桂西孤立台地寒武系白云岩中的卡林型金矿床*——以隆林德峨金矿为例

陈懋弘，马克忠,2，陈 港，王 昱，乐兴文，李忠阳，陈忠斌

（1中国地质科学院矿产资源研究所自然资源部成矿作用和资源评价重点实验室，北京100037；2廊坊市中铁物探勘察有限公司，河北廊坊065000；3昆明理工大学国土资源工程学院，云南昆明650093；4广西壮族自治区第四地质队，广西南宁530033）

桂西是滇黔桂“金三角”的重要组成部分，已发现有高龙、金牙、明山等一批大中型金矿床。与黔西南大部分地区属于被动大陆边缘开阔碳酸盐岩台地相区不同，桂西以盆地深水相区的三叠系巨厚陆源碎屑岩沉积为特征，其间散落一些孤立的（寒武系）泥盆系—二叠系碳酸盐岩台地。由于孤立台地边缘存在沟通地壳深部的同生正断层、造山期间构造变形最强烈、富含钙质碎屑岩等因素（王砚耕等，1995；Hu et al.,2002;Chen et al.,2011），导致桂西地区的卡林型金矿主要出现在孤立碳酸盐岩台地边缘的三叠系陆源碎屑岩中。相反，孤立台地内部一般由巨厚的前三叠纪碳酸盐岩地层组成，岩性单一，产状平缓，构造裂隙不发育，不利于流体的迁移和交代，因此很少有发现卡林型金矿的报道。因此，一般认为孤立台地内部的碳酸盐岩地层没有找矿意义。受此观点影响，前人的找矿工作基本是“绕着台地边缘走”（国家辉等，1992）。

桂西孤立碳酸盐岩台地内部是否具有找矿潜力？这是桂西地区亟待解决的重要找矿方向问题。最近，笔者团队报道了在桂西德峨孤立碳酸盐岩台地内部新发现产于寒武系碳酸盐岩中的金矿（陈懋弘等，2018a），打破了前人认为台地内部一般不含矿的观点，拓展了找矿区域（由台地边缘扩展到内部）和找矿层位（由三叠系扩展到寒武系）。但对其是否属于典型的卡林型金矿，且与台地边缘三叠系中的卡林型金矿床是否为同一成矿系统的产物，目前尚不清楚。

为了回答上述问题，笔者对隆林德峨金矿进行了系统的矿物学、流体地球化学以及同位素地球化学研究，旨在揭示成矿作用机制，建立矿床模型，为重新评估桂西地区广泛分布的孤立碳酸盐岩台地内部的找矿前景提供理论依据。

1 地质背景

滇黔桂“金三角”位于贵州、云南和广西三省区的接壤地带，是中国著名的卡林型金矿矿集区（图1a），大地构造上属于右江盆地的范畴。以坡坪逆冲推覆构造为界可分为2个不同的构造亚区：北西为被动大陆边缘碳酸盐岩台地相区，卡林型金矿以层控型为主，主要分布在大型背斜的核部，赋矿围岩为生物碎屑灰岩、泥灰岩、钙质火山碎屑岩等，典型矿床包括水银洞、紫木凼、戈塘、泥堡和架底金矿等；南东为陆源碎屑岩盆地相区，其间散落一些孤立碳酸盐岩台地，卡林型金矿以断控型为主，主要分布在孤立碳酸盐岩台地周缘，控矿构造主要为高角度断层，赋矿围岩为钙质砂岩、钙质粉砂岩，典型矿床包括烂泥沟、丫他、高龙、金牙和明山金矿等（陈懋弘等，2007）。

图1 右江盆地区域地质图显示的孤立碳酸盐岩台地分布（a，据陈懋弘等，2018a修改）和德峨金矿的位置（b，据广西壮族自治区地质矿产局，1985修改）a图：1—印支地块；2—华南板块；3—早古生代；4—被动大陆边缘碳酸盐岩台地；5—陆源碎屑岩盆地；6—孤立碳酸盐岩台地；7—逆冲推覆构造；8—大断裂/区域断裂；9—卡林型金矿；10—德峨金矿b图：1—三叠系；2—二叠系；3—石炭系；4—泥盆系；5—寒武系；6—平行不整合；7—角度不整合；8—正断层；9—逆断层；10—性质不明断层；11—金矿床（点）；12—德峨金矿Fig.1 Regional geologic map of the Youjiang Basin in South China showing the isolated carbonate platform(a，modified after Chen et al.,2018a)and the location of the De'e gold deposit(b，modified after Bureau of Geology and Mineral Resources of Guangxi Zhuang Autonomous Region,1985)a:1—Indochina Terrane;2—South China Plate;3—Early Paleozoic;4—Passive continental margin carbonate platform;5—Terrigenous clastic rock basin;6—Isolated carbonate platform;7—Nappe structure;8—Major/regional faults;9—Carlin-type gold deposit;10—De'e gold deposit b:1—Triassic;2—Permian;3—Carboniferous;4—Devonian;5—Cambrian;6—Parallel unconformity;7—Angular unconformity;8—Normal fault;9—Reverse fault;10—Fault of unknown nature;11—Gold deposit;12—De'e gold deposit

右江盆地早期被称为“右江再生地槽”（黄汲清，1980；广西壮族自治区地质矿产局，1985），后来又被称为“右江裂谷”（柳淮之等，1986）。桂西地区是右江盆地的主体部分，最大特点是广阔的三叠系陆源碎屑岩盆地“漂浮”着三十多个大小不等的（寒武系）泥盆系—二叠系孤立碳酸盐岩台地。

桂西隆林地区位于右江盆地西北部，由北往南分布有坡陇、马雄、德峨、西林4个大型背斜，以及隆或、大瑶寨2个穹窿构造（图1b），均为古生代的孤立碳酸盐岩台地，走向NWW，长20～40 km，宽8～12 km。背斜和穹窿构造主要由泥盆系、石炭系和二叠系巨厚碳酸盐岩组成，但马雄、德峨、西林背斜核部出露寒武系白云岩夹少量砂泥岩。孤立台地四周为三叠系陆源碎屑岩盆地，由强烈褶皱的砂岩、泥岩组成。目前，已发现马雄、隆或、坡陇等几个小型金矿床和一些矿点（陈懋弘等，2018a）。

德峨背斜位于隆林地区的中部，近东西走向展布，长35～40 km，宽10～12 km,长宽比约4∶1。核部地层为寒武系博菜田组，以褶皱基底的形式小面积出露，产状平缓且波状起伏；翼部沉积盖层占据背斜的绝大部分，出露地层依次为泥盆系郁江组、东岗岭组、融县组，石炭系都安组、黄龙组、马平组，二叠纪礁灰岩，背斜西部末端为辉绿岩侵入。背斜南翼被F1断裂破坏，导致寒武系与融县组直接断层接触；北翼泥盆系与寒武系呈角度不整合接触，因此，两翼地层呈不对称分布，北东翼缓（倾角10°～20°为主），南西翼陡（倾角40°左右）。盖层的构造变形特征主要是印支运动及燕山运动的产物。沉积盖层中断裂和褶皱较为发育，主体构造以NWW向为主，次为NW向、NE向。其中，NWW向断裂与褶皱轴近平行，为印支造山期形成的产物，且普遍被后期NW向、NE向断裂切截。

2 矿床地质特征

2.1 地质特征

德峨孤立碳酸盐岩台地内部由德峨背斜组成，四周为深水盆地相三叠系砂泥质浊积岩；组成德峨背斜的地层由老至新为寒武系博菜田组，泥盆系郁江组、东岗岭组、融县组，石炭系都安组、黄龙组、马平组以及二叠系礁灰岩（图2）。

图2 德峨背斜金矿（化）带分布示意图1—二叠系礁灰岩；2—石炭系马平组；3—石炭系黄龙组；4—石炭系都安组；5—泥盆系融县组；6—泥盆系东岗岭组一段；7—泥盆系郁江组二段；8—泥盆系郁江组一段；9—寒武系薄菜田组；10—断层及编号；11—背斜；12—断层-节理带；13—金矿（化）体；14—产状Fig.2 The geologic map of De'e anticline showing the distribution of mineralized ore zones 1—Permian reef limestone;2—Carboniferous Maping Formation;3—Carboniferous Huanglong Formation;4—Carboniferous Du’an Formation;5—Devonian Rongxian Formation;6—The first member of the Devonian Donggangling Formation;7—The second member of the Devonian Yujiang Formation;8—The first member of the Devonian Yujiang Formation;9—Cambrian Bocaitian Formation;10—Faults and numbers;11—Anticline;12—Fault-joint zone;13—Gold(mineralization)orebody;14—Occurrence

寒武系博菜田组为区内出露的最老地层，厚度大于540 m，下部为浅灰色、灰色中-厚层白云岩夹浅灰色薄-中层含砂泥质白云岩；上部为浅灰色、肉红色薄中层白云岩。白云岩深灰色，块状构造、纹层状构造等，滴酸（5%HCl）不起泡或者微弱起泡。显微镜下观察，矿物以粒状细晶白云石为主，含量90%～98%，自形，构成细粒嵌晶结构。少量白云母片和石英、长石砂粒，局部含量增多，可定名为砂质白云岩，是有利的含矿岩石。

泥盆系角度不整合覆盖于寒武系之上。下泥盆统郁江组以砂泥岩为主，往上夹泥灰岩；中泥盆统东岗岭组为微晶灰岩夹白云质灰岩；上泥盆统融县组为生物屑砂屑灰岩。石炭系为一套碳酸盐岩组合，以灰岩为主，夹少量白云岩。二叠系为一套礁灰岩。

NWW向F1断裂是矿区最大的断层，长约17 km。断层总体倾向SSW、SW，倾角50°～70°，总体表现为正断层，导致寒武系博菜田组与泥盆系融县组断层接触。发育断层破碎带，宽度5～30 m不等，由构造角砾岩、方解石脉、构造透镜体及旁侧的压碎岩组成，局部发育石英细脉及硅化蚀变。断层两侧发育同断裂方向的1组节理为主。破碎带中具明显的分带性，局部黄铁矿富集。在该断层走向上发现多处金矿化点，为德峨背斜主要的控矿断层。该断层具长期多次活动特征，为含矿热液提供良好通道和贮存藏所。

矿区范围内未见岩浆岩出露，但背斜西北部见海西期辉绿岩侵入。

2.2 矿化体特征

野外调查初步查明，德峨背斜存在3条规模较大的近东西走向的含矿蚀变破碎带。由北往南分别称为北带、中带和南带。其中，北带和中带以层状矿化为主，南带以脉状矿化为主。

2.2.1 层状矿化体

（1）北带长约2.5 km，以中部发育较好，整个蚀变破碎带宽4～5 m，由3条小断层组成。南部2条断层倾向北，产状分别为10°∠75°，6°∠67°，北部为158°∠86°，三者在露头底部汇合，剖面上显示负花状的构造样式（图3a）。北部Fa断层宽仅2～5 cm，发育断层岩，但两侧平行的节理带宽度可达40 cm（图3b），组成良好的流体通道。断层中可见石英脉透镜体（图3c）。中部断层Fb由2条相隔30～50 cm的断层组成，均发育宽2～5 cm的断层角砾岩和方解石脉，局部透镜体状。根据南盘牵引褶皱和断层间的地层挠曲（图3d），确定上盘下降，为正断层。最南部断层Fc发育宽5～10 cm的断层角砾岩和断层泥，上盘地层牵引褶皱指示上盘上升，为逆断层。由于发育次级小断层，与主断层交汇处岩石碎裂岩化，方解石网脉充填，因此，该断层局部碎裂岩化宽度可达半米。受断层影响，围岩地层发生顺层的蚀变和矿化，特别是石英-方解石脉两侧黄铁矿和毒砂更为富集。垂直层理的刻槽样分析结果为Au 0.2～0.59 g/t，As 0.19%～0.31%，显示矿化特征。初步判断3条小断层为含矿热液通道，起导矿构造作用；其旁侧的含钙陆源碎屑岩夹层是成矿流体侧向迁移、交代和矿质沉淀的主要场所。露头矿化体顺倾向长度大于30 m。

图3 德峨金矿北带的断层组合及顺层矿化特征a.3条断层组成的负花状构造；b.断层及其两侧的节理带；c.断层中的石英脉透镜体；d.断层及其旁侧的牵引褶皱1—层理；2—断层及其编号；3—产状Fig.3 Faults association and bedding mineralization in the north ore zone a.The negative flower shaped structure formed by three faults;b.Fault and joint zone;c.Quartz vein lens in fault;d.Fault and its side traction fold 1—Bedding trace;2—Fault and its number;3—Attitude of fault

弱矿化岩石具有明显的纹层状、条带状构造，表现为深色和浅色条带相间分布（图4a）。浅色者为细晶白云岩，深色者则含较多的白云母片和石英、长石砂粒（图4b）。矿化强烈者顺层劈理发育，砂质构成透镜体，矿化更强烈。此外，垂直层理的含石英长石砂粒的虫孔，劈理化过程中发生强烈揉皱，逐渐构造置换，且矿化强烈。因此，顺层矿化总体显示一定程度的构造变形，表现为泥质层的劈理化，长石石英层的透镜体化，并逐渐发生构造置换。

硫化物主要为黄铁矿和毒砂，总体含量2%左右，浸染状分布，但不同岩性中分布不均匀。其中纯白云岩层中硫化物含量小于1%，而含白云母和长英质砂粒的不纯白云岩中硫化物含量可高达3%～5%，即硫化物主要发育在不纯白云岩中，显示矿化对岩性的选择性。毒砂一般为细粒，长100～200 μm，宽10～30 μm，呈针状、矛状，菱形，无环带。黄铁矿100～150 μm，粒状，立方体、五角十二面体，他形，局部见环带状黄铁矿。

（2）中带长约1.6 km，以东部发育较好，发育一系列节理，带宽8～10 m不等，产状180°∠82°。节理中充填有石英脉，宽0.1～2.0 cm不等，多在0.5 cm左右，局部富集者10～13条/m。节理两侧岩石强烈硅化，黄铁矿和毒砂发育，捡块样Au 2.5 g/t，Sb 1.25%。随着远离节理，硅化减弱，顺泥质白云岩层理交代形成层状矿，宽约20 m。

近节理的强烈硅化矿石为灰白色，致密块状构造，黄铁矿和毒砂浸染状分布（图4c）。灰色者为重结晶白云岩，矿物粒度明显较沉积成因的增大；白色者为硅化石英和热液白云石，显微镜下见石英细脉（图4d），显示去碳酸盐化强烈。其中，热液白云石粗大，自形，环带构造清楚。硫化物以黄铁矿为主（6%），少量毒砂（1%）。黄铁矿大小不一，0.1～3.0 mm，粒状，立方体、五角十二面体，他形，局部见环带。毒砂粒状为主，长100～200 μm，宽20～50 μm。

顺层矿化的矿石呈深灰色，浸染状构造，同样出现结晶粗大的白云石，但残留有细粒的白云石。硫化物含量5%～6%，主要为黄铁矿和毒砂。部分黄铁矿为立方体，含铁白云石压力影（图4e），可能代表沉积成因的黄铁矿；部分黄铁矿呈他形，环带状构造发育，外侧有毒砂（图4f）。

图4 德峨金矿层状矿化体的矿化和蚀变特征a.具条带状构造的弱蚀变矿石；b.含石英砂粒和白云母的不纯白云岩（正交偏光）；c.强硅化的矿石，黄铁矿浸染状分布；d.矿石中的石英细脉（正交偏光）；e.黄铁矿两侧的铁白云石压力影（单偏光）；f.环带状黄铁矿及毒砂（背反射照片）Fig.4 Mineralization and alteration of stratiform orebodies a.Weakly altered ore with banded structure;b.Impure dolostone with quartz sand and muscovite(cross-polarized light);c.Strongly silicified ore with disseminated pyrites;d.Quartz veinlets in the ore(cross-polarized light);e.Pressure shadow of ankerite on both sides of pyrite(plane-polarized light);f.Pyrite with rims and arsenopyrite(BSE)

2.2.2 脉状矿化体

主要赋存于南带F1断层中，以中部为代表，断层破碎带宽34 m。中部由于处于断层走向拐弯的地方，故断层产状221°∠66°。断层上盘为泥盆系融县组厚层灰岩，下盘为寒武系白云岩，具有明显的分带性（图5g），由南往北依次为：①泥盆系融县组厚层状微晶灰岩，1组节理发育，充填白色方解石，节理产状62°∠64°；②浅灰色角砾岩带，宽0.9 m，角砾成分主要为上盘融县组灰岩；③肉红色大透镜体带，往南逐渐角砾岩化，透镜体中充填有大量的白色方解石脉；④节理带，由肉红色白云岩节理化而成，方解石脉充填，局部可见黄铁矿风化为褐铁矿；⑤民采坑，推测为断层破碎-节理带，为开采氧化矿遗留的采坑；⑥矿化节理带，原岩为深灰色白云岩，角砾岩化；1组平行断层的节理发育，充填有方解石脉（图5a），岩石中方解石-石英细脉发育，矿化以黄铁矿为主，大多呈细粒浸染状分布于岩石中，粒度小于0.2 mm；部分呈团包状分布，由粒度1～2 mm的黄铁矿聚集形成1～2 cm的团包（图5b）；另一种呈细脉状分布，与宽1～2 mm的方解石-石英脉共生；⑦稀疏节理带，围岩为灰黑色白云岩，发育一组类似的节理，有方解石脉充填，蚀变矿化弱；⑧寒武系中厚层状白云岩，基本无蚀变和矿化。由此可见，矿化主要出现在中部的角砾岩带中，出现弱的硅化和黄铁矿化，Au品位0.34～0.93 g/t。矿化主要受断层控制，未发现顺层的矿化。因此，断层既是导矿构造，又是赋矿构造。

矿石具有角砾状构造（图5c），角砾深灰色，大小一般介于0.1～2.0 cm，棱角状，无分选，无定向。角砾主要由细晶白云岩组成（图5d），偶见1%～2%的石英碎屑颗粒。填隙物为细小的白云石。胶结物主要为方解石脉，局部石英脉充填（图5e）。硫化物以黄铁矿为主，含量1%～2%，细粒，浸染状、团包状和脉状产出。细粒黄铁矿一般呈浸染状分布于岩石中，一些粗大的黄铁矿分布于方解石脉中，聚集成团包状，并发育环带状结构（图5f），能谱分析显示，As含量由核部至环带，从1.4%增加至4%。石英-方解石脉体和黄铁矿的出现，暗示热液活动的影响。

图5 含矿断层（F1）的分带及矿化特征a.沿节理充填的方解石脉；b.团包状黄铁矿；c.断层角砾岩，黄铁矿和方解石胶结；d.角砾状构造，黄铁矿浸染状分布（反射光）；e.矿石中的石英细脉（正交偏光）；f.黄铁矿，局部有环带结构（反射光）；g.断层(F1)的分带1—层理；2—断层及其编号；3—分带界线；4—分带号；5—产状①—融县组厚层灰岩；②—角砾岩带；③—肉红色大透镜体带；④—密集节理带；⑤—民采坑；⑥—矿化节理带；⑦—稀疏节理带；⑧—寒武系白云岩，层理清楚Fig.5 The zoning and mineralization characteristics of the ore-bearing fault(F1)a.Calcite veins filling along the joints;b.Lumped and enveloped pyrite;c.Fault breccia,pyrite and calcite cementation;d.brecciate structure,pyrite disseminated distribution(reflected light);e.Quartz veinlets in ore（cross-polarized light）;f.Pyrite,locally zoned structure(reflected light);g.The zoning of fault(F1)1—Bedding trace;2—Fault and its number;3—Boundary line of belts;4—Number of belts;5—Attitude①—Rongxian Formation thick limestone;②—Breccia belt;③—Flesh red large lens belt;④—Dense joint belt;⑤—Mining pit;⑥—Mineralized joint belt;⑦—Sparse joint belt;⑧—Cambrian dolostone with clear bedding

矿化总体上仅发育在角砾岩带中，无顺层矿化；矿化带碎裂构造、角砾构造明显，石英-方解石脉发育，黄铁矿浸染状、团包状、脉状分布。矿石中的部分黄铁矿显微镜下观察具环带结构。

3 载金矿物特点

3.1 载金矿物类型

载金矿物主要为黄铁矿和毒砂，其中，黄铁矿根据矿物晶形和环带可划分为2大类、3小类：第一类为立方体或者五角十二面体的自形黄铁矿（Py0），环带不明显；第二类为环带状黄铁矿，可细分为核部（Py1）和环带（Py2）2部分。

Py0：指浸染状分布于围岩地层或者断层破碎带中的立方体或者五角十二面体黄铁矿，大小400～1000 μm，均质结构，局部外围有铁白云石压力影（图6a），说明黄铁矿为沉积或者成岩成因，并在后期热液阶段的构造应力作用下形成铁白云石压力影。

Py1：指环带状黄铁矿核部的暗色黄铁矿。热液蚀变改造不强烈时单矿物特征同Py0，主体仍保持立方体外形，粒度粗大（图6b）。当热液蚀变强烈时，黄铁矿被强烈改造而呈不规则港湾状，边界模糊，大小15～40 μm，显微镜下表面呈麻点状，尚保留Py0的一些基本特征（图6c）。

Py2：指环带状黄铁矿的环带部分。热液蚀变改造不强烈时，呈薄的环带出现（图6b）。当热液蚀变强烈时，呈厚的幔部包裹核部的暗色麻点状黄铁矿(Py1)，二者界线清楚，局部过渡。在显微镜下环带表面光滑（图6c）。如果环带状黄铁矿核部没有Py1（也有可能是薄片未切到矿物核部），则整个颗粒为Py2。

毒砂是富矿石中的主要硫化物之一，一般单晶体呈自形针状、矛状，长40～200 μm，常聚集呈放射状集合体产出。毒砂在显微镜下表面光滑，均质结构，常沿Py2晶体的边部生长，或者沿黄铁矿裂隙充填（图6c），证明毒砂在主成矿阶段中略晚于黄铁矿形成。

3.2 元素含量特征

野外在地层和矿体中分别采集富含黄铁矿的岩矿石样品，然后将其磨制成长46 mm的抛光光片。室内在普通光学显微镜下观察并确定待测矿物，然后将光片喷上碳层，在中国地质科学院矿产资源研究所对目标矿物进行电子探针（EPMA）测试，仪器型号为JEOL JXA-8800R。点分析时的测试条件为电压20 kV，电流20 nA，束斑直径1 μm。点分析时，沿矿物横截面由一端向另一端逐点进行，同时选择代表性矿物进行As、S、Au、Cu元素的面扫描。点分析结果见表1，现对不同成因硫化物的元素含量特征简述如下：

（1）自形黄铁矿（Py0），以立方体或者五角十二面体为主，均质结构，由内部向外部的点分析表明（图6a），元素含量在空间上变化不大，总体上以低w（As）为特征，一般在0.29%～1.16%之间，平均0.68%，w（S）平均52.88%，w（Fe）平均46.13%。面扫描显示这类黄铁矿的As-S-Cu不显示环带结构（图6d），同时，Au的色调与基质一致，暗示这些黄铁矿与围岩基本上是不含金的。

（2）环带状黄铁矿（Py1-核；Py2-环带），热液蚀变改造不强烈的黄铁矿仅形成薄的热液环带，如样品D4015-8-2（图6b、e）。虽然核部黄铁矿（Py1）由内向外的w（As）略有升高（0.16%→0.52%），但总体仍然显示低w（As）的特征（平均0.32%），与自形黄铁矿（Py0）类似；最外部为厚度很小的环带（Py2），w（As）0.97%～2.8%。电子探针面扫描显示（图6e），As的环带结构非常明显，但Cu、Au环带不明显。

热液蚀变改造强烈的黄铁矿一般为他形，且经常与毒砂共生形成集合体。典型者如样品D4121-1-4（图6c、f），电子探针点分析表明核部（Py1）的w（As）0.17%～0.21%，平均0.19%，w（S）平均53.02%，w（Fe）平均45.89%，与自形黄铁矿（Py0）类似；环带（Py2）内部的w（As）为6.75%～8.07%，平均7.4%，外环带w（As）为8.84%～9.05%，平均8.9%，即由核部往环带，w（As）逐渐升高。环带w（As）远高于核部，反映二者为不同成因的黄铁矿，即核部黄铁矿（Py）为沉积成因，环带含砷黄铁矿（Py2）为热液成因。电子探针面扫描显示（图6f），As的环带结构非常明显，核部为黑色，暗示w（As）很低，环带亮色，暗示w（As）较高，与点分析结果吻合。S也显示环带结构，但特征与As相反。Cu没有明显的环带结构。Au不显示明显的环带结构，但整个黄铁矿-毒砂集合体Au色调明显比基质高，反映黄铁矿和毒砂都是金的主要载金矿物。

（3）毒砂均匀结构，w（As）一般为37.36%～43.77%，平均41.51%；w（S）为20.06%～24.91%，平均21.83%；w（Fe）为35.77%～37.06%，平均36.39%。S与As负相关。面扫描显示毒砂的Au色调明显比基质高（图6f），反映毒砂也是主要载金矿物。

图6 德峨金矿黄铁矿、毒砂类型及其EPMA点位和面扫描图像（a～c图为扫描电镜背反射照片，图中圆点和数字分别为测试点位及其顺序号，左下角为样品编号）a.自形黄铁矿及白云石压力影；b.具薄环带的黄铁矿；c.具厚环带的黄铁矿及毒砂；d～f.分别为a～c图相对应的As-Cu-S-Au元素扫描图Py0—自形黄铁矿；Py1—黄铁矿核部；Py2—黄铁矿环带；Apy—毒砂Fig.6 The types of pyrite and arsenopyrite in De'e gold deposit and its EPMA points and scanning images(Fig.a～c are the back reflection images of scanning electron(BSE),the dots and numbers in the figure are the test points and their sequence number respectively,and the sample number in the lower left corner)a.Euhedral pyrite and dolomite pressure shadow;b.Pyrite with thin rim;c.Pyrite with thick rim and arsenopyrite;d～f.Scanning images of As-Cu-S-Au corresponding to images a～c Py0—Euhedral pyrite;Py1—Core of pyrite;Py2—Rim of pyrite;Apy—Arsenopyrite

续表1Continued Table 1

综上所述，德峨金矿的主要载金矿物为黄铁矿和毒砂。矿石中的黄铁矿具有典型的环带状结构，表现为核部低w（As），高w（S）、w（Fe）；环带反之。金主要赋存于黄铁矿环带（Py2）和毒砂中。核部与环带的黄铁矿成因不同，核部黄铁矿（Py1）与地层中的自形黄铁矿（Py0）特征类似，推测为沉积成因，w（As）低；环带黄铁矿（Py2）为热液成因，w（As）高，可称之为含砷黄铁矿。由此可见，德峨寒武系金矿中的载金矿物具有卡林型金矿的一般特征（Hu et al.,2002）。

3.3 金的赋存状态

由于显微镜观察、扫描电镜和电子探针分析均未发现自然金颗粒，因此可以基本排除金以自然金形式存在的可能性。

环带状黄铁矿的EPMA点分析表明，环带黄铁矿（Py2）As与S呈明显的负相关关系，与Fe呈弱的负相关关系；Fe与S呈弱的正相关关系（图7），暗示Au可能以化学结合态赋存于黄铁矿颗粒中。

图7 含金黄铁矿（Py2）As-S-Fe元素关系图，显示As与S为负相关关系Fig.7 As-S-Fe element correlation diagram of gold-bearing pyrite,showing that As and S are negatively correlated

Reich等(2005)根据多种测试方法，研究发现了卡林型金矿中黄铁矿的金、砷含量关系，并给定150～250℃的温度条件下金的溶解度曲线为CAu=0.02×CAs+4×10-5，即log（Au）-log（As）图解中Au在固溶体中的溶解极限，此曲线将图解分成2个区域，高于此极限之上，金以Au纳米粒子（Au0）形式存在；而低于此极限，金则以固溶体（Au+）形式存在。本文据此对环带黄铁矿（Py2）原始数据进行投图分析，发现除少量点外，其余大多数数据均落在Au饱和极限之下（图8），证明热液中的Au处于不饱和的环境，Au以Au+形式存在。

图8 含金黄铁矿（Py2）和毒砂logAu-logAs图解（底图据Reich et al.,2005）Fig.8 log Au versus log As diagram of gold-bearing pyrites(Py2)and arsenopyrites(base map after Reich et al.,2005)

4 地球化学特征

4.1 成矿流体特征

本次工作在矿石中采集8件主成矿阶段的石英、方解石脉进行流体包裹体测试（测试单位：核工业北京地质研究院分析测试研究中心，仪器型号为LINKAM THMS600型冷热台，测试温度范围是-196～+600℃。冷冻和加热过程中控温速率一般设置为20℃/min，在相变点附近速率一般不大于0.2℃/min。水溶液包裹体的盐度据Hall等(1988)公式计算求得，密度据刘斌等（1999）公式计算求得，CO2-H2O包裹体的盐度据Roedder(1984)公式计算求得。

结果表明，石英流体包裹体较为发育，大部分包裹体小于10 μm，通常3～8 μm，少数包裹体可达15 μm以上，以呈透明无色-灰色的富液包裹体为主，少量为透明无色纯液相包裹体。方解石中多数流体包裹体大小均小于10 μm，一般大小直径3～8 μm，个别流体包裹体可达10 μm以上。二者均可分为Ⅰ型流体包裹体（气-液包裹体）和Ⅱ型流体包裹体（含CO2气体包裹体）。

Ⅰ型流体包裹体由盐水溶液（液相）和水（气相）组成，液相充填度一般为0.7～0.85。95%以上的石英包裹体（n=120）均一到液相，均一化温度（Th）变化于182～296℃，平均243.9℃。包裹体的盐度w（NaCleq）为0.53%～8.81%，平均6.2%（表2）。方解石包裹体（n=76）均一到液相，均一化温度（Th）变化于118～313℃，平均201.6℃。包裹体w（NaCleq）为1.91%～11.81%，平均5.83%（图9）。

图9 主成矿阶段石英和方解石流体包裹体均一温度和盐度直方图a.石英流体包裹体均一温度直方图；b.石英流体包裹体盐度频率直方图；c.方解石流体包裹体均一温度直方图；d.方解石流体包裹体盐度频率直方图Fig.9 The homogeneous temperature and salinity histograms of fluid inclusions in quartz and calcite from main mineralization stage a.The homogeneous temperature histogram of quartz inclusions;b.The salinity histogram of quartz inclusions;c.The homogeneous temperature histogram of calcite inclusions;d.The salinity histogram of calcite inclusions

表2 主成矿阶段石英、方解石流体包裹体均一温度和盐度Table 2 The homogeneous temperature and salinity of fluid inclusions in quartz and calcite

Ⅱ型流体包裹体室温下由气相和固相CO2组成。包裹体固相CO2均一到液相CO2的均一温度介于22.6～27.6℃，平均温度25.6℃；完全均一温度为239～260℃，平均温度247.6℃。

根据成矿温度和盐度，按邵洁莲（1988）提出的计算公式，计算成矿压力范围151.58×105～252.32×105Pa（最小捕获压力），平均压力217.30×105Pa，成矿深度范围0.414～0.924 km，平均深度为0.724 km。

4.2 碳、氢、氧同位素特征

主成矿阶段石英、方解石的碳、氢、氧同位素分析在中国地质科学院矿产资源研究所稳定同位素实验室完成，测试仪器为Finnigan MAT253型质谱仪，氢、氧同位素分析精度分别为±2‰和±0.2‰，分析结果均以SMOW为标准。碳同位素测定结果以PDB为标准，精度优于±0.2‰。流体δ18OH2O值根据矿物中流体包裹体的均一温度和矿物-水氧同位素分馏方程计算求得，公式为1000lnα石英-水=3.38×106/T2-3.4（Clayton et al.,1972），T=273+t，t为均一温度，本文采用243.9℃。

4.2.1 氢-氧同位素

石英的氢、氧同位素组成测定结果见表3。石英包裹体中水的δDV-SMOW值介于-71.2‰～-62.9‰，平均值-67‰。δDV-SMOW值包含于Taylor(1974)有关岩浆水的δD(-50‰～-80‰)值域范围。

表3 石英的氢-氧同位素分析结果Table 3 The hydrogen-oxygen isotopic analysis results of quartz inclusions

石英矿物δ18OV-SMOW值介于22.3‰～23.5‰，平均值23.0‰（图10），计算出与石英平衡的流体δ18OH2O为12.13‰～14.72‰，平均13.57‰。

图10 石英的氢-氧同位素直方图Fig.10 The histogram of hydrogen-oxygen isotopes of quartz

在δD-δ18O图解（图11）中，大多数样品的投影点落在了变质水区域及其附近。根据现代地热田的研究结果表明，循环大气降水与围岩发生氧同位素交换可以使大气降水δ18OH2O的最大偏移程度一般约为5‰左右（杨科佑等，1994），故此推测原始成矿流体中δ18OH2O值为7.13‰～9.72‰，与Taylor(1974)有关岩浆水的δ18OH2O(7.0‰～9.5‰)的范围重合。综合上述判断，原始成矿流体可能来自深部岩浆，上升过程中与天水和盆地建造水发生一定程度混合，形成多种流体混合的成矿流体。

图11 石英的氢-氧同位素组成图解（岩浆水和变质水范围据Taylor,1974;雨水线据Epstein et al.,1965;1970；水/岩交换曲线据Hofstra et al.,2005）Fig.11 The hydrogen-oxygen isotopic composition of quartz(The field of magmatic water and metamorphic water is from Taylor,1974;the meteoric water line is from Epstein et al.,1965;1970;the dashed arrows showing meteoric water/rock exchange are after Hofstra et al.,2005)

4.2.2 碳-氧同位素

方解石碳、氧同位素组成测定结果见表4。方解石矿物δ13CV-PDB值介于-8.2‰～0.6‰，平均值-3.55‰，与海相碳酸盐的δ13C平均值类似。

表4 方解石的碳-氧同位素分析结果Table 4 The carbon-oxygen isotopic analysis results of calcites

方解石矿物δ18OV-PDB值介于-11.4‰～-10.0‰，平均值-10.7‰；δ18OV-SMOW为19.2‰～20.6‰，平均值19.9‰。

在δ18OV-SMOW-δ13CV-PDB图解（图12）中，方解石的投影点全都落在海相碳酸盐岩内及其附近，远离花岗岩区域，表明成矿热液中的碳主要来源于海相碳酸盐岩的溶解。

图12 方解石碳-氧同位素组成图解（底图据刘建明等，1997）Fig.12 The carbon-oxygen isotopic composition diagram of calcites(base map after Liu et al.,1997)

4.3 硫同位素特征

4.3.1 分析结果

黄铁矿、毒砂的原位微区硫同位素分析在澳大利亚国立大学使用SHRIMP SI完成。在详细的镜下观察之后，选择待测薄片并加入Ruttan黄铁矿标样一起制成靶，喷上金膜后上机测试。测试中采用光束直径为25 μm，具体流程参阅Ireland等（2008；2014）。每测3个待测样品后，进行一次标样的测试。标样Ruttan黄铁矿的硫值为δ34SV-CDT=1.2‰±0.1‰，2σ（Crowe et al.,1996）。外标平均重复率好于0.5‰（2σ）。本次测试点位见图13，分析结果见表5，相应的频率直方图见图14，分布范围见图15。

图14 德峨金矿硫化物的硫同位素频率直方图Fig.14 The frequency histogram of sulfur isotope of sulfides from De'e gold

图15 德峨金矿硫同位素变化范围图解Fig.15 ThevariationrangeofsulfurisotopeinDe'egolddeposit

表5 德峨金矿黄铁矿和毒砂硫同位素组成Table 5 SHRIMP In Situ sulfur isotopic compositions of pyrites and arsenopyrites from De'e gold deposit

（1）自形黄铁矿（Py0）

自形黄铁矿（Py0）的δ34S表现为较大的正值或者负值，例如样品D4014-8-5（图13a）各部位的点分析结果均为绝对值较大的负值（-21.80‰～-18.22‰），但另外2个样品（D4010-3-1和D4021-1-5，图13b）在1.92‰～8.57‰之间。总体上，沉积成因的自形黄铁矿的δ34S极差大（30.37‰），在频率直方图上分布于两侧。

（2）环带状黄铁矿

具薄环带的黄铁矿（如D4014-8-2，图13c），其内部黄铁矿（Py1）具有较高的硫值（δ34S为3.35‰～14.15‰），薄环带上热液含砷黄铁矿（Py2）的硫值表现为接近零值的特点（δ34S为-1.05‰～0.55‰）。整个黄铁矿颗粒δ34S由内向外，也呈现出逐渐趋向于零值的特点（10.47‰→14.15‰→3.35‰→3.75‰→-1.05‰→0.55‰），同时，EPMA分析结果表明其w（As）由内部向外环带也具有升高的趋势：0.16%→0.19%→0.42%→0.52%→2.86%→0.97%。

厚环带黄铁矿（如D4021-1-4，图13d），其核部黄铁矿（Py1）δ34S为2.45‰，环带黄铁矿（Py2）δ34S为1.23‰，也表现为由核向环带趋向于零值；另外2个样品（D4009-2-13和D4015-2-7，图13e、f）核部未出露自形黄铁矿（Py1），故整个颗粒均为Py2，相应的δ34S范围为-3.49‰～-7.52‰。

图13 德峨金矿硫化物的原位硫同位素分析点位图（图中均为扫描电镜背反射照片，圆点和数字分别为测试点位及其顺序号）a、b.自形黄铁矿；c.具薄环带的黄铁矿；d～f.具厚环带的黄铁矿及毒砂Py0—自形黄铁矿；Py1—黄铁矿核部；Py2—黄铁矿环带；Apy—毒砂Fig.13 SHRIMP in situ sulfur isotope analysis of sulfides from De'e gold deposit(All the pictures are the back reflection images of scanning electron(BSE),the dots and numbers in the figure are the test points and their sequence number respectively)a,b.Euhedral pyrite;c.Pyrite with thin rim;d～f.Pyrite with thick rim and arsenopyrite Py0—Euhedral pyrite;Py1—Core of pyrite;Py2—Rim of pyrite;Apy—Arsenopyrite

（3）毒砂

毒 砂δ34S值 介 于-7.58‰～-1.17‰，平 均 值-3.83‰，极差6.41‰。若除去2个测点具有较低的硫同位素值外（-7.58‰和-6.97‰），其余4个测点变化范围（-3.0‰～-1.17‰）较集中，也是趋向于零值附近，与黄铁矿环带（Py2）特征类似。

4.3.2 硫同位素示踪

自形黄铁矿（Py0）和环带状黄铁矿核部（Py1）的As含量较低，且δ34S表现为较大的正值（如样品D4014-8-2内部为10.47‰～14.15‰）或者负值（如D4014-8-5为-21.80‰～-18.22‰），即具有很宽的δ34S数值范围。具有此特征的黄铁矿的形成可能与（半）开放体系和硫酸盐受限体系环境中海水硫酸盐的细菌还原过程（BSR）有关（Machel,2001），表明此类黄铁矿中的硫主要来自于沉积盆地或者海水硫。

环带状黄铁矿环带部位（Py2）和毒砂的δ34S值（-7.58‰～1.23‰）呈塔式分布，但总体趋向于零值，与岩浆硫同位素组成相近，略微亏损δ34S，因此可以认为成矿流体的硫来自岩浆热液。结合环带状黄铁矿硫同位素组成由核部向外部环带，硫同位素均趋向于零值附近的特征，推测黄铁矿环带形成过程中有岩浆硫的加入，导致生物硫或海水硫逐渐向岩浆硫演变。当然该过程中也不排除生物硫和海水硫的混染，二者发生一定程度的硫同位素交换，导致硫值趋向于零值。此现象与黔西南水银洞、泥堡金矿的研究结论类似（Hou et al.,2016；Xie et al.,2018；Yan et al.,2018；Li et al.,2019）。

5 讨论

5.1 德峨金矿的矿床类型

隆林德峨金矿产出构造部位为孤立碳酸盐岩台地内部，赋矿层位为寒武系，含矿岩性主要为白云质碎裂岩和角砾岩、含砂泥质白云岩等，与产于孤立台地边缘三叠系钙质砂泥岩中的矿床有一定的区别，但在控矿因素、矿化蚀变特征、载金矿物特点、成矿物理化学条件和地球化学特征方面却具有大致相同的特征（表6），反映其应该属于比较典型的卡林型金矿。

表6 德峨金矿与滇黔桂典型卡林型金矿主要特征对比表Table 6 Comparison of main characteristics between De'e gold deposits and typical Carlin-type gold deposits in Yunnan-Guizhou-Guangxi region

5.2 矿床模型

5.2.1 主要控矿因素

构造因素：断裂构造是最主要的控矿要素，无论是层控型还是断控型矿体均如此（图16）。区域性F1断层宽达34 m，断层角砾岩发育，是矿区最主要的含矿流体通道，既是导矿构造也是赋矿构造，南带的断控型矿体即赋存其中。北带和中带的热液通道主要为平行于F1的小型断层-节理带，虽然单条断层宽度仅2～10 cm，但其两侧的节理-劈理带可宽达40 cm左右，多条断层聚集在一起，可以形成宽达10～30 m的断层-节理带，节理中充填石英小脉，但蚀变矿化主要发生在围岩中，形成层控型矿体。因此，无论断控型还是层控型矿体，近东西向断层或者节理带是最主要的控矿因素。

图16 德峨背斜断裂构造和岩性控矿示意图1—灰岩；2—白云岩；3—含砂泥质白云岩；4—正断层；5—角度不整合界线；6—金矿（化）体Є—寒武系；D—泥盆系；C—石炭系；P—二叠系Fig.16 Schematized map showing fault and lithology ore-controlling of De'e anticline 1—Limestone;2—Dolostone;3—Sandy and muddy dolostone;4—Normal fault;5—Angular unconformity boundary;6—Gold orebody Є—Cambrian;D—Devonian;C—Carboniferous;P—Permian

地层岩性因素：断控型矿体目前观察到的含矿岩性为寒武系白云岩形成的角砾岩，但品位不是很高，一般在0.1～1.2 g/t左右。层控型矿体发育于小断层和节理带旁侧，受岩性控制明显，赋矿岩性主要为寒武系含砂泥质白云岩，而单纯的细晶白云岩则矿化很弱。因此，在构造条件具备的情况下，含砂泥质白云岩是最为有利的赋矿岩性。

总体而言，断层为含矿热液通道，起导矿构造作用；其旁侧的寒武系含砂泥质白云岩是最有利的赋矿岩性，是成矿流体侧向迁移、交代和矿质沉淀的主要场所。

5.2.2 矿床模型

综合区域地质及以上地质和成矿物理化学条件，初步建立孤立碳酸盐岩台地内部德峨金矿矿床模型如下：

右江地区在寒武纪为扬子被动大陆边缘碳酸盐岩台地的一部分，沉积一套巨厚的白云岩，其中的含砂泥质白云岩（或者钙质砂岩）是有利的赋矿岩性。加里东运动导致泥盆系不整合于寒武系之上。印支运动导致右江盆地强烈造山，孤立碳酸盐岩台地形成宽缓状的背斜，周缘三叠系陆源碎屑岩则强烈褶皱，断裂发育，形成德峨背斜的总体构造格架。燕山运动由于构造叠加，不同方向的背斜叠加形成穹隆构造，其构造高点是热液聚集的有利部位；一些区域断层活化，配套的次级断层和节理发育，构成成矿流体向上流动的主要通道。

德峨金矿矿石中黄铁矿环带（Py2）、毒砂的δ34S集中于零值附近，暗示硫可能来源于岩浆。石英的氢氧同位素示踪也显示成矿流体来源于岩浆。据此推测，燕山期来自深部的岩浆热液携带Au、As、Sb、Cu、Tl等成矿物质，沿着区域大断层上升，然后顺着大断层的分支，例如孤立台地边缘的同生断层、台地内部的次级断层、节理等流体通道继续流动。在孤立台地内部寒武系分布地区，除在大断层中形成断控型的脉状矿化之外，还沿着节理、小断层对其两侧的含砂泥质白云岩顺层交代，形成层控型的矿化，即德峨式矿化（图17）。气液两相包裹体研究表明，成矿热液具有低温（平均245℃）、低盐度w（NaCleq）（平均6.2%）的特点。碳-氧同位素在δ18OV-SMOW-δ13CV-PDB图解中的投影点落在海相碳酸盐岩内及其附近，表明成矿热液中的碳主要来源于海相碳酸盐岩的溶解。根据前人研究表明HS-离子可搬运携带Au元素（Su et al.,2008；2012），因此，成矿热液呈弱酸性，在遇到不纯的碳酸盐岩时，碳酸盐岩发生溶解，释放C和Fe，C重新活化形成热液方解石和白云石，而一部分Fe形成含Au黄铁矿，另一部分则替代Mg形成铁白云石。由于断层、节理的周期性活动，成矿热液也因此周期性波动，形成卡林型金矿特有的环带状黄铁矿。

从区域背景上看，如果含矿流体沿着断层继续向上流动，在穹隆顶部高点处泥盆系与寒武系的不整合界线附近顺层交代，形成马雄式金矿；在不同层位的不整合面上，热液顺层交代其中的富含同生黄铁矿的含泥质、粉砂质碳酸盐岩，形成层控型的矿化，即隆或式矿化（图17）。以上矿化均位于孤立碳酸盐岩台地的内部，断层是主要的流体通道，碳酸盐岩中的含泥质、粉砂质不纯碳酸盐岩是主要的赋矿岩石。

台地边缘三叠系碎屑岩则强烈褶皱，断裂发育，形成高角度的受断裂控制的张家湾式金矿（类似于区域上的烂泥沟、金牙、明山金矿）（图17）。

图17 桂西隆林地区孤立碳酸盐岩台地的“梯式”成矿模型1—砾岩；2—砂岩；3—泥质粉砂岩；4—泥岩；5—灰岩；6—白云岩；7—含砂泥质白云岩；8—推测隐伏岩体；9—三叠系；10—二叠系；11—石炭系；12—泥盆系；13—寒武系；14—整合地质界线；15—角度不整合地质界线；16—断层；17—金矿体；18—流体流动方向Fig.17 The schematized"ladder"metallogenic model of isolated carbonate platform in Longlin area,western Guangxi 1—Conglomerate;2—Sandstone;3—Argillaceous siltstone;4—Mudstone;5—Limestone;6—Dolostone;7—Sandy and muddy dolostone;8—Inferred concealed intrusion;9—Triassic;10—Permian;11—Carboniferous;12—Devonian;13—Cambrian;14—Conformity geological boundary;15—Angular unconformity geological boundary;16—Fault;17—Gold orebody;18—Direction of fluid flow

综上所述，桂西隆林地区孤立碳酸盐岩台地内部发育层控型和断控型2类卡林型金矿（化）体，金矿（化）体与台地和断层的空间关系可以用“梯式”结构模型来概括，即陡立的断裂是含矿热液向上运移的主要通道，类似于“梯子”的两根边柱，可以是导矿构造，也可以是赋矿构造；孤立碳酸盐岩台地中不同时代的不整合面或寒武系中含砂泥质白云岩夹层是成矿流体侧向迁移、蚀变和矿质沉淀的主要场所，形成的层控矿体组成“梯子”的横杆。

5.3 地质意义

（1）桂西寒武系是新的找矿层位

现有的研究表明，美国内华达卡林型金矿含矿地层为寒武系—泥盆系，主要集中在志留系—泥盆系，沉积相以台地边缘斜坡为主（图18），主要容矿岩石为碳酸盐岩夹少量钙质粉砂岩（Arehart,1996；Hofstra et al.,2000；Cook,2015）。斜坡上的软沉积变形和碎屑流角砾岩具有较高的岩石孔隙度，岩层渗透性较好，使得斜坡地带成为成矿的最佳场所，如Meikle至Betze-Post成矿带就是一个800 m长的斜坡带，赋存了品位最高的Meikle矿床（平均品位为24.7 g/t）和规模最大的Betze-Post矿床（储量约1250 t）（Emsbo et al.，2003)。近几年在台地内部碳酸盐岩地层中发现的矿床，实际上也是赋存于海侵期间形成的一套钙质泥岩和粉砂岩中（Cook,2015；Smith et al.,2018)。研究表明，酸性流体作用下，不纯的碳酸盐岩（含石英、长石粉砂）比纯碳酸盐岩或者泥岩在碳酸盐溶解后（即去碳酸盐化）具有更高的空隙度，其原因是此类岩石中所含石英、长石颗粒支撑了因碳酸盐溶解导致的空隙，进而增强了岩石的渗透性，有利于含金流体的流动（Hofstra et al.,1991;Stenger et al.,1998）。

图18 美国卡林型金矿沉积相区及主要赋矿层位示意图（据Smith et al.，2018）1—砂岩；2—灰岩；3—浊积岩；4—台地/生物礁边缘；5—角度不整合地质界线；6—整合地质界线；7—坍塌坡积物；8—金的产出层位Fig.18 Sketch map of sedimentary facies areas and main ore-bearing horizons of Carlin-type gold deposits in the United States(after Smith et al.,2018)1—Sandstone;2—Limestone;3—Turbidite;4—Platform/Reef margin;5—Angular unconformity geological boundary;6—Conformity geological boundary;7—Slumps;8—Stratigraphic occurrences of gold

中国滇黔桂“金三角”卡林型金矿主要含矿层位为二叠系—三叠系（图19），含矿岩性变化较大，包括碳酸盐岩、钙质火山碎屑岩和钙质陆源碎屑岩。其中黔西南地区为扬子被动大陆边缘碳酸盐岩台地相区，赋矿层位主要为二叠系，含矿岩性为生物碎屑灰岩、钙质火山角砾凝灰岩等，典型矿床为水银洞金矿和泥堡金矿（刘建中等，2006；陈懋弘等，2018b）。桂西地区则为孤立台地边缘斜坡-盆地陆源碎屑岩相区，赋矿层位主要为三叠系，含矿岩性为钙质砂岩、粉砂岩夹泥岩，典型矿床为金牙、明山金矿（国家辉等，1992）（含黔西南的烂泥沟和丫他金矿）。但桂西地区孤立碳酸盐岩台地中的不同时代之不整合面上若出现一定厚度的钙质陆源碎屑岩和钙质凝灰岩夹层，也可以形成含矿层，如泥盆系/寒武系的马雄金矿、果提金矿；石炭系/泥盆系的隆或金矿；上二叠统/下二叠统的大坪金矿点（陈开礼等，2002）。该特征实际上与美国台地相区的含矿层特征类似，即卡林型金矿没有地层的成矿专属性，不同时代的地层只要具备有利的岩性组合条件，都可以成为含矿层位。

图19 滇黔桂卡林型金矿沉积相区及主要赋矿层位示意图（不依比例）1—灰岩；2—含砾砂岩；3—砂岩；4—泥岩；5—玄武岩；6—角砾凝灰岩；7—整合地质界线；8—角度不整合地质界线；9—滑塌堆积；10—金的产出层位图中代表性矿床：①—水银洞；②—泥堡；③—架底；④—烂泥沟；⑤—金牙；⑥—大坪；⑦—隆或；⑧—马雄；⑨—德峨Fig.19 Sketch map of sedimentary facies and main ore-bearing horizons of Carlin-type gold deposits in Yunnan-Guizhou-Guangxi region(not to scale)1—Limestone;2—Pebbled sandstone;3—Sandstone;4—Mudstone;5—Basalt;6—Breccia tuff;7—Conformity geological boundaries;8—Angular unconformity geological boundary;9—Slump accumulation;10—Stratigraphic occurrences of gold Typical gold deposits:①—Shuiyindong;②—Nibao;③—Jiadi;④—Lannigou;⑤—Jinya;⑥—Daping;⑦—Longhuo;⑧—Maxiong;⑨—De'e

寒武纪时桂西、黔西南均属于扬子被动大陆边缘的一部分，沉积了一套巨厚的台地相碳酸盐岩（以白云岩为主）夹少量砂泥岩，往桂西南（西大明山地区）则逐渐相变为陆棚边缘相的陆源碎屑岩夹少量灰岩。德峨金矿的发现和初步研究成果表明，桂西台地相区寒武系虽然以巨厚的白云岩为主，但其中的含砂泥质白云岩（或含钙质陆源碎屑岩？）夹层是有利的含矿岩性，因此，寒武系也可以构成含矿层位。

（2）桂西孤立碳酸盐岩台地内部是新的找矿区域

美国卡林型金矿带的矿床主要集中在台地边缘斜坡相带上，但近年来在东部100～150 km处的碳酸盐岩台地相区新发现了Long Canyon金矿等一系列卡林型矿床，总体资源量超过1275 t（Smith et al.，2018）。这一发现将卡林型金矿潜在的勘探区域从斜坡相区扩大到东部100～150 km远的台地相区，很大程度上扩大了卡林型金矿的找矿范围（Cline，2018；Smith et al.，2018）。

桂西地区是右江盆地的主体部分，其最大特点是广大的三叠系陆源碎屑岩分布区“漂浮”着三十多个大小不等的寒武系—二叠系孤立碳酸盐岩台地（图1a）。目前发现的卡林型金矿绝大多数分布在这些孤立碳酸盐岩台地边缘的三叠系钙质陆源碎屑岩中，如金牙、高龙、明山、林旺金矿等（包括黔西南的烂泥沟、丫他金矿），主要原因是这些孤立台地边缘存在沟通地壳深部的同生正断层（可作为流体通道）、构造变形最强烈（褶皱断裂发育，岩石破碎，大大提高岩石渗透率）、富含钙质（有利于酸性流体的交代，形成所谓的“去钙化”并提高空隙率）（王砚耕等，1995；Chen et al.,2011）。相反，桂西孤立台地内部一般由巨厚的前三叠纪碳酸盐岩地层组成，岩性单一，厚度大，物理性质上能干性强，不易发生构造变形，因此岩层产状平缓，岩石破碎程度低，构造裂隙不发育，不利于流体的迁移。由于这些原因，一般认为台地内部不含矿。因此，前人的找矿工作基本是“绕着台地边缘走”（国家辉等，1992）。德峨金矿的发现和研究成果表明，只要具备合适的构造和岩性条件，桂西地区的孤立碳酸盐岩台地内部也可以构成新的找矿区域。这一认识，将桂西地区的找矿区域从台地边缘扩展到台地内部。考虑到桂西地区存在三十多个孤立台地，该区的找矿前景仍然十分广阔。

6 结论

（1）隆林德峨金矿是桂西孤立碳酸盐岩台地内部寒武系白云岩中新发现的矿床，矿（化）体明显受断裂和岩性控制，热液矿物组合以黄铁矿-毒砂-辉锑矿-石英-方解石为主，Au以不可见金赋存于黄铁矿和毒砂中，黄铁矿具有明显的核-环显微结构，且环带高As、Au，成矿物理化学条件和氢-氧、碳-氧、硫同位素特征等均反映其具有卡林型金矿的一般特点。

（2）德峨金矿的发现拓展了桂西卡林型金矿的找矿区域和找矿层位，即找矿区域从孤立台地边缘扩展到台地内部，找矿层位从三叠系扩展到寒武系，打破了前人认为孤立碳酸盐岩台地内部寒武系一般不成矿的观点，为桂西地区的金矿找矿工作向孤立碳酸盐岩台地内部进军提供了理论支撑。

（3）鉴于其特殊的构造部位和含矿岩性，德峨金矿的成矿机理、成矿时代，以及其与台地边缘的卡林型金矿是否构成统一的成矿系统还需要进一步的研究，其成果对于进一步完善滇黔桂卡林型金矿成矿模型具有重要的意义。

致谢野外工作期间得到了李兴鹏工程师的大力协助。感谢黄宏伟、罗寿文教授级高级工程师的有益讨论！审稿专家提出了富有建设性的修改意见，谨致谢忱！