西峡—内乡与古生代构造－深成花岗岩带有关的金、多金属矿床成矿亚系列

一、地质背景

西峡—内乡古生代构造－深成花岗岩带大地构造位置属北秦岭构造带的一部分，其地质特征与板厂—秋树湾中生代斑岩－爆破角砾岩成矿亚系列一致。

这里古生代加里东期的深成花岗岩广泛分布，如五朵山、漂池、安吉坪、白虎岭、西庄河、川心垛、板山坪等二长花岗岩、黑云母花岗岩和英云闪长岩、奥长花岗岩，各岩类构成规模大小不一的岩体。它们多由地壳重熔作用而成，是加里东期扬子板块向华北板块俯冲作用的结果，从而出现了俯冲型和碰撞型的花岗岩。前者为英云闪长岩、奥长花岗岩等M型花岗岩（如板山坪、西庄河、白虎岭、川心垛等岩体）；后者为浅源深成的S型花岗岩，如五朵山、漂池等岩体，它们的同位素年龄为402～573Ma(39Ar/40Ar法，Rb-Sr法，K-Ar法，卢欣祥，1986）。

在加里东花岗岩体以及它们的内外接触带中，分布着大量的金及多金属矿床、矿点，其中以五朵山花岗岩体中之矿点最多，规模也大，计有大石窑、许窑沟、七潭、炸板石沟、大南沟、小正南沟等，蚂蚁沟、棉树凹、杏树坪等，在岩体外接触带中有夏家沟、周庄、湍源、梅子沟等小金矿点。成矿元素以Au、Cu为主，不少矿点均可视为Cu-Au矿。成矿受切穿岩体的NNW(330°左右）向韧性剪切带控制。

二、成矿条件

本成矿亚系列的重要特点是矿床或矿体多数产在加里东期深成花岗岩体内。一般均作为与花岗岩有关的金矿体来认识的，但从其产出的地质地球化学及成岩成矿时代分析，主要控矿条件有以下几点。

（一）深成花岗岩

1花岗岩与成矿的关系

花岗岩在这里不是矿源岩，而是赋矿岩。金矿产在成岩后的裂隙中。由于花岗岩较均一，且具刚性。这些裂隙都相当平直，并且切割较深。同时花岗岩一般来源较深，其接触带及裂隙（韧性剪切带）均可以作为沟通深部成矿流体的通道，成矿的物理化学条件资料亦证明主成矿期为雨水及地下水交汇，并非岩浆期后溶液。当然，深部成矿流体在运移过程中会发生淋滤作用，从而使围岩（花岗岩）中的成矿物质进入成矿流体中也是可能的，只是目前我们还没有找到由于花岗岩中的成矿物质加入到矿体中而出现的元素共轭异常情况，即在离开矿体的正值区后出现低于正常的负值，之后再出现的正常场。同位素资料亦没能提供矿体与花岗岩的成因联系（两者不同时）。

2赋矿岩体特征

区内赋矿岩体为五朵山岩体。

（1）五朵山岩体地质特征

五朵山岩体分布于内乡、镇平、南召、南阳等县的交界处，出露面积1420km2，为由寺庄、黄龙庙—四棵树、牧虎顶等岩体组成的复式岩体。岩石类型主要为中细粒黑云母二长花岗岩，中细粒（含白云母）二长花岗岩，中粒含斑黑云母二长花岗岩及斑状黑云母二长花岗岩。岩体时代：黑云母40Ar-39Ar年龄448Ma，全岩Rb-Sr法年龄392Ma。黑云母K-Ar年龄为414Ma（卢欣祥，1988）。

（2）岩体的岩石化学特征

该岩体岩石化学组分及参数如表2-2，由表知，该岩体里特曼指数σ为199～217，属钙碱系列花岗岩，铝指数（A/CNK）为102～109，属铝过饱和岩石，与S型花岗岩相当。

表2-2　五朵山花岗岩体岩石化学及主要参数表

河南省主要矿产的成矿作用及矿床成矿系列

（3）稀土元素特征

五朵山花岗岩体稀土元素特征及模式见表2-3，图2-9。岩体稀土总量为13869×10-6～28774×10-6（平均2155×10-6），与陆壳重熔花岗岩（250×10-6）基本相当。Eu为029～05，亦与陆壳重熔花岗岩（03～05）一致。（La/Yb)N为342～2815（平均1471），比陆壳重熔花岗岩略高。稀土模式曲线右倾。Eu亏损明显，具I型与S型花岗岩过渡型稀土元素模式特征。该岩体中黑云斜长片麻岩熔融残留体，∑REE=37147×10-6,（La/Yb)N=2451,Eu为081，皆比五朵山花岗岩相应值高。说明残留体比花岗岩（熔融体）更富稀土元素。由于残留体富斜长石使Eu相对花岗岩富集。从而也说明花岗岩（即熔融）相对残留体不仅有继承性，更有新生变异性。

图2-9　五朵山岩体稀土配分型式

（据卢欣祥，1990)

1—黑云斜长片岩；2—角闪黑云斜长片麻岩；3—黑云更长花岗岩；4—中细粒黑云母二长花岗岩；5—中粒黑云母二长花岗岩；6—中细粒黑云母二长花岗岩

五朵山花岗岩的洋脊花岗岩标准化模式如图2-10，由图知，该岩体洋脊花岗岩标准化模式与皮尔斯（1984）同碰撞花岗岩洋脊花岗岩标准化模式一致。表明该岩体形成于加里东期华北与扬子两大板块的同碰撞构造环境，属同碰撞型花岗岩。

（4）花岗岩的成因系列

该岩体9个全岩氧同位素δ180样品均值为1231‰，与华南S型花岗岩相当。锶同位素初始比（87Sr/86Sr)i=07085，与澳大利亚Lanchlan活动带S型花岗岩（BWChappell,AJWhite,1974）相当。稀土元素Eu为029～050，也与改造型或S型花岗岩相当。岩体南接触带混合岩化、交代作用明显，和围岩没有明显的侵入接触关系。岩石具特征的半自形粒状花岗结构，似斑状结构和块状构造，表明岩体为原地、半原地花岗岩。因而根据岩体物质来源浅、定位深等特点，其成因系列属浅源深成花岗岩（卢欣祥，1988）。

表2-3　五朵山岩体稀土元素特征参数表/10-6

图2-10　五朵山岩体洋脊花岗岩标准化模式

（据卢欣祥，1990)

1—同碰撞花岗岩；2—五朵山花岗岩

（二）韧性剪切带

成矿受不同规模的韧性剪切带控制是极其明显的。所有金矿均产在花岗岩体内的韧脆性剪切带中。离开剪切带金矿化突然减弱，而迅速降到元素的背景值水平（图2-11）。这种构造带不仅可以发生在花岗岩中，而且还可以切过花岗岩与围岩的界线而进入围岩，具明显的切层穿时性。

图2-11　许窑沟金矿金含量曲线

（据卢欣祥，1992)

1—中细粒二长花岗岩；2—绿泥石化碳酸岩、绢云母化花岗岩；3—石英脉；4—金矿体；

A:812沿脉坑道150m处穿脉；B:812沿脉坑道200m处穿脉；C:872沿脉坑道500m处穿脉

（三）时代较老的基性火成岩围岩它们对成矿有利

因为秦岭下地壳及基性火成岩含有较高的金丰度。因此深部流体中有可能含有较高的金，这样对成矿就会产生有利影响。

三、许窑沟式矿床特征

（一）矿区地质

许窑沟金矿是北秦岭构造岩浆岩带中产于加里东五朵山花岗岩体内规模较大的一个金矿床。矿区出露地层为元古宇—下古生界二郎坪火山岩，岩性主要为基性熔岩，属大陆拉斑玄武岩。研究表明，二郎坪火山岩属秦岭中的蛇绿岩片（张国伟，1989；符光宏，1989；孙勇，1994）。岩浆岩主要为加里东期五朵山二长花岗岩，亦是许窑沟金矿的赋矿岩石。

矿区主要断裂构造可分为两组：一组走向NW325°，倾向NE，倾角57°～75°，主要有三条，出露长度260～1700m，宽2～48m，具多期活动特点。早期为脆性张断裂性质，以石英脉充填为主，为矿前期热液活动脉体；中期张扭性质，石英脉破碎形成条带角砾，伴随多次硫铁、多金属热液活动，为主要矿化阶段。晚期以压扭性为主，常使早期充填的脉体、构造岩和矿体被错开，对矿体有一定的破坏作用。一号断裂（带）规模最大，走向长1700m，宽04～48m，是矿区主要控矿构造，另一组为北东向断裂构造，走向50°～70°，倾向北西，倾角35°～64°，长120～340m，宽04～08m，断裂带中发育破碎蚀变岩及石英脉，金矿化较弱。

（二）矿床地质

1矿体特征

矿区出露四个矿体皆位于1号脉中：Ⅰ、Ⅳ号矿体位于1号脉北西西端外接触带斜长角闪片岩中，Ⅱ号矿体产于1号矿脉中段，Ⅲ号矿体产于1号脉南东段。Ⅱ—Ⅲ号矿体皆位于内接触带花岗岩中（图2-12）。矿体总体走向315°～330°，倾向北东，倾角63°～68°，控矿标高为954～644m。矿体为透镜状、脉状。I号矿体长95m，厚04～48m，平均206m，矿石赋存于破碎石英脉及上盘碎裂蚀变岩中，品位200×10-6～5941×10-6，平均1122×10-6；Ⅱ号矿体长245m，厚04～355m，平均1m。最大出露标高954m，最深工程控制标高632m，垂深322m。金矿石赋存于破碎石英脉和上、下盘花岗碎裂蚀变岩中，金平均品位1453×10-6。Ⅲ号矿体长95m，厚045～205m，平均09m，平均品位822×10-6最大出露标高985m，最深工程控制标高为725m，垂深260m，矿石亦赋存于破碎石英脉及碎裂蚀变花岗岩中，富矿部位黄铜矿、镜铁矿、黄铁矿富集。Ⅳ号矿体产于破碎石英脉中，脉厚03～25m，平均品位697×10-6，最大出露标高828m，最深控制标高663m，垂深165m。碳酸盐化部位，矿化减弱。

图2-12　许窑沟金矿地质图

（据308队，1986)

1—二郎坪群火山岩；2—五朵山中细粒黑云母花岗岩；3—花岗岩脉；4—蚀变构造破碎带；5—金矿体；6—断层韧性剪切带；7—地质界线；8—产状

2围岩蚀变及成矿期脉体活动

矿前期蚀变有钾化及早期碳酸盐化，成矿期蚀变有硅化、绿泥石化、黄铁绢英岩化、绢云母化、镜铁矿化、黄铁矿化、黄铜矿化、铅锌矿化，成矿后蚀变有高岭土化及晚期碳酸盐化。矿前期脉体活动主要为灰白色石英脉，局部含结晶黄铁矿，若没有成矿期热液脉体活动叠加难形成工业矿化，但金工业矿化常与其空间分布一致，可称谓成矿的先导阶段。成矿期热液脉体活动主要有黄铁矿及黄铜矿、闪锌矿、方铅矿等多金属硫化物细脉和镜铁矿、碳酸盐脉等，这些矿化热液脉体多充填于早期块状石英脉及蚀变岩裂隙中，构成条带状、网脉状、浸染状金矿石。与金成矿关系密切的为黄铁矿，其次为黄铜矿、镜铁矿、菱铁矿（或含铁碳酸盐）、闪锌矿、方铅矿。金矿体严格受成矿期热液脉体活动控制（图2-12）。

3金的赋存状态及富集部位

金在矿石中以自然金和银金矿两种矿物存在，自然金占6448%，银金矿占3552%，金矿物粒度0037～001mm与001～0005mm的占9674%。有粒状、麦粒状、叶片状与针状四种，主要呈包裹体金、粒间金和裂隙金形式存在。金的成色为840～860。金矿的主要富集部位是构造分支复合部位和硅化、黄铁矿化、绿泥石化强烈部位，与多金属硫化物和镜铁矿关系密切。

（三）金矿床形成的物理化学条件

1矿物流体包裹体特征与形成温度

（1）流体包裹体特征

成矿早期阶段包裹体形态复杂，气液比及包裹体大小变化大，除气液包裹体外，还有含液相CO：包裹体、含石盐子晶包裹体和含气相包裹体。气液比可从5%变化至70%，表现出充填度的巨大差异。包裹体大小可从1μm到50μm。中晚期阶段主要为气液两相包裹体，少量纯液相包裹体，未见气体包裹体、含液态CO2三相包裹体和含石盐子晶包裹体。

（2）成矿温度

早期黄铁矿－石英（脉）阶段均一化温度为320～400℃，反映早期黄铁矿－石英脉形成于高温热液环境。相同石英样品的爆裂温度155～170℃，远低于均一温度，其原因可能为包裹体气相成分，特别是CO2含量较高，爆裂温度可低于均一温度（何知礼，1982），该温度不具地质意义。

主成矿期金－石英－黄铁矿阶段，均一温度范围180～280℃，与金共生的主要硫化物黄铁矿的爆裂温度为250℃，与均一化温度一致。

成矿晚期黄铁矿－方解石－石英脉阶段，石英均一化温度为130～200C，该阶段石英、黄铁矿爆裂温度为170～210℃，与均一温度相近。

2矿物流体包裹体成分

许窑沟金矿三个成矿阶段矿物包裹体成分及参数列于表2-4,2-5,2-6。由表知，液相成分中、早期成矿阶段Na＋＞K+＞Ca2+＞Mg2＋，而到中晚期阶段则Ca2+＞Mg2+＞Na+＞K＋，各成矿阶段均为Cl-＞F-。从早期到晚期成矿阶段，Mg2＋、Ca2＋离子大幅度升高，F－/Cl－比值升高。Na＋、Cl－离子、盐度、CO2/H2O比值、Na+/K＋与Na+/Ca2++Mg2＋比值从早期到晚期成矿阶段明显降低。这与成矿早期阶段包裹体相态复杂，含有液相CO2包裹体和含石盐子矿物包裹体相一致。在成矿中晚期阶段随着矿质沉淀，Ca2＋、Mg2＋离子加入，与此阶段形成较多的碳酸盐相吻合。由于黄铁矿的干扰，不能分析出矿物包裹体中的S2－、HS－含量。但成矿期有大量硫化物形成，表明成矿溶液中必然有大量HS－、S2－的存在。

许窑沟金矿矿物流体包裹体测定结果列于表2-4中。

研究矿物包裹体成分及其存在的物化条件是研究成矿元素搬运、沉淀的重要途径。金在热液中主要呈Au＋存在，而Au＋具有较大的离子半径，强极化力及强烈的共价链倾向，因此Au＋配合物稳定性随配位体离子半径和极性增大而增大。由于Cl－离子半径大于F－离子半径，因而 配离子就比 配离子稳定得多。 配合物一般在较高温度（350～400℃）的流体中占主导地位。该区成矿早期阶段溶液中有大量Cl－存在，可以推断成矿早期阶段Au在流体中搬运是以 配合物形式进行的。而在成矿中晚期阶段，由于温度降低（280～150℃）, 变得不稳定，而HS－配合物则在较广泛的中低温条件下稳定存在，溶液中的金在流体中主要呈 而不是呈 形式搬运。金与大量的硫化物密切共生，也是金呈此种形式搬运的佐证。

表2-4　内乡县许窑沟金矿矿物包裹体测温结果

表2-5　许窑沟金矿包裹体成分分析结果

3成矿溶液的氧化还原条件

由表2-5知许窑沟金矿成矿早期阶段Eh值达371，三个成矿阶段的还原参数［R＝(nCO2+nCH4+nH2)/nCO2］都很低（009～016），这表明成矿过程处于相对氧化环境，与矿石出现较多的铁氧化物（镜铁矿）相吻合。

表2-6　许窑沟金矿矿物包裹体气液成分参数

4成矿流体的氢氧同位素组成

根据王铭生、宋峰（1991）测定资料（表2-7），许窑沟金矿成矿早期石英δ180为1473‰，按均一温度和矿物－水分馏方程计算的成矿溶液 为893‰，氢同位素D为－80%o。成矿中期（主成矿期）黄铁矿包裹体溶液 和δD分别为－91‰及－102‰。成矿晚期计算的成矿溶液δ18O为－715‰，该阶段黄铁矿包裹体δ18O为－947‰。在成矿流体氢氧同位素组成图解中（图2-13），早期成矿阶段包裹体水氧同位素为较高正值，接近岩浆水，成矿中晚期（主成矿期）流体的氧同位素皆为较大的负值，与东秦岭地区中生代雨水相似，说明主成矿期流体来源以地下水为主。各成矿阶段的δD值变化范围在－80‰～－102‰，也基本相当于东秦岭地区中生代雨水。

图2-13　许窑沟金矿成矿期热液流体氢氧同位素组成

（东秦岭中生代雨水区，据张理刚，1985）

△1—成矿早期流体；△2—成矿中期流体；△3—成矿晚期流体

表2-7　许窑沟金矿氢氧同位素组成表

四、矿床成因及找矿模式

从以上资料分析，该类矿床属石英脉－构造蚀变岩型，成矿物理化学条件则显示其为中温热液矿床。

此类矿床明显地产在深成花岗岩的韧性－脆性剪带中，受其影响，使得深部的成矿流体得以有了运移的通道，在浅部与天水接触处（约3km），两介质交汇发生沉淀而成矿。同位素资料明确的证明了这一点。花岗岩体本身，由于岩浆一般来源较深（10～12km），亦可以作为沟通地壳上、下部的通道，从而有利于成矿流体运移，其模式可能是深部成矿流体（溶液）沿花岗岩侵位的构造薄弱部位及花岗岩中的韧性剪切性，把矿液运移到近地表（3km处）、当与天水发生交汇时，使矿液性质发生改变而沉淀并成矿。

本成矿亚带的成矿模式如图2-14。

图2-14　许窑沟金矿成矿模式图

（据张寿广、卢欣祥修改，1995)

1—变质火山－沉积岩系；2—加里东期花岗岩；3—热液蚀变；4—含矿体；5—剪切带；6—流体运移方向，箭头粗细表示流体携带成矿物质多少

A—许窑沟式；B—高庄式