黑龙江老人床品牌排行榜 黑龙江省漠河县砂宝斯金矿床

砂宝斯金矿位于黑龙江省漠河县西北前者谈部大兴安岭北段，属原始森林覆盖区，是武警黄金第三支队于1990～1991年进行1∶5万水系沉积物测量时发现的大型岩金矿床，矿床已达详查程度（齐金忠等，2000）。

1 区域成矿地质环境

1.1 大地构造单元

在大地构造位置上属慧碰额尔古纳地块，位于额尔古纳褶皱带NE端，上黑龙江中断陷西部，金矿床地处NE向乌玛-司洛夫卡河断裂北侧（齐金忠等，2000）。

1.2 区域地层

区域上出露的地层有：中元古界兴华渡口群片岩、片麻岩、斜长角闪岩、变粒岩及混合岩类；古生界寒武系额尔古纳组大理岩及片岩；泥盆系结晶灰岩、泥灰岩等；中生界是本区最发育的地层，不整合覆盖于古生嫌大界之上，早期（早、中侏罗世）为河湖相碎屑沉积，形成侏罗系绣峰组、二十二站组及额木尔河组砂砾岩、砂岩、页岩夹煤线；晚期（晚侏罗世-白垩纪）形成中基性-中酸性火山熔岩及凝灰岩，构成大兴安岭火山岩带的一部分。区域上岩金矿床主要赋存于中侏罗统砂岩中，也有部分金矿化点赋存于兴华渡口群中（齐金忠等，2000）。

1.3 区域构造格架

区域上由内蒙古延入的NE向得尔布干岩石圈断裂是黑龙江西北部的一级断裂构造。此外，本区次一级的壳断裂有NE-NEE、NW-NWW向两组。其中NE-NEE向断裂构造由一系列近于平行的长达100～200km断裂构成，在断裂带的北东段有呈串排列的火山口。NW-NWW向断裂构造也是区域上的一组重要构造带，由多条大体等距平行的断裂组成，沿该组线性构造也分布有一系列的火山口。NW-NWW向构造与NE-NEE向线性构造相互交切，构成本区基本的断裂构造格局（齐金忠等，2000）。

1.4 区域岩浆活动

区域上出露的岩浆岩较为复杂，主要有张广才岭期花岗岩，以规模较大的二长花岗岩和正长花岗岩为主，其Sm-Nd年龄为614×10 ⁶ ～638×10 ⁶ a；华力西期花岗岩多为NE向展布的岩基，岩性为二长花岗岩、花岗闪长岩及碱性花岗岩，其K-Ar年龄为268×10 ⁶ ～312×10 ⁶ a；还有燕山期花岗岩，主要分布于北极村河和龙沟河一带，岩性主要为花岗闪长岩和花岗斑岩，多以岩枝或岩株产出，其K-Ar年龄为92×10 ⁶ ～126×10 ⁶ a。此外，还有一系列的脉岩，包括伟晶岩脉、细晶岩脉、花岗闪长岩脉、花岗斑岩脉、闪长岩脉及霏细岩脉等，与之有关的矿种有Au，Ag，Hg，Pb，Mo等（齐金忠等，2000）。

1.5 成矿单元

金矿床成矿单元为天山-兴安成矿域，内蒙古-大兴安岭成矿省，额尔古纳成矿带。

2 矿区地质特征

2.1 赋矿地层

矿区主要出露以下地层：古生界下泥盆统泥鳅河组，该组岩性为板岩、结晶灰岩和泥质岩，与下伏的大理岩地层为不整合接触或断层接触。板岩、灰岩中可见硅质条带和黄铁矿细脉，局部黄铁矿极富，但金含量极低（仅为10×10 ^-9 ）。中生界侏罗系二十二站组，该组分布广泛，金矿体、矿化体均产于其中（图1）。其岩性主要为一套陆源沉积岩及火山凝灰质沉积岩，包括各种粒度的砂岩、粉砂岩、凝灰质砂岩及煤线夹层。砂岩的含矿性与砂岩的粒度大小有关，矿体多产于中细粒砂岩中。另外，含碳质较高的岩性段，金品位明显增高（齐金忠等，2000）。

图1 砂宝斯金矿区地质略图

（据武警黄金第三支队，1994）

Q—第四系松散堆积物； —中粒砂岩夹薄层细砂岩及煤线； —粉砂岩； —细粒砂岩； —中粒砂岩；

—粗粒砂岩（含火山凝灰岩夹层）； —结晶灰岩、泥灰岩； —大理岩及石英大理岩；P/γδπ—破碎带/花岗闪长斑岩脉。Ⅰ～Ⅲ—金矿体及编号。1—不整合地质界线；2—实测断层；3—性质不明及推测断层

2.2 矿区岩浆岩

在砂宝斯矿区未发现有岩基、岩株出露。而在矿区北部10km附近有一燕山期花岗岩株，其面积大致为3～4km ² 。根据遥感解译结果，该岩株正好出露于砂宝斯环形构造的中心部位，显示了砂宝斯环形构造为一由岩浆活动引起的热环。值得注意的是已发现的砂宝斯金矿、老沟岩金矿点和三十二站岩金矿点均处在该热环的边缘，显示了该热环对金矿的形成有明显的控*用。在砂宝斯矿区出露有较多的岩脉，其中规模较大的是花岗闪长斑岩脉。该岩脉长＞150m、宽0.5～1m，走向为SN向。Ⅲ号矿体即位于该岩脉的接触带附近。在岩脉边部侏罗系砂岩明显有被烘烤变质而产生角岩化的迹象。该岩脉中矿物成分明显分为两个世代，早世代矿物颗粒粗大，晚世代矿物颗粒细小，并且早世代矿物有碎裂并被晚世代矿物充填包裹现象，反映岩脉为岩浆结晶分异过程中因构造活动而贯入形成的产物。根据岩性及产状判断该岩脉可能与矿区北部的花岗岩株为同源产物。

金矿区除花岗闪长斑岩外，在侏罗系砂岩中还见有石英斑岩、闪长玢岩及霏细岩等岩脉，以及火山凝灰质角砾岩、流纹岩和大量的火山沉积岩。按其形成时间可大致分为3期。

1）中侏罗统形成前的火山活动：见于侏罗系砂岩与泥盆系灰岩的不整合面附近的一套火山凝灰质角砾岩。在剖面上该岩层呈一大的透镜状，最厚可达60m以上，总体走向为近SN。该火山角砾岩的金含量较高（达到23×10 ^-9 ）。

2）与中侏罗统同沉积的火山活动：中侏罗统粗粒砂岩层中可见有厚达3m的火山凝灰质角砾岩及凝灰质砂岩，这些岩层连续性一般较差，成分变化大。在局部出现的含角砾凝灰质砂岩，其角砾最大超过20 cm，并且棱角分明、大小混杂、部分呈碎裂状，成分亦混杂不一，明显为火山喷发时崩碎的围岩产物。凝灰质砂岩中的凝灰质及玻璃质分布亦不均匀，有的部位火山玻屑较多，而另一些部位火山玻屑含量较少甚至不出现。

3）中侏罗统沉积后的岩浆活动：表现为侵入于中侏罗统砂岩中的一系列脉岩，其中包括石英斑岩脉、霏细斑岩脉（其中可见有莓球状黄铁矿化）和闪长玢岩脉等，一般宽＜0.5m。此外，中侏罗统砂岩层之上还发现有流纹岩类喷出岩（齐金忠等，2000）。

2.3 控矿构造

矿区发育的断裂构造主要有NE，NW和近SN向构造。其中，NE向断裂主要见于泥盆系灰岩及寒武系大理岩中，形成宽达数米的片理化带。断层走向为25°～30°，倾向E，倾角30°左右。根据破碎带中片理与断层面的交角判断为逆断层。并且，该断层在侏罗系砂岩中并不发育，表明主要在成矿前活动。NW向断裂走向280°～310°，倾角11°～42°，对侏罗系砂岩层及Ⅱ号矿体有明显的错动，显示为成矿后活动断层，且主要表现为右行平移滑动，但活动规模较小，对矿体破坏不大。

近SN向构造在矿区比较发育，表现为一系列走向近于平行的断层及构造破碎蚀变带。矿区已发现的3条矿脉均赋存于这些构造破碎蚀变带中。SN向断层按产状可分为两组，即陡倾角断层和缓倾角断层。①陡倾角断层位于矿区西部，Ⅲ号矿体即产于断层的上盘。其走向一般为15°～345°，倾向西，倾角60°～70°。断裂长＞1km，破碎带宽3～5m，可见厚1～30 cm的断层泥。断层面上可见2组擦痕，根据断面上阶步等确定该断层在成矿前为左行逆断层，在成矿期表现为正断层性质，在破碎带中可见棱角状断层角砾被硅质胶结，并见有矿化石英脉充填。②缓倾角断层位于矿区中部，其走向也是近SN，倾向西，倾角5°～15°。该断层主要沿侏罗系砂岩与泥盆系灰岩的不整合面发育，控制着缓倾角的Ⅱ号矿体的展布，并在Ⅱ号矿体附近形成宽达十余米的构造破碎蚀变带。断层活动性质与陡倾断层相似。根据趋势面分析结果，侏罗系砂岩与泥盆系灰岩的不整合面存在两个SN向的凹槽，而这两个凹部恰与Ⅰ，Ⅱ号矿体产出部位相吻合。

除断裂构造外，侏罗系砂岩中还发育一系列宽缓的褶皱，其轴面近于直立，枢纽走向近SN。但褶皱对矿体的控*用并不明显。从以上分析可见，砂宝斯矿区控矿、容矿构造为一系列近SN向断裂。在成矿前这些断裂表现为逆断层。在成矿期，表现为正断层。而在成矿后矿区构造活动较弱（齐金忠等，2000）。

2.4 围岩蚀变

矿区围岩蚀变极其发育，最主要的有硅化、黄铁矿化和粘土化。

2.4.1 硅化

在区内广泛发育，形成带状分布的致密坚硬的硅化砂岩，或沿砂岩节理裂隙形成石英细（网）脉。

2.4.2 黄铁矿化

是本矿最重要的矿化蚀变，以细粒、微细粒浸染状黄铁矿化为主，局部呈脉状或团块状，与脉状石英共生并显示多期次性。

2.4.3 粘土化

在矿区也特别发育，在断层破碎带附近常形成较宽（可达20m）的粘土化带，在局部形成细粘土矿脉，沿节理裂隙分布。粘土矿物一般为长石蚀变形成，也有部分为火山灰等蚀变形成。经X射线分析，其主要矿物组分为高岭石、伊利石和蒙脱石等。

除以上蚀变外，碳酸盐化、绢云母化、绿泥石化、石墨化和褐铁矿化等围岩蚀变也较为发育。其中，石墨化在本矿较为独特，常呈脉状或团块状产于矿化带中，并与细粒黄铁矿共生，局部有拉长定向现象。

围岩蚀变的分带特征较为明显，一般按距离断裂面由近及远可分为泥化-粘土化带、硅化-黄铁矿化带和绿泥石-绢云母化带。各带之间为渐变过渡的，矿体主要赋存于硅化黄铁矿化带中（齐金忠等，2000）。

3 矿体地质特征

3.1 矿床（体）特征

矿区共圈出3条金矿化带，各矿化带总体走向为SN，大致呈平行产出，地表出露以Ⅲ号矿带最长，达1050m，矿带之间相距200～400m，各矿带及其中主要矿体的地质特征如下。

3.1.1 Ⅰ号矿带

位于矿区东部，矿化体主要由致密块状的硅化砂岩组成，内部可见硅化条带。该矿带*圈出3个矿体。矿体以透镜状或板状为主，均为SN向展布，与矿带总体走向一致，倾向E，倾角5°。单个矿体长100～350m，宽6.8～34.2m，垂深5～6m（其下为无矿大理岩），品位最高13.06×10 ^-6 ，最低1.03×10 ^-6 ，平均3.88×10 ^-6 。

3.1.2 Ⅱ号矿带

位于矿区中部，为矿区规模最大的矿带，带内共圈出4个矿体，以Ⅱ-1号为主（占已探明储量的70%），该矿体长260m，延深150m，在平面上呈向南分枝、变窄直至尖灭；在剖面上呈向西分枝直至尖灭。在中部厚达28.38m，平均厚14.02m，品位最高9.88×10 ^-6 ，最低1.22×10 ^-6 ，平均4.00×10 ^-6 。矿体主要由硅化砂岩组成，总体走向SN，西倾，倾角5°～20°，呈似层状，顺层产出。受缓倾角的SN向断裂构造控制。

3.1.3 Ⅲ号矿带

位于矿区西部，矿化体主要为强烈硅化的构造破碎蚀变砂岩、粉砂岩和碳质砂岩、泥质岩等。已圈定矿体16个，形态均呈脉状，倾向240°～280°，倾角一般为60°～70°，最大可达81°。其中，规模最大的Ⅲ-1号矿体长400m，垂深＞200m，在南段较薄（平均厚3.29m），品位较低（3.31×10 ^-6 ）；在北段变厚大（厚达9.89m），品位较高（4.81×10 ^-6 ），矿体有向南侧伏趋势。该矿带实际是一条近SN向的构造破碎蚀变带，矿体受断裂构造控制极为明显（齐金忠等，2000）。

3.2 矿石成分、矿石类型

矿石中金属矿物含量很少，占矿石总量的1.44%～1.95%，但种类复杂。主要金属矿物有黄铁矿、毒砂、闪锌矿、黄铜矿、方铅矿、辉钼矿、磁黄铁矿、磁铁矿、褐铁矿、石墨、白铁矿和铜锌镍合金等。主要贵金属矿物有自然金、银金矿、铜金矿和自然银等。脉石矿物种类也很丰富，主要脉石矿物包括石英、长石，其次尚有方解石、绿泥石、重晶石、黑云母、白云母和绿帘石等，含较多的粘土矿物，主要成分是高岭石、伊利石和蒙脱石等。

矿石主要有两种矿化类型，即蚀变砂岩型和构造破碎蚀变岩型，前者为主要工业类型。这两种类型的矿石又视其氧化程度的不同可分为氧化型和原生型矿石。

Ⅰ，Ⅱ号矿带的矿体矿石以蚀变砂岩型为主，较少见构造破碎蚀变砂岩型。Ⅲ号矿体矿石主体为构造破碎蚀变岩型，矿体主要位于断层的上盘，离断层面愈远，逐渐过渡到蚀变砂岩型矿石，品位也随之降低。从矿石物质成分看，两种矿化类型基本一致。

1）蚀变砂岩型矿石，根据砂粒粒度的大小可分为中粗粒砂岩型、细粒砂岩型和粉砂岩型；原生的蚀变砂岩型矿石呈灰至灰黑色，致密块状构造，普遍具有浸染状或细脉浸染状黄铁矿化及强烈的硅化和粘土化现象。砂屑主要为石英和长石，石英多呈棱角、次棱角状或不规则状，含量在30%～35%之间。长石主要是斜长石，亦含有一定量的钾长石，以棱角或次棱角状为主，含量占25%～40%不等。此外，还有少量云母类矿物，如白云母、黑云母等碎屑。胶结物主要由与碎屑同成分的物质组成，主要为石英、长石及少量的云母类和粘土矿物，其次为碳质、硅质或泥质。一些薄片中可见有凝灰质和火山玻璃质的胶结物，部分火山玻璃已脱玻化。近地表的蚀变砂岩型矿石氧化作用强烈，氧化厚度3～5m。

2）构造破碎蚀变砂岩型矿石，矿石以断层角砾岩为主，角砾的成分主要是砂岩，呈棱角状或次棱角状，无定向性，大小悬殊，局部角砾具有可拼性。胶结物主要为石英（硅质）、黄铁矿和泥质等，硅化强烈并呈致密块状。

3.3 矿石组构及成矿阶段划分

原生矿石构造主要有浸染状或细脉浸染状、角砾状、团斑状、（网）脉状、束状或发状和莓球状。氧化矿石中还可见有蜂窝状及晶洞构造，风化严重者可见土状构造等。

矿石主要结构有自形—半自形晶、他形、包含、共结、填隙、交代和碎裂结构等。

金矿床热液期划分为以下5个成矿阶段：

1）黄铁矿-石英阶段：表现为相对较粗（2mm左右）的石英、黄铁矿呈脉状穿插于砂岩之中，该阶段黄铁矿自形程度高，以 ｛100｝ 晶形为主，含矿性差。

2）多金属硫化物-石英阶段：主要金属矿物组合为黄铁矿、毒砂、黄铜矿、闪锌矿和白铁矿等，是主要成矿阶段。该阶段多金属矿物一般呈细粒浸染状分布，与之相共生的石英呈团粒状或细脉状分布。

3）黄铁矿-石英-粘土矿物阶段：表现为石英、黄铁矿及粘土矿物呈浸染状、脉状分布于矿石之中，其中粘土矿物分布于脉体的边部，而细粒黄铁矿分布于脉体的中心部位。

4）细粒黄铁矿-石英阶段：表现为黄铁矿、石英呈细脉状穿切早阶段的细脉，该阶段黄铁矿含量很少，矿化也差。

5）石英-方解石阶段：矿物组合为石英和方解石，金属矿物少见，为热液活动晚期产物，不含矿（齐金忠等，2000）。

3.4 矿石风化特征

主要类型为次生风化蚀变型，如褐铁矿化、红土化和孔雀石化等。

4 矿床成因

4.1 元素地球化学特征

矿石元素含量R型聚类分析表明，Au与As，S相关性密切，并且As，Sb是金矿体前缘元素，说明金矿区剥蚀程度较浅，有必要加大矿区深部及外围找矿力度。矿区岩石微量元素组合特征及相关性分析表明，As，Sb为矿区Au伴生指示元素，Tl，Sn则不是。As，Sb对深部原生晕异常有较强的指示作用，运用As，Sb原生晕异常特征，有利于寻找盲矿体（刘少明等，2002）。

4.2 矿物包裹体特征

4.2.1 包裹体类型

矿区早中期细脉状石英中流体包裹体较多，直径一般为2～5 μm，主要有气液包裹体，室温下可见LH ₂ O＋VH ₂ O两个相态，气液比一般为5%～10%；三相包裹体，室温下呈LH ₂ ＋LCO ₂ ＋VCO ₂ 3个相态，其中（LH ₂ O＋VCO ₂ ）/LH ₂ O一般为10%，个别可达30%；纯液相包裹体，常温下仅见单一LH ₂ O相。而晚期细粒石英中包裹体较少，个体也较小，一般直径＜3 μm且以单一液相包裹体为主，气液包裹体极难见到（齐金忠等，2000）。

4.2.2 包裹体成分

流体包裹体成分分析结果表明，流体气相成分以H ₂ O为主，其次为CO ₂ （占7.1mol%），而N ₂ ，H ₂ 和CO等含量甚微。液相成分中阳离子以Ca ^2＋ ，K ^＋ 和Na ^＋ 为主，且Ca ^2＋ ＞K ^＋ ＞Na ^＋ ，阴离子以 ，F ^- 和Cl ^- 为主，且 ＞F ^- ＞Cl ^- （齐金忠等，2000）。

经计算本矿床的成矿流体Na ^＋ /K ^＋ ＝0.4～0.51，均＜2，Na ^＋ /（Ca ^2＋ ＋Mg ^2＋ ）＝0.15～0.18，均＜1.5。由此可见，成矿流体的来源是多源的，既反映出岩浆热液的性质，亦表现出地下热卤水的介质特征，与成矿流体、同位素所表现的特征相一致（胡琴霞等，2007）。

4.3 物理化学条件

对矿区石英脉（细脉）样品进行测试，共测得26个均一温度值，其范围为124.5～284.5℃。所测流体包裹体全部均一为液相，均一温度直方图显示为多峰型。结合镜下观察，250℃左右的峰与早阶段黄铁矿-石英脉的形成温度相吻；200～230℃间的峰与主成矿阶段的多金属硫化物-石英的形成温度相对应；而130～190℃间的峰与黄铁矿-石英-粘土矿物的形成温度相对应；此外，还有部分细小石英脉、石英-方解石矿脉中未发现有气液两相包裹体存在，推测其形成温度应低于150℃。均一温度的均值为206.9℃（齐金忠等，2000）。

成矿压力为40.9 MPa，对应的成矿深度为1.5km（齐金忠等，2000）；胡琴霞等（2007）利用相同数据用不同公式，求得成矿压力为172.4×10 ⁵ Pa，成矿深度为0.575km，表明了矿质是在浅部低压环境下沉淀就位的。平均盐度为NaCl 5%（齐金忠等，2000）。

流体的平均密度为0.910 g/cm ³ 。从镜下统计出含CO ₂ 三相包裹体中CO ₂ 的体积分数为15.8%，CO ₂ 平均密度为0.635 g/cm ³ （齐金忠等，2000）。

成矿流体的pH值为8.05～8.26，明显偏碱性，E _h 值为-0.71～-0.68，属相对还原环境，log 值为-39.4～-39.2，显示氧逸度偏低。由此可见，成矿流体具有偏碱性、氧逸度偏低和相对还原环境的特点（胡琴霞等，2007）。

4.4 同位素地球化学标志

4.4.1 硫同位素

矿石中黄铁矿硫同位素组成测试结果表明，硫同位素离散性较大，δ ³⁴ S为-8.3‰～5.6‰，样品极差达13.9‰，均值为-1.4‰。据此可以认为砂宝斯金矿硫同位素组成特征可能与该矿成矿较浅且有大气降水参与有关（齐金忠等，2000）。

4.4.2 碳同位素

在矿区，无论是侏罗纪地层中还是石英黄铁矿细脉中都可见到碳质。分别对侏罗系砂岩中碳质页岩及细脉状石墨作了碳同位素组成分析，侏罗系碳质页岩中沉积碳δ ¹³ C为-21.1‰，与近代沉积物中有机质碳的δ ¹³ C值（主要分布在-27‰～-20‰，Eckelman等，1962；Shultz等，1976）相吻合。而细脉状石墨δ ¹³ C值（21.1‰）与碳质页岩一致，反映成矿热液中的碳完全来自于地层本身。另外，通过镜下观察，矿石中许多脉状石墨与黄铁矿共生，从而也证实了侏罗系砂岩中的碳质及成矿物质在成矿过程中发生过活化迁移（齐金忠等，2000）。

4.4.3 氢氧同位素

矿石中细小黄铁矿-石英脉中石英氢氧同位素分析结果表明，δ ¹⁸ O石英为1.6‰～1.8‰，δD为-115‰～-118‰，计算获得的 为-9.6‰～-9.4‰。该特点明显不同于我国其他地区金矿床，而与美国西部众多的第三纪、第四纪贵金属矿床中流体氢氧同位素组成相似（O Neil，1974；W E Shane，1997）。通过对比，可以认为与岩浆-构造活动有关的以大气降水为主的热液系统是形成这类矿床的成矿流体（齐金忠等，2000）。

4.4.4 铅同位素

对矿石中黄铁矿进行了铅同位素分析，总体而言，矿区铅同位素测试数值较集中。其中， ²⁰⁶ Pb/ ²⁰⁴ Pb 变化范围为 18.1113～18.2914， ²⁰⁷ Pb/ ²⁰⁴ Pb 为 15.4589～15.5036， ²⁰⁸ Pb/ ²⁰⁴ Pb 为 37.9384～38.1339，反映矿区铅同位素组成较为均一、稳定。将砂宝斯矿区矿石铅同位素组成进行三维空间拓扑计算，结果表明，矿石铅同位素25＜V ₁ ＜50，25＜V ₂ ＜55。该特征与内蒙古西北部及黑龙江省东部铅同位素组成相似。同时，与中国东部火山岩所代表的地幔铅相比较，V ₁ 与V ₂ 变化范围及趋向十分接近，表明它们之间有相同或相近的物质来源（齐金忠等，2000）。

4.4.5 地质时代

区内有闪长岩、花岗岩、花岗斑岩和霏细斑岩等侵入岩，其Rb-Sr法等时线年龄为133±5Ma，属于燕山晚期（齐金忠等，1999）。

经以上资料分析，初步认为该矿床为中低温热液矿床（齐金忠等，2000）。

5 技术性找矿标志

通过1∶5万水系沉积物测量圈定金异常，1∶2.5万土壤测量查证金异常，1∶1万土壤测量和岩石测量确定金异常，可有效地寻找原生金矿体。水系沉积物、土壤、岩石异常相比面积逐渐减小，Au极大值、平均含量逐渐增大，是矿致异常特征（刘少明等，2002）。

参考文献

胡琴霞，赵春荣，宋丙剑等.2007.黑龙江省砂宝斯金矿床成矿流体地球化学.黄金科学技术，18（2）：5～10

刘少明，母丽娟.2000.用化探方法在黑龙江砂宝斯金矿区找矿的效果.黄金地质，18（12）：44～47

齐金忠，李莉，郭晓东.2000.大兴安岭北部砂宝斯蚀变砂岩型金矿地质特征.矿床地质，15（3）：116～124

（肖力编写）

争光金矿床位于黑龙江省嫩江县境内，地理坐标为东经125°51′30″～125°54′30″，北纬50°11′30″～50°13′00″，距多宝山大型斑岩铜矿约10km，位于三矿沟-多宝山-铜山-争光NW向铜金多金属成矿带南东部。2000年黑龙江省齐齐哈尔矿产勘查总院对卧都河幅1∶20万化探卧HS-24，HS-25和HS-29 3个异常进行了三级查证时，在争光地区圈出了最具找矿远景的为Ht-4土壤异常，当年经工程槽探验证发现了6条金矿体。截至2003年，在争光地区累计发现金矿体68条，预测金储量达到中型矿产地，是近年来该矿带岩金矿床勘查的新突破（武子玉等，2006）。

1 区域成矿地质环境

1.1 大地构造单元

金矿床大地构造位置属大兴安岭地槽褶皱系北东段的罕达气优地槽褶皱系西部（赵广江等，2007）。

1.2 区域地层

区域出露地层为奥陶系、志留系、泥盆系，少量出露石炭系、二叠—三叠系、下白垩统；主要有中奥陶统铜山组、多宝山组及二叠系星火组。铜山组由一套中性、中酸性火山岩、火山沉积岩夹火山熔岩构成，多宝山组为一套中性火山岩为主夹少量中酸性火山岩、火山沉积岩的海相火山岩系（武子困禅玉，2006）；区内铜、钼、铅、锌、金矿产大多赋存于中奥陶统多宝山组（赵广江等，2007）。

1.3 区域构造格架

区域性构造主要有三矿沟-多宝山-裸河深大断裂带，断裂带长约35km，宽约20km，断裂带由数册运条NW向断层、褶皱、韧性剪切带和片理化带组成。褶皱主要为多宝山复背斜；断裂主要以压性、压扭性断裂和断裂破碎带，沿早期背斜轴部纵张断裂发展起来的。韧脆性剪切带规模较大的有5条，总体呈NW向，并呈平行等距分布。以上褶皱、断裂、剪切带共同构成总体为一向SW凸出的NW向弧形构造带。形成时期为华力西期，是区内的基础构造；该构造带是成矿带的控岩、控矿构造（赵广江等，2007）。

1.4 区域岩浆活动

侵入岩分布有加里东期辉石橄榄岩、蛇纹岩，华力西中晚期花岗闪长岩、花岗闪长斑岩、斜长花岗岩，燕山早期花岗闪长岩、石英闪长岩、闪长岩。其中，多宝山、铜山铜矿床与华力西中期花岗闪长岩、花岗闪长斑岩，三矿沟铜铁矿床与燕山早期花岗岩，争光金矿床与燕山早期闪长岩、闪长玢岩关系极为密切（赵广江等，2007）。

1.5 成矿单元

金矿床成矿单元处于天山-兴安成矿域，内蒙古-大兴安岭成矿省，大兴安岭北段成矿带中。

2 矿区地质特征

2.1 赋矿地层

矿区出露地层有中奥陶统铜山组和多宝山组。铜山组（O ₂ t），分布于矿区北部，岩性主要为石英粗砂岩、长石石英砂岩和凝灰质粉砂岩。多宝山组（O ₂ d），分布于全矿区，岩性主要为安山质凝灰岩、含砾安山质凝州尺梁灰岩、安山岩和英安质凝灰岩（赵广江等，2007）。

2.2 矿区岩浆岩

侵入岩主要为燕山早期闪长岩、闪长玢岩，分布矿区南部，出露面积1.8km ² ，总体呈NWW向展布。区内大部分矿体分布于该岩体内，为重要的赋矿围岩，与金成矿有着密切的关系（赵广江等，2007）。

2.3 控矿构造（容矿构造）

矿区位于三矿沟-多宝山-裸河NW向深断裂SE端。区内主要发育NW，NE，NNE向断裂。除NW向构造形成较早为华力西期外，其他形成较晚，大致为燕山期。

1）NW向断裂，该断裂形成较早，属华力西构造旋回的形变构造，区内出露较大的有2条：一条分布矿区的北部，为多宝山组与铜山组接触界面，倾向NE，倾角55°；另一条是分布矿区的中部，南东端被闪长岩岩体所截。除这2条断裂外，其他构造破碎带，规模尚小。

2）NE向断裂，为一些规模不等的构造破碎带，最长约为400m，宽度0.2～10.0m，倾向SE，为本区主要的控矿构造。

3）NNE向断裂，矿区分布2条规模较大的NNE向断裂：一条在测区东部，区内出露长度1600m，南东、北东端均延出工区；另一条为由断续分布的数条构造破碎带组成宽约80m，长约1200m 的构造破碎带，倾向NWW，倾角50°～70°，岩石呈碎裂状，颜色变浅，褪色变质显著，硅化、绢云母化和黄铁矿化蚀变强烈，断裂面在平面上和剖面上呈舒缓波状。该断裂属压扭性构造，并穿切矿区规模最大的中生代闪长岩岩体。矿区主要矿体均受该断裂控制，为本区重要的容矿构造。此外，尚有一些较小的构造破碎带，多数与金矿（化）体关系密切。

4）NEE向断裂，该组断裂不甚发育，主要分布在矿区中部，亦为容矿构造。

5）NNW向断裂，见于矿区中部及东部，控制少量金矿体。

6）NWW向断裂，矿区东部分布2条平行断层，长度分别为450m，320m。其他尚有规模较小断层分布，长度不大，有少量金矿体受其控制（赵广江等，2007）。

2.4 围岩蚀变

区内岩石蚀变主要有硅化（石英化）、绢云母化和黄铁矿（褐铁矿）化，上述3种蚀变矿物空间上往往相伴产出，也是本区与金成矿最密切的一种最佳蚀变组合类型。除此之外，还有绿帘石化、绿泥石化、碳酸盐化和钾化等，但与成矿关系不大。

2.4.1 硅化（石英化）

多分布在矿体及构造破碎带内，大部分呈细脉、网脉状产出，并反映多期热液活动特点，本区至少存在3期以上。第一期呈弥漫状硅化，第二期呈微细脉（0.1mm左右）产出，第三期（1mm左右）呈细脉状与黄铁矿（褐铁矿）相伴产出（推测为金的主要成矿阶段）。

2.4.2 黄铁矿（褐铁矿）化

在区内广泛分布，并具多期性，主要呈浸染状、细脉状和星点状产出，地表的黄铁矿多已被氧化成褐铁矿。活动期次主要有3期：第一期为浸染状、星点状黄铁矿分布广泛；第二期主要呈细脉状产出；第三期呈团块状、细脉、星点状往往与团块、细脉状石英相互共存，该期与金的成矿最为密切。

2.4.3 绢云母化

呈鳞片状分布于矿体及构造破碎带、裂隙带中，主要有两次活动：第一期为广泛的动力变质产物；第二期形成的绢云母化与金的成矿有密切关系。

2.4.4 绿帘石化

为本区常见蚀变矿物，主要分布于安山岩中，次为闪长岩中，往往与绿泥石、碳酸盐相伴产出，既有面状蚀变又有线状蚀变，活动期次至少为3期以上。

2.4.5 绿泥石化

分布相当普遍，几乎各类岩石（以安山岩、闪长岩和安山质凝灰岩为主）均有分布，而且蚀变强度大，主要为面状蚀变。

2.4.6 钾长石化

区内分布少见，多为柱状或粒状*体，主要分布于闪长岩体边部及其附近。

2.4.7 碳酸盐化

区内广泛分布，无论在地表或深部均可连续见到，往往与绿泥石、绿帘石及石英组成细网脉产出，属晚期热液蚀变（赵广江等，2007）。

3 矿体地质特征

3.1 矿床（体）特征

争光岩金矿区发育金矿体68条，主矿段在Ht-4异常中部，大部分矿体呈NNE，NEE及NE向分布，少量呈NNW，NWW，NW向。全区圈出3个金矿带，除Ⅰ号（6条矿体）、Ⅲ号（1条矿体）矿带矿体数量较少，Ⅱ号矿带矿体数量最多，其中大部分主矿体分布在该带，Ⅱ号带由59条矿体组成。矿区最具规模的矿体有Ⅱ-27，Ⅱ-15和Ⅱ-13号矿体。

Ⅱ-27矿体，矿体长208m，呈NNE向脉状分布。最高品位为59.58×10 ^-6 ，平均品位6.06×10 ^-6 ，地表有10个工程见矿，深部有9个工程见矿，平均真厚度为5.04m，矿体最大延深（斜深）130m，一般延深在100m左右，沿走向、倾斜方向有分枝复合、膨胀收缩现象，矿体厚度、品位变化较大。矿体产状：倾向277°～284°，倾角47°～62°。其中多数为工业品位矿，少数为低品位矿，赋矿围岩大部分为蚀变闪长岩，少量为安山岩、绿泥绢云板岩。围岩蚀变主要为硅化、黄铁矿化（地表褐铁矿化）和绢云母化。矿石类型为破碎带蚀变岩型。该矿体严格受NNE向构造破碎带控制。矿体经5条勘探线深部工程控制，均未完全控制，矿体向倾斜方向继续延深，远景规模还会扩大。

Ⅱ-15矿体，矿体长265m，呈NE，NEE向分布，平均真厚度为2.69m，地表有9个工程见矿，深部有4个工程见矿，最高品位67.3×10 ^-6 ，平均品位5.36×10 ^-6 ，矿体最大延深（斜深）118m（第0线），在第15勘探线经坑道、钻探控制未打到矿体，推测矿体可能向SW侧伏，矿体形态较为复杂，为不规则脉状，沿走向、倾向上有膨胀收缩现象，矿体产状较缓，倾向为330°～3°，倾角30°～40°，赋矿围岩大部分为绿泥绢云板岩，少量为凝灰岩，蚀变主要为硅化、黄铁矿（地表褐铁矿）化和绢云母化。矿石类型为含金石英-黄铁矿细网脉型。

Ⅱ-13矿体，矿体长21m，总体呈NNE向分布，形态为不规则脉状，平均真厚度为2.26m，最高品位14.83×10 ^-6 ，平均品位4.42×10 ^-6 。矿体沿走向、倾向方向均有尖灭再现、膨胀收缩现象。矿体倾向250°～288°，倾角50°～65°，连续性较差，该矿体往下还有延伸趋势，地表有9个工程见矿，深部有3个工程见矿，矿体大部分赋存在闪长岩内，少量赋存于绿泥绢云板岩中，蚀变主要为硅化、黄铁矿（浅部褐铁矿）化和绢云母化，矿体严格受NNE向构造破碎带控制。

Ⅰ-3矿体，矿体长446m，呈NE，NNE向分布，最大水平宽2m，平均宽1.2m，南西部矿体赋存在闪长岩、安山岩内，北东部矿体主要赋存在凝灰岩中，蚀变主要为硅化、褐铁矿化，其次为绢云母化，矿体受NE，NNE向构造破碎带控制（赵广江等，2007）。

3.2 矿石成分

金属矿物有黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、自然金、闪锌矿、褐铁矿和黝铜矿，其次为辉银矿、赤铁矿、磁铁矿、磁黄铁矿和铜蓝。脉石矿物主要有石英、绢云母、绿泥石、绿帘石和方解石（赵广江等，2007）。

矿石的自然类型，按氧化程度可划分为氧化矿石和原生矿石（赵广江等，2007），矿石类型主要为破碎带蚀变岩型，其次为含金石英细网脉型（武子玉等，2006）。

3.3 矿石组构及成矿阶段划分

矿石结构主要为半自形—他形粒状结构，构造有稠密浸染—团块状、浸染—条带状及脉状—浸染状构造（赵广江等，2007）。

矿床成矿作用分为2个成矿期、4个成矿阶段。岩浆期后热液成矿期包括石英-黄铁矿阶段，石英-多金属硫化物阶段，方解石-石英-少硫化物阶段。表生期包括氧化阶段（武子玉等，2006）。

3.4 矿石风化特征

根据物相样品分析结果，氧化矿与原生矿的界线是在地下20m左右。氧化矿石外貌特征多表现为黄褐-褐色，呈细脉状、蜂窝状，褐铁矿发育，黄铁矿少见，普遍发育溶蚀孔洞。原生矿石表现为致密坚硬，密度加大，黄铁矿化普遍强烈（赵广江等，2007）。

3.5 矿床（石）组分

作为Au的伴生或共生元素Ag，Pb，有的样品已构成独立矿体，如Ag有4个样品的含量已达到表外矿，Pb有2个样品的含量已达到表内矿，2个达到表外矿的品位要求（赵广江，2007）。

3.6 物理化学条件

矿区包裹体测温资料表明，主成矿阶段的温度为98～178℃（赵广江等，2007）。

3.7 同位素地球化学标志

争光金矿含金石英脉氢氧同位素测试结果（表1）显示：δ ¹⁸ O _V-SMOW ：1.1‰～15.6‰，平均值为10.1‰。δD：-63‰～85‰，按Clayton的公式（1000 lnα＝δO _含水矿物 -δO _水 ＝3.38×10 ⁶ ×T ² -3.4），计算获得的δO _水 ：-0.2‰～7.0‰。在δD-δO _水 图（图1）上样品投影点落在岩浆水、变质水与大气降水之间，靠近大气水一侧，与多宝山铜矿成矿流体相比，有更多的大气降水参与，表明成矿流体为混合流体特征，成矿过程中，断裂破碎叠加，构造蚀变流体进一步活动，形成（第Ⅱ成矿阶段）富矿体（武子玉等，2006）。

表1 争光金矿稳定同位素分析结果

注：①氢氧同位素测试者：中国科学院地质与地球物理研究所李铁军，仪器型号：Finnigan MAT Delta S.，分析精度为±0.1‰，D，O为SMOW标准；②铅同位素测试者：核工业地质分析测试研究中心侯艳先，仪器型号：MAT261；③流体包裹体测温仪器：LINKAM THMS600型冷热台，表中Th为实测平均值（空白为未测）；④*第一成矿阶段样品，**第二成矿阶段（主成矿阶段）样品。据武子玉，2006。

图1 争光金矿床δD-δ ¹⁸ O 图

（据武子玉，2006）

3.8 铅同位素

矿石铅同位素组成（表1）在 ²⁰⁶ Pb/ ²⁰⁴ Pb- ²⁰⁷ Pb/ ²⁰⁴ Pb和 ²⁰⁶ Pb/ ²⁰⁴ Pb- ²⁰⁸ Pb/ ²⁰⁴ Pb图解（图2）中，数据投影点一组介于造山带与下地壳铅演化线之间，沿造山带和地幔铅演化线分布，说明其兼具地幔铅与造山带铅的双重特征。另一组投绘点表明成矿物质主要来源于地幔并有不同程度的地壳物质加入，反映地壳和地幔的混合趋势，表明岩浆上升过程中对地壳围岩的同化，以及岩浆流体和地下水对基底和盖层岩石中金属物质的萃取，为混合作用提供了可能（武子玉等，2006）。

图2 争光金矿 ²⁰⁶ Pb/ ²⁰⁴ Pb- ²⁰⁷ Pb/ ²⁰⁴ Pb， ²⁰⁶ Pb/ ²⁰⁴ Pb- ²⁰⁸ Pb/ ²⁰⁴ Pb 图解

（据武子玉，2006）

3.9 稀土元素

矿区岩、矿石REE分析结果表明：①稀土总量，富矿石ΣREE变化在28.5×10 ^-6 ～66.75×10 ^-6 之间；贫矿石ΣREE变化在84.21××10 ^-6 ～116.75×10 ^-6 之间；蚀变岩ΣREE变化在111.3×10 ^-6 ～122.67×10 ^-6 之间；近矿源岩稀土总量平均值为104.89×10 ^-6 ，远矿源岩稀土总量平均值为178.98×10 ^-6 。从稀土总量来看，富矿石的稀土总量最低，贫矿石、蚀变岩和近矿源岩稀土总量相当，表明含矿岩与矿源岩矿物组成基本一致。②铕铈异常，除一样品外，均为铕负异常，富矿石为强负异常。除远矿源岩样品外，均为铈负异常。③反映轻重稀土分异的一些特征值，除远矿源岩样品 ΣLREE/ΣHREE比值（10.5）较大外，其余样品ΣLREE/ΣHREE比值变化为1.9～6.2，反映了贫富矿石和蚀变岩就地改造的特点。④稀土分配曲线反映的信息。稀土分布曲线均为右倾（图3），与富集型拉斑玄武岩特征相似。轻重稀土分馏性较强，轻稀土强烈富集。多宝山组作为矿源层，其稀土元素与含矿的闪长岩相比，稀土模式相似，反映二者的形成构造环境相似（武子玉等，2006）。

图3 争光金矿岩石及矿石稀土元素分配模式

3.10 矿床类型

争光金矿为岩浆热液低温矿床（武子玉等，2006）。

参考文献

武子玉，孙有才，王保全.2006.黑龙江争光金矿地质地球化学研究.地质与勘探，42（1）：38～42

张宝林.2004.争光金矿-黑龙江北部新发现的浅成低温热液型高品位金矿.黄金科学技术，（12）：46，14

赵广江，侯玉树，程富强.2007.黑龙江黑河市争光岩金矿床地质特征及成因浅析.有色金属，59（3）：91～94

（肖力编写）