北衙超大型斑岩-矽卡岩型金矿床位于扬子地块西缘，是金沙江-哀牢山富碱斑岩带中最具代表性的金矿(Deng et al., 2010, 2012, 2014a)，同时也是中国最大的矽卡岩型金矿之一(Deng and Wang, 2016)。截至目前，整个北衙矿区已探明金金属储量超过350吨，平均品位为2.42g/t，铁矿石1.38亿吨，平均品位33.34%，铜金属储量59万吨，平均品位48%；共伴生铅金属储量242万吨，平均品位1.84%，锌金属储量51万吨，平均品位35%，银金属储量7221吨，平均品位42.56g/t(王建华等, 2015; He et al., 2016b)。北衙金矿矿集区由于巨大的经济价值、典型的成因类型、复杂的科学问题吸引广大国内外学者有的放矢。例如前人已针对矿区矿床地质特征与成因规律(刘秉光等, 1999; 徐受民等, 2006; Deng et al., 2014b; Deng and Wang, 2016)，矿石及岩石地球化学特征(Bi et al., 2002; 徐兴旺等, 2006; 吴开兴等, 2010; Liu et al., 2015; Li et al., 2018)，成岩及成矿年龄(和文言等, 2013; Xu et al., 2006; Liu et al., 2015)，成矿流体和成矿物质来源(Wu et al., 2005; He et al., 2016a)，成矿作用与富碱斑岩岩体的关系(黄兴凯, 2009; 邓军等, 2010, 2012; 和文言等, 2012; Lu et al., 2013; Deng et al., 2015)等多方面进行了详尽研究，并取得了显著成果。然而，这些研究均围绕斑岩-矽卡岩成因类型开展工作，近年来有少数学者对矿区成矿事件提出新认识，认为北衙矿区成矿作用具有多期性的特征(Sun et al., 2017)。本次研究基于详细的野外调查，矿石矿相学研究，流体包裹体岩相学研究及显微测温研究、H-O-S同位素分析析等多种手段，拟查明北衙金矿成矿晚期存在新一期热液成矿事件，并探索其可能的物质来源。

特提斯-喜马拉雅、滨西太平洋和古亚洲是中国三大成矿域，三江特提斯因其富集重要的矿床而深受地质学家的关注(Wang et al., 2014b, 2015a, b, 2018; Deng et al., 2017a, b; Chen et al., 2017, 2018; Yang et al., 2017)。北衙超大型金矿床位于扬子板块西缘、金沙江-哀牢山缝合带以东，是三江特提斯成矿域中喜马拉雅期斑岩-矽卡岩型矿床的典型代表，同时也是金沙江-哀牢山富碱斑岩成矿带的重要组成部分(Deng et al., 2014a)。矿区位于金沙江-红河断裂、宾川-程海断裂和木里-丽江断裂所围绕的中心区域，其中金沙江-红河断裂带是扬子板块与昌都-思茅板块的重要分界，亦是三江特提斯东缘重要的古特提斯缝合带，包括北段金沙江缝合带与南段哀牢山缝合带两个分支(图 1a; Wang et al., 2000; Li et al., 2013; 黄兴凯, 2009; 刘博, 2014; Yang et al., 2018)。其南北两端走向为北西向，中部为近南北向，总长约3700km，是岩石圈尺度断裂。沿断裂带广泛发育有中酸性侵入岩体与富碱斑岩体，带内富碱斑岩带北起唐古拉，南可至越南境内(王建华等, 2015)。古新世以来，印度与欧亚大陆碰撞使地壳隆升形成青藏高原(Tapponnier et al., 1990)，同时金沙江-哀牢山缝合带加厚，岩石圈地幔发生拆沉作用(拆沉作用概念最初由Bird(1978, 1979)提出，泛指由于重力不稳定性导致的岩石圈地幔、大陆下地壳或大洋地壳沉入下伏软流圈或地幔的过程(高山和全振民, 1997))，由此产生的减压效应使软流圈上涌和强烈的壳幔相互作用，导致钾质岩浆作用，形成长约2000km，宽约5~80km的富碱斑岩带，同时形成一系列斑岩-矽卡岩型多金属矿床(Hou et al., 2004; 杨立强等, 2011; Lu et al., 2013; Deng et al., 2014b; Li et al., 2016)喜马拉雅期富碱斑岩(富碱斑岩普遍具有以下特征：含高的K₂O/Na₂O比值，普遍大于1.0；富集轻稀土和Rb、Ba等大离子亲石元素而亏损Nd、Ta等高场强元素；不具或具有轻微的Eu异常(邓万明等, 1998; 肖晓牛等, 2009; 邓军等, 2010))分布较为广泛，但在北衙矿区出露较少，其中与成矿关系最为密切的主要是石英正长斑岩、正长斑岩与黑云正长岩(王建华等, 2015; Fu et al., 2015)。

北衙金矿是位于金沙江-哀牢山缝合带东部的超大型金矿，由东部的桅杆坡、笔架山、锅盖山与西部的万硐山、红泥塘及金钩坝六个矿段组成，其中万硐山及红泥塘矿段被认为是主要矿段，矿石总量达99Mt，约占全区矿产资源的80%，平均品位约为2.61g/t(图 1；Deng et al., 2015)。研究区内地层发育较齐全，从元古界到新生界均有出露。自下而上为下二叠统峨眉山组灰绿色玄武岩；下三叠统青天堡组长石砂岩，顶部夹薄层状细晶灰岩，厚度为175~350m；中三叠统北衙组深灰色灰岩，厚度为138~531m；上覆第四纪松散沉积物，可进一步分为蛇山组与全新统沉积物，以砂砾岩、黏土为主。其中北衙组为一套渗透性好的不纯灰岩，可进一步划分为5段，彼此之间广泛发育层间破碎带，是矿区的主要赋矿层(刘博, 2014; 和文言, 2014)。

图 1

Fig. 1

图 1 北衙金矿大地构造位置(a)及矿区地质简图(b)(据Deng et al., 2015; Wang et al., 2014a, 2016, 2017修编) ①金沙江-红河断裂；②宾川-程海断裂；③为木里-丽江断裂 Fig. 1 Tectonic position (a) and geological sketch map (b) of the Beiya gold deposit (modified after Deng et al., 2015; Wang et al., 2014a, 2016, 2017) ①Jingshajiang-Honghe Fault; ②Binchuan-Chenghai Fault; ③Muli-Lijiang Fault

北衙矿集区位于扬子板块与三江造山带的弧形结合部位，构造活动强烈，断层、次级褶皱较发育。褶皱总体上受到南无山复式背斜东翼的一个NNE向次级向斜构造的控制，主要包括三个次级褶皱：松桂向斜、马鞍山背斜与北衙向斜(王蝶等, 2017)。区内主要发育NS、EW与NE三个方向的断裂。NS向断裂性质为压扭性断层，形成于矿区早期东西向挤压应力下，主要分布于万硐山、红泥塘及笔架山矿段，是矿区内主要的控矿断裂之一；NE向断裂主要分布于万硐山矿段的局部区域，由多组NE向次级断裂组成，并有相当规模的矿体与煌斑岩脉充填，形成于成矿前或成矿期，至少经历两次构造活动，是矿区内最重要的控矿断裂；EW向断裂形成于成矿期后，分布区域及断层性质与NS向断裂一致，对矿体及岩体具有相当程度的破坏作用(赵凯, 2016)。野外调查中发现矿区存在大量NW向石英多金属硫化物脉(图 2)，而前人报告的矽卡岩晚期多金属硫化物脉走向多为近NS与近EW向(刘博, 2014)。

图 2

Fig. 2

图 2 北衙金矿矿床地质特征 (a) NW向石英多金属硫化物脉切穿矽卡岩矿体；(b) NW向石英多金属硫化物矿脉；(c) NW向石英多金属硫化物矿脉；(d、e)石英正长斑岩内矿化；(f)矽卡岩内黄铁矿化；(g)斑岩内多金属硫化物矿脉；(h)弱蚀变斑岩内浸染状矿化；(i)铁金矿体 Fig. 2 Geological characteristics of the Beiya gold deposit (a) NW-trending quartz polymetallic sulfide veins cut through skarn ore body; (b) NW trending quartz polymetallic sulfide veins; (c) NW-trending quartz polymetallic sulfide vein; (d, e) the mineralization in the quartz syenite porphyry; (f) the pyritization in skarn; (g) polymetallic sulfide veins in porphyry; (h) the disseminated mineralization of the weakly altered porphyry; (i) iron gold ore body

北衙矿区矿化类型分为核部斑岩型Cu-Au-Mo矿化、外围矽卡岩型Au-Cu-Fe矿化及外部围岩中似层状Pb-Zn-Ag矿化(Li et al., 2015)，其中矽卡岩型矿化作为最主要的矿化类型可进一步划分为早期矽卡岩型、退变质阶段氧化物型与晚期多金属硫化物型(图 2；Sun et al., 2017)。矽卡岩型矿体以KT52最具代表性，主要围绕石英正长斑岩与北衙组灰岩接触带产出，走向为NE向，呈透镜状，底部呈似层状进入围岩破碎带中(刘博, 2014)。蚀变类型主要为矽卡岩化与黄铁矿化。矿物组合为石榴子石、辉石、绿帘石等一系列矽卡岩矿物。矿石矿物为黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿及磁铁矿，以自形粒状结构为主，部分沿裂隙分布的自形黄铁矿被边部他形黄铁矿包围。部分黄铁矿包含磁铁矿(图 3f)及赤铁矿(图 3e)，并存在他形黄铜矿沿间隙充填(图 3f)。矿石矿物具交代残余结构与自形晶结构，以块状、浸染状、脉状构造为主。

图 3

Fig. 3

图 3 北衙金矿不同类型岩(矿)石显微照片 (a-c)含石英多金属硫化物矿化；(d、f)矽卡岩期磁铁矿被后期黄铁矿脉穿插；(e、g、i)石英多金属硫化物矿脉；(h)矽卡岩晚期浸染状矿化 Fig. 3 Microphotographs of different mineralization types of rocks of the Beiya gold deposit (a-c) quartz polymetallic sulfide mineralization; (d, f) skarn stage magnetite and later sulfide pyrite veins; (e, g, i) quartz polymetallic sulfide vein; (h) mineralization of skarn late stage

除上述矿化类型之外，本次研究还发现了新的NW向多金属硫化物脉型矿化，其切割矽卡岩矿体及矽卡岩晚期的多金属硫化物矿脉(图 2a, e)，表明其形成于矽卡岩型矿化之后。区内石英正长斑岩中多发生强烈蚀变，蚀变类型以钾化、绢云母化、高岭土化及碳酸盐化为主(图 3a-c)。岩体内部发育受NW向高角度断裂控制的多金属硫化物矿脉，矿化类型为黄铁矿-方铅矿型矿化(图 2g)，矿化规模一般较小，局部弱蚀变斑岩中存在浸染状黄铁矿化(图 2h)。矿石矿物以黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿及方铅矿为主。部分黄铁矿呈立方体或八面体(图 3g, i)，内部包含细小黄铜矿颗粒。矿物具自形晶、他形粒状及交代残余结构，构造以块状、脉状及浸染状为主。前人研究的石英硫化物期NE向与近EW向多金属硫化物脉矿石矿物主要为黄铁矿、磁黄铁矿、闪锌矿、方铅矿与辉钼矿，斑岩主要蚀变类型为钾化、碳酸盐化、绢云母化及绿泥石化(Deng et al., 2015; 王建华等, 2015; Sun et al., 2017)。综上，虽然本此研究的石英多金属硫化物脉与矽卡岩晚期的石英多金属硫化物矿脉具相似的蚀变类型、矿物类型及组构特征，但二者产状各异且存在明显切割关系。

本次研究针对万硐山矽卡岩矿体和切穿石英正长斑岩及矽卡岩矿体的多金属硫化物矿脉进行了系统采样，共采取9件样品，其中矽卡岩型矿化样品2件，多金属硫化物样品7件，采样点位置如图 2所示。

本研究首先将斑岩内NW向断裂控制的金多金属硫化物矿脉样品磨制成0.3mm双抛光片，并对矿脉中与矿石矿物紧密共生的脉石矿物中原生流体包裹体进行详细的岩相学观察及显微测温分析，并选择具代表性的包裹体进行激光拉曼探针分析。挑选多金属硫化物脉内石英进行H-O同位素测试，同时挑选矽卡岩矿体和多金属硫化物矿脉内黄铁矿单矿物进行S同位素测试。

流体包裹体测试工作分别在中国地质科学院矿产资源研究所和中国地质大学(北京)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成。所用仪器为英国生产Linkam MDSG 600型冷热台，与德国ZEISS生产偏光显微镜搭配进行包裹体岩相学观察及显微测温研究，温度范围为-196~+600℃，冷冻与加热可控速率范围为0.01~130℃/min，精确度在0.1℃之内，极大限度保证了数据的可靠性。激光拉曼探针分析采用英国Renishaw System-2000显微共激光拉曼光谱仪，激发激光波长514.53nm，激光功率20mW，激光束斑最小直径1μm，光谱分辨率1~2cm^-1。

H-O-S同位素测试工作在北京科荟测试技术有限公司完成。H-O同位素测试仪器均选用253plus气体同位素比质谱仪，S同位素测试仪器选用美国热电公司的253plus、Flash EA元素分析仪和Conflo Ⅳ多用途接口。氢同位素采用爆裂法测试，首先将石英放置在90℃的烘箱中干燥12h，随后将其放置于高温裂解炉中，矿物包体水裂解释放后与玻璃碳瞬间反应生成的H₂和CO被高纯氦气(5N)携载经过色谱柱进入质谱仪(253plus, Thermo)测定H的同位素比值δD。氧同位素采用传统的BrF₅分析方法，首先秤取6mg纯净石英粉末放置于105℃的烘箱中烘烤12h，随后用BrF₅与含氧矿物在真空和高温条件下(580℃)分别反应提取矿物氧，用5Å分子筛样品管收集O₂气体进行测试分析，相对标准为V-SMOW。S同位素测试首先将含有100μg以内的硫样品与3倍V₂O₅放置于锡舟里并投入燃烧反应器，通入5mL的纯O₂，使样品在1020℃下燃烧，所产生气体在氦载气流下带入并通过氧化还原反应器，使其充分氧化，同时使生成的少量SO₃通过Cu丝层时还原为SO₂。气体通过一根色谱柱将SO₂和其它杂质气体分开后进入质谱仪测试。

本文主要对斑岩内NW向断裂控制金多金属硫化物矿脉进行了详细的流体包裹体研究。此矿脉中流体包裹体极为发育且体积较大，一般为7~18μm，少数可达到20μm及以上。根据Roedder (1984)、卢焕章等(2004)提出的流体包裹体室温下相态分类准则及冷冻加热过程中的相态变化，可以将流体包裹体划分为以下三种类型：富液相两相水溶液包裹体(Ⅰ型)(图 4f, h)、富CO₂三相水溶液包裹体(Ⅱ型)(图 4b, d, j)及含CO₂三相水溶液包裹体(Ⅲ型)(图 4a, c, e, g, i)。He et al. (2016a)对北衙金矿早期矽卡岩阶段中石榴石的流体包裹体进行了详细的岩相学研究，证明此阶段主要发育Ⅰ型、Ⅳ型及Ⅴ型流体包裹体(Ⅴ型为富气相两相水溶液包裹体，Ⅳ型为含子晶三相水溶液包裹体)，且Ⅳ型包裹体发育较为广泛。

图 4

Fig. 4

图 4 北衙金矿石英中流体包裹体显微照片 Fig. 4 Microphotographs of fluid inclusion in the quartz of the Beiya gold deposit

Ⅰ型：此类包裹体在石英中发育最为广泛，约占总数的40%~55%。部分包裹体后期发生颈缩现象。据其成因类型可进一步分为原生(Ⅰa)与次生(Ⅰb)两种类型。Ⅰa型包裹体多成孤立状与小群状产出，直径大小不一，约2~20μm；气相百分数为5%~35%。形态为不规则状、椭圆状、等轴状、近矩形、近三角形及不规则状，镜下可见部分Ⅰa型与Ⅱ型包裹体共生。Ⅰb型包裹体在石英中主要呈离散状和沿切穿颗粒的愈合裂隙分布。直径多为3~10μm；气相百分数为5%~10%。形状多为等轴状与椭圆状，沿愈合裂隙生长的包裹体呈串珠状分布。

Ⅱ型：此类包裹体在样品中较多，存在两种成因类型：原生(Ⅱa)和次生流体包裹体(Ⅱb)。Ⅱa型：产状多为小群，其次为孤立，直径为7~16μm，少数为23~29μm，气相百分数多为55%~60%，少数达到70%，形态为椭圆形、近矩形及不规则状。小群状分布的包裹体直径为6~10μm，气相百分数为55%~70%，形态为椭圆形、等轴状、近矩形。Ⅱb型：在切穿晶粒的愈合裂隙中呈串珠状分布，个体直径多为4~7μm，气相百分数为65%~75%，形状为椭圆状和等轴状。

Ⅲ型：此类包裹体在样品中较为发育，室温下多不能观察到双眼皮特征，但在降温过程中可观察到液相CO₂的出现。成因类型一般为原生，多呈孤立状产出，个体直径为10~20μm。液相CO₂所占体积百分数一般为25%~50%。形态为椭圆形、近三角形及不规则状，岩相学观察过程中可见部分Ⅱ型包裹体与Ⅲ型包裹体共生(图 4g, i)。

在详细岩相学观察的基础上对矿脉中各种类型的流体包裹体进行了显微测温研究，其中Ⅳ型流体包裹体数量极少，仅在岩相学观察时出现，在显微测温研究过程中并未发现，故而测温主要对象为Ⅰ型、Ⅱ型、Ⅲ型三种类型包裹体。对Ⅰ型包裹体盐度计算采用Hall et al. (1988)提供的公式：W_NaCl=0.00+1.78T_m-0.0442T_m²+0.000557T_m³(T_m为冰点温度)；对含CO₂的Ⅱ型与Ⅲ型三相水溶液包裹体的盐度计算采用Roedder (1984)提供的公式：W_NaCl=15.52022-1.02342×T-0.05286×T²(T为笼形物融化温度)。测温及盐度计算结果可见表 1。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 北衙金矿石英中流体包裹体测温结果 Table 1 Results of fluid inclusion temperature measurement in quartz from the Beiya gold deposit 样品 包裹体类型 N 初熔温度 Tm(℃) Tm, clath(℃) Th, CO2(℃) Tm, 子矿物(℃) Th(℃) NaCl(wt%eqv) 均一方式 NW向石英多金属硫化物矿脉 Ⅰ 71 -7.2~-0.5 214~377 0.9~10.7 L Ⅱ 49 -58.9~-57.6 3.7~8.9 27.0~30.9 225~411 2.2~11.0 V Ⅲ 66 -56.2 0.8~8.0 21.9~30.9 244~426 2.2~14.6 L

表 1 北衙金矿石英中流体包裹体测温结果 Table 1 Results of fluid inclusion temperature measurement in quartz from the Beiya gold deposit

NW向断裂控制的多金属硫化物中Ⅰ型流体包裹体的均一温度范围为214~377℃，冰点温度为-7.2~-0.5℃；盐度为0.9%~10.7% NaCleqv；Ⅱ型包裹体的均一温度范围为225~411℃，笼形物融化温度范围为3.7~8.9℃，盐度为2.2%~11.0% NaCleqv，初融温度为-58.9~-57.6℃，部分均一温度为27.0~30.9℃；Ⅲ型包裹体均一温度范围为244~426℃，笼形物融化温度为0.8~8.9℃，盐度为2.2%~14.6% NaCleqv；包裹体初融温度为-56.2℃，部分均一温度为21.9~30.9℃。

以上测温结果显示，此成矿阶段三种类型流体包裹体的均一温度分布范围较为宽泛且基本一致，主要集中于320~380℃，但Ⅲ型略高于Ⅰ型与Ⅱ型；盐度主要分布范围略有不同，Ⅰ型包裹体盐度分布范围与Ⅱ型包裹体相近，主要分布范围均为2%~8% NaCleqv，其中前者盐度略低于后者；Ⅲ型包裹体盐度与前两者相比则较高，主要分布范围为8%~14% NaCleqv(图 5)。

图 5

Fig. 5

图 5 北衙金矿石英中流体包裹体均一温度、盐度分布直方图 (a、b)Ⅰ型流体包裹体; (c、d)Ⅲ型流体包裹体; (e、f)Ⅱ型流体包裹体 Fig. 5 Histogram of homogenization temperature and sanity of fluid inclusions in quartz from the Beiya gold deposit (a, b) Ⅰ-type fluid inclusions; (c, d) Ⅲ-type fluid inclusions; (e, f) Ⅱ-type fluid inclusions

为进一步确定包裹体的成分，本次研究对NW向多金属硫化物矿脉中具有代表性、不同类型的流体包裹体进行单个包裹体激光拉曼探针成分分析。测试结果显示，矿脉中Ⅰ型包裹体中只检测到宽泛的液相H₂O包罗峰(图 6d)，同阶段Ⅱ型、Ⅲ型包裹体为液相H₂O的包罗峰和CO₂的特征峰(图 6a-c)。说明Ⅰ型包裹体为NaCl-H₂O体系，而Ⅱ型、Ⅲ型包裹体则为NaCl-CO₂-H₂O体系。

图 6

Fig. 6

图 6 北衙金矿石英中流体包裹体激光拉曼探针分析 Fig. 6 Raman spectra of fluid inclusions in quartz from the Beiya gold deposit

同位素地球化学示踪是探讨成矿流体特征及成矿物质来源最为有力的工具之一，大量研究表明，矿物中H-O位素特征可以准确反映出成矿流体的来源，同时根据H-O同位素组成的变化可以指示成矿流体的演化过程；S同位素则可以用于有效示踪成矿体系中金属元素的来源。

本次研究主要选取北衙金矿万硐山矿段斑岩中不同矿化类型的石英进行H-O同位素测试，并与前人研究成果进行对比分析，具体结果如表 2所示。研究表明，斑岩浸染状矿化脉中石英的δD值的范围为-95.2‰~-76.8‰，δ¹⁸O_矿物值的范围为10.53‰~11.88‰，均值分别为-85.99‰与12.21‰；含金黄铁矿化石英脉中石英的δD值的范围为-102.0‰~-75.0‰，δ¹⁸O_矿物值的范围为12.34‰~14.24‰，均值分别为-85.69‰与12.98‰。通过矿物-流体之间的氧同位素分馏公式(Clayton et al., 1972)计算出两种矿脉与石英平衡的水的氧同位素含量分别是5.7‰~7.3‰、7.5‰~9.4‰，均值分别为6.52‰与8.15‰。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 北衙金矿石英中H-O同位素组成 Table 2 The H-O isotope composition of quartz from the the Beiya gold deposit 成矿阶段 样品号 矿物 δ18O矿物(‰) δ18OH2O (‰) δD (‰) 矽卡岩期 BY16-03 石英 11.88 7.3 -76.8 BY16-11 10.53 5.7 -95.2 NW向石英多金属硫化物矿脉 BY16-06 石英 12.55 7.8 -75.0 BY16-09 12.78 7.9 -85.9 BY16-10 14.24 9.4 -102.0 BY16-05 12.34 7.5 -79.8

表 2 北衙金矿石英中H-O同位素组成 Table 2 The H-O isotope composition of quartz from the the Beiya gold deposit

本次研究用于S同位素测试的样品为矽卡岩期浸染状黄铁矿(2件)和切穿斑岩体的NW向断裂控制脉状黄铁矿(7件)，两种类型硫化物的δ³⁴S值分布范围分别介于0.36‰~1.41‰和-0.97‰~1.40‰之间，均值分别为0.89‰和0.37‰，具体结果如表 3所示。

表 3

Table 3

表 3(Table 3)

表 3 北衙金矿矽卡岩和NW向矿脉内黄铁矿S同位素组成 Table 3 The S isotope composition of the pyrite from the skarn and NW-trending veins from the Beiya gold deposit 成矿阶段 样品号 δ34SV-CDT(‰) 矽卡岩期黄铁矿 BY16-03 0.36 BY16-11 1.41 NW向石英多金属硫化物矿期黄铁矿 BY16-05 0.19 BY16-06 -0.97 BY16-07 0.51 BY16-09 0.7 BY16-10 1.4 BY16-15 0.52 BY16-25 0.22

表 3 北衙金矿矽卡岩和NW向矿脉内黄铁矿S同位素组成 Table 3 The S isotope composition of the pyrite from the skarn and NW-trending veins from the Beiya gold deposit

基于流体包裹体显微测温结果，运用Flincor软件(Brown, 1989)对单个流体包裹体进行密度及CO₂含量的计算，结果显示Ⅰ型流体包裹体流体密度范围为0.55~0.89g/cm³；Ⅱ型流体包裹体密度范围为0.57~0.96g/cm³，CO₂的摩尔分数为2%~28%；Ⅲ型包裹体同样含有CO₂成分，均一相态为液相，成矿流体密度范围为0.74~0.94g/cm；CO₂的摩尔分数为4%~21%。结合流体包裹体显微测温与激光拉曼光谱分析，表明本次研究的石英-多金属硫化物脉成矿流体为中高温-中低盐度-中低密度的NaCl-CO₂-H₂O流体体系。

在温度-盐度图(图 7)中，三类包裹体温度与盐度具有轻微线性关系，指示在流体演化的过程中可能发生过小规模的流体混合作用，此结论同时也被H-O同位素结果所证实。在显微测温过程中，Ⅱ型与Ⅲ型包裹体表现出不同的均一方式，其中Ⅱ型包裹体均一到气相，Ⅲ型包裹体则均一到液相，二者均一温度较为一致但前者盐度相较于后者略低，结合二者岩相学特征，笔者推断流体在捕获时发生了流体不混溶作用(Sheperd et al., 1985)，流体包裹体的捕获方式为不均一捕获。在包裹体捕获过程中，由于温度及压力的降低导致CO₂不断从溶液中逸失，此过程中盐分更倾向于在残余液相中聚集，从而使富CO₂三相水溶液包裹体盐度低于含CO₂三相水溶液包裹体。

图 7

Fig. 7

图 7 北衙金矿石英中流体包裹体均一温度VS盐度散点图 早期矽卡岩阶段与晚期石英硫化物阶段数据引自He et al. (2016a) Fig. 7 Homogenization temperature vs. salinity scatter diagram of fluid inclusions in quartz from the Beiya gold deposit The data of the early skarn stage and late quartz sulfide phase of skarn late stage from He et al. (2016a)

对前人研究成果进行梳理发现，矽卡岩晚期多金属硫化物脉中流体包裹体类型以富气相与富液相气液两相水溶液包裹体为主，且含子晶三相包裹体较为发育，含CO₂包裹体相对较少。其均一温度分布范围分别为165~246℃、195~372℃、238~347℃，子矿物消失温度为178~326℃；盐度分布范围分别为1.28%~3.54% NaCleqv、5.31%~21.08% NaCleqv、30.12%~39.21% NaCleqv；含CO₂包裹体的盐度与均一温度分布范围分别为1.8%~5.3% NaCleqv与318.9~392℃，CO₂含量较低，一般小于10%(He et al., 2016a; 王建华等, 2015)。自早期矽卡岩阶段至碳酸盐阶段，流体包裹体的温度及盐度持续降低且具明显的线性特征，流体体系由高温高盐度向低温低盐度演化，表明成矿过程中发生了大规模的流体混合(He et al., 2016b)。

上述矽卡岩阶段流体特征与本次研究的多金属硫化物脉在矿化样式及流体特征方面具有明显不同。因此后文主要对比矽卡岩晚期多金属硫化物脉和本次研究石英多金属硫化物脉之间的差异。在包裹体类型上，前者发育有较多含子晶三相水溶液包裹体，而后者中此类型包裹体不发育。此外，前者盐度明显高于后者，而温度则较低，成矿流体属于中温-中高盐度的流体体系；后者温度相对较高而盐度较低，整体表现为中高温-中低盐度的流体体系。从图 7可直接看出本次研究的NW向多金属硫化物矿脉均一温度-盐度数据点与前人研究成果分布范围不同，因此笔者认为以上两种矿脉成矿热液具有较大差异。

本次研究的NW向多金属硫化物矿脉中石英δ¹⁸O、δD分布范围分别为7.5‰~9.4‰与-102.0‰~-75.0‰，在δ¹⁸O-δD图解中数据点主要落入岩浆水以下，说明成矿流体可能源自岩浆结晶分异作用，而δD值偏低可能由于沸腾作用导致。在较高温度下(>250℃)，分馏作用使D同位素更倾向富集于气相组分(Horita and Wesolowski, 1994)，故在沸腾作用进行过程中，气相H₂O不断从热液中逃逸的同时必定伴随着D的逸失，致使成矿热液中的δD值降低(Driesner and Seward, 2000)。He et al. (2016a)分别对北衙矿区早期矽卡岩阶段、磁铁矿阶段、石英硫化物阶段及碳酸盐阶段硅酸盐矿物及氧化物进行了H-O同位素研究，其中石英硫化物阶段δ¹⁸O、δD分布范围分别为-0.85‰~3.25‰与-88.6‰~-78.6‰，在δ¹⁸O-δD图解中落入岩浆水向大气水过渡区域，说明此类矿脉成矿流体具有岩浆水与大气水混合的特征，与本次研究矿脉H-O同位素数据分布特征存在较大差异(图 8)，因此笔者认为以上两种矿脉的成矿流体可能来自两期不同含矿热液。

图 8

Fig. 8

图 8 北衙金矿δ18O-δD图解 矽卡岩阶段、氧化铁阶段、硫化物阶段及碳酸盐阶段数据引自He et al. (2016a) Fig. 8 δD vs. δ18OH2O diagram of the Beiya gold deposit The data of skarn stage, iron oxide stage, sulfide stage and carbonate stage from He et al. (2016a)

前人研究成果表明在δ¹⁸O-δD图解中北衙金矿前两个阶段主要分布于岩浆水及以下区域，证明早期成矿流体主要为岩浆热液，可能存在少量大气水的加入。晚期多金属硫化物矿脉及碳酸盐阶段则分布于岩浆水向大气水过渡区域，显示成矿后期存在早期高温高盐度岩浆热液与晚期低温低盐度大气水的混合，使数据点在δ¹⁸O-δD图解中向雨水线漂移，同时导致成矿流体稀释，温度降低，进而造成含金硫化物沉淀并富集成矿(赵凯, 2014; He et al., 2016a)。

本矿床中矽卡岩期浸染状黄铁矿化与NW向多金属硫化物矿脉中黄铁矿的δ³⁴S值分布范围分别为0.36‰~1.41‰与-0.97‰~1.40‰，皆分布在0值附近，均值分别为0.89‰与0.37‰。前人研究结果表明本矿床中硫化物的δ³⁴S值介于-2.6‰~4.5‰，峰值范围为-2.‰~2‰，均值为1.5‰，亦在0值附近(图 9)。上述结果中两种矿脉δ³⁴S值分布范围相近，且总体落入原始地幔硫及陨石硫范围，显示二者成矿物质均源于地球深部，具有上地幔或壳幔混源带的特征，与区内蚀变花岗斑岩S源具有一致性(刘秉光等, 1999; 徐受民等, 2006; Xiao et al., 2011; Lu et al., 2014; He et al., 2016b; Li et al., 2016)。同时前人对北衙矿区辉钼矿He-Ar同位素、C-O同位素及稀有气体同位素组分等方面的研究均证明成矿过程中所需成矿物质大多源于地幔(Hu et al., 2004; He et al., 2013; Lu et al., 2013; Liu et al., 2015)。Hou et al. (2017)研究表明北衙深部存在交代地幔来源的弧岩浆底侵作用形成的新元古代新生地壳，在下地壳发生高压变质作用，并在40~30Ma期间熔融提供成矿物质。这个模式很好诠释了非弧背景下超大型北衙金多金属矿集区的形成及幔源硫对成矿贡献问题。

图 9

Fig. 9

图 9 北衙金矿硫化物S同位素直方图 部分数据引自He et al. (2016a)，肖晓牛等(2011)，刘秉光等(1999)，徐受民(2007) Fig. 9 Histogram of the sulfur isotopic compositions of sulfide minerals in the Beiya gold deposit Some of the data are from He et al. (2016a), Xiao et al. (2011), Liu et al. (1999), Xu (2007)

北衙大型金矿床为金沙江-哀牢山富碱斑岩成矿带中最具代表性的矿床，前人已针对此矿床进行了详细的科学研究，认为该矿床为典型的矽卡岩型矿床(徐受民, 2007)。本次发现的NW向陡倾断裂控制的石英多金属硫化物矿脉可能为新一期热液成矿事件。王建华等(2015)对研究区流体包裹体的研究认为矽卡岩早期石榴石中发育有富气包裹体，说明岩浆侵位之后首先分异出的流体为富气相高温高盐度流体，在演化的过程中随着温度与压力的不断降低，流体发生不混溶作用，CO₂开始不断从成矿流体中分异出来，形成富CO₂及含CO₂中高温-高盐度流体；随后成矿流体不断运移，与外部围岩发生水岩反应，同时由于一些碳酸盐矿物的形成消耗了流体中的CO₂以及与外部大气降水的混合作用，使其温度与盐度不断降低，演变为低温-低盐度流体。He et al. (2016b)研究认为石英硫化物阶段中流体包裹体类型以气液两相水溶液包裹体为主，含有少量Ⅳ型流体包裹体，属中温-中高盐度流体。这些成矿流体特征与本文研究中石英硫化物矿脉成矿流体中高温-中低盐度的特点相左。

本文研究矿脉与前人研究矽卡岩晚期多金属硫化物矿脉具有不同的控矿构造、流体包裹体类型、成矿流体及H-O同位素特征同样说明其成矿流体可能源自于两期不同的热液活动，证实上述推论。此外，Sun et al. (2017)对磁铁矿中Ti+V和Al+Mn元素的研究发现后期磁铁矿的成矿温度突然升高，也表明北衙金矿存在多期热液活动和成矿事件。He-Ar同位素、C-O-S同位素及稀有气体同位素组分等方面的研究表明北衙金矿多期成矿流体均具有幔源贡献。金沙江-哀牢山缝合带下部在始新世发生大规模的岩石圈拆沉作用，软流圈上涌导致强烈的壳幔相互作用，本文认为这可能是北衙金矿多期成矿作用的诱因(Deng et al., 2014a, 2015; 陈福川等, 2015; He et al., 2016b)。北衙矿集区NW向多金属硫化物脉的发现对于进一步指导矿区及外围矿产勘查具有重要意义。

北衙超大型金矿床发育受NW向高角度断裂控制的含金多金属硫化物脉，该矿脉具有以下三个特征：(1)切割早期矽卡岩矿体与矽卡岩晚期石英多金属硫化物脉；(2)成矿流体CO₂含量较高，整体表现为中高温(204~426℃)、中低盐度(1.0%~14.22% NaCleqv)的NaCl-CO₂-H₂O流体体系；(3)石英δD范围为-102.0‰~-75.0‰，δ¹⁸O_矿物范围为12.34‰~14.24‰，分布于岩浆水以下。以上结论显示本次研究多金属硫化物脉在控矿构造、流体特征及H-O同位素等方面均异于矽卡岩晚期多金属硫化物脉，表明二者可能形成自两期不同的热液成矿事件。此外，矿区中矽卡岩期及本次研究矿脉中黄铁矿δ³⁴S值分布范围分别为0.36‰~1.41‰与-0.97‰~1.40‰，均值分别为0.89‰与0.37‰，与前人研究数据一致，均分布于0值附近，表明多期成矿事件的成矿物质均具幔源贡献。结合区域成矿动力学背景，本文认为始新世大规模地壳拆沉，软流圈上涌导致的强烈壳幔相互作用可能是北衙金矿多期成矿作用的诱因。