金盆梁金矿区位于陕西省商洛市柞水县北东约20 km，是南秦岭柞水-山阳矿集区北部勘查的一处颇具代表性的微细浸染型金矿，2012年至今累计探获Ⅰ-1矿体的金资源量达783 kg。目前矿区以金多金属找矿勘查为主，矿床学基础研究极为薄弱，特别是元素迁移富集过程与流体演化的关键证据缺失，导致其成因类型与金的富集机理尚不清楚，制约着下一步的找矿方向。鉴于此，本文以金盆梁金矿床为研究对象，通过流体包裹体显微测温、激光拉曼分析和C-H-O-S-Pb同位素研究，以查明该矿床的成矿流体演化特征，示踪可能的成矿物质来源，探讨矿床成因与金的沉淀机制，为区域金多金属成矿规律研究与找矿勘查提供理论支撑。

南秦岭柞水-山阳矿集区位于Ⅳ-66B-2柞水-山阳Fe-Ag-Pb-Zn-Cu-Au-硫-重晶石-煤成矿亚带（李维成等，2022），属于秦岭造山带陕西段五大矿集区之一，夹持于北部商丹断裂与南部山阳-凤镇断裂之间的南秦岭北部晚古生代裂陷带（王宗起等，2009；张国伟等，2019；王瑞廷等，2021）。矿集区内北西-北西西向断裂最为发育，控制着金多金属矿产的空间分布（图1）。

区域内泥盆系和石炭系分布最为广泛，山阳-凤镇断裂以北主要为中-上泥盆统（桐峪寺组、青石垭组、池沟组及牛耳川组）浅海-半深海相的浅变质沉积碎屑岩、碳酸盐岩及复理石建造，以及下石炭统的海陆交互相含煤岩系，岩性为砂岩、粉砂岩、板岩及灰岩（Ding et al., 2022）；南部则以中-上泥盆统和石炭系的浅海陆棚碎屑岩、碳酸盐岩建造为主（王瑞廷等, 2021）。中生代构造-岩浆活动与成矿作用极为强烈，以东江口、柞水、曹坪和沙河湾为代表的印支期（230~210 Ma）花岗岩呈近东西向分布于矿集区北部；燕山期浅成-超浅成的小斑岩体多侵位于北西-北西西向断层与南北向断层的交会部位，成岩年龄集中于150~140 Ma，与晚侏罗世—早白垩世的金、铜（钼）成矿关系密切（谢桂青等，2012；吴发富等，2014；朱赖民等，2019；Zhang et al., 2021）。

区内矿产资源丰富，以Au、Ag、Cu、Fe为优势矿种，典型矿床有银硐子-大西沟特大型热水沉积改造型银多金属矿床（方维萱等，2000）、夏家店大型卡林型金矿床（高菊生等，2006；刘凯等，2019；丁坤等，2021）及小河口中型斑岩型铜矿床（熊潇等，2019）等。截至目前，已发现大小金矿床（点）20余处，大多沿山阳-凤镇断裂的南北两侧展布，金盆梁金矿即位于矿集区的北端（图1）。

矿区出露的地层主要为上泥盆统（D₃）浅变质火山-沉积岩系、上泥盆统桐峪寺组（D₃t）浅海-滨浅海相沉积碎屑岩及下石炭统二峪河组（C₁e）海陆交互相中-薄层灰岩、石英粉砂岩、粉砂质板岩及绢云千枚岩等。近东西向层间断裂（F₁₂~F₁₈）与曹坪-红岩寺复式向斜构成矿区的基本构造格架，后期叠加北西向（F₂₂）右行、北东向（F₃₆、F₃₇）左行走滑断裂；控矿构造以近东西向-北西向脆-韧性剪切断裂为主。印支期曹坪二长花岗岩侵位于北部上泥盆统中，成岩年龄介于（212±2）Ma~（224.1±1.1）Ma（弓虎军等, 2009; Jiang et al., 2010; Hu et al., 2016; Lu et al., 2017;黄倩雯等, 2018）；另外，同期的闪长玢岩脉和云斜煌斑岩脉也较为发育（图2）。

含金蚀变带主要产于上泥盆统桐峪寺组第五岩性段（D₃t⁵）与第六岩性段（D₃t⁶）粉砂质板岩和钙质板岩的强片理化带、蚀变破碎带及脆-韧性断层中，以近东西向和北西-北西西走向为主，次为近南北向（图2）。圈定的14条蚀变带长150~1070 m，宽0.80~10.5 m，金品位0.05~12.36 g/t，由毒砂-黄铁矿化（地表为强褐铁矿化）粉砂质板岩和粉砂岩、碳酸盐±石英脉及少量石英细脉-网脉组成。目前，金盆梁矿区共圈定2个工业矿体，呈近东西向透镜状分布于玄檀沟-太山庙一带，赋矿标高1264~1506 m，向南陡倾（180°~185°∠70°~85°）。矿体控制长度163~593 m，厚度0.80~7.25 m，平均金品位4.53~4.60 g/t；其中，Ⅰ-1主矿体推断资源量为783 kg。因受脆-韧性断裂控制，矿体与围岩界线较为清晰（图3a、b）。围岩蚀变类型包括硅化、毒砂-黄铁矿化、绢云母化及碳酸盐化等，以硅化和毒砂-黄铁矿化与金矿化关系最为密切。

矿石类型有微细浸染型和石英脉型2类，以前者为主。其中，微细浸染型金矿石的金属矿物含量约为5%~8%，包括细粒自形毒砂、早世代他形粗粒黄铁矿（Py-1）和晚世代自形-半自形细粒黄铁矿（Py-2）等，偶见辉锑矿，见硫化物集合体呈细脉状产出（图3c、f）；石英脉型矿石以锑（金）矿化为主，呈宽3~5 cm的浅黄绿色石英-硫化物细脉，金属矿物主要为辉锑矿，次为白铁矿和锑氧化物，含微量毒砂和黄铁矿（图3d、g）。非金属矿物有石英、绢云母、方解石和少量白云石等。矿石构造包括微细浸染状、细脉浸染状、细脉-网脉状和团斑状构造，具自形-半自形晶结构、他形结构、浸蚀结构、包含结构、弱增生环带结构及交代残余结构等（图3c~k）。

金盆梁金矿床的热液作用过程可划分为3个成矿阶段，由早至晚分别为：Ⅰ.毒砂-黄铁矿-硅化阶段，属于金的主成矿阶段，以微细浸染状毒砂、（含砷）黄铁矿和硅化为特征（图3c、i、j），金以固溶体金（Au⁺）和纳米金（Au⁰）形式赋存于毒砂和黄铁矿中（葛战林等, 2023）；Ⅱ.石英（Qtz2）-辉锑矿-白铁矿±锑氧化物阶段，以锑（金）矿化为主，呈浅黄绿色石英-辉锑矿脉切穿毒砂-黄铁矿化粉砂质板岩，辉锑矿以细脉状、团斑状集合体形式赋存于石英脉中（图3d、g），白铁矿含微量纳米金（Au⁰）；Ⅲ.方解石-石英（Qtz3）阶段，不含矿，呈宽3~7 cm的白色石英-方解石脉充填于围岩中（图3a），在矿体的远端尤为密集发育，显微镜下见方解石细脉切穿Ⅱ阶段粗粒石英（图3h）。

图1柞水-山阳矿集区地质简图（据朱赖民等, 2019）

1—第四系；2—石炭系；3—泥盆系；4—下古生界；5—前寒武系；6—晚侏罗世—早白垩世花岗岩；7—中-晚三叠世花岗岩；8—新元古代花岗岩；9—新元古代闪长岩；10—辉长-辉绿岩；11—角闪岩；12—卡林型金矿床；13—热水沉积改造型银矿床；14—热水沉积改造型铜矿床；

15—热水沉积改造型铁矿床；16—岩浆分结型铁矿床；17—矽卡岩-斑岩型铜矿床；18—断层；19—地质界线；20—地名

Fig. 1 Simplified geological map of the Zhashui-Shanyang ore cluster area (after Zhu et al., 2019)

1—Quaternary; 2—Carboniferous; 3—Devonian; 4—Lower Paleozoic; 5—Precambrian; 6—Late Jurassic-Early Cretaceous granite; 7—Middle-Late Triassic granite; 8—Neoproterozoic granite; 9—Neoproterozoic diorite; 10—Gabbro-diabase; 11—Amphibolite; 12—Carlin-type Au deposit;

13—SEDEX Ag deposit; 14—SEDEX Cu deposit; 15—SEDEX iron deposit; 16—Magmatic iron deposit; 17—Skarn-porphyry Cu deposit;

18—Fault; 19—Geological boundary; 20—Place name

图2金盆梁金矿床地质图（据葛战林等, 2023）

1—下石炭统二峪河组上亚组下段；2—下石炭统二峪河组下亚组上段；3—上泥盆统（未分）；4—上泥盆统桐峪寺组第六岩性段；5—上泥盆统桐峪寺组第五岩性段上亚段；6—上泥盆统桐峪寺组第五岩性段下亚段；7—上泥盆统桐峪寺组第四岩性段上亚段；8—二长花岗岩；9—闪长玢岩脉；10—云斜煌斑岩脉；11—金矿体及编号；12—含金蚀变带及编号；13—断层、平移断层及编号；14—地质界线；15—地名；16—采样位置

Fig. 2 Geological map of the Jinpenliang gold deposit (after Ge et al., 2023)

1—Lower Member of the Upper Sub-Formation of Lower Carboniferous Eryuhe Formation; 2—Upper Member of the Lower Sub-Formation of Lower Carboniferous Eryuhe Formation; 3—Upper Devonian (undivided); 4—The sixth Member of Upper Devonian Tongyusi Formation; 5—Upper Sub-Member of the fifth Member of Upper Devonian Tongyusi Formation; 6—Lower Sub-Member of the fifth Member of Upper Devonian Tongyusi Formation; 7—Upper Sub-Member of the fourth Member of Upper Devonian Tongyusi Formation; 8—Monzogranite; 9—Diorite porphyrite;

10—Kersantite; 11—Gold orebody and its number; 12—Alteration zone and its number; 13—Fault and strike-slip fault and its number; 14—Geological boundary; 15—Place name; 16—Sampling location

图3金盆梁金矿床典型矿体与矿石特征

a. Ⅰ-1主矿体赋存于粉砂质板岩的脆-韧性剪切断裂中，石英（Qtz2）-辉锑矿-白铁矿脉沿裂隙充填于毒砂-黄铁矿化粉砂质板岩中；b.石英（Qtz2）-辉锑矿-白铁矿脉发生强韧性变形呈透镜状，指示左行剪切作用，石英（Qtz3）-方解石脉变形较弱；c.微细浸染型金矿石，见毒砂、黄铁矿呈浸染状分布；d.石英脉型锑矿石，辉锑矿集合体呈细脉状、团斑状产出；e.石英-方解石脉手标本；f.毒砂和黄铁矿呈微细浸染状，毒砂沿边部交代早世代他形黄铁矿，与晚世代自形-半自形黄铁矿共生；g.辉锑矿呈半自形粒状赋存于石英脉中，白铁矿沿边部、内部交代辉锑矿；h.石英-方解石脉穿切粗粒石英（Qtz2）；i.早世代粗粒他形黄铁矿呈暗色的均质结构，见自形毒砂沿边部交代；j.毒砂呈明亮的均质结构，集合体呈放射状（BSE）；k.白铁矿背散射图像呈暗色，交代明亮的辉锑矿（BSE）

Apy—毒砂；Py—黄铁矿；Sti—辉锑矿；Mrc—白铁矿；Qtz—石英；Cal—方解石

Fig. 3 Characteristics of typical orebodies and ores in the Jinpenliang gold deposit

a. Ⅰ-1 main orebody occurring in brittle-ductile shear zone within the silty slate, and fracture-filling quartz (Qtz2)-stibnite-marcasite veins in the arsenopyrite and pyrite altered silty slate; b. The sinistral sheared quartz (Qtz2)-stibnite-marcasite veins and weakly deformed quartz (Qtz3)-calcite veins; c. Scattered arsenopyrite and pyrite in the micro-disseminated Au ore; d. Stibnite aggregates occurring as veinlet and spot in the quartz vein-type Sb ore; e. Hand specimen of quartz-calcite vein; f. Disseminated arsenopyrite and pyrite, arsenopyrite replacing the early generation of anhedral pyrite and coexisting with the late generation euhedral-subhedral pyrite; g. Marcasite replacing subhedral stibnite within quartz vein; h. Quartz-calcite veinlets cutting coarse-grained quartz (Qtz2); i. Euhedral arsenopyrite replacing the early generation coarse-grained anhedral pyrite (BSE image);

j. Arsenopyrite aggregate in radial pattern with bright and homogenous structures (BSE image); k. Dark marcasite replacing bright stibnite(BSE image)Apy—Arsenopyrite; Py—Pyrite; Sti—Stibnite; Mrc—Marcasite; Qtz—Quartz; Cal—Calcite

图4金盆梁金矿床流体包裹体显微照片

a、b. V-L型和PL型包裹体，Ⅱ阶段；c. V-L型与C型、PC型包裹体共存，Ⅱ阶段；d. V-L型与S_NaCl型包裹体共存，Ⅲ阶段；e.负晶形V-L型包裹体，Ⅲ阶段；f. V-L型与PL型、C型、S_NaCl型包裹体共存，Ⅲ阶段；g. C型与PC型、S_NaCl型包裹体共存，Ⅲ阶段；h.不同相比的C型包裹体，Ⅲ阶段；i. V-L型与C型包裹体共存，Ⅲ阶段

Qtz—石英；Cal—方解石；L_H2O—液相水；V_H2O—气相水；L_CO2—液相CO₂；V_CO2—气相CO₂；S_NaCl—固相石盐子晶

Fig. 4 Microphotographs of fluid inclusions in quartz and calcite from the Jinpenliang gold deposit

a, b. Type V-L and type PL inclusions in stageⅡ; c. Coexistence of type V-L, type C, and type PC inclusions in stageⅡ; d. Coexistence of type V-L and type S_NaClinclusions in stageⅢ; e. Negative type V-L inclusion in stageⅢ; f. Coexistence of type V-L, type PL, type C, and type S_NaClinclusions in stageⅢ; g. Type C inclusion coexisting with type PC and type S_NaClinclusions in stageⅢ; h. Various phase ratio of type C inclusions in stageⅢ; i. Type V-L inclusion coexisting with type C inclusions in stageⅢ

Qtz—Quartz; Cal—Calcite; L_H2O—Liquid H₂O; V_H2O—Vapor H₂O; L_CO2—Liquid CO₂; V_CO2—Vapor CO₂; S_NaCl—Solid halite

测试样品均采自金盆梁金矿区老硐内的Ⅰ-1和Ⅱ-1矿体，包括微细浸染型矿石（Ⅰ阶段）、石英脉型矿石（Ⅱ阶段）及无矿方解石-石英脉（Ⅲ阶段），以确保记录热液演化过程的完整信息。样品经详细观察、记录及拍照后，磨制流体包裹体片用于岩相学观察、显微测温及激光拉曼光谱分析；挑选Ⅱ、Ⅲ阶段的4件石英样品进行H-O同位素测试，选取Ⅲ阶段的5件热液方解石样品进行C-O同位素测试，挑纯Ⅰ阶段共4件毒砂和黄铁矿样品进行S-Pb同位素测试。

流体包裹体岩相学观察和显微测温在中国地质大学（北京）地质过程与矿产资源国家重点实验室矿床地球化学微区分析室完成。显微测温仪器为英国产Linkam MDSG600型冷热台，与德国ZEISS公司的偏光显微镜连用，技术参数为：铂电阻传感器，测温范围-196~600℃；在加热过程中设置的控温速率不大于20℃/min，相变点附近升温速率一般小于1℃/min。单个包裹体激光拉曼分析在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成；使用仪器为英国产Renshaw inViaLaser型激光拉曼光谱仪，激发波长为514.5 nm，光谱范围100~4300 cm^-1，可连续扫描；光谱分辨率小于1 cm^-1，空间分辨率小于1μm。

C-H-O-S-Pb同位素分析均在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。氢、氧同位素测试仪器为ThermoFisher 253 Plus型质谱仪，石英氧同位素采用BrF₅分析方法，包裹体水在高温（1420 ℃）裂解炉内与玻璃碳粒反应生成H₂，送入质谱仪测定氢同位素，分析精度分别为±0.2‰和±1‰，测试结果以V-SMOW为标准。方解石碳、氧同位素采用100%磷酸法，仪器为253 Plus型质谱仪，分析精度均优于±0.1‰，测试结果以V-PDB为标准。硫同位素测试仪器为253 Plus型质谱仪，分析精度为±0.2‰，测试结果以V-CDT为标准；铅同位素测试仪器为ThermoFisher Neptune Plus型多接收等离子质谱仪，具体方法见吴欢欢等（2022），²⁰⁸Pb/²⁰⁶Pb、²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb和²⁰⁸Pb/²⁰⁶Pb同位素比值的测试精度优于±0.005%。

由于Ⅰ阶段缺少适宜流体包裹体研究的热液矿物，因此，本文重点对Ⅱ、Ⅲ阶段开展包裹体岩相学、显微测温和激光拉曼光谱分析。热液石英中的流体包裹体数量远多于方解石，以原生包裹体为主，次生与假次生包裹体较少。按原生包裹体在室温下（25℃）的相态与成分特征，共识别出5种类型的流体包裹体（图4），具体的岩相学特征详述如下：

H₂O-NaCl两相包裹体（V-L型）：属于Ⅱ、Ⅲ阶段最主要的包裹体类型，呈孤立状或成群分布在热液石英和方解石中，约占包裹体总数的73%（图4a、b、e）。包裹体由气相水+液相水（V_H2O+L_H2O）组成，以负晶形、椭圆状形态为主，大小多介于3~8μm之间，个别可达10~13μm；室温下的气相分数集中于5%~10%，少数可达35%。该类型包裹体常与PL型、C型、PC型及S_NaCl型包裹体在同一视域共存（图4b~d）。

纯液相H₂O包裹体（PL型）：呈孤立状或线状存在于Ⅱ、Ⅲ阶段的石英中，由单一液相水（L_H2O）组成，约占包裹体总数的2%。形态以椭圆状为主，大小3~10μm，多与V-L型包裹体共生（图4b、f）。

CO₂-H₂O-NaCl±CH₄包裹体（C型）：主要呈孤立状分布在Ⅲ阶段石英中，数量相对较少，约占总数的5%。包裹体形态多呈负晶形和椭圆状，大小6~9μm，CO₂相（L_CO2+V_CO2）分数变化于20%~85%之间，集中于20%~40%。因绝大多数包裹体CO₂相（L_CO2+V_CO2）的部分均一温度低于25℃，室温下主要呈液相水+液相CO₂（L_H2O+L_CO2）两相；少数具明显的“双眼皮”，由液相水+液相CO₂+气相CO₂（L_H2O+L_CO2+V_CO2）三相组成（图4f~i）。该类型包裹体多与其他类型包裹体共生，构成不混溶流体包裹体群。

纯液相CO₂±CH₄包裹体（PC型）：仅呈孤立状分布于Ⅲ阶段的寄主石英中，含量较多，约占包裹体总数的17%。包裹体形态以负晶形和浑圆状为主，呈暗黑色，大小多介于4~8μm，个别可达10μm以上；室温下由单一液相CO₂（L_CO2）组成，冷热台降温过程中可出现气相CO₂（V_CO2）。同一视域与C型包裹体密切共生（图4c、g）。

含子晶多相包裹体（S_NaCl型）：仅见于Ⅲ阶段的热液石英中，数量少（约占包裹体总数的3%），以发育立方体的石盐子晶为鉴别特征。以负晶形形态为主，大小集中于4~6μm，个别大于15μm，室温下由液相水+气相水+固相石盐子晶（L_H2O+V_H2O+S_NaCl）三相组成，V_H2O所占分数为5%~10%（图4d、f、g）；可见其与V-L型、C型等包裹体在同一视域共存。

除PL型包裹体外，金盆梁金矿床Ⅱ、Ⅲ阶段的流体包裹体显微测温结果见表1和图5。包裹体的固相CO₂初溶温度（t_m-CO2）、笼合物熔化温度（t_m-ice）、部分均一温度（t_h-CO2）、冰点温度（t_m-ice）、子晶熔化温度（t_m-halite）及完全均一温度（t_h-total），由冷热台测定。利用H₂O-NaCl体系盐度-冰点公式（Hall et al., 1988）与密度式（刘斌等, 1987），计算获得V-L型包裹体的盐度和密度；通过FLINCOR软件的CO₂-H₂O-NaCl体系、CO₂体系及H₂O-NaCl体系计算（Brown, 1989），分别获取C型、PC型和S_NaCl型包裹体相关的盐度、CO₂摩尔分数（x(CO₂)、CO₂相密度（ρ_CO2）及总密度（ρ_total）。Ⅱ、Ⅲ两个阶段流体包裹体的测温结果分述如下。

Ⅱ阶段：仅测到石英中V-L型包裹体的相关温度，冷热台快速降温至−63~−39℃时，包裹体完全冷冻。冰点温度为−5.2~−0.2℃（平均值−2.1℃），对应的盐度w(NaCl_eq)为0.4%~8.1%（平均值3.5%，峰值0~6.0%）；包裹体均以气相水消失达到均一，均一温度范围较大（123~359℃），峰值为200~290℃，包裹体总密度介于0.64~0.99 g/cm³（平均值0.83 g/cm³）（图5a、b）。

Ⅲ阶段：石英中的包裹体类型以V-L型为主，含少量C型、PC型及S_NaCl型包裹体。冷热台降温至−65~−44℃时，V-L型包裹体完全冷冻；冰点温度为−11.3~−0.7℃（平均值−5.5℃），相应盐度w(NaCl_eq)为1.2%~15.3%（平均值8.1%，峰值2.0%~8.0%）；V-L型包裹体均以气相水消失而均一，均一温度介于114~360℃之间，包裹体密度为0.68~1.02 g/cm³（平均值0.89 g/cm³）（图5c、d）。C型包裹体在冷热台降温至−100~−97℃时完全冷冻，固态CO₂初熔温度为−61.2~−57.1℃，显著低于CO₂三相点温度（−56.6℃），暗示包裹体中可能混有微量CH₄、N₂组分；笼合物熔化温度为5.5~9.5℃，对应盐度w(NaCl_eq)为1.0%~8.2%（平均值4.6%）；CO₂相部分均一温度、密度和摩尔分数分别为14.5~28.6℃、0.64~0.83 g/cm³及0.08~0.65，全部均一至液相CO₂；绝大多数C型包裹体完全均一至液相水，个别均一至液相CO₂，均一温度为242~344℃，包裹体总密度为0.84~0.96 g/cm³，平均值0.92 g/cm³（图5c~f）。PC型包裹体在降温至−102~−97℃时完全冷冻，固态CO₂初熔温度介于−59.9~−56.7℃（平均值−58.4℃，峰值−59.0~−57.5℃），低于CO₂三相点温度；包裹体全部均一至液相CO₂，均一温度为7.0~21.7℃（图5e、f）；密度为0.76~0.88 g/cm³，平均值0.80 g/cm³。S_NaCl型包裹体多以子晶先熔化、气泡后消失而达到均一，说明其捕获于NaCl不饱和溶液（顾雪祥等, 2019）；石盐子晶熔化温度为188~255℃，相应盐度w(NaCl_eq)为31.3%~35.0%（平均值32.4%）；均一温度介于205~388℃，包裹体密度为1.10~1.19 g/cm³，平均值1.14 g/cm³（图5c、d）。

表1金盆梁金矿床流体包裹体显微测温结果

Table 1 Microthermometric data of fluid inclusions in quartz from the Jinpenliang gold deposit

成矿阶段及 寄主矿物	类型	范围	tm-CO2 /℃	tm-clathrate /℃	th-CO2 /℃	tm-ice /℃	tm-halite /℃	th-total /℃	盐度w(NaCleq) /%	x(CO2)	ρCO2 /g/cm3	ρtotal /g/cm3
Ⅱ阶段 石英（Qtz2）	V-L型	最小值				−5.2		123	0.4			0.64
		最大值				−0.2		359	8.1			0.99
		平均值				−2.1		243	3.5			0.83
		n				22		42	22			22
Ⅲ阶段 石英（Qtz3）	V-L型	最小值				−11.3		114	1.2			0.68
		最大值				−0.7		360	15.3			1.02
		平均值				−5.5		239	8.1			0.89
		n				20		32	20			20
	C型	最小值	−61.2	5.5	14.5			242	1.0	0.08	0.64	0.84
		最大值	−57.1	9.5	28.6			344	8.2	0.65	0.83	0.96
		平均值	−58.5	7.6	20.1			285	4.6	0.23	0.76	0.92
		n	5	5	5			5	5	5	5	5
	PC型	最小值	−59.9		7.0							0.76
		最大值	−56.7		21.7							0.88
		平均值	−58.4		17.6							0.80
		n	16		17							17
	SNaCl型	最小值					188	205	31.3			1.10
		最大值					255	388	35.0			1.19
		平均值					209	327	32.4			1.14
		n					4	4	4			4

注：t_m-CO2为固相CO₂初熔温度；t_m-clathrate为笼合物熔化温度；t_h-CO2为CO₂相部分均一温度；t_m-ice为冰点温度；t_m-halite为石盐子晶熔化温度；x(CO₂)为CO₂摩尔分数；ρ_CO2为CO₂相密度；ρ_total为包裹体总密度。

单个流体包裹体的激光拉曼光谱测试结果表明，Ⅱ阶段石英中V-L型包裹体的气相水和液相水成分主要为H₂O（图6a）。Ⅲ阶段石英中V-L型包裹体的气相水和液相水成分以H₂O为主，气相水中含微量CO₂（图6b）；CO₂-H₂O两相（C型）包裹体的液相水成分除以H₂O为主外，还含有微量CO₂和CH₄，液相CO₂成分主要为CO₂和CH₄（图6c），与显微测温过程中固相CO₂初溶温度低于CO₂三相点相符；PC型包裹体成分主要由CO₂和CH₄组成（图6d）。

综合包裹体岩相学特征和测温结果，金盆梁金矿床存在较为明显的流体体系变化，即由Ⅱ阶段的贫CO₂的H₂O-NaCl简单体系，演化至Ⅲ阶段还原的富CO₂-H₂O-NaCl±CH₄复杂体系。

金盆梁金矿床4件石英的H-O同位素分析结果列于表2。其中，Ⅱ阶段石英的δD_V-SMOW值为−104.8‰~−101.4‰，平均值为−103.1‰；δ¹⁸O_V-SMOW值为18.7‰~19.2‰，平均值为19.0‰；δ¹⁸O_H2O值范围为9.4‰~9.9‰，平均值为9.6‰。Ⅲ阶段石英δD_V-SMOW值为−105.1‰~−98.3‰，平均值为−101.7‰；δ¹⁸O_V-SMOW值为18.7‰~19.0‰，平均值为18.9‰；δ¹⁸O_H2O值介于9.9‰~10.2‰之间，平均值为10.1‰。

Ⅲ阶段5件热液方解石的δ¹³C_V-PDB、δ¹⁸O_V-PDB和δ¹⁸O_V-SMOW值分别为−2.5‰~0.1‰（平均值为−1.5‰）、−14.6‰~−14.0‰（平均值为−14.4‰）和15.8‰~16.4‰（平均值为16.1‰）；计算的成矿流体δ¹³C_CO2值和δ¹⁸O_H2O范围分别为−1.2‰~1.4‰（平均值为−0.1‰）、9.1‰~9.7‰（平均值为9.4‰）（表2）。

金盆梁金矿床Ⅰ阶段4件硫化物的S-Pb同位素测试结果列于表3。毒砂的δ³⁴S_V-CDT值（−11.90‰~−10.20‰，平均值为−11.05‰）略大于黄铁矿的δ³⁴S_V-CDT值（−12.50‰−10.31‰，平均值为−11.41‰）；但总体而言，两者的δ³⁴S_V-CDT值均为负值且较为集中，变化于−12.50‰~−10.20‰之间，平均值为−11.23‰。毒砂和黄铁矿的铅同位素组成较为均一，²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb（17.947~18.399）、²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb（15.635~15.649）、²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb（38.275~38.398）、Th/U比值（3.72~3.94）、μ值（9.53~9.60）及ω值（36.60~39.04）的变化范围较小，说明矿石铅以正常铅为主，基本不含或仅含少量放射性成因铅。

图5金盆梁金矿床流体包裹体均一温度（a、c）、盐度（b、d）、CO₂初熔温度（e）及部分均一温度（f）直方图

Fig. 5 Histograms of homogenization temperatures (a, c), salinities (b, d), melting temperatures of solid CO₂(e), and partial homogenization temperatures of CO₂(f) of fluid inclusions in quartz from the Jinpenliang gold deposit

由表2可知，南秦岭金盆梁金矿床Ⅲ阶段流体的氢、氧同位素值（δ¹⁸O_H2O=9.9‰~10.2‰，δD_V-SMOW=−105.1‰~−98.3‰）略大于Ⅱ阶段（δ¹⁸O_H2O=9.4‰~9.9‰，δD_V-SMOW=−104.8‰~−101.4‰），两者的氧同位值均落于典型变质水（δ¹⁸O=5‰~25‰，δD=−70‰~−20‰）和有机水的δ¹⁸O值范围内，略高于岩浆水（δ¹⁸O=5.5‰~9.0‰，δD=−40‰~−80‰），δD_V-SMOW值显著低于变质水和岩浆水（Taylor, 1974; Sheppard, 1986）。在δD-δ¹⁸O_H2O图解（图7）中，样品点集中落于变质水下方和岩浆水右下方的有机水范围内，向右偏离大气降水线，说明流体可能来源于循环大气降水或有机水，而非单一的变质水和岩浆水。

南秦岭海西-印支期构造层和围岩地层为硅碳泥岩建造（如碳酸盐岩、硅质岩和石英砂岩等），以富δ¹⁸O值（20.0‰~23.4‰）为特征，具备提高流体氧同位素的能力（张静等, 2002;陈衍景等, 2004）。金盆梁金矿处于南秦岭晚古生代裂陷盆地，赋矿岩系为泥盆系富δ¹⁸O值的碎屑沉积岩，类似于南秦岭镇安-旬阳（金龙山金矿，δ¹⁸O_H2O=−1.9‰~13.9‰，δD=−105‰~−63‰）（张静等, 2002）和柞水-山阳（夏家店、龙头沟和王家坪金矿，δ¹⁸O_H2O=−9.6‰~19.4‰，δD=−113.0‰~−52.1‰）盆地典型卡林型金矿（图7），氢、氧同位素组成以富δ¹⁸O、低δD值为特征，且δ¹⁸O_H2O值变化范围宽泛（齐亚林等，2004；高菊生等，2006；原莲肖等，2007；侯俊富，2008；胡西顺等，2010；宁磊，2015；刘新伟等，2016；丁坤，2020；丁坤等，2021；丁乐乐，2022），显著不同于北秦岭岩浆热液型金矿（杨斜金矿，δ¹⁸O_H2O=−1.3‰~3.3‰，δD_V-SMOW=−87.7‰~−67.2‰；余晓红，2017；Zhao et al., 2023）。上述特征表明，金盆梁金矿与南秦岭典型卡林型金矿具有相同的成矿流体来源，即主要由大气降水与富δ¹⁸O的围岩地层发生氧同位素交换演化而成（张静等，2002；陈衍景等，2004；刘家军等，2019），碳、氧同位素示踪结果也进一步印证了该推论。

表2金盆梁金矿床热液石英和方解石C-H-O同位素组成

Table 2 C-H-O isotope compositions of hydrothermal quartz and calcite from the Jinpenliang gold deposit

样品号	成矿阶段	矿物	δDV-SMOW/‰	δ18OV-SMOW/‰	δ18OH2O/‰	th/℃	δ13CV-PDB/‰	δ18OV-PDB/‰	δ13CCO2/‰
JPL-H-O-3	Ⅱ	石英	−101.4	18.7	9.4	243
JPL-H-O-4		石英	−104.8	19.2	9.9	243
JPL-H-O-1	Ⅲ	石英	−98.3	18.7	9.9	253
JPL-H-O-2		石英	−105.1	19.0	10.2	253
JPL-C-O-1		方解石		15.8	9.1	253	−2.5	−14.6	−1.1
JPL-C-O-2		方解石		16.0	9.3	253	−2.5	−14.4	−1.2
JPL-C-O-3		方解石		15.8	9.1	253	−2.5	−14.6	−1.1
JPL-C-O-4		方解石		16.4	9.7	253	0.1	−14.0	1.4
JPL-C-O-5		方解石		16.4	9.7	253	0.1	−14.0	1.4

表3金盆梁金矿床硫化物S-Pb同位素组成

Table 3 S-Pb isotope compositions of sulfides from the Jinpenliang gold deposit

样品号	成矿阶段	矿物	δ34SV-CDT/‰	206Pb/204Pb	207Pb/204Pb	208Pb/204Pb	μ	ω	Th/U
JPL-S-Pb1	Ⅰ	毒砂	-10.20	18.223	15.649	38.378	9.58	37.77	3.82
JPL-S-Pb1		黄铁矿	-10.31	18.317	15.646	38.275	9.56	36.78	3.72
JPL-S-Pb2		毒砂	-11.90	18.399	15.635	38.363	9.53	36.60	3.72
JPL-S-Pb2		黄铁矿	-12.50	17.947	15.640	38.314	9.60	39.04	3.94

注：石英-水的氧同位素平衡分馏方程为δ¹⁸O_V-SMOW-δ¹⁸O_H2O=1000lnα_石英-水=3.38×10⁶/(273.15+t_h)²-3.40（Clayton et al., 1972）；方解石-CO₂的碳同位素平衡分馏方程为δ¹³C_V-PDB-δ¹³C_CO2=1000lnα_{方解石-CO2}=-8.914×10⁸/(273.15+t_h)³+8.557×10⁶/(273.15+T_h)²-18.11×10³/(273.15+t_h)+8.27（Ohmoto et al., 1979）；方解石-水的氧同位素平衡分馏方程为δ¹⁸O_V-SMOW-δ¹⁸O_H2O=1000lnα_{方解石-水}=2.78×10⁶/(273.15+t_h)²-3.39（O’Neil et al., 1969）；方解石δ¹⁸O_V-SMOW=1.03086×δ¹⁸O_V-PDB+30.86（Friedman et al., 1977）。

矿区方解石的δ¹³C_V-PDB值为−2.5‰~0.1‰（表2），显著高于沉积有机物还原性碳的δ¹³C值（−10‰~−35‰）和火成碳酸岩和地幔包体的δ¹³C值（−5‰±2‰），但仍难以区分碳同位素究竟是来源于海相碳酸盐（δ¹³C=−2‰~4‰），还是地壳岩石部分熔融形成的花岗岩类及基性-超基性岩（δ¹³C=−10‰~2‰）。在δ¹³C-δ¹⁸O图解（图8）中，样品点落于海相碳酸盐与花岗岩的中间区域，整体与南秦岭典型卡林型金矿的碳、氧同位素组成相近（δ¹³C_V-PDB=−8.1‰~2.3‰，δ¹⁸O_SMOW=6.7‰~24.9‰）（张静等，2002；任涛等，2014；宁磊，2015；丁坤，2020；丁乐乐，2022），明显高于北秦岭杨斜岩浆热液型金矿（δ¹³C_V-PDB=−7.5‰~−6.8‰，δ¹⁸O_SMOW=9.6‰~10.3‰）（余晓红，2017）。另外，计算的热液流体δ¹³C_CO2值为−1.2‰~1.4‰，与碳酸盐岩溶解作用形成的CO₂的碳同位素组成接近（δ¹³C_CO2≈0‰），略高于岩浆CO₂的碳同位素组成（δ¹³C_CO2=−8‰~−5‰）（Taylor，1986）。以上证据表明，金盆梁金矿的碳主要来源于海相碳酸盐的溶解，但不排除少量花岗质岩浆CO₂的贡献。

不同阶段的成矿元素和矿物组合差异较大，反映出不同的热液体系演变。毒砂-黄铁矿-硅化阶段（Ⅰ）具有稳定的毒砂+（砷）黄铁矿共生组合，以Au矿化为主，形成于中高温、高硫逸度logf(S₂)（−8.5~−4.5）的中浅成环境（葛战林等, 2023）。石英-辉锑矿-白铁矿±锑氧化物阶段（Ⅱ）的矿化元素为Au、Sb，以V-L型包裹体占绝对优势（图4a~c），成矿流体属于中温（200~290℃）、低盐度（w(NaCl_eq)=0~6.0%）、低密度（0.64~0.99 g/cm³）、相对氧化的H₂O-NaCl±CO₂体系。无矿化的方解石-石英阶段（Ⅲ）流体包裹体组合相对复杂，包括：①混合盐度（w(NaCl_eq)为1.2%~15.3%）的H₂O-NaCl两相包裹体（V-L型）；②低盐度（w(NaCl_eq)为1.0%~8.2%）的CO₂-H₂O-NaCl±CH₄包裹体（C型），且CO₂含量变化较大（x(CO₂)=0.08~0.65）；③CO₂±CH₄包裹体（PC型）；④高盐度（w(NaCl_eq)为31.3%~35.0%）的含子晶多相包裹体（S_NaCl型）（表1，图5）。这些不同类型包裹体的均一温度和成分相差较大，不符合流体不混溶的判别准则（Ramboz et al., 1982）；相反，多被解释为两端员流体的部分混合和非均匀捕获（Anderson et al., 1992；Lawrence et al., 2013），两端员流体即中低温（140~280℃）、低盐度（w(NaCl_eq)为2.0%~8.0%）、低密度（0.68~1.02 g/cm³）的富CO₂-H₂O-NaCl±CH₄流体与高温（>350℃）、高盐度（w(NaCl_eq)为31.3%~35.0%）、高密度（1.10~1.19 g/cm³）的富H₂O-NaCl流体。由于研究区无蒸发岩报道，且方解石的碳、氧同位素组成落于碳酸盐岩溶解和花岗岩低温蚀变趋势之间（图8），因而高盐度的含子晶包裹体最可能指示岩浆流体的存在（Campbell et al., 2001）。值得注意的是，Ⅲ阶段流体的δ¹⁸O_H2O值和δD_V-SMOW值仅略高于Ⅱ阶段（表2，图7），或暗示成矿晚阶段仅存在少量岩浆流体的混入。

图6金盆梁金矿床流体包裹体激光拉曼图谱

a. V-L型包裹体液相水+气相水成分主要为H₂O，Ⅱ阶段；b. V-L型包裹体液相水+气相水成分以H₂O为主，气相水含微量CO₂，Ⅲ阶段；c. C型包裹体液相水成分以H₂O为主，含微量CO₂和CH₄；液相CO₂成分主要为CO₂和CH₄，Ⅲ阶段；d. PC型包裹体成分主要为CO₂和CH₄，Ⅲ阶段

Qtz—石英；L_H2O—液相水；V_H2O—气相水；L_CO2—液相CO₂；V_CO2—气相CO₂

Fig. 6 Raman spectra of fluid inclusions in quartz from the Jinpenliang gold deposit

a. Liquid H₂O and vapor H₂O compositions of type V-L inclusion in stageⅡquartz predominately consisting of H₂O; b. Liquid H₂O and vapor H₂O compositions of type V-L inclusion in stageⅢquartz consisting of predominate H₂O and minor CO₂; c. Liquid H₂O composition of type C inclusion in stageⅢquartz consisting of predominate H₂O and minor CO₂and CH₄, whereas liquid CO₂composition mainly comprising CO₂and CH₄; d. Composition of type PC inclusion in stageⅢquartz predominately consisting of CO₂and CH₄Qtz—Quartz; L_H2O—Liquid H₂O; V_H2O—Vapor H₂O; L_CO2—Liquid CO₂; V_CO2—Vapor CO₂

图7金盆梁及邻区典型金矿床成矿流体δ¹⁸O-δD图解（底图据Taylor, 1974; Sheppard, 1986）

北秦岭杨斜金矿数据来源于余晓红，2017；Zhao et al., 2023；南秦岭山阳-柞水矿集区卡林型金矿包括夏家店、龙头沟和王家坪金矿，数据来源于齐亚林等，2005；高菊生等，2006；原莲肖等，2007；侯俊富，2008；胡西顺等，2010；宁磊，2015；刘新伟等，2016；丁坤，2020；丁坤等，2021；丁乐乐，2022；南秦岭金龙山金矿数据来源于张静等，2002

Fig. 7 Metallogenic fluidδ¹⁸O-δD diagram of the Jinpenliang and its adjacent typical gold deposits (base map after Taylor, 1974; sheppard, 1986)

Data of the Yangxie gold deposit in North Qinling terrane cited from Yu, 2017; Zhao et al., 2023; data of the Xiajiadian, Longtougou, and

Wangjiaping Carlin-type gold deposits in the Zhashui-Shanyang ore cluster area, South Qinling cited from Qi et al., 2005; Gao et al., 2006,

Yuan et al., 2007; Hou, 2008; Hu et al., 2010; Ning, 2015; Liu et al., 2016; Ding, 2020; Ding et al., 2021; Ding, 2022;

data of the Jinlongshan gold deposit in South Qinling cited from Zhang et al., 2002

图8金盆梁及邻区典型金矿床方解石δ¹³C-δ¹⁸O图解（底图据刘建明等，1997；顾雪祥等，2019）

北秦岭杨斜金矿数据来源于余晓红，2017；南秦岭山阳-柞水矿集区卡林型金矿包括夏家店和龙头沟金矿，数据来源于任涛等，2014；宁磊，2015；丁坤，2020；丁乐乐，2022；南秦岭金龙山金矿数据来源于张静等，2002

Fig. 8 Calciteδ¹³C-δ¹⁸O diagram of the Jinpenliang and its adjacent typical gold deposits (base map after Liu et al., 1997;

Gu et al., 2019)

Data of the Yangxie gold deposit in North Qinling terrane cited from Yu, 2017; data of the Xiajiadian and Longtougou Carlin-type gold deposits in the Zhashui-Shanyang ore cluster area, South Qinling cited from Ren et al., 2014; Ning, 2015; Ding, 2020; Ding, 2022; data of the Jinlongshan gold deposit in South Qinling cited from Zhang et al., 2002

由金锑矿化阶段至方解石-石英阶段，流体中的CO₂±CH₄含量明显增高，即由贫CO₂的H₂O-NaCl体系演化为富CO₂-H₂O-NaCl±CH₄体系，甚至出现大量的纯CO₂±CH₄包裹体（图4）。富“纯CO₂包裹体”是下地壳麻粒岩相或上地幔流体的典型特征，研究表明，在150~200℃温度条件下，纯CO₂包裹体的激光拉曼图谱中往往存在较为明显的H₂O峰（x(H₂O)甚至可高达10%~20%）；而室温激光拉曼探针与单独显微测温无法直接检出此类包裹体中的H₂O（Hall et al., 1990；Berkesi et al., 2009；Lamadrid et al., 2014）。因本次岩相学鉴定和拉曼光谱分析均在室温进行，可能是金盆梁金矿纯CO₂包裹体未检测到H₂O的主要原因。关于金矿床中纯CO₂包裹体的形成与来源仍存在不同认识，例如H₂O-CO₂-NaCl体系的相分离、碳酸盐岩岩地层的分解及地幔去气作用等（Klemd, 1998；徐九华等，2005；Lawrence et al., 2013）。如前所述，金盆梁金矿Ⅲ阶段流体的CO₂来源于海相碳酸盐的溶解（图8）；而纯CO₂±CH₄包裹体与NaCl-H₂O包裹体共生、低盐度CO₂-H₂O包裹体气相分数不同（20%~85%）但均一温度相近等证据（表1，图4h），均证明纯CO₂±CH₄包裹体的捕获是富CO₂-H₂O-NaCl±CH₄流体相分离的结果。总体而言，金盆梁金矿床的成矿流体属于中高温、低盐度的H₂O-NaCl±CO₂体系，以循环大气降水为主；晚期无矿化流体存在少量高温、高盐度、高密度的岩浆热液混入，具体原因需要进一步研究。

对于自然界多数热液成矿体系而言，不能简单地将硫化物的硫同位素组成等同于热液中的总硫同位素组成（顾雪祥等, 2019）。但在矿物组合简单且缺乏硫酸盐矿物的低氧逸度热液系统中，硫主要以H₂S形式存在，硫化物硫同位素组成可近似代表成矿流体的总硫同位素组成，即δ³⁴S_硫化物≈δ³⁴S_ΣS（Ohmoto，1972）。金盆梁矿区的金属矿物组合相对简单，矿石硫均以毒砂、黄铁矿、辉锑矿和白铁矿等硫化物形式出现，未见热液硫酸盐矿物，且热液体系中普遍存在少量CH₄（图6c、d），指示成矿流体的氧逸度较低。因此，本次测试的硫化物的δ³⁴S值可大致代表成矿流体的δ³⁴S_ΣS值。测试结果表明，毒砂δ³⁴S_V-CDT值仅略大于黄铁矿，两者的硫同位素组成变化范围小，均一化程度较高，指示硫源相对单一。矿石硫同位素组成δ³⁴S_V-CDT（−12.50‰~−10.20‰）为较大负值，低于典型的火成岩（δ³⁴S=1.0‰±6.1‰）、上泥盆统海水硫酸盐（δ³⁴S≈20‰~30‰）及有机硫化合物等地质储库（Claypool et al., 1980；Seal, 2006），落于沉积成因黄铁矿的硫同位素组成范围内（图9）。上述特征说明，金盆梁金矿的矿石硫来源于赋矿围岩，即通过海水硫酸盐的细菌还原作用（硫同位素分馏程度达4‰~46‰）（Ohmoto et al., 1997；Seal, 2006），将硫以同沉积硫化物（如黄铁矿等）形式固定下来，然后通过硫化物的溶解萃取或脱硫反应进入热液中（顾雪祥等, 2020）。

对比秦岭造山带的典型金矿床（图9），金盆梁金矿的矿石硫同位素组成相对较低，总体落于细菌还原海水硫酸盐成因的沉积黄铁矿δ³⁴S_V-CDT值范围（−29.9‰~42.0‰）（Ma et al., 2020；Li et al., 2022）。较大负值的硫同位素，低于北秦岭岩浆热液型金矿岩浆硫（杨斜金矿，δ³⁴S_V-CDT=−9.4‰~0.6‰；余晓红，2017）和南秦岭柞水-山阳矿集区卡林型金矿的地层与岩浆混合硫同位素组成（夏家店和龙头沟金矿，δ³⁴S_V-CDT=−9.4‰~7.2‰；丁坤等，2021；2022；丁乐乐，2022；Li et al., 2022），显著低于南秦岭金龙山卡林型金矿热液硫化物溶解或无机还原海水硫酸盐成因的地层硫（δ³⁴S_V-CDT=9.6‰~15.3‰）。进一步证明金盆梁矿区的矿石硫来源于上泥盆统赋矿围岩。

图9金盆梁及邻区典型金矿床硫化物硫同位素组成

地质储库数据来源于Seal，2006；北秦岭杨斜金矿数据来源于余晓红，2017；南秦岭山阳-柞水矿集区卡林型金矿包括夏家店、龙头沟和王家坪金矿，数据来源于邵乐奇，2017；丁坤，2020；丁乐乐，2022；Li et al., 2022；南秦岭金龙山金矿数据来源于Ma et al., 2020

Fig. 9  Sulfur isotope compositions of sulfides from the Jinpenliang and its adjacent typical gold deposits

Data of geological reserviors cited from Seal, 2006; data of the Yangxie gold deposit in North Qinling terrane cited from Yu, 2017; data of the Xiajiadian, Longtougou and Wangjiaping Carlin-type gold deposits in the Zhashui-Shanyang ore cluster area, South Qinling cited from Shao, 2017; Ding, 2020; Ding, 2022; Li et al., 2022; data of the Jinlongshan gold deposit in South Qinling cited from Ma et al., 2020

金盆梁金矿床硫化物的铅同位素组成较为均一，不同硫化物具有相近的铅同位素比值（表3）。在²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb和²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb图解（图10）中，4件样品点均落于造山带铅演化曲线上方，并靠近上地壳演化线；类似于南秦岭典型的卡林型金矿床（Ma et al., 2020；Li et al., 2022），投点集中落于古生代地层范围内，远离印支期—燕山期花岗岩区域，说明金盆梁金矿的矿石铅主要来源于赋矿地层。

综合上述研究，金盆梁金矿床的成矿特征和矿床地球化学特征见表4。矿床大地构造位置处于南秦岭晚古生代弧前裂陷盆地，受曹坪-红岩寺近东西向层间断层及北西-北西西向高角度脆-韧性断裂共同控制。赋矿岩系为南秦岭卡林型金矿床的优势矿源层之一（陈衍景等，2004；刘家军等，2019），以上泥盆统浅海-滨浅海相浅变质碎屑沉积岩为主要含矿建造，北侧见中-晚三叠世曹坪二长花岗岩侵入。成矿元素为Au-Ag-As-Sb中低温元素组合（张嘉升等，2014）。矿体产于近东西向构造破碎带或脆-韧性断层中，以微细浸染状毒砂-黄铁矿化粉砂质板岩和粉砂岩为主，夹少量石英脉、石英-辉锑矿细脉；围岩蚀变类型主要包括硅化、毒砂-黄铁矿化、绢云母化及碳酸盐化等。矿石类型以毒砂-黄铁绢英岩型为主，次为石英-辉锑矿脉型。矿石矿物组合简单，Ⅰ阶段为毒砂+（含砷）黄铁矿+石英+绢云母，Ⅱ阶段为辉锑矿+白铁矿+石英+绢云母，Ⅲ阶段为方解石+石英±绢云母。金以纳米级自然金（Au⁰）和晶格金（Au⁺）形式赋存于毒砂、（含砷）黄铁矿及白铁矿中（葛战林等，2023）。流体包裹体和C-H-O-S-Pb同位素研究结果表明，金锑成矿流体属于中高温、低盐度的H₂O-NaCl±CO₂体系，由大气降水与富δ¹⁸O的围岩地层发生氧同位素交换演化而来，成矿物质来源于上泥盆统赋矿围岩。

图10金盆梁及邻区典型金矿床硫化物铅同位素组成（底图据Zartman et al., 1981）

燕山期花岗岩、印支期花岗岩及古生代地层范围来源于Ma et al., 2020；北秦岭杨斜金矿数据来源于余晓红, 2017；南秦岭山阳-柞水矿集区卡林型金矿（龙头沟）数据来源于Li et al., 2022；南秦岭金龙山金矿数据来源于Ma et al., 2020

Fig. 10 Lead isotope compositions of sulfides from the Jinpenliang and its adjacent typical gold deposits (base map after Zartman et al., 1981)

Yanshanian granites, Indosinian granites, and Paleozoic rocks after Ma et al., 2020; data of the Yangxie gold deposit in North Qinling terrane cited from Yu, 2017; data of the Carlin-type (Longtougou) gold deposit in the Zhashui-Shanyang ore cluster area, South Qinling cited from Li et al., 2022; data of the Jinlongshan gold deposit in South Qinling cited from Ma et al., 2020

与美国内华达和中国右江盆地的卡林型金矿特征对比（Hofstra et al., 2000；Emsbo et al., 2003；Cline et al., 2005；Su et al., 2009; 2019；Xie et al., 2018），金盆梁金矿应属于南秦岭柞水-山阳矿集区一处典型的卡林型金矿床。

卡林型金矿床金的沉淀机制主要涉及水-岩反应（包括围岩硫化及有机质还原作用等）、冷却降温和流体混合（Hofstra et al., 2000；Cline et al., 2005；Tan et al., 2015；刘家军等, 2019）。南秦岭金盆梁金矿床的成矿流体以中高温、低盐度的H₂O-NaCl±CO₂循环大气降水体系为特征（表1），缺乏沸腾（不混溶）包裹体组合和有机质参与成矿的直接证据；且由毒砂-黄铁矿阶段（Ⅰ）至石英-辉锑矿阶段（Ⅱ），成矿流体温度由中高温演化为中温（200~290℃）（葛战林等, 2023），说明流体沸腾（不混溶）、有机质还原作用、冷却降温和流体混合均不是金锑高效沉淀的机制。通常认为，在200~350℃的中高温、50~150 MPa中低压及pH值接近中酸性的硫化物溶液中，金主要以硫氢络合物AuHS⁰和Au(HS)₂^-形式迁移（Benning et al., 1996; Stefánsson et al., 2004）。卡林型金矿床的成矿流体特征与上述物理化学参数相近（表4），往往含微量CO₂（x(CO₂)为2%~4%）和H₂S（x(H₂S)为0.01%）组分，金以硫氢络合物形式存在于偏酸性溶液中（Hofstra et al., 2000; Su et al., 2012）。

与典型卡林型金矿床部分特征类似（Emsbo et al., 2003；Cline et al., 2005），金盆梁矿区的金主要以Au⁰和Au⁺形式赋存于（砷）黄铁矿、毒砂及白铁矿中，暗示金与硫化物存在普遍的共沉淀现象（葛战林等，2023）。早、中阶段金锑矿化以产于构造破碎带中的毒砂-黄铁矿化粉砂质板岩和粉砂岩为主，以（含砷）黄铁矿为代表的载金硫化物呈微细浸染状集中分布于带内，向外硫化物含量和金品位明显降低，且成矿流体具高δ¹⁸O_H2O值（18.7‰~19.2‰；表2），证实流体与富Fe、富δ¹⁸O赋矿围岩存在强烈的水-岩相互作用（顾雪祥等，2020）。由于构造破碎带的渗透率相对较高，偏酸性的富Au和H₂S流体沿断裂向上运移时，与上泥盆统桐峪寺组（D₃t）富Fe围岩发生硫化反应形成黄铁矿等硫化物（Fe²⁺+2H₂S=2H⁺+FeS₂+H₂），导致成矿流体中H₂S活度显著降低，进而引发金硫氢络合物AuHS⁰、Au(HS)₂^-的分解（AuHS⁰+0.5H₂=Au+H₂S，Au(HS)₂^-+0.5H₂=Au+H₂S+HS^-）和金的沉淀（Emsbo et al., 2003）。至晚阶段，流体冷却温度降至140~280℃，加之高温、高盐度的岩浆热液混入（图5），流体相对石英过饱和造成晚期无矿化方解石-石英脉发生沉淀（Rimstidt, 1997; Cline et al., 2005）。因此，南秦岭金盆梁金矿床的成矿机制以水-岩反应（围岩硫化作用）为主，晚期方解石、石英等的沉淀与流体降温冷却和流体混合有关。

表4金盆梁金矿床与卡林型金矿床特征对比

Table 4 Comparison of main characteristics of the Jinpenliang gold deposit with Carlin-type gold deposit

主要特征	卡林型金矿床		金盆梁金矿床
	内华达	右江盆地
大地构造位置	被动大陆边缘	前陆盆地	南秦岭晚古生代弧前盆地
成矿时代	始新世—渐新世	晚侏罗世—早白垩世	晚侏罗世—早白垩世（？）
成矿环境	造山后伸展	造山后伸展	挤压向伸展转换
赋矿围岩	含黄铁矿和碳质的白云质灰岩、泥灰岩	生物碎屑灰岩夹泥岩、钙质粉砂岩及砂岩	浅变质的碎屑沉积岩
与岩浆岩关系	与始新世岩浆岩时-空关系密切	缺失同时期长英质火成岩	与晚三叠世花岗岩空间关系密切
控矿构造	页岩与灰岩的接触带低角度或高角度断层	层间破碎带高角度断层	近东西向和北西-北西西向破碎带高角度脆-韧性断层
成矿元素组合	Au-As-Sb-Tl-Hg±W±Te±Se±Ba	Au-As-Sb-Tl-Hg	Au-Ag-As-Sb
金属矿物	砷黄铁矿、白铁矿、毒砂、雄黄、雌黄、辉锑矿	砷黄铁矿、毒砂、雄黄、雌黄、辉锑矿	砷黄铁矿、毒砂、白铁矿、辉锑矿
非金属矿物	碧玉、石英、伊利石、高岭石、方解石、重晶石	碧玉、白云石、伊利石、石英、方解石	石英、绢云母、方解石、白云石
围岩蚀变类型	去碳酸盐化、伊利石化、高岭土化、硅化、硫化	去碳酸盐化、伊利石化、硅化、硫化、白云石化	硅化、硫化、碳酸盐化、绢云母化
金的赋存状态	砷黄铁矿、白铁矿及毒砂中的次显微包体金和固溶体金	砷黄铁矿和毒砂中的次显微包体金和固溶体金	砷黄铁矿、白铁矿及毒砂中的次显微包体金和固溶体金
流体包裹体类型	V-L型，无沸腾包裹体群	V-L型，无沸腾包裹体群	以V-L型为主，无沸腾包裹体群
成矿温度/℃	180~240	200~ 300	200~290（金锑矿化）
盐度w(NaCleq)/%	2~3	2~7	2~8
δD/‰	-143~-126	-91~-74	-105.1~-98.3
δ18OH2O/‰	-6.4~2.5	0.9~9.7	9.4~10.2
δ34S/‰	-1~4	多数矿床接近于0‰	-12.50~-10.20
流体来源	大气降水/变质水/岩浆水	大气降水/变质水	大气降水
成矿物质来源	沉积岩/变质来源/岩浆来源	沉积岩/变质来源/岩浆来源	赋矿围岩
资料来源	Hofstra et al., 2000; Emsbo et al., 2003; Cline et al., 2005	Su et al., 2009; 2019; Xie et al., 2018	张嘉升等, 2014;葛战林等, 2023

（1）金盆梁金矿床位于南秦岭晚古生代裂陷盆地的柞水-山阳金多金属矿集区，矿体呈近东西向产于上泥盆统桐峪寺组的浅变质碎屑沉积岩中，以微细浸染型矿化为主。成矿过程可划分3个阶段，即毒砂-黄铁矿-硅化（Ⅰ）、石英-辉锑矿-白铁矿±锑氧化物（Ⅱ）及方解石-石英阶段（Ⅲ）。

（2）金锑成矿流体总体属于中高温、低盐度及低密度的H₂O-NaCl±CO₂体系，以循环大气降水为主，矿石硫、铅来源于上泥盆统赋矿围岩。水-岩反应（围岩硫化作用）是金富集沉淀的主要机制。

（3）南秦岭金盆梁金矿的成矿背景、矿床地质、成矿流体特征及成矿物质来源等与典型卡林型金矿的对应特征部分相似，成因类型应属于卡林型金矿床。

致谢谨以此文恭祝郑明华教授90华诞暨从事地质工作70周年！郑先生博学多闻，严谨治学，潜心育人，衷心祝愿先生健康长寿、福寿双全、阖家幸福！本文实验测试得到中国地质大学（北京）王佳琳实验师、李羚博士、胡运行博士和西北大学杨文强老师的指导和帮助；成文过程中与西安矿产资源调查中心王路智工程师、边飞高级工程师进行了有益探讨，谨此致谢！

参考文献