甘肃省鹿儿坝金矿流体包裹体研究:对流体演化和成矿机制的探讨

常 铭，刘家军，杨永春，翟德高，周淑敏，王建平

(1.中国地质大学 地质过程与矿产资源国家重点实验室，北京 100083;2.中国地质大学(北京)地球科学与资源学院，北京 100083；3.中国地质调查局 牡丹江自然资源综合调查中心，黑龙江 牡丹江 157000；4.青海大学 地质工程系，青海 西宁 810016)

0 引 言

秦岭造山带是华北地块与扬子地块经过长期的碰撞汇聚和陆内造山作用的结果，是我国重要的金属成矿带[1]。西秦岭礼(县)—岷(县)成矿带为秦岭成矿带的一个重要组成部分，发育众多金矿床，如岷县鹿儿坝金矿床、岷县寨上金矿床、礼县李坝金矿床、安家岔金矿床、漳县曹家沟和胭脂沟金矿床等，其中鹿儿坝金矿床又是鹿儿坝金、锑矿集中区的一个典型金矿床。前人在西秦岭地区开展了大量成矿流体性质及来源的研究工作，所获得的成矿温度差异较大，关于成矿流体来源的认识主要有岩浆水和大气降水混合及岩浆水、变质水和后期部分大气降水混入两种，尚未形成统一意见[2]。近年来，国内学者在鹿儿坝金矿床中开展过一些研究工作，但主要集中在矿床地质特征[3]、地球化学特征[4-6]、控矿因素分析[7]、找矿远景评价[8]，而对成矿流体性质及来源的探讨相对较少。大量研究表明，岩石、矿物以及元素在有无流体的情况下会表现出迥异的物理和化学性质，所以对于认识某一地质过程而言，流体方面的研究往往能够提供极其重要的信息[9]。流体包裹体研究矿物和岩石中的古流体，结合现代热力学原理的相关计算，可以恢复捕获流体时的物理化学条件，如温度、压力、密度、成分、组分逸度等，对其进行研究有助于揭示成矿流体性质，进而反演成矿流体的来源。此外，对鹿儿坝金矿床成矿流体的研究工作，可以完善鹿儿坝金、锑矿集区成矿流体性质及来源的研究工作，与西秦岭地区其余典型金矿床进行对比，并对该地区金成矿机制提供一定的参考。

1 成矿地质背景

矿区大地构造体系属于秦(岭)祁(连山)昆(仑山)造山系、秦岭弧盆系、泽库前陆盆地，自加里东运动以来是一个长期构造活动的东西向海槽，接收了一套浅海相碎屑岩、碳酸盐岩沉积；三叠纪末的印支运动使地槽回返，地层发生强烈褶皱，形成了NW向洮河复向斜，成为本区的主体构造[8,10]。区域上断裂构造发育，以区域性压性-压扭性大断裂为主，走向北西—北北西，其中F5、F13、F15为本区主体控矿构造，众多金矿体沿断裂发育。鹿儿坝金矿床位于西秦岭成矿省中部，三叠统浊积岩建造的浅变质岩中的NWW向断裂破碎带及两侧硅化蚀变带内[4]。区内地层结构单一，只出露中三叠统及第四系全新统两套地层。中三叠统为一套轻微变质的浅海相细碎屑岩、碳酸盐岩建造，根据岩性特征可分4个组，区域上出露其第二、三、四组。

区域岩浆活动不发育，仅见少量中酸性岩脉侵入于中三叠统，分布受断裂构造控制；但在其北邻的中秦岭陆缘盆地构造单元内，印支期侵入岩较为发育。

2 矿床地质特征

鹿儿坝金矿床位于泽库前陆盆地西段北缘，洮河复式向斜之北翼，鹿儿坝村北东，向东至大后沟，北起洪家梁，南至马烨河，南北宽1.15 km，东西长1.5 km ，面积约1.5 km2(图1)。矿区内出露的地层主要为中三叠统第三岩组的第一、二岩性段，第二岩组，第四岩组和第四系全新统。金矿体大多产出于第二岩性段中，其主要岩性为长石石英砂岩、石英砂岩、粉砂岩及砂质板岩。控矿构造为近东西向压性、压扭性断裂，其规模较大，延伸较长(长度达4 km以上)。容矿构造则是近东西向与其次级北东向断裂的交汇部位，这些部位往往为矿体变宽、变富部位。区内岩浆活动较弱，沿断裂构造带形成了数条长20～200 m、宽2～5 m的蚀变花岗闪长玢岩脉，与金矿化有一定关系。区域变质作用与成矿关系密切，与金矿化相关的围岩蚀变包括硅化和黄(褐)铁矿化、碳酸盐化等。鹿儿坝矿区据矿体分布特征从北向南可依次划分为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ矿带，总体产状向南倾，倾角75°～85°[11](图1)。

图1 鹿儿坝金矿床地质图(据鹿儿坝金矿公司提供的资料，略有修改)Fig.1 Geological map of the Lu’erba Au deposit (modified from Lu’erba Gold Company)1.中三叠统第三岩组第一岩性段粉砂质板岩；2.中三叠统第三岩组第二岩性段板岩+砂岩；3.中三叠统第三岩组第二岩性段砂岩+板岩；4.中三叠统第三岩组第二岩性段板岩；5.中三叠统第三岩组第二岩性段砂岩；6.中三叠统第三岩组第三岩性段；7.第四系；8.逆断层；9.平移断层；10.地质界线；11.金矿体及其编号；12.探槽位置；13.钻孔位置；14.地层产状(°)

根据赋矿原岩特点，可将金矿石分为以下3种类型(图2)：(1)赋存在砂岩中的金矿石；(2)赋存在板岩中的金矿石；(3)赋存在闪长玢岩中的金矿石，其中赋存在砂岩中的金矿石含金较富，是矿区的主要矿石类型[7]。本次研究工作所采集的矿石也为该类型矿石。矿石中金属矿物以黄铁矿为主，其次为辉锑矿、毒砂，而闪锌矿、黄铜矿、磁铁矿等均很少见，载金矿物为黄铁矿、毒砂。非金属矿物主要有石英、绢(白)云母，其次为方解石、铁白云石、长石等。

图2 鹿儿坝金矿矿石及矿体特征Fig.2 Photos showing the characteristics of the Lu’erba Au ore(a)(b)鹿儿坝金矿Ⅱ号矿带呈浸染状构造的矿石；(c)(d)鹿儿坝金矿Ⅱ号矿带平硐中矿体与围岩的接触过渡部位，围岩呈浸染状矿化

矿石结构包括自形-半自形-它形晶结构(图3(a))、共生边结构(图3(b))、交代结构(图3(c))、压碎结构(图3(d))、草莓状结构(图3(e))。其中，自形-半自形-它形晶结构表现为矿石中可见呈立方体或五角十二面体的黄铁矿产出，呈自形-半自形的毒砂和辉锑矿产出，黄铁矿中可见呈它形的自然金分布；共生边结构表现为黄铁矿与毒砂等硫化物之间的共生产出；交代结构表现为早阶段的矿物如黄铁矿等被晚阶段的多金属硫化物如毒砂交代；压碎结构和草莓状结构均为黄铁矿的常见结构。

图3 鹿儿坝金矿床中的矿石结构显微照片Fig.3 Thin-section micrographs of the Lu’erba Au ore textures(a)它形自然金分布在黄铁矿内部，反射光；(b)黄铁矿与毒砂呈共生边结构产出，反射光；(c)毒砂交代黄铁矿的交代结构，反射光；(d)黄铁矿的压碎结构，反射光；(e)黄铁矿的草莓状结构，反射光；(f)毒砂呈星散状构造产出，反射光。Au.自然金；Py.黄铁矿；Apy.毒砂

矿石构造主要有星散状(图3(f))、块状、板状、角砾状、碎裂状构造等，其次为网脉状构造、浸染状构造等。其中，星散状构造为毒砂等矿物呈星散状分布于石英中，网脉状构造表现为硫化物如黄铁矿呈网脉状分布在石英中，浸染状构造为黄铁矿等硫化物在矿石中零星产出。块状、板状、角砾状和碎裂状构造在矿区内发育比较普遍。

笔者基于野外矿脉穿切关系、矿物组合及显微镜下矿物共生关系等特征，将赋存在砂岩中的金矿石的热液成矿阶段划分为3个阶段：

(1)I阶段(黄铁矿阶段)：可在矿石中见细粒它形黄铁矿，黄铁矿多呈星散状-稀疏浸染状分布其中，砂岩中可见石英的增生。

(2)Ⅱ阶段(自然金-多金属硫化物-石英-方解石阶段)：成矿主阶段，表现为细脉状石英-碳酸盐-多金属硫化物穿切到早期形成的浸染状矿石中。其中，多见呈星散状-浸染状分布的自形粗粒黄铁矿，黄铁矿粒度一般小于0.15 mm，多见压碎现象，其内部可见自然金的分布(图3(a))。其次可见毒砂、辉锑矿等硫化物，其中毒砂多单独呈棱柱形自形晶，或与黄铁矿共生分布在石英中。辉锑矿主要呈自形放射状结构产出，或是呈浸染状、脉状、块状构造分布在石英中，与黄铁矿、毒砂关系密切。闪锌矿、黄铜矿含量较少。可见硫化物与自然金密切共生的现象，也可见石英、方解石与自然金密切共生。多见烟灰色石英细脉及方解石细脉分布在围岩破碎裂隙中。

(3)Ⅲ阶段(石英-方解石阶段)：金属矿物少见，主要以碳酸盐脉或方解石-石英脉为特征。

3 流体包裹体研究

3.1 样品采集与实验分析方法

样品主要取自鹿儿坝矿区Ⅱ矿带中，部分样品采自Ⅱ矿带3号矿脉露天开采处，部分样品采于Ⅱ矿带平硐(图2(c)和(d))。先将样品磨制成20个厚度约0.2 mm、双面抛光的薄片并进行流体包裹体岩相学观察，而后对包裹体片中有代表性的且利于测试的包裹体进行测温和激光拉曼分析。由于热液期早期阶段矿脉细小，且矿脉以面状蚀变为主，难以切片观察，因而未能得到I阶段的流体包裹体。由于石英中包裹体发育较小不易观察，本次显微测温实验的对象主要为热液期Ⅱ、Ⅲ阶段方解石中的流体包裹体。激光拉曼光谱及氢、氧同位素分析的对象为Ⅱ阶段石英及Ⅲ阶段方解石样品。

样品的岩相学观察、显微测温、激光拉曼光谱分析和氢、氧同位素分析工作均是在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成。其中显微测温实验在流体包裹体测温室完成，所用仪器型号为英国LINKAM THMSG600型冷热台，其测温范围为-196～600 ℃，可控的冷冻/加热速率范围为0.1～130.0 ℃/min。测试时，室温下，初始升温速率为10 ℃/min，在100 ℃以上升温速率为1 ℃/min，在近均一时升温速率为0.1 ℃/min；测冰点温度时，一般降温速率较快，以达到包裹体的快速冷冻效果，过冷却降温速率45 ℃/min，升温后当近冰点温度时升温速率为0.1 ℃/min。

激光拉曼光谱分析采用的是LABHR-VIS LabRAM HR800研究级显微激光拉曼光谱仪，波长532 nm，激光器为YAG晶体倍频固体激光器，扫描范围100～4 200 cm-1，激光束斑最小直径1 μm，光谱分辨率1～2 cm-1。

氢、氧同位素分析是在Delta V Plus质谱仪上完成。分析精度分别为±2‰和±0.2‰，相对标准均为SMOW。实验分析测试流程为：选取40～60目的纯净样品，在150 ℃低温下真空去气4 h以上，以彻底除去表面吸附水和次生包裹体水；在400 ℃高温下用爆裂法提取出包裹体中的水，进行收集、冷凝和纯化处理；然后用金属锌置换出水中的氢，在质谱仪上测试氢的组成。

3.2 流体包裹体岩相学特征

方解石内的包裹体个体大小多在5～50 μm范围内，且多在15 μm左右，而石英中包裹体个体大小主要在3～8 μm之间，最小为1 μm。从包裹体分布特征来看，原生包裹体多为呈星散状随机分布、无定向排列，也没有任何裂隙衔接的单个包裹体；次生包裹体多为呈交叉排列或沿裂隙分布的包裹体群，且包裹体群定向排列，大小相近。包裹体颜色呈无色透明，气液比多在10%～20%之间，少数达到40%。本文主要探讨的为原生包裹体。

矿石中的原生包裹体类型主要为气液两相包裹体，少见单一相包裹体、三相包裹体。

(1)单一相包裹体包括纯液相包裹体及纯气相包裹体。其中纯液相包裹体室温下呈液相，大小介于3～4 μm，形状为长条形，少数呈不规则状，约占总数的5%；纯气相包裹体室温下呈单一气相形式产出，包裹体呈椭圆形，个体大小约4 μm，在石英中可见这种包裹体，显微镜下内部呈黑色，中间有一亮点，约占总数的3%(图4(a))。

图4 鹿儿坝金矿矿石(方解石)中流体包裹体岩相学特征Fig.4 Petrographic characteristics of fluid inclusions in calcite from the Lu’erba Au deposit (a)单一相包裹体；(b)H2O两相包裹体；(c)CO2两相包裹体；(d)同一视域下捕获的流体包裹体组合；(e)CO2三相包裹体。FIA.流体包裹体组合

(2)两相包裹体。从流体包裹体的相态类型来看，该区流体包裹体主要为气液两相包裹体，约占总数的90%，主要包括H2O气液两相包裹体及CO2包裹体，其中90%为水溶液包裹体、10%为CO2包裹体。两相包裹体在方解石、石英中广泛分布，室温下多呈气液两相。包裹体大小多介于15～20 μm之间，气液比介于10%～40%之间，气泡呈无色透明，且绝大多数包裹体加热均一至液相(图4(b)和(c))，包裹体形态多为负晶形、椭圆形、四边形及不规则形。此外，也可见两相包裹体在方解石颗粒内部呈流体包裹体组合的形式分布(图4(d))。该类包裹体在方解石、石英中均可见到，是本区最主要的包裹体类型。

(3)三相包裹体为CO2-H2O包裹体。该类包裹体出现最少，室温下主要为CO2气相、CO2液相、H2O液相三相，CO2的充填度较低，一般介于5%～25%之间，均呈富H2O相。包裹体大小介于10～30 μm之间，包裹体形态多为四边形、负晶形、椭圆形，约占总数的2%(图4(e))。

3.3 流体包裹体均一温度和盐度

本次实验针对采集的07LEB系列的3个现象较好的包裹体片进行流体包裹体测温实验，共测试数据42个，都属于气液两相的水溶液包裹体，流体包裹体的寄主矿物均为方解石。在显微岩相学观察后，圈定出要适合进行测温实验的流体包裹体，测定其均一温度(Th)和冰点温度(Tice)。

根据Hall等提出的NaCl-H2O体系的盐度冰点计算公式[12]进行计算：

WNaCl=0+1.78Tice-0.0442Tice2+0.000557Tice3

(1)

其中：WNaCl为NaCl的质量百分数。

将测定的Tice值带入上式就可计算出水溶液流体包裹体的盐度值(表1和图5)。Ⅱ阶段流体包裹体的均一温度(Th)在130～247 ℃范围内，平均均一温度为166.71 ℃；对应的流体包裹体盐度在1.23%～8.00%范围内，平均盐度值为4.39%。Ⅲ阶段流体包裹体的均一温度(Th)在81～173 ℃范围内，平均均一温度为128.5 ℃；对应的流体包裹体盐度在2.74%～10.98%范围内，平均盐度值为6.25%。总体上看，矿床成矿流体属于低温热液流体体系，这一结果与刘云华等[8]得到的认识相一致。

图5 鹿儿坝金矿床流体包裹均一温度、盐度直方图Fig.5 Histograms of homogenization temperatures and salinities of fluid inclusions from the Lu’erba Au deposit(a)(b)07LEB2-2中的包裹体均一温度、盐度直方图；(c)(d)07LEB-1中的包裹体均一温度、盐度直方图；(e)(f)07LEB-2中的包裹体均一温度、盐度直方图

表1 鹿儿坝金矿流体包裹体均一温度及盐度数据Table 1 Homogenization temperature and salinity of vapor-liquid inclusions from the Lu’erba Au deposit

3.4 成矿流体密度、压力和深度

流体包裹体群的均一温度可以近似地看作捕获温度[13]，故流体包裹体的均一温度可以近似代表成矿温度。通过对流体包裹体均一温度和盐度的相关数据的分析处理，采用盐水溶液包裹体的密度计算经验公式[14]计算流体密度：

ρ=a+b×Th+c×Th2

(2)

其中：ρ为流体密度，g/cm3；Th为流体包裹体的均一温度，℃；a、b、c为无量纲参数，可采用经验公式计算(w为盐度，%)：

{a=A0+A1×w+A2×w2
b=B0+B1×w+B2×w2
c=C0+C1×w+C2×w2

(3)

在均一温度Th≤500 ℃、盐度w≤30%时，(3)式中各参数取值如下：A0=0.993 531，A1=8.721 47×10-3，A2=-2.439 75×10-5；B0=7.116 52×10-5，B1=-5.220 8×10-5，B2=1.266 56×10-6；C0=-3.499 7×10-6，C1=2.121 24×10-7，C2=-4.523×10-9。

将所得的流体包裹体均一温度、盐度数据带入公式(3)，可求得鹿儿坝金矿床的H2O气液两相包裹体的密度范围为0.82～1.01 g/cm3，平均密度为0.96 g/cm3(表2)，属于中等密度流体。

将流体包裹体的均一温度、盐度带入邵洁琏提出的流体压力的计算式[15]：

{p=p0×Th/T0
p0=219+2620×w
T0=374+920×w

(4)

其中：T0为初始温度，℃；p为成矿压力，MPa；p0为初始压力，MPa；w为盐度，%。

计算可得鹿儿坝金矿床的成矿流体压力值，成矿压力范围为21.32～64.72 MPa，平均压力为37.31 MPa(表2)。

表2 鹿儿坝金矿流体包裹体密度和成矿压力、深度Table 2 Density,trapping pressure and depth data of fluid inclusions from the Lu’erba Au deposit

成矿深度是研究矿床成因和判定勘查潜力的重要依据[16]。将流体包裹体的均一温度、盐度带入邵洁琏提出的成矿深度的计算公式[15]：

H=p/(300×105)

(5)

其中：H为成矿深度，km；p为成矿压力(流体压力)，MPa。

将数据带入公式(5)可得鹿儿坝金矿床的成矿深度范围为0.71～2.16 km，平均深度值为1.24 km(表2)，表明矿床属于浅成成矿。

3.5 流体包裹体激光拉曼光谱分析

本次实验对07LEB4系列的4个包裹体片进行了激光拉曼光谱实验，其中07LEB-1、07LEB-2、07LEB-2-2包裹体片寄主矿物为方解石，07LEB-8包裹体片寄主矿物为石英。由于方解石的荧光效应太强，因此方解石中只有一个光谱图能够清楚地显示相应气体的成分，石英中包裹体的激光拉曼谱峰指示相对清楚明确。

对石英(07LEB-8)中流体包裹体激光拉曼光谱图分析表明，气体成分以H2O为主，还有CH4

(特征峰值为2 919 cm-1，图6(a))、CO2(特征峰值为1 285 cm-1、1 388 cm-1,图6(b))，液相成分主要为H2O。对方解石(07LEB-1)中流体包裹体激光拉曼光谱图分析表明，气体成分以H2O为主，还有H2(特征峰值为588 cm-1、4 157 cm-1，图6(c))。

图6 鹿儿坝金矿床流体包裹激光拉曼光谱图(红色箭头指向测点位置)Fig.6 Raman spectra of fluid inclusions from the Lu’erba Au deposit (red arrow point to the measurement position)(a)(b)07LEB-8中的流体包裹体及对应的激光拉曼光谱图；(c)07LEB-1中的流体包裹体及对应的激光拉曼光谱图

3.6 氢、氧同位素组成

鹿儿坝金矿的氢、氧同位素所测样品为Ⅱ、Ⅲ阶段产物，其中毒砂为金的载体矿物，方解石与毒砂均为热液期Ⅱ阶段矿物，石英为热液期Ⅲ阶段石英脉。测试结果见表3。矿物中δ18OV-SMOW为-4.2‰～20.2‰，流体中的δDV-SMOW为-84.4‰～-96.0‰。根据石英-水体系中氧同位素分馏公式1 000 lnα石英-水=3.38×106/T2-3.40[18]，方解石-水体系中氧同位素分馏公式1000 lnα方解石-水=2.78×106/T2-2.89[19]，并结合流体包裹体显微测温结果，计算出流体的δ18O流体。由于毒砂中所测的δ18OV-SMOW、δDV-SMOW的值实际反映的是流体中的δ18O流体、δDV-SMOW的值，所以流体的δ18O流体变化范围为-4.20‰～6.81‰。

表3 鹿儿坝金矿床样品氢、氧同位素组成Table 3 Oxygen and hydrogen isotopic data of samples from the Lu’erba Au deposit

在δ18O流体和δDV-SMOW图解(图7)中，6个数据点均落在岩浆水与大气降水线间，表明成矿流体来源并非单一，可能是岩浆水与大气降水的混合流体。为更好地探讨成矿流体演化情况，笔者针对鹿儿坝矿区实际情况，将实验数据投点于水-岩氢氧同位素交换演化曲线图解(图8)中。由于本区赋矿岩石主要为板岩、砂岩等碎屑岩，故设定未蚀变岩石的初始同位素组成δ18O岩石=16‰，δD岩石=-60‰；因成矿流体的δD值最低达到-96‰，故取大气降水的δD水=-100.0‰，δ18O水=-13.75‰，假设原始岩浆水的δ18O水=7.5‰，δD水=-80.0‰。根据氢、氧同位素水/岩交换物质平衡方程[20]：

图7 鹿儿坝金矿床成矿流体δ18O-δDV-SMOW图解(底图据文献[21])Fig.7 δ18O-δDV-SMOW plot of the Lu’erba Au ore-forming fluids (base map after ref.[21])

图8 Ⅱ、Ⅲ阶段水-岩氢氧同位素交换演化曲线(底图据文献[22])Fig.8 Water-rock hydrogen-oxygen isotopic exchange evolutionary curves at stage Ⅱ and Ⅲ (base map after ref.[22])Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ、V分别为大气降水在150 ℃、200 ℃、250 ℃、300 ℃、350 ℃时与围岩发生交换时同位素的理想演化曲线，Ⅵ、Ⅶ、Ⅷ分别为岩浆水在150 ℃、250 ℃、300 ℃时与围岩发生交换时同位素的理想演化曲线；紫色虚线为方解石样品和石英样品的分布趋势

Wδi水+Rδi岩石=Wδf水+Rδf岩石

(6)

其中：W和R分别代表热液系统中参加反应的水和岩石的摩尔分数。i和f分别代表初始值和交换后的最终值，由(6)式可得：

W/R=[(δf水+Δ)-δi岩石]/(δi水-δf水)

(7)

式中：W/R为原子单位，Δ是以长石和白云母分别代表全岩石时的岩石-水同位素分馏值，

Δ岩石-水=δ18O长石-δ18O水=2.68×106T-2-

3.53

(8)

Δ岩石-水=δD白云母-δD水=-22.1×106T-2+

19.1

(9)

本区岩石平均含有1%的氢和47%～53%的氧，因此得出：

W/R=0.5×[(δ18Of水+Δ)-δ18Oi岩石]/

(δ18Oi水-δ18Of水)

(10)

W/R=0.01×[(δDf水+Δ)-δDi岩石]/

(δDi水-δDf水)

(11)

即有：

δ18Of水=[δ18Oi岩石-Δ+2×(W/R)×δ18Oi水]/

[1+2×(W/R)]

(12)

δDf水=[δDi岩石-Δ+100×(W/R)×δDi水]/

[1+100×(W/R)]

(13)

根据不同温度和W/R比值条件，得到构造大气降水、岩浆水与矿床围岩发生交换后，主成矿阶段水-岩氢氧同位素交换演化曲线 (图8)。从图8中可以看出，成矿主阶段流体水的δ18O、δD值大多落于150～250 ℃大气降水与围岩交换的理想演化曲线范围内，有一个点的数据落在350 ℃大气降水与围岩交换的理想演化曲线附近，大部分落点均在较小的W/R(0.20～0.05)比值条件下，反映出流体与围岩的交换较为强烈。图8中Ⅱ阶段的方解石样品与Ⅲ阶段的石英样品的分布趋势具有明显的不同，表明成矿流体性质的改变。

4 分析与讨论

4.1 成矿流体性质

成矿流体中金的迁移形式和沉淀机理是金矿床地球化学研究的一个重要课题，金从热液流体中沉淀的机理非常复杂，涉及降温冷却、不同性质的流体的混合、减压沸腾、水岩反应等，流体不混溶作用(沸腾)可能是最重要的成矿机制[23]。通过对该区流体包裹体的实验研究以及总结前人的研究成果，笔者认为鹿儿坝金矿床的成矿流体在成矿期发生过沸腾作用。

(1)通过岩相学观察，在所研究的流体包裹体中可见气液两相包裹体、富液相包裹体、富气相包裹体、纯气相包裹体及CO2-H2O包裹体等多种类型的包裹体密切相邻共生于同一结晶平面上，且在同一视域下可见多种类型的包裹体，应属同时捕获，它是含矿热液流体自超临界状态向临界点转化时应力骤然降低的结果，矿物同时捕获性质迥异流体的现象被称为非均一捕获，是流体不混溶或沸腾的典型标志[24]。(2)共存于同一矿石样品、同一矿物颗粒乃至同一显微视域中的气液比不同的包裹体均一方式不同，而均一温度相近，表明成矿流体在该温度区间发生了沸腾作用[13,25-27]。(3)加热至均一时，富气相包裹体气泡逐渐增大，并最终液相消失而均一，富液相包裹体气泡逐渐缩小，最终气相消失而达到均一。以上三方面可以作为成矿流体在成矿期发生过沸腾作用的证据。成矿流体中甲烷等烃类的存在，指示了深源流体的存在[28]。

4.2 成矿流体来源与成矿机制

对于鹿儿坝金矿的成矿流体来源，其氢、氧同位素分析结果表明，流体中的δDV-SMOW值在-84.4‰～-96.0‰之间变化，δ18O流体的值在-4.20‰～6.45‰之间变化，数据主要落在岩浆水和大气降水线之间，表明流体可能是岩浆水与大气降水的混合作用来源。

对于鹿儿坝金矿床的成矿机制前人持不同观点，丁文军、李小强等认为是岩浆活动与断裂活动共同作用导致成矿[3,6]，控矿构造为近EW向断裂；司国强等认为构造是控矿的主导因素[7]；刘云华等认为金矿的形成与闪长玢岩关系密切[8]；笔者认为印支期末的大规模构造运动和燕山期大规模的挤压运动，导致了该区构造的复杂性、多期性，而热液活动则贯穿着所有构造挤压运动，它不仅给岩浆热液的迁移提供了通道，也给金的富集成矿提供了有利的场所。成矿作用早期阶段，流体中金含量低，地球动力学环境转入减压增温体制[29]，但并没有形成大规模的金沉淀。随着后期大气降水的不断混入，混合流体不断萃取围岩中的金，至主成矿阶段，构造作用引起流体沸腾，其性质发生急剧改变，导致金属硫化物和金大规模析出、沉淀。

5 结 论

(1)甘肃鹿儿坝金矿床包裹体类型主要为气液两相的水溶液包裹体，少见纯气相包裹体、纯液相包裹体、CO2-H2O三相包裹体。

(2)流体包裹体的测温数据显示，成矿流体属于低温(81～247 ℃)；低盐度(1.23%～10.98%)；中等密度(0.82～1.01 g/cm3)的浅成(0.71～2.16 km)成矿流体。成矿压力集中于21.32～64.72 MPa。流体包裹体气相成分有H2O、CH4、CO2、H2等。成矿流体可能为岩浆水与大气降水的混合流体。

(3)成矿主阶段热液流体性质发生了急剧改变，区内频繁的构造活动造成的压力突变是引起流体沸腾的主要因素，最终导致金属硫化物和金大规模析出、沉淀。

致谢:在本文的研究中，野外工作得到中国地质调查局西安矿产资源调查中心工作人员的大力支持，实验室研究得到核工业北京地质研究院分析测试研究中心流体包裹体及激光拉曼实验室吴迪研究员的指导和帮助，在此一并致谢。