绿泥石化

绿泥石化是一种绿色、坚硬的石头，由石英、云母、长石及其他矿物质组成。它是一种常见的火成岩，形成于地球表面深处的高温高压环境中。绿泥石化可以用作建筑材料，也可以用于制造石灰石和钙质混凝土。此外，由于其颜色独特，还可以用于雕刻和装饰。

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绿泥石是什么意思

绿泥石

化学成分为(Mg, Al, Fe)6 [(Si, Al)4O10](OH)8、主要结晶成单斜晶系的一族层状结构铝矽酸盐矿物的总称。晶体结构以二维延展的矽-氧四面体层为骨干。按成分中镁、铁、矽等组分比例的不同而划分成相应的矿物种，但肉眼难以区别。单晶体呈假六方片状或板状； *** 体成鳞片状及隐晶质土状。呈各种不同深浅的绿色，玻璃光泽，解理面上显珍珠光泽；底面解理完全，薄片具挠性；硬度2～3；密度2.6～3.3克/厘米3。是变质和蚀变作用的产物，构成绿泥石片巖和绿泥石化蚀变巖的主要矿物成分。主要的*粘土矿物之一。

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用绿泥石造句

绿泥石化岩、青磐岩及其找矿意义

一、概述

绿泥石化是中-低温热液的一种重要和常见的交代蚀变。绿泥石是铁、镁、铝的含水铝硅酸盐矿物。由于成分变化大，在详细的绿泥石的分类中，可划分出三十几种绿泥石；其中对热液交代蚀变有意义的有镁绿泥石类，包括叶绿泥石、斜绿泥石、蠕绿泥石、镁绿泥石等；镁铁绿泥石类，包括铁叶绿泥石、辉绿泥石等；以及铁绿泥石类，包括鳞绿泥石、鲕绿泥石和铁绿泥石等。在显微镜下，一一加以区别，常有困难，所以这里以绿泥石概括之。

与绿泥石化有关的围岩主要是弱酸性、中性、基性火成岩及各种变质岩；超铁镁岩和酸性岩发生强烈的绿泥石化现象较少见；泥质岩或由其变成的角岩、泥灰岩、灰岩、白云质灰岩、复矿物砂岩等都可发生绿泥石化。

青磐岩（propylite）由里希霍芬最先（1868）提出，最初是指绿岩石化岩石。1928年美国林格仑确定它是热液蚀变产物，其有关的作用称为青磐岩化，其围岩为中性火山岩类，因此我国最初译为青安山岩。现在可以认为：青磐岩化作用主要发生在中-低温近地表条件，与青磐岩化有关的围岩主要是弱酸性、中性到基性的火山岩、次火山岩以及辉绿岩；共生矿物有碳酸盐、绿泥石、绿帘石、石英、绢云母、黄铁矿，其次是硬石膏、石膏、钠长石和冰长石等。由此可以认为，有关溶液的成分较为复杂，岩石的矿物组成也较复杂。一般可分为形成温度较高的绿帘青磐岩和形成温度较低的绿泥青磐岩。

与绿泥石化岩和青磐岩有关的矿床如：铁、铜、金、银、铅、锌、锡、钼和黄铁矿等热液矿床。

由于绿泥石化岩石主要表现为青磐岩，因此将它们一起来讨论，我们将与火山-次火山岩有关的绿泥石化岩称为青磐岩，而将其他围岩列入绿泥石化岩。

二、主要岩石类型

在交代蚀变过程中，绿泥石交代黑云母的现象最为常见。它可以沿黑云母的边缘、解理和中心进行交代，并可保持黑云母的假象（照片550；彩照156，157，158）。有时黑云母遭受绿泥石化时，可分解出粉末状氧化铁（磁铁矿、赤铁矿）和毛发状金红石等钛矿物（照片551，552；彩照157）。当火山岩遭受绿泥石化时，一般基质和铁镁矿物先被绿泥石所交代，其次是斜长石斑晶；在中、基性火山岩和浅成岩的气孔中，常有绿泥石、石英、碳酸盐及沸石等填充交代形成的杏仁体。杏仁体虽属填充产物，但其周围经常伴有绿泥石化和碳酸盐化现象存在（彩照159）。绿泥石交代角闪石和辉石等铁、镁硅酸盐也较常见，也常可保持其假象（照片551；彩照160）。有时也交代钾长石（彩照161，162）。

绿泥石片岩一般是基性火山岩变质成因的，分布十分广泛，它与热液交代蚀变的绿泥石化最明显的区别在于前者有明显的片理构造，而后者不具有，但当绿泥石化岩石遭受区域变质时形成的绿泥片岩，则两者就很难区分，如四川彭县和祁连山红沟黄铁矿型矿床中要区别出热液蚀变成因的绿泥石化岩就很困难，需深入研究。

与绿泥石化岩和青磐岩有关的交代蚀变岩主要有：

（1）碳酸盐-绿泥石青磐岩：这属于中-低温交代蚀变岩；围岩以中-基性火山岩及次火山岩为主；蚀变岩石一般为淡绿至暗绿色；呈致密块状，硬度小；有时有硫化物、磁铁矿和赤铁矿等呈浸染状伴生；有时碳酸盐呈变斑晶结构。绿泥石在岩石中分布常不均匀（照片553，554，555；彩照163，164，165）。在福建龙岩铁矿区中，辉绿岩也发育绿泥青磐岩（照片556）。

（2）石英-绿泥石岩和碳酸盐-石英-绿泥石青磐岩：在铅、锌、铜、锡、金、钨和铁等热液矿床中，石英-绿泥岩是一种较常见的交代蚀变岩。与其有关的围岩种类很多，其中以中-酸性及基性火成岩、钙质的页岩和砂岩以及不纯灰岩为主。当弱酸性的花岗闪长岩和花岗岩发生绢云母化、绢英岩化，甚至云英岩化过程中，造岩矿物可为石英-绿泥石岩所交代（照片557，558；彩照166）。但安山岩类有关的青磐岩化岩石中经常伴有绿泥石，其分布很广。

弱酸性岩完全转变为石英-绿泥石岩是没有见到的，这表明围岩的成分常是决定蚀变类型的因素之一。在铜、铅、锌硫化物矿床中，当围岩条件有利时，石英-绿泥石青磐岩和碳酸盐-石英-绿泥青磐岩较为普遍，其中还常有硫化物、萤石和碳酸盐矿物等共生。有的铁矿床中也可发育这种交代蚀变岩。碳酸盐-石英-绿泥青磐岩是常见的一种青磐岩（照片557，558，559）。

（3）绢云母-绿泥石青磐岩和绢云母-石英-绿泥石青磐岩：安山岩或粗安岩类火山岩和玢岩经中温热液交代蚀变，形成绢云母（或水云母）-绿泥石青磐岩是比较常见的（照片560；彩照167）。但这有两种情况：其一是围岩中含K2O较高，如英安岩、粗面岩和粗安岩，而一般安山岩和玄武岩却不利于这类蚀变；另一是成矿溶液含K2O较高，例如与斑岩铜、钼和金等矿床有关的热液蚀变。

（4）硬石膏-绿泥石青磐岩：硬石膏的形成温度范围很广，它可以和多种矿物组成多种交代蚀变岩（照片561，562；彩照168，169）。除此以外，在玢岩铁矿和黄铁矿型矿床中，可局部发育硬石膏-绿泥石青磐岩；有关的围岩主要是粗安岩和安粗岩系列的火山岩系和次火山岩。它有时是在纤磷钠长岩的基础上发展起来的。有时硬石膏呈斑状变晶，而绿泥石呈放射球状集合体，当磷灰石化岩石（“玢岩铁矿”矿床的围岩）叠加硬石膏-绿泥石交代蚀变时，其磷灰石常可保留。这种岩石呈浅绿、暗绿和紫色带绿色；绿泥石常呈不规则集合体，硬石膏有时呈变斑晶。

（5）萤石-绿泥石岩：这种岩石很少见到，但在湖南香花铺的含铍条纹岩矿床中个别不纯灰岩中发现有萤石-绿泥石岩的产出（彩照170）。

（6）绿帘石青磐岩：一般绿帘石青磐岩的形成温度较高，可称为高温相青磐岩，其中常分布有黄铁矿。在浙江平水铜矿中这种蚀变较普遍（照片563，564）。此外在吉林二道洋岔和宁芜坳陷的南山黄铁矿中也有局部分布（照片565，566）。

（7）绿帘-钠长青磐岩和绿帘-钠长-绿泥石岩：绿帘-钠长青磐岩比较常见（彩照171，172），其中钠长石常是当斜长石发生碳酸盐化或绿帘石化时，由于去钙长石化造成的。河北涞源矽卡岩型铁矿的内接触带也有类似蚀变（照片567）。

（8）普通青磐岩：这是由黄铁矿-绢云母-碳酸盐-绿泥石组成的一种典型的青磐岩，其分布最为广泛（照片568，569，570，571，572，573，574，575，576；彩照173，174，175，176，177，178）。从照片上可以清楚看出：青磐岩常保持原火山岩及火山碎屑岩的结构或变余结构。

三、找矿意义

（1）绿泥石化是中-低温热液矿床中常见的、分布广泛的一类交代蚀变作用。

（2）与绿泥石化有关的围岩种类很多，从酸性岩类一直到超铁镁岩，其中以弱酸性-基性岩的侵入岩最为重要，特别是它们的浅成岩和喷出岩；花岗岩类和超铁镁岩绿泥石化一般表现很弱，但不能忽视；沉积岩以泥质岩石为主，特别是泥质灰岩。成分相当的变质岩，在中-低温热液作用下，也常发生绿泥石化现象。

（3）青磐岩化是绿泥石化最常见的交代蚀变作用，其有关围岩以弱酸性-基性的火山-次火岩最为重要。组成青磐岩的矿物种类较多，因此岩石种类也较多。

（4）与绿泥石化岩和青磐岩有关的矿床的种类很多，如铁、铜、钼、铅、锌、金、银和黄铁矿型矿床等。“玢岩铁矿”和斑岩铜、钼、金矿的外围和顶部青磐岩以及成矿作用后期绿泥石化岩较常见；锡石-硫化物矿床、浸染状和脉状铅锌矿矿床、多金属矿矿床以及金-银等矿床中绿泥石化现象也较常见。

（5）在“玢岩铁矿”的下部或底部分布有钠长石化岩，斑岩铜、钼、金矿的下部常分布有钾长石化岩；在它们的顶部或上部除绿泥石化岩和青磐岩外，还常有泥化、绢英岩化、黄铁绢英岩化岩硅化帽相伴生，这些在找矿和勘探时是需要注意的。因此查明青磐岩和绿泥石化岩在空间上和时间上分布的特征是有一定意义的。

镁铁质岩常见的次生变化为（）。

镁铁质岩常见的次生变化为（）。

A.纤闪石化

B.绿泥石化

C.钠黝帘石化

D.云英岩化

正确答案：纤闪石化；绿泥石化；钠黝帘石化

什么是绿泥石化岩类？

绿泥石是中低温气液蚀变的一种重要和常见的矿物。黑云母、角闪石、辉石、石榴子石等暗色矿物被绿泥石交代置换现象十分普遍，一般是绿泥石沿着矿物的解理、裂纹和边缘进行交代，开始常有原矿物的部分残留，同时析出细小的黑色铁质物或呈针柱状的金红石等矿物。当交代作用进行完全时，则由绿泥石单个晶体或细小绿泥石集合体形成黑云母、角闪石、辉石、石榴子石等矿物的假象。当岩石中其他矿物被绿泥石交代，且绿泥石在岩石中含量＞90（85）%时，岩石具有片状变晶结构、块状构造，则称为绿泥石化岩（chloritization rock）。

由钠长石、绿泥石、绿帘石、阳起石和碳酸盐矿物组成的青磐岩或绿泥石化岩、绿帘石化岩、阳起石化岩等气液变质岩与绿片岩相镁铁质区域变质岩中的绿岩不易区别，两者不仅在矿物上相同，且均是块状构造。但绿岩（绿帘绿泥岩、绿泥钠长绿帘岩、绿泥岩、绿帘岩和阳起岩）是区域变质作用形成的岩石，它们具有一定的分布范围，与形成青磐岩常有成因联系的火山作用和火山岩的产状及其他的构造裂隙无成因联系，绿岩中不存在气液变质岩石中广泛发育的交代结构，也不与其他的气液蚀变岩石共生产出。

流体作用过程中的绿泥石化

绿泥石是中低温(40～400℃)、中低压(约几个千巴)(Hiller et al.，1991)条件下稳定存在的矿物。在许多地质环境中如沉积岩、低级变质岩和热液蚀变岩石(Foster，1962;Deer et al.，1962;McDowell et al.，1980;Bevins et al.，1991;Hiller et al.，1991，Barrenechea et al.，2000)中都有绿泥石存在。在热液系统中，绿泥石是主要的热液蚀变矿物之一，特别是在火山作用环境中(Walshe，1986)，这种硅酸盐矿物既可以替代原先存在的铁镁矿物，也可以以脉的形式或在空穴中直接从流体中沉淀下来。绿泥石的结构是以八面体的水镁石层和四面体－八面体－四面体的滑石层有规则地相同排列(McMuchy，1934;Bailey，1988)为特征。绿泥石的结构化学式为:

江西德兴金山金矿

其中，R2+代表Fe2+或Mg2+，R3+代表Al3+或Fe3+，◇代表绿泥石八面体位置上的空穴数目，X代表四面体配位的Si4+或Al3+。

绿泥石的成分可以反映绿泥石结晶时的物理化学特性，如温度(Cathelineau et al.，1985;Cathelineau，1988)、氧逸度、硫逸度(Bryndzia et al.，1987)和全岩化学成分(Bevins et al.，1988;deCaritat et al.，1993)，因此，绿泥石的成分对于研究热液蚀变机制、与温度有关的地质条件变化(如地热)、环境的物理化学参数都有重要的意义。本节通过研究金山蚀变糜棱岩、千枚岩、含金石英脉中绿泥石的化学成分，探讨金山金矿热液蚀变机制以及水－岩反应的物理化学条件。

一、绿泥石化学成分分析方法及测试结果

由于绿泥石颗粒细小，结构复杂，因此利用常规电子探针技术分析岩石中绿泥石成分比较困难(Peacor，1992;Warren et al.，1992)，特别是矿物的衬里、包裹体、混层结构和复杂的共生关系都能使标准的电子探针技术或者常规方法分析绿泥石成分时产生误差。因此对于绿泥石电子探针测试结果本书采用(Na2O+K2O+CaO)＜0.5%作为标准来判断是否合乎需要;如果(Na2O+K2O+CaO)＞0.5%，则表明绿泥石的成分有混染(Foster，1962;Hillier et al.，1991)。

本书的绿泥石化学成分利用南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室JE-OLJXA－8800M型电子探针进行测试，测试条件为:加速电压15kV，电流1×10－8A;所使用的标样为美国国家标准局的矿物标样，Si用石英作标样，Fe用赤铁矿作标样，Mn用铁橄榄石作标样，其他用角闪石作标样。所有绿泥石颗粒的电子探针分析结果，以28个氧原子为标准，计算绿泥石的结构式。由于电子探针不能够检测Fe3+，因此在绿泥石结构式的计算中，把铁离子当作Fe2+来对待。在低级绿泥石中Fe3+离子的含量很少，它的存在对在绿泥石之间进行成分比较时影响较小。

本节分析了绿泥石化千枚岩、蚀变糜棱岩、蚀变超糜棱岩、含金石英脉中绿泥石的化学成分，结果见表6－3。由表6－3可知，不同类型绿泥石的化学成分有一定的变化，最明显的是FeO(20.75%～34.70%)和MgO(7.13%～15.91%)。绿泥石化千枚岩中绿泥石的FeO、MnO含量比蚀变糜棱岩中绿泥石含量低，而Al2O3，TiO2，MgO的含量却比它们高。Na2O和K2O的含量则基本一致。

二、绿泥石的成分特征

图6－4 绿泥石分类图(据Hey，1952)

1.绿泥石的分类

绿泥石中Si的含量和Fe/(Fe+Mg)的比值图解(图6－4)(Hey，1954)常被用作绿泥石的分类和命名。金山金矿不同岩石类型绿泥石的SiⅣ的变化范围在5.46～5.91之间，Fe/(Fe+Mg)比值变化范围在0.42～0.71之间(表6－3)。由图6－4可知，绿泥石主要由3种类型组成:①蠕绿泥石;②铁镁绿泥石;③密绿泥石。金山金矿变质成因绿泥石化千枚岩中的绿泥石为蠕绿泥石;含金石英脉中绿泥石为密绿泥石;糜棱岩中既有铁镁绿泥石和蠕绿泥石，又有密绿泥石。即使在同一个样品中，也有铁镁绿泥石和密绿泥石共存的现象，说明蚀变糜棱岩中绿泥石矿物晶体结构中离子之间的交换没有达到完全的平衡，同时也说明它们形成时物理化学环境的差异。根据绿泥石化学成分中Fe、Mg的含量多少，可知绿泥石化千枚岩中的绿泥石中Mg＞Fe，为富镁绿泥石;而其他类型岩石中Mg＜Fe，为富铁绿泥石。这说明绿泥石化千枚岩的产出环境与其他岩石的产出环境不同，反映了金矿化可能与富铁的绿泥石有关。

表6－3 金山金矿粘土矿物绿泥石电子探针分析结果及其特征值

续表

续表

注:H099是以脉状形式沉淀的绿泥石，分析结果按照绿泥石结构式中包含28个O和OH计算;FeO代表全铁;◇代表八面体空穴的数目;R2+代表Fe2++Mg2++Mn2+;H097为含金石英脉样品。

2.绿泥石的Mg/(Mg+Fe)与Al/(Al+Mg+Fe)

有关绿泥石的化学成分与母岩的关系，已引起了众多学者的研究兴趣(Zang et al.，1995;Martinez－Serrano et al.，1998)。Laird(1988)提出的Mg/(Mg+Fe)与Al/(Al+Mg+Fe)关系图解已被人们广泛地运用到判断绿泥石与其母岩之间的关系。金山金矿绿泥石Mg/(Mg+Fe)比值的变化范围为0.319～0.578，而Al/(Al+Mg+Fe)比值的变化范围为0.317～0.442，其在Mg/(Mg+Fe)与Al/(Al+Mg+Fe)关系图解上的投影点比较分散(图6－5)，没有明显的相关性，而与热液蚀变有关的绿泥石明显不同于变质成因的绿泥石。这说明绿泥石的化学成分可能不完全来自围岩，有相当一部分铁镁质来自流体。

在Laird(1988)的图解中，由泥质岩转变而成的绿泥石比由铁镁质岩石转化而成的绿泥石具有较高的Al/(Al+Fe+Mg)，一般大于0.35。金山金矿绿泥石化千枚岩中绿泥石Al/(Al+Mg+Fe)比值变化为0.413～0.417，糜棱岩中绿泥石的Al/(Al+Mg+Fe)比值变化为0.319～0.442，含金石英脉中绿泥石的Al/(Al+Mg+Fe)比值为0.317。这说明绿泥石化千枚岩中的绿泥石主要来自于泥质岩，而蚀变糜棱岩中的绿泥石可能部分来自泥质岩，部分来自于铁镁质岩石，而含金石英脉中绿泥石来自铁、镁质岩石。

图6－5 绿泥石Mg/(Mg+Fe)－Al/(Al+Mg+Fe)关系图

3.绿泥石AlⅣ、AlⅥ与Fe/(Fe+Mg)

金山金矿绿泥石的AlⅣ变化范围为2.042～2.759，而AlⅥ的变化范围为2.247～3.653(表6－3;图6－6)，AlⅣ＞AlⅥ，为与变质成因的绿泥石略有差异(Foster，1962)。AlⅣ/AlⅥ比值变化为0.66～0.96，说明AlⅣ替代Si4+与AlⅥ在八面体位置上替代Fe或者Mg达到了电荷间的平衡，同时也说明这些绿泥石中Fe3+的含量比较低。

图6－6 绿泥石AlⅣ－AlⅥ关系图

在AlⅥ－Fe/(Fe+Mg)图解(图6－7)上可以看出，AlⅥ与Fe/(Fe+Mg)有两种关系:一类是随着AlⅣ含量的增加，Fe/(Fe+Mg)比值也增加，说明AlⅣ替代Si4+必须有大量的Fe2+替代Mg2+，换言之，由于绿泥石结构本身的原因，随着Fe/(Fe+Mg)比值增加，有更多的AlⅥ替代Si4+;另一类是随着AlⅣ含量的增加，Fe/(Fe+Mg)比值减小，这就是说随着Fe/(Fe+Mg)比值增加，没有相应的更多的AlⅥ替代Si4+;说明成矿流体中有较多的Si4+，这可能与金山金矿的硅化作用有关。

4.绿泥石八面体位置上的空穴数目与Na+K+2Ca

绿泥石八面体位置上的空穴数目(◇)，由◇－Na+K+2Ca图解(图6－8)可以看出，◇与Na+K+2Ca没有明显的相关关系，说明热液蚀变过程中绿泥石成分的变化不是由与其共生的伊利石造成的。

图6－7 绿泥石AlⅣ－Fe/(Mg+Fe)关系图

图6－8 绿泥石Na+K+2Ca－◇关系图

三、绿泥石地质温度计

绿泥石作为中低温、中低压环境中稳定存在的矿物，由于其结构有很大的可变性，成分上具有非计量性，因此它的成分、结构的变化与其形成温度之间的关系一直受到人们的关注(Bailey et al.，1962;Walker，1989;Martinea－Serrana et al.，1998;deCaritatP et al.，1993;Zang et al.，1995;Battaglia，1999)。Hayes(1970)注意到绿泥石的多型与其形成温度之间具有定性的关系。Crutisetal.(1985)指出了随着埋藏深度的增加，沉积盆地中绿泥石多型可能的演化路线。Cathelineau et al.(1985)通过对墨西哥LosAzufres和SaltonSea地热系统绿泥石成分－温度之间关系的系统研究，发现AlⅣ和温度之间存在正相关关系，于是提出了绿泥石固溶体地质温度计。Battaglia(1999)则提出了运用XRD衍射结果探讨绿泥石形成时的温度。为了探讨金山金矿绿泥石的化学成分与其形成温度之间的关系，本书利用Rausell－Colom et al.(1991)提出、后经Nieto(1997)修改的绿泥石化学成分与d001之间的关系式计算d001值:

d001=14.339－0.115AlⅣ－0.0201Fe2+

然后，根据Battaglia(1999)提出的面网间距d001与温度之间的关系方程，计算绿泥石的形成温度:

T(℃)=(14.379－d001)/0.001

计算结果已列于表6－3。由表可知，金山金矿绿泥石化千枚岩绿泥石的形成温度为219～225℃，而热液蚀变成因的绿泥石温度为206～258℃，这与由流体包裹体所测的均一温度基本一致。

四、绿泥石形成的物理化学条件

正如温度对绿泥石化学成分的影响一样，绿泥石形成时的物理化学条件(如fO2和fS2等)也影响着绿泥石的化学成分。fO2和fS2等对绿泥石化学成分的影响主要表现在Fe/(Fe+Mg)比值上。Bryndziaetal.(1987)进行了fO2和fS2等对绿泥石化学成分影响的实验研究，确立了由绿泥石化学成分计算fO2和fS2的方法。Walshe(1986)提出利用绿泥石六端员模型计算热液系统中绿泥石形成的物理化学条件。肖志峰等(1993)利用绿泥石的化学成分研究了海南抱板金矿田围岩蚀变中绿泥石的形成条件。本书根据Bryndzia et al.(1987)所提出的方法计算了金山金矿绿泥石形成的物理化学条件，结果列于表6－3。由表6－3可知，金山金矿水－岩作用过程中，流体的fO2为10－29.56～10－31.48，而形成变质成因绿泥石的流体fO2为10－28.69～10－29.43。

五、绿泥石的形成机制

1.绿泥石形成条件分析

绿泥石的形成过程是一个由反应动力学控制的水－岩反应，除温度、压力之外，绿泥石的形成还受水－岩比、流体和岩石化学成分的制约(Harvery et al.，1991;Inoue et al.，1994;Pollastro，1993)。Harvery et al.(1991)认为在高渗透率的地热区，伊利石和绿泥石直接从流体沉淀出来。Zangetal.(1995)认为理论上绿泥石形成的多少是与系统中Mg2+的含量有关，实验发现，在温度为250℃的条件下，高水－岩比(＞50)有利于形成富绿泥石－石英的岩石，而低水－岩比的条件下则形成贫绿泥石－石英的岩石(Mottl，1983;Bowers et al.，1985)。实验研究发现Mg/(Fe+Mg)比值的变化与系统的硫化作用和氧化作用有关(Bryndzia et al.，1987)。Zane等(1998)认为全岩的成分控制着变质成因绿泥石的成分。Hillier(1993)指出在微观的情况下，铁、镁绿泥石的共存说明了系统是不平衡的，Inoue(1995)认为在脉状矿床的热液蚀变中低氧化、低pH值的条件有利于形成富镁绿泥石，而还原环境有利于形成铁绿泥石，铁绿泥石的形成可能与流体的沸腾作用有关。金山金矿绿泥石的成分同Martinez－Serrand et al.(1998)所提出的热液蚀变绿泥石的成分基本相同。金山金矿蚀变岩石中的绿泥石Fe/(Fe+Mg)为0.50～0.69，为富铁绿泥石。上述研究说明，金山金矿岩石蚀变过程中绿泥石沉淀环境是还原环境。在成岩过程的反应和活动地热区的热液蚀变中，常可以见到蒙脱石向柯绿泥石和绿泥石的转化。柯绿泥石以(001)衍射峰为29(1=10－10m)经己二醇处理后变为31为特征。有关蒙脱石向绿泥石的转化是否是一个连续的过程一直存在着争论(Bettison－Varga et al.，1991;Shau et al.，1992;Roberson et al.，1999a)，Shau et al.(1992)指出在不完全结晶的条件下，蒙脱石向绿泥石的转化是一个连续的过程;而在高水－岩比的条件下，倾向于不连续的过程，主要表现为单个的状态。Robinson et al.(1999b)认为柯绿泥石在蒙脱石向绿泥石的非连续转化过程中，稳定温度范围为150～200℃，而柯绿泥石稳定温度存在的最高上限为230～250℃。Barrenechea et al.(2000)认为氧化环境有利于柯绿泥石的形成。而柯绿泥石+绿泥石的出现，与还原环境有关。在金山金矿的样品中没有发现有蒙脱石存在的样品(图6－9)。因此，可以认为柯绿泥石在金山金矿的出现是一个不连续的状态。它与绿泥石共存代表了成矿环境为还原环境。它是在流体作用下，韧性剪切带发生退变质作用过程中，绿泥石发生退化的结果。

图6－9 金山金矿蚀变超糜棱岩粘土矿物(＜2μm)AD片和经己二醇处理EG片X射线衍射图Chl—绿泥石;Q—石英;Feld—长石;Corr—蒙脱石

2.绿泥石的形成机制

金山金矿蚀变糜棱岩中绿泥石的含量少于蚀变超糜棱岩中绿泥石的含量，说明在糜棱岩带流体中的Fe2+和Mg2+含量比超糜棱岩带低。而Fe2+和Mg2+的来源和迁移与铁镁质岩石及构造分异作用有关。蚀变带中的绿泥石主要为铁绿泥石，说明流体中Fe2+＞Mg2+。从显微镜下可以看到绿泥石呈脉状充填于裂隙中，或充填于韧性剪切带内皱曲转折端等张性部位。结合前文的论述，绿泥石的形成温度为206～258℃，流体作用过程中，水－岩比较高。故本书认为金山金矿热液蚀变成因的绿泥石形成机制同伊利石一样，为溶解—迁移—沉淀形成。

绿帘石化跟绿泥石化怎么区分

形成含绿泥石蚀变岩石的中、低温热液蚀变作用。在围岩蚀变过程中,产生绿泥石的方式有两种：①由铁、镁硅酸盐矿物直接分解而成；②由热液带人铁、镁组分发生交代蚀变而成。与绿泥石化有关的围岩,主要是中一基性火成岩和变质岩。此外,部分酸性岩和泥质岩也可发生。绿泥石化单独出现较少,常与黄铁矿化、绢云母化、青磐岩化、绿帘石化及碳酸盐化等相伴生。有关的矿产,主要是铜、铅、锌、金、银、铁、锡及黄铁矿等。

绿帘石的生成与热液作用(主要相当于中温热液阶段)有关，主要形成绿帘石化，即原来的岩浆岩、变质岩、沉积岩受热液交代后形成的一种围岩蚀变。在伴有动力破碎的后退变质作用中，Ca2+可以从斜长石、辉石和角闪石中析出而形成绿帘石族矿物。在区域变质岩中的绿片岩相中也广泛发育。此外，绿帘石也为基性岩浆岩动力变质的常见矿物。柱状晶形、明显的晶面条纹、平行{001}的一组完全解理、特征的黄绿色可以与相似的橄榄石、角闪石相区别。

热液蚀变类型

研究区内银金矿床的围岩是混合岩和花岗岩。庞西垌、金山和中苏等矿床具有几乎完全相同的蚀变特征。热液围岩蚀变类型主要有钾长石化、绿泥石化、绢云母化、硅化、黄铁矿化、萤石化、碳酸盐化和重晶石化等（图4-1A,B,C,D）。

1.钾长石化

钾长石化分布在断裂两侧围岩，是早期蚀变类型，主要分布在矿床的上盘混合岩中。蚀变产物钾长石呈斑状、团块状，少量呈脉状产出。

2.绿泥石化

常分布在蚀变带的外侧，主要为绿泥石交代黑云母、斜长石，偶与石英组成细脉沿裂隙穿插、充填脉石和黄铁矿的裂隙。绿泥石化是本矿床不很发育的蚀变类型，局部分布。

3.绢云母化

是常见的蚀变类型之一，最为广泛，分布在整个含矿断裂带及其围岩中，以片状、鳞片状集合体形式出现，可以划分为不同的期次。

早阶段绢云母化表现为长石被绢云母交代，多数残留长石假象。晚阶段热液成因绢云母与石英相伴呈细脉状分布。花岗岩中绢云母化相对强烈。硅化和绢云母化常同时产出，形成绢英岩化，在蚀变的中心形成绢英岩。

4.硅化

是最常见的蚀变类型之一。野外考察和室内镜下观察硅化为多阶段蚀变产物。早阶段，硅化蚀变形成的石英颗粒可见压碎现象，伴有黄铁矿化。硅化强烈时形成硅化岩。较晚阶段硅化表现为石英沿裂隙交代早期蚀变的石英。晚阶段石英经常与绢云母、黄铁矿等一起产出。

形成硅化的硅质有两种来源：一是长石、绢云母分解释放出来的硅质；一是由热液携带的硅质。硅化与金银矿化关系密切。

图4-1　庞西垌—金山银金矿床不同热液蚀变类型

5.黄铁矿化

具多期多阶段特征。手标本上可以清晰看到早阶段黄铁矿呈自形粒状、浸染状分布在绢云母化硅化岩中。显微镜下可见黄铁矿常被后阶段的方铅矿、闪锌矿等硫化物熔蚀交代或被石英硫化物细脉穿插。

晚期的黄铁矿呈细脉状、它形细粒状，常与其他硫化物构成细脉，沿硅化岩中的裂隙充填。晚期黄铁矿化与矿化的关系密切。黄铁矿化和绢云母化、硅化三者在空间上经常相互叠加。

6.碳酸盐化

碳酸盐化是晚期的蚀变类型。常呈石英方解石脉充填在裂隙中。

7.重晶石化和萤石化

重晶石化和萤石化是晚期的蚀变类型。常呈萤石脉和重晶石脉沿裂隙充填。有时与石英-方解石脉共生。

不同蚀变类型的空间分布范围有差异，硅化、绢云母化是分布最为广泛的蚀变类型，钾化、绿泥石化分布在蚀变带的外侧，黄铁绢英岩化在蚀变带的中心。

绿泥石类蚀变矿物的波谱特征

绿泥石化也是研究区一种主要的矿化蚀变类型，主要蚀变矿物有绿泥石、绿帘石及斜黝帘石等，其典型特征是0.4～2.5μm光谱范围，蚀变矿物反射光谱单调升高，在TM5波段附近出现一个最强反射峰，随后，在2.1～2.4μm附近出现一个强吸收谷，这是含羟基（OH）－矿物的一个最典型的特征（图5-2）。

图5-2　绿泥石类蚀变矿物反射波谱曲线

矿床围岩蚀变特征

3.5.1 蚀变类型

矿床围岩蚀变种类较多，主要为绢云母化、绿泥石化、碳酸盐化、硅化，还有黄铁矿化、磁铁矿化、白云母化，表生期的风化作用有褐铁矿化。

3.5.1.1 绢云母化

在矿床中广泛发育，主要分布在含矿花岗斑岩体内外接触带，为面型蚀变。绢云母主要选择交代斑岩中的斜长石斑晶或火山碎屑岩中的斜长石晶屑，斜长石斑晶被交代后仍保留斑晶外形（图3.54）。而钾长石斑晶或晶屑的绢云母化甚弱。在强绢云母化地段，绢云母还交代斑岩基质中的微晶状长石（图3.55），或沿火山碎屑岩玻屑边缘交代，形成较清晰的镶边结。交代充填成因的绢云母多呈不规则脉状沿构造破碎带、隐蔽爆破相岩石或斑岩及火山碎屑岩微裂隙分布。蚀变而成的绢云母为浅黄—浅黄绿色，呈细片状、板条状，集合体多呈鳞片状，粒度细小，粒径 0.03～0.05mm。总体上，矿田绢云母蚀变延续时间长，从成矿早期到晚期均有绢云母化。

图3.54 含矿花岗斑岩中斜长石斑晶绢云母（Ser）化

图3.55 花岗斑岩中基质绢云母（Ser）化

3.5.1.2 绿泥石化

绿泥石化在矿田十分发育，主要分布于花岗斑岩体中心部位，岩体边部和靠近岩体的围岩局部可见。表现为长石斑晶完全或不完全被绿泥石交代，但仍保留完好的斑晶外形（912队，2005）。在强绿泥石化地段绿泥石还交代基质中的长石（图3.56，图3.57），绿泥石主要呈灰绿色。另外，在构造裂隙及层间破碎带中也见有较强的绿泥石化，其主要呈脉状、不规则脉状（图3.57）或网脉状产出（912队，2006）。

图3.56 含矿花岗斑岩中晶形完整的绿泥石（Chl）

图3.57 含矿花岗斑岩中团块状绿泥石化（Chl）

不同产状和不同阶段形成的绿泥石，其颜色有一定的差异：早期形成的绿泥石为黄绿色，多呈细小纤维状、扇形放射状、束状集合体；晚期绿泥石为暗绿色，以脉状充填为主（图3.58），呈线型分布；网脉状绿泥石为黄绿色、绿色；灰绿色绿泥石与石英和铁锰碳酸盐矿脉一起产出（图3.59）。绿泥石的主要成分为含铁绿泥石、蠕绿泥石（孟祥金，2008）。

3.5.1.3 碳酸盐化

碳酸盐化蚀变分布较为普遍，形成时间稍晚于绢云母化及绿泥石化，发育在含矿花岗斑岩、流纹斑岩及火山碎屑岩中。蚀变矿物主要有铁锰碳酸盐及方解石等（912队，2006）。

铁锰碳酸盐以MnCO3-FeCO3系列广泛发育，其碳酸盐的亚种有：富锰菱铁矿、锰菱铁矿、富铁菱锰矿、富镁菱铁矿、镁菱铁矿、菱铁矿。本次对铁锰碳酸盐进行了较详细的矿床矿物学研究，详见本书第4章4.2节。铁锰碳酸盐化主要表现为沿长石斑晶、晶屑的裂隙边缘交代（图3.60），呈不规则环带状；少量的呈粒状集合体不均匀分布于早期绿泥石、绢云母等蚀变矿物中，呈交代残余结构（图3.61）、镶边结构。交代充填成因的铁锰碳酸盐，呈集合体沿岩石裂隙交代充填，常与其他蚀变矿物（绿泥石、石英等）共生（图3.62）。

图3.58 暗绿色绿泥石（Chl）呈网脉状填充在钾长石（Kfs）颗粒间

图3.59 含矿花岗斑岩中绿泥石（Chl）呈脉状与铁锰碳酸盐（Fer）脉共生

图3.60 铁锰碳酸盐（Fer）交代钾长石斑晶（Kfs）边缘，钾长石斑晶边缘呈锯齿状

图3.61 铁锰碳酸盐（Fer）交代绢云母化斜长石（Pl）（注意照片标注呈交代残余结构）

图3.62 铁锰碳酸盐（Fer）-石英（Qtz）-绿泥石（Chl）脉沿岩石裂隙交代充填

图3.63 花岗斑岩裂隙中的方解石（Cal）细脉

（据孟祥金，2008）

方解石多呈粒状集合体充填于岩石裂隙中（图3.63），呈细脉稀疏状分布，脉宽5～15mm，脉体一般发育在含矿斑岩体的外带晶屑凝灰岩中，距赋矿斑岩体数百米仍能见到方解石脉。方解石为白色，半自形—他形粒状，粒径0.2～0.5mm，属矿田蚀变最晚阶段的产物。

3.5.1.4 硅化

硅化或单独产出，或与其他蚀变矿物紧密共生。主要产于花岗斑岩、流纹斑岩或火山岩中，呈致密状或细脉状产在断裂、裂隙中（图3.64），硅化后使岩石变得坚硬（912队，2006）。在蚀变斜长石中，硅化形成他形粒状石英，粒径0.05～0.15mm，结晶程度较低。在蚀变钾长石中硅化石英呈他形粒状集合体不均匀分布（图3.65），或沿蚀变斑晶、晶屑边缘分布，呈镶边结构或完全交代原来斑晶矿物形成聚斑晶，有时硅化石英细网脉可切割斑晶或晶屑，有时沿裂隙充填，其脉幅可达10～25mm。硅化多与铁锰碳酸盐、绢云母、绿泥石等蚀变矿物共生（孟祥金，2008）。

图3.64 矿石中硅化石英（Qtz）呈他形细脉沿铁锰碳酸盐（Fer）裂隙充填交代

图3.65 花岗斑岩中硅化石英（Qtz）呈他形粒状集合体沿钾长石（Kfs）边缘及裂隙交代

3.5.1.5 黄铁矿化

黄铁矿化具有矿化与蚀变双重意义，主要分布于断裂破碎带中及附近，呈中细粒—微细粒状（图3.66）自形状产出，亦有呈（微）细脉状及细脉浸染状产出（图3.67）。

图3.66 含矿花岗斑岩中呈中细粒—微细粒状自形—半自形黄铁矿（Py）

图3.67 含矿花岗斑岩中呈细脉浸染状产出的黄铁矿（Py）

3.5.1.6 磁铁矿化

主要分布于斑岩体与火山岩中层状铁锰碳酸盐岩的接触带，远离接触带则磁铁矿化明显变弱直至消失，在下鲍矿区铁锰碳酸盐含矿层中较发育（图3.68）。交代成因的磁铁矿核部主要成分为锰菱铁矿，说明蚀变磁铁矿系交代层状铁锰碳酸盐中的锰菱铁矿而成。

图3.68 银铅锌矿石中半自形粒状结构的磁铁矿（Mag）分布在铁锰碳酸盐（Fer）中

3.5.1.7 白云母化

较为常见，但规模小。斑岩中的黑云母斑晶或微晶都被白云母部分交代，沿解理有铁矿物析出（图3.69）。此外还交代绢云母化斜长石，此种白云母为细鳞片状绢云母重结晶而成，具花瓣状外形。

图3.69 花岗斑岩中黑云母斑晶白云母（Ms）化

3.5.1.8 赤铁矿化

呈网脉状、脉状、角砾状，充填于岩石裂隙带中。赤铁矿为紫红色、赤红色的粉末状集合体，主要分布于银路岭岩体下接触带及外带晶屑凝灰岩中（孟祥金，2008）。

3.5.2 蚀变作用期次

根据矿田内蚀变矿物组合在空间上的分布规律、蚀变矿物相互关系及蚀变脉体相互穿切关系，大致将矿田的蚀变作用划分为早晚两期（孟祥金，2008）。

3.5.2.1 早期蚀变

以绢云母、绿泥石化蚀变发育为主，以及少量硅化。发生在矿田爆发较大规模的隐蔽爆破作用，形成隐爆角砾岩时期。这一时期发生广泛的水解作用（氢交代）形成了岩体内缺乏分带的绢云母化、绿泥石化以及少量硅化，主要表现为黑云母、钾长石、斜长石的分解，形成一系列的含（OH）的片状矿物，如绿泥石、绢云母以及石英等，同时可有部分碳酸盐出现，伴生弥漫状均匀分布的黄铁矿化。同时，在斑岩体侵入火山岩地层中的层状铁锰碳酸盐岩层发生磁铁矿化蚀变。在靠近斑岩体部位发育由锰菱铁矿蚀变而成的磁铁矿，远离岩体则磁铁矿含量明显减少直至消失。

3.5.2.2 晚期蚀变

主要有两种作用：一种为早期的水解作用继续进行，形成大量的绢云母化与绿泥石化，并伴有少量的粘土化；另一种为碳酸盐化。本蚀变期大致分为3个阶段：

（1）绿泥石-绢云母化阶段

发生在斑岩体内，蚀变矿物主要有绿泥石、绢云母，其次有黄铁矿、石英等。主要表现为绿泥石交代钾长石斑晶，部分交代基质中的长石；绢云母交代斜长石斑晶，偶见有绢云母交代绿泥石矿物；石英与绿泥石、绢云母一起交代长石斑晶；黄铁矿呈浸染状分布。

（2）绢云母-碳酸盐化-硅化阶段

主要分布于岩体接触带，遍及整个斑岩体。蚀变矿物主要有绢云母、黄铁矿、铁锰碳酸盐和石英，次有绿泥石。主要表现为绢云母交代斜长石，部分交代钾长石及早期绿泥石，铁锰碳酸盐往往叠加在绿泥石化钾长石之上，硅化石英与绢云母、铁锰碳酸盐一起交代长石斑晶。

（3）碳酸盐-绢云母化阶段

主要分布于岩体接触带及外带火山岩，蚀变矿物主要有铁锰碳酸盐、绢云母和方解石，其次有石英、黄铁矿、萤石等。主要表现为铁锰碳酸盐交代长石斑晶或晶屑；绢云母交代长石晶屑，部分呈细脉状产出；方解石呈脉状，分布于火山岩中；硅化石英往往与铁锰碳酸盐或方解石组成脉体，少数与萤石矿物组成脉体。

矿田的银铅锌矿化作用主要发生在晚期蚀变的第二和第三阶段。

3.5.3 蚀变分带

从冷水坑矿田蚀变矿物组合及蚀变的空间分布看，矿化蚀变具有一定的分带性。矿田蚀变分带主要受银路岭花岗斑岩体及其接触带控制，以银路岭花岗斑岩体为中心，蚀变类型和蚀变强度呈规律性的变化：绿泥石化普遍发育，以岩体内带最强，向外逐渐减弱；绢云母化在岩体内较为发育，在接触带最强，接触带两侧逐渐减弱；碳酸盐化在岩体内带外带较强，而接触带相对较弱。综合矿田蚀变矿物组合及蚀变程度的空间分布规律，由岩体内向外蚀变可以分为绿泥石-绢云母化带、绢云母-碳酸盐-硅化-黄铁矿化带及碳酸盐-绢云母化带（图3.70；表3.2）。

图3.70 冷水坑矿田100号勘探线围岩蚀变分带

（据912队，1988，有修改）

1—绿泥石-绢云母化带；2—绢云母-碳酸盐-硅化-黄铁矿化带；3—碳酸盐-绢云母化带；4—上侏罗统打鼓顶组；5—上侏罗统鹅湖岭组；6—下石炭统梓山组；7—上震旦统老虎塘组；8—花岗斑岩；9—钾长花岗斑岩；10—闪长玢岩；11—推测断层；12—实测断层

表3.2 冷水坑矿田蚀变分带特征及其矿化特点

（据孟祥金等，2008）

（1）绿泥石-绢云母化带

发育于岩体内带，以绿泥石化为主，处于岩体中心，产出最大厚度300～350m，主要发育于-200m标高以上，蚀变程度中等—较强。在平面上呈不规则椭圆状，剖面上呈大透镜状，部分出露地表，在带中黄铁矿化蚀变程度较强。蚀变矿物组合类型：绿泥石-绢云母-石英-黄铁矿，铁锰碳酸盐-绿泥石-绢云母，局部见泥化-绢云母-黄铁矿（表3.2）。该带中隐爆作用较弱，可见碎裂花岗斑岩，矿体规模较小，多呈透镜状，矿化以细脉状和浸染状相间产出。

（2）绢云母-碳酸盐-硅化-黄铁矿化带

大致围绕绿泥石-绢云母化带分布，主要发育在岩体上接触带及近根部带，蚀变范围较广。平面上呈半环状，在剖面上表现为上厚（约200m）下薄（约50m）的特点，蚀变程度相对较绿泥石-绢云母化带强，大多已全岩蚀变，黄铁矿化在该带中蚀变程度最强。主要矿物组合为绢云母-铁锰碳酸盐-石英-黄铁矿、绢云母-石英-黄铁矿，少量的绢云母-绿泥石-石英蚀变矿物组合。该带不仅花岗斑岩的斑晶和基质均具较强烈的绢云母化，同时又是隐爆斑岩、隐爆碎屑岩分布最多的地方，是主要铅锌矿体赋存的部位，矿体以似层状产出，矿化以浸染状为主，细脉状次之。

（3）碳酸盐-绢云母化带

位于岩体外围火山碎屑岩中，厚50～150m，局部达300m，在岩体内仅20～30m，蚀变程度较强。在该带中叠加有中等—弱程度的黄铁矿化，蚀变组合为铁锰碳酸盐-绢云母-石英。偶见隐爆作用后期熔化贯入碎屑岩的分布，仅有零星的脉状矿化，以脉状产出为主（孟祥金，2008）。

上述蚀变分带并不具有明显的界线，通常各带呈渐变过渡关系，冷水坑矿田不具明显的钾硅酸盐化蚀变，而发育“氢交代”作用，硅化蚀变也比典型的斑岩铜（钼）矿床的弱。冷水坑矿田的面型蚀变类型及其分布规律说明含矿斑岩形成于较为开放的环境，由深部岩浆房分异出来的挥发组分在斑岩顶部没有形成大规模的集聚，由此形成的流体温度下降迅速，未与斑岩和围岩发生较为充分的反应。矿田大量发育与矿化密切相关的“氢交代”蚀变以及大量的碳酸盐化蚀变，进一步表明矿化主要发生在中温阶段（280～420℃）。

绿泥石化，硅化，绢云母化怎么野外判定？

个人感觉绿泥石化颜色比绢云母化要绿 而且绢云母化在表面没有绿泥石化那么软，而硅化带有油脂光泽。比前两者硬得多。你可以自己找一些标本对照，总结出自己的一套辨认方法。那样记得更劳。