焦骞骞,许德如,陈根文,吴传军,陈延生,高亦文.2016.广东河台金矿床矿物特征对成矿环境的制约[J].矿床地质,35(5):981~998JIAO QianQian,XU DeRu,CHEN GenWen,WU ChuanJun,CHEN YanSheng,GAO YiWen.2016.Metallogenic conditions of Hetai gold deposit in Guangdong Province, South China: Constraint from mineralogical characteristics[J].Mineral Deposits35(5):981~998
DOi:10.16111/j.0258_7106.2016.05.007
广东河台金矿床矿物特征对成矿环境的制约
（1 中国科学院广州地球化学研究所 中国科学院矿物学与成矿学重点实验室， 广东 广州 510640； 2 中国科学院大学， 北京100049； 3 广东省地质局第五地质大队， 广 东 肇庆526600）
第一作者简介焦骞骞， 男， 1986年生， 博士研究生， 地质构造与成矿专业。 Email： 289284567@qq.com **通讯作者许德如， 男， 1966年生， 研究员， 博士生导师， 主要从事大陆边缘与成 矿学研究。 Email： xuderu@gig.ac.cn
收稿日期2015_11_16；
改回日期2016_06_20
本文得到广东河台地区金多金属矿整装勘查区关键基础地质研究（编号： 12120114052801 ）资助
摘要:位于高要市境内的河台金矿床是目前广东省最大的金矿床，被普遍认 为是韧性剪切带 型金矿床。为了进一步认识金矿床的成矿环境，对采自河台矿区高村矿段的矿石进行了详细 的 研究，利用电子探针(EPMA)分析了矿石中毒砂、绿泥石和闪锌矿等矿物的成分。通过矿物温 度计计算，毒砂的形成温度在330℃左右，绿泥石的形成温度集中在230～250℃之间，闪锌 矿的形成温度在205～230℃之间，可能分别代表成矿早、中、晚期的温度；结合前人包裹体 测试结 果，推测河台金矿床成矿温度可能在205～250℃之间，属于中低温热液矿床。而糜棱岩的形 成温度可能在300～500℃之间，明显高于金矿床的形成温度，因此，河台金矿床可能是动力 变质 期形成的糜棱岩带在热液期又发生脆性变形，并伴随含矿热液活动，最终导致成矿。在成矿 过程中，绿泥石和闪锌矿是随着温度降低而相继连续产出的。在此过程中硫逸度也在不断 降低，表现出比较宽泛的特征，lgf（S2）可能介于-20～-1，lgf（O2）可能 介于-50～-30。
关键词:
地球化学；成矿环境；毒砂；绿泥石；闪锌矿；河台金矿床
文章编号： 0258_7106 (2016) 05_0981_18 中图分类号： P618.51 文献标志码：A
Metallogenic conditions of Hetai gold deposit in Guangdong Province, South
Chi na: Constraint from mineralogical characteristics
Chi na: Constraint from mineralogical characteristics
(1 CAS Key Laboratory of Mineralogy and Metallogeny, Guangzhou Institute of Geoc hemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, Guangdong, China; 2 Uni versity of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China; 3 No. 5 Geologica l Party, Guangdong Geological Bureau, Zhaoqing 526600, Guangdong, China)
Abstract:The Hetai gold deposit in Gaoyao area is the biggest gold deposit in Guangdong P rovince. Because the orebodies are hosted by ductile shear zones strictly, the d eposit has been regarded as a ductile shear zone related gold deposit. In order to constrain the ore_forming conditions, the authors investigated mineral chemis try of the indicative ore and gangue minerals (chlorite, sphalerite, arsenopyrit e) from Gaocun ore block of the Hetai gold orefield by EMPA based on the observa tion of ores and thin sections. The calculated temperature of arsenopyrite is ca . 330℃, that of chlorite is ca. 250～230℃ and that of sphalerite is ca. 230～2 05℃, which correspond to the early, medium and late mineralization stage, resp ectively. Combined with the published homogeneous temperature of liquid inclusio ns, the ore_forming temperature should be ca. 205～250℃. This indicates that th e Hetai gold deposit is a mesothermal_epithermal gold deposit. However, the mylon itization temperature in the Hetai gold deposit is ca. 300～500℃, considerably h igher than the ore_forming temperature. Therefore, the formation of the Hetai go ld deposit was principally related to the hydrothermal fluid associated with the brittle deformation superimposed upon the shear zones. The crystallization of c hlorite and sphalerite is consecutive with the temperature declining. At the sam e time, the sulfur fugacity lgf(S2) is gradually reduced as well, showing a broad width ranging from -20 to -1. The oxygen fugacity lgf(O2) ranges fro m -50 to -30.
Key words:
geochemistry， ore_forming conditions, arsenopyrite, chlorite, sphalerite, Hetai gold deposit
广东省河台金矿床位于高要市境内，是广东省最大的金矿床，已探明储量>50 t，品位较高 ，平均品位>7 g/t，为一特大型金矿床。该金矿床自20世纪80年代发现以来，学者们从矿床 地质特征、矿床地球化学、成矿物质来源、成矿年代学等各方面，对其进行了较全面的研究 ， 并取得了大量的成果。在成矿物化条件方面，前人多是通过流体包裹体来进行研究的（王鹤 年 等，1989；朱义年等，1990；何文武，1991；何文武等，1993；叶锦华，1993；周永章等， 1995；刘伟等，2005；Li et al.，2002），但是取得的认识还不够统一。对于金矿形成时 的温度、氧逸度和硫逸度等都存在着一些差别，如周永章等（1995）认为成矿温度在130～3 50℃，并且可能主要在170和245℃左右的两个峰值；而王鹤年等（1989）和叶锦华（1993） 认为，成矿 温度集中在200～300℃。近些年来，随着成因矿物学研究的蓬勃发展，学者们对矿物或矿物 对的形成物化条件进行了大量研究，建立了许多矿物地质温压计，如绿泥石温度计（Cathel ineau et al.，1985；Walshe，1986；Kranidiotis et al.，1987；Cathelineau，1988；J owett，1991；Caritat et al., 1993; Battaglia，1999）、闪锌矿温压计（Scott et al. ，1971；Browne et al.，1973；Mller，1987）、毒砂温度计（Kretschmar et al.，197 6；Sharp et al．，1985）等。
本文试图通过对河台金矿床矿石中绿泥石、闪锌矿、毒砂矿 物学特征方面的研究，进一步约束河台金矿床成矿时所处的物化条件。
性以石英绢云母片岩、二云母石英片岩、变粒岩、片麻岩、混合岩、混合花岗岩等为主，局 部遭受强烈韧性剪切作用形成糜棱 岩系列岩石，河台金矿床矿体就产于这些糜棱岩带中；奥陶系与志留系分布在矿区南部，以 薄层浅变质砂岩、粉砂岩及薄层板岩为主，通过F1断裂与震旦系呈断层接触。矿区内出露 2个规模较大的岩体，西部为云楼岗岩体，岩性为中粒黑云母二长花岗岩、黑云母斜长花岗 岩，侵位时间为中三叠世〔锆石U_Pb，（241.9±3.3） Ma，邱小平，2004〕，属印支期 产物；矿区东北部为伍村岩体，岩性为巨斑状黑云母花岗岩，侵入时代为晚侏罗世〔锆石 U_Pb年龄（153.6±2.1） Ma，翟伟等，2005〕，属燕山期侵入体。矿区内构造发育，金 矿严格受断 裂控制，产在宝鸭塘_坑尾断裂带（F1断裂）的次级构造（ML9、ML11等糜棱岩带）中。宝鸭 塘_坑尾断裂带（F1断裂带）是广宁_罗定断裂的一部分，在矿区范围内走向整体呈NE55°方 向，在海西期—印支期广宁_罗定断裂变质带表现为左行韧性剪切形式，至燕山早期由左行 韧性剪切转为右行韧性剪切（龚贵伦等，2010）。含矿糜棱岩带ML9、ML11、ML12、ML13的 产状走向为NE向70°左右，呈右行左阶侧列，并且近等间距排列（朱江建等，2014）。金矿 体严格受糜棱岩叶理和叠加的脆性构造裂隙控制。矿体平面和剖面总体上呈脉状、透镜状 、枝状。脉状矿体主矿体沿走向延伸较大，一般100 m以上，长者可达300 m，一 般厚度变化不大，宽2～4 m，矿体延伸可达500 m，目前开采深度已达-230 m（高村矿段） 。 矿体产状随所在的糜棱岩带产状变化而变化。如前所述，糜棱岩带走向NE 70°，倾向NW， 倾角较陡，矿体的产状也大致如此。
根据镜下观察到的矿物之间的相互关系，并结合前人研究，可将河台金矿床的金矿化划分为 3期5个阶段，分别为：动力变质期、热液期、表生期（图4）。其中，热液期又可分为3个阶 段：石英_ 硫化物矿阶段、金_硫化物阶段、金_硫化物_碳酸盐阶段。动力变质期主要是形成糜棱岩， 并可能伴随有硫化物的产生。部分变形、破碎并呈定向排列的长条状、灯芯状黄铁矿、磁 黄铁矿（图3e、f），可能是在这期形成的（Bonnemaison et al.，1990）。然而，对于这 一期能否成矿还一直存在争论，周崇智等（1988）、段嘉瑞等（1992）、邓军等（1998）、 李晓峰等（2000）和蔡建新（2012）认为金矿形成是构造成岩成矿作用的产物，而更多的学 者认为糜棱岩化只能形成金矿化，金成矿主要形成于热液期（Couture et al.，199 3；翟伟 等，2006；Zhang et al．，2011；Zhu et al．，2014）。由于动力变质期形成的蚀变（矿 化）糜棱岩又遭受了热液期的蚀变叠加改造，所以正确认识这一问题有一定难度，
本文希望 通过探讨成矿环境进一步来认识该问题。
前人对绿泥石研究表明，绿泥石的形成与热液活动密切相关，其产出机制有2种：一种是溶 蚀（交代）_结晶，另一种是溶蚀_迁移_结晶（张展适等，2007；廖震等，2010；张伟等，2 014）。显然，（Ⅰ）类绿泥石是在溶蚀（交代）_结晶机制下形成的，而（Ⅲ）类是在溶蚀 _迁移_结晶机制下形成的，但是（Ⅱ）类绿泥石为细小鳞片状集合体，形状不规则，可能是 原始矿物蚀变后经历过很近距离的迁移又结晶，也可能没有迁移，较难做出判断。
从图5i可以看出，黄铜矿填充在毒砂的裂隙中，或者包裹毒砂，晶型较差，所以毒砂形成早 于黄铜矿。
在偏光显微镜下，矿 石中闪锌矿均为半透明，内反射为棕红色（图5l）；在反射光下，颜色较浅，为灰色_深灰 色。闪锌矿形状不规则，均为他形，大小不一，10～200 μm。
绿泥石选择3种类型不同的进行分析，共测试了68个点（表1）；选择与黄铜矿磁黄铁矿共生 的闪锌矿进行测试分析，共测试了12个点（表2）；毒砂数量较少，仅测得5个点（表 2）。
（1） 绿泥石Si_Fe2+/（Fe2++Mg2+）分类。根据绿泥石的成分不同， 按照Hey（1954）的Si_Fe2+/（Fe2++Mg2+）分类方案对其进行分类（图 6a），从图6a可以看出，河台金矿床3种产出状态的绿泥石主要落在铁绿泥石和铁镁绿泥石 区 域，少数落在鲕绿泥石区域。这3种产出状态的绿泥石所属类型差异不是很大，反映出 它们成因类型相同，都是在热液蚀变过程中形成的。
（2） AlⅣ和AlⅥ关系。从图AlⅣ_AlⅥ图解（6b）中可以看出 ，AlⅣ/AlⅥ普遍小于1，仅有个别AlⅣ/AlⅥ的值大于或等于1。 当AlⅣ与AlⅥ的比值接近1时，绿泥石的四面体位置上的离子置换是彻 底的钙镁闪石型置换（Xie et al.，1997），由此可见，测试的绿泥石 只有极个别为钙镁闪石型置换。河台金矿床多数绿泥石的AlⅣ/AlⅥ比值小于1 ，反映AlⅣ对四面体位上Si的置换少于AlⅥ对八面体位上Fe2+和Mg 2+的置换。
（3） Fe2+_Mg2+及(Fe2++AlⅥ)_Mg2+关系。从图6c可知 ，Fe2+与Mg2+有很好的负相关性，并且近于1∶1的负相关。而从图6d可知，Fe 2++AlⅥ和Mg2+也是近于1∶1负相关的。结合图6c、d可知，Fe2+ 、Mg2+、AlⅥ均占据了绿泥石八面体的位置，并且Fe2+和AlⅥ 均可替代Mg2+，相应的离子置换公式可能为（Al3+）Ⅳ+（Al3+ ）Ⅵ=（Si4+）Ⅳ+（Mg2+，Fe2+）Ⅵ，3（Mg2 +，Fe2+）Ⅵ=□+2（Al3+）Ⅵ（Bourdelle et al., 2013）。
其中，Battaglia的方法被国内外许多研究者使用过，并取得了良 好效 果，因此本文选取Battaglia的方法对绿泥石的形成温度进行计算。Battaglia在运用XRD数 据探讨绿泥石地质温度计时发现绿泥石面网间距d001与其形成温度之间的关系：
通过计算，3种产出状态的绿泥石 温度并没有明显的差别，Ⅰ类产出状态的绿泥石形成温度在237.8～255.0℃之间，平均24 3.7 ℃；Ⅱ类绿泥石形成温度在226.4～246.3℃之间，平均238.0℃；Ⅲ类绿泥石形成温度在 221.4～264.0℃，平均237.6℃。总体来看，河台金矿床绿泥石形成温度在221.4～26 4.0℃之间，且主要集中在230.0～248.0℃之间（图7），平均238.7℃，是在中低温热 液蚀变过程中形成的。
本文同样选用Walshe六组分绿泥石固溶体模型进行计算氧逸度和硫逸度。
Walshe根据绿泥石的成分将其分为6个端员，根据不同的矿物组合，建立了不同的热力学端 员的化学反应方程式。根据河台金矿床矿物组合，由于在主成矿期出现黄铁矿+ 磁黄铁矿共 生组合，而从未出现磁铁矿，因此，成矿体系氧逸度f(O2)和硫逸度f(S2)根据 绿泥石热力学端员（C3和C6）之间的反应关系计算，即：
河台金矿床中与闪锌矿共生的磁黄铁矿，其Fe原子百分数在46.28%～47.08%之间（ 表2），平均为46.53%。目前发现的自然界产出的磁黄铁矿只有六方和单斜2种晶型变种 （斜方陨硫铁尚未发现），其晶型与其成分之间存在较好的对应关系：六方磁黄铁矿的铁原 子百分数为47.8%～47.0%，单斜磁黄铁矿为47.0%～46.5%（Carpenter et al.， 1964）。因此，可以判断这些磁黄铁矿属于单斜磁黄铁矿（由于到目前为止，自然界中并未 发现Fe原子百分数小于46.5%的磁黄铁矿，所以认为分析中出现的小于46.5%的点可能与分 析误差有关），所以利用闪锌矿在290～200℃时与FeS分子百分数关系图解推测闪锌矿的形 成温度 （图8a）。河台金矿床闪锌矿中FeS分子百分数为4.25%～7.64%，主要集中在6.63%～7 .64%，将其投在图8a上，闪锌矿的温度主要分布在205～230℃（另外还有4个点低于200℃ ，位于图上 的外推部分， 且点个数较少，所以不参与统计）。
除了作为地质温度计，闪锌矿还是一种良好而稀缺的地 质压力计，并且得到广泛应用，然而遗憾的是其作为地质压力计使用时需要形成温度大于30 0℃，这显然不适用于河台金矿床。另外，研究表明闪锌矿中Cd的含量与温度也有一定关 系，Zn/Cd比值从高温到低温有逐渐变小的趋势（刘英俊等，1984），Zn/Cd>500，指示高温 ；Zn/Cd=250左右，指示中温；Zn/Cd<100 指示低温，河台金矿床的Zn/Cd比值除了一个点外 ，其他均小于100，指示形成于低温环境，与FeS所反映的温度相一致。
与含铁硫化物共生的闪锌矿中的铁含量与硫逸度f（S2）和温度有关系（Barton et al.，1966），不同学者探讨了闪锌矿中FeS分子百分数与温度_硫逸度之间的关系（ Craig et al.，1973；Czamanske，1974；Barton et al．，1978；Warmada et al.，2003 ），并作出温 度_硫逸度lgf（S2）关系图（图8b）。由图8可知，河台金矿床中闪锌矿形成时的硫 逸度lgf（S2）在-15～-13.5之间。
本次研究共测得毒 砂5个点（表2），As的原子百分数在26.79%～31.94%，平均30.37%，由图9可以看出，其 形成温度可能在330℃左右(As原子百分数为26.79%的点未在图中显示，图中仅可见4个点) 。
除了对矿石中的矿物进行研究之外，还对矿体围岩——糜棱岩的形成条件进行了研究。通过 镜 下观察，河台金矿床糜棱岩中石英发生动态重结晶（图11a、b），而长石基本上只是发生脆 性变形（图11c、d），与前人所观察的结果相似（朱江建等，2011）。Stipp等（2002）和F aleiros等（2010）认为，石英发生动态重结晶的起始温度为300℃；Pryer（1993）认为 长石发生动态重结晶的起始温度为500℃，因此，将矿区糜棱岩化带形成时的温度限定为300 ～500℃，明显大于河台金矿床的成矿温度。当然，在这里不能排除糜棱岩化阶段存在矿化 的可能性，是矿化的一个阶段，但是目前得到的成矿温度明显低于糜棱岩的形成温度，因此 认为糜棱岩化阶段只是成矿物质的初步富集形成局部矿化，最终导致成矿主要还是由于热液 期韧性剪切带再次活动，使得成矿物质再次富集并最终成矿。
通过以上对河台金矿床中绿泥石和闪锌矿形成温度的计算，发现绿泥石的形成温度比闪锌矿 要高，绿泥石形成主要集中在230～250℃，而闪锌矿则主要形成在205～230℃之间。可见两 者 形成温度连续，因此，矿石中绿泥石和闪锌矿的形成过程可能是 随着温度降低而前后相继连续出现的两个阶段。绿
泥石形成时的硫逸度也要高于闪锌矿，在较高温度 热液作用下，一部分云母等矿物发生蚀变形成绿泥 石，一部分矿物完全溶蚀随热液一起迁移_结晶形成脉状绿 泥石，并与黄铁矿、磁黄铁矿、黄铜矿等硫化物共生形成大量的硫化物脉，此时热液中的硫 逸度还较高，lgf（S2）可以达到-7.4～-0.2，平均-4.1。随着时间推移，热 液温度不断下降 ， 当温度低于230℃的时候，绿泥石蚀变开始明显减弱，而闪锌矿开始不断出现，此时lgf （ S2）降低到-15.0～-13.5之间。可见热液中硫逸度随着温度的降低而降低，这与硫 化物的不断结晶有关。
绿泥石和闪锌矿的这种随着温度降低而相继连续出现的关系在湖南芙蓉锡矿田中也有所反映 。湖南芙蓉锡矿田中的绿泥石形成于两个温度段，早期251～387℃、晚期120～187℃，而闪 锌 矿形成于235～248℃（张威，2005），可见绿泥石和闪锌矿是不同温度段形成的，并且早期 绿泥石的形成温度和闪锌矿形成温度是连续的，与本次研究所得结果非常类似。如果这是一 个普遍规律，那么用绿泥石和闪锌矿作为标志性矿物进行成矿阶段划分将非常有意义，当然 这有待于通过更多的矿床进行论证。
（2） 河台金矿床的形成温度要低于糜棱岩成岩温度，动力变质期可能只是成矿物质初步富 集形成局部矿化，主要的成矿阶段是在热液期韧性剪切带发生脆性变形，并且伴随含矿热液 活动，最终成矿。
本文试图通过对河台金矿床矿石中绿泥石、闪锌矿、毒砂矿 物学特征方面的研究，进一步约束河台金矿床成矿时所处的物化条件。
1成矿地质背景
河台金矿床大地构造位置位于钦杭结合带南段，罗定_广宁断裂与吴川_四会断裂的交汇部位 （图1）。钦杭结合带是扬子与华夏两大古陆块碰撞拼贴形成的巨型板块结合带（杨明桂等 ，1997；2009），同时，又是华南地区一条最重要且最具找矿潜力的多金属成矿带。在这条 长约2000 km、宽100～300 km的成矿带上，已探明的大、中型矿床达400余处（徐德明等，2 0 15）。周永章等（2012）进一步将钦杭结合带分为北、中、南三段，其中，南段位于南岭以 南区域，大致与云开_十万大山带相当。云开_十万大山带震旦纪以来经历了多次开合旋回， 具有自震旦纪—寒武纪（？）→奥陶纪—三叠纪（合）→侏罗纪—白垩纪（开）→古近纪— 第四纪（合）的演化特征，形成相应的沉积建造、岩浆岩体及构造活动形迹（邱小平，2004 ）。区域内出露震旦系、寒武系、志留系、泥盆系、石炭系下统、三叠系上统和古近系以及 新近系的山间盆地沉积。在加里东构造运动作用下，出现了大量的S型花岗岩或混合花岗岩 （彭松柏等，2006；王磊等，2013）。印支早期产生了大范围的S型花岗岩或混合花岗岩， 如在广宁_罗定动力变质带北东段，特别是河台金矿床附近（邱小平，2004）；在防城_灵山 断裂带附近大容山_十万大山也有大量S型花岗岩（祁昌实等，2007）。燕山期出现I型花岗 岩类的侵位（蔡明海等，2002；邱小平，2004）。区域上构造线以NE向_NNE向为主，可见几 条 近于平行的剪切带系统，如防城_灵山断裂、罗定_广宁断裂、吴川_四会断裂等，这些区域 性大断裂（韧性剪切带）控制着区域内矿产的分布和产出。
2矿床地质特征
河台金矿矿区大体可分为3个成矿带，北带由高村、云西、后迳和河海矿段组成（图2）。其 中，高村、云西矿段已提交探明储量50 t，高村矿段平均品位8.03 g/t，云西矿段平均品 位 7.61 g/t，局部富矿包最高品位可达500 g/t以上（王斯亮，2000）。高村和云西两个矿段 是 目前河台金矿床的主要开采对象；中带主要由太平顶、桃仔山、坑尾矿段组成；南带由宝鸭 塘、尚台矿段组成。矿区主要有震旦系云开群C组、奥陶系、志留系（图2）。震旦系云开群 C组分布在矿区北部，为一套整体无序的变质岩组成，岩
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图 1钦杭结合带南段区域地质图（据丘元禧等，2006；彭松柏等，2006修改） 1—新生界； 2—上二叠统—新生界； 3—中生界； 4—上古生界； 5—下古生界； 6—中 元 古界； 7—燕山期花岗岩； 8—海西期—印支期 花岗岩； 9—加里东期花岗岩； 10—混 合岩； 11—地质界线； 12—断层 Fig. 1Regional geological map of southern segment of Qinzhou Bay_Hangzhou Bay juncture orogenic belt (modified after Qiu et al., 2006; Peng et al., 2006) 1—Cenozoic; 2—Upper Permian—Cenozoic; 3—Mesozoic; 4—Upper Palaeozoic; 5—Lo w er Palaeozoic; 6—Mesoproterozoic; 7—Yanshanian granitoid; 8—Hercynian grani toi d; 9—Caledonian granitoid; 10—Migmatite; 11—Geological boundary; 12—Fault |
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图 2河台金矿床矿区地质图（据陈俊等，1993修改） 1—震旦系云开群C组混合岩； 2—中粒黑云母二长花岗岩； 3—巨斑状黑云母花岗岩； 4— 奥陶系与志留系薄层浅变质砂岩、粉砂岩 及薄层板岩； 5—糜棱岩带及编号； 6—采样 位置 Fig. 2 Geological sketch map of the Hetai gold deposit (modified after Chen et a l., 1993) 1—Sinian Yunkai Group C Formation migmatite; 2—Medium grain biotite adamellite ; 3—Giant porphyritic biotite granite; 4—Ordovician and Silurian thin_layer weak metamorphic sandstone_siltite and thin_layer slate; 5—Mylonite zone and it s serial number; 6—Sampling location |
3矿石及矿物特征
3.1矿石特征
河台金矿床的矿石类型以蚀变糜棱岩型为主（图3a、b），矿化蚀变以强烈的硅化、黄铁矿 化为特征，还有绢云母化、碳酸盐化、绿泥石化等。矿石矿物主要为自然金、黄铁矿、 磁黄铁矿、黄铜矿，还有少量闪锌矿、方铅矿、毒砂；脉石矿物为石英、绢云母、绿泥石、 方解石。金主要以自然金存在（图3c、 d），约占金总含量的90％以上，其余则以分散状态进入黄铁矿的晶格中（姚德贤等，1996 ）。常见的矿石结构包括：自形_半自形粒状结构、溶蚀交代结构、变余结构、压碎结构、 揉 皱结构、包含结构等。常见的构造有块状构造、条带状构造、细脉浸染状构造、角砾状构造 等。根据镜下观察到的矿物之间的相互关系，并结合前人研究，可将河台金矿床的金矿化划分为 3期5个阶段，分别为：动力变质期、热液期、表生期（图4）。其中，热液期又可分为3个阶 段：石英_ 硫化物矿阶段、金_硫化物阶段、金_硫化物_碳酸盐阶段。动力变质期主要是形成糜棱岩， 并可能伴随有硫化物的产生。部分变形、破碎并呈定向排列的长条状、灯芯状黄铁矿、磁 黄铁矿（图3e、f），可能是在这期形成的（Bonnemaison et al.，1990）。然而，对于这 一期能否成矿还一直存在争论，周崇智等（1988）、段嘉瑞等（1992）、邓军等（1998）、 李晓峰等（2000）和蔡建新（2012）认为金矿形成是构造成岩成矿作用的产物，而更多的学 者认为糜棱岩化只能形成金矿化，金成矿主要形成于热液期（Couture et al.，199 3；翟伟 等，2006；Zhang et al．，2011；Zhu et al．，2014）。由于动力变质期形成的蚀变（矿 化）糜棱岩又遭受了热液期的蚀变叠加改造，所以正确认识这一问题有一定难度，
本文希望 通过探讨成矿环境进一步来认识该问题。
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图 3河台金矿床矿石特征 a、b. 蚀变糜棱岩矿石特征； c、d. 矿石中自然金； e、f. 可能形成在动力变质期的黄铁 矿、磁黄铁矿，遭受韧性剪切作用发生强烈变形、破碎，并产生定向； g. 热液期 与硫化物 共生的方解石； h. 热液晚期纯的方解石脉（c、e、f反射光； d背散射光； g、h正交偏光 ）Au—自然金； Py—黄铁矿； Po—磁黄铁矿； Cpy—黄铜矿； Q—石英； Cal—方解石 Fig. 3Ore characteristics of the Hetai gold deposit a, b. Altered mylonite gold ore; c, d. Native gold in ore; e, f. Pyrite and pyrr hotite subjected to ductile shearing, resulting in fracturing and orienting; g. Intergrowth of calcite and sulfide formed at hydrothermal stage; h. Barren calc ite formed at late hydrothermal stage. (c，e，f. Reflected light; d. Bac k_scattered electron microphotograph; g，h. Crossed nicolsAu—Native gold; Py—Pyrite; Po—Pyrrhotite; Cpy—Chalcopyrite; Q—Quartz; Cal— Calcite |
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图 4河台金矿床成矿期次 Fig. 4Mineralization stage of the Hetai gold deposit |
3.2绿泥石
本次研究所用的绿泥石都采自含金矿石中，根据镜下观察，这些绿泥石按照产出状态、矿物 共生组合及结构特征，可分为： （Ⅰ）呈晶型较好的叶片状（图5a、b、e、f），与云母密 切共生，保留云母假象，为云母蚀变而成；（Ⅱ）呈不规则面状分布（图5c、g），为细小 的鳞片状绿泥石集合体，已无法识别出原始矿物；（Ⅲ）脉状（图5d、h），与石英脉及硫 化物密切共生。前人对绿泥石研究表明，绿泥石的形成与热液活动密切相关，其产出机制有2种：一种是溶 蚀（交代）_结晶，另一种是溶蚀_迁移_结晶（张展适等，2007；廖震等，2010；张伟等，2 014）。显然，（Ⅰ）类绿泥石是在溶蚀（交代）_结晶机制下形成的，而（Ⅲ）类是在溶蚀 _迁移_结晶机制下形成的，但是（Ⅱ）类绿泥石为细小鳞片状集合体，形状不规则，可能是 原始矿物蚀变后经历过很近距离的迁移又结晶，也可能没有迁移，较难做出判断。
3.3毒砂
在矿石中仅发现少量毒砂（图5i），反射光下呈特征的乳亮白色，正交偏光下非均质性显著 ，呈褐黄色_灰蓝色。晶型相对较好，自形_半自形，呈不规则四边形，大小不等，10～50 μm。从图5i可以看出，黄铜矿填充在毒砂的裂隙中，或者包裹毒砂，晶型较差，所以毒砂形成早 于黄铜矿。
3.4闪锌矿
闪锌矿与黄铁矿、黄铜矿、磁黄铁矿等矿石矿物密切共生（图5j～l）。
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图 5河台金矿床矿物特征 a、b、e、f. 叶片状绿泥石； c、g. 鳞片状绿泥石集合体； d、h. 脉状绿泥石； i.黄铜 矿充填于毒砂晶体之间，并包裹毒砂，毒砂早于黄铜矿； j、k. 与磁黄铁矿黄铜 矿 共生的闪锌矿； l. 闪锌矿内反射色呈棕红色（a～d. 正交偏光，e～h、l. 单偏光，i～k . 反射光） Q—石英； Chl—绿泥石； Mus—白云母； Ser—绢云母； Sp—闪锌矿； Po—磁黄铁矿； Cpy—黄铁矿； Asp—毒砂 Fig. 5Minerals characteristics of the Hetai gold deposit a，b，e，f. Foliated chlorite； c，g. Scaly chlorite assemblages； d，h. Veinlik e chlorite； i. Anhedral chalcopyrite distributed among euhedral arsenopyrite cr ystals, indicating chalcopyrite later than arsenopyrite； j，k. Intergrowth of sphalerite, pyrrhotite and chalcopyrite; l. Internal reflection of sphal erite ch aracterized by brownish red color (a～d. Crossed nicols，e～h，l. Plainlight，i ～k. Reflected light)Q—Quartz； Chl—Chlorite； Mus—Muscovite； Ser—Sericite； Sp—Sphalerite； Po —Pyrrhotite； Cpy—Chalcopyrite； Asp—Arsenopyrite |
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4分析方法及结果
测试所用样品为采自河台金矿床高村矿段不同中段的矿石。矿物成分分析测试工作在中国科 学院广州地球化学研究所矿物学与成矿中科院重点实验室电子探针（EMPA）实验室完成，所 用 仪器为日本电子JOEL公司生产的JXA_823V型电子探针，实验中加速电压为15 kV，束流为2. 0×10-8，束斑大小为5 μm。绿泥石选择3种类型不同的进行分析，共测试了68个点（表1）；选择与黄铜矿磁黄铁矿共生 的闪锌矿进行测试分析，共测试了12个点（表2）；毒砂数量较少，仅测得5个点（表 2）。
5讨论
5.1绿泥石形成环境
5.1.1绿泥石成分特征
绿泥石是一个矿物族，基本结构是2个四面体层夹一个八面体层，其结构式为［（Mg2+ ，Fe2+，Mn2+）u，(Al3+，Fe3+，Cr3+)y □z］Ⅵ(Si4_x，Alx)ⅣO10+w（HO） 8_w。其中，Ⅳ和Ⅵ分别代表四次配位和六次配位，□代表结构空穴，u+y+z =6，z=（y-w-x）/2，w很小。本次选择形态不同的3类绿泥石进行分析测试，获得 的68个点中，有8个点的w（Na2O）+w（K2O）+ w（CaO）值 大于0.5%， 说明遭受过矿物混染（Foster，1962），应予以剔除，剩余60 个点，分析结果见表1。Fe2+和Fe3+根据郑巧荣（1983）的电价差值法 进行计算 ，绿泥石的阳离子总数为10，阴离子总电价理论值为-28。不同成分和结构的绿泥石之所以 能够反映其形成环境，是由于在不同温度下绿泥石的离子替代关系和占据空间的能力不同。 因此，有必要先分析Fe2+、Mg2+、AlⅣ、AlⅥ等主要阳离子的相 互关系。（1） 绿泥石Si_Fe2+/（Fe2++Mg2+）分类。根据绿泥石的成分不同， 按照Hey（1954）的Si_Fe2+/（Fe2++Mg2+）分类方案对其进行分类（图 6a），从图6a可以看出，河台金矿床3种产出状态的绿泥石主要落在铁绿泥石和铁镁绿泥石 区 域，少数落在鲕绿泥石区域。这3种产出状态的绿泥石所属类型差异不是很大，反映出 它们成因类型相同，都是在热液蚀变过程中形成的。
（2） AlⅣ和AlⅥ关系。从图AlⅣ_AlⅥ图解（6b）中可以看出 ，AlⅣ/AlⅥ普遍小于1，仅有个别AlⅣ/AlⅥ的值大于或等于1。 当AlⅣ与AlⅥ的比值接近1时，绿泥石的四面体位置上的离子置换是彻 底的钙镁闪石型置换（Xie et al.，1997），由此可见，测试的绿泥石 只有极个别为钙镁闪石型置换。河台金矿床多数绿泥石的AlⅣ/AlⅥ比值小于1 ，反映AlⅣ对四面体位上Si的置换少于AlⅥ对八面体位上Fe2+和Mg 2+的置换。
（3） Fe2+_Mg2+及(Fe2++AlⅥ)_Mg2+关系。从图6c可知 ，Fe2+与Mg2+有很好的负相关性，并且近于1∶1的负相关。而从图6d可知，Fe 2++AlⅥ和Mg2+也是近于1∶1负相关的。结合图6c、d可知，Fe2+ 、Mg2+、AlⅥ均占据了绿泥石八面体的位置，并且Fe2+和AlⅥ 均可替代Mg2+，相应的离子置换公式可能为（Al3+）Ⅳ+（Al3+ ）Ⅵ=（Si4+）Ⅳ+（Mg2+，Fe2+）Ⅵ，3（Mg2 +，Fe2+）Ⅵ=□+2（Al3+）Ⅵ（Bourdelle et al., 2013）。
5.1.2绿泥石形成温度
对于绿泥石的形成温度，不同的学者通过研究建立了一系列的定量模型（Cathelineau et a l.，1985； Walshe，1986； Kranidiotis et al.， 1987； Cathelineau，1988；Jowett，199 1；Battaglia，1999）。
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图 6河台金矿床绿泥石阳离子相关图解 a. 绿泥石Si_Fe2+/(Fe2++Mg2+)分类图解（据Hey，1954）； b. 绿 泥石AlⅣ_AlⅥ图解；c. 绿泥石Fe2+_Mg2+关系图解； d. 绿泥 石 （Fe2++AlⅥ）_Mg2+关系图解 Fig. 6Cations correlation diagrams of chlorite of the Hetai gold deposit a. Chlorite classification diagram (after Hey, 1954)；b. AlⅣ versus Al Ⅵ diagram； c. Fe2+ versus Mg2+ diagram； d. Fe2++Al Ⅵ versus Mg2+ diagram |
d001(0.1 nm)=14.379-0.001t (℃)， r=0.95(1)
在缺少XRD数据的情况下，绿泥石面网间距d001可根据Rausell_Colom等（1991） 提出的，经过Nieto（1997）修正完善的绿泥石成分与d001之间的关系式进 行计算:
d001(0.1 nm)=14.339-0.1155AlⅣ-0.0201Fe2+ (2)
联立（1）（2）式，即可求得绿泥石的形成温度t(℃)。通过计算，3种产出状态的绿泥石 温度并没有明显的差别，Ⅰ类产出状态的绿泥石形成温度在237.8～255.0℃之间，平均24 3.7 ℃；Ⅱ类绿泥石形成温度在226.4～246.3℃之间，平均238.0℃；Ⅲ类绿泥石形成温度在 221.4～264.0℃，平均237.6℃。总体来看，河台金矿床绿泥石形成温度在221.4～26 4.0℃之间，且主要集中在230.0～248.0℃之间（图7），平均238.7℃，是在中低温热 液蚀变过程中形成的。
5.1.3绿泥石形成时的氧逸度和硫逸度
Walshe（1986）和Bryndzia等（1987）研究过绿泥石成分结构与其形成时的氧逸度硫逸度的 关系；郑作平等（1997）利用Walshe的方法计算了八卦庙金矿床绿泥石形成时的温度、氧逸 度和硫逸度，并取得良好效果。
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图 7河台金矿床绿泥石温度直方图 Fig. 7Histogram of chlorite temperature of the Hetai gold deposit |
Walshe根据绿泥石的成分将其分为6个端员，根据不同的矿物组合，建立了不同的热力学端 员的化学反应方程式。根据河台金矿床矿物组合，由于在主成矿期出现黄铁矿+ 磁黄铁矿共 生组合，而从未出现磁铁矿，因此，成矿体系氧逸度f(O2)和硫逸度f(S2)根据 绿泥石热力学端员（C3和C6）之间的反应关系计算，即：
Fe2+5Al2Si3O10(OH)3(C3)+14O2(g)=Fe 2+4Fe3+Al2Si3O11(OH)7(C6)+12H2O(l )（3）
Fe2+5Al2Si3O10(OH)3(C3)+7S2（g）=7FeS2+4H2O+3SiO 2+4O2(g)（4）
其中，Fe2+5Al2Si3O10(OH)3和Fe2+4Fe3+Al 2Si3O11(OH)7分别为绿泥石的第三端员组分（C3）和第六端员组分（C6），郑 作平等（1997）根据反应式得到：
lgf(O2)=4（lga6-lga3-lgK1）（5）
lgf(S2)=17（4lgf(O2)-lga3-lgK2）(6)
其中，K1，K2分别为反应（3）（4）的平衡常数，a3、a6为第三 端员组分（C3 ）和第六端员组分（C6）的活度（表1）。根据Walshe（1986）所提供的在100℃、200℃、3 00℃和350℃下的lgK1和lgK2值，张伟等（2014）对其进行拟合，得 到lgK1、lgK2与温度之间的关系，
即： lgK1=21.77e-0.003t （7）
lgK2=0.1368t-0.002t2-82.615（8）
根据（5）（6）（7）（8）式，计算得到lgf(O2)在-51.2～-46.4，平均-48. 6，lgf(S2)在-7.4～-0.2，平均-4.1。
5.2闪锌矿形成环境
闪锌矿可以作为地质温度计最初由Kullerud（1953）提出，Scott等（1971）证实了在高温 下（大于550℃）闪锌矿中FeS分子百分数和温度之间的关系，并且发现了其可以作为地 质压 力计。Browne等（1973）研究了Broadlands现代地热田中闪锌矿的形成温度，得到在中低温 条件下闪锌矿中FeS分子百分数和温度之间的关系（图8a）。研究表明，在290～550℃范 围内，闪锌矿中的FeS分子百分数是一常数，即（20.7±0.6）分子百分数，因此，闪 锌矿中作 为地质温度计只有在550～800℃和290～200℃时才适用，而这2个温度范围在地质上的意 义较少。并且当作为温度计时，还需要根据不同的矿物组合使用不同的图解推算温度：当闪 锌矿和黄铁矿或六方磁黄铁矿共生时，根据高温条件下FeS分子百分数和温度之间的关系 图解进行推算；当闪锌矿和黄铁矿或单斜磁黄铁矿共生时，则需要根据低温条件下FeS分子 百分数和温度之间的关系图解进行推算。由于有此诸多限制条件，所以闪锌矿作为地质 温度计并未能得到广泛应用。河台金矿床中与闪锌矿共生的磁黄铁矿，其Fe原子百分数在46.28%～47.08%之间（ 表2），平均为46.53%。目前发现的自然界产出的磁黄铁矿只有六方和单斜2种晶型变种 （斜方陨硫铁尚未发现），其晶型与其成分之间存在较好的对应关系：六方磁黄铁矿的铁原 子百分数为47.8%～47.0%，单斜磁黄铁矿为47.0%～46.5%（Carpenter et al.， 1964）。因此，可以判断这些磁黄铁矿属于单斜磁黄铁矿（由于到目前为止，自然界中并未 发现Fe原子百分数小于46.5%的磁黄铁矿，所以认为分析中出现的小于46.5%的点可能与分 析误差有关），所以利用闪锌矿在290～200℃时与FeS分子百分数关系图解推测闪锌矿的形 成温度 （图8a）。河台金矿床闪锌矿中FeS分子百分数为4.25%～7.64%，主要集中在6.63%～7 .64%，将其投在图8a上，闪锌矿的温度主要分布在205～230℃（另外还有4个点低于200℃ ，位于图上 的外推部分， 且点个数较少，所以不参与统计）。
除了作为地质温度计，闪锌矿还是一种良好而稀缺的地 质压力计，并且得到广泛应用，然而遗憾的是其作为地质压力计使用时需要形成温度大于30 0℃，这显然不适用于河台金矿床。另外，研究表明闪锌矿中Cd的含量与温度也有一定关 系，Zn/Cd比值从高温到低温有逐渐变小的趋势（刘英俊等，1984），Zn/Cd>500，指示高温 ；Zn/Cd=250左右，指示中温；Zn/Cd<100 指示低温，河台金矿床的Zn/Cd比值除了一个点外 ，其他均小于100，指示形成于低温环境，与FeS所反映的温度相一致。
与含铁硫化物共生的闪锌矿中的铁含量与硫逸度f（S2）和温度有关系（Barton et al.，1966），不同学者探讨了闪锌矿中FeS分子百分数与温度_硫逸度之间的关系（ Craig et al.，1973；Czamanske，1974；Barton et al．，1978；Warmada et al.，2003 ），并作出温 度_硫逸度lgf（S2）关系图（图8b）。由图8可知，河台金矿床中闪锌矿形成时的硫 逸度lgf（S2）在-15～-13.5之间。
5.3毒砂形成环境
Kretschmar等（1976）首次提出毒砂中As含量 与温度的关系，随后由Sharp等（1985）对其进行了修正，指出该温度计适用于毒砂形成温度高于300℃的成矿环境。
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图 8河台金矿床闪锌矿FeS分子百分数_t关系图（a，据Browne et al.，1973） 和硫化物共生 矿床成矿时t_lgf(S2)关系图 （b，据Craig et al.，1973；Warmada et al.， 2003修改） Po—磁黄铁矿； Py—黄铁矿； Cpy—黄铜矿； Bo—斑铜矿； En—硫砷铜矿； Te—砷黝铜 矿 Fig. 8Diagram of sphalerite molecule percent FeS_t of the Hetai deposit (a , after Browne et al., 1973) and conditions of deposition of the sulfide parag enesis in terms of t_lgf(S2) (b, after Craig et al., 1973; War mada et al., 2003) Po—Pyrrhotite； Py—Pyrite； Cpy—Chalcopyrite； Bo—Bornite； En—Enargite； T e—Tennantite |
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图 9河台金矿床毒砂t_x折线图 （据Kretschmar et al., 1976） Fig. 9t_x diagram with arsenopyrite_buffered curves of the Hetai gold de posit (after Kretschmar et al., 1976) |
5.4河台金矿床形成环境
对于河台金矿床的形成环境，前人多通过测试流体包裹体进行研究（表3）。从表中可以看 到，不同学者所获得的温度、硫逸度、氧逸度有一定的差别，并且范围较广，通过本次绿泥 石闪锌矿和毒砂测试分析，可以进一步缩小范围。毒砂形成温度最高，在330℃左右；绿泥 石 的形成温度居中，在221.4～262.0℃，主要集中在230～250℃，平均238.7℃；闪锌矿形 成温 度较低，在205～230℃之间。矿石中仅发现少量毒砂，这与河台金矿床高村云西矿段的 矿石都是低砷型矿石的事实相吻合。毒砂形成温度较高，主要形成在成矿的早期阶段，结合 前人包裹体的测试工作（表3），河台金矿床的形成温度可能主要低于300℃，金矿可能主要 形成在中_晚期阶段，所以毒砂形成阶段可能并不是金形成的主要阶段。因此，综合前人工 作及本次工作，推测金矿形成温度在205～250℃（图10）。并且随着热液温度的降低，矿物 的不断晶出，氧逸度和硫逸度在不断发生改变，因此，氧逸度和硫逸度表现出较为宽泛的特 征。硫逸度lgf(S2)可能在-20～-2之间，随着温度降低而降低；氧逸度lgf（O 2）可能在-50～-30之间。总的来看，河台金矿床是一个中低温热液矿床。
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图 10河台金矿床成矿阶段与可能的成矿温度 Fig. 10Relationship between mineralization stages and temperatures of the He tai gold deposit |
通过以上对河台金矿床中绿泥石和闪锌矿形成温度的计算，发现绿泥石的形成温度比闪锌矿 要高，绿泥石形成主要集中在230～250℃，而闪锌矿则主要形成在205～230℃之间。可见两 者 形成温度连续，因此，矿石中绿泥石和闪锌矿的形成过程可能是 随着温度降低而前后相继连续出现的两个阶段。绿
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表 3河台金矿床的形成环境 Table 3Mineralization conditions of the Hetai gold deposit |
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图 11河台金矿床糜棱岩的矿物特征 a、b. 石英动态重结晶； c、d. 斜长石受力，双晶弯曲 Q—石英； Pl—斜长石； Mus—白云母； Ser—绢云母 Fig. 11Mineral characteristics of mylonites in the Hetai gold deposit a, b. Quartz dynamic recrystallization; c, d. Feldspar bicrystal twist Q—Quartz; Pl—Plagioclase； Mus—Muscovite； Ser—Sericite |
绿泥石和闪锌矿的这种随着温度降低而相继连续出现的关系在湖南芙蓉锡矿田中也有所反映 。湖南芙蓉锡矿田中的绿泥石形成于两个温度段，早期251～387℃、晚期120～187℃，而闪 锌 矿形成于235～248℃（张威，2005），可见绿泥石和闪锌矿是不同温度段形成的，并且早期 绿泥石的形成温度和闪锌矿形成温度是连续的，与本次研究所得结果非常类似。如果这是一 个普遍规律，那么用绿泥石和闪锌矿作为标志性矿物进行成矿阶段划分将非常有意义，当然 这有待于通过更多的矿床进行论证。
6结论
（1） 河台金矿床矿石中毒砂形成温度在330℃左右，绿泥石的形成温度集中在230～250℃ 之 间，闪锌矿形成温度在205～230℃之间，结合前人所测包裹体均一温度，河台金矿床的形成 温度可能在205～250℃，为中_低温热液矿床。（2） 河台金矿床的形成温度要低于糜棱岩成岩温度，动力变质期可能只是成矿物质初步富 集形成局部矿化，主要的成矿阶段是在热液期韧性剪切带发生脆性变形，并且伴随含矿热液 活动，最终成矿。
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