桂西隆或金礦床流體包裹體與C-H-O-He-Ar 同位素對成礦流體來源的制約

安 鵬，陳懋弘，孔志崗**，陳 港，王 昱

（1 昆明理工大學國土資源工程學院，云南昆明 650093；2 中國地質科學院礦產資源研究所自然資源部成礦作用和資源評價重點實驗室，北京 100037）

滇黔桂“金三角”是世界著名的卡林型金礦礦集區之一（Hu et al.,2002；Cline et al.,2013），該區累計探明金資源儲量已逾1200 t（韋啟鋒, 2022）。自20世紀80 年代在區內發現此類礦床以來，已有眾多地質工作者對該區卡林型金礦的礦床地質特征、地球化學特征、成礦年代、礦床成因及成礦規律等進行了系統的研究（(Su et al., 2009；劉建中等, 2014；Tan et al.,2015；譚親平等,2017；Su et al.,2018），并獲得了大量的成果。但由于不同的礦床具有不同的流體來源，導致區內卡林型金礦床的成礦流體的來源研究存在較大的爭議，使得該區卡林型金礦床的成礦模式及成因并未有統一的觀點。前人研究總結的卡林型金礦床主要成因模式有：①滲流熱鹵水成礦模式（Zhuo et al., 2019); ②油氣運移-構造成礦模式（Ge et al., 2021；He et al., 2023）;③盆地流體成礦模式（Yan et al.,2018；Li et al.,2021）;④花崗巖漿熱液成礦模式（Tan et al.,2015；Song et al.,2022）;⑤深部變質流體模式（Zhang et al., 2003；Lin et al., 2021）;⑥幔源巖漿成礦模式（Zheng et al.,2016；鄭祿林等，2019），因此，礦床成因模式仍有較大的爭議，而流體來源的不確定是導致礦床成因存在爭論的主要原因之一。

廣西隆或金礦位于滇黔桂“金三角”礦集區內，產于滇黔桂晚古生代裂谷拗陷區中的隆或穹窿孤立碳酸鹽巖臺地內部，是桂西地區典型的層狀卡林型金礦之一（龐保成,2004；唐松華,2006）。迄今為止，該礦床的研究程度較低，僅張辰光等（2022）通過對其地質特征和地球化學特征進行了研究，初步推測該礦床的成礦流體來源于深部幔源流體。

惰性氣體因其地球化學惰性，使其在參與各種地質作用過程中能保持化學性質不變；同時，由于He 同位素在地殼與地幔中的分布比值相差較大，通過對其含量的分析可以較好地識別出流體中是否有幔源物質的加入，因此，對于惰性氣體的研究可以有效地示蹤成礦流體的來源（Stuart et al.,1995；Winck‐ler et al., 2001；Hu et al., 2004；蔡明海等, 2021），其中,He-Ar同位素也成為用來判斷成礦流體中是否有幔源流體參與的重要手段之一。近年來，國內眾多學者通過利用He-Ar 同位素在示蹤幔源流體是否參與成礦方面取得了大量成果，例如在膠東、粵北、桂西北丹池地區、揚子克拉通西緣及鄂東地區的WSn-Cu-Fe-Au 等礦床中通過He-Ar 同位素的示蹤均識別出了有幔源流體的參與（Zhang et al.,2002；Hu.,2004；翟偉等, 2012; Xie et al., 2016；蔡明海等,2021）。而對于滇黔桂地區的一系列卡林型金礦床，He-Ar同位素的研究還鮮有報道。

本文選取隆或金礦床中不同成礦階段的石英、方解石脈開展流體包裹體、C-H-O 同位素及稀有氣體He-Ar 同位素的研究分析，從而探討隆或金礦床的成礦流體來源和演化，分析礦床的成因，為進一步的深部找礦工作提供理論依據，同時也補充了滇黔桂地區對He-Ar 同位素的研究，為該地區的殼幔作用與成礦關系的研究提供借鑒。

1 區域地質特征

右江盆地位于揚子克拉通的西南側，該區構造演化與特提斯洋的開閉及太平洋板塊的俯沖有著密切關系，區內經歷了多期次的“開”、“合”、“升”、“降”、“扭”等運動（馬杏垣,1982；曾允孚,1995；Li et al.,2007），最終演變成了在廣闊的三疊系陸源碎屑巖盆地中“漂浮”著數十個大小不等的孤立碳酸鹽巖臺地的古地理格局（圖1）（陳懋弘等,2021），盆地內巖漿活動較發育，主要3 期巖漿活動分別為海西期、印支期和燕山期巖漿活動（吳松洋,2017）。右江盆地遭受了燕山期強烈的構造巖漿活動的影響，在盆地邊緣形成了與花崗巖活動有關的錫多金屬礦床，并且在盆地內部形成了一系列大-中型卡林型金礦床（陳懋弘等,2008）。

圖1 右江盆地區域地質圖（據陳懋弘等,2018修改）1—三疊系碳酸鹽巖臺地；2—晚古生代孤立碳酸鹽巖臺地；3—三疊系陸源碎屑巖；4—早古生代；5—新元古代Song Chay片麻巖；6—晚白堊世石英斑巖脈/超基性-基性巖脈；7—晚白堊世花崗巖；8—二疊系基性-超基性巖；9—印支地塊；10—華南板塊；11—大斷裂/區域斷裂；12—逆沖推覆構造；13—城市；14—卡林型金礦；15—隆或金礦Fig.1 Regional geological map of the Youjiang Basin(modified after Chen et al.,2018)1—Triassic carbonate platform;2—Late Paleozoic isolated carbonate platform;3—Triassic terrigenous clastic rock;4—Early Paleozoic;5—Neopro‐terozoic Song Chay Gneiss;6—Late Cretaceous Quartz porphyry dyke/Mafic-ultramafic dyke;7—Late Cretaceous granite;8—Permian Mafic-ultra‐mafic;9—Indosinian Terrane;10—South China block;11—Major fault/Regional fault;12—Nappe structure;13—City;14—Carlin-type gold deposit;15—Longhuo gold deposit

桂西隆林地區位于右江盆地的西北緣，區域上主要分布有西林、德峨、馬雄、坡隴4 個大型背斜和隆或、大瑤寨2 個穹窿，均屬于晚古生代的孤立碳酸鹽巖臺地（陳懋弘等,2021）。這些背斜和穹窿構造主要由泥盆系至二疊系的碳酸鹽巖組成，其中核部出露主要為寒武系白云巖和泥盆系砂泥巖。眾多地質工作者研究發現，這些背斜和穹窿內部均發育了一系列大小不等的金礦床（點），例如馬雄、德峨、隆或等。

隆或穹窿位于隆林地區的東部，整體呈橢圓狀，長約20 km，寬約15 km。穹窿核部為泥盆系，向外依次為石炭系和二疊系。穹窿內斷裂發育，其中以北東向斷裂為主，北西向為輔，隆或穹窿東翼地層由于受到斷裂構造影響較大，導致該地層被破壞而殘缺不全，西翼地層受影響較小而相對較完整（劉顯凡等,1998）。隆或穹窿從晚泥盆世至晚二疊世，期間臺地經歷了多次間隙抬升并形成了多個平行不整合（陳懋弘等,2018），這為后期的形成似層狀礦體提供了構造薄弱面。

2 礦床地質特征

隆或金礦位于隆或穹窿（孤立碳酸鹽巖臺地）內部。礦區范圍內地層由古至新依次為上泥盆統融縣組、下石炭統英塘組、中-下石炭統都安組和中石炭統黃龍組、馬平組，穹窿四周主要為深水盆地相三疊系砂泥巖（圖2a）。泥盆系融縣組以碳酸鹽巖臺地相的厚層灰巖為主。石炭系主要為淺海相的碳酸鹽巖和碎屑巖。其中，上部的都安組、黃龍組和馬平組均為孤立臺地相的碳酸鹽巖，下部英塘組為臺溝相的硅質巖、粉砂巖、碳質泥巖和凝灰巖等，與下伏泥盆系融縣組呈平行不整合接觸，該不整合面為隆或金礦的主要含礦層位。

圖2 隆或金礦礦體分布圖（a）和隆或金礦勘探線剖面圖（b）（據蔣柏昌等，2013修改）1—上泥盆統融縣組；2—下石炭統英塘組；3—石炭系都安組；4—上石炭統黃龍組；5—上石炭統馬平組；6—上二疊統茅口組；7—泥巖；8—粉砂巖；9—灰巖；10—硅質巖；11—正/逆斷層；12—限制不明斷層；13—次級背斜；14—剖面線；15—金礦體；16—采樣位置Fig.2 Longhuo gold ore body distribution map(a)and cross section on exploration line A-B through the Longhuo gold deposit(b)(modified after Jiang et al.,2013)1—Devonian Rongxian Formation; 2—Carboniferous Yingtang Formation; 3—Carboniferous Du'an Formation; 4—Carboniferous Huanglong Formation;5—Carboniferous Maping Formation;6—Permian Maokou Formation;7—Mudstones;8—Siltstone;9—Limestone;10—Siliceous rock;11—Normal/Reverse fault;12—Unknown Fault;13—Secondary anticline;14—Section line;15—Gold orebody;16—Sample location

礦區內構造斷裂較發育，主要由2 組斷裂組成：一組為北西向；另一組為北東向。礦區內整體構造樣式為北西向單斜構造，地層整體傾向南西，在隆或穹隆西南翼的泥盆系—石炭系碳酸鹽巖中形成有北西向磨毫次級背斜，并且在磨毫次級背斜翼部發育大量北西向的連續不對稱褶皺。北東向大斷層（F0斷層）位于隆或金礦東部。詳細的構造解析表明，礦區內在靠近F0斷層的部位構造變形和礦化蝕變最為強烈，向西逐漸減弱，證明了F0斷層是該礦床主要的導礦構造。同時，F0斷層上盤（斷層西盤）發育大量平行的次級小斷層，向西逐漸減弱為節理和劈理。這些次級小斷層-節理-劈理帶為成礦流體的側向遷移提供了通道，屬于配礦構造（安鵬,2023）。

隆或金礦主要發育嚴格受地層和巖性控制的似層狀礦體（圖2b），其中包括淺部已開采完畢的氧化礦及未進行開采的深部原生礦，通過分析表明原生礦體的品位主要為（3.17~5.41）×10-6，其中次生淋濾的氧化礦體較富集，局部可達（5~30）×10-6。區內礦化蝕變較明顯，但蝕變規模較小，以中低溫蝕變類型為主，主要包括黃鐵礦化、毒砂化、硅化、碳酸鹽化及絹云母化等。金礦化主要賦存在含硫化物的硅質巖、凝灰巖、碳質泥巖中，礦床中金屬礦物主要有黃鐵礦、毒砂、閃鋅礦和后期黃鐵礦被氧化形成的褐鐵礦等；非金屬礦物主要為石英、方解石和絹云母等。其礦物組合與卡林型金礦床中礦物共生組合相類似，載金礦物以黃鐵礦為主，毒砂為輔，金主要以“不可見金”的形式分布在黃鐵礦、毒砂中。黃鐵礦主要呈立方體狀、五角十二面體和他形粒狀，主要呈浸染狀和細脈狀，其后期氧化后形成褐鐵礦；毒砂主要呈自形菱形狀、矛狀，分布在黃鐵礦邊部。

基于礦床中脈體之間的穿切關系、礦物共生組合、礦石組構及顯微鏡下礦物共生關系等特征，本文初步將隆或金礦的熱液成礦過程劃分為3 個階段（圖3a~f）：

圖3 隆或金礦床野外及礦物鏡下照片a.Ⅱ階段的順層的和切層的黃鐵礦-石英脈；b.Ⅲ階段的方解石脈；c.Ⅰ階段的硅化石英，局部可見有細粒他形黃鐵礦；d.Ⅱ階段的石英-黃鐵礦脈；e.Ⅲ階段石英細脈切割第Ⅱ階段的石英脈-黃鐵礦脈；f.右側為Ⅲ階段大顆粒石英-方解石脈，石英可見環帶結構，左側被切割的為Ⅰ階段呈硅化的石英巖，Ⅲ階段石英-方解石脈中出現黃鐵礦后期被氧化形成的褐鐵礦Qtz—石英；Cal—方解石；Py—黃鐵礦；Lm—褐鐵礦Fig.3 Field and microscopic photographs of minerals from the Longhuo gold deposit a.Stage Ⅱphased and cut pyrite-quartz veins;b.Stage Ⅲcalcite veins;c.Silicified quartz of stage Ⅰ,locally visible with fine-grained pyrite;d.Quartz-pyrite veins of stage Ⅱ;e.Stage III quartz fine vein cutting stage Ⅱquartz vein-pyrite vein;f.On the right side is the large-grained quartz-calcite vein in stage Ⅲ,with visible ring structure of quartz.On the left is the silicified quartz rock in stageⅠ,and limonite formed by oxidation of pyrite in the later stage appears in the quartz-calcite vein in stage ⅢQtz—Quartz;Cal—Calcite;Py—Pyrite;Lm—Limonite

（1）Ⅰ階段（石英-絹云母-黃鐵礦階段）：該階段為成礦早階段，金礦化較少或不含金，該階段石英主要表現為硅質和隱晶質（圖3c、f），出現絹云母化蝕變以及少量他形粒狀黃鐵礦；

（2）Ⅱ階段（石英-黃鐵礦階段）：為成礦主階段，表現為石英-黃鐵礦呈網脈狀穿切到早期形成的硅化巖石中（圖3a、d、e）中。本階段多見呈星散狀-浸染狀分布的自形粗粒黃鐵礦及呈脈狀分布的大顆粒自形-半自形粗粒黃鐵礦，自形黃鐵礦環帶較發育，金以“不可見金”分布在黃鐵礦環帶中，此外可見有少量毒砂呈菱形狀、矛狀自形晶與黃鐵礦共生。多見有石英呈細脈狀沿裂隙穿切早期硅質、隱晶質石英；

（3）Ⅲ階段（石英-方解石-多金屬硫化物階段）：該階段為成礦晚階段，不含金礦化，其中金屬硫化物種類較多，含量較少，出現閃鋅礦、輝銻礦及少量自形細粒黃鐵礦。石英、方解石穿Ⅱ階段的石英-黃鐵礦脈，該階段石英、方解石礦物粒度較大，以自形-半自形為主，石英可見明顯環帶結構（圖3b、f）。

3 樣品采集與測試方法

研究所用樣品均采集于采坑主礦體及其附近，樣品以成礦Ⅱ階段和Ⅲ階段的石英-方解石脈為主，樣品新鮮，共采樣6件（表1）。

表1 隆或金礦樣品特征表Table 1 The characteristics of samples from the Longhuo gold deposit

本次工作在礦石中采取了Ⅱ階段和Ⅲ階段的石英-方解石脈進行測試，由于第Ⅰ階段石英粒度細小，因此并未對其進行測試，本文所有實驗測試均在中國地質科學院礦產資源研究所完成。

石英、方解石的流體包裹體顯微測溫工作使用的儀器為德國產ZEISS 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-196~600℃，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。

石英、方解石的C-H-O 同位素分析測試儀器為Finnigan MAT253 型質譜儀，H-O 同位素分析精度分別為±2‰和±0.2‰，分析結果均以SMOW 為標準。C同位素測定結果以PDB為標準，精度優于±0.2‰。

石英的He-Ar同位素分析測試儀器為Helix SFT稀有氣體質譜儀，將采集的樣品手工破碎至40~60目，經過淘洗、烘干后在顯微鏡下挑選出純凈的石英。

He、Ar分析采用壓碎法（蔡明海,2021）：①將高純度40~60 目樣品清洗、烘干，取0.5~1.0 g 裝入不銹鋼再移到壓碎裝置中，密封并加熱去氣、抽真空；②壓碎樣品，多級純化包裹體氣，分離出純He 和Ar；③He 測試：He 模式下，He 信號用法拉第杯接收，3He 用離子倍增器接收，離子源電壓4.5 kV，電流1218 μA，trap 電壓15.56 V，電流450 μA；Ar 測試：Ar模式下，40Ar和36Ar用法拉第杯接收，38Ar用倍增器接收，離子源電壓4.5 kV，電流454 μA，trap 電壓15.02 V，電流200 μA；④同位素比值結果校正，利用當天空氣標準的測試結果和空氣標準值校正樣品測試結果，空氣的3He/4He 標準值采用1.4×10-6，40Ar/36Ar和36Ar/38Ar 標準值采用295.5 和5.35；⑤4He 和40Ar含量(cm3SPT/g)結果，利用0.1 ml 標準氣4He(52.3×10-8cm3SPT)和40Ar(4.472×10-8cm3SPT)含量、標準氣和樣品的同位素信號強度以及樣品壓碎后過篩100 目以下的質量標定樣品中4He 和40Ar 含量。測試在高真空下完成，壓碎和純化系統真空在n×10-9mbar，質譜系統真空在n×10-10mbar。質譜離子源采用Nier，靈敏度對He 在800 μA 阱電流時好于2×10-4amps/Torr，對Ar 在200 μA 阱電流時好于1×10-3amps/Torr。40Ar 靜態上升率小于1×10-12cm3SPT/min，36Ar 本底小于5×10-14cm3SPT。法拉第杯分辨率>400，離子計數器分辨率>700，可將3He 與4He、HD+H3；與3He峰完全分開。

4 測試結果

4.1 流體包裹體巖相學

流體包裹體的研究可以為探討礦床成因提供成礦過程中流體的溫度、壓力以及鹽度等證據，不同礦床中流體包裹體具有不同的形態、特征和性質。隆或金礦的流體包裹體以呈透明無色-淺灰色的富液相兩相包裹體為主，其中，石英脈中流體包裹體主要呈帶狀分布，少部分成群分布或零散分布，方解石中流體包裹體主要為成群分布，部分為帶狀或零散分布。兩者中包裹體體積均較小，整體大小集中在3~6 μm，僅少部分零散分布的包裹體可達到15 μm以上。

Roedder(1984)和盧煥章等（2004）將流體包裹體主要劃分為4類：富液相兩相包裹體(Ⅰa型)、富氣相兩相包裹體(Ⅰb 型)、含CO2的氣液三相包裹體(Ⅱ型)和含子晶的三相包裹體(Ⅲ型)。隆或金礦流體包裹體顯微鏡下照片如圖4a~i所示。其中，Ⅰa型包裹體比較發育（約占包裹體數量的95%以上），Ⅰb 型和Ⅱ型包裹體含量較少，僅在個別樣品中偶爾發現，由于數量較少，不具有代表性，并未對其進行測試，樣品中未發現Ⅲ型包裹體。

圖4 隆或金礦床流體包裹體顯微照片a.方解石中長條狀兩相包裹體；b.方解石中不規則/橢圓狀兩相包裹體；c.方解石中次生包裹體帶；d.方解石中定向排列的兩相包裹體；e.石英中CO2三相包裹體；f.石英中純液相-兩相包裹體；g.石英中橢圓狀/不規則兩相包裹體；h.石英中定向排列的兩相包裹體；i.石英中富氣相包裹體帶LH2O—液相水；VH2O—氣相水；LCO2—液相二氧化碳；VCO2—氣相二氧化碳Fig.4 Micrographs of fluid inclusions in quartz and calcite from the Longhuo gold deposit a.Medium long strips of two-phase inclusions in calcite;b.Irregular/elliptical two-phase inclusions in calcite;c.Secondary inclusion bands in calcite;d.Directionally arranged two-phase inclusions in calcite;e.CO2 three-phase inclusions in quartz;f.Pure liquid-two-phase inclusions in quartz;g.Irregular/Elliptical two-phase inclusions in quartz;h.Directionally arranged two-phase inclusions in quartz;i.Gas-rich inclusion band in quartz LH2O—Liquid phase water;VH2O—Vapour phase water;LCO2—Liquid phase carbon dioxide;VCO2—Vapour phase carbon dioxide

Ⅰa 型包裹體（L+V）：富液相兩相水溶液包裹體，包裹體顏色較淺，透明度高，加熱后均一至液相，大小2~10 μm，液相充填度較大，一般為75%~90%。此類包裹體在方解石中分布較孤立或隨機成群，形態主要為長條狀/不規則狀（圖4a、b），部分樣品中表現為呈長條狀定向排列（圖4d）；石英中此類包裹體體積較方解石中包裹體小，分布較集中，孤立分布較少，形態主要為不規則狀，橢圓狀（圖4e~h）。

Ⅰb 型包裹體（L+V）：富氣相兩相水溶液包裹體，包裹體顏色較淺，透明度高，加熱后均一至液相，體積小于10 μm，氣相充填度較大，一般為70%~85%，表現為不規則狀/橢圓狀呈帶狀分布，主要分布在石英中（圖4i）。

Ⅱ型包裹體：含CO2三相包裹體，包裹體顏色較淺，透明度高，數量極少，僅個別樣品中偶爾可見，形態主要為橢圓狀（圖4e）。

4.2 流體包裹體顯微測溫

本次共對Ⅱ階段和Ⅲ階段的石英方解石脈進行了包裹體顯微測溫，實驗數據顯示（表2），Ⅱ階段石英脈中流體包裹體的均一溫度為207.5~282.6℃，平均為244.6℃（圖5a），冰點溫度為-5.4~-2.3℃，平均-3.8℃；經計算該階段石英中流體包裹體鹽度w（NaCleq）為3.71%~8.41%（圖5b），平均6.13%。

表2 隆或金礦流體包裹體測溫數據Table 2 Microthermometry data of fluid inclusions quartz and calcite from the Longhuo gold deposit

圖5 隆或金礦石英-方解石流體包裹體均一溫度、鹽度頻率直方圖a、b.石英流體包裹體均一溫度和鹽度直方圖；c、d.方解石流體包裹體均一溫度和鹽度直方圖Fig.5 Histogram of homogenization temperature and salinity frequency of fluid inclusions in quartz and calcite from the Longhuo gold deposit a,b.Homogenization temperature and salinity histogram of fluid inclusions in quartz;c,d.Homogenization temperature and salinity histogram of fluid inclusions in calcite

Ⅲ階段石英脈中流體包裹體的均一溫度為170.4~230.4℃，平均為203.7℃（圖5a），冰點溫度為-3.8~-1.5℃，平均-2.6℃；方解石脈中流體包裹體的均一溫度為178.5~237℃，平均為213.4℃（圖5c），冰點溫度為-4.5~-1.7℃，平均-3.0℃。計算得出該階段石英中流體包裹體w（NaCleq）為2.57%~6.16%（圖5b），平均4.29%；方解石中包裹體w（NaCleq）為2.9%~7.17%，平均4.99%（圖5d）

以上數據可判斷出，石英-方解石中流體包裹體均為H2O-NaCl體系，通過對石英、方解石流體包裹體的測溫顯示，流體整體表現為中低溫、低鹽度的特征。

4.3 成礦流體密度、壓力和深度

前人研究表明，流體包裹體的均一溫度可近似地看作為包裹體的捕獲溫度，則流體包裹體的均一溫度可近似代替成礦溫度（盧煥章,2004）。筆者通過對隆或金礦不同成礦階段的石英、方解石中流體包裹體均一溫度和鹽度的相關測試數據進行分析處理，運用鹽水溶液包裹體的密度計算經驗公式計算流體密度（劉斌,1999）。其中，Ⅱ階段石英流體包裹體的密度為0.774~0.910 g/cm3，平均密度0.854 g/cm3；Ⅲ階段石英流體包裹體的密度為0.845~0.938 g/cm3，平均密度0.892 g/cm3，方解石流體包裹體的密度為0.845~0.935 g/cm3，平均密度0.885 g/cm3（表3）。由此可見，這兩個階段的石英、方解石包裹體的密度雖略有差異，但整體均為低密度流體。

表3 隆或金礦流體包裹體密度和成礦壓力、深度Table 3 Density,trapping pressure and depth data of fluid inclusions in quartz and calcite from the Longhuo gold deposit

將石英、方解石流體包裹體的均一溫度、鹽度代入邵潔漣提出的流體壓力、成礦深度計算公式（邵潔漣,1999），通過計算可得隆或金礦流體的密度、成礦時的壓力及成礦深度，結果顯示，Ⅱ階段石英流體包裹體顯示成礦壓力范圍56.574~74.166 MPa，平均壓力66.049 MPa，成礦深度為1.886~2.472 km，平均深度2.202 km；Ⅲ階段石英流體包裹體成礦壓力范圍45.83~59.798 MPa，平均壓力53.844 MPa，成礦深度為1.622~2.020 km，平均深度1.795 km；方解石流體包裹體成礦壓力范圍48.334~63.408 MPa，平均壓力56.903 MPa，成礦深度為1.611~2.114 km，平均深度1.897 km（表3），表明該礦床成礦壓力和成礦深度較低、較淺，說明了隆或金礦為淺成低壓成礦。

4.4 C-H-O同位素分析結果

H-O 同位素測試分析結果見表4。由表4 可以看出，Ⅲ階段石英包裹體中的水的δDV-SMOW值介于-58‰~ -51‰，平均-54.5‰，Ⅱ階段的石英包裹體中的水的δDV-SMOW值為-79‰~-73‰，平均-75.3‰，δDV-SMOW值包含于Taylor(1974)有關巖漿水的δDV-SMOW(-50‰~-80‰)值域范圍。Ⅱ階段石英δ18OV-SMOW值介于25.5‰~26.6‰，平均25.93‰，Ⅲ階段石英δ18OV-SMOW值介于25.8‰~28.7‰，平均27.2‰，根據石英中流體包裹體的均一溫度和礦物-水的O同位素分餾方程，計算出流體的δ18OH2O值，流體的均一溫度取其平均值，石英與水的O 同位素平衡公式采用以下公式：1000lnα石英-水=3.38×106/T2-3.4（Clayton et al.,1972），T=273+t，t為均一溫度。經計算，Ⅱ階段石英平衡的流體的δ18OH2O為16.09‰~17.18‰，平均16.52‰，Ⅲ階段石英平衡的流體的δ18OH2O為14.10‰~16.96‰，平均15.48‰。

方解石C-O同位素分析結果見表5。其中，Ⅲ階段方解石礦物δ13CV-PDB值為-6.5‰~-4.6‰，平均值- 5.38‰；δ18OV-SMOW為19.9‰~21.1‰，平均值20.62‰。 根據方解石-水之間的轉化方程：1000lnα方解石-水=2.78×106/T2-3.39(O'Neil et al.,1969)，T=273+t，t為均一溫度，計算得出不同成礦階段方解石形成時的流體的δ18OH2O分布在11.41‰~12.60‰。

表5 隆或金礦方解石的C-O同位素分析結果Table 5 The C-O isotopic analysis results of calcite from the Longhuo gold deposit

4.5 He-Ar同位素

本次選取的石英He-Ar 同位素分析結果見表6，由測試結果可得隆或金礦石英中流體包裹體的He和Ar的濃度變化幅度較窄。其中，Ⅱ階段石英w(4He)為0.13×10-8~0.2×10-8cm3STP/g，3He/4He 的值集中在0.351~0.55 Ra，平均值0.466 Ra（Ra 為空氣的3He/4He 的值，取1.4×10-6），40Ar 的濃度集中在0.8405×10-6~1.3321×10-6，40Ar/36Ar 為307.2~334.3；Ⅲ階段中石英w(4He)集中在0.16×10-8~0.22×10-8cm3STP/g，3He/4He 值集中在0.522~0.744 Ra，平均值0.6155 Ra，40Ar 的濃度集中在0.9097×10-6~2.0708×10-6，40Ar/36Ar值集中在303.1~436.4。

表6 隆或金礦床中石英樣品的He-Ar同位素測試結果Table 6 He-Ar isotopic data of quartz samples from the Longhuo gold deposit

5 討 論

5.1 成礦流體性質

通過詳細的巖相學觀察表明，隆或金礦發育多階段的石英和方解石，顯示出了多期熱液活動的特點。其中，主成礦階段和成礦晚階段的包裹體均以發育H2O 溶液富液相兩相包裹體為特征，僅發現極少量的富氣相兩相包裹體和含CO2三相包裹體，表明了隆或金礦的成礦體系主要屬于H2O-NaCl體系。

根據隆或金礦中石英-方解石脈流體包裹體顯微測溫結果顯示，兩個階段的石英脈中流體包裹體的完全均一溫度介于170.4~282.6℃，w（NaCleq）為2.57%~8.41%；方解石脈中流體包裹體的完全均一溫度介于178.5~237℃，w（NaCleq）為2.9%~7.17%。由石英、方解石包裹體均一溫度-鹽度圖解（圖6）可以看出，兩個階段包裹體的流體分布特征均表現為鹽度隨均一溫度的升高而降低，即呈負相關關系，其中，Ⅲ階段包裹體的均一溫度與鹽度相對于Ⅱ階段明顯降低，表明了隨著成礦作用的進行，溫度及鹽度逐漸降低。通過對結果分析處理得出隆或金礦床中不同成礦階段的氣液水溶液包裹體的密度為0.774~0.938 g/cm3，成礦壓力為45.833~74.166 MPa，成礦深度為1.611~2.472 km，指示了隆或金礦床成礦流體為中低溫、低鹽度、低密度和低壓淺成成礦的特征。

圖6 隆或金礦流體包裹體均一溫度-鹽度圖解Fig.6 Homogenization temperatures versus salinities of fluid inclusions in quartz and calcite from the Longhuo gold deposit

不同來源成礦流體的同位素組成具有明顯的差異，因此通過研究成礦流體的同位素組成可以判斷成礦流體的來源（張錦讓等,2011），把成礦流體的同位素組成與區域上已知源區的同位素組成進行對比是判斷流體來源的有效方法之一（宋國學等,2010）。本文通過收集區域上相類似礦床的成礦流體的同位素組成，統一采用Clayton 等(1972)石英與水之間的O 同位素分餾方程計算流體δ18OH2O值，通過在同位素圖解上進行對比，對判斷隆或金礦的成礦流體來源和礦床成因具有一定的指示意義。隆或金礦礦體產出部位為隆或孤立碳酸鹽巖臺地內部，賦礦層位為石炭系，其雖與區域上相類似的金礦床存在一定的區別，但其在礦化蝕變、流體包裹體特征、C-H-O同位素等方面卻具有大致相同的特征。綜合前人研究表明，滇黔桂“金三角”地區卡林型金礦在成礦流體方面與隆或金礦具有相似的特點（表7），流體包裹體均表現為中低溫、低鹽度的特征，成礦流體具有巖漿流體的特征。

表7 滇黔桂地區卡林型金礦床成礦流體特征對比表Table 7 Comparison of ore forming fluid characteristics of Carlin-type gold deposits in Yunnan-Guizhou-Guangxi area

當成礦流體在成礦過程中發生不混溶作用時，則會導致同階段捕獲的包裹體中的CO2偏高（盧煥章, 2008），而隆或金礦床中石英-方解石包裹體中CO2含量較少，說明了在成礦過程中各流體與成礦流體之間發生了混溶，表現出混合流體的特征。

5.2 成礦流體來源

C-H-O 同位素研究是常被用于示蹤熱液礦床中成礦流體來源的有效方法之一(Pirajno,2009)。隆或金礦的δDV-SMOW值為-79‰~-51‰，δ18OH2O值為14.1‰~19.26‰，其與變質流體(δDV-SMOW=-65‰~-20‰，δ18OH2O=5‰~25‰)和巖漿流體(δDV-SMOW=-50‰~-85‰，δ18OH2O=5.5‰~10.0‰)組成相似(Tay‐lor et al., 1974)。在δDV-SMOW-δ18OH2O圖解（圖7）中，Ⅱ階段及Ⅲ階段石英H-O 同位素投影點主要落在變質水區域及附近，其中，Ⅱ階段石英H-O 同位素投影點位于變質水下方，靠近高嶺石風化曲線，并且具有向巖漿水漂移的趨勢；Ⅲ階段石英投影點則位于變質水范圍內，整體偏向水巖反應演化曲線。結合張辰光等(2022)對隆或金礦地球化學特征的研究，推測隆或金礦床的原始成礦流體可能來源于深巖漿流體，深源巖漿流體在上升過程中與變質水（即地層建造水和埋藏變質水與天水相互作用產生的變質水）發生混合，由表3 可以看出Ⅱ階段成礦深度相對于Ⅲ階段較深，即Ⅲ階段成礦流體運移位移較長，表明Ⅲ階段成礦流體受到變質水的影響較大，體現了隆或金礦的成礦流體具有多流體混合的特征。

圖7 隆或金礦石英H-O同位素組成圖解（底圖據Taylor.,1974）Fig.7 H-O isotopic composition diagram of quartz from the Longhuo gold deposit(base map after Taylor.,1974)

主要地質體或碳儲庫的C 同位素組成之間δ13C值差別較大，使C 同位素能夠成為示蹤流體來源的重要手段之一。熱液礦床中C 的來源主要有3 種形式：①海相碳酸鹽巖（δ13CV-PDB=±4‰）；②沉積有機物（δ13CV-PDB=-10‰~35‰）；③地幔射氣或巖漿來源（δ13CV‐PDB為-5‰~-2‰或-9‰~-3‰）(Cao et al.,2017)。通過對C 同位素組成的研究是示蹤成礦流體中C 來源的有效方法之一(Spangenberg et al.,1996)。Faure(1986)提出，熱液系統中流體包裹體δ13CV-PDB值一般為-12‰~-4‰，并且碳酸鹽礦物中的低δ13CV-PDB值也間接表明C 來自深源。隆或金礦方解石的δ13CV-PDB值介于-6.5‰~-4.6‰，δ18OV-SMOW為19.9‰~21.1‰。其中，C 同位素的變化范圍不大，與巖漿系統(-9‰~-3‰)或大陸地殼的C 同位素組成相似（圖8），O 同位素變化范圍較大，其來源較復雜。在C-O 同位素δ13CV-PDB-δ18OSMOW圖解（圖9）中，方解石的投影點主要位于海相碳酸鹽巖附近，表明了方解石的形成主要來源于海相碳酸鹽巖的溶解。計算得出，方解石平衡的流體δ18OH2O為11.41‰~12.60‰，該階段方解石δ18OH2O值主要位于變質水范圍內，靠近巖漿水區域，整體與石英中流體由變質水向巖漿水漂移的趨勢相符合，推測方解石中原始成礦流體中可能來自深部的巖漿流體，其在上升過程中與變質水發生一定程度混合，形成多種流體混合的成礦流體。

圖8 隆或金礦方解石C同位素組成（底圖據Hoefs,2008）Fig.8 C isotope composition of calcite from the Longhuo gold deposit(base map after Hoefs,2008)

圖9 隆或金礦方解石C-O同位素組成圖解（底圖據劉建明等，1997）Fig.9 C-O isotopic composition diagram of calcites from the Longhuo gold deposit(base map after Liu et al.,1997)

稀有氣體因其具有化學惰性，能夠很好地保留成礦過程中成礦流體的原始信息，故近年來有較多學者利用He-Ar 同位素用于示蹤金礦床中成礦流體來源(Jea-Baptiste et al.,1996; Mao et al.,2003)，本文通過測定石英-方解石中包裹體的He-Ar 同位素，通過與C-H-O 同位素進行比較分析，從而能夠更好地判斷成礦流體的來源。熱液流體中稀有氣體主要有3種來源：①大氣飽和水（3He/4He=1 Ra）：包括天水、海水及沉積建造水；②地幔流體（3He/4He=6~9 Ra）：大洋巖石圈地幔中3He/4He=7~9 Ra，大陸巖石圈中3He/4He=6~8 Ra，幔源成因的40Ar 以放射性成因為主，40Ar/36Ar≥40 000（Burnard et al.,1999；Gauther‐on et al., 2002）；③地殼流體（3He/4He=0.01~0.05 Ra）：He-Ar 同位素體系以放射性成因為主，其中，40Ar/36Ar≥45 000（Stuart et al.,1995）。

隆或金礦石英包裹體中3He/4He 的值為0.351~0.744 Ra，平均0.541 Ra。其中，Ⅱ階段石英包裹體中3He/4He 的值為0.351~0.550 Ra，Ⅲ階段石英包裹體中3He/4He 的值為0.522~0.744 Ra，Ⅲ階段石英包裹體中3He/4He 的值稍高于Ⅱ階段，兩個階段3He/4He 值均接近于大氣飽和水（ASW）（圖10），且處于幔源成因與殼源成因區域之間，經計算得Ⅱ階段石英中幔源He(%)值為5.11%~8.18%，Ⅲ階段石英中幔源He(%)值為7.75%~11.17%，其中，由Ⅱ階段到Ⅲ階段3He/4He 與幔源He 值均上升了，反映了有幔源He 的加入，幔源流體參與了該礦床的成礦作用。在3He-4He 圖解（圖11）中，石英樣品投點位于地幔端員與地殼端員中間，偏向殼源He，投點與3He-4He/Ra-40Ar/36Ar 圖解（圖10）相符，結合表6 表明了隆或金礦成礦流體中的He 主要以地殼放射性成因為主，并且有深部流體的參與，具有殼?；旌系奶卣?。

圖10 隆或金礦石英流體包裹體（3He-4He）/Ra-40Ar/36Ar圖解（據Winckler et al.,2001修改）Fig.10 （3He-4He）/Ra-40Ar/36Ar diagram of fluid inclusions in quartz from the Longhuo gold deposit(modified after Winckler et al.,2001)

圖11 隆或金礦石英流體包裹體3He-4He圖（據Mamyrin et al.,1984修改）Fig.113He-4He diagram of fluid inclusions in quartz from the Longhuo gold deposit(modified after Mamyrin et al.,1984)

由表7可得，隆或金礦石英包裹體中40Ar/36Ar值域為303.1~436.4，平均331.7。其中，Ⅱ階段石英包裹體40Ar/36Ar 值域為307.2~334.3；Ⅲ階段石英包裹體40Ar /36Ar 值域為 303.1~436.4。 兩個階段的40Ar/36Ar 值變化不大，從Ar 同位素組成特征可以看出，所有樣品的40Ar/36Ar 值都高于飽和大氣水的特征值（295.5），表明了大部分流體中存在地殼放射性成因Ar(40Ar*)，上述特征說明了成礦流體中含有一定放射性成因Ar 的飽和大氣水。經計算得到，成礦流體中40Ar* 比例介于2.51%~32.29%，大氣40Ar 貢獻介于67.71%~97.49%，Ⅱ階段石英中大氣40Ar 貢獻介于88.39%~96.19%，Ⅲ階段石英中大氣40Ar 貢獻介于67.71%~97.49%。由此可看出兩個階段石英包裹體中的大氣40Ar 貢獻值均大于60%，表明成礦流體中Ar 主要為大氣來源，即隨著成礦作用的進行與大氣平衡的飽和大氣水參與了成礦。

綜上分析，隆或金礦成床中成礦流體以中低溫、低鹽度、低密度和淺成低壓為主，成礦流體具有殼?；旌系奶卣髦?，推測原始流體可能來源于深部巖漿流體，混合有部分幔源物質的參與，上升過程中與變質水發生了混合，表現出了多流體混合的特征，并且隨著成礦作用的進行，有大量的大氣降水或地下水的滲入。

5.3 礦床成因淺析

Hausen 等(1968)研究表明，美國的卡林型金礦主要形成于低溫熱液條件下，所處的地質環境與熱泉系統較為相似，巖漿為熱液提供熱源,熱水中不能排除有少量或一定的巖漿水加入的可能性。Kesler等(2005)通過對Betze-Post-Screamer 礦床硫同位素的研究，表明了該礦床為巖漿成因，Muntean 等(2011)通過對內達華州內一系列卡林型金礦床中載金礦物的微觀分析及相關的同位素研究，證明了內達華州卡林型金礦的形成與巖漿熱液密切相關。與內達華州卡林型金礦床相比，右江盆地的卡林型金礦床與其有著一定的相似性(Wang et al.,2018)；Tan等(2015)通過對水銀洞金礦床的成礦流體研究，得出了該礦床的成礦流體主要來源于巖漿；陳懋弘等(2021)通過對桂西地區孤立碳酸鹽巖臺地內部德峨金礦的研究，也表明了該礦床的形成與巖漿熱液相關。

隆或金礦礦體就位嚴格受地層和巖性的控制，成礦流體沿著導礦構造在磨毫次級背斜核部的下石炭統英塘組硅質巖-碳質泥巖-凝灰巖中交代、充填形成似層狀礦體（安鵬等，2023），由于這些賦礦巖層厚度不大，往往只有幾米到數十米，因此，不具備作為層控礦床礦源層的條件（龐保成，2004），而礦床中金屬礦物組成簡單，有黃鐵礦、毒砂、閃鋅礦和輝銻礦等，非金屬礦物主要為石英、方解石和絹云母。礦石的結構主要有骸晶結構及碎屑結構，構造主要有浸染狀構造，角礫狀構造和脈狀構造等，并且存在具有指示開放空間的梳狀構造。礦床中礦體附近蝕變現象明顯，主要有黃鐵礦化、毒砂化、硅化、碳酸鹽化及絹云母化等，通過對比可以發現，隆或金礦床的地質特征與區域上已知的熱液卡林型金礦床具有一定的相似性。這些特征均間接地表明了隆或金礦為一個熱液礦床。

隆或金礦成礦流體主要為中低溫、低鹽度、低密度和淺成低壓的H2O-NaCl 體系，C-H-O 同位素的研究顯示了原始成礦流體來源于深部巖漿流體，并且具有與變質水混合的多流體特征，稀有氣體He-Ar 同位素研究表明了流體具有殼?；旌系奶卣?，并且有大氣飽和水參與了成礦。

根據區域地質演化歷史，在早泥盆世晚期滇黔桂地區并開始形成臺溝相間的古地理格局（廣西壯族自治區地質礦產局, 1985），隆或地區則在早石炭世—晚二疊世沉積了一套硅質巖-泥巖-凝灰巖，中晚三疊世開始的印支運動，導致滇黔桂地區造山，隆或孤立碳酸鹽巖臺地形成寬緩的背斜，臺緣的三疊系陸源碎屑巖則形成逆沖斷層和緊閉倒轉褶皺，軸面倒向穹隆核部。在隆或穹隆西南翼的泥盆系—石炭系碳酸鹽巖中形成磨毫次級褶皺，以及翼部更次一級的連續不對稱褶皺及配套的逆沖斷層，為成礦提供了構造準備。而后開始的燕山運動使得整個滇黔桂地區構造疊加和構造復合普遍，而隆或地區自海西期形成以來的北東向F0斷層則成為了深部成礦流體的主要導礦構造（安鵬等, 2023）。

結合陳懋弘等（2018）對隆林地區卡林型金礦床研究提出的“梯式”成礦模型及本次研究結果，提出了如下成礦模型（圖12）：印支期—燕山期，伴隨著右江盆地強烈的構造巖漿活動，并且整個華南板塊巖石圈發生大規模的運動，導致深部的幔源物質上涌，并攜帶著地殼深部巖石熔融形成的含礦熱液沿著區內一系列的導礦構造向上運移，在地殼淺部與沉積建造水、大氣降水發生混合，形成了具有多流體特征的混合流體，當流體運移到C/D 不整合面上的有利賦礦層位（硅質巖-泥巖-凝灰巖夾層）時，與圍巖發生水巖反應，從而導致了金富集成礦。

圖12 桂西隆林地區孤立碳酸鹽巖臺地的“梯式”成礦模型（據陳懋弘等，2018修改）1—礫巖；2—砂巖；3—泥質粉砂巖；4—泥巖；5—灰巖；6—白云巖；7—含砂泥質白云巖；8—推測隱伏巖體；9—三疊系；10—二疊系；11—石炭系；12—泥盆系；13—寒武系；14—整合地質界線；15—角度不整合地質界線；16—斷層；17—金礦體；18—流體運移方向；19—大氣降水滲透方向；20—軟流圈地幔物質上涌Fig.12 The"ladder"metallogenic model of isolated carbonate platform in Longlin area,western Guangxi(modified after Chen et al.,2018)1—Conglomerate;2—Sandstone;3—Argillaceous siltstone;4—Mudstone;5—Limestone;6—Dolomite;7—Sand and argillaceous dolomite;8—Presumed concealed intrusion;9—Triassic;10—Permian;11—Carboniferous;12—Devonian;13—Cambrian;14—Conformity geological boundary;15—Angular unconformity geological boundary;16—Fault;17—Gold orebody;18—Direction of fluid flow;19—Infiltration direction of atmospheric precipitation;20—Asthenosphere mantle material upwells

6 結 論

（1）隆或金礦包裹體類型主要為氣液兩相的水溶液包裹體，少見有CO2-H2O 三相包裹體，石英中發育有純液相包裹體。包裹體測溫數據顯示，2個階段的成礦流體均屬于中低溫(170.4~282.6℃)、低鹽度w（NaCleq）(2.57%~8.41%)、低密度（0.774~0.938 g/cm3）的流體，并且礦床為低壓淺成成礦。

（2）根據C-H-O 同位素組成特征推測成礦階段的原始成礦流體來源于深部巖漿流體，流體在上升過程中與變質水發生了混合；而He-Ar 同位素表明了流體具有殼?；旌系奶卣?，但主要由地殼放射性成因He 同位素與大氣降水成因Ar 同位素組成，而幔源He 貢獻較小。說明原始成礦流體來自深部巖漿流體，原始成礦流體在上升過程中與盆地建造水和大氣降水發生混合，形成了多流體混合的變質流體，并且隨著成礦的進行，有大量大氣降水或地下水的滲入。

（3）筆者在流體包裹體和C-H-O-He-Ar 同位素等研究基礎上，通過結合成礦環境、構造背景、礦化蝕變等特征，建立礦床成礦模型，并且與區域上碳酸鹽巖臺地內部及邊緣的一系列卡林型金礦床進行對比，認為隆或金礦床為中低溫低壓淺成熱液卡林型金礦床。