勐满金矿床位于云南省勐海县境内，处于澜沧江南部的临沧_勐海花岗岩体西缘，1988年 发 现勐满金异常，1994年发现金矿体并进行开采。目前对于勐满金矿的科学研究尚处于初级阶 段，对该矿床的形成机制争议较大，主要表现在金成矿的物质来源及矿床成因类型的归属2 个方面。部分学者认为新元古界澜沧群曼来组浅变质岩系和中侏罗统花开左组碎屑岩系均具 有初始矿源层的特征，金来自这两套地层，并认为勐满金矿是一个典型的卡林型金矿床（杨 贵来等, 2007; 王翔等, 2007; 王翔, 2008）；另外有学者认为金的原始矿源层为澜沧群 浅变质岩系（冯钞熔等, 2008; 徐学员等, 2013; 程琳, 2014; 于华之等, 2017），提 出勐满金矿具有典型的热泉型金矿特征。准确查明成矿物质的来源、摸清矿床的形成机制对 于区域找矿勘查具有十分重要的意义。本文针对勐满金矿成矿机制不明的问题，拟通过系统 的野外观测与室内显微镜观测，借助锆石U_Pb年龄测定、主、微量元素测试以及电子探针分 析等技 术，查明矿化特征、矿体产出形态与控制要素，厘定矿区内两大主要赋矿地层曼来组与花 开左组的形成时代，探讨成矿物质来源，初步确定矿床成因类型，建立成矿模型，以期为 区域上的找矿勘查工作提供依据。
        西南三江地区处于青藏高原东南缘，特提斯_喜马拉雅构造域东部，是印度板块与欧亚板块 相碰撞所形成的褶皱带。勐满金矿在大地构造上位于三江褶皱系中南部的南澜沧江带，该区 北接兰坪_普洱地块，东临南澜沧江带的临沧花岗岩体，西临昌宁_孟连结合带，向南延出中 国国界（图1）。早石炭世冈瓦纳大陆与劳亚大陆之间便形成了澜沧江洋，从早二叠世开始 ，特提斯澜沧江洋板块开始向东俯冲消减于昌都_思茅地块之下，形成了一系列近南北走向 的构造带，俯冲作用持续到晚二叠世，三叠纪时两侧板块发生对接碰撞（朱勤文等, 1991; 莫宣学等, 1993; 1998），在此过程中伴随一系列岩浆活动，位于矿区东部的临沧花岗岩主 体形成于印支期，燕山期以中_浅成的小岩体群产出的中酸性岩浆侵入活动为主，新生代的 岩浆活动较弱、出露范围有限。区内出露地层主要包括新元古界澜沧群，古生界泥盆系、石 炭系和二叠系，中生界三叠系、侏罗系和白垩系，新生界第四系等。区内构造以断裂为主， 呈NNW向和SW向展布，其中澜沧江深断裂控制着区内的岩浆流体活动和成矿作用的空间展布 ， 形成了本区构造的基本格局。澜沧江南段是一个多时代的火山岩带，长期多阶段的火山活动 在区内产成了多种类型的矿产，构成了澜沧江成矿带的南延部分（云南省区域地质志, 1990 ; 莫宣学等, 1993; 孔会磊, 2011; 程琳, 2014），区域上，Fe、Au、Ag、Pb、Zn、Sn、Sb 富 集，属昌宁_澜沧铅、锌、银、金、铁、（铜）成矿带。在该区除了勐满金矿之外，还有惠 民沉积变质型铁矿、老厂铜多金属硫化物矿床、宋家坡斑岩型铜矿、角河银铅锌多金属矿床 ，勐宋、布朗山锡多金属矿点以及西定、吉量、曼纳等金矿床（点）（图1），这些矿床在 成因上与受控于澜沧江深断裂的印支_燕山期岩浆活动密切相关（孔会磊, 2011; 程琳, 201 4）。
        矿区内出露地层主要为新元古界澜沧群曼来组，中生界侏罗系中统花开左组下段和第四系。 曼来组为一套浅变质岩系，岩性为石英片岩、绢云母石英片岩；花开左组下段为一套碎屑岩 ，呈不整合覆于曼来组地层之上，分为上、下2个亚段，上亚段为泥岩、粉砂岩，下亚段为 砂岩、砂砾岩；第四系为冲洪积层、坡残积层。
        区内主要发育NW向断裂构造，矿体多产于断裂的夹持部位，具明显的断裂控矿特点，勐满 矿区以F5断裂为界，分为东北部的光贺与西南部的热水塘2个矿段。F1和F2为本区两条最重 要NW向压性逆冲断层，夹持控制着矿床北部的光贺矿段矿体。F3和F4是两条次级断裂，其中 F4为F2断裂南侧的一条次级断裂，控制表生期红土型矿床，F2与F4夹持控制着勐满金矿床南 部的热水塘矿段矿体。主矿体纵跨光贺和热水塘2个矿段，分布于2～34勘探线间。矿体赋 存标高1183～920 m，长1580～1140 m，宽1380～820 m，一般宽约1000 m左右，平面分布面 积约1.10 km²，形态酷似一中间宽两端微窄的巨蝎之钳夹。矿体的产出形态受地层产状 与地 形控制，产于曼来组浅变质岩系、花开左组细碎屑岩和第四系残坡积层亦即红色黏土层内， 与围岩界线不明显，依据金的最低工业品位圈定的矿体整个连为一体，呈连续的不规则面状 （图2）。
        矿区未见岩浆岩，但区内沿断裂分布的古热泉广泛发育。分布于大断裂附近的众多热泉，不 仅为流体的形成和运移提供了热动力，同时也带来了可能的成矿物质。在矿体内部有5个比 较大的古热泉中心（图2），这些热泉多分布在断裂附近，热泉中心硅化现象明显，发生强 烈的退色作用，整体呈蘑菇状，中心处发育大量团块状集合体，岩石具条纹 状、皮壳状和角 砾状构造，沿破碎带向外发育大量硅质脉体（图3、4）。此外，在矿区的周围仍可见有现代 热泉活动，尤其是矿区东侧沿勐满河和F1、F4构造带处十分密集，热泉沉积物中的w( Au)达20×10^-9以上（冯钞熔等, 2008），表明该区热泉活动有明显金的富集作用 。
        硅化为矿区发育最为广泛的围岩蚀变类型，为由热泉活动带来的硅质热液改造曼来组和花开 左 组岩石形成，在曼来组和花开左组地层中均有发育，热泉中心附近的硅化极为强烈，往往呈 皮壳状、条带状、胶状的蛋白石集合体，原岩结构不可辨，溶蚀孔洞发育，具典型的浅成低 温结构特征（图3a～d）。随着距离古热泉中心越来越远，硅化强度逐渐减弱，原岩 特征仍有保留。热泉中心周围及沿破碎带发育石英、燧石及蛋白石脉，由热泉带来的硅质 热液沿裂隙充填产生，脉宽2～10 cm，某个别脉体可宽达50 cm，延伸较远、近平行产出， 这 些脉体与热泉中心连通，穿切曼来组和花开左组地层，脉体的周围同样发育硅化，远离脉体 亦表现出硅化强度减弱的趋势。本文将上述发生硅化的岩石称作硅化岩，将脉体称作硅质脉 （图4b、c）。除硅化外，围岩蚀变类型主要有绢云母化、伊利石化、冰长石化、黄铁矿化 、褐铁矿化、黏土化和红土化，局部发育碳酸盐化，蚀变具有低温热液矿床的典型蚀变组合 特征，且具有明显的分带性，从地表向深部表现为从硅化带、硅帽带逐渐转变为以金为主的 分带特征，金矿化主要集中于贵金属带，矿种较为单一，仅金具有工业价值。
        矿化类型主要分红土型氧化矿与原生硫化矿，以氧化矿为主，原生矿分布极为有限，总量不 超过5%。红土型氧化矿分布于地表至以下100 m左右，主体赋存于上部的第四系残坡积层中 ，受地形影响明显，面状产出，品位高、分布广，为主矿体产出层位；曼来组浅变质岩系和 花开左组细碎屑岩系为原生矿体赋矿层位，原生矿产于氧化矿之下，以近球状、未风化的残 留体形态产出；另外，局部发育沿破碎带产出的连通热泉中心的硅质脉体，紧邻硅质脉的周 围 形成狭长的脉状矿体，远离脉体则金品位迅速降低。矿体单样w(Au)最高为1 0.84 g/t，最低为0.06 g/t，一般在0.3～1.0 g/t之间，平均品位0.6 g/t。
        勐满金矿具典型的浅成低温矿物组合。矿石矿物主要为黄铁矿、毒砂、自然金、褐铁矿，脉 石矿物为石英、蛋白石、玉髓、绢云母、高岭石、伊利石、冰长石、方解石等。氧化矿石呈 红色，松散的土状、砂状，主要成分为黏土矿物、铁的氧化物及少量的石英等，局部含团块 状玉髓集合体，褐铁矿及黏土矿物是主要的载金矿物；原生矿以脉状硫化物矿石（图3e、f ）为主，脉体主要成分为石英、黄铁矿及少量毒砂，矿石矿物为黄铁矿、毒砂、自然金，脉 石矿物为石英及少量绢云母、冰长石和方解石。氧化矿和原生矿中金均以不可见金的形式存 在。
        本次用于锆石U_Pb年代学测定的样品分别取自钻孔ZK3611中27 m处的曼来组绢云母片岩（Z1 ），ZK3414中99 m处的花开左组硅化砂岩（Z2）及勐满金矿床南东45°方向约20 km处的勐 海县南双岭2件较为新鲜的黑云母二长花岗岩体（FN1/NSL）（图1、5）。用于微量元素测定 的硅化岩（经热泉活动改造的片岩及碎屑岩）和硅质脉体（与热泉活动中心相连， 由热泉带来的硅质热液沿裂隙充填产生）样品取自热水塘矿段围绕某热泉中心的5个中段（ 图4）。花开左组砂岩普遍硅化，晶洞发育，局部见有石英角砾，显示碎屑岩具有良好的孔 隙度，提供了良好的储矿空间，可见呈对称梳状结构的石英脉。 曼来组云母石英片岩片理发育，片状构造、鳞片变晶结构，主要矿物为石英（50%～60%）和 绢云母（40%～50%）。南双 岭 地区的临沧花岗岩岩石类型主要是浅肉红色_灰白色中粒黑云母二长花岗岩，矿物组成较为 单一，主要矿物组合为斜长石（30%）+钾长 石（30%）+石英（30%）+云母（<10%），另可见少 量角闪石，副矿物主要为磷灰石和锆石。花岗岩中暗色包体较为发育， 粒径1～3 cm， 主要成分为黑云母。 用于分析的硅化岩主要为受硅质热 液改造的片岩和碎屑岩， 成分主要为石英、 蛋白石和绢云母， 蛋白石在热泉中心附近较 为发育， 呈灰色_白色， 块状、 条带状， 松软多微细孔洞， 局部被铁染呈现浅棕色； 硅质脉几乎全由石英、 蛋白石及燧石组成， 镜下观察石英颗粒呈对称梳状产出， 脉边部 颗粒粗大， 中间细小。
        锆石分选在廊坊地源矿物测试分选公司实验室进行，室内将样品粉碎至60目以下，通过用水 淘洗、重液和磁选，分选出无磁重矿物。在立体显微镜下从重矿物中挑选出锆石。锆石为随 机挑选，粘在环氧树脂表面，制成锆石样靶，抛光露出锆石内部晶面。为揭示锆石内 部结构，对锆石进行透射光、反射光显微镜和阴极发光（CL）图像分析。锆石U_Pb定年在中 国地质科学院矿产资源研究所激光多接收等离子质谱LA_MC_ICP_MS实验室完成。测试仪器为 Finnigan Neptune型MC_ICP_MS及与之配套的New Wave UP_213 激光剥蚀系统，激光束斑直 径为30 μm，剥蚀深度20～40 μm，激光脉冲10 Hz，能量34～40 mJ；电感耦合等离子体质 谱 （ICP_MS）系统为Agilent7500a。锆石的同位素组成以锆石91500为外标进行校正，微量元 素组成以玻璃标样NIST610做外标，SiO₂含量为内标进行校正（Yuan et al., 2004）。锆 石 微量和同位素数据采用GLITTER程序，普通铅校正采用Andersen（2002）的方法，年龄计算 使用Isoplot（ver3.0）完成（Ludwig, 2003）。详细实验测试过程可参见侯可军等（200 9 ）。年轻锆石（<1000 Ma）采用²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄，较老锆石采 用²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄。用于微量元素测定的样品经无污染破碎至2 00目，全岩的微量元素测试在核工业北京地质研究院分 析测试中心完成，微量元素和稀土元素的分析测试仪器为Finnigan MAT HR_ICP_MS (Elemen t I)，相对湿度30%，检测限优于0.5×10^-9，相对标准差优于5%。矿物成分分析在 长安大学成矿作用及其动力学开放研究实验室电子探针室JXA 8100型电子探针仪上完成。仪 器工作条件：加速电压15 kV，束流1×10^-8 A，束斑1 μm，标样采用硅酸盐和氧化 物。
        本次研究工作在矿区发现了低硫型浅成低温热液矿床的标志性矿物冰长石（表1和图6）。冰 长石是正长石（Or）的低温有序变种，无色透明，有时呈乳白色，具白_蓝色的光泽，化学 组成为K［AlSi₃O₈］，w(K₂O)为16.9%，w(Al₂O₃)为18. 4%，w(SiO₂)为64.7%；通常含正长石（Or）组分达到90%以上的成分纯净、低温 热液或低级变质成因者方可 称为冰长石；冰长石以其特有的晶体形态和产状区别于其他钾长石。勐满金矿床的冰长石主 要以微细脉状（图6a）和矿物包体形式（图6b）产出，呈微细脉状的冰长石在距离热泉中心 附近的花开左组硅 化砂岩_粉砂岩以及矿区的硅质脉体（主要沿脉体边缘分布）中均可发现，以矿物包体形式 产出的冰长石主要发育于花开左组硅化砂岩的粗大石英晶体中。这些硅化砂岩微细孔洞发育 ，成分以石英为主，含少量绢云母及方解石，部分石英发育生长环带，粒度多在0.1～1 mm ， 绢云母多沿石英颗粒边缘生长。冰长石的粒度多在10～20 μm之间，最长可达80 μm，镜下 无色透明，呈自形的信封状（图6c）或菱面体状晶体，具有特征的冰长石菱形横切面（图6b 、d）。电子探针分析结果显示（表1），矿区冰长石的Or含量平均98.78%，钠长石（Ab） 含 量平均1.5%，钙长石（An）含量0.28%，成分极为纯净，与石英滩金矿、菱刈金矿及阿希 金 矿等典型浅成低温热液型金矿的冰长石成分接近。对国内外一些典型浅成低温热液金矿床的 冰长石成分统计发现，成矿流体的盐度似乎与冰长石内Ab含量呈正相关、与Or含量呈负 相关关系，即成矿流体的盐度越高，相应冰长石内Ab的含量也越高、Or的含量则越低，反之 亦然。表明成矿流体的盐度可能影响冰长石的成分，勐满金矿成矿流体的低盐度与冰长石中 低钠长石、高钾长石的含量便符合上述特征（表2）。
注： 表内数据来源①杨芳林等, 1999; ②杨芳林等, 1999; ③张元厚等, 2006; 范 宏瑞等, 2000; 齐金忠等, 2004; 李诺等, 2008; ④杨芳林等, 1999; ⑤杨芳林等, 19 99; 陈伟军等, 2007; ⑥杨芳林等, 1999; 李春诚等 , 2016; ⑦王志良等, 2003; 范玲等, 2002; ⑧本文; 杨贵来等, 2007; ⑨杨芳林等, 1999 ; Etoh et al., 2002; ⑩杨芳林等, 1999; 翟伟等, 2007; Zhai et al., 2009。               岩石中微量元素地球化学特征往往能很好地反映成矿物质来源信息，微量元素的含量、组合 和比值变化能比较灵敏地反应成岩、成矿特点（Rollinson, 2014）。勐满金矿床硅 化岩及硅质脉体的微量元素组成见表3，在原始地幔标准化微量元素蛛网图上（图7a、c、e ），硅化 岩和硅质脉体显示出相似的微量元素组成，均表现为富集U、Th、Pb等大离子亲石元素，亏 损Zr、Hf、Nb、Ta等高场强元素，硅质脉体相对于硅化岩的富集与亏损程度更高。稀土元素 球粒陨石标准化配分曲线(图7b、d、f)显示，矿区硅化岩与硅质脉体具有相似的稀土元素配 分模式，呈右 倾斜型，均表现为轻稀土元素富集，重稀土元素亏损，具有中_弱的Eu负异常（硅化岩δEu= 0.58～0.77，平均0.63，硅质脉体δEu=0.55～1.07，平均0.77），Ce异常不明显（ 硅化岩δ Ce=0.87～0.1.03，平均0.94；硅质脉体δCe=0.74～1.13，平均为0.91）。硅化岩 稀土元素总 量为42.3×10^-6～311.0×10^-6，平均为131.8×10^-6；硅质脉体稀 土元素总量为5.0×10^-6～2 80×10^-6，平均为56.8×10^-6，表明硅化岩相对于硅质脉体具有更高的稀土 元素总量，暗示 蚀变（硅化）物质的增加稀释了稀土元素的富集。硅化岩的LREE/HREE与（La/Yb）N分别 为2.5～ 14.5（平均7.8）与2.1～26（平均值为8.5），相应的硅质脉体的值分别为5.0～18.7 （平均值为12.0），4.3～133.4（平均值为36.7），显示出硅质脉体具有更高的轻、重 稀土元素分异程度。总体来 看， 硅化岩和硅质脉体与与勐满金矿床矿区围岩（王翔, 2007）和临沧花岗岩（孔会磊, 2011） 具有相似的微量元素和稀土元素变化趋势，稀土元素的总量从临沧花岗岩→矿区围岩→硅化 岩→硅质脉体依次降低，稀土元素球粒陨石标准化配分曲线上硅化岩位于围岩与硅质脉体之 间。
        不同地质体的金元素含量存在一定差异。统计结果显示，硅质脉体中w(Au)为0.02 ×10^-6～2.83×10^-6，平均为0.27×10^-6，硅化岩w(Au)为0 .01×10^-6～0.95×10^-6，平均为0.21×10^-6，围岩w(Au) 为0～0.70×10^-6，平均为0.16×10^-6，表现出从硅质脉体、硅化岩到围岩 依次降低的趋势（表3，图8）。剖面上，金的含量整体表现出由热泉中心向两侧变低的趋势 ， 即靠近热泉中心的硅质脉体和硅化岩的金的品位分别高于远离中心的硅质脉体和硅化岩。硅 质脉体的金品位往往低于其周围的硅化泥岩（表3，图4），这可能是由于泥化蚀变造成了金 的相对富集。
        本文对曼来组片岩样品Z1中73粒锆石、花开左组石英砂岩样品Z2中69粒碎屑锆石以及勐海县 南双岭2件花岗岩样品FN1和NSL中的48颗粒进行U_Pb年龄原位测定（表4～6）。阴极发光（C L）图像显示碎屑岩锆石多数呈次棱角状至次圆状，极少出现浑圆状，震荡环带亦比较清楚，表明它们可能未经过长距离的搬运，属于近岩浆源沉积 ；花岗岩样品中的锆石为无色近等 轴状及长柱状晶形(长100～250 μm)，长宽比为1∶1～3∶1，具有清楚的震荡环带，为典型 岩浆成因（图9）。
        在²⁰⁷Pb/²³⁵U_²⁰⁶Pb/²³⁸U谐和图上（图10、 图11），绝大多数锆石在谐和线附近分布，仅 有少数偏离谐和线。测定年龄结果显示，曼来组片岩锆石年龄分布在481～3544 Ma之间，根 据样品年龄及频率分布特征可分为7组：① 3544～2976 Ma， n=5，Th/U=0.14～0.7 9；② 2640～2057 Ma，n=5；Th/U=0.07～0.89；③ 1554～1249 Ma，n=10，Th/ U=0.33～1.59； ④ 1189～1122 Ma，n=6，Th/U=0.17～0.90；⑤ 991～926 Ma， n=30，Th/U=0.19～2.39；⑥ 855～729 Ma，n=8，Th/U=0.69～3.74；⑦ 566 ～481 Ma，n=5，Th/U=0.52～1.52。以上结果显示曼来组片 岩锆 石时代从古太古代、中太古代、新太古代、古元古代、中元古代、新元古代到早古生代寒武 纪都有存在，主要年龄位于991～926 Ma之间，表明存在广泛的前寒武纪结晶基底，经历了 复 杂的地质事件，尤以新元古界早青白口世表现最为显著。花开左组石英砂岩锆石年 龄分布于2652～214 Ma之间，根据样品锆石年龄及频率分布特征可分为5组： ① 2652～2474 Ma，n=2 ，Th/U=0.64～0.95；② 1569～1169 Ma，n=2，Th/U=0.82～0.95；③ 991～8 49 Ma，n=8，Th/U=0.17～0.89；④ 746，567～331 Ma，n=12，Th/U=0.20～0 .82，多数小于0.40；⑤ 278～214 Ma，n=45，Th/U=0.18～0.94，多数大于0.40 。主要年龄集中于278～214 Ma之间。对勐海县南双岭 的黑云母二长花岗岩FN1和NSL两个样品中48粒锆石颗粒进行U_Pb年龄原位测定，有15个测点 给出较分散年龄的901～903 Ma（n=5），1136 Ma（n=1），1236 Ma（n=1）， 1518～1524 Ma（n=5），1774 Ma（n=1）、和2423 Ma（n=1），明显偏离正态 分布，可能为继承锆石或捕获锆石，反映岩浆源区中含有元古代的地壳组分。主要年龄分布 于226～233 Ma（n=34）之间，其中样品FN1加权平均年龄：（228.7±2.8） Ma，MSW D=0.22；样品NSL加权平均年龄：（229.4±2.0） Ma，MSWD=0.21。代表了南双岭花岗 岩的形成年龄，即可能形成于晚三叠世。
        来源于不同源区的碎屑沉积物包含多个源区的综合信息，这些不同来源的沉积物必然具有不 同的年龄组成，基于该认识，同位素年代学方法进行沉积物源区示踪已经得到了广泛的应用 （Bruguier et al., 1997; Carter et al., 1999; 闫义等, 2003; 李任伟等, 2005; 李瑞 保等, 2010），比如通过对沉积物中锆石年龄的研究来获取源区构造演化的年代学信息，结 合对比周缘地质体出露情况及构造演化特征，进而追溯沉积物源。利用沉积物同位素年代学 进行物源示踪具有其独特的优势，从沉积物中可以获取源区年龄组成的信息，更加全面地了 解源区信息，拓展了由盆地陆源沉积物示踪源区的途径和方法（王立武等, 2007; 李瑞保等 , 2010）。此外，碎屑锆石的最小年龄代表了沉积岩的下限年龄，通过碎屑锆石的最小年龄 可以对沉积岩的形成时代进行约束。综合区域地质背景分析，可能为勐满金矿花开左组碎屑 岩提供沉积物源的地质体有以下几种，即澜沧群曼来组地层、临沧_勐海花岗岩、燕山期花 岗岩及燕山期后各地质体。前人研究显示勐满金矿床的形成时代为94～114 Ma（程琳, 2014 ），属于燕山晚期，因此，其后的地质体对矿区的沉积物源已无贡献，故而燕山期后不予讨 论 。燕山期花岗岩仅在在临沧花岗岩的内部有小范围的出露，测试结果显示花开左组碎屑锆石 的最小年龄为214 Ma，早于燕山期，因此可以排除燕山期花岗岩作为矿区沉积物源的可能性 。印支期临沧花岗岩为区域内主要岩体，结合收集到的前人有关临沧花岗岩年代学资料（陈 吉琛, 1987; 云南省地质矿产局, 1990; 莫宣学等, 1998; 彭头平等, 2006; Hennig et al., 2009; 张同凯, 2010; 孔会磊, 2011; 王丹丹等, 2014），临沧花岗岩的年龄为100～ 350 Ma，峰值主要集中在210～240 Ma之间。邻近矿区的临沧_勐海花岗岩侵入时代为（230 .4±3.6） Ma（彭头平等, 2006）、203～227 Ma（孔会磊, 2011）、298～214 Ma（王丹 丹等, 2014）、226～233 Ma，上述年龄与本次所得矿区花开左组石英砂岩锆石峰值年龄（2 24.2±2.8） Ma匹配程度极高，而且花开左组石英砂岩锆石具有与临沧花岗岩岩浆锆石相 似的特征（图9），因此，推测勐海南双岭花岗岩可能是矿区花开左组的主要物源之一。
        本文所得数据（图10）显示，矿区曼来组样品锆石年龄峰值集中于926～991 Ma，属新元古 界 早青白口世，其中年龄最小值为481 Ma，可以近似认为是曼来组沉积成岩的下限年龄，即48 1 Ma之后外来物质对曼来组地层的形成再无贡献。花开左组样品共得锆石年龄数据69个，其 中年龄老于481 Ma，即早于曼来组下限年龄的有16个，这部分年龄信息可能是曼来组对花开 左组物源贡献的反映；位于278～214 Ma的共有45个，这部分年龄则主要与临沧花岗岩体年 龄 对应。显然花开左组源区年龄除了少部分与曼来组一致外，主要集中于278～214 Ma之间， 表明曼来组对花开左组沉积物源的贡献是有限的。
        综合以上分析结果，矿区花开左组年龄主要范围与勐海花岗岩时代相一致，考虑到矿 区紧邻勐海花岗岩，因此，认为矿区花开左组沉积物源除少部分来自较老的基底之外，主要 来自于勐海花岗岩的风化产物。
        结合区域背景分析，初步认为金成矿的物质来源有3种可能性，即以曼来组片岩为代表的前 寒武系结晶基底、以花开左组碎屑岩为代表的临沧花岗岩以及热泉活动带来的热液。尽管澜 沧江构造带是特提斯演化的昌宁_孟连主洋盆所在地，被后期强烈的构造运动和印支期临沧 花岗岩体岩浆侵入所改造，但仍保留了前寒武纪的地质记录（刘俊来等, 2008; 李宝龙等, 20 08; Li et al., 2014; 王丹丹等, 2014）。澜沧群变质岩分布于澜沧江变质带的中南部， 本次研究测定的澜沧群曼来组片岩样品中碎屑锆石的年龄显示，本组具有古元古代、中元古 代和新元古代的年代学记录，暗示其经历了复杂的构造岩浆事件。普遍认为澜沧群碎屑岩 _基性火山变质岩系构成本区变质岩基底，地层中Cu、Zn、Co、Ni、Fe₂O₃含量普遍高于 其他地层，特别是惠民组和部分地区曼来组地层中基性岩金含量（132×10^-9～154× 10^-9, 据《滇西南锡金银等矿产区域成矿条件及找矿方向》, 转引自《云南省勐海县 勐满金矿外围普查 报告》, 2011）高于其他岩石含量几倍至十几倍，视为原始矿源层特征。本区印支期酸性岩 浆岩与后造山地壳重熔作用形成的临沧花岗岩基侵位作用有关，以黑云二长花岗岩、花岗闪 长岩为主，岩体富含钨锡及稀土元素矿物，是Sn_W多金属矿和稀土砂矿床的母岩，代表性矿 床（ 点）如松山、布朗山、勐宋和威红毛岭Sn矿床、阿莫Sn_W矿床等，并未见有典型金矿床的发 现，表明临沧花岗岩体与金成矿的关系并不明显，因此推测其对勐满金矿床花开左组含矿 层 提供金元素的量是有限的。矿区花开左组粉砂岩的沉积物源主要为临沧岩体经受风化搬运沉 积的产物，就物质来源角度来看，曼来组地层的贡献并不明显，因此，曼来组地层提供金的 量 不足以形成花开左组中的碎屑岩矿体，金元素应该存在其他来源，与硅化岩有关的热泉活动 携带的流体可能是导致金后期富集的又一重要因素。矿区内及矿区周边沿断裂附近广泛分布 的热泉，不但为流体的形成和运移提供了热动力，同时也带来了可能的成矿物质。野外观察 发现热泉中心处硅化现象明显，而金矿床的产生又几乎无一例外地伴随着硅化蚀变，冯钞熔 等（2008）对现代热泉沉积物进行了分析，结果显示现代热泉沉积物中的w(Au)达2 0×10 -9以上，表明该区热泉活动确有明显金富集作用。系统的分析结果表明，金矿化与岩石 的蚀变 尤其是与热泉活动有关的硅化具有明显的正相关关系，对矿区各类岩石金含量测试后发现， 从硅质脉体、石英_高岭石脉、硅化岩到围岩金含量的平均值依次降低（图9），总体特征表 现为硅化作用越强，金的品位越高，表明金可能正是由热液脉体带来，向周围扩散运移所致 。剖面上（图4），金含量也显示出由热泉活动中心向两侧逐渐降低的趋势。以上信息均说 明热泉活动携带的流体可能是金成矿的一个重要物质来源。
        地质资料显示，勐满金矿区曼来组、花开左组和表层红土中均为金的赋矿层位，地表风化的 红土型金矿按它分布的侵蚀面之下基岩地层岩性特征分为2种类型，即产于新元古界澜沧群 曼来组片岩区红土型金矿和产于中侏罗统花开左组碎屑岩区红土型金矿（《云南省勐海县勐 满金矿外围普查报告》, 2011）。产于中侏罗统碎屑岩区的红土型金矿体的厚度、品位及分 布稳定性等均不及新元古界片岩区红土型金矿，而花开左组本身金背景值也较低，说明花开 左组赋矿层位更有可能是后期热泉活动携带的含金热液在物理化学条件发生改变时，寄主于 石英、蛋白石、黄铁矿及黏土矿物中沉淀下来形成的，而并非属于原始的矿源层。
        如上文所述，硅化岩和硅质脉体的微量元素及稀土元素的变化趋势均与勐海花岗岩样品JH10 24（孔会磊等, 2012）和矿区围岩WXWY（王翔, 2008）相似，且硅化岩的微量元素组成介于 围岩与硅质脉体之间，在稀土元素球粒陨石标准化配分曲线图解中表现的尤为明显（图7） 。考虑到石英容纳稀土元素的能力很弱，石英中的稀土元素含量很低，因此，硅化作用势必 会 稀释岩石的稀土元素浓度，这也就从一定程度上表明矿区硅化的花开左组砂岩正是由于受到 热泉活动带来的含硅热液的影响，先前形成的砂岩与热泉携带的含金热液发生水岩反应，使 得硅化岩中金得到富集的同时，导致形成的硅化岩中稀土元素被稀释，稀土元素在总量上亦 表现为降低。
        精确厘定矿床的成因类型对于成矿资源潜力的有效评价以及进一步找矿勘查工作的开展都是 非常必要的。勐满金矿存在2种类型的矿体，即赋存于矿区上部残坡积层中的红土型金矿和 其下的原生矿体，对于红土型矿体的成因已经取得共识主要是由于原生矿（化）体经表生作 用富集形成（杨贵来等, 2007; 冯钞熔等, 2008; 王翔, 2008; 徐学员等, 2013; 程琳, 20 14），在此不做讨论。人们对于红土型矿体之下的原生矿体的形成机制仍存较大争议，主要 存在以下2种观点：卡林型金矿（王翔等, 2007; 杨贵来等, 2007; 王翔, 2008）与热泉型 金矿（冯钞熔等, 2008; 徐学员等, 2013; 程琳, 2014）。卡林型金矿又称微细浸染型金矿 ，是指产于渗透性良好的角砾薄层碳质粉砂质碳酸盐岩中，呈微细浸染状的金矿床（Radtke et al., 1970; 1980; Bagby et al., 1985; Cline et al., 2005）。该类型矿床因其具 有以下特征而区别于其他矿床：① 主要赋矿围岩为碳质碎屑岩_碳酸盐岩，尤其是碳酸盐岩 ，标志性围岩蚀变为去碳酸盐化及与其伴生的硅化，泥化、绢云母化也较为普遍，个别矿床 可见沥青化（Cline et al., 2005; 陈衍景等, 2007; 翟裕生等, 2011; Muntean et al., 2011）；② 矿体受断裂构造控制明显，矿床内岩浆岩不发育；③ 矿石具典型的浸染状构造 ，具有黄铁矿、毒砂、雄黄、雌黄、辉锑矿和石英等中低温矿物组合，金常呈显微状_次显 微状赋存于黄铁矿、毒砂中，或被黏土矿物、有机质吸附，几乎不见明金，成矿元素以Au_A s_Sb_Hg_Tl_U组合为特征（翟裕生等, 2011）；④ 流体包裹体以水溶液包裹体为主，偶见 富有机质包裹体，不发育含子晶的包裹体；⑤ 通常在区域上成群产出，并具有巨大的储量 （Cline et al., 2005）。勐满金矿产于片岩和碎屑岩中，矿区及外围未见卡林型金矿普遍 发育的碳酸盐岩及钙质泥岩、碎屑岩等。围岩蚀变为硅化、绢云母化、伊利石化、冰长石化 ，高岭石化，局部碳酸盐化等，为典型的低温热液矿床蚀变组合。矿石具角砾状、条带状、 纹层状、皮壳状及环带状等胶体沉积结构和沸腾结构，金以不可见金形式赋存于黏土类矿物 、非晶质_玉髓、蛋白石及硫化物脉中，发育特征性的冰长石、绢云母、高岭石、伊利石等 低温矿物。主成矿期流体包裹体的均一温度为130～189 ℃，盐度w(NaCl_eq) 1.53%～2.64%，显示 低温低盐度的特征（杨贵来等, 2007; 程琳, 2014）。矿床的金资源量仅达中型规模，区域 上未有大规模的同类型矿床发育。以上特征表明，勐满金矿床不具备典型卡林型金矿特征。
        勐满金矿区内曼来组片岩、花开左组碎屑岩和第四系表层红土中均为金的赋矿层位，金对围 岩并未表现出选择性，但是野外观察与工程揭露均显示金矿化与热泉活动有关的硅化密切相 关，因此推测热泉活动对金的活化、迁移、富集与沉淀具有极为重要的作用。矿床受热泉活 动控制作用明显，矿体多分布于古热泉活动中心及其外围，以古热泉为中心向外以此发育贵 金属带、硅帽带和硅化带（冯钞熔等, 2008）。因此，笔者认为勐满矿床为与热泉有关的浅 成低温热液矿床。
        浅成低温热液矿床通常分为高硫型与低硫型两种，前者以明矾石_高岭石（±叶腊石±硬水 铝石）矿物组合为标志，后者以冰长石_绢云母（±叶片状方解石±重晶石±玉髓）矿物组 合为标志。然而，笔者认为并不能仅凭某一矿床出现明矾石和/或高岭石就断定该矿床属于 高硫 型矿床。这是因为，明矾石和/或高岭石可存在多种来源：①岩浆热液成因：高硫系统中， 酸性和氧化的富含SO₂、HCl、CO₂、H₂S的初始流体（Ransome, 1907; Heald et al., 1987; Hedenquist et al., 1994; White et al., 1995）在上升过程中遇到大气水迅速转化成富 HCl和H₂SO₄的低pH、高氧化性流体，与围岩反应产生明矾石和高岭石等高硫型特征矿物 ；② 蒸汽热硫酸盐水叠加成因：低硫型系统中，由于成矿作用距离提供初始流体的岩体较远，同 样富含SO₂、HCl、CO₂、H₂S的初始流体在到达距离地表1～2 km深度时，由于与途径 围岩的反 应已经转化为近中性的还原性流体（Barton et al., 1979; White et al., 1995），该流 体在浅部往往会发生沸腾作用，引起含H₂S和CO₂的蒸汽在地表附近的包气带富集，其中 的H₂S经氧化作用转化成H₂SO₄，进一步形成蒸汽热硫酸盐水（steam_heated acid_su lfate wate r, Hedenquist et al., 1994; Ebert et al., 1997; Sillitoe, 2010），这种硫酸盐水的 pH值在2～3左右，温度接近100℃，这样在地表便可以产生高岭石和明矾石等高硫型典型矿 物（ White et al., 1995）；③地表风化成因：硫化物在地表的氧化作用同样可以产生明矾石和 高岭石等矿物组合（Sholeh et al., 2016）。只有第一种情况，即矿化期产生的明矾石_高 岭石等矿物组合才可作为判别高硫型矿床的依据，在进行野外工作时后2种高硫型的假象往 往被错误认识，应当注意识别。虽然在勐满金矿床尤其是光贺矿段普遍发育高岭石，但高岭 石多为蒸汽热硫酸盐水叠加成因或风化成因，并非矿化期的产物，仅在地表以叠加改造的形 式出现，而在下部及脉石中均未见到，因此，不能作为判定矿床类型的标志。冰长石只可 能在 低温和近中性环境产出，高温及酸性环境中从来都不会出现，因此冰长石的存在则可以作为 判定矿床类型的标志。勐满金矿冰长石发育，结合与冰长石共生的石英、绢云母、蛋白石、 玉髓、冰长石、黄铁矿及少量方解石等矿物组合，因此判定其为低硫型浅成低温热液矿床。 氢、氧同位素特征可以用来限定成矿流体的来源（Hedenquist et al., 1994），对位于安 第斯 山脉El Indio_Pascua地区的Pascua_Lama和日本的Nansatsu等典型高硫型矿床、美国Nevada 地区的Mule Canyony以及中国新疆西天山地区的阿希金矿等典型低硫型金矿进行分析，结果 显示，在δD_δ¹⁸O图上2种类型的矿床具有较高的区分度。在δD_δ¹⁸O图上 ，勐满金矿落于 低硫型区域，与阿希金矿、Mule Canyon等典型低硫型矿床特征相似（图 12）。综上所述，本文认为，勐满金矿为与热泉有关的 低硫型浅成低温热液矿床。             澜沧江构造带是古特提斯构造域的重要组成部分，印支期、燕山期和喜马拉雅期的岩浆侵入 活动均与澜沧江断裂的活动有关，澜沧江深断裂为区域岩 浆和地热流体的对流活动提供了理想的通道，印支
        期岩浆构造活动造成勐海花岗岩侵入澜沧群变质岩系，并产生北西向构造破 碎带及其两侧的 次级构造，燕山期的构造运动导致澜沧江深断裂的重新活化，伴随的岩浆作 用带来了可能的成矿物质（程琳, 2014），同时沿断裂下渗的大气水与深部流体混合，之后 被加热上升，上升的过程中流经澜沧群浅变质岩并萃取其中的金，含矿热液继续沿热泉通道 上升至浅部，由于压力的快速释放而发生沸腾作用，使得硅质热液在热泉通道周围、破碎带 及高渗透性的岩石中沉淀，并伴随着金的析出以及典型低硫化型围岩蚀变，在上部距离地表 较浅处形成蘑菇状的主矿体；沿破碎带可形成狭长的带状矿体，如勐满金矿热水塘矿段分布 有与热泉中心相连呈南西方向展布的硅质脉，紧邻硅质脉的周围便是矿体，远离脉体则金品 位迅速降低；沉淀的硅质还可能导致热泉通道的阻塞，周期性的热水爆裂事件可导致热液硅 质角砾的形成，并使金富集至工业级别，形成热泉通道内桶 状的脉状_角砾岩型矿体（图13）。后期的红土化作用造成了金的进一步富集。
图 13勐满金矿成矿模式图（据Sawkins, 1984; Nelson, 1988; White et al., 1995修编 ）
     Fig. 13Metallogenic model of the Mengman gold deposit (modified after Sawkins, 1984; Nelson, 1988; White et al., 1995)         (1) 勐满金矿床矿区曼来组片岩锆石U_Pb年龄测定结果显示，该区存在广泛的前寒武纪结晶 基底，年龄主要位于991～926 Ma之间，平均年龄为（957±9.8） Ma，属新元古界早青白 口世 ；花开左组砂岩碎屑锆石年龄集中分布于278～214 Ma之间，平均年龄为（224.2±2.8） Ma， 与临沧花岗岩南部的勐海县南双岭黑云母二长花岗岩的结晶年龄相近；少数几颗锆石的年龄 为991～924 Ma，显示了曼来组片岩的继承锆石的特征，表明矿区花开左组的砂岩主要为临 沧岩体经受风化搬运沉积的产物，曼来组地层的贡献相对较小。
        (2) 硅化的花开左组沉积岩物源可能来自南双岭花岗岩岩体，后期热泉活动对其进行了改造 ，使得硅化岩的地球化学性质既继承了花岗岩的特征，又有热泉活动改造的痕迹。
        (3) 花开左组成矿物质主体来自于与硅化岩有关的热泉活动携带的流体，少量来自于曼来组 片岩。矿体主体形成于热泉活动时期，热泉活动携带的含金热液在流经花开左组地层时，由 于物理化学条件的改变导致了金的沉淀，并形成金矿体；后期红土化作用造成了金的进一步 富集。
        (4) 勐满金矿属于典型的与热泉活动相关的低硫型浅成低温热液矿床。
    
        志谢 野外工作的开展得到了云南黄金矿业集团股份有限公司勐满金矿工作人员的大力支 持及帮助；锆石测年得到了中国地质科学院矿产资源研究所激光多接收等离子质谱实验室的 帮助；微量元素测试得到了核工业北京地质研究院分析测试中心的帮助；电子探针分析得到 了长安大学成矿作用及其动力学开放研究实验室电子探针室的帮助；论文承蒙两位审稿专家 的评审，并提出许多建设性的意见。在此一并表示最真诚的感谢！