福建南部大礬山蝕變巖帽的明礬石特征及其找礦指示*

孫衍東，謝桂青，陳 靜

（1 中國地質科學院礦產資源研究所，北京 100037；2 中國地質大學科學研究院，北京 100083；3 福州大學紫金地質與礦業學院，福建福州 350108；4 合肥工業大學資源與環境工程學院，安徽合肥 230009）

蝕變巖帽（Lithocap），是指中-酸性巖漿沿著裂隙或斷層，在近地表（＜1.5 km）與火山巖等圍巖反應，形成的硅化、高級泥化和泥化蝕變礦物組成的呈帽狀復合地質體（Sillitoe,1995）。蝕變巖帽內部往往發育高硫型淺成低溫熱液金（銅）礦床，常與下部有成因聯系的斑巖型銅（金）礦床構成斑巖銅礦系統（Sillitoe,2010）。蝕變巖帽在地表往往呈現突出的正地形，覆蓋面積一般為幾十個平方千米，有的甚至可達上百個平方千米；但斑巖銅礦系統的范圍相對較小，一般為幾個平方千米，若沒有明確指向性的方法，進一步的勘探工作難以開展（White et al.,1990;Holliday et al.,2007;Sillitoe,2010;Cook et al.,2020）。從全球范圍來看，由于蝕變巖帽埋藏淺、剝蝕嚴重、保存難度大，現存的蝕變巖帽一般形成于中新生代，主要分布在環太平洋、特提斯-喜馬拉雅和古亞洲洋等成礦區帶（Kashkai,1973;Dilles et al.,2021）。蝕變巖帽因受構造、圍巖性質、流體性質等因素的影響，往往在垂向和水平方向上表現出不同樣式的分帶模式：在水平方向上從核部至邊部依次發育氣孔狀石英-石英+明礬石→明礬石+地開石→地開石+高嶺石→伊利石+白云母、蒙脫石等礦物組合；在垂向方向上，自下而上發育石英+葉臘石±紅柱石→石英+明礬石±水鋁石±高嶺石→高嶺石+地開石→高嶺石±蒙脫石等蝕變礦物（Arribas et al.,1995；Hedenquist et al.,2000；Cook et al.,2017；Chen et al.,2019）。

蝕變巖帽作為斑巖-淺成低溫熱液礦床的找礦標志，全球部分蝕變巖帽的內部已探明了高硫型淺成低溫熱液礦床和斑巖型礦床，如菲律賓Makayan地區Lepanto 礦床（Chang et al.,2011）。但是多數蝕變巖帽內是不含礦或貧礦的，如巴布新幾內亞Horse-Ivaal，斐濟的Vuda 和安徽廬樅盆地礬山蝕變巖帽等，其深部至今還未發現相關的斑巖礦床（Colley et al.,1980;Corbett,1998;Li et al.,2020）。Corbett（2002）提出，查明蝕變巖帽的空間分布形態、礦物組合特征和元素變化規律，為尋找斑巖-淺成低溫熱液礦床和預測其位置提供重要的信息。Chang 等（2011）對菲律賓Lepanto 礦床上部蝕變巖帽進行系統研究，利用短波紅外光譜學、礦物原位微量化學元素分析及全巖地球化學相結合的方法，成功預測了蝕變巖帽熱源中心和深部隱伏斑巖礦體的位置。陳靜等（2020）總結了中國華南地區典型蝕變巖帽的形成時代和蝕變分帶特征，認為深部可能存在斑巖型-淺成低溫熱液礦床，提出對蝕變巖帽中的指示礦物（葉臘石、紅柱石、明礬石等）進行礦物化學和全巖地球化學分析可進一步圈定找礦靶區。

明礬石作為酸性蝕變巖帽的典型蝕變礦物，是尋找斑巖-淺成低溫熱液礦床的重要指針礦物。一般來說，越靠近熱源中心，明礬石礦物的短波紅外1480 nm 特征吸收峰值、Na/(Na+K)比值和Sr、La 含量越高，而全巖的Pb、Hg 含量逐漸降低（Chang et al.,2011;Lecumberri-Sanchez et al.,2013;Izawa et al.,2018;Li et al.,2020）。

中國東南沿海自中生代以來，由于構造-巖漿活動頻繁，形成了中國最大的火山巖帶，其中，上杭-云霄斷裂帶（圖1a）是區內重要的成礦帶，該斷裂帶自西北向東南發育一系列的斑巖-淺成低溫熱液礦床和礦化點，包括紫金山Cu-Au 礦、羅卜嶺Cu-Mo 礦、永定山口Mo 礦、平和錦溪Cu-Mo 礦、平和鐘騰Cu-Mo 礦、平和大望山Ag 多金屬礦和大小礬山大型蝕變巖帽及金、鉛鋅礦化點等（圖1b）。前人對該區的斑巖-淺成低溫熱液礦床的地質特征、成礦年代、地球化學等方面進行了大量的研究（張德全等，1991；劉文元，2015；Pan et al.,2019；黃文婷等，2013；潘天望等，2016；Chen et al.,2019;Zhao et al.,2021），但對于大礬山蝕變巖帽的蝕變礦物的種類、礦物特征、礦物組合和蝕變分帶研究相對薄弱，對其成因和下一步的找礦方向不明。筆者以大礬山蝕變巖帽為研究對象，利用短波紅外（SWIR）、電子探針（EPMA）及X射線衍射分析（XRD）等技術對蝕變巖帽進行詳細的礦物學研究，并結合地質特征，解釋其成因，為下一步找礦勘探工作提供找礦礦物學依據。

1 區域地質背景

上杭-云霄斷裂帶位于華夏板塊東南緣，整體上呈NW-SE 走向，長約200 km，寬約30～50 km，自西向東分別與武平-光澤斷裂、宣和復式背斜、政和-大浦斷裂、福安-南靖斷裂以及長樂-南澳斷裂呈近直角相交（圖1a），該斷裂帶對燕山期的巖漿活動及成礦具有明顯的控制作用（張德全等，2001），特別是在NE-SW 向構造交匯處往往是形成斑巖-淺成低溫熱液礦床的有利位置。平和大礬山蝕變巖帽位于上杭-云霄斷裂帶與福安-南靖斷裂交匯處附近，周圍發育包圍山Mo礦、大望山Ag多金屬礦等礦床，與紫金山銅金礦處于同一成礦帶，成礦地質條件相似，成礦潛力巨大。

圖1 上杭-云霄斷裂帶區域地質簡圖（據潘天望等，2016修改）a.福建省地質構造簡圖；b.上杭-云霄斷裂帶區域地層，巖漿巖和構造圖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

區內出露的地層主要為侏羅系和下白堊統，由老至新分別為下侏羅統梨山組、上侏羅統南園組、下白堊統黃坑組及寨下組（圖1b）。其中，南園組和黃坑組與銅、金、銀等多金屬成礦作用關系密切（林東燕等，2011）。黃坑組主要為中-厚層狀紫紅色砂礫巖、紫灰色英安玢巖、凝灰質粉砂巖及紫紅色流紋巖。南園組巖性相對復雜，上段為英安質晶屑凝灰熔巖，中段為流紋質熔結凝灰巖、晶屑凝灰巖、凝灰熔巖、火山角礫巖以及流紋巖等，下段為深灰色英安質晶屑凝灰熔巖。該區構造極為發育，主要以NE向、NW 向和近SN向3組斷裂為主，多為區域脆性斷裂及火山斷裂。其中，NE 向和NW 向斷裂構成區內主要的構造格局，并控制著該地區自中生代以來的巖漿侵入及火山機構。研究區內自中生代以來構造-巖漿活動頻發，火山作用強烈，中-酸性火山巖及侵入巖大面積出露，主要為燕山期花崗巖（王森，2014），可分為晚侏羅世二長花崗巖、花崗閃長巖及少量黑云母花崗巖，與鎢、錫、鉬、鉛鋅、稀土等成礦作用關系密切（陶奎元等，1998；Yuan et al.,2014）；早白堊世花崗閃長巖，二長花崗巖，花崗巖-花崗斑巖（石英正長斑巖），常與南園組、黃坑組構成火山-侵入雜巖，在其接觸帶及附近往往形成一系列的礦化（銅、金）和蝕變現象（吳淦國等，2004；潘天望等，2016）。

2 大礬山蝕變巖帽特征

大礬山蝕變巖帽位于福建省平和縣東南部，南側部分位于云霄縣，出露地層主要為上侏羅統南園組上段，下白堊統黃坑組，二者呈不整合接觸；南園組上段是主要的出露地層，巖性為流紋質晶屑凝灰熔巖、英安質晶屑凝灰熔巖和流紋質凝灰巖。黃坑組分布于研究區西部，巖性主要為英安質晶屑凝灰巖、凝灰質砂礫巖。該區地層蝕變現象普遍，南園組主要發育明礬石化、地開石化和葉臘石化；而黃坑組主要發育高嶺石化、白云母化和蒙脫石化。大礬山地區斷裂較為發育，以NW 向斷裂為主，其次為NE向斷裂，邊部還發育多條環狀斷裂。NW 向斷裂和NE 向斷裂與該區的礦化和蝕變關系密切（王森，2014）。區內出露的侵入巖主要為白堊紀花崗閃長巖（鋯石U-Pb年齡為110 Ma；王森等，2016）、花崗斑巖、次石英斑巖。其中，白堊紀花崗閃長巖位于區內的東北部，出露面積大，與金礦化、鉛鋅礦化和蝕變關系密切（圖2）。

圖2 大礬山蝕變巖帽地質圖（據福建省地質調查研究院，2014）Fig.2 Geological map of the Dafanshan lithocap(after Fujian Institute of Geological Survey,2014)

大礬山地區的白堊紀火山巖遭受了不同程度的蝕變作用，主要蝕變包括明礬石化、葉臘石化、地開石化、高嶺石化、蒙脫石化和白云母化。其中，明礬石化和葉臘石化主要在礦區的中部和北部，高嶺石化主要發育在礦區北側；白云母化主要發育在礦區南側（圖3）。明礬石礦化主要分布于南園組流紋質晶屑凝灰巖中，位于大礬山中部區域且范圍較廣，由長石和基質蝕變形成，主要包括石英、明礬石、地開石等礦物。根據手標本及顯微鏡下觀察可將本區明礬石分為3 種類型（圖4a～f，圖5a～i）：①粒狀明礬石：手標本呈褐色，殘余的石英呈大小不一的顆粒分布于巖石中，粒徑0.1～0.3 cm，含量在10%左右（圖4c），顯微鏡下明礬石主要呈粒狀，干涉色Ⅰ級紅色至Ⅱ級藍色，粒徑40～60 μm，與地開石共生（圖5c），主要分布在礦區的北部；②纖維狀明礬石：手標本呈磚紅色，膠結石英-明礬石礦物組合，明礬石呈膠狀分布在裂隙中（圖4b），干涉色為Ⅰ級紅至Ⅱ級藍綠，粒徑范圍50～100 μm，主要與地開石共生（圖5b），分布在礦區的中部和北部；③葉片狀明礬石：手標本下呈粉色，可見石英的氣孔狀構造（圖4a），顯微鏡下明礬石呈葉片狀，干涉色主要為Ⅰ級橙紅，粒徑100～200 μm，與石英共生（圖5a），該類型明礬石分布范圍最廣，主要分布在本區的中部和北部，是明礬石化的主要類型。

葉臘石屬于高溫蝕變礦物，本區葉臘石化出露面積較小，僅在明礬石化的北部出現，葉臘石在手標本下難以辨認，主要呈細小的淺白色顆粒（圖4d、e），偏光顯微鏡下可見葉臘石呈他形粒狀結構，顆粒細小，呈集合體構造，常與地開石等礦物共生（圖5f）。地開石主要與明礬石、葉臘石共生，偶見與高嶺石和白云母共生（圖5d、h），顯微鏡下呈灰白色，粒徑在30～50 μm 之間（圖5i）。該地區高嶺石化有2 種，包括：①與白云母共生，結晶度較差，呈細小顆粒狀（圖4f，圖5g），多為表生作用形成，主要分布在礦區的西北部，在葉臘石化帶及明礬石化帶中也有小范圍分布（圖3）；②與地開石共生，結晶度較好，顆粒相對較大（圖5h），一般為熱液成因，主要分布于礦區南側。白云母化帶位于明礬石化帶的南部外圍（圖3），該帶的主要礦物為白云母、多硅白云母等，常與蒙脫石、高嶺石共生，偶見與地開石共生。蒙脫石整體含量較少，野外難以辨認，多呈隱晶質結構，常與白云母共生（圖5e）。

圖3 礬山大型蝕變巖帽蝕變分帶圖Fig.3 Alteration zonation map of the Dafanshan lithocap

圖4 大礬山蝕變巖帽巖相特征（手標本照片）a.粉色明礬石與石英共生；b.磚紅色明礬石呈膠狀分布在裂隙中；c.褐色明礬石與石英共生；d.淺白色小顆粒的葉臘石與地開石共生；e.小顆粒的葉臘石；f.土黃色高嶺石和白云母共生Alu—明礬石；Dic—地開石；Kao—高嶺石；Mus—白云母；Prl—葉臘石；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

圖5 大礬山蝕變巖帽蝕變礦物鏡下照片（正交偏光）a.葉片狀明礬石與石英共生；b.纖維狀明礬石與地開石共生；c.粒狀明礬石與地開石共生；d.地開石與白云母共生；e.蒙脫石與白云母共生；f.地開石與葉臘石共生；g.結晶度差的高嶺石白云母共生；h.結晶度好的高嶺石與地開石共生；i.結晶度好的地開石Alu—明礬石；Dic—地開石；Kao—高嶺石；Mus—白云母；Prl—葉臘石；Qtz—石英；Sme—蒙脫石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 分析方法和結果

3.1 分析方法

本次研究主要對大礬山蝕變巖帽地表進行系統的剖面采樣，在蝕變較強的明礬石-葉臘石-白云母帶中加大采樣密度，在一些蝕變較弱的地方采樣間距適當加大（圖2），共采集150 余件樣品。由于受蝕變作用，大多數樣品發生了高級泥化或泥化作用并且蝕變礦物顆粒較為細小，在野外和光學顯微鏡下均難以辨別礦物種類，借助短波紅外儀（ASD），X 射線衍射分析儀（XRD）及電子探針(EPMA)等技術手段來進一步確定蝕變礦物的種類，形態及結構等特征。

短波紅外光譜分析在福州大學紫金礦業學院和中國地質科學院礦產資源研究所完成，測試所使用的儀器分別為南京中地儀器有限公司生產的BJKF-Ⅳ型便攜式短波紅外光譜分析儀（PNIRS）和美國Analytical Spectral Devices（ASD）公司研發的TerraSpec 4 短波紅外儀。PNIRS 探測光譜波長范圍1300～2500 nm，分辨率＜10 nm，采樣間隔2 nm；TerraSpec 4 探測光譜波長范圍350～2500 nm，波長精度為1 nm，信噪比大于2000∶1。在進行樣品測試前，先將樣品清洗干凈去除樣品表面粉塵等污染物，晾曬48 h 消除水分的影響，每件樣品選取3～5 個點位進行測試。測試結果利用澳大利亞研發的The Spectral Geologist（TSG 8）軟件進行分析解譯，確定蝕變礦物類型和特征。

電子探針微區分析是在福州大學福建省礦產資源研究中心完成，所使用的測試儀器型號為日本JEOL公司生產的JXA-8230，實驗測試的加速電壓為15 kV，電子束流為20 nA，束斑直徑為2μm，收集時間20 s，所有被測試的元素均使用美國SPI公司53種標準礦物進行標準化校正，分析測試精度優于2%。

X 射線衍射分析在福州大學福建省礦產資源研究中心完成，分析儀器型號為德國Bruker 公司研發的D8 Advance X 射線衍射儀，測試電壓為60 kV，電流80 mA，掃描角度范圍5°～90°，步長0.026°，選用銅靶。測試前需要將樣品粉碎至200 目，放在載玻片上，壓成直徑為1 cm的圓面。

3.2 分析結果

通過短波紅外光譜分析在大礬山蝕變巖帽中識別出明礬石、地開石、高嶺石、蒙脫石、葉臘石、白云母等6 種蝕變礦物，其中明礬石、葉臘石及高嶺石分布最為廣泛（圖6a、b）。明礬石的短波紅外吸收峰在1400～1500 nm 之間存在雙吸收峰，在～1480 nm 是明礬石的典型特征吸收峰，主要用于區別其他礦物（Chang et al.,2011）。明礬石中的K+在較高溫度下容易被Na+替換形成鈉明礬石，并且明礬石中Na+含量越高，其吸收峰位越向波長較長的位置偏移（Chang et al.,2011）。本區明礬石的特征吸收峰位范圍1477.69～1479.98 nm，平均值為1478.75 nm。葉臘石在～1400 nm 附近存在一個尖的結構水吸收峰，在～2165 nm處也存在一個尖的吸收峰是葉臘石的特征吸收峰；DFS-5 的葉臘石吸收峰為分別為1393.22 nm 和2166.78 nm。地開石有3 個吸收峰位置，分別為1400 nm、1900 nm 和2200 nm。其中，1400 nm 和2200 nm 兩處為強烈的雙吸收峰，1900 nm 為弱吸收峰；1400 nm 和1900 nm 為水吸收峰，2200 nm 為Al-OH 吸收峰。高嶺石的吸收峰整體上與地開石相似，與地開石的區別是在1400 nm 和2200 nm 處的吸收峰強度較弱并且在1400 nm 處存在一個小峰。經測試分析本區識別出2 種類型高嶺石：①光譜特征與地開石相似的高嶺石（如DFS-108）；②在1900 nm 處表現出顯著不同強吸收峰且在2200 nm處為單吸收峰（如DFS-109）。白云母和蒙脫石的光譜特征也較為相似，在1410 nm、1900 nm、2200 nm處存在3個單吸收峰，但在2200 nm 處蒙脫石的吸收強度明顯大于白云母（圖6a、b）。

圖6 大礬山蝕變礦物的短波紅外光譜圖a.明礬石、地開石、葉臘石和白云母的短波紅外光譜圖；b.PX-高嶺石、WX-高嶺石和蒙脫石的短波紅外光譜圖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

由于短波紅外光譜測試結果會受到樣品自身顏色、光源以及處理軟件參數等因素的影響（Wang et al.,2021），本文對本區的樣品進行了X 射線衍射（XRD）分析，以驗證短波紅外結果的可靠性。利用MID Jade 6.5軟件對樣品XRD實驗數據進行分析，通過尋峰與標準礦物的PDF卡片對比，進行礦物的圖譜物相識別。經本次XRD 測試分析，礬山地區鑒定出石英、明礬石、地開石、葉臘石、白云母和高嶺石6種礦物（圖7）；識別出石英+明礬石+（地開石），地開石+葉臘石+（明礬石）和高嶺石+白云母等礦物組合，其結果與短波紅外光譜分析結果表現出良好的一致性。

圖7 大礬山蝕變巖帽巖石樣品X射線衍射圖譜Alu—明礬石；Dic—地開石；Kao—高嶺石；Mus—白云母；Prl—葉臘石；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

對大礬山蝕變巖帽中7 件高級泥化帶中的明礬石進行電子探針（EMPA）測試，結果表明（表1），本區明礬石的w（Al2O3）為39.62%～49.84%，平均44.38%，w（SO3）為30.24%～38.15%，平均34.91%，w（K2O）為3.96%～6.05%，平均4.97%，w（Na2O）為0.02%～0.94%，平均0.37%。此外，還有微量CaO、FeO、MnO、SrO等。明礬石中w（K2O）遠大于w（Na2O），K/Na 值為29.41。因此，大礬山地區主要為鉀明礬石。采用8 個O 原子為基礎對明礬石進行晶體化學式計算(Jambor,1999)，得出本區明礬石的平均晶體化學式為(Na0.036K0.315Ca0.002Sr0.001)(Al2.597Fe0.001Cr0.001)[S1.300P0.008Si0.002O8](OH)6，結果顯示為鉀明礬石。通過對比看出，不同類型的明礬石Na、K含量也有所不同，粒狀明礬石中Na 含量最多、其次為片狀明礬石Na 含量、纖維狀明礬石Na 含量最少（圖8）。在BSE圖像中，該區明礬石礦物顆粒表現出明顯的亮暗環帶結構，通過對其進行元素面掃描（圖9a～c）分析，看出環帶主要受K 和Na 含量控制，亮的部分K 含量多，暗的部分Na含量多。

圖8 明礬石礦物Na/K-K關系圖Fig.8 The Na/K-K relationship diagram of alunite

圖9 大礬山蝕變巖帽明礬石礦物顆粒元素面掃描圖a.明礬石BSE圖片；b.Na元素掃描圖；c.K元素掃描圖；d.Al元素掃描圖；e.Fe元素掃描圖；f.Mn元素掃描圖；g.Ba元素掃描圖；h.Sr元素掃描圖；i.P元素掃描圖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 大礬山蝕變巖帽明礬石礦物的電子探針代表性分析結果Table 1 The representative EMPA analytical result of alunite from the Dafanshan lithocap

4 討論

4.1 明礬石形成的物理化學條件

明礬石作為高硫型淺成低溫熱液礦床的特征蝕變礦物，通常與石英、葉臘石、地開石等礦物共生，且往往發育在蝕變巖帽靠近中心部位（Steven et al.,1960;Arrisbas et al.,1995;卿敏等，2019）。明礬石超族中共有40 多種礦物，其化學通式為AB3(TO4)2(OH)6，由于明礬石受形成時溫度、pH值、圍巖組分、流體組分等因素的影響，在A、B、T等位置會發生元素間替換作用。A 位置一般由K、Na 元素占據，少部分被Ca、Pb、Ba、Sr 等元素替代；B 位置一般為Al，但容易被Fe 元素替換；T 位置主要為S，也可見P、As 等元素的置換（Stoffregen et al.,2000;Deyell et al.,2005）。其中，Na 與K元素之間的替換是最為普遍，溫度高時（一般＞250℃），明礬石形成過程中容易發生Na 替換K（Stoffregen,1987;Aoki,2009）。大礬山地區明礬石主要呈葉片狀、粒狀及少部分纖維狀，根據Na、K 含量關系（圖8）可知，粒狀、葉片狀、纖維狀的明礬石形成溫度逐漸降低。

大礬山蝕變巖帽中明礬石主要與石英、地開石、葉臘石等礦物共生，并可見明礬石交代堿性長石的殘余結構（圖5a），屬于典型的巖漿-熱液的產物，形成流體溫度范圍為200～400℃、2＜pH值＜3（圖10），此類明礬石與淺成低溫熱液礦床關系密切（Rye,1993;Seedorff et al.,2005）。關于明礬石的形成過程和形成的物理化學條件，前人做了大量的研究（Hedenquist et al.,2020;White,1991;Corbett,1998）。巖漿侵位后，中酸性的流體從巖漿中出溶，流體經過運移和演化，在地殼淺部且溫度相對較低時，（350～400℃）流體中SO2會發生歧化反應生成硫酸導致流體中H+離子增加，使得流體酸度大大增加，當遇到富含K、Al等元素的地層時，因流體具有極強的酸性（pH 值＜2），地層中除了石英礦物外，其他礦物均被淋濾掉，形成孔洞狀石英，但隨著反應進行和地下水的加入，流體溫度下降和酸度下降，此時圍巖中的堿性長石、白云母與流體反應，生成明礬石（Stoffregen et al.,2000）：

圖10 在108 Pa和石英飽和條件下蝕變礦物與溫度-(K+/H+)穩定關系圖（虛線表示近似值）(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 大礬山蝕變巖帽的形成過程

本文研究提出，大礬山蝕變巖中部主要為石英-明礬石-地開石、地開石-葉臘石礦物組合為主，外圍主要為高嶺石-白云母、白云母-蒙脫石礦物組合為主，與紫金山蝕變巖帽相比缺少孔洞狀石英帶、石英-地開石帶及伊利石-地開石帶，可能是因為受到后期風化剝蝕的影響（Pan et al.,2019;Chen et al.,2019;劉秋平等，2020）。大礬山蝕變巖帽中明礬石K-Ar 年齡為118 Ma（張達，未發表數據），表明其形成于早白堊世。前人研究認為，大礬山地區在早白堊世處于巖石圈伸展階段（Yu et al.,2006;張岳橋等，2012;Li et al.,2014）。在拉張作用下，大礬山地區巖石圈減薄、地幔物質上涌，引發局部熔融和殼?；旌献饔?，形成中酸性巖漿。巖漿受到熱動力及構造動力等因素的影響上升到淺部地殼。溫度、壓力降低和結晶作用的進行導致流體從巖漿中出溶，形成超臨界流體（Henley et al.,1978;Hedenquist et al.,1994）。流體在沿著斷裂繼續上升的過程中發生相的分離，形成高密度、相對體積較小，低SO2、HCl，高NaCl、金屬的鹵水相和低密度，體積巨大，富含SO2、HCl，低NaCl、金屬的氣體相（Bodnar et al.,1985;Hedenquist et al.,1994）。

鹵水相在含礦斑狀侵入體內部及周圍引發鉀化蝕變和斑巖礦化（Cooke et al.,2020）。氣體相（富SO2、HCl）沿裂隙繼續上升，當溫度介于350～400℃時，SO2發生歧化反應生成H2S 和H2SO4，當與地下水混合或冷凝時，H2SO4可釋放大量H+，從而使得流體酸度大大增加（Hedenquist et al.,2013）。高酸度的流體與大礬山地區高滲透率火山巖地層相遇并發生充分反應，引起大規模的高級泥化蝕變（主要包括明礬石、地開石、葉臘石等）和泥化蝕變（主要包括高嶺石、蒙脫石、白云母等），形成大礬山蝕變巖帽。文章推測在其根部位置形成高硫型淺成低溫熱液銅（金）礦床，邊部形成中硫型淺成低溫熱液鉛鋅礦床（圖11）。大礬山蝕變巖帽中明礬石普遍發育環帶結構（圖9a），表明其形成過程中物理化學條件變化頻繁，反映了流體具有脈沖式的特征。

圖11 大礬山蝕變巖帽形成過程示意圖Fig.11 The schematized diagram of formation process at the Dafanshan lithocap

4.3 成礦預測

全球蝕變巖帽內高硫型淺成低溫熱液礦床主要有2 類：①形成較深的板狀塊狀硫化物礦床，主要以硫砷銅礦等礦物為主；②深度較淺的呈浸染分布在孔洞狀石英和高級泥化中的金（銀）礦床。這2 類高硫型淺成低溫熱液礦床往往發育在蝕變巖帽的熱源中心或流體通道附近（Sillitoe,2010;Cooke et al.,2017）。Chang 等（2011）認為，蝕變礦物明礬石1480 nm 吸收峰位的空間變化可有效反映距離蝕變中心遠近的變化：越靠近蝕變中心，明礬石1480 nm 峰位越大，反之越小。明礬石1480 nm 峰位的變化和明礬石中Na/(Na+K)呈正相關關系，而明礬石中Na 含量與溫度呈正相關。因此，通過明礬石1480 nm 峰位在空間上的變化可有效預測熱源中心和位置。

大礬山蝕變巖帽中蝕變礦物明礬石廣泛發育，主要分布在礦區的中部，含明礬石全巖地球化學分析顯示，Au 元素在西北和東南方向上含量均高，Cu元素含量西北部明顯高于其他部位（圖12a、b），Au礦化范圍相對較廣，而Cu 礦化主要在西北部。Au、Ag元素化探異常套合明顯，Au元素異常位于礦區中南部，范圍較大，Ag 元素異常在礦區南部和北部均有出現，范圍較?。▓D13）。本文對區內不同空間位置的明礬石進行短波紅外分析測試，將得到的明礬石1480 nm 峰位的變化情況投到礦區地質圖上，結果顯示從礦區的東南部到西北部，明礬石1480 nm峰位有明顯增大的趨勢，并且明礬石1480 nm 峰位的變化和明礬石中Na/(Na+K)呈良好的正相關關系（圖13、圖14），表明該區的熱源中心在礦區的西北部。綜上，西北部下方沿斷裂帶可能具有形成高硫型淺成低溫熱液銅（金）礦床的潛力。

圖12 大礬山蝕變巖帽含明礬石樣品全巖地球化學Au、Cu元素含量空間變化圖（未發表數據）a.含明礬石樣品全巖地球化學Au元素含量空間變化圖；b.含明礬石樣品全巖地球化學Cu元素含量空間變化圖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

圖13 大礬山蝕變巖帽明礬石短波紅外1480 nm吸收峰空間變化及Au、Ag化探異常圖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

圖14 大礬山蝕變巖帽明礬石短波紅外1480 nm吸收峰位與Na/(Na+K)關系圖Fig.14 Relationship between alunite 1480 nm absorption peak on short-wave infrared spectrum and Na/(Na+K)at the Dafanshan lithocap

5 結論

（1）大礬山蝕變巖帽由石英、明礬石、葉臘石、地開石、高嶺石、白云母及少量蒙脫石組成，其中，明礬石全為鉀質明礬石，發育粒狀、片狀、纖維狀3 種類型。蝕變礦物組合具有分帶的現象，礦區的中間主要為石英-明礬石-地開石和地開石-葉臘石蝕變帶；外圍主要為白云母-蒙脫石和高嶺石-白云母蝕變帶，反映了溫度從中間區域向外圍逐漸降低，而pH值逐漸升高的趨勢。

（2）研究區的明礬石顆粒普遍發育明顯的亮暗環帶，亮帶K 含量高，暗帶Na 含量高，表明在其形成過程中，流體具有動蕩和脈沖式的特點。明礬石1480 nm 峰位變化范圍為1477.69～1479.98 nm，從礦區的東南部到西北部有明顯的變大趨勢，推測熱源中心在礦區西北部，其下部沿斷裂帶可能存在淺成低溫熱液型銅（金）礦床。

致 謝感謝福州大學紫金地質與礦業學院劉文元老師在野外和室內試驗給予的大力支持，感謝中國地質科學院礦產資源研究所李進文研究員、佘宏全研究員、王東升老師、王坤明老師和任程昊碩士在野外工作中提供的幫助，感謝審稿人的寶貴意見。