王 硕，李志谦，刘云华，田育功，刘占晋

(长安大学地球科学与资源学院)

赤卫沟金矿床位于中国东北吉黑成矿带。该矿床自20世纪60年代被发现以来，不同生产单位和科研院所根据各自研究方向对其进行过大量研究，重点集中在基础地质及成矿流体方面，并根据流体包裹体研究成果及蚀变矿物组合，将其判定为与火山岩有关的低硫化型浅成低温热液型金矿床[1-9]。但是，值得注意的是，赤卫沟金矿床主体由受同一构造体系控制的3条含矿方解石脉组成；矿体中金属硫化物(<1 %)含量少，且其与金品位无明显相关关系；已有研究成果均未能解释如此大规模以方解石为代表的流体来源；同时，该矿床特征与同区其他金矿床特征区别较大。因此，赤卫沟金矿床物质来源及成矿机制仍存有疑问，本人之前提出的岩浆碳酸岩成因也还需进一步推敲[10]，而含金方解石脉的物质来源及属性就成了探讨该矿床成矿作用的关键。

1 区域地质特征

天山—兴蒙造山系东段的吉黑东部成矿带位于长春—延吉拼合带以北、小兴安岭及其以东地区(见图1-A)，滨太平洋构造域的东北亚地区陆缘造山系南部，是中国近年来新确定的成矿潜力区带。显生宙以来，吉黑东部成矿带经历了古亚洲洋构造域与滨太平洋构造域的叠加与转换，为两大构造体系共同作用的复合区域。进入中生代，古亚洲洋闭合，古太平洋板块向西侧欧亚大陆板块俯冲，使得该区域成为环太平洋成矿域的重要组成部分。中生代晚期，区域内发生大规模岩石圈伸展减薄事件[10-11]，并伴随了大量的金成矿事件[1,10,12-14]，具有良好的找矿潜力。

图1 赤卫沟金矿床大地构造位置图(A)及矿区地质简图(B)

区域出露地层有早古生界五道沟群变质岩系，晚古生代浅变质海相、海陆交互沉积岩夹少量碎屑岩，中生界主要分布有三叠系大兴沟群陆相火山喷发岩和晚侏罗世—早白垩世陆相火山岩。区域内断裂发育，多呈带状展布，可分为北西向、东西向、南北向、北东向和北东东向5组。其中，北东向、北东东向断裂为主体断裂。区域内侵入岩主要有2期：海西晚期花岗岩，岩性为正长系列的中酸性岩类，呈岩基产出；燕山早期花岗岩，岩性变化较大，白岗质花岗岩、钾质花岗岩、二长花岗岩和花岗闪长岩等[15-16]以岩株和岩基产出。另有少量花岗闪长斑岩脉、花岗斑岩脉、闪长玢岩脉分布。

2 矿床地质特征

赤卫沟金矿床为一中型金矿床，矿区零星出露二叠系柯岛组浅变质海相、海陆交互相沉积岩，夹少量浅变质碎屑岩，白垩系火山岩(见图1-B)以角度不整合覆盖其上，为一套中性—中酸性火山碎屑岩及其熔岩类，岩性主要为安山质集块角砾岩、安山质熔岩、安山质凝灰岩、安山岩、流纹质熔结凝灰岩和流纹岩。矿区侵入岩不发育，主要为与火山喷发作用同一时期的超浅成岩脉及小岩株[2,9]，岩石类型主要为次安山岩、次安山玄武岩、次粗面安山岩和闪长玢岩等。矿区构造以3条控矿的北北东向压剪性断裂为主，受区域构造活动影响，成矿后期断裂沿北北东向、北东向、北西向发育，将矿脉、岩脉破碎、错断，显示出多期次、继承性活动特点。

矿区内矿体严格受断裂中的方解石脉控制，自西向东分别为Ⅰ号、Ⅱ号和Ⅲ号方解石脉(也可称之为矿脉)。矿体位于矿脉上部，二者产状一致。矿体多富集于矿脉分支复合、转弯、膨大部位，向北东侧伏，侧伏角20°～30°，埋深50～200 m。矿体分布不连续，间隔多在70～120 m，其间由不达边界品位的矿脉相连，矿体厚度小于或等于矿脉厚度(受方解石脉蚀变交代的围岩出现矿化但不达边界品位)。与一般热液矿床Au元素富集于多期次热液脉中不同的是，Au元素分布表现出类似岩浆分异的特征(见图2)，方解石脉多期次穿插现象相对少见(见图3-a)。根据局部矿物组合及其结构构造特征，可划分7种不同类型矿石，分别为：冰长石-石英型、粗巨粒方解石型、中细粒方解石型、中细粒石英-方解石型、细粒石英脉型、乳白色粗晶石英-方解石脉型、石髓-微晶石英型。矿石中贫金属硫化物，具有自形—半自形结构、他形粒状结构、压碎结构，稀疏浸染状构造、角砾状构造、梳状构造和晶洞构造等。矿脉中金矿物以自然金和碲化物的形式出现，银矿物以自然银、银的碲化物和硫化物形式存在，如自然金、银金矿、辉银矿、针碲金矿、碲银矿和碲金矿[1,4,7,17-19]。少量产出的金属硫化物有黄铜矿、黄铁矿、黝铜矿、方铅矿和闪锌矿等。非金属矿物主要为方解石，其次为石英，少量冰长石(见图3-b)、白云母、明矾石、绢云母、重晶石等。金、银矿物与方解石、石英等矿物共生、连生，暗示其成因上的联系。

图2 赤卫沟金矿床Ⅰ号矿脉金品位等值线图(据文献[19]修改)

围岩蚀变受断裂控制，以碳酸盐化(见图3-c)为主,分布于矿脉两侧20 m范围内，蚀变强度与矿体距离有关，可见霓长岩化蚀变中常见矿物组合，如钠长石、霞石(见图3-d)、磷灰石(见图3-e)和赤铁矿(见图3-f)等碱交代现象，这与火成碳酸岩蚀变矿物组合特征一致[10,20-21]，也和赤卫沟金矿床流体包裹体激光拉曼光谱分析显示成矿流体富K+的特点相吻合，除上述碱性蚀变矿物外还有冰长石对称出现在含矿石英-方解石脉体两侧。

a—八中段方解石脉 b—方解石脉穿切安山质岩屑晶屑凝灰岩，正交偏光 c—绿泥石化、碳酸盐化安山质凝灰岩，正交偏光 d—蚀变安山质凝灰岩中的霞石，单偏光 e—蚀变安山质凝灰岩中的磷灰石，单偏光 f—蚀变安山质凝灰岩中的黄铁矿与赤铁矿，反射光 Ne—霞石 Ap—磷灰石 Aul—冰长石 Cal—方解石 Chl—绿泥石 Py—黄铁矿 Hem—赤铁矿图3 赤卫沟金矿床井下方解石脉及围岩显微照片

3 分析方法

选择赤卫沟金矿床含金方解石脉作为分析测试对象，用以成矿物质来源、矿石属性及成矿机制研究。所采样品的稀土元素及微量元素在吉林大学测试实验中心测定，采用美国安捷伦科技有限公司Agilent 7500A型耦合等离子体质谱仪(Z/T0223-2001)测试，样品测试经国际标样BHVO-2、BCR-2和国家标样GBW07103、GBW07104监控，分析精度为：元素质量分数大于10×10-6的误差小于5 %，小于10×10-6的误差小于10 %。含金方解石脉C、O同位素分析在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成，测试仪器为MAT-253型稳定同位素质谱仪，采用的国际标准为CDT，分析精度为±0.2 ‰。

4 地球化学特征

4.1 稀土元素及微量元素

赤卫沟金矿床含金方解石脉稀土元素和微量元素分析结果见表1。含金方解石脉稀土元素(REE)质量分数(2.05×10-6～9.66×10-6)较低且变化集中，与南秦岭东沟坝铅锌矿床碳酸岩[22]、甘肃礼泉块状碳酸岩[23]及接沙坝碳酸岩相近[20]，它们低于国内外大部分碳酸岩，与意大利南部和乌干达Fort Portal的碳酸岩相似，属于一类特殊高钙低碱碳酸岩的共有特征[23-26]。稀土元素球粒陨石标准化配分曲线显示为明显的右倾型(见图4-a))，轻稀土富集，w(LREE)/w(HREE)为5.51～9.55。所有样品表现出明显Eu正异常(δEu=1.08～1.65)及弱Ce负异常(δCe=0.82～0.96)现象。相似的稀土元素球粒陨石标准化配分曲线指示它们来自同一源区。微量元素原始地幔标准化蛛网图(见图4-b))同样表现出一致的配分形式。样品富集不相容元素Rb、Sr、Hf。其中，Sr表现出显著的正异常，这与世界各地火成碳酸岩特征相似，XU等[21]通过总结大量碳酸岩地球化学数据认为，高度富Sr是判别火成碳酸岩的重要标志之一。

表1 赤卫沟金矿床含金方解石脉稀土元素和微量元素分析结果 10-6

图4 赤卫沟金矿床含金方解石脉稀土元素及微量元素模式图(标准化值据文献[27-28])

4.2 C、O同位素

C、O同位素由于其特殊的地球化学属性，能够在不同的环境中发生分馏，因此成为了地质学家探讨成矿物质来源的重要手段。赤卫沟金矿床含金方解石脉C、O同位素分析结果见表2。由表2可知：δ13CV-PDB值分布相对集中，为-9.1 ‰～-6.3 ‰，δ13OV-SMOW值变化范围较大，为-3.0 ‰～-0.5 ‰，并表现出随着成矿作用的发生δ13OV-SMOW值越小的趋势。

表2 赤卫沟金矿床含金方解石脉C、O同位素分析结果

5 讨 论

5.1 成矿物质来源

C同位素作为成矿物质来源的有效示踪剂，在自然界中主要分布于以下3个源区：①深部地幔脱气或岩浆作用，δ13CV-PDB值分别为-9 ‰～-3 ‰和-5 ‰～-2 ‰；②海相碳酸盐岩溶解及脱碳酸作用，δ13CV-PDB值为±4 ‰[29]；③有机质脱羟基及氧化作用，δ13CV-PDB值为-30 ‰～-15 ‰，平均值为-22 ‰[30-31]。C、O同位素储集库各具分流特征，使得它们的所属区域各有不同，在δ13CV-PDB-δ18OV-SMOW图解(见图5)中，赤卫沟金矿床含金方解石脉样品落在火成碳酸岩和地幔包体、超基性—基性岩浆叠合区附近。可见，本次测试样品所得δ13CV-PDB值与碳酸岩岩浆或超基性—基性岩浆范围一致，显示出明显的深源碳同位素特征。δ13OV-SMOW值则表现出受到大气降水影响的演化趋势而偏离深源岩浆区。前人对该矿床进行的同位素示踪工作同样支持这一结论：流体包裹体H、O同位素组成介于岩浆水与大气降水线之间，流体演化初期以岩浆组分为主[2,32]；δ13CV-PDB值为-8.3 ‰～-7.0 ‰[2]，与本次研究结果一致，显示深源岩浆成因，而矿区内二叠纪大理岩δ13CV-PDB值为3.6 ‰，δ13OV-SMOW值为20.6 ‰，与沉积(变质)岩源区相符，明显与成矿作用无关[2-3,33]；黄铁矿δ34S值最大变化范围为-3.4 ‰～4.9 ‰，多集中于-1.7 ‰～0.7 ‰，显示正态分布的特点，极差小，均一程度高，具有塔式效应，与陨石硫类似[2,4,34-36]；方铅矿Pb同位素组成与太平洋地区新生代幔源火山岩Pb同位素组成一致[35]，同样应来自深部地幔[1,37-38]，且具有未受混染的单阶段演化特征。此外，冯守忠[1]对赤卫沟金矿床矿脉中黄铁矿标型特征的研究得出，微量元素w(Co)/w(Ni)值为2，反映了岩浆作用在成矿过程中的重要性，这一分析结果也从矿物地球化学的角度佐证了赤卫沟金矿床成矿物质来自于深部岩浆活动。

图5 赤卫沟金矿床含金方解石脉δ13CV-PDB-δ18OV-SMOW图解(据文献[38]修改)

伴生元素方面，赤卫沟金矿床矿脉中金矿物、银矿物除以自然金和自然银的形式出现，碲化物也是其形成的主要矿物，如针碲金矿、碲银矿和碲金矿。地球整体及各圈层中碲的丰度值：地球整体为0.16×10-6，地壳为0.000 55×10-6，地幔为0.001×10-6，地核为0.52×10-6[39]。从丰度值分布可见，碲的地壳丰度很低，是一种在地幔和地核中富集的元素，赤卫沟金矿床矿石中广泛出现的含金碲化物，反映了成矿物质来自地球深部。综上所述，结合Sr正异常等特征，赤卫沟金矿床含金方解石脉及成矿元素应来自深部地幔的碳储集库，其岩浆碳酸岩成因可以得到进一步论证。

5.2 成矿机制

中国东北地区中生代火山岩浆作用可划分为6期：晚三叠世、早—中侏罗世、晚侏罗世、早白垩世、早白垩世晚期和晚白垩世[40]。这6期火山岩形成的具体构造背景尚有争议，但吉黑东部成矿带侏罗世以来的岩浆活动受控于环太平洋构造域这一观点已基本达成共识[40-42]。前人研究认为，赤卫沟金矿床含金方解石脉形成时代为140 Ma[1,18,43]，火山岩形成时代为149.5 Ma[18]，与矿脉密切伴生的闪长玢岩形成于109.3 Ma±2.1 Ma[44]，综合上述年龄推断赤卫沟金矿床应形成于109～140 Ma，这时正处于太平洋板块向欧亚大陆板块俯冲阶段。

已有研究表明，火成碳酸岩多产自拉张背景下。燕山期以来，区域受古太平洋板块向西侧欧亚大陆板块俯冲作用影响，至中生代晚期，持续的俯冲作用造成区域内岩石圈加厚，在早于145 Ma[11]时发生重力失稳导致的拆沉作用，引发大规模岩石圈伸展减薄事件，并在120～130 Ma达到高峰。赤卫沟金矿床含金方解石脉即形成于岩石圈伸展的初始阶段，与前人得出火成碳酸岩形成于拉张构造背景下的结论吻合。

与碳酸岩熔体形成相关的部分熔融作用可发生在岩石圈地幔[45]，也可以发生在软流圈地幔，这是目前已知的最深岩浆源区之一，其中的碳质来源均与板块俯冲作用有关[46-47]。俯冲过程中，蛇绿碳酸岩(Ophicarbonate)、蚀变玄武岩及碳酸盐沉积物将经历一定程度的脱碳作用[48-49]，岛弧岩浆作用会释放出一部分进入俯冲带中的碳，其余大部分碳酸盐则能够被带入到深部地幔。高温高压试验[50]、来自过渡带及下地幔的金刚石中碳酸盐熔体[51]和多相包裹体[52]研究证实了上述载体中的碳酸盐可随洋壳俯冲到地幔过渡带甚至下地幔，当然，地幔中碳还有一部分来自于地核及地幔自身的脱气作用。岩相学研究显示，赤卫沟金矿床含金方解石脉中伴有石英产出，且矿区内发育大量霞石和绢云母，显示出富硅、富碱的特征。早白垩世期间，太平洋板块俯冲引发大规模伸展减薄事件[53-54]，富硅、富碱的地幔源区生成了高钙、高硅、高碱的碳酸岩岩浆，地幔中的金以金硅络合物(AuH3SiO4)或胶体形式赋存，并被岩浆携带向地壳浅部运移，在地壳浅部就位过程中与大气降水混合，致使温度、压力降低及SiO2沉淀。生脱碱(霓长岩化)作用也使得方解石脉原生C、O同位素组合特征被改造，C同位素保留深部岩浆碳酸岩特征，而O同 位素则因为大气降水的加入而向远离岩浆区发生漂移，这一过程中金元素沉淀形成了赤卫沟碳酸岩岩浆型金矿床。

6 结 论

1)赤卫沟金矿床与浅成低温热液型矿床明显不同，其矿脉为3条方解石脉，稀土元素及微量元素显示出高钙、低碱碳酸岩的特征。

2)赤卫沟金矿床含金碳酸岩脉C、O同位素分析结果表明其为幔源岩浆演化的产物，并在后期有大气降水的加入，这也证实了赤卫沟金矿床的成矿机制为碳酸岩岩浆演化后期与大气降水发生混合造成的金沉淀成矿作用。