| 中文名称 | 粘土化 | 外文名称 | clayization |
|---|---|---|---|
| 围 岩 | 主要是中、酸性火成岩 | 学 科 | 矿床地质学 |
学科：矿床地质学
词目：粘土化
英文：clayization
释文:有关的围岩，主要是中、酸性火成岩。粘土化作用初期，一般先形成水云母，又称水云母化(hydromicazation)。共生矿物有贝得石、水铝英石、珍珠陶土及多水高岭石等;以后，在早期形成的矿物基础上产生高岭石。常与低温硅化、明矾石化、绢云母化和碳酸盐化共生。这种蚀变，常见于低温热液的金、银、铜、铅、锌、钨、萤石、重晶石、明矾石等矿床中。粘土化本身还可形成高岭土等粘土矿床。
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超轻粘土高温会化?
会化，四十多度的温开水下都能慢慢融化，更何况是打火机了
粘土 容重
粘土的容重与其干湿程度、压实程度及内磨擦角（Φ）等状态有关。根据《建筑结构荷载规范》的规定：状态 容重（千牛/立方米）干、松、空隙比为1.0 ...
粘土的作用？
1.隔绝空气 2.防止雨水灌区
红粘土与次生红粘土的区别
看看是否经过搬运吧,还有经过搬运的红粘土的力学性质有较大幅度的下降
红粘土和次生红粘土的区别
红粘土和此生红粘土红粘土概念 一般用来指代古近纪晚期我国广大地区广泛堆积的土状堆积物。其不同于目前南方湿热环境的红土。物理性质中的区别 红粘土为碳酸盐岩系出露的岩石经红土化作用形成的棕红、褐黄...
耐火粘土是指一种耐火度>1580℃的沉积型粘土。广义的耐火粘土应包括耐火高岭土和耐火球土。
主要由高岭石和高岭石--伊利石类矿物组成，并常含少量水铝石、石英、针铁矿、锐钛矿等。一般Al2O3含量>30%，而相应Fe2O3、CaO、MgO、K2O、Na2O的含量较低。当Al2O3含量超过45%者可称为高铝粘土或铝矾土。耐火粘土常呈灰至灰黑色，焙烧后亦带色，按质地的不同可分为软质、半软质和硬质耐火粘土三种，硬质粘土在英美文献中又称燧石粘土(Flintclay)。耐火粘土在我国分布很广，常与煤系地层密切伴生，如辽宁复州湾、吉林水曲柳、河南焦作、河北古冶、山东淄博、山西太原等地都是著名产地。
粉质粘土（亚粘土）属于粘性土，在现行规范中规定，粘性土的分类是按土的塑性指数来划分的，如下：
塑性指数≥17的称粘土；17塑性指数≥10的称粉质粘土，10塑性指数≥3的称为粉土，砂土的塑性指数一般都小于3。塑性指数越小，说明土的颗粒越粗，可塑的范围越小。
土层的软硬，不仅取决于名称，主要取决于土的含水量和空隙率。对粘性土来说，有一个指标叫液性指数，是判断土的软硬状态的。如下：
液性指数≤0 坚硬 ；0 液性指数≤0.25 硬塑 ；0.25 液性指数≤0.75 可塑 ；0.75液性指数≤1 软塑 ；液性指数1 流塑。
液性指数与土的类别及含水量有关，同一种土，含水量越大则液性指数越大，土质越软。
所以，亚粘土地层如果含水量不是很大，是不属于软弱地层的，完全可以作为建筑物基础的持力层的。
没有哪个孩子不爱玩超轻粘土。
别说孩子，大人都喜欢。
在手工材质中，粘土的个性最温柔。
一团粘土，握在手中软软的，稍微给点力，立即凹下去一处。
一团粘土，你可以捏出任意的形状，
例如：以假乱真的蛋糕或一点也不像狗的狗。
粘土就是我儿时的超级偶像巴巴爸爸。
粘土的手作过程很有意思，打开包装袋，长长方方一大块，初次见面的粘土没有一点儿个性可言。但就是这样没有个性的粘土却蕴藏着无限的可能。
我爱看孩子们玩粘土，因为永远猜不到他们手中的粘土会在下一秒变什么。
前一秒还是个圆球，转瞬就能被一双的小手压成大饼；刚刚是在桌子上轰隆隆行使的火车，待会再看，已变成气势汹汹的霸王龙。
本领高强的孙悟空有七十二变，孩子们手中的粘土远远不止七十二变，只要孩子的思维在动，粘土就变个不停。
作为一枚中年大儿童，我自觉玩粘土的过程也充满了乐趣。
把柔柔的粘土端在手心，渺小的我也可充当一次万能的“造物主”。每当想到这点，我就格外珍惜手中的粘土，怕负了它温柔宽容的心。
可一旦“开捏”，粘土就成了思维列车从抽象驶向具象的隧道。一块原先什么都不像的粘土会在双手的温度下渐渐有了雏形。
粘土是手作者心手交流的桥梁。
有时候，粘土轻而易举就能表达出手作者最真实的想法。一个圆、两个三角，一张小狐狸的脸就冲手作者笑了。
但也有时候，手和心正闹着别扭，心中勾勒的形象，手却捏不出这份神态。每遇手心不合，都是粘土“宰相肚里能撑船”，丝毫不介意自己被一阵乱揉，打回原形、回炉再造。
在手心沟通的过程，粘土始终温柔相待，从一个三角变一块椭圆，再到一只闷闷不乐的猫，粘土没有一点抱怨，耐心地在手作者手中一分一秒地等待。
这么说来，粘土真是给了“造物主”好多试错机会，让手作者的手和心有充分的空间来沟通，也让手作者的一双手在不断的试错中愈来愈灵活，最终与心有了愈来愈多的默契。
粘土放久了会干。干干的粘土就不那么容易塑性了，就像一个越来越固化的人，硬硬的，不肯做一点改变。
但粘土并不是人，只要加点儿水，固执的脾气就被冲掉了。粘土又变回了一团温柔，在手心间长成另一副模样。
怪不得孩子们都爱和超轻粘土玩哦。它总是耐心地倾听着手作者双手的声音，指尖的欢欣、纠结、不耐烦、笨拙……它统统用软软的身体接住，它聆听着手作者双手的成长。
即使岁月让粘土变得干巴巴、硬梆梆，只要加点水，它又会柔软起来。
这样的粘土，我也爱呀！
2018寒假手工，粘土君是我们的朋友之一。
开工前，先对粘土君说声：“谢谢！”
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班次：
寒假手工时间段为1月29日-2月9日（周末放假）。
每班限6人。
班名
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一、矿床概况
1矿床名称
贵州省晴隆县大厂萤石矿床。
2地理位置
大厂萤石矿床为大厂锑矿共生矿床，分为后坡矿段、沙家坪矿段和必康矿段。位于晴隆县碧痕区大厂乡、箐口乡，地理坐标：东经105°04′49″～105°09′05″，北纬25°38′38″～25°42′42″。
3矿床类型、资源储量、规模、品位、勘查程度和开发情况
贵州省晴隆县大厂萤石矿床属沉积改造型萤石矿床。
1959～1962年，贵州省安顺专区地质大队对大厂矿区必康矿段进行了勘探，提交了C级萤石资源量，勘探表明，必康矿段萤石矿为中型规模，CaF230%～45%；1978年，贵州省112地质大队对大厂锑矿区后坡矿床南矿段进行了详查，提交了表内D级萤石资源量，详查表明，后坡矿床南矿段为中型规模，CaF2平均3052%；1981年，贵州省105地质大队对大厂锑矿区后坡矿床北矿段进行了详查，提交了表内D级萤石资源量，详查结果表明，该矿段为中型规模，CaF2含量3067%；1986年，贵州省105地质大队对大厂锑矿区沙家坪矿段进行了详查，提交了表内D级萤石资源量，详查表明，沙家坪矿段为中型规模，CaF2平均4078%。
目前，晴隆县大厂锑矿床后坡矿段萤石矿床正在开采，沙家坪矿段由于矿体埋藏深，未开采。必康矿区因产品品位低，无销路，已停采。
4所属Ⅲ，Ⅳ级成矿区带，区域成矿地质条件
（1）大厂萤石矿床位于Ⅲ级成矿区带Ⅲ-88，桂西-黔西南-滇东南北部Au-Sb-Hg-Ag-Mn-水晶-石膏成矿区
（2）区域成矿地质条件
大厂萤石矿床处于扬子陆块区上扬子古陆块西南缘。本区石炭纪—三叠纪沉陷强烈，沉积厚度达数千米，岩性稳定，缺乏岩浆活动。区内仅有早二叠世至晚二叠世沉积间有玄武岩喷发，分布范围较小，燕山期本区造山运动强烈。
区域内萤石矿均赋存于下二叠统茅口组（P1m）灰岩的顶部、上二叠统峨眉山玄武岩（P2β）的底部及其间的火山碎屑岩组成的大厂层中。
二、矿床地质特征
（一）矿区成矿及控矿地质条件
1矿区地层
矿区内出露的地层为下二叠统、上二叠统、下三叠统、上白垩统至古近系。上二叠统大厂层是锑矿、萤石矿主要含矿层位（图4-1）。由老至新叙述如下（贵州省地质矿产局105地质大队，1981；贵州省地质矿产局105地质大队，1986；贵州112地质队，1978；贵州省安顺专区地质大队，1962）：
图4-1 晴隆大厂萤石矿床区域地质图
（据贵州省地质矿产局105地质大队，1981）
1—下三叠统飞仙关组；2—上二叠统龙潭组；3—上二叠统峨眉山玄武岩组；4—上二叠统大厂层；5—下二叠统茅口组；6—矿带；7—锑矿段；8—断裂；9—背斜
（1）下二叠统茅口组（P1m）
深灰色厚层状灰岩，夹白云质灰岩、硅质岩，产 类化石，最厚469m。
（2）上二叠统
1）大厂层（P2d）：为一套蚀变岩组，是锑矿、萤石、硫铁矿产出的主要层位，分为下段石英岩段和上段粘土岩段。
下段石英岩段（P2d1）下部为深灰色角砾状石英岩或灰色强硅化灰岩，是萤石产出的主要部位。产 类化石，与下伏茅口组灰岩为岩溶不整合接触。中部为灰色、深灰色石英岩，上部为浅灰色角砾状石英岩，局部含锑矿体，厚0～2513m。
上段粘土岩（P2d2）灰白色、灰色粘土岩、凝灰质粘土岩及硅化粘土岩、硅化角砾状粘土岩，局部夹玄武角砾岩、玄武砾岩等，普遍含黄铁矿，是锑矿主要富集部位，萤石矿次要产出层位。辉锑矿呈层带状、脉状产出，局部含 类化石，厚度变化较大，厚0～1526m。
2）峨眉山玄武岩组（P1-2β）：由暗绿、黑绿、钢灰、褐色块状、似层状、杏仁状玄武岩、间粒玄武岩、间隐玄武岩、晕圈状玄武岩、蚀变玄武岩和变余玄武岩等组成。下部具蚀变现象，粘土化、高岭石化、方解石化、黄铁矿化较普遍，局部见黄铜矿、黝铜矿、辉锑矿等。底部是硫铁矿产出重要部位和辉锑矿富集部位之一。与下伏地层假整合接触，厚0～270m，一般70m。
3）龙潭组（P2l）、长兴组（P2c）、大隆组（P2d）：龙潭组与下伏峨眉山玄武岩组和茅口组（缺玄武岩处）为假整合接触，分为3段。主要岩性为粉砂质粘土岩、粉砂岩、岩屑砂岩、凝灰岩夹煤层、生物碎屑灰岩、白云岩等；长兴、大隆组为一套薄层状粘土岩、粉砂岩、砂岩和生物灰岩，局部含煤，含植物化石。
（3）下三叠统
灰绿色薄层状粉砂质粘土岩夹薄层状泥质灰岩、细砂岩，厚20519m。
2矿区构造
大厂矿区位于区域性的两条北东向碧痕营背斜和落水冲大断层之间（图4-1）。该区受区域构造影响，伴随发育了一系列北东走向的次一级褶皱和断层，并控制着4条矿带的分布。
矿区构造以褶曲为主，断裂次之。黑山箐后坡背斜是区内主干构造，锑矿床、萤石矿床多分布于该背斜附近，是矿区重要的控矿构造（贵州省地质矿产局105地质大队，1981；贵州省地质矿产局105地质大队，1986；贵州112地质队，1978；贵州省安顺专区地质大队，1962）。
1）褶曲：矿区内主要褶曲构造有13个，分别为黑山箐后坡背斜、碧痕营背斜、放马坪背斜等背斜，这些背斜均为北东向。
黑山箐后坡背斜位于矿区中部，北起陶家大坡，经黑山箐、后坡、沙家坪、新庄、于白岩脚向南西倾伏，贯穿全区南北，长达23km，宽4～6km，轴向南西200°转240°。核部地层为茅口组，两翼产状5°～10°，为一倾伏型开阔背斜。该背斜翼部次级构造发育，两翼分别被雷钵洞断层和树戛断层切割，轴部及其次级构造控制了黑山箐戛木、大厂、西舍、固路、后坡（南、北部）、支汆、沙家坪等锑矿床和萤石矿床（贵州省地质矿产局105地质大队，1986）。
2）断裂：大厂矿区以北东向断裂最为发育。对锑矿、萤石矿起重要控制作用的断裂有花鱼井断裂（F1）、青山镇断裂（F2）和雷钵洞断裂（F3）（图4-1）。
雷钵洞断裂（F3）北起支汆，经黑山箐、过雷钵洞在花月庵附近消失，长约1km，延伸方向北东10°～20°，倾向南东，倾角较陡，为一逆断层。在地表可见一条宽10m左右的破碎带，构造角砾岩发育，断层两盘控制着西舍、后坡锑矿床、萤石矿床。
3）层间破碎带：沿构造薄弱地带，即大厂层沉积的古岩溶面，产生了层间滑动和破碎带。破碎带内见角砾状岩石和角砾粘土岩，角砾粘土岩厚度变化具一定规律，大体控制了锑矿床、萤石矿床的规模、产状和分布。
（二）矿床特征
1矿体特征
晴隆县大厂萤石矿与锑矿共生，主要赋存于大厂层下段，其次为大厂层上段，与角砾状石英岩关系密切（贵州省地质矿产局105地质大队，1981；贵州省地质矿产局105地质大队，1986；贵州112地质队，1978）。萤石矿床产出具体部位见表4-1。
表4-1 大厂矿床萤石矿体与锑矿体产出层位岩性表
锑矿体、萤石矿体产出部位，从空间上看，不同程度的与大厂层有着直接关系，萤石矿体又与大厂层中的层间构造角砾岩和蚀变硅化作用更是休戚相关。
大厂萤石矿床分为后坡矿段、沙家坪矿段和必康矿段。后坡矿段北部矿体15个，南部矿体7个，沙家坪矿段萤石矿体13个，必康矿段萤石矿体4个。萤石矿体多呈北东向带状分布，为似层状或透镜状。矿体赋存于大厂层底部石英岩和角砾状粘土岩中，受岩性控制。矿体产状与上覆、下伏岩层产状一致，矿体厚度沿走向、倾向变化不大（图4-2）。以沙家坪矿段为例，主要矿体特征简述如下：
图4-2 大厂萤石矿床必康矿段矿体剖面图
（据贵州省安顺专区地质大队，1962）
1—砂岩；2—砂质页岩；3—粘土岩；4—玄武岩；5—石灰岩；6—萤石矿体、矿化层；7—下二叠统茅口组；8—上二叠统玄武岩层；9—上二叠统大厂层
F-9矿体 位于矿段北中部，主背斜（B1）东翼。萤石矿呈似层状产出，赋存于大厂层上段角砾状粘土岩中。矿体呈北东40°延伸，倾向东南，长480m，宽80m，厚090～144m，平均厚度117m，品位2770%～4717%，平均品位3519%。
F-10矿体 位于矿段中部，紧靠主背斜（B1）轴部，萤石矿呈似层状，产于大厂层下段角砾状石英岩中。矿体呈北东60°延伸，长480m，宽80m，厚108～153m，平均厚131m。品位2103%～3894%，平均品位3153%。
F-12矿体 位于矿段中部，紧靠主背斜（B1）轴部，萤石矿呈似层状，产于大厂层下段中下部角砾状石英岩和硅化灰岩中。矿体走向近南北，倾向东南，长480m，宽80m，厚度107～225m，平均厚度166m。品位4255%～6099%，平均品位5166%。
2矿石特征
（1）矿石类型
矿石类型以石英-萤石、石英-方解石-萤石型为主，辉锑矿-石英-萤石型，黄铁矿化粘土岩-萤石型次之。
（2）矿石自然类型
分为条带状矿石、角砾状矿石和晶簇状矿石。
条带状矿石 由萤石、石英岩角砾和石英组成的对称或不对称条带，矿床中以此类矿石为主。
角砾状矿石 矿石由石英-萤石胶结石英岩角砾而成。
晶簇状矿石 萤石呈完好的立方体或立方体聚形产于晶洞、裂隙中。
（3）矿石结构、构造
矿石结构 自形晶结构、半自形晶结构、他形晶结构、他形—自形晶结构和溶蚀结构。
矿石构造 本区萤石有条带状构造、角砾状构造和晶簇状构造。
（4）矿物组成及化学成分
本区萤石矿石的矿物组成主要是萤石、石英，其次是辉锑矿、方解石、石膏、重晶石等。
矿石中主要化学组成：CaF2：2057%～6099%；SiO2：066%～6734%；CaO：1370%～5217%；Fe2O3：096%～1394%。
萤石矿石中SiO2偏高，产于角砾状粘土岩中的萤石含硫高达882%。
3围岩蚀变
矿床内广泛发育硅化、黄铁矿化、粘土化、重晶石化、方解石化、石膏化、角砾化、绿泥石化、褪色化等热液蚀变现象（贵州省地质矿产局105地质大队，1981；贵州省地质矿产局105地质大队，1986；贵州112地质队，1978；贵州省安顺专区地质大队，1962）。
硅化为含矿层的主要蚀变，分为早、晚两期。早期硅化为深灰色集晶石英，使原来的硅质岩、硅质灰岩重结晶。晚期硅化为半透明的乳白色石英及少量的绿色石英呈脉状、不规则脉状、团块状（伴随有锑、萤石矿物）穿插充填在P2d1上部的角砾化石英岩及P2d2下部的角砾化、硅化粘土岩中（即主要的含矿部位中），它与锑、萤石矿有密切的成因关系。
高岭石化：多见于P2β玄武岩和P2d2蚀变粘土岩中，范围较小。
三、矿床成因与成矿模式
（一）矿床成矿及控矿因素
1地层对萤石矿床的控制
萤石矿体的产出严格受大厂层控制。赋存于茅口组灰岩侵蚀面之上，峨眉山玄武岩的特定层位——大厂层中。离开了大厂层，就没有工业意义的萤石矿床。
萤石矿体呈似层状产出，其产状与地层产状一致。萤石矿体和含矿层在平面上、剖面上延伸达几千米，地层控制的标志极为明显（周德忠等，1980）。
2岩性对萤石矿床的控制
大厂萤石矿主要赋存于下二叠统茅口组灰岩之上大厂层下段角砾状石英岩或灰色强硅化灰岩中，其次为大厂层上段角砾状粘土岩、硅化粘土岩中。
3大厂层严格受古地理控制
从大厂层的分布和岩性来看，矿区外围东面的子林山和南边的下山一带缺失大厂层，北面沙子岭到大桥河一线也未见到大厂层，西北角的大梨树和西南角的栗山等地，大厂层已很薄，认为大厂层沉积时，大厂矿田的分布范围是一个古海湾。
大厂层中段粘土岩中含茅口期化石，具鲕粒结构，在水井湾锑矿床粘土岩底部发现长5m厚5cm的煤层，表明粘土岩是沉积的。
大厂层的沉积物有陆源、海源、火山源3种，以前者为主，见干裂构造和 类生物，表明为一个相对闭塞的环境（廖善友等，1990；陈豫等，1984）。
4构造与萤石矿床关系密切
萤石矿层随地层的褶皱而褶皱，又为断裂所破坏。萤石矿体的分布、产状与形态，受构造条件的明显控制。
由图4-2可看出，断裂对早期形成的萤石矿床具有破坏作用。
5火山喷发作用与萤石矿床关系密切
大厂层形成时，该区经历了一次玄武岩喷发，大量的凝灰物质进入水盆，形成了凝灰质粘土岩。火山喷发喷射的汽液带来丰富的F，为萤石矿床的形成提供了物源。
6具有萤石矿床的改造特征
在层间破碎带，见岩石呈致密块状及粗大的立方体聚晶。在破碎带中，见有辉锑矿具揉皱聚片双晶、具似胶状条纹结构的石英重结晶，普遍具波状消光等，这些反映了构造运动过程中，矿床遭受了强烈改造（周德忠等，1980；廖善友等，1990；陈豫等，1984；陈代演，1991）。
大厂层围岩蚀变普遍，也反映了矿床形成之后遭受了热液的改造作用。
综合地层和构造对本区萤石矿床的控制作用，从宏观角度认为大厂萤石矿床属于沉积改造型萤石矿床。
（二）矿床地球化学特征
1Sr同位素
彭建堂等（2003）对晴隆县大厂锑矿床中的萤石做了Sr同位素分析。根据萤石颜色和产出特征将萤石划分为早晚两期，早期萤石形成于主成矿期，与辉锑矿共生，颗粒较小，颜色多样，晶形发育不好，局部出现晶簇。晚期萤石形成于成矿晚期，呈无色—白色，颗粒粗大，常分布于晶洞中，与晚期石英共生。
测定结果显示，所测定的萤石样品其Rb含量都很低，通常小于1×10-6，这与萤石的晶体化学结构特征相吻合。早期萤石的Sr含量为（3424～7533）×10-6，晚期萤石的Sr含量明显偏高，而其87Sr/86Sr值相对偏低。
曹俊臣（1987）测定了贵州晴隆大厂、云南老厂、河北双洞子等层控萤石矿床的Sr同位素组成，结果显示，贵州晴隆大厂萤石87Sr/86Sr值为070829～071038，其下伏茅口组灰岩87Sr/86Sr值为070733，二者比值相近，认为该矿床萤石中的Ca来自茅口组灰岩或大厂层内的正常沉积岩。
2稀土元素特征
彭建堂等（2002）对晴隆县大厂锑矿床中的萤石做了稀土元素分析。认为该矿床萤石可分为早晚两期，各期萤石特征在本章讨论Sr同位素时已经述及，在此不再重复。
彭建堂等按本区不同颜色、不同矿物共生组合的萤石进行了系统采样和分析。由分析数据可知，该矿萤石中的REE含量变化大，为（544～11104）×10-6，即使在同一手标本中不同颜色的萤石REE含量变化也较大。通常情况下，早期萤石的REE含量高于晚期萤石。形成于主成矿期的早期萤石，其（La/Yb）N为075～470，一般大于1，表明LREE，HREE分馏不太明显，LREE略微富集。尽管该矿床萤石的REE含量变化较大，特征参数也有所差别，但其球粒陨石标准化曲线则相当吻合，不同颜色的萤石均表现出明显的负Ce异常、富MREE、配分曲线相对平缓的特征（图4-3）。这种REE配分模式，明显不同于华南与花岗岩有关的脉状萤石矿床中的萤石（曹俊臣，1995）。
本区萤石稀土元素显示以下几方面特征：
萤石的REE组成，与其矿物共生组合关系不大，但与其颜色有关。早期萤石REE含量相对较高（其中绿色、浅绿色萤石最高，紫色、浅蓝色萤石次之），晚期形成的白色萤石很低。一般而言，浅绿色萤石的Eu异常不明显，而紫色、浅蓝色萤石显示出明显Eu异常，特别是紫色萤石，或表现出较大的正Eu异常或表现为明显的负Eu异常（图4-3）（彭建堂等，2002）。
由于REE系列中各元素的配合物的稳定性存在着差异，溶液体系中REE-F配合物的稳定性，从La→Lu逐渐增加（Wood，1990；Lottermoser，1992），因此，早期沉淀的萤石应富LREE、贫HREE，而晚期形成的萤石富HREE、贫LREE。前人的研究也证实，萤石REE中Tb，La分异最明显，早期萤石Tb/La较低，晚期萤石Tb/La较高。故利用萤石的REE配分模式和Tb/La值可有效地判断其发生沉淀的阶段（Ekambaram et al，1986）。对于晴隆锑矿、萤石矿床而言，主成矿期不同颜色萤石的REE配分模式相似，Tb/La值接近，这暗示该矿主成矿期萤石持续沉淀的时间并不长，不同颜色、不同矿物组合的萤石形成时间大体相近。同时，该矿床中缺乏明显富LREE或富HREE的萤石，表明该矿萤石是形成于流体演化的中间阶段（彭建堂等，2002）。
（三）成矿期次和成矿时代
晴隆县大厂萤石矿床的野外宏观观察和硫、铅同位素及稀土元素分析结果表明，该矿床的形成过程主要由早、晚两个阶段构成，即二叠纪晚期形成萤石矿（源）层阶段和燕山期热液改造阶段（陈豫等，1984；廖善友等，1990）。
图4-3 大厂萤石矿床不同颜色萤石的稀土元素配分模式
（据彭建堂等，2002）
a—紫色萤石；b—浅蓝色萤石；c—绿色萤石；d—浅绿色萤石；e—白色萤石
1二叠纪晚期萤石矿（源）层沉积形成阶段
晴隆县大厂萤石矿床赋存于大厂层下段，其次为大厂层上段，严格受地层层位和岩性控制，层位稳定。矿体呈似层状、透镜状产出，矿体产状与地层产状一致，含矿层随地层的褶皱而褶皱。矿层保留了原始层纹构造等，这些现象表明，在本区大厂层形成时，沉积了萤石矿（源）层。
大厂层硫同位素分析结果显示，细晶黄铁矿δ34S值为正值，与二叠纪海洋硫同位素（+97‰）相近，反映了其沉积特征。
前已述及，大厂层形成时代为二叠纪晚期，故沉积萤石形成于二叠纪晚期。
2燕山期热液改造阶段
燕山期本区造山运动强烈，造成了区内褶皱、断裂及层间错动，含矿热卤水迁移至成矿有利部位，使原萤石矿层改造、富集，构成今天萤石矿床的基本面貌（周德忠等，1980）。
（四）成矿物质来源
1Ca的来源
前已述及，大厂萤石矿床中Sr同位素比值与大厂层底部的下二叠统茅口组灰岩的比值相似，分析认为，该矿床萤石中的Ca来自茅口组灰岩（曹俊臣等，1987）。
2F的来源
大厂层底部岩层及上覆玄武岩，F含量在014%～033%，均较高，认为F来自于火山喷发作用（曹俊臣等，1987）。
矿区包裹体研究表明，成矿流体属大气降水。区内火山活动的产物（玄武岩、火山碎屑岩）为成矿提供了大量的F。
（五）成矿作用及成矿模式
1对该矿床成因的不同观点
对晴隆县大厂萤石矿床的成矿物质来源、矿床成因等关键问题存在着较大争议。一种观点认为，从萤石的稀土元素特征分析，大厂辉锑矿-萤石共生矿床为热液成因。一种观点认为，该矿床是热水沉积成因。一种观点认为，该矿床由火山碎屑沉积形成矿源层，后经热卤水改造形成。而另一种观点则认为，不是简单的海相喷流沉积成因或原地改造产物，而可能与下伏基岩有关。
热液成因论者认为，晴隆大厂锑矿-萤石共生矿床中，萤石中轻重稀土分馏不明显，存在明显的铈和铕的负异常，应为热液成因（蔡华君等，1996）。
热水沉积成因研究者（李明道，2008）认为，“大厂层”是与热水成矿作用有关的海相沉积组合建造，其形成时间应为中二叠世末期，矿床中存在辉锑矿晶体与容矿岩石准同生的许多标志，该矿床是中二叠世末期峨眉地幔柱活动早期局限海湾浅水环境低温热水成岩成矿作用叠加而形成的热水沉积型矿床。
沉积-改造论者认为，该矿床的锑矿、萤石矿矿体、矿化点均产在“大厂层”中，受一定层位控制，矿源层是“大厂层”；萤石矿受岩性控制，主要产于“大厂层”下段，其次为上段，与石英岩和角砾状粘土岩关系密切；在“大厂层”中见许多古生物化石，并保留有原始沉积层纹构造特征；“大厂层”受构造控制，锑矿、萤石矿主要产在黑山箐-后坡背斜的轴部、高点、次高点及翼部次级鼻状构造、挠曲及断层造成的牵引褶曲内，分布地域受断层控制，属于火山沉积-后期改造矿床（廖善友等，1990；陈豫等，1984；陈代演，1991；周德忠等，1980；曹俊臣等，1987）。
笔者认为：系统的野外观察和稀土元素分析表明，大厂萤石矿床宏观上受地层和岩性控制，地层中保留有原始沉积构造特征，矿层具有原始沉积的特征；背斜、断裂对矿层具有控制作用，认为该矿床为沉积改造型矿床。
2萤石成矿作用
（1）二叠纪晚期萤石矿（源）层的沉积
早二叠世末期华力西期，东吴运动使本地区上升为陆，遭受风化剥蚀，茅口灰岩形成岩溶地貌。晚二叠世早期，黔西南-黔西的威信—镇雄—盘县以东沦为滨海，在大厂地区形成海湾，在风化壳粘土岩之上，沉积形成了一套条带状灰岩、硅质岩。这套岩石的沉积，反映了一种滨海-潮坪的弱水动力条件环境。之后，逐渐形成封闭、半封闭的海盆，堆积了粘土质沉积物。此时，相当于晚二叠世峨眉山玄武岩喷发的第一旋回时期，本区为火山沉积相区，第二旋回时，为溢出熔岩的边缘地带。第一喷发旋回的火山活动，大量的凝灰物质进入水盆，形成了凝灰质粘土岩。同时，玄武质凝灰物质水解，生成了沸石并放出SiO2。在第一旋回和间歇期，大量火山喷射的汽液，带来丰富的SiO2，F，S，CO2，P及Fe，Sb，Cu，As，Au，Hg，Pb，Zn，Ag和一些稀有分散元素、放射性元素。它们在火山汽液中大多可能以配合物的方式搬运进入水盆，分解沉积或易于被软泥吸附和沉淀，在封闭、半封闭的条件下较为集中，而不易逸散。在弱碱性的海水中，SiO2溶解度较大，易于搬运，为大面积交代灰岩（第一期硅化）形成硅质岩层提供了丰富的物质来源。锑和硫结合或锑硫配合物分解生成细粒、针柱状辉锑矿，沉淀于古岩溶洼地中。因此，大厂层较厚，锑矿化较好，反之，则变贫尖灭。
火山喷气中的HF或F配合物分解后，与海水中的CaCO3反应或交代灰岩，生成萤石。火山喷气中H2S与火山气液中带来的或凝灰物质水解分离出来的Fe作用，可生成黄铁矿。
晚二叠世早期，形成了辉锑矿、黄铁矿、萤石的含矿火山沉积建造。
（2）燕山期热液改造阶段
燕山运动时期，以区域性的东西向对扭产生北西南东向水平挤压，使北东向断裂发生右行扭动，造成了矿田内北北东向褶皱、断裂及层间滑动。在强大的压力和较高的温度下，地下水受热，具有较大的溶解、交代能力，形成含矿热卤水。这种含矿溶液，在适当条件下，在成矿有利构造部位和容矿空间沉淀，改造原萤石矿层，使其富集。
一、概述
钠长石化是人们最早发现的交代蚀变作用之一。1909年贝利等首先提出，1913年，俄罗斯学者发现细碧-角斑岩系中的钠长石化以后，人们发现更多的钠长石化现象。钠与钾同属地壳中分布最广的造岩元素之列，在地球化学性质上也是最活泼的碱金属元素。从成矿作用来看，它们同是重要的矿化剂，这是因为钠在成矿溶液中常普遍存在，它的卤化物、硫化物、硫代硫化物、碳酸盐、硫酸盐等与许多成矿元素具有强烈形成配合物和活化转移的能力，亦即是它们能与许多成矿元素形成易溶的配合物，并发生活化转移。在与围岩相互作用和物质交换过程中，既能使成矿元素发生活化转移，又能使配合物分解成为不易溶解的化合物而沉淀集中成矿。
钠和钾虽都是碱金属元素，但是他们的地球化学性质和成矿专属性却有较大差别。钠和钾在与围岩的交代蚀变作用过程中既可以独立进行，也可联合进行。在与改造型花岗岩有关的Nb、Ta、W、Sn和Be等矿床有联系的交代蚀变作用过程中，钾化往往较钠化发生早。由于钠离子水化离子半径小，因此随溶液能在各种微细裂隙，甚至粒间、矿物的解理、双晶面等也都具有很强的扩散能力和渗滤能力，从而使钠化范围扩大和强度增强。钠长石化发生在很大的温度区间内（>500～100℃），特别是高温流体中钠能广泛交代各种岩石和矿物，而在低温条件下也能发生钠长石化，甚至在沉积岩成岩过程中，也能发生钠长石化。当交代斜长石时，可以使钠和钙分离，形成由钠长石和黝帘石组成的岩石，即钠长-黝帘石岩。这种现象一般称为去钙长石化作用。
钠的来源有多种途径，如来自异常地幔、岩浆热液、海水和沉积岩中膏盐层和地下热卤水等，它们都有各自的成矿和交代蚀变特征。这在综合研究矿床成因时，是必须考虑到的。
与钠长石化有关的矿床主要有：Nb、Ta、W、REE，特别是LREE、Be、Fe和黄铁矿型矿床等。
二、钠长石化的交代蚀变特征
钠长石可交代各种矿物，其交代方式多种多样，常见的如下：
（1）交代钾长石：花岗岩类遭受钠长石化时，常见钾长石被钠长石交代，其交代方式多种多样，丰富多彩：如：①通常糖粒状钠长石沿着钾长石颗粒之间或边缘进行交代（照片175，176，177，178，179，180）；②沿着钾长石裂隙和解理进行交代（照片181，182，183，184，185，186）；③沿着裂隙和解理呈浸染状交代（照片187，188，189）；④呈极不规则或云朵状形态交代（照片190，191）；⑤沿周边交代，形成净边结构或分割钾长石呈孤岛状结构（照片192，193）；⑥钠长石交代钾长石析离出来的SiO2形成蠕虫状结构（照片194）；⑦沿裂隙和解理呈条纹长石化交代钾长石，并具有条纹状特征（照片195）。
（2）交代石英：钠长石交代石英也较常见，如：①沿着石英的裂隙进行交代（照片196）；②有时沿着石英的边缘进行交代（照片197）；③有的在石英和钾长石的交界处同时对两种矿物进行交代（照片198）；④条板状钠长石集体交代石英颗粒（照片199）；⑤钠长石分割交代和包裹石英，但被分割的石英仍保持同一消光（照片200）。当花岗岩类转变为钠长石岩时，石英常全部消失。
（3）交代斜长石：由于钠与钙在地球化学性质上的差异，同时由于斜长石中钙和钠的含量常不相同，对于中基性岩来说，斜长石多为更长石-钙长石，由于钙在钠化过程中的不稳定性，这就使斜长石的钠长石化现象十分容易发生；其交代方式同样也是多种多样的，如：①以糖粒状钠长石集合体从中长石斑晶边缘向内部进行交代，形成港湾状特征（照片201，202，203）；②沿边缘和内部呈脉状和浸染状交代（照片204）；③由于含钙的硅酸盐，如绿帘石和碳酸盐矿物交代斜长石中钙长石分子，而使钠长石独立出来，此被称为去钙长石化作用（照片205，206）；④当环带状斜长石被钠长石和其他矿物交代时，常具有选择性交代环带现象，但常伴随钠长石的净边现象常保存。而其他含钙矿物常沿着内部环带、裂隙、解理等进行交代，并可保留其斜长石假象和环带结构等（照片207，208）。
三、主要岩石类型
（1）绿帘石-钠长石岩：绿帘石-钠长石岩（绿帘钠长石岩）和钠长-黝帘石岩由saussuritization（以前国内译为钠黝帘石化）所形成的黝帘石-钠长石岩（或黝帘钠长石岩）都是较常见的交代蚀变岩。绿帘钠长石岩（照片205，206；彩照45）常是由中-基性岩浆岩在高-中温热液作用下形成的，这是主要由于斜长石被绿帘石化时所发生的去钙长石化的结果（照片205，206）。而钠长黝帘石岩一般是在低温条件下形成的。
（2）碳酸盐-钠长石岩（碳酸盐钠长石岩）：在“玢岩铁矿”中，经常见到碳酸盐-钠长石岩。其中最常见的是斜长石斑晶被碳酸盐和钠长石所交代。有时产生一种有趣的现象，即钠长石和碳酸盐分别有选择性交代斜长石，形成两种矿物交替的环带状交代结构（照片207）。在这种交代蚀变岩中，有一部分钠长石可能是早阶段的产物；但不论怎样，在碳酸盐形成时，这一部分钠长石继续是稳定的；同时由于碳酸盐矿物形成所发生的去钙长石化作用，而继续形成钠长石，便构成碳酸盐-钠长石岩。另一种情况是在“玢岩铁矿”的一些钠长石岩中，常含有相当数量的碳酸盐，虽不少情况下，碳酸盐的形成晚于钠长石，但两者有紧密共生关系，说明在这交代蚀变过程中热液中钠和碳酸盐的含量都是相当高的。
（3）粘土-钠长石岩（粘土钠长石岩）和碳酸盐-粘土-钠长石岩（碳酸粘土钠长石岩）：在一些铁、铜热液矿床中，这种交代蚀变岩比较常见，当斜长石受粘土化（主要为高岭石化和地开石化）时，在其边缘形成钠长石周边或环带（照片208，209）。这种钠长石的号码一般很小，一般An0～2，这表明溶液中钠是丰富的，有热卤水特征。钠长石本身泥化程度常很低，和一般钠长石净边相同，而内部泥化程度高，这种钠长石一般不具双晶。在粘土矿物中，常伴有碳酸盐矿物（照片210）。
此外，当斜长石遭受粘土化时所发生的钠长石化，除构成净边外，在内部环带伴随粘土化。在有的铁矿床中，由于钠长石化作用强烈，产生的钠长石净边很宽，而粘土矿物仅分布于原斜长石的核心部分（照片209）。
（4）绿泥石-钠长石岩（绿泥钠长岩）：与黄铁矿型矿床有关的细碧岩中，绿泥石-钠长石是很普遍的。虽然这种交代蚀变岩也是在热液参与下交代形成的，但由于细碧岩的成因多种多样，如火山作用的自交代作用、海水的交换反应、区域变质过程中的变质热液交代作用等，所以一般不列入典型的交代蚀变作用。但也应指出，与细碧-角斑岩有关的黄铁矿型矿床的成因也是多种的，一部分是由次火山和火山热液作用形成的，这种黄铁矿矿床周围所发生的细碧岩化现象，应当列入与成矿有关的典型交代蚀变范围来讨论。
中、基性火成岩遭受中-低温热液交代蚀变时，局部发生绿泥石-钠长石化现象较常见；不论在青磐岩或是黝帘-钠长石岩中，常可见到斜长石被绿泥石交代时，同时产生钠长石（一般An0～2）净边、环带、浸染体和网状体等（照片211，212，213）。
（5）浅色云母-钠长石岩：白云钠长岩、绢云钠长岩和浅色云母-石英-钠长石岩（云英钠长岩）中的浅色云母包括白云母、绢云母、铁锂云母及锂云母等。而浅色云母-钠长石岩主要发育在交变花岗岩中，它们与钨、铍、铌、钽等矿化有关。按云母种类的不同，可分为锂云母-钠长石岩、铁锂云母-钠长石岩、白云母-钠长石岩等。在交变花岗岩形成过程中，这种交变岩的形成主要发生在钠长石化到浅色云母化阶段之间。
绢云母-钠长石岩较少见，它主要是在斜长石发生绢云母化过程中，伴随着去钙长石化作用而形成的，这种去钙长石化并不是因为含钙矿物的形成，而是在交代过程中钙被淋失，成为绢云母在核部和钠长石净边的一种特殊现象（照片214，215）。
（6）黑云母-钠长石岩（黑云钠长石岩）：在一般情况下，在钠长石化过程中，钙、镁和铁常被活化转移，其有关矿物常被交代，但在稀土铁矿床和火山热液铁矿床中，黑云母化和钠长石化都属于特征性交代蚀变。有时它们两者组合为黑云母-钠长石岩（照片216）。在稀土铁矿床中，由板岩交代蚀变成的黑云母-钠长石岩中，黑云母的含量一般只有百分之几，呈浸染状分布。在玢岩铁矿中，黑云母常呈集合体，并有磁铁矿浸染（照片216）。
（7）硬石膏-钠长石岩（硬石膏钠长岩）：在长江中下游火山岩盆地的铁矿床中，硬石膏、一水石膏和石膏化现象相当普遍，其中有的组成硬石膏-钠长石岩（彩照46）。斜长石斑晶为硬石膏交代时，由于斜长石中的钙形成硬石膏，而发生去钙长石化作用，从而形成硬石膏和钠长石交代斜长石斑晶的各种现象；其中较为常见的是钠长石组成的净边，而硬石膏呈核心交代，这和碳酸盐-钠长石交代斜长石的情况十分相似。有时硬石膏呈“蟹状”变晶。
（8）阳起石（纤闪石）-钠长石岩（纤闪钠长岩）：阳起石-钠长石岩或纤闪石-钠长石岩在“玢岩铁矿”的凹山式铁矿中是很常见的。由于这类矿床中还经常伴随有磷灰石化的现象，因此把它们当作一类独立的交代蚀变岩，即阳起石（纤闪石）-磷灰石-钠长石岩这类交代蚀变岩（纤磷钠长石化）。在矽卡岩型磁铁矿矿床的内接触带，有时也局部分布有这类岩石。
（9）钠闪石-钠长石岩：这种类型的交变岩是在白云鄂博的铁矿床中发现的（彩照47）。在该矿床中钠交代十分普遍和强烈，并与霓石化、钠闪石化紧密共生。
（10）钠长石岩：钠长石岩是常见的一种交变岩，分布很广。如在“玢岩铁矿”等矿体下部常大范围分布。它属于浅色交代蚀变岩，呈白色、灰白、微红、肉红色等；中-细粒结构为主，有时为粗粒花岗变晶结构。钠长石含量在90%以上。但当钠长石化还未彻底时，可见变余结构和构造，如变余斑状结构、变余叶理构造等。钠长石岩中钠长石呈他形-半自形粒状，颗粒间的界线极不规则，互相呈不规则镶嵌，双晶可发育或不发育（照片217，218，219，220，221，222）；少数呈条板状自形晶。在泥化较深，呈他形晶粒状变晶和双晶不发育时，与有些钾长石岩容易混淆，需作仔细鉴定。
在少数情况下，钠长石岩中的钠长石呈放射状集合体，并且有火焰状消光的特征。钠长石的形成有时不只是一个阶段的产物，而可有两个，甚至两个阶段以上的钠长石叠加；一般早阶段形成的钠长石颗粒较大，后阶段的颗粒较小，这样在岩石中形成不等粒状变晶或假斑状变晶结构（照片223，224，225，226，227）。
在与铌、钽等矿化有关的交变花岗岩中，典型的钠长石岩可独立构成交代蚀变带。下部弱钠化带多数叠加在钾长石化花岗岩之上，或直接交代花岗岩；其上部常为云英岩化所叠加。但这种钠长石岩中的钠长石多数呈双晶发育的粒状和条板状；其中一部分为长条状、双晶极为发育的叶钠长石（由于对叶钠长石没有明确的标准，我们把长条状，长宽比大于5∶1，010双晶面和解理面极为发育的钠长石称为叶钠长石）。
在我国内蒙古的一个稀土铁矿床中，发现黑色板岩遭受钠长石化时，形成白色致密坚硬的钠长石岩。当其完全转变为钠长石岩时，板岩的原生构造完全消失，当其交代未完全时，钠长石往往顺着板岩的微层理和微型裂隙进行交代。当转变为钠长岩时，结构变粗，为中、细粒花岗变晶结构。由于页岩中碳质等难被交代，而形成残缕结构（照片228）。
四、找矿意义
钠长石化有关的各种岩石对找矿有重要意义，如：
（1）与铌、钽交变花岗岩密切有关，矿化作用主要集中在钠长石化带中，自下而上钠化增强，矿化也随之增强，Ta/Nb比值也逐步增高。
（2）与钨、锡有关的花岗岩中，也经常显现钠长石化。
（3）各式“玢岩铁矿”都有明显的钠化现象，矿体往往尖灭在强烈的钠化带中：玢岩在钠化过程中含铁的各种造岩矿物往往被交代，因而表现出明显的褪色现象，即铁质的活化转移现象，成为铁矿成矿物质的重要来源。其有关的交代蚀变如：阳起石化或纤闪石化、方柱石化、青磐岩化、硅化和泥化等在空间上常作有规律的带状分布，从而可作出交代蚀变成矿模式图。在矽卡岩铁铜矿床的内接触带，也常发育钠长石化。
（4）白云鄂博式稀土-铁矿床，与稀土-铌矿有关的超铁镁-碱性-碳酸岩中也常发育钠长石化。
（5）与细碧-角斑岩有关的黄铁矿型矿床，也普遍发育钠长石化现象。
（6）在交变霓长岩、等色岩中，钠长石常与碱性角闪石和辉石共生。
本区的围岩蚀变类型主要有硅化、绢云母化、黄铁矿化、毒砂化、碳酸盐化、去碳酸盐化褐铁矿化及粘土化。
441 硅化
阳山金矿区硅化作用较为普遍，在不同的成岩和成矿阶段曾发生多次硅化作用。根据其产状及共生矿物组合可分为3期。
（1）成岩期硅化
在阳山矿区地层中硅质岩较多，常见灰白色、灰黑色两种，呈厚层状，常与黑色页岩形成互层，其中灰黑色硅质岩常见有细粒黄铁矿化。郑明华等（1994）在研究拉尔玛金矿后，认为此类硅质岩与热水沉积有关。区域地质研究表明，本区在泥盆纪曾为裂陷槽盆地，且有火山活动，所以伴随海底火山作用的海底喷流作用可能是形成本区硅质岩的重要原因。在形成硅质岩的同时，在地层中还形成了较多的黄铁矿，发生了较为强烈的铁碳酸盐化作用。
（2）区域变质作用期硅化
本期硅化作用在矿区也普遍发育，最为典型的是在泥盆纪紫色石英砂岩中发育的网脉状硅化，在千枚岩中也可见及。该期硅化作用形成的石英脉（颗粒）常有不同程度的变形和破碎，石英颗粒的波状消光、应力双晶都很发育。并常被后期绢云母脉、毒砂－黄铁矿脉切穿（图411）。
图411 地层中的矿物及其蚀变特征（一）
a—安坝鲕粒碎屑岩，石英碎屑的磨圆和分选都很差，胶结物主要为铁碳酸盐类矿物，单偏光下；b—三期矿物细脉相互穿插，从早到晚分别为：①绢云母化粗脉，②石英－方解石脉，③铁碳酸盐化细脉，单偏光下；c—强烈的绢云母化和后期叠加在其上的铁碳酸盐化作用斑点，正交偏光下；d—强烈变形的硅化、绢云母化砂岩，正交偏光下；e—葛条湾蚀变灰岩矿石中的五角十二面体黄铁矿，正交偏光下；f—葛条湾绢云母化黑色千枚岩中的热液第Ⅱ阶段黄铁矿及其周围的石英压力影，正交偏光下。Qz—石英；Ank—铁碳酸盐；Se—绢云母；Py—黄铁矿；Cc—方解石
（3）热液成矿期硅化
本期硅化主要发育于断裂破碎带中及破碎带两侧，是伴随着不同的矿化阶段进行的，与金成矿作用关系密切。在热液早期绢云母化阶段有非常强烈的硅化作用发生，石英通常呈他形粒状与绢云母密切伴生，在蚀变斜长花岗斑岩中非常普遍，硅化很强，形成的石英颗粒粒度都很小，多以基质的形式出现，反映了较为快速的结晶过程。早期硅化作用通常伴生有粗粒的黄铁矿化作用发生。在粗粒黄铁矿化之后发生了较为强烈的构造作用，同时伴随有较强的硅化作用，表现为在未被压碎的黄铁矿周围，主要以压力影存在于黄铁矿周围（图411），在破碎的黄铁矿颗粒周围，硅化石英充填在破碎的黄铁矿周围。热液晚期方解石石英脉有两种情况，一种是形成细小的石英颗粒，方解石随后在这些细小的石英衬壁上生长；另一种情况是石英以方解石为衬壁生长，这种硅化作用较方解石化稍晚一些，形成的石英一般颗粒较为粗大。
成矿中期石英以斑岩与千枚岩接触带上的石英为代表，发现石英的粒度较大，比较完整，但波状消光比较明显，多数石英颗粒可以发现有重结晶现象，并且在重结晶的石英中包有热液早阶段的绢云母碎片和早期的方解石碎屑。成矿中晚期的毒砂沿裂隙分布，检查手标本发现该石英为乳白色，结晶程度较高。
成矿中后期（主要指黄铁－矿毒砂阶段后）石英颗粒结晶较好，有重结晶和次生加大边产出，颗粒较完整，在石英脉中还包裹有强烈硅化和绢云母化的蚀变斑岩。与该期硅化作用伴随的矿化作用较弱，仅有零星毒砂以自形短柱状产出。
442 碳酸盐化
阳山矿区的碳酸盐化作用主要以铁碳酸盐化和方解石化作用为主。铁碳酸盐化可以分为成岩期和成岩期后两种铁碳酸盐化作用。成岩期形成的含铁碳酸盐矿物主要以自形粒状或集合体为主，晶形自形程度较高，但多被后期地质作用破坏。在残留的铁碳酸盐矿物中，环带构造比较发育，主要为铁白云石（图412）。本次采用JXA-8100电子探针技术详细研究了这些不同环带中元素的含量变化情况。结果表明，从核心向边部，Fe含量逐渐降低，而Ca和Mg的含量逐渐增高，说明在成岩期Fe元素的供应有逐渐降低的趋势，而与此同时溶液中其他离子的浓度则逐渐增大，尤其是Mg元素的增幅更为明显。
成岩期后的铁碳酸盐化作用共有3种产出方式，第一种是铁碳酸盐岩经常以胶结物的方式充填在成岩阶段的泥质粉砂岩的石英颗粒之间，且常被热液早期的绢英岩化细脉切穿，表明铁碳酸盐化作用是成岩期后所经历的浅变质作用，经电子探针分析发现，这种铁碳酸盐化作用的产物主要为铁白云石（图412），在蚀变斜长花岗斑岩中，铁碳酸盐化作用通常发生在硅化作用之后，绢云母黄铁矿化之前（图413）；第二种铁碳酸盐化作用通常以球状体形式叠加在条带状绢云母之上（图411），通常发生在绢云岩化作用之后，与第一种相比，第二种铁碳酸盐化作用产物在正交镜下颜色更深，闪突起更明显，铁质含量更高；第三种铁碳酸盐化作用以细脉状产出，切断绢云岩化脉体和较早期的石英颗粒和石英脉（图411）。
值得一提的是，在观音坝PD1309硐口矿石堆上发现的石英脉中，存在有非常明显的铁碳酸盐化作用，主要以细脉状、斑点状分布，后期（主要为主成矿阶段的）胶状黄铁矿脉叠加在铁碳酸盐化脉之上（图411）。由此可见，细脉状的铁碳酸盐化作用在时间上处于热液早期绢云岩化作用和热液早中期粗粒立方体黄铁矿之间。
阳山金矿除铁碳酸盐化作用之外，方解石化作用也比较常见，在绢云岩化作用之前有一次方解石化作用，形成的方解石在早期的粗粒石英颗粒之间充填，后被绢云母化脉切割，再接着毒砂黄铁矿化作用叠加于其上（图411）。
图412 地层中的矿物及其蚀变特征（二）
a—沿硅质粉砂岩片理化带分布的成岩期草莓状黄铁矿，单偏光下；b—去碳酸岩化作用形成的方解石残晶（Cc1）被后期硅化石英胶结，之后又被破碎，被含铁的碳酸盐矿物胶结，热液第一阶段的黄铁矿细脉（Py1）沿裂隙灌入，单偏光下；c—去碳酸盐化作用形成的铁白云石晶体被后期硅化石英脉胶结，说明硅化与去碳酸盐化作用在时间和空间上都很接近，正交偏光下；d—石英的加大边结构（图中箭头所指方向），正交偏光下。Fram—草莓状黄铁矿；Pyl—热液第一阶段黄铁矿细脉；Ank—铁白云石；Qz—石英，Se—绢云母
最晚的碳酸盐化作用主要为热液晚期的石英－方解石阶段的碳酸盐化。主要以细脉状产出。
Fortun et al（2003）研究了内华达州Twin Creeks卡林型金矿硫化物中的Fe质来源，结果表明，沉积岩中的铁白云石并非只是成岩阶段的产物，当Fe从相邻的富铁岩浆岩中释放出来时也可以形成。接着在随后的硫化作用阶段中，围岩中的铁与侵入的成矿流体中的硫发生反应生成黄铁矿，溶液中还原性硫由于生成黄铁矿而减少，使得金的二硫化物配合物的稳定性降低而分解，导致金的沉淀。
443 去碳酸盐化作用
沉积岩中由酸性卡林型流体而引起的去碳酸盐化作用是一种非常重要的成矿控制因素（Kuehn,1989;Ilchik,1990;Bakken,1991;Hofstra et al,1991;Hofstra,1994），去碳酸盐化的最重要的识别特征就是碳酸盐岩强烈的溶蚀导致岩石空隙度增大，致使岩石的体积减小，同时在很多地区由于溶液的溶蚀和破碎，发育有细小的碎裂构造（Kuehn,1992），形成碎裂角砾岩甚至垮塌角砾岩，并且难溶矿物（如石英、伊利石、黄铁矿等）的浓度增加（Hofstra et al,2000）。阳山金矿区的去碳酸盐化作用主要发生于阳山矿段，表现为早期结晶的碳酸盐矿物被机械破碎或者被偏酸性的流体溶蚀，而后又被硅质物质胶结。Carlin金矿中的蚀变分带中有大量富含CO：的酸性流体存在的证据（Kuehn et al,1992），这些酸性的流体通过溶解碳酸盐岩而增强了地层的空隙度，使得后来的成矿流体更容易通过（Kuehn et al,1992）。阳山金矿在早中晚不同阶段的石英脉中都发现有大量的富CO2的流体包裹体，说明在不同成矿阶段都有大量的酸性成矿流体，在客观上具备去碳酸盐化的条件。
Bloomstein et al（1990）指出碳酸盐岩的溶解增加了赋矿围岩的空隙度和渗透率。去碳酸盐化是最早的围岩蚀变，并且在不同程度上影响了矿体及围岩（Arehart et al,1993）。Stenger et al（1998）研究美国内华达州的Twin Creeks卡林型金矿后得出的结论是，不同温度的成矿流体的混合可以导致SiO2的形成和方解石的溶解，分别发生硅化和去碳酸盐化蚀变作用，这两种蚀变经常与卡林型金矿相伴（Fournier,1985,1986;Are-hart,1996），去碳酸盐化作用使得Fe元素从地层中的铁碳酸盐矿物中释放出来，与含矿热液中还原性的硫相结合形成含砷黄铁矿。而含砷黄铁矿是主要的载金矿物，而且结合地球化学勘探结果，金异常总是与强烈的去碳酸盐化区域能较好地套合（Stenger et al,1998），并且矿石和围岩中总的铁含量没有太大的差异，只有当原岩中的铁与含矿热液中的硫结合形成黄铁矿时，这些关系才能得到解释。Stenger et al（1998）最后指出，卡林型金矿的勘探应该以成岩阶段富含铁碳酸盐矿物的沉积岩为指导而进行。Emsbo et al（2003）研究了内华达州Meikle及其周边的几个卡林型金矿后指出，矿化之前，泥盆纪热液系统将Bootstrap灰岩蚀变成富铁的白云石，之后发生角砾岩化和断层活动，接着侏罗纪岩浆侵入，在晚始新世时卡林型的含矿流体沿先前的裂隙进入，并与富铁白云石反应形成含金黄铁矿。
决定卡林型金矿的赋矿围岩、矿石类型和矿床规模的诸多因素中有两个较为重要的因素，即围岩的Fe含量和空隙度。在流体量一定的前提下，空隙度决定了流体活动的范围，从而决定了矿床的规模，围岩中Fe是导致硫化物形成而矿化的关键因素。而去碳酸盐化作用一方面增加了围岩的空隙度，另一方面使地层中的Fe被释放出来，在成矿阶段与成矿流体化合而形成黄铁矿，从而间接地为成矿奠定了物质基础。洋底系统中Fe的溶度随着温度的升高而增大，这说明高温系统有助于Fe从围岩中溶解释放出来（Seyfried,1987）。在成岩阶段，地层中的Fe可以与海水中硫酸盐被还原所形成的硫发生反应形成黄铁矿，但由于海水中的硫酸盐数量有限，从而导致地层中的Fe较多地被保留下来，同时使得成岩阶段的碳酸盐矿物中的Fe含量有所增加（Canfield,1989,1991;Raiswell et al,1998），这也和阳山成岩阶段的碳酸盐矿物中的Fe含量变化规律相一致。
上述这些都说明阳山金矿区在泥盆纪成岩阶段铁碳酸盐化作用所形成的大量铁碳酸盐矿物，经过不同阶段的去碳酸盐化作用，使得其中的Fe被释放出来，与成矿热液阶段的含矿流体中的S结合形成不同类型的铁硫化物时也沉淀了金等成矿元素而发生矿化，在此过程中还伴随有硅化等其他类型的蚀变作用发生。可见这些不同的蚀变作用与矿化作用都有直接或者间接的联系。
444 绢云母化作用
阳山矿区的绢云母化作用主要发生在热液早期，与早期的黄铁矿化作用相伴或较之为早。主要有两种类型，第一种是早期的无矿绢云母化作用，主要表现为侵入的花岗斑岩中的长石斑晶发生强烈的绢云母化，形成鳞片状的绢云母和SiO2（图413）。蚀变强烈的斜长石斑晶只剩下晶形轮廓。另外在沉积地层也可见先期形成的石英砂岩发生强烈的绢云母化，形成绢云母条带和片理，并且与硅化作用密切相伴，包围成岩阶段所形成的草莓状黄铁矿，但却没有此阶段的黄铁矿生成。类似的绢云母作用也发生在美国卡林金矿带的Deep Star金矿，Dean GHeitt et al（2003）认为这是由于Goldstrike岩体在冷却过程中的退变质作用所引起的，并将其定义为围岩蚀变的第二阶段，晚于接触变质及交代作用的第一阶段。阳山金矿的第二种绢云母化作用是热液成矿阶段的黄铁绢云母化（图413）作用，生成的绢云母与细粒的立方体黄铁矿和少量五角十二面体的黄铁矿细脉共生，此阶段的绢云母化主要以脉状和条带状产出，在蚀变非常强烈的地区，绢云母化还在沉积地层中形成了波状层理，这表明绢云母化的多阶段性和活动的脉动性（图412）。还有一种绢云母化作用表现为绢云母与中期成矿阶段的较粗粒长柱状毒砂和半自形粒状黄铁矿共生（图411），可能该期绢云母稍早，后期的毒砂沿先前的绢云母脉通道迁移就位，并在此基础上向周围蔓延。
陈光远等（1989）认为绢英岩化、黄铁绢云岩化为湿的钾化作用，与矿化作用高潮同步或稍早，与成矿作用的关系十分密切。Fortun et al（2003）研究发现美国内华达州Twin Creeks卡林型金矿中的岩浆岩在发生绢云化的过程中，其中的Fe释放出来，并运移到沉积地层中，形成成岩阶段铁白云石的增生边。而这些铁白云石在后期的成矿作用过程中与成矿流体中的硫发生反应生成黄铁矿，进而导致金的沉淀（Fortun et al,2003）。可见，绢云母化作用过程也间接地为成矿作用奠定了物质基础。
绢云母的粒度可以反映形成温度，细粒绢云母的形成温度为250～300℃或180～320℃（鲁安怀，1995）。热液绢云母的生成表明了一种酸性环境，pH值大约为4（Crerar et al,1976）。
上述的铁碳酸盐化作用、去碳酸盐化作用以及绢云母化作用实际上是成矿作用的铺垫和物质准备阶段。Stenger et al（1998）研究认为，Twin Creeks卡林型金矿的黄铁矿的环带表明Fe的活动能力是在微米尺度范围内，Hofsra et al（2000）研究发现Fe通常是较难迁移的元素，而且常常在手标本的尺度内消耗殆尽，这表明Fe是从含铁矿物中释放出来并被硫化，主成矿阶段的黄铁矿围绕先前存在的黄铁矿生长，这在阳山金矿也有发现。其反应机理可以表述为Fe2++2H2S=2H++Fe S2+H2（Embso et al,2003）。
445 粘土化作用
粘土化作用主要有两种形式，第一种是斜长花岗斑岩的斜长石、黑云母等矿物发生高岭土化和蒙脱石化，生成的粘土矿物通常以微细浸染状形式存在于先前的硅酸盐矿物表面，这种粘土矿化作用主要是斜长花岗斑岩的侵入岩脉形成之后的退变质作用所引起的，与侵入岩的绢云母化作用同时或稍晚发生（图413）。在粘土化作用过程中，含钾的绢云母则比较稳定，一般很少发生粘土矿化从而较完整地保存下来了；第二种粘土化作用主要呈脉状切穿较晚阶段的碳酸盐脉及石英脉，电子探针结果表明，其Al2O3含量达3903%,SiO2含量达4696%，而Mg,Fe,Na,K的含量均低于1%。这主要是在酸性介质条件下，长石等硅酸盐矿物分解形成之。由于粘土具有较强的吸附作用，可能对热液成矿晚阶段明金的形成具有富集作用。
图413 阳山金矿围岩蚀变特征
a—绢云母－黄铁矿－毒砂脉切穿铁碳酸盐脉；b—去碳酸盐后方解石残片和硅化石英脉及绢云母－毒砂－黄铁矿（含明金）；c—绢云母千枚岩中粗粒黄铁矿及压力影；d—千枚岩中硅化和黄铁矿同时产出
总体来讲，不同的围岩蚀变作用都与成矿作用关系密切。先前的碳酸盐化、去碳酸盐化以及绢云母化作用导致围岩的物质成分和结构构造发生较大的改变，为后来的成矿作用奠定了物质基础和赋存空间，随后在强烈的构造、岩浆侵入和成矿热流体等强烈的作用下，共同导致了阳山金矿的赋存就位和富集改造等作用的发生。
