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一、内容概述
矽卡岩是指高温环境下，通过火成岩交代原始富碳酸盐岩形成的，一般富含Fe、Al或Mn的钙或镁硅酸盐岩石（Burt，1977，1982；Einaudi et al.，1982）。矽卡岩既可以是岩浆成因的，也可以是变质成因的。形成矽卡岩的主要作用有不纯碳酸盐岩的变质重结晶作用、不同岩性岩石之间的双交代作用以及岩浆热液和变质热液的渗滤交代作用等。基于围岩类型和蚀变矿物组合可将矽卡岩分为两大类：钙矽卡岩与镁矽卡岩（赵一鸣等，1990）。当矽卡岩中富集了有价值的矿物时，便成为矽卡岩矿床。根据具经济价值的金属矿物不同，矽卡岩矿床可划分为 Fe、Cu、Mo、W、Zn-Pb、Sn和Au等不同类型（Ettlinger et al.，1989；Theodore et al.，1991）。
世界范围的矽卡岩金矿床主要分布在环太平洋成矿带，地跨亚、美、澳三大洲的长约40000 km的20多个沿岸国家（Ray et al.，1990；赵一鸣等，1991）。这一规律性的分布，暗示了矽卡岩金矿床的形成与特定的构造环境有关。自板块学说诞生以来，中外学者（尤其是国外学者）就试图运用板块构造理论建立比较统一的模式，来阐述矽卡岩型矿床形成的可能构造背景（板块构造环境）。例如，Einaudi et al.（1981）系统讨论了矽卡岩矿床形成的板块构造背景，认为大洋岛弧、大陆边缘岩浆弧和造山期后大陆环境下均有利于矽卡岩型矿床的形成。
大量研究表明：矽卡岩矿床均与侵入岩密切相关，不同来源和成因的侵入岩产于特定的构造环境，因此矽卡岩矿床的构造背景研究一直得到地质学者的关注。矽卡岩矿床组合与特定构造环境密切相关，综合矽卡岩矿床的成矿元素组合、与成矿有关的岩体成分和区域地质资料，有助于识别矽卡岩矿床的构造背景（图1）。研究表明，矽卡岩金矿可以形成于大洋火山岛弧的弧后盆地（图1A）。大多数矽卡岩矿床与大陆地壳俯冲的岩浆弧有关，与成矿有关的岩体成分变化较大，岩性为花岗闪长岩和花岗岩，矽卡岩金矿多与还原性岩体有关（图1B）。稳定大陆地壳俯冲至俯冲后构造的过渡环境的研究较少，与低角度俯冲相关的侵入岩源区包含有更多地壳混入，大洋俯冲楔的拆沉可能导致形成局部裂谷，岩浆弧可以很宽或迁移到内陆，成矿岩体为二长岩和花岗岩，常形成斑岩钼矿床、矽卡岩钼或钨钼矿床及少量锌、铋、铜和锌，为矽卡岩多金属矿床，部分矿床局部富金（图1C）。与软流圈上涌有关的裂谷环境多与走滑断裂有关，成矿岩体为花岗岩，含有白云母、黑云母、暗灰色石英巨晶、晶洞和云英岩化蚀变，常形成矽卡岩型锡矿床，演化花岗岩富含W、Be、B、Li、Bi、Zn、Pb、U、F 和REE（图1D）。
近年来，碰撞造山及其成矿理论的研究日趋深入，国内外许多地质学家尝试将矽卡岩成矿与碰撞造山作用联系起来。如Nicolescu et al.（1999）认为，罗马尼亚西南的Ocna de Fier-Dognecea Fe-（Pb-Zn）矽卡岩矿床形成于后碰撞构造环境；Kuscu et al.（2002）研究了土耳其安那托利亚省中部Celebi地区的与W、Fe、Cu矽卡岩矿床成矿作用密切相关的Celebi类花岗岩体，认为该岩体形成于后碰撞的构造环境；Marchev et al.（2005）研究认为，保加利亚南部和希腊北部的罗多彼山脉的Pb-Zn-Ag，Cu-Mo及Au-Ag矽卡岩型多金属矿床形成于造山后的伸展阶段；Mueller et al.（2004）认为，西澳大利亚 Southern Cross 绿岩带中的 Nevoria 金矽卡岩矿床的成矿岩体为后造山花岗岩。陈衍景等（2004）总结了我国矽卡岩型金矿床成矿时代、空间分布及形成的地球动力学背景，认为中国的矽卡岩金矿床多在陆陆碰撞过程中由挤压向伸展转变期的减压升温体制下形成。
图1 矽卡岩矿床与特定构造背景耦合
（据Meinert et al.，2005，有修改）
A—大洋俯冲和弧后盆地环境；B—与增生大洋地块相关的大陆俯冲；C—过渡低角度俯冲环境；D—大陆裂谷或俯冲后的构造环境
图2 矽卡岩形成过程
（据Cawood，2009）
A—等化学作用阶段；B—变质作用阶段；C—退化阶段
在研究矽卡岩矿床成因时，研究者多采用流体包裹体方法确定矽卡岩形成时流体的温度、压力和成分等条件。以往人们在解释矽卡岩矿的成因时，往往偏重于矽卡岩带的形成条件，不重视对矿化问题本身的研究。近年来，成矿作用过程、成矿热流体的来源和演化过程、矿质沉淀机理等方面取得了重要进展（Ya⁃suhiro，1999；Choi et al.，2000；Aissa et al.，2001；Lu et al.，2003；Baker et al.，2004；Meinert et al.，2003；Levresse et al.，2003），但就巨量矿质来源问题的研究仍不够深入。矽卡岩金矿的形成过程与矽卡岩的形成密不可分，而矽卡岩的形成过程大致可分为3个阶段（图2）。
鉴于矽卡岩矿床与侵入岩之间直观而密切的时空联系，近年来中外学者特别注重研究岩浆活动对矽卡岩成矿的重要控制作用（Fershtater，2000；Somarin et al.，2002）。Einaudi et al.（1981，1982），Meinert（1989），Ray et al.（1988，1990）研究认为，与金矽卡岩成矿作用最为密切的是闪长岩-石英闪长岩系列。在整个成矿系统中，矽卡岩型金矿与其他类型的金矿和Cu-Au矿床可以有一定的空间共生关系，如纳米比亚Karibib地区的矽卡岩矿床（Gawood，2009）。
二、应用范围及应用实例
图3 吉尔吉斯阿克塔什金-（铜）矿床地质略图
（据李丽等，2012）
1—第四系；2—大理岩、灰岩夹喷出岩（卡拉扎尔钦组）；3—含矿花岗闪长岩；4—岩脉；5—矿体及编号；6—矽卡岩；7—硅化带；8—断层破碎带
吉尔吉斯斯坦阿克塔什金-（铜）矿床位于吉尔吉斯塔拉斯地区，属吉尔吉斯山-伊什基利克铁铜金银多金属成矿带。近EW向下寒武统卡拉尔钦组灰岩夹层被中奥陶世苏布杜克措翁花岗闪长岩及晚奥陶世斑状花岗岩穿切，灰岩中还侵入有闪长玢岩、正长闪长岩、正长斑岩等岩墙（脉），花岗闪长岩外接触带均发生矽卡岩化和细脉-浸染状金-铜矿化（图3）。矽卡岩矿体产状平缓，分布在侵入体下部，呈层状，厚0.5～70m。按矽卡岩矿物分为石榴子石矽卡岩、磁铁矿矽卡岩、钙铁辉石矽卡岩、钙蔷薇辉石矽卡岩、绿帘石石榴子石矽卡岩和绿帘石斜长石矽卡岩。最富的金矿体赋存于石榴子石矽卡岩中。矿体按边界品位为1g/t圈出61个矿体。呈透镜状、巢状、层状，倾向SE向，倾角45°，矿体最长80～260m，厚3.5～12.45m，斜深32～180m（图3）。
矿床类型为矽卡岩型金-铜矿床，中奥陶世细粒闪长岩、闪长岩、石英闪长岩和花岗闪长岩中有少量斑岩型铜矿化。主要矿石矿物有黄铜矿、斑铜矿、磁铁矿和自然金，次为辉铋矿、磁黄铁矿、辉钼矿、赤铁矿。氧化带主要铜矿物变为辉铜矿、铜蓝、硅孔雀石、孔雀石、蓝铜矿等。主要脉石矿物有石榴子石、辉石、石英、绿帘石、碳酸盐。按工艺性质分为综合利用铁和不含铁的铜-金矿两类。浮选第一类矿石中可回收金76%，浮选第二类矿石中可回收金81.2%。该矿床不远处分布有安达什铜金矿（斑岩型）、塔尔德布拉克铜金矿（斑岩型）、托赫托内沙伊铜金矿（矽卡岩型）等重要矿产地。
该矿床主要特点是：①矽卡岩化蚀变强烈，所有花岗闪长岩外接触带均发生矽卡岩化和细脉-浸染状金-铜矿化作用；②矿化位于侵入体下部，沿接触带呈层状产出，其中最富矿体位于石榴子石矽卡岩内部；③矽卡岩性金-（铜）矿床与斑岩型铜矿等矿床在空间上伴生。
三、资料来源
董树义.2008.山东沂南金矿床成因与成矿规律和成矿预测.博士学位论文.北京：中国地质大学（北京），63～73
李丽，李宝强，董福辰等.2009.吉尔吉斯铜金矿床类型与地质特征.地质通报，30（3）：342～346
V.V.Nikonorov.2000.吉尔吉斯地质和矿产资源.比什凯克：吉尔吉斯斯坦人民出版社
Meinert L D，Dipple G M，Nocolescu S.2005.World Skarn deposits.Economic Geology，100 th Anniversary Volume：299～336
Cawood P A.2009.Hydrothermal processes and mineral systems.Franco Pirajno：Geological survey of western Australia，Perth，WA，Australia：535～580
我国镍矿资源储量分布于19个省（区），70％的镍矿资源集中在甘肃，其次分布在新疆、云南、吉林、四川、陕西和青海和湖北7个省（区）。截至2004年底,全国镍矿储量为239.83万吨,集中分布在甘肃、新疆、吉林与陕西,这四个省(区)的镍矿资源储量为233.76万吨,占全国总储量的97.47%。中国镍矿资源不能满足需要。总保有储量镍784万吨，居世界第9位。镍矿产地有近100处，分布于18个省(区)。其中以甘肃省为最，保有储量占全国的61.9%，新疆、吉林、四川等省(区)次之。甘肃金川镍矿规模仅次于加拿大的萨德伯里镍矿，为世界第二大镍矿。镍矿矿床类型主要为岩浆熔离矿床和风化壳硅酸盐镍矿床两个大类。后者以云南墨江镍矿为代表；前者又分岩浆就地熔离矿床与岩浆深部熔离贯入矿床两个亚类。甘肃白家嘴子镍矿即属深部熔离复式贯入矿床一类。从成矿时代分析，从前寒武纪到新生代皆有镍矿产出。岩浆型镍矿主要产于前寒武纪和晚古生代，早古生代、中生代也有镍矿产出。风化壳型镍矿则形成于新生代。
哀牢山北段西侧蛇绿混杂岩带金矿床的地质背景、矿床地质、地球化学特征和成矿时代已做过详细的研究工作（蒋志，1984；张海涛等，1984；Allen et al.，1984；俞广钧等，1986；张志兰等，1987；陈元坤等，1987；张旗等，1988、1995；唐尚鹑等，1991；李元1992a、b；何文举，1993；宋新宇等，1994；Leloup et al.，1995；胡云中等，1995；毕献武等，1996、1997a、b和1998；沈上越等，1997；胡瑞忠等，1998、1999；李定谋等，1998；1998，沈上越等，1998；黄智龙等，1999；应汉龙等，1999、2001；李兴振等，1999；王义昭等，2000；张湘炳等，2000；方维萱等，2001；谢桂青等，2001；杨振宇等，2001；应汉龙，2002）。老王寨和墨江金矿床位于哀牢山西侧的蛇绿混杂岩带，分布在墨江-九甲断裂上盘，矿体受逆冲推覆断裂构造控制（图4-6）。不同研究人员发表的成矿时代差别较大（张志兰等，1987；毕献武等，1996；胡云中等，1995；应汉龙等，2002）。王江海等（2001）测定老王寨金矿床成矿前和成矿后煌斑岩金云母40Ar/39Ar年龄，限定金矿床的形成年龄为26.4±0.2Ma，为老第三纪渐新世末。该蛇绿混杂岩带金矿床形成于区域断裂带左行走滑作用环境（张连生等，1996；李兴振等，1999），与金矿床成矿年龄相近的煌斑岩发育，表明成矿时的地质构造动力学背景为拉张状态（黄智龙等，1999；张玉泉等，1987）。
图4-6 哀牢山造山带地质简图及金矿床位置
Fig.4-6 Geologic sketch of Ailaoshan orogen and its gold deposit distribution
1—上三叠统一碗水组磨拉石堆积；2—三叠系沉积岩覆盖的古生界岩石；3—未变质的古生界岩石；4—弱变质的古生界岩石；5—晚泥盆世—早石炭世蛇绿混杂岩；6—古元古界哀牢山群变质岩；7—区域断裂带；8—（镍）金矿床/矿点；F1—红河断裂带；F2—哀牢山断裂带；F3—九甲-墨江断裂带；F4—转马路断裂
（一）墨江金厂镍-金矿床成矿时代
墨江金厂镍-金矿床金矿体与热液型镍矿体在空间上分布在一起（图4-7）。毕献武等（1996）认为镍矿化早于金矿化形成。镍矿体穿插金矿体，镍矿体受沿绿色金云母化构造破碎带分布，破碎带中含有含金石英脉角砾，镍矿化是晚于金矿化的。金矿体或矿化带中广泛发育浸染状镍、钴矿化和绿色绢云母化，是后期叠加的。墨江金矿床的金的成矿作用分为四个阶段（李元等，1992a），镍矿化作用和金矿化作用在时间上可能是重叠的。砷硫化镍矿体分布于金厂超基性岩西侧的石英岩、变余粉砂岩的断裂带或构造破碎带中，以强烈的绿色绢云母化为标志（图4-7、图4-8）。矿石为黄铁矿稠密浸染泥岩和黄铁矿浸染石英岩。黄铁矿在矿石中呈浸染状或块状。主要矿石矿物为黄铁矿、辉砷镍矿；次要矿石矿物为针镍矿、方硫镍矿、锑硫镍矿、斜方砷镍矿和白铁矿等；含其他微量硫化物如闪锌矿、辉锑矿等。脉石矿物为石英、玉髓和绿色绢云母等。镍矿石的镍平均品位为0.776%，金含量为0～1.063g/t。据27件镍矿石样品分析结果，镍和金的相关系数为-0.117，两个元素含量之间无线性相关关系。
用40Ar/39Ar法对与镍矿化关系密切的绿色绢云母定年。根据与绿色绢云母有关的石英的包裹体测温结果（胡云中等，1995），绢云母的形成温度低于白云母的氩封闭温度（350±50）℃（McDougall等，1998）。绢（白）云母形成后在受到热搅动时，不易发生氩扩散丢失（Dunlap等，1991），也很少吸附大量的过剩氩（McDougall等，1999），适合作40Ar/39Ar定年。因为，白云母这类含水矿物中的氩不是以体积扩散的方式析出，而是主要以去气或其他机制扩散析出（Hodges et al.，1994）。所以，在真空加热测定白云母这样的含水矿物的40Ar/39Ar年龄时，假定氩为体积扩散行为的坪年龄计算，不适合白云母这样的含水矿物。而矿物的似坪年龄（即40Ar/39Ar年龄谱的平坦部分）可能代表其形成年龄（Kent and Hagemann，1996）。金厂镍-金矿床铬绢云母的似坪年龄可以通过每一加热阶段视年龄和释放的39Ar量计算得出，那些大于或小于大部分加热阶段年龄的加热阶段的年龄，不参加计算。
图4-7 墨江金厂镍—金矿床地质简图
Fig.4-7 Geologic sketch of Jinchang nickel-gold deposit，Mojiang
T3y—上三叠统一碗水组；D3j3—金厂岩组烂山段；D3j2—金厂岩组四十八两山段；D3j1—金厂岩组马乎洞段；γπ—花岗斑岩；χ—煌斑岩；Σ—金厂超基性岩；F—断层；Ni-Au—镍、金矿体分布范围
三个绢云母样品的40Ar/39Ar似坪年龄为（61.55±0.23）～（63.09±0.16）Ma（表4-4；图4-9）。与胡云中等（1995）测定的铬水云母的K-Ar年龄接近，镍矿化形成于新生代初。哀牢山蛇绿混杂岩带超基性岩的形成时代为晚泥盆世—早石炭世（张旗等，1995；莫宣学等，1998；方维萱等，2001）。岩体侵入时代和镍矿成矿时间差将近300Ma，因此墨江金厂镍矿床是新生代初改造成矿作用形成的。
图4-8 金厂镍—金矿床勘探线剖面图
Fig.4-8 Cross section of Jinchang nickel-gold deposit
1—上三叠统一碗水组（T3y）；2—金厂岩组烂山段灰黑色变余粉砂岩、石英岩夹变质砂岩（D3j1）；3—花岗斑岩（γπ）；4—金厂超基性岩（Σ）；5—断裂；6—镍矿体及其编号；7—金矿体及其编号；8—钻孔及其编号
表4-4 墨江金厂金矿床40Ar/39Ar年龄测定数据Table4-4 40Ar-39Ar dating data for Mojiang gold deposit
续表
续表
图4-9 金厂镍—金矿床“绿色水云母”40Ar/39Ar阶段加热年龄谱和似坪年龄部分（3-8或-9阶段）等时线
Fig.4-9 40Ar/39Ar spectra and isochrone of “green hydromica” from Jinchang nickel-gold deposit
金厂金矿床含金石英ESR年龄为66.4～29.0Ma（毕献武等，1996）。含金石英脉的石英40Ar/39Ar坪年龄为93Ma（应汉龙等，2002）和60.45～39.78Ma（图4-10），大部分与绿色绢云母的40Ar/39Ar年龄接近。40Ar/39Ar年龄为39.78Ma的石英脉位于金厂镍-金矿床滴水坎矿段，围岩为上三叠统一碗水组砂砾岩，与围岩为金厂组烂山段岩石的石英脉相差较大，为后期石英脉。镍-金矿床形成于新生代初伸展构造环境（王义昭等，2000）。但是年龄测定结果（李元，1992；应汉龙，2002）表明，墨江金矿床可能存在早、晚白垩世之间（97Ma左右）的金矿（或石英脉）形成作用。
图4-10 墨江金厂镍-金矿床石英的40Ar/39Ar阶段加热年龄谱和坪年龄部分（2-4或2-5阶段）等时线
Fig.4-10 40Ar/39Ar spectra and isochrone of quartz from Jinchang nickel-gold deposit
（二）哀牢山造山带金平滑移体长安金矿床的硫、铅同位素组成特征
金平滑移体中主要的金矿床为元阳大坪金矿床和金平长安金矿床。大坪金矿床已做过较多的研究工作（胡云中等，1995；毕献武等，1998），本次研究对长安金矿床做了一些初步研究。
金平长安金矿床位于金平铜厂镇，发现于2001年，2002年进行了初步勘探，控制储量超过30t。金矿床位于“三江”哀牢山造山带金平滑移体中南部，受走向北西的断裂控制，控矿断裂位于志留系中上统和奥陶系下统之间，断层下盘为S2-3白云岩，上盘为O1粉砂岩、细砂岩、砾岩、条纹炭泥质粉砂岩，断裂面岩石为灰黑色、灰色断层泥或泥状糜棱岩，宽2m，产状为54°∠62°（图4-11）。断裂中穿插石英细晶正长岩。奥陶系下统碎屑岩一侧形成宽度大于100m的脆性破碎带，是主要的赋矿构造，碎屑岩破碎带黄铁矿化、毒砂化、硅化。金矿化沿断层分布，长2000m，宽100～150m，矿化为浸染状，含金矿物有石英、黄铁矿、毒砂、粘土矿物、白云石等，以粘土矿物为主。金呈独立的微细粒金，粒度一般小于40μm，绝大多数小于5μm，最大的一颗为70μm。破碎带内含金品位0.30～82.40g/t。
除上述成矿带、区之外，“三江”造山带的松潘-甘孜造山带发育玛沁-略阳、岷江、黑水河和鲜水河金矿成矿带；在其他构造单元上上也发育一些金矿床（图4-1）。
1.硫同位素组成
长安金矿金矿石中黄铁矿的硫同位素组成见表4-5，其δ34S为0.337‰～3.113‰（7个样品），极差为2.776‰；铜厂石英正长斑岩黄铁矿的 δ34S 为 -1.118‰～-0.161‰（两个样品）。矿石黄铁矿的硫同位素组成均匀，接近于零。石英正长斑岩的δ34S同样接近零。根据金矿床矿石矿物组合，黄铁矿的δ34S可以代表成矿流体总硫ΣS的同位素组成（Ohmoto，1972），成矿流体中以深源硫为主。
图4-11 长安金矿床地质简图
Fig.4-11 Geologic sketch of Cang’an gold deposit
下奥陶统：1—粉砂岩夹泥岩；中志留统：2—康廊组白云岩；3—青山组白云质灰岩、砾岩；4—莲花曲组硅质板岩、板岩；5—烂泥箐组灰岩夹钙质泥岩；6—干沟组灰岩；7—尖山营组一段灰岩及白云质灰岩；8—尖山营组二段白云质灰岩；9—阳新组灰岩；10—峨眉山玄武岩；11—正长岩；12—辉绿岩；13—辉长岩；14—花岗岩；15—铜矿体及编号；16—金矿体及编号；17—断层；18—地质界线，虚线指推测
表4-5 金平长安金矿床黄铁矿硫同位素组成测定结果Table4-5 Sulfur isotope compositions of pyrite from Chang’ an gold deposit，Jinping
2.铅同位素组成
金矿石黄铁矿铅同位素组成（表4-6）为208Pb/204Pb=39.3814～40.1504；207Pb/204Pb=15.7093～15.765；206Pb/204Pb=19.1077～19.5492，石英正长斑岩中黄铁矿铅同位素组成为208Pb/204Pb=39.2278～39.0817；207Pb/204Pb=15.6530～15.6805；208Pb/204Pb=18.8186～18.8612，前者的208Pb/204Pb、207Pb/204Pb和206Pb/204Pb值高于后者，矿石铅以壳源铅为主，石英正长斑岩铅为造山带铅（图4-12）。矿石铅与金矿床沉积围岩有一定的关系。
长安金矿床的硫、铅同位素组成表明，矿化剂硫主要来源于深部，成矿物质主要为壳源。
表4-6 金平长安金矿床黄铁矿铅同位素测试数据Table4-6 Lead isotope composition of pyrite from Chang’ an gold deposit，Jinping
图4-12 长安金矿床黄铁矿铅同位素组成图解
Fig.4-12 Diagram of Lead isotope composition of pyrite from Chang’an gold deposit
1—石英正长斑岩中黄铁矿；2—金矿石中黄铁矿（背景图据Doe ＆ Zartman，1979）
首先：风是由空气流动引起的一种自然现象，它是由太阳辐射热引起的。太阳光照射在地球表面上，使地表温度升高，地表的空气受热膨胀变轻而往上升。热空气上升后，低温的冷空气横向流入，上升的空气因逐渐冷却变重而降落，由于地表温度较高又会加热空气使之上升，这种空气的流动就产生了风。风的分类：由于风速大小、方向还有湿度等的不同，会产生许多类型的风。疾风、大风、烈风、狂风、暴风和飓风，这些常见类型的风，蒲福风级风力分别为七、八、九、十、十一和十二级。阵风：当空气的流动速度时大时小时，会使风变得忽而大，忽而小，吹在人的身上有一阵阵的感觉，这就是生活上认定的阵风。气象上，风速通常指2分钟内的平均情况，而风速时大时小，阵风通常就是指这段时间里最大的瞬时风速。如果天气预报，今天风力4-5级，阵风6级风向表示，就是说今天平均风力4-5级，最大瞬时风力可达6级。旋风：当空气携带灰尘在空中飞舞形成漩涡时，这就是旋风。焚风：当空气跨越山脊时，由于空气下沉，背风坡上容易发生一种暖（或热）而干燥的风，就叫焚风。台风，就是发生在热带海洋上的大气涡旋，所以又叫热带气旋。当涡旋中心最大风力达到八级以上时，就叫台风；中心最大风力在六至七级叫弱台风；中心最大风力达八至十二级时，叫强台风。龙卷风：从积雨云中伸向地面的一种范围很小，破坏力极大的空气涡旋。发生在陆地上的叫陆龙卷，发生在海洋上的叫海龙卷，又叫水龙卷。龙卷风是一种旋转力很强的猛烈风暴，风速最大可达每秒100米以上。山谷风：在山区，白天风沿山坡、山谷往上吹，夜间则沿山坡、山谷往下吹,。这种在山坡和山谷之间，随昼夜交替而转换风向的风叫山谷风。海陆风：在近海岸地区，白天风从海上吹向大陆上，夜间又从陆上吹向海上，这种昼夜交替、有规律地改变方向的风称海陆风。冰川风：在白昼和夜间,，沿着冰川沿下坡方向所吹的浅层风。季风：随着季节交替，盛行风向有规律地转域的风。在冬季，空气从高压的陆上流向低压的海上，这叫冬季风；在夏季，风从海上吹向陆上，叫夏季风。我国是季风显著的国家，冬季多偏北风，夏季多偏南风。这就给我国大部分地区带来了冬干夏湿的季风气候特色。信风：在低层大气中，从副热带高压吹向赤道地区广大区域内的持继性风。在北半球，信风盛行风是东北；而在南半球则是东南。信风的特征是具有高度经常性，朝一个方向以几乎不变的力量整年吹。反信风：在赤道地方上升的热空气到了大气上层分向两级流动，这种气流就称反信风。由于地球自转的作用，反信风在北半球偏右，在南半球偏左。反信风不断把氛围带到纬度30°至35°之间的地带，构成空气聚积的状态，形成副热带高压带。所以在此区域沙漠较多。
暴雨来得突然——跟随着铺天盖地的乌云,跟随着撕心裂肺的电闪雷鸣,雨,大张旗鼓地来了.先是听见它的声音,从很高的天空上传来,从很远的地平线上传来——轰隆隆、轰隆隆……仿佛一场战争前的冲锋号,充满激情,动人心魄.霎那间,雨就像百万大军般从四面八方袭来,向地面逐渐逼近过来,由远而近,由远而近……一声天摇地动的雷声后,天公发怒了,仿佛用一把斧子劈开了厚厚的云层,紧接着,瓢泼似的雨柱带着狂怒的吼声自天而降,直扑到地面上来.一时间,雨与天相连,雨与地相接,氤氲一片逼近了.狂风卷起漫天沙雨打在玻璃上、车窗上,哗哗作响.整个天空像是拉上了一条灰色的篷布,昏天暗地的什么也看不见,只有耳边风魔吹奏的号角和狂风的喧嚣,令人胆寒.雨改变了世界的颜色,阳光下城市的色彩,仿佛是画家受伤的调色板,色彩数不胜数.嫩绿、翠绿、青绿、粉红、桃红、大红、深红……总之你能想到的所有颜色你都可以在这里找到.但暴雨中的一切都不一样了,所有的颜色仿佛都被暴雨冲刷掉,代替它的是一层深似一层的灰色.灰的胆战心惊,灰的惊天动地.不知过了多久,雨小了,它如一只垂死的蝴蝶,展了几下翅膀便永远地消失了.被暴雨冲刷过的城市,清爽极了,天格外蓝,地格外绿.所有躲藏起来的鸟儿,一时间倾巢而出,仿佛是这个城市的精灵.太阳从云层中露出了一束束金光,刺穿云层的光芒就像根根金线,在空中纵横交错,织成一幅美丽的图案,满世界的绿叶都镶嵌上亮闪闪的水珠,一片晶莹……雨后的城市是那样的妩媚.屋檐下的水滴“叮咚叮咚……”仿佛是战后胜利的号角!呼呼~这是本人的纯手写,错别字,额、应该没有.
《矿床地质》杂志创刊于1982年。由中国科学技术协会主管，中国地质学会矿床地质专业委员会、中国地质科学院矿产资源研究所主办，是中国报道矿产资源最新研究成果的代表性刊物，也是国内矿床学及地质学家专业学术期刊。
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2007—2009年，矿产资源研究所曾经对其成果资料进行过一次全面清理。目前，共有矿产资源研究所形成的原始资料659套、成果报告1160套。这些资料包括国土资源大调查、国家“973”、国家“863”、科技支撑等各类矿产资源研究所承担的项目所形成的各种原始资料和成果资料。
资料室保存资料数量统计表
从地质构造角度出发，可将金的构造成矿作用划分为微构造成矿作用，裂隙构造成矿作用，褶皱构造成矿作用，断裂构造成矿作用，环形构造成矿作用，深部构造成矿作用，地震构造成矿作用，大地构造成矿作用，宇宙构造成矿作用等。现着重分述如下四种：
一、金的微构造成矿作用
显微裂隙系统能增强岩石的渗透性，并强化渗透机制，能大幅度增加表面积，有利于金的聚集沉淀，能提供空间，作为含金流体的集中迁移和沉淀场所。晶格位错可导致金元素向高应变区迁移聚集，可通过杂质原子的偏聚作用而相对增高金的含量来降低应变能，可把金元素带至晶格或亚晶界，从而有利于金的后期迁移及再富集。所以微构造作用所产生的位错、破碎晶面、颗粒边界等可促进含金流体的产生、扩散、迁移和沉淀。例如海南岛土外山矿区金的成矿与硅化密切相关，有的自然金分布于石英中。显微构造分析表明，金呈叶片状、粒状定向分布在微型剪切带的C面理和S面理上。对土外山金矿区Ⅳ号金矿带北东走向矿脉中金矿石和含金蚀变岩以及矿区外围混合花岗岩的石英晶胞参数进行测定，发现这些岩石的石英晶胞均大于标准的石英晶胞，其中以金矿石中的石英晶胞最大，为113.201—113.171（10-10m）3，其次是含金蚀变岩的，为113.201—113.144（10-10m）3，再次是混合花岗岩的，为113.077（10-10m）3。这说明金的含量富集与石英的微构造有关，也说明金富集于应变区中的扩容域中，同时也表明这些岩石是在围压相对较低的开放体系中形成的。研究还表明土外山金矿区具有多次变形和动态重结晶的含金石英脉，常形成富矿体，品位最高可达1250g/t（梁新权，1990；王可伏，1992；侯威，1993）。
产于海西中期花岗岩中的新疆塔斯特金矿的矿石品位与黄铁矿的关系密切。研究表明，当黄铁矿的｛210｝面发育及复杂晶形占绝大多数（＞80%）、简单立方体极少见，且黄铁矿强烈破碎、晶面裂纹十分发育时，样品中的金品位就高。金主要赋存在黄铁矿之中的裂隙内，以自然金形式产出。富含金的样品中的黄铁矿以破碎强烈的五角十二面体的聚形为特征。
二、金的褶皱构造成矿作用
金的褶皱构造富集成矿在霍姆斯塔克金矿床的形成过程中有着重要的意义。对霍姆斯塔克金矿床的成矿演化研究表明，首先是形成含金的富铁岩层沉积。随后发生复杂的褶皱作用，伴之有变质作用。在褶皱转折地区含金富铁岩层有明显加厚，而在褶皱翼部则减薄。在此过程中，Au、As、S和SiO2易于迁移到褶皱转折处的扩容地带中形成管状矿体。矿体产在横向褶曲与早期同倾向褶皱轴相交部位。硫同位素研究也表明，本矿区硫化物和矿石组分运移时，横向褶皱是“捕捉”它们的构造“陷井”。
辽宁四道沟矿区绝大多数矿体产于褶皱轴部，矿体展布明显受褶曲构造控制。在塑性变形和应变产生时，金从矿源层活化进入流体，并随流变岩层向褶皱轴部流动、聚集，并在脉动微裂隙中沉淀形成矿体。因此，褶皱作用对金矿床形成，在一定程度上表现出一种生因作用。
白云鄂博金矿床亦显现出褶皱构造对金矿形成起着促进作用。该矿床30多条含金石英脉只有褶皱轴部金矿脉构成工业矿体，例如32号矿脉群赋存于哈拉思鸡背斜轴部，203号矿脉群则赋存于北矿向斜核部。这种轴部地带构造破碎作用强烈，（张性）拉伸明显，易产生纵向张性断裂等，从而为金矿的形成提供了很好的构造地球化学环境，有利于金的成矿富集。
三、金的断裂构造成矿作用
断裂构造与金成矿关系十分密切，断裂不仅是成矿的导矿、容矿因素，而且也是重要的成矿或是矿床成因因素。
海南岛土外山金矿成矿与断裂构造有关，其断裂构造成矿作用的依据是：①富金矿体几乎全部分布在长英质糜棱岩中，而随着糜棱化的增强，斜长角闪岩、云母石英片岩等金含量降低，分别由36.8×10-9,27.3×10-9降至6.1×10-9,1.3×10-9，可见长英质糜棱岩是捕获金的岩相。一些硅化黄铁矿化长英质糜棱岩往往就是矿体，矿体与糜棱岩之间无明显界限，其界限要靠化学分析来圈定；②矿化强度与剪切带强度有关，富矿体赋存于强应变带中，应变强度大的矿带，其矿化强度比应变强度弱的矿带好，如Ⅳ矿带就比Ⅲ、Ⅱ、Ⅰ矿带好；③含金剪切带控制了蚀变带，即其本身就是一条蚀变带，而蚀变带的强弱直接与金矿化的强度有关；④矿石、斜长角闪糜棱岩、长英质糜棱岩在稀土元素分布特征上具有很多相似之点，这表明它们在物源上具有一定的关系，即成矿物质直接来自变形的斜长角闪糜棱岩和长英质糜棱岩。微金分析和硫同位素特点也表明成矿物质来源与长英质糜棱岩有关；⑤自然金的嵌布与动力变质分异的石英的关系十分密切。在反光显微镜下统计，有50%以上的自然金嵌布在石英中，以晶隙金、裂隙金为主。自然金有拉长现象，有时，自然金沿显微韧性剪切带的两组面理Sc、Ss定向分布，显示出断裂变质（动力）分异的特点（梁新权，1990；侯威等，1993）。
新疆塔斯特金矿赋存于北西西向断裂带中，断裂破碎程度愈高、蚀变作用愈强、金矿化就愈富。已知的金矿体均分布在断裂破碎带的中心。断裂构造的展布方向，发育程度和蚀变强度制约了金矿体的产状。由断裂破碎带中心往两侧，分别为碎裂岩带、初碎裂岩带、碎裂化花岗岩带对应组成。碎裂岩带的矿物组合为黄铁矿、绿帘石、绿泥石和绢云母，并伴有石英细脉。蚀变类型为黄铁矿化＋绢云母化＋绿泥（帘）石化，构成蚀变岩带，有强的黄铁矿化和金矿化，金品位在3g/t以上，往往构成金矿体；初碎裂岩带的矿物组合为黄铁矿、绿泥石、绢云母、绿帘石和石英。蚀变带为黄铁绿泥绢云蚀变岩。有黄铁矿化和金矿化，金品位在3g/t以下，构成0.3—3g/t的金矿化体；碎裂化花岗岩带的矿物组合为绢云母、石英、绿泥石，少量黄铁矿。蚀变以硅化、钾长石化、绢云母化为主。含金量有所增高，出现金异常地段。蚀变和金矿化显然与构造岩变形强弱存在着成因上的联系。
对布尔克斯岱北西西成矿断裂的金分析表明，其变化趋势是自断裂外侧向中心品位增高。含金量（g/t）具体变化为：0.782→0.756→0.608→30.61→1.125→9.516→28.59。可见，断裂活动愈强的部位，含金量愈高。如以节理发育程度反映变形强弱与矿化的关系，则无矿处为10—30条节理/m，矿化处为60—80条节理/m，金矿化地段则多于80条节理/m，这也同样说明，构造变形较强部位就是金矿产出部位（刘翔，1993）。
新疆克孜勒他乌断裂构造带是一条具有金成矿远景的成矿构造带（彭文澜，1991）。据研究，它具有塑性变形和脆－塑、脆性变形的特征，其演化历史经历了五期。构造带的岩石含金量统计分析表明，可以认为在第一期塑性变形的同时发生了第一次金的富集，使此期形成的不同岩性的岩石的含金量大大高于相应的不变形的岩石的平均值。而基性的及酸性的岩石的糜棱岩及超糜棱岩的平均金含量更高，但要成为矿床的可能性不大；在第二期脆－塑性变形时形成了金的第二次富集作用，此期偏塑性变形的初糜棱岩类金的平均含量又高了一些，尤其以石英脉质的初糜棱岩中的金含量较高且稳定。但在此期内的岩石中仍未发现有工业品位的岩石；在第三、四期的脆性变形阶段使金发生了金的第三次富集，其中以碎裂石英脉的金含量竟高达96000×10-9，超过了工业边界品位的数十倍。第三次富集作用使金富化形成金矿床，例如汇流东的小型金矿床就属之。
四、金的大地构造成矿作用
金在不同的大地构造过程中有着不同的成矿作用，而这种不同的金成矿作用必然会引起金的聚集方式、规模、程度、状态等有所差异，并具有各自的成矿特点。在不同的大地构造体制中发生的金的成矿作用，可以称之为大地构造成矿作用。
大地构造成矿作用包括成矿大地构造类型，大地构造成矿作用的方向性，递进性、专属性、继承性、阶段性、不平衡性（差异性）、控制性、改造性和生因性。
1.金成矿的大地构造类型
按前文所述金矿的大地构造类型，可见金的成矿大地构造类型分四类：前地槽型，地槽型，地台型和地洼型。
前地槽型金成矿作用特色是与太古宙绿岩带有关。我国则与绿岩带中的中基性岩建造关系密切。我国太古宙的金矿（化）受到后来的地洼阶段构造－岩浆活化成矿作用强烈的改造和叠加。受地洼阶段改造较弱的见于清源龙王庙金矿。
地槽型金的成矿作用有三个特点：①与超基性杂岩体关系密切，形成许多大型伴生金矿，如金川、德尔尼、喀拉通克等；②与海相火山岩系的关系密切，如红沟、白乃庙、白银厂等伴生金矿即是例证；③在褶皱带期，金成矿与中酸性岩类关系密切，如龙水、多拉纳萨依、小西弓、泥旦沟等金矿。
地台型金成矿作用微弱，在我国只见有较少量的砾岩型金矿化和与峨嵋山玄武岩有关的小型金矿。
地洼型金成矿作用是我国最重要的金成矿作用，它生成了众多的各种类型的金矿，成矿特色是：①与中酸性、酸性侵入岩关系十分密切；②与陆相中酸性、酸性火山岩关系密切；③发育有与碱性岩类有关的金矿床；④斑岩型、爆发角砾岩型和微细浸染型金矿发育；⑤断裂构造作用在成矿作用中起着十分重要的作用；⑥砾岩型金矿较发育。
2.大地构造成矿作用的演化
从金的成矿大地构造类型，可见金的大地构造成矿作用是递进的，而沿前地槽型金成矿作用—地槽型金成矿作用—地台型金成矿作用—地洼型金成矿作用方向发展，这个过程是不可逆的。
金在这个演进过程的成矿演化特点是①富集强度上：我国大部分金矿的主成矿期是在地洼阶段；②金成矿的元素共生组合系列趋于复杂：前地槽型金矿的成矿元素组合以Au-Cu、Au-Cu-Zn等为主；地槽型金矿的成矿元素组合以Au-Cu、Au-Cu-Co-Ni、Au-Ni、Au-Fe、Au-Pt、Au-Pb-Zn、Au-As等多见；而地洼型金矿的成矿元素共生组合则十分复杂多样，有Au-W、Au-Mo、Au-Bi、Au-Cu、Au-Pb-Zn、Au-Cu-Pb-Zn、Au-Ag、Au-Ag-Pb-Zn、Au-Sb、Au-Hg、Au-S、Au-As、Au-U、Au-Te、Au-Ca、Au-F、AU-Sn-Pb-Zn等；③在金的内生成矿地球化学性质上，由与基性超基性岩有关的金矿床发育，演化变成与中酸性、酸性岩有关的金矿床发育，至地洼阶段还出现较多的与碱性岩有关的金矿床；④在原始沉积建造上，由含金的硅铁岩建造演变为含金砾岩建造发育。
3.大地构造成矿作用的专属性
金元素在不同大地构造体制中具有不同的成矿特色，以致具有一定的成矿专属性或优势性。上面所述的金成矿大地构造类型及大地构造成矿作用的演化就反映了这种特性。
前地槽阶段广泛发育着与绿岩带关系密切的金矿床。在这类矿床中具有拉斑玄武岩成分的变质火山岩才是最重要的容矿岩石，而超铁镁质岩石却与矿化关系不甚密切。此外，还见有硅铁质建造的金矿床。可见，前地槽阶段金成矿主要与火山作用有关，在岩石类型地球化学联系的亲疏上，表现出强亲基性和一定的亲硅铁性。
在地槽阶段，金的最突出的地球化学特点是“亲超基性”。地槽阶段具有大规模的超基性岩浆侵入和喷发，它们含金丰富，形成了许多规模较大的与超基性岩有关的伴生金矿床。其次，地槽阶段金的“亲基性”仍显现十分突出，具体表现在一系列的与细碧－角斑岩建造有关的和铜伴生的金矿床发育。与基性火山岩有关的地槽型金矿亦十分发育，如萨尔托海等金矿床。地槽阶段是陆壳迅速增生的阶段，地壳中硅铝成分大量增加促进这一过程形成大量的与中酸性岩类有成因联系的金矿，因此金显示出较强的〞亲酸性〞。地槽阶段，金的外生成矿作用也很强烈，我国元古宇含金砾岩非常发育就是其例。
在地台阶段，金常常形成金矿源层；在金矿成因上与溢流玄武岩建造密切相关。
地洼阶段中酸性和酸性岩浆侵入和喷发活动强烈，除它们本身带来了金元素外，还对先成的矿源层、含金岩系、甚至矿床（化）中的金起着改造活化的作用，金在成矿作用上显示出特强的亲酸性。因此，在地洼阶段发育与中酸性和酸性岩有关的各种各样类型的金矿床和成矿地球化学类型。地洼阶段金的另一个大地构造地球化学特色是〞亲碱性〞，即与碱性岩类以及其它一些富碱岩类有关的金矿（化）发育。地洼阶段形成的微细浸染型金矿床也是地洼体制中形成的一类重要专属矿床。在地洼阶段，金的外生地球化学富集作用特别明显，我国基本构造层的含金地质体能达到工业品位构成矿体并被开采利用的以地洼型砾岩型金矿最为重要（黄瑞华，1994）。
4.大地构造成矿作用的差异性
金的大地构造成矿作用的差异性表现在金的成矿大地构造类型，大地构成矿作用的演化及大地构造成矿作用的专属性诸方面。
此外，就是在同一性质的和同一类型的大地构造单位，尽管在成矿大地构造类型上同属一类，也同属一类大地构造成矿作用，但由于构造发展历史不同，所处构造期不一致，以及它们的成矿条件有别，这样在大地构造成矿作用中也出现有差异性。
例如，在我国中亚型地洼区和华夏型地洼区，尽管在地洼阶段发展时均属地洼构造成矿作用类型，但前者刚进入地洼构造发展阶段，构造－岩浆活化作用还不强烈，所经历的地台构造发展阶段也比较短暂；而后者已进入地洼阶段余动期，遭到强烈的构造－岩浆活化作用，地台构造层也比较发育。所以前者地洼型矽卡岩型金矿床不发育，地槽型金矿很发育；而后者则多见地洼型矽卡岩型金矿床，地洼型金矿发育，地槽型金矿床不甚发育。
5.大地构造成矿作用的继承性
任何一种大地构造单元，除具有自身的大地构造成矿作用外，还继承了以前历代的大地构造成矿作用。例如，在地洼区，除具有地洼型金的成矿作用外，还继承了以前大地构造阶段的成矿作用的残存部分，如残存的前地槽阶段、地槽阶段和地台阶段的成矿作用。
继承性表现的另一个方面，就是在一个构造区内的多个大地构造成矿类型中，均出现有金的成矿富集。例如，在华北地洼区，在前地槽型成矿作用中出现了与绿岩有关的金矿（化）和丰富的金矿源层和金矿源岩；在地槽型成矿作用中也产生有变质热液石英脉型金矿，与海相火山作用有关的金矿，沉积变质（改造）型金矿和砾岩型金矿化；在地台发展阶段中，虽然金的聚集不特别明显，但在地台构造层底部仍见有较多的含金量高的层位；在地洼阶段中，金的成矿富集达到一个新的高峰，形成众多类型的金矿。看来，华北地洼区是一个富金的构造地球化学区。
大地构造成矿作用的继承性，不仅与经历的大地构造发展阶段、物质的分化和分异有关，而且还与原始地球化学区和地球深部圈层物质成分的不均一性有关。
6.大地构造成矿作用的控制性
除上述的专属性、差异性和继承性等在一定程度上反映出金的大地构造成矿作用的控制性外，还存在以下两个方面的控制性。
（1）先成基本构造层对后成的大地构造成矿作用的控制
华北地洼区前地槽构造层发育，因此地洼型金成矿作用形成众多的与太古宙绿岩有关的金矿床；华中地洼区地台构造层碳酸盐岩建造发育，地洼型岩浆活动强烈，故形成我国重要的矽卡岩型金矿带；东北地洼区和东南地洼区（中、东部）地槽构造层发育，地洼型岩浆活动强烈，故生成了许多的石英脉型金矿；尽管在西秦岭地槽构造层中碳酸盐岩建造发育，在滇桂黔（东南地洼区西部）地台构造层中碳酸盐岩建造发育，但地洼型岩浆活动规模小、程度差，而地洼型构造作用强烈，微细浸染型金矿很发育。
先成基本构造层对后成大地构造成矿作用的控制，不仅表现在金矿床类型上，也表现在成矿物质来源上。如前地槽构造层太古宙绿岩带是富金的构造岩浆带，其岩石含金量高，形成了多层的金矿源层。由于金矿源层发育，所以赋存在太古宙地层中的超大和大型金矿床也很发育。如吉林的产于太古宙鞍山群三道沟组中的夹皮沟大型金矿床；辽宁的产于清源绿岩带中的下大堡大型金矿床和浑北地区的我国唯一的太古宙绿岩带原始含金的锌铜型块状硫化物矿床的大型伴生金矿床；河北的产于太古宇八道沟群王厂组斜长角闪岩和斜长角闪片麻岩中的金厂峪大型含金石英脉矿床和赋存于太古宇崇礼群谷咀子组基性变质岩中的小营盘大型金矿床；山西省产于五台群的义兴寨大型岩金矿；山东省的招掖金矿带中的九个大型金矿床都分布在太古宇胶东群展布的范围内；河南灵宝至陕西潼关一带产于太古宇太华群中的小秦岭金矿田的一些大型金矿床等。
（2）先成构造对后成大地构造成矿作用的控制
这方面特别表现在长期性、多阶段活动的基底构造对成矿作用的控制上，例如东北地洼区和华北地洼区接触分界带上的白云鄂博－赤峰深断裂，即所谓的内蒙古地轴北缘深断裂，不但控制了前地洼阶段形成的金矿床，而且还控制了地洼阶段形成的金矿床，如燕山期二道沟火山岩型矿床以及具多因复成特征的金矿床（夹皮沟、金厂峪等）。
又如华北地洼区与华中地洼区接壤带上的华北地洼区南缘断裂带，控制了前地槽构造层和地槽构造层的分布，又控制了多阶段形成的金矿的分布。该地区既分布有地槽型金矿，例如崤山半宽金矿、康山金矿及银洞坡金矿等；又分布有地洼型金矿，例如小秦岭多因复成金矿、上宫蚀变岩型金矿和祁雨沟金矿等。
长期隆起构造和长期坳陷构造对金的大地构造成矿作用也起着相当重要的控制作用。经历了多个大地构造发展阶段的长期隆起区，如华北地洼区和东北地洼区，前地槽构造层和地槽构造层发育，以至金成矿作用与绿岩带关系密切、石英脉型和糜棱岩型金矿发育。经历了多个大地构造发展阶段的长期坳陷区，例如华中地洼区和东南地洼区，地台构造层碳酸盐岩建造发育，金成矿作用与碳酸盐岩建造关系密切，矽卡岩型金矿以及与碳酸盐岩建造有关的微细浸染型金矿非常发育。
7.大地构造成矿作用的多因复成性
地壳经历了多阶段、多期次的演化和运动，后成的大地构造活动必定对先成的大地构造成矿作用有所影响，其表现内容之一就是成矿元素发生活化、转移，再沉淀、富集，以及叠加富化等作用，以致矿床显现出多因复成性质。
金在地质作用过程中表现出很强的活动性，大多数大型、特大型金矿床为多因复成金矿床。引起金矿床具有多因复成性质的因素主要有：
（1）构造作用使金元素发生活化、迁移和富集
应力和应变会引发和引起化学作用，能萃取元素，并使之发生活化、迁移、沉淀和再富集（陈国达等，1984；黄瑞华1983,1990,1993）。微构造成矿作用、褶皱构造成矿作用和断裂构造成矿作用均能促使金活化、迁移、沉淀和再富集，因此，使得相当多的金矿床具有多因复成性质。例如，海南岛土外山金矿就是。
沉积型金矿也在一定程度上受到后成构造作用的改造，例如非洲元古宇底部的变质砾岩型金矿就是。所以，构造作用也是沉积型金矿床的重要控制因素。可见，构造作用是金矿床形成的一个重要的生因因素。
（2）后成岩浆作用的影响
由于后一个大地构造阶段岩浆活动的热力作用、岩浆引发的构造变化、岩浆活性或挥发性组分等渗入的物理和化学作用，以及新带来的成矿物质叠加，使先成金矿源层、金矿源岩、或金矿源体，以及金矿（化）发生变化：一是引起原来的金元素发生活化、迁移和再富集；二是新带来的金等成矿物质叠加富化。由于这种构造地球化学作用和过程，遂形成了多因复成金矿床。例如我国华北地区与太古宙绿岩带有关的金矿床（化），绝大多数在形成以后受到了中生代地洼型构造－岩浆活化作用的强烈改造和叠加，在地洼型花岗岩的周围地区呈有规律的环形分布，有的甚至还直接赋存于地洼型花岗岩中。此外，华南鸡冠山、土外山金矿等也是。
地洼阶段所形成的多因复成金矿床，大多是在构造作用和岩浆活动等综合作用下形成。
8.大地构造成矿作用的生因性
大地构造成矿作用及其特点产生的原因是多方面的，现只从两个方面加以说明。
（1）大地构造成矿作用与大地构造地球化学分异
大地构造地球化学研究（陈国达，黄瑞华，1963,1978,1984）表明，地幔是地壳物质的主要来源地，硅铝层是地幔分异出来的。在分异过程中，易熔的、比重小的、离子半径大的，原子体积大的，易挥发元素和化合物（如碱金属、二氧化硅、挥发组分）不断向上运移，而难熔的、比重大的、离子半径小的、原子体质小的元素和化合物（如镁、铂族和铁族元素）则逐渐向下集中。这个过程不可能一次完成，而是随着大地构造的发展，分异程度愈来愈高。因此地壳构造发展的结果，使硅铝层不断增大，逐渐成熟，地壳的物质成分即中酸性物质、碱性物质、挥发性物质逐渐加多。这就形成前地槽和槽、台、洼四个大地构造发展阶段的不同的地球化学环境、条件和特征，并发生了不同类型的大地构造成矿作用以及不同大地构造成矿作用中的同一成矿元素和不同成矿元素的成矿差别。因此遂形成了前地槽阶段金成矿与绿岩相关；地槽阶段金成矿特别地与基性超基性岩相关；地洼阶段金成矿与酸性岩浆活动相关尤强，并出现与碱性岩关系密切的金的大地构造成矿作用。所以说，地壳大地构造发展的物质分异过程是产生金的大地构造成矿作用的原因之一。
（2）大地构造成矿作用与金的构造地球化学性质
根据总电亲合势，电子亲合力和第一电离式的总情况，Cl、S（等强氧化剂）和金铂等（难氧化金属）属于同一类元素，因此，金有向硅镁层的主要活动带（铁镁质地槽）富集的趋势。硅镁层活动带超基性、基性岩浆活动强烈，金在硅镁层超基性纯橄榄岩－方辉橄榄岩建造和基性岩中相对富集（较高的丰度）。金的另一地球化学特性是与C1、S络合作用强烈，它容易被萃取而形成含矿和成矿溶液。所以，金的富集带常与热液作用关系密切，与花岗岩浆活动密切相关。这就是在地槽褶皱带（硅铝质增多）和地洼阶段（地壳成熟度高、陆壳急剧增生）金成矿与酸性岩浆活动密切相关的原因。
一、区域成矿作用的基本特点
从表4-2可以清楚看出，本区绝大多数矿床都是由岩浆作用所形成的，此即是本区区域成矿作用的最大特色。在28种矿床式中（属于本专题研究对象的为19种），与岩浆作用有关的就有24种（16种为本书研究对象），所占比例高达85%。变质及沉积作用虽然也形成一些重要矿床但数量不多，而且即使是这类矿床也大多因为有岩浆作用参与致使之得到叠加改造并进一步富集。
与成矿有关的岩浆作用方式有多种多样，不论是海相火山还是陆相火山，是潜火山还是中浅成侵入都能形成一批重要矿床。
岩浆作用以各种途径来对成矿作出贡献，有直接提供矿源的，也有提供热源并形成热流体以促使矿质活化迁移和沉淀富集的，还有的先通过形成某些特殊的容矿围岩（如矽卡岩）再使矿体定位其间。多数情况下则是几种途径兼而有之。
岩浆之所以对本区的成矿起如此重大作用，完全是由本区的地质构造条件及其演化过程所决定的。总的来看，本区在一些重要的构造运动期间，壳幔作用都不断处在活跃状态中。
最早可追溯到中元古代，那时海相火山活动就相当发育。这使得四堡期成为本区最早一次集中成矿期。
进入新元古代后，随着硅铝质地壳趋于成熟，区内开始有较大规模的花岗岩类侵入，这为壳源性成矿物质提供了来源。
华力西-印支构造期间，在本区的一些部位发生了一定规模的地壳张裂，导致地幔上隆并使深源成矿物质随岩浆携至地壳上部，使本期因而成为区内第二个重要的集中成矿期。
至燕山运动中晚期，地壳再度大规模开裂，并发育深切断裂而使壳幔作用达到新的高峰。在深源物质上涌的同时，火山喷发及岩浆侵入活动空前活跃。据统计，福建境内中生代火山岩的分布面积竟占全省面积30%之多，若加上同时代的侵入岩出露面积，二者合计接近占全省的三分之二。在如此广泛和强烈的岩浆作用及热流上涌影响下，地壳内的许多成矿元素势必处于一种被激发的活化状态而游离迁移，此时只要有适宜的捕集机制（物理的、化学的，生物的等）就能将之吸附聚集沉淀成矿。事实也正是如此，燕山运动后期特别是早白垩世，成了本区第三次集中成矿期，将之称为成矿爆发期亦毫不过分。
综上所述，足可说明岩浆作用乃是本区成矿最重要的地质作用。
二、区内各种成矿地质作用简述
1.潜火山-斑岩作用和海相火山作用均形成了本区一批大型-超大型矿床
（1）潜火山成矿作用
潜火山成矿作用是本区一种最具特色极其重要的成矿作用，已发现的紫金山及金瓜石大型-超大型金、铜矿床均由其形成。成矿时代分别为早白垩世（紫金山矿床94.10～111.78Ma）及早更新世（金瓜石矿床（1.0±0.9）Ma）。其基本特征可与环太平洋带的同类矿床相对比，即：均沿构造活动区的深切断裂和火山活动带分布，岩浆属深源的中酸性成分，并有同源岩浆发育形成一套从火山喷发岩-潜火山岩-浅成斑岩及侵入岩类的岩石组合。潜火山作用后期，由于积聚了大量气体，在半封闭条件下往往发生隐爆作用，形成一套裂隙系统，成为矿体的定位空间。参照R.H.西利比在研究智利此类矿床时所总结的模式，可将之又分为高硫型（酸性硫酸盐型）及低硫型（冰长石、绢云母型）两个亚类（图4-2）。本区的超大型矿床均属高硫型。
图4-2 浅成热液矿床与斑岩型矿床位置示意图
（R.H.西利比，1997）
HS—高硫型；LS—低硫型；P—斑岩型
（2）斑岩成矿作用
本区由斑岩作用形成的大型-超大型矿床有钨、钼、锡及铅锌银等。其成矿斑岩与国内外典型地区相比有许多共同点，例如：都属于由深源的中酸性-酸性岩浆演化至晚阶段时形成的浅成小岩体，大多数受构造带控制，成岩时代以中生代为主，也有新生代，见表4-4。
表4-4 研究区内斑岩型矿床的成岩、成矿时代表
从表中可看出斑岩成分具有明显的成矿专属性，形成钨、锡、铅锌矿床的斑岩属酸性，而形成铜、钼矿的斑岩则为中酸性。另从成岩时代来看，福建境内及江西南部的斑岩年龄，令人惊奇地大多集中在距今1.1亿年左右。这反映出早白垩世是本区壳幔作用十分活跃的时期，并且印证了该期是重要的成矿爆发期。
福建罗卜岭的成矿斑岩还另具特点，即斑岩和同期、同源的潜火山作用属同一成矿体系，二者只不过是成矿部位与成矿阶段有所差别。这点是本区成矿作用的又一特色。
（3）海相火山成矿作用
区内一批大型铅锌银矿床由海相火山成矿作用形成。主成矿时代是中元古代，构造环境是古隆起区内的裂谷，成矿作用与地壳拉张及壳幔作用有关。其中又可按照火山岩浆的成分而分成变质基性火山岩的层控型及细碧角斑岩型两类，前者形成大型铅锌银矿，后者目前仅有中小型的铜钴矿，见表4-5。
表4-5 由海相火山作用形成的两类矿床简表
变质基性火山岩层控型的含矿建造为绿片岩类，恢复原岩是玄武岩-安山玄武岩。至于细碧角斑岩型这一名称则仍沿用传统的命名，虽然近年来这一名称已很少使用而归为黄铁矿型范畴，但考虑到黄铁矿型作为工业类型名称的原意是指矿石以黄铁矿为主要成分，且含量应高达70%～90%（《地质辞典》四分册，1986）。而本区已发现的此类矿床中黄铁矿只占少数，故不宜称之为黄铁矿型。
2.变质作用及深成地质作用是本区形成金矿床的重要成矿作用
前震旦纪变质岩系中金元素的原始丰度并不很高（福建平均值1.38×10-9，最高的是片岩类亦仅2.6×10-9），因而对成矿作用的要求是必须能使之富集至千倍以上才能成为工业矿床。由此决定了金的成矿往往要在很长时期内经过多种作用的反复叠加方能完成。变质作用及深成地质作用即是这样一种重要的成矿作用。总结本区一些重要金矿床的形成过程，首先是由强烈的混合岩化和花岗岩化作用促使金从原岩中析出迁移，此时发育在深层部位的各种剪切带构造就为金的重新聚集提供了最佳的空间部位。因此本类矿床大多分布于高度混合岩化的热穹窿中心，以及产于变质程度较高及构造层次较深的地区。此外，多数情况下都还要有后期岩浆侵入及热液作用的叠加，才能使之不断富集。
由此种作用形成的金矿床，又可依照控矿构造的不同而分为两种型式：一类是产于剪切带（韧-脆性，通常叠加脆性张裂的糜棱岩带断裂带）；另一类产于张性破碎带（脆性断裂带）。以前一类价值较大。
3.由海底喷气（热液）作用形成的矿床在本区极具找矿潜力
本区已发现由海底火山活动或喷气（热液）作用形成的此类矿床，其成矿机制大致可与红海热卤水盆地或东太平洋洋隆地区相对比，因而具有很大的找矿潜力。这类矿床均产于永梅坳陷的海盆内。石炭纪中期由于地壳伸展作用而在该海盆内形成多个张裂中心，导致深源的火山及气液活动。福建龙岩和广东梅州即是当时盆地内的两个凹陷中心。前者形成了与基性火山岩有关的马坑块状铁矿床，后者则形成了与海底远火山及喷气-热液有关的玉水块状铜铅锌矿床。
4.主要与海相沉积岩有关的黑色页岩型矿床是本区新发现的一种重要矿床类型
近年来新发现的此类矿床位于永梅坳陷西南端，早侏罗世时永梅坳陷开始海退，但此处仍为残留海盆，沉积了一套黑色炭质页岩地层，此前又因盆底张裂而引起海底火山及继之发生的热液活动，使银锑等成矿物质被黑色页岩所吸附。至燕山中晚期又由于岩浆侵入及构造破碎作用使之发生再次活化迁移及沉淀富集；而银的富集主要与黑色页岩的吸附作用有关。
5.区内数量最多、分布最广的中小型矿床是由侵入接触和陆相火山作用所形成
（1）侵入接触交代作用
燕山期岩浆侵入至碳酸盐围岩时，在其接触带往往形成矽卡岩矿床，以铅锌银为主。侵入岩成分偏酸性，地层层位从元古宇到下三叠统都有。矽卡岩及矿体常沿一定层位和层间破碎带分布而成为层状矽卡岩矿床。此类矿床又往往围绕某个侵入岩体成群分布而形成矿田或矿集区。有的矿床内还见到有矿化的斑岩及爆破角砾岩类，因而又与斑岩型矿床构成一种具有成因联系的共生组合系列。本类矿床以形成于永梅坳陷区内居多，但在其他构造单元也有分布。
（2）陆相火山作用
与中生代陆相火山作用有关的矿床（点）广泛形成于闽粤火山断陷带内，另在其余构造单元内亦有分布。矿种有金、银、铅、锌、锡、铁及各种非金属矿产。其中的金属矿大多分布零星规模不大，很少能成为工业矿床。从陆相火山作用的成矿机理来分析，虽然火山岩浆本身也携有成矿物质（如福建下西坑铁矿的火山岩围岩中就有铁质火山弹），却难以富集，其原因是与陆相火山作用的自身特点有关。由于陆相环境下的火山喷发物是在开放条件下只与大气圈短暂接触后即坠落地面，使得其中的成矿元素总的趋于分散状态，而没有时间进行比较充分的物质交换。因此，只有在具备以下的后生条件时才有可能富集成矿：其一是能在喷发期后形成一个长期稳定的环流系统，具备必需的热源、水源、裂隙通道以及有利于交代的围岩岩性（如孔隙度较大的凝灰岩类）等，只有这样才能使热流体不断从围岩中汲出成矿元素并迁移至适宜的场所沉淀聚集；另一种条件是水盆地环境，成矿元素随喷发物进入水体后，就能有较充分时间得到解离、分异、迁移和沉淀聚集。对应于这两种条件就形成了两种矿床类型。前者形成的是火山岩构造蚀变岩型，后者形成的是火山-沉积岩中的似层状型，其中以前者的数量最多也较重要。对于构造蚀变岩型矿床来说，在其形成过程中，环流体往往会从火山岩下面或周围的基底岩层中汲取成矿物质，这就使得成矿元素与基底岩之间具有一种亲缘和继承性关系。例如，当火山岩之下或邻近地区的基底岩是老变质岩时，在火山岩盖层内就可能形成金矿。而当基底岩是下侏罗统的海相碎屑岩地层时，火山岩盖层中就会有锡矿形成。这即为本区成矿作用的一大特点。
6.岩浆热液和构造充填作用也能形成大型矿床
这是本区的又一新发现。此类矿床虽仅发现广东厚婆坳一处，但很具意义。成矿与燕山期花岗岩的侵入和岩浆热液作用有关。矿体虽产于侵入接触外带的沉积岩地层内，但随着距岩体的远近而呈现出成矿元素的水平分带特征。此外，其控矿构造也比较特殊，使主矿体成为一种似筒状体产出。
三、区内矿床的成矿类型及其空间分布
矿床的成矿类型是一种按照成矿作用来划分的矿床类型，其不同于成因类型或工业类型的分类，但可作为矿床成矿系列中成矿亚系列之简化同义词，因为二者都建立在成矿作用的基础上，而且成矿类型的名词能简要地表明其成矿作用特点，也比较符合传统习惯，在使用上也方便些，因此在以下的叙述中采用成矿类型来表述。区内的各种成矿类型中有些只在特定的地质单元内才有，有些则贯通于不同地质构造单元。表4-6是本区成矿类型与成矿亚系列及矿床式的对应关系及其在各成矿区带中的分布。
表4-6 研究区内成矿类型与成矿亚系列的对应关系及空间分布
续表