湘东北万古金矿床成矿流体特征及地质意义
doi: 10.20008/j.kckc.202607005
吴圣刚1 ， 周雄1 ， 王文祥1 ， 郭锦龙1 ， 曾庆玉1 ， 杨世鹏2
1. 湖南黄金天岳矿业有限公司，湖南 岳阳 414500
2. 中南大学地球科学与信息物理学院，湖南 长沙 410083
基金项目: 本文受湖南省自然资源科研项目“幕阜山地区金-稀有金属大规模成矿机理及其成因联系研究”（HBZ20240125）资助
Characteristics and geological significance of the ore-forming fluids of the Wangu gold deposit in northeastern Hunan Province
WU Shenggang1 ， ZHOU Xiong1 ， WANG Wenxiang1 ， GUO Jinlong1 ， ZENG Qingyu1 ， YANG Shipeng2
1. Hunan Gold Tianyue Mining Co., Ltd., Yueyang 414500 , Hunan, China
2. School of Geosciences and Info-Physics, Central South University, Changsha 410083 , Hunan, China
摘要
万古金矿床是江南造山带中段重要的脉型金矿床，资源潜力巨大。本文结合流体包裹体岩相学、显微测温、激光拉曼光谱及石英H-O同位素分析，系统揭示了万古金矿床成矿流体的来源、性质与演化过程，阐明了 Au的沉淀机制及成矿过程。流体包裹体研究表明，万古金矿床原生流体包裹体主要为气液两相水溶液包裹体（Type I）和CO2三相水溶液包裹体（Type II）两类，成矿流体属H2O-NaCl体系，含少量CO2。从早成矿阶段至晚成矿阶段，均一温度依次为255～339 ℃、212～286 ℃和170～237 ℃，呈现逐渐降低趋势； 盐度范围分别为 0.9%～9.4%、2.1%～8.3% 和 2.0%～6.9% NaCl eqv，各阶段平均值接近（4.5%、4.8%、 4.6%），显示盐度在成矿过程中总体保持相对稳定；密度由0.7～0.8 g/cm3 略增至0.9 g/cm3 。主成矿阶段成矿压力为 61.2~189.1 MPa，对应成矿深度 2.3~7.1 km，属中—深成环境。H-O 同位素组成表明，主成矿阶段流体以岩浆热液为主，晚阶段有大气降水混入。综合研究表明，流体混合作用与硫化作用是万古金矿床金沉淀的关键机制。
Abstract
The Wangu gold deposit is a significant lode-type gold deposit in the middle segment of the Jiangnan Orogenic Belt, with substantial resource potential. This study integrates fluid inclusion petrography, microthermometry, laser Raman spectroscopy, and quartz H-O isotope analyses to systematically reveal the source, nature,and evolution of the ore-forming fluids at the Wangu gold deposit, and to elucidate the gold precipitation mechanism and mineralization process. Fluid inclusion studies indicate that primary fluid inclusions in the Wangu gold deposit are mainly of two types: aqueous two-phase inclusions (Type I) and CO2-bearing three-phase inclusions (Type II). The ore-forming fluids belong to the H2O-NaCl system, containing minor CO2. Homogenization temperatures decrease progressively from the early to the late mineralization stage: 255-339 ℃ in the early stage, 212-286 ℃ in the main stage, and 170-237 ℃ in the late stage, marking a clear cooling trend. Salinity ranges for the three stages are 0.9%-9.4%, 2.1%-8.3%, and 2.0%-6.9% NaCl eqv, respectively, with average values of 4.5%, 4.8%, and 4.6% — a striking similarity that suggests overall salinity remained relatively stable throughout ore formation. Meanwhile, fluid density increases only slightly, from 0.7-0.8 g/cm3 in the early stage to 0.9 g/cm3 in the late stage. The ore-forming pressure during the main mineralization stage was 61.2-189.1 MPa, corresponding to a mineralization depth of 2.3-7.1 km, indicating a meso- to hypogene environment. Hydrogen and oxygen isotopic compositions indicate that the fluids during the main mineralization stage were predominantly magmatic-hydrothermal, with meteoric water involvement in the late stage. Comprehensive studies suggest that fluid mixing and sulfidation are the key mechanisms for gold precipitation in the Wangu gold deposit.
0 引言
江南造山带为晚中元古代—新元古代华夏板块与扬子板块拼贴形成的碰撞造山带，是中国华南地区重要的金（多金属）成矿带，探明金资源量达 970 t（许德如等，2006；Wang et al.，2015；Xu et al.， 2017）。江南造山带先后经历了与华南元古宙碰撞造山与裂解、早古生代加里东期造山、晚古生代— 早中生代印支期造山和侏罗纪—白垩纪燕山期造山及伸展事件等有关的多期构造-岩浆-变质事件 （Xu et al.，2017），在多期次的构造-岩浆-热事件作用下，形成了独具特色的金（多金属）成矿带，带内大部分金矿床赋存于新元古代浅变质火山-碎屑沉积岩中。
万古矿床是江南造山带中段重要的金矿床，矿区地理位置东经 113°34'06″~113°35'09″；北纬 28° 37'41″~28°38'16″。近年来，万古金矿床找矿勘查工作取得了重大突破，被确定为湖南省最重要的超大型金矿床之一，其资源潜力巨大。前人对万古金矿床开展了大量研究工作，积累了丰富科研成果，涉及矿床地质特征、控矿构造、同位素示踪、成矿年代学及找矿预测等多个方面，通过流体包裹体测温，前人得出该地区的金成矿流体具有中低温、低盐度特征（柳德荣等，1994；安江华等，2011；刘育等， 2017；Liu et al.，2019；韩亮等，2021）。关于成矿流体来源主要有两种观点：一种认为成矿流体来源于变质水（罗献林，1990；李杰等，2011；Liu et al.， 2019；Wang et al.，2020；Zhang et al.，2020；韩亮等， 2021），另一种认为成矿流体来源于深部幔源或岩浆流体（毛景文和李红艳，1997；Mao et al.，2002；安江华等，2011；陶诗龙等，2015；夏浩东等，2017； Deng et al.，2020）。此外，还有部分学者认为成矿流体是2种流体的混合来源（许德如等，2015）。
但目前关于该矿床的成因还存在如下争议：层控型金矿床（马东升和刘英俊，1991）、造山型金矿床（Chen et al.，2025）、陆内再活化型金矿床（Xu et al.，2017；Deng et al.，2020）及与岩浆热液有关的金矿床（袁兰陵和季玮，2008；Yin et al.，2025；Li et al.， 2026）。
成矿作用离不开成矿流体（李晓东等，2022），流体包裹体的研究是获得成矿流体信息最直接有效的途径，可提供成矿流体的性质、演化及温度、盐度等方面的重要信息，对于揭示成矿作用过程具有重要意义。流体包裹体分析技术在矿床成因、矿化分带及深部成矿预测等方面的应用成效显著（左力艳，2025），已在众多金矿床研究中发挥了关键作用 （王莉娟等，2012）。近年来，针对山东栖霞大河崖金矿（智云宝等，2024）和山西右玉火烧滩金矿（陈志方等，2025）的流体包裹体研究，进一步揭示了中低温热液金矿床成矿流体的共性特征与区域差异，为对比江南造山带同类型矿床的成矿机制提供了新的参考依据。本文基于流体包裹体及 H-O 同位素地球化学特征，对万古金矿床开展成矿流体特征研究，以期揭示该矿床成矿作用及矿床成因。
1 地质背景
江南造山带是中国华南地区重要的金多金属成矿带，是晚中元古代—新元古代华夏板块与扬子板块拼解形成的碰撞造山带（图1a）（Li et al.，2009； Zhang and Zheng，2013），先后经历了与华南元古宙碰撞造山与裂解、早古生代加里东期造山、晚古生代—早中生代印支期造山和侏罗纪—白垩纪燕山期造山及伸展事件等有关的多期构造-岩浆-变质事件（Shu et al.，2015；Xu et al.，2017）。晚中生代以来强烈的构造-岩浆活动对该区大规模金的形成具有明显的控制作用（许德如等，2009；Xu et al.， 2017），形成了以湘东北万古、黄金洞和湘西沃溪、产子坪为代表的一系列金矿床（图1b）。带内大部分金矿床赋存于新元古代浅变质火山-碎屑沉积岩中，矿化类型主要为石英脉型和蚀变岩型。
万古金矿床位于江南造山带中部湘东北矿集区，产于福寿山背斜北东翼。矿区出露地层主要包括新元古界冷家溪群浅变质碎屑岩及以角度不整合覆盖在冷家溪群之上的白垩系戴家坪组紫红色厚层状砂岩和第四系。冷家溪群从下到上可以分为雷神庙组、黄浒洞组、小木坪组和坪原组，矿区地表出露的地层为坪原组板岩，同时也是矿区内最主要的赋矿层位（图2）。矿区构造以断裂为主，褶皱构造相对不发育（文志林等，2016），区内断裂可分为NW向和NE向两组，这些断裂具有多期次构造活化特征，为矿床的形成提供了有利地质条件（Deng et al.，2020；Zhou et al.，2021），其中，NW向断裂在矿区内最为发育，大致呈平行等间距排列，整体倾向 NE，是矿区的主导性断裂群，为矿物富集提供了有利空间，区内矿体的产出严格受其控制；NE 向断裂整体倾向 NW，倾角变化较大，沿走向呈波状延伸，具有穿层切割的特征，表现出显著的多期活动性。矿区未见岩浆岩出露，但地球物理资料显示，该区存在隐伏岩体（曹创华等，2020；曾钦旺等，2020）。
图1江南造山带构造位置简图（a）和地质及矿床分布简图（b，据Zhang et al.，2019修改）
图2万古金矿区地质简图及代表性勘探线剖面图
a—万古金矿区地质简图（据毛景文等，1997；文志林等，2016修改）；b—万古金矿区572线勘探线剖面图（据文志林等，2016；Deng et al.，2020）； c—万古金矿区0线勘探线剖面图
2 矿床地质特征
万古金矿床已发现含金矿脉 40 余条，从 SE 到 NW，分布于江东、摇钱坡、大万、白荆、团家洞、甲山、大洞、罗家塘等地段，主要受新元古界冷家溪群坪原组地层层间破碎带控制，呈似层状，NW 向展布，倾向 NE，倾角 10°~60°（平均约 35°），走向长 420~2200 m，倾向延深 200~1300 m，脉厚 0.50~25.63 m。全区共圈定金矿体 80 余个，赋存于坪原组浅变质火山-碎屑沉积岩中。
本区矿石类型主要为石英脉型金矿石和蚀变岩型金矿石（图3a~c），金属矿物主要为黄铁矿和毒砂，其次为少量的白钨矿、黄铜矿、闪锌矿、方铅矿、辉锑矿及自然金等。非金属矿物主要为石英，其次为少量的绢云母、绿泥石、方解石和白云母等。此外，还有少量的副矿物如磷灰石、金红石等。矿石结构主要为自形—半自形粒状结构、他形粒状结构、针状结构以及交代溶蚀结构等（图3）；矿石构造主要为块状构造、条带状构造、浸染状构造等。
万古金矿床围岩蚀变类型主要包含硅化、绿泥石化、绢云母化及碳酸盐化等蚀变（图3g~i），其中，硅化蚀变强烈，发育在层间构造破碎带和蚀变板岩中；绿泥石化表现为暗绿色—浅绿色鳞片状绿泥石发育在含矿石英脉脉壁及围岩裂隙中；绢云母化通常与石英、黄铁矿和毒砂等密切共生；碳酸盐化较弱，常呈脉状切穿石英脉或硫化物细脉。
图3万古金矿床矿体特征及镜下特征
a、b—含金石英脉产出特征；c—烟灰色含金石英脉；d—自形晶毒砂与黄铁矿、闪锌矿共生，黄铁矿交代毒砂；e—黄铁矿、毒砂、黄铜矿和闪锌矿共生，早期生成的黄铁矿被石英交代呈溶蚀状；f—黄铁矿和毒砂呈细粒自形—半自形晶产出；g—绿泥石化；h—碳酸盐化；i—绢云母化； Apy—毒砂；Sp—闪锌矿；Py—黄铁矿；Cp—黄铜矿；Qtz—石英
图4石英脉特征
a—早阶段乳白色贫矿石英脉（Qtz-1）被主阶段烟灰色石英-硫化物细脉（Qtz-2）穿切；b—主阶段石英-硫化物脉（Qtz-2）被晚阶段石英-方解石脉（Qtz-3）切穿；c—粗粒石英（Qtz-1）；d—细粒石英（Qtz-2）呈细脉状穿切粗粒石英（Qtz-1）；e—石英-方解石脉（Qtz-3）；f—石英-方解石细脉（Qtz-3）穿切细粒石英（Qtz-2）；Qtz—石英；Slate—板岩
根据野外和镜下观察到的脉体切割关系以及矿物共生组合（图4），将万古金矿床成矿作用过程划分为 3 个阶段：（1）贫矿石英黄铁矿阶段（早成矿阶段）；（2）石英-多金属硫化物阶段（主成矿阶段）； （3）石英-方解石阶段（晚成矿阶段），金矿化主要发生在主成矿阶段（图5）。
图5万古金矿床成矿期次与矿物生成顺序
3 样品采集与测试方法
本文9件研究样品采自万古金矿床坑道或钻孔岩心，摇钱坡矿段：样品 YQP07-1 采自-340 m 中段 562 线东二穿，为含细脉浸染状硫化物的石英；YQP01-1 采自-500 m 中段 580 线 8 号脉，为含白钨矿的方解石石英团块；YQP02-1A 采自-500 m 中段 556线8号脉，为含细脉浸染状硫化物的石英。白荆矿段：样品BJ07-1采自-300 m中段529线东5号脉，为含方解石的石英团块。团家洞矿段：样品TJD01-2B 采自-300 m 中段西二采 20 号脉，为含黄铁矿与毒砂的石英。大洞矿段：共采集2件钻孔样品，DD-8ZK01-1 取自 ZK01 孔 628.1 m 处，为含粗晶黄铁矿的石英；DD-ZK804 取自 ZK804 孔 542.1 m 处，为含方解石与白云母的石英。甲山与罗家塘矿段：JS-ZK2003-7 取自 ZK003 孔 895.6 m 处，LJT-ZK5201-1 取自 ZK5201 孔 160.1 m 处，二者均为含粗晶黄铁矿的石英。这些样品涵盖了矿区主要矿段和不同深度的钻孔岩心。
流体包裹体岩相学观察在中南大学地球科学与信息物理学院完成，使用仪器为蔡司显微镜。然后进行流体包裹体测温，测试温度范围为-196~600℃，-196~30℃，测试精度为±0.1℃；在 30~600℃，测试精度为±1℃，测试之前使用人工合成的 CO2三相包裹体和纯 H2O 流体包裹体标样对冷热台进行校正，校正的温度为-56.6℃，0.0℃和 374.1℃。测温时，初始降温速率为 30℃/min，变化速率为 10℃/min。主要测试温度为冰点温度和完全均一温度。单个流体包裹体成分分析采用Renishaw RM2000型激光拉曼探针，激发光源为 514.5 nm 氩离子激光器（表面功率5 mW），CCD探测器有效面积20 μm2，光谱扫描范围1000~4000 cm-1，单次扫描累积时间30 s。
H-O 同位素分析在广州拓岩检测技术有限公司完成，氧同位素通过石英与 BrF5反应释出，并在铂涂层碳棒上转化为二氧化碳（CO2），然后利用 MAT-253EM 质谱仪型进行分析，同位素分析中，纯石英样品的分析重现性约为±0.1‰（1σ）。氢同位素分析实验前，样品需在真空条件下加热至 150℃ 并维持 3 h以脱除不稳定挥发分。随后通过感应炉将样品加热至约500℃释放包裹体水。释放的水蒸气在 410℃条件下流经高温锌粉转化为氢气，最后使用MAT-252质谱仪进行氢同位素分析，具体方法参考Li et al.（2026）。
4 研究结果
4.1 包裹体岩相学特征
根据室温下的包裹体相态特征及加热-冷冻过程中的相变行为，识别出气液两相水溶液包裹体 （Type Ⅰ）和 CO2三相水溶液包裹体（Type Ⅱ）两类 （图6）。这两类包裹体均呈孤立状、星散状分布，与沿裂隙生长、呈线状排列的包裹体有明显的不同，因此，这两类包裹体均为原生流体包裹体。水溶液气液两相包裹体：室温条件下气相（V）与液相（L）共存，气相占包裹体总体积的 5%~40%，具有负晶形、椭圆状、近圆形及不规则形态等几何形态多样性（图6a、c~f），粒径分布在3~15 μm，孤立分布或与其他包裹体一起呈簇状分布，此类包裹体在 3 个成矿阶段中均可观察到，最终均一相态为液相。CO2三相包裹体（图6b）：常温下由气相 CO2、液相 CO2和液相 H2O组成，大小多为3~10 μm，呈椭圆形、拉长形及负晶形，孤立分布或与其他包裹体一起呈簇状分布。
图6万古金矿床石英中的流体包裹体特征
a—早成矿阶段石英中水溶液气液两相包裹体；b—早成矿阶段石英中含 CO2三相包裹体；c—早成矿阶段石英中水溶液气液两相包裹体；d、e—主成矿阶段石英中水溶液气液两相包裹体；f—晚成矿阶段石英中水溶液气液两相包裹体
4.2 流体包裹体显微测温
由于 CO2三相水溶液包裹体（Type Ⅱ）数量较少，且个体普遍偏小（多数<5 μm），难以满足显微测温的光学观察要求，本文仅对气液两相水溶液包裹体（Type Ⅰ）开展显微测温。显微测温分析对象包括早成矿阶段、主成矿阶段以及晚成矿阶段石英中的Ⅰ型流体包裹体，显微测温数据如表1所示。利用如下公式计算 I 型包裹体盐度，冰点下降温度与盐度关系式（Hall et al.，1988）为：
W=0.00+1.78Tm-0.042Tm2+0.000557Tm3
(1)
式（1）中，W 为 NaCl 的重量百分数（0~23.3%）， Tm为冰点下降温度（℃）。
根据获得的均一温度和盐度计算结果绘制了流体包裹体均一温度和盐度直方图（图7）和均一温度-盐度协变图（图8）。
流体包裹体测温结果（表1，图7，图8）表明，早成矿阶段贫矿石英脉中的I型流体包裹体均一温度为 255~339℃，峰值为 270~300℃，均一温度平均值 294.9℃，冰点温度为-6.2~-0.5℃，冰点温度平均值为-2.7℃，盐度为 0.9%~9.4% NaCleqv，峰值为 3%~5% NaCleqv，平均值为4.5% NaCleqv，密度为0.7~0.8 g/cm3，平均值为0.8 g/cm3。
主成矿阶段石英-硫化物脉中Ⅰ型流体包裹体的均一温度为 212~286℃，峰值为 220~240℃，均一温度平均值237.9℃，冰点温度为-5.3~-1.2℃，冰点温度平均值为-2.8℃，盐度为 2.1%~8.3% NaCleqv，平均值为 4.8% NaCleqv，密度为 0.8~0.9 g/cm3，平均值为0.85 g/cm3。
晚阶段石英-方解石脉中Ⅰ型流体包裹体的均一温度为170~237℃，峰值为190~200℃，均一温度平均值 199.9℃，冰点温度为-4.3~-1.2℃，冰点温度平均值为-2.7℃，盐度为2.0%~6.9% NaCleqv，平均值为 4.62% NaCleqv，密度为0.9 g/cm3，平均值为0.9 g/cm3。
表1万古金矿床不同阶段流体包裹体显微测温结果
图7万古金矿床不同成矿阶段流体包裹体均一温度和盐度直方图
图8不同成矿阶段流体包裹体均一温度-盐度协变图
4.3 流体包裹体成分特征
万古金矿床 Type II（CO2三相）包裹体在本文研究样品中数量稀少，且个体普遍较小（多数<5 μm），难以满足拉曼探针的空间分辨率要求，因此本文拉曼测试聚焦于数量较多、个体较大（5~15 μm）的 Type I包裹体。测试结果显示（图9），Type I包裹体的气相组分以大量 H2O 为主，同时可识别出微弱的 CO2特征双峰，表明成矿流体中除 H2O 外还存在少量 CO2。Type I包裹体中 CO2信号的检出，从成分角度印证了成矿流体为 H2O-NaCl-CO2体系，与岩相学观察到的 Type II 包裹体所指示的 CO2存在相一致。
图9万古金矿床中流体包裹体激光拉曼光谱分析图（据Li et al.，2026）
a—Qtz-1型含水包裹体，显示H2O（3067 cm-1）、C3H8（2882 cm-1）和CO2（1230 cm-1）振动峰；b—Qtz-3型含水包裹体中CO2-CH4-H2O组合（CO2： 1316 cm-1；CH4：2909 cm-1 ）
4.4 成矿压力与深度
成矿压力基于流体包裹体分析结果进行估算：均一流体采用等容线法确定，而不混溶流体（以 CO2-H2O 体系为例）则依据包裹体均一温度进行估算（卢焕章等，2004）。与主成矿阶段 Qtz-2 共生的毒砂温度为320～356℃（图10），在流体等容线P-T 图中（图11），对应的压力为 61.2～189.1 MPa，所以主成矿阶段成矿压力为 61.2～189.1 MPa。运用公式 P=Hρg 估算成矿深度（Shepherd et al.，1985）。P 为估算的压力（bar），H为深度（km），ρ为上地壳岩石平均密度（2.7 g/cm3），g 为重力加速度（9.81 m/s2）。根据估算压力，利用公式计算得出，主成矿期成矿深度为2.3~7.1 km，属于中—深成环境。
本研究采用静岩压力模型进行成矿深度估算，即假设成矿流体系统处于相对封闭的状态，流体压力趋近于上覆岩石柱质量所产生的静岩压力。矿区未见岩浆岩出露，但地球物理资料显示，该区存在隐伏岩体（曹创华等，2020；曾钦旺等，2020）。主成矿阶段流体来源为岩浆热液，说明成矿系统可能受到了深部岩浆房热驱动的强烈影响。在岩浆热液系统中，由于岩浆房顶部的流体超压通常可以达到甚至超过静岩压力水平，因此压力体制趋近于静岩压力是合理的。相比之下，若采用静水压力模型（密度取1.0 g/cm3）进行估算，主成矿阶段的成矿压力61.2~189.1 MPa所对应的深度为6.1~18.9 km，远大于静岩压力模型的2.3~7.1 km。综合考虑万古金矿床的地质特征，静岩压力模型的估算结果更为合理，所得压力范围（61.2～189.1 MPa）与采用相同方法报道的万古金矿床成矿压力数据基本吻合（毛景文等，2006；Deng et al.， 2020），并与区域典型中—深成热液金矿床的成矿深度范围一致，表明估算结果具有参考价值。
图10毒砂中As原子量及形成温度示意图（据Li et al.，2026）
图11万古金矿床主成矿期气液两相水溶液包裹体（Type Ⅰ） 最大和最小密度等容线图（通过毒砂温度计估算主成矿期成矿压力和成矿深度）
5 讨论
5.1 成矿流体来源与性质
H-O 同位素组成是判断成矿流体来源和演化的重要示踪剂（Taylor，1974）。H-O 同位素测试结果显示（表2），早成矿阶段石英脉中的石英 δDV-SMOW 值为-69.2‰~-56.45‰，δOV-SMON 值为 17.18‰~2 0.71‰，主成矿阶段的石英 δDV-SMOW值为-69.9‰~-57.7‰，δOV-SMON值为 17.59‰~19.08‰，晚成矿阶段的石英δDV-SMOW值为-62.13‰~-53.3‰，δOV-SMON值为 14.57‰~17.71‰。利用 Clayton et al.（1972）的石英与水体系同位素平衡方程：1000lnα 石英-水 =3.38× 106 T-2-3.40，获得石英与水平衡时的 δ18OH2O值，计算结果显示，早成矿阶段的 δ18OH2O 值为 5.39‰~11.18‰，主成矿阶段的 δ18OH2O 值为 6.15‰~9.95‰，晚成矿阶段的δ18OH2O值为4.29‰~7.27‰。
Mao et al.（2002）对万古金矿床进行 H-O 同位素研究推断成矿流体以岩浆水为主，Deng et al. （2020）通过 H-O 同位素研究发现成矿流体含岩浆组分。在H-O同位素组成图解（图12）中，早成矿阶段石英的H-O同位素值主要处于变质水范围内，主成矿阶段石英的H-O同位素值处于岩浆水范围内，晚成矿阶段石英的 H-O 同位素值向大气降水线移动，表明晚成矿阶段可能混入大气降水。前人研究结果显示，万古金矿床的金成矿作用主要发生在燕山期（Li et al.，2026），因此，综合本研究与前人成果，认为万古金矿床的主成矿阶段流体来源为岩浆流体，其形成与区域燕山期岩浆活动密切相关。
表2万古金矿床H-O同位素组成
注：温度代表不同阶段热液过程流体包裹体完全均一温度的平均值。
图12万古金矿区H-O同位素组成图解（底图据Taylor，1974）
成矿过程中不同阶段的流体包裹体地球化学特征可以反映成矿流体的性质与演化规律（Taylor， 1978；Ulrich and Günther，2002）。通过流体包裹体岩相学观察发现，气液两相水溶液包裹体是万古金矿床主要包裹体类型，流体包裹体激光拉曼光谱分析 （图9）表明，气液两相水溶液包裹体气相组分以大量 H2O 和微量 CO2为特征。根据显微测温数据，早成矿阶段的流体包裹体均一温度为 255~339℃，盐度为 0.9%~9.4% NaCleqv，密度为 0.7~0.8 g/cm3；主成矿阶段的流体包裹体均一温度为 212~286℃，盐度为 2.1%~8.3% NaCleqv，密度为 0.8~0.9 g/cm3；晚成矿阶段的流体包裹体均一温度为 170~237℃，盐度为 2.0%~6.9% NaCleqv，密度为 0.9 g/cm3。从早成矿阶段到晚成矿阶段，流体的温度逐渐降低；盐度的整体分布范围在各阶段高度重叠（0.9%～9.4% NaCleqv），平均值分别为 4.5%、4.8% 和 4.6%，未出现显著的系统性变化趋势，表明盐度在成矿过程中总体保持相对稳定。综合来看成矿流体温度为 170~339℃，属于中—低温热液；盐度为 0.9%~9.4% NaCleqv，处于中低盐度的范围，因此，认为万古金矿床的成矿流体为中—低温、中—低盐度的H2O-NaCl-CO2流体。
5.2 金的迁移形式及沉淀机制
热液金矿床成矿流体中的Au存在多种价态，在热液中主要与成矿流体中的 HS-、Cl-以及 OH-相结合形成络合物，或以胶体金（Au0）的形式迁移（Lai and Chi，2007）。万古金矿床早成矿阶段和主成矿阶段的流体包裹体均一温度分别为255~339℃和212~286℃，温度低于400℃，盐度较低，流体成分H2O为主，且石英与黄铁矿、毒砂、黄铜矿等硫化物共生，推测成矿流体为中性—弱酸性流体。当流体温度小于 400℃，呈中性或弱酸性时，Au主要以[Au（HS）2- ]式迁移（Groves et al.，2003），因此，推测万古金矿床成矿流体中金的迁移形式主要为硫氢络合物[Au（HS）2- ]。
影响金从热液中沉淀的因素包括温度、压力、氧逸度、pH 值等（Shenberger and Barnes，1989；Phillips and Evans，2004），其沉淀机制主要有沸腾作用、流体混合、流体不混溶、水岩反应及围岩硫化等（Mikucki and Ridley，1993；Diamond，2001；Williams-Jones et al.，2009）。通过 H-O 同位素测试发现，认为万古金矿床成矿流体具多来源特征，其形成涉及变质-岩浆-大气降水复合叠加过程，认为流体混合是万古金矿床的金沉淀机制之一，在成矿流体演化过程中，成矿流体温度不断降低，成矿流体的压力也会不断降低，成矿流体物理化学条件发生变化，造成[Au（HS）2- ]的稳定性被破坏并发生分解，进而降低了 Au 的溶解度，促使 Au 和其他金属硫化物沉淀 （Benning and Seward，1996；Phillips and Evans， 2004）。因此，认为万古金矿床的流体混合作用通过破坏[Au（HS）2- ]络合物的稳定性，降低金的溶解度，最终导致金的沉淀。
万古金矿床冷家溪群坪原组围岩广泛发育硅化、绢云母化、绿泥石化和碳酸盐化等热液蚀变现象（图3g~i），这些现象表明水岩反应可能在成矿过程中发挥了作用。水岩反应对金属元素的迁移富集机制具有重要控制作用，热液蚀变过程中发生的阳离子置换反应会消耗大量氢离子，导致成矿流体酸碱平衡发生显著改变，具体表现为体系 pH 值升高。这一地球化学环境演变会对含金络合物的稳定状态产生双重影响：一方面，氢离子浓度的降低直接削弱了硫氢络离子（HS-）及其配位金络合物 [Au（HS）2- ]的化学稳定性；另一方面，伴随流体与围岩间的物质交换，铁质组分参与黄铁矿晶出过程，造成还原态硫的有效浓度显著降低。上述两方面的协同作用最终导致金硫络合物的解离，促使金在有限的时间和空间内快速沉淀富集。硫化作用是水岩反应的重要组成部分，可以降低[Au（HS）2- ]络合物的溶解度，诱发金沉淀，因此，硫化作用也是万古金矿床重要的金沉淀机制之一。
5.3 成矿过程
万古金矿床成矿早阶段主要发生在加里东期 （白云母 Ar-Ar 年龄为 399~397 Ma，Deng et al.， 2020），主成矿阶段形成于燕山期（王若依，2024；Li et al.，2026）。早成矿阶段由于区域变质作用形成以变质流体为主成矿流体，岩浆活动较弱，变质流体沿构造薄弱带上升，由于流体中金属元素浓度较低，主要形成乳白色贫矿石英脉（Qtz-1），矿物成分简单，金属硫化物含量少，脉体规模较小。主成矿阶段由于古太平洋板块的俯冲及回撤在中国东部诱发了大规模的岩浆活动（Li，2000），岩浆热液流体占主导，岩浆水携带大量 Cu、Pb、Zn、Au 等金属元素，随着温度降低和物理化学条件的变化，金属硫化物（如黄铁矿、毒砂、黄铜矿等）与石英共同沉淀，形成石英-多金属硫化物脉（Qtz-2），富含金属矿物，是矿床金矿化的主要阶段。晚成矿阶段流体中的金属元素逐渐被耗竭，随着大气降水的加入以及温度的持续下降，石英和方解石等矿物逐渐沉淀，形成石英-方解石脉（Qtz-3），充填早期裂隙，同时形成贫Au的黄铁矿。
6 结论
（1）万古金矿床原生流体包裹体主要分为水溶液气液两相包裹体（Type Ⅰ）和 CO2 三相包裹体 （Type Ⅱ），以水溶液气液两相包裹体为主；流体包裹体气相组分以H2O为主，其次为CO2。
（2）流体包裹体显微测温结果显示，成矿流体属于中低温热液体系，演化过程中，温度呈现递减趋势，盐度变化较小，而密度略微增大；万古金矿床估算的成矿压力为 61.2~189.1 MPa，对应成矿深度 2.3~7.1 km，属于中—深成环境。
（3）结合流体包裹体及同位素地球化学综合研究，认为流体混合作用和硫化作用是导致该矿床金沉淀的重要机制。
图1江南造山带构造位置简图（a）和地质及矿床分布简图（b，据Zhang et al.，2019修改）
图2万古金矿区地质简图及代表性勘探线剖面图
图3万古金矿床矿体特征及镜下特征
图4石英脉特征
图5万古金矿床成矿期次与矿物生成顺序
图6万古金矿床石英中的流体包裹体特征
图7万古金矿床不同成矿阶段流体包裹体均一温度和盐度直方图
图8不同成矿阶段流体包裹体均一温度-盐度协变图
图9万古金矿床中流体包裹体激光拉曼光谱分析图（据Li et al.，2026）
图10毒砂中As原子量及形成温度示意图（据Li et al.，2026）
图11万古金矿床主成矿期气液两相水溶液包裹体（Type Ⅰ） 最大和最小密度等容线图（通过毒砂温度计估算主成矿期成矿压力和成矿深度）
图12万古金矿区H-O同位素组成图解（底图据Taylor，1974）
表1万古金矿床不同阶段流体包裹体显微测温结果
表2万古金矿床H-O同位素组成
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