2. 中国地质科学院地质力学研究所, 北京 100081;
3. 甘肃省地矿局第三地质矿产勘查院, 兰州 730050;
4. 中国地质大学(北京)研究生院, 北京 100037
2. Institute of Geomechanics, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100081, China;
3. Third Institute Geological and Mineral Exploration of Gansu Province Bureau of Geology and Mineral Resources, Lanzhou 730050, China;
4. Graduate School of China University of Geosciences, Beijing 100037, China
0 引言
西秦岭是我国主要的贵金属工业矿产资源基地之一，已发现多个金、银、铜、钼、铅锌、汞锑、铀等金属矿床[1]。其中，金矿床为区内的优势矿种。关于西秦岭金矿的矿床类型及分布，毛景文等[2]认为西秦岭造山带中的脆韧性剪切带主要分布的是造山型金矿，西秦岭成矿带南带背斜部位的金矿床呈现出卡林型金矿和受构造控制的造山型金矿床之间的过渡类型，在往南的南秦岭和松潘—甘孜造山带的东北部金矿类型则主要为卡林型-类卡林型金矿。空间上，夏河—合作断裂带以北花岗岩发育，为多金属成矿集中区，发育铜、钨、钼、铋、金、砷等以中高温元素为主的矿化，产有三索玛金矿、答浪沟金矿、扎不浪可金矿点、老豆金矿及德乌鲁铜矿和岗以铜矿等，矿床类型包括矽卡岩型、中高温热液脉型和中低温热液型；夏河—合作断裂带以南侵入岩少，有利于卡林-类卡林型金矿产出，为金、汞、银等中低温元素的矿化，产有隆瓦寺院金矿、纳合迪金矿、直合完干金矿及格里那汞矿点等[3]。
早子沟金矿床(或称枣子沟金矿)处于西秦岭中带和南带过渡部位，位于夏河—合作断裂带内。早子沟金矿地质勘探程度较高，前人的研究工作主要集中在成矿物质来源[4-7]、岩浆岩地球化学[4, 8-10]、成岩成矿时代[2-3]、矿床成因[1-4, 11-14]、围岩蚀变与金矿物赋存状态[7, 14-15]等方面，并取得了较多的资料和成果，但也存在一些未解决的问题，如其成矿地质体、热液流体运移沉淀等尚有争论。目前，对于矿床成因从矿床地质和年代学方面的研究主要有3种认识：1)中低温热液蚀变型金矿[5, 9, 11-13]；2)卡林型金矿[7, 16]；3)斑岩型金矿[6]。热液矿床的成矿流体研究是矿床学研究的重点问题，地质流体在成矿作用中起到十分重要的媒介作用，是矿床学研究的主要对象之一。热液金矿床是成矿流体活动的产物，成矿流体活动记录在热液矿物及其流体包裹体中，这使得流体包裹体成为研究流体成矿作用的“化石”或“探针”[17]。本文在详细的矿床地质研究的基础上，通过对早子沟金矿床石英中流体包裹体的岩相学、显微热力学和包裹体成分分析等，结合矿石中硫化物的S-Pb同位素组成特征研究，揭示了成矿流体特征及演化规律，探讨了流体成矿机制及过程。
1 区域地质背景早子沟金矿床在大地构造位置上处于西秦岭褶皱带北部断褶带与中部裂陷槽之间的过渡部位，属于同仁—夏河—岷县金成矿带的一部分[4-5]。夏河—合作—岷县成矿带处于西秦岭褶皱带的北部断褶带与中部裂陷槽之间的过渡部位，其北界为临夏—武山、天水断裂，其南达洮河复向斜轴部的碌曲、卓尼一带[16]。西秦岭西段位于东西向中央造山系与南北向贺兰—川滇构造带垂向交汇地区，是中国大陆构造的主要地块与造山带聚集交接转换部位，也是青藏高原东北缘扩展跨越地带，具有板块拼合与陆内造山的同期复合交接，并叠加陆内剪切走滑构造特点，被称之为“西秦岭—松潘构造结”[18]。区域地层总体走向为NW向，与区域构造生长线方向一致。区域出露地层从老到新主要有下石炭统、二叠系、下三叠统、侏罗系、新近系及第四系，上石炭统、上三叠统、白垩纪及古近纪地层缺失，缺失地层之间以平行不整合接触直接覆盖于老地层之上。区内晚古生界到早中生界地层主要分布在NE部位，并且受NW向新堡—力士山复背斜控制，石炭系主要分布于复背斜轴部，二叠系、三叠系为背斜两翼，以断层接触为主[19]。
区域主构造线呈NW—SE向展布，以断裂构造为主，褶皱构造次之。区内断裂构造普遍发育，金矿的区域性展布严格受NWW向断裂带控制，已发现的金矿床和金矿(化)点均明显受控于区域性断裂带及其次级断裂。控矿断裂主要为3条大致平行的区域性断裂带，自北向南依次为力士山—围当山断裂带、夏河—合作断裂带和桑科南—格里那断裂带，区域性断裂带及其旁侧的次级断裂构成本区的断裂构造系统。断层走向总体为NW向，倾向多为NE向。早子沟金矿的主矿体就产于NE、NW、近SN向断裂破碎带中。
区内岩浆岩以侵入岩十分发育，主要岩性有闪长玢岩、石英闪长玢岩、黑云母闪长玢岩、花岗闪长斑岩和斜长花岗斑岩等，侵入岩多以小岩脉群产出，没有大的侵入体岩体出露。
2 矿床地质特征早子沟金矿床位于新堡—力士山复背斜南翼之合作—珉县区域断裂带上[17]。矿区内出露的地层单一，为中三叠世古浪堤组(T2g)。古浪堤组为陆棚斜坡相的陆源碎屑沉积岩，经历了水深由深到浅的过程，地层总体走向近南北向，略呈反“S”型展布；按照岩相可分为三段；其下段(T2g1)为灰褐－灰绿色中—厚层状中—细粒长石石英砂岩夹粉砂质板岩、泥质粉砂岩、钙质(含砾)板岩；中段(T2g2)为灰绿色、局部灰黑色板岩、粉砂质板岩夹薄层细粒长石石英砂岩、含砾砂岩、灰岩、钙质板岩及少量薄层细砂岩、泥质灰岩、细砾岩透镜体；上段(T2g3)为青灰色、灰绿色粉砂质板岩夹泥质板岩、钙质板岩、细粒长石石英砂岩、含砾板岩。其中，条带状硅质板岩、泥质板岩及粉砂质板岩是赋矿岩石之一[7]。
区内总体为一大型单斜构造，局部受断层影响，层间褶曲发育。区内断裂构造主要由NE向、NW向和SN向3组断裂组成，其中以NE向、SN向规模最大，NW向次之，具有张剪性、延伸大的特点(图 1)；它们分别控制并构成3个方向的金矿带产出，是主要的导矿及容矿构造[7]。从断裂的切割关系上可以知道，在形成时间上以NW向最早，近SN向居中，NE向最晚，间接指示了断裂活动、构造热液及成矿作用的多期性。早子沟金矿主矿体包括北东向矿带的Au1、Au9、Au10、Au15、Au17、Au37、Au45、Au46、Au54、Au55、M6和M4共12个矿体，北西向矿带的Au14、Au25和Au63共3个矿体，南北向矿带有Au31矿体。金矿化赋存部位有板岩、岩脉内及岩脉与地层的接触带或其附近的围岩破碎带[15]。矿体一般呈不规则脉状、长条状，少量似层状，受NE、NW和近SN向断裂控制。
全区广泛分布各类岩脉，尤以南部最为发育，主要为闪长岩脉、闪长玢岩脉、石英闪长玢岩脉、花岗闪长岩脉、花岗斑岩脉、细晶岩脉、石英斑岩脉及少量辉绿岩脉、煌斑岩脉等。岩脉主要产在地层和裂隙中，地层中的岩脉明显受断裂构造控制，具成群集中、沿断裂构造充填的特点。岩脉一般边界平整，与围岩界线清晰，且延伸较长，岩石节理、裂隙发育[9]。
结合野外调查研究，根据矿石的赋矿围岩组成及矿石矿物组成的差异特征，可将早子沟金矿床含矿石英脉划分为2个期次：第Ⅰ期是金的预富集期，主要是流体对早期浅变质岩地层的萃取和淋滤作用，使成矿组分迁移和聚集，主要为粗粒石英含金脉-赤铁矿化形成期，为成矿作用早期的产物；第Ⅱ期为成矿热液对早期矿源层进行叠加改造时期，主要形成多金属硫化物-金石英脉(主成矿期)，其又可分为黄铁矿-毒砂硫化物阶段和辉锑矿-金石英脉阶段2个阶段。相对应的可将原生矿石大致归为3类，分别为蚀变板岩型金矿石、蚀变脉岩型金矿石和辉锑矿石英脉型金矿石(图 2)。
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| a.产出于F24号破碎带的Au1矿脉；b.矿脉被断裂切割；c.盲6矿体结构构造；d.措施井2中段Au15矿体；e.含辉锑矿石英矿石；f.张性石英脉与赤铁矿化；g、h、i.显微镜下的明金。T2g.中三叠世古浪堤组；F.断裂构造；Au.明金。 图 2 早子沟金矿石英脉样品及镜下照片 Figure 2 Photographs shaving ores and samples of Zaozigou gold deposit |
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矿石中矿物成分复杂，金属矿物较多，主要有辉锑矿、毒砂、黄铁矿、赤铁矿、褐铁矿及少量的自然金等；脉石矿物为石英、长石、方解石、黑云母、绢云母-水云母、角闪石等；副矿物主要是锆石、金红石等。根据矿石光片及薄片镜下特征鉴定，矿石中金矿物以微细粒浸染状显微金为主，明金可见(图 2g、h、i)。自然金呈不规则粒状，主要以包体的形式赋存于黄铁矿、毒砂、辉锑矿等硫化物中，少量赋存于硅酸盐矿物中。围岩蚀变主要有硅化、绢云母化、碳酸盐化、黄铁矿化、毒砂化、褐铁矿化等，其中绢云母化、碳酸盐化在区内广泛发育。成矿期金矿化主要与中期硅化、黄铁矿化、毒砂化、辉锑矿化等蚀变类型叠加的程度和蚀变强度呈正相关，金矿化赋存在黄铁矿和毒砂中，矿化蚀变最强烈地段是金矿化最富集部位。围岩蚀变具有一定的蚀变分带现象，表现为从矿体到围岩近矿部位硅化、黄铁矿化较强[15]。
3 流体包裹体特征及测试结果由于石英脉型金矿体中金在石英中呈细粒浸染状分散分布，所以石英与金应为同期产物，石英中的流体包裹体可以代表成矿流体的性质，因此对主成矿阶段含矿石英中的流体包裹体开展岩相学、显微测温、流体包裹体成分分析、激光拉曼探针分析研究。早子沟金矿流体包裹体测试的样品均采自各个中段的主成矿期(第Ⅱ期)的含辉锑矿石英脉型金矿石；DZ27-1为地表出露的辉锑矿化石英脉，M6-1、M6-2、M6-3、M6-4采自一号井一号平硐一中段(3 160 m标高)M6矿体，CS-1采自措施井一中段(3 050 m标高)Au9矿体，CS-2采自措施井二中段(3010 m标高)Au15矿体, CS-3采自措施井二中段(3 010 m标高)M9沿脉的辉锑矿化石英脉。
3.1 流体包裹体基本特征通过对薄片岩相学特征的观察研究，早子沟金矿流体包裹体大多数为气-液(LH2O+ VH2O)流体包裹体，其特征是气液比为2%~15%，大小为2~25 μm，一般为6~10 μm；形态各异，有椭圆形、多边形、豆荚状、管状、长条形、长柱状和不规则形等；流体包裹体较为分散，随机分布，规律性不强，局部见规则成群分布的流体包裹体，形状多为椭圆形、不规则形及四边形。可见部分含CO2三相流体包裹体，约为总量的3%，大小一般为4~8 μm，分布较为零散，其形态多数呈四边形，个别不规则形状；该类流体包裹体具有明显的“双眼皮”结构，多数在室温下并不明显，室温下其相界为一圈黑影。原生流体包裹体中还有部分纯液相和纯气相流体包裹体，大小不等，形状不一，与其他类型的流体包裹体分布在一起，偶见孤立的存在。石英脉中发育有沿裂隙分布的次生流体包裹体，呈线状、带状、环状及群体状分布在矿物生长环带内。根据Roedder[20]和卢焕章等[21]提出的流体包裹体在室温下相态分类准则，早子沟金矿流体包裹体主要可以分为气液两相包裹体(Ⅰ型)和含CO2三相包裹体(Ⅱ型)两类(图 3)。早子沟金矿流体包裹体主要为气液两相，其中又以富液相包裹体居多。不同类型的流体包裹体共存现象说明其捕获时成矿流体处于一种不均匀状态，流体不混溶作用导致了碳质流体与溶液相分离。
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| a.四边形液相流体包裹体；b.不规则状流体包裹体；c.发育在辉锑矿裂隙中的流体包裹体；d.椭圆状孤立生长的流体包裹体；e.气液流体包裹体和含CO2三相流体包裹体共存；f.椭圆形含CO2三相流体包裹体；g.斧形含CO2三相流体包裹体；h.气液流体包裹体和液相流体包裹体同时出现；i.长条形液体流体包裹体。 图 3 早子沟金矿床内石英中流体包裹体显微照片 Figure 3 Petrographic characteristics figure of fluid inclusions in quartz grains from the Zaozigou gold deposit |
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流体包裹体样品测试分析在中国地质科学院地质力学研究所矿田构造实验室完成，仪器为英国Linkam THMS-600型冷热台，测温范围-196~600 ℃，分析精度低于0 ℃时为±0.1 ℃，高于200 ℃时为±2 ℃。均一温度研究采用冷冻均一测温法，其测试流程按照降温(降至-100 ℃，保证流体包裹体内完全结冰)—升温(逐渐升至0 ℃，观察冰晶融化，冰晶消失时的温度计为冰点)—继续升温(流体包裹体中气泡消失均一为液相)—降温(降至室温)进行，流程中根据需要随时调整程序的测试范围与测试精度，以适应样品变化的需要。降温至包裹体完全冻住，然后逐渐升温，至最后冰晶消失时的升温速率为0.1~0.3 ℃，最后冰晶消失时的温度为冷冻温度(即冰点温度)。测定均一温度时，气液相均一时的升温速率为2 ℃。此次试验测得流体包裹体的均一温度采用气-液两相包裹体的均一测温法，盐度(w(NaCl))则通过冷冻法对NaCl-H2O流体包裹体进行冰点的测定，然后根据Hall[22]提出的公式计算出盐度，再依据均一温度和盐度及相应的公式计算出该矿床成矿流体密度等物理化学参数。
单个包裹体的激光拉曼分析在中国科学院地质与地球物理研究所流体包裹体实验室完成，使用仪器为英国Renishaw公司生产的RM-2000型激光拉曼光谱仪，使用Ar激光器，波长514 nm，所测光谱的计数时间为10 s、每1 cm-1(波数)计数一次，1 000~4 000 cm-1波段取峰，激光束斑大小约为1 μm，光谱分辨率2 cm-1。选择部分有代表性的富CO2流体包裹体和CO2-H2O流体包裹体进行激光拉曼探针分析。
3.3 测试分析结果本文在详细的岩相学观察的基础上，对早子沟金矿矿石石英中的流体包裹体进行了显微测温工作。经过对薄片以及流体包裹体的岩相学观察，选择其中10个包体片进行流体包裹体的相关测试，共测得105个有效数据(表 1)。
| 样品号 | 类型 | 大小/μm | 个数 | 气液比 | 均一温度/℃ | 冰点/℃ | 盐度/% |
| DZ27-1B | V-L | 4~20 | 16 | 3~15 | 151.2~271.3 | -7.2~-3.4 | 5.56~10.74 |
| CS-1B | V-L | 4~12 | 11 | 2~6 | 147.9~324.3 | -5.6~-1.3 | 2.24~8.68 |
| CS-3A | V-L | 4~13 | 5 | 2~12 | 188.6~276.6 | -5.4~-3.4 | 5.56~8.41 |
| CS-3B | V-L | 8~14 | 10 | 2~5 | 206.3~263.2 | -5.2~-1.7 | 2.90~8.00 |
| M6-1A | V-L | 4~15 | 11 | 2~5 | 136.7~260.2 | -4.8~-2.3 | 3.87~7.59 |
| M6-1B | V-L | 4~14 | 10 | 2~4 | 164.0~272.4 | -5.2~-3.1 | 5.11~8.14 |
| M6-2A | V-L | 4~7 | 9 | 3~4 | 131.9~238.3 | -4.7~-1.2 | 2.07~7.45 |
| M6-3A | V-L | 2~15 | 11 | 3~6 | 129.8~258.2 | -4.6~-2.9 | 4.80~7.30 |
| M6-4A | V-L | 4~16 | 12 | 3~12 | 138.3~220.3 | -4.5~-0.7 | 1.22~7.16 |
| M6-4B | V-L | 4~8 | 10 | 2~7 | 139.7~239.0 | -4.6~-0.9 | 1.57~7.31 |
由表 1可以看出，流体包裹体均一温度为129.8~324.3 ℃(n=105)，平均温度为202.2 ℃。根据所测流体包裹体均一温度数据绘制直方图。从均一温度直方图(图 4a)可以看出，流体包裹体均一温度变化范围较宽，成矿温度多集中在130.0~280.0 ℃，具有180.0 ℃左右峰值，呈正态分布说明矿床成矿流体应属中低温成矿流体；与矿石矿物中的低温矿物组合辉锑矿、毒砂、黄铁矿、赤铁矿等矿物组合基本吻合。
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| 图 4 早子沟金矿床流体包裹体均一温度、盐度直方图 Figure 4 Histograms of homogeneous temperature of fluid inclusions in Zaozigou gold deposit |
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研究区矿床的流体包裹体盐度由冷冻台测定获得的冰点温度，根据H2O-NaCl体系盐度-冰点公式：w=0.00+1.78Tm-0.044 2 Tm2+0.000 557 Tm3，其中，w为盐度，Tm为冰点下降温度[22]。得出盐度的变化范围多为1.22%~10.74%，平均为6.04%，峰值为5.00%~8.00%，呈正态分布(图 4b)，说明矿床成矿流体属中低盐度成矿流体。
从矿区流体包裹体均一温度-盐度图(图 5a)可以看出，流体包裹体集中在中低温和中低盐度区间，且盐度随温度的降低而减小。另外，盐度与温度的线性关系较好，说明成矿流体发生了混合作用。
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| 趋势1.与低温低盐度的流体相混合；趋势2’和2”.与不同盐度的流体等温混合；趋势3.沸腾导致残留液相的盐度增高；趋势4.自然冷却。 图 5 流体包裹体均一温度-盐度双变量图 Figure 5 Diagram of homogenization temperature versus salinityand the scatter plot between salinity and pressure of fluid inclusions |
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利用NaCl-H2O体系均一温度、盐度、密度关系近似地求得流体的密度[23]。从均一温度-盐度关系图(图 5b)中可以看出，流体密度比较低，变化范围为0.75~0.98 g/cm3，平均值为0.90 g/cm3，且随着温度的升高而降低。
由于早子沟金矿主要的控矿因素为断裂控矿，矿区矿体大多数产出于断裂带内。因此，压力估算不适合用静压计算。据流体包裹体的均一温度和盐度，利用邵洁涟[24]计算流体压力经验公式：p1=poT1/To，其中初始压力po=219+2 620 w，初始温度To=374+920 w，T1为均一温度，估算获得金矿成矿阶段的成矿压力为32.7~88.6 MPa。
早子沟金矿流体包裹体均一温度与压力具有一定的正相关性，即随着温度的降低其压力也逐步减小；从整体上来看，流体包裹体随着压力的降低，盐度也随之降低，有可能在成矿过程中流体发生了相分离。相分离作用形成的含水相主体为CO2-H2O型流体包裹体，导致了流体包裹体中含有少量的CO2液相，但很少出现含CO2溶液三相流体包裹体，一方面显示成矿流体母液有CO2的存在，另外也说明成矿流体的相分离作用仅发生部分不混溶，相分离作用主要发生于矿脉形成过程中。
3.4 流体包裹体成分分析 3.4.1 流体包裹体群体气液相色谱对早子沟金矿主成矿阶段石英中群体包裹体气相成分进行分析(表 2)，测试结果显示，早子沟金矿气相成分主要H2O，其次是CO2，除此之外还含有极少量的N2、CH4和C2H6和H2S；Ar*结果仅供参考，因此未做进一步讨论。区域上的深大断裂可以为深源流体的上涌和金矿质的运移富集提供很好的背景条件。早子沟地处大别—秦岭结合带，尽管含液体CO2流体包裹体的数量不是很高，但是根据流体包裹体成分分析表明流体包裹体中CO2的质量分数较高，可能暗示了成矿流体具有深源特征[25]，这与早子沟所处的大地构造背景是十分吻合的。多数样品中含有有机质CH4和C2H6的存在，并且围岩地层为黑色炭质板岩, 其有富含有机碳的特征，指示在早子沟金矿的成矿作用过程中有机质或有机碳参与了流体成矿作用[26]。若还原性气体CO、CH4等含量越高，则还原性越强[20]。有机组分可与金形成有机化合物和螯合物，有利于金迁移富集[26]。早子沟金矿床的流体包裹体气相成分显示，含有还原性的CH4、C2H6、H2S，表明早子沟金矿的成矿环境为还原条件下。即表明该矿床辉锑矿-金成矿阶段矿化过程是发生在还原环境下的成矿作用，有利于金的富集。
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| 样品号 | 测试矿物 | H2O | N2 | Ar* | O2 | CO2 | CH4 | C2H6 | H2S |
| DZ7-1C | 石英 | 95.57 | 0.094 | 0.033 0 | — | 4.213 | 0.075 | 0.029 | 0.010 8 |
| M6-1A | 石英 | 91.84 | 0.099 | — | — | 7.910 | 0.106 | 0.040 | 0.005 6 |
| M6-1B | 石英 | 92.17 | 0.098 | 0.001 0 | — | 7.581 | 0.099 | 0.047 | 0.003 6 |
| M6-1C | 石英 | 90.65 | 0.115 | 0.000 6 | — | 9.091 | 0.096 | 0.043 | 0.004 4 |
| M6-3B | 石英 | 92.36 | 0.088 | — | — | 7.449 | 0.060 | 0.030 | 0.013 0 |
| M6-3C | 石英 | 91.53 | 0.098 | — | — | 8.248 | 0.061 | 0.037 | 0.020 3 |
| CS-2 | 石英 | 94.46 | 0.075 | 0.004 0 | — | 5.314 | 0.117 | 0.021 | 0.009 2 |
一般情况下，气体的溶解度大小为CO2>CH4 >N2，使得CH4的质量分数大于N2；但是在有沸腾作用的时候，难溶于液相的组分将相对于易溶组分分馏到气相中去，导致气相中的N2质量分数升高[25]。早子沟金矿流体包裹体气相成分中的CH4/N2值既有大于1的也有小于1的，即CH4的质量分数有高于N2的，也有低于N2的，说明成矿流体可能发生过沸腾作用，而沸腾作用也是金属成矿的重要方式之一。
对早子沟金矿床辉锑矿石英脉型金矿石石英中群体包裹体液相成分进行分析(表 3)，测试结果显示，流体包裹体中液相成分阳离子主要为Na+、K+，质量分数分别为(0.738~6.120)×10-6、(0.582~2.400)×10-6，含有少量Ca2+、Mg2+。阴离子以SO42-、Cl-为主，质量分数分别为(3.930~7.860)×10-6、(0.099~6.840)×10-6，含有少量F-，F-质量分数均小于1，而Cl-质量分数既有大于1也有小于1的。群体包裹体分析显示，流体中SO42-质量分数较高，SO42-绝大多数要比Cl-高，高SO42-现象反映流体氧化能力较强。在成矿作用过程中，伴随着金的沉淀，含金络合物解体还原为HS-，HS-在氧逸度增高时向氧化硫(SO42-)的转换，是导致SO42-质量分数较高的原因。只有地表DZ27样品的质量分数SO42-＜Cl-，可能代表的是早期成矿流体的性质。
| wB/10-6 | |||||||
| 样品号 | F- | Cl- | SO42- | Na+ | K+ | Mg2+ | Ca2+ |
| DZ7-1C | — | 6.840 | 4.740 | 6.120 | 1.240 | — | 0.327 |
| M6-1A | — | 2.170 | 7.860 | 4.050 | 1.310 | — | 0.546 |
| M6-1B | — | 0.459 | 5.250 | 2.240 | 1.670 | — | 0.327 |
| M6-1C | — | 0.624 | 6.570 | 2.420 | 1.750 | — | 0.435 |
| M6-3B | — | 0.957 | 3.600 | 2.750 | 0.582 | — | 0.273 |
| M6-3C | — | 1.100 | 4.950 | 3.360 | 0.582 | — | 0.273 |
| CS-2 | 0.201 | 0.300 | 3.930 | 1.430 | 2.400 | — | 0.381 |
| CS-3A | 0.300 | 0.099 | 7.440 | 0.738 | 1.750 | 0.117 | 1.310 |
成矿流体富含Na+、K+、Cl-、SO42-及少量Ca2+，个别样品还含有F-和Mg2+的热水溶液，并且F-和Mg2+同时出现，表明具有较强溶解成矿物质的能力。在主要成矿阶段，阴、阳离子之间的质量分数关系：SO42-＞Cl-＞F-；Na+＞K+＞Ca2+＞Mg2+，SO42-/(F-+Cl-)＞1。在金的成矿期，阴阳离子的比例应该是近似一致的，且此时的阴阳离子比最小[25]。金在溶液中呈某种络合离子形式进行迁移时，溶液中阳离子浓度应该大于阴离子浓度[27]，但在早子沟金矿中阳离子的浓度小于阴离子的浓度，结合矿物的赋存形式，早子沟金矿床矿脉中有明金的存在，推测在成矿时金可能已经以自然元素形式沉淀，从而导致了相应的阴阳离子比例发生变化。
吕新彪等[11]根据早子沟金矿床氢、氧同位素分析结果，认为成矿流体主要是来自大气降水，但是有岩浆水或者变质水的加入。成矿流体中K+可以暗示该阶段流体的形成与岩浆活动之间存在的密切联系[28]，进一步证明了在辉锑矿-金阶段成矿过程中有部分岩浆流体加入到成矿热液之中。陈国忠等[29]对早子沟金矿床岩浆岩的石英斑晶中的熔融包裹体进行了测温实验，得到了该矿区内岩浆的演化温度为700.0~790.0 ℃。本文测得早子沟金矿床辉锑矿-金成矿阶段的温度主要为130.0~280.0 ℃，推测其成矿流体来自于岩浆热液演化的后期，本阶段的成矿流体应为岩浆期后热液。早子沟金矿床流体包裹体的均一温度、盐度和密度等参数表明了成矿流体中有大气降水的参与，该矿床流体包裹体成分测试表明成矿流体主要为大气降水和岩浆水混合来源。
3.4.2 单个包裹体激光拉曼光谱本次流体包裹体激光拉曼光谱显示：在拉曼光谱图上除了寄主矿物石英的特征峰外，出现CO2特征峰(1 282.8~1 386.8 cm-1)和宽泛的液相H2O峰(3 310~3 610 cm-1)(图 6)。主成矿阶段流体包裹体气相成分含有较多的H2O、CO2，CO次之，可见极个别的CH4存在，未检测到其他气体成分存在。尽管只有极个别的CH4，但是此类流体包裹体特殊的形态、产状具有重要意义，CH4等烃类的存在可能指示了深源流体的存在，且形成于还原环境[30]。流体包裹体成分的另一个特点是CO2的特征峰值，表明流体的成分主要是CO2和H2O，与绝大多数金矿床的流体成分(多富含CO2)相同。研究区流体包裹体主要含有CO2，其成矿流体属碳-水体。含有CO气体，指示流体总体偏氧化性但是具一定的还原性。低盐度、富CO2的流体包裹体是造山型矿床或变质热液矿床区别于其他类型矿床的重要标志[31]，造山型金矿的实质是变质热液矿床[17]，是一种由于地质的改变带来热液与其他岩石所融合，形成矿床的类别[32]。熊德信等[33]认为高CO2的流体有以下几种来源：幔源、下地壳中高级变质流体(麻粒岩相、榴辉岩相等)和岩浆热液。因此，尽管早子沟金矿床流体包裹为中低温低盐度成矿流体，而且从激光拉曼的特征光谱来看，该矿流体包裹体的CO2摩尔浓度也不低；但是，在流体包裹体的特征上却并没有发现很多数量的含CO2三相流体包裹体的存在，并不符合造山带型金矿床成矿流体的特点，成矿流体的来源并非变质热液。
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| 图 6 早子沟金矿流体包裹体激光拉曼光谱 Figure 6 Laser Ranan spectra of typical inclusions in zaozigou gold deposit |
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早子沟金矿床辉锑矿-金成矿阶段流体包裹体的液相成分均以水为主，其次为CO2，还含有一定量的SO2、CO32-、HCO3-，各类型流体包裹体的气相成分绝大部分含有气相和液相的CO2，而且大部分样品峰值较高，部分样品还有SO2，偶尔含有少量CO和CH4等还原性气体或有机气体，H2O峰相对在液相成分中峰值较低。
4 硫铅同位素当前，同位素地球化学在示踪成矿物质来源方面具有十分重要的作用，而硫铅同位素是成矿物质来源的重要的研究手段。金属矿物中的硫同位素组成反映了来源物质的同位素比值及矿石沉淀过程中引起同位素分馏的作用，硫化物的δ34SV-CDT值主要取决于硫的天然来源。铅同位素组成除受放射性衰变和混合作用影响外，不会在物理化学作用和生物作用过程中发生变化，因此，用其不仅能指示地壳演化，而且还可以指示矿床成因与成矿物质来源[34]。
4.1 样品分析方法S同位素测试的样品采自矿区主要矿体内的辉锑矿-金成矿阶段的原生含辉锑矿石英金矿石，样品由核工业北京地质研究院同位素实验室完成测试。S同位素组成分析测试是将金属硫化物单矿物与氧化亚铜按一定比例研磨、混合均匀后进行氧化反应，使得S同位素从硫化物中析出生成SO2，用冷冻法收集反应产生的SO2；然后用MAT251气体同位素质谱仪分析SO2中硫同位素组成，测量结果以V-CDT为标准，分析精度优于±2‰。本次测试结果及前人研究结果见表 4。铅同位素分析样品采自于热液成矿期的晚阶段辉锑矿-金成矿阶段的含金辉锑矿化石英脉中的辉锑矿，铅同位素分析由核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成，先用混合酸溶样，然后用树脂交换法分离出铅，蒸干后用热表面电离质谱法进行铅同位素测量，仪器为ISOPROBE-T热电离质谱仪(编号7734)，分析时室温为20 ℃，相对湿度20%~30%。对1 μg铅的206Pb/204Pb测量精度＜0.05%，208Pb/204Pb测量精度≤0.005%。一般认为，硫化物的U和Th质量分数微少，因此硫化物形成后U和Th衰变产生的放射成因铅的数量更少，所以其对铅同位素组成的影响可以忽略不计。因此，本次依据硫化物测试得到的铅同位素组成不需要校正，即代表铅锌矿形成时的初始铅同位素比值。
| 样品号 | 矿石类型 | 测试矿物 | δ34SV-CDT/‰ | 资料来源 |
| DZ7-1C | 石英辉锑矿脉型金矿石 | 辉锑矿 | -8.10 | 本文 |
| M6-1A | 石英辉锑矿脉型金矿石 | 辉锑矿 | -9.20 | |
| M6-1B | 石英辉锑矿脉型金矿石 | 辉锑矿 | -9.10 | |
| M6-1C | 石英辉锑矿脉型金矿石 | 辉锑矿 | -8.90 | |
| M6-3B | 石英辉锑矿脉型金矿石 | 辉锑矿 | -9.80 | |
| M6-3C | 石英辉锑矿脉型金矿石 | 辉锑矿 | -10.30 | |
| CS-3A | 石英辉锑矿脉型金矿石 | 辉锑矿 | -9.40 | |
| CS-2 | 石英辉锑矿脉型金矿石 | 辉锑矿 | -9.80 | |
| Z 034 | 蚀变闪长玢岩型金矿石 | 黄铁矿 | -6.60 | [6] |
| Z 035 | 蚀变闪长玢岩型金矿石 | 黄铁矿 | -4.90 | |
| Z 038 | 蚀变闪长玢岩型金矿石 | 黄铁矿 | -5.00 | |
| Z 061 | 蚀变板岩型金矿石 | 黄铁矿 | -6.50 | |
| 04ⅡTWS-1 | 蚀变闪长玢岩型金矿石 | 黄铁矿 | -7.47 | [5] |
| 04ⅡTWS-5 | 蚀变板岩型金矿石 | 黄铁矿 | -9.26 | |
| 04ⅡTWS-6 | 蚀变板岩型金矿石 | 黄铁矿 | -8.32 | |
| 04ⅡTWS-6 | 蚀变板岩型金矿石 | 黄铁矿 | -8.22 |
单个矿物的δ34S不能判断流体中S的来源，但流体总S(∑S)的δ34SV-CDT可以指示成矿流体中的硫来源[35]。早子沟金矿床矿物学的研究表明，含硫矿物均为硫化物，未发现硫酸盐矿物，因此矿床中硫化物的δ34SV-CDT平均值与成矿流体的δ34SV-CDT应基本一致，可代表成矿流体的δ34SV-CDT值[36-38]。早子沟金矿床有蚀变脉岩型金矿石、蚀变板岩型金矿石和石英辉锑矿脉型金矿石，其各自的硫同位素组成结果如表 4所列。由表 4可见，早子沟金矿中δ34SV-CDT黄铁矿＞δ34SV-CDT辉锑矿，表明此成矿阶段中不同含硫矿物间硫同位素达到化学平衡状态，成矿过程中没有引起硫同位素的强烈分馏[39]。在辉锑矿-金成矿阶段中，辉锑矿与金共生，所有辉锑矿的硫同位素组成可以代表此阶段成矿流体的硫同位素组成。测试结果表明，早子沟金矿床辉锑矿-金成矿阶段的硫同位素组成基本接近，硫同位素组成很稳定，δ34SV-CDT为-10.30‰~-8.10‰，变化甚小(图 7)，极差为2.20‰，平均为-9.33‰。一般认为δ34SV-CDT值变化范围在10‰之内就可认定为同一硫源[10]，沉积岩和变质岩的硫同位素组成都有很宽广的值，来源受原岩的影响较大，硫源很难为单一的来源，其硫同位素值变化也相对应有宽广的范围。早子沟金矿床辉锑矿的硫同位素组成与早子沟金矿床金矿石中蚀变板岩型金矿石和蚀变脉岩型金矿石硫(黄铁矿δ34SV-CDT为-9.26‰~-4.90‰)[5-6]同位素组成相近，与蚀变脉岩型矿石中的矿化石英脉的黄铁矿硫同位素都相似[10]；但是却比早期蚀变岩型金矿石的硫同位素组成值更小，推测该阶段硫同位素有地层硫的加入。
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| 图 7 早子沟金矿床硫同位素直方图 Figure 7 Frequency histogram of δ34SV-CDT for ore sulfides from Zaozigou gold deposit |
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西秦岭地区典型造山型金矿硫同位素具有相似的组成特征(图 8)，其δ34SV-CDT值主要分布在正值区间，具有过渡型硫的特征。研究表明，西秦岭金矿床的硫源较复杂，变化很大[39]。造山带型金矿床的硫化物δ34SV-CDT值组成多为正值，除双王金矿外，均为0~20‰[40]，表示成矿流体经过较长时期的运移，使得硫源来源较多，导致硫同位素的组成值变化较大。硫同位素的组成为负值，说明成矿过程中成矿流体的物化条件发生了强烈的变化[41]；可能是硫酸盐与岩浆硫的混合作用有关，也可能是从地壳中萃取了各种成因硫。前文已经表明了早子沟金矿成矿流体为大气降水和岩浆水的混合来源，且早子沟金矿床区内不存在硫酸盐矿物。而且早子沟金矿床硫同位素δ34SV-CDT值出现了明显的负值，说明在成矿过程中矿石硫中有一部分来自于地层的低值硫。从矿区硫同位素对比图(图 8)可以看出，矿石中硫同位素值与自然界花岗岩相似，这一结果与前人的结论是一致的，显示成矿流体可能来自于岩浆热液[5-6, 10]，暗示了岩浆热液对流循环萃取了围岩地层中的成矿物质参与成矿。
铅同位素一般不受环境影响产生明显的分馏，可以保留较为可信的源区信息。因此，铅同位素组成不仅能够反演地壳演化，而且可以示踪成矿物质来源。
早子沟金矿床矿石铅同位素组成(表 5)为：206Pb/204Pb为18.166~19.027，207Pb/204Pb为15.608~15.741，208Pb/204Pb为38.249~39.275；μ值为9.51~9.68，明显高于正常铅μ值范围(8.686~9.238)[42]，w值为35.96~37.86，也均高于正常铅w值(35.55±0.59)[42]；Th/U值为3.66~3.81(平均值为3.74)，高于地幔值3.45，与地壳的Th/U值(约为4)[43]相当。多数研究者认为μ值大于9.58为高放射成因壳源铅特征，小于9.58说明有低放射成因深源铅存在，一般高μ值被解释为来自上地壳。中国大陆上地壳平均Th/U值为3.47和全球上地壳平均Th/U值为3.88[42]。总体上，硫化物的铅同位素组成变化范围相对较小，相对富集放射性成因铅，说明物源区富238U、232Th，表明早子沟金矿床铅等成矿物质来源具有相对稳定、成熟度相对高的上地壳或者沉积物特征源区。
| 样品号 | 测试结果 | 相关计算参数 | ||||||||
| 208Pb/204Pb | 207Pb/204Pb | 206Pb/204Pb | μ | w | Th/U | Δα | Δβ | Δγ | ||
| DZ7-1C | 38.446 | 15.635 | 18.489 | 9.51 | 37.16 | 3.78 | 55.91 | 13.29 | 21.68 | |
| M6-1A | 38.495 | 15.634 | 18.544 | 9.54 | 37.55 | 3.81 | 59.05 | 13.22 | 22.99 | |
| M6-1B | 38.369 | 15.637 | 18.324 | 9.53 | 37.03 | 3.76 | 46.49 | 13.42 | 19.64 | |
| M6-1C | 39.275 | 15.741 | 19.027 | 9.52 | 36.45 | 3.71 | 86.64 | 20.16 | 43.72 | |
| M6-3B | 38.532 | 15.639 | 18.460 | 9.52 | 35.96 | 3.66 | 54.25 | 13.55 | 23.97 | |
| M6-3C | 38.531 | 15.649 | 18.534 | 9.53 | 36.60 | 3.72 | 58.48 | 14.19 | 23.94 | |
| CS-3A | 38.249 | 15.608 | 18.166 | 9.55 | 36.63 | 3.71 | 37.46 | 11.54 | 16.45 | |
| CS-3B | 38.551 | 15.634 | 18.526 | 9.68 | 37.86 | 3.79 | 58.02 | 13.22 | 24.48 | |
为进一步确定早子沟金矿床矿石的铅来源，将矿石铅同位素值分别投图。在Zartman图解(图 9)上，8个矿石样品的铅同位素值投影点主要落在上地壳和造山带之间，而且集中分布在造山带演化线一侧，只有一个在上地壳范围之上，表明其中的铅主要来源于成熟度较高的造山带或上地壳物质[44]，矿石铅同位素的复杂性暗示其为壳幔混合成因铅。
为了使该矿床的矿石矿物铅的来源证据更加充实，将铅同位素组成的相关参数根据朱炳泉等[45]建立的示踪铅来源的Δγ-Δβ成因分类图解进行投图。从Δγ-Δβ成因分类图解(图 10)上可以看出，样品投影点在1、2、3a范围内均有分布，即幔源铅、上地壳铅和上地壳与地幔混合的俯冲铅(岩浆作用)，说明了该矿床的成矿物质来源复杂，为多来源成矿物质的混合；其中，幔源铅和上地壳铅都有落点，但是绝大多数的落点都集中在岩浆作用产生的上地壳与地幔混合的俯冲铅区域内。而且，铅同位素的组成图解与铅同位素的构造环境判断图解(图 9)也显示了成矿物质来源于地壳和幔源物质。因此，铅同位素的组成特征表明了成矿物质来源于壳幔混合，与硫同位素的组成特征是一致的，表明早子沟金矿是岩浆活动的产物。
二叠纪，区域主压应力由NE向转变为NEE向，印支中期早子沟金矿第Ⅰ期(粗粒石英含金脉)热液以渗滤交代作用的方式灌入矿区内NW向和SW向陡倾角断裂破碎带中并形成蚀变岩型金矿体。二叠纪—三叠纪时期，区域主压应力方向转变为NNW向，三叠纪在夏河—合作地区的碰撞造山陆内演化阶段，造山运动产生了大量断裂带，并且穿过上地壳夏河—合作断裂构造带活动强烈，使得温度、压力发生改变，诱发了岩浆侵入作用，导致上地壳物质重融发生[46]。印支晚期岩浆活动形成了局部地热场，促使区域流体加热循环并使得地层中金活化、迁移，形成的含矿热液沿断裂通道上升，在绿片岩中富集、沉淀使金初步富集，形成了矿源层，并且为后期金矿形成奠定了物质基础。
印支期的伸展构造运动伴随大规模的岩浆活动，岩浆活动为岩浆热液的热循环提供了热动力，围岩中原有的金进一步活化、迁移，并在有利的构造部位进一步富集；强烈构造运动使早期断裂构造复活，形成一系列次级断裂构造，含矿热液沿断裂构造薄弱部位不断上侵，在侵位上升和冷凝成岩过程中提供热源促进地下水对流循环，使得地下水运移加速，并与岩浆水混合，形成大量热水溶液且携带矿化剂。成矿作用早期，深源岩浆在上升过程中岩浆分泌出处于高温临界状态的含矿气水热液，并沟通了深部成矿流体的上升循环，在经过矿源层中导致金再度活化、迁移并以络合物形式进入热液形成成矿流体。热液沿构造裂隙运移上升并与沿裂隙下渗的大气降水相遇发生了混溶。通过溶淋、渗滤大量摄取矿源层中的金而形成含矿热水溶液，不同性质流体的汇聚，导致温度、压力条件发生改变，改变了地球化学环境，形成了地球化学障，造成了金元素赋存状态的不稳定，使得金沉淀和富集并在近地表裂隙中成矿。当温度进一步降低，由于断裂或水力压裂作用而引起压力的突然释放，含矿高温气水热液发生沸腾作用。成矿流体的沸腾作用使流体中CO2、H2O、H2S等挥发分大量散逸，pH值升高，流体盐度升高，温度降低，破坏了原有体系的物理化学平衡，导致成矿流体中金属硫化物(磁黄铁矿、黄铜矿、黄铁矿、辉锑矿等)的沉淀富集成矿。此后，随着温度和压力的进一步降低，热液中析出大量方解石和少量黄铁矿、毒砂等，至此成矿作用基本结束。主成矿期晚阶段(辉锑矿-金成矿阶段)热液主要以充填交代进入矿区北西向缓倾角断裂破碎带中，并形成石英辉锑矿脉型矿体。
5 结论1) 早子沟金矿流体包裹体研究表明，成矿流体均一温度为129.0~325.0 ℃，平均203.2 ℃，盐度为1.22%~10.73%，平均盐度为6.04%，成矿流体为中低温低盐度低密度浅成流体。该成矿流体主要为大气降水，有岩浆水的参与，成矿流体发生了混合作用及沸腾作用，它们是金矿床沉淀的重要因素。
2) 硫同位素组成δ34SV-CDT值为-10.30‰~-8.10‰，主要为岩浆热液来源，并在在岩浆侵位过程中萃取沉积地层的还原硫。矿石铅源来自成熟度较高的上地壳和造山带，其来源为壳幔混合成因铅，且岩浆作用是矿石铅的主要来源。
3) 矿床的形成严格受构造控制，早期形成石英脉，后期被强烈交代改造，它属于与深源岩浆分异作用有关的低温热液矿床，但该区无火山岩建造，它不属于与火山建造有关的浅成低温热液矿床，成矿与岩浆活动及岩浆岩有密切的成因关系，矿床应为与岩浆有关的岩浆期后低温热液金矿床。
致谢: 甘肃省地矿局第三地质矿产勘查院和甘肃省合作早子沟金矿有限公司相关人员在野外采样及地质考察中给予了帮助、支持与指导，在此表示诚挚的感谢！| [1] |
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