岩浆热液与成矿

1. 岩浆热液与成矿

岩浆热液是指由岩浆在演化过程中分异出的流体。广义的岩浆热液是指所有与岩浆作用有关的热液，包括由岩浆液态不混溶作用分出来的热液和岩浆在结晶分异过程中分异出来的热液，也包括一些与岩浆达到同位素平衡的围岩中的热流体。岩浆热液是一种以水为主体，富含多种挥发分和成矿元素的热流体，有超临界相、气相和液相。初始岩浆热液并不是孤立的存在，它与周围的环境处于一个不断反应而趋于平衡的状态，是一个复杂的多元的体系，以富含Cl和CO2为特征。
岩浆热液活动有一定的温-压条件，压力主要在1000×105～2000×105Pa，说明它存在的深度一般不超过7～8km，温度为100～800℃。过高的温-压条件会使岩浆热液重新溶解在岩浆体系中去，而不表现出单独活动的性质。根据岩浆热液的成分，可用NaCl-H2O-CO2-SiO2体系来描述其热力学性质。
岩浆分异出热液的过程是地质学家重视研究的一项内容。Burham(1979)认为常见的长英质岩浆中，含水量一般为2.5%～6.5%，平均为3.0%左右。水在几种硅酸盐岩浆中的溶解度，随着压力的增加而增大。压力降低，水就会从岩浆中释放出来，形成溶有Na，K，Ca，Mg，Cl，F，CO2－3，HCO－3，HS－的岩浆热液。
与岩浆热液有关的成矿作用已经过多年研究。已明确认识到一些热液矿床是由岩浆热液作用形成的，例如与花岗岩类有关的一些钨、锡、铋、钼热液矿床，斑岩矿床和伟晶岩矿床等。其中，最典型的是斑岩型矿床的成矿作用，即从岩浆中分异出的热液直接参与了成矿过程。
还有，岩浆活动加热周围的地下水，使其变成成矿流体。这种流体与岩浆析出流体的相互混合与对流，常是形成大型热液矿床的重要条件。例如，澳大利亚著名的OlympicDamCu-U-Au矿床，据研究认为是由上升岩浆热液和下降卤水混合导致矿质高度富集而成的。

2. 岩浆热液与成矿

岩浆热液是指由岩浆在演化过程中分异出的流体。广义的岩浆热液是指所有与岩浆作用有关的热液，包括由岩浆液态不混溶作用分出来的热液和岩浆在结晶分异过程中分异出来的热液，也包括一些与岩浆达到同位素平衡的围岩中的热流体。岩浆热液是一种以水为主体，富含多种挥发分和成矿元素的热流体，有超临界相、气相和液相。初始岩浆热液并不是孤立的存在，它与周围的环境处于一个不断反应而趋于平衡的状态，是一个复杂的多元的体系，以富含Cl和CO2为特征。
岩浆热液活动有一定的温-压条件，压力主要在1000×105～2000×105Pa，说明它存在的深度一般不超过7～8 km，温度为100～800℃。过高的温-压条件会使岩浆热液重新溶解在岩浆体系中去，而不表现出单独活动的性质。根据岩浆热液的成分，可用NaCl-H2O-CO2-SiO2体系来描述其热力学性质。
岩浆分异出热液的过程是地质学家重视研究的一项内容。Burham（1979）认为常见的长英质岩浆中，含水量一般为2.5%～6.5%，平均为3.0%左右。水在几种硅酸盐岩浆中的溶解度，随着压力的增加而增大。压力降低，水就会从岩浆中释放出来，形成溶有Na，K，Ca，Mg，Cl，F，  ，HS-的岩浆热液。
与岩浆热液有关的成矿作用已经过多年研究。已明确认识到一些热液矿床是由岩浆热液作用形成的，例如与花岗岩类有关的一些钨、锡、铋、钼热液矿床，斑岩矿床和伟晶岩矿床等。其中，最典型的是斑岩型矿床的成矿作用，即从岩浆中分异出的热液直接参与了成矿过程。
还有，岩浆活动加热周围的地下水，使其变成成矿流体。这种流体与岩浆析出流体的相互混合与对流，常是形成大型热液矿床的重要条件。例如，澳大利亚著名的Olympic Dam Cu-U-Au矿床，据研究认为是由上升岩浆热液和下降卤水混合导致矿质高度富集而成的。

3. 弧岩浆-热液成矿系统模型

从该成矿系统区域地质环境、成矿作用等特征可以看出，甘孜-理塘洋壳向西俯冲产生的岛弧岩浆活动在义敦岛弧带的成矿作用中具有极其重要的作用。但在不同部位，由于构造环境和岩浆活动特征不同，因而成矿作用也显示出明显差异。
在岛弧南部，火山喷溢活动虽然也颇为活跃，但却以阶段性明显且每一阶段岩浆成分较单一为特征。在近万米的上三叠统中，火山岩浆活动基本仅集中在曲嘎寺组二段和图姆沟组二段中，在前者中，主要是基性岩浆活动的产物，中酸性成分火山岩很少；而后者中，以中性火山岩为主，基性和酸性火山岩很少。在火山活动中，未产生弧间裂谷等构造。显然，这一特点缺少了呷村、嘎依穷式火山成因块状硫化物矿床形成的构造条件。然而，火山岩系中成矿作用的缺乏却为其后岩浆侵入和热液成矿作用创造了十分良好的条件。
关于斑（玢）岩的产出环境、化学成分（包括微量元素）等的研究表明，它们和相伴生的火山岩具有同源特点。从斑（玢）岩的侵位地层最新为图姆沟组，后被喇嘛垭组所覆盖，岩体的同位素年龄和火山岩地层时代基本接近，表明火山岩和斑（玢）岩的形成时间虽有先后，但均在卡尼阶之内，即在火山岩浆以大规模的喷溢-沉积作用基本结束后，深部岩浆房的压力明显减弱，少部分岩浆只好沿其一些构造裂隙上侵，并在上侵过程中产生岩浆的分异，最后在地壳浅部形成闪长玢岩类和二长斑岩类小岩株、岩瘤、岩枝等。
作为成矿元素，由于在早期火山喷发-沉积过程中未能集中成矿，因此它们在晚期的侵入岩浆中得到相对集聚，在岩体基本冷凝定位后，富集于残余热液中。以络合物存在、运移的成矿物质，在周围环境的物理-化学条件发生变化时，分别形成斑（玢）岩型、矽卡岩型及浅成低温热液型矿床。不同类型矿床的形成环境是不一样的。
对于矽卡岩型矿床来说，从它仅产出在曲嘎寺组这一层位表明，其有关岩浆岩的侵位是较深的。另外，碳酸盐岩地层的存在也是必要的条件之一。当原始岩浆侵位到这样一个构造环境时，由于和围岩在成分上存在很大差异，造成岩浆流体和碳酸盐岩发生交代反应，在两者的接触带上形成无水的以石榴子石和辉石为主体的矽卡岩。但如果岩浆主体侵位较深，上部的碳酸盐地层中，层间构造裂隙又发育，残余的部分硅酸盐流体可继续上升，在碳酸盐岩的层间构造空间中，和不纯碳酸盐岩发生交代反应，形成红山式的层状矽卡岩。
由于矽卡岩是在围岩的构造空间较大的环境中形成的，矿物结晶普遍较粗大，因而粒间空隙也相对宽松，因此在矽卡岩产生之后，富含挥发组分的含矿残余流体，还可再次到矽卡岩中活动，在温度下降和组分梯度的影响下，对矽卡岩产生酸性淋滤交代作用，造成含矿络合物的分解，最后在阶段性矿化中构成矽卡岩型矿体。
斑（玢）岩型矿床目前仅产出在图姆沟组地层中，而且又多处在大断裂旁侧，矿床中构造裂隙发育，表明这类矿床形成深度相对浅于矽卡岩型矿床。当构成斑（玢）岩体的岩浆侵位到地壳浅部，在多组构造裂隙的影响下，形成了闪长玢岩类、二长斑岩类小岩瘤、岩枝和岩脉，但在它们基本定位后，区域内构造活动的频繁，使基本固结的岩体中又产生了众多微裂隙，这样又为富挥发组分的残余含矿溶液活动找到了良好的空间。同样，在温度下降和组分梯度的影响下发生广泛的自交代作用，并形成不同的交代蚀变分带，其中钾长石化和石英绢云母化对岩体的改造最强烈，因而也使含矿络合物分解较彻底，所以在这两类蚀变带中铜矿化也最强。
关于成矿物质的来源，从对区内各类岩石中Cu等成矿元素的测试分析表明，火山岩和斑（玢）岩明显高于区内其他沉积作用形成的岩石，区内成矿元素的异常范围也基本和区域火山岩的分布相吻合（图4-24），因此成矿物质是构成区内火山岩和斑（玢）岩的岩浆从地壳深部或从地幔中带来的，它们在火山岩浆活动和岩浆侵入过程中逐步得到富集。从斑、玢岩的铜等成矿元素的含量总体高于火山岩，成矿作用又仅发生在斑（玢）岩定位之后的热液活动中，这一事实充分说明了这一点。
斑、玢岩型和矽卡岩型矿床形成模式可用图4-25概况。

图4-24 烂泥塘-雪鸡坪-春都斑岩铜矿带基岩铜含量等值线图


图4-25 中甸斑岩型和矽卡岩型铜多金属矿床形成模式

4. 岩浆作用与热液矿床的关系

岩浆作用是形成热液矿床的重要条件，总体来看，岩浆岩和火山岩发育区，热液矿床也较发育。而从局部地区来看，岩浆岩的发育程度与热液矿床的数量和规模间一般不存在明显的相关关系。
华南地区的岩浆活动可分为火山作用和侵入作用。火山作用又可分为区域性的和局部性的。浙闽粤沿海火山岩带属区域性火山活动。这类火山活动虽很强烈，但并不伴随或诱发大规模的热液活动，故热液矿床不很发育。局部性的火山活动主要出现在下陷或断陷区，形成范围较小的火山盆地或断陷火山带，这种局部性的火山活动常常伴随热液活动，形成一系列的热液矿床，如宁芜火山盆地、庐枞火山盆地、浙赣断陷火山带等。
区内侵入岩的发育程度由东向西减弱，东部为侵入岩密集分布区，岩体约占总面积的1/2。有较多的岩基，其规模大，形态不规则，岩基间也有很多中、小规模的岩体；中部为侵入岩稀疏分布区，岩基较少，以单独的中、小规模的岩体为主；西部为侵入岩零星分布区，偶见中、小规模的岩体。东、中、西三区均发育热液矿床，矿床密度差别不大，但矿床类型有明显的不同。侵入岩密集分布的东区，以高－中温热液矿床为主，如矽卡岩型、斑岩型、脉型的铁、钨、锡、钼、铅、锌等矿产。侵入岩零星分布的西区，以中－低温热液矿床为主，较典型的为层控铅、锌、汞、锑、钨、金等矿床。侵入岩稀疏分布的中区，矿床类型和矿种相对较齐全，兼备东西两区的特征。
本区岩浆作用对热液矿床的明显控制主要表现在如下方面：
（1）热液矿床主要受中小规模岩体控制
华南地区绝大多数热液矿床与中小规模的岩体密切有关（面积为0.1～＜10km2），特别是钨、锡、铅、锌、铜、钼等大中型规模的矿床（图14-1）。铁矿床常与中－中小规模岩体（n～100km2）有关，而铀矿床大多与规模较大的岩基（＞50km2）有关。
（2）热液矿床几乎集中产于岩浆热作用范围内
热液矿床的大部分产于岩体内和接触带上，一部分产于岩体周围，多数矿体离岩体的水平距离一般小于岩体的直径。

图14-1 华南地区花岗岩体规模与钨矿床规模的数量关系

（据南京大学地质系，1981）
1—大型矿床；2—中型矿床；3—小型矿床；岩基＞100km2；岩株100-＞10km2；小岩株1～10km2；小岩体＜1km2
（3）热液矿床的类型受岩体规模制约
与小岩体伴生的热液矿床类型较简单，有时具有蚀变和矿化的垂向分带，但水平分带不明显；与中小型岩体伴生的热液矿床，常由多种类型和多种矿种组合而成，不仅可以有垂向分带，而且还常具有明显的水平分带。
（4）热液矿床的矿种和规模受岩浆的相对侵位高度制约
在同一套地层发育区内，随岩浆侵位高度的变化，与岩浆作用有关热液矿床的矿种和规模有差异（图14-2）。在南岭地区岩浆岩与二叠纪灰岩的接触带上形成矽卡岩型铅锌矿床（如水口山和阳山岩体的北接触带等），在岩浆岩与泥盆纪灰岩接触带上形成矽卡岩钨锡（钼铋）矿床（如柿竹园等），在岩浆岩与石炭纪灰岩接触带上形成矽卡岩钨矿（如新田岭）或上部为矽卡岩型铅锌矿，下部为矽卡岩钨锡矿（如黄沙坪）。在赣西北－鄂东南地区，当岩浆岩与三叠纪碳酸盐层接触形成矽卡岩铁矿或含铜铁矿（如大冶和程潮），与三叠和二叠纪碳酸盐层接触形成矽卡岩型铜矿（如封山洞），与二叠和石炭纪碳酸盐层接触，形成矽卡岩铜矿和含铜黄铁矿矿床（如城门山和武山等）。上述地区的下部层位的钨锡矿和铜矿的规模通常比上部层位中的大。

图14.2 湘南岩浆侵入层位与伴生热液矿床矿种示意图

1—地层时代；2—花岗岩；3—钨锡矿；4—铅锌矿
（5）控矿岩体具有富碱和富挥发组分的特征
在华南地区多数热液矿床与岩浆作用有关，但并非侵入体都伴生热液矿床。与热液矿床有关的侵入岩都具有富碱和富挥发组分的特征，Na2O+K2O＞7%，故以酸性和中酸性岩为主，基性和超基性岩通常不伴生热液矿床。

5. 热液成矿机制

热液在铂矿形成中的作用，得到了越来越多的研究成果的证实。这些证据除了矿物学和地球化学之外，还有许多宏观和微观的地质现象佐证。例如，在萨德伯里矿床，观察到一些大矿体显然是在主要“含镍侵入体”结晶之后形成的，矿化作用与萨德伯里侵入体下盘中时代较新的边缘侵入体有关，特别是与含捕虏体的苏长岩有关，矿体的时代比这些边缘侵入体更新一些。在诺里尔斯克含矿岩体的东部边缘，铂金属含量偏高的针镍矿－黄铜矿角砾状矿石胶结了侵入岩的碎块，说明这种铂族金属较为富集的矿石是在晚期形成的。在侵入体北部下盘的“凹槽”中，产有脉型矿石，脉体有时延伸到下盘岩石中去。微观佐证也很多，例如，显微镜下可见到诺里尔斯克的铂族金属大部分是在硫化物（如镍黄铁矿脉）形成以后沉积的，富集在脉壁附近的镍黄铁矿晶体中（沿劈理分布），或形成切割较老的磁黄铁矿和黄铜矿的小细脉。芒切哥尔斯克矿床的铂族金属则产在黄铜矿细脉中（交代了磁黄铁矿和磁铁矿），说明铂族金属可能是由晚期热液活动形成的。在矿物共生关系方面，发现铂族元素与各种金—银—铜合金的矿物构成组合，有些矿床上发现它们与水化硅酸盐密切共生。这都说明铂族元素的富集是在晚期岩浆热液环境中完成的。
铬铁岩型铂矿床大部分是在岩浆旋回早期、通过分异作用形成的，代表性矿床分布在乌拉尔和阿尔丹地盾。产于布什维尔德杂岩体纯橄岩岩筒中的铬铁岩型矿床，其成因较特殊。野外和室内研究，使越来越多的人认识到纯橄岩岩筒实际上属于伟晶岩相，并且是在很晚的阶段才形成的。有人认为翁韦尔瓦奇特岩筒是由高温热液交代了古铜辉岩而形成的，这种热液很可能是使铂族矿物搬运和沉积的营力。如果说布什维尔德杂岩体中的岩筒状矿床和梅林斯基层矿床在成因上有所不同，则至少其成矿溶剂可能是相同的。因此，铬铁矿型的岩简状矿床很可能属于高温热液成矿。
铜镍硫化物型的代表性矿床包括诺里尔斯克、萨德伯里和梅林斯基层，其形成主要与岩浆晚期热液有关。有人认为铂族元素可能是由原始岩浆以溶解在硫化物熔融体中的形式带上来的，而最后在较低温度条件下富集。因此，这种热液在温度和成分上与形成典型热液矿床的热液不同。这种热液成矿作用在许多实例中只是起着使铂族元素在基性－超基性岩中重新分布和最终富集的作用。
基性超基性岩的蛇纹石化作用对铂族金属的富集具有重要意义。在蛇纹石化时，镍和铂族金属从橄榄石和尖晶石晶架中释放出来，依能否得到硫和氧的能力不同，它们或作为自然金属或作为硫化物沉积下来，形成有经济价值的矿石。芬兰的希土拉含铂镍矿床就是一个最好的实例，它产在蛇纹石化超基性岩中。岩体中Pt的平均含量为0.027g/t,Pd为0.048g/t，蛇纹石化后生成铂矿床，蛇纹石化最强的部位铂族金属也最富集。在接触带上铜和铂的品位皆高，而在接触带附近的绿泥石－角闪石岩的硫化物聚集体中Pt的品位最高（600g/t）。铂矿物主要为砷铂矿，有少量硫砷铱矿和硫砷铑矿。在阿尔丹地盾伊纳格林矿床中，蛇纹石化也对铂的富集起了重要作用。
与基性－超基性岩没有明显联系、成矿作用完全与热液活动有关的矿床也是存在的，如德兰士瓦的米西纳矿床。该矿床产于高级变质岩中，周围没有发现基性火成岩，主要矿体受地质构造（两个褶皱系交汇处）控制，铂族金属矿物与辉铜矿、硒铅矿、斑铜矿、石英、绿帘石和绿泥石等低温热液矿物共生，因此被认为是典型的热液矿床。此外，美国怀俄明州的热液型新兰比莱铜矿中，铜矿石（主要是黄铜矿）含Pt平均达3g/t（最高75g/t），钯56g/t（最高600g/t），这些金属是由热液作用从受动力变质的辉长岩杂岩中带来的。
即使对砂铂矿来说，热液（至少是溶液）的作用也是不可忽视的。一方面，在砂矿形成中有新矿物从溶液中产生出来，如在巴西米纳斯吉拉斯州的砂矿中，发现自然铂与钯汞矿组成连生体，这种连生体在原生矿中未发现，而且在Pd-Hg相上有Pt的明显生长带，说明它是在河流搬运过程中由次生增生作用形成的。另一方面，在一些砂矿中铂族元素表现出以溶液状态搬运和沉积的规律，（Os+Ir）/（Pt+Ru+Rh）比值离海岸越远越高。这种规律是由Os和Ir的溶解度较大造成的。在维特瓦特斯兰德砾岩中和古德纽斯湾滨海砂矿中都有这种现象。
综上所述，热液作用在岩浆旋回的晚期阶段、在变质过程中、在典型的热液环境下、在外生条件的砂矿形成过程中，都对铂矿的生成起着重要的作用。然而铂族金属矿床的形成并不是某一种单独地质过程的结果，从岩浆作用到沉积作用，铂族金属的聚集是一个连续的、继承性的过程，各种类型铂族金属矿床的形成及成分上的变化，都是各种因素综合作用的结果。

6. 岩浆热液参与的热卤水成矿流体

详细的温压地球化学、同位素地球化学和成矿地质背景的综合分析表明，兰坪—思茅盆地和哀牢山带不少Cu、Pb、Zn和Au、Ag等矿床的生成，与新生代侵入岩有着或明或暗、或多或少的关联，显示出新生代侵入岩或者为有关成矿作用提供过部分热源，或者提供过部分成矿物质，或者提供过矿化剂元素等。
就目前看来，有关兰坪—思茅盆地和哀牢山带的Cu、Pb、Zn和Au矿床，其成因总的是，富成矿元素的热卤水，有时有新生代侵入岩有关的岩浆水渗入（如老王寨金矿床、扎村金矿床、金顶铅锌矿床、金满洞铜矿等）组成的成矿流体，圈闭在构造比较发育，但上、下顶底板为不透水层且富含有机质的部位，因物理—化学条件改变，从中析出Cu、Pb、Zn和Au等组分，从而形成超大型、大型、中型和小型矿床。
从这个层面上说，有岩浆水渗入的地下热卤水成矿流体，在西南三江地区也是一种最重要的成矿流体之一。这种成矿流体，对于某些成矿时代为新生代的不同矿床规模的Pb、Zn、Cu、Au、Ag矿床的形成，有着极其重要的控矿意义。

7. 构造-岩浆-热液成矿演化

西天山北部博罗霍洛地区经历了塔里木、库鲁克塔格、加里东、海西等期构造运动，其中以海西期构造岩浆活动最为强烈。这一时期也是该区最重要的铜金多金属成矿时期。总体来看区域构造-岩浆-热液成矿演化经历了如下过程:
前海西期(～400Ma)包括塔里木-加里东多个构造活动期。经历了古克拉通形成、稳定盖层沉积、板块俯冲消减、褶皱造山等地质演化过程，形成了磷矿等沉积矿产，局部地区的小规模火山活动形成有VMS型铜矿(喇嘛萨依)，同时初步聚集了Au、Cu、Pb、Zn等成矿元素，为后续铜、金矿的成矿奠定了物质基础。
海西早期(400～360Ma)北邻的准噶尔发生了重要的地壳拉张作用，但对本区未造成大的影响，在赛里木湖、博罗霍洛山地区见有高钾型钙碱系列二长花岗岩侵入。在与蓟县系库松木切克群、上奥陶统呼独克达坂群钙质底地层接触带形成矽卡岩型铜(铅锌)矿化。这一时期未发生大规模金属矿化，局部地区形成铜矿床(如赛里木地区喇嘛苏)。
海西中期(360～290Ma)是本区铜、金多金属矿床的主要成矿期。早石炭世(360～320Ma)时，吐拉苏、汗吉尕等地区发生断陷，发育强烈的海相、海陆交互相火山喷发喷溢，伴有浅成低温热液型和斑岩型金矿化(阿希、塔吾尔别克、恰布坎卓它等)。晚石炭世末，在博罗霍洛山地区有高钠型钙碱系列二长花岗岩序列岩浆活动，形成斑岩型、斑岩-矽卡岩型和岩浆期后热液充填型铜多金属矿(如莱历斯高尔、3571、哈勒尕提、肯登高尔等)。
海西晚期(290～245Ma)研究区域进入陆相裂谷活动，局部发育陆相基性、酸性双峰式火山岩，伴生陆相火山热液充填型、斑岩型铜矿化(群吉、穹布拉克、艾肯达坂、甫太巴依乔克、玉希莫洛盖、松树沟等)。

8. 幔源岩浆成矿系统

幔源岩浆成矿系统以镁铁质-超镁铁质岩和碱性岩类的成矿为代表，形成镍、铬、钒、钛、钴、铁、磷、铂族、稀土元素等矿床。其主要成矿机制为重力分异、液态熔离、挤压贯入。它们产生在地下一定深度，矿体或产在岩基（岩盆）底盘，或产在岩体顶部或边缘，少量矿体可贯入到附近围岩中，主成矿期常与岩浆分异晚期的富含矿质的熔浆作用有关。
当在特定的构造环境中，含矿岩浆岩作为火山熔岩喷溢地表时，可形成科马提岩型镍-铜矿床，富镍、铜的熔岩层整合地产在玄武岩和科马提岩系中。此外，斜长岩-辉长岩系列有关的铁、钛、钒、磷成矿系统也是幔源岩浆成矿系统的代表。
河北承德大庙斜长岩-辉长岩类成矿系统产于华北克拉通北缘的超壳断裂中（图6-2），包括斜长岩、苏长-辉长岩和贯入式矿体三个成岩成矿亚系列。该岩石系列侵入在新太古界变质表壳岩系中，并被中生代火山-沉积岩所覆盖。成岩成矿作用发生在中元古代（翟裕生，1965），斜长岩同位素年龄值以1600～1700Ma较多（解广轰等，1988；胡世玲等，1990），根据在杂岩体内部发现的岩浆多次侵入现象，可将岩浆岩生成序列及相关的自变质和热液作用等表示如图6-3和图6-4。
大庙基性岩生成顺序及其变化表示如下：

成矿系统论

从图中可以看到，整个斜长岩-辉长岩杂岩体就是一个大型矿源场，它是沿近东西向红石垃-大庙-头沟深断裂侵入的。杂岩体的原生裂隙和扩展的原生裂隙-断裂是较晚分异的矿化苏长-辉长岩浆上侵的通道，杂岩体边缘断裂接触带也是一种通道，这些通道构成了中介演化场。斜长岩体近顶缘的原生裂隙和斜长岩与苏长岩的接触带则是贯入式铁矿体的就位场所——储矿场。这三个厂的结构紧凑衔接，成矿功能好。

图6-2 河北大庙区域基性、超基性岩体分布图

1—第四系；2—粗面岩；3—砾岩；4—火山岩；5—煤系；6—花岗闪长岩；7—矿床或矿点；8—苏长-辉长岩；9—斜长岩；10—超基性岩；11—前震旦纪花岗岩；12—变质岩；13—岩层走向；14—断层；15—深断裂；16—地质界线

图6-3 大庙斜长岩-辉长岩体地质构造立体图

1—白色斜长岩；2—绿泥石化斜长岩；3—似斑状纤闪石斜长岩；4—纤闪石斜长伟晶岩；5—二长辉长岩；6—矿染纤闪石化辉长岩；7—片麻状矿染绿泥石化斜长岩；8—纤闪石化辉长岩；9—块状矿石矿体；10—浸染状矿石矿体；11—辉长岩的原生流动构造；12—原生节理；13—花岗闪长岩（古生代？）；14—岩墙（中生代）；15—煤系地层（侏罗系）；16—第四纪沉积物

图6-4 大庙斜长岩-辉长岩及铁-钛矿化演变图解

（据翟裕生，1965）
大庙式铁矿包括大庙、黑山等矿区，其矿体为透镜状、囊状，矿石为浸染状和致密块状，矿体成群分布，密集，平均厚度40～50 m，延深较大，已知钻探最深达地表以下1000 m，深部有较大的资源潜力，已为河北地质二队的勘查工作证实（2010年）。主要成矿元素为Fe，Ti，V，P，磷灰石含量高时可富集成铁-磷矿石。矿床成因主要为矿浆贯入型，也有少量岩浆熔离分异成的浸染型矿石。这种紧凑叠接的矿源场、中介场和储矿场的结构型式在古克拉通边缘的铁、钒、钛、铬、镍、铜等成矿系统中具有代表性。金川超大型铜-镍矿床有类似的成岩成矿机理，但其作用过程更为复杂（汤中立等，1989）。
与火山熔岩有关的矿浆型铁矿可以智利北部的拉科（El Laco）铁矿为代表，该矿床中喷溢的铁矿浆冷固后形成的致密块状富铁矿体是一种特殊的熔岩，产在破火山口周边斜坡上，成矿在第四纪。与大庙地区不同的是，其成矿系统结构型式较为复杂。矿源场在未暴露的火山管道深部，中介场为垂直的火山管道，而储矿场为缓倾斜的火山口斜坡洼地。这种贯通地下深部和地表的成矿系统结构比较少见，很有特色。