陜西商南三官廟金礦床流體包裹體及C-H-O-S穩定同位素研究

汪 超，王瑞廷，劉云華，薛玉山，胡西順，牛 亮

(1.長安大學 地球科學與資源學院，陜西 西安 710054；2.西安西北有色地質研究院有限公司，陜西 西安 710054；3.陜西省礦產資源綜合利用工程技術研究中心，陜西 西安 710054；4.西北有色地質礦業集團有限公司，陜西 西安 710054)

0 引 言

南秦嶺構造帶山陽—商南一帶，自20世紀末以來，陸續發現并評估了夏家店金礦床[1-3]、龍頭溝金礦床[4-6]、王家坪金礦床[7-8]、三官廟金礦床[9-10]、五色溝金礦床等，是陜西東南部尋找金礦的重要靶區[11]。自2014年“陜西省山陽中村—商南湘河一帶金釩多金屬礦整裝勘查”項目實施以來，已有礦床深部及外圍取得了新的進展，其他地段也不斷有新的金礦發現，初步形成了陜西省內一個重要的金礦勘查、開發基地。三官廟金礦床位于商南縣南部，已達中型規模，為該縣唯一開發投產的金礦山。三官廟金礦床基本地質特征、找礦方向等目前已有較為詳細的論述[9-10,12]。汪超等于2016年、2017年、2021年劃分了三官廟金礦的成礦階段，詳細研究了載金礦物特征及金的賦存狀態，利用稀土元素、微量元素、礦物標型特征等證據，對礦床成因、成礦熱液性質進行初步探討；基于礦床地質和礦石宏、微觀特征以及稀土元素特征，分析了三官廟金礦床與區內鈉長(角礫)巖之間的密切成因聯系[9,12-13]。本次研究在野外地質觀察的基礎上，進行了流體包裹體顯微觀察及測溫，探討了流體性質及其演化規律；在C、H、O、S等同位素分析測試的基礎上，分析成礦流體及成礦物質來源，進一步補充和深化了對三官廟金礦床成因的認識，以便指導實際找礦工作。

1 區域地質背景

商南三官廟金礦床的區域大地構造位置處于秦嶺造山帶南秦嶺北部逆沖推覆構造帶內。區域地層由北向南主要包括中泥盆統池溝組(D2c)，上泥盆統—下石炭統九里坪組((D3-C1)j)，青白口系耀嶺河組(Qny)，太古宇—下元古界陡嶺巖群((Ar-Pt1)Dl)等(圖1)。陡嶺巖群為本區基底地層，巖性主要為斜長角閃片麻巖，經歷了多期變形變質；耀嶺河組地層原巖含有基性火山巖成分，具有相對較高的金豐度，同時經歷了較強的變形變質作用，可能為本區金礦的主要礦質來源之一[14]。

圖1 秦嶺造山帶地質單元簡圖(a)(修編自文獻[19])和三官廟金礦床區域地質圖(b)Fig.1 Map showing the major geological units in the Qinling Orogen (a)(modified after ref.[19])and geological map of the Sanguanmiao ore district (b)1.上泥盆統—下石炭統九里坪組片巖、千枚巖、大理巖；2.中泥盆統池溝組板巖、千枚巖；3.青白口系耀嶺河組第三巖性段千枚巖、片巖；4.太古宇—下元古界陡嶺巖群片麻巖、斜長角閃片巖；5.鈉長(角礫)巖；6.糜棱巖化花崗閃長巖；7.地質界線；8.斷裂及其編號、產狀；9.片理產狀；10.地層產狀；11.三官廟金礦床；12.城市

南秦嶺成礦帶內沿鎮安—板巖鎮斷裂兩側，大、中型金礦床成帶集中分布。三官廟金礦床即產于鎮安—板巖鎮主斷裂(F2)及其南分支斷裂(F4)夾持的構造透鏡體中，礦床宏觀產出位置明顯受該主斷裂及其分支斷裂控制，鎮安—板巖鎮斷裂為礦床控礦構造。在鎮安—板巖鎮斷裂的旁側，廣泛發育次級斷裂和平行斷裂等構造，為成礦作用提供了熱液運移的通道及礦質富集場所。

區域巖漿巖較為發育，受區域性斷裂-巖漿活動帶的控制，呈東西向展布，主要包括晉寧期豆腐尖糜棱巖化花崗閃長巖(γδ2)和鈉長(角礫)巖(Ab5)。鈉長(角礫)巖包括巖漿成因的鈉長巖和隱爆成因的鈉長角礫巖，并以后者為主；產狀以脈狀、小巖枝狀為主，可單獨由其中一種巖石類型組成，也可由位于核部的鈉長巖和環繞其分布的鈉長角礫巖組成[13,15]，其形成時代為印支期[16-17]。

2 礦床地質

2.1 礦區地質

青白口系耀嶺河組第三巖性段(Qny3)為該礦區賦礦地層，區內呈東西向展布，巖性以灰-灰黑色碳質絹云千枚巖為主，夾有灰綠色鈉長綠泥片巖、綠泥陽起片巖；上述變質巖石原巖主要為碳質泥巖，夾少量基性火山巖[18]。結合野外調查及探礦工程編錄，礦體近礦圍巖巖性以含黃鐵礦碳質絹云千枚巖為主。

賦礦地層中普遍發育鎮安—板巖鎮斷裂的一組次級層間斷裂，順層或以小角度斜切地層面理，具壓扭-走滑斷層性質，總體產狀25°∠70°，為區內金礦體的容礦構造，金礦體均產于其中。其內充填物主要有兩類：鈉長石方解石石英脈和圍巖地層角礫及斷層泥。在金礦化蝕變作用強烈部位，斷裂內及上、下盤地層中發生鈉長石化、硅化、毒砂化、黃鐵礦化等圍巖蝕變；受強熱液蝕變交代-充填作用改造，局部斷裂特征不明顯，但在礦體尖滅部位，可觀察到明顯的斷裂構造特征。

礦區內鈉長(角礫)巖(Ab5)主要分布在礦體周邊、鎮安—板巖鎮斷裂帶(F2)兩側(圖2(a))。斷裂南側耀嶺河組第三巖性段(Qny3)地層中亦發育鈉長巖，主要位于三官廟金礦體東西向延伸地段，大致順地層面理呈脈狀產出；向西緊鄰三官廟金礦區的韭菜溝口—渡船溝一帶，鈉長(角礫)巖(脈)活動強烈，在鈉長(角礫)巖接觸帶中發現金礦體。

2.2 礦體地質

礦區內共圈定出南、北兩條礦化蝕變帶。北礦化蝕變帶位于段家溝—碾子溝一帶，總長約900 m，寬約100 m，走向NWW，東西延伸地段未封閉；帶內發育多條層間斷裂，斷裂總體產狀25°∠70°，部分斷裂中發生較強金礦化及圍巖蝕變；由北至南圈出三條金主礦體(Au1、Au2、Au3)，呈NWW—SEE向近平行展布；Au1號礦體規模最大，Au3號礦體次之。南礦化蝕變帶位于天池溝—姜家臺一帶，長約500 m，寬50～150 m不等；帶中發育多條層間斷裂，存在較強圍巖蝕變，但金礦化較北帶弱，在其中圈出Au4、Au5等小礦體(圖2(a))。

圖2 三官廟金礦床礦區地質簡圖(a)和16號勘探線剖面示意圖(b)Fig.2 Geological map of the Sanguanmiao gold deposit (a)and geological profile along Exploration Line No.16 (b)1.上泥盆統—下石炭統九里坪組片巖、千枚巖、大理巖；2.青白口系耀嶺河組第三巖性段千枚巖、片巖；3.鈉長(角礫)巖；4.糜棱巖化花崗閃長巖；5.千枚巖；6.片巖；7.地質界線；8.斷裂及編號；9.金礦體及編號；10.金礦化體；11.坑道位置及編號；12.鉆孔位置及編號；13.地層產狀

Au1號礦體控制礦體長度830 m，控制最大斜深365 m。單工程礦體厚度0.67～4.41 m，礦體平均厚度1.56 m；單工程Au品位1.02～9.91 g/t，平均品位3.42 g/t。礦體呈脈狀產出，具分支復合、膨大收縮現象。礦體產狀(19°～55°)∠(40°～85°)，以15線為分界，東、西兩段傾角變化較大，其中東段礦體較直立，總體傾角約70°，西段礦體稍緩，總體傾角約45°。

Au3號礦體控制礦體長度310 m，控制最大斜深460 m。單工程礦體厚度0.81～3.63 m，礦體平均厚度2.12 m；單工程Au品位1.13～5.33 g/t，平均品位3.29 g/t。礦體呈脈狀產出，具分支復合、膨大收縮現象。礦體產狀(22°～40°)∠(63°～82°)(圖2(b))。

金礦化主要賦存于含硫化物、石英脈的鈉長石化蝕變巖中(圖3)，礦石類型為蝕變巖型。金屬礦物主要為毒砂、黃鐵礦、黃銅礦、磁黃鐵礦、鈦鐵礦及方鉛礦等，占全部礦物的5%～10%，非金屬礦物主要為鈉長石、石英、方解石、黑云母、白云母、綠泥石及白云石等，占全部礦物的90%～95%。

圖3 三官廟金礦床礦石巖相學及鏡下特征照片Fig.3 Photographs and photomicrographs of the Sanguanmiao gold ores(a)金礦石巖心特征，S1，成礦早階段；S2，成礦主階段；S3，成礦晚階段。金礦石手標本照片：(b)毒砂呈團塊狀分布于交代方解石石英脈邊部，與星點狀黃鐵礦共生；(c)毒砂呈星點狀、團塊狀分布于金礦石中，黃鐵礦部分與毒砂共生、部分呈細脈狀切穿毒砂顆粒。金礦石顯微鏡下特征，(d)—(e)正交偏光，(f)—(k)反射光：(d)鈉長石化蝕變巖，含方解石細脈；(e)左上為方解石石英脈及其邊部毒砂集合體(成礦主階段S2)，右下為鈉長石化蝕變巖；(f)毒砂裂隙內自然金-閃鋅礦-黃銅礦細脈；(g)毒砂、黃鐵礦共結邊，粒間含自然金；(h)非金屬礦物粒間共生的毒砂、黃鐵礦、磁黃鐵礦和鈦鐵礦；(i)脈狀毒砂切穿自形黃鐵礦；(j)分布于黃鐵礦與非金屬礦物粒間的自然金；(k)自然金包裹于毒砂中或分布于毒砂與非金屬礦物粒間。Bt.黑云母；Cal.方解石；Chl.綠泥石；Ms.白云母；Qz.石英；Apy.毒砂；Ccp.黃銅礦；Ilm.鈦鐵礦；Ng.自然金；Po.磁黃鐵礦；Py.黃鐵礦；Sp.閃鋅礦

礦石結構主要為它形-半自形-自形結構、粒狀結構及碎裂結構。礦石構造主要為脈狀構造、細脈狀構造、角礫狀構造、團塊狀構造、條帶狀構造及星點狀構造。

根據三官廟金礦石野外地質特征、脈體(礦物)穿切關系和礦物組合等特征，將三官廟金礦床熱液成礦期劃分為3個階段：(1)石英-鈉長石化階段，為成礦早階段，非金屬礦物(石英、鈉長石等)沿主斷裂構造交代上下盤圍巖，形成致密的石英鈉長石化蝕變巖，與圍巖漸變過渡；(2)石英-多金屬硫化物階段，為成礦主階段，交代、蝕變成礦早階段形成的巖石，形成大量交代成因的方解石石英脈和大量毒砂、黃鐵礦等硫化物；(3)方解石-石英脈階段，為成礦晚階段，沿產狀平直的裂隙充填方解石石英細脈。

載金硫化物主要為毒砂、黃鐵礦，總體與金同時生成。礦石中毒砂以團塊、脈狀為主，黃鐵礦以細脈狀為主。載金礦物均形成于同一世代，形成環境條件穩定。金的賦存狀態分為“可見金”與“不可見金”?！翱梢娊稹睘樽匀唤?，以細粒、單粒金為主，嵌布類型為粒間金、裂隙金及包裹金；“不可見金”普遍分布于黃鐵礦、毒砂等硫化物中[12]。

3 樣品采集和分析方法

3.1 包裹體顯微測溫

在三官廟金礦床600 m坑道、5個鉆孔內采集9件礦石樣品，制成包裹體片9片，其中成礦主階段樣品5件，成礦晚階段樣品3件，主+成礦晚階段樣品1件。流體包裹體測溫在西北大學地質系流體包裹體實驗室完成，儀器為英國Linkam公司MDSG600型冷熱臺，可直接觀察在加溫或者冷凍過程中流體包裹體相態連續變化過程，溫度范圍-196～500 ℃，可控的冷凍或者加熱速率范圍1～50 ℃/min，精確性及穩定性在0.1 ℃之內。為保護儀器的測試精度，并防止升溫過高導致樣品中包裹體大規模爆裂，實際測試溫度上限一般為300～400 ℃；測試過程中，升溫和降溫的速率一般保持在5.0～30.0 ℃/min，相變點附近控制溫度變化速率為0.1～1.0 ℃/min。

3.2 C、H、O同位素

在三官廟金礦床600 m坑道中采集7件C、H、O同位素樣品(S13、S15、S16、S17、S19、S20、S22)，在廊坊市拓軒巖礦檢測服務有限公司完成單礦物挑選工作。將樣品粉碎過篩至60目和80目，在雙目顯微鏡下挑選方解石和石英，純度達99%。其中S13、S15、S17、S19、S20共5件樣品挑選出足夠測試的方解石和石英，S16、S22共2件樣品僅挑選出足夠測試的方解石。

方解石C、O同位素測試工作在核工業北京地質研究院地質分析測試研究中心完成。分析方法依據DZ/T 0184.17—1997《碳酸鹽礦物或巖石中碳、氧同位素組成的磷酸法測定》，分析儀器為MAT-253氣體同位素質譜計。測量結果以皮狄組擬箭石(PDB)為標準，分別記為δ13CPDB(分析精度±0.1%)和δ18OPDB(分析精度±0.2%)。詳細流程參見文獻[20]。

石英H、O同位素測試工作在核工業北京地質研究院地質分析測試研究中心完成。H同位素的測試對象為石英中的流體包裹體，分析方法依據DZ/T 0184.19—1997《水中氫同位素鋅還原法測定》，分析儀器為MAT-253氣體同位素質譜計；O同位素的測試對象為石英，分析方法依據DZ/T 0184.13—1997《硅酸鹽及氧化物礦物中氧同位素組成的五氟化溴法測定》，分析儀器為Delta V Advantage 氣體同位素質譜計。H和O同位素的分析結果均以維也納標準平均海水(V-SMOW)為標準，分別記作DV-SMOW(分析精度±2‰)和OV-SMOW(分析精度±0.2‰)。

3.3 S同位素

在三官廟金礦床600 m坑道、2個鉆孔內采集8件礦石標本，送廊坊市拓軒巖礦檢測服務有限公司制成探針片。在西北大學大陸動力學國家重點實驗室對金礦石中載金硫化物(黃鐵礦、毒砂)進行原位微區S同位素測試，采用激光剝蝕-多接收等離子體質譜(LA-MC-ICP-MS)分析方法。使用的質譜儀為英國Nu公司生產的Nu Plasma 1700高分辨率多接收等離子體質譜儀，激光剝蝕系統為澳大利亞ASI公司生產的Resonitics M50-LR準分子激光剝蝕系統(excimer ArF laser ablation system，激光波長193 nm，脈寬20 ns)。詳細分析方法見文獻[21-23]。S同位素分析結果以迪亞布峽谷隕硫鐵(CDT)為標準，誤差為2倍標準誤差(2σ)。

4 流體包裹體測試結果

4.1 巖相學特征

室溫下對三官廟金礦床各階段流體包裹體進行詳細觀察，寄主礦物石英、方解石、鈉長石內包裹體較為發育，以成群分布為主，部分帶狀分布。根據包裹體的相態特征、相比，結合前人[24-25]提出的劃分方案，將該礦床流體包裹體劃分為純液相型、純氣相型、氣液兩相型和含子礦物型共4種類型(圖4)。

圖4 三官廟金礦床流體包裹體顯微照片Fig.4 Microphotographs of fluid inclusions from the Sanguanmiao gold deposit

純液相型(L)：室溫下由純液相組成的包裹體，數量較少，呈無色透明，見于主+晚成礦晚階段的石英、方解石中。橢圓形或不規則型，長軸一般為5～10 μm。

純氣相型(V)：室溫下由純液相組成的包裹體，偶見于主+晚成礦晚階段的石英、方解石中。圓形、橢圓形或不規則型，長軸一般為5～15 μm。

氣液兩相型(L+V)：室溫下由氣液兩相組成氣-液鹽水型兩相包裹體，見于主+晚成礦晚階段的礦物中，數量最多。又可分為富液相包裹體(L-V)和富氣相包裹體(V-L)兩類。富液相包裹體約占全部樣品中包裹體數量的80%～90%，相比一般為5%～30%，主要為規則狀，少量不規則狀，長軸一般為5～30 μm，加熱升溫均一為液相。富氣相包裹體數量較少，相比50%～65%，長軸一般為10～20 μm，加熱升溫均一為氣相。

含子礦物型(L-V-S)：室溫下由氣、液和子礦物三相組成，子礦物呈無色-白色，立方體狀，具典型的石鹽(NaCl)子晶特點。僅于成礦主階段石英中觀察到1例，氣相比15%，長軸10 μm，加熱升溫均一為液相。

4.2 顯微測溫

成礦主階段寄主礦物(石英、方解石、鈉長石)中共觀察到上述各類型包裹體，但以富液相包裹體(L-V)占絕大多數。成礦主階段流體包裹體的完全均一溫度Th范圍為150～420 ℃，平均237 ℃(n=77)。冰點溫度Tm,ice范圍為-22.7～-1.2 ℃，平均-9.7 ℃(n=56)。根據鹽度計算公式[26]求得鹽度范圍為2.1%～24.1%，平均13.2%；鹽度≤25%時，根據公式[27]計算流體密度ρ為0.652～1.040 g/cm3，平均0.931 g/cm3(表1和圖5)。

成礦晚階段寄主礦物中主要為富液相包裹體(L-V)。成礦晚階段流體包裹體的完全均一溫度Th范圍為81～190 ℃，平均133 ℃(n=60)。冰點溫度Tm,ice范圍為-19.7～-3.4 ℃，平均-10.8 ℃(n=47)。根據鹽度計算公式求得鹽度范圍5.6%～22.2%，平均14.3%；鹽度≤25%時，根據公式計算流體密度范圍為0.949～1.116 g/cm3，平均1.033 g/cm3(表1和圖5)。

圖5 三官廟金礦床包裹體均一溫度((a)(c))和鹽度((b)(d))直方圖Fig.5 Histograms of fluid inclusion homogenization temperature ((a)(c))and salinity ((b)(d))in the Sanguanmiao gold deposit

表1 三官廟金礦顯微測溫結果統計Table 1 Microthermometric results of fluid inclusions from the Sanguanmiao gold deposit

常溫常壓下測得的流體包裹體均一溫度Th，不是主礦物形成并捕獲流體包裹體時的溫度下限(捕獲溫度或成礦溫度，Tt)，一般需要對Th進行壓力校正方可得到Tt；但當流體壓力低于200 bar(1 bar=0.1 MPa)時，壓力的影響可以忽略不計，Th=Tt[25]。利用前述三官廟金礦床成礦主階段、成礦晚階段各寄主礦物中流體包裹體均一溫度平均值、鹽度平均值，在NaCl-H2O體系的T-D相圖[25]上，查得包裹體均一時流體的平均壓力均小于200 bar，故前述測得的三官廟金礦床流體包裹體完全均一溫度Th即可代表包裹體倍捕獲和寄主礦物形成時的溫度Tt的下限。

5 穩定同位素測試結果

5.1 石英H、O同位素

三官廟金礦床成礦主階段5件石英樣品的δDV-SMOW為-84.4‰～-77.0‰，平均-80.3‰；δ18OV-SMOW為15.1‰～15.8‰，平均15.5‰(表2)。石英樣品的氫同位素值即是測定的石英中流體包裹體水的氫同位素，因此代表了石英沉淀時成礦流體的氫同位素組成。成礦流體的氧同位素則需根據石英的氧同位素和礦物形成時的溫度Tt(Tt=Th)計算。根據包裹體顯微測溫數據，成礦主階段石英中包裹體均一溫度平均值為245 ℃，利用石英-水之間的氧同位素平衡分餾方程[28]計算與石英沉淀時的成礦流體水的δ18OH2O范圍為5.9‰～6.6‰，平均6.3‰(標準為V-SMOW)。

表2 三官廟金礦石英H-O同位素測試結果Table 2 Hydrogen-oxygen isotope compositions of quartz from the Sanguanmiao gold deposit

5.2 方解石C、O同位素

三官廟金礦床礦石中成礦主階段方解石的δ13CPDB范圍為-13.2‰～-4.9‰，平均-9.6‰；方解石的δ18OPDB范圍為-19.9‰～-15.2‰，平均-16.7‰；方解石的δ18OV-SMOW范圍為10.4‰～15.2‰，平均13.7‰。成礦主階段方解石中包裹體均一溫度平均值為184 ℃。根據方解石與流體中CO2的碳同位素平衡分餾方程[29]，計算方解石沉淀時流體的δ13CCO2范圍為-13.5‰～-5.2‰，平均-9.9‰(標準為PDB)。根據方解石與流體水的氧同位素平衡分餾方程[30]，計算方解石沉淀時流體δ18OH2O范圍為-0.3‰～4.5‰，平均3.0‰(標準為V-SMOW)(表3)。

表3 三官廟金礦方解石C-O 同位素測試結果Table 3 Carbon-oxygen isotope compositions of calcite from the Sanguanmiao gold deposit

5.3 硫化物S同位素

對8件巖石(探針片)中的33粒硫化物單礦物(黃鐵礦15粒、毒砂17粒、磁黃鐵礦1粒)進行S同位素測試，有效測點66點。15粒礦物為單測點，其余18粒為多測點。

硫化物66測點δ34SCDT值范圍為-3.47‰～0.48‰，平均值-1.59‰。其中黃鐵礦25測點δ34SCDT值范圍為-2.73‰～-1.22‰，平均-2.15‰；毒砂40測點δ34SCDT值范圍為-3.47‰～0.48‰，平均值-1.23‰(圖6、圖7、表4)。

圖7 三官廟金礦床硫化物單礦物S同位素組成直方分布圖Fig.7 Histogram of sulfur isotopic ratios of sulfides from the Sanguanmiao gold deposit

表4 三官廟金礦床硫化物原位S同位素測試結果Table 4 In-situ sulfur isotopic compositions of sulfides from the Sanguanmiao gold deposit

圖6 三官廟金礦床黃鐵礦、毒砂原位S同位素組成Fig.6 In-situ sulfur isotopic compositions of pyrite and arsenopyrite from the Sanguanmiao gold deposit(黃色點為測試點位，數字為測點序號，括號內數字為δ34S測試結果，單位為‰)Apy.毒砂；Py.黃鐵礦

硫化物33粒單礦物δ34SCDT平均值為-3.36‰～0.03‰，平均值-1.80‰，極差3.39‰。其中黃鐵礦15粒單礦物δ34SCDT平均值范圍為-2.73‰～-1.31‰，平均-2.15‰，極差1.42‰；毒砂單礦物17粒，單礦物δ34SCDT平均值范圍為-3.36‰～0.03‰，平均-1.48‰，極差3.39‰。

6 討 論

6.1 金沉淀機制

如上文所述，三官廟金礦床流體包裹體的完全均一溫度Th可代表包裹體被捕獲和寄主礦物形成時的溫度Tt的下限。成礦主階段石英中流體包裹體的完全均一溫度(Th)與鹽度數據顯示，在完全均一溫度(Th)大于250 ℃的區間內，隨著溫度的降低，鹽度有明顯的降低趨勢(圖8)。單純的成礦流體冷卻過程，不會導致成礦流體鹽度的變化，三官廟金礦床這種成礦流體鹽度隨溫度降低而降低的現象，指示在成礦主階段成礦流體與溫度、鹽度較低的外來流體發生了混合作用。

在成礦主階段流體包裹體完全均一溫度小于250 ℃及成礦晚階段，隨著溫度的降低，鹽度有明顯的升高趨勢(圖8)，表現出一種流體沸騰作用的均一溫度-鹽度變化關系[31]。同時，三官廟金礦床成礦主、晚階段流體包裹體可見以下現象，亦顯示成礦流體發生了沸騰作用[25,32-34]：(1)成礦主階段及晚階段熱液石英、方解石中可見V型、L型、L-V型、V-L型和L-V-S型包裹體共生；(2)共生的L-V型包裹體相比變化較大(圖4(a)和(b))；(3)共生的L-V型、V-L型包裹體異相均一，但均一溫度相近(圖4(c)和(d))；(4)流體包裹體均一溫度相似，但鹽度差異較大(表1和圖8)。流體壓力降低是流體沸騰的主要因素，流體上升和斷裂張開均會導致流體壓力降低[33]。三官廟金礦床成礦早、主、晚階段的礦石相互疊加，不同階段礦物沉淀場所相同，不存在明顯的流體上升從而導致壓力降低，推測斷裂張開是促使流體壓力降低并發生沸騰的主因。成礦主階段、晚階段大量存在的充填成因方解石石英脈(團塊)也是斷裂張開的有力證據(圖3(a))。

圖8 三官廟金礦床包裹體完全均一溫度-鹽度圖解Fig.8 Homogenization temperature vs.salinity plot of fluid inclusions from the Sanguanmiao gold deposit

流體混合作用可改變含礦熱液系統的物理化學環境，破壞溶液的化學平衡，導致載金絡合物失穩，從而產生成礦物質的沉淀；流體沸騰作用使流體的H2O、H2S和CO2等揮發分逸失，殘余流體鹽度增高，溶質瞬時過飽和，誘發成礦物質沉淀[25,31,33-34]。三官廟金礦床在成礦主階段溫度>250 ℃時，以流體混合作用為主導致礦物沉淀；在成礦主階段溫度<250 ℃及成礦晚階段，以流體沸騰作用為主導致礦物沉淀。

6.2 成礦流體來源

三官廟金礦成礦主階段石英沉淀時的成礦流體的δDV-SMOW范圍為-84.4‰～-77.0‰，平均-80.3‰；δ18OH2O范圍為5.0‰～5.7‰，平均5.4‰(表2)。流體水的H、O同位素組成變化范圍小，顯示具有較為均一的流體來源。

將成礦流體的H-O同位素組成投影于δO-δD圖解中，5個樣品數據均遠離變質水投影范圍，均位于巖漿水范圍外但與之接近(圖9)，反映三官廟金礦床成礦主階段成礦流體具有以巖漿水來源為主，同時混入外來流體的特征，致使同位素組成輕微偏離原生巖漿水范圍。

圖9 三官廟金礦床成礦主階段流體δ18OH2O-δDV-SMOW圖解(底圖據文獻[41])Fig.9 δ18OH2O-δDV-SMOW discrimination plot for the main-ore stage fluids in the Sanguanmiao gold deposit (base map after ref.[41])

三官廟金礦床成礦主階段方解石沉淀時流體δ18OH2O為-0.3‰～4.5‰，平均3.0‰(包裹體均一溫度以184 ℃計算，表3)，相較于成礦主階段石英沉淀時的成礦流體的δ18OH2O值變小，同時偏離巖漿水范圍(δ18O巖漿水=5.5‰～9.0‰[35])，推測伴隨成礦流體溫度的降低，有其他來源流體的加入。

成礦流體的總碳同位素組成(δ13CΣC)特征，能夠反映流體中碳的來源。在溫度<300 ℃的條件下，成礦流體中CO2的δ13CCO2≈δ13CΣC[25]。三官廟金礦床方解石沉淀時流體的δ13CCO2范圍為-13.5‰～-5.2‰，平均-9.9‰(表3)，即可代表三官廟金礦成礦流體的δ13CΣC。

成礦流體中碳主要有3種可能來源[36-37]：(1)地幔射氣或巖漿來源，其δ13CPDB變化范圍分別為-5‰～-2‰、-9‰～-3‰[38]；(2)沉積巖中碳酸鹽巖，其δ13CPDB的變化范圍為-2‰～3‰，平均在0左右；(3)各種巖石中的有機碳，其δ13CPDB變化范圍一般為-30‰～-15‰[39]，平均為-25‰[40]。

三官廟金礦成礦流體的δ13CΣC高于有機質，低于海相碳酸鹽，與巖漿來源δ13CPDB更為接近。將熱液方解石的δ18OV-SMOW和計算的δ13CCO2投影于δ18O-δ13C圖解(圖10)中，1個樣品落入花崗巖范圍中，其余6個樣品落在花崗巖范圍右側低溫蝕變演化方向上，反映了成礦物質中碳的巖漿來源特征，并受到低溫蝕變的影響。

圖10 三官廟金礦床成礦主階段流體δ18O-δ13C圖解(底圖據文獻[42-43])Fig.10 δ18O-δ13C discrimination plot for the main-ore stage fluids in the Sanguanmiao gold deposit (base map after refs.[42-43])

圖9和圖10分異的成礦流體同位素特征，與上述包裹體研究揭示的成礦流體與溫度、鹽度較低的外來流體發生了混合作用之間可以相互印證。結合上述成礦流體的δDV-SMOW和δ18OH2O范圍均略微小于巖漿水氫氧同位素范圍的事實，可以推測外來流體性質相對于成礦流體的溫度和鹽度都較低，相對于巖漿水也具有較低的δDV-SMOW和δ18OH2O值。由于一般變質水的δDV-SMOW和δ18OH2O范圍大于三官廟金礦成礦流體，后者不可能是變質流體與巖漿流體混合的產物；因此，推測以巖漿水為主要來源，與大氣降水(或主要由大氣降水演變的建造水)發生混合，形成了三官廟金礦床成礦主階段成礦流體。

6.3 成礦物質來源

對于金礦床中成礦物質來源的探討，通常是以與金礦化密切相關的礦物為研究對象，間接推斷成礦物質來源[37]。硫同位素是成礦物質來源的有效示蹤劑之一[40,44-45]，根據成礦流體中總硫同位素(δ34SΣS)特征可以探討礦床中硫的來源。當礦石中除金屬硫化物外，無重晶石等硫酸鹽礦物時，成礦期金屬硫化物的δ34SCDT值可以代表成礦流體沉淀時其總硫同位素(δ34SΣS)組成[39,46]。三官廟金礦床成礦期主要載金硫化物為黃鐵礦、毒砂，不含硫酸鹽礦物，二者的硫同位素組成可以代表成礦流體的硫同位素組成，二者δ34SCDT變化范圍小(黃鐵礦15粒，極差1.42‰；毒砂單礦物17粒，極差3.39‰)，顯示均一的硫來源特征。

地球上的硫主要有三種儲庫[37,47]:(1)地幔硫(或稱巖漿硫)，其δ34S值接近0，通常變化于-3‰～3‰[48]；(2)沉積物中還原硫(或稱生物硫)，其δ34S值的變化范圍大，但主要以較大的負值為特征[49-50]；(3)海水硫，不同地質歷史時期其δ34S值不同，但仍以較大的正值為特征[51]。

三官廟金礦床成礦期載金硫化物表現出輕微虧損34S的特征(黃鐵礦單礦物δ34SCDT平均-2.15‰，毒砂單礦物δ34SCDT平均-1.48‰)，與地幔硫(或稱巖漿硫)一致，而明顯不同于海水及沉積來源的硫同位素組成；結合其極小的變化范圍分析，推測三官廟金礦床具有典型的單一巖漿硫來源，基本沒有或者很少受到其他硫源的混染。

6.4 礦床成因模式

三官廟金礦床礦體的產出受斷裂構造控制，主要沿容礦斷裂交代上、下盤圍巖形成金礦石，局部有充填作用，宏觀地質特征顯示典型的熱液成礦作用。前人根據金礦石礦物組成、蝕變礦物、礦體與鈉長(角礫)巖空間關系、金礦石對鈉長角礫巖稀土元素特征的繼承演化以及黃鐵礦微量元素特征等方面進行分析，認為三官廟金礦與礦區鈉長(角礫)巖具有成因聯系。本文通過對三官廟金礦床C、H、O、S等穩定同位素的研究，認為成礦流體以巖漿水來源為主，流體中碳為巖漿來源并受到低溫蝕變的影響，成礦物質硫具有典型的單一巖漿來源，進一步證明了三官廟金礦床的巖漿熱液成因。

三官廟金礦床的礦床成因模式可以概括為：在早晉寧期本區沉積一套沉積火山巖系—耀嶺河組，其后耀嶺河組發生變質變形。印支期末，秦嶺造山帶廣泛發育一次巖漿活動事件，形成礦區內的鈉長巖，局部伴隨隱爆作用而形成鈉長角礫巖。在鈉長(角礫)巖形成過程中，富含鈉質的含金熱液流體沿斷裂構造運移；在離鈉長(角礫)巖較遠地段的層間破碎帶內，中高溫階段的成礦流體與可能的低溫、低鹽度流體發生混合；其后由于斷裂張開導致減壓而發生流體沸騰作用，在二者的共同作用下，成礦物質發生沉淀，最終形成三官廟金礦床。

7 結 論

(1)成礦主階段流體包裹體的完全均一溫度Th為150～420 ℃，平均237 ℃；鹽度為2.1%～24.1%，平均13.2%；流體密度為0.652～1.040 g/cm3，平均0.931 g/cm3。成礦晚階段Th為81～190 ℃，平均133 ℃；鹽度為5.6%～22.2%，平均14.3%；流體密度為0.949～1.116 g/cm3，平均1.033 g/cm3。

(2)在成礦主階段溫度>250 ℃時，以流體混合作用為主導致礦物沉淀；在成礦主階段溫度<250 ℃及成礦晚階段，以流體沸騰作用為主導致礦物沉淀。成礦主階段成礦流體水的δDV-SMOW為-84.4‰～-77.0‰，平均值-80.3‰；δ18OH2O為5.0‰～5.7‰，平均5.4‰；成礦流體具有以巖漿水來源為主，同時混入了外來流體的特征。成礦流體的δ13CΣC為-13.5‰～-5.2‰，平均值-9.9‰，反映流體中碳為巖漿來源并受到低溫蝕變的影響。黃鐵礦單礦物δ34SCDT為-2.73‰～-1.31‰，平均-2.15‰；毒砂單礦物δ34SCDT為-3.36‰～0.03‰，平均-1.48‰，反映成礦物質硫具有典型的單一巖漿來源。

(3)三官廟金礦床為巖漿熱液成因。印支期末，在鈉長(角礫)巖形成過程中，含金熱液流體沿斷裂構造運移，在離鈉長(角礫)巖較遠地段的層間破帶內，成礦流體發生混合及沸騰作用，促使成礦物質發生沉淀，最終形成三官廟金礦床。