隆起带(区) 成矿单元

（一）秦岭-大别（东段）金、银、铅锌、铜成矿带

该带是秦岭-大别金银多金属矿成矿带的东延部分，其内部的次级构造单元、构造型式、岩浆系列与成矿有明显的时空对应关系，区内矿床的空间分布在平面分别上具有带状分布和成群集中的规律。大别山隆起区主要矿床集中产于其北部的桐柏-霍山和南部的随洲-张八岭两个成矿带中，显示以造山带中央隆起带为中心，两侧对称分布的规律，主要矿带分布在两侧的相对拗陷区或隆-拗过渡带中。

桐柏-霍山金、银、铅锌成矿亚带与大别造山带北部的北淮阳构造带对应，主要由中元古代—早古生代变质基底和中生界火山-沉积岩系等不同时代的地层构成，该带在前印支期的俯冲阶段应处于弧后盆地环境，在印支期碰撞过程中褶皱变形隆起。其北缘有燕山期后陆盆地叠加，并有大规模的火山-侵入活动，形成一套高钾钙碱性和橄榄安粗岩两个岩石系列，其总体特征可与下扬子地区对比。区内以金、银、多金属矿为主，其次为钼、稀有、稀土、放射性金属矿化，主要矿化类型有：构造蚀变岩型金矿、陆相火山岩型低温热液金、银、多金属矿、层控矽卡岩型铅锌矿等，与花岗岩类和碱性花岗岩类有关的钼、稀土、稀有金属及多金属矿（化）等。典型矿床有：破山银矿、银洞坡金矿、老湾金矿、皇城山银矿、白石坡银多金属矿、汞洞冲铅锌矿、银水寺铅锌矿、东溪金矿等。其中产于龟山组变质岩中的老湾构造蚀变岩型金矿是区内唯—的大型金矿，它也是大别地区已知成矿时代最年轻的矿床，其成矿年龄在90 Ma。

随洲-张八岭金成矿亚带，该区为大别造山带的前陆褶皱冲断带。区内出露的地层代表着扬子板块北缘晚元古代被动陆缘时期的基底和沉积盖层，并在大陆碰撞过程中被卷入前陆冲断带。带内矿化类型主要为构造蚀变岩型和低温热液型金矿化。典型矿床有：黑龙潭金矿、花桥金矿、小庙山金矿、龙王尖金矿等。产于造山带前陆冲断带内的金属矿床的成矿时代主要为130～145 Ma，成矿时代跨过晚侏罗世—早白垩世，反映两期岩浆活动的叠加成矿作用存在。

（二）江南隆起钨、锡、金、银、铅、锌、钼、锑成矿带

该带北与长江中下游成矿带、南与浙赣成矿带相毗邻，向西进入湖南境内。它是江南地块中重要成矿带，在研究区内被划分为3个次级成矿亚带。

1石台-太平银、铅、锌多金属成矿亚带

该亚带与安徽省习称的江南过渡带相对应，其北以高坦-周王断裂为界，与长江中下游成矿带相连；东抵浙西地块，西与江西九岭北部修水过渡带相连。带内自震旦—三叠纪地层出露较齐全，断裂、褶皱构造较发育，燕山期岩浆活动分为2期，燕山中期形成的中深成侵入体分为高钾钙碱性花岗闪长岩类和钙碱性花岗岩类两个岩石系列。该亚带以江南断裂为界分为东、西两个成矿区。位于西段的东至-石台成矿区，南华—三叠纪地层出露较齐全，寒武—奥陶纪为碳酸盐台地相，金银铅锌锑矿化较强，典型矿床有贵池黄山岭层控矽卡岩型铅锌矿、东至花山热液型金锑矿等。东段太平-宁国成矿区，为大面积志留纪地层分布区，自寒武—志留纪该区即为深海槽盆相，早古生代为一套泥沙质复理石建造，晚古生代地层仅残存于局限的向斜盆地中，东段总体矿化相对较弱，主要矿床（点）、类型包括：泾县铜山有产于石炭纪与小侵入体接触带附近的层控矽卡岩型铜矿，围绕一些大型侵入体周围尚见有热液型锡、钼矿化，但其规模有限。近年，在泾县-宁国一带的志留纪地层分布区内，发现了多处与燕山期斑岩、岩脉有关的热液型（裂隙充填型）和斑岩型金银多金属矿化（泾县乌溪、紫金山等），该类矿化具有一定的工业意义和找矿前景。

此外，该成矿亚带中与震旦—寒武纪黑色页岩有关的低温热液型（层控叠改型）银铅锌矿（含铂钯）化具有一定的找矿远景。

2都昌-祁门-绩溪钨、锡、多金属成矿亚带

该亚带是江南地块中重要的钨锡成矿亚带。该带在地质构造单元中相当于晋宁期修武-羊栈岭古弧后盆地，其形态为反“S”状，横亘江西北部和安徽南部，西端进入湘东浏阳，其中段呈近东西向进入安徽境内后转为北东向，逾宁国-绩溪断裂后呈北东向。区内主要出露一套经历了低绿片岩相变质作用中-新元古代泥沙质类复理石沉积岩系，其次是沿该带的南部有江南地层区的早古生代地层成残留盆地出现（蓝田盆地、绩溪盆地），至浙皖两省交界处的天目山北部则主要为南华一震旦纪浅变质岩和早古生代地层出露区。值得提出的是：该带为一靠近九岭-江南隆起核部的过渡带，其西段在江西境内被称为修武过渡带，东部被北东向断裂截接，分别与浙西坳陷和浙赣拗陷相结，由于该亚带位于构造-岩浆-成矿活动的复合部位，成矿也具有自身的特点。

在该成矿亚带中发育一串与成矿有关的燕山期花岗岩，分为早、晚两期。早期为壳幔混合源同熔型（Ⅰ型）中酸性斑岩，以花岗闪长斑岩为主，形成的斑岩型钨钼矿（都昌阳储岭、宁国西坞口）以及与燕山期岩浆活动有关的爆发角砾岩型铜多金属矿（祁门三宝）、矽卡岩型钨矿（绩溪逍遥、绩溪际下、宁国大坞尖）等一系列大-中型矿床。与燕山晚期壳源物质为主的（S型）花岗岩（浅色富钾碱长花岗岩）有关矿床主要有江西彭山锡、铅锌（银）矿田、茅棚店锡矿等大-中型矿床。在江西境内，近年以彭山穹窿为中心的曾家垄锡矿、张十八铅锌（银）矿为中心，找矿取得了较大的进展，在安徽围绕绩溪伏岭岩体周围也发现一系列中-小型钨钼银铅锌矿，在1：5万水系沉积物测量中又圈定一批新高浓度的W、Mo、Ag、Pb、Zn元素化探异常，显示区内具有较大的钨锡钼找矿潜力。

此外，带内残余早古生代沉积盆地中尚见有沉积作用有关的矿产，主要有产于震旦纪蓝田组黑色页岩中的沉积叠改型银多金属矿（黟县西坑）、寒武纪荷塘组底部黑色页岩中的沉积型钒、磷矿。

3莲花山-障公山金、钨锡、多金属矿成矿亚带

该亚带位于江南隆起的核部（八字脑-障公山），从区内出现与北东向展布晚古生代一中三叠世地层与萍乡-乐平次级坳陷自然相连的特点，推测该带是在早期北东向构造基础上，叠加燕山期东西向构造-岩浆活动的强烈隆起带，表现出近东西向褶皱隆起、构造-岩浆活动与北东-北北东向断裂构造复合区，带内岩石经历了强变形作用和绿片岩相变质作用，其主体为一套“成层无序”构造岩石地层组合。

在该亚带内，沿近东西向复式叠加褶皱的核部出现的早白垩世黑云母花岗岩、黑云母二长花岗岩岩株带与区内已发现的金、钨锡、多金属矿密切相关。围绕早白垩世江西鹅湖黑云母二长花岗岩壳源成因（S型）出现的构造蚀变岩型金矿（金家坞、大背坞）以及藏湾砂金矿均达到中-大型规模。在安徽境内沿障公山北坡的祁门汪村-板桥一带仅发现小连口金矿（小型），但区内出现的大面积、高浓度的Au、W、Sn异常尚未得到验证。此外，区内尚见有与燕山期小斑岩体有关的锡矿（祁门右龙）、钼矿（祁门里东坑）和里广山热液型锑矿等。

该亚带由于自然条件较差，地质工作程度较低，它是皖赣两省有望实现金矿、钨锡矿找矿突破的重要地区之一。

（三）武夷山金铜铅锌锡钽成矿带

该带主要受古华夏陆块基底构造控制（图4-2），在其周缘和内部可划分为5个成矿亚带，其主要特征如下：

图4-2 武夷-台湾走廊成矿区带划分图

1武功山-北武夷银铀钨（金）成矿亚带

受华南加里东造山带前缘褶冲带基础上发展起来的构造-花岗岩隆起带控制，与东乡-铅山矿带无明显界线。西部武功山-玉华山区成矿与燕山期壳源S型花岗岩有关，有宜春钽铌矿田和浒坑、下桐岭、徐山等大型钨矿床。区内成矿主要与燕山期壳源S型火山、潜火山斑岩有关，有超大型的冷水坑银铅锌矿田，相山铀矿田，同时新发现有谭家山等一批中小型银矿床、矿点。除此，有与S花岗岩有关的钨锡矿化。此次新发现的A型花岗岩是否有钽铌铅锌矿化有待进一步查证。

2资溪-广昌铅锌银金成矿亚带

位于闽赣2省邻接的武夷山脉腹地。出露麻源群为区内最古老地层。因此本带应是武夷隆起最古老的陆核部位。变质岩地层内混合岩化作用强烈，同时发育各种剪切带构造。在加里东期及燕山期均有大面积的花岗岩类侵入，表明该区属于长期活动的热穹窿中心。沿鹰潭-安远断裂带有成串斑岩体密集分布。区内除在武夷山脉两侧有寒武纪地层分布外，无其他古生代地层，表明古生代时长期处于挤压隆起状态。

本带内主要的成矿作用有2种，即区域变质及深成地质构造的成矿作用和斑岩的成矿作用。

3石城-会昌铜锡成矿亚带

在鹰潭-安远断裂南段之西侧，发育有多个燕山期的斑岩型矿床密集区，典型矿床有石城松岭锡钨矿、岩背锡矿。

4邵武-泰宁金（银）成矿亚带

本带位于四堡期西部的古裂陷槽内，以交溪组为代表的火山沉积建造是裂陷槽内的典型产物，其原岩为角斑质中酸性火山岩类。寒武纪时沉积有林田组的海相地层，以后长期隆起。早侏罗世时受早期燕山运动影响，使崇安-石城断裂进一步发育，沿断裂带形成一系列长槽形断陷盆地，并在变质基底之上沉积了早侏罗世的梨山组陆相地层，其后断裂带又继承性地反复活动，在白垩纪后期形成赤石群的红盆堆积。本带在加里东期及燕山期均有花岗岩类侵入。

带内已发现的矿床只有金矿，均属何宝山式的变质岩构造蚀变岩型。值得探究的是，纵贯本带的崇安-石城断裂虽然与前述的鹰潭-安远断裂都同样属于区域性的大断裂，但并未像后者那样发现有众多的斑岩体及斑岩型矿床。带内在邵武-太宁地区为一金矿成矿区。此外，在带内已发现早侏罗世地层内有找银的线索。

邵武-太宁金矿成矿区的南端有何宝山金矿床及梅桥、长兴、五里亭等金矿点，北端有金坑金矿床。在成矿类型上均属于变质岩构造蚀变岩型，但南部各金矿产于中元古代交溪组变质岩而北部的金坑金矿则产于寒武系浅变质岩中。

5政和-尤溪金铅锌铜成矿亚带

本带位于武夷隆起的东缘，北起政和附近，向南延到尤溪以南直到德化附近。以在裂谷内发育一套马面山群的类似裂谷式火山沉积建造为特征。其中的东岩组内出现有超镁铁质喷出岩，表明其处裂陷已深及地幔层。由于地壳减薄及地幔上隆，使较多成矿物质携至地壳，本带因而具备了较丰富的矿源条件。震旦纪时在裂谷东缘，又发生过一次继承性的裂陷并有小规模的中-基性火山岩喷溢。此后本带即长期处于隆升状态，仅在西南边缘邻近永梅拗陷处，受华力西期海侵影响形成一些石炭、二叠纪地层。早侏罗世时的燕山运动使带内的政和-大埔断裂进一步发展和形成，并在裂谷东侧的政和一带发生较大规模的张裂，形成了地堑式的长槽形断陷盆地，其内沉积有梨山组。晚侏罗世时发生了大规模的陆相火山活动，其最初的喷发部位很可能是在本带东侧以碎斑熔岩带为标志的裂隙喷发带，然后向两侧扩展并波及至本成矿带。加里东期及燕山期的花岗岩类在本带多处侵入并对成矿发挥积极作用。由于本带具备优越的成矿地质条件，因而成为研究区内一批重要矿床的集中产出区。其主要的区域成矿作用及由其形成的成矿类型与矿床式有：海相火山作用形成的水吉式变质基性火山岩层控型铅锌银矿、区域变质及深成地质构造作用形成的双旗山式变质岩剪切带型金矿。此外，还有东岩式的细碧角斑岩型铜矿和龙凤场式的层状矽卡岩型铅锌矿。但同样需要探究的是，政和-大埔断裂虽然同样是区域性的大型断裂，但为何未像鹰潭-安远断裂那样发现有众多斑岩体与斑岩型矿床需进一步研究。

（四）浙闽粤银、铅、锌、钼、锡、铜（金）成矿带

该带与浙闽粤中生代火山断陷区对应，在构造地貌上实为一隆起区，故将其置于隆起区成矿单元予以叙述。该带位于政和-大浦断裂以东地区，西与武夷隆起及永梅拗陷区毗邻，大致为火山喷发物所及范围，其中划分为闽西-粤东铜金银成矿亚带和沿海火山基底银铅锌成矿亚带。

1闽西-粤东成矿亚带

闽粤沿海中生代火山喷发带铅锌银铜成矿带内划分出3个次级成矿单元：莆田-福清铅锌银成矿区、平和-南靖铜铅锌成矿区及潮安-惠来铅锌银铜成矿区。

莆田-福清铅锌银成矿区：位于连江-永定断裂带及云山早白垩世火山盆地南侧，分布上侏罗统火山岩地层，有规模不大的早白垩世花岗岩类侵入。小区内包括莆田银坑及福清下溪底2个中小型矿床，均与陆相火山成矿作用有关。

平和-南靖铜铅锌成矿区：位于上杭-云霄断裂两侧，主要分布晚侏罗世陆相火山岩，北部梅林附近有碎斑熔岩出露，南部平和-云霄一带有小块早白垩世火山盆地。另在南靖西北有二叠纪的基底地层出露，南靖-平和一线有较大面积的上三叠统-下侏罗统基底地层出露，表明本区受剥蚀较深，火山岩盖层不会保存太厚。区内有晚侏罗世及早白垩世的花岗岩类相继侵入，并形成火山-侵入组合体。小区内有平和钟腾及平和大望山2个小型矿床，前者属斑岩-潜火山热液型铜钼矿，后者属岩浆热液及构造充填型银铅锌矿。

潮安-惠来铅锌银铜成矿区：位于兴宁-潮安断裂带上，区内较大面积出露的上三叠—下侏罗统的火山基底层，成为主要的矿床围岩。小区内有大型-特大型的厚婆拗锡多金属矿床及其外围的一系列矿化异常，共同构成厚婆拗矿田。

2浙闽火山基底成矿亚带

沿海火山基底成矿带包括寿宁-长泰金铅锌银铜成矿区、福鼎铅锌银成矿区。

1）长泰金铅锌银铜成矿区：本带位于福安-南靖断裂带与屏南-尤溪中生代碎斑熔岩带之间。出露于闽江以北的火山基底层为前震旦系变质岩，闽江以南则逐渐出现上古生界-中生界的沉积岩，表明南北基底性质不同。据重力、航磁等地球物理资料推测，基底层的顶面埋深呈现二凸二凹的起伏变化。北部寿宁-屏南一带埋深较浅，一般为200～400 m，屏南-古田则骤然变深达1700～1800 m而呈现为基底凹陷，古田-德化之间基底又抬升为埋深不到400 m的凸起，德化往南则又呈埋深为2000 m的深凹陷。这种变化很可能与北西走向的松溪-宁德及永安-泉州的断裂带有关。使得基底地层在上述断裂带南侧均呈阶梯式的断陷下落。从已知基底层出露的天窗来看也大多分布在基底相对凸起地段。本带内矿床的成矿类型主要为层状矽卡岩型及陆相火山构造蚀变岩型。但从成矿地质条件分析，斑岩型亦不容忽视。

2）福鼎铅锌银成矿区：位于研究区的北东角，在福鼎南溪一带的中生代陆相火山岩中，有一个三角形的构造天窗，其内出露小块石炭—二叠纪的地层，虽然面积仅有7km2，但对其所反映的构造意义，一度众说纷纭。有的据此认为存在一条闽东沿海的华力西期地槽，有认为是有古海峡与永梅拗陷相通，最近又有提出是属于另外的福鼎-宁波裂陷槽的一部分。以上各种观点都有一个共同处，即均认为是原地的盆地沉积而不是外来的构造地体。本区内有一个银硐中型铅锌银矿床。

福鼎银硐铅锌银矿床产于中石炭统矽卡岩化的钙硅质岩层内。矽卡岩呈似层状，也有呈团块状及脉状，其矿物成分为透辉石和石榴子石。矿体受矽卡岩内的层间构造控制，一般均呈顺层整合产出，亦有的沿破碎裂隙带充填成脉状（图4-3）。矿体的形成还与闪长玢岩脉（曾被认为是海相的中性火山岩）及角砾状的花岗斑岩体有关，这些岩脉本身也都有矿化，在角砾状花岗斑岩内外侧，矽化还趋于富集。金属矿物成分简单，以闪锌矿为主，方铅矿和黄铁矿次之。

图4-3 福建福鼎银硐铅锌矿区纵剖面（据何跃基等修改）

方铅矿的铅同位素组成既有正常铅和深源铅，也有高铀高钍的异常铅。硫同位素δ34S08‰～728‰，水的δ18OH2O为-514‰～873‰，均显示出多源的特点。该矿床属于比较典型的层状矽卡岩型。根据花岗斑岩本身也受到矿化来分析，矿化阶段一直延续到燕山期。

此矿床的规模达中型。在矿床周围的火山岩盖层下有可能还有隐伏的基底地层及此类矿床。

3）浙闽粤中生代火山断陷区：形成的矿床主要与燕山期陆相火山-侵入作用有关。燕山期强烈的断裂、岩浆活动，在北西向、北东东-近东西向断裂及其与北东向主干断裂交汇部位，形成火山喷发活动中心，伴随岩浆作用形成一系列银铅锌钼锡铜等金属矿化，如莆田银坑铅锌矿床，矿化富集出现于火山岩盖层之中。值得注意的是：沿海火山断隆区的火山岩基底变质岩中矿化也较为发育，在火山岩基底出露区（“天窗”）形成的银铅锌成矿带也是与燕山期酸性火山-侵入作用有关的银铅锌成矿系列的一部分，如福鼎银硐铅锌银矿床，产于火山岩基底的中石炭世矽卡岩化的钙硅质岩层内（图4-4）。因此，该区成矿具有“双层”结构特征，今后找矿工作应引起注意。

图4-4 福建莆田银坑铅锌矿区剖面示意图

（五）台湾东部金、铜成矿带

中、上新世以来，菲律宾板块向北沿硫球海沟俯冲，形成了台湾纵谷洋陆碰撞造山带，这种洋-陆碰撞带具有规模巨大的岩石圈尺度不连续性质，其中发生的成矿作用均显示出板块构造作用的特色，带内可划分为基隆金铜成矿区、中央山脉金铜成矿带、海岸山脉铜成矿带等三个成矿单元，主要为喜马拉雅期洋-陆碰撞带内与火山-潜火山成矿作用有关的浅成热液型矿床。该带主要的原生金属矿床分布在沿岸山脉成矿带，而著名金瓜石超大型金矿位于洋-陆碰撞带靠大陆一侧的基隆成矿区，其成矿作用可谓“大器晚成”。

台湾东部地区的区域成矿作用主要与潜火山-斑岩作用及区域变质作用有关，由此形成一套成矿系列和成矿类型，以成矿时代较新为其显著特点，见表4-3。

表4-3 台湾东部构造岩浆带内成矿作用、成矿系列及成矿类型简表

按照区内金、铜矿产的分布及所处的地质构造单元，共划分为四个成矿区带，在区带内不再分出成矿单元。其中能达到矿床的仅有金矿，其余尚属矿点（图4-5）。

图4-5 台湾花莲奇美铜矿点矿化露头分布图（据高振敏，李朝阳资料）

1大南澳隆起成矿亚带（Ⅳ1）

隆起位于中央山脉东坡，主体由太鲁阁带的（石炭）-二叠系变质基底层组成，并夹有蛇绿混杂岩。其西与脊梁山-雪山第三纪凹陷带以断层相隔，东以海岸山脉断裂及台东纵谷与海岸山脉地体相接。在邻近台东纵谷处发育一条由片岩及洋壳蛇绿岩套构成的蛇绿混杂体，被认为是白垩纪时板块作用在缝合线上的产物。

本带绿片岩中有多处铜矿点，如花莲铜门及宜兰大白山等，其中花莲铜门可作为代表。

花莲铜门铜矿点，矿体呈透镜状整合产于绿片岩及绢云片岩中，与绿片岩及辉绿岩关系密切，成矿类型属变质基性火山岩层控型。矿石成分为含铜硫铁矿，含铜品位05％～28％，呈浸染状，有方铅矿共生。

另在宜兰县的铜山亦有同类型矿点，铜的品位可达3％～4％。

2脊梁山凹陷成矿亚带（Ⅳ2）

位于中央山脉西部，由轻度变质的第三纪地层组成。东部脊梁山地区变质较深，以板岩、千枚岩为主，西部雪山地区变质较浅，以泥质板岩为主。本带西以屈尺-潮州断裂为界与台湾西部的晚第三纪一第四纪的沉降带相隔，东与太鲁阁断隆带以断层接触。

在带内的浅变质岩内有多处金矿点，如宜兰太白山、南投合欢山等。含金石英脉产于泥质板岩、千枚岩、变质砂岩中。其产状有的与围岩一致，呈同步褶曲，有的穿切层理。脉厚者可达1 m，薄者仅数厘米。金属矿物有自然金及方铅矿和闪锌矿，品位10×10-6～1000×10-6不等。自然金产于石英脉之膨大、分叉或形态变化处。围岩蚀变有黄铁矿化、绿泥石化、高岭石化、方解石化等。成矿类型属于变质岩构造-蚀变岩型。

3海岸山脉地体成矿亚带（Ⅳ3）

位于台湾岛东缘滨海地带，西以海岸山脉断裂与台东纵谷相接。该地体属构造拼接地体，被认为是新生代初期由菲律宾海板块前缘的吕宋岛弧与欧亚板块发生碰撞的产物。带内的中新世奇美安山质火成杂岩（出露面积22km2）及中新世都峦山组的安山质海相火山碎屑岩，原属吕宋火山弧，其上的上新世—中新世大港口组沉积碎屑岩（夹少量火山碎屑岩）则属弧前盆地的复理石沉积。

在本带的奇美火成杂岩体中产有奇美铜矿点，在都峦山组的火山-侵入岩中产有都兰山铜矿点。

（1）奇美铜矿点

奇美火成杂岩体是由玄武质安山岩、斑状安山岩、玄武岩、闪长岩和多种岩脉组成的中、基性喷发-侵入杂岩。成矿与闪长斑岩有关。其中辉石闪长岩为早期侵入岩，K-Ar年龄225 Ma±35 Ma，斑状辉石闪长岩170 Ma±25 Ma，蚀变年龄180 Ma±18 Ma。安山质岩石较晚，测得锆石年龄154～164 Ma。何春荪在1969年测定矿化蚀变闪长岩年龄是90 Ma±07 Ma，被认为是成矿年龄。发现有5个矿化露头，均为氧化后的斑铜矿、辉铜矿、铜蓝、水胆矾、块铜矾（Antlerite）及含铜褐铁矿、铜绿。蚀变种类有粘土矿化（蒙脱石、伊利石）、青磐岩化（绿帘石、绿泥石、黄铁矿、方解石）及硬石膏化。其中三号及四号露头构成的第三矿化区，南北长650 m，东西宽400 m，经过钻探后，若以Cu＞03％计算，有矿石储量733万吨；＞05％计有186万吨，（含Au04～05g/t），成矿类型属斑岩型。见图4-5。

（2）都兰山铜矿点

中新世都峦山组为安山质的集块岩、凝灰岩、凝灰质砂岩等火山碎屑岩，其中夹有灰岩透镜体。安山玢岩为潜火山岩体，呈岩株、岩床、岩舌等侵入。矿体形成于安山玢岩之内外接触带，共见6个露头，均受构造裂隙控制。矿石由黄铁矿及黄铜矿组成，还有少量辉铜矿、铜蓝，因有玉髓共生，当地人称峦山宝石。矿化呈浸染状或块体状，围岩有青磐岩化及粘土化蚀变，6个露头中，最大的四号露头面积30 m×50 m，为角砾岩筒，角砾直径10～15cm，次圆状，由粘土化安山岩构成，常有安山玢岩脉贯穿，推测是火山喷发中心。矿石含铜01％～63％不等，平均04％，金46×10-6左右，银15×10-6。成矿类型暂定为潜火山热液型，推测角砾岩筒之下可能有斑岩型铜矿。

4基隆火山弧成矿区（Ⅳ4）

在台湾北部分布有大屯山及基隆2个火山群区，均由更新世的基-中性火山、潜火山岩组成。前者面积290km 2，同位素年龄037 Ma±004 Ma ～256 Ma±05 Ma，后者面积123km2，同位素年龄11～17 Ma。以往一般都认为这些火山群是琉球火山弧的西延部分，但最近根据Sr、Nd同位素的对比，二者存在差别，因此有人提出基隆火山群并非属琉球火山弧而是距今2 Ma时吕宋岛弧与欧亚大陆边缘碰撞后的拉张环境产物。其中本山岩体在17～14 Ma时沿沉积岩背斜轴脊附近侵入。其余岩体形成于10～09 Ma。著名的金瓜石金铜矿田即位于基隆火山弧成矿区内。

矽卡岩矿床的形成大多经历了一个漫长而又复杂的过程。在此过程中，成岩成矿的物理化学条件有较大变化，从而引起交代矿物的不断演化和更替。归纳起来，矽卡岩矿床的生成大致可分为以下三大阶段:

1)岩浆期矽卡岩阶段:在岩浆侵位的同时，一方面，由于岩浆熔融体释放出的热能，使接触带附近的围岩发生广泛的接触热变质作用，形成各类角岩和大理岩等;另一方面，当围岩为白云岩时，在透岩浆流体的作用下，有可能以渗滤交代碳酸盐岩石的方式，形成岩浆期镁矽卡岩或岩浆期钙矽卡岩。

2)岩浆期后矽卡岩阶段(包括早期碱性阶段):形成各类碱质交代岩和矽卡岩，包括岩浆期后镁矽卡岩、钙矽卡岩、碱质矽卡岩和锰质矽卡岩等，与此同时，还有部分金属矿石的堆积。

3)矽卡岩期后的酸性淋滤和沉淀阶段:形成大量含水和富含挥发分的退化交代矿物，并伴有许多金属矿物的沉淀。该阶段为主要成矿阶段。它实际上包含了从高温热液、中温热液到中低温热液阶段所形成的一系列交代矿物组合。

此外，在某些矿床中还可以划分出晚期碱性阶段，但在大多数矽卡岩矿床内，这一阶段不发育。

矽卡岩矿床形成的长期性和多阶段性，以及含矿流体、围岩成分的差异，导致矿物组合的多样性、重叠性和复杂性。到目前为止，据不完全统计，在我国的矽卡岩矿床中已发现有200多种交代矿物:

1)岩浆期镁矽卡岩矿物:铝透辉石(深绿辉石)、尖晶石、透辉石、镁橄榄石、钙镁橄榄石、基性斜长石、方镁石、紫苏辉石、石墨、刚玉、钾长石、方解石、白云石、菱镁矿、锆石。

2)岩浆期后镁矽卡岩矿物、蚀变镁矽卡岩矿物和伴生的金属矿物:镁橄榄石、透辉石、硅镁石、斜硅镁石、粒硅镁石、块硅镁石、镁黄长石、金云母、透闪石、韭闪石、直闪石、异剥石、镁绿泥石、滑石、水镁石、硬水铝石、海泡石、绢石、叶蛇纹石、纤维蛇纹石;胶蛇纹石、石棉、铁电气石、镁电气石，文石、磁铁矿、硼镁铁矿、黑硼锡铁矿、柱状硼镁石、块状硼镁石、遂安石、纤维硼镁石、氟硼镁石、菱镁矿、方解石、白云石等。

3)钙矽卡岩矿物:钙铝榴石－钙铁榴石系列、透辉石、钙铁辉石、透辉石－普通辉石、霓辉石、方柱石、符山石、硼符山石、阳起石、绿帘石、钾长石、条纹长石、钠长石、中—基性斜长石、榍石、含铁金云母、含氯角闪石、含氟角闪石、褐帘石、磷灰石、枪晶石、灰枪晶石、磁铁矿、白钨矿、锡石、硅硼钙石等。

4)碱质矽卡岩和碱质交代岩矿物:霓石、霓辉石、霞石、钠透闪石、钠铁闪石、氟镁钠闪石、微斜长石、钠长石、含铁金云母、针钠钙石、异性石、闪叶石、星叶石、钠锆石等。

5)锰质矽卡岩矿物:锰钙铁辉石、锰透辉石、钙锰辉石、蔷薇辉石、钙蔷薇辉石、锰三斜辉石、西湖村石、锰铝榴石、锰黑柱石、锰阳起石等。

6)酸性淋滤和沉淀阶段的矿物和晚期碱性阶段的矿物:石英、白云母、绢云母、水白云母、锂白云母、伊利石、硬石膏、石膏、葡萄石、叶绿泥石、斜绿泥石、蠕绿泥石、铁绿泥石、透绿泥石、钠云母、黑鳞云母、铁锂云母、鱼眼石、绿帘石、黝帘石、斜黝帘石、红帘石、萤石、氟镁石、高岭石、明矾石、重晶石、硬硅钙石、黄玉、斧石、电气石、赛黄晶、方解石、白云石、铁白云石、菱锰矿、菱镁矿、珍珠云母、磷镁石、菱沸石、片沸石、辉沸石、杆沸石、钠沸石、十字沸石等;金属矿物和其他有用矿物大都是在酸性淋滤和沉淀阶段形成的，主要有:磁铁矿、镁磁铁矿、赤铁矿、镜铁矿、假像赤铁矿，假像磁铁矿、钛铁矿、白钨矿、黑钨矿、锡石、马来亚石、尼日利亚石、富钛尼日利亚石、铌铁矿、铌钽铁矿、钛钽铌矿、钽铌锰矿、细晶石、硼钙锡矿、硫银锡矿、黑硫银锡矿、绿柱石、金绿宝石、塔菲石、香花石、孟宪民石、日光榴石、硅铍石、铍珍珠云母、顾家石、似晶石、双晶石、锂铍石、蓝柱石、硅铍钇矿、羟硅铍石、硬羟钙铍石、铍石、球羟硅铍石、羟铍石、α锂霞石、纤钡锂石、氟铈锎矿、磷钇矿、独居石、黄铁矿、镍黄铁矿、磁黄铁矿、白铁矿、黄铜矿、斑铜矿、黝铜矿、辉铜矿，墨铜矿、砷黝铜矿、锌黝铜矿、硫砷铜矿，硫砷铜银矿、辉锑铅银矿、车轮矿、毒砂、辉钼矿、钼钙矿、辉铋矿、碲铋矿、辉钴矿，辉银矿、深红银矿、硫锰矿、黄锡矿、闪锌矿、硫铜铟锌矿、方铅矿、硫锡铅矿、斜方辉铅铋矿、针硫铋铅矿、辉锑矿、辉铅铋矿、斜方砷铁矿、脆硫锑铅矿、异极矿、菱铁矿、菱锰矿、菱镁矿、水菱镁矿、镁菱铁矿、自然金、银金矿、自然银、自然铜、自然锑、自然砷和自然铋等。在碱质矽卡岩中还可能出现绿层钙铈钛矿、铀烧绿石、铌钛铀矿、沥青铀矿、铀钍矿、铀方钍石、水硅钛铈矿、褐稀土矿等。

迄今为止，该类型矿床在国内外仅见牛岭坳一处。

牛岭坳矿床(区)勘探程度较高，钽达大型规模，稀土元素达中型规模，铷品位达工业要求并伴生锂和铯，是以钽为主的钽、钇、铷综合性工业矿床。

牛岭坳矿床类型归属问题，不同研究者认识不尽相同 (李启津，1983)，甚至对赋矿岩石类型的基本认识也相去甚远。综合分析上述成果后，作者认为，从地质产状、赋矿岩石、元素及矿物组合、成矿机制以及成矿时代等多方面衡量，该类矿床与褐钇铌矿花岗岩有明显区别，与自交代型花岗岩相比，虽有一定相似之处，但不同之点也是显而易见的。鉴于矿床特殊性的客观存在，有必要在稀有金属花岗岩矿床大类中独辟一类，称之为“黄钇钽矿花岗岩矿床”。

一、黄钇钽矿花岗岩体的构造产状

岩体位于大余-会昌隆起带与赣州-瑞金凹陷带之过渡地带，并与于山北北东向区域断裂交接复合。岩体侵入于震旦系变质砂岩之中，控制岩体形态产状的构造为北北东向张扭性断裂裂隙(图3-8，图3-9)。

图3-8 区域地质略图

含矿岩体呈脉群产出，主要单脉长100～750m，宽20～200m，沿走向两头小、中间大，沿倾向上部分支、下部复合。组成含矿岩体的岩石类型有锂白云母天河石花岗岩、白云母奥长石花岗岩、白云母钾长石花岗岩和黑云母钾长石花岗岩等4种。这4种岩石类型有依次从地表向地下、从北向南呈带状分布现象，各带之间为渐变过渡关系。除此而外，主脉的上盘偶尔可见数厘米厚的似伟晶岩，与岩体也呈渐变关系。

黄钇钽矿花岗岩体产状，与褐钇铌矿花岗岩体显著不同，与自交代型花岗岩有一定相似之处，岩石的带状分布所显示的岩浆分异程度，尚达不到全分异自交代型花岗岩，接近于弱分异自交代型花岗岩。

图3-9 矿区地质示意图

二、黄钇钽矿花岗岩的岩石矿物

4种主要岩石类型的岩石结构和造岩矿物组成见表3-16。

表3-16 岩石结构及主要造岩矿物

(据李启津，1983)

天河石在锂白云母天河石花岗岩中天河石占25%。天河石在地表风化呈疏松白色粉末状，极似钠长石，而在地下深部呈现蓝绿色。李启津报道的矿物化学成分为:SiO2634%，Al2O31872%，K2O144%，Na2O098%，CaO005%，FeO000%，MnO003%，Li2O0055%，Rb2O08%，Cs2O0014%。矿物粒度一般为02～10mm，最大10mm。

云母类矿物从下部到上部由黑云母经白云母演变到锂白云母的规律明显。锂白云母含Li2O238%，含F278%。白云母含Li2O044%～05%，含F08%～119%。

锂白云母天河石花岗岩以出现变种云母、天河石且不见钠长石为特征。与褐钇铌矿花岗岩及自交代型花岗岩的区别明显。俄罗斯外贝加尔产出的天河石花岗岩(库兹缅科)均含钠长石而不见黄钇钽矿。可见，黄钇钽矿花岗岩有它自己的特殊性。

三、黄钇钽矿花岗岩的岩石化学

4种岩石类型的岩石化学组分见表3-17。

表3-17 岩石化学组分(wB/%)

(据李启津，1983)

按硅碱岩石化学分类，黄钇钽矿花岗岩属正常的花岗岩，并表现出从下部岩石到上部岩石，其岩石化学类型有由碱性花岗岩向正常花岗岩演变的趋势。按里特曼指数的碱度类型，岩石属钙碱性-钙性-过钙性系列，即从下部岩石向上部岩石，其碱度类型由钙碱性(正常太平洋型)过渡到钙性(强太平洋型)最后到过钙性(极强太平洋型)。

与黎彤中国花岗岩平均值相比，该类岩石富Si、K贫Al、Na，富Mn贫Ca、Mg、Fe，富H2O+、F、CO2而贫P等。

与自交代型花岗岩相比，岩石化学类型虽属碱性花岗岩但以钾质为主，另外，出现过钙性(极强太平洋型)岩石;岩石化学组分显示高Ca低Fe、Mn、Al，高H2O+、CO2而低F，高K而低Na。其间的不同是显而易见的。

每个氧化物(元素)与黎彤值、褐钇铌矿花岗岩、自交代型花岗岩的比较结果如下:Si高于黎彤值，接近于褐钇铌矿花岗岩和自交代型花岗岩;Ti低于黎彤值和褐钇铌矿花岗岩，接近自交代型花岗岩;Al低于黎彤值和自交代型花岗岩，接近褐钇铌矿花岗岩;Fe值最低;Mn高于黎彤值，接近褐钇铌矿花岗岩，尚达不到自交代型花岗岩水平;Mg低于黎彤值和褐钇铌矿花岗岩，与自交代型花岗岩相当;Ca低于黎彤值和褐钇铌矿花岗岩，却高于自交代型花岗岩;Na低于黎彤值和褐钇铌矿花岗岩，更低于自交代型花岗岩;K高于黎彤值和自交代型花岗岩，接近褐钇铌矿花岗岩;P低于黎彤值和褐钇铌矿花岗岩，接近自交代型花岗岩;H2O+高于黎彤值和褐钇铌矿花岗岩，甚至高于自交代型花岗岩;F高于黎彤值和褐钇铌矿花岗岩，尚达不到自交代型花岗岩水平。

从下部到上部，随着岩石类型的变化，岩石化学组分也呈现规律性变化:Si、Al、Ca有增高趋势，F、H2O+也依次增高，Fe、Mn明显减少。

最后需要指出，据不同研究人员的岩矿鉴定认为，白云母奥长石花岗岩和白云母钾长石花岗岩的碳酸盐化现象明显，甚至强烈。这一点对该矿床(区)是很特征的。至少CO2含量是高的;经比较显示，该类型矿床在岩石化学组分上独具特点。

四、黄钇钽矿花岗岩的副矿物

已查明的副矿物有37种。各岩石类型主要副矿物见表3-18。

表3-18 副矿物组成

(据李启津，1983)

副矿物组成有如下几个特点:

1)铌和钽主要呈十分特殊的黄钇钽矿，含量为79～123g/t，达工业品位，次为钇钽铁矿。至于铌钽铁矿、细晶石及褐钇铌矿等铌钽矿物，虽有所见，其量甚微。所有的铌钽矿物都集中分布在锂白云母天河石花岗岩带中。与铌钽矿物共生的有黑色磁性锡石(616～683g/t)、独居石和变种锆石。

2)稀土元素矿物含量高，达工业品位。除呈铌钽酸盐的黄钇钽矿和钇钽铁矿外，主要呈氟碳酸盐的氟碳钙钇矿。此外，尚有磷酸盐的独居石、磷钇矿及硅酸盐的硅铍钇矿，表现为选择性钇族稀土元素矿物占优势，并与复合稀土元素矿物及选择性铈族稀土元素矿物共生。各岩性带中稀土元素矿物种类有明显差别:锂白云母天河石花岗岩带中主要是黄钇钽矿，次为独居石;白云母奥长石花岗岩带中仅出现磷钇矿(50g/t)，与其共生的是硫化物;白云母钾长石花岗岩带中主要是氟碳钙钇矿(大量)和硅铍钇矿(大量)，与其共生的有浅色锡石(20～290g/t)和普通锆石。

3)锆铪矿物含量低(ng/t)，锂白云母天河石花岗岩带中为变种锆石，其他为普通锆石。

4)不出现钛矿物，铁矿物也极少见，并以菱铁矿为特征。

5)石榴子石较多(195～1408g/t);黄玉(78g/t)和萤石含量一般;电气石、磷灰石少见。

从铌钽稀土元素的主要矿物种类和不出现钛矿物以及石榴子石多而黄玉、萤石相对少等特点看，该类型与自交代型花岗岩及褐钇铌矿花岗岩明显不同，也是其独特性的一个方面。

黄钇钽矿黄—黄褐色，长柱状、板状、板柱状晶形，部分已似晶体化，粒度为0076～01mm，密度为681～687g/cm3，摩氏硬度66。矿物含Nb2O5915%，Ta2O54938%，RE2O33298%。主要稀土元素氧化物的配分为:Y2O3488%，Dy2O3103%，Yb2O395%，Er2O364%，Gd2O352%，Ce2O350%。

钇钽铁矿黑褐色—棕褐色，柱状、板状晶形，粒度为0075～02mm，密度为681g/cm3，摩氏硬度545。矿物含Nb2O5105%，Ta2O5390%，Y2O3125%，Er2O320%。

氟碳钙钇矿浅黄、乳白及砖红色，不规则粒状集合体，粒度01～015mm，密度为341～441g/cm3。与萤石密切共生，交代硅铍钇矿和锂白云母。矿物含∑Y2O33063%，∑Ce2O3915%。

硅铍钇矿浅绿色，不规则粒状，少数短柱状和长柱状，粒度008～03mm，密度为428g/cm3，摩氏硬度6～65。矿物含RE2O34859%，BeO794%。

五、黄钇钽矿花岗岩的稀有稀土元素

4种岩石类型的稀有和稀土元素含量见表3-19。

表3-19 稀有元素含量(wB/%)

(据李启津，1983)

除上述稀有、稀土元素之外，岩石尚含Rb2O01967%和Cs2O00079%。

稀有元素分布状况表明:

1)Ta和Li高于维氏值，有向上部岩石带富集现象。Rb和Cs的分布富集大体同前两个元素。

2)Nb的含量接近或略高于维氏值，有向上部岩石带贫化的趋势。

3)稀土元素含量，在下部岩石带明显低于维氏值而中上部岩石带明显高于维氏值。

钽在上部岩石带达到工业富集，稀土元素在中上部带达到工业富集。钽(Ta2O5)的分配率:黄钇钽矿4999%，钇钽铁矿778%，铌钽铁矿625%，细晶石600%，锡石485%，天河石100%，锂白云母96%，石英279%。可见，主要富集钽的矿物为黄钇钽矿，主要分散钽的矿物为天河石和锂白云母。稀土元素在上部岩石带主要呈黄钇钽矿，在中部岩石带主要呈氟碳钙钇矿和硅铍钇矿。锂主要赋存在锂白云母中，次为进入白云母中。

稀有稀土元素分布富集的上述特点，与自交代型花岗岩及褐钇铌矿花岗岩有较大区别，显示出其独特性。

六、黄钇钽矿花岗岩的成因

牛岭坳岩体分布在大埠复式花岗岩基东部外接触带15km处。据同位素测年及地质观察，大埠复式岩基由两期岩浆活动形成，主体的中粗粒似斑状黑云母花岗岩形成于晚侏罗世，到早白垩世时部分重熔再生改造而形成下汶滩岩体，岩性为细粒似斑状黑云母花岗岩。两期岩体均为Nb、Ta、Li、Rb、Cs等稀有元素高丰度的花岗岩。牛岭坳岩体富含Nb、Ta、Li、Rb、Cs，与大埠岩基的组分继承性是明显的，测得的年龄值也相当于下汶滩岩体。综合时间、空间、组分继承三方面特征认为，牛岭坳岩体也应是大埠复式岩基的主体岩石到早白垩世重熔再生改造而成，与下汶滩岩体为同源同期，仅牛岭坳岩体处于该期岩体顶部或外带而下汶滩岩体处于中下部或内带。

两期岩体的年龄及稀有元素含量见表3-20。

表3-20 同位素年龄及稀有稀土元素含量

牛岭坳岩体各带岩石之间为渐变过渡关系，与下汶滩等同期岩体之间也未见突变界线，说明岩石分带不是熔体分离的结果，各带岩石有序分布也不可能是多次重熔造成的，推测岩石分带应是碳酸盐化-白云母化(钾化)强弱不同的结果。

比较稀土元素含量在大埠岩基、下汶滩岩体及牛岭坳岩体各带岩石之间的分布发现，牛岭坳岩体的下部岩石带即黑云母钾长石花岗岩带，出现明显的稀土“淋滤”现象，其值远低于维氏值，说明稀土元素在岩石分带过程中进行过重新分配，即下部带被“淋滤”掉的稀土元素被带到中上部带“淋积”富集成矿。锂的分布与稀土元素相同，也出现“淋滤”贫化带和“淋积”富集带。推测铌和钽也应有“淋滤”贫化带和“淋积”富集带，只是钽的“淋滤”贫化带在下而“淋积”富集带在上，铌则相反，“淋滤”贫化带在上而“淋积”富集带因揭露深度不足尚未发现。

比较稀有稀土元素分布与岩石化学组分的相关性可和，稀土元素、钽、锂与氟、水、铝呈同步正消长，铌却相反。与自交代型花岗岩相比，钽、锂与氟、水、铝的正消长大体一致，而稀土元素截然不同，自交代型花岗岩呈负消长而牛岭坳呈正消长。上述不同应与碳酸盐化发育(牛岭坳)有关。

综合上述几点认为，牛岭坳岩体的岩石分带亦即稀有稀土元素分布富集，应是岩浆结晶过程中分泌出的F-H2O-CO2气热溶液集中在封闭条件较好的岩体顶部或外围岩枝处，在进入岩浆晚期或岩浆期后对岩体进行“淋滤”交代和“淋积”富集的结果。石英包裹体测温为305℃，证明应属气热期。

牛岭坳黄钇钽矿花岗岩，应是晚侏罗世花岗岩(具稀有稀土元素高丰度)到早白垩世被重熔再生改造而成的岩浆期后气液交代矿床。与褐钇铌矿花岗岩相比，同源性接近;与自交代型花岗岩相比，成矿阶段和赋矿部位部分接近，显示其具有独特牲。

1、 看颜色

颜色识别最直观，也是观察的第一步。很多矿物都有自身十分独特的颜色，比如辰砂、菱锰矿、赤铜矿、钒铅矿等会有鲜红的颜色，雄黄、钼铅矿通常为橘红色，雌黄通常为柠檬**，褐铁矿通常为褐色，自然硫、自然金、黄铜矿通常为**或金**，孔雀石、绿松石、绿柱石、橄榄石、天河石通常为绿色，青金石、坦桑石、蓝铜矿、青铅矿、方钠石、堇青石、胆矾通常为蓝色，紫晶、锂辉石通常为紫色，石墨、磁铁矿、锡石、黑云母通常为黑色，滑石、白云石、大理石、硼砂通常为白色，石膏、冰洲石则通常为无色。

当然，大部分矿物都不只有一种颜色，比如水晶、萤石、方解石，它们都有十分丰富的色彩种类，而且不同的矿物也常常会有相同的颜色，所以仅凭颜色是不易于辨别的。据《华商报》报道，2015年8月26日的一大早，陕西省勉县城区的一个十字路口就聚集了近百人，只见他们低头弯腰在捡“金子”，尽管交警努力疏导也无济于事。原来，这是物流公司在运输过程中不小心将金灿灿的矿粉散落，所以引来了大家的疯狂举动。而实际上，这些矿粉并不是金子，而只是颜色相似的黄铁矿而已，其价值与黄金相差甚远。

绿色的孔雀石（摄影：马志飞）

2、 观察透明度

在光照中，只有少数矿物能像玻璃一样完全透明，比如某些种类的石英、石膏、冰洲石等，绝大部分矿物都是不透明或者半透明状态的。比如自然金、自然银、自然铜、方铅矿、蓝铜矿、锡石、辉锑矿、黑钨矿等绝大部分金属矿物都是不透明的，而月长石则为典型的半透明矿物，它又被称为月光石，因为这种矿物表面有一种朦朦胧胧的感觉，如同月光笼罩一般。古人甚至认为它就是凝固的月光，还把它当作一种宝石。

绿色的绿松石（摄影：马志飞）

金**的黄铜矿，与红水晶共生（摄影：马志飞）

3、细究光泽

当光线照射矿物时，一部分可能会透过去，另外一部分则会被反射回来，观察反射光的强度，即所谓的“光泽”，也能辨别某些矿物。

比如自然金、方铅矿等，是典型的金属矿物，表面反射光线的能力很强，具有典型的金属光泽，而长石、石英、萤石、方解石、橄榄石等绝大部分的透明矿物的光泽都类似于平板玻璃，所以被称为玻璃光泽。

此外，还有一些矿物具有非常特殊的光泽，纤维石膏的光泽类似于一束蚕丝，故而称为丝绢光泽；块状叶蜡石的光泽如同石蜡，被称为蜡状光泽；高岭石的光泽很弱，暗淡如土，甚至于没有，被称为土状光泽。

透明的石英，黄绿色（摄影：马志飞）

蓝铜矿，不透明（摄影：马志飞）

月光石，半透明（摄影：马志飞）

萤石，具有玻璃光泽（摄影：马志飞）

自然金，具有明亮的金属光泽（摄影：马志飞）

纤维石膏，具有丝绢光泽（摄影：马志飞）

叶腊石，具有蜡状光泽（摄影：马志飞）

4、 辨别晶体形态

晶体形态也是辨别矿物的最重要特征之一。不同的矿物，往往具有不同的生长习性，有些矿物总是沿着一个方向生长，从而变成了柱状，如辉锑矿、电气石，或者变成了更细的针状，如辉铋矿。

辉锑矿，柱状晶体（摄影：马志飞）

柱状黑色电气石（摄影：马志飞）

辉铋矿，针状晶体（摄影：马志飞）

有些则喜欢沿着两个方向生长，从而变成了板状，如石膏、重晶石，或者变成了更薄一些的片状，如云母、辉钼矿。

云母，可以被剥成很薄的薄片（摄影：马志飞）

片状辉钼矿（摄影：马志飞）

还有的更任性，朝着三个方向生长，在三维立体空间内三向等长，形成粒状矿物，如方铅矿、石榴石，橄榄石等，常常具有较为规则的立面体、八面体或五角十二面体等规则外形。

粒状方铅矿晶体（摄影：马志飞）

立方体的黄铁矿晶体（摄影：马志飞）

实际上，在自然界中，很少有单独的矿物晶体出现，它们通常是以矿物集合体的形式出现，比如辉锑矿的柱状集合体、云母的片状集合体、阳起石的放射状集合体等。甚至还有些矿物的晶体形态根本就看不出来，只能看到一团集合体，比如某些赤铁矿，外表看起来就像是很多腰子聚集在一起，故而被称为肾状赤铁矿。

阳起石的放射状矿物集合体（摄影：马志飞）

肾状赤铁矿（摄影：马志飞）

5、 辨识条痕

矿物还有一个奇怪之处，很多矿物的颜色与它的粉末的颜色不一样。通常，我们的观察方法是：拿起矿物，然后在白色无釉瓷板上划擦，观察这道划痕留下的颜色，即条痕色。

比如，看起来呈黑色的赤铁矿，它的条痕却为褐红色，用这一点就可以将其与同为黑色的铬铁矿进行区分，因为铬铁矿的条痕为黑色；在区别同为金**的黄铁矿和黄铜矿时，也可以采用此法，条痕颜色为黑色者为黄铁矿，若黑色中稍带有绿色，则为黄铜矿。

黄铁矿的条痕为黑色（左），透明矿物菱锰矿的条痕为白色（右）（来源：wikimediaorg）

还有些矿物，比如雌黄，它的条痕色与矿物本身显现出来的颜色一致，都为柠檬**。对于透明矿物而言，它们的条痕都是白色或者近乎白色的，没有什么鉴定意义，例如萤石，虽然它有紫、蓝、绿、黄、红、棕、黑、白等很多种颜色，千变万化，五彩斑斓，号称“世上最丰富多彩的矿物”，但条痕只有一种颜色——白色。

6、 测试硬度

地质学家经过长期的研究发现，矿物的软硬程度彼此不同，而且相差很大，但一般的规律是：像碳酸盐、硫酸盐、磷酸盐这些含有水分子的矿物通常较软，而不含水分子的氧化物以及硅酸盐矿物则相对较硬。为了表示矿物的硬度大小，1812年，德国矿物学家莫斯首先提出了一种标准，即莫氏硬度，分别用1到10来表示以下十种矿物的硬度大小：滑石、石膏、方解石、萤石、磷灰石、正长石、石英、黄玉、刚玉、金刚石。这里的硬度值并非绝对硬度值，而是按硬度的顺序表示的值。

滑石，硬度仅为1（摄影：马志飞）

比如滑石，由于它具有典型的层状结构，决定了它硬度很低，质软滑腻，故而得名“滑石”，古人有时也称它为“画石”，李时珍认为这正是由于“其软滑可写画也”。

再比如金刚石，莫氏硬度为10，是自然界中硬度最高的矿物，这意味着其它矿物在金刚石面前都显得不堪一击。常言道：“没有金刚钻，别揽瓷器活。”其原意说的是过去的手工艺人用金刚石制成的钻头在又滑又硬又脆的瓷器上钻孔来修补瓷器，可见其硬度之高。在现代工业领域中，金刚石是十分理想的切割、研磨和抛光工具，可用于制造刀具、钻头和磨料等。

钻石，即金刚石，硬度为10，号称“硬度之王”（摄影：马志飞）

根据硬度的差异，可以有效辨别矿物，比如区分黄铁矿、黄铜矿与黄金这三者，先用手指甲来刻划，能刻动的为黄金，因为纯净的黄金很软，硬度比手指甲的硬度25~30还要低，其他两种却相对较为坚硬；然后再借助小刀，用小刀能划出痕迹的为黄铜矿，划不动的即为黄铁矿，这是因为黄铜矿的莫氏硬度为30~40，黄铁矿的莫氏硬度为60~65，而小刀的莫氏硬度一般为55，正好介于二者之间。

产在石英中间的黄铜矿（摄影：马志飞）

金**的黄铁矿（摄影：马志飞）

7、观察解理和断口

许多矿物在受到外力打击时，会沿着一定的方向裂开，通常，这个方向就是矿物晶体结构中原子键结合力最弱的部分，这就是解理面。比如云母，它有一个方向的极完全解理，沿着这个方向极易分裂为薄片，薄片的厚度低至0025~0125毫米，所以有人形象地称它为“千层纸”。再比如冰洲石，它有三个方向的完全解理，通常会沿着解理面开裂形成一系列斜平行六面体，即非常完美的菱形块体，这是它十分独特的性质。

冰洲石（摄影：马志飞）

但是，也有很多矿物在受到外力打击时断裂的方向并不固定，而是不规则的，有些为参差不齐的锯齿状，具有尖锐的边缘，比如自然金，有些则像是贝壳状，比如石英、黑曜石等。

自然金，具有锯齿状断口（摄影：马志飞）

黑曜石，具有贝壳状断口（来源：wikimediaorg）

8、参考发光性

发光性，是某些矿物特有的物理性质，当它们受到外界能量的激发，如紫外线、X射线等照射下，或者遭受打击、摩擦以及加热等，能够发射出可见光，如金刚石、白钨矿、硅锌矿、萤石等都具有这种特性。

进一步细分的话，矿物的发光性可分为两种情况：其一，如果外界激发能量停止后，矿物即停止发光，这种光称为荧光；其二，如果外界激发能量停止后，矿物发光还能持续一段时间，这种光称为磷光。

荧光，最初是在萤石身上发现的。用过验钞机的人应该记得这样的现象：当你把人民币放在验钞机的紫外线下进行照射时，真钞上就会显示出平时用肉眼看不到的亮光，这就是利用了荧光物质在紫外线的照射下能够发光的原理制成的。某些紫色萤石在紫外线的照射下会呈现出蓝色，完全不同于它在日光下的颜色。除此之外，一些方柱石、方解石、石膏、方钠石、水砷锌矿、文石等也会产生荧光效应，但是地质学家总结的经验是，用荧光效应来判别矿物并不十分靠谱，因为只有极少数矿物具有这种特征，即使这些矿物产自同一个矿区，也不一定都能产生荧光。

萤石矿物的荧光性（来源：wikimediaorg）

有些萤石中含有硫化砷，在白天阳光照射或经过加热之后，可以产生磷光效应，到了晚上就能慢慢地放出能量，产生微弱的光芒，并能持续数小时之久。照此推断，古人所说的夜明珠，可能就是这种具有磷光效应的萤石。

此外，部分磷灰石也具有磷光效应，加热之后可以在黑暗中发出光芒，有几分神秘感。

磷灰石（来源：wikimediaorg）

9、 检测磁性

具有磁性的矿物主要为磁铁矿、磁黄铁矿，它们能被普通的磁铁所吸引。磁铁矿的英文名称为“magnetite”，源于希腊语，据说，有一位名叫马格尼（Magnes）的希腊牧羊人穿着钉有铁钉的鞋子在山里被一块石头吸住了脚，于是后人就根据他的名字来命名这种特殊的矿物。我国的先人在战国时期发明的司南，可以帮助人们辨别方向，也正是利用了天然磁体矿石能指南的物理特性。

磁黄铁矿（摄影：马志飞）

磁铁矿（摄影：马志飞）

绝大多数的矿物都没有磁性，即使在很强的电磁铁作用下，也没有任何反应，这对于矿物鉴定、分选以及勘探都有重要意义，目前我国的地质工作者们还常常利用矿物的磁性找矿。

掌握了以上鉴定依据，我们就可以对野外最常见的矿物进行简单的认识和鉴别了。

考考你：

你在野外找到了一块矿物，仔细观察后发现它具有以下特征：颜色为**，光泽类似于玻璃，晶体形态为板状，条痕为白色，手指甲刻不动，而用小刀能刻动，用锤子敲击它能碎成小方块，不具有发光性，也不具有磁性。

根据前文所讲内容分析，这是一块什么矿石？

答案是：方解石。

最主要的鉴定依据是“手指甲刻不动，而用小刀能刻动，”，这里表明了它的莫氏硬度介于手指甲的硬度25与小刀的硬度55之间，而且“用锤子敲击它能碎成小方块”，正符合方解石“块块方解”的典型特征，再对照其他特征，即可得出准确结论。

除了上述内容之外，我们还可以测量矿物的比重、弹性、挠性、脆性、延展性以及某些透明矿物对光线的折射率等物理参数，然后查阅相关数据资料，进行一一比对。

当然，对矿物的鉴别并非易事，不是一天两天就能完全掌握的，野外所见到的矿物也不像博物馆中珍藏的那样干净、漂亮，建议大家到中国地质博物馆、中国地质大学（北京）博物馆去实地看看，那里有很多精美的矿物标本，先认识了标准矿物，以后才有可能到野外认识更多、收获更多。

二、如何读懂岩石的密码

好啦，在认识了主要的矿物之后，接下来我们研究下岩石。有人说：“石头是上帝随手捏就的，矿物晶体则是上帝用尺子丈量、精心设计出来的。”的确，相对于那些五彩斑斓、形态各异的矿物晶体而言，岩石显得黯淡无光。自然界中的岩石随处可见，基本都是灰黑色或灰白色，凸凹不平的岩石表面裸露着岁月斑驳的痕迹，即使我们每天从岩石边走过，也很少会留意它们。

方解石，板状晶体组成的晶簇。摄影：马志飞

“眼高手低”向来是年轻地质工作者的通病，即使理论上说都头头是道，来到野外也难以做到百分之百准确。刚上大学那会儿，一位老师带着我们到野外实习，随手捡起一块石头让我们辨认是什么岩石，同学们开始仔细查看，并用放大镜观察，还有的同学翻开教科书对照标本查验，给出的答案却是五花八门。没想到，最后老师告诉我们那只不过是一块水泥疙瘩！

在认识岩石之前，我们需要先了解一下岩石是如何形成的。

1、什么水成火成！人家是集大成！

现在我们都知道了，岩石并不是上帝随手捏就的，矿物晶体也不是上帝用尺子丈量、精心设计出来的。它们都是历经亿万年的历史逐渐形成的，我们随手捡起的一小块碎石，可能都比我们整个人类的历史还要古老。

关于岩石的成因，科学家的争论一直持续到18世纪。被称为“德国地质学之父”的著名地质学家亚伯拉罕•戈特洛布•维尔纳，是第一个使地质学系统化成为一门科学的人，他认为，是水的力量营造了一切地质系统，地球上的岩石都是在水下沉淀而成的。自原始海洋到现在，水面在不断地下降，原始岩石露出水面后开始发生风化、堆积而形成新地层。可是，后来有人对他的观点提出了质疑，英国著名地质学家詹姆斯•赫顿通过研究发现：玄武岩和花岗岩曾经是熔体，很显然，这些岩石不是水成的，他的理论被后人称为“火成论”。“水成论”与“火成论”的激烈争辩看似水火不容，但都有深远的意义，极大地推动了地质学的发展。

被称为“德国地质学之父”的著名地质学家亚伯拉罕•戈特洛布•维尔纳(1749–1817)

英国著名地质学家詹姆斯•赫顿（1726 - 1797）

随着地质学家的不断研究，人们逐渐认识到岩石既不完全是“水成”，也不完全是“火成”，而是二者兼而有之，甚至还有除此之外的第三种作用形成的岩石。现在我们知道地球上的岩石分为三大类：岩浆岩、沉积岩和变质岩，简单的划分为“水成”或者“火成”都是片面的。

三大岩类相互转化

2、烈火中永生的金刚——岩浆岩

顾名思义，岩浆岩，是一种与岩浆活动有关的岩石，一般而言，岩浆岩周围会保留有火山活动的痕迹，如火山口、柱状节理等。

流动的熔岩

在英国北爱尔兰的大西洋海岸，有一段长六公里的石堤，呈台阶状向大海延伸。奇怪的是，这段石堤是由正六边形的石柱组成的，一根紧挨一根，一共有三万七千多根，有的石柱高出海面，或者与海平面持平，更多的则是淹没于水下，形成一片石柱林，屹立在大海之滨，井然有序，十分壮观。这些石柱是哪来的呢？当地的传说是古时候的巨人搬来的，所以称之为“巨人之路”。

后来，地质学家经过研究发现，这些石柱并非人工建造，而是由玄武岩（岩浆岩的一种）组成，是大自然的杰作。早在6000万年前，这里发生了多次大规模的火山喷发，一股股灼热的熔岩从地下深部喷涌而出，像河流一样流向大海，当它们碰到海水时，就迅速冷却成固态，并持续向中心收缩，均匀的收缩力使得它们都成了规则的六方柱。

英国北爱尔兰的“巨人之路”，这段石堤是由正六边形的石柱组成的，一根紧挨一根，一共有三万七千多根。

地质工作者辨识岩浆岩主要是观察它们的结构和构造，通俗地讲，就是观察岩浆岩中矿物的晶体大小、形态以及这些矿物之间的组合关系。要是在这里细述，你听到显晶质结构、隐晶质结构、块状构造、流动构造……这些术语恐怕头都大了，说实话，笔者也对此犯愁，与其记住那么多理论，不如认识几种最典型的岩石来的更直接一点。地壳体积的647%都是岩浆岩，它们是地壳中含量最多的岩石。岩浆岩分为很多种，包括玄武岩、花岗岩、闪长岩、正长岩、橄榄岩等，但最主要的是前两种，几乎占到了岩浆岩总量的70%以上。

“阿波罗15号”在月球上采集的玄武岩，其中含有丰富的橄榄石矿物。

玄武岩，虽然在地壳中的含量较高，但并不容易见到，因为它主要存在于洋底，主要矿物成分是斜长石和辉石。从外观来看，它颜色灰暗，颗粒细小而且致密，常常具有气孔。

致密块状玄武岩

带有气孔构造的玄武岩

花岗岩则是一种分布最广的侵入岩，它颜色鲜艳，有粉红色、肉红色、浅灰色等，其中主要的矿物成分是石英、长石和云母，强度高，经久耐用，是十分常见的建筑装饰石料，比如充当石柱、地板等。

安徽黄山的花岗岩体

花岗岩风化后的岩体

花岗岩石材

抛光后的各种颜色花岗岩石材

3、沉积下来的才是精华——沉积岩

地壳总体积的79%为沉积岩，其中82%为页岩，12%为砂岩类，6%为石灰岩类。这类岩石最容易识别，因为它们是在地壳表面常温常压下，由风化、剥蚀、搬运、沉积和固结成岩等作用形成的，通常沉积在水平或近水平的地层中，往往具有十分明显的层理。此外，沉积岩中常常含有化石，这也是识别沉积岩的重要标志之一。

含有大量化石的石灰岩

页岩，顾名思义，是一种类似于书页的岩石，它具有薄页状或薄片状层理，是由黏土物质沉积形成的岩石，在受到外力打击时易裂成碎片，颜色可呈黑色、灰色、**等。

风化破碎的页岩

很容易被劈成薄片的页岩

砂岩，是由砂粒经长期、巨大的压力压缩胶结而成，主要矿物成分为石英和长石，颜色有棕色、**、红色、灰色和白色等多种。在美国科罗拉多高原上的，有一片如同海浪一样的岩石，如果你走进这里，就仿佛置身于海浪之中，令人惊讶不已，所以人们称之为“石浪”。其实，这只是砂岩的岩层而已，一般而言，沉积岩通常都是在河床上沉淀并固结而成的，可是“石浪”不同，它之所以能像翻腾的波浪一样，主要是风的功劳。早在19亿年前，这里本是一片沙漠，长年累月的风吹，携带大大小小的砂砾逐渐在沙漠上堆积起来，并固结成岩石，所以叫风成砂岩。顺着砂岩的纹路和交错的层理，我们还可以想象到亿万年前的强大风沙。

在美国科罗拉多高原上，有一片如同海浪的岩石，如果你走进这里，就仿佛置身于海浪之中，令人惊讶不已，所以人们称之为“石浪”。

石灰岩，是一种主要由方解石组成的沉积岩，它们在漫长的地质历史时期里从海水中源源不断地沉积下来，覆盖在各个大陆之上，直至今日，它仍像珊瑚礁一样在热带地区和浅海底部形成。石灰岩之所以能够形成，是由于海水里含有两种高浓度的溶解物质：钙离子和碳酸氢根离子。在大多数海洋的表层，珊瑚、蛤和其它一些海洋栖息生物都使用这两种溶解物合成方解石或文石，从而制造身上的保护壳。它们死后，躯壳沉淀下来就变成了石灰岩，所以，我们在石灰岩中常常会发现海洋生物的化石。可是，石灰岩在特定的地质条件与气候条件下，易于发生岩溶现象，产生大小不一的空洞，时间久了就会形成岩溶塌陷。

菲律宾的普林塞萨地下河，形成于石灰岩地层中。

被侵蚀的石灰岩。

石灰岩地层中形成的地下溶洞。

遭受了风化的石灰岩

4、百变金刚——变质岩

变质岩的识别较为困难。岩浆岩和沉积岩都可以转变为变质岩，在适当的高温、高压条件下，原来岩石的物理性质、化学成分和结构构造都可能发生变化，从而形成新的岩石。识别变质岩，最直接的手段是，观察有没有那些只有在变质作用下才能形成的矿物，如滑石、石墨、绢云母、阳起石等。

白色的大理岩

板岩用作屋顶瓦片

条带状大理岩

变质岩占地壳总体积的274%，其中最常见的是大理岩、板岩等。

大理岩，因盛产于中国云南大理而得名，这是一种由石灰岩、白云岩等碳酸盐岩变质而成的变质岩，其中的主要成分方解石、白云石含量超过50%。一般情况下，大理岩为白色，随着其中所含杂质成分的变化，其颜色也变化多端。在宾馆、酒店、机场、车站、码头等富丽堂皇的建筑内几乎都能见到它的身影。因为大理石经过切割和打磨后具有很高的耐磨性和光洁度，可防水、防冻，而且具有独特的纹理和图案，形似天然的山水风景画，所以常被用来做成地板砖或石雕等。其中，结构均匀致密、颗粒细腻的大理岩被称为汉白玉，是大理岩中较贵重的品种，常被用来制作成宫殿中的石阶、护栏和雕塑等，北京天安门前的华表、人民英雄纪念碑上面的浮雕都是采用的汉白玉。

用白色大理岩建造的印度泰姬陵

板岩，是泥岩、页岩等岩石变质而成的，颜色有黑色、灰色、红色等，结构致密，呈平板状，敲击时可发出清脆的响声，常被用来制成地板或屋顶的瓦片。

用板岩铺成的屋顶瓦片

野外我们看到的岩石有很多种，准确给它定名并非易事，作为非专业人士，大家并不需要掌握太多有关岩石识别和命名的知识，但通过观察，我们至少应该识别出来它究竟属于三大类岩石中的哪一类，只有这样才能大致了解它的前世今生，有助于我们认识自然界，免得闹出笑话。

2015年11月，四川省泸州市合江县南滩镇攀湾村发生了一件怪事：大批来自于四面八方的人们涌入河滩，大都穿着橡胶裤子，手持铁锹，在齐腰深的水里忙活，只为了能找到几块“能透光的石头”。因为传言说一块这样的石头可以卖几百甚至几万元。后来经过新闻记者调查发现，没有人能真正靠这个赚到钱，地质队员的鉴定结果表明，村民所挖的石头只不过是普通的鹅卵石而已，河床上到处都是，并不值什么钱。

泸州上演“疯狂的石头” 上百人河滩挖玉石（来源：华西都市报）

鹅卵石

再给大家讲一个搞笑的段子。某大学地质实习期间，一位老师考查同学们的实习情况，从大家采集的样品中拿出一块就问：“这是哪个组的岩石？”某同学看了一眼回答道：“这不是我们组的。”老师没好气地又问一次：“我是说它是哪个组的！”该同学诧异地盯着老师说：“这真不是我们组的！”

好吧，或许你看完这个笑话并没有笑，其实我想说的意思是，地质工作者采集岩石样品不仅要识别它的岩性，还要搞清楚它是“哪个组的”，因为以实际岩石组分的特征为基础建立起来的岩石地层单位——群、组、段等，是地层划分的一种重要方法。比如九龙山组，为一套灰紫和灰绿色陆相碎屑及含火山碎屑沉积岩，主要出露于中国河北尚义、下花园、丰宁、滦平、承德及北京西山等地，属于中侏罗世早期地层，这对于地层划分具有重要意义。