2013, Vol. 29
2. 武警黄金地质研究所，廊坊 065000
2. Gold Geological Institute of CAPF, Langfang 065000, China
青海大场金矿田属北巴颜喀拉成矿带金矿矿集区之一，是矿集区内一超大型金矿田。矿田内已发现多个大、中型金矿床和矿化点，如大场、扎家同哪、加给龙洼、稍日哦、大东沟、扎拉依(胡正国等，1998；张昆宏，2010；赵俊伟等，2007)等。2011年，研究区新增金资源量40t，总资源量达到220t。前人的研究重点集中在大场金矿床(张德全等, 2001, 2007；丰成友等, 2003, 2004a, b；赵财胜等，2005；韩英善等，2006；赵俊伟等，2007)，取得了一定的成果和认识，但是仍然存在着明显的不足，尤其是矿床成因存在较大的争议。大部分学者根据矿床产出的构造背景认为其属于造山型金矿床(丰成友等, 2003, 2004a；赵财胜等，2005；张德全等, 2001, 2005, 2007；丁清峰等，2010)，另外一些学者根据矿石中的金赋存状态，认为其类型为卡林型金矿(韩英善等，2006；Inter-Citic Mineral Inc, 2003①)。故本文拟通过矿田尺度对青海大场金矿田流体包裹体地球化学和H-O同位素研究，揭示导致大规模金富集的成矿流体组成、来源及其演化，进而探讨成矿元素的淀积机理，讨论矿床的成因类型，为深入认识该矿田的成矿机制和分布规律提供依据。
①Prepared for Inte-Citic minerals Technologies Inc. 2003. Dachang Gold Property in Qumalai County, Qinghai Province, People's Republic of China
1 区域地质大场金矿田大地构造位于可可西里-巴颜喀拉晚古生代-中生代浊积盆地褶断带内(图 1a) (李荣社等，2008；陈守建等，2011)，是川陕甘“金三角”地区在扬子陆块周边的一个超大型矿田(欧阳玉飞等，2011；丁清峰等，2010)。
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图 1 青海大场矿田地质简图(据青海省地质调查院，2004①; Prepared for Inte-Citic minerals Technologies Inc., 2003修改) 1-第四系、第三系泥、砂砾岩；2-巴颜喀拉山群变砂岩；3-巴颜喀拉山群变砂岩夹板岩；4-布青山群灰岩；5-布青山群变砂岩；6-中粗粒二长花岗岩；7-辉长岩；8-断裂；9-地质界线；9-金矿点；10-砂金矿点；11-铜矿点 Fig. 1 Simplified geological map of Dachang ore field in Qinghai Province 1-mudstone and sandy conglomerate of Tertiary-Quaternary; 2-metasandstones of Bayankala group; 3-metasandstone and slate of Bayankala Group; 4-limestone of Buqingshan Group; 5-metasandstone of Buqingshan Group; 6-medium-coarse adamellite; 7-gabbro; 8-fault; 9-gold occurrence; 10-sand gold occurrence; 11-Cu mining occurrence |
①青海省地质调查院. 2004.曲麻莱县大场金矿评价报告
区域地层主要有二叠系布青山群马尔争组变砂岩(P1m1)和灰岩(P1m2)、三叠系巴颜喀拉山群变砂岩夹板岩(TB1)和板岩夹变砂岩(TB2)、第三系、第四系陆相河湖沉积物。其中，二叠-三叠系主要为海相沉积，比较连续，尤以海相三叠系最具特色，著名的巴颜喀拉山群横贯全区，分布广泛，厚度巨大(>6160m)(陈守建等，2011)，也是区域内最主要的赋矿地层。
区域岩浆活动较弱，岩浆岩分布零星，以晚印支期中酸性钙碱性系列、I型花岗岩最为发育，侵入年龄为：SHRIMP U-Pb年龄218~197Ma，锆石207Pb/206Pb年龄216~221Ma，锆石U-Pb年龄228Ma (沙淑清等，2007；陈文和Arnaud, 1997；陈守建等，2011)，与巴颜喀拉俯冲、碰撞造山的构造岩浆事件发生时间(243~223Ma)相一致(陈文和Arnaud, 1997；李海兵等，2001；许志琴等，2012)，也与川陕甘“金三角”地区卡林-类卡林金矿成矿省成矿时间(220~100Ma)相吻合(陈衍景等，2004a；李晶等，2007)。火山岩主要赋存于二叠系、三叠系中, 多为钠质型钙碱性系列，显示活动大陆边缘(或岛弧)构造环境(陈守建等，2011)，其构造背景与分布于大陆边缘地区的美国卡林型金矿床相似(Kerrich et al., 2000；陈衍景等，2004b)。虽然岩浆活动微弱，但地球物理资料显示深部有隐伏岩体存在(孙丰月, 2003②)。大场金矿矿石中绢云母40Ar-39Ar法年龄测定成矿年龄218.6±3.2Ma (张德全等，2005)和含金石英脉Pb-Pb年龄187Ma (青海省地质矿产勘查开发局, 2011③)，显示大场金矿田大规模成矿作用与巴颜喀拉的构造演化有密切关系，这与我国滇黔桂卡林型矿集区的成矿时代与地质演化相似(刘学飞等，2008)。
②孙丰月. 2003.新疆-青海东昆仑成矿规律和找矿方向综合研究
③青海省地质矿产勘查开发局. 2011.青海省金矿资源潜力评价成果报告
大场金矿田位于北巴颜喀拉构造带(图 1)。褶皱构造以印支期变形为主，断裂构造依其展布方向可分为北西西向和北东向两组，以北西西向断裂为主(昆南断裂、甘德-玛多断裂、玛多断裂、玛多南断裂)，该断裂形成早，规模大，具多期复合的特点，性质为北倾深大逆断层，具有明显的控岩、控矿作用；北东向断裂多属平移断层，形成时间晚，规模大小不一。
2 矿床地质矿区位于阿棚鄂里曲背斜构造南西和甘德-玛多深大断裂带内。大中型矿床主要有大场金矿、扎家同哪金矿、加给龙洼金矿和大场砂金矿(图 1)。
矿区出露地层有三叠系巴颜喀拉群和第四系。岩金矿床赋存于三叠系巴颜喀拉群，砂金矿床赋存于第四系，砂金矿与岩金矿有明显的空间对应分布特点(张昆宏，2010)，符合矿床中出现明金的事实。三叠系巴颜喀拉群主要为砂泥质类复理石沉积，主要为泥、砂质碎屑岩夹砾质岩和少量碳酸盐岩，局部地段有基性火山岩，砂岩局部含铁较高，板岩含炭或局部含炭质较高，以及部分板岩和砂岩富含黄铁矿(青海省地勘局, 2003④)，这些特征与内华达卡林型金矿的赋矿围岩特征(Strenger et al., 1998; Emsbo et al., 1999, 2003)相一致(陈衍景等，2004b)。据胡继春等(2010)研究，变砂岩、粉砂质板岩和泥质板岩的金丰度分别为73.52×10-9、10.7×10-9和22.67×10-9，显著高于矿区背景值3.74×10-9，并分布一系列Au-Sb-As-Hg组合异常(徐文艺等，2001)，总体构成了元素的高背景场(张德全等，2001)，有利于大型、超大型卡林型金矿床的形成。
④青海省地勘局. 2003.青海省三轮区划报告
矿区缺乏具有规模的岩浆侵入体，仅在扎日加-琼走一带，出露规模不大，呈岩脉、岩株状产出，岩性为中粗粒二长花岗岩，K-Ar年龄为188~189Ma (青海省地质调查院, 2005a⑤)，表明为成矿期后岩浆活动。虽然与美国卡林-类卡林金矿区有侵入体和火山岩发育特征不同，但与我国陕甘川地区卡林-类卡林金矿成矿省特征相一致(陈衍景等，2004b)。
⑤青海省地质调查院. 2005a.青海省曲麻莱县大场金矿评价报告-青海曲麻莱县大场-加给龙洼地区区域地质矿产图
矿体赋存于深大逆断层甘德-玛多断裂的次级断裂破碎蚀变带中，且矿体严格受破碎蚀变带控制，沿走向具有波状弯曲、膨大缩小、分支复合及分叉现象，倾向稳定，矿体平面上呈舒缓波状(图 2a)，上为脉状、似层状(图 2c、图 3a, b)。矿田内主要矿床的地质特征见表 1，它们除赋存的地层不同外，其他特征几乎完全一致。
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图 2 青海大场矿区地质-构造简图 (a)-大场金矿区地质略图(张德全等，2007)；(b)-3-18号矿体褶皱控矿地质平面图(张德全等，2007)；(c)-135号勘探线剖面图(据青海省地质调查院，2004修编).1-三叠系变砂岩；2-三叠系砂岩；3-三叠系板岩；4-矿体 Fig. 2 Simplified geological map of Dachang gold ore field in Qinghai Province (a)-sketch geological map of the Dachang gold ore field (Zheng et al., 2007); (b)-geological sketch map of No.3-18 ore body, showing the ore-controlling fold (Zheng et al., 2007); (c)-schematic geological section along No.135 exploration line in the Dachang gold deposit. 1-Triassic metasandstone; 2-Triassic sandstone; 3-Triassic slate; 4-orebody |
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图 3 大场金矿田野外、手标本及镜下照片 (a)-矿体全景；(b)-炭质板岩；(c)-含金石英脉；(d)-石英黄铁矿脉；(e)-毒砂矿化；(f)-自然金；(g)-褐铁矿化；(h)-绢云母化；(i)-绿泥石化 Fig. 3 Photographs of field work, specimen and microphotographs form Dachang gold deposits (a)-ore body; (b)-carbonaceous slate; (c)-auriferous quartz vein; (d)-quartz-pyrite vein; (e)-arsenopyrite mineralization; (f)-native gold; (g)-ferritization; (h)-sericitization; (i)-chloritization |
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表 1 大场金矿田矿床地质特征对比 Table 1 Contract of geologic feature on deposits in the Dachang ore field |
矿区内矿石类型主要为硫化物-蚀变破碎岩型，以硫化物-角砾岩型、硫化物-千枚岩型和硫化物-糜棱岩型为主，硫化物-千枚岩型、硫化物-粉砂岩型、硫化物-板岩型次之。围岩蚀变多表现为硅化、绢云母化、泥化及碳酸盐化(图 3g-i)，其中绢云母化、硅化与金锑矿化关系最为密切。矿体与围岩界限清楚，围岩岩性单一，矿体上下盘岩性多为板岩类和砂岩类，且破碎带的长度和宽度基本框定了矿体的长度和宽度。
矿石经光谱半定量和化学多项分析表明，矿石中砷碳铁硫含量较高(青海省地质调查院, 2005b①)。矿石矿物主要为黄铁矿、毒砂、辉锑矿(图 3c-e)，脉石矿物为石英、长石、绢云母和方解石等。自然金、黄铁矿、毒砂呈自形-半自形分散于脉石矿物中(图 3e)。矿石呈粒状、碎裂、碎斑结构，浸染状、角砾状构造。自然金和金矿赋存于毒砂、黄铁矿和蚀变岩中，自然金(粒度0.74~2mm)约占21%，小于0.74mm和不可见的金占79%(赵财胜等，2009)，总体而言，金矿石中有大量的金是以显微、超显微(＜0.02mm)金存在于矿石矿物裂隙及晶格中，且自然金多以次显微金形式存在于金属矿物中，但矿区内发现明金(图 3f)，其粒度可达2~5mm。
①青海省地质调查院. 2005b.青海省曲麻莱县大场金矿评价报告
根据野外与镜下观察的矿物共生组合及其生成顺序，将大场金矿田热液成矿过程划分为三个成矿阶段：早成矿阶段石英-绢云母-黄铁矿组合(Ⅰ)、主成矿阶段金-石英-黄铁矿-毒砂-(辉锑矿)组合(Ⅱ)、晚成矿阶段以发育透明度较高的石英-碳酸盐为特征(Ⅲ)，本文重点对主成矿阶段(Ⅱ)进行了流体包裹体地球化学研究，其中成矿(Ⅰ)、(Ⅲ)阶段数据引至赵财胜等(2005)。
3 样品和测试本文研究样品主要采自大场、扎家同哪和加给龙洼3个矿床，其中大场3件、扎家同哪8件和加给龙洼2件。样品为主成矿阶段(Ⅱ)的黄铁矿-毒砂-石英脉矿石。
显微测温分析是在中国地质大学(北京)地质过程与矿产资源国家重点实验室流体包裹体实验室英国Linkam THMS 600型冷热台上完成，测试温度范围是-196~+600℃，在-120~-70℃测试精度为±0.5℃、-70~+100℃范围的测试精度为±0.2℃、>100℃时的测试精度为±2℃，并利用美国FLUID INC公司的人工流体包裹体标准样品进行温度标定。测试过程中采用Wilkinson (2001)总结的冷冻-加热法来记录相变温度点，升温速率一般为0.2~5℃/min，含CO2包裹体相转变点附近的升温速率为0.2℃/min，水溶液包裹体相变点附近的升温速率为0.2℃~0.5℃/min，基本保证了相转变温度的准确性。利用流体包裹体计算程序MacFlincor (Brown and Hagemann, 1995)对测试结果进行了数据计算。根据Hall et al. (1988)提出H2O-NaCl体系盐度-冰点公式求得水溶液包裹体盐度，根据CO2笼合物熔化温度和盐度关系表(Collins, 1979)，获得H2O-NaCl-CO2包裹体水溶液相盐度；利用含CO2包裹体均一温度和CO2相密度关系图解(Shepherd et al., 1985)推算出CO2相的密度。
群体包裹体成分测试的样品为人工挑选的纯度大于99%的石英颗粒，粒度在0.2~0.5mm，样品挑选工作由廊坊市宇能岩石矿物分选技术服务有限公司完成。包裹体中气液相成分分析在地科院矿产资源研究所进行，气相成分测试仪器为日本岛津公司GC2010气相色谱仪和澳大利亚SGE公司热爆裂炉，液相成分测试仪器为日本岛津公司Shimadzu HIC-SP Super离子色谱仪，GC-2010型气相色谱仪最低检出限1×10-6；HIC-SP Super型离子色谱仪最低检出限阴离子为1×10-9，阳离子为1×10-6。
氢、氧同位素分析在中国地质科学院矿产资源研究所完成。流体包裹体氢同位素用爆裂法取水，铬法制氢(万德芳等，2005)；氧同位素用BrF5法。氢、氧同位素采用MAT253质谱计测定，氢、氧同位素采用的国际标准为SMOW。氧同位素分析精度为±0. 2‰，氢同位素分析精度为±2‰。根据石英中流体包裹体的均一温度和矿物-水氧同位素分馏方程，计算出流体的δ18OH2O值。流体的均一温度取其平均值，石英与水的氧同位素平衡公式采用以下公式(Clayton et al., 1972): 103lnαquart-H2O=3.42×106 T-2-3.40。
4 流体包裹体特征及显微测温 4.1 岩相学显微镜下不同蚀变带岩石及各成矿阶段脉体石英中均含有较丰富的流体包裹体，根据Roedder (1984)和卢焕章等(2004)提出的流体包裹体在室温及冷冻回温过程中的相态变化，可将成矿期的流体包裹体分为三种类型：水盐溶液包裹体(W型)、含CO2包裹体(C型)和富CO2包裹体(PC型)。
(1)水盐溶液包裹体(W型)。室温下由气液两相(VH2O+LH2O)组成。约占包裹体数的90%左右，包裹体形态为负晶形、椭圆形、长条形或不规则形(图 4a)，长轴2~16μm，个体变化较大。存在包裹体的泄漏现象(图 4d)
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图 4 青海大场金矿田石英中的流体包裹体照片 Fig. 4 Photomicrgraphs of fluid inclusions in the Dachang gold orefield |
(2)含CO2包裹体(C型)。根据相态进一步分为C1和C2亚型。C1亚型常温下呈两相VCO2+H2O+LH2O，包裹体形态为椭圆形或不规则形，其中LCO2+VCO2占包裹体总体积20%~50%不等。C2亚型常温下呈三相LH2O+LCO2+VCO2，包裹体形态为椭圆形、不规则形、长条形等(图 4b)，包裹体长轴长一般为8~40μm，多数在12~15μm之间。
(3)富CO2包裹体(PC型)。几乎全部由CO2充填，包裹体形态为椭圆形和不规则形，富CO2包裹体气液体积比一般为75 %~95 %。包裹体总体颜色较暗，中心透明(图 4c)。其分布特征与含CO2三相包裹体极为相似，并常与其共生。其均一温度相近，这反映出该期流体在被捕获时可能有不混溶现象发生(Ramboz et al., 1982; Roedder, 1984; Shepherd et al., 1985; 卢焕章等，2004；胡芳芳等，2008)。
由上可见，早成矿阶段包裹体类型复杂，以W型为主，C型、PC型为次(赵财胜等，2005)；主成矿阶段包裹体主要为W型，出现个别的C型和PC型；晚阶段为W型(赵财胜等，2005)。总之，大场金矿田流体包裹体主要为水盐溶液包裹体，少量含/富CO2包裹体。
4.2 显微测温结果对大场金矿田不同成矿阶段代表性样品(12件)中各类流体包裹体进行了详细的显微测温，其中早阶段的数据(2件)和晚阶段数据(1件)引用(赵财胜等，2005)、主阶段的数据(9件)结果见表 2、图 5，现分述如下。
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表 2 大场金矿田流体包裹体显微测温结果(℃) Table 2 Microthermometric data on fluid inclusions in the Dachang ore field (℃) |
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图 5 石英中流体包裹体均一温度和盐度直方图 Fig. 5 Histograms of homogenization temperatures and salinities of fluid inclusions in quartz |
(1)成矿早阶段包裹体W型、C型和PC型
早成矿阶段包裹体类型复杂，以W型为主，C型、PC型为次。
W型包裹体：冰点温度分布于-5.2~-0.8℃之间，盐度集中为6%~8%NaCleqv，均一温度分布于165.4~249.5℃之间，集中在于240~250℃。
C型包裹体：部分均一温度分布于23.6~29.6℃之间，集中在于24~28℃，均一温度分布于218.2~304.5℃之间，集中在于240~260℃；
PC型包裹体：部分均一温度分布于19.2~25.5℃，集中在于22~23℃。
(2)成矿主阶段包裹体W型
冰点温度分布于-0.1~-6.2℃之间，盐度最大值为9.47%NaCleqv，最小值为0.18%NaCleqv，平均为3.91%NaCleqv，集中于2%~4%NaCleqv；均一温度为117~354℃，集中在180~200℃。
(3)成矿晚阶段包裹体(W型)
均一温度为152.2~207.8℃，集中在160~180℃，盐度为2.8%~8.81%NaCleqv，集中在2%~4%NaCleqv。
图 5表明从早成矿期到成矿晚期，均一温度逐渐降低，同时显示了成矿流体具有中低温、低盐度的特征，符合卡林型金矿床的一般特征(刘家军等，2007；刘东升等，1994；张静等，2002；刘学飞等，2008)。
4.3 成矿流体压力和深度估算早期富含CO2流体的存在表明流体捕获时压力较高，此时的构造主要以压扭性的为主，到主成矿期压扭性构造向张性构造转变，压力得到释放，导致流体压力下降，这对金的沉淀有重要意义(MacDonald and Ohle, 1984; Robert and Kelly, 1984)。
根据显微测温数据，利用流体包裹体数据处理MacFlincor程序(Bakker，1999)计算获得主成矿阶段流体压力(均一压力)为94~220MPa，平均130MPa。
孙丰月等(2000)将Sibson (1994)的断裂带流体垂直分带规律引入到脉状热液金矿床成矿深度的计算公式：当40MPa≦P≦220MPa时，H=0.0868/(1/P+0.00388)+2(P为流体压力(MPa)，H为成矿深度(km))。大场金矿田严格断裂控矿特点符合该公式的适用条件。求得成矿深度范围为7.9~12.3km，平均9.5km，属于中深范围。
4.4 流体包裹体成分包裹体是解译成矿作用的密码，被喻为成矿溶液的原始样品(何知礼，1982)，可以确定流体系统的演化(Vapnik, 2002)。表 3、表 4列出了主成矿阶段色谱仪测试的石英样品群体包裹体气液相成分，显示出如下特征。
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表 3 大场金矿田包裹体气相成分(×10-6) Table 3 Gaseous composition (×10-6) in fluid inclusions of the Dachang gold ore field |
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表 4 大场金矿田包裹体液相成分(×10-6) Table 4 Aqueous composition (×10-6) in fluid inclusions of the Dachang gold field |
流体包裹体气相成分以N2、CO2、O2、H2O为主；其中N2平均为427×10-6、CO2平均为232×10-6、O2平均为149×10-6、H2O平均为110×10-6、CO平均为20.4×10-6、C2H2+C2H4平均为0.365×10-6、CH4平均为0.176×10-6、C2H6平均为0.022×10-6。
主成矿阶段成矿流体气相成分协变图(图 6)表明，除CH4与H2O呈现良好的线性关系(R2=0.6336)外，CO2、O2、N2与H2O之间的线性关系均较差(R2＜0.6)。假如CH4-H2O的良好线性关系是由相分离造成的，相分离将同样造成其它气体与H2O之间的线性相关关系，因为这些气体在相分离过程中倾向于与CO2共同分馏到气相中，那么各气体组分与H2O之间应成相近或一致的变化关系，即线性拟合程度应很好(Liu et al., 2003；李新俊和刘伟，2002；高文亮和詹国年，2006)。图 6说明本矿床成矿流体中各气相组分并非从相同的相态下分离形成，而是由流体在迁移过程中混入外来流体(王巧云等，2007)，致使不同比例气相组分的加入而造成的。
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图 6 主成矿阶段成矿流体气相成分协变图 Fig. 6 Covariation diagrams of gas composition CH4, CO2, O2, N2and H2O |
主成矿阶段样品均含有C2H6，指示有机碳或有机质参与了流体成矿作用，与大场金矿田赋矿围岩含碳量相对较高的特点相吻合，很大程度上排除了岩浆热液主导成矿流体系统的可能性(李晶等，2007)；且C2H6的形成往往与还原环境(李永胜等，2011)有关，丰富的CO2的出现可能与深部地壳甚至地幔流体的参与有关(孙晓明等，2010)，且X (H2O)/ X (CO2)值较高(平均1.33)也证实了有岩浆热液参与成矿(李士辉等，2011)。有机组分可与金形成有机化合物和螯合物(Boyle, 1984)，增强了热液活化迁移岩石中的金属成矿元素的能力(卢焕章和郭迪江，2002)，有利于金迁移、富集，而形成超大型矿床。
4.4.2 液相成分液相成分中阳离子含量从高到低顺序依次为Ca2+、Na+、Li+、K+，阴离子以富SO42-、Cl-、NO3-、F-为特点。其中液相成分中阳离子含量Ca2+平均为19.07×10-6、Na+平均为4.818×10-6、Li+平均为0.121×10-6、K+平均为0.85×10-6、Mg2+平均为0.052×10-6；阴离子含量SO42-平均为9.673×10-6、Cl-平均为2.693×10-6、NO3-平均为1.984×10-6、F-平均为1.861×10-6、Br-平均为0.041×10-6、NO2-平均为0.004×10-6。表明大场金矿田成矿流体属于Ca2++Na++SO42-型。
主成矿阶段包裹体溶液X (Na+)/ X (K+)值变化范围为2.836~12.124，按照Roedder (1984)的研究成果，岩浆热液的X (Na+)/ X (K+)＜1，变质热液X (Na+)/ X (K+)≈1，而与沉积岩或地下热卤水有关的成矿流体较高，通常大于1。说明大场金矿田流体中有与沉积岩或地下热卤水有关的成矿流体的介入，这与赋矿围岩泥炭质砂板岩相符合。
主成矿阶段包裹体溶液X (F-)/ X (Cl-)值集中在0~0.2之间。X (F-)/ X (Cl-)较小时成矿常反映其地下热卤水或大气降水成因(卢焕章等，1990)。再次验证了成矿流体中有地下热卤水的加入。
溶液中SO42-代表了流体包裹体中的所有含硫物相，如S2-, HS-和SO42-等(陈衍景等，2004b)。成矿流体中高的SO42-浓度是岩浆水存在的有效证据(姜耀辉等，1994)，大场金矿田成矿流体中SO42-含量普遍偏高，表明了成矿流体中岩浆热液的存在(李龚建等，未发表)，这与深部有隐伏岩体的存在和后文中H-O同位素图解有两个点落入岩浆水区域相一致。
5 H-O同位素地球化学不同来源流体的同位素组成有明显的差异(White, 1974)，把成矿流体的同位素组成与已知流体源区的同位素组成进行对比是判断成矿流体来源的重要方法(宋国学等，2010)。本文收集了国内外典型造山型金矿和卡林型金矿石英脉成矿流体的H-O同位素数据，统一采用Clayton et al. (1972)石英与水之间的氧同位素分馏方程计算石英δ18OH2O值。在δD-δ18O同位素图解(图 7)上造山型金矿与卡林型金矿石英脉成矿流体的H-O同位素有两个明显的集中区，对成矿流体的来源和矿床成因的判别有一定的指导意义。
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图 7 大场金矿田石英脉流体δD-δ18O同位素组成图 图中不同成因水的δD-δ18O同位素组成据Sheppard (1986)；造山型金矿资料据：1-胶东地区(Fan et al., 2003; 张连昌等，2002; 辛洪波，2005; 侯明兰等，2007; 郭春影等，2008; 郭春影，2009; 陆丽娜等，2011; 薛琮一，2011)；2-小秦岭地区(徐九华等，1997; 王义天等，2005; 陈莉，2006; 简伟，2010; 赵海香，2011; 范寿龙等，2012)；3-东昆仑地区(丰成友等，2004b; 沈鑫，2012; 王冠，2012)；4-三江地区(Sun et al., 2009; 葛良胜等，2007; 石贵勇等，2010; 梁业恒等，2011)；卡林型金矿资料据：5-滇黔桂地区(苏文超，2002; 陈本金等，2010; 韩雪等，2011; )；6-陕甘川地区(付绍洪和王苹，2000; 冯建忠等，2004; 朱赖民等，2009; 张玙，2011) Fig. 7 Plot of δD versus δ18O for ore forming fluids from the Dachang gold ore field |
如表 5所示，对大场金矿田主成矿阶段(Ⅱ)的黄铁矿-毒砂-石英脉流体包裹体进行了氢、氧同位素分析。从表中可见，大场金矿田中石英流体包裹体水的δD变化较大，为-62‰~-106‰，石英矿物δ18O石英为16.5‰~19.7‰。根据石英与水之间的氧同位素分馏方程计算的成矿流体的δ18OH2O=3.1‰~10.5‰。
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表 5 大场金矿田成矿流体氢氧同位素组成 Table 5 Plot of δD vs. δ18O for ore fluids from Dachang gold ore field |
在δD-δ18O同位素图上(图 7)，大场金矿田样品中多数点落在建造水范围内，暗示成矿流体主要来自沉积建造水(或称沉积热卤水)，与丰成友等(2004b)研究相一致。且处于中国造山型金矿与卡林型金矿氢氧同位素集中区域之间，表明大场金矿田与卡林型金矿和造山型金矿可能有一定的成因关系或为过渡中间产物(李晶等, 2007, 2008；朱赖民等，2009)。其中有两个点落入岩浆水范围内再次表明了成矿流体中岩浆热液的加入。
δ18O石英为16.5‰~19.7‰，与低级变质作用的千枚岩或片岩的δ18O (11‰~13‰)和浅变质岩中石英的δ18O (13‰~15‰) (郑永飞和陈江峰，2000)值要高，主要原因是围岩地层主要由高18O的岩石类型(石英砂岩，粉砂岩夹粉砂质板岩)组成。总之成矿流体主要来自三叠系的沉积地层，即含矿建造(陈衍景等，2004a)，有部分岩浆热液的加入。
6 矿床成因讨论 6.1 成矿流体特征及演化流体是热能的载体，也是不同存在形式矿质的载体(Wilkinson，2001)，热液脉型矿床的成矿过程实质上就是流体作用的过程(邓军等，2000；Deng et al., 2011)，包裹体类型、组成和均一温度等能反映成矿流体的演化规律(胡芳芳等，2005)。大场金矿田流体从早到晚发生了一系列规律性的变化，如包裹体的类型，由Ⅰ阶段水盐溶液包裹体为主，含CO2包裹体、富CO2包裹体次之，经Ⅱ阶段水盐溶液包裹体为主，出现个别的含CO2包裹体和富CO2包裹体，至Ⅲ阶段水盐溶液包裹体。均一温度逐渐降低，由Ⅰ阶段240~250℃，经Ⅱ阶段180~220℃，至Ⅲ阶段160~180℃；盐度逐渐降低，从Ⅰ阶段至Ⅲ阶段依次为6%~8%NaCleqv，2%~6%NaCleqv和2%~4%NaCleqv。气相成分主要为N2、CO2、O2、H2O，液相成分主要为Ca2+、Na+、SO42-、Cl-。总体上讲，成矿流体为Ca2++Na++SO42-体系，属中低温、低盐度流体。这与已知卡林型金矿化集中区之一的川陕甘“金三角”地区在扬子陆块周边金矿床的成矿流体性质相似(卢焕章等, 2004)。
6.2 成矿构造背景及机制大场矿石中绢云母40Ar-39Ar法年龄测定(张德全等，2005)成矿年龄为218.6±3.2Ma，证明大场金矿田形成于晚印支期。研究表明，巴颜喀拉造山带属于印支-燕山期的大陆碰撞造山带(任纪舜和肖黎薇，2004; 许志琴等, 2007a, b, 2012)，且东昆仑韧性断裂形成于236.8Ma (姜春发等，1992)，20Ma之后，韧性应变向脆性应变转化(Arnaud et al., 1995)，巴颜喀拉发生走滑型褶皱造山是与东昆仑走滑断裂有成因联系的古特提斯斜向碰撞的产物(李海兵等，2001；许志琴等，2012)，如此以来，大场金矿田属于典型的同碰撞造山期形成的超大型矿田，显示了大场金矿田与区域内中生代构造体制转折作用有关。
碰撞造山作用的挤压伸展转变期就是大规模成矿时期，其内矿床往往受控于脆性-韧性变形的转变带或转变期(邓军等，1998；陈衍景，2006)。表现在成矿的早期到晚期阶段由水盐溶液包裹体，少量含/富CO2包裹体，经水盐溶液包裹体，个别含/富CO2包裹体，至水盐溶液包裹体，由于流体的演化也经历了脆性-韧性变形的转变带或转变期所导致的挥发份逃逸(Wilkinson，2001; 陈衍景等，2007)。加之沸腾包裹体组合的存在(赵财胜等，2005；丁清峰等，2010)，表明主阶段流体压力交替于静岩压力与静水压力系统之间(李晶等，2007)，是赋矿断裂的断层阀作用(Sibson et al., 1988)的结果。也说明了大场金矿田成矿作用与应力场转变有关。
大场金矿田和整个松潘-甘孜构造带三叠系陆源碎屑为主的沉积物(胡健民等，2005；苏本勋等，2006；王伟等，2007)，以板岩夹砂岩或砂岩、板岩互层为主，并分布一系列Au-Sb-As-Hg组合异常，且向成矿系统提供成矿物质，致使矿床往往具有卡林型金矿床的矿石矿物组合和成矿元素组合。由于金主要赋存在硫化物-破碎蚀变岩中，因此硫化物的来源更能代表金矿的物质来源。丰成友等(2003)研究表明，变砂岩中黄铁矿δ34S为-3.3‰，206Pb/204Pb为18.380；泥质板岩中黄铁矿δ34S为-3.7‰，206Pb/204Pb为18.380；黄铁矿化蚀变岩中黄铁矿δ34S为-3.2‰，206Pb/204Pb为18.338；破碎岩金矿石中黄铁矿δ34S为-4.7‰，206Pb/204Pb为18.338；且包存义等(2003)研究也表明矿床围岩和蚀变破碎岩矿石中的黄铁矿δ34S介于-4.7‰~-3.2‰，均认为围岩与矿石中的黄铁矿δ34S数值变化范围小。再次表明了成矿物质来源于围岩，与我国南秦岭卡林-类卡林型金矿表现出成矿元素来自容矿地层相一致(张复新等，2001)。
研究表明，成矿流体中金的搬运主要以金硫络合物[Au (Hs)0, HAu (Hs)20, Au (Hs)2-]和金氯络合物[AuCl2-, AuCl0, AuCl (OH)-]等形式进行运移(Hayashi and Ohmoto, 1991; Seward, 1991; Zotov et al., 1991; Gammons et al., 1994; Benning and Seward, 1996)。Phillips and Evans (2004)认为CO2在金的运移过程中起着至关重要的作用，CO2具有弱酸性，可调节流体的pH值使其保持在硫金络合物稳定存在的范围内，从而提高金的溶解度，随CO2出溶会引起流体pH值的降低，会导致金的大量沉淀。有机质在一定条件下具有搬运及卸载金的能力，对金矿床的物质搬运及卸载成矿及萃取围岩中分散的金可起重要作用(Gatallier and Disnar, 1989; Kettler et al., 1990; 李九龄等，1996)。
大场金矿田成矿流体属Ca2++Na++SO42-体系，主要来自三叠系的沉积地层，有岩浆热液的加入。这与地层中含钙、炭质成分、包裹体气相成分中含有C2H6和金矿石中Pt含量高达0.4×10-6相吻合。由于SO42-的含量反映了介质中与金迁移有密切关系的HS-的数量，本区成矿流体中SO42-的高含量，体现了金主要是以金硫络和物的形式迁移。围岩为富含有机生物的沉积碎屑岩建造，包裹体CO2、CH4气体中的碳也多为有机碳，或以有机碳为主的混合碳(王莉娟等，2008)，很好的解释了大场金矿田中包裹体气相成分CO2、CH4高的原因，恰好反映了围岩沉积地层生物成因有机碳参与了该类型矿床金的搬运与卸载成矿，草莓状黄铁矿可以佐证(赵财胜等，2009)。
大场金矿田由于巴颜喀拉发生走滑型褶皱造山，产生了强烈的构造变形和变质作用，导致巴颜喀拉三叠系复理石沉积建造的改造脱水和变质脱水(陈衍景和富士谷，1992)，为成矿系统发育提供流体；巴颜喀拉群富含Au-Sb-As-Hg等元素，且向成矿系统提供成矿物质；同时形成的甘德-玛多深大断裂和一系列韧性剪切带，为成矿流体提供通道；金主要是以金硫络和物的形式迁移，围岩沉积地层生物成因有机碳参与金的搬运；随后, 构造体制由挤压环境向伸展环境转变，地幔上隆、岩石圈减薄，为幔源岩浆活动参与成矿提供了保障，应力场的转变促使流体介质条件发生强烈变化，形成了一个新的岩浆-流体-成矿系统(胡芳芳等，2008)，引发流体沸腾、成矿物质沉淀以及断裂构造的愈合和破裂，由此爆发短时限、高强度、大规模的金成矿作用。此即大场金矿田的成矿构造背景和机制。
6.3 矿床成因类型造山型金矿自提出以来，在国内外掀起了研究和讨论的热潮(Radtke et al., 1970, 1980; Boyle, 1984; Bagby and Berger, 1985; Bache, 1987; Li and Peters, 1998; Kerrich et al., 2000; Hofstra and Cline, 2000; Goldfarb et al., 2001; Muntean, 2003; Groves et al., 2003; 陈衍景和富士谷, 1992; 陈衍景等, 1992, 2004a; 陈衍景, 2006；刘东升等，1994；毛景文，2001)。大家普遍接受造山型的概念是：矿床主要产于造山带(含俯冲型和碰撞型)的断裂构造中，成矿流体具有富CO2、低盐度的特点，成矿作用发生在造山峰期变质之后，通常盐度低于6%NaCleqv，(CO2+CH4)含量为5%~30%mol，δ18OH2O值为8.32‰~8.70‰，其实质是变质热液矿床(Groves et al., 1998; Kerrich et al., 2000; Wang et al., 2008; 毛景文，2001; 陈衍景，2006；陈衍景等，2007)；而卡林型的概念是：产于含碳酸盐地层的沉积岩系的中低温浅层断控系统的微细粒浸染状金矿床，且地球化学组合为Au-Hg-Sb-As-W±U，其实质是构造驱动或岩浆驱动的改造热液主导了成矿作用(毛景文，2001；陈衍景等, 2004a, 2007)。虽然两大类金矿的成矿系统有所不同，但时空分布和成因有着紧密联系(Wang et al., 2010a, b; 毛景文，2001)。
大场金矿田作为巴颜喀拉成矿带储量最大的金矿田，其成因类型前人提出了造山型和卡林型2种观点。其中甘肃阳山金矿(李晶等，2007)和陕西金龙山金矿(张静等，2002)也存在类似的争议观点，当然也是揭示碰撞造山带地区卡林型金矿流体成矿规律的理想研究对象。为较好探讨其成因类型，表 6综合对比了其与造山型和卡林型金矿的地质和成矿流体特征。显示，大场金矿田的地质、构造、地球化学特征复杂，部分特征与造山型金矿一致，部分与卡林型金矿一致，部分特征兼与造山型和卡林型两类矿床一致。总体而言，矿床地质特征与卡林型金矿一致，突出地表现为赋矿地体特征、矿石矿物组合、成矿元素组合、赋矿围岩和矿体地质等方面；而成矿流体和产出构造背景、赋矿构造等方面兼有造山型和卡林型金矿的特征。
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表 6 大场金矿田与造山型和卡林型金矿的地质和成矿流体特征对比 Table 6 The geological and ore-fluid feature of the Guoluolongwa deposit and their comparison with the orogenic-type and Carlin-types gold deposits |
虽然大场金矿田属于典型的同碰撞造山期形成的超大型矿田，前人曾认为矿床成因为造山型。但是，本文的研究结果并不支持上述观点，具体解释如下：
(1)大场金矿田是由应力场转变驱动的改造热液(封存于沉积的盆地流体和大气降水的再活化)主导了成矿作用，符合卡林-类卡林型矿床成矿作用的实质，虽然少量富/含CO2包裹体被解释为类卡林或造山型或卡林与造山型之间的过渡型(陈衍景等，2007)。
(2)大场金矿田位于川陕甘“金三角”卡林-类卡林型成矿省，赋矿围岩为三叠系富Au-Sb-As-Hg的复理石沉积建造，属于中低温、低盐度、中浅成热液矿床，成矿流体主要以建造水为主，有机碳参与成矿，与内华达卡林-类卡林型金矿一致。
(3)卡林型金矿床最显著的特点之一，就是金不可见或其颗粒极细(纳米级)(Arehart, 1996; Hofstra and Cline, 2000；张湖和李统锦，2004)。至于，大场金矿田局部出现明金，王奎仁等(1992a, b)和Zhou and Wang, (2003)对我国几个典型卡林型金矿的金赋存状态进行研究时，认为金主要以微细(＜1μm)自然金颗粒的形式赋存于黄铁矿、毒砂等矿物的内部，少量(7%)次显微可见然金颗粒(1~2μm)见于这些矿物的表面，被解释为由硫化物内部更微小的金颗粒归并聚集的结果(刘家军等，2007)。
鉴于大场金矿田成矿地质背景、流体特征及演化和成矿的构造背景和机制，成矿发生在前人重视不够的碰撞造山作用的挤压向伸展转变期(陈衍景等，2004a；杨荣生等，2006)，构造动力体制转换叠合无论从空间上还是时间上是一个普遍发生的地质现象，在控制成矿过程的多种参数中，它可能起着根本的作用(Deng et al., 2004；Mo et al., 2007, 2008; 翟裕生和吕古贤，2002；邓军等2010a, b, 2011, 2012；杨立强等，2010)，且矿床规模较大，在巴颜喀拉成矿带甚至松潘甘孜造山带具有较广泛的代表性，作者认为属广义的类卡林型金矿。
7 结论大场金矿田流体包裹体地球化学和H-O同位素特征表明，大场金矿田成矿流体属Ca2++Na++SO42-型，中低温、低盐度、中浅成；以建造水为主，也有岩浆流体的加入；成矿物质主要来源于赋矿围岩；金可能与以金硫络合物形式迁移搬运，有机碳参与了金的搬运与卸载成矿；成矿应力场转变导致的流体减压沸腾作用促使流体介质条件发生强烈变化，可能是大场金矿田金沉淀成矿的主要原因。
鉴于大场金矿田成矿地质背景、流体特征及演化和成矿的构造背景和机制，视为广义的同碰撞造山期形成的类卡林型金矿。
致谢 野外工作中得到青海地调院人员的大力支持和协助；郭晓东高级工程师，陈永福博士、郭春影博士和李龚健博士也提出了宝贵的建议；实验室工作得到诸惠燕老师、杨丹老师、万德芳老师和张增杰老师的帮助；一并谨致谢忱。| [] | Arehart GB. 1996. Characteristics and origin of sediment-hosted disseminated gold deposits: A review. Ore Geology Reviews, 11(6): 383–403. DOI:10.1016/S0169-1368(96)00010-8 |
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