河南磨沟金矿床成因：地质、流体包裹体和H-O-S稳定同位素约束

张　端,王长明,2,王　乔,陈　良,贺昕宇,陈晶源,姚恩亚,董猛猛,崔成敏

(1.中国地质大学 地球科学与资源学院，北京 100083；2.西澳大利亚大学 CET研究中心，珀斯 6009，澳大利亚；3.五矿资源勘探与开发有限公司，北京 100010)

河南西部的熊耳山地区是中国重要的多金属成矿区，其成矿地质条件优越，矿化类型多样[1]。自20世纪80年代以来，熊耳山地区相继发现并探明了上宫、前河和祈雨沟等大中型金和Mo-W多金属矿床。研究区金矿床主要形成于晚三叠世和中侏罗世-早白垩世[2-7]。前人对金矿床的成矿物质来源、流体特征及成矿机理等进行了解析，如祈雨沟和店房矿床以岩浆热液来源为主[8-9]，上宫矿床为变质流体来源[10-11]，亦有学者认为是地幔来源[3,12-15]。磨沟金矿床是熊耳山金矿集区新近发现的金矿床，研究程度较低，目前仅有磨沟金矿床基础地质特征方面的研究[16]，在成矿流体特征、来源以及成矿物质来源方面尚无报道，矿床成因类型尚未明确。因此，尚需对磨沟矿床作进一步研究。

流体包裹体是古地质流体现存的唯一样品，是研究地质流体最直接有效的对象，现已广泛应用于矿床及地球内部的流体迁移演化等研究领域，成为研究地质演化过程不可或缺的手段[17-22]。H-O-S稳定同位素是解析矿床成矿流体和物质来源的重要工具，对鉴定成矿流体源区和推测成矿地球化学机理等提供了重要证据[23]。本文结合磨沟金矿床地质特征，依据流体包裹体及H-O-S稳定同位素特征，解析成矿流体和成矿物质来源，讨论矿床成因类型。

1　区域地质

磨沟金矿床位于豫西熊耳山中东部，地处华北板块南缘，西临崤山、小秦岭地区，东部为外方山地区[24]。区域构造-岩浆活动频繁，自早元古代至古近纪经历了多期构造演化[25-26]，形成一条倾向北的陆内俯冲带，即马超营深大断裂[27]，以及一系列近NE-SW向、近EW向、近NW-SE向断裂[28-29]。

晚三叠世该区域处于秦岭碰撞造山时期，同碰撞岩浆活动形成了磨沟正长岩等碱性岩体；从晚三叠世-早侏罗世到晚侏罗世-早白垩世，由后碰撞阶段过渡至陆内俯冲阶段，形成了花山、五丈山、合峪花岗岩等中国东部大陆边缘活动带岩浆活动产物[26,30-31]。此外，形成了祈雨沟、店房、槐树坪、上宫等与区域构造-岩浆活动紧密相关的多类型金矿床与银铅锌多金属矿床(图1)。

该地区以太华群为结晶基底，以熊耳群和官道口群以及中生代-新生代断陷盆地沉积地层为盖层，形成下、中、上3个构造层[32](图1)。太华群是以片麻岩为主的中深成变质岩系，其变质程度普遍达角闪岩相，局部可达麻粒岩相，年龄测定结果集中在中太古代至新太古代(2.2～2.95 Ga B.P.)[33-36]。熊耳群火山岩形成于华北地台南缘裂谷，与周期性中基-中酸性火山相继喷发有关，为古元古代(1.7～1.8 Ga B.P.)火山活动的产物[37-45]，变质程度较低。官道口群为中元古代(1 394±43 Ma B.P.)浅海相陆源碎屑岩、碳酸盐岩沉积建造[6]，主要分布在马超营断裂带南侧的栾川等地区，研究区分布较少。中新生代地层主要为红层碎屑沉积岩。太华群与熊耳群为区内金矿床和银铅锌多金属矿床的主要赋矿层位。

图1　熊耳山地区地质简图Fig.1　Geological sketch map of the Xiong’er Mountains area(据文献[13]修改)

2　矿区地质

磨沟金矿床赋存于古元古代熊耳群鸡蛋坪组(图2)，其成岩年龄为(1 778±5.5)～(1 751±14)Ma[46]。鸡蛋坪组以中基性和中酸性火山岩互层产出为特征[47]，自下而上据岩性组合分为3段：下段(Chj1)主要为紫红色厚层-巨厚层流纹斑岩；中段(Chj2)主要为灰绿色-紫红色厚层安山岩、英安斑岩；上段(Chj3)主要为巨厚层流纹斑岩、石英斑岩，夹有安山岩、英安岩透镜体，局部夹有流纹质火山角砾岩和集块岩[48]。

矿区西南部桑白凹周围及东南部上营周围出露黑云母二长花岗岩，为复式合峪岩体的一部分[49-50]；岩性为巨斑状黑云母二长花岗岩，呈浅肉红色，具似斑状花岗结构、块状构造；斑晶主要为钾长石，含量变化较大，体积分数一般为20%～40%，局部可达60%以上，分布不均匀；基质具中粗粒花岗结构，主要由钾长石(体积分数为30%～40%)、斜长石(体积分数为20%～30%)、石英(体积分数为20%～25%)和少量黑云母(体积分数约为5%)组成；副矿物主要为磁铁矿和磷灰石等[16]。许多学者通过锆石U-Pb测龄得到合峪岩体年龄为127～146 Ma[24,32,51-57]，为中侏罗世-早白垩世岩浆活动的产物。

矿区最重要的构造是马超营断裂，具有走滑上冲性质，存在韧性变形期和脆性变形期。韧性变形主要分布在南部，发生绿片岩相动力变质作用；北部发生脆性变形，发育一系列的北东向次级断裂，构成金矿容矿构造[29,58](图2)。磨沟金矿床主要构造有：F1断裂位于矿区西北部，长约1.5 km，破碎蚀变带宽1～4 m；F2断裂位于矿区中北部； F3断裂位于矿区东部，长约0.75 km；F4断裂为马超营断裂的一部分，区内长2.5 km，宽 0.5～0.8 km，倾角45°～78°；F5断裂位于矿区中北部，其北侧与F2交汇，南侧与F4断裂相交；F10断裂位于矿区西南角，切断一条NW向断裂。以上5条断裂倾角均大于45°，具有高角度特征。

3　矿体与矿石

3.1　矿体特征

矿区主矿体为M1-1、M2-1、M3-1金矿脉，分别位于F1、F2、F3断裂内(图2)。

图2　磨沟金矿床地质图Fig.2　Geological map of the Mogou Au deposit(据河南省地质矿产勘查开发局第二地质大队(2011)资料修改)1.构造带;2.石英脉;3.地质界线;4.断层;5.矿体。Q.第四系;Chj.熊耳群鸡蛋坪组;石英斑岩;M.糜棱岩;燕山期花岗岩

M1-1、M2-1、M3-1矿体走向北东，倾角为55°～85°，均属于陡倾斜矿体。M1-1矿体分为南北两段，北段矿体走向控制长度约125 m，倾向延伸约50 m，矿体平均厚度1.59 m，金平均品位(质量分数)为2.82×10-6；南段矿体走向控制长度约50 m，倾向延伸约20 m，平均厚度1.24 m，金平均品位(质量分数)为1.61×10-6。M2-1矿体呈板状-似板状、脉状展布，形态规则或较规则，沿走向长度约190 m，倾向斜深约285 m，平均厚度0.87 m，金的平均品位(质量分数)为6.91×10-6。M3-1矿体沿走向长度约200 m，矿体厚度为1.2～1.8 m，平均厚度为1.53 m，金品位(质量分数)为(1.1 ～1.25)×10-6，平均为1.18×10-6。

3.2　矿石特征

磨沟金矿床的矿体为脉状，以石英脉型矿石为主，次之为蚀变岩型。手标本及镜下明显可见黄铁矿、方铅矿、黄铜矿和闪锌矿等金属硫化物，浅部层位的矿石受到风化或氧化作用，可见褐铁矿、孔雀石、高岭土(图3-A)等表生氧化矿物。脉石矿物主要为石英、方解石等。矿区内金矿物主要为次显微金，呈金黄色-浅金黄色[16]。黄铁矿呈星点状散布于围岩中(图3-B)，或呈中-粗粒团块破碎状并被石英胶结(图3-C)，以及中-细粒半自形-他形分布于石英脉中(图3-D)。方铅矿与闪锌矿常与黄铁矿共生；黄铜矿含量较低，常呈乳滴状出溶于闪锌矿(图3-E)或以他形单独存在。石英主要以半自形-他形细粒结构交代围岩，或呈脉状填充于围岩裂隙中(图3-F)，或呈中-细粒石英脉胶结黄铁矿等金属矿物(图3-C、D、E)。晚阶段方解石主要呈脉状穿插于石英脉(图3-G)或围岩中(图3-H)。云母主要是围岩绢云母化的产物(图3-I)。矿石矿物主要发育半自形-他形粒状结构(图4-A)、充填结构(图4-B)、交代残留结构(图4-C)、碎裂结构(图4-D)、固溶体分离结构(图4-E)和块状构造、脉状构造(图4-F)、网脉状构造(图4-G)、浸染状构造(图4-H)。

围岩蚀变主要为硅化，次之为钾化、碳酸盐化，局部可见高岭土化、绢云母化以及绿泥石化。硅化在矿区广泛发育，在主断层及次级断层两侧的围岩中均有不同程度的硅化，其次发生在石英脉的围岩中。钾化在矿区内主要以星点状或脉状出现，星点状钾化主要为原岩中斜长石斑晶被交代形成钾长石，在基质中也可见少量钾化现象，岩石整体呈暗红色。碳酸盐化发育于成矿后期矿体裂隙中，常与石英脉共同产出。高岭土化为斜长石热液交代作用形成，后在表生条件下风化呈土状(图3-A)。围岩中亦发育绿泥石化。

3.3　成矿阶段划分

根据矿物共生组合特征以及网脉穿插关系等可以将该矿床成矿期划分为3个阶段：①石英-黄铁矿阶段为Ⅰ阶段，以石英脉型为主，伴有稀疏浸染状黄铁矿(图4-H)，主要矿物组合为石英和黄铁矿，他形石英胶结自形-半自形黄铁矿颗粒或团块状黄铁矿，二者呈脉状穿插于围岩中(图5-A)，石英表面的蓝绿色-红褐色物质为黏土矿物(图5-C)。②石英-多金属硫化物阶段为Ⅱ阶段，主要脉石矿物为石英，金属矿物为黄铁矿、方铅矿、闪锌矿、黄铜矿等金属硫化物，因充填作用形成石英-多金属硫化物脉 (图5-B)。 断裂带控制的矿脉中的样品可见Ⅱ阶段石英-多金属硫化物脉贯入Ⅰ阶段石英-黄铁矿脉中(图5-C、D)。③石英-碳酸盐阶段为Ⅲ阶段，碳酸盐矿物与石英伴生产出，填充在张性裂隙中，切穿Ⅱ阶段石英-多金属硫化物脉(图5-E)。碳酸盐以方解石为主，呈脉状分布于围岩中(图5-F)。其中Ⅰ、Ⅱ阶段为主要的成矿阶段。

图3　磨沟金矿床矿物组合Fig.3　Mineral assemblage of ores in the Mogou Au deposit(A)围岩中发育孔雀石和高岭土化;(B)蚀变岩型矿石中浸染状黄铁矿颗粒;(C)石英矿物胶结破碎的黄铁矿颗粒;(D)石英胶结中-细粒状黄铁矿;(E)黄铁矿、闪锌矿、方铅矿与黄铜矿等共生组合;(F)围岩中发育石英脉;(G)石英、方解石共生组合;(H)碳酸盐脉穿切围岩;(I)绢云母化。Py.黄铁矿;Q.石英;Sp.闪锌矿;Ccp.黄铜矿;Gn.方铅矿;Cal.方解石

图4　磨沟金矿床矿石组构Fig.4　Ore fabrics in the Mogou gold deposit(A)半自形-他形的黄铁矿被闪锌矿交代； (B)闪锌矿与黄铜矿以充填结构产于黄铁矿中； (C)黄铁矿被闪锌矿交代残余； (D)黄铁矿呈碎裂结构被石英胶结； (E)闪锌矿与黄铜矿呈固溶体分离结构产出； (F)多金属硫化物呈脉状构造； (G)蚀变围岩中的石英-黄铁矿呈网脉状构造；(H)黄铁矿在蚀变围岩中呈浸染状构造。Py.黄铁矿；Sp.闪锌矿； Ccp.黄铜矿； Gn.方铅矿

图5　成矿阶段划分Fig.5　Division of ore-forming stages (A)围岩中的发育Ⅰ阶段石英-黄铁矿脉； (B)Ⅱ阶段石英-多金属硫化物脉； (C、D)Ⅱ阶段石英-多金属硫化物脉切穿Ⅰ阶段石英-黄铁矿脉； (E)Ⅲ阶段石英-碳酸盐脉切穿Ⅱ阶段石英-多金属硫化物脉； (F)围岩中发育Ⅲ阶段石英-碳酸盐脉。Py.黄铁矿； Q.石英； Cal.方解石

4　样品及分析

本次研究样品采自矿区的平硐、斜井以及钻孔岩心，针对不同成矿阶段的含矿石英脉及石英-碳酸盐脉进行单矿物挑选、磨制薄片、包裹体片以及探针片等，在中国地质大学(北京)资源与勘查实验室进行系统矿相学观察，并结合基础地质资料，对各阶段包裹体进行测温、激光拉曼分析以及H-O-S稳定同位素研究，探讨成矿流体性质、来源以及成矿物质来源等。

4.1　流体包裹体

用于测温和激光拉曼实验的样品共19件：Ⅰ阶段石英样品8件，Ⅱ阶段石英样品7件，Ⅲ阶段石英或碳酸盐样品4件。包裹体显微测温实验在中国地质大学(北京)资源与勘查实验室完成，测温实验仪器为Linkam MDSG600型冷热台(温度范围-196～600℃，精确性及稳定性在0.1℃以内)。

利用Flincor程序可对H2O-NaCl型、CO2-H2O型等不同类型的流体包裹体进行盐度、密度以及成矿压力的估算[59-61]。由于不同的深度其压力不同，利用孙丰月等[62]提出的拟合深度计算回归方程来计算成矿深度。

激光拉曼显微探针分析实验在中国地质科学院矿产资源研究所国家重点实验室阴极发光实验室完成，使用仪器为Renishaw System-2000型显微共焦激光拉曼光谱仪，该仪器激发的激光波长为514.53 nm，激光功率为20 mW，激光束斑最小直径为1 μm，光谱分辨率为1～2 cm-1。

4.2　氢氧同位素

做氢氧同位素测试的石英样品有6件，其中Ⅰ阶段3件，Ⅱ阶段2件，Ⅲ阶段1件，在中国地质科学院矿产资源研究所稳定同位素地球化学研究实验室内完成，采用MAT253质谱计测定，国际标准为SMOW。流体包裹体氢同位素采用爆裂法取水，金属铬还原微量水样氢制氢气方法[63]，进行石英矿物流体包裹体的氢同位素分析，氢同位素测试精度为±0.2‰。氧同位素采用BrF5法，分析精度±2‰，得到石英的氧同位素。依据石英矿物中流体包裹体均一温度和石英-水的氧同位素分馏方程，计算得到流体的δ18ΟH2O值。均一温度取自流体包裹体显微测温结果的均值。200～500℃条件下石英-水的氧同位素平衡公式[64]

1000 lnαSiO2=δSiO2-δΗ2Ο

=3.38×(106/Τ2)-3.40

式中T为热力学温度。

4.3　硫同位素

硫同位素测试的样品共17件，其中Ⅰ阶段黄铁矿样品9件，Ⅱ阶段黄铁矿4件，方铅矿4件。硫同位素分析在中国科学院地质与地球物理研究所的稳定同位素地球化学实验室完成，所用质谱仪型号为Delta-S，数据结果均相对国际标准CDT(Canon Diablo Troilite)之值，测试精度优于±0.2‰。

5　结 果

5.1　流体包裹体

5.1.1流体包裹体岩相学

在室温下(～25℃)利用显微镜对流体包裹体进行岩相学观察，可见不同阶段样品中均发育较丰富的流体包裹体，包裹体最大可达33 μm，多数为5～15 μm，通常为圆形、椭圆形、不规则矩形、长条形、麦粒型等，气液相体积比为10%～40%。据流体包裹体相态及成分分类[65-66]可知，磨沟金矿床成矿期流体包裹体以H2O-NaCl型为主，另在Ⅰ阶段发育较多的CO2-H2O型和少量纯CO2型包裹体。

(1)CO2-H2O型包裹体：主要成分为CO2、H2O，可进一步分为两相和含“双眼皮”构造的三相包裹体，27℃时，Ⅰ阶段包裹体在显微镜下清晰可见CO2-H2O型两相与三相包裹体(图6-A)。

(2)H2O-NaCl型包裹体：主要成分为H2O，该类型包裹体在各成矿阶段中大量存在(图6-D～I)。

(3)纯CO2型包裹体：在Ⅰ阶段局部样品中可见，室温下(23℃)表现为单相(图6-B)，在冷冻过程(18℃)中出现CO2气相，回温至28℃时均一(图6-C)。由于CO2型包裹体在体系中数量较少，所以为非重点测试对象。

5.1.2激光拉曼光谱

激光拉曼显微分析揭示了成矿期石英流体包裹体中气相成分从Ⅰ阶段到Ⅱ、Ⅲ阶段的变化特征，光谱上除寄主矿物石英的特征峰以外(图件中已移除寄主矿物光谱段)，还含有CO2、CH4、H2O、H2S等。CO2-H2O型与纯CO2型包裹体主要在Ⅰ阶段可见，CO2-H2O型包裹体中可见明显的CO2(1 284 cm-1和1 386 cm-1)和H2O(3 310～3 610 cm-1)峰(图7-A、C)，其中CO2-H2O型包裹体测温实验在完全冷冻后回温过程中，固态CO2初熔温度低于CO2的三相点，可能是由于包裹体中有机质等成分的影响，激光拉曼光谱分析结果表明其中含有CH4(2 913 cm-1)、H2S(2 605 cm-1)等组分(图7-B、C)；纯CO2型包裹体则显示出CO2双峰值的特点(图7-D)；成矿期发育大量的H2O-NaCl型包裹体，在拉曼图谱上可见明显的较宽泛的H2O峰值特征(图7-E、F)。显微测温和激光拉曼显微分析结果表明流体体系从含有机质(CH4)弱还原性的CO2-H2O-NaCl体系到H2O-NaCl体系的演化趋势。

5.1.3显微测温

本文主要对磨沟金矿床不同成矿阶段石英(或方解石)中H2O-NaCl型包裹体和CO2-H2O型包裹体进行了详细的显微测温工作，具体见表1、图8。

Ⅰ阶段石英中以H2O-NaCl型和CO2-H2O型包裹体为主，含有纯CO2型包裹体。Ⅰ阶段流体包裹体均一温度主要集中在230～310℃，具有中温特征。其中CO2-H2O型包裹体的固态CO2融熔温度介于-63.5～-56.6℃，低于纯CO2三相点(-56.6℃)。CO2笼合物熔化温度介于-0.2～8.9℃，密度变化于0.49～0.96 g/cm3，其流体盐度(wNaCl)达15.7%。CO2部分均一温度为26.9～30.9℃，完全均一温度为290～350℃。H2O-NaCl型包裹体冰点温度为-14.7～-1.6℃，其流体盐度(wNaCl)主要集中在6%～17%，密度为0.75～0.95 g/cm3。

图6　磨沟金矿床流体包裹体显微照片Fig.6　Microphotographs of fluid inclusions in the Mogou Au deposit(A、B)Ⅰ阶段CO2-H2O型、纯CO2型和H2O-NaCl型包裹体共存； (C)Ⅰ阶段CO2-H2O型、纯CO2型包裹体共存； (D、E)Ⅱ阶段发育H2O-NaCl型包裹体； (F、G)Ⅲ阶段发育H2O-NaCl型包裹体

图7　磨沟金矿床流体包裹体激光拉曼光谱图Fig.7　Laser Raman spectra diagram showing the fluid inclusions in Mogou gold deposit(A)Ⅰ阶段包裹体显示CO2、H2O峰值特征； (B)Ⅰ阶段包裹体显示CH4存在； (C)Ⅰ阶段包裹体显示CO2、H2S、H2O特征； (D)Ⅰ阶段包裹体CO2双峰值特征； (E)Ⅱ阶段包裹体的H2O峰特征； (F)Ⅲ阶段包裹体明显的H2O峰特征

表1　磨沟金矿床流体包裹体显微测温数据结果Table 1　Micro-thermometric data of fluid inclusions in the Mogou gold deposit

注:tm,CO2表示固体CO2熔化温度；tm,cla表示CO2笼合物熔化温度；th,CO2表示CO2均一温度；tm,ice表示冰点温度；th表示均一温度；wNaCl表示盐度(NaCl的质量分数)；ρ表示密度

Ⅱ阶段石英中以H2O-NaCl型包裹体为主，均一温度主要集中在210～250℃；其冰点温度变化于-11.7～-2.0℃，相应盐度(wNaCl)集中于3%～12%，流体密度介于0.82～0.97 g/cm3。

Ⅲ阶段石英或方解石中主要发育H2O-NaCl型包裹体，均一温度集中在170～210℃，其冰点温度介于-9.1～-0.6℃，相应盐度(wNaCl)变化在1.1%～13%，流体密度介于0.88～0.99 g/cm3。

5.1.4成矿流体压力和深度估算

捕获压力是成矿压力和估测成矿深度的主要依据之一，石英脉型金矿用CO2-H2O-NaCl体系来估算其流体捕获压力较准确[67]。磨沟金矿床Ⅰ阶段为富CO2流体，常见CO2-H2O型包裹体(图6-A、B)，故利用Ⅰ阶段CO2-H2O型包裹体来估算成矿捕获压力。Ⅰ阶段的CO2-H2O型包裹体捕获温度介于223.6～426.5℃，Flincor程序计算得到成矿流体压力变化较大(图9)，主要集中在70～130 MPa，峰值在70～100 MPa，故其成矿深度主要集中在6～9 km。由于该阶段流体包裹体出现不混溶包裹体组合，说明该流体实际捕获温度和压力不会高于不混溶包裹体的均一温度及其计算得到的捕获深度[68]，故磨沟金矿床的成矿深度<9 km，具有中成成矿的特征。

5.2　同位素地球化学

5.2.1氢氧同位素

磨沟金矿床氢氧同位素分析结果见表2。由表可知，Ⅰ阶段δ18OH2O=4.0‰～4.3‰，δDV-SMOW=-104‰～-88‰；Ⅱ阶段δ18OH2O=-1.3‰～0.4‰，δDV-SMOW=-107‰～-93‰；Ⅲ阶段δ18OH2O=-1.7‰，δDV-SMOW=-98‰。磨沟金矿床成矿Ⅰ阶段氢同位素值均值为-100‰，Ⅱ阶段均值为-100‰，Ⅲ阶段为-98‰，氢同位素值差异较小。Ⅰ阶段氧同位素均值为4.1‰，Ⅱ阶段均值为-0.45‰，Ⅲ阶段为-1.7‰，显示出氧同位素值有明显减小的变化趋势。

图8　磨沟金矿床流体包裹体均一温度与盐度的频数直方图Fig.8　Histograms of homogenization temperatures and salinities of fluid inclusions in Mogou Au deposit

表2　磨沟金矿床氢氧同位素数据Table 2　D-O isotopic compositions of the Mogou Au deposit

δ18OH2O计算温度依据该阶段流体包裹体均一温度均值

5.2.2硫同位素

矿床主成矿阶段中黄铁矿、方铅矿的δ34SCDT值变化范围分别为-0.98‰～5.62‰、2.41‰～3.35‰，平均值分别为4.14‰、 3.02‰(表3)，可见黄铁矿中硫同位素富集程度大于方铅矿，表明硫同位素在黄铁矿、方铅矿共生矿物组合中达到平衡态[69]。石英、黄铁矿、方铅矿等矿物组合指示了一种低氧逸度和中温(峰值介于210～310℃，图10)的还原环境，此条件下硫同位素在矿物与流体间分馏较弱，硫化物的硫同位素值可近似等于流体中的硫同位素值[70]。 石英-黄铁矿阶段(Ⅰ)与石英-多金属硫化物阶段(Ⅱ)的硫同位素值变化较小，相对集中在2‰～6‰(图11)，Ⅰ阶段硫同位素值变化范围为-0.98‰～5.62‰，均值为4.35‰；Ⅱ阶段硫同位素值介于-0.48‰～5.07‰，均值为3.34‰：均表现出深源的特征。

表3　磨沟金矿床硫同位素数据Table 3　The δ34S values of ores from the Mogou Au deposit

图9　磨沟金矿捕获压力频数直方图Fig.9　Histograms of trapping pressure in Mogou Au deposit

图10　磨沟金矿床主成矿阶段均一温度直方图Fig.10　Histograms of homogenization temperatures in the major ore-forming stage of Mogou Au deposit

图11　磨沟金矿床硫同位素柱状图Fig.11　δ34SCDT histogram of sulfides in Mogou Au deposit

6　讨 论

6.1　流体特征、演化及成矿机制

磨沟矿床的流体均一温度主要变化区间从Ⅰ阶段230～310℃(均值为287℃)，经Ⅱ阶段210～250℃(均值为211℃)，最后到Ⅲ阶段170～210℃(均值为193℃)，显示由中温向中低温逐步降低的特征。3个阶段温度范围相互重叠，表明矿床的形成受控矿构造的多期次活动性影响[71]。Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ阶段平均盐度(wNaCl)分别为9.7%、8.2%、7.2%，具有低盐度特征。流体密度从Ⅰ阶段到Ⅲ阶段分别为0.67～0.95 g/cm3、0.83～0.97 g/cm3、0.88～0.99 g/cm3，具有低密度特征，且有逐渐升高的趋势。包裹体类型有CO2-H2O型、H2O-NaCl水溶液型以及少量纯CO2型，含有少量CH4、H2S，说明流体热液具有一定的还原性，指示一种还原环境[72]，与小秦岭其他金矿床流体包裹体特征一致[73-82]；流体体系从CO2-H2O-NaCl(-CH4-H2S)体系向H2O-NaCl体系演化，与熊耳山地区金矿床成矿流体基本特征相吻合[83]。

图12　磨沟金矿床均一温度-盐度双变量图Fig.12　Diagram showing salinity and homogenization temperature of the Mogou Au deposit(作图方法据文献[86]，趋势线据文献[87])

图13　磨沟金矿床氢氧同位素投图Fig.13　δDV-SMOW-δ18OH2O plots for ore-fluid in the Mogou Au deposit(作图方法据文献[94])

中温、低盐度、低密度、弱酸还原性的CO2-H2O-NaCl型流体与高温、高盐度岩浆流体或低温低盐度大气降水等不同，显示出变质流体的特征[84-85]，与Bodnar流体包裹体均一温度-盐度双变量投图[86](图12)结果一致。此外，在投点图上可见从Ⅰ阶段至Ⅲ阶段包裹体的盐度随均一温度的降低而降低，与1号变化趋势线一致，表明成矿过程中有低温低盐度流体的加入[87-88]。氢氧同位素投点(图13)均落在岩浆水与变质水区域的左下角，表明其混合流体的特征，不能直接指向流体来源，但是Ⅰ～Ⅲ阶段投点向大气降水线偏移，说明更多的大气降水混入[89]，该过程能加快矿质沉淀速度[12,30]。因此，磨沟金矿床成矿流体可能为变质流体来源，早期可能受到区域岩浆作用和少量大气水的影响，而后期大气水影响显著。

流体不混溶过程在自然界中普遍存在，流体的不混溶作用与金矿、斑岩铜矿甚至是伟晶岩演化的关系紧密，不混溶性对成矿作用十分重要[90]。磨沟金矿床Ⅰ阶段中CO2-H2O型包裹体共存，其气液相体积比变化范围大，均一温度变化区间相近，表明流体的不混溶作用，为不混溶包裹体组合[91](图6-A、B)。断裂减压条件诱发流体发生不混溶，使得初期均匀的流体发生相的分离，产生多种不均匀流体，改变了流体的平衡状态，从而导致不同条件下成矿作用发生，成矿物质沉淀并富集成矿[92-93]。故流体不混溶作用是导致金等成矿物质沉淀的主要原因，而大气水的加入对矿质沉淀具有促进作用。

6.2　成矿物质来源

图14　熊耳山地区金矿床和地层硫同位素分布图Fig.14　δ34SCDT values of sulfides from gold deposits and stratum in the Xiong’er Mountains

磨沟金矿床硫同位素主要集中在2‰～6‰，有2个样品的硫同位素值在-2‰～0‰，主要为低的正值，均值为3.87‰，表明该矿床热液硫化物具有深部来源特征[13]。对比小秦岭-熊耳山地区其他金矿床硫同位素(图14)，磨沟金矿床热液硫化物的硫同位素值与公峪(-2‰～4‰)[95]和祈雨沟(-4‰～2‰)[96]金矿床相近，表明它们可能有相似的来源；与上宫、萑香洼、庙岭、店房等其他金矿床硫值变化区间大(-20‰～8‰)[76,78,97-98]不同，表明硫源的单一性。

磨沟金矿床与熊耳群火山岩和太华群地层的硫同位素值(0‰～6‰)[9]相近，表明其硫来源与熊耳群、太华群有重要联系。熊耳群火山岩为金矿床的含矿围岩，且矿床的矿石类型之一为蚀变岩型矿石。此外，熊耳群岩石仅见小范围的变质现象，依据金的元素地球化学性质，缺少金活化迁移所必要的物理与化学条件[99]，故太华群作为硫的源区可能性较大。熊耳群虽然不是成矿流体中硫的主要源区，但是对成矿流体中的硫存在一定程度的影响，尤其是蚀变岩型矿石，故热液硫化物显示出熊耳群硫同位素相近的特征[97]。

太华群的变质作用主要发生在太古代，距中生代成矿间隔较久，成矿物质直接来自太华群的可能性较小，所以中生代区域性岩浆活动和热构造事件与金矿物质组分关系紧密[49,100]。区域频繁的岩浆热液活动和热构造事件能促进下地壳太华群结晶基底的金等成矿物质发生多期活化、迁移和再分配[101]，从而进入并伴随热液流体迁移，最后富集和成矿，故成矿流体中的硫突显出太华群结晶基底兼具熊耳群地层硫的特点，具有深源硫特征。

6.3　矿床成因类型

磨沟金矿床地质与流体具有以下特征(表4)：①位于华北板块南缘，地处秦岭-大别造山带内，马超营构造深大断裂带为区域性Ⅰ级构造，成矿于断裂带的Ⅱ级高角度断裂中，构造控矿特征明显。②热液蚀变以硅化为主，局部可见钾化、绢云母化、碳酸盐化、绿泥石化、高岭土化等蚀变作用。③成矿流体具有低盐度、低密度、富CO2流体包裹体，这是变质热液矿床区别于其他类型矿床的重要标志[85]。④流体包裹体研究表明其成矿压力主要集中于70～130 MPa，深度<9 km，具有中成成矿特征。⑤流体包裹体特征与氢氧同位素特征表明磨沟金矿床的成矿流体为中温、低盐度、低密度的CO2-H2O-NaCl变质流体，经过CO2等挥发组分逸失、温度下降、压力减小等过程过渡为中低温、低盐度、低密度的H2O-NaCl流体，流体经历不混溶作用与混合作用成矿，多种作用叠加成矿在造山型金矿中普遍存在[102-103]。⑥硫同位素表明成矿流体中的硫主要来自于太华群，在一定程度上受到熊耳群硫的混染。

熊耳山地区在中生代经历了强烈的陆陆碰撞造山运动，经历了地壳挤压-缩短-增厚阶段(三叠纪至早侏罗世)、挤压向伸展转换阶段(中侏罗世至早白垩世)，以及造山带垮塌和断陷伸展阶段(白垩纪)[29,104-105]。该地区主要存在晚三叠世和中侏罗世-早白垩世两期成矿，该时期熊耳山地区处于挤压造山阶段[106]，形成了上宫和康山造山型金矿床等。虽然缺乏成矿年龄的测试数据，但研究区典型金、钼、铅锌等矿床(公峪、铁炉坪、沙坡岭、沙沟、前河、庙岭、祈雨沟)受NE向断裂构造控矿，此与磨沟金矿床相似，因此认为磨沟金矿床主要成矿时代与这些矿床形成时间可能接近[5,76,107-110]，为晚三叠世或中侏罗世-早白垩世，但具体的成矿时代仍需进一步的研究工作给予确认。除了三叠纪为典型造山阶段，形成上宫造山型金矿床外，侏罗纪挤压-伸展转换时期也是形成造山型金矿床的重要时期[111]，该类型的矿床(如枪马金矿床)在华北板块南缘小秦岭地区已有报道[112]。

表4　磨沟金矿床、造山型以及与侵入岩有关的金矿床特征Table 4　Characteristics of the Mogou Au deposit,orogenic type and intrusion-related gold deposits

将磨沟金矿床与造山型金矿以及与侵入岩有关的金矿床进行对比(表4)，在地质和流体特征方面与造山型金矿具有相似性，故认为磨沟金矿床属于造山型金矿床。

三叠纪至早白垩世，由于挤压造山作用影响，秦岭造山带内陆相岩层经历不同程度的变质变形活动，普遍发育低绿片岩相，形成褶皱构造和上冲推覆构造。该地区构造表现为马超营深大断裂带的上冲推覆，其南侧的官道口群等碳酸盐岩地块沿马超营断裂向北俯冲至熊耳地体之下，挤压造山作用导致地壳增厚和深部岩浆活动，地热梯度的升高使得俯冲地层发生变质脱水作用[97,112]，形成变质流体，在热力和压力的驱使下携带太华群结晶基底活化的成矿物质沿马超营深大断裂向上运移，运移过程中，有熊耳群物质的混入。马超营断裂带内北东向的次级断裂，在南北向挤压碰撞应力背景下主要发生压扭性活动，恰为向上运移的成矿流体提供了良好的赋矿空间，流体运移至该断裂空间，由于减压条件使得流体发生不混溶作用，伴随大气降水的混入，矿质不断沉淀并富集成矿。

7　结 论

a.磨沟金矿床的赋矿围岩为熊耳群鸡蛋坪组火山岩，矿体受构造控制。矿石类型以石英脉型为主，蚀变岩型次之。热液活动可以划分为石英-黄铁矿、石英-多金属硫化物和石英-碳酸盐3个阶段。

b.磨沟金矿床矿石中流体包裹体主要有纯CO2型、CO2-H2O型和NaCl-H2O型3种。主成矿阶段石英以发育CO2-H2O型和H2O-NaCl型包裹体为主。

c.流体包裹体特征表明成矿流体主要为变质流体，晚期有大气降水的参与。成矿物质主要来自变质基底。

d.矿床地质、流体包裹体和H-O-S稳定同位素特征表明磨沟金矿床属于造山型金矿床。