桐柏—大别造山带老湾金矿造山型成因及找矿前景

时间：2024-07-28

陈建立陈英男陈金铎郭鹏

（河南省地质矿产勘查开发局第一地质勘查院，河南郑州 450001）

中国最核心、最坚硬的“中央造山带”——昆仑山秦岭大巴—桐柏山大别山—郯庐断裂带—苏鲁造山带，是我国重要的贵金属、金属成矿带，在其东段的郯庐断裂带—苏鲁造山带成就了我国最大的金矿田——胶东金矿田。目前，该地区取得的找矿成果极其丰硕，累计查明金矿资源量近5 000 t，形成世界级的金矿省［1］。有学者研究认为该带中部的小秦岭为我国第二大金矿省，为碰撞型造山型金矿，东部的胶东金矿为增生型造山型金矿［2］。

老湾金成矿带位于桐柏—大别山有色金属成矿带西段，在昆仑山—秦岭大巴—桐柏山大别山—郯庐断裂带—苏鲁造山带中部，位于山东胶东金矿和河南小秦岭金矿之间，他们所处的大地构造位置相似。胶东金矿的矿床类型主要以破碎蚀变为特征的“焦家式”和以石英脉为特征的“玲珑式”两种类型，为形成于早白垩世与洋壳俯冲（增生）有关的造山型金矿［2］。近年来，通过对老湾金矿控矿因素、成矿条件、矿石结构构造、矿化期次、成矿构造与矿化的耦合关系的研究，认为老湾金矿与胶东金矿相同，均为蚀变岩型金矿；老湾金矿形成于古特提斯洋向北俯冲过程与全面碰撞后伸展阶段的大地构造背景，类似于胶东金矿，两者同属于俯冲（增生）环境下发育的造山型金矿。

目前老湾金矿带的勘查工作取得了巨大突破，在勘查深度一般小于1 km的情况下已经提交的独立金矿床为河南省历史上第一，全区新增金资源量超200 t，前景极其乐观，将成为河南省继小秦岭、熊耳山—外方山后又一黄金勘查开发基地［3-5］。当前区内找矿工作多集中在1 km以浅，局部控矿深度达到1 500 m，深部工作程度和研究程度均较低，为进一步揭示老湾金矿成因，实现深部找矿的更大突破，本研究对老湾金矿的造山型成因进行探讨，对深部找矿前景进行预测。

1 地质背景

老湾金矿位于中央造山带中部桐柏—大别山金属成矿带南部，挟持于西部泌阳凹陷和东部吴城盆地之间，东西长30 km，南北宽0.8～1.3 km，呈NWW—SEE向狭长带状展布，北部为桐柏—大别造山带中生代缝合带商丹断裂的一部分桐柏段松扒断裂，南部为老湾断裂，控制了赋矿地层龟山岩组和老湾金矿带的分布（图1）。区域岩浆活动长期而频繁，加里东期一般形成超基性—基性岩，印支期到燕山期主要为酸性岩。加里东晚期桃园岩体、燕山期粱湾岩体［6-8］分布在矿区北部约12 km处，燕山期老湾岩体早期自南向北侵入龟山岩组，后期沿老湾断裂推覆于地层之上［9］。区内发育各期次各类型的岩脉。

区域构造为一系列近于平行的NWW向深大断裂构造，中部的商丹（松扒）断裂为南北秦岭地体的缝合线。区内挤压推覆构造长期活动，形成了一系列以走滑运动为主的韧性剪切带，构造线呈NWW向。该造山带是印支期华北大陆板块与扬子大陆板块及其间岛弧地体通过汇聚、拼贴、俯冲、碰撞和斜滑等各种形式的多期作用而形成的复杂造山带，岩浆活动和成矿作用极其强烈（图1）。

2 矿区地质特征

2.1 地层

中元古界龟山岩组是金矿的赋矿地层，北以松扒断裂与古元古界秦岭岩群雁岭沟组等呈断层接触，南以老湾断裂与老湾花岗岩体呈断层接触。龟山岩组主要岩性为二云石英片岩、斜长角闪片岩、绢云石英片岩，夹大理岩透镜体等。区内地层成260°～275°方向展布，以中部老虎洞为界（产状陡立），上上河段北倾，倾角50°～72°，老湾以东南倾，倾角45°～72°。

2.2 构造

老湾金矿带的边界深大断裂即控岩断裂为北部松扒断裂和南部的老湾断裂，是岩浆运移和侵位的重要通道和场所，且断裂带中岩浆岩性质也在一定程度上反映了断裂切割深度，北部的松扒花岗斑岩带和南部的NWW向板状老湾岩体是松扒、老湾两大壳型断裂存在的重要标志，共同控制了成矿地质体龟山岩组的展布。由于SN向的碰撞俯冲造山以及长期多阶段构造演化，造就了与右型走滑有关的脆韧性成矿构造系统叠加，呈NWW向带状展布的构造格局［6，10］。

2.3 岩浆岩

与赋矿地层如影随形的老湾花岗岩体为中粗粒二长花岗岩，分布于矿带南部，与成矿关系极为密切；含矿地层龟山岩组内部发育各种岩脉，如辉长岩脉、云煌岩脉、钠长斑岩脉等，其中花岗岩脉、花岗斑岩脉、石英脉与成矿关系密切。

2.4 矿体分布特征

老湾金矿带内分布着众多矿床或矿点，矿体呈SN向等间距分布、NW向斜列展布，中部以老虎洞为界，西侧上上河、东侧老湾，中部相连，金矿床规模巨大、最为典型，向矿带两端矿化变弱［7］（图2）。金矿体多达上百条，均赋存于龟山岩组中，沿走向和倾向均呈舒缓波状弯曲，有时具有分支、复合、尖灭再现及膨缩现象。矿体走向290°～310°，上上河矿段北倾，倾角60°～85°，老虎洞一带矿体陡立，其他南倾42°～72°。

3 老湾金矿造山型金矿成岩、成矿特征

3.1 矿床地质特征

与中央造山带自西向东，西秦岭、小秦岭到苏鲁造山带的胶东金矿相似，桐柏老湾金矿的矿床地质特征具有造山型金矿的特征和属性。矿床均分布于商丹深大断裂带的北侧，由韧性剪切带及其次级断裂控矿，岩石类型为蚀变岩型（图3）。

3.1.1 矿石矿物组合

造山型金矿有其鲜明的特征［11］，从老湾金矿矿物组合来看，与西秦岭造山型金矿［12-14］和胶东金矿类似［2］，反映出桐柏老湾金矿造山型金矿的特征。

3.1.1.1 矿石金属矿物组合及特征

金属硫化物矿物浅部主要为黄铁矿、黄铜矿、（银）黝铜矿，少量银金矿、方铅矿、闪锌矿、毒砂等；在-350 m标高以下逐渐出现碲铋矿、碲银矿、碲金银矿等碲化物，矿物特征如下：

（1）黄铁矿。自形—半自形粒状结构，以立方体及五角十二面体晶体为主，局部被黄铜矿及（银）黝铜矿等交代，常见尖角状、细脉—网脉状及包含结构等交代结构，粒径为0.002～1.200 mm。

（2）黄铜矿。不规则粒状分布于石英及绢云母等透明矿物中，呈填隙结构，局部可见黄铜矿呈珠滴状分布于（银）黝铜矿中，或被（银）黝铜矿及方铅矿等交代，呈尖角状或包含结构，交代黄铁矿，可见银金矿分布于黄铜矿中，粒径为0.002～1.000 mm。

（3）黝铜矿。不规则粒状分布于石英及绢云母等透明矿物中，呈填隙结构，局部与黄铜矿共生。

（4）方铅矿。不规则粒状结构，交代黄铜矿及（银）黝铜矿等，呈尖角状结构，粒径为0.002～0.040 mm。

（5）银金矿。不规则粒状结构或细脉状结构分布于黄铜矿及（银）黝铜矿中，呈包裹金或晶隙金，石英颗粒裂隙中可见分布有少量微细粒的银金矿颗粒，粒径为0.002～0.06 mm。

（6）碲铋矿。不规则粒状结构或细脉状结构分布于黄铁矿及黄铜矿中，局部与黄铜矿共生。

（7）碲银矿。不规则粒状结构或细脉状结构分布于黄铜矿及黄铁矿中，局部与自然金共生。

（8）碲金银矿。不规则粒状结构或细脉状结构分布于黄铜矿及黄铁矿中，局部与碲银矿共生。

3.1.1.2 脉石矿物组合及特征

脉石矿物主要为石英、绢云母、白云母，少量绿帘石及锆石等（图4），矿物特征如下：

（1）石英。不规则粒状，表面光滑，波状消光，部分与绢云母、白云母等共生，构成黄铁绢英岩角砾，多为晚期石英脉，穿插胶结黄铁矿绢英岩等，金属矿物多分布于二者接触部位或石英裂隙中，粒径为0.01～3.00 mm。

（2）绢云母。鳞片状，分布于早期石英等颗粒间隙中，长轴略具定向，粒径为0.01～0.10 mm。

（3）白云母。片状、鳞片状，解理发育，与早期石英及绢云母等共生，局部发生弯曲变形，粒径为0.01～0.60 mm。

（4）绿帘石。自形—半自形粒状，含量极少，粒径为0.01～0.10 mm。

（5）锆石。自形—半自形粒柱状结构，含量极少，粒径为0.01～0.05 mm。

3.1.2 矿石的结构构造及围岩蚀变

老湾金矿的矿石结构构造和围岩蚀变特征与小秦岭金矿和胶东金矿具有相似性，与典型的造山型金矿特征一致。

3.1.2.1 矿石结构

（1）网状结构。主要为半自形—他形黄铁矿被压碎呈网状，可见脉石矿物和黄铜矿充填黄铁矿被压碎呈网状（图5（a））。

（2）交代港湾状结构。黄铜矿交代方铅矿，方铅矿边缘呈参差不齐的港湾状（图5（b））。

（3）他形粒状结构。黄铁矿呈他形粒状分布于黝铜矿中（图5（d））。

（4）半自形—他形粒状结构。黄铁矿呈自形—半自形粒状不均匀分布在石英中，粒度一般为1～2 mm（图 5（i））。

（5）晶洞状结构。黄铁矿等金属矿物呈他形、自形—半自形晶存在于脉石的晶洞中，均为后期热液蚀变所形成。

3.1.2.2 矿石构造

矿石构造主要为块状构造、网脉状构造、细脉浸染状构造和斑杂状构造。①块状构造：多金属硫化物较均匀地分布在矿石中呈块状构造；②网脉状构造：后期石英细脉和黄铁矿、银金矿、黄铜矿等呈网脉状、细脉状充填于先期石英脉中，富集成矿；③细脉浸染状构造：黄铜矿、黄铁矿等金属矿物沿裂隙呈细脉状、薄膜状分布于脉石中；④斑杂状构造：黄铜矿、黄铁矿、方铅矿等杂乱无章地分布于脉石中，定向性、规律性不明显。

3.1.2.3 围岩蚀变特征

围岩岩性为二云石英片岩、白云石英片岩、斜长角闪片岩。围岩蚀变主要以硅化、绢云母化、绿泥石化、碳酸盐化强烈，其中硅化与金成矿富集最为密切，硅化强则金含矿性强，硅化弱则含矿性差；围岩蚀变与矿化呈渐变过渡关系，界线不明确，为多种蚀变叠加，如硅化、绢云母化和黄铁矿化等叠加形成黄铁绢英岩，呈现出黄铁绢英岩化特征。围岩蚀变主要类型有：硅化伴随整个成矿过程，早期硅化形成乳白色石英脉，中期硅化形成中—粗粒黄铁矿—石英脉，晚期硅化主要发生于多金属硫化物沉淀时期。由硅化生成的含金属硫化物石英脉与金矿化的关系最为密切，往往形成金矿体，Au品位一般较高，为1～10 g/t，个别达到100 g/t以上。绢云母化由白云母蚀变而来，代表着热液改造后的结果，往往与金矿化关系密切。绿帘石化常常伴随有硅化以及绢云母化。碳酸盐化多发生在成矿晚期，标志着热液成矿作用的结束。碳酸盐化分两期，早期碳酸盐化为方解石脉、不含金；晚期呈脆性断裂碳酸盐粉末，含金较弱，但分布广泛，标志着成矿热液的活动，也是找矿的良好标志。

3.1.3 成矿期次

根据野外地质调查与镜下鉴定显示的矿物穿插关系及共生组合结果，本研究将老湾金矿划分为4个成矿阶段（表1和图6）。

表1和图6中各阶段特征论述如下：

（1）石英-粗粒自形黄铁矿阶段。对应于早期金成矿作用，以乳白色贫金石英脉及粗粒自形黄铁矿为主要特征，多为不规则状、顺层或切层，均有产出且分布较为分散。镜下观察主要矿物组合较为简单，主要为黄铁矿与少量黄铜矿及极少量银金矿，黄铁矿最大粒径可达500 μm，并且在黄铁矿中发现固溶体金，粒径约为2 μm。故该阶段为整个老湾金矿金开始沉淀的标志。

（2）石英-中细粒黄铁矿阶段。对应于金的主成矿期，富金石英脉规模较大且走向规则，石英脉呈烟灰色、团块状、透镜状产出。大量黄铁矿形成于此阶段，并呈浸染状、细脉状产于石英脉中。矿物组合为黄铁矿、黄铜矿及少量银金矿，而银金矿主要赋存于黄铁矿中。

（3）石英-多金属硫化物阶段。是主成矿阶段，大量硫化物沉淀，金属矿物共生组合为黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿、毒砂及少量银金矿。镜下显示黄铁矿呈自形—半自形粒状结构，以立方体及五角十二面体为主，常见尖角状、细脉—网脉状及包含结构等交代结构，粒径为0.002～1.200 mm。银金矿分布于黄铜矿中，粒径为0.002～1.000 mm。方铅矿与闪锌矿则呈不规则粒状结构交代于黄铁矿中，粒径为0.002～0.040 mm。该阶段矿物生成顺序为黄铁矿→黄铜矿→银金矿→方铅矿→闪锌矿→毒砂。

（4）石英-碳酸盐阶段。为晚阶段，石英脉规模中等，大部分表面已碳酸盐化，肉眼可见石英与方解石相互胶结，在镜下可观察到极少量的黄铁矿。

3.2 金的赋存状态

老湾金矿普遍有自然金，一般充填在裂隙中，整个老湾金矿带自西向东均有明金存在，而明金的存在可能是造山带金矿的一个重要特征［11-14］。选取老湾金矿坑道中金矿石样品在扫描电镜下发现有Au-Ag-Te、Ag-Bi-Te、Ag-Te等矿物，通过扫描电镜微区分析揭示的主要矿物及赋存特征为：碲金银矿（图7），自然金（Au 95.48%+Ag 0.92%+Bi 1.01%，图8），银金矿（Ag 50.24%+Au 37.42%+Fe 0.92%），碲铋银矿（Te 53.49%+Bi 24.90%+Ag 21.61%），银碲矿（Ag 60.42%+Te 39.58%），金银矿（Au 84.89%+Ag 5.86%+Hg 1.77%，图9），碲铋矿（Te 51.35%+Bi 41.64%+Fe 5.63%+S 1.68%，图10）。

3.3 成矿流体及演化

老湾金矿具备造山型金矿的典型特征，即金成矿过程中幔源物质的加入、成矿流体富含CO2、成矿流体以深源为主混合有大气水等。

3.3.1 硫同位素组成及示踪

老湾金矿床矿石硫由深源岩浆与龟山岩组地层共同提供，并且随着成矿作用的进行，地层所提供的硫源逐渐增加。

老湾金矿第Ⅱ成矿阶段黄铁矿硫同位素δ34S为1.7‰～4.7‰，均值为3.1‰。第Ⅲ成矿阶段黄铁矿δ34S分布较为集中，具有明显的塔式效应，为4.3‰～5.5‰，均值为5.1‰。矿石中3件黄铜矿δ34S值平均为4.9‰，3件闪锌矿样品δ34S值平均为3.3‰，方铅矿13件样品δ34S值平均为2.43‰。全岩分析结果显示，老湾岩体δ34S值为3.7‰，而7件龟山岩组地层δ34S值平均为3.54‰。

老湾金矿Ⅱ、Ⅲ成矿阶段硫化物基本满足δ34S（黄铁矿）＞δ34S（闪锌矿）＞δ34S（方铅矿），表明在成矿流体中各个矿物达到了硫同位素平衡，因此黄铁矿中的硫同位素组成可以近似代表着成矿流体中的硫同位素组成。根据测试结果及前人资料，典型的深源岩浆理论硫同位素值应为0‰左右，岩浆作用发生时可能混染了地层中的硫，可导致两者具有相似的硫同位素组成，矿区坑道中均可见到花岗岩体与斜长角闪岩强烈混染作用并伴随大量钾长石化，可能也佐证了此观点。矿石中黄铁矿硫同位素值范围为1.7‰～5.5‰，与地层、岩体变化范围相一致，表明矿石中的硫主要共同继承了岩浆岩与龟山岩组地层的硫。值得指出的是，成矿Ⅱ阶段至成矿Ⅲ阶段硫同位素组成增加，是由于混染后岩体硫同位素组成为0‰～3.7‰，成矿Ⅱ阶段中硫同位素组成（1.7‰～4.7‰）更接近于岩浆硫，而至成矿Ⅲ阶段后，地层硫（2.5‰～4.3‰）所提供的硫源比例增大，从而使得硫同位素值范围为4.3‰～5.5‰（图11）。

硫同位素特征显示老湾金矿床以富重硫为特点，具有深源岩浆硫的特征，均一化程度比较高，表明成矿物质主要为岩浆来源，有少量壳源物质［9］。

3.3.2 氢氧同位素特征对成矿流体的指示

将老湾金矿床成矿流体的氢、氧同位素投影至δ18O-δD关系图中，结果如图12显示。分析该图可知：第Ⅰ阶段样品的氢、氧同位素投点落在原生岩浆水内；第Ⅱ阶段样品的氢、氧同位素投点均落在原生岩浆水和雨水线之间，且靠近原生岩浆水；第Ⅲ阶段样品的氢、氧同位素投点同样落在原生岩浆水和雨水线之间，但靠近雨水线，表明第Ⅱ、Ⅲ阶段成矿流体为岩浆热液与大气降水的混合热液，且后期大气降水含量逐渐增加［16］。

谢巧勤等［17-19］对老湾金矿床的氢、氧同位素进行了研究，结果表明：石英δ18O为-1.37‰～4.94‰，δD为-72‰～-67‰，从成矿Ⅱ至Ⅳ阶段δ18O是减小的，δD则具有增加趋势，从矿床地质和氢氧同位素组成的数值变化看，老湾金矿床成矿流体主要来源于岩浆热液，后期逐渐向大气降水方向演化。

胶东金矿流体起源于地幔的深源流体，混有少量的大气降水，小秦岭金矿则起源于中上地壳的变质流体、混有少量的大气降水［2］，因此，老湾金矿与胶东金矿更为接近。

3.3.3 铅同位素组成及示踪意义

铅同位素组成显示，老湾金矿物质来源有地幔和地壳（秦岭岩群或龟山岩组地层）两种成因。

本研究进行了铅同位素分析，在构造模式图解中（图13），发现老湾金矿矿石Pb样品主要落入地幔与下地壳之间，并且有样品位于造山带演化曲线上，显示出造山带Pb源特点，总体上暗示着矿石Pb为双重来源特征，壳源与幔源均是成矿物质不可或缺的来源。

矿区内矿石铅与区域内有关地质体共同投图（图14）发现：矿石铅总体呈线性分布，表现为单阶段的正常铅，与矿区北部的秦岭岩群地层具有基本一致的铅同位素组成范围，并且有较好的正相关关系，这些特征表明秦岭岩群地层对矿床形成有一定的物源贡献；加里东晚期岩浆岩放射性铅同位素总体略低于矿石铅，但两者铅同位素在相似的变化范围内呈正相关，表明加里东晚期岩浆岩活动提供了部分成矿物质；龟山岩组地层铅同位素组成与矿石铅具有较大差异，似乎与成矿无关。但考虑到龟山岩组地层作为赋矿层位，具有较高的成矿元素背景值且硫同位素组成与矿石硫近乎一致，因此不能排除龟山岩组地层对成矿物质的贡献。

陈良等［20］对老湾金矿床流体包裹体和氢、氧、硫、铅同位素的研究结果表明，该金矿床的成矿流体为中低温、低盐度的富 CO的 K+—Na+—Cl-—SO2-24体系。氧、氢同位素分析显示，成矿流体δ18O值为-5.25‰～+5.37‰，δD为-67‰～-76‰，表明成矿流体主要来源于岩浆水和大气降水；硫化物的δ34S值为-0.1‰～+5.3‰，平均值为+3.98‰，显示深源硫的特征；Pb同位素组成显示铅主要来源于地幔，有少量地壳铅加入［20］。

铅同位素特征反映铅主要来源于与造山作用有关的深源。由于造山作用本身有地壳物质的混染，可以认为铅主要来源于地幔，有少量壳源铅加入［17-19］。

3.3.4 成矿流体富CO2和低盐度特征

老湾金矿上上河-250 m、-350 m金矿石包裹体岩相学和测温结果显示：第Ⅰ阶段可见含CO2包裹体和纯CO2包裹体共存或含CO2包裹体和液相包裹体共存；第Ⅱ阶段和第Ⅲ阶段流体包裹体类型主要为液相包裹体，有时仍可见液相包裹体和含CO2包裹体共存，含CO2包裹体在此阶段含量明显减少。老湾金矿早期成矿流体主要为岩浆热液，为中温（303～379℃）、低盐度（4.07%～9.59%（NaCl.eq）＜10%（Na-Cl.eq）、富 CO2的NaCl—CO2—H2O 体系。成矿早期NaCl—CO2—H2O流体发生不混溶形成CO2流体和NaCl—H2O流体，到成矿中期有少量大气降水加入，NaCl—H2O流体在运移过程中随着温度、盐度逐渐降低（均一温度为181～308℃，盐度为3.06%～6.59%（NaCl.eq））。成矿晚期大气降水含量明显增加，最终中温、低盐度、富CO2的NaCl—CO2—H2O流体演化为低温（138～195℃）、低盐度（1.06%～4.49%（NaCl.eq））的NaCl—H2O流体。

典型的造山型金矿胶东金矿和小秦岭金矿的流体包裹体以富CO2为特征，成矿流体早期中低盐度（4.15%～5.23%（NaCl.eq））、主成矿期（1.02%～15.15%（NaCl.eq））和成矿期后的流体盐度、温度及CO2均降低，老湾金矿与两者具有相似特征。

4 老湾金矿俯冲（增生）造山带环境

4.1 老湾金矿俯冲（增生）造山带环境

老湾金矿位于东秦岭造山带的桐柏—大别段。晚海西—印支期板块构造最后俯冲碰撞造山的基本构造格架为扬子、秦岭、华北三板块沿商丹、勉略二缝合带依次由南向北、自东向西斜向穿时俯冲碰撞，弧后盆地则是双向自西而东斜向穿时俯冲碰撞，总体构成三板块沿商丹和勉略缝合带依次向北俯冲、向南逆冲推覆叠置的碰撞造山的构造格架［21］。东秦岭在晚古生代已结束洋—陆相互作用阶段，南、北秦岭已经发生拼合并转入陆—陆相互作用阶段，南秦岭晚古生代由于方向向北的陆内俯冲作用滑脱俯冲并叠置于北秦岭块体之下［22］，老湾金矿即位于商丹断裂南侧约1.5 km的龟山岩组范围内（图1），形成了与胶东金矿类似俯冲（增生）环境下发育的造山型金矿。

4.2 老湾金矿成岩成矿时代及演化

4.2.1 锆石U-Pb成矿年代学

本研究对老湾金矿含金石英脉57个测点进行了分析，测试由中国地质大学（武汉）陈守余等完成，获得了52个谐和度较高的U-Pb年龄，52个U-Pb年龄范围分布于（325±4.19）Ma～（458±11.4）Ma区间，共产生了4组年龄位于谐和曲线上。依据锆石微量元素特征，认为加权平均年龄分别为（364.6±0.98）Ma与（406.3±1.3）Ma，均为热液锆石年龄（图15），代表了老湾金矿两次矿化事件，依据如下：

（1）两组锆石包裹有自然金、自然银等成矿矿物且具有十分相似的元素地球化学特征而被确认为热液锆石，即其U-Pb年龄代表着矿化时间。

（2）区域上相邻矿床有类似的成矿年龄，矿区北部的围山城前人取得的较为可靠的成矿年龄主要有：①银洞坡金矿含金石英脉绢云母Ar-Ar坪年龄为（373.8±3.2）Ma；②银洞岭银矿床矿化蚀变岩中绢云母Ar-Ar坪年龄为（377.4±2.6）Ma。这两个矿床成矿年龄接近于较年轻一组的热液锆石年龄，应属于加里东晚期—印支期同一期成矿作用。

4.2.2 桐柏造山带构造—岩浆演化

（1）桐柏山系在漫长的地质演化过程中经历了多次强烈的构造—岩浆活动和不同性质、不同形式的深层次强烈变形变质作用。中生代以来经历了造山期间SN向的挤压、构造体制转换及岩石圈拆沉，由此导致了多组韧脆性断裂系统。依据最新的锆石年龄分期、相应的岩石组合和变形特征等，秦岭造山带岩浆活动和岩浆作用主要可以分为新元古代（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）老湾金矿床在加里东晚期—印支期（（325±4.19）Ma～（458±11.4）Ma）形成，属于与造山型矿床的成矿模式近乎一致的俯冲（增生）造山型金矿，形成于古特提斯洋向北俯冲过程与全面碰撞后伸展阶段。但燕山中期至晚期的岩浆活动必然会对前期的矿床进行叠加和改造［6］，金矿石的4个成矿期次和构造体系的演化是其岩浆活动的表现。

5 找矿前景

造山型金矿形成的温度和压力变化范围较大，深度可达25 km以上，浅至近地表，多数大型矿床产在5～15 km的深度。前人通过对碰撞造山环境成矿作用的研究明确肯定了碰撞造山带环境巨大的成矿潜力。桐柏幅1∶50 000区域地质调查报告利用矿物温度压力计求得的变质温度为540～610℃，压力为0.5～0.53 GPa，其早前所处地壳最大深度为16～18 km，后期由于剥蚀和抬升作用逐渐进入地壳浅层。依据预测成果，在老湾金矿中部施工了钻孔ZK2052对靶区进行了验证，在-1 298.41 m标高（垂深1 534.64 m）钻遇金矿体，金矿体品位5.46 g/t，厚度1.06 m（图16）。结合老湾金矿找矿实践，多数工业矿体在该深度未封闭、矿化作用较强，金矿化富集程度较高，局部地段金矿品位可达到300 g/t以上，是金矿化集中产出和富集的地段，并在深部仍有盲矿体发现。与老湾金矿相似的胶东金矿目前控制深度已大于3 000 m，而老湾金矿控制深度仅1 600 m，该区深部及外围普查已提交金金属量208 t，预测3 000 m深度以内金金属量可达500 t，揭示出老湾金矿深部具有良好的找矿前景。