福建泰宁何宝山金矿成矿物理化学条件及成因分析①

2020-11-19林香

福建地质 2020年3期

林香

(福建省闽北地质大队，福州，350002)

泰宁何宝山金矿田位于武夷成矿带中段，是福建北部金成矿远景区的重要组成部分。近年来，福建省闽北地质大队在该区开展的地质普查工作取得显著进展(1)福建省闽北地质大队，福建省泰宁县何宝山矿区金矿资源储量地质报告，2018。，已发现有何宝山、长兴中型金矿床和梅桥南、五里亭小型金矿床，以及洋坑、下猛坑、肖家地、三湖等众多金矿化点[1-2]。在野外地质工作基础上，运用流体地球化学和同位素地球化学方法，通过对流体包裹体中氢、氧、硫、铅同位素的研究，探析何宝山金矿床的成矿物质来源和成矿作用，重新认识其矿床成因，为何宝山矿田金矿成矿规律研究、矿床模型构建和找矿预测提供理论指导和实践依据。

1 区域地质背景

研究区位于北东向崇安—石城构造带西南段，属闽西北隆起带西部成矿带三湖—五里亭—何宝山金矿成矿远景区。区内出露基底主要由新元古代黄潭(岩)组、古生代寒武纪林田组中浅变质地层组成，盖层由中生代白垩纪下渡组、寨下组、沙县组、崇安组沉积地层组成。区内断裂构造极为发育，且具有多期性活动特点，断裂总体走向以北东向与北北东向为主，分别属泰宁—三湖断裂带和长兴—何宝山断裂带的组成部分或次级断裂。侵入岩主要为加里东期侵入的黑云母石英闪长岩、二云母混合花岗岩和混合花岗岩[3-4]，以及燕山中期黑云母钾长花岗岩、燕山晚期似斑状细粒黑云母花岗岩(图1)。

图1 泰宁何宝山矿田金矿区域地质矿产图Fig.1 Regional geological map of Hebaoshan gold deposit in Taining county1—第四系； 2—新近纪佛昙组； 3—晚白垩世赤石群崇安租； 4—晚白垩世赤石群沙县组； 5—早白垩世石帽山群寨下组； 6—早白垩世下渡组； 7—早-晚寒武世林田组； 8—新元古代黄潭(岩)组； 9—燕山晚期似斑状细粒黑云母花岗岩；10—燕山中期黑云母钾长花岗岩；11—加里东期钾长混合花岗岩；12—加里东期黑云母石英闪长岩；13—晚侏罗世次二长斑岩/晚侏罗世次石英二长斑岩；14—闪长岩/闪长玢岩；15—石英闪长岩/花岗闪长岩；16—石英正长岩/正长斑岩/石英正长斑岩；17—石英斑岩/花岗斑岩；18—二长花岗岩/花岗岩脉；19—煌斑岩；20—伟晶岩/花岗伟晶岩；21—石英脉；22—实/推测不整合界线；23—实/推测地质界线；24—实/推测假整合界线；25—背斜；26—复式倒转背斜；27—向斜；28—倒转向斜；29—压扭性断层；30—张扭性断层；31—性质不明、推测断层；32—破碎带；33—中型岩金矿床；34—小型岩金矿床；35—岩金矿点/岩金矿化点；36—砂金矿点；37—矿田范围

2 矿区地质特征

2.1 地层

研究区出露地层较单一，大部分为新元古代黄潭(岩)组变质岩，仅局部存在少量第四纪冲洪积物(图2)。

图2 泰宁何宝山矿区何宝山矿段地质简图Fig.2 Geologic map of Hebaoshan ore block of Hebaoshan gold deposit in Taining county1—黄潭(岩)组片岩组合段；2—黄潭(岩)组石英变粒岩组合段；3—黄潭(岩)组块状变粒岩组合段；4—加里东期混合花岗岩；5—闪长玢岩脉；6—伟晶岩脉；7—石英脉；8—实、推测地质界线；9—岩相界线；10—断层及编号；11—蚀变体及编号；12—工业品位金矿体及编号；13—低品位金矿体及编号；14—勘探线及编号

黄潭(岩)组：岩性主要由黑云二长变粒岩、黑云钾长变粒岩、斜长变粒岩及斜长角闪变粒岩等组成，岩石普遍发生区域变质作用和混合岩化作用，不同程度发育灰白色长英质、肉红色花岗质、伟晶质脉体，形成条纹状、条带状构造。区域变质作用、混合岩化作用导致地层中金的析出，为金的富集提供了物质条件。

第四系：由冲洪积物组成，自下而上分为黏土层、砂层、砂砾层及砾质砂层盖层，不整合于下伏黄潭(岩)组。

2.2 构造

研究区构造主要为断裂构造，产状以北东向和北北西向断裂为主，其次为近东西向和近南北向断裂。

北东向断裂：区内从西北往东南分布有数十条规模不等的断裂，其中以F1断裂规模最大，该断裂控制了何宝山矿段Ⅰ矿化带的展布，长大于1 000 m，宽为20～200 m，走向10°～55°，局部近南北走向，倾向南东，倾角20°～50°，Ⅰ矿化带中的矿体多贮存于该断裂构造中，如ⅠAu5矿体。

北西-近南北向断裂：矿区内出露的主要有F2断裂，该组断裂也是矿区重要的控矿构造，控制何宝山矿段Ⅱ矿化带的展布。长大于1 550 m，宽为100～500 m，由一组北西-近南北走向断层组成，受后期近东西向断裂切错，代表性的有F2-4及F2-8断层，控制着ⅡAu4、ⅡAu8矿体。

近东西向断裂：主要分布于矿区南部，走向80°～100°，倾向以南为主，倾角65°～85°，局部北倾，具压扭性特征。该组断裂属成矿后期的破矿断裂，对地层、矿化带和矿体起到破坏改造作用，如F5断裂。

2.3 侵入岩

研究区岩浆岩活动相对较弱，零星出露在矿区南部及北部，主要为加里东期侵入钾长混合花岗岩和脉岩。

加里东期侵入钾长混合花岗岩：岩石呈浅肉红色，中细粒花岗结构、似斑状结构，块状构造，斑晶主要为钾长石，黄潭(岩)组变质岩都不同程度地受到该岩体的混合岩化作用。

脉岩：区内脉岩较发育，主要分布于加里东期侵入岩和黄潭(岩)组变质岩中，岩性主要为伟晶岩、石英脉、闪长玢岩，展布方向以北东向为主，次为北西向。

2.4 围岩蚀变

研究区金矿化与围岩蚀变具有明显的依存关系，蚀变微弱的断层破碎带基本不含金或含金量很低，蚀变作用较强，多种蚀变多期蚀变叠加地段金矿化较强。蚀变类型以绢云母化、硅化和黄铁矿化为主(照片1)，方解石化、黄铜矿化、绿泥石化局部可见，与金矿化关系最密切的是硅化、黄铁矿化和黄铜矿化。

照片1 研究区围岩蚀变类型Photo.1 The type of wall rock alteration in the study areaa—表生褐铁矿化带中穿插硅化带；b—近矿围岩中见强烈绿泥石化和绢云母化；c—近矿围岩的蚀变分带

3 矿体特征

3.1 矿体形态、产状、规模

何宝山矿段共圈定工业矿体17个，矿体形态特征(表1)，根据矿体的空间展布位置及控矿特点等将矿段划分为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ蚀变带，其中Ⅰ蚀变带位于西北侧，呈北东或北北东向展布，延伸大于1 000 m，宽为120～200 m，有6个金矿体，以ⅠAu5为主矿体(隐伏矿体)。Ⅱ蚀变带北段呈北西向展布，延伸约1 000 m，宽为100～250 m，南段呈北北东-近南北向展布，延伸大于550 m，宽为2～35 m。Ⅱ蚀变带共见有11个金矿体，以ⅡAu4、ⅡAu8为主矿体(图3)；Ⅲ蚀变带位于矿区南部，仅控制一个低品位矿体。

表1 何宝山矿段主要工业金矿体特征

图3 何宝山矿段208线地质剖面图Fig.3 Diagram showing the geological profile in the No.208 exploration line of Hebaoshan ore blok1—新元古代黄潭(岩)组；2—加里东期混合花岗岩；3—金矿体；4—低品位金矿体；5—采空区；6—断层；7—槽探；8—见矿钻孔

3.2 矿石结构、构造及成矿期次

矿石主要有自形-半自形粒状结构、他形粒状结构、聚粒镶嵌结构、碎裂结构，而乳浊状结构、交代残余结构较少见，偶见针状结构、(鳞)片状结构、胶状结构、细脉状结构(照片2)。

照片2 何宝山矿床矿石矿物组合及结构关系Photo.2 Mineral assemblages and textures of ores of Hebaoshan deposita—早期黄铁矿和磁黄铁矿共生呈共结边结构；b—闪锌矿与黄铜矿沿黄铁矿裂隙充填；c—辉钼矿与黄铜矿共生；d—他形黄铜矿、方铅矿近共生；e—黄铁矿被磁铁矿溶蚀交代；f—自然金贮存于黄铁矿裂隙(孔隙)中；Py—黄铁矿；Sp—闪锌矿；Ccp—黄铜矿；Qz—石英；Gn—方铅矿；Po—磁黄铁矿；Mot—辉钼矿；Mag—磁铁矿；Au—自然金

矿石主要有斑点-斑杂状构造、块状构造、团块状构造、脉状-网脉状构造、浸染状构造、细脉浸染状构造(照片3)。表生作用形成蜂窝状、多孔状构造。

照片3 何宝山金矿区矿石构造Photo.3 Structures of ores in Hebaoshan gold deposita—黄铁矿集合体穿插围岩；b—几组不规则黄铁矿脉交切成网；c—稀疏星散状黄铁矿；d—致密近等粒块状构造；e—团块状黄铁矿集合体；f—细网脉状硫化物穿插矿石裂隙

金属矿物主要有黄铁矿、黄铜矿、磁铁矿、赤铁矿、闪锌矿、方铅矿、辉钼矿等，非金属矿物主要为石英。

根据矿物之间的穿插关系、矿物组合以及矿石结构构造等特征，将成矿期分为3个阶段，分别为石英-粗粒黄铁矿阶段、石英-多金属硫化物阶段和石英-碳酸盐岩阶段(表2)。第一阶段主要产出粗粒自形黄铁矿和石英细脉，该阶段显示有金矿化；第二阶段出现大量硫化物，主要有黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿等，硫化物以浸染状分布于石英脉中，该阶段金矿化显示强，是研究区主要成矿期；第三阶段出现大量非金属矿物，属于成矿的晚期阶段，金矿化较弱。

表2 何宝山金矿成矿期次与阶段划分 Table 2 Metallogenic stages and mineral-forming sepuence of Hebaoshan gold deposit

4 样品及分析方法

分析样品均采自何宝山矿田何宝山矿段钻孔岩芯及井下不同采矿中段，根据研究区矿床成矿期与成矿阶段的划分，流体包裹体、氢氧同位素采集于不同成矿阶段石英样品，包括早期乳白色石英、中期与硫化物共生的烟灰色石英以及晚期与碳酸盐(方解石等)共生的石英；硫、铅同位素样品采集于主成矿期矿石中的黄铁矿。

流体包裹体显微测试工作在中国地质大学(武汉)固体矿产勘查实验教学示范中心流体包裹体实验室完成，所用显微镜型号为LeicaMD2500P。测定所选包裹体的冰点及对应的均一温度在中国地质大学(武汉)GPRM红外测温室完成，测试仪器为英国生产的LinkamMDS600型显微冷热台。氢氧、硫、铅同位素测试在核工业北京地质研究院同位素室完成，石英氢氧同位素采用Finnigan MAT-253质谱仪测试，硫同位素测试仪器釆用MAT-251型质谱仪，铅同位素测试仪器采用ISOPROBE-T型质谱仪。

5 流体包裹体研究

5.1 岩相学特征及类型

通过显微镜下观察，样品中有较多原生包裹体和少量次生包裹体，呈群状、孤立状和串珠状线性分布(照片4)，主要类型为气液两相包裹体，未见含有矿物的包裹体。不同成矿期包裹体形态存在一定差别，其中主成矿期石英中的包裹体多呈不规则状和四边形，次为椭圆形和圆形。包裹体大小为2～16 um，充填度为10%～50%，气相和液相无色，均一状态为液相。

照片4 何宝山金矿石英中流体包裹体显微照片Photo.4 Microphotograph of the fluid inclusions in quarte of Hebaoshan gold deposita—气液两相包裹体群状分布；b—次生包裹体线状分布，原生包裹体群状分布

5.2 显微测温

此次测试采用冷冻法，对包裹体迅速降温冷冻，再缓慢升温测量，当包裹体中最后的冰块融化之后，记录冰点温度。继续升温，当两相气液包裹体变为一相时，记录均一温度。

测温结果显示，上述3期石英脉均一温度绝大部分落在150～300℃，各期包裹体稍有不同，其中早期无矿石英均一温度大多数在260～300℃，早成矿阶段含粗粒黄铁矿石英脉均一温度大多数在230～280℃，晚成矿阶段含多金属硫化物石英脉均一温度大多数在160～200℃，表明了该矿床流体演化主要经历了230～300℃和160～200℃ 2个阶段，总体表现为成矿期流体温度高于非成矿期，主成矿阶段的矿石矿物主要形成于中低温条件下(表3)。

表3 何宝山金矿体流体包裹体显微测温成果

6 同位素研究

6.1 氢氧同位素特征

此次工作研究通过测试何宝山金矿不同期次石英中氢氧同位素，测试结果显示，第Ⅰ阶段成矿流体δ18OH2O为2.85‰～4.89‰；第Ⅱ阶段流体的δ18OH2O为0.25‰～4.13‰；第Ⅲ阶段流体δ18OH2O为-0.76‰。δD从早到晚变化不大，为-76.1‰～-87.9‰(表4)。在δ18OH2O-δD关系图中，3个阶段投影点比较集中，位于岩浆水和大气降水之间(图4a)，其中Ⅰ、Ⅱ阶段距离岩浆水范围较近，晚成矿阶段则具有明显的由岩浆水向大气降水方向漂移的趋势，暗示何宝山金矿成矿流体为岩浆水(火山热液)与大气降水的混合热液，且来源以岩浆水(火山热液)为主，随着成矿的持续作用，大气降水不断加入参与循环，直至热液中成矿物质耗尽。何宝山矿床成矿流体在演化过程中，随着成矿作用的进行，有越来越多的大气降水加入，导致成矿温度有所降低[5]，该结果与上述流体包裹体测温结果相对应。

表4 何宝山金矿体氢氧同位素组成

6.2 硫同位素特征

在详细的野外地质调查基础上，此次采集了具有代表性的硫化物样品，并对15个硫化物矿物硫同位素。进行分析分析数据显示，δ34S值变化范围较窄(<5‰)，测得何宝山矿区δ34S分散区间为+2.9‰～+6.3‰，平均值+4.92‰，均方差为1.11，变异系数为0.23(表5)；林仟同[6]测得何宝山黄铁矿δ34S值为+4.2‰～+8.4‰，平均值+6.525‰；黄春鹏[7]测得δ34S值为+4.2‰～+6.0‰，与此次研究结果近乎一致。该矿区硫同位素变化范围较小，说明硫同位素均一化程度较高，并且硫源较稳定，具有深源硫特点。将δ34S投入不同类型矿床δ34S分布图中(图4B)，可见何宝山矿床3套数据均位于主要脉状金矿床与花岗岩δ34S值分布范围内。结合野外地质特征与其他同位素特征，推测成矿硫源为深源硫或由深部地壳提供。

表5 何宝山金矿体硫同位素组成

图4 何宝山矿区成矿流体δD-δ18OH2O关系图解(底图[8])(a)与典型金矿床δ34S分布图(b)Fig.4 Fluid inclusion water δD-δ18OH2O map(a)and δ34S distribution of typical gold deposit(b) in Hebaoshan deposit

6.3 铅同位素特征

铅同位素演化特征对成矿物质来源具有重要而显著指示意义，多年来被看做示踪成矿物质来源重要手段之一。此次测试何宝山金矿床铅同位素组成，具有的特征：208Pb/204Pb为37.703～38.395，极差0.692，平均为37.908 82；207Pb/204Pb为15.551～15.627，极差0.076，平均为15.591，206Pb/204Pb为17.433～17.832，极差0.399，平均为17.553，属于铅同位素组成稳定的矿床(表6)。铅同位素各比值变化范围很小，表面铅来源较单一。将铅同位素数据投入构造模式图中，所有样品均落在上地壳与造山带之间(图5)，但测试的11个样品中，10个分布集中，1个较分散，表明各金属矿物质中铅同位素混合程度不一。

表6 何宝山矿区铅同位素组成

通过对研究区硫同位素和铅同位素分析，表明研究区成矿物质主要来源于深源岩浆或地壳深部，且成矿物质在运移过程中受到地壳较弱的混染作用，表现为硫同位素和铅同位素整体较集中、局部分散的特点。

图5 何宝山金矿铅同位素构造模式图Fig.5 Relations of the Pb-isotope compositions in the Hebaoshan gold deposit

7 矿床成因分析

泰宁何宝山金矿位于武夷成矿带中段，北东向崇安—石城构造带西南段。矿体产于新元古代黄潭(岩)组变质岩的构造破碎带中，受构造破碎带控制明显，产状以北东和北北西向为主，矿体形态多呈脉状或透镜状，蚀变类型主要为绢云母化、黄铁矿化、硅化，黄铜矿化、碳酸盐化和绿泥石化局部可见，与金矿化关系最密切的是硅化、黄铁矿化和黄铜矿化。且据野外观察和金品位分析等相关资料，均显示了第二阶段多金属硫化物与烟灰色石英共生期为研究区的主要成矿期。

何宝山金矿床同位素研究发现，区内成矿流体演化经历了230～300℃和160～200℃2个主要阶段，且随着成矿作用的进行，成矿温度不断降低，总体属中低温热液。研究区成矿流体早期以岩浆水为主，晚期有少量大气降水的加入，反映了该矿床流体来源为混合源特征；区内成矿物质主要来自深源岩浆或地壳深部，且成矿物质在运移过程中受到地壳较弱的混染作用，即成矿流体在上升侵位运移过程中，与围岩发生萃取作用，金元素进入流体，所以新元古代黄潭(岩)组变质岩对金成矿亦有贡献。

何宝山金矿成矿作用发生于伸展构造背景，通过研究何宝山金矿床成矿流体特征及成矿物质来源，可初步分析该矿床成矿的演化过程并建立成矿模式(图6)：何宝山地区加里东期属于后碰撞造山早期，此时在造山带伸展环境下，岩石圈地幔发生基底拆沉，软流圈地幔上涌，在基性岩浆形成的同时，下地壳地温梯度升高，地壳变质岩基底部分熔融同时发生混合岩化作用，初步活化并萃取了黄潭(岩)组地层中金元素，形成含矿热液，到达浅部后随着岩浆结晶分异和岩石冷却再平衡过程中，含金络合物在研究区初步富集；到印支末期-燕山早期，研究区转入板块陆-陆碰撞陆内造山阶段，区域上开始发生频繁的构造-岩浆活动，形成区内广泛发育的深成中酸性侵入岩，同时还伴随大规模构造变质作用，地幔岩浆携带成矿流体和成矿物质沿区域深大断裂向上运移，萃取、活化地层和变质岩中金等早期沉淀富集的成矿物质，并形成多组次级含矿断裂，含矿热液沿构造断裂向地壳浅部持续运移，在该过程中同时萃取地层与围岩中的金等成矿物质，流体上升到时空中一定临界转换处，使水-岩系统物化条件急变导致矿质迅速沉淀，形成了何宝山构造蚀变岩型金矿床。

图6 何宝山金矿成矿模式图Fig.6 Metallogenic model of the Hebaoshan gold deposit1—加里东期混合花岗岩；2—加里东期花岗闪长岩；3—新元古黄潭(岩)组；4—金矿体；5—成矿流体运移方向；6—基底拆沉；7—断裂构造及编号；8—晚印支期侵入岩；9—古老基底

通过上述成矿构造背景、矿化特征、成矿流体性质、成矿物质来源及成矿演化过程的综合分析，认为何宝山金矿成因类型应归属为中低温热液-构造蚀变岩型金矿床。