（五）岩浆型和产于侵入体中的热液脉型银矿床

矿床的时空分布规律~

4.2.1.1 时间分布规律
（1）关于热液矿床的成矿时代与花岗岩成岩时代的关系
热液矿床是指通过含矿热液作用而形成的后生矿床（姚凤良等，2006）。热液可以是岩浆成因热液、变质成因热液、建造水热液、大气水热液、幔源初生水热液等。所谓后生，明确包涵了矿化作用相对于赋矿围岩时间上的滞后性。这对于后四种热液成因矿床较易把握，但对于岩浆成因热液形成的热液矿床，往往易被出露的多期次侵入岩所扰乱。
与岩浆成因热液有关的热液矿床，可大致分为矽卡岩型、斑岩、高—中—低温热液脉型两大类，且常见的多与中酸性侵入岩有关。热液矿床形成时代与侵入岩成岩时代的间距，主要取决于两个方面：一是矿床有用矿物组合的形成温度；二是岩浆热液演化、运移进程的快慢。对于矽卡岩-斑岩而言，岩浆作用同期或晚期即成矿，故而成岩与成矿年龄大致相当，如本次研究中笔者测得邢家山矽卡岩-斑岩钼钨矿床母岩成岩时代为157±2Ma（LA-ICP-MS锆石U-Pb法）、辉钼矿年龄为158.9±0.9Ma（辉钼矿Re-Os法，丁正江等，2012），冷家斑岩型钼矿母岩成岩时代为113.4±1.8Ma（丁正江等，2013），辉钼矿年龄为113.5±1.6Ma（辉钼矿Re-Os法，李杰，未发表），均大致相当。对华北地区铜钼矿成矿年龄及相应花岗岩年龄的统计结果也显示，矽卡岩-斑岩型铜钼矿成矿年龄大致相当于或晚于相对应岩体成岩年龄最多1.1～5.5Ma（简伟等，2010；杜保峰等，2010）。
而对于高—中—低温岩浆热液脉型矿床来说，矿体严格受构造控制，赋矿围岩与成矿时代无必然联系，通常成矿要晚于围岩至少5～10Ma以上，不能用围岩花岗岩的成岩时代来替代成矿时代，比如，胶东金矿中最新的围岩郭家岭型花岗闪长岩成岩时间比成矿时间要早约10Ma（刘光智，2003），新太古代TTG岩系的成岩年龄就不能作为产于其中的中生代石英脉型金矿的形成年龄。此类矿床成矿时代的确定，需要首先弄清热液来源，精确测定与其密切相关、有成因联系的侵入岩的年龄，从而对比推断成矿的大致时代，或者利用矿石矿物来进行同位素直接定年。
（2）胶东地区贵金属及有色金属矿成矿时代分布
成矿是成岩的一类特殊表现形式，其形成、演化和时空分布也总是与一定的构造动力学背景密切相关，受其制约。胶东地区中生代以来，自三叠纪末开始，开创了该区成矿的一个崭新时期。伴随着各时期、各阶段岩浆的演化，不断有新的矿床的形成。胶东地区金矿成矿时代研究甚多，逐渐形成了一套明细的时间表（表4.5），相对来说有色金属矿产的研究则较少（孙丰月等，2011；丁正江等，2011，2012，2013；李杰，2012；李杰等，2013），对于其成矿时代的总结也相对稀缺。图4.1中统计了2000年以来测试的胶东金矿绢云母、流体包裹体、石英、锆石、独居石年龄，造山型金矿成矿年龄范围为114.1～125.3Ma，可代表该期金成矿年龄，即胶东金矿主要形成于115～125Ma；胶莱盆地东北缘地区金矿，受鹊山变质核杂岩构造控制，与区域上燕山晚期早阶段构造岩浆作用有关，综合认为，胶莱盆地东北缘地区金矿主要成矿作用应与金成矿期同期；而邢家山钼矿辉钼矿Re-Os法测年结果为158.7±2.5Ma（丁正江等，2012）；尚家庄钼矿辉钼矿Re-Os法年龄为约116Ma（李杰，2012），冷家斑岩型钼矿和南台受隐爆角砾岩筒控制的斑岩型铜矿的成矿花岗岩锆石U-Pb法年龄为113～114Ma（丁正江等，2013）；其他多金属矿缺乏较直接测年年龄，福山地区香夼铜铅锌矿成矿花岗闪长斑岩锆石U-Pb年龄为120.6Ma、127.6Ma，后者与区域上的地质作用较为和谐，且王家庄铜锌矿区石英闪长玢岩锆石U-Pb年龄为133.7±2.1Ma，推测该期成矿年龄应为135～125Ma。胶东地区较广泛发育的中低温热液脉型多金属矿床，仅有绢云母K-Ar法年龄，范围在98.63～104.36Ma之间（孙丰月等，1995；杨进辉等，2000；王义文等，2002；张连昌等，2002），鉴于此方法经常结果偏大，推测该区成矿时代应＜100Ma。而卡林型金矿则应与区域上的大规模强烈伸展有关，时间在早晚白垩世分界点之后，即近100Ma以来，根据太平洋板块多次活动规律，推测此期作用持续期间应为100～90Ma。

图4.1 胶东金矿成矿时代分布直方图

（据宋明春，2012，内部资料）
表4.5 胶东中生代主要贵金属有色金属矿床成矿年代表


续表


总体来看，胶东贵金属、有色金属成矿作用大致分为六期，即三叠纪晚期（～205Ma？），晚侏罗世早期（160～155Ma），早白垩世早期（135～125Ma）、中期（125～115Ma）和晚期（115～100Ma），晚白垩世早期（100～90Ma）。成矿时间分布规律见表4.6。由早至晚，成矿作用背景逐渐由拉张环境向挤压环境再向大规模伸展环境转变，成矿元素及成矿类型由简单向复杂演变，成矿深度也逐渐变浅，成矿规模由小向巨大再向较小变化，反映了古太平洋板块俯冲对该区贵金属、有色金属成矿作用的影响。
表4.6 胶东地区成矿作用时间表


续表


①荣成大疃刘家铍矿，成矿时代可能更晚，暂放此处；②黑体元素表示矿化程度高。
4.2.1.2 空间分布规律
（1）大型构造控制着大型、超大型矿床
大型超大型矿床的形成是充足的成矿物质、充裕的容矿空间、充分的成矿作用等因素相互耦合的产物，上述条件缺一不可。而大型构造形成的控矿系统往往能够满足上述条件。大型构造通常导通着深部构造-岩浆-流体体系，是深部流体上升的重要通道，同时也是流体在中上地壳层次进行大规模运移发生物质与能量交换的重要场所。大型构造因其构造带规模大、活动时间长、多期次活动，而使得构造带内破碎扩容空间大，相对导通性好，同时倾角较缓，流体能够大规模涌入，并充分发生交代作用，形成宽厚的蚀变带，成矿物质不断在此富集，物理化学条件逐渐变化，最后在适当的温压、酸碱度、氧逸度等条件下，成矿物质发生沉淀，富集形成矿床。表现为，胶东西北部三山岛断裂、焦家断裂、招平断裂等控制着胶东地区全部超大型矿床、绝大部分大型矿床的产出。前已述及，上述三条断裂实际上是早期的同一条，类似宽缓的复式背形（轴向为NE向）的波状起伏断裂，可延续到桃村断裂。孙丰月等（1995）预测，该断裂在栖霞地区呈隐伏状态，成矿潜力比胶西北地区更大。
（2）矿床分布受近EW向和NE—NNE向构造体系联合控制规律
矿床的分布受区域性EW向基底构造和NE、NEE向构造带的复合控制，同时受到前寒武纪地层的影响。表现在：
1）主要成矿区带呈EW向排列。自西向东依次分布有莱州西部成矿带、招平成矿带、栖蓬福成矿区、胶莱盆地东北缘成矿区、牟乳成矿带、文威成矿带、荣成成矿区。各成矿带在空间形态上长轴主要为NE—NNE方向展布，反映了受EW向基底构造与NE、NNE方向构造复合控矿的特征，同时各成矿带都或多或少的有前寒武系的影子。
2）大型金矿田处于两组构造交汇部位。而矿田在各自矿化带内呈NE或NNE向展布，大型矿床往往位于“V”字形、“X”字形构造交汇处。具体表现在区带中，则是形成若干个（特大）大中型矿床集中产出的矿田，如招平成矿带中的焦家金矿田、玲珑金矿田、大尹格庄-夏甸金矿田和旧店-大石桥金矿田等（图4.2），栖蓬福成矿区中的黑岚沟地区金矿田、栖霞金矿田、福山铜钼多金属矿田，荣成成矿区的伟德山地区的铜钼铅锌银金多金属矿田等；原因在于该区金矿床主要受基底构造和晚期NE—NNE向韧性—脆性断裂构造两重控制，一方面沿构造空间发育的NE—NNE向断裂发育，同时又在两组构造交汇形成的构造空间膨大处富集，类似于南澳大利亚奥林匹克坝地区的“构造节”（theTethyan TwistSignaturePoint；G点，NNW向断裂与NEE向断裂交汇处）控矿规律，显示呈丛聚性分布特点。同时，两组构造交汇处，尤其是区域性深断裂（多为中生代盆缘断裂）与次一级断裂构造交汇处是伟德山花岗岩产出的有利部位，相应地存在较多的较好的斑岩型及有关的铜钼铅锌银金多金属矿床，如伟德山地区、胶莱盆地北缘地区的多金属矿床。
3）矿床具分带分段富集规律、丛聚性规律、对称性分布规律。胶东地区矿床，从控制矿体空间定位的主导因素来看，总体上主要受基底近EW向褶皱构造（可能形成于中晚元古代的几次地层褶皱变质变形期）和中生代扬子板块与华北板块两次碰撞形成的NE—NEE向构造带控制，矿床的产出由NW向SE，矿种由Au（Ag）→Cu、Mo、Pb、Zn、Ag（Au）→稀有元素，矿床类型由产于挤压大背景下、严格受构造控矿的造山型→产于拉张背景下、受拆离断层控制的中低温热液脉型→严格受小侵入体控制的斑岩型矿床，呈规律性变化趋势。

图4.2 招平成矿带矿床丛聚分布图

1—胶东岩群；2—荆山群；3—玲珑花岗岩；4—郭家岭花岗闪长岩；5—滦家河花岗岩；6—艾山花岗岩；7—断裂；8—金矿床
矿床在空间上有序分布，表现为胶东金矿具有“东西成带、南北成串”，棋盘格式分布、对称分布的特征（李宏骥，1996；图4.3），由此也形成了矿床的丛聚性规律和对称分布规律（孙丰月等，1995）。牟乳成矿带金矿基本上受南北6 条近EW向褶皱控制，在节点上成矿（图4.4；谢宏远等，1999；贺振，2003）；三山岛成矿带仅三山岛—北部海域一带金金属资源量即已达上千吨，充分体现了矿化的聚集性。

图4.3 胶东地区构造控矿格架图

（据李宏骥，1996）

图4.4 牟乳成矿带主要矿床矿体水平投影图

（据谢宏远等，1999）
受构造控制的矿床，以各类金矿床为代表，主要赋存于各主要NE—NNE向断裂构造或近EW向拆离断层中，以造山型金矿为主、中低温热液脉型为辅，矿体以脉状、透镜状、似层状发育，如招远-莱州地区、牟平-乳山地区中生代盆地边缘地区金矿；受岩体控制的矿床，则集中产出于各侵入岩体中，围绕岩体分带出现，矿体以似层状、脉状、透镜状、不规则脉状，如伟德山地区的铜钼铅锌银金多金属矿床，以斑岩型矿床为主、中低温热液脉型矿床为辅。邓格庄矿区富金矿体在走向上一般分布于NNE向断裂的转折地段，倾向上分布于断裂产状由陡变缓的过渡部位，反映出成矿期处于挤压应力状态（见图3.13）。
由于在两组构造的节点成矿，故而存在对称分布规律。如同源的倾向相对的三山岛成矿带和焦家成矿带，二者矿床出露显示出近EW向对称分布的规律（图4.5），而且矿床级别的矿体分布也表现出相应规律，剖面上由于上述二者主断裂性质一致，分段富集也形成了垂向上的对称分布。
4）矿床呈等距性分布规律。构造带和构造形迹空间展布的韵律定向性和间距的倍数性是构造距离的两个特点（翟裕生，1984）。区内控矿构造的等距性和矿液流动方向及叠加程度导致了矿床呈等间距展布，如前述“结点”控矿、对称分布等，都具有等间距展布特点，包括成矿带中各矿田的空间产出（见图4.2）。

图4.5 三山岛、焦家成矿带主要金矿体呈近似等距及侧伏对应分布

5）不同类型矿床的空间分布与伟德山岩体有远近关系。总的来看是，空间上，典型的、矿化好的、规模宏大的焦家式金矿远离伟德山花岗岩，盘马式、玲珑式金矿矿区外围可见伟德山花岗岩，而燕山运动晚期阶段的斑岩型、中低温热液脉型铜钼铅锌银金多金属矿接近或产于伟德山花岗岩中（宋明春，内部资流，2011；李杰，2012）。此规律对于野外地质找矿具有一定的找矿类型上的指导意义。但从成因上看，主成矿期（125～115Ma）的金成矿作用与伟德山花岗质岩浆活动应无直接关系。
6）不同矿床空间共生规律。主要表现为受同一成矿系统控制的多种类型、多种矿种矿床的共生，显示出该区成矿作用的多期多阶段性。如，胶西北地区焦家式金矿与玲珑式金矿的密切共生（见图3.13）；福山北部地区邢家山式钼钨矿床、王家庄铜锌矿床、隆口金矿床，同受吴阳泉断裂及其次级断裂构造系统控制，自燕山早期至燕山晚期经历了三期成矿作用，不同类型不同矿种相互共生；等等。
（3）矿体的定位受应力引张部位控制
1）侧伏规律：是胶东地区金矿找矿的最重要的规律之一。主要表现为，胶西北地区压扭性断裂控矿者，主要表现为NE向（主断面东倾；图4.6）或SW向（主断裂西倾；图4.7）侧伏规律。但对于张性陡倾断裂，由于构造应力作用的不均一性，表现出的侧伏规律则不统一（见图4.4），需在具体矿区勘查工作中加以个别总结。

图4.6 黄埠岭金矿10号脉垂直纵投影图

（据唐宇等，2012）

图4.7 焦家金矿床Ⅰ号矿体垂直纵投影图

（转引自倪振平等，2011）
2）尖灭再现规律：受构造扩容空间及热液脉动式运移影响，常见矿体尖灭再现现象。一是平面上，沿矿脉延伸方向，出现矿化的强弱变化，矿体之间形成无矿间隔（图4.5）；无论主干断裂还是次级断裂控矿，控制矿体产出部位往往是构造带的肥厚处，而且非断裂的转弯处，而是该转弯处的附近，是断裂产生局部引张开启部位（图4.8，图中的P或S2方向上）。二是剖面上，或者与应力作用性质及热液活动有关（受断裂构造控制者），或者与热液矿化的分带性有关，在垂向上出现尖灭再现，而前者主要沿矿化延深（长轴）方向出现，主要也是受构造张力形成的扩容空间的分布有关（图4.9，三山岛一、二阶梯成矿），宋明春等（2010）形象地称作阶梯式成矿；后者则可见不同深度（可垂直于矿体长轴方向）不同矿体的出现，叠瓦状分布规律是其中一种。

图4.8 焦家断裂带金矿床分布示意图


图4.9 河西金矿床蚀变带形态平面图

（据沈少莹等，1997）
矿体的尖灭再现表现出的深层次原因是，矿体赋存空间形态规模的不稳定性，一般来说是局部扩容空间矿体较为厚大，挤压空间则变薄甚至矿化中断。从掌握的情况来看，胶东西北部地区金矿，指主断裂构造中金矿体，基本上受压性/压扭性应力控制，故而出现剖面上较缓处矿体厚大，而较陡处矿体尖灭的现象，平面上亦是如此（图4.10～图4.12）。
3）叠瓦状分布规律：一是成矿前受应力作用影响，赋矿构造呈叠瓦式、斜列式分布，后期热液充填，形成叠瓦式分布的矿体；二是矿体受后期断裂破坏，逐次位移，形成的叠瓦式分布（图4.13）。
4）不同级别或同一级别的裂隙构成网脉控矿。变现为手标本尺度的，小型裂隙组合对矿化的控制，矿化细脉主要沿张裂隙网络发育（图4.14）。
（4）矿化、蚀变类型的分带性及共生规律
1）不同控矿系统控制的矿化。表现为，受断裂系统控制的矿化主要为蚀变岩型和石英脉型金矿化、蚀变岩型和石英脉型多金属矿化，处于相对北西侧；受伟德山花岗岩控制的斑岩型、热液脉型多金属矿化处于相对南东侧，这与区域上构造单元走向大体一致。

图4.10 三山岛北部海域矿区Ⅰ矿体剖面示意图

（据山东省第三地质矿产勘查院，2013）

图4.11 仓上主干断裂成矿期活动机制示意图

（转引自郭春影，2009）

图4.12 仓上459线断裂及控矿特征

（转引自郭春影，2009）
①砂质黏土；②混合岩化斜长角闪岩；③黄铁绢英岩化斜长角闪质碎裂岩；④黄铁绢英岩质碎裂岩；⑤黄铁绢英岩化花岗质碎裂岩；⑥金矿体
2）相同控矿系统内矿化。同受断裂系统控制的蚀变岩型和石英脉型金矿化（如胶西北金矿、牟乳带金矿），与蚀变岩型和石英脉型多金属矿化（如文威带多金属矿、胶莱盆地东北缘多金属矿）相比较，前者主要分布于相对北西部，与区域性NE—NNE向断裂密切相关，后者则主要分布在相对南东部，与二级NW向、近EW向断裂距离较近。
同受伟德山花岗岩控制的矿化，则内部、下部为中高温斑岩-矽卡岩型，外部、上部为中低温热液脉型矿化。
焦家式与玲珑式的分带与共生：由于构造存在级别、容矿空间、构造分带等差异，导致所控制的矿化、矿石类型亦存在区别，突出表现为蚀变岩型金矿与石英脉型金矿化之间的分带与共生。蚀变岩型矿化，主要发育于主干断裂带上，受控于高级别的压扭性缓倾角断裂带（如焦家断裂、三山岛断裂等），由于长期受构造活动影响，糜棱岩带发育，塑性变形叠加后期脆性断裂，岩石破碎强烈，形成弥散型连通空间，处于中深部封闭热力系统，构造裂隙发育且密集，成矿热液渗透力强，产生强烈蚀变的宽阔蚀变带，发育细脉、浸染状矿化，矿体直接赋存于主裂面下盘；而石英脉型矿化，主要发育于次级断裂之中，控矿断裂为较低级别的陡倾角次级二、三级断裂（如侯家断裂、河西断裂、埠南断裂等），距主干断裂较远，以晚期脆性变形为主（如玲珑108 号脉），多为张性或张扭性断裂，构造应力作用较差，岩石破碎较弱，处于较开放的热力系统，构造裂隙脉动频繁，热液往两侧渗透能力较差，蚀变强度及蚀变带宽度较窄，富硅质含矿热液主要以充填方式矿化为主，形成以脉状网脉状为主的石英脉型矿化。典型的石英脉型矿化与蚀变岩型矿化之间为过渡带，于密集节理构造带中发育单一的破碎带及陡倾斜裂隙，形成细网脉状为主的矿化，同时伴有较窄的蚀变岩型矿化。

图4.13 望儿山金矿902采场矿体剖面图

（据方金云等，1999）
1—绢英岩化花岗岩；2—绢英岩；3—矿体；4—反倾向断裂；5—采场边界

图4.14 大尹格庄矿区小型裂隙组合样式图

（据张瑞忠，2008）
3）蚀变的分带性。蚀变在矿区尺度存在明显的分带性。主要表现为平面上的自矿体向外围依次发育的硅化、绢英岩化、绢云母化、绿帘石化、碳酸盐化、钾化等，其中热液脉型线型矿化中钾化处于矿化带的外围，而斑岩型矿化蚀变钾化以处于内部范围为主，普遍的规律是矿化最强的位置多是硅化和绢英岩化带。
（5）元素的分带性及共伴生规律
矿床是经济地质学的概念，内生金属矿床的出现实质上是指金属元素在近地表地质体中富集达到某一符合开采利用要求的一定丰度。矿床的形成是一系列地质构造活动的综合产物，根据哲学上的“物以类聚”的思想，矿床或者其中的成矿元素必然尽量沿着自己所特有的属性，或者说元素的地球化学特性，而重新排列（re-arrange）分布。总的来看，每一个成矿轮回，成矿元素总是有秩序地先行沉淀较高温元素，而后逐渐沉淀较低温元素。如斑岩型矿床，一般是高温元素钼钨先沉淀，然后是铜锌，再后是锌铅等；而且具有类似地球化学性质的元素往往共生，最为典型的如铅锌；金较为宽泛，从高温到低温可以成矿，主要取决于其运移方式、浓度及环境变化情况，在适宜环境可以大规模聚集，然后成矿，甚至可形成高纯度自然金块，如玲珑金矿。胶东地区成矿同样符合这些规律（表4.7）。
表4.7 胶东地区各成矿带矿床式分布及元素共伴生规律一览表


注：“-”表示不存在该类型；“±”表示有或无；“/”表示上下有分带性，前面的是上部元素，后面的为下部矿种；括号中的元素表示为伴生元素，括号外的为共生元素；荣成大疃刘家铍矿因该期仅此一个矿床，未列入成矿分带，故也未放入表中。
按矿种来看，金矿床中，焦家式、玲珑式、杜家崖式金矿，以金的独立矿种出现，伴生银组分；马家窑式、金牛山式金矿，主要以金的独立矿种出现，伴生银、铅、锌±铜，少数铅锌含量达到边界品位。银矿床，主要以银的独立矿床出现，伴生金，仅有虎鹿夼式。钼矿，燕山早期钼矿，与钨共生，仅有邢家山式；燕山晚期钼矿，以钼的独立矿床出现，可伴生铜，矿床式为冷家式，其他有尚家庄钼矿、南宿钼矿化点等。铜矿，以中低温脉状王家庄铜矿为主，与锌为共生矿种，伴生铅银金，局部金为共生矿种；香夼铜铅锌矿中，在下部为斑岩型铜矿，有钼伴生，可能其下还能有钼矿。铅锌矿，斑岩型矿床中，伴生铜，仅有香夼式一例；中低温热液脉型中，与金银共生或伴生，如汤村店子式。铍矿，为独立矿种，仅有大疃刘家式一例。
按矿床类型看，焦家式、玲珑式、马家窑式、金牛山式、岔夼式，均为造山型金矿，矿种上也反映出造山型金矿的元素分带特征，即由下而上，成矿元素逐渐由较高温度组合向较低温度组合变化，胶西北地区靠近郯庐断裂，是岩浆活动的集中区，成矿后剥蚀也较大，故而成矿时处于较深部位，成矿元素以中高温的金为特色；而向南东演化，马家窑、金牛山则出现了铅锌等较低温元素；由于剥蚀较少，产于粉子山群中的浅部端元的岔夼式金矿，则以锑这一低温元素与金组合。斑岩型矿床，也表现出同样的规律，越靠近岩体中心，越多出现较高温元素，自内向外依次表现为钼（钨）—铜（钼或锌）—铅锌银金分带，在平面上伟德山地区表现得较为明显（图4.15），垂向上以尚未受大的剥蚀的香夼铜铅锌矿最为典型（见图3.46）。

图4.15 伟德山地质地球化学剖面示意图

显示由岩体向外侧的元素异常由CuMo→PbZn分带
（6）矿化的叠加
之所以存在矿化的叠加，依然因为该区构造岩浆活动的多期性。前已述及，中生代胶东地区主要成矿期分为三期，而作为印支晚期的成矿作用，可能因为处于造山带受到了构造作用破坏或者因太平洋板块的俯冲而被改造，仅残留余香（大疃刘家铍矿）；燕山早期成矿，受大规模地壳抬升影响而几乎剥蚀殆尽；主要的矿化叠加发生在两次矿化时间较近的燕山晚期，独立的金的大规模成矿期和较晚的铜钼多金属矿化期之间。主要表现在，可能与伟德山花岗岩有关的壳幔混熔岩浆热液，沿着较早期的金矿热液行进路线上行交代、充填，进而发生多金属矿化作用，简言之，即晚期多金属矿化叠加在早期金矿化之上，形成金共伴生铅锌铜多金属的矿化结果，由于晚期热液的叠加作用，往往再一次使成矿物质得以富集。矿床实例包括：栖霞马家窑-百里店地区，原石英脉型金矿体上附加了石英多金属硫化物脉型金矿体，矿石品位大幅度提高；邓格庄金矿，原硫化物石英脉上叠加了石英多金属硫化物脉，铜铅锌含量明显提高；蓬家夼金矿，在原盆缘滑脱带之南侧盆内发现与该区金矿化作用产于同一空间的铅锌矿化，勘探工作已圈定出若干独立矿体；另据蓝廷广等（2012）报道，在胡八庄金矿，南矿段主要为石英+黄铁矿型矿石，而北矿段则出现了大量的以黄铜矿为主的多金属硫化物型矿石；石城金矿亦是如此，早期矿化基础上叠加了后期特别富铜的矿体，如黄铜矿重晶石脉型。
总结规律发现，这些叠加成矿作用的区域，往往在该矿床近处或外围（＜10km）都能发现伟德山花岗岩的影子，也就是说伟德山花岗岩成就了燕山晚期大范围成矿的第二青春。这可能是由于太平洋板块深俯冲入欧亚大陆下部，扰乱了地幔物质均衡，或引发了中国东部大陆深部地壳的拆沉、岩石圈大幅度减薄，壳幔强烈作用，形成了大规模的富含矿物质的成矿能力极强的壳幔混熔岩浆，这可能就是伟德山花岗岩的前身。随着其不断演化，并沿前期业已形成的构造通道侵入地壳，深源流体不断上移，大规模成矿。总之，矿化叠加条件是伟德山花岗岩侵入，叠加结果是铜铅锌矿化、进一步富集金。这可能与成矿时距离热液中心的距离和后期剥蚀抬升程度有关。

一、概 述
“浅成低温热液”这一术语可追溯至1922 年，是由美国学者 W. Lindgren 在对热液矿床按其形成的温度和深度进行分类研究时首次提出的。在其 1933 年给出的定义中， “浅成低温热液”用来规范流体的来源、成矿深度和成矿温度等。该词具有浅成热液和低温热液的双重涵义，即地壳深部热液上升到浅部 ( ＜1. 5km) ，在较低温度 ( 50 ～ 200℃) 和压力条件下形成的矿床，矿床形成的温度与其形成深度一般为正消长关系。我国的一些地质学家曾将浅成低温热液型金矿床称为陆相火山岩型金矿床、火山 － 次火山岩型矿床等，强调的是火山 － 岩浆本身的热液系统，同时也注重成矿地质环境的低温、浅成等特点。目前，浅成低温热液金矿的基本含义包括: 在低温 ( ＜ 300℃) 、低压 ( 10 ～50MPa) 条件下，以大气降水为主的低盐度成矿流体，在火山 － 浅成岩体系统浅部由热液活动形成的矿床; 矿化作用主要发生在火山活动晚期，最终定位于火山地热系统波及范围内。从这种意义上说，浅成低温热液金矿包括了火山岩型、次火山岩型以及部分斑岩型金矿床。这类矿床因规模大、分布广，已经引起了国内外同行的广泛关注 ( 卿敏等，1993; 刘应龙，1999; 陈根文等，2001; 江思宏等，2004; 胡朋等，2004; 郭玉乾等，2009; 王洪黎等，2009) 。
已有资料初步显示，浅成低温热液型金矿床主要形成于岩浆弧及弧后的张裂带，主要集中产在环太平洋、地中海 － 喜马拉雅和古亚洲 3 个巨型成矿域，伴生矿种较多，主要是银、铜、铅、锌矿床。表 1 列出了部分代表性金矿床。
表 1 全球部分重要浅成低温热液型金矿床及其储量


资料来源: P. Laznica，2006; 吴美德，1993
20 世纪 80 年代，浅成低温热液型金矿床被划分为低硫化型和高硫化型; 或者划分为明矾石 － 高岭石型 ( 酸性硫酸盐型) 和冰长石 － 绢云母型 ( 低硫化型) 。在此基础上，N. C. White 等 ( 1990) 系统总结了低硫化和高硫化低温热液矿床的特征。G. Corbett ( 2002) 将低硫化型矿床进一步划分为岩浆弧型和裂谷型两类，然后再根据矿床形成深度和矿物组合将岩浆弧型划分为石英 － 硫化物 Au ± Cu型 ( 如凯利安矿床、拉多拉姆矿床) 、碳酸盐 － 贱金属 Au 型 ( 如安塔莫凯矿床) 、低温热液石英脉Au － Ag 型 ( 如伊迪克里克矿床) 等矿床 ( 表 2) 。这些矿床在形成深度、矿物组成、围岩蚀变等方面都存在较大差异。裂谷型低硫化浅成低温热液矿床，如日本的菱刈，由冰长石 － 绢云母型 Au － Ag矿石组成，形成于岩浆弧或弧后的裂谷环境，它不仅产有石英 － 硫化物 Au ± Cu 型矿体，而且还产有多金属 Au ± Ag 型矿体。
表 2 不同类型低温热液金矿床的主要特征


资料来源: G. Corbett，2002
从矿床空间展布看，上述各类低硫化型低温热液矿床也具有一定的分带性和叠置的情况。一般来说，表 2 中列出的前 3 种低硫化型矿床随时间推移而渐次更替，石英 － 硫化物 Au ± Ag 型矿床产在最深部，靠近斑岩型铜金矿床，其次为碳酸盐 － 贱金属型 Au 矿床，再次为浅成低温热液石英脉型金银矿床。浅成低温热液石英脉 Au － Ag 矿床最靠近地表。例如，在巴布亚新几内亚的莫罗贝金矿田，哈马塔 ( Hamata) 石英 － 硫化物金矿床处在最深部位，希登瓦利 ( Hidden Valley) 、凯里门盖和 “上脊”( Upper Ridges) 碳酸盐 － 贱金属型矿床处在中间部位，伊迪克里克 ( Edie Creek) 富矿的浅成低温热液石英脉型 Au 矿床则是在更靠近地表的部位。此外，凯里门盖矿床显示数百米规模的垂直分带，从石英 － 硫化物 Au ± Cu 型，到碳酸盐 － 贱金属 Au 型，最高部位和侧向为浅成低温热液 Au － Ag矿化型，所有这些矿床都产在一条断层与爆破角砾岩筒边缘的接触部位。
二、地 质 特 征
1. 区域地质背景
从大地构造环境上看，浅成低温热液型金矿床主要产于会聚构造环境，形成于板块俯冲带上盘大陆边缘及岛弧的岩浆弧和弧后岩浆带。智利的高硫化型与低硫化型金矿床表明，它们的形成在构造背景上具有一定的差异。高硫化型矿床形成的构造背景为: 板块垂直俯冲，俯冲倾角中等，区域应力场为弱挤压或扭压性质，板块聚合速度快。而低硫化型矿床形成的构造背景为: 板块斜向俯冲，俯冲倾角较陡，区域应力场为中等，板块聚合速度较快。
大多数情况下，浅成低温热液矿床在空间和时间上与陆相火山岩或次火山岩侵入体有关。一般是中心型到近源型，主要产于中性到酸性火山环境中，还可以产在双峰式火山岩套中，很少产在基性火山岩中。在钙碱性或碱性岩套内也产有重要矿床。总体来说，该类型矿床产在 I 型或 A 型岩浆岩、在某种程度上显示出碱金属富集的岩套中，成因与岩浆岩关系密切，成岩、成矿时代接近。
岩浆岩主要为钙碱性岩或斑岩。与成矿有关的岩浆组分具高钾特征。例如，环太平洋地区浅成低温热液金矿床与钾质火山岩密切相关。与成矿有关的侵入岩对矿床成矿系统的贡献主要取决于岩浆的来源、岩浆分异过程控制挥发组分能力和出溶组分能力 3 个关键因素。
2. 矿床地质特征
( 1) 矿体产状
矿体主要呈条带状脉、复合矿脉、裂隙网脉和席状脉产出 ( 图 1) 。矿体很少能够充满整个脉体构造，沿走向和倾向被不够品位的矿脉和脉石包围。矿化一般形成于较浅的位置，但延深大，可达 500 ～ 1000m 以上，其中美国科姆斯托克、克里普尔克里克矿床垂向矿化范围超过 1km。
对于低硫化矿床而言，矿化以开放孔隙和孔洞充填为特征，通常为陡壁脉、层状脉充填物，并有多期角砾岩化;近地表处为网状脉或浸染状矿化，具体取决于当地赋矿岩石的原生和次生渗透性。
对于高硫化矿床而言，矿化一般为浸染状，或者产在白云母 － 叶蜡石蚀变中，或者产在石英脉中; 开放孔隙和孔洞充填不常见; 矿化通常与前进泥质蚀变有关。
( 2) 蚀变类型
主要蚀变类型有硅化、碳酸盐化、黏土化、冰长石化和明矾石化。不同矿床蚀变类型大体相同，在空间呈现规律性的分带。
1) 硅 化: 硅 化是 浅 成 低 温 热液 金 矿床的 常 见 蚀变。“灰硅石”是隐伏矿体的指示标志。

图 1 智利埃尔印第奥矿床剖面图( 引自戴自希，1990)

2) 碳酸盐化: 碳酸盐化是碳酸盐 － 贱金属 Au 矿床的特征之一。碳酸盐化在空间上常出现分带现象，表现为地壳较高部位以铁碳酸盐为主 ( 菱铁矿) ，到中间部位变为以锰碳酸盐 ( 菱锰矿) 、镁碳酸盐 ( 铁白云石、白云石) 为主，在最深的地壳部位为钙碳酸盐 ( 方解石) 。矿物沉淀在很大程度上起因于上升矿液与重碳酸盐水的混合，后者往往派生于高部位长英质侵入体。
3) 黏土化: 有叶蜡石化、高岭土化、蒙脱石化、伊利石化。虽然黏土化蚀变与矿体没有直接关系，但作为矿体外围蚀变，黏土化蚀变易于识别，是浅成热液矿床勘查的重要标志。对于低硫化矿床而言，水、岩比值高的地区有密集的白云母; 随着温度的降低，黏土化成为主要蚀变，气体蒸发，可以产生泥质蚀变; 它们位于由深部流体产生的蚀变周边或叠加在该蚀变之上。对于高硫化矿床而言，深部矿床中有强烈的叶蜡石 － 白云母蚀变; 浅部矿床中有块状氧化硅核 ( 通过酸淋滤和氧化硅活化而成) ，氧化硅核具狭窄的冰长石和高岭石带，向外是白云母和夹层黏土。
4) 冰长石化和明矾石化: 冰长石化是钾长石的低温变种，是一种典型的低温热液矿物，是低硫化型矿化的标志性矿物，它是金银矿化的矿体定位的重要标志。明矾石化蚀变是近矿蚀变，与矿体关系密切，是高硫化型矿化的标志矿物，指示矿体的主要赋存部位。
( 3) 矿石矿物组合
金、银是主要的矿化元素，一般形成 Au － Ag 组合的矿床，也有可能为 Ag － Pb 组合的矿床。同时，还有较高含量的 Hg、As、Sb 及微量的 Tl、Se 和 Te。Au/Ag 比值范围变化较大，银的含量明显高于金。主要矿石矿物为自然金、自然银、螺硫银矿、含银砷碲硫盐，局部有硫化物的富集。常见方铅矿、闪锌矿，铜常以黄铜矿形式出现，在有些矿床中产有硫砷铜矿、黝铜矿和砷黝铜矿，有些矿床中还产有大量的辰砂、辉锑矿和硒化物。
( 4) 成矿时代与成矿温度
浅成低温热液矿床的形成时代与所处的大地构造演化有密切的关系，成矿时代主要为中新生代。例如，据郭玉乾等 ( 2009) 报道，菲律宾的勒班陀矿床的成矿年龄为 1. 5 ～1. 2Ma，印度尼西亚莱罗基斯 ( Lerokis) 和卡里库宁 ( Kali Kuning) 矿床的成矿年龄为 4. 7Ma，阿根廷的 Agua Rica 成矿年龄为 4. 9 ～6. 3Ma，智利的拉科伊帕和埃尔印第奥矿床的成矿年龄分别为 20 ～24Ma 和 11 ～12. 5Ma。
我国东部地区除台湾的金瓜石金矿形成于更新世外，其余多数浅成低温热液金矿形成于中生代的侏罗纪—白垩纪时期，成矿年龄均在 145 ～ 67Ma 之间，如黑龙江团结沟金矿的成矿年龄为 144Ma、辽宁二道沟金矿成矿年龄为 127Ma、山东七宝山金矿成矿年龄约 124Ma、福建紫金山矿区该型金( 银) 矿床的成矿年龄在 94 ～111Ma 等，20 世纪 90 年代以来，在我国西北地区发现一大批形成于晚古生代的浅成低温热液型金矿床，如新疆阿希金矿床，其成矿时代为 ( 275 ±5) Ma。
低温热液型金矿床的流体包裹体研究表明，成矿温度一般在 200 ～ 300℃，平均温度为 240℃ 左右，盐度一般低于 3% ( NaCl) ( 质量当量) 。
( 5) 矿床空间分带
英国矿床学家 R. H. 西里托 ( 1997) 指出，在火山岩区许多斑岩型铜矿系统高部位多发育有浅成热液贵金属矿脉和含硫砷铜矿块状硫化物矿脉。它们发育在上部泥化蚀变带内，是斑岩型铜矿床系统上部火山岩段的一个组成部分，它们共同组成火山岩区的热液系统。他认为，在低温热液矿床下可能有斑岩型铜矿。这种低温热液系统与斑岩系统在空间上相互套叠。一个典型实例是，菲律宾勒班陀高硫化型浅成低温热液矿床产在远东南斑岩型铜金矿床之上 ( 图 2) 。

图 2 菲律宾勒班陀矿床 ( 浅成低温热液型) 与下伏远东南 ( 斑岩型) 铜金矿床的关系( 引自 A. Jr. Arabis 等，1995)

从成矿作用来看，套叠作用是十分重要的。因为通过两种或更多种矿化环境产物的叠加，会生成新的特大型矿床。套叠作用可导致以侵入体为中心的系统早期沉淀的金属受到热液淋滤，发生再富集。从勘查角度看，这种套叠模型提示我们，在浅成低温热液金矿床的深部，要注意寻找斑岩型矿床。
三、矿床成因和找矿标志
1. 矿床成因
关于此类矿床成因，L. J. 布坎南 ( 1981) 对北美西南部 60 多个矿床进行了对比研究，从矿床容矿围岩、成矿时代、裂隙构造、金属垂向分带等 14 个方面，总结了低温浅成热液金矿床的特征，进而提出了墨西哥瓜纳华托矿床综合性浅成热液金银矿床成矿模式 ( 图 3) 。A. 潘捷列耶夫 ( 1988) 曾以加拿大科迪勒拉的浅成热液金—银矿床为例，介绍了该类型矿床的成因模式。在该文中，也引用了L. J. 布坎南 ( 1981) 提出的成因模式。

图 3 墨西哥瓜纳华托浅成火山热液金银矿床成矿模式理想剖面图( 引自 L. J. 布坎南，1981)

该模型示出了浅成热液矿床的垂直和水平矿化分带。在古地表附近是玛瑙和黏土矿物，向深处变为无矿方解石，然后是石英和方解石，再向下是石英、方解石、冰长石和贵金属，最后在更深层位上变为石英、冰长石和贱金属。上部贵金属和下部贱金属之间的分界面是流体周期性的沸腾面。沸腾作用形成爆破的角砾，在断裂附近形成细脉和网脉，从而形成一个处在沸腾面以上的漏斗状构造系统，及由下部大脉构造和上部小脉、网脉组成的构造体系。在这个界面上，CO2、H2S 为蒸气相，剩余流体中 pH 值升高，温度略有降低，氧逸度略升高。由于发生沸腾作用，首先是贱金属沉淀，然后是银的硫化物沉淀，最后是金的沉淀。由于断裂系统的周期性裂开，引起周期性的沸腾，并在静水压力条件所允许的深度以下引起矿物沉积，从而在矿床内形成角砾岩化和条带状矿脉充填。这个模式将矿物分带、蚀变分带与矿床成因有机地结合起来。
R. B. 伯杰 ( 1983) 曾对此类矿床的成因提出了 3 种模式: ①热泉沉积模式，该模型认为贵金属是在热液系统的近地表部分沉积的，这一部分的热液系统在地表的表现形式是热泉、喷气孔和间歇喷泉，矿化作用发生在喷口之下很浅的地带和/或在角砾岩内; ②叠置对流模型，该模型认为贵金属是在较冷的地表腔与热液腔界面上或沿界面沉积的，形成侧向分带; ③封闭对流腔模型，由于垂向对流，贵金属沿连续的垂直带沉积。
近年来，Heinrich ( 2004) 、Jones 等 ( 2005) 等先后提出了等温退缩 － 蒸气收缩模式和蒸气冷却式。这两种模式思路基本一致，认为深部熔融的岩浆释放出富含 Au、Cu 等成矿元素的岩浆流体蒸气，这些蒸气分离出少量的富含 FeCl2卤水和大量低盐度的富含 H2S、SO2、Cu、As、Au 等水蒸气，在随后的冷却收缩过程中高温蒸气中的硫铁比值增大，黄铁矿沉淀，形成贫铁富硫的液相流体，这种低盐度的岩浆热液流体能在较低温度下携带高浓度的 Au 至浅成低温环境。这些流体携带金属物质，沿构造通道或岩相界面侧向迁移，由于发生流体沸腾，岩浆流体与大气降水混合，Cu、Au 等沉淀，从而形成浅成低温热液矿床。
G. Corbett ( 2002) 建立了低硫化型和高硫化型浅成低温热液型金矿床产出的构造环境、成矿流体的演化模式，以及各亚类矿床的空间相互关系 ( 图 4) 。
低硫化低温热液 Au － Ag ± Cu 矿床的发育源自于近中性的稀释流体，这种流体主要为热液循环单元内的天水，通常受相当大深度处的矿源侵入岩的驱动。因此，低硫化矿床一般主要发育在被活化的扩容构造环境，其常见特征主要是由多次热液矿物沉积事件构成的条带状矿脉。有些矿物沉积事件主要源自于岩浆来源的含金流体，在深部循环的天水携带有岩浆组分时，会导致低品位金矿化的形成，而在浅部循环的天水有时是无矿的。地下水系统可能会向下涌入热液系统，或者是与热液循环单元相互作用，成为矿质淀积过程的一种重要特征 ( 图 4) 。

图 4 低硫化型与高硫化型浅成低温热液型金矿床产出的构造环境与成矿流体的演化( 引自 G. Corbett，2002)

2. 找矿标志
关于浅成低温热液矿床的找矿模型与标志，国外有众多文献论述，这里以戴自希 ( 1990) 的资料为基础，进一步总结此类矿床各类找矿标志。
( 1) 地质构造找矿标志
1) 从整个环太平洋构造 － 成矿域来看，无论是高硫化型还是低硫化型的浅成低温热液矿床，它们所处的地质构造部位大体相同。浅成低温热液金矿床往往产在岛弧和大陆边缘环境。根据现代火成岩的分布及其类型，可以识别出早先的汇聚板块的边缘或岛弧环境。
2) 浅成低温热液矿床往往与火山活动形成的火山机构和由火山作用形成的构造有关，常常形成于破火山口环境中，因此，在区域勘查中要注意古火山机构的识别，尤其是火山中心、破火山口、火山洼地、火山穹窿等。
3) 由于破火山口往往有火山角砾岩筒，矿体产在破火山口中的角砾岩带或破火山口周边的放射状及环状断裂中。这种破火山口在地貌上常形成低平火山口，并且被季节性湖泊所占据。
4) 多数浅成低温热液矿床是在浅部形成的。因此，在已知深剥蚀地区的远景不大。剥蚀深度可以根据保存下来的火山岩范围和侵入体的性质及规模估算出来。根据矿脉充填类型和充填程度、蚀变类型和蚀变强度、流体包裹体的成矿温度，可以推测矿体在现代地表以下的深度。
( 2) 基底找矿标志
中、新生代火山岩层之下的基底地层是控矿的重要因素之一。因此，能否形成浅成低温热液矿化的主要因素不是火山岩的分布，而是地表以下的深部侵入体的分布。一般认为，基底地层为金矿化提供了有利的条件。一是地层含金性为金矿化提供部分金的来源; 二是基底的张性断裂、裂隙为矿液运移和沉淀提供了良好的场所。例如，在日本菱刈金矿床，新第三纪火山岩之下的基底为白垩纪至老第三纪，主要为黑色页岩和砂岩组成的四万十群。原来只考虑在新第三纪安山质凝灰岩中勘查此类矿床，后令人惊奇地在四万十群中发现高品位矿脉，并在四万十群与安山岩类不整合面上赋存富矿。由于基底突起所产生的 NEE 向裂隙，导致热液流入，而基底突起的原因是侵入体斑岩岩浆所致。因此，在寻找此类矿床时，在大面积火山岩中要有基底的出露，并在其界面附近基底有隆起带和构造窗，以及基底上的火山构造洼地，尤其是火山洼地内，带有隆起结晶基底的上升断块的边缘部分，找矿远景较大。
( 3) 岩石学找矿标志
1) 偏酸性的火山岩 ( 安山岩和英安岩类) 发育的地区，地热系统发育，岩浆活动为热液活动提供了热源，促进热液的对流循环，并把岩浆组分带到热液系统中。国外大量研究表明，富碱的火山岩往往具有相同的地球化学特征，即具有异常高的氧逸度和富含挥发分。因此，应当确定区域陆相火成岩区的范围，即火山岩和侵入岩，其中钙碱性火成岩区远景最大。
2) 浅成低温热液矿床在空间上往往与隐爆角砾岩有关。它是次火山作用的产物，形成于次火山岩岩枝顶部，依据岩石破碎程度和成分不同，可以划分为爆破中心带和爆破外侧破碎带。中心带角砾圆滑且粒径小，成分复杂，胶结物含量多于角砾成分，表现为基底胶结，角砾岩多出现硅化蚀变和重结晶现象。金及金 － 银矿化多与爆破中心有关，矿体形成于爆破中心，爆破外侧破碎带角砾多为围岩角砾，成分较为单一且粒径较大，角砾棱角清楚，胶结物较少，金及银多金属矿化多发生在外侧破碎带中，矿体多呈脉状和网脉状 ( 郭玉乾等，2009) 。
( 4) 蚀变找矿标志
浅成低温热液矿床的蚀变较为常见，范围较宽，单凭某种蚀变很难准确地确定矿化范围。但低pH 值蚀变矿物组合的分布范围与下伏矿体的大小成正相关。据此可以确定矿化远景的范围。其中，矿物组合包括下列某几种或全部矿物: 明矾石、绢云母、伊利石、冰长石、高岭土以及其他黏土矿物。这些矿物在矿体周围形成一个晕圈。例如，在墨西哥瓜纳华托地区，裂隙附近的低 pH 值蚀变矿物组合，包括伊利石、蒙脱石和埃洛石，向外过渡为绢云母、伊利石和蒙脱石。
( 5) 地球物理找矿标志
1) 浅成低温热液金矿床形态变化多端，从细脉状到大的浸染型矿床，所处的地质环境亦多种多样。因此，浅成热液金矿的地球物理特征范围较宽。伴随着矿床的热液蚀变作用常常引起岩石物性的明显变化。例如，磁化率和剩磁减弱。一般情况下，因钾的含量增加使放射性强度增大，电阻率的变化可达两个数量级，密度的增加或减小取决于围岩和蚀变作用的性质 ( R. J. Irvine 等，1992) 。
2) 航磁测量对圈定控制浅成热液金矿位置的主构造是有效的，也可探测出由热液蚀变作用而导致磁性破坏所引起的磁力低值异常。放射性测量可探测伴随着热液蚀变而产生钾的富集。滤波和图像处理方法对增强磁测和放射性数据以揭示细小构造和蚀变系统尤其有用。地面地球物理方法对圈定钻探靶区起着重要作用。井中重力测量有助于圈定主构造、基底隆起和蚀变带。埋藏的良导蚀变系统可由电阻率方法、电磁法及大地电磁法确定。
3) 从矿床发现过程来看，地球物理方法在矿体的定位中发挥了作用，其最有效的方法是 CSAMT和电阻率法。例如，日本菱刈金矿床的主要标志为: ①低电阻、高重力异常区; ②矿脉上部的黏土化蚀变、基底隆起和不整合面附近的破碎带及热泉。其中，地球物理方法在该矿床发现中起着关键的作用。
( 6) 地球化学找矿标志
1) 在区域上，与蚀变作用有关的常量元素 ( K、Na、Ca、Mg、Si) 地球化学标志，可圈定大范围的热液蚀变带，与金有关的元素可有效地圈定潜在矿化的热液系统。
2) 水系沉积物测量、土壤测量及大样可堆浸金方法 ( BLEG) ，都存在 Au、As、Sb、Hg 等元素的异常。在一些矿床中，明显存在汞的异常 ( 如印度尼西亚的凯利安金矿) 。
3) 矿床矿物和原生晕具有垂直分带性 ( 表 3) ，Hg、As、Sb 为典型矿床前缘晕元素，Mo、W、Co、Ni 为典型矿床的尾部晕元素。
表 3 高硫化型和低硫化型金 － 银矿床矿物地球化学晕的某些特点


资料来源: В. Б. Чекваидзе 等，2006
4) 近年对日本菱刈矿床的研究表明，矿体周围的蚀变岩明显存在氧同位素的分带现象，全岩氧同位素分区和石英脉的填充矿化有关 ( B. E. Taylor，2007) 。据称，氧同位素分带有可能延伸到地表，有时可延伸到盲矿体之上 200m，从而可能有效地指示深部矿化的部位。
( 7) 其他标志
从矿床空间分布来看，套叠模型揭示了斑岩型铜金矿床与浅成低温热液型金矿床的空间关系，同时将两者的成因统一起来 ( P. C. Eaton 等，1993; R. H. 西里托，1997) 。在寻找以侵入体为中心的矿化系统时，必须考虑这种套叠模式，尤其在勘查高硫化的低温热液矿床时更应注意。套叠作用的野外证据有: ①斑岩侵入体和 ( 或) 晚期岩浆玻璃质石英网状细脉 ( 最初是作为钾硅酸盐矿物组合的一部分) 上叠加有高级泥质蚀变矿物组合和高硫化矿物组合; ②保存有火山残余物，例如，在智利不少地区容易识别出扇形塌陷。在野外缺少地貌证据的情况下，岩屑崩落和 ( 或) 由此形成的含矿蚀变和矿化岩块的爆发产物表明，扇形塌陷影响含矿化套叠的热液系统的上部。

岩浆型银矿床主要是赋存在基性和超基性岩中与铜镍硫化物伴生的银矿床。我国已发现十多处，本次收进统计的7处，其中大型者1个（D），中型者5个（1C4D），小型者1个（D），铜镍硫化物矿床的银品位都很低，他们属岩浆熔离矿床，仅新疆喀拉通克一号矿体中富镍高铜矿石中银品位达150g/t，其他矿石类型银品位只在2～18g/t。含银量最大的铜镍硫化物矿床是金川镍矿，达大型规模。两矿区主要矿石类型及银品位见表9-7，喀拉通克岩体的岩相分带由上而下依次为黑云闪长岩、黑云角闪苏长岩、黑云角闪橄榄苏长岩、辉绿辉长岩。以矿床中下部辉绿辉长岩相中岩浆晚期熔离-贯入成因类型矿石最富。金川矿区为超基性岩，有二辉橄榄岩、含辉橄榄岩、纯橄岩。以前者含矿为好。青海德尔尼超基性岩，伴有锌和钴，含微量金银。含铜镍钴基性—超基性岩体多位于两大块体缝合带内，属蛇绿岩套，如黄花滩、黄山、德尔尼、喀拉通克等，仅金川和力马河少数矿床产于古陆块边缘。上述两类岩体附近都有深大断裂通过。成岩成矿时代除金川为中晚元古代外，其他多为海西期。

表9-7 金川、喀拉通克各类矿石中Cu、Ni、Au、Ag品位

产于侵入体中的后期热液型银矿床的赋矿岩体多是酸性和中酸性岩基或大岩体，银矿体以石英脉型为多，爆破角砾岩型次之。矿石工业类型有Ag（Au）型、Ag（PbZn）型、Ag-PbZn型、Au-Ag-Cu-Pb-Zn型（表9-8）。仅粤东博罗525矿产于含锡的铌钽花岗岩株顶部，发育钠长石化、云英岩化，硫化矿物增加，方铅矿中含银高而构成共生中型银矿体。类似岩体在南岭地区尚有湘东邓阜仙钨矿区的金竹垅岩体，含黄铁矿、黄铜矿较多。江西横峰葛源松树岗岩体含锌较多，也可能构成小型伴生银矿床。产于侵入岩体中的热液脉型银矿床主要分布在三大火山岩带范围内，成矿时代多属燕山期，张公岭成矿时代为海西期。博罗525矿床成岩成矿时代一致。大望山、鸡冠石、十里堡都属燕山期，成矿略晚于成岩期。孟恩套力盖和浦北新华矿床的赋矿岩体是印支期，牛圈是海西期，张公岭矿床赋矿岩体是加里东期，成矿是海西期，成岩成矿时距相差大。525矿床是岩株本身分异交代形成的，牛圈矿体与加里东期粗粒花岗岩之间有一细粒浅色花岗岩垫，孟恩套力盖矿体西边有一燕山期花岗岩侵入印支期花岗岩边部，他们的成矿与后期岩浆热液活动有关。鸡冠石和张公岭矿床赋存在断裂破碎带中，与构造热液有关。

表9-8 产于侵入岩体中热液型银矿床

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元奇拜斯： 矿床成因分类方案 I.岩浆矿床 一、岩浆分结矿床 二、残浆贯入矿床 三、岩浆熔离矿床 四、岩浆爆发矿床 五、岩浆喷溢矿床 II.伟晶岩矿床 III.热液矿床 一、矽卡岩型矿床 二、斑(玢)岩型矿床 三、高中温热液脉型矿床 四、低温热液矿床 IV.热水喷...

茂县13091697196： 岩金矿是怎样形成的? - ？
元奇拜斯： 根据广东和广西3个金矿床(长坑,高龙和果提)的资料认为,微细浸染型金矿(卡林型金矿)中存在一种亚类,叫做硅质岩型金矿. 它以碳质硅质岩为含矿主岩,该岩石宏观上呈层状,主要由细小的石英和碳质物组成,金呈微细浸染状存在.该类矿床具有一般微细浸染型金矿床的主要特征,但不属于后生热液蚀变交代成因,而是主要通过热水沉积作用形成,同时可以混入一定量的生物沉积和冷水沉积的物质.由此认为,微细浸染型金矿有多种成因,包括后生热液成因,热水沉积成因以及其他成因,应该从＂热水沉积-同生成矿＂的角度考虑硅质岩型金矿的找矿思路.建议对一些金矿区的＂硅化岩＂重新研究,查明其真正属性,中国南方是寻找硅质岩型金矿床极有远景的区域.

茂县13091697196： 铁矿资源类型是什么 - ？
元奇拜斯： 铁矿资源类型如下:(一)沉积变质型铁矿床这类铁矿床又称受变质沉积型铁矿床,主要产于前寒武纪(太古宙、元古宙)古老的区域变质岩系中,是我国十分重要的铁矿类型,其储量占全国总储量的 57.8%.并具有“大、贫、浅、易(选)...

茂县13091697196： 我国主要的热液矿床有哪些 - ？
元奇拜斯： 1、岩浆热液矿床: 热液型矿床主要分布在华南地区. (1)钨锡矿床: 脉状钨锡矿床(如江西大庾西华山、邓埠仙、浒坑等); 斑岩型钨锡矿床(如莲花山、银岩等); 矽卡型钨锡矿床(如湖南柿竹园,香花岭、瑶岗仙). (2)铅锌矿床:如湖南桃林铅锌矿等. 2、非岩浆热液矿床: 卡林型金矿,主要分布在陕甘川、滇黔桂交界处; 湘黔地区的汞锑矿床; 广西碳酸盐岩中的水晶矿床等.

茂县13091697196： 玉石怎么形成的? - ？
元奇拜斯： 玉的形成,一般经历四个阶段: 一、白云岩沉积阶段 在中元古代晚期,距今约十几亿年,需要有大量的碳酸盐沉积,其中含镁质的白云岩为成玉的主要物质来源之一. 二、白云岩区域变质阶段 在元古代末期震旦纪,在广泛的区域变质作用中,...

茂县13091697196： 接触变质矿床和区域变质矿床的特点有何区别 - ？
元奇拜斯： 接触变质矿床和区域变质矿床的特点有何区别 变质矿床-基本概念 变质矿床是指在变质地区,因受区域变质作用影响使成矿物质富集而形成的矿床,以及原有矿床经受强烈的区域变质,成为具有另一种工艺性质的矿床.由内生作用或外生作用形...

茂县13091697196： 什么是矿物晶体? - ？
元奇拜斯： 矿物晶簇是指由生长在岩石的裂隙或空洞中的许多矿物单警惕所组成的簇状集合体,它们一端固定于共同的基地岩石上,另一端自由发育而具有良好的晶行.晶簇可以有单一的同种矿物的晶体组成,也可以由几种不同的矿物的晶体组成.在自...

茂县13091697196： 侵入岩体的产状 - ？
元奇拜斯： 根据与围岩之间的接触关系,可将侵入体的产状大体划分为协调侵入岩体和不协调侵入岩体两大类. (一)协调侵入岩体 协调侵入岩体又称整合侵入岩体,指其边界面(接触面)与围岩中的层理、片理或片麻理平行的侵入岩体.它是岩浆沿层...

茂县13091697196： 侵入岩的介绍 - ？
元奇拜斯： 侵入岩(intrusive rock)是指液态岩浆在造山作用下贯入同期形成的构造空腔内,在深处结晶和冷凝而形成的火成岩[1]. 侵入岩主要形成于燕山期,同位素年龄值129~161.8百万年,产状为岩株、岩枝、岩脉,岩基极少.岩类以花岗岩、花岗闪...