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陕西凤县八卦庙金矿床发现于1989年，经详查为超大型金矿。该矿床位于西秦岭东段凤县-太白（以下简称凤太）铅锌多金属矿田的北部，距陕西省凤县东约40km。凤太矿田在泥盆纪是秦岭裂谷活动最强烈的地带之一（吴烈善，1999），同时也是秦岭地区重要的多金属成矿区带，近年来在这个带中先后发现了双王、庞家河和八卦庙等大中型金矿。八卦庙金矿的发现为造山带金矿的找矿勘探以及成矿理论研究提供了范例，具有重要的理论和实际意义。
区内优势矿种为铅、锌、金，目前已发现矿产地近30处，已探明超大型金矿床1处，大中型铅锌矿床2处，小型铅锌矿床4处，共探明金储量106 t，铅锌储量250万t。
1 区域成矿地质环境
1.1 大地构造单元
大地构造位置为中秦岭华力西褶皱带，北为北秦岭加里东褶皱带，南为南秦岭加里东-印支褶皱带。
1.2 区域地层
凤太地区出露地层主要为泥盆系、石炭系和二叠系等（图1）。其中以泥盆系分布最广，自下而上可分为3组：①中泥盆统古道岭组（D2g），主要为碳酸盐岩夹少量碎屑岩；②上泥盆统星红辅组（D3x），主要为泥质碎屑岩、碳质碎屑岩夹条带状灰岩；③上泥盆统九里坪组（D3j），为碎屑岩与碳酸盐岩互层。区域构造线方向总体为NWW-SEE向，由一系列轴向NWW的紧闭线状褶皱和断裂组成，其次为NE和近SN向断裂（吴烈善，1999）。
图1 凤-太矿田区域地质略图
（据李建华，1999，修改）
K1dh—下白垩统东河群；P—二叠系；C—石炭系；D3t—上泥盆统桐峪寺组；D3j—上泥盆统九里坪组；D3x—上泥盆统星红铺组；D2g—中泥盆统古道岭组；D—泥盆系（未分层）； —燕山期花岗岩； —印支期花岗岩； —印支期花岗闪长岩；1—断层；2—深大断层；3—铅-锌矿床；4—铜-铅-锌矿床；5—铜矿点；6—金矿床
1.3 区域构造格架
八卦庙金矿位于秦岭造山带凤太矿集区西部，为秦岭褶皱系南秦岭印支褶皱带，凤县-镇安褶皱束西端北缘。构造上为苏家沟-空棺复向斜西端北翼的八卦庙次级向斜。由于长沟-二里河脆-韧性剪切带通过矿区，所以本区岩石有强烈的脆-韧性剪切变形。
1.4 成矿单元
矿床位于秦-祁-昆成矿域之秦岭-大别成矿省的西秦岭成矿带。
2 矿区地质特征
2.1 矿区地层
矿区内地层为中、上泥盆统浅变质泥质碎屑岩和碳酸盐岩，从上到下可分为4组：①上泥盆统九里坪组（D3j）岩性为石英砂岩；②上泥盆统星红铺组（D3x），自上而下分为3个岩性段——D3x3为含碳砂质千枚岩，D3x2顶部为铁白云质粉砂质千枚岩（次要含金层位），中下部含绿泥粉砂质千枚岩，D3x1上部为铁白云质粉砂质千枚岩（主要含金层位），下部为碳质绢云母千枚岩；③中泥盆统古道岭组（D2g），岩性为灰岩，与D3x1千枚岩之过渡部位是铅锌（铜）的主要含矿层位；④中泥盆统马槽沟组（D2m），岩性为长石石英砂岩（次要含金层位）。
2.2 矿区岩浆岩
矿区岩浆岩并不发育，仅北部有成群展布的钠长细晶岩脉和闪长玢岩脉，但外围的东南部约15km处有西坝岩体及石地沟岩体，它们受构造控制明显。西坝岩体由东向西自深部侵位，近东西向展布，据张选固（1996）资料，岩体的U-Pb及K-Ar年龄为148.1～213.5 Ma，为印支—燕山运动早期的产物，与矿区岩脉的形成时代及八卦庙金矿成矿时代一致。同时，矿区岩脉金的含量高（0.24×10-6），表明岩浆热液为成矿物质的活化、迁移、富集提供了热动力，同时也可能提供了部分成矿物质（张恩，2001）。
2.3 控矿构造（容矿构造）
该矿田南北以两条近东西走向的大断裂为界，北部为凤县-山阳深大断裂，南部为两当-镇安深断裂，两断裂具长期活动特点；此外两深大断裂还派生发育许多次级断裂，这些断裂把凤（阳）-太（白）矿田分割成了许多同生断陷盆地，正是这些断裂及其断陷盆地，为深部物源提供了可能的通道和成矿空间（图2）。
2.4 围岩蚀变
围岩蚀变主要有硅化、绢云母化和铁碳酸盐化；其次为黄铁矿化、绿泥石化等，为一套中-低温矿物共生组合和围岩蚀变。近脉蚀变岩表现为一套褪色蚀变岩，主要为黄铁绢英岩化；远离含金石英脉体的弱蚀变岩石是介于近脉强蚀变岩石和围岩之间的过渡型岩石，以磁黄铁矿、黄铁矿和绢云母为主。石英脉旁常常伴有蚀变褪色现象，越靠近含金石英脉，蚀变褪色程度越强，其 Au，SiO2，Fe2O3，K2O，Na2O等含量明显增加，而As，FeO，MgO，CaO及Al2O3含量则明显减少。
3 矿体地质特征
3.1 矿床（体）特征
金矿体一般成群出现，分为北、中、南3个矿带。矿体产状总体与围岩一致，受脆-韧性剪切带和NE向断裂及其两侧的节理密集带双重控制。强剪切挤压部位和片理化带是矿体发育和含矿性最好的地带。按露采指标圈定的4条金矿体长在375～1195m之间，厚度在0.75～70.50m之间，斜深约为705m，单矿体平均品位在3.60×10-6～8.38×10-6之间，目前累计探明储量106 t。
图2 陕西凤县八卦庙超大型金矿床矿区地质图
上泥盆统星红铺组下段： —第四层， —第三层， —第二层， —第一层；D2g2—中泥盆统古道岭组上部。1—金矿体；2—石英脉；3—断层破碎带；4—断层
金矿体呈似层状、透镜状，在平面上看呈“螃蟹”状，在剖面上呈扁豆状，矿体中心部位最为厚大，金的品位最富。NW向脆-韧性剪切容矿构造与NE向张剪性断裂（节理）构造扩容的叠加复合，致使金矿床矿体整体呈“螃蟹”状，勘探线67线附近为“螃蟹肚”。
3.2 矿石成分
金矿石有3种类型（于学元等，1996），即破碎带蚀变岩型、含金石英脉型和含金铁白云石石英脉型。矿石结构为他形粒状、不规则胶状等，矿石构造以浸染状、斑点状、细脉状、网脉状、角砾状及条带状为主。矿石矿物较简单，金属矿物含量低，一般＜5%，主要有磁黄铁矿、黄铁矿，另有少量黄铜矿、闪锌矿、方铅矿、磁铁矿及微量的碲金矿、碲铅矿、自然金、硫砷钴镍矿、钨钌矿等。脉石矿物主要有石英、绢云母、铁白云石、绿泥石、黑云母、钠长石及方解石等（张恩，2001）。
矿石中有用组分单一，仅Au元素一种，其他元素如铜、铅、锌含量均很低，达不到综合回收利用的要求。银含量极低，也无单独回收的价值，因其与金在自然金中呈互化物形式存在，在冶炼回收金的同时，可回收银。矿石中有害元素砷、碳极低，对矿石的选冶工艺没有影响。金矿床平均含As＜0.001%、Pb为0.0115%、Zn为0.022%、Cu为0.0074%、Ag为1.3075%、S为0.1272%（陈建文，2003）。
金矿物主要为含银自然金，其粒度多为明金—显微金，主要以粒间金和裂隙金形式存在，包体金只占少数。主要载金矿物为石英、磁黄铁矿和黄铁矿，单体金较为常见。八卦庙金矿床不同深度自然金的成色见表1。
3.3 矿石组构及成矿阶段划分
新鲜矿石多呈浅灰—灰色，氧化后多呈黄褐色，矿石结构主要为显微鳞片变晶，大部分是千糜、糜棱结构，斑点状、块状及条带构造。
该矿床经历了3个成矿阶段。泥盆纪热水沉积金预富集形成矿胚（石英—绢云母—硫化物阶段），印支期碰撞造山期的韧性剪切作用使金矿床初步定位（石英—绿泥石—绢云母—多金属硫化物阶段），晚印支—燕山期脆性变形—岩浆热液作用使富集形成工业矿床（石英—铁白云石—硫化物阶段）（冯建忠等，2003；钱大益等，2003）。
表1 八卦庙金矿床中不同深度自然金成色
3.4 元素地球化学特征
通过对矿床200多件样品微量元素进行分析研究发现，矿床的主要成矿元素具有明显的分带性，从矿体中心富而厚大部位到矿体边部尖灭部位，成矿元素表现为：Au→Au＋Ag→Au＋Ag＋Pb＋（Bi）（吴烈善，1999）。
4 矿床成因分析
4.1 矿物包裹体特征
包裹体多发育于脉石矿物石英和含铁白云石中，数量较多、类型多样且形态复杂，其形状主要有负晶状、多边形状、眼球状和不规则状等，包裹体大小一般在5～25 μm之间，以原生为主。
通过SEM/EDS和EPMA分析，在八卦庙金矿流体包裹体中鉴定出黄铁矿子矿物，还发现了石盐子矿物和成分复杂的子矿物。流体包裹体LRM分析表明，气、液相成分中CO2占较大的比例，多数样品中检出CH4，部分样品检出H2S，N2，C2H4，反映了八卦庙金矿相对还原的环境，与八卦庙金矿金属硫化物以磁黄铁矿为主的矿物共生组合特征相吻合（表2）（钱大益等，2003）。
表2 八卦庙金矿流体包裹体激光拉曼探针分析结果
4.2 物理化学条件
八卦庙金矿的包体均一温度在130～467℃之间，平均300℃，而铅锌矿的包体均一温度平均为200℃，八卦庙金矿的成矿温度明显较高，这可能与构造流体-岩浆热液的参与有关。
曹远贵对八卦庙金矿主成矿阶段石英中包裹体进行冷冻法盐度测定，其盐度NaCl 介于3%～10.7%之间，属中等偏低盐度流体包裹体。郑作平测得盐度（NaCl）为19.6%～21.2%，为高盐度流体包裹体。张长年对石英包裹体群体成分分析结果为早期阶段盐度（NaCl）平均值为6.65%，中期阶段平均值为14.3%，晚期高于前2个阶段，溶液的盐度为中等范围。钱大益等在显微镜及扫描电镜下观察均发现含NaCl子矿物包裹体盐度应＞26%），说明成矿流体的盐度差别较大。
总体上八卦庙金矿的包裹体显示了一种弱酸性、弱还原、低盐度的中低温浅成环境。
4.3 同位素地球化学标志
4.3.1 硫同位素
主成矿期黄铁矿的δ34S为7.4‰～15.4‰，平均10.7‰；磁黄铁矿的δ34S为6.8‰～15.4‰，平均10.5‰。矿石硫同位素组成与地层相近，说明成矿物质主要来自于围岩。
4.3.2 石英的氢、氧同位素
石英的 δD 为-53.38‰～-117.90‰（平均-81.42‰）；δ18O 为 5.69‰～19.84‰（平均15.36‰）。热液流体的δ18O值为3.07‰～13.3‰（平均5.6‰），说明成矿热液的来源是多源的，既有大气降水，也受岩浆水的影响。
4.3.3 容矿岩石和矿脉中铁白云石的碳、氧同位素
容矿岩石和矿脉中铁白云石 δ18O 为16.64‰～19.73‰（平均19.14‰）；δ13C 为-4.87‰～-1.85‰（平均-2.43‰），说明容矿岩石与矿脉中铁白云石具相同的成因，都是热液活动的产物。从碳同位素值来看，其与金伯利岩的碳同位素值［（-4.71±1.2）‰］较接近，说明该矿碳同位素来自深部（张恩，2000）。
4.4 稀土元素
根据蚀变岩石的稀土元素特征（表3），可将其分为两类，第一类（弱蚀变岩）是富轻稀土，Eu亏损，与围岩相似，ΣREE为198.83×10-6～225.08×10-6，δEu平均值0.71，w（ΣCe）/w（ΣY）＝3.59～4.39；第二类（强蚀变岩）轻、重稀土分异较小，ΣREE为27.50×10-6～78.78×10-6，δEu平均值0.74，w（ΣCe）/w（ΣY）＝0.36～2.43。说明蚀变岩石的稀土元素分馏特点介于围岩和含金石英脉之间，当蚀变强度大时，其稀土元素特征与含金石英脉更接近（吴烈善等，1999）。
表3 八卦庙金矿床稀土元素组成特征
对矿区矿石中稀土元素的研究表明，八卦庙金矿含矿建造的稀土总量较高，具明显的Eu负异常（八卦庙金矿δEu＝0.68～0.73），但八卦庙金矿Ce异常不明显（δCe＝0.62～1.02），造成这种现象的原因可能是八卦庙矿区含矿建造中有深部成分的加入，也可能是成岩介质中有海水（ΣREE ＝0.026×10-6）的渗入。
4.5 成矿时代
样品采自NW向石英脉和NE向石英脉，所选石英样品新鲜、透明，纯度在99%以上。样品测试在中国科学院地质研究所40Ar/39Ar定年实验室进行，样品采用逐级加热法提取Ar进行质谱分析，在530～850℃期间形成一稳定的马鞍型坪，NW向石英脉Ar-Ar年龄为222.14±3.45 Ma，为印支期。NE向石英脉Ar-Ar年龄为129.45±0.35 Ma，为燕山期。
4.6 矿床类型
关于该矿床的成因类型，目前主要有3 类观点：卡林型-类卡林型（韦龙明等，1994；Kerrich等，2000；陈衍景等，2004）；沉积-热液改造型（韦龙明等，1996；王学明等，2001）；剪切带控制的中温脉型（造山型）（钟建华等，1997；冯建忠等，2002）。
参考文献
冯建忠，邵世才，汪东波等.2002.陕西八卦庙金矿脆-韧性剪切带控矿特征及成矿构造动力学机制.中国地质，29（1）：50～58
冯建忠，汪东坡，王学明等.2003.陕西凤县八卦庙超大型金矿床成矿地质特征及成矿作用.地质学报，77（3）：387～399
钱大益，谢玉玲，徐九华.2003.陕西凤县八卦庙金矿流体包裹体的成分特征.北京科技大学学报，25（1）：1～4
吴烈善，韦明龙.1999.八卦庙超大型金矿地球化学特征及物源.地质找矿论丛，14（4）：62～68
（张艳春编写）
SEM(scanning electron microscope)：扫描式电子显微镜EDS（Energy Dispersive Spectrometer）：X光微区分析
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