蘭花嶺

1. 構造單元劃分及構造分區

評價區處於揚子陸塊江南古隆起帶東段。區域地質構造復雜，經歷了晉寧、加里東、印支－華力西、燕山及喜馬拉雅構造運動。不同構造運動時期的沉積物、岩漿活動、變質變形及成礦作用都各具特色。總體構造格局是後期構造對前期構造形跡產生疊加改造，使原先構造格局發生了調整。而中生代構造運動是區內較晚也是最強烈的構造運動，最終形成現今的構造格局。

本書應用板塊和造山帶的觀點，以陸塊、地塊、造山帶和褶斷帶及構造帶為命名原則，共劃分1個I級、2個Ⅱ級、3個Ⅲ級和3個Ⅳ級構造單元（表1-2-1，圖1-2-1）。

表1-2-1 安徽東南地區構造單元劃分表

圖1-2-1 安徽東南地區構造格架略圖

揚子陸塊在研究區內可分為江南地塊和浙西地塊。江南地塊是本次主要研究對象，它北以江南深斷裂（或以高坦·周王－南漪湖追蹤斷裂為界）與下揚子地塊相接，東南大體以南華紀及後南華紀地層西緣江灣－街口逆沖－滑脫構造帶為界，與浙西地塊相鄰。

江南地塊的兩個次級構造單元（Ⅲ級）分別是太平褶斷帶

和江南造山帶

。二者大致以城安－鎮頭逆沖－滑覆構造帶（江南隆起北緣斷裂帶）相隔。江南造山帶的3個次級構造帶單元（Ⅳ級），分別是歷口構造帶（

）、障公山隆起帶（

）和白際嶺島弧帶（

），它們分別以近東西向祁門－三陽斷裂、北東向寧國墩－五城斷裂的中北段及北西向祁門－五城斷裂相隔。

浙西地塊的次級構造單元僅分布在本區東緣，為皖浙褶斷帶

。

以往研究資料表明晉寧構造運動，是華南大陸板塊與揚子大陸板塊一次巨大碰撞造山事件伴隨這次造山運動所出現大面積的火山爆發相和溢流相富鹼火山岩——細碧岩、蛇綠雜岩及過堇青石花崗閃長岩等，這些火山－侵入岩均為晉寧期產物，形成時代約為1000Ma。

江南地塊和浙西地塊的次級構造單元具有以下地質特徵。

1.太平褶斷帶

太平褶斷帶分布於江南古隆起帶北緣（城安—鎮頭）逆沖—滑覆構造帶以北、江南深斷裂東南側，以及寧國墩—五城斷裂北東段以西，是揚子陸塊中拗陷最深的構造單元。震旦紀及下古生代地層累計厚度＞12000m。南華紀至早中志留世為次穩定型—非穩定型沉積，主要有雜陸屑、硅質頁岩、硅泥質碳酸鹽岩、復理石等岩石組合，其中晚奧陶世至早志留世為非穩定型沉積。該褶斷帶褶皺構造相對完整，多為大型復式背、向斜。帶內大型褶皺為太平復向斜，軸向北東，軸跡微向南突，樞紐起伏，次級褶皺多為對稱及斜歪褶曲。自南向北次級褶皺有山叉—三溪向斜、太禮村背斜、銅山—晏公堂向斜、高路亭—茂林背斜等。斷裂構造呈北東向、北北東向展布。自北西向南東有榔橋—里東坑大斷裂、旌德—漳前大斷裂、蘭花嶺—月潭大斷裂及寧國—績溪大斷裂的北段。岩漿岩發育且多呈大型岩基產出，次為深源淺層小岩株。主要為晚侏羅世花崗閃長岩，部分為花崗閃長斑岩，如茂林、旌德、榔橋、張村、汀王殿等岩體。其中花崗閃長（斑）岩小岩株一般與金屬礦化密切相關。

2.江南造山帶

江南造山帶（江南古隆起帶）處在近東西向城安·鎮頭逆沖滑覆構造帶及北西向祁門－五城斷裂之間，北與太平褶斷帶相鄰，東南與浙西地塊相接。變質基底由中元古代地層和青白口紀地層組成，屬典型的「皖南式」變質基底。中元古代晚期，揚子陸塊南緣裂解大洋化盆地，接受了巨厚沉積，構成「薊縣－長城紀」下基底構造層。下基底構造層褶皺強烈變形，青白口紀地層與其呈不整合接觸。基底褶皺復雜，原始層理被後期面理構造置換，形態常為「單斜」構造，構造線以近東西向為主。上基底構造層由青白口紀組成。周家村組系造山期後近弧前盆地非穩定條件下沉積的火山碎屑岩系。以井潭組為代表的淺變質中酸性火山岩系，為島弧型火山岩及火山碎屑岩建造，具有拉張環境下雙峰火山岩特點。上下構造層岩片上下疊置，片理構造發育。區域性斷裂發育，呈近東西向、北東向和北西向分布，一般切割較深，多為深大斷裂。如祁門－三陽、寧國墩－五城深斷裂及銅山－平里、榔橋－里東坑、旌德－漳前、嶺南－小川大斷裂的主體部分及祁門－五城大斷裂。由於受加里東運動的影響，區內出現了藍田、休寧等後南華紀向斜盆地。燕山期受北東—北北東向斷裂構造影響，形成一系列由南東向北西逆沖、推覆和斜沖斷裂。晉寧期後，華南大陸板塊不斷向北運動，產生伏川蛇綠構造混雜岩帶。青白口紀岩漿岩發育，主要有琅

、許村、歙縣，以及嶺南（靈山）、蓮花山、白際等岩體。侏羅紀、白堊紀花崗閃長岩、花崗岩沿深大斷裂分布，構成近東西向、北東向構造－岩漿岩帶。與成礦有關的岩體多呈小岩株產出，如三寶、東源、金谷山、里東坑等鎢銅金多金屬礦床。

江南造山帶次級構造單元地質構造特徵見表1-2-2。

表1-2-2 江南造山帶次級構造單元地質特徵表

3.皖浙褶斷帶

皖浙褶斷帶是指浙西地塊西段安徽境內部分，主體在浙江境內。它處在白際嶺島弧帶東南、南華紀及後南華紀的蓋層褶皺區，北西邊界為白際嶺韌性剪切帶和北東向江灣－街口大型滑脫構造帶。由於受來自北西向南東的強力推擠作用，區內南華紀－奧陶紀地層產生緊閉褶皺和倒轉褶皺，總體呈北東向展布。褶斷帶西南區的葉村－街口一帶為北東向擠壓褶皺帶，兩翼產狀較陡，軸面微向北西傾斜。在街口－三陽坑及其以北地區，由於受北東向嶺南－小川大斷裂和近東西向祁門－三陽大斷裂牽引剪切作用，在石塔、坑東和上金竹地區呈現向東彎曲，背向斜軸線亦呈向東微凸的弧形。主要褶皺有長春塢倒轉復式向斜和千畝田復背斜。復式褶皺之間和次級褶皺呈現「裙邊構造」現象。

總體上說，該褶斷帶在區域上褶皺構造更具線形特徵，背斜向斜緊密相隨，斷裂發育，更接近華南褶皺系的特色。加里東運動褶皺變形在震旦紀—早古生代地層中表現明顯，侏羅紀以來褶斷帶斷塊隆起，晚侏羅世—早白堊世火山活動強裂，以流紋岩為特色而有別於其他地區，成為皖浙交界處天目山火山岩盆地的一部分，岩漿活動總體受北東向斷裂構造控制。

2. 陝西那些地方長蘭花

秦嶺有野生蘭花，也有蘭花種植園。眉縣境內「西部蘭花」生態園。

3. 子午嶺有野生蘭花嗎

理論上是沒有的。實際上有沒有就不知道了。萬一有個龍蛋也是說不準的。批量的蘭花是靠組培進行快繁的，現實的蘭花繁育幾率很小，是要靠機會的。

4. 山西蘭花王莽嶺旅遊開發有限公司怎麼樣

簡介：山西蘭花王莽嶺旅遊開發有限公司於2003年9月組建成立。現有員工300多人。景區內版水、電、權路、步道、景觀設施、停車場、遊客中心等基礎設施建設基本完善，停車場商貿區、卧龍山莊、山頂生態休閑館等接待設施已能滿足遊客的基本需求。景區的各項投資已達5億余元。
法定代表人：焦定國
成立時間：2003-09-03
注冊資本：11627萬人民幣
工商注冊號：140524100003560
企業類型：有限責任公司（非自然人投資或控股的法人獨資）
公司地址：晉城陵川縣古郊鄉王莽嶺景區

5. 這是個什麼品種的蘭花秦嶺山脈裡面挖的

這個應該是蕙蘭

6. 秦嶺蘭花哪裡最好

那一塊都出好花，春劍和春蘭都很好的

7. 秦嶺哪個山能找到蘭花

野生蘭花最好還是別去采，如果是有培養價值的除外。上山采蘭要選擇有喬木或竹林的，光照不是太強的面，喬木下一天能有三四個小時微光照射的，水分充足的地段。

8. 遼寧省鳳城市小佟家堡子金礦床

小佟家堡子金礦床位於遼東青城子鉛鋅礦田東部，1993年由中國有色金屬工業總公司所屬的103地質隊在總結金礦成礦規律後，通過鑽探發現的大型隱伏岩金金礦床（劉國平，1998）。

發現小佟家堡子金礦床，意義重大。空間上，使金礦普查從遼河群大石橋組擴大到上部蓋縣組片岩層位；地域上，金礦普查區從青城子礦區外圍擴展到區域上遼河群蓋縣組片岩分布區，開辟了新的找礦領域。根據小佟家堡子金礦床的成礦地質規律，遼寧省有色地勘院在蓋縣組片岩層位中相繼發現彎地溝、林家三道溝、白雲三道溝和夾皮溝中小型礦床，找礦規模還在繼續擴大，前景可觀（田豫才，1999）。

該礦床主要礦化類型較特殊，除含金硅質岩型外，含金黑雲變粒岩型屬首次發現，對遼東裂谷西段金多金屬深層次找礦有指導意義。

1 區域成礦地質環境

1.1 大地構造單元

大地構造位置位於華北地台北緣東段，古元古宙遼吉陸間裂谷三級斷陷盆地之中。區域上以朱家堡子-新嶺-荒甸子同生斷裂為界分為東部斷凹區和西部斷隆區。

東部斷凹區，沉積一套以碳酸鹽岩及噴流岩的次穩定碎屑岩-碳酸鹽岩建造。與金礦床有關的硅質岩、層紋狀含電氣石淺粒岩等噴流岩僅局限在斷凹區的同生斷裂附近，呈NW向展布，出現角礫狀硅質岩部位海底氣液噴流中心，中心部位噴流岩是金礦化成礦主岩，遠離中心，金礦化主要分布在噴流同沉積的大石橋組三段上部五層和五層與四層接觸部地層中。小佟家堡子金礦床就產在該區（安東，2004）。

1.2 區域地層

圖1 小佟家堡子金礦區地質簡圖

（據遼寧有色地質103隊資料修編，轉引劉國平，1998）

1—白堊紀火山岩；2—遼河群蓋縣組；3—遼河群大石橋組；4—遼河群浪子山組；5—元古宙混合花崗岩；

6—斷層。

—印支早期花崗岩；

—印支晚期花崗岩；βμ—輝綠岩；γ₂—元古宙鈉質花崗岩

礦區位於遼東裂谷西端近軸部，即三家子-方家淺海潟湖東部，由遼河群變質岩系組成（圖1）。遼河群沉積於古中元古宙，變質於呂梁期，是一套巨厚碎屑岩、碳酸鹽岩夾火山碎屑岩建造，遼河群自下而上劃分為於家堡子組、浪子山組、大石橋組和蓋縣組。

於家堡子組，以混合質變粒岩、淺粒岩為主，形成於裂谷擴張期，沉積巨厚的酸性—基性火山岩為主的含硼岩系，厚度大於1000m。

浪子山組，由一套透閃變粒岩、斜長角閃岩、淺粒岩、黑雲片岩和條帶狀大理岩組成的互層帶，原岩為陸源碎屑岩-粘土岩夾水下火山沉積建造，厚度為10～200m不等。

大石橋組，岩性為大理岩夾片岩和變粒岩，形成於大幅度斷陷的海進時期，青城子處於三家子方家海盆邊緣，形成復理石式碳酸鹽岩建造，自下而上劃分為3個段，一段為碳酸鹽岩建造、二段為粘土岩建造、三段為碳酸鹽岩夾中酸性火山碎屑岩建造，在本區三段特別發育，又可分為5個層，其中大石橋組三段五層處於裂谷擴張轉為收縮期，海底火山活動由熔岩噴發轉為寧靜的噴氣和熱泉噴流，形成了碳酸岩夾硅質岩，它是金銀礦床的主要含礦層。大石橋組厚500～1500m。

蓋縣組，形成於裂谷收縮期，為一套海退系列的粘土質-半粘土質岩，以黑雲片岩、二雲片岩夾硅線片岩、黑雲變粒岩、透閃變粒岩及大理岩，底部有金礦化，層厚＞500m（孫立明，1997）。

1.3 區域構造格架

該區區域構造表現了多期性和復雜性，基底構造主要為EW向。顯生宙以來，斷裂構造為區域構造的主要格架（劉國平，1998）。中元古代，即遼東裂谷回返上隆初期，區內形成近EW向平緩開闊褶皺，由北至南有新嶺背斜、四棵楊樹向斜、北砬子-榛子溝背斜和南山向斜。新元古代，礦區發生NEE-SWW方向的推覆作用，致使岩層倒轉，基底混合岩和混合花崗岩推覆到遼河群之上，產生近SN走向的韌脆性疊瓦式推覆構造。印支中晚期—燕山期，伴隨太平洋板塊活動陸緣的不斷消減，礦區出現NE，NW向2組斷裂，同時還發育一組NE向平緩開闊褶皺，並與早期基底褶皺交匯疊加，形成橫跨式的穹窿和凹地構造（田豫才，1999）。

1.4 區域岩漿活動

元古宙和中生代礦區內岩漿活動比較強烈，主要有古元古代朱家堡子鉀質花崗岩，中元古代大頂子、尖山子、方家隈子、石家嶺等鈉質花崗岩，中生代雙頂溝、新嶺斑狀、似斑狀中酸性花崗岩。大頂子岩體是遼東裂谷造山帶內出露面積最大的鈉質花崗岩，位於朱家堡子鉀質花崗岩的北接觸帶，周圍有尖山子、方家隈子、石家嶺等鈉質花崗岩的小岩株侵入，侵位時代為1740～1621 Ma（K-Ar法，芮宗瑤等，1994）。尖山子花崗岩，岩體形態為長透鏡狀，延長1100m，幅寬100m，出露面積0.1km²，岩性單一，兩側大理岩中有鉛、鋅礦化和鐵錳碳酸鹽化，花崗岩本身也有破碎和高嶺土化。雙頂溝、新嶺斑狀、似斑狀花崗岩呈岩體或岩基產出，侵位時代分別為230.7±5 Ma，217.6～226.7 Ma（K-Ar法，芮宗瑤等，1994；代軍治，2006）。燕山期的蘭花嶺、弟兄山花崗岩體等（K-Ar 法，141～161 Ma）。上述幾期岩體均為重熔花崗岩，物探資料證實其深部產狀為岩基，構成了良好的圈閉環境（胡鐵軍，2001）。

1.5 成礦單元

金礦床成礦單元處於塔里木-華北成礦域，華北陸塊成礦省，營口-丹東成礦帶。

2 礦區地質

2.1 賦礦地層

金礦床位於青城子推覆構造外來地塊榛子溝傾沒背斜的傾沒端。主要發育在大石橋組三段四、五層和蓋縣組之中（圖2）。大石橋組三段四層下部為淺粒岩，中部為條帶狀大理岩，上部為石榴石黑雲片岩；大石橋組三段五層為白雲石大理岩夾方柱石大理岩、矽線石黑雲片岩；蓋縣組主要為各種片岩、變粒岩等。在大石橋組三段四、五層之間往往發育一層黑雲變粒岩層，大石橋組與蓋縣組接觸面有硅質岩分布，二者沿層呈透鏡體產出，受層位控制明顯。硅質岩呈深灰色，緻密結構，塊狀、角礫狀和孔洞狀構造。礦物成分有石英（含量＞90%）、玉髓、絹雲母、方解石、碳質和鐵質，偶見電氣石、黃玉和鮞綠泥石等，石英顆粒明顯拉長，波狀消光，常呈團塊狀交代玉髓，微量元素富Au，Ag，Mo，S，As，P，貧Cu，Zn。岩石為孔洞狀構造（氣體逸失）。黑雲變粒岩呈灰色，細粒變晶結構，條帶狀構造。礦物成分有微斜長石（粒徑0.05～0.15mm，含量45%）、石英（粒徑0.05～0.3mm，含量25%）和黑雲母（含量＜15%）。副礦物有電氣石、磷灰石等。硅化、黃鐵礦化和毒砂化3種蝕變與Au關系密切，其原岩為遼河期海相酸性火山岩。地層總體走向70°～80°，傾向NW，傾角10°～30°（趙廣繁，1997）。

圖2 小佟家堡子金礦104m 中段平面地質略圖

（據遼寧有色地質103隊資料修編）

1—斷裂；2—礦體；3—破碎帶；4—遼河群蓋縣組雲母片岩；5—遼河群大石橋組三段五層大理岩；6—遼河群大石橋組三段四層石榴石雲母片岩；7—遼河群大石橋組三段四層大理岩；8—遼河群大石橋組三段四層淺粒岩

賦礦地層從上至下可分為3層，蓋縣組下部與大石橋組大理岩接觸部是該區1 號銀金礦的賦存部位。

大石橋組三段五層（大理岩）。是金礦體的主要圍岩，且礦區東部小石門溝一帶的硅質岩本身就是金礦體（Ⅰ號金礦帶）。在本層中間部位是Ⅰ-1號金礦帶的賦存部位。而與下部大石橋組三段四層石榴（矽線）黑雲母片岩接觸部則是礦區內Ⅱ號金礦帶的賦存部位。

大石橋組三段四層可以分為上、中、下三層：①上部石榴（矽線）黑雲母片岩層，以灰色或灰白色含石榴石（矽線石）黑雲母片岩為特徵，層厚15～50m，在該層上部與大石橋組三段五層大理岩接觸部有一薄層黑雲變粒岩，層厚為0～15m。是大石橋組三段五層和大石橋組三段四層界線的標志層，亦是礦區內Ⅲ號金礦帶的賦存部位。②中部大理岩層，與大石橋組三段五層，大理岩岩性特點相似，但厚度較薄，且在走向延長及傾向延深上有尖滅重復出現的特點。③下部斜長淺粒岩，原岩界於火成岩與沉積岩之間，屬於中酸性凝灰質物質加入泥沙質岩石（安東，2004）。

2.2 礦區岩漿岩

礦床賦存的空間位置與構造類型及其與印支—燕山期侵入岩體的距離存在明顯的制約關系。已知金礦體多分布在距離印支—燕山期侵入岩體1km范圍之內，礦區深部1500m（頻率測深）均被岩體占據（趙廣繁，1997）。超出此范圍，即使存在構造空間，一般亦無金礦體產出（田豫才，1999）。

2.3 控礦構造

金礦體產於榛子溝傾沒背斜小佟家堡子背形的NE翼，兩組背斜交匯橫跨形成的，穹狀，虛脫空間控制整個礦區的金礦化（田豫才，1999）。斷裂構造成礦前有尖山子斷裂，走向330°，傾向NE，傾角60°～80°，延長20km，寬10～20m。帶內常見糜棱岩化，局部壓碎物較疏鬆，多期活動明顯，Au，Ag，As含量較高。成礦期主要有2個層滑斷裂，礦區東部沿大石橋組與蓋縣組接觸面有延長500m、延深200～600m的層間構造控制區內Ⅰ號礦帶。礦區西部大石橋組三段四、五層之間的過渡互層帶中有延長600m，延深300m的層間構造控制區內Ⅱ號礦帶。成礦後主要有NE，NW向2組斷層，分布在不同地層界面及附近，對礦體無明顯錯移，延長延深較小，均為正斷層，是塑性、脆性岩石在變形中沿接觸面及附近產生無序次張性裂隙所致（趙廣繁，1997）。

2.4 圍岩蝕變

圍岩蝕變主要有硅化、碳酸鹽化、石墨化、黃鐵礦化、絹雲母化和綠泥石化等，其中硅化、黃鐵礦化、碳酸鹽化和石墨化與金銀礦化關系最密切，貫穿成礦作用的始終（孫立明，1997）。

蝕變有一定分帶性，由圍岩向礦體中心白雲石大理岩的蝕變大致可分為4個帶。①未明顯蝕變的白雲石大理岩；②細脈硅化帶，石英細脈、網脈發育，同時粘土化（主要是絹雲母）也較發育；③強硅化帶，石英細脈、網脈非常發育，硅化交代碳酸鹽也強烈，碳酸鹽呈殘留的角礫狀、孤島狀，局部岩石表現為角礫狀結構；④硅化岩帶，石英細脈充填和硅化交代均十分強烈，碳酸鹽幾乎完全被交代，此外，局部發育高嶺土化及黃鐵礦-毒砂化，含金較高的礦石主要在②，③，④帶內（劉國平，1998）。

3 礦體地質特徵

3.1 礦床（體）特徵

小佟家堡子金礦分為3個礦化帶。

Ⅰ號礦化帶位於蓋縣組片岩與大石橋組三段五層的接觸部位。產狀與地層一致，總體延長500m，延深200～600m，走向近EW，傾向N，傾角25°。帶內礦化不連續，一般礦體賦存於地層起伏地段，帶內主要產出Ⅰ號礦體。

Ⅱ號礦化帶為本區較大的金礦化帶。自西向東連續產出，已控制延長600m，延深300m，寬2～25m，走向285°，傾向NE，傾角25°。該礦化帶賦存於三段五層大理岩與三段四層片岩之間的過渡帶上，產狀與地層一致，帶內岩石破碎強烈，礦化較強。石墨化、毒砂化、硅化和黃鐵礦化等蝕變發育，帶內主要產出Ⅱ號礦體。

Ⅲ號礦化帶賦存於三段四層中部白雲石大理岩頂部與上部石榴石雲母片岩互層過渡帶中。帶內岩石變形強烈，發育較強的片理化和石墨化，礦化帶在空間上連續性較好，與地層產狀基本一致，走向70°～80°，傾向N，傾角25°，延長1000m，延深500m，寬2～10m。該礦化帶內金礦化相對較弱，主要產出Ⅲ號礦體。此外，在Ⅰ號礦化帶下部，發育層間剝離斷裂，其產狀與地層一致，走向285°，傾向NE，傾角25°，帶內發育Ⅰ-1號礦體。

在3個礦化帶內共發現金礦體30多個，其中Ⅰ號礦體規模最大，賦存於Ⅰ號礦化帶中，主要為硅質岩型，礦體呈層狀、扁豆狀產出（圖2），含礦岩石為硅質岩、硅化大理岩、黑雲變粒岩等，金礦化強度與岩石變形強度、黃鐵礦及細粒毒砂的含量密切相關。

Ⅰ-1號礦體為獨立的金礦體，賦存於大石橋組三段五層中部的硅化碎裂大理岩內的Ⅰ號礦化帶內，礦體呈似層狀、扁豆狀產出，由6條工業礦體組成，單個礦體延長80～200m，厚0.7～5.86m，其中西段礦體較薄，東段礦體厚大。礦體延深超過延長，控制深度最大70～300m。礦體產狀與地層一致，走向70°～90°，傾向N，傾角15°～27°，局部受構造影響產狀有所變化。礦體賦存標高50～200m，礦化類型為含金石墨硅化大理岩，個別部位見富硫化物金銀鉛鋅礦體。礦石金平均品位為3.33×10^-6。

Ⅱ號礦體產出於Ⅱ號礦化帶中，為獨立礦體。呈似層狀、扁豆狀產出於大石橋組三段五層大理岩與三段四層片岩之間的過渡帶上，礦體與地層產狀一致。區內見3條工業礦體（脈），單個礦脈延長70～200m，厚0.96～17.29m，局部達29.63m，控制延深360m；礦體產狀與構造帶一致，東段走向70°，西段走向90°，傾向N，傾角10°～30°。礦體賦存標高50～200m。該礦體主要為石墨化大理岩、硅化黑雲變粒岩型礦化。東段平均品位21.50×10^-6，西段平均品位4.56×10^-6（劉紅霞，2006）。

3.2 礦石成分、礦石類型

金礦床礦石礦物組分比較復雜，主要金屬礦物有黃鐵礦、閃鋅礦和方鉛礦，其次有毒砂、黃銅礦、輝銅礦、輝銻礦和白鐵礦、黃鐵礦和石英含金較高，是金的主要載體礦物。貴金屬礦物有自然銀、金銀礦、銀黝銅礦、深紅銀礦和脆銀礦等。脈石礦物主要為石英、白雲石、次之為方解石、絹雲母。不同類型的礦體礦物組合存在著差異。

金礦床的礦石類型可分為4個類型，硅質岩型金礦石、硅化大理岩型金礦石、蝕變黑雲變粒岩型金礦石、蝕變石榴（矽線）黑雲母片岩型金礦石（安東，2004）。

3.3 礦石組構及成礦階段劃分

礦石結構主要有半自形-他形粒狀、半自形-自形粒狀、交代殘余、固溶體分離結構，其次還有包含、侵蝕、壓碎結構等。礦石構造有稀疏浸染狀、塊狀、角礫狀、晶洞狀、條帶狀和細脈浸染狀等（田豫才，1999）。

根據礦石物質成分查定結果和包裹體測溫資料，可將礦化過程大致分為3個主成礦時期。①多金屬硫化物時期。成礦溫度130～150℃，相當於沉積-火山活動作用形成初始礦源層時期，大量發育金屬硫化物。蝕變以硅化、黃鐵礦化為主。金屬硫化物多呈浸染狀、細脈浸染狀產出。礦物共生組合為黃鐵礦-方鉛礦-閃鋅礦-金礦物。主要礦物有黃鐵礦、閃鋅礦、方鉛礦、石英；次要礦物有黃銅礦、毒砂、銀黝銅礦、銀金礦、自然金、白雲石等。②石英-毒砂-金時期。成礦溫度210～230℃，與遼東裂谷回返上隆、火山噴流、變質熱液疊加改造及礦源層金多金屬硫化物富集成礦時期密切相關。蝕變以硅化、黃鐵礦化、絹雲母化為主。金屬硫化物呈星散狀、浸染狀、團塊狀和稠密浸染狀、條帶狀產出。礦物共生組合為石英-毒砂-金礦物。主要礦物有毒砂、黃鐵礦、石英；次要礦物有白鐵礦、白雲石、方解石、閃鋅礦、黃銅礦、黝銅礦和絹雲母等。③石英-白雲石-金礦物時期。成礦溫度300～400℃，屬於印支-燕山期岩漿熱液改造成礦時期。蝕變有黃鐵礦化、方鉛礦化、絹雲母化和綠泥石化。金屬硫化物一般呈星散浸染狀、脈狀、晶洞狀、角礫狀產出。礦物共生組合為石英白雲石-金礦物。主要礦物有銀金礦、深紅銀礦、自然金和石英；次要礦物有黃鐵礦、方鉛礦、閃鋅礦、脆銀礦和白雲石等（田豫才，1999）。

4 礦床成因

4.1 元素地球化學特徵

劉國平（1998）系統採集礦石、近礦圍岩樣品，具有如下特徵。

1）Au與As，Sb構成重要的成礦元素組合。

2）Cu，Pb，Zn等礦化元素在硅化岩中含量較均一，而在正常大理岩和硅化大理岩中變化較大，並且在硅化大理岩中Pb，Zn含量較高，這與野外和鏡下在硅化大理岩中見到細脈狀和浸染狀淺色閃鋅礦是一致的。

3）硅化岩、硅化大理岩中Mn含量高於正常大理岩，表明礦化蝕變過程中錳被帶入。

4）從正常大理岩→硅化大理岩→硅化岩，Sr含量減少，Ba含量增加，Sr/Ba值從＞1變為＜1。

5）礦石與圍岩（包括變粒岩、大理岩、煌斑岩、片岩等）的Ti，Cr，Ⅴ，Co，Ni等鐵族元素，以及Zr，Hf，Nb，Ta，Th，Ⅴ等大離子親石元素的含量無明顯差別（與同類型岩性相比）（劉國平，1998）。

4.2 礦物包裹體特徵

4.2.1 類型及發育程度

礦床中發育較豐富的原生流體包裹體，流體包裹體以水溶液包裹體為主，少量的CO₂包裹體、含CO₂三相包裹體（5%左右）及含子礦物多相包裹體。

1）水溶液包裹體，室溫下由純水溶液相或氣液兩相組成，氣液比一般在5%～20%之間，多數在10%左右，大小一般為3～18 μm，個別達20～30 μm。常見形態為負晶形、不規則四邊形、三角形等，隨機成群或獨立分布。

2）CO₂包裹體，室溫下呈純CO₂液相或CO₂氣液兩相包裹。該類包裹體主要為富CO₂液相，少量富CO₂氣相，氣相CO₂所佔比例一般為10%～40%。該類包裹體大小一般在5～20μm之間，多數為8～15 μm，其形態為橢圓形、負晶形、不規則四邊形及他形（代軍治，2006）。

4.2.2 包裹體成分

表1列出了成礦流體包裹體成分。氣相成分中富含H₂O，CO₂，CH₄，CO等揮發分。液相成分Na^＋，Cl^-，

含量較高，貧F^-，高鹽度（8%～10%）。成礦溶液性質為Na^＋-Cl^--

型，Na^＋/K^＋是判別流體性質的重要指標，岩漿熱液的比值＜1，熱鹵水中的比值較高。該礦床Na^＋/K^＋為2.25～6.98。氣相成分CH₄，CO含量較高，說明金礦化處在一種還原環境中（趙廣繁，1997）。田豫才（1999）認為富含CH₄和有機質者反映出以成岩期層間流體為主，並有少量岩漿期後熱液疊加混合的特徵。

表1 小佟家堡子金礦床石英包裹體成分分析結果 w（B）/10^-6

註：測試單位為遼寧省有色地質礦產研究所。據田豫才，1999。

4.3 物理化學條件

均一溫度測定表明，小佟家堡子的金礦成礦溫度范圍為140～240℃，其峰值為200℃左右（劉國平，1999）。均一法測溫為145～174℃，成礦溫度為中低溫（趙廣繁，1997）。包裹體均一化溫度變化范圍為110.4～335.2℃，溫度峰值為150～190℃（代軍治，2006）。流體鹽度為3.9%～16.2%，多數鹽度值集中於6.5%～10.5%之間（代軍治，2006）。

依據鹽水溶液包裹體溫度-密度關系方程，估算熱液密度為0.77～1.02 g/cm³，平均密度為0.95 g/cm³（代軍治，2006）。

4.4 同位素地球化學標志

4.4.1 硫同位素

礦石硫的δ³⁴S均為正值，介於1.87‰～15.98‰之間，極差14.11‰，平均7.85‰（表2）。大石橋組δ³⁴S為0.15‰～13.20‰，印支期岩體δ³⁴S為0.5‰～7.6‰，三者的硫同位素值相當，但大石橋組中黃鐵礦發育，多呈微莓球體和層紋狀產於岩層層面及條帶間，而岩體硫化物甚少，因此礦石硫主要來自遼河群，並有少量岩體硫參與。礦體內各礦物之間δ³⁴S具有黃鐵礦＞閃鋅礦＞方鉛礦的規律，說明同一成礦溶液中，硫同位素組成達到均勻化，而且礦物之間硫同位素交換達到了平衡（趙廣繁，1997）。

表2 礦石硫同位素分析結果

註：分析單位為沈陽地質研究所，1995。據趙廣繁等，1997。

4.4.2 氫氧同位素

礦石中石英δ¹⁸O為6.42‰～10.70‰，極差4.28‰，均值8.36‰。成礦溶液δD 為-79.7‰～-48.0‰，極差31.7‰，均值-65.1‰。計算求得成礦溶液

為-8.63‰～-2.82‰，均值-6.40‰。成礦流體的δ¹⁸O-δD關系圖，投繪點基本靠近雨水線（圖3），成礦熱液以大氣降水為主（趙廣繁，1997）。劉國平（1999）取得石英氧同位素組成δ¹⁸O值為18.5‰～21.1‰，表現δ¹⁸O漂移的特徵。

圖3 礦石石英δ¹⁸O-δD 關系圖

（據趙廣繁，1997）

4.5 稀土元素

1）圍岩與岩體比較，多數地層圍岩稀土總量（ΣREE）低於岩體。不同地層圍岩之間，泥質岩石稀土總量普遍高於碳酸鹽岩岩石。地層由老至新稀土總量呈現出逐漸降低的趨勢。

2）地層、岩體和礦石輕重稀土比值均為正值，在稀土配分型式圖上，曲線左高右低緩傾斜，屬輕稀土富集型（圖4，5）。δEu異常為0.53～1.90，屬弱負異常到正常型。值得注意的是，金礦體及其賦礦圍岩δEu＜1，Eu顯弱虧損。相反，遠離金礦體的圍岩和岩體則顯示Eu正異常，反映出礦體和賦礦圍岩與相鄰地層和岩體的稀土元素演化模式及物質來源存在很大的差異，表明賦礦層位具有一定的專屬性。

圖4 小佟家堡子金礦床圍岩與礦體稀土元素配分型式圖

圖5 小佟家堡子金礦床岩體與礦體稀土元素配分型式圖

3）金礦體稀土總量與賦礦圍岩相近，其稀土配分曲線與賦礦圍岩尤其與角礫狀大理岩、硅質岩曲線十分相似，揭示出層狀、似層狀金礦體與圍岩之間有著相似的沉積成岩和變質改造作用過程，成因關系密切。但是，金礦體與岩體稀土配分曲線彌合程度較低，缺少相似之處，而印支期岩體和燕山期花崗斑岩、煌斑岩、閃長玢岩的稀土元素演化特點卻有著明顯的相似性和連續性。這些表明，印支-燕山期岩漿熱液及其成礦作用有著與沉積變質成礦過程截然不同的地質、地球化學環境和成礦條件（田豫才，1999）；而趙廣繁（1997）認為含金硅質岩稀土總量、δEu為0.48（表3），配分曲線右傾，顯示與上地殼平均值相近。而與同期大石橋組三段五層白雲石大理岩、大頂子斜長花崗岩稀土配分曲線不相同，似乎說明硅質岩與同時期的沉積岩、侵入岩有不同的成因。

4.6 成礦時代

含金蝕變岩石的K-Ar法年齡為206～272 Ma，成礦期相當於印支期新嶺花崗岩成岩期（趙廣繁，1997）。

含金蝕變岩石中絹雲母⁴⁰Ar/³⁹Ar坪年齡為167±2 Ma，等時線年齡為167±4 Ma，對岩石樣品進行了K-Ar法同位素年齡的測定，其中1 件為絹雲母石英交代岩型金礦石，3 件為新鮮的煌斑岩樣品，被金礦體切割的煌斑岩岩脈，其表面年齡為211 Ma，代表了印支期岩漿活動，是金礦成礦時間的上限；另2件煌斑岩樣品為礦區岩脈，與金礦體無明顯的交切關系，其表面年齡非常接近，分別為130 Ma和149 Ma，代表燕山期岩漿活動。從金礦與煌斑岩的關系推斷，金礦成礦時代應＜211 Ma，但無法確定是印支期成礦還是燕山期成礦；礦區絹雲母石英交代岩的K-Ar表面年齡為183～272 Ma，分布范圍較大（劉國平，2002），含金蝕變岩石中絹雲母⁴⁰Ar/³⁹Ar坪年齡為167±2 Ma，等時線年齡為167±4 Ma，代表成礦年齡，成礦為燕山期。

4.7 礦床類型

該礦床的成因觀點主要在以下幾種。

1）礦床成因類型為微細粒浸染（卡林）型金礦床（劉國平，1999）。

2）「細碎屑岩型」金礦（楊德江，1999）。噴流岩型金礦床（安東，2004）。

3）產於中高級變質岩中的淺成低溫熱液礦床（劉國平，1998，2002）。

4）淺成低溫熱液滲濾型金礦床（王文清等，2000）。

5）濁積岩型（陳江，2000）及岩漿熱液型金礦床（魏民，2001）。

6）礦床成因類型為同生沉積-變質-岩漿熱液疊加再造型金銀礦床（孫立明，1997）。

7）熱水沉積、變質熱液改造型金礦床（劉紅霞，2006）。

參考文獻

安東.2004.小佟家堡子金礦床地質特徵.有色礦冶，20（3）：6～8

代軍治，王可勇，楊言辰等.2006.青城子小佟家堡子、林家金礦成礦流體特徵及成礦機制.地質論評，52（6）：836～842

胡鐵軍.2001.青城子地區金銀成礦作用、控礦因素及找礦思路.地質找礦論叢，16（3）：187～191

劉國平.2002.遼寧小佟家堡子金礦床成礦時代探討.礦床地質，21（1）：53～57

劉國平，艾永富.1998.遼東小佟家堡子金礦岩石地球化學及成礦條件研究.礦床地質，17（4）：147～152

孫立民，孫文濤，趙廣繁.1997.青城子礦田小佟家堡子金銀礦床地質特徵及成礦物質來源探討.黃金，18（12）：13～18

田豫才.1999.遼東小佟家堡子金礦床地質特徵及成礦機理探討.有色金屬礦產與勘查，18（5）：246～269

趙廣繁，孫立民.1997.青城子礦田小佟家堡子金礦床地質特徵及成因機制.岩土工程界，6（4）：212～217

（肖力編寫）