广东河台金矿硫化物地球化学特征及其地质意义

摘要河台金矿是广东省最大的金矿，被认为是典型的剪切带型金矿。尽管矿床产于云开群变质岩带中，但是在产出时间和空间展布上又与云楼岗和伍村岩体有密切关系，再加上成矿的多阶段性，导致对成矿流体及物质来源的一直存在争议。河台金矿的金主要以自然金形式产出，与黄铁矿、黄铜矿、磁黄铁矿等矿石矿物紧密共生。本文对河台金矿田热液成矿期金-硫化物阶段的黄铁矿、磁黄铁矿进行了微量元素和Sr-Nd同位素分析，以进一步示踪成矿流体及物质来源。两种硫化物Co/Ni比值为0.36~3.33，显示主要为热液成因。Y/Ho比值为21.8~31.6，与糜棱岩有明显区别，(87Sr/86Sr)i值为0.69500~0.71354，εNd(t)为-15.12~-19.36，与富集地幔特征相似。黄铁矿∑LREE/∑HREE值介于5.53~26.3，在球粒陨石标准化图中呈明显右倾，δEu值介于0.25~0.75，具有明显的Eu负异常，与糜棱岩特征相似，暗示成矿物质来自围岩。结合前人年代学研究结果，推测印支期变质流体将云开群中的成矿物质运移到剪切带中，使Au初步富集；燕山期深部华夏板块中-古元古基底重熔的岩浆流体混入部分富集地幔流体，为剪切带中成矿物质活化迁移提供动力，并在合适的位置再次富集形成工业化矿体。关键词：黄铁矿,微量元素,Sr-Nd同位素,成矿物质及流体来源,广东河台金矿AbsractHetaiGoldDepositisisconsideredatypicalshearzonetypegoldmine，asthelargestgolddepositinGuangdongProvince.AlthoughtheoredepositislocatedintheYunkaimetamorphicbelt,ithasacloserelationshipwiththeYunlougangandWucunrockbodiesintermsofproductiontimeandspatialdistribution.Inaddition,themulti-stagemineralizationhasledtocontroversyovertheoriginofthemineralizingfluidsandmaterials.ThegoldfromHetaiGolddepositmainlyappearintheformofnativegold,closelyassociatedwithoremineralssuchaspyrite,chalcopyrite,andmagnetite.ThisarticleanalyzesthetraceelementsandSr-Ndisotopesofpyriteandmagnetitefromthegold-sulfidestageoftheHetaigolddeposithydrothermalmineralizationtofurthertracktheoriginofthemineralizingfluidsandmaterials.TheCo/Niratioofthetwosulfidesrangesfrom0.36to3.33,indicatingamainlyhydrothermalgenesis.TheY/Horatiorangesfrom21.8to31.6,whichissignificantlydifferentfromthatofmigmatites.The(87Sr/86Sr)ivaluesrangefrom0.69500to0.71354andεNd(t)rangesfrom-15.12to-19.36,similartoenrichedmantlecharacteristics.The∑LREE/∑HREEvaluesofpyriterangefrom5.53to26.3,showingaclearrightinclinationinthechondrite-normalizeddiagramandδEuvaluesrangefrom0.25to0.75,exhibitinganobviousnegativeEuanomaly,similartothecharacteristicsofmigmatites,suggestingthattheore-formingmaterialcamefromthesurroundingrocks.Combinedwithpreviousgeochronologicalstudies,itisspeculatedthatduringtheIndosinianperiod,metamorphicfluidstransportedore-formingmaterialsfromtheYunzhanggrouptotheshearzone,leadingtopreliminarygoldenrichment;duringtheYanshanianperiod,magmaticfluidsderivedfromthedeepXiaplateandpaleo-proterozoicbasementmixedwithsomeenrichedmantle-derivedfluids,providingthedrivingforcefortheactivationandmigrationofore-formingmaterialswithintheshearzoneandresultingintheformationofindustrialorebodiesatsuitablelocations.Keywords:Pyrite,Traceelements,Sr-Ndisotopes,Ore-formingmaterialsandfluidsources,HetaiGoldDepositinGuangdongProvince

目录摘要Abstract第0章绪论第1章广东河台金矿区域地质背景1.1区域地层1.2区域构造1.3区域岩浆岩1.4区域矿产第2章矿床地质特征2.1矿田地质概况2.1.1矿田地层2.1.2矿田构造2.1.3矿田岩浆岩2.1.4矿田变质岩2.2矿床地质特征2.2.1矿体特征2.2.2矿石特征2.2.3成矿期次第3章样品采集和分析方法3.1样品采集3.2分析方法第4章实验结果4.1微量元素4.2稀土元素4.3Sr-Nd同位素第5章讨论5.1成矿流体来源5.2成矿物质来源第6章结论参考文献致谢

第0章绪论广东河台金矿距离省会广州市约100km，位于肇庆市北西330°方向30km，（图1）。图1河台金矿田地理位置图地理坐标：东经112°15′00″~112°22′00″，北纬23°17′30″~23°20′00″。河台金矿位于广东省粤中西部、珠三角经济区西部，被誉为“广东黄金之乡”，也是广东陶瓷基地之一，经济发达。该地区总体上属于山区地貌，水资源丰富，主要河流为西江。矿田位于北回归线南侧，属于亚热带季风气候，随着季节的变化大气环流也会变化。高要市的年平均温度为22℃，最冷月份为1月，最热月份为7-8月，历年各月平均气温均在11℃以上，4-9月为该地的主要降雨季节。自1982年被发现以来，前人进行了许多勘查和科研工作，对该地区的地层、构造、岩浆岩以及与成矿有关的环境、物质和流体来源、成矿年代学和矿床成因等方面进行了大量的研究，为本次研究提供了宝贵的资料。

第1章广东河台金矿区域地质背景大地构造位置上，河台金矿田位于钦州湾-杭州湾（钦-杭）结合带的南段（周永章等[1]）。钦-杭结合带是位于扬子板块与华夏板块之间的巨型构造结合带（杨明桂和梅永文[2]），也叫十-杭（十万大山-杭州湾）带。该带总体呈反S弧形展布，全长约2000km，宽100~150km，从广西钦州湾，经湘东和赣中，延伸到浙江杭州湾地区。同时，该带也是华南最重要的一条Cu-Au-Pb-Zn-Ag多金属成矿带，分布着一大批特大型铜、金、铅、锌、钽、铀矿床（徐德明等[3]；杨明桂等[4]），也有大批钨、锡多金属矿床（毛景文等[5]）。1.1区域地层钦杭结合带南段区域内地层出露较全，是我国最重要的金矿产地之一。该区内出露的地层包括从绿片岩相到角闪岩相的高州群和云开群、寒武系八村群以及上覆的弱变质-未变质的奥陶纪到白垩纪地层。这些地层的完整性为研究该地区的地质历史提供了宝贵的资料，为后人研究矿床成因、形成机制和地壳演化提供了重要基础。“高州岩群”位于高州、化州、及廉江地区，环绕高州岩群分布，呈北东向展布，为一个北东窄、南西宽的楔状地质体（周国强等[6]）。过去10年研究则表明，高州群和云开群是在晚新元古代到早古生代同时沉积的，而并不是过去认为的前寒武变质基底（周雪瑶等[7]；Wangetal.[8]；Wangetal.[9]）。云开群地层为浅海相类复理石碎屑岩建造；砂岩、砂砾岩、长石石英砂岩及砂质页岩互层，多已变质为石英云母片岩、变粒岩或片麻岩、长石石英岩、云母石英片岩、石英岩等，并遭受强烈的混合岩化。早古生代地层整体为一套浅海-滨海相交替的沉积建造。加里东构造运动致使了区内上志留统和下泥盆统的缺失，中上泥盆统与早古生代变质岩为角度不整合接触，或者呈断层接触。泥盆系和石炭系在区域内分布较少，且较为分散，为滨海-浅海或沼泽相碎屑岩建造，基本保存原岩特征。晚三叠到早侏罗世砂砾岩在区内呈零星分布，角度不整合于晚古生代沉积岩层之上，属滨海相或内陆河湖相建造，以碎屑岩为主。以罗定盆地和化州盆地为代表的白垩纪红层角度不整合于白垩纪之前的地层之上（焦骞骞等[10]）。1.2区域构造钦杭结合带南段发育一系列NE-SW向的褶皱和断裂。从南向北，代表性的断裂有吴川-四会断裂等（图2中F3）、罗定-广宁断裂（图2中F2）、防城-灵山断裂（图2中F1）。河台金矿田位于吴川-四会断裂（F3）广宁-罗定断裂（F2）交汇部位的北侧。图2钦杭结合带南段地质图（据周永章等[1]；蔡建新[11]；丘元禧和梁新权[12]；彭松柏等[13]）1.2.1防城-灵山断裂（F1）防城-灵山断裂（F1）是钦杭结合带南段一条规模较大的断裂，也是一条重要的边界断裂，断裂东侧为云开地块（图2），西侧为十万大山盆地。防城-灵山断裂整体呈北东走向，倾向大部分倾向南东，长度在390km以上，宽5~35km，西南自北部湾与中越边境起，向东北延伸至藤县一带。断裂带内，构造透镜体、千糜岩、糜棱岩、片理化带发育，两侧岩层发生强烈揉皱、倒转，仍留有明显的压、剪性特征。断裂带切割寒武纪至新近纪的地层，表明发生过多期活动（广西壮族自治区地质矿产局[14]）。1.2.2罗定-广宁断裂（F2）罗定-广宁断裂整体呈NE-SW走向（图2），发育一系列韧性剪切带，长度＞500km。断裂带走向多变，地质特征略有不同，大致可以分为三个部分：在罗定以北为断裂带的北段，罗定到北流为断裂带的中断，北流以南为断裂带的南段（蔡建新[11]）。1.2.3吴川-四会断裂（F3）吴川-四会断裂带是华南地区的一条重要断裂，也是云开地块的东部边界（水汀等[15]）。其南西自吴川、往北东经四会至粤赣省界，全长＞500km，宽10~30km，总体走向40°。该断裂对粤西粤北地区的地层发育岩浆分布、变质作用以及矿产形成起着十分重要的控制作用（彭少梅和伍广宇[16]）。1.3区域岩浆岩矿田范围内发育大量花岗质岩浆侵入体，加里东期和印支期尤为发育。加里东期花岗岩以粤西信宜-桂东陆川一带广泛分布的强过铝质深熔花岗岩为代表，侵入于高州群及云开群中，例如信宜花岗岩体（图2），为一套变形-变质改造强烈的片麻状-条带状-眼球状（环斑）花岗质岩石，锆石U-Pb年龄为约440Ma（王磊等[17]）。大量的印支期的过铝质花岗岩沿着断层或者断层交汇部位侵入于三叠纪之前的地层中。以岩盘或者岩基的形式产出。例如，桂东南地区沿着防城-灵山断裂出露的大容山-十万大山花岗岩带，为典型的S型花岗岩，SHRIMP锆石U-Pb年龄均一致集中于230Ma左右（祁昌实等[18]）；在粤西河台矿田周围沿着罗定-广宁断裂出露的大量S型花岗岩或混合花岗岩类，例如那蓬岩体，广宁岩体。未变形的燕山期岩浆岩在钦杭结合带内部出露较少，但在边缘有较多出露（焦骞骞[10]）。1.4区域矿产钦杭结合带南段的优势矿种主要为金、银、多金属硫化物等，主要分布在大瑶山、云开大山和十万大山地区。代表性的矿田（或矿床）有粤西河台金矿田、新洲金矿田、罗定金矿田、粤西庞西垌-桂东金山银金矿、粤西长坑银金矿、富湾铅锌银矿、高枨铅锌银矿床等（周永章等[1]）。这区域内矿床的成矿时代主要集中在中晚侏罗世（175~155Ma）和白垩纪（135~80Ma）（毛景文等[19]）。例如，圆珠顶斑岩型铜钼矿辉钼矿Re-Os等时线年龄为155±5Ma（陈富文等[20]），长坑银金矿Ar-Ar同位素年龄为大约109~110Ma（孙晓明等[21]）。第2章矿床地质特征2.1矿田地质概况2.1.1矿田地层矿田内出露的地层从老到新依次为：晚新元古代到早古生代的云开群、奥陶系中上统三尖群（O2-3）、志留系下统连滩群（S1），出露面积约21km2。第四系冲积层沿河床、阶地及冲沟两侧分布，厚度一般5~20m。图3河台金矿田地质简图（据焦骞骞[10]修改）1.云开群混合岩；2.中粒黑云母二长花岗岩；3.巨斑状黑云母花岗岩；4.奥陶系与志留系薄层浅变质砂岩、粉砂岩、及薄层板岩；5.糜棱岩带及编号；6.采样位置；7.宝鸭塘-坑尾断裂。2.1.1.1云开群云开群出露面积约13.2km2，分布于矿田中部，占矿田面积33%（图3），是河台金矿的主要赋存地层。云开群主要为绿片岩到角闪岩相变质岩，岩性为各类片岩、变粒岩及片麻岩等，按其岩性组合特征划分为两个岩性段。下段岩性组合特征为：以片状石英岩为主，为黄褐-深灰色含硅线石云母石英岩、石英二云母片岩、片状云母石英岩互层；上部以片岩和片麻岩类为主，为黄褐-浅灰色石英二云母片岩、二云母片岩、黑云斜长片麻岩（图4a-c）。该段岩石普遍混合岩化，为条带状混合岩、条带-条痕状混合岩或条痕-阴影混合岩（图4d）。上段特征为：下部为浅灰-灰白色中厚层片状长石石英岩，上部为土黄-黄褐、灰白色片状云母石英岩。同位素地质年代学研究表明，云开群至少遭受过两次变质作用，一次发生在加里东期（约440Ma），这次变质作用形成各类片岩石英岩；另一次发生在印支期（约240Ma），导致局部的混合岩化（Wangetal.[9]；Wangetal.[8]）。该套地层遭受韧性剪切变形，形成若干条糜棱岩带，金矿就赋存在这些糜棱岩带中。2.1.1.2奥陶系中上统三尖群（O2-3）奥陶系位于矿田南部，与云开群混合岩呈断层接触。该套岩系区域变质程度较浅，为千板岩及变质粉砂岩等，原岩为一套浅海复理石碎屑岩建造，厚度数米至数十米，目前还未发现有工业矿体存在。2.1.1.3志留系下统连滩群（S1）志留系下统仅在少量出露矿田南部边缘，为一套浅海相复理石碎屑岩建造，由页岩夹灰色细粒砂岩、含砾石英砂组成。与奥陶系中上统三尖群整合接触。图4云开群（焦骞骞[10]）（a-c）黑云斜长片麻岩；（d）混合岩。（b）正交偏光，（c）单偏光。Bi=黑云母，Fsp=长石，Mus=白云母，Qtz=石英。2.1.2矿田构造矿区构造主要为“一斤一两”倒转复背斜和宝鸭塘-坑尾断裂（F1）及一系列韧性剪切带。2.1.2.1“一斤一两”倒转复背斜该复背斜穿过整个矿田（图3），其轴向北东，轴面倾向北西，倾角50-60°。其北东被伍村岩体破坏，南西端穿出矿田至仙人坑口因强烈混合岩化而无法识别；该复背斜形成于加里东期，起初为东西向，后在海西-印支期被改造为北东向，其南东翼在北西向南东的推挤作用和左行韧性剪切作用下逐渐倒转并发生层间滑动，并被F1断层破坏（焦骞骞[10]）。2.1.2.2宝鸭塘—坑尾断裂（F1）实为广宁-罗定断裂带的一部分，在矿区称为宝鸭塘-坑尾断裂（图3）；断裂带宽3-10m，最宽可达15m，由褐铁矿化硅化碎裂岩、构造角砾岩组成，总体走向70°，倾向北西，倾角55-70°。断裂早期表现为压扭性逆断层特征，进入燕山期转为张性（焦骞骞[10]）。2.1.2.3韧性剪切带矿田分布若干条韧性剪切带，主要分布在宝鸭塘-坑尾断裂（F1）北侧，呈平行带状，分布在相对刚性的云开群围岩中。矿田糜棱岩带平面形态为狭长条带状，总体走向52~72°，倾向北西，倾角50~85°，长度一般500~1000m，宽度数十厘米~数十米不等。根据围岩条件和形态规模，大体可以分为北带、中带和南带。北带：全长5500m，距离F1断裂1500~2000m，包括ML9、19、11、12、13等糜棱岩带（图3），单条糜棱岩带倾向为68~72°，是矿田主要的矿化带，控制着矿床的产出，围岩为云开群的混合岩化片岩。。中带：距离F1断裂500~1500m，由ML5、10等数十条糜棱岩带组成，这些糜棱岩带形态复杂，长短不一。该带中的糜棱岩带走向<70°，多为65~68°。南带：距F1断裂500m以内，由ML1、36等糜棱岩带组成，走向也都<70°，在60~65°。从北带到南带，距离F1断层越近，其走向也与F1断层越接近。矿田内的构造按照规模大小及与成矿的关系可以分为三级：（1）一级控矿构造为区域性大断裂，其控制了矿田的分布，即F1断裂；（2）二级控矿构造为矿田内的糜棱岩带，其控制了矿床的产出；（3）三级控矿构造为糜棱岩带中的构造裂隙系统，其控制了矿体的产出（焦骞骞[10]）。2.1.3矿田岩浆岩矿田内出露两个主要的岩浆岩体，分别是位于西侧的云楼岗岩体和东侧的伍村岩体。2.1.3.1云楼岗岩体位于矿田西部，总面积＞100km2，在矿田内出露面积约6km2。岩性主要为黑云母二长花岗岩、黑云母斜长花岗岩和黑云母花岗闪长岩，矿物成分主要有石英、斜长石、钾长石、黑云母，副矿物有独居石、锆石、磷灰石。岩体内常见大小不一的片岩残留体或变粒岩残留体，有较多的伟晶岩、细晶岩脉和石英脉穿插。前人在高村附近取样获得的锆石等时线下交点年龄为241±3.3Ma（崔遥[22]）；在南部播植附近所取的花岗闪长岩全岩Rb-Sr等时线年龄为242±8Ma（崔遥[22]），锆石等时线下交点年龄为209±13Ma（王联魁等[23]）；因此该花岗岩的侵入时间可能为三叠纪，即印支期（242~209Ma）。鉴于前人所测年龄的巨大差异，（焦骞骞[10]）对该岩体进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb定年，得到U-Pb加权平均年龄为253±1.6Ma，另外，前人利用单颗粒锆石U-Pb定年法获伍村岩体年龄为153.6±2.1Ma，为燕山期侵入体（翟伟等[24]）。2.1.3.2伍村岩体位于矿田东北角，呈NW向延伸，长约17km，宽约5km，总面积约85km2，在矿田出露面积约3km2。岩体南侧较平整，北侧呈犬牙状向北延伸。岩体东部与震旦（Z），寒武（∈）及奥陶系（O）侵入接触，东北与西南侧与云开群混合岩侵入接触。乐城东北稻田坑采石场见伍村中粗粒斑状黑云母花岗岩与混合岩直接接触。外接触带有角岩化，内接触带粒度变细，局部见少斑中细粒黑云母花岗岩边缘相。因此，伍村岩体的侵入时间要晚于云开群发生混合岩化的时间。翟伟等[24]利用单颗粒锆石U-Pb定年法获得锆石年龄为153.6±2.1Ma，因此，伍村岩体可能为为燕山期侵入体。伍村岩体主体岩性为中-中粗粒斑状-巨斑状黑云母花岗岩或二长花岗岩，岩石呈灰白-粉红色，块状构造，似斑状结构（焦骞骞[10]）。伍村岩体是多期岩浆活动形成的，主要的一期侵入的岩性为中-中粗粒斑状-巨斑状黑云母花岗岩或二长花岗岩，在其早晚还有多期岩浆活动。由早到晚依次为：细粒花岗闪长岩/闪长岩，中粗粒中-中粗粒斑状-巨斑状黑云母花岗岩或二长花岗岩，少斑细粒黑云母花岗岩，含斑电气石白云母或二云母花岗岩，电气石白云母伟晶岩，二云母伟晶岩，石英脉（王联魁等[23]）。2.1.4矿田变质岩矿田中的变质岩主要为混合岩和糜棱岩，以及少量片岩和片麻岩。2.1.4.1混合岩出露面积约13km2，分布于矿田中部和西部，原岩为云开群地层，与围岩呈过渡关系。形态不规则，主要岩性为条痕-阴影状混合岩、条带状混合岩、眼球状混合岩等。岩石呈浅灰色、深灰色，黑云母常沿一定方向排列。矿物成分主要有斜长石、石英、微斜长石、黑云母、白云母，副矿物主要为独居石、锆石和磷灰石。部分坑道可见到混合岩呈脉状、团块状产出于糜棱岩带中。2.1.4.2糜棱岩矿田内糜棱岩带由一系列构造变形岩石组成，即初糜棱岩（图5a-b）、糜棱岩（图5c-d）、超糜棱岩（图5e）等，还有糜棱岩化伟晶岩、花岗岩、混合岩等。糜棱岩带与围岩无截然明显的界面，二者是过渡关系，岩石的变形程度由边界向中心递增，发育剪切面理（C）和糜棱面理（S）。在不同的糜棱岩带中，各类糜棱岩的宽度不同。金矿化则主要产于糜棱岩带的中心部位。图5矿田糜棱岩结构特征（a）陡倾的剪切带面理（S2），走向70°；（b）由定向拉长的长石+石英斑晶与绿帘石基质交替出现构成的初糜棱岩面理；（c）长石+石英斑晶定向排列构成糜棱岩剪切面理；（d）糜棱岩中的S-C组构，指示左旋；（e）交替出现的浅色体与暗色体条带构成的超糜棱岩面理；（f）初糜棱岩化的混合岩中云母和石英亚颗粒围绕长石斑晶；（g）糜棱岩化的混合岩中，变形的石英发生波状消光，长石双晶歪曲变形；（h）交替出现的较粗的石英和云母斑晶与亚颗粒化的石英和绢云母交替出现构成糜棱岩的剪切面理；（i）矿物定向形成超糜棱岩面理。薄片均垂直于面理方向。S2(Sc)代表剪切面理（C面理），Ss代表矿物的糜棱面理（S面理）。Qtz=石英，Mus=白云母，Fsp=长石，Ser=绢云母。2.1.5矿田蚀变特征强烈的矿化蚀变是主要的找矿标志，包括硅化、黄铁矿化、绢云母化、碳酸岩化、绿泥石化，其中硅化、黄铁矿化、碳酸盐化与成矿关系密切，特别是硅化与金矿化成正比。矿田中并不是每条糜棱岩带都有矿化，具有这些蚀变特征的糜棱岩带中才可能含矿，这些蚀变组合沿糜棱岩带呈NE向展布。硅化：是矿田范围内最重要的热液蚀变，硅化与金矿化成正比，糜棱岩中硅化越强的部位，金矿化也越强。河台金矿田中矿石包括两类，其中有一类即为强烈硅化的蚀变糜棱岩型矿石，另外还有一类为含金石英脉型。绢云母化：分布范围较广，在矿田内主要可见两种表现形式，一种是在糜棱岩中由动力变质作用形成的，与细小的长英质矿物交替出现并形成糜棱岩面理的绢云母，另外一种是由于热液活动形成的，分布在岩石裂隙中，与硅化一起组成细脉。绿泥石化：分布广泛，在矿石中与矿化关系密切，可见到其与硫化物密切共生。呈现出不同形态的产出状态，呈片状或脉状。黄铁矿化：矿田中分布最为广泛的一种金属矿化，无论是含矿石英脉还是蚀变糜棱岩中都有发育，主要呈浸染状和微细脉状。黄铁矿化与硅化蚀变强烈的部位最有可能含矿，成为最重要的找矿标志（焦骞骞[10]）。2.2矿床地质特征2.2.1矿体特征矿体在平面上和剖面上的总体形态是呈脉状、透镜状。高村、云西两矿床中的主矿体多呈脉状产出；主矿体沿走向延伸较大，一般100m以上，长者可达300m，一般厚度变化不大，宽2~4m，常沿走向和倾向出现分枝复合现象（图3.6）。次级矿体一般呈透镜状；矿体中部稍厚，沿走向往两端逐渐变窄至尖灭；透镜状矿体中部也可膨大变厚，可达10m以上。矿体产状与糜棱岩产状一致，倾向NW，倾角较陡，在60~85°，而混合岩片岩的面理的倾角则较小，在40~60°之间。图6河台金矿矿体特征（a）勘探线剖面图（河台高村矿床15线）（焦骞骞[10]）；（b）围岩与矿体关系，围岩为糜棱岩，矿体在强硅化糜棱岩中；（c）围岩特征，为糜棱岩及花岗岩伟晶岩。图7云西矿床220m中段富矿包分布图，垂直纵投影图（焦骞骞[10]）2.2.2矿石特征矿石类型主要为含金石英脉型（图8a和b中“（1）”）及蚀变糜棱岩型（图8c和b中“（2）”），根据踏勘结果和薄片观察，与自然金共生的金属矿物主要有以下三种形态：大部分为浸染状（图8f-g中Cpy）、微细脉状充填于微裂隙中（图8f-g中Py）、以胶结物的形式胶结构造角砾（图8h）。矿石中可见的矿化蚀变主要是黄铁矿化、硅化、碳酸岩化、绿泥石化，其中与金赋矿相关密切的主要是黄铁矿化及硅化。硅化的强弱与Au品位高低成正相关，硅化越强的地方往往含矿性越好。矿石中主要的矿石矿物有自然金、黄铁矿、黄铜矿、磁黄铁矿及少量的方铅矿、闪锌矿、毒砂、菱铁矿等。主要脉石矿物为石英、绢云母及少量绿泥石、方解石。矿石中90%的金为自然金（图8d-e），呈不规则状，树枝状，片状。自然金粒径在0.006~0.036mm，成色在850~950（姚德贤等[25]；Wangetal.[26]）。图8矿石结构特征（a）含金石英脉型矿石标本，（b）含金石英脉型矿石（1）和蚀变糜棱岩型矿石（2）野外照片，（c）蚀变糜棱岩型矿石中的硫化物脉手标本，（d-e）含金石英脉中的自然金，（f-g）蚀变糜棱岩中脉状黄铁矿和浸染状黄铜矿，（h）含金石英脉矿石中，硫化物作为胶结物胶结石英角砾，（i）含金石英脉型矿石素描图（据Zhangetal.[27]），（j）蚀变糜棱岩型矿石素描图（据Zhangetal.[27]），（k）蚀变糜棱岩矿石中破裂的片状和灯芯状黄铁矿和磁黄铁矿，（l）蚀变糜棱岩矿石中较大的毒砂包裹板状的黄铁矿。（d，g，k和l）为反射光下照片，（e）为背散射电子照片，（f和h）为正交偏光下照片。Au=自然金，Py=黄铁矿，Po=磁黄铁矿，Cpy=黄铜矿，Qtz=石英。2.2.3成矿期次河台金矿的形成具有多期次、多阶段、多因素叠加作用的特点。根据矿物组合及交切关系，可以划分出三个成矿期，即同构造动力变质成矿期、热液成矿期、表生期（图9）。 图9河台金矿田成矿期次1）同构造动力变质成矿期：这一成矿期与韧性剪切变形有关。在经历韧性剪切过程后，各类糜棱岩以及一些具有韧性剪切特征的硫化物如长条状或灯芯状的黄铁矿和磁黄铁矿（如图8k所示）以及一些分布在大的毒砂中的板状黄铁矿矿物包裹体（如图8l所示）得以形成。区域变质作用促成了矿田混合岩（化）的形成，使得金等矿物初步得到富集；而动力变质作用（即韧性剪切作用）则在混合岩中形成糜棱岩带，进一步促进了金从混合岩和矿源层中向糜棱岩带的富集，最终形成了含有石英、黄铁矿等矿物的矿床。但是，对于该阶段是否出现自然金，目前还没有确凿的证据。在该成矿期形成的石英多数经历了动态重结并呈长条状，或者形成具波状消光残碎斑的石英；而长石则多呈脆性变形状态，部分可见双晶发生弯曲的现象。2）热液成矿期：该成矿期与脆性变形密切相关，是在糜棱岩带遭受进一步脆性变形后发生矿化的过程。这个时期形成的矿物主要包括石英、自然金、磁黄铁矿、黄铁矿和黄铜矿，其次还有闪锌矿、毒砂、菱铁矿、方铅矿、绿泥石和方解石等。根据野外观察和镜下研究可以总结出，该成矿期可以分为三个成矿阶段，成矿时间上从早到晚依次是：石英-硫化物成矿阶段、金-硫化物成矿阶段和金-硫化物-碳酸盐成矿阶段。石英-硫化物成矿阶段：在该成矿阶段，糜棱岩经历了强烈的硅化和硫化作用，同时由于脆性变形，形成了大量的裂隙。这些裂隙充填了大量的石英脉，其中包含了磁黄铁矿、黄铜矿、黄铁矿、毒砂等硫化物，多为自形到半自形结构。该阶段的磁黄铁矿是六方磁黄铁矿，具有典型的六方形轮廓，大小在100~200μm之间。这些六方磁黄铁矿通常以集合体的形式产生，其边缘分布着不规则的黄铁矿，表明六方磁黄铁矿的形成时间稍早于黄铁矿。此外，毒砂颗粒在反射光下呈现出典型的乳白色（图8l），大小在50~800μm之间。金-硫化物成矿阶段：该阶段无论是石英脉中还是糜棱岩中都产生大量的裂隙及构造角砾，是强烈的脆性变形而伴随更加强烈的岩石碎裂造成的。该阶段是河台金矿田金的主要形成阶段。标志性的矿物组合为自然金+硫化物+石英脉+绿泥石±碳酸盐。该成矿阶段以与硫化物大量共生的绿泥石为特征（图10a）。金-硫化物-碳酸盐成矿阶段：该成矿阶段标志性的矿物有大量碳酸盐矿物（图8b-c），以及少量方铅矿和闪锌矿等。闪锌矿与黄铜矿、磁黄铁矿、黄铁矿等矿石矿物密切共生。闪锌矿与单斜磁黄铁矿共生，形状不规则，均为他形，大小不一，10~200μm。碳酸盐有两种，一种是早期与硫化物密切共生的（图10b），一种是较晚期的，不含矿的方解石脉（图10c）。3）表生期：即氧化淋滤期，主要形成一些氧化矿物，如孔雀石、褐铁矿、辉铜矿、铜蓝等（图10d）。图10不同成矿阶段代表性矿物特征（a）绿泥石，（b）与硫化物共生的方解石，（c）不含矿的方解石脉垂直于糜棱岩的面理（S2代表剪切带面理），（d）表生氧化期形成的孔雀石，铜蓝和褐铁矿。a单偏光下照片，（b和c）为正交偏光下照片。Qtz=石英，Chl=绿泥石，Cal=方解石。小结矿体严格受韧性剪切带控制，产状与糜棱岩产状一致。矿石类型包括含金石英脉型和蚀变糜棱岩型两种。根据矿物组合及交切关系，可以划分出三个成矿期，即同构造动力变质成矿期、热液成矿期和表生期，其中热液成矿期又分为：石英-硫化物、金-硫化物和金-硫化物-碳酸盐三个成矿阶段。第3章样品采集和分析方法3.1样品采集对河台金矿田高村、云西和河海三个主要金矿床进行野外地质调查，采集10件有代表性的矿石样品（表1）。其中高村矿床4件，包括1件石英脉型和3件糜棱岩型矿石；云西矿床6件，包括3件石英脉型和3件糜棱岩型矿石；河海矿床1件，为石英脉型矿石。将矿石样品清洗干净，粉碎到60~80目，通过人工重砂法从样品中分离出黄铁矿、磁黄铁矿样品各5件，并在双目镜下进行手工挑选，使其纯度高于99%。表1硫化物采样位置8样品号采样位置矿石类型硫化物测试分析HG010高村-230m石英脉型黄铁矿微量元素、Sr-Nd同位素HG053高村-140m糜棱岩型微量元素、Sr-Nd同位素HG066高村-90m糜棱岩型微量元素、Sr-Nd同位素HG073高村-40m糜棱岩型微量元素、Sr-Nd同位素HY083云西+60m石英脉型微量元素HY088云西-140m石英脉型磁黄铁矿微量元素、Sr-Nd同位素HY092云西-140m糜棱岩型微量元素、Sr-Nd同位素HY099云西-90m糜棱岩型微量元素、Sr-Nd同位素HY101云西-90m糜棱岩型微量元素、Sr-Nd同位素HH104-3河海矿床石英脉型微量元素、Sr-Nd同位素3.2分析方法将选出的黄铁矿和磁黄铁矿样品磨碎到200目，以备微量元素和Sr-Nd同位素测试。用MilliQ超纯水对硫化物样品进行超声清洗，除去吸附在表面的杂质，清洗干净的样品在40℃下烘干，称取约50mg，放入干净的Teflon溶样罐中，加入1mlHNO3和1mlHF，置于马弗炉内，约150℃的条件下溶解48h，使硫化物完全溶解。样品溶解完全蒸干后，加入1mlHNO3，反复蒸干2次。最后蒸干的样品用30%的HNO3提取，加入500ng的Rh作为内标，将溶液定容到50ml，在高分辨率电感耦合等离子质谱仪(HR-ICP-MS)上完成测试。样品处理及测试均在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成，所用测试仪器型号为ThermoFisher公司生产的ElementXR，线性动态范围达12个数量级，本底小于0.2cps。分离提纯后的Sr和Nd溶液在热电离等离子质谱仪（TIMS）上进行87Sr/86Sr和142Nd/144Nd比值测定，实验在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成，仪器型号为IsotopX公司生产的PHOENIX。测试过程中的质量分馏效应分别采用86Sr/88Sr=0.1194和146Nd/144Nd=0.7219进行校正。ShinEtsuJNdi-1标准的143Nd/144Nd和87Sr/86Sr测定值分别为0.512115（2σ）和0.710260（2σ）。第4章实验结果4.1微量元素黄铁矿和磁黄铁矿的微量元素含量如表2。两种硫化物中元素含量有类似特征，Co、Ni、Cu、Zn、Pb、Bi的含量相对其它元素较高。除Sc、Cr、Co、Sr、Mo、Re元素外，黄铁矿微量元素均值含量均高于磁黄铁矿。黄铁矿微量元素特别是稀土元素，离散程度明显小于磁黄铁矿。磁黄铁矿异常值皆是偏大数值，而黄铁矿异常值偏大偏小都有（图11）。对黄铁矿和磁黄铁矿微量元素分别进行聚类分析。黄铁矿以距离20为界分为3个组：（1）Zr、Hf、Bi、U、Cu、Pb、Cd、In、Zn、V、Ni和Be，（2）Mo、W、Nb、Re、Sb、Sr和Ta，（3）Tl、Th、Co、Li、Cr、Sc、Ba、Rb、Cs、Ga、Y（图12a）。磁黄铁矿以距离15为界也分为4个组：（1）Zn、In、Tl、Cu、Cr和Bi，（2）Y、Th、Ba、U、Rb、Cs、Sc、Li和W，（3）V、Re、Zr、Hf、Ga、Nb、Cr、Sr、Sb、Pb、Be，（4）Co、Ni和Mo。Co和Ni在黄铁矿中相关性差，而在磁黄铁矿相关性较好。黄铁矿和磁黄铁矿在微量元素蛛网图（图13）上具有相似的特征，两者除Co、Ni、Cd、In和Sb外，其余元素相对上地壳亏损。黄铁矿和磁黄铁矿的Nb/Ta比值分别为3.25~14.0和1.5~15.0，Zr/Hf比值为24.9~58.5和7.5~42.0，Co/Ni比值为0.54~3.33和0.36~2.74，两者没有明显区别。10个样品Co/Ni比值有3个样品的值小于1，落在沉积成因区，其余六个样品的值位于1~10，落在热液成因区（图14）。图11微量元素箱型图图12黄铁矿(a)和磁黄铁矿（b）皮尔逊相关性-聚类谱系图图13微量元素蛛网图图14黄铁矿、磁黄铁矿Co/Ni比值图15Y/Ho值分布图（糜棱岩引自张胜印[28];云楼岗岩体和伍村岩体引自焦骞骞[10]）表2黄铁矿、磁黄铁矿微量元素(×10-6)样品H010H053H066H073H083H088H092H099H101H104-3矿物黄铁矿磁黄铁矿Li0.572.161.170.512.220.030.060.210.570.14Be0.150.190.080.380.520.370.220.390.230.37Sc0.140.400.080.060.030.120.170.060.400.08V0.940.560.692.041.710.472.952.62.444.48Cr0.420.970.420.381.020.205.421.021.5918.6Co175303568211283312489369118613Ni59.891.1204392330284282142328224Cu551423118265333183187505368531327Zn3921151553771117.414725542.439.5Ga0.460.830.360.270.610.170.340.140.460.80Rb2.649.981.321.173.540.300.570.072.650.22Sr0.921.000.810.570.490.711.741.171.762.43Y0.332.301.520.660.410.470.180.120.330.13Mo1.010.310.290.560.261.220.510.280.371.35Cd5.981.271.190.356.090.030.883.100.230.09In1.320.110.060.051.810.010.220.460.020.03Sb26.93.735.91.3812.80.320.040.190.190.37Cs0.090.820.090.150.320.050.170.020.250.03Ba7.119.85.972.95.771.484.811.526.92.96La0.681.844.51.692.057.55-0.451.72-Ce1.223.328.543.173.713.3-0.743.01-Pr0.160.390.970.350.401.42-0.100.33-Nd0.551.413.41.221.575.7-0.251.34-Sm0.160.270.540.260.310.95-0.010.19-Eu0.020.060.100.050.060.133--0.02-Gd0.090.250.440.180.270.70-0.050.18-Tb0.020.060.070.030.030.07--0.02-Dy0.090.400.290.160.090.24-0.020.07-Ho0.010.070.050.020.020.03--0.01-Er0.020.230.160.050.060.04-0.020.03-Tm---0.010.01---0.010-Yb0.0170.2350.1380.0630.0510.023-0.0290.016-Lu0.0060.0370.0170.0090.0020.004-0.0030.006-W0.6870.1690.1330.1270.0920.080.090.0620.1460.116Re0.0060.0030.0040.0020.0020.0030.0070.0040.0050.009Tl0.8490.5371.450.1281.170.1680.4470.6710.10.042Pb10112472.65622921.39.4418.92723.4Bi18.44.467.9911.61424.6542.534.22.564.07Th0.6560.7320.8030.2030.6150.2540.1250.0380.3530.084U0.1940.2720.2310.1831.040.1130.2330.1590.3380.153Nb0.3080.1960.0560.0520.0620.0230.030.0030.0920.145Ta0.0220.0240.0070.0160.0090.0060.0020.0020.0060.002Zr0.6010.4680.4620.2331.420.0840.0360.1310.1280.279Hf0.0190.0080.0080.0060.0570.0020.0020.0080.0050.012∑REE3.048.6119.37.258.6130.2-1.686.93-LREE2.797.2918.16.758.0929.1-1.556.60-HREE0.251.321.200.510.521.11-0.120.32-LREE/HREE11.15.5315.013.415.426.3-12.620.4-δEu0.480.730.630.750.590.50-0.260.25-δCe0.880.920.960.970.960.95-0.820.94-(La/Yb)N27.15.2922.018.127.2221-10.672.6-(La/Sm)N2.734.375.384.134.265.153.4824.425.785.62.73(Gd/Yb)N4.380.882.642.324.31254.141.319.10.974.38Hf/Sm0.120.030.020.020.18--0.670.03-Nb/La0.450.110.010.030.03--0.010.05-Th/La0.960.400.180.120.300.03-0.080.21-Y/Ho29.6431.128.134.621.818.0-61.036.4-Nb/Ta14.08.178.003.256.893.83-1.5015.3-Zr/Hf31.658.557.838.824.942.018.016.425.623.3Co/Ni2.933.332.780.540.851.101.732.600.362.74Y/Ho29.631.128.134.621.818.036.061.036.432.8注：“-”测试结果低于检测限。4.2稀土元素河台矿区黄铁矿的稀土元素离散程度均小于磁黄铁矿（图13）。黄铁矿稀土元素含量∑REE（不含Y）为3.04×10-6~19.3×10-6，平均9.36×10-6；其中轻稀土元素∑LREE为2.79×10-6~18.1×10-6，平均8.60×10-6；重稀土元素∑HREE为0.25×10-6~1.32×10-6，平均0.76×10-6。轻稀土含量多于重稀土（LREE/HREE=5.53~15.4），在稀土配分图中呈右倾，且具有明显的Eu负异常（δEu=0.48~0.75<1）和弱的Ce负异常（δCe=0.88~0.97<1）（图16）。磁黄铁矿稀土元素离散程度相对较大，∑REE为1.68×10-6~30.2×10-6，平均值为12.9×10-6；∑LREE为1.55×10-6~29.1×10-6，平均值为12.41×10-6；∑HREE为0.12×10-6~1.11×10-6，平均值为0.52×10-6；LREE/HREE比值为12.6~26.3，稀土配分图中有明显右倾趋势（图16）。具有明显的Eu负异常（δEu=0.25~0.50<1）和弱的Ce负异常（δCe=0.82~0.95<1）。黄铁矿和磁黄铁矿∑REE含量均小于糜棱岩。黄铁矿和磁黄铁矿(La/Sm)N分别为2.73~5.38（平均4.17）和3.48~24.42（平均11.93），(Gd/Yb)N分别为0.88~4.38（平均2.91）和0.97~25（3.79），可见磁黄铁矿的LREE和HREE分馏都比黄铁矿明显。因此，黄铁矿LREE和HREE在稀土配分图上都更为平坦，与糜棱岩的稀土配分样式更为相似（图16）。另外，黄铁矿的Hf/Sm和Nb/La比值的离散程度大于磁黄铁矿，黄铁矿分别为0.02~0.18和0.01~0.45，磁黄铁矿为0.002~0.67和0.003~0.76。而Th/La比值分别0.13~0.96和0.03~0.64，Y/Ho比值21.8~34.6和18.0~61.0，没有明显区别。图16糜棱岩（引自张胜印等[21]）、黄铁矿、磁黄铁矿稀土元素球粒陨石标准化图（据）4.3Sr-Nd同位素表3黄铁矿、磁黄铁矿Sr-Nd同位素测试结果(×10-6)样品编号H010H053H066H073H088H092H099H101H104-3样品名称黄铁矿黄铁矿黄铁矿黄铁矿磁黄铁矿磁黄铁矿磁黄铁矿磁黄铁矿磁黄铁矿Rb2.649.981.321.170.3030.5710.072.650.217Sr0.9150.9950.8140.5730.7111.741.171.762.43Sm0.1610.2720.540.2640.9470.0360.010.190.022Nd0.551.413.41.225.70.190.2491.340.2187Sr/86Sr0.72890.7655330.7249040.7213760.7109080.7117550.7087660.721390.709532Stderr0.0000120.0000130.0000120.0000130.0000110.0000110.0000090.0000120.000011(87Sr/86Sr)i0.7086820.6949950.7135450.7070780.7079270.7094590.7083240.7108470.708907143Nd/144Nd0.5117060.5116390.5115860.5115860.5115390.5116230.51160.5115860.511715Stderr0.0000210.0000170.0000110.0000070.000010.0000350.0000130.0000070.000024(143Nd/144Nd)i0.5115090.5115090.5114790.5114410.5114270.5114960.5115680.5114900.511645εNd(t)-17.76-17.76-18.34-19.1-19.36-18.02-16.62-18.14-15.12注：按照河台金矿成矿年龄170Ma计算。黄铁矿和磁黄铁矿的Sr-Nd同位素特征如表3。黄铁矿87Sr/86Sr比值为0.71653~0.77552，按照河台金矿成矿年龄170Ma计算，(87Sr/86Sr)i初始比值为0.69500~0.71355。143Nd/144Nd比值为0.51159~0.51194，(143Nd/144Nd)i初始比值为0.51151~0.51148，εNd(t)为-19.10~-17.76。磁黄铁矿87Sr/86Sr比值为0.70877~0.71200，(87Sr/86Sr)i初始比值为0.70793~0.71092，143Nd/144Nd初始比值为0.51121~0.51172，εNd(t)为-19.36~-16.62。可见，黄铁矿(87Sr/86Sr)i变化范围较大，与云开群混合岩类似，而磁黄铁矿则相对集中（图17）。两种硫化物的εNd(t)范围较为一致，均小于围岩云开群混合岩，以及矿石中的方解石。图17硫化物(87Sr/86Sr)i-εNd(t)图（据Depaoloetal.[29]）第5章讨论5.1成矿流体来源黄铁矿、磁黄铁矿等金属硫化物是河台金矿重要的矿石矿物，它们的微量元素反映了金矿石的形成条件，可以作为矿床成因的指示剂（邵洁涟[30];严育通等[31]）。图6箱型图中黄铁矿、磁黄铁矿元素含量虽然有差别，但排除异常值的影响，两种硫化物有相似的元素分布趋势，因此两种硫化物应为相同成矿阶段（热液成矿期金-硫化物阶段）成矿物质从流体中结晶而成。黄铁矿的Co、Ni含量及比值判断矿床成因已被证明是行之有效的方法。不同成因的黄铁矿具有不同的Co/Ni值，火山成因黄铁矿Co/Ni值一般>1（Loftusetal.[32]），多在5~10之间（Priceetal.[33];Braliaetal.[34]）；沉积成因黄铁矿Co/Ni比值通常<1；热液成因黄铁矿Co/Ni平均值在1.7左右，多数<5（Price[33]）。河台金矿黄铁矿Co/Ni比值变化范围小，10个样品中，有三个Co/Ni值小于1，落在沉积成因区；其余7个样品Co/Ni值位于1.10~5.0区间内，均属于热液成因。黄铁矿中的REE和HFSE受晶体结构的影响不大，主要受形成黄铁矿之成矿流体的REE和HFSE特征控制，因此黄铁矿的REE和HFSE特征基本能代表成矿流体的REE和HFSE特征（毕献武等[35,36];李厚民等[37];陈炳翰等[38]）。一般认为REE在流体中配合能力有差异，即Cl优先配合LREE，而F则易与HREE结合。研究区硫化物LREE/HREE为4.6~32.8>1。此外，稀土元素在富Cl-和富F-的热液中具有明显不同的地球化学行为，富Cl-的热液具有Hf/Sm、Nb/La、Th/La比值<1的特征(Oreskesetal.[39])，而富F-的热液通常具有Hf/Sm、Nb/La、Th/La比值>1的特征(Keppler[40])。河台金矿两种硫化物Hf/Sm、Nb/La、Th/La值普遍<1（由表3、图9），暗示成矿溶液是以富Cl-的热液为主，这与研究区流体包裹体分析结果一致（王圆元等[41]）。Y和Ho对成矿流体及现代海底热液有重要的研究意义（BauM.etal.[42];DouvilleE.etal.[43];赵葵东[44]）。Y和Ho八次配位时具有相同的价态和离子半径，因此，Y和Ho常常具有相同的地球化学性质，且Y/Ho比值并不容易发生改变。地球上大多数岩浆岩和碎屑沉积物Y/Ho比值都在28左右（BauM.etal.[42]）。图6可以看出硫化物Y/Ho比值范围与糜棱岩有较大差异，暗示主成矿期成矿流体并非来自糜棱岩。两类硫化物Sr-Nd同位素特征接近，总体来看，(87Sr/86Sr)i值比围岩（糜棱岩）、云楼岗岩体和方解石都稍低，而εNd(t)值明显小于围岩，而与EM-1型富集地幔较为接近。因此，推测成矿流体有深部富集地幔中的流体混入。结合方解石Sr-Nd同位素特征，认为成矿流体为来自深部华夏板块中-古元古基底重熔的岩浆流体并混入有更深的富集地幔流体。这与前人C-H-O-S-Pb-He-Ar同位素分析结果也相符合（Jiaoetal.[44]）。5.2成矿物质来源在REE配分图中，尽管黄铁矿的ΣREE（平均9.36×10-6）低于糜棱岩，但是其稀土配分特征却与糜棱岩特征极其相似，都具有明显右倾特征，且LREE的分馏程度都明显高于HREE，还都具有明显的Eu负异常，暗示成矿物质主要来自于围岩，而并没有明显的外部成矿物质混入。磁黄铁矿的稀土配分特征与黄铁矿有较大差异，且离散程度要大于黄铁矿，这可能与该矿物自身结晶习性有关，因此不能用于示踪成矿物质来源。黄铁矿中的微量元素主要以两种存在方式：一种是以类质同象形式进入黄铁矿晶格内，Co、Ni与Fe在周期表中属于Ⅷ族元素，它们具有相似的化学行为，常以类质同象的形式取代Fe2S中的Fe元素进入黄铁矿晶格中；二是呈机械混入物的形式存在黄铁矿中，如Au、Ag、Cu、Pb、Zn、Sb、Bi、W和Sn等元素。Co在置换Fe元素时常受到地质因素和物理化学条件的制约，如不同温度形成的黄铁矿，其Co含量具有明显的不同，当温度达400℃时，黄铁矿中Co含量甚至可达9%；当温度大于500℃时，FeS2-CoS甚至可以以完全的固溶体形式出现（单强等[45]）。河台金矿床的黄铁矿中Co含量很低，介于175×10-6~568×10-6，表明黄铁矿形成于温度远小于400℃。前人通过包裹体和矿物温度计研究也表明该阶段（金-硫化物阶段）成矿温度为230~250℃（焦骞骞等[45]）。结合前人的年代学研究结果，河台金矿成矿经历了两个阶段，印支期在剪切变形、混合演化、岩浆活动三位一体地质作用下，变质流体将云开群中的成矿物质运移至剪切带，Au元素初步富集。燕山期深部华夏板块中-古元古基底重熔的岩浆流体混入更深的富集地幔流体进入到剪切带中，促使成矿物质发生活化迁移，并在合适的位置富集成矿。在该过程中，流体并未携带深部成矿物质，只是为剪切带中成矿物质的活化迁移提供了动力，因此黄铁矿REE表现出与糜棱岩极其相似的特征。云开群原始含金量是地壳克拉克值的2~5倍（焦骞骞[10]），能够为矿床形成提供组构的成矿物质。第6章结论1.河台金矿主成矿期（燕山期）成矿物质来自富矿围岩（云开群混合岩和糜棱岩）。河台金矿燕山成矿期，来自深部的富含挥发分的岩浆热液活化了围岩中的成矿元素，并通过水岩反应萃取了围岩中的成矿物质。2.燕山期成矿热液运移至浅地表时，随着地表水的混入和物化条件的改变，成矿元素在中低温还原环境中析出。参考文献[1]周永章，曾长育，李红中，等．钦州湾-杭州湾构造结合带（南段）地质演化和找矿方向．地质通报，2012，31（2-3）：486-491．[2]杨明桂和梅永文．钦-杭古板块结合带与成矿带的主要特征．华南地质与矿产，1997，3：52-59．[3]徐德明，蔺志永，骆学全，等．钦-杭成矿带主要金属矿床成矿系列．地学前缘，2015，22（2）：7-24．[4]杨明桂，黄水保，楼法生，等．中国东南陆区岩石圈结构与大规模成矿作用．中国地质，2009，36(3)：528-543．[5]毛景文，谢桂青，郭春丽，等．南岭地区大规模钨锡多金属成矿作用：成矿时限及地球动力学背景．岩石学报，2007，23（10）：2329-2338．[6]周国强，郑有铭，吴安生．两广云开地区前震旦纪地层．地质通报，1996，04：295-303．[7]周雪瑶，于津海，王丽娟，等．粤西云开地区基底变质岩的组成和形成．岩石学报，2015，31（03）：855-882.[8]LiXF,WangCZ,HuaRM,etal.FluidoriginandstructuralenhancementduringmineralizationoftheJinshanorogenicgolddeposit,SouthChina.MineraliumDeposita,2010.45(6),583–597.[9]WangYJ,FanWM,ZhaoGC,etal.ZirconU-PbgeochronologyofgneissicrocksintheYunkaimassifanditsimplicationsontheCaledonianeventintheSouthChinaBlock.GondwanaResearch,2007a,12,404–416.[10]焦骞骞,许德如,陈根文,陈延生,张建岭,高亦文,于亮亮,邹少浩.广东省河台金矿区糜棱岩锆石LA-ICP-MSU-Pb年龄及其地质意义[J].岩石学报,2017,33(6):1755-1774.[11]蔡建新．华南不规则大陆边缘三叠纪楔合和复理石盆地充填．中国科学院广州地球化学研究所，2009．博士学位论文．导师：陈广浩．[12]丘元禧和梁新权．两广云开大山-十万大山地区盆山耦合构造演化――兼论华南若干区域构造问题．地质通报，2006，25（3）：340-347.[13]彭松柏，金振民，刘云华，等．云开造山带强过铝深熔花岗岩地球化学、年代学及构造背景．地球科学-中国地质大学学报，2006，31（1）：110-120．[14]广西壮族自治区地质矿产局．广西壮族自治区区域地质志．北京：地质出版社，1985．[15]水汀，施华生，潘明宝．吴川-四会断裂带构造岩变形环境分析．资源调查与环境，1997，18(3)：191-202．[16]彭少梅和伍广宇.吴川-四会断裂带的构造演化与金矿化的关系.沈阳黄金学院学报，1994，13(2)：109-115．[17]王磊，龙文国，周岱．云开地区加里东期花岗岩锆石U-Pb年龄及其地质意义．中国地质，2013，40（4）：1016-1029.[18]祁昌实，邓希光，李武显，等．桂东南大容山-十万大山S型花岗岩带的成因：地球化学及Sr-Nd-Hf同位素制约．岩石学报，2007，23（2）：403-412．[19]毛景文，陈懋弘，袁顺达，等．华南地区钦杭成矿带地质特征和矿床时空分布规律．地质学报，2011，85（5）：636-658．[20]陈富文，李华芹，王登红，等．粤西圆珠顶斑岩型铜钼矿床成矿地质特征及成岩成矿作用年代学研究．地质学报，2012，86（8）：1298-1305.[21]孙晓明，陈文，王敏，等.微细浸染型金矿激光微区40Ar/39Ar等时线测年：以长坑大型金矿为例．科学通报，2003，48(12)：1355-1358[22]崔遥．河台花岗岩同位素地质年代学及及成因演化．第四届全国同位素会议论文（摘要）汇编，1989：58-59．[23]王联魁，沙连堃，徐文新，等.论花岗岩建造与系列.广州：广东科技出版社，2003:27-30.[24]翟伟，袁桂邦，李兆麟，等．粤西河台金矿床富硫化物含金石英脉锆石U-Pb测年及成矿意义．地质论评，2005，51（3）：340-346．[25]姚德贤，孙晓明，杨荣勇．河台金矿床金赋存状态研究．南方钢铁，1996，2：18-21．[26]WangHN,ChenJ,JiJF,etal.GeologicalandgeochemicalcharacteristicsoftheHetaigolddeposit,SouthChina:goldmineralizationinanauriferousshearzone.InternationalGeologyReview,1997,39