模型四十三 澳大利亚维多利亚地区金矿床找矿模型

1. 模型四十三 澳大利亚维多利亚地区金矿床找矿模型

一、概 述
澳大利亚的维多利亚地区是世界上一个重要的金矿区，总共已生产黄金 2500t，其中 1000t 采自石英脉，1200t 采自现代砂矿，300t 采自古砂矿。该区曾有 7000 多个矿山开采金，但大部分是小矿山，产量超过 1t 的只有 168 个矿山，超过 30t 的有 12 个金矿田，其中最重要的是本迪戈 ( Bendigo) 、巴勒拉特 ( Ballarat) 和卡斯尔梅恩 ( Castlemaine) ( 图 1) 。
关于维多利亚地区金矿的成因归属众说纷纭，有人将其归为造山带型金矿，成矿时间为早古生代。也有人根据金矿化产于寒武 － 奥陶纪浊积岩中，称其为浊积岩金矿，并与穆龙套金矿相提并论，但维多利亚金矿受构造控制明显，矿化型式明显为脉状。还有人根据其成矿条件认为是 “中温热液”型金矿。尽管如此，由于其意义重大，成矿特征又十分鲜明，近年来在找矿方面取得了很大进展。本书根据国外大量的研究资料，对维多利亚地区金矿的找矿模型作一简要的综合介绍。

图 1 维多利亚金矿区金矿分布图( 引自 G. N. Phillips 等，1998)

二、地 质 特 征
1. 区域地质背景
维多利亚金矿区是塔斯曼造山带的一部分，该区的古生代岩系主要是寒武纪至泥盆纪早期的碎屑变质沉积岩，它们在泥盆纪中期塔贝拉贝拉造山运动时遭受了变形和低级变质作用。在维多利亚地区中部存在有晚泥盆世的酸性火山杂岩和过铝质的花岗岩。第三纪和第四纪的玄武岩掩覆了一些古生代的金矿床及一些较富的新生代古砂金矿。砂金矿是古生代原生金矿剥蚀的产物。
许多大型矿田，如本迪戈和巴勒拉特矿田产在泥盆纪板岩和杂砂岩地层中，原生矿床受构造控制，虽然不同矿床的构造控制特征不一样，但控制矿化的最常见构造是主逆掩断层附近的中等至陡倾的走向断层。
从区域上看，维多利亚许多重要的金矿床都位于大致 NS 向的大型构造附近。在巴勒拉特带，本迪戈矿床位于 Whitelaw 断层以西 5 ～10km 处，莫尔登矿床位于 Muckleford 断层以西 5km 处，巴勒拉特矿床也类似，在 Williamson Creek 和 Campbelltown 断层的西面，Heathcote 矿床位于 Heathcote 断裂中。再往西，斯托尔矿床靠近斯托尔断层。这些重要的构造中有一些被解释为西倾的铲状逆断层，在断层的上盘和 ( 或) 下盘都会有重要的金矿床。
墨尔本带被认为是一个 “简单的褶皱”，其东缘变形较强烈。墨尔本带最大的金矿床就位于东缘附近，它们出现在 Mt Easton 轴线正东的 Walhalla 复向斜中。Mt Easton 轴线是个重要的构造要素，它将 Walhalla 复向斜与西面墨尔本带的其余部分分隔开了。这个轴线的西面，褶皱形成在 360Ma 花岗岩侵入之前。这些褶皱呈 SN 向或 EW 向，少数含金石英脉也分别呈 SN 向或 EW 向。
就矿床来说，构造控制表现为鞍状矿脉及相关的构造都发育在背斜的枢纽带中和枢纽带附近，而向斜枢纽带通常很少发育有金矿化。
矿化事件与花岗岩的侵入、酸性和次玄武岩质的火山作用、闪长岩质的煌斑岩侵入、变形作用，以及区域变质作用有时间上的联系。在维多利亚金矿区，花岗岩是古生代岩系中最主要的侵入岩，在花岗岩中没有大型的金矿床，但是有少数金矿田 ( 包括莫尔登金矿田) 出现在 S 型和 I 型花岗岩的接触变质带中。
围岩蚀变取决于容矿岩石的成分，在变质沉积岩中蚀变有限，而在镁铁质和长英质火成岩中蚀变明显。在这些岩石中，碳酸盐、白云母和黄铁矿是分布最广泛的蚀变矿物，它们的出现说明 CO2、K和 S 增加了。砷 ( 在某些地区是锑) 富集很常见，而 Cu、Pb 和 Zn 只是局部富集，Bi、W、Mo 和 Te显示出与火成岩有密切的空间联系，但很少与金矿床有关。
维多利亚金矿区被几条 NS 向的逆掩断层分成 4 个带: 斯泰夫利 ( Stavely) 带、斯托尔( Stawell) 带、巴勒拉特 ( Ballarat) 带 ( 又称本迪戈带) 和墨尔本 ( Melbourne) 带。这几个带在地层、构造、成矿型式等方面均有所不同 ( 图 2) 。
2. 矿床地质特征
( 1) 容矿岩石
维多利亚地区金矿的含矿围岩总体来说是寒武 － 奥陶纪的浊积岩，但是具体的岩石类型却是多种多样。在巴勒拉特带，主要的含矿围岩是板岩 － 变质硬砂岩层。在墨尔本带，西部和中部的含矿围岩为粉砂岩和长英质岩墙，东部是角闪石质的闪长岩岩墙。斯托尔带的含矿围岩与巴勒拉特带相似，不同的是在寒武纪绿岩中也含有一些金矿化。
不仅在每个矿带中含矿岩石类型多样，而且在每个矿田中含矿的岩石类型变化也相当大。如在斯托尔矿田，金矿化出现在寒武 － 奥陶纪变沉积岩和寒武纪的变玄武岩中，而在马里博罗 ( Marebor-ough) 矿田，含矿围岩在西部为奥陶纪的变沉积岩和绢云母化的石英 － 长石斑岩岩墙，到东部变为闪长岩岩墙。

多利亚地区地质时代和图2 维地质作用关系图(寻

虽然维多利亚金矿区所在的 Lachlan 褶皱带 20% ～25%是由花岗岩组成的，但是金矿化很少产在花岗岩中，即使有，大多数也是产在花岗岩边缘的接触带中。
( 2) 围岩蚀变
维多利亚地区金矿的围岩蚀变不像绿岩带金矿那么重要和明显，因为矿化的围岩经常是板岩、硬砂岩或各类岩墙，蚀变不强烈，蚀变带也不宽，主要的热液蚀变有碳酸盐化、硅化、砷化、钾化和绢云母化 ( 表 1) 。通常，主要的蚀变矿物有铁白云石、白云母、黄铁矿、毒砂，绿泥石和钠长石也很常见，在某些地方还出现方解石、菱铁矿和磁铁矿。
表 1 维多利亚地区浊积岩中代表性金矿床的矿化型式和热液蚀变类型


资料来源: F. P. Bierlein 等，1998
( 3) 矿化型式和矿石组分
维多利亚地区的金矿化可以分成两大类。
一类是产在逆断层中或其附近的石英脉。根据断层和脉体走向是否与层理一致，脉型矿化又可以分为 2 种: 一种是与层理一致的高角度逆断层的膨胀形成了由纹层状石英到块状石英组成的板状矿体，矿体可厚达 1m; 另一种是在与层理不一致的非面状逆断层的膨胀地段形成的矿体，这类矿体厚可达 10m，沿走向延伸数百米 ( 图 3) 。在本迪戈 － 巴勒拉特带中的许多大型矿床都是由这一种矿体构成的。

图 3 维多利亚矿区断层中和与断层有关的含金石英脉构造形态示意图( 引自 S. F. Cox 等，1991)

另一类重要的矿化型式是鞍状矿脉，它们通常是褶皱枢纽带中与层理一致的断层及与层理不一致的断层彼此相互作用的产物。在维多利亚金矿区有简单的鞍状矿脉，但大多数是形态复杂的鞍状矿脉，形态复杂的矿脉群由鞍状矿脉及与其伴随的断层脉以及与其有关的张性脉组成，它们是褶皱期间特别是在褶皱的晚期阶段形成的。
图 4 是维多利亚金矿区 4 个典型矿床 ( 本迪戈、巴勒拉特、Tarnagulla 和 Fosterville) 的含金石英脉的矿化型式，图上还示出了矿脉与构造变形的关系。值得注意的是，在维多利亚金矿区除了脉状矿化外，在 Strathbogie 花岗岩体附近的早泥盆世角页岩化的沉积物中还有浸染型的金矿化，这种金矿化以前被忽视了。

图 4 石英 － 金矿化型式及其与构造变形的关系图( 引自 W. R. H. Ramsay 等，1998)

维多利亚地区金矿脉体的矿物成分比较简单，主要是石英、黄铁矿、毒砂、自然金，其次是磁黄铁矿、方铅矿、闪锌矿、黄铜矿、辉锑矿等 ( 表 1) 。黄铁矿 － 毒砂含量为 1% ～ 3%，局部可达10% 。强变质区 ( 例如接触变质带) 中有磁黄铁矿和斜方砷铁矿。毒砂常见，辉锑矿少见。闪锌矿、方铅矿和黄铜矿仅局部丰富，虽然在许多富矿体中略有增加。
三、矿床成因和找矿标志
1. 矿床成因
维多利亚金矿床的形成与区域变形和变质作用有密切的联系。总体来看，在志留纪区域变形的主要阶段或之后不久就出现了金矿化。金矿化一直延续到泥盆纪。同位素和大量地球化学资料表明，比较均一的成矿流体可能直接与变质作用的脱挥发分有关。金主要来自于基底的基性火山岩 ( 大洋中脊玄武岩) 和层间流体的沉积物，可能也有少量金来自于变形和变质期间的浊积石英砂岩。被流体从源岩中淋滤出的金随后沉淀在地壳上部低压的构造圈闭和化学圈闭中，形成受剪切构造、断层膨胀、张性裂隙和富炭质岩层控制的各类矿化。
S. F. Cox 等 ( 1991) 按照这种成因模式计算了形成本迪戈这样规模的金矿田所需要的源岩和流体的数量 ( 图 5) 。经计算，对本迪戈这样规模的金矿田来说，在变质作用期间通过脱挥发分反应，按照 2% ( 体积) 的失水率计算，热液流体来源需要 2500km3的流体源岩。从金的源岩中如果按 1 ×10－ 9比例提取金 ( 相当于 Au 50%左右的浸出系数) ，矿田需要 250km3的金源岩。

图 5 矿田中流体流动路线及流体源岩、金源岩和金/石英矿床之间体积关系示意图( 引自 S. F. Cox 等，1991)

2. 找矿标志
( 1) 地质找矿标志
1) 容矿岩石为变质沉积 ( 复理石) 岩系，即 “板岩带”，基性火山岩居次要地位。
2) 矿化明显受地层控制，几乎所有的矿化不是形成在寒武 － 奥陶纪浊积岩层中的富含页岩的层位，就是直接产在该层位的下面。富含页岩的浊积岩对矿化流体能起隔水屏障的作用。
3) 矿化事件与花岗岩的侵入、酸性和次玄武岩质的火山作用、闪长岩质的煌斑岩侵入、变形作用，以及区域变质作用有时间上的联系，可能与它们是同期的，金是在变形结束期前后形成的。
4) 矿化年龄，在斯特韦尔和本迪戈两个带中，通常为 441 ～ 439Ma，个别可能为 457 ～ 455Ma;而在墨尔本带中则为 380 ～370Ma。
5) 现代砂矿和古砂矿都产在原生矿附近，古砂矿呈线性分布，长达几千米至几十千米，往往被新生代玄武岩和沉积岩覆盖。
6) 含矿石英脉多产在主逆掩断层附近的中等到陡倾斜的走向断层中。石英脉聚集成长条状脉群，脉群延伸长度有时可能超过 100km。
7) 围岩蚀变取决于容矿岩石的成分，在变质沉积岩中蚀变有限，而在镁铁质和长英质火成岩中蚀变明显。
8) 镁铁质火成岩蚀变远端含碳酸盐 － 钠长石 － 斜黝帘石 － 绿泥石 － 黄铁矿，近端含碳酸盐 － 白云母 － 黄铁矿; 而长英质火成岩蚀变含白云母 － 黄铁矿。
9) 金矿化与花岗岩没有空间关系，在花岗岩中没有见到大型金矿床，但是有少数金矿田 ( 如Maldon 金矿田) 出现在 S 型和 I 型花岗岩的接触变质带中。
( 2) 地球物理找矿标志
1) 区域航空磁测和放射性测量可用来划分地层和构造。如果与矿化有关的磁铁矿遭到破坏的话，地面磁法可能也是有用的。
2) 玄武岩与周围沉积岩相比，磁化率和密度要高得多，所以区域航磁和重力数据对于确定默里盆地覆盖层下面含有矿化的玄武岩穹丘十分有用。
3) 在找矿确定靶区时，详细的航磁和重力测量可用来进行岩性填图。
4) 虽然许多矿床硫化物含量低，但是对于一些含较多硫化物的金矿床来说，电法 ( EM、IP 和AMT) 具有一定的效果，特别是测定蚀变晕。
( 3) 地球化学找矿标志
1) Cu、Pb 和 Zn 只是局部富集，有时出现小型异常。在东部的某些小金矿中，Cu、Pb 和 Zn 相对较丰富。
2) 在邻近花岗岩的矿床中可出现 Bi、W、Mo 和 Te 异常。
3) 碳酸盐岩的碳同位素负值略高，为 － 3 ～ － 10 。
4) 不同的异常元素对勘查是有用的，有些矿床是 As 和 Au，有些矿床只是 Au ( 通常有明显的黄铁矿和/或碳酸盐晕) 。
( 尤孝才)

2. 我想询问菲律宾的矿产资源分布情况

菲律宾境内矿藏主要有铜、金、银、铁、铬、镍等20余种。铜蕴藏量约48亿吨、镍10.9亿吨、金1.36亿吨。地热资源预计有20.9亿桶原油标准能源。巴拉望岛西北部海域有石油储量约3.5亿桶。
在宿务省铁矿主要在Talamban贮量交代矿床，集中沿着石灰质层位火山沉积形成，矿石色泽光亮，大量的赤铁矿、磁铁矿、其次褐铁矿和黄铁矿，脉石是由孔雀石、石青、方解石、石榴石、绿泥石、绿帘石、石英和铁镁矿物组成。
Domaco铁矿床，位于吕宋岛中东部北甘马仁省（camarines norte）巴格尼班市（jose panganniban）西南部。预获详查区内铁矿资源量1000万吨。

扩展资料菲律宾境内野生植物有近万种，其中高等植物有2500余种。主要有松柏、竹子、龙脑香、红树、松树等。在20世纪90年代初期，菲律宾有570万公顷的森林面积，其中龙脑香为380万公顷，占森林面积的66.6%；苔藓树林为110万公顷，占森林面积的19.3%；亚树种树林为50万公顷，占森林面积的约8.8%；松树为20万公顷，占森林面积的约3.5%；红树属树林为10万公顷，占森林面积的约1.7%。
参考资料：百度百科-菲律宾

3. 浅成低温热液型金矿床

一、内容概述
自美国学者Lindgren于1922年提出浅成低温热液（Epithermal）这一术语以来，许多研究者不断对浅成低温热液型金矿的定义及分类进行补充和完善。目前，浅成低温热液金矿的基本含义是：金矿床形成于低温（300℃）、低压（10～50MPa）条件下，热液活动主要发生在火山-浅成岩体系统浅部；金矿化作用主要与火山活动有关，矿化作用发生在火山活动晚期，最终定位于火山地热系统波及范围内（王洪黎等，2009；Corbett G，2002）。浅成低温热液矿床主要集中发育在环太平洋带、加勒比和欧洲南部等地区。浅成低温热液金矿床主要形成于板块俯冲带上盘大陆边缘及岩浆弧和弧后的张裂带，主要集中于环太平洋、地中海-喜马拉雅和古亚洲3个巨型成矿域，伴生矿种较多，主要是银、铜、铅、锌矿床。矿体主要呈条带状脉、复合矿脉、裂隙网脉和席状脉产出。
流体包裹体研究表明，成矿流体为低温热液，偶尔可见含子晶的水溶液包裹体，缺乏H2O-CO2包裹体（陈衍景等，2007）。许多研究者认为浅成低温热液金矿床形成过程中有岩浆热液的参与，尽管其含量较少，但对成矿元素的运移起了至关重要的作用（Williams，2005；Heinrich C A，2005）。与成矿有关的侵入岩对成矿系统的贡献主要取决于岩浆的来源、岩浆分异过程控制挥发组分和出溶组分的能力3个关键因素（Lang，2001）。浅成低温型矿床缺乏高温蚀变组合，只发育典型的低温蚀变组合，总体上具有淋滤蚀变特征。近年来的研究显示，斑岩铜矿与浅成低温热液矿床在空间上存在密切联系。Corbett（2002）用图解方式表述了浅成低温热液型矿床与其他类型矿床之间的内在联系（图1）。最近，Heinrich et al.（2004）、Willians和Heinrich（2005）认为蒸气冷却收缩是从斑岩铜金矿至浅成低温热液型（铜）金矿形成的主要机理。
浅成低温热液矿床分为高硫化型和低硫化型两种类型。两种类型浅成低温热液金矿床的形成受区域构造背景控制，高硫化型矿床主要形成于挤压应力场环境，而低硫化型矿床主要产于张性或中性环境下。由于成矿构造背景不同，两者的成矿机理也不相同，沸腾可能是导致低硫化型浅成低温热液型矿床贵金属和贱金属沉淀的主要原因，沸腾期间的去气（如H2S、H2Te、Te2）作用可以促进银金矿和贱金属硫化物的沉淀；高硫化型矿床的形成主要受流体的混合控制（Carrillo，2003）。低硫型矿床自下而上显示由绢云母经伊利石变为蒙脱石的分带性，高硫型矿床顶部发育孔状石英/硅酸盐、硅华和高级泥化带。低硫化物矿石通常与含石英和/或玉髓以及数量不等的冰长石、方解石、菱镁矿、含钾云母、绿泥石和黄铁矿有关。高硫化物金±铜±银矿石与石英、深成黏土矿物、云母和硫酸盐脉矿物紧密相关，深成的硫、明矾石和自然硫非常典型。一些在低硫化物矿床中常见的矿物（如方解石、菱锰矿、冰长石）在高硫环境下缺乏。
结合流体相稳定关系和流体包裹体分析结果，Henrich建立了成矿的热动力学模型，将浅成低温矿床与斑岩型矿床联系起来，并较完整地解释了空间上的蚀变关系（倪志勇等，2011）。金从岩浆热液被运移到低温环境基本的化学要求是：①研究流体中的S与除铁结合外，存在多余的S；②在流体运移过程中，围岩可以不断中和由H2S＝H＋ ＋HS-产生的H＋，使多余的HS-/H2S维持在较高值。前一条件可以通过从流体的相分离实现，后一条件要求围岩中存在大量富K矿物（如钾长石等）。这一模式使斑岩型矿床与浅成低温矿床的内在联系得到合理解释。

图1 岩浆弧背景下浅成低温热液型、斑岩型Au-Ag矿床和矽卡岩型矿床形成的概念模型

（据Corbett，2002）
二、应用范围及应用实例
（一）日本菱刈金矿
菱刈（Hishikari）低硫型浅成低温热液金矿床位于日本Kyushu金矿省的南部，该地区主要由Shimanto沉积岩、晚更新世至更新世的安山岩-流纹英安岩和冲积层组成。菱刈矿区包括Honko、Sanjin和Yamada 3个矿床。菱刈矿床中的矿脉总体走向NE50°，北倾70°到直立，具有对称条带结构和拉断构造、断层泥及拖曳褶皱等变形指示，表明这些矿脉是在拉伸条件下形成的。在Honko⁃Sanjin带，高品位的金矿化与围岩的绿泥石-伊利石蚀变有关，金矿化年龄为0.90～0.97Ma（Watanable et al.，2001）。矿脉主要含石英、冰长石、蒙脱石，含少量高岭土、白钙镁沸石和方解石，主要金属矿物有银金矿、硒银矿-辉硒银矿、深红银矿、黄铜矿、黄铁矿和白铁矿，含少量闪锌矿、方铅矿和辉锑矿。这些矿脉含有许多具有不同粒度矿物的条带，从围岩到矿脉中央，一个典型的矿物沉淀顺序为从冰长石经过冰长石-石英到石英，然后再出现蒙脱石。这种连续性在单个矿脉中可重复。稳定同位素研究发现（Faure，2002；Hayashi，2001），菱刈矿区的成矿流体为岩浆水和大气水的混合，或者是岩浆水与沉积岩发生强烈交换的大气水。深部地壳流体沿着与Shishimano流纹英安岩与岩浆水和大气水发生混合。深部地壳流体可能被储存在脆-韧性转换带之下（Gough，1986），并且在伸展环境下，与上地壳中沿垂直裂隙上升的Shishimano流纹英安岩岩浆一起流出释放（图2）。

图2 菱刈（Hishikari）矿床成矿模式图

（据Hosono et al.，2004）
总之，该矿床具有如下特征：①矿床在拉伸条件下形成，矿脉具有对称条带结合和拉断构造、断层泥及拖曳褶皱等变形指示；②矿脉含有许多具有不同粒度矿物的条带，从围岩到矿脉中央，矿物沉淀顺序为从冰长石→冰长石-石英→石英→蒙脱石；③围岩蚀变主要有硅化、萤石化、泥化、冰长石、明矾石化。
（二）菲律宾Lepanto铜金矿床
Lepanto铜金矿床位于环太平洋火山带的菲律宾北部Mankayan地区，中央科迪勒拉造山带近南北向背斜的东翼。矿区内Far Southeast 斑岩型Cu-Au矿床和浅成低温热液贵金属和贱金属矿床相伴生，二者在空间上相近。另有一角砾岩筒穿切斑岩型岩化、Balili火山碎屑岩与Imbanguila英安岩（Hedenquist et al.，1998）。
大部分矿体围岩为基底变质火山岩和火山碎屑岩。Lepanto高硫型矿床以Imbanguila英安岩为基底，由Lepanto断层和与之相交的不整合所控制。硅化和石英-明矾石蚀变晕呈蘑菇状沿不整合面分布。热液蚀变有硅化、明矾石化、泥化等，渗滤硅化带在英安角砾岩和不整合面发育最好。矿田蚀变带如图3所示，钾硅酸盐化位于斑岩体中心部位，向外为叶蜡石-水铝石-黏土矿物蚀变带，此带延伸至浅成低温热液矿区，构成其蚀变外带，“硅帽”与石英-明矾石化蚀变带和高硫矿化密切相关，与高硫型矿体具有一致的空间分布特征。蚀变的类型和形式与围岩的成分密切相关，淋滤硅化带在英安岩、角砾岩和不整合面发育最好。含矿硅化带具有泥化蚀变晕，并含有原地高岭石、迪开石、水铝石、叶蜡石和自然硫。
总之，该矿床具有如下特点：①该类型矿床在空间和成因上与斑岩铜金矿床关系密切；②矿田由Lepanto断层和与之相交的不整合所控制；③蚀变的类型和形式与围岩的成分密切相关。围岩蚀变主要有硅化、石英-明矾石化、泥化等，“硅帽”、蚀变带与高硫矿化密切相关，与高硫型矿体具有一致的空间分布特征。

图3 Lepanto⁃Far Southeast矿田蚀变剖面图

（据Hedenquist et al.，1998）
三、资料来源
陈衍景，倪培，范宏瑞等.2007.不同类型热液金矿系统的流体包裹体特征.岩石学报，23（9）：2085～2018
毛景文，张作衡，王义天等.2012.国外主要矿床类型、特点及找矿勘查.北京：地质出版社，51～73
王洪黎，李艳军等.2009.浅成低温热液型金矿床若干问题的最新研究进展.黄金地质，30（7）：9～13
Carrillo R F J，M orales R S，Boyce A J et al.2003.High and intermediate sulphidation environment in the same hydrothermal deposit：The example of Au⁃Cu Palai Islica deposit，arboneras（Almera）// Eliopoulos et al.Proceedings of the Seventh Biennial SGA Meeting⁃Mineral Exploration and Sustainable Development.Rotterdam：Mill press Science Publishers，445～448
Corbett G.2002.Epithermal gold for explorationists.AIG Journal Applied Geoscientific Practice and Research in Australia，1～26
Heinrich C A.2005.The physical and chemical evolution of low⁃salinity magmatic fluids at the porphyry to epithermal transition：a thermo⁃dynamic study.Mineralium Deposita，9：864～889
Hosono T，Nakano T.2004.Pb⁃Sr isotopic evidence for contribution of deep crustal fluid to the Hishikari epithermal gold deposit，southwestern Japan.Earth and Planetary Science Letters，222：19～36
Lang J R，Baker T.2001.Intrusion⁃related gold systems：the present level of understanding.Mineralium Deposita，36：477～489
Peter M，Hillary D，Thirlwall M F et al.2002.Small scale variations of 87 Sr⁃86 Sr isotope composition of baritein the Madjarovo low⁃sulfidation epithermal system，SE Bul galia，implications for source of Srfuxes and pathways of the ore⁃forming fluids.Mineralium Deposita，37（6～7）：669～677
Williams⁃Jones A E，Heinrich C A.2005.Vaportransport of metals and the formation of magmatic hydrothemal ore deposits.Economic Geology，100（7）：1287～1312

4. 模型三十八 浅成低温热液型金矿床找矿模型

一、概 述
“浅成低温热液”这一术语可追溯至1922 年，是由美国学者 W. Lindgren 在对热液矿床按其形成的温度和深度进行分类研究时首次提出的。在其 1933 年给出的定义中， “浅成低温热液”用来规范流体的来源、成矿深度和成矿温度等。该词具有浅成热液和低温热液的双重涵义，即地壳深部热液上升到浅部 ( ＜1. 5km) ，在较低温度 ( 50 ～ 200℃) 和压力条件下形成的矿床，矿床形成的温度与其形成深度一般为正消长关系。我国的一些地质学家曾将浅成低温热液型金矿床称为陆相火山岩型金矿床、火山 － 次火山岩型矿床等，强调的是火山 － 岩浆本身的热液系统，同时也注重成矿地质环境的低温、浅成等特点。目前，浅成低温热液金矿的基本含义包括: 在低温 ( ＜ 300℃) 、低压 ( 10 ～50MPa) 条件下，以大气降水为主的低盐度成矿流体，在火山 － 浅成岩体系统浅部由热液活动形成的矿床; 矿化作用主要发生在火山活动晚期，最终定位于火山地热系统波及范围内。从这种意义上说，浅成低温热液金矿包括了火山岩型、次火山岩型以及部分斑岩型金矿床。这类矿床因规模大、分布广，已经引起了国内外同行的广泛关注 ( 卿敏等，1993; 刘应龙，1999; 陈根文等，2001; 江思宏等，2004; 胡朋等，2004; 郭玉乾等，2009; 王洪黎等，2009) 。
已有资料初步显示，浅成低温热液型金矿床主要形成于岩浆弧及弧后的张裂带，主要集中产在环太平洋、地中海 － 喜马拉雅和古亚洲 3 个巨型成矿域，伴生矿种较多，主要是银、铜、铅、锌矿床。表 1 列出了部分代表性金矿床。
表 1 全球部分重要浅成低温热液型金矿床及其储量


资料来源: P. Laznica，2006; 吴美德，1993
20 世纪 80 年代，浅成低温热液型金矿床被划分为低硫化型和高硫化型; 或者划分为明矾石 － 高岭石型 ( 酸性硫酸盐型) 和冰长石 － 绢云母型 ( 低硫化型) 。在此基础上，N. C. White 等 ( 1990) 系统总结了低硫化和高硫化低温热液矿床的特征。G. Corbett ( 2002) 将低硫化型矿床进一步划分为岩浆弧型和裂谷型两类，然后再根据矿床形成深度和矿物组合将岩浆弧型划分为石英 － 硫化物 Au ± Cu型 ( 如凯利安矿床、拉多拉姆矿床) 、碳酸盐 － 贱金属 Au 型 ( 如安塔莫凯矿床) 、低温热液石英脉Au － Ag 型 ( 如伊迪克里克矿床) 等矿床 ( 表 2) 。这些矿床在形成深度、矿物组成、围岩蚀变等方面都存在较大差异。裂谷型低硫化浅成低温热液矿床，如日本的菱刈，由冰长石 － 绢云母型 Au － Ag矿石组成，形成于岩浆弧或弧后的裂谷环境，它不仅产有石英 － 硫化物 Au ± Cu 型矿体，而且还产有多金属 Au ± Ag 型矿体。
表 2 不同类型低温热液金矿床的主要特征


资料来源: G. Corbett，2002
从矿床空间展布看，上述各类低硫化型低温热液矿床也具有一定的分带性和叠置的情况。一般来说，表 2 中列出的前 3 种低硫化型矿床随时间推移而渐次更替，石英 － 硫化物 Au ± Ag 型矿床产在最深部，靠近斑岩型铜金矿床，其次为碳酸盐 － 贱金属型 Au 矿床，再次为浅成低温热液石英脉型金银矿床。浅成低温热液石英脉 Au － Ag 矿床最靠近地表。例如，在巴布亚新几内亚的莫罗贝金矿田，哈马塔 ( Hamata) 石英 － 硫化物金矿床处在最深部位，希登瓦利 ( Hidden Valley) 、凯里门盖和 “上脊”( Upper Ridges) 碳酸盐 － 贱金属型矿床处在中间部位，伊迪克里克 ( Edie Creek) 富矿的浅成低温热液石英脉型 Au 矿床则是在更靠近地表的部位。此外，凯里门盖矿床显示数百米规模的垂直分带，从石英 － 硫化物 Au ± Cu 型，到碳酸盐 － 贱金属 Au 型，最高部位和侧向为浅成低温热液 Au － Ag矿化型，所有这些矿床都产在一条断层与爆破角砾岩筒边缘的接触部位。
二、地 质 特 征
1. 区域地质背景
从大地构造环境上看，浅成低温热液型金矿床主要产于会聚构造环境，形成于板块俯冲带上盘大陆边缘及岛弧的岩浆弧和弧后岩浆带。智利的高硫化型与低硫化型金矿床表明，它们的形成在构造背景上具有一定的差异。高硫化型矿床形成的构造背景为: 板块垂直俯冲，俯冲倾角中等，区域应力场为弱挤压或扭压性质，板块聚合速度快。而低硫化型矿床形成的构造背景为: 板块斜向俯冲，俯冲倾角较陡，区域应力场为中等，板块聚合速度较快。
大多数情况下，浅成低温热液矿床在空间和时间上与陆相火山岩或次火山岩侵入体有关。一般是中心型到近源型，主要产于中性到酸性火山环境中，还可以产在双峰式火山岩套中，很少产在基性火山岩中。在钙碱性或碱性岩套内也产有重要矿床。总体来说，该类型矿床产在 I 型或 A 型岩浆岩、在某种程度上显示出碱金属富集的岩套中，成因与岩浆岩关系密切，成岩、成矿时代接近。
岩浆岩主要为钙碱性岩或斑岩。与成矿有关的岩浆组分具高钾特征。例如，环太平洋地区浅成低温热液金矿床与钾质火山岩密切相关。与成矿有关的侵入岩对矿床成矿系统的贡献主要取决于岩浆的来源、岩浆分异过程控制挥发组分能力和出溶组分能力 3 个关键因素。
2. 矿床地质特征
( 1) 矿体产状
矿体主要呈条带状脉、复合矿脉、裂隙网脉和席状脉产出 ( 图 1) 。矿体很少能够充满整个脉体构造，沿走向和倾向被不够品位的矿脉和脉石包围。矿化一般形成于较浅的位置，但延深大，可达 500 ～ 1000m 以上，其中美国科姆斯托克、克里普尔克里克矿床垂向矿化范围超过 1km。
对于低硫化矿床而言，矿化以开放孔隙和孔洞充填为特征，通常为陡壁脉、层状脉充填物，并有多期角砾岩化;近地表处为网状脉或浸染状矿化，具体取决于当地赋矿岩石的原生和次生渗透性。
对于高硫化矿床而言，矿化一般为浸染状，或者产在白云母 － 叶蜡石蚀变中，或者产在石英脉中; 开放孔隙和孔洞充填不常见; 矿化通常与前进泥质蚀变有关。
( 2) 蚀变类型
主要蚀变类型有硅化、碳酸盐化、黏土化、冰长石化和明矾石化。不同矿床蚀变类型大体相同，在空间呈现规律性的分带。
1) 硅 化: 硅 化是 浅 成 低 温 热液 金 矿床的 常 见 蚀变。“灰硅石”是隐伏矿体的指示标志。

图 1 智利埃尔印第奥矿床剖面图( 引自戴自希，1990)

2) 碳酸盐化: 碳酸盐化是碳酸盐 － 贱金属 Au 矿床的特征之一。碳酸盐化在空间上常出现分带现象，表现为地壳较高部位以铁碳酸盐为主 ( 菱铁矿) ，到中间部位变为以锰碳酸盐 ( 菱锰矿) 、镁碳酸盐 ( 铁白云石、白云石) 为主，在最深的地壳部位为钙碳酸盐 ( 方解石) 。矿物沉淀在很大程度上起因于上升矿液与重碳酸盐水的混合，后者往往派生于高部位长英质侵入体。
3) 黏土化: 有叶蜡石化、高岭土化、蒙脱石化、伊利石化。虽然黏土化蚀变与矿体没有直接关系，但作为矿体外围蚀变，黏土化蚀变易于识别，是浅成热液矿床勘查的重要标志。对于低硫化矿床而言，水、岩比值高的地区有密集的白云母; 随着温度的降低，黏土化成为主要蚀变，气体蒸发，可以产生泥质蚀变; 它们位于由深部流体产生的蚀变周边或叠加在该蚀变之上。对于高硫化矿床而言，深部矿床中有强烈的叶蜡石 － 白云母蚀变; 浅部矿床中有块状氧化硅核 ( 通过酸淋滤和氧化硅活化而成) ，氧化硅核具狭窄的冰长石和高岭石带，向外是白云母和夹层黏土。
4) 冰长石化和明矾石化: 冰长石化是钾长石的低温变种，是一种典型的低温热液矿物，是低硫化型矿化的标志性矿物，它是金银矿化的矿体定位的重要标志。明矾石化蚀变是近矿蚀变，与矿体关系密切，是高硫化型矿化的标志矿物，指示矿体的主要赋存部位。
( 3) 矿石矿物组合
金、银是主要的矿化元素，一般形成 Au － Ag 组合的矿床，也有可能为 Ag － Pb 组合的矿床。同时，还有较高含量的 Hg、As、Sb 及微量的 Tl、Se 和 Te。Au/Ag 比值范围变化较大，银的含量明显高于金。主要矿石矿物为自然金、自然银、螺硫银矿、含银砷碲硫盐，局部有硫化物的富集。常见方铅矿、闪锌矿，铜常以黄铜矿形式出现，在有些矿床中产有硫砷铜矿、黝铜矿和砷黝铜矿，有些矿床中还产有大量的辰砂、辉锑矿和硒化物。
( 4) 成矿时代与成矿温度
浅成低温热液矿床的形成时代与所处的大地构造演化有密切的关系，成矿时代主要为中新生代。例如，据郭玉乾等 ( 2009) 报道，菲律宾的勒班陀矿床的成矿年龄为 1. 5 ～1. 2Ma，印度尼西亚莱罗基斯 ( Lerokis) 和卡里库宁 ( Kali Kuning) 矿床的成矿年龄为 4. 7Ma，阿根廷的 Agua Rica 成矿年龄为 4. 9 ～6. 3Ma，智利的拉科伊帕和埃尔印第奥矿床的成矿年龄分别为 20 ～24Ma 和 11 ～12. 5Ma。
我国东部地区除台湾的金瓜石金矿形成于更新世外，其余多数浅成低温热液金矿形成于中生代的侏罗纪—白垩纪时期，成矿年龄均在 145 ～ 67Ma 之间，如黑龙江团结沟金矿的成矿年龄为 144Ma、辽宁二道沟金矿成矿年龄为 127Ma、山东七宝山金矿成矿年龄约 124Ma、福建紫金山矿区该型金( 银) 矿床的成矿年龄在 94 ～111Ma 等，20 世纪 90 年代以来，在我国西北地区发现一大批形成于晚古生代的浅成低温热液型金矿床，如新疆阿希金矿床，其成矿时代为 ( 275 ±5) Ma。
低温热液型金矿床的流体包裹体研究表明，成矿温度一般在 200 ～ 300℃，平均温度为 240℃ 左右，盐度一般低于 3% ( NaCl) ( 质量当量) 。
( 5) 矿床空间分带
英国矿床学家 R. H. 西里托 ( 1997) 指出，在火山岩区许多斑岩型铜矿系统高部位多发育有浅成热液贵金属矿脉和含硫砷铜矿块状硫化物矿脉。它们发育在上部泥化蚀变带内，是斑岩型铜矿床系统上部火山岩段的一个组成部分，它们共同组成火山岩区的热液系统。他认为，在低温热液矿床下可能有斑岩型铜矿。这种低温热液系统与斑岩系统在空间上相互套叠。一个典型实例是，菲律宾勒班陀高硫化型浅成低温热液矿床产在远东南斑岩型铜金矿床之上 ( 图 2) 。

图 2 菲律宾勒班陀矿床 ( 浅成低温热液型) 与下伏远东南 ( 斑岩型) 铜金矿床的关系( 引自 A. Jr. Arabis 等，1995)

从成矿作用来看，套叠作用是十分重要的。因为通过两种或更多种矿化环境产物的叠加，会生成新的特大型矿床。套叠作用可导致以侵入体为中心的系统早期沉淀的金属受到热液淋滤，发生再富集。从勘查角度看，这种套叠模型提示我们，在浅成低温热液金矿床的深部，要注意寻找斑岩型矿床。
三、矿床成因和找矿标志
1. 矿床成因
关于此类矿床成因，L. J. 布坎南 ( 1981) 对北美西南部 60 多个矿床进行了对比研究，从矿床容矿围岩、成矿时代、裂隙构造、金属垂向分带等 14 个方面，总结了低温浅成热液金矿床的特征，进而提出了墨西哥瓜纳华托矿床综合性浅成热液金银矿床成矿模式 ( 图 3) 。A. 潘捷列耶夫 ( 1988) 曾以加拿大科迪勒拉的浅成热液金—银矿床为例，介绍了该类型矿床的成因模式。在该文中，也引用了L. J. 布坎南 ( 1981) 提出的成因模式。

图 3 墨西哥瓜纳华托浅成火山热液金银矿床成矿模式理想剖面图( 引自 L. J. 布坎南，1981)

该模型示出了浅成热液矿床的垂直和水平矿化分带。在古地表附近是玛瑙和黏土矿物，向深处变为无矿方解石，然后是石英和方解石，再向下是石英、方解石、冰长石和贵金属，最后在更深层位上变为石英、冰长石和贱金属。上部贵金属和下部贱金属之间的分界面是流体周期性的沸腾面。沸腾作用形成爆破的角砾，在断裂附近形成细脉和网脉，从而形成一个处在沸腾面以上的漏斗状构造系统，及由下部大脉构造和上部小脉、网脉组成的构造体系。在这个界面上，CO2、H2S 为蒸气相，剩余流体中 pH 值升高，温度略有降低，氧逸度略升高。由于发生沸腾作用，首先是贱金属沉淀，然后是银的硫化物沉淀，最后是金的沉淀。由于断裂系统的周期性裂开，引起周期性的沸腾，并在静水压力条件所允许的深度以下引起矿物沉积，从而在矿床内形成角砾岩化和条带状矿脉充填。这个模式将矿物分带、蚀变分带与矿床成因有机地结合起来。
R. B. 伯杰 ( 1983) 曾对此类矿床的成因提出了 3 种模式: ①热泉沉积模式，该模型认为贵金属是在热液系统的近地表部分沉积的，这一部分的热液系统在地表的表现形式是热泉、喷气孔和间歇喷泉，矿化作用发生在喷口之下很浅的地带和/或在角砾岩内; ②叠置对流模型，该模型认为贵金属是在较冷的地表腔与热液腔界面上或沿界面沉积的，形成侧向分带; ③封闭对流腔模型，由于垂向对流，贵金属沿连续的垂直带沉积。
近年来，Heinrich ( 2004) 、Jones 等 ( 2005) 等先后提出了等温退缩 － 蒸气收缩模式和蒸气冷却式。这两种模式思路基本一致，认为深部熔融的岩浆释放出富含 Au、Cu 等成矿元素的岩浆流体蒸气，这些蒸气分离出少量的富含 FeCl2卤水和大量低盐度的富含 H2S、SO2、Cu、As、Au 等水蒸气，在随后的冷却收缩过程中高温蒸气中的硫铁比值增大，黄铁矿沉淀，形成贫铁富硫的液相流体，这种低盐度的岩浆热液流体能在较低温度下携带高浓度的 Au 至浅成低温环境。这些流体携带金属物质，沿构造通道或岩相界面侧向迁移，由于发生流体沸腾，岩浆流体与大气降水混合，Cu、Au 等沉淀，从而形成浅成低温热液矿床。
G. Corbett ( 2002) 建立了低硫化型和高硫化型浅成低温热液型金矿床产出的构造环境、成矿流体的演化模式，以及各亚类矿床的空间相互关系 ( 图 4) 。
低硫化低温热液 Au － Ag ± Cu 矿床的发育源自于近中性的稀释流体，这种流体主要为热液循环单元内的天水，通常受相当大深度处的矿源侵入岩的驱动。因此，低硫化矿床一般主要发育在被活化的扩容构造环境，其常见特征主要是由多次热液矿物沉积事件构成的条带状矿脉。有些矿物沉积事件主要源自于岩浆来源的含金流体，在深部循环的天水携带有岩浆组分时，会导致低品位金矿化的形成，而在浅部循环的天水有时是无矿的。地下水系统可能会向下涌入热液系统，或者是与热液循环单元相互作用，成为矿质淀积过程的一种重要特征 ( 图 4) 。

图 4 低硫化型与高硫化型浅成低温热液型金矿床产出的构造环境与成矿流体的演化( 引自 G. Corbett，2002)

2. 找矿标志
关于浅成低温热液矿床的找矿模型与标志，国外有众多文献论述，这里以戴自希 ( 1990) 的资料为基础，进一步总结此类矿床各类找矿标志。
( 1) 地质构造找矿标志
1) 从整个环太平洋构造 － 成矿域来看，无论是高硫化型还是低硫化型的浅成低温热液矿床，它们所处的地质构造部位大体相同。浅成低温热液金矿床往往产在岛弧和大陆边缘环境。根据现代火成岩的分布及其类型，可以识别出早先的汇聚板块的边缘或岛弧环境。
2) 浅成低温热液矿床往往与火山活动形成的火山机构和由火山作用形成的构造有关，常常形成于破火山口环境中，因此，在区域勘查中要注意古火山机构的识别，尤其是火山中心、破火山口、火山洼地、火山穹窿等。
3) 由于破火山口往往有火山角砾岩筒，矿体产在破火山口中的角砾岩带或破火山口周边的放射状及环状断裂中。这种破火山口在地貌上常形成低平火山口，并且被季节性湖泊所占据。
4) 多数浅成低温热液矿床是在浅部形成的。因此，在已知深剥蚀地区的远景不大。剥蚀深度可以根据保存下来的火山岩范围和侵入体的性质及规模估算出来。根据矿脉充填类型和充填程度、蚀变类型和蚀变强度、流体包裹体的成矿温度，可以推测矿体在现代地表以下的深度。
( 2) 基底找矿标志
中、新生代火山岩层之下的基底地层是控矿的重要因素之一。因此，能否形成浅成低温热液矿化的主要因素不是火山岩的分布，而是地表以下的深部侵入体的分布。一般认为，基底地层为金矿化提供了有利的条件。一是地层含金性为金矿化提供部分金的来源; 二是基底的张性断裂、裂隙为矿液运移和沉淀提供了良好的场所。例如，在日本菱刈金矿床，新第三纪火山岩之下的基底为白垩纪至老第三纪，主要为黑色页岩和砂岩组成的四万十群。原来只考虑在新第三纪安山质凝灰岩中勘查此类矿床，后令人惊奇地在四万十群中发现高品位矿脉，并在四万十群与安山岩类不整合面上赋存富矿。由于基底突起所产生的 NEE 向裂隙，导致热液流入，而基底突起的原因是侵入体斑岩岩浆所致。因此，在寻找此类矿床时，在大面积火山岩中要有基底的出露，并在其界面附近基底有隆起带和构造窗，以及基底上的火山构造洼地，尤其是火山洼地内，带有隆起结晶基底的上升断块的边缘部分，找矿远景较大。
( 3) 岩石学找矿标志
1) 偏酸性的火山岩 ( 安山岩和英安岩类) 发育的地区，地热系统发育，岩浆活动为热液活动提供了热源，促进热液的对流循环，并把岩浆组分带到热液系统中。国外大量研究表明，富碱的火山岩往往具有相同的地球化学特征，即具有异常高的氧逸度和富含挥发分。因此，应当确定区域陆相火成岩区的范围，即火山岩和侵入岩，其中钙碱性火成岩区远景最大。
2) 浅成低温热液矿床在空间上往往与隐爆角砾岩有关。它是次火山作用的产物，形成于次火山岩岩枝顶部，依据岩石破碎程度和成分不同，可以划分为爆破中心带和爆破外侧破碎带。中心带角砾圆滑且粒径小，成分复杂，胶结物含量多于角砾成分，表现为基底胶结，角砾岩多出现硅化蚀变和重结晶现象。金及金 － 银矿化多与爆破中心有关，矿体形成于爆破中心，爆破外侧破碎带角砾多为围岩角砾，成分较为单一且粒径较大，角砾棱角清楚，胶结物较少，金及银多金属矿化多发生在外侧破碎带中，矿体多呈脉状和网脉状 ( 郭玉乾等，2009) 。
( 4) 蚀变找矿标志
浅成低温热液矿床的蚀变较为常见，范围较宽，单凭某种蚀变很难准确地确定矿化范围。但低pH 值蚀变矿物组合的分布范围与下伏矿体的大小成正相关。据此可以确定矿化远景的范围。其中，矿物组合包括下列某几种或全部矿物: 明矾石、绢云母、伊利石、冰长石、高岭土以及其他黏土矿物。这些矿物在矿体周围形成一个晕圈。例如，在墨西哥瓜纳华托地区，裂隙附近的低 pH 值蚀变矿物组合，包括伊利石、蒙脱石和埃洛石，向外过渡为绢云母、伊利石和蒙脱石。
( 5) 地球物理找矿标志
1) 浅成低温热液金矿床形态变化多端，从细脉状到大的浸染型矿床，所处的地质环境亦多种多样。因此，浅成热液金矿的地球物理特征范围较宽。伴随着矿床的热液蚀变作用常常引起岩石物性的明显变化。例如，磁化率和剩磁减弱。一般情况下，因钾的含量增加使放射性强度增大，电阻率的变化可达两个数量级，密度的增加或减小取决于围岩和蚀变作用的性质 ( R. J. Irvine 等，1992) 。
2) 航磁测量对圈定控制浅成热液金矿位置的主构造是有效的，也可探测出由热液蚀变作用而导致磁性破坏所引起的磁力低值异常。放射性测量可探测伴随着热液蚀变而产生钾的富集。滤波和图像处理方法对增强磁测和放射性数据以揭示细小构造和蚀变系统尤其有用。地面地球物理方法对圈定钻探靶区起着重要作用。井中重力测量有助于圈定主构造、基底隆起和蚀变带。埋藏的良导蚀变系统可由电阻率方法、电磁法及大地电磁法确定。
3) 从矿床发现过程来看，地球物理方法在矿体的定位中发挥了作用，其最有效的方法是 CSAMT和电阻率法。例如，日本菱刈金矿床的主要标志为: ①低电阻、高重力异常区; ②矿脉上部的黏土化蚀变、基底隆起和不整合面附近的破碎带及热泉。其中，地球物理方法在该矿床发现中起着关键的作用。
( 6) 地球化学找矿标志
1) 在区域上，与蚀变作用有关的常量元素 ( K、Na、Ca、Mg、Si) 地球化学标志，可圈定大范围的热液蚀变带，与金有关的元素可有效地圈定潜在矿化的热液系统。
2) 水系沉积物测量、土壤测量及大样可堆浸金方法 ( BLEG) ，都存在 Au、As、Sb、Hg 等元素的异常。在一些矿床中，明显存在汞的异常 ( 如印度尼西亚的凯利安金矿) 。
3) 矿床矿物和原生晕具有垂直分带性 ( 表 3) ，Hg、As、Sb 为典型矿床前缘晕元素，Mo、W、Co、Ni 为典型矿床的尾部晕元素。
表 3 高硫化型和低硫化型金 － 银矿床矿物地球化学晕的某些特点


资料来源: В. Б. Чекваидзе 等，2006
4) 近年对日本菱刈矿床的研究表明，矿体周围的蚀变岩明显存在氧同位素的分带现象，全岩氧同位素分区和石英脉的填充矿化有关 ( B. E. Taylor，2007) 。据称，氧同位素分带有可能延伸到地表，有时可延伸到盲矿体之上 200m，从而可能有效地指示深部矿化的部位。
( 7) 其他标志
从矿床空间分布来看，套叠模型揭示了斑岩型铜金矿床与浅成低温热液型金矿床的空间关系，同时将两者的成因统一起来 ( P. C. Eaton 等，1993; R. H. 西里托，1997) 。在寻找以侵入体为中心的矿化系统时，必须考虑这种套叠模式，尤其在勘查高硫化的低温热液矿床时更应注意。套叠作用的野外证据有: ①斑岩侵入体和 ( 或) 晚期岩浆玻璃质石英网状细脉 ( 最初是作为钾硅酸盐矿物组合的一部分) 上叠加有高级泥质蚀变矿物组合和高硫化矿物组合; ②保存有火山残余物，例如，在智利不少地区容易识别出扇形塌陷。在野外缺少地貌证据的情况下，岩屑崩落和 ( 或) 由此形成的含矿蚀变和矿化岩块的爆发产物表明，扇形塌陷影响含矿化套叠的热液系统的上部。

5. 亚洲金矿

土耳其西部1997年发现的Kisladag金矿床，2004年有确定和推定资源2.148亿吨，含金1.04克/吨；推测资源4550万吨，含金0.75克/吨，总资源有金250吨。储量1.35亿吨，含金1.16克/吨。该国东中部乔普勒（Copler）金矿项目区面积9.5平方公里，在安卡拉SEE约500公里，属迪夫里吉-通杰利斑岩带，是一典型的斑岩-矽卡岩矿化系统，含构造控制的和网脉状铜金矿化。该区有悠久采矿史，有数百老窿和炼渣堆。Anatolia公司于1998年到该区调查，根据初步采样结果，在一年半时间内从原当地采锰矿公司取得勘查许可。2000年9月与里奥廷托公司组成联合野外队对出露的主斑岩中进行相隔400米的两条平行线采样，分别取得平均含1.17克/吨金、0.17%铜及1.44克/吨金、0.08%铜的结果，还采了大量地表拣块样。2000年11月第一孔自地表起钻到80米含1.61克/吨金的矿石。经继续勘查，至2003年晚期已完成109孔（16243米），圈出3带推测资源，其中主斑岩带3300万吨，含金2.1克/吨（69.3吨），大理岩区含较高品位矿石400万吨，含金7.7克/吨（30.8吨），锰矿山带700万吨，含金4.18克/吨（29.3吨）。合计已有金约130吨，仍在继续勘查。据2005年9月报道，完成了一个29907米的钻探计划，证明高品位平伏矿体范围至少200米×500米，平均厚30米，含金4克/吨。总资源将增加。
有资料提到伊朗西北部2003年发现的萨里戈纳里（达什卡桑）金矿有金资源约290吨，未见进一步报道。
印度拉贾斯坦邦Bhukia探区在钻广泛的近地表金铜矿化。所列5孔结果，钻到32～120米矿化（多为30～50多米），含金1.45～2.52克/吨（多为2～2.5克/吨），含铜0.12～0.25%。以前印度地质调查局与印度斯坦锌公司查明资源2550万吨，含金2.8克/吨。
泰国中部碧差汶府的Chatree露采金矿于2001年投产，2003年6月底保有储量1460万吨，含金2.1克/吨、银14.0克/吨，为系列浅成热液含金石英碳酸盐脉，产在火山岩系的一特定岩石单位内，有确定资源890万吨，推定资源1180万吨，推测资源3120万吨，含金1.9克/吨、银19克/吨，即有金资源100吨、银1000吨。在黎府-披集金矿带其他地方也在找浅成热液金银脉系。
老挝沙湾拿吉省与斑岩铜金系统有关的Sepon金矿已于2002年12月投产。2004年产金4.16吨，还有2.73吨银。2005年产金将超过7吨。2004年时有储量1530万吨，含金2.51克/吨、银7.07克/吨，即有金38.3吨、银108吨。此外有资源9100万吨，含金1.63克/吨、银7.74克/吨，即有金148.3吨、银704吨。合计有金186吨、银812吨。附近的Khanong是一重要铜矿床（见前“铜”一节介绍）。
越南中部岘港西南约90公里的福山金贱金属矿区与老挝Sepon金铜矿区同属印支半岛长山山脉古生代褶皱带。福山矿区处在福山-三岐早中生代碰撞缝合带（北面的长山褶皱带与南面的前寒武纪昆嵩结晶地块之间），在花岗闪长岩侵入体边缘的矽卡岩带中，福山的Bai Dat和Bai Go两矿床在2003年已圈出高品位金资源约7吨，金平均品位13.5克/吨，还有银等，在继续勘查。
菲律宾吕宋岛南部八打雁金铜带有几个项目在工作。马尼拉南约150公里的Achangel和Lobo的浅成热液金银和斑岩金铜矿地有远景。
印尼马鲁古省哈马黑拉的Kencana矿床在资源已枯竭的Gosoweng浅成热液金（银）矿山南1公里，为低硫化浅成热液矿床，有资源170万吨，含金41克/吨，即有金近70吨，还有近似数量的银。原Gosoweng矿山的采金工作已转至附近的Toguraci矿床，后者有金资源约160吨。印尼Martabe金矿床有矿石7350万吨，含金1.6克/吨，即有金117.6吨，产在经淋溶的致密的角砾化二氧化硅体中。
这里附带提一下大洋洲巴布亚新几内亚辛贝里岛Sorowar金矿床（在利希尔矿山西北约60公里）经过去三年勘查，资源已有4175万吨，金平均1.16克/吨（即含金48吨）。该国Hidden Valley进行了可行性研究，有5033万吨矿石，金品位2.7克/吨，即含金135吨，局部有银。Wapi金矿探区在广泛钻进，以0.5克/吨金为边界品位计算有175吨，以1克/吨金为边界品位计算有金145吨，拟在2006年开发，2年后投产。利希尔矿床金资源扩大，有矿石4.041亿吨，金品位3.16克/吨，即有金1277吨。
蒙古金产量已由1999年的10吨，增至2004年的18.6吨。乌兰巴托北110公里的博鲁金矿山建设已于2003年完成，年底投产，露采。储量1070万吨，含金3.52克/吨，另有推测资源340万吨，含金2.09克/吨，将平均年产5.4吨金，寿命8年。蒙古近年最大的金矿资源发现与查明当属南部绿松石山（奥尤陶勒盖）特大型斑岩铜金矿床组，迄今查明的金资源有800吨。此外，蒙古西部扎布汗省正在勘查的“金山”铜金银块状硫化矿（见“铜”一节）中已有金资源34吨。

6. 钾质与钠质系列金矿床问题

众所周知，钾化在金矿床的围岩蚀变中相当普遍，如我国胶东、小秦岭、华北地台北缘的许多矿区都与钾化有关。而另一方面，在广东新洲和陕西双王还存在以钠化为特色的金矿床。从区域成矿角度来讲，地块边缘裂陷带海相火山-喷气沉积热液改造块状硫化物铜、铅、锌、银、金成矿系列类型应属钠系金矿，因为容矿围岩常常是一套钠质海相火山岩，而地块边缘断块隆起带与壳源花岗岩有关的金矿成矿系列类型，则属钾质系列类型。因此，不太严格地，可认为地壳拉张阶段以火山作用为主形成的成矿系列以钠质为特征，而碰撞、挤压造山或活化阶段以侵入作用和变质作用为主形成的成矿系列以钾质为特征。此外，钾钠的高低还可反映矿床产状的深浅，比如，一些金矿的深部以钾化为特征，而浅部以钠化为特征，显示K/Na比值向下增大的变化趋势，而这一比值的变化又可反映剥蚀程度，并可用于找矿评价。
（一）钾质系列金矿
一般来说，钾质系列金矿以钾化为特征，并且常常伴随有不同产状的碱性岩。另外，钾化也是深成金矿的特点，大量钾质系列金矿的出露标志着当地抬升较强，剥蚀明显。比如，胶东金矿集中区，花岗岩呈大面积出露，标志着当地的金矿可能因剥蚀而出露。据李兆龙等（1993）统计，胶东金矿集中区花岗岩出露面积达5551km2，占全区总面积的43%，其中招远矿带出露1950km2，占48%，牟平-乳山矿带出露1650km2，占70%，文登-荣成矿带出露1381.25km2，占42.66%。这一比例明显高于秦巴地区，如陕西双王金矿南侧出露中酸性西坝岩体，出露面积约150km2（石准立等，1993），而据栾世伟等人（1993）估计，1km深处文峪和华山岩体的面积各为65km2和130km2，都远不能与胶东相比，因此，胶东与秦巴相比，胶东的剥蚀程度明显强于秦巴。而秦巴地区刚好出现了独立的以钠质为特征的双王金矿，这可能意味着秦巴地区深部金矿的前景较胶东更好。
钾质系列金矿的大量出现除了跟剥蚀程度有关外，还跟岩浆岩的性质有关。造成大面积钾化的热液流体在成因上主要跟岩浆岩碱质含量高有关，比如秦巴地区的华山花岗岩Na2O+K2O达8.91%，华北地台北缘的水泉沟二长岩Na2O+K2O更高，达10.03%，东坪二长岩达12.99%（表6-9）。但具体情况可能又是很复杂的，比如，岩浆结晶过程中如有大量钾进入热液，则可能出现蚀变岩富钾而岩体钾反而不太高的情况，表6-9显示，秦巴地区三个主要花岗岩体都是Na2O＞K2O，而华北地台北缘与胶东地区则Na2O＞K2O和K2O＞Na2O两种情况都存在。
Boyle（1981）曾经指出，钾主要富集于多种类型的深成金矿的蚀变带中，载体矿物包括绢云母，粘土矿物、长石、明矾石等，尤其以绢云母化和冰长石化最明显。
（二）钠质系列金矿
钠常常富集于蚀变带，特别是基性-中性火成岩的蚀变带，有时也富集在花岗岩、页岩、板岩、夕卡岩、片麻岩之类围岩的蚀变带中，主要存在于交代成因长石如钠长石、冰长石，绢云母和绿泥石也含少量钠。钠长石、冰长石或云母有时也可作为脉石矿物与金矿物共生。David Gallagher（1940）曾就世界范围内的一些典型金矿，如加拿大地盾、纽芬兰、霍姆斯塔克、南阿帕拉契亚、南非、澳大利亚、新西兰、菲律宾、朝鲜、俄罗斯等地的金矿，探讨了钠长石与金矿的关系，并引起较为广泛的注意。他认为世界各地许多金矿都与富含钠长石的火成岩有成因联系，而且，此类金矿银的含量很低，硫化物也不丰富。相反，与富钾岩石有关的金矿常含银和多金属，硫化物丰富。

表6-9　部分岩体的岩石化学成分（WB/%）

我国与钠长石有关的金矿，最典型的是陕西双王金矿和广东新洲金矿。
双王金矿以品位低、碳酸盐和钠长石富、硫低为特征，这一点正好与Gallagher总结的世界其他地方某些钠质系列金矿相同。双王矿区位于华北地台南侧陆缘区与扬子地台北侧陆缘区的对接消亡带，赋矿地层为上泥盆统星红铺组，岩性主要有粉砂岩、粉砂质绢云板岩互层，金矿赋存于星红铺组砂质板岩及粉砂岩造就的角砾岩带中（石准立等，1993）。印支运动使本区形成一系列轴向NWW的复式背向斜构造，其中西坝复式背斜中次一级褶皱-银硐沟背斜的北翼及NW向深断裂为控矿和容矿构造。矿区南侧有西坝中酸性岩体侵入于西坝复背斜的轴部，由早期石英二长闪长岩和晚期二长花岗岩组成，出露面积约150km2。金矿化时代略晚于岩体〔黄铁矿40Ar/39Ar年龄为（183.09±20.64）Ma，（168.05±16）Ma〕，属燕山早期成矿。
双王金矿与以钠长石、含铁白云石、石英、黄铁矿组合胶结的含金角砾岩有关，角砾岩体是一种由多次破碎、多阶段热夜胶结、角砾大小混杂而形态各异的以钠长质角砾岩为主的复杂地质体。角砾的成分主要为浅灰-浅棕黄色钠长石化板岩或粉砂岩，钠长石化交代并胶结角砾是其鲜明特征。其中8号矿体矿石中钠长石含量可达63.15%，含铁白云石为22.56%，方解石2.56%，黄铁矿2.26%（石准立等，1993）。早期钠长石产于蚀变围岩和角砾中，常呈板状他形、半自形晶，粒度小（多数小于0.08mm），均一温度250～480℃；晚期钠长石产于胶结物中，半自形晶为主，粒度较大（0.08～0.15mm，少数可达0.2mm以上），均一温度200～380℃。两期钠长石的成分都很纯，属较典型的低温钠长石，K2O0.004%～0.008%、Na2O11.70%～11.76%、SiO267.79%～68.62%,Al2O319.55%～19.78%、MgO0.04%。钠长石的氢氧同位素组成（δ18O=13.22‰，12.33‰，δD=-130.9‰，-124.3‰）以及石英CO2包裹体的碳同位素组成（δ13C=-3.57‰）显示成矿流体来自于深部。
陕西凤县八卦庙金矿也是以钠化为特征。考虑到秦岭泥盆纪地层中也常含钠长石，整个秦岭造山带在区域地球化学背景上可能富钠。
广东清远新洲金矿位于云开隆起东北边缘，吴川-四会断裂带与佛冈纬向构造带交接复合部位。容矿围岩为震旦纪乐昌峡群中组第1岩性段，其上部为二云母石英岩、二云母石英片岩夹二云母钠长石英岩；中部为灰白-灰绿色钠长石英岩、黑云母石英岩夹二云母石英片岩；底部为灰白色-深灰色片状二云母石英岩、石英片岩。矿区变质岩属低绿片岩相，原岩恢复部分属沉积岩区，部分属火成岩。矿区东南角出露新洲岩体，属黑云母花岗岩，主要矿物成分为钾长石34.9%，斜长石24.3%，石英31.3%，黑云母8.6%。斑晶主要是钾长石。岩石富硅、铝、碱，钾大于钠，贫镁、铁。稀土含量高（∑REE210.08×10-6～286.91×10-6）并富含轻稀土，有明显亏损，显示同源重熔成因。Rb-Sr等时线年龄191Ma，锶初始值0.7126，黑云母K-Ar年龄165Ma，属燕山早期产物（曾水连，1994）。矿体主要受北西西-近东西断裂控制，褶皱不发育，地层缓倾斜。矿体形态较简单，为似板状，连续性好，但厚度较薄。矿床内有9个矿体，Ⅰ-1号金矿体占总储量82.06%，走向长1220m，平均品位12.37×10-6。矿石类型以毒砂黄铁矿金矿石和黄铁矿毒砂金矿石为主，次为石英金矿石，氧化矿石为臭葱石褐铁矿矿石。自然金、毒砂和黄铁矿是主要金属矿物，石英、云母、钠长石是主要脉石矿物，近矿围岩蚀变有硅化、绢云母化、黑云母化、绿泥石化、钠化和钾化，蚀变范围窄，一般数厘米至数十厘米，无明显分带。
诸多研究者认为，震旦系是金的矿源层，矿区外围渔坝剖面金平均含量4×10-9（243个样），而新洲矿区地层含金量高达19.5×10-9，相当于地壳克拉克值的5倍。其中片岩和石英岩类为13.4×10-9，含碳质糜棱岩为23×10-9，钠长石化二云母石英岩为55.3×10-9，而钠长石岩高达106.8×10-9。可见，钠长石含量与金明显正相关。据刘曼俐研究，微弱-未剪切改造片岩含金量≤5×10-9，中等-强烈剪切改造的片岩为10×10-9～40×10-9，而强烈剪切改造的片岩＞40×10-9。又据陈好寿等人（1991）研究，含金石英脉中石英流体包裹体Rb-Sr等时线年龄为（133.1±12.5）Ma，锶初始值为0.7416，成矿于燕山中期。因此，如果地层中初始富集的金，在后期（燕山期）强烈的构造动力作用下，又受到碱交代作用的配合，可能使金进一步富集成矿。据涂绍雄等（1991）研究，成矿溶液以Na＋＞K＋＞Ca2＋＞＞Mg2＋、Cl-＞＞F-为特征，表明Cl-和Na＋起主要作用，也反映钠质溶液对成矿有利。花岗岩中的低钠含量有可能是钠转移到热液中所造成的。但另外一种可能性也不能排除，即地层中的钠是同生喷气沉积时就富集了的，后来在变质改造过程中作为活动性组分重新参与成矿。
综上所述，双王与新洲在成因上有所不同，前者热液作用明显，矿化与角砾岩有关，后者似乎与剪切破碎变质作用关系密切。
纽芬兰西怀特湾Rattling Brook金矿床是1982年在修公路时发现的细脉浸染型金矿，其成矿第一阶段以面型钾化（钾长石）为特征，金平均0.48×10-6；第二阶段以脉状钠化（钠长石）为特征，金品位上升到1.819×10-6，显示钠化与金矿化关系更密切（C.M.Saunders等，1991）。
（三）钾、钠质共生系列
实际上大多数金矿可能既有钾化、又有钠化，而且出现上钠下钾的分带性。D.Gallagher（1940）曾引用Wright的资料来说明Homestake（霍姆斯塔克）金矿的这种现象。尽管霍姆斯塔克在成因上是与Harney Peak花岗岩有关，还是与三叠纪流纹岩有关，或是与二者均有关还存在很大争论，但不论是花岗岩还是流纹岩均含钠长石，并有自上而下由钠长石为主变为钾长石为主的趋势。定量分析显示硅、铝在空间上几无变化，钠、钾则有明显分带，自460～760m到更深孔，钠由3.6%→2.4%→0.4%逐渐降低，而钾由6.1%→6.24%→12.4%逐渐升高。这种变化趋势清楚地显示K/Na比值可作为剥蚀程度以及找矿的一种标志。
（四）成因
金矿与碱交代的关系至今仍是个有争议的问题。杜乐天（1986）曾将碱交代作用的地球化学特点归纳为钾钠不相容、钾波钠波更替、去石英化、氧化、酸根活度增长及价歧化等。最近樊文玲等（1995）进行了金在碱性富硅热液中溶解与迁移的实验研究，结果表明，在碱性条件下（pH8～13），金以AuH3SiO4形式存在，并且是含硅热水溶液中金活化、迁移的主要形式，因此硅化与碱交代（钾化、钠化）常相伴出现。安德森（1964）也曾报道，在饱和SiO2的碱质氯化物热液中，随着温度压力的升高，金的溶解度明显增大。因此，地质过程中含金热液自下而上运移过程中，随着温度、压力的自然降低，金的溶解度降低而淀出，尤其在构造有利部位，温、压可突然大幅度降低，最有利于金矿化。

7. 模型七 斑岩型铜金矿床找矿模型

一、概 述
一般来说，斑岩型铜矿按其所含副产品是金还是钼而分成两类，即斑岩型铜钼矿和斑岩型铜金矿。自 1972 年以来，富金的斑岩铜矿 ( 即斑岩型铜金矿) 的经济意义显著提高，原因是金价格上涨。
斑岩型铜金矿床中金的含量较高，在 0. 2 ～2. 0g/t 左右 ( W. D. Sinclair，2006) ，若综合考虑 Cu、Mo、Au 3 种成矿元素，可将斑岩铜 － 钼 － 金矿床分为斑岩铜矿床、斑岩铜金矿床和斑岩铜钼矿床，一般 Au( g/t) /Mo( %) 比值大于 30 为斑岩铜金矿床，小于 3 为斑岩铜钼矿床，介于两者之间为斑岩铜矿床 ( D. P. Cox 等，1986) 。R. H. Sillitoe ( 1993) 提出斑岩铜矿床中金品位应该 ＞0. 4g/t，才能称之为富金的斑岩铜矿床。
斑岩铜金矿床在世界范围内分布广泛，但比较集中在环太平洋带，尤其是太平洋西南部，特大型斑岩铜金矿就有 9 个之多 ( 表 1) ，包括巴布亚新几内亚 － 伊里安查亚褶皱带的超巨型格拉斯贝格矿床及巨型的潘古纳、奥克特迪、弗里达河矿床; 秘鲁、智利、阿根廷有 3 个最大的富金斑岩矿床———米纳斯康加、塞罗卡萨尔和下德拉阿伦布雷拉，这几个矿床的金品位都高于 0. 5g/t; 特提斯带有两个巨型的斑岩铜金矿床———萨尔切什梅和雷科迪克; 乌兹别克斯坦也有两个巨型的斑岩铜金矿床———卡尔马克尔和达尔涅耶; 另外在加拿大、美国、蒙古、菲律宾、澳大利亚、俄罗斯、印度尼西亚等地均有分布。
表 1 世界主要斑岩型铜金矿床 ( 按金储量大小排序)


续表


资料来源: D. R. Cooke 等，2005; P. Laznicka，2006
二、地 质 特 征
1. 区域构造背景
斑岩铜金矿床所处的大地构造环境是大陆边缘和岛弧地带。产在以花岗岩为基底的大陆边缘的俯冲消亡带之上的矿床有阿根廷下德拉阿伦布雷拉和加拿大菲什湖等矿床，产在大洋岩石圈基底之上岛弧中的矿床有菲律宾的坦珀坎、阿特拉斯等矿床以及巴布亚新几内亚的潘古纳矿床等。
矿床产出的构造背景是岛弧的火山环境，特别是火山旋回的衰退阶段，以及大陆边缘与断裂有关的火山作用发育地区。
2. 矿床地质特征
( 1) 容矿岩石
矿床往往产在钙碱性或高钾钙碱性侵入体中，岩石属Ⅰ型，为磁铁矿系列。其岩石类型包括英云闪长岩至二长花岗岩，英安岩，与侵入岩同时期的安山岩流和凝灰岩，还有正长岩、二长岩和同时期的高钾低钛的火山岩 ( 橄榄玄粗岩) 等。侵入岩具有细 － 中粒细晶质基质的斑状结构。围岩成分一般为安山质火山岩，当然也有其他类型的围岩，包括流纹岩、粉砂岩、砂岩、灰岩、页岩等。岩体侵入时代主要为白垩纪 － 第四纪，侵位的深度一般为 1 ～2km。

图 1 斑岩型铜金矿床的示意剖面图( 引自 D. P. Cox 等，1986)

( 2) 矿化特征
矿化呈细脉浸染状，矿石矿物由黄铜矿、斑铜矿、自然金、银金矿、针碲金银矿和碲银矿等组成( 图 1) 。矿石中磁铁矿含量较高，而且一般伴有交代成因的透明石英，金与黄铜矿 ( ± 斑铜矿) 矿化有密切关系，金品位与铜品位成正比。矿床中的金至少有一部分为自然金，金与黄铁矿没有直接关系，在某些富金的矿带中黄铁矿反而少见; 富金的矿床一般贫钼，但不是没有钼。
富金的斑岩系统附近往往可能存在可整体开采的浅成低温热液金矿床。矿化从斑岩系统中心的浸染状铜矿化带到边缘的金 － 银矿脉带的侧向分带是渐变的，而不是突变的。在富金斑岩系统的上部可能有硫砷铜矿脉存在，如菲律宾的勒班陀 ( Lepanto) 低温热液铜 － 金矿脉和 1987 年发现的位于其东南部下方的 “远东南”( Far South East，FSE) 巨大斑岩铜金矿床 ( 图 2) ，说明火山岩区一些高硫化铜金脉矿与富金斑岩铜矿具有空间和成因上的联系。另外，斑岩铜金矿也常与矽卡岩型金铜矿相伴生。

图 2 菲律宾吕宋岛北部曼卡延矿区图( 引自 A. Jr. Arribas 等，1996)

( 3) 热液蚀变
斑岩铜金矿和斑岩铜矿一样具有明显的热液蚀变和蚀变分带。矿化多赋存在中心的钾硅酸盐蚀变带，向外为绢英岩化蚀变和青磐岩化蚀变带等 ( 图 3，图 4) 。
金品位高的矿石见于长石稳定的钾硅酸盐型蚀变带，该蚀变带中黑云母和钾长石是有代表性的蚀变矿物。钾硅酸盐蚀变向外渐变为青磐岩化蚀变，在该蚀变带中绿泥石含量增加。
其他的蚀变类型还有中间泥岩蚀变，绢英岩化蚀变和前进泥岩蚀变。中间泥岩蚀变分布在岩株上部，上覆在钾硅酸盐蚀变组合之上，中间泥岩蚀变由绢云母、伊利石、蒙脱石、绿泥石和方解石组成。绢英岩化蚀变为石英 － 绢云母 － 黄铁矿组合，有时上覆在钾硅酸盐或中间泥岩蚀变之上。前进泥岩蚀变普遍出现在富金斑岩系统上部的火山岩围岩部分，由石英、明矾石、叶蜡石和硬水铝石等矿物组成，石英通常以玉髓的形式出现。

图 3 斑岩铜金矿系统中侵入体和蚀变关系示意图( 引自 R. H. Sillitoe，1990)


图 4 斑岩铜金矿系统中主要蚀变类型时间 － 深度关系示意图( 引自 R. H. Sillitoe，1990)

三、矿床成因和找矿标志
1. 矿床成因
所有大的富金斑岩型矿床都符合一个统一的模式 ( 图 3) 。该模式与斑岩型铜矿床的模式没有大的区别。导致富金斑岩矿床产生的岩浆和所含的金属具有壳下来源特征，板块俯冲和地幔楔入成分被认为是基本组分。金铜矿化位于复合斑岩岩株中心，复合斑岩岩株在剖面上呈环形到卵圆形。矿化主要局限在岩株内或延伸到围岩中。大多数矿床位于与岩株大致同期的火山岩中，也有少数产在较老的“基底”岩石中 ( 施俊法等，2005) 。
2. 找矿标志
( 1) 区域地质找矿标志
1) 斑岩铜金矿床一般与岛弧构造条件和大陆边缘环境有关，尤其是岛弧地质环境已知赋存有大量巨型的斑岩铜金矿床，是进一步寻找这类矿床的前提。
2) 容矿地层一般以火山岩及伴生的火山碎屑岩为主，所以陆上的火山环境有利寻找这类矿床。
3) 矿化与 I 型磁铁矿系列的次火山侵入体有关，所以要注意区内这类侵入体的分布。
4) 斑岩铜金矿床与浅成低温热液铜金矿脉、矽卡岩型铜金矿床在空间上有叠置关系，所以在区内出现这些类型矿床时，就要注意寻找相互依存的矿床。
( 2) 局部地质找矿标志
1) 矿化是在同源斑岩侵入体侵位时形成的，因此，有斑状石英闪长岩到二长岩等岩株的存在，就能提供勘查目标。
2) 识别区内的热液蚀变类型，富金斑岩铜矿金含量高的矿石主要见于钾硅酸盐蚀变带，代表性的蚀变矿物为黑云母和钾长石。
3) 矿石矿物组合中磁铁矿含量较高，而且一般伴有交代成因的透明石英。
( 3) 地球物理找矿标志
1) 高磁铁矿含量 ( 可以产生高达 4500γ 的磁响应) 与某些富金斑岩铜矿伴生，表明地面磁法或者航空磁法是圈定这类矿床的有效手段。
2) 环状或圆形磁力高与黑云母 － 磁铁矿蚀变带有关; 磁力低与普遍的绢英岩化或中间泥岩蚀变有关。
3) 航空和地面放射性测量数据有助于圈定钾硅酸盐蚀变。
4) 陆地卫星 TM、SLAR ( 机载侧视雷达) 和航空照片可用来鉴定被侵蚀的破火山口和区域性构造。
5) 花岗岩岩基和斑岩岩株的空间组合表明许多斑岩铜金矿床产在大的重力低附近。
6) 激发极化法测量对围绕含铜岩石的黄铁矿晕有很好的响应。
( 4) 地球化学找矿标志
1) 斑岩铜金矿床上方通常不同程度地存在 Cu、Au、Mo、Ag、Zn、Pb、As、Hg、Te、Sn、S 等元素的异常或元素组合异常。
2) 对于未知区来说，水系沉积物地球化学测量方法是筛选靶区的有效方法。
3) 在确定远景区之后，土壤取样、岩屑取样是圈定斑岩矿化系统的有效方法。在这过程中，如果化探异常与物探 ( 磁法或激发极化法) 异常相吻合，则更进一步证实了斑岩成矿系统的存在。
( 唐金荣 戴自希)

8. 本文采用的金矿床分类方案

本书的金矿床分类涵盖三个不同方面，即以容矿岩石组合、含金建造为主要分类标志的建造-成因分类，侧重于矿石工业利用为目的的矿床工业类型和应用成矿系列概念，依据金在各个历史时期不同区域地质构造环境中所形成的金与其他共生矿产的自然组合而划分的与金有关的成矿系列分类。
建造成因分类方案中有些类型的成因问题目前还没有解决，这与目前对这些矿床的研究程度不够有关，例如绿岩带中的原生金矿床，按含义应是形成建造时同时形成的金矿床，但往往这些矿床受到后期地质作用，甚至成矿作用的叠加或改造，因此，有些矿床形成时代及其主要成矿因素至今仍有争议，如夹皮沟金矿床、金厂峪金矿床。沉积岩建造中的金矿床亦同样存在类似问题，有的沉积岩建造中的金矿床矿区或外围有岩浆岩产出，有的金矿床测年结果晚于赋矿地层，因此，这种类型中的一些矿床是与地层同生还是后生，以及成矿热液的来源问题亦有待进一步研究。但作为目前阶段的成因分类，就只能从现有研究程度出发，提出我们建议的这个方案（表1-6）。

表1-6　我国金矿床主要类型划分


续表

我国金矿床主要工业类型按金矿体产出状态、地质环境、矿石结构构造、工业利用情况及某些成因特征，划分出20种工业类型和32个亚型。对常见的工业类型本着约定俗成的原则，在命名中予以保留（表1-7）。

表1-7　我国金矿床主要工业类型


续表

石英脉型金矿床在我国工业生产中占有重要地位，约占我国累计探明储量的25.4%，几乎分布于各种成因类型的内生金矿床中，特别发育于吉林、辽宁、河北、山东、河南、湖南、云南、陕西、内蒙古诸省区。矿石成分简单，主要有石英、硫化物、自然金。它包括含金硫化物石英脉、含金硫化物复脉带、含金硫化物网脉和含金钠长石石英脉，通常由石英单脉向石英网脉类型过渡，围岩蚀变增强。
石英脉-蚀变岩型金矿床是石英脉和蚀变岩两类金矿床的过渡类型，往往产于由张性构造带向剪切带的过渡部位，如山东招远灵山沟矿床。
蚀变岩型金矿床是太古宙、元古宙含金岩系中重要的矿床类型，广泛见于辽宁、内蒙古、山东、广东、陕西、甘肃等省区，特别是山东省，其储量约占该类型储量的57%。该类矿床多产于大型韧性剪切带中，含金蚀变岩多由蚀变的千糜岩、糜棱岩、碎裂岩、玻状岩、角砾岩、黄铁绢英岩等组成。该类矿床的典型代表有山东焦家和三山岛、广东河台等。此类金矿床储量约占我国累计探明储量的15.54%。
微细浸染型金矿床主要产于显生宇浊积岩和不纯的碳酸盐岩系中，金以微细、超微细状分布于沉积岩构造带中，金矿石品位以中、低为主，常形成自然金-石英-锑、砷、汞、硫化物组合。该类矿床主要分布于云南、广西、贵州、四川、陕西、湖南等地。其储量约占全国总储量的5.6%。目前还有一批较大规模的矿床尚未探明，是具有一定找矿潜力的矿床类型。
伴生金矿床几乎见于各种成因类型的内生矿床（田）中，其储量占全国累计探明储量的31.5%，其中以夕卡岩型（储量比约为11.1%）、斑岩型（约占8.6%）最为主要，含炭碎屑岩中的伴生金矿床约占3.27%。伴生金矿床主要分布于江西、湖北、湖南、安徽、青海等省，形成Au-Cu、Au-Cu-Fe、Au-Cu-Mo、Au-Pb-Zn多金属、Au-Cu-S、Au-Sb等矿化组合。
砂金矿床占我国金矿床储量的13%左右，集中分布于黑龙江、四川两省。
石英脉型、蚀变岩型、微细浸染型、伴生金矿床、砂金矿床构成我国五大金矿床工业类型，其储量约占全国金储量的90%以上，其余各类型金矿床所占储量比例均不足1%。