备战铁矿简介

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新疆和静县备战铁矿位于西天山东段博罗霍洛山北坡天山主脊附近。通过普-详查工作，大致查明矿床受石英二长斑岩体与石炭系大哈拉军山组碳酸盐岩的接触带控制，为矽卡岩型铁矿床。全矿床共圈出六个矿体，其中L3为主矿体，呈脉状，长630m，厚5.12～139.72m，平均厚61.85m，延深大于800m；总体走向97°，北倾，倾角47°～74°，上陡下缓；TFe品位20％～64％，平均41.23％。

该矿床通过2009年勘查初步估算L3主矿体共取得332＋333＋334矿石资源量22613.25×104t，已达大型铁矿规模。其中332资源量1697.14×104t，333资源量6852.37×104t，334资源量14063.73×104t。与2006年提交的L3矿体资源量5100.77×104t相比，2009年度新增加资源量17512.48×104t。占全矿区资源总量的99.57％。矿石自然类型为角砾状、致密块状和浸染状磁铁矿石，工业类型为高硫低磷需选磁铁矿石，磁性铁占有率为89.53％。采用两阶段磨矿磁选-浮选-细筛筛上再磨磁选，可获得品位66.92％的合格铁精粉。

河北赤城古子房中、新元古界

该亚系列包括了浙江著名的特色的非金属矿产，它们的储量、资源量在国内居各省前列。有一批知名的大型矿床，如瑞安仙岩和苍南矾山的明矾石矿床，青田山口和泰顺龟湖的叶蜡石矿床，松阳峰洞岩、青田北山的地开石矿床，温州渡船头的伊利石矿床。各矿床的主要成矿地质条件列于表3-4-2（参见典型矿床十六至二十）。

（一）矿床的主要成矿地质条件

1）相关的火山喷发旋回。与成矿相关的火山喷发旋回，多数矿床为第Ⅱ旋回，即西山头组，个别为茶湾期喷发物；少部矿床属第γ旋回大爽期或Ⅲ旋回朝川期。喷发物共同的特点是以酸性、中酸性火山碎屑岩为主，如流纹质、英安质晶玻屑凝灰岩、熔结凝灰岩，个别矿区有安山质凝灰岩。喷发间歇期有火山碎屑沉积岩发育。岩石成层性好，孔隙性较好，相对有利于矿化交代。

2）相关的火山构造。控制成矿的火山构造类型主要是破火山和火山构造洼地。多数矿床产在破火山断陷洼地内，堆积物倾向盆内，周边为（环形）断裂围限，并多小岩枝、岩管、岩脉状潜火山岩或通道相侵入，如矾山（图3-4-1）。个别有中央岩体侵位，属于复活破火山，如仙岩（图3-4-2）。往往一处破火山构造内有数处矿化，构成一个矿田。

图3-4-1 苍南矾山破火山口地质图

（据浙江省区调队）

1—朝川组b段英安－流纹质含角砾熔结凝灰岩；2一朝川组a段安山岩；3—朝川组a段安山质角砾凝灰岩；4—朝川组a段流凝纹质凝灰岩；5—朝川组a段砂、砾岩或凝灰质砂、砾岩，泥岩；6—λπK1流纹斑岩，vπK1霏细斑岩，δμK1英安玢岩；7—明矾石矿体；8—磨石山组b段晶屑熔结凝灰岩；9—断裂；10—火山机体（破火山）范围（朝川组b段现改称小平田组）

火山构造洼地多是在原先构造洼地、断陷洼地上发展起来的，喷发物直接不整合覆在前火山岩地层上。火山岩系倾向盆地中心，断陷构造和潜火山作用相对较弱。如渡船头、北山、峰洞岩等矿区。

图3-4-2 瑞安大罗山破火山构造－岩相图

（据杨文宗，1990）

3）矿化、蚀变的岩石类型广泛。赋矿、蚀变围岩类型十分广泛，岩石类型包含熔岩、熔结凝灰岩、晶玻屑凝灰岩、火山碎屑沉积岩和次火山岩。从岩石组分来看，以流纹质岩石为主，包含英安质、安山质火山岩。在每个矿床的蚀变体系中，原岩结构构造一般不易辨认，原岩的火山玻璃和长石是主要改造交代对象。

4）顺层的蚀变分带和似层状、透镜状矿体，是本亚系列矿床产出的特点。各矿床均有发育程度不一的垂向蚀变分带，顺层缓倾斜展布。各带厚度由十余米至百余米不等，蚀变带数量多少不一，多则7～8个带，少则3～4个带（图3-4-3和图3-4-4）。一般规律自上而下可归纳为4个部分：

a.顶部是次生石英岩带，有时包含金红石－石英带、绢云母－石英带。

b.次生石英岩带以下出现叶蜡石、地开石、高岭石、伊利石等粘土矿物相带，伴有石英、硬水铝石、绢云母等矿物，粘土矿物的主要种类、数量以及上下顺序无固定规律。

c.明矾石、黄铁矿出现的富硫带，一般明矾石靠上，黄铁矿偏下，伴有水铝石、刚玉、红柱石、石英等矿物。

d.蚀变带最下部往往出现绿泥石、方解石、硬石膏、红柱石，近似于青磐岩化蚀变。蚀变向下逐渐趋弱，成为正常原岩。

为便于研究，将蚀变带的4部分分别称为：①次生石英岩带；②粘土带；③富硫带；④矿下带。其主要矿物组成见表3-4-3。各矿床蚀变带4个部分发育不一定齐全，有的矿床缺少富硫带，有的缺少粘土带，也有蚀变带重复、叠加出现的情况。

图3-4-3 瑞安仙岩明矾石矿床蚀变矿物相垂直分布图

（据浙江省第十一地质大队，略作修改）

图3-4-4 青田山口叶蜡石矿床蚀变矿物相垂直分带图

（据浙江省第十一地质大队，略作修改）

表3-4-3 次生石英岩型矿床蚀变分带及矿物组分

粘土带往往发育一、二种为主的粘土矿物而形成工业矿体，其中常见的矿物组合（矿石自然类型）有伊利石，地开石－伊利石，伊利石－石英，高岭石－地开石，叶蜡石－高岭石，叶蜡石，硬水铝石－叶蜡石，刚玉－红柱石，高岭石－明矾石，明矾石－叶蜡石等。

本亚系列矿床蚀变的另一个特点是呈面型分布，体积巨大，仙岩蚀变带垂厚大于700m，平面面积约1km2。龟湖蚀变面积也近1km2，厚度大于250m。其他矿床蚀变面积间有大小，蚀变带厚在50～200m之间。其蚀变岩石的体积都在10×106～100×106m3之间。

5）蚀变体系的叠加蚀变作用。据陈鹤年研究（1983）

陈鹤年，浙江仙岩明矾石黄铁矿矿床地质特征及成因研究报告，1983。

，本类矿床的次生石英岩蚀变体系经过主体蚀变带的形成阶段和后期叠加蚀变阶段。主体蚀变阶段表现在热液广泛交代长石类矿物（碎屑）和玻璃质组分，形成刚玉、红柱石、硬水铝石、明矾石、叶蜡石、绢云母、地开石、高岭石、石英、黄铁矿、金红石、绿泥石、白钛矿、碳酸盐等矿物，其中部分矿物与交代暗色造岩矿物有关。以上矿物中刚玉、红柱石、硬水铝石，以及部分金红石、石英在高中温下形成，其他大都是中低温环境下形成。后期叠加蚀变阶段，使早期形成的高中温矿物发生退化蚀变，主要是形成各种粘土矿物，早期的叶蜡石、明矾石、地开石也会在一定的酸碱度、氧化还原环境下发生转换。

较为特殊的是仙岩矿区，自明矾石以下的各个蚀变带发育网脉状隐爆角砾岩化，蚀变岩结构由显微变晶结构向下逐渐增粗为花岗变晶结构，石英粒径由小于0.1 mm增大至0.1～0.7 mm，明矾石、黄铁矿矿石加富。矿下带硬石膏－红柱石－石英带顶部有虚脱－空穴现象。深部出现细粒闪长玢岩，均已融入硬石膏－红柱石－石英带成为一体。说明仙岩矿区深部潜火山岩细粒闪长玢岩带来岩浆气液作用和隐爆作用，促成下部蚀变带发生前进式蚀变和热变质现象。这是仙岩矿区有别于其他矿床成矿作用的重要方面。

（二）成矿物化条件

1.成矿温度

各蚀变带形成温度有相当的变幅。据陈鹤年（1983）研究仙岩矿区实测和理论分析认为，硬石膏－红柱石－石英相带形成温度区间在355～325℃之间，刚玉－红柱石－石英相带在325～295℃之间，水铝石－明矾石－石英相带为295～200℃，金红石－地开石－石英相带在200～100℃之间。隐爆成矿阶段（明矾石、黄铁矿主要富集期）温度在300～200℃之间。

杨文宗（1990）

杨文宗，浙东南主要非金属矿产成矿规律、预测准则及开发利用前景研究，浙江省地质科学研究所，1990。

综合若干矿床均一法测温和压力估算结果（表3-4-4），各类粘土矿物中石英包裹体测温都在150～200℃之间。

表3-4-4 若干矿床温度测定和压力换算

据Haas Patter（1976）等人的有关资料。

结果表

陆志刚等（1996）认为，次生石英岩型矿床形成于150～350℃条件下，不同矿种的成矿温度大致是：高岭石地开石矿床150～295℃，叶蜡石矿床150～320℃，伊利石矿床150～300℃，刚玉红柱石矿床大于300℃，明矾石黄铁矿矿床200～350℃。

2.成矿压力

杨文宗、陆志刚均对一些矿床的成矿压力条件进行过测算，测算结果一般在20×105～140×105Pa和300×105～690×105Pa，换算埋深一般在1km以内。

从诸多矿床剖面中可以看出，仙岩、山口、北山、梁岙等矿床，在次生石英岩带之上，不整合覆盖有新喷发物，足以证明这些矿床是在古地表或近地表环境下形成的。

3.成矿溶液的组分

据陆志刚对5处矿床石英流体包裹体液相组分测定结果（表3-4-5），流体的盐度在4.13%～10.88%之间，属中等偏低的盐度。溶液类型有K+-Na+-（Ca2+）- －（Cl－）型，K+-Na+－型、Ca2+-K＋型，即以重碳酸盐型和硫酸盐型为主，个别有卤化物参与。金属离子以K＋或Ca2＋为主。同一矿床，上部蚀变带盐度低，富K＋、富，下部盐度高、富Ca2＋、富。

表3-4-5 若干矿床液相成分的质量摩尔百分数及溶液类型

4.各蚀变相带主要造岩元素地球化学行为

为研究成矿过程中各蚀变相带中主要造岩元素在蚀变交代过程中的地球化学性状，收集整理了杨文宗（1990）、陈鹤年（1983）、陆志刚（1996）资料，列出主要矿床蚀变相带元素迁入、带出的原子数，见表3-4-6。其特征如下：

1）硅：唯有硅帽带（富石英相带、金红石－石英相带）是迁入硅的蚀变带，其他都是硅的携出带。带出量最大的是地开石相带、刚玉－硬水铝石－叶蜡石相带和明矾石－石英相带。

2）铝：硅帽带（富石英相带、金红石－石英相带）是主要的携出铝的相带，其次是黄铁矿－石英相带。其他各蚀变带却是铝的迁入相带，迁入量大的是刚玉－硬水铝石－叶蜡石相带、地开石相带、明矾石－石英相带和叶蜡石相带等。

3）碱金属：多数相带碱金属都是被带出。带入碱金属的相带主要是伊利石－绢云母相带，部分明矾石－石英相带。

4）碱土金属：由于一般原岩中Ca、Mg含量甚低，其在蚀变带中的迁移不占重要位置，仅在仙岩硬石膏－红柱石－石英相带中有较大带出量。其他一些矿床下部的青磐岩化带可能也存在一些迁移，但无分析资料。

5.成矿溶液酸碱度和氧化还原环境的估计

根据矿物相与、pH 值关系，以及蚀变带中元素带进、带出的转换趋势，可以定性地认为矿下带成矿溶液呈弱碱性；进入富硫带，形成黄铁矿、明矾石，溶液转向酸性；粘土带带出碱金属，形成粘土矿物，溶液转向弱酸—弱碱性；次生石英岩带溶液复为酸性（图3-4-5）。矿床总体上是在氧逸度较高的条件下形成的。

图3-4-5 蚀变带溶液酸碱度演变示意图

表3-4-6 主要矿床各蚀变相带相对原岩元素带进带出对比

续表

（三）成矿机理

1.硫同位素特征

主要矿床的δ34S值见表3-4-7。

表3-4-7 主要矿床δ34S数据

据不多的数据可以认为，在单一出现黄铁矿的矿床里，硫同位素的δ34S值是低的正值，在＋0.48%。～＋3.03‰区间。出现黄铁矿和明矾石（硬石膏）的矿床，硫同位素发生分馏作用。据陈鹤年（1988）设定的条件下，推算仙岩矿床黄铁矿、明矾石的δ34S数值，与实测值相比较，认为该矿区成矿溶液中值大致相当于零。说明次生石英岩型矿床亚系列硫源是深源的。

2.氢氧同位素特征

（1）石英流体包裹体氢氧同位素

据陆志刚（1996）仙岩、渔塘、宝华山3矿床6个石英样品的氢氧同位素值，依成矿温度换算平衡水的值和实测的δD值，结果如图。显示矿床成矿溶液中大气降水与岩浆水混合，大气降水比例在31.6%～67.6%（表3-4-8，图3-4-6）。

浙江省金属非金属矿床成矿系列和成矿区带研究

（2）粘土矿物氢氧同位素

据徐步台等（1991）对8个地开石矿床的17个精选地开石样品氢氧同位素组成（表3-4-9），地开石的δ18O值为3.9‰～13.8‰，δD值为－56‰～－67‰（图3-4-7）。在图中样品均分布在大气降水线与地表风化高岭石之间。设定中生代大气降水（δD-40‰，δ18O-6.3‰）与火山岩（δD-70‰、δ18O+7‰），含水矿物5%，在300℃、250℃和100℃进行水岩同位素平衡交换。地开石样实测值落在100～250℃曲线区间。可以认为地开石成矿溶液相当于水/岩比为0.1～0.5时的交换平衡热水，介质的来源是大气降水环流地热水，环流热液温度在（250～100℃），处微酸性氧化环境下。

表3-4-9 浙江地开石粘土矿床氢和氧同位素组成

图3-4-7 浙江地开石粘土矿床δD－δ18O相关图

（据徐步台，1991）

1—地开石粘土；2—水/岩比为1、0.5、0.1、0.01的对应点

以上说明次生石英岩型矿床的成矿溶液水介质大部来自大气降水，岩浆水只占少部分。

3.关于成矿环境

分析以上各因素，次生石英岩型矿床的主要成矿环境可归结如下：

1）该亚系列矿床的次生石英岩蚀变带为新喷发物覆盖，表明：①矿床是在地表或近地表环境形成的；②成矿是在火山喷发间歇期间进行的，成矿与成岩基本同时；③成矿火山物质堆积在古地形相对低洼，有滞水汇集的地段，使得大量大气降水渗入堆积物进行深部环流，在温度梯度大的条件下，形成巨厚的蚀变岩体。

2）部分矿床为近火口环境，具有火口粗屑堆积物和断陷堆积，有通道相岩筒、岩脉、岩株。蚀变带体积宠大，分带完整。如仙岩、龟湖、矾山，多为明矾石、叶蜡石矿床。

部分矿床距离火口有一定距离，蚀变分带的下部不完整，厚度较小。多为地开石伊利石矿床。

4.成矿时代

次生石英岩型矿床一般均为后阶段火山喷发物所覆盖，其时代当与喷发旋回相同。胡永和（1990）测得仙岩地开石红柱石石英带中隐爆角砾化的明矾石钾－氩稀释法年龄为100.7Ma，代表了隐爆叠加矿化的年龄。矾山明矾石样年龄值98.8Ma，与地质年代基本吻合。

（四）矿床成因类型和成矿模式

1）次生石英岩型矿床属火山间歇期汇水洼地内火山气液－表成热水交代型矿床。仙岩矿区为火山气液－表成热水交代叠加岩浆气液改造矿床。

2）成矿模式如图3-4-8所示。

（五）问题讨论

1.粘土带形成不同矿种的条件问题

粘土带成矿种类变化较大，主要有叶蜡石、地开石（高岭石）和伊利石3种，以及它们混合的品种，少数矿床还有埃洛石的出现。绢云母与伊利石还难以准确区分。试将这些矿种形成条件的差异归纳如下（表3-4-10）。

2.不同喷发旋回喷发物成矿差异问题

1）明矾石矿多数产在燕山期第Ⅱ旋回西山头期，仅矾山一处属燕山期第Ⅲ旋回，其矿石质量SO3、K2O/Na2O以及Al2O3均优于燕山期第Ⅱ旋回中矿床。

图3-4-8 次生石英岩型矿床区域成矿模式

1—伊利石矿体；2—地开石；3—叶蜡石；4—明矾石；5—黄铁矿；6—金红石；7—次生石英岩带；8—粘土带；9—富硫带；10—矿下带；11—隐爆角砾化；12—早期潜火山岩和通道相岩石；13—后期潜火山岩和通道相岩石；14—热水环流

2）地开石矿多数产在燕山期第Ⅱ旋回中，仅峰洞岩一处属燕山期第Ⅰ旋回。矿石组分性能无大差异，均产有优质地开石，但峰洞岩TiO2特低（0.09%）,K2O+Na2O偏高（1.8%）。

表3-4-10 几种粘土矿形成条件的比较

不同喷发旋回产物在成矿作用和矿种上的差异，今后仍可注意探索。

3.部分矿床中金异常问题

在部分矿床中曾发现Au异常。仙岩矿区在明矾石黄铁矿带之下的地开石红柱石英相带中有Au异常，垂向宽30～60m，含量平均达152×10-9，最高0.91×10-6，处在水平破碎带之上，岩石破碎呈角砾状。山口矿区一个样为55×10-9，北山矿区有7个样，最高191×10-9，平均37.59×10-9。渡船头伊利石凝灰岩中Au达100×10-9，伴Pb、Zn、Hg、Sb、As高背景值。这几个矿区均位于温州－金华北西向构造带，处在芝溪头、桥头两处变质岩构造天窗附近。Au异常的出现可能与基底岩系赋存较浅，基底矿化向上渗透扩散的影响。也可能与Pb、Zn等矿化有一定联系。仙岩矿区则与隐爆角砾矿化期有关。值得引起注意。

矿床类型

位于红旗甸穹窿的北西翼，地层倾向北西，倾角45°—50°的单斜岩层。从下马路沟（北京市）、上马路沟（河北省）至古子房一带依次出露长城系、蓟县系和青白口系。各组段主要岩性、厚度列表于下（表2—3，图2—20,21）。

表2—3　赤城古子房中、新元古界简表（4250.69)

现将所测杨庄组及雾迷山组各组段、岩性段划分及主要岩性特征简介于下：

1.杨庄组（Jxy）

前人资料认为古子房一带不存在杨庄组。笔者实测后经与十三陵对比认为存在杨庄组，厚度略减薄。

（1）顶底界的划分标志：底以灰黄、灰白含泥隐晶白云岩与高于庄组肉红色及浅灰以厚层—块状白云岩（其中并夹数层鲕团粒白云质燧石岩）为界。顶与雾迷山组虽仍为过渡接触，但杨庄组第5层为灰**含泥、砂的燧石隐晶白云岩，黑色燧石中具小柱及大杯状叠层石。此标志可与十三陵对比，雾迷山组色显著变深，变厚，砂泥减少，硅质增多。

（2）主要岩性特征：杨庄组厚69.63m，划分8个单层。主要为浅灰、肉红色中厚层状含砂含泥隐晶白云岩，局部含砂多，可达45%左右过渡为砂质白云岩。碎屑成分主要是石英，镜下也见砂屑（内碎屑），中上部见大型杯状及小型柱状叠层石。顶部燧石渐增多。

图2—20　赤城古子房剖面位置图

2.雾迷山组（Jxw）厚1718.42m

与杨庄组和洪水庄组接触关系如图2—22所示，可划分四段、八个岩性段。

特别要指出的，这里雾迷山组与洪水庄组的接触关系与十三陵十分相似，Jxw281—282层依次见灰白色纹层状隐晶白云岩中有大型柱状叠层石，镜下显断续纹层，但不显藻迹微结构（假蓟县叠层石），向上夹少量页岩。285层层面见大型称波痕（L=15cm,H=1—2㎝，峰谷圆滑），286—288层**薄层状泥云岩与纹层状白云岩互层，夹少量页岩，这些特征均完全可以与十三陵Jxw顶部对比。上覆洪水庄组灰黑色页岩为主，向上呈页片状，色更黑，负地形（图2—22）。

雾迷山组岩性段划分及其主要特征：

第一岩性段：陆源物质发育段（6—21层）133.67m

本段以泥白云岩或含泥纹层隐晶白云岩与层纹燧石纹层状藻叠层石白云岩组成韵律。韵律底泥、砂集中，向上过渡为纹层隐晶、纹层藻叠层石白云岩，藻迹微结构随砂泥减少变明显，14和15层为云砂岩及含屑白云岩。

第二岩性段：密纹层藻叠层—小柱叠层石白云岩发育段（22—34层）121.17m

本段以密纹层藻叠层—小柱状叠层石发育为特点。底22层密纹层—“直壁小柱”可与十三陵54层对比，向上又有数层复杂分叉小柱叠层石（23、26、27、30），顶33层以**燧石为特征。

第三岩性段：隐—微晶、凝块石、层纹燧石纹层状藻叠层石白云岩发育段（35—54层）136.18m

图2—21　赤城上马路沟—古子房杨庄组-雾迷山组剖面

图2—22　古子房南东雾迷山组与洪水庄组和铁岭组接触关系

底35层为厚约1.5m的**泥云岩。下部夹数层粒屑白云岩（40、50层），层纹状燧石中多见小杯状叠层石，并多见放射状结构。47层见藻团—锥状叠层石群。镜下凝块结构较发育，38、39层见含沥青质葡萄状结构。

第四岩性段：燧石纹层隐晶—藻团白云岩发育段（55—91层）252.37m

本段泥云岩或含泥隐晶白云岩及燧石纹层状白云岩发育。粒屑白云岩组成多个间断韵律，中上部见锥、柱状叠层石（81、91等层）。镜下所见藻迹微结构发育，下部多为凝块石；上部藻纤发育，自下而上含沥青质葡萄状藻团结构变多。

第五岩性段：凝块石 —纹层葡萄藻团—锥柱状叠层石白云岩发育段（92—149层）371.56m

本段主要由深灰色纹层状藻叠层＼凝块、葡萄藻团—锥柱＼燧石纹层状隐微晶白云岩发育段，其中夹粒屑白云岩数层。宏观及镜下葡萄状放射状藻纤结构清晰，单个或连生均显亮**、富沥青质（5%—10%），显锥状叠层石。103层球—团粒燧石岩显斜层—羽状交错层理。中上部凝块结构增多。燧石主要为长条带状，黑色较多，镜下见棕褐色斑点结构，上部燧石结核增多。粒屑白云岩粒屑类型多样，微结构清晰，如藻鲕具花瓣外形、暗色放射线和同心环等，常具硅化或为硅质胶结。底部93—95层之放射状小柱叠层石及大型连生葡萄石（核形石）均可以与十三陵剖面第五岩性段底部对比。总之本段岩石类型多样，其中动荡标志较明显，沥青质较丰富。

第六岩性段：燧石条带藻团—柱状叠层石白云岩发育段（150—220层）331.13m

本段主要由浅灰、深灰色中—厚层状含泥隐晶＼藻团—柱＼层纹状燧石隐晶白云岩组成水进型韵律。藻团显清晰葡萄状及凝块状微结构，富含沥青质，显亮**，以153层群体大型柱状叠层石发育为特征。与十三陵271层以上的大柱状叠层石十分相似。中上部藻团含量逐渐减少，个体变小，主要显凝块结构。燧石发育，色多样，以浅色为主，条带状，含量25%—30%。

第七岩性段：燧石条带白云岩及粒屑白云岩发育段（221—247层）155.27m

本段主要由凝块微晶白云岩＼燧石条带含泥隐晶＼硅质内碎屑白云岩组成的水退型韵律。凝块微晶白云岩中有时显水退型韵律，斜交层生长，凝块在镜下有时显浅亮**，含沥青质，重结晶作用较强时，显残余凝块结构。中上部粒屑及硅质的内碎屑增多，还有富沥青质的藻屑，硅质内碎屑常集中呈条带状，大小不一，棱角状，主要由隐晶石英组成。普遍含泥分布不均。因燧石含量高，性脆，裂缝发育。

第八岩性段：含泥隐晶＼燧石条带白云岩发育段（248—288层）217.07m

本岩性段可分上、下两部分。下部（248—275层）主要由浅灰色含泥隐晶＼燧石条带白云岩＼硅质内碎屑白云岩组成韵律。含泥较普遍，常见含泥量25%以上。燧石多为不规则结核及团块状，分布不均。245层和246层为过渡层。上部（276—288层）主要为浅灰色纹层状含泥隐晶白云岩，泥重（10%—25%）。纹层较发育，有不规则波纹状。本岩性段可与十三陵对比，281和282层有较发育的柱状叠层石，不见壁，基本层平缓，密集垂直于层面分布。285层见有大波痕沉积构造。283—288层为**中-薄层泥云岩，夹少量页岩，顶含砂，层变薄。

归纳之，古子房杨庄组-雾迷山组，主要由藻叠层石白云岩、燧石条带白云岩、隐—微晶白云岩，以及粒屑白云岩、泥云岩等多种岩石类型组成。

根据我国萤石矿床的基本地质特征及成因，将工业萤石矿床划分为4种类型：硅酸盐岩石中的热液充填型萤石矿床、碳酸盐岩石中的热液充填交代型萤石矿床、碳酸盐岩石中层控型萤石矿床、伴生型萤石矿床。

一、硅酸盐岩石中的热液充填型萤石矿床

该类型萤石矿床分布于中生代陆相火山岩系和酸-中酸性岩浆岩中，为我国萤石矿床最重要的类型，具有很大的工业意义。我国东部和东南部的中生代火山岩系和燕山期花岗岩体内集中了全国大多数的萤石矿床。火山岩系以凝灰岩、熔结凝灰岩类为主，其次为流纹岩、流纹斑岩、凝灰质砂岩、砂页岩以及有关的次火山岩；花岗岩类包括钾长花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩、石英二长岩等。

萤石矿床明显受断裂构造控制，控矿断裂构造可以有多种类型，东部沿海萤石矿床分布地区，几百个萤石矿床夹持于昭兴-江山-瑞金和丽水-大埔两条深大断裂之间的构造-岩浆带内，其中具体的控矿构造包括：区域性北东向压-压扭性断裂带，北西向张性断裂带，北北东和近东西向共轭断裂，各种断裂构造的复合部位，以及与火山口、次火山岩体有关的断裂构造。例如，浙江省武义-永康萤石矿田，控矿断裂构造有4组（图6-1）：北东、北西、东西和南北方向，其中北东方向的矿脉最为重要，矿脉数占矿田内的53.1%，矿石储量所占比例高达86.4%。在非火山岩地区，如河南省信阳明港一带的萤石矿床，产于花岗体内及其接触带变质岩中，脉状矿体受北东东、北西、近东西和近南北方向等4组断裂构造控制，以前两组为主，总体上构成一个北西西向的脉体群。

矿体以脉状为主、次为透镜状，个别为囊状，矿脉可成群出现，矿脉相互平行或呈雁行排列。脉状矿体多陡倾斜，其长度由百米至几百米。矿体与围岩界线清楚，围岩有显著的蚀变，以硅化为主，伴有冰长石化、萤石化、黄铁矿化、绢云母化、高岭土化、碳酸盐化、重晶石化等，蚀变带与构造破碎带关系密切，距矿体愈近蚀变愈强。

图6-1 浙江武义-永康萤石矿田地质略图

（据吴自强等，1989）

1—上白垩统；2—上白垩统方岩组；3—下白垩统朝川组；4—下白垩统馆头组；5—上侏罗统磨石山组；6—流纹斑岩；7—安山玢岩；8—实测、推测断层；9—大型萤石矿床；10—中型萤石矿床；11—小型萤石矿床；12—萤石矿点；13—不整合界线；14—地质界线

矿石以块状、条带状、角砾状构造为主，次为晶簇状、环带状、球状、梳状、放射状构造，局部见皮壳状、葡萄状、网格状构造。矿石中组成矿物以萤石为主，脉石主要有石英、玉髓（少数矿床以粘土为主），其次有蛋白石、高岭石、黄铁矿、方解石、绿泥石、叶蜡石、绢云母、燧石或玛瑙、软锰矿及硬锰矿、锶钡石等，少数矿床伴有重晶石，个别矿床伴有方铅矿、闪锌矿及黄铜矿。萤石以浅绿-绿、粉红-紫、灰白-白色为主，次为浅黄、浅灰及灰色，少数为蓝、灰-灰黑色。按各矿区矿石中主要矿物组合，可以分为以下几种矿石类型：萤石型、石英-萤石型、萤石-石英型、水晶-萤石型、萤石-玉髓（蛋白石）型、重晶石-萤石型、方解石-萤石型、石英冰长石萤石型、黄铁矿萤石型、褐铁矿（针铁矿）-石英-萤石型、含铀萤石型。在上述类型中，以石英-萤石型分布最广；萤石型矿石质量最好，但仅局部出现；萤石-石英矿石质量较差，各矿区大量出现。矿床一般因多次成矿作用形成，越是大型矿床，矿石类型越复杂。

陆相火山岩的萤石矿床在我国浙江分布广泛，规模大型和小型皆有，具有重要工业意义。浙江省武义杨家、溪里等矿床可为典型矿床。

关于本类矿床的成因，以往根据矿床与火山岩密切的空间关系、矿床中热液作用的特点明显、火山岩含氟较高（0.1%～0.46%较其丰度值高2～8倍）等事实，认为属于火山热液型矿床。20世纪90年代以来，对武义中生代萤石矿田开展了地质、地球化学、同位素、萤石中包裹体、模拟实验等的综合研究，提出含矿地下热水循环汲取成矿的模式（图6-2）。

萤石矿床是在温度110～140℃和压力为4.7～42.6Pa的地表-近地表的条件下形成的，属于浅成低温热液矿床。成矿物质来源于下伏地层，特别是前震旦基底中黑云斜长片麻岩如区内陈蔡群变质岩氟丰度为0.094，黑片斜长片麻岩为0.12。其厚度大，分布广，氟源丰富，可能是成矿的矿源层。据萤石的包裹体的研究，δD值为-42‰～-68‰，δ18O值为-6.93‰～-2‰，反映了成矿流体为大气降水成因。此外，成矿年龄比火山岩低25Ma以上的事实也说明成矿与岩浆水无关。大气降水可沿构造裂隙向下渗流，至深处因地热影响而温度升高，与周围岩石发生水岩反应，使其上升至地表开放-半开放裂隙时，矿质沉淀形成萤石-石英矿脉。由于断裂带多次活动，所以成矿作用也表现为多阶段的特点。这种成矿模式是否有普遍意义，应进一步研究。

图6-2 武义矿田萤石矿床成矿模式

（据韩文彬等，1991）

1—第四系；2—下白垩统永康群；3—上侏罗统磨石山群；4—前震旦系陈蔡群；5—萤石矿脉；6—溶蚀带和蚀变带；7—地热泉；8—冷渗流地下水运移方向；9—含矿地热水运移方向；10—盆底或盆缘断裂；11—盆内含矿断裂；12—地热等温线；13—热源；14—岩（矿）石年龄

硅酸盐岩石中热液充填型萤石矿床另一类型是产于花岗质岩体中的矿床，另外还有一些产于砂岩、页岩和分布于造山带或活化地台基底的变质岩中。除产于花岗岩中的矿床外，矿床附近可见中-酸性浅成、中深成的侵入岩。矿体产于围岩的各种裂隙或破碎带中，其形状决定于裂隙的性质，从简单规则的脉状到各种不规则的脉状皆有。脉长由几十米到千米以上，厚几米到几十米，矿化深度百米到几百米。脉旁围岩蚀变以硅化、绢云母化、绿泥石化、碳酸盐化较为普遍。矿石类型常见的有①萤石型；②石英萤石型或萤石石英型；③重晶石硫化物萤石型。

该类型矿床分布较广，多为中、小型，矿石质量较好，萤石储量由几十万吨到百万吨以上。有的矿床中含铅、锌、铜的硫化物、重晶石以及金、银和镉等有益组分，可综合利用。有的甚至成为含萤石的多金属矿床，萤石只为副产品。

由于矿床与中酸性侵入岩的空间关系密切，侵入岩中萤石的含量较高（有的达108.7g/t）的特点，推测大部分矿床属于低中温岩浆热矿床。

河南省嵩县陈楼萤石矿床可为典型矿床，是产于燕山期花岗岩体断裂带中的大型萤石矿床（图6-3）。此外，湖南衡南、湖北红安等萤石矿床也属此类型。

二、碳酸盐岩石中的热液充填交代型萤石矿床

主要分布于地台区，产于石灰岩或白云岩中（图6-4），矿床附近常出现基性岩脉、岩床。矿床明显受地质构造控制，包括褶皱轴部、断裂构造、层间破碎带、古喀斯特溶洞、塌陷角砾岩带等等。矿体呈脉状、筒状、似层状、透镜状、鞍状及囊状等，各种矿体都具有交代围岩的特点。近矿围岩有明显的热液蚀变，包括硅化、萤石化以及重结晶现象。矿石一般呈致密块状、角砾状、条带状、条纹状、浸染状以及生物残骸等构造。按矿石中的共生矿物，矿石类型常有以下几种：

（1）方解石-萤石型：以萤石、方解石为主，方解石含量可达30%以上。此外，还含少量石英、黄铁矿与铅锌硫化物，因此可综合利用。本类型矿石分布最广。

（2）重晶石-方解石-萤石型：与上相似，但含一定数量的重晶石。

（3）石英-萤石型：分布较广，可构成百万吨的萤石矿床。这类型矿床规模以中、小型为主，如云南富源老厂、江西德安、辽宁义县三宝屯等萤石矿床（图6-4）。国外以美国伊利诺伊-肯塔格地区、南非德兰士瓦马丽科（Marico）地区的萤石矿床较为有名。

图6-3 陈楼萤石矿物12号勘探线剖面图

（据吴自强等，1989）

1—花岗岩；2—绢云母化硅化花岗岩；3—萤石矿体

三宝屯萤石矿床被认为是碳酸盐岩石的充填交代型矿床，受背斜构造控制。

马丽科萤石矿床早期曾被认为属岩浆热液交代矿床，形成温度主要在150℃±20℃。近年来研究表明，矿床具一定的层位，矿石内发育有变质矿物如透闪石等说明矿化作用早于变质作用，矿床内虽有交代现象，但与岩浆活动无关，矿石内还见有具同生沉积组构的矿石，如变余的结核状矿石，层纹状的矿石，矿石具微细韵律薄层等等。因此，矿床被认为层控矿床，即来自低品位的同生沉积的萤石地层中的氟，在成岩与变质过程中进入溶液，沿各种构造裂隙活动并交代白云岩形成萤石矿床。

图6-4 三宝屯萤石矿Ⅶ号勘探线剖面图

（据吴自强等，1989）

1—第四系残积层；2—上侏罗统义县凝灰质角砾岩；3—蓟县系雾迷山组；4—角砾状微粒石英岩（硅化岩）；5—燧石条带白云质灰岩；6—玢岩脉体；7—萤石矿体；8—不整合界线

三、碳酸盐岩石中层控型萤石矿床

这一类型仅见于内蒙古苏莫查干敖包矿区，是我国近期发现的新型萤石矿床。矿床分布于华北地台北缘。矿区内出露有下二叠统西里庙组，主要由海相酸性火山岩夹板岩及结晶灰岩组成。萤石矿床具有固定层位，产于结晶灰岩中。矿体呈层状，与围岩基本整合产出，顶板为炭泥质斑点板岩，底板为片理化流纹斑岩，围岩蚀变微弱。矿层走向50°，倾向北西，倾角30°～45°，地表矿层断续出露长达1900m，其中夹有结晶灰岩、矽卡岩，矿层延深500～800m，平均厚5m左右，最大厚度达29m。矿石矿物主要由糖粒状萤石组成，脉石矿物有石英、胶状硅质岩、方解石及少量浸染状黄铁矿等。矿石较纯，以富矿为主，含CaF2一般为40%～94%（平均67%），BaO、P2O5、Sb含量高于正常丰度值。矿层围岩中F的含量较高（流纹岩为0.17%～0.69%，板岩为0.20%～0.92%，结晶灰岩为0.28%～0.36%），表明矿层形成于高氟环境。层状糖粒状萤石的包裹体中，未见气体和含子矿物的包裹体。均一法测定的温度范围为85～270℃。

苏莫查干敖包矿区探明矿石储量预算在2000×105t以上，是我国罕见的大型萤石矿床。

对该萤石矿床的成因认识有两种不同观点，一种认为，矿床与海相火山喷发有关，在火山喷发间歇期，由于含氟的热水活动与沉积作用，形成海相层状萤石矿床即热水沉积矿床（李士勤，1983；曹俊臣，1987），以后遭受区域变质作用的改造进一步富集；另一种观点则认为，成矿物质主要来源于附近的燕山晚期花岗岩体，应属岩浆热液交代型层状萤石矿床。后一种观点不能合理地解释矿床呈层状稳定产出、矿石中残留有沉积的构造如条带和层纹等、在板岩中还见有萤石结核等地质事实。

四、伴生型萤石矿床

这类萤石矿床是指萤石以脉石矿物的形式赋存在其他金属矿床中，具有综合回收价值的低品位萤石。它不是独立的萤石矿床，而是加工金属矿石时的副产品。

我国有些铅锌硫化物矿床中伴生有萤石，如湖南桃林铅锌矿床，平均含CaF215.77%。湖南柿竹园钨锡多金属矿床中，一些金属矿石及蚀变岩普遍含萤石，CaF2含量由8%～25%；白云鄂博稀土铁矿床中，CaF2平均含量达17.6%～25.9%，萤石储量在一亿吨以上，是我国最大的伴生型萤石矿床。

五、碳酸岩-碱性杂岩体中热液交代型萤石矿床

这类型矿床分布于地台区或地台的边缘，沿深断裂有超基性-碱性岩体的侵入。杂岩体受交代作用后形成各种碳酸岩，在碳酸岩中可出现交代成因的萤石矿化，矿体呈脉状或透镜状。矿石中的组成矿物有萤石、赤铁矿、方解石、白云石、磷灰石、烧绿石以及铅、锌和铁的硫化物。在萤石中还有锶及稀有、稀土元素，有的矿石中还可出现稀土的氟化物和钽-铌酸盐等矿物。矿石中萤石的含量由22%～50%，矿石可综合利用。

根据少数矿床的研究，认为碳酸岩中的萤石是在低-中温含氟热液作用下碳酸岩遭受交代而形成的。

该矿床规模大，储量可达数百万吨以上，如著名的印度季拉特邦的恩巴顿加尔矿床、西南非的欧克普矿床、前苏联的大塔格纳矿床。我国还未发现这种萤石矿床。