甘肅省鹿兒壩金礦流體包裹體研究:對流體演化和成礦機制的探討

常 銘，劉家軍，楊永春，翟德高，周淑敏，王建平

(1.中國地質大學 地質過程與礦產資源國家重點實驗室，北京 100083;2.中國地質大學(北京)地球科學與資源學院，北京 100083；3.中國地質調查局 牡丹江自然資源綜合調查中心，黑龍江 牡丹江 157000；4.青海大學 地質工程系，青海 西寧 810016)

0 引 言

秦嶺造山帶是華北地塊與揚子地塊經過長期的碰撞匯聚和陸內造山作用的結果，是我國重要的金屬成礦帶[1]。西秦嶺禮(縣)—岷(縣)成礦帶為秦嶺成礦帶的一個重要組成部分，發育眾多金礦床，如岷縣鹿兒壩金礦床、岷縣寨上金礦床、禮縣李壩金礦床、安家岔金礦床、漳縣曹家溝和胭脂溝金礦床等，其中鹿兒壩金礦床又是鹿兒壩金、銻礦集中區的一個典型金礦床。前人在西秦嶺地區開展了大量成礦流體性質及來源的研究工作，所獲得的成礦溫度差異較大，關于成礦流體來源的認識主要有巖漿水和大氣降水混合及巖漿水、變質水和后期部分大氣降水混入兩種，尚未形成統一意見[2]。近年來，國內學者在鹿兒壩金礦床中開展過一些研究工作，但主要集中在礦床地質特征[3]、地球化學特征[4-6]、控礦因素分析[7]、找礦遠景評價[8]，而對成礦流體性質及來源的探討相對較少。大量研究表明，巖石、礦物以及元素在有無流體的情況下會表現出迥異的物理和化學性質，所以對于認識某一地質過程而言，流體方面的研究往往能夠提供極其重要的信息[9]。流體包裹體研究礦物和巖石中的古流體，結合現代熱力學原理的相關計算，可以恢復捕獲流體時的物理化學條件，如溫度、壓力、密度、成分、組分逸度等，對其進行研究有助于揭示成礦流體性質，進而反演成礦流體的來源。此外，對鹿兒壩金礦床成礦流體的研究工作，可以完善鹿兒壩金、銻礦集區成礦流體性質及來源的研究工作，與西秦嶺地區其余典型金礦床進行對比，并對該地區金成礦機制提供一定的參考。

1 成礦地質背景

礦區大地構造體系屬于秦(嶺)祁(連山)昆(侖山)造山系、秦嶺弧盆系、澤庫前陸盆地，自加里東運動以來是一個長期構造活動的東西向海槽，接收了一套淺海相碎屑巖、碳酸鹽巖沉積；三疊紀末的印支運動使地槽回返，地層發生強烈褶皺，形成了NW向洮河復向斜，成為本區的主體構造[8,10]。區域上斷裂構造發育，以區域性壓性-壓扭性大斷裂為主，走向北西—北北西，其中F5、F13、F15為本區主體控礦構造，眾多金礦體沿斷裂發育。鹿兒壩金礦床位于西秦嶺成礦省中部，三疊統濁積巖建造的淺變質巖中的NWW向斷裂破碎帶及兩側硅化蝕變帶內[4]。區內地層結構單一，只出露中三疊統及第四系全新統兩套地層。中三疊統為一套輕微變質的淺海相細碎屑巖、碳酸鹽巖建造，根據巖性特征可分4個組，區域上出露其第二、三、四組。

區域巖漿活動不發育，僅見少量中酸性巖脈侵入于中三疊統，分布受斷裂構造控制；但在其北鄰的中秦嶺陸緣盆地構造單元內，印支期侵入巖較為發育。

2 礦床地質特征

鹿兒壩金礦床位于澤庫前陸盆地西段北緣，洮河復式向斜之北翼，鹿兒壩村北東，向東至大后溝，北起洪家梁，南至馬燁河，南北寬1.15 km，東西長1.5 km ，面積約1.5 km2(圖1)。礦區內出露的地層主要為中三疊統第三巖組的第一、二巖性段，第二巖組，第四巖組和第四系全新統。金礦體大多產出于第二巖性段中，其主要巖性為長石石英砂巖、石英砂巖、粉砂巖及砂質板巖?？氐V構造為近東西向壓性、壓扭性斷裂，其規模較大，延伸較長(長度達4 km以上)。容礦構造則是近東西向與其次級北東向斷裂的交匯部位，這些部位往往為礦體變寬、變富部位。區內巖漿活動較弱，沿斷裂構造帶形成了數條長20～200 m、寬2～5 m的蝕變花崗閃長玢巖脈，與金礦化有一定關系。區域變質作用與成礦關系密切，與金礦化相關的圍巖蝕變包括硅化和黃(褐)鐵礦化、碳酸鹽化等。鹿兒壩礦區據礦體分布特征從北向南可依次劃分為Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ礦帶，總體產狀向南傾，傾角75°～85°[11](圖1)。

圖1 鹿兒壩金礦床地質圖(據鹿兒壩金礦公司提供的資料，略有修改)Fig.1 Geological map of the Lu’erba Au deposit (modified from Lu’erba Gold Company)1.中三疊統第三巖組第一巖性段粉砂質板巖；2.中三疊統第三巖組第二巖性段板巖+砂巖；3.中三疊統第三巖組第二巖性段砂巖+板巖；4.中三疊統第三巖組第二巖性段板巖；5.中三疊統第三巖組第二巖性段砂巖；6.中三疊統第三巖組第三巖性段；7.第四系；8.逆斷層；9.平移斷層；10.地質界線；11.金礦體及其編號；12.探槽位置；13.鉆孔位置；14.地層產狀(°)

根據賦礦原巖特點，可將金礦石分為以下3種類型(圖2)：(1)賦存在砂巖中的金礦石；(2)賦存在板巖中的金礦石；(3)賦存在閃長玢巖中的金礦石，其中賦存在砂巖中的金礦石含金較富，是礦區的主要礦石類型[7]。本次研究工作所采集的礦石也為該類型礦石。礦石中金屬礦物以黃鐵礦為主，其次為輝銻礦、毒砂，而閃鋅礦、黃銅礦、磁鐵礦等均很少見，載金礦物為黃鐵礦、毒砂。非金屬礦物主要有石英、絹(白)云母，其次為方解石、鐵白云石、長石等。

圖2 鹿兒壩金礦礦石及礦體特征Fig.2 Photos showing the characteristics of the Lu’erba Au ore(a)(b)鹿兒壩金礦Ⅱ號礦帶呈浸染狀構造的礦石；(c)(d)鹿兒壩金礦Ⅱ號礦帶平硐中礦體與圍巖的接觸過渡部位，圍巖呈浸染狀礦化

礦石結構包括自形-半自形-它形晶結構(圖3(a))、共生邊結構(圖3(b))、交代結構(圖3(c))、壓碎結構(圖3(d))、草莓狀結構(圖3(e))。其中，自形-半自形-它形晶結構表現為礦石中可見呈立方體或五角十二面體的黃鐵礦產出，呈自形-半自形的毒砂和輝銻礦產出，黃鐵礦中可見呈它形的自然金分布；共生邊結構表現為黃鐵礦與毒砂等硫化物之間的共生產出；交代結構表現為早階段的礦物如黃鐵礦等被晚階段的多金屬硫化物如毒砂交代；壓碎結構和草莓狀結構均為黃鐵礦的常見結構。

圖3 鹿兒壩金礦床中的礦石結構顯微照片Fig.3 Thin-section micrographs of the Lu’erba Au ore textures(a)它形自然金分布在黃鐵礦內部，反射光；(b)黃鐵礦與毒砂呈共生邊結構產出，反射光；(c)毒砂交代黃鐵礦的交代結構，反射光；(d)黃鐵礦的壓碎結構，反射光；(e)黃鐵礦的草莓狀結構，反射光；(f)毒砂呈星散狀構造產出，反射光。Au.自然金；Py.黃鐵礦；Apy.毒砂

礦石構造主要有星散狀(圖3(f))、塊狀、板狀、角礫狀、碎裂狀構造等，其次為網脈狀構造、浸染狀構造等。其中，星散狀構造為毒砂等礦物呈星散狀分布于石英中，網脈狀構造表現為硫化物如黃鐵礦呈網脈狀分布在石英中，浸染狀構造為黃鐵礦等硫化物在礦石中零星產出。塊狀、板狀、角礫狀和碎裂狀構造在礦區內發育比較普遍。

筆者基于野外礦脈穿切關系、礦物組合及顯微鏡下礦物共生關系等特征，將賦存在砂巖中的金礦石的熱液成礦階段劃分為3個階段：

(1)I階段(黃鐵礦階段)：可在礦石中見細粒它形黃鐵礦，黃鐵礦多呈星散狀-稀疏浸染狀分布其中，砂巖中可見石英的增生。

(2)Ⅱ階段(自然金-多金屬硫化物-石英-方解石階段)：成礦主階段，表現為細脈狀石英-碳酸鹽-多金屬硫化物穿切到早期形成的浸染狀礦石中。其中，多見呈星散狀-浸染狀分布的自形粗粒黃鐵礦，黃鐵礦粒度一般小于0.15 mm，多見壓碎現象，其內部可見自然金的分布(圖3(a))。其次可見毒砂、輝銻礦等硫化物，其中毒砂多單獨呈棱柱形自形晶，或與黃鐵礦共生分布在石英中。輝銻礦主要呈自形放射狀結構產出，或是呈浸染狀、脈狀、塊狀構造分布在石英中，與黃鐵礦、毒砂關系密切。閃鋅礦、黃銅礦含量較少?？梢娏蚧锱c自然金密切共生的現象，也可見石英、方解石與自然金密切共生。多見煙灰色石英細脈及方解石細脈分布在圍巖破碎裂隙中。

(3)Ⅲ階段(石英-方解石階段)：金屬礦物少見，主要以碳酸鹽脈或方解石-石英脈為特征。

3 流體包裹體研究

3.1 樣品采集與實驗分析方法

樣品主要取自鹿兒壩礦區Ⅱ礦帶中，部分樣品采自Ⅱ礦帶3號礦脈露天開采處，部分樣品采于Ⅱ礦帶平硐(圖2(c)和(d))。先將樣品磨制成20個厚度約0.2 mm、雙面拋光的薄片并進行流體包裹體巖相學觀察，而后對包裹體片中有代表性的且利于測試的包裹體進行測溫和激光拉曼分析。由于熱液期早期階段礦脈細小，且礦脈以面狀蝕變為主，難以切片觀察，因而未能得到I階段的流體包裹體。由于石英中包裹體發育較小不易觀察，本次顯微測溫實驗的對象主要為熱液期Ⅱ、Ⅲ階段方解石中的流體包裹體。激光拉曼光譜及氫、氧同位素分析的對象為Ⅱ階段石英及Ⅲ階段方解石樣品。

樣品的巖相學觀察、顯微測溫、激光拉曼光譜分析和氫、氧同位素分析工作均是在核工業北京地質研究院分析測試研究中心完成。其中顯微測溫實驗在流體包裹體測溫室完成，所用儀器型號為英國LINKAM THMSG600型冷熱臺，其測溫范圍為-196～600 ℃，可控的冷凍/加熱速率范圍為0.1～130.0 ℃/min。測試時，室溫下，初始升溫速率為10 ℃/min，在100 ℃以上升溫速率為1 ℃/min，在近均一時升溫速率為0.1 ℃/min；測冰點溫度時，一般降溫速率較快，以達到包裹體的快速冷凍效果，過冷卻降溫速率45 ℃/min，升溫后當近冰點溫度時升溫速率為0.1 ℃/min。

激光拉曼光譜分析采用的是LABHR-VIS LabRAM HR800研究級顯微激光拉曼光譜儀，波長532 nm，激光器為YAG晶體倍頻固體激光器，掃描范圍100～4 200 cm-1，激光束斑最小直徑1 μm，光譜分辨率1～2 cm-1。

氫、氧同位素分析是在Delta V Plus質譜儀上完成。分析精度分別為±2‰和±0.2‰，相對標準均為SMOW。實驗分析測試流程為：選取40～60目的純凈樣品，在150 ℃低溫下真空去氣4 h以上，以徹底除去表面吸附水和次生包裹體水；在400 ℃高溫下用爆裂法提取出包裹體中的水，進行收集、冷凝和純化處理；然后用金屬鋅置換出水中的氫，在質譜儀上測試氫的組成。

3.2 流體包裹體巖相學特征

方解石內的包裹體個體大小多在5～50 μm范圍內，且多在15 μm左右，而石英中包裹體個體大小主要在3～8 μm之間，最小為1 μm。從包裹體分布特征來看，原生包裹體多為呈星散狀隨機分布、無定向排列，也沒有任何裂隙銜接的單個包裹體；次生包裹體多為呈交叉排列或沿裂隙分布的包裹體群，且包裹體群定向排列，大小相近。包裹體顏色呈無色透明，氣液比多在10%～20%之間，少數達到40%。本文主要探討的為原生包裹體。

礦石中的原生包裹體類型主要為氣液兩相包裹體，少見單一相包裹體、三相包裹體。

(1)單一相包裹體包括純液相包裹體及純氣相包裹體。其中純液相包裹體室溫下呈液相，大小介于3～4 μm，形狀為長條形，少數呈不規則狀，約占總數的5%；純氣相包裹體室溫下呈單一氣相形式產出，包裹體呈橢圓形，個體大小約4 μm，在石英中可見這種包裹體，顯微鏡下內部呈黑色，中間有一亮點，約占總數的3%(圖4(a))。

圖4 鹿兒壩金礦礦石(方解石)中流體包裹體巖相學特征Fig.4 Petrographic characteristics of fluid inclusions in calcite from the Lu’erba Au deposit (a)單一相包裹體；(b)H2O兩相包裹體；(c)CO2兩相包裹體；(d)同一視域下捕獲的流體包裹體組合；(e)CO2三相包裹體。FIA.流體包裹體組合

(2)兩相包裹體。從流體包裹體的相態類型來看，該區流體包裹體主要為氣液兩相包裹體，約占總數的90%，主要包括H2O氣液兩相包裹體及CO2包裹體，其中90%為水溶液包裹體、10%為CO2包裹體。兩相包裹體在方解石、石英中廣泛分布，室溫下多呈氣液兩相。包裹體大小多介于15～20 μm之間，氣液比介于10%～40%之間，氣泡呈無色透明，且絕大多數包裹體加熱均一至液相(圖4(b)和(c))，包裹體形態多為負晶形、橢圓形、四邊形及不規則形。此外，也可見兩相包裹體在方解石顆粒內部呈流體包裹體組合的形式分布(圖4(d))。該類包裹體在方解石、石英中均可見到，是本區最主要的包裹體類型。

(3)三相包裹體為CO2-H2O包裹體。該類包裹體出現最少，室溫下主要為CO2氣相、CO2液相、H2O液相三相，CO2的充填度較低，一般介于5%～25%之間，均呈富H2O相。包裹體大小介于10～30 μm之間，包裹體形態多為四邊形、負晶形、橢圓形，約占總數的2%(圖4(e))。

3.3 流體包裹體均一溫度和鹽度

本次實驗針對采集的07LEB系列的3個現象較好的包裹體片進行流體包裹體測溫實驗，共測試數據42個，都屬于氣液兩相的水溶液包裹體，流體包裹體的寄主礦物均為方解石。在顯微巖相學觀察后，圈定出要適合進行測溫實驗的流體包裹體，測定其均一溫度(Th)和冰點溫度(Tice)。

根據Hall等提出的NaCl-H2O體系的鹽度冰點計算公式[12]進行計算：

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

(1)

其中：WNaCl為NaCl的質量百分數。

將測定的Tice值帶入上式就可計算出水溶液流體包裹體的鹽度值(表1和圖5)。Ⅱ階段流體包裹體的均一溫度(Th)在130～247 ℃范圍內，平均均一溫度為166.71 ℃；對應的流體包裹體鹽度在1.23%～8.00%范圍內，平均鹽度值為4.39%。Ⅲ階段流體包裹體的均一溫度(Th)在81～173 ℃范圍內，平均均一溫度為128.5 ℃；對應的流體包裹體鹽度在2.74%～10.98%范圍內，平均鹽度值為6.25%?？傮w上看，礦床成礦流體屬于低溫熱液流體體系，這一結果與劉云華等[8]得到的認識相一致。

圖5 鹿兒壩金礦床流體包裹均一溫度、鹽度直方圖Fig.5 Histograms of homogenization temperatures and salinities of fluid inclusions from the Lu’erba Au deposit(a)(b)07LEB2-2中的包裹體均一溫度、鹽度直方圖；(c)(d)07LEB-1中的包裹體均一溫度、鹽度直方圖；(e)(f)07LEB-2中的包裹體均一溫度、鹽度直方圖

表1 鹿兒壩金礦流體包裹體均一溫度及鹽度數據Table 1 Homogenization temperature and salinity of vapor-liquid inclusions from the Lu’erba Au deposit

3.4 成礦流體密度、壓力和深度

流體包裹體群的均一溫度可以近似地看作捕獲溫度[13]，故流體包裹體的均一溫度可以近似代表成礦溫度。通過對流體包裹體均一溫度和鹽度的相關數據的分析處理，采用鹽水溶液包裹體的密度計算經驗公式[14]計算流體密度：

ρ=a+b×Th+c×Th2

(2)

其中：ρ為流體密度，g/cm3；Th為流體包裹體的均一溫度，℃；a、b、c為無量綱參數，可采用經驗公式計算(w為鹽度，%)：

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

(3)

在均一溫度Th≤500 ℃、鹽度w≤30%時，(3)式中各參數取值如下：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。

將所得的流體包裹體均一溫度、鹽度數據帶入公式(3)，可求得鹿兒壩金礦床的H2O氣液兩相包裹體的密度范圍為0.82～1.01 g/cm3，平均密度為0.96 g/cm3(表2)，屬于中等密度流體。

將流體包裹體的均一溫度、鹽度帶入邵潔璉提出的流體壓力的計算式[15]：

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

(4)

其中：T0為初始溫度，℃；p為成礦壓力，MPa；p0為初始壓力，MPa；w為鹽度，%。

計算可得鹿兒壩金礦床的成礦流體壓力值，成礦壓力范圍為21.32～64.72 MPa，平均壓力為37.31 MPa(表2)。

表2 鹿兒壩金礦流體包裹體密度和成礦壓力、深度Table 2 Density,trapping pressure and depth data of fluid inclusions from the Lu’erba Au deposit

成礦深度是研究礦床成因和判定勘查潛力的重要依據[16]。將流體包裹體的均一溫度、鹽度帶入邵潔璉提出的成礦深度的計算公式[15]：

H=p/(300×105)

(5)

其中：H為成礦深度，km；p為成礦壓力(流體壓力)，MPa。

將數據帶入公式(5)可得鹿兒壩金礦床的成礦深度范圍為0.71～2.16 km，平均深度值為1.24 km(表2)，表明礦床屬于淺成成礦。

3.5 流體包裹體激光拉曼光譜分析

本次實驗對07LEB4系列的4個包裹體片進行了激光拉曼光譜實驗，其中07LEB-1、07LEB-2、07LEB-2-2包裹體片寄主礦物為方解石，07LEB-8包裹體片寄主礦物為石英。由于方解石的熒光效應太強，因此方解石中只有一個光譜圖能夠清楚地顯示相應氣體的成分，石英中包裹體的激光拉曼譜峰指示相對清楚明確。

對石英(07LEB-8)中流體包裹體激光拉曼光譜圖分析表明，氣體成分以H2O為主，還有CH4

(特征峰值為2 919 cm-1，圖6(a))、CO2(特征峰值為1 285 cm-1、1 388 cm-1,圖6(b))，液相成分主要為H2O。對方解石(07LEB-1)中流體包裹體激光拉曼光譜圖分析表明，氣體成分以H2O為主，還有H2(特征峰值為588 cm-1、4 157 cm-1，圖6(c))。

圖6 鹿兒壩金礦床流體包裹激光拉曼光譜圖(紅色箭頭指向測點位置)Fig.6 Raman spectra of fluid inclusions from the Lu’erba Au deposit (red arrow point to the measurement position)(a)(b)07LEB-8中的流體包裹體及對應的激光拉曼光譜圖；(c)07LEB-1中的流體包裹體及對應的激光拉曼光譜圖

3.6 氫、氧同位素組成

鹿兒壩金礦的氫、氧同位素所測樣品為Ⅱ、Ⅲ階段產物，其中毒砂為金的載體礦物，方解石與毒砂均為熱液期Ⅱ階段礦物，石英為熱液期Ⅲ階段石英脈。測試結果見表3。礦物中δ18OV-SMOW為-4.2‰～20.2‰，流體中的δDV-SMOW為-84.4‰～-96.0‰。根據石英-水體系中氧同位素分餾公式1 000 lnα石英-水=3.38×106/T2-3.40[18]，方解石-水體系中氧同位素分餾公式1000 lnα方解石-水=2.78×106/T2-2.89[19]，并結合流體包裹體顯微測溫結果，計算出流體的δ18O流體。由于毒砂中所測的δ18OV-SMOW、δDV-SMOW的值實際反映的是流體中的δ18O流體、δDV-SMOW的值，所以流體的δ18O流體變化范圍為-4.20‰～6.81‰。

表3 鹿兒壩金礦床樣品氫、氧同位素組成Table 3 Oxygen and hydrogen isotopic data of samples from the Lu’erba Au deposit

在δ18O流體和δDV-SMOW圖解(圖7)中，6個數據點均落在巖漿水與大氣降水線間，表明成礦流體來源并非單一，可能是巖漿水與大氣降水的混合流體。為更好地探討成礦流體演化情況，筆者針對鹿兒壩礦區實際情況，將實驗數據投點于水-巖氫氧同位素交換演化曲線圖解(圖8)中。由于本區賦礦巖石主要為板巖、砂巖等碎屑巖，故設定未蝕變巖石的初始同位素組成δ18O巖石=16‰，δD巖石=-60‰；因成礦流體的δD值最低達到-96‰，故取大氣降水的δD水=-100.0‰，δ18O水=-13.75‰，假設原始巖漿水的δ18O水=7.5‰，δD水=-80.0‰。根據氫、氧同位素水/巖交換物質平衡方程[20]：

圖7 鹿兒壩金礦床成礦流體δ18O-δDV-SMOW圖解(底圖據文獻[21])Fig.7 δ18O-δDV-SMOW plot of the Lu’erba Au ore-forming fluids (base map after ref.[21])

圖8 Ⅱ、Ⅲ階段水-巖氫氧同位素交換演化曲線(底圖據文獻[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分別為大氣降水在150 ℃、200 ℃、250 ℃、300 ℃、350 ℃時與圍巖發生交換時同位素的理想演化曲線，Ⅵ、Ⅶ、Ⅷ分別為巖漿水在150 ℃、250 ℃、300 ℃時與圍巖發生交換時同位素的理想演化曲線；紫色虛線為方解石樣品和石英樣品的分布趨勢

Wδi水+Rδi巖石=Wδf水+Rδf巖石

(6)

其中：W和R分別代表熱液系統中參加反應的水和巖石的摩爾分數。i和f分別代表初始值和交換后的最終值，由(6)式可得：

W/R=[(δf水+Δ)-δi巖石]/(δi水-δf水)

(7)

式中：W/R為原子單位，Δ是以長石和白云母分別代表全巖石時的巖石-水同位素分餾值，

Δ巖石-水=δ18O長石-δ18O水=2.68×106T-2-

3.53

(8)

Δ巖石-水=δD白云母-δD水=-22.1×106T-2+

19.1

(9)

本區巖石平均含有1%的氫和47%～53%的氧，因此得出：

W/R=0.5×[(δ18Of水+Δ)-δ18Oi巖石]/

(δ18Oi水-δ18Of水)

(10)

W/R=0.01×[(δDf水+Δ)-δDi巖石]/

(δDi水-δDf水)

(11)

即有：

δ18Of水=[δ18Oi巖石-Δ+2×(W/R)×δ18Oi水]/

[1+2×(W/R)]

(12)

δDf水=[δDi巖石-Δ+100×(W/R)×δDi水]/

[1+100×(W/R)]

(13)

根據不同溫度和W/R比值條件，得到構造大氣降水、巖漿水與礦床圍巖發生交換后，主成礦階段水-巖氫氧同位素交換演化曲線 (圖8)。從圖8中可以看出，成礦主階段流體水的δ18O、δD值大多落于150～250 ℃大氣降水與圍巖交換的理想演化曲線范圍內，有一個點的數據落在350 ℃大氣降水與圍巖交換的理想演化曲線附近，大部分落點均在較小的W/R(0.20～0.05)比值條件下，反映出流體與圍巖的交換較為強烈。圖8中Ⅱ階段的方解石樣品與Ⅲ階段的石英樣品的分布趨勢具有明顯的不同，表明成礦流體性質的改變。

4 分析與討論

4.1 成礦流體性質

成礦流體中金的遷移形式和沉淀機理是金礦床地球化學研究的一個重要課題，金從熱液流體中沉淀的機理非常復雜，涉及降溫冷卻、不同性質的流體的混合、減壓沸騰、水巖反應等，流體不混溶作用(沸騰)可能是最重要的成礦機制[23]。通過對該區流體包裹體的實驗研究以及總結前人的研究成果，筆者認為鹿兒壩金礦床的成礦流體在成礦期發生過沸騰作用。

(1)通過巖相學觀察，在所研究的流體包裹體中可見氣液兩相包裹體、富液相包裹體、富氣相包裹體、純氣相包裹體及CO2-H2O包裹體等多種類型的包裹體密切相鄰共生于同一結晶平面上，且在同一視域下可見多種類型的包裹體，應屬同時捕獲，它是含礦熱液流體自超臨界狀態向臨界點轉化時應力驟然降低的結果，礦物同時捕獲性質迥異流體的現象被稱為非均一捕獲，是流體不混溶或沸騰的典型標志[24]。(2)共存于同一礦石樣品、同一礦物顆粒乃至同一顯微視域中的氣液比不同的包裹體均一方式不同，而均一溫度相近，表明成礦流體在該溫度區間發生了沸騰作用[13,25-27]。(3)加熱至均一時，富氣相包裹體氣泡逐漸增大，并最終液相消失而均一，富液相包裹體氣泡逐漸縮小，最終氣相消失而達到均一。以上三方面可以作為成礦流體在成礦期發生過沸騰作用的證據。成礦流體中甲烷等烴類的存在，指示了深源流體的存在[28]。

4.2 成礦流體來源與成礦機制

對于鹿兒壩金礦的成礦流體來源，其氫、氧同位素分析結果表明，流體中的δDV-SMOW值在-84.4‰～-96.0‰之間變化，δ18O流體的值在-4.20‰～6.45‰之間變化，數據主要落在巖漿水和大氣降水線之間，表明流體可能是巖漿水與大氣降水的混合作用來源。

對于鹿兒壩金礦床的成礦機制前人持不同觀點，丁文軍、李小強等認為是巖漿活動與斷裂活動共同作用導致成礦[3,6]，控礦構造為近EW向斷裂；司國強等認為構造是控礦的主導因素[7]；劉云華等認為金礦的形成與閃長玢巖關系密切[8]；筆者認為印支期末的大規模構造運動和燕山期大規模的擠壓運動，導致了該區構造的復雜性、多期性，而熱液活動則貫穿著所有構造擠壓運動，它不僅給巖漿熱液的遷移提供了通道，也給金的富集成礦提供了有利的場所。成礦作用早期階段，流體中金含量低，地球動力學環境轉入減壓增溫體制[29]，但并沒有形成大規模的金沉淀。隨著后期大氣降水的不斷混入，混合流體不斷萃取圍巖中的金，至主成礦階段，構造作用引起流體沸騰，其性質發生急劇改變，導致金屬硫化物和金大規模析出、沉淀。

5 結 論

(1)甘肅鹿兒壩金礦床包裹體類型主要為氣液兩相的水溶液包裹體，少見純氣相包裹體、純液相包裹體、CO2-H2O三相包裹體。

(2)流體包裹體的測溫數據顯示，成礦流體屬于低溫(81～247 ℃)；低鹽度(1.23%～10.98%)；中等密度(0.82～1.01 g/cm3)的淺成(0.71～2.16 km)成礦流體。成礦壓力集中于21.32～64.72 MPa。流體包裹體氣相成分有H2O、CH4、CO2、H2等。成礦流體可能為巖漿水與大氣降水的混合流體。

(3)成礦主階段熱液流體性質發生了急劇改變，區內頻繁的構造活動造成的壓力突變是引起流體沸騰的主要因素，最終導致金屬硫化物和金大規模析出、沉淀。

致謝:在本文的研究中，野外工作得到中國地質調查局西安礦產資源調查中心工作人員的大力支持，實驗室研究得到核工業北京地質研究院分析測試研究中心流體包裹體及激光拉曼實驗室吳迪研究員的指導和幫助，在此一并致謝。