吉林夾皮溝金礦集區三道岔金礦床成礦流體來源與演化

摘要：夾皮溝金礦集區位于華北克拉通北緣東段與興蒙造山帶的拼貼部位，是我國最主要的產金地之一。然而該區金礦床的成礦流體來源和礦床成因類型目前仍存有廣泛爭議；此外，成礦過程中流體的演化以及成礦機制方面也有待深入研究。為解決上述問題，本文選取該區規模最大且最具代表性的三道岔金礦床為研究對象，在詳細野外工作的基礎上，對不同成礦階段的石英開展了系統的流體包裹體顯微測溫、激光拉曼光譜分析以及H-O同位素測試。礦床地質和巖相學特征表明，三道岔金礦床的成礦過程可以劃分為（Ⅰ）乳白色石英階段、（Ⅱ）石英-黃鐵礦階段、（Ⅲ）石英-多金屬硫化物階段和（Ⅳ）石英-碳酸鹽階段，其中階段Ⅱ和Ⅲ代表成礦主階段。在各階段石英中識別出3種類型的原生流體包裹體，依次為水溶液包裹體（NaCl-H2O，W型）、含CO2水溶液包裹體（NaCl-H2O-CO2，C型）和純CO2包裹體（PC型）。早階段與主階段石英均捕獲C型和W型包裹體，主階段石英還發育少量PC型包裹體，而晚階段石英中僅見W型包裹體。早、主、晚階段流體包裹體的均一溫度依次為283～411、210～288和131～210 ℃，鹽度（w（NaCl））依次為4.26%～17.48%、2.07%～15.76%和2.57%～14.04%。H-O同位素結果表明，初始成礦流體來自深源巖漿提供的巖漿水與少量大氣降水的混合，且成礦過程中不斷有大氣降水的加入。自成礦早階段至晚階段，成礦流體逐漸由富含CO2的中溫、中低鹽度NaCl-H2O-CO2體系演化為以H2O為主的低溫、低鹽度NaCl-H2O體系。流體上升演化過程中與圍巖發生了廣泛的水巖反應，壓力突降與大氣降水的持續加入所引發的流體不混溶導致CO2和其他氣相成分（如H2S、CH4等）大量逸出與成礦流體物理化學條件變化，進而造成Au-S絡合物分解、金溶解度降低，從而有利于金和其他成礦元素的卸載。綜合礦床地質、流體包裹體和H-O同位素研究結果，三道岔金礦床屬于中溫熱液脈型金礦床。

關鍵詞：流體包裹體；H-O同位素；成礦流體；三道岔金礦床；夾皮溝金礦集區

doi：10.13278/j.cnki.jjuese.20210324

中圖分類號：P611

文獻標志碼：A

Abstract： The Jiapigou gold ore concentration area， located in the collage section between the northeastern margin of the North China craton and the Xing’an-Mongolian orogenic belt， is one of the most important goldproducing areas in China. However， the origin of the oreforming fluids and genetic types of the gold deposits in the Jiapigou gold ore concentration area" are still widely disputed. Moreover， there is still a chronic lack of systematic research on evolution of the oreforming fluids and oreforming mechanism. To address the problems above， this paper selects the most representative Sandaocha gold deposit in the Jiapigou gold ore concentration area" as an example to carry out a detailed analysis of fluid inclusions， laser Raman spectroscopy and H-O isotopes. Four stages of mineralization have been identified in the Sandaocha gold" deposit： （Ⅰ） milky quartz， （Ⅱ） quartzpyrite， （Ⅲ） quartzpolymetallic sulfide， and （Ⅳ） quartzcarbonate. The stages Ⅱ and Ⅲ represent the main gold mineralization. Three types of primary fluid inclusions （FIs） are identified in quartz formed at different stages： NaCl-H2O-CO2 （C-type）， NaCl-H2O （W-type） and pure CO2 （PC-type）. The earlystage quartz contains C- and W-type FIs， which have homogenization temperatures of 283-411 ℃ and salinities of 4.26%-17.48% NaCl equiv. The mainstage quartz contains all three types of FIs， with homogenization temperatures of 210-288 ℃ and salinities of 2.07%-15.76% NaCl equiv. The latestage quartz contains only W-type FIs with homogenization temperatures of 131-210 ℃ and salinities of 2.57%-14.04% NaCl equiv. The H-O isotope results indicate that the initial oreforming fluid is the mixture of magmatic water and a small amount of meteoric water， and the meteoric water was continuously added to the oreforming fluids during mineralization. The oreforming fluid system evolved from a moderatetemperature and moderate to lowsalinity NaCl-H2O-CO2 system in the early stage to a NaCl-H2O system with a low temperature and salinity in the late stage. Waterrock interactions generally occurred between oreforming fluids and metamorphic wallrocks during fluids migration. The sudden decompression and the addition of meteoric water led to fluid immiscibility and the exsolution of CO2， H2S， and other volatiles. This process destroyed the stability of Au-S complexes and facilitated the precipitation of gold and other oreforming elements. Comprehensive studies of geology， fluid inclusions and H-O isotopes confirm that the Sandaocha gold deposit is a mesothermal hydrothermal vein gold deposit.

Key words：fluid inclusion; H-O isotope; oreforming fluid; Sandaocha gold deposit; Jiapigou gold ore concentration area

0 引言

吉林夾皮溝金礦集區地處華北克拉通北緣東段與興蒙造山帶的拼貼部位，區內集中分布三道岔、八家子、二道溝等金礦床20余座，礦化點160余處，是國內最主要的產金地之一。近年來，在礦田外圍又相繼發現大洋岔、六批葉等多個大—中型礦床以及一批成礦遠景良好的礦化點，預計儲量超過150 t，說明該區仍具有發現超大型金礦床的潛力。前人已從成巖成礦年代學、構造地質學、巖石地球化學、流體包裹體、同位素地球化學等方面對該區典型金礦床進行了大量研究，但有關該區金礦床的成礦流體來源和礦床成因類型仍存有較大分歧。成礦流體來源方面，早期研究認為是變質流體成礦，而目前爭論的焦點主要集中于幔源或殼源巖漿流體與大氣降水混合。有關夾皮溝地區金礦床的成因類型，曾相繼提出綠巖帶型金礦床、（巖漿或變質）熱液脈型金礦床和造山型金礦床等3種觀點。上述研究現狀和爭議在一定程度上限制了人們對該區大規模金成礦作用的認識，此外，成礦過程中流體的演化以及成礦機制等方面也有待深入研究。鑒于此，本文選取區內規模最大且最具代表性的三道岔金礦床為研究對象，在詳細野外工作的基礎上，對不同成礦階段的石英開展了系統的流體包裹體顯微測溫、激光拉曼光譜分析以及H-O同位素測試，以制約成礦流體來源、性質與演化以及成礦元素的遷移、卸載機理，揭示礦床成礦機制與成因類型。本次研究可為深入了解三道岔金礦床的成礦過程和成礦規律提供參考。

1 區域地質概況

夾皮溝金礦集區位于華北克拉通北緣東段（在吉林省南東部又稱龍崗高級地體）與興蒙造山帶之間的夾皮溝地體內，一并記錄了這兩個大地構造單元的區域構造演化過程（圖1），是一個依次經歷了前寒武紀古陸核形成-增生與克拉通化、古陸核裂解與進一步固化-增生、古生代古亞洲洋閉合與伸展、中生代古太平洋板塊俯沖以及新生代大陸裂谷環境的疊加構造域。在多期、復雜的構造動力學環境轉換過程中，該區逐漸形成了以Au為主，Fe、Ag、Cu等次之的金屬元素礦集區。

區域上出露的地層主要是呈殘留狀分布在龍崗高級地體內的中太古界龍崗巖群中—高級變質巖（（2 950±30） Ma）、呈殘留狀分布在夾皮溝地體內的新太古界夾皮溝巖群中—低級變質巖（2 688～2 536 Ma）、古元古界集安巖群中—低級變質巖（2 189～2 156 Ma）、具有構造混雜巖性質的上古生界呼蘭巖群中—低級變質巖（（287±6） Ma）和北東部興蒙造山帶內的下古生界青龍村巖群中—低級變質巖（＞400 Ma），上古生界下二疊統壽山溝組，中生代下侏羅統屯田營組，下白堊統長安組、大砬子組和那爾轟組以及新生界第四系松花江組玄武巖和碎屑沉積物（圖1c）。區域上發育的侵入巖主要是在龍崗地體和夾皮溝地體內廣泛分布的新太古代古深成侵入巖（主要為英云閃長質-花崗閃長質片麻巖、二長花崗質片麻巖（2 578～2 524 Ma））以及沿夾皮溝斷裂下盤分布的新太古代—古元古代富鉀花崗質巖石（約2.52 Ga）、興蒙造山帶一側大面積出露的晚古生代花崗質雜巖（主要為黑云母花崗巖和花崗閃長巖，320～260 Ma）、中生代花崗質雜巖（主要為二長花崗巖和花崗閃長巖，168～153 Ma）以及侵入呼蘭群中的少量基性—超基性雜巖體（221～216 Ma）。巖脈主要形成于中三疊世—中侏羅世，包括輝綠巖、煌斑巖、閃長（玢）巖、英安斑巖、花崗斑巖、霏細巖和花崗細晶巖等。區域大型斷裂主要是NE向展布的敦化—密山斷裂、集安—松江斷裂和狹于兩者之間NW向的富爾河、金銀別、夾皮溝斷裂（圖1c），它們先后經歷了韌性、韌脆性和脆性變形過程，并在此過程中形成了一系列的NE向、NW向、近EW向和近SN向的次級斷裂，控制著夾皮溝金礦集區內礦床、礦體的空間分布。

2 礦田與礦床地質特征

2.1 礦田地質特征

夾皮溝金礦集區內目前已探明三道岔、本區、八家子、二道溝和小北溝等金礦床20余座，這些金礦床在空間上均受夾皮溝弧形韌性剪切帶（夾皮溝斷裂）的控制，多產出在剪切帶的上盤（北東盤），該剪切帶總體走向NW，傾向NE，傾角在60°～80°之間，延長逾50 km，帶寬在200～500 m之間。剪切帶上盤在長期右行走滑作用下產生一系列不同方向的次級韌脆性、脆性斷裂，控制著礦體的具體空間分布。其中，貼近夾皮溝主剪切帶的次級斷裂和礦體多呈NW—NNW向（如二道溝、小北溝、廟嶺），遠離夾皮溝主剪切帶一側的次級斷裂和礦體逐漸呈NNE向（如三道岔）和NE—NEE向（如本區、八家子、四道岔）。礦田內出露大面積的新太古代古深成侵入巖，巖性以花崗閃長質、二長花崗質片麻巖為主；新太古界夾皮溝群三道溝組表殼巖呈殘留狀分布在其內部，普遍受到韌性變形作用（糜棱巖化）和退變質作用的強烈影響，巖性主要為斜長角閃（片

麻）巖、角閃斜長片麻巖、條帶狀混合片麻巖和云母片巖等。花崗質片麻巖和表殼巖是該區金礦床的主要賦礦圍巖。與礦體在同一斷裂體系內伴生大量的中生代巖脈，巖性主要有（斑狀）堿長花崗細晶巖、花崗斑巖、閃長（玢）巖和花崗閃長巖等。礦體多以脈狀、網脈狀產出，礦化類型以硫化物石英脈型為主，此外還有少量蝕變巖型和角礫巖型。

2.2 礦床地質特征

三道岔金礦床位于夾皮溝金礦集區的北西部，靠近區域性NW向主剪切帶的上盤一側，與二道溝金礦床處于相同的成礦構造體系內，即礦床產在二道溝—三道岔近南北向反“S”型構造的北端，整個礦化蝕變帶沿走向延長約2 000 m，延深超過1 000 m，寬度在100 m以上（圖2a）。礦區地層主要為夾皮溝群三道溝組變質表殼巖，巖性以斜長角閃（片麻）巖為主，呈殘留體狀分布于新太古代古深成侵入巖（花崗質片麻巖）中，它們也是三道溝金礦床的主要賦礦圍巖（圖2b）；此外，在礦區的西南角和河流分布處發育少量的第四系。中生代侵入巖均以巖脈形式產出，巖性包括閃長（玢）巖、（斑狀）堿長花崗細晶巖和花崗斑巖，其中尤以花崗斑巖和（斑狀）堿長花崗細晶巖與金礦化的空間關系最為密切，它們常與礦體在晚期疊加的脆性斷裂內共伴生產出，且產狀基本一致（圖2，圖3a、b）。礦區主要控礦-容礦構造為夾皮溝斷裂所產生的一組次級NNE向韌脆性-脆性斷裂，早期以韌性剪切作用為主，晚期疊加脆性斷裂作用，由東至西依次有4#、3#、14#和13#等斷裂，走向均在0°～20°之間，傾向SEE，傾角在70°～90°之間（圖2a）。凡在地表被脆性斷裂強烈疊加的剪切帶深部往往礦化較好，而傾角緩、脆性斷裂疊加差的斷裂則礦化弱或不含礦，這些現象說明成礦作用與晚期的脆性斷裂作用過程有關。

三道岔金礦床幾乎全部由隱伏礦體組成，且6條主礦體均集中分布在3號剪切帶內，由北至南依次為6、4、3、2、1、0號礦體，呈左行斜列式排布。這些礦體的規模不等，走向均在0°～30°之間，傾角在80°～87°之間，沿走向延長50～330 m之間，延伸125～430 m之間，平均厚度在1.3～3.2 m之間，平均金品位在10.5～26.5 g/t之間。礦體主要賦存在晚期疊加的脆性斷裂體系內，且明顯切割早期韌性變形的構造形跡（圖2）。其中，淺部礦體的傾向為SEE，而深部礦體發生反傾，轉折端位置在-100～100 m標高附近，總體呈現反“S”型特征。主礦體均賦存在轉折端以上的淺部中段（100～565 m標高），規模大、延續性好，金的品位也較高；轉折端以下的深部中段只發現一些零散的、規模較小的低品位礦體；而在轉折端位置，金礦化往往較弱且不具有工業價值。礦體形態以脈狀、透鏡狀和網脈狀為主；礦石構造以條帶狀構造為主，次為脈狀、團塊狀和細脈-浸染狀構造等（圖3c、d）。礦石類型以含金硫化物（主要為黃鐵礦）石英脈型為主，此外，在靠近主礦體的上、下盤以及尖滅、轉折端位置還發育少量低品位蝕變巖型礦石。礦石中的金屬礦物以黃鐵礦為主，次為黃銅礦、閃鋅礦、方鉛礦以及少量的自然金（圖3e—l）;脈石礦物主要為石英、絹云母、綠泥石和方解石等。礦石結構主要為自形—半自形粒狀結構，還常見他型粒狀結構、交代結構和壓碎結構等（圖3i—l）。圍巖蝕變主要為鉀長石化、黑云母化、硅化、綠泥石化、綠簾石化、絹云母化和碳酸鹽化，蝕變分帶性較強，由礦體中心向兩側依次為強硅化→黃鐵絹英巖化→綠泥石化+綠簾石化→弱鉀化（鉀長石化+黑云母化），硅化和晚期碳酸鹽化普遍疊加在此之上（圖3a、b）。

根據礦石組構特征與礦物共生組合關系，將熱液成礦過程劃分為4個階段，階段Ⅰ為成礦早階段，階段Ⅱ和Ⅲ代表主成礦階段，階段Ⅳ為成礦晚階段。（Ⅰ）乳白色石英階段：多形成石英大脈，石英為乳白色、中粗粒、自形—半自形結構，內含少量零星浸染狀自形黃鐵礦（圖3c—f）；（Ⅱ）石英-黃鐵礦階段：半自形—自形、細粒黃鐵礦以細脈-網脈狀集合體產出（圖3c），局部呈團塊狀（圖3f）、稠密浸染狀，黃鐵礦顆粒內部發育裂紋且局部破碎，石英為煙灰色，以半自形細粒結構為主，該階段卸載少量自然金，多以粒間金和包裹金的形式賦存于細粒黃鐵礦顆粒的間隙或內部（圖3j）；（Ⅲ）石英-多金屬硫化物階段：金屬硫化物以半自形—他形、細粒結構為主，主要為黃鐵礦和黃銅礦，次為少量的閃鋅礦、方鉛礦和自然金（圖3g、k、l），該階段是最主要的成礦階段，代表成礦主階段的中晚期；（Ⅳ）石英-碳酸鹽階段：代表成礦作用尾聲，發育少量石英-碳酸鹽細脈，充填于早階段和主階段脈體的邊緣和裂隙內（圖3h），內含痕量方鉛礦。

3 樣品與試驗方法

在礦床地質調研和巖相學觀察的基礎上，本次研究選取10件不同成礦階段的石英樣品，對其內部捕獲的原生包裹體進行了顯微測溫和激光拉曼探針分析。這些石英樣品分別采自井下0、335、470、515和740 m中段的新12號礦體。在中國科學院地質與地球物理研究所巖石圈演化國家重點實驗室對單個流體包裹體進行了顯微測溫和激光拉曼成分分析。其中，包裹體顯微測溫所用儀器為英國Linkam THMS 600型冷熱臺，并利用美國FLUIDING公司人工合成流體包裹體標樣對其進行了溫度標定。該冷熱臺的測溫范圍為-196～600 ℃，且在-120～-70、-70～100和100～500 ℃溫度區間內的測試精度依次為±0.5、±0.2和±2 ℃。實驗過程中升溫速率一般為0.2～5.0 ℃/min，在接近相變溫度時將升溫速率降低為0.1 ℃/min，以便獲得更加準確的相變溫度。激光拉曼成分分析所用儀器為Renishaw RM-2000型激光拉曼光譜儀，波長514 nm，所測光譜的技術時間為10 s，每1 cm（波數）計數一次，100～4 000 cm-1全波段一次取峰，激光束斑大小約為1 μm，光譜分辨率2 cm-1。

水溶液包裹體（W型）的鹽度（w（NaCl））由冰點溫度計算得出；含CO2水溶液包裹體（C型）的鹽度由籠合物融化溫度查表得出。水溶液包裹體的密度根據其完全均一溫度與鹽度投圖得出；含CO2水溶液包裹體和純CO2包裹體的CO2相密度根據其CO2相的均一方式和CO2部分均一溫度投圖得出。根據成礦主階段的純CO2包裹體和與其共存的水溶液包裹體，利用等容線相交法獲得該階段的最小捕獲壓力。

選取2件成礦主階段的石英樣品進行了H-O同位素分析。石英單礦物分選工作委托廊坊市宇能巖石礦物分選技術服務有限公司完成。首先將測試樣品破碎并篩選至40～80目，進而在雙目鏡下挑選出石英單礦物（≥2 g），純度在99%以上。H-O同位素分析在核工業北京地質研究所穩定同位素實驗a. 鉀化、硅化及碳酸鹽化的斑狀堿長花崗細晶巖脈；b. 花崗斑巖脈發育硅化、絹云母化、綠泥石化、碳酸鹽化和弱鉀化；c、d. 不同成礦階段礦體特征；e. Ⅰ階段乳白色石英大脈中含有零星浸染狀黃鐵礦顆粒；f. Ⅱ階段石英-黃鐵礦在局部呈團塊狀集合體大量產出，交代Ⅰ階段乳白色石英；g. Ⅲ階段石英-多金屬硫化物交代Ⅱ階段石英-黃鐵礦；h. Ⅳ階段方解石細脈切割早期形成的礦體；i. Ⅰ階段零星浸染狀自形黃鐵礦顆粒；j. Ⅱ階段半自形—他形黃鐵礦以集合體形式大量產出，內含自然金；k. Ⅲ階段黃鐵礦與黃銅礦共生；l. Ⅲ階段閃鋅礦內含自然金。Ⅰ. 乳白色石英階段；Ⅱ. 石英-黃鐵礦階段；Ⅲ. 石英-多金屬硫化物階段；Ⅳ. 石英-碳酸鹽階段。Car. 碳酸鹽化；Chl. 綠泥石化；Kfs. 鉀化；Q. 石英；Ser. 絹云母化；Si. 硅化；Au. 自然金；Ccp. 黃銅礦；Gn. 方鉛礦；Py. 黃鐵礦；Sp. 閃鋅礦。

室完成，使用儀器為Finnigan MAT253型氣體同位素質譜儀。采用BrF5法對石英單礦物的氧同位素進行分析，分析精度優于±0.2‰，再根據各成礦階段流體包裹體的平均均一溫度，通過Clayton等提出石英與水的氧同位素分流平衡方程計算得出δ18OH2O值。氫同位素分析采用爆破法直接獲取流體包裹體中的水，用鋅還原法置換出水中的氫，分析

精度優于±1‰。H-O同位素的實驗結果均以標準平均海洋水（SMOW）為標準給出，具體實驗流程、儀器參數和標樣情況參見劉漢彬等。

4 實驗結果

4.1 流體包裹體

4.1.1 流體包裹體類型與巖相學特征

各成礦階段的石英中均捕獲了大量的流體包裹體（圖4），依據成因分類準則可以將其分為以下3種類型：1）呈隨機孤立分布或群狀分布于單顆粒石英內部的原生包裹體；2）沿單顆粒石英內部愈合的微裂隙或蝕坑分布的假次生包裹體；3）沿切穿相

鄰石英顆粒微裂隙分布的次生包裹體。根據流體包裹體在室溫條件（25 ℃）下的相態分類準則和冷凍、升溫過程中的相態變化以及激光拉曼分析結果，將該礦床的原生包裹體分為水溶液包裹體（NaCl-H2O，W型）、含CO2水溶液包裹體（NaCl-H2O-CO2，C型）和純CO2包裹體（PC型）。

W型包裹體：絕大多數W型包裹體在室溫條件下是由氣相水（VH2O）和液相水（LH2O）組成的兩相包裹體，形態以長條形、橢圓形、近圓形或不規則形為主，大小在2～15 μm之間，多數在3～8 μm之間，氣液比多數為5%～35%（圖4a、c—e、g）。在成礦早階段和主階段常與C型包裹體共生（圖4a、d、e），在成礦晚階段多孤立存在。此外，在成礦晚階段有極少量的W型包裹體是僅由液相水組成的單相包裹體，通常與兩相水溶液包裹體共生。

C型包裹體：C型包裹體在室溫條件下呈氣相CO2、液相CO2和液相水三相（C1型，VCO2+LCO2+LH2O，圖4a、d）或液相CO2、液相水兩相（C2型，LCO2+LH2O，圖4b）。在降溫過程中（10 ℃或更低），C2型包裹體中出現氣相CO2而變為C1型包裹體。此類包裹體多為負晶形或不規則形，大小在3～12 μm之間，多數在5～10 μm之間。該類型包裹體僅見于成礦早階段和主階段，且在室溫狀態下包裹體中CO2相（LCO2+VCO2或LCO2）的體積分數差別較大，在35%～90%之間，多數在50%～75%之間（圖4a、b、d），表明其被捕獲時流體可能處于不混溶狀態。

PC型包裹體：該類型包裹體在升溫至不超過31.1 ℃時就已達到完全均一狀態，表明其組分幾乎全部為CO2（＞95%）。在室溫條件下呈液相CO2+氣相CO2兩相（LCO2+VCO2）或液相CO2單相（LCO2，圖4f），后者在降溫過程中（10 ℃或更低）出現氣相CO2變為兩相包裹體。此類包裹體通常呈橢圓形、負晶形或不規則形，透明度較低，大小在3～10 μm之間，兩相PC型包裹體的氣相百分比在10%～30%之間。此類包裹體常與C型包裹體共生，表明其被捕獲時流體可能處于不混溶狀態。

流體包裹體顯微巖相學特征表明，成礦早階段與主階段石英均發育C型和W型包裹體，此外成礦主階段還發現少量PC型包裹體。這些包裹體多為隨機分布的原生包裹體，常成群分布，個別為沿裂隙分布的次生包裹體。在同一視域下可見PC型包裹體、不同CO2體積分數的C型包裹體及不同氣液比的W型包裹體共生（圖4a—f），表明其被捕獲時的成礦流體可能屬于一種不均一的流體體系，暗

示成礦主階段流體發生過不混溶作用。成礦晚階段石英僅發育W型包裹體（圖4g），它們在局部以次生包裹體的形式賦存于早階段形成的石英中。

4.1.2 流體包裹體顯微測溫結果

三道岔金礦床各成礦階段流體包裹體的顯微測溫結果如表1和圖5所示。成礦早階段石英中捕獲了C型和W型流體包裹體。測得C型包裹體的固態CO2熔化溫度在-57.5～-56.6 ℃之間，略低于純CO2三相點（-56.6 ℃），說明包裹體的氣相成分除CO2外還含有少量的其他組分（如CH4、N2等）；籠合物熔化溫度在-2.6～7.8 ℃之間，由其

獲得早階段C型包裹體的鹽度在4.26%～17.48%之間；CO2部分均一溫度在21.9～29.7 ℃之間，且全部均一至液相CO2，由其獲得早階段C型包裹體CO2相的密度為0.59～0.76 g/cm3；包裹體最終在288～411 ℃之間達到完全均一狀態，且絕大多數均一至液相CO2。僅測得一個早階段W型包裹體的完全均一溫度為283 ℃，全部均一至液相。

成礦主階段石英中C型、W型與PC型包裹體共存。其中，C型和PC型包裹體的固態CO2熔化溫度在-61.5～-56.6 ℃之間；C型包裹體籠合物熔化溫度在3.6～6.4 ℃之間，由其獲得主階段C型包裹體的鹽度在6.71%～11.05%之間；C型和PC型包裹體CO2部分均一溫度在22.3～26.4 ℃之間，并均一至液相CO2，由其獲得主階段C型和PC型包裹體CO2相的密度為0.69～0.75 g/cm3；C型包裹體的完全均一溫度在213～288 ℃之間，且富CO2相和富水相的C型包裹體分別均一至液相CO2和液相水。測得主階段W型包裹體的冰點溫度在-11.8～-1.2 ℃之間，完全均一溫度介于210～270 ℃之間，且大多數

均一至液相，由冰點溫度計算出主階段W型包裹體的鹽度為2.07%～15.76%，根據包裹體的均一溫度與鹽度獲得其密度為0.79～0.96 g/cm3（表1，圖5）。此外，由等容線相交法獲得該階段流體的最小捕獲壓力為55～103 MPa（圖6）。

底圖據文獻。

成礦晚階段石英僅發育W型包裹體，測得其冰點溫度在-10.1～-1.5 ℃之間，完全均一溫度在131～210 ℃之間，且全部均一至液相。由冰點溫度計算出晚階段W型包裹體的鹽度在2.57%～14.04%之間，根據包裹體的均一溫度與鹽度獲得其密度為0.87～0.98 g/cm3。

4.1.3 流體包裹體成分特征

各成礦階段流體包裹體的代表性激光拉曼光譜如圖7所示。成礦早階段和成礦主階段C型包裹體的氣相成分主要為CO2，此外還含有痕量的CH4和H2S（圖7a），而液相水成分中還含有少量的CO2和N2（圖7e）。成礦主階段PC型包裹體的主要成分是CO2，帶有少量的N2和CH4（圖7c、d）。不同成礦階段捕獲的W型包裹體的成分均以H2O為主，區別在于早、主階段W型包裹體的氣相成分中還存在少量CO和CO2（圖7b、g），而晚階段W型包裹體則僅由H2O組成（圖7h）。綜合看來，初始含礦流體為富含CO2的NaCl-H2O-CO2體系，CH4和H2S成分的存在表明其具有弱還原性質，隨后成礦流體逐漸演化為以H2O為主的NaCl-H2O體系，少量N2的出現暗示成礦流體中可能有大氣降水的加入。

4.2 H-O同位素

三道岔金礦床各成礦階段石英的H-O同位素分析結果詳見表2和圖8。本次研究測得2件成礦主階段石英的δDH2O值分別為-99.2‰和-103.9‰，δ18O石英值分別為11.4‰和11.7‰，據此計算得出與之平衡流體的δ18OH2O值分別為2.0‰和2.3‰。結合前人的分析結果，三道岔金礦床成礦早階段、主階段和晚階段的δDH2O值依次為-89.0‰和-88.0‰、-103.9‰～-94.0‰及-91.0‰，δ18O石英值依次為11.2‰和11.1‰、10.8‰～11.7‰及10.9‰，計算得出δ18OH2O值分別為4.7‰和5.7‰、-1.7‰～2.3‰及-4.6‰。

5 討論

5.1 成礦流體來源

H-O同位素結果（表2）表明，三道岔金礦床成礦早階段流體的δDH2O值和δ18OH2O值分別為-89.0‰和-88.0‰與4.7‰和5.7‰，該范圍與巖漿水的H-O同位素組成（δDH2O=-80‰～-50‰，δ18OH2O=6‰～10‰）較為接近，但明顯區別于典型變質水的H-O同位素組成（δDH2O=-65‰～-20‰，δ18OH2O=5‰～25‰）；在δDH2O-δ18OH2O圖解（圖8）中，成礦早階段流體的數據點投在初始巖漿水區域的左下方且遠離變質水區域。上述特征表明，三道岔金礦床的初始含礦流體是來自于巖漿水而非變質水。與典型巖漿水的范圍相比，成礦早階段流體的δ18OH2O值略低，暗示初始成礦流體中有少量大氣降水的加入，而δDH2O值的虧損可能與大氣降水的加入或早期巖漿脫氣作用有關。此外，孫忠實等測得夾皮溝礦田成礦伴生方解石脈的δ13CPDB值在-5.0‰～-4.2‰之間，與地幔或深源巖漿的碳同位素組成（-7.0‰～-5.0‰）十分接近；Zeng等測得成礦階段黃鐵礦中流體包裹體的3He/4He值和40Ar/36Ar值分別為0.6～2.5和1 444～9 805，也暗示成礦流體具有幔源流體特征，帶有微量的殼源組分。綜上所述，我們認為三道岔金礦床的初始成礦流體是具有幔源組分的深源巖漿所提供的巖漿水，并混有少量的大氣降水。

隨后，流體在上升演化過程中與圍巖發生了廣泛的水巖反應，證據有以下幾點：1）水巖反應在熱液金礦床中普遍發生，含礦流體與圍巖之間通過水巖反應不斷進行成分交換，并在礦體兩側形成一系列熱液蝕變，在三道岔金礦床具體表現為鉀化、硅化、青磐巖化、碳酸鹽化等；2）三道岔金礦床成礦早階段流體鹽度的變化范圍（4.26%～17.48%）較高，而區內變質圍巖中的流體包裹體則具有較高的鹽度（36.5%～54.8%）；3）成礦流體與圍巖之間的水巖反應通常在280～380 ℃之間最為強烈，這一溫度區間與三道岔金礦床成礦早階段流體包裹體的均一溫度（283～411 ℃）區間十分接近；4）前人研究表明鄰近的本區、二道溝、小北溝和四道岔等金礦床的成礦流體與變質圍巖普遍發生過水巖反應。這些證據證明三道岔金礦床的成礦流體與變質圍巖發生了水巖反應，也解釋了為何此前有學者提出夾皮溝地區金礦床的成礦流體具有變質流體特征。

5.2 成礦流體性質與演化

流體包裹體巖相學特征和顯微測溫結果顯示，三道岔金礦床成礦早階段石英捕獲的包裹體類型為C型和W型，其完全均一溫度和鹽度分別在288～411 ℃和4.26%～17.48%之間（表1）；激光拉曼成分分析結果顯示這些流體包裹體的成分以CO2和H2O為主，此外還有少量的CH4、H2S和CO等（圖7a、b）。上述結果表明三道岔金礦床的初始成礦流體屬于富含CO2的中溫、中低鹽度CO2-NaCl-H2O體系。

成礦主階段石英捕獲的流體包裹體類型以W型和C型為主，此外還有少量的PC型。該階段流體包裹體的完全均一溫度和鹽度分別為210～288 ℃和2.07%～15.76%（表2），包裹體的成分主要是H2O和CO2，次為痕量的CH4和N2（圖7c—f）。成礦主階段流體的δDH2O值和δ18OH2O值分別為-103.9‰～-94.0‰和-1.7‰～2.3‰（表2），與成礦早階段相比，δ18OH2O值明顯降低，在δDH2O-δ18OH2O圖解中（圖8）對應的數據點明顯向大氣降水線一側發生移動，說明成礦主階段流體中持續有大氣降水的加入。

流體包裹體巖相學、顯微測溫和成分特征表明，三道岔金礦床的成礦流體很可能發生了不混溶作用，證據主要有以下幾點：1）W型、C型和PC型包裹體在同一石英顆粒中成群分布，表明其被捕獲時成礦流體可能正處于一種不均衡的熱液體系狀態；2）富CO2相和富H2O相的C型包裹體具有相近的均一溫度，但分別均一至液相CO2和液相H2O，而具有不同氣液比的W型包裹體在相近的均一溫度下分別均一至氣相水和液相水；3）C型包裹體的完全均一溫度總體略高于W型包裹體；4）成礦主階段共存的C型和PC型包裹體具有相近的CO2部分均一溫度（表1），表明其富CO2端元可能是同一CO2-H2O流體分離的結果。上述證據均表明三道岔金礦床的成礦流體在成礦過程中發生了不混溶作用，因此這些包裹體的完全均一溫度和壓力可以代表其捕獲溫度和壓力，無需進行壓力校正。綜上所述，隨著成礦流體的演化和大氣降水的加入，主階段成礦流體逐漸演化為以中溫為主、中低鹽度共存的NaCl-H2O-CO2不混溶體系。

中溫、中低鹽度熱液流體的不混溶通常與韌脆性構造體系轉換所導致的壓力突降或不同性質流體的混合作用有關（或二者皆有）。前文已述，三道岔金礦床的主要控礦-容礦構造為夾皮溝斷裂所產生的一組次級NNE向韌脆性-脆性斷裂，早期以韌性剪切作用為主，晚期在近地表處疊加脆性斷裂作用，這使得流體在上升過程中發生壓力突降成為了可能。如圖6所示，利用等容線相交法獲得三道岔金礦床成礦主階段流體包裹體的最小捕獲壓力為55～103 MPa，同樣表明成礦過程中可能存在壓力突降。此外，如果是由壓力突降導致NaCl-CO2-H2O體系流體發生了不混溶作用，那么流體中的CH4、H2S、N2和CO等組分更傾向于富集在C型或PC型包裹體的CO2相中，且它們的含量隨著包裹體CO2相比例的增加而增加，這也與本次激光拉曼分析的結果相一致（圖7a—f）。另一方面，H-O同位素結果表明三道岔金礦床的成礦流體中持續有代表低溫、低鹽度的大氣降水加入；此外，如圖9所示，各階段流體包裹體的均一溫度和鹽度均具有較大的變化范圍；這些證據均暗示流體不混溶還可能與不同性質流體的混合有關。因此，我們認為三道岔金礦床成礦流體發生的不混溶現象是壓力突降與大氣降水持續加入共同作用的結果。

成礦晚階段石英中僅發育W型包裹體，其完全均一溫度和鹽度分別為131～210 ℃、2.57%～14.04%（表1）。激光拉曼能譜分析顯示該階段包裹體的成分僅為H2O，說明CO2、H2S、CH4和其他氣

相組分已在流體不混溶作用過程中大量逸出。此外，成礦晚階段流體的δDH2O值和δ18OH2O值分別為-91.0‰和-4.6‰（表2），相對于成礦主階段δ18OH2O值進一步減小；在δDH2O-δ18OH2O圖解（圖8）中，晚階段成礦流體的數據點遠離巖漿水區域而更加靠近大氣降水線一側。可見，隨著大氣降水的持續加入以及不混溶過程中CO2等揮發分的大量逸出，至成礦晚階段流體已演化為以H2O為主的低溫、低鹽度NaCl-H2O體系。

綜上所述，三道岔金礦床的成礦流體與變質圍巖發生了廣泛的水巖反應，成礦過程中伴隨著大氣降水的加入，自成礦早階段至成礦晚階段，成礦流體逐漸由富含CO2的中溫、中低鹽度NaCl-H2O-CO2體系演化為以H2O為主的低溫、低鹽度NaCl-H2O體系，期間發生了流體不混溶作用和CO2、H2S、CH4等氣相組分的大量逸出。

5.3 成礦元素遷移與卸載

目前普遍認為，熱液金礦床成礦流體中的金主要是以Au-S絡合物或Au-Cl絡合物的形式運移，而在富硫、溫度為200～400 ℃、壓力為200 MPa左右、近中性—弱酸性的流體中，金運移的主要載體是Au-S絡合物（如Au（HS）2-和Au（HS）0）。已有研究表明，夾皮溝地區金礦床成礦流體的Eh值和pH值分別在-0.88～-0.36和4.65～8.58之間，屬弱還原、近中性—弱酸性流體，由此推斷該區成礦流體中的金最有可能以Au-S絡合物的形式運移，這也與礦石中的金多以金屬硫化物（特別是黃鐵礦）為載體的現象一致（圖3j、l）。激光拉曼分析結果顯示，成礦早階段和主階段包裹體成分中含有大量的CO2和少量的H2S（圖7a—g），前者在金的運移過程中發揮了重要作用，它可以使流體的pH值保持在令含金絡合物穩定的范圍內，從而提高金的溶解度；而后者則可以與金形成穩定的Au-S絡合物，使成礦流體中的金以穩定的形勢富集和運移。此外，如前文所述，成礦過程中流體發生了不混溶作用，該作用導致了CO2和H2S等氣相成分大量出溶和成礦流體物理化學條件的變化，破壞Au-S絡合物的穩定性并使其分解，進而降低金的溶解度并最終導致金和其他金屬硫化物的沉淀。同時，成礦主階段包裹體中存在的少量有機組分（如CH4，圖7d、f）可以增加成礦流體不混溶的規模，提高流體運移和卸載成礦元素的能力，促進流體從圍巖中對金和其他金屬元素的提取。總之，由流體不混溶所引發的Au-S絡合物穩定性的破壞是成礦元素卸載的主要原因。

5.4 礦床成因類型

本文通過詳實的礦床地質、流體包裹體和H-O同位素研究，并結合前人研究成果，認為三道岔金礦床應屬于中溫熱液脈型金礦床，主要依據如下：

1）礦體與花崗斑巖、（斑狀）堿長花崗細晶巖巖脈的空間關系密切，它們常在晚期疊加的脆性斷裂內共伴生產出，產狀基本一致（圖2），且巖脈普遍發育與成礦相關的熱液蝕變（圖3a、b）。

2）夾皮溝斷裂在長期右行剪切作用下所派生出的一組NNE向次級韌脆性-脆性斷裂嚴格控制著礦體的產狀與分布，礦體主要賦存在晚期疊加的脆性斷裂體系內，這與中溫熱液脈型金礦床的控礦構造體系一致。

3）礦石類型以含金硫化物石英脈型為主，礦石中的金屬礦物主要為黃鐵礦，次為黃銅礦、閃鋅礦、方鉛礦以及少量的自然金（圖3e—l）；圍巖蝕變主要發育鉀長石化、黑云母化、硅化、綠泥石化、綠簾石化、絹云母化和碳酸鹽化，且蝕變分帶現象較為明顯，由礦體中心向兩側圍巖依次為強硅化帶→黃鐵絹英巖化帶→青磐巖化帶（綠泥石化+綠簾石化）→鉀化帶（鉀長石化+黑云母化），硅化和晚期碳酸鹽化普遍疊加在此之上；上述礦化蝕變特征均與典型中溫熱液脈型金礦床一致。

4）三道岔金礦床的初始成礦流體來自巖漿水和少量大氣降水的混合，成礦過程中伴有大氣降水的持續加入，所捕獲包裹體的類型主要為C型、W型以及少量的PC型，其完全均一溫度和鹽度分別在131～411 ℃和2.07%～17.48%之間，包裹體氣相成分主要為H2O和CO2，次為少量的CH4、H2S和N2等，這些成礦流體特征與典型中溫熱液脈型金礦床基本一致。

6 結論

1）三道岔金礦床受夾皮溝斷裂所派生出的一組NNE向次級韌脆性-脆性斷裂的控制，礦體主要賦存于晚期疊加的脆性斷裂體系內；礦石類型以含金硫化物石英脈型為主，整個熱液成礦過程可以劃分為（Ⅰ）乳白色石英階段、（Ⅱ）石英-黃鐵礦階段、（Ⅲ）石英-多金屬硫化物階段和（Ⅳ）石英-碳酸鹽階段，其中階段Ⅱ和Ⅲ代表成礦主階段。

2）初始成礦流體來自深源巖漿提供的巖漿水與少量大氣降水的混合，屬于富含CO2的中溫、中低鹽度NaCl-H2O-CO2體系，隨后流體在上升演化過程中持續有大氣降水加入并與圍巖發生了廣泛的水巖反應，至成礦晚階段流體逐漸演化為以H2O為主的低溫、低鹽度NaCl-H2O體系。

3）成礦過程中，壓力突降與大氣降水持續加入共同引發了流體不混溶作用是重要的成礦機制，其導致了CO2、H2S和CH4等氣相組分的大量逸出和Au-S絡合物穩定性的破壞，是成礦元素卸載的主要原因。

4）三道岔金礦床的地質、流體包裹體和H-O同位素特征共同揭示該礦床屬于中溫熱液脈型金礦床。

參考文獻（References）：

Deng J， Yang L Q， Gao B F， et al. Fluid Evolution and Metallogenic Dynamics During Tectonic Regime Transition： Example from the Jiapigou Gold Belt in Northeast China. Resource Geology， 2009， 59（2）： 140-152.

Deng J， Yuan W M， Carranza E J M， et al. Geochronology and Thermochronometry of the Jiapigou Gold Belt， Northeastern China： New Evidence for Multiple Episodes of Mineralization. Journal of Asian Earth Sciences， 2014， 89： 10-27.

Huang Z X， Yuan W M， Wang C M， et al. Metallogenic Epoch of the Jiapigou Gold Belt， Jilin Province， China： Constrains from Rare Earth Element， Fluid Inclusion Geochemistry and Geochronology. Journal of Earth System Science， 2012， 121（6）： 1401-1420.

Zeng Q D， Wang Z C， Zhang S， et al. The OreForming Epoch of the Jiapigou Gold Belt， NE China： Evidences from the Zircon LA-ICP-MS U-Pb Dating of the Intrusive Rocks. Acta Geologica Sinica， 2014， 88： 1029-1030.

張松，王永彬，褚少雄. 華北克拉通北緣東段海溝巖體的鋯石U-Pb年齡、Sr-Nd-Hf同位素組成及其動力學背景. 巖石學報，2012，28（2）：544-556.

Zhang Song， Wang Yongbin， Chu Shaoxiong. Zircon U-Pb Ages and Sr-Nd-Hf Isotopic Composition of the Haigou Granitoids at the Northeastern Margin of North China Craton： Implications for Geodynamic Setting. Acta Petrologica Sinica， 2012， 28（2）： 544-556.

孫忠實，馮亞民. 吉林夾皮溝金礦床主成礦時代的確定及找礦方向. 地球學報，1997，18（4）：367-372.

Sun Zhongshi， Feng Yamin. Main Minerogenetic Epoch， Determine and Exploratory Direction of Jiapigou Gold Deposit， Jilin. Acta Geoscientica Sinica， 1997， 18（4）： 367-372.

李碧樂，陳廣俊，宋宗維. 論吉林夾皮溝金礦成礦時代. 世界地質，2004，23（4）：354-359.

Li Bile， Chen Guangjun， Song Zongwei. Discussion on Minerogenetic Epoch of the Gold Deposit in Jiapigou of Jilin Province. Global Geology， 2004， 23（4）： 354-359.

鄧軍，孫忠實，楊立強，等. 吉林夾皮溝金礦帶構造地球化學特征分析. 高校地質學報，2000，6（3）：405-411.

Deng Jun， Sun Zhongshi， Yang Liqiang， et al. TectonoGeochemical Analysis of Jiapigou Gold Belt， Jilin Province. Geological Journal of China Universities， 2000， 6（3）： 405-411.

Liu H T， Liu J M， Sun S H， et al. ShearHosted Mesothermal Vein System in the Jiapigou Goldfield， Northeastern China： Implication for Subsequent Exploration. Resource Geology， 2003， 53： 1-10.

黃志新. 吉林省夾皮溝金礦帶構造-流體-成礦系統. 北京：中國地質大學（北京），2012.

Huang Zhixin. TectonicsFluidsMineralization System of Jiapigou Gold Belt in the Jilin Province， China. Beijing： China University of Geosciences （Beijing）， 2012.

戴薪義，劉勁鴻，邵建波. 吉林省夾皮溝花崗巖-綠巖帶成因模式探討. 吉林地質，1990，9（3）：17-21.

Dai Xinyi， Liu Jinhong， Shao Jianbo. A Preliminary Study on the Genetic Model of the Jiapigou GraniteGreenstone Belt in Jilin Province. Jilin Geology， 1990， 9（3）： 17-21.

Guo B R， Liu S W， Zhang J， et al. Neoarchean AndeanType Active Continental Margin in the Northeastern North China Craton： Geochemical and Geochronological Evidence from Metavolcanic Rocks in the Jiapigou GraniteGreenstone Belt， Southern Jilin Province. Precambrian Research， 2016， 285： 147-169.

Zhang X T， Sun J G， Han H L， et al. Genesis and OreForming Process of the Benqu Mesothermal Gold Deposit in the Jiapigou Ore Cluster， NE China： Constraints from Geology， Geochronology， Fluid Inclusions， and WholeRock and Isotope Geochemistry. Ore Geology Reviews， 2021， 130： 103956.

代軍治，王可勇，程新民. 吉林夾皮溝金礦帶成礦流體地球化學特征. 巖石學報， 2007， 23（9）：2198-2206.

Dai Junzhi， Wang Keyong， Cheng Xinmin. Geochemical Feathers of OreForming Fluids in the Jiapigou Gold Belt， Jilin Province. Acta Petrologica Sinica， 2007， 23（9）： 2198-2206.

楊利亞，楊立強，袁萬明，等. 造山型金礦成礦流體來源與演化的氫-氧同位素示蹤： 夾皮溝金礦帶例析. 巖石學報，2013，29（11）：4025-4035.

Yang Liya， Yang Liqiang， Yuan Wanming， et al. Origin and Evolution of Ore Fluid for Orogenic Gold Traced by D-O Isotopes： A Case from the Jiapigou Gold Belt， China. Acta Petrologica Sinica， 2013， 29（11）： 4025-4035.

Li L， Sun J G， Men L J， et al. Originand Evolution of the OreForming Fluids of the Erdaogou and Xiaobeigou Gold Deposits， Jiapigou Gold Province， NE China. Journal of Asian Earth Sciences， 2016， 129： 170-190.

Zeng Q D， Wang Z C， He H Y， et al. Multiple Isotope Composition （S， Pb， H， O， He， and Ar） and Genetic Implications for Gold Deposits in the Jiapigou Gold Belt， Northeast China. Mineralium Deposita， 2014， 49： 145-164.

孫忠實，馮本智，青曉. 吉林夾皮溝金礦穩定同位素地質及找礦方向. 長春科技大學學報，1998，28（2）：142-147.

Sun Zhongshi， Feng Benzhi， Qing Xiao. The Stable Isopotic Geology and Exploration Direction of the Jiapigou Gold Ore Deposit， Jilin Province. Journal of Changchun University of Science and Technology， 1998， 28（2）： 142-147.

Miao L C，Qiu Y M， Fan W M， et al. Geology， Geochronology， and Tectonic Setting of the Jiapigou Gold Deposits， Southern Jilin Province， China. Ore Geology Reviews， 2005， 26（1/2）： 137-165.

劉勁鴻. 吉林省夾皮溝—金城洞花崗綠巖帶中金礦床的形成時代. 吉林地質，1989，8（4）：58-70.

Liu Jinhong. The Formation Age of Gold Deposits in the JiapigouJinchengdong GraniteGreenstone Belt in Jilin Province. Jilin Geology， 1989， 8（4）： 58-70.

孫勝龍. 夾皮溝韌性剪切帶與金礦富集規律探討. 黃金，1990（7）：6-10.

Sun Shenglong. Researches on the Relationship Between the Ductile Shear Zone and the Concentrations of Gold Deposits at Jiapigou District， Jilin Province. Gold， 1990 （7）： 6-10.

程玉明，金昌珍，宋群，等. 華北地臺北緣花崗巖-綠巖型金礦田及盲礦體的找礦模型. 長春地質學院學報，1993，23（3）：292-298.

Cheng Yuming， Jin Changzhen， Song Qun， et al. The OreSearch Models of GraniteGreenstoneType Gold OreField and Blind Orebody at Northern Margin of Northern China Platform. Journal of Changchun University of Earth Sciences， 1993， 23（3）： 292-298.

沈保豐，彭曉亮，駱輝，等. 中國太古宙綠巖帶. 地質學報，1993，67（3）：208-220.

Shen Baofeng， Peng Xiaoliang， Luo Hui，et al. Archean Greenstone Belts in China. Acta Geologica Sinica， 1993， 67（3）： 208-220.

李俊建，沈保豐，毛德寶，等. 吉林夾皮溝金礦成礦時代的研究. 地質學報，1996，70（4）：335-341.

Li Junjian， Shen Baofeng， Mao Debao， et al. Metallogenic Epochs of the Jiapigou Gold Deposit， Jilin. Acta Geologica Sinica， 1996， 70（4）： 335-341.

李亮. 吉林省夾皮溝—海溝金成礦帶金礦床成礦流體特征與深部成礦潛力預測. 長春：吉林大學，2016.

Li Liang. Research on OreForming Fluids of Gold Deposits in JiapigouHaigou Gold Belt， Jilin Province and DeepSeated Metallogenic Assessment. Changchun： Jilin University， 2016.

Wu F Y， Zhao G C， Sun D Y， et al. The Hulan Group： Its Role in the Evolution of the Central Asian Orogenic Belt of NE China. Journal of Asian Earth Sciences， 2007， 30： 542-556.

Krner A， Kovach V， Belousova E， et al. Reassessment of Continental Growth During the Accretionary History of the Central Asian Orogenic Belt. Gondwana Research， 2014， 25： 103-125.

Liu Y J， Li W M， Feng Z Q， et al. A Review of the Paleozoic Tectonics in the Eastern Part of Central Asian Orogenic Belt. Gondwana Research， 2017， 43： 123-148.

Cao H H， Xu W L， Pei F P， et al. Zircon U-Pb Geochronology and Petrogenesis of the Late PaleozoicEarly Mesozoic Intrusive Rocks in the Eastern Segment of the Northern Margin of the North China Block. Lithos， 2013， 170/171： 191-207.

周曉東，朱殿義，孫永杰. 吉林省前寒武紀地層. 吉林地質，2006，25（3）：1-10.

Zhou Xiaodong， Zhu Dianyi， Sun Yongjie. The Precambrian Strata of Jilin Province. Jilin Geology， 2006， 25（3）： 1-10.

孫德有，吳福元，高山，等. 吉林中部晚三疊世和早侏羅世兩期鋁質A型花崗巖的厘定及對吉黑東部構造格局的制約. 地學前緣，2005，12（2）：263-275.

Sun Deyou， Wu Fuyuan， Gao Shan， et al. Confirmation of Two Episodes of AType Granite Emplacement During Late Triassic and Early Jurassic in the Central Jilin Province， and Their Constraints on the Structural Pattern of Eastern JilinHeilongjiang Area， China. Earth Science Frontiers， 2005， 12（2）： 263-275.

Wu F Y， Sun D Y， Ge W C， et al. Geochronology of the Phanerozoic Granitoids in Northeastern China. Journal of Asian Earth Sciences， 2011， 41： 1-30.

Wu F Y， Wilde S A， Zhang G L， et al. Geochronology and Petrogenesis of the PostOrogenic Cu-Ni SulfideBearing MaficUltramafic Complexes in Jilin Province， NE China. Journal of Asian Earth Sciences， 2004， 23：781-797.

許文良，王楓，裴福萍，等. 中國東北中生代構造體制與區域成礦背景：來自中生代火山巖組合時空變化的制約. 巖石學報，2013，29（2）：339-353.

Xu Wenliang， Wang Feng， Pei Fuping， et al. Mesozoic Tectonic Regimes and Regional OreForming Background in NE China： Constraints from Spatial and Temporal Variations of Mesozoic Volcanic Rock Associations. Acta Petrologica Sinica， 2013， 29（2）： 339-353.

張艷斌，吳福元，李惠民，等. 吉林黃泥嶺花崗巖體的單顆粒鋯石U-Pb年齡. 巖石學報，2002，18（4）：475-481.

Zhang Yanbin， Wu Fuyuan， Li Huimin， et al. Single Grain Zircon U-Pb Ages of the Huangniling Granite in Jilin Province. Acta Petrologica Sinica， 2002， 18（4）： 475-481.

孫景貴. 中國東北部陸緣有色、貴金屬礦床的地質、地球化學. 長春：吉林大學出版社，2006.

Sun Jinggui. Geodynamic and Geochemistry of Nonferrous and Noble Metal Deposits， Northeastern China. Changchun： Jilin University Press， 2006.

沈保豐，駱輝，韓國剛，等. 遼北吉南太古宙地質及成礦. 北京：地質出版社，1994.

Shen Baofeng， Luo Hui， Han Guogang， et al. Archean Geology and Mineralization of Northern Liaoning and Southern Jilin Province. Beijing： Geological Publishing House， 1994.

秦亞，陳丹丹，梁一鴻，等. 吉林南部通化地區集安群的年代學. 地球科學：中國地質大學學報，2014，39（11）：1487-1499.

Qin Ya， Chen Dandan， Liang Yihong， et al. Geochronology of Ji’an Group in Tonghua Area， Southern Jilin Province. Earth Science： Journal of China University of Geosciences， 2014， 39（11）： 1487-1499.

孟慶麗，周永昶，柴社立. 中國延邊東部斑巖-熱液脈型銅金礦床. 長春：吉林科學技術出版社，2001.

Meng Qingli， Zhou Yongchang， Chai Sheli. PorphyryHydrothermal Vine Type CopperGold Deposits， Eastern Yanbian， China. Changchun： Jilin Science and Technology Publishing House， 2001.

Guo B R， Liu S W， Santosh M， et al. Neoarchean Arc Magmatism and Crustal Growth in the NorthEastern North China Craton： Evidence from Granitoid Gneisses in the Southern Jilin Province. Precambrian Research， 2017， 303： 30-53.

Yu R D， Sun J G， Wang S， et al. NeoarcheanEarly Paleoproterozoic Crustal Evolution in the Jiapigou Terrane in the Northeastern Part of the North China Craton： Geochemistry， Zircon U-Pb Dating and Hf Isotope Constraints from the Potassic Granitic Complex. Precambrian Research， 2021， 364： 106341.

劉燊，胡瑞忠，馮彩霞，等. 吉林東部大蒲柴河adakites鋯石U-Pb年齡、Hf同位素特征及其意義. 巖石學報，2009，25（12）：3153-3164.

Liu Shen， Hu Ruizhong， Feng Caixia， et al. Zircon U-Pb Age， Hf Isotopic Compositions of Dapuchaihe Adakites in Eastern Jilin Province and Their Significance. Acta Petroligica Sinica， 2009， 25（12）： 3153-3464.

馮光英，劉燊，馮彩霞，等. 吉林紅旗嶺超基性巖體的鋯石U-Pb年齡、Sr-Nd-Hf同位素特征及巖石成因. 巖石學報，2011，27（6）：1594-1606.

Feng Guangying， Liu Shen， Feng Caixia， et al. Zircon U-Pb Age， Sr-Nd-Hf Isotope Geochemistry and the Petrogenesis of the Ultramafic Pluton in Hongqiling， Jilin Province. Acta Petrologica Sinica， 2011， 27（6）： 1594-1606.

劉志宏，王超，宋健，等. 華北板塊北緣呼蘭群40Ar-39Ar定年及其構造意義. 巖石學報，2016，32（9）：2757-2764.

Liu Zhihong， Wang Chao， Song Jian， et al. 40Ar-39Ar Dating and Its Tectonic Significance of the Hulan Group at the Northern Margin of the North China Plate. Acta Petrologica Sinica， 2016， 32（9）： 2757-2764.

劉紅濤，柯學進，王安平，等. 華北陸塊北緣東段夾皮溝金礦帶的剪切脈系. 地質力學學報，2002，8（1）：57-70.

Liu Hongtao， Ke Xuejin， Wang Anping， et al. Shear Vein System in Jiapigou Gold Belt of Eastern Segment of Northern Margin of North China Block. Journal of Geomechanics， 2002， 8（1）： 57-70.

Zhang X T， Sun J G， Yu Z T， et al. LA-ICP-MS Zircon U-Pb and Sericite 40Ar/39Ar Ages of the Songjianghe Gold Deposit in Southeastern Jilin Province， Northeast China， and Their Geological Significance. Canadian Journal of Earth Sciences， 2019， 56（6）： 607-628.

谷洪有. 夾皮溝金礦三道岔金礦床地質特征及深部成礦遠景. 黃金，1991 （12）：3-6.

Gu Hongyou. Geological Characteristics of Sandaocha Gold Deposit in Jiapigou Field and Its Minerogenetic Prospects in Depth. Gold， 1991 （12）： 3-6.

綦遠江，李鳳閣，王翠娟. 吉林三道岔金礦床地質特征及其找礦經驗. 黃金科學技術，2002，10（3）：18-25.

Qi Yuanjiang， Li Fengge， Wang Cuijuan. The Geological Characteristics and Prospecting Experience of Sandaocha Gold Deposit . Gold Science and Technology， 2002， 10（3）： 18-25.

Bodnar R J. Revised Equation and Table for Determining the Freezing Point Depression of H2O-NaCl Solutions. Geochimica et Cosmochimica Acta， 1993， 57： 683-684.

Collins P L F. Gas Hydrates in CO2-Bearing Fluid Inclusions and Use Freezing Data for Estimation of Salinity. Economic Geology， 1979， 74： 1435-1444.

Bodnar R J. A Method of Calculating Fluid Inclusion Volumes Based on Vapor Bubble Diameters and PVTX Properties of Inclusion Fluids. Economic Geology， 1983， 78（3）： 535-542.

Shepherd T J，RaKin A， Alderton D H M. A Practical Guide to Fluid Inclusion Studies. Glasgow and London： Blackie， 1985.

Roedder E， Bodnar R J. Geologic Pressure Determinations from Fluid Inclusion Studies. Annual Review of Earth and Planetary Sciences， 1980， 8： 263-301.

Clayton R N， O’Neil J R，Mayeda T K. Oxygen Isotope Exchange Between Quartz and Water. Journal of Geophysical Research： Atmospheres， 1972， 77： 3057-3067.

劉漢彬，金貴善，李軍杰，等. 鈾礦地質樣品的穩定同位素組成測試方法. 世界核地質科學，2013，30（3）：174-179.

Liu Hongbin， Jin Guishan， Li Junjie， et al. Determination of Stable Isotope Composition in Uranium Geological Samples. World Nuclear Science， 2013， 30（3）： 174-179.

盧煥章，范宏瑞，倪培，等. 流體包裹體. 北京：科學出版社，2004.

Lu Huanzhang， Fan Hongrui， Ni Pei， et al. Fluid Inclusions. Beijing： Science Press， 2004.

Roedder E. Fluid Inclusions： Reviews in Mineralogy： 12. Michigan： Mineralogical Society of American， 1984.

Wang Z G， Wang K Y， Wan D， et al. Genesis of the Tianbaoshan Pb-Zn-Cu-Mo Polymetallic Deposit in Eastern Jilin， NE China： Constraints from Fluid Inclusions and C-H-O-S-Pb Isotope Systematics. Ore Geology Reviews， 2017， 80： 1111-1134.

Ohmoto H. Stable Isotope Geochemistry of Ore Deposits. Reviews in Mineralogy and Geochemistry， 1986， 16（6）： 491-559.

Sheppard S M F. Characterization and Isotopic Variations in Natural Waters. Reviews in Mineralogy and Geochemistry， 1986， 16 （3）： 165-183.

Hedenquist J W， Arribas A， Reynolds T J. Evolution of an IntrusionCentered Hydrothermal System： Far SoutheastLepanto Porphyry and Epithermal Cu-Au Deposits， Philippines. Economic Geology， 1998， 93： 373-404.

Fuex A N， Baker D R. Stable Carbon Isotopes in Selected Granitic Mafic and Ultramafic Rocks. Geochimica et Cosmochimica Acta， 1973， 37： 2509-2521.

Faure G. Principles of Isotope Geology. New York： John Wiley and Sons， 1986.

Hoefs J. Stable Isotope Geochemistry. 4th Ed. Berlin： Springer Verlag， 1997.

Heinrich C A. FluidFluid Interactions in MagmaticHydrothermal Ore Formation. Reviews in Mineralogy and Geochemistry， 2007， 65（1）： 363-387.

盧煥章. CO2流體與金礦化：流體包裹體的證據. 地球化學，2008，37（4）：321-328.

Lu Huanzhang. Role of CO2 Fluid in the Formation of Gold Deposits： Fluid Inclusion Evidences. Geochemica， 2008， 37（4）： 321-328.

Chai P， Sun J G， Xing S W， et al. Ore Geology， Fluid Inclusion and 40Ar/39Ar Geochronology Constraints on the Genesis of the Yingchengzi Gold Deposit， Southern Heilongjiang Province， NE China. Ore Geology Reviews， 2016， 72： 1022-1036.

Wang Z L， Yang L Q， Guo L N， et al. Fluid Immiscibility and Gold Deposition in the Xincheng Deposit， Jiaodong Peninsula， China： A Fluid Inclusion Study. Ore Geology Reviews， 2015， 66： 701-717.

Oslen S N. High Density CO2 Inclusions in the Colorado Front Range. Contributions to Mineralogy and Petrology， 1988， 100： 226-235.

Hollister L S. Enrichment of CO2 in Fluid Inclusions in Quartz by Removal of H2O During CrystalPlastic Deformation. Journal of Structural Geology， 1990， 12： 895-901.

Brown P E. Fluid Inclusion Modeling for Hydrothermal Systems. Reviews in Economic Geology， 1998， 10： 151-171.

Ramboz C， Pichavant M， Weisbrod A. Fluid Immiscibility in Natural Processes： Use and Misuse of Fluid Inclusion Data： II： Interpretation of Fluid Inclusion Data in Terms of Immiscibility. Chemical Geology， 1982， 37： 29-48.

Anderson M R， Rankin A H， Spiro B. Fluid Mixing in the Generation of Isothermal Gold Mineralization in the Transvaal Sequence，Transvaal， South Africa. European Journal of Mineralogy， 1992， 4： 933-948.

Drummond S E，Ohmoto H. Chemical Evolution and Mineral Deposition in Boiling Hydrothermal Systems. Economic Geology， 1985， 80： 126-147.

Plessen B， Luders V. Simultaneous Measurements of Gas Isotopic Compositions of Fluid Inclusion Gases （N2， CH4， CO2） Using ContinuousFlow Isotope Ratio Mass Spectrometry. Rapid Communications in Mass Spectrometry， 2012， 26（9）： 1157-1161.

辛未，孟元庫，許志河，等. 哀牢山成礦帶長安金礦床成因：地質特征、流體包裹體測溫和H-O-S-Pb同位素制約. 吉林大學學報（地球科學版），2022，52（5）：1610-1625.

Xin Wei， Meng Yuanku， Xu Zhihe， et al. Genesis of Chang’an Gold Deposit in Ailaoshan Metallogenic Belt： Constraints from Geological Characteristic， Fluid Inclusion Thermometer and H-O-S-Pb Isotope. Journal of Jilin University （Earth Science Edition）， 2022， 52（5）： 1610-1625.

Hayashi K I，Ohmoto H. Solubility of Gold in NaCl- and H2SBearing Aqueous Solutions at 250-350 ℃. Geochimica et Cosmochimica Acta， 1991， 55： 2111-2126.

Zotov A V， Baranova N N， Dar’yina T G. et al. The Solubility of Gold in Aqueous Chloride Fluids at 350-500 ℃ and 500-1 500 Atm： Thermodynamic Parameters of AuCl-2（sol） up to 750 ℃ and 5 000 Atm. Geochemistry International， 1991， 28（2）： 63-71.

Mikucki E J. Hydrothermal Transport and Depositional Processes in Archean Lode Gold Systems： A Review. Ore Geology Reviews， 1998， 13： 307-321.

胡芳芳，范宏瑞，于虎，等. 膠東三甲金礦床流體包裹體特征. 巖石學報，2008，24（9）：2037-2044.

Hu Fangfang， Fan Hongrui， Yu Hu， et al. Fluid Inclusions in the Sanjia Lode Gold Deposit， Jiaodong Peninsula of Eastern China. Acta Petrologica Sinica， 2008， 24（9）： 2037-2044.

Benning L G， Seward T M.Hydrosulphide Complexing of Au （I） in Hydrothermal Solutions from 150-400 ℃ and 500-1 500 Bar. Geochimica et Cosmochimica Acta， 1996， 60（11）： 1849-1871.

Phillips G N， Evans K A. Role of CO2 in the Formation of Gold Deposits. Nature， 2004， 429： 860-863.

Cole D R， Drummond S E. The Effect of Transport and"" Boiling on Ag/Au Ratios in Hydrothermal Solutions： A Preliminary Assessment and Possible Implications for the Formation of Epithermal PreciousMetal Ore Deposits. Journal of Geochemical Exploration， 1986， 25： 45-79.

Spycher N F， Reed M H. Evolution of A BroadlandsType Epithermal Ore Fluid along Alternative PT Paths： Implications for the Transport and Deposition of Base， Precious， and Volatile Metals. Economic Geology， 1989， 84： 328-359.

Lowenstern J B. Carbon Dioxide in Magmas and Implications for Hydrothermal Systems. Mineralium Deposita， 2001， 36： 490-502.

Hagemann S G，Lüders V. PTX Conditions of Hydrothermal Fluids and Precipitation Mechanism of StibniteGold Mineralization at the Wiluna LodeGold Deposits， Western Australia： Conventional and Infrared Microthermometric Constraints. Mineralium Deposita， 2003， 38： 936-952.

Naden J， Shepherd T J. Role of Methane and Carbon Dioxide in Gold Deposition. Nature， 1989， 342： 793-795.

Gatellier J P， Disnar J R. Organic Matter and GoldOre Association in a Hydrothermal Deposit， France. Applied Geochemistry， 1989， 4： 143-149.

Kettler R M， Waldo G S， PennerHahn J E， et al. Suldation of Organic Matter Associated with Gold Mineralization， Pueblo Viejo， Dominican Republic. Applied Geochemistry， 1990， 5： 237-248.