热液型金矿床是全球金资源的主要来源（Kesler et al.，2010；Sillitoe，2020；Simmons et al.，2020；林鑫，2021），浅变质板岩、粉砂岩、千枚岩及碳质板岩等均可作为该类金矿床的赋矿围岩（Thomas et al.，2011；Yang et al.，2016）。在成矿作用过程中，含金成矿流体与围岩发生水岩反应，造成大规模的热液蚀变（Bierlein et al.，2000；Christie et al.，2003），并改变流体的pH值、氧逸度、硫逸度和离子浓度等物理化学性质（Pokrovski et al.，2014；Hu et al.，2022），从而促使金沉淀。当围岩性质发生变化时，水岩反应也会随之改变，从而具有不同的金沉淀机制。因此，查明不同类型赋矿围岩与金成矿的成因联系对于金矿勘查和成矿理论研究具有重要意义。
湘东北地区位于江南造山带中部，其中发育数十个金—多金属矿床及矿化点。前人研究表明，该区赋矿围岩主要为新元古代浅变质冷家溪群和板溪群板岩，最新研究表明赋矿围岩主要为砂质—粉砂质板岩，并发育大规模褪色化蚀变（Ma et al.，2021；Xu et al.，2022）；部分围岩为碳质板岩，该围岩在被成矿流体交代后并无明显颜色变化（张胜伟等，2022；Wang et al.，2024）。粉砂质板岩的褪色化蚀变带中发育大量菱铁矿，可为金成矿提供有利的含铁化学圈闭（Dugdale et al.，2009；Cline et al.，2013），而碳质板岩中十分丰富的碳质物（CM）可通过还原含矿流体，从而降低金的溶解度（William-Jones et al.，2009；Simmons et al.，2020）。由此可知，湘东北地区金矿床赋存于2种不同性质的围岩中，且2种围岩均可通过诱发硫化作用，氧化还原等方式造成金沉淀成矿。然而，目前对于湘东北地区金矿床2种主要赋矿围岩，即粉砂质板岩与碳质板岩的地质特征及其与金成矿机制的联系仍缺乏系统探究和总结。
鉴于此，本文选取湘东北地区万古和黄金洞金矿床作为典型研究对象，在系统总结前人研究的基础上，基于野外地质调查和岩相学分析，进行地球化学热力学模拟，以探究赋矿围岩地质特征与金成矿机制的关系。
1 区域地质特征
华南陆块形成于新元古代早期（820~800 Ma）（Charvet et al.，1996；Xu et al.，2007），是扬子板块与华夏板块碰撞和拼接的产物（Qiu et al.，2016；孙立强，2018；胡瑞忠等，2019）。显生宙以来，华南陆块经历了多期大规模岩浆—构造活动，如奥陶—志留纪的加里东运动（高彭，2016）、三叠纪的印支运动（任纪舜等，1999；华仁民等，2005；高彭，2016）和侏罗—白垩纪的燕山运动（Carter et al.，2001；李献华等，2012；Wang et al.，2013）。华南地块经历频繁而强烈的构造—岩浆作用，形成了大量的钨、锡、铋、钼、金、锑、稀土和铀等矿产资源，成为我国最重要的矿产资源聚集地（毛景文等，2012；Pirajno，2013）。
江南造山带拥有数百个金（多金属）矿床，金矿资源总量超过 970 t（Deng et al.，2017；Xu et al.，2017a），而湘东北地区位于江南造山带中部，是江南造山带极为重要的金—多金属矿集区（图 1）（董国军等，2008；Xu et al.，2017b）。湘东北地区出露地层主要为新元古代冷家溪群、板溪群和白垩纪红盆，以及少量的古生代沉积岩（图 1）（毛景文等，1997）。冷家溪群出露面积较广，主要位于断隆带内，为一套浅变质低绿片岩相变质岩，局部夹基性和酸性火山岩，是湘东北地区主要的赋金层位（Deng et al.，2020；Zhou et al.，2021）。冷家溪群由下至上依次为雷神庙组、黄浒洞组、小木坪组和坪原组，板溪群角度不整合覆盖于冷家溪群之上，包括马底驿组和五强溪组（Zhang et al.，2018，2020）；白垩纪地层包括戴家坪组和东塘组（Zou et al.，2018）。
图1 江南造山带湘东北地区地质简图（修改自Xu et al.，2017a）A-汩罗断陷盆地；B-幕阜山—望湘断隆；C-长沙—平江断陷盆地；D-浏阳—衡东断隆；E-醴陵—攸县断陷盆地1.第四系；2.白垩—古近纪砂岩、砾岩和杂砂岩；3.中泥盆—中三叠世碳酸盐岩、砂岩和泥岩；4.震旦—志留纪砂岩、页岩和板岩；5.新元古代板溪群碎屑沉积岩；6.新元古代冷家溪群浅变质浊积岩；7.新太古代—古元古代（？）连云山岩群和涧溪冲岩群角闪岩相—麻粒岩相变质岩；8.燕山期花岗岩；9印支期花岗岩；10.加里东期花岗岩；11.新元古代花岗岩；12.断层；13.金矿床或矿化点；14.韧性剪切带；15.Cu-Pb-Zn-Au矿床；16.Co矿床 Fig.1 Geological map of northeast Hunan in Jiangnan Orogenic Belt（modified after Xu et al.，2017a） |
自新元古代以来，湘东北受扬子板块与华夏板块之间强烈的多期构造活动的影响，发生了一系列的构造—岩浆—成矿事件（许德如等，2009），形成了以NE向深大断裂为界、断隆与断陷盆地相间分布的“盆—岭构造”格局（Xu et al.，2017b；周岳强等，2021）。这些盆地和断隆的边缘以NE向走滑断裂为边界，自西向东主要包括新宁—灰汤（新—灰）走滑断裂、长沙—平江（长—平）走滑断裂和醴陵—衡东走滑断裂（周岳强等，2019）。NE-NNE向盆地主要由白垩系和第四系沉积物充填，NE-NNE向断隆则主要由新元古代地层和燕山期花岗岩组成（符巩固，2009；Zhou et al.，2021）。
大规模的构造演化活动往往伴随着岩浆岩体的侵入，湘东北地区的岩浆岩分布广、地表出露面积大，其中以多时代、多期次的酸性、中酸性和中性侵入岩最为发育。岩浆岩主要分布于断裂隆起带内，其中以燕山期 S 型花岗岩（160~130 Ma）沿NE向断裂分布较为典型（Guan et al.，2014；Zhang et al.，2018），岩石具有富硅、富铝、富钾、中碱和高ASI的特点，属高钾钙碱性系列强过铝质花岗岩类（许德如等，2017）。此外，区内分布有少量的新元古代晋宁期、早古生代加里东期和早中生代印支期岩浆岩（Xu et al.，2017b；Deng et al.，2019）。
湘东北燕山期 S 型花岗岩代表性岩体有幕阜山、连云山、金井、望湘、蕉溪岭、七宝山和龙王排等岩体，大量年代学研究表明，燕山期 S 型花岗岩成岩年龄介于 183~129 Ma 之间（湖南省地质矿产局，1988；李鹏春，2006）；新元古代晋宁期岩浆岩以形成于929 Ma的长三背岩体（王孝磊等，2004）和形成于845~816 Ma 之间的葛藤岭、大围山和张邦源岩体（马铁球等，2009）为主，具备典型的S型花岗岩特征（Deng et al.，2019）；加里东期的岩浆岩主要由板杉铺、宏夏桥和张坊岩体组成（李鹏春，2006），湘东北板杉铺和宏夏桥岩体的侵位时代为 434~418 Ma（关义立等，2013），板杉铺岩体成岩年龄为 432~418 Ma（张菲菲等，2010；李建华等，2015）。印支期花岗质岩出露面积很小，呈小岩柱产出，分布在望湘岩体的东北部及其南东侧，岩体锆石 U-Pb 年龄为 233 Ma和 250 Ma（湖南省地质矿产局，1988）。除花岗质岩浆岩以外，小规模的基性岩在区域内也有出露，其成岩年龄为 136~83 Ma（许德如等，2017）。
湘东北地区由于岩浆—构造活动异常强烈，形成了金、铅、锌、钨、铜、钴、钼、铌、钽、铍及多种非金属矿产，是我国重要的金—多金属矿集区（董国军等，2008）。矿区发育有仁里、永享、上大洲—南江桥锂铌钽矿、虎形山钨铍矿和断峰山铌钽矿等锂—铍—铌—钽稀有金属矿床，各种规模大小的铅锌矿床，如桃林、粟山、三墩、梅树湾、五角和蛇形铅锌矿等，以及已探明的诸多金矿床，其中金矿床和矿化点约为125个（Deng et al.，2017；Xu et al.，2017b），代表性金矿床主要有万古、黄金洞和雁林寺矿床等。
2 矿床地质特征
万古和黄金洞矿床是江南造山带重要的金矿床，位于长沙—平江断裂带西北侧和东侧，万古金矿床的金储量为85 t，金品位为3×10-6~73×10-6（平均金品位为6.8×10-6），黄金洞金矿床已探明金储量为 80 t，金品位为 4×10-6~10×10-6（平均金品位为5×10-6）（Xu et al.，2017b；Deng et al.，2020； Zhou et al.，2021），均达到大型金矿的规模。
万古金矿床主要出露地层为新元古代冷家溪群坪原组以及以角度不整合覆盖于其上的白垩系和第四系（图2），新元古代冷家溪群坪原组为一套浅变质碎屑岩，总体走向呈NW向，倾向为NE-NNE向，倾角中等；坪原组走向为NW-NWW向，倾向为NE向，倾角为15°~60°（图2）（Deng et al.，2017）。基于前人详细的构造和地质年代学研究，万古金矿床最重要的控矿构造为NWW向断层，其形成于早古生代，并被后期晚中生代区域构造应力重新活化（傅昭仁等，1999；Zhou et al.，2021）。NE向断层也是万古金矿床重要的构造，大致呈等距分布，切穿EW-NWW向矿体，倾向SE，沿走向及倾向多呈舒缓波状，产状变化较大，并显示出多期活化的特征（许德如等，2006）。矿区未见岩浆岩出露，但物探资料表明，其深部可能存在隐伏岩体（文志林等，2016）。
图2 万古金矿床地质（a）及剖面图（b）（修改自Zhou et al.，2021）1.第四系；2.白垩纪戴家坪组砂岩、砾岩和杂砂岩；3.新元古代坪原组第三段第二岩性亚段粉砂质板岩和含粉砂质板岩；4. 新元古代坪原组第三段第一岩性亚段含粉砂质板岩和变质细砂岩；5.新元古代坪原组第二段第二岩性亚段粉砂质板岩；6. 新元古代坪原组第二段第一岩性亚段含粉砂质板岩；7. 新元古代坪原组第一段砂质和粉砂质板岩；8.矿体及编号；9.断裂及编号；10.含金石英脉；11.金品位（×10-6）/厚度（cm）；12.层内断裂带；13.钻孔；14.产状 Fig.2 Geological map（a） and profile（b） of the Wangu gold deposit （modified after Zhou et al.，2021） |
黄金洞金矿床地处NE向长沙—平江断裂带东侧（下盘），矿区的主要含矿地层为新元古代冷家溪群 NE-NNE 向小木坪组，该地层也是黄金洞矿区的主要出露地层（图3）。小木坪组产状变化较大，根据岩性的不同可将其划分为两段。第一段下层为青灰—浅灰中—厚层绢云母板岩、变质细砂岩、粉砂质板岩以及凝灰质、粉砂质板岩；中层为灰—浅灰—绿色条带状凝灰质砂质板岩、砂质板岩、绢云母板岩和变质砂岩；上层为灰青—绿黄—灰色较厚的绢云母板岩；顶层为较厚的砂质板岩和夹有变质砂岩的条带状板岩。第二段是含金矿脉的主要赋存层位，岩性较单一，下层为绿灰—浅灰色的绢云母板岩和砂质板岩以及绢云母板岩和变质细砂岩夹层；上层为灰青色砂质板岩、绢云母板岩和变质石英粉砂岩（黄强太等，2010；Deng et al.，2020）。黄金洞金矿床主要以 NWW 向和 NE 向断裂为主（图3）。其中，NWW向断裂是黄金洞矿床的主要控矿构造，其产状与地层相似，NE 向断裂切割NWW向断裂。此外，还发育一系列NWW向至EW向的倒转褶皱，控制着矿体的分布。矿区未见岩浆岩体出露，离矿区最近的侵入体是位于西南方向约12 km 处的连云山花岗岩，成岩年龄约为142 Ma（许德如等，2017）。
图3 黄金洞金矿床矿区地质图（修改自Xu et al.，2017b）1.新元古代小木坪组第二段；2.新元古代小木坪组第一段；3.第四系；4.倒转向斜；5.倒转背斜；6.金矿脉；7.断裂；8.取样位置 Fig.3 Geological map of the Huangjindong gold deposit （modified after Xu et al.，2017b） |
万古和黄金洞金矿床具有相似的矿石类型，主要包括蚀变岩型［图4（a）］、石英脉型［图4（b）］以及少量的构造角砾岩型（毛景文等，1997）。围岩蚀变现象普遍发育，蚀变种类较多，对称分布在石英脉及其两侧，主要发育有硅化、绢云母化、硫化、碳酸岩化和绿泥石等（邓腾，2018；周岳强等，2021）。矿石矿物主要为毒砂和黄铁矿，含少量方铅矿、闪锌矿、辉锑矿和自然金等，脉石矿物以石英为主，还有少量的白钨矿、绿泥石、绢云母、磷灰石、金红石、菱铁矿、方解石和铁白云石等（Zhang et al.，2018；Zhou et al.，2021）。据前人研究，万古和黄金洞金矿床热液活动可划分为5个阶段：（1）石英—碳酸盐阶段；（2）白钨矿—石英阶段；（3）毒砂—黄铁矿—石英阶段；（4）多硫化物—石英阶段；（5）石英—方解石阶段。其中，毒砂—黄铁矿—石英阶段和多硫化物—石英阶段为成矿阶段（Deng et al.，2017；Ma et al.，2021）。该区成矿流体为还原型、弱酸性—中性和中低温—中低盐度的变质流体（袁梓焜等，2024），且具有富CO2和硫的特征（Deng et al.，2020；Ma et al.，2021）。流体温度为157~342 ℃、盐度（质量分数）范围为1.60%~11.23%，流体中阳离子主要为 Na+、K+、Ca2+、Mg2+ 和Fe3+等，阴离子主要为S2-、F-和Cl-等（刘英俊等，1991；李杰等，2011）。
矿区中与矿体直接接触的围岩主要为粉砂质板岩，被流体交代蚀变后围岩的颜色从灰绿色变为灰白色，被称为“褪色化蚀变”［图4（c）］。褪色范围分布在石英脉两侧几米到几百米不等的范围内，但随着与脉体距离的增加，褪色化蚀变的强度越来越弱。褪色化蚀变一直被当作矿区重要的找矿标志（Xu et al.，2017b）。最新研究表明，该围岩主要为富铁围岩，成矿前形成的菱铁矿和绢云母为金矿化构建了适宜的化学圈闭（Ma et al.，2021）。部分赋矿围岩为碳质板岩［图4（d）］，尽管其内存在丰富的硫化物，但仍保持原始黑色，并未“褪色”。赋存于褪色化粉砂质板岩和碳质板岩的矿石均达到工业品位，具有开采价值。
3 样品与分析方法
本文对江南造山带湘东北地区的万古和黄金洞金矿床开展详细的野外地质调查，分别从矿化的碳质板岩、富铁蚀变板岩和石英（碳酸盐）脉中采集了65个、72个和68个样品。选取新鲜且具有代表性的样品制成薄片，在显微镜下进行岩（矿）相学观察，并基于矿相学研究结果，进行了地球化学热力学模拟计算。
3.1 岩相学和扫描电镜分析
矿物岩相学分析工作在东华理工大学核资源与环境国家重点实验室完成，分析仪器包括配备能谱（EDS，Oxford AZtec X-Max 80）的电子显微镜（Leica DM2700P）和扫描电子显微镜（SEM，Zeiss Sigma 300）。对于CM的SEM分析，薄切片使用金涂层（厚度为10~20 nm），而硫化物和硅酸盐采用碳涂层（厚度为10~20 nm）。分辨率设置为 1.0 nm。照片由电子束曝光机在加速电压为5~20 kV、灯丝电流为240 mA的条件下拍摄。
3.2 地球化学热力学模拟
地球化学模拟利用Workbench® Professional 12（GWB）软件包进行（Bethke，2022），热力学数据依据thermo.com.v8.r6+数据库中提供的各种物质的反应热力学性质和lgK值。Au、As和Fe的数据来源于SUPCRT92 软件（Johnson et al.，2016）。所有数据均被输入HCh热力学软件中的Unitherm数据库（Shvarov et al.，1999），以计算相关反应的lgK值，然后将计算结果纳入GWB数据库进行地球化学建模。
利用PHASE2模块来创建相图，包括在pH-lgfO2（g）和lgfS2（g）-lgfO2（g）坐标下金在流体中的赋存形式以及含铁矿物的变化。利用REACT模块来模拟含矿流体与主岩中的主要矿物（包括石墨、菱铁矿和绿泥石）之间的相互作用。
4 结果分析
4.1 岩相学
粉砂质板岩发育大规模的褪色化蚀变，其与金矿化一同呈对称式分布于石英—碳酸盐脉两侧［图4（c）］，蚀变过程中板岩由灰绿色转变为灰黄—灰白色。石英—碳酸盐脉主要由石英、铁白云石、白云石和绢云母组成［图5（a）］，含少量的黄铁矿和闪锌矿等硫化物。褪色化蚀变带中发育有大量菱铁矿、绢云母及少量绿泥石［图5（a）、5（b）］，菱铁矿呈圆状或椭圆状、斑点状分布（50~300 µm），局部沿板岩劈理定向生长的菱铁矿表现出微弱的拉长和拖曳现象，从石英—碳酸盐脉向两侧菱铁矿逐渐减少。菱铁矿与硫化物关系密切，且被黄铁矿和毒砂等含金硫化物明显切穿［图5（b）］，局部可见自然金与黄铁矿共生［图5（c）］。碳质板岩矿物主要为碳质物、长石、石英、绢云母、金红石和黑云母［图5（d）］，其中碳质物与硫化物密切相关［图5（e）］。碳质板岩中的碳质物分布十分广泛，且常与黑云母、硫化物和金红石共同构成聚集体或细脉［图5（f）］。
4.2 地球化学热力学模拟
本次研究的流体为Au-Fe-As-Na-Ca-K-Mg-Al-Si-S-C-Cl-H-O体系，根据前人的毒砂温度计（Deng et al.，2017，2020），将温度设置为250 ℃，流体成分参考Ma et al.（2021）和Wang et al.（2024）。Au+、Na+和Fe2+含量分别限定为100×10-9、1 mol/kg和1×10-6，S的浓度设置为0.01 mol/kg。由于万古和黄金洞矿床中的主要矿石矿物为黄铁矿和毒砂，因此该矿物组合可限定lgfO2（g）值。由于矿区发育高岭石，将pH值设定为4。虽然成矿前阶段流体中CO2含量很高（Ma et al.，2021；Xu et al.，2022），但成矿阶段含矿流体中CO2含量仍较低（Deng et al.，2020），因此将HCO3 -浓度设定为1×10-4 mol/kg的低值。SiO2（aq）、Al3+、H2AsO4 -、Ca2+和K2+的浓度分别基于流体与石英、白云母、毒砂、方解石和高岭石的元素平衡计算所得。
如图6（a）所示，在相对还原条件下，Au主要以AuHS（aq）和Au（HS）2-的形式存在；在相对氧化环境下，Au则以AuCl3 2-和AuOH（aq）形式存在。当流体为中性—弱碱性（pH=5.0~7.5）且lgfO2（g）=-34~-40（从HM+1.3到HM-4.7）时，金的溶解度最高，当S浓度为0.01 mol/kg时，金溶解度大于1 000×10-9［图6（a）］。在本研究设定的初始条件［pH=4，lgf O2（g）受控于黄铁矿和毒砂］下，Au主要以AuHS（aq）和Au（HS）2-的形式存在，当S浓度为0.01 mol/kg时，金溶解度约为250×10-9。降低fO2（g）值将导致Au溶解度降低，而Au溶解度随着pH值的升高先增加再降低，金溶解度在pH=6.5时达到最高。
图6 热力学模拟结果（a）温度为 250 ℃，S浓度为0.01 mol/kg时，pH-lgfO2（g）坐标下的 Au 溶解度图（金在流体中的赋存形式和含铁矿物的分布）；（b）~（d）分别为流体与菱铁矿、绿泥石和石墨反应时，流体中的金沉淀和 lgfO2（g）、 S 浓度的变化；其中，图（c）据Wang et al.（2024）修改 Fig.6 Results of thermodynamic simulation |
为了评估水岩反应对金沉淀的影响，进行水岩反应路径模拟。将含矿流体中的初始S和Au浓度分别设置为0.01 mol/kg和100×10-9，与菱铁矿、绿泥石和石墨（代表CM）反应［图6（b）~6（d）］。对于约0.8 g菱铁矿与含矿流体的反应，流体中约96%的金发生沉淀，lgfO2（g）值增加至大约-34（HM+1.3）［图6（b）］。反应过程中形成大量黄铁矿和毒砂，导致流体中S含量下降99%，使得AuHS（aq）和Au（HS）2-的稳定性被破坏，从而造成金沉淀。当含矿流体与绿泥石发生反应时，含量为0.8 g的绿泥石就可导致流体中90%的Au发生沉淀，90%的S被消耗。与菱铁矿不同的是，含矿流体与绿泥石发生反应时会导致lgfO2（g）值降低至-38.2（HM-2.9）［图6（c）］。当含矿流体与少量石墨（约0.01 g）发生反应时，流体lgfO2（g）值降低至约-39（HM-3.7），从而使得含矿流体中约60%的Au沉淀。由于反应过程中仅形成少量毒砂，因此S含量通常保持不变［图 6（d）］。
5 讨论
5.1 粉砂质板岩中的金矿化
金矿床可赋存于不同类型的蚀变带中，包括碳酸盐化、硅化、绢云母化、钠长石化、硫化以及绿泥石化等（Bierlein et al.，2000；Wang et al.，2024）。湘东北地区金矿床主要赋存于粉砂质板岩褪色化蚀变带中，金矿体与褪色化蚀变带重叠且矿体范围小于蚀变带，其中蚀变岩型矿石为达到工业品位的蚀变粉砂质板岩（Xu et al.，2022）。
结合岩相学观察及前人研究，与未蚀变的粉砂质板岩相比，褪色化蚀变带中发育大量的菱铁矿和绢云母［图5（a）、5（b）］，指示弱酸性流体特征，而绿泥石的含量则显著减少，这也是造成板岩“褪色”的主要原因。褪色化蚀变带中的菱铁矿颗粒被黄铁矿和毒砂等含金硫化物明显切穿［图5（b）］，表明湘东北地区普遍发育的褪色化蚀变形成于成矿前。此外，Ma et al.（2021）和Xu et al.（2022）通过对比黄金洞和万古金矿床中粉砂质板岩与褪色化蚀变带中的主微量元素，发现蚀变过程中流体并没有提供额外的Fe2+，由此得知菱铁矿中的Fe2+来自于围岩中的绿泥石。前人认为湘东北地区金矿床的形成与多期热液活动密切相关（Xu et al.，2017a；Zhou et al.，2021），而成矿前流体具有富CO2、弱酸性的特征，在一定条件下，CO2可通过反应形成硬配体HCO3 -和CO3 2-，二者与Fe2+结合生成菱铁矿。
金在自然界中的主要存在形式为 Au+，作为一种软金属，其通常优先与HS-、S2O3 2-、CN-和 SCN-等软配体结合（Phillips et al.，2004）。大多数金成矿流体为还原和近中性环境，Au+更易与 HS-结合（Vlassopoulos et al.，1990；Williams-Jones et al.，2009），因此金成矿流体中的Au常以Au-S络合物的形式迁移，如AuHS（aq）和 Au（HS）2-等［图6（a）］。含硫量、pH值、Eh值和温度等流体物理化学性质的变化则会破坏含金络合物的稳定性，从而致使金沉淀（Pokrovski et al.，2014；Fougerouse et al.，2016）。由前所述，湘东北地区成矿前褪色化蚀变主要由菱铁矿化和绢云母化所引起，其中菱铁矿与金矿化密切相关。热力学模拟显示，当流体与菱铁矿发生反应时［图6（b）］，流体中的Au含量显著降低，且黄铁矿和毒砂逐渐析出。该过程中流体的硫含量和氧逸度均会发生相应变化，尤其是由于黄铁矿和毒砂大量沉淀所导致的硫含量降低（即硫化作用），将破坏Au-S络合物的稳定性，造成金沉淀。然而，绿泥石中同样含铁，模拟表明当含金流体与绿泥石发生反应时［图6（c）］，也可通过硫化作用造成流体中金含量的降低，且湘东北地区未发生褪色化蚀变的粉砂质板岩中含有大量的绿泥石，但在其中却未发现成规模的工业矿体。前人研究表明，流体中的金达到过饱和状态便可析出沉淀，因此其沉淀效率仅与水岩反应速率有关（Brown，1989；Simmons et al.，2020）。此外，前人对碳酸盐和硅酸盐矿物的溶解速率进行了大量研究，结果表明碳酸盐矿物与酸性流体的反应速率较快，而与碱性流体的反应较慢（Duckworth et al.，2004），且大多高于流体与硅酸盐的反应速率（Brantley，2008），例如：在温度为25 ℃条件下，菱铁矿的溶解速率是绿泥石的104~105 倍［图7（a）、7（b）］。在硅酸盐矿物中，层状硅酸盐（包括绿泥石）的反应活性最低［图7（b）］。由此可知，碳酸盐的化学反应活性显著高于硅酸盐，导致金矿体更倾向赋存于广泛发育含铁碳酸盐化的褪色化蚀变带中（Wang et al.，2024）。
图7 矿物和岩石溶解速率随 pH值变化特征 Fig.7 Variations of the dissolution rates of minerals and rocks with pH values |
因此，成矿前褪色化蚀变带中广泛发育的菱铁矿可为金成矿提供有利的含铁化学圈闭，通过与成矿流体之间的水—岩反应，诱发硫化作用，促使金沉淀，使得含金硫化物在碳酸盐矿物附近聚集（Xu et al.，2022）。该过程主要通过降低流体中的还原硫含量从而破坏 AuHS（aq）和 Au（HS）2-络合物的稳定性（Williams-Jones et al.，2009），造成金与硫化物共同沉淀（Simmons et al.，2020）。由于碳酸盐具有更高的化学反应活性，使得矿体主要赋存于发生褪色化蚀变的粉砂质板岩中。
5.2 碳质物（CM）在金沉淀中的作用
许多热液型金矿中均发现了碳质物（CM），且碳质物可形成于成矿前或成矿期（Cox et al.，1995；Petrella al.，2021）。前人研究认为，成矿前形成的碳质物因具有还原性而构成了有利于金成矿的化学圈闭，通过破坏流体中Au的硫络合物形成CO2和H2S等产物，有利于金沉淀（Steadman et al.，2014；Fuchs et al.，2021）。反应式如下：
4Au（HS）2（aq）+C（s）+4H+（aq）+2H2O（l）=4Au（s）+CO2（aq）+8H2S（aq）
本次野外地质调查和岩相学工作表明，湘东北地区的碳质物主要赋存于碳质板岩中，表现出明显的层控型，可知其形成于成矿前。本次地球化学热力学模拟表明，当流体与碳质物发生水岩反应时，流体氧逸度降低，从而造成金从流体中过饱和沉淀［图6（a）］，因此碳质板岩也是金成矿的有利围岩。前人研究还表明，由碳质物形成的CH4不仅具有更强的还原性（Williams-Jones，2007；Fuchs et al.，2021），还能促进成矿流体沸腾（Naden et al.，1989；Kříbek et al.，2015），因此有利于金的高效沉淀。此外，碳质板岩在构造变形中更易形成破碎带，为成矿流体提供了理想的通道和矿化空间（Upton et al.，2008），也有利于金成矿作用。
综上所述，褪色化蚀变板岩中发育大量菱铁矿和碳质板岩，菱铁矿和碳质板岩中的碳质物均可通过不同机制影响金沉淀，二者在金成矿过程中发挥着重要作用，且湘东北地区金矿床主要赋存于褪色化蚀变带和碳质板岩中。因此，围岩与金成矿关系十分密切，根据前人研究，湘东北地区金矿床主要受构造控制（Xu et al.，2017a；Deng et al.，2017，2020），但不同性质的围岩也可通过不同机制影响金沉淀。
6 结论
（1）湘东北地区金矿床主要赋存于新元古代浅变质粉砂质板岩的褪色化蚀变带中，褪色化蚀变带发育大规模的菱铁矿，其与含金流体发生水岩反应，通过诱发硫化作用造成金沉淀。
（2）部分金矿体赋存在碳质板岩中，其中含有大量的碳质物（CM），可与流体发生反应，造成流体中氧逸度降低，从而导致金溶解度下降，促进金沉淀。同时碳质板岩中的碳质物还可通过促进流体沸腾和提供流体通道来促进金矿化。
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