宁夏西华山地区柳沟金矿床流体来源及矿床成因：来自流体包裹体和H-O同位素证据

Fluid Source and Genesis of the Liugou Gold Deposit in the Xihuashan Area， Ningxia： Constraints from Fluid Inclusions and H-O Isotopes

摘要

柳沟金矿成矿机制研究非常薄弱，且岩浆活动是否参与金成矿尚无共识。为详细了解该金矿床成因，基于详实的野外地质调查，重点针对矿区含矿石英脉中的流体包裹体及H-O同位素进行测试与深入剖析。结果表明：矿区发育金矿（化）体8条，主要赋存于蓟县系天都山组变沉积岩地层内断层破碎带中，主要由含金碎裂云母钠长石英片岩、含金石英脉和含金煌斑岩脉组成。矿床成矿作用可划分为两期四阶段。其中，热液期包含3个成矿阶段，依次为黄铁矿（粗粒）—石英阶段（Ⅰ）、黄铁矿（细粒）—绢云母—石英阶段（Ⅱ）和石英—硫化物阶段（Ⅲ），Ⅲ阶段为金的主要成矿阶段。富液两相（Ⅰa型）、纯液相（Ⅱ型）和含CO₂三相（Ⅲa型）是主成矿阶段流体包裹体的3种主要类型。显微测温结果表明，流体包裹体均一温度为170.5~235.2 ℃（峰值集中在190~210 ℃），盐度［w（NaCl）］为0.70%~4.18%（峰值集中在1%~4%），密度为0.84~0.92 g/m³，压力为8×10⁵~31×10⁵ Pa，成矿深度为0.3~1.2 km，总体显示中低温、低盐度和低密度的流体特征。热液期含矿石英脉δ¹⁸O_V-SMOW值为+14.8‰~+17.4‰（平均值为+16.3‰），δD值为-99.3‰~-79.0‰（平均值为-92.5‰），显示成矿流体主要来源于岩浆水、大气降水和变质水的混合。值得注意的是，部分样品O同位素显示低值，暗示着成矿流体可能混入较多的大气降水。结合区域构造演化和矿床地质特征，并与邻区马场金矿床进行对比，认为柳沟金矿床属于造山型金矿床，为北祁连造山带岩浆—构造演化过程的产物。

Abstract

The Liugou gold deposit represents one of the more substantial gold deposits identified within the Xihuashan region of Ningxia. Despite its significance, the metallogenic mechanisms underlying this deposit remain inadequately understood, and there is ongoing debate regarding the role of magmatic activity in its gold mineralization. To elucidate the genesis of this deposit, the present study employs comprehensive field geological surveys, alongside rigorous testing and analysis of fluid inclusions and hydrogen-oxygen isotopes in ore-bearing quartz veins from the mining site. The findings reveal the presence of eight gold ore (mineralized) bodies within the area, predominantly located in fault fracture zones within the metasedimentary strata of the Jixian System’s Tiandushan Formation. These ore bodies chiefly consist of gold-bearing cataclastic mica-albite quartz schist, gold-bearing quartz veins, and gold-bearing lamprophyre veins. The mineralization process can be delineated into two distinct periods and four stages, with the hydrothermal period encompassing three metallogenic stages: the pyrite (coarse-grained)-quartz stage (Ⅰ), the pyrite (fine-grained)-sericite-quartz stage (Ⅱ), and the quartz-sulfide stage (Ⅲ), with stage Ⅲ representing the primary phase of gold mineralization. Fluid inclusions within the principal mineralization stage predominantly consist of three types: liquid-rich two-phase (type Ⅰa), pure liquid (type Ⅱ), and CO₂-bearing three-phase (type Ⅲa). Microthermometric analyses reveal that the fluid inclusions exhibit homogenization temperatures ranging from 170.5 to 235.2 ℃, with a peak concentration between 190 and 210 ℃. The salinities [w(NaCl)] span from 0.70% to 4.18%, peaking between 1% and 4%, and the densities ranging from 0.84 to 0.92 g/cm³. The pressures ranging from (8 to 31)×10⁵ Pa, and the metallogenic depths are approximately 0.3 to 1.2 km. Overall, these characteristics indicate medium-low temperature, low salinity, and low-density fluid properties. The δ¹⁸O values relative to V-SMOW for ore-bearing quartz veins from the hydrothermal period range from +14.8‰ to +17.4‰, with an average of +16.3‰, while the δD values range from -99.3‰ to -79.0‰, averaging -92.5‰. These isotopic signatures suggest that the ore-forming fluids predominantly originated from a mixture of magmatic, meteoric, and metamorphic waters. Notably, certain samples exhibit low oxygen isotope values, indicating a substantial contribution of meteoric water to the ore-forming fluids. Considering the regional tectonic evolution and geological characteristics of the deposit, and drawing comparisons with the adjacent Machang gold deposit, the Liugou gold deposit is classified as an orogenic-type gold deposit, formed as a result of the magmatic-tectonic evolution of the North Qilian orogenic belt.

Graphical abstract

关键词

H-O同位素 / 流体包裹体 / 成矿流体 / 柳沟金矿床 / 北祁连造山带

Key words

H-O isotopes / fluid inclusions / ore-forming fluids / Liugou gold deposit / North Qilian Orogenic Belt

特提斯域作为全球三大构造成矿域的主要组成部分，其地质演化复杂而漫长，赋存有极为丰富的矿产资源，为各类基础地质探索与成矿规律研究提供了理想的天然实验场所（吴福元等，2020；杨志明等，2023）。北祁连造山带位于青藏高原东北边缘，普遍认为是原特提斯构造域最北缘的构造拼合体，其地质演化历程完整保存了原特提斯洋从初始裂解、俯冲消减、最终闭合，到陆缘增生和碰撞造山等一系列复杂而完整的构造演化序列（Yu et al，2015；张建新等，2015；宋述光等，2019），为多种关键金属的富集成矿创造了有利的地质条件。北祁连造山带已被证实是一个富含W-Mo-Cu-Au的多金属成矿带，分布有众多大、中、小型矿床，其中以西段的小柳沟、塔尔沟和西柳沟钨—钼矿床，中段的浪力克铜矿床，以及东段的毛藏寺铜—钼矿床为代表（Wang et al，2019，2020）。这些矿床大多被认为是由与造山过程相关的花岗质岩浆作用所产生的岩浆—热液流体形成。

西华山地区位于北祁连造山带东段，是宁夏金多金属矿成矿条件最好、成矿迹象最多的地区之一（杨克成等，2022；孙永亮等，2023；梅超等，2023；赵翌辰 ，2024；苏力等，2024；海连富等，2025）。前期地质找矿工作已在区内发现多个小型金多金属矿床、矿（化）点及物化探异常区，规模较大的多金属矿（点）床主要有马场、柳沟和泉儿沟金矿，簸箕掌铜矿，山岔台铜金矿，以及老爷寺铜矿等，其中，马场金矿床的规模最大，达到小型矿床规模，其次为柳沟金矿（图1）。然而，目前对这些金矿（点）床的成矿作用认识仍较为有限，关于成矿时代的确定，矿床成因类型的归属，以及构造—岩浆演化过程与金成矿之间内在联系的研究，均基本处于空白状态。目前，有关柳沟金矿的研究可归纳为以下3个方面：（1）在成矿流体方面，李厚民等（1997）指出该地区金矿床的成矿流体主要由H₂O、CO₂和N₂组成，成矿温度为278~385 ℃，以中温为主；赵翌辰（2024）和苏力等（2024）则认为成矿流体主要为中低温度、中低盐度和低密度的岩浆水。海连富等（2025）通过对邻区马场金矿床成矿流体的研究认为，该矿床的成矿流体主要为富CO₂、含CH₄的H₂O-NaCl-CO₂体系，具有中温、低盐度和低密度的特征，且由岩浆水、变质水和大气降水混合而成。（2）在成矿物质来源方面，李厚民等（1997）认为该地区金矿成矿物质主要来自地层而非岩浆，中元古界变质岩提供了初始矿源层，但岩浆活动对金矿化的形成起到重要作用；赵翌辰（2024）和苏力等（2024）则认为成矿物质主体来源于岩浆，仅有少部分由地层提供，这一观点与海连富等（2025）提出的马场金矿成矿物质主要为岩浆来源、地层贡献相对较小的混合来源模式相吻合。（3）在矿床成因方面，苏力等（2024）认为该金矿属于岩浆热液型，与区内中酸性侵入岩密切相关；赵翌辰（2024）也强调金矿化与区域岩浆活动关系密切，但将其归为造山型金矿，这与海连富等（2025）提出的马场金矿与北祁连构造演化有关的认识基本一致。由此可知，前人对柳沟金矿床成因的认识仍存在显著分歧，分歧的核心在于区域岩浆活动在成矿中是否起到关键作用。此外，柳沟金矿与邻近的马场金矿在成矿特征上可能也存在差异。鉴于此，本文在详实的野外地质调查基础上，以柳沟金矿作为研究对象，通过对其流体包裹体和H-O同位素进行深入剖析，精确厘定了成矿流体物理化学性质和来源，并结合矿床地质特征和前人认识，进一步分析了矿床成因类型，以期为深化北祁连东段（宁夏西华山地区）金矿成矿规律认识提供理论依据。

1 区域地质背景

作为中央造山带的重要组成部分，祁连造山带地处青藏高原东北缘，夹持于柴达木地块、塔里木地块与阿拉善地块之间。从南到北可进一步划分为柴北缘构造带、欧龙布鲁克地块、南祁连构造带、中祁连构造带和北祁连造山带（含走廊过渡带）5个构造单元（张建新等，2015；宋述光等，2019；董云鹏等，2022）。北祁连造山带北侧与阿拉善地块相邻，西侧以阿尔金断裂为界，呈NW-SE向延伸超过1 000 km，以广泛分布的寒武—奥陶纪蛇绿混杂岩、洋岛玄武岩、岛弧火山岩和侵入岩以及相关变质记录为主要特征（董云鹏等，2022），普遍认为该带与原特提斯洋的构造演化具有密切联系，形成了典型的“沟—弧—盆”体系，属于增生型造山带（Song et al，2013；夏林圻等，2016；Fu et al，2022）。

西华山地区位于北祁连造山带东段，是宁夏金多金属矿成矿条件最好、成矿迹象最多的地区之一。区内出露地层多被新生界古近系、新近系和第四系覆盖，其次为古生界志留系和泥盆系（图1），零星出露于泉儿沟西南侧一带，出露面积较小；新元古界震旦系与古生界一样，也是零星出露于泉儿沟南部一带。区域上与金矿关系密切的地层主要为中元古界蓟县系海原群，包括五桥沟组、簸箕掌组、马场组、天都山组和泉儿沟组5套地层单元，其岩石类型主要有云母钠长石英片岩、云母石英片岩和阳起绿泥钠长石英片岩等，并夹有大理岩和石英岩等（海连富等，2025）。

区域上构造较发育，西华山—南华山一带主要发育2条NW-SE向区域性大断裂，分别位于西华山和南华山的南北两侧，对海原群展布具有明显的控制作用（图1）。结合区域构造背景，2条深大断裂形成时间均在加里东期之前，其断裂破碎带被志留纪地层不整合掩覆，并可见中元古界海原群变质岩系逆冲推覆于新生代地层之上，至今尚在活动（宁夏回族自治区地质调查院，2017；海连富等，2025）。2条深大断裂早期以压扭性质为主，第四纪以来，两盘相对沿反方向有明显滑动，主要以走滑为主，断裂面相向倾斜，倾角约为60°。断裂破碎带的宽度在数十米至百余米，内部岩石发生强烈破碎，并发育有较多的构造透镜体。

区域上岩浆岩较发育，但主要分布在南华山和屈吴山一带（图1）。南华山地区出露有菜园、油房院、乱堆子、曹洼和石洼里5个岩体，规模均较小，主要由黑云母花岗闪长岩和花岗闪长岩等组成（海连富等，2025）。赵少卿等（2023）对石洼里花岗岩进行了锆石U-Pb年代学、主微量元素和锆石原位Hf同位素研究，结果显示该岩体侵位年龄为452 Ma，具有高镁埃达克岩典型特征。屈吴山岩体发育在屈吴山主峰东侧，出露面积为8.5 km²，主要由花岗闪长岩、石英闪长岩和黑云母花岗闪长岩等组成，岩体侵位年龄为432~430 Ma，亦属于典型埃达克质花岗岩（Yu et al，2015；Chen et al，2016）。西华山地区出露岩体较少，地表仅见多条煌斑岩脉、钠长岩脉和石英脉等，其中煌斑岩锆石U-Pb年代学结果显示其侵位年龄为433 Ma（海连富等，2025）。

2 矿床地质特征

柳沟金矿位于西华山北部（图1），主要出露中元古界蓟县系天都山组上段第一层（Jxt^3-1）、第二层（Jxt^3-2）和第四系（Q）（图2）。其中，天都山组上段第一层（Jxt^3-1）和第二层（Jxt^3-2）岩性较相似，主要为一套浅灰色石英片岩，包括云母钠长石英片岩、钙质云母钠长石英片岩和含石榴云母石英片岩，局部夹有少量灰绿色绿帘钠长阳起片岩和钠长阳起绿泥片岩。此外，偶见浅灰色方解石大理岩、灰白色石英岩和灰色含石墨云母片岩。金矿（化）体主要赋存于天都山组上段第二层云母钠长石英片岩中（图2）。

矿区构造以NW、NWW向逆断层和近EW向先压扭后转换为张扭性断层为主，前者断面倾向NE，倾角为60°~70°；后者断面北倾，倾角约为68°。近EW向和NW向断层是矿区主要含矿构造，金矿（化）体主要分布在这些断层破碎带中（图2）。

矿区岩脉较发育，规模较大的主要有石英脉、方解石脉和煌斑岩脉等，其中方解石脉和煌斑岩脉地表少见，偶尔出露在一些老硐或探槽中。煌斑岩脉多呈褐黄和土黄色，普遍发生碳酸盐化和褐铁矿化等蚀变，部分直接构成了金矿（化）体。石英脉主要有2期，早期石英脉岩规模较大，延伸方向与地层走向基本一致，含矿较低；晚期石英脉多与煌斑岩脉伴生，多斜切围岩地层，颜色相对较深，褐铁矿化和黄铁矿化较发育，石英脉中可见团块状或脉状黄铁矿。

该矿床规模较小，目前共发现金矿（化）体8个，这些金矿（化）体主要产于蓟县系天都山组内的断层破碎带中（图2）。含金地质体主要为含金碎裂云母钠长石英片岩、含金石英脉［图3（a）~3（f）］和含金煌斑岩脉。金矿（化）体形态多呈脉状［图3（a）］、透镜状［图3（b）］和扁豆状［图3（c）］，总体走向为近EW-NW向，与矿区构造走向基本一致。矿（化）体规模大小不一，总体长度为40~140 m，其中柳1和柳3长度最长，均达140 m；大部分倾向S或SW，个别倾向NNW（如柳1和柳2），倾角为50°~70°。矿（化）体平均厚度为0.20~1.42 m，整体厚度不大，其中柳3和柳4平均厚度超过1.00 m，柳4平均厚度仅为0.20 m；矿（化）体平均金品位为0.18×10^-6~4.12×10^-6，其中柳1金品位最高，个别样品金品位可达47.95×10^-6，柳4整体金品位较低，平均品位仅为0.18×10^-6（表1）。

矿区矿石类型主要有3种，分别是碎裂蚀变岩型、煌斑岩型和石英脉型。其中，石英脉型矿石主要赋存于断层破碎带中，其矿石构造以浸染状和浸染—脉状为主，受后期构造的影响，石英和黄铁矿等矿物发生不同程度的破碎，并形成具有碎裂状及碎斑状特征的显微结构［图3（g）~3（i）］。碎裂蚀变岩型矿石，其含矿岩石主体为发生碎裂变形的云母钠长石英片岩。这类岩石主要赋存于主断裂带及其临近区域，并普遍发育揉皱片状构造。在蚀变特征方面，以碳酸盐化最为普遍，还可见微弱的绢云母化、绿泥石化、硅化和钠长石化等现象。煌斑岩型以单脉为主，普遍可见碳酸盐化、褐铁矿化和绢云母化等蚀变现象。镜下观察显示，碳酸盐矿物往往呈网脉状形态交代黑云母，或充填于岩石裂隙中。发生碳酸盐化的煌斑岩，其本身即可直接构成金矿（化）体，矿石中蚀变越强，其含金品位就越高（苏力等，2024）；其次是褐铁矿化，褐铁矿主要为黄铁矿近地表风化、氧化产物，多呈自形—他形结构和黄铁矿假象等嵌布在矿石中，呈浸染状、网脉状［图3（i）］和粉末状充填岩石裂隙面或片理面。矿石中金属矿物组合较为多样，包括黄铁矿［图3（b）~3（i）］、黄铜矿［图3（f）~3（i）］、铜蓝［图3（g）、3（i）］、毒砂、斑铜矿和自然金等；组成矿石主体的脉石矿物则以石英［图3（a）~3（f）］、白云母、方解石、绢云母、绿泥石和钠长石为主。

在详细野外调查及镜下观察的基础上，根据矿物共生组合、脉体穿插关系及矿物出现的顺序，并参考邻区马场金矿床成矿期次划分结果（海连富等，2025），将柳沟金矿成矿过程归纳为热液期和表生氧化期，并进一步细分为4个成矿阶段（图4）。依据生成时序，热液期共包括3个成矿阶段，按照从早到晚的顺序简述如下：

（1）黄铁矿（粗粒）—石英阶段（Ⅰ）：该阶段中石英脉较发育，但以纯乳白色为主，较干净，石英脉的规模较大，保存较完整，主要沿地层产状顺层产出，与围岩界线清晰。此阶段矿化作用整体较弱，金含量低［图3（b）］。石英脉中可见少量黄铁矿，黄铁矿颗粒较大，晶形多呈自形—半自形的五角十二面体［图3（b）］。总体而言，这一阶段基本不形成金矿体。

（2）黄铁矿（细粒）—绢云母—石英阶段（Ⅱ）：该阶段石英脉较发育，数量多，但以细脉或网脉为主，多见于断层破碎带中，颜色以烟灰色和褐黄色为主。石英脉多横切或高角度斜交方式穿切围岩，普遍较破碎。此阶段中，金含量相对较高，部分石英脉可直接构成金矿（化）体［图3（a）、图3（c）~3（e）］。此外，此阶段黄铁矿含量显著增加，多呈浸染状分布，晶体呈半自形—他形粒状结构，破碎现象较常见。同时，绢云母在该阶段较为发育。

（3）石英—硫化物阶段（Ⅲ）：该阶段以出现毒砂、黄铜矿、斑铜矿和碎裂状黄铁矿等硫化物为主要特征，黄铜矿多呈他形粒状，大小一般为0.01~0.02 mm，呈星散状分布［图3（g）、3（h）］。黄铁矿破碎严重，呈半自形—他形粒状，部分黄铁矿和毒砂呈自形粒状［图3（g）~3（i）］，大小一般为0.1~0.3 mm，呈星散状分布，其内网状裂隙发育，沿裂隙有褐铁矿充填交代。

自然金主要呈细小包裹体赋存于黄铁矿中，黄铁矿与石英、方解石密切共生，该阶段石英和方解石多以褐黄色、烟灰色的网脉或细脉为主。综合来看，此阶段矿化作用较强，围岩蚀变较发育，金含量较高，其他成矿元素含量亦较高。与早期黄铁矿（细粒）—绢云母—石英阶段（Ⅱ）相叠加，往往形成富矿体。因此，该阶段是柳沟金矿的主要成矿阶段。

3 样品采集与分析方法

本次用于流体包裹体测试的样品主要采自石英—硫化物阶段（Ⅲ），共有6件样品，均取自老硐中的黄铁矿石英脉，对45个包裹体进行测试分析。本研究中各项测试分析均由北京锆年领航科技有限责任公司完成。在岩相学方面，首先使用LeicaMD2500P型显微镜（德国徕卡公司生产）对不同类型包裹体进行系统的岩相学观察，并选取典型包裹体拍摄显微图像。然后，在GPMR红外测温室中，利用THMSG600型冷热台（英国Linkam公司生产）精确测量包裹体的冰点温度和均一温度，该冷热台的温度测量区间为-196~+600 ℃，测量精度控制在±0.1 ℃。此外，激光拉曼光谱分析采用LabRAM HR Evolution共聚焦显微激光拉曼光谱仪（法国HORIBA Jobin Yvon公司生产），其激发光源为Yag倍频固体激光器（波长为532 nm），光谱扫描范围设置为100~4 000 cm^-1。

H-O同位素样品采自石英—硫化物阶段（Ⅲ），共选取10件含矿石英样品进行分析，测试工作由北京锆年领航科技有限责任公司完成。其中，H同位素分析采用热爆裂法测定：首先，对石英单矿物样品进行准确称量，确保其质量介于10~20 mg，且粒径控制在40~60目范围内。然后，将称量好的样品与锡杯一同置于90 ℃的烘箱中，进行连续12 h的烘干处理，以去除矿物表面吸附的水分。烘干步骤完成后，利用自动进样器将包裹有样品的锡杯投入高温裂解炉（Flash EA型，Thermo公司生产）中，该炉内预先填充了玻璃碳颗粒，并加热至1 420 ℃。在此高温条件下，矿物包裹体中的水发生裂解并释放，迅速与玻璃碳反应，生成H₂和CO。反应产生的气体以高纯度氦气（纯度5N）作为载气，通过色谱柱分离后，进入型号为253 plus质谱仪（Thermo-fisher公司生产）进行H同位素比值（δD）的测定。O同位素的分析则采用传统的BrF₅法。具体操作步骤如下：在真空环境和580 ℃的高温下，使BrF₅与含氧矿物反应，提取出矿物中的氧。反应生成的氧气通过装有硅胶的样品管进行收集和纯化，之后，纯化后的氧气与碳棒反应转化为CO₂。最后，使用质谱仪测定CO₂的O同位素组成。每批样品均插入已知值的国际标样（GBW04421用于δ¹⁸O，IAEA-CH-7用于δD）和实验室内部石英标样进行监控，标样GBW04421的分析结果为δ¹⁸O_V-SMOW=（10.92 ± 0.08）‰（n=9）；标样IAEA-CH-7的分析结果为δD=-100.2±1.6（n=4），标准值为-100.3±2，均在推荐值的不确定度范围内，表明分析数据准确可靠。H同位素的分析精度为±1%，O同位素的分析精度为±0.2%。

4 分析结果

4.1 流体包裹体岩相学特征、显微测温及成分分析

流体包裹体组合（FIA）被定义为一组沿晶体内部生长面分布或沿愈合裂隙排列的流体包裹体。同一流体包裹体组合内的所有流体包裹体均为同时捕获，因此它们应指示捕获时刻相同的温度、压力和成分（Goldstein et al，1994）。对柳沟金矿主成矿阶段含硫化物石英脉中流体包裹体进行岩相学观察，发现这些包裹体主要归属为原生流体包裹体组合（pFIA），其分布形式多样，既有孤立状分布，亦有集聚状或线状排列特征，且在形态与尺度上呈现出显著的非均一性（图5）。相比之下，次生流体包裹体组合（s-FIA）多沿切穿矿物颗粒的微裂隙呈定向线状排列［图5（a）、5（c）］。在室温条件下，依据流体包裹体的相态特征与成分差异，可将研究区内发育的原生包裹体区划分为以下3种类型：富液两相包裹体（Ⅰa型）、纯液相包裹体（Ⅱ型）和含CO₂三相包裹体（Ⅲa型）。

（1）富液两相包裹体（Ⅰa型）：该类型包裹体在室温条件下包含液相水溶液和气相气泡两类组分，经加热处理后可完全均一至液相；该类包裹体在研究区内最常见且广泛发育，颜色多呈灰—灰黑色，透明度为透明—半透明，形状以椭球状或不规则状为主，呈离散状或带状产出，个体大小一般为3~10 μm，气液比较低，多数为5%~10%［图5（a）、5（b）］。由于气液两相界线清晰，便于在相变过程中进行观察，因此该类型包裹体被选为测定成矿流体均一温度的主要对象。

（2）纯液相包裹体（Ⅱ型）：该类型包裹体数量亦较多，室温下仅见单一液相，颜色呈灰黑色，多为透明状，呈椭圆形或长方形离散分布，个体相对较小，多数尺寸小于5~10 μm，局部可见与Ⅲa型包裹体共生［图5（f）］。

（3）含CO₂三相包裹体（Ⅲa型）：该类型包裹体在柳沟矿区出现的频率不高，在常温状态下呈现出三相结构，其组分分别为水溶液液相、CO₂液相和CO₂气相。显微镜下可观测到包裹体中CO₂气相表现出非规则的颤动现象，色泽呈现灰色至灰黑色，透明度较低，外形多呈椭圆形或不规则状，散布于石英颗粒内部，单个包裹体的尺度多集中于5~20 μm［图5（c）~5（e）］。

本次对柳沟金矿床Ⅲ阶段含硫化物石英脉中的流体包裹体进行显微测温，测试对象均为富液相Ⅰa型包裹体，测定了其均一温度和冰点温度。当获得冰点数据后，分别依据相关实验相图（Bodnar，1993）和经验公式（Hall et al，1988）计算流体的盐度，并根据均一温度数据，利用相应经验公式（Bodnar，1993）确定流体的密度（表2）。测试结果表明，柳沟金矿流体包裹体的均一温度分布较集中，变化范围为170.5~235.2 ℃，峰值集中于190~210 ℃，总体属于低—中温范围［图6（a）］。冰点温度介于-2.5~-0.4 ℃，对应的盐度［w（NaCl）］为0.70%~4.18%，峰值集中于1%~4%，显示出低盐度特征［图6（b）］。流体密度估算值为0.84~0.92 g/cm³，成矿压力估算为8×10⁵~31×10⁵ Pa。此外，依据Shep-herd et al（1985）所提出的经验公式P=2.7×0.0981×H，对该矿床的成矿深度进行计算，测算结果显示其成矿深度大致介于0.3~1.2 km。这一数值范围落于Driesner et al（2007）所界定的热液矿床典型成矿深度（0.5~5.0 km）区间内。

本研究对主成矿阶段（Ⅲ阶段）含硫化物石英脉中的流体包裹体进行了激光拉曼光谱分析，结果显示，Ⅰa型富液两相包裹体出现清晰的H₂O拉曼谱峰［图7（a）］，其他成分未检测出或含量很少。含CO₂三相包裹体（Ⅲa型）中除了宽泛的H₂O峰以外，含有少量的CO₂，包裹体中虽可见气相CO₂不规则跳动，但激光拉曼光谱分析结果显示并不明显，CO₂峰强度较低［图7（b）］。由于包裹体尺寸微小或激光功率限制，部分CO₂光谱的双峰分辨率有限，但其主峰位置和形状仍明确指示CO₂相的存在。

4.2 H-O同位素组成

本研究选取柳沟金矿成矿期石英—硫化物阶段（Ⅲ）的10件含矿石英样品，开展了H-O同位素测试。分析结果表明，10件石英样品的δD值变化范围为-99.3‰~-79.0‰，平均值为-92.8‰；δ¹⁸O_V-SMOW值为+14.8‰~+17.4‰，平均值为+16.3‰（表3）。应用前人建立的石英—水体系O同位素分馏方程（Clayton et al，1972），估算出与成矿流体相平衡的{\delta }^{\mathrm{18}}{\mathrm{O}}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}}数值区间为+3.0‰~+7.2‰，平均值为+5.0‰。此外，前人研究表明，柳沟金矿δD值为-91.6‰~-90.2‰（平均值为-90.9‰），{\delta }^{\mathrm{18}}{\mathrm{O}}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}}值为+8.7‰~+10.0‰（平均值为+9.4‰）；邻区马场金矿δD值为-96.5‰~-87.2‰（平均值为-91.9‰），{\delta }^{\mathrm{18}}{\mathrm{O}}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}}值为+7.4‰~+8.7‰（平均值为+8.1‰）（苏力等，2024）。同时，海连富等（2025）测得马场金矿10件石英样品δD值为-95.5‰~-75.2‰，平均值为-85.5‰；{\delta }^{\mathrm{18}}{\mathrm{O}}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}}值为+5.5‰~+9.0‰，平均值为+6.7‰。在δD-δ¹⁸O图解中，所有柳沟金矿样品点全部靠近原生岩浆水和变沉积岩有机质脱水区，部分晚期包裹体的δD值具有向大气降水线偏移的迹象，但由于数据量有限，这一趋势尚不明确，可能暗示着有限的大气降水混入（图8），与邻区马场金矿H-O同位素组成较为相似。

5 讨论

5.1 成矿流体性质及组成

在柳沟金矿床主成矿阶段，含黄铁矿石英脉中共识别出3类流体包裹体，包括富液两相包裹体（Ⅰa型）、纯液相包裹体（Ⅱ型）和含CO₂的三相包裹体（Ⅲa型）。这些矿石中的流体包裹体是原始成矿流体的直接载体，精细记录了成矿流体的物理化学属性，为深入理解该热液成矿系统的演化过程提供了关键约束。通常而言，岩浆热液型金矿的成矿流体具有特定的物理化学标志，即成矿温度高、盐度高以及富含CO₂和F，且在包裹体中常出现子晶矿物。与之形成鲜明对比的是，造山型金矿的成矿流体则普遍呈现出中—低温热液体系特征，其盐度较低，但同样富含CO₂（陈华勇等，2004；陈衍景等，2007，2009；Chen et al，2012）。

柳沟金矿床流体包裹体岩相学、显微测温及激光拉曼光谱分析结果表明，CO₂主要存在于Ⅱ型和Ⅲa型包裹体中。其中，Ⅲa型包裹体中CO₂呈液相与气相共存，偶见气相CO₂发生不规则跳动，但该类包裹体数量较少，成分信号较弱［图7（b）］，反映成矿流体中CO₂含量总体一般。流体包裹体的均一温度分布相对集中，介于170.5~235.2 ℃，峰值集中于190~210 ℃，属中低温范畴［图6（a）］；盐度［w（NaCl）］为0.70%~4.18%，峰值集中于1%~4%，属低盐度流体［图6（b）］；流体密度介于0.84~0.92 g/m³。综合来看，柳沟金矿床的成矿流体具有中—低温、低盐度和低密度特征，表现出造山型金矿成矿流体的属性。

与邻区马场金矿床相比（成矿流体属于中温、低盐度和低密度的富CO₂、含CH₄的H₂O-NaCl-CO₂体系）（海连富等，2025），柳沟金矿的成矿流体均一温度和盐度均较低，温度相差近100 ℃；流体中CO₂含量一般，且未检出CH₄。此外，柳沟金矿的成矿流体压力为8×10⁵~31×10⁵ Pa，成矿深度为0.3~1.2 km；马场金矿的成矿流体压力为22×10⁵~154×10⁵ Pa，成矿深度为2.0~6.7 km。上述对比表明，柳沟金矿的成矿深度可能更浅，流体压力较低，在成矿时间上可能稍晚于马场金矿。

5.2 成矿流体来源

柳沟金矿床含矿石英脉的δ¹⁸O_V-SMOW值为+14.8‰~+17.4‰，平均值为+16.3‰。基于数值模拟计算，与成矿流体处于平衡状态下的{\delta }^{\mathrm{18}}{\mathrm{O}}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}}值为+3.0‰~+10.0‰，平均值为+5.7‰。这一数据区间与全球范围内典型的造山型金矿床中含金石英脉的O同位素特征值（δ¹⁸O_V-SMOW值为+10‰~+22‰，{\delta }^{\mathrm{18}}{\mathrm{O}}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}}值为+5‰~+15‰）具有高度一致性（Clayton et al，1972；Kyser et al，1986；Goldfarb et al，1991；Jia et al，2003）。含金石英脉的δD值为-99.3‰~-79.0‰，平均值为-92.5‰，该值略微低于典型造山型金矿的δD值（范围为-80‰~-20‰）（Kerrich et al，2000；Zheng et al，2006），同时该值具有较宽的变化区间，据此推测成矿热液系统在其演化进程中，很可能有大气降水来源的次生流体混入（Goldfarb et al，2015）。

在δD-δ¹⁸O图解（图8）中，柳沟金矿床样品均位于原生岩浆水和变质水区域的下方，并紧邻原生岩浆水的下限边界；另有8件样品（占大多数）落入沉积岩有机质脱水范围之内。这一分布特征表明，柳沟金矿的成矿流体具有多源性特征，为变质水、岩浆水和大气降水的混合。值得注意的是，与马场金矿床相比，柳沟金矿床部分样品O同位素显示低值，暗示着成矿流体中可能混入少量的大气降水。

5.3 矿床成因

柳沟金矿床主成矿阶段含金石英脉的流体包裹体和H-O同位素分析结果表明，成矿流体具有中—低温、低盐度和低密度的物理化学属性。这些流体应是由变质水、岩浆水和大气降水共同构成的多源混合体系，这一特征使得该矿床初步显现出造山型金矿的典型特征。然而，与典型造山型金矿床相比，柳沟金矿的成矿流体中CO₂含量一般，但流体包裹体激光拉曼光谱中检测到微量的CH₄和N₂，部分包裹体H₂O的δD值显著偏负，结合区域变质岩中有机质的存在，共同指示变质脱水（可能含有机质）流体的贡献。

此外，通过统计以往S同位素测试数据可知，西华山地区柳沟和马场金矿床的δ³⁴S值为-1.00‰~+10.90‰。其中，柳沟金矿的δ³⁴S值为-1.00‰~+1.68‰，马场金矿的δ³⁴S值则为+2.08‰~+10.90‰（图9）（李厚民等，1997；苏力等，2024；海连富等，2025）。该S同位素数值范围不仅指示有深部岩浆来源硫的参与，而且与典型造山型金矿的S同位素特征（δ³⁴S值为0‰~+9‰）表现出很好的吻合性（Groves et al，1998；Kerrich et al，2000）。例如：Muruntau金矿的δ³⁴S值为+2.2‰~+6.1‰，Amantaytau金矿的δ³⁴S值为-0.1‰~+7.3‰（Pasava et al，2013；张国震等，2016）。

结合西华山地区区域构造背景和矿床地质特征，进一步厘定柳沟金矿的成因类型，主要依据如下：（1）该矿床位于北祁连增生造山带内，其形成与原特提斯洋的俯冲、消减及闭合过程密切相关。同时，该矿床处于汇聚板块边缘深大断裂附近（图1），金矿（化）体主要表现为石英脉型和煌斑岩脉型2种形式，并在空间上呈带状展布，明显受断裂和韧性剪切带的控制（孙永亮等，2023；苏力等，2024；海连富等，2025）；（2）该矿床的容矿岩石主要为中元古界海原群，其岩性为一套经历了强烈构造变形和区域变质作用的火山—沉积岩系（海连富等，2025）；（3）矿石中主要矿物为黄铜矿、黄铁矿、磁黄铁矿和石英，围岩蚀变主要有褐铁矿化、硅化、黄铁矿化、孔雀石化和碳酸盐化等；（4）估算其成矿作用发生的深度范围为0.3~1.2 km。

综合矿物组合、流体包裹体、H-O-S同位素特征及区域地质背景认为，柳沟金矿床具有与典型造山型金矿一致的特征，其可能形成于北祁连东段早古生代造山事件的晚阶段。

6 结论

（1）柳沟矿区共发育金矿（化）体8条，主要赋存于蓟县系天都山组内的断层破碎带中。矿（化）体主要由含金碎裂云母钠长石英片岩、含金石英脉和含金煌斑岩脉组成。金矿成矿过程可划分为2期4个成矿阶段，其中热液期包括3个成矿阶段：黄铁矿（粗粒）—石英阶段（Ⅰ）、黄铁矿（细粒）—绢云母—石英阶段（Ⅱ）和石英—硫化物阶段（Ⅲ），Ⅲ阶段为金矿形成的主要成矿阶段。

（2）主成矿阶段流体包裹体有3种类型：富液两相（Ⅰa型）、纯液相（Ⅱ型）和含CO₂三相（Ⅲa型）包裹体，成矿流体表现为中低温、低盐度和低密度的特征，流体压力为8×10⁵~31×10⁵ Pa，成矿深度为0.3~1.2 km。流体来源具有多源性，包括变质水、岩浆水和大气降水。与邻区马场金矿床相比，柳沟金矿部分样品O同位素显示低值，暗示着成矿流体可能混入少量的大气降水。

（3）综合分析西华山地区构造背景和矿区地质特征，认为柳沟金矿床具有与造山型金矿一致的特征，说明成矿可能形成于北祁连东段早古生代造山事件的晚阶段。

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基金资助

地质过程与矿产资源国家重点实验室科技部专项“北祁连造山带东段西华山地区马场金矿床成矿机制：黄铁矿微区微量元素和S同位素制约”(GPMR202439)

宁夏回族自治区全职引进高层次人才项目“宁夏西华山地区金矿形成时代及成矿作用”(2024BEH04016)

宁夏回族自治区自然科学基金项目“宁夏西华山马场金矿床金的赋存状态及富集规律研究”(2025AAC020048)

“宁夏中卫市茶梁子铁钴多金属矿床钴富集机制研究”(2022AAC05062)