蚀变岩帽的特征、成因以及在华南的分布探讨*

陈静 周涛发 张乐骏 孙艺 WHITE Noel C1, 李旋旋

1. 合肥工业大学资源与环境工程学院，合肥工业大学矿床成因与勘查技术研究中心，合肥 2300092. Centre for Ore Deposit and Earth Sciences, University of Tasmania, Hobart 70013. 安徽省矿产资源与矿山环境工程技术研究中心，合肥 230009

蚀变岩帽(Lithocap)最早的概念由Sillitoe (1995)提出，指的是大范围的原生硅化、高级泥化和泥化蚀变岩组成的地壳浅部的复合体。蚀变岩帽内部往往发育高-中硫型浅成低温热液型矿床，与斑岩型铜-金矿床和次生铜富集带有紧密的成因联系。同时蚀变岩帽也是重要的找矿指示标志，在勘探中的实际应用广泛。

蚀变岩帽往往显示为突出的正地形，有助于在早阶段勘探工作中取得相关贵金属和有色金属矿床的突破。但蚀变岩帽在地表的蚀变范围往往多达几十个平方千米，如没有明确指向性的方法，则进一步的勘探工作难以开展。Changetal. (2011)对菲律宾Makayan地区Lepanto-Far South East矿床进行了系统的研究，提出了使用近红外光谱分析、矿物化学及全岩地球化学相结合的方法，开发了一套切实可行的寻找蚀变岩帽的热源及深部隐伏侵入体的方法，成为目前世界范围内广泛使用的勘探方法(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)。

本文总结了前人关于蚀变岩帽的概念、基本特征、成因以及相关矿床的基本勘探方法，进一步收集了中国华南地区分布的典型蚀变岩帽的资料，描述了长江中下游和东南沿海地区的部分蚀变岩帽的重要特征、时代以及成因，并总结了中国华南蚀变岩帽的总体特征，在此基础上提出了华南地区蚀变岩帽区的找矿前景和勘探策略。

1 蚀变岩帽的基本特征

1.1 蚀变岩帽的概念和几何形貌

蚀变岩帽是指近地表的、在侧向和垂向上广泛延伸的层控原生硅化、高级泥化和泥化蚀变岩复合体(Sillitoe, 1995; Cookeetal., 2017)。在现今地貌上常常表现为富硅的陡崖或山脊，在野外具有突出的正地形特征(Sillitoe, 2000)。蚀变岩帽通常发育于火山岩中，在下部或旁侧常存在几乎同时代的浅成富水侵入体(Sillitoe, 1995)。火山岩组合往往属于火山通道系统的一部分(如复式锥形火山或火山穹丘)。蚀变岩帽与其下部的侵入体具有紧密的空间、时间和成因联系(Hedenquistetal., 1998)。蚀变岩帽的面积一般数十平方千米，最大可达上百平方千米 (如Shuteen, Mongolia, Batkhishigetal., 2014)。蚀变岩帽现今展现的地貌并非最初形成的样式，而是古蚀变岩帽在风化过程中的残余部分(Cookeetal., 2017)。蚀变岩帽最初形成时可能与古地形地貌分布一致(水平或倾斜)，同时上覆低温泥化和青磐岩化蚀变(Cookeetal., 2017)。

形成蚀变岩帽有两个关键性因素，一个是由构造控制的流体向上运移通道，另一个是有利于侧向运移的近水平高渗层(Hedenquist and Taran, 2013; Cookeetal., 2017)。蚀变岩帽的几何形态也多由这两个因素控制，即垂直方向上围绕着构造裂隙系统形成花状构造的蚀变样式，和侧向上由高渗岩性控制的近水平蚀变(Hedenquist and Taran, 2013; Cookeetal., 2017; 图1)。

图1 蚀变岩帽及其下部的斑岩侵入体理想模型(据Sillitoe, 1995, 2010修改)在蚀变岩帽浅部，高硫型矿化以角砾岩、网脉和浸染状形式赋存，而在构造根部往往以块状硫化物矿脉形式赋存，并侵入到下部的斑岩体系；中硫型浅成低温热液脉体出现在蚀变岩帽的边部. 浅部酸性淋滤带通常位于古潜水面的上部. 斑岩侵入体早于火山通道相的就位，叠加在蚀变岩帽的发育和潜水喷发角砾岩; 火山通道往往被蚀变岩帽同期或晚期的英安玢岩侵入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 蚀变岩帽的形成过程

在浅部地壳岩浆流体从富水的侵入体中出熔，超临界流体中挥发分的存在和流体上升过程中的压力降低导致流体产生相分离，产生出体积巨大的气体(相对初始流体十倍以上; Hedenquistetal., 1998)和相对体积较小的卤水(Bodnaretal.,1985)。这些卤水产生了侵入体内部和外围的钾化蚀变和斑岩矿化(Cookeetal. 2017)。部分气相成分可能在火山喷气口释放，但携带了大量富酸挥发分的气相流体凝结并与围岩反应，产生高级泥化蚀变(White, 1991; Hedenquist and Taran, 2013)。

气相流体中携带的大量酸性挥发分(如HCl和SO2)在上升到地表的过程中，可能会凝结到地下水中(Hedenquist and Taran, 2013), 也有一部分气相流体可能会由于围岩裂隙系统的封闭导致压力增加而重新凝成液体(Cookeetal., 2017)。气相流体逐步冷却导致高温下稳定的酸性物质(如HCl)分解，从而释放H+进入到水中，显著地增加流体中的酸度。SO2在400～350℃或发生歧化反应是增加酸度的另一重要过程，这一过程产生H2S和H2SO4, 而H2SO4在低温下分解释放出大量的H+离子(Hedenquist and Taran, 2013)。高酸流体与围岩的充分反应沉淀硫化物和硫酸盐，促使反应持续发生，产生大量黄铁矿、明矾石和石膏等(Einaudietal., 2003), 构成蚀变岩帽中的石英-明矾石组合(图2)。在温度250℃时，明矾石-高岭石-石英平衡组合条件下，Al的溶解度随着pH的降低显著增加，当pH<2时，Al溶解到流体中，含铝矿物被溶解，只剩下石英，这是孔洞状石英的主要形成过程(Stoffregen, 1987)。

图2 高级泥化蚀变分带的经典剖面模型 (据Hedenquist and Taran, 2013修改)流体沿构造上升温度降低导致酸度升高，蚀变带在上部会变宽，浅部遇到高渗透率岩性时会进一步发生广泛的侧向运移，并导致流体进一步降温; 侧向运移过程中与大气降水混合中和流体，出现中心为硅化带，侧向过渡为石英-明矾石带的现象. 此模型最初来自于Lepanto观察到的实际分带现象(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，该过程针对的是氧化性的磁铁矿型侵入岩产生的流体， HCl被认为是产生酸性流体最主要的挥发分(Giggenbach,1997)。如果流体体系与还原性的钛铁矿型侵入体有关，硫则主要以H2S而非SO2的形式存在，因而在没有大气氧参与的情况下，无法形成大量的硫酸盐，在包气带以下就无法形成大量明矾石，而产生出以块状/孔洞状石英为主的，含有石英-地开石蚀变的蚀变岩帽 (如Cerro Rico, Bolivian, Sillitoeetal., 1998)。

1.3 蚀变岩帽的蚀变分带

根据前述的蚀变岩帽的形成过程，岩浆热液常常沿着断裂通道上升并形成蚀变岩帽。在流体上升过程中，该通道往往表现出酸度逐步升高而温度逐渐降低的趋势，在蚀变岩帽的垂向上就表现出分带性，其厚度一般超过一千米。从下部隐伏岩体顶部到浅部，一般为石英-白云母带(属于斑岩体系)，向上过渡为石英-叶腊石-地开石带和石英明矾石带，到浅部的石英-高岭石和石英-埃洛石带(Cookeetal., 2017; 图1)。部分蚀变岩帽深部也会出现高温高级泥化蚀变组合，以红柱石-刚玉±黄玉出现为典型特征(Sillitoe, 1995)。

流体的侧向运移通常沿着高渗的含水层或者发育的裂隙网进行(Cookeetal., 2017)。高渗的含水层通常是指岩性不整合界面或者较为松散的火山碎屑岩层(Hedenquist and Taran, 2013)，而裂隙网主要是发育在初始渗透率较低的结晶岩中(Chenetal., 2019)。蚀变岩帽侧向上蚀变可延伸达十余千米。蚀变岩帽的侧向分布通常以块状石英和孔洞状石英蚀变为中心，向两侧逐步过渡为高级泥化带(石英-明矾石/地开石) 和泥化带(石英-高岭石)，和低温中级泥化带(伊利石-绿泥石)和青磐岩化带(绿泥石-方解石±绿帘石; Stoffregen, 1987; Hedenquist and Taran, 2013; 图2)。块状石英和孔洞状石英的形成，主要与原岩结构有关，不含斑晶的火山岩(如凝灰岩)，容易形成块状石英蚀变，而具有明显长石类斑晶的火山岩或侵入岩，在长石溶解后容易留下孔洞，形成孔洞状石英。由岩性控制的块状石英和孔洞状石英，在世界范围内的蚀变岩帽中广泛地被观察到(如Yanacocha, Peru, Longoetal., 2010; 紫金山，中国, Chenetal., 2019)。蚀变岩帽的侧向分布可以表现出非对称性，这可能是由于两侧围岩的渗透率差别造成(Hedenquistetal., 1998)，也通常是由于地形对流体侧向移动的影响大于距离热液通道的远近造成的(Cookeetal., 2017)。流体的侧向运移促使了流体从深部向古地表运移，而流体排出的位置往往是地形低洼处。因此，尽管侧向运移的总体方向是水平的，但因古地形的高低，仍然会产生一个相对垂直的运移。因此当古地形的起伏促使流体向单侧运移时，就会造成蚀变岩帽的侧向分带的非对称性。

尽管蚀变岩帽在垂向和侧向上往往表现出较好的分带性(图1、图2)，但是，大部分蚀变矿物颗粒较细难于直接用肉眼识别，镜下鉴定也很困难，由此大大增加了蚀变岩帽的野外蚀变填图难度。蚀变岩帽虽然侧向延伸较远，但因风化作用，实际残留的范围可能要远远小于最初形成时(Hedenquist and Taran, 2013)。蚀变岩帽中的硅化带，因其抗风化能力强，在后期的剥蚀作用中得到保留，具有突出的正地形特征，因此蚀变岩帽的硅化部分，也经常被称作硅帽(Cookeetal., 2017)。然而，斑岩矿床往往并不位于硅帽的正下方，甚至有可能离硅帽几千米远(如Lepanto-Far South East, Philippines, Hedenquistetal., 1998)。因为斑岩矿床上覆的青磐岩化带、绢英岩化带和中级泥化带，相比于硅化带抗风化能力要弱很多，因而在现今地表上可能表现为洼地。而这些不耐风化的蚀变带，往往才是追踪斑岩矿床的关键，因而直接在硅化带的正下方寻找斑岩矿床，可能会造成勘探上的巨大浪费。因此，硅帽这个名词容易在勘探上误导为流体或蚀变体系的顶端界面。所以建议使用块状/孔洞状石英蚀变来代替，将其作为蚀变岩帽中的一个普通蚀变带来对待。

1.4 蚀变岩帽与斑岩-浅成低温热液矿床的关系

高硫型浅成低温热液矿床赋存于蚀变岩帽内部，下部的侵入体有些形成斑岩铜-金或者斑岩金矿床，共同构成了经典的斑岩-浅成低温热液成矿系统(图1，Sillitoe, 2010)。与蚀变岩帽有关的高硫型矿床可以按照分布的深度分为两类: 第一类是近陡立的板状块状硫化物大脉，多以硫砷铜矿、四方硫砷铜矿为主；第二类是浸染状分布在孔洞状石英中的金银矿床(Sillitoe, 1995)。块状硫化物脉状矿通常发育于蚀变岩帽较深的部位，矿体可能表现为直接叠加在斑岩上的大脉，也可能表现为远离斑岩体的构造控制的角砾岩和网脉(Sillitoe, 2010)。浸染状的金银矿床往往出现在蚀变岩帽相对较浅的位置，金银矿体主要以浸染状分布在高渗地层中，并且通常缺乏铜(Sillitoe, 2000)。

中硫型浅成低温热液脉可能赋存于蚀变岩帽的边部，此类脉体与高硫型矿化之间的关系比较复杂(图1, Sillitoe, 2010)，有些脉体中会含有少量的铅锌矿化和典型矿物如菱锰矿，在空间上与高硫型矿体分离(Victoria and Teresa in Lepanto system, Philippines, Hedenquistetal., 2001)。但有些中硫型金矿脉却是高硫型矿床的伴生脉体，二者之间可能为过渡关系 (Sillitoe, 2010)。

蚀变岩帽覆盖或叠加于斑岩侵入体之上，中酸性浅成斑岩侵入体可能会发育典型斑岩型铜金矿化(Sillitoe, 2010)。评价斑岩矿床经济价值的指标除了品位吨位数据、上覆蚀变岩帽厚度之外，两者之间的距离也十分关键(Sillitoe, 1995)。蚀变岩帽和斑岩有时直接叠合在一起，有时距离超过两千米，而主要控制因素为叠嵌作用(telescoping), 即快速隆升造成蚀变岩帽和地表的剥蚀分解(Sillitoe, 2000)，或地表火山机构的垮塌(Mastermanetal., 2005)。叠加在斑岩体系之上的蚀变岩帽，垂向上的分带可能更容易表现出高温的特征，尤其是蚀变岩帽的底部，以出现石英-白云母带为标志，或高温高级泥化带(红柱石/刚玉)直接叠加在钾化带之上(如El Salvador, Chile, Gustafson and Hunt, 1975), 可能代表了与下部斑岩体的直接联系(Sillitoe, 1995; Cookeetal., 2017), 这种情况下斑岩可能会出露到地表或近地表。

并非所有的蚀变岩帽内都赋存高硫或中硫型浅成低温热液矿床，目前世界上有许多蚀变岩帽中是贫矿或者不含矿的，并且蚀变岩帽下部是否有斑岩型矿化也是未知的。目前未发现斑岩矿化的蚀变岩帽中，有些是隐伏岩体不成矿，有些可能是勘探深度未到达矿体造成的(Sillitoe, 1995)。因而，判断蚀变岩帽及其下部侵入体是否具有成矿的潜力，是当前世界范围内的研究热点之一(Cookeetal., 2017)。

1.5 蚀变岩帽的后期风化改造

蚀变岩帽下部的斑岩铜矿在特定的古气候古环境条件下，黄铁矿氧化分解产生高酸溶液，形成淋滤带和次生富集带(Sillitoe, 1995)。次生富集带中常见次生铜矿物，如次生辉铜矿、次生铜蓝，孔雀石和胆矾等矿物。次生富集带因其开采和选冶成本极低，在开发过程中具有非常重要的经济价值。蚀变岩帽本身的特征具有形成富集带的优势。首先，蚀变岩帽下部富黄铁矿，可持续产生高酸溶液，同时蚀变岩帽中的高级泥化蚀变岩本身为酸性难以中和溶液，使得溶液酸度能够保持，促使淋滤和富集的持续发生。根据下部斑岩矿床的主要硫化物种类和淋滤时的物化条件，淋滤带最终会形成以不同的褐铁矿族矿物为主的淋滤帽，包括黄钾铁矾为主的淋滤帽，针铁矿为主的淋滤帽和赤铁矿为主的淋滤帽(Chávez, 2000)。三者代表的淋滤成熟度依次增加，酸度依次减少，原生硫化物的种类越复杂(Chávez, 2000)。

值得注意的是，淋滤带和富集带中风化形成的粘土矿物(高岭石、蒙脱石、皂石等)往往破坏或叠加在原生的高级泥化和泥化蚀变之上，模糊原生的蚀变矿物组合，因而在实际工作中，应注意严格区分原生和次生(风化)形成的蚀变矿物及硫化物。区分原生和次生(风化)形成的蚀变矿物及硫化物，需要结合野外地质特征、矿物的短波红外光谱特征以及矿物共生组合。

2 蚀变岩帽的勘探手段

蚀变岩帽经历了系统的矿物、地球化学和结构的改造。尽管蚀变岩帽的地形地质和蚀变特征显著，但在实际勘探过程中，仍然面临很多困难，如分布在蚀变岩帽中的主要蚀变矿物大多颗粒较小，且原岩多因蚀变强烈而结构遭到破坏，这些都使得传统的勘探手段受到一定限制。

2.1 蚀变岩帽的野外填图

对于蚀变岩帽的研究，首先要进行详细的地质填图，包括蚀变填图和构造填图。因为高级泥化蚀变中的矿物大多颗粒极小，颜色多样，各种黏土矿物和含水矿物用肉眼极难鉴定。

短波红外(SWIR)光谱技术是近年来发展并逐步成熟的一种矿物鉴定技术，由高光谱遥感技术发展而来(Thompsonetal., 1999)。含氢基团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)。吸收峰的位置与特定的波形剖面可以用于识别矿物或有机质。与蚀变岩帽有关的特定蚀变矿物的特征峰谱，是矿物组成、结晶度、含量、含水量和其他环境因素的综合函数(Hauff, 2008)。因此，使用短波红外光谱分析不仅可以快速有效的鉴定矿物和进行蚀变填图，也可以利用这些参数来预测热源中心(见下文)。同时，短波红外光谱分析快速无损，可以在野外迅速生成大量实地信息，是现今蚀变岩帽填图必备的手段。

图3 内蒙古半拉山钼矿ASTER遥感图解译结果(据孙艺等，2013)(a) RBD6解译结果，黏土化(白色区域，用红点标注); (b) RBD8解译结果，铁羟基矿物+碳酸盐 (白色区域，用红色虚线标注); (c、d)显示蚀变岩帽可能出露范围：(c) RGB 4-6-8图像， (d) RGB 4/5-4/6-4/7图像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 蚀变岩帽的地球化学勘探指针

短波红外光谱分析可以提供的矿物光谱特征参数，如明矾石的1480nm 峰位，白云母的1900nm 和2200nm峰位和峰形变化以及伊利石的结晶指数。这些参数能够指示矿物形成时的温度变化或对应流体的成分特征，因而可以进一步在空间上指示热源和潜在的矿化中心以及高品位矿体的定位(Changetal., 2011; 杨志明等，2012; Harradenetal., 2013)。

Changetal. (2011)在研究菲律宾Mankayan地区Lepanto高硫型浅成低温热液矿床时发现，蚀变矿物明矾石1480nm吸收峰位与距离侵入体的中心有系统性的变化规律：靠近侵入体中心部位，明矾石1480nm吸收峰位较高(可达1498nm)，远离侵入体中心，明矾石1480nm 吸收峰位较低(可低至1475nm)。明矾石1480nm吸收峰的位值与其Na/(Na + K)摩尔比值呈现较好的正相关(Changetal., 2011)。明矾石的实验矿物学数据表明，明矾石中的Na对K的替代受到矿物形成时温度的控制，一般发生于较高温度下(Stoffregen and Cygan, 1990)。因此系统分析明矾石1480nm吸收峰位空间上的变化，可以定位侵入体中心及斑岩型矿化可能的位置(Changetal., 2011)。对明矾石的微量元素成分分析以及含明矾石样品的全岩地球化学分析，也能够得到具有明确指向性的结果，故而现在世界范围内关于蚀变岩帽的研究主要集中于这些技术手段。矿物的传统同位素分析(氢氧同位素)能够为判别高级泥化蚀变的成因提供有效证据，从而反演蚀变岩帽的形成过程。

此外，其他常见热液蚀变矿物(如云母族矿物)特定波长的吸收峰位相对于蚀变/矿化中心也显示类似的变化规律(杨志明等，2012; Harradenetal., 2013), 表明该技术在矿产勘查中具有较好的应用前景。短波红外光谱、矿物化学和全岩地球化学元素组合用于预测矿化中心的研究已经越来越普遍，运用相关参数判断蚀变岩帽及斑岩的含矿潜力也在持续的研究开发(Cookeetal., 2017)。

2.3 蚀变岩帽的遥感识别及地球物理特征

图4 庐枞盆地金属矿床及蚀变岩帽分布图(据周涛发等，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)

以内蒙古半拉山钼矿为例，运用波段比值法RBD6对白云母、高岭石和伊利石等含Al-OH的矿物表现出强烈吸收的特征，在灰度图上表现为白色，因而可以帮助圈定黏土蚀变区域(图3)。RBD8对铁羟基和碳酸根基团有着强烈的吸收，因此单波段RBD分析会显示强烈吸收，在灰度图上显示为白色，可以圈定出绿泥石化和碳酸盐岩化区域 (图3)。除了波段比值法，还可以运用波段组合分析法，如对波段4, 6, 8的组合分析以及4/5, 4/6, 4/7的组合，可以识别蚀变岩帽的范围，主要为蚀变岩帽在风化作用下形成的黄钾铁矾+伊利石+高岭石+白云母的组合，RGB图上表现为品红色和白色 (图3)，同时浅蓝色背景下凸显的品红色蚀变特征及环带特征，有助于在大尺度遥感图中精确定位蚀变岩帽相关的蚀变区域(图3)。

虽然蚀变岩帽中广泛存在黄铁矿, 但是部分黄铁矿在风化过程中可能会氧化淋滤，因而蚀变岩帽可能会表现出比较复杂的激电响应(Cookeetal., 2017)。由于硅化强烈发育，蚀变岩帽通常表现出高电阻特征(Cookeetal., 2017)。由于高级泥化和泥化蚀变破坏磁铁矿，蚀变岩帽往往出现低磁异常。

图5 庐枞盆地矾山蚀变岩帽地质简图和蚀变分带(据李旋旋等，2019)Fig.5 Geological and alteration zoning map of Fanshan lithocap in Luzong basin (after Li et al., 2019)

3 华南地区的蚀变岩帽

在我国蚀变岩帽常常被描述为次生石英岩(secondary quartzite)，这一名词具有一定的误导性，将变质作用形成的石英岩与热液活动造成的强烈硅化混为一谈，导致在文献资料中真正的蚀变岩帽范围可能被低估。运用相对成熟的光谱和地球化学手段对中国蚀变岩帽的典例研究在最近几年越来越多(范裕等，2010；周涛发等，2010；杨志明等，2012；李旋旋等，2017；杨宗耀等，2020)，以下列举华南地区的部分蚀变岩帽，总结其共同特征及在勘探上的应用。

3.1 长江中下游火山岩盆地

长江中下游是我国重要的铜、金和铁成矿带，矿化密集发育，从西向东依次分布有鄂东南、九瑞、安庆-贵池、庐枞、铜陵、宁芜和宁镇七个矿集区。在长江中下游成矿带分布有庐枞、宁芜等多个火山岩盆地，发育规模不等的蚀变岩帽，其中以庐枞盆地中的研究程度最高。庐枞盆地介于安徽省庐江县(庐)和枞阳县 (枞) 之间，地处扬子板块北缘，西临郯庐断裂，是长江中下游成矿带中一个重要的多金属矿集区 (常印佛等，1991；翟裕生等，1992)。庐枞盆地的展布受三组深大断裂所控制(图4)， 属于继承式中生代陆相火山盆地。

庐枞盆地内广泛发育以明矾石为特征蚀变矿物的酸性蚀变岩帽(范裕等，2010；周涛发等，2010)，面积超过 30km2，蕴藏着大量的非金属资源，已探明的明矾石储量居全国第二。其中，明矾石矿床主要集中产于矾山镇地区，包括矾山矿床和天官山矿床等，矾山明矾石矿石储量7318万吨，平均品位为40.39%，为大型明矾石矿床，矿床内伴生镓380.3吨，平均品位0.00052%，达到中型镓矿床规模。矿床共计31个矿体，主要矿体有9个(安徽省地质矿产勘察局327地质队，1962(1)安徽省地质矿产勘察局327地质队. 1962. 安徽大矾山地区明矾石矿床地质勘查总结报告)。

矾山地区位于庐枞盆地北部(图4)，出露的地层主要为白垩系下统砖桥组(K1zh)凝灰岩和粗安岩和双庙组(K1s)火山岩凝灰质粉砂岩和粗安岩(图4)。该区断裂构造主要是矾山正断层和西山正断层，近南北向，穿切明矾石矿体和火山岩地层，为成矿后构造(图5)。矾山地区的侵入岩主要是正长斑岩，以岩株和岩墙侵入蚀变区北部，对明矾石矿体和火山岩地层有破环作用，为成矿后侵入岩。矿床围岩为下白垩统砖桥组安山岩、粗安岩和火山凝灰岩等，主要控矿构造为单斜构造。

矾山地区酸性蚀变岩帽整体呈灰白色、白色、黄灰色，主要赋存于砖桥组火山岩中，矿物颗粒极小，难以区分矿物种类，且蚀变岩均发育褐铁矿化。砖桥组火山岩在该区遭受强烈的蚀变改造作用，使得大部分原岩难以恢复岩性。矾山矿床蚀变分带明显(图5)，自下而上蚀变带依次为硅化带，明矾石化、黄铁矿化带，高岭土化带，绢云母化，叶腊石化带→绿泥石化带(周涛发等，2010)。从矾山明矾石矿床向外围，依次分布石英-明矾石带、石英-高岭石/地开石-明矾石带、石英高岭石/地开石带、硅化带，最外围为高岭石±绢云母±伊利石带，具有较为典型的蚀变岩帽空间分带特征(范裕等，2010；李旋旋等，2017)。

对矾山蚀变岩帽中的明矾石40Ar-39Ar同位素定年分析结果表明，蚀变岩帽的形成时间为131.2±6.6Ma(李旋旋等，2019)，与砖桥组火山岩年龄(134.1±1.6Ma) 相近，代表矾山蚀变岩帽赋存于同期的火山岩中，与世界上大多数蚀变岩帽相似(Sillitoe, 1995)。对矾山蚀变岩帽中的明矾石进行稳定同位素研究，δ34Salu=18.3‰～23.18‰,明矾石和黄铁矿硫同位素的平均值计算Δ4SAlu-py=29.35‰, 指示矾山明矾石为岩浆热液与火山岩地层水岩反应的产物，硫同位素温度计计算得出明矾石形成温度为264°C(范裕等，2010)。

综合研究表明，矾山蚀变岩帽形成于砖桥旋回晚期的岩浆侵位过程中。富含挥发分的岩浆热液向上运移，在运移过程中发生相分离，气相成分中含大量酸性气体，在浅部与大气降水混合，形成酸性极强的流体，并沿着高渗透率的砖桥组凝灰岩与粗安岩界面运移，最终形成强烈酸性蚀变带和高品位明矾石矿体，随着远离热液中心，流体进一步被围岩中和，酸度和温度逐步下降，最终形成外围的高岭石-伊利石蚀变。蚀变岩帽形成后，又遭受了表生氧化作用，黄铁矿氧化为褐铁矿族矿物，同时有少量风化成因明矾石形成，均分布于矾山蚀变岩帽浅部(李旋旋等，2017)。

目前，在矾山蚀变岩帽内，未发现典型的高硫型或中硫型矿化。在距离矾山地区酸性蚀变岩帽约15km，分别发育沙溪大型斑岩铜矿和以井边铜矿床为代表的小型脉状铜矿化。庐枞盆地包括矾山地区可能具有较大的斑岩-浅成矿化潜力，但仍需进一步的勘探工作验证。

除矾山地区之外，庐枞盆地还发育众多的其他蚀变岩帽，大部分均为明矾石矿床或矿化点(图4)。临近发育铜矿化的明矾石矿点包括雾顶山、磨盘山、矾母山、钱铺和笔架山等。这些蚀变岩帽均与矾山有较多相似之处。总结特征如下：

(1)围岩均为中生代白垩纪火山岩，大部分赋存于砖桥组凝灰岩和安山岩内，少部分赋存于双庙组沉凝灰岩和粗安岩中。蚀变岩帽形成后，均有晚期酸性侵入体。

(2)蚀变分带样式均为硅化、石英-明矾石化和石英-明矾石-地开石化为主，偶见叶腊石化和外围伊利石化。明矾石矿体多呈似层状和透镜状。蚀变岩帽形成后均有表生风化作用，形成浅部赤铁矿蚀变。蚀变岩帽附近多分布有小型脉状矿床，偶见蚀变岩帽中有黄铜矿脉分布。

(3)磨盘山、雾顶山和矾母山附近的脉状铜矿均有较长的开采历史，矿体亦赋存于砖桥组或双庙组火山岩中，但至今未有较好的成因机理解释，也未发现较大的铜矿床。

总之，长江中下游成矿带火山岩盆地因流体富挥发分，围岩渗透率高，流体与围岩反应充分，蚀变岩帽及其典型高级泥化发育，形成较好的蚀变分带和明矾石矿体，周围发育铜矿化，指示火山岩盆地的蚀变岩帽可能具有较大的斑岩-浅成热液铜金矿床的成矿潜力。

3.2 东南沿海火山岩带

东南沿海火山岩带是我国非金属矿产的主要分布区，总体岩性以晚侏罗-早白垩世钙碱性酸性、中酸性的凝灰岩为主。以余姚-丽水-海丰断裂带两侧，分布有区大型-超大型非金属矿床，有中国数量最多的明矾石和叶腊石等非金属矿床(周新华等，1998)。其中，丽水-海丰断裂带向南延，有着中国最大的高硫型浅成低温热液型铜金矿-紫金山矿床(图6)。宁波-大浦断裂东侧包含中国保有储量第一的明矾石矿床——浙江苍南 (平阳) 矾山矿床。

目前，关于东南沿海蚀变岩帽的年代学研究多集中于蚀变围岩火山岩年龄中，其中，浙江东部可以根据围岩大致分为侏罗系和白垩系火山岩(陶奎元等，2000; Zhouetal., 2006;邢光福等，2009; 王非等，2010)。苍南(平阳) 矾山矿床目前已获得的直接形成年龄为74.5±1.49Ma(明矾石Ar-Ar定年; 任胜利等，1998)。福建紫金山蚀变岩帽的形成年龄为102.86±0.61Ma 到 101.19±0.60Ma (Panetal., 2019)。

3.2.1 福建地区

福建紫金山地区有着中国最大的高硫型浅成低温热液矿床，赋存于紫金山蚀变岩帽中，区内发育有多种类型的斑岩-浅成低温热液矿床，包括紫金山高硫型浅成低温热液矿床、至少包括高硫型浅成低温热液型金铜矿化、斑岩型铜钼矿化、斑岩-浅成低温热液型铜金矿化，以及低硫型浅成低温热液型银多金属矿化。紫金山矿田目前的已探明资源量有超过400万吨铜(平均品位 0.35%)，400吨金 (平均品位 0.32g/t)，6400吨银 (平均品位 70g/t)和7万吨钼 (平均品位 0.036%; Chenetal., 2019)。

图6 闽浙地区非金属矿床分布简图(据陈鹤年等，1983；朱梅湘和赖勇，1995修改)福建地区因未获取详细矿种，故统一列为非金属矿床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

图7 福建省紫金山高硫型浅成低温热液矿床地质和蚀变分带(据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)

图8 浙江苍南(平阳)矾山明矾石矿床地质简图 (据王福生等，1997修改)Fig.8 The geological map of Zhejiang Cangnan (Pingyang) Fanshan alunite deposit (modified after Wang et al., 1997)

紫金山蚀变岩帽的主体部分为燕山期花岗岩，主要是晚侏罗纪的紫金山复式岩体，年龄在165～157Ma之间(Jiangetal., 2013)，其次为白垩纪英安玢岩(104.8±0.9Ma; Panetal., 2019)，就位于古火山通道(张德全等，2001)和旁侧的北西走向岩墙状英安玢岩侵入体。在蚀变岩帽的南侧，有白垩纪粗安岩和流纹岩(113.0±1.9Ma～110±0.7Ma; 肖爱芳等，2012) 覆盖。紫金山蚀变岩帽由矿床中心向外依次可以为硅化带，石英-地开石和石英-明矾石组成的高级泥化带，以及最外围的白云母带。少量的高岭石化带分布在浅部，深部局部有叶腊石化(图7)。赋存在蚀变岩帽内部的紫金山高硫型浅成低温热液矿床中的金矿体出露于地表，与表生富集作用有关，铜矿体呈脉状、透镜状，主要分布于石英-明矾石-地开石蚀变带中，赋存于脉体和角砾岩中，只有很少部分是浸染状矿石。金属矿物以黄铁矿、蓝辉铜矿、铜蓝、硫砷铜矿为主, 少量黄铜矿、斑铜矿、黝铜矿等。

与世界上众多火山岩容矿的高硫型浅成低温热液矿床不同，紫金山蚀变岩帽的主体部分为花岗岩，矿体主要赋存在一系列中等倾角的席状脉群和角砾岩脉中，与北西向的正断层密切相关。构造热液角砾岩的发育沿着成矿期断层活动，显著的提高了紫金山花岗岩的渗透率。区域断层及分支裂隙共同构成了破碎带，在破碎带中形成了矿脉和角砾岩，最终形成了紫金山高硫型矿床。下部岩浆房周期性的释放流体，引起北西向断层反复活动，进一步提高了围岩的渗透率，促进了流体沿着角砾岩化的断裂带运移(Chenetal., 2019)。尽管结晶岩容矿的蚀变岩帽在世界范围内并不占主流，但以紫金山蚀变岩帽为例显示，伸展应力下的断层活动有助于在初始渗透率较低的围岩中形成高硫型矿化及相关蚀变。

3.2.2 浙江地区

浙江省内蚀变岩帽多达数百处，大型(出露面积>1km2)的统计约为50处，主要分布在剥蚀较弱的东南部台州和温州地区(周新华等，1998)。浙江省内火山构造和火山盆地发育，丽水-龙岩断裂带与镇海-漳州断裂带之间的火山断陷带内分布多种不同类型的非金属矿床，其中与蚀变岩帽有关的矿床包括一些明矾石、叶腊石、地开石和红柱石矿床。

3.2.2.1 苍南(平阳)明矾石矿床

浙江苍南(平阳) 矾山明矾石矿是目前我国最大的明矾石矿床，也是世界上特大型明矾石矿床之一(梁祥济等，1998)。包括五个不同的矿区：坪棚岭、大岗山、水尾山、鸡笼山、马鼻山。矿山累计探明明矾石储量2.4亿吨，其中，未开采储量0.74亿吨(梁祥济等，1998)。

苍南矾山蚀变岩帽的主要组成岩性为上侏罗统磨石山群高坞组和下白垩统的朝川组火山岩(图8)。明矾石矿床赋存于下白垩统朝川组中，由一套富含钾铝质的凝灰碎屑岩或砾状凝灰岩和角砾状凝灰岩组成，其中一定的层位经明矾石化成为具有工业品位的矿床。明矾石矿体呈弧线沿矾山破火山口展布，向破火山口中心倾斜，倾角为 20°～30°，矿体延长达 10km(王福生等，1997)。苍南矾山矿床以钾明矾石为主，钠明矾石其次，后者主要赋存于下部矿带。矿区蚀变填图范围局限，从顶部向下依次为硅化带、明矾石和硅质条带互层到明矾石矿石带(王福生等，1997)。主要蚀变还有高岭石化、绢云母化等。在水尾山矿段出现特征的条带状明矾石矿体，以明矾石和硅质条带交替出现，常出现在矿床顶端，硅化现象明显(汤元龙，1992)。同时出现了大量明矾石和石英胶结火山碎屑颗粒的角砾岩。这些现象表明形成蚀变岩帽的流体发生侧向流动，流体主要沿着地层不整合界面和其上高渗透率的朝川组进行运移和交代，形成层状和厚度稳定的明矾石矿体。

周新华等 (1998) 对明矾石矿床赋矿围岩进行K-Ar测年，定年年龄为95～101Ma。明矾石Ar-Ar测年结果为74.5±1.49Ma(任胜利等，1998)。苍南矾山中与明矾石共生的石英包裹体测温表明，温度为175～300℃ (王福生等，1997)。稳定同位素分析结果显示，明矾石的δ34S 变化范围为13.62‰～16.02‰, 平均值为 15.42‰，表明该蚀变岩帽中的明矾石为岩浆热液成因(何玉良，2009)。

苍南矾山蚀变岩帽成因为岩浆中的高酸流体向上运移，在浅部与大气降水混合，沿着高渗带水平运移，形成酸性蚀变。而值得注意的是在苍南矾山地区的高渗透层主要有两个，主要的一个是侏罗纪英安质晶屑凝灰岩与白垩纪粉砂岩和凝灰质粉砂岩形成的不整合界面，流体在不整合界面进行运移，形成以叶腊石和明矾石为主的蚀变带。同时，白垩纪朝川组的粉砂岩和凝灰质粉砂岩自身也是渗透率较高的岩层，流体沿着这层火山岩运移，这也可以解释明矾石矿体形态为何受特定火山岩地层控制。

3.2.2.2 红柱石矿床

浙江省内还广泛发育热液成因的红柱石矿床，比较著名的是青田上庄和瑞安西岱红柱石矿床。两个矿区附近均有破火山口构造。矿体赋存地层主要为上侏罗统西山头组，岩性主要为流纹质凝灰岩(图9；罗炎水和潘锦勃，2001)。矿区内有花岗闪长岩侵入。青田上庄矿床蚀变分带从岩体向外为硅化到石英-绢云母化到红柱石-绢云母带到绢云母-水铝石带(罗炎水和潘锦勃，2001)。瑞安西岱矿床由岩体内部向外依次出现硅化、红柱石-刚玉和红柱石-绢云母组合(罗炎水和潘锦勃，2001)。两者蚀变带分布均为蚀变岩帽底部的典型的高温高级泥化组合。

图9 浙江青田县上庄红柱石矿床地质简图(据罗炎水和潘锦勃，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 地开石矿床

浙江地开石矿也普遍发育，含矿地层主要为晚侏罗世火山岩，岩性为酸性火山岩(流纹岩)，断裂和火山管道普遍成为热液流经空间的导矿构造，也是主要的容矿构造。地开石矿化伴随有硅化、绢云母化、叶腊石化和明矾石化。垂向分带性自下而上为：明矾石、叶腊石-地开石-绢云母、硅化带。地开石的结晶度和有序度都较高(徐步台等，1991)。

4 讨论

4.1 蚀变岩帽成因理论研究现状及热点问题

自1995年Sillitoe提出蚀变岩帽(Lithocap)的概念后，关于这一课题的研究就一直受到广大学者的关注。在Sillitoe (1995)的工作中，不仅提出了蚀变岩帽的基本概念，更重要的是提出了在斑岩系统上部的存在着富矿和贫矿的两种类型的岩帽。此后蚀变岩帽与下部斑岩矿床的成因关系的研究，成为该方向主流的热点问题。目前关于蚀变岩帽的研究，主要集中于蚀变岩帽的几何形态、形成过程和蚀变分带(Sillitoe, 1995; Hedenquistetal., 1998; Longoetal., 2010; Hedenquist and Taran, 2013; Cookeetal., 2017; Chenetal., 2019)。而关于蚀变岩帽与斑岩-浅成低温热液矿床的成因联系，以及蚀变岩帽的后期风化改造的相关研究则相对薄弱。Sillitoe (1995)的模型以Stoffregen (1987)在美国内华达州的Summitville金矿为基础，结合南美的矿床实例，提出了蚀变岩帽以硅化为中心，向两侧逐步过渡为高级泥化蚀变和泥化蚀变。但Hedenquistetal. (1998)在菲律宾Mankayan矿区的工作，提出了蚀变岩帽侧向的非对称分布。此后Changetal. (2011)关于Mankayan地区通过光谱和地球化学指针定位下部斑岩矿体的位置，推进了关于蚀变岩帽的勘探应用。Cookeetal. (2017)从流体运移和演化过程的差别，重新强调了蚀变岩帽的垂直分带和侧向分带的不同，因此对应的勘探策略也应当有所差别。但是，目前关于蚀变岩帽的理论研究有很多问题和挑战。具体包括:

(1)蚀变岩帽的理论模型尤其是蚀变分带样式需要进一步修正。已有蚀变岩帽的典例已经证明了蚀变分带样式并不是简单的对称性分布，而是由热液运移方向、高渗透率地层以及古地表的形态综合决定的(Lenpanto-Far South East, Hedenquist and Taran, 2013; 庐枞矾山, 李旋旋等，2017；紫金山, Chenetal., 2019)。因此，厘定这些因素对蚀变分带的影响，将有助于判断真正的流体中心位置。

(2)目前的理论模型缺乏对不同深度的蚀变岩帽特征的讨论。较多研究关注蚀变岩帽浅部的几何形态和特征，对于构造根部和流体通道的相关研究较少。这可能是大多数典例深部研究受限于开采或钻孔深度，相关资料较少造成的。但是不了解深部蚀变岩帽的特征，将极大的限制对斑岩矿床与蚀变岩帽成因关系的理解。

(3)蚀变岩帽的现今保存与形成时样式的差别问题。蚀变岩帽形成于潜水面之下，大多数蚀变岩帽因为剥蚀，现今已经暴露在地表，因而对其潜水面之上的特征多为推测而来。同时，蚀变岩帽现今的陡峭地形特征，与形成时并不一致，这也间接导致了在勘探上的误导。硅化带并非是蚀变岩帽的中心部位，而是抗风化形成地形上的高凸起。如果能够在世界上找到保存更为完整或者经历过埋藏保存的蚀变岩帽，可能有助于解决这类问题。

(4)蚀变岩帽与下部斑岩矿床叠嵌的成因。蚀变岩帽与下部斑岩之间的距离是勘探上重要的考量因素，探究二者叠嵌的成因过程也成为一个热点课题。但是，剥蚀与下部抬升作用形成的叠嵌(Sillitoe, 2010) 并不能解释世界上非同时代的蚀变岩帽与下部斑岩叠嵌的成因，也不能解释有多期斑岩侵入体地区与蚀变岩帽的成因关系(Tumpangpitu, Tujuh Bukit district, Indonesia, Harrisonetal., 2018)。因而理解蚀变岩帽和下部斑岩的动态演化，是下一步关于蚀变岩帽研究的重点课题，也是当前研究目标中最难的挑战。

4.2 华南地区蚀变岩帽的总体特征与成因探讨

我国华南地区蚀变岩帽总体特征具较为明显。蚀变岩帽分布范围广，覆盖长江中下游火山岩盆地和东南沿海火山岩带。这些蚀变岩帽往往赋存在中生代火山盆地中，且单个蚀变岩帽的蚀变范围大，成群分布，旁侧有火山机构发育。在庐枞盆地内众多蚀变岩帽中还发育同时代的铜金矿化。

华南地区蚀变岩帽本身往往具有明显的侧向分带性，从中心的硅化带过渡到外围的高级泥化蚀变和泥化蚀变，但在垂向上的分带性往往要差一些，只有浙江地区红柱石矿赋存于蚀变岩帽底部具有高温高级泥化组合。石英-叶腊石带偶见发育，下部斑岩体系的绢英岩化也未见到较为典型的实例，这可能是由于目前对蚀变岩帽的深部研究还比较局限造成的。同时华南的蚀变岩帽也多具有剥蚀程度高，风化程度高的特点，在庐枞盆地的蚀变岩帽浅部往往伴随有风化成因的高岭石和赤铁矿组合。目前华南地区的蚀变岩帽未直接在深部发现与成因相关的侵入体或斑岩型矿床。紫金山蚀变岩帽旁侧虽然有罗卜岭斑岩型铜钼矿床，但是罗卜岭与紫金山高硫型浅成低温热液似乎并无直接的成因联系，可能是由不同时期的岩浆-热液矿床形成的(Chenetal., 2019; Panetal., 2019)。

综合来说，长江中下游地区火山岩盆地(以庐枞盆地内的蚀变岩帽为例)、福建紫金山和浙江火山岩中的蚀变岩帽，均表现出了典型的蚀变岩帽的成因过程，即在中生代岩浆侵位过程中，富含挥发分的岩浆热液向上运移，在运移过程中相分离的酸性气体在浅部与大气降水混合，沿着高渗透率的岩性界面或裂隙带进行运移，最终形成硅化、高级泥化等酸性蚀变，随着远离热液中心，流体进一步被围岩中和，酸度和温度逐步下降，最终形成外围的高岭石-伊利石蚀变。但三者之间成因过程的差异，主要表现在垂向的深度不同，以及侧向运移的围岩差异上。如庐枞盆地的矾山明矾石矿，流体的浅部侧向运移主要集中于高渗透率的砖桥组凝灰岩，另有少量发生于砖桥组凝灰岩与粗安岩的界面上，整体蚀变岩帽的垂向位置较浅，未发现相对高温或深部的蚀变矿物(如叶腊石)。而福建紫金山蚀变岩帽中，流体的侧向运移主要沿着与成矿同期活动的北西向正剪断层以及对应裂隙带，未见有明显的火山岩地层控制流体运移，紫金山蚀变岩帽处于相对较深部位，因此叶腊石蚀变在地表填图和剖面上较为发育。浙江蚀变岩帽的主要组成部位为侏罗和白垩系的火山岩，酸性蚀变最为发育的地层为下白垩统的朝川组火山岩以及跟朝川组接触的岩性界面，但浙江地区蚀变岩帽发育的红柱石、堇青石和刚玉等，则表明该地区的蚀变岩帽发育较深，垂向分带上表现出于长江中下游地区和福建紫金山蚀变岩帽不同的特征。

4.3 华南地区蚀变岩帽的勘探策略

蚀变岩帽的下部侵入体有时并不成矿，因而即使勘探到下部侵入体，也并不一定能找到斑岩矿床。同时也并非所有的蚀变岩帽都发育高硫型矿床，所以在蚀变岩帽中寻找高硫型矿床或其下方寻找斑岩型矿床，往往可能空手而归。因而现今世界范围内的关于蚀变岩帽的研究热点，首先集中于探索具有哪种特征的蚀变岩帽能够形成斑岩/高硫型矿床。解决了这个问题，才能有助于做出正确的勘探策略，才能决定下一步的找矿工作如何继续。蚀变岩帽是否具有成矿潜力，目前国际主流学界采用的是相似类比的研究方法。通过分析已经确定成矿(包括高硫型和斑岩型)的蚀变岩帽和没有成矿的蚀变岩帽的地质特征、全岩地球化学特征、蚀变分带和矿物地球化学，将所有的数据制成统一的数据库，将新发现的蚀变岩帽的数据特征，与数据库中的典例进行对比，从而判断出该蚀变岩帽是否具有成矿潜力。目前澳大利亚塔斯马尼亚大学的CODES研究中心，已经累积了世界各地大量的数据，构建了有效的判别指征，但目前该数据库的内容仍未发表。因此要解决中国的蚀变岩帽成矿潜力的判别标准，需要选取准确的典例进行剖析，收集详细的地质特征研究和地球化学分析数据，构建属于中国，尤其是华南地区的数据库和判别图解。

我国华南地区的福建紫金山和安徽庐枞矾山的蚀变岩帽都进行了较为系统的研究。紫金山地区也发育了中国最大最典型的高硫型浅成低温热液。如果想要建立中国的蚀变岩帽勘探模型，需要对紫金山和矾山这样的典例蚀变岩帽进行深入的剖析和理解，并在相邻地区或类似构造背景下的火山盆地中，寻找此类蚀变程度高，定位浅，剥蚀程度较高，氧化程度较高的蚀变岩帽，可能具有较为广阔的找矿前景。在勘查策略上，应先总结和回顾区域已有的非金属矿床的研究资料和开采历史，重点是明矾石、地开石、叶腊石和红柱石矿床，通过短波红外光谱分析和岩矿鉴定，结合矿物共生组合，确定并选取原生成因的矿床。将原生成因矿床中的遥感、地球物理和化探资料进一步分析，通过ASTER组合波段的解译，确定蚀变岩帽的出露范围，系统网格取样进行短波红外光谱分析，确定蚀变分带。在勘探过程中，重点关注蚀变岩帽深部和高温的指示矿物(如叶腊石和红柱石)和高硫型-中硫型浅成低温热液成矿矿物(如硫砷铜矿和砷黝铜矿等)并进行矿物化学分析和全岩地球化学分析，尤其要加强对明矾石等指示矿物进行系统的光谱及地球化学分析，并根据指示的热源位置布置钻孔。

总体来说，现有的华南地区蚀变岩帽发育特征和成因研究表明，浙闽沿海至长江中下游地区广泛发育蚀变岩帽，指示该区可能存在一条巨型的斑岩-浅成低温矿床成矿带，具有非常好的找矿勘查前景，但目前无论从理论研究还是勘探程度方面，都需要重视和加强。对比国外蚀变岩帽的研究与勘查经验，深化华南地区蚀变岩帽的深入系统研究，可望为将来实现该区找矿上的新突破打下坚实的前期工作基础与准备。

致谢本文部分工作获得了中国国家留学基金委提供的奖学金资助，对此表示感谢。本文内容与世界著名斑岩-浅成低温热液矿床学家David Cooke, Richard Sillitoe, Jeffery Hedenquist, Greg Corbett, Richard Tosdal, Rachel Harrison和Adi Maryono，以及塔斯马尼亚大学CODES多位老师和同学进行过讨论，对他们的无私交流表示特别感谢。