马头山—三岔口与元古宙细碧角斑岩有关的蓝石棉成矿亚系列

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一、区域地质概况

河南省蓝石棉矿产，主要分布在豫西南淅川、西峡、内乡一带。该成矿亚系列地域范围西起淅川县大流水，东至内乡县安子沟，呈北西西—南东东向展布。矿带长65km，宽8～10km，它位于南秦岭荆紫关—师岗复向斜之北翼。

区内出露地层为新元古代毛堂群、震旦系和寒武系。与蓝石棉矿有关的地层为毛堂群马头山组、震旦系陡山沱组和灯影组。马头山组为一套浅变质的基性火山岩－火山碎屑岩系。下部主要为细碧岩（枕状构造发育）、细碧质熔角砾岩；中部为细碧岩夹细碧质熔角砾岩、熔凝灰岩、凝灰砾岩及绢云片岩、赤铁绢云片岩；上部为细碧岩夹大量榍石赤铁绢云片岩、绿泥绢云片岩及凝灰岩等。中上部不仅火山碎屑岩夹层逐渐增多，而且有杂砂岩、硅质岩及透镜状大理岩等沉积夹层。厚度2000m左右。陡山沱组为一套碎屑岩－碳酸盐岩建造，属滨海相沉积，由绢云片岩和变质长石石英砂岩构成。厚200～400m。灯影组属浅海陆棚相沉积，下部以白云岩化大理岩为主，夹大理岩、白云岩及少量绿泥片岩等；上部为含硅质条带的白云质灰岩。厚200～400m。

区内构造线方向大体呈北西西—南东东向展布。最显著的构造形迹是北西西—南东东的褶皱、挤压带、冲断层等压性或压扭性结构面，次为北东—南西、北西—南东走向的扭性结构面和近南北走向的张性结构面。区内褶皱在槐树营—黄龙寨一带成群分布，褶皱群走向北西西—南东东，单个褶皱轴向与整个褶皱群的延长方向大致相同，彼此之间呈雁行排列。各褶皱规模不一，长1～12.5km。在淅川四山庙以西，褶皱为正常中等强度向西倾伏的背、向斜，四山庙以东则为紧闭倒转的背、向斜。区内断裂构造主要是走向为北西西—南东东的槐树营—黄龙寨韧性剪切带，其范围与褶皱群范围吻合，长约70km，宽约1～2.5km。它由一系列走向大致相同的剪切带所组成。断面一般见有擦痕和阶步，岩石发生强烈的片理化和糜棱岩化。剪切带及其附近岩石往往发生碳酸盐化、硅化、褐铁矿化及石棉和铜矿化。

区内岩浆岩除毛堂群马头山组细碧岩—石英角斑岩外，侵入岩不甚发育，主要是一些基性辉绿岩脉，其产出时代可能为与马头山组火山岩同期或早古生代。

二、马头山式蓝石棉矿床（点）的分布及矿床特征

（一）矿床式

在内乡—淅川蓝石棉矿带中，分布着规模不等的矿床及矿点30余处。其中，淅川县马头山矿区为大型，内乡县竹园、三岔口、鸡笼山、东川和淅川县唐家洼、张营皆属中型。以马头山矿床最为典型，称为马头山式矿床。该式矿床具如下特征。

（1）赋矿层位主要是毛堂群马头山组火山岩（如马头山、张营、三岔口蓝石棉矿），其次是震旦系陡山沱组、灯影组（如竹园、鸡笼山蓝石棉矿），还有赋存于华力西期花岗岩、辉绿岩节理裂隙中的蓝石棉矿（化），如西峡县水磨沟矿点，以及赋存于奥陶系岞?组安山玄武玢岩或与辉绿岩接触带中的蓝石棉矿化（如内乡县红土窑、淅川县赵庄、涧沟等矿点）。

（2）赋存在马头山组及陡山沱组的矿床规模大、数量多，蓝石棉的质量也好，而赋存在奥陶系岞?组中的矿脉质量差。

（3）矿化受断裂构造及破碎蚀变带控制。

（二）马头山蓝石棉矿床特征

矿区位于淅川县北东8km。

矿区出露地层为马头山组、陡山沱组、灯影组。含矿层位马头山组基性火山岩可分为上、中、下三段，以上段为主。矿脉主要受北西西向主断裂及其次级断裂构造及破碎蚀变岩带控制。普遍存在含棉裂隙，在辉绿岩与熔岩接触处蓝石棉矿脉最发育。如马头山矿赋存于马头山组中、上部位，而竹园矿则：①产于灯影组白云质灰岩、泥质灰岩与侵入的辉绿岩的接触带上；②产于陡山沱组沉积变质碎屑岩中，呈片理型复式脉；③产于马头山组与陡山沱组接触带上的挤压破碎带中，呈裂隙单式脉或网脉；④产于马头山组基性火山喷发岩或辉绿岩中，棉脉呈缓倾斜裂隙型及陡倾斜层间剥离裂隙型。

主要围岩蚀变有钠长石化、绿帘石化、绿泥石化、硅化及碳酸盐化。

蓝石棉脉有单式脉、复式脉及网状脉三种。马头山矿以单式脉、复式脉为主，网状脉极少；三岔口矿以网状脉为主；东川矿则以单式脉为主。矿脉走向近东西。倾向以南为主，倾角极缓5°～20°。一般脉长1～10m，最长62m。脉宽5～15mm，最宽710mm。

矿石以纤铁蓝闪石石棉为主，其次有阳起石石棉，共生矿物有镜铁矿、钠长石、方解石、重晶石、石英、虎睛石、绿泥石、黄铁矿、黄铜矿、褐铁矿、霓石等。棉纤维按其生长方式分为纵纤维、横纤维及斜纤维三种。不同矿床中石棉纤维的类型不一样，如东川矿以混合型为主，纵纤维次之，横纤维少见；马头山矿主要为纵纤维及混合纤维，少数是斜纤维。纤维长度一般为5～10mm，个别纤维达100～200mm。矿区平均品位I＋Ⅱ＋Ⅲ级品113.77g/m3，Ⅳ级品198.98g/m3。

值得指出的是，蓝石棉中常见有虎睛石产出。虎睛石是名贵的工艺矿物，是由蓝石棉经硅化作用蚀变而成，其中有金**和深蓝色两种，状若虎睛和鹰睛，有的还有猫眼效应，十分美丽。

（三）矿床成因

关于矿床成因，过去有人认为是成矿溶液在正常沉积环境下，通过海水吸附、溶解、分解有用元素，然后在比较合适的物理化学条件下聚集沉淀成矿。然而从蓝石棉矿的赋矿部位特征可以看出，它们不仅赋存于马头山组火山岩中，而且也产出于陡山沱组、灯影组沉积变质岩中，矿化发育在火山岩或沉积岩与辉绿岩接触带内，矿体受断裂构造及破碎蚀变带控制。所以，马头山式蓝石棉矿的成因类型应归为裂隙充填型热液（脉状）矿床，成因上与新元古代—早古生代的基性岩浆活动有关。

与破火山、火山构造洼地有关的次生石英岩型明矾石、叶蜡石、地开石、伊利石矿床成矿亚系列（4b）

多宝山铜矿田（包括多宝山铜矿床、铜山铜矿床和其周围的一些铜金矿床和矿点）位于黑龙江省嫩江县北部（图3-1）。矿区南距嫩江镇150km，有公路相通，距有铁路的黑宝山煤矿16km；西距嫩江25km，工业电网通过该区。

该矿田发现于1958年。从1958年到1962年属于工作的第一阶段。在此阶段内，对矿区及其周围进行了地质勘查工作，并提交了“多宝山铜矿床最终勘探报告”。其中，B＋C＋D级铜金属量19.6万t，钼金属量1.3万t。对于多宝山铜矿东南4km处的铜山矿床做了否定评价。1972年到1983年是工作的第二阶段。在此阶段内，使多宝山铜矿床铜金属量增至237万t，钼增至8万t，金73t，银1000t。与此同时，对铜山矿床重新作了评价，求得铜金属量80万t，钼6万t，认为铜山矿床铜等资源量应不亚于多宝山矿床。1992年到1993年是工作的第三阶段，通过工作使铜山铜矿床铜金属量由80万t增至90万t。2004年至2006年是工作的第四阶段，此次工作重点是查清铜山矿床内的东西向压扭性断层和推断其下盘铜的资源量。

由多宝山矿田向东南100km为新开岭隆起，隆起呈NEE走向，主要由前寒武系和下古生界组成，（图3-2）新开岭隆起以北，包括新开岭隆起属于大兴安岭褶皱系。在此褶皱系内，从下奥陶统到下石炭统基本上属于连续的海相沉积层。从早石炭世之后，新开岭隆起及其北部开始隆起，之后从未发生过海侵。新开岭隆起以南的广大地区属于吉黑褶皱系，从早石炭世到晚二叠世仍为浅海，沉积了巨厚的海相碎屑岩、火山岩和灰岩等，并伴有多宝山矿区与铜矿成矿有关的花岗闪长岩浆的侵入。在新开岭北部多宝山矿区周围，分布有石炭世中性和中酸性陆相火山岩及其凝灰岩。

在大兴安岭褶皱系内，古生界走向多呈北东向，少数呈北西向。而多宝山矿区却位于一条北西向构造带内。这条构造带不仅褶皱和压性断裂呈北西走向，而且奥陶纪的次火山岩体群，晚古生代的超基性岩体群，许多矿床和矿点以及新生代玄武岩都沿此构造带分布或分布于其旁侧断裂内。

地层：在多宝山矿区及其周围出露有早奥陶世到早泥盆世的海相地层，厚7500m；中泥盆世到早石炭世的海陆交互相地层，厚2300m，还有石炭纪和侏罗纪的陆相火山岩以及晚侏罗世的煤系地层。古生代的海相地层都有丰富的化石资料，年代依据充分。

在多宝山矿田，出露的下部地层为中奥陶统铜山组（O2t）中部。组成岩石为青灰色中酸性凝灰熔岩和含角砾灰岩，灰绿色凝灰质粉砂岩，灰绿色凝灰质砂岩、凝灰质砂砾岩夹灰岩透镜体，厚400m。铜山组上部由紫红色和灰色凝灰质砂砾岩、砾岩、含磁铁矿的长石砂岩、灰绿色千枚岩和钙质砂岩所组成，厚800～1200m。铜山组上部的砂砾岩疏松多孔，分布于矿区内者，多位于主矿体的下盘，蚀变异常强烈。该层向东南沿走向延伸十余千米，超出矿田范围。在该组未蚀变的岩石内，见有铜矿化。

图3-1 交通位置图

中奥陶统多宝山组（O2d）整合地覆盖在铜山组之上，下部主要由暗绿色安山岩组成，中间夹有一些紫色、灰色凝灰质砾岩、砂砾岩、粉砂岩和钙质砂岩等组成的透镜体，偶夹薄层灰岩。多宝山组中部主要由灰绿色安山岩，中性含角砾的凝灰岩和中性凝灰岩组成，夹有灰色凝灰质砂砾岩、凝灰质砂岩和灰岩。多宝山组上部由灰色含角砾的凝灰熔岩、角砾凝灰岩、灰紫色—浅灰色英安岩、安山岩及中酸性凝灰岩组成。

图3-2 区域地质构造区划示意图

多宝山组是矿田出露最广的地层。多宝山主矿体的顶部均赋存于多宝山组下部安山岩内。主矿体下盘常与铜山组上部砂砾层相接触。铜山组和多宝山组平均含铜量分别为80×10-6和130×10-6，向上为零星分布的上奥陶统裸河组 凝灰质砂岩、生物灰岩，上奥陶统爱辉组 含碳质薄层粉砂岩和下志留统黄花沟组（S1h）粉砂岩等。

构造：多宝山矿田位于一个大型背斜向北西的倾没部位，断裂构造异常发育，在多宝山矿田西侧有一条南北向扭性大断裂，北西向构造带受其拖动影响，在近大断裂20km的范围内被改造成一条北西向弧形构造带。此弧形构造带奠定了矿区的基本构造格局。在弧形构造带的基础上，不仅叠加了北西西向、北北西向压扭性断裂和片理化带，还叠加了次一级的北东向、北北东向构造，以及南北向和东西向构造。因此多宝山矿区正好位于多组构造的交会部位（图3-3）。

侵入岩：与成矿有关的侵入岩为花岗闪长岩和花岗闪长斑岩。它们的出露面积分别是9km2和0.17km2。K-Ar法同位素年龄分别是292Ma和283Ma。

花岗闪长岩略呈弓石燕形沿北西向弧形构造带分布，长达6km，向南西倾斜，倾角60°，与花岗闪长岩呈侵入接触的花岗闪长斑岩，沿北西向构造带呈似岩墙状分布。

花岗闪长岩和斑岩岩浆与被它们侵入的围岩之间，接触界面犬牙交错，侵入体有许多岩枝穿入围岩内，围岩有不少悬垂体伸到岩体内，岩体内还含有晚期侵入的脉岩和许多捕虏体。在主矿体两侧发育有岩浆角砾岩，但与岩浆接触的全部围岩和围岩角砾热变质作用都较微弱，且变质程度不一。

图3-3 黑龙江省嫩江县多宝山铜矿区构造体系示意图

1—第四系现代河谷冲积层；2—八十里小河组；3—黄花沟组；4—爱辉组；5—裸河组；6—多宝山组三段；7—多宝山组二段；8—多宝山组一段；9—铜山组三段；10—铜山组二段；11—黑云母斜长花岗岩；12—斜长花岗岩；13—更长花岗岩；14—石英闪长岩；15—花岗闪长斑岩；16—花岗闪长岩；17—闪长玢岩；18—霏细斑岩；19—辉长岩；20—闪长岩；21—次安山岩；22—闪长玢岩；23—倒转背斜及其编号；24—背斜轴及其编号；25—向斜轴；26—压扭性弧形断裂片理化带及编号；27—压扭性断裂及编号；28—压扭性断裂；29—实测及推测断层；30—实测地质界线；31—推测地质界线；32—矿体

在花岗闪长岩体内部，矿物成分很不均匀，岩体的边缘处为斜长花岗岩相带，一般宽百米到千余米，岩体内部为花岗闪长岩相带，两者之间存在着一条宽约500～1000m的过渡相带，称贫钾花岗闪长岩相带。

岩体内不同成分的相带大致与接触带的轮廓相对应。这种吸收围岩成分形成的相带不仅表现在岩体的边缘，而且也出现在岩体内部含悬垂体的部位。岩体内斜长石的牌号多数在10以下，但有时也出现大于30者。其他矿物成分分布也不均匀。因而局部形成了多种类型岩石；如二长花岗岩、英云闪长岩、石英二长岩、石英闪长岩和石英二长闪长岩等，这些岩石类型之间均呈过渡关系。

在岩体的边缘部分岩石多呈等粒结构，越近岩体中部（即岩浆活动中心处）岩石结构变化越大，呈似斑状结构。斑岩岩浆就是沿似斑状结构相带中心部位侵入上来，经过统计作图，结构相带的界线与成分相带的界线并不吻合，前者明显地切穿了后者。

在花岗闪长斑岩体内部，按其各个部位含斑晶种类和数量的差异，划分了三个相带：边缘相斑晶含量小于50%，多数为酸性斜长石，其次是石英；中心相带斑晶含量大于75%，以钾长石为主；中间者为过渡相带。由边缘相带向岩体中心，随着斑晶和钾长石数量急剧增加，逐渐过渡到中心相带。

在花岗闪长岩内矿物的平均含量：斜长石56.8%，石英20.4%，角闪石9.1%，黑云母1.7%，条纹长石11.5%，硫化物0.5%，副矿物有磷灰石、榍石和磁铁矿等。其平均化学成分为：SiO262.14%，TiO20.42%，Al2O315.41，FeO32.46%，FeO33.12%，MnO 0.07%，MgO 2.18%，CaO 3.50%，Na2O 2.81%，K2O 4.04%，P2O50.23%，H2O 2.51%。微量元素含量（×10-6）Cu 5.00，Mo 1.10，V 91.80，Ni 13.20，Co 11.90，Pb 10.60，Zn 38.30，Ag 0.16，Hg 0.01，As 2.80，F 461.00。与维氏值相比，Cu，V，Ni，Co，As，Hg，Mo均较高。其87Sr/86Sr比值变化于0.704～0.703之间，平均0.706，87Sr/86Sr初始比值为0.705。

花岗闪长斑岩内浅部矿物的平均含量斜长石52%，石英2.5%，钾长石13.7%，角闪石和黑云母8%，磁铁矿1.1%，磷灰石0.1%。此外，副矿物尚有锆石、金红石和少量硫化物，其平均化学成分：SiO271%，TiO20.19%，Al2O313.36%，Fe2O30.76%，FeO 2.48%，MnO 0.03%，MgO 0.62%，CaO 2.14%，Na2O 2.71%，K2O33.38%，P2O50.11%。岩石内SiO2含量偏高，可能是样品中含有石英细脉造成的。其微量元素含量（×10-6）Cu 80，Mo 4.3，Ni 10，Co 8.7，Mn 431，Pb 7.4，Zn 20.5，V 30.4，F 376，C 1317，Ag 0.18，S 379，As 5，与维氏值相比，Cu，Mo，Ni，Co，Ag，As 等明显偏高。其87Sr/86Sr比值变化于0.705～0.709 之间，平均为0.706，87Sr/86Sr 的初始比值平均为0.705。

根据花岗闪长岩和斑岩的岩石化学特点、副矿物成分、微量元素含量和87Sr/86Sr比值，应当属于Chappell和Whipe（1974）划分的Ⅰ型花岗岩。推测两者可能起源于岛弧环境，在优地槽回返形成造山带的过程中，沿增长的大陆边缘的构造活动带发生侵位的。

关于花岗闪长岩和斑岩体的形成深度，主要是根据岩浆侵位时上覆的地层厚度确定的。因从中奥陶统多宝山组向上分布有上奥陶世、志留纪、泥盆纪的沉积层，总厚度大于等于6000m，故岩浆的侵位深度应不少于6000m。

热液活动：多宝山矿田位于一条构造-岩浆活动带内，频繁的构造活动常常引起岩浆活动，在张性负压构造条件下演化而成的富H2O岩浆在其结晶晚期伴随着构造脉动就会引起热流体的活动，形成蚀变和矿化。多宝山矿区每次岩浆活动，或多或少都会引起热流体的活动，即便是成矿以后的少量煌斑岩的岩浆活动，在矿带附近也常常引起微弱的蚀变和矿化。但能够引起大规模流体活动的岩浆活动，在多宝山矿区主要有三次，它们可能来自同一岩浆房。它们是：①花岗闪长岩浆侵入之前的岩浆喷发活动；②花岗闪长岩岩浆活动；③花岗闪长斑岩岩浆活动。三次岩浆活动的特点虽然不同，但对岩浆-热流体成矿都起到了重要作用。

花岗闪长岩浆侵位之前的喷发活动伴随的热液活动，基本上发生于中奥陶统多宝山组内。矿区内青磐岩化安山岩全岩K-Ar法同位素年龄为315Ma，推测可能与中、晚石炭世火山活动伴生的热液活动有关。此期热液在广大范围内沿岩石的微裂隙缓慢向下渗流，使围岩的活动组分（包括石膏、岩盐、金属元素）发生大量迁移。根据地球化学场的资料，该期形成的第一次青磐岩化带是多宝山矿区含铜围岩的降低场。本期主要蚀变矿物有绿帘石、绿泥石、绢云母和少量碳酸盐矿物。上述四种矿物构成了本区第一期蚀变矿物组合。

花岗闪长岩岩浆活动伴生的蚀变矿物，虽然有黑云母、钾长石、钠长石、阳起石和石英等，但分布十分局限。分布广泛的蚀变矿物主要是绿泥石、绿帘石、绢云母和碳酸盐矿物。由它们组成的第二次青磐岩化带遍及花岗闪长岩体全部和其外接触带。此期青磐岩化是在矿区热液活动系统基本格局无明显改变的情况下，在相似的微裂隙系统条件下发生的。在花岗闪长岩体侵入接触带附近由于两次青磐岩化的叠加，青磐岩化明显增强，但其中的含铜量却进一步降低。花岗闪长岩经青磐岩化之后，含铜量也有所降低。

花岗闪长斑岩岩浆活动伴生的蚀变矿物，基本上产于斑岩及其周围的各种裂隙和微裂隙内。可分为岩浆晚期热流体活动生成的黑云母、钾长石、钠长石和石英，岩浆期后生成的绿泥石、绿帘石、绢云母、石英、碳酸盐矿物和粘土矿物等。在这些蚀变矿物中，除了在地层内局部形成绢云母化，在斑岩内形成的硅化核和发生石英钾长石化外，其他蚀变均分布在花岗闪长岩体内，形成了由各种蚀变矿物组成的蚀变花岗闪长岩。

斑岩岩浆活动与黑云母化同时发生，根据大量薄片鉴定资料对黑云母化范围恢复后，黑云母化原来的范围与现在的绢云母化带的范围基本相当。伴随着黑云母化，铜在黑云母化亚带内有明显的富集，富集处局部可以构成铜矿体。黑云母化亚带形成稍后出现了以硅化为主的钾硅化，在它对黑云母化亚带的叠加部位，铜遭到迁移贫化，但在强硅化处钼却得到了富集，有时可以构成钼矿体。

从黑云母化到硅化是斑岩岩浆房热流体的退缩过程，随着热流体的退缩，天水的进入，大致在原来的黑云母化亚带的边缘发生了第三次青磐岩化。

斑岩岩浆期后的绢云母化基本上是沿着北西向弧形构造带和北西向片理化带发生。它大致叠加在原来的黑云母化亚带上面，并对它进行了强烈的改造。

绢云母化阶段延续的时间较长，在绢云母化带内热液曾发生过多次活动。主期绢云母化是在压性构造条件下产生的。黄铁绢英岩则是在张性条件下产生的。铜富集成铜矿体则是在黄铁绢英岩化的基础上，经过多次构造脉动和热液活动，对铜等元素经过多次活化迁移富集而成的。

在绢云母化带内按绢云母化强度不同，可以分成石英绢云母化，绿泥石绢云母化和绿泥石、绿帘石绢云母化亚带。石英绢云母化岩石片理化较发育，常常位于绢云母化带的中偏下盘。而铜的矿化则主要赋存于石英绢云母化亚带和绿泥石绢云母化亚带内。

在含铜的绢云母化带的基础上，沿南北向构造带叠加上碳酸盐化后，原来的含铜矿带可以得到进一步富集，但当碳酸盐化叠加在不含矿岩石时，除了碳酸盐化外，见不到任何矿化。

在碳酸盐化之后，矿田经常出现的张性构造环境已转变为稳定的压性构造环境。后来的（245Ma前）更长花岗岩岩浆的主动侵位是在相对封闭的条件下发生的。它除了对外接触带围岩发生同化混染和角岩化之外，未曾引起大规模流体活动。近接触带处的铜矿带遭受热变质后，铜明显地发生了贫化。

矿床的蚀变分带就是在上述的多次岩浆活动伴随的多次热液活动的相互叠加改造的情况下形成的。大致说来，花岗闪长岩岩浆之前和其期后生成的青磐岩化带形成了蚀变带的外带，与花岗闪长斑岩岩浆活动的同时和稍后的钾化带（包括硅化核、钾长石、石英化亚带和钾长石黑云母化亚带）产于斑岩体内和环绕斑岩体分布，绢云母化带呈扁环状大部分叠加在钾长石黑云母化亚带上面，小部分叠加在青磐岩化带上面，构成了蚀变带的中间环带。碳酸盐化带则呈条带状切穿了各个蚀变带。

矿带和矿体：铜矿带内铜的迁移富集是热流体多次活动的结果。黑云母化阶段形成了铜的初次富集，在黑云母化的基础上，后来的绢云母化和碳酸盐化都使铜得到进一步富集，从而形成了目前矿床内的矿体和矿带。

多宝山矿床内的矿带和矿体大体上环绕着斑岩体和钾化带分布于叠加在黑云母化带上的绢云母化带内。铜矿带和矿体产状与斑岩体的产状吻合。由于斑岩体呈似岩墙状向西南倾斜向北西侧伏，倾角70°～80°，矿带内诸矿体基本上也呈此产状。相对于斑岩体而言，斑岩体上盘（南西盘）比下盘（北东盘）蚀变和矿化强烈，矿区内雁行状排列的1，2，3，4号四个矿带，其中3，2，4号矿带均分布于上盘，只有1 号矿带位于下盘。斑岩体侧伏的西北部与翘起的东南部相比，西北部比东南部蚀变和矿化强烈，1，2，3号矿带均分布于西北部，只有4号带分布于东南部。

矿带是由矿体群组成的。当矿体群中间部位铜矿化强烈，相邻矿体之间分布着浸染状铜矿化时，就可以构成厚大矿体，大矿体的厚度一般200～400m，延深和延长均大于1000m。在厚大矿体两侧仍分布着条带状、透镜状从属矿体，矿区的主矿带3号矿带即属此种情况。如果矿带内条带状矿体之间基本上无浸染状铜矿化时，就形成一些彼此隔离的条带状矿体。这些矿体的规模一般厚几米到二三十米，延深和延长约三五百米。如斑岩体下盘的1号矿带即属此种情况。2号和4号矿带矿化特点基本同1号带，局部地段也有类似3号矿带者。

在多宝山矿床四个矿带中，1，2，4号带内诸矿体均分布于花岗闪长岩内。多宝山矿床的主矿带（3号带）和铜山矿床的Ⅰ和Ⅱ号大矿体的下部也分布于花岗闪长岩内，但其顶部和中部却赋存于安山岩内。根据统计资料，安山岩内矿化强度和规模与下面花岗闪长岩内矿化的强度和规模，大致呈正相关关系，顶部安山岩内铜矿化较好时，下面的花岗闪长岩就会赋存着规模较大的铜矿体，这些主矿带和大矿体，除了顶部赋存于多宝山组（O2d）底部的安山岩外，下盘都分布有铜山组（O2t3）顶部的厚层砂砾岩。矿带下盘的砂砾岩层蚀变强烈。

在主矿带内，硫化物的分带特点是，在厚大矿体的中心部位，以斑铜矿为主，向外斑铜矿数量减少，黄铜矿数量居多并过渡到以黄铜矿为主，至大矿体的边缘（包括上盘、下盘）常分布一些分支矿体，在分支矿体附近和外侧分布有黄铁矿化带，有时在黄铁矿化带的内侧和外侧，分布有锌矿化带。

铜山铜矿床：矿床内有一条东西向压扭性断层，把矿床内Ⅰ，Ⅱ，Ⅲ号矿体由南东向北西推覆上来。断层上盘的Ⅲ号矿体全被剥掉，Ⅰ号矿体剥掉一半，Ⅱ号矿体的西北部刚被剥露出来。断层上盘的Ⅰ，Ⅱ号矿体仅为矿体的顶部，其上、中、下部均位于断层下盘。因上盘的Ⅱ号矿体水平投影面积较大（长1500m，平均宽230m），延深稳定，且宽度向下迅速增大，故其断层下盘的资源量可能相当可观。

矿区因地处寒温带，物理风化作用强烈。矿石致密坚硬，硫化物含量有限，不利于含铜水溶液的生成和渗滤。氧化带不发育，淋滤带与次生富集带基本缺失。从地表向下，氧化带只有10～20m，再向下常常与原生带相接。

矿石矿物：矿区的矿石类型以浸染状为主，细脉浸染状次之，在构造交叉部位和矿体的顶部有时也可见到细脉状矿石。矿石的矿物成分特点是，主要金属矿物成分简单，微量金属矿物种类繁多，石英、绢云母、绿泥石等典型脉石矿物种类较少，其他非金属矿物种类繁多。矿区已知的矿物达74种，其中金属矿物36种，非金属矿物38种，主要矿石矿物为黄铁矿、黄铜矿、斑铜矿和辉钼矿，其次为辉铜矿和黝铜矿。次生铜矿物有孔雀石、蓝铜矿、赤铜矿、铜蓝和辉铜矿等，能够综合回收利用的矿物有自然金、银金矿、自然银、辉银矿和碲银矿等。钼精矿中主要有Re，187Os，Se和一些铂族元素。氧化铜矿石在矿床中仅占矿石总量的1%～2%，脉石矿物以石英、绢云母、叶绿泥石、绿帘石、方解石、黑云母、钾长石、钠长石为主，其次是水黑云母、透辉石、铁白云石、透闪石、阳起石、高岭石、硬石膏、蒙脱石、沸石、绿泥石、白云母、红柱石、伊利石、矽线石、石膏和石榴子石等。

矿石中有用组分以铜为主，伴生有益组分有钼、金、银、铼、硒、锇、铂、钯、铱等。金和银多呈独立矿物存在，与硫化物紧密共生。通过硫化物单矿物分析，斑铜矿内含金、银较多，其他硫化物如黄铜矿、辉钼矿内也含有一定数量。通过矿石加工技术试验，铼与锇多富集在钼精矿内，99%以上的锇均为锇187Os。其他伴生有益组分可以在铜精矿和钼精矿中顺便回收。

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

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。

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。

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