内蒙古安家营子金矿流体包裹体及氢氧硫同位素研究

时间：2024-07-28

张宇，黄斐，叶萍，杨骁

(1.河南省地质调查院，河南郑州 450001；2. 河南省地质科学研究所，河南郑州 450053；3. 河南省航空物探遥感中心，河南郑州 450008)

0 引言

安家营子金矿床是一产在花岗岩内部的脉状金矿，矿区位于华北北缘东侧，以赤峰—开源深断裂为界(图1)，其北侧紧邻中亚造山带。

自20世纪90年代以来，已有众多学者对安家营子金矿床进行了大量成矿规律相关的研究工作[1-9]，在其成矿年龄、成矿物质沉淀机制和成矿大地构造背景等方面达成了一致的观点，但对于成矿流体的来源方面一直存在较大的分歧，虽然前人在研究过程中都使用了相似的工作方法，如包裹体显微测温、成矿期石英的H-O同位素测定和硫化物S同位素测定等，但是彼此的结论差异较大，如成矿流体主要来自岩浆水和少量天水的混合[6]，或者再平衡的岩浆水[1]，亦或者经过强烈水岩反应的天水[2]。为了解决这样的分歧，本次工作在系统的野外调查基础上，采集主成矿期的样品，重新通过流体包裹体岩相学、显微测温和H-O-S同位素的深入研究，讨论其成矿流体的性质及其来源，同时推测出其可能的成矿机理。

1 区域地质概况

安家营子金矿地处赤峰市南东25 km(图1)，大地构造位置属于华北克拉通北缘的恒山—承德—建平岩浆弧内(Ⅱ-3-1)，成矿区带属于华北陆块北缘东段内蒙隆起东段Fe-Au-Ag-Pb-Zn-Mo-U-磷-煤-膨润土成矿亚带(Ⅲ-57-①)。赤峰—朝阳成矿带地层主要由太古宙角闪-片麻岩系、古生代地层、中—新生代地层组成。燕山期强烈伸展作用使本区形成了一系列变质核杂岩[11-13]，并在其核部侵入大量中生代花岗岩，同时伴生出现了大量早白垩世金矿床，如安家营子、柴胡栏子、红花沟、撰山子、金厂沟梁和排山楼等金矿床(图1)。

图1 赤峰—朝阳金矿带区域地质简图 (据Yang et al.修改[10])Fig.1 Regional and geological sketch map of Chifeng-Chaoyang gold metallogenic belt[10]1—中生代地层 2—古生代地层 3—太古代变质岩 4—中生代花岗岩 5—区域断裂 6—金矿床①赤峰—开源断裂 ② 红花沟断裂 ③ 锦山—美林断裂 ④ 红山—八里罕断裂 ⑤ 承德—北票罕断裂

2 矿床地质

安家营子金矿矿区仅东北角出露少量太古代建平群变质岩系，其余均为花岗岩(图2)。矿体均位于安家营子二长花岗岩体内，岩体年龄为132～138 Ma[5]。区内还发育众多石英斑岩脉群，大多呈NNE走向穿切岩体，与矿体在空间上紧密伴生，其年龄为124.9～126.5 Ma[5]，基于这种穿切关系，李永刚等[5]认为安家营子金矿的成矿时代为126～132 Ma，与安家营子金矿所在喀喇沁变质核杂岩的隆升时代基本一致[9，12]。矿区内构造以脆性断裂为主，矿体产状与构造一致，走向NNE，倾向SE，倾角60°～80°，矿体多为脉状、扁豆体状和透镜状，分枝复合和尖灭再现等现象十分普遍。

矿石类型包括石英脉型和蚀变岩型，前者可分为石英黄铁矿型、石英多金属硫化物型和黄铁矿富脉型，后者又可分为黄铁绢英岩型和破碎蚀变岩型。金属矿物主要为黄铁矿和黄铜矿，另有少量的方铅矿和闪锌矿。金主要以自然金的形式赋存在黄铁矿或石英的裂隙中。脉石矿物主要为石英、绢云母、绿泥石、方解石等。围岩蚀变分带性不明显，主要为钠长石化、黄铁绢英岩化、绿泥石化、绢云母化、硅化等[14]。

根据野外脉体穿插关系、矿物共生组合和结构构造特征，安家营子金矿成矿作用从早到晚可以分为三个期次：① 成矿早期(Ⅰ)，黄铁矿-石英阶段，以含少量自形黄铁矿的乳白色石英脉为特征，矿化较弱；② 主成矿期(Ⅱ)，根据矿物共生组合和先后顺序可划分为两个阶段：石英-黄铁矿阶段(Ⅱa)，为主要的矿化阶段，石英多为烟灰色，黄铁矿的颗粒较细，其强烈发育处可形成只含少量石英的黄铁矿富脉，矿化较好，其局部的黄铁矿富金品位可高达60×10-6；石英-多金属硫化物阶段(Ⅱb)，石英和黄铁矿为主，出现黄铜矿、方铅矿伴生，矿化较强，且规模较大，品位稳定，是矿区最重要的矿石类型；③ 成矿晚期(Ⅲ)，石英-碳酸盐化阶段，以无矿石英-方解石脉为主，无矿化。

3 样品及测试方法

本次研究主要采集成矿早期和主成矿期的石英样品进行分析，样品均来自井下坑道，未受到地表风化作用的影响。

包裹体研究共采集43件样品，先将样品磨制成厚度约为0.2 mm双面抛光的薄片做矿相学和流体包裹体观察，然后选择有代表性的包裹体进行显微测温和激光拉曼分析。显微测温和激光拉曼分析均是在中国科学院地质与地球物理研究所矿产资源研究重点实验室流体包裹体实验室完成。

图2 安家营子矿区地质简图Fig.2 Geological sketch map of the Anjiayingzi mining area1—白垩系—上侏罗统 2—中侏罗统 3—太古代变质岩 4—早二叠世—中侏罗世侵入岩 5—早白垩世花岗岩 6—剥离断层或正断层 7—韧性变形带 8—第四系 9—太古代建平群变质岩系 10—喀喇沁花岗岩 11—安家营子花岗岩 12—石英斑岩 13—构造蚀变带 14—矿带 15—采区

显微测温在Linkam THMS 600型冷热台上进行，并利用美国FLUID INC公司提供的人工合成流体包裹体标准样品对冷热台进行了温度标定，该冷热台的测定精度：在-120℃～-70℃温度区间为±0.5℃，在-70℃～+100℃区间为±0.2℃，在100℃～500℃区间为±2℃。流体包裹体测试过程中，升温速率一般为0.2℃/min～5℃/min，含CO2包裹体在其相转变温度(如固态CO2和笼合物熔化温度)附近升温速率降低为0.2℃/min，水溶液包裹体在其冰点和均一温度附近的升温速率为0.2℃/min～0.5℃/min，以准确记录它们的相变温度。单个包裹体的激光拉曼分析所用仪器是英国Ranishaw公司生产的Raman 2000型激光拉曼光谱仪。实验条件：温度25℃±，激光波长为514.5 mm，空冷，分辨率为2cm-1，积分时间为15 s。选择具有代表性的富CO2包裹体和CO2- H2O三相包裹体，分别对其H2O溶液相(LH2O)、CO2液相(LCO2)和CO2气相(VCO2)进行激光拉曼分析。

稳定同位素主要选取矿区不同中段和成矿阶段的石英和黄铁矿分别进行氢、氧、硫同位素分析。将样品粉碎至40～80目，挑选出纯度大于99%的石英(10 g)和黄铁矿(2 g)用于分析。氢氧同位素分析在核工业北京地质研究院完成，硫同位素分析在中国科学院地质与地球物理研究所稳定同位素地球化学实验室完成。氢同位素的提取采用热爆法，根据显微测温结果，将250℃以下的包裹体视为晚期包裹体或次生包裹体，将250℃～410℃视为主成矿期温度。首先在250℃下对样品进行爆裂，然后将石英样品在超声波中用去离子水清洗，清洗完毕过滤烘干，这一步骤可将石英中的大部分的次生包裹体或晚期包裹体打开，减少其对主成矿期流体的影响，将烘干后的石英样品加热到800℃，将主成矿期包裹体全部打开提取其中的H2O，再用Cr法制备H2，在Finnigan MAT252质谱上进行δD测试。氧同位素采用BrF5法，将石英在550℃～700℃条件下与BrF5反应生成O2，再使O2与碳棒反应生成CO2，然后利用质谱仪测定其中氧同位素。硫化物硫同位素分析采用V2O5法，在真空系统和高温条件下，硫化物与V2O5反应生成SO2气体，进入质谱仪测定其δ34S值。氢氧同位素测定仪器为MAT-252，分析精度优于0.2‰，硫同位素测定使用仪器型号为Delta-S，分析精度优于0.2‰。测试结果各按以下标准给出：V-SMOW(O和H)以及V-CDT(S)。

4 分析结果

4.1 流体包裹体岩相学特征

显微镜下石英中均含有丰富的流体包裹体，根据室温及冷冻回温过程中的相态变化，流体包裹体主要有三类：富CO2包裹体、CO2- H2O包裹体和H2O溶液包裹体。富CO2包裹体多数为负晶形，少数为不规则形，大小7～23 μm，室温下通常呈2～3相 [ H2O溶液相 + CO2液相(LCO2)±CO2气相(VCO2)]，CO2相(LCO2+VCO2)占包裹体总体积的40%～90%(图3a～3c)。CO2- H2O包裹体多数为负晶形，少数为不规则形，一般为10～15 μm，室温下呈2～3相 [ H2O溶液相+CO2液相(LCO2)±CO2气相(VCO2) ]，VCO2+LCO2通常占30%～50%(图3d～3f)。H2O溶液包裹体，多数为负晶形，少数为不规则形，大小4.5～12 μm，室温下呈两相，H2O气相和液相(VH2O+LH2O)，气液比相差比较大5%～60%(图3g～3i)。

成矿早期(Ⅰ)乳白色的石英内仅发现富CO2包裹体(图3a～3c)，缺少H2O溶液包裹体。主成矿期(Ⅱa)石英内主要发育CO2- H2O包裹体和H2O溶液包裹体图(图3d～3f)，且显微测温发现大量共存的CO2- H2O三相包裹体和H2O溶液包裹体具有相似的均一温度，表明该期流体在被捕获时可能发生了沸腾作用。主成矿期(Ⅱb)石英中主要发育H2O溶液包裹体，几乎没有含CO2的包裹体出现(图3g、3h)。此外各个阶段均发育有少量的液体包裹体和气体包裹体。除了这些原生的大包裹体外，石英中普遍发育了大量的次生包裹体，但是个体较小，大多数小于2 μm，少数能够达到5 μm，呈线状分布分布于各阶段的石英中，为后期流体的灌入(图3i)。

图3 安家营子金矿石英中的流体包裹体照片Fig.3 Photographs of fluid inclisions in quartz of Anjiayingzi gold deposit(a，b，c) 成矿早期(Ⅰ)石英中的富CO2包裹体 (d，e，f) 主成矿期(Ⅱa)石英中的CO2 - H2O包裹体和H2O溶液包裹体共存 (g，h) 主成矿期(Ⅱb)石英中的H2O溶液包裹体 (i) 主成矿期石英中的次生H2O溶液包裹体

4.2 包裹体显微测温

选择成矿早期和成矿期的具有代表性的10件样品进行包裹体显微测温，各阶段包裹体冷冻和加温过程中的相态变化，物性特征及显微测温结果分述如下。

4.2.1 成矿早期(Ⅰ)富CO2包裹体

将富CO2包裹体三相包裹体降温至-100℃，使其完全被冷冻后，再回温，发生的第一个相变温度为固态CO2的熔化(Tm，CO2)，其温度区间为-57.0℃～-56.6℃，平均为-56.8℃(表1)，等于或略低于纯CO2的三相点(-56.6℃)，指示这些包裹体气相以CO2为主。下一个相变化为笼合物的熔化温度(Tm，clath)为5.0℃～10℃，平均为6.2℃(图4a、表1)，相应的水溶液盐度w(NaCleq)范围为0～9.0%。包裹体内液相CO2和气相CO2部分均一温度(Th，CO2)为28.0℃～30.9℃(图4a、表1)，平均为30.8℃，富CO2三相包裹体完全均一温度(Th，TOT)为300℃～375℃(图5，表1)，平均为349.9℃，大多数均一至液相，个别均一至气相和临界均一。

4.2.2 主成矿期(Ⅱa)CO2- H2O包裹体和H2O溶液包裹体

将CO2- H2O包裹体三相包裹体降温至-100℃，使其完全被冷冻后，再回温，发生的第一个相变温度为固态CO2的熔化(Tm，CO2)，其温度区间为-57.2～-56.6℃(图4b、表1)，平均为-56.7℃，大部分都与纯CO2的三相点(-56.6℃)相同，指示这些包裹体基本上都是纯CO2。下一个相变化为笼合物的融化，温度(Tm，clath)为4.3℃～10.0℃(图4b、表1)，平均为7.4℃，相应得到的水溶液盐度w(NaCleq)范围为0～10.0%。包裹体内液相CO2和气相CO2部分均一温度(Th，CO2)为28.9℃～30.0℃(图4b、表1)，平均为29.9℃，CO2- H2O包裹体三相完全均一温度(Th，TOT)为223℃～372℃(图5、表1)，平均为341.2℃，大多数均一至液相，个别临界均一。

两相H2O溶液包裹体其冰点(Tm,ice)为-8.1℃～-2.7℃，对应水溶液盐度w(NaCleq)为4.49%～11.8%，盐度较低，均一温度(Th，TOT)为190℃～349℃(图5、表1)，平均为295.4℃，均一到液相，个别均一到气相。

表1 安家营子金矿包裹体显微测温结果Table 1 List of microthermometric data of fluid inclusions in Anjiayingzi gold deposit

注：测试单位为中国科学院地质与地球物理研究所，2018；Tm，CO2为固相CO2的熔化温度，Tm，clath为笼合物熔化温度，Th，CO2为部分均一温度，Tm，ice为冰点，Th，TOT为完全均一温度。

图4 安家营子金矿富CO2包裹体和CO2 - H2O包裹体低温下相变温度直方图Fig.4 Histograms of phase transition temperature at low temperature for CO2-rich and CO2 - H2O fluid inclusions in Anjiayingzi gold deposit

图5 安家营子金矿不同阶段流体包裹体均一温度直方图Fig.5 Histogram of homogenization temperature of fluid inclusions at different stages in Anjiayingzi gold deposit

4.2.3 主成矿期(Ⅱb)H2O溶液包裹体

两相H2O溶液包裹体其冰点(Tm，ice)为-7.4℃～0℃，对应水溶液盐度w(NaCleq)为0～10.98%，盐度较低，变化范围较大。均一温度(Th，TOT)为186℃～368℃(图5、表1)，平均为290.8℃，均一到液相，个别均一到气相。这一期H2O溶液包裹体的盐度和均一温度变化比较大，说明这一期的流体活动时间较长，也可能受后期流体影响较大。

4.2.4 主成矿期成矿压力

根据包裹体岩相学观察和显微测温数据发现，主成矿期(Ⅱa)的石英中发育大量CO2- H2O包裹体和H2O溶液包裹体的共生组合，其气液相比变化较大，前者VCO2+LCO2占30%～50%；后者气相占5%～60%，但显微测温结果显示其均一温度接近，表明该期流体包裹体可能均在沸腾条件下捕获，其均一温度即代表捕获温度。选择主成矿期(Ⅱa)样品NDW-6-1A和NDW-6-5内具有典型沸腾组合的包裹体作为压力计算的对象，其均一温度(捕获温度)分别为334℃～372℃和352℃～357℃，利用Flinco软件计算获得捕获压力分为208.5 MPa～235.4 MPa和260.0 MPa～265.1 MPa，利用静岩压力计算公式获得其捕获深度为7.3～8.3 km和9.1～9.3 km(岩石密度设为2.85 t/m3)。所以，根据沸腾包裹体组合获得安家营子金矿主成矿期成矿压力为208.5 MPa～265.1 MPa，成矿深度为7.3～9.3 km，属于中温石英脉型金矿成矿范围。

4.3 激光拉曼分析

包裹体激光拉曼分析测试结果显示，在拉曼图谱上除了出现CO2特征峰(1387 cm-1和1283 cm-1)和宽泛的液相H2O峰(3310 cm-1～3610 cm-1)(图6)，并没有其他明显的特征峰出现。显微测温结果显示在成矿早期的富CO2包裹体三相包裹体中部分包裹体的Tm，CO2稍低于三相点，怀疑其中含有挥发组分，但激光拉曼测试并没有检测到CH4、N2或者H2S等挥发组分的特征峰，可能是由于其含量较低所致。

图6 安家营子金矿富CO2三相包裹体激光拉曼光谱Fig.6 Laser Raman spectra of CO2-rich three-phase inclusions in Anjiayingzi gold deposit

4.4 稳定同位素

4.4.1 氢氧同位素

因为H2O是大部分成矿流体的最主要的成分，所以研究它的来源是一切成矿理论的基础[15]。不同源区的流体具有不同氢氧同位素特征，通过对流体的氢氧同位素组成的测定可以确定成矿流体的来源，同时本次工作预先对样品进行了250℃的爆裂并清洗，所以测定结果受晚期流体或次生流体的影响相对较小。本次研究共对第Ⅱa阶段和第Ⅱb阶段7件石英样品进行了氢氧同位素分析(表3)，其中第Ⅱa阶段5个样品δ18OV-SMOW值为11.2‰～12.6‰，δDV-SMOW值为-117.8‰～94.3‰，第Ⅱb阶段2个样品δ18OV-SMOW值为9.7‰～10.4‰，δDV-SMOW值为-92.0‰～-88.9‰。根据石英-水氧同位素分馏方程：1000 1nα石英-水=3.38×106/T2- 2.90[16]，以及不同阶段包裹体测温结果(表1)，第Ⅱa阶段样品选择330℃做为计算温度，而第Ⅱb阶段样品温度范围较宽，相对第Ⅱa阶段样品具有更多温度相对较低的流体包裹体(图5)，所以选择290℃作为计算温度，计算得第Ⅱa阶段δ18OH2O的值为4.80‰～6.20‰，第Ⅱb阶段δ18OH2O的值为1.94‰～2.63‰。

表3 安家营子金矿流体包裹体的氢氧同位素组成Table 3 Hydrogen and oxygen isotope composition of fluid inclusions in Anjiayingzi gold deposit

注：测试单位为中国科学院地质与地球物理研究所，2018。

将安家营子金矿各阶段的δD值和δ18OH2O值投影到δ18OH2O- δD关系图解上，并将前人测得的数据[2，6]一并投入图7中。由图7可见，仅有部分数据分布在简单混合线上，更多的则落在混合线之外，且δD值变化较大，无法用简单的混合模型来解释。考虑到第Ⅱa阶段的样品中出现大量沸腾组合的包裹体，结合数据本身的特征，笔者认为成矿流体至少经历过简单混合和沸腾两个过程，而这两个过程对流体中氢氧同位素比值有较大的影响。

图7 安家营子金矿成矿流体δD - δ18OH2O关系图解Fig.7 δD - δ18OH2O relationship diagram of the metallogenic fluid in Anjiayingzi gold deposit

简单混合过程主要为大气降水和岩浆水的混合，X代表大气水加入的比例，表达为公式(1)：

δ混合流体=Xδ大气降水+(1-X)δ岩浆水

(1)

将δD = -140‰，δ18O = -18.8‰作为该区的中生代大气降水的氢氧同位素组成[2，17]，取δD = -80‰，δ18O = 6.2‰作为初始岩浆水的氢氧同位素组成[6]，仅NDW-1-2B和NDW-3-1B落在简单混合线附近，可能更多样品都受到了沸腾作用的影响，偏离混合线，根据下面沸腾体系反算出来的混合水氢氧同位素组成，带入到公式(1)中，计算出X=0.1～0.3，代表天水的混合程度为低—中等，但是Trumbull et al.[2]的数据反映出存在更大比例(X≈0.5)的天水混合。

流体的沸腾作用同样对氢氧同位素的组成产生较大的影响，封闭系统沸腾体系的瑞丽分馏方程[18-19]见公式(2)：

(2)

(3)

4.4.2 硫同位素

硫化物在金属矿床中发育非常广泛，常常与各种金属元素共生形成矿石，如金通常与黄铁矿共生，所以通过硫同位素的研究来了解成矿过程中硫的地球化学性质，对理解成矿物质的来源、运移及沉淀过程有非常重要的意义[21]。安家营子金矿未出现硫酸盐，硫化物以黄铁矿为主，成矿流体氧逸度较低，黄铁矿的δ34SV-CDT基本能够代表硫化物沉淀时的流体总硫(δ34S∑S)。但是根据包裹体的研究，成矿主期存在明显的沸腾的现象，在相分离的过程中，H2、CH4、H2S等还原性气体分离进入气相，使残留流体中的SO2/H2S比例升高，在平衡状况下，残留流体中的HS-相对亏损34S，由此沉淀的硫化物相应亏损34S[22-23]，所以压力的迅速降低和伴随的相分离会造成硫化物中同位素负漂移，但是要根据瑞丽分馏方程计算原始硫同位素组成较为复杂，这里不展开论述。

本次测定9件硫化物样品δ34SV-CDT值变化区间为0.7‰～4.2‰，均值2.9‰(表4)，且分布集中，同时参考不混溶会造成硫化物中δ34SV-CDT降低的现象，认为原始成矿流体的δ34S∑S值更大，与世界上其他地区典型的中温热液型金矿相似[24-25]。根据Ohmoto[26]，这样的硫同位素值代表深源流体，它即可以来自片麻岩基底的淋滤，也可以来自岩浆流体。

表4 安家营子金矿硫同位素组成Table 4 Sulfur isotope composition of Anjiayingzi gold deposit

注：测试单位为中国科学院地质与地球物理研究所，2018；Qz为石英，Py为黄铁矿，Ccp为黄铜矿，Gn为方铅矿。

5 讨论

5.1 流体性质与演化

流体包裹体分析表明，安家营子金矿流体包裹体从成矿早期(Ⅰ)为低盐度富含CO2型，经主成矿期(Ⅱa)的CO2- H2O型和低盐度H2O溶液型，然后再经主成矿期(Ⅱb)的贫CO2低盐度H2O溶液型，向后期的低温低盐度的H2O溶液型演化。从成矿早期(Ⅰ)向成矿期(Ⅱa)演化过程中，流体的温度变化不大，说明在这一过程降温不是主要的成矿因素，且成矿期(Ⅱa)中的石英中出现了大量CO2- H2O三相包裹体和H2O溶液包裹体共生的现象，且其均一温度相近(图5、表1)，表明成矿流体经历沸腾作用。这是由于流体向浅部运移过程中遭遇压力的突然释放引起的，沸腾作用是导致金沉淀的关键因素。成矿期(Ⅱb)中的包裹体中几乎没有出现CO2，只有H2O溶液包裹体，温度范围跨度较大186℃～368℃，而氢氧同位素研究表明本期流体可能有大气降水的混入，同时也显示流体在沸腾之前可能发生过大面积不同程度的混合。晚期的流体依然非常发育，常以次生包裹体的形式灌入成矿早期和成矿期的石英中，但是个体都较小，均一温度较低，表明成矿过程已经到达晚期。

5.2 成矿流体与成矿物质来源

前人在成矿流体来源的问题上，一直存在较大的争议。由图4可见，李永刚等[6]所测得数据δD相对较高，落入简单混合区域内，所以认为流体来源于岩浆水和少量大气降水的混合，而Trumbull et al.[2]所测得数据δD相对较低，不在简单混合区间内，所以认为成矿流体主要来源于深部经过强烈水岩反应的大气降水。本次试验所得δD的值覆盖了两者的范围，根据数据的特征结合沸腾现象，笔者等认为成矿流体主要来自岩浆水，但是先后经历了不同程度的混合和沸腾过程(图8)。但也有研究人员将这种低的δD值解释为后期流体的混染，因为在包裹体的分析中很难将原生和次生的包裹体区分开来，尤其是这种群体分析的实验[27]。本次氢氧同位素的研究样品均采自主成矿期的石英，并采用250℃预先对次生和晚期包裹体进行了爆裂清洗，尽量避免了次生和晚期包裹体的影响。

图8 安家营子金矿成矿模式简图Fig.8 Metallogenic model chart of Anjiayingzi gold depoist

综上，安家营子金矿主成矿期的流体主要来岩浆水，但经历了不同程度的天水混合以及沸腾作用。

根据硫同位素分析结果，可以判断安家营子金矿的硫具有深源硫的特征，与典型的中温石英脉型金矿一致(0～10‰)，这样的硫同位素特征可能并不能简单地用于源区示踪，而更可能反映出不同来源和沉淀过程中氧逸度、温度、pH值等因素的综合作用[23]，但是这里笔者结合流体氢氧同位素的测试结果，认为流体主要来自岩浆水和部分大气降水的混合，成矿物质可能主要来自岩浆。

5.3 成矿机理

安家营子金矿的成矿时代为132～138 Ma[5]，该时期喀喇沁变质核杂岩正处在快速隆升时期[12]，区内伸展构造较为发育，而且由于核部隆升及大量花岗岩的侵入，为成矿提供非常有利的条件。随着岩浆的侵位，释放出含矿的岩浆热液，并沿着断裂向浅部运移(图8)。由于安家营子金矿位于变质核杂岩核部，区内受到强烈的伸展作用以及较高的地温梯度，所以大气降水向深部的渗透作用较强，在断裂中与成矿流体发生了混合作用，且混合程度不一(X≈0.1～0.5)，造成了成矿流体中氢氧同位素沿着简单混合曲线向大气降水方向漂移。而后混合流体继续沿着断裂浅部运移，并在适合位置发生减压沸腾，且沸腾的程度较高(F大多集中在0.01～0.001之间)，致使挥发分大面积逃逸，尤其是CO2和H2S的丢失，破坏了成矿流体中的酸碱平衡，促使硫金络合物大量分解，引起了金的沉淀[29-31]。所以压力降低引起的沸腾作用可能是安家营子金矿沉淀的主要原因。