甘肃花牛山金矿床成矿流体性质及矿床成因

图1 北山造山带大地构造位置示意图（a）（修改自Xiao et al.，2010a）和区域地质简图（b）（修改自王钏屹等，2018）

1.前寒武纪地层；2.早古生代地层；3.晚古生代地层；4.中、新生代地层；5.断裂；6.花岗岩；7.国界线；8.铅锌矿；9.钼矿；10.铜矿；11.金矿

Fig.1 Geotectonic location map of Beishan orogenic belt （a）（modified after Xiao et al.，2010a） and geological sketch map of Beishan area （b）（ modified after Wang et al.，2018）

北山造山带柳园—大奇山断裂带两侧分布有大量金矿床，代表性金矿床有老金厂、新金厂、拾金坡、花牛山、长流水和小西弓等［图1（b）］。苗来成等（2014）认为北山地区在中生代三叠纪处于碰撞后造山阶段，金属成矿作用伴随有大规模剪切带和强烈的岩浆活动，形成了与中酸性侵入体有关的矽卡岩型花牛山金矿床。张振亮等（2022）也认为印支期是北山地区重要的内生矿床成矿期，大量岩浆活动和断裂控制着矿床的形成。聂凤军等（2003）认为尽管北山中南带地区各类金矿床（点）的容矿围岩不同，但均与华力西期或印支期火成岩具有密切的时空分布关系，区域性成矿作用与板块活动作用时间相吻合，该区域金矿床主要形成于构造—岩浆活动背景。花牛山金银铅锌矿区位于北山南部花牛山古生代岛弧带，柳园—大奇山深大断裂北侧［图1（b）］，是北山古生代裂谷构造带的一部分，区域上属于塔里木板块北缘，哈萨克斯坦板块东南缘（左国朝等，1990a，1990b，2003；聂凤军等，2002a；毛启贵，2008）。该区域范围内广泛分布有体积不等、不同岩性、不同成因类型和不同时代的岩浆岩，这些岩浆岩约占北山地区岩体出露面积的35%（聂凤军等，2002a，2002b），其中，形成于晚三叠世的花牛山钾长花岗岩与花牛山金矿成矿关系最为密切（朱江等，2010）。

2 矿床地质特征

花牛山金矿床位于花牛山铅锌银金钼多金属矿田北部，区内矿产资源丰富，已知的矿种主要为金、银、铅、锌、钨和钼，其次有铁、锰、铬、铜、锡及萤石等。矿床形成多与晚印支期酸性侵入岩有关，代表性矿床有花牛山铅锌银矿、花西山金矿、花牛山金矿和花黑滩钨钼矿等，矿体多产于地层与岩体及脉体接触带，围岩蚀变较为强烈。花牛山金矿矿体多呈层状、脉状或透镜状产于近EW向断裂破碎带和印支期花岗岩蚀变接触带中（图2）。矿体产状与围岩基本一致，并严格受层间接触带控制，走向近EW向，倾向为160°~195°，倾角为50°~80°，矿体长12~203 m，平均厚度为1.00~4.38 m，最大厚度约为9 m，矿体具有分支复合和波状弯曲等形态特征。矿区内近EW向褶皱和断裂发育，主要断裂有花西滩—花牛山断裂和五井河断裂，EW向断裂为该区域主要控矿构造，控制着矿化带和矿田的展布。矿区内出露地层主要为震旦系洗肠井群，根据岩性及岩相的不同特征，该套地层由上至下可划分为4个岩组，矿区可见二、三、四岩组，组间为连续沉积，局部呈断层接触。其中，二岩组主要岩性为白云质千枚岩和黑云母角岩，夹黑云透闪石角岩、透闪石化白云石大理岩和石英阳起石岩；三岩组主要岩性为大理岩、透闪石化大理岩和大理岩化灰岩，夹黑云母角岩化绢云石英千枚岩；四岩组主要由板岩和碳质板岩组成（付开泉，2010）。矿区内脉体发育，在空间上成群分布，且受断裂控制明显，与成岩成矿联系密切的脉岩有花岗斑岩脉、斑状花岗岩脉和伟晶岩脉等，这类脉岩属印支期花岗岩同源分异及派生产物，各类矿体常产于其上盘、下盘或其中。石英脉广泛分布于震旦系洗肠井群千枚岩中，大多顺层分布，呈不规则透镜状，或呈细脉状与地层同时褶皱。花牛山金矿区内侵入岩单一，仅见矿床南侧发育有印支期花岗岩，该印支期侵入岩是金矿重要的初始矿源岩（朱江等，2010）。矿体直接围岩主要为矽卡岩和大理岩，还有少量花岗岩和黑云母角岩。矽卡岩化发育于花岗岩与大理岩的接触带以及大理岩与黑云母角岩界面，为主要的金矿化围岩蚀变。

图2

图2 花牛山金矿地质简图（a）和剖面简图（b）

1.第四系；2.震旦系洗肠井群三岩组三岩段；3.震旦系洗肠井群三岩组二岩段；4.震旦系洗肠井群三岩组一岩段；5.晚三叠世花岗岩；6.中石炭世花岗闪长岩；7.花岗岩脉；8.花岗斑岩脉； 9.英云闪长岩脉；10.石英脉；11. 矽卡岩；12.花牛山金矿体；13.断裂；14.剖面线；15.大理岩；16.黑云母长英质角岩

Fig.2 Geological map（a） and profile map（b） of Huaniushan gold deposit

花牛山金矿矿石中金属矿物主要为磁黄铁矿、黄铁矿和毒砂，其次为黄铜矿、方铅矿和闪锌矿等，重要的载金矿物为磁黄铁矿和黄铁矿。矿石构造有条带状、块状和浸染状等（图3）。根据矿体野外特征和典型标本观察，结合前人研究，可将花牛山金矿矿化过程划分为2个期次：早期矽卡岩期，形成的矿物有石榴石、透辉石、阳起石、透闪石和绿帘石等；晚期石英硫化物期为主成矿期，可进一步划分为Ⅰ阶段和Ⅱ阶段，Ⅰ阶段主要形成磁黄铁矿、黄铁矿、黄铜矿、辉钼矿、毒砂、绿泥石（星点状分布）、绿帘石和石英等，Ⅱ阶段形成方解石、少量石英和绿泥石（脉状分布于裂隙中）等（朱江等，2013）。

图3

图3 花牛山金矿床矿石特征

（a）矽卡岩；（b）石英脉与围岩接触部位的黄铁矿和磁黄铁矿条带；（c）块状构造；（d）浸染状和条带状构造；Sk-矽卡岩；Po-磁黄铁矿；Py-黄铁矿；Qtz-石英

Fig.3 Ore characteristics of Huaniushan gold deposit

3 样品采集和研究方法

3.1 流体包裹体分析

矿区范围内发育大量石英脉，为确保分析工作的准确性和可靠性，野外采样时在矿区范围内均匀采集了石英硫化物期Ⅰ、Ⅱ阶段9件石英样品和5件方解石样品，保证了样品的新鲜程度。在实验室将样品制成测温薄片进行流体包裹体镜下观察，识别排除次生包裹体，选定原生包裹体进行分析测试。

包裹体岩相学观察和显微测温工作在中国地质大学（武汉）包裹体实验室进行。实验仪器为Olympus BX51型显微镜和Linkam THMSG600冷热台，非相转变点升温速率为5~10 ℃/min，相转变点附近升温速率为0.5~1.0 ℃/min。测得气液两相H₂O溶液包裹体的均一温度和冰点温度。

单个包裹体成分分析测试工作在中国地质大学（武汉）构造与油气资源教育部重点实验室激光拉曼光谱分析测试实验室完成。所用仪器为HORIBA Jobin Yvon S.A.S.公司生产的LabRAM HR800共聚焦激光拉曼系统，以氩离子激光器作为光源，光源波长为514.5 nm，激光功率为50 mW，狭缝为200 μm，300光栅，采用50倍的长焦镜头。

3.2 S、C和O同位素分析

对采自矿区内的4件硫化物样品进行S同位素分析，9件方解石样品进行C和O同位素分析。S、C和O同位素样品的前处理工作在中国地质大学（武汉）地质过程与矿产资源国家重点实验室完成，先将样品破碎至40~60目，经筛分后在双目镜下挑选得到精度达98%以上的黄铁矿和方解石样品。

S同位素测试工作在中国地质大学（武汉）地质过程与矿产资源国家重点实验室完成。测试前将氧化亚铜与黄铁矿按一定比例混合后加热至980 ℃，保持恒温使得氧化反应充分，生成SO₂气体并进行收集纯化，再对收集的SO₂气体用Delta Ⅴ Plus气体同位素质谱仪测定分析气体中的S同位素组成，分析精度优于±0.2‰。

C和O同位素测试工作在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成。使用Gasbench前处理装置和MAT253气体同位素质谱仪进行测试，具体分析流程见文献（朱园园等，2014）。

4 结果分析

4.1 流体包裹体岩相学观察

石英硫化物期Ⅰ、Ⅱ阶段均发育有多种类型的流体包裹体（图4）。包裹体类型可划分为液相H₂O包裹体［图4（a）、4（b）］、气相H₂O包裹体［图4（c）、4（d）］、富液二相H₂O包裹体［图4（e）、4（f）］、富气二相H₂O包裹体［图4（g）、4（h）］和含CO₂三相包裹体［图4（i）］。其中，镜下可见液相H₂O包裹体呈椭圆状、短柱状、长柱状和不规则状，包裹体大小一般为6~12 µm，孤立分布，亮度和突起均较高，充填度接近100%。气相H₂O包裹体整体含量较少，呈椭圆状和不规则状，大小一般为3~10 µm，孤立分布。富液二相H₂O包裹体含量较大，普遍发育于石英硫化物期Ⅰ、Ⅱ阶段，多呈椭圆状和不规则状，大小一般为6~20 µm，呈群状分布，包裹体的充填程度差异较大，多大于60%。富气二相H₂O包裹体在石英硫化物期Ⅰ、Ⅱ阶段也十分发育，多呈椭圆状和不规则状，大小一般为6~20 µm，孤立分布，包裹体的充填程度一般小于20%。含CO₂三相包裹体含量较少，在Ⅰ阶段可见少量该类包裹体，形态多呈椭圆状和不规则状，包裹体大小一般为6~20 µm，孤立分布，液相成分包裹液相CO₂和气相CO₂。

图4

图4 花牛山金矿床石英硫化物期Ⅰ、Ⅱ阶段流体包裹体显微照片

（a）Ⅰ阶段液相包裹体；（b）Ⅱ阶段液相包裹体；（c）Ⅰ阶段气相包裹体；（d）Ⅱ阶段气相包裹体；（e）Ⅰ阶段富液二相包裹体；（f）Ⅱ阶段富液二相包裹体；（g）Ⅰ阶段富气二相包裹体；（h）Ⅱ阶段富气二相包裹体；（i）Ⅰ阶段含CO₂三相包裹体；L-液相；V-气相

Fig.4 Microscopic photos of fluid inclusions in quartz sulfide stage Ⅰ and stage Ⅱ of Huaniushan gold deposit

4.2 流体包裹体激光拉曼特征

石英硫化物期Ⅰ、Ⅱ阶段中液相H₂O包裹体可见明显的H₂O峰值［图5（a）、5（b）］。气相H₂O包裹体在Ⅰ、Ⅱ阶段可见明显的CO₂双峰和CH₄，主要气相成分均为CO₂，除此之外，还检测到少量的SO₂和C₂H₆［图5（c）、5（d）］。富液二相H₂O包裹体的液相成分以H₂O为主，但Ⅰ阶段气相成分主要是CO₂，其次为CH₄［图5（e）］，Ⅱ阶段气相成分主要是SO₂［图5（f）］。Ⅰ、Ⅱ阶段富气二相H₂O包裹体的液相成分也以H₂O为主，但Ⅰ阶段气相成分为少量CO₂和SO₂［图5（g）］，Ⅱ阶段气相成分为SO₂［图5（h）］。

图5

图5 花牛山金矿床石英硫化物期Ⅰ、Ⅱ阶段包裹体激光拉曼光谱图

Fig.5 Laser Raman spectra of inclusions in quartz sulfide stage Ⅰ and stageⅡ of Huaniushan gold deposit

4.3 流体包裹体显微测温结果

花牛山金矿床流体包裹体显微测温分析结果见表1。其中，花牛山金矿石英硫化物期Ⅰ阶段气液H₂O包裹体均一温度（均一至液相）范围为158.4~358.4 ℃，平均值为214 ℃；Ⅱ阶段除个别样品外，气液H₂O包裹体均一温度（均一至液相）范围为110.4~210.8 ℃，平均值为160 ℃。

表1 花牛山金矿床成矿流体温度、盐度和密度

Table 1 Temperature，salinity，density of ore-forming fluid in Huaniushan gold deposit

成矿

阶段

寄主

矿物

均一温度

/℃

冰点

/℃

盐度

［w（NaCl）］/%

密度

/（g·cm^-3）

Ⅰ阶段

石英

158.4~358.4

-15.3~3.9

0.18~18.88

0.71~1.02

Ⅱ阶段

石英

110.4~210.8

-19.0~5.4

0.35~21.68

0.89~1.11

Ⅱ阶段

方解石

122.8~231.8

-16.3~5.8

0.35~19.68

0.92~1.08

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流体盐度可由Bodnar（1993）提出的经验公式计算：

S=0.00+1.78T_m-4.42×10^-2T_m²+5.57×10^-4T_m³（1）

式中：S为盐度，以NaCl的浓度百分数来表示流体的盐度；T_m为冰点温度绝对值（℃）。得出Ⅰ阶段包裹体盐度变化范围为0.18%~18.88%，平均值为8.12%；Ⅱ阶段包裹体盐度变化范围为0.35%~21.68%，平均值为8.78%。

流体密度又可根据均一温度与流体盐度的关系计算得到。本文采用刘斌等（1987）的经验公式计算：

ρ=A+B×T_h+C×T_h²（2）

A=（0.993531）+（8.72147×10^-3）×S+（-2.43975×

10^-5）×S²（3）

B=（7.11652×10^-5）+（-5.22080×10^-5）×S+

（1.26656×10^-6）×S²（4）

C=（-3.49970×10^-6）+（2.12124×10^-7）×S+

（-4.52320×10^-9）×S²（5）

式中：ρ为盐水溶液的密度（g/cm³）；T_h为均一温度（℃）；S为盐度［w（NaCl），%］。得到Ⅰ阶段流体密度介于0.71~1.02 g/cm³之间，平均值为0.91 g/cm³；Ⅱ阶段流体密度介于0.89~1.11 g/cm³之间，平均值为0.97 g/cm³。

4.4 S、C和O同位素测定结果

花牛山金矿S、C和O同位素测定结果见表2。由表2可知，花牛山金矿S同位素δ³⁴S值为-7.7‰~-10.8‰，平均值为-9.73‰；C同位素δ¹³C_V-PDB值为-0.6‰~2.7‰，平均值为1.7‰；O同位素δ¹⁸O_V-PDB值为-36.1‰~-12.0‰，平均值为-22.5‰；δ¹⁸O_V-SMOW值为-6.4‰~18.6‰，平均值为7.69‰。

表2 花牛山金矿S、C、O同位素测定结果

Table 2 Sulfur，carbon and oxygen isotope determination results of Huaniushan gold deposit

样品编号	矿物（岩石）	ΔS_V-CDT /‰	δ¹³C_V-PDB /‰	δ¹⁸O_V-PDB /‰	δ¹⁸O_V-SMOW /‰
HN-Ⅰ-01-1	黄铁矿	-10.6	-	-	-
HN-Ⅰ-01-2	黄铁矿	-10.8	-	-	-
HN-Ⅰ-07	黄铁矿	-7.7	-	-	-
HN-Ⅰ-11	黄铁矿	-9.8	-	-	-
HN-Ⅰ-03	方解石	-	1.5	-13.7	16.8
HN-Ⅰ-03-2	方解石	-	1.1	-13.6	16.9
HN-Ⅰ-05	方解石	-	2.6	-12	18.6
HN-Ⅱ-25-1	方解石	-	-0.6	-30	-0.1
HN-Ⅱ-25-2	方解石	-	2.2	-35.4	-5.5
HN-Ⅱ-33-2	方解石	-	2.7	-13.7	16.8
HN-Ⅱ-33-3	方解石	-	2.1	-13.1	17.4
HN-Ⅱ-33-4	方解石	-	1.7	-35.1	-5.3
HN-Ⅱ-33-8	方解石	-	2	-36.1	-6.4

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5 讨论

5.1 成矿流体性质及来源

花牛山金矿气液H₂O包裹体均一温度具明显峰值特征［图6（a）］，石英硫化物期Ⅰ阶段成矿温度平均值为214 ℃，明显高于Ⅱ阶段成矿温度平均值（160 ℃），且不同阶段的成矿温度出现间断性和重叠性。盐度也具明显峰值特征，且Ⅰ、Ⅱ阶段高、低盐度流体共存，盐度［w（NaCl）］平均值为8.12%~8.78%，呈中等盐度流体特征［图6（b）］。流体密度介于0.89~1.11 g/cm³之间，平均值为0.97 g/cm³，呈中高密度流体特征［图6（c）］。石英硫化物期Ⅰ、Ⅱ阶段中气液H₂O包裹体中均发现H₂O、CO₂、CH₄、SO₂和C₂H₆等成分，其中H₂O含量最多，其次为CO₂和CH₄，SO₂和C₂H₆含量最少。综上所述，石英硫化物期Ⅰ、Ⅱ阶段成矿流体均具有中低温、中盐、中高密度、含CO₂和CH₄的特征，均属H₂O-CO₂-NaCl体系。

图6

图6 花牛山金矿成矿流体均一温度、盐度和密度频数直方图

Fig.6 Histogram of homogenization temperature，salinity and density frequency of ore-forming fluid in Huaniushan gold deposit

花牛山金矿方解石C、O同位素测定结果显示，δ¹³C_V-PDB值为-0.6‰~2.7‰，平均值为1.7‰；δ¹⁸O_V-PDB值为-36.1‰~-12.0‰，平均值为-22.5‰；δ¹⁸O_V-SMOW值为-6.4‰~18.6‰，平均值为7.69‰。在自然界几个主要碳储库中，有机质δ¹³C_PDB平均值为-27‰，火成岩和岩浆系统δ¹³C_PDB值为-3‰~-30‰，地幔δ¹³C_PDB值为-5‰~-7‰ （Hoefs，1997），典型海相碳酸盐岩δ¹³C_PDB值为±2‰，且在成岩过程中基本保持不变（郑永飞等，2000）。在花牛山金矿方解石δ¹³C_PDB-δ¹⁸O_SMOW图（图7）中，C、O同位素投点有4个远离原始碳酸盐区域，且处在大气降水和海水渗透作用2个演化方向之间区域，有5个点介于原生碳酸盐和海相碳酸盐之间区域，并显示伴有高温效应和碳酸盐溶解作用。这主要是由于来自矿区深部的高温岩浆流体本身C同位素含量较低，而地层C同位素含量较高，且在早期沉积过程中围岩碳酸盐岩地层孔隙间可能携带部分海水，深部流体运移至矿区并与矿区地层发生水—岩反应和强烈的物质交换，同时大气降水渗透淋滤碳酸盐岩地层，形成的混合流体以地层C同位素来源为主，并呈现出海水渗透、大气降水和碳酸盐岩溶解共同作用的特征。

图7

图7 花牛山金矿成矿期方解石δ¹³C_PDB-δ¹⁸O_SMOW图（底图据刘家军等，2004；周家喜等，2012）

Fig.7 δ¹³C_PDB-δ¹⁸O_SMOW diagram of calcite in Huaniushan gold deposit mineralization period（base map according to Liu et al.，2004；Zhou et al.，2012）

前人研究得到花牛山金银铅锌矿床正常结晶灰岩中的方解石δ¹³C介于0.35‰~3.97‰之间，平均值为2.65‰；花牛山铅锌矿石中脉状方解石δ¹³C介于-0.1‰~3.5‰之间，与海相碳酸盐岩同位素组成相当，同位素特征同样指示成矿流体早期为岩浆热液，后期主要来源于碳酸盐岩地层（代文军，2010；汪曙潮，2018），进一步指示花牛山金银铅锌矿区成矿流体为岩浆热液与地层的混合来源。而岩浆流体与地层流体中均含有大量的O同位素，且2种流体中O同位素的差异较大，所以2种流体混合之后，混合流体表现出O同位素强烈分异的特征。

根据流体包裹体盐度和均一温度关系图（图8），石英硫化物期Ⅰ阶段成矿流体几乎全部分布在变质流体范围附近，个别点分布在变质流体、岩浆水和大气降水混合流体范围内，指示Ⅰ阶段来自深部的岩浆流体进入地层后与地层发生强烈的热液蚀变作用，使得流体具有变质流体特征。同时，少量大气降水在Ⅰ阶段末期也加入成矿流体中；石英硫化物期Ⅱ阶段投点大部分落在岩浆水—大气降水混合区域，指示该阶段岩浆流体运移过程中，大量大气降水混入热液之中，且在热液中的占比增大，成矿流体主体表现为岩浆水和大气降水混合特征。综合C、O同位素特征，认为花牛山金矿成矿流体主要来源于岩浆水和大气降水的混合产物。

图8

图8 花牛山金矿流体包裹体均一温度—盐度相关图

（底图据Beane，1983）

Fig.8 Homogenization temperature-salinity correlation diagram of fluid inclusions in Huaniushan gold deposit （base map according to Beane，1983）

5.2 成矿物质

研究S同位素的组成对于揭示成矿物质来源具有重要意义。花牛山金矿床中黄铁矿S同位素δ³⁴S值为-7.7‰~-10.8‰，平均值为-9.73‰，与自然界中火成岩和沉积硫化物δ³⁴S值相近。而引起S同位素负值的原因可概括为2个：一是硫部分来自于具有与矿床相当的较负的δ³⁴S值的围岩，这类围岩通常为沉积岩或变质沉积岩（曾庆栋等，2007）；二是成矿流体发生氧化作用，这类氧化作用通常可以是由流体的不混溶作用、流体与氧化性围岩反应以及氧化性岩浆流体的注入引起（Drummond et al.，1985）。花牛山金矿床赋存地层（主要为震旦系洗肠井群）在花牛山地区几乎不含火山岩，结合地层中黄铁矿的δ³⁴S值多为负值，推断花牛山金矿中黄铁矿S同位素较大的负值与围岩地层相关，暗示着硫的来源很可能受控于围岩地层和花岗岩，以岩浆热液为主的成矿流体在活动过程中对围岩地层渗透淋滤获取了硫。因此，推断该矿床硫源为岩浆与地层的混合来源。

5.3 成矿压力、深度及流体运移特征

成矿压力（P）和成矿深度（H）可根据流体的均一温度与盐度之间的关系来计算获得，计算时需满足对应方法的应用前提条件，才能获得较为准确的成矿压力和深度。邵洁涟等（1986）提出的经验公式要求成矿流体满足均一温度小于500 ℃、盐度［w（NaCl）］小于30%，花牛山金矿成矿流体均一温度最高为358.4 ℃，盐度［w（NaCl）］最高为21.68%，满足应用条件。计算公式为

P=P₀×T_h/T₀（10⁵ Pa）（6）

H=P×1/300×10⁵（km）（7）

式中：T₀为初始温度，T₀=374+920×S（℃）；P₀为初始压力，P₀=219+2 620×S（10⁵Pa）；T_h为均一温度（℃）；S为盐度［w（NaCl），%］。计算得出花牛山金矿Ⅰ阶段成矿压力范围为112.99×10⁵~467.02×10⁵Pa，平均值为203.65×10⁵Pa；成矿深度为0.38~1.56 km，平均值为0.68 km。Ⅱ阶段成矿压力范围为69.83×10⁵~245.46×10⁵Pa，平均值为153.84×10⁵Pa；成矿深度为0.23~0.82 km，平均值为0.51 km，成矿压力和成矿深度均具有明显的峰值特征［图9（a），9（b）］，Ⅰ、Ⅱ阶段均属于浅成矿深度。

图9

图9 花牛山金矿床成矿压力和成矿深度频数直方图

Fig.9 Histogram of metallogenic pressure and depth frequency of Huaniushan gold deposit

深部岩浆流体与浅部大气降水混合是脉状金矿沉淀的一类重要机制（Fan et al.，2022）。花牛山金矿床成矿流体盐度—密度—均一温度关系图（图10）表明，在相同盐度条件下，Ⅰ阶段温度始终高于Ⅱ阶段；同一温度时，Ⅱ阶段成矿流体盐度和密度始终大于Ⅰ阶段，且两阶段具有低、高盐度流体共存的特征。这可能是控矿断裂活动形成了贯穿深部与浅部地表的微裂隙，致使携带大量金属成矿物质的含矿流体自深部向上运移，当运移至较浅部位时含矿流体与渗入断裂体系的大气降水混合，由于压力降低导致流体发生沸腾，挥发性物质大量逸出，促使流体密度增大，成矿物质富集沉淀。成矿流体沸腾也导致分馏作用的发生，随着成矿物质富集沉淀，低密度流体继续上升，发生水—岩反应，与围岩进行热量及物质交换，流体密度再次升高，成矿物质在浅部再次富集沉淀。

图10

图10 花牛山金矿床成矿流体温度—盐度—密度关系图（据Bodnar，1993）

diagram of ore-forming fluid in Huaniushan gold deposit （according to Bodnar，1993）

Fig.10 Temperature-salinity-density relationship

5.4 成矿时代

成矿时代的研究对于揭示矿床成因和成矿动力学背景意义重大。花牛山金矿床成矿地质体为花牛山钾长花岗岩，前人研究获得花牛山钾长花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为（225.6±2.2）Ma（Zhu et al.，2013）。花牛山金矿床附近广泛发育有花岗斑岩脉和斑状花岗岩脉，笔者所在课题组研究获得的花牛山花岗斑岩脉LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为（232.40±0.55）Ma，斑状花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为（218.2±1.8）Ma（杨婧，2017）。朱江等（2013）获得的辉钼矿Re-Os模式年龄为（221.0±3.4）Ma。岩脉侵位时间与辉钼矿年龄基本一致，表明二者为同期岩浆—热液作用的产物，指示成矿作用发生在晚三叠世。

5.5 矿床成因

综合分析，将花牛山金银铅锌多金属矿田划分为2个成矿系列，岩浆侵入为同源同期不同次的岩浆活动。震旦纪，该区域大规模的火山活动带来大量成矿物质预富集，这些成矿物质沉积形成初始含矿地层（聂凤军，2002b）。晚印支期，北山地区处于碰撞后造山阶段，发育大规模剪切带和强烈的岩浆活动（苗来成等，2014），花牛山地区发生了多期次的造山后岩石圈伸展和幔源岩浆底侵作用，提供了强大的热源并带来了丰富的成矿物质（李增达，2018）。早期岩浆活动带来了大量的成矿物质和热量，并与围岩发生交代反应，在脉岩与大理岩的接触带及其附近大理岩中的顺层断裂、大理岩与千枚岩的岩性界面等部位形成了铅锌银矿体；根据矿体分布特征和围岩蚀变特征，成矿物质的富集沉淀具有成矿结构面充填和热液接触交代特征，结合前人研究，可将花牛山铅锌银矿床确定为中—高温岩浆热液型铅锌银矿床（康凯等，2020）。第二次侵入活动以大规模花岗岩岩浆为主，在矿田形成了大规模的花岗岩岩基和岩枝，岩浆活动本身带来了大量的以金银钨钼等为主的成矿物质；在花岗岩与条带状大理岩的接触带，含矿流体与围岩发生水—岩交代反应，并与渗入断裂裂隙的大气降水混合，形成矽卡岩型金矿化，这种矿化构成了以中—低温热液交代型（矽卡岩型）为主的花牛山金矿。

6 结论

（1）花牛山金矿石英硫化物期Ⅰ、Ⅱ阶段成矿流体均具有中低温、中盐度、中高密度、含CO₂和CH₄的特征，均属H₂O-CO₂-NaCl体系。C-O同位素特征和流体温度—盐度特征表明，成矿流体主要来源于岩浆水和大气降水的混合产物。S同位素较大的负值或与围岩地层有关，暗示着硫的来源很可能受控于围岩地层和花岗岩。

（2）花牛山金矿床属于浅成型金矿。深部成矿流体向上运移过程中，与大气降水混合，原有封闭体系变为开放体系，压力骤减导致成矿流体沸腾，发生密度分馏作用，导致高密度成矿物质于浅部沉淀富集。

（3）花牛山金矿床属中—低温热液交代型（矽卡岩型）金矿。晚三叠世花牛山地区多期次的造山后岩石圈伸展和幔源岩浆底侵作用，提供了强大的热源并带来了丰富的成矿物质，且成矿流体与围岩发生接触交代反应，造成蚀变和矿化叠加，矿体和围岩中金、银、钨、钼和铋等成矿元素强烈富集，进一步导致花牛山金成矿作用的发生。

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http://www.goldsci.ac.cn/article/2023/1005-2518/1005-2518-2023-31-6-873.shtml

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