桐柏—大別造山帶老灣金礦造山型成因及找礦前景

陳建立 陳英男 陳金鐸 郭 鵬

（河南省地質礦產勘查開發局第一地質勘查院，河南 鄭州 450001）

中國最核心、最堅硬的“中央造山帶”——昆侖山秦嶺大巴—桐柏山大別山—郯廬斷裂帶—蘇魯造山帶，是我國重要的貴金屬、金屬成礦帶，在其東段的郯廬斷裂帶—蘇魯造山帶成就了我國最大的金礦田——膠東金礦田。目前，該地區取得的找礦成果極其豐碩，累計查明金礦資源量近5 000 t，形成世界級的金礦省［1］。有學者研究認為該帶中部的小秦嶺為我國第二大金礦省，為碰撞型造山型金礦，東部的膠東金礦為增生型造山型金礦［2］。

老灣金成礦帶位于桐柏—大別山有色金屬成礦帶西段，在昆侖山—秦嶺大巴—桐柏山大別山—郯廬斷裂帶—蘇魯造山帶中部，位于山東膠東金礦和河南小秦嶺金礦之間，他們所處的大地構造位置相似。膠東金礦的礦床類型主要以破碎蝕變為特征的“焦家式”和以石英脈為特征的“玲瓏式”兩種類型，為形成于早白堊世與洋殼俯沖（增生）有關的造山型金礦［2］。近年來，通過對老灣金礦控礦因素、成礦條件、礦石結構構造、礦化期次、成礦構造與礦化的耦合關系的研究，認為老灣金礦與膠東金礦相同，均為蝕變巖型金礦；老灣金礦形成于古特提斯洋向北俯沖過程與全面碰撞后伸展階段的大地構造背景，類似于膠東金礦，兩者同屬于俯沖（增生）環境下發育的造山型金礦。

目前老灣金礦帶的勘查工作取得了巨大突破，在勘查深度一般小于1 km的情況下已經提交的獨立金礦床為河南省歷史上第一，全區新增金資源量超200 t，前景極其樂觀，將成為河南省繼小秦嶺、熊耳山—外方山后又一黃金勘查開發基地［3-5］。當前區內找礦工作多集中在1 km以淺，局部控礦深度達到1 500 m，深部工作程度和研究程度均較低，為進一步揭示老灣金礦成因，實現深部找礦的更大突破，本研究對老灣金礦的造山型成因進行探討，對深部找礦前景進行預測。

1 地質背景

老灣金礦位于中央造山帶中部桐柏—大別山金屬成礦帶南部，挾持于西部泌陽凹陷和東部吳城盆地之間，東西長30 km，南北寬0.8～1.3 km，呈NWW—SEE向狹長帶狀展布，北部為桐柏—大別造山帶中生代縫合帶商丹斷裂的一部分桐柏段松扒斷裂，南部為老灣斷裂，控制了賦礦地層龜山巖組和老灣金礦帶的分布（圖1）。區域巖漿活動長期而頻繁，加里東期一般形成超基性—基性巖，印支期到燕山期主要為酸性巖。加里東晚期桃園巖體、燕山期粱灣巖體［6-8］分布在礦區北部約12 km處，燕山期老灣巖體早期自南向北侵入龜山巖組，后期沿老灣斷裂推覆于地層之上［9］。區內發育各期次各類型的巖脈。

區域構造為一系列近于平行的NWW向深大斷裂構造，中部的商丹（松扒）斷裂為南北秦嶺地體的縫合線。區內擠壓推覆構造長期活動，形成了一系列以走滑運動為主的韌性剪切帶，構造線呈NWW向。該造山帶是印支期華北大陸板塊與揚子大陸板塊及其間島弧地體通過匯聚、拼貼、俯沖、碰撞和斜滑等各種形式的多期作用而形成的復雜造山帶，巖漿活動和成礦作用極其強烈（圖1）。

2 礦區地質特征

2.1 地層

中元古界龜山巖組是金礦的賦礦地層，北以松扒斷裂與古元古界秦嶺巖群雁嶺溝組等呈斷層接觸，南以老灣斷裂與老灣花崗巖體呈斷層接觸。龜山巖組主要巖性為二云石英片巖、斜長角閃片巖、絹云石英片巖，夾大理巖透鏡體等。區內地層成260°～275°方向展布，以中部老虎洞為界（產狀陡立），上上河段北傾，傾角50°～72°，老灣以東南傾，傾角45°～72°。

2.2 構造

老灣金礦帶的邊界深大斷裂即控巖斷裂為北部松扒斷裂和南部的老灣斷裂，是巖漿運移和侵位的重要通道和場所，且斷裂帶中巖漿巖性質也在一定程度上反映了斷裂切割深度，北部的松扒花崗斑巖帶和南部的NWW向板狀老灣巖體是松扒、老灣兩大殼型斷裂存在的重要標志，共同控制了成礦地質體龜山巖組的展布。由于SN向的碰撞俯沖造山以及長期多階段構造演化，造就了與右型走滑有關的脆韌性成礦構造系統疊加，呈NWW向帶狀展布的構造格局［6，10］。

2.3 巖漿巖

與賦礦地層如影隨形的老灣花崗巖體為中粗粒二長花崗巖，分布于礦帶南部，與成礦關系極為密切；含礦地層龜山巖組內部發育各種巖脈，如輝長巖脈、云煌巖脈、鈉長斑巖脈等，其中花崗巖脈、花崗斑巖脈、石英脈與成礦關系密切。

2.4 礦體分布特征

老灣金礦帶內分布著眾多礦床或礦點，礦體呈SN向等間距分布、NW向斜列展布，中部以老虎洞為界，西側上上河、東側老灣，中部相連，金礦床規模巨大、最為典型，向礦帶兩端礦化變弱［7］（圖2）。金礦體多達上百條，均賦存于龜山巖組中，沿走向和傾向均呈舒緩波狀彎曲，有時具有分支、復合、尖滅再現及膨縮現象。礦體走向290°～310°，上上河礦段北傾，傾角60°～85°，老虎洞一帶礦體陡立，其他南傾42°～72°。

3 老灣金礦造山型金礦成巖、成礦特征

3.1 礦床地質特征

與中央造山帶自西向東，西秦嶺、小秦嶺到蘇魯造山帶的膠東金礦相似，桐柏老灣金礦的礦床地質特征具有造山型金礦的特征和屬性。礦床均分布于商丹深大斷裂帶的北側，由韌性剪切帶及其次級斷裂控礦，巖石類型為蝕變巖型（圖3）。

3.1.1 礦石礦物組合

造山型金礦有其鮮明的特征［11］，從老灣金礦礦物組合來看，與西秦嶺造山型金礦［12-14］和膠東金礦類似［2］，反映出桐柏老灣金礦造山型金礦的特征。

3.1.1.1 礦石金屬礦物組合及特征

金屬硫化物礦物淺部主要為黃鐵礦、黃銅礦、（銀）黝銅礦，少量銀金礦、方鉛礦、閃鋅礦、毒砂等；在-350 m標高以下逐漸出現碲鉍礦、碲銀礦、碲金銀礦等碲化物，礦物特征如下：

（1）黃鐵礦。自形—半自形粒狀結構，以立方體及五角十二面體晶體為主，局部被黃銅礦及（銀）黝銅礦等交代，常見尖角狀、細脈—網脈狀及包含結構等交代結構，粒徑為0.002～1.200 mm。

（2）黃銅礦。不規則粒狀分布于石英及絹云母等透明礦物中，呈填隙結構，局部可見黃銅礦呈珠滴狀分布于（銀）黝銅礦中，或被（銀）黝銅礦及方鉛礦等交代，呈尖角狀或包含結構，交代黃鐵礦，可見銀金礦分布于黃銅礦中，粒徑為0.002～1.000 mm。

（3）黝銅礦。不規則粒狀分布于石英及絹云母等透明礦物中，呈填隙結構，局部與黃銅礦共生。

（4）方鉛礦。不規則粒狀結構，交代黃銅礦及（銀）黝銅礦等，呈尖角狀結構，粒徑為0.002～0.040 mm。

（5）銀金礦。不規則粒狀結構或細脈狀結構分布于黃銅礦及（銀）黝銅礦中，呈包裹金或晶隙金，石英顆粒裂隙中可見分布有少量微細粒的銀金礦顆粒，粒徑為0.002～0.06 mm。

（6）碲鉍礦。不規則粒狀結構或細脈狀結構分布于黃鐵礦及黃銅礦中，局部與黃銅礦共生。

（7）碲銀礦。不規則粒狀結構或細脈狀結構分布于黃銅礦及黃鐵礦中，局部與自然金共生。

（8）碲金銀礦。不規則粒狀結構或細脈狀結構分布于黃銅礦及黃鐵礦中，局部與碲銀礦共生。

3.1.1.2 脈石礦物組合及特征

脈石礦物主要為石英、絹云母、白云母，少量綠簾石及鋯石等（圖4），礦物特征如下：

（1）石英。不規則粒狀，表面光滑，波狀消光，部分與絹云母、白云母等共生，構成黃鐵絹英巖角礫，多為晚期石英脈，穿插膠結黃鐵礦絹英巖等，金屬礦物多分布于二者接觸部位或石英裂隙中，粒徑為0.01～3.00 mm。

（2）絹云母。鱗片狀，分布于早期石英等顆粒間隙中，長軸略具定向，粒徑為0.01～0.10 mm。

（3）白云母。片狀、鱗片狀，解理發育，與早期石英及絹云母等共生，局部發生彎曲變形，粒徑為0.01～0.60 mm。

（4）綠簾石。自形—半自形粒狀，含量極少，粒徑為0.01～0.10 mm。

（5）鋯石。自形—半自形粒柱狀結構，含量極少，粒徑為0.01～0.05 mm。

3.1.2 礦石的結構構造及圍巖蝕變

老灣金礦的礦石結構構造和圍巖蝕變特征與小秦嶺金礦和膠東金礦具有相似性，與典型的造山型金礦特征一致。

3.1.2.1 礦石結構

（1）網狀結構。主要為半自形—他形黃鐵礦被壓碎呈網狀，可見脈石礦物和黃銅礦充填黃鐵礦被壓碎呈網狀（圖5（a））。

（2）交代港灣狀結構。黃銅礦交代方鉛礦，方鉛礦邊緣呈參差不齊的港灣狀（圖5（b））。

（3）他形粒狀結構。黃鐵礦呈他形粒狀分布于黝銅礦中（圖5（d））。

（4）半自形—他形粒狀結構。黃鐵礦呈自形—半自形粒狀不均勻分布在石英中，粒度一般為1～2 mm（圖 5（i））。

（5）晶洞狀結構。黃鐵礦等金屬礦物呈他形、自形—半自形晶存在于脈石的晶洞中，均為后期熱液蝕變所形成。

3.1.2.2 礦石構造

礦石構造主要為塊狀構造、網脈狀構造、細脈浸染狀構造和斑雜狀構造。①塊狀構造：多金屬硫化物較均勻地分布在礦石中呈塊狀構造；②網脈狀構造：后期石英細脈和黃鐵礦、銀金礦、黃銅礦等呈網脈狀、細脈狀充填于先期石英脈中，富集成礦；③細脈浸染狀構造：黃銅礦、黃鐵礦等金屬礦物沿裂隙呈細脈狀、薄膜狀分布于脈石中；④斑雜狀構造：黃銅礦、黃鐵礦、方鉛礦等雜亂無章地分布于脈石中，定向性、規律性不明顯。

3.1.2.3 圍巖蝕變特征

圍巖巖性為二云石英片巖、白云石英片巖、斜長角閃片巖。圍巖蝕變主要以硅化、絹云母化、綠泥石化、碳酸鹽化強烈，其中硅化與金成礦富集最為密切，硅化強則金含礦性強，硅化弱則含礦性差；圍巖蝕變與礦化呈漸變過渡關系，界線不明確，為多種蝕變疊加，如硅化、絹云母化和黃鐵礦化等疊加形成黃鐵絹英巖，呈現出黃鐵絹英巖化特征。圍巖蝕變主要類型有：硅化伴隨整個成礦過程，早期硅化形成乳白色石英脈，中期硅化形成中—粗粒黃鐵礦—石英脈，晚期硅化主要發生于多金屬硫化物沉淀時期。由硅化生成的含金屬硫化物石英脈與金礦化的關系最為密切，往往形成金礦體，Au品位一般較高，為1～10 g/t，個別達到100 g/t以上。絹云母化由白云母蝕變而來，代表著熱液改造后的結果，往往與金礦化關系密切。綠簾石化常常伴隨有硅化以及絹云母化。碳酸鹽化多發生在成礦晚期，標志著熱液成礦作用的結束。碳酸鹽化分兩期，早期碳酸鹽化為方解石脈、不含金；晚期呈脆性斷裂碳酸鹽粉末，含金較弱，但分布廣泛，標志著成礦熱液的活動，也是找礦的良好標志。

3.1.3 成礦期次

根據野外地質調查與鏡下鑒定顯示的礦物穿插關系及共生組合結果，本研究將老灣金礦劃分為4個成礦階段（表1和圖6）。

表1和圖6中各階段特征論述如下：

（1）石英-粗粒自形黃鐵礦階段。對應于早期金成礦作用，以乳白色貧金石英脈及粗粒自形黃鐵礦為主要特征，多為不規則狀、順層或切層，均有產出且分布較為分散。鏡下觀察主要礦物組合較為簡單，主要為黃鐵礦與少量黃銅礦及極少量銀金礦，黃鐵礦最大粒徑可達500 μm，并且在黃鐵礦中發現固溶體金，粒徑約為2 μm。故該階段為整個老灣金礦金開始沉淀的標志。

（2）石英-中細粒黃鐵礦階段。對應于金的主成礦期，富金石英脈規模較大且走向規則，石英脈呈煙灰色、團塊狀、透鏡狀產出。大量黃鐵礦形成于此階段，并呈浸染狀、細脈狀產于石英脈中。礦物組合為黃鐵礦、黃銅礦及少量銀金礦，而銀金礦主要賦存于黃鐵礦中。

（3）石英-多金屬硫化物階段。是主成礦階段，大量硫化物沉淀，金屬礦物共生組合為黃鐵礦、黃銅礦、方鉛礦、閃鋅礦、毒砂及少量銀金礦。鏡下顯示黃鐵礦呈自形—半自形粒狀結構，以立方體及五角十二面體為主，常見尖角狀、細脈—網脈狀及包含結構等交代結構，粒徑為0.002～1.200 mm。銀金礦分布于黃銅礦中，粒徑為0.002～1.000 mm。方鉛礦與閃鋅礦則呈不規則粒狀結構交代于黃鐵礦中，粒徑為0.002～0.040 mm。該階段礦物生成順序為黃鐵礦→黃銅礦→銀金礦→方鉛礦→閃鋅礦→毒砂。

（4）石英-碳酸鹽階段。為晚階段，石英脈規模中等，大部分表面已碳酸鹽化，肉眼可見石英與方解石相互膠結，在鏡下可觀察到極少量的黃鐵礦。

3.2 金的賦存狀態

老灣金礦普遍有自然金，一般充填在裂隙中，整個老灣金礦帶自西向東均有明金存在，而明金的存在可能是造山帶金礦的一個重要特征［11-14］。選取老灣金礦坑道中金礦石樣品在掃描電鏡下發現有Au-Ag-Te、Ag-Bi-Te、Ag-Te等礦物，通過掃描電鏡微區分析揭示的主要礦物及賦存特征為：碲金銀礦（圖7），自然金（Au 95.48%+Ag 0.92%+Bi 1.01%，圖8），銀金礦（Ag 50.24%+Au 37.42%+Fe 0.92%），碲鉍銀礦（Te 53.49%+Bi 24.90%+Ag 21.61%），銀碲礦（Ag 60.42%+Te 39.58%），金銀礦（Au 84.89%+Ag 5.86%+Hg 1.77%，圖9），碲鉍礦（Te 51.35%+Bi 41.64%+Fe 5.63%+S 1.68%，圖10）。

3.3 成礦流體及演化

老灣金礦具備造山型金礦的典型特征，即金成礦過程中幔源物質的加入、成礦流體富含CO2、成礦流體以深源為主混合有大氣水等。

3.3.1 硫同位素組成及示蹤

老灣金礦床礦石硫由深源巖漿與龜山巖組地層共同提供，并且隨著成礦作用的進行，地層所提供的硫源逐漸增加。

老灣金礦第Ⅱ成礦階段黃鐵礦硫同位素δ34S為1.7‰～4.7‰，均值為3.1‰。第Ⅲ成礦階段黃鐵礦δ34S分布較為集中，具有明顯的塔式效應，為4.3‰～5.5‰，均值為5.1‰。礦石中3件黃銅礦δ34S值平均為4.9‰，3件閃鋅礦樣品δ34S值平均為3.3‰，方鉛礦13件樣品δ34S值平均為2.43‰。全巖分析結果顯示，老灣巖體δ34S值為3.7‰，而7件龜山巖組地層δ34S值平均為3.54‰。

老灣金礦Ⅱ、Ⅲ成礦階段硫化物基本滿足δ34S（黃鐵礦）＞δ34S（閃鋅礦）＞δ34S（方鉛礦），表明在成礦流體中各個礦物達到了硫同位素平衡，因此黃鐵礦中的硫同位素組成可以近似代表著成礦流體中的硫同位素組成。根據測試結果及前人資料，典型的深源巖漿理論硫同位素值應為0‰左右，巖漿作用發生時可能混染了地層中的硫，可導致兩者具有相似的硫同位素組成，礦區坑道中均可見到花崗巖體與斜長角閃巖強烈混染作用并伴隨大量鉀長石化，可能也佐證了此觀點。礦石中黃鐵礦硫同位素值范圍為1.7‰～5.5‰，與地層、巖體變化范圍相一致，表明礦石中的硫主要共同繼承了巖漿巖與龜山巖組地層的硫。值得指出的是，成礦Ⅱ階段至成礦Ⅲ階段硫同位素組成增加，是由于混染后巖體硫同位素組成為0‰～3.7‰，成礦Ⅱ階段中硫同位素組成（1.7‰～4.7‰）更接近于巖漿硫，而至成礦Ⅲ階段后，地層硫（2.5‰～4.3‰）所提供的硫源比例增大，從而使得硫同位素值范圍為4.3‰～5.5‰（圖11）。

硫同位素特征顯示老灣金礦床以富重硫為特點，具有深源巖漿硫的特征，均一化程度比較高，表明成礦物質主要為巖漿來源，有少量殼源物質［9］。

3.3.2 氫氧同位素特征對成礦流體的指示

將老灣金礦床成礦流體的氫、氧同位素投影至δ18O-δD關系圖中，結果如圖12顯示。分析該圖可知：第Ⅰ階段樣品的氫、氧同位素投點落在原生巖漿水內；第Ⅱ階段樣品的氫、氧同位素投點均落在原生巖漿水和雨水線之間，且靠近原生巖漿水；第Ⅲ階段樣品的氫、氧同位素投點同樣落在原生巖漿水和雨水線之間，但靠近雨水線，表明第Ⅱ、Ⅲ階段成礦流體為巖漿熱液與大氣降水的混合熱液，且后期大氣降水含量逐漸增加［16］。

謝巧勤等［17-19］對老灣金礦床的氫、氧同位素進行了研究，結果表明：石英δ18O為-1.37‰～4.94‰，δD為-72‰～-67‰，從成礦Ⅱ至Ⅳ階段δ18O是減小的，δD則具有增加趨勢，從礦床地質和氫氧同位素組成的數值變化看，老灣金礦床成礦流體主要來源于巖漿熱液，后期逐漸向大氣降水方向演化。

膠東金礦流體起源于地幔的深源流體，混有少量的大氣降水，小秦嶺金礦則起源于中上地殼的變質流體、混有少量的大氣降水［2］，因此，老灣金礦與膠東金礦更為接近。

3.3.3 鉛同位素組成及示蹤意義

鉛同位素組成顯示，老灣金礦物質來源有地幔和地殼（秦嶺巖群或龜山巖組地層）兩種成因。

本研究進行了鉛同位素分析，在構造模式圖解中（圖13），發現老灣金礦礦石Pb樣品主要落入地幔與下地殼之間，并且有樣品位于造山帶演化曲線上，顯示出造山帶Pb源特點，總體上暗示著礦石Pb為雙重來源特征，殼源與幔源均是成礦物質不可或缺的來源。

礦區內礦石鉛與區域內有關地質體共同投圖（圖14）發現：礦石鉛總體呈線性分布，表現為單階段的正常鉛，與礦區北部的秦嶺巖群地層具有基本一致的鉛同位素組成范圍，并且有較好的正相關關系，這些特征表明秦嶺巖群地層對礦床形成有一定的物源貢獻；加里東晚期巖漿巖放射性鉛同位素總體略低于礦石鉛，但兩者鉛同位素在相似的變化范圍內呈正相關，表明加里東晚期巖漿巖活動提供了部分成礦物質；龜山巖組地層鉛同位素組成與礦石鉛具有較大差異，似乎與成礦無關。但考慮到龜山巖組地層作為賦礦層位，具有較高的成礦元素背景值且硫同位素組成與礦石硫近乎一致，因此不能排除龜山巖組地層對成礦物質的貢獻。

陳良等［20］對老灣金礦床流體包裹體和氫、氧、硫、鉛同位素的研究結果表明，該金礦床的成礦流體為中低溫、低鹽度的富 CO的 K+—Na+—Cl-—SO2-24體系。氧、氫同位素分析顯示，成礦流體δ18O值為-5.25‰～+5.37‰，δD為-67‰～-76‰，表明成礦流體主要來源于巖漿水和大氣降水；硫化物的δ34S值為-0.1‰～+5.3‰，平均值為+3.98‰，顯示深源硫的特征；Pb同位素組成顯示鉛主要來源于地幔，有少量地殼鉛加入［20］。

鉛同位素特征反映鉛主要來源于與造山作用有關的深源。由于造山作用本身有地殼物質的混染，可以認為鉛主要來源于地幔，有少量殼源鉛加入［17-19］。

3.3.4 成礦流體富CO2和低鹽度特征

老灣金礦上上河-250 m、-350 m金礦石包裹體巖相學和測溫結果顯示：第Ⅰ階段可見含CO2包裹體和純CO2包裹體共存或含CO2包裹體和液相包裹體共存；第Ⅱ階段和第Ⅲ階段流體包裹體類型主要為液相包裹體，有時仍可見液相包裹體和含CO2包裹體共存，含CO2包裹體在此階段含量明顯減少。老灣金礦早期成礦流體主要為巖漿熱液，為中溫（303～379℃）、低鹽度（4.07%～9.59%（NaCl.eq）＜10%（Na-Cl.eq）、富 CO2的NaCl—CO2—H2O 體系。成礦早期NaCl—CO2—H2O流體發生不混溶形成CO2流體和NaCl—H2O流體，到成礦中期有少量大氣降水加入，NaCl—H2O流體在運移過程中隨著溫度、鹽度逐漸降低（均一溫度為181～308℃，鹽度為3.06%～6.59%（NaCl.eq））。成礦晚期大氣降水含量明顯增加，最終中溫、低鹽度、富CO2的NaCl—CO2—H2O流體演化為低溫（138～195℃）、低鹽度（1.06%～4.49%（NaCl.eq））的NaCl—H2O流體。

典型的造山型金礦膠東金礦和小秦嶺金礦的流體包裹體以富CO2為特征，成礦流體早期中低鹽度（4.15%～5.23%（NaCl.eq））、主成礦期（1.02%～15.15%（NaCl.eq））和成礦期后的流體鹽度、溫度及CO2均降低，老灣金礦與兩者具有相似特征。

4 老灣金礦俯沖（增生）造山帶環境

4.1 老灣金礦俯沖（增生）造山帶環境

老灣金礦位于東秦嶺造山帶的桐柏—大別段。晚海西—印支期板塊構造最后俯沖碰撞造山的基本構造格架為揚子、秦嶺、華北三板塊沿商丹、勉略二縫合帶依次由南向北、自東向西斜向穿時俯沖碰撞，弧后盆地則是雙向自西而東斜向穿時俯沖碰撞，總體構成三板塊沿商丹和勉略縫合帶依次向北俯沖、向南逆沖推覆疊置的碰撞造山的構造格架［21］。東秦嶺在晚古生代已結束洋—陸相互作用階段，南、北秦嶺已經發生拼合并轉入陸—陸相互作用階段，南秦嶺晚古生代由于方向向北的陸內俯沖作用滑脫俯沖并疊置于北秦嶺塊體之下［22］，老灣金礦即位于商丹斷裂南側約1.5 km的龜山巖組范圍內（圖1），形成了與膠東金礦類似俯沖（增生）環境下發育的造山型金礦。

4.2 老灣金礦成巖成礦時代及演化

4.2.1 鋯石U-Pb成礦年代學

本研究對老灣金礦含金石英脈57個測點進行了分析，測試由中國地質大學（武漢）陳守余等完成，獲得了52個諧和度較高的U-Pb年齡，52個U-Pb年齡范圍分布于（325±4.19）Ma～（458±11.4）Ma區間，共產生了4組年齡位于諧和曲線上。依據鋯石微量元素特征，認為加權平均年齡分別為（364.6±0.98）Ma與（406.3±1.3）Ma，均為熱液鋯石年齡（圖15），代表了老灣金礦兩次礦化事件，依據如下：

（1）兩組鋯石包裹有自然金、自然銀等成礦礦物且具有十分相似的元素地球化學特征而被確認為熱液鋯石，即其U-Pb年齡代表著礦化時間。

（2）區域上相鄰礦床有類似的成礦年齡，礦區北部的圍山城前人取得的較為可靠的成礦年齡主要有：①銀洞坡金礦含金石英脈絹云母Ar-Ar坪年齡為（373.8±3.2）Ma；②銀洞嶺銀礦床礦化蝕變巖中絹云母Ar-Ar坪年齡為（377.4±2.6）Ma。這兩個礦床成礦年齡接近于較年輕一組的熱液鋯石年齡，應屬于加里東晚期—印支期同一期成礦作用。

4.2.2 桐柏造山帶構造—巖漿演化

（1）桐柏山系在漫長的地質演化過程中經歷了多次強烈的構造—巖漿活動和不同性質、不同形式的深層次強烈變形變質作用。中生代以來經歷了造山期間SN向的擠壓、構造體制轉換及巖石圈拆沉，由此導致了多組韌脆性斷裂系統。依據最新的鋯石年齡分期、相應的巖石組合和變形特征等，秦嶺造山帶巖漿活動和巖漿作用主要可以分為新元古代（979～711 Ma）、古生代（507～400 Ma）、早中生代（250～185 Ma）和晚中生代（160～100 Ma）。

（2）老灣金礦床在加里東晚期—印支期（（325±4.19）Ma～（458±11.4）Ma）形成，屬于與造山型礦床的成礦模式近乎一致的俯沖（增生）造山型金礦，形成于古特提斯洋向北俯沖過程與全面碰撞后伸展階段。但燕山中期至晚期的巖漿活動必然會對前期的礦床進行疊加和改造［6］，金礦石的4個成礦期次和構造體系的演化是其巖漿活動的表現。

5 找礦前景

造山型金礦形成的溫度和壓力變化范圍較大，深度可達25 km以上，淺至近地表，多數大型礦床產在5～15 km的深度。前人通過對碰撞造山環境成礦作用的研究明確肯定了碰撞造山帶環境巨大的成礦潛力。桐柏幅1∶50 000區域地質調查報告利用礦物溫度壓力計求得的變質溫度為540～610℃，壓力為0.5～0.53 GPa，其早前所處地殼最大深度為16～18 km，后期由于剝蝕和抬升作用逐漸進入地殼淺層。依據預測成果，在老灣金礦中部施工了鉆孔ZK2052對靶區進行了驗證，在-1 298.41 m標高（垂深1 534.64 m）鉆遇金礦體，金礦體品位5.46 g/t，厚度1.06 m（圖16）。結合老灣金礦找礦實踐，多數工業礦體在該深度未封閉、礦化作用較強，金礦化富集程度較高，局部地段金礦品位可達到300 g/t以上，是金礦化集中產出和富集的地段，并在深部仍有盲礦體發現。與老灣金礦相似的膠東金礦目前控制深度已大于3 000 m，而老灣金礦控制深度僅1 600 m，該區深部及外圍普查已提交金金屬量208 t，預測3 000 m深度以內金金屬量可達500 t，揭示出老灣金礦深部具有良好的找礦前景。

6 結論

（1）老灣金礦形成的熱液鋯石U-Pb年齡分別為（364.6±0.98）Ma與（406.3±1.3）Ma，為加里東—印支期，代表了老灣金礦兩次礦化事件。

（2）老灣金礦床結構構造、巖石礦物組合、金礦物組成和賦存形式符合造山型金礦特征。

（3）老灣金礦是形成于古特提斯洋向北俯沖過程與全面碰撞后伸展階段的俯沖（增生）環境下發育的造山型金礦。

（4）老灣金礦成礦深度可達3 000 m，深部具有良好的找礦前景。