礦床成因研究方法

A. （四）礦床成因規律

1.地幔上隆、岩石圈減薄引起的玄武岩漿底侵作用

地幔上隆、岩石圈減薄引起的玄武岩漿底侵作用可能是南嶺地區燕山期花崗岩形成和爆發性成礦的誘因(付建明等，2008)。南嶺地區晚中生代出現的岩石圈減薄、岩漿的強烈活動和大規模成礦作用，是岩石圈(軟流圈)發生災變事件的結果。由於玄武岩漿的底侵作用，提供大量的熱量，引起岩石圈的不同層圈(特別是地殼的熔融)形成大量的花崗質岩漿。同時，來自核幔邊界的Sn與地幔富含F、Cl、CO₂和(Sn)以及其他成礦物質的流體上升，與殼源成礦流體混合形成殼幔混合流體，隨花崗岩漿上升冷卻，也即從不穩定態轉變為相對穩定的平衡態，岩漿中析出流體攜帶的成礦物質聚集，使礦床形成。由於岩石圈減薄，玄武岩漿底侵作用過程是在短時限完成的，相應的成礦作用時間也較短暫，因此被稱之為「燕山期成礦大爆發」。

2.不同類型礦床(體)的成礦機制有所不同

當富含成礦物質的岩漿侵位到淺部後：①在較為封閉的條件下，由於流體運移緩慢，流體未能全部從岩漿中分離，將對早期形成的花崗質岩石進行交代，使岩石發生鈉長石化、鉀長石化、雲英岩化和絹英岩化等，形成變花崗岩型、雲英岩型等礦床(體)；當圍岩為碳酸鹽地層時，由於其岩層滲漏條件較好，熱液中的鹼質及SiO₂將與圍岩發生化學反應，使圍岩發生矽卡岩化。在交代過程中由於流體pH值和溫度梯度的急劇變化，W、Sn等成礦物質的溶解度急劇降低，在蝕變帶中形成矽卡岩型礦床(體)；②在相對開放的條件下，流體與圍岩反應較弱，此時溫度下降是成礦物質沉澱的主要原因，在各種裂隙、層間或斷裂破碎帶，富含成礦物質的熱流體沿這些構造薄弱帶進行充填交代，形成石英脈型、破碎帶蝕變岩型礦床(體)。總之，對於成礦流體形成什麼類型的礦床(體)，則要依據圍岩性質、構造特徵以及花崗岩的演化程度等多種因素而定。南嶺中段錫礦的綜合成礦模式如圖3-8所示。

圖3-8 南嶺中段燕山期錫礦綜合成礦模式

1—雲英岩化；2—角岩化；3—矽卡岩化；4—大理岩化；5—錫礦體；6—含錫矽卡岩；7—鎢錫石英脈；8—含錫雲英岩大脈；9—鉛鋅礦脈；10—汞銻礦脈；11—鎂鐵質微粒包體；

—燕山早期早階段花崗岩；

—燕山早期晚階段花崗岩；

—燕山晚期花崗岩；

—燕山晚期花崗斑岩；Ⅰ—雲英岩型；Ⅱ—變花崗岩型；Ⅲ—矽卡岩型；Ⅳ—石英脈型；Ⅴ—班岩型；Ⅵ—破碎帶蝕變岩型；Ⅵ—1-斷裂破碎帶蝕變岩亞型；Ⅵ—2-層間破碎帶蝕變岩亞型

B. 礦床成因類型及成礦規律

一、礦床成因類型

攀西地區異常復雜的地質環境條件造就了鉛鋅成礦作用的多樣性。礦床成礦時期長，成因類型繁多。四川省地質調查院將區內鉛鋅礦按成因劃分為：①後生外源構控熱鹵水充填(交代)[包括斷裂隙型和層間破碎(帶型)]礦床；②火山沉積-熱液改造(包括海相火山噴發沉積改造型、陸相火山噴發沉積改造型)礦床；③岩漿岩有關熱液再造(包括岩體內外接觸帶及岩體中蝕變構造破碎帶型)礦床；④風化淋濾型礦床等四大類七個亞類。我們認為，上述後生外源構控熱鹵水充填(交代)型礦床，實際上包含了兩類地質特徵和成因上具有明顯差異的礦床類型，將其分屬兩大類(熱水沉積-改造型和熱液充填交代型)較合適(表5-1)。

由表5-1可見，攀西地區鉛鋅礦床的類型復雜，特徵各異，包含了多個成礦系統。礦床或礦點多，分布廣泛，但礦床規模大，找礦前景好的主要是新元古—早古生代熱水沉積-改造型和與峨眉地幔柱活動有關的熱液充填交代型礦床。

二、成礦規律

攀西地區及鄰區Pb、Zn多金屬礦床含礦層位較多，有中元古界昆陽群因民組、綠汁江組、會理群天寶山組，震旦系燈影組，寒武系漁戶村組、陡坡寺組、龍王廟組、二道水組，奧陶系大箐組，志留系大關組，泥盆系曲靖組、一打得組，石炭系擺佐組、威寧群、馬平群，二疊系棲霞組、茅口組等，但主要集中在上震旦統-下寒武統的燈影組和漁戶村組，其次為下石炭統擺佐組碳酸鹽岩建造。賦礦主岩主要為震旦系-古生界碳酸鹽岩。

礦床主要沿安寧河斷裂、甘洛-小江斷裂及峨邊-尋甸斷裂呈串珠狀線性展布(圖5-1)。在這三個成礦帶中，以位於中部的甘洛-小江構造成礦帶的礦化強度最大，礦床、礦點分布的連續性最好。礦體的產出形態主要有順層分布的似層狀和切層的筒柱狀及脈但均受斷裂控制，後生特徵明顯。從礦種來看，有「南鋅北鉛」與「下鋅上鉛」的分布規律，即南部以鋅礦為主，北部以鉛為主；低含礦層位以鋅為主，高含礦層位以鉛為主(管士平等，1999)。

表5-1 攀西地區鉛鋅礦類型特徵表

(據四川省地質調查院，2006，略加修改)

熱水沉積-改造型層控鉛鋅銀礦集中分布區常受區域大斷裂控制，礦田構造為大斷裂控制的岩相變化區(台地—台緣過渡帶)，發育燕山期寬緩復式褶皺及區域性次級斷裂。大型以上礦床主要受次級背斜控制，主要容礦構造為層間破碎帶，次為北西向次級斷裂，二者交匯時常有富礦體產出。

圖5-1 攀西地區及鄰區斷裂構造與主要礦產分布圖

①昭覺斷裂；②越西斷裂；③小江斷裂；④昆明-滇池斷裂；⑤金陽斷裂；⑥安寧河斷裂；⑦雅礱江斷裂；⑧湯朗-易門斷裂；⑨綠汁江斷裂；⑩程海斷裂；

寧南-會理斷裂；

南盤江斷裂；

瀘定-越西斷裂；

則木河斷裂；

紅河斷裂；

箐河斷裂；

列瓦弧形斷裂；

小金河斷裂；

錦屏山斷裂

熱液充填交代型鉛鋅礦床受岩性和構造的雙重控制，震旦系和古生界的厚層粗晶白雲岩、硅質白雲質灰岩在構造作用下容易發生脆性破裂、滲透性增強，有利於成礦流體的運移。根據對雲南會澤、四川天寶山、大梁子等鉛鋅礦床的研究，礦質主要富集在構造擴容部位(圖5-2)，容易造成礦體膨大、狹縮以及尖滅再現。此外，礦化還受發育在碳酸鹽岩地層頂部的不整合面控制。由於本區鉛鋅礦化主岩的厚度大而且岩性比較穩定，因而一般礦體的延深都很大，所以，在本區的已知鉛鋅礦區內應注意深部和邊部找礦。

圖5-2 攀西地區幾種常見的富集熱液型鉛鋅礦化的構造擴容帶

C. 　礦床的成因

一、礦質的搬運與沉澱

盡管流體包裹體成分中Cl^-在陰離子含量中占優勢，但從礦石中存在大量硫化物推測，還原硫在成礦流體中應起決定性的作用。Shenberger（1995）的研究表明，當pH值近中性，溶解硫的總量保持在0.01～0.1mol時，金的溶解度可達1×10^-9～100×10^-9，而只要金的濃度為1×10^-9～10×10^-9，就足以形成有經濟品位的金礦化。此外，Fyfe（1991）認為，在高溫狀態下，CO₂等氣體相即可直接攜帶大量的金。Seward（1991）的研究表明，「金硫氫配合物對大多數熱液金礦床的形成起了決定性的作用，但根據成礦流體的組分、溫度和壓力，與其它配合體如氯化物形成配合物在某種程度上對溶液中金的總量有所貢獻」。

礦質的沉澱可能有如下3個原因。

圖8-17斷層中流體壓力（P_流）和剪應力（t）隨時間的變化曲線

（McCaig,1988）

a—斷層中摩擦滑動帶內的變化特徵；b—斷層中半塑性變形帶內的變化特徵

（1）剪切帶的韌－脆性過渡帶：當流體壓力（p_液）小於靜岩壓力（P_岩）時，礦液持續聚集，而當p_液大於P_岩時，塑性變形的岩石發生破裂（水力壓碎作用），從而造成壓力的驟然減小，流體發生不混溶，金的配合物失穩沉澱（圖8-17）。石英中氣相和液相包體共生的現象說明了不混溶現象的存在，而控礦剪切帶成礦時多次的韌－脆性重復轉換也是水力壓碎作用的反映。

（2）較熱的成礦熱液和較冷的天水發生混合冷卻過程：岩石的滲透率在韌－脆性過渡帶之下較小，而其上較大，被下滲的天水飽和充填；當沿韌性剪切帶上升的高溫含礦流體到達韌脆性過渡帶之上時遇到了較冷的天水，兩種流體混合使成礦溶液失穩而沉澱成礦。

（3）氧化還原反應：如還原性強的含礦流體和氧化性強的圍岩（含有豐富的Fe³⁺）發生蝕變反應，產生硫化作用，導致金的沉澱。

二、成礦模式

根據以上研究可以推斷，本區金礦的形成可能是由原始綠岩建造中呈分散狀態的金，在綠岩帶演化晚期受區域變質、岩漿侵入和韌性剪切變形等地質作用影響，使原岩中的金發生活化、遷移，與來自深源（下地殼—地幔）的含礦流體和可能的岩漿源流體及部分地下循環水或海水混合，在低壓擴容帶中沉澱富集成礦。具體成礦作用過程如下。

（1）中太古末—新太古早期，原始古陸塊之下異常地幔的活動，導致了上覆地殼的裂陷作用（類似於現代大陸邊緣裂谷或弧後盆地），大量拉斑玄武岩及安山質－長英質火山岩、火山碎屑岩、BIF和沉積岩的堆積，形成了原始綠岩建造（圖8-18a），並攜帶了地球深部的金進入地殼。

圖8-18夾皮溝式金礦成礦模式圖

1—古陸殼；2—超鎂鐵質岩；3—鎂鐵質岩；4—鎂鐵質安山質火山岩；5—長英質火山岩、火山碎屑岩；6—硅鐵質岩；7—太古宙TTG岩石；8—鉀長花崗岩；9—華力西期花崗岩；10—燕山期花崗岩；11—韌性剪切帶；12—含金石英脈

（2）新太古代晚期，古老微板塊的聚合，伴隨裂谷或弧後盆地的閉合，導致了綠岩建造的深埋和變質變形，深部的鎂鐵質火山岩的部分熔融，產生了同構造的奧長花崗岩－英雲閃長岩－花崗閃長岩的底辟侵入，形成了花崗岩－綠岩帶（圖8-18b），並在2500～2600Ma和2000Ma左右遭受了兩次低角閃岩相和綠片岩相的區域變質及退變質作用。

（3）新太古代晚期，沿龍崗古陸塊邊緣發育多期次的大型韌性剪切帶系統，伴隨低角閃岩相的區域變質和綠片岩相的退變質作用，岩石發生脫揮發分作用，釋放出Si、CO₂、H₂O和Au等成礦物質，形成大量的變質含礦熱液，並有同期可能的岩漿流體和深源（下地殼—地幔）含礦流體的混合，在深部形成低鹽、偏鹼、還原性的CO₂-H₂O含礦熱流體，受溫壓梯度的影響，沿韌性剪切帶向上運移，同時受到部分下滲循環天水或海水的加入，於是對圍岩產生退變質作用，進一步獲取成礦物質。當含礦熱流體聚集到有利的構造擴容部位，由於溫度的下降、溶解度降低，硫和鐵及其它多金屬元素組合，形成黃鐵礦及其它多金屬硫化物，同時金離子被還原沉澱在早期形成的礦物裂隙和晶隙間而形成金礦床（圖8-18c）。

（4）華力西—燕山期，在中生代中國東部受太平洋板塊俯沖作用影響，產生了強烈的構造－岩漿作用。深部地殼的重熔形成了沿古陸邊緣分布的大片花崗質侵入體和部分幔源、深源煌斑岩、輝綠岩等，對早期形成的金礦局部疊加、改造（圖8-18D）。

D. 礦床學研究內容和方法

礦床學研究內容通常可概括為研究礦床的特徵及其形成條件、形成作用與過程時空分布及其控制因素。前者即闡明礦床的成因，後者即查明礦床的分布規律。礦床學正是圍繞著這些問題的提出和解決不斷發展起來的。

現代礦床學已包括以下一些相對獨立而又互有聯系的研究領域。成因礦床學或稱礦床地質學討論礦床成因和分布的基本理論問題。金屬礦床學研究各種金屬富集成礦條件及礦床類型。非金屬礦床學研究各類非金屬礦產形成條件和礦床類型。礦相學在顯微鏡下研究金屬礦石的礦物組成和微觀組構。區域成礦學主要是通過分析區域成礦背景，闡釋成礦作用演化和礦床分布規律。還有礦床地球化學是礦床學與地球化學的邊緣學科，從 20世紀30～40年代開始把地球化學理論和方法應用到礦床研究以來，顯著地擴展了礦床研究的廣度和深度。

礦床研究工作一般是結合著礦床的發現、勘查與開采過程而進行的。研究一個具體礦床的工作內容大體包括以下方面：①區域地質特徵，礦床在區域地質構造分區中的位置，該地區的沉積作用、岩漿作用，構造發展和成礦的有利背景。②礦區地質特徵，區內的岩石、構造類型和特點，礦床的產出條件及分布。③礦體的產狀和形態及其空間位置的控制，礦體內外礦化特徵變化的查明。④礦石的類型，礦石的組成和組構，有用組分的存在形式，影響礦石質量的因素。⑤綜合研究，礦床成因和類型的確定，礦床的評價。在不同工作階段中研究的內容有所側重，在礦床尋找和發現初期，著重研究區域和礦區與成礦有關的基礎地質問題，對該地區成礦條件作出遠景評價。在礦床勘查階段，研究工作更多地圍繞礦床本身。通過詳細的地質工作和各項勘探工程所取得的資料數據的整理分析，總結礦床的特點並作出對礦床的工業評價。在勘查工作進程中以及開采過程中也常常需要針對生產中遇到的問題進行某些專題性研究工作。總的來說，礦床研究始終是圍繞這兩個中心，一是盡可能獲取礦床成因信息，二是取得充分的礦床評價的資料和數據。

礦床研究內容的多層次性和綜合性，要求多種礦床研究方法的相互配合與補充。礦床研究要應用礦物學、岩石學、地層學、構造地質學等各基礎學科的理論和方法。當然，更要應用和發展礦床地質學、礦相學這些礦床學自身的理論和方法。隨著礦床地球化學已成為研究礦床不可缺少的內容，許多藉助現代分析測試技術進行分析對比的礦床地球化學研究方法已得到迅速發展和廣泛應用。下面對野外現場地質研究和實驗室研究重要方法及特點作一概略介紹。

野外或現場地質觀察研究：在收集和研究前人工作成果資料的基礎上進行工作區地質路線和重點地段的踏勘調研，實際了解區域地質特點及成礦條件。對礦區內地表露頭和揭露礦體的各種勘探工程、鑽孔岩心進行全面的觀察和描述，同時採集各類標本、樣品，並作系統的編錄，為進一步實驗室研究准備材料。

地質填圖是區域和礦區地質研究的基本方法，一般區域地質圖採用中比例尺，礦區地質圖採用大比例尺。隨著礦床類型的不同，進行中大比例尺填圖時都帶有專門地質測量的性質。如針對沉積岩區、火山岩區、侵入岩區、構造簡單或構造復雜地區都有相應的岩石學研究和構造測量與解析等不同研究內容和方法特點。

利用各種類型勘探工程成果補充地面地質觀察研究是礦床地質研究的重要特點和優點。經過合理選擇和精心布置的探槽、淺井、坑道及鑽孔，揭露和控制了礦體的分布和產狀形態變化。在山地工程的工作面上和對鑽孔的岩心進行詳細觀察、素描和描述，並系統采樣分析，確定礦體邊界，並獲得對礦石類型、特徵與質量變化的了解。整理各項工程資料，編制出適當比例尺的坑道平面圖，勘探線剖面圖，以及縱剖面圖等地質圖件，這些圖件是獲得對礦床從局部到整體的認識和客觀反映礦體特徵以及正確進行礦床評價的基本依據。

實驗室研究：包括傳統的岩石學、礦相學方法和有了很大發展的包裹體研究方法以及在現代分析測試技術基礎上發展起來的礦床地球化學研究方法。

岩石學和礦相學：在透射光和反射光顯微鏡下研究礦區岩石和礦石的類型、礦物組成和組構特點，確定礦物共生組合和生成順序，劃分成礦階段，查明一些礦物的賦存狀態，以及測量礦物顆粒大小和交生關系等影響礦石加工工藝的性質。顯微鏡下觀察一方面彌補了肉眼觀察尺度的限制，另一方面又為作進一步微區、微量組分研究指示方向，它是一個重要的中間環節。

礦物包裹體研究：包裹體研究是在礦床研究中早已應用的方法之一，近年來有了很快的發展，這里包裹體指的主要是礦石中某些礦物內部的氣液相包裹體，它們是當礦物形成時被捕獲在其晶體缺陷中的少量成礦流體。這類包裹體多數＜100μm，在顯微鏡和冷、熱台上研究改變溫度時氣液相包裹體的變化可測得或計算出成礦時的溫度、壓力，也可以測定其鹽度、密度、PH值、氧化還原指標等。藉助新的技術也已能夠進行包裹體內微區微量成分分析和流體的穩定同位素組成的分析，而獲取到更多的成因信息，包裹體研究是現在研究成礦流體最直接有效的方法之一。

現代分析測試技術方法的應用：在一般岩礦鑒定基礎上，針對某些特殊需要還可以選擇應用光譜（發射光譜、吸收光譜、拉曼光譜）、極譜（汞電極極譜）、質譜（氣體質譜和固體質譜）、色譜（氣相色譜、液相色譜）、能譜分析（如中子活化法），確定有關岩石和礦物的化學成分，包括微量成分和礦物微區的成分。也可以選擇利用 X射線分析、熱分析、電子顯微鏡分析（透射電鏡、反射電鏡及掃描電鏡即電子探針）和礦物譜學（紅外、核磁共振、穆斯堡爾譜等）研究其結構和原子價態，有的也涉及礦物成分。

現代分析測試應用到研究地球化學以來已經積累了大量的各類數據，對這些數據進行了整理研究和統計計算，已經大大豐富和深化了對各種地球物質的化學組成、化學作用和化學演化規律的認識。礦床地球化學研究方法主要就是通過分析測試取得研究對象分析測試的結果後與已有數據、已建立起來的規律性進行對照和比較，作出有關成礦物質來源、成礦物理化學條件等的判別與解釋。現在應用最多的是微量元素研究和同位素研究。

微量元素研究：微量元素一般是指地殼中豐度較小、主要以類質同象或混入形式存在於主元素礦物或岩/礦石中的一些元素，各種金屬礦物內有不同的微量元素組合，例如鉛鋅礦石內有Cd、In、Ga、Ge、Se、Te、T1，鎢錫礦石內有Nb、Ta、Sc、Te、Bi、In、稀土元素等。已知在內生和外生成礦作用過程中微量和常量元素出現一定的演化序列，微量元素與相關常量元素的比值可作為地殼物質演化與成礦作用的標志。一些礦物或共生的礦物對微量元素的含量可用作地質溫度計。研究地區岩石和礦石中微量元素含量與已經計算出來的地球層圈、各類岩漿岩、沉積岩中微量元素豐度值的比較可用於成岩成礦物質來源的探索和構造環境的推斷。特別是稀土元素中14個元素的含量經標准化後作出的REE配分型式以及稀土元素總量、重稀土元素的比值、Eu 和Ce元素組成與標準的偏離（δEu，δCe）等參數都已用於判別成礦物質來源、成礦過程物理化學條件。

同位素研究：首先穩定同位素地球化學研究能獲得許多成岩成礦信息。應用硫化物硫同位素組成與隕石硫作標準的對比（δ³⁴S）可以判斷硫的來源，區分出隕石硫、海相硫酸鹽型硫、生物硫或其間的過渡類型。應用氫、氧同位素組成與大洋水標准對比（δD、δ¹⁸O）可獲得成礦流體水的類型和來源，區分出是大氣降水、盆地地下水、地層水、變質水與岩漿水等。同樣，利用碳酸鹽礦物中的δ¹⁸O、δ¹³C也可以判別流體的起源與演化。成礦系統中硫和碳同位素結合起來研究可以確定成礦流體的溫度和fo₂、fs₂、fco₂等物理化學參數及礦石沉澱機理。一些硫化物礦物對的同位素組成也可作為地質溫度計。

同位素年齡測定是應用放射性同位素衰變的基本原理，確定岩石和礦物形成時間的方法。一個計時的同位素系統包括放射性母體和穩定子體。研究工作主要是對選送樣品分析得到的數據進行整理、計算和作圖，得出其年齡值。要根據礦床類型選擇適合的測定對象和測定方法，如岩漿礦床可以用同時形成的含礦圍岩確定；鈾礦床可用晶質鈾礦等礦石礦物用 U-Pb法測定；稀土礦床用獨居石進行 Th-Pb或 Sm-Nd法測定得出准確成礦年齡；對硫化物礦床可用其中的黃鐵礦進行Re-Os法和⁴⁰Ar-³⁹Ar法測定；方鉛礦進行礦石鉛-鉛法測年。有的礦床也可以用成礦期間蝕變礦物進行測年。另外，要考慮不同成礦時代的礦床用不同的測定方法。如元古宙以前的礦床用 Sm-Nd全岩等時線法，晚元古代至古生代礦床用Rb-Sr全岩等時線法較好，新生代以來的礦床可用⁴⁰Ar-³⁹Ar 法、K-Ar法。現代成礦作用時代研究用¹⁴C法。

在礦床研究方法中，還應該提到成礦作用實驗研究和熱力學研究，這些研究顯然更具有理論研究的意義。礦床學文獻中早已引用了一些建立在實驗基礎上的各種熱力學相圖，用以說明成礦作用發生的物理化學條件和地質地球化學機理。現在的實驗研究就內容來看，不僅研究金屬元素在岩漿和熱液中的行為，而且已研究了揮發性組分在岩漿分異作用中和非岩漿成因低溫成礦作用中的行為與成礦的關系。由於礦床形成的復雜性和長期性，很難完全進行實驗模擬，因此實驗地球化學研究結果只是近似的，其應用是有條件的。此外，由於成礦作用實驗研究需要特殊的實驗設備和條件，其應用受到很大的限制。隨著成岩成礦模擬實驗的發展，礦物熱力學數據的不斷積累，可以用礦物組合的熱力學數據作為已知條件，用計算方法獲得有關礦物組合平衡溫度、壓力與逸度、酸鹼度及氧化還原電位之間的函數關系式，並繪制出溫度-壓力、溫度-逸度或酸鹼度-氧化還原電位的礦物平衡相圖，從而取得礦床形成物理化學條件某些定量或半定量的數據。現在，熱力學研究在成礦流體性質、金屬元素遷移和沉澱條件與機理、礦物組合的平衡關系、流體-岩石相互作用等方面都已取得了很好的成果。

E. 請問研究礦床的成礦時代有哪些辦法

1、可以用地球化學的方法：根據礦床中一些放射性元素的衰變規律及其半衰期反推，計算得到礦床的成礦年代；
2、可以用地質的方法：內生礦床，可以根據岩體的產狀、岩體與地層的接觸關系、岩漿侵入的地層判斷岩漿和沉積岩層哪個先形成，從而得知岩體侵入的年代；外生礦床，也可以根據礦床賦存和接觸的地層判斷它形成於哪個時代。因為地層都是已知了形成時間的。通過比較時間的先後就可以得知礦床的形成時代。

F. 礦床成因及成礦機制討論

一、礦床成因

通過野外地質觀察和室內分析結果及綜合分析，可以初步判斷，哈達門溝金礦床和柳壩溝金礦床成礦地質條件基本相同，礦石類型均為石英脈型，石英-鉀長石脈型和鉀硅化蝕變岩型，整個礦區鉀化異常強烈，被人們稱為 「紅化」 現象，鉀長石化與成礦關系十分密切，而且局部地段礦石類型就以鉀長石脈為特徵，根據礦石礦物組合及礦物穿插先後次序，大致將哈達門溝成礦劃分為四個階段：(1)鉀長石-硫化物-氧化物階段；(2)黃鐵礦-石英階段；(3)石英-多金屬硫化物-（硫酸鹽）階段；(4)石英-碳酸鹽階段。流體包裹體測溫表明，哈達門溝金礦成礦溫度在160～300℃范圍內，集中在200～280℃之間，為中溫，包裹體鹽度在5％～15％ NaCl_eq之間，集中分布在6％～12％ NaCl_eq和13％～14％ NaCl_eq之間，為中低鹽度流體，成礦壓力（平均值）為（139～366）×10⁵ Pa，集中在（198～252）×10⁵ Pa，對應的成礦深度為1.5～3 km（靜水），為中-淺環境。包裹體氣相成分中均以H₂O（66.56％～89.81 mol％）和CO₂（5.64％～16.74 mol％）為主，其次為N₂，O₂，含微量的CH₄，C₂H₆，C₂H₂和C₂H₄等。CO₂/CH₄特徵值141.39～407.10，說明成礦期的環境處於弱氧化狀態，氣相組分還原參數R/O比值為0.004～0.006，反映了成礦階段偏氧化的狀態。陰離子以Cl^-和 為主，少量的 和F^-，微量Br^-；陽離子以Na^＋，K^＋和Ca^2＋為主，含少量Mg^2＋，Na^＋＞K^＋，因此成礦流體應屬於 型流體。 的存在也說明當時流體可能為弱氧化狀態。中國人民武裝警察黃金指揮部（1995）計算成礦流體pH值為6.52～7.08，偏鹼性，lgf_O為-26.73～41.33，E_h為-0.57～0.83，表明其形成過程為弱還原-弱氧化條件，δ¹⁸O_H-δD圖上，投影點落在原生岩漿水及變質水附近，說明哈達門溝金礦成礦熱液來源於岩漿水和部分變質熱液。在鉛構造模式圖上，哈達門溝礦區礦石鉛投點比較分散，絕大多數投在了地幔鉛演化曲線和造山帶鉛演化曲線之間靠近地幔的一側，表明哈達門溝黃鐵礦中鉛主要來自於地幔，同時有造山帶鉛和下地殼鉛的混入，少量可能來自於上地殼，哈達門溝礦石硫化物δ³⁴S變化於-21.7‰～5.4‰之間，平均值為-10.6‰，柳壩溝溝礦區δ³⁴S值變化於5.4‰～-21.7‰之間，初步認為哈達門溝和柳壩溝成礦流體中硫主要為深部流體和太古代地層的混合硫。通過同位素年齡測定，哈達門溝Re-Os同位素等時線年齡為386.6±6.1 Ma，為早泥盆世，屬海西早期構造-岩漿活動事件，而區內大樺背岩體的成岩年齡鋯石SHRIMP U-Pb平均年齡為353±7 Ma，通過野外調查，發現礦區西部的169號脈被大樺背岩體的岩枝所穿插、截斷，孟偉等（2002）也同樣觀察到在岩體邊部見到花崗岩將含Au礦脈截斷或 「吃掉」 的現象，故可以推斷，成礦應早於大樺背黑雲鉀長花崗岩的形成時代，本次測定大樺背岩體成礦元素含量大部分小於地殼豐度，所以大樺背岩體與金礦成礦關系不大，岩體的侵入可能對已有礦化局部有疊加改造，沙德蓋岩體通過本次鋯石SHRIMP U-Pb年齡測定，獲得平均年齡為221.6±2.1 Ma，遠遠小於成礦年齡，沙德蓋岩體可能對已有礦化疊加改造，礦區變質岩成礦元素豐度較高，而且礦石硫、鉛同位素特徵也表明，成礦物質部分來源於區內變質岩，大部分成礦物質可能來源深部流體，這從礦石的S，Pb，H-O同位素也可說明。由於哈達門溝金礦區處於華北克拉通北緣，受北部興蒙造山帶多次開合碰撞的復雜構造活動影響，而引發區內構造-岩漿的多期活動，區內的山前、山後兩條深大斷裂也經歷復雜的構造演化，沿著大斷裂及其派生斷裂，各期次的岩體、岩脈多期侵入，形成了今天所看到的山前鉀化帶、含金鉀化蝕變岩、偉晶岩脈、花崗岩體等以及金、鉬等多金屬礦床。總體認為哈達門溝金礦床屬於與深部鉀質成礦流體有關的中溫熱液型脈狀礦床。礦區北部西沙德蓋鉬礦Re-Os同位素等時線年齡為226.4±3.3 Ma，而且鉬礦主要產於斑狀花崗岩中，說明其與哈達門金-鉬礦床為不同的成礦演化系列。

二、成礦機制

區內烏拉山群變質岩，金含量很高，在區域變質、混合岩化過程中，金等成礦元素發生了初步活化、遷移，為金礦的形成提供了初步的物質條件。在泥盆紀早期華北板塊北緣處於弧-陸碰撞後伸展構造背景（李錦軼，2009；Zhang et al.，2010；張曉暉等，2010a，b），這種伸展環境引發山前大斷裂的活動，深部富鉀含礦流體沿山前大斷裂上升，在運移過程中不斷萃取圍岩中的金等成礦元素，在大斷裂的次級斷裂等構造有利部位充填、交代而成礦，關於這種金鉬組合型的礦床，Sillitoe（2002）曾提出它與板塊內部及邊緣拉張環境下富鹼性的A型花崗岩有密切的成因關系，哈達門溝金鉬礦床正是產於這種地質背景，礦區深部可能有隱伏的鹼性岩體存在（王信虎等，1994）。

泥盆紀早期華北板塊北緣成礦具有普遍性，如東坪金礦同樣在這個時期形成（羅鎮寬，2001；李長明，2009），白雲鄂博在該期有成礦作用的疊加（趙景德，1991），白乃廟銅礦南礦帶含礦石英脈黑雲母Ar/Ar等時線年齡為396±2 Ma（李文博，2008）。

盡管華北克拉通北緣早古生代的構造演化歷史還知之甚少，但近年的研究認為在早古生代，古亞洲洋向南往華北板塊俯沖，早泥盆世白乃廟處於島弧環境（Xiao et al.，2003；張曉輝等，2010），白乃廟目前獲得的綠片岩和花崗岩侵入岩年齡在466～386 Ma之間（Wang，1983；Tang ＆ Yan，1993），所以當時華北克拉通北緣有可能處於與古亞洲洋板塊向南俯沖結束有關的弧後拉張環境（羅鎮寬，2001；Jiang，2005；Zhang et al.，2007；李錦軼，2009；張曉輝等2010a，b；Zhang et al.，2010），沿華北克拉通北緣深大斷裂，岩漿和成礦流體上升，形成哈達門溝及東坪金礦床以及沿華北克拉通北緣大斷裂分布的近東西偏鹼性侵入岩帶。

隨後在海西中期大樺背岩體的侵入，對已形成礦床局部疊加改造，印支期沙德蓋岩體和西沙德蓋岩體的侵入可能對已有礦床有進一步的疊加改造，岩漿分異結晶發育地段，局部形成鉬多金屬礦化，因此在本區顯示出成礦年齡多樣性，表現出多期成礦特點；在哈達門金礦成礦過程中，呼-包大斷裂對金礦形成及後期改造起控製作用，山前鉀化破碎蝕變帶是該大斷裂的派生構造，主要起導礦作用，其次級構造為成礦提供空間；成礦物質來源為復合來源，既有烏拉山群古老地層來源，也有深部高鉀岩漿來源，還可能有後期岩漿的疊加，成礦流體既有有深部流體，也有大氣水，變質水的參與，礦床成礦作用演化時間較長，首先是形成含金鉀質脈體或鉀化蝕變岩充填交代；然後受構造或熱流體破碎，為後期含金硅質熱液交代充填，表現石英脈、網脈，先期的鉀質脈局部呈角礫狀（熱液角礫）為含金硅質熱液膠結，在此階段含金熱液活動中也伴隨鉀化現象，表現為沿石英脈兩側和圍岩接觸帶以及圍岩碎塊的 「紅邊」，這一階段形成的礦物主要有石英和粗粒浸染狀分布的黃鐵礦等；繼先期含金石英脈或含金硅化蝕變岩形成之後，後期硅質熱液沿先期的石英脈所充填膠結，此階段形成多金屬硫化物石英脈，主要礦物組合為石英、方鉛礦、黃鐵礦、黃銅礦及少量閃鋅礦等。到成礦後期，熱液受地下水和大氣氧化作用明顯，主要形成石英方解石脈，黃鐵礦顆粒粗大，局部可見鏡鐵礦等。

G. 論述礦床成因的研究方法

礦床學第一章就有礦床成因的研究方法。

H. 礦床地質學的研究方法

礦床地質學的研究一般採用下述方法：
東坪金礦床地質—地球化學找礦
①野外觀察。對自然界有用元素的局部濃集區，有經濟價值的礦體，特別是有工程式控制制的礦體、圍岩等的地質特徵，從地表到地下，利用必要工具與手段進行仔細觀察並系統採集各種有代表性的礦物、岩石、礦石以及化石等標本和樣品，測制相應圖件。在礦化現象的關鍵部位進行系統觀察,加密采樣,以探索礦化作用的時空變化規律。對礦化作用正在進行的水體、噴泉、噴氣孔，特別是洋底的噴流、火山噴發和熱點等進行定期觀察，以取得有關礦化作用的具體資料。 ②室內測試分析。對所采標本與樣品，根據需要利用不同方法與相應儀器設備進行鑒定、測試和分析，取得結構構造圖像，了解礦石的礦物組分、化學成分甚至痕量元素的含量以及測定礦化年齡等，以期闡明礦化的地質背景和物理、化學條件，論證礦質運移與沉積的可能機制，探討礦質的來源。
③成礦模擬實驗。自然界成礦作用的產生是地質歷史中多種因素長期交互作用的結果。在實驗室內，利用人工造成的幾個主要變數（如壓力、溫度和介質等）的變化來模擬自然界的類似條件，在較短期間和很小的近似封閉的空間內，進行多種成礦現象的模擬實驗，其結果可以加深人們對礦產形成條件的理解。有的礦石如水晶、金剛石等可在實驗室內人工合成。自然界礦產大多是在近地表的開放系統中形成的，先進的實驗室正在設計與建立模擬開放系統的裝置，以使含礦流體在不平衡狀態中的結晶與沉澱現象的實驗，能更接近自然實際。④綜合研究。礦床地質學研究正從定性研究向定量研究發展，但遠未達到定量程度。礦床雖然有的類同，但無完全等同的。因此對典型礦床的區域地質背景、礦床地質、地球化學特徵以及開采利用價值等方面，進行綜合類比、分析研究，以作為地質找礦預測的線索，依然起主導作用。綜合研究提出區域成礦學、成礦模式、品位噸位模式（見礦床模式）、地球化學數據的數學統計模式等。

I. 礦床成因分類的依據是什麼共有哪些礦床成因類型

礦床成因分類的依據是成礦作用方式。按成礦作用方式，礦床可分為內生礦床（內力地質作用生成）、外生礦床（外力地質作用生成）和變質礦床（變質作用生成）。

一、內生礦床

內生礦床中的有用組分多來自於岩漿，並且是在其演化過程中與其餘組分分離並產生遷移而集中富集成礦的。岩漿在地下深處時呈熔融狀態。它的組成除作為主體的硅酸鹽類物質外，還含有一些揮發性組分以及少量的金屬元素或其化合物。與成礦作用關系最大的是這些揮發性組分。

二、外生礦床

外生礦床是指在地球表層由外生成礦作用形成的礦床。是在岩石圈表層與水圈、大氣圈及生物圈的相互作用下 ，成礦物質經過遷移和富 集形成的
。外生礦床 的成礦物質 主要來自地殼表層，有一部分是地內物質通過火山、噴氣或熱泉等帶到地表的 。

三、變質礦床

早期形成的礦床或岩石，受到新的溫度、壓力、構造變動或熱水溶液等因素的影響，即遭受變質作用，使其物質成分、結構、構造、形態、產狀發生劇烈變化所形成
的礦床，稱之為變質礦床。若岩石中某些組分在變質作用前尚不具有工業價值，經變質作用後成為有工業價值的礦床，或由於變質作用改變了工業用途的礦床，都可
稱為變質礦床。

J. 成礦物質來源與礦床成因機制

1.成礦物質來源

微量元素聚類分析表明，Mo與Ba、Cr等元素密切相關，可能與偉德山花崗閃長岩的演化和元素本身的地球化學性質有關。稀土元素配分模式研究表明，礦石與圍岩具有明顯的繼承演化關系，花崗閃長岩既是圍岩也是成礦母岩。硫、鉛同位素組成和特徵分析表明，成礦物質主要來自幔源，並受到下地殼物質的混染，這與輝鉬礦中Re含量變化指示的成礦物質來源結論一致，說明最終成礦物質直接來自於圍岩，即由殼源酸性岩漿與幔源基性岩漿混合形成的偉德山花崗岩。

圖4-19 尚家莊鉬礦床鉛同位素組成圖解

（底圖據Doe ＆ Zartman，1979）

從鉛同位素組成圖解²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb-Pb²⁰⁷/²⁰⁴Pb（圖4-19）可知，尚家莊鉬礦床鉛同位素組成投點落在地幔演化線附近，一部分靠近造山帶演化線，一部分表現出受到下地殼的混染，說明鉛的來源為混合源，但主要以幔源為主，與殼幔混合成因的偉德山花崗岩演化關系密切。

Re-Os同位素體系不僅可以精確確定硫化物礦床的形成時間，還可以示蹤成礦物質來源、指示成礦過程中不同來源物質混入的程度（王輝等，2001）。一般認為，從地幔來源→殼幔混源→地殼來源，輝鉬礦中Re的含量會降低10%，從n×10^-4→n×10^-5→n×10^-6（Mao et al.，1999）。尚家莊鉬礦床輝鉬礦中Re的含量為17.74×10^-6～23.72×10^-6，平均為20.21×10^-6，隨著深度加深，Re含量有增高的趨勢，指示成礦物質可能為殼幔混合來源，且以殼源為主。對尚家莊鉬礦床硫、鉛同位素研究發現，兩者也顯示出了混合源的特徵，鉛同位素顯示了更好的地幔源鉛的特點。

偉德山花崗岩牙山岩體中的三佛山單元是由殼源酸性岩漿與幔源基性岩漿混合形成的（張華鋒等，2006），微粒閃長質包裹體礦物學特徵表明有岩漿過冷卻和岩漿混合的痕跡（Landi et al.，2004），這正是由於殼源酸性岩漿大比例混入的結果。前人對膠東金礦硫、鉛同位素研究也表明，兩者具有混合源的特徵。由此分析，膠東金礦、鉬礦與偉德山花崗岩存在物質來源上的淵源關系。

2.礦床成因與成礦機制

與偉德山花崗岩有關的斑岩-矽卡岩型輝鉬礦床的成礦機制可能是隨著岩漿的形成和演化，分異產生出高溫熱液流體，高溫流體具有很強的活動性、溶解性和滲透能力，活化並攜帶了花崗質岩漿中大量的成礦物質，逐漸演化成含礦的成礦流體，由於這種底侵作用使得陸殼垂向增生加厚，最終導致了陸殼的拆沉，從而使岩石圈減薄，軟流圈上涌造成減壓熔融，成礦流體在深部應力和溫壓差的作用下向上運移，當含礦流體運移到岩體邊部時，遇到與外界連通的裂隙，溫度和壓力迅速降低，體系的物理化學條件突變，打破了含礦流體穩定存在的化學平衡，流體便卸載成礦物質成礦。

大洋板塊俯沖產生的岩漿弧常出現斑岩型的礦床，尚家莊鉬礦區位於太平洋板塊向歐亞板塊俯沖區域，賦存於早白堊世牙山斑狀花崗岩體中。而研究區東部的中生代三佛山、昆嵛山等岩體均表現出埃達克岩的性質。因此，研究認為尚家莊鉬礦床屬斑岩型，只是未表現出典型的斑岩型礦床的蝕變分帶特徵。

由於近年來對膠東地區有色金屬礦成礦作用的研究日趨升溫，因此有色金屬礦成礦與金礦成礦的關系也備受關注。目前，多數研究者接受膠東金礦存在一個主成礦期的觀點，認為金礦在120Ma左右大規模集中爆發成礦。對於有色金屬礦是否與金礦同期還是存在多期成礦作用？兩者之間有什麼聯系？諸如此類的問題尚未得到一致性的認識。

柳振江等（2010）在膠東萊州市偉德山花崗岩的南宿亞超單元花崗岩中發現了輝鉬礦化，並對五件輝鉬礦樣品進行了Re-Os同位素年齡測試，測得模式年齡為（111.8±0.3）～（128.9±0.5）Ma，指出輝鉬礦礦化與南宿岩體（U-Pb年齡為117Ma）同期形成，與金礦形成時代（120Ma左右）大體一致。

劉善寶等（2011）對膠東典型的鉬礦床進行了深入研究，指出膠東福山邢家山鉬鎢礦床成礦時代（161Ma±1.0Ma，模式年齡加權平均值）早於金礦成礦時代，並認為膠東地區存在至少兩期與花崗岩有關的成礦作用，即160～155Ma的鉬礦成礦作用和137～120Ma的金礦成礦作用，與南嶺地區鉬礦成礦進行對比分析後，認為160～150Ma為中國東部地區重要的鎢錫鉬成礦期。

丁正江等（2012）也對邢家山鉬鎢礦床進行了研究，測試Re-Os同位素等時線年齡為（158.70±2.06）Ma，認為膠東地區中生代以來岩漿活動及相應的成礦作用主要存在四期，即：165～155Ma的銅鉬多金屬礦化期、137～110Ma的金礦化期、120～110Ma的銅鉬鉛鋅多金屬礦化期、100～75Ma 的金銀鉛鋅多金屬礦化期，分別對應於燕山早期—燕山晚期的各期次花崗質岩漿活動，但目前對該區金及多金屬礦床的研究成果資料未能顯示每次岩漿活動都會帶來一次與之對應的成礦作用。

作者（2013）測試了尚家莊鉬礦床輝鉬礦 Re-Os 同位素年齡，發現其成礦時代（116.4Ma±1.6Ma，加權平均年齡）與圍岩（偉德山花崗岩）的成岩時代高度吻合，成岩時的岩漿活動直接帶來了成礦所需的物質和能量，成礦圍岩即是母岩。其成礦時代與大規模金礦成礦時代一致，認為鉬礦與金礦有可能是同一成礦系列的產物。

此外，還有學者提出膠東地區的金及多金屬礦是與中生代花崗岩有關的同一成礦系列。

前人研究表明，邢家山鉬鎢礦床為矽卡岩-斑岩型礦床、尚家莊鉬礦床為斑岩型礦床，均與中生代岩漿侵入事件有關，但二者成礦年齡相差很大（約42～45Ma），而且都有相應的同時代的侵入岩，即侏羅紀鈣鹼系列侵入岩（160～140Ma）、白堊紀高鉀鈣鹼系列（約135～90Ma）侵入岩。因此，前人多認為白堊紀岩漿侵入造成了大規模的金成礦，侏羅紀岩漿侵入事件發生在金成礦之前，是否它的侵位帶來了大規模的鉬、銅等有色金屬礦化還值得進一步研究。

膠東地區其他多數鉬礦床（點）均表現出與燕山晚期白堊紀花崗岩有成生聯系的特點，如：牟平孔辛頭銅鉬礦床（矽卡岩型，產於燕山晚期偉德山花崗岩院格庄岩體與荊山群大理岩接觸部位）、榮成冷家鉬礦床（岩漿熱液型，產於偉德山花崗岩中）、威海西山後鉬礦點（隱爆角礫岩筒型，與中生代侵入岩有關）。因此，作者認為膠東地區除邢家山鉬鎢礦的成礦作用發生在侏羅紀（約160Ma）外，大規模鉬礦成礦與燕山晚期偉德山花崗岩的侵位和演化密切相關，該期成礦作用與膠東金礦大規模集中爆發成礦的時代總體一致（約120Ma）。