东坪金矿是20世纪80年代我国首次在碱性-偏碱性侵入杂岩体内发现的大型金矿床。前人在成矿物质和成矿流体来源、成岩成矿年代学和矿床成因方面等做了一系列研究，但仍然存在争议。关于成矿物质来源，一般认为水泉沟碱性杂岩是金的主要来源(宋国瑞等，1996；莫测辉等，1997a；李怀勇，1998)，但太古宙桑干群涧沟河组以及燕山期花岗岩也提供了部分金来源(宋国瑞等，1996)，江思宏和聂凤军(2000) 推断金来源于燕山期构造-浆活动的影响，地下循环热流体对碱性杂岩体淋滤、萃取所致。水泉沟碱性杂岩的同位素年代学研究表明岩体主体形成于晚泥盆世，而成矿年代学则表明金成矿在早白垩世(卢德林等，1993；罗镇宽等，2001，李长民等，2010a，b)。成矿流体方面也有一些不同看法，东坪金矿的流体包裹体研究已积累了一些重要成果，毛景文和李荫清(2001) 强调了地幔流体与成矿活动的密切关系。范宏瑞等(2001) 认为成矿流体可能源于燕山期岩浆热液，但受到了古大气降水的混合。Hart et al.(2002) 则认为华北克拉通北缘金矿，包括东坪金矿，其矿床特征和流体特点与变质地体中的造山型金矿相吻合，但不排除来自岩浆热液的影响。

近年来，随着矿山深部开采和外围矿点的勘查，一些新的现象被揭露、更多的成矿信息被发现，这些有助于对东坪地区成矿作用机理和矿床成因的再认识。本文在矿区深部和外围含金石英脉的构造-蚀变的详细划分及流体包裹体研究的基础上，对东坪-转枝莲一带金矿床的成矿作用机理进行了对比研究。

东坪金矿床位于冀北张宣地区。大地构造位置处于华北克拉通北缘中段，区域性尚义-崇礼-赤城东西向深大断裂的南侧。北西西向断裂构造主要有三条，为崇礼-赤城深断裂的派生构造，它们控制了水泉沟碱性杂岩体和东坪、转枝莲、后沟、黄土梁等金矿床的分布(图 1)。区内出露地层主要为太古宇桑干群涧沟河组和花家营组，岩性为一套角闪岩相至麻粒岩相变质岩(宋国瑞等，1996)。区内岩浆活动强烈，海西期水泉沟碱性侵入正长岩杂岩体和金矿关系密切，受到区域性剪切断裂带控制，主要岩体分布于尚义-崇礼-赤城深大断裂的南侧(卢焕章等，1997)。

图 1

Fig. 1

图 1 河北省张家口地区水泉沟碱性杂岩体及金矿床区域地质略图(据李长民，2010a，b；罗镇宽等，2001；宋国瑞等，1996 资料修改) 1-第四系；2-侏罗纪中酸性火山碎屑岩；3-中新元古代盖层；4-古元古界红旗营子群变质岩；5-太古宇桑干群变质岩；6-燕山期上水泉正长花岗岩；7-燕山期红花梁黑云母花岗岩；8-燕山期二长花岗岩；9-海西晚期斑状花岗岩；10-海西早期水泉沟碱性正长岩杂岩体；11-晚元古代温泉巨斑状花岗岩；12-中元古代小张家口超基性岩；13-太古宙花岗片麻岩；14-断层；15-大型金矿床；16-中小型金矿床 Fig. 1 Simplified geological map of Shuiquangou alkalic complex in Zhangjiakou area，Hebei Province(modified after Li et al.，2010a，b; Luo et al.，2001; Song et al.，1996) 1-Quaternary; 2-Jurassic medium acidic volcanoclastic rock; 3-Neoproterozoic and Mesoproterozoic cap rock; 4-Paleoproterozoic metamorphic Hongqiyingzi Group; 5-Archean metamorphic Sanggan Group; 6-Yanshanian Shangshuiquan syenogranite; 7-Yanshanian Honghualiang biotite granite; 8-Yanshanian monzonitic granite; 9-Late Hercynian porphyritic granite; 10-Early Hercynian Shuiquangou alkaline complex; 11-Late Proterozoic Wenquan macrophyric granite; 12-Middle Proterozoic Xiaozhangjiakou ultrabasic rock; 13-Archean granitic gneiss; 14-fault; 15-large-sized gold deposit; 16-small-middle sized gold deposit

特大型东坪金矿产于水泉沟碱性杂岩体内，岩体主要由正长岩、角闪碱长正长岩、二长岩、石英碱长正长岩等组成(包志伟等，1996)。东坪金矿的矿化类型主要为钾长石蚀变岩型，其次为石英脉型。矿区内共发现70余条大小矿脉，分布于水泉沟碱性正长岩杂岩体与太古宙桑干群变质岩接触带内外各1~3km范围内，总体呈与接触带平行的带状分布(图 2)。矿区内含金地质体划分为9个矿带。各矿带呈北东向展布，从东到西依次编号为Au1-Au9，矿带之间的间距为500~800m。70号脉群储量最大，分布于Au6矿带中位于矿区中心部位(图 2)，赋存于硅化钾化二长岩蚀变带内，总体受控于倾向北西的北东向断裂构造，上部倾角较大，深部逐渐变缓。平面上呈现北部集中向南撒开的特点，剖面上则呈上部集中深部分散的特征，总体趋势是由北东向南西倾伏，实际由许多矿脉组成。矿石组分富含碲，属碲化物金矿床(毛景文和李荫清，2001)。金属矿物含量较低，主要为自然金、碲金矿、黄铁矿，其次为镜铁矿、闪锌矿、方铅矿和黄铜矿等，矿石属少硫化物型；脉石矿物以石英和钾长石占优势，其次为绢云母、钠长石、方解石、重晶石和高岭石等。

图 2

Fig. 2

图 2 东坪金矿床地质简图(据东坪紫金矿业，2006①修绘) 1-第四系、残坡积、冲洪积；2-太古界大白杨角闪片麻岩；3-太古界大白杨云母片岩；4-石英正长斑岩脉；5-石英二长斑岩脉；6-二长斑岩脉；7-石英二长岩；8-二长岩；9-磁铁石英岩或磁铁矿层；10-伟晶岩脉；11-花岗斑岩脉；12-实测地质界线；13-岩相分界线；14-实测性质不明断层；15-推测性质不明断层；16-矿脉及编号；17-蚀变带 Fig. 2 Simplified geological map of the Dongping gold deposit 1-Quaternary，residual talus，alluvial; 2-Archean Dabaiyang amphibolite gneiss; 3-Archean Dabaiyang mica-schist; 4-quartz syenite porphyry; 5-quartz monzonite porphyry; 6-monzonite porphyry; 7-quartz monzonite; 8-monzonite; 9-magnetite-quartzite or magnetite layer; 10-pegmatite veins; 11-granite-porphyry veins; 12-measured geological boundary; 13-facies boundary; 14-unknown nature of the measured fault; 15-unknown nature of speculative fault; 16-load; 17-alteration zone

① 东坪紫金矿业. 2006. 1∶10000东坪矿区地质图

近年来，在矿区东部发现的转枝莲矿段，矿脉主要赋存于石英二长岩内，其热液蚀变、矿化特征均与东坪相似。

对于脉金矿床，构造活动导致热液蚀变和成矿的多阶段性是研究成矿作用和矿床成因的重要基础。宋国瑞等(1996) 将东坪金矿的成矿阶段划分为4个：I)钾长石-石英阶段；II)石英-黄铁矿阶段，包括乳白色石英大脉和网脉状-细脉状石英脉；III)石英-多金属硫化物阶段；以及IV)黄铁矿-碳酸盐阶段。而卢德林等(1993) 把热液活动划分为5阶段: 1)粗粒黄铁矿-石英脉；2)黄铁矿-金-石英脉，是金的主要矿化阶段；3)多金属硫化物-金-石英脉；4)灰黑色致密玉髓状硅质脉；5)重晶石-碳酸盐-石英细脉。范宏瑞等(2001) 的成矿阶段划分为3个：1)乳白色石英-黄铁矿±钾长石阶段，相当于宋国瑞等的I和II阶段；2)灰白色石英-多金属硫化物-自然金阶段；及3)碳酸盐±重晶石阶段。莫测辉等(1997b)认为蚀变岩矿化和石英脉矿化形成于不同的成矿期，蚀变岩型热液期包括钾长石化阶段和硫化物-石英阶段，而石英脉型热液期包括钾长石-黄铁矿-石英脉阶段、硫化物-石英脉阶段和灰黑色石英脉阶段，但并没有描述矿化与构造变形阶段的联系。

东坪金矿的形成经历了多期多阶段的成矿作用和相应的构造活动。成矿期构造大体有3个阶段。第Ⅰ阶段断裂活动相当于金矿化作用初期，断裂不发育，主要表现为近东西向最大主应力作用下的构造特征。第Ⅱ阶段形成矿区主要赋矿构造，如70号矿脉等主要含矿断裂，该阶段断裂明显切割第Ⅰ阶段石英脉。按断裂走向可分为NE向、NW向两组。杨再红(1997) 将成矿构造分为3组：350°~30°(NNE)，35°~40°(NE，70号脉)，290°~340°(NW，70号脉)。李怀勇等(2000) 认为有3组赋矿构造裂隙中NWW(290°~310°) 向以蚀变节理带形式产出，矿化特征为肉红-砖红色钾长石化带中夹硅化细脉和黄铁矿微裂隙脉；NNW(320°~350°)和NNE(0°~25°)向裂隙产出乳白色-烟灰色石英脉，两侧具有不明显分带的硅化和钾长石化蚀变。第Ⅱ阶段断裂构造构成了金矿床的主要控矿、容矿断裂。此后以NE向断裂为主的第Ⅲ阶段断裂构造的形成，标志着金矿化的构造成矿作用已接近尾声。

我们根据东坪金矿深部中段和外围矿化区揭露的构造-蚀变-矿化特征，结合前人研究的浅部特征，将东坪金矿的构造-蚀变-成矿阶段划分为4个：(I)早期钾质蚀变-钾长石石英脉阶段，在早期大面积钾长石化期间，局部构造裂隙的张开，富钾-硅热液形成钾长石石英脉(图 3a)，并在赋矿碱性岩中表现为钾长石交代围岩，形成钾长石化蚀变岩，该阶段金矿化微弱；(II)黄铁矿-灰白色石英阶段：构造裂隙进一步发育，热液以富硅流体为特征，形成灰白色石英脉穿切钾长石石英脉(图 3a，b)，在张性构造较发育的局部地段形成较厚的灰白色石英脉(图 3e，f)，并有浸染状粗晶黄铁矿产出，或以石英细脉或网脉，交代充填钾长石蚀变岩(图 3c)，该阶段为主要的金矿化阶段之一；(III)多金属硫化物-烟灰色石英脉阶段，烟灰色细粒黄铁矿-烟灰色石英QIII沿白色石英QII的边缘裂隙充填交代(图 3c，e)，主要金属矿物为黄铁矿，少量方铅矿、闪锌矿，及一些碲化物，该阶段为最重要的金矿化阶段，局部地段可见含明金的烟灰色石英脉叠加在灰白色石英脉中(图 3f)；(IV)晚期碳酸盐-石英阶段，为热液期最后阶段，与矿化关系不大。

图 3

Fig. 3

图 3 东坪金矿构造-蚀变-矿化阶段露头特征 (a)-肉红色钾长石石英脉(K-QI)穿切钾化二长岩，又被灰色石英脉QII脉穿切，东坪1184m，2线；(b)-石英脉QII被含浸染状黄铁矿的灰黑色石英脉QIII穿切，东坪1184m，2线；(c)-钾硅化蚀变岩中的黄铁矿-烟灰色石英脉QIII，东坪1184m，2线；(d)-烟灰色黄铁矿石英脉(Py，阶段III)穿切钾硅质蚀变岩(K)，东坪15线，照片右方225°；(e)-烟灰色黄铁矿细脉(Py，阶段III)沿灰白色石英脉(Q，阶段II)边缘裂隙，后者穿切钾质蚀变岩(K)，70号脉；(f)-灰白色石英脉(Q II)叠加含明金石英脉(Py-QIII)，东坪金矿15线，1224m中段 Fig. 3 Alteration and mineralization characteristics of the Dongping gold deposit (a)-potash feldspar-quartz veins(K-QI)in altered monzonite，and cut by grey quartz vein(QII)，Exploratory Line 2，Level 1184m，Dongping;(b)-quartz vein(QII)cut by disseminated pyrite-containing dark grey quartz vein(QIII)，Line 2，Level 1184m;(c)-smoky grey pyrite-quartz vein(QIII)in potash silicificated rock，line 2，level 1184m;(d)-a smoky gray quartz-pyrite vein(stage III)cutting across altered and mineralized rock(K)，Line 15，Dongping，225° to the right of the photo;(e)-smoky gray pyrite veinlets(Py，stage III)filling along cracks of a white quartz vein(Q II)，which cut through potassic alterated rocks(K)，Vein 70;(f)-a gray white quartz veins(Q II)overprinted by vissible gold-baering quartz vein(Py-QIII)，Level 1224m，Line 15，Dongping

东坪金矿床近矿热液蚀变发育，蚀变的主要类型是钾长石化、硅化、黄铁矿化和绢云母化等，与金矿化关系密切，蚀变强度与构造发育的程度呈正相关关系。钾长石化是最重要的蚀变，常表现为对二长岩进行钾质交代，如微斜长石大面积交代斜长石(更长石)生成钾长石蚀变岩(图 4a)，或生成钾长石石英脉；晚期钾长石化发生在主成矿期，主要形成肉红色中细粒结构的蚀变岩。硅化主要表现为沿断裂裂隙交代钾长石化蚀变二长岩，强硅化岩石中可见更长石和微斜长石呈残余(图 4b)，同时形成白色石英脉。在构造挤压地段，形成糜棱岩化强硅化二长岩(图 4c)或硅化二长岩质碎裂岩(图 4d)。黄铁矿化与金矿化密切相关，早期黄铁矿晶粒大，常以星点状分布于钾质蚀变岩中，硅化岩石中可见黄铁矿细脉，黄铁矿-灰白色石英脉常胶结钾硅化岩石；在晚期石英脉中，黄铁矿呈细粒呈浸染状分布。在早阶段钾质蚀变岩中可见少量绢云母、白云母等，绢云母化主要伴随硅化发育，在碎裂岩中可见晚期方解石细脉(图 4d)。

图 4

Fig. 4

图 4 东坪金矿热液蚀变显微特征 (a)-微斜长石大面积交代二长岩，更长石呈残余被包围在粗晶微斜长石中，DP001，东坪70#矿脉；(b)-强硅化二长岩，更长石和微斜长石呈残余，并有星点状黄铁矿化，DP003，东坪70#矿脉；(c)-糜棱岩化强硅化二长岩，石英磨细并有拉长，DP004，东坪70#矿脉，1224m中段，13线；(d)-硅化二长岩质碎裂岩，DP007，东坪70#矿脉，1224m中段，13线. 均为正交偏光 Fig. 4 Microphotos of hydrothermal alteration in the Dongping gold deposit (a)-large amount of potassium microcline feldspar replace monzonite，residual oligoclase was surrounded in coarse-grained microcline，Dongping vein 70#，DP001;(b)-strong silicified monzonite，residual oligoclase and microcline feldspar are residual，together with a star-like point of pyritization，Dongping vein 70#，DP003;(c)-strong mylonitic silicified monzonite，quartz is pulverized and stretched，1224m mesomere，Dongping vein 70#，DP004;(d)-silicified monzonited cataclasite，1224m mesomere，Dongping vein 70#，DP007. Cross polarizer

在含矿构造带中，构造-蚀变-矿化具有明显的分带特征。在构造-石英脉体或断裂破碎带两侧，由未蚀变正长岩或二长岩向强烈蚀变的构造带中心，蚀变岩的矿物组合呈有规律的变化，岩石的结构构造明显不同，Au等微量元素也有较大变化，表明热液蚀变、构造活动与Au 矿化有密切关系。以东坪矿区邻区的后沟矿区主断裂F5为例，从断裂下盘未蚀变正长岩向矿体和断裂面方向，可分出5个构造-蚀变-矿化带(图 5)：1)原岩(二长岩、正长岩)带(0带)与同类岩石比较，微量元素相近；2)微斜长石化带(Ⅰ带)，微斜长石Mi_Ⅰ呈交代斑晶出现，包含更长石等残余，Au的含量有所增加，但Ag、Cu、Pb、Zn、Mo含量变化不大；3)硅化绢云母化微斜长石带(Ⅱ)，该带Mi_Ⅱ大面积交代原岩，形成微斜长石岩，同时出现网脉状硅化、绢云母化、浸染状黄铁矿化发育，Au含量剧增，Ag、Cu、Pb、Zn、Mo也略有增加；4)碎裂微斜长石岩带(Ⅲ)，由于强烈压碎作用，局部成为压碎角砾岩。碎斑为Mi_Ⅰ，粉碎多已动力重结晶为细粒石英绢云母集合体。该带Au、Ag、Cu、Pb、Zn、Mo等又有所增加；5)断层泥(Ⅳ带)在断裂面附近发育，断层泥上盘微斜长石化围岩未见有工业意义的矿化。上述各带在容矿断裂带的不同地段发育程度不一，局部地段缺失Ⅱ或Ⅲ带，并且常出现断裂下盘的单向蚀变分带。具工业意义的金矿体均位于Ⅱ或Ⅲ带，因此网脉状硅化、绢云母化对微斜长石化的叠加改造以及碎裂岩发育是该区重要的找金标志。

图 5

Fig. 5

图 5 后沟金矿的构造蚀变分带模式 1-未蚀变正长岩(0带)；2-弱微斜长石化带(Ⅰ带)；3-硅化绢云岩化微斜长石岩带(Ⅱ带)；4-碎裂微斜长岩(Ⅲ带)；5-断裂面及断层泥(Ⅳ带)；6-蚀变带界线；7-金矿体界线 Fig. 5 Pattern of structure-altered zone in Hougou gold deposit 1-unaltered syenite(zone 0); 2-slight microcline(zone Ⅰ); 3-silicified dolomite of microcline(zoneⅡ); 4-fragment of microcline(zone Ⅲ); 5-fracture surface and fault gouge(zone Ⅳ); 6-alteration zone boundaries; 7-boundaries of gold orebodies

东坪深部1220m和1184m中段坑道地质调查表明，热液蚀变范围仍然很大，从弱蚀变的二长岩向主矿化带方向，依次出现微斜长石化二长岩带、硅化绢云母化微斜长石带、碎裂微斜长石岩带或碎裂岩，以及含矿石英脉。

毛景文和李荫清(2001) 、范宏瑞等(2001) 都对东坪金矿流体包裹体进行过详细研究，获得了一些重要的认识。因此，本次研究在强调构造-蚀变与矿化阶段的划分的基础上，重点对深部(1220m中段以下)样品，特别是可见明金的富金矿石的标本，以及矿区外围转枝莲矿段的样品进行流体包裹体岩相学和显微测温研究，以便与浅部地段的已有成果进行对比并探讨异同。

东坪金矿和转枝莲矿段不同阶段石英脉中包裹体都很发育，按室温下的包裹体相态特点，结合显微测温过程相态变化特征，包裹体类型可分为3种：1)富CO₂包裹体(L_CO2-L_H2O和L_CO2-V_CO2-L_H2O)，以两相H₂O-CO₂包裹体最为常见(L_CO2-L_H2O或L_H2O-V_CO2)，CO₂所占体积20%~60%，最多可达到80%以上；2)水溶液包裹体(L-V)，室温下相态以气液两相形式存在，加热后均一到液相，大小多为3~10μm，少数大于10μm，形状为椭圆状，长条状或不规则状，气相充填度以10%~30%之间最为常见；3)单相包裹体，较少见，有纯CO₂包裹体和纯水包裹体。不同构造-矿化阶段的包裹体特征如下。

(1) 钾长石-石英脉阶段(阶段I)的石英中原生包裹体主要为两相H₂O-CO₂包裹体，由气相CO₂和液相水溶液组成，CO₂相所占体积一般20%~30%(图 6a)，拉曼探针证实大小5~15μm，形状规则或浑圆状，偶见三相包裹体CO₂包裹体，也见水溶液包裹体(L-V)。早期钾长石石英脉因受到后期变形，常见包裹体被破坏(图 6f)。

图 6

Fig. 6

图 6 东坪-转枝莲金矿床不同阶段的流体包裹体显微特征 (a)-钾长石石英脉的石英中原生H2O-CO2包裹体，DP028，1号脉；(b)-含金石英脉(QII-III)中原生富CO2包裹体，DP012，70号脉；(c)-灰白色石英脉边部(下盘，QII)中原生H2O-CO2包裹体，DP011，70号脉；(d)-自然金附近III阶段石英中富CO2和富H2O包裹体，DP012，70号脉；(e)-含金石英脉中定向排列的纯CO2包裹体(有时在壁上见很薄的水膜)，DP012；(f)-阶段I变形石英中破坏的包裹体，DP029B，1号脉 Fig. 6 Micrographs of fluid inclusions in the Dongping and Zhuanzhilian gold deposits (a)-primary H2O-CO2 inclusions in quartzs of k-feldspar quartz veins，No.1 vein，DP028;(b)-primary CO2-rich inclusions in gold-bearing quartz veins(QII-III)，No.70 vein，DP012;(c)-primary H2O-CO2 inclusions in the edge of gray white quartz veins(footwall，QII)，No.70 vein，DP011;(d)-CO2-rich and H2O-rich inclusions in quartz of stage III near the native gold，No.70 vein，DP012;(e)-aligned pure CO2 inclusions in gold-bearing quartz veins(the thin water film sometimes is found on the wall)，DP012;(f)-deformed inclusions in damaged quartz veins in stage I，No.1 vein，DP029

(2) 黄铁矿白色石英脉中(阶段Ⅱ)H₂O-CO₂包裹体比例增加，以两相富CO₂包裹体最为常见(L_CO2-L_H2O)(图 6b，c)，CO₂所占体积30%~60%，有时达到80%以上，水溶液相占较小体积。H₂O-CO₂包裹体加热后一般均一到水溶液相，有少数均一到CO₂相。CO₂相降温后出现CO₂气泡相，即成为CO₂三相包裹体(L_CO2-V_CO2-L_H2O)。

(3) 多金属硫化物-烟灰色石英脉阶段(阶段III)也是以H₂O-CO₂包裹体为主，有时见H₂O-CO₂包裹体和水溶液包裹体共存(图 6d)。70号脉见明金的烟灰色石英是叠加在II阶段石英脉的边部构造裂隙中的，后者中还可见到定向排列的极富CO₂的包裹体(仅有薄的水膜)(图 6e)，水缺失时甚至成为单相包裹体纯CO₂包裹体，可能与III阶段的构造-热液活动导致CO₂流体沿变形石英的裂隙愈合所致。

(4) 碳酸盐-石英脉阶段(IV)主要为水溶液包裹体，气相充填度较小，甚至出现单相水溶液包裹体，激光拉曼探针证实了这个现象。

显微测温实验在北京科技大学包裹体实验室进行，实验仪器为Linkam公司THMS600冷热台，测温范围为-196~+600℃。接近相变点时，包裹体的均一温度升温速率控制在为0.5~1℃，其它(CO₂三相点、CO₂部分均一温度、冰点等)升温速率控制在0.1~0.5℃，L-V型包裹体盐度采用Bodnar(1993) 流体包裹体冷冻法冰点与盐度关系表求出，H₂O-CO₂型包裹体盐度采用Collins(1979) CO₂笼合物熔化温度和盐度关系表求得。将东坪金矿深部各阶段石英脉及转枝莲矿区石英脉的包裹体所测数据进行统计，如表 1所示。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 东坪-转枝莲金矿床流体包裹体显微测温综合分析表 Table 1 Comprehensive study of fluid inclusion thermomertry at the Dongping and Zhuanzhilian gold deposits

表 1 东坪-转枝莲金矿床流体包裹体显微测温综合分析表 Table 1 Comprehensive study of fluid inclusion thermomertry at the Dongping and Zhuanzhilian gold deposits

东坪金矿深部样品采自1220m和1184m中段，研究表明，第Ⅰ阶段钾长石石英脉L-V型包裹体均一温度范围在220.3~359℃之间，主要集中在280~340℃(图 7a)，盐度在1.1%~3.1% NaCleqv，主要集中在1%~2% NaCleqv(图 7b)。H₂O-CO₂型包裹体的完全均一温度在346.5~383.5℃，集中在340~360℃(图 7a)，都向H₂O相均一。钾长石石英脉中H₂O-CO₂型包裹体的CO₂相一般为气相CO₂，偶见液相CO₂，降温后可出现气相CO₂成为三相包裹体CO₂，CO₂三相点温度-59.4℃;CO₂部分均一温度为28.5℃(DP040)，均一到CO₂液相。

图 7

Fig. 7

图 7 东坪金矿各阶段石英脉流体包裹体均一温度-盐度统计 (a，b)-第Ⅰ阶段钾长石石英脉；(c，d)-第Ⅱ阶段黄铁矿化白色石英脉；(e，f)-第Ⅲ阶段的烟灰色石英脉；(g，h)-第Ⅳ阶段晚期石英脉 Fig. 7 Homogenization temperatures and salinities of fluid inclusions in various quartz inclusions of different stages in the Dongping gold deposit (a，b)-K-feldspar quartz veins in stageⅠ;(c，d)-pyritization of white quartz veins in stage Ⅱ;(e，f)-smoky gray quartz veins;(g，h)-later quartz veins in stage Ⅳ

第Ⅱ阶段黄铁矿白色石英脉中L-V型包裹体均一温度范围是217.2~372.5℃，主要集中在260~340℃之间(图 7c)；盐度在1.1%~5.7% NaCleqv，主要集中在1%~5%NaCleqv之间(图 7d)。H₂O-CO₂型包裹体均一温度在241.2~396.7℃之间，主要集中在320~380℃之间(图 7c);CO₂三相点温度在-57.7~-66.1℃;该类型包裹体的盐度范围是2.2%~6.2% NaCleqv，主要集中在3%~5% NaCleqv(图 7d)。

第Ⅲ阶段烟灰色石英脉中L-V型包裹体均一温度范围为158.2~350.5℃，主要集中在260~360℃之间(图 7e)；盐度在0.7%~5.5% NaCleqv，主要集中在1%~4% NaCleqv之间(图 7f)。H₂O-CO₂型包裹体均一温度范围在215.2~378℃之间，主要集中在320~380℃之间(图 7e)，温度范围大可能是成矿期间流体内成分或密度的连续变化梯度造成的。此种情况下，较高的均一温度更接近流体包裹体的捕获温度(Shepherd et al.，1985);CO₂三相点温度在-57.6~-61.6℃;CO₂部分均一温度为27.8~30.9℃，均一到CO₂液相;盐度范围在3.0%~6.0% NaCleqv(图 7f)。在该富金石英脉内，H₂O-CO₂型包裹体中有临界均一温度323.5℃(样号DP009)，347.6℃、350.5℃、351.3(样号DP012C)，345.3、356.6、371.5(样号DP012F)，有三相包裹体(L_CO2-V_CO2-L_H2O)存在。在富金石英脉内，镜下常观察到不同相比的CO₂包裹体和水溶液包裹体共生，但其均一温度却基本一致，说明成矿流体曾发生了H₂O和CO₂不混溶现象。

第Ⅳ阶段晚期石英脉L-V型包裹体均一温度范围为151.2~249.8℃，主要集中在170~240℃之间(图 7g)；盐度在0.9%~8.3% NaCleqv，主要集中在1%~5% NaCleqv之间(图 7h)。该阶段石英脉内很少见到CO₂包裹体。

对转枝莲矿区的白色石英脉(II)和烟灰色石英脉(III)中的包裹体进行显微测温，结果显示包裹体均一温度和盐度明显高于东坪矿区的(图 8)，其中白色石英脉中包裹体的均一温度范围为220~416.2℃，主要集中在360~400℃，盐度在12.9~20.8% NaCleqv。烟灰色石英脉的均一温度范围为195.3~425℃，主要集中在320~360℃，CO₂三相点温度范围为-58.9~-61.3℃，盐度在9.1%~17.9% NaCleqv。镜下观察含大量富CO₂气相包裹体。在测温过程中，包裹体常有临界均一的现象，临界均一温度较高，在400℃左右，也说明盐度较高。在烟灰色石英脉中还发现含NaCl子晶的包裹体，气泡256.2℃消失，子晶339.7℃溶化，得盐度40%NaCleqv。

图 8

Fig. 8

图 8 转枝莲矿区石英脉流体包裹体均一温度-盐度统计 Fig. 8 Homogenization temperatures and salinities of fluid inclusions in the Zhuanzhilian mine

激光拉曼探针分析在北京大学地球与空间科学学院进行，测试仪器型号为Renishaw公司RM-1000型，实验条件为514nmAr+激光器，光谱计数时间10s，分辨率1~2cm^-1，激光速斑1~2μm，结果表明成分主要为H₂O，CO₂，在激光拉曼位移1388cm^-1、3500cm^-1附近显示清晰的CO₂、H₂O谱峰(图 9)，且在早期第Ⅱ阶段黄铁矿石英脉(图 9a)，富金石英脉中有CO₂存在(图 9b，c)，而晚期石英脉主要是水溶液包裹体，可见次生包裹体(图 9d)，很少发现有CO₂包裹体存在。L-V型包裹体内含少量CO₃^2-，峰值为1067cm^-1(图 9b)。H₂O-CO₂包裹体主要为气相CO₂，拉曼特征峰值为1388cm^-1和1283cm^-1。

图 9

Fig. 9

图 9 东坪金矿包裹体激光拉曼图谱 (a)-黄铁矿石英脉中LCO2-LH2O型包裹体，DP039；(b)-富金石英脉中LCO2-LH2O型包裹体，DP012C；(c)-富金石英脉中LCO2-LH2O型包裹体，DP012E；(d)-晚期石英脉中次生L-V型水溶液包裹体，DP024 Fig. 9 Laser Ranman spectorgrams in the Dongoing gold deposit (a)-LCO2-LH2O inclusions in quartz veins with pyritization，DP039;(b)-LCO2-LH2O inclusions in rich gold-bearing quartz veins，DP012C;(c)-LCO2-LH2O inclusions in rich gold-bearing inclusions，DP012E;(d)-secondary L-V aqueous inclusions in later quartz veins，DP024

为了解东坪金矿床的流体包裹体中重金属微量元素的特征，选择较大(大于20μm)的包裹体应用SRXRF 技术进行了微量元素分析。测试在中国科学院高能物理研究所同步辐射X 射线荧光分析实验室进行，实验所用的X 射线光源来自北京同步辐射装置(BSRF)带有K2B 镜聚焦的4W1B 束线，北京正负电子对撞机(BEPC)储存环的电子能量为2.2GeV，束流强度为50~170mA，能量范围为3.5~35keV，光斑大小为20×50μm，其空间分辨率达20μm 量级。显微观测系统中的显微镜为美国数字仪器公司产品，放大倍数450X，Si(Li)探测器铍窗厚度7.5μm，能量分辨率133eV。

将实验谱峰拟合得到所测包裹体的测试图谱和各元素的测试峰面积值，经归一化、扣除本底和吸收校正等数据处理步骤，然后与原始地幔的微量元素含量数值相比，测试及数据处理方法详见邬春学等(2002) 。测试结果表明，微量元素含量较高的元素有Rh、Cs、Au等(图 10)，趋势线比较一致，说明这几个包裹体具有比较相同的元素含量。包裹体中含有较高的Au元素含量值，也说明了流体对金成矿的重要作用。

图 10

Fig. 10

图 10 东坪金矿石英脉中富CO2包裹体SRXRF微量元素分析 Fig. 10 SRXRF trace element analysis in CO2-rich inclusions in the quartz veins of the Dongping gold deposit

本次研究的DP012B、C、D、E样品采自1220m中段13-15线间的富金石英脉，该处细脉状黄铁矿、黄铜矿硫化物脉及烟灰色石英脉(QIII)沿早期石英脉(QⅡ)充填，有些部位有孔雀石化，石英晶洞内见细粒烟灰色黄铁矿、黑色不透明矿物及明金。烟灰色石英脉的包裹体显微测温表明，富金石英脉的L-V型包裹体均一温度范围集中在260~360℃，H₂O-CO₂型包裹体均一温度集中在320~380℃。

在整个测温过程中，基本上没有发现包裹体爆裂现象，这与小秦岭地区石英脉型金矿富CO₂包裹体在升温过程大量破裂的特点差别很大(自测)。另外，东坪金矿的H₂O-CO₂型包裹体中CO₂相以气相为主，说明与CO₂密度和捕获压力相对较低。有少量液体相附着在CO₂气泡上，可以观察到CO₂初融温度，但液相含量极少，很难观察到CO₂部分均一温度Th，_CO2，仅测得少量Th，_CO2为27.8℃~30.9℃。根据Shepherd et al.(1985) 的含CO₂包裹体的均一温度和CO₂ 相密度关系图解而求得CO₂相的密度为0.58~0.67g/cm³。在富金石英脉中L_CO2-L_H2O型包裹体中测得一组较集中临界均一温度，其值为323.5℃、347.6℃、350.5℃、351.3℃、345.3℃、356.6℃和371.5℃，均低于纯H₂O的临界均一温度374℃，可认为近似于CO₂-H₂O体系的特征。据三相包裹体(L_CO2-V_CO2-L_H2O)中CO₂部分均一温度和密度在CO₂-H₂O体系的V-X图解(Diamond，2001)求得X_CO2约为0.2，结合临界均一温度，并考虑低盐度特点，再根据Frantz et al.(1992) 的H₂O-CO₂-NaCl体系临界曲线特征，可求得临界均一压力为70~160MPa(最低捕获压力)。另外，由前述含子晶包裹体的测温数据引用Roedder(1984) 的高盐度包裹体压力估算方法，也可得到70 MPa的最低捕获压力。考虑到矿体倾角较缓(15°~50°)，可假设矿脉形成时承受的主要为静岩压力，以此估算的成矿深度大约是2.1~4.9km。

由于CO₂-H₂O体系的P-T相图上临界曲线受临界压力变化范围较大，而临界温度变化范围较小，也就是说CO₂含量和压力的变化对包裹体均一温度的波动范围不大，因此均一温度与实际捕获温度相差不大，富金石英脉的成矿温度条件可认为是中高温条件(260~380℃)；但是由于临界压力受CO₂含量变化影响较大，所以实际捕获压力比估算的临界均一压力为70~160MPa要大。

金成色的高低也能反映金矿床的形成温度，热液金矿中金成色越高其成矿温度越高。自然金是东坪金矿最主要的金矿物，其含量占90%以上(宋国瑞等，1996)，金成色为934.8~978.3，因此东坪金矿自然金的高成色也反映了其高温热液成矿的特点。

前人对东坪金矿1号和70 号主矿脉石英流体包裹体的研究(毛景文和李荫清，2001)表明，CO₂-H₂O包裹体的完全均一温度(Th)范围247~372℃、NaCl-H₂O包裹体的均一温度的2个范围分别为250~380℃和160~250℃;CO₂-H₂O包裹体的三相点温度Tm，_CO2为-56.2~-57.9℃；CO₂-H₂O包裹体均一至气相和液相的部分均一温度Th，_CO2分别为0.3~31.1℃和19.2~30.8℃。范宏瑞等(2001) 按成矿阶段进行了包裹体显微测温，得出I阶段(白色石英-黄铁矿±钾长石)Th为306~372℃、II阶段(灰色石英-多金属硫化物-自然金阶段)的Th为263~342℃，II阶段的Th低于I阶段的，反映了流体成矿过程的降温演化；含CO₂包裹体均一至气相和液相的部分均一温度分别为23.6~24.7℃和22.5~23.9℃。

本文获得较深部中段不同构造-成矿阶段包裹体均一温度(Th)的高值区略高于前人的(表 2)，尤其是转枝莲矿区的Th更高，最高达416~425℃，这是前人未曾报道过的。本文I、II阶段与范宏瑞等(2001) 的I阶段相当，III阶段与范宏瑞等(2001) 的II阶段相当。总体来讲，从成矿早阶段到晚阶段，温度有明显降低趋势。本文获得的1184米中段烟灰色石英脉(III)中CO₂-H₂O包裹体的Tm，_CO2为-60.3~-61.6℃，Th，_CO2均一至液相为29.4~30.2℃；转枝莲矿段烟灰色石英脉(III)中CO₂-H₂O包裹体的Tm，_CO2为-58.9~-61.3℃；富金石英脉中CO₂-H₂O包裹体的Tm，_CO2为-57.6~-58.3℃，Th，_CO2均一至液相为27.8~30.9℃。本文所得的CO₂-H₂O包裹体的Tm，_CO2较毛景文和李荫清(2001) 所得的Tm，_CO2偏低，可能是含有CH₄、N₂等更多挥发分所致。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 东坪深部、转枝莲矿区不同成矿阶段包裹体均一温度、盐度与前人资料对比 Table 2 Comparison of homogenization temperatures and salinities from deep of the Dongping and the Zhuanzhilian to others 矿区 成矿阶段 Ⅰ阶段钾长石石英脉 Ⅱ阶段黄铁矿白色石英脉 Ⅲ阶段的富金石英脉 Ⅳ阶段晚期石英脉 东坪深部 (本文) Th，L-V 220.3~359℃ 217.2~372.5℃ 158.2~350.5℃ 151.2~249.8℃ Sal.，L-V 1.1%~3.1% 1.1%~5.7% 0.7%~5.5% 0.9%~8.3% Th，H2O-CO2 346.5~383.5℃ 241.2~396.7℃ 215.2~378℃ Sal.， 2.2%~6.2% 3.0%~6.0% 转枝莲 (本文) Th，L-V 283.5~367.2℃ 195.3~363.5℃ Th，H2O-CO2 342.5~416.2℃ 327~425℃ 东坪上部 (范宏瑞等，2001) Th，H2O-CO2 306~372℃ 263~342℃ Th，H2O-CO2 毛景文和李荫清，2001) Th，H2O-CO2 247~372℃ Th，H2O-CO2 250~380℃、160~250℃

表 2 东坪深部、转枝莲矿区不同成矿阶段包裹体均一温度、盐度与前人资料对比 Table 2 Comparison of homogenization temperatures and salinities from deep of the Dongping and the Zhuanzhilian to others

由上述包裹体分析可得知，东坪-转枝莲金矿的成矿流体总体上属低盐度富CO₂的H₂O-CO₂-NaCl体系，从早期到晚期，均一温度降低趋势较明显，盐度略有增加但幅度不大。早期钾长石石英脉、黄铁矿白色石英脉和富金石英脉中均发育H₂O-CO₂包裹体，早期钾长石石英脉由于受后期变形的影响，CO₂包裹体多被破坏。黄铁矿白色石英脉(阶段II)的固态CO₂的融化温度是-60.3~-66.1℃，富金石英脉(主要为III阶段石英)固态CO₂的融化温度在-57.4~-58.3℃，说明流体中含一定量的CH₄等其它挥发分，随着成矿流体的演化，逐渐减少。

东坪一带金矿受东西向的剪切带及其派生的次一级网状剪切构造所控制，剪切带从早期韧性变形演化到晚期脆性变形(李怀勇，1998)，矿脉分布的脉群、脉带组合形式，反映了早期表现为韧性剪切，晚期向脆性过渡的特征(李少众，1999)。早期构造主要表现韧性剪切构造，局部地段的张性裂隙形成钾长石石英脉，构造作用强蚀变发育，主要是钾长石化和硅化，一般发育于剪切带和石英脉的下盘，说明流体主要来自深部。主成矿期以脆性断裂构造或雁列式的韧-脆性构造为主，较早阶段形成黄铁矿白色石英脉，随着构造活动的继续，较早形成的钾长石石英脉和黄铁矿白色石英脉产生微裂隙，为烟灰色富金石英脉充填，捕获了一些原生成因的H₂O-CO₂包裹体和水溶液包裹体，由于剪切作用强烈，一些原生成因的包裹体受到了破坏和变形。在晚期碳酸盐阶段，构造背景主要表现为脆性变形，大气降水通过裂隙进入脆性变形的脉石英中，形成一些不规则分布的晚期次生包裹体，该阶段大气水的加入对成矿的影响很小。

东坪一带金矿虽然具有造山带型金矿的一些主要特点(Groves et al.，1998)，如：①矿床产于区域性尚义-崇礼-赤城东西向深大断裂的南侧，受次级剪切裂隙的控制；②含矿石英脉具有一些“构造矿石”的特点，早阶段石英脉碎裂为晚阶段硫化物石英脉充填；③矿石具有高的 Au/Ag比值，以及低的硫化物含量特征；④构造-成矿流体为富CO₂的H₂O-CO₂低盐度流体，由早期的富CO₂流体向晚期富H₂O流体转化。但热液蚀变以钾长石化为最重要特征，与典型的造山型金矿主成矿阶段以中温硅化为主的特征差别较大，碳酸盐化也不强。近年来“与侵入岩有关金矿床”这个术语逐渐为众多学者接受(Lang and Baker，2001; Nie et al.，2004; 胡朋等，2006)。根据“与侵入岩有关金矿床”定义的特征(Lang and Baker，2001)，东坪一带金矿更接近于这类矿床的特点，例如：①与燕山期中酸性侵入体有关；②成矿流体为H₂O-CO₂低盐度流体，但CO₂浓度比造山型的低，有时含高盐度流体；③微量元素富集大离子亲石元素，如Rb、Sr、Ba、W、Te等(宋国瑞等，1996)，而Cu、Pb、Zn等贱金属含量很低；④金属矿物中硫化物含量低，多数＜5%，且以具还原特征的黄铁矿为主，缺乏磁铁矿和赤铁矿；⑤相对弱的热液蚀变带，绢英岩化不发育；⑥构造背景方面，矿床产于华北克拉通北缘靠内陆一侧，区域性尚义-崇礼-赤城东西向深大断裂之南侧。因此，从国内外金矿对比研究的角度看，东坪一带金矿床归属于“与侵入岩有关金矿床”更合理。

(1) 东坪金矿的构造-蚀变-成矿可划分为4个阶段：Ⅰ钾长石-石英脉阶段，剪切构造发育，局部引张地段有钾长石石英脉形成，金矿化弱；Ⅱ黄铁矿-白色石英阶段，构造变形以脆性构造为主，形成灰白-白色石英脉主体，为金矿化的主要阶段之一；Ⅲ多金属硫化物-烟灰色石英脉阶段，是最重要的富金阶段；Ⅳ晚期碳酸盐-石英阶段。

(2) 东坪金矿深部的包裹体研究表明，第Ⅰ阶段钾长石石英脉L-V型包裹体均一温度为220.3~359℃；H₂O-CO₂型包裹体均一温度在346.5~383.5℃。第Ⅱ阶段黄铁矿白色石英脉中L-V型包裹体均一温度范围是217.2~372.5℃，H₂O-CO₂型包裹体均一温度在241.2~396.7℃，第Ⅲ阶段富金石英脉中L-V型包裹体均一温度范围为158.2~350.5℃，H₂O-CO₂型包裹体均一温度范围在215.2~378℃之间。矿区外围转枝莲矿段的II阶段白色石英脉中包裹体的均一温度范围为220~416.2℃，盐度在12.9~20.8%NaCl_eqv。III阶段烟灰色石英脉的均一温度范围为195.3~425℃，盐度在9.1%~17.9%NaCleqv。成矿流体从早到晚，均一温度降低趋势明显。

(3) 东坪富金石英脉形成于中高温(＞300℃，可达400℃以上)、中深压力(70~160MPa以上)条件下。矿床的成矿流体性质总体上属低盐度的H₂O-CO₂-NaCl体系，但局部出现高盐度含NaCl子晶的包裹体。其成矿背景、热液蚀变、矿物共生组合及流体性质与典型的造山型金矿有一定的差别，属于“与侵入岩有关金矿床”。