石湖金矿田

Question

如题所述

Answer 1

(一)成矿地质背景

矿田位于阜平幔枝构造核部，麻棚花岗杂岩体东侧，陈庄复向斜的北西翼(图 4-10)，包括石湖-土岭和西石门-李家庄两个矿区，规模为大型。区内出露的地层主要是太古宙阜平群团泊口组和南营组片麻岩，由一套基性-中基性火山岩-碎屑岩-镁质碳酸盐岩和基性-酸性变质岩组成，前者是主要赋矿围岩。

图 4-10 石湖-土岭矿区地质构造简图

矿区地质构造早期(Ar)以褶皱及韧性变形为主，晚期(Mz)以断裂为主。后者是主要控矿构造。石湖背斜轴向北西西，延长 30 km。轴部为团泊口组斜长片麻岩及浅粒岩、斜长角闪岩，两翼为南营组黑云斜长片麻岩夹斜长角闪岩。近南北向断裂为一组压扭性断裂，在石湖-土岭矿区构成长4km、宽2km，有北北东、北西向断裂叠加的复合性断裂带，结构面呈舒缓波状，倾角60°～90°延伸稳定，是石湖-土岭矿段的主要控矿构造。

矿田总体构造轮廓为向东倾伏的背斜构造和近SN向、NW向和EW向的断裂发育。EW向断裂横贯矿田，在石湖矿区错断了走向近SN的101号和102号矿脉，向西到土岭矿区，使一些近SN向的矿脉亦发生了位错，该断裂可能形成于晚太古代区域褶皱后期，而且到燕山期仍有复活。SN向断裂十分发育，它们大多是矿田直接的控矿构造，在土岭、石湖矿区主要有24号、28号、47号和101号、102号、116号脉。NW向断裂较上述两个方向展布断裂的发育程度大为降低，目前可见规模较大的仅石湖矿区的116号脉。

(二)矿床地质特征

1.矿床规模、形态及产状

矿区内已经发现50余条含矿断裂蚀变岩带，现经勘探和开采证实，NW向的116号脉和近SN向的101号脉均已成为具中-大型规模。规模最大的101号断裂破碎带全长3200m，宽10～40m，走向330°～360°，倾向东，倾角55°～80°。101号脉共圈出8个矿体，其中101-4和101-2为主矿体。101-4矿体赋存在101号脉的下部靠底板，101-2矿体赋存于101脉带上部靠顶板。由于矿体严格受断裂破碎蚀变带控制，在平、剖面上矿体的形态大多呈扁豆状、似层状、脉状。单个矿体沿走向和倾向均有膨大缩小、尖灭再现和分支复合现象。主矿体具有向南侧伏的规律，侧伏角约为40°。矿体在空间上与石英闪长玢岩脉相伴产出。目前，石湖金矿101号脉已开拓了从600m到180m标高共9个中段，垂深已达450m以上，沿走向往北缩短，往南延长，深部260m、220m和180m中段向南已掘进至29线，揭露情况显示矿化连续性好。

2.矿石组构特征

石湖金矿矿石成分复杂，主要金属矿物有黄铁矿、方铅矿、闪锌矿、黄铜矿、斑铜矿、磁铁矿、自然金、银金矿、金银矿、自然银等;非金属矿物主要为石英、绢云母、绿泥石、方解石、重晶石和高岭土等。常见的矿石结构有自形晶粒状结构、半自形-他形晶粒状结构、侵蚀结构、交代残余结构、压碎结构、包含结构以及乳滴状结构等。矿石构造包括块状构造、浸染状构造、角砾状构造、斑点状构造、细脉状构造等。

3.矿化蚀变特征

金的成矿过程可分为原生成矿期和表生成矿期。原生成矿期又可划分为4个矿化阶段:(Ⅰ)自形立方体晶形的黄铁矿-硅质集中带(或乳白色石英脉)阶段;(Ⅱ)金-半自形-他形黄铁矿-灰白色石英阶段;(Ⅲ)金-多金属硫化物-烟灰色石英阶段;(Ⅳ)瓷白色石英-方解石阶段。其中第Ⅱ、Ⅲ阶段为金的主要成矿阶段，第Ⅲ阶段矿石中含金量最高。与金矿化有关的围岩蚀变主要有黄铁矿化、硅化、绢云母化、钾化、绿泥石化及局部的碳酸盐化、高岭土化等，蚀变的空间展布方式有面型和线型2种。金的赋存状态有两种，一种以独立金矿物存在如自然金、银金矿等;另一种属于次显微金，其独立金矿物又可分为裂隙金、粒间金和包裹体金，所占比例分别为40%、40%和20%。

与金矿化密切相关的围岩蚀变类型十分广泛，主要有硅化、黄铁绢英岩化、绢云母化、钾长石化、绿泥石化以及局部的碳酸盐化和高岭土化等。由矿化中心向两盘围岩，与矿化有关的围岩蚀变分带为:黄铁绢英岩化带→强硅化绢云母化带→硅化绢云母(绿泥石)化带→弱硅化(绿泥石)钾化带。但有时蚀变带发育不全，缺少某一类或几类蚀变。围岩蚀变中黄铁绢英岩化、硅化和钾化与矿化强度呈显著正相关。

(三)成矿物化条件

通过对石湖金矿床及外围金矿点的矿物包裹体的温度测量，成矿温度区间主要为115～285℃，平均为196℃，说明主要成矿期温度为中-低温，但低于前人所测的成矿温度范围为210～310℃，平均为271℃(朱永峰等，2000)。矿区石英包裹体主要为气相+液相，占81%，还有少量CO₂包裹体，形态各异，主要为长条形和椭圆形，5～15μm不等，平均7μm，包裹体气液相比主要为10%～30%。盐度为4.98%～9.08%(NaCl)，平均8.04%

包裹体液相成分主要为Cl^--SO^2-₄-Ca²⁺-Na⁺型流体，具有以下特点(表4-13):

表 4-13 石英脉中包裹体气液相成分分析结果

注:中南大学，2007。

1)气相成分中，H₂O含量高，当时成矿流体中富含水，说明成矿以热液充填为主，而不是气液充填交代占主导。

2)气相成分中富含CO₂和CH₄，无O₂，表明成矿环境应为还原环境。

3)包裹体液相成分中阴离子以SO^2-₄、Cl^-、NO^-₃为主，而不含F^-，阳离子以Ca²⁺、Na⁺、K⁺为主，有少量Mg²⁺，从而也验证了本矿区金主要以氯的配合物和硫的配合物形式迁移。

4)成矿流体的Na⁺/K⁺可作为判别成矿流体来源的一个标志，岩浆热液Na⁺/K⁺一般小于1，本矿区样品Na⁺/K⁺=0.6～0.9，平均0.8，具岩浆热液的特点。而样品中含Cl^-而不含F^-，反映为地层流体(或天然雨水)的特点，表明有地层流体的加入，进一步推断成矿流体是岩浆热液和地层流体(或天然雨水)的混合流体。

5)CO₂包裹体的盐度较低，为4.98%～6.2%(NaCl)，平均值为5.68;而气液两相包裹体的盐度稍高，为7.73%～9.08%(NaCl)，平均值为8.59，说明盐度均较低。

(四)成矿物质来源

1.硫同位素

通过对石湖金矿28个硫同位素(表4-14)统计可知，区内矿脉硫同位素组成除3个样品为负值外，其余均为低正值，稳定在陨石硫δ³⁴S值附近。归纳起来，本矿床硫同位素具有如下特点:

表 4-14 石湖金矿硫同位素特征

1)硫同位素变化范围较窄，δ³⁴S值为-2.15～5.037，平均值1.40，极差为7.14。

图 4-11 石湖金矿硫同位素组成频率分布图

2)黄铁矿δ³⁴S变化范围很小，相对于陨石硫来说，略富³⁴S，属正向偏离型。

3)硫同位素直方图可见塔式效应明显(图4-11)。说明区内硫同位素基本已达到平衡，硫同位素是来自未发生明显同位素分馏效应的原生硫，反映其成矿物质具有深源性。

4)结合麻棚岩体为I型壳幔重熔型的特征，矿石硫的来源应来自深地球深部。由此也反映了成矿流体主要是岩浆热液来源。

2.铅同位素

由表4-15中26件铅同位素测试结果可看出:15件矿石铅变化区间²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb为15.981～18.099，平均16.443;²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb为15.134～15.535，平均15.247;²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb为36.601～37.825，平均37.109。3件蚀变岩铅中²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb为16.293～16.559，平均16.424;4件燕山期岩浆岩铅的²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb为16.365～16.691，平均16.475;²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb为15.094～15.294，平均15.182;²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb为36.915～37.251，平均37.100;4件变质岩铅的²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb为15.821～17.376，平均16.708;²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb为14.987～15.179，平均15.117;²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb为36.738～40.031，平均38.172。

表 4-15 石湖金矿铅同位素组成

续表

图4-12 石湖金矿铅同位素演化图

将本区的铅同位素组成投影到²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb图解上(图4-12)，可以看出，除1件矿石铅投入到上地壳演化线以上外，其余25件矿石铅、蚀变岩铅、岩脉铅及部分变质岩铅均落入地幔与下地壳演化线之间，说明矿石铅应主要来自地球深部，确实也加入了部分围岩铅。为什么会造成这种多来源的情况出现呢?实际情况也很容易说明，因为像麻棚岩体，以至太行山如此大规模的燕山期岩浆侵入所需的空间必然十分巨大，不可能只是简单地将已有的壳源物质单纯向上或侧向推开，而更大的可能是除上顶、外推拓宽外，还会大量吞蚀原有的壳源物质，从而造成铅同位素在其演化曲线图上大多数矿床落于下地壳-地幔曲线之间，少数位于造山带曲线附近这一普遍规律。

3.氢、氧、碳同位素

据已公布和实测的15个样品(表4-16)，可知，区内麻棚岩体和李家庄岩体石英的δ¹⁸O为9.0～11.2;金矿脉中石英的δ¹⁸O为11.4～13.8，δD为-79～-105。其中岩浆岩氧同位素值与原生水及岩浆水变化范围相符，矿石氧同位素略大于原生水及岩浆水，而δD则低于原生水及岩浆水。将6个矿床氢氧同位素平均值投点于δD-δO_H2O图解上(图4-13)大部分点落在岩浆水区间的附近(左下方)，而远离雨水线，表明石湖金矿成矿热液来源应以岩浆水为主，兼有部分其他来源的水加入。

图4-13 石湖金矿田δD-δO_H2O组成图

表4-16 石湖金矿氢、氧、碳同位素特征

注:1000lnα=3.38×106T^-2-3.40(据Clayton等，1972)

造成矿石氧同位素大于岩浆岩并在δD-δO_H2O图解(图4-13)上投点偏离岩浆水区域的原因是因为在高温条件下岩浆水的氧同位素与从岩浆中晶出的深成岩处于平衡状态，且分馏效应很小，故深成岩的δ¹⁸O与岩浆水是一致的。而随着深部矿液不断向浅部运移过程中不可避免地要增加大气水的比例，致使同位素值发生向天水方向漂移。

此外，花岗岩的δ³⁴S值在2左右，麻棚岩体⁸⁷Sr/⁸⁶Sr为0.706783，以及上述的δ¹⁸O值均可印证成矿流体的深部来源特征。

3件矿石石英δ¹³C为-5～-3.5，平均-4.47;杨殿范等(1991)测定6件碳酸盐矿物碳同位素(表4-17)δ¹³C值变化范围在-4.29～-5.903，平均值-4.91。两者均接近于初生碳(δ¹³C，-5～-8)。可见本区的δ¹³C值落入岩浆氧化态碳和岩浆成因的碳酸盐的碳同位素组成范围之内。也说明矿区的碳酸盐化属岩浆热液成因，即热液来源于岩浆岩。

表4-17 石湖金矿碳、氧同位素组成

4.硅同位素

我们分析的4个矿石石英δ³⁰Si值域为-0.2～0.5(表4-18)，与中国及北美花岗岩进行了硅同位素组成具有相似性，说明该区燕山期岩浆活动可能提供了一定数量的硅。

表4-18 石湖金矿硅同位素分析结果

5.稀有气体同位素特征

石湖金矿及东南部的西石门金矿7件样品分析结果见表4-19。从表4-19中可见，矿石中黄铁矿的³He/⁴He含量范围为0.54×10^-6～2.75×10^-6，平均1.26×10^-6;R/Ra为0.39～1.98，平均0.90;地幔氦比例为4.74%～24.86%，平均11.25%;⁴⁰Ar/³⁶Ar为477～2060，平均1031.71，是现代大气值(⁴⁰Ar/³⁶Ar=295.5)的1.61～6.97倍。

结合前述硫、铅、碳、氢、氧同位素资料可见，石湖金矿成矿物质应来自于地球深部，地幔流体参与了成矿作用。但在长距离迁移演化中加入了壳源物质，或在上升过程中有较明显的脱气现象及放射性⁴He的(壳源物质)加入。

表4-19 石湖金矿氦、氩同位素特征

注:*为黄铁矿中的³He/⁴He与空气³He/⁴He(Ra:空气³He/⁴He=1.40×10^-6)的比值。