孙衍东，谢桂青，陈 静

（1 中国地质科学院矿产资源研究所，北京 100037；2 中国地质大学科学研究院，北京 100083；3 福州大学紫金地质与矿业学院，福建福州 350108；4 合肥工业大学资源与环境工程学院，安徽合肥 230009）

蚀变岩帽（Lithocap），是指中-酸性岩浆沿着裂隙或断层，在近地表（＜1.5 km）与火山岩等围岩反应，形成的硅化、高级泥化和泥化蚀变矿物组成的呈帽状复合地质体（Sillitoe,1995）。蚀变岩帽内部往往发育高硫型浅成低温热液金（铜）矿床，常与下部有成因联系的斑岩型铜（金）矿床构成斑岩铜矿系统（Sillitoe,2010）。蚀变岩帽在地表往往呈现突出的正地形，覆盖面积一般为几十个平方千米，有的甚至可达上百个平方千米；但斑岩铜矿系统的范围相对较小，一般为几个平方千米，若没有明确指向性的方法，进一步的勘探工作难以开展（White et al.,1990;Holliday et al.,2007;Sillitoe,2010;Cook et al.,2020）。从全球范围来看，由于蚀变岩帽埋藏浅、剥蚀严重、保存难度大，现存的蚀变岩帽一般形成于中新生代，主要分布在环太平洋、特提斯-喜马拉雅和古亚洲洋等成矿区带（Kashkai,1973;Dilles et al.,2021）。蚀变岩帽因受构造、围岩性质、流体性质等因素的影响，往往在垂向和水平方向上表现出不同样式的分带模式：在水平方向上从核部至边部依次发育气孔状石英-石英+明矾石→明矾石+地开石→地开石+高岭石→伊利石+白云母、蒙脱石等矿物组合；在垂向方向上，自下而上发育石英+叶腊石±红柱石→石英+明矾石±水铝石±高岭石→高岭石+地开石→高岭石±蒙脱石等蚀变矿物（Arribas et al.,1995；Hedenquist et al.,2000；Cook et al.,2017；Chen et al.,2019）。

蚀变岩帽作为斑岩-浅成低温热液矿床的找矿标志，全球部分蚀变岩帽的内部已探明了高硫型浅成低温热液矿床和斑岩型矿床，如菲律宾Makayan地区Lepanto 矿床（Chang et al.,2011）。但是多数蚀变岩帽内是不含矿或贫矿的，如巴布新几内亚Horse-Ivaal，斐济的Vuda 和安徽庐枞盆地矾山蚀变岩帽等，其深部至今还未发现相关的斑岩矿床（Colley et al.,1980;Corbett,1998;Li et al.,2020）。Corbett（2002）提出，查明蚀变岩帽的空间分布形态、矿物组合特征和元素变化规律，为寻找斑岩-浅成低温热液矿床和预测其位置提供重要的信息。Chang 等（2011）对菲律宾Lepanto 矿床上部蚀变岩帽进行系统研究，利用短波红外光谱学、矿物原位微量化学元素分析及全岩地球化学相结合的方法，成功预测了蚀变岩帽热源中心和深部隐伏斑岩矿体的位置。陈静等（2020）总结了中国华南地区典型蚀变岩帽的形成时代和蚀变分带特征，认为深部可能存在斑岩型-浅成低温热液矿床，提出对蚀变岩帽中的指示矿物（叶腊石、红柱石、明矾石等）进行矿物化学和全岩地球化学分析可进一步圈定找矿靶区。

明矾石作为酸性蚀变岩帽的典型蚀变矿物，是寻找斑岩-浅成低温热液矿床的重要指针矿物。一般来说，越靠近热源中心，明矾石矿物的短波红外1480 nm 特征吸收峰值、Na/(Na+K)比值和Sr、La 含量越高，而全岩的Pb、Hg 含量逐渐降低（Chang et al.,2011;Lecumberri-Sanchez et al.,2013;Izawa et al.,2018;Li et al.,2020）。

中国东南沿海自中生代以来，由于构造-岩浆活动频繁，形成了中国最大的火山岩带，其中，上杭-云霄断裂带（图1a）是区内重要的成矿带，该断裂带自西北向东南发育一系列的斑岩-浅成低温热液矿床和矿化点，包括紫金山Cu-Au 矿、罗卜岭Cu-Mo 矿、永定山口Mo 矿、平和锦溪Cu-Mo 矿、平和钟腾Cu-Mo 矿、平和大望山Ag 多金属矿和大小矾山大型蚀变岩帽及金、铅锌矿化点等（图1b）。前人对该区的斑岩-浅成低温热液矿床的地质特征、成矿年代、地球化学等方面进行了大量的研究（张德全等，1991；刘文元，2015；Pan et al.,2019；黄文婷等，2013；潘天望等，2016；Chen et al.,2019;Zhao et al.,2021），但对于大矾山蚀变岩帽的蚀变矿物的种类、矿物特征、矿物组合和蚀变分带研究相对薄弱，对其成因和下一步的找矿方向不明。笔者以大矾山蚀变岩帽为研究对象，利用短波红外（SWIR）、电子探针（EPMA）及X射线衍射分析（XRD）等技术对蚀变岩帽进行详细的矿物学研究，并结合地质特征，解释其成因，为下一步找矿勘探工作提供找矿矿物学依据。

1 区域地质背景

上杭-云霄断裂带位于华夏板块东南缘，整体上呈NW-SE 走向，长约200 km，宽约30～50 km，自西向东分别与武平-光泽断裂、宣和复式背斜、政和-大浦断裂、福安-南靖断裂以及长乐-南澳断裂呈近直角相交（图1a），该断裂带对燕山期的岩浆活动及成矿具有明显的控制作用（张德全等，2001），特别是在NE-SW 向构造交汇处往往是形成斑岩-浅成低温热液矿床的有利位置。平和大矾山蚀变岩帽位于上杭-云霄断裂带与福安-南靖断裂交汇处附近，周围发育包围山Mo矿、大望山Ag多金属矿等矿床，与紫金山铜金矿处于同一成矿带，成矿地质条件相似，成矿潜力巨大。

图1 上杭-云霄断裂带区域地质简图（据潘天望等，2016修改）a.福建省地质构造简图；b.上杭-云霄断裂带区域地层，岩浆岩和构造图Fig.1 Regional geological map of the Shanghang-Yunxiao fault zone(modified after Pan et al.,2016)a.Tectonic setting of Fujian Province;b.Regional strata,magmatic rocks and structure map of the Shanghang-Yunxiao fault zone

区内出露的地层主要为侏罗系和下白垩统，由老至新分别为下侏罗统梨山组、上侏罗统南园组、下白垩统黄坑组及寨下组（图1b）。其中，南园组和黄坑组与铜、金、银等多金属成矿作用关系密切（林东燕等，2011）。黄坑组主要为中-厚层状紫红色砂砾岩、紫灰色英安玢岩、凝灰质粉砂岩及紫红色流纹岩。南园组岩性相对复杂，上段为英安质晶屑凝灰熔岩，中段为流纹质熔结凝灰岩、晶屑凝灰岩、凝灰熔岩、火山角砾岩以及流纹岩等，下段为深灰色英安质晶屑凝灰熔岩。该区构造极为发育，主要以NE向、NW 向和近SN向3组断裂为主，多为区域脆性断裂及火山断裂。其中，NE 向和NW 向断裂构成区内主要的构造格局，并控制着该地区自中生代以来的岩浆侵入及火山机构。研究区内自中生代以来构造-岩浆活动频发，火山作用强烈，中-酸性火山岩及侵入岩大面积出露，主要为燕山期花岗岩（王森，2014），可分为晚侏罗世二长花岗岩、花岗闪长岩及少量黑云母花岗岩，与钨、锡、钼、铅锌、稀土等成矿作用关系密切（陶奎元等，1998；Yuan et al.,2014）；早白垩世花岗闪长岩，二长花岗岩，花岗岩-花岗斑岩（石英正长斑岩），常与南园组、黄坑组构成火山-侵入杂岩，在其接触带及附近往往形成一系列的矿化（铜、金）和蚀变现象（吴淦国等，2004；潘天望等，2016）。

2 大矾山蚀变岩帽特征

大矾山蚀变岩帽位于福建省平和县东南部，南侧部分位于云霄县，出露地层主要为上侏罗统南园组上段，下白垩统黄坑组，二者呈不整合接触；南园组上段是主要的出露地层，岩性为流纹质晶屑凝灰熔岩、英安质晶屑凝灰熔岩和流纹质凝灰岩。黄坑组分布于研究区西部，岩性主要为英安质晶屑凝灰岩、凝灰质砂砾岩。该区地层蚀变现象普遍，南园组主要发育明矾石化、地开石化和叶腊石化；而黄坑组主要发育高岭石化、白云母化和蒙脱石化。大矾山地区断裂较为发育，以NW 向断裂为主，其次为NE向断裂，边部还发育多条环状断裂。NW 向断裂和NE 向断裂与该区的矿化和蚀变关系密切（王森，2014）。区内出露的侵入岩主要为白垩纪花岗闪长岩（锆石U-Pb年龄为110 Ma；王森等，2016）、花岗斑岩、次石英斑岩。其中，白垩纪花岗闪长岩位于区内的东北部，出露面积大，与金矿化、铅锌矿化和蚀变关系密切（图2）。

图2 大矾山蚀变岩帽地质图（据福建省地质调查研究院，2014）Fig.2 Geological map of the Dafanshan lithocap(after Fujian Institute of Geological Survey,2014)

大矾山地区的白垩纪火山岩遭受了不同程度的蚀变作用，主要蚀变包括明矾石化、叶腊石化、地开石化、高岭石化、蒙脱石化和白云母化。其中，明矾石化和叶腊石化主要在矿区的中部和北部，高岭石化主要发育在矿区北侧；白云母化主要发育在矿区南侧（图3）。明矾石矿化主要分布于南园组流纹质晶屑凝灰岩中，位于大矾山中部区域且范围较广，由长石和基质蚀变形成，主要包括石英、明矾石、地开石等矿物。根据手标本及显微镜下观察可将本区明矾石分为3 种类型（图4a～f，图5a～i）：①粒状明矾石：手标本呈褐色，残余的石英呈大小不一的颗粒分布于岩石中，粒径0.1～0.3 cm，含量在10%左右（图4c），显微镜下明矾石主要呈粒状，干涉色Ⅰ级红色至Ⅱ级蓝色，粒径40～60 μm，与地开石共生（图5c），主要分布在矿区的北部；②纤维状明矾石：手标本呈砖红色，胶结石英-明矾石矿物组合，明矾石呈胶状分布在裂隙中（图4b），干涉色为Ⅰ级红至Ⅱ级蓝绿，粒径范围50～100 μm，主要与地开石共生（图5b），分布在矿区的中部和北部；③叶片状明矾石：手标本下呈粉色，可见石英的气孔状构造（图4a），显微镜下明矾石呈叶片状，干涉色主要为Ⅰ级橙红，粒径100～200 μm，与石英共生（图5a），该类型明矾石分布范围最广，主要分布在本区的中部和北部，是明矾石化的主要类型。

叶腊石属于高温蚀变矿物，本区叶腊石化出露面积较小，仅在明矾石化的北部出现，叶腊石在手标本下难以辨认，主要呈细小的浅白色颗粒（图4d、e），偏光显微镜下可见叶腊石呈他形粒状结构，颗粒细小，呈集合体构造，常与地开石等矿物共生（图5f）。地开石主要与明矾石、叶腊石共生，偶见与高岭石和白云母共生（图5d、h），显微镜下呈灰白色，粒径在30～50 μm 之间（图5i）。该地区高岭石化有2 种，包括：①与白云母共生，结晶度较差，呈细小颗粒状（图4f，图5g），多为表生作用形成，主要分布在矿区的西北部，在叶腊石化带及明矾石化带中也有小范围分布（图3）；②与地开石共生，结晶度较好，颗粒相对较大（图5h），一般为热液成因，主要分布于矿区南侧。白云母化带位于明矾石化带的南部外围（图3），该带的主要矿物为白云母、多硅白云母等，常与蒙脱石、高岭石共生，偶见与地开石共生。蒙脱石整体含量较少，野外难以辨认，多呈隐晶质结构，常与白云母共生（图5e）。

图3 矾山大型蚀变岩帽蚀变分带图Fig.3 Alteration zonation map of the Dafanshan lithocap

图4 大矾山蚀变岩帽岩相特征（手标本照片）a.粉色明矾石与石英共生；b.砖红色明矾石呈胶状分布在裂隙中；c.褐色明矾石与石英共生；d.浅白色小颗粒的叶腊石与地开石共生；e.小颗粒的叶腊石；f.土黄色高岭石和白云母共生Alu—明矾石；Dic—地开石；Kao—高岭石；Mus—白云母；Prl—叶腊石；Qtz—石英Fig.4 Petrographical characteristics of altered rocks from the Dafanshan lithocap(hand specimen photos)a.Pink alunite coexists with quartz;b.Brick red alunite is colloidal and distributed in cracks;c.Brown alunite coexists with quartz;d.Light-white small granular pyrophyllite coexists with dickite;e.Small granular pyrophyllite;f.Earth-yellow kaolinite coexists with muscoviteAlu—Alunite;Dic—Dickite;Kao—Kaolinite;Mus—Muscovite;Prl—Pyrophyllite;Qtz—Quartz

图5 大矾山蚀变岩帽蚀变矿物镜下照片（正交偏光）a.叶片状明矾石与石英共生；b.纤维状明矾石与地开石共生；c.粒状明矾石与地开石共生；d.地开石与白云母共生；e.蒙脱石与白云母共生；f.地开石与叶腊石共生；g.结晶度差的高岭石白云母共生；h.结晶度好的高岭石与地开石共生；i.结晶度好的地开石Alu—明矾石；Dic—地开石；Kao—高岭石；Mus—白云母；Prl—叶腊石；Qtz—石英；Sme—蒙脱石Fig.5 Photomicrographs of alteration minerals from the Dafanshan lithocap(orthogonal light)a.Flake-shaped alunite coexists with quartz;b.Fibrous alunite coexists with dickite;c.Granular alunite coexists with dickite;d.Dickite coexists with muscovite;e.Smectite coexists with muscovite;f.Dickite coexists with pyrophyllite;g.Kaolinite with poor crystallinity coexists with muscovite;h.Kaolinite with good crystallinity coexists with dickite;i.Dickite with good crystallinityAlu—Alunite;Dic—Dickite;Kao—Kaolinite;Mus—Muscovite;Prl—Pyrophyllite;Qtz—Quartz;Sme—Smectite

3 分析方法和结果

3.1 分析方法

本次研究主要对大矾山蚀变岩帽地表进行系统的剖面采样，在蚀变较强的明矾石-叶腊石-白云母带中加大采样密度，在一些蚀变较弱的地方采样间距适当加大（图2），共采集150 余件样品。由于受蚀变作用，大多数样品发生了高级泥化或泥化作用并且蚀变矿物颗粒较为细小，在野外和光学显微镜下均难以辨别矿物种类，借助短波红外仪（ASD），X 射线衍射分析仪（XRD）及电子探针(EPMA)等技术手段来进一步确定蚀变矿物的种类，形态及结构等特征。

短波红外光谱分析在福州大学紫金矿业学院和中国地质科学院矿产资源研究所完成，测试所使用的仪器分别为南京中地仪器有限公司生产的BJKF-Ⅳ型便携式短波红外光谱分析仪（PNIRS）和美国Analytical Spectral Devices（ASD）公司研发的TerraSpec 4 短波红外仪。PNIRS 探测光谱波长范围1300～2500 nm，分辨率＜10 nm，采样间隔2 nm；TerraSpec 4 探测光谱波长范围350～2500 nm，波长精度为1 nm，信噪比大于2000∶1。在进行样品测试前，先将样品清洗干净去除样品表面粉尘等污染物，晾晒48 h 消除水分的影响，每件样品选取3～5 个点位进行测试。测试结果利用澳大利亚研发的The Spectral Geologist（TSG 8）软件进行分析解译，确定蚀变矿物类型和特征。

电子探针微区分析是在福州大学福建省矿产资源研究中心完成，所使用的测试仪器型号为日本JEOL公司生产的JXA-8230，实验测试的加速电压为15 kV，电子束流为20 nA，束斑直径为2µm，收集时间20 s，所有被测试的元素均使用美国SPI公司53种标准矿物进行标准化校正，分析测试精度优于2%。

X 射线衍射分析在福州大学福建省矿产资源研究中心完成，分析仪器型号为德国Bruker 公司研发的D8 Advance X 射线衍射仪，测试电压为60 kV，电流80 mA，扫描角度范围5°～90°，步长0.026°，选用铜靶。测试前需要将样品粉碎至200 目，放在载玻片上，压成直径为1 cm的圆面。

3.2 分析结果

通过短波红外光谱分析在大矾山蚀变岩帽中识别出明矾石、地开石、高岭石、蒙脱石、叶腊石、白云母等6 种蚀变矿物，其中明矾石、叶腊石及高岭石分布最为广泛（图6a、b）。明矾石的短波红外吸收峰在1400～1500 nm 之间存在双吸收峰，在～1480 nm 是明矾石的典型特征吸收峰，主要用于区别其他矿物（Chang et al.,2011）。明矾石中的K+在较高温度下容易被Na+替换形成钠明矾石，并且明矾石中Na+含量越高，其吸收峰位越向波长较长的位置偏移（Chang et al.,2011）。本区明矾石的特征吸收峰位范围1477.69～1479.98 nm，平均值为1478.75 nm。叶腊石在～1400 nm 附近存在一个尖的结构水吸收峰，在～2165 nm处也存在一个尖的吸收峰是叶腊石的特征吸收峰；DFS-5 的叶腊石吸收峰为分别为1393.22 nm 和2166.78 nm。地开石有3 个吸收峰位置，分别为1400 nm、1900 nm 和2200 nm。其中，1400 nm 和2200 nm 两处为强烈的双吸收峰，1900 nm 为弱吸收峰；1400 nm 和1900 nm 为水吸收峰，2200 nm 为Al-OH 吸收峰。高岭石的吸收峰整体上与地开石相似，与地开石的区别是在1400 nm 和2200 nm 处的吸收峰强度较弱并且在1400 nm 处存在一个小峰。经测试分析本区识别出2 种类型高岭石：①光谱特征与地开石相似的高岭石（如DFS-108）；②在1900 nm 处表现出显著不同强吸收峰且在2200 nm处为单吸收峰（如DFS-109）。白云母和蒙脱石的光谱特征也较为相似，在1410 nm、1900 nm、2200 nm处存在3个单吸收峰，但在2200 nm 处蒙脱石的吸收强度明显大于白云母（图6a、b）。

图6 大矾山蚀变矿物的短波红外光谱图a.明矾石、地开石、叶腊石和白云母的短波红外光谱图；b.PX-高岭石、WX-高岭石和蒙脱石的短波红外光谱图Fig.6 The short-wave infrared spectrum of the alteration minerals from the Dafanshan districta.The short-wave infrared spectrum of alunite,dickite,pyrophyllite and muscovite;b.The short-wave infrared spectrum of PX-kaolinite,WX-kaolinite and smectite

由于短波红外光谱测试结果会受到样品自身颜色、光源以及处理软件参数等因素的影响（Wang et al.,2021），本文对本区的样品进行了X 射线衍射（XRD）分析，以验证短波红外结果的可靠性。利用MID Jade 6.5软件对样品XRD实验数据进行分析，通过寻峰与标准矿物的PDF卡片对比，进行矿物的图谱物相识别。经本次XRD 测试分析，矾山地区鉴定出石英、明矾石、地开石、叶腊石、白云母和高岭石6种矿物（图7）；识别出石英+明矾石+（地开石），地开石+叶腊石+（明矾石）和高岭石+白云母等矿物组合，其结果与短波红外光谱分析结果表现出良好的一致性。

图7 大矾山蚀变岩帽岩石样品X射线衍射图谱Alu—明矾石；Dic—地开石；Kao—高岭石；Mus—白云母；Prl—叶腊石；Qtz—石英Fig.7 The spectral of X-ray diffraction of rock samples from the Dafanshan lithocapAlu—Alunite;Dic—Dickite;Kao—Kaolinite;Mus—Muscovite;Prl—Pyrophyllite;Qtz—Quartz

对大矾山蚀变岩帽中7 件高级泥化带中的明矾石进行电子探针（EMPA）测试，结果表明（表1），本区明矾石的w（Al2O3）为39.62%～49.84%，平均44.38%，w（SO3）为30.24%～38.15%，平均34.91%，w（K2O）为3.96%～6.05%，平均4.97%，w（Na2O）为0.02%～0.94%，平均0.37%。此外，还有微量CaO、FeO、MnO、SrO等。明矾石中w（K2O）远大于w（Na2O），K/Na 值为29.41。因此，大矾山地区主要为钾明矾石。采用8 个O 原子为基础对明矾石进行晶体化学式计算(Jambor,1999)，得出本区明矾石的平均晶体化学式为(Na0.036K0.315Ca0.002Sr0.001)(Al2.597Fe0.001Cr0.001)[S1.300P0.008Si0.002O8](OH)6，结果显示为钾明矾石。通过对比看出，不同类型的明矾石Na、K含量也有所不同，粒状明矾石中Na 含量最多、其次为片状明矾石Na 含量、纤维状明矾石Na 含量最少（图8）。在BSE图像中，该区明矾石矿物颗粒表现出明显的亮暗环带结构，通过对其进行元素面扫描（图9a～c）分析，看出环带主要受K 和Na 含量控制，亮的部分K 含量多，暗的部分Na含量多。

图8 明矾石矿物Na/K-K关系图Fig.8 The Na/K-K relationship diagram of alunite

图9 大矾山蚀变岩帽明矾石矿物颗粒元素面扫描图a.明矾石BSE图片；b.Na元素扫描图；c.K元素扫描图；d.Al元素扫描图；e.Fe元素扫描图；f.Mn元素扫描图；g.Ba元素扫描图；h.Sr元素扫描图；i.P元素扫描图Fig.9 The element mapping of alunite mineral grain from the Dafanshan lithocapa.Alunite BSE image;b.Scanning image of Na element;c.Scanning image of K element;d.Scanning image of Al element;e.Scanning image of Fe element;f.Scanning image of Mn element;g.Scanning image of Ba element;h.Scanning image of Sr element;i.Scanning image of P element

表1 大矾山蚀变岩帽明矾石矿物的电子探针代表性分析结果Table 1 The representative EMPA analytical result of alunite from the Dafanshan lithocap

4 讨论

4.1 明矾石形成的物理化学条件

明矾石作为高硫型浅成低温热液矿床的特征蚀变矿物，通常与石英、叶腊石、地开石等矿物共生，且往往发育在蚀变岩帽靠近中心部位（Steven et al.,1960;Arrisbas et al.,1995;卿敏等，2019）。明矾石超族中共有40 多种矿物，其化学通式为AB3(TO4)2(OH)6，由于明矾石受形成时温度、pH值、围岩组分、流体组分等因素的影响，在A、B、T等位置会发生元素间替换作用。A 位置一般由K、Na 元素占据，少部分被Ca、Pb、Ba、Sr 等元素替代；B 位置一般为Al，但容易被Fe 元素替换；T 位置主要为S，也可见P、As 等元素的置换（Stoffregen et al.,2000;Deyell et al.,2005）。其中，Na 与K元素之间的替换是最为普遍，温度高时（一般＞250℃），明矾石形成过程中容易发生Na 替换K（Stoffregen,1987;Aoki,2009）。大矾山地区明矾石主要呈叶片状、粒状及少部分纤维状，根据Na、K 含量关系（图8）可知，粒状、叶片状、纤维状的明矾石形成温度逐渐降低。

大矾山蚀变岩帽中明矾石主要与石英、地开石、叶腊石等矿物共生，并可见明矾石交代碱性长石的残余结构（图5a），属于典型的岩浆-热液的产物，形成流体温度范围为200～400℃、2＜pH值＜3（图10），此类明矾石与浅成低温热液矿床关系密切（Rye,1993;Seedorff et al.,2005）。关于明矾石的形成过程和形成的物理化学条件，前人做了大量的研究（Hedenquist et al.,2020;White,1991;Corbett,1998）。岩浆侵位后，中酸性的流体从岩浆中出溶，流体经过运移和演化，在地壳浅部且温度相对较低时，（350～400℃）流体中SO2会发生歧化反应生成硫酸导致流体中H+离子增加，使得流体酸度大大增加，当遇到富含K、Al等元素的地层时，因流体具有极强的酸性（pH 值＜2），地层中除了石英矿物外，其他矿物均被淋滤掉，形成孔洞状石英，但随着反应进行和地下水的加入，流体温度下降和酸度下降，此时围岩中的碱性长石、白云母与流体反应，生成明矾石（Stoffregen et al.,2000）：

图10 在108 Pa和石英饱和条件下蚀变矿物与温度-(K+/H+)稳定关系图（虚线表示近似值）(Hedenquist et al.,1998;Seedorff et al.,2005)Fig 10 The stability of alteration minerals as a function of temperature-(K+/H+),at quartz saturation and 108 Pa(dashed lines indicate approximate values)(after Hedenquist et al.,1998；Seedorff et al.,2005)

4.2 大矾山蚀变岩帽的形成过程

本文研究提出，大矾山蚀变岩中部主要为石英-明矾石-地开石、地开石-叶腊石矿物组合为主，外围主要为高岭石-白云母、白云母-蒙脱石矿物组合为主，与紫金山蚀变岩帽相比缺少孔洞状石英带、石英-地开石带及伊利石-地开石带，可能是因为受到后期风化剥蚀的影响（Pan et al.,2019;Chen et al.,2019;刘秋平等，2020）。大矾山蚀变岩帽中明矾石K-Ar 年龄为118 Ma（张达，未发表数据），表明其形成于早白垩世。前人研究认为，大矾山地区在早白垩世处于岩石圈伸展阶段（Yu et al.,2006;张岳桥等，2012;Li et al.,2014）。在拉张作用下，大矾山地区岩石圈减薄、地幔物质上涌，引发局部熔融和壳幔混合作用，形成中酸性岩浆。岩浆受到热动力及构造动力等因素的影响上升到浅部地壳。温度、压力降低和结晶作用的进行导致流体从岩浆中出溶，形成超临界流体（Henley et al.,1978;Hedenquist et al.,1994）。流体在沿着断裂继续上升的过程中发生相的分离，形成高密度、相对体积较小，低SO2、HCl，高NaCl、金属的卤水相和低密度，体积巨大，富含SO2、HCl，低NaCl、金属的气体相（Bodnar et al.,1985;Hedenquist et al.,1994）。

卤水相在含矿斑状侵入体内部及周围引发钾化蚀变和斑岩矿化（Cooke et al.,2020）。气体相（富SO2、HCl）沿裂隙继续上升，当温度介于350～400℃时，SO2发生歧化反应生成H2S 和H2SO4，当与地下水混合或冷凝时，H2SO4可释放大量H+，从而使得流体酸度大大增加（Hedenquist et al.,2013）。高酸度的流体与大矾山地区高渗透率火山岩地层相遇并发生充分反应，引起大规模的高级泥化蚀变（主要包括明矾石、地开石、叶腊石等）和泥化蚀变（主要包括高岭石、蒙脱石、白云母等），形成大矾山蚀变岩帽。文章推测在其根部位置形成高硫型浅成低温热液铜（金）矿床，边部形成中硫型浅成低温热液铅锌矿床（图11）。大矾山蚀变岩帽中明矾石普遍发育环带结构（图9a），表明其形成过程中物理化学条件变化频繁，反映了流体具有脉冲式的特征。

图11 大矾山蚀变岩帽形成过程示意图Fig.11 The schematized diagram of formation process at the Dafanshan lithocap

4.3 成矿预测

全球蚀变岩帽内高硫型浅成低温热液矿床主要有2 类：①形成较深的板状块状硫化物矿床，主要以硫砷铜矿等矿物为主；②深度较浅的呈浸染分布在孔洞状石英和高级泥化中的金（银）矿床。这2 类高硫型浅成低温热液矿床往往发育在蚀变岩帽的热源中心或流体通道附近（Sillitoe,2010;Cooke et al.,2017）。Chang 等（2011）认为，蚀变矿物明矾石1480 nm 吸收峰位的空间变化可有效反映距离蚀变中心远近的变化：越靠近蚀变中心，明矾石1480 nm 峰位越大，反之越小。明矾石1480 nm 峰位的变化和明矾石中Na/(Na+K)呈正相关关系，而明矾石中Na 含量与温度呈正相关。因此，通过明矾石1480 nm 峰位在空间上的变化可有效预测热源中心和位置。

大矾山蚀变岩帽中蚀变矿物明矾石广泛发育，主要分布在矿区的中部，含明矾石全岩地球化学分析显示，Au 元素在西北和东南方向上含量均高，Cu元素含量西北部明显高于其他部位（图12a、b），Au矿化范围相对较广，而Cu 矿化主要在西北部。Au、Ag元素化探异常套合明显，Au元素异常位于矿区中南部，范围较大，Ag 元素异常在矿区南部和北部均有出现，范围较小（图13）。本文对区内不同空间位置的明矾石进行短波红外分析测试，将得到的明矾石1480 nm 峰位的变化情况投到矿区地质图上，结果显示从矿区的东南部到西北部，明矾石1480 nm峰位有明显增大的趋势，并且明矾石1480 nm 峰位的变化和明矾石中Na/(Na+K)呈良好的正相关关系（图13、图14），表明该区的热源中心在矿区的西北部。综上，西北部下方沿断裂带可能具有形成高硫型浅成低温热液铜（金）矿床的潜力。

图12 大矾山蚀变岩帽含明矾石样品全岩地球化学Au、Cu元素含量空间变化图（未发表数据）a.含明矾石样品全岩地球化学Au元素含量空间变化图；b.含明矾石样品全岩地球化学Cu元素含量空间变化图Fig.12 Spatial variation of Au and Cu content in rock samples containing alunite from the Dafanshan lithocap(unpublished data)a.Spatial variation diagram of Au content of whole-rock geochemical containing alunite samples;b.Spatial variation diagram of Cu content of whole-rock geochemical containing alunite samples

图13 大矾山蚀变岩帽明矾石短波红外1480 nm吸收峰空间变化及Au、Ag化探异常图Fig.13 Spatial variation of the alunite 1480 nm absorption peak on the short-wave infrared spectrum and Au,Ag geochemical anomalies at the Dafanshan lithocap

图14 大矾山蚀变岩帽明矾石短波红外1480 nm吸收峰位与Na/(Na+K)关系图Fig.14 Relationship between alunite 1480 nm absorption peak on short-wave infrared spectrum and Na/(Na+K)at the Dafanshan lithocap

5 结论

（1）大矾山蚀变岩帽由石英、明矾石、叶腊石、地开石、高岭石、白云母及少量蒙脱石组成，其中，明矾石全为钾质明矾石，发育粒状、片状、纤维状3 种类型。蚀变矿物组合具有分带的现象，矿区的中间主要为石英-明矾石-地开石和地开石-叶腊石蚀变带；外围主要为白云母-蒙脱石和高岭石-白云母蚀变带，反映了温度从中间区域向外围逐渐降低，而pH值逐渐升高的趋势。

（2）研究区的明矾石颗粒普遍发育明显的亮暗环带，亮带K 含量高，暗带Na 含量高，表明在其形成过程中，流体具有动荡和脉冲式的特点。明矾石1480 nm 峰位变化范围为1477.69～1479.98 nm，从矿区的东南部到西北部有明显的变大趋势，推测热源中心在矿区西北部，其下部沿断裂带可能存在浅成低温热液型铜（金）矿床。

致 谢感谢福州大学紫金地质与矿业学院刘文元老师在野外和室内试验给予的大力支持，感谢中国地质科学院矿产资源研究所李进文研究员、佘宏全研究员、王东升老师、王坤明老师和任程昊硕士在野外工作中提供的帮助，感谢审稿人的宝贵意见。