低硫化型与高硫化型浅成低温热液金矿蚀变特征与成矿关系的对比研究

杨永胜，吴春明，吕新彪，高荣臻，李春诚，邢伟伟

(1.中国地质大学(武汉)地质调查研究院，湖北武汉 430074;2.中国地质大学(武汉)资源学院，湖北武汉 430074;3.中国地质大学成矿过程与矿产资源国家重点实验室，湖北武汉 430074;4.河北省区域地质矿产调查研究所，河北廊坊 065000)

0 前言

现对浅成低温热液金矿床基本含义较为普遍的理解是:(1)具有浅部成矿指示的岩矿石及其组构(张元厚等，2009);(2)成矿温度一般在50～300℃，属传统中低温热液成矿温度范围，并以低温为主(Hedenquist and Lowenstern，1994;应汉龙，1999;胡朋等，2004;鄢云飞等，2007);(3)成矿压力在 n～50MPa(Pirajno，1992;应汉龙，1999;王洪黎等，2009);(4)成矿深度一般认为位于古潜水面以下(White and Hedenquist，1992;Tosdal et al.，2009)，通常小于1.5 km(胡朋等，2004;Taylor，2007;鄢云飞等，2007)。据美国西南地区60个低硫化型矿床统计结果，矿体垂直延伸主要集中在300m以上，中硫化型矿床可延伸到600～800m，而绝大部分高品位矿体位于100～150m以上(张元厚等，2009)。

热液蚀变实质为在不同的温度和压力条件下，受进入岩石中的不同性质流体与围岩形成的物理化学不平衡状态所驱动，二者发生物质与能量的交换，经交代作用使原岩的矿物成分、化学成分、结构及构造相应转变，特别导致围岩中与流体不平衡的矿物发生溶解，析出一些元素进入流体，并沉淀部分化学组分，生成新的更为稳定的矿物组合(黄诚等，2014)。

热液系统存在的整个时间范围内均可生成蚀变矿物，而矿化流体活动是热液系统寿命中的一个短暂时期(刘伟，2001)，一定机制(如沸腾作用、流体混合及冷却作用等)可导致矿质沉淀，同受该机制控制形成的蚀变产物与成矿具时空和成因联系。特征热液蚀变类型及分带特征是确定矿化类型与矿床成因的重要依据，深化对热液活动产物的研究有助于鉴别具成矿潜力的热液系统。

1 特征岩相和蚀变的形成条件与矿化

矿床学研究或勘查实践过程中，首先着眼于矿床中常见特征岩相和蚀变矿物形成条件的分析。对第一手资料形成合理认识，有助于深入理解成矿过程，锁定赋矿部位。

1.1 低硫化型(LS)金矿床特征岩相和蚀变的形成条件与矿化

低硫化型金矿床中特征岩相和蚀变有热液爆破角砾岩(图1a)(Kouhestani et al.，2012)、冰长石与富Au和Ag银黑色硫化物共生(图1b和c)(Dong and Morrison，1995;Taylor，2007;Wallier，2009;Shimizu，2011)及刃片状/叶片状/板状或针状结构碳酸盐(图 1d)(Simmons et al.，2000;Moncada et al.，2012)/石英(图 1e)(Pirajno，1992;White et al.，1995;Simon et al.，1999;Etoh et al.，2002))(有时为黄铁矿(翟伟等，2007))，常见沸腾包裹体(图1f)(Canet et al.，2011;Moncada et al.，2012)，这些为该类型矿床中经典的沸腾证据。此外还有硅华和玉髓(脉体多呈水平产出)等浅成热液蚀变，部分如非晶质硅、蛋白石、石英及普通的碳酸盐化等蚀变在高硫化型金矿中也常见。

热液爆破角砾岩为热液内压超过封闭性围岩(特别是上覆岩层)压力及其抗张强度，围岩发生爆破而形成，其间气相挥发分体积急剧膨胀而灾变性逃逸，可作为热液沸腾证据;并可成金银赋矿部位，如伊朗Chah Zard角砾岩型浅成低温热液金银矿床中热液胶结的复成分角砾岩(图1a)通常含大量Ag、Au、硫化物及硫盐矿物，其胶结物以热液为主而非碎屑或泥质基质，碎屑中可见黄铁矿－石英脉，孔洞主要被石英－冰长石(其次为硫化物、碳酸盐或次生黄钾铁矾)充填。Kouhestani et al.(2012)对该矿床各类角砾岩与成矿关系的研究认为热液系统在复成分角砾岩复合体形成之前已经建立，该角砾岩的形成很大程度上与早期热液硅化沉淀作用将断裂弥合导致热液体系局部超压有关，这种裂隙封闭与热液角砾岩化为浅成低温热液体系常见现象(杨梅珍等，2011);Au和Ag主沉淀阶段开始于复成分角砾岩形成的减弱阶段，并在其固结之后持续一段时间，最后赋存于热液胶结的角砾岩筒、热液脉体及浸染状硫化物中，可见该复成分热液角砾岩的形成与金矿化有着紧密的成因联系而常空间共生。

浅成低温热液系统中常见各种硅质蚀变:非晶质硅(含硅华)、蛋白石、玉髓及石英，温度及其改变速率与pH共同控制着形成硅质矿物的种类(James，1994):非晶质硅一般出现于相对较高的pH条件下，温度一般＜100℃，或于200℃左右快速冷却淬火环境形成(多为窄胶体条带)(Browne，1986)，沸腾热液在地表环境下从200℃左右快速冷却到100℃以下时，形成硅华沉淀;蛋白石质硅化典型形成温度＜110℃，出现于热液体系表层环境硅局部饱和条件下，也可由火山玻璃脱玻化而来(Izawa et al.，1990;Simon et al.，1999);玉髓反映快速冷凝沉淀条件，温度为100～200℃，一般形成于古潜水面之下＜100m范围内(张元厚等，2009);石英在这些矿物中溶解度最小，为硅饱和流体在温度＜300℃、压力＜100MPa条件下形成，其中结晶程度好的石英(晶簇状、鸡冠状及犬齿状)通常形成于开放环境下的缓慢冷却条件。硅质蚀变可形成由浅到深的垂直分带:表生硅华→细粒石英－玉髓脉→梳状－层状石英－冰长石－硫化物脉→粗粒自形梳层状石英。另需注意硅质蚀变的次生变化，除石英外的其他硅质矿物可随着时间或温度(和压力)增加沿着以下路径重结晶:蛋白石→β方石英→γ方石英→玉髓→石英(Fournier，1985)。

刃片状方解石(图1d)因富挥发分流体快速沸腾，CO2较其他挥发分溶解度偏低，而从液相中优先强烈分离进入气水相(反应1)，促使方解石快速结晶并按扁平习性生长形成(反应2)(Canet et al.，2011)，CO2的释放伴随流体pH增加，对石英的沉淀可能有一定程度的抑制，墨西哥中部Veta Madre金银矿中刃片状方解石与贵金属矿化关系密切(Moncada and Bodnar，2010)。

图1 低硫化型浅成低温热液金矿床中与成矿相关的典型岩相、矿物及流体包裹体特征Fig.1 Characteristics of typical lithofacies，minerals and fluid inclusions related to mineralization in low-sulfidation type epithermal gold deposits

源于沸腾形成的刃片状方解石，常在随后流体降温过程中溶解，被硅质充填形成假象石英，刃片状石英(图1e)可平行排列(刃片一般较薄)或构成格子状构造(刃片一般较厚)，有时在格子构造刃片状晶体表面可生长细粒梳状石英和少量冰长石(Izawa et al.，1990;Simon et al.，1999;Etoh et al.，2002)。Etoh et al.(2002)从蚀变矿化空间分布、显微特征及流体包裹体方面对日本Hishikari金矿中刃片状石英与金成矿的关系研究认为，刃片状方解石和石英均形成于沸腾流体，而刃片状石英形成于一种深部来源的上升流体，随着降温Ca(HCO3)2溶解度增大，方解石刃片逐渐溶解，而随SiO2溶解度减小，石英不断沉淀，其主要出现于热液脉体系统的较深处，高品位金矿带即位于其上部。刃片状石英的形成可能经历4个阶段:(1)热液沸腾使CO2强烈分离进入气水相，沉淀刃片状方解石;(2)随着系统绝热降温，一方面在方解石刃片表面沉淀细粒冰长石和石英;(3)另一方面，由于Ca(HCO3)2溶解度随温度降低而升高，使方解石刃片溶解，并在与冰长石和石英结晶体之间形成空腔;(4)后期石英充填进入空腔，最终形成刃片状石英(Izawa et al.，1990;Simon et al.，1999;Etoh et al.，2002)。

冰长石是钾长石的低温变种，可呈灰白色(如日本Koryu金银矿，图1b(Shimizu，2011))或浅粉色(如阿根廷 Espejo银金矿，图 1c(Wallier，2009))，稳定温度为 180～320℃(Pirajno，1992;林宝钦，1992)，反映低温条件和大量钾质交代蚀变(主要为斜长石蚀变，张元厚等，2006)，随pH增加在近中性－碱性条件下稳定而沉淀(反应3和4)。据反应(1)可知CO2排出可使残留液相流体的pH随之升高，但Hedenquist and Richard(1985)研究显示，90%的CO2排出可使pH增加约一个单位，可见其对流体pH改变的贡献有限，故pH上升的主要原因可能是沸腾过程中H2S的排出。成矿流体中H2S分离与碱性条件均促使金硫络合物失稳溶解度降低而沉淀金和硫化物(Drummond and Ohmoto，1985)，从而形成低硫化型金矿中金银矿化与冰长石共生的常见矿化形式(Hattori and Sakai，1979)。

俄罗斯Tokur金矿石英－冰长石角砾岩中见冰长石主要分布于角砾边缘的石英中，远离角砾数量变少、晶体变小(Sorokin et al.，2011)，在 Hishikari金矿中见冰长石晶体垂直于围岩表面向远离围岩方向生长(Etoh et al.，2002)，这些现象即可能反映热液与围岩的钾质交代作用过程。

前人对澳大利亚昆士兰和日本多个典型低硫化型金矿中冰长石的形态、结构和成因研究结果显示，其晶体通常为单斜与三斜晶畴亚稳定混合物，无论冰长石呈自形颗粒细小菱形、半自形粒径较大菱形、长条形或假象针状结构，其中颗粒细小的晶体无序度均较高，为非平衡热液过饱和体系中快速生长晶出，且热液过饱和度愈高，晶体生长速率愈快，无序度也愈高，可作为热液沸腾的指示矿物(Dong and Morrison，1995;周玲棣等，2001;Taylor，2007)，其中具相对高温、条件快速改变特征晶型和相对无序结构的冰长石，如中等Al/Si有序度的细粒菱形自形结构和高Al/Si有序度的假针状结构(其高Al/Si有序度可能因碳酸盐假象而变高)，常与高品位矿石一同出现于壳状和胶状条带中(Dong and Morrison，1995)。

低硫化型金矿中高品位金银矿石常含银黑色硫化物(可呈条带状或浸染状，图1b和c)，沉淀主要由于减压沸腾作用，特别是在上升流体中心，因沸腾过程中酸性气相组分析出，金属元素络合基浓度降低、pH与氧化态升高，致使金银与硫化物一同沉淀(Tosdal et al.，2009)。金银矿化一般与冰长石、玉髓、细粒梳状石英、蛋白石及碳酸盐假象石英在空间上紧密共生(Corbett，2002)，尤其冰长石蚀变部位常为金银矿化定位部位，冰长石含量高的矿脉金银品位也高(Izawa et al.，1990)，反应钾交代作用与金银矿化关系密切，为金矿找矿中具标型和标志双重意义的矿物之一(范玲等，2002)。

1.2 高硫化型(HS)金矿床特征岩相和蚀变的形成条件与矿化

高硫化型金矿床特征岩相和蚀变有孔洞状硅化蚀变(图 2a、b和 c)(Stoffregen，1987;Rye，1993;Corbett，2002;Elizabeth，2012)、明矾石(图2c)等酸性硫酸盐蚀变矿物(Elizabeth，2012;Cerpa et al.，2013)及高岭土化蚀变，其中高岭土等粘土矿物在低硫化型金矿中也常见。

孔洞状硅化蚀变(SiO2＞95%)(Hedenquist and Lowenstern，1994)(图2a)和硫酸盐蚀变岩为热酸性流体经水岩反应或与地下水混合中和冷却形成(Rye，1993;Corbett and Leach，1998)，一般认为此种可能流体为富酸性挥发分的岩浆气水相，形成的脉体中存在大量富气相包裹体，岩浆气水相可能来源于深部岩浆房熔体直接出溶或由均一流体相不混溶分离(Arribas，1995)而形成;在高硫化型矿化系统核部，酸性流体 pH＜2(White and Hedenquist，1992)，主岩中长石斑晶/晶屑和岩屑被淋滤形成孔洞状结构，而主要残留硅质蚀变岩，火山碎屑岩中细碎基质被大量细粒硅质交代，斑岩侵入体则显示典型的孔洞状结构。这种孔洞状硅化蚀变增加了主岩的次生渗透性，为后期矿化提供了重要的运矿和赋矿空间(Corbett，2002)，为主要赋金部位。美国Summitville金矿中的孔洞状硅化蚀变岩由石英、硫化物、锐钛矿和微量的锆石组成(Stoffregen，1987)，金与铜蓝、硫砷铜矿及黄铜矿共生(Rye，1993)。E-lizabeth(2012)在阿根廷Veladero高硫化型金矿中发现自然金分布于残余石英裂隙和孔洞中的带状粗粒自形石英中(图2b)，且自形石英动荡生长环带中含铁氧化物或硫化物，指示自形石英与含铁氧化物或硫化物的沉淀可能受统一机制控制，金的沉淀同期或滞后于该期石英。形成自形石英的流体不同于与地下水相互作用形成的细粒残余孔洞状石英和浸染状金矿化的岩浆气水相，可能来自较深部似气相单相流体等化学收缩形成的液相流体(Hedenquist et al.，1998;Heinrich，2005)，于高硫化型金成矿流体系统后期较低温度条件下结晶沉淀，可能反映岩浆－热液体系一个冷却退缩的演化过程。

图2 高硫化型浅成低温热液金矿床中与成矿相关的特征岩相、矿物及流体包裹体Fig.2 Characteristic lithofacies，minerals and fluid inclusions related to mineralization in high-sulfidation type epithermal gold deposits

高硫化型金矿床中，硫酸盐蚀变(包括明矾石、石膏、硬石膏、重晶石及黄钾铁矾等)紧邻孔洞状硅化蚀变中心，于热液系统大部分温度和pH范围内均可形成:其中明矾石(图2c)在金沉淀前后较宽温度范围均可出现(Elizabeth，2012)，形成于低pH、高硫活动性条件下，主要为交代长石成因(范裕等，2010;Cerpa et al.，2013)。热液沿断裂上升到岩浆房上部一定深度，偏还原条件下，因温压条件改变，岩浆气水相挥发分进入大气水为主的流体，一方面伴随冷却酸性成分(如HCl)离子化，另一方面热液中主要以SO2形式存在的硫与水发生歧化反应(反应5)生成H2S和H2SO4，若在更浅部氧化条件下则可被全部氧化为H2SO4(反应6)，包括H2S(反应7)。这两种作用使热液酸化，酸性流体交代围岩矿物使其分解并发生离子交换，SO2－4与钾长石反应即可形成明矾石(反应8)，较高pH条件下(Corbett and Leach，1998)与含钙矿物反应亦可形成硬石膏(较高温＞100～150℃)或石膏(低温＜100～150℃)(Leach et al.，1985)，同时释放大量 SiO2，沉淀形成石英;而镁铁质矿物释放的Fe可与S2－结合形成黄铁矿，生成黄铁矿－石英－明矾石。随气液向上或侧向运移不断淋滤围岩，硫酸根离子浓度减小，酸度下降，明矾石逐渐减少，并出现高岭石、绢云母等泥化蚀变矿物(范裕等，2010)。

粘土矿物组合具温度和深度指示作用，其中高岭石形成于浅部低温(＜150～200℃)、较低 pH(大约为4(Reyes，1990))条件下，pH在3～4范围时与明矾石组矿物共存(Stoffregen，1987);叶腊石形成于较深部、稍高温条件(＜200～250℃)，经强烈硅化可分解生成水铝石，出现于明矾石和高岭石组矿物相中;地开石形成于高岭石与叶腊石过渡的温度范围(Hemley et al.，1980);埃洛石/多水高岭石主要为浅成或表生风化产物，也可形成于非常低温的热液条件(Harvey and Browne，1991)。

粘土化蚀变晕与金矿化空间关系密切，对粘土矿物的成因识别十分重要，高岭土化蚀变可能受深成岩浆热液、地下水被加热形成的酸性水蒸汽以及H2S或SO2经氧化形成的硫酸水这3种酸性水(汽)控制:(1)岩浆热液沿裂隙上升，与地表水混合，并淋滤出围岩中的Al，形成的高岭土化常围绕断裂带或在裂隙附近分布，或在潜水面附近呈漏斗状分布，范围较窄，与矿石品位相关程度不高;(2)酸性水蒸汽上升，与下渗的冷水一起淋滤高渗透率围岩，矿体则可能受该高渗透率围岩控制，形成了面状高岭土化蚀变带(或岩帽)，并伴有孔洞状氧化硅和易碎的硅化体，若在储水层附近发生侧向流动，则在潜水面下部及其附近形成玉髓，在潜水面以上形成蛋白石沉淀带;(3)表层氧化带主要发生于潜水面以上的渗透带内，与酸性蒸汽成因的高岭土化有很多相似的特征，形成次生高岭石、埃洛石、黄钾铁矾和各种铁氧化物组合(Pirajno，1992;张元厚等，2009)。

2 蚀变类型与矿化及其分带

蚀变是岩石对热液环境适应的产物，由与流体达到相对平衡状态的矿物共生组合所组成。根据蚀变矿物溶解沉淀性质、分带及蚀变形式，可估计流体温压条件，推测流体成分和性质。

2.1 热液系统蚀变类型

Corbett and Leach(1998)将大多数铝硅酸盐岩石中的蚀变类型分为:高级泥化、(中级)泥化、绢英岩化、青磐岩化、外/次青磐岩化、钾化及矽卡岩化，各类型蚀变矿物形成的相对温度和pH见图3，其中泥化、绢英岩化及冰长石化与浅成低温热液金成矿关系密切。

泥化蚀变以氢交代铝硅酸盐中的钙镁钠钾离子为特征(如反应9)，其中广泛分布的(中级)泥化蚀变矿物中钾钙镁含量有限，形成于热液系统冷却退化的低温(＜250℃)阶段(Fournier，1999)，或外生流体混入程度增加的环境，在中低pH(大约4～5)、相对低温(＜200～250℃)条件下，以低温高岭石(埃洛石/多水高岭土)和蒙脱石为主，含部分伊利石组矿物(夹层状伊利石－蒙脱石，伊利石);高级泥化反映较强的酸性淋滤，随酸性挥发分上升到浅部与地下水作用而冷却浓缩，形成于低pH(≤4)环境，以原生矿物完全分解为特征，残余难溶的孔洞状石英、高温粘土(如地开石或叶腊石)、水铝石及明矾石等矿物。

绢英岩化形成于与泥化蚀变相似的pH范围和较高温度(＞200～250℃)条件，酸性流体蚀变致岩石结构部分或全部破坏和分解，主要源于长石类矿物的水解，以绢云母/云母出现为特征，可含少量石英，包括较高温高岭石组(叶腊石－红柱石)和绿泥石组矿物，同时从镁铁质岩石中交换出的铁可形成黄铁矿(Corbett and Leach，1998;Tosdal et al.，2009)。

青磐岩化形成于近中性到碱性条件，源于循环对流的大气水流体与围岩反应发生弱氢交代，以绿帘石或绿泥石的出现为特征。高温下(＞280～300℃)出现次生角闪石(一般为阳起石)，为内青磐岩化蚀变特征，次生钠长石或钾长石常同青磐岩化蚀变一同产出;相对低温条件(＜200～250℃)沸石替代绿帘石而占主导，称之为外/次青磐岩化。钾化一般形成于中性到碱性高温(一般为500～600℃)条件，主要源于高温流体的钾质交代与水解作用，以黑云母或钾长石+磁铁矿±阳起石±单斜辉石矿物组合为特征，低温钾质交代形成冰长石化，而酸性中等温度条件下则形成钾云母。矽卡岩化出现于与钾化相似条件，同富钙质围岩接触发生阳离子交代作用，形成钙石榴石、单斜辉石和透闪石等钙硅酸盐矿物(Corbett and Leach，1998;Tosdal et al.，2009)。

2.2 浅成低温热液金矿床的蚀变类型与矿化及其分带

浅成低温热液金矿床中，蚀变主要为低温热液交代富钾铝中酸性火山岩形成的矿物组合，常具分带性，自矿体向外侧依次发育硅化(+冰长石化)、泥化及青磐岩化。

低硫化型金矿床形成于地热系统中，岩浆侵位到地壳浅部，其热能可在围岩中驱动半径达几千米(可深达5～7km)的地下水循环中形成对流单元(Criss et al.，1991)，近地表为以大气水为主的稀释流体，大范围长时间的围岩缓冲，与主岩达到了平衡，该流体经水合作用、碳酸盐化及氧化反应形成钠长石、绿泥石、绿帘石及碳酸盐矿物等青磐岩化蚀变;以氯化物为主的流体可能上升到地表形成近中性热泉并沉淀硅华，或将各种元素分散于大范围的上升区域形成蚀变;含CO2和H2S的低密度、低盐度岩浆气水相上升到近地表冷凝进入冷却的地下水，形成蒸汽热水，富CO2蒸汽热水形成富碳酸盐蚀变组合，而富H2S的地下水因H2S被氧化而生成H2SO4(图4c)，酸性流体蚀变围岩生成蛋白石、明矾石、高岭石及黄铁矿组成的高级泥化，直到潜水面附近被缓冲为近中性(Tosdal et al.，2009)(图4a)。

低硫化型金矿中形成的蚀变主要为中碱性矿物组合，有石英、玉髓、绢云母及一定量冰长石，其次为高岭石、伊利石、方解石、菱锰矿及铁绿泥石等。纵向分带:顶部常发育硅华，浅部为高级泥化高岭石(－明矾石)(多呈水平产出)、玉髓－泥化(伊利石－蒙脱石－埃洛石－冰长石)－碳酸盐化，较深部为石英－冰长石－绢云母－地开石－碳酸盐－萤石等。侧向分带:由矿体到围岩依次为由石英和玉髓交代围岩形成的含矿硅化内带(壳状石英/玉髓)－绢英岩化外带(石英+冰长石+绢云母±伊利石－蒙脱石－碳酸盐±重晶石/萤石)(Taylor，2007)－泥化带(伊利石/蒙脱石互层、蒙脱石为主±冰长石)－青磐岩化带(绿泥石－碳酸盐±绿帘石)(Hedenquist et al.，2000;张元厚等，2009)(图4a)。

图3 热液系统常见蚀变以及斑岩型和浅成低温热液型矿化相关蚀变的不同成因演化(据Corbett and Leach，1998)Fig.3 Common alterations in hydrothermal systems and different genetic evolutions of the alteration related to porphyry-type and epithermal-type mineralization(after Corbett and Leach，1998)

高硫化型金矿床与浅部岩浆－热液系统有关，一般邻近火山，来自岩浆的酸性气水相冷凝进入地下水中形成极端酸性环境，尤其酸性气体于液相中解离、浅部SO2的歧化反应和近地表H2S的氧化反应对流体酸性增加的贡献最大(图4c)，水岩反应淋滤阳离子发生氢交代使酸性流体中和，生成流体主导的高级泥化蚀变。热液流动方向受液压梯度控制通过构造和岩性高渗透带，侧向形成区域性非对称蚀变，纵向与围岩反应形成孔洞状硅化体(Hedenquist et al.，2000;张元厚等，2009)。酸性蒸汽热水可于渗透带中形成硫酸盐，因酸性条件抑制非晶质硅的沉淀而不形成硅华，于地表可发育酸性泉水(Tosdal et al.，2009)(图4b)。

图4 低硫化型(a)(据Hedenquist et al.，2000)与高硫化型(b)(据Urashima et al.，1981)金矿床蚀变组合分布的理想剖面及流体过程与蚀变分带关系示意(c)(据White and Hedenquist，1995)Fig.4 Idealized cross section of low－sulfidation(a)(after Hedenquist et al.，2000)and high－sulfidation(b)(after Urashima et al.，1981)epithermal gold deposits showing distribution of alteration assemblages and generalized sketches showing relation of fluid types to alteration zoning in two types of epithermal deposits(c)(after White and Hedenquist，1995)

高硫化型金矿蚀变主要为中酸性矿物组合，有孔洞状石英、明矾石及高岭石，其次含硬石膏、重晶石、绢云母、叶蜡石及绿泥石等。纵向分带:顶部为硅华伴随湖相沉积，普遍含自然硫或黄铁矿、明矾石和高岭石等矿物，于古侵蚀面附近形成蛋白石、高岭石+明矾石蚀变，于古潜水面附近渗透带内也可发育玉髓脉;浅部形成孔洞状石英、原生明矾石、高岭石及重晶石，较深部出现地开石－绢云母－叶腊石及硬石膏，再深部以石英、叶腊石和绢云母为主。侧向分带:由矿体到围岩依次为含矿孔洞状硅核－高级泥化带(石英－明矾石、高岭石)－泥化带(富含伊利石)－青磐岩化带(富含蒙脱石、绿泥石)(图4b)。

热液蚀变形式和硫化物共生序列分别反映流体的酸碱条件和硫化状态，为浅成低温热液金矿床重要特征，主要蚀变矿物和金属矿物形成的温度和pH范围见图5，低硫化型金矿中金属矿物以中低温组合为主，有黄铁矿(250～410℃)(寇大明等，2010)/白铁矿－砷黄铁矿、磁黄铁矿，辉银矿、汞锑砷的硫化物(50～200℃)、自然金(50～600℃)(翟裕生等，2011)、银金矿，辉锑矿、方铅矿和闪锌矿(50～300℃)(翟裕生等，2011)、黝铜矿、砷黝铜矿，可见(金－银)硒化物(135～200℃)(陈露明等，1993;涂光炽等，2004)和锰矿物，未见硫砷铜矿和辉铋矿，铜含量低。高硫化型金矿中金属矿物形成温度相对较高，有黄铁矿、(锑)硫砷铜矿、黄铜矿(200～300℃)(翟裕生等，2011)、(砷)黝铜矿、方铅矿、闪锌矿、铜蓝，自然金，银金矿，碲化物(120～350℃)(陈翠华等，1999)，有时见辉铋矿(300～600℃)(翟裕生等，2011)，锰矿物少见，不见硒化物，贱金属含量变化大，铜含量较高。

浅成低温热液金矿床的金属元素组合主要为Au、Ag、Cu、Pb 及 Zn，低硫化型以 Au、Ag、Pb 及 Zn为主，Sb、As、Hg、Se、Cu、Ba 及 Mn 为辅，Ag/Au 和贱金属含量随成矿深度的增加而升高;高硫化型以Cu、Au、Ag 及 As 为主，Pb、Zn、Bi、Sb、Te、Hg、Sn 及Mo为辅。二者均具Au+Ag品位低、规模大，或品位高、规模小的特征，常可形成一定的垂直矿化分带:贱金属一般位于沸腾部位下方，银富集于沸腾面附近，金则多处于沸腾部位及其上方(张德会，1997)。

图5 浅成低温热液金矿中热液矿物的相对酸碱性和稳定温度范围(据Henley and Ellis，1983;Reyes，1990;White and Hedenquist，1992，1995;Corbett and Leach，1998;陈翠华等，1999;Hedenquist et al.，2000;涂光炽等，2004)Fig.5 Stable temperature range and relatively acid－base property of hydrothermal minerals in epithermal gold deposits(after Henley and Ellis，1983;Reyes，1990;White and Hedenquist，1992，1995;Corbett and Leach，1998;Chen et al.，1999;Hedenquist et al.，2000;Tu et al.，2004)

3 主要蚀变矿物的溶解沉淀性质及蚀变类型演化与成矿

具体的蚀变矿物既可形成于成矿期，也可形成于成矿前或成矿后，对于不同的矿床类型和矿种，其找矿的指示作用可能截然不同。虽热液蚀变带的存在不能保证矿床的存在，但却是开展矿床勘查的有利信号，对蚀变矿物的形成条件与围岩蚀变的成因研究，以及对矿床勘探具指导意义。

3.1 硅质、碳酸盐及硫酸盐在热液中的溶解和沉淀性质

硅质矿物的沉淀主要受温度控制，其次受压力、盐度及pH的控制。低压、低盐度、低－中温环境(＜300～350℃)下，石英主要随冷却而沉淀，硅质溶解度在约350℃时达最大，300℃以下时除环境快速改变外，其他因素影响很小;高温(＞300～400℃)下，压力和盐度的改变如温度一样对硅质溶解度有显著影响，如斑岩环境下，流体从静岩压力到静水压力的快速减压过程能够导致硅质超饱和而形成网状脉石英，较热高盐度流体经低盐度大气水为主的循环水稀释和冷却，可使硅质溶解度降低而沉淀石英，而上升的低盐度低温流体则主要通过冷却沉淀石英(Fournier，1985)。

碳酸盐矿物形成于中－碱性pH条件下，与高岭石、绿泥石和钙硅酸盐相共存，在浅表到与斑岩相关的矽卡岩环境的热液系统的各个深度均有分布，因其可在较宽的温度范围内沉淀:低温条件(至少在100～300℃之间)下，碳酸盐溶解度随温度降低而增加，其沉淀的主要作用因为温度升高，而稀释和降压仅起次要作用(Fournier，1985)，故下降的低温、低盐度、含碳酸氢盐流体将随升温溶解度降低而沉淀碳酸盐，而上升的浅成低温流体在沸腾作用过程中，因降压CO2排出使溶解度降低的效果将抵消因降温而使溶解度增加的效果，从而沉淀碳酸盐;而在高温高盐度液相条件(如斑岩环境)下，碳酸盐溶解度与硫酸盐相似，随降温而下降，因而自较深部上升的较高温流体也可随冷却而逐渐沉淀碳酸盐(Ellis，1963)。

硫酸盐矿物可出现于较宽的深度和温度范围内，跨越浅表到与斑岩相关的矽卡岩环境的深度，也可与高岭石、绿泥石和钙硅酸盐相共存。硫酸盐矿物溶解度随增温(至少在100～400℃范围内)而增加，但在稀释条件下却相反。因而，斑岩型矿床中上升的温度盐度均较高的流体在钾化蚀变带中，或高硫化型金矿中上升的酸性流体在强烈淋滤围岩的蚀变带中，均可随降温而沉淀明矾石、硬石膏及重晶石等硫酸盐;下降的低温低盐度以大气水为主的稀释酸性流体则随着升温其溶解度降低，也可逐渐沉淀硫酸盐矿物(Corbett and Leach，1998)。

3.2 浅成低温热液型金矿床和斑岩型矿床中的蚀变类型演化与成矿

无论含较多岩浆热液的流体上升到浅部或大气水流体下降过程中，蚀变矿物组合的形成均归因于物理化学条件(如温度、pH、氧化还原条件、盐度等)的改变。对于中酸性岩浆热液系统的蚀变过程来说，温度和pH条件对其影响尤为重要。浅成低温热液型金矿床可单独产出，也可与斑岩型铜金矿床构成成矿序列，斑岩型和浅成低温热液型矿床中热液形成的蚀变演化可能有以下几种成因(Corbett and Leach，1998)(见图3):

斑岩型蚀变(浅灰色框线):(1)热传递(a.钾化→青磐岩化，b.变质矽卡岩);(2)金属和挥发分阶段(a.气水相含量低，b.气水相含量中等并以CO2为主，c.气水相含量高并以SO2为主);(3)退化蚀变阶段(a.绢英岩化叠加，b.泥化叠加)。

高硫化型蚀变(深灰色线):(1)斑岩－高硫化型系统:随着pH和温度降低依次发育钾化→绢英岩化→高温高级泥化;(2)构造和岩性控制的高硫化型系统:a.硅核随着温度和pH的降低仅发育明矾石+石英的高级泥化，b.深部外蚀变带随着温度降低和pH增加依次发育较高温高级泥化→高温中级泥化，c.浅部外蚀变带随着温度降低和pH增加依次发育低温高级泥化→低温中级泥化;(3)向下迁移的低温酸性硫酸盐流体随着温度和pH升高依次发育低温高级泥化→高温中级泥化→绢英岩化。

低硫化型蚀变(黑色线):(1)中温热液系统，随着温度和pH降低仅发育绢英岩化;(2)浅成低温热液系统，随着温度降低依次发育绢英岩化→中级泥化;A.酸性硫酸盐流体随着温度和pH增加依次发育低温高级泥化→中级泥化;B.富CO2流体随着温度和pH增加仅发育中级泥化;C.氧化的地下水随着温度增加和pH降低仅发育低温外青磐岩化;D.大气水随着温度增加和pH降低依次发育低温到高温外青磐岩化。

岩浆热液因含较多酸性挥发分而具低pH，持续大量岩浆热液供给的流体系统，除在碱性条件下被中和，一般pH具减小趋势;岩浆－热液系统退化阶段、(循环)下渗以大气水为主的流体及极端酸性流体均受围岩缓冲而pH呈增大趋势。冷却富CO2或硫酸盐的流体及(氧化的)大气水在下降过程中逐渐被加热也可形成相应的蚀变矿物组合序列，与岩浆流体混合构成循环对流单元，热液系统晚期，各种大气水流体叠加作用明显。对流体混合端元物理化学性质的识别，对以流体混合为主要金沉淀机制的高硫化型矿床更为重要(图3)。

由钾化到绢英岩化再到泥化的连续分带蚀变对于斑岩型成矿有利，存在孔洞状硅核、酸性硫酸盐及由高级泥化到中级泥化的连续分带蚀变对高硫化型金成矿有利，存在玉髓、冰长石及由绢英岩化到中级泥化的连续分带蚀变，且蚀变矿物形成的pH为无明显改变的中碱性条件对于低硫化型金成矿有利。因而，在勘查工作中对于以上具成矿意义蚀变的识别尤为重要，需要注意的是即使蚀变同呈连续顺向分带，其成因也可有很大的差异，可能反映岩浆－热液系统逐渐冷却，或地表下渗流体逐渐升温，特别是低温热液蚀变(如中级泥化)，这也是该类蚀变广泛分布的原因之一(图3)。

以上分析的只是岩浆热液单阶段活动的简单情况，实际形成的蚀变要复杂得多，于不同温压条件下形成的蚀变可在空间上分离形成不同的分带和晕圈，如可因岩浆热液多期次、多阶段活动形成间歇分带、逆向分带等，也可随时间推移于同一地点由流体性质演变而出现共生叠加现象，后者常形成多金属矿床。

4 浅成低温热液金矿床中蚀变形成的控制因素

热液交代蚀变的强度与范围主要取决于:(1)流体的物理化学性质，如pH、Eh、温度、压力及各组分的活度、逸度等;(2)围岩的物理化学性质，如孔隙度和裂隙发育程度反映的渗透性;(3)流体与围岩构成的物理化学梯度为其主要影响因素，如流体与围岩的温度、成分梯度以及距离等，流体与围岩的化学性质差异越大，围岩交代蚀变越强烈;(4)水岩反应过程中进入围岩的热液量(以水岩比表示);(5)发生的化学反应类型，常见蚀变反应有水合作用、水解作用、氧化还原反应及硫化反应(朱永峰和安芳，2010)。

初始流体成分对于流体演化路径与形成的蚀变序列具有决定性作用，而初始流体成分(特别是H+与碱金属离子浓度)很大程度上取决于不同的岩浆成分，偏铝质岩浆或高K/Na比值岩浆(如花岗岩类)出溶的高钾低酸性流体通常随冷却形成钾化和绢云母化蚀变(图6路径A)，这两种蚀变主要由比相关气水相具更高K+/H+比值且低挥发分含量的卤水相形成，通常在局部范围受岩石缓冲为主，在相对低水岩比条件下形成;过铝质或低K/Na比值岩浆(如英云闪长岩)产生低钾高酸性热液流体倾向于随冷却形成高级泥化蚀变(图6路径B)(Seedorff et al.，2005)，来自较深部的单相岩浆流体或相分离而来的气水相，收缩形成低盐度液相或冷凝进入大气水为主的流体(Heinrich，2005;Williams－Jones and Heinrich，2005)，在高水岩比条件下，也可形成高级泥化蚀变(图6路径C);晚期外生流体进入参与(斑岩环境)或主导(浅成低温热液环境)热液蚀变，形成广泛受岩石缓冲的中级泥化蚀变(Tosdal et al.，2009)。

图6 K2O－Al2O3－SiO2－H2O－KCl－HCl体系温度－流体成分相图中蚀变类型分布与流体可能形成的蚀变演化(据Seedorff et al.，2005;Tosdal et al.，2009)Fig.6 Phase diagram for the system K2O－Al2O3－SiO2－H2O－KCl－HCl shown in terms of temperature and the molal(m)composition of the fluid，that showing possible paths of fluid evolution depending upon starting fluid composition(after Seedorff et al.，2005;Tosdal et al.，2009)

浅成低温热液型金矿床中的流体活动，一般认为由岩浆浅成侵入或火山作用形成的热液或地热系统驱动(朱永峰和安芳，2010)，金属含量主要受热液成分控制，反映流体的不同起源和地质环境;也可由来源于深部岩浆气水相收缩形成的低盐度液相，该流体到达浅部低压低温环境下的物理演化路径及与围岩反应程度，对其中金属含量也有较大影响(Heinrich，2005;Williams－ Jones and Heinrich，2005)。浅成低温热液成矿环境因处于岩浆热液系统末端且受晚期大气水掩盖作用影响，岩浆标志显示相对较弱，整个热液活动寿命中岩浆流体活动时间较短，但对成矿却起着关键性作用:其直接向热液系统贡献金属，或向流体提供 Cl－、HS－等配位体，使流体可从围岩中淋滤金属。浅成低温热液系统中的蚀变分带与叠加很大程度受岩浆流体的间歇性贡献或缺失(刘伟，2001)与以大气水为主流体的消长控制。

浅成低温热液金矿床主要产于陆相中酸性钙碱性火山岩系或相邻的沉积岩与基底岩石中，成矿流体主要涉及两种来源，低硫化型金成矿流体以大气水为主，属低盐度(多＜3%)近中性还原流体，其中富Au型(Ag/Au值介于1/10～10)矿床相对富气相(可达4%，主要由 CO2构成，含 H2S)(Jeffrey and Richard，1985)，富Ag型(Ag/Au值大于 100)与较高盐度(介于10%～15%)流体有关，形成均与低密度岩浆气水相加入有关。流体近中性pH与其中金属含量进一步增加可能均归因于水岩反应中H+与围岩中金属阳离子(包括成矿金属)的交换，任何来源于岩浆气水相的酸性气体进入大气水流体中，均要经历水岩反应的中和，然而低硫化型金矿床中未发现成矿前的早期酸性蚀变，指示岩浆气水相可能在较深部即进入大气水流体与围岩发生中和交代反应而形成大范围的弱氢交代蚀变(图4c)(Hedenquist and Lowenstern，1994)，形成以岩石缓冲为主的蚀变组合，如低水岩比条件下形成的青盘岩化。高硫化型成矿流体含较多岩浆热液成分，属较稠密中低盐度(多＜5%)酸性氧化流体，较地表贫盐火山气水相盐度高，可能因其在相对高压条件吸收了富金属气水相(Hedenquist and Lowenstern，1994);而比低硫化型成矿流体盐度高，则应更多的归因于其高温氧化酸性性质，与围岩反应强烈而含较多溶质，故形成以流体主导的蚀变组合，如高水岩比条件下的高级泥化蚀变。

5 结论

(1)低硫化型金矿床中的热液爆破角砾岩、刃片状方解石/石英、细粒梳状石英及形成于相对高温快速冷却条件，结构相对无序的冰长石为沸腾作用相关产物，与金银矿化在时空和成因上关系密切。高硫化型金成矿流体为岩浆气水相进入大气水流体经混合形成的低盐度液相，酸性成分解离及SO2发生歧化或氧化反应生成H2SO4，交代围岩生成粘土、硫酸盐及孔洞状残余石英，后者使围岩渗透性显著增加，成为主要赋金部位。

(2)流体和围岩各自的性质、二者构成的物理化学梯度以及水岩比是控制热液蚀变最主要的因素，其中主要取决于岩浆成分的初始流体酸碱比率对于流体演化路径与形成的蚀变矿物组合具有决定性作用。一般认为，低硫化型金矿床位于地热系统中，其成矿流体可能因初始较富钾低酸性流体于低水岩比条件下形成以岩石缓冲蚀变为主的中碱性矿物组合;高硫化型金成矿流体与浅部岩浆－热液系统有关，因初始酸性贫钾，并在高水岩比条件下形成流体主导的中酸性矿物组合;较深部相分离或岩浆直接出溶的气水相经浓缩或被吸收转化为液相后在浅部低压环境下也可形成酸性蚀变并成矿，受裂隙或孔洞控制的自形石英和金矿化的成矿流体即可能来源于前者。

(3)蚀变序列具不同成因演化，存在孔洞状硅核、酸性硫酸盐及由高级泥化到中级泥化的连续分带蚀变对高硫化型金成矿有利，其中由渗透性岩性控制的较大范围粘土化蚀变与金成矿关系较密切;存在石英、玉髓、冰长石及由绢英岩化到中级泥化的连续分带蚀变，且形成蚀变矿物的pH为无明显改变的中碱性条件对于低硫化型金成矿有利。

致谢感谢审稿专家提出的宝贵意见!

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