浅成低温热液型金矿床

1. 浅成低温热液型金矿床

一、内容概述
自美国学者Lindgren于1922年提出浅成低温热液（Epithermal）这一术语以来，许多研究者不断对浅成低温热液型金矿的定义及分类进行补充和完善。目前，浅成低温热液金矿的基本含义是：金矿床形成于低温（300℃）、低压（10～50MPa）条件下，热液活动主要发生在火山-浅成岩体系统浅部；金矿化作用主要与火山活动有关，矿化作用发生在火山活动晚期，最终定位于火山地热系统波及范围内（王洪黎等，2009；Corbett G，2002）。浅成低温热液矿床主要集中发育在环太平洋带、加勒比和欧洲南部等地区。浅成低温热液金矿床主要形成于板块俯冲带上盘大陆边缘及岩浆弧和弧后的张裂带，主要集中于环太平洋、地中海-喜马拉雅和古亚洲3个巨型成矿域，伴生矿种较多，主要是银、铜、铅、锌矿床。矿体主要呈条带状脉、复合矿脉、裂隙网脉和席状脉产出。
流体包裹体研究表明，成矿流体为低温热液，偶尔可见含子晶的水溶液包裹体，缺乏H2O-CO2包裹体（陈衍景等，2007）。许多研究者认为浅成低温热液金矿床形成过程中有岩浆热液的参与，尽管其含量较少，但对成矿元素的运移起了至关重要的作用（Williams，2005；Heinrich C A，2005）。与成矿有关的侵入岩对成矿系统的贡献主要取决于岩浆的来源、岩浆分异过程控制挥发组分和出溶组分的能力3个关键因素（Lang，2001）。浅成低温型矿床缺乏高温蚀变组合，只发育典型的低温蚀变组合，总体上具有淋滤蚀变特征。近年来的研究显示，斑岩铜矿与浅成低温热液矿床在空间上存在密切联系。Corbett（2002）用图解方式表述了浅成低温热液型矿床与其他类型矿床之间的内在联系（图1）。最近，Heinrich et al.（2004）、Willians和Heinrich（2005）认为蒸气冷却收缩是从斑岩铜金矿至浅成低温热液型（铜）金矿形成的主要机理。
浅成低温热液矿床分为高硫化型和低硫化型两种类型。两种类型浅成低温热液金矿床的形成受区域构造背景控制，高硫化型矿床主要形成于挤压应力场环境，而低硫化型矿床主要产于张性或中性环境下。由于成矿构造背景不同，两者的成矿机理也不相同，沸腾可能是导致低硫化型浅成低温热液型矿床贵金属和贱金属沉淀的主要原因，沸腾期间的去气（如H2S、H2Te、Te2）作用可以促进银金矿和贱金属硫化物的沉淀；高硫化型矿床的形成主要受流体的混合控制（Carrillo，2003）。低硫型矿床自下而上显示由绢云母经伊利石变为蒙脱石的分带性，高硫型矿床顶部发育孔状石英/硅酸盐、硅华和高级泥化带。低硫化物矿石通常与含石英和/或玉髓以及数量不等的冰长石、方解石、菱镁矿、含钾云母、绿泥石和黄铁矿有关。高硫化物金±铜±银矿石与石英、深成黏土矿物、云母和硫酸盐脉矿物紧密相关，深成的硫、明矾石和自然硫非常典型。一些在低硫化物矿床中常见的矿物（如方解石、菱锰矿、冰长石）在高硫环境下缺乏。
结合流体相稳定关系和流体包裹体分析结果，Henrich建立了成矿的热动力学模型，将浅成低温矿床与斑岩型矿床联系起来，并较完整地解释了空间上的蚀变关系（倪志勇等，2011）。金从岩浆热液被运移到低温环境基本的化学要求是：①研究流体中的S与除铁结合外，存在多余的S；②在流体运移过程中，围岩可以不断中和由H2S＝H＋ ＋HS-产生的H＋，使多余的HS-/H2S维持在较高值。前一条件可以通过从流体的相分离实现，后一条件要求围岩中存在大量富K矿物（如钾长石等）。这一模式使斑岩型矿床与浅成低温矿床的内在联系得到合理解释。

图1 岩浆弧背景下浅成低温热液型、斑岩型Au-Ag矿床和矽卡岩型矿床形成的概念模型

（据Corbett，2002）
二、应用范围及应用实例
（一）日本菱刈金矿
菱刈（Hishikari）低硫型浅成低温热液金矿床位于日本Kyushu金矿省的南部，该地区主要由Shimanto沉积岩、晚更新世至更新世的安山岩-流纹英安岩和冲积层组成。菱刈矿区包括Honko、Sanjin和Yamada 3个矿床。菱刈矿床中的矿脉总体走向NE50°，北倾70°到直立，具有对称条带结构和拉断构造、断层泥及拖曳褶皱等变形指示，表明这些矿脉是在拉伸条件下形成的。在Honko⁃Sanjin带，高品位的金矿化与围岩的绿泥石-伊利石蚀变有关，金矿化年龄为0.90～0.97Ma（Watanable et al.，2001）。矿脉主要含石英、冰长石、蒙脱石，含少量高岭土、白钙镁沸石和方解石，主要金属矿物有银金矿、硒银矿-辉硒银矿、深红银矿、黄铜矿、黄铁矿和白铁矿，含少量闪锌矿、方铅矿和辉锑矿。这些矿脉含有许多具有不同粒度矿物的条带，从围岩到矿脉中央，一个典型的矿物沉淀顺序为从冰长石经过冰长石-石英到石英，然后再出现蒙脱石。这种连续性在单个矿脉中可重复。稳定同位素研究发现（Faure，2002；Hayashi，2001），菱刈矿区的成矿流体为岩浆水和大气水的混合，或者是岩浆水与沉积岩发生强烈交换的大气水。深部地壳流体沿着与Shishimano流纹英安岩与岩浆水和大气水发生混合。深部地壳流体可能被储存在脆-韧性转换带之下（Gough，1986），并且在伸展环境下，与上地壳中沿垂直裂隙上升的Shishimano流纹英安岩岩浆一起流出释放（图2）。

图2 菱刈（Hishikari）矿床成矿模式图

（据Hosono et al.，2004）
总之，该矿床具有如下特征：①矿床在拉伸条件下形成，矿脉具有对称条带结合和拉断构造、断层泥及拖曳褶皱等变形指示；②矿脉含有许多具有不同粒度矿物的条带，从围岩到矿脉中央，矿物沉淀顺序为从冰长石→冰长石-石英→石英→蒙脱石；③围岩蚀变主要有硅化、萤石化、泥化、冰长石、明矾石化。
（二）菲律宾Lepanto铜金矿床
Lepanto铜金矿床位于环太平洋火山带的菲律宾北部Mankayan地区，中央科迪勒拉造山带近南北向背斜的东翼。矿区内Far Southeast 斑岩型Cu-Au矿床和浅成低温热液贵金属和贱金属矿床相伴生，二者在空间上相近。另有一角砾岩筒穿切斑岩型岩化、Balili火山碎屑岩与Imbanguila英安岩（Hedenquist et al.，1998）。
大部分矿体围岩为基底变质火山岩和火山碎屑岩。Lepanto高硫型矿床以Imbanguila英安岩为基底，由Lepanto断层和与之相交的不整合所控制。硅化和石英-明矾石蚀变晕呈蘑菇状沿不整合面分布。热液蚀变有硅化、明矾石化、泥化等，渗滤硅化带在英安角砾岩和不整合面发育最好。矿田蚀变带如图3所示，钾硅酸盐化位于斑岩体中心部位，向外为叶蜡石-水铝石-黏土矿物蚀变带，此带延伸至浅成低温热液矿区，构成其蚀变外带，“硅帽”与石英-明矾石化蚀变带和高硫矿化密切相关，与高硫型矿体具有一致的空间分布特征。蚀变的类型和形式与围岩的成分密切相关，淋滤硅化带在英安岩、角砾岩和不整合面发育最好。含矿硅化带具有泥化蚀变晕，并含有原地高岭石、迪开石、水铝石、叶蜡石和自然硫。
总之，该矿床具有如下特点：①该类型矿床在空间和成因上与斑岩铜金矿床关系密切；②矿田由Lepanto断层和与之相交的不整合所控制；③蚀变的类型和形式与围岩的成分密切相关。围岩蚀变主要有硅化、石英-明矾石化、泥化等，“硅帽”、蚀变带与高硫矿化密切相关，与高硫型矿体具有一致的空间分布特征。

图3 Lepanto⁃Far Southeast矿田蚀变剖面图

（据Hedenquist et al.，1998）
三、资料来源
陈衍景，倪培，范宏瑞等.2007.不同类型热液金矿系统的流体包裹体特征.岩石学报，23（9）：2085～2018
毛景文，张作衡，王义天等.2012.国外主要矿床类型、特点及找矿勘查.北京：地质出版社，51～73
王洪黎，李艳军等.2009.浅成低温热液型金矿床若干问题的最新研究进展.黄金地质，30（7）：9～13
Carrillo R F J，M orales R S，Boyce A J et al.2003.High and intermediate sulphidation environment in the same hydrothermal deposit：The example of Au⁃Cu Palai Islica deposit，arboneras（Almera）// Eliopoulos et al.Proceedings of the Seventh Biennial SGA Meeting⁃Mineral Exploration and Sustainable Development.Rotterdam：Mill press Science Publishers，445～448
Corbett G.2002.Epithermal gold for explorationists.AIG Journal Applied Geoscientific Practice and Research in Australia，1～26
Heinrich C A.2005.The physical and chemical evolution of low⁃salinity magmatic fluids at the porphyry to epithermal transition：a thermo⁃dynamic study.Mineralium Deposita，9：864～889
Hosono T，Nakano T.2004.Pb⁃Sr isotopic evidence for contribution of deep crustal fluid to the Hishikari epithermal gold deposit，southwestern Japan.Earth and Planetary Science Letters，222：19～36
Lang J R，Baker T.2001.Intrusion⁃related gold systems：the present level of understanding.Mineralium Deposita，36：477～489
Peter M，Hillary D，Thirlwall M F et al.2002.Small scale variations of 87 Sr⁃86 Sr isotope composition of baritein the Madjarovo low⁃sulfidation epithermal system，SE Bul galia，implications for source of Srfuxes and pathways of the ore⁃forming fluids.Mineralium Deposita，37（6～7）：669～677
Williams⁃Jones A E，Heinrich C A.2005.Vaportransport of metals and the formation of magmatic hydrothemal ore deposits.Economic Geology，100（7）：1287～1312

2. 浅成低温热液型金矿床的概念与分类

浅成低温热液型矿床最早由 Lindgre 于 1922 年提出，最初是指产于地壳浅部环境的Au，Ag 等贵金属、贱金属、Hg，Sb，以及 S、高岭石、明矾石等非金属矿床。1933 年重新提出浅成低温热液型矿床是指在地壳浅部 ( 一般小于 1. 5km) 、较低温度 ( 一般为100 ～ 300°C，少数情况下可以大于 350°C) 和较低压力 ( 一般为 n × 106Pa) 条件下形成的热液型金矿床，主要指产于陆相火山岩中的浅成低温金矿床，部分浅成低温热液型金矿床可能产于非火山岩中。浅成低温热液型矿床的范围包括种类繁多的贵金属、贱金属、汞、辉锑矿等矿床，然而其中浅成低温热液型金矿床已经是世界上最为重要的金矿床类型之一。
对浅成低温热液型矿床的系统性研究始于 20 世纪 80 年代，Berger ( 1983) 进一步明确了浅成低温热液型矿床的概念，提出浅成低温 ( epithermal) 热液型矿床是指赋存于陆相火山岩中，由岩浆驱动大气降水热液活动 ( 可混有岩浆热液) 而形成的矿床，其温度低于 300℃，压力为 n × 107Pa。浅成低温热液成矿系统的主要成矿元素是 Au，Ag，Cu，Pb，Zn 等，当以 Au 为主或伴生 Ag 时，称为浅成低温热液型金矿床; 当以 Cu，Pb，Zn 为主时，称为浅成低温热液型多金属矿床。如果将浅成低温热液作为一个成矿流体系统，当成矿流体喷出地表时所形成的矿床称为热泉型矿床 ( 郭光裕等，1993) 。
不同的学者从不同角度探讨了浅成低温热液型矿床形成的分类和特征，如胡受奚等( 1997) 结合我国浅成热液型矿床的基本特征和构造环境，探讨了其分类; 刘连登等( 1999) 从角砾/网脉-斑岩成矿体系角度，初步总结了我国浅成低温热液型矿床的基本特征。Qin 等 ( 2002) 总结了我国新疆北部浅成热液型矿床的基本特征。Bonham ( 1986)将浅成低温型金矿床划分为低硫化型和碱性岩型; Heald 等 ( 1987) 将其划分为明矾石-高岭石型 ( 酸性硫酸盐型) 和冰长石-绢云母型; Hedenquist 等 ( 1994，1996) 提出了高硫化型 ( high sulfidation) 和低硫化型 ( low sulfidation) 的分类方案，其中高硫化型相当于 Heald 等 ( 1987) 划分的明矾石-高岭石型，由酸性、氧化的热流体形成; 低硫化型相当于冰长石-绢云母型，由近中性、还原的热流体形成。Corbett ( 2002) 在研究了环太平洋地区，尤其是西南太平洋地区岩浆弧环境中浅成低温热液型金矿床和斑岩型 Cu-Au 矿床的关系后，将低硫化型浅成低温热液型金矿床进一步分为岩浆弧型和裂谷型，其中岩浆弧型进一步划分为石英-硫化物 Au ± Cu 型、多金属Au-Ag 型、碳酸盐-贱金属 Au 型、浅成低温石英 Au-Ag 型四种类型，而裂谷低硫化型主要指冰长石-绢云母 Au-Ag 型。
在对浅成低温热液型金矿床成因的理解不断深入的同时，对该类型的找矿和勘查也取得了显著效果，自 20 世纪的 80 ～90 年代以来相继发现的一批大型、超大型金矿床中，近一半是浅成低温热液型金矿床，如日本的菱刈金矿、菲律宾的碧瑶金矿、巴布亚新几内亚的利希尔金矿、波尔盖拉金矿、斐济维提岛金矿、新西兰北岛金矿、美国麦克劳林金矿、智利埃尔印第奥金矿、多米尼加的旧普韦布洛金矿及中国的福建紫金山金矿和台湾金瓜石金矿等。到 20 世纪 70 年代，世界已经发现了 19 个储量超过 100t 的浅成低温热液型金矿( Chen et al. ，2003) ，浅成低温热液型金矿床已经成为重要的金矿勘查对象。从已发现的浅成低温热液型金矿床产出情况看，主要分布于环太平洋地区、地中海-喜马拉雅带和蒙古-鄂霍次克带。在我国可以大致分为三个主要浅成低温热液型金矿成矿区，一是新疆阿勒泰地区，二是东南沿海地区，三是东北地区。五凤、五星山金矿床就是位于东北地区的典型浅成低温热液型金矿床。

3. 浅成低温热液型金矿床研究现状

虽然很早就提出了浅成低温热液型金矿床的概念，但实际上多习惯将其归并到火山岩型金矿中，浅成低温热液型金矿床真正引起人们的重视始于 20 世纪 80 年代在环太平洋带发现了一批大型、特大型浅成低温热液型金矿床，从而打破了以往人们普遍认为火山岩型金矿多是无关紧要的小型矿床的观念。目前环太平洋带已是世界上重要的火山岩型含金构造带，从日本到新西兰北岛的西太平洋岛弧形成一个大金矿带，已发现大于 100t 的特大型金矿床 15 个，大型金矿床 35 个，这些矿床位于俯冲带上的新近纪—第四纪岛弧构造带上，受大陆边缘火山岩带或岛弧火山岩系控制，而太平洋东岸也有许多大型火山岩型金矿，受大陆边缘火山岩带控制，其中不乏浅成低温热液型金矿床。这类矿床的控矿构造为大的区域性断裂、火山盆地和破火山口，一般与古代和现代地热系统———热液系统关系密切，表现为硅华、泉华、硫华发育，H2S，CO2气体发育，在矿床附近往往形成大面积的硅化，是重要的找矿标志。我国东部中、新生代火山岩发育，具有形成浅成低温热液型金矿床的地质条件，在其中确定出了若干浅成低温热液型金矿床。随着在不同地域浅成低温热液型金矿床不断被发现，逐渐认识到该类型矿床不仅仅发育在环太平洋构造带，在我国西北、东北均有产出，使浅成低温热液型金矿床找矿范围不断扩大，随之对浅成低温热液型金矿床的研究程度也不断深入。
浅成热液型矿床可以产于不同类型的火山构造环境中，根据其形成条件、特征矿物以及金属元素组合，可进一步分为低硫型和高硫型两大类或冰长石-绢云母型和明矾石-高岭石型，这种分类方案和认识目前已经得到了普遍应用。过去的 20 年间，在中国东部 ( 泛太平洋构造成矿域) 、阿尔泰-天山 ( 中亚构造成矿域) 以及中国东北 ( 兴蒙构造成矿域)已经发现和评价了许多浅成低温热液型金矿，其中大多数为低硫型，只有个别为高硫型，例如福建紫金山金矿和台湾金瓜石金矿两个大型矿床 ( 毛景文等，2003) 。随着勘探程度的提高，近几年不断有新的浅成热液型金矿被发现，与此同时，随着对已有矿床成因研究程度的深入，也不断厘定出一些浅成热液型金矿床，到目前为止仍有一部分浅成热液型金矿床混杂于火山热液型矿床中而没有被识别，由此产生如何进行全国乃至世界范围不同层次浅成热液型金矿床成矿区划的问题。虽然在世界范围提出了环太平洋构造成矿域、中亚构造成矿域和地中海-喜马拉雅成矿域，在全国范围提出了新疆阿勒泰成矿带、东南沿海成矿带和东北成矿带，但其划分更多的是依据浅成热液型金矿床的空间分布，对成矿背景和控矿地质条件等内在成因联系缺少系统性研究。在成矿区划的层次方面很少考虑到次一级浅成热液型金矿床类型，如低硫型 ( 冰长石-绢云母型) 和高硫型 ( 明矾石-高岭石型)之间的联系。
浅成热液型金矿床形成于什么样的大地构造环境，具有什么样的地球动力学演化历史，其成矿过程如何，已经成为当今争论比较多的问题。从目前的研究现状来看，浅成热液金矿床可以形成于多种不同的构造环境中。从目前有关报道看，浅成热液型金矿床主要形成于活动大陆边缘或火山岛弧、碰撞造山带、地幔柱和大陆伸展构造等环境，关于碰撞造山带地区浅成低温热液型矿床的成因，则有不同的解释，由于碰撞造山带可能包括古老的活动大陆边缘或岛弧，一些学者认为浅成低温热液型矿床与碰撞前岩浆弧区的火山、次火山活动有关，成矿作用发生在碰撞前 ( Kerrich et al. ，2000; Sillitoe，1989) ; 大部分学者主张碰撞期岩浆活动，尤其是碰撞晚期的岩浆活动，也能形成重要的浅成低温热液型矿床 ( 陈衍景，2000; 鲍景新，2001) ，如东天山的石英滩金矿和西天山的艾肯达坂铜银矿床。毛景文等 ( 2003) 在总结了中国东部浅成热液型金矿床后，认为虽然这些矿床的形成位置和时代有很大差异，但都是发育于大陆造山带由早期构造挤压向晚期伸展的转折构造环境中，尤其是中晚期伸展的构造环境。
由于构造环境的不同，浅成热液型金矿床可以有多种成矿动力学模式，但就全球范围而言，浅成低温热液型矿床的成矿动力学模式主要有三种: ①环太平洋岛弧、弧后及大陆边缘成矿模式; ②陆-陆拼贴造山作用以及后续的岩石圈拆沉成矿模式; ③地幔热柱或深断裂系统的成矿模式。第一种模式强调大洋板块俯冲引起的板片部分熔融或地幔楔部分熔融的岩浆提供热动源和含矿流体，第二种模式认为成矿与上地幔或下地壳的部分熔融或深熔作用形成的岩浆有关; 而第三种模式将成矿原因多归结为以 CO2为主的流体交代地幔以及由此产生的碱性岩浆作用。上述成矿动力学模式的建立，在一定程度上揭示了不同构造环境下的大型、超大型浅成低温热液型金矿床的成因。
虽然浅成热液型金矿床可以形成于不同时代，但已发现的浅成热液型金矿床的成矿时代大部分是中生代白垩纪，特别是新生代以来形成的，绝大多数该类矿床发现于年轻的岛弧或陆弧环境，尤其以环太平洋构造带最为集中，成矿系统被认为与岩浆弧区的火山-次火山活动有关。其次，晚古生代以后的年轻碰撞造山带中，如中亚造山带也发现了一些浅成低温热液型矿床。关于浅成低温热液型金矿床的成矿时代，目前还没有发现前寒武纪成矿的报道，形成于元古宙和早古生代的也比较少，大多数出现在中生代和新生代，矿床集中形成于晚侏罗世和早白垩世及晚白垩世，反映为地壳演化晚期的一种成矿类型。对于中国浅成热液型金矿床的成矿时代，毛景文等 ( 2003) 在总结了大量成矿同位素年龄的基础上，提出成矿年龄分布在 180 ～ 188Ma，135 ～ 144Ma，127 ～ 115Ma 和 94 ～ 105Ma 四个区间，前三组年龄分别响应于中生代华北板块与扬子克拉通的造山碰撞后陆内造山的伸展过程、构造体制大转折以及岩石圈大减薄，后一组为华南地区岩石圈再一次强烈伸展期间的产物。祁进平等 ( 2005) 认为中国东北大规模成岩成矿时间为 130Ma 左右，构造环境是古亚洲洋闭合后陆陆碰撞过程的挤压—伸展转变体制。

4. 高硫浅成热液型金矿床

高硫浅成热液型金矿又称酸性硫酸盐型或石英-明矾石-高岭石型金矿，在我国发现的典型代表是福建紫金山铜金矿床以及台湾省的金瓜石铜金矿床，虽然这两个矿床产出的构造背景不同，但在矿床地质-地球化学特征上表现出明显的相似性。以下所列的描述性模式是在综合国内外同类矿床资料的基础上，并以紫金山金矿床为例来说明此类金矿的成矿特点。
（一）主要成矿标志
1.地质环境
区域地质背景为火山弧或大陆活化带的隆起区。金矿赋存于上叠式火山断陷盆地。基底岩石为陆相的碎屑岩。其成岩成矿时差类型属同步型，紫金山金矿成岩成矿时代均为燕山期，金瓜石金矿的成岩成矿时代均为新第三纪，其时差较低硫浅成热液型金矿小。矿石的沉淀与主岩的侵位时代非常接近，一般相差约0.5Ma。
岩石组合为碱钙性流纹质、流纹英安质和石英粗安质火山岩、次火山岩。其中流纹英安岩是最主要的容矿围岩。
火成岩相包括陆内喷出相、侵出相和火山通道相。
2.矿床地质特征
矿床受火山中心系统、火山穹丘系统以及相关的断裂-裂隙系统的控制。
矿石自然类型包括硅质岩型、石英脉型和热液角砾岩型。矿物组合有其特征的矿物，即硫砷铜矿＋黄铁矿±铜蓝组合以及一种高级泥质蚀变矿物组合，后者包括大量的深成明矾石和数量较多的高岭石，无或很少见冰长石和绿泥石，另外还有其他大量的铜矿物和粘土矿物。金银矿物主要为银金矿和自然金，并与硫化物以及硫盐类矿物共生。在空间上，金矿脉均赋存在铜矿脉之上。在某些矿区可见金矿脉切穿铜矿脉。
围岩蚀变具分带性，高级泥化蚀变通常与矿石伴生，其中明矾石、高岭石和其他矿物靠近矿脉产出，并常与硅化共存。在离矿脉较远的部位，围绕高级泥化蚀变的是有时与绢云母蚀变相互混合的泥化蚀变。泥化蚀变带本身常有矿物分带，靠近矿脉为高岭石，再向外是蒙脱石，最外部的蚀变带为青磐岩蚀变。在垂直方向，由下往上依次为硅化（黄铁矿化）-明矾石化-粘土化。
地表氧化带发育有褐铁矿、黄钾铁矾、针铁矿、含高岭土的白色泥化作用、细粒白色明矾石脉、赤铁矿。经过氧化次生作用，金有一定的富集。
3.矿床地球化学
成矿温度范围较宽，为140～420℃。其中金的沉淀主要发生在200～300℃，300℃以上为铜矿化，晚期阶段贫金属的流体一般在140～200℃之间沉淀出脉石矿物。盐度比低硫型高，在矿化过程中变化范围较大，为1%～22%NaCl，但一般低于10%NaCl，多数集中在4%～8%，在沸腾时含盐度可高达15%～20%NaCl以上。金矿定位深度＜1000m。铜矿定位深度可达1000m以上。流体成分中，阳离子以K＋和Na＋为主，其他少量；阴离子以  占绝对优势，其他离子含量很低。但不同蚀变带  含量变化很大，以石英明矾石带  含量最高。
硫同位素的δ34S值一般在0‰值附近，说明硫是岩浆来源的，它可能直接来自深部，或是由火山岩围岩派生而来。多数方铅矿铅同位素与周围的火山岩极其相似，这就意味着铅的来源要么是附近的围岩，要么是岩浆流体；而有的矿区则显示出混合铅的特征；还有的则显示出其有相当大的一部分铅来自上部地壳的前寒武纪岩石。氢、氧同位素的研究表明，金矿化流体基本上为大气降水，铜矿化流体有少量再平衡岩浆水。
微量元素的垂直分带序列为As、Sn、Ag、Bi、Ba和Cu，其中As、Sn、Ba为近矿前缘指示元素；Mo、Bi、Zn为Cu的尾部指示元素。
（二）紫金山铜金矿床
1.区域成矿地质背景
紫金山铜-金矿田位于闽西南晚古生代坳陷之西南，北西向云霄-上杭深断裂与北东向宣和复背斜的交汇部，上杭北西向白垩纪陆相火山-沉积盆地北东缘隆起区（图3-3）。

图3-3　上杭紫金山金铜矿田地质示意图（据石礼炎等）

1—上白垩统沙县组、赤石群；2—下白垩统石帽山群；3—上泥盆-下石炭统石英砂砾岩、矿岩、泥岩及灰岩；4—寒武系林田群；5—爆破角砾岩；6—英安玢岩；7—细粒花岗岩；8—中粒二长花岗岩；9—粗粒二长花岗岩；10—重砂异常区；11—断层；12—地质界线；13—推测地质界线
区域上发育一套寒武纪-二叠纪地层，呈北东向展布，由寒武系林田群千枚岩、变质粉砂岩等浅变质岩系构成宣和复式背斜轴。宣和复式背斜延至紫金山矿区，被燕山早期形成的紫金山复式花岗岩沿轴部侵入吞蚀殆尽。下白垩统石帽山群主要为一套中酸性火山岩和火山碎屑沉积岩。上白垩统沙县组和赤石群主要岩性为紫红色砂岩、粉砂岩和砂砾岩等。
岩浆活动可分为燕山早期和燕山晚期两期。前者表现为多期次花岗岩侵入，依次形成似斑状中粗粒黑云母二长花岗岩→中粒二长花岗岩→细粒花岗岩，构成规模较大的紫金山复式花岗岩体。燕山晚期主要为超浅成或次火山岩，如花岗斑岩、石英斑岩、英安玢岩、石英闪长玢岩等。
区域断裂构造十分发育，主要有北东、北西、近南北向几组。其中以前两组最发育，它们组成的网格状构造是紫金山地区主要的构造格局，并将复式岩体切割成许多规模不等的菱形块体。
2.矿床地质特征
紫金山矿田已发现紫金山、二庙沟、赤水三个古火山机构，它们分别位于紫金山复式岩体的南部边缘相中部，受紫金山地区的北东向与北西向断裂构造带交接部的控制。
紫金山古火山机构现仅存直径约600m向北东倾伏的火山岩筒，从通道中心向外依次分布有次火山岩相、爆发相和少量喷发相。
英安玢岩是紫金山分布最广的次火山岩之一，在火山机构中沿岩筒通道中心出露，周边环绕火山角砾岩及热液角砾岩。
北西和北东向断裂和裂隙带是矿床的主要容矿构造。矿体和热液角砾岩在西北段主要受北西（310°～330°）向密集裂隙带和网脉状裂隙系统控制。
紫金山铜金矿体具有“上金下铜”的特点，金、铜矿化带的分界大约在650m标高左右。
区内圈定了两个金矿带和33个金矿体。金矿体呈脉状，分布于低温硅化岩蚀变带中，并隐伏于地表之下不深的氧化带内。单一矿体厚0.7～7m，延长几十至百米不等，延深几十米至200m，并全部尖灭在650m标高附近的潜水面之上。一般呈脉状、透镜状，部分变厚加富部位呈囊状体，形态较复杂。在走向上和倾向上其品位和厚度变化极大。多条金矿脉组成北西向金矿化带，沿北西向密集裂隙带分布。金矿体除受低温硅化蚀变和网脉状裂隙系统控制外，还与氧化程度关系密切。
铜矿体均为隐伏矿体，埋藏在潜水面以下石英-明矾石蚀变带中。矿体成群成带分布，总体具右行侧列趋势，构成北西向铜矿化带。单个矿体为不规则的脉状、囊状和透镜体，受裂隙密集带和网脉状裂隙系统控制，延长可达几百米，延深100～400m不等。
金矿矿石成分简单。而铜矿矿石成分复杂，主要矿石矿物有黄铁矿、蓝辉铜矿、铜蓝、硫砷铜矿，其次为斑铜矿、黄铜矿、砷黝铜矿、似黄锡矿、硫锡铁铜矿、方铅矿、闪锌矿、辉钼矿、自然金等；脉石矿物主要有石英、明矾石、迪开石、绢云母等，次要的有重晶石、绿黄晶等。
蚀变岩石无论是在时间上，还是空间上，均呈现以英安玢岩小岩体为中心的带状排列，从而构成矿床中独具特色的蚀变分带。
石英-绢云母蚀变最早，呈一不连续的大环，包围在其他交代岩相带最外侧，表现为浅黄绿色、极细鳞片状绢云母集合体和石英对围岩中大部分矿物的较彻底的改造。之后为石英-迪开石蚀变，其中一部分迪开石是酸性流体交代绢云母的产物，另一部分迪开石则是直接交代花岗岩和英安玢岩的产物。石英-明矾石是叠加在石英-迪开石蚀变之上的交代岩相带，表现为石英、钾明矾石集合体交代迪开石，并偶尔交代绢云母。硅化岩是最后形成的蚀变岩石，在矿床中心的英安玢岩上，它像一顶“硅帽”扣在火山-次火山侵入体上，并沿北西向裂隙密集带伸出一枝，插入于石英-明矾石交代岩相带中，硅化岩主要由低温石英组成，有少量蛋白石。
在空间上，上述四种交代岩环绕英安玢岩和北西向裂隙密集带呈带状展布。在水平方向上，由中心向外缘依次为硅化岩、石英-明矾石带、石英-迪开石带、石英-绢云母带。剖面上，由上而下，依次是硅化岩、石英-明矾石带、石英-迪开石带、石英-绢云母带。
原生金属矿物组合，在不同交代岩相带有差别：硅化岩带中，常见粉尘状、胶状结构的黄铁矿和胶黄铁矿，有少量自然金；石英-明矾石交代岩相带中，由黄铁矿、蓝辉铜矿、铜蓝、硫砷铜矿构成常见的金属矿物组合；石英-迪开石带中矿化明显减弱，有稀疏的黄铁矿星点，并出现铅、锌矿化；石英-绢云母带中，除黄铁矿外，出现以黄铜矿、斑铜矿为代表的铜矿物组合。
与特征的蚀变岩带相对应，其相关的金属元素组合为：
（1）硅质交代岩带：Au、Ag、W、Bi、Mo、As、Sb、Se。
（2）石英-迪开石交代岩带：Ag、Pb、W、Bi、Mo、Hg、As、Sb、V。
（3）石英-明矾石交代岩带：Cu、Ag、Pb、Zn、W、Sn、Mo、Hg、Sb、V。
（4）石英-绢云母交代岩带：Zn、Pb、Sn、Rb、V。
3.流体包裹体和稳定同位素特征
张德全等（1992）测定的各蚀变带流体包裹体的均一温度表明，各蚀变带有不同的峰值。石英-明矾石蚀变岩带包裹体均一温度显示出180～200℃和220～240℃两个强峰，分别对应于两次明矾石蚀变的温度。石英-迪开石蚀变带的温度范围较宽（180～280℃），但主要集中于200～220℃温度区间。石英绢云母蚀变带岩石的包裹体均一温度直方图，表现为多组小样混合的特点，但基本上可分解为320～360℃和240～260℃两组峰值，前者是第一次绢云母蚀变的温度区间，后者是第二次绢云母蚀变（细鳞片状）的温度区间。硅化带的均一温度直方图基本上显示出两个正态分布的峰，即120～140℃和380～400℃，其余的峰是明显偏离正态的多相叠加峰。均一温度的每一峰值区，大致反映了一次热事件，从早期至晚期温度递降，而主要成矿温度则在晚期的中低温区间。
流体包裹体的盐度在0.0～21.6%之间，多数集中在4%～8%区间。其中石英-明矾石蚀变流体和铜矿成矿流体的盐度变化极大，为12%～21.6%，这是沸腾的结果。流体密度变化于0.6～1g/cm3之间，其中大多数密度值均较低，高密度相流体亦起因于流体的沸腾。
张德全等（1992）采用CO2密度法和比容法对这类包裹体测压，结果为9～80MPa。利用NaCl-H2O体系的沸腾曲线（Hass,1971）估计出沸腾包裹体的饱和蒸气压力为1～10.5MPa。前者相当于（近似地）静岩压力，后者相当于静水压力（近似于开放体系）。据前者估算出成矿深度大致为300～2400m。
不同蚀变带中石英样品的气、液相成分分析表明，气相中，除H2O外，CO2含量最高，还原气体（H2、CO2、CH4等）含量低，显示出较氧化的环境。这与计算出的较低的还原参数（0.21～0.60）和较高的f（O2）值（10-23～10-26Pa）一致。由包裹体成分估算的总盐度为0.69%～6.6%。其中0.968%为硅质交代岩带流体的总盐度，6.6%为石英明矾石蚀变流体和铜成矿流体的总盐度。说明与金有关的成矿流体以极低盐度为特征。与铜有关的成矿流体亦以低盐度为特征，但较之与金有关的成矿流体稍高。因此本区石英明矾石蚀变岩带和石英绢云母蚀变岩带的流体是  体系，而形成石英迪开石蚀变岩带和硅质交代岩带的蚀变流体属  体系。前者是铜矿化流体的特点，后者是金矿化流体的特点。
紫金山矿床不同类型的蚀变带中均发现有沸腾包裹体，但以石英明矾石蚀变岩带，即铜矿化带中最发育，只要是铜矿化或热液角砾岩出现地段，一般均可找到沸腾包裹体。低温的硅质交代岩和石英绢云母交代岩中未发现沸腾包裹体。说明铜矿的形成与流体沸腾有密切联系。
紫金山矿床硫化物和硫酸盐矿物的δ34S值为-8.4‰～＋26.9‰，其中硫化物的δ34S为-8.4‰～＋5.1‰，明矾石为＋6.9‰。通过物理化学计算的δ34S∑S=0‰，反映了硫的深部来源--幔源特征。
采用单阶段铅计算的模式年龄，其中有一个样品相当于燕山期，有两件样品相当于海西-印支期。这可能表明一部分铅来自于区域上的海西-印支构造层，另一部分则主要与燕山晚期中-酸性岩浆活动有关。
张德全（1992）对紫金山矿床各类蚀变岩石测定的氧同位素组成及计算的某些参数表明：从石英绢云母蚀变岩和石英迪开石蚀变岩，再往硅质交代岩，W/R比值逐渐增大。亦即在产生石英绢云母和石英迪开石的蚀变过程中，流体已混入大量的大气降水，往后大气降水还不断增高，到硅质交代蚀变时流体中介质水几乎全为大气降水。
石英包裹体中水的δD值为-55‰～-76‰，平均值为-63‰，与美国科罗拉多州的Creede有很相近的氢、氧同位素组成。
综上所述，紫金山矿床的成矿流体的介质水主要是燕山晚期火山-次火山岩浆加热的中生代大气降水，石英-明矾石蚀变和铜矿化过程中有少量岩浆水混入，晚期硅化（硅质交代岩）和金矿化时，流体几乎全为加热的大气降水。
据石礼炎（1992）的同位素年龄数据，矿区及外围燕山早期中粒二长花岗岩的U-Pb法年龄为157Ma。矿区外围侵入燕山早期花岗岩中的燕山晚期石英闪长玢岩全岩Rb-Sr等时线年龄为（102±9.2）Ma。而紫金山矿床的绢云母和明矾石所测定的K-Ar同位素年龄分别为（94.10±2.43）Ma和（111.78±2.86）Ma。表明本区蚀变与成矿属燕山晚期，与晚侏罗至早白垩世的火山活动有关，其成矿时代与容矿围岩的年龄基本一致。

5. 低硫浅成热液型金矿床

（一）主要成矿标志
此种类型金矿在浅成热液型金矿中所占比例最大，我国东部的华北地台北缘及东南沿海地区的大多数金矿以及西部古生代复合造山带的绝大多数金矿均属该类型，典型的金矿有黑龙江团结沟金矿，内蒙古-辽宁的金厂沟梁-二道沟金矿田、浙江治岭头金矿、新疆阿希金矿、马山金矿、甘肃南金山金矿等。
1.地质环境
区域地质背景多为成熟岛弧或活动大陆边缘，以及陆相火山岩地区坳陷与隆起的过渡地带（一般在坳陷区的边缘，有时可延伸到隆起区）。矿床多赋存于大陆活化带上叠式火山断陷盆地或复合造山带，以及与走滑断裂系有关的拉分火山盆地。大陆活化带的基底岩系为前寒武纪绿岩系；上部复合造山带的基底岩系为前震旦-早古生代的陆棚浅海相沉积岩。火山作用与成矿作用为同步型，成矿作用略晚于火山作用，时间间隔不长（零点几到几十百万年）。陆相火山岩地区，火山作用与成矿作用多为燕山期；海相、海陆交互相火山岩地区，两者均为海西期，但容矿围岩可以多种多样，既可以是火山岩、次火山岩、火山沉积岩，也可以是其基底变质岩。复合造山带的岩石组合为钙碱性的玄武质-安山质-英安质-流纹质，多数情况下为英安质-流纹质；大陆活化带的岩石组合为碱钙性玄武粗安质-粗安质-粗面质火山岩，成矿作用大多与火山岩同源的中酸性次火山岩有关。容矿岩石可以是喷发相、喷发沉积相、侵出相和岩颈相，也可以是次火山岩相的顶部。
2.矿床地质特征
控矿条件为破火山口系统和火山穹丘系统（放射状和环状裂隙系统，尤其是放射状裂隙系统），以及多组复合断裂构造。矿体一般与呈两个或多个方向发育的几个世代的断层或裂隙有关。
矿石自然类型一般为石英脉型，有时为热液角砾岩型和硅质岩型。矿物组合多为低温矿物，贱金属硫化物一般含量较高，主要矿物有白铁矿、辉锑矿、雄黄、雌黄、辰砂等，其次为银硫化物和硫盐，金矿物的成色相对较低。非金属矿物石英、绢云母、冰长石常见，绿泥石普遍。但在西部地区，由于成岩成矿时代较老，冰长石并不普遍存在，常转变为钾长石，进而转变成钾白云母和绢云母，在东部的某些矿床中，冰长石也有转变成钾长石的现象。矿床中不出现深成的明矾石，某些矿床出现的明矾石与成矿系统无关，是表生作用的产物。
蚀变通常以硅化、黄铁矿化和绢云母化为主，并围绕岩体或矿体具有一定的蚀变分带。典型的蚀变分带为：矿脉内的蚀变为硅化、冰长石化、绢云母化，由矿脉向外依次为钾长石化、硅化（绿泥石化）→绢云母化→泥化→青磐岩化。由于围岩的岩性和热液蚀变的物理化学条件变化以及热液系统的叠加作用，造成不同矿床的蚀变分带特征有一定的变化。在地表氧化带常见有漂白的围岩，褐铁矿，黄钾铁矾，针铁矿，含高岭石的泥化。
3.矿床地球化学特征
成矿热液蚀变温度一般较低，大多在120～300℃之间，但金的成矿温度多数在280～160℃。成矿早期温度可达300℃以上，但并没有金的形成，而是以形成贱金属为主。成矿晚期往往温度较低，也很少有金的形成，一般只沉积一些脉石矿物。
盐度一般较低，w（NaCl,eq）为1%～8%，多数＜5%。但在沸腾阶段可以暂时高达10%以上。在某些贱金属含量较高的金矿床中，其盐度相对偏高。
压力一般较低，为（100～400）×105Pa，相当于深度为300～1200m左右。但多数在300～600m之间，少数可达1400m。
流体成分中，阳离子一般以K＋和Na＋为主，有时Ca2＋较高；阴离子均以  为主，Cl-次之。不同阶段的流体往往有所区别，同时流体成分也与其容矿围岩有关。
硫同位素指示了硫源复杂，既有岩浆又有基底变质岩和容矿围岩的硫源。不同的矿床其硫源不同，以某一种硫源为主。
铅同位素指示了与硫同位素相似的特征，即混合铅。其模式年龄一般介于火山岩成岩年龄和基底变质岩年龄之间。
氢、氧同位素组成表明，流体均以再平衡大气降水为主，成矿早期有一定的再平衡岩浆水，但成矿期及成矿后期则以大气降水为主。
地球化学显示，元素的垂直分带较为清楚，与现代热泉型金矿的元素分带相似，即上部到下部一般为As、Hg、Sb→Ag、Au→Bi→Pb、Zn→Cu等。围绕次火山岩体（脉）以及矿体也常具有一定的水平分带，但不同矿床，其分带存在一定的差异性。
（二）金厂沟梁-二道沟金矿田
1.地质环境
金厂沟梁-二道沟金矿田位于赤峰-开源大断裂和北东东向的承德-北票深大断裂之间，断裂的外侧是中生代坳陷区，即辽西坳陷区。本区北西部边缘为NE向延伸的中三家大断裂，是四家子火山盆地与努鲁尔虎隆起的分界断裂。
太古宙建平群为本区古老结晶基底，中生代侏罗-白垩纪于北票二道沟和罗罗营子-金厂沟梁上叠式盆地形成了沉积盖层。
本区太古宙建平群地层为小塔子沟岩组，其主要岩石类型为灰黑、灰绿色富铁镁质斜长角闪片麻岩夹斜长角闪岩及磁铁石英岩。变质程度为低角闪岩相，为花岗岩-绿岩带的一部分，其U-Pb同位素年龄为2258Ma。
中生界侏罗系中统兰旗组（J2l）为一套英安流纹质火山岩。按岩性、岩相可分为上、下两部分：下部由英安流纹质熔结角砾岩、火山角砾岩组成；上部为灰紫、灰黄色流纹岩、球粒流纹岩夹流纹质角砾熔岩，流纹岩的U-Pb年龄为（145+1）Ma。
区内侵入岩发育，包括中元古代的片麻状二长花岗岩，印支期末的花岗岩岩基与燕山期的一系列浅成侵入体和次火山岩墙。燕山期侵入岩体呈岩株状产出，包括石英闪长岩、花岗闪长岩、似斑状花岗闪长岩和二长花岗岩。其中与成矿关系密切的是西对面沟花岗闪长岩岩体。
西对面沟花岗闪长岩呈岩株产出，出露面积4.16km2。岩株可以分为细粒等粒的边缘相和斑状中心相，两者呈渐变过渡关系。其边缘相中的三个锆石颗粒的分析结果几乎一致为131.2Ma，其黑云母K-Ar年龄为（128±2）Ma，其中心相花岗闪长斑岩的锆石U-Pb年龄为128.0～125.5Ma。另外，围绕西对面沟岩体还发育环状和放射状的岩脉。
区内与侵入有关的角砾岩为爆破角砾岩，众多的爆破角砾岩体在宏观上形成了围绕西对面沟岩体分布的弧形带状，这一弧形带在空间上正好与环状岩墙吻合。
燕山运动早期，断裂呈北西向和北北东向，古老东西向与北东向构造也有复活的特点。其中北西向构造控制了二道沟上叠式盆地中侏罗纪中酸性火山岩的分布。燕山运动晚期（白垩纪）构造岩浆活动减弱，在北西向与北东向断裂交汇部位侵入了对面沟花岗闪长岩。
由于后期抬升和剥蚀作用的影响，二道沟火山机构的火山口和火山锥都已剥蚀殆尽，现仅存火山管道相的次火山岩、浅成侵入体和断陷盆地中的火山岩、火山碎屑岩。
与岩浆上拱-喷发相关联，本区形成了锥状断裂系、环状断裂系和放射状断裂系的所谓火山-侵入穹隆构造（图3-1）。由于受东西向和北西向断裂的影响，本区火山-侵入穹隆构造发育得不那么典型。

图3-1　金厂沟梁-二道沟地区矿物组合空间分布规律图

1—第四系；2—白垩纪火山岩及其碎屑岩；3—侏罗纪火山岩及其碎屑岩；4—太古宙变质岩；5—石英闪长岩；6—花岗闪长岩；7—花岗闪长斑岩；8—片麻状花岗岩；9—黑云粗安岩；10—断层；11—矿化分带大致界线；12—矿脉；13—地质界线及推测界线；14—砂金；15—金矿靶区；16—金矿远景区。中心带：铜钼金矿化，黄铜矿＋辉钼矿。内带：冰长石-绢云母型金矿化，黄铜矿＋黝铜矿＋辉锑矿。中带：冰长石-绢云母型金矿化，黄铁矿＋紫水晶。外带：冰长石-绢云母型金矿化，方铅矿＋闪锌矿
2.矿床地质特征
根据矿化或矿体产出状态及其矿物组合特征将区内金矿化分为斑岩型铜-钼-金矿化和冰长石-绢云母型金矿化。
斑岩型铜-钼-金矿化主要呈环带状产于西对面沟中心岩体和岩体北部边缘。在岩体中，矿化主要产在两相岩石的过渡带附近，明显受密集节理带控制。岩体北部，矿化主要受片麻状二长花岗岩中的北西向断裂及片麻状二长花岗岩与老变质岩的接触带控制。
根据矿物组合的空间分布，矿区可分出四个矿化带，即中心带、内带、中带和外带。中心带为铜-钼-金矿化带，矿体呈似层状、浸染状和透镜状。据李福元资料（1989），主要矿化元素含量分别为铜0.3%～0.7%，钼0.0008%～0.07%，金（0.1～1）×10-6，银（4～13）×10-6。金属矿物以黄铁矿、黄铜矿和辉钼矿为主，见有少量的黝铜矿、斑铜矿和磁黄铁矿。脉石矿物主要是石英和绢云母。矿化具有一定的垂直和水平分带。由深到浅，由环带内侧到外侧，矿化表现为钼矿化→铜矿化→黄铁矿化，而矿石构造表现为微脉-浸染状→细脉-浸染状→较粗大的脉体。矿化带本身具有明显的硅化和绢云母化，局部为绿泥石化和高岭土化。然而矿化带所环绕的西对面沟岩体中心都有明显的钾化，包括钾长石化和黑云母化，在矿化带的外部岩相中，岩石则呈广泛而不均一的青磐岩化，构成了一个不太典型的斑岩矿化蚀变带。
内带、中带和外带为冰长石-绢云母型金矿化带，主要产于火山-侵入穹隆构造中，受火山-侵入穹隆构造控制，脉体也呈放射状和环状展布。金矿体一般产在距西对面沟岩株接触带500～4000m的范围内。容矿围岩具有多样性：金厂沟梁金矿的围岩以太古宙变质岩为主，少量为侏罗纪石英斑岩岩墙；二道沟金矿的围岩为侏罗纪火山岩、石英闪长岩和石英闪长玢岩；长皋金矿的围岩以印支期末的花岗斑岩为主，少量为侏罗纪-早白垩世的闪长玢岩和正长斑岩等。
区内三个金矿床矿石的矿物组成具有相似性，金属矿物以金属硫化物为主，包括黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿、黝铜矿、辉锑矿、白铁矿、辉铜矿、斑铜矿、辰砂、雄黄、辉铅铋矿、辉银矿、脆硫锑矿、毒砂和磁黄铁矿（微量）和金银互化物。其中以黄铁矿含量最高，可达90%以上。非金属矿物以石英、绢云母和绿泥石为主，其次为碳酸盐矿物、黝帘石和绿帘石，再次为萤石和冰长石。
金银矿物主要产于黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、黝铜矿和石英中。总体上，金银矿物以银金矿和金银矿为主。早期成矿阶段形成的黄铁矿中金的成色高，而晚期成矿阶段的金属硫化物中金的成色低（李绪俊，1988）。
本区围岩蚀变非常强烈，总体呈线性带状。三个矿床的蚀变由于其围岩岩性不同而显示出既有相似性又各具特色，金厂沟梁金矿围岩以角闪质岩石为主，蚀变强烈而广泛，以出现透闪石化、阳起石化、绿帘石化和绿泥石化为特色；二道沟和长皋金矿蚀变作用不如金厂沟梁强烈，一般为绢云母化、硅化、碳酸盐化和黄铁矿化等。在三个矿床中，冰长石化在金厂沟梁相对量大，而二道沟和长皋相对较少。
三个矿床围岩蚀变的共性：①均有明显的高、中、低温蚀变矿物组合，并出现冰长石＋绢云母典型低温矿物组合；②围岩蚀变具有分带性，由蚀变带中心向外为硅化→浸染状钾长石＋黑云母化→绿泥石＋绢云母（冰长石）化→青磐岩化；③黄铁矿化和硅化在三个矿床中都广泛存在，且其形成温度范围和空间分布范围都比较大；④不同期的蚀变在空间上皆存在叠加现象。
3.流体包裹体和稳定同位素地球化学
金厂沟梁金矿的石英包裹体均一温度变化在237～359℃之间，二道沟金矿均一温度为213～298℃。前者相对偏高，这可能与剥蚀深度不同有关。
流体包裹体成分分析表明，从早期到晚期，阳离子均以Na＋、K＋为主，阴离子除细粒石英-黄铁矿阶段为F-和  外，其余以Cl-和  离子为主。在气相中，H2O占主要地位，其次为CO2，流体盐度非常低，NaCl含量一般小于3%～5%。
区内黄铁矿的硫同位素测试结果表明，δ34S变化在-9.41‰～＋1.95‰，其δ34S∑S变化在-2.81‰～＋8.64‰之间，其中围岩蚀变中黄铁矿δ34S∑S为负值，富轻硫，而矿体中的黄铁矿δ34S∑S为正值，富重硫。
金厂沟梁金矿的δ34S∑S值平均小于＋4.0‰，二道沟金矿的δ34S∑S平均小于8.45‰，长皋金矿δ34S∑S平均值小于8.51‰。金厂沟梁金矿的δ34S∑S值最低，主要与其围岩的性质有关，其围岩为花岗绿岩带中的拉斑玄武岩类，其中硫为幔源硫，这些硫与热液混合的结果使δ34S∑S值偏低。长皋金矿和二道沟金矿围岩分别为花岗斑岩和酸性火山岩，围岩中的硫相对富集重硫，从而导致混合δ34S∑S偏高。
矿石铅同位素组成范围为206Pb/204Pb为16.8320～17.458,207Pb/204Pb为15.272～15.741,208Pb/204Pb为36.8257～39.21，反映了较大的变化范围，为非正常铅。二道沟金矿围岩为侏罗纪流纹岩和石英闪长岩等，长皋金矿围岩为晚三叠世花岗斑岩，矿石中铅同位素具有较多的放射性成因铅。金厂沟梁金矿围岩主要为太古宙片麻岩，但矿脉与中生代岩墙紧密相伴，矿石铅也具有较多的放射性成因铅，但相对前两者略少。如果将铅同位素组成投影到207Pb/204Pb-206Pb/204Pb图解上，它们近似线性排列。显然，该线是一个混合线，铅部分来自前寒武纪片麻岩，部分来自中生代岩浆岩。
二道沟金矿的δ18OH2O为-5.58～＋1.30，反映了其热液中的水主要为大气降水。对蚀变围岩的氧同位素组成分析表明，由新鲜岩石到蚀变岩石，δ18O多数降低，这种变化表明，蚀变作用是大气降水引起的，亦即大气降水在热液蚀变中起着主要作用。
金矿体在西对面沟切割了花岗闪长岩岩体（128～131Ma），而在金厂沟梁金矿，矿体又被黑云粗安岩岩墙（123Ma）切割。因此矿床的形成时代应在123～128Ma之间。
（三）阿希金矿
阿希金矿位于新疆伊宁县境内，产于吐拉苏火山盆地中。吐拉苏火山盆地是西天山北段晚古生代构造-岩浆成矿带的重要组成部分。盆地基底具双层结构，下部构造层为前震旦系结晶基底，上部构造层为未变质的震旦-早古生界陆棚浅海相沉积岩系。
1.矿区地质特征
矿区内出露的地层为下石炭统大哈拉军山组和阿恰勒河组（图3-2），前者主要为一套陆相中-中酸性火山碎屑岩-火山岩建造；后者为一套浅海相碎屑岩-碳酸盐岩建造，并以角度不整合覆于前者之上。
矿区以断裂构造为主，褶皱构造不发育。断裂构造以南北向断裂为主，北西向次之，少量东西向，后者属基底断裂，对本区构造格架起着控制作用；前者多是经向基底断裂的再现。
阿希矿区古火山机构为一中心式喷发中心--破火山口，在地面磁测图上呈一典型的椭圆形之环状磁异常带，通过化极和深部延拓表明，深部也存在环状构造和放射状断裂。阿希金矿正处于该环状构造西部边缘。
矿区以火山断裂为主，已发现的火山断裂大体可分为放射状、环状和不规则状三组。

图3-2　阿希矿区地质图

1—下石炭统阿恰勒河组凝灰质砂岩、灰岩；2～8—下石炭统大哈拉军山组：2—安山质角砾熔岩，3—石英角闪安山玢岩，4—安山质火山角砾岩，5—集块角砾岩，6—安山岩，7—晶屑岩屑凝灰岩，8—安山质凝灰岩；9—长石斑岩；10—断裂及编号；11—产状；12—金矿体及编号
2.矿床地质特征
阿希金矿近南北向展布的矿（化）带由七个主要矿体构成（图3-2），其中西矿带有四个主要矿体（编号I至Ⅳ），呈近南北向略向南西凸出的弧形展布，为阿希金矿床的主体。目前划分为两个矿段，北段由I号矿体构成；南段由Ⅰ至Ⅳ号矿体构成。东矿化带距西矿带400m，主要由3个右型斜列小矿化体（编号V至Ⅶ）构成。在西矿带东侧阿恰勒河组底部砾岩中，尚有沉积砾岩型的矿化。现以西矿带为例阐述如下：
Ⅰ号矿体位于火山机构西缘F2断裂上盘之石英闪长安山玢岩中，总体呈北东10°方向延伸，倾向东（110°±），倾角85°～55°。为一上宽下窄，上陡下缓，在平、剖面图上具有膨缩、分支、向深部逐渐变薄乃至尖灭的脉状矿体。矿体总长大于1000m，最大斜深450m，最大厚度35m，一般厚11～15m。
矿体由石英脉型和蚀变岩型矿石组成，具垂直分带现象，顶部为古风化壳及近代风化壳，构成铁帽，由氧化和半氧化矿石组成；其下是以胶结状石英-玉髓为主的硅帽；再下为胶结状矿石组成的主矿带。石英-碳酸盐脉、石英-硫化物脉为后期叠加产物。
围岩蚀变按成因可分为两大类：一类是与火山活动过程中火山热液有关的自变质作用；另一类是与火山期后成矿热液有关的近矿蚀变作用。前者主要表现为面型的绿泥石化、碳酸盐化，与金矿关系不大；后者主要表现为线型的硅化、绢英岩化、粘土化以及绿泥石化、碳酸盐化，与金矿化关系较密切。除此之外，矿区尚普遍存在黄铁矿化及冰长石化。蚀变带在空间上呈现有规律的对称带状分布，以矿（化）带（矿体）为中心向两侧（上、下盘）依次为硅化带、（黄铁）绢英岩化-粘土化带、绿泥石化带；其蚀变强度由内而外由强变弱，一般矿体上盘蚀变带较宽，可达50m以上，下盘略窄，且由地表向下，随金矿化体的变小，蚀变带宽度也变窄。
矿物组分复杂，现已发现矿物达40余种，除金、银矿物外，主要金属矿物有黄铁矿、白铁矿、毒砂、磁黄铁矿、闪锌矿、黄铜矿。主要脉石矿物有石英、玉髓、伊利水云母、绢云母、菱铁矿、方解石、白云石（铁白云石）、绿泥石等，次要有冰长石、重晶石等。
在不同类型矿石中，金矿物的形态基本相同，绝大部分呈他形晶，且主要呈不规则粒状（为主）、浑圆状和片状，其次为棒状、树枝状和发状等，个别呈自形。
根据电子探针分析结果，金矿物金含量在84.26%～53.6%之间，含银量在13%～45%，此外，尚有Fe、Mn、Cu、Cd、Sb、As、Zn等多种微量元素。通过34件样品统计，金的成色在866～544之间，其中以800～700者为主（约占53%）。
根据矿石中矿物的共生组合、产出特征及其相互关系，将本期成矿作用划分为四个成矿阶段，即灰白色石英脉-硅化阶段，烟灰色石英脉-硅化阶段，石英-硫化物阶段，石英-碳酸盐脉阶段。
阿希矿区所采的五个岩石、矿石样品（英安岩、烟灰色含金石英脉和碳酸盐石英脉），进行全岩K-Ar同位素年龄测定结果，多数集中在324.4～338.2Ma之间，证明阿希金矿成矿时代应为石炭纪维宪世。
3.矿床地球化学
测定的45个流体包裹体均一温度集中在120～180℃间，统计结果，塔式分布特征明显，峰值为150℃左右，说明阿希金矿不同期次矿化过程中成矿流体温度基本一致。
利用邵洁涟的经验公式，计算而获得的成矿压力为（73～218）×105Pa，集中分布于100×105Pa左右。若以岩石静压力250×105Pa换算，其成矿深度为400～500m。
流体盐度变化范围为0.35%～9.6%，平均为3%。
矿物包裹体的液相主要成分有K＋、Na＋、Mg2＋、Cl-、  ，而Ca2＋、F、  只在部分样品中见到。气相成分中以H2O为主，几乎都在95%以上，其他主要成分为CO、CH4、N2、H2、CO2，而O2在部分样品中见到。液相成分中K＋含量最高。
金矿石中黄铁矿δ34S值变化范围为＋0.95‰～＋10.15‰之间，平均为4.93‰，属于“重硫型”，反映黄铁矿形成时的环境属较封闭的还原环境，各样品的δ34S值较接近，说明它们在形成时环境相似且较稳定。
阿希金矿δ18OH2O全是负值，其变化范围为-9.839‰～-2.579‰，显示大气降水的特征，结合δD值-59‰～-115.6‰推知，阿希金矿热液中的水主要是大气降水。
在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb构造模式图解上，安山岩有明显的线性排列，说明它基本上是由不同来源铅按不同比例混合而成，其投影点大部分落在造山带附近；铅锌矿和长石斑岩中铅同位素数据投影点落入地壳铅平均演化曲线上：金矿石中铅介于地幔和造山带铅之间。
总之，金矿石、安山岩、安山玢岩中铅与铅锌矿、长石斑岩中铅同位素组成不同，前者（矿石和火山岩中铅）均为造山带铅，有幔源铅加入，后者均为上地壳铅。说明金矿石和围岩（安山岩、安山玢岩）有共同的铅源，铅来源于火山岩，从而推测金矿质亦可能来源于火山岩。

6. 浅成低温热液矿床的介绍

浅成低温热液型矿床（epithermal deposits）最初被定义为形成深度小于1km和温度低于200℃的一类矿床。但现在这个概念的内涵已经发生了变化，目前主要特指产于陆相火山岩系中或相邻岩石中，绝大多数情况下成矿温度小于150℃，极少数情况下可达300℃，矿床的形成深度主要集中在地表到底下1km，个别情况下可达2km，压力较低（10~50MPa），成矿流体主要为大气降水与岩浆水的混合热液（多数以大气降水为主）的一类金、银（多金属）矿床。