热液型金矿研究进展

林彩香（西部黄金克拉玛依哈图金矿有限责任公司克拉玛依834000)

热液型金矿研究进展

林彩香
（西部黄金克拉玛依哈图金矿有限责任公司克拉玛依834000)

热液型金矿床是全球金矿的主要资源来源，随着近年来对这些金矿床类型典型矿床的解析研究，取得了大量的研究进展，并不断的完善各类金矿成矿理论。文中几类主要热液金矿床类型是地质学家较为认可，且对其地质特征、成矿作用过程以及找矿勘探方法的研究较为成熟，如浅成低温热液型、斑岩型、卡林型、与侵入岩有关的金矿和造山型等。总结了各类热液型金矿的类型及特征，并大致了解其研究进展。

热液金矿类型特征研究进展

热液金矿是通过含金热液流体作用而后形成的矿床类型，可以在不同构造背景下，通过不同组成、不同来源的热液活动形成。

热液金矿的金储量占全球金储量的80%左右，这些热液金矿中世界级的金矿多数与晚太古代或者中－新生代的大陆生长事件有关（包括造山作用期和地壳形成期）（Groves et al.,2005），因为大陆快速生长期是岩浆活动和构造作用相对比较强烈的时期，这样的构造背景有利于成矿流体的形成，如31～25亿年期间是全球大量克拉通形成的早期阶段，大陆克拉通在挤压作用下通过大量花岗岩的侵位稳定化，此时主要的缝合带变成了热液流体聚集和流动的场所，这些热液流体主要来源于交代液化作用或者晚期造山作用。这导致了大量造山型金矿化的发生，这种金矿化是世界范围内晚太古代花岗岩－绿岩地体的主要特征，包括西澳大利亚Kalgoorlie地区的Golden.Mile矿、津巴布韦的Freda－Rebecca矿，以及Barberton绿岩带中的Sheba－Fairview矿。显生宙的大部分时间是以反映威尔逊旋回的地质过程为特征的，即在早古生代时冈瓦纳的合并以及早中生代Pangean超大陆的合并形成，以及之后Pangean超大陆的裂解，例如始新世（40 Ma）、中新世（10 Ma）超大陆裂解期，热液叠加、盆地发育以及山脉扩张导致了内华达东北部大量卡林型金矿的形成，而强烈火山活动导致了区内大量浅成热液型Au-Ag矿的形成，另外在环太平洋区域的西部，洋洋碰撞开始不久就有大量偏镁铁质的钙碱性岩浆活动，这些岩浆作用导致了大量斑岩型Cu-Au矿和浅成低温热液型Au-Ag矿的形成。

热液型金矿的分类比较复杂，因为金的成矿作用是一个复杂的地质作用过程，而各矿床的地质特征千差万别。成矿物质来源、成矿构造环境、成矿温度或深度曾被作为热液金矿划分的主要依据，但是由于金矿成矿构造环境多样、成矿物质常具有多源性，而成矿温度和深度的变化范围较大，这导致到目前为止还无较完善的热液金矿分类。就目前的研究来看，常见的热液型金矿类型有(图1)：浅成低温热液型、斑岩型、卡林型、与侵入岩有关的金矿和造山型，本文主要总结以上几类金矿的地质特征及其研究进展。

图1 常见金矿床的产出地质背景(Groves et al.,2005)

1 浅成低温热液型金矿

浅成低温热液型金矿的成矿深度通常在＜1.5 km的范围内；金矿床形成于低温（＜300°C）、低压（10～50 MPa）条件下，成矿流体低盐度，以大气水为主，少量岩浆水（Cooke et al.,2000），热液活动主要发生在火山-浅成岩体系统浅部。根据蚀变特征将浅成低温热液型金矿划分为低硫型和高硫型，其中低硫型以冰长石-绢云母化为特征，而低硫化型以石英-明矾石化为特征。

以陆相火山岩-次火山岩为主，高硫型和低硫型浅成低温热液型金矿中均发育硅化、黄铁矿化、绢云母化和绿泥石化，但低硫型以发育冰长石-绢云母化为特征，低硫化型以发育石英、明矾石以及高岭石为特征矿物的高级泥化为特征。金矿化主要受与火山作用有关的构造控制，尤其是受古火山口或破火山机构的控制。矿体通常以脉状和浸染状为主，另有细脉状、网脉状和角砾状。浅成低温热液型金矿的成矿流体盐度较低（＜3%），流体成分变化范围大，离子成分以Na+、Cl-为主，气相以CO2为主，另有少量H2S、SO2。δ18O值较低，多为负值，与流体来源有关。因为大气降水的δ18O值通常为负值。大气降水成因的循环地下水为主（地热流体），另有少量为地下深部侵入体释放的岩浆水。参与浅成低温热液型金矿的地下水通常受深部岩浆房热源的驱动在地下循环，因此浅成低温热液型金矿化浅部区域，通常会形成热泉，并伴有热泉型沉积物（层状石英、玉髓、重晶石等）。Harris et al.(2009)在西澳发现的古太代（34.7亿年）热泉沉积物表明，形成浅成低温热液型金矿的热液过程从古太古代时就已经开始，但是由于热泉型沉积以及通常与其伴生的浅成低温热液型矿化形成于地壳浅部，在地壳早期演化历史时期形成的热泉沉积物和浅成低温热液型矿床很难保存下来，目前浅成低温热液型金矿的分布只显示了地质构造过程中矿床保存的结果，同时该研究成果说明浅成低温热液型金矿找矿的潜力。

目前已发现的浅成低温热液型金矿床主要位于火山-岛弧环境或古大陆边缘环境(图1)。从世界范围看可分为3个巨型成矿域：

⑴环太平洋成矿域。如美国的Red Mountain、San Juan,墨西哥的Pachuca，新西兰的ladolam金矿，日本的菱刈（Kishikari）金矿，菲律宾的Labab金矿，以及中国东部的多个浅成低温热液型金矿（毛景文等, 2003）；该成矿带成矿时间集中在晚白垩世中期-古近纪，其中东带（美洲）金矿化开始于晚白垩世中期，晚白垩世末期最为强烈，结束于中新世。古近纪以前形成了少数超大型金矿（如美国的Comstock、墨西哥的Guanajuato金银矿床），众多大型、超大型金矿形成于中新世，如美国的Cripple Creek和Goldfield；西带（亚洲）的外带，矿化作用受到中生代（晚侏罗世-白垩纪）火山作用控制，而内带金矿大多数与古近纪火山作用有关。

⑵地中海-喜马拉雅成矿域。罗马尼亚阿普塞尼山脉金矿、西班牙罗达尔基拉尔金矿，主要形成于晚白垩世-古近纪，我国藏南地区藏南拆离体系中的多个浅成低温热液型Au、Sb金矿形成于中新世（18～14Ma，Yang et al.,2009）。

⑶古亚洲洋成矿域。俄罗斯的巴列依金矿、达拉松金矿、乌兹别克斯坦的考齐布拉克金矿（Plotinskaya et al.,2006）、我国的阿希金矿等，该成矿域的成矿时限最宽，西部的中亚地区，成矿时代为古生代，如新疆西天山的阿希金矿，成矿时代为约300 Ma（黄铁矿Re-Os等时线年龄，An and Zhu,待刊）；东部由于受太平洋板块俯冲作用和鄂霍茨克海关闭事件的影响，成矿时代可以延伸到中生代（古利库金矿）乃至古近纪（巴列依金矿），俄罗斯东北部浅成低温热液型金矿的成矿时代集中在晚侏罗世、早白垩世和古近纪。

1.1 低硫型浅成低温热液型金矿

位于环太平洋成矿带的日本菱刈金矿是一个典型的大型低硫型浅成低温热液型金矿，已探明金储量约为250 t，其赋矿围岩为更新世早期形成的安山岩和英安岩，围岩中具有明显的蚀变分带，由中心向外侧分布石英-绢云母化带、蒙脱石化带和绿泥石化带。矿体主要呈脉状，其中上部为细脉状，而下部为粗大的脉体，局部见角砾状矿体。矿体受破火山口内北东向断裂带所控制。矿体中主要脉石矿物组合为石英-冰长石-少量粘土矿物，其中冰长石和石英密切共生，且长呈片状产出。粘土矿物主要为蒙脱石，少量绢云母、绿泥石和高岭石。主要矿石矿物组合为银金矿-硒银矿-辉硒银矿-深红银矿-银黝铜矿（Hosono and Nakano,2004）。

该矿成矿温度为100～260℃，成矿深度为450～850 m，其成矿流体以大气降水为主，盐度为0.6～1.1wt%。Izawa et al.(1990)认为片状石英和冰长石的出现以及流体包裹体特点都显示了在菱刈地区金矿化过程中普遍发生了沸腾作用，而成矿流体的沸腾是导致流体中金沉淀的主要原因。

1.2 高硫型浅成低温热液型金矿

智利和阿根廷接壤地区的巨型Pascua Au-Ag-Cu矿是一个典型的高硫型浅成低温热液型金矿。围岩主要为三叠纪花岗岩和不同岩相的中新世角砾岩筒，花岗岩中赋存了将近80%的矿化，但是花岗岩与矿化热液没有关系。热液蚀变依次为高级泥化、中级泥化、硅化、多孔状硅化以及深成黄铁钾矾化阶段。Au-Ag-Cu矿化主要发生在中级泥化的晚期，形成自然金、黄铁矿和硫砷铜矿，黄铁矿和硫砷铜矿的矿物结构中常含Au。该矿矿体主要为热液角砾岩型矿石（Bissig et al.,2002）。

1.3 研究进展

近年来浅成低温热液型金矿中的热液角砾岩型矿体逐渐引起了地质学家的关注，大量对浅成低温热液型金矿的研究发现大部分浅成低温热液型金矿床中均产角砾岩型矿体（如阿根廷和智利接壤处的El Indio-Pascua高硫型浅成低温Au-Ag-Cu矿带，Bissig et al.,2002;印度尼西亚加里曼丹地区Kelian低硫型浅成低温热液型金矿，Davies et al.,2008a）。热液角砾岩是指由于热液的驱动力或者热液发生二次沸腾过程中产生的爆破作用导致原岩破碎成角砾状，原岩角砾被从热液中结晶出来的矿物胶结形成的岩石。形成热液角砾的驱动力主要来自于热液的流动或者爆破作用，胶结物通常为热液矿物。热液角砾岩中的角砾颗粒支撑比较常见，角砾棱角分明，无定向。

印度尼西亚加里曼丹地区Kelian浅成低温热液型金矿，该矿矿体由热液角砾岩、热液脉以及浸染状矿体组成，围岩主要为长英质的火山碎屑岩。热液角砾岩中的角砾主要为多源碎屑岩、单矿物碎屑、长英质火山碎屑岩角砾和少量含碳质泥岩角砾，胶结物主要为金属硫化物和热液碳酸盐（Davies et al., 2008a）。Davies et al.(2008b)通过对矿区火山以及热液角砾岩的研究认为，Kelian矿区的火山喷发口火山角砾岩的形成是浅成低温热液型金矿化的前奏，而火山口含碳质基质的火山角砾岩起着隔水层的作用，将成矿流体聚集于火山口附近，为浅成低温热液型金矿化以及热液角砾岩型矿体的形成提供便利。该矿成矿流体为中等盐度（～4～6wt%），是低盐度地热水和高盐度岩浆水混合的结果，成矿流体演化过程中发生多次沸腾导致金矿化发生和含矿热液角砾岩的形成（Davies et al.,2008a）。

2 斑岩型Cu-Au矿

矿石中Au含量超过0.4 g∕t（Sillitoe,1979）或者全岩Cu∕Au原子数比小于40 000（Kesler et al.,2002）的斑岩铜矿可称为富金型斑岩铜矿，该类矿床可进一步划分为斑岩型Cu-Au、Au-Cu和Au矿（Sillitoe, 1979）。目前世界上已发现最大的富金斑岩型铜矿是印度尼西亚的Grasberg Cu-Au矿，其Au储量超过2 500 t，其次是乌兹别克斯坦的Almalyk斑岩Cu-Au矿，Au储量约为2 200 t。

2.1 含矿斑岩特征

含矿斑岩体主要分布于板块汇聚边缘与俯冲作用有关的火山-岩浆弧中（图1），是在区域挤压背景下侵位形成的（Sillitoe,2000），也有部分产于陆缘弧后背景（如美国的Bingham）。富金斑岩型铜矿的含矿斑岩通常侵位于地壳浅部1～2 km，其中斑晶含量达30%～70%，基质主要呈隐晶质。从下到上分为六个热液蚀变带(图2a)（Stillitoe,2000）：

⑴Ca-Na硅酸盐蚀变：主要呈细脉形式产出，蚀变矿物组合为阳起石+钠长石+磁铁矿。该蚀变带表现为贫硫的特征，常被稍晚的钾化蚀变叠加而很难识别，如包古图斑岩型Cu-Au矿（Cooke et al., 2005）。

⑵钾化带：以发育交代和细网脉状的黑云母为主要特征，主要矿物组合为黑云母+钾长石±阳起石±绿泥石±碳酸盐。其中黑云母通常是富Mg的，磁铁矿的体积比达3%～10%，以磁铁矿或者石英-磁铁矿细脉、团块状和浸染状形式出现，金属硫化物组合为斑铜矿+黄铜矿+黄铁矿。

⑶中级泥化：叠加于钾化带之上，常很难识别，矿物组合为绢云母+伊利石+绿泥石+方解石+蒙脱石，金属硫化物以黄铁矿为主，少量黄铜矿。

⑷绢云母化：叠加于钾化和中级泥化之上，一般不易识别。主要矿物组合为石英+绢云母+黄铁矿，金属硫化物以黄铁矿为主。

⑸高级泥化：常发育于斑岩矿体顶部的火山岩中，可能会伴随形成高硫型浅成低温热液型Cu-Au矿化，矿物组合为蛋白石+石英+明矾石+叶腊石+水铝石+地开石+高岭石，少量黄铁矿。

⑹青磐岩化：主要呈浸染状发育于围岩中，形成绿泥石+绿帘石+黝帘石+碳酸盐，内部发育少量黄铁矿，向外黄铁矿逐渐减少。

图2 富金斑岩铜矿的热液蚀变分带及其与金、铜矿化、金属矿物组合之间的空间关系（以澳大利亚Ridgeway Au-Cu矿为例，据Wilson et al.,2003）

斑铜矿中Au的含量通常是黄铁矿的20～100倍，同时斑铜矿和黄铁矿中的Au含量随着温度降低而逐渐降低，温度从700℃降低到400℃，斑铜矿中的Au含量从1 280～8 200 ppm降低到13～80 ppm，而黄铜矿从100～125 ppm降低到2～4 ppm，由此说明钾化过程中成矿流体的温度越高，形成的斑铜矿越多，Au矿化程度越强（Simon et al.,2000）。

2.2 富金斑岩矿床的成矿物质来源

成矿物质来源主要根据与成矿作用密切相关的岩浆来源进行确定。目前已识别出的有利于富金斑岩矿床形成的岩浆组合主要为埃达克质岩浆（e.g. Defant and Drummond,1990;Sajona and Maury,1998;张连昌等,2004;李金祥等,2006）和弧碱性岩浆（e.g. Zhao et al.,2003;Wilson et al.,2003）。埃达克质岩浆高含水量、高氧逸度以及富硫的特征为富金斑岩铜矿的形成提供了有利条件（Oyarzun et al.,2001；唐功建等,2009）。

2.3 研究进展

富金斑岩铜矿作为斑岩铜矿床的一类，自上世纪发现以来逐渐引起了人们的重视。近年来取得的主要研究进展包括：

⑴富金斑岩铜矿在全世界范围内大量发现，且部分矿床金储量巨大（如Grasberg斑岩Cu-Au矿的金储量为2 560 t）；

⑵绝大多数富金斑岩型矿床形成于新生代和中生代，以第三纪最为普遍；

⑶附近斑岩铜矿不仅发育、汇聚板块边缘环境，在大陆碰撞甚至陆内环境也大量存在；

⑷含矿斑岩主要为钙碱性岩浆系列，但部分矿床与高钾钙碱性岩浆密切相关；

⑸富金斑岩矿床金的富集与大地构造背景、成矿时代、含矿斑岩性质、围岩性质、蚀变和矿化类型等因素关系不大，而主要受地幔岩浆过程、岩浆-热液过程及热液过程控制。在地幔岩浆演化过程中无硫化物熔体的分离、无磁黄铁矿、含钛磁铁矿等矿物的分离结晶有利于Au在地幔岩浆中的富集（Simon et al.,2008）。岩浆热液从岩浆中分异出来的过程称为岩浆-热液过程，而该过程的金属从岩浆进入流体的比例影响着矿床的形成。Hedenquist and Lowenstern(1994)认为金属从岩浆向流体的聚集通过岩浆挥发份的出溶来实现，从熔体中分凝出的挥发份，由于比周围熔体和晶体密度小，可以从熔体中吸取成矿元素（Candela,1997），通常岩浆减压与结晶会导致岩浆挥发份达饱和，并从熔体中溶出高盐度岩浆流体（Harris et al.,2003）。热液过程控制着Au的有效沉淀，通常流体二次沸腾、流体混合以及水岩作用所引起的物化条件变化是导致金沉淀的主要机制（e.g., Williams-Jones and Heinrich,2005）。斑岩型矿床通常和浅成低温热液型金矿伴生，斑岩体系演化晚期从熔体中出溶的岩浆挥发份组成了高硫化型浅成低温热液金矿的成矿流体，成矿流体沿着早期斑岩Cu-Au矿化过程中形成的石英-绢云母-黄铁矿脉向上运移，并在有利区域成矿（Pudack et al.,2009）。

3 卡林型

卡林型金矿是20世纪60年代初期在美国西部内华达州的卡林镇被发现而得名，是一种主要产于碳酸盐岩建造中的微细浸染型金矿床。该类型金矿具有品位低，规模大、矿体与围岩界限不明显，金主要呈显微-次显微形式分散产出的特征。

几乎所有的卡林型金矿区内或者其附近都存在以岩墙或者岩脉形式产出的长英质侵入岩，为花岗闪长质到花岗质成分，一些学者认为这些浅成侵入岩可能为卡林型金矿提供成矿热液（e.g.,Sillitoe, 1989）。含矿围岩主要为海相沉积岩，岩性为碳酸盐岩夹泥砂岩或者粉砂岩、泥岩。成矿作用明显受构造控制，通常位于断裂带、不整合面或者两套差别较大的岩性接触面，因此该类型矿床的矿体通常呈不规则的似层状、透镜状，且矿体和围岩界限不清楚。卡林型金矿的围岩蚀变包括去碳酸盐化、硅化、泥化、硫化物化和重晶石化。蚀变作用发生顺序通常为：去碳酸盐化、硅化和泥化，这种情况在美国西部卡林型金矿区非常明显。

卡林型金矿热液成矿期主要由4个热液演化阶段组成，依次形成黄铁矿-毒砂、金-砷黄铁矿-黄铁矿-毒砂、毒砂-雄黄-雌黄、辉锑矿矿物组合，在相对还原和低硫逸度条件下会有自然砷形成。金的赋存状态为微细浸染型，金颗粒非常细小，呈显微和亚显微级。金主要以固熔体形式存在于黄铁矿和毒砂的晶格中，近几年的研究也发现，Au-Cu组合以Au3++ Cu+⇒2Fe2+的形式替代黄铁矿中的Fe（Chouinard et al.,2005b）。成矿流体是高度演化的大气水和岩浆水的混合流体，盐度相对较低（1～7 wt.%NaCl），成矿温度为180～245℃。

卡林型金矿主要产于裂谷、弧后盆地等拉张构造环境中（图1），如太平洋东岸的卡林型金矿位于美国西部新生代的弧后伸展区；我国滇黔桂金三角区的卡林型金矿位于扬子板块西南缘的晚古生代右江裂谷带中；而川甘陕金三角区的卡林型金矿与扬子板块西北缘古生代秦岭陆间裂谷活动有关。

卡林型金矿以其中金呈显微金产出为特征，大量研究表明黄铁矿是主要的载金矿物（e.g.Wells and Mullens,1973;Arehart,1996），特别是含砷黄铁矿，因此近几年对于卡林型金矿的研究主要集中于含砷黄铁矿中金的存在形式（e.g.,Simon et al.,1999a, 1999b），并带动了对其他类型金矿床中含砷黄铁矿以及毒砂的研究（e.g.,Zacharias et al.,2004;Chouinard et al.,2005）。Simon et al.(1999a)对Twin Creeks卡林型金矿中含Au砷黄铁矿进行了分析，发现其中的Au以Au0和Au1的形式存在，而As以As-的形式存在。Au0通常以显微包体的形式产出，而Au+存在于砷黄铁矿的晶格中；As-通常以0.1纳米级随机呈层状存在于黄铁矿结构，黄铁矿中的As可以大大增加砷黄铁矿中表面吸附金络合物的能力。进一步研究表明Au0主要产于相对较粗粒的含砷黄铁矿中，而Au+主要存在于细粒含砷黄铁矿中，含砷黄铁矿中As与Au含量具有很好的相关性，其中Au0可以直接从流体中沉淀下来，而Au+是含砷黄铁矿从流体中吸附的结果，还原性硫活度降低是导致金沉淀的主要原因（Simon et al.,1999b）。东欧波西米亚地块的Roudny金矿中主要的矿石矿物为黄铁矿-毒砂，对该矿中黄铁矿的微量元素研究表明，不含As或含少量As的黄铁矿不含Au，而富砷黄铁矿（As＞1.00 wt.%）中Au含矿高达20 ppm，大多富As含金黄铁矿都极其亏损Fe，且Fe亏损程度和Au富集程度正相关，可能说明As除了替代S外，在一定程度上可以替代Fe，相对于卡林型金矿中的含砷黄铁矿，该矿中含砷黄铁矿的As和Au具有正相关性，但是Fe不亏损（Zacharias et al.,2004）。通过对Pascua高硫化型Au-Ag-Cu矿主成矿阶段黄铁矿中Au和其他微量元素的分布特征分析发现，黄铁矿中As-Ag和Au-Cu组合替代了Fe，以如下方式As3++Ag+⇒2Fe2+,Au3++Cu+⇒2Fe2+。Au3+进入黄铁矿常伴随异常氧化条件（Chouinard et al., 2005）。

4 造山型金矿

长期以来，人们一直把那些产于变质地体中，受构造控制的脉状金矿床称为“中温热液金矿床”，该类型金矿是最重要的金矿类型之一，大多数大型和超大型金矿床属于此类型。国内外诸多学者为此类金矿冠以多种不同的术语，如绿岩型金矿、破碎带蚀变岩型金矿、石英脉型金矿等，甚至以含矿围岩命名，如蚀变砂岩型金矿、浊积岩型金矿、变质沉积岩型金矿、蚀变超基性岩型金矿等，随着大地构造成矿理论的研究不断发展，人们逐渐认识到中温热液型、浊积岩型、绿岩型金矿等这类金矿具有相似的地质-地球化学特征，并且都与造山作用有关，这类金矿有很宽的成矿深度范围（2～20 km），因此，Groves et al. (1998)建议将该类金矿床命名为“造山型金矿床”。根据成矿地质背景的造山型金矿是指“产于各个时代变质地体中，在时间和空间上与增生构造或碰撞造山带有关的脉型金矿床系列”(图1，Groves et al., 1998)。造山型金矿具有如下特征：

⑴富金成矿省与增生造山过程密切相关，富金成矿省主要形成于外汇聚超大陆旋回或内汇聚超大陆聚合旋回外缘地区，许多金成矿省位于重要跨岩石圈构造附近或复杂变质火山-深成岩体或沉积地体的边界附近；

⑵在增生造山带较长的造山期内，成矿作用同步或滞后于峰期变质作用和构造作用晚期，矿化发生在晚变质变形期；

⑶分布于大型复杂地质构造带内，该带具有岩性、应变、变质级等方面的陡变特征，代表着造山环境；

⑷产于变质程度较低的绿片岩相变质地体中，典型蚀变矿物组合为石英-碳酸盐-云母-绿泥石-黄铁矿等，主要围岩蚀变为绢云母化、硅化和碳酸盐化；

⑸矿床受构造控制明显，通常位于一级深大断裂带附近，主要产在二级及更低级的构造系统中，金矿化常产于脆-韧性转换部位，成矿流体中金的沉淀主要由压力降低引起（降低～200 MPa，Louch and Mavrogenes,1999）；

⑹具有特征的金属及微量元素组合，与区域背景值相比，Au、Ag、As、Sb、Te等元素强烈富集；

⑺成矿流体为中低温（100～400℃）、低盐度(3～10 wt.%NaCl)、富CO2（XCO2＞5%）的流体(Ridley and Diamond,2000)；造山型金矿这种富CO2、低盐度成矿流体的可能来源包括：岩浆水（e.g.,Burrows and Spooner,1987;Jiang et al.,1999），变质水（e.g.,Kerrich and Fyfe,1981;Goldfarb et al.,1988），地幔排气或地幔流体参与（Newton et al.,1980;Groves et al., 1998）、或岩浆水、变质水、大气水和地幔流体的混合（Ridley and Diamond,2000）。造山型金矿包括产于古老克拉通和显生宙造山带中两类：古老克拉通中的造山型金矿赋存于太古宙绿岩带中，产在绿片岩相到角闪岩相变质的韧性剪切带中，成矿作用与韧性剪切带的演化及变质流体沿着剪切带迁移时的物理-化学条件关系密切，金矿具有与变质相同的形成过程，这类金矿以澳大利亚Yilgarn地体中的Gold Mine、津巴布韦的Freda-Rebecca和我国华北的金厂峪等金矿为代表；显生宙造山带中的金矿主要形成于显生宙期间的造山作用过程，成矿作用主要受造山带中的剪切带控制（Groves et al.,1998;朱永峰，2004），金矿成矿作用与花岗岩岩浆侵位同期的韧性切带的演化密切相关，矿体主要赋存于变质岩或者糜棱岩化的花岗岩中，如中亚造山带中的Muruntau（乌兹别克斯坦，Drew et al.,1996）、Jilau(塔吉克斯坦，Cole et al.,2000)和我国境内的天格尔-望峰金矿（Zhu et al.,2007）。

华北克拉通绿岩带中的金厂峪金矿，主要赋存于太古宙迁西群金厂峪组的低角闪岩相变质岩中，矿化主要受NNE向韧性剪切带控制，成矿时代为22亿年⓪，成矿作用发生于华北地台克拉通结晶基底形成阶段。如我国西秦岭地区的一系列造山型金矿床，矿化年龄集中与214～168 Ma，略晚于西秦岭地区印支-燕山期的陆-陆碰撞造山作用，该矿成矿流体为岩浆水、变质水和大气降水的混合①。赋存于我国西天山天格尔剪切带中的天格尔金矿也一个典型的造山型金矿，矿床产于糜绫岩化的花岗岩中，糜棱岩化花岗岩的形成时代为～224 Ma，其形成时代对应天格尔剪切带韧性剪切过程晚期，而含金矿石中绢云母的Ar-Ar年龄为220～223 Ma，可能说明该矿成矿作用发生在剪切带韧性剪切时期，同时该矿石英H-O同位素组成表明，该矿成矿流体中无岩浆水参与（Zhu et al.,2007）。

5 与侵入岩有关的金矿

与侵入岩有关的金矿体系是指在成因和空间上与侵入岩有密切联系的金矿床（Lang et al.,2000），矿体呈脉状或浸染状产于岩体内部或围岩中。与侵入岩有关的金矿床在世界上分布广泛，主要集中在地中海-中亚成矿带（域）和环太平洋成矿带（域）。与侵入岩有关的金矿体系的主要特点：

⑴大地构造位置为远离汇聚板块边缘的克拉通边缘环境（图1），在时空上与中等还原（含磁黄铁矿和钛铁矿）的碱性、偏铝钙碱性和过铝成分的侵入岩有关（图3）；

⑵主要形成于显生宙，尤其是海西期和燕山期形成的侵入岩是与侵入岩金矿床有关的最佳侵入岩；

⑶成矿流体是富碳的热流体；

⑷成矿元素组合是Au与Bi、As、Te、Sb和Mo等；

⑸硫化物含量较低，一般低于5%，显示还原性质的矿石矿物组合，特征的矿物组合是毒砂和磁黄铁矿，缺失磁铁矿和赤铁矿；

⑹除了浅成条件下形成的金矿床，该金矿体系的热液蚀变较弱，常见蚀变产物是白云母-绢云母-绿泥石-碳酸盐；

图3 与侵入岩有关金矿的成矿模式及成矿元素分带性（据Lang et al.,2000）

⑹成矿流体主要为从侵入岩中分异出来的岩浆水，浅部由高温（＞350℃）、不混容的高盐度流体（盐度＞30 wt%）和低盐度含CO2流体组成，而深部流体主要为低盐度的富CO2流体，Baker（2002）认为在地壳深部的高压环境中，长英质岩浆中首先出溶的是以CO2为主的蒸汽相，而氯只有在浅部环境中才能出溶。

5.1 Timbarra金矿

Timbarra金矿位于澳大利亚新南威尔士新英格兰褶皱带南部，代表了一种具有经济意义和有特色的与侵入岩有关的金矿床。金矿化产于含磁铁矿-钛铁矿的花岗岩中，指示了岩体的中等还原条件。该矿中金主要以浸染状产出，浸染状矿石由含金白云母-绿泥石-碳酸盐蚀变和以充填花岗岩中晶洞的形式产出，而受构造控制的矿体仅占总矿体含量的5%。但是不管是哪种矿化类型，他们具有相同的成矿演化特征。石英、条纹钾长石、少量黑云母和钠长石是含量最高最早形成的矿物。接下来形成的矿物是毒砂-黄铁矿-萤石和辉钼矿；最晚期形成的是白云母、绿泥石、金、方解石、银铋碲化物、铅铋碲化物和少量方铅矿和黄铜矿。金矿石中硫化物的含量相对较低（≤1%）。矿石中的金通常在＜1～50 μm之间，但也有少量金颗粒粒度＞1 mm。该矿中等氧化程度的I型围岩花岗岩、低硫化物含量、Au-Bi-Ag-Te矿化、白云母-绿泥石-碳酸盐蚀变组合、低盐度成矿流体以及含碳流体说明该矿属于与侵入岩有关的金矿。但是Timbarra金矿与其他与侵入岩有关的金矿的主要区别是该矿金矿化呈浸染状（Mustard et al., 2006）。

5.2 造山型金矿和斑岩矿床的区别

Groves et al.(2005)指出，大多数造山型金矿床在时空上总是与花岗质岩浆活动相伴，因此，并不能把金矿床与大规模的花岗质岩浆时空伴生作为辨别与侵入岩有关金矿的标准，相比之下，造山型金矿成矿作用不一定与花岗质岩浆活动有关，但是花岗质岩浆活动是侵入岩有关的金矿成矿作用发生的必须条件。另外，造山型金矿和与侵入岩有关的金矿产于不同的构造环境中。与斑岩型矿床相比，与侵入岩有关的金矿除了产出环境不同，最大的区别在于它们不同的成矿流体特征，斑岩型矿床的成矿流体主要为高盐度（盐度＞30 wt%）的岩浆水，且无明显富集CO2的特征。

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收稿：2015-03-10

DOI∶10.16206∕j.cnki.65-1136∕tg.2015.01.012