华北地台金矿床中生代成矿模式

华北地台金矿床中生代成矿模式

矿床专家认识到板块结构对成矿活动的重要性。原始亚板块形成于19世纪，中生代。中国东部的成矿受到两个主要构造应力场的联合作用。一个是由西末形成的原始亚板块与太平洋板块的挤压和挤压作用，另一个是由南板块和北板块的强烈碰撞和挤压作用。这两个应力场不仅控制了中国东部的构造和岩浆作用，还控制了流量的来源、运移和黄金形成。本文在计算和转化过程中，根据华北金矿床与黄砂岩的成因关系，以及黄岩、钾、钾、铜、锆、氧、硫等矿层的性质，探讨了金的成矿与板块运动之间的密切联系。1金lile型无论在我国的胶东、小秦岭,还是在世界其它地区,金矿床常与煌斑岩类有密切的时空伴生关系.因此,要研究金矿及其成矿流体,必须首先探讨金矿与煌斑岩类的成因联系.这些煌斑岩常呈脉状产出,形成时间与金矿相近,并与金矿脉相互穿插(图1).这些岩石富含挥发组份(一般在5wt%以上,甚至高出10wt%～20wt%),强烈自变质,富钾及其余大离子亲石元素(LILE).岩石中金含量高(达5×10-9～20×10-9以上);REE含量(185.8×10-6～602.7×10-6)和LREE/HREE比值高;87Sr/86Sr比值变化虽大(0.7027～0.7216),但总体偏高(>0.710);143Nd/144Nd比值变化于0.720～0.512之间,但一般低于<0.700.岩性并非通常的云煌岩,而是闪斜煌斑岩、辉斜煌斑岩、橄榄闪斜煌斑岩及煌斑质辉绿岩等.上述特征表明它们与晚期富集地幔有成因联系,并与板块或板片俯冲过程中的去气、去碱、去LILE、壳-幔物质交换以及由此形成的富集地幔楔有着紧密联系.煌斑岩中金和挥发组分的高含量,使我们有理由推测富集地幔也是金矿床成矿物质及成矿流体的可能来源.2.流体中金的来源金等成矿元素借助流体发生活化转移,但流体中的金及其余成矿物质并非流体所固有,而是在流体形成、运移、演化及其与周围介质反应过程中获得的,并且往往是多成因和多来源的.流体中的金主要来自如途径.2.1成岩与成矿关系花岗岩广布于世界上一些著名的产金克拉通区.我国华北地区南缘的华熊地体、东缘的胶北地体、辽南地体、东北缘的夹皮沟—牡丹山地体等也不例外,其中花岗岩所占面积均在1/4～1/2以上.同样,如果没有花岗岩体广泛分布,就几乎没有重要的金矿床,嵩箕地体便是鲜明的实例.基于花岗岩与金矿的空间伴生关系,一些研究者认为花岗岩是金的母体.其实,金并不是亲花岗岩元素.花岗岩造岩矿物多为浅色矿物,其金含量常较低(表1),故被称为金的“清洁矿物”.因此,由这些矿物组成的花岗岩金含量也较低(表2).由此可见,花岗岩难于成为金的载体,与金虽有亲缘关系,但并非“母子关系”.所谓亲缘关系即是指,大规模的花岗岩形成过程常促使金等成矿元素活化转移,为金的成矿创造了有利条件.表1数据表明,变质岩和花岗岩的暗色造岩矿物黑云母,其金含量明显高于浅色矿物.金的亲硫性、亲铁性和晶体化学特征使磁铁矿(表1)和黄铁矿(100×10-9～1400×10-9)等副矿物含金量更高,成为金的“载体矿物”.这些矿物在岩石中含量虽较低,但对金的分配却占有较高的份额.与之相反,石英、长石等浅色矿物金含量甚低(分别为<0.1×10-9和0.27×10-9,表1),因此是金的“清洁矿物”.由此可见,当一个地区因造山运动而使地壳物质转变为花岗岩时,即一些金含量较高的岩石转变为以浅色矿物为主的岩石时,其中的金可发生活化转移,从而为金的成矿提供重要的物质来源.小秦岭地区不同程度混合岩化岩石中金的分析结果(表3)可知,随着混合岩化作用的增强,金因活化转移而不断降低.据徐金芳测定(表4),胶北地体中除了与金矿化关系不大的红石头和晒字岩体金含量高外,其余与金矿有关的花岗岩体金含量均甚低.由此看来,不论混合岩化过程或是花岗岩形成过程,多数情况下是金的载体矿物减少而“清洁矿物”增加,从而使金进入流体而发生活化转移.由河南省地质矿产局中心实验室用化学光谱法分析2.2金矿床成矿作用原生金矿床多为热液矿床,尤其是大、中型矿床常伴有广泛而强烈的交代蚀变,特别是钾化、黄铁绢英岩化、绢英岩化和硅化.热液蚀变实质上就是水/岩反应的表征.在流体向上运移的过程中,随着物理化学条件的变化,交代蚀变产物在空间上和时间上呈现有规律变化.但是,人们往往只重视矿床顶部和两侧的黄铁绢英岩化,绢英岩化和硅化等交代蚀变,而忽视成矿期前和深部的碱交代作用.事实上,脉侧交代蚀变仅是金沉淀成矿过程的产物.只有成矿期前和深部的交代蚀变才能反映金活化转移或流体获得成矿物质的过程.交代蚀变岩化学成分和包裹体成分分析资料表明,金的成矿溶液以富含K+、Na+、H+、CO22-、Cl-、HS-、S2-、HS-及其衍生物为特征.这些组分对金具有很强的搬运能力.作者等曾经指出:在金形成络阴离子,如[Au(AsS)]2-、[Au(As2S)]2-、[AuSb2S4]2-和[AuCl4]-等后,只有与碱金属阳离子结合才能形成在水中易溶并稳定的络合物.就此角度而言,流体中的K+和Na+也是重要的矿化剂.众所周知,钾长石和钠长石是金的“清洁矿物”,其金含量多为10-10～10-11级,因此,当围岩中金的载体如黄铁矿、磁铁矿及暗色矿物等被它们交代时,常迫使金从岩石中浸出,并进入热液而被活化转移.陕西省葫芦沟金矿区中煌斑质辉绿岩脉金含量达7.9×10-9～20.5×10-9(表5).当这种岩脉遭受不同程度钾交代,成为钾长石化岩时金含量降为1.2×10-9和5.9×10-9,而进一步交代成钾长岩时降为0.9×10-9(表5).由此可知,早期钾交代过程可使金从辉绿岩和煌斑岩中大量浸出,并转入成矿溶液.同样,当金丰度较低的早前寒武纪地层和花岗岩受到碱交代作用时,其中的金也会发生活化转移.因此,当富含矿化剂的溶液自下而上与所流经的岩石发生交换反应时,无论这种岩石原始含金量如何,均可从中获得金等成矿物质.由于对蚀变岩石的地质观察常局限于矿体周围,而这些地段正是金从成矿溶液中沉淀和聚集之处,其钾长石化岩经常被与矿化直接有关的黄铁绢英岩化、绢英岩化、硅化和碳酸盐化等蚀变所叠加[2,3.14～19].从表5可以看出,这些叠加蚀变带的金含量往往明显增加.在华北地台上,无论韧脆性剪切带中交代蚀变岩型(焦家式)还是石英脉型(玲珑式)金矿床,其叠加蚀变带下方或根部均广泛存在钾长石化带(图2),即金的浸出带.这两种主要类型金矿床的交代蚀变与矿化的空间关系示于图2.2.3高压变质岩与原岩地层金含量的关系众所周知,区域变质常与构造运动有关.随着区域变质作用的加强,温度和压力也随之升高.这不仅导致岩石结构和矿物成分的变化,更重要的是导致一系列化学成分变化.这些变化不仅引起活动组分K、Na、SiO、H2O、CO3、Cl-、F-等发生活化转移,而且使一系列金属元素(包括金)也发生不同程度的活化转移.一些岩石学家认为混合岩和改造型花岗岩是区域超变质作用的产物.Anhaeusser提出,非洲金矿床集中于南非和津巴布韦克拉通地区,是两地块周围岩石在高级(达麻粒岩相)变质过程中金大规模地向地块内部活化转移的结果.在小秦岭地区,从主背斜轴部向外和随着地层层位由下而上,太华群变质级别从高级角闪岩相降为低级角闪岩相,即绿帘-角闪岩相.系统分析数据表明,岩石的金含量随变质相降低而增高,即从深部和核部的0.9×10-9～1.0×10-9,变为上部和浅部的1.3×10-9～2×10-9.这表明,金在变质过程中从较高的变质相向较低的变质相发生了活化转移.早前寒武纪地层在崤山地区构成背斜穹窿构造,其下部和核部的早元古界下部(可能还有太古代界)天爷庙组变质程度达角闪岩相,金的丰度仅为1.2×10-9(45件样品),而上部和翼部的早元古界中部兰树沟组和申家窑组为低绿片岩相,其金含量可高达16.5×10-9～28.4×10-9,并出现申家窑金矿.早元古界上部大古石组(地台第一期盖层)的变质程度最低,为低绿片岩相和沸石相,金的丰度为2.1×10-9,并出现板宽金矿床.笔者等对胶北地体高压变质岩(榴辉岩、麻榴岩、透辉岩和含石榴石的斜长角闪岩)所作的样品分析(见表6)表明,其金含量变化范围为0.3×10-9～3.8×10-9,显著低于该地区榴辉岩的原岩玄武岩(金含量为2×10-9～5×10-9),指示了高压变质过程中金的活化转移.仅管如此,该区高压变质岩的金含量仍高于胶北群.榴辉岩平均金含量达2.1×10-9,榴闪岩达2.6×10-9(表6),有些榴辉岩(生木树夼、岚山头和胡家岭)甚至高达10.0×10-9.榴辉岩样品金含量的偏高可能由如下因素所造成:①榴辉岩主要由辉石和石榴石等暗色矿物所组成;②大部分榴辉岩都遭受不同程度的退变质和退变质流体作用;③板块或板片俯冲入上地幔时所形成的榴辉岩可能受到过上地幔富金流体的影响.此外,详细观察表明,金含量异常高的样品还受到了后期液黄铁矿(细脉—浸染状)的叠加.3成矿流和成矿矿物的粘度特征对华北金矿所作的大量同位素研究[21,22,23,24,25,26]表明,金及其成矿流体具有多成因和多来源特征,其主要证据如下:3.1成矿物质来源及形成特征不论全区或某个金矿田或矿床,矿石铅在207Pb/204Pb～206Pb/204Pb座标图上的投影相当分散,均落在包括上地壳、下地壳、地幔和造山带演化线在内的很大范围内.这表明金等成矿物质具有多来源和多成因性.夹皮沟矿田、玲珑矿田、小秦岭地区等金矿床矿石铅的208Pb/204Pb比值中约占20%～40%介于38.00～40.99之间,Th/U比值起过4.30,而206Pb/204Pb比值大多低于17.50.这表明下部地壳物质或俯冲板块起了重要作用.大量铅同位素数据表明,只有借助板块构造成矿模式,才能合理阐明金矿床成矿流体和成矿物质的多来源和多成因特征.3.2岩石学和建构环境对成矿流体的控制事实表明,成矿流体在自下而上,从早到晚(成矿期前、成矿早期、成矿期间、成矿晚期、成矿期后)运移和演化的过程中是一个开放体系,与外界不断进行交换,来自不同途径的流体可先后加入.尽管华北地台金矿床的早期成矿流体往往以变质流体和岩浆流体为主,但是由矿石中石英及其包裹体获得的流体氢、氧同位素组成在δD～δ18O图上的投影具有较大的离散性,充份表明了成矿流体的多来源和多成因特征.上述氢、氧同位素组成的复杂性和多源性,只有根据中生代特定的板块构造环境及其对岩浆活动和成矿作用的控制才能正确阐明.这是因为只有在这种特定条件下才可能有大量变质热液、岩浆热液、一定温度的雨水,埋藏水,乃至海水参与金的成矿作用.与此成鲜明对照的是,包括华北地台在内的中国东部地区,在新生代弧后扩张的构造环境下,纵然有大量雨水和玄武岩浆活动,亦末能形成具有较重要价值的内生金矿床.新生代的金成矿作用转移到了发育中-酸岩浆岩的日本-台湾-菲律宾岛弧地带.3.3成矿过程中不同层次元素的差异性虽然在华北地台周边金的成矿大地构造环境有着许多共同特征,但与铅、氢和氧同位素相似,硫同位素组成在不同矿带、矿田和矿床之间均存在明显差异,甚至在同一矿床的不同地段也是如此.金矿床的硫同位素组成总体上变化于-10‰～+12‰这一很大的范围内.这一方面表明了不同矿床成矿过程中物理-化学条件的差异性,另一方面也表明了成矿时构造环境和硫源的差异.4黄铁东南角金成矿过程胶北地体414个金成矿温度测试数据清楚表现出3个峰值,即310℃～300℃、270℃～260℃和210℃～200℃,并可以分出3个区间:即360℃～280℃、270℃～230℃和220℃～180℃.这3个区间分别对应于3个金矿化阶段,其中第Ⅰ、第Ⅱ阶段最为重要.招远大尹格庄成矿流体特征表明,钾长石化岩和早阶段绢英岩(即阶段Ⅰ～Ⅱ)中的石英含有丰富的CO2-H2O的包体,而在金-硫化物阶段或黄铁绢英岩化价段(阶段Ⅲ)产物和石英-碳酸盐脉(阶段Ⅳ)中,CO2-H2O包裹体数量逐渐减少.Ⅰ～Ⅱ阶段包裹体均一温度为360℃～280℃,而黄铁绢英岩和主要金矿化形成于275℃～180℃温度区间内.大量温度测试数据表明,华熊地体小秦岭和熊耳山两个成矿区内各矿床的金成矿过程也可分为3～4个阶段.第Ⅰ阶段为360℃～220℃,属高-中温热液;第Ⅱ阶段为280℃～200℃,属中温热液;第Ⅲ阶段240℃～135℃,属中-低温热液.在夹皮沟-板庙子金矿带中,金的成矿主要发生于中温热液阶段,其温度为361℃～175℃.综合笔者等及其他学者的大量研究[2,3,15,16,17,18,19]可以得出结论,与金成矿有关的围岩蚀变常清楚地呈现阶段性和分带性.在时间上由早到晚,空间上由下而上,蚀变分带表现为由气化-高温(450℃～300℃)阶段的钾化石化带,经(高)-中温(320℃～200℃)阶段的黄铁绢英岩化和绢英岩化带,变为中-低温(220℃～150℃)阶段的硅化带.在气化-高温钾交代过程中,金主要表现为活化转移,转入高-中温黄铁绢英化阶段后金开始聚集成矿,而至中-低温阶段,金矿化逐渐减弱.我们对上述围岩蚀变作了实验研究.实验采用KCl+KHCO3溶液在150℃～400℃、50～80MPa条件下与斜长石反应,结果表明碱性流体对钾长石化有利,其反应式为:3NaAlSi3O8+KCl→KAlSi3O8+NaCl2CaAl2Si2O8+2KCl→2KAlSi3O8+2Al2O3+2Al2O3+2CaO+CaCl2此反应使溶液向酸性方向演化,并发生绢云母化和绢英岩化,其反应式如下:NaAlSi3O8+CaAl2Si2O8+HCl+KCl→KAl2[AlSi3O10](OH)2+2SiO2+CaCl2在地质过程中,该反应所析出的SiO2既可形成石英脉,也可与围岩反应而造成硅化.上述实验还表明,随着溶液与围岩发生交换反应、酸-碱度及氧化-还原电位也随之而变.暗色矿物的消失和红色(主要为赤铁矿染色)钾化岩的形成反映了流体较高的