0 引 言

金矿是国家重点勘察和开采的矿床。世界上古砂金矿大多分布在南非和澳大利亚, 而热液金矿则见于美国、澳大利亚、中国、俄罗斯、乌兹别克斯坦、印度尼西亚和加拿大。许多学者对金矿作过详细的研究和分类(涂光炽, 1987; Guha et al., 1991; 卢焕章等,1995, 2012; Groves et al., 1998, 2003; Poulsen et al.,2000; Baker and Seccombe, 2004; Phillips and Evans,2004; Bierlein et al., 2006; 陈衍景, 2006; 涂光炽和李朝阳, 2006; Dube and Gosselin, 2007; Robert et al.,2007)。造山型金矿(Orogenic gold deposit)形成在汇聚板块边缘挤压或压扭的构造环境中, 形成时间和空间与造山作用过程存在成因上的联系, 是全球重要的金矿类型, 也是当前矿床学和大地构造学的研究热点(Foster et al., 1988; Groves et al., 1998; Goldfarb et al., 2001)。Groves (1993)提出了太古宙“地壳连续模式”的想法。实际上, 世界上的金矿从太古宙到显生宙均有产出。产于造山带中的金矿称作造山型金矿。本文述及的造山型金矿是根据Robert et al. (2007)有关世界金矿分类的定义: 造山型金矿是产在增生地块和碰撞地块的造山运动和稍后的含金(碳酸盐)石英脉中, 处于聚敛板块边缘的压缩/挤压/转换的构造环境, 形成于各个时代和地下6～20 km深处, 包括绿岩带金矿、浊积岩型金矿和产于BIF中的金矿三种类型。作者及其同事、学生从1986年开始研究加拿大太古宙的绿岩带金矿。1991～1996年研究山东玲珑地区的金矿, 2000～2012年研究加拿大和中国浊积岩型金矿, 本文是作者们几十年工作的总结。重点叙述造山型金矿的分类、地质特征、成矿流体的温度、压力、盐度和成分, H、O、C、S稳定同位素, CO2流体与金矿的关系以及形成造山型金矿可能的模式。

1 造山型金矿的分类

Robert et al. (2007)将世界上的金矿分为以下几种类型: 造山型金矿、与还原型侵入岩有关的金矿、与氧化型侵入岩有关的金矿、浅成热液金矿、卡林型金矿、块状硫化物中的金矿、Witwatersrand型金矿、非典型绿岩带金矿和古砂金矿等(表1、图1)。其中造山型金矿可分为三个亚类: 浊积岩型金矿、绿岩带金矿和赋存于条带状铁矿(BIF)中的金矿(表1、图2)。从图1可知上述金矿赋存于从地表到将近25 km的深处。从地表往下可见古砂金矿、高硫化物和低硫化物的浅成热液金矿、块状硫化物中的金矿、卡林型金矿、与氧化型侵入岩有关的金矿、与还原型侵入岩有关的金矿和造山型金矿等。造山型金矿形成于地下6～20 km处, 相对于其他类型金矿形成于较深的部位。从表 1可知, 世界上储量超过10×106 oz的金矿一共有12亚类103个矿床: 其中属造山型金矿有20个, 与还原型侵入岩有关的金矿12个, 与氧化型侵入岩有关的金矿 39个, 低硫化(LS)浅成热液金矿 7个, 卡林型金矿 10个, 块状硫化物金矿2个, Witwatersrand型金矿8个, 非典型绿岩带金矿5个等。按年产量来说, 世界上的10大年产金最多的金矿见表 2。乌兹别克斯坦的穆龙套(Muruntau)金矿在 2014年生产出 2.6×106 oz的金,为世界上产金最多的金矿; 其次为印度尼西亚的Grasberg Cu-Au矿, 产出 1.131×106 oz 的金, 第三位是多米尼加的Pueblo Viejo金矿, 产出1.108×106 oz 金。这十个金矿在2013年总共产出10.784×106 oz 金, 在2014年产出10.663×106 oz 金。从矿床平均品位来说, 加拿大 Brucejack金矿平均金品位为14.1 g/t, 储量为16500 t, 为目前品位最富的金矿, 其次为 Yaramoko金矿, 平均品位为 11.8 g/t, 储量为1996 t; 加拿大Hope Bay金矿, 平均品位为7.7 g/t,储量为14196 t; 中国玲珑地区金矿, 平均品位为7.7 g/t, 储量为3005 t; 澳大利亚Charter Towers金矿平均品位为7 g/t, 储量为2500 t。

表1 世界超大型金矿类型和储量(Robert et al., 2007) Table 1 Types and reserves of 103 world class gold deposits (>10 M oz)

注: LS. 低硫化作用; HS. 高硫化作用; IS. 中硫化作用; 1 oz=31.103 g。

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2 造山型金矿的地质特征

2.1 造山型金矿的构造模式

关于造山型金矿的构造特征前人已做过很多研究(Colvine et al., 1988; Groves et al., 1998; McCuaig and Kerrich, 1998; 陈衍景, 2006), 这些特征包括板块构造、地幔柱等(图 3、4)。金矿与板块构造有密切关系(图3a)。Groves et al.(1998)研究认为, 与金矿有关的板块环境为增生楔、碰撞带、岛弧和裂谷。造山型金矿分布在增生楔(增生地块)和陆壳, 属于压缩-挤压-转换的构造环境(图 3a)。这种金矿从地表到地下大约25 km深处连续分布(图3b右图), 但类型不一样, 上部为浅成的 Au-Sb矿(Epizonal), 往下为中深的Au-As-Te矿(Mesozonal)和深成的Au-As矿(Hypozonal)。造山型金矿中的绿岩带金矿主要受剪切带、转换断层控制, 浊积岩型金矿受褶皱和层间走滑断层控制, 而赋存于 BIF中的金矿则受剪切带和断层所控制。Groves et al. (1998)认为造山型金矿的形成受板块构造所控制, 形成于压缩/挤压/转换(compressional / transpressional environments)的构造环境, 而稍后在扩张构造环境(extensional environments)中则形成 Cu-Au块状硫化物矿床、热泉、冰长石-绢云母浅成热液金矿、明矾石-高岭土浅成热液金矿、Au-Cu-Pb-Zn矽卡岩、Cu-Mo-Au斑岩和卡林型金矿。它们形成于造山运动后的火山-沉积建造期和造山运动后期的扩张期(图 3b左图)。有的学者(Bierlein et al., 2006)认为, 造山型金矿的形成受地幔柱和软流圈上升所控制(图 4), 金矿处在地幔柱和软流圈上升的部位。总体来说造山型金矿形成于压缩/转换挤压环境中的增生楔(增生地块)和碰撞带中。

图1 金矿的分类和形成深度(Robert et al., 2007) Fig.1 Schematic cross settings of major gold deposit types and their crustal depths of emplacement

图2 造山型金矿的分类(Robert et al., 2007) Fig.2 Classification of orogenic gold deposits

绿岩带金矿的围岩为变质片岩、花岗岩和火山岩, 变质为绿片岩相,与剪切带密切相关; 浊积岩金矿赋存于瓦克岩和页岩等浊积岩中,受褶皱和断裂所控制; 条带状铁建造(BIF)中的金矿见于铁建造的剪切带中。

2.2 造山型金矿的地质特征

加拿大太古宙Superior地质省可以分为几个亚省, Abitibi, Wawa, Pontiac等。在Abitibi地质亚省,岩石可以分为: 火山-侵入岩、侵入岩、亚沉积岩和变质岩四种。这四种岩相呈断层或侵入接触, 并且这些岩石经受了绿片岩相的变质作用, 组成了太古宙绿岩带。太古宙绿岩带由基性-超基性、长英质次火山岩与碎屑质、化学沉积岩互层。

在一些绿岩带中, 火山旋回作用在各种规模内均可见到。绿岩带中的火成岩, 大部分是同生火山岩体, 后来又被稍后的花岗质岩体切割和分开。除了上述两种较老的火成岩外, 在新太古代, 饱和或不饱和的长英质到基性的火成岩也侵入到绿岩带中。绿岩带的造山型金矿见于加拿大的Superior地质省和澳大利亚的Yilgarn地块。绿岩带的变质岩相分布: 次绿片岩相到绿片岩相位于绿岩带中心, 角闪岩相则分布于绿片岩相的周围, 再往外为花岗岩体或者片麻岩带。绿岩带中各类岩石的年龄: 北部最老的火山岩年龄为 3013±10 Ma, 往南年龄变新,为 2700～2750 Ma。

Superior地质省造山型金矿的最主要特征是,所有金矿均产在绿岩带中(特别是绿片岩相中)或者其附近(图 5, 如 Red Lake金矿, 图 6)。在 Abitibi亚省的绿岩带中, 分布有数百个金矿(其中 25个为大型), 大约有 40%的金矿产在基性-超基性火山岩和侵入岩中, 30%产于碎屑沉积岩中, 25%产在长英质次火山岩中, 迄今已产金5200 t (图5)。

表2 世界十大年产量最高的金矿 Table 2 Top ten gold production mines in the world

引自www.mining.com

年产量(×103 oz)金矿床 国家 金矿公司2014 2013 Muruntau 乌兹别克斯坦 Navoi 2600 2521 Grasberg 印度尼西亚 Freeport-McMoRan 1131 1142 Pueblo Viejo 多米尼加 Barrick Gold 1108 813 Yanacocha 秘鲁 Newmont 970 1016 Carlin Trend 美国 Newmont 907 1025 Cortez 美国 Barrick Gold 902 1338 Goldstrike 美国 Barrick Gold 902 892 Olimpiada 俄罗斯 Polyus Gold 725 691 Veladero 阿根廷 Barrick Gold 722 641 Boddington 澳大利亚 Newmont 696 705合计 10663 10784

图3 金矿形成与板块构造的关系(Groves, 1993; Groves et al., 1998) Fig.3 Tectonic relationship of different type of gold deposits

(a) 造山型金矿的大地构造位置(图中的方框); (b) 右图示在压缩/挤压转换的构造环境中造山型金矿从地表到深部形成不同类型金矿的连续模式, 左图示在扩张地质条件下形成的各类非造山型金矿。

图4 造山型金矿形成与地幔柱的关系(Bierlein et al., 2006) Fig.4 Relationship between orogenic gold deposits and mantle plume

图5 加拿大Abitibi地质省地质和绿岩带金矿分布简图(Dube and Gosselin, 2007) Fig.5 Simplified geological map of Canadian Abitibi geologic province and distribution of greenstone gold deposits

Phillips and Evans (2004)用一个地球化学模式程序(Hch)来计算 K-Fe-Mg-Ca-Al-Si-C-H-Au-S-O体系中的参数, 并作出(在 P=200 MPa时)这个体系的pH-T、K-pH、Au-T等关系图。为什么要利用K-Fe-Mg-Ca-Al-Si-C-H-Au-S-O体系？因为在金矿的蚀变作用中主要是石英、钾长石、白云母等矿物(图 18)。Au的成矿流体中有CO2、H2O和H2S等, 并且大多数金矿是在高于200 ℃的温度下形成的。图20展示了pH、T、H2S和CO2之间的关系, 显示H2S和CO2在不同的pH、T之间的性质和行为是十分相近的。

Superior地质省造山型金矿第三个特点是金主要产在石英脉(石英-碳酸盐脉)中, 少量见于蚀变岩中(Lode or mesothermal gold deposits)。这种石英脉细达1 cm, 宽达1 m多, 其蚀变岩带可以是硅化的基性岩、铁建造和绿片岩, 矿化见于石英脉中和蚀变带中。在金矿中产出的主要矿物为石英、铁白云石、绢云母、绿泥石、黄铁矿、毒砂、闪锌矿、方铅矿、电气石、白钨矿和自然金等。金主要呈自然金, Au/Ag=10/1, 常呈裂隙状产于石英、黄铁矿等矿物中。Au与Fe, K, B, W, Sb, Mo, Te, As, Ca和Ba等元素关系密切, 常一起产出。

4.以学术英语为导向，设计具有逻辑风格的英语课程。教师作为课堂设计的主导者，需要具备为课程设计的能力，以此启发学生进行思考。学术英语课堂不再是教师单纯对知识点讲解，更需要通过引导者的身份来指引学生进行学习。教学实践中，我们应从话语主题或背景出发，注重内容意义、写作目的、运用意境等多角度，让学生自发产生疑问，教师通过富有逻辑地讲解和分析让学生对所质疑的事物有一种顿悟的感觉，最终实现围绕其论证的理解、分析与评估等批判性思维方法和策略训练学生提出和解决问题的能力，促进学生批判性思维能力的培养。

以储能式螺柱焊焊接为例，螺柱(正对工件)被焊枪加速至0.5-1米/秒的速度运动，与此同时，电容电瓶也充电完成；放电尖端接触工件产生放电电流，尖端被瞬间强大的电流加热并蒸发；电弧引燃，在1-2毫秒内使工件母材熔化；螺柱被压入焊接熔池，热量很快被工件吸收，使焊池凝固；两者间达到原子间结合，形成永久焊接接头螺柱牢牢地焊接在了工件上。

造山型金矿的形成年代从太古宙到新近纪, 这种年代学的分布特征在地质时代中不是偶然的, 而是与大陆新地壳生长的热事件有很大关系(Goldfarb et al.,2001)。大规模的流体要通过深部密封的构造进行迁移,新陆壳中同生的浸染状硫化物一部分会进入各个时代的热液体系, 从而形成成矿流体, 这是 Superior地质省造山型金矿的第四个特点。我们以三个金矿为例来说明造山型金矿的地质特征和成矿流体: 贵州锦平花桥金矿(产于浊积岩中)、加拿大Meadowbank金矿(赋存于BIF中)和加拿大Sigma金矿(产于绿岩带中)。

2.2.1 Sigma金矿

涂光炽先生对 CO2和金矿形成的关系十分重视,2006年他在南昌举行的全国矿床会议上指出, CO2与金矿化有密切关系。先生嘱我收集金矿中CO2包裹体的照片和资料, 2007年3月涂先生住院时还带了这部分资料, 准备撰写论文。本文图12d的H2O-CO2包裹体就是当时我给先生的资料之一(中国科学院地球化学研究所和中国科学院广州地球化学研究所, 2010)。金矿床流体包裹体有以下特点: (1)在金的成矿阶段常见四种类型的包裹体即: 水溶液包裹体、H2O-CO2包裹体、富CO2的流体包裹体和少量含NaCl子矿物的流体包裹体, 以前三种为主。这四类包裹体可以在一起分布, 也见水溶液包裹体和富 CO2的流体包裹体分开分布, 常单独成行分布, 显示了成矿流体的相分离。(2)CO2流体包裹体与自然金的关系, 可以见到自然金与富 CO2的流体包裹体分布在同一行内, 或者自然金与 CO2流体包裹体产在一起, 或者自然金分布于CO2流体包裹体中。说明金与CO2是同时搬运和沉淀的(图 11、17)。(3)对金矿中流体包裹体的成分分析表明, 除Au、H2O和CO2是流体的主要成分外, 还有少量的CH4、H2S和N2等(图17、18)。(4)对H2S和H2CO3的相图研究表明, Au在CO2流体中的溶解度很小, Au的络合物可能是AuHS-或AuH2S, 这种络合物只在 CO2作为缓冲剂的热液中溶解度才最大, 这样的热液就是 Au的成矿流体(图17、19、20、21)。这种流体在上升过程中与围岩发生交代作用形成蚀变, 并且流体发生了相分离, 分出了相对富含CO2和H2O的流体, Au在这种相分离过程中与CO2一起沉淀下来, 形成金矿。

Sigma金矿床位于加拿大魁北克省西南部的Val d'Or市, 处于 Abitibi绿岩带南缘, 紧邻 Kirkland Lake-Cadillac区域性深大断裂剪切带, 位于该剪切带上盘, 是一个典型的绿岩带中的造山型金矿(图 7)。矿区范围约3 km2, 延深约2 km。该矿从1937年开始开采, 到1986年已产Au 110 t (Robert and Brown, 1986)。

Val d’Or地区出露的岩石为太古宙 Malartic群火山沉积岩, 以及侵入这套地层的数个长英质侵入体, 其中较大的是侵入该区中部的 Bourlamaque岩体。火山岩的K-Ar法年龄最小为2700 Ma。Malartic群分为上下两个亚群, 下亚群位于该区北部, 主要由基性和超基性熔岩组成; 上亚群位于该区南部,主要由基性到长英质熔岩组成, 并夹有火山碎屑岩。火山岩和长英质侵入体在 Kenoran造山运动时都经受了绿片岩相变质和构造变形。地层走向为东西向, 层理已倒转, 向北陡倾80°。该区大部分金矿床产于Maiartic群火山岩中, 少量产于Bourlamaque岩体中。它是石英-碳酸盐脉型金矿, 产在年龄为2705 Ma的条带状变火山岩中。变火山岩被不规则的斑状闪长岩切过, 并受到绿片岩相变质, 他们后来又被未形变的长石斑岩和含金石英脉所切过。石英脉产状有两类: 近垂直的和近水平的(sub-vertical and subhorizontal veins), 均受剪切带所控制(图 8),且产于形变之后的斑岩中。石英脉中矿物主要为石英、电气石, 还有少量黄铁矿、白钨矿、方铅矿、闪锌矿、铁白云石和绿泥石。Sigma矿区主要地质事件的先后关系可总结为(Robert and Brown, 1986): (1)火山喷发; (2)局部斑状闪长岩体侵入; (3)区域性变形作用, 产生东西向近直立到倒转构造, 可能伴随一次区域变质作用; (4)长石斑岩脉侵入; (5)绿片岩相区域变质作用; (6)剪切带的形成和矿脉充填。

Sigma矿区发育大量东西向的剪切带, 其中位于矿区南北两侧的剪切带产状近直立, 平均宽 2 m,长和延深均大于1000 m。这两条剪切带分别称为南剪切带和北剪切带(图7)。二者之间发育几十条剪切带, 呈东西走向, 大部分往南倾, 倾角平均 70°, 少数往北倾, 倾角平均55°。剪切带长和延深都在500 m以上, 宽度变化较大, 平均4 m。剪切带内发育片理,其走向也为东西向, 倾角近直立, 指示剪切带的逆向剪切。这两组走向相同、倾向相反的剪切带可能为共轭关系, 指示南北向近水平挤压。大部分剪切带有矿化, 少数没矿化并切割有矿化的剪切带, 为成矿后构造。Sigma矿床的矿体发育于南、北剪切带之间的地段, 整个矿化带宽约400 m, 延深近2 km。矿化类型有三种: (1)产于剪切带中心、产状与剪切带平行的矿脉, 主要产于往南陡倾的剪切带中, 是Sigma矿床最主要的矿化类型。因其产状很陡, 称为“近直立脉”(图 8A); (2)产于剪切带之间, 走向南北,倾向西, 倾角约10°的矿脉。因其产状平缓, 称为“水平脉”(图 8B, C); (3)长石斑岩脉中的细脉状矿化,细脉产状变化较大, 走向北西, 倾向南西, 倾角35°,近直立脉沿走向和倾向的长度为几百米, 厚几厘米到3 m。脉体组成可分为三种: 角砾状脉体、不规则状脉体和透镜状脉体。每条矿脉均由这三种脉体组成, 其中不规则状脉体一般占 50%以上, 透镜状脉体占<50%, 角砾状脉所占比例极小。水平脉的规模比近直立脉小一些, 东西长 300 m, 南北长≤75 m,厚度几毫米至1 m不等, 平均20 cm。

图6 加拿大Red Lake矿区的变质岩相、剪切带和金矿分布(Colvine et al., 1988) Fig.6 Distribution of metamorphic facies, shear zones and gold deposits in Red Lake

金矿均见于绿片岩相和剪切带中, 不产于角闪岩相中。图中粗线带为剪切带。

图7 Sigma金矿地质图 Fig.7 Geological map of the Sigma gold mine

矿脉的矿物组成主要是石英, 其次是电气石、方解石、黑云母(只在1300 m深度以下发育)和黄铁矿, 常见但含量小于1%的矿物有磷灰石、绿泥石、白云母、磁黄铁矿(在1300 m深度以下可比黄铁矿更发育)、白钨矿(主要见于水平脉中)和铁白云石(主要在近直立脉规则状脉体中), 常见但含量极小的矿物有自然金、碲金矿、碲金银矿、铋的碲化物、黄铜矿(在1300 m 深度以下含量较)、绿帘石、斜长石、金红石、钛铁矿, 主要含金矿物是自然金, 其次是金的碲化物。矿石中Au/Ag为6/1～13/1。矿脉两侧围岩遭受了蚀变, 并具明显分带, 从脉壁往外依次为碳酸盐-钠长石带、碳酸盐-白云母带和绿泥石-碳酸盐-白云母带(Robert and Brown, 1986)。碳酸盐-钠长石带和碳酸盐-白云母带宽 1～50 cm, 绿泥石-碳酸盐-白云母带可达几米。

Robert and Brown (1986)认为, 围岩蚀变过程与脉体中矿物的沉淀是同步进行的。当控矿裂隙第一次张开时, 成矿流体与裂隙两侧围岩发生反应, 形成绿泥石-碳酸盐-白云母带。随着裂隙的进一步张开和流体的进一步通过, 绿泥石-碳酸盐-白云母蚀变带变宽, 蚀变作用消耗了流体中部分 CO2和 K,释放了一些 SiO2, 此时裂隙壁上首先沉淀了含钙矿物, 主要是碳酸盐和白钨矿。随着流体与围岩的进一步反应, 绿泥石-碳酸盐-白云母蚀变带前锋进一步往外推移, 同时其靠脉壁一侧形成碳酸盐-白云母蚀变带, 即绿泥石完全消失, 蚀变作用消耗了流体中的部分Ca、CO2、Na、Si、S、B和P, 释放了一些 Mg、Fe、Al, 此时裂隙壁上沉淀电气石, 接着是黄铁矿。随着流体-围岩反应进一步进行, 碳酸盐-白云母蚀变带前锋往外推移, 同时其靠脉壁一侧形成碳酸盐-钠长石蚀变带, 即白云母完全消失, 蚀变作用消耗了流体的部分Ca、CO2、Na、Si、Au、S、B和 P, 释放了一些 K, 此时脉内沉淀黄铜矿、磁黄铁矿、黄铁矿, 同时还沉淀碳酸盐、层状硅酸盐和钛铁矿等。在上述几个阶段中, 围岩蚀变造成成矿流体成分变化是矿脉中矿物沉淀的主要因素。在这几个阶段之后, 围岩与成矿流体之间已被先沉淀在脉壁上的矿物所隔开, 此时温度下降造成石英的大量沉淀, 直至充填整个裂隙。以上为控矿裂隙张开一次时围岩蚀变及矿脉充填的情况, 实际上控矿裂隙的扩张-充填是多次发生的。如果裂隙张开发生在脉壁, 则相应的成矿流体活动会进一步使围岩蚀变;如果裂隙张开发生在脉中, 则对围岩影响较小。自然金及金的碲化物主要产于石英和黄铁矿中或其微裂隙中, 说明其沉淀相对较晚。但是, 由于矿脉是由含矿裂隙多次扩张-充填形成的, 因此金的沉淀不必是整条脉最晚的。矿脉一般具多个成矿阶段, 金主要产在石英-黄铁矿多金属硫化物阶段。

图8 Sigma金矿中因剪切而形成的各类石英脉(照片由卢焕章摄于1990年) Fig.8 Various types of gold bearing quartz veins in the Sigma mine

(A) 近直立石英脉; (B) 近水平石英脉; (C) 近水平石英脉的膨大部位, 可见黄铁矿蚀变带; (D) 因剪切形成的雁行状脉; (E) Sigma金矿剪切作用形成的两种类型石英脉(Dube and Gosselin, 2007); (F) 因剪切形成的石英脉的产状示意图(据Robert and Brown, 1986修改)。

2.2.2 贵州锦屏县花桥金矿

浊积岩型金矿主要见于加拿大、澳大利亚和中国。赋矿的浊积岩地层从太古宙到新近纪。浊积岩除了特有的韵律层理或鲍马序列外, 普遍含有火山碎屑物质和凝灰岩层, 并且遭受绿片岩相变质作用。浊积岩地层含金丰度较高, 同时常有岩浆岩侵入。发生在造山运动期间的褶皱构造、剪切带、断裂破碎带, 尤其是背斜构造对赋存金矿有十分重要的意义。

贵州锦屏县花桥金矿是一个典型的例子。产于下江群隆里组的浊积岩中(变质细砂岩、板岩、粉砂岩和变质含砾砂岩), 地层经受轻度变质。花桥金矿处于扬子陆块的中南部边缘, 属于雪峰基底褶皱冲断带的黔东南褶皱断裂构造区。矿区内的褶皱为加里东期的雷打坡和山洞背斜, 金矿为产于背斜轴部和断层破碎带的含金石英脉(图9)。矿脉中主要矿物为石英, 少量铁白云石、黄铁矿、绢云母、绿泥石、毒砂、闪锌矿、方铅矿、电气石、自然金等。见大小不等的明金。围岩蚀变为硅化、黄铁矿化和铁白云石化, 但不太强烈。作者曾对花桥金矿进行了地质、流体包裹体和拉曼光谱研究(卢焕章等, 2005,2006, 2012)。

2.2.3 Meadowbank金矿

赋存于 BIF(Banded-Iron-Formation)中的金矿见于加拿大、巴西和澳大利亚, 包括 Meadowbank金矿、Lamego金矿、Blue dot金矿、Musselwhite金矿等(Castonguay et al., 2016)。这类金矿产于BIF的剪切带中和巨型的褶皱中。常见于不整合地层并伴随有黑色页岩和超基性岩。矿体呈石英脉(细脉和网脉状)和蚀变岩型(见于破碎带和BIF中)。含矿石英脉(细脉和网脉状)和蚀变岩型均受剪切带和断裂所控制(图10a), 或者产于BIF和超基性岩之间的剪切带中(图 10b)。

矿脉的形成与剪切带的形成及演化过程密切相关。在剪切带形成之初, 剪切带内形成少量无矿石英细脉, 随着剪切作用进一步进行, 先形成的石英细脉发生褶皱, 同时剪切带变宽, 剪切带中部的片理趋于与剪切带平行。剪切运动在剪切带中部形成一些不规则扩张空间, 成矿流体进入, 形成不规则脉体, 同时在张性裂隙中形成水平脉。随着剪切带中石英脉的形成, 剪切带由韧性向脆性转变, 剪切作用可发生在先形成的石英脉内, 产生一些透镜状扩张空间, 成矿流体进入形成透镜状脉体, 先形成的张性脉被错开, 但又有新的张性脉形成。

K1=[Au(HS)(H2)]0.5/([H2S][HS-]), 也就是说 Au在这种流体的最大溶解度是当 H2S和 HS-值最大时,或者H2S=HS-=1时。

3 造山型金矿的成矿流体

图9 产于浊积岩中的花桥金矿地质剖面图(卢焕章等, 2012) Fig.9 Geological section of the turbidite hosted Huaqiao gold mine

图10 产于BIF中的Meadowbank金矿地质图(a)和N6100剖面图(b)(Castonguay et al., 2016) Fig.10 Geologic map of the BIF hosted Meadowband gold deposit

卢焕章, 王中刚, 吴学益, 朱笑青, 陈文一, 罗献林, 胡瑞忠. 2012. 浊积岩型金矿地质. 北京: 科学出版社:202.

3.1 流体包裹体研究

图11 造山型金矿原生流体包裹体的确定 Fig.11 Primary fluid inclusions in quartz ven and alteration of orogenic gold deposits

(a), (b), (c) 含金石英脉中的包裹体(黑色为含金黄铁矿, 白色为与含金黄铁矿共生的石英。a到c是逐步放大, 最后在图c中见到富含CO2的包裹体, 这些包裹体代表形成金矿的原生包裹体); (d), (e), (f) 蚀变岩型金矿的包裹体。d代表绢云母黄铁矿化的蚀变作用(灰黑色), 它作用到早期石英中(白色), 蚀变作用之流体渗入到早期石英的裂隙中。d到f是逐渐放大, 在图f沿裂隙分布的包裹体代表形成蚀变型金矿的原生包裹体。

山东省玲珑地区是中国最大的金矿区之一。玲珑花岗岩位于山东东部的前寒武纪地盾上, 其中产有约几十个金矿和矿化点。这个地区的基底由一套太古宙麻粒岩和斜长角闪岩组成, 有玲珑和郭家峪花岗岩产出。其南缘是走向 NE、倾向 SE的破头青韧性剪切带。剪切带长数十千米, 宽300～800 m, 且在其左边衍生出呈雁行状排列的次一级脆韧性构造。这些断裂与剪切带有关, 且为控矿断裂。金矿床分为东山、西山两个部分, 具有明显不同的特征。东山为受剪切带控制的网脉型或蚀变岩型, 西山则主要是产于脆-韧性剪切带中的石英大脉型(卢焕章等,1999a)。其矿化也可分为4个阶段: 乳白色石英黄铁矿阶段、含金石英黄铁矿阶段、含金多金属硫化物石英阶段和碳酸盐阶段。矿石矿物为自然金及黄铁矿、黄铜矿和银金矿(卢焕章等, 1999a)。相关的蚀变主要有硅化、钾长石化、绢云母化及绿泥石化。这些蚀变都叠加在花岗质岩石的矿物组合之上。在玲珑金矿中发现了 4种类型的包裹体: 水溶液包裹体、H2O-CO2包裹体、CO2-H2O-CH4包裹体和少量富 CO2包裹体。其均一温度为 200～380 ℃, 盐度为 4%～19% NaCleqv,有一定含量的CO2、CH4和N2(卢焕章等, 1999b)。

作者对加拿大Abitibi绿岩带中的Sigma、Norbeau、Hemlo、Macassa等金矿进行了流体包裹体研究, 并与其他地区的一些绿岩带金矿床的流体包裹体资料作了对比(表 3)。发现了以下 4类流体包裹体:H2O-CO2、富 CO2、气液包裹体(aqueous)和含 NaCl子矿物包裹体。这四种包裹体的分布可分为: 四种包裹体在一起分布, H2O-CO2和富 CO2在一起分布,气液包裹体和 H2O-CO2、富 CO2一起分布, 气液包裹体和含NaCl子矿物包裹体一起分布, 富CO2和自然金一起分布(图 12)。不同类型包裹体分布于不同微裂隙中, 各微裂隙可相通。

表3 一些造山型金矿的流体包裹体特征 Table 3 Fluid inclusion data of select orogenic gold deposits

注: I. 气液包裹体; II. 气体包裹体; III. 含NaCl子矿物包裹体; IV. 富CO2和H2O-CO2包裹体。

金矿床/类型 包裹体类型 均一温度(℃) 盐度(%NaCleqv) CO2密度(g/cm3) 参考文献Sigma/绿岩带 I, II, III, IV 285～395 <10 15～30 Olivo et al., 2006 228～440 <10 15～20, CH4 卢焕章和池国祥1995 Norbeau/绿岩带 I, IV, III 250～350 7～10 卢焕章等, 1995 Rede Lake/绿岩带 IV为主 190～360 4 70～80 Chi et al., 2006, 2009 Jiaodong I, IV 250～350 6～13 Qiu et al., 2002 Donlin, Alaska/绿岩带 I, IV 250～350 20～30 Roedder, 1984 La Ronge Domain I, IV 175～300 1.64～10.6 0.72～0.93 Hrdy et al., 1990五龙 I, II, IV 100～390 <10 Guo, 2003 McPhees/绿岩带 I, III, IV 143～350 Baker and Seccombe, 2004 Mesoarchean IV 200～340 1～14 Roedder, 1984 Sand King I, II, III, IV 280～340 富CO2和CH4 Kontak and Kyser, 2011 Ipitinga Brazil IV 350～475 富CO2、N2 0.89～1.07 Klein and Fuzikawa, 2010 Joe Main/绿岩带, Qc I, II, III, IV 290～315 8～9 本文Lac Fouture/绿岩带 I, II, III, IV 301～362 7～10 Gao, 1995 Macassa/绿岩带 I, II, III, IV 315～349 8～11 本文Francoeur/绿岩带, Qc I, II, III, IV 298～319 7～10 本文Rio Itapicuru, Brazil I, IV 主要为CO2, 少量CH4、N2 Robert et al., 2007 Haigou IV, I 1.4～9.1 0.69～0.80 Gao et al., 2015 McIntyre-Holinger/绿岩带 IV, I 220～385 0.46～0.78 卢焕章, 1991 Holinger/绿岩带 IV, I 225～355 1～4 0.65 卢焕章, 1991 O’Brien/绿岩带 IV 210～380 卢焕章, 1991 Yilgarn金矿区/绿岩带 I, IV 200～390 <2 20～30 Ho et al., 1990玲珑 IV, I 200～380 4～9 富CO2和CH4 卢焕章等, 1999b花桥/浊积岩型 I, IV 190～310 <5 Keita, 2007; 卢焕章等, 2012平秋/浊积岩型 I, IV 201～315 <5 富CO2和CH4 本文

图12 造山型金矿的流体包裹体类型 Fig.12 Types and distribution of fluid inclusions in orogenic gold deposits

(a) 富CO2和H2O-CO2包裹体常见与自然金一起分布; (b) 气液包裹体、H2O-CO2包裹体和富CO2包裹体常呈串分布, 表明其发生了不混溶作用; (c) 富CO2包裹体和少量含NaCl子矿物包裹体共存; (d) 金矿中最常见的H2O-CO2包裹体。

对太古宙一些金矿的金成矿阶段的包裹体研究表明, 含金的成矿流体为低盐度10% NaCleqv, 均一温度为 200～400 ℃, CO2含量为中等, 并含有一定量CH4, 压力为>100～400 MPa。这四类包裹体的均一温度相近, 但盐度和 CO2含量相差甚大, 表明发生了相分离。用质谱仪对这种同一世代的包裹体进行分析, 证明的确存在相分离, 即从原始的 H2OCO2-NaCl流体, 由于压力降低而发生相分离, 形成CO2和NaCl-H2O流体, 金就是在这种相分离的过程中沉淀出来的(Guha et al., 1990, 1991)。

回头看看，40年来，每一次中国走到历史关口，都是以深化改革来进行突破，而每一次改革开放启动之前，我们国人的思想意识就会有激烈的碰撞。在这期间，思想解放会推动改革的成功，包括意识形态观念、所有制结构、行政管理体制、法律制度等，都有重大的突破性的进步。

浊积岩型金矿是指赋存于浊积岩中受背斜和剪切带、断层控制的, 大多数为平行层理的含金石英脉矿床(图 9), 中国黔东南是浊积岩型金矿的产地之一。石英脉中可见自然明金, 蚀变可见碳酸盐化、黄铁矿化和毒砂化。我们对石英中的流体包裹体进行了研究, 同样发现了 4种类型的包裹体: 两相的水溶液包裹体、H2O-CO2包裹体、CO2包裹体和少量含NaCl子晶的包裹体。其均一温度为 190～315 ℃。H2O-CO2包裹体和CO 2包裹体的Tm, CO2为-56～ - 61 ℃,说明该包裹体中除CO 2之外还有其他气体存在。对其中的 CO2包裹体进行激光拉曼光谱分析, 发现其成分主要为CO2, 见少量CH4和N2 (图13)。相比于其他类型的金矿, 造山型金矿的成矿流体是非常特别的。它的成矿流体和金的来源是至今尚未解决的问题, 所有年代的造山型金矿成矿流体的成分均为低盐度的水溶液和富CO2的流体。在世界范围内, 造山型金矿成矿流体的成分与同位素化学几乎是一样的。但从许多矿床的资料表明, 原始成矿流体与围岩相互作用并达到了平衡, 大部分造山型金矿的成矿流体是富水和富 CO2的流体, 只有少部分金矿仅见富水流体, 还有几个矿床中只见到 H2O-CO2包裹体和富CO2包裹体(表3和4), 但在同一矿床中成矿流体的成分又随空间和时间而变化, 成矿流体是在迁移途径中和库区的围岩相互作用的结果。所以根据质量平衡形成造山型金矿(Au沉淀时)的成矿流体并不一定代表(或反映)源区流体的特征, 而是反映了在长途迁移之后, 或者是流体与围岩相混的结果。Hodgson (1989)认为造山型金矿的成矿流体与其他金矿是不一样的, 它是一种富含 CO2的低盐度流体, 而且其盐度和温度的范围很窄, 不管这种金矿是产于太古宙, 元古宙或显生宙, 都与围岩的类型无关。这种流体成分的一致性, 说明它们可能来自相同, 或者是经过许多临界阶段而产生出来的热液流体(卢焕章, 1991; 卢焕章和池国祥, 1995; McCuaig and Kerrich, 1998)。Groves et al. (1998)进一步认为造山带金矿成矿流体成分可作为区分造山型金矿和其他类型金矿的依据。Ho et al. (1990)对西澳大利亚Yilgarn Block地区许多太古宙金矿床进行了包裹体研究, 表明也存在上述三种类型的包裹体, 即水溶液包裹体、富CO2和H2O-CO2包裹体, 盐度小于10%,均一温度为200～400 ℃ (大部分在250～350 ℃)。由于含有一定量的CH4, 故认为流体处于相对还原状态。富CO2和水溶液流体是原始的NaCl-H2O-CO2流体经相分离产生的。图14显示造山型金矿、斑岩Cu-Au矿和浅成热液金矿成矿流体的成分是不相同的。

图13 浊积岩金矿CO2和水溶液包裹体的激光拉曼光谱图(卢焕章等, 2006) Fig.13 Raman spectra of CO2 and aqueous inclusions of a turbidite hosted gold deposit

表4 金矿床中的包裹体类型(Ridley and Diamond, 2000) Table 4 Distribution of fluid inclusion types in gold deposits

I

3.2 稳定同位素特征

许多人作过造山型金矿的稳定同位素研究(Ridley and Diamond, 2000; 杨贵才等, 2007; Klein and Fuzikawa, 2010。图 15、16)。Klein and Fuzikawa(2010)研究了巴西北部Cachoeira造山型金矿的 O、H、C、S同位素, 测得成矿流体的δ18 O (SMOW)为 6.2‰～12.4‰、5.9‰～11.0‰、H2 O

图14 造山型金矿、斑岩Cu-Au矿和浅成热液金矿的流体成分(Ridley and Diamond, 2000) Fig.14 Ore forming fluid compositions of orogenic, porphyry and epithermal gold deposits

最近的研究表明, 好几个造山型金矿中只见到富 CO2包裹体, 所以上图的CO2轴应延至近100% CO2。

图15 造山型金矿流体的H、O同位素(Ridley and Diamond,2000) Fig.15 H and O isotopes of ore-forming fluids of orogenic gold deposits

图16 造山型金矿O同位素与温度之关系(示造山型金矿成矿流体介于岩浆热液和变质流体之间(400 ℃,Beaudoin et al., 2011) Fig.16 Relation between oxygen isotope and temperature

5.0 ‰～9.0‰, δDH2 O(PDB)为-22‰, δ13C 为-9.5～-12.7‰, δ34S(CDT) 为 0.7‰～5.5‰, T=272～383 ℃。蚀变矿物的O、H、C和S同位素值表明是一个均匀的流体, 可能是变质流体与地幔导出的岩浆流体混合的结果。C、S同位素结果表明成矿流体是处于还原硫的环境, 由于压力和温度下降造成相分离和金的沉淀。杨贵才等(2007)对阳山金矿的 O同位素研究测得δ18OH2O=8.0‰～10.1‰, 表明成矿流体是一种混合源, 是以岩浆热液为主, 有一部分大气降水和变质热液参与。马里 Loulo造山金矿的流体包裹体和 O、C同位素研究表明, 流体包裹体为 CO2-N2-CH4和H2O-NaCl两种, 均一温度为270～340 ℃,压力为 140～180 MPa, δ18OH2O 为 8.8‰～10.7‰, δ13C为-14.4‰～-4.5‰, 认为成矿流体是岩浆热液和变质流体的混合(Robert et al., 2007)。图15说明造山型金矿的 H、O同位素落在变质流体和部分岩浆流体的范围内。总体来说, 造山型金矿的 δ18OH2O为2‰～14‰。

4 CO2流体和金矿化

CO2流体和金的关系已有很多研究(Naden and Shepherd, 1989; Phillips and Evans, 2004; 卢焕章,2008; Kokh et al., 2017)。在全球的各类金矿床中, 包括石英脉型、网脉型以及蚀变岩型金矿床中均见到H2O-CO2和富 CO2的流体包裹体(图 11、12、13和17)。在金矿的围岩蚀变中见到碳酸盐化(常见铁白云石化)、绢云母化、黄铁矿化和硅化(图18), 说明Au的成矿流体中有CO2和硫等这些组分存在。

虽然 CO2是与成矿作用有关的地质流体的主要成分, 但其在成矿流体搬运和沉淀中的作用仍不清楚。Kokh et al. (2017)实验研究了在热液条件下, Fe、Cu、Zn、Au、Mo、Pt和Sn这些金属元素的溶解度与CO2的关系。实验在350～450 ℃, 60～75 MPa的条件下, 用Fe硫化物、氧化物和碱性铝硅酸盐作为缓冲剂。结果表明, 流体中的CO2含量从0增加到50%时, Si、Au、Mo、Pt和Cu的溶解度要么下降, 要么不变; 只有Fe、Zn、Sn随CO2的增加而增加。在超临界的 CO2-H2O-S-盐的流体中, 特别在变质金矿中,当这种流体与黄铁矿、黄铜矿处于平衡的条件下, 当CO2含量从0增加到70%时, Cu/Fe的比值下降2个数量级。这是因为CO2的存在, 流体的电解常数降低。在这种情况下, 中性的络合物要比带电的络合物()更加稳定。金的搬运在CO2存在时并不好, 只有在富 S的流体(>5%), Au的络合物为Au(HS)2-和Au(HS)S3-时方能搬运。

(2)△ABC在由△A0B0C0转动到△A1B1C1过程中，设动点C(c,0)，A(1,a)，其中它既在以C为圆心、以为半径的圆上，又在以A为圆心、以为半径的圆上．

图17 自然金与CO2包裹体之关系 (Robert and Kelly, 1987) Fig.17 Relationship between natural gold and CO2-rich inclusions

(a) 反光镜下, 两行自然金(白色)和黑色富 CO2包裹体的平行分布; (b) 黑色 CO2包裹体和自然金(箭头所指)之关系; (c) CO2包裹体和自然金(箭头所指)一起分布; (d) CO2包裹体边上的自然金。

图 18 造山型金矿常见围岩蚀变类型(从石英脉向外依次为黄铁矿化、绢云母化和碳酸盐化) Fig.18 General alteration pattern of the orogenic gold deposits

图19 Hollinger-McIntyre绿岩带石英脉金矿 CO2含量与矿化关系 (Guha et al., 1990, 1991) Fig.19 Relationship between CO2 in fluid inclusions and gold mineralization

图 20 贫和富 CO2流体的 T-pH图(Phillips and Evans,2004) Fig.20 T-pH diagram of CO2 poor and rich fluids

图中实线为 X CO2=0.10的CO2流体, 随着温度的下降(400 ℃到200 ℃),其pH值也下降, 趋于酸性。对于贫CO2的流体(图中的点线), pH值随温度的变化不大。而 H2CO3(虚线)与富 CO2的流体两者随温度和pH值的变化趋势是一致的。

图21 CO2、H2S与T-pH之关系(Phillips and Evans, 2004)Fig.21 T-pH diagram of H2S and CO2 fluids

Castonguay S, Janvier V and Mercier-Langevin. 2016.Banded-Iron formatiuon-hosted gold environments:Preliminary results from the Meadowbank deposit.Natural Rescources Canada: 44.

关于CO2、H2S与Au的关系(Naden and Shepherd,1989; Phillips and Evans, 2004), 从围岩蚀变中我们得到一些启示: 一是最外边的常是碳酸盐化, 特别是铁白云石化, 因而流体和围岩蚀变中肯定有 CO2等碳酸盐成分, 尤其在成矿流体中, 这样才可能形成碳酸盐化。其次从黄铁矿化中, 见到Fe和S的存在; 在绢云母化中, 有K和Na的存在。绢云母化和黄铁矿化的存在表明成矿流体呈酸性, 并且有 S存在。世界上很多金矿均与富CO2流体和硫化物相关,已知在CO2和Au之间的化学键是很弱的, Au基本上不溶于CO2, 而H2S和Au之间的化学键相对较强,能形成AuHS-或AuHS2络合物, 因此CO2及其他碳酸盐化合物作为络合物在 Au的搬运过程中的作用是有限的, 但是 CO2的另一个作用却不能忽视, 那就是CO2是一种弱酸, 它可能影响成矿流体的pH值,可能对成矿流体的pH值起到了缓冲调节的作用。因为在一定的pH范围内, Au可以与H2S(或HS-)形成络合物, 从而使 Au在成矿流体中的浓度相对较高,或者说成为Au的成矿流体。关于H2S与CO2流体在Au的成矿作用中的关系:

Au(s)+H2S(aq)+HS-(aq)=AuH+½H2(aq), 这里s表示固体, aq表示水溶液。

这个化学式的稳定常数为:

关于造山型金矿的大小、几何形态等已由许多作者研究过(Colvine et al., 1988)。大部分矿床(包括大型矿床)产在中等到深部的岩石中。它要么产在由构造控制的一个或多个平坦的矿体中或产在三维排列的脉中, 要么产在陡倾斜的矿层中。一般矿体几米宽、几百米长(沿走向), 垂深大约为1～2 km, 常见在其深部不是封闭的。矿体周围为蚀变带, 蚀变带宽度变化较大, 可以超过几百米的范围, 但总的来说蚀变比较弱, 或者是隐性的蚀变带, 只能由同位素和微量元素的变化才能鉴定出来。

H2S=HS+H+

K1[H2S]=[H+][HS-]/[H2S]

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当[H2S]=[HS-]时

K1[H2S]=[H+]

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则K1H2S=pH

由表5可知，传热系数K的试验测量值与理论计算值相吻合，平均误差为0.442%，设备精度为99.558%，符合国家标准[5-6].

对于 H2CO3, 存在 H2CO3=H+H+, 其平衡常数的原理同上。

在给定的 H活度时, 流体中 Au(HS2)的含量与H2S和HS-的含量成正比, 即Au(HS2)在流体中的含量与pH有关。

Superior地质省造山型金矿第二个特点是(实际上与第一个特点同样重要), 金矿产在主要的构造带中, 如 Pocupin-Destor(PDF)深大断裂带、Larder Lake-Cadillic(LLCF)深大断裂带, 并与线状复合的剪切裂隙带(shear zones)密切相关。这种剪切裂隙体系和形变带(deformation zones)的规模很大, 具有区域性(长达数十公里至100 km), 由许多剪切带和断层所组成, 金矿产在这种剪切裂隙带和次一级的构造中。

2016年的试验结果（表1）表明，38%吡唑醚菌酯·啶酰菌胺水分散粒剂是防治黄瓜灰霉病的良好药剂，3个供试浓度处理对黄瓜灰霉病的平均防效随施药浓度升高，平均防效升高，它们处理间的平均防效差异彼此达到显著水平。38%吡唑醚菌酯·啶酰菌胺水分散粒剂每亩用药60 g处理平均防效与三个对照药剂处理的平均防效相当；38%吡唑醚菌酯·啶酰菌胺水分散粒剂每亩用药80 g的处理与对照药剂50%啶酰菌胺水分散粒剂处理的平均防效相当，而显著高于250 g/L吡唑醚菌酯乳油和50%腐霉利可湿性粉剂的处理。

对于 CO2来说, 存在 H2CO3=+H+, 它的作用与 H2S的作用十分相似, T-pH图表明 H2S和H2CO3是十分相似的, 图中所列温度为地质条件温度。最大的 Au溶解度是沿着 H2S 线。体系中的浓度作为缓冲剂存在 (图 20、21), 富CO2流体中硫的含量变化较小, 而对pH很敏感, 由于CO2对流体的缓冲, 使得HS变成常数。对于贫CO2流体,S的含量随温度升高而降低, 最高含量为20 mmol/L,最低为0.01 mmol/L。从Au的成矿流体成分来看, 存在一个像H2S那样控制流体pH成分的CO2流体, 而且CO2的含量在Au的成矿流体中比H2S含量更高。但 H2S的存在是成矿流体所必须的, 因为它一方面也调节pH, 并且形成AuH2S络合物, 同时也为矿床中的硫化物(黄铁矿、毒砂等)提供硫源。一般认为黄铁矿中S和Fe来自流体和围岩。CO2作为缓冲剂存在于成矿流体中, CO2的存在使得Au在成矿流体中的浓度更高。作为pH缓冲剂需要具备两个基本条件:一是常见的成分, 二要具有弱酸性。而 H2CO3是一种弱酸, 并且在Au的成矿流体中含量丰富。这在金矿的碳酸盐化蚀变, 以及在金矿中主要为 CO2流体包裹体而得到证明。据估计各种碳的化合物(主要为CO2), 其浓度为 200000×10-6～300000×10-6, 因为在Au的成矿流体中它是一种常见组分, 其对 pH的缓冲作用基于下列反应: H2CO3=HCO3-+H+, 在地质温度的条件下, H2CO3的溶解常数与 H2S的溶解常数是十分相近的。

5 讨 论

关于造山型金矿的成因已有许多文章作了探讨。归纳起来有: 岩浆热液成因、变质流体成因、原始成矿流体的相分离、地幔去气成因和流体与岩石的相互作用等。造山型金矿成矿流体的来源是尚未解决的问题, 其资料主要是来自流体包裹体所得出的数据。关于造山型金矿成矿流体的来源模式有以下几种:

(1) 长英质岩浆的去挥发分作用。这个模式是基于野外证据、碳稳定同位素以及矿床中与长英质岩石中元素的相似性。长英质岩浆中的流体通过二次沸腾 Au富集在岩浆的流体中, 这是由于岩浆结晶过程中不相容元素的作用。流体-岩石相互作用是导致Au沉淀的主要因素。这类岩浆岩有好几种, 例如太古宙英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩岩浆以及氧化的碱性花岗岩等; 有时金矿与含钨锡的花岗岩有关。有学者认为金的成矿流体源自含金的橄榄玄粗岩浆以及煌斑岩岩浆, 并与地壳的岩石进行了相互作用。实际上煌斑岩并不是富含Au的岩石, 橄榄玄粗岩-煌斑岩浆与金矿在时间和空间并不一一相关。

(2) 地幔流体是一种富含 CO2的流体, 但在下地壳进入麻粒岩相变质作用时发生了一些改变。研究麻粒岩相地块表明, CO2造成了麻粒岩相变质作用, 同时发生了亲石元素的亏损。

(3) 地下水、天水, 这种水可在地壳深部循环。这主要根据流体包裹体中H同位素的结果。也有人认为 H同位素的资料可能并不反映成矿流体, 而可能反映了后期的流体特征。

(4) 进变质作用中的挥发分作用。有人认为成矿流体是含水和碳酸盐矿物在前进变质作用中被破坏, 并释放出来的流体。但从剪切带和其他构造中蚀变岩石的体积太小而不够支持矿床中的含金量, 认为金要么从去水作用的岩石中淋滤出来, 要么从附近通道的围岩中释放出来。大多数假设是流体从基性岩石或基性岩石中从绿片岩相到角闪石相的转换中释放出来的。在质量平衡计算中我们认为需要数十立方公里的岩石才能释放形成一个矿床的黄金, 当温度下降时, 金和其他金属会集中于流体相并形成成矿流体。变质作用和长英质岩浆释放出挥发分是成矿流体的主要来源。图22是造山带型金矿形成的热液系统示意图(Goldfarb et al., 2016)。流体从源岩(几十公里深处)出来沿着通道流动到沉淀的地区, 在迁移过程中发生了流体与围岩的相互作用, 导致金的沉淀。这时流体通过与围岩的相互作用产生蚀变, 并在围岩中形成一条很窄的蚀变带,这可能说明两者成分相差不大, 或者是成矿流体的能量有限。而金在石英脉中是随着压力和温度的下降而沉淀下来。在蚀变过程中, 元素 K的加入几乎是所有矿床的共同特征。这种效应是流体中含K和含Na矿物之间的平衡。这种带状分布表明很强的、有通道的流体流动特征, 但这种流动模式局限在石英脉的构造模式中。在流体向外扩散时发生化学作用产生围岩蚀变。

结合前人对柴西南地区岩性圈闭形成时间及油气成藏事件分析，红柳泉地区岩性圈闭发育具有早期性和多期性的特点，其中目的层下干柴沟组下段发育的岩性圈闭具有早期形成的特征，大约在上干柴沟组沉积末期形成。从红30岩性圈闭形成期次分析图中可以看出，位于下干柴沟组下段的岩性圈闭A形成于上干柴沟组（N1）沉积末期（图3）。

图 22 造山型金矿的形成与变质流体、岩浆流体、地下水和大气降水以及与剪切带形成温度、压力(深度)的关系(Goldfarb et al., 2016) Fig.22 Relationship between orogenic gold dposits and metamorphic, magmatic and meteoric fluids as well as the shear zone, temperature, and pressure(depth)

6 结 论

(1) 造山型金矿与板块构造密切相关, 造山型金矿分布在造山运动的增生楔(增生地块)和陆壳,属于压缩或者转换挤压的构造环境。这种金矿从地表到大约地下25 km深处, 基本连续分布。造山型金矿床的时空分布与超大陆拼合过程有关。在碰撞和增生环境中均可形成造山型金矿。

(2) 造山型金矿可分为绿岩带型、浊积岩型和赋存于BIF中的金矿三种。从矿区构造来说, 绿岩带金矿和赋存于 BIF中的金矿主要受深大断裂和剪切带所控制, 浊积岩型则受浊积岩地层和褶皱所控制。

(3) 造山型金矿的成矿流体是一种低盐度富CO2流体。流体包裹体可分为4种: H2O-CO2; 富CO2;盐水溶液包裹体和少量含NaCl子矿物的包裹体。以CO2包裹体为主。其均一温度为 200～400 ℃, 盐度<10% NaCleqv, CO2达15%～60%。富CO2包裹体常与自然金共存。包裹体岩相学特征和成分分析表明存在相分离或不混溶现象, 即 H2O-NaCl-CO2流体经相分离分成NaCl-H2O和H2O-CO2两种流体, Au在流体压力骤降, 相分离时沉淀下来。

(4) CO2是地球上各种类型金矿成矿流体组成的一部分, 并且是主要组分。围岩的碳酸盐化蚀变以及单个流体包裹体激光拉曼光谱分析结果, 均证明在成矿流体中含有大量CO2, 大部分研究者认为CO2来自地幔和岩浆岩。

(5) 金矿的O、H、S、C稳定同位素研究表明, 金的成矿流体主要有两种来源: 岩浆热液和变质热液,有时有大气降水(图22)。成矿流体可能是这二者, 或者三者之混合。Au和S最有可能来自沉积地层内。

(6) 金在成矿流体中的络合物应为 AuHS-或AuH2S。虽然成矿流体中有丰富的CO2, 但Au在CO2流体中的溶解度很低。当成矿流体中有丰富的 CO2时, Au在H2S中的溶解度增大。Au的成矿流体中除了CO2, 还有H2O、CH4等。流体包裹体研究表明, 这是一个属于 NaCl-H2O-CO2体系的流体, 成矿过程中发生了相分离, 即把 NaCl-H2O-CO2流体分离成H2O-NaCl和CO2-H2O两种流体。Au的沉淀即在这种相分离的过程中发生。CO2在Au的成矿流体中的作用, 可能是作为一种pH值的缓冲剂, 因为在弱酸的pH条件下, 络合物AuH2S在流体中的溶解度最高。从某种意义上来说, CO2的含量可以作为金矿勘探的标志。

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位于瑞金西北隅冈面乡竹园村的中央苏区红军兵工厂，是在第五次反“围剿”战争初期，陆续从兴国、于都等地迁入的官田兵工厂、寨上杂械厂和银坑弹药厂等军工企业合并而成的。全厂六七百人的职工队伍中，就有来自江西、福建、广东、上海、沈阳各地的人。他们有的是自愿当红军来的，有的是被俘的国民党军人愿意留下来的，有的是经当地党组织动员或派遣来的。因而由乡土意识、生活习惯、思想觉悟等差异而产生的不团结现象时有发生，有时还因此影响了厂里的生产。

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通过对水利工程设计阶段造价控制分析，得出在水利工程设计阶段造价控制的更关键因素，在水利工程设计阶段造价的控制的措施主要是设计方案的合理性和科学性，在进行水利工程设计方案的选择时应该充分的考虑到设计方案的合理性与经济实用性，如果在水利工程的设计初期就能考虑到工程设计的经济适用性，对于工程成本以及造价的控制是十分有利的。

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落潮时进行套泊作业。待泊船为防止干扰离泊作业，应在旋回区南侧等待。离泊船的掉头操纵和附近航道中滞航的待泊船将给出口船的安全通行带来不利影响，落潮双套作业等候方式见图3。洋山港四期出口船需利用主航道出口时，通常驶经的出口船应尽量等待离泊船完成作业，但当风、流条件不利于驶经的出口船控制船位时，离泊船应等待其驶过让清。

从矿物共生组合来看, 金矿成矿作用是在一个相对恒定的条件下发生的。矿脉有多个成矿阶段,从早期的高温阶段到后期的低温阶段这种现象已由许多作者所阐明(卢焕章等, 1999a, 1999b)。其矿化可分为4个阶段: 乳白色石英黄铁矿阶段、含金石英黄铁矿阶段、含金多金属硫化物石英阶段和碳酸盐阶段。对造山型金矿成矿流体的研究着重于第二、三阶段。下面所列流体包裹体的类型、均一温度和盐度均来自对这两个阶段的研究结果。自然金常产于黄铁矿中, 少量见于与黄铁矿共生的石英和毒砂中, 所以与黄铁矿共生的石英中的流体包裹体可视为原生包裹体, 它是金成矿流体的样品(图11)。成矿流体在各个矿床之间、在成矿带和蚀变带之间存在差异。这种差异似乎是与成矿作用时的压力-温度不同有关, 也与围岩的组成有关。在 200～400 ℃温度范围, 石英脉主要以石英为主, 石英脉的体积是整个矿体的一部分(Guha et al., 1990, 1991)。质量平衡计算表明围岩蚀变是不可逆的, 常与 CO2、K 和 S的加入以及其他一些元素的流失有关。估计成矿时的压力和温度是100 MPa时为250 ℃, 700 ℃时为600 MPa。Groves et al. (1998)认为这个温度、压力范围相当于3～20 km深。绝大多数造山型金矿成矿时的压力为100～250 MPa, 温度为300～350 ℃并且各个矿床的温度稍有变化, 但只有几十度之差别(卢焕章和池国祥, 1995)。压力的下降对金成矿起到主要作用。

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7.其他小型机械。水利工程中常用的小型机械，如抽水机械、钢筋机械、木工机械、混凝土振动器等，其可靠性、安全性和使用寿命方面均需提高。

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图19系加拿大Hollinger-MeIntyre金矿矿石和无矿岩石中包裹体中 CO2的质谱分析结果(卢焕章,2008)。用CO2/H2O和Xco2 (即CO 2在包裹体流体中的克分子含量)为坐标作图。从图 19可以看出, 当CO2/H2O比值大于0.05或Xco2值大于0.04时, 就可能含矿。这种比值一方面指出了CO2在成矿流体中的浓度相对要高, 另一方面也许可以作为一种寻找金矿的标志。

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