矿床成因研究方法

A. （四）矿床成因规律

1.地幔上隆、岩石圈减薄引起的玄武岩浆底侵作用

地幔上隆、岩石圈减薄引起的玄武岩浆底侵作用可能是南岭地区燕山期花岗岩形成和爆发性成矿的诱因(付建明等，2008)。南岭地区晚中生代出现的岩石圈减薄、岩浆的强烈活动和大规模成矿作用，是岩石圈(软流圈)发生灾变事件的结果。由于玄武岩浆的底侵作用，提供大量的热量，引起岩石圈的不同层圈(特别是地壳的熔融)形成大量的花岗质岩浆。同时，来自核幔边界的Sn与地幔富含F、Cl、CO₂和(Sn)以及其他成矿物质的流体上升，与壳源成矿流体混合形成壳幔混合流体，随花岗岩浆上升冷却，也即从不稳定态转变为相对稳定的平衡态，岩浆中析出流体携带的成矿物质聚集，使矿床形成。由于岩石圈减薄，玄武岩浆底侵作用过程是在短时限完成的，相应的成矿作用时间也较短暂，因此被称之为“燕山期成矿大爆发”。

2.不同类型矿床(体)的成矿机制有所不同

当富含成矿物质的岩浆侵位到浅部后：①在较为封闭的条件下，由于流体运移缓慢，流体未能全部从岩浆中分离，将对早期形成的花岗质岩石进行交代，使岩石发生钠长石化、钾长石化、云英岩化和绢英岩化等，形成变花岗岩型、云英岩型等矿床(体)；当围岩为碳酸盐地层时，由于其岩层渗漏条件较好，热液中的碱质及SiO₂将与围岩发生化学反应，使围岩发生矽卡岩化。在交代过程中由于流体pH值和温度梯度的急剧变化，W、Sn等成矿物质的溶解度急剧降低，在蚀变带中形成矽卡岩型矿床(体)；②在相对开放的条件下，流体与围岩反应较弱，此时温度下降是成矿物质沉淀的主要原因，在各种裂隙、层间或断裂破碎带，富含成矿物质的热流体沿这些构造薄弱带进行充填交代，形成石英脉型、破碎带蚀变岩型矿床(体)。总之，对于成矿流体形成什么类型的矿床(体)，则要依据围岩性质、构造特征以及花岗岩的演化程度等多种因素而定。南岭中段锡矿的综合成矿模式如图3-8所示。

图3-8 南岭中段燕山期锡矿综合成矿模式

1—云英岩化；2—角岩化；3—矽卡岩化；4—大理岩化；5—锡矿体；6—含锡矽卡岩；7—钨锡石英脉；8—含锡云英岩大脉；9—铅锌矿脉；10—汞锑矿脉；11—镁铁质微粒包体；

—燕山早期早阶段花岗岩；

—燕山早期晚阶段花岗岩；

—燕山晚期花岗岩；

—燕山晚期花岗斑岩；Ⅰ—云英岩型；Ⅱ—变花岗岩型；Ⅲ—矽卡岩型；Ⅳ—石英脉型；Ⅴ—班岩型；Ⅵ—破碎带蚀变岩型；Ⅵ—1-断裂破碎带蚀变岩亚型；Ⅵ—2-层间破碎带蚀变岩亚型

B. 矿床成因类型及成矿规律

一、矿床成因类型

攀西地区异常复杂的地质环境条件造就了铅锌成矿作用的多样性。矿床成矿时期长，成因类型繁多。四川省地质调查院将区内铅锌矿按成因划分为：①后生外源构控热卤水充填(交代)[包括断裂隙型和层间破碎(带型)]矿床；②火山沉积-热液改造(包括海相火山喷发沉积改造型、陆相火山喷发沉积改造型)矿床；③岩浆岩有关热液再造(包括岩体内外接触带及岩体中蚀变构造破碎带型)矿床；④风化淋滤型矿床等四大类七个亚类。我们认为，上述后生外源构控热卤水充填(交代)型矿床，实际上包含了两类地质特征和成因上具有明显差异的矿床类型，将其分属两大类(热水沉积-改造型和热液充填交代型)较合适(表5-1)。

由表5-1可见，攀西地区铅锌矿床的类型复杂，特征各异，包含了多个成矿系统。矿床或矿点多，分布广泛，但矿床规模大，找矿前景好的主要是新元古—早古生代热水沉积-改造型和与峨眉地幔柱活动有关的热液充填交代型矿床。

二、成矿规律

攀西地区及邻区Pb、Zn多金属矿床含矿层位较多，有中元古界昆阳群因民组、绿汁江组、会理群天宝山组，震旦系灯影组，寒武系渔户村组、陡坡寺组、龙王庙组、二道水组，奥陶系大箐组，志留系大关组，泥盆系曲靖组、一打得组，石炭系摆佐组、威宁群、马平群，二叠系栖霞组、茅口组等，但主要集中在上震旦统-下寒武统的灯影组和渔户村组，其次为下石炭统摆佐组碳酸盐岩建造。赋矿主岩主要为震旦系-古生界碳酸盐岩。

矿床主要沿安宁河断裂、甘洛-小江断裂及峨边-寻甸断裂呈串珠状线性展布(图5-1)。在这三个成矿带中，以位于中部的甘洛-小江构造成矿带的矿化强度最大，矿床、矿点分布的连续性最好。矿体的产出形态主要有顺层分布的似层状和切层的筒柱状及脉但均受断裂控制，后生特征明显。从矿种来看，有“南锌北铅”与“下锌上铅”的分布规律，即南部以锌矿为主，北部以铅为主；低含矿层位以锌为主，高含矿层位以铅为主(管士平等，1999)。

表5-1 攀西地区铅锌矿类型特征表

(据四川省地质调查院，2006，略加修改)

热水沉积-改造型层控铅锌银矿集中分布区常受区域大断裂控制，矿田构造为大断裂控制的岩相变化区(台地—台缘过渡带)，发育燕山期宽缓复式褶皱及区域性次级断裂。大型以上矿床主要受次级背斜控制，主要容矿构造为层间破碎带，次为北西向次级断裂，二者交汇时常有富矿体产出。

图5-1 攀西地区及邻区断裂构造与主要矿产分布图

①昭觉断裂；②越西断裂；③小江断裂；④昆明-滇池断裂；⑤金阳断裂；⑥安宁河断裂；⑦雅砻江断裂；⑧汤朗-易门断裂；⑨绿汁江断裂；⑩程海断裂；

宁南-会理断裂；

南盘江断裂；

泸定-越西断裂；

则木河断裂；

红河断裂；

箐河断裂；

列瓦弧形断裂；

小金河断裂；

锦屏山断裂

热液充填交代型铅锌矿床受岩性和构造的双重控制，震旦系和古生界的厚层粗晶白云岩、硅质白云质灰岩在构造作用下容易发生脆性破裂、渗透性增强，有利于成矿流体的运移。根据对云南会泽、四川天宝山、大梁子等铅锌矿床的研究，矿质主要富集在构造扩容部位(图5-2)，容易造成矿体膨大、狭缩以及尖灭再现。此外，矿化还受发育在碳酸盐岩地层顶部的不整合面控制。由于本区铅锌矿化主岩的厚度大而且岩性比较稳定，因而一般矿体的延深都很大，所以，在本区的已知铅锌矿区内应注意深部和边部找矿。

图5-2 攀西地区几种常见的富集热液型铅锌矿化的构造扩容带

C. 　矿床的成因

一、矿质的搬运与沉淀

尽管流体包裹体成分中Cl^-在阴离子含量中占优势，但从矿石中存在大量硫化物推测，还原硫在成矿流体中应起决定性的作用。Shenberger（1995）的研究表明，当pH值近中性，溶解硫的总量保持在0.01～0.1mol时，金的溶解度可达1×10^-9～100×10^-9，而只要金的浓度为1×10^-9～10×10^-9，就足以形成有经济品位的金矿化。此外，Fyfe（1991）认为，在高温状态下，CO₂等气体相即可直接携带大量的金。Seward（1991）的研究表明，“金硫氢配合物对大多数热液金矿床的形成起了决定性的作用，但根据成矿流体的组分、温度和压力，与其它配合体如氯化物形成配合物在某种程度上对溶液中金的总量有所贡献”。

矿质的沉淀可能有如下3个原因。

图8-17断层中流体压力（P_流）和剪应力（t）随时间的变化曲线

（McCaig,1988）

a—断层中摩擦滑动带内的变化特征；b—断层中半塑性变形带内的变化特征

（1）剪切带的韧－脆性过渡带：当流体压力（p_液）小于静岩压力（P_岩）时，矿液持续聚集，而当p_液大于P_岩时，塑性变形的岩石发生破裂（水力压碎作用），从而造成压力的骤然减小，流体发生不混溶，金的配合物失稳沉淀（图8-17）。石英中气相和液相包体共生的现象说明了不混溶现象的存在，而控矿剪切带成矿时多次的韧－脆性重复转换也是水力压碎作用的反映。

（2）较热的成矿热液和较冷的天水发生混合冷却过程：岩石的渗透率在韧－脆性过渡带之下较小，而其上较大，被下渗的天水饱和充填；当沿韧性剪切带上升的高温含矿流体到达韧脆性过渡带之上时遇到了较冷的天水，两种流体混合使成矿溶液失稳而沉淀成矿。

（3）氧化还原反应：如还原性强的含矿流体和氧化性强的围岩（含有丰富的Fe³⁺）发生蚀变反应，产生硫化作用，导致金的沉淀。

二、成矿模式

根据以上研究可以推断，本区金矿的形成可能是由原始绿岩建造中呈分散状态的金，在绿岩带演化晚期受区域变质、岩浆侵入和韧性剪切变形等地质作用影响，使原岩中的金发生活化、迁移，与来自深源（下地壳—地幔）的含矿流体和可能的岩浆源流体及部分地下循环水或海水混合，在低压扩容带中沉淀富集成矿。具体成矿作用过程如下。

（1）中太古末—新太古早期，原始古陆块之下异常地幔的活动，导致了上覆地壳的裂陷作用（类似于现代大陆边缘裂谷或弧后盆地），大量拉斑玄武岩及安山质－长英质火山岩、火山碎屑岩、BIF和沉积岩的堆积，形成了原始绿岩建造（图8-18a），并携带了地球深部的金进入地壳。

图8-18夹皮沟式金矿成矿模式图

1—古陆壳；2—超镁铁质岩；3—镁铁质岩；4—镁铁质安山质火山岩；5—长英质火山岩、火山碎屑岩；6—硅铁质岩；7—太古宙TTG岩石；8—钾长花岗岩；9—华力西期花岗岩；10—燕山期花岗岩；11—韧性剪切带；12—含金石英脉

（2）新太古代晚期，古老微板块的聚合，伴随裂谷或弧后盆地的闭合，导致了绿岩建造的深埋和变质变形，深部的镁铁质火山岩的部分熔融，产生了同构造的奥长花岗岩－英云闪长岩－花岗闪长岩的底辟侵入，形成了花岗岩－绿岩带（图8-18b），并在2500～2600Ma和2000Ma左右遭受了两次低角闪岩相和绿片岩相的区域变质及退变质作用。

（3）新太古代晚期，沿龙岗古陆块边缘发育多期次的大型韧性剪切带系统，伴随低角闪岩相的区域变质和绿片岩相的退变质作用，岩石发生脱挥发分作用，释放出Si、CO₂、H₂O和Au等成矿物质，形成大量的变质含矿热液，并有同期可能的岩浆流体和深源（下地壳—地幔）含矿流体的混合，在深部形成低盐、偏碱、还原性的CO₂-H₂O含矿热流体，受温压梯度的影响，沿韧性剪切带向上运移，同时受到部分下渗循环天水或海水的加入，于是对围岩产生退变质作用，进一步获取成矿物质。当含矿热流体聚集到有利的构造扩容部位，由于温度的下降、溶解度降低，硫和铁及其它多金属元素组合，形成黄铁矿及其它多金属硫化物，同时金离子被还原沉淀在早期形成的矿物裂隙和晶隙间而形成金矿床（图8-18c）。

（4）华力西—燕山期，在中生代中国东部受太平洋板块俯冲作用影响，产生了强烈的构造－岩浆作用。深部地壳的重熔形成了沿古陆边缘分布的大片花岗质侵入体和部分幔源、深源煌斑岩、辉绿岩等，对早期形成的金矿局部叠加、改造（图8-18D）。

D. 矿床学研究内容和方法

矿床学研究内容通常可概括为研究矿床的特征及其形成条件、形成作用与过程时空分布及其控制因素。前者即阐明矿床的成因，后者即查明矿床的分布规律。矿床学正是围绕着这些问题的提出和解决不断发展起来的。

现代矿床学已包括以下一些相对独立而又互有联系的研究领域。成因矿床学或称矿床地质学讨论矿床成因和分布的基本理论问题。金属矿床学研究各种金属富集成矿条件及矿床类型。非金属矿床学研究各类非金属矿产形成条件和矿床类型。矿相学在显微镜下研究金属矿石的矿物组成和微观组构。区域成矿学主要是通过分析区域成矿背景，阐释成矿作用演化和矿床分布规律。还有矿床地球化学是矿床学与地球化学的边缘学科，从 20世纪30～40年代开始把地球化学理论和方法应用到矿床研究以来，显着地扩展了矿床研究的广度和深度。

矿床研究工作一般是结合着矿床的发现、勘查与开采过程而进行的。研究一个具体矿床的工作内容大体包括以下方面：①区域地质特征，矿床在区域地质构造分区中的位置，该地区的沉积作用、岩浆作用，构造发展和成矿的有利背景。②矿区地质特征，区内的岩石、构造类型和特点，矿床的产出条件及分布。③矿体的产状和形态及其空间位置的控制，矿体内外矿化特征变化的查明。④矿石的类型，矿石的组成和组构，有用组分的存在形式，影响矿石质量的因素。⑤综合研究，矿床成因和类型的确定，矿床的评价。在不同工作阶段中研究的内容有所侧重，在矿床寻找和发现初期，着重研究区域和矿区与成矿有关的基础地质问题，对该地区成矿条件作出远景评价。在矿床勘查阶段，研究工作更多地围绕矿床本身。通过详细的地质工作和各项勘探工程所取得的资料数据的整理分析，总结矿床的特点并作出对矿床的工业评价。在勘查工作进程中以及开采过程中也常常需要针对生产中遇到的问题进行某些专题性研究工作。总的来说，矿床研究始终是围绕这两个中心，一是尽可能获取矿床成因信息，二是取得充分的矿床评价的资料和数据。

矿床研究内容的多层次性和综合性，要求多种矿床研究方法的相互配合与补充。矿床研究要应用矿物学、岩石学、地层学、构造地质学等各基础学科的理论和方法。当然，更要应用和发展矿床地质学、矿相学这些矿床学自身的理论和方法。随着矿床地球化学已成为研究矿床不可缺少的内容，许多借助现代分析测试技术进行分析对比的矿床地球化学研究方法已得到迅速发展和广泛应用。下面对野外现场地质研究和实验室研究重要方法及特点作一概略介绍。

野外或现场地质观察研究：在收集和研究前人工作成果资料的基础上进行工作区地质路线和重点地段的踏勘调研，实际了解区域地质特点及成矿条件。对矿区内地表露头和揭露矿体的各种勘探工程、钻孔岩心进行全面的观察和描述，同时采集各类标本、样品，并作系统的编录，为进一步实验室研究准备材料。

地质填图是区域和矿区地质研究的基本方法，一般区域地质图采用中比例尺，矿区地质图采用大比例尺。随着矿床类型的不同，进行中大比例尺填图时都带有专门地质测量的性质。如针对沉积岩区、火山岩区、侵入岩区、构造简单或构造复杂地区都有相应的岩石学研究和构造测量与解析等不同研究内容和方法特点。

利用各种类型勘探工程成果补充地面地质观察研究是矿床地质研究的重要特点和优点。经过合理选择和精心布置的探槽、浅井、坑道及钻孔，揭露和控制了矿体的分布和产状形态变化。在山地工程的工作面上和对钻孔的岩心进行详细观察、素描和描述，并系统采样分析，确定矿体边界，并获得对矿石类型、特征与质量变化的了解。整理各项工程资料，编制出适当比例尺的坑道平面图，勘探线剖面图，以及纵剖面图等地质图件，这些图件是获得对矿床从局部到整体的认识和客观反映矿体特征以及正确进行矿床评价的基本依据。

实验室研究：包括传统的岩石学、矿相学方法和有了很大发展的包裹体研究方法以及在现代分析测试技术基础上发展起来的矿床地球化学研究方法。

岩石学和矿相学：在透射光和反射光显微镜下研究矿区岩石和矿石的类型、矿物组成和组构特点，确定矿物共生组合和生成顺序，划分成矿阶段，查明一些矿物的赋存状态，以及测量矿物颗粒大小和交生关系等影响矿石加工工艺的性质。显微镜下观察一方面弥补了肉眼观察尺度的限制，另一方面又为作进一步微区、微量组分研究指示方向，它是一个重要的中间环节。

矿物包裹体研究：包裹体研究是在矿床研究中早已应用的方法之一，近年来有了很快的发展，这里包裹体指的主要是矿石中某些矿物内部的气液相包裹体，它们是当矿物形成时被捕获在其晶体缺陷中的少量成矿流体。这类包裹体多数＜100μm，在显微镜和冷、热台上研究改变温度时气液相包裹体的变化可测得或计算出成矿时的温度、压力，也可以测定其盐度、密度、PH值、氧化还原指标等。借助新的技术也已能够进行包裹体内微区微量成分分析和流体的稳定同位素组成的分析，而获取到更多的成因信息，包裹体研究是现在研究成矿流体最直接有效的方法之一。

现代分析测试技术方法的应用：在一般岩矿鉴定基础上，针对某些特殊需要还可以选择应用光谱（发射光谱、吸收光谱、拉曼光谱）、极谱（汞电极极谱）、质谱（气体质谱和固体质谱）、色谱（气相色谱、液相色谱）、能谱分析（如中子活化法），确定有关岩石和矿物的化学成分，包括微量成分和矿物微区的成分。也可以选择利用 X射线分析、热分析、电子显微镜分析（透射电镜、反射电镜及扫描电镜即电子探针）和矿物谱学（红外、核磁共振、穆斯堡尔谱等）研究其结构和原子价态，有的也涉及矿物成分。

现代分析测试应用到研究地球化学以来已经积累了大量的各类数据，对这些数据进行了整理研究和统计计算，已经大大丰富和深化了对各种地球物质的化学组成、化学作用和化学演化规律的认识。矿床地球化学研究方法主要就是通过分析测试取得研究对象分析测试的结果后与已有数据、已建立起来的规律性进行对照和比较，作出有关成矿物质来源、成矿物理化学条件等的判别与解释。现在应用最多的是微量元素研究和同位素研究。

微量元素研究：微量元素一般是指地壳中丰度较小、主要以类质同象或混入形式存在于主元素矿物或岩/矿石中的一些元素，各种金属矿物内有不同的微量元素组合，例如铅锌矿石内有Cd、In、Ga、Ge、Se、Te、T1，钨锡矿石内有Nb、Ta、Sc、Te、Bi、In、稀土元素等。已知在内生和外生成矿作用过程中微量和常量元素出现一定的演化序列，微量元素与相关常量元素的比值可作为地壳物质演化与成矿作用的标志。一些矿物或共生的矿物对微量元素的含量可用作地质温度计。研究地区岩石和矿石中微量元素含量与已经计算出来的地球层圈、各类岩浆岩、沉积岩中微量元素丰度值的比较可用于成岩成矿物质来源的探索和构造环境的推断。特别是稀土元素中14个元素的含量经标准化后作出的REE配分型式以及稀土元素总量、重稀土元素的比值、Eu 和Ce元素组成与标准的偏离（δEu，δCe）等参数都已用于判别成矿物质来源、成矿过程物理化学条件。

同位素研究：首先稳定同位素地球化学研究能获得许多成岩成矿信息。应用硫化物硫同位素组成与陨石硫作标准的对比（δ³⁴S）可以判断硫的来源，区分出陨石硫、海相硫酸盐型硫、生物硫或其间的过渡类型。应用氢、氧同位素组成与大洋水标准对比（δD、δ¹⁸O）可获得成矿流体水的类型和来源，区分出是大气降水、盆地地下水、地层水、变质水与岩浆水等。同样，利用碳酸盐矿物中的δ¹⁸O、δ¹³C也可以判别流体的起源与演化。成矿系统中硫和碳同位素结合起来研究可以确定成矿流体的温度和fo₂、fs₂、fco₂等物理化学参数及矿石沉淀机理。一些硫化物矿物对的同位素组成也可作为地质温度计。

同位素年龄测定是应用放射性同位素衰变的基本原理，确定岩石和矿物形成时间的方法。一个计时的同位素系统包括放射性母体和稳定子体。研究工作主要是对选送样品分析得到的数据进行整理、计算和作图，得出其年龄值。要根据矿床类型选择适合的测定对象和测定方法，如岩浆矿床可以用同时形成的含矿围岩确定；铀矿床可用晶质铀矿等矿石矿物用 U-Pb法测定；稀土矿床用独居石进行 Th-Pb或 Sm-Nd法测定得出准确成矿年龄；对硫化物矿床可用其中的黄铁矿进行Re-Os法和⁴⁰Ar-³⁹Ar法测定；方铅矿进行矿石铅-铅法测年。有的矿床也可以用成矿期间蚀变矿物进行测年。另外，要考虑不同成矿时代的矿床用不同的测定方法。如元古宙以前的矿床用 Sm-Nd全岩等时线法，晚元古代至古生代矿床用Rb-Sr全岩等时线法较好，新生代以来的矿床可用⁴⁰Ar-³⁹Ar 法、K-Ar法。现代成矿作用时代研究用¹⁴C法。

在矿床研究方法中，还应该提到成矿作用实验研究和热力学研究，这些研究显然更具有理论研究的意义。矿床学文献中早已引用了一些建立在实验基础上的各种热力学相图，用以说明成矿作用发生的物理化学条件和地质地球化学机理。现在的实验研究就内容来看，不仅研究金属元素在岩浆和热液中的行为，而且已研究了挥发性组分在岩浆分异作用中和非岩浆成因低温成矿作用中的行为与成矿的关系。由于矿床形成的复杂性和长期性，很难完全进行实验模拟，因此实验地球化学研究结果只是近似的，其应用是有条件的。此外，由于成矿作用实验研究需要特殊的实验设备和条件，其应用受到很大的限制。随着成岩成矿模拟实验的发展，矿物热力学数据的不断积累，可以用矿物组合的热力学数据作为已知条件，用计算方法获得有关矿物组合平衡温度、压力与逸度、酸碱度及氧化还原电位之间的函数关系式，并绘制出温度-压力、温度-逸度或酸碱度-氧化还原电位的矿物平衡相图，从而取得矿床形成物理化学条件某些定量或半定量的数据。现在，热力学研究在成矿流体性质、金属元素迁移和沉淀条件与机理、矿物组合的平衡关系、流体-岩石相互作用等方面都已取得了很好的成果。

E. 请问研究矿床的成矿时代有哪些办法

1、可以用地球化学的方法：根据矿床中一些放射性元素的衰变规律及其半衰期反推，计算得到矿床的成矿年代；
2、可以用地质的方法：内生矿床，可以根据岩体的产状、岩体与地层的接触关系、岩浆侵入的地层判断岩浆和沉积岩层哪个先形成，从而得知岩体侵入的年代；外生矿床，也可以根据矿床赋存和接触的地层判断它形成于哪个时代。因为地层都是已知了形成时间的。通过比较时间的先后就可以得知矿床的形成时代。

F. 矿床成因及成矿机制讨论

一、矿床成因

通过野外地质观察和室内分析结果及综合分析，可以初步判断，哈达门沟金矿床和柳坝沟金矿床成矿地质条件基本相同，矿石类型均为石英脉型，石英-钾长石脉型和钾硅化蚀变岩型，整个矿区钾化异常强烈，被人们称为 “红化” 现象，钾长石化与成矿关系十分密切，而且局部地段矿石类型就以钾长石脉为特征，根据矿石矿物组合及矿物穿插先后次序，大致将哈达门沟成矿划分为四个阶段：(1)钾长石-硫化物-氧化物阶段；(2)黄铁矿-石英阶段；(3)石英-多金属硫化物-（硫酸盐）阶段；(4)石英-碳酸盐阶段。流体包裹体测温表明，哈达门沟金矿成矿温度在160～300℃范围内，集中在200～280℃之间，为中温，包裹体盐度在5％～15％ NaCl_eq之间，集中分布在6％～12％ NaCl_eq和13％～14％ NaCl_eq之间，为中低盐度流体，成矿压力（平均值）为（139～366）×10⁵ Pa，集中在（198～252）×10⁵ Pa，对应的成矿深度为1.5～3 km（静水），为中-浅环境。包裹体气相成分中均以H₂O（66.56％～89.81 mol％）和CO₂（5.64％～16.74 mol％）为主，其次为N₂，O₂，含微量的CH₄，C₂H₆，C₂H₂和C₂H₄等。CO₂/CH₄特征值141.39～407.10，说明成矿期的环境处于弱氧化状态，气相组分还原参数R/O比值为0.004～0.006，反映了成矿阶段偏氧化的状态。阴离子以Cl^-和 为主，少量的 和F^-，微量Br^-；阳离子以Na^＋，K^＋和Ca^2＋为主，含少量Mg^2＋，Na^＋＞K^＋，因此成矿流体应属于 型流体。 的存在也说明当时流体可能为弱氧化状态。中国人民武装警察黄金指挥部（1995）计算成矿流体pH值为6.52～7.08，偏碱性，lgf_O为-26.73～41.33，E_h为-0.57～0.83，表明其形成过程为弱还原-弱氧化条件，δ¹⁸O_H-δD图上，投影点落在原生岩浆水及变质水附近，说明哈达门沟金矿成矿热液来源于岩浆水和部分变质热液。在铅构造模式图上，哈达门沟矿区矿石铅投点比较分散，绝大多数投在了地幔铅演化曲线和造山带铅演化曲线之间靠近地幔的一侧，表明哈达门沟黄铁矿中铅主要来自于地幔，同时有造山带铅和下地壳铅的混入，少量可能来自于上地壳，哈达门沟矿石硫化物δ³⁴S变化于-21.7‰～5.4‰之间，平均值为-10.6‰，柳坝沟沟矿区δ³⁴S值变化于5.4‰～-21.7‰之间，初步认为哈达门沟和柳坝沟成矿流体中硫主要为深部流体和太古代地层的混合硫。通过同位素年龄测定，哈达门沟Re-Os同位素等时线年龄为386.6±6.1 Ma，为早泥盆世，属海西早期构造-岩浆活动事件，而区内大桦背岩体的成岩年龄锆石SHRIMP U-Pb平均年龄为353±7 Ma，通过野外调查，发现矿区西部的169号脉被大桦背岩体的岩枝所穿插、截断，孟伟等（2002）也同样观察到在岩体边部见到花岗岩将含Au矿脉截断或 “吃掉” 的现象，故可以推断，成矿应早于大桦背黑云钾长花岗岩的形成时代，本次测定大桦背岩体成矿元素含量大部分小于地壳丰度，所以大桦背岩体与金矿成矿关系不大，岩体的侵入可能对已有矿化局部有叠加改造，沙德盖岩体通过本次锆石SHRIMP U-Pb年龄测定，获得平均年龄为221.6±2.1 Ma，远远小于成矿年龄，沙德盖岩体可能对已有矿化叠加改造，矿区变质岩成矿元素丰度较高，而且矿石硫、铅同位素特征也表明，成矿物质部分来源于区内变质岩，大部分成矿物质可能来源深部流体，这从矿石的S，Pb，H-O同位素也可说明。由于哈达门沟金矿区处于华北克拉通北缘，受北部兴蒙造山带多次开合碰撞的复杂构造活动影响，而引发区内构造-岩浆的多期活动，区内的山前、山后两条深大断裂也经历复杂的构造演化，沿着大断裂及其派生断裂，各期次的岩体、岩脉多期侵入，形成了今天所看到的山前钾化带、含金钾化蚀变岩、伟晶岩脉、花岗岩体等以及金、钼等多金属矿床。总体认为哈达门沟金矿床属于与深部钾质成矿流体有关的中温热液型脉状矿床。矿区北部西沙德盖钼矿Re-Os同位素等时线年龄为226.4±3.3 Ma，而且钼矿主要产于斑状花岗岩中，说明其与哈达门金-钼矿床为不同的成矿演化系列。

二、成矿机制

区内乌拉山群变质岩，金含量很高，在区域变质、混合岩化过程中，金等成矿元素发生了初步活化、迁移，为金矿的形成提供了初步的物质条件。在泥盆纪早期华北板块北缘处于弧-陆碰撞后伸展构造背景（李锦轶，2009；Zhang et al.，2010；张晓晖等，2010a，b），这种伸展环境引发山前大断裂的活动，深部富钾含矿流体沿山前大断裂上升，在运移过程中不断萃取围岩中的金等成矿元素，在大断裂的次级断裂等构造有利部位充填、交代而成矿，关于这种金钼组合型的矿床，Sillitoe（2002）曾提出它与板块内部及边缘拉张环境下富碱性的A型花岗岩有密切的成因关系，哈达门沟金钼矿床正是产于这种地质背景，矿区深部可能有隐伏的碱性岩体存在（王信虎等，1994）。

泥盆纪早期华北板块北缘成矿具有普遍性，如东坪金矿同样在这个时期形成（罗镇宽，2001；李长明，2009），白云鄂博在该期有成矿作用的叠加（赵景德，1991），白乃庙铜矿南矿带含矿石英脉黑云母Ar/Ar等时线年龄为396±2 Ma（李文博，2008）。

尽管华北克拉通北缘早古生代的构造演化历史还知之甚少，但近年的研究认为在早古生代，古亚洲洋向南往华北板块俯冲，早泥盆世白乃庙处于岛弧环境（Xiao et al.，2003；张晓辉等，2010），白乃庙目前获得的绿片岩和花岗岩侵入岩年龄在466～386 Ma之间（Wang，1983；Tang ＆ Yan，1993），所以当时华北克拉通北缘有可能处于与古亚洲洋板块向南俯冲结束有关的弧后拉张环境（罗镇宽，2001；Jiang，2005；Zhang et al.，2007；李锦轶，2009；张晓辉等2010a，b；Zhang et al.，2010），沿华北克拉通北缘深大断裂，岩浆和成矿流体上升，形成哈达门沟及东坪金矿床以及沿华北克拉通北缘大断裂分布的近东西偏碱性侵入岩带。

随后在海西中期大桦背岩体的侵入，对已形成矿床局部叠加改造，印支期沙德盖岩体和西沙德盖岩体的侵入可能对已有矿床有进一步的叠加改造，岩浆分异结晶发育地段，局部形成钼多金属矿化，因此在本区显示出成矿年龄多样性，表现出多期成矿特点；在哈达门金矿成矿过程中，呼-包大断裂对金矿形成及后期改造起控制作用，山前钾化破碎蚀变带是该大断裂的派生构造，主要起导矿作用，其次级构造为成矿提供空间；成矿物质来源为复合来源，既有乌拉山群古老地层来源，也有深部高钾岩浆来源，还可能有后期岩浆的叠加，成矿流体既有有深部流体，也有大气水，变质水的参与，矿床成矿作用演化时间较长，首先是形成含金钾质脉体或钾化蚀变岩充填交代；然后受构造或热流体破碎，为后期含金硅质热液交代充填，表现石英脉、网脉，先期的钾质脉局部呈角砾状（热液角砾）为含金硅质热液胶结，在此阶段含金热液活动中也伴随钾化现象，表现为沿石英脉两侧和围岩接触带以及围岩碎块的 “红边”，这一阶段形成的矿物主要有石英和粗粒浸染状分布的黄铁矿等；继先期含金石英脉或含金硅化蚀变岩形成之后，后期硅质热液沿先期的石英脉所充填胶结，此阶段形成多金属硫化物石英脉，主要矿物组合为石英、方铅矿、黄铁矿、黄铜矿及少量闪锌矿等。到成矿后期，热液受地下水和大气氧化作用明显，主要形成石英方解石脉，黄铁矿颗粒粗大，局部可见镜铁矿等。

G. 论述矿床成因的研究方法

矿床学第一章就有矿床成因的研究方法。

H. 矿床地质学的研究方法

矿床地质学的研究一般采用下述方法：
东坪金矿床地质—地球化学找矿
①野外观察。对自然界有用元素的局部浓集区，有经济价值的矿体，特别是有工程控制的矿体、围岩等的地质特征，从地表到地下，利用必要工具与手段进行仔细观察并系统采集各种有代表性的矿物、岩石、矿石以及化石等标本和样品，测制相应图件。在矿化现象的关键部位进行系统观察,加密采样,以探索矿化作用的时空变化规律。对矿化作用正在进行的水体、喷泉、喷气孔，特别是洋底的喷流、火山喷发和热点等进行定期观察，以取得有关矿化作用的具体资料。 ②室内测试分析。对所采标本与样品，根据需要利用不同方法与相应仪器设备进行鉴定、测试和分析，取得结构构造图像，了解矿石的矿物组分、化学成分甚至痕量元素的含量以及测定矿化年龄等，以期阐明矿化的地质背景和物理、化学条件，论证矿质运移与沉积的可能机制，探讨矿质的来源。
③成矿模拟实验。自然界成矿作用的产生是地质历史中多种因素长期交互作用的结果。在实验室内，利用人工造成的几个主要变量（如压力、温度和介质等）的变化来模拟自然界的类似条件，在较短期间和很小的近似封闭的空间内，进行多种成矿现象的模拟实验，其结果可以加深人们对矿产形成条件的理解。有的矿石如水晶、金刚石等可在实验室内人工合成。自然界矿产大多是在近地表的开放系统中形成的，先进的实验室正在设计与建立模拟开放系统的装置，以使含矿流体在不平衡状态中的结晶与沉淀现象的实验，能更接近自然实际。④综合研究。矿床地质学研究正从定性研究向定量研究发展，但远未达到定量程度。矿床虽然有的类同，但无完全等同的。因此对典型矿床的区域地质背景、矿床地质、地球化学特征以及开采利用价值等方面，进行综合类比、分析研究，以作为地质找矿预测的线索，依然起主导作用。综合研究提出区域成矿学、成矿模式、品位吨位模式（见矿床模式）、地球化学数据的数学统计模式等。

I. 矿床成因分类的依据是什么共有哪些矿床成因类型

矿床成因分类的依据是成矿作用方式。按成矿作用方式，矿床可分为内生矿床（内力地质作用生成）、外生矿床（外力地质作用生成）和变质矿床（变质作用生成）。

一、内生矿床

内生矿床中的有用组分多来自于岩浆，并且是在其演化过程中与其余组分分离并产生迁移而集中富集成矿的。岩浆在地下深处时呈熔融状态。它的组成除作为主体的硅酸盐类物质外，还含有一些挥发性组分以及少量的金属元素或其化合物。与成矿作用关系最大的是这些挥发性组分。

二、外生矿床

外生矿床是指在地球表层由外生成矿作用形成的矿床。是在岩石圈表层与水圈、大气圈及生物圈的相互作用下 ，成矿物质经过迁移和富 集形成的
。外生矿床 的成矿物质 主要来自地壳表层，有一部分是地内物质通过火山、喷气或热泉等带到地表的 。

三、变质矿床

早期形成的矿床或岩石，受到新的温度、压力、构造变动或热水溶液等因素的影响，即遭受变质作用，使其物质成分、结构、构造、形态、产状发生剧烈变化所形成
的矿床，称之为变质矿床。若岩石中某些组分在变质作用前尚不具有工业价值，经变质作用后成为有工业价值的矿床，或由于变质作用改变了工业用途的矿床，都可
称为变质矿床。

J. 成矿物质来源与矿床成因机制

1.成矿物质来源

微量元素聚类分析表明，Mo与Ba、Cr等元素密切相关，可能与伟德山花岗闪长岩的演化和元素本身的地球化学性质有关。稀土元素配分模式研究表明，矿石与围岩具有明显的继承演化关系，花岗闪长岩既是围岩也是成矿母岩。硫、铅同位素组成和特征分析表明，成矿物质主要来自幔源，并受到下地壳物质的混染，这与辉钼矿中Re含量变化指示的成矿物质来源结论一致，说明最终成矿物质直接来自于围岩，即由壳源酸性岩浆与幔源基性岩浆混合形成的伟德山花岗岩。

图4-19 尚家庄钼矿床铅同位素组成图解

（底图据Doe ＆ Zartman，1979）

从铅同位素组成图解²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb-Pb²⁰⁷/²⁰⁴Pb（图4-19）可知，尚家庄钼矿床铅同位素组成投点落在地幔演化线附近，一部分靠近造山带演化线，一部分表现出受到下地壳的混染，说明铅的来源为混合源，但主要以幔源为主，与壳幔混合成因的伟德山花岗岩演化关系密切。

Re-Os同位素体系不仅可以精确确定硫化物矿床的形成时间，还可以示踪成矿物质来源、指示成矿过程中不同来源物质混入的程度（王辉等，2001）。一般认为，从地幔来源→壳幔混源→地壳来源，辉钼矿中Re的含量会降低10%，从n×10^-4→n×10^-5→n×10^-6（Mao et al.，1999）。尚家庄钼矿床辉钼矿中Re的含量为17.74×10^-6～23.72×10^-6，平均为20.21×10^-6，随着深度加深，Re含量有增高的趋势，指示成矿物质可能为壳幔混合来源，且以壳源为主。对尚家庄钼矿床硫、铅同位素研究发现，两者也显示出了混合源的特征，铅同位素显示了更好的地幔源铅的特点。

伟德山花岗岩牙山岩体中的三佛山单元是由壳源酸性岩浆与幔源基性岩浆混合形成的（张华锋等，2006），微粒闪长质包裹体矿物学特征表明有岩浆过冷却和岩浆混合的痕迹（Landi et al.，2004），这正是由于壳源酸性岩浆大比例混入的结果。前人对胶东金矿硫、铅同位素研究也表明，两者具有混合源的特征。由此分析，胶东金矿、钼矿与伟德山花岗岩存在物质来源上的渊源关系。

2.矿床成因与成矿机制

与伟德山花岗岩有关的斑岩-矽卡岩型辉钼矿床的成矿机制可能是随着岩浆的形成和演化，分异产生出高温热液流体，高温流体具有很强的活动性、溶解性和渗透能力，活化并携带了花岗质岩浆中大量的成矿物质，逐渐演化成含矿的成矿流体，由于这种底侵作用使得陆壳垂向增生加厚，最终导致了陆壳的拆沉，从而使岩石圈减薄，软流圈上涌造成减压熔融，成矿流体在深部应力和温压差的作用下向上运移，当含矿流体运移到岩体边部时，遇到与外界连通的裂隙，温度和压力迅速降低，体系的物理化学条件突变，打破了含矿流体稳定存在的化学平衡，流体便卸载成矿物质成矿。

大洋板块俯冲产生的岩浆弧常出现斑岩型的矿床，尚家庄钼矿区位于太平洋板块向欧亚板块俯冲区域，赋存于早白垩世牙山斑状花岗岩体中。而研究区东部的中生代三佛山、昆嵛山等岩体均表现出埃达克岩的性质。因此，研究认为尚家庄钼矿床属斑岩型，只是未表现出典型的斑岩型矿床的蚀变分带特征。

由于近年来对胶东地区有色金属矿成矿作用的研究日趋升温，因此有色金属矿成矿与金矿成矿的关系也备受关注。目前，多数研究者接受胶东金矿存在一个主成矿期的观点，认为金矿在120Ma左右大规模集中爆发成矿。对于有色金属矿是否与金矿同期还是存在多期成矿作用？两者之间有什么联系？诸如此类的问题尚未得到一致性的认识。

柳振江等（2010）在胶东莱州市伟德山花岗岩的南宿亚超单元花岗岩中发现了辉钼矿化，并对五件辉钼矿样品进行了Re-Os同位素年龄测试，测得模式年龄为（111.8±0.3）～（128.9±0.5）Ma，指出辉钼矿矿化与南宿岩体（U-Pb年龄为117Ma）同期形成，与金矿形成时代（120Ma左右）大体一致。

刘善宝等（2011）对胶东典型的钼矿床进行了深入研究，指出胶东福山邢家山钼钨矿床成矿时代（161Ma±1.0Ma，模式年龄加权平均值）早于金矿成矿时代，并认为胶东地区存在至少两期与花岗岩有关的成矿作用，即160～155Ma的钼矿成矿作用和137～120Ma的金矿成矿作用，与南岭地区钼矿成矿进行对比分析后，认为160～150Ma为中国东部地区重要的钨锡钼成矿期。

丁正江等（2012）也对邢家山钼钨矿床进行了研究，测试Re-Os同位素等时线年龄为（158.70±2.06）Ma，认为胶东地区中生代以来岩浆活动及相应的成矿作用主要存在四期，即：165～155Ma的铜钼多金属矿化期、137～110Ma的金矿化期、120～110Ma的铜钼铅锌多金属矿化期、100～75Ma 的金银铅锌多金属矿化期，分别对应于燕山早期—燕山晚期的各期次花岗质岩浆活动，但目前对该区金及多金属矿床的研究成果资料未能显示每次岩浆活动都会带来一次与之对应的成矿作用。

作者（2013）测试了尚家庄钼矿床辉钼矿 Re-Os 同位素年龄，发现其成矿时代（116.4Ma±1.6Ma，加权平均年龄）与围岩（伟德山花岗岩）的成岩时代高度吻合，成岩时的岩浆活动直接带来了成矿所需的物质和能量，成矿围岩即是母岩。其成矿时代与大规模金矿成矿时代一致，认为钼矿与金矿有可能是同一成矿系列的产物。

此外，还有学者提出胶东地区的金及多金属矿是与中生代花岗岩有关的同一成矿系列。

前人研究表明，邢家山钼钨矿床为矽卡岩-斑岩型矿床、尚家庄钼矿床为斑岩型矿床，均与中生代岩浆侵入事件有关，但二者成矿年龄相差很大（约42～45Ma），而且都有相应的同时代的侵入岩，即侏罗纪钙碱系列侵入岩（160～140Ma）、白垩纪高钾钙碱系列（约135～90Ma）侵入岩。因此，前人多认为白垩纪岩浆侵入造成了大规模的金成矿，侏罗纪岩浆侵入事件发生在金成矿之前，是否它的侵位带来了大规模的钼、铜等有色金属矿化还值得进一步研究。

胶东地区其他多数钼矿床（点）均表现出与燕山晚期白垩纪花岗岩有成生联系的特点，如：牟平孔辛头铜钼矿床（矽卡岩型，产于燕山晚期伟德山花岗岩院格庄岩体与荆山群大理岩接触部位）、荣成冷家钼矿床（岩浆热液型，产于伟德山花岗岩中）、威海西山后钼矿点（隐爆角砾岩筒型，与中生代侵入岩有关）。因此，作者认为胶东地区除邢家山钼钨矿的成矿作用发生在侏罗纪（约160Ma）外，大规模钼矿成矿与燕山晚期伟德山花岗岩的侵位和演化密切相关，该期成矿作用与胶东金矿大规模集中爆发成矿的时代总体一致（约120Ma）。