矿床成因探讨

矿床成因的研究方法~

首选，要填好矿区地质图，分辨出控矿地层、构造、岩浆岩以及矿化蚀变。在剖面上查明矿体受什么控制（断裂、褶皱、岩体、地层）。

其次，系统地采集标本、薄片、光片（矿体） 包裹体片（少数））、挑单矿物、对全岩或单矿物作化学分析（主量、微量、稀土、同位素）。

第三，收集矿区地球化学、地球物理资料。
第四，对矿区蚀变带进行详细划分，蚀变对围岩的影响，什么物质带入、什么物质带出；蚀变与矿化的关系；蚀变发生时的物理化学条件；蚀变的矿物特征（标型：形态、成分、物性特征）；成矿期次的确定。对于热液矿床，最好的话能做出流体运移路径。与岩浆有关的矿床要研究岩浆分异过程、揭顶时间。
最后，室内综合研究。
大致就是这些，具体矿床具体分析吧

（一）花岗岩类形成的构造环境
丁乾俊等（1990）曾对喇嘛苏矿区内的不同类型花岗质岩体的岩石化学特征做过详细的研究，各类岩石氧化物的总量为97.54%～100.98%，岩体的SiO2含量总体偏低，为61.36%～70.34%，但变化幅度不大，岩石以钙碱性系列和铝过饱和系列为主。花岗闪长斑岩和斜长花岗斑岩在稀土总量和轻重稀土比值等方面差别不大，Eu的亏损程度也相近。球粒陨石标准化配分曲线表现为明显的轻稀土富集型，Eu表现为中等程度亏损（廖启林等，2002）。在Batchelor 等（1985）发表的R1对R2图解上进行投影，结果表明花岗闪长岩的投影分布于板块碰撞前、碰撞后的隆起区以及同碰撞交汇区域。
本次研究获得的锆石SHRIMP U-Pb年龄为390.5±7.7Ma，表明岩体形成于志留纪末期到泥盆纪初期，这一阶段别珍套—科古琴一带转入挤压抬升造山阶段，出现由南向北的逆冲推覆构造并伴有花岗岩类岩石侵位，此时古亚洲洋板块进入早期碰撞造山阶段，在喇嘛苏矿区出现斜长花岗斑岩岩浆侵入，与通过岩石地球化学数据判别的结果具有部分程度的吻合，所以岩体应该是形成于志留纪末—早泥盆世的碰撞过程。
（二）矿床形成环境探讨
中亚造山带介于西伯利亚板块和卡拉库木地块—塔里木地块—华北陆块之间，是古生代古中亚洋经过复杂的扩张-闭合过程形成的十分宽阔的造山带（任纪舜等，1999）。青白口纪末—早震旦世初，西伯利亚、哈萨克斯坦、准噶尔、华北、塔里木和卡拉库木等地块是一个泛大陆（罗迪尼亚超大陆）。早震旦世以后，随着罗迪尼亚超大陆的开始裂解，原始的古中亚洋在西伯利亚地块和卡拉库木地块—塔里木地块—华北陆块之间裂解扩张（任纪舜等，1999；王元龙等，2001）。在新疆北部，古中亚洋的裂解扩张有由北向南逐渐推移的趋势（Qin et al.，2002）。
早古生代，寒武纪除了北侧唐巴勒地区出现洋盆外，本区仍处于稳定时期，主要以含磷的碎屑岩夹生物灰岩沉积为主的滨海、浅海环境。奥陶纪进入了古亚洲洋形成和发展时期，在伊犁盆地北缘霍城—哈希勒根达坂一带，奥陶纪早期地壳逐渐发生拉张，中奥陶世在博罗科努形成岩浆型被动陆缘。根据我们对该带断裂系统众多地质特征的综合研究，认为该带具有来自地幔的洋壳型超镁铁岩（哈希勒根达坂的二辉橄榄岩）以及奥陶纪被动陆缘到志留纪活动陆缘斜坡相的火山岩系等地质特征，佐证了本带曾在奥陶-志留纪与西邻哈萨克斯坦的楚-伊犁、肯达塔奥陶-志留纪洋区是相通的，向东与干沟-康古尔塔格奥陶-志留纪洋（秦克章，2000；李生虎等，2002）连为一起，形成长达上千千米的洋区。本区伊犁洋于晚志留世通过双向俯冲而最终封闭。
晚古生代，早泥盆世随着伊犁洋的关闭，别珍套—科古琴一带转入挤压抬升造山阶段，出现由南向北的逆冲推覆构造并伴有花岗岩类岩石侵位，此时古亚洲洋板块进入早期碰撞造山阶段，在喇嘛苏矿区出现斜长花岗斑岩岩浆侵入（390.5±7.7Ma），并与中元古界蓟县系库西姆切克群灰岩发生交代作用，形成该铜矿床早期矽卡岩型矿化。中泥盆世，由于受板内伸展作用的影响（李锦轶等，2002；李锦轶，2004），在阿拉山口—巴音沟一带形成泥盆纪—石炭纪的巴音沟洋，巴音沟洋向南的俯冲作用形成一个完整的晚古生代沟-弧-盆体系（张良臣等，1985；肖序常，1991；Qin et al.，2002；李锦轶等，2002；王志良等，2004；李锦轶，2004；左国朝等，2006），即依连哈比尔尕晚古生代弧前-海沟带、别珍套-科古琴晚古生代岛弧带和吐拉苏晚古生代弧后盆地（王福同等，2004；王志良等，2006）。该阶段是新疆天山斑岩铜钼矿最主要的成矿时期，也是中亚斑岩铜矿成矿带最主要的成矿时期，形成了一系列世界级的大型—超大型斑岩铜矿床，如哈萨克斯坦的科恩纳德、阿克托盖、博舍库利和科克赛等斑岩铜矿，乌兹别克斯坦的阿尔玛雷克斑岩铜矿（戴自希等，2001；刘德权等，2004；张洪涛等，2004）。
随着巴音沟洋板块向南的俯冲—消减—熔融作用，在别珍套-科古琴晚古生代岛弧带北西部的喇嘛苏铜矿区深部形成一个岩浆房，岩浆房分异出含铜中酸性岩浆，沿断裂或破碎带上升到地壳浅部形成含铜斑岩体。随后，深部岩浆房多次补给岩浆，当含铜斑岩体中的气液混合流体积聚到一定量时，发生强烈隐爆作用，在斑岩体顶部或其围岩中产生网状裂隙和爆破角砾岩，这些构造空间是随后的含铜成矿流体卸载沉淀的有利场所。随后，深部上升的岩浆期后热液（岩浆水）与地表的大气降水相遇，形成混合流体，由于岩浆水的热效应作用，使混合流体产生对流循环，不断地从高侵位中酸性斑岩体及其围岩中萃取金属元素形成成矿流体，随着温度和压力等物理化学条件的改变，金属物质从成矿流体中卸载沉淀，充填于有利构造部位形成矿体。
根据上述矿床特征和成矿环境研究，喇嘛苏铜锌矿床是不同背景下形成的具有复合成因特点，其矿床类型为矽卡岩-斑岩型。

众所周知，金矿床的形成是一个漫长而复杂的过程，但归纳起来不外乎“源、运、储、盖”几个环节（万天丰，1998），翟裕生（1999）在论述成矿系统时将成矿物质、成矿流体、成矿能量、成矿流体的输运通道、矿石堆积场地作为成矿系统的5个基本要素。

9.3.1　成矿时代

同位素年代学研究表明，在晚三叠世—早侏罗世（171～209Ma）、早白垩世（126.9±3.2Ma）以及古近纪早期（51.2±1.3Ma）阳山矿区曾发生3次规模较大的岩浆活动，并伴有3期成矿热液活动，（其中第一期成矿流体所形成的细脉状石英的³⁹Ar/⁴⁰Ar坪年龄为195.4±1.0 Ma），矿床的形成与这3期岩浆热液活动有直接的成因联系，即晚三叠世—早侏罗世、早白垩世、古近纪早期3次岩浆热液成矿事件相叠加是阳山金矿形成的主要因素。

9.3.2　成矿物质来源

成矿物质来源问题是探讨矿床成因不可回避的问题，对于西秦岭地区金矿床，部分学者认为成矿物质主要来自于深部（王建业等，1995；毛景文，2001），而更多的人则认为成矿物质来源于围岩地层（郑明华等，1994；李通国等，1999；孙明，2000；贾大成等，2002），其主要依据有：赋矿地层金含量较高，并且矿石与地层具有相似的特征元素组合；矿石黄铁矿与沉积黄铁矿具有相似的形态特征（如含草莓状生物成因黄铁矿）和元素组合特征；矿石具有与围岩相近的同位素特征等。

与西秦岭其他金矿相似，在阳山金矿区赋矿的中泥盆统三河口群千枚岩中金含量也较高，不同类型岩石的含金性分析结果表明，矿区中泥盆统三河口群千枚岩、砂岩的金含量均为2.6×10^-9，而灰岩中的金含量略低，为1.8×10^-9。王学明等（1999）的分析结果也表明，泥盆系中砂质（粉砂质）岩石金含量最高，为7.78×10^-9，其次为碳质岩类（4.52×10^-9），第三为泥质岩类（3.31×10^-9），碳酸盐岩金含量最低（2.61×10^-9）。

同时，矿石显微观察也表明，存在沉积成因的草莓状黄铁矿和热液成因的黄铁矿，前者呈层状或纹层状，随地层褶皱变形，该类黄铁矿金有明显富集（纹层状黄铁矿化千枚岩中金含量为0.1×10^-6～1.5×10^-6），在受到后期热液改造后，该类黄铁矿发生不同程度的重结晶，形成增生环带或承袭原草莓状黄铁矿结构形成变余细粒黄铁矿；热液成因的黄铁矿沿裂隙发育，常呈脉状、网脉状，与毒砂、自然金等矿物共生，是主要的载金矿物。

而进一步的稳定同位素资料表明，热液成因的脉状黄铁矿中硫主要为岩浆硫，而千枚岩地层中黄铁矿的硫主要为沉积硫，在矿体中两者有所混杂。碳、氧同位素资料表明，成矿流体中碳主要来自于岩浆岩，并在一定程度上受到地层中沉积碳的混染，显示成矿物质主要来源于中酸性岩浆岩，其次来源于泥盆系。

孙彬（2008）对阳山金矿安坝矿段几个主要矿体金品位分布情况进行统计后发现，矿体中金品位分布并不是通常所见的正态分布，而是呈双峰形态（表9.1；图9.1），即所统计矿体金品位分别在1×10^-6～2×10^-6和3×10^-6～5×10^-6两个区间出现高频度。这也进一步反映了在阳山矿区存在早期（地层）金富集与后期（热液）叠加成矿的现象。而且，从311^＃脉→360^＃脉→305^＃脉，即从北到南，后期岩浆热液叠加作用有增强趋势。这与305^＃矿脉带花岗岩脉较发育的地质事实也较为吻合。

表9.1 阳山矿区安坝矿段主要矿体金品位分布统计表

综上所述，与岩浆岩有关的热液活动是阳山金矿成矿物质的主要来源，而富含碳、硫、金、砷等成矿物质的中泥盆统三河口群热水沉积无疑为矿床的形成奠定了一定的物质基础，阳山金矿是两者在空间上耦合的结果。而中新元古宇碧口群结晶基底可能在金矿形成过程中起到了间接矿源层的作用，即碧口群结晶基底为泥盆系提供了物源，另外，在矿区岩浆岩形成及岩浆上侵过程中也有可能汲取了结晶基底中的成矿物质。

图9.1 阳山矿区安坝矿段主要矿体金品位分布曲线

（据孙彬，2008）

9.3.3　成矿流体来源、性质及矿质的迁移富集

同位素研究表明，阳山金矿床成矿流体以岩浆水为主，有部分大气降水的混入。流体包裹体研究表明，成矿流体总体表现出中低温和低盐度热液特征，流体包裹体均一温度主要集中于270～140℃，盐度主要集中于1.6%～6.5%。流体密度为0.35～1.02g/cm³，成矿压力为400×10⁵Pa，对应成矿深度为1.6km。流体气相组分以CO₂和CO为主，其次为CH₄，而H₂S,SO₂,N₂,H₂,C₂H₂,C₂H₄等含量较低；流体液相组分以H₂O为主，占70～91.3mol%，其次为CO₂,H₂S,CH₄。流体中阳离子以Na^＋为主，其次为K^＋,Ca^2＋,Mg^2＋，阴离子组成以

为主，Cl－次之。流体pH值为6.9～7.1，为弱碱性，流体中∑（CO+H₂S）/CO₂为0.5，为还原环境。

将流体包裹体均一温度和盐度范围投影到热液矿床平均温度－梯度曲线图上（图9.2）可以看出，阳山金矿成矿流体中金属元素（Me）主要以硫化物配合物形式迁移，可以用下面反应式表示（於崇文，1998）：

Me（HS）₂→Me S+HS^-+H₂S（aq）

据该式可知，硫化物饱和程度或硫化物沉积范围，会因任何降低[HS^-]×[H₂S]乘积值的作用而增大，如降低pH值，也可改变该反应式中硫化物的活度积，引起矿质沉积；降温作用会造成硫化物配合物发生沉积；而发生沸腾时的降压、流体的稀释作用，也会引起配合物的不稳定性增加，造成元素的沉淀。对于阳山金矿，温度、压力的降低以及H₂S等挥发组分逸出可能是引起矿质沉淀的主要因素，而地下水的混合、水岩反应、地层中碳质的还原吸附促进了矿质沉淀。

图9.2 热液矿床温度－盐度区域及平均梯度曲线

（据齐金忠，2008）

A区—以氯化物配合物为主；B区—以硫化物配合物为主。1—太古宙脉型金矿床；2—浅成低温Au-Ag矿床；3—块状硫化物矿床；4—希腊Au-Cu矿床；5—斑岩

9.3.4　流体运移及矿石赋存空间

翟裕生等（1999）将成矿流体的驱动力分为流体内力、构造应力、热力、重力、岩石静压力和真空泵吸力等，在阳山金矿区主要以前三者为主。

岩浆分异出热液的过程是地质学家研究的一项热点。Sykes（1993）、孙樯（2000）等研究表明，水在硅酸盐熔体中的溶解度与压力、温度及熔体成分有关，Burham（1979）的资料表明，常见的长英质岩浆中，含水量一般为2.5%～6.5%，平均为3%左右。化学分析结果表明，阳山矿区花岗岩的含水量（H₂O⁺）为1.06%～3.63%（平均为2.28%），考虑到岩浆冷凝结晶过程为一脱水过程，因此，实际岩浆中水的含量要高于此值。而岩浆结晶造成的后退沸腾及相应的体积膨胀、内压增大（Burnhan,1967,1979,1980）可能是引起本区流体运移的主要原因。

在讨论流体运移时，构造应力所产生的作用也是不容忽视的，在阳山矿区斜长花岗斑岩脉附近的金矿体主要产于差应力值较小的部位，说明构造应力对成矿流体也产生一定的作用。差应力较小的部位可能代表了构造扩容区，也反映了成矿时流体所受差应力较小，这与成矿时所处的伸展环境有关。

就某个时期而言，构造应力的主压方向决定了不同方向裂隙的扩容状态，从而影响流体的流向。在阳山金矿区，由于成矿期最大主压应力方向为近NE向较高角度挤压，所以造成平面上NW 方向的伸展，从而导致了NE向的裂隙处于扩张状态，这也可能是阳山金矿区矿脉主要充填于NEE向构造破碎带中的原因。

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