低硫化型與高硫化型淺成低溫?zé)嵋航鸬V蝕變特征與成礦關(guān)系的對比研究

楊永勝，吳春明，呂新彪，高榮臻，李春誠，邢偉偉

(1.中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)地質(zhì)調(diào)查研究院，湖北武漢 430074;2.中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)資源學(xué)院，湖北武漢 430074;3.中國地質(zhì)大學(xué)成礦過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室，湖北武漢 430074;4.河北省區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查研究所，河北廊坊 065000)

0 前言

現(xiàn)對淺成低溫?zé)嵋航鸬V床基本含義較為普遍的理解是:(1)具有淺部成礦指示的巖礦石及其組構(gòu)(張元厚等，2009);(2)成礦溫度一般在50～300℃，屬傳統(tǒng)中低溫?zé)嵋撼傻V溫度范圍，并以低溫為主(Hedenquist and Lowenstern，1994;應(yīng)漢龍，1999;胡朋等，2004;鄢云飛等，2007);(3)成礦壓力在 n～50MPa(Pirajno，1992;應(yīng)漢龍，1999;王洪黎等，2009);(4)成礦深度一般認為位于古潛水面以下(White and Hedenquist，1992;Tosdal et al.，2009)，通常小于1.5 km(胡朋等，2004;Taylor，2007;鄢云飛等，2007)。據(jù)美國西南地區(qū)60個低硫化型礦床統(tǒng)計結(jié)果，礦體垂直延伸主要集中在300m以上，中硫化型礦床可延伸到600～800m，而絕大部分高品位礦體位于100～150m以上(張元厚等，2009)。

熱液蝕變實質(zhì)為在不同的溫度和壓力條件下，受進入巖石中的不同性質(zhì)流體與圍巖形成的物理化學(xué)不平衡狀態(tài)所驅(qū)動，二者發(fā)生物質(zhì)與能量的交換，經(jīng)交代作用使原巖的礦物成分、化學(xué)成分、結(jié)構(gòu)及構(gòu)造相應(yīng)轉(zhuǎn)變，特別導(dǎo)致圍巖中與流體不平衡的礦物發(fā)生溶解，析出一些元素進入流體，并沉淀部分化學(xué)組分，生成新的更為穩(wěn)定的礦物組合(黃誠等，2014)。

熱液系統(tǒng)存在的整個時間范圍內(nèi)均可生成蝕變礦物，而礦化流體活動是熱液系統(tǒng)壽命中的一個短暫時期(劉偉，2001)，一定機制(如沸騰作用、流體混合及冷卻作用等)可導(dǎo)致礦質(zhì)沉淀，同受該機制控制形成的蝕變產(chǎn)物與成礦具時空和成因聯(lián)系。特征熱液蝕變類型及分帶特征是確定礦化類型與礦床成因的重要依據(jù)，深化對熱液活動產(chǎn)物的研究有助于鑒別具成礦潛力的熱液系統(tǒng)。

1 特征巖相和蝕變的形成條件與礦化

礦床學(xué)研究或勘查實踐過程中，首先著眼于礦床中常見特征巖相和蝕變礦物形成條件的分析。對第一手資料形成合理認識，有助于深入理解成礦過程，鎖定賦礦部位。

1.1 低硫化型(LS)金礦床特征巖相和蝕變的形成條件與礦化

低硫化型金礦床中特征巖相和蝕變有熱液爆破角礫巖(圖1a)(Kouhestani et al.，2012)、冰長石與富Au和Ag銀黑色硫化物共生(圖1b和c)(Dong and Morrison，1995;Taylor，2007;Wallier，2009;Shimizu，2011)及刃片狀/葉片狀/板狀或針狀結(jié)構(gòu)碳酸鹽(圖 1d)(Simmons et al.，2000;Moncada et al.，2012)/石英(圖 1e)(Pirajno，1992;White et al.，1995;Simon et al.，1999;Etoh et al.，2002))(有時為黃鐵礦(翟偉等，2007))，常見沸騰包裹體(圖1f)(Canet et al.，2011;Moncada et al.，2012)，這些為該類型礦床中經(jīng)典的沸騰證據(jù)。此外還有硅華和玉髓(脈體多呈水平產(chǎn)出)等淺成熱液蝕變，部分如非晶質(zhì)硅、蛋白石、石英及普通的碳酸鹽化等蝕變在高硫化型金礦中也常見。

熱液爆破角礫巖為熱液內(nèi)壓超過封閉性圍巖(特別是上覆巖層)壓力及其抗張強度，圍巖發(fā)生爆破而形成，其間氣相揮發(fā)分體積急劇膨脹而災(zāi)變性逃逸，可作為熱液沸騰證據(jù);并可成金銀賦礦部位，如伊朗Chah Zard角礫巖型淺成低溫?zé)嵋航疸y礦床中熱液膠結(jié)的復(fù)成分角礫巖(圖1a)通常含大量Ag、Au、硫化物及硫鹽礦物，其膠結(jié)物以熱液為主而非碎屑或泥質(zhì)基質(zhì)，碎屑中可見黃鐵礦－石英脈，孔洞主要被石英－冰長石(其次為硫化物、碳酸鹽或次生黃鉀鐵礬)充填。Kouhestani et al.(2012)對該礦床各類角礫巖與成礦關(guān)系的研究認為熱液系統(tǒng)在復(fù)成分角礫巖復(fù)合體形成之前已經(jīng)建立，該角礫巖的形成很大程度上與早期熱液硅化沉淀作用將斷裂彌合導(dǎo)致熱液體系局部超壓有關(guān)，這種裂隙封閉與熱液角礫巖化為淺成低溫?zé)嵋后w系常見現(xiàn)象(楊梅珍等，2011);Au和Ag主沉淀階段開始于復(fù)成分角礫巖形成的減弱階段，并在其固結(jié)之后持續(xù)一段時間，最后賦存于熱液膠結(jié)的角礫巖筒、熱液脈體及浸染狀硫化物中，可見該復(fù)成分熱液角礫巖的形成與金礦化有著緊密的成因聯(lián)系而?？臻g共生。

淺成低溫?zé)嵋合到y(tǒng)中常見各種硅質(zhì)蝕變:非晶質(zhì)硅(含硅華)、蛋白石、玉髓及石英，溫度及其改變速率與pH共同控制著形成硅質(zhì)礦物的種類(James，1994):非晶質(zhì)硅一般出現(xiàn)于相對較高的pH條件下，溫度一般＜100℃，或于200℃左右快速冷卻淬火環(huán)境形成(多為窄膠體條帶)(Browne，1986)，沸騰熱液在地表環(huán)境下從200℃左右快速冷卻到100℃以下時，形成硅華沉淀;蛋白石質(zhì)硅化典型形成溫度＜110℃，出現(xiàn)于熱液體系表層環(huán)境硅局部飽和條件下，也可由火山玻璃脫?；鴣?Izawa et al.，1990;Simon et al.，1999);玉髓反映快速冷凝沉淀條件，溫度為100～200℃，一般形成于古潛水面之下＜100m范圍內(nèi)(張元厚等，2009);石英在這些礦物中溶解度最小，為硅飽和流體在溫度＜300℃、壓力＜100MPa條件下形成，其中結(jié)晶程度好的石英(晶簇狀、雞冠狀及犬齒狀)通常形成于開放環(huán)境下的緩慢冷卻條件。硅質(zhì)蝕變可形成由淺到深的垂直分帶:表生硅華→細粒石英－玉髓脈→梳狀－層狀石英－冰長石－硫化物脈→粗粒自形梳層狀石英。另需注意硅質(zhì)蝕變的次生變化，除石英外的其他硅質(zhì)礦物可隨著時間或溫度(和壓力)增加沿著以下路徑重結(jié)晶:蛋白石→β方石英→γ方石英→玉髓→石英(Fournier，1985)。

刃片狀方解石(圖1d)因富揮發(fā)分流體快速沸騰，CO2較其他揮發(fā)分溶解度偏低，而從液相中優(yōu)先強烈分離進入氣水相(反應(yīng)1)，促使方解石快速結(jié)晶并按扁平習(xí)性生長形成(反應(yīng)2)(Canet et al.，2011)，CO2的釋放伴隨流體pH增加，對石英的沉淀可能有一定程度的抑制，墨西哥中部Veta Madre金銀礦中刃片狀方解石與貴金屬礦化關(guān)系密切(Moncada and Bodnar，2010)。

圖1 低硫化型淺成低溫?zé)嵋航鸬V床中與成礦相關(guān)的典型巖相、礦物及流體包裹體特征Fig.1 Characteristics of typical lithofacies，minerals and fluid inclusions related to mineralization in low-sulfidation type epithermal gold deposits

源于沸騰形成的刃片狀方解石，常在隨后流體降溫過程中溶解，被硅質(zhì)充填形成假象石英，刃片狀石英(圖1e)可平行排列(刃片一般較薄)或構(gòu)成格子狀構(gòu)造(刃片一般較厚)，有時在格子構(gòu)造刃片狀晶體表面可生長細粒梳狀石英和少量冰長石(Izawa et al.，1990;Simon et al.，1999;Etoh et al.，2002)。Etoh et al.(2002)從蝕變礦化空間分布、顯微特征及流體包裹體方面對日本Hishikari金礦中刃片狀石英與金成礦的關(guān)系研究認為，刃片狀方解石和石英均形成于沸騰流體，而刃片狀石英形成于一種深部來源的上升流體，隨著降溫Ca(HCO3)2溶解度增大，方解石刃片逐漸溶解，而隨SiO2溶解度減小，石英不斷沉淀，其主要出現(xiàn)于熱液脈體系統(tǒng)的較深處，高品位金礦帶即位于其上部。刃片狀石英的形成可能經(jīng)歷4個階段:(1)熱液沸騰使CO2強烈分離進入氣水相，沉淀刃片狀方解石;(2)隨著系統(tǒng)絕熱降溫，一方面在方解石刃片表面沉淀細粒冰長石和石英;(3)另一方面，由于Ca(HCO3)2溶解度隨溫度降低而升高，使方解石刃片溶解，并在與冰長石和石英結(jié)晶體之間形成空腔;(4)后期石英充填進入空腔，最終形成刃片狀石英(Izawa et al.，1990;Simon et al.，1999;Etoh et al.，2002)。

冰長石是鉀長石的低溫變種，可呈灰白色(如日本Koryu金銀礦，圖1b(Shimizu，2011))或淺粉色(如阿根廷 Espejo銀金礦，圖 1c(Wallier，2009))，穩(wěn)定溫度為 180～320℃(Pirajno，1992;林寶欽，1992)，反映低溫條件和大量鉀質(zhì)交代蝕變(主要為斜長石蝕變，張元厚等，2006)，隨pH增加在近中性－堿性條件下穩(wěn)定而沉淀(反應(yīng)3和4)。據(jù)反應(yīng)(1)可知CO2排出可使殘留液相流體的pH隨之升高，但Hedenquist and Richard(1985)研究顯示，90%的CO2排出可使pH增加約一個單位，可見其對流體pH改變的貢獻有限，故pH上升的主要原因可能是沸騰過程中H2S的排出。成礦流體中H2S分離與堿性條件均促使金硫絡(luò)合物失穩(wěn)溶解度降低而沉淀金和硫化物(Drummond and Ohmoto，1985)，從而形成低硫化型金礦中金銀礦化與冰長石共生的常見礦化形式(Hattori and Sakai，1979)。

俄羅斯Tokur金礦石英－冰長石角礫巖中見冰長石主要分布于角礫邊緣的石英中，遠離角礫數(shù)量變少、晶體變小(Sorokin et al.，2011)，在 Hishikari金礦中見冰長石晶體垂直于圍巖表面向遠離圍巖方向生長(Etoh et al.，2002)，這些現(xiàn)象即可能反映熱液與圍巖的鉀質(zhì)交代作用過程。

前人對澳大利亞昆士蘭和日本多個典型低硫化型金礦中冰長石的形態(tài)、結(jié)構(gòu)和成因研究結(jié)果顯示，其晶體通常為單斜與三斜晶疇亞穩(wěn)定混合物，無論冰長石呈自形顆粒細小菱形、半自形粒徑較大菱形、長條形或假象針狀結(jié)構(gòu)，其中顆粒細小的晶體無序度均較高，為非平衡熱液過飽和體系中快速生長晶出，且熱液過飽和度愈高，晶體生長速率愈快，無序度也愈高，可作為熱液沸騰的指示礦物(Dong and Morrison，1995;周玲棣等，2001;Taylor，2007)，其中具相對高溫、條件快速改變特征晶型和相對無序結(jié)構(gòu)的冰長石，如中等Al/Si有序度的細粒菱形自形結(jié)構(gòu)和高Al/Si有序度的假針狀結(jié)構(gòu)(其高Al/Si有序度可能因碳酸鹽假象而變高)，常與高品位礦石一同出現(xiàn)于殼狀和膠狀條帶中(Dong and Morrison，1995)。

低硫化型金礦中高品位金銀礦石常含銀黑色硫化物(可呈條帶狀或浸染狀，圖1b和c)，沉淀主要由于減壓沸騰作用，特別是在上升流體中心，因沸騰過程中酸性氣相組分析出，金屬元素絡(luò)合基濃度降低、pH與氧化態(tài)升高，致使金銀與硫化物一同沉淀(Tosdal et al.，2009)。金銀礦化一般與冰長石、玉髓、細粒梳狀石英、蛋白石及碳酸鹽假象石英在空間上緊密共生(Corbett，2002)，尤其冰長石蝕變部位常為金銀礦化定位部位，冰長石含量高的礦脈金銀品位也高(Izawa et al.，1990)，反應(yīng)鉀交代作用與金銀礦化關(guān)系密切，為金礦找礦中具標(biāo)型和標(biāo)志雙重意義的礦物之一(范玲等，2002)。

1.2 高硫化型(HS)金礦床特征巖相和蝕變的形成條件與礦化

高硫化型金礦床特征巖相和蝕變有孔洞狀硅化蝕變(圖 2a、b和 c)(Stoffregen，1987;Rye，1993;Corbett，2002;Elizabeth，2012)、明礬石(圖2c)等酸性硫酸鹽蝕變礦物(Elizabeth，2012;Cerpa et al.，2013)及高嶺土化蝕變，其中高嶺土等粘土礦物在低硫化型金礦中也常見。

孔洞狀硅化蝕變(SiO2＞95%)(Hedenquist and Lowenstern，1994)(圖2a)和硫酸鹽蝕變巖為熱酸性流體經(jīng)水巖反應(yīng)或與地下水混合中和冷卻形成(Rye，1993;Corbett and Leach，1998)，一般認為此種可能流體為富酸性揮發(fā)分的巖漿氣水相，形成的脈體中存在大量富氣相包裹體，巖漿氣水相可能來源于深部巖漿房熔體直接出溶或由均一流體相不混溶分離(Arribas，1995)而形成;在高硫化型礦化系統(tǒng)核部，酸性流體 pH＜2(White and Hedenquist，1992)，主巖中長石斑晶/晶屑和巖屑被淋濾形成孔洞狀結(jié)構(gòu)，而主要殘留硅質(zhì)蝕變巖，火山碎屑巖中細碎基質(zhì)被大量細粒硅質(zhì)交代，斑巖侵入體則顯示典型的孔洞狀結(jié)構(gòu)。這種孔洞狀硅化蝕變增加了主巖的次生滲透性，為后期礦化提供了重要的運礦和賦礦空間(Corbett，2002)，為主要賦金部位。美國Summitville金礦中的孔洞狀硅化蝕變巖由石英、硫化物、銳鈦礦和微量的鋯石組成(Stoffregen，1987)，金與銅藍、硫砷銅礦及黃銅礦共生(Rye，1993)。E-lizabeth(2012)在阿根廷Veladero高硫化型金礦中發(fā)現(xiàn)自然金分布于殘余石英裂隙和孔洞中的帶狀粗粒自形石英中(圖2b)，且自形石英動蕩生長環(huán)帶中含鐵氧化物或硫化物，指示自形石英與含鐵氧化物或硫化物的沉淀可能受統(tǒng)一機制控制，金的沉淀同期或滯后于該期石英。形成自形石英的流體不同于與地下水相互作用形成的細粒殘余孔洞狀石英和浸染狀金礦化的巖漿氣水相，可能來自較深部似氣相單相流體等化學(xué)收縮形成的液相流體(Hedenquist et al.，1998;Heinrich，2005)，于高硫化型金成礦流體系統(tǒng)后期較低溫度條件下結(jié)晶沉淀，可能反映巖漿－熱液體系一個冷卻退縮的演化過程。

圖2 高硫化型淺成低溫?zé)嵋航鸬V床中與成礦相關(guān)的特征巖相、礦物及流體包裹體Fig.2 Characteristic lithofacies，minerals and fluid inclusions related to mineralization in high-sulfidation type epithermal gold deposits

高硫化型金礦床中，硫酸鹽蝕變(包括明礬石、石膏、硬石膏、重晶石及黃鉀鐵礬等)緊鄰孔洞狀硅化蝕變中心，于熱液系統(tǒng)大部分溫度和pH范圍內(nèi)均可形成:其中明礬石(圖2c)在金沉淀前后較寬溫度范圍均可出現(xiàn)(Elizabeth，2012)，形成于低pH、高硫活動性條件下，主要為交代長石成因(范裕等，2010;Cerpa et al.，2013)。熱液沿斷裂上升到巖漿房上部一定深度，偏還原條件下，因溫壓條件改變，巖漿氣水相揮發(fā)分進入大氣水為主的流體，一方面伴隨冷卻酸性成分(如HCl)離子化，另一方面熱液中主要以SO2形式存在的硫與水發(fā)生歧化反應(yīng)(反應(yīng)5)生成H2S和H2SO4，若在更淺部氧化條件下則可被全部氧化為H2SO4(反應(yīng)6)，包括H2S(反應(yīng)7)。這兩種作用使熱液酸化，酸性流體交代圍巖礦物使其分解并發(fā)生離子交換，SO2－4與鉀長石反應(yīng)即可形成明礬石(反應(yīng)8)，較高pH條件下(Corbett and Leach，1998)與含鈣礦物反應(yīng)亦可形成硬石膏(較高溫＞100～150℃)或石膏(低溫＜100～150℃)(Leach et al.，1985)，同時釋放大量 SiO2，沉淀形成石英;而鎂鐵質(zhì)礦物釋放的Fe可與S2－結(jié)合形成黃鐵礦，生成黃鐵礦－石英－明礬石。隨氣液向上或側(cè)向運移不斷淋濾圍巖，硫酸根離子濃度減小，酸度下降，明礬石逐漸減少，并出現(xiàn)高嶺石、絹云母等泥化蝕變礦物(范裕等，2010)。

粘土礦物組合具溫度和深度指示作用，其中高嶺石形成于淺部低溫(＜150～200℃)、較低 pH(大約為4(Reyes，1990))條件下，pH在3～4范圍時與明礬石組礦物共存(Stoffregen，1987);葉臘石形成于較深部、稍高溫條件(＜200～250℃)，經(jīng)強烈硅化可分解生成水鋁石，出現(xiàn)于明礬石和高嶺石組礦物相中;地開石形成于高嶺石與葉臘石過渡的溫度范圍(Hemley et al.，1980);埃洛石/多水高嶺石主要為淺成或表生風(fēng)化產(chǎn)物，也可形成于非常低溫的熱液條件(Harvey and Browne，1991)。

粘土化蝕變暈與金礦化空間關(guān)系密切，對粘土礦物的成因識別十分重要，高嶺土化蝕變可能受深成巖漿熱液、地下水被加熱形成的酸性水蒸汽以及H2S或SO2經(jīng)氧化形成的硫酸水這3種酸性水(汽)控制:(1)巖漿熱液沿裂隙上升，與地表水混合，并淋濾出圍巖中的Al，形成的高嶺土化常圍繞斷裂帶或在裂隙附近分布，或在潛水面附近呈漏斗狀分布，范圍較窄，與礦石品位相關(guān)程度不高;(2)酸性水蒸汽上升，與下滲的冷水一起淋濾高滲透率圍巖，礦體則可能受該高滲透率圍巖控制，形成了面狀高嶺土化蝕變帶(或巖帽)，并伴有孔洞狀氧化硅和易碎的硅化體，若在儲水層附近發(fā)生側(cè)向流動，則在潛水面下部及其附近形成玉髓，在潛水面以上形成蛋白石沉淀帶;(3)表層氧化帶主要發(fā)生于潛水面以上的滲透帶內(nèi)，與酸性蒸汽成因的高嶺土化有很多相似的特征，形成次生高嶺石、埃洛石、黃鉀鐵礬和各種鐵氧化物組合(Pirajno，1992;張元厚等，2009)。

2 蝕變類型與礦化及其分帶

蝕變是巖石對熱液環(huán)境適應(yīng)的產(chǎn)物，由與流體達到相對平衡狀態(tài)的礦物共生組合所組成。根據(jù)蝕變礦物溶解沉淀性質(zhì)、分帶及蝕變形式，可估計流體溫壓條件，推測流體成分和性質(zhì)。

2.1 熱液系統(tǒng)蝕變類型

Corbett and Leach(1998)將大多數(shù)鋁硅酸鹽巖石中的蝕變類型分為:高級泥化、(中級)泥化、絹英巖化、青磐巖化、外/次青磐巖化、鉀化及矽卡巖化，各類型蝕變礦物形成的相對溫度和pH見圖3，其中泥化、絹英巖化及冰長石化與淺成低溫?zé)嵋航鸪傻V關(guān)系密切。

泥化蝕變以氫交代鋁硅酸鹽中的鈣鎂鈉鉀離子為特征(如反應(yīng)9)，其中廣泛分布的(中級)泥化蝕變礦物中鉀鈣鎂含量有限，形成于熱液系統(tǒng)冷卻退化的低溫(＜250℃)階段(Fournier，1999)，或外生流體混入程度增加的環(huán)境，在中低pH(大約4～5)、相對低溫(＜200～250℃)條件下，以低溫高嶺石(埃洛石/多水高嶺土)和蒙脫石為主，含部分伊利石組礦物(夾層狀伊利石－蒙脫石，伊利石);高級泥化反映較強的酸性淋濾，隨酸性揮發(fā)分上升到淺部與地下水作用而冷卻濃縮，形成于低pH(≤4)環(huán)境，以原生礦物完全分解為特征，殘余難溶的孔洞狀石英、高溫粘土(如地開石或葉臘石)、水鋁石及明礬石等礦物。

絹英巖化形成于與泥化蝕變相似的pH范圍和較高溫度(＞200～250℃)條件，酸性流體蝕變致巖石結(jié)構(gòu)部分或全部破壞和分解，主要源于長石類礦物的水解，以絹云母/云母出現(xiàn)為特征，可含少量石英，包括較高溫高嶺石組(葉臘石－紅柱石)和綠泥石組礦物，同時從鎂鐵質(zhì)巖石中交換出的鐵可形成黃鐵礦(Corbett and Leach，1998;Tosdal et al.，2009)。

青磐巖化形成于近中性到堿性條件，源于循環(huán)對流的大氣水流體與圍巖反應(yīng)發(fā)生弱氫交代，以綠簾石或綠泥石的出現(xiàn)為特征。高溫下(＞280～300℃)出現(xiàn)次生角閃石(一般為陽起石)，為內(nèi)青磐巖化蝕變特征，次生鈉長石或鉀長石常同青磐巖化蝕變一同產(chǎn)出;相對低溫條件(＜200～250℃)沸石替代綠簾石而占主導(dǎo)，稱之為外/次青磐巖化。鉀化一般形成于中性到堿性高溫(一般為500～600℃)條件，主要源于高溫流體的鉀質(zhì)交代與水解作用，以黑云母或鉀長石+磁鐵礦±陽起石±單斜輝石礦物組合為特征，低溫鉀質(zhì)交代形成冰長石化，而酸性中等溫度條件下則形成鉀云母。矽卡巖化出現(xiàn)于與鉀化相似條件，同富鈣質(zhì)圍巖接觸發(fā)生陽離子交代作用，形成鈣石榴石、單斜輝石和透閃石等鈣硅酸鹽礦物(Corbett and Leach，1998;Tosdal et al.，2009)。

2.2 淺成低溫?zé)嵋航鸬V床的蝕變類型與礦化及其分帶

淺成低溫?zé)嵋航鸬V床中，蝕變主要為低溫?zé)嵋航淮烩涗X中酸性火山巖形成的礦物組合，常具分帶性，自礦體向外側(cè)依次發(fā)育硅化(+冰長石化)、泥化及青磐巖化。

低硫化型金礦床形成于地?zé)嵯到y(tǒng)中，巖漿侵位到地殼淺部，其熱能可在圍巖中驅(qū)動半徑達幾千米(可深達5～7km)的地下水循環(huán)中形成對流單元(Criss et al.，1991)，近地表為以大氣水為主的稀釋流體，大范圍長時間的圍巖緩沖，與主巖達到了平衡，該流體經(jīng)水合作用、碳酸鹽化及氧化反應(yīng)形成鈉長石、綠泥石、綠簾石及碳酸鹽礦物等青磐巖化蝕變;以氯化物為主的流體可能上升到地表形成近中性熱泉并沉淀硅華，或?qū)⒏鞣N元素分散于大范圍的上升區(qū)域形成蝕變;含CO2和H2S的低密度、低鹽度巖漿氣水相上升到近地表冷凝進入冷卻的地下水，形成蒸汽熱水，富CO2蒸汽熱水形成富碳酸鹽蝕變組合，而富H2S的地下水因H2S被氧化而生成H2SO4(圖4c)，酸性流體蝕變圍巖生成蛋白石、明礬石、高嶺石及黃鐵礦組成的高級泥化，直到潛水面附近被緩沖為近中性(Tosdal et al.，2009)(圖4a)。

低硫化型金礦中形成的蝕變主要為中堿性礦物組合，有石英、玉髓、絹云母及一定量冰長石，其次為高嶺石、伊利石、方解石、菱錳礦及鐵綠泥石等。縱向分帶:頂部常發(fā)育硅華，淺部為高級泥化高嶺石(－明礬石)(多呈水平產(chǎn)出)、玉髓－泥化(伊利石－蒙脫石－埃洛石－冰長石)－碳酸鹽化，較深部為石英－冰長石－絹云母－地開石－碳酸鹽－螢石等。側(cè)向分帶:由礦體到圍巖依次為由石英和玉髓交代圍巖形成的含礦硅化內(nèi)帶(殼狀石英/玉髓)－絹英巖化外帶(石英+冰長石+絹云母±伊利石－蒙脫石－碳酸鹽±重晶石/螢石)(Taylor，2007)－泥化帶(伊利石/蒙脫石互層、蒙脫石為主±冰長石)－青磐巖化帶(綠泥石－碳酸鹽±綠簾石)(Hedenquist et al.，2000;張元厚等，2009)(圖4a)。

圖3 熱液系統(tǒng)常見蝕變以及斑巖型和淺成低溫?zé)嵋盒偷V化相關(guān)蝕變的不同成因演化(據(jù)Corbett and Leach，1998)Fig.3 Common alterations in hydrothermal systems and different genetic evolutions of the alteration related to porphyry-type and epithermal-type mineralization(after Corbett and Leach，1998)

高硫化型金礦床與淺部巖漿－熱液系統(tǒng)有關(guān)，一般鄰近火山，來自巖漿的酸性氣水相冷凝進入地下水中形成極端酸性環(huán)境，尤其酸性氣體于液相中解離、淺部SO2的歧化反應(yīng)和近地表H2S的氧化反應(yīng)對流體酸性增加的貢獻最大(圖4c)，水巖反應(yīng)淋濾陽離子發(fā)生氫交代使酸性流體中和，生成流體主導(dǎo)的高級泥化蝕變。熱液流動方向受液壓梯度控制通過構(gòu)造和巖性高滲透帶，側(cè)向形成區(qū)域性非對稱蝕變，縱向與圍巖反應(yīng)形成孔洞狀硅化體(Hedenquist et al.，2000;張元厚等，2009)。酸性蒸汽熱水可于滲透帶中形成硫酸鹽，因酸性條件抑制非晶質(zhì)硅的沉淀而不形成硅華，于地表可發(fā)育酸性泉水(Tosdal et al.，2009)(圖4b)。

圖4 低硫化型(a)(據(jù)Hedenquist et al.，2000)與高硫化型(b)(據(jù)Urashima et al.，1981)金礦床蝕變組合分布的理想剖面及流體過程與蝕變分帶關(guān)系示意(c)(據(jù)White and Hedenquist，1995)Fig.4 Idealized cross section of low－sulfidation(a)(after Hedenquist et al.，2000)and high－sulfidation(b)(after Urashima et al.，1981)epithermal gold deposits showing distribution of alteration assemblages and generalized sketches showing relation of fluid types to alteration zoning in two types of epithermal deposits(c)(after White and Hedenquist，1995)

高硫化型金礦蝕變主要為中酸性礦物組合，有孔洞狀石英、明礬石及高嶺石，其次含硬石膏、重晶石、絹云母、葉蠟石及綠泥石等?？v向分帶:頂部為硅華伴隨湖相沉積，普遍含自然硫或黃鐵礦、明礬石和高嶺石等礦物，于古侵蝕面附近形成蛋白石、高嶺石+明礬石蝕變，于古潛水面附近滲透帶內(nèi)也可發(fā)育玉髓脈;淺部形成孔洞狀石英、原生明礬石、高嶺石及重晶石，較深部出現(xiàn)地開石－絹云母－葉臘石及硬石膏，再深部以石英、葉臘石和絹云母為主。側(cè)向分帶:由礦體到圍巖依次為含礦孔洞狀硅核－高級泥化帶(石英－明礬石、高嶺石)－泥化帶(富含伊利石)－青磐巖化帶(富含蒙脫石、綠泥石)(圖4b)。

熱液蝕變形式和硫化物共生序列分別反映流體的酸堿條件和硫化狀態(tài)，為淺成低溫?zé)嵋航鸬V床重要特征，主要蝕變礦物和金屬礦物形成的溫度和pH范圍見圖5，低硫化型金礦中金屬礦物以中低溫組合為主，有黃鐵礦(250～410℃)(寇大明等，2010)/白鐵礦－砷黃鐵礦、磁黃鐵礦，輝銀礦、汞銻砷的硫化物(50～200℃)、自然金(50～600℃)(翟裕生等，2011)、銀金礦，輝銻礦、方鉛礦和閃鋅礦(50～300℃)(翟裕生等，2011)、黝銅礦、砷黝銅礦，可見(金－銀)硒化物(135～200℃)(陳露明等，1993;涂光熾等，2004)和錳礦物，未見硫砷銅礦和輝鉍礦，銅含量低。高硫化型金礦中金屬礦物形成溫度相對較高，有黃鐵礦、(銻)硫砷銅礦、黃銅礦(200～300℃)(翟裕生等，2011)、(砷)黝銅礦、方鉛礦、閃鋅礦、銅藍，自然金，銀金礦，碲化物(120～350℃)(陳翠華等，1999)，有時見輝鉍礦(300～600℃)(翟裕生等，2011)，錳礦物少見，不見硒化物，賤金屬含量變化大，銅含量較高。

淺成低溫?zé)嵋航鸬V床的金屬元素組合主要為Au、Ag、Cu、Pb 及 Zn，低硫化型以 Au、Ag、Pb 及 Zn為主，Sb、As、Hg、Se、Cu、Ba 及 Mn 為輔，Ag/Au 和賤金屬含量隨成礦深度的增加而升高;高硫化型以Cu、Au、Ag 及 As 為主，Pb、Zn、Bi、Sb、Te、Hg、Sn 及Mo為輔。二者均具Au+Ag品位低、規(guī)模大，或品位高、規(guī)模小的特征，常可形成一定的垂直礦化分帶:賤金屬一般位于沸騰部位下方，銀富集于沸騰面附近，金則多處于沸騰部位及其上方(張德會，1997)。

圖5 淺成低溫?zé)嵋航鸬V中熱液礦物的相對酸堿性和穩(wěn)定溫度范圍(據(jù)Henley and Ellis，1983;Reyes，1990;White and Hedenquist，1992，1995;Corbett and Leach，1998;陳翠華等，1999;Hedenquist et al.，2000;涂光熾等，2004)Fig.5 Stable temperature range and relatively acid－base property of hydrothermal minerals in epithermal gold deposits(after Henley and Ellis，1983;Reyes，1990;White and Hedenquist，1992，1995;Corbett and Leach，1998;Chen et al.，1999;Hedenquist et al.，2000;Tu et al.，2004)

3 主要蝕變礦物的溶解沉淀性質(zhì)及蝕變類型演化與成礦

具體的蝕變礦物既可形成于成礦期，也可形成于成礦前或成礦后，對于不同的礦床類型和礦種，其找礦的指示作用可能截然不同。雖熱液蝕變帶的存在不能保證礦床的存在，但卻是開展礦床勘查的有利信號，對蝕變礦物的形成條件與圍巖蝕變的成因研究，以及對礦床勘探具指導(dǎo)意義。

3.1 硅質(zhì)、碳酸鹽及硫酸鹽在熱液中的溶解和沉淀性質(zhì)

硅質(zhì)礦物的沉淀主要受溫度控制，其次受壓力、鹽度及pH的控制。低壓、低鹽度、低－中溫環(huán)境(＜300～350℃)下，石英主要隨冷卻而沉淀，硅質(zhì)溶解度在約350℃時達最大，300℃以下時除環(huán)境快速改變外，其他因素影響很小;高溫(＞300～400℃)下，壓力和鹽度的改變?nèi)鐪囟纫粯訉栀|(zhì)溶解度有顯著影響，如斑巖環(huán)境下，流體從靜巖壓力到靜水壓力的快速減壓過程能夠?qū)е鹿栀|(zhì)超飽和而形成網(wǎng)狀脈石英，較熱高鹽度流體經(jīng)低鹽度大氣水為主的循環(huán)水稀釋和冷卻，可使硅質(zhì)溶解度降低而沉淀石英，而上升的低鹽度低溫流體則主要通過冷卻沉淀石英(Fournier，1985)。

碳酸鹽礦物形成于中－堿性pH條件下，與高嶺石、綠泥石和鈣硅酸鹽相共存，在淺表到與斑巖相關(guān)的矽卡巖環(huán)境的熱液系統(tǒng)的各個深度均有分布，因其可在較寬的溫度范圍內(nèi)沉淀:低溫條件(至少在100～300℃之間)下，碳酸鹽溶解度隨溫度降低而增加，其沉淀的主要作用因為溫度升高，而稀釋和降壓僅起次要作用(Fournier，1985)，故下降的低溫、低鹽度、含碳酸氫鹽流體將隨升溫溶解度降低而沉淀碳酸鹽，而上升的淺成低溫流體在沸騰作用過程中，因降壓CO2排出使溶解度降低的效果將抵消因降溫而使溶解度增加的效果，從而沉淀碳酸鹽;而在高溫高鹽度液相條件(如斑巖環(huán)境)下，碳酸鹽溶解度與硫酸鹽相似，隨降溫而下降，因而自較深部上升的較高溫流體也可隨冷卻而逐漸沉淀碳酸鹽(Ellis，1963)。

硫酸鹽礦物可出現(xiàn)于較寬的深度和溫度范圍內(nèi)，跨越淺表到與斑巖相關(guān)的矽卡巖環(huán)境的深度，也可與高嶺石、綠泥石和鈣硅酸鹽相共存。硫酸鹽礦物溶解度隨增溫(至少在100～400℃范圍內(nèi))而增加，但在稀釋條件下卻相反。因而，斑巖型礦床中上升的溫度鹽度均較高的流體在鉀化蝕變帶中，或高硫化型金礦中上升的酸性流體在強烈淋濾圍巖的蝕變帶中，均可隨降溫而沉淀明礬石、硬石膏及重晶石等硫酸鹽;下降的低溫低鹽度以大氣水為主的稀釋酸性流體則隨著升溫其溶解度降低，也可逐漸沉淀硫酸鹽礦物(Corbett and Leach，1998)。

3.2 淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V床和斑巖型礦床中的蝕變類型演化與成礦

無論含較多巖漿熱液的流體上升到淺部或大氣水流體下降過程中，蝕變礦物組合的形成均歸因于物理化學(xué)條件(如溫度、pH、氧化還原條件、鹽度等)的改變。對于中酸性巖漿熱液系統(tǒng)的蝕變過程來說，溫度和pH條件對其影響尤為重要。淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V床可單獨產(chǎn)出，也可與斑巖型銅金礦床構(gòu)成成礦序列，斑巖型和淺成低溫?zé)嵋盒偷V床中熱液形成的蝕變演化可能有以下幾種成因(Corbett and Leach，1998)(見圖3):

斑巖型蝕變(淺灰色框線):(1)熱傳遞(a.鉀化→青磐巖化，b.變質(zhì)矽卡巖);(2)金屬和揮發(fā)分階段(a.氣水相含量低，b.氣水相含量中等并以CO2為主，c.氣水相含量高并以SO2為主);(3)退化蝕變階段(a.絹英巖化疊加，b.泥化疊加)。

高硫化型蝕變(深灰色線):(1)斑巖－高硫化型系統(tǒng):隨著pH和溫度降低依次發(fā)育鉀化→絹英巖化→高溫高級泥化;(2)構(gòu)造和巖性控制的高硫化型系統(tǒng):a.硅核隨著溫度和pH的降低僅發(fā)育明礬石+石英的高級泥化，b.深部外蝕變帶隨著溫度降低和pH增加依次發(fā)育較高溫高級泥化→高溫中級泥化，c.淺部外蝕變帶隨著溫度降低和pH增加依次發(fā)育低溫高級泥化→低溫中級泥化;(3)向下遷移的低溫酸性硫酸鹽流體隨著溫度和pH升高依次發(fā)育低溫高級泥化→高溫中級泥化→絹英巖化。

低硫化型蝕變(黑色線):(1)中溫?zé)嵋合到y(tǒng)，隨著溫度和pH降低僅發(fā)育絹英巖化;(2)淺成低溫?zé)嵋合到y(tǒng)，隨著溫度降低依次發(fā)育絹英巖化→中級泥化;A.酸性硫酸鹽流體隨著溫度和pH增加依次發(fā)育低溫高級泥化→中級泥化;B.富CO2流體隨著溫度和pH增加僅發(fā)育中級泥化;C.氧化的地下水隨著溫度增加和pH降低僅發(fā)育低溫外青磐巖化;D.大氣水隨著溫度增加和pH降低依次發(fā)育低溫到高溫外青磐巖化。

巖漿熱液因含較多酸性揮發(fā)分而具低pH，持續(xù)大量巖漿熱液供給的流體系統(tǒng)，除在堿性條件下被中和，一般pH具減小趨勢;巖漿－熱液系統(tǒng)退化階段、(循環(huán))下滲以大氣水為主的流體及極端酸性流體均受圍巖緩沖而pH呈增大趨勢。冷卻富CO2或硫酸鹽的流體及(氧化的)大氣水在下降過程中逐漸被加熱也可形成相應(yīng)的蝕變礦物組合序列，與巖漿流體混合構(gòu)成循環(huán)對流單元，熱液系統(tǒng)晚期，各種大氣水流體疊加作用明顯。對流體混合端元物理化學(xué)性質(zhì)的識別，對以流體混合為主要金沉淀機制的高硫化型礦床更為重要(圖3)。

由鉀化到絹英巖化再到泥化的連續(xù)分帶蝕變對于斑巖型成礦有利，存在孔洞狀硅核、酸性硫酸鹽及由高級泥化到中級泥化的連續(xù)分帶蝕變對高硫化型金成礦有利，存在玉髓、冰長石及由絹英巖化到中級泥化的連續(xù)分帶蝕變，且蝕變礦物形成的pH為無明顯改變的中堿性條件對于低硫化型金成礦有利。因而，在勘查工作中對于以上具成礦意義蝕變的識別尤為重要，需要注意的是即使蝕變同呈連續(xù)順向分帶，其成因也可有很大的差異，可能反映巖漿－熱液系統(tǒng)逐漸冷卻，或地表下滲流體逐漸升溫，特別是低溫?zé)嵋何g變(如中級泥化)，這也是該類蝕變廣泛分布的原因之一(圖3)。

以上分析的只是巖漿熱液單階段活動的簡單情況，實際形成的蝕變要復(fù)雜得多，于不同溫壓條件下形成的蝕變可在空間上分離形成不同的分帶和暈圈，如可因巖漿熱液多期次、多階段活動形成間歇分帶、逆向分帶等，也可隨時間推移于同一地點由流體性質(zhì)演變而出現(xiàn)共生疊加現(xiàn)象，后者常形成多金屬礦床。

4 淺成低溫?zé)嵋航鸬V床中蝕變形成的控制因素

熱液交代蝕變的強度與范圍主要取決于:(1)流體的物理化學(xué)性質(zhì)，如pH、Eh、溫度、壓力及各組分的活度、逸度等;(2)圍巖的物理化學(xué)性質(zhì)，如孔隙度和裂隙發(fā)育程度反映的滲透性;(3)流體與圍巖構(gòu)成的物理化學(xué)梯度為其主要影響因素，如流體與圍巖的溫度、成分梯度以及距離等，流體與圍巖的化學(xué)性質(zhì)差異越大，圍巖交代蝕變越強烈;(4)水巖反應(yīng)過程中進入圍巖的熱液量(以水巖比表示);(5)發(fā)生的化學(xué)反應(yīng)類型，常見蝕變反應(yīng)有水合作用、水解作用、氧化還原反應(yīng)及硫化反應(yīng)(朱永峰和安芳，2010)。

初始流體成分對于流體演化路徑與形成的蝕變序列具有決定性作用，而初始流體成分(特別是H+與堿金屬離子濃度)很大程度上取決于不同的巖漿成分，偏鋁質(zhì)巖漿或高K/Na比值巖漿(如花崗巖類)出溶的高鉀低酸性流體通常隨冷卻形成鉀化和絹云母化蝕變(圖6路徑A)，這兩種蝕變主要由比相關(guān)氣水相具更高K+/H+比值且低揮發(fā)分含量的鹵水相形成，通常在局部范圍受巖石緩沖為主，在相對低水巖比條件下形成;過鋁質(zhì)或低K/Na比值巖漿(如英云閃長巖)產(chǎn)生低鉀高酸性熱液流體傾向于隨冷卻形成高級泥化蝕變(圖6路徑B)(Seedorff et al.，2005)，來自較深部的單相巖漿流體或相分離而來的氣水相，收縮形成低鹽度液相或冷凝進入大氣水為主的流體(Heinrich，2005;Williams－Jones and Heinrich，2005)，在高水巖比條件下，也可形成高級泥化蝕變(圖6路徑C);晚期外生流體進入?yún)⑴c(斑巖環(huán)境)或主導(dǎo)(淺成低溫?zé)嵋涵h(huán)境)熱液蝕變，形成廣泛受巖石緩沖的中級泥化蝕變(Tosdal et al.，2009)。

圖6 K2O－Al2O3－SiO2－H2O－KCl－HCl體系溫度－流體成分相圖中蝕變類型分布與流體可能形成的蝕變演化(據(jù)Seedorff et al.，2005;Tosdal et al.，2009)Fig.6 Phase diagram for the system K2O－Al2O3－SiO2－H2O－KCl－HCl shown in terms of temperature and the molal(m)composition of the fluid，that showing possible paths of fluid evolution depending upon starting fluid composition(after Seedorff et al.，2005;Tosdal et al.，2009)

淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V床中的流體活動，一般認為由巖漿淺成侵入或火山作用形成的熱液或地?zé)嵯到y(tǒng)驅(qū)動(朱永峰和安芳，2010)，金屬含量主要受熱液成分控制，反映流體的不同起源和地質(zhì)環(huán)境;也可由來源于深部巖漿氣水相收縮形成的低鹽度液相，該流體到達淺部低壓低溫環(huán)境下的物理演化路徑及與圍巖反應(yīng)程度，對其中金屬含量也有較大影響(Heinrich，2005;Williams－ Jones and Heinrich，2005)。淺成低溫?zé)嵋撼傻V環(huán)境因處于巖漿熱液系統(tǒng)末端且受晚期大氣水掩蓋作用影響，巖漿標(biāo)志顯示相對較弱，整個熱液活動壽命中巖漿流體活動時間較短，但對成礦卻起著關(guān)鍵性作用:其直接向熱液系統(tǒng)貢獻金屬，或向流體提供 Cl－、HS－等配位體，使流體可從圍巖中淋濾金屬。淺成低溫?zé)嵋合到y(tǒng)中的蝕變分帶與疊加很大程度受巖漿流體的間歇性貢獻或缺失(劉偉，2001)與以大氣水為主流體的消長控制。

淺成低溫?zé)嵋航鸬V床主要產(chǎn)于陸相中酸性鈣堿性火山巖系或相鄰的沉積巖與基底巖石中，成礦流體主要涉及兩種來源，低硫化型金成礦流體以大氣水為主，屬低鹽度(多＜3%)近中性還原流體，其中富Au型(Ag/Au值介于1/10～10)礦床相對富氣相(可達4%，主要由 CO2構(gòu)成，含 H2S)(Jeffrey and Richard，1985)，富Ag型(Ag/Au值大于 100)與較高鹽度(介于10%～15%)流體有關(guān)，形成均與低密度巖漿氣水相加入有關(guān)。流體近中性pH與其中金屬含量進一步增加可能均歸因于水巖反應(yīng)中H+與圍巖中金屬陽離子(包括成礦金屬)的交換，任何來源于巖漿氣水相的酸性氣體進入大氣水流體中，均要經(jīng)歷水巖反應(yīng)的中和，然而低硫化型金礦床中未發(fā)現(xiàn)成礦前的早期酸性蝕變，指示巖漿氣水相可能在較深部即進入大氣水流體與圍巖發(fā)生中和交代反應(yīng)而形成大范圍的弱氫交代蝕變(圖4c)(Hedenquist and Lowenstern，1994)，形成以巖石緩沖為主的蝕變組合，如低水巖比條件下形成的青盤巖化。高硫化型成礦流體含較多巖漿熱液成分，屬較稠密中低鹽度(多＜5%)酸性氧化流體，較地表貧鹽火山氣水相鹽度高，可能因其在相對高壓條件吸收了富金屬氣水相(Hedenquist and Lowenstern，1994);而比低硫化型成礦流體鹽度高，則應(yīng)更多的歸因于其高溫氧化酸性性質(zhì)，與圍巖反應(yīng)強烈而含較多溶質(zhì)，故形成以流體主導(dǎo)的蝕變組合，如高水巖比條件下的高級泥化蝕變。

5 結(jié)論

(1)低硫化型金礦床中的熱液爆破角礫巖、刃片狀方解石/石英、細粒梳狀石英及形成于相對高溫快速冷卻條件，結(jié)構(gòu)相對無序的冰長石為沸騰作用相關(guān)產(chǎn)物，與金銀礦化在時空和成因上關(guān)系密切。高硫化型金成礦流體為巖漿氣水相進入大氣水流體經(jīng)混合形成的低鹽度液相，酸性成分解離及SO2發(fā)生歧化或氧化反應(yīng)生成H2SO4，交代圍巖生成粘土、硫酸鹽及孔洞狀殘余石英，后者使圍巖滲透性顯著增加，成為主要賦金部位。

(2)流體和圍巖各自的性質(zhì)、二者構(gòu)成的物理化學(xué)梯度以及水巖比是控制熱液蝕變最主要的因素，其中主要取決于巖漿成分的初始流體酸堿比率對于流體演化路徑與形成的蝕變礦物組合具有決定性作用。一般認為，低硫化型金礦床位于地?zé)嵯到y(tǒng)中，其成礦流體可能因初始較富鉀低酸性流體于低水巖比條件下形成以巖石緩沖蝕變?yōu)橹鞯闹袎A性礦物組合;高硫化型金成礦流體與淺部巖漿－熱液系統(tǒng)有關(guān)，因初始酸性貧鉀，并在高水巖比條件下形成流體主導(dǎo)的中酸性礦物組合;較深部相分離或巖漿直接出溶的氣水相經(jīng)濃縮或被吸收轉(zhuǎn)化為液相后在淺部低壓環(huán)境下也可形成酸性蝕變并成礦，受裂隙或孔洞控制的自形石英和金礦化的成礦流體即可能來源于前者。

(3)蝕變序列具不同成因演化，存在孔洞狀硅核、酸性硫酸鹽及由高級泥化到中級泥化的連續(xù)分帶蝕變對高硫化型金成礦有利，其中由滲透性巖性控制的較大范圍粘土化蝕變與金成礦關(guān)系較密切;存在石英、玉髓、冰長石及由絹英巖化到中級泥化的連續(xù)分帶蝕變，且形成蝕變礦物的pH為無明顯改變的中堿性條件對于低硫化型金成礦有利。

致謝感謝審稿專家提出的寶貴意見!

Arribas A J.1995.Characteristics of high-sulfidation epithermal deposits，and their relation to magmatic fluid［J］.Mineralogical Association of Canada Short Course，23:419－454

Browne K L.1986.Gold deposition from geothermal discharges in New Zealand［J］.Economic Geology，81(4):979－983

Canet C，F(xiàn)ranco S I，Prol-Ledesma R M，González-Partida E，Villanueva-Estrada R E.2011.A model of boiling for fluid inclusion studies:Application to the Bola~nos Ag－Au－Pb－Zn epithermal deposit，Western Mexico［J］.Journal of Geochemical Exploration，110(2):118－125

Cerpa L M，Bissig T，Kyser K，McEwan C，Macassi A，Rios H W.2013.Lithologic controls on mineralization at the Lagunas Norte high-sulfidation epithermal gold deposit，northern Peru［J］.Mineralium Deposita，48(5):653－673

Chen Cui-hua，Cao Zhi-min，Hou Xiu-ping，Shuai De-quan，Luo Yaonan.1999.The distributive law and main minerogenic conditions of gold-telluride deposits in the world［J］.Journal of Chengdu University of Technology，26(03):34－41(in Chinese with English abstract)

Chen Lu-ming，Li De-ren，Wang Guan-xin，Zhang Qi-fa.1993.Antimonselite-a new mineral［J］.Acta Mineralogica Sinica，13(01):7－11(in Chinese with English abstract).

Corbett G J，Leach T M.1998.Southwest Pacific Rim gold-copper systems:Structure，alteration and mineralization［M］.Special publications No.6 ed.Society of Economic Geologist:1－236

Corbett G.2002.Epithermal Gold for Explorationists［J］.Abstract for AIG Journal，1－26

Criss R E，F(xiàn)leck R J，Taylor H P.1991.Tertiary meteoric hydrothermal systems and their relation to ore deposition，northwestern United States and southern British Columbia［J］.Journal of Geophysical Research:Solid Earth(1978－2012)，96(B8):13335－13356

Dong G，Morrison G.1995.Adularia in epithermal veins，Queensland:morphology，structural state and origin［J］.Mineralium Deposita，30(1):11－19

Drummond S E，Ohmoto H.1985.Chemical evolution and mineral deposition in boiling hydrothermal systems［J］.Economic Geology，80(1):126－147

Elizabeth A H.2012.The veladero high-sulfidation epithermal Au－Ag deposit，argentina volcanic stratigraphy，alteration，mineralization，and quartz paragenesis［D］.Golden，Colorado.the Colorado School of Mines:55－140

Ellis A J.1963.The solubility of calcite in sodium-chloride solutions at high temperatures.［J］.American Journal of Science，261(3):259－267

Etoh J，Izawa E，Watanabe K，Taguchi S，Sekine R.2002.Bladed quartz and its relationship to gold mineralization in the Hishikari lowsulfidation epithermal gold deposit，Japan［J］.Economic Geology，97(8):1841－1851

Etoh J，Izawa E，Taguchi S.2002.A fluid inclusion study on columnar adularia from the Hishikari low-sulfidation epithermal gold deposit，Japan［J］.Resource Geology，52(1):73－78

Fan Lin，Wang Shi-yuan，Liao You-wei.2002.Typical features of aolularia and its marking role in gold prospecting［J］.Journal of Xinjiang University(Natural Science Edition)，19(2):148－150(in Chinese with English abstract)

Fan Yu，Zhou Tao-fa，Yuan Feng，Tang Min-hui，Zhang Le-jun，Ma Liang，Xie Jie.2010.High sulfidation epithermal hydrothermal system in Lu-Zong volcanic basin:Evidence from geological characteristics and sulfur isotope data of Fanshan alunite deposit［J］.Acta Petrologica Sinica，26(12):3657－3666(in Chinese with English abstract)

Fournier R O.1985.Carbonate transport and deposition in the epithermal environment［A］.63－72.in B.R.Berger and Bethke，P.M.，editors.Geology and geochemistry of epithermal systems:Reviews in E-conomic Geology

Fournier R O.1999.Hydrothermal processes related to movement of fluid from plastic into brittle rock in the magmatic-epithermal environment［J］.Economic Geology，94(8):1193－1211

Harvey C C，Browne P R L.1991.Mixed layered clay geothermometry in the Wairakei geothermal field，New Zealand［J］.Clay and Clay Minerals，39(6):614－621

Hattori K，Sakai H.1979.D/H ratios，origins，and evolution of the oreforming fluids for the Neogene veins and Kuroko deposits of Japan［J］.Economic Geology，74(3):535－555

Hedenquist J W，Arribas Jr.A，Reynolds T J.1998.Evolution of an intrusioncentered hydrothermal system:Far Southeast-Lepanto porphyry and epithermal Cu－Au deposits，Philippines［J］.Economic Geology，93(4):373－404

Hedenquist J W，Arribas A R，Gonzalez-Urien E.2000.Exploration for epithermal gold deposits［J］.Reviews in Economic Geology，13:245－277

Hedenquist J W，Lowenstern J B.1994.The role of magmas in the formation of hydrothermal ore deposits［J］.Nature，370(6490):519－527

Hedenquist J W，Richard W H.1985.The Importance of CO2on Freezing Point Measurements of Fluid Inclusions Evidence from Active Geothermal Systems and Implications for Epithermal Ore Deposition［J］.Economic Geology，80(5):1379－1406

Heinrich C A.2005.The physical and chemical evolution of low-salinity magmatic fluids at the porphyry to epithermal transition:a thermodynamic study［J］.Mineralium Deposita，39(8):864－889

Hemley J J，Montoya J W，Marinenko J W，Luce R W.1980.Equilibria in the systems Al2O3－SiO2－H2O and some general implications for alteration/mineralization processes［J］.Economic Geology，75(2):210－228

Henley R W，Ellis A J.1983.Geothermal Systems Ancient and Modern:A Geochemical Review［J］.Earth-Science Reviews，19(1):1－50

Hu Peng ，He Ying，Zhang Yi，Jiang Si-hong，Liu Yan.2004.New advances on epithermal gold deposits［J］.Gold Geology，10(1):48－54(in Chinese with English abstract)

Huang Cheng，Zhang De-hui，He Cheng-zhong，Wang Xing-yan，Yu Xiao，Yin Hai-yan.2014.The wall-rock alteration of the hydrothermal gold deposit and its relationship with gold mineralization［J］.Geophysical＆ Geochemical Exploration，38(02):278－283(in Chinese with English abstract)

Izawa E，Urashima Y，Ibaraki K，Suzuki R，Yokoyama T，Kawasaki K，Koga A，Taguchi S.1990.The Hishikari gold deposit:high-grade epithermal veins in Quaternary volcanics of southern Kyushu，Japan［J］.Journal of Geochemical Exploration，36(1－3):1－56

James A S.1994.Silica and gold textures in bonanza ores of the Sleeper deposit，Humboldt County，Nevada:Evidence for colloids and implications for epithermal ore-forming processes［J］.Economic Geology，89(3):628－638

Jeffrey W H，Richard W H.1985.The importance of CO2on freezing point measurements of fluid inclusions:evidence from active geothermal systems and implications for epithermal ore deposition［J］.Economic Geology，80(5):1379－1406

Kou Da-ming，Huang fei，Yang Da-yong，Li Guang-lu，Wang Yue-song，Tan Wei，Guo Yao-yu.2010.Temperature Influence on Pyrite Crystallization Growth Under Conditions of Thermal Sulfurization［J］.Journal of Jilin University(Earth Science Edition)，40(1):104－108(in Chinese with English abstract)

Kouhestani H，Ghaderi M，Zaw K，Meffre S，Emami M H.2012.Geological setting and timing of the Chah Zard breccia-hosted epithermal gold-silver deposit in the Tethyan belt of Iran［J］.Mineralium Deposita，47(4):425－440

Leach T M，Umali D U，Del Rosario R C.1985.Epithermal mineral zonation in an active island arc:The Bacon-Manito geothermal system，Philippines［C］.Proc.7th New Zealand geothermal workshop.，Auckland，University:109－114

Lin Bao-qin.1992.On epithermal vein gold deposits of adularia-sericite type eastern China［J］.Journal of Precious Metallic Geology，(04):199－206(in Chinese with English abstract)

Liu Wei.2001.The role of magmat ic fluid in the formation of hydrothermal ore deposits［J］.Earth Science Frontiers(China University of Geosciences，Beijing)，8(3):203－215(in Chinese with English abstract)

Moncada D F L，Bodnar R J.2010.Application of fluid inclusions and mineral textures in exploration for epithermal precious metals deposits［C］.Geochimica et Cosmochimica Acta.Pergamon-Elsevier Science Ltd，the Boulevard，Langford Lane，Kidlington，Ooforo OX5 1GB，England，A720

Moncada D，Mutchler S，Nieto A，Reynolds T J，Rimstidt J D，Bodnar R J.2012.Mineral textures and fluid inclusion petrography of the epithermal Ag－Au deposits at Guanajuato，Mexico:Application to exploration［J］.Journal of Geochemical Exploration，114:20－35

Pirajno F.1992.Hydrothermal mineral deposits:principles and fundamental concepts for the exploration geologist［M］.Berlin:Springer-Verlag:325－442

Reyes A G.1990.Mineralogy，distribution and origin of acid alteration in Philippine geothermal systems［C］.Third symposium on deep-crust fluids.Tsukuba，Geological Survey of Japan，Tsukuba，Japan:51－58

Reyes A G.1990.Petrology of Philippine geothermal systems and the application of alteration mineralogy to their assessment［J］.Journal of Volcanology and Geothermal Research，43(1):279－309

Rye R O.1993.The evolution of magmatic fluids in the epithermal environment;the stable isotope perspective［J］.Economic Geology，88(3):733－752

Seedorff E，Dilles J H，Proffett J M，Einaudi M T，Zurcher L，Stavast W J A，Johnson D A，Barton M D.2005.Porphyry deposits:characteristics and origin of hypogene features［J］.Economic Geology 100th Anniversary Volume:251－298

Shen Qi-han.2009.The recommendation of a systematic list of mineral abbreviations［J］.Acta Petrologica Et Mineralogica，28(05):495－500(in Chinese with English abstract)

Shimizu T.2011.K－Ar ages of adularia at the Koryu epithermal Au－Ag deposit，Hokkaido in Japan［J］.Bulletin of the Geological Survey of Japan，62(5/6):235－241

Simmons S F，Arehart G，Simpson M P，Mauk J L.2000.Origin of Massive Calcite Veins in the Golden Cross Low-Sulfidation，Epithermal Au－Ag Deposit，New Zealand［J］.Economic Geology，95(1):99－112

Simon G，Kesler E S，Russell N，Hall M C，Bell D，Pinero E.1999.Epithermal gold mineralization in an old volcanic arc;the Jacinto Deposit，Camagueey District，Cuba［J］.Economic Geology，94(4):487－506

Sorokin A A，Ostapenko N S，Ponomarchuk V A，Travin A V.2011.40Ar/39Ar age of adularia from veins of the Tokur gold deposit，the Mongolian-Okhotsk Orogenic Belt，Russia［J］.Geology of Ore Deposits，53(3):264－271

Stoffregen R E.1987.Genesis of acid-sulfate alteration and Au－Cu－Ag mineralization at Summitville，Colorado［J］.Economic Geology，82(6):1575－1591

Taylor B E.2007.Epithermal gold deposits［J］.Mineral deposits of Canada:a synD of major deposit-types，district metallogeny，the evolution of geological provinces，and exploration methods.Edited by WD Goodfellow.Geological Association of Canada，Mineral Deposits Division，Special Publication，5:113－139

Tosdal R M，Dilles J H，Cooke D R.2009.From Source to Sinks in Auriferous Magmatic-Hydrothermal Porphyry and Epithermal Deposits［J］.Elements，5(5):289－295

Tu Guang-zhi，Gao Zhen-min，Hu Rui-zhong，Zhang Qian，Li Chaoyang，Zhao Zhen-hua，Zhang Bao-gui.2004.Geochemistry and Metallogenic Mechanism of Disperse Element［M］.Beijing:Geological Publishing House:1－424(in Chinese)

Urashima Y，Saito M，Sato E.1981.The Iwato gold ore deposits，Kagoshima Prefecture，Japan［J］.Mining Geol Spec Issue，10:1－14

Wallier S.2009.The geology and evolution of the Manantial Espejo epithermal silver(－gold)deposit，Deseado Massif，Argentina［M］.Vancouver:60－130

Wang Hong-li，Li Yan-jun，Xu Sui-qin，Jiang Yong-jian，Peng Li-na，Xiao Guang-ling，Zhou Jing-ren.2009.Latest advances of researches on epithermal gold deposits［J］.Gold，30(7):9－13(in Chinese with English abstract)

White N C，Hedenquist J W.1992.Epithermal environments and styles of mineralization:Variations and their causes and guidelines for exploration［J］.Journal of Geochemical Exploration，34(2):1－14

White N C，Hedenquist J W.1995.Epithermal gold deposits:styles，characteristics and exploration［J］.SEG newsletter，23(1):9－13

White N C，Leake M J，McCaughey S N，Parris B W.1995.Epithermal gold deposits of the southwest Pacific［J］.Journal of Geochemical Exploration，54(2):87－136

Williams-Jones A E，Heinrich C A.2005.100th Anniversary special paper:vapor transport of metals and the formation of magmatic-hydrothermal ore deposits［J］.Economic Geology，100(7):1287－1312

Yan Yun-fei，Tan Jun，Li Yan-hua，Ruan Shi-kun.2007.Geological Characteristics of Epithermal Gold Deposits and Status Quo of Researches in China［J］.Resources Environment ＆ Engineering，21(1):7－11，46(in Chinese with English abstract)

Yang Mei-zhen，Zeng Jian-nian，Ren Ai-qin，Wan Shou-quan，Lu Jianpei.2011.Identifying characteristics of high sulfidation-epithermal Huangcheng Shan silver deposit in Henan Province and their oresearch implication［J］.Geology and Exploration，47(6):1059－1066(in Chinese with English abstract)

Ying Han-long.1999.The global background of epithermal gold deposits［J］.Journal of Precious Metallic Geology，8(4):241－250(in Chinese with English abstract)

Zhai Wei，Sun Xiao-ming，He Xiao-ping，Su Li-wei，Wu You-liang，Dong Yi-xin.2007.Geochemistry of ore forming fluid and metallogenic mechanism of axi low-sulfidation gold deposit in xinjiang，china［J］.Acta Geologica Sinica，81(5):659－669(in Chinese with English abstract)

Zhai Yu-sheng，Cai Ke-qin，Yao Shu-zhen.2011.Mineral Deposits［M］.Beijing:Geological Publishing House:124－126(in Chinese)

Zhang De-hui.1997.A review on depositional mechanisms of Au from hydrothermal ore-forming fluid［J］.Journal Mineral Petrol，17(04):123－131(in Chinese with English abstract)

Zhang Yuan-hou，Mao Jing-wen，Li Zong-yan，Qiao Cui-jie，Zhang Xiao-min，Zhang Xiang-wei.2009.Ore Deposit Types and Characteristics of Magmatic-Hydrothermal Systems and Implication for Exploration［J］.Acta Geologica Sinica，83(3):399－425(in Chinese with English abstract)

Zhang Yuan-hou，Zhang Shi-hong，Han Yi-gui，Han Jun，Zhao Yinghao，F(xiàn)ranco P.2006.The adularia-calcite assemblage in Qiyugou gold-bearing breccia pipes and its mineralization significance［J］.Acta Petrologica et Mineralogica，25(01):77－84(in Chinese with English abstract)

Zhou Ling-di，Guo Jiu-gao，Liu Bing-guang，Li Li-yun.2001.Structure morphology of adularia in Hishikari gold deposit，Japan［J］.Chinese Science Bulletin，46(4):338－341(in Chinese)

Zhu Yong-feng，An Fang.2010.Geochemistry of hydrothermal mineralization:Taking gold deposit as an example［J］.Earth Science Frontiers，17(2):45－52(in Chinese with English abstract)

［附中文參考文獻］

陳翠華，曹志敏，侯秀萍，帥德權(quán)，駱耀南.1999.全球金－碲化物型礦床的分布規(guī)律和主要成礦條件［J］.成都理工學(xué)院學(xué)報，26(03):34－41

陳露明，李德忍，王冠鑫，張啟發(fā).1993.新礦物—硒銻礦［J］.礦物學(xué)報，13(01):7－11

范 玲，王士元，廖有煒.2002.冰長石的標(biāo)型特征及其在金礦找礦中的標(biāo)志作用［J］.新疆大學(xué)學(xué)報(自然科學(xué)版)，19(2):148－150

范 裕，周濤發(fā)，袁 峰，唐敏惠，張樂駿，馬 良，謝 杰.2010.廬樅盆地高硫化型淺成低溫?zé)嵋撼傻V系統(tǒng):來自礬山明礬石礦床地質(zhì)特征和硫同位素地球化學(xué)的證據(jù)［J］.巖石學(xué)報，26(12):3657－3666

胡 朋，赫 英，張 義，江思宏，劉 妍.2004.淺成低溫?zé)嵋航鸬V床研究進展［J］.黃金地質(zhì)，10(1):48－54

黃 誠，張德會，和成忠，王新彥，喻 曉，殷海燕.2014.熱液金礦床圍巖蝕變特征及其與金礦化的關(guān)系［J］.物探與化探，38(02):278－283

寇大明，黃 菲，楊大勇，李光祿，王岳松，譚 偉，郭耀宇.2010.熱硫化條件下溫度對黃鐵礦結(jié)晶生長的影響［J］.吉林大學(xué)學(xué)報(地球科學(xué)版)，40(1):104－108

林寶欽.1992.中國東部冰長石—絹云母型低溫淺成熱液金礦［J］.貴金屬地質(zhì)，(04):199－206

劉 偉.2001.巖漿流體在熱液礦床形成中的作用［J］.地學(xué)前緣，8(3):203－215

沈其韓.2009.推薦一個系統(tǒng)的礦物縮寫表［J］.巖石礦物學(xué)雜志，28(05):495－500

涂光熾，高振敏，胡瑞忠，張 乾，李朝陽，趙振華，張寶貴.2004.分散元素地球化學(xué)及成礦機制［M］.第1版.北京:地質(zhì)出版社:1－424

王洪黎，李艷軍，徐遂勤，蔣永建，彭麗娜，肖廣玲，周京仁.2009.淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V床若干問題的最新研究進展［J］.黃金，30(7):9－13

鄢云飛，譚 俊，李閆華，阮詩昆.2007.中國淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V床地質(zhì)特征及研究現(xiàn)狀［J］.資源環(huán)境與工程，21(1):7－11，46

楊梅珍，曾鍵年，任愛琴，萬守全，陸建培.2011.河南省皇城山高硫化型淺成低溫?zé)嵋盒豌y礦床識別特征及其找礦意義［J］.地質(zhì)與勘探，47(6):1059－1066

應(yīng)漢龍.1999.淺成低溫?zé)嵋航鸬V床的全球背景［J］.貴金屬地質(zhì)，8(4):241－250

翟 偉，孫曉明，賀小平，蘇麗薇，吳有良，董藝辛.2007.新疆阿希低硫型金礦床流體地球化學(xué)特征與成礦機制［J］.地質(zhì)學(xué)報，81(5):659－669

翟裕生，蔡克勤，姚書振.2011.礦床學(xué)［M］.第3版.北京:地質(zhì)出版社:124－126

張德會.1997.成礦流體中金的沉淀機理研究述評［J］.礦物巖石，17(04):123－131

張元厚，毛景文，李宗彥，喬翠杰，張孝民，張向衛(wèi).2009.巖漿熱液系統(tǒng)中礦床類型、特征及其在勘探中的應(yīng)用［J］.地質(zhì)學(xué)報，83(3):399－425

張元厚，張世紅，韓以貴，韓軍，趙英豪，F(xiàn)ranco P.2006.祁雨溝含金角礫巖筒中的冰長石方解石組合及其礦床地質(zhì)意義［J］.巖石礦物學(xué)雜志，25(01):77－84

周玲棣，郭九皋，劉秉光，李麗云.2001.日本菱刈金礦冰長石結(jié)構(gòu)態(tài)［J］.科學(xué)通報，46(4):338－341

朱永峰，安 芳.2010.熱液成礦作用地球化學(xué):以金礦為例［J］.地學(xué)前緣，17(02):45－52