滇东南老寨湾金矿床地质及同位素特征*

张静 苏蔷薇 刘学飞 和中华 周云满 李智 赵凯

ZHANG Jing1，SU QiangWei1，LIU XueFei1，HE ZhongHua2，ZHOU YunMan2，LI Zhi1 and ZHAO Kai1

1. 中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室，北京 100083

2. 云南黄金矿业集团股份有限公司，昆明 650000

1. State Key Laboratory of Geological Process and Mineral Resources，China University of Geosciences，Beijing 100083，China

2. Yunnan Gold Mining Industry Group，Kunming 650000，China

2014-03-09 收稿，2014-05-10 改回.

滇黔桂“金三角”处于贵州、云南和广西三省区的接壤地带，大地构造位于扬子地台西南缘与华南加里东褶皱系接合位置，是中国著名的卡林型金矿集中区之一(涂光炽，1990)。区内已发现的矿床、矿点近百个，其中超大型矿床(Au 储量≥100t)2 个(贵州烂泥沟、水银洞)，大型矿床(Au 储量20 ～100t)7 个，其余均为中小型矿床或矿点，已查明的Au 资源储量超过500t(陈懋弘等，2009)。近20 多年来，众多地质科研人员从不同方面对滇黔桂“金三角”，对区内沉积岩赋矿的微细粒浸染型金矿床(卡林型金矿)的地质特征、成矿物质来源、成矿机制和模式进行了较深的研究(刘建明和刘家军，1997;刘学飞等，2008;Su et al.，2008)，并对比总结了滇黔桂地区同类型矿床的成矿规律。

无论是相比较于云南境内西南三江特提斯成矿带内多类型金、铜等多金属矿床的勘探规模与理论研究程度(Burnard et al.，1999;杨立强等，2010，2011a，b;邓军等，2013;Deng et al.，2014a，b;Zhang et al.，2014a;Wang et al.，2014a，b)，还是和秦岭地区(陈衍景等，2004;Zhang et al.，2014b)以及贵州西南、广西西北部的微细浸染型矿床(刘建明和刘家军，1997;刘学飞等，2008;Su et al.，2008;陈懋弘等，2009)的勘探开发和研究程度相对比，滇东南地区的微细浸染型金矿床发现较晚、规模较小、研究薄弱。

目前，在滇东南地区已发现规模不等的微细浸染型金矿床(点)二十多个(邓军等，2012)，老寨湾金矿床是其中唯一详查并大规模开发的“卡林型”金矿，其矿石物质组成简单、金微细浸染分布、品位低、储量大、易选冶等特点，在该区具有典型的代表性特征。因此，对老寨湾金矿床成矿特征和成矿规律的科学认识和总结，对寻找此类型矿床有着重要的指导意义。然而，老寨湾金矿床的理论研究工作非常薄弱，目前的报导主要集中在矿床地质特征、控矿因素、成矿流体的初步研究(姚娟等，2008;罗刚和杨小峰，2010;王明聪等，2011;杨昌毕和舒培华，2012)，关于成矿物质、流体的来源、成矿机制与过程的研究深度不够，制约了对区域成矿规律的认识，从而限制了在滇东南地区类似矿床的进一步勘探工作。基于上述，本文在前人工作的基础上，系统总结矿床的地质特征，厘定矿化阶段，分析H-O-S-Pb 等同位素特征，结合成矿时代与构造背景，探讨了老寨湾金矿床的成矿过程。

1 区域及矿区地质

1.1 区域概况

滇黔桂地区位于扬子地块西南缘，南盘江造山褶皱带的北部(Peters et al.，2007)。区内的区域性大断裂包括弥勒-师宗断裂、南盘江断裂、右江断裂、文山-富宁弧形断裂等(图1，邓军等，2012)。加里东期、海西期几次地壳升降运动均造成上、下地层的不整合和假整合接触，印支期末及其后的造山运动使区域内的地层沿深大断裂方向发生褶皱和破裂。造山运动造成古生界地层穹形隆起带也沿几条主构造方向不同程度、不同规模、不同构造形式地表现出来。区内金(锑、汞)矿床产出区域严格受上述深断裂的控制，特别是几大断裂构成的三角形地域内呈SN 向和EW 向的隐伏构造附近，金矿床(点)最为密集(图1)。

图1 滇黔桂地区地质及金矿分布简图(据侯宗林和杨庆德，1989 修改)Fig.1 Regional geological structure and gold deposits in the Dian-Qian-Gui area (modified after Hou and Yang，1989)

滇黔桂地区在早古生代由寒武纪大片海域转变为“滇黔桂”古陆，发育寒武系海相沉积岩系(梅冥相等，2005)。此后，该地区经历了从晚古生代-早中生代广阔的、受限制的台地环境到早三叠世潮坪环境的演化过程(Peters et al.，2007);滇黔桂地区北西台地相浅水岩石组合由石炭系、二叠系碳酸盐岩以及三叠系粘土岩、灰岩和白云岩组成;同步形成南东部深海盆地的岩石由有机质含量较高的硅质碎屑岩组成;三叠纪以后该区转变为陆相沉积(刘学飞等，2008)。

1.2 矿区地质

研究区出露的地层包括上寒武统至下奥陶统海相碳酸盐岩建造、砂泥质建造;泥盆系砂泥质、碳酸盐岩建造、石炭-二叠系碳酸盐岩建造和三叠系的碳酸盐岩建造、砂泥质建造(图2)。从老到新依次为:

上寒武统博菜田组(3b)和唐家坝组(3t):主要分布于矿区南部和东南部，岩性主要为薄-中厚层状灰岩夹灰色中厚层状白云岩。

下奥陶统老寨组(O1l)和闪片山组(O1s):主要分布于矿区西北部和中部，岩性分别为细-中粒中厚层状石英砂岩和一套碳酸盐岩。

下泥盆统坡脚组(D1p)和坡松冲组(D1ps):广泛分布于矿区，岩性分别为薄层状泥岩-粉砂质泥岩和粉砂岩。总体上，坡松冲组呈角度不整合覆于下奥陶统闪片山组碳酸盐岩之上，但在F8 断层以东，呈角度不整合覆于寒武系上统唐家坝组之上(图3)。

老寨湾矿区褶皱主要有椿树湾单斜与袁家坪单斜，断层主要为南北-北西向和东西-北东东向两组(图2)。椿树湾单斜位于F3 断层以北，由闪片山组、坡松冲组和坡脚组地层组成，倾向北西，倾角20° ～35°。袁家坪单斜位于F3 和F6 断层之间，由闪片山组和坡松冲组地层组成，倾向北西，倾角为25° ～40°。构成这2 个单斜的地层的东西两端被断层F1 和F8 夹持，底部为加里东构造古隆起(罗刚和杨小峰，2010;邓军等，2012)。

2 矿床地质

老寨湾金矿床目前划分为袁家坪、椿树湾和老鹰山3 个矿段(图2)，已控制金储量31.40t，达到大型规模。

2.1 含矿岩系

呈角度不整合覆于下奥陶统闪片山组碳酸盐岩(图4a)之上的下泥盆统坡松冲组是老寨湾金矿床的主要赋矿地层(图2、图3)，尤其是坡松冲组下段的厚层块状细粒石英砂岩(D1ps1)，是本区金矿(化)体的主要赋存部位(图3)。此外，在椿树湾矿段，可见辉绿岩脉侵入于坡松冲组硅化石英砂岩中，且后期风化、蚀变强烈。在蚀变辉绿岩及其与地层接触部位，蚀变矿化增强(图3、图4b)，因此部分矿体在平面上的产出状态与辉绿岩脉一致(图2)，暗示了该部分矿化可能与脉岩的活动有一定关系。

图2 老寨湾金矿床地质略图Fig.2 Geological sketch map of the Laozhaiwan gold deposit

2.2 控矿构造

矿体产出主要受不整合面、单斜和断裂构造的多重控制。首先，矿体主要产于加里东不整合面之上的下泥盆统坡松冲组中，金矿体呈多层产出，最底部矿体紧贴不整合面，向北的深部延伸较远(图3)。具体而言，椿树湾、老鹰山2 个矿段的金矿体产在椿树湾单斜的古隆起构造面之上的坡松冲组下部地层中，袁家坪矿段金矿体则产于袁家坪单斜的古隆起构造面之上的坡松冲组下部地层中(图3)。其次，北西向、近直立的F7 逆断层为后期岩浆、热液活动提供了通道，不仅辉绿岩脉沿此断裂侵入，而且，热液蚀变-矿化也明显增强(详见后文)。

2.3 矿体特征

椿树湾矿段和老鹰山矿段分布于矿区中北部，勘探证实，金矿体在地下深处是连续的，因此被部分研究者视作一个矿段。该矿段包括V1、V2、V3 和V4 等矿体，其中，V3 为主矿体，产于不整合面之上的坡松冲组硅化、褐铁矿化石英砂岩中，北段部分矿体产于辉绿岩内外接触带内，矿体总体似层状产出，局部出现膨大、分枝复合现象(图2、图3a)。V3矿体总体倾向北西320°，倾角20° ～30°，地表延伸超1000m，控制最大延深1100m，单工程矿体铅垂厚度1.36 ～41.97m，平均14.72m，金品位1.00 ～4.15g/t，平均1.71g/t(王明聪等，2011)。值得说明的是，部分V3 矿体产于F7 断层上盘、紧靠断层和辉绿岩产出，其金品位急剧增高，平均高达9.06g/t(图4b)(罗刚和杨小峰，2010)。

袁家坪矿段分布于矿区南部(F3 断层南)，矿体分布受不整合面和F3、F8 的控制，金矿体均产于该单斜的古隆起构造面之上的坡松冲组下部地层中，由4 个小矿体构成(图2)，矿体规模较小，金品位平均为1.23g/t(罗刚和杨小峰，2010)。

图3 椿树湾矿段257 勘探线(a)及老鹰山矿段9 勘探线(b)剖面图(据邓军等，2012)Fig.3 Geological profiles of the No.257 exploration line in Chunshuwan section (a)and No.9 exploration line in Laoyingshan section (b)(modified after Deng et al.，2012)

2.4 矿石和矿物组合

根据矿石氧化程度不同，老寨湾金矿床矿石类型划分为原生矿石和氧化矿石。

原生矿石一般呈灰-深灰色，基本保持原岩沉积碎屑岩特征，热液蚀变较弱，以硅化、绢云母化和黄铁矿-辉锑矿化为主(图4c-h)。主要矿石矿物包括黄铁矿、辉锑矿、毒砂等，脉石矿物主要是石英、绢云母、方解石等。原生矿石的主要构造有浸染状构造、团块状构造、脉状构造、网脉状构造、角砾状构造等，常见结构有他形-半自形结构、交代结构、放射状结构等。

老寨湾金矿床氧化矿石非常发育，几乎占目前开采矿石的90%以上。原生矿石遭受氧化及后期下渗表生溶液淋滤改造后，形成的氧化矿石。氧化矿石中常见褐铁矿、锑华，多保留黄铁矿或辉锑矿的假象，此外以高岭石为主的粘土矿物增多，并与细粒热液石英紧密伴生。最主要的载金矿物是褐铁矿和粘土矿物。该类矿石常具有蜂窝状、多孔状、土状构造，镜下见变余构造和微晶洞构造(图4e)。

2.5 围岩蚀变及成矿阶段

老寨湾金矿床矿区内围岩蚀变强烈，近矿围岩蚀变以中低温热液组合为特征，明显沿构造带发育。与金矿化密切相关的热液蚀变类型主要有硅化、绢云母化、褐铁矿化和粘土化。

综合矿床的矿化特点、矿物组合等特征，可将老寨湾金矿的形成过程划分为成岩期、热液期、表生期，原生矿石主要形成于热液期，可以进一步划分为3 个阶段。早阶段:石英-黄铁矿阶段，以面状硅化、细粒黄铁矿化为特征，黄铁矿呈浸染状分布，金矿化较弱(图4c);中阶段:石英-黄铁矿-绢云母阶段，以发育石英充填与交代作用、Fe-As-S 系列矿物(如黄铁矿和毒砂)、绢云母化围岩蚀变为特征(图4c，g，h)，金矿化强烈，且主要赋存在黄铁矿和毒砂中;晚阶段:辉锑矿-方解石阶段，以形成方解石脉、晶簇状辉锑矿为主要特征，以锑矿化为主，金矿化微弱(图4d)。

3 同位素特征

3.1 样品与测试

目前矿山开采有主要在椿树湾矿段，工程剥露情况良好;另外两个矿段相对工作程度很低，因此研究涉及的硫化物和石英样品来源于椿树湾矿段的原生蚀变岩型矿石或/和含矿石英脉，所选黄铁矿多呈微细浸染状、团块状产出，辉锑矿为晶簇状集合体，而石英一般呈细脉状产出(图4b-e，g，h)。

图4 野外、手标本及镜下照片(a)-上盘碳酸盐地层中交错层理;(b)-矿辉绿岩与围岩接触关系;(c)-中阶段的石英-黄铁矿贯穿在早阶段浸染状黄铁矿-面状硅化中;(d)-晚阶段的辉锑矿，伴随有碳酸盐化;(e)-未完全氧化的石英砂岩型矿石;(f)-石英砂岩中可见浸染状黄铁矿(+，透射光);(g)-蚀变辉绿岩中的黄铁矿脉(-，反射光);(h)-中阶段形成的石英-黄铁矿脉(-，反射光)Fig.4 Photographs of ore，wallrocks，textures and mineral assemblages at different scales

本文的H-O-S 同位素测试在中国科学院地质与地球物理研究所稳定同位素地球化学实验室完成。氧同位素是(δ18O石英)用BrF5法制备CO2，将挑选的石英样品研磨到200目，于550 ～700℃与纯BrF5恒温反应获得氧气，分离杂质获得纯净O2，将其在700℃铂催化下与碳棒逐级反应，收集生成的CO2气体。流体包裹体的氢同位素(δDH2O)是用爆裂法获取包裹体内水，再用金属锌与其反应制备H2，收集生成的H2。黄铁矿、辉锑矿的硫同位素是用氧化亚铜在980℃条件将其中的硫氧化为SO2。将纯化后的O2、H2等气体送MAT-252 质谱仪分析，SO2送Delta-S 质谱仪分析。石英O 同位素数据为SMOW 标准，流体D 同位素数据为V-SMOW 标准，S同位素为CDT 标准。

Pb 同位素比值在中国地质科学院测定，采用多接受器等离子体质谱法(MC-ICP-MAS)，所用仪器为英国Nu Plasma HR，标样为NBS 981。

3.2 氢氧同位素

老寨湾金矿床石英的氧同位素及流体包裹体的氢氧同位素组成列于表1，其中氢同位素(δDH2O)的测试对象为石英中流体包裹体的水，氧同位素(δ18OQ)的测试对象为石英，石英流体包裹体中水的氧同位素(δ18OH2O)是借助石英-水氧同位素平衡交换分馏方程1000lnα石英-水=3.38 ×106T-2-3.40(Clayton et al.，1972)，根据校正之后的成矿流体捕获温度(早阶段260℃，中阶段200℃，晚阶段160℃，本文未发表资料)，通过计算获得的。

流体的δDH2O值变化范围不大，总体介于为-109‰ ～-93‰，与云南地区中-新生代大气降水的δDV-SMOW值(-110‰～-90‰，徐启东和莫宣学，2000;燕旎等，2013)相近。而不同成矿阶段流体的δ18OH2O值略有变化，早阶段的3 个硅化石英砂岩中流体的δ18OH2O值变化于7.8‰ ～9.2‰，投影点落在变质水和岩浆水的下方围岩建造水的范围内(图5)，而另1 个样品的δ18OH2O值高达13.0‰，明显高出岩浆水的范围，反映了变质流体的特征，这可能暗示了早阶段的流体来源于矿区围岩建造的变质流体，但不能排除是否有岩浆热液的参与。中阶段流体的δ18O 值=5.9‰～7.0‰，投影点非常集中，落在岩浆水和变质水的下方，考虑到该阶段样品3 个为产于蚀变辉绿岩中的石英，1 个为石英-黄铁矿脉中的石英，推测该阶段流体应有岩浆热液的参与。晚阶段与辉锑矿共生的样品δ18OH2O值为2.70‰，明显偏移变质流体与岩浆流体的范围，有向大气降水线漂移的趋势。

图5 石英中流体包裹体的δD-δ18 O 关系图(底图据Taylor，1974)Fig.5 δD-δ18O diagram of fluid inclusions from the quartz(after Taylor，1974)

表1 石英及流体包裹体的H-O 同位素组成(‰)Table 1 Hydrogen and oxygen isotopes of the minerals and fluid inclusions (‰)

考虑D-H 与18O-16O 相比，前者的质量变化比远远大于后者，这就使得流体与围岩作用之后，成矿流体的氢同位素组成会因流体性质的变化而明显改变，而氧同位素则改变不大(魏菊英和王关玉，1988;Hoefs，1997)。据此综合分析认为，成矿热液的来源可能与变质流体密切相关，岩浆流体在中-晚阶段参与了成矿作用，而在成矿晚阶段，有大气降水的参与，成矿温度降低，金矿化接近尾声，低温的锑矿化占主导。

3.3 硫同位素

老寨湾金矿各类矿石或蚀变岩中硫化物δ34S 值变化范围较大:早阶段蚀变岩中的2 个黄铁矿样品的δ34S 值为6.115‰和6.412‰;晚阶段的5 个辉锑矿的δ34S 值集中在2.096‰～4.691‰;而中阶段的不同矿石中黄铁矿的硫同位素组成略有不同，浸染状-团块状金矿石中6 个黄铁矿样品的δ34S 值介于3.428‰ ～32.289‰，与辉绿岩有关的蚀变矿石中5 个黄铁矿的δ34S 值为3.517‰ ～7.684‰(表2)。总体上，该矿床矿石硫同位素组成以正值为主，不同阶段硫化物δ34S 峰值集中在2‰～8‰，且黄铁矿硫同位素值总体上高于辉梯矿的硫同位素值(图6)。

图6 老寨湾金矿床矿石的δ34S 直方图Fig.6 Histogram of δ34 S for the different sulfides at Laozhaiwan gold deposit

研究(Hoefs，1997;Ohmoto and Rye，1979)表明，当fO2较低时，流体中硫主要以HS-，S2-存在，所沉淀的黄铁矿δ34S 值与整个流体的δ34S 相近;当fO2较高时，发生富34S 的硫酸盐沉淀，使流体系统和与之平衡的硫化物亏损34S，即黄铁矿等硫化物的δ34S 值低于整个体系的δ34S 值。考虑到老寨湾矿区范围内，未发现石膏等反映高氧逸度氧化环境的热液矿物，暗示该矿床成矿时为弱的还原环境，即，所测硫化物的δ34S 值可以视作整个流体系统的δ34S∑。

综上所述，该矿床的成矿流体的硫同位素组成高于幔源硫、或者源于深部与岩浆作用有关硫化物(δ34S =0 ±3‰，Rollinson，1993)，更明显高于有机物(很低的负值，Ohmoto and Poulson，1990;Schwarcz et al.，1972)，但却落在变质岩(δ34S = - 20‰ ～ + 20‰，Hoefs，1997)、沉积岩(δ34S =-40‰～+ 50‰，Hoefs，1997)和蒸发岩(δ34S = 10‰ ～27‰，Rye and Ohmoto，1974)等的宽广范围内。

考虑到矿区范围内未见蒸发盐类及有机物等，推断它们不可能为矿床的直接硫源或者与其它硫源混合参与成矿作用。另外，产在蚀变地层中与辉绿岩无关的浸染状-团块状含金黄铁矿矿石，其硫同位素组成高达32‰，更暗示了矿区沉积岩地层的贡献。而与辉绿岩有关的黄铁矿或辉锑矿的硫同位素组成明显低于同阶段蚀变砂岩型矿石中的硫同位素组成，这进一步印证了幔源低硫流体(δ34S = 0 ± 3‰，Rollinson，1993)在上侵过程中，混染了海相硫酸盐硫(本区赋矿层之下的寒武系和奥陶系都有海相地层)的推断。因此最可能的情况是，区内大面积出露的沉积岩(尤其是富34S 的海相碳酸盐岩)为成矿作用提供了必要的硫源，而与辉绿岩脉侵入有关的深部硫源或岩浆硫参与了成矿作用，并与沉积硫发生混合作用。

3.4 铅同位素

老寨湾金矿床矿石铅同位素组成分别为:206Pb/204Pb 变化于18.178 ～18.992，207Pb/204Pb 变化于15.635 ～15.774，208Pb/204Pb 变化于38.456 ～39.051(表3);μ 值介于9.53 ～9.77，明显高于正常铅μ 值范围(8.686 ～9.238，宜昌地质矿产研究所，1979)，ω 值介于37.37 ～41.05(仅一件样品为35.89)，也高于正常铅ω 值(35.55 ±0.59，宜昌地质矿产研究所，1979);Th/U 值介于3.64 ～4.10(平均值3.91)，高于地幔值3.45，与地壳的Th/U 比值(约为4，Stacey and Kramers，1975;吴开兴等，2002)相当。总体上，硫化物的铅同位素组成变化范围相对较小，相对富集放射成因铅，说明物源区富238U、232Th，这暗示了老寨湾金矿铅等成矿物质的源区具有相对稳定、成熟度较高的特点，符合上地壳或沉积物的特征(张静等，2009;Zhang et al.，2011，2013)。

表2 不同成矿阶段硫化物的δ34S 同位素分析结果(‰)Table 2 δ34S values of the sulfide in different ore-forming stage (‰)

表3 老寨湾金矿铅同位素组成及特征值Table 3 Lead isotopic composition of the sulfides in the Laozhaiwan gold deposit

图7 老寨湾金矿床铅同位素模式图(底图据Zartman and Doe，1981)Fig.7 Plumbotectonic model for the Laozhaiwan gold deposit (after Zartman and Doe，1981)

图8 铅同位素的Δβ-Δγ 成因分类图解(底图朱炳泉等，1998)Fig.8 Δγ vs. Δβ diagram of lead isotope genetic classification for different rocks (after Zhu et al.，1998)

为进一步确定该矿床矿石的铅源区，作者将研究区内矿石、蚀变岩和地层等有关地质体的铅同位素分别投图(图7)。在Zartam 图解上，可发现矿石样品点主要落入上地壳及造山带演化线附近;蚀变岩及地层的分布范围与矿石相似，但206Pb 含量相对较高。在Δβ ～Δγ 成因分类图解(朱炳泉等，1998)上，矿石样品主要落在上地壳铅和与岩浆作用有关的上地壳与地幔混合铅范围内(图8)，进一步说明，矿区内矿石铅具有双重来源特征。首先，矿石铅来源于成熟度较高的上地壳，老寨湾金矿铅源最可能为奥陶系下统闪片山组(O1s)碳酸盐岩、下泥盆统坡松冲组(D1ps)的厚层块状细粒石英砂岩等;其次，与脉岩活动有关的岩浆作用成因铅也是矿石铅的重要组成部分。同时，矿区内蚀变岩和岩浆岩等铅显示出造山带铅源特点，同时还具有远洋沉积和洋壳消减铅的特征，但受到非克拉通地壳铅不同程度的混合，根据区域地质背景推测，老寨湾金矿区辉绿岩脉应为造山作用中有地壳物质或者海相物质加入的侵入体。

4 讨论

4.1 成矿物质和流体来源

前文的详细分析已经表明，矿区内矿石硫铅具有双重来源特征。首先，区内大面积出露的海相沉积岩和深部硫源或岩浆硫为成矿作用提供了必要的硫源;同时，矿石铅源自成熟度较高的上地壳，且岩浆作用成因铅也是矿石铅的重要组成部分。这说明老寨湾金矿的物源区应主要是区内下奥陶统的碳酸盐岩、下泥盆统石英砂岩、碎屑岩等沉积地层，而后期与岩浆活动有关的深部物质也是该矿床不可或缺的物质基础。

这一认识与前人对区内奥陶统浅海相碳酸盐-碎屑岩建造、泥盆系河湖相碎屑岩-碳酸盐建造的岩相学特征及成矿元素的研究成果是一致的:(1)下泥盆统坡松冲组河湖相泥质岩石，奥陶系闪片山组碳酸盐岩构成隔挡层，其间的老寨组滨-浅海相石英砂岩具较大的孔隙度和较好的渗透性，与F7 断裂带沟通，为成矿元素运移、沉淀、富集提供有利空间和场所(杨昌毕和舒培华，2012)。(2)区内岩浆岩只有基性辉绿岩，沿F7 断层呈断续线状分布，辉绿岩中可见硫化物时，其金品位(高达9.06g/t，罗刚和杨小峰，2010)比远离脉岩的矿石金品位高(1.00 ～4.15g/t，平均1.71g/t，王明聪等，2011)，说明沿着F7 断裂存在着矿化叠加的现象。

本文对石英和流体包裹体的H-O 同位素的分析已经初步表明，成矿热液来源于区域浅变质过程中产生的变质水和/或部分地层建造水，主成矿阶段有岩浆流体的参与，而成矿晚期可能以大气降水参与为主。而流体包裹体热力学和成分研究表明，老寨湾金矿床以NaCl-H2O 型流体系统为主，流体包裹体类型单一，以气液两相盐水溶液包裹体为主，其均一温度集中在110 ～250℃之间(邓军等，2012)，显示沉积岩赋矿的微细浸染型矿床的特征(陈衍景等，2007);而个别流体包裹体测温获得的盐度高达23% NaCleqv(姚娟等，2008)也暗示了岩浆流体参与成矿作用。

4.2 成矿时代与构造背景

老寨湾金矿床的年代学研究工作非常薄弱，目前已有的测试是对黄铁矿化蚀变的辉绿岩中的石英进行的热活化ESR 测年，获得的年龄为64.8 ±6.5Ma(姚娟等，2008)。从矿体的产出特征看，椿树湾矿段主矿体V3 的部分金矿化即产于该岩脉内外接触带中，蚀变辉绿岩中硫化物-石英脉发育，大部分呈细脉状和网脉状;从成矿物质/流体来源看，岩浆热液为成矿热液活动提供了必要的物源和热源。因此，该年龄可以代表本矿含矿热液的主活动的上限，即老寨湾金矿的主成矿作用发生在燕山晚期-喜马拉雅期，不晚于64.8Ma;后期岩浆热液携带的成矿物质与早期初步富集的矿(化)体产生叠加，使得该地段金品位更高。

对滇黔桂地区的卡林型金矿测年数据的统计(刘学飞等，2008;邓军等，2012)表明，滇黔桂地区集中卡林型金矿的成矿时代变化于200 ～40Ma，集中在200 ～180Ma 和160 ～60Ma。而西秦岭(陕甘川地区)卡林型金矿集中区的成矿年龄主要集中在230 ～90Ma 之间，以210 ～150Ma(陈衍景等，2004)为峰值。成矿时代的差别，反映了成矿所处构造背景的不同:西秦岭卡林型金矿主要分布在华北与扬子板块之间的碰撞造山带，矿床形成于碰撞造山作用的晚期及随后的挤压-伸展转变期(Zhang et al.，2014a，b);而滇黔桂地区卡林型金矿主要分布在扬子板块与华南板块的结合带，中三叠世至晚三叠世的印支运动导致早期裂陷槽封闭，构造作用表现为挤压推覆特点，形成了部分卡林型金矿(200 ～180Ma)，在后期燕山-喜马拉雅期的陆内改造阶段，受太平洋和特提斯洋构造运动的影响(邓军等，2010，2013;Deng et al.，2014a，b)，区内主要表现为挤压逆冲，该时期是卡林型金矿另一个重要的成矿期(160 ～40Ma)。老寨湾金矿应主要形成于滇黔桂地区的后一成矿期，区域强烈的构造为成矿提供了深源矿质和热液循环条件。

4.3 成矿过程

综合上述研究结果，结合区域大地构造演化特点，老寨湾金矿床的成矿过程可以概括如下:

在早泥盆世沉积时，在早古生代加里东不整合面上，滨浅海相沉积形成的细碎屑岩(石英细砂岩、粉砂岩为主)含金并不太高，经过燕山期深部岩浆活动及伴随的同生断裂构造活动，使深部成矿流体进入构造带及其附近的沉积地层，导致沿断裂、层间构造带和不整合面控制的沉积地层形成具有较高金含量或初始富集，从而形成初始含金建造及矿源层。

此时含金物质渗滤沉积虽未成矿，却形成了金的初始矿层。以后随着岩浆活动形成局部地热场，形成构造-岩浆-热液循环体系，促使区域流体加热循环并使区域分散金活化，产生富金、砷、锑、硫的含矿热液，沿老寨湾金矿的断裂破碎带运移，沿途大量淬取成矿物质形成成矿热液，伴随物理化学环境条件的改变，在断裂破碎带、特别是与不整合面复合的地段，蚀变交代容矿地层形成与硅化、黄铁矿化等硫化物有关的微细粒浸染型矿床。

矿床形成之后，由于金矿体受构造破碎带控制明显，地下水、地表水沿构造破碎带渗透活动强烈，加剧了金矿石的氧化与酸淋滤作用;同时，地壳的抬升也加速了矿床的风化剥蚀。因此，破碎带原生金矿石和含矿岩石经此褐铁矿化、粘土化蚀变后，氧化矿物与残余矿物充填于破碎裂隙中。经过多期碎裂与多期矿化蚀变叠加后，酸性氧化淋滤使金矿石体重变轻，并导致氧化矿石的金的品位进一步提高，最终形成碎裂状及角砾状硅化褐铁矿化型金矿石(图4e)，这也是老寨湾金矿床目前已勘探开发矿石以氧化型为主的原因。

5 结论

通过对老寨湾金矿床地质及同位素地球化学特征的研究，取得了以下主要结论与认识:

(1)老寨湾金矿床产于加里东古隆起不整合面之上的下泥盆统蚀变细粒石英砂岩中，是一大型低品位卡林型金矿床;矿体的产出和矿化的富集程度受不整合面、单斜及断裂构造、岩浆活动的共同控制。成矿过程可以划分为早、中、晚三个阶段，分别以石英-黄铁矿、石英-黄铁矿-绢云母、辉锑矿-方解石为典型矿物组合特征。

(2)成矿流体的δDH2O值介于为-109‰ ～-93‰，而不同成矿阶段流体的δ18OH2O值略有变化，早阶段3 个硅化的石英砂岩中的δ18OH2O值变化于7.8‰ ～9.2‰，中阶段流体的δ18O 值=5.9‰～7.0‰，晚阶段δ18OH2O值为2.70‰，表明成矿热液来源于区域变质水和/或部分地层建造水，主成矿阶段岩浆流体的参与对金矿化富集起到了重要作用，在成矿晚期有大气降水的参与。

(3)不同阶段、不同类型矿石或蚀变岩中硫化物δ34S 值变化范围较大(2.096‰ ～32.289‰)，但总体上矿石硫同位素组成以正值为主，硫化物δ34S 峰值集中在2‰～8‰。矿石铅同位素组成分别为:206Pb/204Pb 为18.178 ～18.992，207Pb/204Pb 为15.635 ～15.774，208Pb/204Pb 变化于38.456 ～39.051，相对富集放射成因铅。硫铅同位素分析表明老寨湾金矿床的成矿物质具有多重来源的特点:区内的沉积碎屑岩及岩浆活动共同提供了必要的成矿物质。

(4)老寨湾金矿的主成矿作用发生在燕山晚期-喜马拉雅期;矿床的形成经历了初始富集、变质热液和岩浆热液对成矿物质的萃取、迁移和富集成矿、后生氧化富集等过程。

致谢 研究工作得到了李文昌高工、符德贵高工的悉心指导与关怀;野外工作得到了云南黄金矿业集团股份有限公司的大力支持;审稿人对论文的进一步修改提出了宝贵的建议;在此一并表示衷心的感谢。

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