小興安嶺西北部永新金礦床成礦流體來(lái)源與礦床成因：流體包裹體和H-O-S-Pb 同位素證據(jù)*

趙忠海，陳 俊，喬 鍇，崔曉夢(mèng)，孫景貴，李成祿，楊 逾

（1 遼寧工程技術(shù)大學(xué)礦業(yè)學(xué)院，遼寧阜新 123000；2 吉林大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院，吉林長(zhǎng)春 130061；3 黑龍江省自然資源調(diào)查院，黑龍江哈爾濱 150036；4 遼寧工程技術(shù)大學(xué)土木工程學(xué)院，遼寧阜新 123000）

永新金礦是近年來(lái)在小興安嶺西北部嫩江-黑河構(gòu)造混雜巖帶新發(fā)現(xiàn)的一處大型金礦床（李成祿等，2013；曲暉等，2014）。除永新金礦外，近幾年在該帶上還發(fā)現(xiàn)了三合屯、科洛河、孟德河、大新屯等金礦床或礦化點(diǎn)。一些學(xué)者通過(guò)研究發(fā)現(xiàn)，該帶的幾個(gè)礦床均受NE 向韌性剪切帶控制，礦體呈脈狀、透鏡狀賦存于韌性剪切帶中，礦體以蝕變糜棱巖型為主，認(rèn)為它們都是與北東向展布的糜棱巖帶有關(guān)的韌性剪切帶型金礦，其中永新金礦也位于該糜棱巖帶上，并且見(jiàn)有少量糜棱巖型礦體，進(jìn)而推測(cè)永新金礦也為韌性剪切帶型金礦（林超等，2015；劉寶山，2015；劉寶山等，2017）；但也有學(xué)者通過(guò)對(duì)礦區(qū)與成礦關(guān)系密切的火山-次火山巖開(kāi)展的一系列成巖成礦年代學(xué)研究以及構(gòu)造地質(zhì)背景等分析，認(rèn)為永新金礦是與小興安嶺呈北西向發(fā)育的眾多形成在早白堊世的淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V床（如三道灣子，東安、團(tuán)結(jié)溝等）的成因一致（曲暉等，2014；李成祿等，2017；2020；袁茂文等，2017；李士勝等，2018;Yuan et al., 2018; Zhao et al., 2019）。由于該礦床研究程度較低，尚未開(kāi)展系統(tǒng)的礦床地質(zhì)研究，導(dǎo)致礦床成因及礦化類型仍存在較大的爭(zhēng)議，至今尚未有明確定論，這也制約下一步的找礦勘查和部署。為了準(zhǔn)確限定永新金礦床的礦床成因類型，本次研究在系統(tǒng)分析礦床地質(zhì)特征和成礦地質(zhì)條件等基礎(chǔ)上，對(duì)永新金礦床開(kāi)展了流體包裹體和穩(wěn)定同位素（S、Pb、H、O）分析，以確定成礦物質(zhì)來(lái)源及成礦流體性質(zhì)，最終厘定該礦床成因類型，為研究區(qū)及鄰區(qū)下一步開(kāi)展成礦預(yù)測(cè)提供理論基礎(chǔ)。

1 區(qū)域地質(zhì)特征

研究區(qū)位于黑龍江省小興安嶺西北部，地處中亞造山帶東端（CAOB；Hong et al.,2004；Jahn,2004；Kovalenko et al., 2004；Kr?ner et al., 2014，圖1a、b），是一個(gè)經(jīng)歷了復(fù)雜而又漫長(zhǎng)的構(gòu)造和巖漿演化的疊加復(fù)合構(gòu)造區(qū)（Jahn, 2000；Wu et al., 2003；Windley et al.,2007），自古生代以來(lái)，經(jīng)歷了西伯利亞板塊與華北板塊之間一系列微板塊之間復(fù)雜的拼貼和古亞洲洋的構(gòu)造演化與最終閉合（Jahn, 2000；Wu et al.,2011；Zhou et al.,2013；Zheng et al.,2013），中生代期間構(gòu)造演化主要特征包括蒙古-鄂霍次克洋構(gòu)造演化和閉合以及太平洋板塊的持續(xù)俯沖作用以及新生代深斷裂作用（Windley et al., 2007；Zhang et al.,2008；周建波等，2011；許文良等，2012）。多期、復(fù)雜構(gòu)造和巖漿作用使小興安嶺地區(qū)發(fā)育有大面積古生代火山巖和變質(zhì)巖、中生代陸相中-酸性火山巖，古近系河湖相碎屑沉積巖及顯生宙花崗巖，是東北地區(qū)構(gòu)造巖漿演化最為強(qiáng)烈和復(fù)雜的地區(qū)，從而形成了與之相關(guān)的大量不同類型的貴金屬和有色金屬礦產(chǎn)（Ge et al., 2007；Zeng et al., 2011，2012；Ouyang et al.,2013，圖1c），如斑巖型銅鉬礦床、矽卡巖型鐵銅（鉬）多金屬礦床和淺成熱液型金礦床，特別是淺成熱液型金礦廣泛發(fā)育（華仁民等，1999；毛景文等，2003；Sun et al., 2012，2013；Zhai et al., 2015；Hao et al.,2015；Shu et al.,2016）。隨著礦產(chǎn)勘查研究的不斷深入和精確地質(zhì)年代學(xué)技術(shù)的發(fā)展，該地區(qū)礦床類型及成礦時(shí)代逐漸被人們了解，近些年已報(bào)道的大量年代學(xué)數(shù)據(jù)，指示斑巖型銅鉬礦床主要形成在加里東期和燕山期早期2 個(gè)成礦時(shí)期。其中，加里東期形成包括多寶山、銅山等斑巖銅礦床（480～470 Ma；趙一鳴等，1997；Ge et al., 2007；崔根等，2008；Liu et al., 2012；趙忠海等，2012；Zeng et al., 2014；Hao et al., 2015；劉軍等，2017）；燕山期早期形成包括鹿鳴和霍吉河等斑巖鉬礦床（187～174 Ma；譚紅艷等, 2012；劉翠等，2014；孫慶龍等，2014；Hu et al.,2014a；張琳琳等，2014），該區(qū)矽卡巖型鐵銅（鉬）多金屬礦床，如翠宏山、二股西山和徐老九溝等，主要形成于早侏羅世（202～182 Ma；邵軍等，2011；郝宇杰等，2013；Hu et al.,2014b），該區(qū)淺成熱液型金礦，除了爭(zhēng)光金礦形成于中奧陶世（462～454 Ma；宋國(guó)學(xué)等，2015；Gao et al., 2017），其他礦床（如三道灣子、東安、團(tuán)結(jié)溝和高松山等）均形成于早白堊世（120～99 Ma；Zhang et al.,2010；Sun J G et al.,2013；Zhai et al.,2015；Hao et al.,2016；Shu et al.,2016）。

圖1 中亞造山帶構(gòu)造示意圖（a,據(jù)Jahn,2000；Wu et al.,2007修改）、中國(guó)東北地區(qū)大地構(gòu)造分區(qū)圖（b,據(jù)Wu et al.,2011修改）和小興安地區(qū)區(qū)域地質(zhì)簡(jiǎn)圖（c,據(jù)Zhang et al.,2010；Wu et al.,2011修改）Fig.1 Schematic map of the Central Asian orogenic belt(a,modified after Jahn,2000；Wu et al.,2007),tectonic divisions of Northeast China(b,modified after Wu et al.,2011)and regional geological sketch map of the Xiao Hinggan Mountains(c,modified after Zhang et al.,2010；Wu et al.,2011)

2 礦區(qū)地質(zhì)特征

永新金礦床位于黑龍江省嫩江縣東北方向70 km，黑河市西南方向115 km，由黑龍江省地質(zhì)調(diào)查研究總院在2009 年最早發(fā)現(xiàn)，截至目前已探明金資源儲(chǔ)量近20 t，礦床平均品位4.10 g/t。礦區(qū)巖石類型主要包括晚石炭世正長(zhǎng)花崗巖，花崗質(zhì)糜棱巖，早白堊世火山巖及同期的花崗斑巖和閃長(zhǎng)玢巖等次火山巖和小面積出露的花崗閃長(zhǎng)巖（圖2a）。

早白堊世火山巖主要包括龍江組、光華組和甘河組。其中龍江組分布在礦區(qū)中北部，主要是由中-酸性火山巖組成，以中性火山巖為主，巖性主要為安山巖、粗面巖、粗面安山巖、安山質(zhì)角礫巖、英安巖、流紋巖和流紋質(zhì)含角礫凝灰?guī)r等；光華組主要分布在礦區(qū)北部，主要以酸性火山巖為主，巖性主要為英安巖、流紋巖、流紋質(zhì)凝灰?guī)r和火山角礫巖等；甘河組僅僅在礦區(qū)西南角零星出露，主要由安山巖、安山玄武巖和氣孔狀玄武巖組成。這些早白堊世火山巖噴發(fā)不整合覆蓋在礦區(qū)正長(zhǎng)花崗巖、花崗質(zhì)糜棱巖及花崗閃長(zhǎng)巖之上。早白堊世閃長(zhǎng)玢巖和花崗斑巖呈北東-北北東向脈狀產(chǎn)出，大致與礦體平行。同時(shí)，花崗斑巖和閃長(zhǎng)玢巖蝕變較強(qiáng)，多見(jiàn)其被含硫化物細(xì)脈穿切，局部具有較強(qiáng)烈的金礦化，品位為0.1～0.6 g/t。晚石炭世正長(zhǎng)花崗巖主要出露在礦區(qū)中西部，相應(yīng)的糜棱巖大面積呈北東走向出露于研究區(qū)東南部，為嫩江-黑河NE 向韌性剪切帶的一部分，主要以花崗質(zhì)糜棱巖和閃長(zhǎng)質(zhì)糜棱巖為主，該套糜棱巖原巖形成年齡在290～310 Ma（趙煥利等，2011；汪巖等，2013；曲暉等，2015；趙院冬等，2015），韌性變形作用發(fā)生在早-中侏羅世，時(shí)間限制在184～170 Ma（梁琛岳等，2011；趙院冬等，2015；汪巖等，2013），與永新金礦成礦年齡（107±4）Ma（Zhao et al.,2019）不一致，并且在礦區(qū)常見(jiàn)寬窄不一的含金硫化物脈沿著糜棱巖裂隙或面理斜切糜棱巖，顯示成礦明顯晚于糜棱巖。礦區(qū)內(nèi)韌-脆性剪切構(gòu)造發(fā)育，以北東向韌性剪切帶為主，傾角25°～40°左右，同時(shí)還有派生的北西向和北東向脆性斷裂，近南北向和近東西向剪切構(gòu)造次之。

永新金礦床包括2 條金礦體，金礦體受控于北東向張性斷裂帶控制，主要賦存在早石炭世正長(zhǎng)花崗巖與早石炭世糜棱巖接觸部位。礦體總體呈北東向展布，平面上2 條金礦體大體平行排列，剖面上礦體呈舒緩波狀產(chǎn)出，局部礦體呈尖滅再現(xiàn)（圖2a）。其中，1號(hào)主礦體長(zhǎng)375 m，最寬處73 m，最窄7 m，傾角20°～30°，傾向上最大延深800 m 左右。工業(yè)礦體平均品位3.92 g/t，平均斜厚度約10 m，低品位礦體平均品位1.36 g/t，平均斜厚度約5.5 m（圖2b）。

主要礦石類型以熱液膠結(jié)角礫巖型為主，其次為石英脈型和蝕變巖型（地表氧化礦），偶見(jiàn)有少量糜棱巖型。礦石主要呈自形-半自形粒狀結(jié)構(gòu)、他形粒狀結(jié)構(gòu)、角礫狀構(gòu)造、浸染狀構(gòu)造、網(wǎng)脈狀構(gòu)造以及晶洞狀或晶簇狀構(gòu)造。金屬礦物主要包括黃鐵礦、方鉛礦、閃鋅礦和少量的黃銅礦，偶見(jiàn)自然金（圖3a～l），次生礦物見(jiàn)赤鐵礦和針鐵礦。脈石礦物主要包括石英、鉀長(zhǎng)石、方解石、絹云母、綠泥石、綠簾石和少量冰長(zhǎng)石。圍巖蝕變類型主要包括鉀長(zhǎng)石化、硅化、絹云母化、高嶺石化、碳酸鹽化、綠泥石化和局部冰長(zhǎng)石化等，其中硅化與金礦化關(guān)系最為密切。成礦過(guò)程劃分為無(wú)礦石英-鉀長(zhǎng)石階段（Ⅰ）、灰色石英-黃鐵礦-自然金階段（Ⅱ）、灰黑色石英-多金屬硫化物-自然金階段（Ⅲ）和石英-方解石（Ⅳ）4 個(gè)成礦階段，其中，Ⅱ和Ⅲ階段是主成礦階段。

3 樣品采集及測(cè)試方法

在對(duì)永新金礦床的礦床地質(zhì)特征進(jìn)行系統(tǒng)調(diào)查研究的基礎(chǔ)上，本次在不同成礦階段系統(tǒng)采集了相關(guān)測(cè)試樣品，其中H-O-S-Pb 同位素均在核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測(cè)試研究中心完成，流體包裹體顯微測(cè)溫及激光拉曼測(cè)試在中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所礦產(chǎn)資源重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成，具體測(cè)試方法、儀器及標(biāo)準(zhǔn)如下。

S 同位素分析：13 件含金熱液角礫巖中的黃鐵礦樣品均采自于永新金礦床主成礦階段（Ⅱ和Ⅲ成礦階段）。首先將粉碎、清洗和干燥后的樣品，通過(guò)雙目鏡下挑至99%純度以上，再磨至200 目左右，然后稱取大約15 mg 樣品，在真空條件下加熱15 min，溫度至980℃，生成SO2氣體，用冷凍法收集，采用Delta V Plus 質(zhì)譜儀分析S 同位素組成，以CDT（Ca?on Diablo Troilite）為標(biāo)準(zhǔn)，標(biāo)記為δ34S。分析精度優(yōu)于±0.2‰（2σ）。詳細(xì)的分析過(guò)程及參考標(biāo)準(zhǔn)參見(jiàn)Robinson等（1975）的描述。

圖2 永新金礦床地質(zhì)簡(jiǎn)圖（a）和170勘探線地質(zhì)剖面圖（b）Fig.2 Geological map of the Yongxin gold deposit(a)and geological section along No.170 exploration line（b）

Pb 同位素分析：10件含金熱液角礫巖中的黃鐵礦樣品均采自于永新金礦床主成礦階段（Ⅱ和Ⅲ成礦階段）。同位素比值利用ISOPROBE-T 熱電離質(zhì)譜計(jì)（TIMS），具體分析步驟參見(jiàn)丁輝等（2018）描述，其中，實(shí)驗(yàn)測(cè)試中采用的國(guó)際標(biāo)準(zhǔn)NBS981 的測(cè)試結(jié)果為：206Pb/204Pb=16.937±0.002（2σ；n=10），207Pb/204Pb=15.457±0.002（2σ；n=10）和208Pb/204Pb=36.611±0.004（2σ；n=10）。

H 和O 同位素分析：19 件石英H-O 測(cè)試樣品分別采自于永新金礦床第Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ成礦階段（其中，Ⅱ成礦階段6 件，Ⅲ成礦階段12 件及Ⅳ成礦階段1件）。儀器為Finnigan-MAT253 質(zhì)譜儀。其中，δ18O同位素采用BrF5法；δD 測(cè)試采用爆裂法取水，鋅還原法制H。測(cè)試結(jié)果以SMOW 為標(biāo)準(zhǔn)，記為δDV-SMOW，分析精度優(yōu)于±1‰。詳細(xì)的實(shí)驗(yàn)步驟及標(biāo)準(zhǔn)參照Liu等（2015）。

流體包裹體分析：流體包裹體顯微測(cè)溫采用的儀器為L(zhǎng)INKAM THMS600 冷熱臺(tái)，測(cè)溫范圍為-196～600℃，具體實(shí)驗(yàn)步驟和測(cè)試條件參見(jiàn)黃誠(chéng)等（2013）描述；流體包裹體激光拉曼光譜測(cè)試采用的儀器為L(zhǎng)ab RAM HR 拉曼光譜儀，實(shí)驗(yàn)條件：激光波長(zhǎng)為532 nm，計(jì)數(shù)時(shí)間為3 s，輸出功率為44 mV，光譜分辨率為0.65 cm-1，激光束斑為1 μm。

4 測(cè)試結(jié)果

4.1 S同位素組成

永新金礦床的S 同位素測(cè)試分析結(jié)果見(jiàn)表1。黃鐵礦樣品的δ34S 值（包括了3 個(gè)Ⅱ階段樣品和10個(gè)Ⅲ階段樣品），其中，第Ⅱ成礦階段黃鐵礦的δ34S值為2.3‰～4.5‰，極差為1.7‰，平均值3.5‰；相應(yīng)的第Ⅲ成礦階段黃鐵礦的δ34S 值為3.3‰～5.1‰，極差為1.8‰，平均值4.3‰，相對(duì)第Ⅱ成礦階段黃鐵礦的δ34S值稍微偏高。

總體上，永新金礦床的黃鐵礦δ34S 值為2.3‰～5.1‰，極差2.8‰，平均值4.1‰，總體顯示在一個(gè)較窄的變化區(qū)間，極差值小，同時(shí)顯示相對(duì)富集重硫特征。

表1 永新金礦床黃鐵礦S同位素組成Table 1 Sulfur isotope compositions of pyrites from the Yongxin gold deposit

表2 永新金礦床黃鐵礦Pb同位素組成Table 2 Lead isotope compositions of pyrites from the Yongxin gold deposit

4.2 Pb同位素組成

永新金礦床的Pb 同位素測(cè)試分析結(jié)果見(jiàn)表2。其中，第Ⅱ成礦階段的黃鐵礦Pb 同位素比值，分別為206Pb/204Pb=18.255，207Pb/204Pb=15.520和208Pb/204Pb=37.962。第Ⅲ階段黃鐵礦Pb同位素比值，206Pb/204Pb值為18.126～18.235，平均值18.160，207Pb/204Pb 值為15.492～15.537，平均值15.515；208Pb /204Pb 值為37.880～38.019，平均值37.962。總體上，永新金礦床的黃鐵礦Pb 同位素比值變化范圍，206Pb/204Pb 值為18.126～18.255，平均值18.167，207Pb /204Pb 值 為15.492～15.537，平均值15.515；208Pb /204Pb 值 為37.880～38.019，平均值37.962。μ 值9.28～9.37，平均值9.32；ω 值為34.40～35.08，平均值35.51；Th/U 比值3.58～3.68，平均值3.64。

圖3 永新金礦床金屬礦物顯微學(xué)特征Fig.3 Microscopic characteristics of metalliferous minerals in the Yongxin gold deposit

4.3 H-O同位素組成

永新金礦床H-O 同位素測(cè)試分析結(jié)果見(jiàn)表3。其中, 6 件第Ⅱ成礦階段硫化物脈中石英礦物的δ18DH2O值為-121.9‰～-112.5‰，極值為-9.4，平均值-117.0‰，δ18O 為6.2‰～8.3‰，極值為2.1，平均值7.4‰；12 個(gè)第Ⅲ成礦階段硫化物脈中石英礦物的δ18DH2O值為-124.8‰～-102.1‰，極值為-22.7，平均值-116.5‰，δ18O 為5.0‰～8.4‰，極值為3.4，平均值7.9‰；1 件第Ⅳ成礦階段硫化物脈中石英礦物的δ18DH2O值 為- 110.2‰，δ18O 值 為6.3‰；根 據(jù)1000lna(石英-水)=3.38×106T-2-3.4（Clayton et al., 1972）和相應(yīng)的石英中流體包裹體測(cè)定的均一溫度，將石英中O 同位素（表3）換算為交換平衡的成礦流體中的O同位素。

第Ⅱ成礦階段石英平衡熱液流體中水的δ18OH2O值為-7.0‰～1.8‰，平均值-2.4‰；第Ⅲ成礦階段石英平衡熱液流體中水的δ18OH2O值為-9.6‰～1.7‰，平均值-3.7‰，第Ⅳ成礦階段石英平衡熱液流體中水的δ18OH2O值為-12.5‰～-4.4‰，平均值-8.4‰。

表3 永新金礦床石英H-O同位素組成Table 3 Hydrogen and oxygen isotope compositions of quartz from the Yongxin gold deposit

4.4 流體包裹體特征

4.4.1 流體包裹體巖相學(xué)特征

通過(guò)流體包裹體巖相學(xué)研究，表明永新金礦樣品中流體包裹體比較發(fā)育（圖4a～f），但是包裹體個(gè)體很小，大小為2～15 μm，其中以3～6 μm為主。

流體包裹體在室溫下的主要類型為氣液兩相包裹體（L+V），偶見(jiàn)純液相包裹體（L），其中，氣液兩相包裹體發(fā)育于各成礦階段，占總數(shù)的95%左右，形態(tài)多為橢圓形、不規(guī)則形以及負(fù)晶形等，包裹體成群或孤立分布，大小為3～6 μm，氣相分?jǐn)?shù)10%～35%。

4.4.2 流體包裹體溫度、壓力和深度估算

本文對(duì)各成礦階段的流體包裹體樣品進(jìn)行均一和冰點(diǎn)溫度的測(cè)試，共測(cè)得數(shù)據(jù)325 個(gè)，依據(jù)Bodnar（1993）提出的鹽度-冰點(diǎn)公式計(jì)算獲得NaCl-H2O 氣液兩相包裹體的鹽度；依據(jù)劉斌等（1987）提出的密度式和等容式計(jì)算流體密度；依據(jù)紹潔蓮（1988）提出的公式計(jì)算流體壓力；依據(jù)孫豐月等（2000）提出的深度和流體壓力之間的公式計(jì)算成礦深度。測(cè)試結(jié)果列于表4，均一溫度和鹽度直方圖見(jiàn)圖5所示。

無(wú)礦石英-鉀長(zhǎng)石成礦階段（Ⅰ）均一溫度為287～312℃，平均值305℃，鹽度w（NaCleq）為3.2%～8.9%，平均值7.5%，密度、靜水壓力和深度分別為0.74～0.82 g/cm3（平均為0.78 g/cm3）、21.6～30.6 MPa（平均為28.5 MPa）和0.80～1.13 km（平均為1.06 km）（表4，圖5a、b）。

灰色石英-黃鐵礦-自然金成礦階段（Ⅱ）均一溫度為215～286℃，平均值237℃，鹽度w（NaCleq）為0.9%～8.3%，平均值3.4%，密度、靜水壓力和深度分別為0.77～0.89 g/cm3（平均為0.84 g/cm3）、13.6～26.7 MPa（平均為18.1 MPa）和0.50～0.99 km（平均為0.67 km）（表4，圖5c、d）。

灰黑色石英-多金屬硫化物-自然金成礦階段（Ⅲ）均一溫度185～215℃，平均值202℃，鹽度w（Na-Cleq）為0.2%～5.5%，平均值2.90%，密度、靜水壓力和深度分別為0.86～0.90 g/cm3（平均為0.89 g/cm3）、11.1～18.1 MPa（平均為14.9 MPa）和0.41～0.67 km（平均為0.55 km）（表4，圖5e、f）。

呈綢帶狀的石英-方解石細(xì)脈成礦階段（Ⅳ）均一溫度為120～183℃，平均值162℃，鹽度w（NaCleq）為0.2%～4.2%，平均值1.70 %，密度、靜水壓力和深度分別為0.89～0.97 g/cm3（平均為0.92 g/cm3）、8.8～14.2 MPa（平均為10.9 MPa）和0.33～0.53 km（平均為0.40 km）（表4，圖5g、h）。

圖4 永新金礦床流體包裹體顯微照片F(xiàn)ig.4 Microphotographs of fluid inclusions from the Yongxin gold deposit

結(jié)果顯示，從成礦早期到晚期各階段平均成礦溫度由305℃→237℃→202℃→162℃，逐漸降低；鹽度w（NaCleq）由7.5%→3.4%→2.9%→1.7%，逐漸減低；流體密度由0.78→0.84→0.89→0.92 g/cm3，微弱增高，但整體均較低。成礦流體為典型中低溫、低鹽度和低密度流體；計(jì)算的靜水壓力由28.5→18.1→14.9→10.9 MPa，逐漸降低，相對(duì)應(yīng)的成礦深度由1.1→0.7→0.6→0.4 km，逐漸變淺，顯示成礦早期到晚期成礦壓力逐漸變小的趨勢(shì)，總體顯示成礦熱液的向上運(yùn)移過(guò)程中，壓力逐漸變小，成礦深度小于1.1 km，表明形成于淺成環(huán)境。

表4 永新金礦床流體包裹體特征及參數(shù)Table 4 Characteristics and parameters of fluid inclusions in the Yongxin gold deposit

4.4.3 流體包裹體成分分析

對(duì)永新金礦床成礦階段礦物中包裹體進(jìn)行激光拉曼光譜分析顯示（圖6a～d），主成礦階段（Ⅲ）氣液兩相流體包裹體的氣相成分以H2O 為主，見(jiàn)少量的CO2，但CO2特征峰值較弱，基本不含有CH4和H2，應(yīng)將永新金礦流體歸為NaCl-H2O 體系進(jìn)行計(jì)算和討論。

5 討 論

5.1 成礦物質(zhì)來(lái)源

成礦流體中的硫有3 個(gè)主要來(lái)源，每個(gè)不同來(lái)源具有不同的δ34S 值：①幔源或巖漿來(lái)源（0±3‰，Chaussidon et al.,1990）；②海洋/海水來(lái)源（約20‰，Holser et al.,1966；Claypool et al., 1980）；③沉積巖中的還原硫（＜0，Rollinson,1993）。

圖6 永新金礦床流體包裹體激光拉曼譜圖Fig.6 Laser Raman spectra of fluid inclusions from the Yongxin gold deposit

在永新金礦床中，礦區(qū)主要發(fā)育硅化、絹云母化、黃鐵礦化、綠泥石化等低溫?zé)嵋何g變礦物，主要的硫化物礦物是黃鐵礦，含有少量的方鉛礦和閃鋅礦，并沒(méi)有見(jiàn)到硫酸鹽礦物，顯示一個(gè)相對(duì)簡(jiǎn)單的礦物共生組合，所以成礦階段形成的黃鐵礦的δ34S 值與整個(gè)成礦流體相近，可以近似代表熱液流體的總S同位素（δ34S∑s）組成（Kelly et al.,1979）。永新金礦床中黃鐵礦δ34S 值范圍較窄（2.3‰～5.1‰）（圖7a、b），與典型的巖漿熱液礦床相似（Ohmoto, 1972；Chaussidon et al., 1990；Peng et al., 2016；Chen et al.,2017），具有深源巖漿硫的特點(diǎn)，推測(cè)永新金礦的硫很可能來(lái)源于下地殼或上地幔部分熔融產(chǎn)生的火山-次火山巖。

Pb 同位素能夠有效示蹤成礦物質(zhì)的來(lái)源（Macfarlane et al., 1990；Chiaradia et al., 2004；Shu et al.,2013）。永新金礦床Pb 同位素組成比較穩(wěn)定（表2），比值均一，變化范圍較小。Pb同位素元素特征值中，μ值的變化能提供地質(zhì)體經(jīng)歷地質(zhì)作用的信息，從而反映鉛的來(lái)源（Doe et al.,1974；Stacey et al.,1975；Zartman et al.,1981；吳開(kāi)興等，2002）。其中，高μ值（＞9.58）的鉛通常被認(rèn)為是來(lái)自U、Th 相對(duì)富集的上部地殼物質(zhì)，而低μ值（＜9.58）則反映礦床的成礦物質(zhì)主要來(lái)源于下地殼或上地幔。

永新金礦床的黃鐵礦Pb 同位素μ值為9.28～9.37，平均值9.32（＜9.58），反應(yīng)鉛源具有下地殼或上地幔的特征。Pb 同位素構(gòu)造模式圖解（圖8a、b）顯示，數(shù)據(jù)較為集中，介于造山帶與地幔之間，顯示了成礦物質(zhì)主要來(lái)自地幔，并受到造山作用的影響。同時(shí)，永新金礦床的礦石鉛與礦區(qū)出露的火山-次火山巖樣品點(diǎn)的范圍基本一致，高度重合，暗示永新金礦床的成礦物質(zhì)與礦區(qū)賦礦火山-次火山巖同源。

圖7 永新金礦床黃鐵礦S同位素組成直方圖（a）和永新金礦與重要地質(zhì)體S同位素對(duì)比圖（b）（數(shù)據(jù)來(lái)源：Zhai et al.,2015;薛明軒,2012;Hao et al.,2016;Wang et al.,2016;Field et al.,1985;Hoefs,1997）Fig.7 Histogram of sulfur isotope compositions of pyrites from the Yongxin gold deposit(a)and comparison of sulfur isotopic compositions at Yongxin and related major geological bodies(b)(data source:Zhai et al.,2015;Xue,2012;Hao et al.,2015;Wang et al.,2016;Field et al.,1985;Hoefs,1997)

圖8 永新金礦床Pb同位素構(gòu)造模式圖（底圖據(jù)Zartman et al.,1981）（數(shù)據(jù)來(lái)源與圖7一致）Fig.8 Diagram showing evolutionary tectonic settings of lead isotopes of the Yongxin gold deposit(base map after Zartman et al.,1981)(data source as for Fig.7)

5.2 成礦流體來(lái)源

H 和O 同位素是成礦流體來(lái)源的潛在示蹤物，熱液礦物和/或流體包裹體的H-O同位素組成能夠?qū)Τ傻V流體來(lái)源提供重要信息（Clayton et al.,1972；Goldfarb et al., 2015）。永新金礦成礦階段的含金石英δ18O 值為5.0‰～8.4‰，δD 值為-124.8‰～-102.1‰，在δ18O-δD 圖（圖9）中，數(shù)據(jù)點(diǎn)落于大氣降水線右側(cè)附近，同時(shí)有部分?jǐn)?shù)據(jù)點(diǎn)δD 值偏小，在δ18O-δD 圖偏下部分。

一般認(rèn)為造成成礦流體具有較低δD 值的原因主要有成礦流體與還原性氣體（如CH4和/或H2）的H 同位素交換作用、成礦流體氧逸度的改變（Taylor, 1974）、巖漿去氣作用（Rye, 1993）和大氣降水的加入（Taylor, 1974）。根據(jù)永新金礦床礦物組合特點(diǎn)可以判斷在主成礦階段的硫化物是連續(xù)沉淀的，成礦流體氧逸度的改變?cè)谟佬陆鸬V床并不明顯（Calagari, 2003；張偉等，2017）；同時(shí)根據(jù)前文對(duì)永新金礦床流體成分的研究表明，流體包裹體中基本不含有CH4和H2氣體。此外，從圖9 可以看出，永新金礦床成礦流體的H-O 同位素組成十分靠近大氣降水，而遠(yuǎn)離變質(zhì)水和巖漿水，表明成礦流體以大氣降水為主，同時(shí)δ18O 正向“漂移”較為明顯，可能反映了圍巖和大氣降水發(fā)生了明顯的水-巖交換（Ripley et al., 1999；鄭 永 飛，2001；Zhai et al.,2009）。

圖9 永新金礦床成礦流體H-O同位素組成（底圖據(jù)Hedenquist et al.,1994）（數(shù)據(jù)來(lái)源:韓世炯,2013;Hao et al.,2016）Fig.9 Hydrogen and oxygen isotope compositions of different ore-forming fluids in the Yongxin gold deposit(after Hedenquist et al.,1994)(data source:Han,2013;Hao et al.,2016)

5.3 礦床成因

淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V成礦系統(tǒng)一般發(fā)生在火山-淺成巖體系統(tǒng)淺部，礦化作用發(fā)生在火山活動(dòng)晚期，在時(shí)間和空間上與陸相火山巖和次火山巖密切相關(guān)（Sillitoe R H et al.,1984;Cooke et al.,2000；Sillitoe R et al., 2003；Simmons et al., 2005）。此外，成礦流體為大氣降水與巖漿水的混合熱液，并以大氣降水為主，除金以外還往往伴生銀和其他金屬礦化（Hedenquist et al.,1994）。

在中國(guó)東北，尤其是小興安嶺地區(qū)已發(fā)現(xiàn)大量與早白堊世陸相火山-次火山巖密切相關(guān)的淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V床（如三道灣子、東安、團(tuán)結(jié)溝和高松山等；Zhang et al., 2010；Sun et al., 2013；Zhai et al.,2015；Hao et al., 2016；Wang et al., 2016），它們被普遍認(rèn)為發(fā)育于伸展背景，受控于早白堊世古太平洋板片的俯沖回撤作用（Wang et al.,2006；Zhang et al.,2008；2010；許文良等,2012；Ouyang et al.,2013；Shu et al.,2016）。這些礦床普遍發(fā)育于陸相火山盆地邊緣，多形成于火山活動(dòng)末期或火山噴發(fā)間歇期，為同生礦床類型，成巖與成礦作用是在無(wú)間斷的同一地質(zhì)作用下先后發(fā)生的。此外，與全球和區(qū)內(nèi)典型的低硫化型淺成低溫?zé)嵋旱V床對(duì)比顯示（表5），永新礦床應(yīng)為典型的低硫化型淺成低溫?zé)嵋航鸬V，主要證據(jù)如下：

（1）永新金礦床中發(fā)育有與金礦密切相關(guān)的陸相火山-次火山巖，前人通過(guò)年代學(xué)研究已證明，該套陸相火山-次火山巖成巖年齡集中在130～90 Ma（Sun et al., 2013；Zhai et al., 2015；Gao et al.,2016；Wang et al., 2006；Zhang et al., 2008；2010；Hao et al., 2016；劉瑞萍等，2015；李成祿等，2017），而永新金礦床的黃鐵礦Rb-Sr 等時(shí)線年齡為（107±4）Ma（Zhao et al., 2019），顯示二者基本一致，成巖成礦作用應(yīng)屬于同一構(gòu)造-巖漿活動(dòng)期的產(chǎn)物，同時(shí)永新金礦床成巖成礦年齡與區(qū)域內(nèi)已發(fā)現(xiàn)的大量的低硫化型淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V床成巖成礦年齡一致（Zhang et al., 2010；Sun et al., 2013；Zhai et al., 2015；Hao et al., 2016；Shu et al., 2016），屬于同期形成同類礦床。

（2）永新金礦床礦物組成主要為黃鐵礦、閃鋅礦、方鉛礦和少量的黃銅礦，熱液蝕變主要有硅化、絹云母化、碳酸鹽化和局部冰長(zhǎng)石化，并常見(jiàn)有晶洞和梳狀結(jié)構(gòu)，顯示低硫化型礦物和蝕變組合特點(diǎn)；流體包裹體顯示主要以氣液兩相為主，屬于低溫低鹽度低密度熱液流體，形成于淺成環(huán)境，符合低硫化型淺成低溫?zé)嵋航鸬V流體特征。

（3）永新金礦床的S 同位素組成特點(diǎn)與區(qū)域內(nèi)典型的低硫化型淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V一致，都在低硫化型淺成低溫?zé)嵋航鸬VS 同位素值范圍內(nèi)（圖7a、b），顯示巖漿硫的特點(diǎn)，推測(cè)永新金礦的硫很可能來(lái)源于下地殼或上地幔部分熔融產(chǎn)生的火山-次火山巖。

表5 永新金礦床與典型的低硫化淺成熱液礦床和區(qū)域內(nèi)典型的低硫化型淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V進(jìn)行對(duì)比表Table 5 Comparison between Yongxin gold deposit and a typical low-sulfidation epithermal deposit and regional representative epithermal gold deposits

（4）永新金礦床的Pb 同位素組成特點(diǎn)與區(qū)域典型的低硫化型淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V一致，都位于造山帶和地幔演化線之間；同時(shí)永新金礦床與礦區(qū)賦礦火山-次火山巖同位素基本一致，表明成礦與火山-次火山巖活動(dòng)關(guān)系密切（圖8a、b），顯示永新金礦床的成礦物質(zhì)與礦區(qū)賦礦火山-次火山巖同源。

（5）永新金礦床H-O 同位素顯示永新金礦床與區(qū)內(nèi)典型的低硫化型淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V一致（圖9），指示成礦流體主要來(lái)自于大氣降水，同時(shí)和圍巖發(fā)生了明顯的水-巖反應(yīng)。

6 結(jié) 論

（1）永新金礦床流體包裹體主要以氣液兩相為主，均一溫度和鹽度從成礦早期到晚期逐漸降低，形成于淺成（＜1.1 km）環(huán)境，流體氣相成分以H2O 為主，見(jiàn)少量的CO2，不含有CH4和H2，總體屬于低溫、低鹽度的NaCl-H2O體系。

（2）H-O-S-Pb 同位素組成表明成礦流體主要來(lái)自大氣降水，并與圍巖發(fā)生了明顯的水-巖反應(yīng)，成礦物質(zhì)主要來(lái)源于火山-次火山巖。

（3）成礦背景、礦床地質(zhì)特征、流體包裹體及同位素等特征表明永新金礦床為典型的低硫化型淺成低溫?zé)嵋航鸬V。

致 謝永新金礦床野外研究工作得到了黑龍江省地質(zhì)調(diào)查研究總院相關(guān)領(lǐng)導(dǎo)和工作人員的幫助和支持；同位素實(shí)驗(yàn)工作得到了核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測(cè)試研究中心相關(guān)工作人員的協(xié)助，同時(shí)感謝項(xiàng)目其他成員的支持與幫助!