浅成低温热液型贵金属矿床（高硫型浅成低温热液矿床）
本文目录一览：
浅成低温热液型金矿床的概念与分类
浅成低温热液型矿床最早由 Lindgre 于 1922 年提出浅成低温热液型贵金属矿床，最初是指产于地壳浅部环境的Au浅成低温热液型贵金属矿床，Ag 等贵金属、贱金属、Hg，Sb，以及 S、高岭石、明矾石等非金属矿床。1933 年重新提出浅成低温热液型矿床是指在地壳浅部 ( 一般小于 1. 5km) 、较低温度 ( 一般为100 ～ 300°C，少数情况下可以大于 350°C) 和较低压力 ( 一般为 n × 106Pa) 条件下形成的热液型金矿床，主要指产于陆相火山岩中的浅成低温金矿床，部分浅成低温热液型金矿床可能产于非火山岩中。浅成低温热液型矿床的范围包括种类繁多的贵金属、贱金属、汞、辉锑矿等矿床，然而其中浅成低温热液型金矿床已经是世界上最为重要的金矿床类型之一。
对浅成低温热液型矿床的系统性研究始于 20 世纪 80 年代，Berger ( 1983) 进一步明确浅成低温热液型贵金属矿床了浅成低温热液型矿床的概念，提出浅成低温 ( epithermal) 热液型矿床是指赋存于陆相火山岩中，由岩浆驱动大气降水热液活动 ( 可混有岩浆热液) 而形成的矿床，其温度低于 300℃，压力为 n × 107Pa。浅成低温热液成矿系统的主要成矿元素是 Au，Ag，Cu，Pb，Zn 等，当以 Au 为主或伴生 Ag 时，称为浅成低温热液型金矿床; 当以 Cu，Pb，Zn 为主时，称为浅成低温热液型多金属矿床。如果将浅成低温热液作为一个成矿流体系统，当成矿流体喷出地表时所形成的矿床称为热泉型矿床 ( 郭光裕等，1993) 。
不同的学者从不同角度探讨浅成低温热液型贵金属矿床了浅成低温热液型矿床形成的分类和特征，如胡受奚等( 1997) 结合我国浅成热液型矿床的基本特征和构造环境，探讨了其分类; 刘连登等( 1999) 从角砾/网脉-斑岩成矿体系角度，初步总结了我国浅成低温热液型矿床的基本特征。Qin 等 ( 2002) 总结了我国新疆北部浅成热液型矿床的基本特征。Bonham ( 1986)将浅成低温型金矿床划分为低硫化型和碱性岩型; Heald 等 ( 1987) 将其划分为明矾石-高岭石型 ( 酸性硫酸盐型) 和冰长石-绢云母型; Hedenquist 等 ( 1994，1996) 提出了高硫化型 ( high sulfidation) 和低硫化型 ( low sulfidation) 的分类方案，其中高硫化型相当于 Heald 等 ( 1987) 划分的明矾石-高岭石型，由酸性、氧化的热流体形成; 低硫化型相当于冰长石-绢云母型，由近中性、还原的热流体形成。Corbett ( 2002) 在研究了环太平洋地区，尤其是西南太平洋地区岩浆弧环境中浅成低温热液型金矿床和斑岩型 Cu-Au 矿床的关系后，将低硫化型浅成低温热液型金矿床进一步分为岩浆弧型和裂谷型，其中岩浆弧型进一步划分为石英-硫化物 Au ± Cu 型、多金属Au-Ag 型、碳酸盐-贱金属 Au 型、浅成低温石英 Au-Ag 型四种类型，而裂谷低硫化型主要指冰长石-绢云母 Au-Ag 型。
在对浅成低温热液型金矿床成因的理解不断深入的同时，对该类型的找矿和勘查也取得了显著效果，自 20 世纪的 80 ～90 年代以来相继发现的一批大型、超大型金矿床中，近一半是浅成低温热液型金矿床，如日本的菱刈金矿、菲律宾的碧瑶金矿、巴布亚新几内亚的利希尔金矿、波尔盖拉金矿、斐济维提岛金矿、新西兰北岛金矿、美国麦克劳林金矿、智利埃尔印第奥金矿、多米尼加的旧普韦布洛金矿及中国的福建紫金山金矿和台湾金瓜石金矿等。到 20 世纪 70 年代，世界已经发现了 19 个储量超过 100t 的浅成低温热液型金矿( Chen et al. ，2003) ，浅成低温热液型金矿床已经成为重要的金矿勘查对象。从已发现的浅成低温热液型金矿床产出情况看，主要分布于环太平洋地区、地中海-喜马拉雅带和蒙古-鄂霍次克带。在我国可以大致分为三个主要浅成低温热液型金矿成矿区，一是新疆阿勒泰地区，二是东南沿海地区，三是东北地区。五凤、五星山金矿床就是位于东北地区的典型浅成低温热液型金矿床。
与火山岩有关的矿床——新疆阿希浅成低温热液型金矿床
阿希金矿床位于新疆伊宁市北20km。该矿床从1∶20万区域化探发现Au的高含量点，到采用1∶5万水系沉积物和岩石测量进行异常检查，后经探矿工程初步查明为大型金矿床，仅用了三年时间。
一、区域背景
阿希金矿床位于西天山博罗科努加里东岛弧带西段，吐拉苏火山盆地。属吐拉苏—肯特高尔金铜（钼、铅、锌）成矿带，西与哈萨克斯坦“准噶尔有色、贵金属和稀有金属成矿带”相接。
地球物理背景场处于近南北向区域重力高（幅值＞5×10-5m·s-2）的东缘梯度带，与北西西向ΔT强磁异常的北侧负磁异常（-200nT左右）的交会部位（图11.1）；磁异常带向西延出国境。
推测区域重力高为伊犁幔隆的次一级赛里木幔凸的反映，强磁异常带为伊犁陆核（卫磁推断）的异常显示；地壳厚度49～50km。
矿区位于吐拉苏-肯特高尔 Au、Cu、（Mo、Pb、Zn）地球化学亚区北西侧，异常元素主要有Au、Cu、Pb、Zn及 Ag、Hg等。
二、成矿环境
1.地层
由前寒武浅海相碳酸盐岩建造构成老基底。中、上奥陶统浅海相碳酸盐岩夹硅质岩、碎屑岩建造，及下志留系中酸性火山岩、碎屑岩、熔岩夹碳酸盐岩建造组成基底地层；海西中期活化，形成上叠火山盆地，沉积了下石炭统地层。
图11.1 阿希矿床及外围区域背景场剖析图
矿区内出露地层，主要为下石炭统大哈拉军山组（C1d）和阿恰勒河组（C1a）。C1d为一套中酸性火山岩建造，不整合于基底地层之上；由下而上可分为呈整合接触的砾岩段、酸性火山灰凝灰岩段、下安山岩段、火山碎屑岩段和上安山岩段共五个岩性段。C1a组与下伏C1d组呈角度不整合接触，主要为浅海相灰岩和细碎屑岩沉积，主要岩性有砂岩、砂质泥岩、生物灰岩、砂质灰岩和炭质泥岩等，底部见底砾岩。
2.构造
区域构造线以NWW—SEE为主。矿区内构造以断裂为主，褶皱构造不发育。
断裂形成与火山构造密切相关（图11.3），依其形式可分为：①分布于火山口外侧的放射状断裂，如F14、F15等六条；②不规则状断裂，仅见于火山颈相中，如F4、F9等六条；③分布于火山口缘的环状断裂，包括F1、F2和F6三条。F2断裂是伴随大哈拉军山组火山作用而形成的多期次断裂活动带，为金矿的重要控矿断裂；可能是基底断裂的复活再现。
3.岩浆岩
区内侵入岩不发育，仅在矿区外围有海西期中—细粒二长花岗岩、黑云母二长花岗岩，中—细粒花岗闪长岩出露。脉岩主要有石英脉、碳酸盐脉及重晶石脉。有的呈较大的单脉产出，有的呈细脉或网脉充填于断裂或裂隙中。
此外，区内存在与火山机构密切相关的岩石，在空间上构成一处保存尚好的中心式古火山机构（破火山口）。由四种岩相组成，即①凝灰岩、火山角砾岩、集块岩组成爆发相；②辉石安山岩、角闪岩组成的溢流相；③英安质安山质角砾熔岩构成的火山颈（管道）相；④石英角闪安山玢岩组成的次火山岩相。
4.区域地球化学
（1）微量元素的平均含量。由矿区所处西天山地区主要地质单元水系沉积物的地球化学特征（表11.1）可见：①与中国（东部）地壳丰度比较，西天山地区除Au、Zn低外，余者均较高；②西天山地区石炭系水系沉积物中平均含量除Au外，其余元素均较高；其岩石中Au含量亦然较低（表11.2）；③西天山各主要地质单元水系沉积物中，Au的变异系数均大于1，显示了Au元素的分布不均。
据有关资料，矿区及外围岩石中，高于地壳丰度的元素有Pb、Zn、Cd、Ag、As、Sb、Bi、Cu等，反映了亲S元素呈高背景值的特征。
表11.1 西天山地区主要地质单元水系沉积物地球化学特征值
表11.2 区域主要地层岩石中Au的参数值
（2）区域地球化学异常特征
阿希矿区紧邻1∶20万区域化探卡占奇Au异常（Hs-19）北缘（图11.2）。该异常近东西向延伸，以Au5×10-9为下限，圈定异常范围约45km2（长10km、宽 3～6km）；其中三个明显的浓集中心，Au最高含量分别为500×10-9、230×10-9、3×10-9。
图11.2 阿希地区1∶20万水系沉积物Au元素异常图
与 Hs-19Au异常伴随的有Ag、Hg、Cd、Cu、Pb、Zn等元素异常，各元素异常套合较好，其特征见表11.3。按标准化矿石金属量（NAP值）大小排列，Au为最大。
表11.3 1∶20万水系沉积物测量卡占奇异常（Hs-19）元素特征表
5.区域地球物理场
1∶2万地面高精度磁测，反映区内为低磁和负磁区（图 11.3），一般ΔT=-150～250nT。矿区东北部C1a 分布区，以正磁异常为主；西南部C1d 组分布区多为负磁异常区。ΔT 化极（ΔT⊥）平面图上，这两种岩层的磁异常特征反映更为清晰。
在ΔT平面图上，沿阿希古火山机构的主环状构造线，一些大小不等，形状各异的局部磁异常，呈长轴近南北向的椭圆状环带分布，环绕面积约6.2km2。阿希金矿即位于该环带磁异常的西缘。
图11.3 阿希矿区高精度磁测ΔT等值线及构造地质综合平面图
三、矿床地质特征
1.矿体组合分布及产状
矿（化）带近南北向，由七个主要矿体构成。其中四个矿体（编号Ⅰ～Ⅳ）分布于西矿带，为矿床的主体。距西矿带400m的东矿带，由三个主要小矿体组成。
矿体主要产于断裂带内，围岩以C1d组的安山玢岩、角砾熔岩为主。主要矿体以脉状、透镜状为主，倾向45°～105°；长60～560m，斜深45～450m，平均厚1.23～16.68m。
2.矿石构造及主要矿物组合
矿石构造以细脉-浸染状为主，次为稀疏浸染及星点浸染状。
按矿石的物质组分和结构构造，矿石类型可分为石英脉型、蚀变岩型和角砾岩型。
金属矿物有：黄铁矿、白铁矿、毒砂、磁黄铁矿、低铁闪锌矿、闪锌矿、黄铜矿等，含金矿物主要为自然金、银金矿。
3.矿化阶段及分带性
成矿期分为火山期后热液期和表生期。
火山期后热液期：又可分四个矿化阶段：①黄铁矿-绢云母-石英阶段（有微弱金矿化）；②金-黄铁矿-石英阶段；③金-硫化物-石英阶段：④石英-碳酸盐阶段（金逐渐贫化尖灭）。
表生期：见于矿体顶部，部分矿物氧化分解形成氧化带。金属硫化物不同程度的氧化成褐铁矿、赤铁矿等。有少量次生金产出，金的成色相对较高。
4.蚀变类型及分带
按成因可分为与火山活动过程中火山热液有关的自变质作用，和与火山期后成矿热液有关的近矿蚀变作用。前者主要表现为面型绿泥石化、碳酸盐化，与金矿关系不大；后者主要表现为线型硅化、绢英岩化、粘土化，以及绿泥石化、碳酸盐化等，与金矿化关系较密切。
矿床的蚀变矿化带呈统一的时空分布格局。在空间上呈有规律的不完全对称带状分布，即以矿（化）带（矿体）为中心，向两侧（上、下盘）依次为：硅化带→（黄铁）绢英岩化-粘土化带→绿泥石化带；其强度自内而外由强变弱；蚀变带一般在矿体上盘较宽，可达50m以上，下盘略窄，且由地表向下，随金矿化体变小而变窄。
5.氧化带
由原生矿物风化流失和原生矿石角砾氧化形成，褐铁矿等次生矿物组成的角砾状氧化矿石，常有黄钾铁矾、高岭土等呈土状分布。
6.主要控矿因素
海西中期吐拉苏火山盆地控制了区域金矿带的展布。
横跨吐拉苏火山盆地的NNW向构造为最主要的控矿构造，控制了金矿田的分布。
火山机构环状构造边缘内侧近SN—NW向环状断裂带，控制了金矿体的分布。
四、矿区地球物理特征
1.岩矿石物理性质
（1）磁性：矿区出露的岩、矿石均属弱磁性，且剩磁较弱（表11.4）。其中磁性较强者为砂岩和凝灰岩；矿石磁性最低，与矿有关的蚀变岩石磁性变弱，含金蚀变破碎带往往呈现负磁或低磁异常特征。
表11.4 阿希金矿床区岩矿石物性参数
（2）电性：岩石的充电率MS（或极化率）差异不明显，约4%，矿石及蚀变英安岩较低，仅1.38%～1.67%。按常规含金石英脉应为高阻，而断裂蚀变破碎带可能呈低阻反映。
总体认为：区内岩、矿石物性的差异较小。
2.地球物理异常
（1）磁异常。在Ax1含矿蚀变破碎带上，高精度ΔT磁测（1∶1万）呈南北向带状负异常（图11.4），强度0～-50nT；其东侧与砂、砾岩分布区，大致以ΔT的零值线为界西侧与英安岩分布区负磁场连成一片。含金石英脉在蚀变破碎带的负磁异常中，无次级异常显示。
图11.4 阿希金矿试验工区物探综合平面图
80线剖面上，对应于出露地表的含金蚀变破碎带和矿体上，呈-50～-150nT负磁异常（图11.5）；而破碎带和矿体埋深约50m的104线的相应部位，无异常显示。
（2）电异常。在火山岩分布区，甚低频电磁法视电阻率ρS出现不规则跳跃；含矿蚀变破碎带上，总体反映呈10～40Ω·m的低阻带。图11.4中80Ω·m圈闭的长条状高阻异常，为输电电缆及水管干扰，影响了低阻带异常的形态。
图11.5 阿希金矿试验工区80线物化探综合剖面图
80线剖面上，对应蚀变破碎带和矿体出露地段，VLF总体呈ρS＜40Ω·m的低阻异常，水管干扰呈尖锐高阻；椭圆极化倾角D有不明显的较圆滑的低值异常；感应磁场水平和垂直分量Nh、Nz在破碎带上出现高值异常，但范围远比破碎带宽。破碎带和矿体埋深较大的104线上，VLF亦无异常反映。
（3）放射性异常。20线伽马能谱观测值统计见表11.5。图11.6显示含金蚀变带上，伽马能谱测量有明显的异常，其K道、U道及总道呈高值，Th道为低值。石英脉上，各道全为低值；两侧安山岩、凝灰砂岩呈平稳曲线。因此对于浅覆盖区，伽马能谱的找矿效果较好。
表11.5 新疆阿希矿区岩石能谱测量值
图11.6 阿希矿区Ⅰ号矿脉北段（20线）物探综合剖面图
综上认为：1∶1万试验结果显示，在条件较好，即埋深不大的前提下，伽马能谱测量的找矿效果较好；高精度磁测和甚低频电磁法虽在含矿蚀变破碎带上有低磁—负磁和低视电阻率的反映，但异常特征不明显，难以区分与识别。
3.干扰体或干扰因素及其影响
区内沟壑纵横、林草茂密，不利于物探施工，且会引起较大的地形干扰。
五、矿区地球化学特征
1.岩矿石地球化学参数
矿区主要围岩（安山岩、英安质角砾熔岩）和蚀变岩、金矿石（含金石英脉）中微量元素的平均含量，及其与中国东部地壳丰度和安山岩类平均含量之比（浓度克拉克值）见表11.6。根据蚀变岩、金矿石与矿区主要围岩平均值计算的浓集系数，按系数K②（见表11.6注）＞2的元素由高→低的序列为：
金矿石：Au—As—Sb—Ag—Se—Mo—Hg—Pb；
蚀变岩：Au—As—Sb—Ag—Sb—As—Hg—Se—Mo；
安山岩、英安质角砾熔岩：Au—Ag—Sb—As—Hg。
表11.6 阿希金矿区各元素浓集系数
上述序列说明自围岩（安山岩等）→蚀变岩→含金石英脉，Au、As、Sb、Ag、Hg、的含量明显增高，Cu、Zn含量明显降低，而Co、Ni变化不大。表明Ag、As、Sb、Hg等元素与成矿作用关系密切。
2.地球化学异常
（1）岩石测量。1∶2万岩石测量结果（图11.7）：①Au、Ag异常沿 F2（及 F5）断层呈南北向条带状分布，其浓度分带明显，且内带异常与Ax1含矿蚀变破碎带对应较好，并不同程度的显示有As、Sb、Cu、Hg、Pb等元素异常。Ax2矿脉处，仅有 As、Sb、Hg、Ag等弱异常。②Bi元素异常微弱，且在矿脉附近呈低于下限的异常显示。③Hg异常较大，并具有清晰的浓度分带，但主要为构造的异常反映，其浓集中心恰处于 NW 与 NNE 向断层的交汇部位。④Cu、Pb、Zn元素异常分布规律性不强，且异常微弱。
图11.7 阿希金矿区岩石地球化学异常平面图
试验工区80线含金蚀变破碎带和矿体上，除Au、Ag呈强异常外，W、Mo也有异常显示（图11.5）。
（2）钻孔岩石地球化学异常剖面。据Au、Ag、Cu、Pb、Zn、Co、Ni、As、Bi、Hg、Se、Mo、Sn等13种元素分析，Cu、Pb、Co、Ni、Bi、Mo、Sn等元素异常规律不明显。24线剖面（图11.8）显示各元素异常均围绕矿体分布，其中Au异常紧裹矿体，Ag、As异常比矿体范围大1～2倍；异常分带清晰，浓度变化小；其浓集中心各异，一定程度上反映了元素的分带现象，如Ag、Hg、Se的浓集中心处于1450～1530m标高；Au浓集中心在1350～1300m标高之间；As、Sb浓集中心在1350～1250m标高处。
图11.8 阿希金矿24线钻孔岩石地球化学异常图
（3）地电化学（电提取）。试验表明：由于矿区覆盖层较薄，地形地貌复杂，不同元素以及元素的不同存在形态所呈现的异常比较复杂。总体上，异常主要出现在矿体上方，及C1d与C1a地层不整合接触界面的浅露部位。
3.元素分带序列
矿区地球化学元素的原生异常的平面和剖面特征，显示异常元素组合有一定的分带现象，可划分如下。
前缘元素：Hg、Se、Ag（Mo）
近矿元素：Au、Ag（As、Sb）
尾部元素：Zn、Cu、Pb、Ni、Co（As、Sb）
元素垂直分带序列自上而下为：Ag—Hg—Sb—Au—Cu—Pb—Zn—As—Bi。
通常作为前缘元素的 As，阿希矿区却在尾部出现，可能因含 As 矿物赋存形式不同所造成，即一般若呈毒砂矿物，其As会在尾部富集。
4.地球化学异常模型
地球化学异常模型见图11.9。
六、地质-地球物理-地球化学找矿模型
1.阿希金矿床地质-地球物理-地球化学找矿标志归纳于表11.8。
2.阿希金矿床地质-地球物理-地球化学找矿示意模型见图11.9。
3.地质找矿勘查物探化探优选方法组合流程
（1）发现和圈定含金矿化异常：在1∶20～1∶10万区域重、磁资料确定或反映的深断裂分布区，以1∶20～1∶5万水系沉积物测量发现并圈定与金矿有关的Au、Ag、As、Sb、Hg、Se等元素组合异常。
图11.9 阿希金矿地质-地球物理-地球化学找矿模型示意图
（2）发现火山机构：以1∶5万航空综合站或航磁，或地面磁测为主。
表11.7 阿希金矿床物性地质体参数表
表11.8 新疆阿希金矿床地质-地球物理-地球化学找矿标志
（3）寻找并圈定含金蚀变破碎带：以岩石地球化学测量为主。伽马能谱测量、高精度磁测和电磁法等可作为综合手段；当含金蚀变破碎带埋深不大时效果较好。
七、地质、地球物理、地球化学特征简表
表11.A新疆阿希金矿床地质特征简表。
表11.B新疆阿希金矿床地球物理特征简表。
表11.C新疆阿希金矿床地球化学特征简表。
表11.A 新疆阿希金矿床地质特征简表
表11.B 新疆阿希金矿床地球物理特征简表
表11.C 新疆阿希金矿床地球化学特征简表
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）这一术语以来浅成低温热液型贵金属矿床，许多研究者不断对浅成低温热液型金矿浅成低温热液型贵金属矿床的定义及分类进行补充和完善。目前浅成低温热液型贵金属矿床，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）条件下浅成低温热液型贵金属矿床，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浅成低温热液型贵金属矿床了至关重要的作用（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
