陜西山陽廟梁金礦地質特征及流體包裹體研究

陳永康 ，梁 婷，周 義，丁 亮，李 聰，李 尚，岑炬標，張三龍

(1. 長安大學 地球科學與資源學院， 陜西 西安 710054； 2. 南京大學 內生金屬礦床成礦機制研究國家重點實驗室， 南京大學 地球科學與工程學院， 江蘇 南京 210093； 3. 長安大學 成礦作用及其動力學實驗室, 陜西 西安 710054； 4. 陜西地礦

秦嶺造山帶是華北地塊與揚子地塊經(jīng)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(張國偉等， 2001)。柞水-山陽礦集區(qū)作為南秦嶺多金屬成礦帶重要礦集區(qū)之一， 區(qū)內巖漿作用和構造活動強烈， 發(fā)育一系列走向近東西-北西西及南北向斷裂， 出露有大量中酸性侵入體,深部存在有隱伏巖體， 具有良好成礦條件， 發(fā)育銅、鐵、金、銀、鉛、鋅等多種類型的金屬礦床(祁思敬， 1993)。

廟梁金礦位于柞水-山陽礦集區(qū)的中心地帶， 是陜西地礦局綜合地質大隊有限公司近年來新發(fā)現(xiàn)的礦床。前人只對廟梁金礦的區(qū)域地質背景、礦床地質特征、巖漿巖的形成時代、礦物學特征、礦床成因進行了初步研究， 且不同學者對于礦床的成因認識不一(張三龍等， 2017(1)張三龍， 王書勤， 李萬生. 2017. 陜西省山陽縣廟梁金礦床勘探地質報告.； 鄭忠林等， 2019； 李尚， 2019； 陳永康等， 2020)。廟梁金礦床在地質特征、礦化類型等方面明顯不同于其周邊地區(qū)的龍頭溝金礦、夏家店金礦、王家坪金礦等具有工業(yè)價值的礦床， 有其特殊性， 目前在流體包裹體方面的研究尚屬空白， 對于成礦流體的物理化學條件、成礦過程和成礦機制等問題認識還不清楚， 影響了該區(qū)找礦勘查評價工作。

基于此， 本文在詳細的野外地質工作基礎上， 初步總結了礦床的成礦特征， 系統(tǒng)開展了不同成礦階段脈石礦物石英、方解石中流體包裹體的巖相學、顯微測溫及激光拉曼光譜分析等方面的研究， 進而探討了成礦流體的性質、成礦物理化學條件和成礦機理， 欲為該礦區(qū)的找礦勘探提供重要的理論基礎。

1 區(qū)域地質背景

研究區(qū)的大地構造位置處于華北板塊南緣與揚子板塊北緣碰撞消亡帶中的南秦嶺造山帶東段的柞水-山陽多金屬礦集區(qū)， 礦集區(qū)北部通過商-丹縫合帶(SF1)連接北秦嶺， 南部以走向近東西的鳳鎮(zhèn)-山陽斷裂(SF2)為界(圖1)。礦集區(qū)經(jīng)歷了多期次的構造變形和巖漿活動， 構造線主要以走向近EW、NWW向展布， 同時還疊加有走向NNE及近SN向的次一級斷裂， 為成礦提供了有利條件， 形成了銅、鉬、金、鐵等多金屬礦床(閆臻等， 2007； 王瑞廷等， 2008； 張西社等， 2012)。

區(qū)域出露地層主要有中上泥盆統(tǒng)以及下石炭統(tǒng)(圖2)， 在鳳鎮(zhèn)-山陽斷裂的南北兩側地層巖性略有差異。斷裂以北， 巖性主要以海相碎屑巖為主， 局部夾熱水噴流巖建造， 厚度可達萬米(蘇春乾等， 2006； 閆臻等， 2007)； 斷裂以南， 巖性以海相碎屑巖、碳酸鹽巖為主， 厚度約5 000～6 000 m(張西社等， 2012； 劉凱等， 2014)。

區(qū)內巖漿活動強烈且持續(xù)時間長， 廣泛發(fā)育中酸性侵入巖， 基性-超基性巖體相對較少， 形成時代大致有新元古代、古生代以及中生代3期， 中生代的巖體最為發(fā)育， 在礦集區(qū)大量出露(圖2)。新元古代形成的迷魂陣蝕變閃長巖體、冷水溝輝長巖體、色河花崗巖、板板山花崗巖分布于鳳鎮(zhèn)-山陽斷裂的附近； 晚三疊世形成的東江口花崗巖體、柞水花崗巖體、曹坪花崗巖體、沙河灣花崗巖體等呈大的巖基狀分布于礦集區(qū)北部； 晚侏羅世形成的中酸性花崗巖體和巖脈成群分布在雙元溝、池溝一帶和下官坊、園子街、袁家溝、小河口、廟梁一帶(牛寶貴等， 2006； 弓虎軍等， 2009； 劉仁燕等， 2011； 謝桂青等， 2012)。

圖 1 柞水-山陽地區(qū)大地構造位置略圖[據(jù)張西社等(2012)修改]Fig. 1 Sketch map of geotectonic location of the Zhashui-Shanyang area(modified after Zhang Xishe et al., 2012)1—商丹縫合帶； 2—勉略縫合帶； 3—斷裂； 4—洛南-欒川斷裂; 5—鳳鎮(zhèn)-山陽斷裂; 6—石泉-安康-竹山斷裂； 7—結晶基底巖塊; 8—過渡性基底巖塊; 9—花崗巖; 10—新生界; 11—研究區(qū)1—Shangdan suture zone; 2—Mianlue suture zone; 3—fault; 4—Luonan-luanchuan fault; 5—Fengzhen-Shanyang fault; 6—Shiquan-Ankang-Zhushan fault; 7—crystalline basement block; 8—transitional basement blocks; 9—granites; 10—Cenozoic; 11—the study area

圖 2 柞水-山陽礦集區(qū)地質礦產(chǎn)簡圖[據(jù)劉凱等(2014)修改]Fig. 2 Brief map of geology and mineral resources in the Zhashui-Shanyang ore gathering area(modified after Liu Kai et al., 2014)1—第四系； 2—石炭系； 3—泥盆系； 4—下古生界； 5—前寒武系； 6—角閃巖； 7—輝長巖-輝綠巖； 8—閃長玢巖； 9—新元古代花崗巖； 10—印支期花崗巖； 11—160～120 Ma花崗巖； 12—120～100 Ma花崗巖； 13—斷層； 14—縫合帶； 15—金礦； 16—熱水沉積改造型銀礦； 17—熱水沉積改造型銀礦； 18—熱水沉積改造型鐵礦； 19—巖漿分結型鐵礦； 20—夕卡巖-斑巖型銅礦床/礦化點； 21—研究區(qū)1—Quaternary; 2—Carboniferous; 3—Devonian; 4—Lower Paleozoic; 5—Precambrian; 6—hornstone; 7—gabbro-diabase; 8—diorite porphyrite; 9—Neoproterozoic granites; 10—Indosinian granite; 11—160～120 Ma granite; 12—120～100 Ma granites; 13—fault; 14—suture band; 15—gold deposit; 16—hydrothermal sedimentary reworked silver deposit; 17—hydrothermal sedimentary reworked copper deposit; 18—hydrothermal sedimentary reworked iron deposit; 19—magmatic nodular iron deposit; 20—skarn-porphyry copper deposit; 21—the study area

2 礦床地質特征

礦區(qū)位于紅巖寺-黑山復式向斜南翼的袁家溝-小河口次級背斜和劉家坡次級向斜之間，其次級背斜向北西西傾伏， 褶皺的軸向為300°。區(qū)內構造活動強烈， 走向NWW和近SN的兩組斷裂發(fā)育， 斷裂多順層發(fā)育； 走向NWW的斷裂為礦區(qū)內主要的控礦構造， 主要有F1、F2、F3、F4、F5、F6(圖3)， 這些斷裂特征相似， 寬度變化不大， 在0～15 m左右， 以壓扭性為主， 斷裂帶主要是褐黃色的碎裂構造蝕變巖和角礫巖， 發(fā)育有石英脈和金屬礦化； 走向近SN的斷裂主要為F7， 分布于礦區(qū)西南部。

圖 3 廟梁金礦區(qū)地質簡圖[據(jù)張三龍等(2017)(2)張三龍， 王書勤， 李萬生. 2017. 等. 陜西省山陽縣廟梁金礦床勘探地質報告.修改]Fig. 3 Geological sketch map of the Miaoliang mining area(modified after Zhang Sanlong et al.， 2017)(3)張三龍， 王書勤， 李萬生. 2017. 等. 陜西省山陽縣廟梁金礦床勘探地質報告.1—第四系； 2—上泥盆統(tǒng)桐峪寺組； 3—青石埡組第四巖性段上亞段； 4—青石埡組第四巖性段下亞段； 5—角礫巖； 6—花崗閃長玢巖； 7—花崗斑巖； 8—河流； 9—地層產(chǎn)狀； 10—實測斷層； 11—斷層破碎帶； 12—礦體； 13—低品位礦體； 14—勘探線及鉆孔位置1—Quaternary; 2—Upper Devonian Tongyusi Formation; 3—upper sub-section of the fourth lithology section of Qingshiya Formation; 4—lower section of the fourth lithology section of Qingshiya Formation; 5—breccia; 6—granodiorite porphyrite; 7—granite porphyry; 8—river; 9—stratum occurrence; 10—measured fault; 11—fault fracture zone; 12—orebody; 13—low grade ore body； 14—exploration line and drilling location

區(qū)內巖漿巖廣泛發(fā)育， 可見中酸性巖體和巖脈大量出露， 形成時代為晚侏羅世(李尚， 2019)， 主要有劉家坡花崗巖體、大磨槽花崗閃長玢巖體以及走向北西西的各條中酸性小巖脈(廟溝-小溝花崗斑巖脈、高邊溝花崗斑巖脈)。

角礫巖呈近南北向分布在礦區(qū)中部偏西， 賦存于青石埡組第4巖性段下亞段和上亞段中， 出露面積約0.24 km2。角礫巖與圍巖之間界線不清楚， 呈漸變關系， 主要成分為千枚巖角礫及少量的花崗閃長角礫、花崗斑巖角礫和石英角礫， 角礫的大小不一， 形狀可見渾圓狀、次棱角狀、不規(guī)則狀， 呈現(xiàn)出一定的定向性； 角礫間的膠結物主要為一些破碎的巖屑、巖粉及綠泥石、絹云母等低溫熱液礦物， 很少見巖漿熱液的成分。礦區(qū)內角礫巖為震裂和坍塌成因的角礫巖， 受區(qū)內北西西向斷裂活動的持續(xù)擠壓與剪切作用， 角礫巖間發(fā)生微扭曲， 劈理化明顯， 含大量成礦元素的熱液沿著礦區(qū)內北西西向斷裂在蝕變角礫巖的裂隙和石英脈中大量富集， 是金礦床良好的容礦場所。

廟梁金礦的賦礦圍巖為中泥盆統(tǒng)青石埡組第4巖性段下亞段粉砂質絹云千枚巖、砂質板巖及角礫巖， 主礦體受礦區(qū)多條北西西斷裂控制， 主要賦存于脆-韌性構造控制的蝕變角礫巖裂隙和石英脈中， 礦石類型主要有蝕變角巖型和構造石英脈型兩種(圖4)。

礦區(qū)圍巖蝕變主要為黃鐵礦化、硅化、絹云母化， 其次為鉀化、綠泥石化、褐鐵礦化、碳酸鹽化； 其中絹云母化、硅化在礦區(qū)內廣泛發(fā)育， 在構造交互部位蝕變現(xiàn)象強烈。

根據(jù)礦脈的穿插交切關系、礦石的結構構造和礦物之間的共生組合等特征， 將廟梁金礦床劃分為兩個成礦期次：熱液期和表生期， 熱液期是主要的成礦期， 進一步分為： ① 黃鐵礦-石英階段(早階段)， 金屬礦物主要是黃鐵礦及少量黃銅礦， 非金屬礦物主要是石英、絹云母以及少量綠泥石， 礦化較弱， 可見中粗粒黃鐵礦呈半自形-自形的立方體分布于石英脈之中(圖5a、5b、5e、5i)； ② 石英-多金屬硫化物階段(主階段)， 金屬硫化物主要是黃鐵礦和黃銅礦， 其次是毒砂、方鉛礦、磁黃鐵礦， 還有少量的閃鋅礦， 非金屬礦物主要是石英、絹云母、少量綠泥石， 金屬硫化物多呈稠密浸染狀、團塊狀分布于蝕變角礫巖裂隙的石英脈中(圖5a、5c、5f、5g、5j、5k、5n)， 金礦物呈包裹金、粒間金等形式存在于金屬硫化物中(圖5l、5m)； ③ 石英-黃鐵礦-方解石階段(晚階段)， 金屬礦物主要是黃鐵礦， 該階段碳酸鹽化明顯增強， 可見大量方解石脈沿蝕變角礫巖裂隙及早階段的石英脈分布， 黃鐵礦化微弱(圖5d、5h)。其中石英-多金屬硫化物階段是金礦物沉淀富集的主要階段(表1)。

圖 5 廟梁金礦野外及顯微鏡下照片F(xiàn)ig. 5 Field and microscopic photos of the Miaoliang gold deposita—早階段石英脈被后期石英-硫化物脈切斷； b—石英-黃鐵礦階段， 平硐800中的自形、半自形黃鐵礦與石英共生； c—石英-多金屬硫化物階段， 平硐800中的黃鐵礦、黃銅礦等沿構造裂隙分布在石英邊緣； d—石英-黃鐵礦-方解石階段， 平硐900中的多金屬硫化物被方解石脈切斷； e—石英-黃鐵礦階段礦石； f、g—石英-多金屬硫化物階段礦石； h—石英-黃鐵礦-方解石階段礦石； i—黃鐵礦呈自形-半自形粒狀分布在石英中； j—毒砂呈半自形-自形粒狀零星分布， 并被黃銅礦包裹； k—石英、絹云母、硫化物組合， 絹云母部分發(fā)生綠泥石化； l—黃鐵礦與黃銅礦中的粒間金； m—黃鐵礦中的包裹金； n—黃鐵礦交代方鉛礦； Py—黃鐵礦； Ccp—黃銅礦； Apy—毒砂； Gn—方鉛礦； Gl—自然金； Sp—閃鋅礦； Qtz—石英； Cal—方解石； Chl—綠泥石a—early stage quartz veins are cut off by late quartz-sulfide veins; b—quartz-pyrite stage, idiomorphic and hypidiomorphic pyrite in adit 800 are symbiotic with quartz; c—quartz-polymetallic sulfide stage, pyrite and chalcopyrite in adit 800 are distributed along the quartz edge along the structural fractures; d—quartz-pyrite-calcite stage, the polymetallic sulfide in adit 900 is cut off by calcite vein; e—quartz-pyrite stage ore; f, g—quartz-polymetallic sulfide stage ore; h—quartz-pyrite-carbonate stage ore; i—pyrite is distributed in quartz in the form of idiomorphic-hypidiomorphic granules; j—arsenopyrite is sporadically distributed in the form of hypidiomorphic to idiomorphic granules and is enclosed by chalcopyrite; k—combination of quartz, sericite, and sulfide, part of sericite is chloriteized; l—intergranular gold in pyrite and chalcopyrite; m—wrapped gold in pyrite; n—pyrite metasomatic galena; Py—pyrite; Ccp—chalcopyrite; Apy—arsenopyrite; Gn—galena; Gl— gold; Sp—sphalerite; Qtz—quartz; Cal—calcite; Chl—chlorite

3 流體包裹體研究

3.1 樣品及分析方法

本文研究樣品主要為采自廟梁金礦區(qū)800 m和900 m中段坑道內的K0、K1、K2、K3礦體以及2號勘探線鉆孔巖芯內的脈石礦物石英和方解石， 涵蓋了各成礦階段的代表性樣品， 具有一定的空間性。首先將這些礦物樣品磨制呈約0.2 mm厚的包裹體片， 在顯微鏡下觀察并選取各階段個體較大的原生包裹體， 進行顯微測溫實驗以及激光拉曼光譜氣相成分的測定。

表 1 廟梁金礦床成礦階段及礦物生成順序Table 1 Metallogenic stage and mineral forming sequence of Miaoliang gold deposit

流體包裹體顯微測溫實驗在長安大學成礦作用及其動力學實驗室完成， 所用儀器為英國Linkam Scientific Instruments公司產(chǎn)的Linkam THMSG 600型冷熱臺， 實驗前通過純H2O包裹體(0℃)、純CO2包裹體(-56.6℃)、臨界狀態(tài)H2O包裹體(374℃)進行溫度校正； 可測溫度范圍為-195～+600℃， 分析精度為： ±0.2℃， <30℃； ±1℃， <300℃； ±2℃， <600℃； 在冷凍-加熱過程中， 設置溫度升降速率不超過20 ℃/min， 在接近相變點附近速率降至1 ℃/min以下。

單個流體包裹體成分的激光拉曼探針測試工作在長安大學成礦作用及其動力學實驗室完成， 儀器為法國HORIBA公司LabRAM HR Evolution新一代高分辨拉曼光譜儀， 實驗在溫度23℃、濕度65%的條件下進行。

3.2 巖相學特征

本文對廟梁金礦不同成礦階段礦石中脈石礦物石英及方解石中的包裹體進行了詳細的巖相學觀察， 根據(jù)盧煥章等(2004)和Roedder(1984)提出的流體包裹體在室溫下相態(tài)分類準則和包裹體冷凍升溫過程中的相態(tài)變化， 將礦區(qū)流體包裹體劃分為純CO2體系包裹體(Ⅰ型)、H2O-NaCl型包裹體(Ⅱ型)、H2O-CO2型包裹體(Ⅲ型)及含子礦物的多相包裹體(Ⅳ型)這4種類型的包裹體。

黃鐵礦-石英階段(成礦早階段)的石英脈中可見自形-半自形的立方體狀黃鐵礦及星散的黃銅礦分布， 石英脈較主成礦階段略寬， 主要發(fā)育Ⅱ型包裹體、部分Ⅲ型包裹體， 還有少量Ⅰ型包裹體； 石英-多金屬硫化物階段(主成礦階段)的石英細脈中可見大量黃鐵礦、黃銅礦、磁黃鐵礦、方鉛礦等金屬硫化物呈細粒、稠密浸染狀、團塊狀分布， 主要發(fā)育Ⅱ型、Ⅲ型包裹體； 石英-黃鐵礦-方解石階段(成礦晚階段)礦化弱， 出現(xiàn)大量方解石脈， 主要發(fā)育Ⅱ型包裹體。

各類型的包裹體特征如下：

(1) 純CO2體系包裹體(Ⅰ型)：此類包裹體主要寄生于石英中， 室溫下呈單一的氣相， 多呈孤立狀產(chǎn)出， 呈橢圓形， 直徑一般為1～8 μm， 包裹體邊界顏色很深。降溫過程中， 當溫度低于3種相態(tài)的臨界點時， 包裹體的邊界線很粗很黑(圖6k)。該類包裹體含量少， 在成礦早階段亦有發(fā)現(xiàn)。

(2) H2O-NaCl型包裹體(Ⅱ型)：在室溫狀態(tài)下， 該類型包裹體由液相和氣相兩相組成， 廣泛分布于寄主礦物石英、方解石中。根據(jù)包裹體中的氣相和液相所占體積分數(shù)可進一步分為富液相的L+V兩相H2O-NaCl體系包裹體(Ⅱa)和富氣相的L+V兩相H2O-NaCl體系包裹體(Ⅱb)兩個亞類。

Ⅱa型： 富液相L+V兩相H2O-NaCl體系包裹體， 室溫下由氣相和鹽水溶液兩相組成， 液相體積占整個包裹體總體積的50%以上。包裹體體積變化范圍較大， 直徑一般為8～25 μm， 氣液比變化范圍較?。?形狀多呈負晶形、橢圓形、長條形及不規(guī)則形狀(圖6e、6f、6g、6h)。包裹體測溫過程中， 隨著溫度的升高， 氣泡體積逐漸縮小， 最后都均一至液相，其中部分體積較大的包裹體因發(fā)生頸縮出現(xiàn)卡脖子現(xiàn)象(圖6l)。此類包裹體在成礦各階段均大量存在。

Ⅱb型： 富氣相L+V兩相H2O-NaCl體系包裹體。較富液相H2O-NaCl體系包裹體相比占少數(shù)。室溫下由氣相和鹽水溶液兩相組成， 氣相體積占包裹體總體積的50%以上， 直徑一般為5～20 μm， 個別可達25μm左右； 形狀多呈負晶形及橢圓形。包裹體測溫過程中， 隨著溫度的升高， 氣泡體積逐漸增大， 最后都均一至氣相； 常與富液相氣液兩相包裹體共生(圖6f、6i)。此類包裹體在成礦早階段和主階段存在。

(3) H2O-CO2型包裹體(Ⅲ型)： 在室溫狀態(tài)下， 該類型包裹體由氣相和液相組成， 根據(jù)降溫-冷凍過程中所觀察的相態(tài)變化可進一步劃分為不顯液相CO2的H2O-CO2體系包裹體(Ⅲa)和含液相CO2的H2O-CO2體系包裹體(Ⅲb)和兩個亞類。此類包裹體含量較少， 在成礦早階段和主階段存在。

Ⅲa型：不顯液相CO2的H2O-CO2體系包裹體， 在室溫下， 流體包裹體中僅可見氣相CO2和鹽水溶液，在降溫過程中會出現(xiàn)液相CO2。 此類包裹體數(shù)量少， 包裹體直徑一般為10～20 μm， 形狀多呈負晶形、不規(guī)則形等，一般為原生包裹體， 常與Ⅱa型包裹體共生(圖6e)。

Ⅲb型： 含液相CO2的H2O-CO2體系包裹體， 在室溫下， 可見典型“雙眼皮”特征， 包裹體由液相CO2、氣相CO2以及鹽水溶液組成。升溫過程可依次觀察到固態(tài)CO2的熔化、CO2籠合物的熔化及其CO2部分均一現(xiàn)象(圖6a、6c、6d、6g)。包裹體體積變化范圍較大， 直徑一般為5～25 μm， 形狀多呈橢圓形、不規(guī)則形等。此類包裹體一般為原生包裹體， 呈孤立狀產(chǎn)出。

(4) 含子礦物的多相包裹體(Ⅳ型)： 這類包裹體一般為原生包裹體， 直徑比較大， 一般為10～35μm， 氣相體積分數(shù)為10%～30%， 形狀呈橢圓形、不規(guī)則形。 此類包裹體含量極少， 部分子礦物為方解石， 在主成礦階段偶見(圖6b)。

3.3 流體包裹體測溫及熱力學參數(shù)

3.3.1 均一溫度

本次研究選擇各成礦階段相態(tài)較好的包裹體進行了測溫， 共測試了原生流體包裹體166個， 其中包括黃鐵礦-石英階段(早階段)Ⅱ型和部分Ⅲ型包裹體50個、石英-多金屬硫化物階段(主成礦階段)Ⅱ型和Ⅲ型包裹體83個、石英-黃鐵礦-方解石階段(成礦晚階段)Ⅱ型包裹體33個。不同類型流體包裹體測溫結果見表2。

表 2 廟梁金礦流體包裹體測溫數(shù)據(jù)表Table 2 Temperature data of fluid inclusions in the Miaoliang gold deposit

各階段流體包裹體均一溫度直方圖(圖7)顯示， 溫度(未經(jīng)壓力校正)分布范圍相對較寬， 從早階段至晚階段溫度逐漸降低。成礦早階段石英脈中的流體包裹體主要是Ⅱ型包裹體和部分Ⅲ型包裹體， 其中Ⅱ型包裹體的均一溫度分布范圍為271～372℃， Ⅲ型包裹體的均一溫度分布范圍為330～376℃， 屬中高溫成礦流體。主成礦階段石英脈中的流體包裹體主要是Ⅱ型包裹體和Ⅲ型包裹體， 其中Ⅱ型包裹體的均一溫度分布范圍為196～325℃， Ⅲ型包裹體的均一溫度分布范圍為225～341℃， 總體上屬中溫成礦流體。成礦晚階段方解石細脈中的流體包裹體主要是Ⅱ型包裹體， 均一溫度范圍為127～221℃， 屬中低溫成礦流體。

3.3.2 鹽度

對于H2O-NaCl氣液兩相包裹體， 鹽度計算采用公式W=0.00+1.78tm-0.044 2tm2+0.000 557tm3(0%～23.3%的NaCl溶液適用)， 其中，W為流體的鹽度(%)， 即流體中NaCl的質量分數(shù)，tm為冰點溫度(℃)(Halletal.， 1988)。對于H2O-CO2氣液三相包裹體， 鹽度計算采用公式W=15.520 22-1.023 42t-0.052 86t2， 式中W為鹽度(%)， 即流體中NaCl的質量分數(shù)，t為籠合物的熔化溫度(℃)， 應用范圍為-9.6℃≤t≤+10℃(Roedder， 1984)。采用上述兩個公式計算得到的各階段流體包裹體的鹽度見表2和圖7。

成礦早階段石英中Ⅱ型包裹體的冰點溫度范圍為-8.7～-2.9℃， 對應鹽度為4.8%～12.5%； Ⅲ型包裹體的固相CO2熔化溫度(tm·CO2)為-59.5～-57.1℃， 略低于CO2的三相點(-56.6℃)， 表明可能含有少量CH4等其他揮發(fā)組分， CO2籠合物熔化溫度(tm.cla)分布范圍為7.2～9.2℃， 對應鹽度范圍為1.6%～5.4%。

主成礦階段石英中Ⅱ型包裹體的冰點溫度范圍為-7.8～-2.1℃， 鹽度為3.5%～11.5%； Ⅲ型包裹體的固相CO2熔化溫度(tm·CO2)為-60.6～-57.7℃， 同樣略低于CO2的三相點， 表明可能含有少量CH4等其他揮發(fā)組分， 這和其后的激光拉曼所測的結果相符合， CO2籠合物熔化溫度(tm.cla)分布范圍為7.3～9.6℃， 對應鹽度范圍為0.8%～5.2%。

成礦晚階段方解石中Ⅱ型包裹體的冰點溫度范圍為-6.3～-2.2℃， 鹽度分布在3.7%～9.6%之間。

不同階段流體包裹體均一溫度-鹽度關系圖顯示(圖8)， 各階段流體鹽度分布在0.6%～12.5%之間； 從成礦早階段到晚階段， 流體包裹體的均一溫度及鹽度逐漸降低， 也有一定的重合區(qū)間， 這也反映了成礦流體演化過程中的連續(xù)性。

3.3.3 密度

根據(jù)前面所測得的流體包裹體均一溫度和計算出的鹽度估算包裹體密度時參考了Bodnar(1983)的NaCl-H2O體系相圖， 將各階段測試的H2O-NaCl型包裹體的均一溫度和鹽度數(shù)據(jù)投點至H2O-NaCl體系的t-W-ρ相圖上， 結果顯示早階段流體包裹體密度集中在0.65～0.80 g/cm3之間， 主階段流體包裹體密度集中在0.75～0.95 g/cm3之間， 晚階段流體包裹體密度集中在0.90～1.00 g/cm3之間(圖9)。相比而言， 從早階段到晚階段， 隨著溫度的降低， 密度有增大趨勢。

圖 7 廟梁金礦不同成礦階段流體包裹體均一溫度及鹽度直方圖Fig. 7 Histograms of homogenization temperatures and salinities of fluid inclusions in different metallogenic stages in the Miaoliang gold deposit

圖 8 流體包裹體均一溫度-鹽度關系圖Fig. 8 Diagrams of salinity and homogeneous temperature of fluid inclusions

圖 9 H2O-NaCl體系的t-W-ρ相圖Fig. 9 Phase diagram of t-W-ρ for the H2O-NaCl system

3.4 激光拉曼成分分析

顯微激光拉曼光譜分析可以準確地測定流體的成分組成， 是單個流體包裹體成分非破壞性分析的重要手段。本次在對流體包裹體進行詳細的巖相學觀察的基礎上， 選取各成礦階段有代表性的包裹體進行了激光拉曼成分分析。分析結果顯示， 成礦早階段Ⅲ型包裹體中氣相成分以CO2為主， 還含有少量H2O； 主成礦階段Ⅲ型包裹體中， 氣相成分主要是CO2， 此外可見少量揮發(fā)性氣體CH4和H2S； 成礦晚階段Ⅱ型包裹體中， 氣相組分為H2O(圖10)。本次測試的Ⅲ型包裹體氣相成分除CO2外， 還含有少量的CH4和H2S， 表明成礦流體當時處于低氧逸度的還原環(huán)境， 有利于金以低價態(tài)的絡合物形式存在， 為金礦的形成創(chuàng)造了良好的條件。流體包裹體巖相學特征和激光拉曼成分分析表明成礦流體在早期主要是H2O-CO2體系， 晚期逐漸演化為H2O-NaCl體系。

4 討論

4.1 流體的演化特征

原生流體包裹體可以揭示原始成礦流體的性質和來源。對礦區(qū)不同成礦階段原生流體包裹體的研究表明， 成礦流體的特征具有明顯變化規(guī)律：

黃鐵礦-石英階段：主要發(fā)育H2O-NaCl氣液兩相型包裹體(Ⅱ型)、部分H2O-CO2氣液三相型包裹體(Ⅲ型)， 還有少量純CO2型包裹體(Ⅰ型)； Ⅱ型包裹體和Ⅲ型包裹體的均一溫度分別為271～372℃和330～376℃， 鹽度分別為4.8%～12.5%和1.6%～5.4%； Ⅱ型包裹體的密度為0.65～0.80 g/cm3； Ⅲ型包裹體的氣相成分主要CO2， 還含有少量的H2O。總體上， 黃鐵礦-石英階段成礦流體屬于中(高)溫、中低鹽度、低密度的H2O-NaCl- CO2體系。

石英-多金屬硫化物階段：主要發(fā)育H2O-NaCl氣液兩相型包裹體(Ⅱ型)、H2O-CO2氣液三相型包裹體(Ⅲ型)； Ⅱ型包裹體和Ⅲ型包裹體的均一溫度分別為196～325℃和225～341℃， 鹽度分別為3.5%～11.5%和0.8%～5.2%； Ⅱ型包裹體的密度為0.75～0.95 g/cm3； Ⅲ型包裹體的氣相成分主要CO2， 還含有少量揮發(fā)性氣體?？傮w上， 石英-多金屬硫化物階段成礦流體屬于中溫、中低鹽度、低密度的H2O-NaCl- CO2體系。

石英-黃鐵礦-方解石階段： 該階段主要發(fā)育H2O-NaCl氣液兩相型(Ⅱ型)包裹體； Ⅱ型包裹體均一溫度為127～221℃， 鹽度為3.7%～9.6%， 密度為0.90～1.00 g/cm3， Ⅱ型包裹體的氣相成分主要是水蒸氣?？傮w上， 石英-黃鐵礦-方解石階段成礦流體屬于低溫、中低鹽度、中等密度的H2O-NaCl體系。

總體上， 成礦流體成分從早階段至晚階段由H2O-NaCl-CO2體系向H2O-NaCl體系演化， 流體性質由中(高)溫、中等鹽度、低密度、富CO2的流體向中低溫、低鹽度、中等密度、貧CO2的流體演化。在整個熱液活動過程中， 流體的均一溫度和鹽度均呈現(xiàn)出逐漸降低的趨勢(圖8)。

4.2 流體的不混溶性與成礦

流體包裹體研究可以為成礦物質的來源、遷移方式以及沉淀機制等成礦過程提供重要的證據(jù)， 是揭示成礦物質源-運-儲等過程重要的研究手段(倪培等， 2018)。在自然體系中， 導致成礦物質遷移沉 淀的主要機制是流體的不混溶、流體的沸騰、流體混合作用、降溫冷卻以及水巖反應(Barnes， 1979； 盧煥章， 2011； 倪培等， 2018)。廟梁金礦含金石英脈中流體包裹體類型豐富， 成礦早階段和主階段流體發(fā)生不混溶作用，主要表現(xiàn)為： ① 同一視域下，主成礦階段H2O-NaCl氣液兩相型包裹體(Ⅱ型)和H2O-CO2氣液三相型包裹體(Ⅲ型)共存， 且為原生包裹體(圖6c、6d、6e、6g)， 兩類包裹體均一溫度相近(Ⅱ型包裹體為196～325℃， Ⅲ型包裹體為225～341℃)， 而鹽度不同(Ⅱ型包裹體為3.5%～11.5%6， Ⅲ型包裹體為0.8%～5.2%)， 表明它們被同時捕獲于不同性質的流體中； ② Ⅱ型包裹體和Ⅲ型包裹體的均一方式也不同， Ⅱ型包裹體均一為液態(tài)H2O， Ⅲ型包裹體多均一為CO2相； ③ 同一視域下， 純氣相CO2包裹體(Ⅰ型)與H2O-NaCl氣液兩相型包裹體(Ⅱ型)共存(圖6k)。以上特征表明成礦流體捕獲了富H2O-NaCl型包裹體和富CO2氣相包裹體兩個端員的流體， 顯示流體經(jīng)歷了不混溶作用(Crawetal.， 1993； 盧煥章等， 2004； Bodnaretal．， 2014； 倪培等， 2020)。

圖 10 廟梁金礦流體包裹體激光拉曼圖譜Fig. 10 Laser Raman spectra mapping of fluid inclusions in the Miaoliang gold deposita—成礦早階段Ⅲ型包裹體中CO2的光譜； b、c—主成礦階段Ⅲ型包裹體中CO2、CH4、H2S的光譜； d—成礦晚階段Ⅱ型包裹體中H2O的光譜a—spectra of CO2 in type Ⅲ inclusions in the early stage of mineralization; b, c—spectra of CO2，CH4, H2S in type Ⅲ inclusions in the main mineralization stage; d—spectra of H2O in type Ⅱ inclusions in the late mineralization stage

廟梁金礦床所處位置構造發(fā)育， 金礦體的空間展布受多條北西西向斷裂構造的控制， 在成礦過程中， 構造活動頻繁， 富礦體主要發(fā)育在脆性-韌性斷裂帶的交匯部位。從成礦早階段至晚階段，構造活動從壓扭性轉變?yōu)閺埿詷嬙欤?成礦流體沿斷裂構造形成的通道向上遷移過程中壓力驟降， 流體發(fā)生不混溶作用， 流體中的CO2、H2S等揮發(fā)分大量逸散。單個包裹體的成分也顯示出主階段氣相成分為CO2以及少量H2S等組分， 晚階段以液態(tài)H2O為主， 同樣指示揮發(fā)分的大量逸散，同時帶走大量的熱量， 導致流體的溫度迅速下降， pH組分濃度降低,氧逸度、硫逸度等發(fā)生變化， 進而降低含金的硫絡合物穩(wěn)定性， 在流體多次運移過程中成礦物質在有利部位得以大量沉淀下來， 從而富集形成金礦體。因此， 流體的不混溶作用是廟梁金礦床主要的成礦機制。

4.3 與柞水-山陽礦集區(qū)內金礦床特征對比

柞水-山陽礦集區(qū)內成礦作用強烈， 目前發(fā)現(xiàn)多個金屬礦床， 主要為 Cu、Mo、Ag、Fe、Pb、Zn等礦床， 但金礦床比較少， 主要以龍頭溝、王家坪等小型礦點為主。

通過與南秦嶺柞水-山陽礦集區(qū)內近年來發(fā)現(xiàn)的龍頭溝和王家坪金礦床在地質特征、礦物學和流體包裹體方面的特征對比(表3)，發(fā)現(xiàn)廟梁金礦與礦集區(qū)內金礦床的不同之處主要有：廟梁金礦區(qū)有明顯的中酸性巖體和巖脈出露， 賦礦圍巖主要是粉砂質千枚巖及角礫巖， 流體包裹體類型豐富， 主成礦階段具有中溫中低鹽度的流體特征；不同類型礦石中的載金礦物黃鐵礦均表現(xiàn)出輕度虧損Fe、S的特征， δFe 和 δS 值變化范圍不大， 絕大多數(shù)在5%以內； 黃鐵礦的 Co/Ni值介于 0.81～5.87 之間， 絕大多數(shù)值在1～5之間； 黃鐵礦中的 As 含量低， 平均值為 1 110×10-6， 這些都表明礦區(qū)內的載金礦物黃鐵礦與巖漿熱液型成因黃鐵礦的特征一致(Bajwahetal， 1987； 嚴育通等， 2012； 陳永康等， 2020)。黃鐵礦的 Fe /( S+As) 值與其形成深度有較好的相關性， 其形成深度在深、中、淺部時， 相應的 Fe /( S+As)的值分別為0.846、0.863和0.926 (周學武等， 2005)， 研究區(qū)黃鐵礦Fe /( S+As) 值絕大多數(shù)值大于 0.863， 指示廟梁金礦床中黃鐵礦形成于中淺部(陳永康等， 2020)。黃鐵礦中Au /Ag 值也可指示成礦溫度， 中低溫熱液型礦床中黃鐵礦Au /Ag 值大于0.5， 高溫熱液型金礦床中Au /Ag 值小于0.5(周學武等， 2005； 曹素巧等， 2014)， 礦區(qū)內黃鐵礦的Au /Ag 值為1.98～4.54， 遠大于0.5， 也指示廟梁金礦形成于中低溫(陳永康等， 2020)， 這也與流體包裹體的測溫結果相符合。綜上研究， 初步認為廟梁金礦為受構造控制的中低溫中淺成巖漿熱液型金礦床。

表 3 廟梁金礦與礦集區(qū)典型金礦床特征對比Table 3 Comparison of ore deposit characteristics between Miaoliang gold deposit and typical gold deposit in the ore concentration area

5 結論

(1) 廟梁金礦流體包裹體類型豐富， 主要為H2O-NaCl氣液兩相型包裹體和H2O-CO2氣液三相型包裹體； 流體成分從早階段至晚階段由H2O-NaCl-CO2體系向H2O-NaCl體系演化， 流體性質由中(高)溫、中等鹽度、低密度、富CO2的流體向中低溫、低鹽度、中等密度、貧CO2的流體演化。

(2) 主成礦階段流體發(fā)生不混溶作用， 往往伴隨CO2、H2S等揮發(fā)分的散失， 導致流體的pH值、氧逸度、硫逸度等發(fā)生變化， 進而降低含金絡合物的穩(wěn)定性， 導致成礦物質在流體中的溶解度降低， 在有利部位富集形成金礦體。流體的不混溶作用是廟梁金礦金沉淀成礦的主要因素。

(3) 通過與柞水-山陽礦集內周邊典型金礦床特征對比， 結合前人的研究，初步認為廟梁金礦為受構造控制的中低溫中淺成巖漿熱液型金礦床。