（二）区域地层对矿床的控制

不同尺度地质构造对矿床的控制~

VMS矿床的分布、组成、规模和形态都与它们所处的板块构造背景有关。如水的深度(控制着VMS矿床的组成)和岩浆的注入(可能被富金的热液系统叠加)等。从某种程度上讲，VMS矿床的形成与俯冲或者有关的裂谷环境有关。
一、板块构造尺度
在单个时期裂谷的演化过程中，VMS矿床形成于碰撞环境(洋-洋和洋-陆汇聚)。在老的、冷的和密度大的洋壳俯冲过程中，由于俯冲角度较大，导致板片的后卷和撕裂而引发裂谷作用。由于向洋一侧俯冲带的后退、软流圈上涌以及俯冲板片和仰冲板块脱耦作用，导致弧后盆地的形成;或者通过俯冲速率的减慢和停止以及碰撞后期构造的坍塌而形成继承性盆地(Crawford et al.，1989)。裂谷作用可能受俯冲板片或者仰冲板片下伏的地幔柱诱导。弧后伸展地区复杂的几何形态可能是板块斜向汇聚的结果。板块斜向汇聚导致在板块旋转过程中产生转换压缩以及导致弧后环境大型伸展转换构造的发育。伸展和裂谷发育的结果是常常伴随发生沉降，引起地壳的减薄、热的软流圈地幔的上涌，侵入到大陆基底或者洋壳中。由于减压作用引起的地幔的部分熔融，导致超铁镁质和铁镁质岩浆的底辟侵入地壳，引起含水的地壳在小于15km深度情况下，发生低压部分熔融，产生800～1000℃英云闪长岩和奥长花岗岩熔体。热的流纹质熔体和幔源的玄武质熔体的快速上升侵位，形成双峰式火山作用，这是典型的裂谷和VMS矿床成矿环境。与VMS矿床共生的玻质安山岩，是高温的幔源熔融体，指示了高温的环境。与裂谷有关的双峰式岩浆作用导致岩浆热在裂谷系统中快速、集中地运移到近地表环境以及深穿透的断层和裂隙的长期活动或者重新活动。裂谷环境中的同生断裂允许海水渗入到次火山环境的侵入体，并与岩浆产生的含矿流体发生混合或者导致地壳浅部(3～12km)岩浆房的岩浆的直接注入成矿裂隙中。VMS、斑岩铜矿和浅成低温矿床极少产于同一增生碰撞地体中。由于地体的斜接，在许多弧和弧后系统中，这3种矿床在空间上非常相近。然而，VMS矿床常形成于单个板块汇聚和弧发育的构造-岩浆事件中。
二、矿区尺度
大多数重要的VMS矿床呈集中式产出，形成主要的矿产资源地。Sangster(1980)对加拿大VMS矿床的分布、特征进行了详细系统研究，认为它们受一级区域构造的控制。一般情况下，矿床的分布主要受线性的裂谷或者火山口控制，它是基底区域减薄或者下伏地幔减压作用以及铁镁质岩浆作用的结果(图7-4)。在大洋扩张洋脊环境，铁镁质岩浆上升，在海底数千平方米的范围内形成狭长的辉长岩岩床，这些岩床与海底洋脊扩张轴平行(Stinton et al.，1992)。如果在大洋底部或者弧下岩石圈，那么这些温度高达1000～1400℃的铁镁质岩浆就可以穿过地壳，产生中性到长英质部分熔融体以及双峰式铁镁质侵入/喷出体。与之有关的辉长岩-英安岩-英云闪长岩-奥长花岗岩岩浆可以上升到2～3km的海底(Galley，2003)。在较厚地壳(20～30km)的伸展过程中，如大陆弧后背景，岩浆侵位于中地壳环境，这些熔体可能不会侵入到它们同源的火山岩序列中，而是侵位于下伏的基底地壳中。这些导致了VMS成矿带不同矿区不同规模的热液蚀变和矿床地质特征的差异。

图7-4 VMS矿床的形成是不同尺度地质构造伸展的产物

在裂谷或者火山口中，铁镁质或者高位的复合次火山岩侵入体的热能是海底热液循环的驱动力(Galley，1993;Alt，1995)(图7-5)。孔隙地壳中同生的海水首先被加热，使它具有浮力，然后热液沿着同火山断裂构造上升，在侵入体上部，冷的海水加入循环系统。在向下运移的过程中，这些原先冷的、中性的流体逐步被加热，在增温的过程中，与周围的围岩发生反应。冷却岩床上方的等温线一般是水平的，导致形成层状、矿区规模的、半整合的蚀变带。蚀变带在某种程度上受下伏侵入体走向和延伸长度的控制(Spooner et al.，1973;Munha et al.，1980;Lagerblad et al.;1985;Gibson et al.，1990;Galley，1993;Alt，1995;Brauhart et al.，1998;Bailes et al.，1999)。蚀变矿物组合的分布与区域变质相的矿物组合非常类似(Spooner et al.，1973;Alt，1995;Hannington et al.，2003)。靠近侵入体上部Ca斜长石蚀变成为角闪岩相矿物组合，包括富Fe、Ca的角闪石、斜黝帘石和磁铁矿(图7-5a，b，c);再往上面是富Na、Ca绿片岩相的矿物组合，主要为钠长石、石英、绿泥石、阳起石和绿帘石;而靠近海底的是沸石-粘土矿物组合及其有关的次绿片岩相矿物。次绿片岩相矿物主要是富K-Mg的蒙脱石、混层的绿泥石和钾长石。通过对不同蚀变带岩石全岩的氢氧同位素组成进行研究，就能够充分认识不同蚀变带的化学和矿物成分的变化(Green et al.，1983;Taylor et al.，1985;Aggerwal et al.，1987;Cathles，1993;Paradis et al.，1993)。

图7-5 近海底热液系统发育的三个阶段

在火山口环境中，这些层状蚀变带的长度可达5～50km，厚度可达1～3km。蚀变系统的大小反映了其成矿的潜力。在矿区内，VMS矿床的分布取决于与下伏岩体有关的同火山断层的分布(Eastoe et al.，1987;Gibson et al.，1990;Brauhart et al.，1998;Galley，2003)。作为火山补给系统的断裂是高温富含金属的热液流体上升的通道，这些流体形成VMS矿床。这些断裂可以在多期、多旋回的火山-热液活动中一直保持活动性，最终导致在不同的地层以及裂谷和火山机构中形成多期的VMS矿床。
以铁镁质岩石为主的、双峰式铁镁质和双峰式长英质赋矿围岩是喷出火山岩石的主要组成部分，这些火山岩往往伴随着大规模的浅成侵入体。近海底环境有利于高温(＞350℃)热液流体系统形成Cu、Cu-Zn和Zn-Cu(-Pb)VMS矿床，并含有可变化的Au和Ag含量。1～5m厚的富Fe的喷气岩往往指示有成矿前景的VMS矿床(Spry et al.，2000;Peter，2003)。这些喷气岩主要由细粒的火山碎屑物质、燧石和碳酸盐组成，主要形成于区域热液活动的晚期阶段，当浅部循环的海水在＜250℃时，成矿流体卸载Fe和Si以及一些贱金属时，主要通过伸展的、对流的热液火山口。在玄武岩占优势的基底中喷气岩的形成往往在下伏200～500m的地层中伴随着硅化作用和(或者)绿泥石化作用(图7-5c)。在以长英质火山碎屑岩为主的地体中，铁建造的形成往往伴随着长英质地层发育广泛的K-Mg蚀变，如瑞典的Bergslagen地区。
在容积上，铁镁质、长英质和双峰式硅质碎屑火山岩倾向于赋存小型的铁镁质和(或者)长英质岩床、岩脉，比较容易形成VMS类型Zn-Cu-Co和Zn-Pb-Cu-Ag矿床。在矿区尺度半整合的热液环境，VMS矿床主要由低温的矿物组成，主要热液蚀变矿物为Mg-K蒙脱石和钾长石蚀变，形成广泛的低温Fe-Si-Mn矿床(如铁建造的一种类型)。另外一种类型的铁建造是从高温热液泉口中幔羽的散落物，这些热液流体主要来自具有还原性的、分层的水柱或者是海底断层控制的断陷区的高盐度的卤水(Peter，2003)。在区域伸展环境中，铁建造矿物学的变化，如从氧化物、碳酸盐到硫化物，说明了从近源到较高温的热液喷气口的混合物的变化，也反映了盆地中水柱的分层现象。矿物组合的变化往往伴随着不同元素之间比值的变化，如Fe、Mn、B、P和Zn(喷气组分)对Al和Ti(碎屑组分)(Peter et al.，1996)。
三、矿床尺度
VMS矿床主要由块状、半块状层状硫化物透镜体组成，在透镜体下部是硫化物的硅质网脉系统。矿床规模的大小取决于同生火山断层的性质、底盘围岩和赋矿围岩的性质、海水的深度、热液系统的大小和热液流体的持续时间、温度梯度以及矿床后期保存的程度。单个的块状硫化物透镜体厚度可以超过100m，有的达数十米宽以及沿走向延伸可达数百米。如，储量达148Mt的KiddCreek矿床向下延伸2000m，由5个矿体组成。矿体厚度超过500m，单个透镜体厚度可达100m。VMS矿床层状硫化物穹丘往往具有一系列的形貌和可变化的内部结构。在现代海底热液泉口就可以观察到正在形成的硫化物-硅酸盐-硫酸盐“烟囱”。这些结构往往是不稳定的，伴随着矿床的形成和坍塌，逐渐形成角砾穹丘。在角砾穹丘中，热液流体的持续循环导致角砾愈合，形成硅质、粘土和硫酸盐帽。穹丘中金属硫化物的连续沉淀，形成结构复杂的、半块状、块状硫化物丘。热液流体流经穹丘构造的时候，由于温度和化学梯度的变化，引起先前沉淀的金属物质重新活动(图7-6)，这个过程成为带状精炼过程。在带状往往形成黄铜矿核和富闪锌矿-方铅矿的外带。在极端的情况下，硫化物穹丘外的大多数贱金属和贵金属重新活动通过喷发的热液系统带入海水柱中。块状的黄铁矿核和薄层的、贱金属和贵金属富集的外带是VMS矿床的主要特点。
虽然很多VMS矿床都有碎屑物质组成，但是相对块状硫化物相来说，却是次要的。大多数情况下，这些碎屑相往往是硫化物和围岩的碎片的混合物。另外一种情况是，细粒的层状透镜状矿石可能是高温幔羽的硫化物颗粒散落物与热液硅质、滑石和Mg-蒙脱石，以及周围的深海的沉积物的混合物(Peter，2003)。同样，细粒的带状矿石也有可能是区域变质事件中硫化物动态重结晶的产物。在区域变形过程中，由于块状硫化物的韧性特征，VMS矿床易于遭受应变，因此，它们往往表现出比周围火山岩和沉积岩地层岩石应变较高的重结晶作用和重活动性。在一些情况下，VMS矿床不是形成于海底，而是形成于近海底的交代作用。当热液流体在喷出岩、自生碎屑岩、火山碎屑岩或者外来碎屑中的孔隙流动时，发生交代作用而产生。

图7-6 VMS矿床的矿物分带


图7-7 VMS矿床热液蚀变系统剖面图

从平面上看，近源蚀变带可以形成2倍于块状硫化物透镜体大小的蚀变晕，但是在Chisel Lake和Eskay Creek矿床，底盘的蚀变比较大，其范围是透镜体直径的很多倍(Galley et al.，1993)(图7-7)。虽然近源蚀变带的形态变化比较大，但是它们往往在近古海底面加宽，说明浅部循环的同生水、海水和上升的热液流体之间的强烈反应。蚀变带的矿物内部分带性也揭示了流体混合作用的发生。铁绿泥石-石英±硫化物±绢云母±滑石矿物组合通常与中心部位的网脉状矿化有关，越接近块状硫化物透镜体的接触带，石英和硫化物逐渐增多。在一些情况下，滑石和(或者)磁铁矿形成于块状硫化物透镜体底部和热液蚀变筒的顶部。在Matagami矿区VMS矿床、Ansil矿床以及Chu Chua矿床，中心部位往往含有部分多硅白云母，并被外部的Fe-Mg绿泥石和绢云母带所围绕，再向外是富绢云母、多硅白云母、Mg绿泥石±钠长石±碳酸盐±重晶石的矿物组合。
在浅水环境(＜1500m水深)，在近海底或者热液流体上升的过程中，有可能发生流体的沸腾作用，导致在垂直方向形成广泛的黄铁矿网脉带和广泛的、强烈的绢云母-石英-黄铁矿蚀变带。
在有些情况下，与VMS矿床有关的远程的低温热液蚀变矿物很难与区域绿片岩相变质矿物组合区分开来。当近程蚀变带受到角闪岩相梯度的区域和接触变质作用的影响时，原先含水的较多矿物组合就变成了粗粒的石英-层状硅酸盐-铝硅酸盐组合，从而很难与周围未蚀变的地层中的岩石相区分(图7-8)。因此，有可能利用粗粒的变质矿物组合的系统变化来指示近程蚀变系统的中心以及指示古海底(Hodges et al.，1993)。

图7-8 Chisel VMS矿床近源蚀变带剖面图

一、矿床概况
1.矿床名称
浙江省遂昌县湖山萤石矿床。
2.地理位置
位于浙江省遂昌县湖山、金竹、琴淤、里高等乡。地理坐标：东经118°56′37″～119°07′03″，北纬28°32′57″～28°38′54″。
3.矿床类型、资源储量、规模、品位、勘查程度和开发情况
遂昌县湖山萤石矿床属低温热液充填型萤石矿床。
该萤石矿床1958年发现，1981年，浙江省第七地质大队对该矿床进行了普查，1988年完成勘探工作，提交了一个大型萤石矿床。
目前，该矿床正在进行开采。
4.所属Ⅲ，Ⅳ级成矿区带
遂昌县湖山萤石矿床位于Ⅲ级成矿区带Ⅲ-81 浙中—武夷山（隆起）W-Sn-Mo-Au-AgPb-Zn-Nb-Ta-U-叶蜡石-萤石成矿带。
5.区域成矿地质条件
（1）大地构造位置
位于武夷-云开-台湾造山系-浙闽粤沿海中生代构造火山带的北段。
湖山萤石矿床位于华南加里东褶皱带的北东端，大柘变质岩断块隆起区北西侧的湖山白垩纪断陷盆地中。
（2）区域地层
区内大面积分布上侏罗统火山碎屑岩、火山碎屑熔结凝灰岩。湖山外围大柘、溪口、玉岩一带出露前震旦系变质岩。
（3）区域构造
区域构造以断裂为主，断裂构造主要以北北东向和北东向为主，这两组断裂控制了白垩纪火山断陷盆地和前震旦纪变质岩基底的断块隆起。有受北东向断裂控制的大柘变质岩断块隆起，受北北东向断裂控制的湖山白垩纪火山断陷盆地。
（4）区域岩浆岩
区域岩浆活动频繁，见有印支期侵入于前震旦系变质岩中的小岩枝、岩墙等，特别是燕山期早期，伴随大规模火山喷发的侵入岩十分发育，出露面积广，以酸性、中酸性岩体为主，主要有花岗岩、黑云母花岗岩、花岗斑岩、石英正长岩等。
（5）区域矿产
大柘变质岩隆起及其周围地区是金银及多金属成矿带，遂昌西部一带萤石矿产资源十分丰富，矿体多呈脉状受北北东向断裂带控制，一般均赋存于北北东向断裂带所夹的次一级北西向张性、张扭性断裂中。除湖山盆地的5条矿带外，在盆地中还有凹背、黄沙腰等萤石矿床（浙江省第七地质大队，1988；浙江省第七地质大队等，1988）。
二、矿床地质特征
（一）矿床成矿及控矿地质条件
加里东构造旋回后期，区域褶皱回返与变质作用形成了一套陈蔡群变质岩系。燕山运动早期，受区域性构造活动影响，大规模酸性火山喷发及岩浆侵入，形成大面积分布的上侏罗统火山碎屑岩系及次火山岩体。伴随着断块升降活动，形成大柘等地的变质岩基底隆起及湖山等地的断陷，进一步发展形成大小不同的北北东向、北西向沉积盆地，接受白垩系沉积。
1.地层
湖山萤石矿区出露的地层以中生界上侏罗统及下白垩统为主，仅在矿区北部断裂带中见有少量前震旦系变质岩，在一些沟洼地带分布有第四系松散沉积层（图7-1）。
前震旦系（AnZ）主要为石英云母片麻岩。
上侏罗统（J3）分a，b，c三段。a段主要岩性为流纹质或英安质晶屑凝灰岩、玻屑凝灰岩夹流纹岩等。b段是一套酸性火山碎屑岩系的流纹质晶屑熔结凝灰岩、玻屑晶屑熔结凝灰岩。c段岩性为页岩、粉砂质泥岩、流纹质晶屑凝灰岩等。
下白垩统分为馆头组（K1g）、朝川组（K1c）和方岩组（K1f）。馆头组岩性为砂砾岩、泥质粉砂岩、橄榄玄武岩等。朝川组为一套陆相火山熔岩、火山碎屑岩。方岩组岩性为紫红色巨厚层状砾岩、砂砾岩夹少量凝灰质砂砾岩、砂砾岩、泥质粉砂岩等。
2.构造
矿区构造以断裂为主，褶皱不发育。断裂以北北东向挤压断裂为主，形成一系列近似平行的北北东向断裂，其中中叶村-鹤林寺断裂，烟峰尖-湖山头断裂控制了湖山白垩纪火山断陷盆地的发展。同时，由于区域性构造应力场的多次活动，在盆地内形成了一系列近似平行的次级、等间距出现的张扭性、张性为主的北西西向断裂，为湖山萤石矿床的形成提供了储矿空间。
3.岩浆岩
区内燕山期岩浆岩活动十分强烈，燕山期早期大规模火山喷发伴随大规模的钾长花岗斑岩次火山岩侵入。燕山期晚期，岩浆活动继续发育，形成了馆头组玄武岩及其辉长岩体和朝川组火山熔岩相的流纹岩和英安玢岩。
（二）矿床特征
1.矿体特征
湖山萤石矿床分为黄兆-珠村畈、奕山-洋坞里等5个矿段，12个矿体。萤石矿体大多赋存于北西西向张扭性断裂带中，矿体产状及形态与控矿断裂基本一致，具有形态简单、产状稳定、边界清楚等特征。矿体一般呈脉状、似脉状、透镜状，局部出现复合分支现象，倾角40°～85°。单脉长200～1200m，延深200～550m，平均厚2～3m，最大厚度达10m以上（图7-2）。
2.矿石特征
（1）矿石自然类型
本矿区萤石矿石分为块状、条带状、角砾状、梳状碎粒状矿石。
块状萤石矿石是该矿床主要矿石类型，在矿体中占60%左右，为他形-自形粗晶粒状结构，块状构造，多为浅绿色或灰白色，萤石含量50%～98%，石英含量较少，多为沿萤石解理或裂隙充填。这种矿石类型主要是早期第一阶段形成的矿石。
（2）矿石的结构构造
矿石结构 以自形-半自形-他形粗晶状结构及因后期改造作用而形成的破碎角砾状结构为主，次有交代结构、包含结构、叶片状结构等。

图7-1 湖山萤石矿区地质图

（据浙江省第七地质大队，1988）
1—方岩组；2—朝川组；3—馆头组；4—上侏罗统c段；5—上侏罗统b段；6—上侏罗统a段；7—前震旦系变质岩；8—钾长花岗斑岩；9—花岗斑岩；10—霏细斑岩；11—辉长岩；12—煌斑岩；13—辉绿玢岩；14—萤石脉；15—不整合界线；16—地质界线；17—断裂；18—矿带及编号
矿石构造 主要有块状构造、角砾状构造，其次为梳状构造、条带状构造及同心圆状构造、碎粒状构造等。
（3）矿石矿物组成
本矿区萤石矿石主要矿物有萤石、石英，其他矿物有方解石、高岭石、黄铁矿、绿泥石等。

图7-2 湖山萤石矿床Ⅱ矿区204勘探线剖面图

（据浙江省第七地质大队，1988）
1—下白垩统；2—钾长花岗斑岩；3—萤石矿体；4—破碎带；5—方解石脉
（4）矿石化学组成
主要化学成分为CaF2和SiO2，其次为CaCO3，这3种成分占96%以上。其他成分有Fe，S，P，Mg，Pb等。
3.围岩蚀变
矿体为陡倾斜脉状，顶底板围岩特征近于一致，其岩性为钾长花岗斑岩、下白垩统粉砂岩砂砾岩、含角砾凝灰岩等。
湖山萤石矿床蚀变特征以低温热液蚀变类型为主，主要有绢云母化、硅化、绿泥石化、碳酸盐化、高岭土化及黄铁矿化等。蚀变过程中热液由酸性向弱碱性方向演化，蚀变类型时空分布不明显。
三、矿床成因与成矿模式
（一）矿床成矿及控矿因素
1.地层、断裂对萤石矿床的控制作用
该矿床萤石矿体呈脉状赋存于断裂破碎带中，矿床受断裂控制明显，断裂空间较大处，矿体厚度较大。地层对矿床无明显控制作用，矿体围岩蚀变广泛，这些均表明该矿床萤石为热液成因。
2.侵入岩体对萤石矿床的控制作用
萤石矿体与钾长花岗斑岩在空间上关系密切，矿体均产在钾长花岗斑岩与白垩纪的接触部位。
（二）矿床地球化学特征
1.稀土元素
湖山萤石矿石的稀土总量在（23～134.5）×10-6，平均71.23×10-6。ΣLREE/ΣHREE=1.21～1.50显示为轻稀土相对富集型（浙江省第七地质大队等，1988）。
2.氢同位素
湖山萤石矿床萤石中包裹体氢同位素测定结果：早期萤石δD为-44.52‰～-49.63‰，平均-47.06‰。晚期萤石δD为-39.24‰～-43.21‰，平均-41.23‰。在区域范围内，现代大气降水的氢同位素值δD为-29.7‰～-47.4‰，因此可以认为成矿溶液水源主要是大气降水（浙江省第七地质大队等，1988）。
（三）成矿期次和成矿时代
该萤石矿床有两个成矿期，即：地下水热液成矿期（主成矿期）和后期淋滤叠加成矿期。
本区萤石矿床均赋存于断裂带中，主要控矿断裂为北西向断裂。北西向断裂切割侏罗纪末期的钾长花岗斑岩体和下白垩统的馆头组、朝川组、方岩组，又被燕山期末期以来的逆掩断层所覆盖，推测其主成矿时代应晚于下白垩统方岩组的形成时代，为70～80Ma。即早白垩世晚期（浙江省第七地质大队等，1988）。
韩文彬、张文育等（1992）测定了湖山萤石矿床萤石的同位素年龄，为79.46±7.79Ma（表61），与根据野外产状推断的成矿时代大致相同。
（四）成矿温度
该矿床95个萤石样品获得的均一化温度数据（数据未做压力校正）显示，均一化温度范围42.06～185.58℃，平均温度在95.4～128.52℃之间，主要成矿温度区间60～160℃。所研究的包裹体均未发现液相包裹体和气相包裹体共存，因此，均一化温度可以代表矿物形成温度的下限。根据成矿温度可以认为，该萤石矿床属低温热液成矿作用的产物。
（五）成矿物质来源
1.钙质来源
湖山矿区萤石87Sr/86Sr为0.70939～0.71430。早期萤石87Sr/86Sr为0.71204～0.71430，平均值为0.71333；晚期萤石87Sr/86Sr为0.70939。该矿区钾长花岗岩87Sr/86Sr初始值为0.71351，其现代值为0.76844，钙质结核87Sr/86Sr现代值为0.7110，早期萤石87Sr/86Sr值比钙质结核的现代值要大，而接近于钾长花岗斑岩87Sr/86Sr初始值，推测，早期成矿作用钙质应来自钾长花岗岩。
2.氟的来源
在赋矿围岩中，从矿体向围岩，按一定间距采样，分析结果为，从近矿至远矿，角砾凝灰岩含氟量无明显变化；钙质粉砂岩和砂砾岩，含氟量逐渐减小；钾长花岗斑岩含氟量逐渐升高；影响距离远比其他岩石显著。表明钾长花岗斑岩中从围岩向矿体发生氟的迁移。分析认为，该矿床氟主要来自钾长花岗斑岩。
（六）成矿作用与成矿模式
1.成矿作用
燕山运动在早中期大规模火山作用的基础上，形成了火山断陷盆地并沉积了一套火山碎屑岩、陆缘碎屑岩。由于地下水的循环作用，使钾长花岗斑岩中的Ca2+，F-等离子溶解于地下水中，形成了含矿溶液，至燕山期晚期，区域性构造运动使盆地内部受到北西西向的挤压作用形成了北西西向张性、张扭性断裂，在构造应力场等的作用下，成矿溶液运移并集中充填于北西西向断裂带中，随着成矿溶液不断的降温，溶液中的Ca2+、F-结晶、沉淀，形成了早期第一阶段的萤石矿。由于北西西向断裂的持续活动，使第一阶段形成的萤石破碎成角砾，并被后来的含矿溶液所胶结，叠加成矿，最终形成湖山萤石矿床（浙江省第七地质大队等，1988）。
湖山萤石矿床是一个与火山作用、地下热水有关的热液充填型矿床。
2.成矿模式
在研究本区萤石矿床形成的地质背景、成矿地质作用和成矿来源的基础上，总结成矿作用的全过程，得出成矿模式如图7-3。

图7-3 湖山萤石矿床成矿模式图

（据浙江省第七地质大队，1988）

首先，与海相火山作用有关的铜矿、与海相盆地沉积作用有关的铜矿、与陆相火山作用有关的铜矿和与陆相盆地沉积作用有关的铜矿都直接受区域地层控制。其次，与基性-超基性岩浆作用有关的铜矿和与中酸性侵入岩浆作用有关的铜矿间接受区域地层控制也是明显的。

1.区域地层对海相火山作用有关的铜矿控制

在太古宙鞍山群红透山段的贫钾拉斑玄武岩和双峰式钙碱性玄武岩-流纹岩中产有红透山式铜矿，在古元古代细碧-角斑岩中产有大红山式和拉拉式铜矿，在元古宙石碌群火山岩中产有石碌式铁铜矿，在中寒武世火山岩中产有白银厂式铜矿，在奥陶纪细碧岩中产有红沟式铜矿，在志留纪角斑岩中产有可可乃克式铜矿，在早泥盆世火山岩中产有付地营子式铜矿，在中泥盆世细碧-角斑岩中产有阿舍勒式铜矿，在中石炭世火山岩中产有永平式铜矿和玉水式铜矿，在二叠纪火山岩中产有红太平式铜矿和小坝梁式铜矿，在三叠纪火山岩中产有卡房式铜矿和尕村式铜矿，在新生代火山岩中产有铜门式铜矿。

2.区域地层对与海相盆地沉积作用有关的铜矿控制

海相盆地沉积作用有关的铜矿包括两类铜矿：海相黑色岩系型铜矿和海相杂色岩系型铜矿。在新太古代绛县群杂色岩系中产有凉水泉式铜矿，在中元古代黑色岩系中产有霍各乞式铜矿和胡家峪-篦子沟式铜矿，在中元古代杂色岩系中产有东川式、易门式和淌塘式铜矿。

3.区域地层对陆相火山岩有关的铜矿控制

古生代在新疆北部发现许多陆相玄武岩、流纹岩和安山岩，也发现许多铜矿化，但至今未发现很有前景的铜矿床，只有在中国东部中生代时期晚侏罗世到早白垩世中酸性火山岩中，铜矿床才形成大矿，如紫金山铜矿产于晚侏罗世中酸性次火山岩中。宁芜火山岩盆地的娘娘山、大平山及庐枞火山盆地的井边、石门庵、毛狗笼等铜矿均产于晚侏罗世到早白垩世中酸性火山岩层中。钟丘洋铜矿产于晚侏罗世破火山机构中。

4.区域地层对陆相盆地沉积岩有关的铜矿控制

我国南部中新生代陆相红层（陆相杂色岩系）盆地出现多层含铜建造。地层层位总的由东而西，地层时代逐渐变老，如湖南衡阳和广东大湖盆地含铜层位为上白垩统至老第三系；滇中、会理和沅麻盆地含铜层位主要为白垩系，尤以上白垩统含铜达到高潮；滇西含铜层主要为中侏罗统；西藏主要为上三叠统。金满、白龙厂、瑶家山和水泄等铜矿产于中侏罗统花开佐组，凹地苴铜矿产于下白垩统高峰寺组凹地苴段，大姚、郝家河、格衣乍和老青山等铜矿产于上白垩统马头山组六苴下亚段，大林和团山等铜矿产于上白垩统马头山组大村段，大铜厂和九曲湾铜矿等产于上白垩统红层，车江铜矿等产于老第三系红层。

5.区域地层对夕卡岩型铜矿控制

区域地层对夕卡岩铜矿控制表现在围岩岩性的控制上。主要围岩为灰岩、白云质灰岩、灰质白云岩、白云岩及泥灰岩、火山凝灰岩等。产于燕辽沉降带的寿王坟、华铜等铜矿受控于中元古界镁质大理岩，产于华南造山系的野鸡尾和宝山等铜矿，主要受控于泥盆系和石炭系灰岩和白云质灰岩，产于长江中下游台褶带的铜山、城门山、武山、金山店、铜山口、封三洞和铜录山等众多铜矿受控于石炭系、二叠系和三叠系灰岩、白云质灰岩和白云岩。

6.区域地层对斑岩铜矿控制

区域地层对斑岩铜矿控制通过区域构造和岩浆侵位高度来实现的。如赣东北斑岩铜矿带的围岩均为中元古代双桥山群，多宝山斑岩铜矿带的围岩为奥陶纪铜山组和多宝山组，东天山斑岩铜矿带的围岩为志留纪火山岩层，玉龙斑岩铜矿带的围岩中三叠世色尕组、上三叠世甲丕拉组和旺卡组。

---

（二）区域地层对矿床的控制视频