河南磨溝金礦床成因：地質、流體包裹體和H-O-S穩定同位素約束

張　端,王長明,2,王　喬,陳　良,賀昕宇,陳晶源,姚恩亞,董猛猛,崔成敏

(1.中國地質大學 地球科學與資源學院，北京 100083；2.西澳大利亞大學 CET研究中心，珀斯 6009，澳大利亞；3.五礦資源勘探與開發有限公司，北京 100010)

河南西部的熊耳山地區是中國重要的多金屬成礦區，其成礦地質條件優越，礦化類型多樣[1]。自20世紀80年代以來，熊耳山地區相繼發現并探明了上宮、前河和祈雨溝等大中型金和Mo-W多金屬礦床。研究區金礦床主要形成于晚三疊世和中侏羅世-早白堊世[2-7]。前人對金礦床的成礦物質來源、流體特征及成礦機理等進行了解析，如祈雨溝和店房礦床以巖漿熱液來源為主[8-9]，上宮礦床為變質流體來源[10-11]，亦有學者認為是地幔來源[3,12-15]。磨溝金礦床是熊耳山金礦集區新近發現的金礦床，研究程度較低，目前僅有磨溝金礦床基礎地質特征方面的研究[16]，在成礦流體特征、來源以及成礦物質來源方面尚無報道，礦床成因類型尚未明確。因此，尚需對磨溝礦床作進一步研究。

流體包裹體是古地質流體現存的唯一樣品，是研究地質流體最直接有效的對象，現已廣泛應用于礦床及地球內部的流體遷移演化等研究領域，成為研究地質演化過程不可或缺的手段[17-22]。H-O-S穩定同位素是解析礦床成礦流體和物質來源的重要工具，對鑒定成礦流體源區和推測成礦地球化學機理等提供了重要證據[23]。本文結合磨溝金礦床地質特征，依據流體包裹體及H-O-S穩定同位素特征，解析成礦流體和成礦物質來源，討論礦床成因類型。

1　區域地質

磨溝金礦床位于豫西熊耳山中東部，地處華北板塊南緣，西臨崤山、小秦嶺地區，東部為外方山地區[24]。區域構造-巖漿活動頻繁，自早元古代至古近紀經歷了多期構造演化[25-26]，形成一條傾向北的陸內俯沖帶，即馬超營深大斷裂[27]，以及一系列近NE-SW向、近EW向、近NW-SE向斷裂[28-29]。

晚三疊世該區域處于秦嶺碰撞造山時期，同碰撞巖漿活動形成了磨溝正長巖等堿性巖體；從晚三疊世-早侏羅世到晚侏羅世-早白堊世，由后碰撞階段過渡至陸內俯沖階段，形成了花山、五丈山、合峪花崗巖等中國東部大陸邊緣活動帶巖漿活動產物[26,30-31]。此外，形成了祈雨溝、店房、槐樹坪、上宮等與區域構造-巖漿活動緊密相關的多類型金礦床與銀鉛鋅多金屬礦床(圖1)。

該地區以太華群為結晶基底，以熊耳群和官道口群以及中生代-新生代斷陷盆地沉積地層為蓋層，形成下、中、上3個構造層[32](圖1)。太華群是以片麻巖為主的中深成變質巖系，其變質程度普遍達角閃巖相，局部可達麻粒巖相，年齡測定結果集中在中太古代至新太古代(2.2～2.95 Ga B.P.)[33-36]。熊耳群火山巖形成于華北地臺南緣裂谷，與周期性中基-中酸性火山相繼噴發有關，為古元古代(1.7～1.8 Ga B.P.)火山活動的產物[37-45]，變質程度較低。官道口群為中元古代(1 394±43 Ma B.P.)淺海相陸源碎屑巖、碳酸鹽巖沉積建造[6]，主要分布在馬超營斷裂帶南側的欒川等地區，研究區分布較少。中新生代地層主要為紅層碎屑沉積巖。太華群與熊耳群為區內金礦床和銀鉛鋅多金屬礦床的主要賦礦層位。

圖1　熊耳山地區地質簡圖Fig.1　Geological sketch map of the Xiong’er Mountains area(據文獻[13]修改)

2　礦區地質

磨溝金礦床賦存于古元古代熊耳群雞蛋坪組(圖2)，其成巖年齡為(1 778±5.5)～(1 751±14)Ma[46]。雞蛋坪組以中基性和中酸性火山巖互層產出為特征[47]，自下而上據巖性組合分為3段：下段(Chj1)主要為紫紅色厚層-巨厚層流紋斑巖；中段(Chj2)主要為灰綠色-紫紅色厚層安山巖、英安斑巖；上段(Chj3)主要為巨厚層流紋斑巖、石英斑巖，夾有安山巖、英安巖透鏡體，局部夾有流紋質火山角礫巖和集塊巖[48]。

礦區西南部桑白凹周圍及東南部上營周圍出露黑云母二長花崗巖，為復式合峪巖體的一部分[49-50]；巖性為巨斑狀黑云母二長花崗巖，呈淺肉紅色，具似斑狀花崗結構、塊狀構造；斑晶主要為鉀長石，含量變化較大，體積分數一般為20%～40%，局部可達60%以上，分布不均勻；基質具中粗?；◢徑Y構，主要由鉀長石(體積分數為30%～40%)、斜長石(體積分數為20%～30%)、石英(體積分數為20%～25%)和少量黑云母(體積分數約為5%)組成；副礦物主要為磁鐵礦和磷灰石等[16]。許多學者通過鋯石U-Pb測齡得到合峪巖體年齡為127～146 Ma[24,32,51-57]，為中侏羅世-早白堊世巖漿活動的產物。

礦區最重要的構造是馬超營斷裂，具有走滑上沖性質，存在韌性變形期和脆性變形期。韌性變形主要分布在南部，發生綠片巖相動力變質作用；北部發生脆性變形，發育一系列的北東向次級斷裂，構成金礦容礦構造[29,58](圖2)。磨溝金礦床主要構造有：F1斷裂位于礦區西北部，長約1.5 km，破碎蝕變帶寬1～4 m；F2斷裂位于礦區中北部； F3斷裂位于礦區東部，長約0.75 km；F4斷裂為馬超營斷裂的一部分，區內長2.5 km，寬 0.5～0.8 km，傾角45°～78°；F5斷裂位于礦區中北部，其北側與F2交匯，南側與F4斷裂相交；F10斷裂位于礦區西南角，切斷一條NW向斷裂。以上5條斷裂傾角均大于45°，具有高角度特征。

3　礦體與礦石

3.1　礦體特征

礦區主礦體為M1-1、M2-1、M3-1金礦脈，分別位于F1、F2、F3斷裂內(圖2)。

圖2　磨溝金礦床地質圖Fig.2　Geological map of the Mogou Au deposit(據河南省地質礦產勘查開發局第二地質大隊(2011)資料修改)1.構造帶;2.石英脈;3.地質界線;4.斷層;5.礦體。Q.第四系;Chj.熊耳群雞蛋坪組;石英斑巖;M.糜棱巖;燕山期花崗巖

M1-1、M2-1、M3-1礦體走向北東，傾角為55°～85°，均屬于陡傾斜礦體。M1-1礦體分為南北兩段，北段礦體走向控制長度約125 m，傾向延伸約50 m，礦體平均厚度1.59 m，金平均品位(質量分數)為2.82×10-6；南段礦體走向控制長度約50 m，傾向延伸約20 m，平均厚度1.24 m，金平均品位(質量分數)為1.61×10-6。M2-1礦體呈板狀-似板狀、脈狀展布，形態規則或較規則，沿走向長度約190 m，傾向斜深約285 m，平均厚度0.87 m，金的平均品位(質量分數)為6.91×10-6。M3-1礦體沿走向長度約200 m，礦體厚度為1.2～1.8 m，平均厚度為1.53 m，金品位(質量分數)為(1.1 ～1.25)×10-6，平均為1.18×10-6。

3.2　礦石特征

磨溝金礦床的礦體為脈狀，以石英脈型礦石為主，次之為蝕變巖型。手標本及鏡下明顯可見黃鐵礦、方鉛礦、黃銅礦和閃鋅礦等金屬硫化物，淺部層位的礦石受到風化或氧化作用，可見褐鐵礦、孔雀石、高嶺土(圖3-A)等表生氧化礦物。脈石礦物主要為石英、方解石等。礦區內金礦物主要為次顯微金，呈金黃色-淺金黃色[16]。黃鐵礦呈星點狀散布于圍巖中(圖3-B)，或呈中-粗粒團塊破碎狀并被石英膠結(圖3-C)，以及中-細粒半自形-他形分布于石英脈中(圖3-D)。方鉛礦與閃鋅礦常與黃鐵礦共生；黃銅礦含量較低，常呈乳滴狀出溶于閃鋅礦(圖3-E)或以他形單獨存在。石英主要以半自形-他形細粒結構交代圍巖，或呈脈狀填充于圍巖裂隙中(圖3-F)，或呈中-細粒石英脈膠結黃鐵礦等金屬礦物(圖3-C、D、E)。晚階段方解石主要呈脈狀穿插于石英脈(圖3-G)或圍巖中(圖3-H)。云母主要是圍巖絹云母化的產物(圖3-I)。礦石礦物主要發育半自形-他形粒狀結構(圖4-A)、充填結構(圖4-B)、交代殘留結構(圖4-C)、碎裂結構(圖4-D)、固溶體分離結構(圖4-E)和塊狀構造、脈狀構造(圖4-F)、網脈狀構造(圖4-G)、浸染狀構造(圖4-H)。

圍巖蝕變主要為硅化，次之為鉀化、碳酸鹽化，局部可見高嶺土化、絹云母化以及綠泥石化。硅化在礦區廣泛發育，在主斷層及次級斷層兩側的圍巖中均有不同程度的硅化，其次發生在石英脈的圍巖中。鉀化在礦區內主要以星點狀或脈狀出現，星點狀鉀化主要為原巖中斜長石斑晶被交代形成鉀長石，在基質中也可見少量鉀化現象，巖石整體呈暗紅色。碳酸鹽化發育于成礦后期礦體裂隙中，常與石英脈共同產出。高嶺土化為斜長石熱液交代作用形成，后在表生條件下風化呈土狀(圖3-A)。圍巖中亦發育綠泥石化。

3.3　成礦階段劃分

根據礦物共生組合特征以及網脈穿插關系等可以將該礦床成礦期劃分為3個階段：①石英-黃鐵礦階段為Ⅰ階段，以石英脈型為主，伴有稀疏浸染狀黃鐵礦(圖4-H)，主要礦物組合為石英和黃鐵礦，他形石英膠結自形-半自形黃鐵礦顆?；驁F塊狀黃鐵礦，二者呈脈狀穿插于圍巖中(圖5-A)，石英表面的藍綠色-紅褐色物質為黏土礦物(圖5-C)。②石英-多金屬硫化物階段為Ⅱ階段，主要脈石礦物為石英，金屬礦物為黃鐵礦、方鉛礦、閃鋅礦、黃銅礦等金屬硫化物，因充填作用形成石英-多金屬硫化物脈 (圖5-B)。 斷裂帶控制的礦脈中的樣品可見Ⅱ階段石英-多金屬硫化物脈貫入Ⅰ階段石英-黃鐵礦脈中(圖5-C、D)。③石英-碳酸鹽階段為Ⅲ階段，碳酸鹽礦物與石英伴生產出，填充在張性裂隙中，切穿Ⅱ階段石英-多金屬硫化物脈(圖5-E)。碳酸鹽以方解石為主，呈脈狀分布于圍巖中(圖5-F)。其中Ⅰ、Ⅱ階段為主要的成礦階段。

圖3　磨溝金礦床礦物組合Fig.3　Mineral assemblage of ores in the Mogou Au deposit(A)圍巖中發育孔雀石和高嶺土化;(B)蝕變巖型礦石中浸染狀黃鐵礦顆粒;(C)石英礦物膠結破碎的黃鐵礦顆粒;(D)石英膠結中-細粒狀黃鐵礦;(E)黃鐵礦、閃鋅礦、方鉛礦與黃銅礦等共生組合;(F)圍巖中發育石英脈;(G)石英、方解石共生組合;(H)碳酸鹽脈穿切圍巖;(I)絹云母化。Py.黃鐵礦;Q.石英;Sp.閃鋅礦;Ccp.黃銅礦;Gn.方鉛礦;Cal.方解石

圖4　磨溝金礦床礦石組構Fig.4　Ore fabrics in the Mogou gold deposit(A)半自形-他形的黃鐵礦被閃鋅礦交代； (B)閃鋅礦與黃銅礦以充填結構產于黃鐵礦中； (C)黃鐵礦被閃鋅礦交代殘余； (D)黃鐵礦呈碎裂結構被石英膠結； (E)閃鋅礦與黃銅礦呈固溶體分離結構產出； (F)多金屬硫化物呈脈狀構造； (G)蝕變圍巖中的石英-黃鐵礦呈網脈狀構造；(H)黃鐵礦在蝕變圍巖中呈浸染狀構造。Py.黃鐵礦；Sp.閃鋅礦； Ccp.黃銅礦； Gn.方鉛礦

圖5　成礦階段劃分Fig.5　Division of ore-forming stages (A)圍巖中的發育Ⅰ階段石英-黃鐵礦脈； (B)Ⅱ階段石英-多金屬硫化物脈； (C、D)Ⅱ階段石英-多金屬硫化物脈切穿Ⅰ階段石英-黃鐵礦脈； (E)Ⅲ階段石英-碳酸鹽脈切穿Ⅱ階段石英-多金屬硫化物脈； (F)圍巖中發育Ⅲ階段石英-碳酸鹽脈。Py.黃鐵礦； Q.石英； Cal.方解石

4　樣品及分析

本次研究樣品采自礦區的平硐、斜井以及鉆孔巖心，針對不同成礦階段的含礦石英脈及石英-碳酸鹽脈進行單礦物挑選、磨制薄片、包裹體片以及探針片等，在中國地質大學(北京)資源與勘查實驗室進行系統礦相學觀察，并結合基礎地質資料，對各階段包裹體進行測溫、激光拉曼分析以及H-O-S穩定同位素研究，探討成礦流體性質、來源以及成礦物質來源等。

4.1　流體包裹體

用于測溫和激光拉曼實驗的樣品共19件：Ⅰ階段石英樣品8件，Ⅱ階段石英樣品7件，Ⅲ階段石英或碳酸鹽樣品4件。包裹體顯微測溫實驗在中國地質大學(北京)資源與勘查實驗室完成，測溫實驗儀器為Linkam MDSG600型冷熱臺(溫度范圍-196～600℃，精確性及穩定性在0.1℃以內)。

利用Flincor程序可對H2O-NaCl型、CO2-H2O型等不同類型的流體包裹體進行鹽度、密度以及成礦壓力的估算[59-61]。由于不同的深度其壓力不同，利用孫豐月等[62]提出的擬合深度計算回歸方程來計算成礦深度。

激光拉曼顯微探針分析實驗在中國地質科學院礦產資源研究所國家重點實驗室陰極發光實驗室完成，使用儀器為Renishaw System-2000型顯微共焦激光拉曼光譜儀，該儀器激發的激光波長為514.53 nm，激光功率為20 mW，激光束斑最小直徑為1 μm，光譜分辨率為1～2 cm-1。

4.2　氫氧同位素

做氫氧同位素測試的石英樣品有6件，其中Ⅰ階段3件，Ⅱ階段2件，Ⅲ階段1件，在中國地質科學院礦產資源研究所穩定同位素地球化學研究實驗室內完成，采用MAT253質譜計測定，國際標準為SMOW。流體包裹體氫同位素采用爆裂法取水，金屬鉻還原微量水樣氫制氫氣方法[63]，進行石英礦物流體包裹體的氫同位素分析，氫同位素測試精度為±0.2‰。氧同位素采用BrF5法，分析精度±2‰，得到石英的氧同位素。依據石英礦物中流體包裹體均一溫度和石英-水的氧同位素分餾方程，計算得到流體的δ18ΟH2O值。均一溫度取自流體包裹體顯微測溫結果的均值。200～500℃條件下石英-水的氧同位素平衡公式[64]

1000 lnαSiO2=δSiO2-δΗ2Ο

=3.38×(106/Τ2)-3.40

式中T為熱力學溫度。

4.3　硫同位素

硫同位素測試的樣品共17件，其中Ⅰ階段黃鐵礦樣品9件，Ⅱ階段黃鐵礦4件，方鉛礦4件。硫同位素分析在中國科學院地質與地球物理研究所的穩定同位素地球化學實驗室完成，所用質譜儀型號為Delta-S，數據結果均相對國際標準CDT(Canon Diablo Troilite)之值，測試精度優于±0.2‰。

5　結 果

5.1　流體包裹體

5.1.1流體包裹體巖相學

在室溫下(～25℃)利用顯微鏡對流體包裹體進行巖相學觀察，可見不同階段樣品中均發育較豐富的流體包裹體，包裹體最大可達33 μm，多數為5～15 μm，通常為圓形、橢圓形、不規則矩形、長條形、麥粒型等，氣液相體積比為10%～40%。據流體包裹體相態及成分分類[65-66]可知，磨溝金礦床成礦期流體包裹體以H2O-NaCl型為主，另在Ⅰ階段發育較多的CO2-H2O型和少量純CO2型包裹體。

(1)CO2-H2O型包裹體：主要成分為CO2、H2O，可進一步分為兩相和含“雙眼皮”構造的三相包裹體，27℃時，Ⅰ階段包裹體在顯微鏡下清晰可見CO2-H2O型兩相與三相包裹體(圖6-A)。

(2)H2O-NaCl型包裹體：主要成分為H2O，該類型包裹體在各成礦階段中大量存在(圖6-D～I)。

(3)純CO2型包裹體：在Ⅰ階段局部樣品中可見，室溫下(23℃)表現為單相(圖6-B)，在冷凍過程(18℃)中出現CO2氣相，回溫至28℃時均一(圖6-C)。由于CO2型包裹體在體系中數量較少，所以為非重點測試對象。

5.1.2激光拉曼光譜

激光拉曼顯微分析揭示了成礦期石英流體包裹體中氣相成分從Ⅰ階段到Ⅱ、Ⅲ階段的變化特征，光譜上除寄主礦物石英的特征峰以外(圖件中已移除寄主礦物光譜段)，還含有CO2、CH4、H2O、H2S等。CO2-H2O型與純CO2型包裹體主要在Ⅰ階段可見，CO2-H2O型包裹體中可見明顯的CO2(1 284 cm-1和1 386 cm-1)和H2O(3 310～3 610 cm-1)峰(圖7-A、C)，其中CO2-H2O型包裹體測溫實驗在完全冷凍后回溫過程中，固態CO2初熔溫度低于CO2的三相點，可能是由于包裹體中有機質等成分的影響，激光拉曼光譜分析結果表明其中含有CH4(2 913 cm-1)、H2S(2 605 cm-1)等組分(圖7-B、C)；純CO2型包裹體則顯示出CO2雙峰值的特點(圖7-D)；成礦期發育大量的H2O-NaCl型包裹體，在拉曼圖譜上可見明顯的較寬泛的H2O峰值特征(圖7-E、F)。顯微測溫和激光拉曼顯微分析結果表明流體體系從含有機質(CH4)弱還原性的CO2-H2O-NaCl體系到H2O-NaCl體系的演化趨勢。

5.1.3顯微測溫

本文主要對磨溝金礦床不同成礦階段石英(或方解石)中H2O-NaCl型包裹體和CO2-H2O型包裹體進行了詳細的顯微測溫工作，具體見表1、圖8。

Ⅰ階段石英中以H2O-NaCl型和CO2-H2O型包裹體為主，含有純CO2型包裹體。Ⅰ階段流體包裹體均一溫度主要集中在230～310℃，具有中溫特征。其中CO2-H2O型包裹體的固態CO2融熔溫度介于-63.5～-56.6℃，低于純CO2三相點(-56.6℃)。CO2籠合物熔化溫度介于-0.2～8.9℃，密度變化于0.49～0.96 g/cm3，其流體鹽度(wNaCl)達15.7%。CO2部分均一溫度為26.9～30.9℃，完全均一溫度為290～350℃。H2O-NaCl型包裹體冰點溫度為-14.7～-1.6℃，其流體鹽度(wNaCl)主要集中在6%～17%，密度為0.75～0.95 g/cm3。

圖6　磨溝金礦床流體包裹體顯微照片Fig.6　Microphotographs of fluid inclusions in the Mogou Au deposit(A、B)Ⅰ階段CO2-H2O型、純CO2型和H2O-NaCl型包裹體共存； (C)Ⅰ階段CO2-H2O型、純CO2型包裹體共存； (D、E)Ⅱ階段發育H2O-NaCl型包裹體； (F、G)Ⅲ階段發育H2O-NaCl型包裹體

圖7　磨溝金礦床流體包裹體激光拉曼光譜圖Fig.7　Laser Raman spectra diagram showing the fluid inclusions in Mogou gold deposit(A)Ⅰ階段包裹體顯示CO2、H2O峰值特征； (B)Ⅰ階段包裹體顯示CH4存在； (C)Ⅰ階段包裹體顯示CO2、H2S、H2O特征； (D)Ⅰ階段包裹體CO2雙峰值特征； (E)Ⅱ階段包裹體的H2O峰特征； (F)Ⅲ階段包裹體明顯的H2O峰特征

表1　磨溝金礦床流體包裹體顯微測溫數據結果Table 1　Micro-thermometric data of fluid inclusions in the Mogou gold deposit

注:tm,CO2表示固體CO2熔化溫度；tm,cla表示CO2籠合物熔化溫度；th,CO2表示CO2均一溫度；tm,ice表示冰點溫度；th表示均一溫度；wNaCl表示鹽度(NaCl的質量分數)；ρ表示密度

Ⅱ階段石英中以H2O-NaCl型包裹體為主，均一溫度主要集中在210～250℃；其冰點溫度變化于-11.7～-2.0℃，相應鹽度(wNaCl)集中于3%～12%，流體密度介于0.82～0.97 g/cm3。

Ⅲ階段石英或方解石中主要發育H2O-NaCl型包裹體，均一溫度集中在170～210℃，其冰點溫度介于-9.1～-0.6℃，相應鹽度(wNaCl)變化在1.1%～13%，流體密度介于0.88～0.99 g/cm3。

5.1.4成礦流體壓力和深度估算

捕獲壓力是成礦壓力和估測成礦深度的主要依據之一，石英脈型金礦用CO2-H2O-NaCl體系來估算其流體捕獲壓力較準確[67]。磨溝金礦床Ⅰ階段為富CO2流體，常見CO2-H2O型包裹體(圖6-A、B)，故利用Ⅰ階段CO2-H2O型包裹體來估算成礦捕獲壓力。Ⅰ階段的CO2-H2O型包裹體捕獲溫度介于223.6～426.5℃，Flincor程序計算得到成礦流體壓力變化較大(圖9)，主要集中在70～130 MPa，峰值在70～100 MPa，故其成礦深度主要集中在6～9 km。由于該階段流體包裹體出現不混溶包裹體組合，說明該流體實際捕獲溫度和壓力不會高于不混溶包裹體的均一溫度及其計算得到的捕獲深度[68]，故磨溝金礦床的成礦深度<9 km，具有中成成礦的特征。

5.2　同位素地球化學

5.2.1氫氧同位素

磨溝金礦床氫氧同位素分析結果見表2。由表可知，Ⅰ階段δ18OH2O=4.0‰～4.3‰，δDV-SMOW=-104‰～-88‰；Ⅱ階段δ18OH2O=-1.3‰～0.4‰，δDV-SMOW=-107‰～-93‰；Ⅲ階段δ18OH2O=-1.7‰，δDV-SMOW=-98‰。磨溝金礦床成礦Ⅰ階段氫同位素值均值為-100‰，Ⅱ階段均值為-100‰，Ⅲ階段為-98‰，氫同位素值差異較小。Ⅰ階段氧同位素均值為4.1‰，Ⅱ階段均值為-0.45‰，Ⅲ階段為-1.7‰，顯示出氧同位素值有明顯減小的變化趨勢。

圖8　磨溝金礦床流體包裹體均一溫度與鹽度的頻數直方圖Fig.8　Histograms of homogenization temperatures and salinities of fluid inclusions in Mogou Au deposit

表2　磨溝金礦床氫氧同位素數據Table 2　D-O isotopic compositions of the Mogou Au deposit

δ18OH2O計算溫度依據該階段流體包裹體均一溫度均值

5.2.2硫同位素

礦床主成礦階段中黃鐵礦、方鉛礦的δ34SCDT值變化范圍分別為-0.98‰～5.62‰、2.41‰～3.35‰，平均值分別為4.14‰、 3.02‰(表3)，可見黃鐵礦中硫同位素富集程度大于方鉛礦，表明硫同位素在黃鐵礦、方鉛礦共生礦物組合中達到平衡態[69]。石英、黃鐵礦、方鉛礦等礦物組合指示了一種低氧逸度和中溫(峰值介于210～310℃，圖10)的還原環境，此條件下硫同位素在礦物與流體間分餾較弱，硫化物的硫同位素值可近似等于流體中的硫同位素值[70]。 石英-黃鐵礦階段(Ⅰ)與石英-多金屬硫化物階段(Ⅱ)的硫同位素值變化較小，相對集中在2‰～6‰(圖11)，Ⅰ階段硫同位素值變化范圍為-0.98‰～5.62‰，均值為4.35‰；Ⅱ階段硫同位素值介于-0.48‰～5.07‰，均值為3.34‰：均表現出深源的特征。

表3　磨溝金礦床硫同位素數據Table 3　The δ34S values of ores from the Mogou Au deposit

圖9　磨溝金礦捕獲壓力頻數直方圖Fig.9　Histograms of trapping pressure in Mogou Au deposit

圖10　磨溝金礦床主成礦階段均一溫度直方圖Fig.10　Histograms of homogenization temperatures in the major ore-forming stage of Mogou Au deposit

圖11　磨溝金礦床硫同位素柱狀圖Fig.11　δ34SCDT histogram of sulfides in Mogou Au deposit

6　討 論

6.1　流體特征、演化及成礦機制

磨溝礦床的流體均一溫度主要變化區間從Ⅰ階段230～310℃(均值為287℃)，經Ⅱ階段210～250℃(均值為211℃)，最后到Ⅲ階段170～210℃(均值為193℃)，顯示由中溫向中低溫逐步降低的特征。3個階段溫度范圍相互重疊，表明礦床的形成受控礦構造的多期次活動性影響[71]。Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ階段平均鹽度(wNaCl)分別為9.7%、8.2%、7.2%，具有低鹽度特征。流體密度從Ⅰ階段到Ⅲ階段分別為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，且有逐漸升高的趨勢。包裹體類型有CO2-H2O型、H2O-NaCl水溶液型以及少量純CO2型，含有少量CH4、H2S，說明流體熱液具有一定的還原性，指示一種還原環境[72]，與小秦嶺其他金礦床流體包裹體特征一致[73-82]；流體體系從CO2-H2O-NaCl(-CH4-H2S)體系向H2O-NaCl體系演化，與熊耳山地區金礦床成礦流體基本特征相吻合[83]。

圖12　磨溝金礦床均一溫度-鹽度雙變量圖Fig.12　Diagram showing salinity and homogenization temperature of the Mogou Au deposit(作圖方法據文獻[86]，趨勢線據文獻[87])

圖13　磨溝金礦床氫氧同位素投圖Fig.13　δDV-SMOW-δ18OH2O plots for ore-fluid in the Mogou Au deposit(作圖方法據文獻[94])

中溫、低鹽度、低密度、弱酸還原性的CO2-H2O-NaCl型流體與高溫、高鹽度巖漿流體或低溫低鹽度大氣降水等不同，顯示出變質流體的特征[84-85]，與Bodnar流體包裹體均一溫度-鹽度雙變量投圖[86](圖12)結果一致。此外，在投點圖上可見從Ⅰ階段至Ⅲ階段包裹體的鹽度隨均一溫度的降低而降低，與1號變化趨勢線一致，表明成礦過程中有低溫低鹽度流體的加入[87-88]。氫氧同位素投點(圖13)均落在巖漿水與變質水區域的左下角，表明其混合流體的特征，不能直接指向流體來源，但是Ⅰ～Ⅲ階段投點向大氣降水線偏移，說明更多的大氣降水混入[89]，該過程能加快礦質沉淀速度[12,30]。因此，磨溝金礦床成礦流體可能為變質流體來源，早期可能受到區域巖漿作用和少量大氣水的影響，而后期大氣水影響顯著。

流體不混溶過程在自然界中普遍存在，流體的不混溶作用與金礦、斑巖銅礦甚至是偉晶巖演化的關系緊密，不混溶性對成礦作用十分重要[90]。磨溝金礦床Ⅰ階段中CO2-H2O型包裹體共存，其氣液相體積比變化范圍大，均一溫度變化區間相近，表明流體的不混溶作用，為不混溶包裹體組合[91](圖6-A、B)。斷裂減壓條件誘發流體發生不混溶，使得初期均勻的流體發生相的分離，產生多種不均勻流體，改變了流體的平衡狀態，從而導致不同條件下成礦作用發生，成礦物質沉淀并富集成礦[92-93]。故流體不混溶作用是導致金等成礦物質沉淀的主要原因，而大氣水的加入對礦質沉淀具有促進作用。

6.2　成礦物質來源

圖14　熊耳山地區金礦床和地層硫同位素分布圖Fig.14　δ34SCDT values of sulfides from gold deposits and stratum in the Xiong’er Mountains

磨溝金礦床硫同位素主要集中在2‰～6‰，有2個樣品的硫同位素值在-2‰～0‰，主要為低的正值，均值為3.87‰，表明該礦床熱液硫化物具有深部來源特征[13]。對比小秦嶺-熊耳山地區其他金礦床硫同位素(圖14)，磨溝金礦床熱液硫化物的硫同位素值與公峪(-2‰～4‰)[95]和祈雨溝(-4‰～2‰)[96]金礦床相近，表明它們可能有相似的來源；與上宮、萑香洼、廟嶺、店房等其他金礦床硫值變化區間大(-20‰～8‰)[76,78,97-98]不同，表明硫源的單一性。

磨溝金礦床與熊耳群火山巖和太華群地層的硫同位素值(0‰～6‰)[9]相近，表明其硫來源與熊耳群、太華群有重要聯系。熊耳群火山巖為金礦床的含礦圍巖，且礦床的礦石類型之一為蝕變巖型礦石。此外，熊耳群巖石僅見小范圍的變質現象，依據金的元素地球化學性質，缺少金活化遷移所必要的物理與化學條件[99]，故太華群作為硫的源區可能性較大。熊耳群雖然不是成礦流體中硫的主要源區，但是對成礦流體中的硫存在一定程度的影響，尤其是蝕變巖型礦石，故熱液硫化物顯示出熊耳群硫同位素相近的特征[97]。

太華群的變質作用主要發生在太古代，距中生代成礦間隔較久，成礦物質直接來自太華群的可能性較小，所以中生代區域性巖漿活動和熱構造事件與金礦物質組分關系緊密[49,100]。區域頻繁的巖漿熱液活動和熱構造事件能促進下地殼太華群結晶基底的金等成礦物質發生多期活化、遷移和再分配[101]，從而進入并伴隨熱液流體遷移，最后富集和成礦，故成礦流體中的硫突顯出太華群結晶基底兼具熊耳群地層硫的特點，具有深源硫特征。

6.3　礦床成因類型

磨溝金礦床地質與流體具有以下特征(表4)：①位于華北板塊南緣，地處秦嶺-大別造山帶內，馬超營構造深大斷裂帶為區域性Ⅰ級構造，成礦于斷裂帶的Ⅱ級高角度斷裂中，構造控礦特征明顯。②熱液蝕變以硅化為主，局部可見鉀化、絹云母化、碳酸鹽化、綠泥石化、高嶺土化等蝕變作用。③成礦流體具有低鹽度、低密度、富CO2流體包裹體，這是變質熱液礦床區別于其他類型礦床的重要標志[85]。④流體包裹體研究表明其成礦壓力主要集中于70～130 MPa，深度<9 km，具有中成成礦特征。⑤流體包裹體特征與氫氧同位素特征表明磨溝金礦床的成礦流體為中溫、低鹽度、低密度的CO2-H2O-NaCl變質流體，經過CO2等揮發組分逸失、溫度下降、壓力減小等過程過渡為中低溫、低鹽度、低密度的H2O-NaCl流體，流體經歷不混溶作用與混合作用成礦，多種作用疊加成礦在造山型金礦中普遍存在[102-103]。⑥硫同位素表明成礦流體中的硫主要來自于太華群，在一定程度上受到熊耳群硫的混染。

熊耳山地區在中生代經歷了強烈的陸陸碰撞造山運動，經歷了地殼擠壓-縮短-增厚階段(三疊紀至早侏羅世)、擠壓向伸展轉換階段(中侏羅世至早白堊世)，以及造山帶垮塌和斷陷伸展階段(白堊紀)[29,104-105]。該地區主要存在晚三疊世和中侏羅世-早白堊世兩期成礦，該時期熊耳山地區處于擠壓造山階段[106]，形成了上宮和康山造山型金礦床等。雖然缺乏成礦年齡的測試數據，但研究區典型金、鉬、鉛鋅等礦床(公峪、鐵爐坪、沙坡嶺、沙溝、前河、廟嶺、祈雨溝)受NE向斷裂構造控礦，此與磨溝金礦床相似，因此認為磨溝金礦床主要成礦時代與這些礦床形成時間可能接近[5,76,107-110]，為晚三疊世或中侏羅世-早白堊世，但具體的成礦時代仍需進一步的研究工作給予確認。除了三疊紀為典型造山階段，形成上宮造山型金礦床外，侏羅紀擠壓-伸展轉換時期也是形成造山型金礦床的重要時期[111]，該類型的礦床(如槍馬金礦床)在華北板塊南緣小秦嶺地區已有報道[112]。

表4　磨溝金礦床、造山型以及與侵入巖有關的金礦床特征Table 4　Characteristics of the Mogou Au deposit,orogenic type and intrusion-related gold deposits

將磨溝金礦床與造山型金礦以及與侵入巖有關的金礦床進行對比(表4)，在地質和流體特征方面與造山型金礦具有相似性，故認為磨溝金礦床屬于造山型金礦床。

三疊紀至早白堊世，由于擠壓造山作用影響，秦嶺造山帶內陸相巖層經歷不同程度的變質變形活動，普遍發育低綠片巖相，形成褶皺構造和上沖推覆構造。該地區構造表現為馬超營深大斷裂帶的上沖推覆，其南側的官道口群等碳酸鹽巖地塊沿馬超營斷裂向北俯沖至熊耳地體之下，擠壓造山作用導致地殼增厚和深部巖漿活動，地熱梯度的升高使得俯沖地層發生變質脫水作用[97,112]，形成變質流體，在熱力和壓力的驅使下攜帶太華群結晶基底活化的成礦物質沿馬超營深大斷裂向上運移，運移過程中，有熊耳群物質的混入。馬超營斷裂帶內北東向的次級斷裂，在南北向擠壓碰撞應力背景下主要發生壓扭性活動，恰為向上運移的成礦流體提供了良好的賦礦空間，流體運移至該斷裂空間，由于減壓條件使得流體發生不混溶作用，伴隨大氣降水的混入，礦質不斷沉淀并富集成礦。

7　結 論

a.磨溝金礦床的賦礦圍巖為熊耳群雞蛋坪組火山巖，礦體受構造控制。礦石類型以石英脈型為主，蝕變巖型次之。熱液活動可以劃分為石英-黃鐵礦、石英-多金屬硫化物和石英-碳酸鹽3個階段。

b.磨溝金礦床礦石中流體包裹體主要有純CO2型、CO2-H2O型和NaCl-H2O型3種。主成礦階段石英以發育CO2-H2O型和H2O-NaCl型包裹體為主。

c.流體包裹體特征表明成礦流體主要為變質流體，晚期有大氣降水的參與。成礦物質主要來自變質基底。

d.礦床地質、流體包裹體和H-O-S穩定同位素特征表明磨溝金礦床屬于造山型金礦床。