阿尔泰南缘是新疆北部重要的铜金多金属矿床集中产地，沿额尔齐斯成矿构造带分布有众多金矿床，带内金矿床的形成主要与区域晚古生代末的造山作用有关，分布上严格受额尔齐斯大型剪切带控制(Groves et al., 1998; 陈华勇等, 2000; Goldfarb et al., 2001)。其中，托库孜巴依金矿(简称巴依金矿)是该带内典型金矿床之一。众多学者对其成矿特征、构造环境、成矿时代、成矿流体以及成矿热液来源等进行过系统研究：多数学者认为该矿成矿特征符合造山型金矿床(Groves et al., 1998; 陈华勇等, 2000; Goldfarb et al., 2001; 李光明等, 2007; 田晓云和肖国莲, 2007; 周能武等, 2012; 王颖维等, 2018)，部分学者认为该矿属于动力变质成因的破碎带蚀变岩型矿床(董永观等, 1994; 王燕海等, 2011)；还有些研究结果证实该矿床的形成与造山带构造演化的后碰撞伸展构造环境有关(闫升好等, 2006; 李光明等, 2007)。对于巴依金矿成矿流体前人也做了初步探究，结果表明该矿床以气液包裹体为主，另有纯液相、纯气相和含CO₂多相包裹体(芮行健和朱韶华, 1993; 程忠富和芮行健, 1996; 李光明等, 2007)，主要赋存在石英脉中，属于中温-低盐度热液型矿床。包裹体对流体成矿可以起到很好的指示作用，而流体及金属来源对于金矿矿床类型确定有着重要的意义(范宏瑞等, 1998; Shepherd and Darbyshire, 1981; 王燕海等, 2011)，因此本文选择流体包裹体作为研究对象，通过详细的野外地质观察、包裹体岩相学特征、显微测温、激光拉曼等分析，基本查明巴依金矿流体包裹体组合特征，发现一类含子矿物的包裹体与成矿关系密切，揭示成矿过程中存在沸腾作用，并结合H-O同位素结果，探讨成矿流体及其演化过程，为进一步明确该矿矿床成因，同时为探索区域上类似矿床的成因和成矿规律提供依据。

研究区位于阿尔泰造山带南缘的额尔齐斯构造成矿域，该区构造演化经历了奥陶纪-志留纪陆缘俯冲，泥盆纪陆弧及陆缘边缘裂解、弧后盆地形成，在晚泥盆世最终洋盆闭合，早石炭世开始转入晚或后造山阶段(Windley et al., 2002; Xiao et al., 2004; Wang et al., 2006)。区内出露地层主要是中泥盆统阿勒泰组和托克萨雷组。北西向玛尔卡库里剪切带及其次级断裂，控制了区内中酸性侵入岩和金、铜矿床的空间展布。区内古生代-中生代发育多期次岩浆活动，但是以古生代岩浆活动最为强烈，形成了出露面积达200km²的哈巴河杂岩体。主要岩性为二长花岗岩、闪长岩及辉长闪长岩等，后期侵入了大量的闪长岩脉、花岗岩脉和石英脉，这些岩脉非常发育，充填在断裂构造带中的蚀变闪长岩脉和石英脉直接构成金矿体(王颖维等, 2018)。

巴依金矿床位于克兰弧后盆地中(图 1a)，矿区内出露地层主要有中泥盆统阿勒泰组上亚组变石英砂岩、绢云石英千枚岩、结晶灰岩、凝灰岩、变流纹岩，托克萨雷组上亚组变砂岩、变石英粉砂岩以及少量第三系上新统独山子组和第三系(图 1b)。区内岩浆岩主要为哈巴河杂岩体，脉岩较发育，以闪长岩脉、斜长花岗斑岩脉和石英脉为主，分布于哈巴河杂岩体内外接触带及其附近围岩中(王颖维, 2018)。矿区受玛尔卡库里大断裂控制，构造线总体呈北西-南东向展布，褶皱多呈紧闭线状小规模无根褶皱。早期断裂活动以韧性为主，晚期以压扭性脆性活动为主(李光明等, 2007)。

图 1

Fig. 1

图 1 巴依金矿床地质图 (a)额尔齐斯构造简图；(b)巴依金矿矿区地质图(据芮行健等, 1993; 沈远超等, 2004) Fig. 1 Geological map of the Bayi gold deposit (a) simplified structural map of Eerqisi; (b) geological map of the Bayi gold deposit (modified after Rui et al., 1993; Shen et al., 2004)

巴依金矿床主要赋存于阿勒泰组，围岩内侵入大量石英脉、闪长岩脉和少量二长花岗斑岩脉(图 1b)，这些岩体(脉)受玛尔卡库里深大断裂及次一级断裂的控制，呈NW-SE向分布。充填在控矿断裂形成的蚀变闪长岩脉和石英脉中的金矿化情况较好，部分可以直接形成金矿体。巴依金矿床由一组连续性不强，NW-SE向延伸雁列式脉状、透镜状矿体组成，断续延伸长约4.5km，宽约1.2km，自东向西按照矿体密集程度大致上可以分为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ号三个矿段。

其中Ⅰ号矿段，地表断续出露约200m长，矿体厚度大，但矿化不均匀。矿体主要赋存于糜棱岩带中，走向与剪切带走向一致(程忠富和芮行健, 1996; 郑勇等, 2010)，南东向侧伏，倾角较陡，矿体形态复杂，呈现出分枝复合、尖灭再现特点。Ⅱ号矿段，由数十个基本平行于主剪切变形带方向(310°)的脉状矿体组成(程忠富和芮行健, 1996)。主矿体(33号脉)普查深度达450m，矿体仍未尖灭，矿体平均水平厚度为4.65m。主矿体北部地表局部仍可见矿体、矿化体，脉岩发育，成矿前景好。Ⅲ号矿段由大小矿体数十条组成，平行主剪切变形带方向，呈雁列式分布，地表出露长100~400m，厚0.30~4.10m，矿体主要产于蚀变闪长岩脉内(中国冶金地质总局新疆地质勘查院, 2008^①)。

① 中国冶金地质总局新疆地质勘查院. 2008.新疆哈巴河县托库孜巴依矿区金矿普查地质报告

矿区内热液蚀变广泛发育，蚀变类型主要有硅化(图 2a)、绿泥石化(图 2b)、绿帘石化(图 2c)、碳酸盐化(图 2d)、绢云母化和黄铁矿化等，主要由中基性侵入岩、沉积岩蚀变而成，未见到明显的蚀变分带。强硅化蚀变、黄铁矿化是区内金矿成矿作用最重要特征。

图 2

Fig. 2

图 2 巴依金矿床围岩蚀变特征 (a)硅化；(b)硅化+绿泥石化；(c)强硅化+绿帘石化+黄铁矿化；(d)碳酸盐化. Qz-石英；Chl-绿泥石；Epi-绿帘石；Cal-方解石 Fig. 2 Characteristics of wall rock alteration of the Bayi gold deposit (a) silicification; (b) silicification+chloritization; (c) strong silicification + epidotization + pyritization; (d) carbonatization. Qz-quartz; Chl-chlorite; Epi-epidote; Cal-calcite

巴依金矿床主要有两种矿石类型：含矿石英脉型(图 3a)和含矿蚀变岩型(图 3b)。含矿石英脉长几米至百米，脉宽几厘米至几米不等，呈断续分布；形态复杂，规则充填条带状，或叠加改造而成的柔褶状。区内石英脉可分为混染了围岩成分的烟灰色石英脉(含矿)和沿构造裂隙侵入与围岩界线分明的乳白色石英脉。

图 3

Fig. 3

图 3 巴依金矿床矿化类型及岩相学特征 (a)石英脉型矿化，矿物组合为黄铁矿、黄铜矿、石英；(b)蚀变闪长岩型矿化，主要矿石矿物为黄铁矿；(c)为矿区主要的矿石矿物，反射光下黄铁矿、黄铜矿、石英；(d)反射光下黄铁矿、磁铁矿；(e)反射光下黄铁矿、自然金、石英；(f、g)为石英脉型矿石主要脉石矿物:(f)为正交偏光下石英、黑云母、绢云母，(g)为单偏光下绿泥石、绿帘石、石英；(h)蚀变岩型矿石中主要脉石矿物，单偏光下石英、斜长石、绿泥石、黑云母、绢云母. Py-黄铁矿；Ccp-黄铜矿；Au-自然金；Bi-黑云母；Ser-绢云母；Pl-斜长石；Mag-磁铁矿 Fig. 3 Types of mineralization and petrographic characteristics of the Bayi gold deposit (a) quartz vein type mineralization, the mineral assemblage is pyrite, chalcopyrite, quartz; (b) altered diorite type mineralization, the main mineral is pyrite; (c) photo of pyrite, chalcopyrite, quartz, which are main ore minerals, under reflective light; (d) pyrite and magnetite under reflective light; (e) pyrite, natural gold and quartz under reflective light; (f, g) the main gangue mineral of quartz vein type ore: (f) shows quartz, biotite and sericite under crossed polarized light, (g) displays epidote, quartz and chlorite under transmitted light; (h) the main gangue minerals in the altered rock type ore, quartz, plagioclase, chlorite, biotite, and sericite, under transmitted light. Py-pyrite; Ccp-chalcopyrite; Au-natural gold; Bi-biotite; Ser-sericite; Pl-plagioclase; Mag-magnetite

含矿石英脉型矿石中的主要矿石矿物包括：黄铁矿、黄铜矿、磁铁矿和自然金(图 3c-e)。脉石矿物主要为石英，局部可见黑云母、绢云母、绿泥石和绿帘石(图 3f, g)。矿石结构具自形-半自形、他形粒状结构、裂隙填充结构、交代结构等。矿石构造主要有浸染状、细脉浸染状、细脉-网脉状、团块状、碎裂状。含矿蚀变岩型矿石常与含矿石英脉型矿石共生，依据原岩成分的不同，可分为蚀变砂岩型、千枚岩型和蚀变闪长岩型，并且以蚀变闪长岩型最为常见。含矿蚀变岩型矿石中的主要矿石矿物与石英脉型矿石基本一致。脉石矿物主要为赋矿原岩矿物及其蚀变矿物，以石英、绿泥石、绢云母为主，次要矿物有黑云母、斜长石、方解石(图 3h)。矿石结构主要包括自形-半自形结构、他形粒状结构、裂隙充填结构和交代结构。矿石构造包括浸染状构造、细脉-网脉状构造和团块状构造。

根据野外脉体穿插关系、围岩蚀变、矿物组合及其结构构造特征，将巴依金矿金成矿划分为4个阶段：

Ⅰ石英-磁铁矿阶段，矿石矿物主要呈现为残存的自形-半自形的磁铁矿，(图 4a)，受主构造期韧性剪切带影响，矿物出现定向排列和碎裂化等特征(图 4b)。

图 4

Fig. 4

图 4 巴依金矿床不同成矿阶段标本及岩相学特征 (a)第Ⅰ阶段具定向特征的斑杂状石英-黄铁矿被第Ⅱ阶段的乳白色石英脉贯入；(b)石英-磁铁矿阶段(Ⅰ)；(c)石英-黄铁矿阶段，黄铁矿呈浸染状分布在石英中(Ⅱ)；(d)石英-黄铁矿阶段(Ⅱ)；(e、f)石英-黄铁矿-黄铜矿阶段(Ⅲ)；(g、h)石英-方解石阶段(Ⅳ). (a、c、e、g)为手标本照片；(b、h)为正交偏光照片；(d、f)反射光照片 Fig. 4 Samples in different mineralization stages of Bayi gold deposit and petrographic characteristics (a) the oriented porphyry quartz-pyrite (stage Ⅰ) is penetrated by the milky white quartz vein (stage Ⅱ); (b) quartz-magnetite stage (Ⅰ); (c) quartz-pyrite stage, pyrite disseminated in quartz (Ⅱ); (d) quartz-pyrite stage (Ⅱ); (e, f) quartz-pyrite-chalcopyrite stage (Ⅲ); (g, h) quartz-calcite stage (Ⅳ). (a, c, e, g) are specimen photographs; (b, h) are crossed polarized light photographs; (d, f) are reflective light photographs

Ⅱ石英-黄铁矿阶段，石英以灰黑色、烟灰色细粒状为主，黄铁矿以比较干净且自形程度较好的细粒状为标志，呈浸染状分布于石英中，局部还可见少量的黄铜矿(图 4c)。该阶段石英脉中所含黄铁矿颜色较浅、较干净，以自形、半自形为主。并且后期被粗粒石英-黄铁矿脉沿裂隙侵入，正交偏光下可见定向排列的斑杂状石英和粗粒状黄铁矿(图 4d)。

Ⅲ石英-黄铁矿-黄铜矿阶段，主要矿物有石英、黄铁矿、黄铜矿等。石英以灰白色、乳白色为主，多呈粗粒状、脉状和网脉状；黄铁矿颜色偏亮黄色，有强烈的变形、浸染等特征；黄铜矿多与黄铁矿呈团块状(图 4e)。反射单偏光镜下可观察到黄铜矿与黄铁矿共生特征，黄铁矿、黄铜矿等金属沿石英脉内部裂隙填充形成含矿石英脉(图 4f)。

Ⅳ石英-方解石阶段，该阶段石英与方解石共生(图 4g)，方解石以半自形-他形为主，多为乳白色，镜下可观察到两组解理(图 4h)。石英多为白色-乳白色，伴有极少的细粒状黄铁矿，黄铁矿较自形。

用于本次研究的样品主要采自巴依金矿地表露头和井下不同中段。针对不同成矿阶段选取了具有代表性的宽大石英脉、蚀变闪长岩中的石英细脉以及石英方解石脉，制成0.3mm厚双面抛光包裹体薄片50余件，经过岩相学观察挑选出包裹体比较发育、形态比较规整、粒径较大并且能够兼顾各阶段与成矿有密切关系的各类地质体样片14件，使用丙酮浸泡后清洗干净，选择具有代表性的不同类型包裹体开展均一法-冷冻法测温实验和激光拉曼光谱分析。同时在用于包裹体研究的原标本上选取适量石英进行单矿物破碎-提纯来完成氢-氧同位素示踪研究，共计11件样品。

流体包裹体测温分析在中国冶金地质总局矿产资源研究院完成，使用蔡司偏光显微镜和英国Linkam THMSG600冷热台完成实验，冷热台测温范围在-196~600℃之间，精度为±1.0℃。冷冻及加热初始温控速率设置在28℃/min，接近观察时将变化速率降低。为避免包裹体在加热中爆裂，先进行冷冻测试，临近相变时升温速率由开始的20℃/min，降至0.1℃/min。所测数据包括：气液两相包裹体的冰点温度和完全均一温度；含子晶三相包裹体的气液两相体均一温度和子矿物熔化温度；含液态CO₂三相包裹体的CO₂冰熔化温度、CO₂笼合物熔化温度和CO₂部分相均一温度。其中气液两相水溶液包裹体盐度是使用所测冰点温度根据流体包裹体冷冻法冰点与盐度关系表(Bodnar, 1993)获得，含子晶三相包裹体的盐度利用子矿物熔化温度(Hall et al., 1988)求得，含液态CO₂的三相包裹体盐度根据CO₂笼合物熔化温度和盐度关系表(Collins, 1979)获得。

单个流体包裹体激光拉曼显微探针测试在中国科学院地质与地球物理研究所流体包裹体研究实验室完成。测试仪器为LabRam HR激光拉曼光谱仪，波长532nm。

分别选取巴依金矿四个成矿阶段中的石英单矿物作为测试对象，对其包裹体内流体氢同位素和石英矿物氧同位素分别作了测试，测试工作在北京核工业地质研究院分析测试研究中心完成，氢同位素使用型号为MAT-253气体同位素质谱计，氧同位素使用型号为Delta V advantage仪器。检测项目由参数为石英O及包裹体D同位素组成；以DZ/T 0184.19—1997《水中氢同位素锌还原法》和DZ/T0184.13—1997《硅酸盐及氧化物氧同位素组成的五氟化溴法测定》作为检测方法和依据。

使用光学显微镜对各成矿阶段石英中流体包裹体进行岩相学观察，发现石英中的流体包裹体形态各异、分布不均，整体粒径非常小，大多为5μm以下，依据包裹体在室温下的相态，原生包裹体和次生包裹体可明确区分出来，现将其划分为3类4个亚类，具体分述如下：

1型气液两相包裹体(L+V)：依据气液占比可划分为两个亚类：1A为富液型，包裹体气相部分在室温下充填度小于50%，多孤立或成群分布，形态主要为椭圆形、近圆形、长条形和负晶形(图 5a)，长轴最大18μm(表 1)，升温后均一至液相。1B为富气型，包裹体气相部分在室温下充填度大于50%，形状多为半圆形、浑圆形、椭圆形等，常与1A型包裹体共生(图 5b)。长轴范围在3~13μm左右(表 1)，升温后均一至气相。

图 5

Fig. 5

图 5 巴依金矿流体包裹体照片 (a)石英中原生1A型包裹体成群分布；(b)石英中1B型包裹体与1A型包裹体密切共生；(c)为2型包裹体(子晶为方解石)与1A型包裹体共生；(d)为2型包裹体(子晶为方解石)与1B型包裹体共生，显示沸腾特征；(e) 2型包裹体，子晶为石盐；(f、g)石英中3型包裹体；(h) 3型包裹体与1A型包裹体共生；(i)为第Ⅲ阶段石英脉切穿第Ⅱ阶段石英脉；(i-1) Ⅱ阶段1A型包裹体；(i-2) Ⅲ阶段3型包裹体与1A型包裹体共生；(i-3) Ⅱ阶段2型包裹体与1A型包裹体共生 Fig. 5 Photos of fluid inclusions in Bayi gold deposit (a) type 1A inclusion assemblage in quartz; (b) coexistence of a type 1A inclusion and a type 1B inclusion in quartz; (c) symbiosis of type 2 and type 1A inclusions; (d) symbiosis of type 2 and type 1B inclusions indicate boiling of fluids; (e) a type 2 inclusion, the daughter crystal is calcite; (f, g) type 3 inclusions; (h) coexistence of a type 3 inclusion and a type 1A inclusion; (i) quartz-pyrite assemblage (stage Ⅱ) was cut by quartz-pyrite-chalcopyrite assemblage (stage Ⅲ); (i-1) type 1A inclusions in stage Ⅱ; (i-2) coexistence of type 3 and type 1A inclusions in stage Ⅲ; (i-3) symbiosis of type 2 and type 1A inclusions in stage Ⅱ

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 巴依金矿床流体包裹体型测温数据表 Table 1 The thermometry results of fluid inclusion of the Bayi gold deposit 样品特征 寄主矿物 类型(测试个数) 大小(μm) 冰点/子晶熔化温度(℃) 均一/气相消失温度(℃) CO2冰熔化温度(℃) 笼合物熔化温度(℃) 部分相均一温度(℃) 盐度(%NaCleqv) 范围 均值 范围 均值 范围 均值 范围 均值 范围 均值 范围 均值 含磁铁矿石英脉 石英 Ⅰ1A(15) 3~18 -10.7~-4.6 -6.9 352.9~413.4 371.1 _ _ _ _ _ _ 7.3~14.7 10.4 含黄铁矿石英脉 Ⅱ1A(56) 2~12 -7.1~-1.6 -3.8 186.0~314.5 233.1 _ _ _ _ _ _ 2.7~10.6 6.0 Ⅱ1B(14) 3~13 -11.4~-5.0 -7.2 208.3~339.8 281.7 _ _ _ _ _ _ 7.9~15.4 10.6 Ⅱ2(5) 3~8 114.0~201.0 154.6 281.0~324.4 319.1 _ _ _ _ _ _ 36.7~44.3 40.9 多金属石英脉 Ⅲ1A(59) 2~10 -5.6~-0.7 -1.9 141.0~186.4 161.0 _ _ _ _ _ _ 1.1~8.8 3.1 Ⅲ3(10) 3~18 _ _ _ _ -60.5~-56.4 -58.0 8.0~10.0 8.7 20.4~28.5 23.1 0.0~3.9 2.0 含方解石石英脉 Ⅳ1A(36) 2~15 -2.6~-0.1 -0.9 102.0~140.0 123.0 _ _ _ _ _ _ 0.2~4.3 1.5

表 1 巴依金矿床流体包裹体型测温数据表 Table 1 The thermometry results of fluid inclusion of the Bayi gold deposit

2型含子矿物包裹体：室温下该类包裹体气相填充一般在10%~15%左右，形态主要有近圆形、椭圆形、负晶形，长轴范围在3~8μm之间(表 1)，多与1A、1B型包裹体共生(图 5c, d)。子晶主要为石盐或方解石，石盐形态以立方体为特征(图 5e)，方解石形状不一，多呈短柱状，浑圆状，靠近包裹体气相分布，颜色为白色或无色透明(5c, d)。

3型含(富)CO₂三相包裹体：该类包裹体由V_CO2、L_CO2、L_H2O三相组成，CO₂部分占包裹体总体积的30%~80%，部分包裹体在室温下可以观察到两相，降温后出现三相。主要呈不规则形状、半圆形和近圆形(图 5f~h, i-2)，多与原生水溶液包裹体共生(图 5h, i-2)。长轴范围在3~18μm左右(表 1)，升温后均一致液态CO₂或气态CO₂。

对巴依金矿各个成矿阶段石英中流体包裹体显微测温结果如下：

(1) 第Ⅰ成矿阶段

Ⅰ为成矿早阶段，流体包裹体主要赋存于含磁铁矿石英脉中，该阶段成矿流体温度较高，包裹体类型以1A型为主(图 6)，不同区域的丰度差异较大，均一温度较高352.9~413.4℃(表 1)，峰值出现在370.0~390.0℃区间(图 6)，均值371.1℃(表 1)。冰点温度范围在-10.7~-4.6℃区间，盐度变化范围在7.3%~14.7% NaCleqv，平均盐度10.4% NaCleqv(表 1和图 7)。

图 6

Fig. 6

图 6 巴依金矿床分阶段、分类别流体包裹体均一温度直方图 Ⅲ3仅表达包裹体类型，非均一温度 Fig. 6 Homogeneous temperature histogram of fluid inclusions classified by types and metallogenic stages of the Bayi gold deposit Ⅲ3 refers to inclusion type, not homogenization temperature

图 7

Fig. 7

图 7 巴依金矿床分阶段流体包裹体均一温度-盐度图 Fig. 7 Homogeneous temperature-salinity correlation of fluid inclusions classified by types and metallogenic stages of the Bayi gold deposit

(2) 第Ⅱ-Ⅲ成矿阶段

第Ⅱ、第Ⅲ为主要成矿阶段，并且有明确的先后穿插关系(图 5i)。第Ⅱ阶段的流体包裹体赋存于含黄铁矿的烟灰色、灰黑色等深色石英脉中，该阶段流体包裹体类型丰富(图 6)，以1A型为主(图 5i-1)，局部可见1A型、1B型与2型共生(图 5c, d)，也可见2型包裹体与1A型包裹体共生现象(图i-3)。成矿均一温度范围整体较宽186.0~339.8℃(表 1)，峰值出现在210.0~230.0℃区间内(图 6)，整体盐度变化范围很大2.7%~44.3% NaCleqv(表 1和图 7)。其中1A型包裹体均一温度范围在186.0~314.5℃区间，均值223.1℃(表 1)。冰点温度范围在-7.1~-1.6℃区间，盐度范围在2.7%~10.6% NaCleqv，平均盐度6.0% NaCleqv(表 1和图 7)。1B型包裹体粒径相对较大，形态较规则，均一温度变化范围为208.3~339.8℃，均值281.7℃(表 1)。冰点温度范围在-11.4~-5.0℃区间，盐度范围7.9%~15.4% NaCleqv，平均盐度10.6% NaCleqv(表 1和图 7)。观察过程中发现部分1B型包裹体出现气泡跳动不明显且临界均一时气泡边界突然消失而达到均一(牛斯达等, 2014)。2型包裹体只在该阶段发育，升温后气泡先于子晶消失，通过子晶溶解达到均一状态，这类包裹体捕获于原始过饱和溶液(卢焕章等, 2004)，最终均一温度范围在281.0~324.4℃，平均值为319.1℃，平均盐度可达40.9% NaCleqv(表 1)。第Ⅲ阶段的流体包裹体主要赋存于含黄铁矿-黄铜矿的灰白色石英脉中，共有两种类型，分别是1A型和3型(图 6)。1A型包裹体可观察丰度较大，均一温度变化141.0~186.4℃范围内，均值为160.0℃(表 1)，频数的峰值出现在150~170℃区间(图 6)。冰点温度为-5.7~-0.7℃，盐度范围在1.1%~8.8% NaCleqv，平均盐度为3.1% NaCleqv(表 1和图 7)。3型包裹体只出现在该阶段，包括H₂O-CO₂和富CO₂两种相态且与1A型包裹体共生(图 5i-2)，三相点温度为-60.5~-56.4℃，平均-58.0℃(表 1)，低于纯CO₂的三相点温度。H₂O-CO₂包裹体在加热的过程中，测得笼合物熔化温度范围8.0~10.0℃，由此可知其盐度在0.0%~3.9% NaCleqv范围内，平均盐度值为2.0% NaCleqv(表 1)。

(3) 第Ⅳ阶段

第Ⅳ为成矿晚阶段，方解石从含丰富碳酸盐组份的溶液中结晶出来侵入石英脉裂隙，形成含方解石石英大脉，并且伴有轻微的黄铁矿化，流体包裹体主要赋存在与方解石同期形成的石英中，该阶段只测得1A型包裹体(图 6)，大小约2~15μm(表 1)，个体较小者多成群分布，个体稍大者独立出现，均一温度范围在102.0~140.0℃，均值为123.0℃，峰值出现在130~150℃区间(表 1和图 6)。其冰点温度范围是-2.6~-0.1℃，盐度整体较低0.2%~4.3% NaCleqv(表 1和图 7)。

测试对象为巴依金矿不同成矿阶段石英脉中的流体包裹体，从激光拉曼图谱可看出石英中流体包裹体液相成分检测到宽缓的水峰(图 8a，3373峰；图 8e，3278峰)，气相成分有较明显的CO₂峰(图 8b，1384峰；图 11c，1383峰；图 11d，1279峰和1383峰)，和H₂O峰(图 8c，3408峰；图 8d，3327峰)，固相成分检测结果主要为CaCO₃峰(图 8e，1085峰；图 8f，1085峰)。因此可将巴依金矿成矿流体系统归为NaCl-H₂O-CO₂体系来进行讨论较为合理。

图 8

Fig. 8

图 8 巴依金矿床流体包裹体激光拉曼图谱 Fig. 8 Laser Raman spectra of fluid inclusions in the Bayi gold deposit

图 11

Fig. 11

图 11 巴依金矿包裹体中δD-δ18O关系图 岩浆水的范围引自Taylor (1979)，雨水线引自Epstein et al. (1970)，变质水的范围综合了Taylor (1979)和Sheppard (1986)的资料 Fig. 11 δD vs. δ18O relationship diagram of the inclusions in the Bayi gold deposit The range of magmatic water is quoted from Taylor (1979), and the rain line is quoted from Epstein et al. (1970) and Epstein et al. (1970). The range of metamorphic water is a combination of information from Toylor (1974) and Sheppard (1986)

成矿流体来源是揭示矿床成因的重要因素之一，形成矿床的成矿热液可以是卤水、同生水、大气降水、变质水和岩浆水等，而热液流体中的氢氧同位素是研究不同成因热液的示踪剂(王燕海等, 2011)。

本次实验测得石英包裹体的δD_水同位素值变化范围在-97.4‰~-81.1‰之间，极差达到16.3‰：第Ⅰ阶段为-85.1‰；第Ⅱ阶段为-95.1‰~-86.6‰，均值-90.1‰；第Ⅲ阶段为-97.4‰~-81.1‰，均值-90.83‰；第Ⅳ阶段为-93.9‰~-87.1‰(表 2)。石英的δ¹⁸O_v同位素值变化范围在10.7‰~12.0‰；利用Clayton平衡方程式将测试样品流体包裹体均一温度(已换算为开尔温度)计算获得与石英达到平衡时流体δ¹⁸O_流体同位素值的变化范围为-3.52‰~5.30‰：第Ⅰ阶段为5.31‰；第Ⅱ阶段为0.20‰~1.50‰，均值为0.85‰；第Ⅲ阶段为-1.53‰~-0.63‰，均值-1.23‰；第Ⅳ阶段为-3.52‰~-3.42‰，均值为-3.47(表 2)，经过计算的δ¹⁸O值和石英流体包裹体水的δD测定值代表了石英圈闭的成矿流体H、O同位素组成(申萍等, 2004)。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 巴依金矿床石英氧同位素和流体包裹体氢同位素组成 Table 2 Oxygen isotope composition of quartz and hydrogen isotopes of fluid inclusions in the Bayi gold deposit 样品号 样品特征 成矿阶段 均一温度(℃) δ18O石英(‰) δ18O流体(‰) δD水(‰) BY1-5-86-3 石英脉 Ⅰ 330 11.2 5.31 -85.1 BY3-6-85-1 石英脉 Ⅱ 220 10.7 0.20 -86.6 17BYL2-8-7 含硫化物石英脉 Ⅱ 220 12.0 1.50 -95.1 17BYL2-20 乳白色含硫化物石英脉 Ⅱ 220 11.5 1.00 -93.1 17BYL2-10 闪长岩中的石英硫化物脉 Ⅱ 220 11.2 0.70 -88.6 BYA3-7-104-1 粗粒石英脉 Ⅲ 186 11.1 -1.53 -93.3 BY1-6-81-1 烟灰色含硫化物石英脉 Ⅲ 186 11.2 -1.43 -81.1 17BYL3-10-1 含硫化物石英脉 Ⅲ 186 12.0 -0.63 -91.5 17BY3-10-11 烟灰色含黄铁矿、绿帘石石英脉 Ⅲ 186 11.3 -1.33 -97.4 BY2-6-100-1 石英方解石脉 Ⅳ 160 11.1 -3.52 -93.9 BY1-5-88-2 烟灰色石英脉 Ⅳ 220 11.2 -3.42 -87.1 注：δ18O水采用10001nα石英-水=3.38×106 T-2-3.40(Clayton et al., 1972)公式计算获得

表 2 巴依金矿床石英氧同位素和流体包裹体氢同位素组成 Table 2 Oxygen isotope composition of quartz and hydrogen isotopes of fluid inclusions in the Bayi gold deposit

流体包裹体研究表明，巴依金矿床的包裹体可以分3类4个亚类：水溶液包裹体(1A型、1B型)、含子矿物包裹体(2型)和含(富)CO₂包裹体(3型)。成矿早阶段(Ⅰ)以1A型包裹体为主，均一温度-盐度较高(352.9~413.4℃，7.3%~14.7% NaCleqv)；主要成矿阶段(Ⅱ、Ⅲ)包裹体类型丰富：1A型、1B型、2型和3型，均一温度范围在141.0~339.8℃，盐度范围在0.0%~44.3% NaCleqv；成矿晚阶段(Ⅳ)包裹只有1A型，且均一温度-盐度非常低(102.0~140.0℃，0.2%~4.3% NaCleqv)。具体分述如下：

成矿早阶段(Ⅰ)大量1A型包裹体赋存在含磁铁矿的石英脉中，均一温度-盐度较高。

主成矿阶段(Ⅱ、Ⅲ)包裹体主要赋存在含黄铁矿的烟灰色、灰黑色石英脉和含黄铁矿-黄铜矿的灰白色石英脉中，除1A型包裹外，还产有1B型、2型、3型包裹体，且均与1A型包裹共生，其中2型与1B型包裹体也为共生关系。第Ⅱ成矿阶段，1A型和1B型原生包裹体共生，1A型包裹体均一温度范围较宽(186.0~314.5℃)，而1B型包裹体均一温度范围在208.3~339.8℃区间，这两类包裹体虽处于同一阶段，但均一方式不同，1A型包裹体均一至气相，1B型包裹体均一至液相。从温度-盐度图(图 9)中可知1A型包裹体与1B型包裹体均一温度范围大致相同，盐度1A型比1B型低，二者温度-盐度测试结果结合包裹体组合特征，认为这两种包裹体可能是在流体不均一状态下所捕获。含子矿物的2型包裹体升温后气泡先消失，直至子矿物溶解达到最终完全均一状态。根据均一温度-盐度测试结果显示，1B型和2型包裹体具有一致的均一温度(310.0~324.4℃)(图 10)，表明在相对稳定的温度下压力逐渐减小，产生最早的便是2型包裹体。因此本次研究选择1B型和2型包裹体作为沸腾流体包裹体组合的特征(Li et al., 2017)进行探讨。

图 9

Fig. 9

图 9 巴依金矿不同成矿阶段石英脉中的流体包裹体温度-盐度散点图 Fig. 9 Plots of homogeneous temperature and salinity of different mineralization stages in the quartz veins from the Bayi gold deposit

图 10

Fig. 10

图 10 第Ⅱ成矿阶段的代表性包裹体测温数据 Fig. 10 Temperature measurement data of representative inclusions in the second mineralization stage

流体沸腾是成矿系统中常见现象，前人对此做过详细的总结(卢焕章等, 2004)。根据测温资料及包裹体组合特征认为巴依金矿成矿流体可能具有这一现象的理由如下：(1)在同一阶段的石英脉中1B型和2型包裹体显示密切共生关系(图 9、图 10)；(2)1B型和2型包裹体显示相近的均一温度，但盐度截然不同(图 9)；(3)1B型包裹体通过液相消失达到均一，而2型包裹体是通过子矿物消失达到均一。结合两种包裹体组合形式以及温度-盐度测试结果，认为该阶段流体包裹体非均一捕获，且在捕获过程中可能发生了沸腾作用(Shepherd and Darbyshire, 1981)。

成矿第Ⅰ阶段的流体为中等盐度，第Ⅱ阶段的流体出现高盐度与中低盐度同时存在，由于沸腾作用，使第Ⅰ阶段的初始金属络合物不再稳定，在第Ⅱ阶段中快速沉淀，流体因盐度发生了显著变化致使金在热液中沉积(Li et al., 2017)。因此判断沸腾作用是导致该阶段成矿的主要因素(Yang et al., 2017)。

随着流体演化至第Ⅲ阶段，1A型和3型包裹体密切共生(图 5i-2)。根据显微测温结果可知H₂O-CO₂包裹体的初熔温度均低于纯CO₂三相点温度，介于-60.5~-56.4℃，由此可推测3型包裹体中除CO₂，还存在其他挥发分。1A型包裹体盐度高于3型包裹体盐度，并且1A型包裹体盐度变化范围大于3型包裹体包裹体盐度变化范围(表 1)。造成这一现象的原因可能是在NaCl-H₂O-CO₂流体不均匀状态下捕获了两个端元组分的包裹体，并且在捕获过程中流体压力突然减小导致CO₂气体从溶液中分逸出来，使流体中pH值增大(Skinner, 1979)，有利的成矿物质开始沉淀(芮宗瑶等, 2003; 牛斯达等, 2014)，这与激光拉曼测得石英流体包裹体中具有CO₂特征峰谱的结果一致。在温度、压力下降，流体不均匀等条件下流体盐度降低，减弱了溶解和搬运金属的能力从而导致金属沉淀析出形成矿石(Brimhall and Crerar, 1987; Halsall and Sawkins, 1989; 华仁民, 1994; 张德会, 1997; 张作衡等, 2004, 2007; 刘敏等, 2009)。成矿热液系统在350℃以下，尤其在300~180℃之间是金属硫化物溶解度从高到低的转变阶段(Helgeson, 1969)，因此石英-黄铁矿和石英-黄铁矿-黄铜矿阶段有大量携金硫化物生成。这是造山型金矿床常见的一种成矿特征(Bodnar et al., 2014)。

成矿晚阶段(Ⅳ)包裹体主要赋存在石英-碳酸盐脉中，只有1A型，且均一温度和盐度非常低。

基于流体包裹体研究结果，判断巴依金矿流体包裹体捕获期间，成矿流体应处于一种不均匀的状态(Shepherd and Darbyshire, 1981)；早阶段具有中高温热液特征，中晚阶段演化为中低温热液。成矿流体中含有子矿物包裹体，虽然盐度高但数量较少，因此认为巴依金矿成矿流体属于一套中低盐度NaCl-H₂O-CO₂流体体系。

从δD-δ¹⁸O关系图(图 11)中可以看出巴依金矿床不同成矿阶段石英δ¹⁸O、δD同位素数据点均在变质水与岩浆水下方，但是岩浆水δ¹⁸O范围为5.5‰~9.5‰，δD范围为-80‰~-40‰(Sheppard, 1986; Hedenquist and Lowenstern, 1994)，本区成矿流体的δ¹⁸O和δD都小于岩浆水范围，由此判断该区成矿作用中成矿流体源可能主要来自变质热液。在关系图中进一步可以看出，成矿热液不断从变质水向大气水演化，证明含磁铁矿阶段可能以变质水为主，有少量大气水参与；石英-黄铁矿到石英-黄铁矿-黄铜矿阶段再到碳酸盐阶段，δ¹⁸O和δD的值逐渐从变质水向雨水线漂移，反映了早阶段高温高盐度变质水与大气水混合，致使成矿流体温度降低，盐度稀释，造成硫化物沉淀富集从而成矿(赵凯, 2014; He et al., 2016; 王璇等, 2018)。成矿流体混合特征与包裹体测温和岩相学特征所得结论一致。

δ¹⁸O-δD测试数据表(表 2)中显示：δ¹⁸O值从第I阶段的5.3‰突变至主要成矿阶段(Ⅱ、Ⅲ)的0.20‰~-1.53‰，表明成矿早阶段流体可能以沟渠式流动，而在成矿中晚阶段由于韧性剪切抬升，大气水渗透参与成矿，流体改变为渗透的形式流动(李光明等, 2007)。主要成矿阶段(Ⅱ、Ⅲ)δD值整体偏低可能与沸腾作用有关，D同位素分馏作用倾向富集于气相组分(Horita and Wesolowski, 1994), 故在沸腾作用过程中气相H₂O不断从热液中逃逸并伴随着D的遗失，导致成矿热液中δD的值降低(王璇等, 2018)。这一观点与流体包裹体测温中主要成矿阶段出现沸腾作用的结论一致。上述特征可能是因为早阶段成矿热液与周围岩石进行了强烈的水-岩反应，致使热液中的氢、氧同位素与岩石中的氢、氧同位素进行互换，反映了与造山-变质岩浆热液活动有关(王燕海等, 2011)。

多数专家在研究巴依金矿时都认为该矿床属于造山型金矿床(陈华勇等, 2000, 2007; 程忠富和芮行健, 1996; Groves et al., 1998; Goldfarb et al., 2001; 李光明等, 2007; 王颖维等, 2018)。造山型金矿通常与增生造山作用紧密相关，主要具有以下特征：矿体主要赋存于脆-韧性断裂蚀变岩中或石英脉中，形态和规模明显受构造作用控制，呈平行斜列式脉群，以似层状、脉状产出；矿石一般由含金的石英和碳酸盐脉组成，主要矿石矿物为黄铁矿；蚀变矿物以石英、碳酸盐、云母、绿泥石为主(倪培等, 2018)。前人人系统总结了全球典型造山型金矿床成矿特征后，提出该类型矿床成矿作用与H₂O-CO₂流体有着密切的联系(Goldfarb et al., 2001; 王燕海等, 2011)，成矿热液主要来自于变质水，并且富含CO₂(倪培等, 2018)。流体包裹体研究是矿床类型判断的最重要证据之一，中低温、低盐度、富CO₂这一特点是造山型矿床区别于其他类型矿床的重要标志之一(Groves et al., 1998; 陈衍景等, 2007; Goldfarb et al., 2001)。

结合前人已有的研究成果，我们通过对巴依金矿的地质背景-围岩蚀变-矿石类型-成矿阶段-包裹体特征-成矿流体来源等多方面进行了系统的探讨，认为巴依金矿床具有造山型金矿床的一些主要特征：

(1) 巴依金矿床的形成与马尔卡库里韧性剪切变形带紧密相关，随着韧性剪切作用的不断发育和发展形成中-晚阶段韧-脆性逆冲构造剪切带；(2)矿体主要赋存于脆-韧性断裂蚀变岩中或石英脉中，矿体形态、规模受构造作用控制，矿体呈平行斜列式以层状或脉状产出(倪培等, 2018)；(3)矿石主要由含金石英脉产出，主要的矿石矿物为黄铁矿和黄铜矿；(4)蚀变矿物以石英、绢云母、绿泥石、绿帘石等为主；(5)构造-成矿流体为NaCl-H₂O-CO₂，且盐度较低。

根据以上推论判断巴依金矿床形成于碰撞造山过程中，含金地层沿额尔齐斯断裂或其次级断裂向东北俯冲，在板片下插过程中，由于温度、压力不断升高，中低晶格能物质(如H₂O，金属硫化物，石英等)逃离，形成初期变质热液中金等成矿物质，以硫化络合物的形式存在于流体中(陈华勇等, 2000)，碰撞挤压转向伸展时，由于减压分熔作用，产生更大量的热液，强烈的俯冲、碰撞作用导致区内变质作用强烈、断裂构造发育，带来极为丰富的热液，断裂的发育为热液活动提供了充足的运移通道和渗入空间，成矿物质随温度和空间的变化逐渐向成矿构造靠近(Hayashi and Ohmoto, 1991; Benning and Seward, 1996; Ilchik and Barton, 1997; Mikucki, 1998; 申萍等, 2004)，在成矿中后期因大气降水不断渗入，混合后的成矿流体温度盐度降低，温度的降低使原本流动矿物质冷凝沉淀，盐度的降低减弱了流体搬运和溶解金属的能力，从而导致金属物质富集成矿。

(1) 巴依金矿的成矿过程由早到晚经历4个阶段：含磁铁矿-石英阶段；石英-硫化物阶段；多金属硫化物阶段；石英-方解石阶段。

(2) 巴依金矿流体包裹体类型主要包括水溶液包裹体(富液相和富气相)、含子晶包裹体和含(富)CO₂包裹体。成矿早阶段流体主要来自于变质热液，中晚阶段不断有大气降水参与温度-盐度降低，成矿流体为一套中低盐度NaCl-H₂O-CO₂体系。

(3) 巴依金矿主要成矿阶段(Ⅱ、Ⅲ)发生的沸腾作用、压力降低、流体混合是导致金矿化的主要原因。

(4) 巴依金矿与马尔卡库里韧性剪切变形带紧密相关，其矿体形态、围岩蚀变、矿物组成以及包裹体特征可以表明巴依金矿是造山型金矿。

致谢      本次研究野外工作得到正元国际矿业有限公司矿山工作人员的支持；样品采集、室内鉴定、资料整理受到中国冶金地质总局矿产资源研究院陈彤、赵立群的大力协助；激光拉曼电子探针得到中国科学研究院地质与地球物理所黄亮亮老师的帮助；氢-氧同位素实验得到北京核工业地质研究院分析测试研究中心诸位老师的帮助；审稿专家提出了宝贵的修改意见；谨此一并致谢。