁移。成矿流体与贫H2S的流体混合和硫化物沉淀均会促进金沉淀（Simon et al., 1999 ）：
Au(HS)-2+1/2H2=Au0+H2S+HS-
     Au(HS)-2=Au++2HS-
     Au(HS)0+1/2H2=Au0+H2S
     Au(HS)0=Au++HS-
     Fe2++2HS-=FeS2(Py)+2H+
     Fe2++Cu2++2HS-=CuFeS2(Ccp)+2H+
     Pb2++HS-=PbS(Gn)+H+
     Zn2++HS-=ZnS(Sp)+H+
        因此，综合争光金矿床地质特征、成矿流体来源及围岩性质，可对该矿床金沉淀机制作如下 推断：大气降水沿断裂及构造破碎带下渗，与携带部分成矿物质的岩浆水（岩浆挥发分）混 合形成成矿流体。在岩浆热驱动下，成矿流体发生对流循环，与围岩发生水_岩反应并萃取 围岩中的成矿元素。当携带大量成矿物质的成矿流体沿断裂及构造破碎带运移到浅部成矿有 利位置时，再次与下渗的大气降水混合，导致成矿流体的H2S浓度降低、pH值升高及温度 降 低。H2S浓度降低和pH值升高促使上述反应向右进行，导致金属硫化物沉淀，进而引起金 以粒间金、裂隙金、包裹金和固溶体金的形式沉淀在硫化物之间、黄铁矿裂隙中和黄铁矿内 部。虽然pH值升高会增加Au(HS)-2和Au(HS)0的稳定性，不利于金沉淀（Hayashi et al., 1991；Clark et al.,1990），但是H2S浓度降低和金属硫化物沉淀则会抵消这种效应促进金沉淀。因而争 光 金矿床金沉淀可能是成矿流体与贫H2S的流体混合和金属硫化物沉淀共同作用的结果，上 述沉淀机制也与该矿床主成矿阶段自然金与金属硫化物共生之现象较吻合。
6结论
（1） 争光金矿床流体包裹体类型简单，主要发育富液相包裹体。成矿流体具有低温、低 盐度、相对还原的特征，属H2O_NaCl体系。
（2） 稳定同位素组成显示，成矿早阶段（石英_黄铁矿阶段）成矿流体表现为大气降水与 围 岩发生水_岩反应后的演化水。随着成矿作用的进行，成矿流体表现为大气降水与岩浆水的 混合水（石英_多金属硫化物阶段和方解石_（石英）_多金属硫化物阶段），但仍以大气降 水为主导。
（3） 成矿流体与贫H2S的流体混合和金属硫化物沉淀的共同作用可能是该矿床金沉淀的 主要机制。    
        志谢野外地质工作得到了争光金矿床齐永生工程师和佟匡胤工程师的大力支持 ；流体包 裹体显微测温得到了中国地质大学（北京）地球化学实验室诸惠燕老师和张鹤老师的指导； 碳、氢氧同位素测试得到了核工业北京地质研究院分析测试研究中心刘牧老师的帮助；氦、 氩同 位素测试得到了中国地质科学院矿产资源研究所段超助理研究员的帮助；审稿老师对本文提 出了宝贵的修改意见；在此一并表示衷心的感谢。
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