陳靜 周濤發(fā) 張樂駿 孫藝 WHITE Noel C1, 李旋旋

1. 合肥工業(yè)大學資源與環(huán)境工程學院，合肥工業(yè)大學礦床成因與勘查技術研究中心，合肥 2300092. Centre for Ore Deposit and Earth Sciences, University of Tasmania, Hobart 70013. 安徽省礦產資源與礦山環(huán)境工程技術研究中心，合肥 230009

蝕變巖帽(Lithocap)最早的概念由Sillitoe (1995)提出，指的是大范圍的原生硅化、高級泥化和泥化蝕變巖組成的地殼淺部的復合體。蝕變巖帽內部往往發(fā)育高-中硫型淺成低溫熱液型礦床，與斑巖型銅-金礦床和次生銅富集帶有緊密的成因聯系。同時蝕變巖帽也是重要的找礦指示標志，在勘探中的實際應用廣泛。

蝕變巖帽往往顯示為突出的正地形，有助于在早階段勘探工作中取得相關貴金屬和有色金屬礦床的突破。但蝕變巖帽在地表的蝕變范圍往往多達幾十個平方千米，如沒有明確指向性的方法，則進一步的勘探工作難以開展。Changetal. (2011)對菲律賓Makayan地區(qū)Lepanto-Far South East礦床進行了系統(tǒng)的研究，提出了使用近紅外光譜分析、礦物化學及全巖地球化學相結合的方法，開發(fā)了一套切實可行的尋找蝕變巖帽的熱源及深部隱伏侵入體的方法，成為目前世界范圍內廣泛使用的勘探方法(例如Lepanto, Philippines, Hedenquist and Taran, 2013; Red Mountain, Arizona, USA, Lecumberri-Sanchezetal., 2013; Sunda magmatic arc, Indonesia, Maryonoetal., 2016; Kasuga lithocaps, Japan, Izawa and Hayashi, 2018)。

本文總結了前人關于蝕變巖帽的概念、基本特征、成因以及相關礦床的基本勘探方法，進一步收集了中國華南地區(qū)分布的典型蝕變巖帽的資料，描述了長江中下游和東南沿海地區(qū)的部分蝕變巖帽的重要特征、時代以及成因，并總結了中國華南蝕變巖帽的總體特征，在此基礎上提出了華南地區(qū)蝕變巖帽區(qū)的找礦前景和勘探策略。

1 蝕變巖帽的基本特征

1.1 蝕變巖帽的概念和幾何形貌

蝕變巖帽是指近地表的、在側向和垂向上廣泛延伸的層控原生硅化、高級泥化和泥化蝕變巖復合體(Sillitoe, 1995; Cookeetal., 2017)。在現今地貌上常常表現為富硅的陡崖或山脊，在野外具有突出的正地形特征(Sillitoe, 2000)。蝕變巖帽通常發(fā)育于火山巖中，在下部或旁側常存在幾乎同時代的淺成富水侵入體(Sillitoe, 1995)?；鹕綆r組合往往屬于火山通道系統(tǒng)的一部分(如復式錐形火山或火山穹丘)。蝕變巖帽與其下部的侵入體具有緊密的空間、時間和成因聯系(Hedenquistetal., 1998)。蝕變巖帽的面積一般數十平方千米，最大可達上百平方千米 (如Shuteen, Mongolia, Batkhishigetal., 2014)。蝕變巖帽現今展現的地貌并非最初形成的樣式，而是古蝕變巖帽在風化過程中的殘余部分(Cookeetal., 2017)。蝕變巖帽最初形成時可能與古地形地貌分布一致(水平或傾斜)，同時上覆低溫泥化和青磐巖化蝕變(Cookeetal., 2017)。

形成蝕變巖帽有兩個關鍵性因素，一個是由構造控制的流體向上運移通道，另一個是有利于側向運移的近水平高滲層(Hedenquist and Taran, 2013; Cookeetal., 2017)。蝕變巖帽的幾何形態(tài)也多由這兩個因素控制，即垂直方向上圍繞著構造裂隙系統(tǒng)形成花狀構造的蝕變樣式，和側向上由高滲巖性控制的近水平蝕變(Hedenquist and Taran, 2013; Cookeetal., 2017; 圖1)。

圖1 蝕變巖帽及其下部的斑巖侵入體理想模型(據Sillitoe, 1995, 2010修改)在蝕變巖帽淺部，高硫型礦化以角礫巖、網脈和浸染狀形式賦存，而在構造根部往往以塊狀硫化物礦脈形式賦存，并侵入到下部的斑巖體系；中硫型淺成低溫熱液脈體出現在蝕變巖帽的邊部. 淺部酸性淋濾帶通常位于古潛水面的上部. 斑巖侵入體早于火山通道相的就位，疊加在蝕變巖帽的發(fā)育和潛水噴發(fā)角礫巖; 火山通道往往被蝕變巖帽同期或晚期的英安玢巖侵入Fig.1 Idealized lithocap and underlying porphyry deposit (modified after Sillitoe, 1995, 2010)High sulfidation mineralization is hosted in the shallow part of the lithocap, as breccias, stockworks and disseminations. At deeper levels of a lithocap, massive sulfide lodes may encroach on the porphyry environment. Intermediate sulfidation epithermal veins typically occur on sides of the lithocap. Acid-leached cap is present above the paleo-water table. The porphyry intrusion is emplaced earlier than the volcanic diatreme, overprinting on the lithocap and phreatic breccias, which is intruded by the later dacitic rocks

1.2 蝕變巖帽的形成過程

在淺部地殼巖漿流體從富水的侵入體中出熔，超臨界流體中揮發(fā)分的存在和流體上升過程中的壓力降低導致流體產生相分離，產生出體積巨大的氣體(相對初始流體十倍以上; Hedenquistetal., 1998)和相對體積較小的鹵水(Bodnaretal.,1985)。這些鹵水產生了侵入體內部和外圍的鉀化蝕變和斑巖礦化(Cookeetal. 2017)。部分氣相成分可能在火山噴氣口釋放，但攜帶了大量富酸揮發(fā)分的氣相流體凝結并與圍巖反應，產生高級泥化蝕變(White, 1991; Hedenquist and Taran, 2013)。

氣相流體中攜帶的大量酸性揮發(fā)分(如HCl和SO2)在上升到地表的過程中，可能會凝結到地下水中(Hedenquist and Taran, 2013), 也有一部分氣相流體可能會由于圍巖裂隙系統(tǒng)的封閉導致壓力增加而重新凝成液體(Cookeetal., 2017)。氣相流體逐步冷卻導致高溫下穩(wěn)定的酸性物質(如HCl)分解，從而釋放H+進入到水中，顯著地增加流體中的酸度。SO2在400～350℃或發(fā)生歧化反應是增加酸度的另一重要過程，這一過程產生H2S和H2SO4, 而H2SO4在低溫下分解釋放出大量的H+離子(Hedenquist and Taran, 2013)。高酸流體與圍巖的充分反應沉淀硫化物和硫酸鹽，促使反應持續(xù)發(fā)生，產生大量黃鐵礦、明礬石和石膏等(Einaudietal., 2003), 構成蝕變巖帽中的石英-明礬石組合(圖2)。在溫度250℃時，明礬石-高嶺石-石英平衡組合條件下，Al的溶解度隨著pH的降低顯著增加，當pH<2時，Al溶解到流體中，含鋁礦物被溶解，只剩下石英，這是孔洞狀石英的主要形成過程(Stoffregen, 1987)。

圖2 高級泥化蝕變分帶的經典剖面模型 (據Hedenquist and Taran, 2013修改)流體沿構造上升溫度降低導致酸度升高，蝕變帶在上部會變寬，淺部遇到高滲透率巖性時會進一步發(fā)生廣泛的側向運移，并導致流體進一步降溫; 側向運移過程中與大氣降水混合中和流體，出現中心為硅化帶，側向過渡為石英-明礬石帶的現象. 此模型最初來自于Lepanto觀察到的實際分帶現象(Hedenquist et al., 1998)Fig.2 Schematic cross section of advanced argillic alteration (modified after Hedenquist and Taran, 2013)Fluid ascend along a structure, along with the decrease of temperature and pH, alteration widening upward. If the structure intersects a permeable lithologic unit at shallow, further cooling and lower pH will form a lithocap with quartz outward to quartz-alunite. This model is the pattern observed at Lepanto, Philippines (Hedenquist et al., 1998)

需要注意的是，該過程針對的是氧化性的磁鐵礦型侵入巖產生的流體， HCl被認為是產生酸性流體最主要的揮發(fā)分(Giggenbach,1997)。如果流體體系與還原性的鈦鐵礦型侵入體有關，硫則主要以H2S而非SO2的形式存在，因而在沒有大氣氧參與的情況下，無法形成大量的硫酸鹽，在包氣帶以下就無法形成大量明礬石，而產生出以塊狀/孔洞狀石英為主的，含有石英-地開石蝕變的蝕變巖帽 (如Cerro Rico, Bolivian, Sillitoeetal., 1998)。

1.3 蝕變巖帽的蝕變分帶

根據前述的蝕變巖帽的形成過程，巖漿熱液常常沿著斷裂通道上升并形成蝕變巖帽。在流體上升過程中，該通道往往表現出酸度逐步升高而溫度逐漸降低的趨勢，在蝕變巖帽的垂向上就表現出分帶性，其厚度一般超過一千米。從下部隱伏巖體頂部到淺部，一般為石英-白云母帶(屬于斑巖體系)，向上過渡為石英-葉臘石-地開石帶和石英明礬石帶，到淺部的石英-高嶺石和石英-埃洛石帶(Cookeetal., 2017; 圖1)。部分蝕變巖帽深部也會出現高溫高級泥化蝕變組合，以紅柱石-剛玉±黃玉出現為典型特征(Sillitoe, 1995)。

流體的側向運移通常沿著高滲的含水層或者發(fā)育的裂隙網進行(Cookeetal., 2017)。高滲的含水層通常是指巖性不整合界面或者較為松散的火山碎屑巖層(Hedenquist and Taran, 2013)，而裂隙網主要是發(fā)育在初始滲透率較低的結晶巖中(Chenetal., 2019)。蝕變巖帽側向上蝕變可延伸達十余千米。蝕變巖帽的側向分布通常以塊狀石英和孔洞狀石英蝕變?yōu)橹行?，向兩側逐步過渡為高級泥化帶(石英-明礬石/地開石) 和泥化帶(石英-高嶺石)，和低溫中級泥化帶(伊利石-綠泥石)和青磐巖化帶(綠泥石-方解石±綠簾石; Stoffregen, 1987; Hedenquist and Taran, 2013; 圖2)。塊狀石英和孔洞狀石英的形成，主要與原巖結構有關，不含斑晶的火山巖(如凝灰?guī)r)，容易形成塊狀石英蝕變，而具有明顯長石類斑晶的火山巖或侵入巖，在長石溶解后容易留下孔洞，形成孔洞狀石英。由巖性控制的塊狀石英和孔洞狀石英，在世界范圍內的蝕變巖帽中廣泛地被觀察到(如Yanacocha, Peru, Longoetal., 2010; 紫金山，中國, Chenetal., 2019)。蝕變巖帽的側向分布可以表現出非對稱性，這可能是由于兩側圍巖的滲透率差別造成(Hedenquistetal., 1998)，也通常是由于地形對流體側向移動的影響大于距離熱液通道的遠近造成的(Cookeetal., 2017)。流體的側向運移促使了流體從深部向古地表運移，而流體排出的位置往往是地形低洼處。因此，盡管側向運移的總體方向是水平的，但因古地形的高低，仍然會產生一個相對垂直的運移。因此當古地形的起伏促使流體向單側運移時，就會造成蝕變巖帽的側向分帶的非對稱性。

盡管蝕變巖帽在垂向和側向上往往表現出較好的分帶性(圖1、圖2)，但是，大部分蝕變礦物顆粒較細難于直接用肉眼識別，鏡下鑒定也很困難，由此大大增加了蝕變巖帽的野外蝕變填圖難度。蝕變巖帽雖然側向延伸較遠，但因風化作用，實際殘留的范圍可能要遠遠小于最初形成時(Hedenquist and Taran, 2013)。蝕變巖帽中的硅化帶，因其抗風化能力強，在后期的剝蝕作用中得到保留，具有突出的正地形特征，因此蝕變巖帽的硅化部分，也經常被稱作硅帽(Cookeetal., 2017)。然而，斑巖礦床往往并不位于硅帽的正下方，甚至有可能離硅帽幾千米遠(如Lepanto-Far South East, Philippines, Hedenquistetal., 1998)。因為斑巖礦床上覆的青磐巖化帶、絹英巖化帶和中級泥化帶，相比于硅化帶抗風化能力要弱很多，因而在現今地表上可能表現為洼地。而這些不耐風化的蝕變帶，往往才是追蹤斑巖礦床的關鍵，因而直接在硅化帶的正下方尋找斑巖礦床，可能會造成勘探上的巨大浪費。因此，硅帽這個名詞容易在勘探上誤導為流體或蝕變體系的頂端界面。所以建議使用塊狀/孔洞狀石英蝕變來代替，將其作為蝕變巖帽中的一個普通蝕變帶來對待。

1.4 蝕變巖帽與斑巖-淺成低溫熱液礦床的關系

高硫型淺成低溫熱液礦床賦存于蝕變巖帽內部，下部的侵入體有些形成斑巖銅-金或者斑巖金礦床，共同構成了經典的斑巖-淺成低溫熱液成礦系統(tǒng)(圖1，Sillitoe, 2010)。與蝕變巖帽有關的高硫型礦床可以按照分布的深度分為兩類: 第一類是近陡立的板狀塊狀硫化物大脈，多以硫砷銅礦、四方硫砷銅礦為主；第二類是浸染狀分布在孔洞狀石英中的金銀礦床(Sillitoe, 1995)。塊狀硫化物脈狀礦通常發(fā)育于蝕變巖帽較深的部位，礦體可能表現為直接疊加在斑巖上的大脈，也可能表現為遠離斑巖體的構造控制的角礫巖和網脈(Sillitoe, 2010)。浸染狀的金銀礦床往往出現在蝕變巖帽相對較淺的位置，金銀礦體主要以浸染狀分布在高滲地層中，并且通常缺乏銅(Sillitoe, 2000)。

中硫型淺成低溫熱液脈可能賦存于蝕變巖帽的邊部，此類脈體與高硫型礦化之間的關系比較復雜(圖1, Sillitoe, 2010)，有些脈體中會含有少量的鉛鋅礦化和典型礦物如菱錳礦，在空間上與高硫型礦體分離(Victoria and Teresa in Lepanto system, Philippines, Hedenquistetal., 2001)。但有些中硫型金礦脈卻是高硫型礦床的伴生脈體，二者之間可能為過渡關系 (Sillitoe, 2010)。

蝕變巖帽覆蓋或疊加于斑巖侵入體之上，中酸性淺成斑巖侵入體可能會發(fā)育典型斑巖型銅金礦化(Sillitoe, 2010)。評價斑巖礦床經濟價值的指標除了品位噸位數據、上覆蝕變巖帽厚度之外，兩者之間的距離也十分關鍵(Sillitoe, 1995)。蝕變巖帽和斑巖有時直接疊合在一起，有時距離超過兩千米，而主要控制因素為疊嵌作用(telescoping), 即快速隆升造成蝕變巖帽和地表的剝蝕分解(Sillitoe, 2000)，或地表火山機構的垮塌(Mastermanetal., 2005)。疊加在斑巖體系之上的蝕變巖帽，垂向上的分帶可能更容易表現出高溫的特征，尤其是蝕變巖帽的底部，以出現石英-白云母帶為標志，或高溫高級泥化帶(紅柱石/剛玉)直接疊加在鉀化帶之上(如El Salvador, Chile, Gustafson and Hunt, 1975), 可能代表了與下部斑巖體的直接聯系(Sillitoe, 1995; Cookeetal., 2017), 這種情況下斑巖可能會出露到地表或近地表。

并非所有的蝕變巖帽內都賦存高硫或中硫型淺成低溫熱液礦床，目前世界上有許多蝕變巖帽中是貧礦或者不含礦的，并且蝕變巖帽下部是否有斑巖型礦化也是未知的。目前未發(fā)現斑巖礦化的蝕變巖帽中，有些是隱伏巖體不成礦，有些可能是勘探深度未到達礦體造成的(Sillitoe, 1995)。因而，判斷蝕變巖帽及其下部侵入體是否具有成礦的潛力，是當前世界范圍內的研究熱點之一(Cookeetal., 2017)。

1.5 蝕變巖帽的后期風化改造

蝕變巖帽下部的斑巖銅礦在特定的古氣候古環(huán)境條件下，黃鐵礦氧化分解產生高酸溶液，形成淋濾帶和次生富集帶(Sillitoe, 1995)。次生富集帶中常見次生銅礦物，如次生輝銅礦、次生銅藍，孔雀石和膽礬等礦物。次生富集帶因其開采和選冶成本極低，在開發(fā)過程中具有非常重要的經濟價值。蝕變巖帽本身的特征具有形成富集帶的優(yōu)勢。首先，蝕變巖帽下部富黃鐵礦，可持續(xù)產生高酸溶液，同時蝕變巖帽中的高級泥化蝕變巖本身為酸性難以中和溶液，使得溶液酸度能夠保持，促使淋濾和富集的持續(xù)發(fā)生。根據下部斑巖礦床的主要硫化物種類和淋濾時的物化條件，淋濾帶最終會形成以不同的褐鐵礦族礦物為主的淋濾帽，包括黃鉀鐵礬為主的淋濾帽，針鐵礦為主的淋濾帽和赤鐵礦為主的淋濾帽(Chávez, 2000)。三者代表的淋濾成熟度依次增加，酸度依次減少，原生硫化物的種類越復雜(Chávez, 2000)。

值得注意的是，淋濾帶和富集帶中風化形成的粘土礦物(高嶺石、蒙脫石、皂石等)往往破壞或疊加在原生的高級泥化和泥化蝕變之上，模糊原生的蝕變礦物組合，因而在實際工作中，應注意嚴格區(qū)分原生和次生(風化)形成的蝕變礦物及硫化物。區(qū)分原生和次生(風化)形成的蝕變礦物及硫化物，需要結合野外地質特征、礦物的短波紅外光譜特征以及礦物共生組合。

2 蝕變巖帽的勘探手段

蝕變巖帽經歷了系統(tǒng)的礦物、地球化學和結構的改造。盡管蝕變巖帽的地形地質和蝕變特征顯著，但在實際勘探過程中，仍然面臨很多困難，如分布在蝕變巖帽中的主要蝕變礦物大多顆粒較小，且原巖多因蝕變強烈而結構遭到破壞，這些都使得傳統(tǒng)的勘探手段受到一定限制。

2.1 蝕變巖帽的野外填圖

對于蝕變巖帽的研究，首先要進行詳細的地質填圖，包括蝕變填圖和構造填圖。因為高級泥化蝕變中的礦物大多顆粒極小，顏色多樣，各種黏土礦物和含水礦物用肉眼極難鑒定。

短波紅外(SWIR)光譜技術是近年來發(fā)展并逐步成熟的一種礦物鑒定技術，由高光譜遙感技術發(fā)展而來(Thompsonetal., 1999)。含氫基團X-H (X=C、N、O), 碳酸根等普遍在1300～2500nm具有典型的吸收峰位(Hauff, 2008)。吸收峰的位置與特定的波形剖面可以用于識別礦物或有機質。與蝕變巖帽有關的特定蝕變礦物的特征峰譜，是礦物組成、結晶度、含量、含水量和其他環(huán)境因素的綜合函數(Hauff, 2008)。因此，使用短波紅外光譜分析不僅可以快速有效的鑒定礦物和進行蝕變填圖，也可以利用這些參數來預測熱源中心(見下文)。同時，短波紅外光譜分析快速無損，可以在野外迅速生成大量實地信息，是現今蝕變巖帽填圖必備的手段。

圖3 內蒙古半拉山鉬礦ASTER遙感圖解譯結果(據孫藝等，2013)(a) RBD6解譯結果，黏土化(白色區(qū)域，用紅點標注); (b) RBD8解譯結果，鐵羥基礦物+碳酸鹽 (白色區(qū)域，用紅色虛線標注); (c、d)顯示蝕變巖帽可能出露范圍：(c) RGB 4-6-8圖像， (d) RGB 4/5-4/6-4/7圖像Fig.3 The interpretation of ASTER remote sensing map by Relative absorption-Band Depth (RBD) analyses and band combination analysis RGB (after Sun et al., 2013)(a) RBD 6 results showing the clay alteration (red dots); (b) RBD 8 results showing the distribution of FeOH-bearing minerals and carbonates, including chlorite and calcite (red dashed lines); (c, d) indicate location of the possible lithocap: (c) RGB 4-6-8 combination analyses map, (d) RGB 4/5-4/6-4/7combination analyses map

2.2 蝕變巖帽的地球化學勘探指針

短波紅外光譜分析可以提供的礦物光譜特征參數，如明礬石的1480nm 峰位，白云母的1900nm 和2200nm峰位和峰形變化以及伊利石的結晶指數。這些參數能夠指示礦物形成時的溫度變化或對應流體的成分特征，因而可以進一步在空間上指示熱源和潛在的礦化中心以及高品位礦體的定位(Changetal., 2011; 楊志明等，2012; Harradenetal., 2013)。

Changetal. (2011)在研究菲律賓Mankayan地區(qū)Lepanto高硫型淺成低溫熱液礦床時發(fā)現，蝕變礦物明礬石1480nm吸收峰位與距離侵入體的中心有系統(tǒng)性的變化規(guī)律：靠近侵入體中心部位，明礬石1480nm吸收峰位較高(可達1498nm)，遠離侵入體中心，明礬石1480nm 吸收峰位較低(可低至1475nm)。明礬石1480nm吸收峰的位值與其Na/(Na + K)摩爾比值呈現較好的正相關(Changetal., 2011)。明礬石的實驗礦物學數據表明，明礬石中的Na對K的替代受到礦物形成時溫度的控制，一般發(fā)生于較高溫度下(Stoffregen and Cygan, 1990)。因此系統(tǒng)分析明礬石1480nm吸收峰位空間上的變化，可以定位侵入體中心及斑巖型礦化可能的位置(Changetal., 2011)。對明礬石的微量元素成分分析以及含明礬石樣品的全巖地球化學分析，也能夠得到具有明確指向性的結果，故而現在世界范圍內關于蝕變巖帽的研究主要集中于這些技術手段。礦物的傳統(tǒng)同位素分析(氫氧同位素)能夠為判別高級泥化蝕變的成因提供有效證據，從而反演蝕變巖帽的形成過程。

此外，其他常見熱液蝕變礦物(如云母族礦物)特定波長的吸收峰位相對于蝕變/礦化中心也顯示類似的變化規(guī)律(楊志明等，2012; Harradenetal., 2013), 表明該技術在礦產勘查中具有較好的應用前景。短波紅外光譜、礦物化學和全巖地球化學元素組合用于預測礦化中心的研究已經越來越普遍，運用相關參數判斷蝕變巖帽及斑巖的含礦潛力也在持續(xù)的研究開發(fā)(Cookeetal., 2017)。

2.3 蝕變巖帽的遙感識別及地球物理特征

圖4 廬樅盆地金屬礦床及蝕變巖帽分布圖(據周濤發(fā)等，2010；李旋旋等，2017)Fig.4 Mineral geological and distribution map of the lithocap in Luzong volcanic basin (modified after Zhou et al., 2010; Li et al., 2017)

以內蒙古半拉山鉬礦為例，運用波段比值法RBD6對白云母、高嶺石和伊利石等含Al-OH的礦物表現出強烈吸收的特征，在灰度圖上表現為白色，因而可以幫助圈定黏土蝕變區(qū)域(圖3)。RBD8對鐵羥基和碳酸根基團有著強烈的吸收，因此單波段RBD分析會顯示強烈吸收，在灰度圖上顯示為白色，可以圈定出綠泥石化和碳酸鹽巖化區(qū)域 (圖3)。除了波段比值法，還可以運用波段組合分析法，如對波段4, 6, 8的組合分析以及4/5, 4/6, 4/7的組合，可以識別蝕變巖帽的范圍，主要為蝕變巖帽在風化作用下形成的黃鉀鐵礬+伊利石+高嶺石+白云母的組合，RGB圖上表現為品紅色和白色 (圖3)，同時淺藍色背景下凸顯的品紅色蝕變特征及環(huán)帶特征，有助于在大尺度遙感圖中精確定位蝕變巖帽相關的蝕變區(qū)域(圖3)。

雖然蝕變巖帽中廣泛存在黃鐵礦, 但是部分黃鐵礦在風化過程中可能會氧化淋濾，因而蝕變巖帽可能會表現出比較復雜的激電響應(Cookeetal., 2017)。由于硅化強烈發(fā)育，蝕變巖帽通常表現出高電阻特征(Cookeetal., 2017)。由于高級泥化和泥化蝕變破壞磁鐵礦，蝕變巖帽往往出現低磁異常。

圖5 廬樅盆地礬山蝕變巖帽地質簡圖和蝕變分帶(據李旋旋等，2019)Fig.5 Geological and alteration zoning map of Fanshan lithocap in Luzong basin (after Li et al., 2019)

3 華南地區(qū)的蝕變巖帽

在我國蝕變巖帽常常被描述為次生石英巖(secondary quartzite)，這一名詞具有一定的誤導性，將變質作用形成的石英巖與熱液活動造成的強烈硅化混為一談，導致在文獻資料中真正的蝕變巖帽范圍可能被低估。運用相對成熟的光譜和地球化學手段對中國蝕變巖帽的典例研究在最近幾年越來越多(范裕等，2010；周濤發(fā)等，2010；楊志明等，2012；李旋旋等，2017；楊宗耀等，2020)，以下列舉華南地區(qū)的部分蝕變巖帽，總結其共同特征及在勘探上的應用。

3.1 長江中下游火山巖盆地

長江中下游是我國重要的銅、金和鐵成礦帶，礦化密集發(fā)育，從西向東依次分布有鄂東南、九瑞、安慶-貴池、廬樅、銅陵、寧蕪和寧鎮(zhèn)七個礦集區(qū)。在長江中下游成礦帶分布有廬樅、寧蕪等多個火山巖盆地，發(fā)育規(guī)模不等的蝕變巖帽，其中以廬樅盆地中的研究程度最高。廬樅盆地介于安徽省廬江縣(廬)和樅陽縣 (樅) 之間，地處揚子板塊北緣，西臨郯廬斷裂，是長江中下游成礦帶中一個重要的多金屬礦集區(qū) (常印佛等，1991；翟裕生等，1992)。廬樅盆地的展布受三組深大斷裂所控制(圖4)， 屬于繼承式中生代陸相火山盆地。

廬樅盆地內廣泛發(fā)育以明礬石為特征蝕變礦物的酸性蝕變巖帽(范裕等，2010；周濤發(fā)等，2010)，面積超過 30km2，蘊藏著大量的非金屬資源，已探明的明礬石儲量居全國第二。其中，明礬石礦床主要集中產于礬山鎮(zhèn)地區(qū)，包括礬山礦床和天官山礦床等，礬山明礬石礦石儲量7318萬噸，平均品位為40.39%，為大型明礬石礦床，礦床內伴生鎵380.3噸，平均品位0.00052%，達到中型鎵礦床規(guī)模。礦床共計31個礦體，主要礦體有9個(安徽省地質礦產勘察局327地質隊，1962(1)安徽省地質礦產勘察局327地質隊. 1962. 安徽大礬山地區(qū)明礬石礦床地質勘查總結報告)。

礬山地區(qū)位于廬樅盆地北部(圖4)，出露的地層主要為白堊系下統(tǒng)磚橋組(K1zh)凝灰?guī)r和粗安巖和雙廟組(K1s)火山巖凝灰質粉砂巖和粗安巖(圖4)。該區(qū)斷裂構造主要是礬山正斷層和西山正斷層，近南北向，穿切明礬石礦體和火山巖地層，為成礦后構造(圖5)。礬山地區(qū)的侵入巖主要是正長斑巖，以巖株和巖墻侵入蝕變區(qū)北部，對明礬石礦體和火山巖地層有破環(huán)作用，為成礦后侵入巖。礦床圍巖為下白堊統(tǒng)磚橋組安山巖、粗安巖和火山凝灰?guī)r等，主要控礦構造為單斜構造。

礬山地區(qū)酸性蝕變巖帽整體呈灰白色、白色、黃灰色，主要賦存于磚橋組火山巖中，礦物顆粒極小，難以區(qū)分礦物種類，且蝕變巖均發(fā)育褐鐵礦化。磚橋組火山巖在該區(qū)遭受強烈的蝕變改造作用，使得大部分原巖難以恢復巖性。礬山礦床蝕變分帶明顯(圖5)，自下而上蝕變帶依次為硅化帶，明礬石化、黃鐵礦化帶，高嶺土化帶，絹云母化，葉臘石化帶→綠泥石化帶(周濤發(fā)等，2010)。從礬山明礬石礦床向外圍，依次分布石英-明礬石帶、石英-高嶺石/地開石-明礬石帶、石英高嶺石/地開石帶、硅化帶，最外圍為高嶺石±絹云母±伊利石帶，具有較為典型的蝕變巖帽空間分帶特征(范裕等，2010；李旋旋等，2017)。

對礬山蝕變巖帽中的明礬石40Ar-39Ar同位素定年分析結果表明，蝕變巖帽的形成時間為131.2±6.6Ma(李旋旋等，2019)，與磚橋組火山巖年齡(134.1±1.6Ma) 相近，代表礬山蝕變巖帽賦存于同期的火山巖中，與世界上大多數蝕變巖帽相似(Sillitoe, 1995)。對礬山蝕變巖帽中的明礬石進行穩(wěn)定同位素研究，δ34Salu=18.3‰～23.18‰,明礬石和黃鐵礦硫同位素的平均值計算Δ4SAlu-py=29.35‰, 指示礬山明礬石為巖漿熱液與火山巖地層水巖反應的產物，硫同位素溫度計計算得出明礬石形成溫度為264°C(范裕等，2010)。

綜合研究表明，礬山蝕變巖帽形成于磚橋旋回晚期的巖漿侵位過程中。富含揮發(fā)分的巖漿熱液向上運移，在運移過程中發(fā)生相分離，氣相成分中含大量酸性氣體，在淺部與大氣降水混合，形成酸性極強的流體，并沿著高滲透率的磚橋組凝灰?guī)r與粗安巖界面運移，最終形成強烈酸性蝕變帶和高品位明礬石礦體，隨著遠離熱液中心，流體進一步被圍巖中和，酸度和溫度逐步下降，最終形成外圍的高嶺石-伊利石蝕變。蝕變巖帽形成后，又遭受了表生氧化作用，黃鐵礦氧化為褐鐵礦族礦物，同時有少量風化成因明礬石形成，均分布于礬山蝕變巖帽淺部(李旋旋等，2017)。

目前，在礬山蝕變巖帽內，未發(fā)現典型的高硫型或中硫型礦化。在距離礬山地區(qū)酸性蝕變巖帽約15km，分別發(fā)育沙溪大型斑巖銅礦和以井邊銅礦床為代表的小型脈狀銅礦化。廬樅盆地包括礬山地區(qū)可能具有較大的斑巖-淺成礦化潛力，但仍需進一步的勘探工作驗證。

除礬山地區(qū)之外，廬樅盆地還發(fā)育眾多的其他蝕變巖帽，大部分均為明礬石礦床或礦化點(圖4)。臨近發(fā)育銅礦化的明礬石礦點包括霧頂山、磨盤山、礬母山、錢鋪和筆架山等。這些蝕變巖帽均與礬山有較多相似之處?？偨Y特征如下：

(1)圍巖均為中生代白堊紀火山巖，大部分賦存于磚橋組凝灰?guī)r和安山巖內，少部分賦存于雙廟組沉凝灰?guī)r和粗安巖中。蝕變巖帽形成后，均有晚期酸性侵入體。

(2)蝕變分帶樣式均為硅化、石英-明礬石化和石英-明礬石-地開石化為主，偶見葉臘石化和外圍伊利石化。明礬石礦體多呈似層狀和透鏡狀。蝕變巖帽形成后均有表生風化作用，形成淺部赤鐵礦蝕變。蝕變巖帽附近多分布有小型脈狀礦床，偶見蝕變巖帽中有黃銅礦脈分布。

(3)磨盤山、霧頂山和礬母山附近的脈狀銅礦均有較長的開采歷史，礦體亦賦存于磚橋組或雙廟組火山巖中，但至今未有較好的成因機理解釋，也未發(fā)現較大的銅礦床。

總之，長江中下游成礦帶火山巖盆地因流體富揮發(fā)分，圍巖滲透率高，流體與圍巖反應充分，蝕變巖帽及其典型高級泥化發(fā)育，形成較好的蝕變分帶和明礬石礦體，周圍發(fā)育銅礦化，指示火山巖盆地的蝕變巖帽可能具有較大的斑巖-淺成熱液銅金礦床的成礦潛力。

3.2 東南沿?；鹕綆r帶

東南沿?；鹕綆r帶是我國非金屬礦產的主要分布區(qū)，總體巖性以晚侏羅-早白堊世鈣堿性酸性、中酸性的凝灰?guī)r為主。以余姚-麗水-海豐斷裂帶兩側，分布有區(qū)大型-超大型非金屬礦床，有中國數量最多的明礬石和葉臘石等非金屬礦床(周新華等，1998)。其中，麗水-海豐斷裂帶向南延，有著中國最大的高硫型淺成低溫熱液型銅金礦-紫金山礦床(圖6)。寧波-大浦斷裂東側包含中國保有儲量第一的明礬石礦床——浙江蒼南 (平陽) 礬山礦床。

目前，關于東南沿海蝕變巖帽的年代學研究多集中于蝕變圍巖火山巖年齡中，其中，浙江東部可以根據圍巖大致分為侏羅系和白堊系火山巖(陶奎元等，2000; Zhouetal., 2006;邢光福等，2009; 王非等，2010)。蒼南(平陽) 礬山礦床目前已獲得的直接形成年齡為74.5±1.49Ma(明礬石Ar-Ar定年; 任勝利等，1998)。福建紫金山蝕變巖帽的形成年齡為102.86±0.61Ma 到 101.19±0.60Ma (Panetal., 2019)。

3.2.1 福建地區(qū)

福建紫金山地區(qū)有著中國最大的高硫型淺成低溫熱液礦床，賦存于紫金山蝕變巖帽中，區(qū)內發(fā)育有多種類型的斑巖-淺成低溫熱液礦床，包括紫金山高硫型淺成低溫熱液礦床、至少包括高硫型淺成低溫熱液型金銅礦化、斑巖型銅鉬礦化、斑巖-淺成低溫熱液型銅金礦化，以及低硫型淺成低溫熱液型銀多金屬礦化。紫金山礦田目前的已探明資源量有超過400萬噸銅(平均品位 0.35%)，400噸金 (平均品位 0.32g/t)，6400噸銀 (平均品位 70g/t)和7萬噸鉬 (平均品位 0.036%; Chenetal., 2019)。

圖6 閩浙地區(qū)非金屬礦床分布簡圖(據陳鶴年等，1983；朱梅湘和賴勇，1995修改)福建地區(qū)因未獲取詳細礦種，故統(tǒng)一列為非金屬礦床Fig.6 Non-metallic deposit distribution in Fujian and Zhejiang provinces (modified after Chen et al., 1983; Zhu and Lai, 1995)The deposits in Fujian Province are generally termed as non-metallic deposits due to lack of information

圖7 福建省紫金山高硫型淺成低溫熱液礦床地質和蝕變分帶(據Chen et al., 2019)Fig.7 Sketch geologic map and distribution of alteration zones of the Zijinshan Au-Cu deposit (after Chen et al., 2019)

圖8 浙江蒼南(平陽)礬山明礬石礦床地質簡圖 (據王福生等，1997修改)Fig.8 The geological map of Zhejiang Cangnan (Pingyang) Fanshan alunite deposit (modified after Wang et al., 1997)

紫金山蝕變巖帽的主體部分為燕山期花崗巖，主要是晚侏羅紀的紫金山復式巖體，年齡在165～157Ma之間(Jiangetal., 2013)，其次為白堊紀英安玢巖(104.8±0.9Ma; Panetal., 2019)，就位于古火山通道(張德全等，2001)和旁側的北西走向巖墻狀英安玢巖侵入體。在蝕變巖帽的南側，有白堊紀粗安巖和流紋巖(113.0±1.9Ma～110±0.7Ma; 肖愛芳等，2012) 覆蓋。紫金山蝕變巖帽由礦床中心向外依次可以為硅化帶，石英-地開石和石英-明礬石組成的高級泥化帶，以及最外圍的白云母帶。少量的高嶺石化帶分布在淺部，深部局部有葉臘石化(圖7)。賦存在蝕變巖帽內部的紫金山高硫型淺成低溫熱液礦床中的金礦體出露于地表，與表生富集作用有關，銅礦體呈脈狀、透鏡狀，主要分布于石英-明礬石-地開石蝕變帶中，賦存于脈體和角礫巖中，只有很少部分是浸染狀礦石。金屬礦物以黃鐵礦、藍輝銅礦、銅藍、硫砷銅礦為主, 少量黃銅礦、斑銅礦、黝銅礦等。

與世界上眾多火山巖容礦的高硫型淺成低溫熱液礦床不同，紫金山蝕變巖帽的主體部分為花崗巖，礦體主要賦存在一系列中等傾角的席狀脈群和角礫巖脈中，與北西向的正斷層密切相關。構造熱液角礫巖的發(fā)育沿著成礦期斷層活動，顯著的提高了紫金山花崗巖的滲透率。區(qū)域斷層及分支裂隙共同構成了破碎帶，在破碎帶中形成了礦脈和角礫巖，最終形成了紫金山高硫型礦床。下部巖漿房周期性的釋放流體，引起北西向斷層反復活動，進一步提高了圍巖的滲透率，促進了流體沿著角礫巖化的斷裂帶運移(Chenetal., 2019)。盡管結晶巖容礦的蝕變巖帽在世界范圍內并不占主流，但以紫金山蝕變巖帽為例顯示，伸展應力下的斷層活動有助于在初始滲透率較低的圍巖中形成高硫型礦化及相關蝕變。

3.2.2 浙江地區(qū)

浙江省內蝕變巖帽多達數百處，大型(出露面積>1km2)的統(tǒng)計約為50處，主要分布在剝蝕較弱的東南部臺州和溫州地區(qū)(周新華等，1998)。浙江省內火山構造和火山盆地發(fā)育，麗水-龍巖斷裂帶與鎮(zhèn)海-漳州斷裂帶之間的火山斷陷帶內分布多種不同類型的非金屬礦床，其中與蝕變巖帽有關的礦床包括一些明礬石、葉臘石、地開石和紅柱石礦床。

3.2.2.1 蒼南(平陽)明礬石礦床

浙江蒼南(平陽) 礬山明礬石礦是目前我國最大的明礬石礦床，也是世界上特大型明礬石礦床之一(梁祥濟等，1998)。包括五個不同的礦區(qū)：坪棚嶺、大崗山、水尾山、雞籠山、馬鼻山。礦山累計探明明礬石儲量2.4億噸，其中，未開采儲量0.74億噸(梁祥濟等，1998)。

蒼南礬山蝕變巖帽的主要組成巖性為上侏羅統(tǒng)磨石山群高塢組和下白堊統(tǒng)的朝川組火山巖(圖8)。明礬石礦床賦存于下白堊統(tǒng)朝川組中，由一套富含鉀鋁質的凝灰碎屑巖或礫狀凝灰?guī)r和角礫狀凝灰?guī)r組成，其中一定的層位經明礬石化成為具有工業(yè)品位的礦床。明礬石礦體呈弧線沿礬山破火山口展布，向破火山口中心傾斜，傾角為 20°～30°，礦體延長達 10km(王福生等，1997)。蒼南礬山礦床以鉀明礬石為主，鈉明礬石其次，后者主要賦存于下部礦帶。礦區(qū)蝕變填圖范圍局限，從頂部向下依次為硅化帶、明礬石和硅質條帶互層到明礬石礦石帶(王福生等，1997)。主要蝕變還有高嶺石化、絹云母化等。在水尾山礦段出現特征的條帶狀明礬石礦體，以明礬石和硅質條帶交替出現，常出現在礦床頂端，硅化現象明顯(湯元龍，1992)。同時出現了大量明礬石和石英膠結火山碎屑顆粒的角礫巖。這些現象表明形成蝕變巖帽的流體發(fā)生側向流動，流體主要沿著地層不整合界面和其上高滲透率的朝川組進行運移和交代，形成層狀和厚度穩(wěn)定的明礬石礦體。

周新華等 (1998) 對明礬石礦床賦礦圍巖進行K-Ar測年，定年年齡為95～101Ma。明礬石Ar-Ar測年結果為74.5±1.49Ma(任勝利等，1998)。蒼南礬山中與明礬石共生的石英包裹體測溫表明，溫度為175～300℃ (王福生等，1997)。穩(wěn)定同位素分析結果顯示，明礬石的δ34S 變化范圍為13.62‰～16.02‰, 平均值為 15.42‰，表明該蝕變巖帽中的明礬石為巖漿熱液成因(何玉良，2009)。

蒼南礬山蝕變巖帽成因為巖漿中的高酸流體向上運移，在淺部與大氣降水混合，沿著高滲帶水平運移，形成酸性蝕變。而值得注意的是在蒼南礬山地區(qū)的高滲透層主要有兩個，主要的一個是侏羅紀英安質晶屑凝灰?guī)r與白堊紀粉砂巖和凝灰質粉砂巖形成的不整合界面，流體在不整合界面進行運移，形成以葉臘石和明礬石為主的蝕變帶。同時，白堊紀朝川組的粉砂巖和凝灰質粉砂巖自身也是滲透率較高的巖層，流體沿著這層火山巖運移，這也可以解釋明礬石礦體形態(tài)為何受特定火山巖地層控制。

3.2.2.2 紅柱石礦床

浙江省內還廣泛發(fā)育熱液成因的紅柱石礦床，比較著名的是青田上莊和瑞安西岱紅柱石礦床。兩個礦區(qū)附近均有破火山口構造。礦體賦存地層主要為上侏羅統(tǒng)西山頭組，巖性主要為流紋質凝灰?guī)r(圖9；羅炎水和潘錦勃，2001)。礦區(qū)內有花崗閃長巖侵入。青田上莊礦床蝕變分帶從巖體向外為硅化到石英-絹云母化到紅柱石-絹云母帶到絹云母-水鋁石帶(羅炎水和潘錦勃，2001)。瑞安西岱礦床由巖體內部向外依次出現硅化、紅柱石-剛玉和紅柱石-絹云母組合(羅炎水和潘錦勃，2001)。兩者蝕變帶分布均為蝕變巖帽底部的典型的高溫高級泥化組合。

圖9 浙江青田縣上莊紅柱石礦床地質簡圖(據羅炎水和潘錦勃，2001修改)Fig.9 Geological map of Shangzhuang andalusite deposit in Qingtian County, Zhejiang Province (modified after Luo and Pan, 2001)

3.2.2.3 地開石礦床

浙江地開石礦也普遍發(fā)育，含礦地層主要為晚侏羅世火山巖，巖性為酸性火山巖(流紋巖)，斷裂和火山管道普遍成為熱液流經空間的導礦構造，也是主要的容礦構造。地開石礦化伴隨有硅化、絹云母化、葉臘石化和明礬石化。垂向分帶性自下而上為：明礬石、葉臘石-地開石-絹云母、硅化帶。地開石的結晶度和有序度都較高(徐步臺等，1991)。

4 討論

4.1 蝕變巖帽成因理論研究現狀及熱點問題

自1995年Sillitoe提出蝕變巖帽(Lithocap)的概念后，關于這一課題的研究就一直受到廣大學者的關注。在Sillitoe (1995)的工作中，不僅提出了蝕變巖帽的基本概念，更重要的是提出了在斑巖系統(tǒng)上部的存在著富礦和貧礦的兩種類型的巖帽。此后蝕變巖帽與下部斑巖礦床的成因關系的研究，成為該方向主流的熱點問題。目前關于蝕變巖帽的研究，主要集中于蝕變巖帽的幾何形態(tài)、形成過程和蝕變分帶(Sillitoe, 1995; Hedenquistetal., 1998; Longoetal., 2010; Hedenquist and Taran, 2013; Cookeetal., 2017; Chenetal., 2019)。而關于蝕變巖帽與斑巖-淺成低溫熱液礦床的成因聯系，以及蝕變巖帽的后期風化改造的相關研究則相對薄弱。Sillitoe (1995)的模型以Stoffregen (1987)在美國內華達州的Summitville金礦為基礎，結合南美的礦床實例，提出了蝕變巖帽以硅化為中心，向兩側逐步過渡為高級泥化蝕變和泥化蝕變。但Hedenquistetal. (1998)在菲律賓Mankayan礦區(qū)的工作，提出了蝕變巖帽側向的非對稱分布。此后Changetal. (2011)關于Mankayan地區(qū)通過光譜和地球化學指針定位下部斑巖礦體的位置，推進了關于蝕變巖帽的勘探應用。Cookeetal. (2017)從流體運移和演化過程的差別，重新強調了蝕變巖帽的垂直分帶和側向分帶的不同，因此對應的勘探策略也應當有所差別。但是，目前關于蝕變巖帽的理論研究有很多問題和挑戰(zhàn)。具體包括:

(1)蝕變巖帽的理論模型尤其是蝕變分帶樣式需要進一步修正。已有蝕變巖帽的典例已經證明了蝕變分帶樣式并不是簡單的對稱性分布，而是由熱液運移方向、高滲透率地層以及古地表的形態(tài)綜合決定的(Lenpanto-Far South East, Hedenquist and Taran, 2013; 廬樅礬山, 李旋旋等，2017；紫金山, Chenetal., 2019)。因此，厘定這些因素對蝕變分帶的影響，將有助于判斷真正的流體中心位置。

(2)目前的理論模型缺乏對不同深度的蝕變巖帽特征的討論。較多研究關注蝕變巖帽淺部的幾何形態(tài)和特征，對于構造根部和流體通道的相關研究較少。這可能是大多數典例深部研究受限于開采或鉆孔深度，相關資料較少造成的。但是不了解深部蝕變巖帽的特征，將極大的限制對斑巖礦床與蝕變巖帽成因關系的理解。

(3)蝕變巖帽的現今保存與形成時樣式的差別問題。蝕變巖帽形成于潛水面之下，大多數蝕變巖帽因為剝蝕，現今已經暴露在地表，因而對其潛水面之上的特征多為推測而來。同時，蝕變巖帽現今的陡峭地形特征，與形成時并不一致，這也間接導致了在勘探上的誤導。硅化帶并非是蝕變巖帽的中心部位，而是抗風化形成地形上的高凸起。如果能夠在世界上找到保存更為完整或者經歷過埋藏保存的蝕變巖帽，可能有助于解決這類問題。

(4)蝕變巖帽與下部斑巖礦床疊嵌的成因。蝕變巖帽與下部斑巖之間的距離是勘探上重要的考量因素，探究二者疊嵌的成因過程也成為一個熱點課題。但是，剝蝕與下部抬升作用形成的疊嵌(Sillitoe, 2010) 并不能解釋世界上非同時代的蝕變巖帽與下部斑巖疊嵌的成因，也不能解釋有多期斑巖侵入體地區(qū)與蝕變巖帽的成因關系(Tumpangpitu, Tujuh Bukit district, Indonesia, Harrisonetal., 2018)。因而理解蝕變巖帽和下部斑巖的動態(tài)演化，是下一步關于蝕變巖帽研究的重點課題，也是當前研究目標中最難的挑戰(zhàn)。

4.2 華南地區(qū)蝕變巖帽的總體特征與成因探討

我國華南地區(qū)蝕變巖帽總體特征具較為明顯。蝕變巖帽分布范圍廣，覆蓋長江中下游火山巖盆地和東南沿海火山巖帶。這些蝕變巖帽往往賦存在中生代火山盆地中，且單個蝕變巖帽的蝕變范圍大，成群分布，旁側有火山機構發(fā)育。在廬樅盆地內眾多蝕變巖帽中還發(fā)育同時代的銅金礦化。

華南地區(qū)蝕變巖帽本身往往具有明顯的側向分帶性，從中心的硅化帶過渡到外圍的高級泥化蝕變和泥化蝕變，但在垂向上的分帶性往往要差一些，只有浙江地區(qū)紅柱石礦賦存于蝕變巖帽底部具有高溫高級泥化組合。石英-葉臘石帶偶見發(fā)育，下部斑巖體系的絹英巖化也未見到較為典型的實例，這可能是由于目前對蝕變巖帽的深部研究還比較局限造成的。同時華南的蝕變巖帽也多具有剝蝕程度高，風化程度高的特點，在廬樅盆地的蝕變巖帽淺部往往伴隨有風化成因的高嶺石和赤鐵礦組合。目前華南地區(qū)的蝕變巖帽未直接在深部發(fā)現與成因相關的侵入體或斑巖型礦床。紫金山蝕變巖帽旁側雖然有羅卜嶺斑巖型銅鉬礦床，但是羅卜嶺與紫金山高硫型淺成低溫熱液似乎并無直接的成因聯系，可能是由不同時期的巖漿-熱液礦床形成的(Chenetal., 2019; Panetal., 2019)。

綜合來說，長江中下游地區(qū)火山巖盆地(以廬樅盆地內的蝕變巖帽為例)、福建紫金山和浙江火山巖中的蝕變巖帽，均表現出了典型的蝕變巖帽的成因過程，即在中生代巖漿侵位過程中，富含揮發(fā)分的巖漿熱液向上運移，在運移過程中相分離的酸性氣體在淺部與大氣降水混合，沿著高滲透率的巖性界面或裂隙帶進行運移，最終形成硅化、高級泥化等酸性蝕變，隨著遠離熱液中心，流體進一步被圍巖中和，酸度和溫度逐步下降，最終形成外圍的高嶺石-伊利石蝕變。但三者之間成因過程的差異，主要表現在垂向的深度不同，以及側向運移的圍巖差異上。如廬樅盆地的礬山明礬石礦，流體的淺部側向運移主要集中于高滲透率的磚橋組凝灰?guī)r，另有少量發(fā)生于磚橋組凝灰?guī)r與粗安巖的界面上，整體蝕變巖帽的垂向位置較淺，未發(fā)現相對高溫或深部的蝕變礦物(如葉臘石)。而福建紫金山蝕變巖帽中，流體的側向運移主要沿著與成礦同期活動的北西向正剪斷層以及對應裂隙帶，未見有明顯的火山巖地層控制流體運移，紫金山蝕變巖帽處于相對較深部位，因此葉臘石蝕變在地表填圖和剖面上較為發(fā)育。浙江蝕變巖帽的主要組成部位為侏羅和白堊系的火山巖，酸性蝕變最為發(fā)育的地層為下白堊統(tǒng)的朝川組火山巖以及跟朝川組接觸的巖性界面，但浙江地區(qū)蝕變巖帽發(fā)育的紅柱石、堇青石和剛玉等，則表明該地區(qū)的蝕變巖帽發(fā)育較深，垂向分帶上表現出于長江中下游地區(qū)和福建紫金山蝕變巖帽不同的特征。

4.3 華南地區(qū)蝕變巖帽的勘探策略

蝕變巖帽的下部侵入體有時并不成礦，因而即使勘探到下部侵入體，也并不一定能找到斑巖礦床。同時也并非所有的蝕變巖帽都發(fā)育高硫型礦床，所以在蝕變巖帽中尋找高硫型礦床或其下方尋找斑巖型礦床，往往可能空手而歸。因而現今世界范圍內的關于蝕變巖帽的研究熱點，首先集中于探索具有哪種特征的蝕變巖帽能夠形成斑巖/高硫型礦床。解決了這個問題，才能有助于做出正確的勘探策略，才能決定下一步的找礦工作如何繼續(xù)。蝕變巖帽是否具有成礦潛力，目前國際主流學界采用的是相似類比的研究方法。通過分析已經確定成礦(包括高硫型和斑巖型)的蝕變巖帽和沒有成礦的蝕變巖帽的地質特征、全巖地球化學特征、蝕變分帶和礦物地球化學，將所有的數據制成統(tǒng)一的數據庫，將新發(fā)現的蝕變巖帽的數據特征，與數據庫中的典例進行對比，從而判斷出該蝕變巖帽是否具有成礦潛力。目前澳大利亞塔斯馬尼亞大學的CODES研究中心，已經累積了世界各地大量的數據，構建了有效的判別指征，但目前該數據庫的內容仍未發(fā)表。因此要解決中國的蝕變巖帽成礦潛力的判別標準，需要選取準確的典例進行剖析，收集詳細的地質特征研究和地球化學分析數據，構建屬于中國，尤其是華南地區(qū)的數據庫和判別圖解。

我國華南地區(qū)的福建紫金山和安徽廬樅礬山的蝕變巖帽都進行了較為系統(tǒng)的研究。紫金山地區(qū)也發(fā)育了中國最大最典型的高硫型淺成低溫熱液。如果想要建立中國的蝕變巖帽勘探模型，需要對紫金山和礬山這樣的典例蝕變巖帽進行深入的剖析和理解，并在相鄰地區(qū)或類似構造背景下的火山盆地中，尋找此類蝕變程度高，定位淺，剝蝕程度較高，氧化程度較高的蝕變巖帽，可能具有較為廣闊的找礦前景。在勘查策略上，應先總結和回顧區(qū)域已有的非金屬礦床的研究資料和開采歷史，重點是明礬石、地開石、葉臘石和紅柱石礦床，通過短波紅外光譜分析和巖礦鑒定，結合礦物共生組合，確定并選取原生成因的礦床。將原生成因礦床中的遙感、地球物理和化探資料進一步分析，通過ASTER組合波段的解譯，確定蝕變巖帽的出露范圍，系統(tǒng)網格取樣進行短波紅外光譜分析，確定蝕變分帶。在勘探過程中，重點關注蝕變巖帽深部和高溫的指示礦物(如葉臘石和紅柱石)和高硫型-中硫型淺成低溫熱液成礦礦物(如硫砷銅礦和砷黝銅礦等)并進行礦物化學分析和全巖地球化學分析，尤其要加強對明礬石等指示礦物進行系統(tǒng)的光譜及地球化學分析，并根據指示的熱源位置布置鉆孔。

總體來說，現有的華南地區(qū)蝕變巖帽發(fā)育特征和成因研究表明，浙閩沿海至長江中下游地區(qū)廣泛發(fā)育蝕變巖帽，指示該區(qū)可能存在一條巨型的斑巖-淺成低溫礦床成礦帶，具有非常好的找礦勘查前景，但目前無論從理論研究還是勘探程度方面，都需要重視和加強。對比國外蝕變巖帽的研究與勘查經驗，深化華南地區(qū)蝕變巖帽的深入系統(tǒng)研究，可望為將來實現該區(qū)找礦上的新突破打下堅實的前期工作基礎與準備。

致謝本文部分工作獲得了中國國家留學基金委提供的獎學金資助，對此表示感謝。本文內容與世界著名斑巖-淺成低溫熱液礦床學家David Cooke, Richard Sillitoe, Jeffery Hedenquist, Greg Corbett, Richard Tosdal, Rachel Harrison和Adi Maryono，以及塔斯馬尼亞大學CODES多位老師和同學進行過討論，對他們的無私交流表示特別感謝。