丫他金矿床位于扬子地台与华南褶皱带的接合部位，属于贵州省册亨县管辖范围内，为大型的微细浸染型金矿床，与戈塘、烂泥沟、板其、紫木凼、水银洞等金矿同属滇黔桂“金三角”卡林型金矿集中区的黔西南金矿成矿带。丫他金矿床自1987年发现以来，前人就对该矿床做了一些研究，陶长贵等(1987)对其地质特征进行了研究，认为丫他金矿床产于三叠系中统许满组粉砂岩与黏土岩互层中，是断裂带控制的低温热液微细浸染型金矿床；朱赖民等(1996)对成矿物质来源做了研究，认为丫他金矿床矿床中Au、S、C、Pb来源较浅，主要源自地壳沉积岩石，成矿流体中的水可能属于地层建造水；朱笑青等(2000)通过研究Au的赋存形式认为，Au呈纳米级颗粒存在于溶液中构成胶体体系之后随之运移，被早期晶出或早已存在的硫化物吸附最终成矿；在流体包裹体方面，吴程赟等(2012)对丫他金矿床石英和雄黄中流体包裹体研究表明，CO₂-H₂O 相分离可能是导致矿质沉淀的主要原因；苏文超等(2001)对黔西南卡林型金矿流体包裹体中微量元素的研究表明，基性-超基性火山岩可能是成矿物质的重要来源之一，成矿流体中富含Pt。朱赖民等(1996)在对流体包裹体地球化学特征研究后认为，岩石中的Au主要以Au(HS)^-和Aus^-的形式迁移至断裂带时，物理化学条件变化促使络合物分解沉淀聚集成金矿化。

但总体来说，结合流体包裹体和地球化学方面来讨论丫他金矿床的成矿流体来源及演化等方面的研究还相对薄弱。本文通过对丫他金矿床各阶段流体包裹体进行岩相学、显微测温学、激光拉曼光谱分析，H、O同位素测试分析，进一步探讨丫他金矿床成矿流体的特征和演化、成矿流体的来源及Au的沉淀机理。

丫他金矿床大地构造位置处于南岭东西向构造带西延部分的广西山字型西翼反射弧中的南盘江弧型隆起带上。矿区内仅有中三叠统新苑组(T₂x)和边阳组(T₂b)地层出露(图 1和图 2)。新苑组分布于矿区的西部和东南部，为一套薄层板状泥灰岩(T₂x¹)和一套粉砂岩与黏土岩的互层(T₂x²)，赋矿地层为中三叠统新苑组(T₂x)的含金杂砂岩和含金黏土岩；边阳组由一套中厚层夹黏土岩的砂岩、粉砂岩(T₂b¹)和一套中厚层夹细砂岩和粉砂岩的黏土岩(T₂b²)组成。矿区地层有明显的韵律组合，有典型的海相沉积特征。矿区内无岩浆岩出露。

图 1

Fig. 1

T3-上三叠统；T2-中三叠统；T1-下三叠统；P2-上二叠统；P1-2β-二叠纪玄武岩；P1-下二叠统；C-石炭系；D-泥盆系；Σ X25-燕山期偏碱性超级性岩类；NE25-燕山期基性碱性岩类；Bμ4-燕山期偏碱性超级性岩类；1-断层；2-岩相变化线；3-汞矿床；4-大型锑矿床；5-大型金矿床；6-中、小型金矿床；7-金矿(化)点；8-汞金矿点；9-中、小型锑金矿床；10-锑金矿点 图 1 黔西南地质略图(据彭扬奇，1994) Fig. 1 The geologic sketch map of the southwestern Guizhou Province(after Peng Yangqi，1994)

图 2

Fig. 2

1-T2x2-2b；2-T2x2-2a；3-T2x2-1；4-T2x1；5-T2b2；6-T2b1；7-地层界线；8-背、向斜；9-逆断层及正断层；10-金矿体 图 2 丫他金矿床地质简图(据朱赖民等，1996) Fig. 2 The geologic map of the Yata gold deposit(after Zhu Laimin et al.，1996)

区内构造发育，断裂构造走向为东西向、北西向、北东向等；褶皱构造有磺厂背斜、磺厂向斜，磺厂梁子背斜、磺厂梁子向斜。这些次级褶皱和断裂控制着金矿体的展布；金矿体主要赋存在二级褶皱尾勒复向斜的次级褶皱(磺厂背斜南翼和磺厂向斜的次级褶皱和断裂)之中。断裂有纵向断裂和斜交断裂，矿区内还发育有大量的裂隙和节理，它们控制着矿体的具体位置和形态，为主要的容矿构造。

矿体呈透镜状、脉状、似层状产于中三叠统新苑组(T₂x)的含金杂砂岩和含金黏土岩中。矿体产状与围岩呈渐变过渡的关系，无明显的界线，受断裂和多层弯曲的层间剥离带、破碎挤压带控制，需要化学分析结果圈定矿体。

矿石结构包括自形-半自形结构(图 3a)、交代结构、环带结构、重结晶结构、草莓结构等，其中环带结构、交代结构和重结晶结构与金矿化关系密切；矿石的构造则有团块状构造(图 3b)、浸染状构造、脉状、层纹状构造等。矿石中金属矿物以黄铁矿、毒砂为主，次为辉锑矿(图 3c)、黄铜矿、闪锌矿、方铅矿、白铁矿等；非金属矿物主要是石英、白云石、方解石、雄黄、雌黄(图 3d)和黏土矿物等。黄铁矿、毒砂和水云母为主要的载金矿物(朱赖民等，1996)。Au以小于0.5 μm的次显微包裹金的形式赋存于黄铁矿和毒砂中(韦德科和崔湘玲，2010)，以胶体金的形式被吸附在水云母晶片边缘。

图 3

Fig. 3

(a)自形-半自形粒状黄铁矿；(b)团块状构造黄铁矿(属于热液主成矿阶段)；(c)含辉锑矿石英脉(属于热液晚成矿阶段)；(d)含自形石英颗粒的雄黄雌黄样块(属于热液晚成矿阶段) 图 3 丫他金矿床样品和典型金属矿物镜下照片 Fig. 3 Microphoto and photos of specimen and typical metal minerals in the Yata gold deposit

矿区内围岩蚀变较发育，主要包括硅化、黄铁矿化、毒砂化、碳酸盐化及白铁矿化等，其次还包括雄黄化、水云母化、辉锑矿化等。

根据矿脉穿插关系、矿物共生组合及矿石结构构造，可将丫他金矿床成矿作用划分为2个成矿期和3个成矿阶段，包括热液成矿期的热液主成矿阶段(Ⅰ)、热液晚成矿阶段(Ⅱ)和表生期的氧化阶段(Ⅲ)(表 1)。

表 1 (Table 1)

表 1 成矿期与成矿阶段划分表 Table 1 The mineralization periods and stages of the Yata deposit 成矿期 热液成矿期 表生期 成矿阶段 热液主成矿 阶段(Ⅰ) 热液晚成矿 阶段(Ⅱ) 氧化 阶段(Ⅲ) 主要矿物 组合 黄铁矿、毒砂、黄铜矿、闪锌矿、方铅矿、石英、白云石 辉锑矿、雄黄、雌黄、石英、方解石 褐铁矿、锑华、 高岭石

表 1 成矿期与成矿阶段划分表 Table 1 The mineralization periods and stages of the Yata deposit

丫他矿床中石英脉广泛发育，本次用于包裹体研究的矿石样品选取热液主成矿阶段阶段(Ⅰ)石英样品3个(YT5、YT2-1、YT2-2)，热液晚成矿阶段(Ⅱ)石英样品5个(YT1-4、YT1-5、YT1-10、YT4、YT4-2)和1个方解石样品(YT4-2)。它们均采自矿床坑道中。

样品被磨制成厚度约0.2 mm且双面抛光的包裹体片，进行岩相学观察，选择其中具代表性的样品进行激光拉曼分析和显微测温。流体包裹体岩相学观察和显微测温工作在成都理工大学资源勘查工程系包裹体实验室完成，包裹体均一温度和冷冻温度测定采用Linkam THMSG600型冷热台，测温范围为-196～600℃，温度显示0.1℃，控制稳定温度±0.1℃；仪器采用标准物质标定，400℃时，相对于标准物质误差为±2℃；-22℃时，误差为±0.1℃。测试时升温速率控制在5～10℃/min，相变点附近的升温速率调为1℃/min或0.5℃/min。

包裹体的激光拉曼光谱分析在核工业地质分析测试研究中心完成，使用仪器为LABHR-VIS LabRAM HR800研究级显微激光拉曼光谱仪，Yag晶体倍频固体激光器，波长633 nm，扫描范围100～4200(cm^-1)。

用于氢、氧同位素研究的样品采自矿床坑道中与金矿石共生的石英脉，选取热液主成矿阶段(Ⅰ)石英样品1个(YT5)，热液晚成矿阶段(Ⅱ)石英样品2个(YT1-5、YT4)。挑选纯度大于99%的石英单矿物进行分析。分析在核工业北京地质研究所分析测试研究中心完成，使用仪器为MAT-253型质谱仪，氢同位素测定采用锌还原法，氧同位素测定采用BrF5法，分析精度分别为±2‰和±0.2‰。

石英样品中包裹体较为发育，绝大多数为原生包裹体，形态多样，有长方形、椭圆形、不规则状等，大小在2～30 μm之间，多集中于2～10 μm，呈星散状、孤立状分布，少数沿石英生长环带分布。方解石样品中包裹体数量较少，形态多为长方形，大小6～18 μm，多呈星散状、孤立状分布。按室温(18℃)下包裹体的相态特征、流体成分特征及降温过程中相的变化，丫他金矿床中流体包裹体可划分为H₂O包裹体、CO₂-H₂O包裹体和CO₂包裹体3大类(图 4)。

图 4

Fig. 4

(a)气液两相H2O包裹体；(b)不同比例CO2-H2O包裹体共生；(c)富H2O相CO2-H2O三相包裹体(10℃)；(d)富CO2相CO2-H2O三相包裹体(23℃)；(e)H2O包裹体、CO2包裹体和CO2-H2O三相包裹体共生；(f)雄黄固体包裹体；LH2O-液相水；VH2O图中气相水；LCO2-液相CO2；VCO2-气相CO2；Re-雄黄 图 4 丫他金矿床中常见的包裹体类型(室温18℃) Fig. 4 Typical inclusions of the Yata gold deposit

H₂O包裹体在成矿的各个阶段都有发育，其类型可分为单相H₂O包裹体和气液两相H₂O包裹体(图 4a)，主要是以气液两相H₂O包裹体为主。包裹体大小多数集中于5～15 μm，形态复杂多样，有椭圆形、长方形或不规则形，多呈孤立状和星散状分布，室温下，H₂O包裹体含有液相和气相(图 4a)，气相充填度为2％～10%，大多在5%左右。

CO₂-H₂O包裹体在各阶段都有发育，在Ⅱ阶段中，可见CO₂-H₂O包裹体和H₂O包裹体、CO₂包裹体共生(图 4e)。CO₂-H₂O包裹体作为矿床中流体包裹体的主要类型之一，大小在6～30 μm之间，多在15 μm左右，形态呈长方形、椭圆形、负晶形、不规则状或卡脖子状，多呈星散状分布，少数呈孤立状分布，室温下，CO₂相占包裹体体积的5％～90%不等，其类型可分为富H₂O相CO₂-H₂O(图 4c)和富 CO₂相CO₂-H₂O(图 4d)包裹体2种类型，以富H₂O相CO₂-H₂O包裹体(图 4c)为主。

CO₂包裹体数量相对较少，室温下已均一成单相CO₂(图 4e)，一般为气相，包裹体大小多在2～18 μm之间，形态有椭圆形、不规则状等，颜色呈现灰黑色。

另外，在热液成矿晚阶段(Ⅱ)形成的石英局部可见到大量的雄黄(雌黄)固体包裹体(图 4f)出现，呈负晶形或长方形分布于石英和雄黄(雌黄)的接触边界，多呈浅黄色或褐黄色。

测定热液主、晚成矿期两个阶段的8件样品中气液两相H₂O包裹体的均一温度和冰点温度数据见 表 2、 图 5。气液两相H₂O包裹体加热时，气泡逐渐缩小，均一至液相，均一温度变化范围为113～211℃，其中Ⅰ阶段石英的均一温度变化范围为142～211℃；Ⅱ阶段石英的均一温度变化范围为113～190℃，Ⅱ阶段方解石的均一温度变化范围为116～142℃。

表 2 (Table 2)

表 2 丫他金矿床气液H2O包裹体均一温度及盐度测定结果 Table 2 The homogenization temperatures and salinities of aqueous inclusions of the Yata gold deposit 样号 主矿物 成矿 阶段 均一温度 范围/℃ 冰点范围 /℃ 盐度范围 /%NaCleqv YT5 石英 Ⅰ 142～207 -3～-4 5.4～5.7 YT2-1 石英 160～193 -3～-4 YT2-2 石英 154～211 YT1-4 石英 Ⅱ 113～190 -1～-4 2.1～5.7 YT1-5 石英 130～159 -3 5.4 YT1-10 石英 136～175 YT4 石英 118～187 -3～-5 4.8～7.7 YT4-2 石英 115～182 -3～-4 4.1～5.9 YT4-2 方解石 116～142 -1.～-4 2.3～6.5

表 2 丫他金矿床气液H2O包裹体均一温度及盐度测定结果 Table 2 The homogenization temperatures and salinities of aqueous inclusions of the Yata gold deposit

图 5

Fig. 5

图 5 丫他金矿床气液H2O包裹体均一温度直方图 Fig. 5 Histogram of homogenization temperatures of aqueous inclusions of the Yata gold deposit

包裹体的冰点温度的变化范围为-1～-5℃。根据Hall等(转卢焕章等，2004)提出的流体包裹体NaCl-H₂O体系冰点温度-盐度公式w=1.78t_m-0.0442t²_m+0.000557t³_m(w为盐度，t_m为冰点温度)，计算气液两相H₂O包裹体的盐度，得到盐度范围为2.1%～7.7％NaCl_eqv，主要集中在4％～7％NaCl_eqv，其中Ⅰ阶段石英的盐度变化范围为5.4％～5.7%NaCl_eqv；Ⅱ阶段石英的盐度变化范围为2.1％～7.7%(NaCl_eqv)，Ⅱ阶段方解石的盐度变化范围为2.2％～6.5%NaCl_eqv。由均一温度-盐度-密度图(图 6)可知，丫他金矿床H₂O气液两相包裹体的密度在0.9～1.0 g/cm³。

图 6

Fig. 6

图 6 丫他金矿床气液H2O包裹体均一温度-盐度-密度图(底图据Ahmad and Rose，1980) Fig. 6 Graph of the homogenization temperature-salinity-density of aqueous inclusions of the Yata gold deposit (after Ahmad and Rose，1980)

测定的8件样品中CO₂-H₂O包裹体的均一温度和笼形物熔化温度为-58.9～-59.6℃，低于纯CO₂固相熔化温度(-56.6℃)，表明CO₂相除了含CO₂外，还含有其他低于CO₂三相点的气体；CO₂笼形物熔化温度为7.9～9.9℃，根据NaCl-H₂O-CO₂笼形物消失温度-盐度关系公式(Bozzo et al.，1975；刘斌和沈昆，1999):w=15 . 52022-1 . 02342t-0.05286t²(t为CO₂笼形物的最后熔化温度)，计算得到CO₂-H₂O包裹体的盐度(应用范围-9.6℃≤t≤+10℃)，范围为0.6％～4.5%NaCl_eqv； 富H₂O 相 CO₂-H₂O包裹体部分均一到液相，其部分均一温度变化在10.5～25.5℃，集中在17～25℃；其完全均一到H₂O 相的温度范围为218～300℃，主要为230～280℃，其中Ⅰ阶段CO₂-H₂O包裹体的完全均一温度为233～300℃，Ⅱ阶段CO₂-H₂O包裹体的完全均一温度范围为218～287℃。富CO₂相CO₂-H₂O包裹体部分均一至CO₂液相，其部分均一温度为8.9～17.8℃，完全均一到CO₂相的温度为232～279℃，温度范围与富H₂O 相CO₂-H₂O包裹体基本一致(图 7)。部分CO₂-H₂O包裹体在CO₂相完全均一之前在226～268℃之间就发生了爆裂或者渗漏，表明这类包裹的内压比较大。

图 7

Fig. 7

图 7 丫他金矿床CO2-H2O包裹体完全均一温度直方图(a)与部分均一温度直方图(b) Fig. 7 Histograms of total homogenization temperatures(a)and partial homogenization temperatures(b)of CO2-H2O inclusions in quartz of the Yata gold deposit

表 3为避免显微测温对包裹体内成分的影响，选取部分未进行显微测温且具有代表性的CO₂-H₂O包裹体和CO₂包裹体进行单个流体包裹体的激光拉曼光谱分析，分析结果如 图 8所示。从图中可以看出，CO₂-H₂O包裹体的CO₂相(图 8a)主要成分为CO₂，其对应的拉曼峰值为1284～1287 cm^-1，其次含有少量的N₂，其拉曼光谱峰值为2329 cm^-1，符合包裹体显微测温时CO₂固相熔化温度低于-56.6℃ 的事实；气体包裹体(图 8b)的成分与CO₂-H₂O包裹体的成分相同，主要成分CO₂对应的拉曼峰值为1388～1390 cm^-1，其次含有少量N₂。在包裹体中未检测出CH₄(拉曼光谱峰值为2909～2919 cm^-1)或其他气体成分。

图 8

Fig. 8

(a)丫他CO2-H2O包裹体激光拉曼光谱图；(b)丫他CO2包裹体激光拉曼光谱图 图 8 丫他金矿床和板街古油藏流体包裹体激光拉曼光谱图 Fig. 8 Laser Raman spectra of fluid inclusions of the Yata gold deposit and Banjie paleo-oil reservoir

表 3 (Table 3)

表 3 丫他金矿床CO2-H2O包裹体显微测温结果 Table 3 Microthermometric data of CO2-H2O inclusions in quartz of the Yata gold deposit 样号 主矿物 成矿阶段 部分均一 温度/℃/相态 完全均一 温度范围/℃ CO2固相 熔化温度/℃ 笼合物熔化 温度/℃ 盐度 /%NaCleqv YT5 石英 Ⅰ 20～21/LCO2 238～283 8.5～9.2 1.62～2.96 YT2-1 石英 254～300 YT2-2 石英 233～288 YT1-4 石英 Ⅱ 15～25/LCO2 228～284 8.1～9.1 1.81～3.71 17～24/LCO2 223～286 -59.5 8.1～9.1 1.81～3.71 YT1-5 石英 8.9*～17.8*/LCO2 232*～279* -57.9*～-58.4* 5.6*～6.4* 6.81～8.13 YT1-10 石英 10～24/LCO2 8.6 2.77 YT4 石英 18～25/LCO2 217～250 -58.8～-59.4 7.7～9.7 0.63～4.44 YT4-2 石英 219～283 8.8 2.39 注：*为富CO2相的CO2-H2O包裹体完全均一到CO2相，其余为富H2O相的CO2-H2O包裹体完全均一到H2O相。

表 3 丫他金矿床CO2-H2O包裹体显微测温结果 Table 3 Microthermometric data of CO2-H2O inclusions in quartz of the Yata gold deposit

由于丫他金矿床中各阶段石英中可见CO₂-H₂O包裹体、H₂O包裹体和CO₂包裹体共存(图 4e)，且富含CO₂-H₂O包裹体，可以用CO₂-H₂O包裹体来估算包裹体的压力。 在研究矿床成矿压力条件时，CO₂-H₂O包裹体测压法是一种有效地质压力计，得到了广泛的应用。 计算CO₂-H₂O-NaCl体系包裹体均一压力的方法有很多，有容度法(Roedder and Bodnar，1980)，软件计算法(Brown and Hagemann，1995)，图表法(Schwartz，1989)，迭代法(Parry，1986；刘斌等，2000；宋玉财等，2007；李保华等，2010)等。

本文利用CO₂-H₂O包裹体的部分均一温度、完全均一温度、CO₂笼合物熔化温度及显微测温过程中观察的相态变换(李保华等，2010)，计算了丫他金矿床石英中CO₂-H₂O包裹体的均一压力(表 4)，丫他金矿床中CO₂-H₂O包裹体密度为0.924～0.986g/cm³之间，均值为0.953g/cm³，与气液H₂O包裹体的密度相当；压力变化范围为139 . 634～194 . 513 MPa，平均172 . 671 MPa，这一结果与用CO₂-H₂O包裹体对滇黔桂地区卡林型金矿形成压力的估算值(118～200 MPa)(苏文超，2002)相一致。

表 4 (Table 4)

表 4 CO2-H2O包裹体压力、密度等热力学参数计算结果表 Table 4 Thermodynamic parameters of CO2-H2O inclusions 样号 密度/(g · cm-3) 摩尔体积/(cm3 · mol-1) CO2摩尔分数 NaCl摩尔分数 CO2充填度 /% p/(×105Pa) YT1-4 0.941 23.02 0.124 0.0104 28 1707.49 YT1-4 0.950 22.88 0.135 0.0049 28 1850.00 YT1-5 0.932 23.43 0.137 0.0060 30 1790.71 YT1-5* 0.901 40.00 0.680 0.0050 85 1786.41 YT1-5 0.967 21.50 0.094 0.0086 20 1506.22 YT1-5 0.939 23.36 0.139 0.0071 30 1932.57 YT1-5* 0.827 45.82 0.756 0.0054 90 2009.72 YT1-5 0.924 23.87 0.148 0.0049 32 1773.82 YT1-5 0.979 20.81 0.083 0.0052 16 1606.62 YT1-5 0.949 22.26 0.110 0.0062 24 1689.88 YT1-5 0.967 22.09 0.116 0.0084 24 1890.35 YT4 0.981 21.23 0.094 0.0091 19 1848.99 YT4 0.986 21.34 0.097 0.0130 20 1912.42 YT4 0.969 21.33 0.091 0.0069 19 1628.53 YT4 0.940 22.97 0.135 0.0017 28 1578.69 YT4 0.935 22.55 0.113 0.0034 25 1396.34 YT4 0.951 21.93 0.101 0.0051 22 1495.32 YT4 0.945 22.45 0.118 0.0034 25 1589.23 YT5 0.959 22.33 0.118 0.0083 25 1769.73 YT5 0.941 23.14 0.138 0.0044 29 1895.47 YT5 0.943 23.29 0.144 0.0054 30 1945.13 注： 为富CO2相的CO2-H2O包裹体，其余为富H2O相的CO2-H2O包裹体。

表 4 CO2-H2O包裹体压力、密度等热力学参数计算结果表 Table 4 Thermodynamic parameters of CO2-H2O inclusions

选取3件石英样品进行氢、氧同位素分析，其分析测试结果及其前人数据见 表 5。

表 5 (Table 5)

表 5 丫他金矿床包裹体的氢、氧同位素组成 Table 5 Oxygen and hydrogen isotopic components of Yata gold deposit 样品 编号 测试 对象 δ18 O矿物 ／‰ δ18 OV-SMOW ／‰ 温度 ／℃ δDV-SMOW ／‰ 备注 YT-5 石英 16.9 3.5 175 -55.5 本文 YT-4 石英 16.4 5.4 155 -60.3 YT1-5 石英 18.2 2.06 142 -54.5 YTK03 石英 24.6 10.79 -104.3 朱赖民等 (1996) YTF1 石英 23.9 10.09 -60.01 YK1 T-1 方解石 13.51 68-8 方解石 22.2 12.05 -58 王秀璋等 (1992) 133 水晶 -51 134 石英 -78 注：*根据矿物与水之间氧同位素分馏关系公式计算。

表 5 丫他金矿床包裹体的氢、氧同位素组成 Table 5 Oxygen and hydrogen isotopic components of Yata gold deposit

根据矿物与水之间O同位素分馏关系，计算石英与水、方解石与水之间O同位素分馏关系：1000lnα_石英-水=3.38×10⁶t^-2-3.4(Clayton et al.，1972)，1000lnα_{方解石-水}=2.78×10⁶ t^-2-2.89(O'Neil et al.，1969)。计算得到石英形成与流体包裹体中H₂O包裹体的均一温度，计算出 δ¹⁸ O _H2O。由 表 5可见，丫他金矿床中石英的δ¹⁸ O_矿物为16.4‰～24.6‰(均值为20.0)，δD_V-SMOW为-54.5‰～-104.3‰(均值为68.8‰)，得到成矿流体 δ¹⁸ O _H2O为2.06‰～10.79‰(均值为6.4‰)；方解石的δ¹⁸ O_矿物为13.51‰～22.2‰，得到成矿流体 δ¹⁸ O _H2O为12.05‰。

热液主成矿阶段(Ⅰ)的石英中包裹体主要发育有H₂O包裹体，含少量CO₂-H₂O包裹体，气液两相H₂O包裹体的均一温度主要为142～211℃，盐度为5.4%～5.7%NaCl_eqv；CO₂-H₂O包裹体完全均一温度为233～300℃，流体属于中低温、低盐度流体。

热液晚成矿阶段(Ⅱ)的石英和方解石中大量发育有H₂O包裹体和CO₂-H₂O包裹体。该阶段石英中气液两相H₂O包裹体的均一温度主要为113～190℃，盐度为2.1％～7.7%NaCl_eqv；石英中CO₂-H₂O包裹体完全均一的温度主要为为218～287℃。该阶段流体具有中低温、低盐度的特征，丫他金矿床中气液H₂O包裹体的密度为0.9～1.0 g/cm³，集中在0.95 g/cm³。丫他金矿床成矿流体具低温、低盐度及中高密度的性质，从主成矿阶段到晚成矿阶段，除温度略有下降外，成矿流体的其他性质未见明显的变化。

丫他金矿床包裹体中 δ¹⁸ O _H2O值变化范围较大，而δD值变化相对较为集中(主要集中于-60‰左右)，将δD_V-SMOW值与δ¹⁸ O_水值投影到δ¹⁸ O_水-δD_V-SMOW关系图(图 9)，可以看出其投影点落在变质水和岩浆水区域以外，O同位素具有从大气降水线向右“漂移”的特征，可能由于成矿流体与沉积岩围岩发生同位素交换，造成水中氧同位素增大，Taylor(1968)认为地幔不可能提供高 δ¹⁸ O 的物质，δ¹⁸ O_H2O>10.3‰，成矿流体则来源于地壳。矿床中矿物的 δ¹⁸ O _H2O变化范围较大(13.51‰～26.07‰)，且 δ¹⁸ O _H2O值较大，则可表明成矿流体的O来源于地壳(张理刚，1985)，而且 δ¹⁸ O和δD值具有线性关系(y=-0.3798x-55.148)(图 7)，其趋势线交点与大气降水的δD_V-SMOW的交点值为-58‰，与滇黔桂地区三叠纪的雨水值大致相同，且丫他金矿床中包裹体中δD值接近中生代右江盆地的δD_V-SMOW值(-70‰)(张理刚，1985)，表明丫他金矿床的成矿流体主要来源为大气降水或与大气降水有关的盆地流体。

图 9

Fig. 9

图 9 丫他金矿床δ18 O水-δD水图解(底图据Taylor，1974) Fig. 9 Diagram of δ18 O vs. δD values of the Yata gold deposit(after Taylor，1974)

丫他金矿床中H₂O包裹体、CO₂-H₂O包裹体和CO₂包裹体密切共生于同一视域内(图 4e)，表明它们是由流体不混溶形成的。CO₂包裹体(图 4e)的存在表明成矿流体存在CO₂独立组分；CO₂-H₂O包裹体以不同比例的CO₂相出现(图 4d)，在包裹体加热时，富H₂O相的CO₂-H₂O包裹体CO₂相逐渐缩小并均一至H₂O相，富CO₂相的CO₂-H₂O包裹体CO₂相逐渐扩大并均一至CO₂相，二者温度、压力基本一致，同一阶段(Ⅱ)中CO₂-H₂O包裹体均一温度(217～286℃)比同阶段H₂O包裹体的均一温度(113～190℃)相对要高。此外，同一个样品(YT1-5)中测得富H₂O相的CO₂-H₂O包裹体(291.2℃)和富CO₂相的CO₂-H₂O包裹体(291.0℃)的均一温度几乎一致，这也表明捕获时存在H₂O相和CO₂相不混溶的流体。

CO₂是世界各种类型金矿成矿流体组成的一部分，并且是主要的组分(卢焕章，2008)，Phillips和Evans(2004)对富CO₂(10 ％molCO₂)流体和贫CO₂(0.1 %molCO₂)流体的含Au性做了对比研究，认为CO₂在金的成矿流体中能调节流体的pH值，提高流体中Au的溶解度。当含Au的流体发生相分离形成富CO₂和富H₂O两种流体时，Au便在这种相分离的过程中沉淀(卢焕章，2008)。李保华等(2011)以黔西南水银洞金矿床为例，通过对均一流体与不混溶流体中Au的溶解度计算表明，CO₂的溶离作用使成矿流体中Au的溶解度降低了大约10倍。CO₂在流体不混溶的条件下，从流体中分离导致流体的pH值升高及氧逸度f(O₂)降低，从而使Au沉淀成矿。

丫他金矿床受构造控制明显，并具多级构造控矿特点，该矿床的成矿热液活动的时间与构造形成时期一致(陶长贵等，1987)，矿床中的各种载金矿物或与金关系密切的热液矿物常具拉长、压扁等塑性变形特征，指示它们是同构造期产物(罗孝桓，1997)。丫他金矿床的成矿时代为100 Ma(罗孝桓，1997)，属于燕山晚期的白垩纪，大多数学者认为，黔西南地区卡林型金矿大规模的成矿作用发生在燕山晚期(85～102 Ma)，对应该区域燕山晚期强烈的构造活动，研究表明丫他金矿床成矿与该区域构造活动存在紧密关系(胡瑞忠等，1995；朱赖民等，1996；朱赖民等，1998；苏文超等，2001)。

因此可以推测，在燕山晚期，当本区发生强烈构造活动时，丫他金矿床这种杂砂岩或粉砂岩与黏土岩互层组合形成的隔水屏蔽层因断裂作用而被破坏，使得早先形成的具超压流体性质的成矿流体压力骤降，并使其发生流体不混溶作用，成矿流体发生相分离形成富CO₂和富H₂O两种流体，导致热液中Au的溶解度迅速降低并沉淀形成矿床。

(1)丫他金矿床流体包裹体类型包括H₂O包裹体、CO₂-H₂O包裹体和CO₂包裹体3大类。成矿流体具低温、低盐度及中高密度的性质，从主成矿阶段到晚成矿阶段，除温度略有下降外，成矿流体的其他性质未见有明显的变化。

(2)丫他金矿床流体包裹体中氢、氧同位素研究表明，δ¹⁸ O_矿物值相对较大，成矿流体中氧来源于地壳，由于成矿流体与沉积岩围岩发生同位素交换，造成水中氧同位素增大，丫他金矿床中包裹体中δD值接近中生代右江盆地的δD_V-SMOW值，成矿流体主要来源为大气降水或与大气降水有关的盆地流体。

(3)丫他金矿床中H₂O包裹体、CO₂包裹体和CO₂-H₂O包裹体共生，同阶段一个视域中富H₂O相的CO₂-H₂O包裹体和富CO₂相的CO₂-H₂O包裹体的均一温度和压力基本一致，表明捕获时存在H₂O相和CO₂相不混溶的流体。CO₂-H₂O流体不混溶作用的产生，使得成矿流体发生相分离形成富CO₂和富H₂O两种流体，导致热液中Au的溶解度迅速降低并沉淀形成矿床。