矿床基本特征

一、矿床类型

铝土矿床依其下伏基岩性质大体可分为3种类型:红土型铝土矿床、岩溶型铝土矿床、沉积型(也称齐赫文型)铝土矿床。红土型铝土矿床，是由下伏铝硅酸盐岩在热带或亚热带气候条件下，经深度化学风化(即红土化)作用而形成的与基岩呈渐变过渡关系的残积矿床(包括就近搬移沉积的铝土矿)，这类矿床是铝土矿的主要矿床类型;岩溶型铝土矿床，是覆盖在灰岩、白云岩等碳酸盐岩凹凸不平岩溶面上的铝土矿床;沉积型(齐赫文型)铝土矿床，是覆盖在铝硅酸盐岩剥蚀面上的碎屑沉积铝土矿床。

二、矿床分布

在大地构造位置上，红土型铝土矿矿床主要形成于大陆板块内稳定的地块上。在地理位置上，红土型铝土矿床主要分布在南、北纬30°(热带、亚热带)范围内的高原台地、圆丘、长形单面山、山岭斜坡、大陆边缘的近海平原和岛屿上。据G·巴尔多西意见(Bardossyetal，1990)，全世界红土型铝土矿床可划分为8个成矿省:南美成矿省、巴西东南部成矿省、西非成矿省、东南非成矿省、印度成矿省、东南亚成矿省、西澳及北澳成矿省、东南澳成矿省(图13-1)。Bardossyetal(1990)曾统计得出世界铝土矿资源大于1亿t的有28个国家，其中有20个国家的铝土矿为红土型，这些矿床主要分布于澳大利亚、几内亚、巴西、喀麦隆、越南和印度等国。我国的红土型铝土矿主要分布在福建、海南及广东一些地区(如漳浦铝土矿)，矿床规模较小。红土型铝土矿床储量占世界铝土矿总储量的85%左右，其矿石产量占世界铝土矿产量的65%。

三、形成时代

世界铝土矿床的形成时代，自新元古代以来的各个地史时期都有产出，但主要在晚古生代、中生代和新生代3个成矿期。红土型铝土矿成矿时代主要是新生代古近纪和新近纪，其次是中生代，古生代或太古宙的红土型铝土矿矿床极少(Bardossyetal，1990;刘中凡，2001)。

晚新近纪—第四纪的红土型铝土矿矿床全部都出露于现代地球表面，并且以岩性各异的铝土矿矿层为特征，如越南南方和哥伦比亚的考卡及巴列矿集区。

早古近纪—晚新近纪的矿床主要为地表矿床，少部分被始新统和渐新统的沉积物覆盖。表现为一层相当均匀的铝土矿层，发育比较理想的红土剖面，多处保留有母岩的残留组构。绝大多数这类矿床都与现代地球表面的大规模夷平运动有关。

晚白垩世以前的矿床几乎全是隐伏矿床，这些矿床不同程度地遭受后期地壳运动的影响，与古近纪或更年轻的矿床相比，通常含较多硅质。

图13-1 全球红土型铝土矿分布示意图

四、地质特征

(一)红土型铝土矿的外部特征

控制红土化和铝土矿化作用的主要条件是气候及水文条件、地形条件、构造条件和母岩条件(Bardossyetal，1990;顾皓民等，1994):

气候及水文条件:在气候炎热、雨量充沛、排泄条件良好的条件下，含铝硅酸盐风化是形成铝土矿的必备条件。

地形条件:高原台地是盛产铝土矿最常见的地形，大多数红土型铝土矿产于海拔0～400m之间，其次在400～800m之间。如印度南部的尼尔吉里丘陵和帕尔尼丘陵、津巴布韦的东部、巴西的帕萨夸特罗山等。

构造条件:红土型铝土矿的形成需要稳定的大地构造条件。在构造活动强烈的造山带中，不断发生的碎屑沉积阻碍了大多数低洼地区的铝土矿化作用，而在高山地区，强烈的侵蚀作用又破坏了新形成的红土型风化产物。为此，形成并保存在造山带中的红土型铝土矿矿床的大多数是在造山期后稳定的构造条件下形成的。尽管如此，地壳的升降运动仍对红土型铝土矿矿床的形成起着重要的作用，如几内亚的桑加雷迪矿床伴随着多次的构造升降运动形成了很厚的优质铝土矿矿床。

母岩条件:红土型铝土矿矿床的母岩最重要的是玄武岩，其次是粒玄岩、长石砂岩、高岭石砂质粘土、页岩和板岩、花岗岩和麻粒岩相的变质岩。除此之外的其他各种岩石形成铝土矿的可能性很小。

(二)红土型铝土矿的内部特征

1矿床范围大小及形状

红土型铝土矿成矿区的范围大小相差很大。最大的矿区可至数千平方千米，例如澳大利亚Darling Range地区、韦帕、越南南方高地和几内亚成矿区等，而较小的矿区范围只有数十平方千米，单个矿床的范围从几公顷到几十平方千米，已知最大的连续矿床产在澳大利亚的韦帕和戈夫、几内亚和印度的东加茨。

在同一成矿区内，铝土矿床的分布也有很大差别，有些地区矿床分布均匀，但在大多数成矿区，铝土矿矿床往往是密集分布的，如圭亚那成矿省和澳大利亚成矿省。

红土型铝土矿矿体的几何形状通常较为简单，常表现为横向轮廓极不规则的平伏矿层。

2红土剖面

发育完整的红土型铝土矿矿床具有如下风化壳剖面(Bardossy et al，1990;顾皓民等，1994;图13-2):自下而上依次为风化母岩(或基岩)、腐泥土层、铝土矿层、硬壳层、土壤层。实际中，许多铝土矿由于气候和环境的变化，红土剖面发育不规则，会缺失一部分层位。

图13-2 理想的红土型铝土矿剖面

(1)风化母岩:主要为超基性岩石，包括风化而成的砾核、风化岩石。该层厚度不大，向下过渡到新鲜基岩。通常母岩物质只有20%～25%用来形成铝土矿，母岩的化学成分中大部分以真溶液或胶体溶液形式从风化剖面中流失。

(2)腐泥土层:由含铝硅酸盐的母岩风化而成，呈浅色，土质松软，主要是高岭土、局部为蒙脱石、绿脱石、伊利石。绿泥石和混合层状粘土物质，厚度范围在0～100m之间，常见10～30m。

(3)铝土矿层:由富Al(Fe)的去硅岩石组成，常呈黄至褐色，极少红褐色和红色，具残余状、结核状、块状、豆状、胶状结构，铝土矿矿层较薄，厚1～54m，主要集中在4～8m之间。

(4)硬壳层:是铁质成分，颜色鲜艳，红至深红和棕色，质地坚硬，常呈多孔状并且有胶状、团块状和结核状结构，层厚0～4m，常见05～2m。

(5)土壤层:以腐殖质和有机质为主，厚0～2m，主要为03～1m，土壤层在地表常被热带植物所覆盖，在植被消失的地方，土壤层一般被剥蚀掉。

(三)铝土矿的岩性特征

红土型铝土矿矿床的矿石构造主要为残余状、结核状、团块状、块状、柱状，以及“充填”或“灌浆”构造;结构主要有豆状、胶状、隐晶质、鲕状、残余状及他形结构。

矿石矿物以三水铝石(Al(OH)3)为主，少量一水软铝石，属于三水铝石型和三水铝石-一水软铝石混合型。三水铝石含量范围为10%～90%，通常为40%～70%，其他矿物为勃姆石(一水软铝石)、一水硬铝石、刚玉、铁矿物(针铁矿、磁铁矿、赤铁矿等)、钛矿物(钛铁矿、金红石等)及硅酸盐矿物(高岭石、蒙脱石、绿脱石、绿泥石等)，这些矿物通常含量很少。

矿石化学成分主要是Al2O3，SiO2，Fe2O3，TiO2和H2O。其中Al2O3的含量变化很大，为20%～70%，大多数在40%～45%之间，SiO2含量基本小于4%，Fe2O3多在10%～25%之间，TiO2含量多为1%～4%，个别矿床TiO2＞6%。各化学成分之间的相互关系不明显。

(四)铝土矿矿化

前已述及，影响铝土矿化的重要因素有气候条件、地形地貌、母岩的渗透性和水文条件。南北纬30°内炎热的季风气候是形成红土型铝土矿的必备条件。

对铝土矿化而言，母岩的渗透性也是一个决定性的因素。具高渗透性的母岩容易发生红土化作用。母岩的节理、裂隙及构造断裂带在很大程度上增加了母岩的渗透性，甚至地层的倾斜和变质岩的叶理也影响母岩的渗透性。

地形地貌条件对红土型铝土矿的形成具有很重要的作用。红土化一般发生在广阔的准平原上，而铝土矿化则发生于该准平原遭受河谷切割期间。红土型铝土矿矿床只有当铝土矿化速率高于侵蚀速率时才能形成。铝土矿矿床的表面不仅沿着台地悬崖下降，随着风化、淋滤作用的进行，风化剖面的顶部也随着时间的推移而下降，这种运移使得被溶解的部分氧化铝和铁再次在下伏岩层中沉淀，导致风化剖面的局部位置铝土矿化聚集。

水文地质条件，在良好的泄水条件下铝土矿化作用只能在潜水面以上才能发生，而地下水位的季节性波动，会导致一些成分溶解、局部迁移和再沉淀，引起铝土矿发育一些新生结构和构造，从而形成了鲕状、豆状、胶状、团块状和结核状的结构。

在一些情况下，母岩的铝硅酸盐矿物可直接形成氧化铝矿物，即发生直接铝土矿化作用。在直接铝土矿化作用下，铝土矿与母岩之间不发育腐泥土层。铝土矿和母岩之间的接触界线非常清晰，铝土矿常沿母岩的节理和裂隙呈不规则状产出。另一些情况下，在淋滤过程中，当被溶解的氧化硅疏散得不够快时就发生间接的铝土矿化，首先以腐泥土层为标志，接着以铝土矿层为标志。在间接铝土矿化的情况下，铝土矿的结构和构造可保留残余特点，但常见的是发生重新组合作用，形成隐晶质和胶状结构。与直接铝土矿化相比，间接铝土矿化比较常见。

铝土矿与硬结层形成的关系，硬结层的形成是三氧化二铁和氢氧化铁的聚集，由于风化剖面上铁被活化，并随地下水作横向迁移，最后在异地发生沉淀作用。在硬结层中，赤铁矿较为稳定，而三水铝石相对不太稳定，其中一部分被溶解并沉淀在下伏的铝土矿层中。这种选择性溶解使硬结层中的铁比铝更富集。

从全球对比来看，结构均匀的矿床是在一个铝土矿化阶段，或是在外部条件相似的几个阶段形成的，例如印度的东加茨;而具有复杂的垂直剖面和结构，组成变化较大的矿床则具有较为复杂的形成史，例如几内亚的桑加雷迪矿床(顾皓民等，1994)。

(五)铝土矿化后的次生作用

受气候条件的影响，铝土矿在形成之后常发生机械崩解和再沉积作用(Bardossy et al，1990)。在气候干燥的地区，可以见到硬结层的块状崩解。在以季风气候为主的地方矿床被侵蚀作用所破坏。如果铝土矿没有硬结层保护，则向源侵蚀作用很快，大块的铝土矿从台地悬崖上崩落，滚向斜坡(图13-3)。由于矿床常被土壤层等掩埋，会出现铝土矿压实作用和重结晶作用，但其化学成分不发生根本变化。对于一些隐伏的矿床，当覆盖物的氧化硅被溶解后常被带入铝土矿层，由于Al和Si的化学亲和力，氧化硅与氧化铝矿物容易发生反应，形成次生的铝硅酸盐矿物，主要是高岭石、变埃洛石及埃洛石。此外，还发生一些除铁作用、碳酸盐化、菱铁矿化、黄铁矿化及明矾石化作用。

图13-3 喀麦隆某铝土矿床的地质剖面示意图

五、成矿模式

红土型铝土矿主要形成于气候炎热、雨量充沛、排泄条件良好的条件下，成矿母岩主要为一些基性岩石，如玄武岩。新鲜玄武岩中的基性长石由于风化作用变为含水的粘土矿物，主要是高岭石。高岭石继续风化，硅质被地表水溶解而淋失，少量硅质形成氧化硅凝胶，铝质变为游离的氢氧化铝凝胶，即Al(OH)3，结晶成三水铝石，少量脱水成勃姆矿，部分氢氧化铝凝胶与氧化硅凝胶结合仍形成粘土矿物。与此同时，玄武岩中的铁镁矿物如橄榄石、辉石等由于风化作用分解为含水的铁矿物，如针铁矿、褐铁矿、赤铁矿等，镁质被地表水溶解淋失，部分硅质被地表水溶解淋失，部分氧化硅凝胶形成石英(中国矿床编委会，1989)。玄武岩经风化形成三水铝石和少量勃姆矿的成矿模式如下(图13-4)。

图13-4 红土型铝土矿矿床成矿模式图

宝石作为地质作用的产物，其形成的地质条件非常复杂。根据地质作用的性质和能量来源，可将宝石矿床的成因分为内生成矿作用、外生成矿作用和变质成矿作用。

内生成矿作用　指与岩浆活动和火山喷发有关的一系列成矿作用。主要有岩浆成矿作用（形成的宝石如钻石、镁铝榴石、红宝石、蓝宝石和橄榄石等）、伟晶岩成矿作用（形成的宝石如红宝石、蓝宝石、石榴石、水晶和尖晶石等）、热液成矿作用（形成的宝石如水晶、祖母绿、玛瑙和黄玉等）和火山成矿作用（形成的宝石如黑耀岩等）。

外生成矿作用　指在近地表由于太阳、水、风、空气和有机体作用所形成的成矿作用。其形成的矿床类型主要包括风化壳型、砂矿型和成岩型，风化壳型和砂矿型又称为次生矿床，如欧泊、玉髓、绿松石、孔雀石、钻石、红蓝宝石、翡翠、软玉、绿柱石、石榴石等。

变质成矿作用　指已经形成的矿物群体（岩石或矿床）在地壳内应力作用下（如构造运动引起的温度、压力、岩浆、热液等的作用），使其物质矿物成分、矿物组合、结构和构造发生变化而形成新的矿物、岩石或矿床的成矿作用，如翡翠、石榴石、碧玉、红宝石、蓝宝石、硅化木和月光石等。

主要选择铜、铅锌、钼、锡等矿种的典型矿床进行介绍。

(一)福建上杭紫金山铜金矿床

1地质背景

该矿床位于永梅坳陷之西南，上杭云霄NW向深大断裂带与NE向宣和复式背斜南西倾伏端交会部位、上杭NW向白垩纪陆相火山断陷盆地东缘。区内地质体主要有：

震旦系浅变质砂泥岩和泥盆系、石炭系粗碎屑岩，分布在NE向复背斜的核部和两翼；白垩系陆相火山沉积建造，沿NW向火山断陷盆地分布；燕山早期酸性复式花岗岩体，呈NE向沿复背斜核部大规模侵入并遭受后期强烈的热液蚀变，是铜金矿主要容矿围岩；燕山晚期(早白垩世)中酸性潜火山相英安斑岩、隐爆角砾岩、花岗闪长斑岩，沿紫金山火山通道侵位于燕山早期的复式花岗岩体中，形成长15km，宽05km，长轴走向呈NE向的椭圆形复式岩筒，其顶部发育环状隐爆角砾岩带和震碎花岗岩带，两侧沿NW向裂隙带发育英安斑岩脉和热液角砾岩脉群，由它们组成的紫金山火山机构在平面上总体呈“蟹形”，是一个较完整的岩浆-气液活动体系。

矿区断裂构造十分发育，主要有NE向和NW向两组。成矿前的NE向与NW向断裂交汇处是岩浆活动的通道，控制着紫金山火山机构、复式斑岩筒的形成；成矿后的NE向和NW向断裂导致南东、北东断块的上升，矿体遭受剥蚀。控矿的NW向裂隙成群成带沿紫金山主峰两侧展布，形成长大于2km，宽大于1000m蔚为壮观的NW向裂隙密集带，英安斑岩、热液角砾岩、含铜硫化物等脉体大多沿该组裂隙分布，并具有一致的产状等特征，表明NW向裂隙是矿床最重要的控岩控矿构造。

2矿床地质特征

紫金山铜、金矿带围绕着斑岩筒分布，矿带主要分布于岩筒北西侧外接触带，南东外接触带因断裂抬升剥蚀，仅见零星矿化。

矿化具上金下铜的垂向分带，铜矿带分布在潜水面以下，“铁帽形”金矿带叠置在铜矿带之上的潜水面以上。铜矿体呈脉状、透镜状，长、宽近等，一般700～900m，厚3～15m，产状与NW向裂隙一致，矿体由一系列主要沿NW向裂隙充填的含铜硫化物细脉组成，脉幅一般02～3cm，长几米至几十米不等。铜矿体成群成带、近于平行排列，剖面上呈右行侧列、间距5～15m，总体构成平行于斑岩筒长轴展布的长约2000m，宽约1000m的矿带。金矿体呈透镜状，长300～1000m，厚50～200m。产状与铜矿体近于一致。

矿石的矿物组成较复杂而独特，铜矿物以蓝辉铜矿、铜蓝、硫砷铜矿为主，脉石矿物主要有石英、明矾石、迪开石、绢云母和黄铁矿等。金矿物主要以自然金赋存在石英、褐铁矿之中。铜矿石品位Cu一般为08%～13%，单样最高可达427%，伴生Au为(01～026)×10-6，金矿石品位一般为(3～5)×10-6，伴生Ag、Cu、Pb、Zn等。

铜矿石结构主要为半自形-他形晶结构，交代残余、交代环边结构，叶片状、格状固溶体分解结构。铜矿石构造以细脉状、网脉状构造为主，次为细脉浸染状、斑点-斑杂状构造。金矿石构造有胶状、蜂窝状、角砾状等，自然金呈包裹体金、裂隙金存在于石英、褐铁矿中。

矿床内出露的各类岩石均遭受强烈的热液蚀变，原岩除原生石英外，其他造岩矿物几乎全被蚀变矿物所替代。主要蚀变类型有石英绢云母化、地开石化、石英明矾石化、低温硅化。其中石英明矾石化是该类型矿床的特征蚀变，又是铜矿的近矿蚀变；低温硅化是次生金矿的近矿蚀变。

热液蚀变以复式斑岩筒为中心作环带状展布。平面上环绕着复式斑岩筒呈接触带式分带，英安斑岩体内为石英-地开石-绢云母带，自接触带往外依次为石英-明矾石带→石英明矾石-地开石→绢云母带-地开石带→石英-地开石-绢云母带。铜矿物组合也具有一定的分带性，靠近热液活动中心的石英-明矾石带，硫砷铜矿、蓝辉铜矿占优势，远离中心的石英-地开石-绢云母带、石英-绢云母带铜蓝占优势，黄铜矿、斑铜矿随之增多。

3成矿模式

紫金山铜金矿床成因属潜火山中低温热液型。矿床形成于早白垩世，其成矿的物理化学环境为中低温、低盐度、酸性、近地表处形成的，成矿物质Cu、Au主要来源于燕山晚期的中酸性岩浆，硫主要来源于深源岩浆，水以天水为主，混合部分岩浆水。在成矿后期，近地表裂隙密集地带大气降水作用进一步增强，浅部的铁铜硫化物被氧化，产生含H2SO4的强酸性，强烈淋滤围岩，致使除SiO2外的其他组分被淋失，从而形成了浅部多孔状强硅化含褐铁矿-自然金组合的金矿体。

该矿床形成于一个与燕山晚期深源中酸性潜火山作用有关的成矿系列中，定位于火山机构潜火山岩岩筒外接触带的隐爆角砾岩、热液角砾岩脉带及周围。

在紫金山矿田同源同期中酸性岩浆成矿演化过程中，在其他不同的空间部位，由于构造围岩条件和成矿物理化学环境的不同，还见有斑岩型铜(钼)矿、中低温热液型铜(金)矿、低硫浅成低温热液型银铜金矿等其他类型的矿床。

4找矿标志

(1)深断裂旁侧复式背斜倾伏端NE、NW向断裂构造复合部位的区域成岩成矿构造环境；

(2)燕山晚期壳幔混源型中酸性钙碱性岩系岩浆活动地带，发育半隐伏次火山岩体和浅成斑岩体的有利岩浆条件，存在双峰式火山产物的白垩纪火山-构造洼地边缘；

(3)火山喷发-侵入穹隆构造的火山通道下部次火山岩体或次火山浅成复式斑岩体接触带，隐爆角砾岩及热液角砾岩脉发育地段，花岗岩裂隙构造密集带；

(4)石英明矾石化，多孔状低温硅化近矿蚀变组合，硫化物氧化带(褐铁矿化)；

(5)磁场变化区；较强激电异常和自电异常；

(6)原生晕As、Sb、Au、Ag、Cu组合异常，具Hg、Pb→Sb、As、Ag、Au→Cu的组分分带；

(7)遥感特征具火山喷发-侵入穹隆环形影像与线性影像交会、有色异常。

(二)福建福安赤路钼矿床

福安赤路钼矿床处在浦城-宁德NW向断裂带、寿宁-莲江SN向断裂带及寿宁-华安NE向断裂带复合部位。区内出露地层主要为上侏罗统，岩性包括流纹质晶屑凝灰熔岩、流纹质角砾凝灰岩、碎斑熔岩等。构造以断裂为主，可分为NE向、NW向及SN向3组，近SN向断裂控制矿脉的产出。区内晚燕山期侵入岩发育，主要有以岩基状产出的似斑状花岗岩与钼矿关系密切。

钼矿化产于赤路岩体龙岬石穹状体的内、外接触带。矿体的总体形态与似斑状花岗岩穹状体基本一致，以穹状体顶部为中心，平布呈NEE向的椭圆形，剖面上，外带中矿体呈不规则眼球状，内带矿体呈似层状，二者均向南缓倾斜。

矿体主要由许多沿裂隙充填的辉钼矿细脉组成，脉长数米至百余米不等，脉幅1mm至数厘米。矿脉走向以NNW向为主，其次为NW向，少量为近EW向。矿石按矿物组合可分为黄铁矿-辉钼矿型、磁铁矿-黄铁矿-辉钼矿型、黄铜矿-辉钼矿型3种类型。构造类型以细脉状、细脉浸染状为主，次为条带状、团块状、晶洞状、脉状等。辉钼矿呈半自形他形叶片状单晶及集合体，同其他金属矿物及非金属矿物共生。矿石金属矿物主要有：辉钼矿、黄铁矿，极少量黑钨矿、白钨矿、磁铁矿、辉铋矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿等。围岩蚀变强烈，主要包括钾长石化带-钾化云英岩化带-硅化云英岩化带-硅化绢云母化带-青磐岩化带。矿体具典型的斑岩型蚀变分带特征。赤路钼矿的形成是在中深-中浅成深度缺氧的封闭环境内生成的，成矿属岩浆成因。成岩成矿物质来自地壳深部。产于燕山晚期岩株顶部穹起的内外接触带的矿体，是深源安山质岩浆演化来的超酸性岩浆期后含矿气化-高温热液，在雨水、地下水参与下，在弱碱性还原环境沿断裂、裂隙充填交代而成的大型钼矿。

(三)福建尤溪梅仙铅锌矿床

1地质背景

尤溪梅仙地处闽北隆起、永梅拗陷与闽东火山断陷带的交接部位。其主体位于政和大埔断裂带以东的火山基底隆起带内。梅仙块状硫化物矿床是在大陆裂谷环境下形成的，具明显的块状硫化物矿床特征。梅仙铅锌银矿床和闽中地区其它同类型的矿床一起共同被称为梅仙式矿床。

矿床位于NE向寿宁-华安火山基底断隆带中段的变质岩“天窗”东部。“天窗”周边广泛分布上侏罗统火山岩，不整合(或断层)覆盖在基底变质岩之上；“天窗”内发育中晚元古界东岩组。东岩组原岩为一套以基性、酸性“双峰式”火山岩为主夹细碎屑岩及碳酸盐岩，可分为6段，第一、三、五段为主要含矿层位，总称绿片岩段，岩性主要为绿帘石岩、绿帘透辉石岩、阳起片岩、绿泥片岩、钠长阳起绿帘石岩、大理岩夹钠长浅粒岩、钠(斜)长变粒岩，原岩主要由基性-酸性火山岩、碳酸盐岩组成的细碧角斑岩建造；第二、四、六段为无矿段，岩性以变粒岩为主，原岩主要为中酸性火山岩、火山碎屑沉积岩、正常碎屑沉积岩。区内侵入岩主要为燕山晚期花岗斑岩，呈NE向岩墙状分布，对矿化具有叠加改造作用。矿区褶皱由两对宽缓的背向斜组成，褶皱轴向NE，卷入褶皱的地层主要为中晚元古代地层。褶皱核部是有利的容矿部位，矿体加厚，品位增高。断裂构造有NE向、近EW向和近SN向3组，多为陡倾角断裂。NE向和近SN向断裂为成矿后断裂，造成地层的缺失和矿体的破坏；近EW向断裂可见被晚期铅锌矿脉充填。

2矿床地质特征

铅锌矿体赋存在东岩组的第一、三、五绿片岩段，受细碧角斑岩建造控制，可分为3个矿带，每个矿带由1～6个矿体组成。矿体呈似层状、层状、透镜状，产状与围岩片理一致。丁家山主矿体长450～1800m，延深210～420m，平均厚129～692m，最厚达2577m，平均品位Pb为096%，Zn为421%，Ag为4028×10-6，富矿品位Pb＋Zn大于20%，Ag品位变化大，部分可构成工业矿体。

矿石呈块状、条带状构造，少量呈细脉状、浸染状和团块状构造。矿石金属矿物有磁黄铁矿、闪锌矿、方铅矿和黄铁矿，少量黄铜矿、磁铁矿、黝铜矿和银金矿；非金属矿物有绿帘石、绿泥石、阳起石、透辉石、钠长石、方解石、石英和石榴子石。

矿床中铅锌矿物具明显的垂直分带。深部矿体矿石中闪锌矿含量明显多于方铅矿，矿物组合以磁黄铁矿-闪锌矿为主，上部方铅矿数量相对增加，Pb/Zn比值明显增大，矿物组合以闪锌矿-磁铁矿-方铅矿为主。

围岩蚀变有绿帘石化、透辉石化、石榴子石化、硅灰石化、阳起石化、硅化和碳酸盐化等。

矿床成因与成矿模式：梅仙铅锌矿床成因属海底火山喷发-沉积变质块状硫化物型矿床。其成矿过程大致为：中-晚元古代在拉张的裂谷环境发生海底基性-酸性火山喷发沉积，形成的细碧角斑岩建造含锌、铅、铜、银等矿源层，伴随海底火山喷发的多次增强和发展，含矿热水也循环喷流、沉淀、堆积，促使矿胚和矿层不断发育，品位变富，规模扩大，形成顺层状硫化物矿床。加里东期褶皱隆起，经受了区域变质作用，活化、运移过程中不断接纳新的矿质，并在相应的物化条件下和构造空间中形成新的矿物相和矿物组合，导致部分矿质聚集、叠加、重结晶、富集或造就新的矿层。燕山期的岩浆侵入及热液活动的叠加，可使原矿变厚、变富，也可使原矿缺失、贫化或异地迁移成矿。

(四)广东梅州玉水铜铅锌矿床

1地质背景

矿床位于永-梅坳陷中南段，中生代梅州断陷盆地的东北侧边缘。是一个以富铜为主的铜铅锌(银)矿。

区内出露的地层主要有：①中泥盆统-下石炭统，为浅海-滨海相碎屑建造，呈角度不整合于褶皱基底前泥盆系浅变质岩之上，常夹2～4层厚5～10m的沉凝灰岩；②中、上石炭统，主体为浅海-滨海相碳酸岩；③上侏罗统陆相火山岩，有中基性-中性、酸性熔岩、火山碎屑岩等，以喷发不整合覆盖于中、上石炭统之上，厚约30～80m；④下白垩统内陆湖相火山-碎屑沉积建造，岩石以紫红色为特征，厚大于500m，呈角度不整合覆于上述地层之上。需要指出的是，在中泥盆统-中石炭统顶部至中上石炭统底部之间普遍存在一套火山碎屑岩，岩性以凝灰岩、沉凝灰岩及赤铁矿岩为主，另有硅化岩，局部见玄武岩。虽然厚度不大，但较连续且与主矿层形影相随，其中沉凝灰岩以富钾及铁、钛含量高为特征，硅质岩则具有高硅、低铝、钾、钠、钙、镁及Fe2O3/FeO比值低等特点，与正常沉积岩有明显差别。

矿区内断裂构造比较复杂，按与成矿的先后关系可分为两类，一为成矿期或前期断裂，隐伏于上侏罗统之下老断裂，如矿区北部NE向F23断裂，与矿化在空间密切相关，厚富的矿体都明显集中于靠近断裂处，这些断裂后期多有再活动，局部破坏矿，并被后期花岗斑岩、辉绿岩等充填。另一类为产生于中上石炭统、上侏罗统及下白垩统之后，如NNE向F12断裂、NWW向F7断裂等，为成矿后断裂。

区内未发现较大规模的侵入体，仅见频繁出现大小不一、形态不规则呈岩瘤、岩脉、岩枝状产出的花岗斑岩和辉绿岩等，可见其穿切矿体，为成矿后侵入的，系燕山晚期产物。

2矿床地质特征

矿床的主矿层呈层状、似层状产于古断裂(F23)南侧、泥盆系-下石炭统与壶天群的接触面的碎屑岩与碳酸盐之间。产状与地层近于一致，走向NW，倾向NE，规模不大，水平分布范围仅02km2，主矿体走向长约200m、沿倾斜宽约500m，厚度0～292m不等。受碳酸盐局限台地相及古断裂控制明显，具明显的层控特点。

主矿层中，下部为具细密层理的块状多金属矿石，上部为多金属矿化赤铁硅质岩、薄层状砂质白云岩、砂岩粉砂岩及泥岩等混合沉积层，水平层理发育，主矿层之下为热液蚀变矿化带，与现代海底火山喷发沉积矿床一致。此外，赤铁硅质岩中Al、K、Ti、Na偏高，块状矿石中常见有团块状、角砾及不规则状的凝灰岩夹层，矿石中见有硅铍钇矿、磷钇矿，以及伴生有较高的Y、La、Ce、Zn、Sm、Nd、Gd、Er等稀有稀土元素等，都反映了成矿与火山喷发作用有关。

矿床内各岩矿石类型都以靠近古断裂处相对发育，尤其是主矿层之下的矿化砂岩的矿经蚀变强度也是靠北部增强，由此说明F23断层可能是海底火山喷发及成矿热液活动的主要通道。

矿化类型以Cu、Fe、Pb、Zn、S为主。矿石矿物主要为黄铜矿、斑铜矿、方铅矿和闪锌矿，其次为黄铁矿、辉铜矿，少量硅锌矿、锌尖晶石、赤铁矿、含锌菱铁矿、菱锌矿、菱铁矿、硅锌矿、硅铍钇矿和磷钇矿等。

矿石构造类型在空间上具明显分带性，从矿体底部至顶部大致为：细脉状-浸染状→层纹状、角砾状、块状、条带状→网脉状、细脉-浸染状、团块状，相应的矿石类型分带为：由黄铜-方铅-闪锌矿→黄铜-斑铜-方铅-闪锌-黄铁矿型→方铅-闪锌-黄铜矿型→辉铜(少量斑铜、方铅)矿型等分带特点。矿石结构以半自形-他形微细粒结构为主，少量胶状结构、交代结构等。成矿阶段性不明显。

矿体内的铜、锌、铅元素在空间上具有比较明显的分带现象。在水平方向上，以厚富矿体所在处为中心向外，矿化元素组合具有由铜、铅、锌→锌、铜→锌、铅、铜变化特点。垂直方向上总趋势是铜一般偏于矿体下部或中下部，锌在中部或中上部，铅在上部或中上部，主元素由下而上依次为铜→锌→铅，元素组合为铜锌铅→锌铜铅→铅锌铜。

矿体内蚀变作用较弱，在地层、侵入体内外接触带及层状矿层，都只有微弱的硅化、碳酸盐化、黄铁矿化、绿泥石化等。仅在中泥盆统-下石炭统顶部的碎屑岩中脉状多金属矿化处蚀变较强。

3矿床成因及成矿模式

玉水铜多金属矿是一个以海底火山喷发沉积为主的块状硫化物型矿床，具后生热液交代的特点。矿石的铅同位素组成比较均匀和稳定，大多属正常铅，值为949～988。单阶段模式年龄除了一件采自矿化砂岩的黄铜矿年龄为31687Ma，相当于早石炭世也可视为“整合铅”外，其余年龄值都在42742～51879Ma之间，相当于早古生代，可视为来自古老基底中。矿石中硫化物δ34S值大多集中于-083‰～347‰之间，平均为-27‰，具有深源硫特点，可能与海底火山作用有关。少数δ34S负值较大，可能属生物沉积成因。两种碳同位素δ34C(PDB)分别为-024‰和-541‰，也反映了沉积和火成两种来源。

4找矿模型

根据上述地质、物探、化探和遥感多源信息特征，建立的综合找矿模型为：

(1)地质矿产信息模型：大陆裂谷＋海西期裂陷带＋D～C地层＋D3～C1与C2＋3层间不整合面＋燕山期花岗斑岩、辉绿岩＋硅化、碳酸盐化、黄铁矿化、绿泥石化。

(2)地球物理信息模型：重力高异常与航磁异常。

(3)地球化学信息模型：Cu、Pb、Zn、Ag、As、Cd大致叠合异常浓集中心＋目标元素高异常规模＋指示元素明显。

(4)遥感信息模型：NE、NNE、NWW、EW向线性构造复合＋环形构造(套环)＋高线性密度＋高结点密度。

(五)江西冷水坑银铅锌多金属矿床

矿床位于挤压构造环境的武夷隆起带内、火山构造洼地的西部边缘，是与燕山期陆相火山作用有关的银铅锌矿床。区内发育燕山期流纹质火山岩和次火山岩，外围有上侏罗统火山岩及基底前震旦系片岩、片麻岩及混合花岗岩分布。矿区内断裂发育，以NE向和NW向两组断裂为主。在晚侏罗纪火山喷发末期，有次火山岩-花岗斑岩、斜长花岗斑岩及流纹斑岩侵入。矿体主要产于花岗斑岩内部及其外接触带的隐爆角砾岩或火山岩中。花岗斑岩呈岩株、岩筒或岩墙状产出，出露面积为01～04km2，组分的特点是强酸、高钾，87Sr/86Sr初始值为07139～07089，反映岩浆物质以壳源为主，部分来自上地幔。

矿体与围岩无明显界线并呈渐变过渡接触，矿体成群产于花岗斑岩体和接触带附近的火山碎屑岩中。呈不规则状、层状和透镜状，各矿体大致平行分布。矿体沿走向、倾向不稳定，变体较大。矿石中主要有Ag、Pb、Zn，伴生元素有Cd、S、Au、Cu、In、Te、Mn，其中Cu、Au局部形成矿体。主要金属矿物有黄铁矿、闪锌矿、方铅矿、菱镁矿、菱锰矿、菱铁锰矿、磁铁矿、赤铁矿、黄铜矿、辉银矿、自然银、硫锡银矿、深红银矿及毒砂等。矿石构造以脉状、浸染状构造为主，另有团块状、块状、条带状、角砾状等构造。同位素研究表明，成矿溶液中掺有大量的地下水，成矿物质和次花岗斑岩都来源于前震旦系变质岩。

矿床按成矿作用、控矿因素、成矿方式和地质特征可划分为斑岩型、脉带型和层控叠生型3类，斑岩型是最重要的类型。斑岩型矿体主要产出于花岗斑岩的内接触带，矿石以浸染状为主，间有细脉浸染，厚透镜体状，以银、铅、锌为主。矿体总体呈面状蚀变，围绕着成矿花岗斑岩呈带状分布，一般内带为绿泥石化，中间为绢云母化，最外为碳酸盐化。脉带型为充填交代式矿化，产于次火山岩外接触带火山碎屑岩中，受裂隙带控制，沿着脉壁两侧的围岩有绿泥石化、硅化、黄铁矿化、碳酸盐化和叶蜡石化等；层控型矿体赋存于火山岩层所夹的碳酸盐岩中，呈层状、似层状，系火山热液-沉积形成。

在人们的珠宝奢侈品中，钻石是指抛光钻石，也是爱情和忠诚的象征。人们对钻石形成的原因很好奇。我来给你详细解释一下钻石是怎么形成的。钻石形成的原因钻石的结构特征:钻石由碳元素组成，是碳元素的一种晶体，硬度为10。它是自然界中最坚硬的天然矿物，密度为3。53(001)克/立方厘米，折射率为2。417，离散度为0。044它是钻石经过切割、研磨后的产物，在钻石矿物中约有五分之一可以达到宝石级，被称为宝石级钻石，在国外被称为“毛坯钻石”或“钻坯”。毛坯切割打磨成切割形状后，称为裸钻，国外称为成品钻或抛光钻。英文名Diamond来源于希腊语amount，意思是“坚硬、不可侵犯、不可战胜”。金刚石和石墨都是由碳组成的。金刚石和石墨是在不同的温度和压力条件下形成的，它们在温度和压力条件的变化下可以相互转化。钻石属于立方晶体，硬度为10，石墨属于六方晶体，硬度为1。它们具有不同的晶体结构，并且是结晶碳的两种同质多晶型物。只有在一定的压力和温度下，碳才能结晶成金刚石。钻石的形成:最早的天然钻石形成于地球内部，温度为900-1600℃，压力为(45-6)×109Pa，相当于地下130-200km的深度。理论上，只要满足条件，钻石随时都可以形成。目前开采的钻石大多形成于33亿年前和12-17亿年前。形成钻石的碳来自地幔中熔化的岩浆，或者是因为地壳的运动。地壳中的碳带聚集在地球深处，在合适的条件下结晶成钻石。还有一种外在的方式产生钻石。陨石撞击大陆时，瞬间产生的高温高压也可能产生钻石。但这种方式生产的钻石往往比较小，质量差，一般没有经济价值，不能作为珠宝加工的钻石。钻石的发现:钻石首先在印度被发现。随着人们对钻石的渴望，钻石的勘探和开采越来越受欢迎。金刚石矿床分为原生矿和次生矿。原生矿石是由地球的地质运动产生的。地震和火山活动将富含金刚石的矿物带到地表或地表附近的区域，其中大部分是富含金刚石的金伯利岩和煌斑岩，以及火山口附近的填充物和岩壁和基岩中的根部沉积物。在自然的作用下，次生矿石由原生矿石搬运沉积而成。大部分经风化和雨水冲刷，残留在山坡、河流和海岸形成矿床，多为砂矿。钻石的形成和发现过程大致是这样的，不像黄金等贵金属。21世纪以来，钻石价格一直保持稳定增长的趋势，逐渐成为投资者的首选。钻石的鉴定方法简单识别钻石的简单鉴别方法:需要10-20倍的放大镜辅助，做几个简单的观察。观察钻石的腰部。腰部用沙子磨的话最好用这个方法。因为钻石比任何仿制品都硬，不会有仿制品那样的细线。钻石的腰部是颗粒状的。钻石比仿制品坚硬，仿制品的刻面往往比钻石钝，但钻石的刻面一定要锋利。因为钻石比仿制品坚硬，仿制品的刻面边缘经常磨损。如果钻石有自然表面，就有机会在自然表面找到钻石独特的“三角形生长线”。如果一颗钻石破碎，它的外观通常是阶梯状的，而仿制品是弯曲的或贝壳状的。硬度检查钻石是已知最坚硬的天然物质，没有任何东西可以标记它们。如果可以，那就不是钻石了。热传导试验呼吸的同时对钻石和其他类似的项目进行辩论。如果是钻石，其表面凝结的水雾应该比其他物品上的水雾蒸发得快。这是因为钻石的导热性很高。观察法反射光用放大镜可以观察到钻石的腰部呈现非常精细的磨砂状，反射光闪闪发光。钻石的这一特性是独一无二的。看生长点在放大镜下观察，真钻的晶面上往往有凹槽和三角形生长点，而假货有三种:①普通玻璃加氧化铝，因折射率和色散增加，容易误入，但硬度较低。②由化学合成的蓝宝石和无色尖晶石仿制，硬度相近，但折射率低且有双折射现象，放大镜下可见重影。铅笔标识铅笔的化学成分是碳，就像钻石一样，只是物理结构不同，所以很多人用一支铅笔来检测钻石的真伪，这是比较实用有效的方法。鉴定时，他们要先用水打湿钻石，然后用铅笔轻轻划线。在真钻石的晶面上，铅笔划到的地方是没有痕迹的，而如果不是钻石，而是玻璃、水晶等材料，就会在表面留下痕迹。一般会用铅笔标注，以鉴别钻石的真伪。这个它硬度高，折射性好，但是旋转时会反射更多的彩色光，和正品旋转时只反射微弱的**和蓝色光有明显区别。钻石切割程序一颗钻石毛坯看起来不起眼，必须经过精心的切割、打磨、加工，才能成为我们习以为常的闪亮钻石。所以钻石的车削直接影响钻石的价值，下面详细介绍。当然，理想的切割效果是保持钻石的最大重量，最大限度减少瑕疵，充分展示钻石的美，使其熠熠生辉。一般切割过程包括以下步骤:1划线(Marking):这是钻石切工的第一步。首先，检查钻坯，在钻石表面做标记。做这项工作的人经验丰富，精通加工技术。最终目标是生产出最大、最干净、最完美的钻石，从而尽可能高的体现钻石的价值。抄写员必须注意两点:保持最大重量，尽量减少夹杂物。划线员用放大镜研究钻坯的结构。如果是大钻石，这个工作可能需要几个月，而对于普通钻坯，则需要几分钟。但是，再小的钻石毛坯，每颗钻石都必须经过详细的检验，才能做出正确的判断。抄写员用印度墨水在钻坯上做了记号，表示钻坯要沿着这条线分。通常情况下，线尽可能沿着钻石的自然纹理方向画。裂开切割者将画好线的钻坯放在夹持器上，然后用另一颗钻石沿分割线切割出一个凹痕，再在凹痕上放一把方形刀，用手适当用力敲击。钻石会沿着纹理方向分裂成两块或更多块。锯切大部分钻石不适合劈开，需要用锯子切割。由于只有钻石才能切割钻石，所以锯片是磷青铜圆片，边缘涂有金刚石粉和润滑剂。钻石固定在夹具上，锯盘高速旋转切割钻石。将现代激光技术引入金刚石切割，大大提高了钻坯的加工效率。采取想要的形状锯好或劈好的钻石送到磨圆部进行磨圆整形，即根据设计要求，将钻石做成圆形、心形、椭圆形、尖形、祖母绿形等常见的切花形状，或其他特殊形状。由于钻石是迄今为止人类公认的最坚硬的天然物质，只有钻石才能打磨钻石，钻石的硬度在各个方向都略有不同。所以打磨的时候要靠经验来把握钻石的基本形态:三面体、八面体、十二面体和晶体特征。一般方法是在车床上高速转动钻坯，然后用另一只手臂上的金刚石把转动的钻坯磨圆。擦亮在涂有钻石粉和润滑油的铸铁圆盘上，所有的刻面(刻面)都被转动，使钻石闪闪发光。打磨工艺通常是，先在底层做8个大面，再做16个小面。有尖底，有25个刻面，从这些刻面延伸出三角刻面、风筝刻面、腰刻面，共33个刻面。这样的圆形钻石一共有58个刻面，如果没有尖底刻面，则有57个刻面。并不是每个钻坯都要经历以上所有的工序，这取决于钻坯的特性和要达到的目标。例如，上述“扁平”钻坯可能不需要分割，或者祖母绿钻石可能不需要倒圆。然而，对于任何一颗毛坯钻石来说，都有两个必不可少的过程，即“划线”、“削片”和抛光。一颗精雕细琢的钻石所产生的花瓣表面的位置和角度都是经过精确计算的，这使得钻石最闪耀。随着科技的进步，激光技术和计算机技术的引入，可以使钻坯的设计和切割更加精确。钻石的化学成分钻石的化学成分是碳，碳是宝石中唯一的单一元素，属于等轴晶系。它往往含有005%-02%的杂质元素，其中最重要的是N和B，它们的存在与钻石的种类和性质有关。大多数晶体是八面体、菱形十二面体、四面体及其集合体。纯钻无色透明，因微量元素的混合而呈现不同的颜色。强烈的钻石光泽。折射率为2417，色散适中，为0044。各向同性物体。热导率为035卡/厘米/秒/度。用热导仪测试，反应最灵敏。硬度为10，是目前已知最硬的矿物。其绝对硬度是应时的1000倍，刚玉的150倍。它害怕重重的一击，重重的一击之后就会被劈碎。一组完全裂开。密度为352克/立方厘米。钻石是会发光的，当暴露在阳光下时，它们在夜间会发出淡淡的青色磷光。x射线照射会发出天蓝色的荧光。钻石的化学性质非常稳定，在常温下不容易溶于酸和碱，酸碱也不会对其产生作用。钻石与同类宝石和人造钻石的区别。宝石市场常见的替代品或赝品有无色宝石、无色尖晶石、立方氧化锆、钛酸锶、钇铝石榴石、钇镓石榴石、人造金红石等。人造钻石最早由日本在1955年研制成功，但没有批量生产。因为合成钻石比天然钻石贵，所以合成钻石在市场上很少见。钻石可以通过其独特的硬度、密度、色散和折射率来区别于类似的宝石。如类金刚石立方氧化锆无色，分散性强(0060)，光泽强，密度高，为58g/cm3，手感厚重。钇石榴石的分散性较软，肉眼很难与钻石区分。看看钻石是如何形成的，看看:1金矿是怎么形成的？2月光石是如何形成的？3雷电是如何形成的？4泻湖是如何形成的？5贝壳的珍珠是如何形成的？

铁帽一般系指硫化物矿床地表氧化带的残留部分，主要由铁的氢氧化物、含水氧化物（如褐铁矿、针铁矿、水针铁矿等）等稳定的次生矿物及稳定的原生矿物（如石英）组成，此外，沉积赤铁矿-菱铁矿层也会形成铁帽，但含金铁帽主要为硫化物矿床的地表氧化带。

（一）含矿地质体--铁帽特征

由于形成铁帽的原生硫化物矿床或矿化所产出的地质背景各有差异，并结合我国长江中下游地区的具体情况，可将铁帽分为不同类型：

（1）泥盆系五通组之上硫化物氧化铁帽，如安徽新桥金矿区、江西吴家金矿区等。这一类型是目前我国所发现的铁帽型金矿床中规模之较大者，多分布于五通组与石炭系假整合界面上。

（2）夕卡岩型硫化物氧化铁帽，如安徽鸡冠山、湖北鸡冠嘴等。多围绕侵入体分布。

（3）斑岩型硫化物氧化铁帽，如江西洋鸡山。多分布于侵入体内接触带、顶部裂隙带、断裂带及构造角砾岩体带。

构成金的工业矿化铁帽主要为以上三种。此外，火山岩区的硫化物富集地段及各种脉状热液硫化物也可形成氧化铁帽，但尚未发现规模较大的金的次生富集。不同类型铁帽的基本地质特征见表5-4。

铁帽的显著特征是在其氧化剖面上具有明显的分带性，有金矿化的铁帽氧化剖面一般发育比较完整。通常自上向下可分为：

氧化带：该带发育于潜水面以上至地表。其上部主要为次生稳定矿物，如褐铁矿、孔雀石、蓝铜矿、菱锌矿、重晶石、铅矾及赭石类矿物等，在炎热干旱地区出现黄钾铁矾。结构比较疏松，厚度可达几米-几十米。中下部则主要为较稳定的原生矿物，如黄铁矿、辉银矿等，也有SiO2的成分，不稳定组分多被淋滤带出。该带由于强烈的氧化淋滤作用，金含量往往低，所以也称其为贫金铁帽亚带。

次生富集带：该带主要发育于潜水面附近，相当于铁帽的中下部。其矿物组合为次生硫化物与部分原生硫化物，特征矿物有辉铜矿、铜蓝、斑铜矿、辉银矿。在铜矿区可见到自然铜、黑铜矿、赤铜矿等。该带厚度一般较大，可达几十至上百米，是铁帽型金矿床中最主要的富金部位，因此也将该带称为次生金富集铁帽亚带。

过渡带：位于次生富集带之下，其下就是原生硫化物带。该带主要由黄铁矿、黄铜矿、磁黄铁矿等金属硫化物的残余矿物和一些硫酸盐等氧化矿物所组成。该带金含量虽较次生富集带要低，但较原生硫化物带略高。不同铁帽亚带的含金性见表5-5。

一般而言，铁帽发育较深，保存较好的矿区，铁帽氧化剖面的分带性好，如江西吴家金矿床氧化剖面分带（图5-8）。

表5-4　长江中下游各类型铁帽地质特征

（据李瑛等）

表5-5　长江中下游典型矿区氧化剖面分带的金、银含量（WB/10-6）

（据李瑛等）

（二）矿体特征

铁帽型金矿床矿体埋藏浅，形态、产状及规模受铁帽的形态、产状及发育程度所制约，而铁帽的产状往往受原生硫化物的产出状态所影响。如江西吴家铁帽金矿床；含金铁帽受五通组与石炭系假整合面及破碎带的控制，铁帽的原生硫化物为似层状，与地层产状一致，倾角45°～65°，铁帽金矿体也呈似层状、透镜状，构成了走向长1050m、倾向延深150m、平均厚397m的较大矿体（图5-9）；而安徽铜陵鸡冠山铁帽金矿床则有所不同，该矿区的原生硫化物为石英闪长岩与龙头山组白云质大理岩接触带夕卡岩中的块状硫化物及外接触带浸染状夕卡岩质硫化物矿化体，硫化物矿体形态复杂，铁帽金矿体的形态也较复杂，在平面上呈蝌蚪状，在剖面上呈上大下小的囊状、楔状体，倾角陡立（图5-10、图5-11），其中较大的矿体长150m，平均宽123m（变化区间为45～327m），延深49m；江西丁家山铁帽金矿床的原生硫化物为花岗闪长斑岩中的黄铁矿化，铁帽金矿体呈透镜状、垂向上呈楔形，上大下小（图5-12）。

图5-8　江西吴家金矿床氧化剖面分带（据李德银）

1—第四系；2—栖霞组；3—黄龙组；4—五通组；5—花岗闪长斑岩；6—次生金贫乏带；7—次生金富集带；8—氧化-硫化物过渡带；9—原生硫化物带；10—角砾岩；11—钻孔

（三）矿石特征

铁帽型金矿石的组构特征在很大程度上取决于原生矿石（或矿化体）的结构构造、物质成分以及在铁帽形成过程中的各种表生因素。通常依据矿石的结构构造等特征可分为四种矿石类型：

（1）蜂窝状矿石，具有硫化物淋失的负假象，多见以硅质为隔板构成的各种海绵状、多孔状构造。

（2）松散土状矿石，有时见石英、褐铁矿和粘土组成的散粒体。

（3）胶状构造矿石，多见皮壳状、钟乳状、葡萄状、同心层状及环带状。

（4）块状矿石，是氧化淋滤相对较弱的矿石类型。

不同类型矿石在同一矿床中都可出现，但其重要性各有不同，如在新桥矿区主要为土状及块状矿石。不同类型的矿石含金性也有所不同，通常松散土状矿石、胶状矿石含金较高。此外，在矿体上部多见蜂窝状、土状矿石，下部多见胶状、块状矿石。矿石类型在空间上的不同分布及含金性的差异是由铁帽的空间分带性所决定的。表5-6列出了我国长江中下游地区部分铁帽型金矿床的矿石成分及组构特征。

图5-9　江西吴家铁帽型金矿床地质图（据李德银）

1—下二叠统茅口组；2—下二叠统栖霞组；3—中石炭统黄龙组；4—上泥盆统五通组；5—上志留统沙帽组；6—石英闪长玢岩；7—花岗闪长斑岩；8—铁帽及铁帽金矿体；9—断层及编号

图5-10　铜陵鸡冠山铁帽金矿床地质图（据铜陵鸡冠山矿区资料）

1—中三叠统；2—石英闪长岩；3—铁帽；4—铁帽金矿体

图5-11　铜陵鸡冠山金矿床剖面图（据铜陵鸡冠山矿区资料）

1—中三叠统；2-石英闪长岩；3-原生黄铁矿矿体；4-铁帽；5-铁帽金矿体；6-钻孔

图5-12　江西丁家山铁帽金矿床地质图、剖面图（据赣西北地质大队502分队）

1—老第三系；2—上志留统沙帽组；3—中志留统罗惹坪组上段；4—罗惹坪组下段；5—闪长玢岩；6—花岗闪长斑岩；7—花岗闪长岩；8—角砾岩；9—铁帽；10—黄铁矿矿体；11—铁帽金矿体；12—实测及推测地质界线；13—钻孔

表5-6　长江中下游典型铁帽型金矿床矿石矿物成分及结构构造

续表

（据李瑛等）

（四）次生自然金特征及其赋存状态

铁帽型金矿床中次生金矿物主要为自然金，其次为金银矿、银金矿等。在有的矿床中可见特征的表生金矿物碲铅铜金矿、碲铜金矿和碲铁铜金矿等。次生金矿物的形态主要为海绵状、树枝状、细丝状、柱状、椭圆状、次椭圆状及他形角砾状，其粒度总体上要较原生金矿物大，多为显微金，个别为细粒金、中粒金等。自然金的成色较高，其颜色多为微带红色的金**，在长江中下游地区铁帽中自然金的成色多在910以上。

铁帽金矿石中的金矿物主要赋存于褐铁矿空洞、裂隙及其颗粒边缘，极少量存在于石英等脉石矿物中，其中占主导地位的是褐铁矿中的包裹体金。其粒度一般较小，呈乳滴状、半自形-他形粒状等。粒间金及裂隙金的粒度相对较大，形态复杂。需要指出的是铁帽金矿石中尚有一部分金可能呈吸附状态存在，这是由于在铁帽中存在大量的胶质吸附剂所致，如铁的氢氧化物、胶状二氧化硅及粘土等，这种矿石化学分析含金很高，但在重砂及光片中不见金矿物。