青海大场金矿田矿床成因_流体包裹体地球化学及H_O同位素的约束_夏锐

青海大场金矿田矿床成因：流体包裹体地球化学及
H－O同位素的约束*
夏锐1，2邓军1卿敏2王长明1李文良2
XIA Rui1，2，DENG Jun1，QING Min2，WANG ChangMing1and LI WenLiang2
1.中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室，北京100083
2.武警黄金地质研究所，廊坊065000
1.State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources，China University of Geosciences，Beijing100083，China
2.Gold Geological Institute of CAPF，Langfang065000，China
2012-10-22收稿，2013-01-14改回.
Xia R，Deng J，Qing M，Wang CM and Li WL.2013.The genesis of the Dachang gold ore field in Qinghai Province：Constraints on fluid inclusion geochemistry and H-O isotopes.Acta Petrologica Sinica，29（4）：1358－1376
Abstract The Dachang gold ore field，one of the super large ore field in the Sichuan-Shanxi-Gansu boundary region，is located in the Kekexili-Songpanganze in Late Palaeozoic-Mesozoic turbidite basin and fold and fault belt.It is controlled by an NW-trending structural and altered belt，and hosted in the Triassic carbonaceous sandstone-slate of flysch deposition.The main ore minerals are pyrite，arsenopyrite and stibnite，and gangue minerals are quartz，feldspar and calcite.The gold occurred as grained gold. Microthermometric measurements show that auriferous quartz veins in the Dachang gold ore field have three types of fluid inclusions：
NaCl-H
2O inclusions（type W）；CO
2
brine inclusions（type C）and pure gaseous inclusions（type PC）.The salinity values of NaCl-
H
2
O inclusions have a peak of2% 5%NaCleqv，homogenization temperature values with a peak of180 200ħand metallogenic
depths are7.9 12.3km.The pure gaseous inclusions are dominanted by N
2，CO
2
，O
2
，H
2
O，with minor H
2
S.Liquid phase
composition are Ca2+，Na+，Li+，K+and SO
4
2－，Cl－，NO3－，F－，with minor Mg2+.They suggest that the ore-forming fluids of the Dachang gold ore field are characterized by low salinity，low to moderate homogenization temperature.H-O isotopes analyses show that
δD=－62ɢ －106ɢ，δ18O H
2O =3.1ɢ 10.5ɢ，indicating that the ore-forming fluids are composed mainly of devolatilization of
organic matter，with meteoric water.Geological and fluild features and metallogenic mechanism suggest that the Dachang gold ore field may be Carlin-like gold deposit.
Key words Carlin-like gold deposit；Fluid inclusion；H-O isotopes；Dachang gold ore field；Qinghai
摘要青海大场金矿田位于可可西里-巴颜喀拉晚古生代-中生代浊积盆地褶断带内，是川陕甘交接地区的一个超大型矿田。

矿床受NW向构造破碎蚀变带控制，赋矿围岩为三叠系炭质砂板岩，矿石矿物主要为黄铁矿、毒砂和辉锑矿，脉石矿物主要为石英、长石和方解石。

金的赋存状态以微细粒金为主。

大场金矿田矿石中流体包裹体主要为盐水溶液包裹体(W型)、少量的含CO2包裹体(C型)和富CO2包裹体(PC型)组成。

成矿流体具有中低温(180 200ħ)、低盐度(2% 5%NaCleqv)、成矿深度为7.9 12.3km的特征。

气、液相成分测定显示气相成分以N2、CO2、O2、H2O为主;液相成分中阳离子以Ca2+、
Na+、Li+、K+为主，阴离子以富SO
42－、Cl－、NO3－、F－为特点，成矿流体属Ca2++Na++SO
4
2－型，有机碳参与了流体成矿作
用。

氢氧同位素组成分别为δD=－62ɢ －106ɢ，δ18O H
2O
=3.1ɢ 10.5ɢ，说明成矿流体主要为建造水，也有岩浆流体的加入。

根据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，本文首次提出大场金矿为类卡林型金矿，为研究该区金矿成矿作用提供了参考。

关键词类卡林型金矿;流体包裹体;H-O同位素;大场金矿田;青海
中图法分类号P618.51
1000-0569/2013/029(04)-1358-76Acta Petrologica Sinica岩石学报
*本文受国家重点基础研究发展计划（973）项目（2009CB421008）、北京市优秀博士学位论文指导老师科研项目（20111141501）和武警黄金指挥部专项基金项目（HJ12-03）联合资助．
第一作者简介：夏锐，男，1988年出生，硕士生，助理工程师，现主要从事金矿地质研究工作，E-mail：xiaruiren@126．com．
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。

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）。

区域地层主要有二叠系布青山群马尔争组变砂岩
（P
1m1）和灰岩（P
1
m2）、三叠系巴颜喀拉山群变砂岩夹板岩
（TB
1）和板岩夹变砂岩（TB
2
）、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218.6ʃ3.2Ma（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）。

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73.52ˑ10－9、10.7ˑ10－9和22.67ˑ10－9，显著高于矿区背景值3.74ˑ10－9，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。

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）。

9531
夏锐等:青海大场金矿田矿床成因:流体包裹体地球化学及H-O同位素的约束
①
②③
④⑤Prepared for Inte-Citic minerals Technologies Inc．2003．Dachang Gold Property in Qumalai County，Qinghai Province，People's Republic of China
孙丰月．2003．新疆-青海东昆仑成矿规律和找矿方向综合研究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
青海省地勘局．2003．青海省三轮区划报告
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
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．1Simplified 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
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。

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
0631Acta Petrologica Sinica岩石学报2013，29（4）①青海省地质调查院．2004．曲麻莱县大场金矿评价报告
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．2Simplified 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.3-18ore body，showing the ore-controlling fold（Zheng et al．，2007）；（c）-schematic geological section along No.135exploration line in the Dachang gold deposit.1-Triassic metasandstone；2-Triassic sandstone；3-Triassic slate；4-orebody
表1大场金矿田矿床地质特征对比
Table1Contract of geologic feature on deposits in the Dachang ore field
矿床大场金矿区扎家同哪金矿区加给龙洼金矿区
地理位置东经96ʎ14' 96ʎ21'、北纬35ʎ14'
35ʎ19'
东经96ʎ14' 96ʎ21'、北纬35ʎ14'
35ʎ19'
东经96ʎ15' 96ʎ21'、北纬35ʎ14' 35ʎ19'
地层三叠纪巴颜喀拉山群变砂岩（TB2）三叠纪巴颜喀拉山群变砂岩（TB2）三叠统巴颜喀拉群变砂岩夹板岩（TB1）构造甘德-玛多的深大断裂北侧（下盘）甘德-玛多的深大断裂北侧（下盘）甘德-玛多的深大断裂北侧（上盘）
含矿岩性蚀变长石砂岩、粉砂岩夹粉砂质板
岩、泥钙质板岩
蚀变长石砂岩、粉砂岩夹粉砂质板岩
蚀变长石砂岩、粉砂质、泥质板岩、千枚状
板岩
矿体特征矿体走向北西西向，倾向南矿体走向北西西向，倾向南西矿体走向北西西向，倾向北
矿化蚀变黄铁矿化、毒砂矿化；硅化、绢云母化
发育
黄铁矿化、毒砂矿化；硅化发育
黄铁矿、毒砂、辉锑矿；硅化、绢云母化、碳
酸岩化、高岭土化
矿石类型硫化物-蚀变碎裂岩型硫化物-蚀变碎裂岩型硫化物-蚀变碎裂岩型
矿石矿物黄铁矿、毒砂为主，少量辉锑矿，偶见
黄铜矿、方铅矿，见明金
黄铁矿、毒砂为主及少量辉锑矿见
明金
黄铁矿、辉锑矿、毒砂、褐铁矿、雄黄、雌黄
及少量的孔雀石、黄铜矿钛铁矿等，未见
明金
脉石矿物石英、长石、方解石、砂板岩屑石英、长石、方解石、砂板岩屑石英、长石、方解石、绿泥石、高岭土矿石结构粒状、碎裂、交代粒状、碎裂粒状、碎裂、穿插
矿石构造浸染状、角砾状浸染状、网脉状、星点状浸染状、网脉状、角砾状
Au赋存状态显微、超显微金于矿物的裂隙、晶格
中，与黄铁矿、毒砂关系密切
显微金，与黄铁矿、毒砂关系密切
包裹在矿石中，与黄铁矿毒砂及辉锑矿关
系密切
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1631
夏锐等:青海大场金矿田矿床成因:流体包裹体地球化学及H-O同位素的约束
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
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．3Photographs 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
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。

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
2631Acta Petrologica Sinica岩石学报2013，29（4）
图4青海大场金矿田石英中的流体包裹体照片
Fig．4Photomicrgraphs of fluid inclusions in the Dachang gold orefield
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 THMS600型冷热台上完成，测试温度范围是－196 +600ħ，在－120 －70ħ测试精度为ʃ0.5ħ、－70 +100ħ范围的测试精度为ʃ0.2ħ、＞100ħ时的测试精度为ʃ2ħ，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 5ħ/min，含CO
2
包裹体相转变点附近的升温速率为0.2ħ/ min，水溶液包裹体相变点附近的升温速率为0.2ħ 0.5ħ/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1ˑ10－6；HIC-SP Super型离子色谱仪最低检出限阴离子为1ˑ10－9，阳离子为1ˑ10－6。

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ʃ0.2ɢ，氢同位素分析精度为ʃ2ɢ。

根据
3631
夏锐等:青海大场金矿田矿床成因:流体包裹体地球化学及H-O同位素的约束
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δ18O H
2O
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）：103lnα
quart-H2O
=3.42ˑ106T－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（V
H2O +L
H2O
）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）
（2）含CO
2
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V
CO2+H2O +L
H2O
，包裹体形态
为椭圆形或不规则形，其中L CO
2+V
CO2
占包裹体总体积20%
50%不等。

C2亚型常温下呈三相L
H2O +L
CO2
+V
CO2
，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CO
2
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CO
2
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。

（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 －0.8ħ之间，盐度集中为6% 8%NaCleqv，均一温度分布于165.4
图5石英中流体包裹体均一温度和盐度直方图
Fig．5Histograms of homogenization temperatures and salinities of fluid inclusions in quartz
249.5ħ之间，集中在于240 250ħ。

C型包裹体：部分均一温度分布于23.6 29.6ħ之间，集中在于24 28ħ，均一温度分布于218.2 304.5ħ之间，集中在于240 260ħ；
PC型包裹体：部分均一温度分布于19.2 25.5ħ，集中在于22 23ħ。

（2）成矿主阶段包裹体W型
冰点温度分布于－0.1 －6.2ħ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 354ħ，集中在180 200ħ。

（3）成矿晚阶段包裹体（W型）
均一温度为152.2 207.8ħ，集中在160 180ħ，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
4631Acta Petrologica Sinica岩石学报2013，29（4）
表2大场金矿田流体包裹体显微测温结果（ħ）
Table2Microthermometric data on fluid inclusions in the Dachang ore field（ħ）
成矿阶段样品号个数类型T m，clath T h，CO2T m，ice T h，TOT
早阶段
DC02-W1
DC12-W212W－4.2 －1.2162.8 225.9①2C8 8.127.6 29.6218.2 304.5①6PC8.5 9.922.4 29.6273.0 323.5①7W－5.0 －3.7228.9 249.5①7C5 6.319.2 27.5239.4 298.7①2PC 5.5 5.719.2 20.1
主阶段DC11-W411W－6.2 －4223.6 314.7①DC18-W226W－4.1 －0.9174.3 325①DCH-2-126W－3.5 －0.5168.0 329.0 DCH-312W－3.5 －1.3180.0 205.0 ZHJ-312W－3.5 －0.4185.0 354.0 ZHJ-4-210W－2.1 －0.9202.0 345.0 ZHJ-515W－2.2 －0.9151.0 377.0 JGLW-113W－3.3 －2.4159.0 209.0 JGLW-211W－2.5 －0.8117.0 229.0
晚阶段DC14-W215W－5.7 －2.7152.2 207.8①
注：T m，CO2-固相CO2的熔化温度；T m，clath-笼合物的融化温度；T h，CO2-CO2部分均一温度；T m，ice-冰点；T h，TOT-完全均一温度；DC-大场金矿；ZHJ-扎家同哪金矿；JGLW-加给龙洼金矿．①数据来源据赵财胜等，2005；其余为本文
表3大场金矿田包裹体气相成分（ˑ10－6）
Table3Gaseous composition（ˑ10－6）in fluid inclusions of the Dachang gold ore field
样品号CH4C2H2+C2H4C2H6CO2H2O O2N2CO DCH-20.2850.7480.049512115257125869.2 DCH-2-10.580 1.0140.0482*******.027325.0 DCH-30.0930.2970.00911753.485.73920 ZHJ-4-10.2400.3040.00957419835432559.3 ZHJ-30.0670.2300.01086.470.769.3314 2.89 ZHJ-50.1210.2710.00929994.228624127.0 ZHJ-6-10.0670.162微量75.745.494.23900 JGLW-10.0490.109微量57.746.881.03290 JGLW-20.0830.148微量95.914975.43180
注：中国地质科学院矿产资源研究所使用日本岛津公司GC2010气相色谱仪测试
表4大场金矿田包裹体液相成分（ˑ10－6）
Table4Aqueous composition（ˑ10－6）in fluid inclusions of the Dachang gold field
样品号Li+Na+K+Mg2+Ca2+F－Cl－NO2－Br－NO3－SO42－DCH-20.095 4.344 1.5320.07519.330.415 2.19700 1.436 6.962 DCH-2-10.312 5.9410.490.04321.640.497 3.64100 2.4210.92 DCH-30.301 6.0190.8190.07826.600.362 2.95800.133 2.0739.339 ZHJ-30 2.6970.6590.04118.030.238 1.3840.0150 1.931 6.154 ZHJ-4-10.306 2.9330.5380.0149.0310.102 1.09600 1.96712.56 ZHJ-50.071 3.4160.5640.0418.4910.201 2.6690.0240 2.4467.632 ZHJ-6-107.831 1.3340.0826.810.834 3.80700.16 2.51612.07 JGLW-10 5.148 1.1340.03714.88 3.351 2.44500 1.1347.409 JGLW-20 5.0070.5760.05726.850.747 4.03900.078 1.93414.00
注：中国地质科学院矿产资源研究所使用日本岛津公司Shimadzu HIC-SP Super离子色谱仪测试
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）。

5631
夏锐等:青海大场金矿田矿床成因:流体包裹体地球化学及H-O同位素的约束
图6主成矿阶段成矿流体气相成分协变图
Fig．6Covariation diagrams of gas composition CH
4，CO
2
，O
2
，N
2
and H
2
O
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。

4.4.1气相成分
流体包裹体气相成分以N2、CO2、O2、H2O为主；其中N2平均为427ˑ10－6、CO2平均为232ˑ10－6、O2平均为149ˑ
10－6、H
2O平均为110ˑ10－6、CO平均为20.4ˑ10－6、C
2
H
2
+C
2H
4
平均为0.365ˑ10－6、CH4平均为0.176ˑ10－6、C2H6
平均为0.022ˑ10－6。

主成矿阶段成矿流体气相成分协变图（图6）表明，除CH
4
与H2O呈现良好的线性关系（R2=0.6336）外，CO2、O2、
N
2
与H2O之间的线性关系均较差（R2＜0.6）。

假如CH4-
H
2
O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。

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CO
2
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
（CO
2
）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SO
4
2－、Cl－、NO
3
－、F－为特点。

其中液相成分中阳离子含量Ca2+平均为19.07ˑ10－6、Na+平均为4.818ˑ10－6、Li+平均为0.121ˑ10－6、K+平均为0.85
ˑ10－6、Mg2+平均为0.052ˑ10－6；阴离子含量SO
4
2－平均为
9.673ˑ10－6、Cl－平均为2.693ˑ10－6、NO
3
－平均为1.984ˑ10－6、F－平均为1.861ˑ10－6、Br－平均为0.041ˑ10－6、
NO
2
－平均为0.004ˑ10－6。

表明大场金矿田成矿流体属于
Ca2++Na++SO
4
2－型。

6631Acta Petrologica Sinica岩石学报2013，29（4）
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SO
4
2－等（陈衍景等，2004b）。

成矿流体中高的
SO
4
2－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。

5H-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δ18O
H2O 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。

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
－62ɢ －106ɢ，石英矿物δ18O
石英
为16.5ɢ 19.7ɢ。

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δ18
O
H2O
=3.1ɢ 10.5ɢ。

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16.5ɢ 19.7ɢ，与低级变质作用的千枚岩或片岩的δ18O（11ɢ 13ɢ）和浅变质岩中石英的δ18O（13ɢ 15ɢ）（郑永飞和陈江峰，2000）值要高，
主要原因是围岩
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．7Plot ofδD versusδ18O for ore forming fluids from the Dachang gold ore field
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CO
2
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 250ħ，经Ⅱ阶段180 220ħ，至Ⅲ阶段160 180ħ；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N
2
、CO
2
、
O
2
、H
2
O，液相成分主要为Ca2+、Na+、SO
4
2－、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”
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夏锐等:青海大场金矿田矿床成因:流体包裹体地球化学及H-O同位素的约束。