金矿成矿的地质地球化学条件

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1.含矿岩系与蚀变岩的岩石化学特征

越来越多的事实证明，赋矿岩石无明显的专属性。在北祁连山往往与在不同构造背景下形成的构造蚀变岩岩石组合有一定关系。本书列举了若干贵金属、多金属矿区（床），采集了大量火山岩与各类近矿围岩等标本、样品来研究其成分的变化与金矿成矿的相关性（详见表5-2）。

1）蚀变岩岩石化学计算及其参数特征

我们主要对托来山带、走廊南山南坡带等若干区段选取了24个样品进行岩石化学计算。主要采用扎瓦里茨基与尼格里等两种方法计算，所得扎氏参数值与尼氏参数值列入表5 3。由于火山岩和超基性岩、酸性侵入岩经过不同程度的改造，其成分亦发生一定的变化。在图 5-4、5-5、5-6、5-7中，采用了研究区各类蚀变岩与戴里（1933）、鸠伊和弗列特（1911）的正常岩石的扎氏值曲线进行对比，可获以下认识：①一般说来a、c、b、s值分别与石英角斑岩、流纹岩、细碧岩、玄武岩、斜方辉橄岩“标准”曲线接近或基本一致；a＇、f＇、m＇、c＇、n值除部分样品与“标准”曲线接近外，均发生不同程度的偏离。②中酸性火山岩经不同程度蚀变后，a＇由c＇替代表明Al2O3↓；FeO、MgO、CaO发生相应的调整；部分样品表明n值的变化乃是钠质减少，钾质的加强。这与矿化蚀变特征相一致。③中基性火山蚀变岩与标准曲线图形上一致，在量值及垂向上有所变化，3号样出现a＇代替c＇且Al2O3相对饱和的现象，为岩石碳酸盐化较强所致。1号、3号样岩石K2O大大高于Na2O，因而与标准“曲线”呈反向趋势。④一般来说石英碳酸盐岩特别是富镁质的超基性岩蚀变岩，如百经寺（24号样）石英碳酸盐岩含Cr2O3(0.66%），它与“标准”曲线非常接近，代表这种变化可能只限于超基性岩的自身热变质，还未经与外系统物质的叠加改造。其他经不同程度碳酸盐化的蚀变岩，显示很大的差异；s值的垂向上变化，f＇、m＇的反向变化均表明，原岩含SiO2高低和钙、镁碳酸盐的多少之别。特别是s值高者其原岩可能为中基性火山岩蚀变的产物。⑤中铁目勒和深水槽中酸性侵入岩蚀变岩a、c、b、s值与“标准”曲线完全一致，但在a＇↑、f＇、m＇、n值中发生a＇，f＇、m＇、n值基本 的特征。可能与原岩构造蚀变，云母类、粘土类矿物增加有关。

图5-4　中酸性火山岩蚀变岩与流纹岩、石英角斑岩扎氏值曲线图

π—石英角斑岩；λ—流纹岩（戴里，1933）；图中数字同表5-3序号μβ—细碧岩（鸠伊和弗列特，191l）；β—玄武岩（戴里，1933）；图中数字同表5-3序号γ—碱性花岗岩（戴里，1933）；图中数字同表5-3序号

图5-5　中基性火山岩蚀变岩与细碧岩、玄武岩扎氏值曲线图

表5-2　北祁连山早古生代火山岩岩石化学成分表

表5-3　北祁连山早古生代火山岩、蚀变岩岩石化学成分参数特征

图5-6　中酸性侵入岩蚀变岩与碱性花岗岩扎氏值曲线图

图5-7　石英碳酸盐岩与斜方辉橄岩扎氏值曲线图

N—碱性花岗岩（戴里，1933）；图中数字同表5-3序号

从尼格里四面图解（图5-8）来看，除热水大坂矿区有一个样品落入化学沉积区、下沟一个样品落入火成岩区北侧外。大部分落入火成岩区，与研究区为火山沉积岩、硅质岩等实际状况相符合。

2）蚀变岩岩石化学成分数理统计特征

对上述样品的化学成分同时进行了数理统计。首先，经R型聚类分析（图5-9），谱系图上显示两大群，其一为SiO2、H2O＋、Al2O3、P2O5；其二为TiO2、＜FeO＞、MgO、S、CaO、K2O、Na2O。前者表示原岩的基本组成相关性，也反映了蚀变岩中硅化、绢英岩化热水变质等相关性；后者亦表示了原岩基本组成的关系，还反映了黄铁矿化、钾化、钠长石化、铁、钙、镁碳酸盐化等特征，而这些蚀变作用引起原岩变化形成相应的蚀变岩。

据正交因子载荷矩阵和因子得分计算，在主因子轴图示（图5-10,5-11）中。

北祁连山火山岩带金矿

图5-8　尼格里四面图解

·川刺沟；＋红土沟；△热水大坂；▽中铁目勒；▲拴羊沟；×下沟；◆深水槽；O百经寺

图5-9　北祁连山含金构造蚀变岩聚类分析谱系图

F1轴，右面无正因子组合；左面有一（S、K2O）因子组合，代表中酸性火山岩强绢云母化、黄铁矿化的蚀变岩，F2轴，由下而上，下面无负因子组合，上面有＋(TiO2、＜FeO＞、MgO）因子组合，以Ti、Fe、Mg元素为特征，特别是Ti元素在蚀变过程中较难迁移，这正反映了中基性火山岩及其蚀变岩的特征。F3轴，由下而上，下面有—（SiO2）因子组合，上面有＋(K2O、CaO、Na2O、MgO）因子组合，前者代表较富SiO2的中酸性火山岩、侵入岩及其硅化蚀变岩，后者代表富碱的基性火山岩和富Ca、Mg碳酸盐的蚀变岩。

3）蚀变岩三角图示特征

在考虑到岩石中的浅色、暗色组分变化以及蚀变因素等情况下。取SAKN-FMC-CSM三端员图表示其变化特征（图5-12），样点从三角形顶至底边成带状分布。自上而下可分为三个集中区，上为浅色中酸性火山岩、侵入岩，无碳酸盐化岩石；中为弱碳酸盐化中基性火山岩蚀变岩石；下为强碳酸盐化基性火山岩、超基性岩蚀变岩。在SiO2-CO2-S三角图示（图5-13）中更显示了各类岩石硅化－碳酸盐化的反消长关系，除中酸性火山岩蚀变岩中硫较高外，其他蚀变岩均属贫硫型。

图5-12　蚀变岩三角图示

SAKN SiO2+Al2O3+K2O+Na2O;FMC—＜FeO＞+MgO+CaO;CSH—CO2+S+H2O＋；图例同图5-8

图5-13　蚀变岩SiO2-CO2-S三角图示

图例同图5-8

在〈 FeO〉－MgO-CaO三角图（图5-14）中，下部显示了碳酸盐化的岩石在成分 上的差别，如镁碳酸盐岩、铁镁碳酸盐岩、钙镁碳酸盐岩等。在K2O-Na2O-CaO三角图（图5-15）示中，同时反映原岩K、Na、Ca成分或蚀变后的变化。例如K2O端员有一样品为川刺沟Ⅱ号金矿体南侧一酸性岩脉构造蚀变岩的钾化结果；CaO端员为贫K、Na的富Ca岩石，主要为强碳酸盐化岩石；中等富Na、Ca和富K、Na、Ca的样品显示后者为弱碳酸盐化蚀变岩，前者为具一定程度碳酸盐化的中基性火山岩蚀变岩，在K2O-Na2O边偏Na2O端员样品显示偏碱质火山岩的原来特征。综上所述，三角图示作为蚀变岩石研究的补充是有意义的。

图5-10　北祁连山含金构造蚀变岩正交因子载荷矩阵和因子得分图

·元素点；＋样品点（图中数字同表5-2序号）

图5-11　北祁连山含金构造蚀变岩正交因子载荷矩阵和因子得分图

·元素点；＋样品点（图中数字同表5-2序号）

表5-4　北祁连中段郭米寺含矿火山岩—火山－沉积岩稀土微量元素含量表（10-6）

据邬介人等，1994。

图5-14　蚀变岩＜ FeO＞－MgO-CaO三角图示图例同图 5-8

图5-15　蚀变岩K2O-Na2O-CaO三角图示图例同图5-8

2.含矿岩系与蚀变岩的稀土元素特征

1）走廊南山南坡金成矿带含矿火山岩系的稀土元素配分模式

大柳沟—白柳沟一带双峰式火山岩系，是多金属、贵金属矿产的赋存载体。邬介人等近10年来对火山喷气成因类矿床的研究，所积累的稀土元素资料（含块状硫化物矿石稀土元素）对火山岩金矿的研究同样有作用。因此引述如下。

在北祁连中段清水沟—白柳沟地区中酸性火山岩发育。含矿火山岩带中采集样品计16件，其稀土元素组成如表5-4。这些样品中，火山－沉积岩系为郭米寺、下柳沟、弯阳河、下沟矿床的容矿岩；石英角斑岩、钾石英角斑岩与块状硫化物矿床的形成有直接的关系。火山－沉积岩系岩石的REE配分曲线（图5-16），除样品序号4轻重稀土分馏不明显外，其余大部分样品轻重稀土分馏明显，∑REE为 45.321×10-6～205.423×10-6，总量平均为138.520×10-6,LREE/HREE值最低为 5.076，最高 51.143;La/Yb值为 2.480～23.434；δEu为负异常，只有2号样品略显正异常。对火山碎屑岩类来讲，δEu的负异常反映岩浆结晶分异过程中斜长石早期结晶沉淀，岩石相对源区亏损铕，又反映火山碎屑岩在热水淋滤过程中由于长石蚀变造成Eu的丢失。δEu为正异常的岩石为含凝灰物质的绢云千枚岩，可能与由于长石的蚀变作用产生的物质组分中Eu的富集有关。石英角斑岩、钾石英角斑岩具轻重稀土分馏的REE配分模式（图5-17），石英角斑岩∑REE为179.907×10-6和209.460×10-6（两个样品），两个钾石英角斑岩样品的 ∑REE为 150.781×10－6和143.117×10-6，钾石英角斑岩稀土元素总量较石英角斑岩低；石英角斑岩轻、重稀土元素含量分别为 68.275×10-6和 41.696×10-6，而钾石英角斑岩为 46.490×10－6和48.487×10-6；石英角斑岩中La/Yb值为12.682～19.774，钾石英角斑岩中为16.667～19.405。从REE模式看，钾石英角斑岩重稀土具有相对增高的趋势。δEu显示为负异常，石英角斑岩δEu为0.783和0.684，钾石英角斑岩为0.487和0.577。从岩石由富钠向富钾的岩浆演化特点看，酸性岩浆的结晶分异作用逐渐增强。不同成因类型的REE模式具有不同特点，清水沟—白柳沟地区酸性火山岩REE型式右倾型、铕负异常的特点表明，其酸性岩浆应属源于下地壳的重熔经部分熔融和分离结晶作用形成的。

图5-16　含矿火山－沉积岩REE模式（图中数字同表 5-4序号）

图5-17　含矿酸性火山岩REE模式（图中数字同表5-4序号）

矿石是特殊的“岩石”，它的稀土元素组成特征既有对含矿火山岩系的继承性，同时亦具变异性，块状硫化物矿石亦是金矿石（伴生型），因而，研究块状硫化物矿石无疑对铜、多金属矿床赋存的围岩与黄铁矿化带扩大找金范围研究也是必要的。利用等离子光谱法对白银厂和清水沟—白柳沟地区块状硫化物矿床矿石进行了稀土元素对比分析，包括两种矿床类型，即铜－锌型（折腰山和火焰山矿床）和锌－铅－铜型矿床（小铁山、郭米寺、下沟矿床）。香子沟硫铁矿床应和铜－锌型矿床类似（少量块段含铜）。清水沟—白柳沟地区诸矿床的稀土元素含量、主金属元素含量和比值特征分别列于表5-5，矿石稀土元素配分模式分别见图5-18和图5-19。

矿石稀土元素对块状硫化物矿床的形成具有示踪作用，一般认为块状硫化物矿床的形成是从火山岩中萃取贱金属的溶液流出并进入海底形成的沉积物。矿石稀土元素的配分型式可反映成矿热卤水的变化特点。把矿层认为是同生作用中的一种特殊“地层”单元，含矿溶液的沉淀物（矿石）实际上是水－岩相互反应所形成的产物与碎屑物质的混合。由图5-18和图5-19的REE配分曲线看，矿石REE浓度变化较大，当矿石中脉石矿物（主要是火山碎屑物）含量较高时（浸染状矿石），其REE浓度和配分型式对长英质火山岩REE配分型式有继承性，对溶液衍生的REE配分型式有叠加和掩饰作用。但总的来看，矿石沉淀富集了轻稀土元素，而重稀土元素则相对贫缺。白银厂诸矿床的LREE/HREE值为4.822～12.407，矿石REE总浓度变化在11.69×10-6～125.04×10-6间；清水沟—白柳沟地区诸矿床的LREE/HREE值为2.15～14.593,REE总浓度变化在9.770×10-6～115.5×10－6间，与石英角斑岩∑REE比较要低得多。矿石沉淀显示出成矿溶液的轻稀土富集和重稀土贫缺与热水淋滤过的长英质火山岩轻稀土由岩石中移去和重稀土相对富集成镜像反映，这个特点在白银厂诸矿床显示明显；而清水沟—白柳沟地区诸矿床则不太明显。折腰山矿床磁黄铁矿矿筒中的含铜磁黄铁矿矿石REE配分模式的较平缓，说明矿筒作为含矿溶液的通道，先期形成的矿石经热水淋滤作用而产生的轻重稀土分馏型式不太明显，呈现“四分组”效应的REE模式。矿石的REE模式和海水REE模式（图5-18）对比，海水HREE相对富集，明显亏损铈，

表5-5　清水沟—白柳沟地区矿石稀土元素与主金属元素含量（wB/%）和比值

图5-18　白银厂折腰山、火焰山、小铁山等矿床矿石稀土元素配分模式

1、2、3—折腰山、火焰山矿床；4、5、6、7—铁山矿床；8—海水（数字同表5-4样品序号）

图5-19　北祁连香子沟、郭米寺、下沟等矿床矿石稀土元素配分模式

1—香子沟矿床；3、4、5、9—下沟矿床；2、6、7、8—郭米寺矿床（数字同表5-5样品序号）

提示成矿作用不是海水正常沉积成矿。采自不同矿床不同类型矿石样品，其δEu有两种趋势，大部分为铕负异常，四个样品为铕正异常，这些铕的异常并不反映岩浆成因性质和部分熔融过程中结晶分异的性质。铕富集在岩石的长石中，当含矿溶液中由于长石蚀变物聚集时，矿石溶液沉淀后铕的浓度就较大，在REE模式图上就显示有正的铕异常。小铁山、火焰山、郭米寺、下沟矿床中，重晶石常出现在矿体顶板或矿层中，并呈脉状或以脉石矿物出现，重晶石的溶解度和EuSO4的相近似，当溶液中形成BaSO4沉淀时，EuSO4则优先从溶液中移去形成 EuSO4的沉淀，矿石中重晶石的富集可能是铕优先富集的一个条件，而成矿溶液的最后沉淀导致铕的缺损。白银厂地区矿石的两个正铕异常样品与硫的高含量（S＞45.71%）和Eu/Sm值大（＞0.708）有关，浸染状矿石和低硫矿石（火山碎屑物含量较高），Eu/Sm值较低者 ＜0.478）则与负异常关系密切。与成矿主元素含量高低无关系。

2）托来山金矿带含矿火山岩系与其蚀变岩的稀土元素配分模式

托来山火山岩带以下奥陶统蛇绿岩套为主体。据夏林圻等（1998）的研究认为托来山玉石沟、川刺沟为洋脊－洋岛型火山岩（表5-6）。川刺沟大部分基性火山岩的微量元素 MORB标准化分配型式与E-MORB和OIT相似；部分样品的Sr-Zr更为富集接近OIA分配曲线。从Cabanis等设计的基性火山岩构造环境判别图解（图 5-20）来看，玉石沟基性火山岩的投点介于N-MORB和E-MORB之间；大克岔和川刺沟的一部分基性火山岩与E-MORB相当；川刺沟的另一部分基性火山岩应属于洋岛玄武岩（OIB）。同样，川刺沟洋岛玄武岩的Sr、Nd同位素（87Sr/86Sr初始比值＝0.7028～0.7030，εNd=3.65～4.08）成分点，也均落入大洋玄武岩Sr-Nd同位素地幔阵列的OIB区域内（图5-21）。

该带玉石沟—川刺沟—大克岔一带的早奥陶世海相火山岩多数具有洋脊拉斑玄武岩的特点，经稀土元素地球化学进一步研究证明，它们并非属LREE略微亏损，REE较低特征的正常亏损型（N型）洋脊拉斑玄武岩，而属富集型（E型）洋脊拉斑玄武岩（图5-22）。其稀土元素分配型式仍属弱分离型，但（La/Yb)N值为 1～4，较之寒武纪火山岩明显偏低，显示LREE略微富集的平坦型分配型式（夏林圻、夏祖春等，1991）。

本项目又对托来山火山岩带及其构造蚀变岩进行了重点研究，所取24个样品与岩石化学研究配合进行，其中21个样品涉及川刺沟、红土沟、热水大坂、中铁目勒和深水槽，其他三个样品为拴羊沟、下沟、百经寺（表5-7）。

（1）从岩石的稀土元素总量考察，正如图5-23所示稀土元素总量变化范围大，从3.752×10-6至458.054×10-6。以22号样品由超基性岩衍生的石英碳酸盐岩或称钙镁质蚀变岩的∑REE最低（3.752×10-6），这与原来超基性岩 ∑REE低相继承。最高者（458.054×10－6）是川刺沟Ⅱ号金矿体北侧的蚀变火山岩（安山玄武岩含金矿化蚀变岩）；偏酸性构造蚀变岩（356.759×10-6）居中。决定蚀变岩石稀土元素总量的因素很多，诸如原岩性质、构造－蚀变类型与蚀变程度有关外，La、Ce、Nd等三项轻稀土元素总量的变化范围亦大，其量值大小直接影响到∑REE的波动。

从川刺沟金矿区而论，11个样品 REE值中15.173×10-6～24.184×10-6有四个；47.813×10-6～58.422×10-6有两个；93.077×10-6～119.103×10-6有三个；356.759×10-6以上者有两个。与夏林圻等（1991）采集的川刺沟辉石玄武岩、细碧玢岩等三个样品的∑REE数据（分别为 39.604×10-6、36.451×10-6、60.195×10-6）相比，相当于上述第 2量级，即 ∑REE=50×10-6左右，说明经受不同程度构造变动、矿化蚀变的基性火山岩其∑REE显示出偏低、偏高的变异特征，同时要指出的是Ⅱ号矿体的黄铁矿化、绢英岩化蚀变岩结合镜下鉴定其原岩应为中酸性火山岩。

红土沟、热水大坂的成矿地质背景与川刺沟基本相同，其∑REE值前者比较低，变化不大，从17.680×10-6～37.028×10-6；后者除15号样品较高（147.60×10-6）外，其他样品从22.836×10－6～55.838×10－。与川刺沟∑REE值中低量级样品一致。

中铁目勒、深水槽等地的花岗岩质蚀变岩，一般来说∑REE＜150×10-6，与拴羊沟、下沟酸性火山岩质蚀变岩相似；而深水槽花岗岩质蚀变岩偏高（271.957×10-6）。

表5-6　北祁连山洋脊－洋岛型火山岩主元素（wB/%）和微量元素（wB/10-6）化学成分表

表5-7　北祁连山火山岩及其蚀变岩稀土元素含量表

图5-20　北祁连山洋脊－洋岛型基性火山岩Tb×3-Th-Ta×2图解（据夏林圻、夏祖春、徐学义，1998）

N-MORB—N型洋脊玄武岩；E-MORB—E型洋脊玄武岩；OIB—洋岛玄武岩；TA—岛弧拉斑玄武岩；CA—岛弧钙碱性玄武岩，BA—弧前及弧后盆地玄武岩；TO—大陆拉斑玄武岩；AC—大陆碱性玄武岩○大克岔：●川刺沟；▲玉石沟；

图5-21　北祁连山洋脊－洋岛和弧后盆地型基性火山岩εNd-87Sr/86Sr变异图（据夏林圻、夏祖春、徐学义，1998）

●川刺沟；O大坂－大岔；△老虎山；▲扁都口；MORB—洋脊玄武岩；OIB—洋岛玄武岩

图5-22　北祁连山洋脊－洋岛型火山岩稀土元素分配型式（据夏林圻、夏祖春等，1991)

图5-23　托来山带构造蚀变岩稀土元素总量变化图

（2）蚀变岩石的稀土元素配分模式（详见图5-24）。前人对川刺沟基性火山岩的研究资料表明，属微弱的轻稀土富集型，曲线较为平坦，不显Eu异常；笔者在川刺沟金矿区所采集的构造蚀变岩显示的曲线特点为：①大致具有右倾趋势；②以Eu为界，左侧曲线段显示多变的特征，有陡右倾、右倾和出现Ce亏损平坦等状况。上述特征表明，一方面对中基性火山岩有继承性，另一方面有轻稀土强富集与含Ce亏损的轻稀土曲线的平缓等两种趋势并存的变异性，这正是金矿区构造蚀变岩与原岩的差别。

红土沟、热水大坂蚀变岩稀土元素的配分模式总的特征与川刺沟具有弱右倾趋势的平坦型相比，红土沟蚀变岩出现Eu负异常，显示Eu亏损特征。热水大坂金异常区蚀变岩出现Eu负异常和Eu正异常等两种状况，后者曲线更趋平坦型。

中铁目勒、深水槽等花岗岩质蚀变岩具有非常一致的曲线特征，显示以Eu为界，左段右倾，右段平坦的模式特征，表明轻稀土元素富集重稀土元素亏损的状况。

从上述的对比看，说明构造蚀变岩与原岩有一定的继承性变异特征，这对托来山带以早奥陶世蛇绿岩杂岩带为背景的金矿异常区域的构造蚀变岩来说，金矿成矿物质的矿源层就是该蛇绿岩杂岩带，同时必须考虑到由于多阶段构造－热液作用叠加改造。至于发生轻稀土变异造成轻稀土模式的多样性的因果关系尚有待探索。

3.矿化蚀变岩石相关元素数理统计特征

1996年度对哈熊沟、大柳沟、下柳沟（西山梁）、白柳沟和硫磺河等金矿（化）点及异常区采集与分析了光谱样163个（化学分析项目10项）、1997～1998年度对川刺沟、热水大坂、红土沟、中铁目勒、深水槽（托来山带）；下沟、尕大坂、居里沟（走廊南山南坡带）等区段采集与分析了57个样（分析项目16项），共计220个样品数据参与微机处理。文中光谱样分析结果未列表，57个矿化蚀变岩样的多项化学分析结果详见表5-8。

图5-24　北祁连山火山岩及其蚀变岩的稀土模式图图中数字同表5-7序号

表5-8　北祁连山构造蚀变岩相关成分化学分析结果表

续表

1）走廊南山南坡带矿化蚀变岩统计特征

据1997～1998年样品（下沟、尕大坂、居里沟、路孔沟等26个样）测试结果进行了因子分析，详见图5-25。

图5-25　北祁连山裂谷岛弧带岩（矿）石正交因子载荷矩阵和因子得分图

·元素点；＋样品点（图中数字同表5-8序号）

在北祁连裂谷－岛弧带岩（矿）石正交因子载荷矩阵图中：

北祁连山火山岩带金矿

沿F1主因子轴有独立集中的8元素因子组合，代表了以中酸性端员为主的含矿火山－沉积岩系与多金属成矿元素组合的特定关系。沿F2主因子轴由下至上，具有—（CO2）组合与＋(Ba、SiO2）组合，表明矿化蚀变岩中硅化、重晶石化与碳酸盐化是反消长关系。在零点区具As、Hg、Au、Ni、Co因子组合，暗示 Au元素地球化学行动的多样性。

又据矿化蚀变岩主因子载荷矩阵图（图5-26）获得：

北祁连山火山岩带金矿

图5-26　走廊南山南坡火山岩带含金蚀变岩主因子载荷矩阵图

北祁连山火山岩带金矿

沿F1、F2主因子轴的变化与正交因子载荷矩阵图显示的结果相似，SiO2、As并入F1正因子组合。在F1-F5图示中沿F，轴由左往右，出现—（Hg、CO2）和＋(Cu、Pb、Zn、Ag、Sb、Bi、As、Cr、S、SiO2），表明以酸性端员为主的含矿岩系中多金属、贵金属成矿元素组合的基本特征，碳酸盐化与硅化、黄铁绢云岩化呈反消长关系；F5主因子轴出现＋(Au），表明除形成伴生金类型外，作为金丰度高背景的中酸性火山岩质蚀变岩或多金属矿化带亦是金的矿源层，完全有可能形成独立的金矿床（点）。

除此之外，对哈熊沟、大柳沟、下柳沟、白柳沟等地区黄铁矿化中酸性火山岩质构造蚀变岩的谱样微机处理结果分别反映如下：

（1）据哈熊沟正交因子载荷矩阵图（图5-27、5-28）所示：

北祁连山火山岩带金矿

图5-27　哈熊沟构造蚀变岩正交因子载荷矩阵和因子得分图

·元素点；＋样品点

图5-28　哈熊沟构造蚀变岩正交因子载荷矩阵图

北祁连山火山岩带金矿

由F1-F2图中说明哈熊沟黄铁矿化蚀变岩带Mo与Cu、Zn、Bi和Au、Ag、As、Bi具有反消长关系；在F1-F。图中进一步反映了Sb与Pb、Hg、Bi呈反消长关系。这在下柳沟西山梁金矿中富Bi也是佐证。

（2）大柳沟（从铁矾沟至哈熊沟口）构造蚀变岩正交因子载荷矩阵分析（图5-29、5-30）。

图5-29　大柳沟构造蚀变岩正交因子载荷矩阵和因子得分图

·元素点＋样品点

图5-30　大柳沟构造蚀变岩正交因子载荷矩阵图

北祁连山火山岩带金矿

从F1F2图（图5-29）中可看出，沿F1、F2主因子轴，除F1右边的＋(Au、Sb、Hg、Zn）因子组合和F2主因子轴Mo、Pb组合外，其他元素都聚集于零点区内。F1-F3图与F1-F2图示不同的是由独立的＋(Cu）因子组合替代了＋(Mo、Pb）位置。Cu、Pb、Zn相关性差，Au、Sb、Hg、Zn形成独立的因子组合。

（3）下柳沟西山梁金矿点是赋存下柳沟多金属矿床蚀变带的西延部分，其构造蚀变岩正交因子载荷矩阵见图5-31、5-32。

图5-31　下柳沟西山梁构造蚀变岩正交因子载荷矩阵图

图5-32　下柳沟西山梁构造蚀变岩正交因子载荷矩阵和因子得分图

·元素点＋样品点

北祁连山火山岩带金矿

在F1-F2图内，由左向右，在零点区为 Au、Pb、Zn组合，在右侧形成独立的＋(Bi、Mo、Hg;Ag、Sb）主因子组合；由下至上，有独立的—（Cu、As）主因子组合。在F1-F。图上，沿F3主因子轴发生变化，在零点区为Cu、Zn、As组合，在上侧出现＋(Au、Pb;Ag、Hg）独立主因子组合，揭示了 Au、Ag贵金属与多金属矿化的相关性。

（4）白柳沟地区是下柳沟－弯阳河－下沟铜多金属矿带的东延部分，酸性火山岩构造蚀变岩成带分布，局部发现金矿化高点。据正交因子载荷矩阵图（图5 33、5-34）有：

北祁连山火山岩带金矿

图5-33　白柳沟构造蚀变岩正交因子载荷矩阵和因子得分图

·元素点；＋样品点

图5-34　白柳沟构造蚀变岩正交因子载荷矩阵图

从F1-F5图内显示＋(Au）为独立因子组合。

综合上述，对北祁连山走廊南山南坡裂谷岛弧火山杂岩带，除扩大伴生型金矿的找矿前景外，同时必须拓宽找矿思路，加强独立金矿床（点）的研究，以求金矿找矿上的突破。

2）托来山蛇绿岩杂岩带含金构造蚀变岩数理统计特征

根据1997～1998年度采样分析结果进行了微机处理，共计31个样品（16项分析项目）涉及川刺沟、红土沟、热水大坂、中铁目勒、深水槽等金矿床（点）区，详见图5-35。

北祁连山火山岩带金矿

从 F1-F2、F1-F5图中可见，在F1主因子轴右侧＋(Cr、Ni、Co;Sb、CO2）占有独立主因子组合的重要位置，Cr、Ni、Co组合为蛇绿岩背景的基性元素组合特征，Sb、CO：代表了低温成矿组合特征。在F2主因子轴上部＋(Pb、Zn、Ag）占有独立主因子组合的重要位置。在F5主因子轴上部出现（Au、Hg）独立的主因子组合，表明存在金的矿化条件，但属中低温热液型成矿特征。

另外对川刺沟金矿区与硫磺河金异常区还做了单独的数理统计研究。

图5-35　托来山火山岩带金矿化蚀变岩正交因子载荷矩阵图

图5-36　川刺沟金矿床构造蚀变岩正交因子载荷矩阵与因子得分图

·元素点；＋样品点（图中数字同表 5-8序号）

（1）川刺沟金矿床构造蚀变岩正交因子载荷矩阵如图5 36所示。

北祁连山火山岩带金矿

在F1-F2、F1-F3图中，基性元素（Cr、Ni、Co）组合为蛇绿岩背景的反映；（Cu、Zn）独立主因子组合的出现，表明该火山岩带仍应重视Cu-Zn型阴凹槽式矿床的找矿前景，同时，对Cu-Zn型矿床成矿作用相对较弱且又有Hg、Sb、Pb、As等元素叠加异常的区段要重视找Au。

（2）硫磺河金异常区光谱样品10元素分析结果经正交因子载荷矩阵和因子得分分析（图5-37、5-38）显示：

北祁连山火山岩带金矿

图5-37　硫磺河金异常区正交因子载荷矩阵和因子得分图

·元素点；＋样品点

图5-38　硫磺河金异常区正交因子载荷矩阵图

从F1F2、F1F5图上可看出，＋(Sb、Hg、As、Cu）占有主因子轴右侧位置；在F。主因子轴上方出现独立的＋(Au）主因子组合，为找矿提供了信息。沿F2主因子轴样品点按下、中、上三区集中。

硫磺河地区传统上归属冷龙岭的西段，此次考虑到景阳岭地区的特殊性，暂把它归属托来山火山岩带东延的北支部分。

矿床围岩蚀变特征

一、变形岩石学特征

1.变形岩石类型

金山韧－脆性剪切带中的变形岩石符合国际上公认的糜棱岩的定义和标志(Snolkeetal.，1988)，因此可归属于糜棱岩系岩石。根据叶理、拉伸线理的发育程度、残斑与基质的比例和粒度大小等，可进一步划分为糜棱岩、超糜棱岩和千糜岩等，其中糜棱岩及其中的石英脉构成矿体。它与区域变质岩的区别在于仅出现在韧性剪切带中，而且其中发育有韧－脆性剪切造成的拉伸线理和不对称显微构造。

2.变形岩石矿物组合

根据岩石粉末XRD衍射结果，金山金矿蚀变变形岩石糜棱岩和超糜棱岩岩石矿物组合列于表4－1。

由表4－1可知，糜棱岩矿物组合为石英、长石和伊利石，还有部分绿泥石、铁白云石和高岭石等，而超糜棱岩矿物组合为石英、长石、伊利石、绿泥石、铁白云石，还有部分黄锑矿等。糜棱岩中Q/Fel比值在0.38～5.13之间，Ill/Fel比值在0.30～0.46之间，而超糜棱岩中Q/Fel比值在0.14～2.00之间，Ill/Fel比值在0～0.54之间，这些说明石英和伊利石的形成不完全来自于长石的分解，流体作用过程中有K、Si组分的带入。

表4－1 江西金山金矿糜棱岩和超糜棱岩岩石矿物组合

注:Q—石英;Fel—长石;Chl—绿泥石;Ill—伊利石;Ank—铁白云石;Stibli—黄锑矿;Pyr—黄铁矿;Kao—高岭石。

3.剪切指向的确定

韧性剪切带是一种简单的剪切构造带，其应变椭球体在递进变形过程中发生旋转，并且长轴逐渐趋近于剪切方向。由简单剪切变形所产生的宏观与显微构造必然是不对称的，且有一定的规律，据此可以判别剪切带的剪切指向。金山金矿可供判别剪切带剪切指向的显微构造主要有:①不对称压力影的尾端指向;②旋转碎斑的尾端指向;③书斜构造;④S面理与C面理的夹角指向;⑤云母鱼;⑥剪切带内的不对称褶皱。

根据金山剪切带剪切指向的判断，指示剪切方向由北向南逆冲剪切。金山韧－脆性剪切带是在近SN向应力作用下，由北向南推覆剪切。在矿区范围内产生了差异性左旋运动，由其派生的NW—ES向力偶则产生了相应的差异性扭动(肖勇，2001)。

金山韧性剪切带微构造和显微构造特征(详见第三章)，表明金山含金剪切带属于Snoke et al.(1998)所称的“frictional-viscous”(摩擦－粘性)剪切带。

二、岩石变形的物理条件

1.韧－脆性剪切带形成的温度

韧－脆性剪切带中稳定的矿物组合为绢云母、绿泥石、钠长石和石英，没有新生的黑云母出现，说明形成温度较低，结合显微构造特征，确定韧性剪切带形成温度为300℃左右。这与石英包裹体以及绿泥石地质温度计所测得的结果是基本一致的。

2.韧－脆性剪切带的差异应力

由于动态重结晶作用很容易达到稳态阶段(林传勇等，1994)，因此，本书采用Mer-cier等(1977)的湿态条件下重结晶粒度应力计来确定韧性剪切带形成时的差异应力。

σ1－σ3=3.81d－0.71

式中:σ1－σ3是差异应力;d是重结晶石英颗粒粒度(单位:μm)。

根据金山金矿糜棱岩和超糜棱岩重结晶石英颗粒的粒度计算得到形成糜棱岩时的差异应力为66.58～80.14MPa，平均为72.2MPa;形成超糜棱岩时的差异应力为65.04～72.70MPa，平均为69.18MPa(表4－2)。据此推测金山韧性剪切带形成时的差异应力约为71MPa。

3.韧－脆性剪切带的应变速率

温度和差异应力确定之后，便可以利用岩石高温流变律推导应变速率

ε=Aexp［－H/RT］σn

式中:A=5.51×10－5;H(蠕变活化能)=15kcal/mol(1kcal=4.184J);R(气体常数)=1.99×10－3kcal/mol·K;T是绝对温度，K;σ是差异应力，kbar(1kbar=108Pa);n(应力指数)=4。

金山韧－脆性剪切带的形成温度为250℃，代入上式中，可得韧－脆性剪切带应变速率为(6.9～10.87)×10－13，平均为9.18×10－13(表4－2)。可见，金山韧性剪切带以低温、低应变速率、高差异应力为特征，形成于地壳的“frictional-viscous”转换带(Sno-ke et al.，1998)。

表4－2 金山金矿区变形岩石动态重结晶石英粒度及差异应力、应变速率和富林指数

三、岩石的变形机制和行为

金山韧－脆性剪切带属于剪切变形，是单剪作用下形成的低角度旋转变形构造带。有限应变分析是研究物体变形机制的有效方法。沿岩石的XZ面和Y面切制定向薄片，测量石英颗粒在X，Y，Z方向上的长度，按照富林指数公式K=(X/Y－1)/(Y/Z－1)求出富林指数(表4－2)，由表4－2可知，金山韧性剪切带变形岩石K＜1，超糜棱岩岩石的K值小于糜棱岩岩石，说明岩石为压扁变形，超糜棱岩岩石的压扁程度大于糜棱岩岩石。

石火生(1997)根据先存面理与剪切带的夹角，求得金山韧性剪切带的剪应变γ=0.61，剪切位移S=600m。

四、变形岩石结构、构造的指示意义

根据剪切带岩石的结构、微构造和显微构造特征，金山韧－脆性剪切带岩石的变形具有以下成因和演化特点:

1.转换构造

韧－脆性剪切带的演化是一个复杂的过程。剪切带各个阶段形成的构造，常常在持续变形过程中发生形态和性质的转换，产生变异甚至消失，因此，在内容和形式上都产生了变化。转换构造在金山韧性剪切带中比较发育，它反映了地质体在不同的温度、压力、变形速率及不同外力作用下，从形成到定型之间的内容和形式的转换。如剪切带中孤立的δ构造、σ构造以及限制在一定区域的S－C面理构造。

2.岩石降温变形

由于温度的不同，岩石塑性变形机制有所差异，岩石的结构也有所不同，因此可以根据变形岩石的微构造来判别岩石变形的相对温度。在低温条件下，岩石的塑性变形机制主要为位错滑移、双晶滑移、扭折和解理裂隙等;在高温条件下，岩石塑性变形机制主要有位错攀移、体扩散和表面扩散等。低温和(或)高应变速率下，变形的岩石具有低的恢复速率与应变速率比，这时，形成的糜棱岩岩石粒度较细、晶格缺陷密度较高。这类岩石主要在低级变质变形作用中产生，或者在高级变质变形作用的退化阶段叠加于早期岩石变形的结构之上。高温和(或)低应变速率下，变形的岩石一般具有较高的恢复速率应变速率比(主要取决于岩石的矿物组合)。高温下变形的岩石，由于应变恢复速率与变形速率几乎同步进行，因此，它所表现出来的岩石结构一般为静态的退火作用或者是无应变的。在高温条件下，矿物晶体恢复速率/应变速率比较高，易形成退火糜棱岩;而在低温条件下，矿物晶体恢复速率/应变速率比低，易形成退化糜棱岩或者碎裂岩(Hatcheretal.，1998)。退化糜棱岩与低的应变速率有关，与变形过程中温度降低有关。有关退化糜棱岩、退火糜棱岩和碎裂岩之间的演化关系可用图4－1来解释。

图4－1 碎裂岩、退化糜棱岩和退火糜棱岩演化关系(据Robertetal.，1995)

在金山金矿糜棱岩型矿石中，岩石的变形表现为降温变形，例如黑云母的膝折、石英经布丁变形而成为扭折都说明岩石的变形为降温变形。石英高度变形但重结晶数量少说明石英也是低温变形的。所以说金山金矿糜棱岩型矿石的糜棱岩为退化糜棱岩，而在含金石英脉型矿石中，岩石的变形主要表现为石英颗粒的边缘细粒化和晶内细粒化，说明该类岩石的变形处于糜棱岩化的初始阶段。

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3.5.1 蚀变类型

矿床围岩蚀变种类较多，主要为绢云母化、绿泥石化、碳酸盐化、硅化，还有黄铁矿化、磁铁矿化、白云母化，表生期的风化作用有褐铁矿化。

3.5.1.1 绢云母化

在矿床中广泛发育，主要分布在含矿花岗斑岩体内外接触带，为面型蚀变。绢云母主要选择交代斑岩中的斜长石斑晶或火山碎屑岩中的斜长石晶屑，斜长石斑晶被交代后仍保留斑晶外形（图3.54）。而钾长石斑晶或晶屑的绢云母化甚弱。在强绢云母化地段，绢云母还交代斑岩基质中的微晶状长石（图3.55），或沿火山碎屑岩玻屑边缘交代，形成较清晰的镶边结。交代充填成因的绢云母多呈不规则脉状沿构造破碎带、隐蔽爆破相岩石或斑岩及火山碎屑岩微裂隙分布。蚀变而成的绢云母为浅黄—浅黄绿色，呈细片状、板条状，集合体多呈鳞片状，粒度细小，粒径 0.03～0.05mm。总体上，矿田绢云母蚀变延续时间长，从成矿早期到晚期均有绢云母化。

图3.54 含矿花岗斑岩中斜长石斑晶绢云母（Ser）化

图3.55 花岗斑岩中基质绢云母（Ser）化

3.5.1.2 绿泥石化

绿泥石化在矿田十分发育，主要分布于花岗斑岩体中心部位，岩体边部和靠近岩体的围岩局部可见。表现为长石斑晶完全或不完全被绿泥石交代，但仍保留完好的斑晶外形（912队，2005）。在强绿泥石化地段绿泥石还交代基质中的长石（图3.56，图3.57），绿泥石主要呈灰绿色。另外，在构造裂隙及层间破碎带中也见有较强的绿泥石化，其主要呈脉状、不规则脉状（图3.57）或网脉状产出（912队，2006）。

图3.56 含矿花岗斑岩中晶形完整的绿泥石（Chl）

图3.57 含矿花岗斑岩中团块状绿泥石化（Chl）

不同产状和不同阶段形成的绿泥石，其颜色有一定的差异：早期形成的绿泥石为黄绿色，多呈细小纤维状、扇形放射状、束状集合体；晚期绿泥石为暗绿色，以脉状充填为主（图3.58），呈线型分布；网脉状绿泥石为黄绿色、绿色；灰绿色绿泥石与石英和铁锰碳酸盐矿脉一起产出（图3.59）。绿泥石的主要成分为含铁绿泥石、蠕绿泥石（孟祥金，2008）。

3.5.1.3 碳酸盐化

碳酸盐化蚀变分布较为普遍，形成时间稍晚于绢云母化及绿泥石化，发育在含矿花岗斑岩、流纹斑岩及火山碎屑岩中。蚀变矿物主要有铁锰碳酸盐及方解石等（912队，2006）。

铁锰碳酸盐以MnCO3-FeCO3系列广泛发育，其碳酸盐的亚种有：富锰菱铁矿、锰菱铁矿、富铁菱锰矿、富镁菱铁矿、镁菱铁矿、菱铁矿。本次对铁锰碳酸盐进行了较详细的矿床矿物学研究，详见本书第4章4.2节。铁锰碳酸盐化主要表现为沿长石斑晶、晶屑的裂隙边缘交代（图3.60），呈不规则环带状；少量的呈粒状集合体不均匀分布于早期绿泥石、绢云母等蚀变矿物中，呈交代残余结构（图3.61）、镶边结构。交代充填成因的铁锰碳酸盐，呈集合体沿岩石裂隙交代充填，常与其他蚀变矿物（绿泥石、石英等）共生（图3.62）。

图3.58 暗绿色绿泥石（Chl）呈网脉状填充在钾长石（Kfs）颗粒间

图3.59 含矿花岗斑岩中绿泥石（Chl）呈脉状与铁锰碳酸盐（Fer）脉共生

图3.60 铁锰碳酸盐（Fer）交代钾长石斑晶（Kfs）边缘，钾长石斑晶边缘呈锯齿状

图3.61 铁锰碳酸盐（Fer）交代绢云母化斜长石（Pl）（注意照片标注呈交代残余结构）

图3.62 铁锰碳酸盐（Fer）-石英（Qtz）-绿泥石（Chl）脉沿岩石裂隙交代充填

图3.63 花岗斑岩裂隙中的方解石（Cal）细脉

（据孟祥金，2008）

方解石多呈粒状集合体充填于岩石裂隙中（图3.63），呈细脉稀疏状分布，脉宽5～15mm，脉体一般发育在含矿斑岩体的外带晶屑凝灰岩中，距赋矿斑岩体数百米仍能见到方解石脉。方解石为白色，半自形—他形粒状，粒径0.2～0.5mm，属矿田蚀变最晚阶段的产物。

3.5.1.4 硅化

硅化或单独产出，或与其他蚀变矿物紧密共生。主要产于花岗斑岩、流纹斑岩或火山岩中，呈致密状或细脉状产在断裂、裂隙中（图3.64），硅化后使岩石变得坚硬（912队，2006）。在蚀变斜长石中，硅化形成他形粒状石英，粒径0.05～0.15mm，结晶程度较低。在蚀变钾长石中硅化石英呈他形粒状集合体不均匀分布（图3.65），或沿蚀变斑晶、晶屑边缘分布，呈镶边结构或完全交代原来斑晶矿物形成聚斑晶，有时硅化石英细网脉可切割斑晶或晶屑，有时沿裂隙充填，其脉幅可达10～25mm。硅化多与铁锰碳酸盐、绢云母、绿泥石等蚀变矿物共生（孟祥金，2008）。

图3.64 矿石中硅化石英（Qtz）呈他形细脉沿铁锰碳酸盐（Fer）裂隙充填交代

图3.65 花岗斑岩中硅化石英（Qtz）呈他形粒状集合体沿钾长石（Kfs）边缘及裂隙交代

3.5.1.5 黄铁矿化

黄铁矿化具有矿化与蚀变双重意义，主要分布于断裂破碎带中及附近，呈中细粒—微细粒状（图3.66）自形状产出，亦有呈（微）细脉状及细脉浸染状产出（图3.67）。

图3.66 含矿花岗斑岩中呈中细粒—微细粒状自形—半自形黄铁矿（Py）

图3.67 含矿花岗斑岩中呈细脉浸染状产出的黄铁矿（Py）

3.5.1.6 磁铁矿化

主要分布于斑岩体与火山岩中层状铁锰碳酸盐岩的接触带，远离接触带则磁铁矿化明显变弱直至消失，在下鲍矿区铁锰碳酸盐含矿层中较发育（图3.68）。交代成因的磁铁矿核部主要成分为锰菱铁矿，说明蚀变磁铁矿系交代层状铁锰碳酸盐中的锰菱铁矿而成。

图3.68 银铅锌矿石中半自形粒状结构的磁铁矿（Mag）分布在铁锰碳酸盐（Fer）中

3.5.1.7 白云母化

较为常见，但规模小。斑岩中的黑云母斑晶或微晶都被白云母部分交代，沿解理有铁矿物析出（图3.69）。此外还交代绢云母化斜长石，此种白云母为细鳞片状绢云母重结晶而成，具花瓣状外形。

图3.69 花岗斑岩中黑云母斑晶白云母（Ms）化

3.5.1.8 赤铁矿化

呈网脉状、脉状、角砾状，充填于岩石裂隙带中。赤铁矿为紫红色、赤红色的粉末状集合体，主要分布于银路岭岩体下接触带及外带晶屑凝灰岩中（孟祥金，2008）。

3.5.2 蚀变作用期次

根据矿田内蚀变矿物组合在空间上的分布规律、蚀变矿物相互关系及蚀变脉体相互穿切关系，大致将矿田的蚀变作用划分为早晚两期（孟祥金，2008）。

3.5.2.1 早期蚀变

以绢云母、绿泥石化蚀变发育为主，以及少量硅化。发生在矿田爆发较大规模的隐蔽爆破作用，形成隐爆角砾岩时期。这一时期发生广泛的水解作用（氢交代）形成了岩体内缺乏分带的绢云母化、绿泥石化以及少量硅化，主要表现为黑云母、钾长石、斜长石的分解，形成一系列的含（OH）的片状矿物，如绿泥石、绢云母以及石英等，同时可有部分碳酸盐出现，伴生弥漫状均匀分布的黄铁矿化。同时，在斑岩体侵入火山岩地层中的层状铁锰碳酸盐岩层发生磁铁矿化蚀变。在靠近斑岩体部位发育由锰菱铁矿蚀变而成的磁铁矿，远离岩体则磁铁矿含量明显减少直至消失。

3.5.2.2 晚期蚀变

主要有两种作用：一种为早期的水解作用继续进行，形成大量的绢云母化与绿泥石化，并伴有少量的粘土化；另一种为碳酸盐化。本蚀变期大致分为3个阶段：

（1）绿泥石-绢云母化阶段

发生在斑岩体内，蚀变矿物主要有绿泥石、绢云母，其次有黄铁矿、石英等。主要表现为绿泥石交代钾长石斑晶，部分交代基质中的长石；绢云母交代斜长石斑晶，偶见有绢云母交代绿泥石矿物；石英与绿泥石、绢云母一起交代长石斑晶；黄铁矿呈浸染状分布。

（2）绢云母-碳酸盐化-硅化阶段

主要分布于岩体接触带，遍及整个斑岩体。蚀变矿物主要有绢云母、黄铁矿、铁锰碳酸盐和石英，次有绿泥石。主要表现为绢云母交代斜长石，部分交代钾长石及早期绿泥石，铁锰碳酸盐往往叠加在绿泥石化钾长石之上，硅化石英与绢云母、铁锰碳酸盐一起交代长石斑晶。

（3）碳酸盐-绢云母化阶段

主要分布于岩体接触带及外带火山岩，蚀变矿物主要有铁锰碳酸盐、绢云母和方解石，其次有石英、黄铁矿、萤石等。主要表现为铁锰碳酸盐交代长石斑晶或晶屑；绢云母交代长石晶屑，部分呈细脉状产出；方解石呈脉状，分布于火山岩中；硅化石英往往与铁锰碳酸盐或方解石组成脉体，少数与萤石矿物组成脉体。

矿田的银铅锌矿化作用主要发生在晚期蚀变的第二和第三阶段。

3.5.3 蚀变分带

从冷水坑矿田蚀变矿物组合及蚀变的空间分布看，矿化蚀变具有一定的分带性。矿田蚀变分带主要受银路岭花岗斑岩体及其接触带控制，以银路岭花岗斑岩体为中心，蚀变类型和蚀变强度呈规律性的变化：绿泥石化普遍发育，以岩体内带最强，向外逐渐减弱；绢云母化在岩体内较为发育，在接触带最强，接触带两侧逐渐减弱；碳酸盐化在岩体内带外带较强，而接触带相对较弱。综合矿田蚀变矿物组合及蚀变程度的空间分布规律，由岩体内向外蚀变可以分为绿泥石-绢云母化带、绢云母-碳酸盐-硅化-黄铁矿化带及碳酸盐-绢云母化带（图3.70；表3.2）。

图3.70 冷水坑矿田100号勘探线围岩蚀变分带

（据912队，1988，有修改）

1—绿泥石-绢云母化带；2—绢云母-碳酸盐-硅化-黄铁矿化带；3—碳酸盐-绢云母化带；4—上侏罗统打鼓顶组；5—上侏罗统鹅湖岭组；6—下石炭统梓山组；7—上震旦统老虎塘组；8—花岗斑岩；9—钾长花岗斑岩；10—闪长玢岩；11—推测断层；12—实测断层

表3.2 冷水坑矿田蚀变分带特征及其矿化特点

（据孟祥金等，2008）

（1）绿泥石-绢云母化带

发育于岩体内带，以绿泥石化为主，处于岩体中心，产出最大厚度300～350m，主要发育于-200m标高以上，蚀变程度中等—较强。在平面上呈不规则椭圆状，剖面上呈大透镜状，部分出露地表，在带中黄铁矿化蚀变程度较强。蚀变矿物组合类型：绿泥石-绢云母-石英-黄铁矿，铁锰碳酸盐-绿泥石-绢云母，局部见泥化-绢云母-黄铁矿（表3.2）。该带中隐爆作用较弱，可见碎裂花岗斑岩，矿体规模较小，多呈透镜状，矿化以细脉状和浸染状相间产出。

（2）绢云母-碳酸盐-硅化-黄铁矿化带

大致围绕绿泥石-绢云母化带分布，主要发育在岩体上接触带及近根部带，蚀变范围较广。平面上呈半环状，在剖面上表现为上厚（约200m）下薄（约50m）的特点，蚀变程度相对较绿泥石-绢云母化带强，大多已全岩蚀变，黄铁矿化在该带中蚀变程度最强。主要矿物组合为绢云母-铁锰碳酸盐-石英-黄铁矿、绢云母-石英-黄铁矿，少量的绢云母-绿泥石-石英蚀变矿物组合。该带不仅花岗斑岩的斑晶和基质均具较强烈的绢云母化，同时又是隐爆斑岩、隐爆碎屑岩分布最多的地方，是主要铅锌矿体赋存的部位，矿体以似层状产出，矿化以浸染状为主，细脉状次之。

（3）碳酸盐-绢云母化带

位于岩体外围火山碎屑岩中，厚50～150m，局部达300m，在岩体内仅20～30m，蚀变程度较强。在该带中叠加有中等—弱程度的黄铁矿化，蚀变组合为铁锰碳酸盐-绢云母-石英。偶见隐爆作用后期熔化贯入碎屑岩的分布，仅有零星的脉状矿化，以脉状产出为主（孟祥金，2008）。

上述蚀变分带并不具有明显的界线，通常各带呈渐变过渡关系，冷水坑矿田不具明显的钾硅酸盐化蚀变，而发育“氢交代”作用，硅化蚀变也比典型的斑岩铜（钼）矿床的弱。冷水坑矿田的面型蚀变类型及其分布规律说明含矿斑岩形成于较为开放的环境，由深部岩浆房分异出来的挥发组分在斑岩顶部没有形成大规模的集聚，由此形成的流体温度下降迅速，未与斑岩和围岩发生较为充分的反应。矿田大量发育与矿化密切相关的“氢交代”蚀变以及大量的碳酸盐化蚀变，进一步表明矿化主要发生在中温阶段（280～420℃）。

方解石玉不值钱。

方解石玉是一种碳酸盐类的玉石，属于大理石，玉质白皙透亮，常被雕刻成一些精致的手镯和摆件，质地疏松、颗粒大的白色方解玉石可用作建筑材料。由于方解石玉在外观上与和田白玉极为相似，产量大，已经成为了和田白玉的高档替代品，因此方解玉石并不值钱。

方解石是石灰岩和大理岩的主要矿物，石灰岩可以形成溶洞，洞中的钟乳石、石笋等其实就是方解石构成的。在泉水中可沉积出石灰华，在火成岩内亦常为次生矿物，在玄武岩流的杏仁孔穴中，沉积岩之裂缝内常有方解石充填而成细脉，或透过生物学作用，以贝壳或岩礁的方式产出。

方解石玉的保养方法

方解石玉要避免同硬物相碰撞。毕竟方解石玉的硬度不是特别高，一旦碰撞之后便有可能会出现裂纹，即使有一些裂纹眼睛看不出来，可实质上它的内质已经受到了影响，它里面的结构已经受到了破坏，所以便会影响着它的完美度和价值。

方解石玉不应该接触到灰尘。一旦方解石玉表面有灰尘时，最好是利用软毛刷来清洁一番，倘若是表面出现了污垢或者油渍时，那么不妨就利用肥皂水刷洗一番，并使用清水去冲一冲，便能够实现方解石玉的保养目的。

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