成矿环境及成矿物质来源

（一）成矿环境

与火山作用有关的块状硫化物矿床的成矿环境一直是矿床成因认识中关注的问题之一，地质历史上形成的块状硫化物矿床基本的认识是，太古宙的矿床形成环境还不十分清楚，趋向认为形成于古老地壳拉张作用活动的地区（Sangster，1980），黑矿形成于岛弧环境，塞浦路斯型矿床形成于大洋环境（Franklin et al，1981）。深入研究后认为块状硫化物矿床主要形成于板块边缘，多数矿床形成时应处于一种张性应力状态的环境，这种环境多伴随着高渗透性的断裂带，为成矿流体循环提供了一种适宜的空间位置（Krvtsov，1987），地质历史上保存下来的塞浦路斯型矿床往往是弧后盆地扩张环境的产物，真正的大洋都已消失殆尽（Wilson，1989），而黑矿所在的岛弧背景主要是一种岛弧裂谷的环境，是岛弧裂解向形成弧后盆地过程中的产物。现代海底调查结果似乎显出块状硫化物矿床形成的环境非常广泛，Hezig et al（1995）将其划分为大洋中脊（太平洋21°N附近矿床）、洋内弧后（Mariana海槽矿床）、陆内弧后（Okinawa海槽矿床）和陆内裂谷（红海海渊矿床）等四种环境。Mitchell and Garson（1976）对块状硫化物矿床成矿环境的基本概括（见图2-3），反映了对块状硫化物矿床成矿环境的认识。

这一认识基础是，火山样式的差别是由地壳中大规模构造演化引起的，三种矿石类型在整个地质时代中和造山发展过程中既是典型矿床的成矿特征，又可作为示踪其指示环境变化的重要标志。

最近，Schandl and Gorton（2002）撰文讨论了高场强元素对VMS矿床构造背景的判别，利用Th/Ta、Th/Hf、Th/Yb和Ta/Yb比率可帮助确定成矿的火山作用是发生于洋弧、活动大陆边缘还是板内火山岩带的构造环境。由于火山作用块状硫化物矿床生成于广泛的构造环境，可以是岛弧、弧后、发生裂谷的岛弧、蛇绿岩环境和大洋裂谷环境等。对太古宙和太古宙以后古VMS矿床成矿构造环境的实际判别方法是区域成矿研究十分关注的问题。不相容元素和稀土元素的地球化学特征可以示踪VMS矿床形成的构造环境，例如岛弧环境的黑矿和San Nicolas的流纹岩，与非岛弧裂谷环境形成的Kidd Creek流纹岩相比，Th/Ta、Th/Nb和La/Yb比率明显要高。火山岩的La/Yb比率认为可以反映结晶分离的程度和岩浆源的深度，因为高压条件下残留的石榴子石将会降低熔融体中HREE的含量，导致陡倾的REE模式，而Th/Ta比率则认为可以示踪消减板片加入岩浆形成的状况（Pearce and Peate，1995），以及消减沉积岩石的再循环（Hawkesworth et al，1997）或弧形成过程中地壳硅铝质组分加入的情况。Th/Ta比率低的范围（2～6）为板内火山带的特点，活动大陆边缘升高（Th/Ta=6～20），洋弧最高（Th/Ta=20～75）。

图2-3 火山作用有关块状硫化物矿床成矿构造环境示意图

Gorton and Schandl（2000）的Th/Yb-Ta/Yb图解（图2-4）判别认为中生代日本黑矿主要落入活动大陆边缘（ACM）环境，加拿大地盾大部分太古宙的铜-锌型矿床，以诺兰达（Norandda）为代表主要落入板内环境。

加拿大地盾诺兰达（Norandda）火山杂岩由7～9km的双峰式火山岩堆积组成（Gelinas et al，1984），火山杂岩核部存在复合相的同火山侵入体，已发现有19个块状硫化物矿床，矿床形成于15km×20km大的陷落火山口内，在26979～269797Ma有限时段内发育有5次流纹岩旋回，其流纹岩地球化学数据显示与其他太古宙VMS矿床类似，主要表现为较低的Th/Ta比率（22～51）。值得指出的是，位于诺兰达（Norandda）西约200km的KiddCreekVMS矿床，含矿的流纹岩流和角砾岩位于科马提岩和玄武质科马提岩流的顶部，调查研究认为科马提岩-流纹岩火山作用是地幔柱派生裂谷和古老弧组合在缓慢扩张裂谷盆地过程中部分熔融的产物（Bleekeret al，1999）。产于绿色凝灰岩区的中生代日本黑矿，认为形成于衰退的岛弧裂谷环境（Cathles et al，1983）。绿色凝灰岩区由岛弧内部长约1500km的火山岩带组成（Ohmoto and Skinnel，1983），黑矿地区的火山岩演化包括安山质火山作用、海平面＜3500m之下的沉降带和一系列玄武质裂隙式喷发和微量长英质火山岩。沉降带主要由长英质火山中心的喷发堆积而成，发育为为几个陷落火山口（直径4～8km）。矿床均产于这些陷落火山口水深＜1000m的“边缘凹陷”中，赋矿岩石为镁铁-长英质火山岩和凝灰岩，并密切与块状流纹质熔岩穹隆相关。黑矿的长英质火山岩多投点于活动大陆边缘（图2-4）具有相对高的Th/Ta比率（70～175）。

图2-4 Th/Yb-Ta/Yb图解

（二）成矿物质来源

当岩浆上侵或从海底呈火山喷出时，在其侵位、喷出过程中或稍后，岩浆流体通过脱气而脱离岩浆体，与其他来源水汇合，在适宜的部位形成与岩浆作用密切相关的对流循环热液体系。这个对流循环热液体系即构成重要的热液成矿系统，一直存在争议的是成矿热液系统中成矿物质的来源问题，并成为近年来矿床学研究的热点问题之一（Yang，1996）。归纳起来主要有两种认识：一种是认为含矿岩系及下伏基底物质的淋滤是成矿物质的供给源（Stoltz and Large，1992；叶庆同等，1997）；另一种认识是岩浆房挥发分直接释放（Stanton，1990；Urabe and Kusakabe，1991；Yang and Scott，1996、2002）。

一般认为，有沉积物覆盖的洋中脊，热液沉积物的形成除与深部岩浆活动有关外，沉积物也为海底热液成矿提供了部分乃至主要物质来源。在无沉积物覆盖的洋中脊，玄武岩是海底沉积物形成的主要物质来源，而在弧后盆地环境，有关热液沉积物来源问题一直存在争议。相当多的研究者认为，易溶元素（Pb、Zn、Ag等）主要来自淋滤，而难溶元素（Cu、Sn、Bi、Mo等）主要来自岩浆。关于淋滤模式，有些研究者强调基底类型（洋壳或陆壳）及岩石组合（基性火山岩或中酸性火山岩）制约着金属矿化的类型（Alt et al，1993）。与洋壳基底即与玄武岩有关的矿床，成矿组分类型为Cu-Zn型或Cu型，含少量Pb和Ba，而与岛弧钙碱性火山岩系或长英质-玄武质双峰式岩石组合有关的矿床，则主要为Zn-Pb-Cu（Cu-Pb-Zn）型或Zn-Cu（Cu-Zn）型，Fe含量降低，但Pb和Ba含量明显增加。但Large（1992）的研究认为，无论Cu型、Cu-Zn型或是Zn-Pb-Cu型，均与酸性火山岩有关，而以玄武岩为主的火山岩缺乏重要的块状硫化物矿床。这一认识，事实上否定了成矿环境对成矿元素组合的控制作用。但Sawkins（1990）发现，块状硫化物矿床金属组分从富Cu（塞浦路斯型）到富Pb-Zn-（Cu）矿床（黑矿型）连续分布，是成矿岩浆中大离子元素逐渐富集的结果，其与矿床相伴的长英质侵入体岩石化学变化有关，而这种变化还与岛弧和板块消减作用有关。说明了构造环境对成矿类型的实际控制作用。从图2-2可以看出，在成矿物质来源上斑岩型矿床是与VMS矿床紧密相关的矿床，斑岩型铜-钼-金矿床的成矿金属物质来源及其演化的研究结果，可启发我们对VMS矿床成矿金属物质来源的进一步认识。

与岩浆作用相关的热液作用形成的金属矿床中的金属含量主要受控于岩浆和岩浆出溶流体相之间分离的金属，还是源于固相上地壳地表派生流体分离的金属，存在分歧意见。同样存在疑问的是，这种矿床中金属含量受制于来自含矿流体的矿物沉淀的程度有多大。Ulrich et al（1999）根据格雷兹贝哥（Grasberg）（位于印度尼西亚伊安里岛的世界上最富的斑岩型铜金矿床）和阿鲁姆贝亚（Bajo de la Alumbreera）（阿根廷另一富金铜矿床）的地质、同位素和实验的证据，沉淀的石英和矿石矿物脉中的含盐的流体暗示了存在有意义的岩浆派生成分。通过激光-电感耦合等离子质谱仪（ICP-MS）发现石英中单个流体包裹体的金、铜富集。这一结果显示初始高温卤水的Au/Cu比率完全相同于两个世界上最大的铜-金矿体的整体Au/Cu比率。表明岩浆热液矿床的总的金属储量主要受控于内生流体。

Ulrich et al（1999）在Sasso（1998）斑岩矿化流体中金富集的高质量数据引导性研究基础上，检测了格雷兹贝哥（Grasberg）和阿鲁姆贝亚（Bajo de la Alumbreera）最高温、最富盐卤水的包裹体。从热液体系最深部挑选了与金共生的弥散在相关含热液石英+钾长石+磁铁矿+黄铜矿（CuFeS2）斑岩中的石英脉，挑取了存在与水/岩反应成岩均一化或与上地壳水混合之前的岩浆-热液流体包裹体样品。低密度包裹体的共存提供了低盐高温蒸气相同时进入的证据。从阿鲁姆贝亚前矿石脉石英、多相卤水包裹体和几个具有相同石英脉包裹体组合的规则形状10～45μm的流体包裹体已完成的测试来看，具有相似的58%～65%NaCl（相当的）盐度和550～650℃的均一温度。沿格雷兹贝哥样品几个边际的卤水包裹体具有明显的68%～76%NaCl（相当的）盐度和600℃以上的均一温度。短暂的信号记录了每个包裹体削磨的全部作用，清楚地证明了金、铜和其他痕量、微量、主要元素（包括Na）起源于流体包裹体内部。相应地，短而叠复的铜、金，显示出金被附着黄铜矿晶体上，在高温高压下圈闭均一流体样后，在主矿物到室温的冷却过程中参与到包裹体内部。

表2-8给出了Au、Cu、Na和As在卤水和蒸气包裹体中的平均丰度，以及相同包裹体群中其他元素的分析。格雷兹贝哥的数据显示卤水包裹体（09×10-4）的平均Au/Cu比率几乎与整个矿床（11×10-4）的比率是相同的。相似地，在阿鲁姆贝亚一组有关富Cu卤水包裹体叠置在整个矿床（12×10-4）的金属比率上，尽管一些岩石学上相同的包裹体具有低丰度Cu（06×10-6）。格雷兹贝哥蒸气包裹体与卤水包裹体共生，具有可比较的Au/Cu比率，但在含量上，平均要高于这两种金属的10倍。格雷兹贝哥样品相关联的（但不一定共生）蒸气包裹体具有高的铜含量，但未检测到金。不知道阿鲁姆贝亚卤水包裹体成分是否是由于Cu优先分离到蒸气相中，或部分加入到了Cu-Fe硫化物中。可能为卤水与矿石金属比率相配套，两种热液体系进入流体的主金属具有最相近的初始成分的结果。

表2-8 岩浆热液矿床流体包裹体平均丰度

初始成矿流体和整个矿床Au/Cu比率的一致性是明显的，而这两种金属的各自丰度在普通地壳流体中通常认为是相互独立的。但与这种变化相同的是，矿石品位的紧密相关，不难得出铜和金肯定以相同流体迁移，并几乎等量的共同沉淀为经济矿体量的结论。这表明，进入岩浆卤水的成分对最终矿床的整个成分具有主要化学控制作用。Cu和Au共迁移与实验数据是一致的，它表明两种金属在高温盐溶液下以+1价态形成稳定的氯化物-络合物，它们或许是由于流体冷却而导致共同沉淀，很可能支持初始金加入到Cu-Fe硫化物固溶体中。矿床的Cu、Au共沉淀是非常有效的，因为金属沉淀同样有高的选择性，在卤水中显示有高丰度的其他金属。卤水中的铅，特别是锌有相当的量，甚至高于Cu丰度，但既没有铅也没有锌在这矿体中形成有意义的富集。

Cu、Au源的作用可以通过第一阶段的物质平衡，即根据整体矿石配分的平均丰度（079×10-6的Au和076%的Cu）和总体金属量（460t的Au和37×106t的Cu）来研究。要平移这矿床的金属总量，至少需要58×108t的卤水。钙碱性金属估算含2×10-6或更少的Au，要提供这个矿床的金总量因此至少将需要23×1011t的岩浆。这比赋矿和紧依矿体下伏斑岩的量要大得多，隐藏需要1000km3或更多深位岩浆房存在，这与试验航磁的证据和暴露的残留大型层状火山是一致的。对于来自相同岩浆房源的铜将仅需提取15×10-6，即1/4典型安第斯岩浆（60×10-6）的铜量。相比耗用58×108t卤水就需要迁移源金的23×1011t的岩浆，因此获得了一个1/400=02%的卤水/岩浆比率。根据岩石学约束，估算这是典型斑岩铜矿岩浆量很小的水量分离（4%）。借助于实验流体/熔体分离数据，提出高富集Cl、Cu和Au的成矿卤水可能存在第一次从岩浆溶解流体的分离，其含有4%的初始H2O，并具有大约10的H2O/Cl比率。其岩浆就位，并在流体饱和附近情况下开始结晶，约在现勘探水平矿床之下3km。高金属荷载卤水的不断补给，可以说明一个不寻常的金和/或富氯（H2O/Cl＜＜10）岩浆解决了热液型铜-金矿床的形成。

Bai et al（1999）在750～800℃、（1～4）×108Pa下测定了H2O、NaCl、NaCl+KCl、HCl、NaF、Na2CO3或Na2CO3+K2CO3含水流体与花岗质熔体间的Na、K、Rb、Sr、Al、Ge、Cu、W、Mo、La和Ce的分配。分配系数DNa、DK、DRb和DCu（Di=Civ/Cim，Civ和Cim分别是元素i在含水流体和熔体中的丰度）随流体中（Na、K）Cl丰度呈线型增加，表明有（Na、K、Rb或Cu）Cl络合物存在。Dsr表明了与氯化物丰度的方程关系，提出了这些流体中存在一种SrCl2络合物。DK和DRb在相当Cl丰度时大约是DNa的一半。相反，Al、Ge、Mo、W、La和Ce强烈地倾向分配于熔体。NaF对这些元素的分配很少有影响，但对Al、W和Mo例外。DAl随NaF含量增加而增加。在低NaF丰度时，W和Mo富集在含水流体中，而高NaF丰度时它们倾向分配于硅酸盐熔体。具（Na、K）2CO3，除Mo、Cu、W外，所有的元素强烈地倾向分配于硅酸盐熔体，虽然Ge轻微地更溶解于碳酸质的含水流体中。在实验中淬火玻璃具（Na、K）2CO3为高的过碱性，具NaF为轻微的过碱性，具纯H2O或（Na、K）Cl为轻微的过铝性，而具HCl为高的过铝性。DAl和DGe在过碱性熔体中轻微增加。在实验中具高的过碱性熔体，除Al、Ge、W外，所有元素的分配系数＞＞1。随（Na+K）/Al比率增加到03，除Cu和Mo，分配系数变得＜1。升压到4×108Pa时，除DGe、DM0显示有增加外，对其他元素的分配无影响。

一、成矿流体的温度

笔者在法国产的Chaixmeca冷热两用台上对Au、Sb、Hg矿床进行了系统的包裹体均一温度测定，结果见表16。

测量结果表明，沃溪Au-Sb-W矿床的形成温度为99～264℃，其中成矿早期石英-白钨矿阶段温度为260℃左右，石英-硫化物-自然金阶段的温度为210～170℃，并集中在200℃，石英-碳酸盐阶段温度为128～99℃，集中在115℃。

渣滓溪Sb矿床的形成温度为90～220℃，其中成矿主阶段石英-硫化物期的温度为156～220℃，并仍集中在200℃，晚期碳酸盐阶段的温度为90～120℃，主要集中在110℃。坑道不同标高同期同种脉石矿物流体包裹体的均匀化温度无显著差别。

铜仁-凤凰汞矿带Hg矿床均一化温度的测量结果表明，该带矿床以低温成矿为鲜明特征。成矿主阶段早期白云石中的流体包裹体的均一化温度为140～230℃，平均183℃；成矿主阶段晚期石英中流体包裹体均一温度为120～160℃。空间上，同一成矿阶段之脉石矿物包裹体的均一温度随深度的增加而升高（图32），这反映成矿流体是由深部向浅部循环和汇流的。

对比各成矿带矿床形成的温度可知，随矿化层位的升高，成矿温度逐渐降低（图33），低温成矿的特征愈加明显。

二、成矿流体的盐度

图32　茶田汞矿成矿主阶段早期白云石的均一温度随深度的变化（括号内为样品数）

图33　湘西典型Au、Sb、Hg矿床成矿温度变化趋势

A—茶田汞矿；B—渣滓溪Sb矿；C—沃溪矿床

在法国产的Chaixmeca冷热两用台上进行了Au、Sb、Hg矿床成矿流体包裹体的盐度测定，结果见表16。

沃溪成矿带成矿流体的盐度为57%～75%，渣滓溪Sb矿带成矿流体的盐度为48%～77%。两成矿带成矿流体的盐度较典型变质流体的盐度为高而与地下水的盐度特征相似，反映了成矿流体的较复杂来源。

铜仁-凤凰汞矿带成矿流体的盐度为1780%～699%。成矿主阶段早期的盐度较晚期为高，同一阶段的盐度有浅部最低、中部较高、下部居中的变化规律（图34），揭示浅部热液可能经受了大气降水的稀释作用。铜仁-凤凰汞矿带成矿流体具有明显的地下热卤水特征。

通过对比可知，由元古宇板溪群的Au、Sb矿化至古生界寒武系的Hg矿化，成矿流体的盐度明显升高（图35），表明成矿流体有向热卤水方向演化之趋势。

图34　茶田汞矿主阶段早期白云石中流体包裹体盐度随深度的变化图（括号内为样品数）

图35　湘西典型矿床成矿流体的盐度演化

A一茶田汞矿；B—渣滓溪Sb矿；C—沃溪矿床

表16　湘西Au、Sb、Hg矿床成矿溶液的物理化学参数

①盐度即相当于NaCl的盐类物质的质量分数，以w（NaCl eq）表示，下同。

三、成矿流体pH值的估算

迄今为止，人们尚未找到一种直接测定成矿流体pH值的有效方法，多借助计算法估算成矿流体的pH值。由于大多数成矿流体包裹体都含有一定数量的CO2气体，属CO2-NaCl-H2O体系，故溶液的pH值主要受控于pCO2和NaCl的浓度。Crerar（1978）假定H2O-CO2-NaCl体系中存在H2O、H＋、OH-、Na＋、Cl-、NaCl、HCl、NaOH、 、H2CO3、 和NaHCO3，并达到总的质量平衡，并推导出下面的计算公式：

湘西低温汞、锑、金矿床成矿作用地球化学研究

式中KH2CO3、KHCl、KNaC1、 、KNAHCO3分别为下述反应a、b、c、d、e的平衡常数：

湘西低温汞、锑、金矿床成矿作用地球化学研究

∑Na一般等于NaCl摩尔浓度加Na＋摩尔浓度，可采用下式计算：

湘西低温汞、锑、金矿床成矿作用地球化学研究

当已知流体包裹体的温度、pCO2和Na＋时，就可按上式算出成矿流体的pH值。

借助中科院贵阳地化所包裹体室的计算机程序，笔者分别计算了Au、Sb、Hg矿床成矿流体的pH值，结果见表16。

沃溪成矿带成矿流体的pH值为601～811，从早期到晚期，成矿流体的pH值有降低之势，但总体处于近中性的pH值范围。

渣滓溪成矿带成矿流体的pH值在673～929的范围内变化。从成矿早期的石英到晚期的方解石，流体包裹体的pH值呈增高之势，坑道不同标高同种脉石矿物的流体包裹体pH又有随深度的增加而减小的趋势，这与成矿流体随深度的增加，酸性组分如C02、H2S等含量渐增及Na＋离子浓度渐低的结果相一致，并揭示成矿流体由早到晚有从近中性→偏酸性的演化趋势。但与沃溪成矿带相比，本成矿带具有明显偏高的pH值。这可能反映了两成矿带成矿流体中酸性组分含量水平的差异。

铜仁-凤凰汞矿带成矿流体的pH值在673～937之间变化，反映了明显的偏碱性成矿环境。成矿主阶段从早期至晚期，pH呈升高的趋势；由深部到浅部，成矿流体的pH值亦逐渐增大，反映成矿流体由近中性到偏碱性的演化路径并可能与上部Na＋离子的浓度增高以及水溶CO2从成矿流体中大量析离有关。

由上述可知，湘西两类含矿建造内的成矿流体，随矿化层位的增高，具有由弱酸性→中性→碱性的演化规律。尽管成矿流体演化过程中影响pH值的因素是复杂的，但就从总体演化规律可推知，含矿建造中成矿元素可能是在酸性—弱酸性的成矿流体作用下活化和转移的。

四、流体包裹体的气相成分及相关参数的估算

1流体包裹体的气相成分特征

沃溪成矿带成矿流体的气相成分以CO2和CH4为主，但CH4的浓度较低，其含量接近CH4的检出限0001×10-6（表17）。

渣滓溪成矿带成矿流体的气相成分以CO2、CH4和H2为主，CO2和CH4的含量水平均较沃溪成矿带为高。由成矿早期至晚期，CO2和CH4等的含量均呈明显增高的趋势。尽管CH4气体的存在能够标示成矿流体的还原程度，但因本成矿带成矿流体中的CH4和CO2具有同步增长的趋势，故无法借此比较沃溪成矿带和渣滓溪成矿带成矿流体的还原性强弱。

表17　湘西Au、Sb、Hg矿床成矿流体的气相成分

铜仁-凤凰汞矿带成矿流体的气相成分以H2、N2、CH4、CO2为主。N2、CH4的高含量则显示成矿流体的还原性较强。N2、CH4的高含量可能与寒武系含矿建造具有较高的有机碳含量且有机质的热演化程度很高有关。坑道不同标高气相成分总含量随深度的增加而增加以及从成矿早阶段至晚阶段气体总含量的不断减少则揭示成矿流体在演化历程中曾经历了气、液两相的分异过程。

2成矿流体的fo2估算

由包裹体的成分特征知，成矿流体中同时含有CO2和CH4，故体系中可建立如下平衡反应：

湘西低温汞、锑、金矿床成矿作用地球化学研究

则：

湘西低温汞、锑、金矿床成矿作用地球化学研究

湘西低温汞、锑、金矿床成矿作用地球化学研究

故有：

取fCO2≈pCO2,fCH4≈pCH4。在理想状态下，气体的压力比等于摩尔比，故有 取fH2O≈1，则上式简化为：

湘西低温汞、锑、金矿床成矿作用地球化学研究

当已知pCO2和pCH4时，就可估算出成矿流体的fo2。计算结果见表16。

由计算结果知，沃溪成矿带成矿流体的fo2在10-3610-48之内，渣滓溪成矿带成矿流体的fo2主要集中在10-51左右，铜仁-凤凰汞矿带成矿流体的fo2集中在10-52附近，反映两类建造矿化流体的还原性随矿化流体的演化及矿化层位的增高而逐渐增大。这从一个侧面揭示大气降水主要是通过下渗到地下深处被加热成地下热水后回返环流而参与成矿作用的。

3成矿流体的Eh值估算

成矿流体中存在如下平衡反应：

CH4+2H2O=CO2+8H＋

据上式可推得：

湘西低温汞、锑、金矿床成矿作用地球化学研究

式中γCO2、γCH4、γH2O为不同温压条件下相应组分的逸度系数，p为成矿压力，T为成矿温度，x为各组分的摩尔分数， 为温度T时的 值。据上述反应方程可估算成矿流体的Eh值，结果见表16。

Eh值的估算结果表明，沃溪成矿带、渣滓溪成矿带及铜仁-凤凰汞矿带的成矿流体均为弱还原—还原性的。从变化趋势看，以沃溪成矿带具有最大的还原性，而渣滓溪及铜仁-凤凰汞矿带具有较小的还原性，即随矿化层位的升高，成矿流体的还原性逐渐降低。这似与前文讨论的fo2变化趋势相反。但需指出，在不同温度下 有明显差异，同时pH值对体系Eh值的影响亦较大，故不能简单地利用Eh对比不同T、p及pH条件的热液体系的氧化-还原性。

呷村矿床是一个典型的含金富银多金属VMS矿床（侯增谦和莫宣学，1990；侯增谦等，1995；徐明基等，1993；），铜铅锌多金属总量约4Mt，达特大型规模，平均品位Cu=044%,Zn=54%,Pb=37%,Ag=160g/t,Au=031g/t（叶庆同等，1992；徐明基等，1993）。平面上，矿体近SN向延伸，控制长度1939m，宽250～600m（图4-18）；垂向上，矿体向东陡倾，局部倒转，延伸超过400m。本节将在徐明基等（1993）关于呷村矿床原生晕与地球化学分带研究的基础上，利用若干勘探线剖面成矿元素含量分析数据，结合本文新获分析结果，探索矿床成矿元素的空间分布规律，并由此推演矿床形成的地球化学模型。

1成矿元素丰度型式与分布规律

（1）成矿元素的丰度型式：为了查明呷村矿床主要成矿元素的含量分布特征，获取元素来源信息，选择了呷村矿床最具代表性的4条勘探线剖面，系统采集了1544件矿石样品进行分析处理。统计分析结果表明，成矿元素的含量变化很大（图4-25）：Ag的含量为（005～1779）×10-6，多介于（06～25）×10-6之间，不服从对数正态分布，推测由多重母体构成。Au的含量为（001～39）×10-6，主要为（003～01）×10-6，至少由三重母体所构成（图4-25），其背景值分别为005×10-6、013×10-6和2×10-6，反映出多次矿化的特点，同时也表明可能有独立金矿的存在。Cu的含量为001%～761%，绝大多数样品之Cu含量小于015%，属非正态分布。Pb的检出含量为001%～1945%，有两重母体构成（图4-25）；约三分之一的样品之Pb含量为001%～004%，约二分之一的样品其含量为02%～5%。Zn的含量为001%～3406%，属非正态分布（图4-25）。Pb/Zn比值变化于0003与100之间，离散程度大，但多数样品相对集中在025与1之间（图4-25）。Ag/Au比值（13～7950）和Cu/Zn比值（0001～15）的变化范围均较大，基本服从对数正态分布（图4-25）。上述特征表明，呷村矿床的主要成矿元素（Ag、Cu、Pb、Zn,Au）可能经历了两次以上的成矿作用过程。

（2）成矿元素的空间分布：为了定量研究呷村矿床成矿元素的空间分布特征，将4条勘探线上的每一个采样点的位置精确换算成测网坐标值来研究。该测网在南北方向上用勘探线号表示，东西方向用测网坐标点表示（规定地形图上公里网17551坐标线代表测网坐标的基线，基线上的坐标点为100点），每一个坐标点代表实际长度为10m，基线以西的坐标值小于100，基线以东的坐标值大于100。

图4-26展示了呷村矿床主要成矿元素含量和比值在平面上的变化规律。呷村矿床的富矿体（Ag、Cu、Pb、Zn）主要分布于115点以东，该区域内集中了呷村矿床的主要块状矿体；115点以西主要是脉状矿和网脉矿的分布区，其中，在7线99点附近由于构造重复而见有规模较小的块状矿体分布。这种元素空间分布型式有力地证明，Ag、Cu、Pb、Zn主体产出于呷村矿床的块状矿矿带。Ag在块状矿矿带似乎没有明显的层位优选性，Cu、Pb、Zn也没有显示出类似日本黑矿的“下黄上黑”的矿石化学分带（Urabe and Sato,1978）。全部样品的Pb/Zn比值在东西方向上的变化较大，但块状矿矿带与脉状-网脉状矿带没有显示出明显的Pb/Zn变化规律。

图4-25　呷村矿床4条勘探线（0,3,4,7）成矿元素含量及其比值频率分布图（据李佑国和侯增谦，2001）

Cu、Zn、Pb元素含量单位为10-2;Au、Ag单位为10-6;n为样品数

图4-26　呷村矿床4-7号勘探线主要成矿元素含量及其比值与测网坐标的关系（据李佑国和侯增谦，2001）

由于呷村矿床整体上向东陡倾，因此，该图可反映下部网脉状矿带和上部块状矿带中金属元素含量及比值的变化规律

块状矿带与脉状-网脉状矿带中的成矿主元素含量在垂向上也显示明显的变化规律（图4-27），表现在海拔高程上的元素分异性和含量差异性。Ag和Cu富集在3900m以上，Pb+Zn则集中在3700m以上（图4-27）。Cu、Pb、Zn和Ag在3700m以上的富集程度具有非均一性，主要集中在若干海拔高程上（图4-27）。在相应的海拔高程上（如4250m,4160m），Pb/Zn和Cu/Zn比值范围也出现明显的变化（图4-27），显示强烈的Pb-Zn分异。由于呷村矿床经构造变形，矿体已近于直立，所以，金属元素含量随海拔高程的变化实际上揭示了金属元素含量在海底热水沉积盆地的二维分布特点。由于闪锌矿、方铅矿的淀积主要受热水流体系统的温度梯度制约（Lydon,1988;Herzig et al,1993）,Pb、Zn分异和Pb/Zn比值变化实际上记录着矿石堆积时的流体系统温度场变化。因此，图4-27所展示的元素含量和元素比值的纵向变化规律，有力地说明多金属富集作用不仅受矿石堆积的古地理环境控制，而且受海底热水排泄系统和喷口位置的制约。

图4-27　呷村矿床4-7号勘探线块状矿带主要成矿元素含量及其比值与海拔高程的关系（据李佑国和侯增谦，2001）

由于块状矿带因褶皱而近于直立，因此，此图可反映金属元素在海底的水平空间分布

由于铜和银趋向于在近地表位置上富集，如Cu/Zn比值、Ag/Pb比值和Cu/Pb比值等都明显与海拔高程有关，其原因将在后面探讨。就元素比值而言，Pb/Zn比值可能具有某种成因意义。Pb/Zn比值在4250m附近的变化范围较大，显示出铅与锌强烈分离的现象。这种与当今海拔高程密切相关的元素分布特征（注：矿体产状已经近于直立），实际上与矿体形成时的平面位置有一定关系，对于水下热水喷流-沉积矿床而言，最合理的解释是与含矿热水流体的喷口位置有关。

2矿体的空间分布与化学组成分带

呷村矿床4条勘探线剖面上1544件样品均为刻槽取样或均匀拣块组合而成，分析样品的确切位置和良好代表性，使矿体空间分布和化学分带研究成为可能。

（1）矿体的空间形态：0号勘探线是呷村矿床最重要的富矿部位，Ag-Cu富矿体可以分成两个部位：①119点到125点范围，从4200m到3700m分布有一条产状近于直立的Ag-Pb-Zn-Cu矿体；②115点到122点范围，位于4200m高程以上地段（图4-28）。两者共同构成呷村矿床块状矿带的主体，矿石化学分布显示块状矿带总体呈层状、似层状或席状轮廓。Pb、Zn富集部位部分与Ag-Cu富矿体空间重合，部分处在银铜富矿体的西侧，其原始部位相当于Ag-Cu富矿体的下部层位，构成脉状-网脉状矿带的主体（图4-28）。矿石化学分布特征显示，脉状-网脉状矿带空间形态呈似层状或透镜状，具有不明显的层控特征。主要金属元素Cu、Zn、Pb和Ag的空间变化型式清楚地表明，海底热水盆地中堆积的块状矿体以Ag-Cu多金属为主，而热水流体补给通道内淀积形成的网脉状矿体则以Pb、Zn为主。

图4-28　呷村矿床0号勘探线剖面金属元素含量变化图（据李佑国和侯增谦，2001）

0号勘探线剖面的Pb/Zn、Cu/Pb、Ag/Pb比值趋势分布图（图4-29）进一步说明了主要金属元素在空间上的相对富集程度。对于银铜块状矿体，近直立部分的块状矿具有低Pb/Zn、Cu/Pb和Ag/Pb比值特征，其Pb/Zn比值多为03～1,Cu/Pb比值多为02～05（图4-29）；4200m以上的块状矿体，其Pb/Zn比值相对较低（多为03～1），而Cu/Pb和Ag/Pb比值在整个勘探线剖面达到最高，亦即Ag、Cu富集程度最高。

对于网脉状和块状Pb-Zn矿体，其Pb/Zn比值变化较大，在4160中段附近块状矿体Pb相对富集，而在3700～3900m一带网脉状矿体Zn相对富集（图4-29）。

由0号勘探线剖面向南（如3线和7线）北（如4线）两侧延伸，矿体的空间分布形态和化学变化趋势大体一致。在呷村4号勘探线剖面，Ag品位大于100g/t的分布在121～125点间块状银多金属矿体中，Ag品位处于20～100g/t的见于118～121点。近地表一带，Cu＞05%的在121～1245范围富集，构成产状近于直立的富Ag-Cu块状矿体。铜的品位并不稳定，在3950m至4230m范围的品位变化较大。部分Pb、Zn与Ag、Cu同位富集，共同构成块状矿体，部分Pb、Zn则在118～119点及4220m附近富集，并可能构成块状Pb-Zn矿。在剖面的更广泛范围内，则形成脉状-网脉状Pb-Zn矿带。成矿元素Pb与Zn存在空间上的分离现象，块状富Ag-Cu矿体的Pb/Zn比值相对较低且比较稳定。图4-29显示高的Pb/Zn比值主要出现在115～121点及4220m以上地段。

图4-29　呷村矿床0号勘探线剖面金属元素比值变化趋势图（据李佑国和侯增谦，2001）

在3号勘探线剖面，银品位大于200g/t的出现在1145坐标点及4240m附近、119点（相当于习称的B矿带）和120点（相当于习称的A矿带），它们都出现在4200m以上，并且和重晶石层或灰岩层的接触带有关。根据地质剖面资料及样品分析数据得知，从近地表的119～120点，4160m高程的1225～1235点到3950m高程的1215点，构成一条弧形的块状矿带，其产状近于直立，与0线剖面的富Ag-Cu块状矿体位置相当，但品位已经明显降低；含量大于05%的出现在4200m以上的地段，富集部位与银相当。Pb、Zn少部分富集于富Ag-Cu块状矿体，但主体在107～1l8点一带形成脉状、网脉状Pb-Zn矿体。由3号勘探线剖面向南至7线，情况总体类似，但出现多条矿体，上下连通性较差，可能多呈透镜状产出。

（2）矿石化学分带型式：矿石矿物及矿石化学分带是VMS矿床的普遍特征之一（Sang-ster et al,1976;Franklin et al,1981;Lvdon,1984;Large,1992）。例如日本黑矿，块状矿带显示清楚的垂向分带，下部以“黄矿”为主，富Cu、Zn，上部以“黑矿”为主，富Pb、Ag；网脉状矿带显示明显的侧向分带，由矿带的中央至边缘，矿石由黄铜矿和黄铁矿矿石向方铅矿和闪锌矿矿石递变，金属由铜锌组合向铅锌组合过渡（Eldridge et al,1983）。这种空间分带关系主要受流体系统的温度梯度制约（Eldridge et al,1983;Lydon,1988;Large,1992）。呷村VMS矿床虽也显示矿石化学分带，但分带型式独具特色。首先，贵金属银在块状矿带分布没有显示明显的层位优选性，它似乎并不限于块状矿带的上部；贱金属Pb、Zn尽管在块状矿带出现一定的化学分异，但整体上并没有显示出明显的下部富Cu、Zn上部富Pb、Ag的垂向化学分带。其次，网脉状矿带可能因其似层状产出特点而没有出现明显的侧向化学分带，矿化主体为Pb、Zn矿化；再者，Ag与Cu具有更密切的同步聚散关系，Ag与Cu作为一个紧密共生的金属组合，通常集中产出于矿床的特定部位。Ag-Cu组合与Pb-Zn组合的空间关系与其说是受温度场控制的空间分带关系，倒不如说是不同期次、不同化学性质的流体成矿作用的叠加结果。最近，在对Juan de Fuca活动热水区热水硫化物矿床实施的深海钻探中，在矿床深部网脉状矿化带（即热水补给带）也发现了类似的似层状富铜矿体（Zierenberg et al,1998）。依据呷村VMS矿床矿石化学的空间分布规律，抽象出矿床的化学分带型式，如图4-30所示。

图4-30　呷村VMS矿床化学分带型式示意图

3矿床的化学结构

为了进一步厘定呷村矿床的化学结构，必须恢复呷村矿床形成时的原始形态，进而刻画出化学元素在海底下部热水补给带和海底凹陷盆地的空间分布和结构图像。

对于喷气沉积而成的块状矿体，我们选择矿体目前的延伸方向和海拔高程所在的平面，来客观反映和分析矿体在海底凹陷盆地内的水平二维空间分布和形态。考虑到矿体褶皱可能造成的影响，特别避开褶皱的转折端而选择块状矿体的东翼（1215～152点）来研究。对于热水充填交代而成的脉状-网脉状矿体，我们选择4～7线剖面上106～112点范围的样品数据，使用矿体走向（近SN向）和海拔高程所在平面进行脉状-网脉状矿体形态恢复。由于脉状-网脉状矿体初始形态多应呈“漏斗状”或“似层状”，因此，所恢复的形态应主要反映脉状-网脉状矿体在斜向二维空间的分布特征。

（1）块状矿带与化学结构：呷村矿床块状矿带虽因后期的构造变动而今呈现近SN向带状展布，然而，其原始形态却展示出明显的椭圆形盆地轮廓（图4-31）。显然，在这一海底凹陷盆地内部，金属成矿物质的分布具有明显的不均一性，至少可清楚地分辨出4个规模不等、形态各异、相对分离的金属富集区，整体上呈近SN向延展（图4-31）。最大富集中心（M1）位于0线4100m附近，矿体厚度最大，品位最高，由中心向四周，金属富集程度逐渐递减（图4-31）。第二富集中心（M2）位于0线4000m高程附近，富集区呈“哑铃状”，富集中心处于“哑铃”的中部。第三富集中心（M3）偏离0线，富集区轮廓不清，局部与第一富集区相连（图4-31）。第四富集中心（M4）位于0线3920m附近，Pb+Zn富集规模最小，Ag富集区由0线中心向南北方向线状延伸。

图4-31　呷村矿床块状矿带金属元素Pb+Zn（a）和Ag（b）的空间变化规律（据李佑国和侯增谦，2001）

该图展示了块状矿体的原始形态以及卤水池形状和热水喷口位置

实际上，这4个金属富集区揭示了4个不同的海底热水喷口处的硫化物堆积过程。M4喷口处于凹陷盆地的边缘，热水流体活动较弱。热水流体可能通过黑烟囱向上排泄。喷涌排泄的热水流体在SN向延伸的凹陷盆地内向南北两侧流淌，并沉淀富银金属硫化物。与之相比，M2喷口更靠近盆地内部，规模也相应增大，但流体活动方式及矿石淀积过程类似，热流体由凹陷盆地内的局部“黑烟囱”高地向南北两侧的凹地喷流排泄，硫化物随之淀积。M1喷口可能是呷村矿区最大的一个海底热水喷口，处于海底凹陷的中心部位，排泄而出的热水流体注入并封存在SN向延伸的局限凹地内，形成卤水池（Hou et al,2000）。硫化物在卤水池中不断淀积，形成块状、层状、层纹状和条带状等矿石。热水流体向卤水池周期性注入，导致硫化物矿石的金属元素出现韵律性变化（徐明基等，1993）。M3金属富集区局部与M1相连，暗示着这两个热水活动的成矿作用具有密切的时空关系，要么M3区的热水流体注入M1区，要么M3区的块状矿石向M1区滑塌堆积。M1、M2、M3、M4在矿区东西方向上呈串珠状分布，显示其热水喷射中心受近EW向断裂系统控制。

（2）网脉状矿带与化学结构：呷村矿床网脉状矿带的复原形态与化学结构如图4-32所示，显然，金属元素在海底下部火山岩系内部的分布具有明显的空间分带性，4个金属富集区带清晰可辨。平面上，4个富集区带呈现长条状形态，在高程方向上延伸有限，表明脉状-网脉状矿体主体沿海底断裂带分布，热水成矿作用受SN向延伸的凹陷盆地的基底断裂带和线状裂隙控制。空间上，4个金属富集区带相对分离，富集金属类型不同，富集规模不等，富集中心各异（图4-32）。4100m以上富集区带以Ag、Cu富集为特征，富集中心集中于0～3线间，与块状矿的M3富集区高程接近，富集中心向南偏离。4050m至4180m间的富集区带由两个富集中心构成，其一在3线4100m附近，以Pb、Zn富集为特征，与块状矿的M1空间吻合；其二在7线4150m左右，以Ag、Cu富集为特征（图4-32）。4000m附近的富集区带以富集Pb、Zn为特征，与块状矿的M2富集区相比，空间位置吻合，形态规模相近。3800m附近的富集区带也以富集Pb、Zn为特征，与块状矿的M4相比，富集中心向下偏离，富集规模明显变大（图4-31,4-32）。

图4-32　呷村矿床网脉矿带主要金属元素含量的空间变化规律（据李佑国和侯增谦，2001）

该图反映了网脉矿带的原始结构形态以及控制网脉矿带空间分布的同生断裂构造

网脉状矿带的化学结构清楚地显示，Ag、Cu富集与Pb、Zn富集明显的不同步。Pb、Zn在4个富集区带均有不同程度的富集，而Ag、Cu则主要集中于4100m以上的地方，即Ag、Cu金属主要产出于凹陷盆地西缘附近的热水补给带内。换句话说，海底下部的热水系统至少有两期热水活动，其中，大规模的热水活动导致了强烈的Pb、Zn矿化，小规模的热水活动造成了Ag、Cu的叠加与富集。

呷村网脉状矿带的化学结构同时显示，其金属富集区带与块状矿的富集空间大体吻合，富集中心大体对应，这清楚地表明，含矿的海底凹陷盆地底部有与之相连的通道，热水流体不断地补给。在此断裂-裂隙通道内，热水流体通过流体充填与热水交代作用形成网脉状矿带含矿海底凹陷盆地本身因深度大具有重要的封存集聚流体和防止沸腾的功能。在盆地内部，热水流体发生化学沉积形成块状矿带。因此，网脉状矿带与块状矿带是统一的热水系统分别在热水补给系统和海底盆地系统淀积的产物。

（3）从化学结构到成矿模型：详细对比分析两大矿带的化学结构图像，可以刻画出呷村矿床成矿系统的图像轮廓（图4-33），并显示如下要点：

图4-33　根据呷村矿床化学结构推测的成矿地质模型

①晚三叠世弧间裂谷作用导致了呷村矿区内发生双峰式火山活动和弧间裂陷作用，前者形成了由下部少量玄武岩和上部大量流纹质火山岩构成的含矿岩系，为矿床的形成提供了大量的成矿物质（徐明基等，1993）；后者沿裂陷带形成一系列的局限盆地或凹陷盆地，并发育一组走向近SN的基底断裂和裂隙系统，为成矿热水流体活动提供了重要的迁移通道。

②在凹陷盆地，至少有一组（4条）近SN向基底断裂带或裂隙带，构成热水流体在海底下部流纹质火山岩系中的活动通道。盆地的东缘与西缘断裂规模最大，由此形成的网脉状矿体规模也最大，矿石品位也最高（图4-33）。热水流体沿4条断裂向上运移，并在流纹质火山碎屑岩透水层内发生“弥散状”充填交代，形成似层状的脉状-网脉状矿带，显示独具特色的层控特征（侯增谦等，2001a）。

③穿透流纹质火山岩系向上排泄的热水流体，在海底凹陷盆地内的排泄点，即热水喷口，严格地受两组断裂控制，位于0线附近的EW向断裂与4条SN向断裂的交汇部位（图4-33）。位于凹陷盆地东缘和西缘的热水喷口M2、M3、M4，可能因其处于盆地的正地形位置，故喷射的热水流体沿斜坡向南北两侧流动，形成“丘堆式”块状硫化物矿体。位于凹陷盆地中心的热水喷口M1，因其处于负地形位置而大量集聚不断从喷口排泄出来的热水流体，形成较大规模的卤水池。块状矿带的化学结构反映，该卤水池呈SN向延伸的长条状形态；而高盐度流体包裹体资料（徐明基等，1993;Hou et al,2001）证实，该卤水池的发育是形成块状硫化物矿带的关键。在卤水池内，伴随着热水流体与冷海水的大量混合，硫化物依次沉积，形成席状块状硫化物矿带。

④大多数VMS矿床的金属元素分带通常受流体系统的温度控制，从透镜状块状矿体的下部向上部，从漏斗状网脉状矿体的核心向外部，金属分带常常由Cu+Zn向Pb+Ag递变（Franklin et al,1981;Lydon,1984）。在呷村矿床，块状矿带Ag与Pb（+Zn）同步富集（图4-31），而网脉状矿带Ag与Cu同步富集，并与Pb、Zn叠加富集，集中产于凹陷盆地西缘（图4-32）。这种化学结构特点说明，凹陷盆地西缘附近的流体排泄系统似乎不是呷村矿床的热流体主活动通道，而是富Ag、Cu热流体的叠加活动的化学记录。

在成矿过程中形成了复杂纷繁的各种地质现象，通过对这些地质现象的探究可以破解成矿过程之谜。成矿过程的划分按照地质作用类型来考虑，可以将成矿过程划分为如下几类，即与风化和沉积作用有关的成矿过程、与岩浆作用有关的成矿过程、与热液作用有关的成矿过程、与变质作用有关的成矿过程等。

一、与风化和沉积作用有关的成矿过程沉积作用形成各类沉积型矿床，涉及的矿产主要有铁、锰、铝、磷、钾盐、岩盐、煤、油页岩等矿产。

二、与岩浆作用有关的成矿过程可分为与火山喷发和岩浆侵入作用有关的两个大类，其中与火山喷发有关的成矿过程主要分为海相火山成矿作用和陆相火山成矿作用。与岩浆侵入作用有关的成矿过程是指岩浆结晶分异或熔离过程中直接从岩浆熔体中形成的各类矿床，包括超基性岩铬铁矿床、基性超基性岩铜镍硫化矿床、钒钛磁铁矿床，花岗岩副矿物有关的稀土、稀有、稀散矿床等。

三、与热液作用有关的成矿过程主要包括岩浆热液矿床。岩浆侵入相关的热液成矿作用发生在岩体侵位以后，成矿流体形成集聚沉淀成矿。这主要是与岩浆冷却过程中的物质分异作用有关。以水为主体的挥发分携带着大量的溶解盐和金属元素从岩浆体系中逸出，形成岩浆期后的热水溶液。挥发相从正在结晶中的熔浆分离，构成在高温高压体系中的气相（或水溶液相）熔体相晶体相分异的复杂体系。包括矽卡岩型矿床、斑岩型矿床、中高温热液钨锡矿、中低温热液金矿铜铅锌矿。

四、与变质作用有关的成矿过程包括“变质”“变成”和变质热液成矿作用。变质矿床是指原始成矿作用已形成了矿体，经过变质作用以后，改变了矿体原有的矿物成分、空间分布特征，如海相喷流沉积变质铁矿；变成矿床是指原始成分不是矿床，经过区域变质后形成了矿床，如石墨矿、滑石矿、菱镁矿等；变质热液矿床指成矿流体主体是在变质脱水过程中产生的，成矿物质也很可能来自围岩地层，如造山型金矿就是典型的变质热液矿床。

1成矿地质环境

（1）区域地质背景

大陆活化带的继承性火山断陷盆地，其应力状态由挤压向拉张状态转变，或者具有显生宙盖层的前寒武纪断裂克拉通，也有的产于古岛弧环境中。

（2）火山地质背景

继承性火山盆地。其基底为古生代的沉积地层。

（3）时差类型

岩浆作用与成矿作用时差不大，一般为同期同步型或滞后型。但在前寒武纪火山岩中，可以出现中生代热液型金矿。

（4）岩石组合

粗面质-响岩质或碱钙性的粗安质火山岩以及相应的次火山岩，以中性岩石为主。

（5）岩相

矿体基本上与喷出相或岩颈有关，虽然次火山岩也常较发育，但关系不明显。

2矿床地质特征

（1）控矿条件

一般产于破火山口内，并受破火山口有关的断裂和其他多组复合断裂系统共同控制。

（2）工业类型

一般为石英脉型，有时也有蚀变岩型，如江苏溧水、河南上宫金矿。

（3）矿物组合

金属硫化物一般含量相对较低，一般小于5%，有时和铜矿共生，铋矿物常见。最特征的是出现大量的碲化物。主要有金银碲化物（碲金矿、碲金银矿、针碲金银矿和碲银矿）、碲铅矿、碲铋矿、碲汞矿等。碲化物常与自然金共生，但金银矿、自然银较少见，并且它们常与硫化物和硫盐共生。与碲化物共生的自然金的成色往往较高（一般在900以上），这是该类金矿区别于其他类型浅成热液型金矿的主要特征之一。该类金矿一般可以划分出四个成矿阶段：①石英-黄铁矿阶段。②金属硫化物阶段。③金-碲化物-硫化物阶段。④石英-碳酸盐阶段。碲化物常常出现在成矿的中晚期。脉石矿物组成一般较简单，常见的有石英、绢云母、碳酸盐（方解石和铁白云石等）和萤石等，有时有重晶石。在空间分布上，碲化物和自然金一般分布在矿体的上部，而金属硫化物则往往在深部。

（4）蚀变及其分带

各个矿床基本上没有统一的蚀变分带，主要蚀变类型有硅化、黄铁矿化、绢云母化、绿泥石化、碳酸盐化，有时出现钾长石化和萤石化，与金矿化关系密切的蚀变有硅化、黄铁矿化、钾长石化、绢云母化等，碲化物则产于硅化岩石中。含金石英脉型金矿和蚀变岩型金矿的围岩蚀变有所不同。前者以黄铁矿-石英金矿脉为中心向外依次为含金的黄铁绢英岩化带、绢英岩化带、钾化带和青磐岩化带；后者以含金多金属硫化物为中心向外依次分别为镜铁矿-绢云母-铁白云石化带和绢云母-铁白云石-绿泥石化带。

（5）地表氧化带特征

出现一些褐铁矿。

3矿床地球化学特征

（1）成矿温度

以低温为特征，为120～270℃，但碲化物的形成温度一般＜250℃，多数为110～240℃，晚期热液为70～170℃，早期硫化物阶段可达300℃以上。

（2）盐度

盐度低—中等，沸腾时含盐度〔w（NaCl，eq）〕可达12%～16%。碲化物形成时的盐度〔w（NaCl，eq）〕多数为07%～5%。

（3）流体成分

大多数金矿成矿流体成分相似，阳离子以K+和Na+为主，有时含有较高含量的Ca2+和Mg2+，阴离子以卤族元素（Cl-和 F-）为主，和其他离子含量相对较低，在有的金矿中流体包裹体中含量较高，但这常常是多金属硫化物阶段成矿流体的成分特征。在某些金矿中含量较高，这些金矿往往发育铁白云石。

（4）硫同位素

各矿床硫同位素资料表明，δ34S变化范围不太大，根据物理化学参数计算的δ34SΣS值一般与其下伏基底的硫同位素相近，这表明硫可能主要来自火山岩之下的基底岩系。但某些矿床的硫同位素表明硫源是壳幔混合源。

（5）铅同位素

铅同位素资料得出的结果与硫同位素基本一致，方铅矿中呈放射成因的原始铅的比值表明，铅的主要组分可能来自火山岩之下的基底岩系。因此S和Pb同位素组成都一致表明，成矿物质有相当一部分来自于基底岩系，由此决定了富碲型金矿具有成片、成带分布的特点，即需要高碲的地球化学背景场。

（6）氢、氧同位素

该类型的氢、氧同位素研究表明，和δD的变化不大，但对具体某一矿床，δD的变化不大，则有一定的变化，这说明发生了“氧同位素漂移”现象。但无论哪一个矿床，主成矿期的流体均不是以大气降水为主，多数是再平衡岩浆水和大气降水的混合水，一般以再平衡岩浆水为主，这与浅成热液金矿床的其他两类金矿形成了鲜明的对比。

（7）地球化学找矿标志

由于碲化物一般靠近矿体的上部，并由于碲化物在氧化带中相当稳定，因此它们常见于砂矿中，且距原生矿床露头很近；另一方面。硫化物晶格中的Te在矿石氧化时易被破坏离解出来并被氧化成Te4+，且通常不远离作用圈，因此它一般在地表形成Te的异常，且可作为该类矿床特殊的地球化学找矿标志。

4与国外同类金矿的对比

富碲浅成热液型金矿有关的资料较少，所以没有很好地加以描述。Heald 等特别注意到科罗拉多州的Cripple Creek的金矿具有独特的矿物组合，认为属于截然不同的类型。国外该类金矿著名的有 Cripple Creek（643t）、斐济的 Emperor 金矿（1405t），以前对该类矿床的总结也基本上由这两个矿床的特征得出的。后来又有陆续报道了其他地区和国家该类金矿的特征，如巴布亚新几内亚的Lihir Island、美国蒙大拿州的Gies、俄罗斯的Kuril岛弧等，这使我们有机会对此类金矿作一稍完整的总结，其主要特征如下：

其地质背景一般为岛弧或活动大陆边缘靠大陆一侧。矿体一般产于破火山口有关的断裂或火山颈相（热液角砾岩），这一点与其他两类金矿相似。其主要以产出多种碲化物为特征，常见的碲化物有碲金矿、碲银矿、碲金银矿、斜方碲金矿、针碲金银矿、碲铅矿、碲汞矿、碲铋矿等。F和Te是该类型矿床的特征，有关的火成岩一般是粗面玄武岩、粗安岩、粗面岩、响岩。上述特征除了产出的区域构造背景与我国该类型金矿不同以外，其他特征均相似。蚀变作用特征上，区域或矿区蚀变为青磐岩化是相同的，但在围绕矿化构造形成独立蚀变晕的矿物组分上存在有某些差异，它是以石英-矾云母-萤石-冰长石-铁白云石为特征，矾云母和冰长石在我国该类矿床中迄今还未发现，总体上在蚀变特征方面，铜井矿床和Cipple Creek 较为相似，而溧水金矿则与Emperor金矿较为相似，这与它们的围岩较为相似有关。另外具有共同特征的是，自然金的成色一般均较高，平均都在900以上；硫化物的含量一般较低，并且流体包裹体中的阴离子以卤族元素为主，含量较低。另外，在矿床地球化学方面亦存在诸多的相似性和特殊性，具体如表3-10所示。

表3-10 我国和国外富碲浅成热液金矿对比表

431　矿石化学全分析

对安坝矿段360＃脉蚀变千枚岩及蚀变斜长花岗斑岩型矿石进行了分析，结果列于表414。蚀变千枚岩型矿石SiO2含量变化较大，为6207%～7457%，可能与硅化强度有关，其平均值为6722%，接近于蚀变斜长花岗斑岩型矿石。蚀变千枚岩型矿石Fe2O3、MgO含量较高，而蚀变斜长花岗斑岩型矿石Al2O3和K2O含量较高，两者其他成分含量差异不明显。分析数据中烧失量较大，可能与矿石中硫化物、碳酸盐以及含砷矿物较多有关。光谱分析结果也表明，安坝矿段305＃脉中砷、锑含量较高（表415）。

表414 360＃脉群矿石全分析成果表　w（B）/%

表415 305＃脉群矿石光谱分析结果表

432　矿石微量元素成分

安坝矿段305＃脉矿石微量元素化学分析结果（表416）表明，各类矿石金品位变化较大，为108×10-6～47×10-6。其中蚀变千枚岩型矿石金平均品位为510×10-6，略高于蚀变斜长花岗斑岩型矿石（471×10-6），而碎裂岩化较强的千枚岩或斜长花岗斑岩矿石金品位最高，平均为1814×10-6，可见构造破碎强度在一定程度上影响了矿化强度。也因为碎裂岩型矿石取样较多，所以样品总体品位偏高，达838×10-6。除Au以外，矿石中还含一定量的Ti（746×10-6～3 405×10-6）,Sb（12×10-6～204×10-6）,Cu（881×10-6～541×10-6）,Pb（243×10-6～514×10-6）,Zn（322×10-6～116×10-6）等，但不具备综合利用价值。矿石中As含量较高，为011%～243%（平均087%），这与镜下观察到的毒砂含量较高相一致。此外，矿石中C有机含量（表417）也偏高，为007%～222%（平均080%）。较高的As和C有机含量对选矿较为不利。

安坝矿段360＃脉矿石微量元素特征（表418）与305＃脉较为相似，只是其Au,As,C有机含量较305＃脉略低。

表416 305＃脉群矿石多元素分析结果表　w（B）/%

对比305＃脉地表氧化矿石与深部原生矿石微量元素含量特征（表417）可以发现，原生矿石Au含量（平均为599×10-6）高于氧化矿石（平均为208×10-6）。而且，深部原生矿石的As,Co,Fe,S,C有机含量高于氧化矿石，尤其是原生矿石C有机平均含量高达152%，远高于氧化矿石（009%）。氧化矿石中Au含量高的样品则Bi,Hg含量高，Ag,As,Cu,Pb,Zn,Fe,S含量低，而原生矿石Au含量高的样品则As,Hg,Fe,S,C有机含量高，Bi,Co,Ni含量低。Pb,Mo,Sb,Bi,Sn,Ag等元素在两种矿石中的含量变化不大。微量元素组合的上述差异和不同一方面是由于成矿后的表生变化引起的，同时亦与成矿过程中元素的原生分带密切相关。

表417 安坝矿段305＃脉矿石多元素分析结果

表418 安坝矿段360＃脉群矿石多元素分析结果表

安坝、葛条湾矿段的矿石、围岩其他微量元素含量见表419。

表419 阳山金矿带矿石多元素分析结果表　w（B）/10-6

433　微量元素相关性分析

为研究该区多元素的相互关系，对矿区岩矿石微量元素含量进行了相关分析，结果列于表420，从表420中可见，Au与As,Sb,Bi,Hg,W为正相关，其中Au和Sb的相关系数最高，为0933，其次为Au和As，两者的相关系数为0829，而Au与Hg的相关系数也达到了0416,Au与W的相关系数为0310，而Au与Ag,Cu,Pb,Zn,Mo的相关系数较低，相关性不明显。以上特征与王学明等（1999）对文康地区泥盆系中多元素相关分析结果较为相似。

表420 阳山金矿带微量元素相关系数表

在R型聚类谱系图上（图410），当相关系数大于04时，主要有两组元素，即Au-Sb-As-Hg-（W）-Bi元素组合和Ag-Mo-Zn元素组合。前者属一套低温热液元素组合，与本区低温成矿流体活动有关（流体包裹体测试也表明本区成矿流体温度主要集中于150～250℃，齐金忠，2003）；而后者由于其叠加强度及富集系数较低，且与Au相关性不明显，可能与成矿流体活动无关。

图410 阳山金矿微量元素R型聚类分析谱系图

434　微量元素在垂向上的变化

将样品按标高进行统计分析后可以看出（表421），随着标高的降低，Au,As,Hg,Sb,W的含量均呈现逐渐降低的趋势，Pb,Zn也有类似的变化，而Ag,Cu,Mo等元素的变化趋势并不明显，显示在阳山金矿区矿体头晕、尾晕元素的变化特征并不很清晰（李惠等，2000）。由于深部样品主要来自安坝复背斜南翼的钻孔，所以Au及相关元素的含量随标高降低而降低，表明了向南翼深部矿化有减弱的趋势

表421 阳山金矿不同标高矿石微量元素含量统计表　w（B）/10-6