红土型金矿地质特征、控矿因素及找矿标志

庄天明,李小飞,王新彦

(1.烟台黄金职业学院，山东 烟台 265401；2.中国黄金集团地质有限公司，北京 100012)

红土型金矿床是指赋存于红土风化壳中的金矿床，其形成与红土化作用有关(翟裕生，2011)。红土型金矿最主要的特点是金矿分布于红土之中，而红土是含Al的硅酸盐矿物和含Fe的矿物经分解氧化形成的呈红色、赭色和褐色的土，广泛分布于热带、亚热带炎热且干湿交替的气候地区(刘国平，1999)。自20世纪80年代，在西澳大利亚博丁顿首次发现红土型金矿以来，在美国、巴西、泰国、印度、马里、几内亚、尼日利亚、加纳、新喀里多尼亚、斐济、越南和老挝等地陆续发现一系列红土型金矿床(曹新志，1998)。中国红土型金矿床发现始于20世纪90年代初，湖北嘉鱼蛇屋山金矿是利用化探方法发现的国内第一个大型红土型金矿床(李松生，1994)。目前，在湖南、广东、云南、贵州和广西等地也陆续报道了红土型金矿床(点)的发现，并进行了相应的勘查及研究工作(张学书，1997，1998；李志群，1998，1999；王砚耕，1998，2000；蒋年生，1999；何维基，1998；陈履安，1999；王瑞湖，2000；杨竹森等，2000，2001；陈履安，2000；陈大经等，2001；Zang, et al., 2002；邹依林等，2006；董光贵，2007；蔡鹏捷等，2016；童远刚等，2016)。红土型金矿床具有规模大、易露采、易选冶、回收率高、见效快及效益高等特点(胡胜雄，2005；胡金才等，2013)，逐渐被国内外金矿地质勘查工作者所重视。

前人已对红土型金矿的矿床分类、成矿机理、成矿模式及与国外典型矿床对比等进行了研究，并取得了一系列成果(Mann, 1984; Santosh et al., 1991；Porto et al., 1995；陈大经等，1996；曹新志，1998；孙承兴等，1998；刘国平等，1999；王燕等，1999；王燕等，2002；高振敏等，2002；王晓曼等，2016；Lintern et al., 2017)，但对于红土型金矿的地质特征、控矿因素及找矿标志未做全面而深入的总结。笔者在前人研究成果的基础上，结合在老挝那乌东红土型金矿的勘查工作，详细论述了红土型金矿地质特征，对红土型金矿控矿因素进行了阐释，最后指出了找矿标志。

1 红土型金矿地质特征

1.1 矿床类型

红土型金矿床类型根据不同的划分依据有不同的分类方法(刘幼平，1999)。根据成矿时代的不同分为古风化壳红土型金矿和新生代红土型金矿2类。考虑到红土型金矿的变化保存，根据为成矿提供矿源的地质体特征及成矿作用的不同分成2种类型：初生红土型金矿和改造红土型金矿(陈大经等，1996)。后者是红土型金矿的主体，也是找矿的主要对象。例如，博丁顿金矿、巴依尔金矿、湖北蛇屋山金矿等都为改造红土型金矿。刘国平等(1999)根据红土型金矿剖面结构特征、控矿构造、与原生矿(矿化体)的关系将其分为2类，即残积型和迁积型。残积型金矿为原生金矿石或金矿化岩石原地或基本原地经红土化作用形成的金矿；迁积型金矿主要为金矿石或金矿化岩石经风化、迁移(主要是垮塌、重力滑移)在喀斯特溶岩洞中堆积，经红土化所形成的金矿床。此种分类方法与陈大经等(1996)的分类方法大同小异，一种由于红土化作用基本原地形成，另一种经历了风化、迁移，又遭受红土化作用而形成金矿床。刘国平(1999)的分类更加侧重从矿床特征及成因上考虑分类。因此，笔者更倾向于此分类方法，即分为残积型和迁积型。

1.2 风化壳剖面分带

大量研究表明，红土型金矿床在剖面上具明显的垂直分带特征(曹新志，1998)，无论风化原岩是何种类型，一般都可划分出5～6个带(图1)；按风化程度不同，剖面从上到下可分出强风化带、风化带、半风化带、弱风化带和新鲜原岩；按地球化学分带则分为氧化残余带、水解带、淋滤带和水合带。通过国内外部分红土型金矿剖面分带对比(表1)，虽然可以发现地质背景及剖面分带命名等有所不同，但剖面特征仍具有较好的可比性及相似性。对比发现，矿体通常产于硬(铁)壳层、杂色黏土层、网纹状黏土层及含砾亚黏土层中。因此，研究红土型金矿床风化壳剖面分带，对于矿体定位预测具有重要意义。

表1 国内外部分红土型金矿床垂直分带对比表

1.3 矿体形态、产状与规模

红土型金矿床矿体形态多呈层状、似层状和透镜状(曾志方等，2003；段振元等，2010；王晓曼等，2016)。矿体埋藏较浅，产状一般较平缓，主要受红土风化壳形态控制(图1)，底板产状有起伏变化，矿体规模均小于风化壳规模。矿床多数为中、小规模(曾志方等，2003)，少数可达大型乃至特大型规模。例如,博丁顿金矿，矿体长大于2 000 m，厚度一般为4～8 m，最厚20 m，具3层矿(Wells et al.，2019)；蛇屋山金矿矿体长约1 300 m，宽350 m，厚1.20～41.20 m，达到大型矿床规模；老挝那乌东金矿主矿体呈近水平层状，长约360 m，宽120～320 m，厚3～62.05 m，有达到中-大型矿床的潜力。研究表明，低品位并不是红土型金矿的基本地质特征，红土型金矿的品位往往受母岩含Au背景控制(孙承兴等，1998)。在初具矿化地质体上发育的红土层矿石品位往往较低，但是在已有原生金矿基础上，完全有可能形成比原生金矿更富的红土型金矿。

Qh.全新统(残坡积、洪冲积)；Qp24.中更新统第四段；Qp23.中更新统第三段；Qp22.中更新统第二段；Qp21.中更新统第一段；T3-J1.上三叠—下侏罗统(武昌群)；∈2-3-O1.寒武系上统—奥陶系下统(娄山关群—南津关组)；1.腐殖土；2.网纹状含砾亚黏土；3.含高岭土含砾亚黏土；4.含砾亚黏土；5.硅化岩岩块；6.页岩；7.灰岩；8.泥灰岩；9.断层及编号；10.断裂破碎带及编号；11.红土型金矿体

1.4 矿石质量

红土型金矿床矿石通常较为松散(段振元等，2010)，组分简单，基本成分为黏土，夹有少量硅质岩或其他围岩碎屑(图2a、图2b)。主要矿物为石英、高岭土(图2b)、玉髓、褐铁矿(图2d)和针铁矿；次要矿物为黄铁矿、硬锰矿、胶磷矿、绿泥石和重晶石等(刘腾飞，1996)。老挝那乌东金矿原生矿体附近富含重晶石，矿石结构主要为泥状、含粉砂泥状、粉砂状及残余结构(毛昌明等，2006；潘金权等，2012)；矿石构造通常为土状、网纹状、皮壳状、角砾状(图2c)、条带状、斑点状、豆粒状、结核状和块状构造；矿石中的金主要呈次显微状或微粒状的游离自然金存在，产于针铁矿结核及豆粒中，或产于褐铁矿裂缝中，或吸附在红土中的铁、铝氢氧化物上，或吸附于黏土矿物晶体边缘，少数呈薄层板状甚至块金形式产出，与以黄铁矿为主要载金矿物的热液型金矿床明显不同(陈根文等，1999；胡金才等，2013；高永伟等，2019)；部分红土型金矿床矿石中常伴生Ag，而且品位较高(Larizzatti et al.，2008)；金矿物的成色较高(Santosh et al., 1991)，为红土型金矿的重要特征。

Ms.泥质粉砂岩砾；Kl.高岭土；Lm.褐铁矿

2 控矿因素讨论

2.1 矿源体

为红土型金矿提供金物质来源的地质体称之为矿源体(陈大经等，1996)。金矿的矿源体大致可分为2类：①含Au丰度较高的岩石。包括前寒武系绿岩带岩石、变质岩、中基性火山岩、花岗闪长岩及闪长岩等(胡胜雄，2005)。例如，博丁顿金矿就被认为是与含Au较高的太古界安山岩及花岗闪长岩有关；赣西大坊红土型金矿的矿源体为花岗闪长斑岩(何维基，1998)。②产于各类基岩中的金矿化体及矿体。该类矿源体有产于古老地层中受构造破碎带控制的含Au硫化物石英脉矿化体及矿体(巴西巴依尔金矿床)；产于寒武—奥陶系及其他古生界中的卡林型金矿化体(湖北蛇屋山金矿床)；产于受构造控制的泥质粉砂岩、硅化沉凝灰岩矿化体及矿体(老挝那乌东金矿床)。

2.2 构造条件

国内外绝大多数红土型金矿床都与构造有关(澳大利亚博丁顿金矿床、湖北蛇屋山金矿床、云南北衙金矿床)，包括区域构造、新构造运动及矿田构造。通常区域构造控制着区域构造演化、沉积建造、岩浆活动及成矿作用，也在一定程度上控制着区域上矿床的分布(翟裕生等，2010；李猛等，2020)。矿田构造则可为矿床提供运移通道和储矿空间，直接控制着红土型金矿下部含Au地质体或金矿体的分布。湖北蛇屋山、云南北衙及贵州安龙豹子洞等矿床的形成均与断裂构造有密切关系，在断裂带部位风化壳显著增厚，金矿体厚度也大。因此，构造还间接控制着红土型金矿的空间分布及矿体厚度、规模(任治禨等，2001；Wang et al.，2014；岑安元，2016；童远刚等，2016)。新构造运动则决定了地壳的抬升、风化，影响着红土化作用的进行，同时也控制着矿床的变化和保存。

2.3 古气候条件

世界范围内，红土型金矿主要集中于南北纬31°以内的低纬度地区，古气候以热带-亚热带湿润气候为主。新构造运动时期，西澳大利亚、老挝、云南、湖南及中国的滇、黔、桂地区普遍为热带-亚热带湿润气候，雨量充沛，干湿交替，风化过程加速了物质的循环及元素交换；有机质分解产生CO2多向大气逸放，而腐植酸被大量雨水稀释，地表水变为了弱酸性-中性-弱碱性。此环境下，可使原岩中的Si、Ca、Mg、K、Na等元素大量淋滤流失；特别是去Si作用强烈，形成三水铝石，铝、铁等氧化物残留下来形成红土风化壳(王燕等，2002；毛昌明等，2006)。因此，这种温热湿润的古气候环境促进红土化作用的进行(Anand et al.，2019)，为红土型金矿的形成提供了有利的条件。

2.4 水文地质条件

红土型金矿作为一种典型的风化矿床与地表水和地下水的运动状况及化学类型密切相关，水文地质条件对红土化作用发育的强度及深度有重要影响，决定了红土化过程中Au元素被动活化能力、迁移形式及沉淀富集。地下水是风化壳中各种物质溶解和迁移的载体，是导致红土风化壳结构分带性的主要因素之一(王燕等，2002)。而差异性升降运动易使地下水侧向流动，对成矿不利；相对低洼的平坦地区，地下水呈垂向运动为主，利于Au元素的次生富集(李志群，1998)；相对稳定的潜水面和地表水、地下水补给系统有利于红土化作用的进行及风化壳的保存。因此，良好的水文地质条件有利于红土型金矿的形成。

2.5 地貌条件

研究表明，相对稳定的区域构造环境有利于大中型红土型金矿床的形成。国内外已发现的大中红土型金矿主要产于构造背景相对稳定的低山丘陵地区，可使红土风化壳及富集沉淀的Au更易保存。例如，澳大利亚的布丁顿、巴西的巴伊尔等红土型金矿床。而构造活动强烈地区是不利于红土风化壳与红土型金矿的形成与保存(王燕等，2002)。中国南方部分地区受强烈的构造活动影响，地形起伏大，切割深，对矿床的保存不利。在山间盆地、低山丘陵、喀斯特地貌区域多形成中小规模的红土型金矿床。黔西南地区发育大量红土型金矿，但贵州晴隆沙子锐钛矿矿床由于喀斯特地貌发育，使金矿源岩风化不彻底，不能形成红土型金矿床(张敏等，2016)。老挝那乌东地区和西非南撒哈拉地区多为低山丘陵地带(Chardon et al., 2018)，红土型金矿广泛发育。因此，地貌条件也是红土型金矿形成的重要控矿因素之一。

3 找矿标志

寻找红土型金矿首先建立在一定区域内发育红土层的基础上，在低纬度热带-亚热带湿润地区，红土层下部有丰富矿源体相对稳定的构造环境或山间盆地、低山丘陵及喀斯特地貌区域。综合前人研究成果及笔者在老挝那乌东金矿的勘查工作，总结出以下几个找矿标志。

(1)区域性化探分散流及次生晕Au异常是红土型金矿的重要找矿标志。化探方法寻找金矿一直被地质勘查工作者所推崇，特别是全国区域化探数据库的建立，为金矿床资源预测提供了丰富的地球化学信息(向运川等，2018)。红土型金矿床与化探异常往往具有较好的吻合性，尤其是形态完整、元素分带明显，浓集中心清晰的Au、Ag、Hg、Sb、Bi、Mo及As元素组合异常，可能是红土型金矿的矿致异常(王燕，1999; 潘金权等，2012；胡金才等，2013；Lintern et al., 2017)。例如，老挝那乌东金矿床，在预查第一阶段进行了1∶5万水系沉积物测量，圈出了水系异常靶区，划定了下步工作重点区域；第二阶段完成了1∶1万土壤地球化学测量，圈出了土壤异常靶区，后期经异常查证，发现了工业矿体，金矿体与Au、Ag、Cu、As、Sb元素组合异常吻合性较好。

(2)在富含Au元素的地质体或金矿体范围及其附近存在大面积的红土层，为寻找红土型金矿的重要标志。长江中下游及华南地区的红土形成时代多为第四纪更新世，并且主要是在中更新世形成。在这一地质时期网纹红土、杂色黏土较为发育(陈大经等，1996；毛昌明等，2006)。从湖北蛇屋山金矿红土风化壳剖面可以看出，剖面中发育网纹状红土。因此，长江中下游红土型金矿的主体应是第四纪中更新世的产物。

(3)红土剖面的铁质带可作为一种重要寻找金矿体的标志(曹新志，1998)。红土化剖面中的豆(鲕)状褐铁矿结核及铁锰结核碎块层位是红土化作用成熟和成矿红土化剖面的特征，是直接的找矿标志(王燕，1999;毛昌明等，2006)；褐铁矿(针铁矿)、次生锰矿物也是重要的找矿标志(李志群，1998)。在老挝那乌东金矿区红土剖面中上部含砾亚黏土层位中，富含大量豆状、球粒状褐铁矿结核构成了红土剖面铁质带；经化验分析，该带为富含Au的层位。

4 结论

(1)红土型金矿根据风化壳剖面结构特征、与原生矿的关系主要分为残积型和迁积型；红土型金矿的风化壳剖面有明显的垂直分带，矿体主要产在硬(铁)壳层及杂色黏土层、网纹状黏土层及含砾亚黏土层中；矿体一般呈层状、似层状、透镜状，矿体埋藏较浅，产状一般较平缓，受红土风化壳形态控制，矿体规模多为中、小型，少数可达大型-特大型；矿石品位有高有低，矿石松散，组分简单，主要为黏土，金矿物成色较高。

(2)红土型金矿的形成不仅需要良好的矿源层提供成矿物源，还需要构造为含金热液提供运移通道，同时构造活动还可使原生矿体发生破坏，为金矿的富集提供动力基础。而古气候及水文地质条件则控制着红土化作用的发育程度及风化壳的保存，合适的地形地貌为红土型金矿的保存提供空间。红土型金矿是由几种控矿因素相互作用、彼此影响而形成的，遵循“源-运-储-变-保”的核心成矿理论。

(3)化探在寻找红土型金矿中可发挥重要作用。区域性化探分散流及次生晕Au异常可作为红土型金矿的重要找矿标志；在富含Au的地质体或金矿体范围及其附近，广泛发育大面积的红土层，是寻找红土型金矿的重要标志；红土风化壳剖面在垂向上有数个分带，其中铁质带可作为一种重要的寻找金矿体的标志。