陕西商南三官庙金矿床流体包裹体及C-H-O-S稳定同位素研究

汪 超，王瑞廷，刘云华，薛玉山，胡西顺，牛 亮

(1.长安大学 地球科学与资源学院，陕西 西安 710054；2.西安西北有色地质研究院有限公司，陕西 西安 710054；3.陕西省矿产资源综合利用工程技术研究中心，陕西 西安 710054；4.西北有色地质矿业集团有限公司，陕西 西安 710054)

0 引 言

南秦岭构造带山阳—商南一带，自20世纪末以来，陆续发现并评估了夏家店金矿床[1-3]、龙头沟金矿床[4-6]、王家坪金矿床[7-8]、三官庙金矿床[9-10]、五色沟金矿床等，是陕西东南部寻找金矿的重要靶区[11]。自2014年“陕西省山阳中村—商南湘河一带金钒多金属矿整装勘查”项目实施以来，已有矿床深部及外围取得了新的进展，其他地段也不断有新的金矿发现，初步形成了陕西省内一个重要的金矿勘查、开发基地。三官庙金矿床位于商南县南部，已达中型规模，为该县唯一开发投产的金矿山。三官庙金矿床基本地质特征、找矿方向等目前已有较为详细的论述[9-10,12]。汪超等于2016年、2017年、2021年划分了三官庙金矿的成矿阶段，详细研究了载金矿物特征及金的赋存状态，利用稀土元素、微量元素、矿物标型特征等证据，对矿床成因、成矿热液性质进行初步探讨；基于矿床地质和矿石宏、微观特征以及稀土元素特征，分析了三官庙金矿床与区内钠长(角砾)岩之间的密切成因联系[9,12-13]。本次研究在野外地质观察的基础上，进行了流体包裹体显微观察及测温，探讨了流体性质及其演化规律；在C、H、O、S等同位素分析测试的基础上，分析成矿流体及成矿物质来源，进一步补充和深化了对三官庙金矿床成因的认识，以便指导实际找矿工作。

1 区域地质背景

商南三官庙金矿床的区域大地构造位置处于秦岭造山带南秦岭北部逆冲推覆构造带内。区域地层由北向南主要包括中泥盆统池沟组(D2c)，上泥盆统—下石炭统九里坪组((D3-C1)j)，青白口系耀岭河组(Qny)，太古宇—下元古界陡岭岩群((Ar-Pt1)Dl)等(图1)。陡岭岩群为本区基底地层，岩性主要为斜长角闪片麻岩，经历了多期变形变质；耀岭河组地层原岩含有基性火山岩成分，具有相对较高的金丰度，同时经历了较强的变形变质作用，可能为本区金矿的主要矿质来源之一[14]。

图1 秦岭造山带地质单元简图(a)(修编自文献[19])和三官庙金矿床区域地质图(b)Fig.1 Map showing the major geological units in the Qinling Orogen (a)(modified after ref.[19])and geological map of the Sanguanmiao ore district (b)1.上泥盆统—下石炭统九里坪组片岩、千枚岩、大理岩；2.中泥盆统池沟组板岩、千枚岩；3.青白口系耀岭河组第三岩性段千枚岩、片岩；4.太古宇—下元古界陡岭岩群片麻岩、斜长角闪片岩；5.钠长(角砾)岩；6.糜棱岩化花岗闪长岩；7.地质界线；8.断裂及其编号、产状；9.片理产状；10.地层产状；11.三官庙金矿床；12.城市

南秦岭成矿带内沿镇安—板岩镇断裂两侧，大、中型金矿床成带集中分布。三官庙金矿床即产于镇安—板岩镇主断裂(F2)及其南分支断裂(F4)夹持的构造透镜体中，矿床宏观产出位置明显受该主断裂及其分支断裂控制，镇安—板岩镇断裂为矿床控矿构造。在镇安—板岩镇断裂的旁侧，广泛发育次级断裂和平行断裂等构造，为成矿作用提供了热液运移的通道及矿质富集场所。

区域岩浆岩较为发育，受区域性断裂-岩浆活动带的控制，呈东西向展布，主要包括晋宁期豆腐尖糜棱岩化花岗闪长岩(γδ2)和钠长(角砾)岩(Ab5)。钠长(角砾)岩包括岩浆成因的钠长岩和隐爆成因的钠长角砾岩，并以后者为主；产状以脉状、小岩枝状为主，可单独由其中一种岩石类型组成，也可由位于核部的钠长岩和环绕其分布的钠长角砾岩组成[13,15]，其形成时代为印支期[16-17]。

2 矿床地质

2.1 矿区地质

青白口系耀岭河组第三岩性段(Qny3)为该矿区赋矿地层，区内呈东西向展布，岩性以灰-灰黑色碳质绢云千枚岩为主，夹有灰绿色钠长绿泥片岩、绿泥阳起片岩；上述变质岩石原岩主要为碳质泥岩，夹少量基性火山岩[18]。结合野外调查及探矿工程编录，矿体近矿围岩岩性以含黄铁矿碳质绢云千枚岩为主。

赋矿地层中普遍发育镇安—板岩镇断裂的一组次级层间断裂，顺层或以小角度斜切地层面理，具压扭-走滑断层性质，总体产状25°∠70°，为区内金矿体的容矿构造，金矿体均产于其中。其内充填物主要有两类：钠长石方解石石英脉和围岩地层角砾及断层泥。在金矿化蚀变作用强烈部位，断裂内及上、下盘地层中发生钠长石化、硅化、毒砂化、黄铁矿化等围岩蚀变；受强热液蚀变交代-充填作用改造，局部断裂特征不明显，但在矿体尖灭部位，可观察到明显的断裂构造特征。

矿区内钠长(角砾)岩(Ab5)主要分布在矿体周边、镇安—板岩镇断裂带(F2)两侧(图2(a))。断裂南侧耀岭河组第三岩性段(Qny3)地层中亦发育钠长岩，主要位于三官庙金矿体东西向延伸地段，大致顺地层面理呈脉状产出；向西紧邻三官庙金矿区的韭菜沟口—渡船沟一带，钠长(角砾)岩(脉)活动强烈，在钠长(角砾)岩接触带中发现金矿体。

2.2 矿体地质

矿区内共圈定出南、北两条矿化蚀变带。北矿化蚀变带位于段家沟—碾子沟一带，总长约900 m，宽约100 m，走向NWW，东西延伸地段未封闭；带内发育多条层间断裂，断裂总体产状25°∠70°，部分断裂中发生较强金矿化及围岩蚀变；由北至南圈出三条金主矿体(Au1、Au2、Au3)，呈NWW—SEE向近平行展布；Au1号矿体规模最大，Au3号矿体次之。南矿化蚀变带位于天池沟—姜家台一带，长约500 m，宽50～150 m不等；带中发育多条层间断裂，存在较强围岩蚀变，但金矿化较北带弱，在其中圈出Au4、Au5等小矿体(图2(a))。

图2 三官庙金矿床矿区地质简图(a)和16号勘探线剖面示意图(b)Fig.2 Geological map of the Sanguanmiao gold deposit (a)and geological profile along Exploration Line No.16 (b)1.上泥盆统—下石炭统九里坪组片岩、千枚岩、大理岩；2.青白口系耀岭河组第三岩性段千枚岩、片岩；3.钠长(角砾)岩；4.糜棱岩化花岗闪长岩；5.千枚岩；6.片岩；7.地质界线；8.断裂及编号；9.金矿体及编号；10.金矿化体；11.坑道位置及编号；12.钻孔位置及编号；13.地层产状

Au1号矿体控制矿体长度830 m，控制最大斜深365 m。单工程矿体厚度0.67～4.41 m，矿体平均厚度1.56 m；单工程Au品位1.02～9.91 g/t，平均品位3.42 g/t。矿体呈脉状产出，具分支复合、膨大收缩现象。矿体产状(19°～55°)∠(40°～85°)，以15线为分界，东、西两段倾角变化较大，其中东段矿体较直立，总体倾角约70°，西段矿体稍缓，总体倾角约45°。

Au3号矿体控制矿体长度310 m，控制最大斜深460 m。单工程矿体厚度0.81～3.63 m，矿体平均厚度2.12 m；单工程Au品位1.13～5.33 g/t，平均品位3.29 g/t。矿体呈脉状产出，具分支复合、膨大收缩现象。矿体产状(22°～40°)∠(63°～82°)(图2(b))。

金矿化主要赋存于含硫化物、石英脉的钠长石化蚀变岩中(图3)，矿石类型为蚀变岩型。金属矿物主要为毒砂、黄铁矿、黄铜矿、磁黄铁矿、钛铁矿及方铅矿等，占全部矿物的5%～10%，非金属矿物主要为钠长石、石英、方解石、黑云母、白云母、绿泥石及白云石等，占全部矿物的90%～95%。

图3 三官庙金矿床矿石岩相学及镜下特征照片Fig.3 Photographs and photomicrographs of the Sanguanmiao gold ores(a)金矿石岩心特征，S1，成矿早阶段；S2，成矿主阶段；S3，成矿晚阶段。金矿石手标本照片：(b)毒砂呈团块状分布于交代方解石石英脉边部，与星点状黄铁矿共生；(c)毒砂呈星点状、团块状分布于金矿石中，黄铁矿部分与毒砂共生、部分呈细脉状切穿毒砂颗粒。金矿石显微镜下特征，(d)—(e)正交偏光，(f)—(k)反射光：(d)钠长石化蚀变岩，含方解石细脉；(e)左上为方解石石英脉及其边部毒砂集合体(成矿主阶段S2)，右下为钠长石化蚀变岩；(f)毒砂裂隙内自然金-闪锌矿-黄铜矿细脉；(g)毒砂、黄铁矿共结边，粒间含自然金；(h)非金属矿物粒间共生的毒砂、黄铁矿、磁黄铁矿和钛铁矿；(i)脉状毒砂切穿自形黄铁矿；(j)分布于黄铁矿与非金属矿物粒间的自然金；(k)自然金包裹于毒砂中或分布于毒砂与非金属矿物粒间。Bt.黑云母；Cal.方解石；Chl.绿泥石；Ms.白云母；Qz.石英；Apy.毒砂；Ccp.黄铜矿；Ilm.钛铁矿；Ng.自然金；Po.磁黄铁矿；Py.黄铁矿；Sp.闪锌矿

矿石结构主要为它形-半自形-自形结构、粒状结构及碎裂结构。矿石构造主要为脉状构造、细脉状构造、角砾状构造、团块状构造、条带状构造及星点状构造。

根据三官庙金矿石野外地质特征、脉体(矿物)穿切关系和矿物组合等特征，将三官庙金矿床热液成矿期划分为3个阶段：(1)石英-钠长石化阶段，为成矿早阶段，非金属矿物(石英、钠长石等)沿主断裂构造交代上下盘围岩，形成致密的石英钠长石化蚀变岩，与围岩渐变过渡；(2)石英-多金属硫化物阶段，为成矿主阶段，交代、蚀变成矿早阶段形成的岩石，形成大量交代成因的方解石石英脉和大量毒砂、黄铁矿等硫化物；(3)方解石-石英脉阶段，为成矿晚阶段，沿产状平直的裂隙充填方解石石英细脉。

载金硫化物主要为毒砂、黄铁矿，总体与金同时生成。矿石中毒砂以团块、脉状为主，黄铁矿以细脉状为主。载金矿物均形成于同一世代，形成环境条件稳定。金的赋存状态分为“可见金”与“不可见金”。“可见金”为自然金，以细粒、单粒金为主，嵌布类型为粒间金、裂隙金及包裹金；“不可见金”普遍分布于黄铁矿、毒砂等硫化物中[12]。

3 样品采集和分析方法

3.1 包裹体显微测温

在三官庙金矿床600 m坑道、5个钻孔内采集9件矿石样品，制成包裹体片9片，其中成矿主阶段样品5件，成矿晚阶段样品3件，主+成矿晚阶段样品1件。流体包裹体测温在西北大学地质系流体包裹体实验室完成，仪器为英国Linkam公司MDSG600型冷热台，可直接观察在加温或者冷冻过程中流体包裹体相态连续变化过程，温度范围-196～500 ℃，可控的冷冻或者加热速率范围1～50 ℃/min，精确性及稳定性在0.1 ℃之内。为保护仪器的测试精度，并防止升温过高导致样品中包裹体大规模爆裂，实际测试温度上限一般为300～400 ℃；测试过程中，升温和降温的速率一般保持在5.0～30.0 ℃/min，相变点附近控制温度变化速率为0.1～1.0 ℃/min。

3.2 C、H、O同位素

在三官庙金矿床600 m坑道中采集7件C、H、O同位素样品(S13、S15、S16、S17、S19、S20、S22)，在廊坊市拓轩岩矿检测服务有限公司完成单矿物挑选工作。将样品粉碎过筛至60目和80目，在双目显微镜下挑选方解石和石英，纯度达99%。其中S13、S15、S17、S19、S20共5件样品挑选出足够测试的方解石和石英，S16、S22共2件样品仅挑选出足够测试的方解石。

方解石C、O同位素测试工作在核工业北京地质研究院地质分析测试研究中心完成。分析方法依据DZ/T 0184.17—1997《碳酸盐矿物或岩石中碳、氧同位素组成的磷酸法测定》，分析仪器为MAT-253气体同位素质谱计。测量结果以皮狄组拟箭石(PDB)为标准，分别记为δ13CPDB(分析精度±0.1%)和δ18OPDB(分析精度±0.2%)。详细流程参见文献[20]。

石英H、O同位素测试工作在核工业北京地质研究院地质分析测试研究中心完成。H同位素的测试对象为石英中的流体包裹体，分析方法依据DZ/T 0184.19—1997《水中氢同位素锌还原法测定》，分析仪器为MAT-253气体同位素质谱计；O同位素的测试对象为石英，分析方法依据DZ/T 0184.13—1997《硅酸盐及氧化物矿物中氧同位素组成的五氟化溴法测定》，分析仪器为Delta V Advantage 气体同位素质谱计。H和O同位素的分析结果均以维也纳标准平均海水(V-SMOW)为标准，分别记作DV-SMOW(分析精度±2‰)和OV-SMOW(分析精度±0.2‰)。

3.3 S同位素

在三官庙金矿床600 m坑道、2个钻孔内采集8件矿石标本，送廊坊市拓轩岩矿检测服务有限公司制成探针片。在西北大学大陆动力学国家重点实验室对金矿石中载金硫化物(黄铁矿、毒砂)进行原位微区S同位素测试，采用激光剥蚀-多接收等离子体质谱(LA-MC-ICP-MS)分析方法。使用的质谱仪为英国Nu公司生产的Nu Plasma 1700高分辨率多接收等离子体质谱仪，激光剥蚀系统为澳大利亚ASI公司生产的Resonitics M50-LR准分子激光剥蚀系统(excimer ArF laser ablation system，激光波长193 nm，脉宽20 ns)。详细分析方法见文献[21-23]。S同位素分析结果以迪亚布峡谷陨硫铁(CDT)为标准，误差为2倍标准误差(2σ)。

4 流体包裹体测试结果

4.1 岩相学特征

室温下对三官庙金矿床各阶段流体包裹体进行详细观察，寄主矿物石英、方解石、钠长石内包裹体较为发育，以成群分布为主，部分带状分布。根据包裹体的相态特征、相比，结合前人[24-25]提出的划分方案，将该矿床流体包裹体划分为纯液相型、纯气相型、气液两相型和含子矿物型共4种类型(图4)。

图4 三官庙金矿床流体包裹体显微照片Fig.4 Microphotographs of fluid inclusions from the Sanguanmiao gold deposit

纯液相型(L)：室温下由纯液相组成的包裹体，数量较少，呈无色透明，见于主+晚成矿晚阶段的石英、方解石中。椭圆形或不规则型，长轴一般为5～10 μm。

纯气相型(V)：室温下由纯液相组成的包裹体，偶见于主+晚成矿晚阶段的石英、方解石中。圆形、椭圆形或不规则型，长轴一般为5～15 μm。

气液两相型(L+V)：室温下由气液两相组成气-液盐水型两相包裹体，见于主+晚成矿晚阶段的矿物中，数量最多。又可分为富液相包裹体(L-V)和富气相包裹体(V-L)两类。富液相包裹体约占全部样品中包裹体数量的80%～90%，相比一般为5%～30%，主要为规则状，少量不规则状，长轴一般为5～30 μm，加热升温均一为液相。富气相包裹体数量较少，相比50%～65%，长轴一般为10～20 μm，加热升温均一为气相。

含子矿物型(L-V-S)：室温下由气、液和子矿物三相组成，子矿物呈无色-白色，立方体状，具典型的石盐(NaCl)子晶特点。仅于成矿主阶段石英中观察到1例，气相比15%，长轴10 μm，加热升温均一为液相。

4.2 显微测温

成矿主阶段寄主矿物(石英、方解石、钠长石)中共观察到上述各类型包裹体，但以富液相包裹体(L-V)占绝大多数。成矿主阶段流体包裹体的完全均一温度Th范围为150～420 ℃，平均237 ℃(n=77)。冰点温度Tm,ice范围为-22.7～-1.2 ℃，平均-9.7 ℃(n=56)。根据盐度计算公式[26]求得盐度范围为2.1%～24.1%，平均13.2%；盐度≤25%时，根据公式[27]计算流体密度ρ为0.652～1.040 g/cm3，平均0.931 g/cm3(表1和图5)。

成矿晚阶段寄主矿物中主要为富液相包裹体(L-V)。成矿晚阶段流体包裹体的完全均一温度Th范围为81～190 ℃，平均133 ℃(n=60)。冰点温度Tm,ice范围为-19.7～-3.4 ℃，平均-10.8 ℃(n=47)。根据盐度计算公式求得盐度范围5.6%～22.2%，平均14.3%；盐度≤25%时，根据公式计算流体密度范围为0.949～1.116 g/cm3，平均1.033 g/cm3(表1和图5)。

图5 三官庙金矿床包裹体均一温度((a)(c))和盐度((b)(d))直方图Fig.5 Histograms of fluid inclusion homogenization temperature ((a)(c))and salinity ((b)(d))in the Sanguanmiao gold deposit

表1 三官庙金矿显微测温结果统计Table 1 Microthermometric results of fluid inclusions from the Sanguanmiao gold deposit

常温常压下测得的流体包裹体均一温度Th，不是主矿物形成并捕获流体包裹体时的温度下限(捕获温度或成矿温度，Tt)，一般需要对Th进行压力校正方可得到Tt；但当流体压力低于200 bar(1 bar=0.1 MPa)时，压力的影响可以忽略不计，Th=Tt[25]。利用前述三官庙金矿床成矿主阶段、成矿晚阶段各寄主矿物中流体包裹体均一温度平均值、盐度平均值，在NaCl-H2O体系的T-D相图[25]上，查得包裹体均一时流体的平均压力均小于200 bar，故前述测得的三官庙金矿床流体包裹体完全均一温度Th即可代表包裹体倍捕获和寄主矿物形成时的温度Tt的下限。

5 稳定同位素测试结果

5.1 石英H、O同位素

三官庙金矿床成矿主阶段5件石英样品的δDV-SMOW为-84.4‰～-77.0‰，平均-80.3‰；δ18OV-SMOW为15.1‰～15.8‰，平均15.5‰(表2)。石英样品的氢同位素值即是测定的石英中流体包裹体水的氢同位素，因此代表了石英沉淀时成矿流体的氢同位素组成。成矿流体的氧同位素则需根据石英的氧同位素和矿物形成时的温度Tt(Tt=Th)计算。根据包裹体显微测温数据，成矿主阶段石英中包裹体均一温度平均值为245 ℃，利用石英-水之间的氧同位素平衡分馏方程[28]计算与石英沉淀时的成矿流体水的δ18OH2O范围为5.9‰～6.6‰，平均6.3‰(标准为V-SMOW)。

表2 三官庙金矿石英H-O同位素测试结果Table 2 Hydrogen-oxygen isotope compositions of quartz from the Sanguanmiao gold deposit

5.2 方解石C、O同位素

三官庙金矿床矿石中成矿主阶段方解石的δ13CPDB范围为-13.2‰～-4.9‰，平均-9.6‰；方解石的δ18OPDB范围为-19.9‰～-15.2‰，平均-16.7‰；方解石的δ18OV-SMOW范围为10.4‰～15.2‰，平均13.7‰。成矿主阶段方解石中包裹体均一温度平均值为184 ℃。根据方解石与流体中CO2的碳同位素平衡分馏方程[29]，计算方解石沉淀时流体的δ13CCO2范围为-13.5‰～-5.2‰，平均-9.9‰(标准为PDB)。根据方解石与流体水的氧同位素平衡分馏方程[30]，计算方解石沉淀时流体δ18OH2O范围为-0.3‰～4.5‰，平均3.0‰(标准为V-SMOW)(表3)。

表3 三官庙金矿方解石C-O 同位素测试结果Table 3 Carbon-oxygen isotope compositions of calcite from the Sanguanmiao gold deposit

5.3 硫化物S同位素

对8件岩石(探针片)中的33粒硫化物单矿物(黄铁矿15粒、毒砂17粒、磁黄铁矿1粒)进行S同位素测试，有效测点66点。15粒矿物为单测点，其余18粒为多测点。

硫化物66测点δ34SCDT值范围为-3.47‰～0.48‰，平均值-1.59‰。其中黄铁矿25测点δ34SCDT值范围为-2.73‰～-1.22‰，平均-2.15‰；毒砂40测点δ34SCDT值范围为-3.47‰～0.48‰，平均值-1.23‰(图6、图7、表4)。

图7 三官庙金矿床硫化物单矿物S同位素组成直方分布图Fig.7 Histogram of sulfur isotopic ratios of sulfides from the Sanguanmiao gold deposit

表4 三官庙金矿床硫化物原位S同位素测试结果Table 4 In-situ sulfur isotopic compositions of sulfides from the Sanguanmiao gold deposit

图6 三官庙金矿床黄铁矿、毒砂原位S同位素组成Fig.6 In-situ sulfur isotopic compositions of pyrite and arsenopyrite from the Sanguanmiao gold deposit(黄色点为测试点位，数字为测点序号，括号内数字为δ34S测试结果，单位为‰)Apy.毒砂；Py.黄铁矿

硫化物33粒单矿物δ34SCDT平均值为-3.36‰～0.03‰，平均值-1.80‰，极差3.39‰。其中黄铁矿15粒单矿物δ34SCDT平均值范围为-2.73‰～-1.31‰，平均-2.15‰，极差1.42‰；毒砂单矿物17粒，单矿物δ34SCDT平均值范围为-3.36‰～0.03‰，平均-1.48‰，极差3.39‰。

6 讨 论

6.1 金沉淀机制

如上文所述，三官庙金矿床流体包裹体的完全均一温度Th可代表包裹体被捕获和寄主矿物形成时的温度Tt的下限。成矿主阶段石英中流体包裹体的完全均一温度(Th)与盐度数据显示，在完全均一温度(Th)大于250 ℃的区间内，随着温度的降低，盐度有明显的降低趋势(图8)。单纯的成矿流体冷却过程，不会导致成矿流体盐度的变化，三官庙金矿床这种成矿流体盐度随温度降低而降低的现象，指示在成矿主阶段成矿流体与温度、盐度较低的外来流体发生了混合作用。

在成矿主阶段流体包裹体完全均一温度小于250 ℃及成矿晚阶段，随着温度的降低，盐度有明显的升高趋势(图8)，表现出一种流体沸腾作用的均一温度-盐度变化关系[31]。同时，三官庙金矿床成矿主、晚阶段流体包裹体可见以下现象，亦显示成矿流体发生了沸腾作用[25,32-34]：(1)成矿主阶段及晚阶段热液石英、方解石中可见V型、L型、L-V型、V-L型和L-V-S型包裹体共生；(2)共生的L-V型包裹体相比变化较大(图4(a)和(b))；(3)共生的L-V型、V-L型包裹体异相均一，但均一温度相近(图4(c)和(d))；(4)流体包裹体均一温度相似，但盐度差异较大(表1和图8)。流体压力降低是流体沸腾的主要因素，流体上升和断裂张开均会导致流体压力降低[33]。三官庙金矿床成矿早、主、晚阶段的矿石相互叠加，不同阶段矿物沉淀场所相同，不存在明显的流体上升从而导致压力降低，推测断裂张开是促使流体压力降低并发生沸腾的主因。成矿主阶段、晚阶段大量存在的充填成因方解石石英脉(团块)也是断裂张开的有力证据(图3(a))。

图8 三官庙金矿床包裹体完全均一温度-盐度图解Fig.8 Homogenization temperature vs.salinity plot of fluid inclusions from the Sanguanmiao gold deposit

流体混合作用可改变含矿热液系统的物理化学环境，破坏溶液的化学平衡，导致载金络合物失稳，从而产生成矿物质的沉淀；流体沸腾作用使流体的H2O、H2S和CO2等挥发分逸失，残余流体盐度增高，溶质瞬时过饱和，诱发成矿物质沉淀[25,31,33-34]。三官庙金矿床在成矿主阶段温度>250 ℃时，以流体混合作用为主导致矿物沉淀；在成矿主阶段温度<250 ℃及成矿晚阶段，以流体沸腾作用为主导致矿物沉淀。

6.2 成矿流体来源

三官庙金矿成矿主阶段石英沉淀时的成矿流体的δDV-SMOW范围为-84.4‰～-77.0‰，平均-80.3‰；δ18OH2O范围为5.0‰～5.7‰，平均5.4‰(表2)。流体水的H、O同位素组成变化范围小，显示具有较为均一的流体来源。

将成矿流体的H-O同位素组成投影于δO-δD图解中，5个样品数据均远离变质水投影范围，均位于岩浆水范围外但与之接近(图9)，反映三官庙金矿床成矿主阶段成矿流体具有以岩浆水来源为主，同时混入外来流体的特征，致使同位素组成轻微偏离原生岩浆水范围。

图9 三官庙金矿床成矿主阶段流体δ18OH2O-δDV-SMOW图解(底图据文献[41])Fig.9 δ18OH2O-δDV-SMOW discrimination plot for the main-ore stage fluids in the Sanguanmiao gold deposit (base map after ref.[41])

三官庙金矿床成矿主阶段方解石沉淀时流体δ18OH2O为-0.3‰～4.5‰，平均3.0‰(包裹体均一温度以184 ℃计算，表3)，相较于成矿主阶段石英沉淀时的成矿流体的δ18OH2O值变小，同时偏离岩浆水范围(δ18O岩浆水=5.5‰～9.0‰[35])，推测伴随成矿流体温度的降低，有其他来源流体的加入。

成矿流体的总碳同位素组成(δ13CΣC)特征，能够反映流体中碳的来源。在温度<300 ℃的条件下，成矿流体中CO2的δ13CCO2≈δ13CΣC[25]。三官庙金矿床方解石沉淀时流体的δ13CCO2范围为-13.5‰～-5.2‰，平均-9.9‰(表3)，即可代表三官庙金矿成矿流体的δ13CΣC。

成矿流体中碳主要有3种可能来源[36-37]：(1)地幔射气或岩浆来源，其δ13CPDB变化范围分别为-5‰～-2‰、-9‰～-3‰[38]；(2)沉积岩中碳酸盐岩，其δ13CPDB的变化范围为-2‰～3‰，平均在0左右；(3)各种岩石中的有机碳，其δ13CPDB变化范围一般为-30‰～-15‰[39]，平均为-25‰[40]。

三官庙金矿成矿流体的δ13CΣC高于有机质，低于海相碳酸盐，与岩浆来源δ13CPDB更为接近。将热液方解石的δ18OV-SMOW和计算的δ13CCO2投影于δ18O-δ13C图解(图10)中，1个样品落入花岗岩范围中，其余6个样品落在花岗岩范围右侧低温蚀变演化方向上，反映了成矿物质中碳的岩浆来源特征，并受到低温蚀变的影响。

图10 三官庙金矿床成矿主阶段流体δ18O-δ13C图解(底图据文献[42-43])Fig.10 δ18O-δ13C discrimination plot for the main-ore stage fluids in the Sanguanmiao gold deposit (base map after refs.[42-43])

图9和图10分异的成矿流体同位素特征，与上述包裹体研究揭示的成矿流体与温度、盐度较低的外来流体发生了混合作用之间可以相互印证。结合上述成矿流体的δDV-SMOW和δ18OH2O范围均略微小于岩浆水氢氧同位素范围的事实，可以推测外来流体性质相对于成矿流体的温度和盐度都较低，相对于岩浆水也具有较低的δDV-SMOW和δ18OH2O值。由于一般变质水的δDV-SMOW和δ18OH2O范围大于三官庙金矿成矿流体，后者不可能是变质流体与岩浆流体混合的产物；因此，推测以岩浆水为主要来源，与大气降水(或主要由大气降水演变的建造水)发生混合，形成了三官庙金矿床成矿主阶段成矿流体。

6.3 成矿物质来源

对于金矿床中成矿物质来源的探讨，通常是以与金矿化密切相关的矿物为研究对象，间接推断成矿物质来源[37]。硫同位素是成矿物质来源的有效示踪剂之一[40,44-45]，根据成矿流体中总硫同位素(δ34SΣS)特征可以探讨矿床中硫的来源。当矿石中除金属硫化物外，无重晶石等硫酸盐矿物时，成矿期金属硫化物的δ34SCDT值可以代表成矿流体沉淀时其总硫同位素(δ34SΣS)组成[39,46]。三官庙金矿床成矿期主要载金硫化物为黄铁矿、毒砂，不含硫酸盐矿物，二者的硫同位素组成可以代表成矿流体的硫同位素组成，二者δ34SCDT变化范围小(黄铁矿15粒，极差1.42‰；毒砂单矿物17粒，极差3.39‰)，显示均一的硫来源特征。

地球上的硫主要有三种储库[37,47]:(1)地幔硫(或称岩浆硫)，其δ34S值接近0，通常变化于-3‰～3‰[48]；(2)沉积物中还原硫(或称生物硫)，其δ34S值的变化范围大，但主要以较大的负值为特征[49-50]；(3)海水硫，不同地质历史时期其δ34S值不同，但仍以较大的正值为特征[51]。

三官庙金矿床成矿期载金硫化物表现出轻微亏损34S的特征(黄铁矿单矿物δ34SCDT平均-2.15‰，毒砂单矿物δ34SCDT平均-1.48‰)，与地幔硫(或称岩浆硫)一致，而明显不同于海水及沉积来源的硫同位素组成；结合其极小的变化范围分析，推测三官庙金矿床具有典型的单一岩浆硫来源，基本没有或者很少受到其他硫源的混染。

6.4 矿床成因模式

三官庙金矿床矿体的产出受断裂构造控制，主要沿容矿断裂交代上、下盘围岩形成金矿石，局部有充填作用，宏观地质特征显示典型的热液成矿作用。前人根据金矿石矿物组成、蚀变矿物、矿体与钠长(角砾)岩空间关系、金矿石对钠长角砾岩稀土元素特征的继承演化以及黄铁矿微量元素特征等方面进行分析，认为三官庙金矿与矿区钠长(角砾)岩具有成因联系。本文通过对三官庙金矿床C、H、O、S等稳定同位素的研究，认为成矿流体以岩浆水来源为主，流体中碳为岩浆来源并受到低温蚀变的影响，成矿物质硫具有典型的单一岩浆来源，进一步证明了三官庙金矿床的岩浆热液成因。

三官庙金矿床的矿床成因模式可以概括为：在早晋宁期本区沉积一套沉积火山岩系—耀岭河组，其后耀岭河组发生变质变形。印支期末，秦岭造山带广泛发育一次岩浆活动事件，形成矿区内的钠长岩，局部伴随隐爆作用而形成钠长角砾岩。在钠长(角砾)岩形成过程中，富含钠质的含金热液流体沿断裂构造运移；在离钠长(角砾)岩较远地段的层间破碎带内，中高温阶段的成矿流体与可能的低温、低盐度流体发生混合；其后由于断裂张开导致减压而发生流体沸腾作用，在二者的共同作用下，成矿物质发生沉淀，最终形成三官庙金矿床。

7 结 论

(1)成矿主阶段流体包裹体的完全均一温度Th为150～420 ℃，平均237 ℃；盐度为2.1%～24.1%，平均13.2%；流体密度为0.652～1.040 g/cm3，平均0.931 g/cm3。成矿晚阶段Th为81～190 ℃，平均133 ℃；盐度为5.6%～22.2%，平均14.3%；流体密度为0.949～1.116 g/cm3，平均1.033 g/cm3。

(2)在成矿主阶段温度>250 ℃时，以流体混合作用为主导致矿物沉淀；在成矿主阶段温度<250 ℃及成矿晚阶段，以流体沸腾作用为主导致矿物沉淀。成矿主阶段成矿流体水的δDV-SMOW为-84.4‰～-77.0‰，平均值-80.3‰；δ18OH2O为5.0‰～5.7‰，平均5.4‰；成矿流体具有以岩浆水来源为主，同时混入了外来流体的特征。成矿流体的δ13CΣC为-13.5‰～-5.2‰，平均值-9.9‰，反映流体中碳为岩浆来源并受到低温蚀变的影响。黄铁矿单矿物δ34SCDT为-2.73‰～-1.31‰，平均-2.15‰；毒砂单矿物δ34SCDT为-3.36‰～0.03‰，平均-1.48‰，反映成矿物质硫具有典型的单一岩浆来源。

(3)三官庙金矿床为岩浆热液成因。印支期末，在钠长(角砾)岩形成过程中，含金热液流体沿断裂构造运移，在离钠长(角砾)岩较远地段的层间破带内，成矿流体发生混合及沸腾作用，促使成矿物质发生沉淀，最终形成三官庙金矿床。