成矿系统主要控矿因素

成矿系统主要控矿因素~

影响弧间裂谷中成矿作用的因素是多方面的，但影响块状硫化物矿床形成最主要的取决于两个基本要素：热液系统与火山盆地系统。前者包括热源（岩浆）、物源（火山岩系）、水源（岩浆水和海水）、含矿热液活动通道及沉积空间等因素；后者包括火山构造背景、火山岩相特征、火山机构形成演变以及不同级别的盆地系统诸因素。对后者，叶庆同（1991、1992）、段克勋（1983）、侯增谦（1991、1992、1995）等人已做了大量工作，所以本专著主要侧重火山热液系统对成矿的控制作用。
裂谷火山-沉积盆地热液成矿系统
1.热液蚀变类型及展布
30年前，矿床学家意识到热液蚀变岩与VMS矿床之间的关系。目前，一致的看法是蚀变岩筒直接位于块状硫化物矿体之下，代表了富含金属流体在海底通道。然而，VMS矿床形成包括流体来源、流体运移并萃取成矿物质、流体在蚀变岩筒上部排泻3个环节。只有把上述3个环节作为一个整体来考虑，才能真正了解VMS矿床热液系统，而矿床、矿带中火山岩蚀变带是研究热液系统的“化石”。按照上述思路，笔者侧重对呷村矿区呷村组火山沉积岩进行了蚀变填图，认为呷村矿床成矿热液系统由两部分组成，一为不整合蚀变岩筒，直接位于块状矿下部，代表着成矿流体在海底卸载的通道；二为似层状蚀变带，位于蚀变岩筒之下方，为流体运移并萃取成矿物质场所。另外，先于似层状蚀变带和蚀变岩筒形成之前，矿区经历了一次大范围透入性的区域低温蚀变。
（1）区域透入性低温蚀变（第1种蚀变类型）
系指矿区范围内火山岩系在低温条件下发生海水-岩石反应产物。蚀变岩石广布整个矿区，蚀变矿物组合为伊利石+石英+高岭石+方解石+水白云母。
（2）似层状蚀变带（第2种蚀变类型）
在呷村矿区有两类似层状蚀变带，即绿帘岩带（绿帘石化带）和硅化带（图4-29）。
绿帘岩带产于玄武岩层中，沿走向延伸不小于2.5～3 km。斜长石斑晶常被绿帘石、绿泥石、方解石交代使其仅存板状外形，未完全蚀变者可见残存的钠长石聚片双晶。辉石斑晶亦因强烈绿帘石、绿泥石化仅存等轴粒状外形。基质由细小绿泥石、绿帘石、方解石、斜长石、白钛矿、磁铁矿等矿物组成，蚀变强烈。在变形和蚀变强烈的玄武岩中，有较多的石英-绿帘石脉和石英-方解石脉穿插。似层状硅化带呈似整合状产于呷村组长英质火山岩中，在两个层位中均能见到。下部似层状硅化带位于呷村组第二旋回第一亚旋回长英质火山岩中，硅化带沿走向延伸约2km。上部似层状硅化带出露于呷村组第二旋回第三亚旋回长英质火山岩中，蚀变带沿走向延伸>2 km。英安流纹质火山岩和流纹质火山岩中硅化有以下几种形式：①英安岩中长石斑晶因硅化呈蠕虫状展布，整个岩石具强烈的硅化及绢云母化；②流纹质火山岩中石英呈团块状、似脉状分布，此外岩石尚可见绢云母化；③英安-流纹质火山角砾熔岩或角砾凝灰熔岩的角砾自身有明显的硅化及钠长石化。

图4-29 呷村矿区热液蚀变带空间分布

（3）蚀变岩筒及展布（第3种蚀变类型）
蚀变岩筒与热液成矿作用密切相关，蚀变带呈环带状发育，形成直径约0.5～1 km的蚀变岩筒（图4-29）。在下矿带，垂向分带清楚，自下向上绿帘石带、绿泥石带和绢云母-石英带依次发育。绿帘石带向下渐变为绿帘石-绿泥石-石英-硫化物脉系。绢云母-石英带则环绕网脉状矿体产出。在上矿带，蚀变范围扩大，侧向分带明显，自网脉矿体向外依次发育石英-钡冰长石带和绢云母-石英带，蚀变岩筒顶部往往被“硅帽”覆盖，钡冰长石［w（BaO）为6.5%～19.6%］强烈交代钾长石斑晶和基质，呈斑晶假象和基质出现于蚀变核内。绢云母大量（含量高达20%）产于绢云母-石英带，并交代绿泥石。
2.成矿流体和成矿物质来源
（1）成矿流体来源
现代海底观察和古代VMS矿床研究均表明海水对流的成矿模式普遍适用于VMS矿床。稳定同位素和流体包裹体资料指示蚀变岩筒（流体向海底运移的通道）及其上部的块状矿体成矿流体H、O组成接近于海水（δ18O≈0‰），成矿流体的盐度也接近于海水。然而，许多古代和现代块状硫化物矿床的成矿流体δ18O‰值达到5‰～10‰（Ripley等，1979；Munha等，1986；Beaty等，1982；侯增谦等，1999）。笔者对呷村矿床蚀变岩筒中的细脉、网脉状、角砾状矿石的石英氧同位素分析表明其δ18O值也很高（表4-30）。
VMS矿床成矿流体富δ18O有以下几种解释：①岩浆或变质流体与海水一道参与成矿作用；②同位素遭受氧化的同生流体（来源于海水）被挤出并加入到成矿热液中；③在高温、低水/岩比条件下，海水发生同位素交换作用可变成富δ18O的流体；④海水与高δ18O火山岩或沉积岩发生交换作用；⑤页岩的超渗透作用；⑥封闭盆地中海水的快速蒸发；⑦热液沸腾作用。岩浆（δ18O=6‰～8‰，δD=-60‰～-80‰）或变质流体（δ18O=5‰～25‰，δD=-40‰～-60‰）与海水的混合使得混合流体δ18O值升高，δD值较低（相对于海水而言）。第②、③、④几种作用使得热液δ18O值的变化比δD值的变化大得多。第⑤、⑥、⑦种作用导致残余流体中富δ18O，但δD变化为δ18O变化的4～8倍（Munha等，1986）。
表4-30 蚀变岩筒中石英和流纹岩全岩氧同位素数据


呷村矿床高δ18O流体很可能为岩浆流体和海水的混合流体。尽管岩浆脱挥发分形成的流体与海水属于不同范畴，但黑矿型矿床对流成因模式的普遍被承认使我们不难理解岩浆流体与海水的混合作用。当温度升高，化学成分已发生变化的海水向深部火山岩穿透、下渗时，在海底和高侵位侵入岩（或次火山岩）之间常形成似层状硅化带（流纹岩中）和似层状绿帘石化带（玄武岩中）。当温度和化学成分不断变化的海水由似层状蚀变带向火山通道或火山机构裂隙系统运移时，它们常交代火山岩形成蚀变岩筒。与此同时，来源于岩浆脱挥发分形成的岩浆流体也会向火山机构裂隙系统（低压带）迁移，与成分不断演化的海水发生混合。
蚀变岩筒流纹岩全岩δ18O值变化于10.5‰～13.1‰，比周围长英质火山岩低。在热液平衡交换反应期间，绿泥石较其他蚀变矿物相对富集δ18O。在显生宙蛇绿岩套中，与块状硫化物矿床有关的富绿泥石蚀变矿物集合体中δ18O值明显偏低，日本黑矿的绢云母-绿泥石带中全岩δ18O值为6.7‰±1.3‰，比周围蒙脱石带（11.1‰±2.5‰）和沸石带（16.9‰±2.7‰）低（Green等，1983），甚至在太古宙Amulet矿床蚀变岩筒中δ18O值较周围网状—破裂带和未受热液蚀变火山岩低，究其原因，被认为与蚀变岩筒中绿泥石含量较高有关（Beaty等，1982）。另外，蚀变岩筒形成温度很可能大于（至少不低于）周围蚀变岩石形成温度（Heaton和Sheppard，1976）。从水/岩反应理论推断，在高温水/岩反应情况下，岩石的δ18O值往往是较低的。
（2）成矿物质来源
呷村矿床脉状、网脉状矿石δ34S∑S为-0.2‰～+0.5‰，块状银多金属矿为+1.1‰～+3.6‰，块状重晶石矿为+4.0‰～+6.5‰，即从网脉状矿到重晶石矿，δ34 S∑S值逐渐增大，表明深部矿体硫来自岩浆，浅部硫为岩浆和海水的混合来源（叶庆同等，1991）。重晶石矿与碳酸盐岩呈连续沉积过渡也支持了这一看法。铅同位素组成落在岛弧铅范围，反映了火山岩浆来源（叶庆同等，1992）。矿石铅模式年龄为189.4～196.0 Ma，与火山岩的同位素年龄相近，从另一个方面论证了矿石铅的岩浆来源。
侯增谦等（1996）研究了矿区范围内长英质火山岩样品Cu、Pb、Zn物质变化。应用似层状硅化带和蚀变岩筒内256件不含矿的长英质岩石加权平均成分和蚀变前原岩成分，估算了整个蚀变岩筒及外围岩石的平均物质变化，得出以下几点认识：①上部似层状硅化带内岩石，平均获得37×10-6含量的Cu、230×10-6含量的Pb和380×10-6含量的Zn，最大的物质变化出现在石英-钡冰长石蚀变核内，约1000×10-6含量的Cu、2000×10-6含量的Pb和600×10-6含量的Zn在热液蚀变中加入到蚀变岩筒内的单一岩石中；②在下部似层状硅化带内，不足10×10-6含量的Cu和40×10-6含量的Pb被淋滤，Zn变化不定，变化量很小，约30×10-6含量的Zn被淋滤；③ Ba类似于Cu、Pb、Zn，亦大量地加入到蚀变岩筒中，远离蚀变岩筒，Ba亦不显示明显的亏损。总之，Cu、Pb、Zn物质变化表明它们强烈地加入蚀变岩筒内，并在蚀变岩筒核部形成脉状-网脉状矿体。在下部似层状蚀变带内，Cu出现轻微亏损，暗示Cu可能部分淋滤自长英质岩系。Pb和Zn在下部似层状硅化带明显亏损，Pb的亏损量高达40×10-6，而Zn则为30×10-6，证明矿床下部的似层状硅化带，在水/岩反应中可能提供了大量Pb和Zn物质。
3.蚀变带同位素地球化学
对似层状蚀变带开展H、O同位素示踪研究，是追索热液蚀变系统特征行之有效的方法，尤以O同位素示踪最为常见。首先，我们对有关的理论作一概述。
水/岩反应引起的岩石δ18O值变化可用下列方程计算（Taylor，1971）：

三江义敦岛弧碰撞造山过程与成矿系统

式中i和f分别表示初始状态和最终状态，r和w分别表示岩石和水，X代表岩石或水中氧原子数/岩石和水中氧原子数，代表最终状态时岩石和水之间同位素分馏系数。如果水/岩反应期间岩石和水之间转换水数量忽略不计（即），岩石的δ18 O值可用下式表达：

三江义敦岛弧碰撞造山过程与成矿系统

式中w/r为水/岩比，代表岩石和水中氧原子比例。对大多数系统而言，w/r大约为水/岩质量比的2倍（Ohmoto和Rye，1974）。
应用（2）式时最为困难的是值的确定，因为岩石由多个矿物组成。矿物-水分馏系数为平衡分馏系数或动力分馏系数，通常情况下使用斜长石-水平衡分馏系数即-3.53（O'Neil等，1967）来代替岩石-水分馏系数。
将上面代入（2）中，得出

三江义敦岛弧碰撞造山过程与成矿系统

（1）似层状绿帘岩带的成因
呷村矿区蚀变玄武岩氧同位素值δ18O变化于+9.9‰～+11.0‰（表4-31），比较均一。同新鲜玄武岩δ18O值（+6‰）相比较，呷村矿区蚀变玄武岩为高δ18O玄武岩。
表4-31 呷村矿区全岩氧同位素组成


那么，高δ18O的玄武岩成因由什么作用引起的呢?从总体分析，影响蚀变岩石δ18O值的因素包括矿物共生组合、蚀变温度、水/岩比和热液流体δ18O值。硅化作用使得热液流体和原生矿物（尤其斜长石）之间发生同位素物质交换，直接结果导致新鲜火山岩富集δ18O（Taylor，1974；Paradis等，1993），而绿泥石蚀变使得全岩δ18O值有所下降，这是因为绿泥石比其他蚀变矿物贫δ18O（Taylor，1979；Friedman等，1977），至于蚀变矿物绿帘石对全岩δ18O值的影响，Paradis等（1993）对火山岩中绿帘石-石英脉和绿帘石-石英杏仁体中绿帘石的氧同位素进行了测定，其δ18O值变化于4.9‰～5.8‰，比新鲜玄武岩值（+6.0‰）略低，可能反映绿帘石对玄武岩的δ18O值变化影响不大。呷村矿区全岩氧同位素值很显然为上述几种蚀变矿物联合影响的结果，考虑到蚀变矿物绿泥石含量较绿帘石和石英的含量小得多，我们认为蚀变玄武岩的高δ18O值主要由硅化作用引起。

图4-30 水/岩比、温度和全岩δ18O值之间关系

在硅化过程中，水/岩比也是影响全岩氧同位素δ18 O值重要参数。显而易见，讨论水/岩比对全岩氧同位素值影响时，宜与温度一并讨论。假设δ18 Oi水=+6‰，δ18 Oi岩石=6%，岩石-水分馏系数-3.53（O'Neil和Taylor，1967），大量实验证明，在水/岩比＞1，温度约 250～350℃条件下（图 4-30），才能形成高 δ18 O值的玄武岩（9.9‰～11.0‰）。这样的温度范围接近蚀变玄武岩中石英包裹体均一温度值（240～390℃）。因此，＞1的高水/岩比是形成似层状绿帘岩带的一个重要参数，似层状绿帘岩带为岩浆流体与玄武岩发生水/岩反应的结果。
岩浆流体参与成矿的重要贡献在于成矿流体盐度超过海水盐度，众多学者把高盐度流体看作岩浆流体属性。据蚀变玄武岩中石英包裹体冰点温度计算出流体盐度变化于2.0%～10.7%［w（NaCl）］（表4-32），可能表明岩浆流体特征。岩浆流体另外一种属性就是极度富气（CO2等）。从蚀变玄武岩中石英两相气液包裹体气液相拉曼探针分析结果（表4-33）可以看出，液相中CO2含量（摩尔比）变化于30.8%～47.3%，CH4含量（摩尔比）变化于10.6%～11.7%，H2S含量（摩尔比）变化于8.9%～14.0%，高含量气体成分被认为由岩浆脱挥发分所形成。
表4-32 玄武岩中蚀变矿物石英流体包裹体地球化学参数


表4-33 玄武岩中蚀变矿物石英的流体包裹体拉曼探针分析


（2）似层状硅化带的成因
在前面我们讨论成矿流体时已经指出，先于成矿之前，呷村矿区经历了区域透入性低温海水蚀变，其结果产生高δ18O火山岩。因此，现在的似层状硅化带全岩δ18O值由前述第1种类型蚀变和第2种类型蚀变叠加产物。现在的问题是，我们不能确定第1种蚀变引起的全岩δ18O值。因而，我们无法根据全岩δ18O值来判断似层状硅化带的流体成因。但是，我们能肯定的是，似层状硅化带重要贡献在于为成矿提供物质库。由于它的存在和发育，使得火山岩中成矿物质被萃取并随流体向蚀变岩筒运移。从这个角度来看，似层状硅化带的形成可能与富二氧化硅的流体加热到340～500℃有关，因为在340～500℃温度区间，二氧化硅溶解度降低（图4-31，假设溶液气压7Pa）。值得指出的是，上述温度范围根据纯水溶液实验结果推测而得。基于以下3点：①似层状硅化带形成的流体不可能为纯水；②蚀变岩筒形成温度可能大于（至少不低于）周围蚀变岩石形成温度；③从同火山热源至最上部流纹岩，氧同位素值逐渐升高，温度逐渐降低，我们推测似层状硅化带形成温度不超过300℃。

图4-31 纯水溶液中SiO2溶解度、温度和压力之间关系

（3）氧同位素分带及流体驱动力
底部玄武岩至最上部流纹岩全岩δ18O同位素值见表4-31。从表4-31和图4-32可以看出，玄武岩全岩氧同位素值变化于9.9‰～11.0‰，均值为10.4‰；第一亚旋回长英质火山岩δ18O变化于14.2‰～16.9‰，均值为15.2‰；第二亚旋回长英质火山岩δ18O变化于15.6‰～17.5‰，均值为16.7‰；第三亚旋回长英质火山岩δ18O变化于16.6‰～17.2‰，均值为16.9‰。尚需指出的是，第三亚旋回GG62号样品位于成矿后断裂破碎带中，其δ18O值较低（13.4‰），未参与计算，手标本上GG62号样品片理化明显，镜下绿泥石和绢云母含量较高。
全岩氧同位素值区域分带特征已被许多学者报道。深海钻探揭示蚀变玄武岩上部（沸石相）全岩δ18O值达到12‰，而深部绿片岩相蚀变玄武岩δ18O值仅为4.7‰～7.7‰（Stakes and Taylor，1992；Alt等，1987）。Samail蛇绿岩套枕状玄武岩δ18O值变化于10.7‰～12.7‰，而下伏席状岩墙δ18O值为4.9‰～11.3‰。Green等（1983）报道了日本黑矿全岩氧同位素分带，从绿泥石-绢云母带→蒙脱石带→沸石带，全岩氧同位素不断升高。Taylor和South（1985）研究了加利福尼亚West Shasta地区块状硫化物矿床全岩氧同位素特征，得出了从同火山侵入岩顶部火山岩至最上部火山岩，全岩δ18O值升高。Paradis等（1993）对加拿大魁北克Noranda北部地区块状硫化物氧同位素分带进行了详细的研究，从Flavrian Lake深成岩顶部至最上部火山岩，火山岩δ18O值不断升高，尽管火山岩剖面中岩性变化较大。
VMS矿床上述同位素区域蚀变分带显然受温度梯度控制，而热液流体微环的驱动力几乎一致，认为来源于同火山深成岩。基于呷村矿床从下部玄武岩→第一亚旋回长英质火山岩→第二亚旋回长英质火山岩→第三亚旋回长英质火山岩全岩δ18O值不断升高，加上前述似层状蚀变带展布及成因，我们推测矿床热液系统的驱动力为火山岩下伏深成岩或同火山热源。

图4-32 呷村矿区长英质火山岩全岩氧同位素组成

在甘孜-理塘断裂带中，金的成矿作用与其断裂构造系统关系甚为密切，该构造系统包括不同构造时期在不同的深度层次中所形成的不同规模和级别的韧性剪切带和脆性断层，并以不同特征的糜棱岩带、脆性碎裂带及断层等多种形式表现出来，邹光富（1993）在其中划分出了5种类型构造作用，并把它们归为韧性和脆性。
1.韧性剪切带构造
在断裂带中呈带状展布，在宽5～8 km范围内，由于应变强弱不同及岩石性质的差异，形成了一系列强弱相间、不同规模的韧性剪切带。其中，具区域意义的韧性剪切带，分布于上三叠统曲嘎寺组与古生界岩层及蛇绿构造岩块接触带附近。它们以发育糜棱岩和千糜岩为特征。韧性剪切带的产状与区域逆冲断层产状一致，沿NW—NNW—SN向弧形延展，断面产状大多由SW—W向NE—E由缓变陡。这种产状变化是由于板块俯冲碰撞之后，在陆内汇聚阶段逆冲推覆作用造成的。晚期又经历了左行平移剪切改造。
从宏观到微观构造特征及动力学标志研究表明，韧性剪切带主要表现为早期逆冲型和晚期沿NW—NNW—SN向的左行平移剪切运动，应是区内燕山晚期与喜马拉雅期构造运动联合作用的结果。
2.脆性破碎带和平移剪切带构造
该类构造沿甘孜—理塘断裂带北东侧出露，它是甘孜—理塘断裂带中三叠系西康群和义敦群的分界断层及断裂带中蛇绿岩构造就位的主要边界线。沿该断层发育有长英质糜棱岩和基性火山岩质眼球状糜棱岩，以及砂板岩构造透镜体。
该断裂带在地质历史上曾经历了由西向东和由东向西的逆冲作用，在喜马拉雅期由于受印度板块与欧亚板块的碰撞构造作用的影响，沿断裂带有明显的左行平移的特点。
3.逆冲断裂带构造
在区内十分发育，从其空间分布和组合形式看，呈不对称扇形，这些逆冲断层均表现为上陡下缓，沿断层走向有分支、复合现象。研究表明，区内逆冲断裂构造在韧性剪切应变带附近发育，具脆性及韧—脆性变形特点。部分断裂切割早期糜棱岩和蛇绿岩，说明逆冲形成时间晚于韧性剪切变形。
4.断陷盆地带
它们是在早期已形成的韧性、韧脆性及逆冲断裂构造的基础上形成的一系列滞后伸展地堑断陷带，它控制着第三系的沉积范围和相对的空间变位。
5.推覆构造带
第三纪后，由喜马拉雅运动形成的推覆构造带主要分布在第三纪断陷盆地边缘，主要表现为上三叠统拉纳山组的变质砂、板岩逆冲推覆到老第三系热鲁组红色砂砾岩之上。在亚拢—玉隆一带和理塘等地，上三叠统曲嘎寺组的浅变质砂岩、板岩结晶灰岩呈帽状覆盖在第三系昌台群泥岩、粉砂岩及砂岩之上，形成推覆体和飞来峰。

在弧岩浆-热液成矿作用中，主要的控矿因素有：① 岩浆岩；② 岩浆岩侵位的地层；③ 热液蚀变作用；④ 热液运移和矿质沉淀的构造空间。它们之间既有密切的联系，各自又有一定的独立性，并在成矿系统中发挥着不同的作用。

（一）岩浆岩

与岛弧岩浆-热液成矿作用有关的岩浆岩几乎仅为浅成—超浅成斑（玢）岩，特别是斑（玢）岩型矿体更是如此。因此，斑（玢）岩的存在与否，是形成这类矿床的决定性因素。这类岩浆岩的基本特征在第二章第二节中已有较详论述。

在我国斑岩型矿床中，矿体主要赋存在偏酸、偏碱性的斑岩中，如三江地区的玉龙斑岩铜矿带，矿化的载体主要为二长花岗斑岩。而由玢岩构成矿化者是义敦岛弧的一大特色，但在玢岩和斑岩共存时，矿化主要趋向于在斑岩中发生，这说明有色金属元素更适宜在偏碱性熔体-溶液中富集。在斑岩和玢岩均发生矿化时，其中富含石英的玢岩和斑岩中矿化更好。也即酸性流体是矿化元素更适宜迁移、富集的介质。

虽然，斑岩和玢岩均是近地表侵位的产物，但距地表愈近，岩浆前峰富含的流体，挥发组分及矿化元素也相对愈集中，因爆裂减压而产生的流体沸腾作用也愈强烈。矿化元素易在物理化学环境突变条件下，从络合物中分解沉淀。因此在同一地区，斑（玢）岩定位的深度愈浅，产生的矿化也相对较好。

（二）地层

与弧岩浆-热液作用有关的斑岩型及矽卡岩型矿床（点）基本仅产出在曲嘎寺组二段和图姆沟组二段（图4-4），这两段是上三叠统中火山岩最发育的部位，在其上、下段中，主要是海相碎屑沉积岩。这有力的说明了斑（玢）岩、矿产和火山岩在成因上的密切联系。矿产和地层的关系还可通过不同火山岩地层中矿产类型的不同进一步反映出。在曲嘎寺组二段地层中主要发育矽卡岩型多金属矿产，矿石中铁的含量普遍较高，有些地段的铁含量甚至构成了独立的铁矿体，这和曲嘎寺组二段以发育基性火山岩的特点是一致的。在图姆沟组二段中，基本仅产出较单一的斑岩型铜矿，矿石中铁的含量明显低于矽卡岩型矿石，与图姆沟组二段基本仅发育相对贫铁的安山岩是一致的，说明不同的火山岩地层控制着不同类型的矿产。

图4-4 中甸上三叠统火山岩盆地中雪鸡坪和红山等矿床产出层位剖面图

（三）热液蚀变作用

在与弧岩浆-热液成矿系统有关的矿床中，热液蚀变均很发育，蚀变范围远大于矿体，可以说没有热液蚀变就没有斑岩型、矽卡岩型等矿床的形成。Cu等成矿物质以络合物形式存在于热液中，它们在矿区范围内循环活动时，因和介质环境物理化学条件的差异，而发生物质交换即蚀变交代作用，使由矿质为核心的络合物发生分解而产生矿化。因此，热液蚀变是产生矿化的重要条件之一，但在不同类型矿床中，热液蚀变的特征则有较大差异。

1.斑岩型矿床中的热液蚀变特征

在斑岩型矿床中，热液蚀变具有如下一些特征：① 类型多，在斑岩型矿床中的热液蚀变种类可达十几种，主要有钾长石化、钠长石化、黑云母化、硅化、绢云母化、碳酸盐化、绿泥石化、绿帘石化、重晶石化、粘土化以及作为成矿作用直接标志的硫化物化；② 热液蚀变分带明显，总体上，热液活动中心为较高温的蚀变作用，向两侧依次递变为较低温的蚀变作用，相邻蚀变作用常呈渐变过渡关系；③ 热液蚀变具阶段性，热液在矿区活动时由于常发生脉动性，因而常使热液蚀变分出不同阶段，不同阶段热液蚀变的种类不同，矿化特征也有差异；④ 矿化发生在一定种类热液蚀变、一定的分带和一定的阶段中，其中最重要的矿化作用发生在蚀变中心部位和硅化—绢云母化蚀变作用中，蚀变愈强，矿化愈好。

2.矽卡岩矿床中热液蚀变特征

矽卡岩矿床中与铜多金属矿化有关的热液蚀变是在矽卡岩形成基础产生的，因此热液蚀变仅发生在矽卡岩中和伴生的角岩中，热液交代的对象主要是矽卡岩矿物-石榴子石和辉石。热液蚀变类型相对较少，主要是阳起石-透闪石化、硅化、碳酸盐化，分带不明显。矿化主要和阳起石-透闪石化等蚀变作用有关。

（四）构造裂隙

由于在俯冲造山作用中，形成的金属矿床与岩浆热液活动具有密切的联系，因此含矿热液运移的通道及矿质沉淀的空间，即构造裂隙的存在及特点则直接影响着矿床的发育。

从全区看，复背斜构造的存在有利于深部岩浆向地壳浅部的升移，但大断裂的活动，则是诱发岩浆及热液迅速向地表运动并改变区域地球物理场的重要条件。正如前述，乡城—格咱深大断裂的存在及长期活动对中甸地区乃至义敦岛弧带岩浆活动均有重大影响。

乡城—格咱深大断裂的产状首先限制了岩浆活动仅发育在断裂的东侧，而该大断裂附近次一构造裂隙的发育，为超浅成侵入岩的活动创造了极其有利的条件。众所周知，斑（玢）岩型矿床的又一名称为细脉浸染型，即在矿石中，成矿矿物以微细脉或浸染状产出，这表明斑（玢）岩成岩后，构造的继续活动在岩石中又产生了大量的微裂隙，它们为含矿热液的活动提供了必要的空间，从而导致了矿质的运移和沉淀。此外，在微细浸染型矿石形成后，伴随区域性的断裂活动，在矿体中又会产生了新的构造裂隙，在诱发新的含矿热液活动同时，产生了富黄铜矿的石英脉型矿石。因此，在斑（玢）岩型矿床的形成中，构造裂隙是必不可少的成矿条件。

在矽卡岩矿床的形成中，虽然断裂裂隙的作用不如斑玢岩型矿床明显，但沉积岩在形成之后产生的层间裂隙及解理裂隙，则是矽卡岩及矽卡岩型矿石形成的不可缺少的条件。对于红山矿床来说，层间裂隙的发育则有较大意义，深部熔体-溶液主要沿其层间裂隙渗透侵入，并对不纯碳酸盐岩交代形成矽卡岩，并在其后的热液活动中产生矿化，因此，在矽卡岩型矿床的形成中构造裂隙的存在也是十分重要的。

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