矿床成因类型的讨论

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。

根据野外及既往资料分析，作者认为本矿床是一个受区域构造控制、高度分异成矿岩体沿接触带和地层软弱带侵入，并与围岩发生交代作用形成的带状斑岩＋矽卡岩型铜多金属矿床。其证据如下：
1）区内矿体与矽卡岩存在必然的共生关系，几乎所有矿体都伴有矽卡岩或岩体出现。矿区存在一套典型的矽卡岩矿物，如石榴子石、钙铁辉石、透辉石、阳起石、硅灰石、黑柱石、金云母等。
2）区内并不存在脱离矽卡岩或岩体而独立存在于地层围岩中的矿体。虽然在硅化千枚岩中常见黄铁矿、磁黄铁矿分布，但它们明显受后期硅化作用的控制，而非地层岩石的初始矿化富集。
3）区内岩石的微量元素分析表明（表6.6）：闪长岩含较高的成矿元素，次为石英闪长岩，二者均高于地层围岩的成矿元素含量。蚀变岩体的成矿元素含量并未增加。从Rb/Sr比值来看，矿化矽卡岩的Rb/Sr＜1，这与石英闪长岩、千枚岩及条带状大理岩类似，而闪长岩、硅质岩的Rb/Sr＞1。从Fe2O3/FeO比值来看，石英闪长岩及矿化矽卡岩均小于1，而闪长岩及其蚀变岩石、硅质岩及千枚岩大于1，反映了前者形成于较为还原的环境（氧逸度较低），后者则在更为氧化的环境中形成（氧逸度较高）。矿化作用可能与石英闪长岩有更密切的成因联系，其形成的氧逸度较低，即在相对还原的条件下产生矿化作用。

表6.6 赛什塘矿区主要岩石微量元素含量特征

注：测试单位为长沙矿冶研究院（湿法分析/102）。
以往关于赛什塘铜矿的成因，通常认为属热水沉积型矿床，通过对矿区大量实际资料的分析，矿区不仅存在斑岩体和岩脉群，大部分矽卡岩及矿体与岩浆岩有着极为密切的关系，而且发育矽卡岩型、斑岩型矿（化）体，揭示了斑岩型矿床和矽卡岩型矿床成因特征。
含矿斑岩体（脉）与成矿在时间上紧密相关，空间上彼此依存。依据同位素地质测年数据，矿区中酸性斑岩体（脉）形成时代主要为晚三叠世。侵入岩具多期次侵入的特点，中晚期侵入岩都有不同程度的铜矿化作用，而与成矿有密切关系的是浅成相石英闪长岩及中酸性脉岩。具细脉浸染状矿化的含矿斑岩体与矿石硫、铅同位素表明，含矿岩体的金属硫化物与铜矿体主要是来源于深部岩浆作用。综合矿区各侵入阶段岩浆岩的含矿资料，铜矿主要成矿时期为Ⅱ号岩株的主侵入期同时或稍后至晚期同源的酸性脉岩形成之前。但矿化活动一直延续到酸性脉岩的发育期。
Ⅱ号岩株与成矿有着密切的关系，所以在平面上形成了一个以小岩株为中心的，不规则的椭圆形矿化蚀变带；矽卡岩及矿体环绕岩体边界构成较好的环边特点，矽卡岩远离岩体逐渐消失；按其含矿岩体与矿体之间的关系，矿床在空间上主要产于小岩株内接触带（以斑岩型为主及部分矽卡岩型矿石）、外接触带（以矽卡岩型矿石为主）和岩体内部（斑岩型矿石），以前两者为主，后者次之。矿体规模一般在岩体接触带较大（南西侧接触带），远离接触带则变小；岩体内部出现厚大的斑岩体状矿化及少量矿体，在岩体接触带呈似层状及透镜状斑岩型及矽卡岩型矿体，在岩体外围分支复合现象较明显；一般Cu矿体多分布于岩体接触带，远离岩体出现Cu、Pb、Zn矿体。这种特点反映了岩体、矽卡岩体及矿体之间的彼此联系。

以建德岭后铜矿为代表的这类矿床成因类型，存在不同认识。基于以下几方面资料，提出作者的看法：

1）矿石除具有一般热液交代成矿的结构、构造外，具有快速堆积、同生沉积的胶状、莓群状黄铁矿，层纹状、揉皱状、水下滑动等特有的结构构造。

2）矿石类型的分布有分带性，并伴有非构造成因的角砾状铅锌矿石、角砾状白云岩矿石等构造现象。

3）矿石同位素资料说明硫系单一深部来源，铅与地层系同生成因。但成矿期方解石的碳、氧同位素显示其来源于海水和围岩。

4）矿区及邻区晚泥盆世—石炭纪地层中尚未见明确的火山物质沉积或火山岩堆积。

5）地层地球化学资料表明，赋矿层位在区域上成矿元素含量都在背景含量以内，未见矿质沉积富集现象（表3-2-7）。

表3-2-7 江山—桐庐浙西石炭纪地层地球化学丰度

6）燕山期中酸性小岩体侵入，导致黄龙组碳酸盐岩重结晶的大理岩化和接触带的矽卡岩化，对早期热泉沉积矿体的叠加富化，以及沿断裂充填含铜黄铁矿大脉，说明后期矿化叠加具有重要意义。

基于以上的分析，认为岭后铜矿床属于海底热泉成矿，叠加燕山期岩浆热液改造成矿。