张宣地区大白阳金矿床包裹体特征及矿床剥蚀保存*

徐渴鑫，申俊峰**，李胜荣，黄绍峰，张士全，王业晗

（1 中国地质大学地球科学与资源学院，北京 100083；2 中国黄金集团香港有限公司（香港），北京 100011）

自中生代以来华北克拉通发生了强烈的构造格局转变和大规模的岩石圈减薄活动（翟明国，2019），并伴随着大规模的金成矿作用（Li et al.,2012；Zhai et al., 2013；Zhu et al., 2015, 2017）。冀北张宣地区处于华北地台北部的燕山坳陷带与内蒙地轴接壤部位，展布于尚义-崇礼-赤城大断裂以南，是华北克拉通的重要金矿集中区（图1a）。前人在张宣地区对金矿床的矿床地质特征、成矿时代、成矿流体及成矿物质来源、矿床成因及成矿动力学背景等方面开展了较多研究，并取得大量的研究成果（王正坤等，1992；张招崇，1996；Mao et al., 2003；张国瑞等，2012；陈茜，2013；王美娟，2015）。对大白阳金矿的地质特征、蚀变特征、成矿流体和成矿物质来源研究结果表明成矿流体可能来源于岩浆热液，并伴随后期大气降水的加入。黄铁矿同位素测试结果显示成矿过程中有幔源物质加入，对金成矿起到了重要的作用，在区内金成矿作用的过程中，普遍伴随强烈的岩浆活动，两者在时间及空间上存在着密切的联系（Shen et al.,2020）。其中，岩浆侵位深度可以作为成岩成矿以来隆升剥蚀的重要标志（张拴宏等，2007；王建平等，2009），由于矿物温压计具有数据易得、结果可靠等优点，在估算岩浆侵位深度方面被广泛应用（孟子岳等，2016）。

本文在总结张宣地区大量研究成果基础上，对张宣金矿区大白阳金矿韩家沟矿段进行流体包裹体特征研究，讨论矿床成因类型，采用黑云母矿物压力计，对张宣地区大白阳金矿周围同时期岩体侵位压力进行计算，估算岩体侵位深度，结合前人裂变经迹研究成果，对矿床形成后的剥蚀与保存情况进行探讨，为区内深部找矿提供依据。

1 区域地质

张宣矿集区大地构造位置上位于华北地台北缘燕山台褶带西部边缘的相对隆起地带（邱小平等，1996；李长民，2011；陈茜，2013）（图1b）。该区具有丰富的矿产资源，包含铁矿、铅锌矿、金矿、银矿等多种不同类型，其中金矿主要分布在尚义-崇礼-赤城深大断裂以南，主要包括小营盘、东坪、张全庄、大白阳、水晶屯、黄土梁、后沟金矿等大中型金矿点以及数十处小型金矿床（点）（王正坤等，1992；李怀坤等，1999）。

冀北张宣地区广泛出露太古宇桑干群和古元古界红旗营子群变质岩，两套地层分布于尚义-崇礼深大断裂两侧，南侧为桑干群一套中高级变质岩系，北侧为红旗营子群一套中级变质岩系（李创举等，2012；王悦，2002），中新元古界的沉积岩系主要出露于区域的东南部，中生代地层由中酸性火山岩、碎屑岩组成。冀北张宣地区褶皱构造主要是前寒武纪构造变形的产物，经历了长期的演化，发生了极其复杂的变形，形成区内复杂的断裂及褶皱构造，尤其自中生代以来，区域内发生强烈的构造变形，早期以近EW向为主断裂转化为晚期以NE-NNE向为主，局部地段发育NW 向构造。区内岩浆岩主要沿着EW 向的尚义-崇礼-赤城深大断裂分布，侵入体出露面积大，分布广泛。其中，古生代岩体出露规模较小，主要包括孤山闪长岩（（390±5）Ma，Zhang et al., 2007）、柳卜沟二长岩侵入体（（401.9±1.1）Ma，曾俊杰等，2008）、水泉沟碱性杂岩体、二长岩杂岩体等。中生代岩浆活动强烈，主要包括印支期超基性岩、花岗岩和燕山晚期花岗岩，如小张家口超基性岩（220 Ma，田伟等，2007）、谷嘴子斑状花岗岩（（236±2）Ma，Miao et al.，2002）、上水泉花岗岩（（142.9±0.8）Ma，Jiang et al.,2009）、杨家营二长花岗岩（138.6 Ma，Jiang et al.,2009）、前坝口二长花岗岩（140.2 Ma，Jiang et al.,2009）等。

图1 华北克拉通简图（a）（据朱日祥等，2015修改）及张宣地区地质简图（b）（据候光久等，1997修改）Fig.1 Simplified geological map of the North China craton(a)(modified after Zhu et al.,2015)and geological sketch map of Zhangxuan area(b)(modified after Hou et al.,1997)

2 矿床地质

大白阳金矿位于张宣矿区，由韩家沟矿区、响水沟矿区和大营盘矿区组成（图2a）。韩家沟矿区是大白阳金矿3 个矿区中规模最大的矿区，由于大营盘和响水沟矿区已闭坑并开始后期的环境治理，矿区主要的矿体露头已被掩埋，本次研究工作主要针对韩家沟矿区，选取矿区内q1、q5 两条代表性矿脉不同成矿阶段进行岩相学观察及实验测试分析。

矿区赋矿地层为一套太古宇桑干群变质岩，岩性为片麻岩和变粒岩。区域内构造发育，主要以3个次级背斜和2 个次级向斜所组成的韩家沟复式背斜为主，矿区内断裂构造具有明显的控矿作用，与成矿关系密切。富钾质岩浆沿断裂及其次级断裂和裂隙运移并在构造有利部位冷凝结晶形成钾长花岗脉岩，岩浆活动进一步促进断层运动，为后期成矿热液的运移、存储提供了有利条件。矿区自西向东分别出露 F3、F1和 F5三条断裂以及 q3、q1、q5 三条矿脉（图2b）。

矿区矿体主要呈脉状产出，矿脉的形态和大小受到区域断裂的控制，矿脉和矿化带空间展布与矿区内构造展布方向基本一致，呈NNE 向大致平行排列。大白阳金矿存在石英脉型和蚀变岩型2 种矿化类型：石英脉型是韩家沟矿段主要的矿化类型；石英脉主要呈脉状和透镜状产出，矿脉与围岩界线清晰，乳白色石英脉大多分布在矿体下部位置，厚度较大，金属硫化物含量较少（图3a），矿区下部局部可见烟灰色石英脉，厚度较小（图3b），金属硫化物主要以团块状、浸染状黄铁矿为主，少量黄铜矿、方铅矿、闪锌矿等；蚀变岩型矿体主要位于矿区上部，在石英脉的两侧以及石英脉次级构造中常见，矿体规模较小，与围岩呈渐变过渡关系，厚度变化较大，从十几厘米到几米不等，矿石矿物主要由黄铁矿、方铅矿、黄铜矿、闪锌矿等金属硫化物组成，非金属矿物以石英、绢云母、绿泥石为主（图3c、d）。大白阳金矿韩家沟矿区蚀变作用强烈，钾长石化普遍发育，矿石颜色主要为肉红色，石英出现大面积的硅化，呈细脉状以及网脉状穿插在蚀变岩中，局部可见黄铁矿化、绿泥石化等现象（图3e、f）。蚀变以矿体为中心向围岩两侧呈规律性的变化，表现为钾长石化、绿泥石化、黄铁矿化、硅化和绢云母化等。

图2 大白阳金矿区（a）和韩家沟矿区地质简图（据陈茜，2013有修改）Fig.2 Geological map of the Dabaiyang gold deposit(a),geological map of the Hanjiagou mining area(b)(modified after Chen,2013)

图3 大白阳金矿韩家沟矿区矿体特征a.白色石英脉；b.烟灰色石英脉，两侧围岩发生蚀变；c.白色石英中呈团块状和细脉状分布的金属硫化物集合；d.多金属硫化物；e.硅化、钾化、黄铁矿化围岩蚀变；f.绿泥石化Py—黄铁矿；Ccp—黄铜矿；Gn—方铅矿；Sp—闪锌矿；Qtz—石英；Mal—孔雀石；Chl—绿泥石Fig.3 Orebody characteristics of the Dabaiyang gold deposit a.White quartz vein;b.Smoky gray quartz vein with alteration of surrounding rock;c.Collection of metal sulfides distributed in massive and veinlet form in white quartz;d.Coexisting and metasomatic pyrite of sphalerite and galena;e.Alteration of silicified,potassic and pyritized surrounding rock;f.Chloritization Py—Pyrite;Ccp—Chalcopyrite;Gn—Galena;Sp—Sphalerite;Qtz—Quartz;Mal—Malachite;Chl—Chlorite

通过观察不同脉体之间穿插关系，结合矿石的显微结构特征和矿石矿物共生组合，将大白阳金矿成矿划分为以下4个阶段：石英-钾长石阶段、石英-黄铁矿阶段、石英-多金属硫化物阶段和石英-碳酸盐阶段（图4）。其中，石英-黄铁矿阶段、石英-多金属硫化物阶段为矿床主要成矿阶段，金主要产于石英和多金属硫化物（黄铁矿为主）的裂隙之中，或与多金属硫化物共生。

3 矿床流体包裹体

不同成因类型的金矿床的成矿流体特征存在很大差异，因此成矿流体特征可以作为判断矿床成因的重要手段（石来生等，2007），成矿流体运移到有利位置使成矿物质沉淀，形成矿床，在成矿的过程中，流体包裹体作为成矿过程的良好指示剂，记录了成矿流体的活动，是成矿作用的“记录者”，包含了大量的成矿作用信息（陈衍景等，2007）。通过流体包裹体研究可以获得成矿流体性质，如温度、压力和成分信息，这些信息对于研究矿床成因类型和成矿机制是非常重要的（倪培等，2018）。本次采集韩家沟矿段1 号矿脉和5 号矿脉研究样品共计23 件（成矿早阶段7 件、中阶段7 件、晚阶段9 件），磨制成包裹体片，对不同成矿阶段包裹体进行岩相学观察，并在此基础上，选取原生包裹体进行显微测温研究和激光拉曼光谱分析。

（1）包裹体岩相学观察

通过对韩家沟矿段不同成矿阶段的流体包裹体的仔细观察，发现韩家沟矿段各成矿阶段石英中广泛发育原生、假次生、次生包裹体，其在室温下呈现不同的物理相态特征，包含纯液相包裹体、富液相包裹体、富气相包裹体等多种类型，其中，韩家沟矿段包裹体以富液相包裹体为主要类型。

图4 大白阳金矿主要矿物生成顺序图Fig.4 Sequence diagram of main minerals formation in the Dabaiyang gold deposit

气液两相富液相包裹体形态多样，以规则椭圆形和长条状及不规则形为主（图5a、c），在主矿物石英中随机分布，包裹体长轴范围一般在3～10 μm，包裹体气相分数15%～40%，对此类包裹体测量其均一温度时，均一到液相，该类型包裹体在成矿各阶段都很发育，约占包裹体总数的80%；气液两相富气相包裹体主要发育在成矿中阶段（石英-黄铁矿阶段、石英-多金属硫化物阶段），气液两相界限清晰，包裹体形态多为规则椭圆形（图5b），也包含一些不规则的形态，如长条状，短棒状等，包裹体长轴5～10 μm，气相分数在50%以上，常与富液相和纯液相包裹体共生，约占包裹体总数10%～15%；纯液相包裹体在成矿早阶段（石英-钾长石阶段）最为常见，在显微镜下特征主要呈无色透明，由纯液相盐水溶液组成（图5d），此类包裹体相对较小，长轴长约4～6 μm，大多呈圆形或椭圆形，在石英中随机分布，通常与气液两相包裹体富气相包裹体、富液相包裹体共生，约占包裹体总数的5%～10%。

（2）包裹体测温结果及盐度、密度计算

在对大白阳金矿韩家沟矿段不同成矿阶段的流体包裹体进行详细观察的基础上，选取原生包裹体进行测试，并对其冰点温度和均一温度进行详细记录。

利用获得的冰点温度数据，根据盐度计算公式W=0.00+1.78tm-0.0442tm2+0.000557tm3（Hall et al.,1988），获得流体包裹体的盐度。公式中，W表示Na‐Cl 的质量百分比，tm是所测得的冰点温度（℃）。分析结果见表1和图6。

图5 大白阳金矿不同类型流体包裹体的显微镜下照片V—气相；L—液相Fig.5 Microphotographs of different types of fluid inclusions from the Dabaiyang gold deposit V—Gas phase;L—Liquid phase

根据包裹体测温数据及计算所得盐度，利用公式法ρ=A+B×th+C×th2，计算出不同成矿阶段流体包裹体的密度（表1），其中，ρ表示盐水溶液密度（g/cm3），th为加热后的均一温度（℃），A、B、C 为盐度的函数（刘斌等，1999；张文淮等，1993，2003；邵洁莲等，1986）。

（3）不同阶段包裹体物理化学性质

成矿早阶段（石英-钾长石阶段）流体包裹体以NaCl-H2O 体系两相包裹体为主，主要为富液相包裹体，可见少量纯液相包裹体。测试获得包裹体的冰点温度介于-18.2～-3.2℃，通过计算获得盐度w(NaCleq)=5.2%～21.3%，集中在12%～18%，在富液相包裹体中可以看到明显跳动的气泡，温度升高过程中，气泡剧烈跳动，直至完全消失，均一至液相，获得完全均一温度变化范围为135～374℃，集中于240～320℃，密度变化范围在0.89～0.97 g/cm3，成矿早阶段为高温热液阶段，温度、盐度及密度都比较高。

成矿中阶段（石英-黄铁矿阶段、石英-多金属硫化物阶段）包裹体为NaCl-H2O体系两相包裹体，富液相包裹体和富气相包裹体在此阶段均有发育，通过降温回升测得包裹体的冰点温度介于-13.3～-1.9℃，计算获得相应的盐度w(NaCleq)=3.2%～17.3%，集中在9%～15% 之间，完全均一温度变化范围为121～302℃，集中在 160～220℃，密度变化范围在 0.86～0.96 g/cm3，此阶段温度降低，属于中温热液阶段，为成矿的主要阶段。

成矿晚阶段（石英-碳酸盐阶段）包裹体为NaCl-H2O 体系两相包裹体，主要以富液相包裹体为主，少见富气相包裹体。通过冰点温度测量，获得包裹体的冰点温度介于-12.1～-1.8℃，计算得到相应的盐度范围w(NaCleq)=3.1%～16.1%，集中在6%～12%，均一至液相，获得完全均一温度变化范围为88～293℃，集中在140～200℃，密度变化范围在 0.78～0.93 g/cm3，此阶段为成矿热液活动的后期，温度、盐度等条件继续降低，几乎无金沉淀。

由包裹体显微测试结果可知，大白阳金矿主成矿温度在160～220℃，成矿流体从成矿早阶段到成矿晚阶段，温度和盐度都呈现明显的降低趋势（图6）。H-O 同位素和稀有气体He-Ar 同位素研究表明，成矿流体主要来源于岩浆侵位、结晶分异过程中所产生的岩浆水，并有来自深部的地幔流体加入，随着成矿过程的推进，后期大气降水沿构造裂隙加入成矿热液（Shen et al., 2020），由于流体混合使成矿流体性质发生改变，可能是导致金元素沉淀的重要影响因素之一。密度计算结果表明大白阳金矿成矿流体密度较稳定，变化不大，属于低密度成矿流体。

（3）包裹体成分分析

对大白阳金矿不同成矿阶段的流体包裹体气相成分进行激光拉曼分析测试，激光拉曼光谱测试表明，只有在成矿早阶段少数包裹体气相成分中显示较弱的CO2和SO2的特征峰（图7a），成矿中阶段和成矿晚阶段气相成分为宽缓的水峰，没有发现挥发性气体成分（图7b），表明成矿流体主要属于NaCl-H2O体系。

流体包裹体激光拉曼研究表明，成矿早阶段气相成分中以H2O 为主，含少量的CO2和SO2挥发分，成矿中阶段和成矿晚阶段的流体包裹体气相成分未发现CO2和SO2，大白阳金矿成矿流体酸性成分CO2和SO2散失，pH 上升，还原硫浓度增加，导致金元素沉淀。高盐度包裹体与低盐度富气相包裹体共生现象指示成矿流体发生沸腾作用（卢焕章等，2015）。在矿床野外地质观察的过程中，发现矿体发育水晶晶洞，并在矿体的局部观察到围岩角砾构造，进一步证明流体在成矿过程中发生过沸腾作用。

（4）流体压力及成矿深度计算

一般认为包裹体均一温度th代表其捕获温度的下限，由此估算的流体压力也就是实际捕获压力的下限，对于盐水体系，均一温度越高，均一压力也越高（徐九华等，2012）。

表1 大白阳金矿韩家沟矿段流体包裹体显微测温结果及盐度和密度Table 1 Micro temperature measurement results,salinity and density of fluid inclusions in the Hanjiagou mining area of the Dabaiyang gold deposit

图6 大白阳金矿不同阶段流体包裹体均一温度（a～c）和盐度（d～f）直方图Fig.6 Histogram of homogenization temperature(a～c)and salinity(d～f)of fluid inclusions in different stages from the Dabaiyang gold deposit

图7 大白阳金矿流体包裹体拉曼图谱Fig.7 Raman spectra of fluid inclusions from the Dabaiyang gold deposit

对于盐水体系常通过均一温度的压力校正来获得流体的捕获温度和捕获压力，Portter（1977）通过实验获得了不同盐度下压力对均一温度的校正图解。邵洁莲等（1988）提出成矿压力计算公式，p=p0th/T0，式中p0=219+2620w，T0=374+920w，w为盐度；th为均一温度。Vityk 和 Bodnar（1994）通过人工合成包裹体技术，提出NaCl-H2O 包裹体捕获温度、压力、盐度和均一温度之间的公式。

由包裹体所估算出的流体压力在进行深度计算时，常受到多种因素的影响，公式p=ρgH中，密度ρ影响因素较大，一般花岗岩取平均值2.56 g/cm3，公式计算过程中，以26 MPa/km 的静岩压力梯度进行计算。单纯采用静岩或者静水压力梯度不能真实反映流体活动的实际特点（孙丰月等，2000；赵胜财等，2005）。孙丰月等（2000）在断裂带深度-流体压力垂直分带规律曲线的基础上，通过计算机程序分段对成矿深度和压力之间的关系进行了拟合，进一步得出了不同压力条件下不同的深度计算公式，使得计算结果更加准确：当成矿流体压力小于40 MPa 时，可以用静水压力梯度来计算成矿深度，即用压力除以静水压力梯度（10 MPa/km）；测得的流体压力为40～220 MPa 时，y=0.0868/（1/x+0.00388）+2；测得的流体压力为 220～370 MPa 时，y=11+e（x-221.95）/70.075；测得的流体压力为370 MPa 时，y=0.0331385x+4.19898。公式中y和x分别代表成矿深度和所测得的压力值，单位分别为km和MPa。

通过对大白阳金矿主成矿阶段流体包裹体进行测试分析得出，主成矿阶段包裹体类型主要以NaCl-H2O 类型包裹体为主，因此，采用Vityk 和Bodnar（1994）所提出 NaCl-H2O 包裹体捕获温度、压力、盐度以及均一温度之间的公式进行计算，计算结果显示大白阳金矿的主成矿阶段成矿压力约为46.3～104.6 MPa，得到大白阳金矿的成矿深度5.40～8.45 km，平均深度为6.93 km。这一结果与陈茜（2013）获得大白阳金矿主成矿期的成矿压力主体范围66.9～267.3 MPa接近，成矿深度2.43～9.72 km，平均深度为6.08 km。

（5）矿床成因分析

通过对大白阳金矿流体包裹体岩相学观察，发现流体包裹体以富液气液两相包裹体为主，含有少量富气相包裹体（主要集中在成矿期早阶段，石英-钾长石阶段）及纯液相包裹体。包裹体激光拉曼数据表明早阶段的成矿流体中气相成分主要是H2O，其次为CO2和SO2，液相成分为水。流体包裹体均一测温的结果显示主成矿阶段温度集中在160～220℃，表明其属于中-低温矿床。主成矿阶段盐度w(Na‐Cleq)集中在9%～15%之间，指示成矿流体属于中低盐度热液。因此，大白阳金矿为中低温、中低盐度、贫CO2型热液金矿床。

4 矿区周边岩体地质及成岩深度

地区内岩浆岩主要沿着EW 向的尚义-崇礼-赤城深大断裂分布，侵入体出露面积大，分布广泛。其中，中生代岩浆活动强烈，本次研究主要对地区内谷嘴子岩体、杨家营岩体及前坝口岩体进行。

谷嘴子斑状花岗岩分布于张宣地区谷嘴子一带，呈岩株状侵位于太古宇桑干群变质岩中。岩石表面呈肉红色，主要矿物钾长石（35%～40%）、斜长石（20%～25%）、石英（15%～20%）、黑云母（5%～10%），含少量黄铁矿、磁铁矿等副矿物，斑状结构。斑晶以钾长石、斜长石为主（图8a），粒径大小可达2cm，钾长石呈自形、半自形板柱状，斜长石呈自形条带状、发育聚片双晶；基质主要为石英，呈他形粒状分布在钾长石、斜长石、黑云母等矿物之间；黑云母多呈自形-半自形长条状，深褐色-黄褐色，多色性明显，近平行消光，多见一组解理（图8b）；可见少量黄铁矿、磁铁矿等金属矿物（图8c）。

杨家营二长花岗岩岩石表面呈白色、灰白色，主要包括钾长石（25%～30%）、斜长石（30%～35%）、石英（15%～20%）、黑云母、角闪石矿物，及少量黄铁矿、磁铁矿等副矿物，花岗结构，块状构造。钾长石呈自形、半自形板状，可见卡氏双晶；斜长石呈自形板状、条带状，可见聚片双晶；石英呈他形粒状充填于其他矿物间隙中；黑云母呈自形片状，一组解理，吸收性和多色性显著（图8d）；在破碎的黑云母颗粒中可以见少量黄铁矿、黄铜矿等金属矿物（图8e）。前坝口二长花岗岩岩石表面呈灰白色，主要矿物组成为钾长石（30%～35%）、斜长石（30%～35%）、石英（15%～20%）、黑云母、角闪石，含少量磁铁矿、黄铁矿等副矿物。自形-半自形粒状结构，块状构造（图8f）。

利用黑云母矿物压力计对3 个岩体成岩深度分别进行深度计算，得到谷嘴子岩体、杨家营岩体及前坝口岩体成岩深度分别为7.02 km、2.66 km 以及3.13 km。

图8 张宣地区岩体地质特征a.斑状花岗岩中钾长石斑晶；b.斑状花岗岩中钾长石+斜长石+石英+黑云母+角闪石+磁铁矿矿物共生组合；c.黄铁矿；d.杨家营二长花岗岩钾长石+斜长石+石英+黑云母+角闪石矿物共生组合；e.杨家营二长花岗岩黑云母被黄铁矿交代；f.前坝口二长花岗岩钾长石+斜长石+石英+黑云母+角闪石矿物共生组合Kfs—钾长石；Pl—斜长石；Bt—黑云母；Amp—角闪石；Qtz—石英；Mag—磁铁矿；Py—黄铁矿Fig.8 Geological characteristics of rock mass in Zhangxuan area a.Porphyry granite potash feldspar phenocryst;b.Porphyry granite potash feldspar+plagioclase+quartz+biotite+amphibole+magnetite mineral association;c.Pyrite;d.Yangjiaying monzogranite potash feldspar+plagioclase+quartz+biotite+amphibole mineral association;e.Yangjiaying monzogranite biotite replaced by pyrite;f.Qianbakou monzogranite potash feldspar+plagioclase+quartz+biotite+hornblende mineral association Kf—Potash feldspar;Pl—Plagioclase;Bt—Biotite;Amp—Hornblende;Qtz—Quartz;Mag—Magnetite;Py—Pyrite

5 大白阳金矿剥蚀与保存

5.1 研究方法

（1）光学显微镜观察及电子探针分析

选择新鲜的岩体露头进行采样，每个采样位置采集多件样品以确保研究结果具有足够的代表性。样品首先制作光薄片，利用光学显微镜进行详细的矿物组成和结构构造显微观察，选择新鲜的未遭受蚀变的、符合压力计矿物共生组合关系的样品来进行电子探针分析。电子探针测试在中国科学院地质与地球物理研究所进行，仪器型号为JXA-8100。测试条件为：加速电压20 kV，束流10 nA，束斑大小为2 μm，检出限为0.01%。标样为钠长石（Na）、透长石（Si，Al，K）、透辉石（Ca，Mg）、贵榴石（Fe）、金红石（Ti）和蔷薇辉石（Mn），采用ZAF 方法进行校正。

（2）矿物压力计

由于其具有数据易得、结果可靠和应用广泛等优点（孟子岳等，2016），在研究矿物结晶温度、压力及地壳隆升方面发挥着重要的作用，利用矿物温压计获得花岗质岩浆初始结晶时的压力条件，对于探讨岩体剥蚀深度、了解造山带的构造热演化史等方面均具有重要意义（龚松林，2004；Uchida et al.,2007；李小伟等，2011）。目前，常用的矿物温压计有角闪石全铝压力计、黑云母全铝压计、岩浆绿帘石压力计、角闪石-斜长石温压计等。

角闪石全铝压力计主要用于钙碱性花岗岩（Wones, 1981；李小伟等，2011）。Hammarstrom 等（1985;1986）提出岩体侵位压力与角闪石中Al 含量之间计算公式，Hollister（1987）对该公式进行改进，Johnson（1989）和Schmidt（1992）通过实验岩石学的方法，更为精准的限定了压力和全铝之间的关系，使误差进一步减小。为保证计算结果的准确性，An‐derson 等（2008）提出了角闪石成分 0.4＜Fe/(Fe+Mg)＜0.65 且 Fe3+/(Fe2++Fe3+)≥0.25（或 Schmidt,1992建议的0.2）等限制条件，对压力计的使用进行严格限制。

Uchida 等（2007）发现花岗岩中的黑云母其Altot含量与伴生的热液金属矿床种类之间有着某种特定联系，即花岗岩中黑云母的Altot含量随着伴生的热液矿床的金属类型不同而变化。同时，Uchida 等（2007）对低压条件（p＜200 MPa）结晶岩体的角闪石全铝含量与黑云母全铝含量进行线性回归，得出对低于200 MPa 的岩体，尤其是矿化岩体可使用黑云母全铝压力计。

目前，国内采用黑云母全铝法压力计估算成岩深度已取得良好应用效果，但其在使用上也存在一定的争议，对此康志强等（2010）通过对广西姑婆山-花山花岗岩通过矿物压力计方法对其结晶压力进行计算，并且对同一岩体分别利用角闪石全铝压力计和黑云母全铝压力计进行计算，通过对2 种方法所得的结果进行对比，对两种矿物压力计在选取方面提供了重要参考，得出如下结论：当花岩岗中存在角闪石+黑云母矿物共生组合，且角闪石结晶完好时，则选择角闪石作为全铝压力计矿物；当花岗岩中存在角闪石+黑云母矿物组合，但角闪石结晶不够完好，而黑云母结晶完好时，则选择黑云母作为全铝压力计矿物；当花岗岩中不存在角闪石时，黑云母也不适合作为全铝压力计矿物。

本次主要对张宣地区谷嘴子、杨家营、前坝口3 个岩体进行采样，通过前期岩相学观察，发现样品角闪石含量较低且晶型较差，黑云母含量较高，结晶粒度大且晶形完好，未发生明显蚀变。因此，本次研究采用黑云母全铝压力计计算岩体的成岩深度。

5.2 黑云母成分特征

黑云母电子探针分析结果见表2。按照黑云母的阳离子总数为8、阴离子负电价为23 的理论值，其中Fe2+、Fe3+采用林文蔚等（1994）的计算方法获得，据此理论，以O=22为基础计算了黑云母的阳离子数及相关参数。

谷嘴子岩体中黑云母w(TiO2)=2.17%～2.34%，w(Al2O3)=15.16%～15.68%，w(SiO2)=37.29%～37.61%，w(FeO*)=14.25%～17.30%，Mg/（Mg+Fe）=0.57～0.58；杨家营岩体中黑云母w(TiO2)=4.05%～4.73%，w(Al2O3)=12.48%～13.53%，w(SiO2)=36.10%～37.96%，w(FeO*)=14.59%～17.30%，Mg/（Mg+Fe）=0.58～0.63；前坝口岩体中黑云母w(TiO2)=5.01%～5.70%，w(Al2O3)=12.23%～13.67%，w(SiO2)=34.57%～36.65%，w(FeO*)=13.19%～14.74%，Mg/（Mg+Fe）=0.62～0.65。Nachit等（2005）通过分析不同来源的480 件黑云母化学成分，给出了TiO2-（FeO+MnO）-MgO 三角分类图解，可以用来判别黑云母的形成条件。Zhang 等（2016）提出原生黑云母能够反映其结晶时岩浆的物理化学条件。对此次样品黑云母进行投图分析，由图9可知，3个岩体的黑云母均属于原生黑云母，所以对此次采集的岩体中的黑云母进行化学成分分析是可行的。

表2 谷嘴子、杨家营和前坝口岩体黑云母矿物化学成分表w(B)/%Table 2 The compositions of the biotite in Guzuizi,Yangjiaying andQianbakou pluton w(B)/%

国际矿物学协会（IMA）将黑云母分为铁云母、金云母、铁叶云母和富镁黑云母4 个端员的固溶体。对不同岩体的黑云母化学成分进一步分析，通过Mg-（AlVI+Fe3++Ti）-(Fe2++Mn)分类图解投图（图10），得出3 个岩体的黑云母均落在镁质黑云母区域，反映出地区内黑云母有深源物质的加入。

5.3 黑云母的结晶温度及氧逸度

（1）温度

Henry 等（2005）研究发现，黑云母中w(Ti)与温度呈正相关性，与压力呈现反消长关系，w(Ti)对形成温度较为敏感，依据Ti 和Mg/ (Mg+Fe)值关系提出温度计算公式：

t={In（Ti）-a-c（XMg）3/b}0.333

其中，t=温度（℃），XMg=Mg/（Mg+Fe），a=-2.3594，b=4.6482×10-9，c=-1.7283。该公式适用于 XMg=0.277.000，Ti（apfu）=0.04～0.60，t=480～800℃的岩体结晶温度估算，估算得出谷嘴子、杨家营、前坝口岩体黑云母结晶温度分别为 638～650℃、753～765℃、785～794℃。

（2）氧逸度

图9 黑云母TiO2-(FeO+MnO)-MgO成因图解（据Nachit et al.,2005）Fig.9 The genetic diagram with TiO2-(FeO+MnO)-MgO for biotite(after Nachit et al.,2005)from pluton in Zhangxuan area

Wones 等（1965）提出采用黑云母 Fe2+、Fe3+和Mg 原子百分数来估算其结晶时的氧逸度。在此计算过程中，在满足黑云母与钾长石和磁铁矿共生的条件下，用来进行计算的云母应为初始岩浆云母，依据显微镜观察结果（图8）和黑云母成因分类图解（图9）判断，此次计算所选取黑云母满足条件。将原生黑云母数据投入图解中（图11a），结果显示，所投点均落在Ni-NiO 与Fe2O3-Fe3O4两条缓冲线之间，说明黑云母是在较高氧逸度条件下结晶形成的，且NNO＞1.0。

依据Wones等（1965）提出的pH2O=207 MPa 条件下黑云母的logf(O2)-t图解（图11b），通过计算黑云母Fe/(Fe+Mg)值，结合前文计算得到的黑云母Ti 温度，在logf(O2)-t图解中也可以获得大致的氧逸度值范围，由图可知，本次采样区花岗岩中黑云母估算氧逸度logf(O2)介于-9.5～-13.5 之间（图11b），反映出谷嘴子、杨家营、前坝口岩体均在高氧逸度的条件下结晶形成。在高氧逸度条件下，S 元素容易被氧化，形成或SO2而进入到硅酸盐熔体之中，难以与Cu、Au、Mo 等成矿元素结合，促进含矿热液中Au 元素的聚集沉淀，有利于金矿床的形成。

5.4 黑云母结晶压力与岩体侵位深度估算

依据Uchida等（2007）所提出的黑云母全铝压力计公式进行计算：

p（108Pa）=3.03×Altot-6.53（±0.33）

其中Altot含量由黑云母O22方法获得，再根据p=ρgh 估算静岩深度，其中g 值取9.8，复式岩体各单元岩石密度虽有差异，但为计算方便统一，ρ取值2.7×103g/cm3，从而获得成岩深度值。

图10 黑云母成分分类图解（据Foster,1960）Fig.10 The composition classification diagram for biotite from pluton in Zhangxuan area(after Foster,1960)

图11 黑云母Fe2+-Fe3+-Mg图解（a）与logf(O2)-t图解（b）（据Wones et al.，1965）Fig.11 The oxygen fugacity diagram with Fe2+-Fe3+-Mg(a)and logf(O2)versus t diagram(b)for biotite from pluton in Zhangxu‐an area(after Wones et al.，1965)

计算得到谷嘴子成岩压力为175～197 MPa，成岩深度为6.61～7.46 km，平均值7.02 km；杨家营成岩压力为30～94 MPa，成岩深度为1.13～3.56 km，平均值2.66 km；前坝口岩体的成岩压力为34～113 MPa，成岩深度为1.29～3.57 km，平均值3.13 km。

5.5 张宣地区剥蚀深度及矿床保存

（1）矿床年代学研究

前人对张宣地区金矿成矿时代的观点大致分为3 种：①矿体形成于太古代（胡小蝶等，1990）；②海西期混合岩化-重熔交代作用形成的岩浆热液金矿床（宋瑞先等，1994）；③矿体的形成于燕山期，与中生代的大规模岩浆岩活动密切相关（赵莎，2009；李长民等，2010；王美娟，2015）。随着大量科研工作的开展及测年技术的发展，张宣地区内矿床形成年龄厘定也更加精准。

李长民等（2010）采用热液锆石SHRIMP U-Pb同位素测年得到东坪金矿主要成矿时间为（140.2±1.3）Ma。王美娟（2015）采集东坪金矿1304 m 中段石英脉型矿石，测得热液锆石的U-Pb 同位素谐和年龄为（132.30±0.83）Ma；宋瑞先等（1994）、赵莎（2009）采用K-Ar 定年法对水晶屯的成矿年龄研究，得出了2 个不同的年龄段，分别为202.5～215.5 Ma、131.45～153.65 Ma；小营盘金矿 K-Ar 年龄显示其形成于早侏罗世（171.5～183.4 Ma；赵莎，2009）；较早的后沟金矿的成矿年龄数据表明金矿形成于早侏罗世，而牛树银等（2007）对其蚀变岩中钾长石K-Ar 测年结果为133.2 Ma，暗示该金矿形成于早白垩世。陈茜（2013）对大白阳矿区内矿石样品进行铅同位素测试，对地区内响水沟花岗岩进行测年分析，并对大白阳金矿成矿年龄进行了讨论，得出大白阳金矿主矿化时期应为海西期晚期。

（2）矿床剥蚀保存讨论

区域性地壳隆升与剥蚀是造山作用过程的具体表现，致使地下动力学条件和热力学条件发生显著改变，或地壳内部结构发生明显变化的响应。花岗岩体被剥露是判别地壳隆升剥蚀最重要的标志之一。因此，基于花岗岩结晶压力的估算，可以为评估成岩以来地壳的隆升剥蚀幅度和剥蚀速率提供依据，借此还可以判别不同构造单元的隆升与剥蚀差异，同时，可以为矿床的剥蚀保存情况提供重要的参考。

前人利用磷灰石裂变径迹的方法对张宣地区的隆升剥蚀速率进行了研究，邵济安等（2005）通过对本地区红花梁黑云母花岗岩（（235±2）Ma）的磷灰石裂变径迹研究表明，该地区隆升大约在80～10 Ma 期间，采用封闭温度-年龄法计算出岩体的冷却速率为0.025 km/Ma，从10 Ma 至今，隆升速率加快约为0.13 km/Ma，剥蚀总量约为3.05 km；聂逢君等（2018）采用封闭年龄-温度法计算得出卫境岩体（148 Ma）中的自晚白垩世以来剥蚀速率为0.07～0.27 km/Ma；李长平（2019）（未发表数据）对张宣地区太古代变质岩以及谷嘴子岩体（（236±2）Ma）进行了磷灰石裂变径迹研究，研究表明太古代变质岩自早白垩世以来，整体的剥蚀速率在0.02～0.31 km/Ma，谷嘴子岩体自晚白垩世以来剥蚀速率介于0.02～0.69 km/Ma之间，剥蚀量为2.92～2.96 km，平均值2.94 km。

如果成矿深度大于剥蚀量说明矿床的保存良好，相反，则说明矿床遭受了剥蚀。流体包裹体测试结果表明，大白阳金矿成矿压力为46.3～104.6 MPa，成矿深度为6.93 km。赵莎（2009）对地区内水晶屯金矿的流体包裹体进行测试，得出水晶屯金矿主成矿阶段压力约为35～65 MPa，水晶屯金矿成矿深度为3.50～6.51 km。

通过矿物压力计结合岩体的年代学获得的剥蚀速率，计算得到区内杨家营岩体（138.6 Ma）侵位深度3.01 km，隆升剥蚀速率约为0.022 km/Ma；前坝口岩体（140.2 Ma）侵位深度3.1 km，隆升剥蚀速率约为0.022 km/Ma，与前人的研究结果较为一致，具有可靠性。结合前人裂变经迹研究结果，笔者认为地区内岩体自中生代以来遭受了相似的剥蚀强度，主要发育有3 次的快速隆升，分别在早白垩世、晚白垩世和始新世—渐新世，剥蚀速率在0.022～0.029 km/Ma，剥蚀量约3 km。大白阳金矿为海西期晚期成矿，自中生代以来逐渐遭受剥蚀，综合地区成矿深度与剥蚀量，剥蚀量小于矿床成矿深度，表明该区金矿床保存良好，深部仍具有良好的找矿前景。

6 结 论

（1）大白阳金矿流体包裹体类型简单，以富液相包裹体为主。成矿早阶段流体包裹体冰点温度介于-18.2～-3.2℃之间，盐度范围为w(NaCleq)=5.2%～21.3%，均一温度变化范围集中于240～320℃；成矿中阶段测得包裹体的冰点温度介于-13.3～-1.9℃之间，盐度范围为w(NaCleq)=3.2%～17.3%，完全均一温度变化范围集中在160～220℃；成矿晚阶段测得包裹体的冰点温度介于-12.1～-1.8℃之间，盐度范围w(NaCleq)=3.1%～16.1%，均一温度变化范围集中在140～200℃。从成矿早阶段至成矿晚阶段，温度和盐度都呈现明显的降低趋势，成矿流体密度较稳定，表现出中低温、中低盐度、贫CO2热液型矿床特征。同时，通过计算获得大白阳金矿主成矿阶段的压力为46.3～104.6 MPa，得到大白阳金矿的成矿深度为5.40～8.45 km，平均深度6.93 km。

（2）采用黑云母压力计对张宣地区岩体侵位深度计算结果为：谷嘴子岩体（236.0 Ma）侵位深度7.02 km、杨家营岩体（138.6 Ma）剥蚀深度2.66 km、前坝口岩体（140.2 Ma）剥蚀深度3.13 km。结合前人的裂变径迹结果，认为张宣地区自中生代以来剥蚀速率为0.022～0.029 km/Ma，剥蚀量为3 km左右。

（3）通过流体包裹体计算得出大白阳金矿成矿深度为6.93 km，张宣地区岩体自中生代以来剥蚀量约3 km，剥蚀量小于矿床成矿深度，由此推断地区内深部仍具有一定的找矿潜力。

致 谢感谢匿名审稿人提出的建议，感谢各位老师、师兄在文章撰写过程中提供的意见，感谢实验研究员在实验过程中的热情帮助。