华北克拉通南缘小秦岭矿集区灵湖金矿床成因：流体包裹体和H-O、S-Pb同位素证据

李铁刚，武 广，陈公正，吴 昊，王国瑞，杨 飞，李英雷

(1. 中国地质科学院矿产资源研究所 自然资源部成矿作用与资源评价重点实验室，北京 100037;2. 中国人民武警黄金第四支队，辽宁 辽阳 111000; 3. 万宝矿产有限公司，北京 100053)

0 引 言

小秦岭金矿田是中国规模仅次于胶东的第二大金矿集区，目前已发现含金石英脉1 200余条，金矿床40多处，代表性金矿床有文峪、东闯、杨砦峪、东桐峪、大湖等(图1)，金储量超过630 t[1]。因此，小秦岭矿集区倍受国内外经济地质学家的关注。小秦岭矿集区主要发育石英脉型金矿床，前人对这些金矿床已开展了大量的矿床地质、成矿时代、成矿流体及物质来源、成因机制等方面研究工作[2-12]，且在成矿流体及物质来源方面存在较大争议。陈洐景等认为成矿流体来源于变质脱水作用，成矿物质主要来自于新太古界太华群，成矿受燕山期岩浆作用的叠加[2,13-14]；范宏瑞等认为是3期流体运移成矿，含矿石英脉是早期变质过程中形成的，后期被岩浆作用改造[15]；而Li等则认为成矿流体来自幔源流体[8,16]，成矿物质主要来自燕山期花岗岩[17-18]；此外，王团华等认为基性岩脉也提供了部分成矿物质[19]。上述争议也导致小秦岭矿集区金矿床成因有不同认识，分别为造山型金矿床[2,4,20-21]和岩浆热液型金矿床[17,22-23]。

成矿流体是金矿床形成的关键控制因素，因而也是矿床学研究的重点内容。流体包裹体研究可以了解成矿流体的性质和成矿物理化学条件，继而探讨矿床的成矿机制。H-O、S-Pb同位素可以指示矿床成矿流体和成矿物质来源，从而为讨论矿床成因提供依据。目前，有关小秦岭矿集区的研究成果多集中于大湖、东闯、文峪、杨砦峪和桐峪等金矿床，而对矿集区内灵湖金矿床尚未开展系统的矿床学研究。因此，为了深入揭示小秦岭矿集区灵湖金矿床的矿床成因和成矿机理，本文对该矿床开展了成矿流体和H-O、S-Pb同位素研究，以期为深入认识该矿床的成矿流体特征、成矿物质来源及成矿机制提供科学依据。

图件引自文献[4]、[17]、[24]，有所修改图1 华北克拉通南缘小秦岭地区区域地质图Fig.1 Geological Map of Xiaoqinling Area in the Southern Margin of North China Craton

1 区域地质背景

灵湖金矿床位于小秦岭地区前寒武纪地体北缘，五里村背斜北翼的山前地带。小秦岭矿集区西起陕西省华山，东至河南省灵宝—朱阳盆地西北缘，南、北分别以小河断裂和三宝断裂(即太要断裂)为界[4,13,25-26]。矿集区内地层主要为早前寒武纪(太古宙—古元古代，或形成时代早于1 850 Ma)结晶基底太华群，主要岩性为斜长角闪岩、角闪片麻岩、黑云母斜长片麻岩、大理岩、石墨片麻岩、混合片麻岩及条带状混合岩等，原岩发育于3.0～2.2 Ga[27]。矿集区内发育多期岩浆活动，包括前寒武纪混合花岗岩、花岗岩和伟晶岩，燕山期辉绿岩和花岗岩等[28](图1)。其中，以燕山期花岗岩最为发育，自西向东依次为华山、文峪和娘娘山黑云母(角闪)二长花岗岩[2,28-32]。矿集区内断裂构造发育，以近EW向韧性剪切带为主，这些断裂构造控制着研究区金矿床和岩体的产出，并在中生代经历了先挤压后伸展垮塌的过程[33-35]。

2 矿床地质特征

灵湖金矿床位于河南省灵宝市阳平镇，矿区位于五里村—安家瑶背斜北翼之山前地带，基岩出露甚少。出露地层主要为第四系和新太古界太华群杨砦峪灰色片麻岩组。第四系在区内分布广泛，主要为巨厚的黄土层及残坡积物。矿区内断裂构造较为发育，大致可分为近EW向、NW向、NE向、近SN向4组。其中，以近EW向最为发育，主要有F1、F5、F6等断裂。矿区内侵入岩有辉绿岩、糜棱岩和花岗岩等，且以辉绿岩最为发育(图2)。

图件引自文献[36]，有所修改图2 灵湖金矿区地质图Fig.2 Geological Map of Linghu Gold Mining Area

矿区内共圈出13个金矿体，其中，10个金矿体分布于F5含金断裂构造蚀变带中，其他3个分布于F1含金断裂构造蚀变带中(图3)。矿体上部以石英脉型为主，向下逐渐过渡为构造蚀变岩型[36-37]。金矿物为自然金和碲金矿，矿石矿物为黄铜矿、方铅矿等(图4)。金矿物主要沿黄铁矿的边缘、裂隙或粒间充填，少量赋存于石英、方铅矿、黄铜矿等矿物内或裂隙中;赋存形态以裂隙金为主，可见少量包体金，常呈片状、网脉状、不规则状和乳滴状展布。矿石结构主要为自形—半自形粒状结构、他形粒状结构、交代结构、交代残余结构等[图5(a)～(c)]。矿石构造主要为条带状构造、浸染状构造、细脉—网脉状构造和角砾状构造[图5(d)～(f)]。主要围岩蚀变类型有绢云母化、黄铁绢英岩化、硅化、绿泥石化、钾长石化和碳酸盐化。根据野外穿插关系及矿物组合特征，可将灵湖金矿床的热液成矿期划分为3个成矿阶段(图4)：早阶段为石英-黄铁矿阶段[图5(g)];中阶段为石英-多金属硫化物阶段[图5(h)];晚阶段为石英-碳酸盐-黄铁矿阶段[图5(i)]。其中，石英-多金属硫化物阶段为主成矿阶段。

3 样品采集及分析方法

3.1 样品采集

本次研究选取了灵湖金矿床中10件蚀变岩和矿化石英脉中的石英开展流体包裹体研究。其中，样品LH112采自竹峪竖井233中段，属于石英-黄铁矿阶段;样品LH59、LH63、LH64和LH74采自竹峪竖井148中段，样品LH106采自竹峪竖井233中段，属于石英-多金属硫化物阶段;样品LH58和LH68采自竹峪竖井148中段，样品LH69采自竹峪竖井198中段，样品LH103采自650斜井330中段，属于石英-碳酸盐-黄铁矿阶段。

3.2 流体包裹体显微测温

流体包裹体显微测温分析在中国地质大学(北京)地球科学与资源学院流体包裹体实验室完成。使用仪器为英国Linkam公司的MDSG600型冷热台，温度为-196 ℃～600 ℃。测试精度及稳定性为±0.1 ℃(测温范围为-100 ℃～25 ℃)、±1.0 ℃(25 ℃～400 ℃)和±2.0 ℃(>400 ℃)，样品最大视域直径为1 cm。流体包裹体温度测试过程中，升温和降温的速率一般保持在0.2～5.0 ℃·min-1，相变点附近控制温度变化速率为0.1～0.5 ℃·min-1。为确保分析精度，对仪器测试温度进行校正。而对于盐度和密度的计算主要分为两种情况：①若为气液两相包裹体，流体盐度利用测得的冰点温度和Bodnar提供的方程[38]获得，流体密度根据刘斌等提供的公式[39]获得;②若为H2O-CO2包裹体，水溶液相盐度根据测得的笼合物熔化温度并利用Collins提供的方法[40]获得，包裹体密度根据Shepherd等提供的相图[41]获得。

3.3 H-O同位素分析

H-O同位素分析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。

直线在图中的位置表示矿物生成的先后顺序；实线表示生成矿物含量较多；虚线表示生成矿物含量较少图4 成矿阶段及矿物生成顺序Fig.4 Metallogenic Stages and Mineral Formation Sequence

Cp为黄铜矿;Cv为碲金矿;Py为黄铁矿图5 野外及镜下照片Fig.5 Field Photos and Photomicrographs

氧同位素的分析对象为流体包裹体中的石英。首先，破碎采集的样品，过筛至40～60目，然后在双目镜下观察并挑选纯净的石英单矿物，纯度应在99%以上；经清洗样品，并去除样品的吸附水和次生包裹体后进行分析测试。氧同位素分析采用BrF5法[42]。首先，选取12 mg纯净的样品，并将其与BrF5反应15 h萃取O2;然后，将萃取的O2放入CO2转化系统，并设置700 ℃、12 min，制成并收集CO2。

氢同位素的分析对象为流体包裹体中的H2O，分析采用真空爆裂法和锌还原法提取氢。首先，加热至可爆裂包裹体样品的温度，并释放挥发分，提取水蒸气;然后，使水与锌在400 ℃条件下发生反应并产生氢气，用液氮冷却后放入含有活性炭的瓶中。

H-O同位素的分析结果均以标准平均海水(SMOW)为标准。氧同位素的分析精度为±0.2‰，氢同位素的分析精度为±2‰。

3.4 S-Pb同位素分析

S-Pb同位素分析样品为硫化物单矿物，硫同位素分析在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成。首先，选取200目纯净样品与Cu2O以一定比例混合均匀，在真空达2.0×10-2Pa状态下加热，进行氧化反应，反应温度为980 ℃，生成SO2气体;真空条件下，用冷冻法收集SO2气体，并用Deta V Plus气体同位素质谱仪分析硫同位素组成。分析结果以V-CDT(Vienna-canyon Diablo Troilite)为标准，分析精度优于±0.2‰。

铅同位素分析采用ISOPROBE-T热电离质谱仪进行。先用混合酸(HF+HClO4)溶样，再利用阴离子交换树脂进行Pb分离，最后蒸干溶液并用热电离质谱仪测定。206Pb/204Pb(1 μg)测量精度优于0.05‰，208Pb/206Pb(1 μg)测量精度优于0.005‰。

4 结果分析

4.1 流体包裹体特征

4.1.1 岩相学

根据室温下灵湖金矿床中的流体包裹体相态特征，可将其划分为3种主要类型。

(1)富气两相(WG型)包裹体。该类型包裹体在室温下为两相，约占包裹体总数的10%，呈椭圆形孤立分布在石英晶体中[图6(a)]，大小一般为3～7 μm，大部分在5 μm左右，气液比为55%～80%，加热时均一到气相。

(2)富液两相(WL型)包裹体。该类型包裹体在室温下为两相，约占包裹体总数的50%，呈长条形和椭圆形孤立分布于各阶段的石英中[图6(b)]，大小一般为6～22 μm，大部分为10～15 μm，气液比为5%～35%，加热时均一到液相;次生富液两相包裹体比原生包裹体更小，主要沿横穿晶体的裂隙分布，占包裹体总数的30%。

(3)H2O-CO2三相(C型)包裹体。该类型包裹体在室温下为三相，约占包裹体总数的10%。其中，CO2相占该类型包裹体总体积的20%～70%，气相CO2占CO2相总体积的40%～70%。该类型包裹体多呈椭圆形孤立分布[图6(c)、(d)]，大小一般为5～12 μm，加热时可均一到气相或液相。

4.1.2 显微测温

灵湖金矿床中的流体包裹体显微测温分析结果见表1和图7。该矿床不同成矿阶段具有不同的流体包裹体特征。

石英-黄铁矿阶段主要发育富液两相包裹体，其完全均一温度为424 ℃～499 ℃，平均值为450 ℃，流体密度为0.55～0.66 g·cm-3，冰点温度为-9.7 ℃～-7.8 ℃，盐度为11.5%～13.6% NaCleq。

石英-多金属硫化物阶段发育富气两相、富液两相和H2O-CO2三相包裹体。3种包裹体的完全均一温度平均值为344 ℃。其中，富气两相包裹体完全均一温度为306 ℃～389 ℃，流体密度为0.67～0.83 g·cm-3，冰点温度为-8.9 ℃～-6.3 ℃，盐度为9.6%～12.7% NaCleq。富液两相包裹体的完全均一温度为291 ℃～380 ℃，流体密度为0.64～0.82 g·cm-3，冰点温度为-8.1 ℃～-3.4 ℃，盐度为5.6%～11.8% NaCleq。H2O-CO2包裹体的初熔温度为-53.1 ℃～-51.8 ℃，笼形物消失温度为9.3 ℃～9.8 ℃，盐度为0.4%～1.4% NaCleq，CO2相包裹体部分均一温度为30.7 ℃～31.9 ℃，完全均一温度为299 ℃～329 ℃，流体密度为0.50～0.77 g·cm-3。

表1 流体包裹体显微测温分析结果Tab.1 Analysis Results of Microthermometry of Fluid Inclusions

LH2O为液相水；VH2O为气相水；LCO2为液相CO2；VCO2为气相CO2图6 流体包裹体典型照片Fig.6 Representative Photomicrographs of Fluid Inclusions

图7 流体包裹体显微测温直方图Fig.7 Histograms of Microthermometry of Fluid Inclusions

石英-碳酸盐-黄铁矿阶段发育富气两相和富液两相包裹体。两种包裹体完全均一温度平均值为252 ℃。其中，富气两相包裹体完全均一温度为281 ℃～283 ℃，流体密度为0.91～0.92 g·cm-3，冰点温度为-13.8 ℃～-13.2 ℃，盐度为17.1%～17.6% NaCleq；富液两相包裹体的完全均一温度为206 ℃～289 ℃，流体密度为0.83～0.99 g·cm-3，冰点温度为-19.8 ℃～-5.3 ℃，盐度为8.3%～22.2% NaCleq。

4.2 同位素特征

4.2.1 H-O同位素

灵湖金矿床中10件蚀变岩和矿化石英脉中石英的H-O同位素分析结果见表2和图8。由表2可知：1件石英-黄铁矿阶段样品的δ18O值为6.1‰，δD值为-93.3‰，计算出的δ18OH2O值为1.8‰；4件石英-多金属硫化物阶段样品的δ18O值为8.5‰～11.4‰，δD值为-98.7‰～-86.1‰，计算出的δ18OH2O值为1.5‰～3.6‰，计算所用温度为各阶段显微测温的平均值；5件石英-碳酸盐-黄铁矿阶段样品的δ18O值为7.1‰～11.8‰，δD值为-106.4‰～-102.0‰，计算出的δ18OH2O值为0.7‰～4.5‰。在H-O同位素图解(图8)中，所有样品均投影到大气降水和岩浆水之间，且更靠近岩浆水。从早阶段(石英-黄铁矿阶段)到晚阶段(石英-碳酸盐-黄铁矿阶段)，样品具有逐渐向大气降水靠近的趋势。

4.2.2 硫同位素

灵湖金矿床6件黄铁矿的硫同位素分析结果见表3和图9。由表3可知：石英-黄铁矿阶段黄铁矿δ34S值为-2.5‰;石英-多金属硫化物阶段黄铁矿δ34S值为-8.5‰～-6.5‰;石英-碳酸盐-黄铁矿阶段黄铁矿δ34S值为-8.4‰～2.4‰。硫同位素分析结果显示，灵湖金矿床的S主要为岩浆来源，但地层硫亦参与了成矿作用。

底图引自文献[43]图8 H-O同位素图解Fig.8 Diagram of H-O Isotope

4.2.3 铅同位素

灵湖金矿床6件黄铁矿的铅同位素分析结果见表3和图10。石英-黄铁矿阶段，黄铁矿206Pb/204Pb值为17.202，207Pb/204Pb值为15.450，208Pb/204Pb值为37.759;石英-多金属硫化物阶段，黄铁矿206Pb/204Pb值为17.457～17.727，207Pb/204Pb值为15.448～15.473，208Pb/204Pb值为37.712～38.131；石英-碳酸盐-黄铁矿阶段，黄铁矿206Pb/204Pb值为17.495～17.796，207Pb/204Pb值为15.452～15.472，208Pb/204Pb值为38.174～38.255。在206Pb/204Pb-207Pb/204Pb图解[图10(a)]中，灵湖金矿床所有样品主要落于地幔演化线附近。在206Pb/204Pb-208Pb/204Pb图解[图10(b)]中，所有样品落在下地壳与造山带演化线之间。灵湖金矿床黄铁矿的μ值为9.3，明显高于地幔μ值(8.92)，而低于上地壳μ值(9.58)[44]。以上结果表明，灵湖金矿床的Pb主要来源于下地壳。

5 讨 论

5.1 成矿流体特征

流体包裹体岩相学和显微测温分析结果表明：石英-黄铁矿阶段主要发育富液两相包裹体，流体包裹体完全均一温度为424 ℃～499 ℃，盐度为11.5%～13.6% NaCleq，流体密度为0.55～0.66 g·cm-3，指示早阶段成矿流体为高温、中盐度和低密度流体;石英-多金属硫化物阶段发育富气两相、富液两相和H2O-CO2三相包裹体，流体包裹体的完全均一温度为291 ℃～389 ℃，盐度为0.4%～12.7% NaCleq，流体密度为0.50～0.83 g·cm-3，指示中阶段成矿流体为高温、中低盐度和低密度流体;石英-碳酸盐-黄铁矿阶段发育富气两相和富液两相包裹体，流体包裹体完全均一温度为206 ℃～289 ℃，盐度为8.3%～22.2% NaCleq，流体密度为0.83～0.99 g·cm-3，指示晚阶段成矿流体为中温、中低盐度和低密度流体。综上所述，灵湖金矿床成矿流体总体上为高温、中低盐度和低密度流体。

表2 H-O同位素分析结果Tab.2 Analysis Results of H-O Isotope

表3 黄铁矿S-Pb同位素分析结果Tab.3 Analysis Results of S-Pb Isotope of Pyrite

图9 黄铁矿硫同位素直方图Fig.9 Histogram of S Isotope of Pyrite

5.2 成矿流体及成矿物质来源

5.2.1 成矿流体

前人研究表明，流体包裹体H-O同位素组成能够有效限定金矿床成矿流体来源[45-48]。目前，关于小秦岭矿集区金矿床成矿流体来源的观点主要包括：①岩浆水演化为大气降水[49-51];②变质水演化为大气降水[2,14-15]。在H-O同位素图解(图8)中，灵湖金矿床的所有样品均投影到靠近岩浆水的区域，表明该矿床的成矿流体组成以岩浆水为主。从石英-硫化物阶段→石英-多金属硫化物阶段→石英-碳酸盐-黄铁矿阶段，样品明显具有逐渐向大气降水靠近的趋势，这可能是由于成矿过程中不断有大气降水的参与，或者岩浆结晶晚期存在去气作用[52-53]。由图8可知，成矿过程中δD值有明显降低的趋势，这可能是成矿过程中大气降水的参与导致的[54]。因此，石英-多金属硫化物阶段和石英-碳酸盐-黄铁矿阶段中样品投影向大气降水区域靠近的主要原因是大气降水的参与。综上所述，成矿流体可能以高温的岩浆水为主，且在成矿过程中不断有大气降水的参与。

5.2.2 成矿物质来源

CHLC为地壳型高级下地壳;LLC为低级下地壳;LUC为低级上地壳;MHLC为地幔型高级下地壳；底图引自文献[57];华北克拉通地壳组成引自文献[58];太华群数据引自文献[59]～[62]图10 铅同位素图解Fig.10 Diagrams of Pb Isotope

金属硫化物的硫同位素组成(δ34S值)是判断成矿物质来源的重要依据[55]。灵湖金矿床石英-黄铁矿阶段黄铁矿δ34S值为-2.5‰，石英-多金属硫化物阶段黄铁矿δ34S值为-8.5‰～-6.5‰，石英-碳酸盐-黄铁矿阶段黄铁矿δ34S值为-8.4‰～2.4‰。个别样品数值差距较大，表明可能有少量的不同来源S混入[55]。热液矿床中硫化物的硫同位素组成不仅取决于其源区物质的δ34S值，而且与成矿流体演化过程中的物理化学条件密切相关[56]。因此，S的来源必须根据硫化物沉淀时热液的总硫同位素组成(δ34S∑)来判断[63]。灵湖金矿床金属硫化物主要为黄铁矿、黄铜矿和方铅矿等，未见硫酸盐矿物，据此可以判断灵湖金矿床成矿过程中的热液体系以H2S占绝对优势，黄铁矿、黄铜矿和方铅矿等均形成于低氧逸度(fO2)和低pH值的条件下。Wu等研究表明，当热液体系以H2S占优势，且成矿环境处于低氧逸度和低pH值条件时，平衡状态下，δ34S∑值约等于δ34SH2S值[56]。本文采用徐九华等研究的δ34SH2S值计算公式[3]，通过满足黄铁矿的硫同位素组成来计算δ34SH2S值，并以此近似代表热液体系的总硫同位素组成。硫同位素分析结果显示，灵湖金矿床的总硫同位素组成为-8.9‰～2.0‰(表3)，其总体上接近于陨石硫[64]。综上所述，可以认为灵湖金矿床的S主要来自上地幔或者深部地壳。

前人研究表明，铅同位素不仅能指示地壳演化，还可以指示成矿物质来源和矿床成因[65-67]。利用矿石中硫化物和地层中矿物的铅同位素对比来判别矿石铅同位素的来源是目前国际上普遍认同的方法[68-69]。尽管Pb和Au的来源并不完全相同，但灵湖金矿床的金属硫化物和Au在成因上具有密切联系。这表明金属硫化物与Au可能来源于同一成矿流体。由表3可知，灵湖金矿床的金属硫化物中铅同位素μ值为9.3，低于上地壳μ值，而高于地幔μ值[44]。在铅同位素图解(图10)中，灵湖金矿床的所有样品主要落于低级下地壳区域，其铅同位素组成明显高于华北克拉通南缘基底太华群。据此可以推断，灵湖金矿床的Pb主要来源于低级下地壳。

综上所述，可以认为灵湖金矿床成矿物质来源以低级下地壳部分熔融形成的花岗质岩浆为主。

5.3 矿床成因与成矿机制

自然体系中导致矿质沉淀的机制主要有温度、压力、相分离、水岩反应以及流体的混合作用[70-72]。成矿热液中，Au主要以Au-Cl络合物(高温)和Au-S络合物(低温)形式迁移[73-74]。灵湖金矿床的主成矿阶段流体包裹体中CO2含量较高，而CO2与金矿化具有密切关系[54,75-76]。虽然Au与CO2之间的化学亲和性不强，不能直接影响到Au的迁移，但是H2CO3会直接影响成矿流体的pH值条件，从而影响Au络合物的迁移[53,75]。由图6、7可以看出，富液两相和H2O-CO2三相包裹体在同一视域共存且二者的完全均一温度相差不大，表明成矿演化过程中流体发生了相分离[52-53,76]。流体相分离使成矿体系中的挥发性组分进入到气相，导致流体的CO2和H2S含量降低，从而引起流体的pH值、氧逸度、硫逸度等条件发生改变，进而降低Au络合物的稳定性和流体中Au的溶解度，促进大量Au发生沉淀[53,77-78]。野外调查发现，灵湖金矿床内断裂构造发育，且断裂构造与金矿化关系密切，控制着金矿体的空间分布(图3)。成矿演化过程中，频繁的构造活动促进成矿流体在沿断裂运移时，压力剧烈变化并引起成矿流体的沸腾作用，CO2等气体大量逃逸，从而大大降低成矿流体中的酸性组分含量和矿质的溶解度，导致大量金属矿物沉淀并形成金矿体。从图7可以看出，从石英-黄铁矿阶段→石英-多金属硫化物阶段→石英-碳酸盐-黄铁矿阶段，成矿流体主要表现为由高温向中温演化的趋势，而盐度变化较小，因此，温度的降低可能也是矿质沉淀的因素之一。综上所述，可以认为灵湖金矿床的矿质沉淀机制可能与流体相分离、温度的降低有关。

目前，对小秦岭矿集区金矿床的成因类型主要有以下两种观点，即造山型金矿床和岩浆热液型金矿床[2,4,20-23,49-51,79]。矿床的地质特征、成矿流体特征和成矿物质来源等是判断矿床成因类型的重要依据[2,14,50-51]。详细的野外地质调查和H-O、S-Pb同位素分析结果表明灵湖金矿床主要具有以下特征：①矿体大多呈脉状产于切层断裂或构造带中，含金石英脉是金矿体产出的主要类型;②矿床的围岩蚀变主要有硅化、黄铁绢英岩化、绢云母化、绿泥石化、钾长石化和碳酸盐化;③主成矿阶段(石英-多金属硫化物阶段)成矿流体具有高温、中低盐度、低密度和富CO2等特征，成矿流体以岩浆水为主;④成矿物质来源主要为低级下地壳部分熔融的花岗质岩浆。综合以上特征，可以认为灵湖金矿床的成因类型为岩浆热液型。

6 结 语

(1)华北克拉通南缘小秦岭矿集区灵湖金矿床成矿流体为高温、中低盐度和低密度流体。

(2)灵湖金矿床成矿流体以岩浆水为主，成矿物质来源主要为低级下地壳部分熔融的花岗质岩浆。

(3)灵湖金矿床为岩浆热液型金矿，流体相分离与温度的降低是导致矿质沉淀的主要机制。

野外工作得到了河南省灵宝市金源矿业股份有限公司的支持和帮助，流体包裹体和同位素等分析测试得到了中国地质大学(北京)诸慧燕和张鹤老师以及核工业北京地质研究院刘牧老师的帮助，在此一并致以诚挚的感谢！