浙江坪地萤石矿床地质特征及成因

任戍明 王其行 党晓亮 顾 雄

(1.贵州工程应用技术学院矿业工程学院；2.浙江省第七地质大队矿勘三院；3.浙江省第七地质大队地质调查院；4.贵州工程应用技术学院机械工程学院)

浙江坪地萤石矿床地质特征及成因

任戍明1王其行2党晓亮3顾 雄4

(1.贵州工程应用技术学院矿业工程学院；2.浙江省第七地质大队矿勘三院；3.浙江省第七地质大队地质调查院；4.贵州工程应用技术学院机械工程学院)

对坪地萤石矿床地质特征、矿床成因进行了详细分析，得出以下结论：①矿床主要产于上侏罗统磨石山群大爽组和高坞组火山凝灰岩的断裂构造带中，控矿主断裂为NE向压性断裂，矿体产状、形态和规模受断裂构造控制；②矿床为浅层低温热液矿床，成矿物质来源于围岩，成矿流体介质主要为大气降水，浙西南地区燕山晚期构造-火山活动，为萤石矿成矿提供了成矿物质来源和容矿空间。基于上述结论，讨论了萤石矿成矿过程，并归纳了矿床的找矿标志，对于区内及类似区域找矿工作具有一定的参考价值。

萤石矿床 地质特征 矿床成因 找矿标志

坪地萤石矿区位于浙江省丽水市境内，2007年对该区进行了萤石矿地质普查工作，该矿区达到了大型萤石矿规模。通过分析该矿区萤石矿床的成因和成矿过程，为区内找矿工作提供参考。

1 区域地质背景

矿区大地构造位置属华南褶皱系，位于丽水—余姚区域性大断裂带西南端，云和火山洼地的东北边缘，在浙江省成矿区域上属于龙泉八都—缙云新建多金属、萤石成矿带中部。区内出露地层有中元古界龙泉群，下侏罗统枫坪组，中侏罗统毛弄组，上侏罗统磨石山群大爽组、高坞组和西山头组，下白垩统永康群。岩性主要为砂岩、粉砂岩、砂页岩、泥岩、火山凝灰岩等。矿区内第四系不发育，仅在低洼部位分布有少量冲-洪积物。区内断裂构造十分发育，有NE，NW，NNE，NWW向4组断裂[1]，以NE向断裂为主，该断裂在矿区延伸较长，控制了矿区地层及岩浆岩体的分布，沿断裂带产出萤石矿体。区内侵入岩体较为发育，形成时代为晋宁期和燕山晚期。晋宁期侵入体仅为小面出积露的中—细粒二长花岗岩，分布于矿区东南部，岩石遭受强烈的变质作用。燕山晚期侵入岩体最为发育，主要为中—细粒钾长花岗岩，分布于矿区西部及西南部地区。

2 矿区地质特征

2.1 地 层

(1)中侏罗统毛弄组。分布于矿区西部地区，岩性主要为中粒石英砂岩和细砂岩。

(2)上侏罗统大爽组。与下覆毛弄组呈断层接触，可分为3段：①上段分布于矿区中部，沿NE向呈狭长条带状分布，岩性主要为流纹质晶屑凝灰岩和流纹质玻晶屑弱熔结凝灰岩；②中段分布于矿区中部，岩性主要为紫褐色夹灰色流纹质晶屑凝灰岩；③下段分布于矿区西北部，岩性主要为流纹质晶屑凝灰岩、流纹质玻晶屑弱熔结凝灰岩。

(3)上侏罗统高坞组。分布于矿区东南部地区，与下覆大爽组呈断层接触，岩性主要为流纹质晶屑熔结凝灰岩。

(4)下白垩统馆头组。分布于矿区东南部地区，与下覆高坞组呈断层接触，岩性主要为凝灰质粉砂岩、砾岩，局部夹厚层状安山质晶屑凝灰岩、厚层状流纹质晶屑熔结凝灰岩及灰绿色泥岩。

(5)第四纪残坡积层。主要分布于矿区地势较低地带，岩性主要为砂、砂砾、含砂砾亚黏土等，厚度一般小于10 m。

2.2 构 造

矿区内断裂构造矿化情况见表1。

(1)NE向断裂。有6组(F1、F2、F3、F4、F5、F6)断裂，断裂面大多光滑平直，局部呈舒缓波状，破碎带多被构造角砾岩、碎裂岩、构造透镜体及石英脉充填。其中，F2、F3断裂具有含萤石矿化特征，F3断裂为矿区的主要控矿断裂，具多期活动特征，性质早期表现为压性，成矿期表现为张性。

(2)NW向断裂。在区内欠发育，仅在矿区西部发现1组F7断裂，性质为压性，断裂带长约2 500 m，宽约6 m，断裂带被构造角砾岩充填。

表1 矿区断裂构造萤石矿化情况

(3)NWW向断裂。有3组(F8、F9、F10)断裂，该方向断裂在区内较发育，规模仅次于NE向断裂，性质为压性。其中，F10断裂经历过2期或2期以上的活动，早期为张性，晚期继承并改造了早期形成的断裂，表现为压性。F9、F10断裂及平行发育的次级断裂中赋存有条带状、网脉状萤石矿，平均宽约1 m。

(4)NNE向断裂。有2组(F11、F12)断裂分布于矿区中部，性质为压性，断裂带在地表出露长4.5～5 km ，宽0.5～5 m。断裂面总体较平直，局部呈舒缓起伏状，断裂面上可见石英细脉，断裂带主要由构造透镜体、角砾岩及碎裂岩等组成。

2.3 岩浆岩

岩浆岩在矿区西南部大面积出露，形成于燕山晚期，是燕山晚期云和岩基的北东部分。岩性主要为钾长花岗岩，岩石呈肉红色，中—细粒半自形结构，主要由钾长石、斜长石、石英和黑云母组成。其中，钾长石常呈半自形板状或他形粒状，斜长石呈半自形板状，石英呈他形粒状，黑云母呈片状。斜长石和钾长石具强烈绢云母化蚀变、黑云母具绿泥石化蚀变。在矿区中部，有近EW向的呈岩脉状产出的安山玢岩，长约450 m，宽约60 m。岩石呈青灰色，斑状结构，基质微晶结构，块状构造。斑晶成分主要为斜长石，粒径一般为0.3～2.5 mm。基质由粒径小于0.2 mm的板柱状斜长石微晶组成，无规则排列，其间分布隐晶质及暗色矿物。基质具较强的绿泥石化、方解石化和绢云母化蚀变。此外，矿区岩脉发育，分布于NE，NWW向的断裂构造破碎带中，宽数米至数十米不等，长度一般为数十米到数百米，主要岩性为霏细岩、闪长玢岩及钾长花岗岩。

3 矿床地质特征

矿区共发现7条萤石矿(化)体，呈层状、似层状和透镜状沿燕山晚期钾长花岗岩与流纹质凝灰岩及流纹质凝灰岩层间断裂破碎带产出，赋矿围岩为流纹质玻晶屑凝灰岩、钾长花岗岩、霏细斑岩等。

(1)Ⅰ#矿化带。呈NWW向展布，产状182° ～200° ∠60° ～85° ，长大于350 m，宽约2 m，矿化带内常充填石英脉、石英网脉、萤石脉、萤石网脉，局部见构造角砾岩、硅化凝灰岩。矿化带内含有1条萤石矿体，矿体呈陡倾斜脉状产出，产状190°∠75～87°，长100 m，厚1.3 m。

(2)Ⅱ#矿化带。呈NWW向展布，产状176° ∠62° ～80° ，长1 300 m，宽1～2 m，由石英脉、石英网脉、萤石脉、萤石网脉、构造岩、硅化凝灰岩组成。矿化带内赋有1条萤石矿体，矿体呈陡倾斜脉状产出，产状176°∠68°，矿体长200 m，平均厚1.12 m。

(3)Ⅲ#矿化带。呈近NWW向展布，产状181°∠65°，矿化带长大于100 m，宽约40 m，由萤石石英脉、石英网脉、硅化凝灰岩等组成。矿化带内见1条萤石矿体，矿体呈脉状产出，NWW向展布，产状181°∠52° ～63°，长大于100 m，平均厚1.23 m。

(4)Ⅳ#矿化带。呈NWW向展布，产状197°∠52°，地表规模较小，出露长约100 m，厚约1 m，矿化带由萤石石英脉、石英网脉、硅化凝灰岩等组成，矿化强烈，矿化带内含1条萤石矿体，矿体呈脉状产出，长约100 m，厚0.63 m，东端被板栗林覆盖。

(5)Ⅴ#矿化带。走向NE，产状310°∠41°，矿化带规模较大，长约2 000 m，宽20～130 m，两端窄，中间宽，最宽处达130 m，矿化带中部为石英脉、石英网脉、萤石脉、萤石网脉充填，局部见构造角砾岩、硅化凝灰岩，两端充填强硅化凝灰岩角砾、钾长花岗岩角砾、硅质团块和石英细脉。矿化带中已发现3条萤石矿体，呈脉状产出，两端窄，中间宽，矿体地表工程控制长400 m，平均厚15.92 m，最大控制斜深115 m。

(6)Ⅵ#矿化带。产状172°∠70°，长大于100 m，宽约2 m，矿化带中部充填有石英网脉、萤石脉、萤石网脉，硅化凝灰岩等。矿化带中已发现1条萤石矿体，呈脉状产出，产状172°∠70°，长约100 m，宽1.91 m。

(7)Ⅶ#矿化带。长大于2 000 m，平均宽0.7～2.0 m，走向NE，产状294°∠65°，局部反倾，断裂破碎带内充填上侏罗统大爽组流纹质晶屑凝灰岩角砾、萤石脉、石英脉，由硅质及萤石胶结。萤石矿呈细脉状和角砾状散布于硅化破碎带和石英脉中。

矿石中主要矿物为萤石，颜色以紫色和浅绿色为主，其次有烟灰紫色、白色及浅黄色。质纯者裂隙发育，玻璃光泽，透明度较好，性脆。脉石矿物主要为石英(或玉髓)，其次有高岭土、方解石、绢云母、绿泥石等，局部地段见黄铁矿。矿石结构主要有半自形-他形粒状结构、碎裂结构，其次有聚晶结构、叶片结构、包含结构、微晶结构、交代结构等。矿体围岩为流纹质凝灰岩，围岩蚀变主要有硅化、高岭土化蚀变，其次有绢云母化和黄铁矿化蚀变。矿化蚀变主要分布于矿化带、断裂构造破碎带及矿体两侧。

4 矿床成因

矿区发育中—晚侏罗世、晚侏罗世和早白垩世的岩浆活动，其中，晚侏罗世火山侵入活动是矿区规模最大、活动最强烈的一次侵入活动[2]，以酸性、酸偏碱性岩类为主，中—酸性岩类居次。矿区晚侏罗世大爽组、高坞组和西山头组的火山凝灰岩即形成于此次火山活动。此外，在晚侏罗世源头岗构造火山穹隆的基础上，形成了早白垩世云和火山洼地[3]。火山洼地平面上呈椭圆形，长轴呈EW走向，面积约30 km2。区内燕山晚期火山活动为萤石矿床的形成提供了物质来源、热源及矿物质的运移和沉淀空间。

4.1 成矿温度

对浙江省内萤石矿的成矿温度进行总结(表2)，认为浙江坪地萤石矿床为中—低温热液矿床。

表2 浙江省内萤石的矿成矿温度

4.2 成矿物质来源

(1)矿源。萤石的矿物成分为CaF2，主要元素为F和Ca。因此，萤石矿床的形成与岩石具较高F丰度有密切联系，成矿物质来源于富含F和Ca的岩石。该区域出露地层有下侏罗统枫坪组，中侏罗统毛弄组，上侏罗统大爽组、高坞组和西山头组，下白垩统馆头组，浙东南地区F平均丰度较高，是F的最主要来源[4]。

(2)水源。成矿热液流体的来源一般有气降水、岩浆热液、变质水、海水等4类。由于该矿床属于中—低温热液矿床，成矿流体为变质水的可能性较小，结合区域文献资料及矿区萤石矿成矿地质特征推断，该矿区成矿流体(水源)来自于大气降水。

(3)热源。地下水的热源一般来自于岩浆热、放射性热和构造动力热。分析该萤石矿成矿时期的构造-岩浆活动史认为，与燕山晚期频繁的岩浆活动有关的岩浆热和动力热，导致地热升温，大气降水在渗入和循环过程中溶解和淋滤岩石中的成矿物质，促使成矿物质活化迁移成为成矿热流体。由矿区萤石矿床及矿化带的分布可知，燕山晚期云和岩基为矿区萤石矿的形成提供了热源。

4.3 成矿热液运移和沉淀

该区赋矿围岩为大爽组和高坞组的火山凝灰岩，岩性致密坚硬、性脆，在燕山晚期多期次的构造-岩浆作用下，容易破碎，形成规模较大的构造破碎带。破碎带渗透性强、孔隙度高、连通性好，为地下热水的形成、矿液的运移和沉淀提供了理想的场所和条件。区内萤石矿体呈层状、似层状、透镜状及脉状产于NE，NWW向的次级断裂中，产状、规模和形态受构造应力场控制。

4.4 成矿过程

坪地萤石矿的形成经历了成矿物质形成和富集→含矿热流体形成→沿断裂带运移充填成矿的漫长而复杂的演化过程。

坪地萤石矿成矿物质主要来源于矿体围岩，成矿物质的初始形成和富集时期，即为相应的矿质的主要矿源层的形成时代。晚侏罗世源头岗构造火山穹隆经过长期风化剥蚀后，形成了早白垩世云和火山洼地，与下覆磨石山群呈角度不整合接触，该角度不整合是成矿热液最主要的赋存空间。燕山晚期的构造-岩浆活动，不仅为萤石矿的形成提供了部分物质来源，而且由此产生的岩浆热和构造动力热，促进与加剧了先成含矿地层岩石中的矿质活化、迁移和矿热流体的形成。早白垩世云和火山构造洼地的形成为矿质的富集提供了极为便利的条件[5]。首先，洼地在形成过程中可使两侧火山岩中的F、Ca被搬运、迁移至洼地中心富集；其次，地表水和地下水的淋滤和循环作用将洼地周边富矿质地层岩石中F、Ca等不断萃取出来，并搬运至洼地中心及其深部进一步富集；再次，洼地中发育的泥质盖层使F、Ca等活性组分避免逸散与流失。

在矿质形成和富集过程中，大气降水沿构造裂隙和岩石孔隙带下渗，在构造-岩浆活动的作用下，冷渗流的大气水渗入到深处后，被岩浆热与构造动力热源加热后，热液的物理化学状态和地球化学性质发生了变化，具有了较强的溶蚀能力。在构造活动的影响下，具有较强溶蚀能力的地热水在温度和压力梯度的驱动下，由下渗转变为上升，并在上升的过程中不断溶蚀和淋滤岩石，从而使岩石中的易溶组分转入到溶液中，逐渐变成含矿热流体[6-7]。

含矿热流体在地下深部随着温度的不断升高、压力的不断增大，在燕山晚期构造动力的驱动下，沿构造裂隙、岩石孔隙等低压空间不断上升，在此过程中进一步萃取围岩中的矿质，使成矿热流体的矿化度不断增高，直至地表浅部，由于温度和压力等物理化学条件的改变，流体中的矿质结晶分异，从而形成了萤石矿。

5 结 论

(1)坪地萤石矿受NE向断裂构造控制，矿体呈层状、脉状、透镜状沿断裂带在近地表或浅部产出。矿石组分主要为萤石和石英(或玉髓)，成矿物质来源于赋矿围岩及其周围的岩层，成矿流体主要为大气降水。

(2)坪地萤石矿形成于燕山晚期，燕山晚期的构造-岩浆活动为萤石矿床的形成提供了热源、运移通道和沉淀场所。以大气降水为主的成矿热液沿断裂破碎带渗入淋滤围岩，使F、Ca活化—迁移—沉淀，从而形成了坪地萤石矿床，该矿床属于“大气降水-淋滤萃取-低温热液裂隙充填型”萤石矿床。

(3)NE向断裂构造带，特别是破碎带中—酸性岩体及岩脉发育的地段，可作为寻找同类矿床的有利地段。

[1] 王其行，王成良.浙江云和坪地萤石矿区构造特征及成矿研究[J].西部探矿工程，2009，21(7)：291-294.

[2] 浙江省地质矿产局.浙江省区域地质志[M].北京：地质出版社，1989.

[3] 杨晓春.云和盆地早白垩世双峰式火山岩特征[J].浙江地质，1996，12(2)：48-53.

[4] 韩文彬，马永安，王玉荣，等.萤石矿床地质及地球化学特征——以浙江武义矿田为例[M].北京:地质出版社，1991.

[5] 王 伟，刘成东，刘江浩，等.浙江松阳萤石矿床地质特征及成矿条件分析[J].东华理工大学学报：自然科学版，2012，35(1)：66-74.

[6] 徐旃章，张寿庭，杜朝阳.浙江省武义地区萤石矿成矿规律与隐伏-半隐伏矿体预测[M].成都:四川科学技术出版社，1995.

[7] 章永加.浙江武义盆地萤石矿成因分析[J].成都理工学院学报，1996，23(4)：46-49.

2015-01-19)

任戍明(1983—)，男，工程师，硕士，551700 贵州省毕节市七星关区学院路。