乌拉嘎金矿(团结沟金矿)位于黑龙江省嘉荫县境内，是黑龙江省最大的岩金矿床。对于乌拉嘎金矿的成因认识仍然存在争议，这直接影响了矿区及周围的进一步找矿，主要问题有以下几个。(1) 对金成矿与中生代斑岩有无关系的认识存在分歧：①认为斜长花岗斑岩是成矿母岩，不仅提供成矿的热源，也提供了矿质(吴尚全，1984；李碧乐和王健，1998；吴国学等，2008)；②否定斜长花岗斑岩与成矿的关系(张璟等，2010)。(2) 对矿床成因类型的观点不同：①矿床属斑岩型金矿(吴尚全，1984；韦永福等，1993)；②热泉型金矿(张重泽和任启江，1992); ③中低温浅成热液金矿床(王可勇等，2004)、低硫化型浅成低温热液金矿床(孙丰月，2008)或浅成低温热液裂隙充填型金矿床(张璟等，2010)。(3) 对成矿流体注重于流体包裹体的研究，如对赋矿斑岩体的斑晶石英和矿石中玉髓状石英的流体包裹体研究(王可勇等，2004)，对玉髓状石英-黄铁矿型矿石中包裹体的研究(孙丰月等，2008)，而对熔体包裹体关注较少，未见详细报道。

对于乌拉嘎金矿斜长花岗斑岩的斑晶中熔体包裹体与流体包裹体的关系、以及它们之间的演化，这对解释金成矿与斑岩有无联系、矿床成因类型的归属有重要意义。Kamenetsky et al.(2002，2004)对俄罗斯远东的Omsukchan斑状花岗岩中石英斑晶中共存的熔体包裹体和流体包裹体做了很好的研究，认为包裹体的多样性是由于残余硅酸盐熔体-热卤水-挥发份体系中强烈的化学不均一性所导致的。Davidson and Kamenetsky(2007) 还研究了新西兰Okataina火山活动中心的流纹岩、智利Río Blanco铜钼矿床中熔体包裹体及其包含的水溶液包裹体，并证明了这些与硅酸盐熔体共存的水溶液包裹体既可代表出溶后的捕获相(Okataina流纹岩)，也可代表已经出溶的、与岩浆共存的捕获相(Río Blanco铜钼矿床)。Cline and Bodnar(1994) 报道了新墨西哥州Questa钼矿床从硅酸盐熔体到盐水体系直接演化的证据。这些研究进展丰富了人们对岩浆-热液成矿体系的初始流体之认识。本文研究了乌拉嘎金矿的次火山岩-斜长花岗斑岩中石英斑晶内的熔体包裹体、流体包裹体，以及各阶段矿化脉体石英中的流体包裹体，对目前矿床成因研究存在一些分歧进行了探讨。

乌拉嘎金矿大地构造位置处于古亚洲构造域与滨太平洋构造域交接复合部位的东北缘，Ⅰ级构造单元处于大兴安岭-内蒙地槽褶皱区与兴凯湖-布列亚地块区衔接处北段，Ⅱ级构造单元位于五星-关松镇隆起带与佳木斯隆起带相交接处的北端(图 1)，佳木斯地块隆起带北段被NNE向乌拉嘎深断裂带分割成三部分：西部为汤旺河-关松镇隆起，中部为嘉荫凹陷，东部为太平沟隆起，乌拉嘎金矿位于太平沟隆起与嘉荫断陷交界处。中国东部的深部动力学过程在120~100Ma发生了重要转型，由挤压逐渐转向拉张，这种动力学背景有利于浅成低温热液矿床的形成，乌拉嘎金矿与这样的地质背景有关。

图 1

Fig. 1

图 1 乌拉嘎金矿地质简图(左)及125线地质剖面图(右)(据孙丰月等，2008；张重泽和任启江，1992；吴尚全，1995修绘) 1-第四系；2-下白垩统淘淇河组碎屑岩；3-下白垩统宁远村组酸性火山岩；4-斜长花岗斑岩；5-花岗闪长斑岩；6-玄武岩；7-中元古界黑龙江群；8~10-剖面图图例:8-黑龙江群下亚群结晶片岩；9-斜长花岗斑岩；10-淘淇河组沉积岩；11-构造角砾岩；12-推测断裂；13-矿体；14-乌拉嘎金矿；15-地质界线 Fig. 1 Sketch geological map(left)of the Wulaga gold deposit and a geological profile of Line125(right)(Modified after Sun et al.，2008; Zhang et al.; 2002; Wu，1995) 1-Quatenary; 2-Low Cretaceous Taoqihe Formation; 3-Low Cretaceous Ningyuancun Formation; 4-plagioclase granite porphyry; 5-granodiorite porphyry; 6-basalt; 7-Middle Proterozoic Heilongjiang Ggroup; 8~10-Legend of the profile: 8-Lower Heilongjiang subgroup crystalline schist; 9-plagioclase granite porphyry; 10-Taoqihe Formation sedimentary rock; 11-structure breccias; 12-infered fault; 13-ore body; 14-location of Wulaga gold deposit; 15-geological boundary

区域内的地层出露较全，包括古、中、新元古界，古生界的寒武系、泥盆系和二叠系，中生界的三叠系和白垩系(彭向东等，2011)。与斜长花岗斑岩伴生的下白垩统火山岩，主要由陆相火山碎屑和火山熔岩组成，包括宁远村组、淘淇河组，它们呈角度不整合覆盖于中元古界黑龙江群下亚群强烈韧性变形的绿片岩之上。

矿区断裂构造呈现多期活动的特点，包括近E-W向、S-N向、NNE向和NWW向四组，NNE向乌拉嘎深断裂是本区最大的构造活动带，是区内的各期岩浆活动和含矿热液运移的重要通道，而直接控制矿体分布的是乌拉嘎断裂的次级断裂及团结沟斜长花岗斑岩体上部和边部的隐爆角砾岩带。

次火山斑岩分布于乌拉嘎断陷东侧，地表出露岩体主要有葡萄沟花岗闪长斑岩体和团结沟斜长花岗斑岩体，呈岩脉或岩株状产出(图 1)，钻孔资料表明两者在深部连为一体(王可勇等，2004)。与斑岩体紧密伴生的中生代火山岩为下白垩统宁远村组(K₁n)流纹岩、流纹质角砾凝灰岩等，受乌拉嘎深断裂控制，不整合于黑龙江岩群(Pt₂³hl)片岩之上。斜长花岗斑岩-花岗闪长斑岩是燕山晚期的火山岩浆沿乌拉嘎深断裂的火山管道浅成侵位至近地表的次火山岩相产物(王可勇等，2004；孙丰月等，2008)。前人测得斑岩锆石同位素年龄为105Ma、114Ma(江雄新等，1986)，全岩K/Ar同位素年龄为100~112.6Ma(吴尚全，1995)。近年来获得锆石LA-ICP-MS同位素年龄109Ma(聂喜涛，2010)，以及106±1.1Ma和108.2±1.2Ma(王永彬等，2012)。

乌拉嘎斜长花岗斑岩具有次火山斑岩的岩石学特征(常丽华等，2009)。岩石具有多斑结构(图 2a，b)，斑晶含量大于50%。斑晶矿物主要为板状的斜长石，且表面多已蚀变为绢云母，但仍可见到聚片双晶(图 2a，b)，其次为石英斑晶，占斑晶的1/3左右，形态多样，有浑圆状、港湾状，可见溶蚀边但不如熔岩中的明显，有时见后期热液蚀变形成的重结晶细颗粒(图 2c，d); 黑云母斑晶也常见，但多已蚀变；基质为长英质矿物，已蚀变为细粒石英和绢云母。

图 2

Fig. 2

图 2 乌拉嘎次火山斑岩的岩相学特征 (a)-斜长花岗斑岩中蚀变的更长石斑晶(Pl)及基质绢英岩化，TJG-7B-2；(b)-斜长花岗斑岩中蚀变的更长石斑晶、黑云母斑晶(Bi)，TJG-13b；(c)-石英斑晶(Q)边缘重结晶，TJG-13a;(d)-石英斑晶边缘重结晶及脉状碳酸盐化(Ca)，DZk701-2 Fig. 2 Petrography of Wulaga sub-volcanic porphyry (a)-alterated oligoclase phenocryst(Pl)in the plagioclase granite porphyry and phyllic groundmass，TJG-7B-2;(b)-alterated oligoclase phenocryst，and biotite phenocryst(Bi)，TJG-13b;(c)-recrystallized quartz(Q)at edge of quartz phenocryst，TJG-13a;(d)-recrystallized quartz at edge of quartz phenocryst and carbonate vein，DZk701-2

乌拉嘎金矿的矿化主要为各种类型的石英脉体，赋存于斜长花岗斑岩内以及与黑龙江群结晶片岩接触带中，特别是含矿角砾岩带，其次分布于黑龙江群变质岩的层间裂隙中。矿石类型有玉髓状石英-黄铁矿型、灰黑色玉髓状石英-黄铁矿-胶白铁矿型、碳酸盐-白铁矿-黄铁矿型等。围岩蚀变主要为黄铁绢英岩化、硅化(图 2c)、冰长石化等，特别是硅化与成矿关系最为密切；钾化、绢云母化形成较早，主要分布在靠近斑岩体一侧，而碳酸盐化、青磐岩化则远离矿体。

成矿阶段是构造-次火山热液活动阶段性和间歇性的反映，对于成矿过程的构造-热液演化具有重要指示意义。乌拉嘎金矿的成矿阶段划分有4阶段(靳是琴等，1994；李景强等，2008)和3阶段(霍亮，2006)之别，前者包括黄铁矿-灰色石英阶段、白铁矿-黄铁矿-白色石英阶段、白铁矿-灰黑色石英阶段和白铁矿-碳酸盐阶段，而后者则分为含金黄铁矿-白铁矿-偏胶体玉髓状石英阶段、含金玉髓状石英-多金属硫化物阶段和碳酸盐-粉末状黄铁矿阶段。

我们根据野外脉体穿插关系、石英脉特征以及硫化物种类，也将乌拉嘎金矿的成矿阶段分为如下3个：

Ⅰ. 黄铁矿-(灰)白色玉髓状石英(Q1)阶段：此阶段有大量灰白色石英脉(图 3a)或白色玉髓状石英形成，同时在两侧围岩中产生强烈的硅化蚀变作用，硅化石英通常为细粒状、脉状、角砾状。

图 3

Fig. 3

图 3 乌拉嘎金矿床各阶段矿化脉体特征 (a)-黄铁矿-烟灰色玉髓脉(Q2)胶结白色石英脉(Q1)；(b)-白色石英呈角砾(Q1)被灰色石英胶结(Q2)；(c)-富金的烟灰色黄铁矿-石英脉(Py)，乌拉嘎71m标高平峒;(d)-破碎带中沿裂隙分布的辉锑矿(Sb)，乌拉嘎西坑矿石堆 Fig. 3 Characteristics of veins in different stages of the Wulaga gold deposit (a)-pyrite-smoky gray chalcedony vein(Q2)cementing white quartz vein(Q1);(b)-breccia-shaped white quartz(Q1)cemented by gray quartz(Q2);(c)-Au-riched smoky gray pyrite-quartz vein，level 71m adit at Wulaga;(d)-stibnite(Sb)occurs along fractures，west pit

Ⅱ. 多金属硫化物-烟灰色玉髓状石英(Q2)阶段：主要形成大小不等的胶状黄铁矿-烟灰色玉髓状石英脉(图 3b)，伴有强烈的硅化、冰长石化。常见晚期烟灰色玉髓状石英脉胶结早阶段白色玉髓状石英脉或白色石英角砾(图 3b)。该阶段是金矿化的最主要阶段(图 3c)，同时伴有较多的白铁矿、辉锑矿、黄铜矿和铅矿等硫化物(图 3d)。自然金主要赋存于烟灰色玉髓状石英和胶状黄铁矿或它们的裂隙中。灰黑色玉髓状石英强烈发育处多为矿体赋存部位。

Ⅲ. 碳酸盐-石英(Q3)阶段：成矿晚期的产物，可见方解石石英脉穿切早期形成的脉体，主要分布在远离矿体的斑岩体内，部分分布在黑龙江群片岩中。

乌拉嘎金矿含金斑岩体的石英斑晶和各阶段脉石英样品中都有包裹体产出，下面分斑晶中和石英脉体中的分别描述。

(1) 石英斑晶中包裹体根据室温下相态特征，可以分为3个主要类型：1)原生玻璃质熔体包裹体，呈椭圆状成群或孤立分布在斜长花岗斑岩石英斑晶中，数量较多，大小8~50μm。室温下以2相(硅酸盐玻璃相和收缩气泡相)存在，气泡相为黑色球状，玻璃相较明亮，因为其折射率与寄主石英的折光率接近且略低于石英的，所以边缘极线(图 4a)，下降物台时贝克线向石英方向移动。有时玻璃相发生轻微的脱玻化作用，使收缩气泡边缘球形界面略显粗糙，也常见玻璃相发生强烈的脱玻化作用(图 4c,d)，并且与原生的气液包裹体(L-V)、含子矿物的多相包裹体(L-V-S)共存，说明此时已经发生了岩浆和岩浆水的相分离。有时还见熔体包裹体以微裂隙形式进入寄主石英中(图 4c)，如同Bodnar and Student(2006) 描述过的那样。一般认为，体积较大的熔体包裹体在捕获后的冷却过程比较小的包裹体更容易脱玻化和重结晶(Roedder，1984; Bodnar and Student，2006)；2)原生水溶液包裹体(L-V型)和含子晶的多相包裹体(L-V-S型)，L-V-S型相对较少见，原生L-V型包裹体大小多为5~20μm，气相充填度变化于3%~10%之间，常呈孤立或呈小群分布(图 4b)；3)次生水溶液包裹体，为呈椭圆、不规则状沿斑晶石英的次生裂隙分布，系后期热液活动所致(图 4e)。激光拉曼探针显示，L-V包裹体的主要组分为水，无其它挥发份检出，而在玻璃包裹体的气泡中则可检出N₂。

图 4

Fig. 4

图 4 乌拉嘎金矿熔体-流体包裹体特征 (a)-蚀变斑岩中石英斑晶内的玻璃包裹体(MI)，W010;(b)-绢英岩中残留斑晶内原生L+V包裹体，TJG014;(c)-石英斑晶中脱玻化的熔体包裹体(MI)与L-V、L-V-S包裹体共存，DZK701-16;(d)-石英斑晶中脱玻化的熔体包裹体和小的L-V包裹体，W015;(e)-绢英岩中残留斑晶内的次生L-V包裹体，W011;(f)-黄铁矿-灰色石英脉中的L-V包裹体(FI)，W014；(g)-辉锑矿石英脉中L-V原生包裹体(FI)，W016 Fig. 4 Characteristics of melt and fluid inclusions in the Wulaga gold deposit (a)-glassy inclusions in the quartz phenocryst of alterated porphyry(MI)，W010;(b)-primary L-V inclusions in the phenocryst of phyllic rock，TJG014;(c)-a devitrified glassy inclusion(MI)in quartz phenocryst associated with L-V and L-V-S inclusions，DZK701-16;(d)-a devitrified glassy inclusion in quartz phenocryst associated with small L-V inclusions，W015;(e)-secondary L-V inclusions in the phenocryst of phyllic rock，W011;(f)-primary L-V inclusions(FI)in the pyrite-gray quartz vein，W014;(g)-a primary L-V inclusion(FI)in the stibnite quartz vein，W016

(2) 脉状矿化石英脉(包括白色-灰白色玉髓状石英Q1和烟灰色玉髓状石英Q2)的包裹体主要为：1)水溶液包裹体(L-V型)，大小多为3~15μm，气相充填度一般小于10%，呈椭圆、不规则状成群或孤立分布在各阶段脉石英中(图 4f，g)。加热后均一到液相，部分L-V包裹体群呈线状或面状切穿主矿物颗粒边界，反映了晚期流体的叠加。2)以单相形式存在的包裹体(L_H2O型)，大小多为2~8μm，数量较少，部分因处于亚稳态，室温下略降温后出现气泡，最后加热均一到液相，呈椭圆或不规则状成群或孤立分布在各阶段。

斜长花岗斑岩石英斑晶中玻璃包裹体或熔融包裹体代表斑晶形成时的残余岩浆，那些原生气液包裹体代表了岩浆-流体演化过程中分异出来的岩浆热液，而斑晶中的次生包裹体则与不同矿化阶段石英中见到的原生包裹体一样，反映了晚期成矿流体的特性。另外，斜长花岗斑岩中斜长石斑晶多已强烈蚀变，很难观察到包裹体；晚期热液阶段的方解石中也发育包裹体，也是L-V型。

石英斑晶中熔体包裹体显微测温在北京科技大学资源系包裹体实验室的Linkman THS-1400热台上进行。热台测温范围0~+1400℃。根据前人经验(夏林圻，2002)，升温条件设为，800℃以下50℃/min，800℃以上20℃/min，且850℃以上每隔50℃恒温50min，最高温度到1200℃，升温总时间13h。对样品号W-15的石英斑晶测试结果表明，熔体包裹体在800℃开始有变化，玻璃发生始熔软化现象(图 5)，850℃以上收缩泡明显变小并有变形现象，在玻璃相内出现很多小气泡，说明玻璃大多熔融，至950℃众多的小气泡消失并汇集成另一个气泡，而原有的收缩泡又变圆(图 5)，说明硅酸盐熔体全部熔化。这张现象持续到1200℃都不再有变化。对样品号W-10的玻璃包裹体改变升温程序，自830℃开始每隔20℃恒温50min(总时间12h)，也得出类似的结果，800℃开始有始熔现象，950℃玻璃全部熔化，850℃以上玻璃相中出现小气泡，并持续到1120℃ 。

图 5

Fig. 5

图 5 石英斑晶中玻璃质熔体包裹体的加热变化 Fig. 5 Heating characteristics of a glassy melt inclusion in quartz phenocryst

如果岩浆在被捕获时已经饱和或过饱和挥发份，此时岩浆中的挥发份与岩浆呈不混溶状态，这样的熔体包裹体很难通过加热达到完全均一(夏林圻，2002)。乌拉嘎斜长花岗斑岩中石英斑晶内原生流体包裹体和玻璃包裹体共存，可能说明在斑晶捕获之前已经存在岩浆和流体挥发份的不混溶，所以加热不可能使玻璃包裹体达到完全均一(我们最高升到了1350℃)。由于硅酸盐熔体具有很陡的等容线，几乎不受温度的影响，均一温度近似捕获温度(Touret and Frezzotti，1993)，因此玻璃完全软化的温度也可以近似看做熔体包裹体的捕获温度，说明乌拉嘎石英斑晶中熔体包裹体可能在800~950℃被捕获的。因为斑晶早于基质中其它矿物形成，所以斑晶形成温度高于斜长花岗斑岩的平均固化温度。这与近年来对次火山斑岩的形成温度研究结果接近，如由石英Ti地质温度计获得西藏甲玛铜矿区石英闪长玢岩中石英斑晶的平均结晶温度910℃(彭惠娟等，2011)，而用全岩锆饱和温度计算得到德兴花岗闪长斑岩体的平均结晶温度为790±50℃(王蝶等，2010)。

流体包裹体显微测温也在北京科技大学资源系包裹体实验室进行，仪器为LinKman THMS-600冷热台，测温范围-196~+600℃。接近相变点时的升温速率，对于完全均一温度为1℃/min，对冰点为0.1℃。L-V型包裹体盐度采用Hall(1988) 公式和Bodnar(1993) 盐度-冰点关系表求出，密度采用Bodnar(1983) 经验公式求出；共获得159组数据(表 1)，包括石英斑晶中的水溶液包裹体及各阶段石英中的包裹体。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 乌拉嘎金矿床流体包裹体显微测温综合体 Table 1 Thermometry of fluid inclusions at Wulaga Au deposit

表 1 乌拉嘎金矿床流体包裹体显微测温综合体 Table 1 Thermometry of fluid inclusions at Wulaga Au deposit

(1) 石英斑晶中L-V包裹体均一温度Th为190.1~370.9℃，主要集中在210~350℃(图 6)；盐度1.3%~21.3%NaCleqv，集中在5%~7%；密度集中在0.80~0.88g/cm³。这些数据主要是由石英斑晶中的次生包裹体获得的，代表或接近岩浆期后热液的特征，其Th与黄铁矿-早期白色玉髓状石英阶段中的包裹体Th范围接近。Th范围变化较大，可能是流体内成分或密度的连续变化梯度所致，这种情况下较高的Th更接近流体包裹体的捕获温度(Shepherd et al.，1985)。石英斑晶中存在一些原生L-V包裹体，其Th也在此范围，王可勇等(2004) 也测得石英斑晶中些原生L-V包裹体的Th为190~350℃，所以与共存的玻璃包裹体比较要低得多，只能反映最低捕获温度。

图 6

Fig. 6

图 6 乌拉嘎金矿床各阶段石英脉流体包裹体均一温度(左)和盐度(右)直方图 Fig. 6 Histograms of homogenization temperatures(left)and salinities(right)for fluid inclusions in vein quartz of various stages in the Wulaga gold deposit

(2) Ⅰ阶段白色玉髓状石英阶段中L-V包裹体的均一温度为153.7~354.5℃，主要集中在210~330℃，盐度为1.3%~8.2%NaCleqv，集中在4%~6%NaCleqv，密度为0.53~0.88g/cm³。该阶段L-V包裹体的Th、盐度与石英斑晶中次生L-V包裹体的Th、盐度大体相当，它们都代表了主成矿早阶段的流体特征，较早阶段金的沉淀主要发生在中温条件下。

(3) Ⅱ阶段烟灰色玉髓状石英中L-V包裹体的均一温度为158.9~196.4℃，主要集中在170~190℃，盐度为2.2%~3.2%NaCleqv，密度0.79~0.92g/cm³。该阶段为主成矿较晚阶段，金的沉淀主要发生在中低温条件下。在烟灰色玉髓状石英-多金属硫化物阶段局部还发现少许均一到气相的富气相包裹体(V-L型)，与L-V型包裹体在同一视域，均一温度相近，为190℃左右，可视为同时捕获的沸腾包裹体，其均一温度可以视为捕获温度(Roedder，1984)，说明成矿较晚阶段流体发生了沸腾作用。

(4) Ⅲ阶段碳酸盐-石英阶段中方解石内包裹体的均一温度151.3~315.2℃，集中在170~270℃；盐度0.5%~2.9%NaCleqv，集中在1%~2%NaCleqv；密度0.80~0.88g/cm³。

激光拉曼探针分析在北京大学地球与空间科学学院地质教学实验中心进行，测试仪器型号为Renishaw公司RM-1000型，实验条件为514nm Ar+激光器，光谱计数时间10s，激光束斑1~2μm。结果表明各阶段气液包裹体成分主要为H₂O，在激光拉曼位移3400cm^-1附近显示非常清晰的H₂O 谱峰。L-V型包裹主要成分为H₂O(图 7)，没有样品检出CO₂，这与造山型金矿的包裹体很不同。在玻璃质熔体包裹体的气泡中还检出了N₂，其形成可能与岩浆去气作用有关，与变质作用中云母或长石中NH₄⁺的分解(Andersen et al.，1993)不同。

图 7

Fig. 7

图 7 乌拉嘎金矿床包裹体激光拉曼图谱 W-15A(V)-斜长花岗斑岩石英斑晶中的玻璃质熔体包裹体； TJG025d-黄铁矿-白色玉髓状石英阶段石英中L-V包裹体； W016A-烟灰色玉髓状石英-多金属硫化物阶段石英中L-V包裹体 Fig. 7 Laser Raman spectorgrams of fluid inclusions in the Wulaga Au deposit W-15A(V): a glassy melt inclusion in quartz phenocryst of plagioclase granite porphyry; TJG25d: a L-V inclusion in pyrite-white chalcedony quartz vein; W-16A: a L-V inclusion in smoky grey quartz-polymetal vein

在中国科学院地质与地球物理研究所电子探针室对石英斑晶中的玻璃质熔体包裹体成分进行了电子探针分析，测试仪器是JEOL-JXA-8100，束斑直径3~20μm实验条件：加速电压20kV，电流20nA，计数时间300s，空间分辨率7nm。测试结果见表 2。由玻璃包裹体的氧化物成分可知，这些包裹体的SiO₂的含量很高，达69.5%~73.8%，属酸性岩浆熔体的范畴。与石英斑晶的寄主岩石斜长花岗斑岩或花岗闪长斑岩相比(表 2)，SiO₂平均含量高5.29%，Al₂O₃平均高0.89%，而FeO(+Fe₂O₃)、MgO和CaO则低很多，分别低5.11%、1.59%和至1.47%。这是因为石英斑晶形成时间比斜长石斑晶、黑云母斑晶形成要晚，此时的岩浆成分比初始岩浆要更酸性些，相对减少的Mg、Fe、Ca等组分在黑云母、斜长石等斑晶形成过程中已被消耗。石英斑晶中存在的原生流体包裹体表明残余岩浆更富集挥发份，为后来的成矿热液事件储备了热液源。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 乌拉嘎次火山岩石英斑晶中玻璃质熔体包裹体的电子探针分析结果(wt%) Table 2 Results of EPMA analysis for glass melt inclusions in quartz phenocryst of sub-volcanic rock in the Wulaga(wt%) 测点号 SiO2 Al2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O Cr2O3 MnO TiO2 NiO ZnO Cl Total 10B-a 69.48 15.44 0.61 0.14 1.19 2.99 5.44 0.00 0.02 0.13 0.00 0.00 0.06 95.50 10B-b 69.77 15.54 0.64 0.12 1.30 3.53 5.52 0.00 0.11 0.07 0.03 0.05 0.04 96.73 10B-c 69.67 15.33 0.54 0.11 1.30 3.31 5.64 0.01 0.08 0.10 0.05 0.02 0.04 96.21 10B-d 73.76 13.49 0.53 0.12 1.14 2.97 4.76 0.00 0.04 0.05 0.01 0.03 0.06 96.96 29-b 71.19 16.56 0.13 0.00 1.11 4.38 5.84 0.01 0.04 0.14 0.00 0.01 0.04 99.43 29-c 71.96 16.19 0.13 0.00 1.26 3.94 5.27 0.00 0.06 0.10 0.00 0.00 0.06 98.92 29-d 70.07 16.40 0.16 0.02 1.39 3.48 5.98 0.01 0.07 0.12 0.00 0.03 0.04 97.74 29-e 70.00 16.82 0.17 0.03 1.59 4.12 5.22 0.02 0.00 0.13 0.02 0.03 0.04 98.18 29-f 69.96 16.58 0.11 0.02 1.32 3.58 6.31 0.00 0.01 0.07 0.04 0.04 0.06 98.05 平均 70.56 15.82 0.34 0.06 1.29 3.59 5.55 0.01 0.05 0.10 0.02 0.02 0.03 97.52 次火山岩全岩范围 64.39~65.62 14.01~16.21 4.14~6.38 1.37~2.01 2.48~3.12 3.29~3.95 2.57~3.28 / 0.049~0.07 0.46~0.76 / / / 99.46~99.69 6件样品均值 65.27 14.93 5.45 1.65 2.76 3.67 2.96 / 0.06 0.61 / / / 99.56 说明：1)玻璃包裹体EPMA由中国科学院地质与地球物理研究所电子探针室JEOL-JXA-8100分析，资料来源本文，备注栏中μm为对应包裹体测试的束斑直径；2)次火山岩全岩由核工业北京地质研究院PHILIPS PW-2404 X-荧光光谱仪分析，资料来源：王永彬等(2012) ，FeO项为FeO+Fe2O3

表 2 乌拉嘎次火山岩石英斑晶中玻璃质熔体包裹体的电子探针分析结果(wt%) Table 2 Results of EPMA analysis for glass melt inclusions in quartz phenocryst of sub-volcanic rock in the Wulaga(wt%)

王可勇等(2004) 提到，含子矿物三相包裹体和气液两相包裹体在不同样品的石英斑晶中发育程度不均匀，而熔融包裹体却是遍在的。根据本文的观察，不同样品的石英斑晶中玻璃质熔体包裹体分布也不均匀，有些地段石英斑晶中富含玻璃质熔体包裹体，而另一些则富含次生的L-V包裹体。它们可能反映了斑晶及其包裹体的演化经历。石英斑晶中玻璃质熔体包裹体代表了斑晶结晶时被捕获的残余熔浆，其捕获温度大约800℃，此时酸性殘浆的SiO₂含量大概为69.5%~73.8%，残浆中出溶的挥发份也在石英斑晶的结晶过程中被捕获，成为原生的L-V包裹体，局部地段出溶挥发份具有较高的盐度，故而形成少量的含NaCl子晶的包裹体。石英斑晶中熔体包裹体与原生气液包裹体(L-V)、含子矿物的多相包裹体(L-V-S)共存的事实，证明了石英斑晶形成时已经发生了岩浆和岩浆水的相分离；这些不同类型包裹体分布不均匀则反映了硅酸盐熔体/盐水流体的相分离不均一(Kamenetsky et al.，2004)。岩浆分异过程从原始的低挥发份熔体(形成侵入岩)，经过富水熔体(形成伟晶岩)，到富水流体(形成石英脉和矿床)，残余液相的成分变化很大(Roedder，1992)。对于乌拉嘎金矿，由于斜长花岗斑岩的逐渐冷凝成岩，使得大量富硅的汽水热液汇集到岩体的上部，尤其是在岩体因收缩、或因构造活动等产生的裂隙中形成不同阶段的石英脉及矿化。汽水热液还在石英斑晶中的次生裂隙里形成次生包裹体，同时对斑岩的基质成分进行交代产生绢云母化等蚀变。玻璃质熔体包裹体的同步辐射X荧光分析(SRXRF)表明(另文)，残余熔浆中Au、As等与金成矿密切相关的成矿元素含量较高，为后来的金成矿提供了物质基础。

总体来看，石英斑晶中的熔体包裹体、原生L-V-S和L-V包裹体到次生的L-V包裹体及其不同比例的分布特征，其均一温度、盐度逐渐降低，反映了次火山岩浆活动晚期，由熔体向流体转变的演化过程。

乌拉嘎金矿与金矿化相关的各阶段石英中流体包裹体，包括石英斑晶中次生L-V包裹体、黄铁矿-早期白色玉髓状石英和多金属硫化物阶段的烟灰色玉髓状石英中的L-V包裹体均一温度(Th)和盐度存在一定的变化趋势(图 8)，Th主要范围逐渐降低，从210~350℃(斑晶中次生L-V包裹体)、210~330℃(I阶段Q1)到170~190℃(II阶段Q2)；盐度也相应从5%~7%NaCleqv、4%~6%NaCleqv到2%~3%NaCleqv。王可勇等(2004) 测得斑晶中原生含NaCl子晶包裹体的完全均一温度变化范围290~450℃，盐度值集中于43%~50%NaCleqv，原生L-V包裹体均一温度变化范围190~350℃，盐度值集中于4%~7%NaCleqv。这些数据也符合盐水溶液从硅酸盐熔体中经不混溶相分离出来后，温度逐渐降低、盐度逐渐变小的演化规律。

图 8

Fig. 8

图 8 乌拉嘎金矿床流体包裹体温度-盐度关系图 Fig. 8 Homogenization temperature- salinity diagram of fluid inclusions at the Wulaga Au deposit

成矿流体温度的逐步降低，与次火山斑岩体的冷却有关，而流体的盐度下降趋势，很可能与流体在近地表条件下逐步与较低温和低盐度的地下水混合有关。流体演化的结果导致低温的冰长石化、硅化等热液蚀变和金的沉淀。前人对矿石矿物硫同位素研究结果显示δ³⁴S值变化范围大(-33.6‰~10.1‰)(吴尚全，1984)，显示硫源的复杂性和成矿物理化学条件的多变性，表明有沉积物中S的参与，地层为成矿提供了部分物质成分。氢氧同位素δ¹⁸O_H2O为-2.73‰~5.81‰，δD_H2O为-78.25‰~-132.64‰(吴尚全，1984)，显示矿化阶段中大气水的参与。根据矿床具有冰长石化和硅化等低温蚀变作用的发生、较浅的成矿深度、矿石的胶状结构、脉状网脉状构造等，这些特点显示乌拉嘎金矿具有浅成低温热液矿床的特征。流体包裹体为中低温、低盐度和贫CO₂的盐水体系的这种特征，说明矿床与造山型金矿床的富CO₂流体有很大差别(Goldfarb et al.，2001; Groves et al.，2003; 范宏瑞等，2003)，与高盐度富子矿物的斑岩型矿床成矿流体也有较大区别。乌拉嘎金矿的流体特征与内蒙古九龙湾-李清地陆相火山-次火山热液型银多金属矿床、意大利Osilo地区金银矿床、加拿大不列颠哥伦比亚的Shasta金银矿床、印度尼西亚爪哇岛的Pongkor浅成低温Au-Ag-(Mn)矿床等(徐九华等，2006)的流体包裹体有很多相似之处。国内外学者认为与陆相火山-次火山有关的浅成低温热液矿床，其包裹体类型主要为盐水溶液(White et al.，1995; Cooke et al.，2011; Sillitoe and Hedenquist，2003; Heinrich，2007; 陈衍景等，2007)，均一温度多在100~300℃，盐度在0%~10%NaCleqv之间，一般小于4% NaCleqv(Hedenquist，1998; 范宏瑞等，1997)，稳定同位素组成反映有大气水参与成矿作用的特点，并且稳定同位素比值的变化范围较大(王莉娟等，2005)。

地质特征方面，乌拉嘎金矿床的空间分布与白垩纪次火山斑岩及其相关的火山岩紧密伴生，矿体受乌拉嘎深断裂的次级构造和隐爆角砾岩带控制。包裹体岩相学观察表明，石英斑晶中熔体包裹体和流体包裹体已发生了不同程度的不混溶，由于岩浆去气作用产生的大量挥发份为成矿提供了主要的热液来源。因此，乌拉嘎金矿的成矿流体来源与晚白垩世陆相火山-次火山作用有着密切的成因联系，本文熔体-流体包裹体研究为乌拉嘎金矿床的陆相火山-次火山热液成因认识和中低温浅成热液金矿床观点提供了新证据。

(1) 乌拉嘎斜长花岗斑岩的石英斑晶中发育3类包裹体，即玻璃质熔体包裹体、原生的L-V(少量L-V-S)包裹体以及次生的L-V包裹体。玻璃包裹体的氧化物成分电子探针成分分析表明，SiO₂含量可达69.48%~73.76%，属酸性岩浆熔体的范畴。熔体包裹体的显微测温表明石英斑晶的捕获温度为800℃以上。石英斑晶中熔体、流体包裹体及其共存反映了次火山岩浆活动晚期，由硅酸盐熔体通过不混溶产生含矿的盐水溶液的可能，说明了金成矿与斑岩的成因联系。

(2) 乌拉嘎金矿床的矿化可以划分3个阶段：Ⅰ黄铁矿-早期白色玉髓状石英阶段；Ⅱ烟灰色玉髓状石英-多金属硫化物阶段；Ⅲ碳酸盐-石英阶段。Ⅰ、Ⅱ阶段石英中包裹体的均一温度集中在210~330℃和170~190℃，而Ⅲ阶段的方解石中包裹体均一温度为170~270℃；盐度分别集中在4%~6%NaCleqv、3%~4%NaCleqv、1%~2%NaCleqv。由于I-II阶段，尤其是II阶段是金的重要矿化阶段，所以乌拉嘎金矿床的成矿作用具有中低温热液矿床的特征。

(3) 石英斑晶中次生L-V包裹体代表了次火山岩浆晚期热液的特征，包裹体均一温度集中在210~350℃、盐度5%~7%NaCleqv，与黄铁矿-早期白色玉髓状石英阶段中Q1的包裹体均一温度范围很接近，而盐度略高于白色玉髓状石英Q1的。乌拉嘎金矿的成矿流体来源与晚白垩世陆相火山-次火山作用有着密切的成因联系，矿床属于与陆相火山-次火山热液有关的中低温浅成热液金矿床。