安徽天井山金矿区韩家岩体成因与成矿意义＊

张定源，王爱国，鲍晓明，谢玉玲，王德恩，曾献育

（1 中国地质调查局南京地质调查中心，南京 210016）（2 北京科技大学土木与环境工程学院，北京 100083）（3 安徽省地质矿产勘查局332地质队，黄山 245000）

位于安徽省休宁县天井山金矿区的韩家金矿，是上世纪80年代发现的［1］皖南地区第一个独立的原生金矿。2003～2004年期间，安徽省332地质队在承担“安徽省休宁县韩家－小贺金矿普查”项目时对包括韩家金矿在内的整个天井山矿区进行了普查，提交（333＋334）金储量18t；2011年安徽省潜力评价项目将天井山矿区归入休宁东南部成矿远景区［2］。

近十多年来，在天井山地区开展地质工作的单位和项目比较多，但在天井山金矿核心成矿事件的研究方面还没有形成具有引领价值的科研成果。过去认为天井山金矿属剪切带型金矿［3－8］，可是按此思路沿剪切带找矿，不管是矿区外围还是矿区内部，虽有些进展，但始终没有实质性突破，说明剪切带可能不是形成天井山金矿的本质因素。事实上，韩家金矿剪切带内的含矿石英大脉与无矿石英大脉的重要区别是前者发育一组平行而密集的垂直其走向的裂隙，甚至由于这种裂隙过于密集并发生轻微滑动而形成角砾化［9］。本文作者通过进一步工作发现，含矿石英脉的再破裂与韩家岩体顶部及其周缘含矿裂隙带为同一成矿事件的产物。所以要确定导致天井山金矿成矿事件发生的地质作用，首先要弄清韩家岩体与分布在其顶部和两侧的含金裂隙带有无内在联系以及韩家岩体的成因。

1 天井山矿区地质概况

研究区位于新元古代江南造山带东段鄣公山弧间构造混杂岩与怀玉山火山弧之间的拼接部位［10－12］，天井山金矿产于青山－小贺－富竹矸构造岩浆岩带中段（图1）。

矿区地层由变质基底和沉积盖层两部分组成。新元古代昌前组浅变质碎屑岩（Qnch）、井潭组浅变质中酸性火山岩（Qnj）以及灵山岩体碱长花岗岩（γ2）构成变质基底，总体呈NNE－NEE 向分布于矿区中东部。受前燕山期多次造山事件影响，区内变质基底发生广泛的塑性变形，在变质地层中形成不同级别的顺层韧脆性逆冲剪切带，在灵山岩体中形成片麻理，共同构成由剪切带和岩片相间组成的区域性叠瓦状构造格架（图2）。盖层由分布在矿区西侧的中、上侏罗统紫红色陆相砂砾岩组成。

图1 安徽天井山金矿区区域地质图［4］Fig．1 Regional geological map of the Tianjingshan gold field in Anhui Province

燕山期构造岩浆作用强烈，形成NE 向青山－富竹矸构造岩浆岩带和北北东－近南北向高角度角砾岩带，早期叠瓦状剪切系统再次复活，并逆冲至中侏罗系地层之上。这些再活动的剪切系统和高角度角砾岩带是天井山矿区的主要赋矿部位。

青山岩体位于青山－富竹矸构造带中段，NE 向展布，出露面积约2km2，岩性为似斑状二长花岗岩，主要矿物为石英、钾长石、斜长石、黑云母以及少量角闪石，成岩时代150 Ma。岩体蚀变不明显，仅在北部接触带附近发育较强的绿泥石化和钾长石化，并伴有大量的石英细脉，局部见有辉钼矿化。北界与灵山岩体以青山－富竹矸构造破碎带接触，构造带由绢英岩化碎裂岩、硅化角砾岩以及微晶石英岩三部分组成，厚度数米－近百米，局部见石英脉型金铅锌毒砂矿脉。此外，构造岩浆岩带的北侧还见有小贺斑岩脉，岩脉厚30～50 m，斑晶为钾长石和少量石英，基质富含石英和黄铁矿，不见暗色矿物，边部发育密集的灰白色－深灰色隐晶质石英微细脉。岩脉两侧为含金铅锌毒砂的深灰－灰白色玉髓状硅质角砾岩，含少量钾长石斑晶，与岩脉之间渐变过渡，局部叠加后期断层。

天井山矿区由西部天井山金矿带和东部小贺金铅锌矿带两部分组成，均为NE 向分布，与青山－富竹矸构造岩浆岩带基本平行。西部矿带包括新岭脚、韩家、白石坑、捉马等金矿；矿化类型一是产于剪切带和破碎带中的脉状矿化，二是产于“韩家岩体”中的网脉状矿化。

图2 韩家金矿25线地质剖面图Fig．2 Geological profile of Line 25in the Hanjia gold field

2 韩家岩体岩石学特征

在韩家金矿F1剪切带与灵山片麻状花岗岩体接触带附近，发育一长条状NE－NNE向展布的特殊岩石单元（图1及图2中的岩石单元⑥），《安徽省休宁县天井山金矿普查报告》中将这套岩石单元称之为韩家岩体，岩性定义为花岗斑岩［1］。

韩家岩体呈蝌蚪状出露在韩家25 线－14 线之间，总体走向40°左右，长约850 m，宽70～110 m，倾向南东，倾角40～60°，倾向延深大于300m，产状与F1大致相同。韩家岩体西侧为糜棱岩化的井潭组（Qbj）或昌前组（Qbch）地层，两者通常与破碎带接触，东侧与晋宁期片麻状花岗岩（γ2）接触，呈断层或渐变过渡的接触关系。

韩家岩体上部为浅绿色、中部为黄绿色、深部为浅灰色，微细粒斑状结构，中心部位为微细粒块状构造，两侧略具片麻状构造，尤其与东侧片麻状花岗岩在颜色、粒度、结构构造等方面表现为渐变过渡。肉眼观察韩家岩体由“斑晶”和基质两部分组成，“斑晶”为石英、钾长石，形态不规则，粒度以0．5～1．5 mm 为主，含量约5～20%，具有从中部向“岩体”两侧“斑晶”逐渐增多且变粗的变化特征。但在显微镜下，这些“斑晶”矿物常显示为不规则港湾状、弧状、长条状、浑圆状，正交镜下为显微文像结构（图3a），由蠕虫状石英和绢云母组成，所谓的斑状结构其实是一种交代残余，而非真正意义上的斑状结构。所谓的“韩家岩体”并非是花岗斑岩，而是蚀变形成的绢英岩。

进一步研究发现，韩家岩体的不同部位绢英岩化特征不同。岩体中上部呈浅绿色，斜长石及暗色矿物基本消失，变为微细粒绢云母和蝌蚪状石英集合体；残余矿物为弱绢英岩化钾长石（图3b）和石英，粒度2～4mm，明显大于新生的绢云母和石英，显示出斑状外貌，局部见有毫米级石英绿泥石团块或细脉，属绢英岩相。中部岩石逐渐变为淡黄绿色，钾长石与石英绢英岩化增强，钾长石被微细粒绢云母、石英以及少量新生的钾长石取代而呈现各种不规则的微小残块，或沿着条纹被绢云母和石英交代（图3c），继续保留原有外貌；石英“斑晶”被微粒状新生石英集合体和晶间少量绢云母取代（图3d）而表现为不规则石英团块。深部为浅灰色、灰白色，原有矿物钾长石、石英基本消失，同时新生矿物绢云母开始被石英交代，而作为含量不等的残余物分布在新生的大量不规则的石英团块中，该部位相当于绢英岩带中的石英相。

图3 韩家岩体镜下显微照片Fig．3 Microphotos of the Hanjia rock body

韩家岩体另一显著特征是裂隙发育，主要有两类裂隙：一类是广泛出现的细如发丝的微裂隙，局部有膨大。其成因可能与蚀变前后矿物体积变化引起的张裂有关，充填物主要为石英，另见少量萤石、方解石、绿泥石、含铁碳酸盐、绢云母、钾长石，构成不同类型的细脉。在绢英岩体上（浅）部分布的是石英－萤石细脉、石英－含铁碳酸盐细脉、石英－绢云母细脉，深部分布的是石英细脉和少量的石英－钾长石脉，绢英岩体的中部为石英细脉、石英－绢云母细脉、石英－钾长石细脉。外来流体充填这些脉体时，相对高温矿物先在边部结晶，相对低温的矿物则产在脉体中间。但是这些脉体规模小，仅限于绢英岩体内，成分与其围岩的蚀变程度有一定的对应性，因此可以认为它们是绢英岩化的派生产物。另一类是一组规模较大的脉体，前人标定为网脉带，发育于6～14线之间的韩家岩体浅部，经实地观察共有三组密集的裂隙带：其一为NNE向张裂隙，其二为NWW 向左旋追踪张剪性裂隙，两者都近乎直立（图8），其三为一组近水平张裂隙。其内均充填有含金石英细脉，厚约1～5cm，间隔10～20cm 不等。前两者主要发育在绢英岩体内部，向边部脉体厚度逐渐变小，但绢云母和含铁碳酸盐以及硫化物逐渐增多，向深部该组裂隙逐渐消失。这种规模、密度、成分等宏观变化特征严格受控于绢英岩体，表明其成因也应与绢英岩化有关。

韩家岩体上述蚀变和裂隙充填物有规律的变化特征，反映绢英岩的形成是深部流体向上不断交代的结果，根据追踪张裂隙的分布特征（图8），可以判断在蚀变过程中还伴有近东西向左旋应变，说明蚀变与区域构造变形近乎同时发生。

3 韩家岩体地球化学特征

3．1 主量元素

韩家岩体的全岩主量元素在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室测试，测试仪器为Thermo scientific ARL9900型X 射线荧光光谱仪。玻璃熔片的制备与测试过程：（1）将样品（粒度200目以下）烘干，然后以1∶22 的比例分别称量0．5g样品及11g四硼酸锂、偏硼酸锂混合助溶剂，充分混合后倒入干净的铂金坩埚中；（2）将坩埚及模具放入熔炉中，在1050°C 经熔融、摇匀、倾倒、冷却等过程后制备成均匀的玻璃片；（3）对玻璃熔片的分析测试方法主要采用曲线法，该实验室目前针对硅酸盐类样品建立的曲线由GSR－1、GSR－2、GSR－3等34件天然地质标准样品组成，标样岩性范围从超基性岩至长英质岩石、沉积岩。烧失量通过手动输入并参与分析计算，测试电压电流通常为40 KV，75 mA，每个元素扫描时间20s。根据标样（GSR－1和GSR－7）的测定值，相对误差在元素丰度＞1．0%时为±1%，元素丰度＜1．0%时为±10%。测试结果如表1。

表1 韩家岩体与灵山岩体主量元素含量Table 1 Major elements contents of Hanjia and Lingshan rock bodies

韩家岩体的特征为高Si，低Na、Mg和中等Al，ACNK 值显示属于弱的准铝质到弱的过铝质，组成上与未绢英岩化的灵山岩体近似，但与灵山岩体对比，部分元素发生规律性迁移。

随着绢英岩化程度增强，Si明显提高（77．02%→78．79%→80．29%），而Fe、Mn、Ca、Na含量明显降低。这种变化与镜下观察到的矿物变化结果一致，即：黑云母和斜长石全部消失并转变为绢云母与石英集合体后，导致铁、钙、钠的流失和石英集合体的出现，其化学反应式可能为：

2K（Mg，Fe）3AlSi3O10（OH）2（黑云母）＋4H＋

→（Mg，Fe）5Al2Si3O10（OH）8（绿泥石）＋（Mg，Fe）2＋＋2K＋＋3SiO2

或K（Mg，Fe）3AlSi3O10（OH）2（黑云母）＋10H＋

→3SiO2＋6H2O＋Al3＋＋3（Mg，Fe）2＋＋K＋

Na2O 显著减少，是由斜长石消失引起的。绢云母是低硅富铝矿物（KAl2（AlSi3O10）（OH）2），SiO2含量只有45～54%，而斜长石中SiO2含量约60%，钾长石SiO2含量高达65%。在弱酸性条件下，斜长石分解成绢云母时，析出大量富余的SiO2而形成石英细脉或石英集合体及少量碳酸盐，斜长石的绢云母化反应式可能为：

3CaAlSi3O8NaAlSi3O8（斜长石）＋4H＋＋2K＋

→2KAl2（AlSi3O10）（OH）2（绢云母）＋3NaAlSi3O8（钠长石）＋3Ca2＋

6NaAlSi3O8＋3CaAl2Si2O8（斜长石）＋4H2O＋2K2CO3＋4CO2

→4KAl2（AlSi3O10）（OH）2（绢云母）＋12SiO2＋2Na2CO3＋3CaCO3

可见，绢英岩化初期，随着富钾的酸性溶液对岩石的不断交代，斜长石彻底分解为绢云母，Na直接被溶液带走，而流体中的K 则转入绢云母中。但随着绢英岩化的继续，溶液酸性程度进一步提高，钾长石逐渐被绢云母和石英交代，并析出部分钾，因而，蚀变前后岩石中的钾保持相对稳定。与流体中的SiO2结合形成新生的钾长石颗粒。斑晶钾长石消失的同时又有微细粒钾长石生成，说明在绢英岩相中钾长石处于动态平衡，属于过饱和矿物。

3KAlSi3O8（钾长石）＋2H＋

→KAl2（AlSi3O10）（OH）2（绢云母）＋6SiO2＋2K＋

在蚀变过程中，流体提供了H2O、CO2、F－、K＋等，而岩体不断释放SiO2、Na＋、Ca2＋、Mg2＋和Fe2＋等，随着流体向上迁移，将在绢英岩体上部的不同部位的裂隙中形成石英细脉、石英萤石细脉、石英含铁碳酸盐细脉、石英绢云母细脉以及石英钾长石细脉等。而Na＋则将随流体继续迁出，随着绢英岩化作用的发展，Na2O 含量随之降低（3．19%→0．44%→0．41%）。

3．2 微量元素

由于主量元素和大离子亲石元素（LILE）在后期热液活动中属于相对活动组分，而高场强元素（HFSE）具有相同或相近的原子结构和离子半径，在地质和地球化学作用过程中常常整体活动，能够保留原始的组份特征。由于微量元素在地质体中的丰度及分布型式与其源区组成有关［13－16］，因此，常可用来示踪、判断蚀变岩石的原岩性质。

本文作者野外采集5件青山岩体和8件韩家岩体共13件微量元素样品，由南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室ICPMS 分室测试，为便于对比，收集了8件灵山岩体样品［9］，测试数据见表2。

从岩石的稀土元素组成看，韩家岩体具有高的稀土总量（ΣREE＝（217．15～284．76）×10－6，与灵山岩体相似（122．05～287．94）×10－6，而明显高于青山岩体（82．32～111．12）×10－6的2～3倍。在稀土元素球粒陨石标准化配分模式中（图4），所有韩家岩体与灵山岩体具有一致的稀土配分模式，都显示轻微到中等的轻稀土富集，韩家岩体的LaN／YbN＝4．84～7．74，灵山岩体的LaN／YbN＝2．70～5．24，都是强烈的Eu亏损，韩家岩体的δEu＝0．24～0．28，灵山岩体的δEu＝0．07～0．41，它们与青山岩体差别明显（LaN／YbN＝10．37～23．25，δEu＝0．73～1．06）。

图4 灵山、韩家、青山岩体稀土元素球粒陨石标准化配分曲线图Fig．4 Chondrite－normalized REE distribution pattern of Lingshan，Hanjia and Qingshan rock bodies

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在岩石微量元素原始地幔标准化蛛网图中（图5），韩家岩体与灵山岩体一样，具有一致的配分模式，Rb高度富集，Ba、Nb、Sr、P、Ti强烈亏损，并有弱到较强的Zr亏损，总体形态明显不同于青山岩体。

上述特征表明，韩家岩体与灵山岩体相似，而与青山岩体差异巨大。由此推断韩家岩体与灵山岩体具有相同的原始物源，而与青山岩体的原始物源不同。

图5 灵山、韩家、青山岩体微量元素原始地幔标准化蛛网图Fig．5 Primitive mantle－normalized trace elements spidergram of Lingshan，Hanjia and Qingshan rock bodies

4 韩家岩体的母岩年代

上文已从岩石学和岩石化学组分上证明韩家岩体是花岗岩类岩石绢英岩化的结果，稀土元素特征证明韩家绢英岩与灵山岩体具相同的源岩；而在野外产状上，韩家绢英岩体边部保留明显的片麻状构造，与灵山岩体呈渐变过渡关系。但由于片麻状构造并非原生构造，因此，韩家绢英岩母岩可能是灵山片麻状花岗岩，也可能是在片麻理形成之前与灵山岩体具有相同起源的某个花岗岩体。为此，本文对韩家绢英岩进行了锆石年代学测试，由此确定其母岩的形成时代。

本次采集了两件韩家绢英岩重砂样品，破碎后手工淘洗分离，后经磁选和电磁选，在双目镜下挑出锆石。选取代表性锆石（大于200粒）制靶后通过透射光和反射光照相，在中国地质科学院地质研究所离子探针中心对锆石进行了阴极发光照相，研究锆石内部结构。在天津地质矿产研究所采用LA－MCICP－MS技术对样品进行U－Pb微区定年和Hf同位素测试，所采样品中的绝大多数锆石呈长柱状晶体，长轴一般在100～200um，部分可达250um，长短轴之比在2～3之间，所有锆石无色透明。在锆石阴极发光图象和测点位置图中（图6），所有锆石都具有明显的生长环带（韵律振荡环带），说明这类锆石为岩浆成因［17－18］，有少量锆石显示微弱的退晶现象。对该样品的34粒锆石进行34次分析（表2），表明它们的U、Th、Pb含量变化大，但所有分析的点都具有大于0．1的Th／U 比值，表明这些锆石来自酸性岩浆的结晶。

图6 韩家岩体中锆石阴极发光图象和测点位置图Fig．6 Zircon CL images and locations of analytical spots of the Hanjia rock body

图7 韩家岩体LA－ICP－Ms锆石U－Pb谐和曲线图Fig．7 LA－ICP－MS zircon U－Pb concordia diagram of the Hanjia rock body

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在34次分析结果中，有少数测试点表现出不同程度的放射性Pb 丢失，而绝大部分测点具有一致的206Pb／238U 和207Pb／235U 表面年龄，它们均位于谐和线上（图7）。从年龄分布看，排除Pb丢失的测点，其它测点的206Pb／238U 表面年龄在误差范围内一致，获得算术平均年龄为767．2±6．2Ma（N＝26，MSWD＝3．1），这一年龄代表了岩浆结晶年龄，与灵山岩体形成时代［9］近乎一致，由此证明韩家绢英岩的母岩为灵山岩体。

5 韩家岩体的成因与成矿意义

天井山地区的绢英岩不仅大面积出现在韩家金矿，而且在白石坑金矿也普遍存在。如此广泛而强烈的绢英岩化必定隐藏着深刻的构造岩浆事件。因此研究韩家绢英岩的成因对确定天井山金矿成矿事件至关重要。

5．1 韩家岩体的成因

基于如下事实：（1）“韩家绢英岩体”顺断裂带分布，具有从上到下和从边部到中心蚀变分带，即：弱绢英岩相－绢英岩相－石英相，反映造成绢英岩的热流体来源于断裂带的深部；（2）伴生的石英－萤石、石英－方解石、绿泥石－石英－铁白云石、绢云母－石英、钾长石－石英各类裂隙充填型细脉，具有斑岩类蚀变特征；（3）在韩家绢英岩和白石坑绢英岩之间见有少量含矿斑岩脉以及脉岩两侧的含矿绢英岩蚀变带（TC9018）；（4）韩家金矿成矿流体具有岩浆流体特征［19］；（5）矿区东部的小贺矿区，金铅锌角砾状含长硅质岩分布在富硅斑岩两侧，且两者渐变过渡。本文推测，韩家绢英岩体是岩体／岩枝顶部的蚀变产物。

依据小贺含矿角砾状含矿硅质岩与青山岩体北部含矿硅质角砾岩具有相似的产出特征，推测小贺富硅斑岩脉可能与青山岩体（似斑状二长花岗岩）之间存在演化关系，即韩家绢英岩形成时代应略小于青山岩体的结晶年代（150 Ma）。

5．2 成矿意义

图8 韩家岩体顶部发育的两组共轭追踪张裂隙Fig．8 Two groups of conjugated tracking tensile fractures are developed on the top of the Hanjia rock body

矿区勘查及矿山开采实践证明，韩家岩体上部裂隙系统（图8）金矿化普遍，前人在韩家岩体内部圈定的石英网脉带被矿山作为低品位矿体进行全岩开采，Au品位一般在（1～2）g／t。

网脉带中的NWW 向含金石英细脉不仅发育在韩家岩体内，而且还扩散到西侧千糜岩中，即自韩家岩体由内向外，张裂隙横穿厚约（0～50）m 不等的千糜岩进入其中心部位的石英大脉（图9，图10a），终止于石英脉另一侧的脉壁滑动面处。这种现象表明剪切带内的晚期破裂与韩家岩体顶部和边部发育的各种张裂隙应为同一事件的产物，其应力场与流体场的核心部位是韩家岩体。

图9 剪切带中心石英大脉上叠加的两组脆性破裂面Fig．9 Two groups of brittle fractures are overlaid on the thicker quartz veins in the center of a shear zone

图10 矿化石英脉显微镜下照片Fig．10 Micrographs of the mineralized quartz veins

通过对韩家金矿中金及其共生矿物的赋存状态（图10b，图10d）、含金石英细脉及其流体包裹体的成矿地球化学和氢氧同位素组成研究［19］表明，金主要赋存在石英大脉中的裂隙内，与石英微细脉－含铁碳酸盐－绢云母－硫化物共生（图11），成矿流体主要来自岩浆水（图12）。上述事件不仅提供了容矿空间，也提供了成矿流体和成矿物质。Ank－铁白云石；Tte－黝铜矿；Rt－金红石；Sid－镁菱铁矿；Mnz－独居石；Py－黄铁矿；Ser－绢云母；Q－石英。

图11 石英脉裂隙中蚀变矿物的扫描电镜照片（SEM）Fig．11 Scanning electron microscope（SEM）microphotos of altered minerals in fractures of quartz veins

图12 韩家金矿流体包裹体中水的δ18 OH2O－18 D 组成图［19］Fig．12 δ18 OH2O－18 D diagram of fluid inclusions in the Hanjia gold field

由此表明，与韩家岩体绢英岩化有关的岩浆－构造－蚀变作用是形成天井山金矿的本质因素。包含绢英岩在内的浅部效应以及控制侵入岩／绢英岩分布的导岩构造将构成本区找矿最直接的地质标志。鉴于绢英岩中发育的网状裂隙带、边部发育的硅化破碎带以及附近剪切带中千糜岩和石英脉的再破碎均为绢英岩形成时的派生产物，因此，对于确定矿床级别的找矿靶区，最具本质意义的找矿要素是绢英岩体且绢英岩体因规模大，常含有黄铁矿，在地表形成锈斑或铁帽［20］，因此易于识别，可操作性强。

6 结论

（1）所谓的韩家岩体既不是花岗斑岩，也不是真正的灵山片麻状花岗岩，而是由灵山岩体经强烈的热液交代作用后表现出具有残余斑状结构的微细粒绢英岩。

（2）绢英岩体及其旁侧发育的网状－带状裂隙系统是天井山金矿的容矿构造，矿床级别的核心找矿要素是绢英岩体。

致谢：作者野外工作期间，曾得到安徽地矿局332地质队、天井山金矿、华东冶金局屯溪地调所、武警11支队等单位的诸多帮助，在此一并致谢！

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