岩浆-热流体成矿系统内金的局部富集制约因素

局部富集模式——多元耦合—四维成矿的理论模式~

综合以上地质、地球化学和物理化学资料，我们对形成大型金矿床的局部富集的制约因素可以概括为以下几方面。
（一）成矿物质的固体地质-地球化学背景
提供成矿物质（金和有关阴离子）的固体地球化学背景场在造山带一般为单层结构，而在大陆活化带常常具有双层结构。
造山带单层结构的固体地球化学背景场，是由一定的自然共生组合的岩石所组成的。这种组成的差异与形成时的地质背景有关。如板块俯冲、碰撞接合带为蛇绿岩组合；未成熟岛弧以拉斑玄武岩和钙碱性安山岩为主；成熟岛弧除玄武岩、安山岩之外，还有大量英安质和流纹质的火山岩；成熟的活动大陆边缘附近有成熟岛弧中出现的组合外，还叠加有“钾玄岩”和“橄榄安粗岩”组合；弧内地堑盆地中为火山-沉积组合，火山岩可以由钙碱性火山岩组成，也可以为双峰式火山岩组合，在火山碎屑沉积岩、浊积岩和碳酸盐岩中常伴有数量不等的有机质，有时还有火山喷气-沉积或喷流-沉积的金和金属硫化物的预富集层或块状硫化物矿床；在弧后盆地环境也以火山-沉积岩系为主，火山岩一般为玄武岩及其玻璃碎屑岩，沉积岩有硅质岩、碳酸盐岩和浊积岩，常含有数量不等的有机质和同生的黄铁矿层。我国造山带火山岩主要形成时代为古生代，仅西南青藏地区与碰撞有关的造山带火山岩为中、新生代。作为容矿围岩的造山带岩石组合，有以下几个特点：①普遍存在中、基性火山岩，而且在成岩过程中与热的海水发生过水-岩反应；②海相沉积岩中有火山喷气或火山喷流-沉积作用对金的预富集或者经受过海底热卤水的水-岩反应；③沉积岩中有数量不等的浊积岩、有机质和含盐度较高的层位；④普遍发生变形变质而成为绿片岩相或低角闪岩相的低级变质岩。这些特点表明：①分散在岩石中的金可能发生过不同程度的预富集或预活化；②火山-沉积岩可以为成矿热液提供一定数量的使金活化的阴离子，特别是Cl-和HS-；③造山带与大气降水有关的浅成热液金矿床常与其围岩时代呈同步关系，证明金的物质来源很可能主要来自周围和深部的容矿岩系。
在大陆活化带，金矿床的容矿围岩常具有双重结构，其基底变质岩系除了时代比较老、变质程度比较深之外，其岩性组成与造山带的容矿围岩特点基本相似，这就再一次表明金矿床容矿围岩的岩性组成和特点有一定的普遍意义。对大陆活化带的火山岩盖层在成矿过程中的作用有不同认识，但是各种放射性和稳定同位素组成的数据表明，盖层火山岩也为成矿热液提供了不同程度的物质，特别是在火山中心和破碎带附近，曾发生过强烈蚀变作用的火山岩所起的作用可能更大些。但有许多证据表明，火山基底在提供金的物质方面的作用可能大于火山盖层，其原因之一可能是基底岩系经过更大程度的预富集或预活化。
（二）成矿物质的熔体地质地球化学的特征
本次实验研究表明（刘玉山，1994），金在熔体和源岩中的分配系数＞1，也就是说壳幔源区在发生部分熔融时，源岩中的金将优先进入熔体，因此不能排斥岩体本身可以作为提供金的一种重要来源，这从斑岩型金-铜矿床和夕卡岩型金-铜矿床的成矿热液主要为再平衡岩浆水的事实即可证实。
与金矿床有关的斑岩和浅成侵入岩，有以下几个共同特点：①以中性和中酸性岩浆为主，其分异的派生岩浆为酸性，又可以分出钙碱性石英闪长质-花岗闪长质和碱钙性石英二长质-二长花岗质两种主要的组合，有时也有石英正长质的岩浆，但数量较少；②岩浆富含水和挥发分，其中除岩浆本身的组分之外，还包括从围岩和下渗地下水中补给的；③在水-岩反应过程中有很强的活化和萃取金及其他金属元素的能力；④岩体具有多次脉动侵位的特点；⑤岩浆处于超临界的过热状态，一旦内压力超过外压力，特别是外部环境因为构造活动而局部减压的条件下，岩浆扩容部分可以发生强烈沸腾，形成热液角砾岩；⑥很可能存在分异较好的高位岩浆房，而且岩浆房内有下渗地下水的补给；⑦Ⅰ型岩浆的锶同位素初始值比较低，为0.705～0.707,S型岩浆为0.710～0.715，其他地球化学特征也有明显区别。
（三）成矿流体的地球化学特征
本次实验研究结果表明，金元素在流体和熔体中的分配系数，一般为2～4，有时可高达10，也就是说熔体中的金大部分将优先进入再平衡的岩浆热液或岩浆混合大气降水热液。
对于次火山岩、超浅成和浅成侵入体来说，成矿热液主要是再平衡的混合岩浆水，所以其δ18OH2O、δD、δ34S、δ13C和Pb同位素比值均与岩浆本身的同位素组成有继承关系。
对于浅成热液金矿床来说，成矿热液主要是大气降水，其同位素组成取决于水-岩反应过程中“岩”的同位素组成、水/岩质量比和水-岩反应的程度。在造山带火山岩区，水-岩反应主要发生在厚度＜1000m的火山岩系或火山-沉积岩系之间；在大陆活化带，水-岩反应往往同时发生在火山盖层和变质基底之间。所以成矿热液是一种复合岩源的大气降水。
（四）成矿的岩浆系统热流场
火山岩地区的岩浆作用一般发生在区域性的高热流密度背景区，其热流密度值在裂谷区可达83.76mW/m2，大陆活化带为67mW/m2，岛弧和活动陆缘为54.42mW/m2，陆台为62.79mW/m2。
火山岩地区的成矿作用，特别是与火山穹丘系统、破火山口系统、次火山岩和浅成侵入岩系统有关的金矿区，其热状态主要取决于不同侵位深度的岩浆作用的影响，即自下而上依次为：高位岩浆房、较大的中深成侵入体、浅成侵入体、次火山岩（或超浅成侵入体）。高位岩浆房或较大的中深成侵入体，可以在一个矿田或更大的范围内形成一个热池或地热系统，大气降水在区域范围内的对流循环受地热系统所控制。对一个矿体或矿体群来说，控制其成矿过程的不是大的地热系统，而是与火山通道、次火山岩和浅成侵入体直接相关的小的热水对流系统。正是在大、小对流系统内，发生着水-岩反应，发生着混合岩浆水对已固结或亚固结岩体之间的相互作用，发生着加热大气降水对围岩的相互作用，并在相互作用的过程中增加Cl-和HS-的浓度，在温度大于300℃的条件下形成金的氯化物的配合物，在温度小于300℃的条件下，形成金的硫化物的配合物进行运移，并与冷的大气降水相互作用，发生金的沉淀作用。
（五）不同类型金矿床成矿的物理化学条件
根据不同类型金矿床成矿流体的物理化学特点，大体可以分出四类不同的物理化学条件组合，每一类组合对某一种或几种类型金矿床的沉淀有利（图3-16）。①如果流体的 =10-0.5,a∑S=10-2.5,pH=5.5时相对稳定，那么在低盐度、中性-碱性流体系统中，有利于金以硫氢配合物 的形式搬运，并在适宜的物理化学条件下沉淀，形成低硫浅成热液型金矿床。金沉淀的主要温度为280～220℃，氧逸度的对数［lg（fo2/PΘ）］变化区间为-33～-40；前寒武纪绿岩型金矿床的成矿物理化学条件中，pH值、氯和总硫的活度与火山岩地区浅成热液金矿床比较接近，但是形成温度稍高，约为370～320℃，氧逸度的对数值为-28～-32。②如果设aCl-=10-0.5,pH=4.5的稳定条件下，在中高温的金-铜成矿流体系统中，有利于金以氯化物配合物 的形式搬运，并沉淀形成石英明矾石型（酸性硫酸盐型）金矿床，其沉淀的温度区间为250～320℃，氧逸度的对数值为-32～-28；有利于形成S型角砾岩化斑岩型金矿床的沉淀温度为260～280℃，氧逸度的对数值为-37～-28；有利于形成I型角砾岩化斑岩型金矿床的沉淀温度为450～280℃，氧逸度的对数值为-31～-25；有利于形成夕卡岩铁铜矿床的沉淀温度为380～310℃，氧逸度的对数值为-32～-27。③如设 =100.0,a∑S=10-2.5,pH=5.5相对稳定，则有利于形成含金富铜的块状硫化物矿床的 发生沉淀的温度为380～310℃，氧逸度的对数值为-32～-26。④如设aCl-=100.0,a∑S=10-2.5,pH=4.5相对稳定，则有利于金以 形式搬运，并在退化变质过程中沉淀，形成夕卡岩型金-铜矿床，成矿温度区间为450～300℃，氧逸度的对数值为-27～-22。
（六）金矿床成矿过程的应力场
在成矿过程中起作用的应力场由三套系统复合组成，第一套是成矿前的区域性应力场系统，第二套是成矿前火山作用或侵入活动直接引起的应力场的局部异常，第三套是与成矿过程同时发生的重力均衡作用，并由此而诱发了对成矿前两种应力作用产物的改造。其中对成矿起主导作用的是应力场内的局部异常，这种局部异常是动态变化的，而且随不同类型金矿床的控矿系统而异，大体上可以分成四大类：①浅成和超浅成侵入岩，处于临界超临界状态的岩浆，因与围岩之间存在密度差而引起浮力上升，并通过机械力侵位、扩容，这时基本处于局部的挤压应力状态；当岩浆体内挥发分的内压力大于外压力，特别是侵位于断裂裂隙的交汇处时，通过强烈沸腾，使围岩和岩体已凝固的边部发生角砾岩化，在这种条件下，成矿是在应力释放阶段发生的。②海底喷气-沉积，基本上是在海底局部拉张的应力环境中发生的。③火山中心系统控制的浅成热液金矿床的成矿过程，发生在火山大量喷发之后引起的局部重力均衡调整阶段，所以其应力环境主要取决于重力均衡补偿所引起的局部应力异常。④远离火山中心的浅成热液型金矿床，其成矿过程的应力环境与大型走滑断裂派生的多级复合断裂系统或者大型推覆-滑脱派生的剪切带系统的继承性再活动引起的局部应力异常有关，但从总体上来看，成矿过程发生在应力释放阶段。

图3-16　表明金沉淀区相对于Fe-S-O矿物及重晶石、铜和锌溶解度的综合性fo2-T图

1—溧水；2—上宫；3—阿希；4—呷村；5—紫金山；6—龙头山；7—祁雨沟；8—铜官山；9—小铁山；10—折腰山、火焰山
（七）成矿流体运移、沉淀空间与屏蔽条件
成矿流体的运移和沉淀基本上受火山穹丘系统、破火山口系统、次火山岩（超浅成侵入岩）系统、浅成侵入岩系统、海底火山喷气-沉积系统，多级复合断裂系统和剪切带系统所控制。
浅成热液金矿床的矿体（石英脉、破碎蚀变岩体）可以形成于不同的构造裂隙中，但矿化基本上在一个相近的高度区间，这个高度区间大体代表了上升的成矿热流体与下降的冷的大气降水的相互作用带。对浅成热液金矿床来说，这个相互作用带的位置就是金矿床成矿的“极限轨迹”，也是一种流体地球化学和物理化学“屏障”。
海底火山喷气-沉积的块状硫化物矿床成矿的“极限轨迹”是热的上升卤水和冷的海水之间的相互作用，而冷的海水也是上升热卤水的一种地球化学-物理化学“屏障”。在以铜或铜锌为主的块状硫化物矿床中，金的局部富集地段（极限轨迹）在矿床的底部，特别是与其下面囊状网脉的联结处。
与浅成和超浅成侵入体有关的斑岩型金、铜矿床和后夕卡岩型金矿床的“极限轨迹”基本上是接触带，即再平衡混合岩浆水与加热对流地下水的相互作用带。围岩、加热大气降水和退化蚀变实际上构成了体外的屏蔽条件。

表3-5　金局部富集的制约因素

（八）制约成矿过程的“时间维”
已知火成岩地区金矿床的成矿过程基本上都发生在构造、侵入、岩浆作用期后。一个相对稳定的地质环境，其中包括大型推覆转化为滑脱，形成糜棱岩并发生热液活动的阶段；大型剪切断裂系统从压剪向张剪转化，并形成拉分的张性断裂-裂隙系统之后的热液活动阶段；大规模火山喷发，破火山口形成之后的热液活动阶段；岩体侵位并局部发生流体沸腾而形成的热液角砾岩阶段。这些都说明，成矿作用是构造-岩浆活动中物质-能量耗散过程最后阶段的产物。
成矿过程常常表现出有多期、多阶段性，是物质-能量耗散过程中存在物理化学条件变化的“振落运动”的结果。一般来说，每个小阶段中金的沉淀是快速而短暂的，但多阶段成矿过程所持续的时间可以较长，特别在地热系统区，地热系统的存在和活动时间可以长达几个百万年，所以低硫的浅成热液型金矿床和海底火山喷气-沉积型金矿床往往可以形成大型和超大型的矿床。
形成大型金矿床要求与成矿过程有关的物质场、能量场、三维空间和时间维等多元因素互相匹配协调发展，否则就会影响成矿的规模或矿石的品位（表3-5）。

（一）火山岩源区特征与部分熔融
义敦岛弧弧后火山岩以高度分异的高酸性流纹岩为主，这给探索幔源岩浆化学成分特征带来了困难，但其中的高场强元素（HFSE）和重稀土元素（HREE）由于在岩浆的运移和演化过程中变化较少，故基本能够反映源区性质和分异过程，从而为我们认识源区特征提供了一条有效途径。
Nb、Zr是参与造山带地幔循环的两个重要的不相容元素，对地幔源区的特征具有良好的指示意义。从两者的相关图中（图4-49）可以清楚地看出，本区弧后盆地中的火山岩位于离FMM不远的右上方，反映了源区轻度富集特征。另外，由于Nb比Zr具有更强的不相容性，两地火山岩在图中都表现出的w（Zr）／w（Nb）比值的变化，说明扩张盆地内火山岩浆作用的源区也存在不均一性。从农都柯矿区外围→农都柯矿区→孔马寺矿区→孔马寺矿区外围，火山岩的w（Zr）／w（Nb）比值从7.5→10→15→20不断增高，说明它们的地幔源区富集程度不断减弱。岛弧区流纹岩w（Zr）／w（Nb）比值在13左右，其源区富集程度介于两者之间。

图4-49 义敦岛弧弧后盆地和板内酸性火山岩w（Nb）-w（Zr）图

图4-50是图4-49原点附近区域的放大，Wallance和Carmichacl（1999）认为Nb、Zr的相关特性不仅可以区分岩浆源区的亏损及富集特点，而且还可以表征岩浆源区的部分熔融程度。从图中可以看出，义敦岛弧弧后盆地中火山岩大都分布在富集源区曲线附近，只是孔马寺矿区外围（西侧）的样品发生偏离。熔融程度大致处于5%～20%之间。从总体分布看，农都柯地区火山岩熔融程度较低，大体为5%～9%；孔马寺地区较高，在12%～20%之间，反映出盆地扩张接近高峰时其熔融程度比扩张初期要高，与地幔楔减压熔融机理相一致。

图4-50 义敦岛弧弧后盆地酸性火山岩Nb-Zr图

（二）俯冲组分对弧后岩浆作用的贡献
在俯冲带造山过程中，由俯冲板片释放出来的流体是决定岛弧岩浆作用性质、强度及其演化的关键因素。然而，在弧后扩张盆地中，由于离俯冲带位置较远，是否有俯冲组分参与了弧后环境的岩浆作用?由俯冲带到弧后岩浆源区俯冲组分的运移轨迹和交换机理与主弧环境有什么差别?这些都是地质学家们广泛关注并一直争论不下的问题。尤其是俯冲组分是否参与了弧后岩浆成矿作用更是摆在人们面前的一个重要科学问题。近年来，人们从地球化学、同位素、模拟实验等多个方面对这一问题开展了研究。例如利用马里亚纳海槽中的现代熔岩计算了由俯冲板片释放的富水流体中各组分的含量。Ewart等（1998）进一步利用他们的实验结果对Tonga-Lau岛弧-弧后系统火山岩开展了实验模拟，较好地再现了实际观测到的熔岩成分，并对不同化学元素在俯冲流体中的行为以及用于判别俯冲组分参与岩浆循环的可靠程度做出了评估。结果他们发现Yb在俯冲流体活动中是一个完全不活动元素，可以用来判别和区分其他化学组分在主弧和弧后岩浆作用中受俯冲流体影响的程度。他们最后得的化学元素受俯冲组分影响不断增强的顺序是：［HREE，Ti（没有指示意义）］→（MREE，Zr，Nb）→（LREE，Y）→Th→（U，Pb，K，Sr，Ba，Sc，Cs）。利用不同级序元素的对比关系和相关图解，我们能够对义敦岛弧弧后区火山岩中俯冲组分的参与情况做出评价。
在w（Y）-w（Yb）相关图中（图4-51），Ewart等（1998）给出了由中性地幔（FMM）不加俯冲组分和加入0.5%俯冲组分经15%重熔所产生的熔体的模拟结果。本区火山岩在图中分布规律很清楚，农都柯矿区外围的火山岩与主弧带的流纹岩接近，位于含0.5%俯冲组分熔体演变线上侧，说明在岩浆生成过程中俯冲组分参与较多（＞0.5%）。农都柯矿区和孔马寺矿区的火山岩一致，位于不含俯冲组分和含0.5%俯冲组分演变线之间，按相对位置估算，岩浆中俯冲组分含量大约在0.25%左右，比岛弧火山岩减少一半，这从地质作用上分析也是合理的。孔马寺矿区外围的火山岩位于FMM之上的富集区，说明它们的岩浆源区与矿区的弧后环境还有差别。

图4-51 义敦岛弧弧后酸性火山岩Y-Yb图

w（K）／w（Yb）-w（Nb）／w（Yb）图（图4-52）是Peate等（1997）根据对西南太平洋Vanua岛弧火山岩的研究结果编制的，用以估算岛弧岩浆活动中俯冲组分中高指示元素K的参与比例。从该图中我们可以看出，义敦岛弧弧后火山岩形成过程中显然也有俯冲组分（K）参与。农都柯矿区外围的火山岩与主弧带中流纹岩俯冲组分中K含量最高，占90%左右，农都柯矿区和孔马寺矿区的火山岩中俯冲组分K较低，大体在30%～60%之间。虽然火山岩浆的高度分异会使岩石K2O含量增高进而造成上述估计值偏高，但其相对顺序与Y-Yb图得出的结论一致，并与地质事实相符。孔马寺矿区外围的火山岩与A线平行分布，意味着它们来自均一源区，并且离俯冲组分较远。

图4-52 义敦岛弧弧后盆地酸性火山岩w（K）／w（Rb）-w（Nb）／w（Yb）图

（三）地壳物质同化与分离结晶
义敦岛弧弧后区火山岩中，玄武岩在分布面积上只占流纹岩的1/10左右（胡世华等，1991），并且在流纹岩中出现极度分异的超酸性岩石，说明有大量的地壳物质参与了本区的弧后岩浆作用。同时，这套双峰岩系的ISr=0.705979（胡世华等，1991），也说明岩浆形成过程中有较多的地壳物质参与。Johnson等（1996）在研究阿拉斯加Augustine火山岩时指出，不相容微量元素比值能够有效地分辨地幔原生岩浆与地壳物质的相互作用过程。在w（K）／w（Rb）-w（Rb）图中（图4-53），大量地壳物质的均匀同化驱使岩浆向w（K）／w（Rb）急剧降低的方向演化（BA），地幔原生岩浆封闭的分离结晶作用（斜长石+单斜辉石+斜方辉石+磁铁矿+角闪石）使残余岩浆向Rb增加的方向演化（CCF）。若地壳物质同化与分离结晶作用同时发生，则岩浆演化趋势介于CCF与BA之间，火山岩沿AFC方向分布。本区火山岩在该图中分布趋势很清楚，大多数沿AFC线分布，特别是农都柯地区的火山岩从矿区到外围，样品沿AFC线连续分布，充分反映了地壳物质同化与分离结晶对该区火山岩浆演化的控制作用。孔马寺地区火山岩在该图中，表现出两种趋势，矿区内的分布在BA线两侧，说明它们主要受地壳物质同化混染控制，岩浆的结晶分离作用不明显。矿区边部和外围的火山岩沿AFC线分布，说明在这些火山岩的形成过程中除了地壳物质同化混染外还有较明显的结晶分离作用。

图4-53 义敦岛弧弧后酸性火山岩w（K）／w（Rb）-w（Rb）图

任何岩浆在固结成岩过程中，总免不了发生或多或少的结晶分离作用。主要矿物的结晶分离可以主宰岩浆的演化趋势（如农都柯地区的火山岩）。反之，火山岩结晶分离趋势不明显（如孔马寺矿区）并不排除少量矿物或副矿物的分离结晶，在氧化物对SiO2变异图中显示出本区各地火山岩都有呈现线性相关的组分，不同地区呈线性相关的氧化物，指示着发生分离的矿物种类不同。这种趋势在w（V）／w（Ti）-w（Ti）／w（Zr）图中，（图4-54）得到了进一步体现。根据Ti、V、Zr 3种元素在不同矿物中的分配系数，再结合主要氧化物的变异特点，我们能够对不同地区火山岩发生分离的矿物种类做出判定。从图中我们可以看出，农都柯和孔马寺两地区火山岩的演化趋势各具特点，区别非常清楚。农都柯地区火山岩虽然矿区内和矿区外围岩浆源区有差异，但它们在图中共同构成双曲分布，说明它们的演化受同一种矿物分离作用制约。这种分离趋势要求分离相中各元素分配系数遵守KV＞KTi＜KZr。根据Marumo（1989）的综合资料，在中酸性火山岩中符合这一条件的矿物为斜长石。CaO与SiO2表现出的负线性相关也支持了这一结论。孔马寺地区火山岩的w（V）／w（Ti）与w（Ti）／w（Zr）比值呈现正相关并由高到低变化，要求分离相中各元素分配系数应具有KV＞KTi＞KZr关系，从矿物分配系数和氧化物含量变化（图5-31）来看，该矿物应为磁铁矿。由于磁铁矿在火山岩中为少量矿物，它的分离并没有造成整个岩系沿分离结晶趋势演变，所以在图4-53中仍表现出明显的地壳同化混染趋势。从这里我们还可以获悉，对于某一特定地区来讲，火山岩的岩浆源区可以不同，但当岩浆离开源区侵位到浅部或喷出地表后，其冷凝固结过程往往受同一结晶矿物分离控制。这时起决定作用的是岩浆所处的环境条件，如温度、压力、氧逸度、水活度等因素。因为这些因素在某一特定区域内是相对稳定和均一的。

图4-54 义敦岛弧弧后盆地和板内酸性火山岩w（V）／w（Ti）-w（Ti）／w（Zr）图

综合以上地质、地球化学和物理化学资料，我们对形成大型金矿床的局部富集的制约因素可以概括为以下几方面。

（一）成矿物质的固体地质-地球化学背景

提供成矿物质（金和有关阴离子）的固体地球化学背景场在造山带一般为单层结构，而在大陆活化带常常具有双层结构。

造山带单层结构的固体地球化学背景场，是由一定的自然共生组合的岩石所组成的。这种组成的差异与形成时的地质背景有关。如板块俯冲、碰撞接合带为蛇绿岩组合；未成熟岛弧以拉斑玄武岩和钙碱性安山岩为主；成熟岛弧除玄武岩、安山岩之外，还有大量英安质和流纹质的火山岩；成熟的活动大陆边缘附近的有成熟岛弧中出现的组合外，还叠加有“钾玄岩”和“橄榄安粗岩”组合；弧内地堑盆地中为火山-沉积组合，火山岩可以由钙碱性火山岩组成，也可以为双峰式火山岩组合，在火山碎屑沉积岩、浊积岩和碳酸盐中常伴有数量不等的有机质，有时还有火山喷气-沉积或喷流-沉积的金和金属硫化物的预富集层或块状硫化物矿床；在弧后盆地环境也以火山-沉积岩系为主，火山岩一般为玄武岩及其玻璃碎屑岩，沉积岩有硅质岩、碳酸盐岩和浊积岩，常含有数量不等的有机质和同生的黄铁矿层。我国造山带火山岩主要形成时代为古生代，仅西南青藏地区与碰撞有关的造山带火山岩为中、新生代。作为容矿围岩的造山带岩石组合，有以下几个特点：①普遍存在中、基性火山岩，而且在成岩过程中与热的海水发生过水-岩反应。②海相沉积岩中有火山喷气或火山喷流-沉积作用对金的预富集或者经受过海底热卤水的水-岩反应。③沉积岩中有数量不等的浊积岩、有机质和含盐度较高的层位。④普遍发生变形变质而成为绿片岩相或低角闪岩相的低级变质岩。这些特点表明：①分散在岩石中的金可能发生过不同程度的预富集或预活化。②火山-沉积岩可以为成矿热液提供一定数量的使金活化的阴离子，特别是 Cl^-和 HS^-。③造山带与大气降水有关的浅成热液金矿床常与其围岩时代呈同步关系，证明金的物质来源很可能主要来自周围和深部的矿源层或容矿岩系。

在大陆活化带，金矿床的容矿围岩常具有双重结构，其基底变质岩系除了时代比较老、变质程度比较深之外，其岩性组成与造山带的容矿围岩特点基本相似，这就再一次表明金矿床容矿围岩的岩性组成和特点有一定的普遍意义。对大陆活化带的火山岩盖层在成矿过程中的作用有不同认识，但是各种放射性和稳定同位素组成的数据表明，盖层火山岩也为成矿热液提供了不同程度的物质，特别是在火山中心和破碎带附近，曾发生过强烈蚀变作用的火山岩所起的作用可能更大些。但有许多证据表明，火山基底在提供金的物质方面的作用可能大于火山盖层，其原因之一可能是基底岩系经过更大程度的预富集或预活化。

（二）成矿物质的熔体地质地球化学的特征

本次实验研究表明（刘玉山，1994），金在熔体和源岩中的分配系数大于1，也就是说壳幔源区在发生部分熔融时，源岩中的金将优先进入熔体。因此不能排斥岩体本身可以作为提供金的一种重要来源，这从斑岩型金-铜矿床和矽卡岩型金-铜矿床的成矿热液主要为再平衡岩浆水的事实即可证实。

与金矿床有关的斑岩和浅成侵入岩，有以下几个共同特点：①以中性和中酸性岩浆为主，其分异的派生岩浆为酸性，又可以分出钙碱性石英闪长质-花岗闪长质和碱钙性石二长质-二长花岗质两种主要的组合，有时也有石英正长质的岩浆，但数量较少。②岩浆富含水和挥发分，其中除岩浆本身的组分之外，还包括从围岩和下渗地下水中补给的。③在水-岩反应过程中有很强的活化和萃取金及其他金属元素的能力。④岩体具有多次脉动侵位的特点。⑤岩浆处于超临界的过热状态，一旦内压力超过外压力，特别是外部环境因为构造活动而局部减压的条件下，岩浆扩容部分可以发生强烈沸腾，形成热液角砾岩。⑥很可能存在分异较好的高位岩浆房，而且岩浆房内有下渗地下水的补给。⑦I型岩浆的锶同位素初始值比较低，为0.705～0.707，S型岩浆为0.710～0.715，其他地球化学特征也有明显区别。

（三）成矿流体的地球化学特征

本次实验研究结果表明，金元素在流体和熔体中的分配系数，一般为 2～4，有时可高达10，也就是说熔体中的金大部分将优先进入再平衡的岩浆热液或岩浆混合大气降水热液。

对于次火山岩、超浅成和侵入体来说，成矿热液主要是再平衡的混合岩浆水，所以其、δD、δ³⁴S、δ¹³C和 Pb同位素值均与岩浆本身的同位素组成有继承关系。

对于浅成热液金矿床来说，成矿热液主要是大气降水，其同位素组成取决于水-岩反应过程中“岩”的同位素组成、水/岩质量比和水-岩反应的程度。在造山带火山岩区，水-岩反应主要发生在厚度小于1000m的火山岩系或火山-沉积岩系之间；在大陆活化带，水-岩反应往往同时发生在火山盖层和变质基底之间。所以成矿热液是一种复合岩源的混合大气降水。

（四）成矿的岩浆系统热流场

火山岩地区的岩浆作用一般发生在区域性的高热流密度背景区，其热流密度值在裂谷区可达83.76mW/m²，大陆活化带为67mW/m²，岛弧和活动陆缘为54.42mW/m²，陆台为62.79mW/m²。

火山岩地区的成矿作用，特别是与火山穹丘系统、破火山口系统、次火山岩和浅成侵入岩系统有关的金矿区，其热状态主要取决于不同侵位深度的岩浆作用的影响，即自下而上依次为：高位岩浆房、较大的中深成侵入体、浅成侵入体、次火山岩（或超浅成侵入体）。高位岩浆房或较大的中深成侵入体，可以在一个矿田或更大的范围内形成一个热池或地热系统，大气降水在区域范围内的对流循环受地热系统所控制。对一个矿体或矿体群来说，控制其成矿过程的不是大的地热系统，而是与火山通道、次火山岩和浅成侵入体直接相关的小的热水对流系统。正是大小、小对流系统内，发生着水-岩反应，发生着混合岩水对已固结或亚固结岩体之间的相互作用，发生着加热大气降水对围岩的相互作用，并在相互作用的过程中增加 Cl^-和 HS^-的浓度，在温度大于300℃的条件下形成金的氯化物的络合物，在温度小于300℃的条件下，形成金的硫化物的络合物进行运移，并与冷的大气降水相互作用，发生金的沉淀作用。

（五）不同类型金矿床成矿的物理化学条件

根据不同类型金矿床成矿流体的物理化学特点，大体可以分出四类不同的物理化学条件组合，每一类组合对某一种或几种类型金矿床的沉淀有利（图6-4）。①如果流体的α_Cl-=10^-0.5，α_ΣS=10^-2.5，pH=5.5时相对稳定，那么在低盐度、中性-碱性流体系统中，有利于金以硫氢络合物Au的形式搬运，并在适宜的物理化学条件下沉淀，形成低硫浅成热液型金矿床。金沉淀的主要温度为 280～220℃，氧逸度的对数[lg]变化区间为-33～-40；前寒武纪绿岩金矿床的成矿物理化学条件中，pH值、氯和总硫的活度与火山岩地区浅成热液金矿床比较接近，但是形成温度稍高，约为370～320℃，氧逸度的对数值为-28～-32。②如果设αCl^-=10-0.5，pH=4.5的稳定条件下，在中高温的金-铜成矿流体系统中，有利于金以氯化物络合物的形式搬运，随温度降低，向 Au转化，并沉淀形成石英明矾石型（酸性硫酸盐型）金矿床，其沉淀的温度区间为250～320℃，氧逸度的对数值为-32～-28；有利于形成S型角砾岩化斑岩型金矿床的沉淀温度为260～280℃，氧逸度的对数值为-37～-28；有利于形成 I型角砾岩化斑岩型金矿床的沉淀温度为380～310℃，氧逸度的对数值为-32～-27。③如设=10^0.0，α_ΣS=10^-2.5，pH=5.5相对稳定，则有利于形成含金富铜的块状硫化物矿床的发生沉淀的温度为380～310℃，氧逸度的对数值为-32～-26。④如设αCl^-=10^0.0，α_ΣS=10^-2.5，pH=4.5相对稳定，则有利于金以形式搬运，并在退化变质过程中沉淀，形成矽卡岩型金-铜矿床，成矿温度区间为 450～300℃，氧逸度的对数值为-27～-22；主要温度在300℃以下，氧逸度对数值为-33～-42，则有利于富铅-锌块状硫化物矿中金以的形式沉淀。

图6-4 表明金沉淀区相对于Fe-S-O矿物及重晶石、

（六）金矿床成矿过程的应力场

在成矿过程中起作用的应力场由三套系统复合组成，第一套是成矿前的区域性应力场系统，第二套是成矿前火山作用或侵入活动直接引起的应力场的局部异常，第三套是与成矿过程同时发生的重力均衡作用，并由此而诱发了对成矿前两种应力作用产物的改造。其中对成矿起主导作用的是应力场内的局部异常，这种局部异常是动态变化的，而且随不同类型金矿床的控矿系统而异，大体上可以分成四大类：①浅成和超浅成侵入岩，处于临界超临界状态的岩浆，因与围岩之间存在密度差而引起浮力上升，并通过机械力侵位、扩容，这时基本处于局部的挤压力状态；当岩浆体内挥发分的内压力大于外压力，特别是侵位于断裂裂隙的交会处时，通过强烈沸腾，使围岩和岩体已凝固的边部发生角砾岩化，在这种条件下，成矿是在应力释放阶段发生的。②海底喷气-沉积，基本上是在海底局部拉张的应力环境中发生的。③火山中心系统控制的浅成热液金矿床的成矿过程，发生在火山大量喷发之后引起的局部重力均衡调整阶段，所以其应力环境主要取决于重力均衡补偿所引起的局部应力异常。④远离火山中心的浅成热液型金矿床，其成矿过程的应力环境与大型走滑断裂派生的多级复合断裂系统或者大型推覆-滑脱派生的剪切带系统的继承性再活动引起的局部应力异常有关，但从总体上来看，成矿过程发生在应力释放阶段。

（七）成矿流体运移、沉淀的空间与屏蔽条件

成矿流体的运移和沉淀基本上受火山穹丘系统、破火山口系统、次火山岩（超浅成侵入岩）系统、浅成侵入岩系统、海底火山喷气-沉积系统，多级复合断裂系统和剪切带系统所控制。

浅成热液金矿床的矿体（石英脉、破碎蚀变岩体）可以形成于不同的构造裂隙中，但矿化基本上在一个相近的高度区间，这个高度区间大体代表了上升的成矿热流体与下降的冷的大气降水的相互作用带。对浅成热液金矿床来说，这个相互作用带的位置就是金矿床成矿的“极限轨迹”，也是一种流体地球化学和物理化学“屏障”。

海底火山喷气-沉积的块状硫化物矿床成矿的“极限轨迹”是热的上升卤水和冷的海水之间的相互作用，而冷的海水也是上升热卤水的一种地球化学-物理化学“屏障”。在以铜或铜锌为主的块状硫化物矿床中，金的局部富集地段（极限轨迹）在矿床的底部，特别是与其下面囊状网脉的联结处。

与浅成和超浅成侵入体有关的斑岩型金、铜矿床和后矽卡岩型金矿床的“极限轨迹”基本上是岩体边缘裂隙系统和接触带，即再平衡混合岩浆水与加热对流地下水的相互作用带。围岩、加热大气降水和退化蚀变实际上构成了体外的屏蔽条件。

（八）制约成矿过程的“时间维”

已知火成岩地区金矿床的成矿过程基本上都发生在构造、侵入、岩浆作用间歇期或期后。一个相对稳定的地质环境，其中包括大型推覆转化为滑脱，形成糜棱岩并发生热液活动的阶段；大型剪切断裂系统从压剪向张剪转化，并形成拉分的张性断裂-裂隙系统之后的热液活动阶段；大规模火山喷发，破火山口形成之后热液活动阶段；岩体侵位并局部发生流体沸腾而形成的热液角砾岩阶段。这些都说明，成矿作用是构造-岩浆活动中物质-能量耗散过程最后阶段的产物。

金元素的局部富集、成矿过程常常表现出有多期、多阶段性，是物质-能量耗散过程中存在物理化学条件变化的“振落运动”的结果。一般来说，每个小阶段中金沉淀是快速而短暂的，但多阶段成矿过程所持续的时间可以较长，特别在地热系统区，地热系统的存在和活动时间可以长达几个Ma，所以低硫的浅成热液型金矿床和海底火山喷气-沉积型金矿床往往可以形成大型和超大型的矿床。

可见金属局部富集的屏蔽条件可以发生在成矿前，也可以形成在矿化蚀变的过程中，其屏蔽作用可以有地质、地球化学和物理化学等不同性质。

形成大型金矿床要求与成矿过程有关的物质场、能量场、三维空间和时间维等多元因素互相匹配协调发展，否则就会影响成矿的规模或矿石的品位（表6-1）。

表6-1 金局部富集的制约因素

岩浆-热流体的成矿常常发生在地质作用的特定阶段：①火山作用间歇期或火山期后，特别是火山穹丘侵出或破火山口形成之后的火山-地热活动阶段。②高位岩浆房的分枝岩浆侵位之后，特别是岩浆分异和冷凝过程中，流体从熔体中逸出，加热地下水沸腾，使岩体接触带内、外的岩石角砾岩化和水-岩反应期后阶段。③变形变质火山岩和相关侵入岩地区，大型推覆构造转化为滑脱构造和形成糜棱岩之后的热流体活动阶段；大剪切断裂系，从压剪向张剪的转化，并伴随有热流体活动的阶段，这些都说明成矿作用是构造岩浆活动中，物质运动和能量耗散过程特定阶段的产物。

岩浆-热流体体系中其中，成矿时间间隔较长的，可能在同一地球化学背景场内，产生过多期热流体系统，形成了不同时代的金矿，是多阶段继承性成矿作用的产物。对于成矿时间区间较短，矿化阶段较多的金矿，则主要与成矿过程的地质和物理化学条件的周期性变化有关。金的局部富集要求各种制约因素特别是在一定条件下起主导作用的诸因素之间呈耦合关系，耦合程度愈高，金的富集程度也越高，但多种因素耦合的几率很低，所以金局部富集形成工业矿体只可能局部出现。

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