金矿成矿的地质背景条件

一、有关成矿构造背景的主要观点
关于胶东矿集区成矿大地构造背景，前人已进行过较多研究，目前尚未形成一致的认识，主要观点有:
1) 中生代陆陆碰撞造山过程的挤压向伸展转变体制 ( 陈衍景等，1992，1994; 王德滋等，1998; 胡受奚等，1997; Chen et al. ，1998; Zhai et al. ，2001，2002; Yang et al. ，2003; Mao et al. ，2003; Zhou and Lu，2000; Zhou et al. ，2002) ;
2) 古太平洋板块俯冲体制或其远程效应 ( Sillitoe，1989; 陈衍景，1986; Qiu et al. ，2002) ;
3) 地幔柱活动 ( Wang et al. ，1998; 孙景贵等，2000) ;
4) 郯庐断裂多期活动 ( Xu et al. ，1987; 杜乐天，1996) ;
5) 早前寒武纪克拉通化作用 ( 沈保丰等，1994; 王义文，1996) ;
6) 陆陆碰撞造山作用是导致金矿形成的主导因素 ( 陈衍景等，2004) ;
7) 非造山带型金矿 ( 翟明国等，2004) 。
二、中生代构造体制转化事件
中国东部滨太平洋构造域是巨大的环太平洋构造域的组成部分，是太平洋板块与欧亚板块的结合带，它先后经历了古生代东亚古陆及其东部古大陆的形成，早中生代的挤压改造，晚白垩世至中渐新世的拉张聚敛，中渐新世至早上新世的扩张断陷和晚上新世至全新世的俯冲沉降的大地构造演化过程，形成了复杂的地质构造格局 ( 李廷栋等，2002) 。胶西北矿集区位于滨太平洋构造域中，中生代经受了多次构造体制转换事件影响，导致了对金矿成矿构造背景认识的多样化。中生代主要的构造体制转化演化包括:
1)中三叠世古华北板块与扬子板块碰撞，导致苏鲁造山带形成，发生超高压变质作用(228±2Ma，李曙光等，1997);
2)侏罗纪伊佐奈岐板块(Izanagi)由慢速俯冲转为快速俯冲(140Ma)，引发郯庐断裂大规模左行滑移(徐贵中等，2001);
3)早白垩世中国东部岩石圈地幔和部分下地壳拆沉，引起软流圈上涌和岩石圈减薄(朱光等，2001)，引发大规模岩浆活动和区域应力场性质转变(邓军等，2004)。
三、中生代岩石圈减薄的时间和证据
中国东部中生代构造体制转折，总体表现为陆内伸展和与地幔隆起相伴的大规模岩石圈减薄，及由EW向到NNE向的盆岭格局重组。对华北东部中生代构造格局研究表明，从岩石圈深部物质上涌开始到地壳浅表层响应为止，都记录了华北早中生代所经历的构造体制转折的重大变革(邵济安等，2000)。中生代岩石圈减薄在胶东地区表现得尤为明显，其主要地质证据包括:
1)地壳隆升。胶东白垩纪莱阳群直接不整合覆盖于基底变质岩系之上，说明自三叠纪苏鲁造山带形成以来该区一直处于隆升状态，由于强烈隆升，使巨厚的古生代沉积物完全被剥蚀，并且缺失了三叠纪和侏罗纪沉积。地壳隆升的峰期形成中国东部燕山期古高原。早白垩纪晚期，出现岩石圈伸展减薄，形成盆地和广泛的岩浆活动。因此，可以说本区前期地壳隆升为后期岩石圈减薄奠定了基础。
2)大规模强烈的岩浆活动。胶东地区中生代发育有40余个花岗质侵入岩体，岩浆岩出露总面积占胶东地区陆域面积的三分之一以上。岩浆岩如此大面积出露和广泛分布，标志着本区发生了大规模强烈的岩浆作用。从而说明中生代胶东地区地幔处于明显上隆状态，并使古老的结晶基底变质岩系在一定深度内被迅速加热，发生部分熔融而形成大量花岗质岩浆。大规模岩浆作用产物是记录软流圈抬升、岩石圈减薄及地壳伸展的最有力证据(徐贵中等，2001)。
对于华北东部岩石圈减薄的时代，有从侏罗纪，以及从约140～120Ma开始的不同意见，但多数研究者认为最主要的峰期在130～110Ma之间。最近，大量研究从不同角度限定了中生代构造体制转折和岩石圈减薄的时限，总的认为，华北东部构造体制转折的时限始于160～140Ma，结束于110～100Ma，峰值是120Ma(翟明国等，2005)。对山东中生代岩浆岩同位素年龄数据统计表明:岩浆岩同位素年龄介于250～60Ma之间，形成3个年龄集中段:230～200Ma、160～140Ma和135～90Ma，指示山东省经历了三叠纪、侏罗纪和白垩纪3个岩浆活动阶段。其中白垩纪岩浆活动规模最大、分布最广，峰值年龄约为120Ma，说明胶东岩石圈减薄在白垩纪达到峰期。
胶东地区许多燕山期花岗岩类为高锶花岗岩，具有与埃达克岩相似的地球化学特征。埃达克质成分岩石的形成需要很高的温度(850～1150℃)和压力(1.0～4.0GPa)，形成于板块消减带或加厚的下地壳底部。根据中国东部情况，具有类似于埃达克岩特征的中酸性高锶侵入岩的形成不大可能与板块俯冲有关，应当是板内环境的(翟明国等，2005)。推测主要源于加厚的陆壳底部下地壳基性岩的部分熔融(张旗等，2003)或者下地壳拆沉熔融和地幔混染过程(肖龙等，2004)，研究表明，垛崮山高锶花岗闪长岩源区应是介于高压麻粒岩相至榴辉岩相的基性下地壳，厚度＞40km。花岗岩岩浆活动的演化过程指示，胶东中生代重大构造转折前期以出现大量高锶花岗岩为特征;大约在115.4～90Ma，区域地壳基本减薄到正常厚度(35～40km)，此时以出现崂山碱性花岗岩为特征。
胶东地区白垩纪火山活动强烈，青山群火山岩的成因被认为与受过强烈交代作用的岩石圈地幔部分熔融作用有关(王德滋等，1996)。王氏群史家屯玄武岩来源于亏损的地幔源区，由软流圈和新生岩石圈地幔分别部分熔融产生的熔体相混合而成(闫峻等，2005)。由形成于120Ma左右以来源于岩石圈地幔源青山群为代表的中基性火山活动转化为以来源于软流圈源王氏群(史家屯玄武岩)为代表的基性火山活动，这一演化过程指示了岩石圈减薄过程的发生和结束。
3)大范围断陷盆地的形成。胶莱盆地是位于苏鲁折返带和胶北隆起之间的中生代盆地，其分布面积占鲁东地区总面积的近1/2，被白垩纪河湖相碎屑沉积和火山物质所充填，沉积厚度最厚达近万米。盆地夹持于沂沭断裂带和五莲－青岛－即墨－牟平断裂带之间，是在NE－NNE向断裂控制下形成的断陷性质盆地。根据均衡补偿原理，断陷盆地的发育和广泛的火山喷发作用，必然是地幔上隆和岩石圈减薄作用的结果。
4)幔源岩浆证据。早古生代时期，鲁西发育了来自幔源并携带深源包体和金刚石的金伯利岩，对含金刚石金伯利岩的研究表明，该区古生代存在一个冷而厚(达200km)、具典型大陆克拉通型地幔的岩石圈(Meyer H O A et al.，1994; Harris J W et al.，1994)。对胶莱盆地晚白垩世玄武岩中幔源包体的研究表明，该区晚白垩世时岩石圈厚度大约为60～70km，岩石圈地幔具有新生性质(闫峻等，2005)。上述幔源岩石学研究证明，自古生代至中生代时期，鲁东地区岩石圈经历了明显的由增厚至减薄的转化过程，岩石圈减薄了至少100km。
四、胶东金矿爆发成矿作用与中生代岩石圈减薄有关
胶东大规模、短时限、高强度的金矿成矿作用，被中国科学家称为中生代成矿大爆发或金属异常巨量堆积。陈衍景等(2004)将前人对金矿成矿构造背景的认识总结为4种端元性诱因观点，即:陆陆碰撞、太平洋板块俯冲、地幔柱活动、郯庐断裂活动。鉴于金矿并非沿郯庐断裂分布或以郯庐断裂为中心分布、金矿的成矿时代与郯庐断裂活动时间不一致等原因，否定了金矿与郯庐断裂的因果关系;由于胶东中生代不发育强烈的基性—超基性岩浆活动，也未见大量幔源物质加入等特点，认为地幔柱活动不是金矿形成的主导因素;根据中国东部重要成矿带垂直于俯冲带、与胶东邻近的胶南、江苏缺乏同期同类矿床、环太平洋成矿带主要形成于新生代等证据，认为大洋俯冲亦非主导因素。
综合全球有关金矿床的资料，Goldfarb等(2001)和Groves等(2003)发表了著名的造山带金矿论述，提出了与造山带有关的金矿在全球范围和从中太古代和整个显生宙地质时期有广泛的分布和周期性。Goldfarb等(2001)同时将胶东金矿归为造山带型金矿，国内一些地质学家也将胶东金矿归为造山带型金矿(毛景文等，2003;陈衍景等，2004)。胶东金矿主成矿期年龄为122～113Ma，李曙光等(1996)提出苏鲁－大别超高压变质带的碰撞时间约在250～230Ma，至180Ma超高压变质岩折返至中地壳水平，这一过程应该已经完成了碰撞造山带从挤压到伸展的漫长的造山过程，58～67Ma之后的地壳运动应是一个新的独立的构造体系，否则，一个造山旋回的碰撞过程经历超过100Ma的长时间演化是难以解释的，这说明金矿的形成时间与印支期末的中国古大陆拼合时间是联系不起来的。
胶东金矿的控矿热力学条件是中生代岩浆，金矿产出与中生代花岗岩密切相关。胶东地区花岗岩已识别出三叠纪造山晚期—碰撞后高钾钙碱性花岗岩类、侏罗纪大陆弧高锶花岗岩类和白垩纪活动大陆边缘高钾钙碱性和橄榄安粗岩系列花岗岩类(宋明春等，2008)。显然，三叠纪花岗岩类是与造山运动有关的花岗岩，侏罗纪花岗岩可能受华北与扬子板块后碰撞远程效应的影响，而白垩纪花岗岩类则与三叠纪造山作用没有明显关系，其形成的构造环境是具有弧后拉张性质的活动大陆边缘。胶东金矿在时间和空间上与白垩纪早期花岗岩类最为密切，同样说明胶东金矿的形成与华北和扬子板块之间的碰撞造山作用是不相关的。
金矿主成矿期年龄与白垩纪岩浆活动的峰值年龄一致，略晚于郭家岭花岗岩的形成时代，早于崂山花岗岩的年龄，与伟德山花岗岩及同期的中基性脉岩的形成时代最接近。这一时段正是胶东岩石圈减薄的时期，金矿大规模形成之时恰与岩石圈减薄的峰期吻合，指示胶东金矿爆发成矿作用与中生代构造转折和岩石圈减薄有关，这一认识已被许多研究者所注意(陶奎元等，1999;毛景文等，1999;邓晋福等，1999;翟明国等，2004)。华北东部中生代构造转折和岩石圈减薄的结果之一，是大规模的陆壳特别是下地壳重熔活化和岩浆活动、壳幔物质大比例的交换和混合、流体作用异常活跃，形成了一个岩浆－流体－成矿系统。早白垩世金的突发式集中成矿与地幔物质－能量强烈上涌、岩石圈快速减薄、下地壳大面积置换、大规模火山喷发、地壳显著伸展和郯庐断裂大规模走滑显然形成于统一的地球动力学过程。这一罕见的陆内动力学过程，已经引起地学界的高度关注，可能的假说包括太平洋板块俯冲的远程效应、邻近块体的综合作用、中央造山带大陆深俯冲后的陆内应力场调整、大规模区域性旋转剪切构造作用、地幔柱构造、岩石圈拆沉或根柱构造等(翟明国等，2004)。考虑华北东部的构造转折过程，周边构造域的相互关系和贡献可能是造成这一动力学过程的主要因素。在侏罗纪中—晚期，中国陆块(华南－华北－蒙古)与西(南)部的特提斯洋闭合，北部的西伯利亚与中国陆块碰撞，以及东(南)部的古太平洋(?)或特提斯闭合，在这些邻近块体的共同作用下，当周围挤压后应力松弛时，引发晚侏罗世—早白垩世深部地幔大规模隆起和地壳大规模伸展(翟明国等，2004;邓晋福等，1996)。
蒙阴青山群火山岩的39Ar－40Ar同位素年龄为124.3±0.6Ma～114.8±0.6Ma(邱检生，2001)、Rb－Sr同位素年龄为119.6±3.7Ma(邱检生，1996)，五莲青山群火山岩的39Ar－40Ar同位素年龄为109.9±0.6、108.2±0.6Ma(邱检生，2001)，胶州青山群火山岩的锆石U－Pb同位素年龄为106±2Ma、105±4Ma和98±1Ma(凌文黎，2006)。可见，青山群的形成时代与金矿成矿年龄接近。一般认为青山群是陆内裂谷环境火山喷发的产物，因此断定金矿化与盆地周边青山期拉张环境下的火山－岩浆活动有联系。这有力地说明了胶东地区晚燕山期(约120Ma)这一区域构造调整和转换、岩石圈强烈减薄的重要时期，也是发生金矿大爆发的有利时期。

铁帽型金矿床成矿的重要地质条件就是发育有金矿化体、金矿床以及与金有关的硫化物矿床，因此，原生金矿化集中区以及与金有关的铁、铜等金属矿化集中区是形成铁帽型金矿床的有利地质背景。同时湿热的气候和有利的地形条件是形成该类金矿床的重要因素。
我国所发现的铁帽型金矿床主要分布在长江中下游地区（图5-7）。该区位于扬子陆块中新生代板内活化带。自中生代以来，区内构造-岩浆活动频繁而强烈，形成众多铁、铜等金属矿床，并伴有金矿化。

图5-7　长江中下游铁帽型金矿床（点）分布示意图（据李瑛等）

区内地层自震旦系至第四系均有不同程度的发育，其中古生界及中生界分布较广。下古生界以碳酸盐岩为主，上部出现碎屑岩。泥盆系只有上部的五通组，由滨海-陆相碎屑岩组成，其岩石主要为厚-中厚层状石英砂岩、石英岩夹厚度不一的页岩、砂页岩及含砾石英砂岩。该组中的石英岩和石英砂岩是较好的隔水层，地下水在该层面上部往往形成滞流带，对其上的似层状硫化物矿床的氧化及金的次生富集有重要作用。石炭系主要由海相碳酸盐岩、沼泽相碎屑岩、滨-浅海相厚层状灰岩及白云岩等组成。该系是区内铁、铜、金、铅锌及硫等多种矿产的赋矿岩系。二叠系主要为陆相碎屑岩、海陆交互相碎屑岩及含煤建造，并夹有灰岩，局部发育厚层灰岩。该系也是多种矿产的赋矿层位。三叠系也为铁、铜、金等多种金属矿产的赋矿层位，主要由灰岩、泥岩及砂岩等组成。之后主要为盆地相陆源碎屑沉积。
区内构造-岩浆活动强烈，经历了雪峰、加里东、海西、印支及燕山运动等多期构造运动，构造形迹复杂。其中以燕山期活动最为强烈，主构造线主要为北东-北东东向。与构造运动相伴的岩浆侵入活动也非常强烈，形成许多岩株状、岩瘤状的中酸性-酸性岩体。到燕山晚期，大规模的岩浆侵入活动转为以火山活动为主，除形成大面积分布的火山岩外，尚有许多次火山岩及脉岩的侵入。在这一过程中形成了许多铁、铜、金银、铅锌等金属矿床，并有金矿化。
该区地貌为平缓丘陵、中低山区、山间盆地及长江中下游冲积平原，有利于氧化作用的纵深发展。气候条件为中纬度地带的湿热天气。地表水系发育，地下水与地表水联系密切。各矿区地下水的矿化度很高， 离子浓度一般在1000mg/L以上，Cl-的浓度为6.4～34.3mg/L,pH=1.8～6.53，平均为2～3，水化学性质多属 型。由于上述原因，在该区内形成许多铁帽，并有不同程度金的富集。

北祁连山地区的大地构造位置、区域地质构造环境的特征与其演化、成矿物质的来源与控矿因素等条件是否具备，则是金矿成矿过程能否得以完成的基础。因而认真分析这些重要基础问题，查明成矿背景条件乃是十分必要的。

1.成矿区域的大地构造位置

北祁连山金成矿区域涉及的主体范围为通常所说的北祁连山加里东褶皱带，是早古生代优地槽或裂谷－岛弧体制阶段演化的结果。由于它占有华北古陆南缘的特定时空位置，古地壳的不稳定性和构造的活动性，决定了北祁连山地区成为早古生代的造山带，并经后续多阶段的构造演化至今，无不叠加有深深的烙印。来自东方的环太平洋构造域和来自西南的特提斯构造域相比，后者的影响较为突出。印度板块的不断向北俯冲，青藏高原不断隆升，作为青藏高原东北边缘的北祁连山加里东褶皱带则不断地遭受着海西、印支、燕山、喜马拉雅等褶皱期构造运动旋回的影响，新构造运动、地震灾害频繁，热泉成矿活动多见，均表明北祁连山成矿域具有特定的大地构造位置。这对金矿的成矿来说，尤为重要。

2.成矿区域的地质环境

北祁连山成矿域是在元古宙原始地壳沿古河西系构造裂陷发生，经过裂谷、大洋化、岛弧阶段的建造期

；俯冲、碰撞阶段（O—D）的造山期阶段以及进入上叠盆地（C—T）、盆－山构造（J—现代）等陆内造山阶段的改造期。从北祁连山复合造山带的演化历史来考察，可归纳出以下诸多的地质构造环境特征：

1）寒武—奥陶纪海相火山岩、火山－沉积岩的分布特征

寒武—奥陶纪海相火山岩、火山－沉积岩的广泛分布，表明裂谷－岛弧环境火山活动强烈，除大规模造岩的同时，并把上地幔、下地壳的贵金属、多金属等造矿元素借以有利的构造途径和各种状态的载体有可能运移到地壳的浅表部。随着不同的演化阶段，建造了双峰式钙碱性—偏碱性的细碧岩－石英角斑岩系和准同期的铁－铜－硫成矿系列（寒武纪裂谷期）；以基性为主体的细碧－角斑岩系和准同时的铁－铜－硫成矿系列（奥陶纪岛弧期）；超基性—基性岩带集中分布的蛇绿岩杂岩带，具有洋脊洋岛拉斑玄武岩系特征，是洋脊裂谷、岛弧裂谷深切洋壳重熔的结果，在洋盆闭合碰撞过程中，洋壳残片仰冲所致。在青海境内，走廊南山南坡黑河断裂以北西起边麻沟东至白柳沟一带中晚寒武世以中酸性火山岩为主的火山岩系分布广泛，酸性火山穹窿（短背斜）控制着白银厂－小铁山式铜、多金属硫化物矿床成群成带分布。托来山西起龙孔大坂东至扎麻什克东沟一带以早奥陶世基性火山岩为主的火山－沉积岩系和基性—超基性岩带相伴发育，是蛇绿岩带分布的主要地段。除铬铁矿（玉石沟）、石棉（双岔）、玉石（玉石沟）等矿产与超基性岩直接相关外，还有铜－锌型硫化物矿（阴凹槽）、铁矿（大水沟、小水沟）铜－金矿（大二珠龙）、金矿（红土沟—川刺沟）等系列分布。

除托来山蛇绿岩杂岩带外，走廊南山北坡亦有岛弧扩张脊的蛇绿岩套发育，主要分布在甘肃境内，而在托来山南坡延至红沟、大坂山地区，双峰式细碧－角斑岩－石英角斑岩系及基性—超基性岩亦有出现，早期有学者认为红沟铜矿可与产有塞浦路斯型铜矿的洋脊蛇绿岩套环境相类比。近期夏林圻、夏祖春等（1996）认为在晚奥陶世是被动大陆边缘新生裂谷环境；但笔者认为不排除在晚奥陶世北祁连洋扩张的停止，有可能往南侧俯冲，原被动大陆边缘活化具有类岛弧环境的特征。红沟含矿火山岩系仍可能是大洋闭合、碰撞过程，由北向南逆冲拼贴，推覆于前寒武纪变质岩基底之上。

2）多阶段岩浆－构造演化与不同构造型式对成岩成矿过程的控制特征

北祁连山地区在元古宙至早古生代，已是处于中朝—塔里木陆块南缘，即阿拉善、柴达木等两地块间的构造活动环境，该区内前寒武纪基底微地体的存在和早古生代火山岩浆活动的记录表明这一点，但其主要演化阶段应为古生代。在早古生代经历了优地槽的发展历程；以板块运动而论，经历了陆内裂谷—洋脊扩张—岛弧俯冲—大洋消减，在早古生代末，晚古生代早期碰撞造山。目前所见走廊南山北坡复向斜、走廊南山南坡复背斜，托来山复向斜的三分格局显示了北祁连山中西段的整体特征。沟－弧－盆体系的记录表明不同的构造环境分布着火山岩、岩浆岩各异的岩浆岩带，如中—上寒武统双峰式火山岩系主要分布在走廊南山南坡黑河—祁连河以北的复背斜带；早—中奥陶世基性火山岩系、基性—超基性岩带（或称蛇绿岩杂岩带）主要分布于上述中间复背斜带南、北两侧复向斜带。相应的花岗岩浆的侵入活动沿走廊南山北坡、托来山南坡区域边界深大断裂带发育。在青海境内较大的中酸性侵入岩体主要在北祁连山加里东褶皱带与中祁连山分界转换部位分布，在火山岩、火山－沉积岩系分布区内，除小规模的中酸性岩株、岩脉外，中酸性岩浆侵入活动显示并不强烈。

晚古生代天山、秦、祁、昆等复合造山带的形成，对中国大陆的拼合及最后转入陆内造山起到十分重要的作用。在北祁连山加里东褶皱带的基底上，经过石炭一二叠纪上叠盆地的发展阶段，由海相、海陆交互相向陆相过渡，晚古生代含煤沉积经过晚古生代末至中生代早期断－褶运动，沿区域构造线NW—SE向呈断陷盆地展布，相应的岩浆侵入活动并不强烈。从中生代至新生代进入盆山发展阶段，形成现今的地质结构面貌，盆山体系展示了复合造山带发生、演化的历史记录，成岩、成矿时空分布的相应规律，为探索金的成矿地质环境提供了信息。

3）区域岩石地球化学特征

北祁连山地区曾进行过区域化探扫面和部分点上的大比例尺化探工作，积累了较丰富的资料，目前因资料未能收集齐全，也没有经过统计和综合整理，这里仅就少量的资料，粗略反映本区部分岩石地球化学场特征。根据1:20万野牛台幅和祁连幅少量岩石测量资料反映，有以下特征：

①Au元素在中寒武统地层中有明显富集趋势，其富集系数最高为2.8；②Au元素在闪长岩内富集，其富集系数为 2.0，稍次在斜长花岗岩内富集系数为1.7；③与金密切相关的元素 As、Sb在奥陶系地层和志留系地层中富集系数较高。As元素在奥陶系地层中富集系数最高为1.7，其次在志留系地层中富集系数为1.5;Sb元素在志留系地层中富集系数最高为2.1，在奥陶系地层中为1.5。

根据1:5万达郎农饲队幅和祁连县幅，岩石测量资料统计计算结果见表5-1。

表5-1　达郎农饲队幅、祁连幅岩石含金性统计结果表

金元素主要富集于中寒武统绢云母石英片岩中，其Au元素的含量平均值最高，离差大。在副变质岩和寒武系、奥陶系各类火山岩中，尽管Au平均含量不算很高，但离差较大，反映Au元素在上述地层岩石中易于局部富集。

图5-1、5-2、5-3等主要表明了白银厂－小铁山式块状硫化物矿床的含矿火山岩系若干元素组合的地球化学场特征。海相火山岩区喷气－火山成因类块状硫化物矿床主要为铜、铅、锌等铜－多金属矿床；但一般均含贵金属元素伴生矿产，且以金、银为主体。含矿火山岩系及其相应的多金属、贵金属矿床所对应的区域地质环境和地球化学场不仅是多金属矿床的成矿背景，亦是共伴生Au(Ag）矿产的成矿背景。虽在时间维上前者为早，后者从准同时延至后期改造叠加阶段，但在空间维上两者往往紧密相依，赋存于同一含矿岩系、同一构造部位、同一构造－岩性－矿化蚀变带内。原来的喷气沉积成因的块状硫化物矿化带、矿床、矿体不仅构成金（银）矿初步富集的载体，而且事实上构成了贵金属的物质来源，即矿源层。

图5-1　白银厂矿田及小外围区域岩石、含矿岩系与近矿围岩微量元素含量曲线（据邬介人等，1994）

①—区域围岩；②—基性火山岩；③—中基性火山岩；④—酸性火山岩；⑤—含矿岩系；⑥—近矿围岩

将白银厂矿田及其小外围区域岩石、含矿岩系与近矿围岩的若干金属元素按其序号排列作出了含量对比曲线（图5-1），其总体特征反映了铜、铅、锌的高丰度值，其中含矿岩系近矿围岩更为突出。虽然曲线中缺少Au、Ag等连结点，但一般与Au、Ag矿化有关的Cu、Pb、Zn组合和As、Sb、Bi、Hg指示元素异常相伴出现。无疑构成了伴共生金矿地球化学场的有利特征。

图5-2　白银厂矿田各矿床和矿化带主金属元素分布特征（据邬介人等，1994)

1—折腰山；2—火焰山；3—四个圈；4—小铁山；5—铜厂沟；6—拉牌沟

对比白银厂矿田主元素在诸矿床或矿化带的分布特征，表明诸矿床的矿化度（Cu+Pb+Zn）曲线与贵金属的Ag曲线基本一致。折腰山、小铁山矿床规模大，Ag与主元素（Cu、Pb、Zn）正相关。铜－多金属块状硫化物矿床的矿石一般认为是喷气沉积产物，矿石是“特殊”的岩石。折腰山、小铁山矿的伴生型金矿、银矿储量可达大、中型金、银矿规模。对金、银而言，其地球化学行动与铜、铅、锌元素相似而有差异；因而多金属矿床、矿化带、矿石亦是伴生型贵金属金、银矿产的矿源层、就位空间与矿化蚀变围岩；同时亦是共生型以至独立型金、银矿床的就位空间。

白银厂区域岩石、矿床主金属元素原生晕比值与折腰山、火焰山Cu-Zn型矿床、小铁山Zn-Pb-Cu型矿床主元素金属储量比三角图表明区域岩石、矿床（区）和矿床储量等三者三步变化趋势。说明火山岩系和诸矿床（区）相对集中于Zn-Pb-Cu型的分布区域内，前者较分散，后者显示集中的趋势；以折腰山、火焰山矿床和小铁山矿床而言，主元素储量比向两极分散，前者接近Cu端员点Cu(Zn）型域，后者更接近Pb-Zn型域。在白银厂矿田两类矿床Cu、Pb、Zn的集中过程中，相伴的金、银元素必然得到初步的富集，后期因素的叠加改造有可能引起金、银元素的再迁移再富集，加富老矿体，产生新矿体。

3.成矿前的控矿因素与物源的准备

从北祁连山复合造山带区域地质背景和基本成矿事实出发，以最新金矿成矿理论为指导，来总结本研究区金矿类型及其控矿因素，不难显示其各自的重要性。归纳起来有以下几点。

（1）“构造”因素在金成矿过程中占有主导地位，板块构造体制控制着北祁连山裂谷－岛弧系的发生、发展以及大洋板块的不断消减直至碰撞造山。区域大断裂一般都是超壳断裂，往往控制着岩浆的上侵通道、火山活动中心与盆地的沉积，不同板块的接合带、俯冲消减带、碰撞带都经历了热动力变形变质过程。巨大的韧性、韧脆性剪切带、强片理化构造破碎带为深源成岩成矿物质转移至地壳的浅表部提供了通道。更低级序的构造可直接为成矿提供就位空间。研究区内的黑河断裂带具有长寿性质，在早古生代控制着双峰式火山岩带的分布及洋脊型蛇绿岩带和岛弧俯冲杂岩带的分布，在晚古生代控制着石炭—二叠纪的上叠盆地沉积及盆地的发生与发展，在中、新生代还控制了黑河流域砂金、砂铂矿的分布。其两侧的次级断裂、韧性、韧脆性剪切带、片理化带、断层破碎带等强构造蚀变带的扩容作用为成矿元素迁移、矿液的富集、金矿的形成提供了良好的构造环境。

图5-3　白银厂矿田区域围岩、近矿围岩及矿床主金属对比（据邬介人等，1994)

1—区域围岩；2—基性火山岩；3—中—基性火山岩；4—酸性火山岩；5—含矿岩系；6—近矿围岩；7—折腰山，8—火焰山；9—四个圈；10—小铁山；11—铜厂沟；12—拉牌沟；13—折腰山和火焰山矿床Cu、Pb、Zn（储量）比值；14—小铁山矿床Cu、Pb、Zn（储量）比值

（2）在岩石圈的构造演化过程中不同的构造演化阶段可产生不同的岩（矿）石系列，代表着一定的物质环境，亦可称之为一定的地球化学场，构成成矿的物质基础。北祁连山海相火山岩系特别发育，基性—超基性岩体的成带分布表明下地壳上地幔物质上迁，造岩亦造矿。在中一晚寒武世、早奥陶世裂谷岛弧带细碧岩－角斑岩－石英角斑岩系的酸性端员构成火山喷气成因类铜、多金属硫化物矿床（白银厂－小铁山式）的主岩。赋矿的黄铁绢英蚀变岩带同时亦是共（伴）生金、银的富集场所；在托来山北坡蛇绿岩杂岩带以及托来山南坡扎麻什东沟脑—大坂山口晚奥陶世细碧岩－角斑岩－石英角斑岩系中可形成铜－锌型硫化物矿床（阴凹槽、红沟），亦是共（伴）生金、银富集的场所和金、银成矿物质获初步富集后经叠加、改造再富集的地球化学背景场。

上述构造因素、火山岩浆因素是主要的控矿因素，前者为主导后者为基础。其次，前寒武纪基底变质岩系与后寒武纪的中酸性岩浆侵入活动对金矿的成矿具有重要影响，如北祁连山褶皱带内的基底变质岩地体、托来山南坡与中祁连陆块分界深大断裂带两侧基底变质岩系的金源和古生代及其以后的岩浆侵入活动，为该地区增加了成矿的有利因素。中铁目勒—柯柯里与中酸性侵入岩有关的蚀变岩型金矿化带和巴拉哈图—茶汗河一带的金矿床（点）可能与之有重要关系。