河南嵩县七亩地沟金矿床成矿流体来源及演化——来自矿床地质和流体包裹体的证据

李新培,陈良,王琦崧,王文博,李雷,苏蔷薇.2016.河南嵩县七亩地沟金矿床成矿流体来源及演化——来自矿床地质和流体包裹体的证据[J].矿床地质,35(2):283~299
LI XinPei,CHEN Liang,WANG QiSong,WANG WenBo,LI Lei,SU Qia.2016.Origin and evolution of ore-forming fluids of Qimudigou gold deposit in Songxian County, Henan Province: Evidence from ore geology and fluid inclusions[J].Mineral Deposits35(2):283~299

DOi:10.16111/j.0258_7106.2016.02.005

李新培¹，陈良²，王琦崧¹，王文博¹，李雷¹，苏蔷薇¹

（1 中国地质大学地球科学与资源学院，北京100083； 2 五矿勘查开发有限公司，北京100010）

河南嵩县七亩地沟金矿床成矿流体来源及演化本研究得到了国家自然科学基金项目（41030423）、五矿勘查开发有限公司科技找矿项目和中央高校基本科研业务费专项资金（2652013017）联合资助
第一作者简介李新培，男， 1990年生，硕士，矿床学及矿床地球化学专业。 Email： 1203360029@qq.com

收稿日期2015_06_02

改回日期2016_1_14

摘要:河南省嵩县七亩地沟金矿床位于华北克拉通南缘的熊耳山地区。矿床赋存在中元古代熊耳群中酸性火山岩中，矿体严格受构造断裂带控制，主要呈脉状产出，矿石以石英脉型占主导，少量蚀变岩型；主要矿石矿物为黄铁矿、少量方铅矿、闪锌矿、黄铜矿等。围岩蚀变以硅化、绢云母化、绿泥石化和碳酸盐化为主。成矿过程从早到晚可分为3个阶段：石英_黄铁矿阶段、黄铁矿_石英_多金属硫化物阶段和石英_方解石阶段。不同成矿阶段的石英和/或方解石中广泛发育流体包裹体。早阶段和中阶段石英中CO₂型流体包裹体、NaClH₂O型流体包裹体、含子矿物流体包裹体均有发育，晚阶段方解石中主要发育NaCl_H₂O型流体包裹体。从早阶段到晚阶段，流体包裹体均一温度分别为254～397℃、221～397℃、162～237℃，盐度w(NaCl_eq)从早阶段的3.52%～21.88%和34.95%～45.33%双峰值，经中阶段的0.42%～13.83% 和29.11%～42.48%双峰值，到晚阶段w(NaCl_eq)为0.35%～5.86%。 CO₂型包裹体估算的早阶段和中阶段捕获压力为93～199 MPa和47～169 MPa，晚阶段NaCl_ H₂O型包裹体估算的捕获压力为28～64 MPa，相应的成矿深度为3.4～7.2 km、1.7～6.2 km和2.9～6.5 km，指示成矿发生在地壳隆升过程中，区域应力场由挤压向伸展转变。流体沸腾作用是导致硫化物和金等成矿物质快速沉淀的主要机制，通过沸腾和大气降水的混合，成矿流体系统由富CO₂向贫CO₂流体演化，由变质流体向大气降水演化。

关键词: 地球化学；地质特征；流体包裹体；激光拉曼；七亩地沟金矿

文章编号： 0258_7106 (2016) 02_0283_17 中图分类号： P618.51 文献标志码: A

Origin and evolution of ore_forming fluids of Qimudigou gold deposit in Songxian
County, Henan Province: Evidence from ore geology and fluid inclusions

LI XinPei¹, CHEN Liang², WANG QiSong¹, WANG WenBo¹, LI Lei¹ and SU Qia ngWei¹

（1 School of Earth Sciences and Resources，China University of Geosciences，Bei jing 100083， China；
2 Minmetals Exploration and Development Co., Ltd., Beiji ng 100010, China）

Abstract:The Qimudigou gold deposit in Songxian County, Henan Province, is located in Xio ngershan area on the southern margin of the North China Craton. There exist acid ic volcanic rocks of Mesoproterozoic Xiong apos;apos;apos;er Group in the deposit, orebodies ar e strictly controlled by the veinlike tectonic faulted zones, and quartz vein ty pe is dominant in the ore, with a small amount of alteration rock type. The main ore mineral is pyrite, with a small amount of galena, sphalerite, and chalcopyr ite. Wall rock alterations include silicification, sericitization, chloritizatio n and carbonatization. The ore_forming process can be divided into three stages: quartz_pyrite stage, pyrite_quartz_polymetallic sulfide stage and quartz_calcit e stage. Fluid inclusions are widely distributed in quartz and/or calcite of dif ferent ore_forming stages. Early stage and middle stage quartz contains CO₂ fl ui d inclusions, NaCl_H₂O type fluid inclusions, daughter minerals_bearing fluid in clusions. Late stage calcite mainly contains NaCl_H₂O type fluid inclusions. F ro m early stage to late stage, homogenization temperatures of fluid inclusions wer e 254～397℃, 221～397℃, and 162～237℃, the salinity evolved from early stage bi modal salinity w(NaCl_eq) values 3.52%～21.88% and 34.95%～45.3 3%, through the midd le stage bimodal phase w(NaCl_eq) values of 0.42%～13.83% and 29 .11%～42.48%, to late stage values 0.35%～5.86%. The trapping pressures est imated on the basis of CO₂ inclusions are 93～199 MPa, 47～169 MPa for the ear ly and main stage, and 28～64 MPa for the late stage estimated on the basis of W _type inclusions. The corresp o nding ore_forming depths are 3.4～7.2 km, 1.7～6.2 km and 2.9～6.5 km resp ectively, indicating that the mineralization occurred during the uplift of the earth apos;apos;apos;s cr ust, and the regional stress field converted from compression to extension. Flui d boiling seems to have been the main mechanism of rapid precipitation of sulfid es, gold and other minerals. The evolution of the ore_forming fluid system evolv ed from rich CO₂ to poor CO₂ due to the mixing of boiling and precipitation ., a nd the fluid system evolved from the metamorphic fluid to the atmospheric precip itation.

Key words: geochemistry, geological features, fluid inclusion, Laser Raman, Qimudigou gold deposit

河南省熊耳山金多金属矿集区和西部的小秦岭矿集区一起构成中国目前仅次于胶东的第二大黄金产地（陈衍景等，1992；Deng et al., 2014）；同时，熊耳山_小秦岭地区也是中国重要的造山型矿床产出地（Groves et al., 1998; Mao et al., 2002; Chen et al., 2004； 20 09; Zhang et al., 2013）；研究区大规模成矿事件主要发生在晚侏罗世—早白垩世（Deng et al., 2014）。近年，在熊耳山地区的嵩县境内金矿勘探工作获得突破，已发现大小金矿床20余个，包括槐树坪、七亩地沟、东湾等金矿床，探明的黄金工业储量达数百吨，远景资源量达上千吨，显示出巨大的成矿规模和资源前景（邓军等，2013）。然而，由于矿区尚处在勘探开发阶段，研究工作薄弱，限制了对嵩县地区金矿床成矿规律的全面认识。基于此，本文将研究区内的七亩地沟金矿床作为重点研究对象，对其矿床地质特征和流体包裹体开展深入研究，以期准确揭示该矿床的矿化特点、成矿过程。

1 区域地质

熊耳山地区位于华北克拉通南缘华熊地块内，东侧以三门峡宝丰断裂（SBFS）为界，与嵩箕地块相毗邻，南侧以栾川断裂（LF）为界，紧邻北秦岭造山带；是华北克拉通南缘太古界基底隆起区之一，与西侧的小秦岭和崤山基底隆起区以及东侧的外方山基底隆起区呈岛链状分布（图1）。区内出露地层从古到新依次为新太古代—古元古代太华群、中元古代早期的熊耳群、中元古代的汝阳群、中元古代官道口群、新元古代栾川群等以及古近系和第四系沉积物（图1）。新太古代—古元古代太华群为一套以片麻岩为主的深变质岩系，构成了该地区的结晶基底。熊耳群火山岩系、汝阳群或官道口群沉积岩系构成了研究区的盖层沉积，其中熊耳群发育于1.75～1.80 Ga，为一套中基性酸性火山岩组合（赵太平等，2004），分布在马超营断裂以北，与下伏太华群地层呈角度不整合或呈断层接触；汝阳群发育于1.60～1 .7 5 Ga（苏文博等，2012），呈角度不整合覆于熊耳群之上，中下部为碎屑岩，上部为碳酸盐岩；官道口群发育于中元古代，为滨海相碎屑岩碳酸盐岩建造；栾川群发育于新元古代，为一套陆源碎屑碳酸盐岩碱性火山岩沉积组合（王志光等，1997；郭保健等，2005）。
区域内岩浆活动极为发育，具有长期性、多次活动性的特点。太古代主要为中基性_酸性火山岩和奥长花岗岩、英云闪长岩、花岗闪长岩（TTG 岩系）等侵入岩；元古代熊耳期以中基性_中酸性火山喷发最为显著；燕山期以大规模的酸性岩浆侵入为特点，形成了127 Ma（Mao et al., 2010）或132.8 Ma（Tang et al., 2013）的合峪花岗岩体、157 Ma（Mao et al . , 2010）的五丈山花岗岩体、131 Ma （Mao et al., 2010）的花山花岗岩体和115 Ma（叶会寿等， 2008； Mao et al., 2010）的太山庙等花岗岩体，并派

图 1熊耳山地区地质简图（据Deng et al.，2014）

注： MF—马超营断裂； LF—栾川断裂； WF—瓦穴子断裂； ZXF—朱阳关夏馆断裂； TS F—天水商南断裂； SXF—嵩坪沟秀才岭断裂;

KQF—康山七里坪断裂； TMF—陶村 马元断裂； JMF—旧县蛮峪断裂

Fig.1Geological map of the Xiong apos;apos;apos;ershan region (after Deng et al., 2014)

Note: MF—Machaoying fault； LF—Luanchuan fault； WF—Wafangzi fault； ZXF—Zhu yangguanXiaguan fault； TSF—TianshuiShangnan fault；
SXF—Songpingg ouXiuc ailing fault； KQF—KangshanQiliping fault； TMF—Taocun VillageMayuan fault ； JMF—JiuxianLuanyu fault

生了众多酸性小岩枝、岩脉、斑岩体以及多处隐爆角砾岩体（王团华等，2009；王卫星等，2010）。燕山期大规模的岩浆活动与本区金、铅、银、钼等矿产密切相关（张国伟等，1996；李永峰等，2005）。

马超营断裂（MF）是熊耳山南坡近东西向区域性大断裂，切割了区内太华群及熊耳群所有地层，并控制了中生代花岗岩体的产出。马超营断裂的次级断裂控制了区内主要矿床的产出，如洛宁山前断裂（LF）、康山七里坪断裂（KQF）、陶村马元断裂（TMF）、旧县蛮峪断裂（JMF）等及与北东向断裂平行的一些次级断裂（图1）（Deng et al.，2014）。

2 矿床地质

七亩地沟金矿床位于熊耳山矿集区中部，东北部为五丈山花岗岩体，东南部为槐树坪金矿床（图1）。矿区内发育有北东向、北西向、近南北向断裂，但以北西向和近南北向为主（图2 ）。北西向 F19为区域性断裂，是矿区主要控矿构造。在断裂带内构造膨大部位，矿化较强，形成金矿化点。构造两侧蚀变

图 2七亩地沟金矿床地质简图（据申开洪等，2011修改）

Fig. 2Geological sketch map of the Qimudigou gold deposit (modified after Shen et al., 2011)

带宽度一般在5～10 m，最宽处可达40 m。F19区域上由于受到不同时期，不同方向，不同应力的作用，形成了复杂的断裂构造格局。近南北向断裂主要为F20和F33，F33断裂走向近南北，倾向东，倾角55～75°，断裂破碎带宽 2～10 m；F20断裂走向180°和210°，倾向东_北东，倾角30～72°。区域上马超营断裂在矿区南部呈NWW向通过，形成几十至几百米宽的构造破碎带。区内岩浆活动频繁，燕山期大规模酸性岩浆的强烈活动，形成花山、五丈山花岗岩基及众多酸性岩株、岩脉。成矿范围主要分布在燕山晚期岩体与熊耳群地层接触带300～1500 m范围内。赋矿地层为中元古界长城系熊耳群许山组，分为4个岩性层：
        （1）褐灰色安山质火山角砾岩层：在矿区中、南部大面积分布，厚度26～70 m；
        （2）肉红色流纹岩、流纹斑岩层：呈椭圆形在矿区零星出露，厚度20～50 m；
        （3）紫红色英安岩、流纹英安岩层：主要分布在矿区西部，呈纺锤形北西延伸，长约900 m，最宽约280 m，厚度50～120 m；
        （4）安山岩、安山玢岩、玄武安山岩层：大面积分布在矿区中、北部，上部为灰绿色安山岩、杏仁状安山岩夹薄层状、透镜状安山玢岩；下部为灰绿色玄武安山岩，杏仁状玄武安山岩夹薄层状、透镜状大斑晶玄武安山玢岩及玄武安山玢岩，厚度80～150 m。
        该矿区内火山岩主要为熊耳群许山组中基性_酸性火山岩，约占矿区面积的90%。主要岩性为安山岩类、英安岩类、流纹岩类、火山角砾岩类、凝灰岩等。矿区侵入岩主要为五丈山花岗岩体，出露于矿区的东北部，约占矿区面积的10%，岩性以斑状二长花岗岩为主，次为斑状黑云二长花岗岩等。该岩体与金矿化和金矿体的形成关系密切，在其接触带及外围形成了大环带状综合异常，该矿区均位于该岩体外围的大环带状综合异常内。

2.1矿体和矿石特征

        七亩地沟金矿床主要由2个矿体和3个矿化体组成，矿体和矿化体的走向主要为北西向和北北西向，倾角较陡该矿床的最大断裂F19的走向为北西向，与矿体和矿化体均平行产出，虽然有一些北东方向的断裂构造，但它们与矿体和矿化体垂直产出，对矿床的形成起到了破坏作用，因此可以推测矿体的产出可能受北西向和近南北向构造断裂带的控制（图2，申开洪等，2011）；矿体形态相对简单，多呈脉状产出，厚度变化较大，长度800～2500 m。矿脉中部增厚而膨大，向两端逐渐减薄而歼灭，矿脉定向排列，主要由含金多金属硫化物、石英脉和构造蚀变岩组成。
        Ⅱ号矿脉主要由F30控制，矿化较强，在区内出露长度大于1300 m，宽度1～2 m，矿脉走向3 10～330°，倾角40°。构造两侧蚀变带宽度一般在5～10 m，最宽处可达40 m。Ⅰ号矿体产状与Ⅱ矿脉基本一致，矿体长度大于600 m，沿倾向控制深度50～60 m，厚度0.56～1.5 m，金品位0.542～4.47 g/t（邓军等，2013）。
        七亩地沟金矿床的矿石类型主要为石英_硫化物脉型（图3a、b、c）和构造蚀变岩型（图3d ）。矿石矿物以黄铁矿、黄铜矿为主，其次为方铅矿和闪锌矿，脉石矿物为石英、绢云母、绿泥石、方解石等。

2.2围岩蚀变

围岩蚀变主要有硅化、绢云母化（图3h）、碳酸盐化、黄铁绢英岩化、绿泥石化，具有蚀变分带现象，由矿体中心向围岩方向，依次为硅化—绢云母化—黄铁绢英岩化—碳酸盐化—绿泥石化。硅化蚀变发育于整个热液成矿阶段，是最广泛的蚀变；黄铁绢英岩化大量发育，与成矿关系密切；绿帘石、绿泥石化是矿区的次要蚀变；碳酸盐化发育较晚，可见方解石细脉充填矿体裂隙中或切穿石英硫化物脉。

2.3成矿阶段

根据矿物的生成顺序以及脉体之间的穿切关系，可将成矿过程从早至晚分为3个阶段，矿物组合简单，三阶段矿化清楚。
早阶段发育石英_黄铁矿脉（图3a），乳白色石英含量>95%，粗粒自形黄铁矿含量<5%，可见共生边结构和浸染状构造，此阶段可看到黄铁矿被黄铜矿穿切（图3e），证明黄铁矿的形成时间应早于黄铜矿。中阶段以发育石英_硫化物网脉为特征，以石英、黄铁矿为主，少量黄铜矿、方铅矿、闪锌矿等（图3b），石英在该阶段主要为细粒、烟灰色，黄铁矿主要为半自形粒状或他形粒状结构（图3g）、交代残余结构、共生边结构（图3e）、碎裂结构（图3f），并且有脉状_网脉状构造出现，此阶段可看到黄铁矿被黄铜矿和方铅矿穿切（图3f），因此可判断黄铜矿和方铅矿比黄铁矿形成时间晚。晚阶段以发育碳酸盐为特征，主要矿物组合为石英和方解石，可发现方解石的脉状构造（图3c），或方解石穿插中阶段的石英_黄铁矿脉（图3h），在此阶段可见到石英的梳状构造（图3i），说明该阶段的构造背景为张性环境。中阶段脉状_网脉状构造出现，在早、晚阶段少见，表明成矿元素主要在中阶段沉淀富集。

3 流体包裹体地球化学

3.1样品和测试

研究样品主要采自七亩地沟金矿区地表和矿坑，所有样品均与矿化密切相关，可直接反映成矿流体的性质和组成。选择不同矿脉、不同成矿阶段的有代表性样品，共12件石英和5件方解石样品。将样品磨制成双面抛光的薄片，在流体包裹体岩相学观察的基础上，选择有代表性的包裹体进行热力学和原位成分分析。
流体包裹体显微测温分析在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成。显微测温采用的仪器为英国Linkam公司的THMSG600型冷热台，温度控制范围为-196～600℃，在-120～- 70℃温度区间的测定精度为±0.5℃、-70～100℃区间精度为±0.2℃、100～500℃区间精度为土2℃。采用美国FLUIDNIC公司提供的人工合成流体包裹体样品对冷热台进行了温度标定。测温过程的升温速率一般为0.2～5 ℃/min，含CO₂包裹体相变点附近升温速率为0. 2 ℃/min，水溶液包裹体相变点附近的升温速率为0.2～0.5 ℃/min，基本保证了相转变温度数据的准确性。对于水溶液包裹体，根据测得

图 3七亩地沟金矿床矿石及岩相学特征

a. 早阶段粗粒黄铁矿(Py)与乳白色石英(Qtz)共生； b. 中阶段细粒黄铁矿(Py)与烟灰色石英和方铅矿(Gn)共生； c. 晚阶段有大量方解石(Cal)出现； d. 蚀变的安山岩中可见黄铁矿化； e. 中阶段中的黄铜矿(Ccp)、方铅矿(Gn)和黄铁矿(Py)； f. 中阶段闪锌矿(Sp)和黄铜矿(Ccp)生长在早阶段破碎角砾状黄铁矿裂隙中； g. 中阶段中的黄铜矿(Ccp) 、方铅矿(Gn)、闪锌矿(Sp)、黄铁矿(Py)； h. 中阶段的黄铁绢英岩化(Ser)； i. 晚阶段石英的梳状构造

Fig. 3Ores and petrography of the Qimudigou gold deposit

a. Coarse_grained pyrite (Py) of early stage associated with milky white quartz (Cal); b. Fine_grained pyrite of the main stage associated with gray smoky quar tz and galena (Gn); c. Lots of calcite (Cal) of late stage; d. Pyrite in altered andesite (Ccp); e. Chalcopyrite (Ccp), galena and pyrite of main stage; f. Main stage sphalerite (Sp) and chalcopyrite (Ccp) in the early stage shattered brecc iated pyrite faults (reflected light); g. Chalcopyrite (Ccp), galena (Gn), sphal erite (Sp), pyrite (Py) of the main stage; h. Beresitization (Ser) of the main s tage; i. Quartz comb structure

of the late stage

的冰点温度(tm)，利用Bodnar(199 3)提供的公式计算，可获得流体的盐度，密度根据刘斌等（1999）的公式计算获得；对于CO ₂_H₂O_NaCl包裹体，由笼合物熔化温度(t_m,clath)，利用Collins(1979)所提供的方法，可获得水溶液相的盐度。对于含子矿物多相包裹体，盐度根据卢焕章（2004）的公式计算获得。根据CO₂_H₂O_NaCl包裹体的部分均一温度、均一方式、部分均一时CO ₂相所占比例及完全均一温度，利用流体包裹体数据处理的Flincor程序(Brown, 1989)，采用（Brown et al., 1989）公式，计算获得包裹体的捕获压力。

单个流体包裹体成分的原位激光拉曼显微探针测试在中国地质大学（北京）地球科学与资源学院矿产与资源勘查室激光拉曼实验室完成，测试仪器为英国RenishawSystem_2000显微共焦激光拉曼光谱仪，使用514.53 nm氩激光器，计数时间为10 s，每1 cm^-1（波数）计数一次，100～4000 cm^-1全波段一次取峰，激光功率20 mW，激光斑束大小为1 μm ，光谱分辨率1～2 cm^-1。

3.2流体包裹体岩相学特征

石英、方解石中广泛发育流体包裹体，大部分包裹体为原生包裹体，少量为次生包裹体。石英中的包裹体多成群随机分布（图4d、e、f），也有孤立状分布(图4a、b、c)，没有明显的方向性，大小不一；方解石中的包裹体较少，呈零星分布。包裹体形态多样，主要以椭圆形(图4b、e、f)、负晶形、似圆形为主，次为长条形(图4d)、圆形、不规则状(图4 a、 c)等，大小2.4～11.0 μm，包裹体的气相分数变化范围大，为10%～80%。根据室温下流体包裹体的岩相学特征，可将该矿床的流体包裹体分为3种类型：

NaClH₂O型流体包裹体（W型）：形态以椭圆形、负晶形、似圆形为主，个体大小为2.4 ～9.0 μm，气相分数<50%，主要集中在20%～40%，个别>50%。根据包裹体气相分数的不同可分为富气相包裹体（WV）和富液相包裹体（WL）。其中，WL型包裹体主要由液态水（LCO₂）和气态水（VH₂O）组成，并且以液态水为主，气相分数<50%，在岩体、围岩及各成矿阶段的石英、方解石中广泛发育，晚阶段几乎全部为此类包裹体；WV 型包裹体也主要由液态水（LCO₂）和气态水（VH₂O）组成，但以气态水为主，气相分数>50%，只在少数包裹体中存在。
CO₂型流体包裹体（C型）：包裹体大小为3.5～10.6 μm，形态多为椭圆形、长条形、负晶形、不规则形，（VCO₂+LCO₂）/LH₂O变化于10%～80%。包裹体在室温下为三相，即CO₂气相（VCO₂）、CO₂液相（LCO₂）、水溶液（LH₂O ），具有“双眼皮"特征（图4d）。该类型包裹体约占包裹体总数的10%，主要发育在中阶段样品中，其次是早阶段样品，晚阶段几乎不存在该类型包裹体。

含子矿物流体包裹体（S型）：盐类子矿物多为椭圆形或似圆形，大小为2.8～11.0 μm，透明子矿物可能为石盐，其熔化温度集中在330～380℃。该类型包裹体在室温下有2个相态，分别为三相和两相：三相由液态水（LH₂O）、气态水（VH₂O）、子矿物组成；两相由液态水（LH₂O）和子矿物组成。在早、中阶段

图 4七亩地沟金矿床石英中流体包裹体显微照片

a. 早阶段含矿石英脉中不规则状C型包裹体； b. 中阶段含矿石英脉中椭圆型含子晶S型包裹体； c. 晚阶段方解石脉中不规则状W型包裹体； d. 早阶段与黄铁矿共生的粗粒石英中椭圆形含CO₂三相包裹体和W型包裹体共存； e. 中阶段含矿石英脉中C型和W型包裹体共存； f. 中阶段与黄铁矿共生的烟灰色细粒石英中含子晶包裹体与C型包裹体、W型包裹体共存

Fig. 4Photomicrographs of fluid inclusions in quartz from the Qimudigou gold d eposit

a. Ore_containing irregular C_type inclusions in early stage quartz; b. Elliptic daughter mineral S_type inclusions in main stage quartz; c. Irregular W_type in clusions in late stage calcite; d. Pyrite_associated coarse quartz oval containi ng CO₂ three_phase inclusions coexistent with W_type inclusions at early stage ; e. Ore_containing quartz veins C_type coexistent with W_type inclusions at main stage; f. Main stage daughter mineral inclu_sions in pyrite_associated g ray smok y fine quartz coexistent with C_type inclusions, W_type inclusions of main stage

该类型包裹体较为发育，约占包裹体总数的14 %，在晚阶段形成的矿物中几乎没有该类包裹体。

早阶段石英中，原生包裹体很多，呈星散状或群体状随机分布。包裹体类型主要以C型和W型包裹体为主，大小为2.4～9.7 μm，多数呈椭圆形、负晶形、不规则形，气相分数介于10 %～70%。

中阶段石英中，原生包裹体很多，呈星散状或群体状随机分布。包裹体类型主要以发育C型、W型、S型包裹体，大小为2.7～11.0 μm，气相分数介于10%～80%，多数呈椭圆形或似圆形，少数呈负晶形或不规则形，透明的子矿物呈长方体状和椭圆状。

晚阶段方解石中，呈星散状随机分布。包裹体类型仅有W型包裹体存在，个体大小为3.0～9 .0 μm，气相分数介于10～50%，多数呈不规则状、椭圆状和负晶状。

总体上，不同阶段寄主矿物中的流体包裹体组合不同，早、中阶段石英中包裹体类型丰富，以W型和C型包裹体为主，并有少量的S型，且在中阶段见到包裹体群，即在同一视域内可看到不同类型包裹体的出现（图4e、f），而晚阶段的方解石中包裹体类型较单一，全部为W型包裹体。

3.3流体包裹体成分

在岩相学观察分析的基础上，对不同成矿阶段、不同类型的包裹体进行激光拉曼光谱原位分析，结果表明，不同阶段、不同类型包裹体的液相成分均以水为主，但气相成分不同。

早阶段C型包裹体VCO₂、LCO₂的CO₂双峰值显著(图5a)，W型包裹体气相成分显示很强的水峰，表明早阶段包裹体成分主要为H₂O和CO₂；中阶段C型包裹体VCO₂的CO₂双峰值显著（特征拉曼峰谱在1390 cm^-1附近）（图5c），LCO₂的CO₂双峰值显著（特征拉曼峰谱在1386 cm^-1附近）（图5b），LH₂O显示很强的水峰（图5d），并且有少量的CH₄（拉曼谱峰位置2917 cm^-1）（图5e），表明中阶段包裹体成分主要为H₂O、CO₂和CH₄。晚阶段W型包裹体气液相成分均显示很强的水峰（图5f），表明晚阶段包裹体成分主要为H₂O。 3.4流体包裹体热力学

本文对七亩地沟金矿床不同矿脉、不同成矿阶段、不同类型的17件代表性样品进行了详细的流体包裹体显微测温分析，共获得了504组数据（表1和图6），现分述如下：

成矿早阶段W型包裹体的冰点温度为-19.2～-2.1℃，盐度w(NaCl_eq)为3. 55%～21.82%，集中分布在6%～15%，包裹体大部分向液相均一，个别向气相均一，均一温度为274～397℃，主要集中在330～380℃，密度为0.61～0.92 g/cm³。C型包裹体的C O₂熔化温度（tmCO₂）介于-59.8～-57.8℃之间，CO₂笼合物熔化温度（t_mcla）介于6.8～8.7℃之间，对应盐度w(NaCl_eq)为3.5 2%～ 6.03%，集中分布在0～6%，部分均一温度为28.3～30.7℃，完全均一温度为296～378℃ ，包裹体全部向液相均一，主要集中在345～375℃，CO₂密度为0.55～0.65 g/cm³，盐水溶液密度为0.79～0.84 g/cm³。大部分S型包裹体的均一方式为子晶先于气泡消失，流体处于饱和状态，子晶消失温度为254～380℃，均一温度为254～384℃，主要集中在33 0～375℃，盐度w(NaCl_eq)为34.95%～45.33%，主要集中在36%～45%（图6 a、d）。

在成矿中阶段，W型包裹体的冰点温度为-9.9～-1.1℃，对应盐度w(NaCl_eq) 为1.91%～13.83%，集中分布在3%～12%；包裹体大部分向液相均一，个别向气相均一，均一温度为221～392℃，主要集中在270～330℃，密度为0.64～0.94 g/cm³。C型包裹体的CO₂熔化温度（tm,CO₂）介于-59.2～-52.3℃之间，CO₂笼合物熔化温度（t_m,cla）为4.9～9.8℃，盐度w(NaCl_eq)为0.42%～9. 13%，w(NaCl_eq)集中分布在0～3%，部分均一温度为24.3～29.7℃，完全均一温度为248～321℃，包裹体全部向液相均一，主要集中在285～330℃，CO₂密度为0. 61～0.72 g/cm³，盐水溶液密度为0.81～0.87 g/cm³。S型包裹体的均一方式可见子晶先于气泡消失、同时消失或气泡先于子晶消失，子晶消失温度为132～351℃，均一温度为 248～397℃，集中在330～345℃，盐度w(NaCl_eq)为29.11%～42.48%，集中在33%～42%（图6b、e）。

成矿晚阶段W型包裹体的冰点温度为-3.6～-0.2℃，盐度w(NaCl_eq)为0.3 5%～5.86%，包裹体大部分向液相均一，个别向气相均一，均一温度为162～237℃，集中在 180～230℃，密度为0.83～0.94 g/cm³。

3.5成矿压力和深度

早阶段和中阶段捕获压力是根据C型包裹体的相关热力学数据计算获得的，因为常温常压下，

图 5七亩地沟金矿床不同类型流体包裹体拉曼光谱分析

a. 早阶段C型包裹体气相中的CO₂； b. 中阶段C型包裹体液相中的CO₂； c. 中阶段C型包裹体气相中的CO₂； d. 中阶段C型包裹体液相

中的H₂O； e. 中阶段C型包裹体气相中的CH₄； f. 晚阶段W型包裹体液相中的H₂O

Fig. 5Laser Raman spectroscopic analyses of different types of fluid inclusion s in the Qimudigou gold deposit

a. Gas phase CO₂ in Ctype inclusions of early stage; b. Liquid phase CO₂ i n Ctype inclusions of main stage; c. Gas phase CO₂ in Ctype inclusions of main stage; d. Liquid phase H₂O in Ctype inclusions of main stage; e. Gas ph ase CH₄ in Ctype inclusions of main stage; f. Liquid phase H₂O in Wtype inclusions of late stage

CO₂在水中溶解度有限，因而对压力反映灵敏；晚阶段缺乏CO₂包裹体，故根据W型包裹体计算获得捕获压力。对于W型和S型的包裹体的盐度分别依据Bodnar（1993）和卢焕章（2004）得到的经验公式计算；对于W型包裹体的压力根据邵洁涟等（1986）的经验公式计算成矿压力；对于C型三相包裹体的压

表1

图 6七亩地沟金矿床不同阶段流体包裹体均一温度直方(a～c)和盐度(d～f)图

Fig. 6Fluid inclusion homogenization temperature (a～c) and salinity (d～f) of different stages in the Qimudigou gold deposit

力和密度依据CO₂_H₂O_NaCl系统，采用Flincor程序（Brown, 198 9）和公式（Brown et al., 1989）进行计算，估计捕获压力和成矿深度（如图7）。早阶段按静岩压力计算（静岩深度为假设岩石密度为2.8 g/cm³时计算所得），考虑到流体沸腾后即进入静水压力系统，晚阶段按静水压力计算，中阶段为早阶段和晚阶段的过渡阶段，因此，低压端采用静水压力计算，高压端采用静岩压力计算。

早阶段C型包裹体反映的总密度为0.79～0.84 g/cm³，压力为93～199 MPa，平均为144 MPa，主要集中在120～180 MPa，静岩深度为3.4～7.2 km（表2）；中阶段C型包裹体获得的总密度为0.81～0.87 g/cm³，压力为47～169 MPa，成矿深度为4.8～6.2 km；晚阶段W型包裹体密度为0.85～0.91 g/cm³，压力为28～64 MPa，成矿深度为2.9～6.5 km（表2）。成矿深度范围为2.9～7.2 km，因此，

图 7七亩地沟金矿床捕获压力（a）和成矿深度（b）直方图

Fig. 7Trapping pressure (a) and mineralization depth (b) of the Qimudigou gold deposit

表 2各成矿阶段流体的捕获压力和成矿深度

Table 2Fluid capture pressure, static rock depth and

hydrostatic depth at di fferent ore_forming stages
注：早_中阶段的捕获压力利用C型包裹体进行计算，晚阶段的利用W型包裹体进行计算。

估计该金矿床的成矿深度为2.9～7.2 km，这与整个区域上多金属矿床成矿深度基本一致。例如，纸房钼矿床成矿深度为6～8 km（Deng et al., 2014），上宫金矿床成矿深度为3.5～10 km（Chen et al., 2008），鱼池岭斑岩钼矿床成矿深度为2.2～6.8 km（李诺等，2009）。
上述结果表明，从早阶段到晚阶段，流体成矿温度、盐度、压力、深度均显著降低，密度变化不大，推测金矿化早阶段总体以中温、高压、中低盐度、富含CO₂的流体为主；中阶段流体继承了早阶段部分中低盐度流体的特征，但有部分低盐度流体，总体降低且趋于集中,可能流体发生混合；至晚阶段，成矿温度、盐度、压力均降低，密度变化不大。

4讨论

4.1流体的性质、来源与演化

前文分析表明，从早阶段到晚阶段七亩地沟金矿床成矿流体系统的温度逐渐降低，从早阶段的320～390℃峰值，经中阶段270～330℃，到晚阶段的180～240℃；盐度w(NaCl eq)由早阶段的高达45.33%，经中阶段的0.42%～42.48%，演化为晚阶段的w(N aCl_eq)<6%；早阶段、中阶段出现大量含子晶的S型包裹体，但对子晶进行观察和测试中发现在同一个视域内可看到不同类型的包裹体群存在（图4f），它们的均一温度相近，均一方式各异，因此推测流体发生了不混溶或发生了流体沸腾现象，而晚阶段主要为盐度较低的W型包裹体；流体中CO₂含量逐渐降低，早阶段、中阶段可发现大量富含CO₂的C型包裹体，晚阶段很少见到C型包裹体。七亩地沟金矿的早阶段和主成矿阶段的流体以中低盐度，中温、低密度为特征，样品中存在部分晚阶段流体包裹体的叠加。同时，在前两个阶段的样品中发现少量的含子晶包裹体，通过均一温度、均一方式的对比研究，应该是由于流体沸腾作用而形成（图4f），并非流体的原始特征。从图6的均一温度和盐度的直方图可以看出，成矿流体整体表现出中低盐度、中温的特征。因此，七亩地沟金矿床成矿流体起源于富CO₂，中低盐度，中温、低密度流体系统，这一特征可能与造山型矿床流体性质（陈衍景等，2007）一致。由于早阶段成矿流体也以富CO₂，中低盐度，中温、低密度为特征，与中温变质流体特征（陈衍景，2007）一致，再加上矿脉定向排列，矿物共生组合简单，三阶段矿化清楚，侧向蚀变分带明显，因此，推测早阶段初始成矿流体属于变质流体系统；中阶段共生的包裹体气相分数相差悬殊，并且同一视域内可看到不同类型的包裹体共存，均一温度相近，均一方式各异（图 4f），可推测流体发生了减压沸腾、CO₂逸散、温度降低等过程，导致大量金属硫化物沉淀，由静岩压力向静水压力转变，大气降水进入，推断中阶段成矿流体可能属于变质流体和大气降水的混合流体系统；晚阶段以大气降水的混入和降温为特点，演化为低温、低盐度、贫CO₂的大气降水热液。
在流体温度盐度图中（图8），早阶段和中阶段的包裹体均一温度相近、盐度集中在2个区间，因为流体的沸腾伴随绝热冷却，使残余溶液温度降低以及盐度增加，并且有包裹体群的出现，它们均一温度相近，均一方式各异，盐度的双峰特征也证明了沸腾作用的存在（Deng et al., 2013）。晚阶段均一温度和盐度均相近，可能指示了与大气降水的混合作用。这与大多数典型造山型矿床的成矿阶段和流体特征一致（陈衍景等，1992； Z hou et al., 2014）。七亩地沟金矿床的流体演化过程和流体来源，与熊耳山地区大部分金矿床流体包裹体氢、氧同位素的研究成果基本一致（王海华等，2001；卢欣祥等，2003；倪智勇等，2008； Zhou et al., 2014）。

4.2流体沸腾作用

流体包裹体的研究表明，在七亩地沟中阶段石英中同一视域下可见C型包裹体、S型包裹体、W型包裹体共存（图4f），气相分数相差较大，均一温度相近，分别为297℃、288℃、293 ℃ ，但是包裹体均一方式不同，C型包裹体向液相均一，W型向气相均一。从图8中可看到早阶段和中阶段出现盐度的双峰，含子晶的包裹体表现为高盐度，可能由早阶段的流体发生沸腾所致。这些现象是流体沸腾作用的典型特征（卢焕章，2004；陈华勇，2004；李诺等，2007 ；祁进平等，2007； Hagemann et al., 2003； Zheng et al.,

图 8七亩地沟金矿床流体包裹体均一温度盐度演化图

Fig. 8Fluid inclusion homogenization temperature and

salinity evolution in t he Qimudigou gold deposit

2014）。S型包裹体均一至液相，并且气泡先于子晶消失，指示这些包裹体是在饱和状态下被捕获的，饱和状态可能是由于沸腾作用，CO₂逃逸，盐度增加所引起的，即中阶段流体减压沸腾和盐度增高分异出S型包裹体。流体沸腾作用导致围岩破裂（陈衍景，2013），为大气降水的混入提供通道，使中阶段流体与大气降水混合。因此，七亩地沟金矿床在主成矿阶段发生过沸腾作用，流体沸腾作用对成矿具有重要的作用。中国大多数典型造山型矿床都有流体沸腾现象并且流体沸腾作用是导致成矿物质快速沉淀的主要机制。例如，河南康山金矿床（王海华等，2001）、东秦岭上宫金矿床（Chen et al., 2008）、河南冷水北沟铅锌银矿床（祁进平等，2007）、秦岭纸房钼矿床（Deng et al., 2014）、新疆萨热阔布金矿床（Chen et a l., 2011）、新疆恰夏铜矿床（Zheng et al., 2014）。

5 结论

        （1）七亩地沟金矿床赋存在中元古代熊耳群火山岩中并且呈脉状严格受构造断裂带的控制，矿石类型以石英脉型和构造蚀变岩型为主。成矿早阶段为石英黄铁矿阶段、中阶段为石英多金属硫化物阶段、晚阶段为石英方解石阶段，中阶段为成矿的主要阶段。
        （2）七亩地沟金矿床流体包裹体可划分为富含CO₂的C型、含NaCl_H₂O的W型和含子矿物的 S型，早阶段石英中包裹体以C型为主，中阶段石英中包裹体以C型和W型为主，晚阶段方解石中包裹体以W型为主。
        （3）流体系统由早阶段的中温、中低盐度、低密度、富CO₂的变质流体，经中阶段流体减压沸腾、CO₂逸散、温度降低等过程导致大量金属硫化物沉淀，流体沸腾对成矿具有重要的作用，再通过大气降水的混入和降温，演化为晚阶段低温、低盐度、贫CO₂的大气降水热液。成矿早阶段和中阶段的成矿深度分别为3.4～7.2 km和1.7～6.2 km。
        志谢野外工作期间得到五矿勘查技术有限公司的大力支持和帮助，野外和室内研究工作得到了邓军教授、张静副教授、龚庆杰教授、王长明副教授的指导与帮助，两位匿名审稿人提出了建设性的修改意见，在此一并表示感谢！

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