後礦化池
⑴ 河南汲縣大池山重晶石礦床
一、礦床概況
1.礦床名稱
河南汲縣大池山重晶石礦床。
2.地理位置及中心點經緯度坐標
汲縣（衛輝市）大池山重晶石礦位於河南省衛輝市大池山鄉境內，北起靳庄，南至南江溝，西起花園，南至前龍卧，面積約28km2，礦區交通便利，東南距汲縣火車站約35km，有公路相通。地理坐標為東經113°57′57″，北緯35°36′17″。
3.礦床類型、礦種、資源儲量、規模、品位、勘查程度、開發情況
該礦床屬層控（內生）型重晶石礦床，礦體賦存於下奧陶統白雲岩中，普查在本區地表共發現重晶石脈17條，礦體長一般50～160m，最長550m，礦體厚度0.29～1.56m，一般小於1m，礦體延深一般25～50m，最大延深大於180m，平均品位40.40%，為小型礦。
4.所屬Ⅲ，Ⅳ級成礦區帶
ⅢBa-4太行成礦帶（III-61-③）。
5.區域成礦條件
本區位於華北地塊山西台隆南緣的太行山拱斷束，屬太行-中條重晶石成礦帶，區內出露地層主要為太古宙贊皇岩群（ArZh），中元古界長城系熊耳群，古生界震旦系（Z）、寒武系
自太古界古陸形成後，先後經歷了多期次構造運動和區域變質作用，形成了構造隆起與構造盆地相間的構造格局。
區內岩漿活動主要可以分成三期：即太古代岩漿岩的侵入經後期區域變質作用形成現今的各類片麻岩；燕山期的中性、鹼性侵入岩及喜馬拉雅期的基性-超基性侵入岩和噴出岩。燕山期岩漿活動在預測區主要表現為岩席、岩脈、岩牆等規模較小的中酸性岩漿岩侵入，喜馬拉雅期岩漿活動主要分布於工作區東部，表現為基性、超基性岩。
二、礦床地質特徵
1.礦區地質特徵
礦區出露地層主要為中上寒武統和下中奧陶統。礦區構造以斷裂構造為主，褶皺不發育，岩層產狀較為平緩，基本為一向北東傾斜、傾角為5°～10°的單斜岩層。礦區內的斷裂大致可以分為近東西向、北東向和北西向的幾組。礦區內所見岩漿岩有角閃石英二長斑岩和石英閃長玢岩，另外還有大量石英脈和方解石脈（圖4-5）。
圖4-5 大池山重晶石礦地質略圖
（據段子清等，1981）
1—中上奧陶統馬家溝組；2—下中奧陶統馬家溝組；3—下奧陶統；4—上寒武統；5—中寒武統；6—下寒武統；7—薊縣系；8—太古界；9—岩體；10—斷層；11—地層界線；12—重晶石脈
2.礦床特徵
（1）礦體特徵
全礦區共有重晶石礦脈17條，礦體呈脈狀或薄透鏡狀賦存於中上寒武統及下奧陶統碳酸鹽地層中（圖4-6）。礦體規模一般比較小，長度一般50～160m，最長550m，延深一般25～50m，最大延深大於180m，厚度一般小於1m，最厚5.93m。礦體形態常為透鏡狀，產狀近於直立或傾角很陡。礦體的形態和產狀嚴格受地層和岩性控制。
圖4-6 大池山重晶石礦地層柱狀略圖
（據李文炎等，1991）
（2）礦石特徵
A.礦物成分
礦石的主要礦物成分為重晶石、石英，其次為方解石和螢石。此外，含有少量方鉛礦、黃銅礦等。重晶石與石英的含量變化有一定的規律，在礦體厚度明顯變小部位和尖滅處，石英含量增高，高達90%，而重晶石脈相對減少，成為重晶石石英脈，在礦體厚度變大部位，石英含量減少而以重晶石為主，此時重晶石含量可達90%～95%。方解石含量在2%左右（如圍岩是灰岩時，可達15%～20%），螢石含量1%～3%，不多見。
B.礦石結構、構造
礦石一般為不等粒鑲嵌結構、塊狀構造，局部有角礫狀構造。在礦體尖滅地段，重晶石粒度較小，晶形發育程度差，在礦體中部或厚度較大地段，重晶石結晶粗大，常呈巨大的板狀、長條狀自形晶粒，晶面直徑2～4cm。
C.礦石的化學成分
BaSO4一般30%～35%，最高73.43%，SiO25.54%～23.66%，Al2O30.36%～5.19%；Fe2O30.55%～1.58%；CaF20.02%～0.77%；可溶鹽0.02%～0.53%。
據光譜全分析，礦石中微量元素為Pb，Cu，Cr，Ni，Tl，Mn，Sr等，Pb，Cu含量較高。
D.礦石類型
大多數為塊狀礦石，少數為角礫狀礦石。
（3）圍岩蝕變
由於礦體呈脈狀沿古生界的裂隙充填，故其圍岩主要為古生界白雲岩和灰岩，圍岩蝕變主要為重晶石化、硅化和方解石化，局部圍岩有褪色現象，礦化、硅化和方解石化一般呈網脈狀充填在礦脈兩側圍岩的細小裂隙中，通常礦體與圍岩的界線都十分清楚，褪色現象於局部鑽孔中可見。
三、礦床成因與成礦模式
1.成礦物質來源
礦體受下奧陶統層位控制，而該統白雲岩即為礦源層。Ba元素在本區圍岩中的豐度高達0.2%，成礦物質可能來自圍岩。是由滲流熱鹵水流經圍岩把Ba2+，[SO4]2-，Ca2+，[CO3]2-及其他金屬離子帶到裂隙中沉澱而成為礦床。
2.礦床成因
礦區重晶石礦受地層和岩性控制較嚴，產於下奧陶統硅質白雲岩中，為層控（內生）型重晶石礦床。
3.成礦模式
礦區重晶石礦順構造裂隙明顯受地層和岩性控制。據研究認為，早奧陶世燧石白雲岩沉積時期，重晶石已形成高本底或礦化層，是燕山運動岩漿構造作用使地層中鋇及有關組分活化就近集中在構造裂隙中富集而成脈狀礦床。
圖4-7 汲縣大池山重晶石礦成礦模式圖
（據河南省重晶石礦資源潛力評價成果報告，2012）
1—頁岩；2—白雲岩；3—泥質白雲岩；4—鮞狀白雲岩；5—含Ba灰岩；6—裂隙或斷層；7—重石礦脈
本礦區雖見有火成岩，經查明與重晶石礦體的形成無直接關系；雖有震旦系安山岩，但噴發早，不可能再生成熱液；本區重晶石礦床的特點是極嚴格地控制在一定的層位內，賦礦構造也受層位所控制，層控現象是極為明顯的。
通過成礦條件分析與成礦機制分析，建立了典型礦床成礦模式（圖4-7）。
⑵ 盆地流體系統與區域VMS礦化
前人的大量研究表明，由於始於早中寒武世的大陸裂谷作用，在NW向展布的大陸裂谷帶東段的白銀地區，發育了兩個重要的海相火山岩區，分別以北東側的廟廟山和南西側的黑石山為中心，形成了兩個以酸性火山雜岩體為主的海底火山穹隆，形成水下高地（圖3-22）。進入早、中奧陶世，隨著裂谷作用噴發大量海相基性熔岩，不整合覆蓋於酸性火山雜岩體之上（圖3-22）。基於詳細的岩相填圖和遙感影像分析，廟廟山海底火山穹隆呈現出異常復雜的古火山機構輪廓（圖3-22）。據此，彭禮貴等（1995）在該火山機構中識別出兩大古火山口，即折腰山大型古火山口和銅-拉大型古火山口。它們位於NW向與NE向兩組斷裂的交匯處，主要受NW向裂谷基底同火山斷裂控制（圖3-23）。以古火山口為中心，長英質火山集塊岩、火山角礫岩、火山熔岩和凝灰岩依次呈不規則環狀相變。石英鈉長斑岩體沿環狀斷裂侵位，繞火山口分布。長英質熔岩沿火山口侵出，形成熔岩穹丘，從而顯示以火山口為中心的環狀遙感影像。
裂谷基底的NW向同火山斷裂和異常復雜的火山機構，控制了古海底熱水流體系統的發育，後者不僅形成了一系列NW向排布的蝕變岩筒，而且造就了一系列海底噴流塊狀硫化物礦床（圖3-23）。這些蝕變岩筒平面上均呈NW向延展，反映熱水流體系統受NW向同火山斷裂控制，蝕變岩筒主要集中於折腰山和銅-拉大型古火山口附近，表明熱水流體主要沿襲導致岩漿噴發的古火山口迴流排泄。這些海底熱水流體可能被火山區下部的岩漿房加熱，並受驅動而發生對流循環。
在白銀礦區，分別以蝕變岩筒為中心，形成了5個不同規模的VMS礦床（鄔介人等，1994）。這些VMS礦床雖然具有類似或相近的含礦層位和岩性，但具有明顯不同的礦床式樣和金屬組合。按金屬組合和礦床形態，分兩種類型，即筒式礦床和席式礦床。筒式礦床以折腰山大型銅礦床為代表，主礦體形成於海底之下的蝕變岩筒之內，產出於石英角斑凝灰岩和熔岩中，顯示明顯的垂向分帶，自下而上，由含Cu石英脈帶、石英-黃銅礦脈帶，經塊狀黃鐵礦和含Cu黃鐵礦向塊狀富Pb-Zn礦遞變。金屬組合為Cu型或Cu-Zn型，Pb含量不高，Au、Ag含量偏低。席式礦床以小鐵山大型多金屬礦床為代表，主礦體形成於古海底火山岩系頂部，呈塊狀硫化物礦席或透鏡體產出，邊部漸變為浸染狀礦化暈。沒有發現該礦床的根部帶——即熱水補給通道內的脈狀-網脈狀礦帶，推測有兩種可能：其一為遠距離遷移堆積的流體池直接沉積成礦；其二是構造作用使其與根部帶錯位。若第二種可能屬實，銅廠溝筒式銅礦很可能是小鐵山礦床的根部帶。席式礦床的金屬組合為Zn-Pb-Cu型，含Au富Ag。
圖3-23甘肅白銀礦田蝕變岩筒的空間分布（據甘肅冶金三隊，1967，修編）
總之，區域蝕變分布和VMS礦床的空間結構特徵表明，白銀礦區的海底熱水流體系統是一個以海底火山穹隆為中心的復雜對流循環系統，在此系統中，兩組斷裂交匯點控制了多個熱水流體的匯流排泄，形成了一系列噴流-沉積硫化物礦床。
⑶ 成礦期次及礦化階段
尚家莊鉬礦床成礦作用可分為熱液期和氧化期，礦床的形成主要在中高溫熱液期，表生氧化期為鉬成礦後的改造期。成礦期間，熱液本身的演化和交代作用，構造的不斷活動，構成了較為完整的構造熱液期。在構造熱液期內，成礦是多階段的，根據熱液脈體的穿切關系，將熱液成礦期初步劃分為石英-輝鉬礦、石英-黃銅礦-輝鉬礦、石英-黃鐵礦三個成礦階段。
（1）石英-輝鉬礦階段
岩漿結晶晚期，分異出的高中溫熱液沿裂隙構造交代形成輝鉬礦石英脈。礦脈與圍岩界線不清，中間常有細小鉀長石化帶、黑雲母化帶。礦物組合以鉀長石、黑雲母、脈狀石英、輝鉬礦、黃鐵礦、磁黃鐵礦為主，為高溫礦物組合，推測成礦溫度為400～600℃。
（2）石英-黃銅礦-輝鉬礦階段
岩漿完全結晶收縮後，聚集大量含礦熱液沿構造裂隙或破碎帶充填交代成礦。該階段形成的礦體傾角較緩，規模較大，礦脈與圍岩界線清楚。蝕變以硅化為主，次為絹雲母化。礦物組合以脈狀硅化石英、絹雲母、輝鉬礦、黃銅礦，閃鋅礦、黃鐵礦為主，為中溫礦物組合，推測成礦溫度為200～400℃。
（3）石英-黃鐵礦階段
主要礦質沉澱後，殘余熱液沿構造裂隙充填沉澱形成黃鐵礦石英脈，無明顯的銅鉬礦化。該階段形成的黃鐵礦晶形較差，但常見放射狀集合體分布於石英脈壁。礦物組合以晶形完好的石英（常以晶簇出現）、綠泥石、方解石、黃鐵礦、白鐵礦為主，為低溫礦物組合，推測成礦溫度為50～200℃。
⑷ 鈦金屬離子探測器礦化後用什麼可消磁
他再說李斯，他能盡快化妝，應該是有一些可消磁正經的搞進去，他們手速認為這個省份劃分成不同的。
⑸ 蝕變分帶和礦化的幾點說明
多寶山礦床具有斑岩銅礦床典型的蝕變分帶和比較明顯的礦化分帶。由礦床中心向外蝕變帶依次出露有鉀化帶、絹雲母化帶和青磐岩化帶。由主礦體中心向外，中心部分以斑銅礦為主，向兩側以黃銅礦為主，礦體外面分布有黃鐵礦，與黃鐵礦一起和在其外面分布有閃鋅礦化。
1.對於環狀蝕變分帶的說明
礦區內幾期主要熱流體活動都與岩漿活動有關，因此，有必要從岩漿活動入手來探討熱液活動。
在礦床主礦帶兩側，花崗閃長岩內含有大量圍岩的張性構造角礫，說明這是一條張性構造通道。就在這條狹長的北西向通道兩側，花崗閃長岩體內出現了一條似斑狀結構的條帶，多寶山礦床及其東南的銅山礦床都位於這條似斑狀岩相帶內。與花崗閃長岩岩漿活動伴生的蝕變雖有其他一些類型，但主要蝕變是岩漿期後的青磐岩化，它占據了花崗閃長岩體的全部和少部分外接觸帶。
花崗閃長斑岩體如上所述位於北西向通道和似斑狀相帶內，與其緊密伴生的為鉀化帶，環繞著鉀化帶有絹雲母化帶，它們都位於似斑狀相帶內。
從多寶山的情況看來，因為這幾期岩漿活動和熱流體活動基本上都是沿著同一個北西向構造帶上來。這樣，前後幾期熱流體活動疊加在一起，就形成了典型的環狀蝕變分帶。
根據多寶山礦區的情況，可以認為在斑岩礦床的生成過程中，如果岩漿熱流體活動中心基本保持不變，亦即大致在同一地點作繼承性的構造活動，而各期次的熱流體分布范圍有擴有縮時，一般情況下應當形成環狀分帶。如果活動中心改變時，蝕變分帶就可能變成其他一些形態。世界上許多斑岩銅礦床都具有環狀分帶或似環狀分帶，表明了在斑岩礦床的形成過程中，礦床的岩漿熱流體活動中心一般情況下往往保持不變或位移不大。
2.對於礦化的說明
多寶山礦床斑岩岩漿的侵位，黑雲母化和與其伴生的銅礦化基本上是同時進行的，而且延續時間較長。斑岩岩漿與鉀化期流體在時間上的一致性和空時上的緊密共生，充分說明了多寶山礦床與岩漿之間的成因關系。
根據流體包裹體提供的數據，鉀化期間，從岩漿房溢出的高溫高壓高鹽度熱流體進入圍岩時，由於壓力變化大，或發生突降，使熱流體溫度迅速降低，從而導致了銅等配合物的分解和硫的還原，造成了生成硫化物的有利環境。
鉀化，特別是其中的黑雲母化帶伴生的銅礦化，在不少斑岩銅礦床中，如潘古納和賓厄姆銅礦床，已經構成了銅礦體。在一些含有絹雲母化帶的斑岩銅礦床內，也同樣要有鉀化帶，只不過是由於後期的疊加改造使鉀化帶不易辨認而已。如果銅礦床的成礦物質不是來自岩漿房，而是天水活動形成的，則不應稱為斑岩銅礦床。
在多寶山礦床黑雲母化帶內，一般情況下含銅量只有1000×10-6～2000×10-6，有時也可構成小型銅礦體。在礦床內構成工業礦體的地段通過對早期蝕變岩石恢復後，原來都屬黑雲母化帶。可見與黑雲母化帶伴生的銅礦化是不可缺少的，應當作為基礎礦化。以後銅的富集與貧化都是在含銅的黑雲母化帶的基礎上發展起來的。
形成黑雲母化帶本身已經構成了成礦的重要條件，以後發生的幾期流體活動有的使銅遷移富集，有的使銅遷移貧化，在多寶山礦床內，硅化、青磐岩化、更長花崗岩的熱變質和風化淋濾都造成了銅的貧化；絹雲母化和碳酸鹽化等則可以造成銅的富集。總之在含銅的黑雲母化帶內，只要有構造活動、岩漿活動和由此而引起的流體活動都會或多或少地對銅發生遷移，遷移的結果不是富集，就是貧化。現在銅礦化的空間分布，乃是經過多次熱流體對銅等遷移的最終結果。
目前礦床主礦體的所在部位一般說來，既是原來含銅黑雲母化帶的分布部位，也是強絹雲母化帶的疊加部位，在此基礎上，中間部分又疊加上了碳酸鹽化帶。這些蝕變帶從構造條件著眼，均有利於熱流體的聚集，從物理化學條件看，均屬於張性低壓構造環境，屬於鹼性還原環境，均有利於含銅硫化物的沉澱。
礦床主礦帶的硫化物分帶是在黃鐵絹英岩化的基礎上發展起來的。在未經改造的黃鐵絹英岩化帶內，較多的黃鐵礦與一定數量的黃銅礦比較均勻地分布在此帶內。經過後來多次流體疊加改造，才形成了目前的硫化物分帶格局。
3.多期次熱流體疊加的證據
多寶山礦區現在的蝕變帶和礦化帶是多期次熱流體對礦區岩石和礦石進行多次改造的結果。
疊加改造現象不僅表現在幾個大蝕變帶（青磐岩化帶、鉀化帶和絹雲母化帶）的相互關繫上，也表現在同一蝕變期次不同蝕變階段生成的礦物上面。甚至還表現在不同蝕變程度的同階段蝕變岩石上面。
蝕變礦物期次主要是根據礦物的相互交代關系建立起來的。共生礦物是在同一物理化學條件下生成的。譬如，在鉀化帶內，黑雲母與鉀長石很難找到它們的先後關系。但是有時一旦鉀長石存在，周圍的黑雲母即行消失，說明兩者不一定是共生礦物。斑岩岩漿期和期後一些蝕變礦物之間如鉀化期的黑雲母、青磐岩化期的綠泥石、絹雲母化期的絹雲母經常可以找到後者交代前者的現象，當蝕變程度增強時，前期形成的礦物即行消失。
除了蝕變礦物外，多期次熱流體的疊加現象也反映在金屬硫化物、包裹體的測溫、爆裂曲線類型和硫同位素分餾等幾個方面。
在殘留的鉀長石黑雲母化亞帶內，可以找到與黑雲母緊密共生的黃銅礦和斑銅礦，其爆裂溫度一般為310～350℃。當遭受絹雲母化疊加時，鉀化期的硫化物部分以至於近乎全部可被絹雲母化期硫化物交代。不過，除了多寶山礦區之外，在一些遭到石英絹雲母化強烈疊加的礦區，鉀化期生成的硫化物基本上已全被交代和遷移，很少見到殘留礦物。如中國德興礦區的硫化物已全部變成絹雲母化期的產物，包裹體爆裂法測溫尚未發現高於275℃者。
通過多寶山礦區三條剖面對流體包裹體的系統測溫資料，經過整理作圖後，不僅可以識別出三期熱流體的相互疊加，還可看到後面兩期熱流體的等溫線與礦體產狀基本吻合。
在多寶山礦床和主礦體的各個部位，系統地採取了流體包裹體爆裂樣品2000個。根據爆裂曲線發現比較單一的蝕變帶爆裂曲線類型簡單，而主礦體爆裂曲線類型復雜。爆裂曲線類型組合之間的界線，與蝕變帶、礦體的產狀也很吻合，用上述樣品測量爆裂頻數，並根據爆裂頻數的多寡作圖後，等值線的界線與蝕變帶和礦體界線也基本吻合。
根據各種硫化物δ34S值作圖後，發現主礦體中心、片理化、絹雲母化和銅礦化強烈處，δ34S值最低，由中心向外δ34S值逐漸升高，表明δ34S值最低部位，正是熱流體的強烈疊加改造部位。而且δ34S的等值線與蝕變帶和礦體的界線也基本吻合。
在多寶山礦區，因為存在多期次熱流體活動，後期對前期蝕變礦物疊加改造比較輕微，所以不論從宏觀上或微觀上，直接觀察還是間接推測，都能發現在礦床范圍內，特別是主礦體所在部位確曾發生過多期次熱流體活動。
多寶山礦床疊加改造強度比較輕微，只是相對於其他斑岩銅礦床而言。早期形成的蝕變帶一旦被晚期蝕變礦物疊加改造後，不論蝕變礦物、流體包裹體或同位素特徵，大部分甚至是絕大部分均被改造，殘留下來的畢竟是比例不大或寥寥無幾。
⑹ 礦化系列
礦化系列是指在一定的地質環境中，具有相同或相似的成礦過程，在時空上有密切聯系、成因上有成生關系的一組礦化類型組合。
依據區內礦床地質構造環境、成礦地質作用、成礦物質來源，以及成礦時空上的聯系，區內分布的鎢、鉬、錫、鉛鋅、銀、金、銅礦床可劃分岩漿礦化系列、變質熱液礦化系列、沉積礦化系列、沉積改造礦化系列及表生礦化系列（表2-1-1）。
表2-1-1 安徽東南地區鎢鉬錫鉛鋅銀金銅礦化系列表
（一）岩漿礦化系列
岩漿礦化系列是指與岩漿熱液作用有關的礦床。按照不同成礦階段形成的各具一定特色的礦化組合，並以成礦作用和成礦特徵為主要依據，又可劃分為與晚侏羅世深源高位中酸性侵入岩有關的鎢、鉬、金、銅、鉛、鋅、銀亞系列、與早白堊世花崗岩有關的鎢、錫、鉬礦化亞系列、與中元古代變質海相火山沉積細碧角斑岩有關的銅礦化亞系列及青白口紀變質火山岩系銅礦化亞系列。
1.與晚侏羅世深源高位中酸性侵入岩有關的鎢、鉬、銅、金、鉛、鋅、銀亞系列
主要分布在近東西向祁門－三陽斷裂及北東向寧國墩－五城斷裂兩側，侵入體受控於績溪和藍田古生代盆地滑覆構造及北東向斷裂帶。主要岩性為花崗閃長斑岩、斜長花崗斑岩、黑雲母二長花崗斑岩。其特點為：①主要物質成分來源於上地幔，部分為下地殼，具淺成和超淺成特徵。岩石結構為斑狀和細斑狀，其中石英斑晶具有結晶後的熔蝕作用特徵。②以小岩株（體）產出為主，部分呈脈狀，成群成帶分布。部分岩體有隱爆特徵，如祁門三寶、歙縣金谷山、銅尖下等礦床（點）均發育隱爆角礫岩。③侵入體及其周邊普遍發育Cu、Au、Pb、Zn、Ag、W 等元素地球化學異常，成礦侵入體往往有地磁異常。④岩石普遍發育硫化物，風化後呈現火燒皮特徵。⑤小岩株（體）自身及圍岩均發育較強的蝕變，主要為硅化、鉀化、絹雲母化、綠泥石化、角岩化、黃鐵礦化等。與該礦化亞系列有關的礦化類型，主要有岩漿熱液型、斑岩型、矽卡岩型，如東源鎢鉬礦、三寶銅鉛鋅礦、逍遙鎢礦、際下鎢礦、烏溪金多金屬等礦床。
2.早白堊世花崗岩有關的鎢、錫、鉬礦化亞系列
主要分布在太平褶斷帶及寧國墩－五城斷裂北東段和榔橋－里東坑斷裂兩側。侵入體一般呈岩基、岩株、岩枝產出。岩石類型主要為花崗岩、似斑狀花崗岩、花崗斑岩。岩石為中粗粒結構、似斑狀結構，斑雜狀結構。岩漿分異演化作用特徵明顯，使其相關的W、Sn、Mo、Bi、Be等元素在演化中得以富集，從而形成岩漿熱液型鎢、錫、鉬礦床。如西塢口、古門坑花崗斑岩，似斑狀花崗岩中鎢、錫、鉬礦床。
3.中元古代變質細碧角斑岩銅礦化亞系列
主要分布在白際嶺島弧帶北側及祁門－三陽斷裂南側。含銅岩系為中元古代西村岩組細碧角斑岩建造，岩石主要為變細碧岩、輝綠－細碧枕狀熔岩、細碧角斑岩及石英角斑岩。礦化多呈條帶狀（層帶狀）、浸染狀分布。礦化帶受北東向和近東西向韌性剪切帶控制，圍岩蝕變主要為綠泥石化、透閃石化、陽起石化、硅化等，如歙縣水竹坑、大備坑及休寧黃土嶺等銅礦床（點）。
4.青白口紀變質中基性火山岩系銅礦化亞系列
主要分布在障公山隆起區北緣及祁門三陽斷裂北側的歷口構造區內，銅礦化產於青白口紀變質火山岩系中，變質火山岩系為青白口紀鋪嶺組和井潭組。鋪嶺組由玄武岩、玄武安山岩、玄武質凝灰岩、玄武安山質凝灰岩組成，岩石具緻密塊狀和杏仁狀構造，斑狀結構發育；井潭組為安山岩、英安岩、流紋斑岩及流紋質凝灰岩，如祁門宕里、壁坑和太平上戴等銅礦點，銅礦化多受裂隙和火山角礫構造控制，礦石品位為中貧。圍岩蝕變主要為綠泥石化、鈉長石化、絹雲母化。該礦化亞系列的已知產地一般為礦點，勘查研究程度較低，研究資料較少，本書僅作一般性敘述。
（二）變質熱液礦化系列
這類礦化系列形成機理尚未查明，但作者認為，成礦物質的火山－沉積岩，在區域變質和強烈剪切作用下，流體相分離是剪切帶成礦流體的普遍特徵，這種特徵反映了剪切帶對成礦作用最基本的控制（池國強，1994）。流體相分離一般發生在流體壓力突降之處，而剪切帶的擴張空間把成礦流體吸入，並成為成礦物質沉澱場所。
安徽東南地區這類礦化系列，多為金和金多金屬礦，主要產於白際嶺島弧區青白口紀淺變質岩系內，受韌性剪切帶及其上脆性破碎帶控制。研究資料表明，強變形帶是變質成礦流體形成和帶出的主要源區，而其中弱變形區及與主剪切帶相關的次級剪切帶和裂隙是金的儲集區。韌性剪切帶中的金主要來源於火山碎屑－沉積岩，部分來源於火山岩。金礦富集經歷碰撞造山－韌性剪切，岩層發生強烈的構造置換和化學置換，金礦物質流體經過遷移沉澱，從而形成含金石英脈和含金糜棱岩，尤其在次級剪切帶的膨大處和產狀變化處更有利金礦物質富集，部分區段又經過岩漿侵入活動，使金物質帶入並就位於岩體（脈）的頂部和兩側破碎帶中，形成破碎蝕變岩型金礦。
（三）沉積礦化系列
安徽東南地區沉積礦化系列主要產於早震旦世和早寒武世黑色岩系及中生代陸相紅色沉積岩系內，可分海相沉積黑色岩系銀、釩、鉬礦化亞系列和陸源碎屑沉積銅、金礦化亞系列，以前者分布較為廣泛。
（1）海相沉積黑色岩系銀、釩、鉬礦化亞系列。主要產於早震旦世藍田組及早寒武世荷塘組和黃柏嶺組黑色地層中。礦化廣泛分布在東至－石台－黃山以東和黟縣一帶，大體呈近東西向分布；另一片礦化區分布在歙縣北東－績溪楊溪－寧國東南部，大體呈北東向分布。黑色岩系為一套淺海相硅質－炭質－粘土岩組合和粘土岩－碳酸鹽岩組合，如西坑、留杯盪等礦床。
（2）陸源碎屑沉積銅、金礦化亞系列。主要分布於中生代陸相紅色沉積盆地內，含礦岩系為早侏羅世月潭組和早白堊世徽州組紅色地層。月潭組主要為石英砂岩、炭質頁岩、凝灰質粉砂岩；徽州組主要為棕灰色塊狀礫岩、紫紅色厚層鈣質砂岩、砂岩互層，銅礦化一般較弱，目前尚未發現理想礦化富集地段，如休寧蓮花尖、月潭金礦及桂林銅礦點。
（四）沉積－改造礦化系列
該礦化系列是指礦化先期同生沉積後，經岩漿熱作用改造富集成礦。區內沉積改造礦化系列為海相同生沉積礦化，後經岩漿熱液作用富集形成的銀鉛鋅礦床（點），如西坑、留杯盪銀鉛鋅礦床。礦體產於震旦紀藍田組、寒武紀荷塘組中。礦區內斷裂構造發育，並有花崗閃長岩體（枝）分布。礦化特徵顯示，銀鉛鋅礦床是在海相沉積基礎上經過岩漿熱源改造富集而成的。
（五）表生礦化系列
該礦化系列是指風化、破碎、溶蝕等外力作用影響下，經過搬運、堆積或殘積形成的砂金礦、殘坡積金礦，如休寧縣月潭砂金礦、蓮花尖金礦點等，一般規模小。
⑺ 礦化分帶
據對目前已知的48處鉑族元素礦產地的統計，我國西南部地區絕大多數的鉑族元素礦床、礦點集中在雲南、四川交界處的康滇地軸中心部位，但規模最大的楊柳坪和金寶山位於揚子地台的西部邊緣。
無論是前寒武紀的礦床還是顯生宙的鉑族元素礦床，均表現出與基性超基性岩的密切相關性，即使是大岩子式的熱液型礦床和三大灣式的噴氣沉積礦床，也在空間上表現出與基性－超基性岩岩體或岩脈的空間相關性。因此，基性－超基性岩的分布在宏觀上反映了鉑族元素礦床的空間分布。總體上看，我國西南部地區基性－超基性岩雖然出露面積都不是很大，以至於在小比例尺圖上難以體現（圖7-1），但分布極其廣泛。據不完全統計 傅德明，四川鉑族元素（PGE）礦產勘查總結.2001.10，第80頁
不同礦帶的岩漿岩形成於不同的時代。其中，晉寧期基性－超基性岩主要分布於康滇岩帶、龍門山岩帶和米倉山岩帶，其中的層狀基性－超基性雜岩主要見於康滇岩帶，具鉻鐵礦化，產石棉；似環狀中－基性雜岩見於龍門山岩帶，產磁鐵礦；鹼性基性－超基性岩見於米倉山岩帶，伴有鈦磁鐵礦、霞石鋁礦及鉀長石等礦產；銅、鎳、鉑族元素礦產主要與中小型超基性岩體有關，見於龍門山岩帶（白銅尖子）及康滇岩帶（冷水箐）。海西期基性超基性岩集中分布於康滇岩帶及金沙江岩帶，前者多屬鐵質，產有大型釩鈦磁鐵礦及銅、鎳、鉑族元素礦；後者屬鎂質、超鎂質，具鉻鐵礦化，亦伴鉑族元素礦化並具品位較高而規模極小的特點。印支期的基性－超基性岩分布於金沙江岩帶、德格－鄉城岩帶及甘孜－理塘岩帶中，規模小、數量多，其中金沙江岩帶、德格－鄉城岩帶部分岩體具超鎂質特徵，有鉻鐵礦化，而甘孜理塘岩帶的超基性岩僅具石棉及磁鐵礦化。總體上，四川的鉑族元素礦產主要集中產於康滇岩帶，雲南的鉑族元素礦床比較多但也以康滇地軸區分布最廣。因此，攀西地區、尤其是攀西地區的古生代層狀基性－超基性岩雜岩體是目前鉑族元素找礦的主要目標。
圖7-1 揚子地台西南緣鉑族元素礦床分布圖
1.晉寧期陸緣花崗岩地體中的基性－超基性鎂鐵質雜岩及鉑族元素礦化
此類基性－超基性鎂鐵質雜岩體沿揚子克拉通邊緣與松潘－甘孜造山帶、秦嶺造山帶的結合部位產出，分布於廣元－北川－寶興、康定－石棉－西昌－攀枝花一帶。主要呈殘留體產於前震旦紀陸緣花崗岩地體內，或岩脈、岩株狀侵位於中元古代地層中；受前震旦紀基底雜岩控制，斷續分布。
（1）廣元－旺蒼岩帶
岩帶位於廣元以東、南江－旺蒼一帶，岩體主要侵位於元古宙地層中，分布於長約80km（向東進入陝西漢南地區）、寬30km的范圍內，四川境內主要有玉泉、英萃、春樹坪等岩體，規模一般較小（漢南有望江山岩體、城山－畢機溝等岩體）。岩石有輝石岩、二輝橄欖岩及角閃橄欖岩等，具明顯的結晶分異現象，發育韻律層結構，超鎂鐵質岩石主要產於岩體下部，是比較典型的層狀基性－超基性鎂鐵質岩體；成岩年齡為中元古代（望江山岩體為1121Ma）。在層狀基性－超基性鎂鐵質岩體的超鎂鐵質岩石中可見有銅鎳礦、磁鐵礦化等現象，目前尚未開展超鎂鐵質岩體含鉑性的評價工作。
（2）彭灌－寶興岩帶
基性－超基性鎂鐵質岩體主要分布於茂縣－都江堰地區的彭灌雜岩和寶興－天全地區的寶興雜岩中，主要岩石有二輝橄欖岩、輝橄岩、輝石－輝長岩及輝長－輝綠岩等。超鎂鐵質岩（大部分已蝕變成蛇紋岩）主要侵位於中元古代黃水河群變質基性－酸性火山岩－沉積岩地層中，順層產出，呈脈狀、似層狀侵位。彭灌地區主要分布於紅岩、磨盤、爛泥灣、火麻岩等地。寶興地區主要有鄧池溝、蘆山白銅尖子－黃銅尖子超基性鎂鐵質岩脈群，主要由橄欖岩、蛇紋岩、輝石岩、輝長岩組成，計有數十個岩體。在寶興縣鄧池溝、蘆山白銅尖子的部分超基性鎂鐵質岩石中見有銅鎳硫化物礦化，並伴有鉑族元素礦化顯示：Pt+Pd（0.0076～0.181）×10-6。蘆山縣白銅尖子超鎂鐵質岩中已發現有Pt+Pd大於邊界品位的銅鎳鉑硫化物礦化體，可進一步工作。
輝石－輝長岩主要在新太古代—元古宙的岩漿雜岩中呈巨大的殘留體形式產出，主要有寶興冷木溝、小魚溪、邛崍火石溪、蘆山大川等岩體，規模普遍較大，一般在幾至幾十平方公里左右，最大的蘆山大川岩體可達150km2。以輝長岩為主，具有細－中－粗晶結構及偉晶結構的粒度分帶特徵，分異良好，其內部發育有由輝石岩（橄欖岩）輝長岩或細粒輝長岩－粗粒輝長岩，偉晶輝石岩－輝長岩組成的韻律旋迴層，條帶、葉理構造發育，具層狀岩體特徵，通常在岩體底部出現超鎂鐵質的輝石岩、橄欖岩、輝石橄欖岩。該類岩體分布區常有Cr、Ni異常顯示，局部地區有銅鎳礦化、黃鐵礦化、磁鐵礦化、鉻鐵礦化現象。蘆山大川岩體已發現黃鐵礦化、磁鐵礦化及零星的黃銅礦化，平均含Pt 0.005×10-6、Pd 0.0051×10-6，最高含Pt 0.023×10-6、Pd 0.028×10-6，一般在岩體底部的超鎂鐵質岩石中含量明顯較高。
（3）康定－石棉岩帶
晉寧期岩體分布零星，有一定規模的岩體不多。康定地區有姑咱、康定瓦斯溝，瀘定地區有嵐安、紅軍橋、水井灣、大烏科和小烏科，石棉地區有石棉岩體、大河壩、菜園子岩體群等。岩性主要有二輝橄欖岩、橄欖輝石岩、輝石－輝長岩、蘇長輝長岩等，岩石的M/F值多在2～6之間，屬鐵質系列的超鎂鐵質岩類，部分岩石可見鉻鐵礦、鈦磁鐵礦和少量的銅鎳硫化物礦化。岩體主要侵位於新太古代－古元古代康定群變質基性酸性火山岩－沉積岩中，並且被晉寧晚期的花崗質岩石侵蝕切割，現今一般呈巨大的捕虜體，原始產狀已不易恢復。
石棉地區的石棉南北岩體、菜園子岩體群等，主要由純橄岩和斜輝輝橄岩等組成，部分見有輝石岩、輝長岩。岩石的M/F值多在9以上，屬鎂質系列的超鎂鐵質岩類。部分岩體可見石棉、鉻鐵礦、蛇紋石、滑石礦化。石棉地區大河壩岩體的輝石岩內發現自然鉑礦化，鉑族元素礦物以自然鉑為主。其他礦物有磁鐵礦、鈦鐵礦、黃鐵礦及零星的黃銅礦，Pt品位在0.2～3g/t之間，高者可達30～40g/t左右，遠景儲量達中型以上。
該地區對基性－超基性岩的工作程度普遍較低，但同類型岩體分布廣泛，存在一定的找礦潛力。
（4）米易－會理岩帶
晉寧期的基性－超基性岩主要出露於米易、攀枝花、會理一帶，主要有鹽邊高家村（冷水箐）、米易埡口、阿七、德昌興隆和會理下村等岩體。
岩體的圍岩主要為中元古代會理群、鹽邊群碎屑岩－碳酸鹽岩夾火山岩淺變質岩系，基性－超基性岩一般順層侵位或沿構造侵位，多呈岩盆、岩床或不規則的脈狀產出。岩盆、岩床出露面積一般在幾至幾十平方公里以內；脈狀侵入體規模較小，一般小於1km2。主要岩石類型有含長橄欖岩、角閃橄欖岩、單輝－二輝橄欖岩、輝石岩、蘇長輝長岩、角閃輝長岩、閃長岩等；大部分岩體具有層狀構造和環帶狀構造，超基性岩一般沿岩體的底部和核部產出，向岩體的上部和邊部一般為基性岩。大部分岩體具有鉻鐵礦、釩鈦磁鐵礦和銅鎳硫化物礦化，在鹽邊高家村（冷水箐）、米易埡口的部分岩體中形成了具工業價值的銅鎳硫化物礦床。
對該地區岩體的含鉑性評價工作尚未完全展開，但曾利用以往的地質實物資料作過PGE的分析測試，並且發現了PGE異常及一定的礦化顯示。其中以鹽邊高家村岩體比較系統，據統計，該岩體PGE含量的較高值一般出現在雜岩體各韻律層下部的超基性單元內，平均含量變化於20×10-9～55×10-9之間，最高值分別達261×10-9、82×10-9、84×10-9；而各韻律層上部的基性岩單元，含量基本保持在1.7×10-9～3×10-9之間；顯示了超基性岩對於PGE的富集特徵。雖然尚未發現有價值的富鉑層位，但目前的工作已顯示出該岩體具有進一步工作價值。
2.海西期與峨眉地幔柱有關的基性－超基性雜岩及鉑族元素礦化
雜岩帶沿揚子克拉通邊緣與松潘－甘孜造山帶、秦嶺造山帶結合部位的丹巴－小金－龍門山三叉裂谷、攀西裂谷和金沙江、甘孜－理塘、鮮水河構造帶產出。玄武岩分布范圍巨大，基性－超基性雜岩體主要侵位於古生代地層中，沿玄武岩分布區和構造帶展布。
（1）彭灌－寶興、天全岩帶
海西期玄武岩在本地區分布面積比較大，與玄武岩噴發同期異相的基性－超基性岩在本區分布相對較少且分散，主要有橄欖岩（蛇紋岩）輝石岩、輝長岩及輝長－輝綠岩，一般呈脈狀、似層狀侵位於古生代地層中。規模一般不大，其中比較大的基性－超基性岩體是天全的岩扁扁雜岩體，在其外圍的脈狀侵入體中已發現有銅鎳鉑硫化物礦化體。
天全岩扁扁雜岩體出露於鉛廠溝復式背斜的傾伏端，侵位於古生代淺變質地層中，形成一個近環狀分布的基性－超基性岩體群。區內已發現近30餘個基性－超基性岩體，多呈不規則似層狀、透鏡體、脈狀展布，規模大小不一，岩石類型有二輝橄欖岩、輝石橄欖岩、橄欖輝石岩、輝石－輝長岩及輝長－輝綠岩等。超基性岩體（二輝橄欖岩、輝石橄欖岩、橄欖輝石岩）與基性岩體（輝長岩）具侵入接觸關系。目前已在呈透鏡體、脈狀侵入的基性－超基性岩脈中發現銅鎳鉑礦化礦體，顯示出一定的找礦潛力。
（2）丹巴－康定岩帶
該地區海西期基性－超基性岩分布比較廣泛，沿丹巴－定康三道橋近120km的范圍內分布有大小岩體數十個，其圍岩主要是志留系、泥盆系的一套陸源碎屑岩－碳酸鹽岩（夾基性火山岩沉積岩系）；基性－超基性岩與區域上二疊系海相玄武岩相伴產出，構成聞名中外的二疊紀大火成岩省的一部分。
丹巴地區的基性－超基性岩主要分布於丹巴楊柳坪、石鍋棚子、魚海子一帶，岩體出露於該區近似橢圓形穹窿狀背斜（穹狀構造）的核部和翼部，呈岩盆、岩床或不規則似層狀產出，構成近環帶狀展布的岩體群。主要岩石類型有蛇紋岩、滑石岩、次閃石岩、輝長岩及少量輝綠岩，原岩恢復屬斜輝（二輝）橄欖岩－輝石岩－輝長岩系列。與上覆玄武岩系同源岩漿同期不同階段的演化產物。目前在楊柳坪、石鍋棚子、魚海子一帶的超基性岩中均已發現了不同規模的銅鎳鉑硫化物礦體，以楊柳坪鉑鎳礦床規模最大。近年來通過對該地區石鍋棚子、魚海子一帶基性－超基性岩進行的鉑礦評價工作，已發現了較好的鉑族元素礦化顯示，證明該地區尚有較大的找礦潛力。
康定地區的基性－超基性岩主要分布於康定城北的二道橋、新興、五道牛棚一帶，岩體順層侵位於該區志留系、泥盆系的一套陸源碎屑岩－碳酸鹽沉積岩系中。主要岩石類型有（二輝）橄欖岩、輝石岩、輝長岩及少量輝綠岩，上覆有分布廣泛的二疊系海相玄武岩。基性－超基性岩的構造地質背景、岩漿演化系列與丹巴地區的基性－超基性岩基本一致，只是岩體規模相對較小、分散。已有石棉、磁鐵礦等礦化顯示，但尚未進行鉑族元素礦產的評價工作。
（3）瀘定－石棉岩帶
該帶的基性－超基性岩主要分布於太古宙—元古宙基底雜岩（康定雜岩）西部的古生代地層中，岩體零星分布，規模較小。主要有二輝橄欖岩、橄欖輝石岩、輝石岩、輝長岩、輝長－輝綠岩等。岩石的M/F值多在2～6之間，屬鐵質系列的超鎂鐵質岩類，一般呈脈狀、似層狀侵位於志留系、泥盆系陸源碎屑岩－碳酸鹽沉積岩系中，與二疊系海相玄武岩系同源岩漿演化的產物。部分規模較大的岩體可見成分和結構分帶，局部可見鉻鐵礦、鈦磁鐵礦和少量的銅鎳硫化物等礦化。石棉地區的超基性岩有規模不一的磁鐵礦產出，現正小規模開采，未開展過岩體的含鉑性評價工作。
（4）冕寧－會理岩帶
該地區是四川重要的基性－超基性岩帶，沿長約近180km、寬約50～100km的范圍內，分布有大小基性－超基性岩體100多個，主要出露於冕寧、攀枝花、米易及會理一帶。代表性岩體如冕寧桂花村、攀枝花、白馬、紅格、太和、米易新街、會理力馬河、大崖子等；圍岩主要為泥盆系、石炭系、下二疊統的碎屑岩－碳酸鹽岩沉積建造，少量為前震旦系基底雜岩（康定雜岩）。岩體與二疊系峨眉山玄武岩有密切的成因聯系，成岩時代相近。一般呈層狀、岩盆、岩床或不規則脈狀產出，岩體規模一般較大，出露面積一般在幾至幾十平方公里以內。主要有單輝橄欖岩－輝石岩－輝長岩、輝長岩、輝長－輝綠岩系列和純橄岩－橄欖岩輝長岩、輝長岩系列。前者相對富鐵，具有較典型的層狀構造，形成了大型超大型的釩鈦磁鐵礦，如攀枝花、白馬、紅格、太和等岩體；後二者含Mg略高，岩體規模較前者小，伴有銅鎳、含鉑銅鎳礦化。
該地區海西期基性－超基性雜岩分布范圍廣、規模巨大，多呈岩群、岩帶分布。通過加大鉑礦找礦工作的投入，已經取得了重要的進展；相繼發現了米易新街大型釩鈦磁鐵礦型鉑族元素礦床、會理大岩子中型岩漿熱液型鉑族元素礦床及會理清水河、打礦山等一批重要的找礦線索，證明該地區找礦潛力大，是四川省在丹巴以外的又一個重要的PGE富集區，其資源儲量可能超過丹巴地區。
⑻ 蝕變和礦化的演化過程（僅限於多寶山礦床）
多寶山礦區的蝕變和礦化是經歷了一個長期而復雜的過程，是多期次熱流體疊加、改造的結果，因此，可以按時間順序，說明它的演變和發展過程。概括說來，構造活動有時引起了岩漿活動，幾次岩漿活動加上多次構造活動，導致多次熱流體的活動，於是形成了圍岩的蝕變和礦化。
過程概述如下：
（1）受多寶山礦田西側南北向大斷層的拖動，原有的北西向構造被改造成為一條北西向弧形構造帶。北西向壓扭性弧形構造帶構成了多寶山礦田的基本構造格局。約在同時或稍後，地層受到一次廣泛的青磐岩化。從青磐岩化化帶內銅遷出50%以上。
（2）在張性構造條件下導致花崗閃長岩岩漿的被動侵位。被動侵位的岩漿對圍岩有強烈的抽吸作用。其中一部分銅與水和礦化劑一起進入負壓岩漿房。
（3）被動侵位的花崗閃長岩發生碎裂，在花崗閃長岩體及其鄰近圍岩內發生了第二次青磐岩化，圍岩經此次青磐岩化後，含銅量再一次降低。其中一部分隨水和礦化劑一起進入負壓岩漿房。
（4）張性構造和下部岩漿房進一步發展導致花崗閃長斑岩岩漿的被動侵位。與斑岩岩漿侵位的同時，在侵位通道周圍發生黑雲母化，並伴隨著較強的銅礦化。黑雲母化帶平均含銅量為1000×10-6～2000×10-6。
（5）當岩漿房發展到晚期，岩漿房H2O逐漸增多，壓力增大，引起爆破，使花崗閃長斑岩發生碎裂。以碎裂花崗閃長斑岩為通道由下面上來的岩漿後期流體發生鉀長石化和石英化。熱流體從鉀、硅化帶內遷走部分銅，使石英鉀長石化帶的平均含銅量只有300×10-6左右。
（6）在碎裂的斑岩處發生強石英化形成石英核，並伴隨有鉬礦化，平均含鉬大於200×10-6。
（7）稍後在黑雲母化帶的外圍再次發生青磐岩化，遭受青磐岩化疊加改造的黑雲母化帶，銅再次遷出。
（8）北西向弧形構造帶的強烈活動生成了雁行狀右列的片理化帶。
（9）在片理化帶上，發生主期絹雲母化。在絹雲母化疊加改造的黑雲母化帶內，銅得到明顯富集。一般含銅2000×10-6～8000×10-6。
（10）北西向、北西西向和北東向、北北東向構造在空間上發生交會。
（11）幾組構造在時間上發生多次交替活動。
（12）幾組構造交替活動，引起多次熱液活動，在絹雲母化帶上，銅遷移富集後形成銅礦帶，在構造有利部位形成銅礦體（含銅大於4000×10-6）。
（13）在銅礦帶內，由於含銅礦液沿絹雲母化帶由下向上部流動，並向周圍擴散，銅、鐵、硫、鋅等以其活動性不同，在礦帶中心部分形成了以斑銅礦為主，兩側以黃銅礦為主，邊緣以黃鐵礦為主的礦化分帶。
（14）沿南北向構造發生碳酸鹽化。碳酸鹽化疊加在礦體上時，使銅礦化局部富集，含銅量一般大於等於5000×10-6。
（15）成礦後更長花崗岩發生主動侵位，圍繞更長花崗岩形成黑雲母角岩帶，並破壞和貧化了它附近的部分礦體。
（16）古生代末期，在銅山礦床內發生了東西向斷裂，錯斷了銅山Ⅰ，Ⅱ，Ⅲ號礦體。
（17）中生代燕山期岩漿熱液活動，造成了礦區內幾處細晶閃長岩的侵入、銅礦體的局部富集和在銅山礦床東部疊加有銅、鋅、金等礦化。
⑼ 成礦系統礦化組合
在勉戈弧後盆地的火山岩帶中，除已發現的農都柯貴金屬礦化區和孔馬寺有色金屬礦化區外，區域化探和微波遙感資料還表明，在塔格、達日柯、獨龍溝等處也有多金屬異常，顯示了該火山岩帶良好的成礦前景。但不同部位，礦化元素組合則有較大的差異，其中以農都柯和孔馬寺兩個礦化區較為特徵。
（一）農都柯礦化區
礦床賦存於一套流紋質火山碎屑岩中，成礦元素為Au、Ag。As、Sb、Hg、Cu等伴生元素在Au、Ag礦體中普遍存在，有時也接近或達到工業要求。金屬礦物除自然金、金銀礦、輝銀礦外，還大量發育有黃鐵礦、閃鋅礦、輝銻鉛礦、砷黝銅礦、輝銻礦、輝銻銀鉛礦、雄黃、雌黃、橙紅石等。成礦溫度較低，主礦化階段發生在200℃以下，總體屬於高硫化物-石英-硫酸鹽型。在此條件下，構成了農都柯火山岩型淺成低溫Au-Ag-（As-Sb-Hg）多金屬礦床。
（二）孔馬寺礦化區
成礦元素為Hg，Ag、As、Sb構成伴生礦化，並形成了孔馬寺大型Hg-（As-Sb）礦床。
礦床產於勉戈組中段的超酸性流紋岩中，岩石具角礫狀構造和多孔狀構造。角礫由流紋質碎屑組成，具強烈硅化和絹雲母化。礦床受NNW向主幹斷裂控制，長約2 km，寬8～27m，由十多個透鏡狀礦體組成。斷續分布於斷層上盤的角礫狀流紋岩中，與岩層產狀基本一致，向SWW陡傾。金屬礦物以辰砂為主，另外有少量黃鐵礦、方鉛礦、閃鋅礦、雌黃及硫銻汞礦。
從上述兩個礦化區可以看出，義敦島弧弧後盆地中的低溫熱液成礦作用與富揮發分的高酸度流紋岩有關。這些流紋岩發生在弱富集地幔源區。岩漿形成過程中有來自俯沖板片的流體組分參與，其量約佔主弧帶岩漿作用中流體的50%左右。岩漿在上升噴發之前與地殼岩石發生強烈的相互作用，同化了大量的地殼物質。成礦元素Hg、As、Sb等可能主要來自這些被同化的地殼岩石，Au、Ag等成礦元素可能由地幔源區提供得更多。
另外在板內火山岩發育的夏囊溝地區，發育一條受剪切帶控制的Ag、Au、Cu、Pb礦化帶Au含量變化於（1.6～50.1）×10-9，Ag含量為（0.04～77.5）×10-6，Cu含量最高達3%，Pb含量為1%，Zn為1%，而As、Hg、Sb等元素普遍偏低，說明它和弧後盆地中的成礦作用有較大差異。
⑽ 生化池出現大量浮泥，是什麼原因
按描述，污泥可能存在老化現象，老化和死亡的污泥不及時排出，就容易漂浮在曝氣死角堆積，污泥老化最明顯的特徵就是污泥的SS高，VSS低，嚴重時引起礦化，導致污泥流失，出水混濁。
解決這個問題需要一個很長的周期
加大剩餘污泥排量和迴流污泥的排量，縮短污泥齡。及時清除表面浮泥。