流体作用过程中的绿泥石化

绿泥石是中低温(40～400℃)、中低压(约几个千巴)(Hiller et al，1991)条件下稳定存在的矿物。在许多地质环境中如沉积岩、低级变质岩和热液蚀变岩石(Foster，1962;Deer et al，1962;McDowell et al，1980;Bevins et al，1991;Hiller et al，1991，Barrenechea et al，2000)中都有绿泥石存在。在热液系统中，绿泥石是主要的热液蚀变矿物之一，特别是在火山作用环境中(Walshe，1986)，这种硅酸盐矿物既可以替代原先存在的铁镁矿物，也可以以脉的形式或在空穴中直接从流体中沉淀下来。绿泥石的结构是以八面体的水镁石层和四面体－八面体－四面体的滑石层有规则地相同排列(McMuchy，1934;Bailey，1988)为特征。绿泥石的结构化学式为:

江西德兴金山金矿

其中，R2+代表Fe2+或Mg2+，R3+代表Al3+或Fe3+，◇代表绿泥石八面体位置上的空穴数目，X代表四面体配位的Si4+或Al3+。

绿泥石的成分可以反映绿泥石结晶时的物理化学特性，如温度(Cathelineau et al，1985;Cathelineau，1988)、氧逸度、硫逸度(Bryndzia et al，1987)和全岩化学成分(Bevins et al，1988;deCaritat et al，1993)，因此，绿泥石的成分对于研究热液蚀变机制、与温度有关的地质条件变化(如地热)、环境的物理化学参数都有重要的意义。本节通过研究金山蚀变糜棱岩、千枚岩、含金石英脉中绿泥石的化学成分，探讨金山金矿热液蚀变机制以及水－岩反应的物理化学条件。

一、绿泥石化学成分分析方法及测试结果

由于绿泥石颗粒细小，结构复杂，因此利用常规电子探针技术分析岩石中绿泥石成分比较困难(Peacor，1992;Warren et al，1992)，特别是矿物的衬里、包裹体、混层结构和复杂的共生关系都能使标准的电子探针技术或者常规方法分析绿泥石成分时产生误差。因此对于绿泥石电子探针测试结果本书采用(Na2O+K2O+CaO)＜05%作为标准来判断是否合乎需要;如果(Na2O+K2O+CaO)＞05%，则表明绿泥石的成分有混染(Foster，1962;Hillier et al，1991)。

本书的绿泥石化学成分利用南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室JE-OLJXA－8800M型电子探针进行测试，测试条件为:加速电压15kV，电流1×10－8A;所使用的标样为美国国家标准局的矿物标样，Si用石英作标样，Fe用赤铁矿作标样，Mn用铁橄榄石作标样，其他用角闪石作标样。所有绿泥石颗粒的电子探针分析结果，以28个氧原子为标准，计算绿泥石的结构式。由于电子探针不能够检测Fe3+，因此在绿泥石结构式的计算中，把铁离子当作Fe2+来对待。在低级绿泥石中Fe3+离子的含量很少，它的存在对在绿泥石之间进行成分比较时影响较小。

本节分析了绿泥石化千枚岩、蚀变糜棱岩、蚀变超糜棱岩、含金石英脉中绿泥石的化学成分，结果见表6－3。由表6－3可知，不同类型绿泥石的化学成分有一定的变化，最明显的是FeO(2075%～3470%)和MgO(713%～1591%)。绿泥石化千枚岩中绿泥石的FeO、MnO含量比蚀变糜棱岩中绿泥石含量低，而Al2O3，TiO2，MgO的含量却比它们高。Na2O和K2O的含量则基本一致。

二、绿泥石的成分特征

图6－4 绿泥石分类图(据Hey，1952)

1绿泥石的分类

绿泥石中Si的含量和Fe/(Fe+Mg)的比值图解(图6－4)(Hey，1954)常被用作绿泥石的分类和命名。金山金矿不同岩石类型绿泥石的SiⅣ的变化范围在546～591之间，Fe/(Fe+Mg)比值变化范围在042～071之间(表6－3)。由图6－4可知，绿泥石主要由3种类型组成:①蠕绿泥石;②铁镁绿泥石;③密绿泥石。金山金矿变质成因绿泥石化千枚岩中的绿泥石为蠕绿泥石;含金石英脉中绿泥石为密绿泥石;糜棱岩中既有铁镁绿泥石和蠕绿泥石，又有密绿泥石。即使在同一个样品中，也有铁镁绿泥石和密绿泥石共存的现象，说明蚀变糜棱岩中绿泥石矿物晶体结构中离子之间的交换没有达到完全的平衡，同时也说明它们形成时物理化学环境的差异。根据绿泥石化学成分中Fe、Mg的含量多少，可知绿泥石化千枚岩中的绿泥石中Mg＞Fe，为富镁绿泥石;而其他类型岩石中Mg＜Fe，为富铁绿泥石。这说明绿泥石化千枚岩的产出环境与其他岩石的产出环境不同，反映了金矿化可能与富铁的绿泥石有关。

表6－3 金山金矿粘土矿物绿泥石电子探针分析结果及其特征值

续表

续表

注:H099是以脉状形式沉淀的绿泥石，分析结果按照绿泥石结构式中包含28个O和OH计算;FeO代表全铁;◇代表八面体空穴的数目;R2+代表Fe2++Mg2++Mn2+;H097为含金石英脉样品。

2绿泥石的Mg/(Mg+Fe)与Al/(Al+Mg+Fe)

有关绿泥石的化学成分与母岩的关系，已引起了众多学者的研究兴趣(Zang et al，1995;Martinez－Serrano et al，1998)。Laird(1988)提出的Mg/(Mg+Fe)与Al/(Al+Mg+Fe)关系图解已被人们广泛地运用到判断绿泥石与其母岩之间的关系。金山金矿绿泥石Mg/(Mg+Fe)比值的变化范围为0319～0578，而Al/(Al+Mg+Fe)比值的变化范围为0317～0442，其在Mg/(Mg+Fe)与Al/(Al+Mg+Fe)关系图解上的投影点比较分散(图6－5)，没有明显的相关性，而与热液蚀变有关的绿泥石明显不同于变质成因的绿泥石。这说明绿泥石的化学成分可能不完全来自围岩，有相当一部分铁镁质来自流体。

在Laird(1988)的图解中，由泥质岩转变而成的绿泥石比由铁镁质岩石转化而成的绿泥石具有较高的Al/(Al+Fe+Mg)，一般大于035。金山金矿绿泥石化千枚岩中绿泥石Al/(Al+Mg+Fe)比值变化为0413～0417，糜棱岩中绿泥石的Al/(Al+Mg+Fe)比值变化为0319～0442，含金石英脉中绿泥石的Al/(Al+Mg+Fe)比值为0317。这说明绿泥石化千枚岩中的绿泥石主要来自于泥质岩，而蚀变糜棱岩中的绿泥石可能部分来自泥质岩，部分来自于铁镁质岩石，而含金石英脉中绿泥石来自铁、镁质岩石。

图6－5 绿泥石Mg/(Mg+Fe)－Al/(Al+Mg+Fe)关系图

3绿泥石AlⅣ、AlⅥ与Fe/(Fe+Mg)

金山金矿绿泥石的AlⅣ变化范围为2042～2759，而AlⅥ的变化范围为2247～3653(表6－3;图6－6)，AlⅣ＞AlⅥ，为与变质成因的绿泥石略有差异(Foster，1962)。AlⅣ/AlⅥ比值变化为066～096，说明AlⅣ替代Si4+与AlⅥ在八面体位置上替代Fe或者Mg达到了电荷间的平衡，同时也说明这些绿泥石中Fe3+的含量比较低。

图6－6 绿泥石AlⅣ－AlⅥ关系图

在AlⅥ－Fe/(Fe+Mg)图解(图6－7)上可以看出，AlⅥ与Fe/(Fe+Mg)有两种关系:一类是随着AlⅣ含量的增加，Fe/(Fe+Mg)比值也增加，说明AlⅣ替代Si4+必须有大量的Fe2+替代Mg2+，换言之，由于绿泥石结构本身的原因，随着Fe/(Fe+Mg)比值增加，有更多的AlⅥ替代Si4+;另一类是随着AlⅣ含量的增加，Fe/(Fe+Mg)比值减小，这就是说随着Fe/(Fe+Mg)比值增加，没有相应的更多的AlⅥ替代Si4+;说明成矿流体中有较多的Si4+，这可能与金山金矿的硅化作用有关。

4绿泥石八面体位置上的空穴数目与Na+K+2Ca

绿泥石八面体位置上的空穴数目(◇)，由◇－Na+K+2Ca图解(图6－8)可以看出，◇与Na+K+2Ca没有明显的相关关系，说明热液蚀变过程中绿泥石成分的变化不是由与其共生的伊利石造成的。

图6－7 绿泥石AlⅣ－Fe/(Mg+Fe)关系图

图6－8 绿泥石Na+K+2Ca－◇关系图

三、绿泥石地质温度计

绿泥石作为中低温、中低压环境中稳定存在的矿物，由于其结构有很大的可变性，成分上具有非计量性，因此它的成分、结构的变化与其形成温度之间的关系一直受到人们的关注(Bailey et al，1962;Walker，1989;Martinea－Serrana et al，1998;deCaritatP et al，1993;Zang et al，1995;Battaglia，1999)。Hayes(1970)注意到绿泥石的多型与其形成温度之间具有定性的关系。Crutisetal(1985)指出了随着埋藏深度的增加，沉积盆地中绿泥石多型可能的演化路线。Cathelineau et al(1985)通过对墨西哥LosAzufres和SaltonSea地热系统绿泥石成分－温度之间关系的系统研究，发现AlⅣ和温度之间存在正相关关系，于是提出了绿泥石固溶体地质温度计。Battaglia(1999)则提出了运用XRD衍射结果探讨绿泥石形成时的温度。为了探讨金山金矿绿泥石的化学成分与其形成温度之间的关系，本书利用Rausell－Colom et al(1991)提出、后经Nieto(1997)修改的绿泥石化学成分与d001之间的关系式计算d001值:

d001=14339－0115AlⅣ－00201Fe2+

然后，根据Battaglia(1999)提出的面网间距d001与温度之间的关系方程，计算绿泥石的形成温度:

T(℃)=(14379－d001)/0001

计算结果已列于表6－3。由表可知，金山金矿绿泥石化千枚岩绿泥石的形成温度为219～225℃，而热液蚀变成因的绿泥石温度为206～258℃，这与由流体包裹体所测的均一温度基本一致。

四、绿泥石形成的物理化学条件

正如温度对绿泥石化学成分的影响一样，绿泥石形成时的物理化学条件(如fO2和fS2等)也影响着绿泥石的化学成分。fO2和fS2等对绿泥石化学成分的影响主要表现在Fe/(Fe+Mg)比值上。Bryndziaetal(1987)进行了fO2和fS2等对绿泥石化学成分影响的实验研究，确立了由绿泥石化学成分计算fO2和fS2的方法。Walshe(1986)提出利用绿泥石六端员模型计算热液系统中绿泥石形成的物理化学条件。肖志峰等(1993)利用绿泥石的化学成分研究了海南抱板金矿田围岩蚀变中绿泥石的形成条件。本书根据Bryndzia et al(1987)所提出的方法计算了金山金矿绿泥石形成的物理化学条件，结果列于表6－3。由表6－3可知，金山金矿水－岩作用过程中，流体的fO2为10－2956～10－3148，而形成变质成因绿泥石的流体fO2为10－2869～10－2943。

五、绿泥石的形成机制

1绿泥石形成条件分析

绿泥石的形成过程是一个由反应动力学控制的水－岩反应，除温度、压力之外，绿泥石的形成还受水－岩比、流体和岩石化学成分的制约(Harvery et al，1991;Inoue et al，1994;Pollastro，1993)。Harvery et al(1991)认为在高渗透率的地热区，伊利石和绿泥石直接从流体沉淀出来。Zangetal(1995)认为理论上绿泥石形成的多少是与系统中Mg2+的含量有关，实验发现，在温度为250℃的条件下，高水－岩比(＞50)有利于形成富绿泥石－石英的岩石，而低水－岩比的条件下则形成贫绿泥石－石英的岩石(Mottl，1983;Bowers et al，1985)。实验研究发现Mg/(Fe+Mg)比值的变化与系统的硫化作用和氧化作用有关(Bryndzia et al，1987)。Zane等(1998)认为全岩的成分控制着变质成因绿泥石的成分。Hillier(1993)指出在微观的情况下，铁、镁绿泥石的共存说明了系统是不平衡的，Inoue(1995)认为在脉状矿床的热液蚀变中低氧化、低pH值的条件有利于形成富镁绿泥石，而还原环境有利于形成铁绿泥石，铁绿泥石的形成可能与流体的沸腾作用有关。金山金矿绿泥石的成分同Martinez－Serrand et al(1998)所提出的热液蚀变绿泥石的成分基本相同。金山金矿蚀变岩石中的绿泥石Fe/(Fe+Mg)为050～069，为富铁绿泥石。上述研究说明，金山金矿岩石蚀变过程中绿泥石沉淀环境是还原环境。在成岩过程的反应和活动地热区的热液蚀变中，常可以见到蒙脱石向柯绿泥石和绿泥石的转化。柯绿泥石以(001)衍射峰为29(1=10－10m)经己二醇处理后变为31为特征。有关蒙脱石向绿泥石的转化是否是一个连续的过程一直存在着争论(Bettison－Varga et al，1991;Shau et al，1992;Roberson et al，1999a)，Shau et al(1992)指出在不完全结晶的条件下，蒙脱石向绿泥石的转化是一个连续的过程;而在高水－岩比的条件下，倾向于不连续的过程，主要表现为单个的状态。Robinson et al(1999b)认为柯绿泥石在蒙脱石向绿泥石的非连续转化过程中，稳定温度范围为150～200℃，而柯绿泥石稳定温度存在的最高上限为230～250℃。Barrenechea et al(2000)认为氧化环境有利于柯绿泥石的形成。而柯绿泥石+绿泥石的出现，与还原环境有关。在金山金矿的样品中没有发现有蒙脱石存在的样品(图6－9)。因此，可以认为柯绿泥石在金山金矿的出现是一个不连续的状态。它与绿泥石共存代表了成矿环境为还原环境。它是在流体作用下，韧性剪切带发生退变质作用过程中，绿泥石发生退化的结果。

图6－9 金山金矿蚀变超糜棱岩粘土矿物(＜2μm)AD片和经己二醇处理EG片X射线衍射图Chl—绿泥石;Q—石英;Feld—长石;Corr—蒙脱石

2绿泥石的形成机制

金山金矿蚀变糜棱岩中绿泥石的含量少于蚀变超糜棱岩中绿泥石的含量，说明在糜棱岩带流体中的Fe2+和Mg2+含量比超糜棱岩带低。而Fe2+和Mg2+的来源和迁移与铁镁质岩石及构造分异作用有关。蚀变带中的绿泥石主要为铁绿泥石，说明流体中Fe2+＞Mg2+。从显微镜下可以看到绿泥石呈脉状充填于裂隙中，或充填于韧性剪切带内皱曲转折端等张性部位。结合前文的论述，绿泥石的形成温度为206～258℃，流体作用过程中，水－岩比较高。故本书认为金山金矿热液蚀变成因的绿泥石形成机制同伊利石一样，为溶解—迁移—沉淀形成。

泥质变质岩类随着温度的增加，岩石中的组构也相应地发生明显的变化，从板状构造（变余泥质结构）→千枚状构造（显微鳞片变晶结构）→片状构造（细 中粗粒片状变晶结构）→片麻状构造（粒状变晶结构）。其相应的岩石类型是：泥质板岩→绢云千枚岩→云母片岩→富铝片麻岩和长英质麻粒岩。

在递增变质作用中泥质变质岩类的矿物和矿物共生组合的相应变化则更为复杂，因为矿物不仅随着温度变化而改变，而且在不同的p/T条件下，岩石中的矿物组合也有相应的差异。由于中p/T（中压）相系的研究历史很长，后期有许多地质学家在其经典地区（苏格兰高地的加里东变质带）对泥质变质岩进行详细研究，并结合室内的样品测试和各种先进的实验工作，取得很多新的成果，而成为中p/T（中压）相系的典型代表。而低p/T（低压）相系介于接触变质（很低压）和中p/T（中压）相系之间的各种类型，有布羌型、领家型、比利牛斯型、密执安型和安达赫型，它们分别具有各种不同的矿物共生组合和变质带，反映它们形成于不同的地质环境。而高p/T（高压）相系泥质变质岩在自然界出露很少，有关资料十分缺乏。作者编制了泥质变质岩类在中p/T（中压）、低p/T（低压）变质相系递增变质作用中的矿物和典型岩石表格（表3-7）。

很低级变质的泥质变质岩石与原岩相比，其矿物及组构上的变化不明显，即使在显微镜下，也不能辨认原泥质岩石是否发生了变质作用。

很低级变质作用和沉积岩的成岩作用之间呈渐变过渡关系，只能使用仪器测定两者的界限。利用X射线粉末衍射测定伊利石库珀指数Küber index（KI），也可通过MPV3显微光度计测定有机质镜质体反射率（Ro）来划分成岩作用与很低级变质作用、很低级变质作用与低级变质作用之间的界限。以伊利石库珀指数Küber index（KI）＞042和有机质镜质体反射率（Ro）＜20作为成岩作用与很低级变质作用的界线；以（KI）＞025和（Ro）＞40～50作为很低级变质作用与低级变质作用的界线（Frey，1987b；Kisch，1987；Merriman and Frey，1999；Arkai，等2007）。

（一）泥质变质岩类在中p/T（中压）相系的递增变质作用有哪些？

1绿片岩相

中p/T（中压）相系经典地区苏格兰高地Barrovian type 泥质变质岩的绿片岩相中，按变质温度可分为低绿片岩相（包括绿泥石带和黑云母带）和高绿片岩相（铁铝榴石带）。也有一些学者主张将高绿片岩相的铁铝榴石带单独划分出来，称为绿帘角闪岩相，作为绿片岩相向角闪岩相的过渡相，但也有地质学家将其并入低角闪岩相，本手册考虑到它是一个过渡相，不将其作为一个独立的变质相，还是将其归入到高绿片岩相的范畴。

低绿片岩相 Al2O3过剩的泥质变质岩石中，绿泥石带的矿物组合主要是：绢云母（多硅白云母）＋绿泥石＋石英，还可出现叶蜡石、钠长石、硬绿泥石等矿物。其岩石类型主要是泥质板岩、绢云千枚岩。随着温度的增加，岩石中开始出现黑云母，进入到黑云母带。其典型的矿物组合是：黑云母＋绿泥石＋白云母（含有多硅白云母成分）＋石英，尚可出现硬绿泥石、锰铝榴石等矿物。与绿泥石带相比，黑云母带的白云母成分中多硅白云母减少；绿泥石和硬绿泥石成分中镁的含量增加，而铁的含量降低；黑云母的多色性显绿褐色、黄褐色。黑云母带的岩石是二云片岩、绿泥二云片岩，有时有硬绿泥二云片岩。

在K2O过剩的泥质变质岩中，绿泥石带的矿物组合为钾微斜长石＋绢云母（多硅白云母）＋绿泥石＋石英±黑硬绿泥石。其典型的岩石是泥质板岩和绢云千枚岩，有时含有黑硬绿泥石。进入到黑云母带，黑硬绿泥石消失，黑云母开始出现，其矿物组合是黑云母＋绿泥石＋白云母＋钾微斜长石＋石英，典型的岩石是微斜二云片岩。黑硬绿泥石仅稳定于绿泥石带，它是绿泥石带的标志矿物，进入到黑云母带，黑硬绿泥石与多硅白云母经变质反应形成黑云母和绿泥石。此外，黑硬绿泥石多出现于原岩成分富铁、贫镁和贫铝的岩石，若岩石中Fe2＋＜Mg，则不会出现黑硬绿泥石而形成绿泥石。

高绿片岩相 在 Al2O3过剩的泥质变质岩中，铁铝榴石开始出现是进入高绿片岩相铁铝榴石带的标志，其矿物组合是：黑云母＋白云母＋铁铝榴石＋石英＋硬绿泥石，白云母中多硅白云母的组分减少，常见的岩石类型是云母片岩、石榴云母片岩、硬绿泥云母片岩。

在K2O过剩的泥质变质岩的高绿片岩相的矿物组合是，黑云母＋白云母＋钾微斜长石＋石英＋钠长石，其岩石类型仍是微斜二云片岩。岩石中不含铁铝榴石、硬绿泥石等矿物，泥质变质岩在中p/T（中压）相系绿片岩相的矿物组合和典型岩石，参阅表3-7。

2角闪岩相

泥质变质岩石中出现蓝晶石、十字石等矿物是进入中p/T（中压）相系角闪岩相的标志。在苏格兰高地（Barrovian type）中p/T（中压）相系泥质变质岩的角闪岩相，按温度递增可分为低角闪岩相的十字石带和蓝晶石带、高角闪岩相的矽线石带。

低角闪岩相 Al2O3过剩的泥质变质岩的低角闪岩相标志矿物组合是十字石＋蓝晶石±铁铝榴石。在十字石带的矿物组合为白云母＋黑云母＋十字石＋铁铝榴石＋斜长石＋石英，其岩石类型是十字石榴云母片岩（照片3-24，25，26）。当十字石与石英经变质反应形成蓝晶石和铁铝榴石时，十字石在岩石中消失，就进入蓝晶石带，蓝晶石带的矿物组合为，白云母＋黑云母＋蓝晶石＋铁铝榴石＋斜长石＋石英，典型的岩石类型是石榴蓝晶云母片岩（照片3-28）。

但在自然界中经常发现十字石和蓝晶石产于同一变质带的岩石中形成十字蓝晶云母片岩（照片3-27，29）、十字蓝晶石榴云母斜长片麻岩，对此可统称为十字石 蓝晶石变质带。在一些原岩含铝较高的变质岩石中，蓝晶石可早于十字石形成。在山西恒山地区的十字云母斜长片麻岩中，偶尔发现蓝晶石周围，环绕生长着十字石，形成环状反应边结构（照片3-53），显示恒山地区泥质变质岩石中蓝晶石早于十字石的岩相学证据。由此可见，某种特征变质矿物的出现与否及其形成的早晚次序，一方面取决于变质条件，不仅要注意温度对它的控制、也要考虑压力对它的影响，另一方面还受原岩成分的制约，也与形成该矿物的变质反应有关。

石榴云母片岩（照片3-20，21，22）和云母片岩（照片3-16，17，18）可以在绿片岩相、低角闪岩相的变质地体中广泛分布。但随着绿片岩相进入到角闪岩相，岩石中的铁铝榴石、白云母和黑云母的组分会发生相应的改变。在低角闪岩相的铁铝榴石中，铁铝榴石和镁铝榴石端员分子较高，而锰铝榴石端员分子低。角闪岩相的白云母成分中多硅白云母含量少，更接近白云母的理论成分。黑云母中MgO和TiO2的组分有所增加，其多色性呈黄褐色。

在K2O过剩的泥质变质岩中，低角闪岩相的岩石类型仍是微斜二云片岩（照片3-38），岩石中不含十字石、蓝晶石等富铝矿物。

高角闪岩相 Al2O3过剩的泥质变质岩高角闪岩相矽线石带的矿物共生组合是矽线石＋铁铝榴石＋黑云母＋正长石＋斜长石＋石英。其与低角闪岩相中的云母片岩相比，岩石中白云母消失（含有石英的情况下），代之以出现矽线石＋钾长石为特征。其典型的岩石类型属富铝片麻岩，即矽线石榴二长（或钾长）片麻岩（照片3-44）。

K2O过剩的泥质变质岩的微斜二云片岩在高角闪岩相变质条件下，矿物和岩石类型发生较大的变化。首先是微斜长石转变为正长石（或条纹长石），此外，岩石中的白云母与石英经变质反应，形成矽线石和钾长石，其矿物组合是矽线石＋钾长石（正长石、条纹长石）＋黑云母＋石英＋斜长石。相应的岩石类型是矽线黑云二长（或钾长）片麻岩（照片3-42），也属富铝片麻岩类。其与上述Al2O3过剩的富铝片麻岩相比，矽线石含量要少，且岩石中很少含有铁铝榴石等矿物。

泥质变质岩在高角闪岩相中出现矽线石＋钾长石组合，Winkler（1976）等地质学家将其归入高级变质的范畴（相当于低麻粒岩相）。泥质变质岩在中p/T（中压）相系角闪岩相的矿物和典型岩石参阅表3-7。

3麻粒岩相

麻粒岩相以出现高温无水矿物为特征。富铝片麻岩中的含水矿物黑云母在温度升高条件下变得不稳定，经不同的变质反应可分别形成铁铝榴石＋钾长石和铁铝榴石±紫苏辉石＋钾长石等矿物组合。但在麻粒岩相的泥质变质岩石中，出现斜方辉石（紫苏辉石、古铜辉石）相对较少见。

中p/T（中压）相系麻粒岩相的矿物组合是，石英＋正长石（条纹长石）＋斜长石＋石榴子石＋矽线石±紫苏辉石±石墨。其岩石类型是矽线石榴二长（或钾长）片麻岩（属SiO2过饱和的富铝片麻岩）（照片3-44，47）。原岩成分中Al2O3过剩、但SiO2不足的泥质变质岩的麻粒岩相矿物除了矽线石、石榴子石、正长石（或条纹长石）等以外，还出现了SiO2不饱和的刚玉和尖晶石矿物，富铝片麻岩是泥质变质岩高级变质的主要岩石类型。

在贫铝的K2O过剩的泥质变质岩经麻粒岩相变质作用，出现麻粒岩相的标志矿物———紫苏辉石，形成紫苏辉石＋铁铝榴石±矽线石＋正长石（或条纹长石）＋斜长石（或反条纹长石）＋石英的矿物组合，其典型的岩石是紫苏石榴二长（或钾长）片麻岩，也称为长英质麻粒岩。泥质变质岩在中p/T（中压）相系麻粒岩相的矿物和典型岩石参阅表3-7。

351 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。

3511 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354）。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355），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 003～005mm。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354 含矿花岗斑岩中斜长石斑晶绢云母（Ser）化

图355 花岗斑岩中基质绢云母（Ser）化

3512 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356，图357），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357）或网脉状产出（912队，2006）。

图356 含矿花岗斑岩中晶形完整的绿泥石（Chl）

图357 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358），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359）。绿泥石的主要成分为含铁绿泥石、蠕绿泥石（孟祥金，2008）。

3513 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42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360），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361）、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362）。

图358 暗绿色绿泥石（Chl）呈网脉状填充在钾长石（Kfs）颗粒间

图359 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360 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361 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362 铁锰碳酸盐（Fer）-石英（Qtz）-绿泥石（Chl）脉沿岩石裂隙交代充填

图363 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363），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02～05mm，属矿田蚀变最晚阶段的产物。

3514 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364），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005～015mm，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365），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364 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365 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

3515 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366）自形状产出，亦有呈（微）细脉状及细脉浸染状产出（图367）。

图366 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367 含矿花岗斑岩中呈细脉浸染状产出的黄铁矿（Py）

3516 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368）。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368 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

3517 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369）。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369 花岗斑岩中黑云母斑晶白云母（Ms）化

3518 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）。

352 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）。

3521 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。

3522 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。

353 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370；表32）。

图370 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32 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32）。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℃）。