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湘东北万古金矿田江东金矿床成因——流体包裹体和H-O同位素制约
袁梓焜1,2,3，邵拥军1,2,3，刘清泉1,2,3，张毓策1,2,3，王智琳1,2,3
1 有色金属成矿预测与地质环境监测教育部重点实验室(中南大学)2 有色资源与地质灾害探测湖南省重点实验室
3 中南大学地球科学与信息物理学院
作者简介：袁梓焜，硕士研究生，从事资源与环境地质工程研究工作。
通信作者：刘清泉，副教授，从事矿床学和成矿预测方面的教学和科研工作。
湘东北地区位于江南造山带中部，该区域内金矿床以雁林寺、团山背、万古和黄金洞为典型代表，金矿资源丰富。近期，该地区金矿勘查取得了重大找矿突破，预测万古矿区金资源潜力达1000吨。然而，万古地区金矿床成因类型尚存争议，主要有三种观点：（1）成矿流体和成矿物质均来源于地壳深部，具有造山型金矿的特点；（2）成矿物质来源于地层和岩浆，成矿流体主要来源于深部岩浆；（3）陆内活化型矿床，认为在先存构造的基础上，后期构造再活化引发金成矿作用，成矿与岩浆活动有关。本文选择万古地区的江东金矿床，系统开展了不同阶段石英的SEM-CL分析、流体包裹体显微测温、激光拉曼光谱分析以及H-O同位素测试。流体包裹体测试结果表明，成矿流体由中温、中—低盐度的H2O-NaCl-CO2体系逐渐演化为中—低温、中—低盐度的H2O-NaCl体系。H-O同位素测试结果显示，岩浆流体是主要的成矿流体来源，可能与燕山期岩浆活动有关。金在成矿流体中主要以Au(HS)-2形式迁移，流体不混溶作用和水—岩反应可能是金沉淀的主要机制。综合江东金矿床地质特征、流体包裹体特征和H-O同位素研究结果，认为其属于与岩浆活动相关的岩浆热液型金矿床。研究成果深化了对万古地区金矿床成因的认识，丰富了湘东北地区金矿床成矿理论，对类似地区金矿勘查和研究具有重要的参考价值。基金项目：湖南省科技创新计划项目“关键金属资源勘查创新团队”(编号:2021RC4055)湖南黄金集团项目“湘东北万古金矿田构造控矿体系、成矿规律及找矿预测研究”联合资助。
0 引言
1 区域地质概况
2 矿床地质特征
2.1 矿区地质
2.2 矿体特征
2.3 矿石特征
2.4 成矿阶段划分
3 样品选择与分析方法
3.1 样品选择
3.2 测试方法
4 测试结果
4.1 石英显微结构
4.2 流体包裹体岩相学特征
4.3 流体包裹体显微测温
4.4 流体包裹体成分特征
4.5 H-O同位素组成
5 讨论
5.1 成矿流体性质与演化
5.2 成矿流体来源
5.3 金的迁移和沉淀机制
5.4 矿床成因类型
6 结论
江南造山带位于华夏板块与扬子板块的交接部位，有250多个金多金属矿床产出，金储量超过970t，是我国重要的金成矿带。这些金矿床基本上受断裂控制，发育在近EW和NE向深大断裂附近。湘东北地区位于江南造山带的中部，该区域内金矿床以雁林寺、团山背、万古和黄金洞为典型代表，储量超过200t，是华南地区重要的金多金属成矿区。该地区金成矿流体的性质和来源一直是前人研究的热点，并存在较大争议。通过流体包裹体测温，前人得出该地区的金成矿流体具有中低温、低盐度特征。关于成矿流体来源主要有2种观点：一种认为成矿流体来源于变质水，另一种认为成矿流体来源于深部幔源或岩浆流体。此外，还有部分学者认为成矿流体是2种流体的混合来源。江东金矿床位于万古金矿田，查明金资源量达12.9t，平均金品位为4.79×10-6。由于它是新发现的金矿床，其成矿流体来源和性质以及矿床成因类型尚不清楚，因此，开展江东金矿床成矿流体来源与演化研究，有助于认识区域内金矿床的成因类型。为此，基于详细的野外地质调查和显微结构分析，重点对江东金矿床不同阶段的石英开展了矿物学、流体包裹体和H-O同位素分析，约束江东金矿床的成矿流体来源、性质和演化，从而提高对区域内金矿床的成因认识，丰富湘东北地区金矿床成矿理论。江南造山带又称“江南古陆”，大地构造位置处于华夏板块与扬子板块的碰撞拼合部位。北部以九江—石台隐伏断裂为界，南部与江山—绍兴—萍乡断裂相邻，是我国第三大金矿带。湘东北地区位于江南造山带的中部，区域内发育有一系列受韧性推覆剪切构造及其相关的裂隙系统控制的金多金属矿床（图1），包括万古、正冲、黄金洞、大万、团山背、雁林寺和王家湾等金矿床，以及井冲、横洞、七宝山和铜鼓等铜多金属矿床。![]()
图1 湘东北区域地质图
Ⅰ-汨罗断陷盆地；Ⅱ-幕阜山—望湘断隆；Ⅲ-长沙—平江断陷盆地；Ⅳ-浏阳—衡东断隆；Ⅴ-醴陵—攸县断陷盆地；1.第四系—白垩系砾岩、砂岩和杂砂岩；2.中三叠统—中泥盆统砂岩、碳酸盐岩和粉砂岩；3.志留—震旦系砾岩、页岩和板岩；4.新元古界板溪群砂岩、砾岩、板岩和凝灰岩；5.新元古界—中元古界冷家溪群板岩和浊积岩；6.新太古界—古元古界连云山群角闪岩—麻粒岩相变质岩；7.晚侏罗世花岗岩；8.三叠纪花岗岩；9.晚志留世花岗岩；10.新元古代花岗岩；11.实测或者推断断层；12.韧性剪切带；13.金矿床点；14.铜多金属矿床点
湘东北地区出露地层主要为新元古界冷家溪群和板溪群浅变质岩，还有泥盆系、石炭系、二叠系、三叠系、白垩系和第四系。冷家溪群和上覆的板溪群约占整个湘东北地区面积的60%，岩性主要表现为一系列灰绿色粉砂质板岩和绢云母板岩，伴随着一套深海相碎屑岩沉积和复理石浊流沉积形成的浅变质岩，且夹杂少量凝灰质砂岩。区内断裂极为发育，以NE向断裂为主，其次为NW和SN向断裂。区内先后经历了武陵运动、加里东运动、印支运动和燕山运动等多期次构造运动。在新元古代，武陵运动使得该地区基底岩性冷家溪群在SW向挤压作用下发生隆升，形成EW和NW向线性紧闭褶皱；早古生代晚期，加里东运动使得该地区早期形成的地层经历了更加强烈的挤压构造运动；中生代早期，印支运动使得基底再次被抬升，形成一系列逆冲推覆断裂和韧性剪切带；中生代中、晚期，燕山运动期间，原有断裂带经历了新一轮的强烈变动和重塑，催生了一个以NE向构造为主体、EW向构造为基础、NW向构造为辅助的构造岩浆活动带，构成了湘东北地区的基本构造格局。湘东北地区岩浆活动十分频繁，持续时间长，侵入期次多，主要有武陵期、雪峰期、加里东期和燕山期4个期次的岩浆侵入活动，既有大面积的中—酸性花岗岩，又有大量基性—酸性岩脉。其中，区域内燕山期侵入岩发育最为广泛，其岩性主要为二长花岗岩，含少量花岗闪长岩和斜长花岗岩。江东金矿区出露地层较简单，整体呈NW向展布，主要为分布在矿区西南部的中元古界冷家溪群坪原组和上白垩统戴家坪组以及矿区北东部的第四系（图2）。其中，冷家溪群坪原组岩性以粉砂质板岩为主，在岩层上部，主要有粗砂质板岩和粉砂质板岩；中部以灰绿色板岩为主，夹杂着粉砂质板岩；下部主要由含粉砂质条带状板岩组成，这些条带主要由石英粉砂和绢云母等黏土矿物构成。该岩性段是矿区内主要的赋矿地层，厚度为200～575m。上白垩统戴家坪组上部为薄—厚层状含泥质粉砂岩，砂质泥岩和钙质细砂岩的互层，中部为中—厚层状不等粒杂砂岩，下部为厚层状砾岩，岩石总体呈紫红色，该组与下覆的冷家溪群呈不整合接触关系。第四系主要为分布在河流两侧的残积物和坡积物，成分为黄褐色砂土、砖红色黏土和砂石等，在河流两侧和山间沟谷中的表层主要为一些耕作土。图2 江东金矿床矿区地质图（a）及4号勘探线剖面图（b）
1.第四系；2.上白垩统戴家坪组；3.冷家溪群坪原组；4.探槽及编号；5.钻孔及编号；6.金矿脉及编号；7.钻孔及编号
矿区构造总体为一个产状稳定的单斜构造，倾向NE，倾角50°～70°。断裂主要为NW（W）向断裂，其次为NE和SN向断裂，NW向断裂为区内主要的容矿构造。矿区范围内未见岩浆岩。江东金矿床主要有2条金矿脉，分别为Ⅰ号和Ⅱ号脉，2条金矿脉呈近平行产出，Ⅱ号脉为隐伏矿脉，2条矿脉均产于冷家溪群坪原组中，受NW向断裂控制（图2）。Ⅰ号矿脉呈纹层状产出［图3（a）］，主要分布在摇钱坡—灵官庙一带，矿脉走向为NW向，倾向为NE向，地表出露长度约700m，出露标高为100～125m，倾角为57°～72°，矿体厚度为0.53～6.49m，平均厚度为1.05m。Ⅱ号矿脉呈脉状和纹层状产出［图3（b），3（c）］，与Ⅰ号矿脉近平行排列，受构造破碎带控制，为隐伏矿脉，矿体走向为NW向，倾向为NE向，倾角为50°～76°，矿体厚度为0.65～25.63m，平均厚度为2.79m（图2）。江东金矿床矿石类型主要为石英—硫化物脉型和蚀变岩型，矿石构造主要为块状和浸染状，结构主要为自形—半自形和他形粒状（图4和图5），还有部分包含和充填结构。金属矿物主要有黄铁矿、毒砂、白钨矿、方铅矿、闪锌矿、黝铜矿、黄铜矿和自然金等；非金属矿物主要有石英、白云石和方解石等。矿石中黄铁矿以他形结构为主，呈碎裂状与毒砂相互共生［图4（a）］，或者包裹自形—半自形粒状的毒砂［图4（b）］，少数黄铁矿呈自形粒状结构，颗粒较大［图4（c）］。毒砂一般呈自形—半自形短柱状、长柱状和菱形结构［图4（d）］，多数分布在石英脉和蚀变围岩中与黄铁矿共生，或被黄铁矿交代。自然金一般赋存在黄铁矿裂隙中［图4（e）］。闪锌矿呈他形结构，颗粒较大，一般与毒砂共生，闪锌矿旁边偶见黄铜矿［图4（f），4（g）］，也常常充填于黄铁矿和毒砂的孔隙和裂隙中。黝铜矿一般呈他形结构与毒砂共生［图4（h）］，也有部分充填于黄铁矿和毒砂等金属硫化物的孔隙和裂隙中。方铅矿多呈半自形—他形结构充填于黄铁矿的孔隙和裂隙中。江东金矿床围岩蚀变主要有硅化、碳酸盐化、绢云母化、毒砂和黄铁矿矿化等（图5），金主要以固溶体金的形式赋存在黄铁矿的晶格中。图4 江东金矿床矿石镜下特征
（a）黄铁矿、毒砂和方铅矿共生；（b）自形—半自形黄铁矿包裹毒砂和闪锌矿；（c）自形黄铁矿颗粒；（d）自形毒砂颗粒；（e）自然金赋存在黄铁矿中；（f）毒砂和闪锌矿共生；（g）毒砂、闪锌矿和黄铜矿共生；（h）毒砂和黝铜矿共生；（i）毒砂、黝铜矿和闪锌矿共生
图5 江东金矿床围岩蚀变特征
根据野外和镜下观察到的矿脉穿插关系和矿物共生组合（图4和图6），将江东金矿床的矿物生成顺序划分为4个阶段（图7）：石英—白钨矿阶段（Ⅰ）；石英—黄铁矿阶段（Ⅱ）；石英—黄铁矿—毒砂—多金属硫化物阶段（Ⅲ），多金属硫化物主要为方铅矿、闪锌矿、黝铜矿和黄铜矿；石英—方解石阶段（Ⅳ），方解石一般充填在石英脉的裂隙中，呈小细脉或小颗粒产出（图4和图6）。图6 江东金矿床矿石手标本特征
（a）阶段Ⅰ的石英—白钨矿脉；（b）阶段Ⅱ穿插阶段Ⅰ；（c）阶段Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ之间的穿插关系；（d）阶段Ⅳ的石英—碳酸盐脉；（e）、（f）阶段Ⅲ、Ⅳ之间的穿插关系
本次分析的11件样品主要来自江东金矿床钻孔和坑道，依据采样位置对样品进行编号。重点选择编号为ZK001-4、ZK001-5、ZK6S-6-1、ZK450-2、JD-10、ZK1201-6、ZK405-6、ZK202-2、ZK001-13、ZK1003-1和ZK202-1等代表不同成矿阶段的样品开展石英SEM-CL分析、流体包裹体岩相学观察和测温分析以及包裹体成分的激光拉曼光谱测试，并对石英中的H-O同位素进行研究。样品描述见表1。表1 江东金矿床不同成矿阶段石英样品采样位置及描述图8 江东金矿床石英SEM-CL图像
Q-石英；Sch-白钨矿；Py-黄铁矿
根据室温（25℃）下包裹体岩相学特征和显微镜下观察到的流体包裹体相态变化特征，将石英中的流体包裹体划分为3类，分别是水溶液包裹体（TypeⅠ）、水溶液和CO2三相包裹体（TypeⅡ）和纯CO2包裹体（TypeⅢ）（图9）。图9 江东金矿床流体包裹体类型及组合
（a）阶段ⅠTypeⅠ型包裹体；（b）阶段ⅡTypeⅡ型包裹体；（c）阶段ⅢTypeⅢ型包裹体；（d）阶段Ⅰ中的TypeⅠ型包裹体与TypeⅡ型包裹体共存；（e）阶段Ⅲ中的流体包裹体集群分布；（f）阶段Ⅲ中的3种流体包裹体同时出现；（g）阶段Ⅱ中的TypeⅡ型包裹体；（h）阶段Ⅰ中的TypeⅢ型包裹体；（i）阶段Ⅳ中的TypeⅠ型包裹体
注：Tm，CO2为固体CO2融化温度，Tm，ice为冰点温度，Tm，clath为CO2笼合物消失温度；Th，CO2为CO2部分均一温度；Th，total为完全均一温度
图10 江东金矿床不同成矿阶段均一温度和盐度直方图图11 不同成矿阶段流体包裹体均—温度—盐度协变图不同成矿阶段代表性流体包裹体在激光拉曼光谱下的特征显示，TypeⅠ型包裹体内除了寄主矿物石英的特征峰外，均可以检测到液态H2O峰（3441.8cm-1），包裹体成分均以H2O为主［图12（a）］。前3个成矿阶段的TypeⅡ型包裹体主要有2种表现形式：一种显示出明显的CO2特征峰（1282.6cm-1和1383.1cm-1）［图12（b）］；另一种除了检测到CO2峰外，还可以检测到N2和CH4峰（2251.8cm-1和2931.1cm-1）［图12（c）］。第Ⅲ成矿阶段TypeⅢ型包裹体主要成分为CO［2图12（d）］。总体来看，成矿流体起初主要为NaCl-H2O-CO2体系，且含有较多的CO2，其中存在少量的CH4，表明成矿流体具有轻微的还原性，随后成矿流体发生演化，转变为以H2O为主体的NaCl-H2O体系。（a）第Ⅳ阶段TypeⅠ型成分谱图；（b）第Ⅰ阶段TypeⅡ型包裹体中的CO2双峰；（c）第Ⅱ阶段TypeⅡ型包裹体的CO2、N2和CH4峰值；（d）第Ⅲ阶段TypeⅢ型包裹体的CO2峰值江东金矿不同成矿阶段的H-O同位素组成见表3。石英—白钨矿阶段中的石英δDV-SMOW值为-64.8‰，δOV-SMOW值为18.53‰，石英—黄铁矿阶段中的石英δDV-SMOW值为-81.4‰～-56.9‰，δOV-SMOW值为18.66‰～19.14‰，石英—黄铁矿—毒砂—多金属硫化物阶段中的石英δDV-SMOW值为-65.9‰～-54.6‰，δOV-SMOW值为18.51‰～19.61‰，石英—碳酸盐阶段中的石英δDV-SMOW值为-62.7‰～-55.7‰，δOV-SMOW值为17.98‰～18.99‰。注：T为各成矿阶段流体包裹体均一温度的平均值
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图13 江东金矿床和万古金矿床H-O同位素组成图解
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原文来源：袁梓焜，邵拥军，刘清泉，等.湘东北万古金矿田江东金矿床成因——流体包裹体和H-O同位素制约［J］.黄金科学技术，2024，32（4）：559-578.
封面标题、导读评论和排版整理等：《覆盖区找矿》公众号.1.华南稀有金属矿床快速探测评价体系研究与应用
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