内蒙古商都县双井子层控金矿床的成矿流体特征

翟媛媛，刘建明，褚少雄，王永斌，高玉友，张明亮

(1.中国科学院地质与地球物理研究所，北京 100029；2.核工业243大队，内蒙古赤峰 024006；3.阿鲁科尔沁旗国土资源局，内蒙古赤峰 025550)

内蒙古商都县双井子层控金矿床的成矿流体特征

翟媛媛1，刘建明1，褚少雄1，王永斌1，高玉友2，张明亮3

(1.中国科学院地质与地球物理研究所，北京 100029；2.核工业243大队，内蒙古赤峰 024006；3.阿鲁科尔沁旗国土资源局，内蒙古赤峰 025550)

内蒙古双井子金矿为赋存于浅变质含碳细碎屑岩系地层中的层控型金矿床，其直接赋矿围岩为白云鄂博群中的比鲁特组碳质板岩/碳质千枚状板岩和褐铁矿化的石英岩。这种浅变质含碳细碎屑岩系中广泛存在多期次与金矿化相关的石英脉。本文划分这些与金矿化相关的石英脉体的期次，应用冷热台和原位激光拉曼光谱等分析技术，探讨双井子层控金矿的成矿流体特征。结果表明，根据石英脉体野外穿插关系可将其划分为两个期次：第Ⅰ期是产于比鲁特组碳质板岩中的顺层石英脉，第Ⅱ期石英脉产于比鲁特组褐铁矿化的石英岩中，部分为切过第Ⅰ期碳质板岩顺层石英脉的石英细脉。流体包裹体均一温度集中在180℃～280℃，盐度集中在4.0 wt% NaClequiv～15.0wt% NaClequiv，流体的密度范围0.76 g/cm3～0.98 g/cm3，推测双井子金矿为中低温、中低盐度层控型热液矿床。激光Raman光谱分析结果表明，双井子矿区成矿流体属于CO2-CH4-SO2-H2O-NaCl体系。两期流体均具有中低温、中低盐度及弱还原性的特征，且成分复杂，第Ⅰ期可能为深源岩浆与浅部壳体岩层相互反应而产生的混源流体，使地层中成矿组分发生弱富集；第Ⅱ期为主成矿期，其流体很有可能是区内混合了地表水的岩浆期后热液。

流体包裹体 层控性金矿床 石英脉期次 双井子 内蒙古

Zhai Yuan-yuan，Liu Jian-ming，Chu Shao-xiong，Wang Yong-bin，Gao Yu-you，Zhang Ming-liang.Characteristics of ore-forming fluids of the Shuangjingzi stratabound gold deposit in Shangdu County，Inner Mongolia[J].Geology and Exploration，2016,52(3):0438-0450.

0 引言

中元古代华北克拉通北缘发育渣尔泰山群和白云鄂博群裂谷沉积，并形成了世界上著名的狼山-渣尔泰山中元古代SEDEX型Cu-Pb-Zn-S矿带以及白云鄂博Fe-Nb-REE矿床；与此同时，这些裂谷沉积中还形成了一套黑色岩系，包括渣尔泰山群中的阿古鲁沟组和白云鄂博群中的尖山组和比鲁特组(李义明等，2013)。近些年来，浩尧尔忽洞(比鲁特组)、朱拉扎嘎(阿古鲁沟组)超大型-大型金矿床以及比鲁特、布龙土等小型矿床和矿点陆续被发现于这套黑色岩系中，区域整体显示出良好的金矿找矿潜力。双井子层控金矿床的直接赋矿围岩是白云鄂博群比鲁特组一、二岩段，主要岩性为碳质粉砂岩、碳质千枚状板岩、含红柱石的石榴子石碳质板岩(胡鸿飞等，2008；王建平等，2009；聂凤军等，2010；王建平等，2013)。著名的特大型浩尧尔忽洞金矿和中型赛音乌苏金矿均产在白云鄂博群比鲁特组内，矿床与高硫、高碳含量的碳质板岩、千枚岩以及千枚状板岩具有密切的联系。此外，据区域资料，各种规模和类型的侵入岩在区内广泛分布。特别是海西期和燕山期的中酸性侵入岩，具有岩石类型多、产出规模大和矿化程度高的特征。海西期和燕山期花岗岩、花岗闪长岩、花岗斑岩侵入到白云鄂博群，接触破碎带与金矿床有密切的空间分布关系，具有很好的成矿前景。近年来，有关比鲁特组层控金矿床研究工作相对较少，前人认为其属于浅成热液矿床(郭书圣，2009；金龙，2010)。李义明等(2013)通过对比鲁特组金矿床碳质板岩中的石英脉和伟晶岩脉中的石英流体包裹体特征的研究，认为成矿与海西期岩浆活动有关，属中高温低压浅成热液矿床。徐士银等(2007)认为本区金多金属矿床与构造关系密切，尤其是断裂构造为矿床的形成提供了空间。区内发育的一系列大型近EW向韧性剪切带发生糜棱岩化，在此过程中，产生富含CO2、SiO2、H2O和碱质的流体，这种流体能大量地从围岩中萃取金、银以及其它的有用金属元素，对于金矿床的形成有重要控制作用。相比较而言，对该类型金矿床成矿物质和流体来源缺乏系统研究。特别是从石英脉中流体包裹体角度出发，探讨该区成矿流体特征及演化的相关研究工作相对薄弱。本文重点对双井子金矿含金石英脉体特征、石英脉期次划分、流体包裹体特征、成矿流体的演化等方面进行研究。

1 区域地质特征

本区位于内蒙古的中部，属于华北板块北缘。以乌兰哈达断裂为界，南部区属华北板块，北部区属兴蒙造山带南缘早古生代褶皱带(张臣等，2007)。矿区内出露的地层为中新元古界白云鄂博群的都拉哈拉岩组(Chd)、尖山岩组(Chj)、哈拉霍疙特岩组(Jxh)、比鲁特组(Jxb)和第三系上新统商都组(图1)。都拉哈拉岩组以石英岩为主，夹有变质石英砂岩、千枚岩；尖山岩组主要岩性为变质石英砂岩、石英岩与千枚状板岩不等厚互层；哈拉霍疙特岩组上部以结晶灰岩为主，下部以含砾石英砂岩、含砾石英岩为主夹有板岩；比鲁特岩组主要岩性为千枚状板岩或千枚岩夹石英岩；第三系上新统商都组岩层上部以红色粘土为主，夹有砂砾层，下部为红色或杂色粘土质沙砾岩夹有红色粘土。

区内大规模出露侵入岩，岩性复杂，主要以海西期和燕山期中酸性岩浆岩为主。矿区内岩浆活动强烈，发育有多期中酸性侵入岩，呈小岩基、岩脉状产出。1)晚二叠世中粒黑云钾长花岗岩(P2ξγ)，产出于双井子村附近，灰白色，花岗结构，局部具有似斑状结构，块状构造，含钾长石较高，一般为40%～60%，更长石含量10%～15%，石英含量25%～30%，黑云母含量小于5%。与地层接触部分，发育NE、NW向节理，见褐铁矿化；2)晚侏罗世侵入岩(J3ξγ)，为中细粒黑云钾长花岗岩(J3ξγ)岩体，以岩基状产出，风化色为土黄色，含较高的钾长石、石英，云母含量较少，岩体侵入到比鲁特组的石英岩内，局部见石英岩包体，褐铁矿化较强；3)二云母花岗岩脉(γ)，主要由钾长石、斜长石、石英、黑云母和白云母组成，岩体呈脉状，无蚀变，局部发育钾长石-白云母或石英-白云母伟晶岩脉。另外，区内还零星出露小型的石英斑岩脉和闪长玢岩脉(图1)。

由于岩浆活动频繁而广泛，前中生代地层多在花岗岩体中呈零星小块捕虏体出现，加之新生代地层广泛发育，致使本区褶皱出露均不完整。区内断裂较发育，吕梁期以来发育的深断裂控制了区内的断裂活动。总体上可分为近EW向、NE向、NW向三组，以近EW向、NE向两组较为发育，NW向断层晚于近EW向，是主要的导矿、容矿构造。其中NW向及近EW向两组断裂均是深断裂活动时所产生的张应力及剪应力所造成。这些断裂的主要活动时代为加里东中期及海西晚期。区内内生矿产与岩浆活动有着密切的关系，而岩浆活动又受区域构造所控制，因此区内内生矿产的分布与构造有着密切的关系，特别与断裂构造及其次级裂隙关系更加密切。

2 矿床地质特征

2.1 矿体特征

经过前期野外踏勘及化探异常追索，系统采样分析后，确定出两个异常区：即双井子矿区和北部石英岩矿化区(图1)。

2.1.1 双井子矿区

赋矿的碳质板岩近EW走向，局部褶皱变形，走向75°～110°。地层间发育顺层石英脉，宽0.1m～2m，石英脉边部被破碎胶结(图2)。捡块分析：Au:0.632×10-6、Ag:128×10-6、Pb:0.445×10-2。实测1 ∶2000地球化学剖面确定宽约300m强蚀变破碎带，位于地层与花岗岩的接触带，总体走向为近EW向，倾向NW或NE，倾角60°～80°。连续捡块组合分析金品位，约160m～180m处蚀变碳质板岩中Au:1.6×10-6。结合实地踏勘和地球化学剖面，圈定矿化蚀变带，整体为层状，厚度较稳定，地表出露长度为400m～500m，宽度约120m～140m，且矿化体均赋存于白云鄂博群比鲁特组碳质板岩内(图2)。矿体为石英-碳质板岩型，矿石分为褐铁矿化碳质板岩和褐铁矿化石英两类，较强的热液蚀变有硅化、高岭土化、褪色化及褐铁矿化。

2.1.2 北部石英岩矿化区

矿化区赋矿地层为比鲁特组碳质板岩夹层，呈双层矿化石英岩，中间夹碳质板岩/千枚岩。整体展布稳定，东西向延长约12km，南北宽40m～80m，东端黑毛湾村附近平移至北部，推断中间有断层。石英岩破碎强烈，裂隙发育，较强的硅化、褐铁矿化，且对应较好的Ag-Cu-Pb-Zn异常。自西向东，整体石英岩带厚度加大，蚀变加强。在1 ∶50000矿调中对土城子矿化点进行工程验证，发现比鲁特组矿化蚀变带和含金石英岩，尤其是两条含金石英岩脉，强褐铁矿化、黄铁矿化，采集拣块样中有三个样品含Au 0.10×10-6～1.69×10-6，其他样品含Au 0.10×10-6左右，因此整个北部石英岩带具有良好的成矿潜力。

图1 双井子层控金矿床矿区地质简图(据乌兰察布工业研究院和核工业208大队，2013修改)Fig.1 Simplified geological map of the Shuangjingzi mine district(modified from Wulanchabu Industrial Institute and Geologic Brigade No.208，CNNC，2013) 1-商都组；2-比鲁特岩组；3-哈拉霍疙特岩组；4-尖山岩组；5-都拉哈拉岩组；6-晚侏罗世黑云钾长花岗岩；7-晚二叠世黑云钾长花岗岩；8-花岗岩脉；9-石英斑岩；10-闪长玢岩；11-地质界线；12-断层；13-褐铁矿化的石英岩；14-矿化蚀变带1-Shangdu Formation；2-Bilute Formation；3-Halahuogete Formation；4-Jianshan Formation；5-Dulahala Formation；6-biotite K-feldspar granite of Late Jurassic；7-biotite K-feldspar granite of Late Permian；8-granite dike；9-quartz-porphyry；10-dioritic por-phyrite；11-geological boundary；12-fault；13-limonite quartzite；14-mineralization alteration zone

2.2 石英脉期次的划分

本文研究的石英脉均采于双井子层控金矿床中与金成矿相关的碳质板岩和褐铁矿化的石英岩中。碳质板岩破碎强烈并发育小型褶皱，其中的石英脉多顺地层产出(图3a、3b)，石英脉中金含量约0.632×10-6，石英脉的边部被后期热液破碎胶结(图3c)，暗示区内至少有两期热液活动。肉眼可观察到石英脉中的石英结晶颗粒多为中粒，呈灰白色，并伴有黄铁矿、方铅矿化(图3i)。镜下可见金属矿物黄铁矿、黄铜矿、方铅矿等(图4a、4b)，以不规则块状的黄铁矿、黄铜矿和浅色石英集合体产出。北部褐铁矿化的石英岩破碎强烈(图3d、3e)，其中发育的石英脉呈烟灰色，透明度较好，且宽度不等，少数为一些毫米级的石英细脉以及网脉状石英，并伴有较强烈的褐铁矿化和黄铁矿化(图3f、3g、3h)，在镜下可观察到石英岩中发育的石英脉伴有浸染状的黄铁矿、方铅矿、黄铜矿等多种金属硫化物的侵入(图4c、4d)。 在野外可明显观察到石英脉的穿插关系，石英岩中发育的部分石英脉切过碳质板岩中的顺层石英脉，可初步认定石英岩中发育的石英脉晚于碳质板岩中的顺层石英脉。两期石英脉均与成矿密切相关，因而可将石英脉划分为两个期次：1)第Ⅰ期为产于比鲁特组碳质板岩中的顺层石英脉，流体对早期浅变质地层(碳质板岩)的萃取和淋滤作用，使得成矿组分迁移和聚集，导致早期地层中金的弱富集；2)第Ⅱ期石英脉主要产于比鲁特组褐铁矿化石英岩中，后期的热液对早期的矿源层进行叠加改造，为主要的成矿期。

图2双井子金矿区实测地质剖面图(1 ∶2000)Fig.2 Measured geologic cross section of Shuangjingzi gold mine (1 ∶2000) 1-碳质板岩；2-石英脉；3-花岗岩；4-矿化蚀变带；5-矿体；6-金品位1-carbonaceous slate；2-quartz veins；3-granite；4-mineralization alteration zone；5-ore body；6-grade of Au

图3石英脉野外产出特征Fig.3 Photographs of representative samples of different quartz vein occurrences a-碳质板岩局部褶皱变形，地层间发育顺层石英脉，宽0.1～2m，为第Ⅰ期；b-比鲁特组碳质板岩中出露的灰白色顺层石英脉；c-碳质板岩中的石英脉边部被破碎胶结，指示后期岩浆热液作用；d-石英岩中裂隙发育，裂隙面褐铁矿化，局部具碎裂结构；e-碎裂的石英岩，褐铁矿化强烈；f-石英岩中出露的石英脉，宽3～80cm，同时切过碳质板岩中的顺层石英脉，为第Ⅱ期；g-网脉状石英；h-石英岩中的石英脉和黄铁矿(岩芯)；i-碳质板岩中的石英脉发育黄铁矿化、方铅矿化(岩芯)a-stage I：hosted in the carbonaceous slate of Bilute Formation，and the deformation of carbonaceous slate occurs partly as fold；b-gray and white quartz veins which are hosted in the carbonaceous slate of Bilute Formation；c-quartz veins hosted in the carbonaceous slate are crushed and cemented by the late hydrothermal liquid；d-quartzite was crushed and associated with limonitization and cataclastic texture；e-cataclastic quartzite with limonitization；f-stage II:hosted in the limonitization quartz rock of Bilute Formation and quartz veins cutting through the first stage；g-network quartz vein；h-quartz veins and pyrite in quartzite(drill core)；i-pyritization and galena in quartz veins hosted in the carbonaceous slate(drill core)

图4 两期石英脉在显微镜下的矿化特征Fig.4 Microphotographs of mineralization characteristics in quartz veins a-碳质板岩中方铅矿化的石英脉；b-碳质板岩中方铅矿、黄铁矿、黄铜矿化石英脉；c-石英岩中黄铁矿、黄铜矿化石英脉；d-石英岩中方铅矿、黄铁矿、黄铜矿化石英脉；Gn-方铅矿，Py-黄铁矿，Ccp-黄铜矿a-quartz vein with galena hosted in the carbonaceous slate；b-quartz vein with galena，pyritization and chalcopyrite hosted in the carbonaceous slate；c-quartz vein with pyritization and chalcopyrite hosted in quartzite；d-quartz vein with galena，pyritization and chalcopy-rite hosted in quartzite；Gn-galena；Py-pyrite；Ccp-chalcopyrite

3 分析方法和分析结果

本次研究所用样品均采于双井子层控金矿床矿区内与金成矿相关的碳质板岩和褐铁矿化石英岩中(表1)，并对这些样品进行岩相学和流体包裹体研究。对现象较好的包裹体片进行了显微测温和激光拉曼分析。

3.1 流体包裹体岩相学

通过显微镜下观察发现，两个期次的石英脉中包裹体的类型丰富多样，大小不一。其分布多具有随机性，少数分布于裂隙中。所测包裹体均为原生包裹体，同时可观察到少数次生包裹体(图5f)。包裹体大小多数为4μm～16μm，形态多呈椭圆形和长条形，部分发生变形，呈现不规则状。根据室温下流体包裹体的充填度和形态特征，将两个期次的石英脉中的包裹体分为3个大的类型：富液相包裹体(L型)、富气相包裹体(V型)和含CO2包裹体(C型)。按照包裹体的相组成特征，可将这些包裹体进一步分为以下几个亚类：1)富液相包裹体(L型)，依据相组成和均一方式可分为2个亚类：a、L1型(L+V→L或近临界均一)，由气液两相组成，气相占40%～50%，大小一般为4μm～16μm；呈长条形、四边形、椭圆形等孤立产出，加热时均一到液相或近临界均一；约占包裹体总数的2%(图5a)。b、L2 型(L+V→L)，由气液两相组成，气相占15%～40%，包裹体大小一般为3μm～16μm，呈负晶形、椭圆形、长条形等成群产出，加热时均一到液相；约占包裹体总数的80%(图5c、5e)。2)富气相包裹体(V型，V+L→V)：由气液两相组成，气相占50%～80%，包裹体大小一般为5μm～8μm，呈椭圆形、负晶形等孤立或成群产出，加热时均一到气相；约占包裹体总数的5%(图5b)。3)含CO2包裹体(C型)，依据相组成和均一方式分为3个亚类：a、C1型(L+ CO2气+ CO2液→CO2气)，由液体、气相CO2和液相CO2三相组成，气相CO2一般为50%～80%，包裹体大小一般为5μm～15μm，呈负晶形、椭圆形、长条形成群产出，加热时均一到CO2相(图5d)。 b、C2型(L+ CO2气+ CO2液→L)，由液体、气相CO2和液相CO2三相组成，气相CO2一般为10%～40%，包裹体大小一般为5μm～15μm，呈椭圆形、负晶形、长条形成群产出，加热时均一到液相(图5h)。c、C3型(CO2气+ CO2液→CO2液或CO2气)，由气相CO2和液相CO2两相组成，气相CO2一般为20%～65%，包裹体大小一般为5μm～10μm，呈负晶形、椭圆形、长条形成群产出，加热时均一到CO2液或CO2气(图5g、5i)。其中C型包裹体约占包裹体总数的13%，主要分布在第Ⅰ期石英脉中。

表1 双井子层控金矿床流体包裹体测试样品表

3.2 流体包裹体显微测温分析

基于流体包裹体岩相学研究基础，选择两个期次石英脉中的原生包裹体进行显微测温。包裹体测试在中国科学院地质与地球物理研究所流体包裹体实验室完成，使用Linkan THMSG600型冷热台。对于富液相包裹体和富气相包裹体，测试过程中尽可能对同一包裹体进行加热和冷冻，以减小测试结果的误差。对于L型和V型包裹体，盐度通过Halletal.(1988)提出的H2O-NaCl体系盐度-冰点公式计算获得。C型包裹体的盐度根据二氧化碳包裹体笼合物消失温度(Tm,CO2)采用Roedder(1984)的计算方法获得。所得到的流体包裹体显微测温数据如表2，按不同的期次分别作出均一温度、盐度直方图。

对于L型和V型包裹体，盐度通过Halletal.(1977)提出的H2O-NaCl体系盐度-冰点公式计算获得。C型包裹体的盐度根据二氧化碳包裹体笼合物消失温度(Tm,CO2)采用Roedder(1984)的计算方法获得。

3.2.1 均一温度

从表2、图6c可以看出，两个期次所有样品流体包裹体的完全均一温度范围为150℃～330℃之间，主要集中在180℃～280℃，该矿床具有中低温热液矿床的流体包裹体特征。

从各个期次来看，第Ⅰ期均一温度范围在150℃～320℃之间，峰值温度集中在240℃～280℃。Ⅰ期中L型包裹体的均一温度范围在153℃～312℃之间，平均236℃(N=51)；V型包裹体的均一温度范围在236℃～253℃之间，平均245℃(N=3)；C型包裹体的均一温度范围在185℃～299℃之间，平均255℃(N=20)。三类包裹体的均一温度差别不大(图6a、6c)。

图5 双井子层控金矿床流体包裹体特征及分类Fig.5 Microphotographs of fluid inclusions in the Shuangjingzi gold deposit and classification a-两相富液包裹体(L1型)，气相占50%左右；b-两相富气包裹体(V型)，气相占70%左右；c-两相富液包裹体(L2型)，气相占25%左右，长条形；d-富CO2三相包裹体(C1型)，完全均一到CO2相；e-两相富液包裹体(L2型)，气相占30%左右，椭圆形；f-次生包裹体群，沿裂隙呈线性排列；g-富CO2两相包裹体(C3型)，CO2气相占80%左右，长条形，常温下只含CO2气和CO2液两相；h-富CO2三相包裹体(C2型)，完全均一到液相；i-富CO2两相包裹体(C3型)，CO2气相占75%左右，椭圆形，常温下只含CO2气和CO2液两相a-Aliquid-rich two-phase aqueous inclusion(L1)；b-A vapor-rich two-phase aqueous inclusions(V);c-A liquid-rich two-phase aqueous inclusion(L2)；d-three-phase CO2-aqueous inclusion accompany the pure vapor-phase CO2 inclusion(C1)，being CO2 phase when it homogenizes completely；e-A liquid-rich two-phase aqueous inclusion(L2)；f-secondary inclusions；g-pure two-phase CO2 fluid inclusion(C3)；h-three-phase CO2-aqueous inclusion accompany the pure vapor-phase CO2 inclusion(C2)，being liquid-phase when it homogenizes completely；i-pure two-phase CO2 fluid inclusions(C3)，it only contains CO2-vapor phase and CO2-liquid phase at normal temperature

第Ⅱ期均一温度范围在150℃～310℃之间，主要集中在220℃～270℃。Ⅱ期中L型包裹体的均一温度范围在153～299℃之间，平均226℃(N=66)；V型包裹体的均一温度范围在242℃～328℃之间，平均279℃(N=8)；C型包裹体的均一温度范围在178℃～302℃之间，平均234℃(N=5)。三类包裹体中，V型包裹体的均一温度出现异常，较其它两种包裹体均一温度更高(图6b、6c)。

从两期所有包裹体均一温度直方图(图6c)可以看出第Ⅰ期流体峰值温度较第Ⅱ期更高一些(图6c)，整体上看，双井子层控金矿床属于中低温热液矿床。

表2 双井子层控金矿床各期石英脉中流体包裹体显微测温结果

测试仪器：Linkan THMSG600型冷热台，温度控制范围-195℃～600℃；测试单位：中国科学院地质与地球物理研究所流体包裹体实验室；测试时间：2014年4月。

3.2.2 盐度特征

所测流体包裹体大多数为气液两相包裹体，依据测定的样品中气液两相包裹体冰点温度，可采用H2O-NaCl体系盐度-冰点公式(Halletal.，1988)计算出成矿流体的盐度值，如下：W=0.00+1.7695θ-4.2384×10-2θ2+5.2778×10-4θ3±0.028。其中W为含盐度(wt% NaClequiv)，适用于含有NaCl浓度为0～23.3wt% NaClequiv范围，θ为冰点温度，适应于0～21.1℃范围。对于含CO2的包裹体，其盐度计算方法采用Roedder(1984)笼合物熔化温度与水溶液相盐度的函数：WNaCl=15.52022-1.02342·T-0.05286·T2。式中，WNaCl为水溶液中NaCl的质量百分数，T为笼合物熔化温度(℃)，应用范围为-9.6℃≤T≤+10℃。

根据此盐度-冰点公式计算获得的盐度，做出了不同硅化期次石英脉中包裹体以及同一期次石英脉中不同类型包裹体的盐度分布直方图(图7)。从图7c可以看出两个期次所有样品流体包裹体的盐度范围在2.0wt% NaClequiv～23.0wt% NaClequiv之间，主要集中在4.0wt% NaClequiv～15.0wt% NaClequiv，总体表现为中低盐度流体(<30.0wt% NaClequiv)(卢焕章等，2004)。

从各个期次来看，第Ⅰ期流体包裹体盐度范围在2.0wt% NaClequiv～23.0wt% NaClequiv之间(图7a)，主要集中在6.0wt% NaClequiv～15.0wt% NaClequiv。Ⅰ期中L型包裹体的盐度范围在3.6wt% NaClequiv～20.5wt% NaClequiv之间，平均11.4wt% NaClequiv；V型包裹体的盐度范围在12.5wt% NaClequiv～16.2wt% NaClequiv之间，平均14.0wt% NaClequiv；C型包裹体的盐度范围在3.0wt% NaClequiv～21.0wt% NaClequiv之间，平均13.4wt% NaClequiv。三种包裹体均在12.0wt% NaClequiv～13.0wt% NaClequiv处取得峰值。

第Ⅱ期流体包裹体盐度范围在3.0wt% NaClequiv～20.0wt% NaClequiv之间(图7b)，主要集中在4.0wt% NaClequiv～12.0wt% NaClequiv。Ⅱ期中L型包裹体的盐度范围在3.4wt% NaClequiv～17.8wt% NaClequiv之间，平均9.1wt% NaClequiv；V型包裹体的盐度范围在4.7wt% NaClequiv～18.1wt% NaClequiv之间，平均10.0wt% NaClequiv；C型包裹体的盐度范围在9.4wt% NaClequiv～19.9wt% NaClequiv之间，平均15.5wt% NaClequiv。三种包裹体均在9.0wt% NaClequiv～10.0wt% NaClequiv处取得峰值。

两个期次石英脉中流体包裹体中不同类型的包裹体盐度存在差异。L型和V型包裹体盐度分布较为相似，而C型包裹体的盐度较前两者更高。整体上看(图7c)，从第Ⅰ期至第Ⅱ期，流体包裹体的盐度呈不断减小的趋势。

3.2.3 流体的密度

对于两相水溶液包裹体来说，可利用Bodnar(1983)提出的盐水体系温度-盐度-密度相图(图8)，根据两个期次中各类包裹体完全均一温度以及对应的盐度，可近似得出两相水溶液包裹体的密度。从图8中可以看出，两个期次中所有两相水溶液包裹体的流体密度范围在0.75 g/cm3～1.00 g/cm3之间。其中，第Ⅰ期包裹体密度范围在0.80 g/cm3～0.95 g/cm3之间，集中分布于0.85 g/cm3～0.90g/cm3；第Ⅱ期包裹体密度范围在0.75 g/cm3～1.00g/cm3之间，集中分布于0.85 g/cm3～0.95g/cm3。

图6 双井子层控金矿床的流体包裹体均一温度直方图Fig.6 Histograms of homogenization temperature of fluid inclusions in different quartz vein stages a-第Ⅰ期石英脉中流体包裹体的均一温度直方图；b-第Ⅱ期石英脉中流体包裹体的均一温度直方图；c-两个期次石英脉中所有流体包裹体均一温度直方图a-histograms of homogenization temperature of fluid inclusions in stageⅠ；b-histograms of homogenization temperature of fluid inclusions in stage Ⅱ；c-histograms of homogenization temperature of all fluid inclusions in two quartz vein stage

图7 双井子层控金矿床流体包裹体盐度直方图Fig.7 Histograms of salinities of fluid inclusions in different quartz vein stages a-第Ⅰ期石英脉中流体包裹体的盐度直方图；b-第Ⅱ期石英脉中流体包裹体得到盐度直方图；c-两个期次石英脉中所有流体包裹体盐度直方图a-histograms of salinities of fluid inclusions in stage-Ⅰ；b-histograms of salinities of fluid inclusions in stage-Ⅱ；c-histo grams of salinities of all fluid inclusions in two quartz vein stage

图8 盐水体系温度-盐度-密度相图(底图据Bodnar，1983)Fig.8 Phase diagram of T-W-ρ for salt-water systems(base diagram after Bodnar，1983)

对于含CO2的流体包裹体，采用Shepherdetal.(1985)提出的含CO2均一温度和CO2相密度关系图解(图9)，根据含CO2流体包裹体的CO2部分均一温度以及均一时的状态，可近似得出含CO2流体包裹体的CO2相密度。

图9含CO2均一温度和CO2相密度关系图解(底图据Shepherd et al.，1985)Fig.9 Homogenization temperature versus density of CO2-phase diagram for CO2-bearing fluid inclusions (base diagram after Shepherd et al.，1985)

由于图解法求得的流体包裹体密度误差较大，为了更加精确的得出样品中流体包裹体的密度，利用刘斌等(1999)提出的估算公式和密度-盐度-温度关系表以及Touret(1979)计算CO2密度公式，通过计算对得到的流体包裹体密度数据加以验证。得到的样品中各类包裹体的密度值见表2。

通过计算可看出，第Ⅰ期石英脉中流体包裹体密度范围为0.78g/cm3～0.95 g/cm3，CO2相密度范围为0.57g/cm3～0.95 g/cm3；第Ⅱ期包裹体密度范围在0.76g/cm3～0.98 g/cm3之间，CO2相密度范围为0.71g/cm3～0.85g/cm3；两个期次石英脉中流体包裹体的密度差异较小。

总体看来，双井子层控金矿床成矿流体的密度范围主要为0.76g/cm3～0.98 g/cm3，可得出该矿床成矿流体属于低密度流体。

3.3 激光拉曼分析

单个流体包裹体Raman成分分析在中国科学院地质与地球物理研究所流体包裹体实验室完成，仪器是法国HORIBA JOBIN YVON 生产的LabRam HR激光共焦显微拉曼光谱仪。本次工作对两个期次的石英脉进行了单个包裹体的激光拉曼分析，结果表明：两个期次的石英脉中液体包裹体和气体包裹体气相成分主要出现寄主矿物石英的特征峰和CO2的特征峰(1285 cm-1、1388 cm-1)，部分还出现SO2的特征峰(1151 cm-1)、CH4的特征峰(2917 cm-1)(图10)，少量包裹体中还有的H2S的存在；液相成分均显示出宽泛的水峰。

从单个包裹体的激光拉曼分析结果可以看出：流体主要组分为CH4、CO2和SO2。气体组分主要为CO2，可能由于成矿流体中碳组分的加入而发生浓缩作用，导致CO2的大量出现。而富含H2O和CO2的流体系统多与原岩碳质沉积岩石遭受低级变质作用密切相关，表明该流体成矿环境为还原条件。

图10 双井子层控金矿床单个包裹体成分激光Raman分析光谱图Fig.10 Representative Raman spectra of fluid inclusions from Shuangjingzi gold deposita-第Ⅰ期C型包裹体激光Raman分析光谱图，气相成分为CO2-CH4；b-第Ⅱ期C型包裹体激光Raman分析光谱图，气相成分为SO2-CO2-CH4a-Raman spectra of C-type fluid inclusion in stageⅠ，the components of the vapor are CO2 and CH4；b-Raman spectra of C-type fluid inclusion in stage Ⅱ，the components of the vapor are SO2、CO2 and CH4

4 讨论

4.1 CO2-CH4-SO2-H2O-NaCl流体系统与金的矿化

资料显示，金在中低温热液中常以金硫络合物(Au2(HS)2S2-、Au(HS)2-、AuHS0)和金氯络合物(AuCl2-、AuCl0、AuOHCl-)的形式搬运；而金矿床的形成需要有金络合物经过搬运和沉淀才能实现，一些成矿流体物理化学条件的改变，如温度、压力、pH值，会引起热液中成矿物质的沉淀，大大的促进了金的富集程度(张德会，1997；范宏瑞等，2001)。而H2S和CO2在金的有效搬运中起到了很大的作用。H2S易与金形成络合物，CO2具有弱酸性，且CO2可调节流体的pH值，提高金的溶解度。这与热液金矿床地质特征和流体包裹体的分析结果相符(陈衍景等，2007；卢焕章，2008)。

双井子层控金矿床矿区两期石英脉流体包裹体特征表明，热液流体为CO2-CH4-SO2-H2O-NaCl体系，较富CO2并含有少量H2S。在相对高温条件下，由于CO2的存在降低了热液流体的pH值，使得金具有较高的溶解度。同时H2S参与反应，促使金以络合物(Au2(HS)2S2-、Au(HS)2-、AuHS0)的形式搬运，并且随着温压条件的不断改变，金将发生沉淀和富集(王必任等，2011)。因此双井子层控金矿床成矿具备金沉淀的物理化学环境。

4.2 流体的来源及演化特征

已有研究表明，双井子层控金矿床区域内分布的其他金矿床(点)与海西期富碱中基性或中酸性岩侵入岩脉群具有密切的时空分布关系(聂凤军等，2010)，但金及其他成矿组分是否来自地壳深部(地幔源)仍存在较大争议。深源中基性或中酸性岩浆与地壳浅部岩(体)层的相互作用(混染作用或水-岩反应)可以导致岩体中金含量明显增高，混源流体对浅变质岩地层的萃取和淋滤作用是导致成矿组分迁移和聚集的重要机制(江思宏等，2001；Jiangetal.，2005)。第Ⅰ期流体具有富CO2-CH4、弱还原性的特征，该期流体活动形成于较高温的环境，形成顺层产出且矿化较明显的石英脉，褐铁矿化显著，发育黄铁矿。该期流体很有可能是区域内海西期的深源岩浆在上升侵位的过程中，与地壳浅部岩层相互作用(混染作用或水-岩反应)而产生的混源流体。流体与围岩白云鄂博群比鲁特组碳质板岩发生流体交换，导致流体中部分CH4组分的出现，同时流体对碳质板岩/千枚状板岩等浅变质地层的萃取和淋滤作用，使得成矿组分迁移和聚集。而正是由于流体性质的突然转变，促使金在主成矿期内大量沉淀富集。第Ⅱ期流体具有中低温、富CO2、SO2和弱还原性为特征，该期流体活动形成于较Ⅰ期更低温的流体环境，并且随着温度的降低，流体盐度较Ⅰ期逐渐降低，说明有低盐度的流体混入。已有资料显示同为白云鄂博群产出的中高温浅成热液矿床(浩尧尔忽洞金矿床)成矿与海西期岩浆活动有关(Wangetal.，2013)，本期流体很有可能是混合了地表水的岩浆期后热液。

两个期次的石英脉流体包裹体特征表明，双井子层控金矿床的成矿流体属于中低温、中低盐度、含少量H2S的CO2-CH4-SO2-H2O-NaCl体系。第Ⅰ期流体成分复杂，表现出中温、中盐度的特征，并具有弱还原性。随着流体温度下降，一些还原性的气体逸出，使流体氧化性增强，但整体仍表现弱还原性，而后混合低盐度的端元，致使流体盐度降低，因而第Ⅱ期流体很有可能是区内混合了地表水的岩浆期后热液。

5 结 论

(1)双井子层控金矿床中发育石英脉，其中与金成矿相关的石英脉可被划分为两个期次：第Ⅰ期为产于比鲁特组碳质板岩中的顺层石英脉，第Ⅱ期石英脉主要产于比鲁特组褐铁矿化的石英岩中，部分为切过第Ⅰ期碳质板岩顺层石英脉的石英细脉。

(2)双井子层控金矿床流体包裹体均一温度集中在180℃～280℃，盐度4.0 wt% NaClequiv～15.0wt% NaClequiv，流体的密度范围0.76g/cm3～0.98g/cm3，可推测该矿床为中低温、中低盐度层控型热液矿床。

(3)双井子层控金矿床成矿流体属CO2-CH4-H2O-NaCl体系。第Ⅰ期流体具有中温、中盐度及弱还原性的特征且成分复杂，可能为深源岩浆与浅部壳体岩层相互反应而产生的混源流体，而后与浅变质地层碳质板岩的流体交换使地层中发生金等成矿组分的弱富集；第Ⅱ期为主成矿期，流体由于气体逸出氧化性增强，并与低盐度端员混合，流体盐度降低，很有可能是区内混合了地表水的岩浆期后热液。而流体性质的突然改变则导致金在成矿期内大量沉淀富集。

Bodnar R J.1983.A method of calculating fluid inclusion volumes based on vapor bubble diameters and PVTX properties of inclusion fluids[J].Economic Geology，8(3)：535-542

Chen Yan-jing，Ni Pei，Fan Hong-rui，Pirajno，Lai Yong，Su Wen-chao.2007.Diagnostic fluid inclusions of different types hydrothermal gold deposits[J].Acta Petrologica Sinica，23(9)：2085-2108(in Chinese with English abstract)

Hall D L，Sterner S M，Bodnar R J.1988.Freezing point depression of NaCl-KCl-H[J].Economic Geology,83(1)：197-202

Hu Hong-fei，DaiShuang，TangYu-hu，Hou Wan-rong，Zhu Qiang，Liu Ping.2008.Metallogenic characteristics and genesis of gold deposits in western rift zone of the northern margin of north China platform[J].Geology and Exploration，44(1)：9-14(in Chinese with English abstract)

Jiang Si-hong，Nie Feng-jun.2005.Geological and geochemical charact erist ics of Zhulazhaga gold deposit in Inner Mongolia，China[J].Acta Geologica Sinica，79 (1)：87-97

Jiang Si-hong，Yang Yue-qing，Nie Feng-jun，Zhang Jian-hua，Liu Yan，Li Fu-xi，Jia Lin-zhu.2001.Geological characterist ics of the Zhulazhaga gold deposit inInner Mongolia，China[J].Mineral Deposits，20 (3)：234-242 (in Chinese with English abstract)

Li Yi-ming，Wang Jian-ping，Peng Run-min，Li Zan，Jiang Xiang-dong，Zhang Yan-min.2013.Fluid inclusions of the Haoyaoerhudong gold deposit，Inner Mongolia[J].Geology and Exploration，49(5): 920-927(in Chinese with English abstract)

Liu Bin.2001.Density and isoehoric formulae for NaCl-H2O inclusions with medium and high salinity and their applications[J].Geological Review，47(6)：617-622(in Chinese with English abstract)

Lu Huan-zhang，Fan Hong-rui，Ni Pei，Ou Guang-xi，Shen Kun，Zhang Wen-huai.2004.Fliud Inclusions[M].Beijing：Science Press:1-487(in Chinese)

Lu Huan-zhang.2008.Role ofCO2fluid in the formation of gold deposits：Fluid inclusion evidences[J].Geochimica，37(4)：321-328(in Chinese with English abstract)

Nie Feng-jun，Jiang Si-hong，Hou Wan-rong，Liu Yi-fei，Xiao Wei.2010.Geological features and genesis of gold deposits hosted by low-grade metamorphic rocks in central-western Inner Mongolia[J].Mineral Deposits，(1)：58-70(in Chinese with English abstract)

Roedder E.1984.Geobarometry of ultramafic xenoliths from loihi seamount，hawaii，on the basis of CO2inclusions in olivine [J].Earth & Planetary Science Letters，66：369-379

Shepherd T J，Rankin A H，Alderton D H M.1985.A practical Guide to Fluid Inclusion Studies[M].Blackie：Chapman & Hall:1-239

Touret J，Bottinga Y.1979.Equation of state of CO2-appliaction to carbonic inclusions [J].Bulletin de Minéralogie，102(5-6)：577-583

Wang Bi-ren，Zhou Zhi-guang，Yu Yang-sen，Na Fu-chao，Xiao Ru-peng.2011.Fluid inclusions of quartz vein group in the Bainaimiao area，Inner Mongolia and its significance in exploring gold mineralization[J].Geoscience，25(2)：243-252(in Chinese with English abstract)

Wang D Q，Liu J C，Zhang H D,Zheng L H，Men W H.2013.The Study of Fluid Inclusions in Haoyaoerhudong Gold Deposit[J].Advanced Materials Research，813：278-280

Wu Zhao-jian，Han Xiao-zhong，Qi Cai-ji，Zheng Yu-zhou，Wang Ming-tai，Zheng Yun-long.2013.Characteristics of ore geology and fluid inclusion of the Haliqi gold deposit，Damao County，Inner Mongolia，and its metallogenic type[J].Gold，(5)：11-16(in Chinese with English abstract)

Xu Shi-yin，Li Hong-xi，Zhang Qing-long，Du Song-jin，Du Ju-min，Xie Ai-guo.2007.Mineralization characteristics and prospecting direction of Dongmaohudong gold deposit in Damao county，Inner Mongolia[J].Resources Survey and Environment，28(2)：106-113(in Chinese with English abstract)

Yang Kui-feng，Liu Shuang，Hu Fang-fang，Fan Hong-rui.2008.Ore-forming fluids of Saiwusu gold deposit，Inner Mongolia，China[J].Acta Petrologica Sinica，24(9)：2079-2084(in Chinese with English abstract)

Zhang Chen，Liu Shu-wen，Han Bao-fu，He Guo-qi，Huang Bao-ling.2007.SHRIMP U-Pb dating of Dashigou biotite-k-granites in Shangdu，Inner Mongolia，and its significance [J].Acta Petrologica Sinica，23(3)：591-596(in Chinese with English abstract)

Zhang De-hui.1997.A review on depositional mechanisms of Au from hydrothermal ore-forming fluid[J].Journal of Mineralogy and Petrology，17(4)：122-130(in Chinese with English abstract)

[附中文参考文献]

陈衍景，倪 培，范宏瑞，Pirajno，赖 勇，苏文超.2007.不同类型热液金矿系统的流体包裹体特征[J].岩石学报，23(9)：2085-2108

范宏瑞，谢奕汉.2001.冀西北东坪金矿成矿流体研究[J].中国科学：D辑，31(7)：537-544

郭书胜.2009.浩尧尔忽洞金矿床成因、控矿因素浅析[J].中国科技博览，(16)：22-24

胡鸿飞，戴 霜，唐玉虎，候万荣，朱 强，刘 萍.2008.华北板块北缘西段裂谷系金矿床成矿特征及成因探讨[J].地质与勘探，44(1)：9-14

江思宏，杨岳清，聂凤军，张建华，刘 妍，李福喜，贾林柱.2001.内蒙古朱拉扎嘎金矿矿床地质特征[J].矿床地质，20(3)：234-242

金 龙.2010.内蒙古乌拉特中旗浩尧尔忽洞金矿地质特征[J].中国科技博览，(6)：10-11

李义明，王建平，彭润民，李 赞，江向东，张雁敏.2013.内蒙古浩尧尔忽洞金矿床流体包裹体特征[J].地质与勘探，49(5)：920-927

刘 斌.2001.中高盐度NaCl-H2O包裹体的密度式和等容式及其应用[J].地质论评，47(6)：617-622

卢焕章，范宏瑞，倪 培，欧光习，沈 昆，张文淮.2004.流体包裹体[M].北京：科学出版，1-487

卢焕章.2008.CO2流体与金矿化：流体包裹体的证据[J].地球化学，37(4)：321-328

聂凤军，江思宏，侯万荣，刘翼飞，肖 伟.2010.内蒙古中西部浅变质岩为容矿围岩的金矿床地质特征及形成过程[J].矿床地质，(1)：58-70

王必任，周志广，於炀森，那福超，肖茹鹏.2011.内蒙古白乃庙石英脉群流体包裹体特征及其金的勘查意义[J].现代地质，25(2)：243-252

王建平，刘家军，彭润民，赵百胜，付 超，柳振江.2009.内蒙古浩尧尔忽洞金矿床含金建造特征[R].第九届全国矿床会议论文集：165-167

王建平，彭润民，刘家军，江向东，赵宗勤，高海龙，窦智慧.2013.内蒙古浩尧尔忽洞金矿床地质特征与主要控矿因素[J].矿物学报，增刊：831-832

吴兆剑，韩效忠，祁才吉，郑宇舟，王明太，郑云龙.2013.内蒙古达茂旗哈力齐金矿床地质和流体包裹体特征及成因类型[J].黄金，(5)：11-16

徐士银，李洪喜，张庆龙，杜松金，杜菊民，解爱国.2007.内蒙古达茂旗东毛忽洞金矿成矿特征及找矿方向[J].资源调查与环境，28(2)：106-113

杨奎锋，刘 爽，胡芳芳，范洪瑞.2008.内蒙古赛乌素金矿成矿流体特征[J].岩石学报，24(9)：2079-2084

张 臣，刘树文，韩宝福，何国琦 黄宝玲.2007.内蒙古商都大石沟花岗岩体锆石SHRIMP U-Pb年龄及其意义.岩石学报，23(3)：591-596

张德会.1997.成矿流体中金的沉淀机理研究述评[J].矿物岩石，17(4)：122-130

Characteristics of Ore-forming Fluids of the Shuangjingzi Stratabound Gold Deposit in Shangdu County，Inner Mongolia

ZHAI Yuan-yuan1，LIU Jian-ming1，CHU Shao-xiong1，WANG Yong-bin1，GAO Yu-you2，ZHANG Ming-liang3

(1.InstituteofGeologyandGeophysics，ChineseAcademyofSciences，Beijing100029; 2.GeologicPartyNo.243，CNNC，Chifeng，InnerMongolia024006; 3.ArhorchinBureauofLandandResources，Chifeng，InnerMongolia025550)

The Shuangjingzi gold deposit is a stratabound ore deposit occurring in metamorphic carbonaceous clastic rock.The host rock of this deposit is carbonaceous slate and carbonaceous phyllitic slate of Bilute Formation where the quartz veins，correlated gold mineralization are exposed extensively.This work made a division of the stages of quartz veins，and used the application of hot and cold platforms and laser Raman spectra classification technology to reveal characteristics of fluid inclusions and to explore features of ore-forming fluids of the Shuangjingzi deposit.The results show that quartz veins can be divided into two stages：stage I hosted in the carbonaceous slate of Bilute Formation，and stage II hosted in the limonitization quartz rock of Bilute Formation，where partial quartz veins cut through the first stage of quartz vein.The homogenization temperature of fluid inclusions concentrates in 160℃～280℃ with the salinity concentrating in 4.0wt% NaClequiv to 15.0wt% NaClequiv，and density of fluid concentrating in 0.76 ～ 0.98g/cm3.It indicates that the Shuangjingzi gold deposit formed in medium-low temperature and low salinity.With respect to the composition of fluid inclusions，the laser Raman spectrum analysis shows that the ore-forming fluid could be the system CH4-CO2-SO2-H2O-NaCl.The fluids of these two stages are characterized by medium-low temperature，medium salinity and weak reducibility.The former is mixed with water which was interacted by deep source magma rock and shallow crust.Weak enrichment of ore-forming components occurred in the stratum.The latter occurred in the main gold deposit-forming period，which was probably post-magmatic hydrothermal mixed with surface water.

fluid inclusion，stratabound ore deposit，quartz vein stages，Shuangjingzi，Inner Mongolia

2015-10-22；

2016-04-26；[责任编辑]陈伟军。

中国科学院地质与地球物理研究所所地合作项目(11351760)资助。

翟媛媛(1992年-)女，在读硕士研究生，主要从事矿产普查与勘探工作。E-mail:1091188424 @qq.com。

刘建明(1958年-)男，研究员，从事区域成矿规律研究。E-mail:jmliu@mail.iggcas.ac.cn。

P618.51

A

0495-5331(2016)03-0438-13