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论文编号: 密级:
贵州大学
硕士研究生学位论文
峨眉地幔热柱活动与贞丰水银洞金矿床形成关系研究
学科专业: 矿物学﹒岩石学﹒矿床学
研究方向: 卡林型金矿成因研究
目录
I摘要
IVSummary
1第一章:绪论
11.1本项研究的的选题依据及意义
11.1.1选题依据
21.1.2研究意义
31.2本项研究内容和
方案
气瓶 现场处置方案 .pdf气瓶 现场处置方案 .doc见习基地管理方案.doc关于群访事件的化解方案建筑工地扬尘治理专项方案下载
31.2.1本论文的主要研究内容
31.2.2本论文的研究方案
31.2.3本次研究工作完成工作量
41.3研究历史及现状
7第二章:峨眉地幔热柱活动特征
72.1地幔柱理论的起源与演化
72.1.1地幔柱理论及其起源
92.1.2幔柱构造的三层次构造
102.2峨眉地幔热柱的活动特征
102.2.1峨眉地幔热柱活动特征
112.2.2峨眉地幔热柱活动的地质效应
13第三章:峨眉地幔热柱活动形成区域地质背景
133.1 大地构造位置
133.2 区域地层
133.2.1区域地层
153.2.2区域含金层序
163.3区域构造
163.3.1区域表层构造
183.3.2区域深大断裂
203.4区域岩浆岩
203.4.1区域岩浆岩简介
213.4.2峨眉山玄武岩特征
223.5区域地热异常
243.6峨眉地幔热柱隆起与古地理变化
26第四章:水银洞金矿床地质特征
264.1赋矿地层及岩石
274.2 矿体特征
304.3 矿石特征
304.3.1矿石
304.3.2载金矿物及金的赋存状态
344.3.3围岩蚀变特征
35第五章:峨眉地幔热柱活动形成水银洞金矿成因初探
355.1晚古生代峨眉地幔热柱活动的成矿贡献
355.1.1成矿物质来源
405.1.2含矿建造形成及金的初步富集
425.1.3 成矿流体形成
455.2中生代峨眉地幔热柱活动的成矿贡献
455.2.1幔柱构造活动对矿区成矿构造影响
465.2.2水银洞金矿成因机理
50结论
52致 谢
53参考文献
58附录
贵 州 大 学
2009届硕士研究生学位论文
（详细摘要））
峨眉地幔热柱活动与贞丰水银洞金矿床形成关系研究
学科专业：矿物学﹒岩石学﹒矿床学
研究方向：卡林型金矿成因研究
导 师： 聂 爱 国 教授
研 究 生： 梅 世 全
中国﹒贵州﹒贵阳
2009年6月
峨眉地幔热柱活动与贞丰水银洞金矿床形成关系研究
摘要
中国卡林型金矿主要产于“滇黔桂”、“川甘陕”及“滇西”地区，其中以“滇黔桂”为主体。“滇黔桂”、“川甘陕”及“滇西”地区均位于峨眉地幔热柱活动区。黔西南地区金矿是“滇黔桂”金三角的主体，其中以贞丰水银洞金矿最具代表性：该矿床金矿矿石品位高、矿体厚度及矿石品位变化系数小，是我国第一个Ⅰ类勘探类型金矿床。该矿床已达特大型规模，为亚洲最大的金矿床。选择水银洞金矿为研究对象，对于探索峨眉地幔热柱活动对该矿床的形成及对区域成矿的控制有重大理论意义和现实意义。
全文共分五章，首先介绍地幔柱理论的起源及峨眉地幔热柱的活动特征，其次论述峨眉地幔热柱活动形成区域地质背景；再次，阐述水银洞金矿床地质特征；最后探讨峨眉地幔热柱活动形成水银洞金矿床的成因机制。本论文取得以下认识和成果：
（1）水银洞金矿床位于灰家堡金、汞、铊矿矿田带东段，是黔西南金矿矿集区发现较晚、规模较大、品位较高的隐伏岩金矿床；矿床赋存于上二叠统龙潭组煤系地层及其与下伏的茅口组石灰岩之上的炭硅质岩（俗称“大厂层”）中，矿床由若干矿体组成，多个矿层垂直空间上下重叠，受灰家堡背斜严格控制：金矿体在背斜核部向两翼300m范围内产出；单个矿体呈层状、似层状、透镜状、扁豆状，顺层产于地层中，矿体产状与围岩产状一致；该地层中岩石普遍含有百分之几到百分之几十的玄武质火山碎屑；矿体主要赋存于生物碎屑灰岩中，为金的主要载体；矿石矿物有黄铁矿、毒砂及硅酸盐矿物等，其中黄铁矿是金的主要载体，含金量占各种矿石矿物含金量的89%以上。含金黄铁矿有四种类型：草莓状黄铁矿、细粒黄铁矿、粗粒黄铁矿及生物碎屑黄铁矿，其中以生物碎屑状黄铁矿含金最高；金矿物相
分析
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及电子探针分析结果显示，金主要呈包裹金形式存在于热液期含砷黄铁矿中；
（2）峨眉地幔热柱是中国典型的地幔热柱之一。其岩浆活动始于晚古生代泥盆纪，大规模发育于晚古生代二叠纪至整个中生代，可延续到新生代早期。其中，早期阶段（晚古生代）以基性岩浆大规模喷发活动为主，晚期阶段（中生代-新生代早期）以酸性及碱性岩浆大规模侵入为主，伴随少量的基性-超基性岩浆侵入活动；
（3）峨眉地幔热柱活动形成含矿岩浆：地幔热柱边部温度比轴部低，深大断裂也不如轴部发育，减压熔融效应不明显，形成部分熔融程度小的岩浆。金在岩浆演化中是不相容元素，它在熔体中的浓度随部分熔融程度的增大而减小。所以金在这种小部分熔融程度岩浆中易于富集；
（4）海西-印支期峨眉地幔热柱活动产生多条深大断裂，这些深大断裂不仅是峨眉山玄武岩喷溢的通道，也是深部含矿热液及天水深渗及上升的通道。它沟通了地球深部与浅部之间的物质及能量交换。其中峨眉地幔热柱边部的深大断裂是富金岩浆运移的主要通道；
（5）海西-印支期峨眉地幔热柱活动造成岩石圈穹状隆起，明显改变了中国西南地区沉积格局。在贵州西部表现为掀斜式抬升，龙潭期在贞丰、兴仁及安龙一带沉积环境由开阔碳酸盐台地沉积环境变为局限的潮坪-泻湖至局限碳酸盐台地沉积环境。峨眉山玄武岩通过喷发-沉积进入这一局限的沉积盆地内，形成初步富金的含矿建造（矿源层）；峨眉地幔热柱的脉动式活动,造成峨眉山玄武岩多次喷发及海水频繁进退,在上二叠统龙潭组地层中形成含、隔水层岩石频繁交替多层矿源层。
（6）海西-印支期至燕山期，峨眉地幔热柱长期活动形成区域热异常，大气降水、海水、地下水及岩浆水等深渗循环不断从峨眉山玄武岩、“大厂层”、含矿建造中萃取大量的Au等成矿物质形成金硅络合物、金硫络合物等形式迁移的成矿热液。
(7)燕山期峨眉地幔热柱再次强烈活动,在形成灰家堡背斜过程中，产生大规模的断裂构造及层间滑脱构造，大量的含矿热液通过断裂构造沿着层间滑动面及层间破碎带向灰家堡背斜核部迁移。当构造应力进一步加大，在灰家堡背斜核部产生成矿期逆冲断层及层间破碎带，成矿体系从封闭变成开放，应力突然得以释放，含矿热液的物理化学条件改变，导致热液体系快速远离平衡态，使络合物失稳，金伴随着大量隐晶-微晶二氧化硅-似碧岩和热液期黄铁矿及含砷、锑、汞等硫化物的沉淀而成矿形成水银洞金矿床。
（8）初步建立了水银洞金矿床的峨眉地幔热柱成矿模式：峨眉地幔热柱在海西-印支期强烈活动，一方面改变了中国西南地区沉积格局，造成水银洞沉积环境由开阔碳酸盐台地沉积环境变为局限的潮坪-泻湖至局限碳酸盐台地沉积环境；另一方面，峨眉地幔热柱边部形成富金岩浆，并沿峨眉地幔热柱边部的同生深大断裂上升，通过喷发-沉积作用方式进入潮坪-泻湖至局限碳酸盐台地沉积环境。在峨眉地幔热柱的脉动式活动作用下，造成多次峨眉山玄武岩喷发和海水频繁进退，在上二叠统龙潭组地层中形成具含、隔水层岩石频繁交替的复杂岩性组合的多层含矿建造(矿源层)；海西-印支期至燕山期，峨眉地幔热柱长期活动形成区域热异常，大气降水、海水、地下水及岩浆水等深渗循环不断从峨眉山玄武岩、“大厂层”及含矿建造中萃取大量的Au等成矿物质形成金硅络合物、金硫络合物等形式迁移的成矿热液；燕山期峨眉地幔热柱再次强烈活动,在形成灰家堡背斜过程中，产生大规模的断裂构造及层间滑脱构造，大量的含矿热液通过断裂构造沿着层间滑动面及层间破碎带向灰家堡背斜核部迁移。当构造应力进一步加大，在灰家堡背斜核部产生成矿期纵向逆冲断层及层间破碎带，成矿体系从封闭变成开放，应力突然得以释放，含矿热液的物理化学条件改变，导致热液体系快速远离平衡态，使络合物失稳，金伴随着大量隐晶-微晶二氧化硅-似碧岩和热液期黄铁矿及含砷、锑、汞等硫化物的沉淀而成矿,形成水银洞金矿床
关键词:峨眉地幔热柱 水银洞金矿床 矿源层 形成关系 成矿模式
The study of the relationship between Emei mantle plume activity and Zhenfeng Shuiyindong gold deposits
Summary
Chinese carlin-type gold deposits are mainly located in the “Yunnan –Guizhou - Guangxi”，“Sichuan-Gansu-Shanxi” and the west of Yunnan region, which are located in the area of Emei mantle plume activity. The gold deposit in west of Guizhou is most prominent in “Yunnan-Guizhou-Guangxi”. .Shuiyingdong gold deposit is the representative among those gold deposits: the gold ore is high-grade,is few affected by geologic structure which after metallogenesis.It is the first I –type exploration in china,and it is the super-large gold deposit.The deposit is hosted in the coal measures strata in the upper Permian Longtan Formation and the carbonaceous silicalite above the subjacent limestone of Permian Maokou Formation, which composed of a number of orebody, multiple ledge overlapped vertical space from top to bottom, the orebodies locate the high point of geological structure. The single orebody is stratiform, atoid structure, lentoid, lenticular, existed in strata, its occurrence is consistent with the adjacent rock . Study Shuiyindong gold deposit which is helpful understand the genesis of mantle plume structure of the deposit. And rich the regional metallogenic theory that have practical significance.there also are significanc to rich the mantle plume theory.
The full text is divided into five chapters.First, introduce the theory of mantle plume and the activity characteristics of the Emei mantle plume, followed by discuss that Emei mantle plume activity form regional geological background; again, introduce the geological characteristics of Shuiyindong gold deposit; Finally dicuss the genesis of the Shuiyindong gold deposit under the activity of the Emei mantle plume. And get the following recognise and results:
(1) Emei mantle plume is one of the typical mantle plume in China. The magmatic activity began in the Devonian, Late Paleozoic. large-scale development in the Late Paleozoic Permian to the entire Mesozoic, may continue into the early Cenozoic. On the early stage (Late Paleozoic),The activity of the Emei mantle plume cause large scale eruption of Mafic magma.On the late stage (Mesozoic - early Cenozoic), The activity of the Emei mantle plume cause the large-scale invasion of the acidic and alkaline magma ,accompanied by a small number of basic - ultrabasic magma invasive activity.
(2) The activity of the Emei mantle plume formed the gold-rich parent magma: the temperature of the mantle plume edge is lower than the cener of the mantle plume. deep fault is not developmented than the axis of the mantle plume, decompression melting is also developmented than the axis of th e mantle plume. small degrees of partial melting of the parent magma is formed in edge of the mantle plume. gold are incompatible elements in the magmatic evolution,so the concentration of the gold in the small degree of partial melting of is more richer;
(3) Hercynian-Indosinian Emei mantle plume generated a number of faults, the deep fault is not only the eruption of Emeishan basalt channel, but also the channel of the deep hydrothermal ore-day and the water deeply Filtrated and raised channel. It communicate between the deep earth and the shallow with the material and the energy exchange. the deep fault of Emei mantle plume is the main channel of gold-rich magma migration;
(4)Emei mantle plume activity caused the dome-like uplift ofthe lithospheric, significantly changed the deposition pattern of China's southwestern region. It is tilting-style uplift at the western Guizhou, parts of south-west of Guizhou (including Shuiyingdong) the carbonate platform depositional environment become limited tidal flat - lagoon depositional environment in parts of south-west of Guizhou (including Shuiyingdong). the Emeishan basalt come into the the limited basin by eruption- sediment, formed the initial source of the gold-rich layer; Emei mantle plume pulsating activity, caused many times of eruptions of Emeishan basalt, formed the formation of many source of ore layer. in the Upper Permian Longtan;
(5) The rate of Geothermal warming and the radioactive heat can not explain the abnormal heat in southwest Guizhou. The long-term activity of the Emei mantle plume caused heat in southwest of Guizhou, provide heat source for the formation of gold deposits;
(6)Shuiyindong gold deposit is strictly located by the HuiJiabao anticline, Gold body is located in 300 meters Range of the anticline core to the scope of the two wings, Many Orebodies overlap upperly and lowely. produced in the Permian Longtan Formation conformitily in different shap of Layered, like layered, lens, lentil-shaped. Ore formation is mainly the Permian Longtan central and lower Formation. The rock of the formation generally contain a few percent to tens percent of basaltic pyroclastic. The main ore body occurs in limestones of biological which is the Carriers of gold. Ore mineral are Pyrite, Arsenopyrite and Silicate minerals etc. Pyrite is the mainly Carriers of gold which pyrite contain more than 89% gold in a variety of gold-bearing ore minerals. There are four types of Gold-bearing pyrite: Strawberry-shaped pyrite, Fine-grained pyrite, Coarse-grained pyrite and Bio-clastic pyrite. Bio-clastic pyrite is the hignest gold-bearing type. The results of the Gold mineral phase analysis and Electron microprobe analysis Reveal that gold is mainly located in hydrothermal period Arsenic pyrite;
(7)Yanshanian the activity of the Emei mantle plume modified the source of ore in the process of the formation of Huijiabao anticline, in the atmospheric precipitation, water and construction of magma under the action of water, actived, transfered the the mineral from the wings of the anticline to the core, concentration, and form the "floor control-type" ore body and the "fracture-type" ore body: the upper part of the Longtan Formation, because of the fracture of the upper strata, communicated between the contact with the outside world, the ore-bearing fluid rapid acceed to fracture in the formation, formed relatively low grade gold "fracture-type" ore body; for the hydrothermal gold-bearing strata in the lower part of Longtan Formation, because the balance of the ore-bearing hydrothermal system is not breaked heavly, gold quality sedimented in the limited range (anticline core) formed the higher grade "stratabound-type" ore body;
(8) The main genesis of Shuiyindong gold has the following three aspects: first, Emei mantle plume activity,in the edge o mantle plume forme the gold-rich magma; second, gold-rich magma erupted and spilled belong the deep fault in the edge of Emei mantle plume ,then sedimented in a relatively isolated tidal flat - lagoon environment that is conducive to the preservation of gold; Third, because of the block of coal and clayr, the hydrothermal in the lower part in Longtan group formed the ore rich body in a relatively limited space (anticline core) through filling etc;
(9) build the mantle plume mineralization model of the Shuiyingdong gold deposit Preliminary: Emei mantle plume strongly activite in the Hercynian – Indosinian:On the one hand, the activite changed the pattern of deposition in southwest of China, the depositional environment of Shuiyindong is changed from carbonate plat to a limited tidal flat - lagoon sediment, On the other hand, formed the gold-rich magma in the Emei mantle plume edge.the gold-rich magma Raise along the deep fault in the edge of the Emei mantle plume, the gold-rich magma go into the Tidal flat–lagoon by Eruption–sedimentation. under the Emei mantle plume pulsely activity, Emeishan basalt erupted many times and Frequent advance and retreat of sea water, formed a limestone + seam (or clay rocks) Combination of complex lithology Multi-storey Source of ore. Yanshanian Emeishan mantle plume active strongly once again, in the process of form HuiJiabao Anticline, under the affect of the Abnormal heat , Tectonic stress and Ore-bearing fluid, Transformed the source bed, the gold migrate along the dimensions of to the core of the Huijiabao anticline.The Tectonic stress increase Gradually, formed Ore-forming stage fracture in the The upper part of the Longtan Formation. Because of the Ore-forming stage fracture can not connected the ore-bearing fluid in the the lower part of the source of ore. on the one hand, change conditions of the "floor control-type" ore fluid system,caused the sediment of the gold mineral in a limited space,formed the "layer-control-type" body; . On the other hand, the Ore-forming stage fracture connected the the upper part of the ore fluids in the upper source of ore, , the ore-bearing fluids go fast into the ore-forming period of rapid fracture, formed the " stratabound-type "ore body in the upper strata.
Key word:Emei mantle plume Shuiyindong gold deposit gold ore source bed the relationship of formation Metallogenic model
第一章:绪论
1.1本项研究的的选题依据及意义
1.1.1选题依据
“滇黔桂”金三角是我国主要金矿矿集区，其中的黔西南地区是“滇黔桂”金三角的重要组成部分。黔西南地区已有超大型金矿床、大型金矿床多处，如水银洞金矿、烂泥沟金矿、紫木凼金矿、板其金矿、丫他金矿及戈塘金矿等。在这些金矿床中，水银洞金矿床尤其引人注目：矿体赋存于二叠系龙潭组地层中，矿体以层控型为主，矿体产状与地层产状一致，空间上多个矿体重叠，单个矿体规模大。其中主要矿体规模大，组分均匀，厚度稳定，成矿期后破坏小；勘探类型简单,属Ⅰ勘探类型卡林型金矿床；矿床矿石品位高，平均达20g/t以上，最高达3位数(聂爱国,2006),储量大，累计提交黄金资源储量达XXX吨，已达超大型规模。这些显著区别于其它矿床的特征引起矿床学界的高度重视和广泛关注。
水银洞金矿位于贵州省西南部，贞丰县北西直距约18km，隶属于贞丰县小屯乡所辖（图1.1）。地理位置：东经105°30′00″-105°33′38″，北纬25°31′00″-25°33′28″。
图1.1 研究区位置图
众所周知，中国西南地区是我国重要矿集区之一，具有矿床产出集中，矿种类型多样，超大型，大型矿床大量产出等特点。如攀枝花钒钛磁铁矿、个旧锡多金属矿床、白牛厂超大型银多金属矿床、临仓超大型锗矿床、玉龙超大型铜矿床及川甘陕、滇黔桂微细粒浸染型金矿等。西南地区之所以有大量的矿产产出,与该区的峨眉地幔热柱活动密切有关(李红阳等,2002)
贵州贞丰水银洞金矿位于峨眉地幔热柱活动区。通过研究发现水银洞金矿的成矿与峨眉地幔热柱的活动密切相关：成矿物质来源、含矿建造、热液活动及成矿作用等均与峨眉地幔热柱活动有内在的联系。本文拟从地幔柱构造角度运用地幔柱理论、峨眉地幔热柱研究成果、水银洞金矿床研究成果探讨水银洞金矿成矿机理及成矿模式，对水银洞金矿成矿进行综合剖析和研究。
本课题来源于贵州省委组织部高层次人才特助经费项目《峨眉地幔热柱活动与黔西南卡林型金矿成因关系研究》（TZJF-2006-05）
1.1.2研究意义
（1）学术意义
自Morgan1971年提出热柱概念以来的三十余年里，人们对地幔柱构造理论的研究主要集中在以下几个方面：（1）地幔柱的理论研究：热点对地球表面的影响，热点与地幔柱的分类及分布，热点与地幔柱的热动力学研究等；（2）地幔柱理论运用:主要从区域上研究了与地幔柱活动有关的岩浆作用，成矿作用，超变质作用及大地构造等，如牛树银教授等研究了河淮地幔亚热柱的演化及其对华北地区成矿的控制作用。但目前鲜见有学者利用地幔柱构造理论研究某一具体矿床的成矿作用和成矿过程。
水银洞金矿是黔西南地区最具代表性的卡林型金矿之一，许多单位及学者运用多种研究手段和技术对它进行较为深入地研究，取得许多研究成果。目前水银洞金矿的研究大都停留在地壳范围内，多从矿床地质特征、矿床地球化学特征及成矿作用等方面探讨矿床成因，没有从地球深部（地幔）构造活动、岩浆构造活动角度深刻认识水银洞金矿的成矿过程。因此，本项研究以地幔柱构造理论为指南，以峨眉地幔热柱研究成果为支撑研究水银洞金矿床的成因具有创新性、开拓性的学术价值，该研究起到以点带面的作用，对其它矿床的成矿作用、成矿过程的认识具有借鉴作用，对于丰富和深化峨眉地幔热柱理论及其成矿作用具有重要理论意义。因此，本项研究具有重要的学术参考价值。
（2）经济社会意义
水银洞金矿在黔西南地区众多卡林型金矿床中具有突出的地位：该金矿储量大，品位高，产出稳定，具有良好的找矿前景。贵州是我国经济落后的地区之一，研究、寻找、开发该类型金矿床为推动地方经济发展具有重大现实意义；金矿作为重要的矿产资源，无论在工业、金融业还是在政治等方面都具有重要的地位，在保证国家经济健康稳定发展中有重大作用；随着人们物质文化生活水平的提高，对金等贵金属的需求量也越来越大。因此，研究、寻找该类型金矿床具有重大的现实意义。
1.2本项研究内容和方案
1.2.1本论文的主要研究内容
（1）阐述峨眉地幔热柱活动理论研究现状、峨眉地幔热柱活动特征；
（2）探讨峨眉地幔热柱活动形成水银洞金矿的地热背景、特殊的岩相古地理条件及含矿建造、成矿热液来源、成矿物质活化迁移及成矿过程；
（3）研究晚二叠纪以来峨眉地幔热柱活动对贞丰水银洞金矿床物质来源的贡献；
（4）建立峨眉地幔热柱活动形成水银洞金矿床的成矿模式。
1.2.2本论文的研究方案
（1）收集峨眉地幔热柱研究资料、水银洞金矿资料，野外对水银洞金矿床进行调研，采集有代表性的样品进行相关分析测试；
（2）论述在峨眉地幔热柱活动作用下，对黔西南地区区域地质背景的影响；
（3）根据矿石的相关测试分析，探讨水银洞金矿成矿物质来源；
（4）根据镜下鉴定、电子探针、扫描电镜、单矿物含金测试等研究成果，
论述水银洞金矿床的物质组成特征、结构构造特征及金的赋存状态；
（5）研究在峨眉地幔热柱活动作用下，水银洞金矿床的形成机理及过程；
（6）建立水银洞金矿床的成矿模式。
1.2.3本次研究工作完成工作量
（1）查阅相关文献资料完整100余篇，引用70余篇；
（2）对黔西南进行区域地质调查两次，测制路线剖面10余条，水银洞金矿实地调查30余天；
（3）采集代表性岩矿样品100余件，野外照片50余张；
（4）磨制光、薄片50余件，显微照相30余张；
（5）样品测试分析30余件；
（6）发表学术论文两篇。
1.3研究历史及现状
20世纪70年代，贵州地质矿产勘查开发局区调院首次在黔西地地区发现了册亨板其金矿，由此揭开了在黔西南地区寻找卡林型金矿的新篇章。在三十多年的时间里，贵州地质矿产勘查开发局105、117、104、113、112及区调院、物化探院及测绘院等多家单位和许多地质工作者在该区系统地开展了1:20万区域地球化学测量、1:20万区域重力测量、1:5万区域地质调查及该区大部分地区的1:10万航空磁力测量等。通过这些系统扎实的地质工作，积累了大量的参考资料，提高了该区的地质研究程度，圈定了大量金异常区，发现了一批金及与金相关的矿床、矿点。这些成果为发现水银洞这一特大型金矿起到了奠基性作用。
水银洞金矿的发现较晚，20世纪80年代，在灰家堡背斜汞矿带中寻找金矿取得了进展，发现了雄黄岩等一系列金矿点。在此基础上，勘查评价了紫木凼、太平洞两个大型金矿床。通过对矿体赋存规律及控矿因素的研究，提出了“两层楼”模式及“构造-热液”成矿模式，总结出“没有构造就没有金矿”的规律(郭振春,1998,郭振春,2006),在该模式的指导下，贵州地质矿产勘查开发局105地质大队于1995年在水银洞
施工
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钻孔5个见矿，计算金矿资源量XX吨,平均厚度4.43m, 平均品位Au9.25×10-6，标志着水银洞金矿床的成功发现。1996-1998年，贵州省地矿局105地质队与贵州丹斯通矿业有限公司合作勘查，施工21个钻孔，探求资源量XX吨。2001-2004年，贵州省地矿局与紫金矿业公司合作，进一步勘探水银洞金矿，获资源量/储量XXX吨,平均厚2.01m,平均品位11.14×10-6。
综观前人对水银洞金矿床的研究成果和观点,水银洞金矿床成因观点较多,分歧较大：
（1）105地质队刘建中、刘川勤等认为，该矿床是产于沉积碳酸盐岩的卡林型金矿床，属中-低温热液矿床，与构造、蚀变、岩性关系密切；
（2）福建紫金矿业股份公司陈景河、葛广福等从矿相特征及沉积相出发，认为火山沉积物是金矿的主要物质来源，并阐述了有机质成矿、油气成矿的可能性等；
（3）张成江、刘家铎、刘显凡等通过峨眉山火成岩省研究提出峨眉山火成岩对区内金矿起着非常重要的控制作用，高振敏、李红阳等也持有与此相似的观点；
（4）郭振春指出在黔西南台地相区的龙潭组地层中有多层产出的层间型矿体，并建议应积极探索龙潭组地层中层间型矿体存在的可能性。
（7）张兴春、苏文超、夏勇等作包裹体研究，包裹体有液相CH4-N2-CO2，气相CH4-N2-CO2，气液相VCH4+N2+CO2+H2O，温度200℃-220℃，压力1×106～2×106KPa，显示超压流体性质，具中～低温超高压热液成矿特点。
（8）刘建中等在长期研究后，建立了水银洞层控特大型金矿成矿条件与成矿模式：即与深部隐伏花岗岩有关的富含CH4-N2-CO2和Au2+、Sb3+、Hg2+、As2-、H2O的热液，在燕山期区域构造作用下沿深大断裂上涌，沿P2m与P3l间的不整合界面（区域构造滑脱面）侧向运移与岩石产生交代形成构造蚀变体，局部形成金矿体或矿床（如水银洞Ia矿体、戈塘金矿床）。背斜核部附近发育的F162、F163等斜切层面的断裂构造或一系列节理成为成矿流体穿透一些构造封闭层（如碳质页岩）到达另外一些渗透性较好的地层—碳酸盐岩（这些地层上必须有封闭层覆盖的通道），热液向上运移过程中，碳酸盐岩的顶底板粘土岩形成良好的封闭层阻止热液扩散而导致含矿热液沿孔隙度大的碳酸盐岩侧向运移并富集而成黔西南独特的层控型矿床—水银洞金矿。。
（9）庄汉平、卢家烂、傅家谟等研究认为，黔西南金矿整合产于地层中，层状金矿形成与油气运移有关，与古油藏有关。
（10）张竹如、沈文杰、李小永、唐波、黄建国、张敏等对水银洞金矿成因、含矿建造等进行系统研究，完成了相关硕士论文，并提出龙潭组煤系地层与水银洞金矿成因关系的论点。
（11）张敏建立了水银洞金矿的成矿模式：水银洞金矿为沉积—成岩及后生改造微细粒金矿床，其形成机制为晚二叠世早期及中期伴随贵州西部峨眉山玄武岩大规模喷发活动，于兴仁—贞丰一带受潘家庄断裂及紫云—垭都断裂同生断裂夹持的三角形断块地段，为潮坪泥质～潮下局限台地相中形成的“大厂层”及龙潭组富含Au—As—Hg—Tl—Sb的沉积物。此套沉积物进入成岩期后，使炭硅质层及不纯灰岩夹层中多处发生选择性溶蚀形成次生孔隙发育的储集层，为古地下水流动的通道及排泄场所。在成岩及后生作用过程中，沉积同生孔隙水变成成矿介质溶液，受上覆地层压力等所致，水流从高压向当时低压空间流动，形成汇集、淋滤、萃取地层中成矿元素介质溶液—径流—排泄的古水文地质单元系统，并在排泄地段及地下水稳定水位上下的储集层中充填、交代就位形成。
纵观以上各种成因观点，可以看出：上述研究成果对地球浅层作用研究较多、对地球深部内层作用研究较少；从热液成矿作用角度研究较多、从地幔岩浆成矿作用角度研究较少。因此，有必要用峨眉地幔热柱的观点全面、深入、综合研究水银洞金矿的形成过程及成矿规律，以便对贞丰水银洞金矿成因得出较为客观的认识。
第二章:峨眉地幔热柱活动特征
广布于中国西南三省的峨眉山玄武岩是我国唯一被国际地学界公认的大火山岩省（Large Igneous Provinces,称LIPs），LIPs的形成是峨眉地幔热柱活动的结果(Mathoney J J，1997；Courtillot V，1999)。目前众多学者的研究证实：西南地区许多矿床的形成均与峨眉地幔热柱活动有着直接或间接的关系。
2.1地幔柱理论的起源与演化
2.1.1地幔柱理论及其起源
地幔柱理论起源于热点假说：Wilson首先提出热点假说，用于解释夏威夷群岛火山岩的成因（Wilson,J.T.,1963），Morgan认为地幔内部存在一种上升的、圆柱状的、局部熔融的物质流即“热柱”(Hot Plume)（Morgan W.J,1971, Morgan,W.J,1972）热柱到达地表之处或地幔热流上升之处即成为“热点”。上升地幔热柱可以将上覆岩石圈抬升，使地壳呈现大面积隆起并形成穹窿构造，当地幔柱冲破岩石圈则形成热点，因此热点是地幔柱在地表的表现，以火山作用和高热流值及隆起为标志（Wilson,J.T,1973）因此,热点的概念仅仅代表了地幔柱到达地表的的现象和征状。而没有揭示出内部规律。
Morgan于1971年进一步提出太平洋中的热点是一系列狭窄的热隆起，并将其称为地幔柱，热点是被地幔柱的物质上涌形成的。Morgan同时认为地幔柱可能起源于接近地核的地幔深部，由于热不稳定而上升，为火山作用提供热和火山物质，是板块移动的驱动力。Morgan（1971，1972）又指出，热点是地幔顶界面隆升在地壳中的一种表现形式，是地幔柱上升的地点，并认为Wilson所提出的固定热地幔源区，实际上是一个产于地幔底部热边界附近的热幔柱，并把炽热上升的圆筒状物质流称之为地幔柱（Morgan1971，Morgan 1972）。至此，地幔柱构造的雏形基本建立起来了（图2.1）。
地幔热柱具有脉动式特征。Scott（1986）用一个细管将稀溶液从盛满蜂蜜容器的底部注入，在液柱中产生了单波，当注射速度加快时，液柱中单波由线形变为非线性，据此Scott等（1986）认为热幔柱是以单波脉冲形式向上运动，这种认识被后期许多研究者所证实、承认。
Deffeye认为热幔柱是由下地幔上涌形成的（Deffye,J.T，1973），Anderson认为热幔柱是一种化学柱，其化学成分与周围地幔物质有明显的差别。而Olson和Yuen则认为地幔柱既是热柱，又是化学柱，并称之为地幔热化学柱（Olson.P等1982）
关于地幔热柱的启动力，宋晓东等通过分析世界不同区域的南北向剖面地震波的波形，发现内核有很强的各向异性，沿内核南北向的P波波速比东西向的要快3%左右。据此提出来了内核差速旋转的惊人论述：推测地球内核以约1°/a的速率相对于地幔向东差速旋转（宋晓东等，1996）。除此而外，研究发现地幔底部存在超低速层，其厚度不超过40km，是地球核－幔边界一个非常重要的界面（CMB），且在这一界面两侧的地核-地幔间存在很大的物质差、粘度差、温度差及密度差。值得一提的是，在CMB界面之上发育“超临界层”，即D″层，该层的S波快速和慢速异常与上地幔中的相应异常存在着相当好的对应关系和垂向上的连续趋势。正是由于在核-幔边界的差异旋转及活动性很强的CMB层及D″层存在，D″层从外地核聚集大量的放射性元素，为地幔柱的启动提供了能量保障，造成核-幔之间物质交换及地幔热柱的启动（牛树银等，2002）
图2.1实验显示的地幔柱结构（引自Campcell等，1989）
至此奠定了地幔柱理论的基础：①地幔热柱往往发育于地球的核-幔边界，并且在向上上升的过程中逐渐扩大；②当垂直的地幔热柱上升到岩石圈底部时，幔流变为向外的撤离扩散，形成具火山活动的热异常区，并可能使岩石圈上隆；③与地幔柱内集中的上升流相平衡的回流，由地幔其余部分缓慢地向下运动完成，形成“地幔冷柱”；④地幔热柱上升点呈放射状流体施加给岩石圈板块的合力以及板块沿边界相互制约所产生的力，确定了板块运动的方向（牛树银等,2001）
综上所述，地幔柱构造理论起源于热点假说，地幔柱从热传导形式可分为地幔热柱和地幔冷柱，地幔热柱既是热柱，也是化学柱，简称地幔热柱。地幔热柱能量来源于核幔边界。
2.1.2幔柱构造的三层次构造
Maruyama将在地幔中受一些大的垂直的地幔柱流控制的动力学区域，称之为地幔柱构造（Maruyama,1994）。提出了包括作为地幔柱构造一部分的板块构造的地幔柱构造学初步概念：幔柱构造在空间上包括了近地表的板块构造、中间的地幔热柱和深部的地核生长构造三个层次的构造,板块构造是幔柱构造的组成之一。
古气候、古生物、古地磁及深海钻探等研究成果有力的支撑了板块构造理论，在解决许多地质问题上取得了巨大成功。但是，深入研究发现，板块构造在解释有些地质问题上显得力不从心：1、完整的岩石圈为什么会破裂成板块，板块构造的驱动力又是什么？2、如何解释火山岛链及其生成顺序？3、如何解释大陆溢流玄武岩(CFB,又称高原玄武岩)成因、大陆内部强烈的构造—岩浆活化(地台活化)及盆岭构造等一系列板内构造等。面对这些问题，越来越多的地质学家开始思索全球构造理论，由此引发了继大陆漂移、板块构造之后的第三次地球科学革命—“幔柱构造”登上舞台。
板块构造是地幔柱构造作用在岩石圈浅部的表现形式，是幔柱构造的一个重要组成部分。幔柱构造又是板块构造作用的深部动力机制。板块构造强调水平运动，幔柱构造则将深部热幔柱和冷幔柱的垂直运动与浅部岩石圈板块构造的水平运动结合为一个统一的有机整体。板块构造包括大陆裂谷、大洋裂谷、海底扩张和俯冲造山等构造系统或单元；在幔柱构造体系中，深部地幔热柱、冷幔柱构造作用，与浅部岩石圈热点活动、大陆裂谷作用、大洋扩张、硅铝壳(及洋壳)造山结合成一个有机整体（李红阳等，2002）。地幔柱构造决定了地幔热点、大陆裂谷-大洋扩张-俯冲碰撞造山威尔逊旋回，地幔内共同存在的热幔柱与冷幔柱对流运动驱动着表层板块构造的运动。
因此，幔柱构造理论并非是与板块构造理论相对立的学说，而是板块构造的深入和延伸，它不仅可成功解释板块构造的驱动力这一长期的地质学界最大困惑，而且还解释了板块构造理论解释起来乏力的其它问题，如板内岩浆岩的的巨量产出。更为重要的是，它揭示了地球深部的活动特征，沟通了地球深部与地壳浅部的物质、能量及信息交换，将地球深部活动与岩石圈活动统一起来，为深入、全面地研究地球科学拓展了空间。
2.2峨眉地幔热柱的活动特征
2.2.1峨眉地幔热柱活动特征
一、形态特征
经研究，峨眉地幔热柱是中国典型的地幔热柱之一。据地震层析成像编制的地幔热柱三维速度结构图（李红阳等，2002），见图2.2，揭示了峨眉地幔热柱在
1.峨眉地幔热柱尾柱区；2．峨眉地幔热柱头部作用区；3．峨眉山玄武岩；(1)滇黔桂卡林型金汞锑矿集中区；(2)川甘陕卡林型金汞锑矿集中区；(3)滇西上芒岗卡林型金汞锑矿成矿区；实线表示高速异常等值线(％)及轴线；虚线表示低速异常等值线(％)；①广西大厂超大型锡多金属矿床；②都龙超大型铅锌矿床；③白牛厂超大型银矿床；④个旧超大型锡多金属矿床；⑤老王寨超大型金矿床；⑥临沧超大型锗矿床；⑦攀枝花超大型钒钛磁铁矿床；⑧金顶超大型铅锌矿床；⑨玉龙超大型铜矿床；⑩厂坝超大型铅锌矿床
图2.2.峨眉地幔热拄的三维速度结构与我国西南地区超大型矿床和矿集区（李红阳等，2002）
50～450km深度上为一复合低速柱，由若干个呈“梅花状”分布的次级亚热柱组成。其初始地幔热柱蘑菇状头部直径约1000～1500km，尾部区位于攀枝花一带，直径约250km。这一复合低速柱反映了峨眉地幔热柱的纵向与横向不均匀性和多级演化特征。活动期为晚古生代至新生代早期。岩浆活动总体演化由基性到酸性，由喷发到侵入，由海相到陆相。裂谷作用由泥盆纪至三叠纪，从南东向北西依次开裂迁移演化（李红阳等，2002）。
这一复合低速柱反映了峨眉地幔热柱的纵向与横向不均匀性和多级演化特征，可能是峨眉地幔热柱物质上涌时侵位、熔融等作用的结果。
二、活动时限及特征
根据地震层析成像资料和相关地质研究资料综合分析，伴随峨眉地幔热柱构造作用出现的基性-酸性岩浆活动，始于晚泥盆纪，大规模发育于晚古生代二叠纪至整个中生代，可延续到新生代早期（？）。其中，早阶段以基性岩浆大规模喷发活动为主，晚阶段以酸性及碱性岩浆大规模侵入为主，并伴有少量基性-超基性岩浆侵入与喷发活动，具体可划分为7个时期（李红阳等，2002）：
①中晚泥盆世海底玄武岩浆喷发，主要发育于右江裂谷盆地；
②石炭纪玄武岩浆喷发和层状基性-超基性岩体侵位，前者主要发育于右江裂谷盆地。后者以攀西地区红格岩体为代表；
③早、晚二叠世之间大规模峨眉山玄武岩喷发，其分布面积约50万km2，为基性岩浆活动的高峰期，在贵州西部、中部、南部到东南部的凯里一带都有峨眉山玄武岩或火山凝灰物质的产出；
④晚二叠世酸性火山喷发，火山灰沉积遍及整个华南地区，为酸性岩浆喷发高峰期；
⑤早-中三叠世之间的酸性火山喷发，火山灰形成“绿豆岩”；
⑥晚三叠世基性岩浆喷发和侵入以及酸性岩浆侵入，在贵州南部也见此期的玄武岩喷发；
⑦中生代中-晚期至新生代早期，是酸性及碱性岩浆侵入活动的高峰期，小规模的基性岩浆侵入活动常常与酸性-碱性岩浆侵入活动并存，可呈基性-超基性岩体和岩墙（脉）群等形式出现；
由上可知，峨眉地幔热柱活动时间长，影响范围广。峨眉地幔热柱岩浆活动演化具有明显趋势：从基性到酸性至碱性，由喷发到侵入，由海相到海陆交互相到陆相，由幔源到以幔源为主的幔壳混合来源。
2.2.2峨眉地幔热柱活动的地质效应
峨眉地幔柱起源于赤道附近，它的动力学特征主要反映在四大地质事件上（卢记仁，1996）：(1)峨眉地幔热柱的垂直上升导致康-滇地区大幅度隆升,变质基底大面积出露,泥盆—石炭纪地层广泛缺失；(2)岩石圈破裂解体,峨眉地幔热柱中轴顶部岩石圈发育“三联点”构造(图2.3),一支构成攀西裂谷的主要断裂系,另一支为龙门山断裂,沿其发生大规模走滑,第三支为炉霍-道采断裂,沿其发育蛇绿混杂岩堆积；(3)玄武岩快速巨量喷发溢流,相应基性-超基性岩大规模侵位,构成面积达50万km2的火成岩省；(4)海西—印支期陆壳深熔,酸性岩浆强烈喷发,其火山灰沉积(沉凝灰岩、粘土岩、绿豆岩)广布整个华南地区。据研究,峨眉热幔热柱孕育于泥盆-石炭纪,主体发育于二叠纪。
图中带点虚线区为峨眉溢流玄武岩分布区;细虚线为峨眉地幔热柱(中轴)分布区,两个地幔热柱分布区可能为同一峨眉地幔热柱于不同时期在地表迁移而遗留的轨迹
1-金沙江-哀牢山缝合带;2-甘孜-理塘缝合带;3-锦屏山-小金河断裂;4-箐河-程海断裂;5-攀枝花-楚雄断裂;6-磨盘山-绿汁江断裂;7-安宁河-易门断裂;8-普渡河-普雄河断裂;9-甘洛-小江断裂;10-鲜水河断裂;11-龙门山断裂
图2.3二叠纪时期形成的峨眉火成岩省及其与地幔热柱关系（卢记仁,1996）
第三章:峨眉地幔热柱活动形成区域地质背景
3.1 大地构造位置
黔西南地区大地构造位置属扬子陆块西南缘的右江古裂谷上。右江裂谷的西南侧以三江褶皱带为界，南侧与华南板块紧邻，属大陆型地壳构造域的右江古裂谷。右江古裂谷主要是以西侧的小江断裂（XJF），东侧的紫云—垭都断裂（ZYF），南部开远—平塘断裂（KPF）控制的三角形裂谷区（图3.1）。裂谷作用自泥盆纪开始到三叠纪结束，裂谷沉积演化过程中伴随着广泛的岩浆活动，如中二叠世晚期出现陆相为主兼有海相的大规模峨眉山玄武岩浆喷发，到早、中三叠世火山岩及相应的浅成侵入体（集中发育于裂谷中部南盘江流域及其以南地区）。水银洞金矿位于右江裂谷的东南角，扬子陆块西南缘。
图3.1水银洞金矿大地构造图
（据高振敏、李红阳等，2002）
1.扬子板块；2.右江古裂谷；3.三江褶皱带；4.华南板块； 5.印度板块；6.深大断裂；7.隐伏断裂带；8.构造单元界线；9.水银洞金矿床； NJF —怒江断裂系LCJF —澜沧江断裂系JSJF —金沙江断裂系ALSF —哀牢山断裂系；LZJF —绿汁江断裂；ANHF —安宁河断裂；XJF —小江断裂；SMF —师宗弥勒断裂；KPF —开远平塘断裂；ZYF —紫云垭都断裂；QZF —黔中断裂；PCF —普定册亨隐伏断裂；
3.2 区域地层
3.2.1区域地层
加里东运动后，黔西南地区由志留世晚秀山期-回星哨期的滇黔桂古陆转为泥盆纪早期的斜坡-深水滞流陆棚沉积，并经历了长期的沉积作用（贵州省地质矿产局区域地质调查大队，1992）大面积出露晚古生代和中生代早期地层，其中二叠纪和三叠纪地层占据了主导地位，新生代地层零星分布。晚古生代和中生代早期地层以碳酸盐岩为主，碎屑岩次之。
受构造条件影响，晚古生代至三叠纪期间，本区北西、南东两部分沉积相差异显著，根据区域地层发育的总体特征沿云南罗平至贵州兴义、贞丰一线可划分出扬子地层分区以台地浅水碳酸盐沉积发育齐全为特征；右江地层分区则以盆地相深水—相对深水陆源碎屑浊流沉积典型为其特征。
泥盆系：为陆棚上相对的深水沉积，出露以中、上统为主，以泥岩及碳酸盐岩为主，上部硅质增多，形成硅质岩、硅质条带灰岩等。
石炭系：是海侵的最盛时期。在贵州南部石炭纪地层发育较好，但在黔西南地区主要沿周边地带出露。依岩性、岩相及古生物面貌等特征分为两种类型的沉积区。在晴隆、紫云、关岭、六枝一带和罗甸、望谟、册亨一线以南为深水台盆相带，主要有硅质岩、含燧石结核的灰岩等组成。其余为浅海相台地相带，主要有浅色灰岩及白云岩等组成，下部常夹石英砂岩、页岩等，为生物礁灰岩。
二叠系：在扬子地层分区：岩性较为单一，下二叠统主要为一套碳酸盐岩，厚500-800m。上二叠统包括龙潭组、吴家坪组和长兴组，主要为砂岩、页岩及燧石灰岩。在右江地层分区：主要为礁灰岩，黔西南贞丰、册亨、望谟一带下二叠统称四大寨组，以粘土岩和重力流形成的各种碳酸盐碎屑岩及燧石条带灰岩为主，厚369-650m；上二叠统领好组见有玄武岩屑及沉凝灰岩、凝灰质粘土岩等，厚800m。
三叠系：黔西南地区三叠纪地层广泛分布。在扬子地层区：下三叠统杂色页岩为主，夹石灰岩、白云质灰岩，厚300-500m；中三叠统主要为薄层-厚层白云岩、白云质灰岩夹溶塌角砾状白云岩，厚800-1100m；底部常见厚1m左右的玻屑凝灰岩或“绿豆岩”；上统出露不全，最大出露厚度1500-1700m，主要为粉砂岩、钙质粘土岩、泥灰岩及石英砂岩，并向上渐变为火把冲组-二桥组海陆交互相的含煤碎屑岩系。在右江地层分区：下三叠统主要为罗楼组泥晶灰岩、泥灰岩及页岩；中三叠统为巨厚的砂、泥岩及少量泥晶灰岩、砾屑灰岩；由下往上分别为新苑组（340m）、许满组（1600m）和边阳组（1900-2700m）。
侏罗系、白垩系、第三系：黔西南侏罗系、白垩系缺失沉积。在兴仁、兴义之间有零星陆相断陷盆地型第三系红层不整合于三叠系地层之上。
第四系：主要为类型繁多的陆相沉积，包括冲积、残-坡积、湖沼沉积及洞穴堆积等各种成因的砾石、砂粘土等。黔西南地层对比，见表3.1。
表3.1 黔西南地层对比表（据李文亢等，1998，略有补充及改动）
3.2.2区域含金层序
目前研究成果表明，与金矿成矿有关的地层主要为二叠系和三叠系。王砚耕建立了黔西南地区两类赋金层序（王砚耕，1990）：
龙头山赋金层序：位于扬子陆块范围内，分布在兴仁、安龙、兴义、晴隆和普安等县境内。该层序是指不整合于下二叠统茅口组之上、上三叠统赖石科组之下的一套以海相碳酸盐岩为主的层序。其岩性自下而上为：①含煤陆源碎屑岩夹灰岩→②钙质细碎屑岩夹不纯灰岩→③灰岩→④颗粒灰岩→⑤灰岩+白云岩→⑥白云岩→⑦灰岩→⑧含锰灰岩+泥晶灰岩。包括水银洞、紫木凼、太平洞、泥堡及戈塘等金矿床（图3.2）。 图3.2龙头山赋金层序（王砚耕，1990略有改动）
赖子山赋金层序：位于右江造山带，分布在册亨、贞丰和望谟等县境内。该层序是指二叠系礁灰岩间断面或假整合面之上、上三叠统黑苗湾组之下的一套以陆源碎屑岩为主的层序。其岩性自下而上为：①灰岩及砾屑灰岩→②粘土岩+粉砂岩→③不纯灰岩→④细砂岩（浊积岩）、 粘土岩→⑤瘤状灰岩→⑥砂岩（浊积岩）夹粘土岩→⑦粘土岩（图3.3）。包括烂泥沟、丫他及板其等金矿床（图3.3）。。 图3.3赖子山赋金层序（王砚耕，1990）
3.3区域构造
3.3.1区域表层构造
王砚耕等研究了黔西南地区地表构造样式，认为该区构造具有“层”“块”“带”有序的排列和组合,构成一幅颇具特征的变形图像。“层”是指浅层地壳垂向上强应变的滑脱面或者拆离带与弱应变的席状岩层相间排列；“块”是指平面上的弱应变域；“带”是指那些在平面上呈线状延伸的强应变域（王砚耕等，1995）。从图3.4可看出，黔西南及邻区褶皱形态多样，以长条状为主，也有宽缓短轴的背斜、穹隆和构造盆地，既有直线型及弧形弯曲者，陡倾紧闭型褶皱或断裂密集而成的强变形带与宽缓型褶曲构成的弱变形块带相间出现。褶皱既有简单形态，也有复式褶曲。断裂有逆冲断层、正断层及大型逆冲推覆构造等多种。构造线方位具有多样性，主要有北东向、北西向及北北西，少量近东西向和南北向，构造迹线方位也呈多向性。从图中可看出，构造形迹明显受区域大断裂的控制，绝大部分构造被这些大断裂限制，并发生与主要大断裂构造形迹同步弯曲等现象，将黔西南地区划分为几块相对独立的构造域。在构造域内，有些地方为“块”，有些地方为“带”。
图3.4 区域表层构造特征（韩至钧等，1999,略有修改）
表层构造对金矿体的产出也具有明显的控制作用，从地壳表层的控矿方位来看，单个矿带走向是过东西向的，紫木凼，烂泥沟、丫他、板其、高龙、金坝、革档等金矿区的控矿构造和金矿带（体）均是如此，但在表层构造变形图上，表现最为突出的是北东向和北西向组走向滑动并构成菱形网格状。研究表明，这两组构造都是主成矿期后构造，它们改造和掩盖了主成矿和主控矿的东西向和近东西向构造（韩至钧等，1999）；从控矿的主要构造类型来看，大量的金等金属矿床产于背斜核部的二叠系龙潭组煤系地层中（聂爱国等，2008）；彭扬奇也认为，黔西南地区构造控矿作用明显：矿床（矿带、矿田）受背斜或背斜加断裂等控制，几乎所有金矿床都与背斜或穹窿有关，金矿均富集于背斜轴部或靠近轴部的翼部（刘东升，1994），区域表层构造对黔西南地区矿床产出，特别是对金矿产出的控制可见一斑。
值得一提的是，水银洞金矿在区域上虽然处于弱应变域之内，但为一构造控矿矿床，即水银洞金矿处于弱应变“块”之内的强应变“带”上，可能说明了燕山期峨眉地幔热柱活动的应力集中在该矿床（灰家堡背斜）并在该金矿床处释放，造成超高压的成矿条件，使较大范围的金矿质在构造驱动下在背斜核部以应力释放的方式成矿。因此，水银洞金矿处于弱应变“块”之内的强应变“带”上，可能是水银洞金矿富集成矿的构造动力因素。
3.3.2区域深大断裂
峨眉地幔热柱活动造成岩石圈破裂解体，除峨眉热幔热柱中轴顶部岩石圈发育典型的“三联点”构造外，在峨眉地幔热柱活动范围还形成了其它不同规模的深大断裂。这些不同规模的深大断裂是岩石圈发生不同程度弯曲、破裂的外在表现。深大断裂的存在，一方面为岩浆喷发和气液活动提供了有利的构造条件；另一方面控制着区域上岩相古地理及沉积相的展布；再次,沿断裂及断裂交汇处可能有古火山口的分布,这对黔西南地区金矿床的形成及分布具有重要意义。贵州境内深大断裂较多,与黔西南金矿有密切联系的主要有以下几条深断裂带：垭都-紫云基底断裂，平塘-开远基底断裂及师宗-弥勒基底断裂等,现将各主要基底断裂分述如下（图3.5）：
垭都-紫云基底断裂：呈北西走向，在省区内大致经紫云－六枝－垭都一线，由多条密集的断裂构成，该断裂带省内全长300多km。物探表现为重力高低异常带分界和不连续磁场高低分界；该断裂西侧普遍分布有二叠纪峨眉山玄武岩，且厚度较大，而在东侧仅零星见及；在泥盆纪至中二叠世同沉积差异活动显著：西侧为凹陷沉降带，主要为相对深水区，且沉积厚度巨大；北东侧为台地边缘相，沉积厚度较小，黔西地区志留纪地层大片缺失，唯独在该断裂带处保存，据此认为该断裂形成于加里东期（贵州省地质矿产局区域地质调查大队，1992）。
平塘-开远基底断裂：该深断裂省内全长250km，可能形成于加里东期。该断裂与垭都-紫云断裂一起控制了早石炭-早二叠世的盆地相及台缘相的展布（贵州省地质矿产局区域地质调查大队，1992）。
师宗-弥勒断层：呈北东走向，大略经镇宁－清镇一线，省内长约80-90Km，向两端延出省外。该断裂影响深度约30-40Km，为重力等值线同步转折之高低异常带。该断裂为长期活动断裂，推测其深度已达幔圈（贵州省地质矿产局区域地质调查大队，1992）。另外，在垭都-紫云断裂与平塘-开远断裂交叉处附近有偏碱性基性岩体侵位，并在此处形成莫霍面隆起（毛健全等，1998）。师宗-弥勒断裂对黔西南地区地球化学及岩相古进理具有明显控制作用，断裂两侧早三叠至晚三叠世早期沉积相变显著，南东侧主要属斜坡－盆地相，北西侧为台地边缘相。两侧区域地球化学背景也有一些差异，北西侧主要为为Pb、Zn、Cu异常，南东侧主要为Hg、Sb、As、Au异常，大略是区域Au、Sb成矿带之西北边界（王尚彦,等，2005）。
深部构造特征及深大断裂对黔西南地区卡林型金矿具有明显的控制作用:
（1）由于峨眉地热幔柱头边部活动的作用，贵州西部地区莫霍面深部变化剧烈，我国微细浸染型金矿床主要分布于由西向东深度变浅的陡坡梯度带内,而且是陡坡局部隆起地段,其地壳厚度变化于38-56km之间（韩至钧等，1999）；
（2）区域性深大断裂控制了金矿田的分布（图3.5）。平塘—开远隐伏深断
裂为扬子地台与右江造山带的分界线,处于长期活动中；师宗—弥勒大断裂位于我国第二个巨型区域重力梯度带上,沿线有大量峨眉山玄武岩（韩至钧等，1999）。
峨眉地裂运动除了形成上述几条深大断裂外，尚有其它拉张裂陷断裂，可能都与峨眉地幔热柱活动有关，如右江地区晚古生代拉张沉陷等。由上述可见，深大断裂，特别是基底断裂应是峨眉地幔热柱上隆，岩石圈伸展变薄的机理下产生的，这些深大断裂成为岩浆喷发、溢流、侵位及气液活动的良好通道，并制约了后续构造运动变形及沉积相展布。这些均是峨眉地幔热柱活动在地壳浅部的表现，是峨眉地幔热柱活动作用的结果。
深大断裂为什么对金矿床产出具有明显的控制作用?这些深断裂作为导矿构造,是峨眉地幔热柱边部活动的产物,富金岩浆通过这些深大断裂喷发(见5.1节),进入深大裂控制的古水盆地中，导致深大断裂对金矿床的分布具显著控制作用。
3.4区域岩浆岩
3.4.1区域岩浆岩简介
黔西南地区的岩浆岩主要有海西-印支期峨眉山大陆溢流拉斑玄武岩、次火山岩相辉绿岩以及燕山期偏碱性基性、超基性小岩体（李文亢，1989）(表3.2)。
表3.2贵州西南部岩浆岩一览表
组合
大地构造位置
构造环境
时代
岩浆来源
活动方式
大陆溢流拉斑玄武岩
辉绿岩岩床、岩墙
偏碱性超基性岩
扬子陆块西南部
扬子陆块西南部
扬子陆块与右江造山带边缘
陆内裂谷
陆内裂谷
造山期后伸展
二叠纪
二叠纪
晚白垩世
幔源
幔源
幔源
爆发-溢流
侵位
爆发-侵位
辉绿岩主要分布在望谟-罗甸、普安-盘县一带，主要呈岩床或岩墙，大多数整合侵入石炭系、二叠系、三叠系地层，以茅口组一、二段居多，规模一般不大,多属于二叠纪峨眉山玄武岩的次火山岩相;偏碱性超基性岩仅分布于贞丰、镇宁、望谟三县交界处，呈岩脉、岩墙、岩枝、岩楔，个别呈岩筒状，侵位于早二叠世至中三叠世地层中。单个岩体规模小，长度为数十米至1000余米，厚数十厘米至8米。岩石以斑状橄云辉岩为主，其次为斑状云橄辉岩、斑状辉橄云岩及斑状橄辉云岩（李文亢，1989）。
另外，黔西南地区晚二叠世末至中三叠世地层中有玻屑凝灰岩分布：关岭——贞丰——安龙一线西北侧，上二叠统长兴组粘土岩中夹1～3层酸性玻屑凝灰岩，单层厚1～7cm；安龙、贞丰等地中三叠世硅质岩和粘土岩中夹有酸性玻屑凝灰岩，厚度小于1m。这说明区内二叠纪至三叠纪火山活动频繁（曾允孚，1986）。
3.4.2峨眉山玄武岩特征
由于峨眉地幔热柱的强烈活动，在早、晚二叠世之间形成大规模峨眉山玄武岩浆喷发，其分布面积约50万km2，跨越川滇黔三省，为基性岩浆活动的高峰期。峨眉山玄武岩在贵州西部广泛分布，其分布区呈向东凸的舌形，西厚东薄，在西北部的威宁、盘县一带形成巨厚的峨眉山玄武岩，最厚处在威宁舍居乐，厚1249m，黔西-安顺一线以东厚仅数十米，且多不连续，在翁安至福泉一带附近尖灭。其岩性组合主要为玄武质熔岩及少量玄武质火山碎屑岩，其中夹有少量正常沉积岩。玄武岩呈岩被假整合于中二叠统茅口组灰岩之上。玄武岩之上为龙潭组含煤岩系（贵州省地质矿产局，1987）。
微量元素原始地幔
标准
excel标准偏差excel标准偏差函数exl标准差函数国标检验抽样标准表免费下载红头文件格式标准下载
化表明峨眉山玄武岩与EM-1及EM-2型洋岛玄武岩相似(图36)，具有较高的Nb、Ta、Ti等高场强元素含量及较高的强不相容元素含量，为富集型地幔部分熔融的产物，显示出地幔热柱的成因特点。同时，强不相容元素含量随玄武岩基性程度的降低而增高。将峨眉山玄武岩的配分曲线与上下地壳、EM-1型或EM-2型富集地幔、HIMU型玄武岩(Tubual热点，Chauvelet a1.,1992)以及N-MORB原始地幔标准化配分曲线(图3.6d)进行比较，Rb—Nd总体含量低于EM-1及EM-2型洋岛玄武岩的，Sr-Lu值介于洋岛玄武岩与上下地
Uc—— 上地壳；Lc——下地壳；EM-1和EM-2—— 两种富集型洋岛玄武岩；HIMU—— 受地壳物质混染的亏损型地幔：N-MORB——正常洋中脊玄武岩；GLOSS——远洋沉积物平均成分；采样地点：YY一云南永宁；YL及YI—云南丽江；YB—云南宾川；SE—四川攀桂花二滩；
图3.6峨眉山玄武岩微量元素原始地幔标准化蛛网图（宋谢炎,2001）
壳之间，总体而言属于富集型地幔部分熔融的产物。但也有自己明显的特色；不相容元素富集程度相对偏低；弱的Hf和Th的负异常；Rb、Th、Nb含量低；盐源-丽江岩区由云南宾川、永宁向丽江富集程度有依次降低趋势。异常低的Rb含量、较高的P和Ti含量表明峨眉山玄武岩受地壳混染微弱。随SiO2含量的增加，微量元素总量的逐渐增高。Sr从负异常变为正异常，以及Hf负异常的出现，主要与橄榄石和辉石的分离结晶有关（宋谢炎,2001）。因此，元素比值能更好地反映峨眉山玄武岩地幔源的特征。显然，峨眉山玄武岩的上述地球化学特征不可能是岩浆演化过程中地壳的同化混染的结果。据汪云亮教授研究：峨眉山玄武岩既不是典型拉斑玄武岩系列，也不是典型碱性玄武岩系列，而是跨式—B型，属于趋势的临界面玄武岩系列。它是世界上第一个临界玄武岩系列喷发物，它的原始岩浆没有遭到地壳的明显污染（汪云亮，1991）。
根据现有资料，贵州峨眉山玄武岩三个不同碱性程度地区的化学成分平均值和全区平均值，都是投在拉斑玄武岩系范围；但是与世界大陆拉斑玄武岩比较，贵州峨眉山玄武岩又具有不同于典型拉斑玄武岩的特点：TiO2含量在3.2%-4.54%之间，几乎高一倍，属于高钛玄武岩；贵州峨眉山玄武岩具有高钛、低镁、相对贫钙、富铁，碱钙性区显然偏碱，固结指数明显较低等特点。
从表3.3可以看出，峨眉山玄武岩微量元素比值与OIB微量元素比值相近，与N-MORB、大陆地壳及远洋沉积物平均微量元素比值相差大，说明峨眉山玄武岩与OIB玄武岩相似-均为地幔热柱成因。
表3.3峨眉山玄武岩元素比值特征
元素比值
Zr/Nb
La/Nb
Rb/Nb
Th/Nb
Th/La
Ba/La
原始地幔
14.8
0.97
0.91
0.117
0.125
9.6
N-MORB
30
1.07
0.36
0.071
0.067
4.0
大陆地壳
16.2
2.2
4.7
0.44
0.204
25
远洋沉积物平均
14.54
3.2
6.4
0.77
0.240
26.9
HIMU OIB
32.0～5.0
0.66～0.77
0.35～0.38
0.078～0.101
0.107～0.133
6.8～8.7
EM-1 OIB
5.0～13.1
0.78～1.32
0.69～1.41
0.095～0.130
0.089～0.147
11.2～19.1
EM-1 OIB
4.4～7.8
0.79～1.19
0.58～0.87
0.105～0.168
0.108～0.183
7.3～13.5
峨眉山玄武岩
7～10
0.8～1.6
0.9～1.7
0.1～0.2
0.1～0.15
6～20
(据宋谢炎,2002)
3.5区域地热异常
黔西南及邻区的地壳，特别是浅层地壳的热状态，石油、煤岩等部门及有关学者进行过较多研究，从烃类相态、煤的镜质体反射率、牙形石变色序列等到资料，认为黔西南地区的有机质成熟度进入了过成熟到变质阶段，无疑是一个古地热异常。二叠纪至侏罗纪的古地温达2.3-3.5℃/100m（金晓华，1982）,现今的地温梯度为2.4-4℃/100m（贵州省地质矿产局，1987）,本区目前已知的金矿和锑、汞（铊）、砷、萤石、铀、钼矿床均分布于此地热异常内。
威宁、水城、盘县、普安等地辉绿岩全岩K-Ar法年龄为115.5×106a-283×106a，其中盘县、普安一带为115.5×106a-146×106a；贞丰和紫云之间的偏碱性超基性岩全岩K-Ar法年龄为77.5×106a-97×106a（贵州省地质矿产局，1987），说明从早二叠世茅口晚期以来，特别是中侏罗世至晚白垩世，始终有岩浆在活动，热能是充分的。
对于黔西南地区地热异常来源，查阅有关文献，绝大多数均将地热异常的热源归于地热增温率。但黔西南地区有巨厚沉积岩,不适宜用地热增温率解释。此外，不同构造环境地壳具备不同的热状态，故按人们普遍计算的地热增温率只是很粗略的估计，不能反映真实地质情况。前苏联的科拉超深钻记录了准确的地热增温率：科拉半岛地盾区在7km深处为50℃，10km处为100℃。即小于7km深度时“地热增温率”是很低的，不足1℃/100m。茅口期以来至三叠纪地层厚度按保守值4000m计，也远不能达到200℃的成矿温度；另外，黔西南地区铅同位素组成属正常铅范围，因而可以排除放射性元素衰变产生的放射性热源提供主要热动力的可能性。因此，黔西南地区异常高的地热温度的能量只能是峨眉地幔热柱带来的，即地球深部来源，因为：(1)地幔柱起源于热点假说,地幔柱区域内本来就是热异常区,具有高热流值:在峨眉地幔热柱作用下，上扬子及其外围地区曾经存在一个古地热场，地热异常从海西晚期持续到燕山期，长时期的地热异常驱动热液循环，引起大规模改造成矿作用，形成分布广泛的层控金属矿床（卢记仁,1996）；（2）目前的研究成果揭示峨眉地幔热柱活动在能量上参与了成矿作用，即带来了热能，造成区域上的热异常。如徐义刚对峨眉山玄武岩的REE反演计算揭示，参与峨眉山玄武岩岩浆作用的地幔具有异常高的潜能温度（1550℃ ）。这些特征以及峨眉山玄武岩的大面积分布和一些熔岩所显示的类似于洋岛玄武岩的微量元素和Sr-Nd同位素特征均为地幔热柱在能量和物质上参与峨眉山溢流玄武岩的形成提供了确凿证据（徐义刚，2001）；此外，黄智龙（2004）、张云湘（1988）、沈苏（1988）、柳贺昌（1995）和胡耀国(1999)等的研究结果也支持这种观点。
试想，地幔柱内部若无巨大的能量，是无论如何也不可能在西南地区形成巨大的穹隆构造，也不会造成多条深大断裂的形成,更不会造成短期内(259～257Ma)形成巨量玄武岩的喷溢(每年有约6.25×105m3的玄武岩形成)（宋谢炎2001）。
综上所述说明,峨眉地幔热柱在能量上参与了水银洞金矿乃至整个黔西南地
区金矿的形成，并在能量供应上占据了支配地位。
3.6峨眉地幔热柱隆起与古地理变化
峨眉山玄武岩喷发前,上扬子区的岩相古地理为南北分带,自南到北依次为滇黔开阔台地、川鄂局限台地和南秦岭盆地。在峨眉山大火成岩省栖霞组、茅口组等厚图也明显反映出南北分带的特点。玄武岩喷发以后,岩相古地理发生突变。首先在剖面上上扬子区西缘由典型的碳酸盐台地转变为陆相碎屑岩沉积,其次在平面上岩相古地理由南北分带变为东西分带,上扬子区自西南到东北依次为剥蚀区(川滇古陆)、冲积平原、碎屑岩台地和碳酸盐台地（冯增昭等，1994）(图3.7，3.8))。
(a)-茅口阶,(b)-吴家坪阶；1-剥蚀区；2-碳酸盐岩台地；
3-深水盆地；4-冲积平原；5-滨海平原
图3.7上扬子中、晚二叠世岩相古地理变化（冯增昭等，1994）
贵州省茅口组研究较为细致,茅口灰岩分为三段,在贵州西部上段常为灰黑色含炭泥质灰岩及簿层硅质岩间夹页岩（贵州省地质矿产局，1987）,这反映了水体变浅及西部的抬升,在威宁羊街、火宝箐等地还夹少量石英砂岩及煤透镜体更是证明这一点。上扬子西部边缘带由于地壳差异抬升形成了茅口组上部和三道桥组碳酸盐重力流沉积-砾屑灰岩（陈智梁等，1987）。这些特征充分说明了上扬子西缘在茅口晚期发生了地壳快速抬升。峨眉山玄武岩形成后,上扬子西缘的穹状隆升一直持续到晚三叠世,此后的印支运动使上扬子区西缘发生了重大变革。
图3.8 晚二叠世峨眉地幔柱模式（何斌等，2003）
第四章:水银洞金矿床地质特征
水银洞金矿位于黔西南地区的中部，贞丰县境内，位于安龙—兴仁构造分区的灰家堡背斜东段。灰家堡背斜西起兴仁县大山，东至贞丰县者相，长约20Km，宽约7Km。已知有紫木凼金矿、水银洞金矿、烂木厂铊矿、大坝田汞矿等金、汞、铊矿床（点）十多处，沿灰家堡背斜轴部及近轴部走向（纵向）断裂带断续分布（图4.1），形成一条近东西向金、汞、铊矿带（何立贤等，1994）。
矿田内出露地层倾角较缓，一般5°～20°。主要岩石有下二叠统茅口组灰岩、上二叠统龙潭组砂质粘土岩、炭质泥岩、砂岩夹灰岩、燧石灰岩等、上二叠统长兴-大隆组泥晶灰岩、泥灰岩等、下三叠统夜郎组灰岩、白云岩、粉砂岩、粘土岩等；矿田内断裂构造发育，主要有东西向、北东向、南北向三组；灰家堡背斜为一近东西向、两翼基本对称的宽缓短轴背斜，在灰家堡背斜东段，其轴部和北部次级东西向褶皱发育。
灰家堡背斜控制了金矿产出：灰家堡背斜核部向两翼300m 范围内控制了水银洞金矿床的产出，往往形成富大矿体。（图4.3,4.4）。
4.1赋矿地层及岩石
水银洞金矿容矿地层为上二叠统龙潭组，主要岩性为细砂岩、粉砂岩、泥质岩、碳酸盐岩、硅质岩、凝灰岩及沉凝灰岩、可燃有机岩等，岩石中普遍含有百分之几到百分之几十的玄武质火山碎屑，生物碎屑含量亦较高，矿体主要赋存在生物碎屑灰岩中。生物碎屑灰岩之所以成为金的主要容矿岩石，可能是因为该类岩石有效孔隙度高及生物富集的原因。因为不同的岩石其孔隙度是不同的，其中砂岩5%～25%，粘土岩10%～30%，石灰岩5%～20（韩至钧1999）。但具起决定意义的是有效孔隙度，虽然粘土岩可高达30%,但孔隙之间连通性差，有效孔隙率低；而石灰岩等能干层类岩石在构造作用下易碎易裂，在溶蚀等作用易于溶解并释放CO2，构造作用和溶蚀作用不仅可增大孔隙度，更可使有效孔隙度增加，使成矿溶液在这类岩石中得以保存。
岩性组合对水银洞金矿成矿极其重要，许多含矿性好的生物碎屑灰岩的顶底板岩性为良好的隔水层，如Ⅲc矿体顶底板为含炭质粘土岩；Ⅲb矿体容矿岩石为生物碎屑粉晶或泥晶灰岩，其顶板为粉砂质粘土岩，底板为炭质粘土岩及煤线；Ⅲa含矿体容矿岩石为龙潭组第二段底部的含泥质砂质生物碎屑灰岩，其顶板为粉砂质粘土岩，底板为炭质粘土岩。上述现象暗示了能干层与非能干层对水银洞金矿含矿热液的运移及其成矿是极其重要的。
由此可见，上述“含矿层”与“隔矿层”的岩性组合是水银洞金矿成矿的重要条件：隔水性好的粘土岩，炭质粘土岩等作为良好的地球化学屏障，在金矿液运移，保存及富集成矿中起到了积极作用，而与之相适应的能容纳大量矿液的石灰岩起到了容纳，接受矿液的作用。
图4.2 水银洞金矿含矿系柱状剖面简图(据沈文杰，2002)
4.2 矿体特征
水银洞金矿床由矿体群组成，矿体群赋存于二叠系龙潭组（P3l）及其与茅口组（P2m）岩溶不整合面的炭硅质层中。其中主矿体集中产出于龙潭组第二段中下部和第一段顶部。
经钻探控制，矿体群展布在灰家堡背斜轴部，由西向东在走向上近400m范围内，钻探工程控制的矿体计有40余个，由上而下较大的矿体有IIId1、IIId2、IIIc、IIIb、IIIa、IIf、IIb、IIa及Ia1、Ia2等，它们占据水银洞金矿床总资源量的90%以上，其中最大的几个矿体形态产状及空间分布简介如下（图4.3,4.4）:
IIId矿体：呈层状赋存于龙潭组第二段（P3l2）中上部的碳酸盐岩夹层中，平面呈东西长条状产于灰家堡背斜轴部，矿体长295～400m，宽170～292m，厚0.47～1.00m，平均品位6.79×10-6，品位变化系数70%，厚度变化系数60%；
IIIc矿体：矿体呈不规则似层状产于龙潭组第二段（P3l2）中部的碳酸盐岩夹层中，平面呈不规则状展布于灰家堡背斜轴部，倾角5°～10°，东西长630余米，南北宽80～200米，平均厚度2.5米，金平均品位13.5×10-6，品位变化系数64%，厚度变化系数47%；
Ⅲb矿体：目前勘探控制的主要富矿体之一，平均品位大于10×10-6。呈似层状赋存于灰家堡背斜轴部龙潭组第二段中下部，矿石主要为凝灰质生物碎屑灰岩型，含较多粘土质，部分为碎屑岩型矿石。倾向南或倾向北，倾角5～10°。东西长约600余米，南北宽50～200m，平均宽约120m，距Ⅲc矿体底板约30m，平面上条带状展布，平均厚度约3m。品位变化系数53%，厚度变化系数118%；
Ⅲa矿体：主要富矿体之一，平均品位大于11×10-6。呈似层状、透镜状产于灰家堡背斜轴部龙潭组第二段底，矿石主要为含泥质砂质凝灰质生物碎屑灰岩型。倾向南，倾角5～10°，长50～150m、宽50～180m。距Ⅲb矿体底板10～15m，平均厚度约2m，品位变化系数60%，厚度变化系数58%；
Ⅱf矿体：呈透镜状赋存于灰家堡背斜轴部龙潭组第一段顶部，矿石为含泥质凝灰质生物屑砂屑灰岩型。为不连续的几个矿体。东西长80～200m、宽50m。距Ⅲa矿体底板5～10m，平均厚度约3m，品位变化系数80%，厚度变化系数75%；
Ia1矿体：赋存于灰家堡背斜轴部附近龙潭组与茅口组不整合界面间的炭硅质层中。矿体呈层状-似层状产出，走向与背斜轴向一致呈东西向展布，东西走向长750m，南北倾向宽680m，与大厂层的形态基本一致，倾向南或北，倾角10°左右，分布于31-59线，为东矿段最主要矿体，仅工业矿石资源量达16344.31kg，占矿床工业矿石总资源量的78.25%，平均品位4.55×10-6，平均厚度5.63m。局部因矿化不均一出现无矿天窗。品位变化系数为51.54%，厚度变化系数为115.58%；
Ia2矿体：与Ia1矿体赋存与同一层位中。呈南北向长条状产出。工业矿石资源量703.62kg，占工业矿石总资源量的3.37%，平均品位6.08×10-6，平均厚度1.64m；
组成矿床的矿体群多层产出，在垂直方向上上、下重叠，即在平面图投影上叠置在灰家堡背斜轴部及其附近，沿背斜轴东西长4000m，南北宽约300m范围。
1.上三叠统夜郎组；2.上二叠统长兴组；3.上二叠统龙潭组第四段；4.上二叠统龙潭组第三段；
5.上二叠统龙潭组第二段； 6.上二叠统龙潭组第一段（大厂层）；7中二叠统茅口组；8金矿体及编号；9.地层界线10.断层; 11.石灰岩;12.竣工钻孔
图4.3贵州省贞丰县水银洞金矿纵剖面图（据水银洞金矿，2007）
1.上三叠统夜郎组第一亚段；2. 上三叠统夜郎组第二亚段；3. 上二叠统长兴组和大隆组；
4. 上二叠统龙潭组第四段；5. 上二叠统龙潭组第三段；6. 上二叠统龙潭组第二段；
7. 上二叠统龙潭组第一段（大厂层）；8.中二叠统茅口组；9.金矿体及编号；10.断层及编号。
图4.4 贵州省贞丰县水银洞金矿7勘探线剖面图（据水银洞金矿，2000）
4.3 矿石特征
4.3.1矿石
据显微镜下观察研究，水银洞金矿矿石中大多数矿物是沉积成岩阶段形成的，少数是成岩期后热液作用形成的。组成矿石的物质成分复杂，计有玄武质岩屑、玄武质玻屑、玄武质晶屑、脱玻化玉髓、自生石英、方解石、生物化石及生物碎屑；玄武质及凝灰物质含量一般在10％～80％之间，主要类型有长板状斜长石晶屑、不规则状岩屑和弧形玻屑等。
矿石中脱玻化玉髓较多，玉髓呈微—细晶石英集合体，保留有园鲕、偏心鲕的特征；矿石中生物碎屑主要有蜓、珊瑚、藻类、海绵、腕足类、棘皮类、有孔虫、层孔虫、腹足类等。主要金属矿物黄铁矿，其次见极少量毒砂、辉锑矿、雄、雌黄。在热液期形成的矿石矿物有黄铁矿、毒砂、白铁矿、雄黄、雌黄、辉锑矿、辰砂；其中以黄铁矿为主，含量占矿石矿物总量的95%以上；毒砂常与黄铁矿共生，但富集范围相对局限，含量小于5%；辉锑矿、辰砂、雄黄和雌黄以细脉状分布，仅见于Ia矿体和断裂型矿体中，含量小于1%。脉石矿物主要是石英、白云石、方解石；见有萤石、玉髓和粘土矿物等。这些矿物常形成如下共生组合:石英-白云石、石英-细粒黄铁矿-毒砂、石英-方解石-雄黄-雌黄-辉锑矿-辰砂、粗粒黄铁矿-白铁矿等。矿石的主要构造有纹层状构造、生物遗迹构造、浸染状构造、团块状构造和细脉状构造，矿石结构以自形粒状结构、草莓结构、生物假象结构和交代结构为主（图4.5）。
4.3.2载金矿物及金的赋存状态
矿石类型以原生矿石为主。矿石矿物主要为黄铁矿，矿石中黄铁矿有四种类型（付绍洪，2005）：
①草莓状黄铁矿:多呈圆形,单体或集合体产出, 单体粒径＜0.001mm；草莓状黄铁矿金平均丰度为0.02％，草莓状黄铁矿具有较高的铁、硫含量，平均达46.86％和52.43％，砷平均含量仅为0.34％。
②细粒黄铁矿:单体或集合体产出，单体粒径0.02mm～0.05mm；细粒黄铁矿的金平均丰度为0.28％，铁硫含量分别为51.34％和44.92％，砷平均含量为3.25％
③粗粒黄铁矿:浸染状、条带状、结核状广泛分布在矿层及矿层顶、底板和龙潭组整个岩系中。粗粒自形黄铁矿金平均丰度为0.06％，铁硫含量分别为51.81％和45.58％，砷平均含量为2.38％。
④生物碎屑黄铁矿:多呈集合体产出，呈弧形，一般0.01mm～0.005mm；生物碎屑状黄铁矿的金平均丰度为0.42％，铁硫含量相对较低，分别为44.53％和50.64％，砷平均含量高达3.98％。
照片3 角砾状强硅化粘土质凝灰质含生物碎屑
灰岩。
图4.5水银洞金矿石手标本及显微镜下特征
电子探针测试，细粒黄铁矿是该矿床的主要含金矿物。绝大多数充填或交代生物碎屑、玄武质岩屑、玄武质玻屑、玄武质晶屑、脱玻化玉髓的微孔隙中，含金0.28～0.42%。
⑤毒砂是仅次于黄铁矿的第二种金属硫化物，其含量多不超过1%，且颗粒细小（≤0.02mm），结晶自形度高，多呈菱形、针状等。在毒砂含量高达5%的矿石中含金5.14×10-6，而毒砂含量≤1%的矿石中含金＞15.0×10-6，鉴于毒砂本身含量少、分布局限，不是金的主要载体；
⑤硅酸盐矿物(主要是粘土矿物)含金占9.88%，表明在成矿作用过程中，粘土矿物粒间或粒内吸附了部分金而成为金较主要的载体。
金主要赋存于热液成因的砷黄铁矿环带中（在成矿前的自形黄铁矿内核的基础上，于成矿期生长成的砷黄铁矿环带），采用高分辩率电子探针进行横切砷黄铁矿环带的金的波谱成分扫描，展示了Au与As的相关性，但并不具正相关关系，这可能说明金在砷黄铁矿环带中以亚微米～纳米级的颗粒状不均匀浸染状分布。金仅赋存于含砷黄铁矿环带中，故金品位的高低与矿石中黄铁矿含量无正相关性。含金黄铁矿粒度主要在0.5μ～50μ之间，呈莓状、球状、皮壳状、环带状等。早期（沉积期）黄铁矿不含金，金赋存于含砷黄铁矿环带中，据电子探针波谱分析，含砷黄铁矿环带含金量高达600～1800×10-6（夏勇,2005）。
表4.1水银铜金矿床载金矿物电子探针分析结果(%)
样品编号
矿物及形态
S
Fe
As
Co
Ni
Ag
Au
总计
ZK002-36
草莓状黄铁矿
51.79
48.05
0.00
0.07
0.02
0.07
0.00
100.00
ZK720-23
草莓状黄铁矿
52.73
46.71
0.00
0.24
0.17
0.10
0.05
100.00
ⅡF-1
草莓状黄铁矿
52.76
45.81
1.02
0.17
0.20
0.04
0.00
100.00
平均
52.43
46.86
0.34
0.16
0.13
0.07
0.02
100.00
ZK002-28
生物碎屑状黄铁矿
52.29
45.51
1.05
0.37
0.29
0.00
0.49
100.00
ZK002-28
生物碎屑状黄铁矿
51.20
46.39
1.37
0.32
0.31
0.19
0.21
99.99
ZK720-14
生物碎屑状黄铁矿
50.59
42.74
6.22
0.05
0.01
0.00
0.39
100.00
PD-4
生物碎屑状黄铁矿
48.49
43.47
7.26
0.07
0.08
0.01
0.60
99.98
平均
50.64
44.53
3.98
0.20
0.17
0.05
0.42
99.99
ZK002-35
粗粒黄铁矿
52.41
46.75
0.74
0.03
0.00
0.07
0.00
100.00
ZK002-36
粗粒黄铁矿
51.95
47.52
0.33
0.06
0.02
0.11
0.00
99.99
ZK002-41
粗粒黄铁矿
53.06
46.06
0.62
0.08
0.02
0.01
0.14
99.99
ZK720-34
粗粒黄铁矿
50.66
44.20
4.83
0.06
0.05
0.11
0.10
100.00
ZK720-14
粗粒黄铁矿
48.74
44.01
7.06
0.09
0.00
0.01
0.09
100.00
ZK720-35
粗粒黄铁矿
52.08
45.08
2.72
0.05
0.07
0.00
0.00
100.00
PD-4
粗粒黄铁矿
52.05
44.97
2.70
0.04
0.09
0.01
0.14
100.00
PD-5
粗粒黄铁矿
53.55
46.01
0.00
0.05
0.05
0.00
0.00
99.69
平均
51.81
45.58
2.38
0.06
0.04
0.04
0.06
99.96
ZK002-35
细粒黄铁矿
49.84
46.12
3.38
0.14
0.11
0.16
0.24
99.99
ZK002-41
细粒黄铁矿
53.19
43.78
2.70
0.06
0.07
0.06
0.14
100.00
ZK002-59
细粒黄铁矿
51.85
44.87
2.71
0.00
0.03
0.09
0.44
99.99
ZK002-59
细粒黄铁矿
50.46
44.90
4.21
0.06
0.06
0.00
0.30
99.99
平均
51.34
44.92
3.25
0.07
0.07
0.08
0.28
99.99
ZK720-14
毒砂
24.18
33.66
42.03
0.02
0.02
0.00
0.08
99.99
ZK720-34
雄黄
30.19
0.00
69.48
0.07
0.05
0.02
0.18
99.99
ZK720-35
雌黄
40.83
0.05
58.83
0.00
0.00
0.00
0.29
100.00
（付绍洪，2005）
热液期黄铁矿明显表现为两期，第一期为沿沉积期的不规则状或草莓状黄铁矿内核生长成的砷黄铁矿环带，第二期为金沉淀后于砷黄铁矿环带外的黄铁矿生长表层。
水银洞金矿物相分析结果（见表4.2），包裹金占95.22%，游离金占4.78%；其中硫化物含金占84.5%，硅酸盐矿物含金占9.88%，碳酸盐矿物含金占0.5%，其他成分含金占0.34%，说明金主要呈包裹金形式存在，硫化物为金的最主要载体。单矿物分析结果显示，轻矿物（方解石、白云石、粘土矿物）含金6.02×10-6～21.9×10-6，平均含金12.055×10-6，重矿物(黄铁矿纯度95%以上)含金183.0×10-6～273×10-6,平均含金217.75×10-6（刘建中，2003）。
表 4.2 水银洞金矿物相分析结果表（单位：×10-6）
样号
总金量
游离金
碳酸盐
硫化物
硅酸盐
1
20.28
0.80
0.16
17.28
2.06
2
17.54
0.94
0.06
14.38
1.62
3
22.99
0.96
0.10
19.38
2.32
4
30.06
1.69
0.14
25.99
3.00
平均含金比例（%）
4.78
0.50
84.50
9.88
（刘建中，2003）
4.3.3围岩蚀变特征
围岩蚀变主要有硅化、白云石化、黄铁矿化、次有毒砂化、雄〔雌)黄化、粘土化,和萤石化等热液蚀变。其中硅化、白云石化、黄铁矿化(伴有毒砂化)与金矿关系极为密切，凡金矿产出部位皆有这三种蚀变特征。有利的容矿岩石(生物碎屑灰岩或生物屑砂屑灰岩)能否成矿，取决于是否具有相应的热液蚀变。
金矿(化)常赋存于蚀变强烈、多种蚀变叠加的部位，没有蚀变或蚀变单一的岩石不含金或含金低。
第五章:峨眉地幔热柱活动形成水银洞金矿成因初探
5.1晚古生代峨眉地幔热柱活动的成矿贡献
5.1.1成矿物质来源
一、黔西南地区金地球化学背景特征
贵州全省水系沉积物中Au的地球化学背景值为1.06×10-9,包括：黔西断陷地球化学区(含威宁-水城-晴隆-兴义一带),其背景值为1.67×10-9，右江造山带地球化学区(含贞丰-望漠-册亨等地)1.05×10-9，而相邻的黔南台陷地球化学区(含贵阳-罗甸一带)仅为0.73×10-9（韩至钧等，1999；），省内峨眉山玄武岩分布区内891件水系沉积物金平均含量达2.52×10-9（何邵麟，1998）。
贵州各时代岩石平均含金量1.50×10-9，其中二叠系沉积岩平均为3.09×10-9，峨眉山玄武岩平均含金44×10-9。泥堡金矿床外围无矿地段中凝灰岩含金8.15×10-9(18件)（刘平等，2006），均高于基性岩的丰度值4×10-9。据杨科佑等人的研究成果，17件峨眉山玄武岩类岩石样品中金含量为8.0×10-9～62.5×10-9，平均23.22×10-9；李文亢等在峨眉山玄武岩东侧的隆林一带采样30件，Au平均品位46.6×10-9；作者采样3件，金平均含量19.4×10-9；冉启洋等对1：5万贞丰、大山及者相图幅区内金含量统计结果进一步指出：黔西南以大厂层含金最高，其次是上二叠统地层；在岩石上，以硅质岩最高，其次是碎屑岩及生物碳酸盐岩，特别是含玄武岩碎屑的岩石（冉启洋等到，1995）。
由上述可见二叠系地层沉积岩中平均含量高出上地壳含量(1.8×10-9)1.72倍，大陆地壳总体(1.21×10-9)2.55倍,原始地幔(0.98×10-9)3.15倍。
峨眉山玄武岩是巨量的，在1Ma-2Ma时间内快速喷发形成的大面积玄武岩,主要喷发期是中二叠世茅口晚期-乐平世(大厂层及龙潭组沉积期)。上述数据显示出本区峨眉山玄武岩金的丰度远高于金的上地壳及原始地幔平均含量（1.8×10-9，0.98×10-9），也高于本区正常沉积岩金平均含量的几倍至几十倍。说明峨眉山玄武岩含有丰富的金，它的活动对龙潭组及大厂层中多个金矿体的形成能够提供充足成矿物质保障。上述硅质岩、凝灰岩、含玄武岩碎屑岩石、玄武岩及龙潭组地层含金量普遍较高，它们在时间上及物质来源上与峨眉山玄武岩具有密切联系。
二、成矿物质来源分析
由上述可见,峨眉山玄武岩、凝灰岩及沉积地层含金普遍较高，均有可能为金矿床成矿提供物质来源，其中玄武岩含金量较高，规模大，含金总量大,能提供区域上众多卡林型金矿成矿的物质来源。下面就水银洞金矿床矿石矿物、围岩及玄武岩、凝灰岩的稀土元素配分及特征参数作一论述，进一步探讨其成矿物质来源。
表5.1 黔西南水银洞金矿石及含矿围岩稀土元素含量表（×10-6）
La
Ce
Pr
Nd
Sm
Eu
Gd
Tb
Dy
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
金矿石
39.797
74.917
9.819
38.518
7.312
2.042
7.064
1.029
5.05
1.035
2.609
0.391
2.183
0.339
玄武岩
49.759
95.941
10.045
34.302
8.269
2.663
7.514
0.995
5.374
0.986
2.639
0.298
2.088
0.301
凝灰岩
61.481
119.056
14.177
54.217
9.27
2.558
7.887
1.065
6.645
1.314
3.793
0.508
3.316
0.454
硅质岩
56.901
124.507
14.897
58.868
11.426
3.22
10.64
1.425
8.298
1.519
4.34
0.595
3.702
0.495
粘土岩
52.743
102.964
13.333
51.818
9.468
2.595
8.683
1.245
6.786
1.386
3.794
0.546
3.264
0.48
粉砂岩
68.056
146.393
18.029
73.522
14.882
3.919
13.95
1.799
9.695
1.755
4.772
0.582
3.796
0.53
生物碎屑灰岩
5.43
5.94
1.135
4.608
0.892
0.273
1.123
0.161
0.956
0.183
0.491
0.063
0.384
0.052
煤层
66.888
156.758
20.954
96.099
24.714
6.825
25.94
3.01
14.45
2.318
5.611
0.631
3.938
0.517
分析
方法
快递客服问题件处理详细方法山木方法pdf计算方法pdf华与华方法下载八字理论方法下载
：ICP-MS 测试单位：中科院地化所
通过对水银洞金矿石及相关岩石REE球粒陨石标准化配分模式图(图5.1，)可以看出，水银洞金矿石与相关岩石特别是峨眉山玄武岩及凝灰岩等的稀土配分模式极为相似，其中硅质岩、峨眉山玄武岩、凝灰岩及水银洞金矿石配分曲线最
为吻合：说明峨眉山玄武岩及凝灰岩可能为水银洞金矿提供了成矿物质来源。
表5.2 黔西南水银洞金矿石及含矿围岩球粒陨石标准化后稀土元素含量表（×10-6）
La
Ce
Pr
Nd
Sm
Eu
Gd
Tb
Dy
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
水银洞金矿石
128.38
92.719
80.48
64.19
37.49
27.59
27.27
21.89
15.68
14.37
12.42
12.21
10.44
10.27
玄武岩
160.51
118.73
82.33
57.17
42.40
35.98
29.01
21.17
16.68
13.69
12.56
9.31
9.99
9.12
凝灰岩
198.33
147.34
116.20
90.36
47.53
34.56
30.45
22.66
20.63
18.25
18.06
15.87
15.86
13.75
硅质岩
183.55
154.09
122.10
98.11
58.59
43.51
41.08
30.31
25.77
21.09
20.66
18.59
17.71
15
粘土岩
170.14
127.43
109.28
86.36
48.55
35.06
33.52
26.48
21.07
19.25
18.06
17.06
15.61
14.54
粉砂岩
219.54
181.17
147.77
122.53
76.31
52.95
53.86
38.27
30.10
24.37
22.72
18.18
18.16
16.06
生物碎屑灰岩
17.51
7.35
9.30
7.68
4.57
3.68
4.33
3.42
2.96
2.54
2.33
1.96
1.83
1.57
煤层
215.77
194.01
171.75
160.16
126.73
92.22
100.14
64.04
44.86
32.19
26.71
19.71
18.84
15.66
由表5.1、表5.3可见，贵州境内玄武岩∑REE远大于基性岩类的∑REE含量（∑REE基性岩=85,据K.图尔基安，1961），是基性岩类的2.6倍,甚至与稀土倾向富集的花岗岩类相当（∑REE花岗岩=250，据赫尔曼，1970）。玄武岩∑REE之所以如此高，可能与地幔柱边部活动有关：由于地幔柱边部温度低，形成部分熔融程度小的岩浆，REE为不相容元素，易在部分熔融程度小的岩浆中富集。而玄武岩为金矿成矿提供了成矿物质，说明峨眉地幔热柱活动，特别是地幔柱边部活动对金矿成矿的重大贡献。
图5.1水银洞金矿石及相关岩石稀土配分模式图
从表5.3中可见，煤层、粉砂岩及硅质岩相对峨眉山玄武岩略富稀土元素，其中，煤层最富稀土元素，其∑REE最大,可能与煤层中粘土矿物对稀土元素的吸附作用有关；生物碎屑灰岩相对玄武岩严重贫稀土元素，其∑REE最小，这与自然界观察到的碳酸盐岩贫稀土元素的现象是完全吻合的。煤层、粉砂岩、凝灰岩、硅质岩、金矿石及粘土岩∑REE较大，说明峨眉山玄武岩为含矿岩系提供了丰富的稀土元素，参与了含矿岩系的形成。
表5.3 黔西南水银洞金矿石及含矿围岩稀土元素参数对比表
∑REE
LREE
HREE
L/H
δEu
δCe
(La/Yb)N
(La/Sm)N
(Gd/Yb)N
金矿石
192.105
172.405
19.7
8.752
0.852
0.888
12.291
3.424
2.611
玄武岩
221.174
172.405
20.195
8.537
1.008
0.978
16.067
3.785
2.904
凝灰岩
285.741
260.759
24.982
10.44
0.886
0.937
12.5
4.172
1.919
硅质岩
300.834
269.819
31.015
8.7
0.873
1.008
10.363
3.133
2.319
粘土岩
259.105
232.921
26.184
8.896
0.854
0.912
10.894
3.504
2.147
粉砂岩
361.682
324.801
36.881
8.807
0.814
0.987
12.087
2.877
2.966
生物碎屑灰岩
21.691
18.278
3.413
5.355
0.828
0.548
9.5335
3.829
2.36
煤层
428.644
372.238
56.406
6.599
0.813
1.001
11.451
1.702
5.314
(La/Sm)N均远大于1，表明轻稀土之间也存在明显的分馏，轻稀土明显富集。而(Gd/Yb)N一般为2左右，重稀土分馏不甚明显。根据孙贤术的划分，(La/Sm)N＞1，该玄武岩属P型，为地幔热柱型(韩吟文,2003)；说明峨眉山玄武岩为金及其相伴生的其它矿床的成矿提供了物质条件。
从以上讨论可以看出,峨眉地幔热柱活动形成了峨眉山玄武岩，并为水银洞金矿成矿提供了物质来源.但并非所有的峨眉山玄武岩都为水银洞金矿床的形成提供了成矿物质。根据徐义刚等的研究成果,峨眉地幔热柱活动在能量上和物质上参与了峨眉山溢流玄武岩的形成,峨眉山两类玄武岩-高钛玄武岩和低钛玄武岩可能是不同地幔源区物质在不同条件下的熔融产物:低钛玄武岩可能为地幔部分熔融程度为16%的母岩浆形成的，代表了形成于温度最高、岩石圈最薄的地幔柱轴部；而高钛玄武岩为地幔部分熔融程度为1.5%的母岩浆形成的，基本上局限在石榴子石稳定区，可能代表地幔热柱边部或消亡期地幔小程度部分熔融的产物(徐义刚等，2001)。金为不相容元素，易进入熔体相中。当部分熔融程度较小时，金在熔体相中的含量较高。因此，峨眉地幔热柱轴部具有较高的温度和能量，能够形成规模较大的断裂，具明显的减压熔融效应,易形成部分熔融程度大的岩浆（16%）。金在这种岩浆中的含量随着部分熔融程度的加大而减小。与此相反的是，地幔柱头边部温度低,深大断裂不如地幔柱头部发育,减压熔融效应小,形成部分熔融程度较小的岩浆（1.5%），这种岩浆金含量较大；有关研究成果显示,岩浆阶段金、银主要分散于造岩矿物及副矿物中，不形成明显富集(刘英俊等，1987)，这更加证明了金在岩浆阶段具有较强的不相容性；黄开年等的研究成果也证实，东岩区较西、中岩区富不相容元素(黄开年等，1988)。因此，高钛玄武岩含金量比低钛玄武岩大得多，这一点可以从玄武岩金含量得到验证:贵州玄武岩较其它玄武岩含金量高得多（表5.4）。
表5.4 玄武岩中微量元素含量表（×10-6）
样品编号
Au②(×10-9)
As②
Hg②
Sb②
Tl②
Cu③
F③
S③
Pt④(×10-9)
贵州玄武岩
154.7
92.4
3.67
94.2
1
162
1008
3325
10.43
玄武岩①
4
2
0.09
0.2
0.21
87
400
300
0.54
克拉克值⑤
4.1
1.9
0.08
0.15
0.61
38
990
230
5
分析单位:中科院地化所 ①据涂里干和费德波(1961) ②16件贵州玄武岩 ③325件玄武岩平均值贵州省区域地质志(1987) ④ Pt数据由成杭新、鄢明才提供（1997） ⑤据黎彤(1988)
因此，不难理解为什么峨眉大火成岩省卡林型金矿仅沿地幔柱边缘分布（图2.2）:地幔柱边部活动产生了深大断裂和富金的高钛玄武岩浆，并经地幔柱边部深大断裂（如紫云-垭都断裂）带至地表或地壳浅部。水银洞金矿的形成乃至黔西南地区卡林型金矿的形成均与峨眉地幔热柱边部活动密不可分。
从水银洞金矿石的主量元素地球化学特征及稀土元素地球化学特征可以进一步指示峨眉山玄武岩参与了含矿岩系的形成,并通过其带来的金形成了矿源层:水银洞各金矿层中TiO2含量0.917%～1.484%,平均1.104%(表5.3)，远大于大陆地壳总体值0.70%。峨眉山玄武岩具有高TiO2、高TFe2O3特征,TiO2平均含量3.60%，贵州境内峨眉山玄武岩具有更高的TiO2、高TFe2O3含量。从其它主量元素的含量也可以看出，水银洞金矿石具有高SiO2、高TFe2O3等特征。说明峨眉山玄武岩提供了成矿物质，因为Ti在外生条件下为较稳定的元素,一般不形成可溶性的化合物(刘英俊，1987)。水银洞金矿石中高钛含量提示了峨眉山玄武岩可能通过喷发-沉积方式进入沉积盆地，参与矿源层的形成。
另外，峨眉山玄武岩及各岩石稀土总量及矿物成分特征可以证明这一点：水银洞各类岩石及峨眉山玄武岩稀土总量比世界上同类岩石稀土含量高得多,且水银洞各岩矿石的稀土含量与峨眉山玄武岩相差不大（生物碎屑灰岩除外），继承了峨眉山玄武岩的高REE含量。由于稀土在风化条件下倾向于保留在粘土矿物中，不易被流水带入沉积盆地内；说明峨眉山玄武岩通过喷发-沉积方式进入沉
表5.5各金矿层矿石常量元素平均值（％）
层位
SiO2
TiO2
Al2O3
TFe2O3
MnO
CaO
MgO
K2O
Na2O
P2O5
Ⅰ矿化层
52.453
0.951
12.697
7.921
0.031
11.826
1.218
1.472
0.041
0.042
Ⅱ矿层
34.116
0.938
14.865
12.940
0.263
14.032
4.395
2.061
0.110
0.039
Ⅲa+b矿层
39.993
0.917
12.205
11.081
0.191
10.581
3.870
1.761
0.061
0.044
Ⅲ顶底板围岩
42.018
1.229
16.635
10.908
0.129
9.106
2.116
2.982
0.102
0.041
Ⅱ顶底板围岩
40.028
1.484
16.924
17.556
0.102
4.529
1.795
2.901
0.083
0.049
积盆地；组成矿石的物质有玄武质岩屑、玄武质玻屑、玄武质晶屑等，玄武质及凝灰物质含量一般在10％～80％之间，主要类型有长板状斜长石晶屑、不规则状岩屑和弧形玻屑等。另外，黔西南地区火山物质-玻屑凝灰岩及火山集块岩更加证明了这一点。
综上所述，峨眉地幔热柱的脉动式活动，造成峨眉山玄武岩多次火山喷发-沉积，形成多层矿源层，这是水银洞金矿床空间形成上多层矿体重叠的先决条件。
5.1.2含矿建造形成及金的初步富集
一、峨眉地幔热柱活动形成水银洞金矿沉积环境
晚二叠世时期，峨眉地幔热柱隆升,改变了中国西南地区沉积格局。在贵州西部地区表现为掀斜式抬升,造成西北高东南低的构造格局，贵州赫章-六盘水-盘县以西至康滇古陆成为陆源地，其余部分为海水淹没，海浸方向贵州南面从南至北（图5.2）。各相区的分布极有规律，晚二叠世，由北西向南东，依次由陆相-海陆交互相-海相，各相之间均呈犬牙交错、逐渐过渡关系。相区中，各种沉积相带的横向分布亦有规律，由北西向南东，由河流相-三角洲、潮坪、泻湖-碎屑泥质潮下-局限碳酸盐台地、台地前沿斜坡、盆地。黔西和黔西南地区，潮坪发育，沉积陆源碎屑岩夹煤层，既有植物化石，又含蜓、腕足等海相化石，属海陆交替相区，其主体为潮坪、泻湖-碎屑泥质潮下-局限碳酸盐台地环境。一方面气候温暖潮湿，植物繁茂，另一方面受海水及淡水的双重影响，利于泥炭沼泽的形成和发展，正是在这种特殊的古地理环境条件下，陆源碎屑海岸平原地域形成了复杂而多变的海陆交替相含煤岩系。
图5.2 晚二叠世贵州省西南部金、锑、汞、砷、铊矿含矿岩系沉积环境示意图
由图5.2可见,在峨眉地幔热柱活动作用下产生了紫云—垭都同生断裂、潘家庄同生断裂及册亨弧形同生断裂。水银洞金矿床位于潘家庄同生断裂与紫云垭都同生断裂所挟持的局限环境中：紫云—娅都断裂呈北西走向，晚二叠世活动强烈，其南西盘下降，北东盘上升，控制了浅水碳酸盐台地相与深水盆地相的分界；
潘家庄断裂呈北东走向，晚二叠世活动强烈，断裂两盘龙潭组厚度含煤性有较大差异，其北西盘的普安糯东、楼下、泥堡一带，煤系一般厚310m左右，而南东盘的兴仁苞谷地，龙潭组厚度增大至380m左右。正是在潘家庄同生断裂与紫云-
垭都同生断裂共同控制下，在黔西南贞丰、兴仁、安龙一带煤田及金属矿产分布区形成潮坪-泻湖至局限碳酸盐台地环境。该环境地势低缓，龙潭组煤系地层中存在大量沉积成岩期黄铁矿，说明当时的环境较为闭塞，与海水的循环交替性能差，这有利于峨眉地幔热柱活动产生的火山喷溢物质的大量聚集。
二、峨眉地幔热柱活动形成水银洞金矿含矿建造
如前所述，晚二叠世，峨眉地幔热柱的脉动式活动造成峨眉山玄武岩多次喷发，黔西南贞丰、兴仁、安龙一带形成局限的潮坪-泻湖至局限碳酸盐台地环境。该环境东部受局限台地边缘生物礁相控制，与大洋沟通不畅，有利于火山喷溢物质的大量聚集，大量的峨眉山玄武岩进入这一水体，由于大量的海解作用，玄武岩中大量的Au及其它微量金属元素被分解出来呈极分散均一状态进入这一水体沉积盆地，随着古海平面的变化，沉积于龙潭组煤系地层中，形成以金为主的多层含矿建造。
从野外采集未蚀变岩石进行含金量的测定,结果显示未蚀变灰岩、泥灰岩及粉砂岩等均含金，一般n×10-6，太平硐香粑河矿段钻孔中煤层中含金4g/t，水银洞金矿外围龙潭组和长兴组地层含金较高,平均4.82-5.73×10-9,尤以含玄武岩屑的岩石突出；冉启洋等通过对黔西南地区1：5万大山幅、者相幅及贞丰幅基岩的含金性进行统计，结果显示测区潮坪相含金最高，其中碳酸盐潮坪5.73×10-9，浑水潮坪4.82×10-9，次为台地边缘藻滩相3.00×10-9，开阔台地相2.92×10-9和三角洲相2.90×10-9（冉启洋等，1995）。显示出潮坪相对金等成矿物质的富集作用，说明水银洞金矿含矿建造存在。
同时，峨眉地幔热柱的脉动式活动造成地壳颤动频繁，黔西南地区地壳上下“振荡”伴随海侵和海退的发生海水频繁交替，形成以生物碎屑灰岩-泥质岩-砂岩-泥质页岩-煤层为主的含矿建造。水银洞金矿外围龙潭组和长兴组地层中有十余个厚度小于1m的薄煤层,反映了海水小规模频繁的进退这一特点。陈文一，郑启钤等研究也认为，峨眉山玄武岩浆的多次间歇喷发,黔西南地区地壳颤动频繁,形成复杂的含矿岩系（陈文一等，2003，郑启钤，1985）。
这种含矿建造大体可以划分为两部分：一部分以石灰岩为代表，这种岩石有效孔隙率大，透水性好，能干性强，易破碎，在金矿成矿中起容矿作用；另一部分以泥质岩石为代表，这类岩石有效孔隙率小，透水性差，塑性强，能干性差，对矿质的沉淀与富集起着隔挡屏蔽的重要作用(图5.3)。
图5.3水银洞金矿典型岩石组合与金矿关系
5.1.3 成矿流体形成
一、成矿流体来源
（1） 硫同位素特征
刘建中等在矿体及围岩中各采集3个黄铁矿样品测试硫同位素组成。矿体3件样品δ34S‰为+3.18～+7.00，极差为3.82，平均+5.63；围岩3件样品δ34S‰为+6.01～+8.67，极差为2.66，平均+7.19（刘建中，2006）（表5.6）。显示：
表5.6水银洞金矿硫同位素分析结果
位置
岩性
矿体
δ34S‰
ZK1618
碳酸盐岩
Ⅲe
7.00
ZK1404
碳酸盐岩
Ⅱf
3.18
ZK1130
碳酸盐岩
Ⅲe
6.72
ZK1618
粉砂质粘土岩
Ⅲc
6.91
ZK1404
粉砂质粘土岩
Ⅱf
6.01
ZK1130
粉砂质粘土岩
Ⅲe
8.67
（据刘建中2006）
水银洞金矿硫同位素组成变化范围小，围岩与矿体之间硫同位素组成相似，均为正值，略富集重硫同位素，具有岩浆硫特征，似乎暗示硫同位素组成继承了峨眉山玄武岩的特征。
刘显凡，朱赖民对黔西南地区部分金矿床载金黄铁矿硫同位素的研究认为，黔西南地区硫同位素有深部来源：深部来源的成矿流体在沿深大断裂上升运移过程中，不可避免地从围岩中汲取或交换了部分硫，从而一定程度地改变了自身硫同位素组成，其改变的方向(正值或负值)和程度视其汲取或交换围岩的性质和数量而异:如果混染了海水或海相硫酸盐硫，混合硫便向正值方向发展，以相对富34S为特征（刘显凡，1996，朱赖民等，1997，刘显凡等，2002）。
从上述可以看出，水银洞金矿甚至黔西南地区金矿床硫的来源是多来源的，其中有深部岩浆来源、沉积硫来源等。
（二）氢氧同位素特征
据夏勇一个水银洞金矿石样氢氧同位素数据，δ18O较高，为12.4‰，而δD比较低，为-91‰，较高的δ18O成矿流体可能是深部流体与大气降水混合所致；而较低的δD值可能与包裹体中较高的CH4有关（夏勇,2005）。
δD‰
δ18O‰
图5.4 包裹体氢氧同位素组成图
○金矿 1 陇英大地； 2、3 泥堡； 4 紫木凼；5 三岔河；6 烂泥沟；
7 丫他；8、9 板其；10 金牙； 11 高龙 12 水银洞
■ 锑矿 12 大厂
● 汞矿 13 新发厂； 14 宏发厂； 15 万山；16 大硐喇；17.18.19 木油厂；20 董家坝
由于水银洞氢氧同位素数据有限，而黔西南地区金、锑及汞矿产具有相似的成矿背景。故参考黔西南地区相关金属矿产氢氧同位素作探讨。
黔西南地区内金矿与其它金属矿床（锑矿、汞矿）不同矿物包裹体氢、氧同位素组成如图5.4（韩至钧等，1999；王砚耕等，1995；陈凯礼，2002；严钧平等，1989；陈代演，1991）。金矿的石英、方解石、萤石和黄铁矿等矿物包裹体的δDH2O平均值为-8.90～-26.6‰，δ18OH2O均值为-1.33～+6.50‰。金矿比锑、汞矿更远离“原生岩浆水”，而更靠近“雨水线”，有的落入“雨水热液”区内，说明成矿溶液中混入了大量的大气降水。广西高龙、金牙矿床落入“原生岩浆水”和“变质水”范围，表明本区成矿流体是多来源的。
（3） 包裹体特征
张兴春等对近200个流体包裹体显微测温结果表明，主成矿期VCH4+N2+CO2+L相流体包裹体的均一温度为200～220℃，盐度5～6Wt%NaCl；与VCH4+N2+CO2+L共存的富CO2相流体包裹体，也显示相同的均一温度范围(200～220℃)。
初步压力计算表明，成矿流体的具有很高的压力(1.6±0.4 kbars)，相当于静岩压力的6.4±1.6 km深，而黔西南地区三叠系、侏罗系、白垩系的地层厚度约为4km，表明P流体>P静压，显示了超压流体的性质。
水银洞金矿流体包裹体的研究表明，成矿流体是一种富含挥发份（CO2、 CH4、 N2）的低盐度、中等酸性、具还原性质的H2O-CO2 -(CH4-N2)流体，流体中所含的CH4、N2成分表明流体具有较强的还原性（张兴春等，2005）。
由此可见，水银洞金矿成矿流体来源是复杂的，有建造水、大气降水、热卤水及深部岩浆水等。
二、成矿流体形成过程
由于峨眉地幔热柱的强烈活动，大规模峨眉山玄武岩浆喷发，使黔西南处于古地热高值区，古地温梯度在2.3℃/100m以上，最高可达5℃/100m，本区已经发现的金、汞、锑、砷、铊等矿床皆分布在古地热异常带。毫无疑问，这样一个热流状态环境，为热流体最初形成提供了主要热源（王砚耕等，1995）。
结合贵州西部早二叠世茅口晚期以来，特别是中侏罗世至晚白垩世岩浆活动可知，大规模的峨眉山玄武岩浆喷发及后续的峨眉地幔热柱活动提供了黔西南地区以地下水热液成矿作用为主的金矿和锑、汞（铊）、砷等矿床形成所必需的热源。
根据矿石矿物的氢氧同位素分析可知：黔西南的热液除海水外，还包括大气降水、岩浆水和地下水，受岩浆热、地热和构造热等作用，在深部被加热并长期
发生对流，沿途从火成岩或含矿建造中萃取出大量成矿物质，形成含矿热卤水。
2006年10月贵州省地矿局在水银洞金矿断层破碎带ZK02钻探施工中，钻探到井下仅仅200m时，喷出热水，水量为200m3/小时，水温38℃；热水成分硫化物为主，并且硫化氢居多，这更加证明热水在黔西南地区的广泛存在。
通过前述分析，可以推论：处于二叠系“大厂层”、含矿建造中的Au及其它微量元素呈极分散均一状态；但在峨眉山玄武岩的多次喷溢作用下，这一地域形成含、隔水层岩石频繁交替的复杂沉积韵律构造，由于峨眉地幔热柱活动形成区域热异常，大气降水、海水、地下水（包括承压水、潜水、包气带水等）及岩浆水等深渗循环不断从峨眉山玄武岩、“大厂层”、含矿建造中萃取大量的Au等成矿物质形成金硅络合物、金硫络合物等形式迁移的成矿热液。
5.2中生代峨眉地幔热柱活动的成矿贡献
5.2.1幔柱构造活动对矿区成矿构造影响
一、含矿褶皱
水银洞金矿床产出于灰家堡背斜，该背斜为峨眉地幔热柱活动在燕山期形成的矿田主体构造，该背斜为一宽缓短轴背斜（图4.1）,控制了多种矿种、多个矿床的产出：沿背斜轴部由西向东控制老王箐汞矿点→紫木凼金矿床→太平洞金矿床、汞矿床→扬家湾汞矿点→烂木厂汞矿床、砷矿点、铊矿床→三岔河金矿床→水银洞金矿床→雄黄岩金矿点、汞矿点→普子垅金矿点→皂凡山金矿点→背阴坡汞矿点→那郎金矿床→坡稿金矿床→纳哥金矿床（聂爱国，2008,）。因此，灰家堡背斜对成矿的控制作用是不容忽视的。
水银洞金矿床受灰家堡背斜的控制作用尤其明显：金矿体呈似层状产出于近东西走向的灰家堡背斜轴部附近300m范围内，矿体形态与背斜形态一致，向两翼逐渐变贫变薄直至尖灭（刘建中，2005）。
沿背斜核部，次级褶曲构造也较发育，矿体的增厚变薄，延伸尖灭在一定程度上受这些次级褶曲的控制，并控制了背斜东段的雄黄岩、赵家坪金矿点，中段的滥木厂汞矿床及西段的紫木凼金矿床。吴德超等研究了黔西南地区叠加褶皱对金矿成矿控制作用，认为黔西南地区燕山—喜山运动期间发生过4期褶皱。其中灰家堡背斜属限褶型褶皱（当早期褶皱较宽缓,而晚期褶皱又不很强的情况下,往往在早期褶皱缓翼发育叠加褶皱,但不跨过其轴部）（吴德超等，2003）。
综上所述灰家堡背斜经历了峨眉地幔热柱燕山期以来的多期构造活动，造成了褶曲形态复杂化。多期构造活动对应多期热液活动，对金矿的迁移富集可能具有重要作用。
二、断裂
燕山期以来的峨眉地幔热柱活动在灰家堡背斜范围产生大量的断裂构造，从断裂构造延伸方向上可以划分为三类，近东西向组断裂、南北向组断裂及北东向组断裂。从成矿时间与构造破裂时间可以划分为成矿期构造和成矿期后构造。
成矿期断裂：以近东西向的F1O断层为代表:断层性质多为压扭性质，倾角较缓，断裂近东西走向,与背斜轴线基本一致,为纵向断层。断裂具压扭性质，规模较大，具有多期活动特征；
成矿期后断裂：后者以F6，F11断裂为代表，其中，F6为北东向断裂，F11为南北向断裂，它们均对矿体起破坏作用：南北向断裂为与背斜轴近于垂直的横向断层，规模较大，断层倾角较陡，具张扭性质。这组断裂往往横切背斜而破坏东西向构造，因而对金矿体起破坏作用。从野外调查结果来看，该断裂至少有两期活动。北东向断裂主要发育于背斜翼部，多为正断层，与背斜交切，往往利用、改造、限制南北向断层，对金矿体起破坏作用。
水银洞金矿的主要容矿断裂主要是：界于上二叠系龙潭组与中二叠统茅口组之间的区域性层间滑动面、及不同岩性的接触面，由于差异性的构造应力作用，层间滑动形成大量的层间断裂及破碎带，控制着水银洞金矿床的Ia1、Ia2等矿体。
通过目前一些构造模拟实验结果，褶皱加逆冲断层这种构造模式获得验证（钟嘉猷，1998）。再次，黔西南地区所有金矿的产出均与背斜、断裂构造密切有关（表5.5）。说明这种构造模式在黔西南地区的普遍性及其对金矿形成的重要性。
表5.7黔西南地区金矿控矿构造表
褶皱
雄武背斜
挂红厂背斜
大坝背斜
灰家堡背斜
赖子山背斜
巧马复式背斜
断层
纵向压扭性断层
压扭性高角度断层
压扭性断层
纵向逆断层
近东西向逆冲断层控矿
近东西向压扭性断层控矿
金矿床（点）
张家湾、马路坡等金矿
小丫口金矿
戈塘金矿
水银洞、紫林凼、三岔河、普子垄等金矿。
滥泥沟金矿
丫他金矿
产出层位
P3l
P3l
P3l
P3l、P3c、P3d、T1y
T2b、T2x、T2xm
T2xm
化探异常组合
AuAsHgU
AuAsHgSb
AuAsHgSb
AuAsHgTl
AuAsHgSb
AuAsHgSb
因此，水银洞金矿体受构造控制作用十分明显，特别是受灰家堡背斜及其中的层间滑动带构造控制尤其突出。
5.2.2水银洞金矿成因机理
一、矿质运移、沉淀方式
在水银洞金矿床含金建造形成之后至燕山晚期大规模卡林型金矿改造成矿的漫长过程中，含矿热液在整个地质体系循环过程中萃取大量Au等成矿物质是以何种方式运移成矿物质？Au等成矿物质又是以何种方式被最终改造成矿？这是研究水银洞金矿成因必须回答和解决的问题。
20世纪70年代T．M．Seward(1973，1976)和R．W．Henley(1973，1984)对Au-S和Au-Cl配合关系分别进行了研究，从而对金的迁移方式有了较为统一的认识。在较还原和近中性的介质中金在热液中主要呈[Au(HS)2]- 形式迁移，在氧化和酸性条件下则呈[AuCl2]- 形式进行活化迁移。然而，这仅解释了金与硫和氯的关系，而未涉及金与二氧化硅的关系。在20世纪90年代，樊文苓、王声远及涂光炽等进行了实验研究，金在酸性和碱性含硅热液中均可与Si02形成稳定的AuH3Si004络合物。Au在含Si02水溶液中的溶解度随Si02浓度和氧逸度的增高而增高，富硅热液有利于金呈AuH3Si004形式活化迁移。当溶液中Si02浓度由于硅化作用等而降低时，将导致AuH3Si004不稳定沉淀出Au(涂光炽等，1998；王声远等，1994；樊文苓等，1995)。这正是卡林型金矿床中硅化与金矿化密切相关的根本原因所在。
一般说来，Si02是自然界丰富的物质，其对金的活化迁移要比S和Cl更具有普遍的地球化学意义，而且，与[AuCl2]-和[Au(HS)2]- 相比，AuH3Si004更为稳定，具有更强的携带和迁移金的能力；另一方面，除硫含量较高的条件下Au(HS)2- 大于AuH3Si004之外，伴随Si02浓度的增高，含硫含硅热液体系中的AuH3Si004亦将逐渐取代Au(HS)-2成为金活化迁移的主要形式；而在含氯含硅体系中AuH3Si004的浓度远高于AuCl-，即对金的活化迁移而言，金-硅配合作用的意义将远远超过金-氯配合作用 。因此，金硅络合物对金的活化迁移能力可能远超过金氯配合物和金硫配合物，这也正是卡林型金矿床中硅化无处不在、硅化远强于黄铁矿化等热液蚀变的关键所在（中国科学院黄金科技工作领导小组办公室，1994）。因此，可以说黔西南金矿中的金主要是以AuH3Si004形式迁移，其次才可能是[AuCl2]-和[Au(HS)2]-的迁移形式。含大量金等成矿物质在对流循环热液中又是如何沉淀呢？
在燕山期峨眉地幔热柱强烈活动下，在形成灰家堡背斜过程中，含矿热液受构造驱动沿层间滑动面向背斜核部迁移。当构造应力进一步加大，超过了含矿建造的岩石破裂极限，在灰家堡背斜核部产生了成矿期纵向逆断层及层间破碎带，应力突然释放、成矿热液气体挥发份大量散失、成矿热液发生沸腾，伴随成矿热液的浓度、温度、压力、pH和fo2等物理化学条件的改变，导致含矿热液体系快速远离平衡态，使络合物失稳，Si02的浓度达到过饱和状态，主要呈AuH3Si004、[AuCl2]-和[Au(HS)2]-络合物形式运移的金伴随着大量隐晶-微晶二氧化硅-似碧岩和热液期黄铁矿及含砷、锑、汞等硫化物的沉淀而成矿。金的络合物离子的解离反应式通常为（高振敏等，2002）：
AuH3Si040 + H2O → Au（自然金） + H4Si04+ O2
[AuCl2]- → Au（自然金） + Cl2↑
[Au(HS)2]- → Au（自然金） + HS-
或者 [Au(HS)2]- + CH4 + H+ →Au（自然金） + H2S + C有机
在龙潭组中、下部地层，由于层间断裂构造广泛发育，含矿热液在灰家堡背斜核部沉淀成矿，形成水银洞金矿床品位较高的层状、似层状矿体。
二、水银洞金矿成因及成矿模式
综观全文,水银洞金矿形成过程中成矿作用是多样的,流体是多来源的，有深部岩浆来源、大气降水来源及海水来源等。用峨眉地幔热柱理论解释这些成矿作用和成矿过程，推论水银洞金矿成因机制如下：
峨眉地幔热柱活动形成水银洞金矿包含海西-印支期至燕山期整个漫长的地质作用过程（图5.4）：
海西-印支期：海西-印支期峨眉地幔热柱强烈活动，峨眉地幔热柱穹状隆起，改变了中国西南地区沉积格局。其中，黔西南部分地区（包括水银洞）由原来的开阔碳酸盐台地沉积相变为潮坪-泻湖至局限碳酸盐台地相。同时产生张性深大断裂，沟通了地幔的物质和能量，在贵州西部及周边形成了多个火山口，峨眉山玄武岩浆藉此喷发，形成高钛玄武岩在贵州西部高原的广泛分布。峨眉山玄武岩及其中的金通过火山-沉积作用进入这一相对闭塞的潮坪-泻湖至局限碳酸盐台地沉积环境中，通过大量海解作用，金等成矿物质被被大量释放出来，形成了初步富集的含金建造（矿源层）。由于地幔热柱的脉动式活动，造成多次海侵与海退，在纵向上形成以灰岩-粘土岩（或煤层等）能干层与非能干层的岩石组合；峨眉地幔热柱的脉动式活动，造成峨眉山玄武岩的多次喷发，形成多层含金建造；同时峨眉地幔热柱活动形成区域热异常，大气降水、海水、地下水及岩浆水沿着各种断裂、裂隙深渗循环不断从峨眉山玄武岩、“大厂层”、含矿建造中萃取大量的Au等成矿物质形成金硅络合物、金硫络合物等形式迁移的含矿热液。
燕山期：峨眉地幔热柱再次强烈活动,在形成灰家堡背斜过程中，产生大规模的断裂构造及层间滑脱构造，大量的含矿热液通过断裂构造沿着层间滑动面及层间破碎带向灰家堡背斜核部迁移。当构造应力进一步加大，在灰家堡背斜核部产生成矿期逆冲断层及层间破碎带，成矿体系从封闭变成开放，应力得以释放，含矿热液的物理化学条件改变，导致热液体系快速远离平衡态，使络合物失稳，金伴随着大量隐晶-微晶二氧化硅-似碧岩和热液期黄铁矿及含砷、锑、汞等硫化物的沉淀而成矿，形成水银洞金矿。其成矿模式见图5.5。
图5.5水银洞金矿成矿模式图
结论
通过对“峨眉地幔热柱活动与贞丰水银洞金矿成因关系研究”可以看到，峨眉地幔热柱活动在形成水银洞金矿中的重要作用。对该矿床的成因有了深刻的认识，总结如下。
（1）峨眉地幔热柱是中国典型的地幔热柱之一。据地震层析成像编制的地幔热柱三维速度结构图，揭示了峨眉地幔热柱在50-450km深度上为一复合低速柱，由若干个呈“梅花状”分布的次级亚热柱组成。其初始地幔热柱蘑菇状头部直径约1000-1500km，尾部区位于攀枝花一带，直径约250km。这一复合低速柱反映了峨眉山地幔热柱的纵向与横向不均匀性和多级演化特征。活动期为晚古生代至新生代早期。岩浆活动总体演化由基性到酸性，由喷发到侵入，由海相到陆相。裂谷作用由泥盆纪至三叠纪，从南东向北西依次开裂迁移演化。
（2）峨眉地幔热柱起源于赤道附近，它的动力学特征主要反映在四大地质事件上：(1)峨眉地幔热柱的垂直上升导致康-滇地区大幅度隆升,变质基底大面积出露,泥盆—石炭纪地层广泛缺失；(2)岩石圈破裂解体,峨眉地幔热柱中轴顶部岩石圈发育“三联点”构造；(3)玄武岩快速巨量喷发溢流,相应基性-超基性岩大规模侵位,构成面积达50万km2的火成岩省；(4)海西—印支期陆壳深熔,酸性岩浆强烈喷发,其火山灰沉积(沉凝灰岩、粘土岩、绿豆岩)广布整个华南地区。
（3）峨眉地幔热柱活动形成大量富金岩浆：地幔热柱轴部由于温度高，深大断裂发育，减压熔融效应明显，形成部分熔融程度大的岩浆；地幔热柱边部由于温度相对较低，深大断裂不如轴部发育，减压熔融效应不明显，形成部分熔融程度小的岩浆。金是不相容元素，在熔融程度小的岩浆中浓度最大。因此金在这种岩浆中易于富集。
（4）海西-印支期峨眉地幔热柱活动产生了多条深大断裂，这些深大断裂是峨眉山玄武岩喷溢的通道。它沟通了地球深部与浅部之间的物质及能量交换。峨眉地幔热柱边部的深大断裂是含矿岩浆、含矿热液及天水深渗及上升运移的通道。
（5）峨眉地幔热柱的长期活动造就黔西南地区高热异常，在形成黔西南金矿过程中提供了大量的热能。
（6）海西-印支期峨眉地幔热柱穹状隆起，贵州西部表现为掀斜式抬升。造成贵州西部沉积环境改变。在贞丰、兴仁、兴义、安龙地带，其沉积环境由开阔碳酸盐台地沉积相变为潮坪-泻湖环境至局限碳酸盐台地相。峨眉山玄武岩及其中的金通过火山沉积作用进入这一局限水盆地，经海解形成含金较高的含矿建造（矿源层）。由于潮坪-泻湖至局限碳酸盐台地沉积环境相对闭塞，与大洋沟通不畅，金在这种环境中保存较好，不易流失。
（7）中二叠世茅口晚期-乐平世，在峨眉地幔柱脉动式活动作用下，造成峨眉山玄武岩多次喷发，海水频繁进退，在这一地域形成含、隔水层岩石频繁交替的多层含矿建造。
（8）海西-印支期至燕山期，峨眉地幔热柱长期活动形成区域热异常，大气降水、海水、地下水及岩浆水等深渗循环不断从峨眉山玄武岩、“大厂层”、含矿建造中萃取大量的Au等成矿物质形成金硅络合物、金硫络合物等形式迁移的成矿热液。
(9)燕山期峨眉地幔热柱再次强烈活动,在形成灰家堡背斜过程中，产生大规模的断裂构造及层间滑脱构造，大量的含矿热液通过断裂构造沿着层间滑动面及层间破碎带向灰家堡背斜核部迁移。当构造应力进一步加大，在灰家堡背斜核部产生成矿期逆冲断层及层间破碎带，成矿体系从封闭变成开放，应力得以释放，含矿热液的物理化学条件改变，导致热液体系快速远离平衡态，使络合物失稳，金伴随着大量隐晶-微晶二氧化硅-似碧岩和热液期黄铁矿及含砷、锑、汞等硫化物的沉淀而成矿形成水银洞金矿床。
致 谢
在论文完成之际，想起研究生生活和学习中的点点滴滴，首先要感谢我的导师聂爱国教授。在三年的学习和生活中，老师始终给予我无微不至的关心和照顾。老师渊博的知识，严谨的治学态度和老师对我的谆谆教诲使我在学术上取得了进步。老师严以律己、宽以待人，平易近人的人格魅力，让我明白了许多为人处世的道理。在论文的完成过程中，老师付出很大的心血，无论对论文提纲还是论文中的细节，老师都提出了许多宝贵的修改意见。在此向老师致以深深的谢意！
借此机会，感谢顾尚义老师在入学时给予的帮助及学习中的指导！感谢张竹如老师在学习上给予的教诲，张启厚老师给予的关心和鼓励！感谢余大龙老师、杜定全老师、李明琴老师、周洪庆老师等在学习上给予的指导！
在此要感谢我的工作单位-贵州省地矿局一0二地质大队，能顺利地完成研究生学业，离不开单位的支持！感谢一0二地质大队王劲松总工程师、杨光友工程师等在学习上和生活中给予的关心！
资料收集过程中，得到了水银洞金矿、新恒基矿业公司及105地质队刘建中、王芝华、游彬等的大力支持；得到了晴隆大厂锑矿刘鸿等的大力支持。在此深深感谢！
感谢黄志勇师兄在生活中的关心！感谢李俊海同学、张敏同学的关心和帮助！
感谢莅临参加本论文评审的各位老师及专家！
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附 录
在校期间在省级以上刊物或学术会议上公开发表的论文目录、参加科研项目 ：
(1)NIE Aiguo,MEIShiquan,GUAN Daiyun,A study on the genetic relations between Permian Longtan Formation coal series strata and Carlin-type gold deposits,southwestern Guizhou Province,China,CHINESE JOURNAL OF GEOCHEMISTRY,2008,27:291～298;
(2)聂爱国,李俊海,欧文，管代云，梅世全，黔西南卡林型金矿床形成特殊性研究，黄金，2008，29（2）：4～8。
原 创 性 声 明
本人郑重声明：所呈交的学位论文，是本人在导师的指导下，独立进行研究所取得的成果。除文中已经注明引用的内容外，本论文不包含任何其他个人或集体已经发表或撰写过的科研成果。对本文的研究在做出重要贡献的个人和集体，均已在文中以明确方式标明。本人完全意识到本声明的法律责任由本人承担。
论文作者签名： 日 期： 年 月
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论文作者签名： 导师签名： 日 期： 年 月
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照片4 含黄铁矿凝灰质灰岩。水银洞
照片12 光片10×20，胶状环带结构，胶状构造。环带状黄铁矿，颗粒≤0.08mm
照片11 光片10×50 d=0.2mm (Ⅱe矿体) 玻屑假象
照片8，薄片4×10 （+），Ⅱa矿层顶板，井深329～330m，沉凝灰岩，玄武岩屑0.01～0.5mm，有磨圆，长石晶屑及少量玻屑，凝灰质约50～60%，泥晶方解石胶结，有黄铁矿化（Au0.81g/t）。
照片7 薄片4×10（－），Ⅲa矿层底板，井深248～249m，凝灰岩，1～0.2细—粉粒级岩屑、晶屑及玻屑呈颗粒支撑多屑凝灰岩，大多数碎屑边缘均硅化（0.038）。
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照片10 光片10×125，d=0.075mm (ZK002-2，131.4m) 自形晶结构。早世代黄铁矿（py1）和晚世代期自形黄铁矿（py2）。（Au=0.67×10-6）
照片9 光片10×20，环带状黄铁矿，黑色环带为玄武凝灰物质
照片6 10×10（＋）薄片 凝灰质生物碎屑灰岩：凝灰质在20%左右，生物碎屑含量大于20%，见有孔虫、腕足、海百合、莛类、藻类等，沿生物壳体边缘有石英生长，同时伴随有黄铁矿化，泥晶方解石胶结
照片5 5×10（－）薄片 凝灰质生物碎屑灰岩：凝灰质至少40%，钙质40%左右，含生物碎屑，有不均匀硅化、黄铁矿化
照片2 .硅化含生物碎屑凝灰质碳酸盐岩矿石,发育方解石脉
照片1.生物灰岩矿石块状构造，灰黑色泥晶灰
岩中有保存较好的马丁贝(Martiniidae Waagen)
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贵州大学硕士研究生学位论文
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