曾国平,姚书振,何谋春,熊索菲,陈斌.2016.黑龙江省呼玛县天望台山金矿床成矿流体特征与成矿机制研究[J].矿床地质,35(1):85~102 ZENG GuoPing,YAO ShuZhen,HE MouChun,XIONG SuoFei,CHEN Bin.2016.Ore-forming fluid and metallogenic mechanism of Tianwangtaishan gold depos it, Heilongjiang Province[J].Mineral Deposits35(1):85~102
（1 中国地质大学资源学院， 湖北 武汉430074； 2 中国地质大学地质过程与矿产资源 国家重点实验室， 湖北 武汉430074）
本文由“大兴安岭北段典型矿床剖析及成矿模式专题研究”项目(编号: SDK2010_25)资助
第一作者简介曾国平， 男， 1990年生， 在读博士研究生， 矿床学专业。 Email： zen ggpman@qq.com
**通讯作者姚书振， 男， 1947年生， 教授， 博士生导师， 从事矿床学研究。 Email ： szyao@cug.edu.cn
收稿日期2014_12_24
改回日期2015_12_18
depos it, Heilongjiang Province
（1 Faculty of Resources, China University of Geosciences, Wuhan 430074, Hubei, China; 2 State Key Laboratory of Geological
Processes and Mineral Resources, C hina University of Geosciences, Wuhan 430074, Hubei, China）
天望台山金矿床位于大兴安岭北段，即蒙古_兴安巨型复合造山带的北东段，古利库_呼玛火 山断陷盆地边缘，黑龙江省呼玛县城西南约35 km。该矿床与旁开门金银矿床、古利库金矿 床、三道湾子金矿床等浅成低温热液型金矿床都属于呼玛矿集区（图1）（祁进平等，2005 ； 李成禄等，2013）。黑龙江省第五地质勘察院于2010年和2011年开展的预查工作已大致查 明了 矿区地质构造特征、金矿（化）体的形态、规模、产状和围岩蚀变等。但对成矿流体和成矿 机制等尚未进行深入研究。本文通过对该矿床各成矿阶段流体包裹体的岩相学观察、显 微测温 、热力学参数估算、群体包裹体成分分析和氢氧同位素测试，分析矿床的 成矿流体特征、明确成矿流体来源、探讨成矿机制，为确定其成因提供理论依据。对进 一步的矿产勘查工作提供科学依据。
天望台山金矿床地理坐标为东经126°15′00″～126°20′00″，北纬51°30′00″～51° 34 ′00″，区域上位于蒙古_兴安巨型复合造山带的北东段，该地区北西靠蒙古_鄂霍次克褶皱 系，南东以嫩江_林西深断裂与松辽盆地相邻。区内自新太古代以来，经历了多个构造演化 旋回，具有复杂地质构造演化特点。在中新生代滨太平洋大陆边缘构造演化旋回中，受太平 洋板块走滑_斜向俯冲和地壳拆沉作用的影响，本地区发生了强烈的构造_岩浆活动，最终形 成了大兴安岭中生代火山岩带（张宏等，1999；杨继权等，2007；薛明轩，2012）（图1） 。
断裂构造对本地段内的有色、贵金属矿床的形成具有主要控制作用。其中，NNE向深大断裂 控制了中生代火山_侵入岩浆作用的展布，而次级断裂或断裂构造交汇部位往往控制了火山_ 侵入穹窿构造及火山机构的发育，进而控制了有关矿床的形成（毛景文等，2003；邵军等， 2003）。
晚侏罗世_早白垩世，本地区总体上处于伸展环境，发生了广泛的火山_岩浆活动，形成大兴 安岭中生代陆相火山岩、次火山岩。火山岩以安山岩（粗安岩）、英安岩和流纹岩类为主， 构成了大兴安岭火山岩带的组成部分。地壳拆沉可能是形成该期火山_岩浆活动的根本原因 。并且，在这个过程中也形成了火山_岩浆活动有关的矿床，如斑岩型铜钼矿床和浅成低温 热液金银（铜）矿床（图1）（毛景文等，2003；武广，2005；李成禄等，2013）。
天望台山金矿位于古利库_呼玛火山断陷盆地边缘的天望台山火山机构北部（图2）。
矿区内出露的地层有中生界白垩系下统光华组、 九峰山组、 甘河组和第四系全新统低河漫
滩。 矿体赋存于光华组的酸性、 中酸性火山岩内， 岩性主要有流纹质熔结
凝灰岩、 流纹岩、 流纹
质含角砾凝灰岩、 流纹质凝灰岩等。
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图 1天望台山金矿床区域地质图（据任纪舜等，1999）
1—新生代沉积盆地； 2—中生代地层； 3—晚古生代地层； 4—前寒武纪地层； 5—燕山 期花岗岩； 6—印支期花岗岩； 7—华力西期花岗岩；8—中生代陆相火山岩； 9 —地 质界线； 10—深大断裂； 11—国界线； 12—呼玛矿集区内的金矿床
Fig. 1Regional geological map of the Tianwangtaishan gold deposit (modified af ter Ren et al., 1999)1—Cenozoic sedimentary basin; 2—Mesozoic strata; 3—Late Paleozoic strata; 4— Precambrain strata; 5—Yanshanian granite; 6—Indosinian granite; 7—Variscan gr anite; 8—Mesozoic continental volcanic; 9—Geological boundary; 10—Deep fault; 11—National boundaries; 12—Gold deposit in the Huma ore concentratio n area |
矿区内发育火山机构及环状、放射状断裂，还有规模较小近SN向断裂。近SN向断裂分布于区
内中部偏北，从主矿区通过，北部延伸出矿区，由断续分布的数条构造破碎带组成，平均宽
约20 m，长约1800 m，西侧断裂倾向西，东侧断裂倾向东，倾角33～74°，其中西侧倾角较
陡，东侧倾角较缓。断裂带中挤压破碎、透镜体、扁豆体及裂隙、节理极为发育，断裂面在
平面和剖面上呈舒缓波状。这些断裂均属压扭性构造，被后期同方向的张性断裂利用和改造
，控制着矿区内的主要矿体，为本区重要的控矿容矿构造（图2，图3）。
侵入岩主要为中细粒正长花岗岩，分布于矿区西部，向西延伸出矿区，侵位于
白垩系光华组、九峰山组和甘河组地层中，并被后期断裂F7切穿。脉岩有花岗斑岩、流
纹斑岩，主要呈脉状、透镜状产出，延伸方向多与断裂和破碎带方向一致。
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图 2天望台山金矿矿区地质图 （据黑龙江省第五地质勘察院，2010修编） 1—低河漫滩冲积层； 2—凝灰质砂砾岩； 3—流纹质熔结凝灰岩； 4—流纹岩； 5—流纹 质凝灰岩； 6—流纹质角砾凝灰岩； 7—流纹质火山角砾岩； 8—石英脉； 9—工业矿体及 编号； 10—低品位矿体； 11—矿化体； 12—26号勘探线； 13—采样点； 14—地质界线 ； 15—断层及编号； 16—火山断裂； 17—火山口
Fig. 2Geological map of the Tianwangtaishan gold deposit (modified after the F ifth Geological Prospecting Institute of Heilongjiang Province, 2010) 1—Low valley flat alluvium； 2—Tuffaceous glutenite； 3—Rhyolite ignimbrite； 4—Rhy olite； 5—Rhyolitic tuff； 6—Rhyolitic breccia tuff； 7—Rhyolite volcanic b reccia； 8—Quartz vein； 9—Industrial orebody and its serial number； 10—Low g rade orebody ； 11—Mine_ralization body； 12—No. 26 cross section； 13—Sampling si te；14—Geolog ical boundary； 15—Fault and its serial number；16—Volcanic fracture ； 17—Crater
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已经完成的预查工作在本矿区共圈定70多条 金矿体（w(Au)≥1.0×10-6），共求得333+334级 矿石量235万吨，金金属量达6.5吨，平均品位接近 3.0×10-6，为一个中型金矿床。矿体走向均为近南北向，总体呈脉状近平行分布， 在倾向方向上呈斜列式分布 。矿体沿走向、倾向上有分枝复合、收缩膨胀、尖灭再现现象。矿带被近SN向断裂F1分为 两部分：大部分矿体在F1东侧，倾向80～125°，倾角40～65°；F1西侧部分矿体倾向2 70～285°，倾角55～75°（图2，图3）。
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图 3天望台山金矿26号勘探线剖面图（据黑龙江省第五地质勘察院，2010修编）1—流纹质凝灰岩； 2—熔结凝灰岩； 3—火山角砾岩； 4—地质界线； 5—断层及编号； 6—钻孔及编号； 7—工业矿体及编号；8—低品位矿体； 9—矿化体
Fig. 3Geological section along No. 26 exploration line of the Tianwangtaisha n gold deposit (modified after the Fifth Geological Prospecting Institute of Heilongjiang Province, 2010)
1—Rhyolitic tuff; 2—Ignimbrite; 3—Volcanic breccias; 4—Geological boundary; 5—Fault and its serial number; 6—Drill hole and its serial number; 7—Indus t rial orebody and its serial number; 8—Low grade orebody; 9—Mineralization oreb ody
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为了更为细致的研究天望台山金矿成矿流体特征、来源以及演化过程，本次研究在天望台山 金矿13、14和22号勘探线的3个探槽中分别采集了含金石英脉和含网脉状石英脉火山岩两种 类型的矿石（图2，图4），并在多个钻孔岩芯中采集了不同阶段的石英和方解石脉，硅化火 山角砾岩，含黄铁矿火山角砾岩以及流纹岩等样品（图4，图5）。在岩相学和矿石学鉴定的 基础上，选取4个阶段的石英和方解石脉样品磨制了19片测温片，并对石英和方解石中的流 体包裹体进行岩相学观察和显微测温研究。由于采集的其他3个阶段样品提纯单矿物 难度太 大，所以本次研究只提纯了主成矿阶段石英脉中的石英单矿物进行群体包裹体成分分析和氢 氧同位素分析。
流体包裹体的岩相学观察和显微测温研究分别在中国地质大学（武汉）矿石学实验室和流体 包裹体实验室完成。流体包裹体岩相学观察时选用的放大倍数为100～500倍，冷热台测温时 所用的冷热台是Linkam THMS 600 型冷热台，选用的放大倍数一般为500倍。其温度控制范 围为-196～+500℃，其中在-120～-70℃范围内的测定误差控制在±0.5℃、-7 0～+100 ℃范围内的测定误差控制在±0.2℃、100～500℃范围内的测定误差控制在±2℃ 。
群体包裹体成分分析在中国地质科学院矿床资源研究所流体包裹体实验室完成。将已提纯的 石英单矿物（纯度＞99.5%）放入100 mL石英烧杯中，加入1+1王水置于电热板上煮沸并保 温 2 h取下，过滤后用去离子水反复清洗（测其滤液中不含Cl-），用去离子水浸泡过夜。 次 日将石英烧杯置入超声波震荡2 min取出，用去离子水反复清洗，直至洗净（测其溶液电导 值与去离子水一致），然后将样品放入100～110℃烘箱中烘干，取出后保存在干燥器中备用 。称取净化过的样品0.1～0.2 g，根据包 裹体的爆裂温度加温爆裂打开包裹体，将打开的样
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图 4不同矿石类型样品及镜下照片 a. 含金石英脉型矿石； b. 石英细网脉火山岩型矿石； c. 石英脉的书页状构造； d. 毛 发状的白铁矿 Q—石英； mac—白铁矿
Fig. 4Hand specimens and microphotographs of different ore types a. Auriferous quartz vein ore; b. Fine quartz vein volcanic rock ore; c. Book st ructure of quartz vein; d. Trichoid marcasite Q—Quartz; mac—Marcasite
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表 1天望台山金矿床矿物生成顺序
Table 1Paragenetic sequence of minerals for the Tianwangtaishan gold deposit
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图 5 4个成矿阶段手标本及镜下照片 a. 第Ⅰ阶段灰白色石英交切火山凝灰岩，可见自形粒状的黄铁矿化； b. 第Ⅰ阶段石英中 的黄铁矿； c. 第Ⅱ阶段灰白色石英脉穿插火山凝灰岩，可见星点状黄铁 矿化； d. 第Ⅱ阶段石英中浸染状的闪锌矿和黄铁矿； e. 第Ⅲ阶段乳白 色石英脉穿插第Ⅱ阶段网脉状灰白色石英脉；f. 第Ⅱ阶段石英中的自然金； g. 第Ⅲ阶 段乳白色石英脉穿插火山凝灰岩； h. 第Ⅳ阶段的方解石 Q1—第Ⅰ阶段石英； Q2—第Ⅱ阶段石英； Q3—第Ⅲ阶段石英； Py1—第Ⅰ阶段黄 铁矿； Py2—第Ⅱ阶段黄铁矿； Sp—闪锌矿； Au—自然金； Cc—方解石 Fig. 5Hand specimens and microphotographs of four stages a. Volcanic tuff altered by smoky gray quartz of stage Ⅰ and disseminated pyr itization; b. Disseminated pyrite in the smoky gray quartz of stage Ⅰ (microsco pic photo); c. Volcanic tuff cut across by off_white quartz of stage Ⅱ and pyritiza tion; d. Disseminated sphalerite and pyrite in grayish white artz of s tage Ⅱ (microscopic photo); e. Milky white quartz of stage Ⅲ cutting across grayish w hite quartz of stage Ⅱ;f. Gold in quartz of stage Ⅱ (microscopi cpho to); g. Mi lky white quartz of stage Ⅲ cutting across volcanic tuff; h. Calcites of stage ⅣQ1—Quartz of stage I; Q2—Quartz of stage Ⅱ; Q3—Quartz of stage Ⅲ; Py 1—Pyrite of stage Ⅰ; Py2—Pyrite of stage Ⅱ; Sp—Sphalerite; Cc—Calcit e |
品送入气相色谱仪测定其样品的H2O、CO2及其它气体成分。随后，将样品放入石英样品 管中 在真空系统中根据包裹体的爆裂温度加温爆裂打开包裹体，收集释放出的气体在气质谱上测 定其稳定同位素。最后，将测定同位素爆裂后的样品倒入100 mL石英烧杯中，加入定量的去 离子水，放入超声波中在特定的电压、电流震荡提取，将其提取液置于石英样品管中待测包 体成分中的阴阳离子。
氢、氧同位素的分析首先在中国地质大学（武汉）重砂选矿实验室，双目镜下挑选新鲜纯净 的石英单矿物（纯度＞99.5%），再送到核工业北京地质研究院分析测试研究中心分析。氢 同位素依据DZ/T0184.13_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》, DZ/T0184.19_1997《水中氢同位素锌还原法测定》测定；氧同位素依据DZ/T0184.13_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》和DZ/T0184.17_1997《碳酸盐矿 物或岩石中碳、氧同位素组成的磷酸法测定》测定。
天望台山金矿床各阶段石英和方解石中的流体包裹体相态类型比较简单，主要为气液比V∶L ＜1∶1的富液两相型，还有少量气液比V∶L＞1∶1的富气两相和纯液相型、纯气相型 包裹体 ；形态主要为不规则状，另有少量长条状、负晶形和近圆形；分布类型主要为群状和孤立状 ， 少部分呈线状分布；大小一般为4～26 μm，个别可以达到50 μm。各成矿阶段流体包裹体 的气液比呈现有规律的变化，从早阶段到晚阶段，气液比逐渐变小。
（Ⅰ） 石英_黄铁矿阶段：石英中的流体包裹体主要为富液两相型，大小为4～2 0 μm，主要在10～20 μm；气液比普遍可达V∶L=25∶75～40∶60（图6a）。
（Ⅱ） 石英_金_多金属硫化物阶段： 石英中的流体包裹体类型主要为气液两相 型，另外还有少量纯液相型和纯气相型的包裹体，大小为4～20 μm，小于10 μm的包裹体 居多；其中气液两相型包裹体的气液比变化范围较大，V∶L=10∶90～70∶30，主要集 中于V ∶L=20∶90～30∶70。可见气液比不同的包裹体群，反映成矿流体可能经历过流体不混溶（ 图6b、c）。
（Ⅲ） 石英阶段： 石英中的流体包裹体类型主要为富液两相型，含有少量纯液 相型，大部分小于10 μm，少数可达10～15 μm；其气液比大部分为V∶L=30∶70左右（图6 d、e）。
（Ⅳ） 方解石阶段： 方解石中的流体包裹体以富液两相型为主，可见少量纯液 相 流体包裹体，形态以长条状为主，普遍小于10 μm；气液比主要为V∶L=30∶70（图6f）。
天望台山金矿床各成矿阶段的均一温度（表2）：（Ⅰ）石英_黄铁矿阶段：成矿流体的均一 温度介于277.5～314.0℃，峰值区间为280～320℃（图7a）；（Ⅱ）石英_金_金属硫化物 阶段：成矿流体的均一温度介于197.5～294.1℃，均一温度峰值区间为240～280℃（图7c ）；（Ⅲ）石英阶段：成矿流体均一温度为187.7～278.0℃，均一温度的峰值区间为220 ～260℃（图7e）；（Ⅳ）方解石阶段：成矿流体的均一温
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图 6流体包裹体的岩相学特征
a. 第Ⅰ阶段石英中的富液两相包裹体； b. 第Ⅱ阶段石英中的气液比不同的流体包裹体群 ； c. 第Ⅱ阶段石英中的气液比不同的流体包裹体群； d. 第Ⅲ阶段石英中的富液两相包 裹体和纯液相包裹体； e. 第Ⅲ阶段石英中的富液两相包裹体； f. 第Ⅳ阶段方解 石中的富液两相包裹体
Fig. 6Microphysiography features of fluid inclusions a. Liquid rich two_phase type fluid inclusion in quartz of stage Ⅰ; b. Groups o f different types of fluid inclusions in quartz of stage Ⅱ; c. Groups of differ ent types of fluid inclusions in quartz of stage Ⅱ; d. Liquid rich two_phase ty pe and pure liquid type fluid inclusions in quartz of stage Ⅲ;e. Liqui d rich two_phase type fluid inclusios in quartz of stage Ⅲ; f. Liquid rich two_phase type fluid inclusions in calcite of stage Ⅳ
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表 2天望台山金矿床流体包裹体的均一温度、冰点及盐度
Table 2Homogenization temperature, freezing point and salinity of fluid inclus ions in the Tianwangtaishan gold deposit
注： L_V代表气液两相包裹体。 |
度在200.0～245.0℃，均一温度的峰 值区间为200～240℃（表2，图7g）。
根据盐度_冰点关系表（Bodnar，1993），换算得到各成矿阶段的盐度范围（表2）：（Ⅰ ）石英_黄铁矿阶段： 流体包裹体冰点温度介于-0.4～-1.1℃，平均值为-0.7℃，对应的成矿流体w(Na Cleq)为0.71%～1.91%，平均值为1.28%（图7b）；（Ⅱ）石 英_金_金属硫化物阶段：流体包裹体冰点温度介于-0.5～-1.2℃，平均值为-0.7， 对应的成矿流体w(NaCleq)为0.88%～2.07%，平均值为1.20%（图7d）； （Ⅲ）石英阶段：流体包裹体的冰点介于-0.5～-1.6℃，平均值为-0.9℃，对应的成矿 流体的w(NaCleq)为0.88%～2.74%，平均值为1.55%（图7f）；（Ⅳ）方 解 石阶段： 流体包裹体的冰点温度位于-0.3～-0.7℃，平均值为-0.5℃，对应的成矿流 体的w(NaCleq)为0.53%～1.23%，平均值为0.80%（图7h）。
根据NaCl溶液包裹体的密度式（刘斌等，1987；刘丽，2009；刘丽等，2012）计算出第Ⅰ阶
段成矿流体的密度为： 0.70～0.83 g/cm3，平均值为0.75 g/cm3；第Ⅱ阶段
成矿流体的密度为： 0.70～0.90 g/cm3，平均值为0.80 g/cm3；第Ⅲ阶
段成矿流体的密度为：0.81～0.90 g/cm3，平均值为0.85 g/cm3；第Ⅳ
阶段成矿流体的密度为0.81～0.87 g/cm3，平均值为0.84 g/cm3。
由于本矿床成矿流体的盐度很低，接近纯水状态。因此，本文利用均一温度根据纯水体系流
体的PVT相图（卢焕章等，2004）的投图估算成矿流体的均一压力（捕获压力的最低估计值
）得出： 第Ⅰ阶段成矿流体的均一压力的峰值区间为7.96～11.85 MPa；第Ⅱ阶段成矿流
体的均一压力的峰值区间为3.33～7.96 MPa；第Ⅲ阶段成矿流体的均一压力的峰值区间
在2.04～5.00 MPa；第Ⅳ阶段成矿流体的均一压力峰值区间为1.11～3.33 MPa。
本文将成矿流体均一压力作为流体捕获的最低压力估计值。假设成矿流体上覆静岩压力 ，取2.7 g/cm3作为上覆岩石的密度，由公式: P=ρgh（g=9.81 m/s2）可以估算 出本 矿床成矿深度的最低值为0.042～0.447 km；若成矿流体上覆静水压力，取1.03 g/cm3 （赵波，2003）作为上覆流体的密度，由公式: P=ρgh（g=9.81 m/s2）可以估算出本 矿 床成矿深度的最低值为0.109～1.173 km。2种方法估算出的成矿深度都不超过1.5 km， 属于浅成矿床。
对天望台山金矿主成矿阶段的石英中的流体包裹体进行群体包裹体成分分析，得到结果见表 3和表4。主成矿阶段的流体中气相成分主要为H2O、CO2、N2和O2，还少量CO和微量 的有机气体如CH4、C2H2、C2H4和C2H6。其中，N2/O2的比值为5.17～5 . 66（均值为5.43），O/R的比值为0.19～0.23（均值为0.21），反应成矿流体可能为还 原性的。液相中阳离子主要有Na+、K+和Ca2+，Mg2+含量相对较少，阴离 子以SO2-4、NO-3和Cl-，还有少量F-，与黑龙江典型的浅成低温热液型金 矿床的成矿流体（李成禄等，2013）相似。此外，SO2-4/Cl-比值为4.29～6.0 8（均值为5.34），SO2-4的含量远高于Cl-，Cl-/F-的值为0.58～12.4 3（均值为1.88），Na+/K+的值为0.55～1.55（均值为0.87），Na+/(Mg2+ +Ca2+)的值为0.17～0.43（均值为0.29）。分析结果中出现的高含量的 SO2-4有2种可能：一种可能是在热爆分析过程中，各种形式的低价态S离子，如HS -、S2-等都氧化形成SO，也就是说SO2-4代表了成矿流体各种形式S的 总量（Chen et al.,2006）；另一种可能是部分SO2-4是低价态S经氧化而来，部分 SO2-4属于成矿流体中原有的，在萨瓦亚尔顿金矿、银洞坡和穆龙套金矿（张静等 ，2006；陈华勇等，2007）都出现过类似的流体成分特征，可能属于普遍规律，在这种情况 下，大量硫化物的形成机理有待进一步的研究。总而言之，群体成分分析出现的大量SO 2-4反映Au在成矿流体中可能主要是与S形成络合物并运移的（Audetat et al.,1998; H einrich et al.,1999; Wilkinson et al.,2009）。前人的研究也 证实在中低温热液中，Au 更偏向于与S形成稳定络合物，如［Au(HS)2］-、［Au HS (H2S)3］0、［AuHS］ 0等在热液中迁移（Seward,1973; Gibert et al., 1998; Loucks et al., 1999）。
本次研究选取该矿床代表主成矿阶段的4个石英脉的样品，提纯石英单矿物作氢氧同位素测 试。通过V_SMOW标准给出流体中的δD的值，以V_PDB和V_SMOW标准给出石英中δ18O 的值。将V_SMOW标准的δ18O通过石英_水氧同位素分馏平衡公式（Clayton et a l.,1972）来计算流体中δ18O的值。其中，换算所采用的温度都是主成矿阶 段均一温 度峰值区间的平均值(表5)。从表中可以看出本阶段成矿流体的δDV_SMOW范围在 -163.5‰～-131.9‰，δ18OV_SMOW范围在-11.2‰～-9.1‰ （图8 ）。
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图 7第Ⅰ到Ⅳ成矿阶段流体包裹体均一温度和盐度直方图
a. 第Ⅰ阶段均一温度直方图； b. 第Ⅰ阶段盐度直方图； c. 第Ⅱ阶段均一温度直方图； d. 第Ⅱ阶段盐度直方图； e. 第Ⅲ阶段均一温度直方图； f. 第Ⅲ阶段盐度直方图； g. 第Ⅳ阶段均一温度直方图； h. 第Ⅳ阶段盐度直方图； i. Ⅰ到Ⅳ阶段均一温度总直方图； j. Ⅰ到Ⅳ阶段盐 度总直方图
Fig. 7Histogram of homogenization temperature and salinity of ore_forming flui ds of stage Ⅰ to Ⅳ
a. Histogram of homogenization temperature of stage Ⅰ; b. Histogram of salinity of stage Ⅰ; c. Histogram of homogenization temperature of stage Ⅱ; d. Histogr am of salinity of stage Ⅱ; e. Histogram of homogenization temperature of stage Ⅲ; f. Histogram of salinity of stage Ⅲ; g. Histogram of homogenization tempe rature of stage Ⅳ; h. Histogram of salinity of stage Ⅳ; i. Histogram of homog enization temperature of the four stages; j. Histogram of salinity of th e four stages
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表 5天望台山金矿第Ⅱ阶段成矿流体氢氧同位素组成
Table 5H_O isotope ratios of ore_forming fluids in stageⅡof the Tianwangtaish an gold deposit
注： 测试单位为核工业北京地质研究院分析测试研究中心，温度为第Ⅱ阶段均一温度峰值 区间的平均值。 |
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图 8氢氧同位素图解（底图据Taylor, 1974；旁开门和团 结沟的数据引自祁进平 等，2005；张志国等，2008） Fig. 8Diagram of hydrogen and oxygen isotope（basedigram modified aft er Taylo r, 1974; isotope ratios of the Pangkaimen and Tuanjiegou after Qi et al. , 2005 and
Zhang et al., 2008）
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天望台山金矿床各成矿阶段从第Ⅰ阶段到第Ⅳ 阶段，均一温度峰值区间依次为280～320℃→240～280℃→220～260℃→200～240℃； w(NaCleq)分别为0.71%～1.91%（ 平均值1.28%）→0.88%～2.07%（平均值1.20%）→0.88%～2.74%，（平均值1.60% ）→0.53%～1.23%（平均值为0.80%）；均一压力（捕获压力的最低估计值）分别为：7 . 96～11.85 MPa→3.33～7.96 MPa→2.04～5.00 MPa→1.11～3.33 MPa，具有低压的 特点。此外，本文利用静岩压力和静水压力2种方法估算得到 本矿床的成矿深度都不超过1.5 km，位于浅成热液矿床的成矿深度（0.05～1.5 km）以 内（张德会等，2011）。前人总结了黑龙江省浅成低温热液型金矿床的成矿流体的均一温度 多数 集中在150～280℃，w(NaCleq)集中在1.20%～8.36%，成矿压力为4.0～ 19.6 MPa（祁进平等，2005；李成禄等，2013）。天望台山金矿床第一阶段的均一温度最高可达 314°，反应其成矿早 期的成流体具有相对较高的温度，这种现象在国内一些典型的浅成低温热液型金矿床的早期 流体中也有出现，如东安金矿（348℃，敖贵武等，2004），三道湾子金矿（396℃，赵胜金 等，2010），闹枝金矿（327℃，黄圭成，1997）和紫金山金矿（373.5℃，辛秀等，2014） 。可以看出该矿床的均一温度位于浅成低温热液矿床的温度范围100～320℃（White et al. , 1995）内。因此，天望台山金矿床的成矿流体性质与典型的浅成低温热液金矿床具有较高 的一致性。
流体包裹体岩相学研究显示本矿床中流体包裹体的类型以气液两相型为主，含有少量纯气相 型和纯液相型包裹体，未见富CO2三相包裹体型和含子晶的多相型包裹体，明显不同于造 山 型的变质热液和岩浆热液，而与浅成低温热液型岩浆驱动大气降水热液相一致（陈衍景等, 2007），指示本矿床的成矿流体来源可能主要为大气降水。
群体包裹体成分分析显示主成矿阶段的流体气相成分以H2O、CO2、N2和O2为主，含 有少量CO和微量的有机气体CH4、C2H2等。刘丛强等（2001）研究认为地幔流体的气 相成分中应该是以H2O和CO2为主。李桃叶等（2005）对湘南骑田岭芙蓉锡矿田岩浆来源 成矿流体的研究中认为岩浆流体中的气相成分主要为H2O和CO2，另有少量CH4和CO。 显然，本金矿床的成矿流体与地幔流体和岩浆流体是有差别的。
氢氧同位素分析得到天望台山金矿床主成矿阶段流体的δDV_SMOW范围在-163.5‰～ -131.9‰，δ18OV_SMOW范围在-11.2‰～-9.1‰，两项指标 都明显低于岩 浆水 和变质水，在氢氧同位素图解上，投点接近大气降水线，略偏下方。张理刚等（1985）指出 该地区在中侏 罗世—早白垩世时，大气降水的δD为-100‰～-130‰；祁进平等（2005）总结出该地区浅 成低温热液型金矿床的δD明显偏低，具有高纬度地区大气降水δD特征；并且，同一矿集区 内的浅成低温热液型旁开门金矿床的δD为-150‰～-110‰，也具有明显偏低的δD（祁 进平等，2005；张志国等，2008）。
天望台山金矿床第Ⅰ阶段成矿流体均一温度峰值区间为280～320℃，相对应的均一压力为7 .96～11.85 MPa，第Ⅱ阶段（主成矿阶段）均一温度峰值区间为240～280℃，相对应的均 一压力为3.33～7.96 MPa，反映主成矿阶段有较大的降温降压作用。主成矿阶段的降温降 压作用可能 就是导致成矿元素沉淀富集成矿的主要机制。这种成矿流体的温压条件改变作为热液矿床的 成矿机制已经被广泛接受（张文淮等，1996；Gammons et al.，1997；Landtwing et al., 2005）。
另外，主成矿阶段的石英中可以见到纯气相、纯液相、富气两相和富液两相包裹体群。对共 生的富气两相和富液两相包裹体分别测均一温度，得到十分接近均一温度和相同的均一方式 （都均一至液相），说明这2种共生的包裹体是属于同一体系的流体，显示成矿流体经历过 不混溶作用。流体的不混溶是指某一种体系中出现两种甚至更多流体相的相互共生现象（Ro dder,1992；Halter et al., 2004）。它会使得原先均匀的流体发生相分离，产生两种甚至 更多的不均匀流体，导致其本身的平衡状态被破坏，其携带的成矿物质随即沉淀并富集成矿 ，因而成为一种重要的成矿机制（Drummond et al., 1985；卢焕章，2011）。Bowere（199 1）认为瞬间的降压作用可以诱发成矿流体的不混溶作用，并导致成矿作用的发生。根据天 望台山金矿床成矿流体的特征，本文认为该矿床中成矿流体的不混溶作用是伴随着流体的降 压 过程而发生的，并促进成矿元素的沉淀富集。而且，这种流体不混溶导致成矿的过程已经在 大量矿床的研究中得到证实（Sui et al.，2000；陈华勇等，2007；顾雪祥等，2010；李保 华等，2010；刘丽等，2012）。
由此可见，中生代末的早白垩世，由于地壳拆沉和太平洋板块走滑_斜向俯冲作用影响，大 兴安岭北段发生剧烈的火山活动，形成了大兴安岭火山岩带。在火山活动的间歇期，大量的 大气降水在区域性的深大断裂的导通下渗漏到深部，被隐伏岩浆体加热，并获取从岩浆中出 溶的富含H2S（aq）和成矿元素Au的挥发分（Loucks et al.,1999; Ulrich et al.,1999; Ha lter et al.,2002; 江思宏等，2004），形成了具有低温低盐度低密度低压的成矿流体。当 成矿流体运移到火山机构的断裂系统中，由于空间增大，压力骤减，导致成矿流体温度压力 条件急剧变化，并发生不混溶作用，进而引发成矿物质快速卸载沉淀并富集成矿。
(1) 天望台山金矿床成矿流体从第I阶段到第IV阶段，均一温度峰值区间依次为280～320℃ →2 40～280℃→220～260℃→200～240℃，总体上呈现中低温的状态，并具有降低的趋势； w(NaCleq)分别为0.71%～1.91%（平均值1.28%）→0.88%～2.07%（平均 值1.20%）→0.88%～2.74% （平 均值1.60%）→0.53%～1.23%（平均值为0.80%），总体上呈现出低盐度的状态，接近于 纯水体 系；密度分别为0.68～0.83 g/cm3（平均值0.76 g/cm3）→0.70～0.90 g/cm3( 平 均值0.80 g/cm3)→0.83～0.89 g/cm3(平均值0.85 g/cm3)→0.81～0.87 g/cm3（平均值0.84 g/cm3），具有低密度的特征；压力分别为： 7.96～11.85 MPa →3.33～7.96 MPa→2.04～5.00 MPa→1.11～3.33 MPa，具有 低压的特点；成矿深度的估算值显示浅成特点。天望台山金矿床的成矿流体的特征，与典型 的浅成低温热液金矿床具有较高的一致性。
(2) 根据流体包裹体岩相学研究、群体包裹体成分分析和氢氧同位素分析结果表明天望台山 金矿床的成矿流体的主要来源为大气降水。
(3) 通过对各阶段成矿流体的温度压力条件的对比研究，显示主成矿阶段存在明显的降温降 压作用，这种物理化学条件的变化可能是导致成矿元素沉淀成矿的主要机制。此外，对主成 矿阶段流体包裹体的研究显示成矿流体在主阶段发生过流体不混溶作用。因此，本文认为火 山机构的扩容减压导致成矿流体强烈的降温降压作用，以及与之伴随的流体的不混溶作用是 天望台山金矿床的重要成矿机制。
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