德兴银山矿污水处理

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❷ 银山矿床动态成矿作用分析

银山矿床的成因与中生代中酸性陆相火山-次火山活动有关，矿床空间分布及蚀变矿化分带明显受燕山期英安斑岩体控制。

据测定（江西冶金勘探公司十一队，1977），英安斑岩中Cu、Pb、Zn含量分别为166×10^-6、62.5×10^-6和128×10^-6，分别是酸性岩维氏值的8.3倍、3.1倍和2.1倍；矿区外围千枚岩中Cu、Pb、Zn含量分别为57.3×10^-6、35.9×10^-6和77.5×10^-6，分别是沉积岩维氏值的1.0倍、1.5倍和0.97倍。显然，燕山期岩浆岩更具有提供成矿物质的潜力。

蚀变千枚岩化学成分变化则显示热液蚀变过程中，千枚岩的Ca、Mg、Na等成分被强烈淋滤进入流体。华仁民等（1993）通过对银山矿区外围225km²范围内213个双桥山群地层样品的金含量分析，获得了明显的围绕矿区展布的金地球化学降低场及其含量的梯度变化，从而定量地证实双桥山群为银山矿床的金矿化提供了成矿物质。

银山矿床主要成矿温度范围在200～300℃，该温度远低于中酸性岩浆岩的固相线温度（650～925℃），这一温度间隔意味着，在银山矿区由燕山期岩浆液态不混溶分离出来的热液，和岩浆在结晶分异过程中分异出来的热液，是非常有限的，没有在矿床中留下明显的痕迹。

从矿区岩体和矿体产状分析，矿体形成深度主要在1000m以内。据计算，矿床成矿压力在260×10⁵～200×10⁵Pa（魏菊英等，1988）。由于热液活动处在一种压力和温度梯度相对较大的近地表环境，大气水的补给又十分有利，因此由热动力及其所引起的流体密度差异所导致的重力不稳定性作用，必然造成热液对流循环的发生，而大气水及大量地层物质从地表附近及地层进入岩体接触带的现象是成矿热液对流循环作用的反映。

因此，作者认为银山矿床的形成是两个地质过程耦合的结果，其一是Cu、Pb、Zn等矿化元素在英安斑岩中的初始富集，与岩浆分异作用有关，但在英安斑岩固结过程中并没有形成工业矿体；其二是后期的热液对流作用，导致矿质的活化-迁移-聚集，并最终形成矿体。

在岩浆侵位的初期，岩浆温度在固相线以上，透水性不利于大量流体穿透，因此不利于流体的循环和成矿。当岩浆逐渐冷却、结晶和破裂以后，大规模的对流才得以形成，使富集在岩体中成矿金属元素进一步聚集成矿。

热液对流循环所造成的流体物理化学条件的交替转化是矿质活化-迁移-堆积的关键，并形成了银山矿床蚀变-矿化分带。热液对流系统的动态演化决定了成矿物质迁移形式的多样性和变化性。而对流热液在岩浆岩、地层等多种不同性质的岩石间的循环，则导致了成矿物质多来源性。

银山矿床蚀变分带特征显示了流体酸碱性的交替转化，其中绢英岩化和绿泥石化蚀变代表了一种共轭的酸-碱变化过程。英安斑岩中的绢英岩化蚀变导致流体酸性降低，反应过程如下：

动态成矿作用与找矿

或

动态成矿作用与找矿

千枚岩中的绿泥石化蚀变则导致流体酸性增强，反应如下：

动态成矿作用与找矿

在银山矿区，大气水的补给是造成水饱和环境及热液对流的关键。而在该对流系统的浅部区域，硫的循环和演化则是导致成矿金属元素活化-迁移-堆积，并造成矿化分带的重要原因。由于来自地表的大气水中富含游离氧，因此浅部对流热液具有更强的氧化性，导致围岩发生氧化作用，围岩中的Fe^2＋氧化成为Fe^3＋，硫化物则发生氧化并形成酸性渗透溶液，热液中的含硫组分以

占主导，因此多数亲铜元素和过渡元素的迁移能力将大大增强，岩体与地层中的成矿金属元素发生活化并主要以硫酸盐形式迁移。由于 Zn^2＋、Cu^2＋在富

条件下溶解度较高，而Pb^2＋的溶解度相对较小，因此Zn^2＋、Cu^2＋更容易迁移至接近热源的地点并聚集成矿，从而与Pb^2＋发生分离。

在对流热液向热源或深部方向迁移时，随着流体中氧逸度的逐渐降低，

向S^2-发生临界转化，形成硫化物的聚集。这一过程与硫化物矿床次生富集带中所发生的矿质活化-迁移-聚集过程有相似之处，不同之处在于流体的运动方式和成矿物理化学条件的差异，但反应过程均可示意性地表示为：

动态成矿作用与找矿

促使该反应发生的主要动力是来自温差电流等电能形式在地热系统中的产生与释放，辅助性的动力可能还包括：①流体在向热源或深部方向迁移过程中游离氧的减少和还原性的增强；②地壳浅部有机质参与热液对流循环也会对E_h值产生重要影响，如流体中甲烷气与水的反应对E_h值的制约，反应可表示为：CH₄＋2H₂O→CO₂＋8H^＋＋8e和CH₄＋H₂O→CO＋6H^＋＋6e③共轭出现的物理化学反应，如黄铁绢英岩化与钾化及绿泥石化碳酸盐化构成了共轭酸碱反应关系，及围岩蚀变过程中Fe^2＋→Fe^3＋的氧化与硫化物结晶过程中

的还原构成了共轭的氧化-还原关系等。

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江西德兴银山金－多金属矿床是一个含有Pb、Zn、Cu、S、Au、Ag等多种金属的大型矿床。矿床处于江南地背斜的东北侧。区内出露地层以中元古界双桥山群浅变质岩系为主，岩性单一，主要为千枚岩。双桥山群又分为上、下两个亚群，银山矿床以及附近的德兴铜厂、金山等矿床均产于下亚群中。燕山早期的构造－岩浆活动造成了一系列上叠式断陷盆地，并在其内发育了一套陆相火山岩和火山碎屑岩。银山矿床即位于其中的乐（平）－德（兴）盆地的东北边缘（图7-12）。目前众多研究者普遍认为，银山的成矿作用是由侏罗纪火山－次火山活动引起的，因而称其为火山－次火山热液矿床或火山－斑岩矿床。

图7-12 德兴银山矿区地质略图（A）及区域地质示意图（B）

（据华仁民等，1993）

1—上侏罗统—下白垩统陆相火山－沉积岩；2—上侏罗统鹅湖岭组火山岩及砾岩；3—下古生界岩系；4—中元古界双桥山群浅变质岩；5—次火山岩体；6—矿脉；7—断裂

银山矿床是一个多种有用元素高度富集的矿床，其成矿物质来源无非有两种，一是来自燕山期的火山活动，一是来自古老的双桥山群。随着研究的深入和研究手段的不断完善，后一种来源的证据更加充足。

华仁民等（1993）通过对银山矿区及其外围大面积（约225km²）的地球化学取样测量（图7-13），证实在银山矿床周围存在一个Au等元素的地球化学降低场。这一事实说明，在这一范围内曾发生过Au等元素的活化迁移，而被迁出的元素的最大可能是参与了成矿活动，并为矿床的形成提供了物质来源。

根据统计分级，圈出了3个Au的地球化学场区（图7-14）：①正常场区（Au含量＞3×10-9，平均为3.5×10-9），②弱降低场区（Au含量为1×10-9～3×10-9），③强降低场区（Au含量＜1×10-9）。参照Au的克拉克值和前人资料，同时结合矿区外围采样分析结果，区内双桥山群浅变质岩系的Au背景值被确定为3.5×10-9。尽管这一背景值的确定有一定的主观因素，但从图7-14中可以看出，银山矿区落入强降低场区范围内，并且存在着从外围向矿区方向逐渐降低趋势。这一事实表明，这里发生过Au的迁移活动。值得注意的是，强降低场区的总体延伸呈北北东—北东向，与双桥山群的总体北东东走向有一定角度的斜交，基本上可以排除由于双桥山群内不同层位的含金量不同而引起差异的可能性，而与穿过矿区的北东向区域性大断裂（长达数十千米）大致吻合。这一大断裂不仅控制了区内火山岩浆活动以及次火山岩体、火山机构的分布，同时也是溶液易于存在和活动的场所。因此，Au的降低场的出现乃至成矿作用，很可能与火山岩浆活动所导致的沿这一方向的热液交代作用密切相关。

图7-13 银山矿区外围采样点分布图

（据华仁民等，1993）

1—采样点位置；2—银山矿区范围

图7-14 银山矿区外围Au的地球化学场分布图

（据华仁民等，1993）

1—正常场区；2—弱降低场区；3—强降低场区；4—银山矿区

元素的迁移不仅表现在Au上，一些金属元素的含量同样显示出由正常场（背景场）向着Au的降低场递减的趋势。表7-6列出了选自 Au的不同地球化学场的6个代表性样品的一些金属元素的测定结果。从表7-6中可以看出，除Pb、Zn显示不明显外，其余金属元素的含量均与Au同步向着Au的降低场逐渐降低，其中变化最为明显的是Cu、Co、Ni。据此推测，双桥山群地层在为银山矿床提供金来源的同时，也提供了相当一部分Cu等元素的来源。

银山地区的热液蚀变相当发育，主要有石英－绢云母－黄铁矿化，水云母－伊利石化，绿泥石化等。虽然这些蚀变在次火山岩体中表现得最为明显，但很难想象不对周围的双桥山地层产生影响。因此推测，正是这种导致热液蚀变的溶液使岩石中的Au等元素发生活化、迁移，并在适当的条件下形成矿体。

表7-6 金的不同地球化学场中一些金属元素的含量变化

依据正常场与降低场的Au等元素含量的差异，粗略估算，Au等元素的迁出量是相当大的。按Au含量由正常场的3×10-9降至强降低场的1×10-9，岩石密度以2.5 t/m³计算，每1km³可迁出Au 5 t。仅依强降低场范围长10km，宽2km，深1km计，就可迁出Au约100 t，足以形成大型金矿床。如果考虑弱降低场迁出的Au量，则Au的迁出量将更大。在上述范围内，与Au同步迁出的Cu量也是相当可观的。以Cu在Au的正常场含量为100×10^-6，在强降低场含量为25×10^-6（表7-6）计，迁出的Cu量可达375万t，也足可形成大型铜矿床。尽管由于铜的样品数量少，与金相比，可靠程度要低一些，但有相当量的Cu迁出是毋庸置疑的。

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