卡林型金矿又称微细粒金矿，是以20世纪60年代美国内华达州发现的卡林型金矿而命名，中国的西南部和美国内华达州的卡林型金矿引起广大学者的关注 (Hausen et al., 1987; Arehart, 1996; 张复新等, 1998, 2001；苏文超等, 1998；Hofstra et al., 1999; Hofstra and Cline, 2000; Zhang et al., 2000; Hu et al., 2002; Gu et al., 2002; Liu et al., 2002; 陈衍景等, 2004；Kesler et al., 2005; Su et al., 2009)。中国卡林型金矿床主要集中分布在扬子地块西南缘的滇黔桂和陕甘川两个三角区内，其中黔西南卡林型金矿集中区是我国著名卡林型金矿矿集区“滇黔桂”金三角的重要组成部分 (王砚耕等, 1994；苏文超等, 1998；王登红, 2000；Hu et al., 2002；王成辉等, 2010)。

贵州贞丰县太平洞金矿床是20世纪90年代带钻普查工作证实的卡林型金矿床，是滇黔桂“金三角”兴仁-安龙金矿带灰家堡金矿区上的重要矿床之一。由于金矿发现较晚，对该金矿床仅有少数学者进行了初步的科学研究 (覃礼敬和刘道明, 2006)，对矿床成矿地质条件、控矿因素、流体包裹体及同位素地球化学特征等相关研究资料缺乏，尤其流体包裹体地球化学特征方面的系统研究未见报道。本文通过对矿床流体包裹体岩相学特征观察、显微温度测定和包裹体热力学参数的计算，结合前人地质研究资料，探讨了成矿物理化学条件和成矿机制。

该矿位于扬子准地台西南缘与华南褶皱系右江褶皱带交接部位，属于扬子古陆、江南地块与越北地块的交界部位。区域上，水银洞金矿与紫木凼、水银洞金矿一同构成灰家堡金矿田 (图 1)。

图 1

Fig. 1

图 1 太平洞金矿床区域地质简图 (据刘建中等，2006) T1yn-永宁组；T1y-夜郎组；P3c+d-长兴组和大隆组；P3l-龙潭组；1-背斜；2-正断层；3-逆断层；4-性质不明断层；5-金矿床；6-汞矿；7-铊矿床；8-砷矿点 Fig. 1 Simplified geological map of the Taipingdong gold deposit (after Liu et al., 2006) T1yn-Yongningzhen Formation; T1y-Yelang Formation; P3c+d-Changxing and Dalong Formation; P3l-Longtan Formation; 1-anticline; 2-normal fault; 3-reverse fault; 4-fault of unknown nature; 5-gold deposit; 6-mercury deposit; 7-thallium deposit; 8-qrsenium deposit

区内出露地层为二叠系上统至三叠系下统以及少量第四系, 钻探施工所见最老地层为中二叠统上部。由老至新地层特征如下表 1。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 太平洞金矿区地层岩性特征简表 Table 1 Simplified stratigraphic characteristics of the Tai Pingdong gold deposit 地层 岩性特征 三叠系 中统 关岭组T2g 灰岩、白云岩 永宁镇组T1yn 灰岩夹薄层粉砂岩、粘土质粉砂岩，厚>100m 夜郎组三段T1y3 粉砂岩、粘土岩夹灰岩、泥灰岩，厚1391m 下统 夜郎组二段T1y2 灰岩夹泥质白云岩、粘土岩，厚1151~1361m 夜郎组一段T1y1 泥灰岩、灰岩夹粉砂岩、粘土岩，是容金层位，厚1782~2262m 大隆组P3d 粘土岩夹蒙脱石粘土岩，厚71~132m 二叠系 上统 长兴组P3c 生物碎屑灰岩夹粘土岩，容金层位，厚492~691m 龙潭组P3l 砂页岩夹灰岩、泥灰岩、硅质岩，容金层位，厚952~1271m 茅口组P2m 生物屑灰岩夹白云质灰岩和泥灰岩，厚>100m 注：据覃礼敬和刘道明 (2006)整理修改

表 1 太平洞金矿区地层岩性特征简表 Table 1 Simplified stratigraphic characteristics of the Tai Pingdong gold deposit

矿区构造主要由背斜及断层组成，其中灰家堡背斜为矿田的主干构造，金矿赋存于二叠系龙潭组、长兴组及三叠系夜郎组地层中，矿体以层控型为主、断裂型为辅的复合型矿床，具有典型的“两层楼”模式 (图 2)。矿体沿灰家堡背斜轴及两翼呈平行状按10~40m不等的垂直间距叠置，其中，Ⅳd、Ⅳc、Ⅳb、Ⅳa、Ⅲe、Ⅲd、Ⅲc、Ⅲb、Ⅲa、Ⅱc、Ⅱb、Ⅱa、Ⅰa等矿体为赋存于上二叠统长兴组、龙潭组及Sbt中的层控型矿体。Ⅵ为受F₁逆断层控制的断裂型矿体 (图 3)。

图 2

Fig. 2

图 2 灰家堡背斜两层楼成矿模式图 (据郭振春和周忠赋，2006修改) 1-地质界线；2-逆断层及编号；3-地层代号；4-矿体及编号 Fig. 2 Two-floor metallogenic model of the Huijiabao anticline (modified after Guo and Zhou, 2006) 1-geological boundary; 2-reverse fault and its number; 3-stratum symbol; 4-orebody and its number

图 3

Fig. 3

图 3 太平洞金矿260勘探线剖面示意图 (据贵州省地质矿产勘查开发局105地质队，2009①) Fig. 3 Sketch diagram of 260 exploratory line of the Taipingdong gold deposit

①贵州省地质矿产勘查开发局105地质大队.2009.贵州省兴仁县紫木凼金矿区太平洞金矿236-308线勘探地质报告

矿石的结构有莓状结构、球状结构、胶状结构、自形晶结构、交代结构、假象结构和碎裂结构等。矿石构造主要有星散浸染状构造、缝合线构造、脉 (网脉) 状构造、晶洞状构造、生物遗迹构造、角砾状构造、条纹状构造和薄膜状构造等。

与金矿化关系密切的热液蚀变主要有黄铁矿化、毒砂化、白云石化、硅化、方解石化和雄黄化。其中硅化、白云石化、黄铁矿化与金矿关系极为密切，凡金矿产出部位皆有这三种蚀变特征，“三化”组合是成矿的必备条件。矿区内热液蚀变主要沿F1断层破碎带、灰家堡背斜近轴部的层间破碎带以及剥离空间等部位分布，常常与金矿化共生或伴生。

根据矿床构造、围岩蚀变、矿物共生组合和矿石结构构造，将太平洞金矿划分为沉积成岩期和构造-热液期两个成矿期，构造-热液期划分为三个成矿阶段。其中，构造热液期又划分为石英-黄铁矿阶段 (Ⅰ)、石英-黄铁矿-毒砂阶段 (Ⅱ)、石英-方解石-雄黄阶段 (Ⅲ)，本文重点对热液期三个成矿阶段进行了流体包裹体研究。

本次所观测的样品主要取自太平洞金矿龙潭组三段平硐以及太平洞香巴河矿段钻孔ZK35427的Sbt (不整合面)，采样时尽量选取代表不同成矿阶段的样品，然后将这些样品磨制成厚度约为0.2mm双面抛光的薄片做矿相学和流体包裹体观察，然后选择有代表性的包裹体进行显微测温和激光拉曼分析。

流体包裹体测温在中国地质大学 (北京) 地球科学与资源学院包裹体实验室完成，使用仪器为英国产Linkam THMS600型冷热台，技术参数为：铂电阻传感器，测温范围-196~600℃，温度显示0.01℃，控制稳定温度±0.01℃，光孔直径1.3mm，样品轴向移动16mm，加热/冷冻速率0.01~130℃/min。400℃时相对于标准物质误差为±2℃，-22℃时误差为±0.1℃。在加热或冷冻过程中设置的控温速率一般为20℃/min，在相变点附近速率一般＜1℃/min。激光拉曼分析使用英国Renishaw公司生产的Renishaw invia型激光拉曼光谱仪，它由激光光源、共焦显微镜、CCD探测器及配套控制软件组成。主要仪器性能指标：(1) 激发波长：514nm、空冷；(2) 光谱范围：100~4000cm^-1，可连续扫描；(3) 光谱分辨率：小于2cm^-1；(4) 空间分辨率：×50倍镜头下，横向分辨率小于1μm，纵向小于2μm；×100倍镜头下，横向分辨率小于0.5μm，纵向小于1μm；(5) 光谱重复性：±0.2cm^-1。

本次研究中可供岩相学观察和显微测温的流体包裹体寄主矿物主要有细粒石英、纯净粗大石英和方解石，它们大致分别代表了石英-黄铁矿阶段 (Ⅰ)、石英-黄铁矿-毒砂阶段 (Ⅱ)、石英-方解石-雄黄阶段 (Ⅲ)。下面对各阶段的包裹体岩相学作简要介绍：

石英-黄铁矿阶段 (Ⅰ)：大多呈孤立状或星散状随机分布，亦见次生包裹体沿愈合裂隙呈线状分布。包裹体以气相两相盐水包裹体为主 (图 4a)，次为纯液相水包裹体，偶见CO₂-H₂O三相包裹体；大小主要介于2~10um，多数＜5um，气液比主要介于5%~10%。形态呈椭圆状、长条状、近三角状、长方形及不规则状。

图 4

Fig. 4

图 4 太平洞金矿床的典型流体包裹体类型 (a)-气液两相盐水包裹体；(b)-CO2-H2O三相包裹体；(c)-气液两相有机质包裹体和气液两相盐水包裹体共存；(d)-负晶形气液两相盐水包裹体；(e)-气相有机质包裹体和气液两相盐水包裹体共存；(f)-纯气相有机质包裹体；(g)-气相有机质包裹体、气液盐水包裹体和纯液相水包裹体共生；(h)-CO2包裹体与气液盐水包裹体共生；(i)-气相有机质包裹体 Fig. 4 Typical fluid inclusions in the Taipingdong gold deposit (a)-two-phase aqueous inclusions; (b)-CO2-H2O multiphase inclusions; (c)-two-phase aqueous inclusions coexist with liquid-vapor organic inclusions; (d)-negative form two-phase aqueous inclusions; (e)-two-phase aqueous inclusions coexist with organic vapor inclusions; (f)-mono-phase organic vapor inclusions; (g)-the coexistence of organic vapor inclusions with two-phase aqueous inclusions and mono-phase aqueous inclusions; (h)-two-phase aqueous inclusions coexist with CO2 inclusions; (i)-organic vapor inclusions

石英-黄铁矿-毒砂阶段 (Ⅱ)：包裹体主要呈星散状、星点状和孤立状分布，大小主要介于5~35um，形态有椭圆状、长条状、近三角状、负晶形、六边形和不规则状；类型主要以纯液相水包裹体、气液两相水包裹体和CO₂-H₂O包裹体为主，CO₂包裹体和气相有机质包裹体次之 (图 4b，c，e-h)，偶见气液两相有机质包裹体。这些不同类型的包裹体常共生在一个平面内或裂隙中，反映成矿流体曾经历了流体不混溶作用的过程。其中，CO₂-H₂O包裹体分为富CO₂的CO₂-H₂O包裹体和富H₂O的CO₂-H₂O包裹体，但前者分布数量较少。CO₂包裹体常温下已发生部分均一，多为单相CO₂包裹体，降温过程中会出现气泡。

石英-方解石-雄黄阶段 (Ⅲ)：包裹体呈孤立状或星点状随机分布，亦常见次生包裹体沿裂隙呈线状分布，大小主要介于2~10um，形态主要有椭圆形、长条形和不规则状等，类型有纯液相水包裹体和气液两相盐水包裹体 (图 4d)，偶见纯气相水包裹体，气液比介于1%~25%之间，多数介于3%~10%。在测温过程中当升温到某一温度后，经常会见到气泡发生强烈抖动或跳动，说明气相中可能含有CH₄或CO₂等成分。

本次研究重点对不同成矿阶段矿物中的原生气液盐水包裹体和CO₂-H₂O水包裹体进行了均一温度测定，结果见表 2和图 5。从表 2和图 5可以看出，Ⅰ阶段细粒石英中气液盐水包裹体的均一温度介于158.9~315.2℃，多数为200~260℃，平均值225℃。Ⅱ阶段粗大石英中包裹体的均一温度变化于120.0~327.9℃，大多数为180~240℃，均值为214℃。Ⅲ阶段方解石中包裹体均一温度变化于96.8~172.0℃，多数为100~160℃，平均值为123℃。可见，随着成矿作用的进行，成矿流体温度逐渐降低。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 太平洞金矿床均一温度和盐度测定结果 Table 2 Homogenization temperatures and salinities in the Taipingdong gold deposit 寄主矿物/ 成矿阶段 包裹体 类型 均一温度 (℃) 冰点温度 (℃) 盐度 (wt% NaCleqv) 范围 (测定数) 均值 范围 (测定数) 均值 范围 (测定数) 均值 细粒石英/Ⅰ L-V 158.9~315.2(89) 225 -0.6~-5.2(72) -3.0 1.05~8.1(72) 4.86 CO2-H2O 完全均一温度 174.0~367.1(31) 232 笼合物熔化温度 8.1~10.0(35) 9.4 0.02~3.71(35) 1.10 粗大石英/Ⅱ CO2 部分均一温度 9.5~23.2(6) 16.8 L-V 120.0~327.9(186) 214 -0.2~-4.7 (144) -3.0 0.35~7.45(144) 4.86 方解石/Ⅲ L-V 96.8~172.0(40) 123 -0.1~-3.5(31) -1.2 0.18~5.71(31) 2.08 注：L-V为气液两相盐水包裹体；CO2为两相CO2包裹体

表 2 太平洞金矿床均一温度和盐度测定结果 Table 2 Homogenization temperatures and salinities in the Taipingdong gold deposit

图 5

Fig. 5

图 5 太平洞金矿床均一温度和盐度直方图 Fig. 5 Histograms of homogenization temperature and salinity of the Taipingdong gold deposit

通过测定气液盐水包裹体的冰点温度获得了气液水包裹体的盐度 (表 2、图 5)。细粒石英 (Ⅰ)、粗大石英 (Ⅱ) 和方解石 (Ⅲ) 中气液盐水包裹体的冰点温度变化区间分别为-0.6~-5.2℃、-0.35~-7.45℃和-0.18~-5.71℃，根据冰点温度-盐度计算公式 (Potter et al., 1978)：

获得盐度分别为1.05%~8.1%NaCleqv、0.35%~7.45%NaCleqv和0.18%~5.71%NaCleqv，平均值分别为4.86%NaCleqv、4.86%NaCleqv和2.08%NaCleqv (表 2、图 6)。

图 6

Fig. 6

图 6 太平洞金矿气液水包裹体均一温度和盐度散点图 Fig. 6 Sketch diagram of homogenization temperatures and salinities of two-phase aqueous inclusions of the Taipingdong gold deposit

此外，第二成矿阶段的粗粒石英中含CO₂-H₂O包裹体在冷冻到-57.1~62.1℃时出现CO₂三相点 (T_m.CO2)，略低于纯CO₂三相点温度 (-56.6℃)，表明包裹体中除含CO₂外，可能还有CH₄和N₂等挥发性组分。温度逐渐升高，获得CO₂笼合物的融化温度 (T_m.clath) 为8.1~10.0℃；温度继续升高，CO₂气液两相部分均一温度为23.5~29.5℃，完全均一温度介于174.0~367.1℃(T_h.CO2) (表 2、图 7)。根据CO₂笼合物熔化温度和盐度的关系式 (Collins, 1979)，计算出此类包裹体盐度为0.02%~3.71%NaCleqv，平均值为1.12%NaCleqv，与根据石英中气液水包裹体冰点温度计算获得的盐度值大致相当 (表 2)。

图 7

Fig. 7

图 7 石英中CO2-H2O包裹体相变温度和完全均一温度直方图 Fig. 7 Histograms of homogenization and phase change temperature of CO2-H2O inclusions in quartz

综上，太平洞金矿床成矿流体从早期到晚期盐度和温度有降低的趋势，总体属于中低温、低盐度的流体。

根据中低盐度NaCl-H₂O溶液包裹体密度公式 (刘斌和段光贤, 1987)，计算出石英-黄铁矿阶段 (Ⅰ) 的密度、石英-黄铁矿-毒砂阶段 (Ⅱ)、石英-方解石-雄黄阶段 (Ⅲ) 的密度分别为0.92~0.99g/cm³、0.71~1.01g/cm³、0.74~0.99g/cm³；对于Ⅱ阶段的CO₂-H₂O包裹体利用ρ_aq(Sterner et al., 1991) 计算出ρ_aq介于0.59~0.92g/cm³，CO₂-H₂O包裹体的总密度介于0.53~0.90g/cm³，总体上，太平洞金矿床成矿流体属于中低密度的流体。

依据Bain (1964)和Haas (1976)(转卢焕章等，2004) 气液水两相包裹体成矿压力的计算公式：

计算出太平洞金矿床石英-黄铁矿阶段 (Ⅰ)、石英-黄铁矿-毒砂阶段 (Ⅱ)、石英-方解石-雄黄阶段 (Ⅲ) 成矿压力分别为35.7~102.0bar、27.6~89.6bar、18.2~88.1bar，利用静水压力计算出成矿深度介于281~1040m。

激光拉曼作为一种非破坏性微区分析技术，已广泛应用于单个流体包裹体中具有拉曼活性气液相组分的定性和定量分析。本文激光拉曼测试选取了石英和方解石中气液两相盐水包裹体、CO₂-H₂O包裹体和部分纯气相包裹体进行研究。测试结果表明，包裹体的液相成分主要为H₂O，气相成分除了CO₂特征峰值 (1285cm^-1、1388cm^-1) 外，还可清晰观测到CH₄(2913~2919cm^-1) 和N₂(2330cm^-1) 的特征谱峰 (图 8)(徐培苍等，1996；Siemann and Ellendorff, 2001)，这与测温过程中CO₂-H₂O包裹体在冷冻到-57.1~-62.1℃时出现CO₂三相点，略低于纯CO₂三相点温度 (-56.6℃) 的结论相一致。

图 8

Fig. 8

图 8 太平洞金矿床气相有机质包裹体激光拉曼图谱 Fig. 8 Laser Raman spectra of organic vapor inclusions of the Taipingdong gold deposit

在太平洞金矿第二成矿阶段的石英中可以见到纯液相水包裹体、气液两相水包裹体、CO₂包裹体、CO₂-H₂O包裹体和气相有机质包裹体这些不同类型的包裹体常共生在一个平面内或裂隙中 (图 4c，e, g, h)，而且没有任何岩相学证据显示它们是不同期次捕获的，说明在包裹体被捕获期间被捕获流体的流体很不均一，反映了成矿流体曾经历了流体不混溶作用的过程。表 2中可以看出，第二成矿阶段石英中CO₂-H₂O包裹体和气液两相盐水包裹体的均一温度平均值分别为232℃和214℃，均一温度偏差值δ=︱T_h1-T_h2︱/T_h1=0.08＜0.1(其中，T_h1气液两相盐水包裹体的平均均一温度；T_h2为CO₂-H₂O包裹体的平均完全均一温度)，说明它们是同时期捕获的CO₂-低盐水不混溶流体包裹体组合。另外，同一视域中见到的气液两相盐水包裹体和CO₂-H₂O包裹体进行了包裹体测温，它们的均一温度相近，进一步说明了这些不均匀的流体是原始均一流体发生不混溶作用的结果。

流体的不混溶性是指在某一种体系中具有两种或更多种流体相互相组合而共存的现象 (Rodder, 1992; Halter and Webster, 2004)。流体的不混溶作用可以使原先单一的流体发生相分离，成为两种或两种以上的不均匀流体，从而破坏了体系原有的平衡状态，导致某些有用组分沉淀并富集成矿，这是成矿的重要机制之一 (Drummond and Ohmoto, 1985)。断裂导致的减压条件有利于流体不混溶分离作用的发生，压力诱发的流体不混溶作用可导致不同条件下成矿作用的发生 (Bowere, 1991)。Hollister (1981)将地壳中流体相的不混溶性分为三类：第一类是以水流体为主的沸腾；第二类是从富水流体中分离出来的富CO₂流体；第三类是从某种硅酸盐熔融体中分离出来的某种低密度流体 (转刘斌和沈昆，1999)。

从前面分析看出，太平洞金矿床成矿流体具有中低温、低盐度、中低密度的特点，与黔西南地区广泛发育的古油藏的成藏流体特征相似。前人研究认为，金属矿床与古油藏在空间上的密切依存关系、成因上有机联系，沉积盆地内金属成矿与油气成藏同是盆地有机成矿流体活动的产物 (顾雪祥等，2007)。太平洞金矿床出现的气相有机质包裹体和气液两相有机质包裹体说明成矿流体中含CH₄等有机质成分，更好地佐证了上述提出的观点。综上可以认为，太平洞金矿床的成矿流体主要由盆地沉积岩经过压实作用形成的。早侏罗世的海西末期至燕山早期，本区发生了强烈的构造运动，构造 (岩浆) 活动引起盆地内中低温、低盐度富含CO₂-CH₄-N₂和Au²⁺、Sb²⁺、Hg²⁺的成矿流体沿断裂上升，进入P₂m与P₃l间的不整合面 (区域构造滑脱面)、P₃l层间破碎带及F₁₆₂、F₁₆₃等斜切面的断层破碎带时，由于压力突然降低，导致CO₂和CH₄在成矿溶液中的溶解度减小，并发生流体的不混溶作用，由于物理化学条件的变化，流体携带的成矿物质在有利的构造部位卸载并富集形成金矿床。

太平洞金矿床流体包裹体的研究证明，各成矿阶段热液矿物中的包裹体类型丰富，以气液两相盐水包裹体、CO₂-H₂O包裹体和纯液相水包裹体为主，CO₂两相包裹体和纯气相有机质包裹体次之，偶见气液两相有机质包裹体。由Ⅰ→Ⅱ→Ⅲ阶段，气液水包裹体均一温度 (200~260℃→180~240℃→100~160℃) 呈现逐渐降低的趋势，盐度分别为1.05%~8.1%NaCleqv、0.35%~7.45%NaCleqv和0.18%~5.71%NaCleqv，成矿流体密度介于0.53~1.01 g/cm³。流体包裹体气相成分以H₂O和CO₂为主，CH₄次之。综上认为，太平洞金矿床的成矿流体总体属于中低温、低盐度和中低密度的H₂O-CO₂-CH₄体系。

在Ⅰ阶段石英中，仅在局部偶见到CO₂-H₂O包裹体和气液两相盐水包裹体共生，而在Ⅱ阶段的石英中，纯液相水包裹体、气液两相盐水包裹体、CO₂-H₂O包裹体、CO₂两相包裹体及纯气相有机质包裹体共存，它们共生在同一平面中且气液两相盐水包裹体和CO₂-H₂O包裹体测温数据相差不大，说明成矿流体经历了有机质-CO₂-低盐度水的不混溶作用。太平洞金矿床中成矿早期流体不混溶作用不明显，流体不混溶作用是导致主成矿阶段金矿质沉淀的重要原因。