嫦娥五号将带回稀有物质，100吨够全球用一年，那究竟是什么？

目前，我国的嫦娥五号已经带着2公斤月球土壤飞离月球，进入环绕月球飞行的预定轨道。待到合适的时间窗口，它将启程返回地球，为我们带回极为珍贵的月壤。

嫦娥五号挖到的土并不是一般的土，这引起了很多科学家的极大兴趣。此前，美国宇航局（NASA）的阿波罗载人登月任务带回的月岩都十分古老，年龄普遍达到了31.6亿年。而嫦娥五号登陆了一个比较年轻的月表区域，在那里可以挖到大约12亿年前的月壤，填补月球时间空白，这能让科学家进一步揭开月球的演化之谜。

更为重要的是，嫦娥五号带回的月壤中还蕴藏着一种极为稀有的能源物质——氦-3。未来，氦-3很有希望解决能源危机问题，推动人类文明又一次突破性发展。正是出于这个原因之一，多个国家正对月球虎视眈眈，摩拳擦掌，准备前去月球开采，并建造永久性的月球基地。

那么，氦-3究竟是什么东西呢？为什么氦-3蕴含着巨大的能量呢？

氦-3是氦的一种同位素，它的原子核比最为稳定的氦-4少了一个中子，只包含一个中子和两个质子。氦-3的最重大潜在价值是用作可控核聚变的燃料，可以说是一种完美的能源物质。

目前，科学家正在研究的可控核聚变主要基于氢的两种同位素——氘（H-2）和氚（H-3）。不过，氘和氚的核聚变反应会产生中子，虽然它们可以在很大程度上被处理掉，但这种核聚变反应仍然不是百分之百清洁的。

相比之下，氘、氚与氦-3或者氦-3与氦-3的核聚变反应没有中子辐照问题，只会产生质子。由于质子带正电荷，它们能够通过外加电场进行无害化处理。不仅如此，氦-3的核聚变反应还会产生更多的能量。据估计，仅100吨的氦-3发生核聚变，所产生的能量就够全球使用一年。

传统的可控核聚变最终还是利用核反应释放出的能量来加热水，由此产生高压水蒸气，推动涡轮机进行发电。而氦-3的核聚变不需要烧水发电，可以通过像燃料电池的方式来直接发电，这种应用将是前途无量。人类不但能解决能源危机问题，而且还能真正飞向星辰大海。

虽然氦-3的应用前景巨大，但它们在地球上十分稀有，这与氦-3的形成方式有关。太阳风中存在氘和氚，当它们轰击行星的表面时将会产生氦-3。如果天体存在一个强大的磁场和浓厚的大气，太阳风难以到达表面，氦-3也就很难产生。

月球几乎没有磁场和大气，它的表面长期遭受太阳风的正面袭击，所以月表积累了丰富的氦-3，可开采的储量估计可达100万吨，远超地球的几百公斤。也就是说，月球上的氦-3储量足够让人类用上1万年。从月壤中提取出氦-3的同时，还能获得大量的氢、氦和碳等有用的资源。

除了月球之外，其他天体上还有更加丰富的氦-3。由于水星没有大气，磁场很弱，并且要比月球更加靠近太阳，体积更大，所以水星上的氦-3储量非常丰富，估计可达900万吨。另外，NASA的伽利略号木星探测器在1995年发回的数据表明，木星的大气中也存在丰富的氦-3。

考虑到月球上的氦-3，以及月球作为深空探测的跳板，多个国家打算在月球上建造基地。此前，俄罗斯邀请中国一同建立月球基地，美国联合另外七个国家开展新的探月任务，NASA计划于2024年把人类再次送上月球。

由此可见，嫦娥五号任务对我国的探月乃至深空探测意义重大。月球或将迎来人类激烈的竞争，我们不能再错过眼下的“大航天时代”。

与偏碱性侵入岩有关的金矿床

1.矿床概况

大庙铁矿床位于河北省承德市北约31km 处，属承德县高寺台镇王营村管辖，面积约3.4km2。

大庙铁矿由50多条矿体组成，单矿体长度大于100m 者有11条，10～100m 者22条，最长者470m；单矿体厚一般10～50m，最厚者90 m。单矿体之间距离数米至数十米不等，主矿区可以分成呈NE向排列的3个矿体群，其中W S部矿体群包括4条矿体，NE向长1500m；中部矿体群包括18条矿体，NE向长2600m; EN部矿体群包括6条矿体，NE向长500m。矿体走向一般为NE10°～30°，倾向SE，倾角70°～90°。矿体形态地表与地下深部不同，地表矿体形态呈不规则的囊状体，具中部膨胀及两侧分枝，规模较大；地下深部矿体多呈分枝脉状和脉状，少数呈透镜体。矿物组合较复杂，主要矿石矿物有钒钛磁铁矿、钛铁矿、硫钴矿、针镍矿、镍黄铁矿、磷灰石和金红石等，主要脉石矿物有绿泥石、纤闪石和斜长石，次要矿物有镁铁尖晶石、黑云母等。矿体大部分由致密块状铁矿石组成，浸染状矿石多分布在矿体边部，所占比例较低（一般占20%左右，但地表约占50%）。块状矿石的TFe含量在40%左右，TiO2含量为8%～13%,V2O5含量为0.2%～0.4%；浸染状矿石TFe含量一般25%左右，TiO2含量为5%～6%,V2O5含量为0.2%～0.3%。

大庙铁矿床成因类型属于岩浆晚期分异型。已探明储量：铁矿石约4770万吨、钛金属量约248.33万吨、钒金属量约81104 t。矿床规模：钛为大型矿床，铁、钒为中型矿床。

2.成矿地质背景及区域地球物理特征

（1）成矿地质背景

本区地处燕山台褶带与内蒙古地轴的交接地带，属于台褶带边缘、断裂隆起区的大庙穹断束地质构造单元。北界为丰宁－隆化EW 向深断裂带，南与古北口－承德－平泉深断裂相距25km，红石砬－大庙EW 向深断裂横贯本区的中间部位。

区内出露地层主要为新太古代变质表壳岩系和古元古代变质深成岩类，中元古代和中生代火山及陆相碎屑沉积岩亦有广泛分布。新太古界和古元古界分别为单塔子群和红旗营子群，由老至新划分为燕窝铺组、白庙组、凤凰嘴组、南店子组。燕窝铺组主要岩性为角闪斜长片麻岩夹斜长角闪岩，位于燕窝铺背斜核部，变质相为高角闪岩相，原岩恢复为基性岩及火山碎屑岩；白庙组地层分布在背斜两翼，以二长片麻岩和黑云斜长片麻岩为主，夹磁铁石英岩，变质相为角闪岩相，原岩为砂岩、粉砂岩及硅铁质泥岩；凤凰嘴组地层以黑云斜长片麻岩夹多层大理岩为主，变质相为角闪岩相至绿片岩相，原岩为砂页岩和碳酸岩；南店子组分布于丰宁－隆化深断裂带上，以黑云变粒岩、浅粒岩为主，变质相为角闪岩相至绿片岩相，原岩为砂页岩。受丰宁－隆化和红石砬－大庙两条深断裂的控制和影响，次生构造较发育，控制苏长岩及铁矿的生成。

区内岩浆活动十分频繁，先后有太古宙花岗质岩石，中元古代斜长岩、苏长岩和晚古生代超基性岩、花岗岩等侵入岩。此外，中生代中酸性火山喷发活动亦强烈。

大庙铁矿的成矿与中元古代斜长岩和苏长岩的关系密切。该岩石侵入在太古宇变质岩系之中，被侏罗系不整合覆盖，岩体东西长约45km，南北向宽为2～10km，西段称黑山岩体，出露面积约88km2，东段称头沟岩体。岩体由斜长岩和苏长岩及其同源多期侵入的脉岩组成，以斜长岩占绝对优势，苏长岩主要见于黑山岩体，受斜长岩的原生构造控制，沿其周边和内部的构造带产出。

（2）区域地球物理特征

区域磁场特征：1:20万航磁△T等值线平面图（图2-17e）上，矿床处在NE向正磁异常带的北侧梯度带上；在航磁△T化极等值线平面图（图2-17f）上，矿床则位于NE向正磁异常带中。

区域重力场特征：1:20万布格重力异常图和剩余重力异常图上（图2-17b、c），矿床均位于NE向重力升高异常中。重、磁异常吻合较好。

3.矿区地质及地球物理异常特征

（1）矿区地质成矿环境

矿区位于黑山基性杂岩体西南部，矿体主要产于暗色苏长岩及其附近的斜长岩中，可分为贯入或复杂贯入式及分凝式两种类型。矿体倾向SE，倾角为60°～700。受压扭性构造控制，在地表及近地表，矿体主要产于压扭性断裂及裂隙与SN 向张扭性断裂及裂隙交汇处，以不规则的囊状体形态产出；在地下深部，矿体主要受压扭性构造控制，生成分枝脉状和脉状体，并以左行雁行斜列式产出，矿体向西偏南方向侧伏，侧伏角约600，由东向西矿体尖灭标高越来越低。

（2）矿区地球物理特征

1:10万航磁△T等值线平面图上，大庙铁矿区为EW 向强磁异常，强度约1800nT左右，梯度陡。1:5万航磁△T等值线图（图2-18b）上，大庙铁矿区位于NE向强磁异常带西北部，次级叠加局部强磁异常明显，局部异常强度大（极大值达2850nT以上），梯度陡，北侧有明显的伴生负磁异常（极小值约－450nT）。化极处理结果（图2-18c），航磁异常整体向北移动，大庙铁矿区位于NE向强磁异常带中，与次级叠加局部强磁异常对应较好，局部异常范围较大、形态为向北东开口的“V”字形，异常形态与铁矿形态吻合较好。

地磁△Z异常（图2-19）是一个N NE向的以正磁异常为主的正负相间的复杂磁异常带，单个异常走向有近EW 向、NE向和NNE向多组（与异常带方向不完全一致），强度都在3000～5000nT以上，极大值万余纳特，每个单独正异常的北侧多有负异常伴生，极小值在－1000nT以下。高值异常均与钒钛磁铁矿体相吻合。

图2-17 大庙岩浆型铁矿典型矿床所在区域地质矿产及物探剖析图

a—地质矿产图；b—布格重力异常图；c—剩余重力异常图；d—航磁ΔT等值线平面图；e—航磁ΔT化极等值平面图；f—航磁ΔT化极垂向一阶导数等值线平面图（地质图原图比例尺1:50万，重磁数据比例尺1:20万）

1—第四系；2—白垩系；3—侏罗系；4—新太古界单塔子群；5—燕山期中酸性岩浆岩；6—太古庙—元古宙变质中酸性岩浆岩、片麻岩；7—中元古代辉长岩、透辉岩角闪石岩；8—中元古代斜长岩、苏长岩；9—断裂及其产状；10—大庙铁矿

图2-18 大庙岩浆型铁矿典型矿床所在地区地质矿产及物探剖析图

a—地质图；b—航磁△T等值线平面图；c—航磁△T化极等值线平面图；d—航磁△T化极垂向一阶导数等值线平面图

（地质图原图比例尺1:5万，航磁数据比例尺1:5万）

1—第四系；2—白垩系；3—侏罗系；4—新太古界变质岩类；5—燕山期中酸性侵入岩类；6一晚古生代中酸性侵入岩类；7—印支期基性侵入岩类；8—华力西期中酸性侵入岩类；9—太古宙混合岩类；10—太古宙深成变质岩、片麻岩；11—新元古代辉石角闪岩；12—中元古代斜长岩、苏长岩；13—断裂；14—大庙铁矿

4.岩（矿）石物性特征

区内主要岩（矿）石磁性参数列于表2-5。钒钛磁铁矿、铁磷矿属强磁性矿石，能引起强磁异常；含铁苏长岩、苏长岩属中等磁性岩石，能产生较强磁异常；斜长岩属弱磁性岩石，难以产生磁异常。

图2-19 大庙40、41号矿体及附近△Z地质综合图

（据李卫东，2010）

表2-5 大庙矿区岩（矿）石磁参数表

5.铁矿找矿标志

地质标志：

（1）沿深大断裂带分布的超基性、基性岩浆岩带。

（2）成矿母岩即是矿体围岩，主要为苏长岩、斜长岩等。

（3）矿体受岩体中构造裂隙带、不同岩相接触带和原生构造控制而成群产出。

（4）矿体主要由含钒钛的磁铁矿、钛铁矿组成，少量磷灰石、黄铁矿等。

航磁异常标志：

（1）反映超基性、基性岩的区域高磁异常（带）。

（2）区域高磁异常中局部叠加的次级异常。

（3）局部异常北侧伴生有负异常。

重力异常标志：

（1）反映断裂构造的重力梯级带。

（2）反映超基性、基性岩的重力高异常（特别是剩余重力高异常）。

由于金在碱性—偏碱性岩石中的含量较低，所以碱性—偏碱性岩石在金成矿中的作用在过去相当长的时期内没有被重视，尽管在加拿大阿比提比绿岩带很早就发现了金矿床与碱性岩共生的事实，但由于其金的丰度较低而未引起人们的注意（Tilling，1973；Kwong，1978；Ploeger，1980）。事实上，碱性岩与金矿的关系远比人们预料的密切的多。原苏联的远东地区、加拿大的提敏斯区和克克兰湖区均不乏与碱性岩有关的金矿床。近年来，国外发现了许多与碱性岩有关的金矿床，多是中、小型矿床，也有大型和超大型金矿床，其中最引人注目的是巴布亚新几内亚利希儿岛的Ladolan金矿和Porgera金矿，因此此类金矿的重要性也渐渐为人们所认识。20世纪80年代以来，我国也发现了几处此种类型的大-中型金矿床，如冀北东坪金矿、内蒙古哈达门沟金矿、山东平邑归来庄金矿、攀西地区的机器房金矿等。

（一）成矿地质环境

（1）区域地质背景

地台内坳陷区边缘的基底隆起区，这些地区常常分布有深断裂。

（2）火山地质背景

无火山岩。

（3）时差类型

同期同步型或滞后型。岩体主要形成于中生代，并且大多数为印支期，少部分为海西末期—印支期，而成矿则大多数为印支末期—燕山早期。

（4）岩石组合

以碱钙性为主，少部分为碱性，但一般不发生在具有似长石的过碱性岩体中。岩石类型主要以二长质、正长质和石英正长质为主。岩体一般为多期侵入的杂岩体，并以钾质-高钾质为主，与钠质碱性岩石无关。岩体主要侵入于太古宇变质岩中，其原岩往往为中基性火山岩，变质程度大多达角闪岩相，也有一些岩体侵入于古生代地层中。

（5）岩相条件

浅-中深成相。

（二）矿床地质特征

（1）控矿条件

矿化受深断裂一侧的次级断裂控制，一般为多期复合断裂。断裂性质多具有张扭性质。与浅成岩体有关的矿床则往往受爆破角砾岩以及围绕角砾岩的放射状断裂控制。多数矿床产于岩体的边缘，尤其是岩体在深部呈缓倾斜的一侧，部分产于围岩及岩体内部。

（2）矿体工业类型

石英脉型、蚀变岩型和角砾岩型。石英脉型又可以分为单脉型、复脉型和网脉型。但是石英脉型矿体在其尖灭处往往变成蚀变岩型矿体，往深部也往往变成蚀变岩型矿体。相对而言，石英脉型矿体的金的品位往往较其他类型矿体金品位要高。

（3）矿物组合

以出现较多的碲化物和金属硫化物含量低为特征。金属硫化物一般小于5%，在个别中甚至小于1%，如归来庄金矿。碲化物的种类往往较多，常见的碲化物有：碲金矿、碲银矿、自然碲、碲汞矿、碲镍矿、碲铅矿、碲铜金矿、碲银金矿、针碲金矿等，往往在一个矿区中出现10多种碲化物，在表生氧化条件下，还可以出现其他碲化物，最常见的次生碲化物是黄碲矿。主要金属硫化物有黄铁矿、方铅矿、闪锌矿、黄铜矿等，其中黄铁矿是最常见的硫化物，也是最主要的载金矿物之一。氧化物在此种类型金矿中也较为常见，以镜铁矿和磁铁矿为主，反映了氧化的环境。脉石矿物主要为石英、钾长石、萤石、方解石、绢云母等，其中以石英、钾长石和萤石分布最广。在形成时间上，大致可以划分为以下几个阶段：石英-黄铁矿阶段、石英-多金属硫化物-碲化物阶段和碳酸盐阶段。金主要形成于石英-多金属硫化物-碲化物阶段，但是碲化物一般比硫化物的形成要晚。自然金的成色高也是此种类型金矿的主要特征之一，其成色一般在900以上，可达990。

（4）蚀变及其分带

主要的蚀变类型有钾化、绢英岩化、硅化、萤石化、黄铁矿化、碳酸盐化和绿泥石化，其中与成矿关系最为密切的是硅化、钾化、绢英岩化、黄铁矿化和萤石化。高岭土化普遍发育，但不是热液过程形成的，而是表生氧化的产物。其蚀变强度往往直接反映了成矿的强度。早期蚀变往往呈面形蚀变，主成矿期和成矿晚期则呈线形蚀变。其中钾化、硅化、萤石化和绢英岩化出现在岩体内，绿泥石化出现在围岩中，由石英脉向两侧围岩蚀变强度变弱。

（5）地表氧化带特征

高岭土化、褐铁矿化和蜂窝状石英脉。

（三）矿床地球化学特征

（1）成矿温度

早期成矿阶段一般在300～350℃，主成矿阶段大多在200～250℃之间，晚期的碳酸盐阶段一般低于200℃，大多在130～150℃。碲化物的形成温度一般小于250℃，大多在180～230℃之间。

（2）盐度

以中-低盐度为特征，大多w（NaCl，eq.）在1.0%～10.0%，平均在5.0%左右。

（3）成矿压力和深度

变化较大，与浅成侵入体有关的金矿成矿压力大致在（300～450）×105Pa之间，相当于0.99～1.5km的深度；与中深成侵入体有关的金矿的成矿压力（1200～2300）×105Pa左右，相当于4.0～7.6km的深度液相成分中。

（4）成矿流体特征

阳离子以富Na+和 K+为特征，阴离子以富 Cl-、贫为特征。在有些矿床中，可能出现富 F-的现象。气相成分中主要为 H2O，其次为 CO2。其他气体少量。

（5）硫同位素

硫同位素组成一般与侵入体的围岩差别较大，而与侵入体的硫同位素组成相似，指示了硫主要来自于岩浆。

（6）铅同位素

矿石铅同位素变化范围一般较小，与偏碱性侵入体的围岩的铅同位素组成差别较大，而相对与偏碱性侵入体的铅同位素组成接近。其模式年龄往往介于基底变质岩的年龄与偏碱性侵入体的年龄之间，在Zartman&Doe（1981）构造模式图上，矿石和偏碱性侵入体落在地幔铅增长线附近，但并不完全重合，说明铅主要来自于岩浆，有少部分来自于围岩。

（7）氢、氧同位素

H、O同位素特征指示了早期成矿阶段主要为再平衡岩浆水，主成矿期为以再平衡岩浆水为主并有大气降水混入的混合水，而晚期则以大气降水为主，显示出由早到晚，大气降水增加的趋势，而且其水/岩比值也增加。

（四）与国外同类金矿的对比

国内与偏碱性侵入岩有关的金矿床的主要特征与国外同类矿床的对比如表4-6所示。通过对比可以发现，其矿床的地质-地球化学特征（包括围岩蚀变、矿石矿物组合、脉石矿物组合、物理化学条件以及同位素组成）基本相似，只是略有差别，如国外一些矿床基本出现硫盐和矾云母，而我国此类矿床中还没有发现矾云母和硫盐；另外，大地构造背景有所区别，我国此类金矿的大地构造背景为大陆板块内部，而国外则多为与俯冲作用有关。火成岩也尽管均为中性的偏碱性侵入岩，但我国为钾质岩浆，而国外为钠质岩浆。

表4-6 国内与国外的与偏碱性侵入岩有关的金矿床主要特征对比表

（五）实例

1.冀北东坪金矿床

东坪金矿是我国20世纪80年代中期在偏碱性杂岩体中发现的一个大型金矿床，随后又相继在该区发现了与此相似的金矿床（点）10多个，如后沟、黄土梁子、中山沟等（图4-11）。因此对其进行控矿条件的研究，不仅对在该区寻找东坪式的金矿床具有重要意义，而且对在我国其他地区寻找类似的金矿也同样具有重要的参考价值。

图4-11 水泉沟杂岩体地质简图

（1）成矿地质背景

东坪金矿区位于河北省北部崇礼县附近。大地构造位置属华北地台北缘，尚义-崇礼-赤城深大断裂南侧（图4-11），断裂北为内蒙古地轴，南为燕山沉降带，矿区即位于坳陷区边缘的基底隆起区。区域上出露的地层有太古宇桑干群变质岩系、元古宇长城系和蓟县系的一套海相沉积岩系以及侏罗系的火山沉积岩系。区内断裂构造较发育，主要有3组：EW向、NW向和NE向，其中以EW向断裂最为发育。

区内岩浆岩主要有元古宙小张家口超基性岩、海西末期—印支期的水泉沟碱性—偏碱性杂岩体以及燕山期的一些花岗岩体。其中与东坪金矿关系密切的是水泉沟杂岩体。

水泉沟杂岩体呈近EW向展布，出露面积约400km2，岩体边界总体向外倾斜，北缘倾角陡，70°～80°，南缘倾角缓，45°～50°。杂岩体南北两侧围岩为太古宇桑干群涧沟河组片麻岩和斜长角闪岩等，其原岩主要为一套中基性火山岩系。该杂岩体岩石组合复杂，可以划分为四个岩石组合类型，即辉石闪长岩组合（由云辉闪长岩和二长闪长岩组成）、角闪二长岩组合（由角闪二长岩、含辉角闪二长岩、二长岩组成）、正长岩组合（由正长岩、霓辉正长岩、碱长正长岩和石英碱长正长岩组成），不同岩石组合之间以及不同岩石类型基本上呈渐变过渡关系，只有少部分呈侵入接触关系。杂岩体中有许多大小不等的围岩捕虏体（主要为太古宇变质岩），并且这些捕虏体的成分遭受了不同程度的改造，说明岩浆在上侵过程中遭受了同化混染作用。张招崇等（1996，1997）通过对其岩石化学、稀土元素、微量元素和同位素的研究认为，水泉沟杂岩体是一个钾质—高钾质的钙碱性、弱碱性和碱性岩石共存的杂岩体，但主体为弱碱性和碱性岩石，并且岩浆起源于壳幔过渡带。

（2）矿床地质特征

东坪金矿位于水泉沟杂岩体南部边缘的内接触带，容矿围岩主要为正长岩、碱长正长岩和石英碱长正长岩。矿区发现矿脉数十条，但目前具有工业价值的仅5条。按矿石的工业类型可以分为两种类型，一种是石英脉型，包括1号、2号、3号和22号脉；另一种是蚀变岩型，以70号脉为代表。一般而言，石英脉型矿体由石英单脉及其上下盘复脉、羽状支脉和肉红色钾长石化蚀变岩组成，局部在石英脉尖灭处，代之以钾长石化蚀变岩；蚀变岩型矿体一般主要由钾长石化蚀变岩组成，并往往有少量的石英细脉。但在东坪矿区，主要的工业储量仍然是石英脉型矿体。这些矿脉带的走向为0°～35°，多数为25°左右，倾向NW，倾角35°左右。每条矿脉一般由数个矿体组成，每个矿体延伸一般均超过100m。含金石英单脉品位较高，但向两侧的硅化和钾长石化蚀变岩，其品位逐渐降低。主要矿体之间由短小矿体连接，它们的走向为320°左右，倾向NW，倾角55°左右。这些小矿体呈石英单脉、石英复脉或石英网脉状，延伸多不超过数十米，其矿物成分及含矿性与主要矿脉大体相同。从宏观上看，上述两组矿体赋存于侧幕式排列的两组裂隙中，共同构成“多”字形的含矿带。它们的衔接处，即交会部位常常是金的富集地段。

脉石矿物以石英和钾长石占绝对优势，其次为绢云母、钠长石、方解石、重晶石和高岭石等，金属矿物含量较低，一般小于5%，最常见的为黄铁矿，其次有镜铁矿、闪锌矿、方铅矿和黄铜矿等；微量的有自然金、黝铜矿和碲化物（自然碲、碲金矿、碲铅矿、碲铋矿）等。自然金的颗粒一般不超过0.2mm，最大可达5mm，成色较高，为937～990。统计结果表明，自然金主要分布于石英中（>70%），其次为黄铁矿、褐铁矿和方铅矿中（约20%～25%），再次为镜铁矿和钾长石，并且在石英脉型矿石中的数量也多于在蚀变岩型矿石中的数量。而碲金矿则无一例外地出现在石英脉型矿石中，并且几乎都分布于石英的裂隙中。在空间上，从地表，Te/（Au+Ag）的比值降低。

围岩蚀变的主要类型有钾长石化和硅化，另外还有钠长石化、绢云母化、碳酸盐化、高岭土化和重晶石化，其中后三者为成矿期后低温蚀变的产物。而肉红色的钾长石化则是东坪金矿乃至赋存于水泉沟杂岩体的所有金矿的典型特征。在东坪矿区，钾长石化可分为三期：第一期呈面形蚀变，形成的钾长石颗粒粗大，蚀变波及整个矿区，为岩浆期后自交代作用的产物。第二、三期钾长石化均呈线形蚀变。第二期钾长石化呈砖红色致密状分布于主成矿期乳白色石英脉的外侧，第三期钾长石化呈肉红色中细粒，主要分布在灰-灰白色石英脉发育处，尤其是网脉状及复脉状石英脉发育地段。后两期的钾长石化蚀变岩往往构成金矿石。在空间分布上，表现为以石英脉为中心，呈不太明显的分带性：近石英脉为强蚀变带，宽度一般为1～2m，蚀变岩石主要由微斜长石组成，还有少量的石英、钠长石和黄铁矿等。其原岩已无法辨认。弱蚀变带保留了正长岩的特征，只是发生了部分的钾长石化，还有微弱的硅化和黄铁矿化。蚀变宽度为3～5m，蚀变带的颜色也由强蚀变带的肉红色变为粉红—黄白色，两者之间无明显的界线，呈渐变过渡关系，反映了蚀变带是由热液沿断裂扩散交代的产物；另一种蚀变形式是中间为石英脉，其上、下盘均为硅化、钾化蚀变岩，其中下盘宽度较宽，约2m，上盘约1m，表现为岩石褪色，变为灰白色，蚀变以硅化为主，次有钠长石化、绢云母化和钾长石化，它与石英脉的界线清楚。硅、钾化蚀变岩的另一侧逐渐变为强钾化蚀变岩，然后再过渡为弱钾化蚀变岩，再过渡为围岩。这些都呈渐变过渡关系，其中强钾化蚀变岩和弱钾化蚀变岩的宽度约10m，并且在强钾化蚀变岩中往往分布有石英细脉。

根据切割关系，热液活动可以划分为5个阶段：①乳白色石英-钾长石-黄铁矿阶段，该阶段的石英以乳白色、粗粒为特征，与其共生的黄铁矿呈粗粒，立方体晶体。该阶段矿化微弱。②镜铁矿-自然金-石英阶段，为金的主要成矿阶段之一，其中自然金分布于镜铁矿和石英的裂隙中。③多金属硫化物-自然金-石英阶段，为金矿化的最主要的成矿阶段，其中石英呈灰白色、中细粒、半透明。④灰色玉髓状石英-黄铁矿阶段，此阶段的石英脉常分布在成矿期石英脉的两侧，宽度一般为5～20cm，中间往往有**条带，在矿体尖灭处及70号脉较为发育，结晶极差，呈玉髓状。此阶段金矿化较弱。⑤碳酸盐-重晶石阶段，以碳酸盐-重晶石脉的形式沿裂隙贯入，并切穿所有早期形成的石英脉。其中金矿化主要与第②、③阶段有关。

东坪金矿区花岗细晶岩脉切穿早期的石英脉（无矿）而又被含矿石英脉切穿，所以其成岩时代基本上可以代表成矿的早期时代，其K-Ar全岩年龄为191.0Ma（卢德林等，1993），但对钾长石的K-Ar年龄测定结果却差别较大，为156.7～204.17Ma，基本上说明，成矿形成于燕山早期。

（3）矿床地球化学特征

流体包裹体均一法测温结果表明，其形成温度变化范围较大，为150～337℃，其中早期无矿阶段的石英脉为315～337℃，金-多金属硫化物阶段为244～285℃，晚期碳酸盐-重晶石阶段为150～185℃。其盐度变化范围w（NaCl，eq.）为1.5%～10.0%，平均为5.33%，压力为（1670～2300）×105Pa，其形成深度相对于1～2.83km。

流体包裹体液相成分中阳离子以K+和Na+为主，Mg2+含量甚低，阴离子以Cl-为主，含量相对较低；气相成分中以 H2O为主，其次为 CO2，尤其是主成矿期的 CO2含量更高。

东坪金矿δ34S值为-4.20‰～-16.30‰，平均值为-8.32‰，总体上显示出陨石值较远的负值，塔式分布不明显，而本区的变质岩的δ34S值为-0.04‰～+3.40‰，平均值为1.76‰，表明它们差别较大。

东坪金矿矿石中方铅矿的铅同位素组成为：206Pb/204Pb=17.45～17.6924，207Pb/204Pb=15.44～15.5552，208Pb/204Pb=37.42～37.7912。太古宇桑干群变质岩的铅同位素组成为：206Pb/204Pb=14.30～14.48，207Pb/204Pb=14.79～14.94，208Pb/204Pb=34.0925～36.1972。水泉沟杂岩体的铅同位素年龄为：206Pb/204Pb=16.4565～17.362，207Pb/204Pb=15.2701～15.4723，208Pb/204Pb=36.5329～37.3901。通过对比容易发现，矿石铅同位素组成与水泉沟杂岩体接近，而与桑干群变质岩的铅同位素组成差别较大。矿石的模式年龄变化较大为412～494Ma，介于水泉沟岩体与桑干群变质岩的年龄之间。由此说明，铅主要来自于水泉沟杂岩体，同时也可能有少部分来自于桑干群变质岩。在Zartman&Doe（1981）的构造模式图上，矿石铅同位素组成基本上落在造山带铅演化线附近，这也暗示了矿石中的铅不是单一成因的铅，而是混合铅。

东坪金矿床的H、O同位素组成见表4-7。东坪金矿区花岗细晶岩的地球化学特征表明它们与水泉沟杂岩体是同源岩浆演化的产物，所以其H、O同位素组成可作为东坪金矿的原始岩浆水的同位素组成=8.19‰，=-74‰）。但由表 4-7 可知，热液阶段的为-81‰～101.3‰，明显比花岗细晶岩低，反映了大气降水的加入。值从第 I成矿阶段至第V成矿阶段依次降低，反映了大气降水在成矿过程中所占的比例越来越大，并且在第V成矿阶段则几乎全为大气降水。计算的第Ⅰ、Ⅲ和Ⅳ水岩比为0.2～2.0，晚期碳酸盐-重晶石阶段的水岩比为5.0。蚀变岩的氧同位素分析结果同样也反映了成矿热液中混入了大气降水：强钾化蚀变岩的δ18O 值（3.9‰）比弱钾化蚀变岩的δ18O值（7.0‰）显著降低。

表4-7 东坪金矿床H、O同位素组成

综上所述，东坪金矿是在燕山早期形成的，其成矿物质主要来自于岩浆，亦即水泉沟杂岩体的偏碱性岩浆，少部分来自于其基底桑干群变质岩，成矿热液中的水早期以岩浆水为主，主成矿期的水为混合水，而晚期则基本上为大气降水。

2.山东平邑归来庄金矿

归来庄金矿位于山东省平邑县东南约30km，是20世纪80年代末在沂沭断裂带以西首次发现的大型金矿。

（1）成矿地质背景

归来庄金矿位于沂沭断裂带西侧尼山隆起的东北边缘，燕甘断裂带东侧次一级近东西向的爆发角砾岩带中（图4-12）区内出露的地层有新太古代泰山岩群山草峪组黑云母和角闪石变粒岩，寒武系页岩、砂岩、灰岩和白云岩（属陆表浅海相碳酸盐及泥砂质沉积），中下奥陶统灰岩和白云质灰岩（稳定型海相沉积），石炭系泥岩和灰岩，侏罗系长石石英砂岩和紫红色页岩等。区内断裂构造发育，可以划分为NNW、NW、NE和近东西向4组，多属高角度正断层，其中NNW向的燕甘断裂控制了NW、近东西向断裂构造的展布。

区内燕山期岩浆活动强烈，形成了铜石次火山杂岩体，其Ar-Ar年龄为189.8Ma（林景仟等，1997）。该杂岩体出露面积约30km2。由三个阶段岩浆活动产物组成，第一阶段为二长闪长斑岩类岩石，第二阶段为二长质-正长质斑岩类岩石，第三阶段是爆破角砾岩体，矿化即与该期的爆破角砾岩有关。角砾岩体分布在二长斑岩体内及其与太古宙片麻岩的交界部位。在宝古山、银洞沟至麻窝东沟，角砾岩呈NW向展布；在大担山—小担山一带，角砾岩体呈SN向展布；在平邑县钢联矿坑附近，角砾岩呈NE向延续。这些角砾岩主要被蚀变和矿化产物胶结，有的角砾岩被粗面斑岩岩浆胶结。

（2）矿床地质特征

矿体赋存于偏碱性的铜石次火山杂岩体的东南分枝与寒武系长山组、凤山组及奥陶系冶里-亮甲山组接触边缘的爆破角砾岩带中。矿体产状与爆破角砾岩带的产状一致。工业矿体多集中在浅部-中深部，深部尽管角砾岩仍很发育，但矿化却明显减弱。现已控制 12个矿体，其中以 I号矿体最大，其余11个矿体均为单工程控制的零星小矿体。I号矿体赋存于爆破角砾岩体内及其顶底板破碎蚀变碳酸盐岩中，已控制长 500m，宽 0.7～21.3m，金品位（1.51～16.42）×10-6，最高可达20.21×10-6。矿体呈不规则脉状，沿走向及倾向呈舒缓波状延伸，分支复合、膨胀收缩现象明显。

图4-12 归来庄金矿田地质简图

矿石矿物组合简单，金属矿物的含量很低，常在1%以下。主要金属矿物有黄铁矿、白铁矿、方铅矿、闪锌矿、黄铜矿、自然金、银金矿以及碲化物等。其中碲化物的种类较多，有碲金矿、碲银矿、自然碲、碲汞矿、碲镍矿、碲铅矿、碲铜金矿、碲银金矿等。它们主要呈不规则粒状，常常是几种碲化物聚集在一起，有的呈交代关系。脉石矿物有萤石、石英、玉髓、蛋白石、方解石等。自然金主要以三种形式产出，一为裂隙金，其成色高，最高可达990，一般大于950，常与碲化物共生；另一呈包裹金形式产出，其成色相对较低；还有一种是粒间金。金矿物以细粒微细粒金为主（0.001～0.5mm），部分为次显微金，少量为中粗粒金。其形态主要为角粒状，其次为浑圆状、麦粒状和长角粒状，少量呈树枝状、板状。萤石是该矿床的特征矿物之一，呈多期产出。在岩浆结晶分异的晚期，有高温萤石的晶出，呈星点状八面体晶形分布于二长斑岩、正长斑岩中；在热液蚀变过程中，萤石主要呈交代斜长石和碳酸盐的形式产出；中低温热液阶段，萤石主要呈不规则的粒状集合体，颜色为紫色或淡绿色。

主要矿石结构有结晶结构（自形、半自形、他形晶）、交代残余结构、填隙结构等，矿石构造有角砾状构造、网脉状构造、浸染状构造、晶洞构造等。

围岩蚀变主要类型有萤石化、硅化、绢云母化、碳酸盐化、绿泥石化，其次有绿帘石化、冰长石化、黑云母化、水白云母化、高岭土化等，其中与金矿化最密切的是萤石化和低温硅化（玉髓和蛋白石），而高岭土化则是表生氧化阶段的产物。蚀变的分带性不明显。绢云母化有两期，早期绢云母化与硅化和碳酸盐化呈面型分布特征，中晚期绢云母化呈线形分布，后者对找矿有一定的指导意义。总体上，从时间上来说，蚀变依黑云母化-萤石化→硅化-绢云母化-碳酸盐化→绢云母化-萤石化→水白云母化-萤石化发生。

其分带序列为：（上部）Pb—Au—Cu—Zn—Sb—Ag—Bi—As（下部）

（3）矿床地球化学特征

流体包裹体测温结果表明，早期成矿阶段（成矿前）的均一温度为300～360℃，主成矿期阶段形成的萤石的均一温度为204～240℃，成矿晚期形成的低温萤石的温度为120～180℃，并大多集中在130～150℃。

早期成矿阶段形成的萤石中包裹体的盐度w（NaCl，eq.）为0.4%～6%，主成矿期萤石中的盐度为4%～10%，晚期形成的萤石中包裹体的盐度变化较大，为4.23%～18.63%。总体上，从早到晚，其盐度变大。计算的成矿压力为（330～460）×105Pa，大致相当于1.1～1.5km的深度。

成矿前石英中流体包裹体中的液相成分富 K+、Na+，而贫 Ca2+、Mg2+；含量较低，而含量低。

归来庄金矿黄铁矿的硫同位素值如表4-8所示，由表4-8可知，δ34S值为-0.71‰～2.990‰（9件样品），平均值为1.57‰，基本上与陨石的硫同位素接近，说明火成角砾岩、二长斑岩、正长斑岩、二长闪长斑岩、白云岩和矽卡岩中黄铁矿的硫与岩浆活动有关，是由岩浆活动带来的。

表4-8 归来庄金矿黄铁矿硫同位素分析结果

归来庄金矿区石英的 H、O同位素分析结果如表4-9 所示。由表 4-9 可知，值为2.19‰～13.46‰。其中硅化白云岩中的石英脉的值较低，指示了有大气降水的加入。产于其他岩石中的石英脉的值一般较高，只有个别较低（3.80‰），表明主要以岩浆水为主。硅化白云岩的δD值较高，为-15.5‰，暗示了有海水的加入，而海水则可能是沉积时被封存的。其他岩石中的石英脉基本上可以分为两组，一组为-68.9‰～-87.42‰，基本上与岩浆水接近；另一组的δD值较低，为-108.2‰～-148.0‰，指示了有大气降水的加入。

综上所述，归来庄金矿形成于燕山早期，其成矿物质绝大部分来自于岩浆，可能只有非常少的部分来自于地层。早期和主成矿期的水主要来自于岩浆水，晚期阶段主要以大气降水和海水为主，岩浆水所占的比例甚少。

表4-9 归来庄金矿区H、O同位素分析结果

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