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1、文章编号： 0258J106 (2015) 01002148 Doi: 10. 16111/j. 0258-7106.2015. 01.002 造山型金矿床成矿过程研究进展 4 邱正杰 u ，范宏瑞 aw，丛培章 3，刘玄 1，杨奎锋 1 (1中国科学院地质与地球物理研究所矿产资源研宄重点实验室，北京 100029; 2中国科学院大学地球科学学院， 北京 100049; 3山东招金集团有限公司，山东招远 265400) 摘要造山型金矿床形成在汇聚板块边缘挤压或压扭的构造环境中，其形成时间和空间与造山作用过程存 在成因上的联系。造山型金矿床是全球重要的金矿类型，为世界提供了 1/3的黄金储量。该
2、类型金矿床能和造山带 演化及超大陆拼合紧密联系在一起，是现代矿床学研究的热点之一。文章回顾了近十余年造山型金矿床成矿过程 研宄的成果，以矿床学三大基本问题源、运、储为框架，归纳总结了前人对造山型金矿床的认识，深入分析了造山型 金矿床的成矿流体特征、金和硫的来源及含矿流体迀移过程和金的沉淀机制，对比分析了地壳连续成矿模式和变质 脱流体成 矿模式，探讨了造山型金矿床时空分布与陆壳生长的联系，最后梳理了造山型金矿床成矿过程研宄中存在 的科学问题和新认识。目前对造山型金矿床的主要认识有 : 成矿流体以变质流体为主，金元素和矿化剂硫最有可 能来自沉积地层内； 金发生高效沉淀的关键因素是流体压力骤降，而不
3、是流体温度降低 ; 在高级变质作用峰期 条件下能否同时发生金矿化作用是地壳连续成矿模式和变质脱硫体成矿模式的最大分歧点； 造山型金矿床的时 空分布规律与超大陆拼合过程有关。 关键词地质学 ;造山型金矿床 ;成矿过程 ;沉淀机制；地壳连续成矿模式 ;变质脱流体成矿 模式 ;超大陆循环 中图分类号： P618.51 文献标志码 :A Recent progress in the study of ore forming processes of orogenic gold deposits QIU Zhengjie1,2, FAN HongRui1, CONG PeiZhang3, LIU Xua
4、n1 and YANG KuiFeng1 (1 Key Laboratory of Mineral Resources, Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China; 2 College of Earth Science, University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China; 3 Shandong Zhaojin Group Co. , Ltd. , Zhaoyuan 265400, S
5、handong, China) Abstract Orogenic gold deposits, having temporal and spatial association with orogenic processes, formed in the compressive or transpressional setting on the convergent plate margin. Deposits of this type constitute one of the most important kinds of gold deposits, and possess one th
6、ird of total gold resources of the world. Currently, the origin of orogenic gold is one of the hottest topics in economic geology researches. The ore geneses have inseparable links with the evolution of orogenic belts and the collage of supercontinents. This paper reviewed classical literatures and
7、summarized popular explanations on the genetic aspects of orogenic gold deposits in the last decades, including the sources of gold and sulfur, the transportation of mineralizing fluids and the precipitation of gold, which are three fundamental questions in hydrothermal deposits, evaluated the crust
8、al continuum model and the metamorphic devolatilization model, and discussed the link between the timing of orogenic gold deposits and periods of crustal growth. *本文为 “ 国土资源部公益性行业科研专项 ” （ 编号 :201411024-5)和国家自然科学基金项目（编号 :41173056)联合资助 第一作者简介邱正杰，男， 1990年生，博士研宄生，矿物学、岩石学、矿床学专业。 Email: *通讯作者范宏瑞，男， 1963年
9、生，研宄员，博士生导师，矿床学和地球化学专业。 Email: 收稿日期 20134)942;改回日期 20140447。张绮玲编辑。 Finally, this paper analyzed problems and new understanding regarding the oreorming processes of orogenic gold deposits. Current main cognitions on orogenic gold deposits include the following aspects: the mineralizing fluids are ma
10、inly derived from metamorphic fluids, and the sedimentary rocks are the favorable sources of gold and mineralization agent sulfur; the efficient precipitation of gold is triggered by extreme fluid pressure fluctuations，rather than the temperature decreasing; (3) whether gold mineralization occurs sy
11、nchronously with the peak of high-grade metamorphism is the main conflict between the crustal continuum model and the metamorphic devolatilization model; (J) the spatial-temporal distributions of orogenic gold deposits have a genetic link with the assembly of supercontinents . Key words： geology, or
12、ogenic gold deposit, oreorming process, precipitation mechanism, crustal continuum model, metamorphic devolatilization model, supercontinent cycle 造山型金矿床为世界提供了至少 30%的黄金储 量（ Weatherley et al.， 2013)，在己查明的金矿床中， 有17 个巨型金矿床 （ 500 t Au)属于造山型金矿 床，例如西非克拉通内的 Ashanti金矿床、 Yilgam克 拉通内的 Golden Mile 金矿床等 （ Goldf
13、arb et al.， 2005)。造山型金矿床通常与造山作用存在紧密的 时间、空间关系 （ Groves et al.， 1998)，但其成因截然 不同于火山弧环境内形成的斑岩型铜金矿床及浅成 低温热液金矿床 （ Sillitoe et al.， 2003; Hedenquist et al.， 2000; Sillitoe， 2010)。 造山型金矿床的特征 是 :它们赋存在各个时代的变质体中，伴随着源区岩 石发生中 4 氏程度（绿片岩相至角闪岩相）区域变质 作用形成变质流体，同时，来自地壳深部或幔源的流 体可能混合进入变质流体形成富 C02 的混合流体， 这种流体在萃取围岩中的金等成矿元
14、素及硫等矿化 剂后形成含矿热液，在周期性断层阀行为的控制下， 含矿热液在区域脆， 性剪切带中发生迁移，使得围 岩发生钾化、絹英岩化、硫化物矿化及碳酸盐化，最 终由于围岩蚀变、温度、压力降低等因素而成矿 (Goldfarb et al. 1988; 1993; Groves 1993; Groves et al.， 1998; 2005; Sibson et al.， 1998)。另夕卜，造 山型金矿床的形成过程记录了造山带的演化历史， 研宄其成因可以提供关于造山带变质作用、抬升 -剥 蚀过程的重要信息，从而对认识板块构造 运动及地 壳演化过程有着重要意义。造山型金矿床被 Groves 等 （
15、1998)正式定义已有十多年，这期间对其成矿物 质来源、迁移过程以及沉淀机制等重要问题的研宄 取得了重大进展，有必要进行归纳和总结。此外，从 造山型金矿床概念被引入中国以来，对于一些中国 的典型金矿带（比如华北克拉通北缘辽东、东缘胶东 以及南缘东秦岭的金矿集区 ） 的成因研宄有了一些 进展，但同时也带来了新的争议（毛景文等，2002;翟 明国等， 2004;范宏瑞等， 2005 ;陈衍景等， 2009 ;蒋少 涌等， 2009; Li et al.， 2012; Goldfarb et al.，2014)。 因此，本文首先理清造山型金矿床的科学内涵，然后 系统论述造山型金矿床的成矿过程，对比分
16、析两种 成矿模式，探讨造山型金矿床的研宄在超大陆循环 和陆壳增生研宄中的意义，最后梳理造山型金矿床 科学问题和新认识，期望能为国内造山型金矿床的 成因研宄提供一定的约束。 1 造山型金矿床 的 定义 在造山型金矿床这个术语被提出之前，对于含 石英 -方解石脉状金矿床的分类十分的混乱，并缺乏 广泛的适用性 （ Groves et al.， 1998)。上个世纪三十 年代对脉状金矿 床的分类主要依据成矿温度，分为 低温热液、中温热液及高温热液金矿床。不同的矿 床类型对应着不同的成矿深度、矿物组合和矿石结 构（ Lindgren， 1933)。随着对脉状金矿床研宄的深 入，文献中涌现出了众多按不同标
17、准进行命名的金 矿床类型，如按围岩特征可分为绿岩带金矿床、池积 岩金矿床等 （ Keppie et al.， 1986; Mueller et al.， 1991);按矿化特征分为石英脉型金矿床、蚀变岩型 金矿床、角砾岩型金矿床等（范宏瑞等， 2005 ;毛景文 等， 2005);按 控 矿 因 素 特 征 可 命 名 为 剪 切 带 型 金 矿 床（ Bonnemaisonetal.， 1990)。把形成在科迪勒拉 造山带内的脉状金矿床归类为中温热液矿床，并将 矿床地质特征与此类似的太古代脉状金矿床也归入 中温热液金矿床 （ Nesbitt et al.， 1986)中。之后，中 温热液金矿
18、床这个名词，得到广泛运用。但这一名 称仅适用于形成于地壳深度为 1.2 1.6 km 的矿 床，而且相对更适用于沉积岩中赋存的 “ 卡林型金 矿 ” 和斑岩 /砂卡岩型金矿床 （ Poulsen， 1996)。而这 种脉状金矿床可以形成在很宽泛的地壳深度范围内 (Groves， 1993)，更重要的是一些矿床形成深度远远 超过 “ 中温 ” 环境，达到高角闪岩相至麻粒岩相的环 境，例如西澳大利亚 Yilgarn克拉通内的 Griffins Find 金矿床。若继续沿用所谓的 “ 中温热液金矿床 ” (mesotherma gold deposits)命名该类型的金矿床，可 能会和浅成低温热液矿
19、床 （ epithermal gold deposits) 混淆，误认为浅成低温热液金矿床是造山型金矿床 在浅部地壳的地质响应。实际上，二者的成因是迥 然不同的，浅成低温热液金矿床形成于伸展环境中， 与浅成侵入体有密切的成因关系 （ Heinrich et al.， 2004; Richards et al.，2006)，而造山型金矿床则形 成于挤压 (compressional)或走滑挤压 (transpression- al)的构造环境中，与区域上的侵入岩没有成因上的 联系 （ Groves et al.，2003 ;2005)。 Groves 等 （ 1998) 提出，应按照这些矿床形成
20、的构造背景和成矿作用 给予统一的分类名称，因此建议将这类形成于造山 环境中的金矿床 命名为“ 造山型金矿床 （ orogenic gold deposit) ” 。此处的 “ 造山 ” 并不只是局限于板块 构造体制建立之后的造山作用过程，也包括在太古 代板块构造体制尚未建立时，发生的地体拼接过程 (Hagemann et al.， 2000)。这也是 Groves 等 （ 1998) 把形成在太古宙绿岩带内的金矿床也归为 “ 造山型 金矿床 ” 的原因。在国内，陈衍景（ 2013)将造山型金 矿床等同于变质热液型金矿床。 Groves等 （ 1998 ; 2003)所提议的造山型金矿床 是指在
21、板块汇聚边缘发生增生造山作用过程中形成 的金矿床，其形成与次绿片岩相至绿片岩相的变质 作用有密切关系；空间上，矿体主要受次级逆冲脆 - 初性剪切带的控制；成矿时间可以从太古宙跨越到 显生宙；成矿流体为近中性、低盐度、富 C02 的混合 流体 ;典型围岩蚀变通常具有一定宽度的水平分带， 而由于热液温度与周围温度基本无差别而缺乏垂直 分带 （ Groves，1993)，典型围岩蚀变类型为钾化、絹 云母化、碳酸盐化、硫化等；矿化类型主要为含金石 英 -(方解石 ）脉，或交代（含铁 ） 围岩型；主要的赋金 矿物为黄铁矿和毒砂；元 素共生组合为 Aug As B B i S b T e 土 2 造山型金
22、矿床 成 矿过程 成矿流体和成矿物质的源、运、储是在热液矿床 成因研宄中最基本的 3 个问题，是矿床生命过程中 的前半生（翟裕生等， 2011)。如果能研宄清楚造山 型金矿床的成矿物质来源和迁移过程及金的沉淀机 制，那么对该类金矿床成矿过程的理解就会更加深 刻。本文将从以上 3 个方面对造山型金矿床成矿过 程进行深入解析。 2.1 成矿流体及物质来源 热液型金矿床的物质来源应该包含成矿流体来 源和成矿金元素来源，目前通常是利用热液脉石矿 物的碳 -氢每同位素、稀有气体 （ Her)同位素比 值、卤族元素 （ FClBr)比值等示踪成矿流体源区。 由于 Au元素活动性极弱，且缺乏可供测试的 Au
23、 同 位素 （ Boyle，1987)，因此通常分析载金矿物的硫同 位素组成来间接示踪成矿物质源区。 2.1.1 成矿流体来源 造山型金矿床流体来源一直存在着争议，不同 学者根据自己对金矿床成矿过程的认识提出相应成 矿流体来源模式（图 1)。主要的模式有：变质脱流 体模式（ McCuaig et al.， 1998; Phillips et al.， 2010)、深部岩浆流体模式 （ Spooner, 1991)、深部地 下水循环模式 （ Nesbitt et al. , 1989)、地幔脱气过程 形成的富 C02 流体模式 （ Colvine, 1989)等。 Ridley 等 (2000)
24、将不同类型金矿床的成矿流体 成分做了系统统计分析，认为低盐度 k (NaCl6q) 6% 12%、富含 C02 U(C02)为 10% 50% )的 流体包裹体特征可以作为区分造山型金矿床和其他 图 1造山型金矿床潜在流体来源 (据 Ridley et al.， 2000 修改） Fig. 1 Potential sources of the gold-transporting fluids (modified after Ridley et al. , 2000) 图 2 不同类型金矿床成矿流体成分组成特征 (据 Ridley et al.， 2000) %(H20)、 (C02)、 (Na
25、Cl)为摩尔分数 Fig. 2 Composition of ore fluids from different types of gold deposits (after Ridley et al. , 2000) Composition of ore fluids is expressed as molar proportion of H20， C02 and NaCl 金矿床的显著特征。如图 2 所示，斑岩型铜金矿床的成 矿流体多为高盐度、低 C02;高硫型浅成低温热液金矿 床的成矿流体盐度中等、 C02 含量较低 ;低硫型浅成低 温热液金矿床的成矿流体盐度较低、 C02 含量较高，但
26、低于造山型金矿床。造山型金矿床流体包裹体中 co2 含量变化范围很大，但值得指出的是，不能简单地认为 具有这种特征流体的金矿床就是造山型金矿床，如一些 与侵入岩有关的金矿床的成矿流体成分和造山型金矿 床的流体成分极为相似 (Hart et al.， 2002) 近些年来，对造山型金矿床成矿流体氢、氧同位 素的研宄中，积累了海量数据 （ Bierlein et al. , 2000; Hagemann et al.， 2000; Partington et al.， 2000)。从 图 3 中可以看出，不同时代造山型金矿床热液脉石 英内流体氧同位素浮动区间窄，基本在 6%c 13% 范 围内变化
27、，而氢同位素变化范围很宽 （ -180% %) 6成矿流体的氧同位素数据主要是依据与矿化 期达到同位素平衡的石英氧同位素组成计算而得 到，因此可以代表成矿流体的原始特征。然而，成矿 流体氢同位素组成的获取有 2 种方法：利用矿物 -水 间的平衡关系，计算成矿流体的氢同位素组成 ;或直 接测试流体包裹体中水的氢同位素组成 （ Bierlein et al.， 2000) p从图 3 可以看出，不同方法获得的显生 宙造山型金矿床氢同位素组成存在较大的差别，方 法 1获得的数据波动范围窄，方法 2 获得的数据波 动范围宽，部分数据落在了水 -岩相互作用后形成的 流体演化曲线上（图 3 C1 框及 C
28、2 框）。方法 2 存在 的问题是无法准确区分石英中不同期次包裹体的影 响，也就是存在其他期次甚至其他来源流体的混合， 因此采用此种方法获得的氢同位素组成可能无法代 表成矿流体的原始特征。 Nesbitt等 （ 1986; 1989)利 用方法 2 获得成矿流体的氢同位素组成，所测得的 数据落在大气降水和岩石发生水 -岩 相互作用形成 的流体演化曲线上，得出的结论是深部天水循环可 以形成中温热液金矿床，但该结论的正确与否是值 得商榷的。 Pickthom等 （ 1987)认为 Nesbitt等 (1986)所观察到的强烈亏损 SD 值的原因可能是： 所测的流体包裹体中有次生流体包裹体，不代表
29、成矿期的流体 ; 与富含有机质的岩石发生水 -岩相 图 3不同时代造山型金矿床成矿流体 SD和 Sls0 同位素组成 成矿流体氢氧同位素数据来源： A.太古宙造山型金矿床 （ Hage- mann et al.， 2000) ; B.兀古宙造山型金矿床 （ Partington et al.， 2000) ; Cl.显生宙造山型金矿床，采用方法 1获得的数据 丨 - lein et al.， 2000) ; C2.显生宙造山型金矿床，采用方法 2获得的 数据 （ Bierlein et al.， 2000);流体演化曲线 （ Nesbitt et al.， 1989) Fig. 3 Oxyge
30、n and hydrogen isotopic compositions of ore-forming fluids associated with Archean, Proterozoic and Phanerozoic orogenic gold deposits Data sources: Archean orogenic gold deposits: Hagemann et al.， 2000; Proterozoic orogenic gold deposits: Partington et al.， 2000 ; Phanerozoic orogenic gold deposits
31、: Bierlein et al. , 2000 互作用。他们认为第一种方法通过分析含水矿物相 的氢同位素组成并经过相应校正，所获得的数据才 可以代表成矿流体的氢同位素组成。图 3 方框 C1 的氢同位素组成才能正确反映成矿流体的信息，但 仅凭流体的氢、氧同位素数据仍无法区分是 变质流 体还是原始岩楽流体参与了成矿作用 （ Groves et al.， 2005 ; Ridley et al.， 2000)。 流体包裹体稀有气体同位素比值和卤素比值可 以用来限定成矿流体源区性质，示踪成矿流体来源 (Kendrick et al.， 2002; 2011) 6 Fairmaid 等 （ 2011
32、) 研宄了澳大利亚东南部 Lachlan 造山带中的 Ballarat East 金矿床，他们利用流体包裹体中稀有气体 4Ar/36 ArCl/36Ar 和卤族元素 Br/CH/Cl 的图解，识别出成 矿流体可能来自遭受海水蚀变的玄武岩，并且与富 含有机质的沉积岩经历了水 -岩相互作用。 Fu 等 (2012)对Lachlan造山带内的金矿床进行了更加系 统的研宄，进一步验证该地区造山型金矿床成矿流 体可能存在两端员混合。 Fu 等 （ 2012)倾向认为流 体来自深部基底岩石变质作用，在流体与沉积岩发 生水 -岩相互作用时，萃取了沉积岩中的金元素及矿 化剂硫元素，同时加入与沉积岩相关的信息
33、（ Br/Cl 和 I/C1 比值的升高 ） 。 热力学模拟计算表明，造山型金矿床流体是在 源区岩石发生绿片岩相到角闪岩相转变过程中形成 的。Phillips 等 (2010)以源区岩石为基性岩为例子， 在简化的岩石组分系统中，计算出温度在 440 4701 条件下，产生的流体 (C02) 3 xl08Pa)出溶的流体盐度相对较低。 但是目前无法得知深部岩浆出溶的流体是否也富含 C02。此外，假使存在这样的机制，但就目前识别出 的与成矿有关的侵入体规模，也无法提供形成金矿 床所需要的流体通量 （ Groves et al.，2005)。 2. 1.2 成矿物质来源 在造山型金矿床中，最主要载金
34、矿物为黄铁矿、 毒砂等硫化物，通常认为硫是金的矿化剂。如果金 和硫是同源的话，就可以将金的来源问题间接转化 为硫来源问题，因而探讨硫来源问题有助于解决金 来源的问题。 造山型金矿床硫同位素数据变化范围大，太古 宙造山型金矿床中硫化物 S34S 值变化范围主要局限 在09%c之间，显生宙造山型金矿床的 834S值从 -20%c变化到 25%c，暗示造山型金 矿床并没有一个 统一的硫来源 （ McCuaig et al.， 1998; Goldfarl) et al.， 2005)。硫化物 S34S值的变化，甚至出现负值， 可能是受流体氧逸度的控制 （ Hodkiewicz et al.， 200
35、9) 最新的研宄成果表明显生宙造山型金矿床和太 古宙造山型金矿床具有不同的硫来源 （ Chang et al.， 2008; Large et al.， 2011 ; Xue et al.， 2013)。在对 显生宙造山型金矿床硫同位素研宄中发现，以沉积 岩为容岩的造山型金矿床中，黄铁矿 S34S值随成矿 时代的变化趋势与海水中硫酸盐 s34s值的演化曲线 大致平行，这暗示着以沉积岩为容岩的造山型金矿 床的硫来自海水中的硫酸盐 （ Chang et al.， 2008; Large et al. 2011) 在太古宙造山型金矿床中，沉积型黄铁矿的硫 同位素出现非质量同位素分馏现象 （ MIF)
36、，然而矿 化黄铁矿的硫同位素未出现非质量同位素分馏，这 暗示成矿阶段的硫不是来自沉积岩地层中，而是来 自深部长英质岩浆或地幔源区 （ Xue et al.， 2013)。 然而 Gab Ury(2013)在太古代造山型金矿床的流体 包裹体中检测出乙烷，认为太古宙金矿床的源区岩 石为富含有机质的沉积岩，金和硫理应也来自富含 有机质的沉积岩。因此，关于太古宙造山型金矿床 的源区问题仍存在着争议，尚未解决。 依据硫的来源，推测造山型金矿床源区岩石的 基本类型为基性岩和泥质岩。然而金在这些源区岩 石中的平均含量通常不会很高，那么如何富集这些 分散在源区岩石中的金，成为解决金来源问题的关 键所在。金可以
37、在源区发生变质脱流体过程中富集 进入流体，或者是在流体迁移过程中萃取围岩中的 金， 进而不断发生富集。 Pitcairn 等 （ 2006 ;2010;2014)以新西兰 Otago 和 Alpine片岩带内的造山型金矿床为例，说明沉积岩 随着变质作用的进行可以释放出足够的金及为金迁 移提供所需的矿化剂硫，而基性岩尽管能提供足够 多的金元素，却无法释放 AS、 Sb、 Hg 等伴生元素。在 未变质的浊积岩内主要出现草莓状黄铁矿及少量黄 铜矿、闪锌矿和方铅矿，黄铁矿中含有丰富的 Au、 As、 Ag、 Hg等成矿元素。在次绿片岩相的变质岩中， 黄铁矿重结晶为磁黄铁矿，并释放出硫，成矿元素进 入辉
38、钴矿、闪锌矿和方铅矿中。在绿片岩相岩石中 磁黄铁矿成了主要的硫化物相，成矿元素及硫进入 变质流体中。在角闪岩相岩石中，黄铁矿、辉钴矿及 闪锌矿几乎不再出现，方铅矿少量出现，变质流体萃 取了这些硫化物中的成矿元素。可见，随着变质程 度的增加，黄铁矿转变为磁黄铁矿，成矿元素进入流 体的同时，还原性硫也进入了流体。 Large 等 （ 2012) 利用 LA4CPWS 分别分析了沉积黄铁矿和矿化黄铁 矿中的 Au、 As、 Pb、 Zn等微量元素，并探讨这些元素 迁移富集的情况，进一步验证沉积岩中草莓状黄铁 矿和基质是潜在的 Au 元素的富集源区。 Tomkins (2010)利用 Thermoca
39、lc 和 Perplex 热力 学软件计算表明，泥质岩释放出还原性硫的温压条 件为450 5501 和（ 2.57) xl08Pa。 基性岩释放 出还原性硫的温压范围很窄，并且释放出的 H 2 S含 量远远低于泥质成分的岩石，因而，泥质岩在提供矿 化剂硫的潜力上是优于基性岩的。 总之，能否成为金的源区，岩石中金的丰度很重 要，但更为关键的是存在释放金的机制，有源源不断 的流体、矿化剂硫持续萃取源区及迁移通道中的金 元素。综合前文可知，在以沉积岩为容岩的显生宙 造山型金矿床中最有利的金元素矿源层为碳质黑色 页岩等泥质岩，硫可能来自浊积岩等海相沉积岩地 层中，金和硫伴随源区岩石的变质作用进入成矿流
40、 体。对于太古宙的造山型金矿床，硫可能来自深源， 然而金如何从源区释放进入流体的过程还缺乏相关 研究。 2.2 金迁移过程 关于金的迁移过程需要回答 3 个问题：金迁移 的介质、金迁移的驱动力和金迁移的路径。 2.2.1 金迁移的介质 在造山型金成矿系统中，关于金迁移介质的性 质及金迁移的形式，前人已经作了大量的研宄工作， 取得了较大的进展 （ Mikucki et al.， 1993; Cassidy et al.，1993; Phillips et al. , 2004) p 根据成矿流体的 性质、矿石矿物和脉石矿物的共生组合关系，利用热 力学方法可以获得金迁移介质的物理化学参数。 依据成
41、矿流体盐度及蚀变带中 Nal 铝硅酸盐 矿物水解平衡，可估算金迁移介质的 pH 值 （ Henley et al.，1984; Mikucki et al.， 1993; Cassidy et al.， 1993)。查询相关热力学数据 （ 蚀变矿物的水解平衡 常数），在一定的成矿温度、压力条件下，绘制 log (aNa+ /aH+)与 log (aK + /aH +)矿物共生图解（图 4a)，在依据成矿流体的 Na+ /K+比值及蚀变矿物组 合，则可在图解中获得成矿流体的 pH 值。利用该方 法获得在不同成矿温度下造山型金矿床成矿流体的 pH 值均为中性或弱碱性（ Phillips et al
42、. , 1984; Neall et al.， 1987; Mikucki et al.， 1993),可见在成矿流 体迁移过程中， pH 值没有出现较大波动。 Phillips 等 (2004)认为利用该方法获得的 pH 值只能代表金发 生沉淀时的 pH 值，而无法代表金在迁移过程中迁移 介质的 pH 值。他们通过热力学模型模拟金迁移过 程，认为迁移介质的 pH 值可以在C02 的缓冲作用 下维持在一定范围内，以保证金在迁移介质中达到 最大的溶解度。 根据含铁矿物相的共生组合关系及成矿流体 C02/CH4 比值，结合矿物稳定共生 l g/(02)与 log %s相图，可以推测成矿流体的氧逸度
43、和总硫含 量。图 4b 中的阴影区为造山型金矿床成矿流体可 能的/( 2)和 2S条件。 自然金性质稳定，在各种酸碱性溶液介质中几 乎不发生溶解，溶解度极低，但金在王水 （ HC1: HN03 =3: 1)中溶解度极高。金在王水中被强烈氧 化形成 Au3+，并发生络合作用形成 AuCl4-，因此络 合物作用可以大大提高金在溶液中的溶解度。金在 自然界中的价态可以为 Au、 Au+、 Au3+。根据 Pearson (1963) 的 “ 硬软酸碱 ” 理论， Au+ 正电 荷数小 、离 子半径相对大、极化性低，为软酸 （ soft metal)，容易 和软碱 （ soft ligand)发生络合
44、作用，如形成 Au (HS) 2 _、 Au(S203)、 Au(CN) 2_、 Au(SCN_) 2_ 等络 合离子。后 2 种络合物主要在工业选矿中应用，自 然界中比较少见，人 11(1)2-、入 11(3203) -在自然界 中比较常见。在高氧化条件下，金通常被氧化成正 三价 ,Au3+电荷数高、离子半径相对较大、易极化，为 硬酸 （ hard metal)，容易和硬碱 C1_形成 AUC14_， 如在 高盐度、酸性地下水中 （ WilliamsJones et al.， 2009) 3而在造山型金矿床中，成矿流体为 HC-S体 系，氧逸度偏低， pH 呈中性或弱碱性，金最适合的迁 移形
45、式应该是以 Au(HS)2-络合离子形式存在 （ Ridley et al. ， 2000; Phillips et al. ， 2010) 。 图 4钾钠铝硅酸盐矿物稳定共生图解 （ a， Cassidy et al.， 1993)及矿物稳定共生 log/(02) 4 g ai;s图解 (b， Mikucki et al.， 1993) 各矿物相的活度均为 1;阴影区为某些造山型金矿床的可能成矿流体成分 ;粗实线为铁硫化物和铁氧化物的共生界线 ;细实线为含砷、铜矿 物相的反应边界线 ;细虚线为碳酸盐相的反应边界线 ;粗虚线为氧化还原缓冲体系；阴影区为某一造山型金矿床的流体成分 ;箭头为发生相
46、 分离过程的流体演化方向 Ab 钠长石； Kf一钾长石； Namica 钠云母； Kmica 絹云母； Kaol 高岭石； Hem 赤铁矿； Mt 磁铁矿； Py 黄铁矿； Po 雌黄铁矿； Sid 菱铁矿； Cep 黄铜矿； Bn 斑铜矿； As 金属砷； Apy 砷黄铁矿 Fig. 4 Stability relationships for Na-K aluminosilicates (a， after Cassidy et al. 1993) and Log/(02) versus log a2s diagram showing the stable solid Fe Cu， As-be
47、aring phases (b， after Mikucki et al.， 1993) Unit activities for all phases ； the shaded area corresponds to the field of mineralization fluid compositions ； Stability boundaries for Fe-sulfide and Fe- oxide phases are shown as heavy solid lines ； light solid lines and dashed lines show reaction bou
48、ndaries for Cu and As4)earing phases and carbonate phases (at x (C02) = 0. 25) ； heavy dashed lines are important aqueous redox buffers ； the shaded area corresponds to the field of mineralization fluid compositions ； the arrows indicate the fluid evolution during phase separation AbAlbite ； KfK-Feldspar; NarnicaNa-muscovite ； KnicaK-muscovite ； KaolKaolinite ； H