金矿成因探讨

矿床成因探讨~

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＋,Ca2＋,Mg2＋，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。

金矿床类型复杂多样。主要有砾岩型、绿岩带型、石英脉型、韧性剪切带型、卡林型、斑岩型、浅成低温热液型、火山岩型、新生代砂矿等。金矿一般要经历相当长的地质时期，通过多种来源、地质构造演化和多次成矿作用叠加才可能形成。

5.2.2.1 铅、硫同位素组成和成矿物质来源

（1）铅同位素示源

胶东岩群、中生代花岗岩、金矿床的Pb同位素组成有以下特征：

金矿床矿石的铅、花岗岩类长石的铅、胶东岩群斜长角闪岩全岩的铅，其铅同位素组成基本一致，据此推测，矿石铅的铅源可能是区内太古宙结晶基底胶东岩群绿岩和深成花岗岩类，显生宙以来幔源铅的加入不明显^{［221，222，223］}。

单个矿床的铅同位素组成虽然存在一定的差别，但总体较为一致。单个矿床的²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb和²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb的平均值分别稳定在17.00～18.00、15.00～16.00和37.00～38.00之间，只有少数矿床低于或高于这一范围。

单阶段模式年龄一般为600～800 Ma，多数集中在700 Ma左右。这个年龄既不代表胶东岩群的年龄，也不反映花岗岩类侵入体的年龄和矿化年龄，表明矿石铅不属于单阶段演化普通铅，模式年龄不具有计时意义。

根据模式年龄计算的μ值一般在8.0～9.0之间，只有极个别的矿床超出这一范围，显示出胶东地区早前寒武纪基底铀亏损的特征。

根据上述铅同位素组成特征，结合地质环境，笔者推测，胶东地区金矿床的铅是区内太古宙结晶基底的铅与年轻花岗岩的铅混合而成的，显生宙以来地幔铅的加入不明显。

（2）硫同位素示源

胶东地区主要金矿床的δ³⁴S组成有以下特征：

据34个矿床统计，所有单个矿床的δ³⁴S值均为正值，范围为5.34‰～11.4‰，与围岩花岗岩和胶东岩群的δ³⁴S值接近，推测其硫源主要是容矿的花岗岩类和胶东岩群^［224］。

对单个矿床来说，δ³⁴S值具有相对集中的特征，极差为1.4‰～8.6‰，趋向于均一化。

各矿床δ³⁴S值的平均值呈现一定的变化规律，从西向东，δ³⁴S值的平均值逐渐降低，西部的仓上和三山岛金矿床的δ³⁴S平均值分别为10.8‰和11.4‰；往东，焦家和新城金矿床δ³⁴S的平均值分别为10.06‰和9.73‰；再往东到玲珑矿田，含金石英脉型矿床和台上蚀变岩型金矿床δ³⁴S的平均值则分别为6.76‰和7.33‰。黄德业（1994）认为，这与海水中表生生物硫的参与程度有关，三山岛和仓上金矿靠近渤海莱州湾，可能有较多的生物硫加入；焦新矿田离海岸相对较远，生物硫相对较少；玲珑矿田离海洋更远，生物硫的比例更小。

根据上述铅和硫同位素组成特征推测，金矿床的成矿物质主要来自结晶基底胶东岩群和围岩花岗岩，不排除有幔源物质参与成矿。

5.2.2.2 氢、氧、碳同位素组成和成矿流体性质

根据流体包裹体氢、氧、碳同位素的研究，胶东地区的成矿流体有以下特征：

流体包裹体的氢、氧同位素组成显示，成矿流体是大气水和岩浆水的混合物（张理刚等，1994）。蚀变岩型矿床，大气水占优势；玲珑矿田的石英脉型矿床，岩浆水占优势^［223］。

矿石中碳酸盐的碳同位素组成显示出深源碳^［223］的特征，而且与区内幔源岩的碳同位素组成（姚凤良，1990）是一致的，表明成矿流体中的二氧化碳、部分水及其他挥发分可能来自深源，最可能是来自于同时代的煌斑岩浆。

据流体包裹体均一温度、盐度及成分等的测定和计算^［222］，成矿流体的成分以CO₂和H₂O为主；成矿温度为380～100℃，集中于310～240℃；成矿流体的盐度w（NaCl_eq）为19%～4.1%，一般不大于10%；成矿压力为86～5.4 MPa；自地表以下，按正常压力梯度为29 MPa/km推算，该区金矿的形成深度应小于3 km。

上述结果表明，成矿流体是大气水和岩浆水的混合物，玲珑石英脉型矿床中以岩浆水占优势，焦家等蚀变岩型矿床中则以大气水占优势^[223]，成矿流体富含CO₂ ，盐度中到低。5.2.2.3 金矿床的成矿时代

胶东金矿床蚀变矿物的同位素年龄，剔除4个小于100 Ma和1个较大的年龄值［灵山沟金矿（188.94±4.29）Ma］，其余都集中在125～100 Ma，表明金矿化主要发生在燕山晚期。经花岗岩锆石SHRIMP年龄测定，其成岩年龄限制在126～120 Ma^［223］，则矿化年龄要稍晚于成岩年龄。

5.2.2.4 矿床成因讨论

金矿床受控于经历了韧-脆性剪切、挤压-拉张复杂变形叠加的大型构造岩带。根据铅、硫同位素组成特征，成矿物质主要来自以太古宙胶东岩群绿岩为主的结晶基底和重熔型花岗岩，同时，煌斑岩浆可能带来部分深源物质。根据流体包裹体的氢、氧、碳同位素特征，成矿流体为大气水和岩浆水的混合物，其盐度w（NaCl_eq）为19%～5.4%，一般低于10%；成矿温度不高（380～100℃）；成矿压力不大（86～5.4 MPa），推测成矿深度不大。成矿时代为燕山晚期（125～100 Ma），与拉张环境下的岩浆活动存在成因联系，属环太平洋成矿带中温热液金矿床。

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