熱液型金礦研究進展

林彩香（西部黃金克拉瑪依哈圖金礦有限責(zé)任公司克拉瑪依834000)

熱液型金礦研究進展

林彩香
（西部黃金克拉瑪依哈圖金礦有限責(zé)任公司克拉瑪依834000)

熱液型金礦床是全球金礦的主要資源來源，隨著近年來對這些金礦床類型典型礦床的解析研究，取得了大量的研究進展，并不斷的完善各類金礦成礦理論。文中幾類主要熱液金礦床類型是地質(zhì)學(xué)家較為認可，且對其地質(zhì)特征、成礦作用過程以及找礦勘探方法的研究較為成熟，如淺成低溫?zé)嵋盒?、斑巖型、卡林型、與侵入巖有關(guān)的金礦和造山型等?？偨Y(jié)了各類熱液型金礦的類型及特征，并大致了解其研究進展。

熱液金礦類型特征研究進展

熱液金礦是通過含金熱液流體作用而后形成的礦床類型，可以在不同構(gòu)造背景下，通過不同組成、不同來源的熱液活動形成。

熱液金礦的金儲量占全球金儲量的80%左右，這些熱液金礦中世界級的金礦多數(shù)與晚太古代或者中－新生代的大陸生長事件有關(guān)（包括造山作用期和地殼形成期）（Groves et al.,2005），因為大陸快速生長期是巖漿活動和構(gòu)造作用相對比較強烈的時期，這樣的構(gòu)造背景有利于成礦流體的形成，如31～25億年期間是全球大量克拉通形成的早期階段，大陸克拉通在擠壓作用下通過大量花崗巖的侵位穩(wěn)定化，此時主要的縫合帶變成了熱液流體聚集和流動的場所，這些熱液流體主要來源于交代液化作用或者晚期造山作用。這導(dǎo)致了大量造山型金礦化的發(fā)生，這種金礦化是世界范圍內(nèi)晚太古代花崗巖－綠巖地體的主要特征，包括西澳大利亞Kalgoorlie地區(qū)的Golden.Mile礦、津巴布韋的Freda－Rebecca礦，以及Barberton綠巖帶中的Sheba－Fairview礦。顯生宙的大部分時間是以反映威爾遜旋回的地質(zhì)過程為特征的，即在早古生代時岡瓦納的合并以及早中生代Pangean超大陸的合并形成，以及之后Pangean超大陸的裂解，例如始新世（40 Ma）、中新世（10 Ma）超大陸裂解期，熱液疊加、盆地發(fā)育以及山脈擴張導(dǎo)致了內(nèi)華達東北部大量卡林型金礦的形成，而強烈火山活動導(dǎo)致了區(qū)內(nèi)大量淺成熱液型Au-Ag礦的形成，另外在環(huán)太平洋區(qū)域的西部，洋洋碰撞開始不久就有大量偏鎂鐵質(zhì)的鈣堿性巖漿活動，這些巖漿作用導(dǎo)致了大量斑巖型Cu-Au礦和淺成低溫?zé)嵋盒虯u-Ag礦的形成。

熱液型金礦的分類比較復(fù)雜，因為金的成礦作用是一個復(fù)雜的地質(zhì)作用過程，而各礦床的地質(zhì)特征千差萬別。成礦物質(zhì)來源、成礦構(gòu)造環(huán)境、成礦溫度或深度曾被作為熱液金礦劃分的主要依據(jù)，但是由于金礦成礦構(gòu)造環(huán)境多樣、成礦物質(zhì)常具有多源性，而成礦溫度和深度的變化范圍較大，這導(dǎo)致到目前為止還無較完善的熱液金礦分類。就目前的研究來看，常見的熱液型金礦類型有(圖1)：淺成低溫?zé)嵋盒?、斑巖型、卡林型、與侵入巖有關(guān)的金礦和造山型，本文主要總結(jié)以上幾類金礦的地質(zhì)特征及其研究進展。

圖1 常見金礦床的產(chǎn)出地質(zhì)背景(Groves et al.,2005)

1 淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V

淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V的成礦深度通常在＜1.5 km的范圍內(nèi)；金礦床形成于低溫（＜300°C）、低壓（10～50 MPa）條件下，成礦流體低鹽度，以大氣水為主，少量巖漿水（Cooke et al.,2000），熱液活動主要發(fā)生在火山-淺成巖體系統(tǒng)淺部。根據(jù)蝕變特征將淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V劃分為低硫型和高硫型，其中低硫型以冰長石-絹云母化為特征，而低硫化型以石英-明礬石化為特征。

以陸相火山巖-次火山巖為主，高硫型和低硫型淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V中均發(fā)育硅化、黃鐵礦化、絹云母化和綠泥石化，但低硫型以發(fā)育冰長石-絹云母化為特征，低硫化型以發(fā)育石英、明礬石以及高嶺石為特征礦物的高級泥化為特征。金礦化主要受與火山作用有關(guān)的構(gòu)造控制，尤其是受古火山口或破火山機構(gòu)的控制。礦體通常以脈狀和浸染狀為主，另有細脈狀、網(wǎng)脈狀和角礫狀。淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V的成礦流體鹽度較低（＜3%），流體成分變化范圍大，離子成分以Na+、Cl-為主，氣相以CO2為主，另有少量H2S、SO2。δ18O值較低，多為負值，與流體來源有關(guān)。因為大氣降水的δ18O值通常為負值。大氣降水成因的循環(huán)地下水為主（地?zé)崃黧w），另有少量為地下深部侵入體釋放的巖漿水。參與淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V的地下水通常受深部巖漿房熱源的驅(qū)動在地下循環(huán)，因此淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V化淺部區(qū)域，通常會形成熱泉，并伴有熱泉型沉積物（層狀石英、玉髓、重晶石等）。Harris et al.(2009)在西澳發(fā)現(xiàn)的古太代（34.7億年）熱泉沉積物表明，形成淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V的熱液過程從古太古代時就已經(jīng)開始，但是由于熱泉型沉積以及通常與其伴生的淺成低溫?zé)嵋盒偷V化形成于地殼淺部，在地殼早期演化歷史時期形成的熱泉沉積物和淺成低溫?zé)嵋盒偷V床很難保存下來，目前淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V的分布只顯示了地質(zhì)構(gòu)造過程中礦床保存的結(jié)果，同時該研究成果說明淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V找礦的潛力。

目前已發(fā)現(xiàn)的淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V床主要位于火山-島弧環(huán)境或古大陸邊緣環(huán)境(圖1)。從世界范圍看可分為3個巨型成礦域：

⑴環(huán)太平洋成礦域。如美國的Red Mountain、San Juan,墨西哥的Pachuca，新西蘭的ladolam金礦，日本的菱刈（Kishikari）金礦，菲律賓的Labab金礦，以及中國東部的多個淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V（毛景文等, 2003）；該成礦帶成礦時間集中在晚白堊世中期-古近紀，其中東帶（美洲）金礦化開始于晚白堊世中期，晚白堊世末期最為強烈，結(jié)束于中新世。古近紀以前形成了少數(shù)超大型金礦（如美國的Comstock、墨西哥的Guanajuato金銀礦床），眾多大型、超大型金礦形成于中新世，如美國的Cripple Creek和Goldfield；西帶（亞洲）的外帶，礦化作用受到中生代（晚侏羅世-白堊紀）火山作用控制，而內(nèi)帶金礦大多數(shù)與古近紀火山作用有關(guān)。

⑵地中海-喜馬拉雅成礦域。羅馬尼亞阿普塞尼山脈金礦、西班牙羅達爾基拉爾金礦，主要形成于晚白堊世-古近紀，我國藏南地區(qū)藏南拆離體系中的多個淺成低溫?zé)嵋盒虯u、Sb金礦形成于中新世（18～14Ma，Yang et al.,2009）。

⑶古亞洲洋成礦域。俄羅斯的巴列依金礦、達拉松金礦、烏茲別克斯坦的考齊布拉克金礦（Plotinskaya et al.,2006）、我國的阿希金礦等，該成礦域的成礦時限最寬，西部的中亞地區(qū)，成礦時代為古生代，如新疆西天山的阿希金礦，成礦時代為約300 Ma（黃鐵礦Re-Os等時線年齡，An and Zhu,待刊）；東部由于受太平洋板塊俯沖作用和鄂霍茨克海關(guān)閉事件的影響，成礦時代可以延伸到中生代（古利庫金礦）乃至古近紀（巴列依金礦），俄羅斯東北部淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V的成礦時代集中在晚侏羅世、早白堊世和古近紀。

1.1 低硫型淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V

位于環(huán)太平洋成礦帶的日本菱刈金礦是一個典型的大型低硫型淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V，已探明金儲量約為250 t，其賦礦圍巖為更新世早期形成的安山巖和英安巖，圍巖中具有明顯的蝕變分帶，由中心向外側(cè)分布石英-絹云母化帶、蒙脫石化帶和綠泥石化帶。礦體主要呈脈狀，其中上部為細脈狀，而下部為粗大的脈體，局部見角礫狀礦體。礦體受破火山口內(nèi)北東向斷裂帶所控制。礦體中主要脈石礦物組合為石英-冰長石-少量粘土礦物，其中冰長石和石英密切共生，且長呈片狀產(chǎn)出。粘土礦物主要為蒙脫石，少量絹云母、綠泥石和高嶺石。主要礦石礦物組合為銀金礦-硒銀礦-輝硒銀礦-深紅銀礦-銀黝銅礦（Hosono and Nakano,2004）。

該礦成礦溫度為100～260℃，成礦深度為450～850 m，其成礦流體以大氣降水為主，鹽度為0.6～1.1wt%。Izawa et al.(1990)認為片狀石英和冰長石的出現(xiàn)以及流體包裹體特點都顯示了在菱刈地區(qū)金礦化過程中普遍發(fā)生了沸騰作用，而成礦流體的沸騰是導(dǎo)致流體中金沉淀的主要原因。

1.2 高硫型淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V

智利和阿根廷接壤地區(qū)的巨型Pascua Au-Ag-Cu礦是一個典型的高硫型淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V。圍巖主要為三疊紀花崗巖和不同巖相的中新世角礫巖筒，花崗巖中賦存了將近80%的礦化，但是花崗巖與礦化熱液沒有關(guān)系。熱液蝕變依次為高級泥化、中級泥化、硅化、多孔狀硅化以及深成黃鐵鉀礬化階段。Au-Ag-Cu礦化主要發(fā)生在中級泥化的晚期，形成自然金、黃鐵礦和硫砷銅礦，黃鐵礦和硫砷銅礦的礦物結(jié)構(gòu)中常含Au。該礦礦體主要為熱液角礫巖型礦石（Bissig et al.,2002）。

1.3 研究進展

近年來淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V中的熱液角礫巖型礦體逐漸引起了地質(zhì)學(xué)家的關(guān)注，大量對淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V的研究發(fā)現(xiàn)大部分淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V床中均產(chǎn)角礫巖型礦體（如阿根廷和智利接壤處的El Indio-Pascua高硫型淺成低溫Au-Ag-Cu礦帶，Bissig et al.,2002;印度尼西亞加里曼丹地區(qū)Kelian低硫型淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V，Davies et al.,2008a）。熱液角礫巖是指由于熱液的驅(qū)動力或者熱液發(fā)生二次沸騰過程中產(chǎn)生的爆破作用導(dǎo)致原巖破碎成角礫狀，原巖角礫被從熱液中結(jié)晶出來的礦物膠結(jié)形成的巖石。形成熱液角礫的驅(qū)動力主要來自于熱液的流動或者爆破作用，膠結(jié)物通常為熱液礦物。熱液角礫巖中的角礫顆粒支撐比較常見，角礫棱角分明，無定向。

印度尼西亞加里曼丹地區(qū)Kelian淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V，該礦礦體由熱液角礫巖、熱液脈以及浸染狀礦體組成，圍巖主要為長英質(zhì)的火山碎屑巖。熱液角礫巖中的角礫主要為多源碎屑巖、單礦物碎屑、長英質(zhì)火山碎屑巖角礫和少量含碳質(zhì)泥巖角礫，膠結(jié)物主要為金屬硫化物和熱液碳酸鹽（Davies et al., 2008a）。Davies et al.(2008b)通過對礦區(qū)火山以及熱液角礫巖的研究認為，Kelian礦區(qū)的火山噴發(fā)口火山角礫巖的形成是淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V化的前奏，而火山口含碳質(zhì)基質(zhì)的火山角礫巖起著隔水層的作用，將成礦流體聚集于火山口附近，為淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V化以及熱液角礫巖型礦體的形成提供便利。該礦成礦流體為中等鹽度（～4～6wt%），是低鹽度地?zé)崴透啕}度巖漿水混合的結(jié)果，成礦流體演化過程中發(fā)生多次沸騰導(dǎo)致金礦化發(fā)生和含礦熱液角礫巖的形成（Davies et al.,2008a）。

2 斑巖型Cu-Au礦

礦石中Au含量超過0.4 g∕t（Sillitoe,1979）或者全巖Cu∕Au原子數(shù)比小于40 000（Kesler et al.,2002）的斑巖銅礦可稱為富金型斑巖銅礦，該類礦床可進一步劃分為斑巖型Cu-Au、Au-Cu和Au礦（Sillitoe, 1979）。目前世界上已發(fā)現(xiàn)最大的富金斑巖型銅礦是印度尼西亞的Grasberg Cu-Au礦，其Au儲量超過2 500 t，其次是烏茲別克斯坦的Almalyk斑巖Cu-Au礦，Au儲量約為2 200 t。

2.1 含礦斑巖特征

含礦斑巖體主要分布于板塊匯聚邊緣與俯沖作用有關(guān)的火山-巖漿弧中（圖1），是在區(qū)域擠壓背景下侵位形成的（Sillitoe,2000），也有部分產(chǎn)于陸緣弧后背景（如美國的Bingham）。富金斑巖型銅礦的含礦斑巖通常侵位于地殼淺部1～2 km，其中斑晶含量達30%～70%，基質(zhì)主要呈隱晶質(zhì)。從下到上分為六個熱液蝕變帶(圖2a)（Stillitoe,2000）：

⑴Ca-Na硅酸鹽蝕變：主要呈細脈形式產(chǎn)出，蝕變礦物組合為陽起石+鈉長石+磁鐵礦。該蝕變帶表現(xiàn)為貧硫的特征，常被稍晚的鉀化蝕變疊加而很難識別，如包古圖斑巖型Cu-Au礦（Cooke et al., 2005）。

⑵鉀化帶：以發(fā)育交代和細網(wǎng)脈狀的黑云母為主要特征，主要礦物組合為黑云母+鉀長石±陽起石±綠泥石±碳酸鹽。其中黑云母通常是富Mg的，磁鐵礦的體積比達3%～10%，以磁鐵礦或者石英-磁鐵礦細脈、團塊狀和浸染狀形式出現(xiàn)，金屬硫化物組合為斑銅礦+黃銅礦+黃鐵礦。

⑶中級泥化：疊加于鉀化帶之上，常很難識別，礦物組合為絹云母+伊利石+綠泥石+方解石+蒙脫石，金屬硫化物以黃鐵礦為主，少量黃銅礦。

⑷絹云母化：疊加于鉀化和中級泥化之上，一般不易識別。主要礦物組合為石英+絹云母+黃鐵礦，金屬硫化物以黃鐵礦為主。

⑸高級泥化：常發(fā)育于斑巖礦體頂部的火山巖中，可能會伴隨形成高硫型淺成低溫?zé)嵋盒虲u-Au礦化，礦物組合為蛋白石+石英+明礬石+葉臘石+水鋁石+地開石+高嶺石，少量黃鐵礦。

⑹青磐巖化：主要呈浸染狀發(fā)育于圍巖中，形成綠泥石+綠簾石+黝簾石+碳酸鹽，內(nèi)部發(fā)育少量黃鐵礦，向外黃鐵礦逐漸減少。

圖2 富金斑巖銅礦的熱液蝕變分帶及其與金、銅礦化、金屬礦物組合之間的空間關(guān)系（以澳大利亞Ridgeway Au-Cu礦為例，據(jù)Wilson et al.,2003）

斑銅礦中Au的含量通常是黃鐵礦的20～100倍，同時斑銅礦和黃鐵礦中的Au含量隨著溫度降低而逐漸降低，溫度從700℃降低到400℃，斑銅礦中的Au含量從1 280～8 200 ppm降低到13～80 ppm，而黃銅礦從100～125 ppm降低到2～4 ppm，由此說明鉀化過程中成礦流體的溫度越高，形成的斑銅礦越多，Au礦化程度越強（Simon et al.,2000）。

2.2 富金斑巖礦床的成礦物質(zhì)來源

成礦物質(zhì)來源主要根據(jù)與成礦作用密切相關(guān)的巖漿來源進行確定。目前已識別出的有利于富金斑巖礦床形成的巖漿組合主要為埃達克質(zhì)巖漿（e.g. Defant and Drummond,1990;Sajona and Maury,1998;張連昌等,2004;李金祥等,2006）和弧堿性巖漿（e.g. Zhao et al.,2003;Wilson et al.,2003）。埃達克質(zhì)巖漿高含水量、高氧逸度以及富硫的特征為富金斑巖銅礦的形成提供了有利條件（Oyarzun et al.,2001；唐功建等,2009）。

2.3 研究進展

富金斑巖銅礦作為斑巖銅礦床的一類，自上世紀發(fā)現(xiàn)以來逐漸引起了人們的重視。近年來取得的主要研究進展包括：

⑴富金斑巖銅礦在全世界范圍內(nèi)大量發(fā)現(xiàn)，且部分礦床金儲量巨大（如Grasberg斑巖Cu-Au礦的金儲量為2 560 t）；

⑵絕大多數(shù)富金斑巖型礦床形成于新生代和中生代，以第三紀最為普遍；

⑶附近斑巖銅礦不僅發(fā)育、匯聚板塊邊緣環(huán)境，在大陸碰撞甚至陸內(nèi)環(huán)境也大量存在；

⑷含礦斑巖主要為鈣堿性巖漿系列，但部分礦床與高鉀鈣堿性巖漿密切相關(guān)；

⑸富金斑巖礦床金的富集與大地構(gòu)造背景、成礦時代、含礦斑巖性質(zhì)、圍巖性質(zhì)、蝕變和礦化類型等因素關(guān)系不大，而主要受地幔巖漿過程、巖漿-熱液過程及熱液過程控制。在地幔巖漿演化過程中無硫化物熔體的分離、無磁黃鐵礦、含鈦磁鐵礦等礦物的分離結(jié)晶有利于Au在地幔巖漿中的富集（Simon et al.,2008）。巖漿熱液從巖漿中分異出來的過程稱為巖漿-熱液過程，而該過程的金屬從巖漿進入流體的比例影響著礦床的形成。Hedenquist and Lowenstern(1994)認為金屬從巖漿向流體的聚集通過巖漿揮發(fā)份的出溶來實現(xiàn)，從熔體中分凝出的揮發(fā)份，由于比周圍熔體和晶體密度小，可以從熔體中吸取成礦元素（Candela,1997），通常巖漿減壓與結(jié)晶會導(dǎo)致巖漿揮發(fā)份達飽和，并從熔體中溶出高鹽度巖漿流體（Harris et al.,2003）。熱液過程控制著Au的有效沉淀，通常流體二次沸騰、流體混合以及水巖作用所引起的物化條件變化是導(dǎo)致金沉淀的主要機制（e.g., Williams-Jones and Heinrich,2005）。斑巖型礦床通常和淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V伴生，斑巖體系演化晚期從熔體中出溶的巖漿揮發(fā)份組成了高硫化型淺成低溫?zé)嵋航鸬V的成礦流體，成礦流體沿著早期斑巖Cu-Au礦化過程中形成的石英-絹云母-黃鐵礦脈向上運移，并在有利區(qū)域成礦（Pudack et al.,2009）。

3 卡林型

卡林型金礦是20世紀60年代初期在美國西部內(nèi)華達州的卡林鎮(zhèn)被發(fā)現(xiàn)而得名，是一種主要產(chǎn)于碳酸鹽巖建造中的微細浸染型金礦床。該類型金礦具有品位低，規(guī)模大、礦體與圍巖界限不明顯，金主要呈顯微-次顯微形式分散產(chǎn)出的特征。

幾乎所有的卡林型金礦區(qū)內(nèi)或者其附近都存在以巖墻或者巖脈形式產(chǎn)出的長英質(zhì)侵入巖，為花崗閃長質(zhì)到花崗質(zhì)成分，一些學(xué)者認為這些淺成侵入巖可能為卡林型金礦提供成礦熱液（e.g.,Sillitoe, 1989）。含礦圍巖主要為海相沉積巖，巖性為碳酸鹽巖夾泥砂巖或者粉砂巖、泥巖。成礦作用明顯受構(gòu)造控制，通常位于斷裂帶、不整合面或者兩套差別較大的巖性接觸面，因此該類型礦床的礦體通常呈不規(guī)則的似層狀、透鏡狀，且礦體和圍巖界限不清楚?？中徒鸬V的圍巖蝕變包括去碳酸鹽化、硅化、泥化、硫化物化和重晶石化。蝕變作用發(fā)生順序通常為：去碳酸鹽化、硅化和泥化，這種情況在美國西部卡林型金礦區(qū)非常明顯。

卡林型金礦熱液成礦期主要由4個熱液演化階段組成，依次形成黃鐵礦-毒砂、金-砷黃鐵礦-黃鐵礦-毒砂、毒砂-雄黃-雌黃、輝銻礦礦物組合，在相對還原和低硫逸度條件下會有自然砷形成。金的賦存狀態(tài)為微細浸染型，金顆粒非常細小，呈顯微和亞顯微級。金主要以固熔體形式存在于黃鐵礦和毒砂的晶格中，近幾年的研究也發(fā)現(xiàn)，Au-Cu組合以Au3++ Cu+?2Fe2+的形式替代黃鐵礦中的Fe（Chouinard et al.,2005b）。成礦流體是高度演化的大氣水和巖漿水的混合流體，鹽度相對較低（1～7 wt.%NaCl），成礦溫度為180～245℃。

卡林型金礦主要產(chǎn)于裂谷、弧后盆地等拉張構(gòu)造環(huán)境中（圖1），如太平洋東岸的卡林型金礦位于美國西部新生代的弧后伸展區(qū)；我國滇黔桂金三角區(qū)的卡林型金礦位于揚子板塊西南緣的晚古生代右江裂谷帶中；而川甘陜金三角區(qū)的卡林型金礦與揚子板塊西北緣古生代秦嶺陸間裂谷活動有關(guān)。

卡林型金礦以其中金呈顯微金產(chǎn)出為特征，大量研究表明黃鐵礦是主要的載金礦物（e.g.Wells and Mullens,1973;Arehart,1996），特別是含砷黃鐵礦，因此近幾年對于卡林型金礦的研究主要集中于含砷黃鐵礦中金的存在形式（e.g.,Simon et al.,1999a, 1999b），并帶動了對其他類型金礦床中含砷黃鐵礦以及毒砂的研究（e.g.,Zacharias et al.,2004;Chouinard et al.,2005）。Simon et al.(1999a)對Twin Creeks卡林型金礦中含Au砷黃鐵礦進行了分析，發(fā)現(xiàn)其中的Au以Au0和Au1的形式存在，而As以As-的形式存在。Au0通常以顯微包體的形式產(chǎn)出，而Au+存在于砷黃鐵礦的晶格中；As-通常以0.1納米級隨機呈層狀存在于黃鐵礦結(jié)構(gòu)，黃鐵礦中的As可以大大增加砷黃鐵礦中表面吸附金絡(luò)合物的能力。進一步研究表明Au0主要產(chǎn)于相對較粗粒的含砷黃鐵礦中，而Au+主要存在于細粒含砷黃鐵礦中，含砷黃鐵礦中As與Au含量具有很好的相關(guān)性，其中Au0可以直接從流體中沉淀下來，而Au+是含砷黃鐵礦從流體中吸附的結(jié)果，還原性硫活度降低是導(dǎo)致金沉淀的主要原因（Simon et al.,1999b）。東歐波西米亞地塊的Roudny金礦中主要的礦石礦物為黃鐵礦-毒砂，對該礦中黃鐵礦的微量元素研究表明，不含As或含少量As的黃鐵礦不含Au，而富砷黃鐵礦（As＞1.00 wt.%）中Au含礦高達20 ppm，大多富As含金黃鐵礦都極其虧損Fe，且Fe虧損程度和Au富集程度正相關(guān)，可能說明As除了替代S外，在一定程度上可以替代Fe，相對于卡林型金礦中的含砷黃鐵礦，該礦中含砷黃鐵礦的As和Au具有正相關(guān)性，但是Fe不虧損（Zacharias et al.,2004）。通過對Pascua高硫化型Au-Ag-Cu礦主成礦階段黃鐵礦中Au和其他微量元素的分布特征分析發(fā)現(xiàn)，黃鐵礦中As-Ag和Au-Cu組合替代了Fe，以如下方式As3++Ag+?2Fe2+,Au3++Cu+?2Fe2+。Au3+進入黃鐵礦常伴隨異常氧化條件（Chouinard et al., 2005）。

4 造山型金礦

長期以來，人們一直把那些產(chǎn)于變質(zhì)地體中，受構(gòu)造控制的脈狀金礦床稱為“中溫?zé)嵋航鸬V床”，該類型金礦是最重要的金礦類型之一，大多數(shù)大型和超大型金礦床屬于此類型。國內(nèi)外諸多學(xué)者為此類金礦冠以多種不同的術(shù)語，如綠巖型金礦、破碎帶蝕變巖型金礦、石英脈型金礦等，甚至以含礦圍巖命名，如蝕變砂巖型金礦、濁積巖型金礦、變質(zhì)沉積巖型金礦、蝕變超基性巖型金礦等，隨著大地構(gòu)造成礦理論的研究不斷發(fā)展，人們逐漸認識到中溫?zé)嵋盒?、濁積巖型、綠巖型金礦等這類金礦具有相似的地質(zhì)-地球化學(xué)特征，并且都與造山作用有關(guān)，這類金礦有很寬的成礦深度范圍（2～20 km），因此，Groves et al. (1998)建議將該類金礦床命名為“造山型金礦床”。根據(jù)成礦地質(zhì)背景的造山型金礦是指“產(chǎn)于各個時代變質(zhì)地體中，在時間和空間上與增生構(gòu)造或碰撞造山帶有關(guān)的脈型金礦床系列”(圖1，Groves et al., 1998)。造山型金礦具有如下特征：

⑴富金成礦省與增生造山過程密切相關(guān)，富金成礦省主要形成于外匯聚超大陸旋回或內(nèi)匯聚超大陸聚合旋回外緣地區(qū)，許多金成礦省位于重要跨巖石圈構(gòu)造附近或復(fù)雜變質(zhì)火山-深成巖體或沉積地體的邊界附近；

⑵在增生造山帶較長的造山期內(nèi)，成礦作用同步或滯后于峰期變質(zhì)作用和構(gòu)造作用晚期，礦化發(fā)生在晚變質(zhì)變形期；

⑶分布于大型復(fù)雜地質(zhì)構(gòu)造帶內(nèi)，該帶具有巖性、應(yīng)變、變質(zhì)級等方面的陡變特征，代表著造山環(huán)境；

⑷產(chǎn)于變質(zhì)程度較低的綠片巖相變質(zhì)地體中，典型蝕變礦物組合為石英-碳酸鹽-云母-綠泥石-黃鐵礦等，主要圍巖蝕變?yōu)榻佋颇富?、硅化和碳酸鹽化；

⑸礦床受構(gòu)造控制明顯，通常位于一級深大斷裂帶附近，主要產(chǎn)在二級及更低級的構(gòu)造系統(tǒng)中，金礦化常產(chǎn)于脆-韌性轉(zhuǎn)換部位，成礦流體中金的沉淀主要由壓力降低引起（降低～200 MPa，Louch and Mavrogenes,1999）；

⑹具有特征的金屬及微量元素組合，與區(qū)域背景值相比，Au、Ag、As、Sb、Te等元素強烈富集；

⑺成礦流體為中低溫（100～400℃）、低鹽度(3～10 wt.%NaCl)、富CO2（XCO2＞5%）的流體(Ridley and Diamond,2000)；造山型金礦這種富CO2、低鹽度成礦流體的可能來源包括：巖漿水（e.g.,Burrows and Spooner,1987;Jiang et al.,1999），變質(zhì)水（e.g.,Kerrich and Fyfe,1981;Goldfarb et al.,1988），地幔排氣或地幔流體參與（Newton et al.,1980;Groves et al., 1998）、或巖漿水、變質(zhì)水、大氣水和地幔流體的混合（Ridley and Diamond,2000）。造山型金礦包括產(chǎn)于古老克拉通和顯生宙造山帶中兩類：古老克拉通中的造山型金礦賦存于太古宙綠巖帶中，產(chǎn)在綠片巖相到角閃巖相變質(zhì)的韌性剪切帶中，成礦作用與韌性剪切帶的演化及變質(zhì)流體沿著剪切帶遷移時的物理-化學(xué)條件關(guān)系密切，金礦具有與變質(zhì)相同的形成過程，這類金礦以澳大利亞Yilgarn地體中的Gold Mine、津巴布韋的Freda-Rebecca和我國華北的金廠峪等金礦為代表；顯生宙造山帶中的金礦主要形成于顯生宙期間的造山作用過程，成礦作用主要受造山帶中的剪切帶控制（Groves et al.,1998;朱永峰，2004），金礦成礦作用與花崗巖巖漿侵位同期的韌性切帶的演化密切相關(guān)，礦體主要賦存于變質(zhì)巖或者糜棱巖化的花崗巖中，如中亞造山帶中的Muruntau（烏茲別克斯坦，Drew et al.,1996）、Jilau(塔吉克斯坦，Cole et al.,2000)和我國境內(nèi)的天格爾-望峰金礦（Zhu et al.,2007）。

華北克拉通綠巖帶中的金廠峪金礦，主要賦存于太古宙遷西群金廠峪組的低角閃巖相變質(zhì)巖中，礦化主要受NNE向韌性剪切帶控制，成礦時代為22億年?，成礦作用發(fā)生于華北地臺克拉通結(jié)晶基底形成階段。如我國西秦嶺地區(qū)的一系列造山型金礦床，礦化年齡集中與214～168 Ma，略晚于西秦嶺地區(qū)印支-燕山期的陸-陸碰撞造山作用，該礦成礦流體為巖漿水、變質(zhì)水和大氣降水的混合①。賦存于我國西天山天格爾剪切帶中的天格爾金礦也一個典型的造山型金礦，礦床產(chǎn)于糜綾巖化的花崗巖中，糜棱巖化花崗巖的形成時代為～224 Ma，其形成時代對應(yīng)天格爾剪切帶韌性剪切過程晚期，而含金礦石中絹云母的Ar-Ar年齡為220～223 Ma，可能說明該礦成礦作用發(fā)生在剪切帶韌性剪切時期，同時該礦石英H-O同位素組成表明，該礦成礦流體中無巖漿水參與（Zhu et al.,2007）。

5 與侵入巖有關(guān)的金礦

與侵入巖有關(guān)的金礦體系是指在成因和空間上與侵入巖有密切聯(lián)系的金礦床（Lang et al.,2000），礦體呈脈狀或浸染狀產(chǎn)于巖體內(nèi)部或圍巖中。與侵入巖有關(guān)的金礦床在世界上分布廣泛，主要集中在地中海-中亞成礦帶（域）和環(huán)太平洋成礦帶（域）。與侵入巖有關(guān)的金礦體系的主要特點：

⑴大地構(gòu)造位置為遠離匯聚板塊邊緣的克拉通邊緣環(huán)境（圖1），在時空上與中等還原（含磁黃鐵礦和鈦鐵礦）的堿性、偏鋁鈣堿性和過鋁成分的侵入巖有關(guān)（圖3）；

⑵主要形成于顯生宙，尤其是海西期和燕山期形成的侵入巖是與侵入巖金礦床有關(guān)的最佳侵入巖；

⑶成礦流體是富碳的熱流體；

⑷成礦元素組合是Au與Bi、As、Te、Sb和Mo等；

⑸硫化物含量較低，一般低于5%，顯示還原性質(zhì)的礦石礦物組合，特征的礦物組合是毒砂和磁黃鐵礦，缺失磁鐵礦和赤鐵礦；

⑹除了淺成條件下形成的金礦床，該金礦體系的熱液蝕變較弱，常見蝕變產(chǎn)物是白云母-絹云母-綠泥石-碳酸鹽；

圖3 與侵入巖有關(guān)金礦的成礦模式及成礦元素分帶性（據(jù)Lang et al.,2000）

⑹成礦流體主要為從侵入巖中分異出來的巖漿水，淺部由高溫（＞350℃）、不混容的高鹽度流體（鹽度＞30 wt%）和低鹽度含CO2流體組成，而深部流體主要為低鹽度的富CO2流體，Baker（2002）認為在地殼深部的高壓環(huán)境中，長英質(zhì)巖漿中首先出溶的是以CO2為主的蒸汽相，而氯只有在淺部環(huán)境中才能出溶。

5.1 Timbarra金礦

Timbarra金礦位于澳大利亞新南威爾士新英格蘭褶皺帶南部，代表了一種具有經(jīng)濟意義和有特色的與侵入巖有關(guān)的金礦床。金礦化產(chǎn)于含磁鐵礦-鈦鐵礦的花崗巖中，指示了巖體的中等還原條件。該礦中金主要以浸染狀產(chǎn)出，浸染狀礦石由含金白云母-綠泥石-碳酸鹽蝕變和以充填花崗巖中晶洞的形式產(chǎn)出，而受構(gòu)造控制的礦體僅占總礦體含量的5%。但是不管是哪種礦化類型，他們具有相同的成礦演化特征。石英、條紋鉀長石、少量黑云母和鈉長石是含量最高最早形成的礦物。接下來形成的礦物是毒砂-黃鐵礦-螢石和輝鉬礦；最晚期形成的是白云母、綠泥石、金、方解石、銀鉍碲化物、鉛鉍碲化物和少量方鉛礦和黃銅礦。金礦石中硫化物的含量相對較低（≤1%）。礦石中的金通常在＜1～50 μm之間，但也有少量金顆粒粒度＞1 mm。該礦中等氧化程度的I型圍巖花崗巖、低硫化物含量、Au-Bi-Ag-Te礦化、白云母-綠泥石-碳酸鹽蝕變組合、低鹽度成礦流體以及含碳流體說明該礦屬于與侵入巖有關(guān)的金礦。但是Timbarra金礦與其他與侵入巖有關(guān)的金礦的主要區(qū)別是該礦金礦化呈浸染狀（Mustard et al., 2006）。

5.2 造山型金礦和斑巖礦床的區(qū)別

Groves et al.(2005)指出，大多數(shù)造山型金礦床在時空上總是與花崗質(zhì)巖漿活動相伴，因此，并不能把金礦床與大規(guī)模的花崗質(zhì)巖漿時空伴生作為辨別與侵入巖有關(guān)金礦的標準，相比之下，造山型金礦成礦作用不一定與花崗質(zhì)巖漿活動有關(guān)，但是花崗質(zhì)巖漿活動是侵入巖有關(guān)的金礦成礦作用發(fā)生的必須條件。另外，造山型金礦和與侵入巖有關(guān)的金礦產(chǎn)于不同的構(gòu)造環(huán)境中。與斑巖型礦床相比，與侵入巖有關(guān)的金礦除了產(chǎn)出環(huán)境不同，最大的區(qū)別在于它們不同的成礦流體特征，斑巖型礦床的成礦流體主要為高鹽度（鹽度＞30 wt%）的巖漿水，且無明顯富集CO2的特征。

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收稿：2015-03-10

DOI∶10.16206∕j.cnki.65-1136∕tg.2015.01.012