甘肃阳山金矿构造－流体－金成矿作用关系

孟献真，王根厚，王行军，陈胜男，陶 宏

(1.中国地质大学(北京)，北京 100083;2.广东省地质建设工程集团公司，广东广州 510000; 3.中国地震局地球物理勘探中心，河南郑州 450002)

甘肃省文县阳山金矿地处陕甘川三省交界处，于1997年由武警黄金十二支队发现。目前，该矿床控制金资源量已达320 t。本文主要对阳山矿区不同构造变形特征进行了分析研究，并进行了石英组构分析及流体包裹体测试，在此基础上，结合前人的研究成果，对矿区地质构造变形，成矿流体及金成矿作用的系统演化进行探讨。

1 区域地质背景

阳山矿区所处的勉略构造带呈近EW－NWW向展布，是以自北而南多层次叠瓦状逆冲推覆构造为骨架的巨型复合断裂弧形构造带。勉略构造带自晚古生代以来的发展演化过程如下:(1)中晚泥盆世至早石炭世初始扩张裂陷－初始洋盆打开阶段，勉略带自西向东发生扩张裂隙，并发展转化为初始中晚泥盆世－早石炭世洋盆。(2)早石炭世至早二叠世有限洋盆扩张发育阶段，初始洋盆从非贯通的串珠状多个小洋盆逐渐自西向东发展演化形成贯通东西的统一勉略古有限洋盆。(3)晚二叠世至中三叠世洋壳板块消减俯冲演化阶段，勉略洋盆洋壳消减俯冲，出现岛弧岩浆和弧扩张和弧裂陷的特征，以陆缘海的构造背景接受了巨厚的复理石沉积。(4)中三叠世至早中侏罗世陆－陆碰撞造山阶段，发育蛇绿混杂岩带、碰撞变形变质构造、碰撞花岗岩、冲断褶带形成等，伴随碰撞造山演化，在晚期由于造山隆升，尤其沿勉略缝合带南侧的巨大碰撞逆冲推覆和前陆冲断褶皱作用，产生了前陆断褶带前缘的前陆盆地，而在勉略带内隆升地区则发生伸展塌陷作用，形成诸如带内的勉县、青峰等一系列断陷盆地。(5)晚侏罗世至早白垩世造山逆冲推覆与前陆盆地和带内伸展塌陷演化阶段，产生了一系列晚中生代断陷磨拉石盆地和分布广泛、规模较小的燕山期酸性岩脉和小岩株(120～150Ma)。(6)晚白垩世至第四纪造山后的陆内构造演化阶段，受印度板块碰撞的远距离效应而交替性发育逆冲推覆构造和伸展裂陷盆地，最终形成现今的构造格局(董申保等，1986;张国伟等，1995;李三忠等，2003;陈虹等，2010)。

阳山矿区所在的区域经历了上述(1)(2)两个发展阶段之后，矿区地层中Fe、S、Au等元素初步富集，为以后成矿流体通过水岩反应成矿奠定了物质基础。

2 矿床地质特征

2.1 矿区地质

大地构造位置上，阳山金矿处于扬子板块以北、中朝板块以南、松潘－甘孜褶皱系以东的三角区内(图1)，位于西秦岭南亚带，属于典型碰撞造山带地区的矿床(张吉宽，2000)。控制阳山金矿产出的主要构造为文县弧形构造，它由一系列近EW向断裂及褶皱构成。其中，安昌河一观音坝断裂为含矿构造，由一系列次级断裂及强变形带构成。

区域内地层主要有元古宇碧口群、上古生界(泥盆系、石炭系、二叠系)和中生界的三叠系及侏罗系，新生界主要为陆相冲积物。就西秦岭卡林－类卡林型金矿省而言，泥盆系和三叠系是最主要的赋矿地层(齐金忠等，2005)，而阳山金矿则赋存于泥盆系三河口群地层。矿区的三河口群发生了强烈构造变形和不均匀的低级变质，主要由(碳质)千枚岩、板岩、砂岩、碳酸盐岩、硅质岩和绿片岩等组成，原岩为浅海相碎屑岩－泥质岩－碳酸盐岩建造(李晶等，2007)。

区域岩浆活动与重要构造时间关系密切，勉略缝合带以北大量发育多时期的花岗岩类，特别是晚古生代和中生代的花岗岩类;勉略带以南花岗岩类较少，仅见少量中生代小岩脉和小岩株。阳山金矿田主要发育花岗岩脉和岩株，多为斜长花岗斑岩、花岗斑岩、花岗细晶岩，部分岩脉破碎、蚀变强烈，甚至个别岩脉已经蚀变矿化而构成金矿体。对金矿化花岗斑岩脉中黄铁矿的独居石U－Th－Pb年龄电子探针测年显示，花岗斑岩的侵入年龄为220±3 Ma，蚀变矿化年龄为190±3 Ma(齐金忠等，2005)。

2.2 围岩蚀变类型及其特征

本区的围岩蚀变主要有硅化、绢云母化、黄铁矿化、毒砂化、碳酸盐化、褐铁矿化及粘土矿化等(方月新等，2009)，总体表现为浅成低温热液蚀变特征，其中绢云母化、碳酸盐化在区内广泛发育。

硅化:主要发育于断裂破碎带中及破碎带两侧，表现为石英含量增加，在矿石中常形成它形粒状石英，呈块状产出，有时以细脉状产出，常与黄铁矿伴生，为本区常见蚀变类型。

绢云母化:主要发育在斜长花岗斑岩中，在千枚岩中也有发现，主要为热液交代斜长石的产物，绢云母呈片状或云雾状产出，常伴生有硅化、黄铁矿化及毒砂化。

黄铁矿化:主要发育在破碎带中及两侧的各种围岩中，多呈浸染状或星点状产出，局部为致密块状，以细粒它形黄铁矿为主，且其含金性高，其含量直接决定着矿石品位，二者有明显的正相关性。此外，尚有少量中粒黄铁矿，其晶形较完整有立方体及五角十二面体，但其含金性较差。

毒砂化:多发育在斜长花岗斑岩中，偶见于千枚岩或灰岩中。多呈细小的针状产出，常与黄铁矿密切伴生，其含量与矿石品位有正相关关系。

碳酸盐化:区内分布广泛，从野外看有二种类型，一种为红色碳酸盐化，在整个矿带普遍发育，主要由含铁方解石脉构成，呈细脉状、网脉状，在观音坝一带甚至呈面状发育，这种蚀变与斜长花岗斑岩脉的侵入有关，在斜长花岗斑岩脉附近红色碳酸盐化极为明显，另外与本区分布有较多碳酸盐地层也有关系;另一种碳酸盐化表现为方解石以微细脉状产于矿体附近，可能为热液活动晚期产物。

褐铁矿化:主要发育在矿体浅部，为黄铁矿氧化后的产物，是氧化矿石中的主要载金矿物。褐铁矿化发育程度可以作为找矿和判别矿石品位的重要标志。

粘土矿化:部分是热液蚀变的产物，常与碳酸盐蚀变相伴生;另一部分则为长石经地表风化而成，其含量的多少可以作为判断风化程度的标志。

整体而言，矿区是以粘土矿化、碳酸盐化以及细粒金属矿化为主，表现为浅成低温热液蚀变特征。从矿体到围岩有一定的蚀变分带现象，表现为近矿部位硅化、绢云母化、褐铁矿化、毒砂化、辉锑矿化、黄铁矿化较强，而远矿部位碳酸盐化、高岭土化较发育，但由于受构造破碎以及围岩性质的影响，蚀变分带现象并不十分明显。

2.3 成矿期及成矿阶段

阳山金矿成矿作用总体经历了成岩期－热液作用成矿期－表生氧化成矿期，热液作用成矿期根据矿脉穿插关系及矿物组合特征又可分为4个成矿阶段(郭俊华等，2002)，即:无矿石英阶段(Ⅰ);石英－黄铁矿阶段(Ⅱ);石英－黄铁矿－毒砂阶段(Ⅲ);石英－碳酸盐阶段(Ⅳ)，其中(Ⅱ)、(Ⅲ)阶段为主要矿化阶段。

成岩期为阳山金矿的形成间接的奠定了物质基础。热液作用成矿期第Ⅱ、Ⅲ阶段是阳山金矿的主成矿阶段，奠定了阳山金矿的基础，构成了阳山金矿的主体。表生氧化成矿期则主要是矿体的氧化和破坏作用过程。

图1 阳山金矿带地质简图(李晶等，2007，有改动)Fig.1 Simplified geologic map of the Yangshan gold deposit in Gansu Province(modified from Li et al.，2007)K1－下白垩统红色砾岩、灰岩、页岩;T－三叠系砂岩、板岩;P12－4－下二叠统中部四段板岩、灰岩;D2s5－中泥盆统三河口组四段灰岩;D2s4－中泥盆统三河口组三段千枚岩夹薄层灰岩;D2s3－中泥盆统三河口组二段灰岩、砂质板岩;D2s1+2－中泥盆统三河口组一段砂岩、板岩; －中元古界碧口群下部一段灰岩、变质砂岩;γπ52－燕山期斜长花岗斑岩;1－俯冲带;2－断层;3－推测断层;4－不整合界线;5－金矿化体及编号K1－Lower Cretaceous red conglomerate，limestone，shale;T－Triassic sandstone，slate;P12－4－The middle of the Lower Permian，slate，limestone; D2s5－The sanhekou group of the Middle Devonian，limestone;D2s4－The Sanhekou group of Middle Devonian three sections phyllite with thin－bedded limestone;D2s3－Limestone，sandy of the second section of Sanhekou Group of Middle Devonian;D2s1+2－Sandstone，slate of the first section of Sanhekou Group of Middle Devonian;Pt2bk11－Limestone，metamorphic sandstone of lower Bikou Group of Mesoproterozoic;γπ52－Yanshanian plagiogranite porphyry;1－subduction zone;2－fault;3－speculated fault;4－unconformable contact boundary;5－gold min－eralized body and the serial number

3 构造变形

研究区经历了多期次的韧性剪切变形、韧－脆性构造变形及脆性变形构造(齐金忠等，2002)，金矿带内构造变形强烈，是一个以逆冲推覆构造为主的复杂的韧性－脆性变形构造体系，本次研究分辨出四期构造变形:

第一次为近南北向的挤压，形式上表现为由北向南的逆冲，形成了本区轴面近直立的一系列褶皱及逆断层，并伴随地层的强烈缩短作用及韧性剪切变形。本次构造运动对研究区影响最明显，以层面或原始层理(S0)为变形面形成顺层掩卧褶皱和紧闭同斜褶皱，说明该地区岩层经受过强烈缩短作用，主压应力方向平行于剪切褶皱轴面法线方向;且本区地层发生强烈的构造置换作用，形成了透入性面理S2，并形成了低绿片岩相的岩石组合;伴随这期构造变形，阳山矿区内形成斜长花岗斑岩岩脉，斜长花岗岩斑岩脉受到该期构造的改造，岩脉呈透镜状产出，形成了石香肠状构造、无根褶皱，此期间形成的石英脉顺层贯入岩层。前人取得了此期构造活动较多的同位素年龄数据。毛裕年等(1992)对略阳缝合带采用Ar－Ar法年代学分析，结果表明其高温剪切带活动时期为211.9Ma;刘桂阁等(2010)以阳山斜长花岗斑岩为研究对象，进行全岩K－Ar同位素年龄测试，结果为171Ma～209Ma，平均值为189.4Ma;前人的研究结果，表明伴随着区内一期逆冲推覆构造形成了斜长花岗岩斑岩、含矿石英脉，其形成时代为190～200Ma。这些数据表明该期构造形成于三叠纪末。

野外工作时在草坪梁、后村、贾那下、葛条湾、寺陡坪五个地区实测紧闭褶皱枢纽产状326组及86组B型线理，褶皱枢纽极密图(图2)清晰的显示了枢纽的优选产状，倾伏向为110°，倾伏角较小;用赤平投影法得到线理优选倾伏向为108°(图3)，倾伏角较小，近水平。

图4为堡子坝地区褶皱及断层信手素描图。如图所示，红色线代表断层，其上下两盘均为泥盆系薄层灰岩，褶皱发育。上盘发育顶厚褶皱和尖棱褶皱，表现向上逆冲的特点;下盘发育尖棱、顶厚等连续褶皱，表现出向下滑脱的特点;据此判断该断层为逆断层。逆冲方向为由北向南。

综上所述，本次构造运动的主应力为NNESSW向，表现为由NNE向SSE的逆冲推覆。

图4 堡子坝地区由北向南的逆冲构造Fig.4 Thrust structure from the north to the south in the Puziba area

第二次为近南北向伸展作用，主要表现为对前期形成的构造置换面和断裂进行改造和再利用;且S2面理的垂向挤压形成的共轭剪节理、S2面理的伸展变行形成大量水平开阔褶皱、先期逆断层活化形成正断层，安坝地区出现的顺层或与层面小角度相交发育的石英脉，石英颗粒向中心生长，这些构造现象均说明了该次运动的存在。此期的斜长花岗斑岩脉沿构造面理S1侵入，脉体与同期石英脉发生褶皱变形，部分岩脉边缘片理化现象明显。此期构造变形构造置换不明显。杜子图等对西秦岭地区岩浆岩同位素年龄进行的统计结果表明，100Ma～160Ma岩浆同位素峰值之一(杜子图等，1998);姚书振等(2002)研究表明秦岭控制金矿成矿的断裂、岩浆活动年代主要为230Ma～131.7Ma，秦岭大型金矿成矿主要集中于210Ma～120Ma。前人的研究结果，区内第二期构造形成于侏罗纪末－白垩纪初，即140～145Ma，并且伴随着这次构造运动区域有大规模的岩浆活动和金矿形成。

这期变形以陶家坝断裂－勉略缝合带南缘断裂表现最为明显，切割了透入性面理S2，并且被第二期的逆冲推覆构造改造，断裂面由下向上由北倾变为南倾，并且下盘的中厚层灰岩的拖褶显示其下盘上升，显示出伸展构造的特征(图5)。

图5 陶家坝北陶家坝断裂第二期断裂宏观特征Fig.5 Macroscopical characters of the second period fault plane of the Taojiaba Fault in the northern of Taojianba

第三次为近南北向的挤压，形式上表现为由南向北的推覆。陶家坝南以S2面为褶曲面的斜歪倾伏褶皱、陶家坝褶皱南侧断层面被改造了的断层、陶家坝直立褶皱上覆灰岩与下覆千枚岩的断层接触关系(灰岩相对千枚岩相北运动)、以S2为褶曲面的轴面近水平的一系列尖棱褶皱，千枚岩(糜棱岩)发育膝折构造以及发育的大规模的层间断裂以至于形成的高角度逆断层，这些现象都印证了该次构造运动的存在。该次构造运动对本区的影响有限，没有形成透入性面理，只在局部地区出现S3劈理面。另外需要指出的是，该次构造运动使先存的S2面理在局部发生倒转，先存的破碎带在这些地区同S2面一起发生倒转，在研究区内，越靠近南部地区倒转现象越明显。毛裕年等(1992)在勉略缝合带进行Ar－Ar法年代学分析时，获得了表明一期构造热事件年龄－122.3Ma;阳山金矿带内石英(细)脉SHRIMP U－Pb同位素年龄为(126.9±3.2)Ma(齐金忠，2005)。这些说明了区内第三期构造形成于120～130Ma。

图6为陶家坝北公路东侧的一斜歪倾伏褶皱，轴面产状190°∠58°，枢纽倾伏向110°。发生褶皱作用的面为S2面，褶皱内新生褶劈理面S3。推断该地区在S2形成后，又经受了一次近南北向的挤压运动，根据该期褶皱轴面的产状，认为该期挤压表现为由南向北的逆冲推覆作用。

图6 陶家坝南斜歪倾伏褶皱(镜向130°)Fig.6 Inclined pitch fold south of the Taojiaba area(view is 130°)

第四次为新生代的伸展运动，主要表现为脆性断裂活动，对先期逆冲推覆构造的改造破坏，同时形成石英细脉和方解石细脉，形成大规模的碎裂岩、褶皱、节理等，叠加早期的构造变形，地表可见受剥蚀改造作用非常弱的正断层，为浅层次的构造活动。另外在陶家坝南部地区还可见大量倾向南的方解石脉，还有部分石英脉，多为张性脉;在安坝坑道内也可见切层产出、纯净、白色、无矿化的石英脉体(如图7)。这些都证明了新生代伸展运动的存在，但是与成矿关系不密切。毛裕年等(1992)在玛曲－略阳断裂北盘的拉尔玛获得的中酸性脉岩的年龄为58.2～40.8Ma，该断裂在喜马拉雅期还有活动。阳山金矿内石英(细)脉的SHRIMP U－Pb同位素年龄为(51.2±1.3)Ma(齐金忠，2005)，这说明阳山金矿在古近纪仍有成矿热液活动。

图7 安坝4号坑道中石英脉(镜向95°)Fig.7 Quartz vein in the galleryNo.4 of Anba(view is 95°)

综上所述，阳山矿区的构造变形和区域构造活动及岩浆活动有密切关系，第一期变形最强，表现为自北向南的逆冲，形成透入性面理S2;第二期变形相对较弱，表现为自南向北的伸展，主要表现为对构造置换面和断裂的改造和再利用;第三期为自南向北的逆冲，主要表现为对矿区面理的改造，使S2面理发生弯折，局部倾向倒转，局部地区形成非透入性面理S3;第四期为自北向南的伸展，主要表现为脆性变形。前两期变形构造层次相对较深，应为中层次的变形;第三、四期变形构造层次较浅，第三期变形为浅层次变形，第四期变形为表层次变形，第一、二期构造变形与成矿关系密切。另外，野外观察发现，研究区较发育推覆构造，桥头南发育由南向北的推覆构造，葛条湾南部发现由北向南的推覆构造，双向的推覆构造很可能是造成矿区局部地层缺失及局部地区形成飞来峰的主要原因;推覆构造也很可能是造成矿区内部分矿体倾斜的重要原因。

图8 石英的结晶学优选Fig.8 CPO of quartz

4 石英组构及流体包裹体特征

不同的温压环境岩石的变形机制不同，故形成的小构造也不相同，通过小构造的研究不仅可以了解各岩石流变行为的差异，还可以追溯其在变形历史中的温压环境的变化(夏浩然等，2011);矿物包裹体是成岩成矿流体在矿物结晶生长过程中，被包裹在矿物晶格缺陷或网窝中的，至今尚在主矿物中封闭并与主矿物有着相界线的那一部分物质，原生包裹体可代表主矿物形成时的物理化学条件(卢焕章等，2004)。

本研究所用的石英样品均采自研究区与面理S2同期形成的同构造石英脉，主要以黄铁矿化的石英脉为主，较为新鲜，具有良好的代表性，反映了面理S2形成时期的构造流体特征，与成矿有密切关系。

4.1 石英组构分析

EBSD组构分析是通过分析晶体背散射衍射图像来确定晶轴方向，进而确定晶体颗粒排列的取向性。EBSD可以更加精确的分析糜棱质中的细小石英颗粒，测试的颗粒较多，能更加客观的反映样品中矿物颗粒排列的优势方位。本次测试在中国地质大学(北京)重点实验室完成。样品均来自研究区内变形千枚岩中，样品的定向采集应用定向构造系统: a轴平行于面理和线理(定向线方向)，b轴平行于面理，垂直于线理，c轴垂直于面理(即Z轴)。图8为其中4个样品＜0001＞、(1120)、(1011)、(1010)四个方位的石英极密图。由图可以看出:p1－db4样品结果显示为相交于b轴的两环带组成的Ⅱ型交叉环带，C轴组构，很明显的Y轴方向点极密，表明是中温条件下，基圆上有四个次级极密，高温弱变形，四个象限有四个次级极密，两个交叉环带，低温条件下形成的，变形以柱面滑移为主。p2－db22、p3－db1、p1－db52则为由环绕c轴的小圆环带与过b轴的环带相连组成的Ⅰ型交叉环带，一个环带，基园上也有四个次级极密，中温条件下形成的。实验结果显示，Ⅰ型交叉环带优选方位形式发育较多，其次为Ⅱ型交叉环带，说明变形发生在平面应变条件下，且是中高温石英组构类型;由主环带与次环带的关系可以判断出剪切方向为右行剪切，与显微镜下及宏观构造中剪切方向一致。C轴组构，很明显的Y轴方向点极密，表明是中温条件下，基圆上有四个次级极密，高温弱变形，四个象限有四个次级极密，两个交叉环带，低温条件下形成的，变形以柱面滑移为主。

4.2 流体包裹体类型

石英中主要发育气液两相和CO2－H2O三相原生包裹体，形状不规则，多呈六边形、负晶形、椭圆状等，大小不一，大者可达25μm，小的为2μm，多数为8～15μm，零星分布，局部还可见到沿石英裂隙呈线状分布的次生包裹体，形状主要为椭圆形，个体很小，通过对40余件流体包裹体片的显微岩相学观察，依据包裹体在室温下相态的不同将原生流体包裹体分为四大类:

(1)气液两相包裹体(Ⅰ型):包裹体形态以椭圆状、长条状及五、六边形为主，大小介于2～20μm之间，大多数在10μm左右，包裹体的充填度 ＞0.85，该类型包裹体是研究区内主要的包裹体类型，约占观察包裹体总数的80%以上(图9A、B)。

(2)CO2－H2O三相包裹体(Ⅱ):包裹体形态多为浑圆状、扁圆状、矩形以及不规则状，大小介于5～25μm之间，多数集中于15μm左右，普遍较Ⅰ型包裹体大，气相CO2和液相CO2共占包裹体的30～50%。约占观察包裹体总数的18%(图9C、D)。

(3)纯液相包裹体(Ⅲ型):形态主要以椭圆状和浑圆状为主，大小在2～5μm之间，普遍较小，常与其他类型包裹体相伴出现。在样品中很少见(图9E、F)。

(4)纯气相包裹体(Ⅳ):主要以椭圆形产出，个体很小，不超过4μm，镜下样品中极少见(图9G、H)。

另外，样品中还出现“卡脖子”状包裹体，可能与主矿物局部在结晶后遭受过应力作用有关。某些小范围内同时出现不同类型、不同相态比的流体包裹体，形成于非均一的流体介质条件，石英脉形成时流体可能发生了沸腾作用(卢焕章等，2004)，原始均匀的流体因为温度和压力突然下降时，流体分出稠密的液相和稀疏的气相。沸腾作用可能是引起阳山金矿成矿物质发生沉淀富集的主要因素之一。

4.3 包裹体均一温度和盐度

显微测温试验在中国地质大学(北京)流体包裹体试验室进行，采用了英国产的 Linkam THMSG600型冷热台，仪器测定精度为±0.1℃，测温范围为－196～600℃。

本文对镜下岩相学观察过程中挑选出来的具有代表性且个体较大相界限清晰的阳山矿区Ⅰ型和Ⅱ型包裹体，进行了冷冻及均一法测温，总共测得500余个数据。

Ⅰ型包裹体测得的是冰点和均一温度，Ⅱ型包裹体测得的有四个参数:初溶温度(Tm，CO2)、笼形物消失温度(Tm，cla)、部分均一温度(Th，CO2)和完全均一温度(Th)。Ⅰ型包裹体均一温度分布范围较宽，其中气液比大、气泡颜色发灰的包裹体均一温度普遍较高。在加热升温过程中，首先出现气泡微动并向包裹体的某个角落移动，当温度继续升高至近均一温度时，气泡开始剧烈跳动，并逐渐变为一个小黑点，最后慢漫消失;Ⅱ型包裹体在冷冻过程中，液相CO2被固结，形成白色CO2固体和较暗的压扁状CO2蒸气泡以及笼形水合物。回温过程中，在接近9.4℃时出现CO2气相，随着温度继续升高，至20℃左右气泡开始剧烈跳动，CO2气相消失达到部分相均一，最后随温度上升CO2液相也消失，达完全均一相态，加温过程中容易爆裂。图10(a)是根据数据做出的温度统计分布直方图，从图上可看出，Ⅰ型包裹体的均一温度的分布呈现出两个明显的峰和一个相对不明显的峰，第一个峰值主要是在265～290℃，第二个峰值在215～240℃，第三个不明显峰值出现在165～190℃。测得冰点温度的分布也出现两个明显的峰，一个为－1.0～－0.5℃，另一个为－3.0～－2.0℃。研究区域内Ⅱ型包裹体的初溶温度(Tm)大致都在－58℃左右，笼形物消失温度集中在7.0℃左右，部分均一温度分布在17.8～28.9℃。从图上可以看出(完全均一温度)，Ⅱ型包裹体的完全均一温度分布区域主要265～290℃和315～330℃两个区域。

对于低盐度的Ⅰ型包裹体，根据冷冻法测得的冰点温度，再利用Hall等提出的NaCl－H2O盐度冰点公式计算其相应盐度，对石英中Ⅱ型包裹体运用冷冻法，图10(b)为盐度统计结果，从图上可知，Ⅰ型包裹体的盐度分布在图上出现三个峰:1.0～2.0wt%NaCl eq，4.0～5.0wt%NaCl eq和 6.0～7.0wt%NaCl eq，分别对应着三个不同的成矿期次;对Ⅱ型包裹体测得CO2三相点的平均值为－58.7℃，略低于纯 CO2三相点温度(－56.6℃)，表明包裹体中除含CO2外，还有CH4、H2S等挥发性组分。温度降低到－120℃后，温度逐渐升高，通过观察包裹体的相变可以获得Ⅱ型包裹体笼形物的熔化温度，利用Bozzo等(1973)的计算公式得出石英中CO2三相包裹体的盐度变化于0.4～7.6wt%NaCl eq之间，但从盐度分布的直方图上可以看出，盐度的发布集中在三个区域1.0～2.0wt%NaCl eq，4.0～5.0wt%NaCl eq和6.0～7.0wt%NaCl eq。

图9 阳山金矿石英脉中的包裹体显微照片Fig.9 Microphotographs of fluid inclusions in the quartz veins from the Yangshan gold depositA、B—Ⅰ型;C、D—Ⅱ型;E、F—Ⅲ型;G、H—Ⅳ型

图10 阳山金矿包裹体均一温度(a)和盐度(b)统计直方图Fig.10 Histograms of temperature(Th)and salinity(Sal)of fluid inclusions in the Yangshan gold deposit

4.4 拉曼光谱测定

石英脉中单个包裹体激光拉曼成分分析在北京大学地空学院激光拉曼实验室完成，所用测试仪器为Renishaw－2000型显微共焦激光拉曼光普仪，光源为Spectra－Physics离子激光，波长514nm，激光功率20mW。将部分谱图列于图11。谱图显示包裹体的激光拉曼光谱在3310～3610cm－1和1386～1390cm－1附近出现较强的宽峰，说明包裹体成分以水和CO2为主，与岩相学研究推测以及显微测温的认识一致。相分离流体包体群中存在纯CO2、较富CO2、较贫CO2直至不含CO2的流体包裹体，丰富的CO2的出现说明流体氧化性高，有利于金的迁移活化，且说明成矿流体具有浅部成矿特点(张贻侠等，1996)。一些流体包裹体中含有未知矿物，还需要进一步鉴定才能确定。

流体包裹体研究表明阳山金矿成矿流体组份体系接近于NaCl－H2O－CO2体系，整体呈现中－低温，低盐度。四种包裹体共存于样品反应了成矿流体的混合作用，根据包裹体的特征推测本区的成矿流体可能主要与大气降水作用有关，岩浆水可能也不同程度地参与了成矿作用，不同成矿流体混合是导致金沉淀的主要因素。

5 构造－流体－金成矿关系

阳山金矿体位于扬子板块与秦岭造山带结合带上，矿体赋存于泥盆系三河口群浅变质碎屑岩建造中。矿床受地层、构造以及早侏罗世岩浆活动的共同控制，其中构造控制着岩浆、成矿流体的活动以及矿体的就位，为主要控矿因素，具体如下(图12):

在成矿期(前泥盆纪)本区沉积了一套含Au较高的碳、硅、泥质地层，并有含黄铁矿沉积条带的千枚岩、板岩。

中－晚三叠世，华北板块与华南板块发生拼合，伴随华北板块与扬子板块的碰撞拼合，秦岭西侧的古特提斯洋闭合，勉略缝合带形成。而在南北向挤压应力作用下，摩天岭－龙门山地区三叠纪及前期地层发生强烈韧性剪切变形以及区域热动力变质作用，形成印支期(区域)变质岩，且在区域变质岩形成的过程中矿区Au被初步富集。且近南北向的主应力，致使形成近东西向的活动性相对较强的压剪性断裂(如观音坝断裂)，这些断裂给此后的携矿岩浆侵入创造了条件，促成了壳幔物质沟通(雷时斌等，2007);

三叠纪末－侏罗纪初，伴随造山带形成过程中伸展变形的构造演化(冯益民等，2003)，区域上出现了陆内断陷盆地，并伴有大规模的中酸性岩浆侵位(180～210Ma)。由于区域强烈的构造活动，在区域上产生近水平SN向挤压作用，形成了近EW向大型逆断层，造成阳山金矿区构造总体近EW向展布，具体表现为区域性的近EW向逆冲断裂和两翼较陡、枢纽近EW向的褶皱;随后由于区域构造活动减弱，最大主应力变为近NE向高角度挤压为主，在褶皱两翼产生层间破碎带，并在核部产生虚脱，提供容矿空间，阳山矿区在这种强烈挤压升温的环境下，中浅处地层封存的源于古大气降水下渗形成的地层水先被加热活化，在地层强烈片理化的时候，沿着片理化带上升形成早期的石英脉，流体因溶解了地层中的碳酸盐岩而富含CO2，包裹体研究表明，阳山金矿流体成矿过程包括了3个成矿阶段和若干亚阶段，早阶段流体包裹体以含CO2包裹体为主，均一温度集中于265℃～290℃，主阶段发育纯CO2、水溶液和含 CO2包裹体，均一温度集中于 215℃ ～240℃，晚阶段只发育水溶液包裹体，均一温度集中在165℃～190℃。表明阳山金矿是由富CO2流体形成的中温热液矿床。成矿流体包裹体气相成分中CO2构成金矿的主要矿化剂。主成矿期(180～200Ma)(雷时斌等，2007)的含矿流体的侵位发生在岩浆侵入后期大规模的低应变量的构造活动期间，此期间高温地下水活动频繁，大量成矿物质沉淀。燕山早期岩浆岩沿断裂及层间破碎带上侵(袁士松等，2004)，与岩浆活动有关的成矿热液叠加于泥盆系之上，使其中Au进一步富集。

图11 阳山金矿流体包裹体激光拉曼光谱图(红色普线打点在液相，蓝色谱线打点在气相)Fig.11 Laser Raman spectra of fluid inclusions from the Yangshan gold deposit (The red line represents liquid，blue line for gaseous)

侏罗纪末，阳山地区由挤压转换为伸展，形成近东西向的伸展构造，并伴随有岩浆活动和成矿作用;白垩世，阳山地区继续挤压，主压力方向仍为南北向，形成了由南向北的逆冲推覆构造，伴随这次构造运动区域上有岩浆活动，也有成矿作用的发生。进入新生代，阳山地区应力状态又发生了变化，进行第二期伸展构造发展阶段，形成东西向的活动性相对弱的张性裂隙(节理、劈理)，流体温度降低，此时降雨充足，地下热水活动频繁，大量矿物沉积，并在断裂处产生了金的富集，发育自然金－辉锑矿－方解石－雄黄－雌黄等矿物组合，流体主要来自大气降水，这在时间上也与主成矿期吻合，与包裹体测试结果也吻合。

图12 阳山金矿构造－流体－金成矿控矿模型Fig.12 An ore－controlling model showing relationship of structure－fluid－gold in the Yangshan gold deposit

致谢 在完成论文期间导师王根厚教授在野外工作及室内试验等方面提供了各种优越条件，梁晓师兄在专业方面给予了极大的帮助，借此表示最深挚的感谢。

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