福建德化地区东洋浅成热液金矿床成矿作用与成因研究

雷凤至，孙景贵，徐智涛，韩吉龙，刘阳

吉林大学 地球科学学院，长春 130061

0 引言

浅成热液矿床一词由Lindgren在1906年提出，近年来研究者对世界范围内一些重要成矿带内浅成热液金矿床进行不断深入研究，并对浅成热液金矿床的定义和分类进行了充分的补充和完善[1-4]。目前根据矿化蚀变特征和成矿流体中硫的氧化还原状态将其划分为低硫化型、中硫化型和高硫化型三个亚类[4,5]。

大量研究揭示，浅成热液金矿床在全球主要集中在环太平洋成矿域、地中海—喜马拉雅成矿域和古亚洲成矿带[6]，成矿时代主要集中在晚古生代、中生代、古近纪和新近纪更新世；同时，还发现浅成热液金矿床与斑岩型铜(钼)矿床具有密切的时空和成因联系[7-11]。因此，深入研究浅成热液金矿床的成矿作用与矿床成因，不仅带动该领域的成矿理论研究，同时对深度找矿勘查也具有重要的经济价值。

福建省是东南沿海中浅成热液型金矿最为发育省份之一[12]，东洋金矿所处的德化县东洋地区更是有福建省“金三角”的美誉，是福建省中东部金成矿最主要远景地段之一。自20世纪90年代开始在该地区已发现和探明了以德化东洋大型金矿、德化双旗山、德化邱村为主的大中小矿床(点)二十余处，但在区域上的研究多集中于闽西南火山断坳带内的紫金山斑岩-浅成热液铜金成矿系统及其外围一些大型浅成低温热液或斑岩型矿床[9,13-16]。因此，在该地区选取典型的浅成热液型金矿床进行研究，对该地区成矿系统的研究以及今后寻找此类型金矿床具有重要意义。

东洋金矿床地处中国东南沿海，属西环太平洋成矿域的重要组成部分。前人对该矿床类型已做了大量研究：富矿围岩方面，江启煜、徐楠等[17,18]认为东洋金矿区的富矿围岩为流纹斑岩；对成矿时代的限定上，江启煜[17]结合东洋金矿区地质特征认为金矿化应发生在晚侏罗世，而徐楠[18]测得矿石硫化物中黄铁矿中的Rb-Sr等时线年龄为164.2 Ma，限定成矿时代属中侏罗世；对于找矿标志，江启煜[17]认为硅化及黄铁矿化对区内找矿具有重要意义。但有关成矿作用和成因类型的具体划分、成矿机理等仍存在较大争议，因此本文针对上述问题开展了其矿床地质特征、流体包裹体、氢氧、硫-铅同位素等方面的研究与取证，以期探明东洋金矿的成矿流体演化特征以及矿床成因。

1 区域地质概况与矿床地质特征

1.1 区域成矿地质背景

福建德化东洋金矿床地处中国华南板块东南缘(图1)，濒临西太平洋，位于扬子、印度和太平洋板块中部，是欧亚大陆板块和太平洋板块相互作用的重要区域之一，区域上与中国东南部属统一的大陆动力学背景。其大地构造位置为武夷—云开造山系(Ⅰ)-东南沿海岩浆弧(Ⅱ)-闽东沿海岩浆弧(Ⅲ)，其夹于政和—大埔断裂带与福安—南靖北东向断裂带之间，属北东向(政和—尤溪)加里东期造山带的南部；成矿带属华夏板块(Ⅰ)华南成矿省(Ⅱ)浙闽粤沿海Pb-Zn-Cu-Au-Ag-W-Sn-Nb-TA-叶蜡石-明矾石-萤石成矿带(Ⅲ)[19-22]。

区域出露的地层主要为中新元古代中浅变质岩系(基底)、古生代沉积地层和中生代火山-沉积岩地层；其中中生代侏罗系火山-沉积地层最为发育，基地地层呈“天窗”零星分布。元古代中浅变质岩系岩石组合主要为变粒岩、片岩、千枚岩、石英岩、大理岩、浅变质岩等(卓地组(Pt2z)和葛坑组(Pt2g)、龙北溪组(Z1l)及稻香组(Zd))；古生代地层主要是一套海相碳酸盐建造(二叠系栖霞组(P1q)、文笔山组(P1w))；中生代地层属于陆相沉积建造(三叠系溪口组(T1x)、文宾山组(T3w))和陆相火山-沉积建造(梨山组(J1l)、长林组(J3c)、南园组(J3n))[18,23,24]。

区域构造受政和—大埔断裂带以及闽东火山断坳带控制，浦城—尤溪NNE断裂发育，同时还发育NW向和SN向断裂；其中NE向和NW向断裂基本控制了本区的基本构造格局，SN向断裂则作为次级构造断续分布[21-23,25]。

区域经历了多期岩浆岩活动，其中晚侏罗世岩浆作用最为广泛、强烈，同时该期岩浆活动也是区域大规模金(银)铜成矿的主要时期[18,23,26]。

1.2 矿床地质特征

矿床地质研究表明，矿区出露的地层主要为早侏罗统长林组与晚侏罗统南园组，具体为上侏罗统长林组的一套沉积岩以及晚侏罗世南园组的一套火山岩(安山岩、安山质晶屑凝灰岩、英安质晶屑凝灰熔岩及流纹质晶屑熔结凝灰岩等)，侵入岩主要为中生代晚侏罗世流纹斑岩、英安斑岩、石英闪长玢岩等，其中流纹斑岩作为赋矿围岩在区内大面积广泛出露；发育NE向断裂和次级近NW向断裂；矿化蚀变主要发生在NW向弧形断裂体系内(图2，图3a)。

矿体主要由灰色条带状石英脉和乳白色石英脉构成(图3b)；矿石中主要金属矿物为黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿，自然金以及方铅矿、碲银矿、银金矿、毒砂、白铁矿、银黝铜矿、六方锑银矿、硫锑铜银矿、脆银矿、角银矿等[18]；非金属矿物有石英、叶腊石、方解石、长石，绢云母、绿泥石、绿帘石等(图3c、d、e、f、g、h)以及高岭石、蒙脱石、伊利石、金红石、独居石、磷灰石等[18]；矿石构造主要以脉状构造为主，兼有细脉浸染状构造、角砾状构造、条带状构造等；矿石结构以他形粒状为主，自形、半自形粒状次之(图3b、i、j、k、l、m、n、o)。矿区内围岩蚀变强烈、类型复杂，主要类型有硅化、叶腊石化、青磐岩化以及次生的高岭土化等。根据野外观察和室内综合研究，其蚀变类型及蚀变强度由内向外分为:硅化-叶腊石化-青磐岩化(图3i)；成矿过程从早到晚划分为四个阶段(图3j、k、l、m、n、o):灰白色硅化石英阶段(Ⅰ)，灰色石英-黄铁矿阶段(Ⅱ)，灰白色石英-多金属硫化物阶段(Ⅲ)，乳白色石英-方解石阶段(Ⅳ)。

图1 区域地质背景图[19]Fig.1 Regional geological background map

灰白色硅化石英阶段(Ⅰ) 成矿早阶段，主要形成灰白色石英脉，可见浅黄白色浸染状黄铁矿，粒径较小，多为零星分布，自形程度较高(图3c、j、k、l)。

灰色石英-黄铁矿阶段(Ⅱ) 金矿化主体阶段，石英脉为灰色，脉状，该阶段主要发育大量半自形暗黄色黄铁矿，受后期作用影响多呈压碎结构，部分黄铁矿具生长环带，少量自然金充填黄铁矿裂隙(图3d、e、j、k、l、n)。

灰白色石英-多金属硫化物阶段(Ⅲ) 金矿化主体阶段，以裂隙充填交代为主，局部为脉状硫化物石英脉，矿石中大部分金属硫化物形成于此阶段，主要生成自形程度较差的浅黄色黄铁矿以及少量的黄铜矿、闪锌矿、方铅矿、自然金等，该阶段特点是闪锌矿交代黄铁矿或与黄铁矿呈固溶体分离结构，自然金亦与其伴生(图3f、g、j、o)。

乳白色石英-方解石阶段(Ⅳ) 发育较差，呈乳白色细脉状沿裂隙产出，主要形成石英方解石复脉或石英脉，石英颗粒自形程度差，为成矿晚期(图3h、l、m)。

a.脉岩与矿体共生关系；b.矿体特征； c-h.各成矿阶段金属矿物镜下特征； i.围岩蚀变； j-o.各成矿阶段矿石；Au:自然金；Ccp:黄铜矿；Pl:青磐岩化；Prl:叶腊石化;Py:黄铁矿;Q:石英；Sp:闪锌矿.图3 东洋金矿脉岩、矿化蚀变、各成矿阶段矿石及其金属矿物镜下特征Fig.3 Microscopic characteristics of vein rock, wall rock alteration, ore and metal minerals of different mineralization stages of Dongyang gold deposit

2 矿物流体包裹体特征

2.1 样品和实验方法

本次流体包裹体显微测温实验的测试样品主要采自东洋金矿580平硐、东洋金矿地表8号勘探线2号钻孔旁(x:631854.24，y:2857847.04)以及7号勘探线2号钻孔72.9 m处，测试对象为各成矿阶段的石英脉、硫化物石英脉、石英方解石脉(图3j、k、l、m、n、o)。将不同成矿阶段的样品磨制成0.2 mm±的双面抛光片，进行详细的矿相学和包裹体岩相学观察，选择有代表性的包裹体进行显微测温以及激光拉曼光谱测定。

流体包裹体测温工作在中国科学院地质与地球物理研究所(北京)流体包裹体研究实验室完成，通过岩相学观察确定包裹体特征及其与矿物组合的关系，包裹体测温在LinkmanTH600型冷热台上进行，在-56.6℃～0℃区间内精度为0.1℃～0.2℃，在0℃～200℃之间精度为2℃，在200℃～600℃之间精度为5℃，测温时用人造纯水及25%H2O～CO2包裹体(国际标样)进行系统校正，在升温时观测气液两相的变化[27]。

单个流体包裹体成分采用激光拉曼光谱测定，在中国科学院地质与地球物理研究所(北京)岩石圈演化国家重点实验室流体包裹体实验室完成。所用分析仪器为LabRam HR激光共焦显微拉曼光谱仪，波长为532 nm；光谱分辨率可见全谱段≤0.48 cm-1；针孔为50 μm与500 μm时，硅一阶峰强度比值为85%，低波数好于75 cm-1，xyz自动平台精度可达0.1 μm，扫描时间为10 s。

2.2 流体包裹体岩相学

通过包裹体显微岩相学的观察，发现各成矿阶段均发育有大量包裹体，形态丰富，类型较复杂(图4)。根据其类型、特征和拉曼分析等测试，将该矿床的包裹体类型划分为3种:

a-b. 成矿早阶段石英中CO2三相包裹体；c-g. 成矿主阶段石英中富液相包裹体；h-i. 成矿晚阶段石英中富液相包裹体与纯液相包裹体共存.图4 东洋金矿床流体包裹体特征Fig.4 Characteristics of fluid inclusions of Dongyang gold deposit

(1)纯液相水溶液包裹体(I型):成矿主阶段略有发育，主要分布在成矿晚阶段，其边界较细，整体较为明亮，室温下为纯液相H2O，其大小一般1～2 μm，主要呈椭圆形、次圆形和不规则状等。

(2)气液两相包裹体(Ⅱ型):主要为富液相包裹体，室温下为两项(气相+液相)，由液体及少量气体组成，气相体积所占百分数一般为15%～30%，主要呈椭圆形，少量为长条形，长轴为1～5 μm，主要集中在1.5～3.5 μm，多成群出现，少数孤立状出现，数量最多，在主成矿阶段以及成矿晚阶段均有出现，加热后均一到液相。

(3)含CO2三相包裹体(Ⅲ型):该类型包裹体分布较少，主要出现在成矿早阶段，少量出现在成矿主阶段，该类型包裹体室温下可见气相CO2、液相CO2与液相水溶液，其CO2相体积所占百分数为20%～35%；大小一般为1～5 μm；呈椭圆形和次圆状为主。

由上可见，成矿早阶段主要发育有Ⅲ型CO2三相包裹体，成矿主阶段主要发育有I型纯液相包裹体与Ⅱ型气液两相包裹体，并有少量Ⅲ型CO2三相包裹体；成矿晚阶段主要发育有I型纯液相包裹体与Ⅱ型气液两相包裹体。

纯气相与富气相包裹体的缺失表明包裹体内原先被捕获的成矿热液是密度较高的流体相。

2.3 流体包裹体显微测温分析

流体包裹体显微测温结果见表1，根据流体包裹体冷冻法冰点以及CO2笼合物熔化温度与盐度关系[28]对测试结果进行处理分析获得包裹体盐度数据；并根据推导的公式计算获得各类型包裹体的流体密度[29-31]。其中包裹体的盐度计算采用冷冻过程中获得的冰点温度以及CO2笼合物消失温度来计算，具体公式为:

W=0.00+1.78×Tm-0.044 2×Tm2+0.000 557×Tm3[32,33]，W为NaCl的质量百分数，Tm为冰点下降温度(℃)。

W=15.520 22-1.023 42×T-0.052 86×T2[34]，W为NaCl的质量百分数，T为笼合物消失温度(℃)，公式适用范围为-9.6℃≤T≤+10℃。

根据CO2相密度和流体包裹体完全均一温度及均一方式，利用CO2-H2O体系V-X相图，获得Ⅲ型类CO2-H2O包裹体的总体积(V)、CO2摩尔分数(XCO2)以及CO2体积分数(VCO2)。对于盐度介于0～6wt.%NaCl eqv的流体包裹体，根据CO2摩尔分数和体积分数，利用不含盐及盐度为6wt.%NaCl eqv的CO2-H2O体系相图，应用内插法求得均一压力和密度。结果为:

灰白色硅化石英阶段赋存矿物石英中发现大量原生包裹体，主要以纯液相包裹体以及含CO2三相包裹体为主，Ⅰ型含CO2三相包裹体(LCO2+VCO2+LH2O)冷冻后回温过程中测得的CO2固相的初熔温度为-59.1℃～-57.1℃，表明该阶段CO2相中含有其他成分(单颗粒包裹体激光拉曼显示该阶段含有极少量的C2H6)；笼合物消失温度为9℃～9.9℃，计算得到对应水溶液相的盐度为0.21 wt.%～2.03 wt.%NaCl eqv；部分均一温度为24.5℃～30.1℃，完全均一温度为302℃～328℃，均一至液相。该阶段对应的流体包裹体密度为(0.57～0.72)g/cm3，计算压力为105～160 MPa，对应深度按静水压计算为3.96～6.04 km。

表1 东洋金矿流体包裹体显微测温结果

灰色石英-黄铁矿阶段赋存矿物石英中可见大量富液相包裹体，其冰点温度为-0.5℃～-2.1℃，对应盐度为0.87wt.%～3.53wt.%NaCl eqv，均一温度为211℃～299℃。该阶段包裹体激光拉曼显示有少量含CO2包裹体，但在测温中并未发现此类型包裹体。该阶段对应的流体包裹体密度为(0.72～0.87)g/cm3，计算压力为15.17～22.24 MPa，对应深度按静水压计算为0.56～0.82 km。

灰白色石英-多金属硫化物阶段赋存矿物石英中可见大量包裹体，其冰点温度为-0.6℃～-1.8℃，对应盐度为1.05wt.%～3.05wt.%NaCl eqv，完全均一温度为238℃～170℃。该阶段对应的流体包裹体密度为(0.83～0.92)g/cm3，计算压力为11.07～17.52 MPa，对应深度按静水压计算为0.41～0.65 km。

乳白色石英-方解石阶段赋存矿物石英中可见大量包裹体，其冰点温度为-0.3～-1.1℃，对应盐度为0.53wt.%～1.9wt.%NaCl eqv，均一温度为19℃～163℃。该阶段对应的流体包裹体密度为(0.88～0.92)g/cm3，计算压力为10.14～13.57 MPa，对应深度按静水压计算为0.38～0.5 km。

以上测试结果表明，该矿床的成矿流体早期为中高温、低盐度、低密度流体，主成矿阶段成矿热液从中温、低盐度、低密度逐渐向大气降水逐渐演化(图5)，按主成矿阶段深度0.41～0.82 km计算，其成矿深度属于浅成。

图5 东洋金矿床流体包裹体均一温度-盐度关系图Fig.5 Relationship between homogenization temperature and salinity of fluid inclusions in Dongyang gold deposit

2.4 单个包裹体激光拉曼分析

单个流体包裹体原位激光拉曼光谱分析结果显示，I型纯液相包裹体成分为H2O(峰值为3 378 cm-1)；Ⅱ型富液相包裹体的气相、液相成分均为H2O；少部分Ⅲ型三相包裹体中气相成分含有CO2(1 384 cm-1)，偶见C2H6成分(2 857 cm-1)。在成矿阶段上体现为灰白色硅化石英阶段的石英CO2三相包裹体中可以见到明显的CO2特征峰与水的特征峰；灰色石英-黄铁矿阶段和灰白色石英-多金属硫化物阶段的石英包裹体主要以水为主，偶可见CO2特征峰；乳白色石英-方解石阶段的未发现有除水以外的其他特征峰；且灰色石英-黄铁矿阶段或成矿早期流体以H2O-NaCl-CO2体系为主；灰色石英-黄铁矿阶段和灰白色石英-多金属硫化物阶段或主成矿阶段流体为含有少量C2H6富CO2的H2O-NaCl-CO2体系；乳白色石英-方解石阶段或成矿晚阶段则由于大气降水的加入逐渐演化为单纯的H2O-NaCl体系。

3 氢-氧、硫-铅同位素特征

3.1 实样品和方法

本次研究采用东洋金矿床中的黄铁矿进行硫铅同位素测试，以期揭示东洋金矿成矿流体中成矿物质来源及成矿流体来源。

3.1.1 氢-氧同位素

样品为采自各成矿阶段石英脉以及方解石脉，经单矿物分离后，进行氢-氧同位素测试实验，测试在中国地质科学院矿产资源研究所完成，实验样品选自不同矿化阶段的石英，分离单矿物方法为对石英进行粉碎和清洗，待干燥后挑选纯度>99%的石英。经精细称重后进行实验。实验仪器为Finnigan MAT 253型气体质谱仪，其中δ18O测试采用BrF5法，δD测试采用爆裂法取水，锌还原法制氢，分析精度为±0.2×10-3。实验结果列于表2。

3.1.2 硫、铅同位素

样品为采自东洋金矿床矿石中的不同矿化阶段的黄铁矿，纯度达99%。其中硫同位素测试分析由吉林大学油页岩地下原位转化与钻采技术国家地方联合工程实验室完成，该实验以Cu2O 作氧化剂制备测试样品, 实验仪器为Finnigan MAT 253型气体质谱仪，分析精度为±0.2×10-3；实验结果列于表2。铅同位素测试在北京核工业地质研究院分析测试中心实验室完成。Pb同位素测试仪器采用ISOPROBE-T型号的热表面电离质谱仪，仪器编号为7734，测试条件为相对湿度28%，温度20℃，方法和流程请详见DZ/T 0184.12—1997《岩石、矿物微量铅的同位素组成的测定》，208Pb/206Pb测量精度≤0.005 10-3，实验误差为2σ。实验结果列于表2。

表2 东洋金矿样品

3.2 实验结果

3.2.1 氢-氧同位素

矿物-流体的氢-氧同位素是直接表征流体组成和源区的重要指标之一。由表2可知， 4件样品的δ18OV-SMOW值变化范围为(11.3～7.5)×10-3，包裹体中水δD值范围为(-66～-105)×10-3，根据流体包裹体的均一温度平均值和矿物-水氧同位素平衡方程(平衡公式为1000lnα石英-水=3.38×106/T2-3.4)[35]，计算出石英的δ18OH2O值介于(-3.6～4.8) ×10-3。在δD-δ18O图解上，早阶段氢、氧同位素投点接近地幔岩浆水，其余阶段向大气水线偏移 (图6)。氢、氧同位素组成表明研究区早期成矿流体有岩浆水的参与，后期均有大气水的加入。

图6 东洋金矿床成矿流体δD-δ18O图解[36]Fig.6 δD-δ18O of Dongyang gold deposit

3.2.2 硫同位素

通常情况下，热液过程中的硫同位素存在硫化物和硫酸盐δ34S值，即∑δ34S，因此一般情况下,通过矿物所获得的δ34S值并不等于热液的δ34S值,只有在中等氧逸度(缺赤铁矿、重晶石等)、中等酸碱度(pH≈7)特定条件下形成的矿物,其δ34S值基本上等于热液的δ34S。但由于本次研究在该矿床中尚未发现硫酸盐矿物，发育的硫矿物主要为黄铁矿和少量黄铜矿、闪锌矿等；因此可近似将黄铁矿中的δ34S值作为该地区的∑δ34S值。

实验结果揭示，该矿床黄铁矿的δ34S值变化范围较窄，集中分布在(0.03～0.94)×10-3之间，具有塔式分布特征(表2，图7)，指示硫的来源可能相对单一。

对比不同储库硫同位素特征，福建德化东洋金矿床矿石硫化物δ34S值与岩浆硫或幔源硫变化范围相近，说明硫同位素组成具有深源硫的特征，暗示成矿物质可能来源于与幔源流体或岩浆作用(图8)。

图7 硫同位素频数分布图Fig.7 Frequency distribution of sulfur isotopes

3.2.3 铅同位素

从表2可知，获得黄铁矿的铅同位素测试结果显示:206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb 3个值的变化范围在18.13～18.45、 15.60～15.69和38.41～38.80，平均值分别为18.30、15.64和38.53。在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb图解(图9a)中，铅同位素数据落于造山带演化线内部，造山带演化线边缘，具体位于下部大陆地壳区域；在208Pb/204Pb-206Pb/204Pb图解(图9b)中，数据点落于下地壳演化线内部。以上特征表明东洋金矿成矿物质始于古老的下地壳源区。

图8 硫同位素投点图[37]Fig.8 Sulfur isotope drop points

图9 Pb同位素构造模式图[38]Fig.9 Tectonic model of Pb isotope

4 讨论

4.1 含矿流体性质与起源

4.1.1 矿化蚀变证据

东洋金矿的围岩蚀变为硅化、叶腊石化、青磐岩化，蚀变矿物有孔洞状石英、叶腊石、绿泥石、绿帘石、绢云母、伊利石等；矿石矿物为黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿、银黝铜矿、自然金、银金矿等；其中区内大范围分布的叶腊石、可见的伊利石以及碳酸盐热液蚀变矿物，这种特征揭示成矿流体从早期酸性到晚期中性的逐步演化[11]。从矿体中心向外依次为硅化、叶腊石化、青磐岩化带，具有较为典型的低硫化型浅成热液金矿床的蚀变特征，形成于中-中酸性的环境。

4.1.2 流体包裹体证据

在不同成矿阶段的包裹体类型上，成矿早阶段(Ⅰ)发育Ⅰ型含CO2三相包裹体(LCO2+VCO2+LH2O)；主成矿阶段(Ⅱ)(Ⅲ)发育大量富液相包裹体及少量含CO2包裹体；成矿晚阶段(Ⅳ)仅发育纯液相包裹体以及富液相包裹体，表明成矿晚期可能有大气降水的参与。与此同时，流体包裹体的激光拉曼光谱分析结果也表明，该矿床是以NaCl和CO2、H2O为主并含有少量C2H6的含矿多相流体体系；其中，早阶段含矿流体为以NaCl-CO2-H2O为主的中高温含矿流体体系，而主成矿阶段则是以NaCl和CO2、H2O为主的中温含矿流体，成矿晚期为单纯的NaCl-H2O体系，这也说明流体在演化的过程中CO2成分不断逸失，含矿流体成分逐渐接近于单纯的大气水成分。

对应的显微测温结果来看，从早期到晚期的四个阶段均一温度分别介于302℃～328℃，211℃～299℃，238℃～170℃，197℃～163℃之间；盐度分别为0.21%～2.03%NaCl eqv、0.87%～3.53%NaCl eqv、1.05%～3.05%NaCl eqv、0.53%～1.9%NaCl eqv；除成矿早阶段流体与围岩发生水-岩反应导致盐度上升外，成矿主阶段至成矿晚阶段成矿物质逐渐沉淀富集成矿，其盐度也逐渐降低。

4.1.3 矿物-流体包裹体同位素证据

从获得的石英矿物-流体包裹体的数据来看，成矿早阶段接近于岩浆水范围，表明初始含矿流体可能是岩浆水，在进入成矿期有少量地表水的加入，这也很好地解释了成矿流体末期盐度与温度均呈线性下降的现象。结合前人已发表的对东洋金矿石英脉中的碳同位素研究成果表明，C来源于碳酸盐，其投影点均位于火山碳酸盐区域，说明成矿流体与火山运动有关[18]。硫同位素地球化学特征揭示，含矿流体中的硫来源较为单一，其组成接近地幔源(图8)；但铅同位素地球化学特征指示成矿物质来自古老的下地壳源区。

综合特征表明，成矿流体属酸性、氧化流体，成矿物质来源自下地壳上部或上地壳下部(图9)，成矿流体产生在壳源岩浆作用过程。

4.2 成矿流体演化与成矿机理

福建德化东洋金矿成矿从早到晚经历了四个成矿阶段为:

成矿早阶段灰白色硅化石英阶段(Ⅰ)石英中含有大量CO2三相包裹体，几乎未发现其他类型包裹体，拉曼光谱显示该阶段成矿流体为富CO2的水盐体系，含有大量CO2成分，极少可见有乙烷成分，碳同位素表明其来源于碳酸盐[18]，该阶段的氢氧同位素接近于岩浆水的范围，硫、铅同位素指示其成矿物质来源于岩浆热液，这表明成矿流体与火山运动有关。该阶段流体温度较高，捕获压力大，成矿深度深，其成矿热液在深部与围岩发生水岩反应，使得该阶段盐度呈现逐渐上升的趋势，该阶段含有的大量含CO2三相包裹体以及极少量的乙烷也佐证了该阶段对围岩不断萃取的过程。

成矿主阶段灰色石英-黄铁矿阶段(Ⅱ)、灰白色石英-多金属硫化物阶段(Ⅲ)发育大量气液两相包裹体，经拉曼检测发现仅在灰色石英-黄铁矿阶段(Ⅱ)中含有少量CO2成分，氢氧同位素表明该阶段已经有大气水的参与，其影响程度较成矿早阶段更深。结合成矿早阶段特征笔者推测该阶段受张性环境影响导致压力突降，从而使得原始均匀流体减压沸腾[28]。开放环境使得挥发分大量逸出，仅有少量被(Ⅱ)阶段包裹体捕获，而(Ⅲ)阶段开始逐渐卸载多金属硫化物，此时只有纯液相以及气液两相包裹体。大量的挥发分逸失使得成矿流体的温度、压力和酸碱度等物理化学性质发生突变，流体中金的络合物迅速发生分解，甚至瞬间过饱和而发生成矿物质沉淀。主成矿阶段的捕获压力较成矿早阶段明显降低，成矿深度近乎地表，因此推测该阶段为早期流体沸腾并伴随着流体混合两种机制并存。岩矿鉴定发现，自然金几乎全部出现在这两个成矿阶段。

成矿晚阶段乳白色石英-方解石阶段(Ⅳ)主要发育富液相以及纯液相流体包裹体，氢氧同位素表明其接近于大气水成分，这说明随着成矿晚期温度、压力的降低，流体体系趋于开放，大气降水的混入使得流体体系的物理条件发生变化，与此同时成矿物质不断沉淀析出，成矿流体盐度呈逐渐下降趋势，此时成矿机制以流体混合作用为主导，自然冷却为辅。

4.3 矿床成因和形成构造背景

4.3.1 矿床成因

前人研究认为该矿床为浅成热液型金矿[17,18]，但其所属的硫化类型仍有争议。从本文的研究来看，其应属于浅成热液低硫化型金矿床，具体表现为与典型浅成热液低硫化形金矿床相比，其赋矿围岩均为酸性侵入脉岩，成矿物质来源主要为火山岩以及基底变质岩；其矿体主要为脉状以及网脉状构造；二者在围岩蚀变、构造、矿物组合、成矿流体特征等方面具有相似性；矿物组合可见黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿等，同时可见少量毒砂；成矿物质来源于深部下地壳。与典型浅成热液高硫化型金矿床相比，东洋金矿在矿物组合方面未出现酸性环境成因的明矾石等矿物以及含硫高的硫砷铜矿等矿物；成矿流体特征方面，尽管东洋金矿流体早期有岩浆水的成分，但其在各成矿阶段均有地下水的参与，其所含有的少量乙烷成分说明其属还原、近中性流体。

因此，将福建德化东洋金矿床的成矿类型划分为低硫化形浅成热液金矿床。

4.3.2 形成构造背景

地质年代学研究揭示，东洋金矿主要赋存于侏罗系南园组火山岩中，为太平洋板块俯冲相关的一套高硅、过铝质高钾钙碱性岩或钾玄岩系列，呈现火山弧或者活动大陆边缘岩浆属性，前人所做的年代学成果，基本可以将东洋金矿的成矿期限定在晚侏罗世或不早于154 Ma[18]，显示了矿床形成于晚侏罗世至早白垩世，为燕山早期晚阶段或燕山晚期的产物，与该地区燕山期的区域成矿时间相吻合。因此笔者可以进一步认为，福建德化东洋金矿处于古太平洋板块向欧亚板块俯冲挤压后的伸展环境，大规模的燕山期火山运动亦发生在此阶段，岩石圈的减薄与拆沉使得地幔物质上涌[39]，岩浆携带大量地幔物质喷出地表，随着火山运动的逐渐平复，岩浆岩的侵入作用逐渐占据主导，大量富含挥发分以及成矿物质的流体在岩浆房富集并沿火山构造侵入，形成一系列与成矿密切相关的脉岩，随后以岩浆热液为主的含矿流体在上升过程中不断活化萃取变质基底以及围岩的成矿物质，在接近地表处与大气降水混合并发生一系列物理化学条件的变化并最终在酸性的火山岩围岩中沉淀富集成矿。

5 结论

(1)东洋金矿床为低硫化型浅成低温热液金矿床，成矿过程经历灰白色硅化石英阶段(Ⅰ)，灰色石英-黄铁矿阶段(Ⅱ)，灰白色石英-多金属硫化物阶段(Ⅲ)，乳白色石英-方解石阶段(Ⅳ)。

(2)成矿初始成矿流体属中高温、低盐度、含CO2岩浆流体，成矿过程以流体不混溶作用为主卸载成矿元素，同时伴有大气水的不断加入，就位深度<0.82 km。

(3)含矿流体来自下地壳上部或上地壳底部产生的岩浆，燕山期古太平洋板块向欧亚板块俯冲挤压后形成的伸展环境导致火山喷发、浅成就位而成矿。

致谢:野外样品采集得到了福建省地质调查研究院的各位工程师以及洪鑫金矿有限责任公司领导的大力支持；实验过程中得到了中国科学院地质与地球物理研究所、吉林大学油页岩地下原位转化与钻采技术国家地方联合工程实验室、中国地质科学院矿产资源研究所相关领导和技术人员的指导和帮助；在此一并致以衷心的感谢！