兰花岭

1. 构造单元划分及构造分区

评价区处于扬子陆块江南古隆起带东段。区域地质构造复杂，经历了晋宁、加里东、印支－华力西、燕山及喜马拉雅构造运动。不同构造运动时期的沉积物、岩浆活动、变质变形及成矿作用都各具特色。总体构造格局是后期构造对前期构造形迹产生叠加改造，使原先构造格局发生了调整。而中生代构造运动是区内较晚也是最强烈的构造运动，最终形成现今的构造格局。

本书应用板块和造山带的观点，以陆块、地块、造山带和褶断带及构造带为命名原则，共划分1个I级、2个Ⅱ级、3个Ⅲ级和3个Ⅳ级构造单元（表1-2-1，图1-2-1）。

表1-2-1 安徽东南地区构造单元划分表

图1-2-1 安徽东南地区构造格架略图

扬子陆块在研究区内可分为江南地块和浙西地块。江南地块是本次主要研究对象，它北以江南深断裂（或以高坦·周王－南漪湖追踪断裂为界）与下扬子地块相接，东南大体以南华纪及后南华纪地层西缘江湾－街口逆冲－滑脱构造带为界，与浙西地块相邻。

江南地块的两个次级构造单元（Ⅲ级）分别是太平褶断带

和江南造山带

。二者大致以城安－镇头逆冲－滑覆构造带（江南隆起北缘断裂带）相隔。江南造山带的3个次级构造带单元（Ⅳ级），分别是历口构造带（

）、障公山隆起带（

）和白际岭岛弧带（

），它们分别以近东西向祁门－三阳断裂、北东向宁国墩－五城断裂的中北段及北西向祁门－五城断裂相隔。

浙西地块的次级构造单元仅分布在本区东缘，为皖浙褶断带

。

以往研究资料表明晋宁构造运动，是华南大陆板块与扬子大陆板块一次巨大碰撞造山事件伴随这次造山运动所出现大面积的火山爆发相和溢流相富碱火山岩——细碧岩、蛇绿杂岩及过堇青石花岗闪长岩等，这些火山－侵入岩均为晋宁期产物，形成时代约为1000Ma。

江南地块和浙西地块的次级构造单元具有以下地质特征。

1.太平褶断带

太平褶断带分布于江南古隆起带北缘（城安—镇头）逆冲—滑覆构造带以北、江南深断裂东南侧，以及宁国墩—五城断裂北东段以西，是扬子陆块中拗陷最深的构造单元。震旦纪及下古生代地层累计厚度＞12000m。南华纪至早中志留世为次稳定型—非稳定型沉积，主要有杂陆屑、硅质页岩、硅泥质碳酸盐岩、复理石等岩石组合，其中晚奥陶世至早志留世为非稳定型沉积。该褶断带褶皱构造相对完整，多为大型复式背、向斜。带内大型褶皱为太平复向斜，轴向北东，轴迹微向南突，枢纽起伏，次级褶皱多为对称及斜歪褶曲。自南向北次级褶皱有山叉—三溪向斜、太礼村背斜、铜山—晏公堂向斜、高路亭—茂林背斜等。断裂构造呈北东向、北北东向展布。自北西向南东有榔桥—里东坑大断裂、旌德—漳前大断裂、兰花岭—月潭大断裂及宁国—绩溪大断裂的北段。岩浆岩发育且多呈大型岩基产出，次为深源浅层小岩株。主要为晚侏罗世花岗闪长岩，部分为花岗闪长斑岩，如茂林、旌德、榔桥、张村、汀王殿等岩体。其中花岗闪长（斑）岩小岩株一般与金属矿化密切相关。

2.江南造山带

江南造山带（江南古隆起带）处在近东西向城安·镇头逆冲滑覆构造带及北西向祁门－五城断裂之间，北与太平褶断带相邻，东南与浙西地块相接。变质基底由中元古代地层和青白口纪地层组成，属典型的“皖南式”变质基底。中元古代晚期，扬子陆块南缘裂解大洋化盆地，接受了巨厚沉积，构成“蓟县－长城纪”下基底构造层。下基底构造层褶皱强烈变形，青白口纪地层与其呈不整合接触。基底褶皱复杂，原始层理被后期面理构造置换，形态常为“单斜”构造，构造线以近东西向为主。上基底构造层由青白口纪组成。周家村组系造山期后近弧前盆地非稳定条件下沉积的火山碎屑岩系。以井潭组为代表的浅变质中酸性火山岩系，为岛弧型火山岩及火山碎屑岩建造，具有拉张环境下双峰火山岩特点。上下构造层岩片上下叠置，片理构造发育。区域性断裂发育，呈近东西向、北东向和北西向分布，一般切割较深，多为深大断裂。如祁门－三阳、宁国墩－五城深断裂及铜山－平里、榔桥－里东坑、旌德－漳前、岭南－小川大断裂的主体部分及祁门－五城大断裂。由于受加里东运动的影响，区内出现了蓝田、休宁等后南华纪向斜盆地。燕山期受北东—北北东向断裂构造影响，形成一系列由南东向北西逆冲、推覆和斜冲断裂。晋宁期后，华南大陆板块不断向北运动，产生伏川蛇绿构造混杂岩带。青白口纪岩浆岩发育，主要有琅

、许村、歙县，以及岭南（灵山）、莲花山、白际等岩体。侏罗纪、白垩纪花岗闪长岩、花岗岩沿深大断裂分布，构成近东西向、北东向构造－岩浆岩带。与成矿有关的岩体多呈小岩株产出，如三宝、东源、金谷山、里东坑等钨铜金多金属矿床。

江南造山带次级构造单元地质构造特征见表1-2-2。

表1-2-2 江南造山带次级构造单元地质特征表

3.皖浙褶断带

皖浙褶断带是指浙西地块西段安徽境内部分，主体在浙江境内。它处在白际岭岛弧带东南、南华纪及后南华纪的盖层褶皱区，北西边界为白际岭韧性剪切带和北东向江湾－街口大型滑脱构造带。由于受来自北西向南东的强力推挤作用，区内南华纪－奥陶纪地层产生紧闭褶皱和倒转褶皱，总体呈北东向展布。褶断带西南区的叶村－街口一带为北东向挤压褶皱带，两翼产状较陡，轴面微向北西倾斜。在街口－三阳坑及其以北地区，由于受北东向岭南－小川大断裂和近东西向祁门－三阳大断裂牵引剪切作用，在石塔、坑东和上金竹地区呈现向东弯曲，背向斜轴线亦呈向东微凸的弧形。主要褶皱有长春坞倒转复式向斜和千亩田复背斜。复式褶皱之间和次级褶皱呈现“裙边构造”现象。

总体上说，该褶断带在区域上褶皱构造更具线形特征，背斜向斜紧密相随，断裂发育，更接近华南褶皱系的特色。加里东运动褶皱变形在震旦纪—早古生代地层中表现明显，侏罗纪以来褶断带断块隆起，晚侏罗世—早白垩世火山活动强裂，以流纹岩为特色而有别于其他地区，成为皖浙交界处天目山火山岩盆地的一部分，岩浆活动总体受北东向断裂构造控制。

2. 陕西那些地方长兰花

秦岭有野生兰花，也有兰花种植园。眉县境内“西部兰花”生态园。

3. 子午岭有野生兰花吗

理论上是没有的。实际上有没有就不知道了。万一有个龙蛋也是说不准的。批量的兰花是靠组培进行快繁的，现实的兰花繁育几率很小，是要靠机会的。

4. 山西兰花王莽岭旅游开发有限公司怎么样

简介：山西兰花王莽岭旅游开发有限公司于2003年9月组建成立。现有员工300多人。景区内版水、电、权路、步道、景观设施、停车场、游客中心等基础设施建设基本完善，停车场商贸区、卧龙山庄、山顶生态休闲馆等接待设施已能满足游客的基本需求。景区的各项投资已达5亿余元。
法定代表人：焦定国
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公司地址：晋城陵川县古郊乡王莽岭景区

5. 这是个什么品种的兰花秦岭山脉里面挖的

这个应该是蕙兰

6. 秦岭兰花哪里最好

那一块都出好花，春剑和春兰都很好的

7. 秦岭哪个山能找到兰花

野生兰花最好还是别去采，如果是有培养价值的除外。上山采兰要选择有乔木或竹林的，光照不是太强的面，乔木下一天能有三四个小时微光照射的，水分充足的地段。

8. 辽宁省凤城市小佟家堡子金矿床

小佟家堡子金矿床位于辽东青城子铅锌矿田东部，1993年由中国有色金属工业总公司所属的103地质队在总结金矿成矿规律后，通过钻探发现的大型隐伏岩金金矿床（刘国平，1998）。

发现小佟家堡子金矿床，意义重大。空间上，使金矿普查从辽河群大石桥组扩大到上部盖县组片岩层位；地域上，金矿普查区从青城子矿区外围扩展到区域上辽河群盖县组片岩分布区，开辟了新的找矿领域。根据小佟家堡子金矿床的成矿地质规律，辽宁省有色地勘院在盖县组片岩层位中相继发现弯地沟、林家三道沟、白云三道沟和夹皮沟中小型矿床，找矿规模还在继续扩大，前景可观（田豫才，1999）。

该矿床主要矿化类型较特殊，除含金硅质岩型外，含金黑云变粒岩型属首次发现，对辽东裂谷西段金多金属深层次找矿有指导意义。

1 区域成矿地质环境

1.1 大地构造单元

大地构造位置位于华北地台北缘东段，古元古宙辽吉陆间裂谷三级断陷盆地之中。区域上以朱家堡子-新岭-荒甸子同生断裂为界分为东部断凹区和西部断隆区。

东部断凹区，沉积一套以碳酸盐岩及喷流岩的次稳定碎屑岩-碳酸盐岩建造。与金矿床有关的硅质岩、层纹状含电气石浅粒岩等喷流岩仅局限在断凹区的同生断裂附近，呈NW向展布，出现角砾状硅质岩部位海底气液喷流中心，中心部位喷流岩是金矿化成矿主岩，远离中心，金矿化主要分布在喷流同沉积的大石桥组三段上部五层和五层与四层接触部地层中。小佟家堡子金矿床就产在该区（安东，2004）。

1.2 区域地层

图1 小佟家堡子金矿区地质简图

（据辽宁有色地质103队资料修编，转引刘国平，1998）

1—白垩纪火山岩；2—辽河群盖县组；3—辽河群大石桥组；4—辽河群浪子山组；5—元古宙混合花岗岩；

6—断层。

—印支早期花岗岩；

—印支晚期花岗岩；βμ—辉绿岩；γ₂—元古宙钠质花岗岩

矿区位于辽东裂谷西端近轴部，即三家子-方家浅海潟湖东部，由辽河群变质岩系组成（图1）。辽河群沉积于古中元古宙，变质于吕梁期，是一套巨厚碎屑岩、碳酸盐岩夹火山碎屑岩建造，辽河群自下而上划分为于家堡子组、浪子山组、大石桥组和盖县组。

于家堡子组，以混合质变粒岩、浅粒岩为主，形成于裂谷扩张期，沉积巨厚的酸性—基性火山岩为主的含硼岩系，厚度大于1000m。

浪子山组，由一套透闪变粒岩、斜长角闪岩、浅粒岩、黑云片岩和条带状大理岩组成的互层带，原岩为陆源碎屑岩-粘土岩夹水下火山沉积建造，厚度为10～200m不等。

大石桥组，岩性为大理岩夹片岩和变粒岩，形成于大幅度断陷的海进时期，青城子处于三家子方家海盆边缘，形成复理石式碳酸盐岩建造，自下而上划分为3个段，一段为碳酸盐岩建造、二段为粘土岩建造、三段为碳酸盐岩夹中酸性火山碎屑岩建造，在本区三段特别发育，又可分为5个层，其中大石桥组三段五层处于裂谷扩张转为收缩期，海底火山活动由熔岩喷发转为宁静的喷气和热泉喷流，形成了碳酸岩夹硅质岩，它是金银矿床的主要含矿层。大石桥组厚500～1500m。

盖县组，形成于裂谷收缩期，为一套海退系列的粘土质-半粘土质岩，以黑云片岩、二云片岩夹硅线片岩、黑云变粒岩、透闪变粒岩及大理岩，底部有金矿化，层厚＞500m（孙立明，1997）。

1.3 区域构造格架

该区区域构造表现了多期性和复杂性，基底构造主要为EW向。显生宙以来，断裂构造为区域构造的主要格架（刘国平，1998）。中元古代，即辽东裂谷回返上隆初期，区内形成近EW向平缓开阔褶皱，由北至南有新岭背斜、四棵杨树向斜、北砬子-榛子沟背斜和南山向斜。新元古代，矿区发生NEE-SWW方向的推覆作用，致使岩层倒转，基底混合岩和混合花岗岩推覆到辽河群之上，产生近SN走向的韧脆性叠瓦式推覆构造。印支中晚期—燕山期，伴随太平洋板块活动陆缘的不断消减，矿区出现NE，NW向2组断裂，同时还发育一组NE向平缓开阔褶皱，并与早期基底褶皱交汇叠加，形成横跨式的穹窿和凹地构造（田豫才，1999）。

1.4 区域岩浆活动

元古宙和中生代矿区内岩浆活动比较强烈，主要有古元古代朱家堡子钾质花岗岩，中元古代大顶子、尖山子、方家隈子、石家岭等钠质花岗岩，中生代双顶沟、新岭斑状、似斑状中酸性花岗岩。大顶子岩体是辽东裂谷造山带内出露面积最大的钠质花岗岩，位于朱家堡子钾质花岗岩的北接触带，周围有尖山子、方家隈子、石家岭等钠质花岗岩的小岩株侵入，侵位时代为1740～1621 Ma（K-Ar法，芮宗瑶等，1994）。尖山子花岗岩，岩体形态为长透镜状，延长1100m，幅宽100m，出露面积0.1km²，岩性单一，两侧大理岩中有铅、锌矿化和铁锰碳酸盐化，花岗岩本身也有破碎和高岭土化。双顶沟、新岭斑状、似斑状花岗岩呈岩体或岩基产出，侵位时代分别为230.7±5 Ma，217.6～226.7 Ma（K-Ar法，芮宗瑶等，1994；代军治，2006）。燕山期的兰花岭、弟兄山花岗岩体等（K-Ar 法，141～161 Ma）。上述几期岩体均为重熔花岗岩，物探资料证实其深部产状为岩基，构成了良好的圈闭环境（胡铁军，2001）。

1.5 成矿单元

金矿床成矿单元处于塔里木-华北成矿域，华北陆块成矿省，营口-丹东成矿带。

2 矿区地质

2.1 赋矿地层

金矿床位于青城子推覆构造外来地块榛子沟倾没背斜的倾没端。主要发育在大石桥组三段四、五层和盖县组之中（图2）。大石桥组三段四层下部为浅粒岩，中部为条带状大理岩，上部为石榴石黑云片岩；大石桥组三段五层为白云石大理岩夹方柱石大理岩、矽线石黑云片岩；盖县组主要为各种片岩、变粒岩等。在大石桥组三段四、五层之间往往发育一层黑云变粒岩层，大石桥组与盖县组接触面有硅质岩分布，二者沿层呈透镜体产出，受层位控制明显。硅质岩呈深灰色，致密结构，块状、角砾状和孔洞状构造。矿物成分有石英（含量＞90%）、玉髓、绢云母、方解石、碳质和铁质，偶见电气石、黄玉和鲕绿泥石等，石英颗粒明显拉长，波状消光，常呈团块状交代玉髓，微量元素富Au，Ag，Mo，S，As，P，贫Cu，Zn。岩石为孔洞状构造（气体逸失）。黑云变粒岩呈灰色，细粒变晶结构，条带状构造。矿物成分有微斜长石（粒径0.05～0.15mm，含量45%）、石英（粒径0.05～0.3mm，含量25%）和黑云母（含量＜15%）。副矿物有电气石、磷灰石等。硅化、黄铁矿化和毒砂化3种蚀变与Au关系密切，其原岩为辽河期海相酸性火山岩。地层总体走向70°～80°，倾向NW，倾角10°～30°（赵广繁，1997）。

图2 小佟家堡子金矿104m 中段平面地质略图

（据辽宁有色地质103队资料修编）

1—断裂；2—矿体；3—破碎带；4—辽河群盖县组云母片岩；5—辽河群大石桥组三段五层大理岩；6—辽河群大石桥组三段四层石榴石云母片岩；7—辽河群大石桥组三段四层大理岩；8—辽河群大石桥组三段四层浅粒岩

赋矿地层从上至下可分为3层，盖县组下部与大石桥组大理岩接触部是该区1 号银金矿的赋存部位。

大石桥组三段五层（大理岩）。是金矿体的主要围岩，且矿区东部小石门沟一带的硅质岩本身就是金矿体（Ⅰ号金矿带）。在本层中间部位是Ⅰ-1号金矿带的赋存部位。而与下部大石桥组三段四层石榴（矽线）黑云母片岩接触部则是矿区内Ⅱ号金矿带的赋存部位。

大石桥组三段四层可以分为上、中、下三层：①上部石榴（矽线）黑云母片岩层，以灰色或灰白色含石榴石（矽线石）黑云母片岩为特征，层厚15～50m，在该层上部与大石桥组三段五层大理岩接触部有一薄层黑云变粒岩，层厚为0～15m。是大石桥组三段五层和大石桥组三段四层界线的标志层，亦是矿区内Ⅲ号金矿带的赋存部位。②中部大理岩层，与大石桥组三段五层，大理岩岩性特点相似，但厚度较薄，且在走向延长及倾向延深上有尖灭重复出现的特点。③下部斜长浅粒岩，原岩界于火成岩与沉积岩之间，属于中酸性凝灰质物质加入泥沙质岩石（安东，2004）。

2.2 矿区岩浆岩

矿床赋存的空间位置与构造类型及其与印支—燕山期侵入岩体的距离存在明显的制约关系。已知金矿体多分布在距离印支—燕山期侵入岩体1km范围之内，矿区深部1500m（频率测深）均被岩体占据（赵广繁，1997）。超出此范围，即使存在构造空间，一般亦无金矿体产出（田豫才，1999）。

2.3 控矿构造

金矿体产于榛子沟倾没背斜小佟家堡子背形的NE翼，两组背斜交汇横跨形成的，穹状，虚脱空间控制整个矿区的金矿化（田豫才，1999）。断裂构造成矿前有尖山子断裂，走向330°，倾向NE，倾角60°～80°，延长20km，宽10～20m。带内常见糜棱岩化，局部压碎物较疏松，多期活动明显，Au，Ag，As含量较高。成矿期主要有2个层滑断裂，矿区东部沿大石桥组与盖县组接触面有延长500m、延深200～600m的层间构造控制区内Ⅰ号矿带。矿区西部大石桥组三段四、五层之间的过渡互层带中有延长600m，延深300m的层间构造控制区内Ⅱ号矿带。成矿后主要有NE，NW向2组断层，分布在不同地层界面及附近，对矿体无明显错移，延长延深较小，均为正断层，是塑性、脆性岩石在变形中沿接触面及附近产生无序次张性裂隙所致（赵广繁，1997）。

2.4 围岩蚀变

围岩蚀变主要有硅化、碳酸盐化、石墨化、黄铁矿化、绢云母化和绿泥石化等，其中硅化、黄铁矿化、碳酸盐化和石墨化与金银矿化关系最密切，贯穿成矿作用的始终（孙立明，1997）。

蚀变有一定分带性，由围岩向矿体中心白云石大理岩的蚀变大致可分为4个带。①未明显蚀变的白云石大理岩；②细脉硅化带，石英细脉、网脉发育，同时粘土化（主要是绢云母）也较发育；③强硅化带，石英细脉、网脉非常发育，硅化交代碳酸盐也强烈，碳酸盐呈残留的角砾状、孤岛状，局部岩石表现为角砾状结构；④硅化岩带，石英细脉充填和硅化交代均十分强烈，碳酸盐几乎完全被交代，此外，局部发育高岭土化及黄铁矿-毒砂化，含金较高的矿石主要在②，③，④带内（刘国平，1998）。

3 矿体地质特征

3.1 矿床（体）特征

小佟家堡子金矿分为3个矿化带。

Ⅰ号矿化带位于盖县组片岩与大石桥组三段五层的接触部位。产状与地层一致，总体延长500m，延深200～600m，走向近EW，倾向N，倾角25°。带内矿化不连续，一般矿体赋存于地层起伏地段，带内主要产出Ⅰ号矿体。

Ⅱ号矿化带为本区较大的金矿化带。自西向东连续产出，已控制延长600m，延深300m，宽2～25m，走向285°，倾向NE，倾角25°。该矿化带赋存于三段五层大理岩与三段四层片岩之间的过渡带上，产状与地层一致，带内岩石破碎强烈，矿化较强。石墨化、毒砂化、硅化和黄铁矿化等蚀变发育，带内主要产出Ⅱ号矿体。

Ⅲ号矿化带赋存于三段四层中部白云石大理岩顶部与上部石榴石云母片岩互层过渡带中。带内岩石变形强烈，发育较强的片理化和石墨化，矿化带在空间上连续性较好，与地层产状基本一致，走向70°～80°，倾向N，倾角25°，延长1000m，延深500m，宽2～10m。该矿化带内金矿化相对较弱，主要产出Ⅲ号矿体。此外，在Ⅰ号矿化带下部，发育层间剥离断裂，其产状与地层一致，走向285°，倾向NE，倾角25°，带内发育Ⅰ-1号矿体。

在3个矿化带内共发现金矿体30多个，其中Ⅰ号矿体规模最大，赋存于Ⅰ号矿化带中，主要为硅质岩型，矿体呈层状、扁豆状产出（图2），含矿岩石为硅质岩、硅化大理岩、黑云变粒岩等，金矿化强度与岩石变形强度、黄铁矿及细粒毒砂的含量密切相关。

Ⅰ-1号矿体为独立的金矿体，赋存于大石桥组三段五层中部的硅化碎裂大理岩内的Ⅰ号矿化带内，矿体呈似层状、扁豆状产出，由6条工业矿体组成，单个矿体延长80～200m，厚0.7～5.86m，其中西段矿体较薄，东段矿体厚大。矿体延深超过延长，控制深度最大70～300m。矿体产状与地层一致，走向70°～90°，倾向N，倾角15°～27°，局部受构造影响产状有所变化。矿体赋存标高50～200m，矿化类型为含金石墨硅化大理岩，个别部位见富硫化物金银铅锌矿体。矿石金平均品位为3.33×10^-6。

Ⅱ号矿体产出于Ⅱ号矿化带中，为独立矿体。呈似层状、扁豆状产出于大石桥组三段五层大理岩与三段四层片岩之间的过渡带上，矿体与地层产状一致。区内见3条工业矿体（脉），单个矿脉延长70～200m，厚0.96～17.29m，局部达29.63m，控制延深360m；矿体产状与构造带一致，东段走向70°，西段走向90°，倾向N，倾角10°～30°。矿体赋存标高50～200m。该矿体主要为石墨化大理岩、硅化黑云变粒岩型矿化。东段平均品位21.50×10^-6，西段平均品位4.56×10^-6（刘红霞，2006）。

3.2 矿石成分、矿石类型

金矿床矿石矿物组分比较复杂，主要金属矿物有黄铁矿、闪锌矿和方铅矿，其次有毒砂、黄铜矿、辉铜矿、辉锑矿和白铁矿、黄铁矿和石英含金较高，是金的主要载体矿物。贵金属矿物有自然银、金银矿、银黝铜矿、深红银矿和脆银矿等。脉石矿物主要为石英、白云石、次之为方解石、绢云母。不同类型的矿体矿物组合存在着差异。

金矿床的矿石类型可分为4个类型，硅质岩型金矿石、硅化大理岩型金矿石、蚀变黑云变粒岩型金矿石、蚀变石榴（矽线）黑云母片岩型金矿石（安东，2004）。

3.3 矿石组构及成矿阶段划分

矿石结构主要有半自形-他形粒状、半自形-自形粒状、交代残余、固溶体分离结构，其次还有包含、侵蚀、压碎结构等。矿石构造有稀疏浸染状、块状、角砾状、晶洞状、条带状和细脉浸染状等（田豫才，1999）。

根据矿石物质成分查定结果和包裹体测温资料，可将矿化过程大致分为3个主成矿时期。①多金属硫化物时期。成矿温度130～150℃，相当于沉积-火山活动作用形成初始矿源层时期，大量发育金属硫化物。蚀变以硅化、黄铁矿化为主。金属硫化物多呈浸染状、细脉浸染状产出。矿物共生组合为黄铁矿-方铅矿-闪锌矿-金矿物。主要矿物有黄铁矿、闪锌矿、方铅矿、石英；次要矿物有黄铜矿、毒砂、银黝铜矿、银金矿、自然金、白云石等。②石英-毒砂-金时期。成矿温度210～230℃，与辽东裂谷回返上隆、火山喷流、变质热液叠加改造及矿源层金多金属硫化物富集成矿时期密切相关。蚀变以硅化、黄铁矿化、绢云母化为主。金属硫化物呈星散状、浸染状、团块状和稠密浸染状、条带状产出。矿物共生组合为石英-毒砂-金矿物。主要矿物有毒砂、黄铁矿、石英；次要矿物有白铁矿、白云石、方解石、闪锌矿、黄铜矿、黝铜矿和绢云母等。③石英-白云石-金矿物时期。成矿温度300～400℃，属于印支-燕山期岩浆热液改造成矿时期。蚀变有黄铁矿化、方铅矿化、绢云母化和绿泥石化。金属硫化物一般呈星散浸染状、脉状、晶洞状、角砾状产出。矿物共生组合为石英白云石-金矿物。主要矿物有银金矿、深红银矿、自然金和石英；次要矿物有黄铁矿、方铅矿、闪锌矿、脆银矿和白云石等（田豫才，1999）。

4 矿床成因

4.1 元素地球化学特征

刘国平（1998）系统采集矿石、近矿围岩样品，具有如下特征。

1）Au与As，Sb构成重要的成矿元素组合。

2）Cu，Pb，Zn等矿化元素在硅化岩中含量较均一，而在正常大理岩和硅化大理岩中变化较大，并且在硅化大理岩中Pb，Zn含量较高，这与野外和镜下在硅化大理岩中见到细脉状和浸染状浅色闪锌矿是一致的。

3）硅化岩、硅化大理岩中Mn含量高于正常大理岩，表明矿化蚀变过程中锰被带入。

4）从正常大理岩→硅化大理岩→硅化岩，Sr含量减少，Ba含量增加，Sr/Ba值从＞1变为＜1。

5）矿石与围岩（包括变粒岩、大理岩、煌斑岩、片岩等）的Ti，Cr，Ⅴ，Co，Ni等铁族元素，以及Zr，Hf，Nb，Ta，Th，Ⅴ等大离子亲石元素的含量无明显差别（与同类型岩性相比）（刘国平，1998）。

4.2 矿物包裹体特征

4.2.1 类型及发育程度

矿床中发育较丰富的原生流体包裹体，流体包裹体以水溶液包裹体为主，少量的CO₂包裹体、含CO₂三相包裹体（5%左右）及含子矿物多相包裹体。

1）水溶液包裹体，室温下由纯水溶液相或气液两相组成，气液比一般在5%～20%之间，多数在10%左右，大小一般为3～18 μm，个别达20～30 μm。常见形态为负晶形、不规则四边形、三角形等，随机成群或独立分布。

2）CO₂包裹体，室温下呈纯CO₂液相或CO₂气液两相包裹。该类包裹体主要为富CO₂液相，少量富CO₂气相，气相CO₂所占比例一般为10%～40%。该类包裹体大小一般在5～20μm之间，多数为8～15 μm，其形态为椭圆形、负晶形、不规则四边形及他形（代军治，2006）。

4.2.2 包裹体成分

表1列出了成矿流体包裹体成分。气相成分中富含H₂O，CO₂，CH₄，CO等挥发分。液相成分Na^＋，Cl^-，

含量较高，贫F^-，高盐度（8%～10%）。成矿溶液性质为Na^＋-Cl^--

型，Na^＋/K^＋是判别流体性质的重要指标，岩浆热液的比值＜1，热卤水中的比值较高。该矿床Na^＋/K^＋为2.25～6.98。气相成分CH₄，CO含量较高，说明金矿化处在一种还原环境中（赵广繁，1997）。田豫才（1999）认为富含CH₄和有机质者反映出以成岩期层间流体为主，并有少量岩浆期后热液叠加混合的特征。

表1 小佟家堡子金矿床石英包裹体成分分析结果 w（B）/10^-6

注：测试单位为辽宁省有色地质矿产研究所。据田豫才，1999。

4.3 物理化学条件

均一温度测定表明，小佟家堡子的金矿成矿温度范围为140～240℃，其峰值为200℃左右（刘国平，1999）。均一法测温为145～174℃，成矿温度为中低温（赵广繁，1997）。包裹体均一化温度变化范围为110.4～335.2℃，温度峰值为150～190℃（代军治，2006）。流体盐度为3.9%～16.2%，多数盐度值集中于6.5%～10.5%之间（代军治，2006）。

依据盐水溶液包裹体温度-密度关系方程，估算热液密度为0.77～1.02 g/cm³，平均密度为0.95 g/cm³（代军治，2006）。

4.4 同位素地球化学标志

4.4.1 硫同位素

矿石硫的δ³⁴S均为正值，介于1.87‰～15.98‰之间，极差14.11‰，平均7.85‰（表2）。大石桥组δ³⁴S为0.15‰～13.20‰，印支期岩体δ³⁴S为0.5‰～7.6‰，三者的硫同位素值相当，但大石桥组中黄铁矿发育，多呈微莓球体和层纹状产于岩层层面及条带间，而岩体硫化物甚少，因此矿石硫主要来自辽河群，并有少量岩体硫参与。矿体内各矿物之间δ³⁴S具有黄铁矿＞闪锌矿＞方铅矿的规律，说明同一成矿溶液中，硫同位素组成达到均匀化，而且矿物之间硫同位素交换达到了平衡（赵广繁，1997）。

表2 矿石硫同位素分析结果

注：分析单位为沈阳地质研究所，1995。据赵广繁等，1997。

4.4.2 氢氧同位素

矿石中石英δ¹⁸O为6.42‰～10.70‰，极差4.28‰，均值8.36‰。成矿溶液δD 为-79.7‰～-48.0‰，极差31.7‰，均值-65.1‰。计算求得成矿溶液

为-8.63‰～-2.82‰，均值-6.40‰。成矿流体的δ¹⁸O-δD关系图，投绘点基本靠近雨水线（图3），成矿热液以大气降水为主（赵广繁，1997）。刘国平（1999）取得石英氧同位素组成δ¹⁸O值为18.5‰～21.1‰，表现δ¹⁸O漂移的特征。

图3 矿石石英δ¹⁸O-δD 关系图

（据赵广繁，1997）

4.5 稀土元素

1）围岩与岩体比较，多数地层围岩稀土总量（ΣREE）低于岩体。不同地层围岩之间，泥质岩石稀土总量普遍高于碳酸盐岩岩石。地层由老至新稀土总量呈现出逐渐降低的趋势。

2）地层、岩体和矿石轻重稀土比值均为正值，在稀土配分型式图上，曲线左高右低缓倾斜，属轻稀土富集型（图4，5）。δEu异常为0.53～1.90，属弱负异常到正常型。值得注意的是，金矿体及其赋矿围岩δEu＜1，Eu显弱亏损。相反，远离金矿体的围岩和岩体则显示Eu正异常，反映出矿体和赋矿围岩与相邻地层和岩体的稀土元素演化模式及物质来源存在很大的差异，表明赋矿层位具有一定的专属性。

图4 小佟家堡子金矿床围岩与矿体稀土元素配分型式图

图5 小佟家堡子金矿床岩体与矿体稀土元素配分型式图

3）金矿体稀土总量与赋矿围岩相近，其稀土配分曲线与赋矿围岩尤其与角砾状大理岩、硅质岩曲线十分相似，揭示出层状、似层状金矿体与围岩之间有着相似的沉积成岩和变质改造作用过程，成因关系密切。但是，金矿体与岩体稀土配分曲线弥合程度较低，缺少相似之处，而印支期岩体和燕山期花岗斑岩、煌斑岩、闪长玢岩的稀土元素演化特点却有着明显的相似性和连续性。这些表明，印支-燕山期岩浆热液及其成矿作用有着与沉积变质成矿过程截然不同的地质、地球化学环境和成矿条件（田豫才，1999）；而赵广繁（1997）认为含金硅质岩稀土总量、δEu为0.48（表3），配分曲线右倾，显示与上地壳平均值相近。而与同期大石桥组三段五层白云石大理岩、大顶子斜长花岗岩稀土配分曲线不相同，似乎说明硅质岩与同时期的沉积岩、侵入岩有不同的成因。

4.6 成矿时代

含金蚀变岩石的K-Ar法年龄为206～272 Ma，成矿期相当于印支期新岭花岗岩成岩期（赵广繁，1997）。

含金蚀变岩石中绢云母⁴⁰Ar/³⁹Ar坪年龄为167±2 Ma，等时线年龄为167±4 Ma，对岩石样品进行了K-Ar法同位素年龄的测定，其中1 件为绢云母石英交代岩型金矿石，3 件为新鲜的煌斑岩样品，被金矿体切割的煌斑岩岩脉，其表面年龄为211 Ma，代表了印支期岩浆活动，是金矿成矿时间的上限；另2件煌斑岩样品为矿区岩脉，与金矿体无明显的交切关系，其表面年龄非常接近，分别为130 Ma和149 Ma，代表燕山期岩浆活动。从金矿与煌斑岩的关系推断，金矿成矿时代应＜211 Ma，但无法确定是印支期成矿还是燕山期成矿；矿区绢云母石英交代岩的K-Ar表面年龄为183～272 Ma，分布范围较大（刘国平，2002），含金蚀变岩石中绢云母⁴⁰Ar/³⁹Ar坪年龄为167±2 Ma，等时线年龄为167±4 Ma，代表成矿年龄，成矿为燕山期。

4.7 矿床类型

该矿床的成因观点主要在以下几种。

1）矿床成因类型为微细粒浸染（卡林）型金矿床（刘国平，1999）。

2）“细碎屑岩型”金矿（杨德江，1999）。喷流岩型金矿床（安东，2004）。

3）产于中高级变质岩中的浅成低温热液矿床（刘国平，1998，2002）。

4）浅成低温热液渗滤型金矿床（王文清等，2000）。

5）浊积岩型（陈江，2000）及岩浆热液型金矿床（魏民，2001）。

6）矿床成因类型为同生沉积-变质-岩浆热液叠加再造型金银矿床（孙立明，1997）。

7）热水沉积、变质热液改造型金矿床（刘红霞，2006）。

参考文献

安东.2004.小佟家堡子金矿床地质特征.有色矿冶，20（3）：6～8

代军治，王可勇，杨言辰等.2006.青城子小佟家堡子、林家金矿成矿流体特征及成矿机制.地质论评，52（6）：836～842

胡铁军.2001.青城子地区金银成矿作用、控矿因素及找矿思路.地质找矿论丛，16（3）：187～191

刘国平.2002.辽宁小佟家堡子金矿床成矿时代探讨.矿床地质，21（1）：53～57

刘国平，艾永富.1998.辽东小佟家堡子金矿岩石地球化学及成矿条件研究.矿床地质，17（4）：147～152

孙立民，孙文涛，赵广繁.1997.青城子矿田小佟家堡子金银矿床地质特征及成矿物质来源探讨.黄金，18（12）：13～18

田豫才.1999.辽东小佟家堡子金矿床地质特征及成矿机理探讨.有色金属矿产与勘查，18（5）：246～269

赵广繁，孙立民.1997.青城子矿田小佟家堡子金矿床地质特征及成因机制.岩土工程界，6（4）：212～217

（肖力编写）