成矿物质来源

成矿物质来源是矿床成因研究的核心问题，也是长期以来矿床学研究的焦点之一。尽管目前对绿岩带金矿床的定义及成矿时代尚有歧见，但在成矿物质来源的讨论中都注意到了太古宙基底对金矿床的控制作用。
（一）矿化的地球化学背景

表2-26　花岗岩-绿岩带各类岩石含金丰度（WB/10-9）

注：括号中为样品数；资料来源①王亨治等（1984）；②郭福琪（1988）；③胡正国（1989）；④黎世美等（1994）；⑤王来明等（1988）；⑥安郁宏等（1988）；⑦徐金方等（1989）；⑧刘连登等（1991）；⑨田永清等（1991）；⑩沈保丰等（1990）；（11）沈保丰等（1994）；（12）李俊建等（1994）；（13）孙大中等（1986）；（14）高占林等（1987）。
矿化的地球化学背景指的是区域岩石地层单元中金的丰度以及岩石中金与其他微量元素的关联性。前者直接反映区域背景提供金的能力，后者说明金的赋存状态，间接地反映出区域背景提供金的可能性。随着测试技术的提高，国内外最新的资料都显示出绿岩带岩石金的背景含量都很低，一般介于0.5×10-9～2×10-9之间（Kerrich等，1991），早些年较高的金测定值需谨慎对待。表2-26给出了夹皮沟等几个绿岩带的岩石含金丰度，可见其金含量很低，均小于克拉克值，并且通常认为最可能是绿岩带矿源的镁铁质-超镁铁质岩石的金丰度和其他岩石类型金丰度相似，甚至更低。但是统计学揭示出岩石中的金分布具有多峰态的正态分布特点（图2-12）说明岩石中含有多个总体的叠加复合。需要提出的是绿岩带目前的含金量并非代表岩石原始的含金量，而是在漫长的地质演化过程中，受各种地质作用，诸如变质作用、韧性剪切作用、热液蚀变作用以及矿化作用影响下，金矿质活化迁移的结果。因此确定绿岩带的原始含金性就成了解决问题的关键，许多学者曾作出多种尝试，Keays（1982）等根据Au与Ir、Pd的相关性计算出太古宙绿岩带中镁铁质-超镁质火山岩的原始含金量较高，可推定为金矿床的矿源层。

图2-12　绿岩带层序中金丰度对数频率直方图

a—夹皮沟岩群；b—夹皮沟绿岩带TTG;c—五台群高凡亚群；d—五台群台怀亚群；e—清原岩群；f—太华岩群（黎世美等，1994；其他据李俊建，1994）
利用Au与其他微量元素作相关分析，大多数绿岩带Au与Cu、Pb、Zn、Mo、Hg、Ag、Sb、As等亲硫性元素关系密切，显示金主要赋存在硫化物中，一些岩石如变镁铁质火山岩还表现出Au与Co、Ni、Cr、V等亲铁元素的相关性，表明Au赋存在黑云母、角闪石等易分解的暗色矿物中。金的这两种赋存状态使得金容易在热液蚀变中被活化迁移，从而有助于形成金矿床。
（二）同位素地球化学
1.硫同位素

表2-27　绿岩带金矿床硫同位素组成

注：Py—黄铁矿；Po—磁黄铁矿；CP—黄铜矿；SP—闪锌矿；Gn—方铅矿。
①田永清等（1990）；②沈保丰等（1990、1994）；③戴仕炳等（1989）；④沈保丰等（1994）；⑤曲亚军等（1992）；⑥骆辉等（1994）；⑦陈路等（1982）；⑧程玉明等（1982、1994）；⑨王义文等（1988）；⑩杨连生等（1984）；（11）杨振升等（1991）；（12）胡小蝶等（1994）；（13）王时琪等（1994）。
绿岩带金矿床的硫同位素δ34S值分布在-18.7‰～＋15.7‰之间（表2-27）。其中浸染型金矿床变化范围不大，与围岩呈同步变化趋势。脉型的夹皮沟金矿以正值为主，变化范围也较小，而小营盘金矿的变化范围较大，且出现了较大的负值。硫同位素的另一个特点是在同一金矿密集区不同矿床之间硫同位素值有差异。在夹皮沟成矿密集区硫同位素变化有一定的规律性，从矿带的西北部到东南部逐渐减小，而同一矿床由浅而深则呈增加的趋势。这一特征说明硫同位素的分馏作用受多种因素的制约，如矿床在整个成矿场中的位置不同，成矿物理化学条件的差异等，因而硫同位素的组成也不尽相同，不能由此认为硫的来源也不同。同理，总硫同位素近于零值也不能说明硫全部为幔源硫，因为对于太古宙沉积岩来说其硫同位素值也为零（Cameron等，1988）。考虑到硫同位素的分馏特点，可以推断排山楼、五台山、夹皮沟等绿岩带金矿床的硫化物δ34S值比相应围岩的δ34S值要大一些，且其变化范围较小，很可能反映硫来源于围岩地层，且硫化物的沉淀是在较还原的状态下进行的。而小营盘、金厂峪等金矿床出现了较大的负值，说明矿液沉淀或迁移中发生氧化作用，在这些矿床中出现了赤铁矿或磁铁矿以及重晶石就说明，成矿时f（O2）较大。对这种氧化热流体的来源有两种看法，一种认为来源于I型偏碱性的高氧化的长英质岩浆，另一种认为来于高CO2蒸气压下镁铁质岩石的变质反应（Cameron,1988;Dis-sanayake等，1992）。
2.铅同位素
绿岩带金矿床的铅同位素如表2-28和图2-13所示，有如下二个方面的特点：

表2-28　绿岩带金矿床铅同位素组成

注：各矿床资料来源同表2-27。
（1）浸染型金矿床和金厂峪脉型金矿床含有较低的放射性成因铅，而夹皮沟等脉型金矿床及排山楼浸染型金矿床含有较多的放射性成因铅。辽北红透山等铜锌块状硫化物伴生金矿床含放射性成因铅最低，铅同位素模式年龄2422～2996Ma，与该绿岩带的Sm-Nd同位素年龄（2844Ma）和Rb-Sr同位素年龄（2624Ma）近于一致，其次是五台山盘道沟BIF中金矿床，它们与国外太古宙绿岩带中典型的块状硫化物矿床及铁建造金矿床的铅同位素组成非常相似。不同绿岩带金矿床之间铅同位素组成的差异性既与不同地区构造铅的特征有关，也反映了成矿时代上的演化关系，还受后期热液的改造叠加作用的影响。因而在形成机理上是非常复杂的。
（2）各金矿床或金矿密集区内铅同位素组成呈明显的线性关系，并与绿岩带表壳岩的铅处于同一条演化线上，从而构成了不具时代意义的混合演化线，这反映矿石铅和绿岩带铅存在非常紧密的联系。

图2-13　206Pb/204Pb-207Pb/204Pb图解

1—矿石；2—表壳岩；3—钾质花岗岩；4—排山楼矿区白云质大理岩；5—五台山绿岩带狐狸山金矿床
（三）微量元素和稀土元素地球化学
绿岩带金矿床矿石的微量元素和稀土元素变化规律与绿岩带表壳岩具有一定的相似性和演化关系。如南龙王庙金矿床矿石的Au与Cu、Ag正相关，而与Zn不相关，表壳岩中Au也具有相同的元素亲疏关系。另据曲亚军（1992）研究，排山楼金矿床也具有与南龙王庙相似的地球化学规律，矿石和变质岩的Au皆与Ag、Co、Ni、Cu呈正相关关系，而与Pb、Hg之间呈反相关，两者稀土元素配分模式基本一致。此外小营盘金矿的含金石英脉与该区遭受退变质作用的基性麻粒岩稀土元素配分图谱基本一致（具Eu负异常、轻稀土元素强烈富集、重稀土元素亏损）。夹皮沟八家子矿石石英的稀土元素配分模式与围岩斜长角闪片麻岩中石英一致。
上述种种证据表明绿岩带是绿岩带金矿床成矿物质的重要来源，但深源如麻粒岩化变质作用、幔源-壳源岩浆活动也可能提供部分金矿质。事实上，矿质来源不可能是惟一的，这是因为成矿作用不是地壳局部表层的活动，而是一种三维地壳规模的事件，不是特定地质体内封闭体系内物质成分再调整，而是上下左右贯通的开放体系。因此，对金成矿作用来说试图寻找绝对单一矿源层的努力在理论和实际意义上都不一定可取，正如Kerrich（1993）指出，“金和成矿流体的源岩在岩石学上是很复杂的，而不是单一特殊的金矿源层，因此矿源层模式（Source Bed Model）正在被大源体（Large Source Volumes）的概念取而代之”。

表4-1 地球各圈层及其他样品中PGE的含量　（wPGE/10-9）


在地球各圈层中，PGE的分布很不均匀（表4-1）。地壳中PGE的含量最低；地幔中除了下地幔Pd高于上地幔之外，其他PGE（及Au）在上地幔与下地幔中的含量是一样的；地核中PGE的含量是地壳的数千倍甚至16000倍（Ru）。因此，地核是地球上PGE最富集的储区，或者说地核是PGE最有利的来源。地核物质中PGE的含量均在2.6×10-6以上，因此，地核物质即使不进一步富集也已经达到了“工业品位”。但是，地核距离地表2900km。如此深度之下的地核物质（及其中的PGE）如何能够有效地迁移到地表呢？从目前人类对于地质学基本原理的认识，只有地幔柱才是沟通地核与地表的有效通道（王登红，1998）。因此，地幔柱假说被国内外的专家普遍采用来解释PGE的成矿机制。实际上，地幔柱只要将地核物质搬运到地表即可，对于PGE的富集不需要特殊的条件。但是，从地核物质→地幔柱物质→地表的大规模火成岩省，物质状态和成分均发生了变化，PGE的分布规律也必然会有所变化。因此，对于PGE搬运PGE的具体机制，目前还几乎是“无知”的。人们在具体研究过程中，也主要是采取机械唯物主义的方法，通过PGE含量、比值等参数来分析其与地幔柱之间的成因联系。
我国西南部地区的峨眉山玄武岩及相关的一系列基性－超基性岩，普遍被认为是二叠纪峨眉地幔柱的产物。因此，在这一地区出现众多的铂族元素矿床也就不足为奇。笔者曾对四川丹巴的杨柳坪进行过研究，认为该矿床与峨眉地幔柱具有成因联系（王登红等，2003）。杨柳坪地区除了岩浆型矿石之外，还出现热液型矿石，其中Ru的含量平均达0.97g/t.而Pt仅为0.128g/t。这种Ru>Pt的情况只有在地核中常见（表4-1）。因此，杨柳坪的PGE可能还不只是简单的地幔来源。地幔柱的存在可能更有助于理解Ru、Rh的高度富集，因为地幔柱可以连通地核与地壳，并可能将在地核中储集的元素（如Ru、Rh）带到近地表成矿。
峨眉山玄武岩的PGE含量资料目前还不多，但似乎有这样的变化趋势，即从南到北，由云南会泽地区的矿山厂→四川昭觉的乌坡→峨眉山清音阁→丹巴杨柳坪外围的铜炉房，PGE的含量逐渐升高，由14.162×10-9→14.169×10-9→14.429×10-9→23.06×10-9。实际上，从会泽到昭觉再到峨眉山，PGE的含量变化不大，配分曲线也更为接近。只有杨柳坪地区比较特殊，虽然配分曲线也相似但其含量明显偏高（图4-3）。这是否与杨柳坪地区PGE最终成矿有关？看来还需要研究。不排除这样的可能性，即杨柳坪地区之所以形成了大型的铂族元素矿床而其他地区未见，是由于该地区拥有丰富的PGE物质来源。从表4-1明显可见，二叠纪峨眉山玄武岩的PGE含量高出中国东部各时代玄武岩若干倍，而与诺里尔斯克地区的二叠纪玄武岩相当。

图4-3 我国西南部地区二叠纪峨眉山玄武岩PGE含量的空间变化

利用金矿床中的稳定同位素信息，探讨成矿物质来源、物理化学条件及环境演化等是较为有效的地球化学方法。以下仅就目前已获得的同位素资料进行探讨。

（一）硫同位素

1.产于变碎屑岩中的金矿床，其硫同位素组成有如下特征（图4-18）。

（1）硫同位素组成变化较大，在同类矿床中，其平均值最高的为＋11.3‰（四道沟），最低的为-12.8‰（西冲）。多数矿床δ³⁴S值偏离陨石硫值较远，如漠滨、新洲、西冲、黄金洞、四道沟、猫岭等矿床的偏离值均大于10‰，其中正向偏离最大值为＋15.2‰（新洲矿床），负向偏离最大值为-14.4‰（西冲）。表明矿石硫化物具有壳源特征。

（2）分布于不同地区的矿床，有富集轻硫者，也有富集重硫者，其差异往往随该区地层（围岩）的硫同位素背景而变化，而且矿石硫同位素组成与围岩基本一致。例如辽东地区的辽河群，以富集重硫为特征，因此产于其中的矿床亦多以富集重硫为主（如四道沟、猫岭等）。在雪峰山地区，其东北段的板溪群和冷家溪群地层硫化物以富含轻硫为特征，相应产于其中的金矿床也偏向于轻硫，如西冲、符竹溪、沃溪以及东部的黄金洞等矿床。而在雪峰山的西南段，由于围岩（板溪群）又以重硫为主，因而产于其中的矿床具明显的“重化”。此外在桂东粤北等地区也均有如此特征。表明矿石硫同位素组成对围岩的依赖性和硫源的密切关系。

图4-18　变碎屑岩中主要金矿床硫同位素组成（δ³⁴S/‰）

1—桃花矿体；2—桃花地层；3—桃花岩体；4—古袍矿体；5—古袍地层；6—古袍岩体；7—钦兴；8—新洲；9—铲子坪矿体；10—铲子坪地层；11—漠滨矿体；12—漠滨地层；13—沃溪矿体；14—沃溪地层；15—西冲；16—符竹溪；17—黄金洞矿体；18—黄金洞围岩；19—猫岭；20—四道沟矿体；21—四道沟围岩；22—辽河群地层。图中括号内数字为样品数

（3）某些矿床的硫同位素组成，在远离陨石硫值的同时，变异较小，极差不超过5‰，标准差小于1‰。这是由于含金硫化物在围岩中释出时，由变质热液作用而均一化的结果，如四道沟金矿床等。

（4）在桂东粤西地区，某些金矿床矿石（特别是靠近岩体部位）的硫同位素组成若与地层和岩体相对比，则更接近于后者，表现为地层的硫同位素变化范围大，极差大者可达30.5‰，并偏向于轻硫，而矿体变化范围较小，极差一般为7.8‰～14.6‰，而岩体则更小，极差0.6‰～5.6‰。但随着远离岩体，矿石硫又接近于地层硫同位素组成。除了考虑靠近岩体的矿体因受温度等诸多因素的影响而使硫同位素具有一定的均一化外，还有来源于岩浆硫的参与。

2.产于细碎屑岩-碳酸盐岩中微细浸染型金矿床的硫同位素组成，其特征明显，主要表现为：

（1）变化范围普遍较宽，离散度大（图4-19）。如戈塘矿床矿石的δ³⁴S值为-29.2‰～＋5‰，极差34.2‰。拉尔玛矿床硫化物的δ³⁴S值为-28.3‰～＋4.7‰，极差33‰，硫酸盐矿物的δ³⁴S值为＋2.4‰～＋28.5‰，极差达26.1‰。表明硫经过较充分的同位素分馏作用，均一化程度很低，属生物成因硫。

（2）偏离陨石硫值较远，多数矿床的偏离值远大于10‰。明显区别于幔源硫。

图4-19　细碎屑岩-碳酸盐岩中微细浸染型主要金矿床硫同位素组成（δ³⁴S/‰）

1—板其矿体；2—板其围岩；3—丫他矿体；4—丫他围岩；5—戈塘矿体；6—戈塘围岩；7—三岔河矿体；8—三岔河围岩；9—紫木凼矿体；10—紫木凼围岩；11—金牙矿体；12—金牙围岩；13—高龙矿体；14—高龙围岩；15—东北寨矿体；16—东北寨围岩；17—联合村；18—石峡；19—高家坳；20—坪定矿体；21—坪定围岩；22—九源；23—拉尔玛矿石硫化物；24—拉尔玛矿石硫酸盐矿物；25—拉尔玛围岩。括号内数字为样品数

（3）矿区的硫同位素组成与围岩相近似。多数围岩地层偏向于富集重硫，这是在较封闭的还原环境下沉积形成的。而矿石的硫同位素由于在成矿作用中物化条件的多变而有所差异，主要表现在不同的矿化阶段中。一般来说，在封闭系统中，早期阶段的成矿溶液相对高氧，受氧化型硫的影响比较明显，重硫向含氧的化合物移动，还原型硫相对贫重硫，故先结晶的δ³⁴S值偏低。随着温度急剧下降，硫逸度增高，晶出的硫化物偏向于重硫。由于本类金矿成矿条件的特殊性，成矿作用并非在单一的封闭系统中进行，在开放系统中则出现不同的效应。但总的来看，矿石硫对围岩硫的继承特征依然存在。

（二）铅同位素

综合了已有的产于变碎屑岩中脉型金矿和产于细碎屑岩-碳酸盐岩中微细浸染型金矿的铅同位素资料表明：

1.大多数矿床的铅同位素组成比较稳定，变化范围较小，在同一矿床中，其差值一般不超过1，显示出正常铅的特点。同时它们在正常铅的Holms-Houtermans模式图的投影上多落在正常铅增长曲线范围内。少数矿床变化较大，如新洲金矿床，据15个样品统计，²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=18.224～21.288,²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=15.691～16.574,²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb=39.033～43.153，按Doe单阶段模式年龄为-16.85～3.96亿年，绝大多数为负值，明显不是单阶段演化的铅（王鹤年等，1990）。

2.按单阶段模式年龄计算的源区特征值μ值，以新洲矿床最高，为9.63～11.14，其次为东北寨，以及金牙、高龙、沃溪的个别样品，μ值为9.5～10.0，其余多数都在9.6以下。反映了铅的不同源区。

3.将铅同位素数据投影到铅构造模式图上（图4-20），其分布可分为以下几种情况。一是以新洲金矿为代表，多数落在单阶段上部地壳铅演化曲线的右上方，这与其较高的μ值相符，表明铅为上地壳演化铅，并具有相对富放射性的特点。二是处在上部地壳演化曲线与造山带演化曲线之间，或靠近上部地壳一侧，或靠近造山带一侧，如高龙、金牙、板其、丫他、东北寨、戈塘及古袍等矿床。表明铅的初始来源既有上地壳，也有造山带。这与这些矿床所在地层的形成环境相符，即沉积-成岩期间处于裂陷槽发展阶段，随着地壳的强烈拉张、沉陷，两侧提供了大量陆源碎屑物质，并随之携来上地壳铅。同时伴随着海底火山喷发（特别是基性火山喷发）而带来了上地幔和下地壳的铅。三是处于造山带演化曲线与上地幔线之间，更接近于造山带演化曲线。其铅源应来自上地幔和下地壳，属混合的深源铅，如黄金洞、漠滨、四道沟等矿床，其中四道沟更靠近于上地幔，漠滨则偏向于下地壳。

上述各矿床的铅同位素组成特征表明，矿石与围岩之间无大的差别，显示出它们之间的密切联系，矿石中的铅应主要来自地层。

（三）氢、氧同位素

产于变碎屑岩中的金矿床和产于细碎屑岩-碳酸盐岩中的微细浸染型金矿床，其氢、氧同位素组成存在一定差异，反映了成矿溶液的来源和性质的不同。由于成矿作用的长期性和复杂性，成矿溶液来源也具有多样性。在同一类型矿床中，其溶液来源往往不是单一的，或以一源为主，它源叠加，或不同矿化阶段的不同源替换，或多源混合等，因而反映在氢、氧同位素组成上有较大变化。

图4-20　铅同位素构造模式图（据Zartman＆Doe）

A—上地幔；B—下部地壳；C—造山带；D—上部地壳

1—猫岭；2—漠滨；3—四道沟；4—黄金洞；5—石峡；6—沃溪；7—金牙；8—高龙；9—东北寨；10—古袍；11—板其及丫他；12—戈塘；13—新洲

现仅就两类矿床氢、氧同位素特征简述如下：

1.产于变碎屑岩中脉型金矿床，就已有的氢、氧同位素资料来看，其δ¹⁸O_H2O（利用矿物-水之间氧同位素分馏方程计算的流体氧同位素）值总的变化范围在0～＋12%。之间，δD值在-30‰～-85‰之间，与变质水的正常值（δ¹⁸O_H2O+5‰～＋25‰，δD-20‰～-65‰）比较，其δ¹⁸O_H2O和δD均向低值扩展，表明有大气水和岩浆水的参与。根据δ¹⁸O-δD图解，各矿床的投影显示出以下几种情况。一是落在变质水范围内，并向雨水线漂移，如黄金洞、古袍等，后者有的点还落在变质水与岩浆水的重合线上，可能有岩浆水的参与。二是落在变质水和变质水与雨水之间，更靠近变质水一侧，应属变质水与大气水的混合，如漠滨矿床等。三是主要落在变质水中，个别还有在岩浆水范围者，表明有岩浆水的混合，但较少大气降水，如新洲、沃溪等。

2.产于细碎屑岩-碳酸盐岩中微细浸染型金矿床，其矿物流体包裹体水的氢同位素组成在各矿床中相对比较稳定，而且多与当地大气水（或成岩成矿期大气水）比较相似。如板其矿区主矿化阶段的石英和方解石δD值为-78.8‰和-77.1‰，晚期阶段方解石δD值为-51.1‰，与这个地区的温泉水δD值-55.9‰、雨水-62‰（地区）和-88.46‰（矿区）比较接近。丫他矿区的石英和方解石δD值为-73.7‰和-83.7‰，坑道裂隙水为-59.1‰，雨水为-62‰和-94.88‰，属相似的变化范围。又如拉尔玛矿区石英和重晶石的δD值多数在-102.60‰～-90.0‰，个别-73.1‰和-111.9‰，该区温泉水和雨水的δD值为-115‰～-92‰，均十分接近。金牙矿区主矿化阶段石英的δD值平均为-62.39‰，晚期阶段平均为-53.84‰，高龙矿区主矿化阶段石英δD值为-76.5‰，晚期阶段平均为-72.35‰，与张理刚整理的我国部分地区中生代大气降水年平均等值线图中桂西北地区的δD值（-70‰左右）和现代大气降水δD值（-50%左右）比较接近。表明了成矿溶液与大气降水的密切关系。

根据矿物-水之间氧同位素分馏方程计算的流体δ¹⁸O_H2O值，与相应的氢同位素值投影在δD-δ¹⁸O关系图上（图4-21），从图中可见，除金牙矿床的个别点外，均落在岩浆水和变质水区以外，多数在雨水热液区，部分在海水热液区，其中丫他、板其、三岔河、坪定以及拉尔玛部分样品在雨水线上或其附近。东北寨和金牙表现出强烈地漂移雨水线，这种氧同位素漂移可能是由雨水与碳酸盐或硅酸盐岩石之间的同位素交换有关。金牙部分样落于变质水和岩浆水（一件）区中，但黄铁矿样（一件）落在雨水线附近，由于黄铁矿为不含氧矿物，在其包裹体水中基本不发生氧同位素交换，因此能相对客观地代表成矿热液的成因。同时该区氢同位素组成比较稳定，变化系数很小，而δ¹⁸O_H2O变化大，这是来源于大气水的特点之一。此外还有一部分与受构造作用影响的地层水有关。

图4-21　微细浸染型金矿床氢、氧同位素组成δD-δ¹⁸O关系图

1—板其；2—丫他；3—高龙；4—金牙；5—浪全；6—三岔河；7—东北寨；8—石峡；9—拉尔玛；10—坪定；11—九源

综上所述，本类矿床成矿溶液的来源主要是地层（岩石）水和大气降水，部分可能有岩浆水的参与。