矿石成分与化学结构

呷村矿床是一个典型的含金富银多金属VMS矿床（侯增谦和莫宣学，1990；侯增谦等，1995；徐明基等，1993；），铜铅锌多金属总量约4Mt，达特大型规模，平均品位Cu=044%,Zn=54%,Pb=37%,Ag=160g/t,Au=031g/t（叶庆同等，1992；徐明基等，1993）。平面上，矿体近SN向延伸，控制长度1939m，宽250～600m（图4-18）；垂向上，矿体向东陡倾，局部倒转，延伸超过400m。本节将在徐明基等（1993）关于呷村矿床原生晕与地球化学分带研究的基础上，利用若干勘探线剖面成矿元素含量分析数据，结合本文新获分析结果，探索矿床成矿元素的空间分布规律，并由此推演矿床形成的地球化学模型。

1成矿元素丰度型式与分布规律

（1）成矿元素的丰度型式：为了查明呷村矿床主要成矿元素的含量分布特征，获取元素来源信息，选择了呷村矿床最具代表性的4条勘探线剖面，系统采集了1544件矿石样品进行分析处理。统计分析结果表明，成矿元素的含量变化很大（图4-25）：Ag的含量为（005～1779）×10-6，多介于（06～25）×10-6之间，不服从对数正态分布，推测由多重母体构成。Au的含量为（001～39）×10-6，主要为（003～01）×10-6，至少由三重母体所构成（图4-25），其背景值分别为005×10-6、013×10-6和2×10-6，反映出多次矿化的特点，同时也表明可能有独立金矿的存在。Cu的含量为001%～761%，绝大多数样品之Cu含量小于015%，属非正态分布。Pb的检出含量为001%～1945%，有两重母体构成（图4-25）；约三分之一的样品之Pb含量为001%～004%，约二分之一的样品其含量为02%～5%。Zn的含量为001%～3406%，属非正态分布（图4-25）。Pb/Zn比值变化于0003与100之间，离散程度大，但多数样品相对集中在025与1之间（图4-25）。Ag/Au比值（13～7950）和Cu/Zn比值（0001～15）的变化范围均较大，基本服从对数正态分布（图4-25）。上述特征表明，呷村矿床的主要成矿元素（Ag、Cu、Pb、Zn,Au）可能经历了两次以上的成矿作用过程。

（2）成矿元素的空间分布：为了定量研究呷村矿床成矿元素的空间分布特征，将4条勘探线上的每一个采样点的位置精确换算成测网坐标值来研究。该测网在南北方向上用勘探线号表示，东西方向用测网坐标点表示（规定地形图上公里网17551坐标线代表测网坐标的基线，基线上的坐标点为100点），每一个坐标点代表实际长度为10m，基线以西的坐标值小于100，基线以东的坐标值大于100。

图4-26展示了呷村矿床主要成矿元素含量和比值在平面上的变化规律。呷村矿床的富矿体（Ag、Cu、Pb、Zn）主要分布于115点以东，该区域内集中了呷村矿床的主要块状矿体；115点以西主要是脉状矿和网脉矿的分布区，其中，在7线99点附近由于构造重复而见有规模较小的块状矿体分布。这种元素空间分布型式有力地证明，Ag、Cu、Pb、Zn主体产出于呷村矿床的块状矿矿带。Ag在块状矿矿带似乎没有明显的层位优选性，Cu、Pb、Zn也没有显示出类似日本黑矿的“下黄上黑”的矿石化学分带（Urabe and Sato,1978）。全部样品的Pb/Zn比值在东西方向上的变化较大，但块状矿矿带与脉状-网脉状矿带没有显示出明显的Pb/Zn变化规律。

图4-25　呷村矿床4条勘探线（0,3,4,7）成矿元素含量及其比值频率分布图（据李佑国和侯增谦，2001）

Cu、Zn、Pb元素含量单位为10-2;Au、Ag单位为10-6;n为样品数

图4-26　呷村矿床4-7号勘探线主要成矿元素含量及其比值与测网坐标的关系（据李佑国和侯增谦，2001）

由于呷村矿床整体上向东陡倾，因此，该图可反映下部网脉状矿带和上部块状矿带中金属元素含量及比值的变化规律

块状矿带与脉状-网脉状矿带中的成矿主元素含量在垂向上也显示明显的变化规律（图4-27），表现在海拔高程上的元素分异性和含量差异性。Ag和Cu富集在3900m以上，Pb+Zn则集中在3700m以上（图4-27）。Cu、Pb、Zn和Ag在3700m以上的富集程度具有非均一性，主要集中在若干海拔高程上（图4-27）。在相应的海拔高程上（如4250m,4160m），Pb/Zn和Cu/Zn比值范围也出现明显的变化（图4-27），显示强烈的Pb-Zn分异。由于呷村矿床经构造变形，矿体已近于直立，所以，金属元素含量随海拔高程的变化实际上揭示了金属元素含量在海底热水沉积盆地的二维分布特点。由于闪锌矿、方铅矿的淀积主要受热水流体系统的温度梯度制约（Lydon,1988;Herzig et al,1993）,Pb、Zn分异和Pb/Zn比值变化实际上记录着矿石堆积时的流体系统温度场变化。因此，图4-27所展示的元素含量和元素比值的纵向变化规律，有力地说明多金属富集作用不仅受矿石堆积的古地理环境控制，而且受海底热水排泄系统和喷口位置的制约。

图4-27　呷村矿床4-7号勘探线块状矿带主要成矿元素含量及其比值与海拔高程的关系（据李佑国和侯增谦，2001）

由于块状矿带因褶皱而近于直立，因此，此图可反映金属元素在海底的水平空间分布

由于铜和银趋向于在近地表位置上富集，如Cu/Zn比值、Ag/Pb比值和Cu/Pb比值等都明显与海拔高程有关，其原因将在后面探讨。就元素比值而言，Pb/Zn比值可能具有某种成因意义。Pb/Zn比值在4250m附近的变化范围较大，显示出铅与锌强烈分离的现象。这种与当今海拔高程密切相关的元素分布特征（注：矿体产状已经近于直立），实际上与矿体形成时的平面位置有一定关系，对于水下热水喷流-沉积矿床而言，最合理的解释是与含矿热水流体的喷口位置有关。

2矿体的空间分布与化学组成分带

呷村矿床4条勘探线剖面上1544件样品均为刻槽取样或均匀拣块组合而成，分析样品的确切位置和良好代表性，使矿体空间分布和化学分带研究成为可能。

（1）矿体的空间形态：0号勘探线是呷村矿床最重要的富矿部位，Ag-Cu富矿体可以分成两个部位：①119点到125点范围，从4200m到3700m分布有一条产状近于直立的Ag-Pb-Zn-Cu矿体；②115点到122点范围，位于4200m高程以上地段（图4-28）。两者共同构成呷村矿床块状矿带的主体，矿石化学分布显示块状矿带总体呈层状、似层状或席状轮廓。Pb、Zn富集部位部分与Ag-Cu富矿体空间重合，部分处在银铜富矿体的西侧，其原始部位相当于Ag-Cu富矿体的下部层位，构成脉状-网脉状矿带的主体（图4-28）。矿石化学分布特征显示，脉状-网脉状矿带空间形态呈似层状或透镜状，具有不明显的层控特征。主要金属元素Cu、Zn、Pb和Ag的空间变化型式清楚地表明，海底热水盆地中堆积的块状矿体以Ag-Cu多金属为主，而热水流体补给通道内淀积形成的网脉状矿体则以Pb、Zn为主。

图4-28　呷村矿床0号勘探线剖面金属元素含量变化图（据李佑国和侯增谦，2001）

0号勘探线剖面的Pb/Zn、Cu/Pb、Ag/Pb比值趋势分布图（图4-29）进一步说明了主要金属元素在空间上的相对富集程度。对于银铜块状矿体，近直立部分的块状矿具有低Pb/Zn、Cu/Pb和Ag/Pb比值特征，其Pb/Zn比值多为03～1,Cu/Pb比值多为02～05（图4-29）；4200m以上的块状矿体，其Pb/Zn比值相对较低（多为03～1），而Cu/Pb和Ag/Pb比值在整个勘探线剖面达到最高，亦即Ag、Cu富集程度最高。

对于网脉状和块状Pb-Zn矿体，其Pb/Zn比值变化较大，在4160中段附近块状矿体Pb相对富集，而在3700～3900m一带网脉状矿体Zn相对富集（图4-29）。

由0号勘探线剖面向南（如3线和7线）北（如4线）两侧延伸，矿体的空间分布形态和化学变化趋势大体一致。在呷村4号勘探线剖面，Ag品位大于100g/t的分布在121～125点间块状银多金属矿体中，Ag品位处于20～100g/t的见于118～121点。近地表一带，Cu＞05%的在121～1245范围富集，构成产状近于直立的富Ag-Cu块状矿体。铜的品位并不稳定，在3950m至4230m范围的品位变化较大。部分Pb、Zn与Ag、Cu同位富集，共同构成块状矿体，部分Pb、Zn则在118～119点及4220m附近富集，并可能构成块状Pb-Zn矿。在剖面的更广泛范围内，则形成脉状-网脉状Pb-Zn矿带。成矿元素Pb与Zn存在空间上的分离现象，块状富Ag-Cu矿体的Pb/Zn比值相对较低且比较稳定。图4-29显示高的Pb/Zn比值主要出现在115～121点及4220m以上地段。

图4-29　呷村矿床0号勘探线剖面金属元素比值变化趋势图（据李佑国和侯增谦，2001）

在3号勘探线剖面，银品位大于200g/t的出现在1145坐标点及4240m附近、119点（相当于习称的B矿带）和120点（相当于习称的A矿带），它们都出现在4200m以上，并且和重晶石层或灰岩层的接触带有关。根据地质剖面资料及样品分析数据得知，从近地表的119～120点，4160m高程的1225～1235点到3950m高程的1215点，构成一条弧形的块状矿带，其产状近于直立，与0线剖面的富Ag-Cu块状矿体位置相当，但品位已经明显降低；含量大于05%的出现在4200m以上的地段，富集部位与银相当。Pb、Zn少部分富集于富Ag-Cu块状矿体，但主体在107～1l8点一带形成脉状、网脉状Pb-Zn矿体。由3号勘探线剖面向南至7线，情况总体类似，但出现多条矿体，上下连通性较差，可能多呈透镜状产出。

（2）矿石化学分带型式：矿石矿物及矿石化学分带是VMS矿床的普遍特征之一（Sang-ster et al,1976;Franklin et al,1981;Lvdon,1984;Large,1992）。例如日本黑矿，块状矿带显示清楚的垂向分带，下部以“黄矿”为主，富Cu、Zn，上部以“黑矿”为主，富Pb、Ag；网脉状矿带显示明显的侧向分带，由矿带的中央至边缘，矿石由黄铜矿和黄铁矿矿石向方铅矿和闪锌矿矿石递变，金属由铜锌组合向铅锌组合过渡（Eldridge et al,1983）。这种空间分带关系主要受流体系统的温度梯度制约（Eldridge et al,1983;Lydon,1988;Large,1992）。呷村VMS矿床虽也显示矿石化学分带，但分带型式独具特色。首先，贵金属银在块状矿带分布没有显示明显的层位优选性，它似乎并不限于块状矿带的上部；贱金属Pb、Zn尽管在块状矿带出现一定的化学分异，但整体上并没有显示出明显的下部富Cu、Zn上部富Pb、Ag的垂向化学分带。其次，网脉状矿带可能因其似层状产出特点而没有出现明显的侧向化学分带，矿化主体为Pb、Zn矿化；再者，Ag与Cu具有更密切的同步聚散关系，Ag与Cu作为一个紧密共生的金属组合，通常集中产出于矿床的特定部位。Ag-Cu组合与Pb-Zn组合的空间关系与其说是受温度场控制的空间分带关系，倒不如说是不同期次、不同化学性质的流体成矿作用的叠加结果。最近，在对Juan de Fuca活动热水区热水硫化物矿床实施的深海钻探中，在矿床深部网脉状矿化带（即热水补给带）也发现了类似的似层状富铜矿体（Zierenberg et al,1998）。依据呷村VMS矿床矿石化学的空间分布规律，抽象出矿床的化学分带型式，如图4-30所示。

图4-30　呷村VMS矿床化学分带型式示意图

3矿床的化学结构

为了进一步厘定呷村矿床的化学结构，必须恢复呷村矿床形成时的原始形态，进而刻画出化学元素在海底下部热水补给带和海底凹陷盆地的空间分布和结构图像。

对于喷气沉积而成的块状矿体，我们选择矿体目前的延伸方向和海拔高程所在的平面，来客观反映和分析矿体在海底凹陷盆地内的水平二维空间分布和形态。考虑到矿体褶皱可能造成的影响，特别避开褶皱的转折端而选择块状矿体的东翼（1215～152点）来研究。对于热水充填交代而成的脉状-网脉状矿体，我们选择4～7线剖面上106～112点范围的样品数据，使用矿体走向（近SN向）和海拔高程所在平面进行脉状-网脉状矿体形态恢复。由于脉状-网脉状矿体初始形态多应呈“漏斗状”或“似层状”，因此，所恢复的形态应主要反映脉状-网脉状矿体在斜向二维空间的分布特征。

（1）块状矿带与化学结构：呷村矿床块状矿带虽因后期的构造变动而今呈现近SN向带状展布，然而，其原始形态却展示出明显的椭圆形盆地轮廓（图4-31）。显然，在这一海底凹陷盆地内部，金属成矿物质的分布具有明显的不均一性，至少可清楚地分辨出4个规模不等、形态各异、相对分离的金属富集区，整体上呈近SN向延展（图4-31）。最大富集中心（M1）位于0线4100m附近，矿体厚度最大，品位最高，由中心向四周，金属富集程度逐渐递减（图4-31）。第二富集中心（M2）位于0线4000m高程附近，富集区呈“哑铃状”，富集中心处于“哑铃”的中部。第三富集中心（M3）偏离0线，富集区轮廓不清，局部与第一富集区相连（图4-31）。第四富集中心（M4）位于0线3920m附近，Pb+Zn富集规模最小，Ag富集区由0线中心向南北方向线状延伸。

图4-31　呷村矿床块状矿带金属元素Pb+Zn（a）和Ag（b）的空间变化规律（据李佑国和侯增谦，2001）

该图展示了块状矿体的原始形态以及卤水池形状和热水喷口位置

实际上，这4个金属富集区揭示了4个不同的海底热水喷口处的硫化物堆积过程。M4喷口处于凹陷盆地的边缘，热水流体活动较弱。热水流体可能通过黑烟囱向上排泄。喷涌排泄的热水流体在SN向延伸的凹陷盆地内向南北两侧流淌，并沉淀富银金属硫化物。与之相比，M2喷口更靠近盆地内部，规模也相应增大，但流体活动方式及矿石淀积过程类似，热流体由凹陷盆地内的局部“黑烟囱”高地向南北两侧的凹地喷流排泄，硫化物随之淀积。M1喷口可能是呷村矿区最大的一个海底热水喷口，处于海底凹陷的中心部位，排泄而出的热水流体注入并封存在SN向延伸的局限凹地内，形成卤水池（Hou et al,2000）。硫化物在卤水池中不断淀积，形成块状、层状、层纹状和条带状等矿石。热水流体向卤水池周期性注入，导致硫化物矿石的金属元素出现韵律性变化（徐明基等，1993）。M3金属富集区局部与M1相连，暗示着这两个热水活动的成矿作用具有密切的时空关系，要么M3区的热水流体注入M1区，要么M3区的块状矿石向M1区滑塌堆积。M1、M2、M3、M4在矿区东西方向上呈串珠状分布，显示其热水喷射中心受近EW向断裂系统控制。

（2）网脉状矿带与化学结构：呷村矿床网脉状矿带的复原形态与化学结构如图4-32所示，显然，金属元素在海底下部火山岩系内部的分布具有明显的空间分带性，4个金属富集区带清晰可辨。平面上，4个富集区带呈现长条状形态，在高程方向上延伸有限，表明脉状-网脉状矿体主体沿海底断裂带分布，热水成矿作用受SN向延伸的凹陷盆地的基底断裂带和线状裂隙控制。空间上，4个金属富集区带相对分离，富集金属类型不同，富集规模不等，富集中心各异（图4-32）。4100m以上富集区带以Ag、Cu富集为特征，富集中心集中于0～3线间，与块状矿的M3富集区高程接近，富集中心向南偏离。4050m至4180m间的富集区带由两个富集中心构成，其一在3线4100m附近，以Pb、Zn富集为特征，与块状矿的M1空间吻合；其二在7线4150m左右，以Ag、Cu富集为特征（图4-32）。4000m附近的富集区带以富集Pb、Zn为特征，与块状矿的M2富集区相比，空间位置吻合，形态规模相近。3800m附近的富集区带也以富集Pb、Zn为特征，与块状矿的M4相比，富集中心向下偏离，富集规模明显变大（图4-31,4-32）。

图4-32　呷村矿床网脉矿带主要金属元素含量的空间变化规律（据李佑国和侯增谦，2001）

该图反映了网脉矿带的原始结构形态以及控制网脉矿带空间分布的同生断裂构造

网脉状矿带的化学结构清楚地显示，Ag、Cu富集与Pb、Zn富集明显的不同步。Pb、Zn在4个富集区带均有不同程度的富集，而Ag、Cu则主要集中于4100m以上的地方，即Ag、Cu金属主要产出于凹陷盆地西缘附近的热水补给带内。换句话说，海底下部的热水系统至少有两期热水活动，其中，大规模的热水活动导致了强烈的Pb、Zn矿化，小规模的热水活动造成了Ag、Cu的叠加与富集。

呷村网脉状矿带的化学结构同时显示，其金属富集区带与块状矿的富集空间大体吻合，富集中心大体对应，这清楚地表明，含矿的海底凹陷盆地底部有与之相连的通道，热水流体不断地补给。在此断裂-裂隙通道内，热水流体通过流体充填与热水交代作用形成网脉状矿带含矿海底凹陷盆地本身因深度大具有重要的封存集聚流体和防止沸腾的功能。在盆地内部，热水流体发生化学沉积形成块状矿带。因此，网脉状矿带与块状矿带是统一的热水系统分别在热水补给系统和海底盆地系统淀积的产物。

（3）从化学结构到成矿模型：详细对比分析两大矿带的化学结构图像，可以刻画出呷村矿床成矿系统的图像轮廓（图4-33），并显示如下要点：

图4-33　根据呷村矿床化学结构推测的成矿地质模型

①晚三叠世弧间裂谷作用导致了呷村矿区内发生双峰式火山活动和弧间裂陷作用，前者形成了由下部少量玄武岩和上部大量流纹质火山岩构成的含矿岩系，为矿床的形成提供了大量的成矿物质（徐明基等，1993）；后者沿裂陷带形成一系列的局限盆地或凹陷盆地，并发育一组走向近SN的基底断裂和裂隙系统，为成矿热水流体活动提供了重要的迁移通道。

②在凹陷盆地，至少有一组（4条）近SN向基底断裂带或裂隙带，构成热水流体在海底下部流纹质火山岩系中的活动通道。盆地的东缘与西缘断裂规模最大，由此形成的网脉状矿体规模也最大，矿石品位也最高（图4-33）。热水流体沿4条断裂向上运移，并在流纹质火山碎屑岩透水层内发生“弥散状”充填交代，形成似层状的脉状-网脉状矿带，显示独具特色的层控特征（侯增谦等，2001a）。

③穿透流纹质火山岩系向上排泄的热水流体，在海底凹陷盆地内的排泄点，即热水喷口，严格地受两组断裂控制，位于0线附近的EW向断裂与4条SN向断裂的交汇部位（图4-33）。位于凹陷盆地东缘和西缘的热水喷口M2、M3、M4，可能因其处于盆地的正地形位置，故喷射的热水流体沿斜坡向南北两侧流动，形成“丘堆式”块状硫化物矿体。位于凹陷盆地中心的热水喷口M1，因其处于负地形位置而大量集聚不断从喷口排泄出来的热水流体，形成较大规模的卤水池。块状矿带的化学结构反映，该卤水池呈SN向延伸的长条状形态；而高盐度流体包裹体资料（徐明基等，1993;Hou et al,2001）证实，该卤水池的发育是形成块状硫化物矿带的关键。在卤水池内，伴随着热水流体与冷海水的大量混合，硫化物依次沉积，形成席状块状硫化物矿带。

④大多数VMS矿床的金属元素分带通常受流体系统的温度控制，从透镜状块状矿体的下部向上部，从漏斗状网脉状矿体的核心向外部，金属分带常常由Cu+Zn向Pb+Ag递变（Franklin et al,1981;Lydon,1984）。在呷村矿床，块状矿带Ag与Pb（+Zn）同步富集（图4-31），而网脉状矿带Ag与Cu同步富集，并与Pb、Zn叠加富集，集中产于凹陷盆地西缘（图4-32）。这种化学结构特点说明，凹陷盆地西缘附近的流体排泄系统似乎不是呷村矿床的热流体主活动通道，而是富Ag、Cu热流体的叠加活动的化学记录。

石英的化学成分为SiO2，晶体属三方晶系的氧化物矿物，即低温石英（a-石英），是石英族矿物中分布最广的一个矿物种。广义的石英还包括高温石英（b-石英）。

低温石英常呈带尖顶的六方柱状晶体产出，柱面有横纹，类似于六方双锥状的尖顶实际上是由两个菱面体单形所形成的。石英集合体通常呈粒状、块状或晶簇、晶腺等。纯净的石英无色透明，玻璃光泽，贝壳状断口上具油脂光泽，无解理，摩氏硬度7，比重265。受压或受热能产生电效应。

石英因粒度、颜色、包裹体等的不同而有许多变种。无色透明的石英称为水晶，紫色水晶俗称紫晶，烟**、烟褐色至近黑色的俗称茶晶、烟晶或墨晶，玫瑰红色的俗称芙蓉石；呈肾状、钟乳状的隐晶质石英称石髓，具不同颜色同心条带构造的晶腺叫玛瑙，玛瑙晶腺内部有明显可见的液态包裹体的俗称玛瑙水胆，细粒微晶组成的灰色至黑色隐晶质石英称燧石，俗称火石。

石英的用途很广。无裂隙、无缺陷的水晶单晶用作压电材料，来制造石英谐振器和滤波器。一般石英可以作为玻璃原料，紫色、粉色的石英和玛瑙还可作雕刻工艺美术的原料。

石英是最重要的造岩矿物之一，在火成岩、沉积岩、变质岩中均有广泛分布。巴西是世界著名的水晶出产国，曾发现直径25米、高5米、重达40余吨的水晶晶体。

云母简介(Mica)

云母族矿物分为两个亚族,共有九种矿物。白云母亚族,有钠云母、白云母、钒云母、海绿石;金云母-黑云母亚族,有金云母-黑云母、锌三层云母、铁锂云母、锰锂云母、铜铀云母和锂云母。

云母是含锂、钠、钾、镁、铝、锌、铁、钒等金属元素并具有层状结构的含水铝硅酸盐族矿物的总称。主要包括白云母、黑云母、金云母、锂云母等。工业上应用的云母矿物原料是白云母和金云母中的片云母和碎云母及绢云母，使用较多的是白云母，其次为金云母。由于云母具有较高的电绝缘性、较好的透明度、极好的可剥分性、较高的化学稳定性、较好的还原性以及在高温状态下能保持上述优良的物理化学性能，因而它主要作为一种非常重要的绝缘材料广泛用于电子、电机、电讯、电器、航空、交通、仪表、冶金、建材、轻工等工业部门，以及国防和尖端工业领域。 70 年代以来，由于在电容器、电动机的绝缘支撑材料及电介质材料中，使用的片云母已被由碎云母为原料制成的云母纸所代替，通讯电子管的绝大部分已被半导体集成电路所取代，引起消费结构发生根本变化，因此使片云母的需求量大幅度下降，而碎云母的需求量日渐增长。随着科学技术的发展，近年来云母矿物在建材、地质勘探、润滑、油漆、食品、化妆品等方面的应用不断扩展，碎云母和绢云母矿物原料将具有广阔的应用前景。

化学成分 ： 白云母化学式为 KAl2(AlSi3O10)(OH)2 ；镁硅白云母化学式为 (Fe2+ 、 M g)(Fe3+,Al3+)(AlSi7O20)(OH)4 ；绢云母化学式为 KAl2(Si,Al)4O10(OH,F) 2 ；金云母化学式为KMg3(AlSi3O10)(F,OH)2 云母这种铝硅酸盐矿物，具有连续层状硅氧四面体构造，具极完全之解理，可剥离为具弹性之薄片，质柔可弯曲，透明无色，厚块半透明带有灰、棕、淡绿、玫瑰红色，具玻璃至绢丝或珍珠光泽，硬度 25~3 ，比重 275~30 ，耐酸性。

白云母（Muscovite）

白云母化学组成： KAl2[Si3AlO10](OH,F)2,理想的组份是八面体片含 Al ，也可少量地被 Fe 3+ 、 Mg 、 Fe 2+ 甚至 Mn 、 Cr 、 V 等所置换。白云母具有高度完全的底解理、颜色淡白。薄片富弹性的特点。

白云母是分有很广的造岩矿物之一，在三大岩类中均有产出。 泥质岩石在低级区域变质过程中可以形成绢云母，变质程度稍高时，成为白云母。 酸性岩浆结晶晚期以及伟晶作用阶段，均有大量白云母生成。由高温至中低温的蚀变作用过程中，也能生成。所谓云英岩化是高温蚀变作用之一，能形成大量白云母。所谓绢云母化作用是中低温蚀变作用之一，能形成大量绢云母。 白云母风化破碎成极细的鳞片，既可以成为碎屑沉积物中的碎屑，也可以是泥质岩的矿物成分之一。

白云母斜方柱晶类，通常呈板状或片状，外形成假六方形或菱形。柱面有明显的横条纹。双晶常见，多依云母律生成接触双晶或穿插三连晶。

金云母(Phlogopite)

金云母的化学式为KMg3[AlSi3O10][F,OH]2 。因为和白云母物理化学性能有所不同，故有很多特殊功能，应用于很多重要领域。 工业上主要利用其很高的电绝缘性和耐热性，以及强抗酸、抗碱、抗压和剥分性能，用作电气设备和电工器材的绝缘材料。金云母通常呈**、暗棕色或黑色，玻璃光泽，解理面呈珍珠或半金属光泽，金云母能被浓硫酸所腐蚀，可在浓硫酸中分解，同时产生一种乳状的溶液，化学成份中替代钾的有钠、钙、钡；替代镁的有钛、Fe、锰、铬；氟替代OH，金云母的变种有锰云母、钛云母、铬金云母、氟金云母等。 特色的性能产生了特色的用途。

黑云母 Biotite

黑云母化学组成： K(Mg,Fe2+)3(Al,Fe3+)Si3O10(OH,F)2,类质同象代替广泛，所以不同岩石中产出的黑云母,其化学组成成分差距很大。一般酸性和碱性岩浆岩中的黑云母，FeO高， MgO低；基性和超基性岩中的黑云母，MgO高，FeO低；在碱性伟晶岩中的黑云母，MgO低，而Fe2O3相对要高一些。

黑云母的晶体形态与金云母相同。颜色为黑色、深褐色，有时带浅红、浅绿或其它色调。含钛高的呈浅红褐色，富含高价铁则呈绿色。透明至不透明。玻璃光泽，黑色则呈半金属光泽。硬度2－3，比重302－312。黑云母受热水溶液的作用可以蚀变为绿泥石、白云母和绢云母等其他矿物。黑云母因为含铁高，绝缘性能差，远不如白云母。黑云母细片常用作建筑材料填充物。 粒径较大的黑云母，极容易根据其片状形态，较深的颜色以及弹性，具有云母的完全解理，和受热以后，可略带磁性的特点等加以鉴别 在深成岩和浅成岩钟，特别是酸性或偏碱性的岩石中，大都含有黑云母。

绢云母（Sericite）

绢云母（Sericite）是一种天然细粒白云母，属白云母的亚种，是层状结构的硅酸盐，结构由两层硅氧四面体夹着一层铝氧八面体构成的复式硅氧层。{001}解理完全，可劈成极薄的片状，片厚可达1u以下（理论上可削成0001u），径厚比大；与白云母相比：具有天然粒径小，易加工超细的特点。绢云母晶体化学式为： K 05-1 ( Al,Fe,Mg ) 2 ( SiAl ) 4 O 10 (OH) 2 nH 2 O ,一般化学成分： SiO 2 4313~4904%,Al 2 O 3 2793~3744%,K 2 O+Na 2 O9~11%，H 2 O 413~612%。]

绢云母属于单斜晶体，晶体为鳞片状，具丝绢光泽（白云母呈玻璃光泽），纯块呈灰色、紫玫瑰色、白色等，径厚比>80，比重26~27，硬度2~3，富弹性，可弯曲，抗磨性和耐磨性好；耐热绝缘，难溶于酸碱溶液，化学性质稳定。测试数据：弹性模量为1505~2134MPa，耐热度500~600oC，导热率0419~0670W(mK)-1，电绝缘性200kv/mm，抗放射性5×1014热中子/cm2对照度。

另外绢云母的化学组成、结构、构造与高岭土相近，又具有粘土矿物的某些特性，即在水介质及有机溶剂中分散悬浮性好，色白粒细，有粘性等。因此，绢云母兼具云母类矿物和粘土类矿物的多种特点。

钠云母(Paragonite)

钠云母是一种含水的钠铝硅酸盐，是一种云母，常和白云母共生，并与它可以其物理性质相区别，两种云母的区别在于它们的化学成份。在钠云母中钠离子占据着白云母中钾的构造位置。

锂云母(鳞云母)( 淡紫色晶体 ) Lepidolite,Lilac, crystalline

锂云母化学组成K(Li,Al) 25-3 [Si 35-3 Al 05-1 O 10 ](OH,F) 2 , 鳞云母是 Al — Li 和 Fe － Li 两个类质同象系列中富 Li 一端的成员，其 Al — Li 系列为不完全类质同象，而 Fe － Li 系列则为完全类质同象。分析资料证明，凡是含 Li 的云母，均含一定数量的 F － 。含 Li 越高， F 的含量办越高。

锂云母具有云母一般的解理和紫到粉红的颜色。熔化时，可以发泡，并产生深红色的锂焰。不溶于酸，但在熔化之后，亦可受酸类的作用。

锂云母又称鳞云母，一般是片状或鳞片状集合体。我国河南芦氏县产有球状的锂云母，是一种特殊形态。它呈玫瑰色，浅紫色，有时为白色，风化后成暗褐色。透明。玻璃光泽，解理面显珍珠光泽。硬度2－3。比重28－29。薄片具弹性。它是提取稀有金属锂的主要原料之一。锂云母中常含有铷和铯，也是提取这些稀有金属的重要原料。

云母族矿物能在各种地质条件下形成。黑云母是火成岩的主要造岩矿物之一，在大多深成和浅成岩中都有分布。白云母也是分布很广的一种造岩矿物，在火成岩、沉积岩、变质岩中都有产出。金云母则主要产于超基性岩和镁质大理岩中。许多有工业价值的云母主要产于伟晶岩和变质岩中。变质岩中大片金云母是由富含挥发组分的岩浆岩对围岩交代作用的产物。细粒白云母、钠云母又称绢云母，一般与热液蚀变作用有关。锂云母几乎只产于花岗伟晶岩和与花岗岩有关的高温气成热液矿床中。变质成因的云母种类与原岩成分及变质程度有关，富镁碳酸盐岩变质易成金云母；富铝岩石变质易成白云母和黑云母。

钒云母（产在砂岩中） Roscoelite in Sandstone

钒云母化学组成： K(V,Al,Mg)2AlSi3O10(OH)2 ,Y组离子以钒和铝为主，类质同象混入物有镁，Fe3+，Fe2+、铬等。化学分析资料； SiO2 4805%, Al2O3 1500%, V2O3 1462%, P2O5 013%, MgO 432%，CaO 034%,Fe2O3 056%，TiO2 038%，K2O 619%，BaO 128%，Na2O 013%，Cr2O3 156%，F 005%，H2O+ 544%,H2O- 028%，总计9833(中国湖北产)。

钒云母其颜色、形态和透射光下为绿色，有多色性为鉴定特征。钒云母赋存于含有机炭质较高的炭质板岩中，与铬钒水云母、铬钒白云母、钡钒水云母等共生。钒云母大部分晶体呈亮绿色细纤维状，少数成片状。

铬云母（白云母变种、单斜晶系）（Muscovite var Fuchsite Monoclinic）

铬云母化学组成：KAl2[Si3AlO10](OH,F)2,理想的组份是八面体片含 Al ，也可少量地被 Fe 3+ 、Mg 、Fe 2+ 甚至 Mn、Cr、V等所置换。铬云母具有高度完全的底解理、颜色淡白。薄片富弹性的特点。

铬云母是分布很广的造岩矿物之一，在三大类岩

正长石的化学组成是KAlSi3O8，晶体属单斜晶系的架状结构硅酸盐矿物。正长石是钾长石的亚稳相变体，钾长石和钠长石不完全类质同象系列。肉红或浅黄、浅黄白色，玻璃光泽，解理面珍珠光泽，半透明。900℃以上生成的无色透明长石称透长石。正长石是陶瓷业和玻璃业的主要原料，也可用于制取钾肥

矿石一般由矿石矿物和脉石矿物组成。矿石中所含矿石矿物和脉石矿物的份量比，随不同金属矿石而异。在同一种矿石中亦随矿石贫富品级不同而有差别。

矿石矿物是指矿石中可被利用的金属或非金属矿物，也称有用矿物。如铬矿石中的铬铁矿，铜矿石中的黄铜矿、斑铜矿、辉铜矿和孔雀石，石棉矿石中的石棉等。

脉石矿物是指那些与矿石矿物相伴生的、暂不能利用的矿物，也称无用矿物。如铬矿石中的橄榄石、辉石，铜矿石中的石英、绢云母、绿泥石，石棉矿石中的白云石和方解石等。脉石矿物主要是非金属矿物，但也包括一些金属矿物，如铜矿石中含极少量方铅矿、闪锌矿,因无综合利用价值，也称脉石矿物。

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您好，我来为您解答。

矿石是指从矿体中开采出来的，从中可提取有用组分（元素、化合物或矿物）的矿物集合体。矿石是在各种地质成矿作用中形成的，不同的地质成矿作用形成的矿石有不同的特征。在现代技术经济条件下，能以工业规模从矿物中加工提取金属或其他产品。原先是指从金属矿床中开采出来的固体物质，现已扩大到形成后堆积在母岩中的硫黄、萤石和重晶石之类非金属矿物。 矿石中有用成分（元素或矿物）重量和矿石重量之比称为矿石品位，金、铂等贵金属矿石用克/吨表示，其他矿石常用百分数表示。常用矿石品位来衡量矿石的价值，矿石的成分和有害杂质的多少也影响矿石价值。

希望能够帮助您。

一、成矿组合的时空分布

北祁连山西段自1994年发现寒山金矿以来，又陆续发现了鹰嘴山金矿和金湾子等多处金矿和金矿化点，这些金矿床和金矿点构成了“甘肃西部的金三角”。

“甘肃西部金三角”是指石油河脑—昌马—石包城一线以北的北祁连西段与阿尔金断裂相交的地区（图7-1，图6-1）。阿尔金左行走滑断裂呈NE75°～80°方向延展，它切断了北祁连褶皱带向北西的展布，该三角地区属北祁连褶皱带，由寒武纪碎屑岩夹火山岩和碳酸盐岩，奥陶纪海相火山岩、火山碎屑岩、碳酸盐岩及志留纪海相碎屑岩、石炭系、二叠系、侏罗系、第三系等地层组成。加里东期花岗岩分布在鹰嘴山和寒山之间，基性－超基性岩沿鹰嘴山北坡长几十千米，海西期的花岗闪长岩、加里东期英安斑岩沿阿尔金断裂附近分布。

该三角地区是华北地台、塔里木地台、祁连褶皱带3大构造交汇部位，在受挤压隆升的同时，发生大规模的NWW及NW向的推覆走滑，韧性及韧脆性剪切带非常发育，为热液的运移和金矿的形成提供了良好的场所。纵观本区的金矿床和金矿点，它们的赋存部位都在北祁连褶皱带的次级断裂与阿尔金走滑断裂相交的锐角部位，具体到每个矿区内的矿带、矿体，又都是受韧性及韧脆性剪切带控制，金矿的产出不受地层、时代、岩性的控制。如鹰嘴山金矿赋存在寒武系硅质岩、火山碎屑岩和超基性岩中；寒山金矿产在奥陶纪阴沟群的安山质凝灰岩、绢云石英片岩、英安凝灰岩中；车路沟金矿产在石英脉中，冰大坂金矿产在奥陶纪阴沟群和志留纪泉脑沟山组，为含金石英脉；金湾子金矿和大风沟金矿产在志留纪下统肮脏沟组中，含金岩石为粉砂质板岩、变砂岩。矿体的赋存部位是在两组断裂交汇或平行断裂派生的次级剪性、张性雁行裂隙中。

二、寒山金矿床

（一）含矿围岩

寒山金矿床位于北祁连褶皱带的西段，奥陶纪中酸性火山岩中。奥陶纪下统阴沟群呈NWW向展布，宽500m，南以F2为界与石英闪长岩体接触，北为奥陶纪上统妖魔山组灰岩，呈推覆体推在阴沟群之上。阴沟群在矿区内主要为一套海岸－陆棚碎屑岩、火山岩、碳酸盐岩建造，是金的赋矿层位，由下而上（由南而北）划分为中亚组和上亚组（图11-1）。

图11-1　寒山金矿地质图

1—妖魔山组灰岩；2—阴沟群上组下部；3—阴沟群上组上部；4—阴沟群中组；5—加里东石英闪长岩；6—金矿体及编号；7—蚀变带；8—实测逆断层；9—实测平移断层；10—推覆面断裂；11—性质不明断层

中亚组：出露在Au12以南，东宽西窄至尖灭，南与加里东石英闪长岩以断层接触，北与上亚组也是断层接触。主要岩石有凝灰质板岩、凝灰质千枚岩、变细砂岩、变含砾砂岩，有少量安山质角砾岩。褐铁矿化明显，地层变形强烈，原生层理（S0）在Au12南板岩中为90°～160°∠20°～35°，而后期的面理（S1）为340°～360°∠40°～60°；砂岩中见斜层理，板岩、变砂岩中见同沉积形成的变形层理。

上亚组：是主要的含金层，上奥陶统妖魔山组推覆其上。

下部为火山角砾岩和片理化凝灰岩，宽约410m，主要岩性为安山岩、安山质角砾凝灰熔岩、安山质晶屑凝灰岩、英安质凝灰岩、含砾安山质凝灰岩、安山质凝灰熔岩、凝灰质砂岩、板岩，各岩石之间为相变关系，具有脆性、韧性变形特征，发育石香肠、构造砾石、拉伸线理、糜棱岩化等。多数金矿化带赋存其中。

上部宽230m左右，为熔结角砾岩、角砾凝灰熔岩、安山岩、安山质凝灰岩夹砂岩、泥灰岩及硅质岩。分布在矿区的西北角。

妖魔山组：在矿区北部出露，岩性单一，底部为薄层灰岩，向上为中—厚层块状灰岩，不含矿。

（二）控矿构造

北西向的逆冲断裂（F1、F2）与北东向脆韧性剪切带控制着矿区，F1、F2限定了矿区的南北边界并控制着剪切带，剪切带与阿尔金大断裂交汇的锐角部位是控制矿区定位的良好部位，矿体分布在剪切带内的小断层中。赋矿断层组有近东西向、北西西向、北东向3组，近东西向含矿最好，北西西向次之。3组断层均具压扭性特征。近东西向应为主剪裂隙，北西西向应为逆向剪切裂隙。整个矿带中含矿层及矿体具有韧脆性特征。韧脆性变形带长4km，宽50～300m，走向东西。韧脆性变形表现在糜棱岩化，镜下斜长石斑晶定向排列，呈碎裂状（碎斑），被绢云母交代，绢云母沿糜棱面理定向分布；磁铁矿空洞两边石英呈梳状定向生成压力影；铁矿物的晶面有硅质压力影垂直生长；英安岩屑具压扁拉长；石英呈波状消光；见石香肠及明显的拉伸线理等。

（三）矿体特征

寒山金矿带东西长6km，南北宽055km，矿带由60多条含金蚀变带组成。含金蚀变带的蚀变主要有绿帘石化、绿泥石化、钠黝帘石化、绢云母化、硅化、云英岩化、黄铁绢英岩化、高岭土化、碳酸盐化等。蚀变不仅具有明显的分带性、相关性、对称性，且不同的蚀变对金矿石的质量产生不同的影响。在矿体两侧，岩石十分破碎，蚀变十分强烈，从蚀变带中心向两侧依次为硅化带—黄铁绢英岩化、绢英岩化带—红化（铁染带）—高岭土化、碳酸盐化带。矿体中金的品位由中心向外变贫（图11-2）。

图11-2　135线矿体剖面图

1—凝灰质角砾岩；2—黄铁矿化高岭土化绢英化金矿体；3—硅化毒砂化黄铁矿化绢英岩化金矿体；4—富金矿脉

硅化带：含有较多的细粒硫化物、不均匀分布，有的呈团块。硫化物有黄铁矿、毒砂（臭葱石）、在硅化蚀变岩中有石英脉穿插时，金变富；石英脉破碎、黄铁矿流失后的空洞多或硫化物多，矿石质量好。

黄铁绢英岩化带：地表呈黄白相间的土状物，疏松，主要有高岭土、绢云母化、褐铁矿化组成，蚀变带就是金矿体；绢云母化强烈，黄铁矿多，矿石破碎，矿石的质量就好。

红化带（铁染带）：为黄铁矿经氧化呈褐铁矿化，标志很明显，但含矿性差。

高岭土化、碳酸盐化带：主要是高岭土、碳酸盐呈条带、细脉分布在未经全部蚀变的原岩中。

总之，多种热液蚀变叠加，矿石品位高；具备黄铁矿化、毒砂（臭葱石）化、硅化、褐铁矿化的蚀变，金才有希望，这“四化”越强，金矿越富。

在上述蚀变带中，目前共圈出20个金矿体，矿体一般长90～300m，最长960m；厚度一般2～4m，最厚703m；延深50～100m。单个矿体在蚀变带中呈透镜状、脉状、扁豆状，呈左行雁列。产状与蚀变带一致，为70°～85°∠50°～70°，唯独Au11向南西倾。区内Au4、Au6、Au8、Au11、Au12为主矿体，其长度都在400m以上。

（四）矿石成分

1矿物成分

根据岩矿鉴定和人工重砂结果，有以下矿物：

自然元素：自然金、银金矿、自然铅、自然铜。

硫化物：有黄铁矿、方铅矿、毒砂、黄铜矿、闪锌矿、磁黄铁矿、铜蓝、斑铜矿、辉铜矿、辉钼矿。

硅酸盐：绢云母、高岭土、长石、透闪石、阳起石、直闪石、绿泥石。

氧化物及氢氧化物：石英、磁铁矿、褐铁矿、赤铁矿、铌钛矿、金红石、针铁矿、纤铁矿。

硫酸盐：黄钾铁矾、铅矾、胆矾、重晶石等。

碳酸盐：白云石、方解石、孔雀石、蓝铜矿、菱铁矿。

其他：毒砂、钼铅矿、磷灰石。

本区金以自然金、银金矿的形成存在于泥质胶结物、矿物裂隙及矿物颗粒间，有包裹金、晶隙金、裂隙金。包裹金主要包裹于黄铁矿、方铅矿、黄铜矿之中，约占10%；晶隙金主要在泥质、石英与泥质接触处；裂隙金主要在石英裂隙和硫化物裂隙中，晶隙金和裂隙金约占90%。

自然金、银金矿呈自形、多为粒状、片状、板状、鳞片状、弯勾状、树枝状、蜂窝状、孤岛状等，粒径0005～0003mm，个别005mm，属微粒—中粒金。虽然粒细，但包裹金少，故易选易浸。银金矿电子探针分析，含Au7974%、Ag2019%、Cu003%、Fe为0。金的成色785‰。

黄铁矿是金的共生伴生矿物和金的载体，呈浸染状、细脉状，常以立方体和五角十二面体出现，分为两期，第一期呈浸染状产出，金呈包裹金，第二期呈细脉、团块状产出，金呈裂隙金、包裹金、晶隙金。

方铅矿呈细脉或团块，形态不规则，被铅矾包围，金在铅矾中呈片状。

硅酸盐矿物：绢云母是矿石的基本脉石矿物，在矿体边部呈鳞片状、集合体、发育一组极完全解理，其粒间或解理缝中，有黄铁矿产出。

石英：在矿石中含3%～95%，一般大于30%，主要在矿体中，呈团块浸染、脉状产出。

2矿石化学成分

本区矿石以低品位金为主，矿体平均品位（wB/10-6）Au14×10-6～2415×10-6。单样一般Au08×10-6～85×10-6，个别Au可达50×10-6以上，最高547×10-6。

矿石多元素分析如表11-1，微量元素见表11-2。

表11-1　矿石多元素分析表（wB/10-6）

表11-2　矿石微量元素分析表（wB/10-6）

（五）矿石类型

本区矿石的自然类型有：①黄铁绢云片岩型金矿石，含金05×10-6～2×10-6；②黄铁石英绢云片岩型金矿石，含金1×10-6～10×10-6；③石英岩（脉）金矿石，含金3×10-6～20×10-6；④多金属石英脉型金矿石，含金3×10-6～50×10-6，最高547×10-6。从地表向下15m，为氧化矿石。

矿石主要构造为脉状构造和浸染状构造。

矿石主要结构有：

自形半自形结构：黄铁矿呈自形、五角十二面体、立方体；毒砂呈菱面体、纺锤体自形晶存在；方铅矿呈立方体。

放射状结构：黄铁矿中心由呈粒状或在立方体周围呈密集的放射状、针状黄铁矿构成。

他形粒状结构：黄铁矿、黄铜矿、辉铜矿及闪锌矿呈他形粒状结构。

交代结构：毒砂交代黄铁矿。

次生加大边结构：自形黄铁矿周边有次生加大边，边宽1～5μm。

包含结构：有部分毒砂被黄铁矿包含。

镶嵌结构：方铅矿呈不规则他形与黄铁矿和黄铜矿紧密镶嵌。

（六）矿床地球化学

1成矿主岩地球化学

成矿主岩岩石分析结构列于表11-3，稀土分析结果列于表11-4。

表11-3　寒山金矿区岩石分析结果表

表11-4　寒山金矿区各类岩（矿）石REE分析表（wB/10-6）

据毛景文等（1998）资料。

从表11-4看熔岩Eu相对富集，球粒陨石标准化图形表现为平缓右倾斜，为比较典型的岛弧型玄武岩类（图11-3）。蚀变后的熔岩较之原岩REE总量增加，轻稀土增加明显，中、重稀土降低，Eu略有亏损（图11-4）。

图11-3　寒山金矿床玄武安山质火山岩（1～5）REE球粒陨石标准化型式图（据毛景文等，1998）

图11-4　寒山金矿蚀变岩（1～4）REE球粒陨石标准化型式图（据毛景文等，1998）

寒山金矿区各类岩石微量元素含量列于表11-5，微量元素相关系数矩阵列于表11-6。从相关性分析，Au与As、Sb、Pb、Ag、B、Mo正相关，并以Au-As、Au-Pb、Au-Sb、Au-Ag、As-Sb、As-Mo、As-Ag、Ag-Pb、Ag-Mo元素对相关程度高，Co、Ni与As、B、Sb、Pb、Ag为负相关。

表11-5　寒山金矿区各类岩石微量元素含量（wB/10-6）

该区的地球化学模式基本上为：从成矿背景、矿化蚀变、金矿体，大致呈几何级数递变，尤以Au、As、Pb、Ag、Sb、B变化最大。

元素组合：Au、Ag、As、Sb、Pb、B、Mo、Ba、Li，从金矿化向外，组分依次为：

表11-6　寒山金矿区微量元素相关系数矩阵表

Ni（Co）-Cu（Zn）-Mo-Au（Ag）-Pb（As）-Sb-B（Li、Ba）

矿化中心→外围蚀变带

中心为Ni（Co）-Cu（Zn）-Mo系列，外围蚀变带为Pb（As）-Sb-B系列；高强异常分布在矿化体及破碎带的近矿围岩中。B-（Li、Ba）系列，分布在矿体外围破碎带或围岩中。

垂直方向：矿上晕：Ba（Li）-B-Sb-As（Pb）；矿中晕：Pb-Ag-Au（Ag）-Mo-Zn（Cu）；矿尾晕：Cu-Co（Ni）。

该区Mo、Cu、Co、Ni和Li、Ba、B、Sb、Ag异常强度均偏低，说明头晕Li、Ba、B、Sb、Ag严重剥蚀，尾晕尚未完全暴露地表。

2流体包裹体地球化学

该区流体包裹体不发育，而且细小。已测到的包体形态多样，少数呈圆形、菱形、椭圆形，大多数为不规则的三角形长管状、纺锤状及不规则多边形，一般为2～10μm。气液比5%～15%，少数35%～50%。部分无色透明、相间界线清楚，有些颜色暗灰及褐色。

按相态矿床中包裹体主要为气液两相包裹体及单相包裹体，按成因分为原生和次生。

成矿流体以NaCl-H2O体系为主，盐度值变化在54%～105%，多数集中于60%～80%。

用均一法测得包裹体的温度为72～374℃，但成矿的主要温度为100～160℃。

3稳定同位素地球化学

（1）硫同位素：原生成矿期黄铁矿的δ34S为－19‰～17‰，平均048‰，格式效应清楚，与陨石硫基本吻合，表明硫主要来自地幔。

（2）氧同位素：石英金矿石中δ18O从137‰～167‰，平均153‰。

（3）碳同位素：δ13C为－25‰～－1‰。

（七）矿床成因

寒山金矿区，绢云母化硅化岩石的K-Ar法年龄测试结果表明：成矿作用发生在21395～22444Ma，相当于印支期或三叠世晚期。

矿区围岩蚀变以绢云母化、硅化、绿泥石化为主，显示形成矿床的流体介质为弱酸性；Rb-Sr等时线测定，锶初始同位素比值（87Sr/86Sr）i为071469±000208，大于0710，说明成矿物质来自地壳本身；寒山金矿成矿流体具有低盐度［一般为54%～105%（wNaCl），平均795%］、低密度（069～098g/cm3）、低温度（均一温度为72～374℃，主要温度为100～160℃）的特点，与世界上大多数脉状浅成低温热液金、银多金属矿床很相似。

三、鹰嘴山金矿床

（一）含矿围岩

鹰嘴山金矿床赋存于寒武系中统黑茨沟组的中、酸性火山岩－碎屑岩建造中（图11-5）。据岩性组合及岩石特征，自下而上可分为3段：

图11-5　鹰嘴山矿区地质图

1—第四系；2—黑茨沟组第三岩性段；3—黑茨沟组第二岩性段；4—黑茨沟组第一岩性段；5—金矿体及编号；6—蛇纹岩；7—辉长岩；8—实测逆断层

一段（ h1）：出露于矿区北部，下部为粉砂质板岩夹变细砂岩，中部为硅质岩，上部为凝灰质板岩夹灰岩。

二段（ h2）：下部为火山熔结角砾岩、凝灰熔岩、安山质凝灰岩，含金蚀变带、安山岩、英安岩夹少量粉砂板岩及凝灰岩。

三段（ h3）：下部为变细砂岩夹凝灰岩、粉砂质板岩，中部为硅质岩，上部为灰岩。

含矿带位于二岩段火山岩破碎带的顶部与板岩接触部位。

除此而外，超基性岩也是含矿围岩之一，超基性岩从西到东，沿矿带北侧断续分布，呈岩墙状，由于强烈蚀变，岩石已蚀变为蛇纹岩和滑石片岩。

（二）控矿构造

矿区为一向南倾的单斜构造，断裂构造十分发育，沿 h2与 h3之间的主断裂，走向270°～290°，倾向南，属左行压扭性断裂，在成矿过程中，该断裂构造和超基性岩对含金蚀变带起着控制作用，矿化带沿该断裂断续带状分布，超基性岩即是矿带的北界，有的金矿体就在超基性岩之中。

（三）矿体特征

鹰嘴山金矿区，矿化主要沿NWW向断裂带分布，矿化蚀变带总长约5km，宽约30m，走向270°～290°，与地层展布方向一致，倾向南，倾角60°左右。矿带顶板为粉砂质板岩，底板有硅质岩、凝灰岩、英安岩、安山岩、安山质凝灰岩、安山质角砾凝灰熔岩、硅化蛇纹岩及滑石片岩等。⑨号金矿体一带从顶板向底板依次为：粉砂质板岩→矿体（硅质岩、石英岩）→硅化蛇纹岩（贫矿）→滑石片岩（深部为蛇纹岩）。

矿化带是由金矿体、石英脉、硅化板岩和硅化碎裂火山碎屑岩、褐铁矿化粉砂质板岩及蛇纹岩、滑石片岩、碳酸盐化岩石等组成。

上述矿化带中，共圈定金矿体6个，金矿化体6个，单个矿体一般长36～265m，最长770m，矿体平均厚038～157m，最厚218m，延深大于200m，尤以⑨号金矿体连续性好，是本矿区的主要矿体，现钻探控制长770m，厚048～538m，延深50～240m。矿体形态受构造控制，呈似层状、透镜状、沿走向、倾向具波状弯曲、膨胀收缩，分枝复合等特点。矿体产状174°～208°∠44°～54°（图11-6），向西侧伏，侧伏角30°。

图11-6　鹰嘴山金矿区100线剖面图

（四）矿石成分

1矿物成分

主要金属矿物有铅矾、孔雀石、菱铁矿、方铅矿、硫锑铅矿、铜蓝、毒砂、辉铜矿、黄铜矿、黄铁矿、闪锌矿、磁黄铁矿、褐铁矿、钼铅矿、白铅矿、磷钇矿、黄钾铁矾。脉石矿物有石英、白云石、长石、白云母、锆石、绿泥石、榍石、方解石、石榴子石、蛇纹石等。

贵金属有自然金、自然银、金银矿、银金矿、角银矿。电子探针结果列于表11-7。

表11-7　电子探针结果

说明金银元素均以矿物形式存在。金矿物存在的形式：①金矿物嵌布于次生铅矿物粒间及裂隙中；②金矿物包于次生铅矿物中；③金矿物嵌布于石英裂隙中；④金矿物包于脉石矿物中；⑤自然金包有银金矿或金银矿；⑥角银矿与自然银相嵌同时又包自然银、自然金。

金的粒度大于0074mm的占418%,0074～＞003mm的占55%，小于003mm的占9032%，说明以细粒—微粒金为主。包裹金占661%，粒间金及裂隙金占943%。

2化学成分

矿区化学样分析（w（Au）/10-6）,Au1×10-6～779×10-6，个别达几百万分之一，单个矿体Au平均在15×10-6～916×10-6,Ag6×10-6～92×10-6。⑨号矿体，Au平均634×10-6。各类金矿石的氧化物分析、多元素分析、微量元素分析分别列于表11-8～11-10中。

表11-8　金矿石氧化物分析表

表11-9　金矿石多元素分析表（wB/10-6）

表11-10　金矿石微量元素分析表（wB/10-6）

（五）围岩蚀变

矿区的围岩蚀变主要为硅化、绢云母化、褐铁矿化、碳酸盐化、滑石化等。

硅化：表现为微晶石英矿物的生成和石英脉沿裂隙充填，与金矿化关系非常密切。硅化越强，金矿化越强。

绢云母化：在粉砂质板岩和凝灰岩中，出现鳞片状绢云母。

褐铁矿化：在矿区普遍可见，尤其在矿体与顶板粉砂质板岩的接触带更为显著。

碳酸盐化：表现为方解石脉沿岩石破碎裂隙充填。

滑石化：在矿带北侧，有滑石片岩及滑石脉沿裂隙充填，向深部变为超基性岩。

（六）矿床地球化学

1成矿主岩地球化学

成矿主岩岩石分析列于表11-11，稀土分析列于表11-12。

表11-11　鹰嘴山金矿区岩石分析

表11-12　鹰嘴山金矿区各类岩（矿）石REE分析（wB/10-6）

板岩是矿体的主要围岩，矿物成分以绿泥石、石英、绢云母为主，化学成分表现为高铝富镁和钾。超基性岩也是主要的矿体围岩，含金硅质岩型矿石，富Sr（达185×10-6），贫Li、Rb、Be、Ga等酸性不相容元素，矿体围岩可能是蚀变超基性。

板岩球粒陨石标准化图形表现出缓右倾斜形，铕微弱亏损（图11-7）。矿石稀土配分型式见图11-8。

图11-7　鹰嘴山金矿床板岩REE球粒陨石标准化型式图

图11-8　鹰嘴山金矿床矿石REE球粒陨石标准化型式图

2流体包裹体地球化学

流体包裹体有圆形、椭圆形、三角形、水滴状、多边形、树叶状等。气液包裹体大小为2～15μm，原生的大，次生及单相的个体小，大多为25μm。气液比5%±，仅小部分达10%。包裹体有气相、液相、气液两相及含CO2（Liq）相等，最多的是气液两相。

成矿均一温度为358～170℃，主要成矿温度为320～200℃。

主要成矿流体属NaCl-H2O体系，盐度为38%～93%。

3稳定同位素地球化学

氧同位素：石英δ18O值为107‰～150‰，平均131‰。

（七）成矿时代

本次测得鹰嘴山金矿石英脉Rb-Sr等时年龄为（483±12）Ma（宜昌地质矿产研究所，1999），西安所李智佩取得石英脉的Rb-Sr同位素年龄为4135Ma，前者是超基性岩蚀变作用的时代，后者可能是阿尔金断裂作用的成矿时代，可见，成矿是多期次的。

（八）矿床成因

鹰嘴山金矿区NWW向挤压破碎带长几十千米，切割较深，超基性岩自深部沿断裂侵位，地层、岩石发生蚀变和破碎，该断裂破碎带控制了本区矿体的分布。

矿床成矿流体的盐度很低，w（NaCl）=38%～93%，平均65%。这种低盐度特征说明不是地下热卤水或海水；成矿流体中CO2含量较高，表明流体具有深部来源的特征；根据包裹体均一温度和盐度计算的流体密度介于065～093g/cm3之间，均小于10g/cm3，与大多数岩浆热液的流体具有一定的相似性；本区在超基性岩中赋存有金矿化体，有的矿体原岩就是超基性岩，在矿区南部的超基性岩中所取人工重砂，见有千粒自然金，表明超基性岩是金的主要来源之一。约在（483±12）Ma超基性岩由于发生了强烈的蛇纹岩化蚀变作用，本来是贫硅的岩浆岩，由于在蚀变过程中释放出大量硅质，大量的硅质伴随着活化金，在岩体边部形成含金硅质岩，并有大量含金热液进入成矿构造，形成含金石英脉，约在（413±5）Ma，在阿尔金断裂构造动力作用下，大量的热液流体使金活化迁移。

据此认为，矿床成因属与超基性岩及构造动力作用有关的中、低温热液矿床。