黔西南紫木凼金矿床三维地质建模与成矿分析*

黄永志，邹妞妞**，田 丰，付 勇，吕焕泽

（1 贵州大学资源与环境工程学院，贵州贵阳 550025；2 贵州大学喀斯特地质资源与环境教育部重点实验室，贵州贵阳 550025）

三维地质建模(3D Geological Modeling)旨在将二维多元地学信息结合计算机数据处理能力及三维可视化技术将矿床地下空间要素进行直观、准确的展现，并建立数字化、可视化模型(Yang et al.,2017)。立体化反映地下矿体与地层、断层之间的密切联系，时间与空间分析一体化，有助于进一步深化成矿过程研究，为建立成矿模型、找矿模型和下一步的成矿预测提供科学依据。紫木凼金矿床是黔西南卡林型金矿典型代表之一，位于中国“滇-黔-桂”金三角富集区。目前紫木凼金矿床在控矿因素(郭振春,1993；胡斌等, 2004) 、成矿流体来源(朱赖民等,1998a；王泽鹏等, 2010；彭义伟等, 2014)、地球化学特征(朱赖民等, 1998b；1999；Li, 2017；钟宏等,2021) 、金的赋存迁移(朱笑青等, 2000；郑禄林等,2017；李国等, 2019) 、成矿时代(王登红等, 2012；Huang et al., 2019) 等方面取得大量研究成果，但多基于基础地质勘探及地球化学测试手段进行分析探讨，难以直观揭示Au 的空间富集规律。其中，矿床深部地层构造及矿体展布情况尚不清晰，矿床构造格架及成矿过程缺乏立体化分析，亟需借助三维地质建模技术开展模型构建和统计分析工作。3DMine 软件具有数据交互精确、图形渲染真实、地质建模精度高、可视化分析强等优点(陶晓丽, 2015；郝全明等, 2016；Lü et al., 2014；蒋新艳,2018)，在矿山三维地质建模中应用广泛。因此，本文利用3DMine 软件，以黔西南紫木凼金矿床为研究对象，基于大量的钻孔、断层、矿体等地质数据，结合前人流体地球化学方面的研究成果，构建紫木凼金矿床三维地质模型；运用金矿床的空间分布数据和地质统计方法，分析紫木凼金矿床的成矿过程，以期对探究中国卡林型金矿床成因以及进行下一步成矿预测和找矿工作提供一定参考。

1 地质背景

紫木凼金矿床与戈塘、泥堡、丫他、烂泥沟、板其、水银洞等金矿床共同构成的黔西南成矿带是“滇-黔-桂”卡林型金矿富集区的重要组成部分(朱赖民等，1999；李永胜,2013)，属中国大型卡林型金矿床的典型代表之一(图1a~c)。紫木凼金矿床构造上位于黔西南右江褶皱带北部灰家堡金矿田西端，灰家堡背斜为该金矿田内最主要的控矿和储矿构造(郭振春,1988；邱小平等,2013；谭亲平等,2017)，控制着包括紫木凼、水银洞在内等十余处金矿床(矿点)的产出(杨成富等,2021)。背斜两翼广泛分布夜郎组(T1y)地层，沿轴部零散出露龙潭组（P2l）、长兴组（P2c）及大隆组（P2d）地层，形成一条近东西走向的金矿化带(图1、图2)。矿区岩性地层由老至新为：茅口组(P2m)生物灰岩；龙潭组(P2l)以黏土质粉砂岩及粉砂质黏土岩为主,夹杂部分灰岩、白云岩和煤层；长兴组(P2c)生物碎屑灰岩及鲕粒灰岩；大隆组(P2d)底层为钙质黏土岩，上部为含薄层灰岩；夜郎组(T1y)以泥灰岩为主，夹杂部分黏土岩、砂岩等(郭振春,1988)。区域内岩浆岩不发育，附近未发现岩浆岩出露，碳酸盐岩为其主要容矿岩石(陶平等,2019)，矿石类型以原生矿为主，约占探明储量的80%。矿区主要热液蚀变类型有白铁矿化、雄黄化、方解石化、毒砂化、白云石化、黄铁矿化、硅化，后三种热液蚀变被认为与矿体形成密切相关(王立全, 1999) 。区域内主要发育EW 向、NE向断层，低角度逆断层F1为EW向断层的典型代表，上下盘岩层牵引强烈，为成矿期构造，是紫木凼矿床主要断层之一（高德黎, 1989；Zhou et al.,2003；邰瑜辉等,2006；郭振春等,2006）。NE 向小紫冲断层、太平断层为矿段东西部边界，属高角度平移正断层，为成矿后期构造（图1）。

图2 研究区矿床地表与钻孔三维模型(a)、24号勘探线剖面钻孔分布图(b)及钻孔属性显示图(c)Fig.2 3D model of deposit surface and drill holes(a),drill hole distribution on No.24 exploration line(b)and display diagram of drill hole properties(c)

基于紫木凼金矿床的矿体空间位置、走向长度、纵向延深、平均垂厚/真厚、倾角、空间形态、品位等基础地质信息的统计(表1)，共划分出7 组矿体，平面位置上主要分布于48~87勘探线之间（图1c），其中Ⅰ号矿体规模最大，纵向延深达500 m，存在低角度倾斜，与其他矿体特征差异化明显。整体上矿体厚度变化系数较小，较集中分布于龙潭组(P2l)、长兴组(P2c)、大隆组(P2d)、夜郎组(T1y)及第四纪(Q)地层中，由此确立本次建模区域地层及三维边界。

表1 黔西南紫木凼金矿床主要金矿体特征表Table 1 Characteristics of main gold orebodies in the Zimudang gold deposit,southwestern Guizhou Province

2 三维地质建模

2.1 地质数据库建立及DTM(Digital Terrain Model)面生成

三维地质模型的构建以大量详实地质数据为基础，地质数据库不仅可以实现对复杂地质参数的高效处理，也为最终三维地质模型的精确建立提供保证(张宝一等, 2007；向中林等,2009)。本文收集的矿区相关地质资料包括：地质勘察报告2 份、地质地形图件3 份、钻孔柱状图17 份、勘探线剖面图39 份、268 条钻孔的取样分析结果共计4600 余个、地层分层数据、F1断层数据若干，将以上相关地质数据分别导入汇总，建立紫木凼金矿床地质数据库。

图3 Au矿体三维模型(a)、F1断层蚀变带三维模型(b)、矿体与断层蚀变带组合三维模型(c)及紫木凼矿床三维地质模型(d)Fig.3 3D model of gold ore body(a),3D model of F1 fault alteration zone(b),3D model of the combination of ore body and F1 fault alteration zone(c)and 3D geological model of the Zimudang deposit(d)

DTM 面可以真实反映矿床周边地形和钻孔实际布置情况，为三维地质模型的建立与修正提供参考。基于前期实地踏勘获取的地表高程点，整合点数据(X/Y/Z) 并导入软件使其展布于三维空间中，借助表面工具生成DTM 面，将钻孔与DTM 面交互得到矿区地表与钻孔模型(图2a)。该模型真实地展现出矿区具备典型的中山、低山地貌类型，区域海拔在1100 m 至1700 m 之间，相对高差在500 m 左右。其次，根据钻孔实际布置情况确立本次建模平面坐标范围(东西X：35546011.00—35547917.00；南北Y：2828682.00—2829987.00)，平均建模深度650 m，建模区域面积2.49 km2。沿24 号勘探线切割DTM 面得到钻孔在地层中的分布和属性(图2b、c)，单一钻孔最少包含地层与品位2 种属性之一。根据取样分析结果对钻孔沿走向赋值可以生成单孔品位曲线(图3c)，反映出某一钻孔不同深度下金的富集情况。根据钻孔统计结果对不同地层的揭露，将建模区地层自第四系至二叠系划分为13 组，分别为上二叠统龙潭组第一段(P2l1)、龙潭组第二段(P2l2)、龙潭组第三段(P2l3) 、龙潭组第四段(P2l4) 、长兴组(P2c) 、大隆组(P2d) 、下三叠统夜郎组第一段第一层(T1y1-1) 、夜郎组第一段第二层(T1y1-2) 、夜郎组第一段第三层(T1y1-3)、夜郎组第二段第一层(T1y2-1)、夜郎组第二段第二层(T1y2-2)、夜郎组第二段第三层(T1y2-3)和第四系(Q)。

2.2 三维实体模型

实体模型可直观表征矿体与地层、构造三维空间形态及相互位置关系。本文基于由局部至整体、数据库建模与实体建模结合的思路分别对F1断层、Au矿体、断层蚀变带、地层进行三维模型构建。

运用实体建模创建矿体模型前需将矿区各CAD 格式剖面图导入并提取Au 矿体边界线，划分出了Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ、Ⅵ、Ⅶ七组矿体，对不同矿体的边界线分别选中保存为选择集，利用坐标转换至地层中实际位置，确认各单线闭合后清理冗余点；根据矿体相应产状添加控制线与分区线，依次对各闭合线连接三角网，过程中不断重复验证实体模型有效性，对含有无效边与自相交边的三角网进行修补并重新连接以进一步优化实体模型；最后将所有矿体显示，得到Au矿体三维模型(图3a)。矿床中上部矿体与下部矿体在产状上差异明显，上部矿体以Ⅰ号矿体为代表呈现东西走向低角度倾斜，下部矿体在垂直方向上较为分散且各矿体走向近乎0°，单个矿体具有中间厚、两翼薄的特点。

区域内地层受灰家堡背斜北侧低角度逆断层F1影响强烈，断层运动形成纵深40~60 m 的断层破碎带为早期部分成矿流体提供了良好的运移通道和沉淀矿化空间(李永胜, 2013) 。断层面的建模采用与矿体三维模型构建类似方法，通过提取断层边界线、连接三角网并验证优化的思路得到断层面模型。而断层蚀变带具有一定厚度且与地层之间存在良好的贴合关系，因此采用数据库建模的方法与各地层一同进行模型构建。数据库建模是以钻孔数据为基础，采用空间插值对孔间隔区域赋值显示最终建立三维模型，利用全地层建模功能从数据库中依次选取13 个地层及F1断层蚀变带数据，对尖灭趋势延伸处理，封闭顶底板边界，为缩小因钻孔间距过大或缺失造成模型误差，选用以网格间距为20 m 的曲面拟合插值方法，自下向上依次生成P2l1、P2l2、P2l3、P2l4、P2c、P2d、T1y1-1、T1y1-2、T1y1-3、T1y2-1、T1y2-2、T1y2-3、Q 和F1断层蚀变带三维模型(图3b)并组合。由于插值误差及断层逆冲的影响，各分层模型组合后出现错位交叉、实体重叠的情况，有两种解决方法：①利用F1断层蚀变带将组合后地层切割为上、下两盘，进行模型重建再组合，从而解决地层错位交叉问题；②通过钻孔属性显示重新定位重叠部分所属层位，运用布尔运算交集、并集、差集对重叠部分再处理。透明化模型检验各实体交互合理性，反复运用以上两种方法进行模型优化，最后将矿体三维模型及F1断层蚀变带三维模型叠加得到矿区三维地质模型(图3d)。矿区中部为背斜构造，断层蚀变带在地表部分出露，走向东西贯穿于第四系(Q)、三叠系(T1)和二叠系(P2)部分地层，逐渐尖灭于长兴组(P2c)。在矿体与断层蚀变带三维模型(图3c)中可以看到以Ⅰ号矿体为代表的上部矿体在断层处极其发育且与断层在产状上具有高度一致性，赋存于断层所在地层并随其尖灭而消失。下部矿体集中分布于龙潭组(P2l)地层中的层间破碎带中，并与F1断层在空间上无明显相关性。

2.3 三维块体模型

块体模型本质是指在实体模型边界约束的基础上构建块体集合，通过空间插值算法对块体赋值坐标、品位等属性使实体模型数字化，进一步定量分析目标矿体的富集情况。建立块体模型前需提取样品点并重新组合。本文共收集到4649 件样品，样长0.1~2.2 m，中位数和平均数为1 m(图4a)，因此组合长度设为1 m，利用地质带约束原样提取得到组合样品点(图4b) 。 由于紫木凼矿床上部矿体与下部矿体在形态上有较大差异，因此将得到的组合样品点按矿体分布分别提取并保存为点文件。

图4 样品长度直方图(a)和组合样品点位图(b)Fig.4 Histogram of sample length(a)and the location diagram of composite samples(b)

以矿区三维地质模型为约束,设置块体模型整体范围、单块体尺寸(10 m×10 m×5 m)、次级块体(5 m×5 m×2.5 m)，利用距离幂次反比法进行块体赋值，基本原理为待估计点值在椭球体影响范围内与已知点距离存在一定反比函数关系，具体表现为距离越近的点对待估计点影响越大，反之越小。在创建搜索椭球体时根据矿体实际产状设置不同的搜索参数分别运算，上部矿体搜索椭球体主轴搜索半径200 m、主轴方位角90°、主轴倾伏角0°、次轴倾伏角-20°；下部矿体搜索椭球体主轴搜索半径150 m、主轴方位角90°、主轴倾伏角0°、次轴倾伏角0°。依次对上部与下部矿体所在地层赋值并约束，将因钻孔间距过大、钻孔数据缺失造成的未赋值块体全部赋负值以区分，对不同品位的块体着色显示得到矿床三维块体模型(图5a)。建模中部区域表面赋值块体较多且品位较高，应为矿体出露位置，赋值块体由中部向两侧呈条带状延伸并以低角度倾斜延伸至两边地层中。对块体模型沿N、E两个方向切割出9条剖面组合(图5b)，观察发现赋值块体在空间中分布不均匀，具体表现为西北与东南部地层中较多且具有从北部表层向东南部深层延伸的趋势，低品位块体较多，多集中于中东部地层中。

图5 紫木凼矿床三维块体模型图(a)、块体模型剖面组合图(b)及块体模型切割剖面图(c)Fig.5 Block model diagram of the Zimudang deposit(a),the combined geological sections of block model(b)and the sliced geological sections of block model(c)

沿切割线截取剖面图(图5c) 观察，可看出赋值块体区域存在明显上、下分层现象，与矿体实体模型形态有相似之处。上部块体南北两端的品位较高，中部块体品位具有中间高，上、下低的特点；下部块体品位则为两侧高、中间低，其中部赋值块体数目多于两侧，符合矿体实体模型中间厚、两翼薄的特点。不同品位块体多集中显示于不同区域内，可视为某一值域内的品位富集区，块体在富集区内分布连续。整体上各富集区内的块体品位与周围块体相比，并不存在较大跳跃，零散块体品位与周围块体存在小梯度变化。

3 Au的富集与展布

3.1 Au的三维富集

紫木凼矿床中不同品位Au 的含量、不同地层中Au 的富集情况有很大差异，以矿床三维地质模型及三维块体模型为基础，通过模型约束和品位提取进行统计分析，归纳总结Au在矿床中的富集规律。利用块体报告将Au 体积按品位0.25×10-6为区间依次提取，未赋值块体不计入统计，对块体体积过少的区间合并处理得到矿床Au品位分布直方图(图6)。经统计，地层平均金品位（w(Au)）为0.27×10-6，赋值块体金品位为1.14×10-6，在地层中占比23.48%，w(Au)较集中分布于0.25×10-6~3.5×10-6。整体来看，品位越高对应块体总体积越小，反之越大，呈现一定负相关，但在品位高于2.75×10-6后，块体体积多次异常增加，推测地层中部分区域存在某种作用使Au异常富集。低品位块体与高品位块体占比差异明显，低于边界品位1×10-6块体占比为55%，品位高于4×10-6的块体占比8%，品位高于8×10-6的块体极少，极高品位块体含量几乎可以忽略。

图6 紫木凼矿床Au品位分布直方图Fig.6 Au grade distribution histogram of the Zimudang gold deposit

由于上下部矿体主要赋存地层有明显差别，因此将地层以长兴组(P2c)为界，划分为上部地层(含P2c)与下部地层。为更好对比分析地层中Au的富集情况，取边界品位为1.00×10-6，对上、下部地层分别进行品位和体积统计(图7a、b)。整体上，各地层中低品位块体仍占据大部。第四纪（Q）地层中高品位块体较多，大于边界品位的块体分布并不符合负相关趋势，在0.8×10-6、1.3×10-6及3×10-6处存在特殊富集，品位高于3×10-6的块体占比反而多于较低品位块体。夜郎组第二段第三层（T1y2-3）中几乎不含较高品位块体，低于边界品位的块体超过90%，块体品位变化并不连续，推测该地层中原金矿脉有错断并存在独立小矿体。夜郎组第二段第二层（T1y2-2）及夜郎组第二段第一层（T1y2-1）品位分布图类似，块体品位分布相较于其他地层平均，高品位块体比较多且不乏某一品位值占比特高的现象，品位值分布具备连续性，推测该层位应为金矿的主体出露位置。夜郎组第一段第三层（T1y2-2）中块体较上部地层平均品位较低，但也有高品位块体的富集，推测层内有部分小矿体发育。夜郎组第一段第二层（T1y2-2）及夜郎组第一段第一层（T1y2-1）整体趋势差异不大，底部较上部地层平均品位略高，大部分块体品位低于2.5×10-6。大隆组（P2d）地层品位较低，受限于地层厚度，品位值跨度较大，推测矿体产出以低品位小面积为主。长兴组（P2c）偶有高品位块体富集但占比较少，整体层位品位不高。龙潭组（P2l）以低品位为主，分布连续性极差，可能存在低品位的小矿体赋存。

图7 紫木凼矿床上部地层Au品位分布(a)及下部地层Au品位分布(b)Fig.7 Au grade distribution diagram of upper strata of the Zimudang gold deposit(a)and Au grade distribution diagram of lower strata of the Zimudang gold deposit(b)

除异常富集现象外，各地层中Au 品位与对应块体体积在整体上仍呈负相关，上部地层含金量及品位均高于下部地层。第四纪地层中含金量较少，但品位较高。上部各地层中Au 的富集规模由大到小依次为T1y1＞P2c＞T1y2＞P2d＞Q。P2d、T1y2、T1y1地层中w(Au)介于2.75×10-6~6.75×10-6时，块体体积多次出现异常增加现象，之后逐渐趋向统一。下部地层中块体体积变化幅度小于上部地层，不同品位Au的分布较为均匀，F1断层蚀变带中Au 的含量高于下部各地层。P2l2、P2l1地层中的Au 含量较少且多集中于低品位区间，P2l4、P2l3地层中Au 富集性好，w(Au)在2.75×10-6~5.5×10-6区间内的块体体积存在异常增加现象。

由于高品位块体含量较少且不影响地层中品位分布趋势变化，按照1×10-6为区间，对品位介于1×10-6~4×10-6内的块体进行统计，可更加直观看出Au在地层中的富集情况（图8）。Q 及T1y2-3地层中Au含量较少，富集程度不高；T1y2-2地层中Au 含量略高于上部但块体整体品位较低；T1y2-1、T1y1-3、T1y1-2、T1y1-1、P2d、P2c、P2l4、P2l3地层中Au 含量较高且存在规模不一的高品位块体富集；Au 在任一地层中的富集程度均远低于F1断层蚀变带中。

图8 紫木凼金矿床各地层及F1断层蚀变带中Au品位分布直方图Fig.8 Au grade distribution histogram of various strata and F1 fault alteration zone of the Zimudang gold deposit

3.2 Au的空间展布

为更好呈现Au 在地层中的三维富集情况，将紫木凼金矿床中氧化矿与原生矿分别按边界品位1×10-6、2×10-6进行块体提取并利用实体模型约束显示得到紫木凼矿床Au含量分布三维模型(图9a~j)。

图9 紫木凼矿床中Au含量分布三维模型图中a、b、c、d、e、f、g、h、i、j分别代表Q、T1y2、T1y1、P2d、P2c、F1断层蚀变带、P2l4、P2l3、P2l2、P2l1 中Au含量三维分布Fig.9 Au content distribution map of the Zimudang gold deposit The a,b,c,d,e,f,g,h,i,j in the map correspond to the Au content distribution map in the Q,T1y2,T1y1,P2d,P2c,F1 fault alteration zone,P2l4,P2l3,P2l2,P2l1

第四纪(Q) 地层较薄，Au 主要富集于断层蚀变带出露地表部分，随断层产状产出，在地表周围存在品位较低的块体零散富集，东南部及中部有小范围分布(图9a)。夜郎组二段(T1y2)地层中Au沿F1断层蚀变带在X、Z方向上富集，Y方向上并无较大延伸，中部存在小规模富集区，推测为Q 地层中Au 在Z 方向的持续富集(图9b)。夜郎组一段(T1y1)地层较厚，断层蚀变带在该层位中延伸最为广泛，Au 的富集性极好且整体上东部地层中Au的含量高于西部，品位较高的块体均分布于F1断层蚀变带中(图9c)。大隆组(P2d)和长兴组(P2c)地层中Au 的分布形态极为类似，都呈成条带状，几乎全部集中于地层与蚀变带接触区域，小幅度向东南部富集(图9d、e) 。大隆组(P2d) 地层为薄层灰岩，不利于成矿流体侵入，长兴组(P2c)以灰岩为主夹黏土岩互层，推测Au 在上、下部地层中富集形态与规模差异巨大是受地层岩性及断层控制影响。龙潭组地层(P2l)不受断层蚀变带控制，Au 富集于东南部，在形态上差异不大，地层背斜处Au 含量较多，小规模化纵向富集，具有向西部延伸的趋势(图9g、h、i、j)。地层岩性以渗透性较好的砂岩为主，与上部长兴组（P2c）灰岩地层存在明显岩性差异。此外，龙潭组二段(P2l2)与上部地层存在薄层灰岩界限，而Au在龙潭组二段(P2l2)及龙潭组一段(P2l1)中的富集规模小于龙潭组三段(P2l3)及龙潭组四段(P2l4)。F1断层蚀变带中的Au 分布极广且在区域内富集较均匀，高品位富集区与低品位富集区交互衔接散布于蚀变带中(图9f)。

根据紫木凼矿床中Au 统计分析结果，发现矿床中Au的三维富集与空间展布存在较高程度契合性，富集性较好的地层中Au 的展布也较为广泛。整体而言，地层中Au 的分布呈现出低品位多、异常富集现象频繁、上部地层含金量高于下部地层的特点。Au 在各地层中均有富集，以T1y2、T1y1、P2d、P2c、P2l4、P2l3地层中富集性最好。

F1断层蚀变带中Au 的富集性远高于其余位置，可视为Au最优富集区，高品位块体均分布于F1断层蚀变带中心区域，相邻接触地层中Au 的品位略低，矿体产状与F1断层蚀变带高度一致，两种统计结果均表明上部矿体的形成与断层构造密不可分。

下部龙潭组（P2l）地层中Au 存在小规模富集现象，Au 在地层中分布形态差异不大，多呈顺层展布，Au 含量受背斜影响向两侧递减，矿体具有向西侧横向延伸的趋势。在岩性差异明显区域，Au 富集情况也存在较大差异，特别是龙潭组（P2l）、长兴组（P2c）及龙潭组二段（P2l2)、龙潭组三段（P2l3）之间存在明显灰岩界线，推测Au矿体形成受龙潭组（P2l）地层间岩性影响。

4 综合成矿分析

4.1 成矿物质及成矿流体来源

卡林型金矿体系中的Au主要以Au-HS络合物形式在成矿流体中迁移（刘家军等，2004；William-Jones et al.，2009），流体运移过程中部分化合物的形成（碳酸盐或硫化物）会造成内部pH 变化，导致Au 富集沉淀（Bowers，1991；Simon et al.，1999；Loucks et al.，1999）。Au-HS络合物中的硫可指示Au的来源，成矿物质中S的来源类型包括岩浆来源（δ34S 值范围-2‰~6‰）、幔源（δ34S 值0‰）；细菌作用（负值明显）、海水硫酸盐（与地质时代有关，二叠纪δ34S 值~10‰；三叠纪δ34S 值~20‰）（Robert et al.，2006）。根据前人研究成果（表2），紫木凼矿床δ34S 值整体位于-2‰~6‰，除个别δ34S 异常值外，推测矿床成矿物质可能主要来源于深部岩浆，区域内地球物理资料也显示地层深部大量隐伏岩体的存在（王亮等，2012）。

表2 紫木凼金矿床S同位素组成Table 2 Representative sulfur isotopic composition of the Zimudang Au deposit

前人对黔西南卡林型金矿成矿流体来源的研究积累了大量数据并逐步形成了统一认识，早期成矿流体来源较为统一，主要来源于岩浆流体、变质流体和层间流体混合，主成矿期内流体类型与矿体分布类型有紧密关联性，具有倾向于有机水、岩浆水、大气降水补给的趋势（Liu et al.，2015；吴松洋，2016）。关于成矿流体来源普遍形成的认识为不断向上运移的岩浆热液与地层建造水、大气降水混合形成成矿流体，该成矿流体具有超压高温的特点且运移过程中存在流体不混溶现象（张金玲等，2012）。

4.2 地层及构造控矿

矿体展布模型（图10）显示紫木凼矿床中矿体主要赋矿地层为夜郎组（T1y）及龙潭组（P2l），上部矿体受控于F1断层，下部矿体主要受控于龙潭组（P2l）砂岩与黏土岩间不整合破碎面。矿体赋存对于层位的选择并不明显，所有地层中均有矿体的分布，只是富集规模有所差异。构造对矿床上部矿体的品位、产状及规模的控制十分明显，在矿区尺度上的上部矿体几乎全部分布于断层蚀变带内部，推测断层为成矿流体提供了向上的运移空间，后续断裂的扩张为成矿物质提供了较好的成矿通道。由于断层纵向延伸有限，下部矿体几乎未受其影响，结合Au 在不同地层的富集情况与地层岩性对比发现，龙潭组（P2l）中良好成矿层位为渗透性较好、物化性质活泼的砂岩，黏土岩为下覆岩层；以渗透性较差、物化性质稳定的灰岩为上覆岩层，推测成矿流体运移至该层位受岩性影响而沉淀富集，受构造影响形成的层间破碎带也进一步为层间流体提供运移的空间。

图10 紫木凼金矿床矿体在地层中的展布示意图Fig.10 Schematic diagram of the distribution of the ore bodies hosted in the strata of the Zimudang gold deposit

4.3 成矿过程探讨

构造对紫木凼金矿体的形成起到了最主要的控制作用，岩性地层也对成矿流体运移产生了影响，受地层厚度及断层影响，不同地层中Au的富集有较大差异。根据三维地质模型以及矿体品位及展布情况的统计分析，结合紫木凼金矿床成矿流体运移研究成果，推测该矿床金的富集过程为（图11）：

图11 紫木凼金矿床成矿模式示意图Fig.11 Schematic map of the mineralization model of the Zimudang gold deposit

（1）含Au 岩浆热液沿深大断裂不断上涌至矿床龙潭组(P2l）赋矿地层，将地层中的Au 活化成Au-HS 络合物并形成成矿流体，该地层岩性整体上以渗透性较好的细砂岩、粉砂岩及黏土岩为主，便于成矿流体渗透侵入，流体运移至龙潭组一段（P2l1）及龙潭组二段（P2l2）层间破碎带时，运移空间增加，流体压力骤降，伴随挥发性组分流失，部分Au 富集沉淀。其余流体在继续向上运移过程中受到龙潭组三段（P2l3）下部薄层灰岩阻隔，流体渗透减缓，压力增加，流经龙潭组三段（P2l3）及龙潭组三段（P2l4）破碎带时压力得到进一步释放，Au 富集沉淀下来形成“层间型”矿体，矿体形态与Au 的含量均受层间破碎带限制。地层中Au的富集统计结果（图8）表明，P2l4、P2l3地层中Au 含量高于P2l2、P2l1地层，据此可推测龙潭组上部地层层间破碎带规模应大于龙潭组下部地层。此外，Au 在龙潭组(P2l）富集沉淀时背斜轴部地层受拉张力影响会造成破碎带扩大，地层孔隙度增加，渗透性增强，轴部成矿流体较两侧更易赋存，金矿床Au 含量分布三维模型（图9g~j）也显示出背斜轴部矿体品位及含量略高于两翼。

（2）残余成矿流体在地层中持续运移至长兴组(P2c）与F1断层蚀变带接触部位，断层构造破坏了流体较为稳定的压力平衡体系，渗透压再次释放，成矿流体发生不混溶现象，CO2等气相分子大量逸出，导致流体pH 值显著升高，流体运移过程中与赋矿围岩交互反应将围岩中的部分Au活化，伴随地层建造水与大气降水沿断层下渗，多种流体混合共同运移，Au-HS 络合物在混合流体中的稳定性显著降低（高云鹏等，2018）。Au沿F1断层蚀变带依次在P2c、P2d、T1y1、T1y2、Q 地层中富集沉淀形成“断层型”矿体，各地层中Au 的含量差异主要受到F1断层蚀变带延伸范围及地层厚度影响。因此，根据成矿流体运移及Au富集沉淀特点将此过程概括为“热液运移-流体混合-断层沉淀”模式。

5 结 论

（1）通过建立紫木凼金矿床三维地质模型并进行统计分析，发现紫木凼金矿床各地层中均有Au富集，Au 在T1y2、T1y1、P2d、P2c、P2l4、P2l3地层中的富集性强于Q、P2l2、P2l1地层，异常富集现象频繁。矿体主要赋存于F1断层蚀变带及龙潭组(P2l)层间破碎带中，F1断层蚀变带两端Au 品位较高且越靠近蚀变带中心品位越高。

（2）紫木凼金矿床中存在“层间型”与“断层型”两种产状差异明显的两类矿体，其品位、产状与规模分别受层间破碎带、F1断层构造约束控制。“层间型”矿体受地层岩性影响，“断层型”矿体对地层岩性的选择并不明显。

（3）紫木凼金矿床中含Au 岩浆热液沿深大断裂运移至龙潭组并将地层中的Au 活化形成成矿流体，由于地层渗透性较好，便于成矿流体侵入，在流经至龙潭组层间破碎带时，压力骤降，挥发性组分流失，Au逐渐富集沉淀形成“层间型”矿体。残余成矿流体持续运移至长兴组与F1 断层蚀变带接触部位，断层构造严重破坏了流体内部平衡体系，压力释放，CO2逸出，流体pH 值升高，地层建造水、大气降水下渗形成多种流体混合运移，Au 沿F1 断层蚀变带依次在P2c、P2d、T1y1、T1y2、Q 中富集沉淀形成“断层型”矿体，可归纳为“热液运移-流体混合-断层沉淀”成矿模式。