矿床类型 矿床分类
一、镁质碳酸盐岩中的变质沉积型菱镁矿矿床
这类矿床主要产于前寒武纪白云质大理岩、变质白云岩中。矿床常沿一定层位呈带状分布，延长可达数十至百余千米，构成巨大的矿带。矿体多呈层状、透镜状，一般长几百米至几千米，厚几米至几十米。矿体与围岩的接触界线平直、清楚，有的地方也可能呈渐变过渡关系。矿体中常有白云石大理岩、变质白云岩、千枚岩等的夹层。层状矿体中经常可见到变余原生沉积构造，如层理、纹层、交错层理、雹痕、波痕、泥裂、结核等构造，还可见到变余生物构造，如叠层石等。矿石的矿物成分主要为菱镁矿，含量一般在80%以上，其次为白云石、石英、方柱石（假象）、石墨、粘土矿物、黄铁矿等，矿体为晚期脉岩切割时，在接触处白云岩或菱镁矿中见有滑石、蛇纹石、透闪石、水镁石、绿泥石、磁铁矿、水菱镁矿、黄铁矿等矿物出现。矿石中菱镁矿呈白、灰白色、肉红色等，具粒状变晶结构，颗粒直径几毫米到几厘米。矿石质量较好，MgO含量一般在35%以上；矿石储量可达数百万吨，多大型矿床，一个矿带内可有数亿吨菱镁矿储量。此类矿床是最重要的菱镁矿床类型。
这类矿床的成因过去争论较多；表现在成矿作用上，是后生热液交代的，还是同生沉积的；在镁的来源上，是岩浆结晶分异所形成的富镁岩浆热液或是富镁混合岩化热液，或是来自储积于海洋中的镁盐。几十年的讨论，推动了研究的进展。由于近代海水盐类沉积成矿实验的研究，矿石同位素的研究，特别是深入开展了野外矿床地质的研究，大家多趋向于认为像中国东北、俄罗斯萨特金菱镁矿床是由沉积作用形成的。它们是在干热气候条件下，潟湖盆地的一种化学沉积物。后期受区域变质作用的改造，同时形成了与菱镁矿共生的各种矿物。
我国辽宁海城-大石桥菱镁矿矿床是这类型的典型矿床（图4-2），特点如下。
1.矿区地层
矿区位于元古宙裂谷海槽内，其西北部是太古宙克拉通，东南由元古宙辽河群变质岩系所组成。矿区内主要分布的是辽河群大石桥组，该组地层由上而下分为3段：①下段的下部为绢云石英片岩、黑云片岩、千枚岩，上部为条带状大理岩，厚度大于1950m；②中段为云母片岩、十字石、矽线石云母石英片岩夹白云石大理岩，厚度大于850m；③上段为菱镁矿岩、白云石大理岩夹千枚岩，厚度大于3000m。
2.菱镁矿矿床
产于大石桥组上段，由一套镁质碳酸盐岩组成，应代表富镁碳酸盐岩沉积建造，菱镁矿矿层是建造中重要岩石类型。菱镁矿体呈层状、具有一定的层位，沿走向方向延伸稳定，延长四十多公里。由杨家甸子、下房身、金家堡子、铧子峪、青山怀、圣水寺等几个大型优质菱镁矿床组成。工业矿体依品位圈定，矿体与围岩无明显界线。各矿体沿走向构成矿带，矿带内可分为3层矿，沿走向基本相连（图4-2）。
图4-2 辽宁省大石桥-海城菱镁矿矿床区域地质图
（据朱国林，1984）
1—第四系；2—盖平组云母片岩、千枚岩；3—大石桥组三段白云石大理岩；4—大石桥组二段石榴矽线云母片岩夹条带状白云石大理岩；5—大石桥组一段深灰色千枚岩、条带状大理岩夹变质凝灰岩；6—浪子山组变粒岩、白云二长片岩、石英二云母片岩；7—菱镁矿（包括部分的菱镁岩）；8—滑石矿带；9—花岗岩；10—黑云母混合岩、角闪石混合岩；11—中 基性脉岩；12—侵入地质界线；13—断层
下部矿体主要由条带状菱镁矿与白云石大理岩互层，夹白云质千枚岩，含碳较高，底部有同生砾岩层。
中部矿体以优质菱镁矿为主，品位高，厚度大，矿石重结晶明显，以粗晶、巨晶为主，中间夹几米厚含碳较高的矿层，具微层理、斜层理。
上部矿体主要由菱镁矿、硅质白云石大理岩夹千枚岩组成，常见菱镁矿与白云石大理岩在横向上的相变。
在上述3个矿层中经常可见到千枚岩、碳质板岩的夹层，产状与菱镁矿层一致，延伸稳定，接触界线清楚，互层现象明显，应代表沉积韵律构造（图4-3）。
图4-3 金家堡子菱镁矿矿床1200线矿体地质剖面图
（据下房身镁矿地测科，1980）
1—第四系；2—石英云母片岩；3—千枚岩；4—滑石化千枚岩；5—白云石大理岩；6—一级品菱镁矿矿体；7—二级品菱镁矿矿体；8—三级品菱镁矿矿体；9—零级品菱镁矿矿体；10—破碎带；11—钻孔；12—露天开采台阶
除3个主要矿层外，在矿层的顶底板岩层中，尚有小矿体存在。呈透镜状、扁豆状、似层状分布于白云石大理岩中，矿体规模较小，一般长约50～250m，厚度为5～15m，产状与围岩一致。
3.矿石成分与结构
矿石中主要组成矿物为菱镁矿（含量87%～97%），其次为白云石、含铁菱镁矿、菱锰矿、滑石、透闪石、方柱石（假象）、直闪石、石英、碳质物及黄铁矿等。有时滑石沿构造裂隙分布富集时，可构成滑石工业矿床。矿石中MgO含量为35%～48%，CaO为0.1%～8%，SiO2为0.2%～8%，Al2O3为0.01%～5.12%，Fe2O3为0.11%～2.40%，烧失量49‰～51‰。其中下房身矿床的矿石分为1～5 级，矿石中主要化学成分：MgO为47.06%～45.26%、CaO为0.55%～2.41%、SiO2为0.38%～0.68%、烧失量51‰～51.76‰等。
菱镁矿以白色、浅肉红色为主，其次为灰白色、灰色、淡黄色等。菱镁矿矿石具粒状变晶结构，晶体大小一般为0.3～2cm，小者不到0.1cm，所以矿石可具细粒 粗粒变晶结构。在显微镜下检查，菱镁矿晶体之间均呈紧密镶嵌接触关系。矿石的结构反映了菱镁矿晶体重结晶现象明显，应与矿石受区域变质作用有关。
在矿石中变余的沉积构造较为发育（图4-4），包括变余层面构造，如干裂、雹痕、波痕、同生角砾；变余层理构造，如条带状、层纹状、交错层理；变余生物构造，如变余叠层石（聚环藻、弹状藻、南罗藻）等构造，说明原始菱镁矿矿石具有明显的沉积构造。而且沉积时海水很浅，时而露出水面。菱镁矿组成藻叠层石的出现，也说明处于浅而温暖的环境。这些与上节所推测菱镁矿形成于较浅的潟湖相的古地理环境是一致的。此外，还可见到一些菱镁矿细脉切穿围岩（如白云大理岩）层理，矿脉受构造裂隙控制。脉中菱镁矿结晶粗大，有的粒径在几厘米以上。红色矿脉也可以穿切早期的白色菱镁矿层。这些矿脉应与变质热液作用有关。
4.矿石的稀土元素与碳、氧同位素组成
不同层位的菱镁矿矿石，矿层中的千枚岩夹层、白云石大理岩及矿层下部围岩云母片岩等样品的稀土元素分析资料表明，它们的稀土模型曲线均相似，稀土元素相对丰度差别小，可能反映了它们共同具同生成因特征。从Eu/Sm比值来看，本区菱镁矿多变化于0.16～0.23，算术平均值为0.19，与地壳中沉积岩0.20的比值相当，也说明菱镁矿具有沉积的特点。
图4-4 菱镁矿矿石（层）的主要变余沉积组构
（据张秋生等，1984）
A—菱镁矿矿层底板的干裂；B—菱镁矿矿层底板的雹痕；C—菱镁矿矿体中的浪痕；D—菱镁矿矿层中的水平层理；E—菱镁矿矿层中的薄板状水平层理；F—菱镁矿矿层中的交叉层理；G—菱镁矿矿层中的斜层理；H、Ⅰ、J和K—菱镁矿矿层中的各种藻类
从碳同位素特点来看，区内白云大理岩δ13CPDB/‰平均为-0.6，菱镁矿平均为-1.20，都接近零。根据碳同位素在自然界中分布，海相沉积碳酸盐δ13CPDB/‰为0，前寒武纪至现代的沉积碳酸盐δ13C相同，都接近于零，也说明菱镁矿应是海相沉积的。
5.矿床的成因与演化
本区层状菱镁矿层赋存于古元古代辽河群镁质碳酸盐岩地层内，是在滨岸边潟湖盆地内，可能在气候炎热的条件下经化学与生物化学作用沉积形成的。原始沉积物至1900Ma，经受绿片岩-角闪相区域变质作用的改造，镁质碳酸盐岩发生重结晶，形成晶质菱镁矿岩、白云石大理岩。形变作用使岩层褶皱，并在褶皱的转折部位使矿层加厚；挤压特别强烈的部位，出现扇形构造，处于直立部位的菱镁矿可再次重结晶，形成粗晶、巨晶、菊花状构造，有时也可沿发育的破辟理向两侧生长形成梳状构造的菱镁矿。上述各种地质作用造成菱镁矿层直立、加厚，于有利的构造部位可形成巨晶优质菱镁矿带。与变质作用同时产生一些富镁碳酸盐溶液在局部地段形成肉红色菱镁矿细脉。
总之，本区菱镁矿的形成是原生沉积与区域变质和变形作用综合作用的产物。矿床从成因类型上看，属受变质矿床。
对海城-大石桥一带的菱镁矿矿床的研究已历经了半个多世纪，曾对矿床形成提出不同的意见，争论的焦点是镁的来源？矿床是同生与后生的成因？近年来，通过对该矿床的地球化学、成矿盆地分析，生物成矿作用等的研究，获得很多新的资料，大家已趋向认为该晶质菱镁矿矿床主要是受区域变质的海相沉积矿床。但是研究还没有结束，有的问题还应深入。从寻找新的矿产资源基地来看，无疑同生成矿理论更具有实际意义。
6.矿床工业意义
区内本类型矿床规模巨大, 可构成大型-超大型矿床, 矿石质量优良, 是我国最重要的菱镁矿矿床, 有极大的工业价值。
二、超基性岩中热液型菱镁矿矿床
该类矿床位于蛇纹石化超基性岩中。菱镁矿化与蛇纹石化有密切的关系，凡存在菱镁矿化时，均能见到超基性岩有不同程度的蛇纹石化。矿体多沿蛇纹石化的超基性岩的断裂带分布，呈透镜状、脉状及巢状等。矿体向下延伸可达二百米而不尖灭。矿石由菱镁矿组成，常为致密块状，呈白色而无光泽，有时带有褐色斑点；与菱镁矿共生的主要为蛋白石，此外还可见热液作用交代成因的矿物，如文石、透闪石、绿泥石、滑石、玉髓、石英等。这类矿床分布广，矿床规模不一（大中小型矿床均有），矿石中二氧化硅含量较高，菱镁矿的质量较差。矿床中因常含滑石，如达到要求时，可作为滑石矿床开采。
矿床主要是由于超基性岩遭受碳酸的热液作用，产生蛇纹石化的同时形成的，如下式所示：
非金属矿产地质学
希腊优卑亚岛菱镁矿矿床属于这类矿床，我国青海茫崖石棉矿区的超基性岩中产有滑石菱镁矿床，主要作为滑石矿床开采。
三、超基性岩中风化壳型菱镁矿矿床
矿床产于超基性岩风化壳下部，一般深度不超过几十米。矿体呈脉状、网脉状或透镜状，多不规则，大小不定，但含矿面积较大，也可构成具工业意义的矿床。矿石中为隐晶质菱镁矿，伴生矿物有蛋白石、石髓、褐铁矿及可利用的含水镍硅酸盐矿物。这类矿床是岩石受地表水风化、淋滤沉积作用形成的。
俄罗斯乌拉尔哈里洛夫矿床即属此类，我国内蒙古察汗奴鲁菱镁矿矿床也属这类矿床。
矿床类型~
一、区域变质型石墨矿床
矿床产于早前寒武变质岩系中。岩系由一套富含石墨高铝的片岩、片麻岩，同时夹有大理岩、石英岩等副变质岩石组合组成，这套岩石组合也被称为孔兹岩系。岩系中常见的特征矿物有：石墨、磷灰石、矽线石、紫苏辉石、单斜辉石、中长石、石榴子石、堇青石等。国内外区域变质岩系中的石墨矿床，无例外的产于孔兹岩系和与之类似的变质沉积岩系中。孔兹岩系的原岩为富含碳的高铝粘土岩-半粘土岩、砂岩、白云质泥灰岩、石灰岩。在片麻岩中，经常见有金红石、锆石的磨圆碎屑颗粒，说明其原岩应为陆源浅海沉积产物，大多形成于新太古代末-古元古代末。
石墨矿床一般呈层状、似层状和透镜状并多层产出，与容矿围岩呈整合接触，具层控特点，沿一定层位延长可达几公里至几十公里。矿体受变形强烈，使矿体形态、产状复杂，有时可成群、成带分布。矿体主要为石墨片岩或石墨片麻岩，变质程度一般达角闪岩相和麻粒岩相。矿床附近有时受混合岩化作用，出现一些花岗伟晶岩脉。
矿石的物质成分和组构与近矿围岩相同。常见的矿石自然类型有石墨片岩和石墨片麻岩两种，其次有石墨透辉岩，少数矿床中还有石墨变粒岩、石墨大理岩及石墨混合岩。矿石中以含鳞片状石墨为其突出特点。此外，还有斜长石、石英、黑云母、石榴子石、钾长石、透辉石、锆石、金红石以及铁、铜、锌等金属硫化物。石墨等矿物在矿石中均匀分布，定向排列，构成片麻状或片状构造，鳞片片径一般为0.5～1.5mm，因受混合岩化片度可加大，鳞片并局部集中形成斑杂状构造，直至形成一些石墨脉体。矿石品位较稳定，碳含量一般为5%～10%。有的矿石中V2O5含量较高，为0.02%～0.1%；P2O5的含量也较高。当矿体受断裂破坏，石墨矿石发生泥化，断裂通过之处矿石质量降低。
矿石中石墨碳同位素值与大理岩中方解石碳同位素值相差很大，而与天然焦及原油的碳同位素值相近（表3-1），说明形成石墨碳采自有机碳，而不是由碳酸盐岩经变质作用转变而成的无机碳。
表3-1 石墨矿床与有机化合物碳同位素组成测定表
表3-1说明，早前寒武纪结晶片岩岩中的石墨矿床属区域变质类型。早前寒武纪孔兹岩系中大理天然石墨矿床的出现记录了地球上第一次大规模生物的活动，推测当时的大气已由还原转变为氧化性质。孔兹岩发育的浅海沉积环境适于藻类的生长，大量繁殖的藻类被埋藏在泥砂沉积物中，经区域变质作用则形成了石墨矿床。
这类矿床一般规模为大—中型，石墨质量好，品位较稳定，易于选矿，并可露天开采，是石墨矿床中的最重要类型，在世界上占十分重要的地位。我国已探明石墨储量的95%来自本类型。
我国山东莱西南墅，黑龙江鸡西柳毛、勃利佛岭，内蒙古兴和，江西金溪等石墨矿床都属于本类型。此外，在俄罗斯、朝鲜、马达加斯加、挪威等国也是重要石墨矿床类型。
国内该类型矿床以山东南墅石墨矿床最为典型，特点如下：矿床产于中朝克拉通胶辽地块西南端的古元古代荆山群上部（图3-2），岩石组合构成石墨建造，自下而上可分为3个岩石组合。
1.大理岩、角闪斜长片麻岩夹石墨片麻岩组合
以蛇纹石化橄榄石大理岩和角闪斜长片麻岩互层为主，夹石墨片麻岩、石榴斜长片麻岩和少量斜长角闪岩、透辉岩和石英岩等，最大厚度420m，含有1个石墨矿层。
2.角闪斜长片麻岩夹大理岩和石墨片麻岩组合
以角闪斜长片麻岩为主，夹金云母、方镁石橄榄大理岩和石墨片麻岩以及少量的黑云母变粒岩和斜长角闪岩等，最大厚度950m，含有1个石墨矿层。
3.大理岩角闪斜长片麻岩组合
由白云石大理岩、蛇纹石化橄榄大理岩和角闪斜长片麻岩互层组成，有少量的含石墨岩石，一般不含工业石墨矿层，最大厚度约510m。
在整个含矿建造中，最主要的岩石类型是角闪斜长片麻岩，厚度占剖面的60%以上；其次是以橄榄大理岩为主的白云质大理岩类，厚度约占25%；石墨片麻岩约占7%～8%；其余岩石只占6%～7%。因此，含矿建造为含碳角闪斜长片麻岩-石墨黑云片麻岩-镁质大理岩、角闪斜长片麻岩，其原岩为浅海相或潟湖相含碳杂砂岩—粘土岩—镁质碳酸盐岩建造，其中丰富的有机质为以后形成石墨矿床提供了物质基础。
南墅石墨矿床包括院后矿体、刘家庄矿体和岳石矿体，向东向西断续延长约4km。①院后矿体呈透镜状，东西长600m，最厚处80m左右，矿体直接围岩为透辉岩和白云质大理岩等；②刘家庄矿体位于院后矿体以北80m处，有数层厚度不等的石墨矿层经褶皱形成复杂的矿层群，自刘家庄往西石墨矿层延长约2km，厚4～53m，围岩主要是石榴斜长片麻岩和白云质大理岩，靠近岩体常有透辉岩或长石透辉岩分布；③岳石矿体主要分布在小沽河西岸，东长1km多，为复式矿层，总计厚度100～200m，夹石主要为石榴斜长片麻岩，此外还有透辉岩和石英岩，矿体向南倾，下盘围岩为黑云石榴斜长片麻岩、蛇纹大理岩、长石透辉岩和透闪岩，上盘围岩有黑云片麻岩、蛇纹大理岩、透辉岩和角闪斜长片麻岩等（图3-2）。
图3-2 岳石石墨矿床地质示意图
（据南墅石墨矿床勘探报告，1965）
Bm—人工堆积物；Q—第四系；MfHg—混合岩化石榴斜长片麻岩；
Bg—墨云母片麻岩；AHg—角闪斜长片麻岩；Smb—蛇纹大理岩；
HD—长石透辉岩；G—石墨片麻岩；F—破碎带
南墅石墨矿石中鳞片片径0.01～6mm，以0.1～0.4mm较多，粗鳞片比例较高。各种矿石品位一般为5%～10%。硫铁含量偏高，Fe2O3为5%～12%，S为1%～5%，主要来自细脉状、薄膜状分布的黄铁矿。石墨片麻岩矿石中多含金红石，尤以富长英质矿物的矿石中金红石量较高，一般每吨原矿含金红石为1～3kg，可综合回收利用。硫化物脉与长英质矿物成分都与混合岩化有关。
在岳石矿体中矿石主要为片麻状构造，石墨鳞片大致均匀分布和定向排列，有的按不同矿物呈平行细条纹，反映原始的微层理。
院后矿体中矿石构造主要为花斑状构造，也有片麻状构造。花斑状构造矿石的石墨鳞片较片麻状者石墨鳞片大，并且常集中成一些小聚集体，分布在长石、石英等因重结晶而变得较粗的矿物颗粒之间，晶片排列无一定方向。
南墅石墨矿床的石墨及围岩大理岩中碳酸盐的碳同位素分析资料表明，两者并非同源，石墨碳来自有机质，而大理岩中碳酸盐的碳是无机成因的（图3-1）。
各种特点表明，南墅矿床是沉积变质成因的，在混合岩化作用过程中，矿体局部又受了有关热液的改造。
山东莱西县南墅石墨矿床，矿石质量好，探明储量达390×105t，接近大型矿床，是我国生产石墨最古老的矿山，在国内石墨生产中占有重要地位。
二、接触变质型石墨矿床
在变质煤系地层中产出的隐晶质土状石墨是石墨矿床中仅次于区域变质型层状石墨矿床第二重要矿床类型。这类型矿床是由于煤层受中酸性岩浆侵入，发生接触热变质而成，因而决定了它一系列地质特征。在我国主要有湖南郴县鲁塘石墨矿床和吉林磐石烟筒山石墨矿床。
含煤岩系由碎屑岩和生物岩组成，即由泥质岩、泥质、粉砂质岩，砂岩和煤层（岩）、油页岩等组成。因接触变质煤层变成石墨矿石以外，其余的岩石在受到岩浆侵入，因接触热变质形成各种角岩。虽离侵入体远近不同受热变质强度不等，则出现热变质相的分带，特别是泥质岩反应的更灵敏。从较高温到较低温出现石榴子石、矽线石、电气石、堇青石和红柱石等特征变质矿物。整个岩层从接触带往外，表现的强的角岩化到轻微的角岩化，直至未变质的原岩。而煤层则从结晶的细鳞片状石墨到隐晶质石墨，到石墨化无烟煤渐变过渡到无烟煤。
由于含煤岩系中常有多层煤产出，因而也往往有多层石墨产出。矿体呈层状或透镜状，厚达几十米，延长几百米或几公里。
矿石主要由隐晶质石墨组成，石墨结晶程度极低，颗粒小于1μm，集合体为土状，其中杂质矿物有石英、粘土矿物、金红石、碳酸盐和黄铁矿等。矿石品位较高，一般为60%～80%，有的超过90%，但矿石可浮选性差，大多数情况下经过手选再进行细磨分级即得成品。一般可将选后的精矿和尾矿分别作不同质量的产品出售。
这类矿床规模较大，石墨含量高，是石墨矿床的主要类型之一，在世界上占重要的经济地位。因矿石为土状结构，所以不及鳞片状石墨应用广泛。
在我国，该类石墨矿床广泛分布在石炭、二叠、侏罗系煤系地层中，主要矿床有吉林磐石、湖南鲁塘、福建漳平高山、广东连平梅洞等石墨矿床。国外主要产隐晶质石墨的国家有朝鲜、奥地利、墨西哥和俄罗斯等国。
该类的典型矿床是湖南郴州鲁塘石墨矿床，其特点如下：
矿区地层自下而上包括：上二叠统斗岭组（P2ι）含煤碎屑岩系，厚390m；下二叠系当冲组（P1d）碳质页岩夹灰岩、铁锰质硅质岩，厚25m；栖霞组（P1q）结晶灰岩、泥灰岩，厚75m，构成一向斜构造。向斜内主要分布斗岭组，其下段（P2ι1）以泥质岩、粉砂岩为主；上段（P2ι2）除泥质岩、粉砂岩、砂岩外，含煤4层，是含石墨层位。
印支期（158～233Ma）骑田岭花岗岩沿向斜构造东翼侵入二叠系之中。岩体呈卵形，面积约70km2，长轴与褶皱轴平行，有较长的接触带（长6500m，宽800m），为白色斑状细粒黑云母花岗岩。侵入作用引起斗岭组含煤岩系发生接触变质，碎屑岩角岩化，出现红柱石、堇青石角岩，煤层则变质成无烟煤和石墨。
石墨矿床主要产于斗岭组上段，矿层与煤层相当，可见煤层中的无烟煤 石墨化无烟煤-石墨矿的变化关系。一般与花岗岩接触带500m以内为鳞片状晶质石墨，越近岩体，鳞片越大；距接触带500～800m范围内为细鳞片到隐晶质石墨；距接触带800～1200m范围内全部为隐晶质土状石墨；1200m以外为石墨化无烟煤。这种分带大致与花岗岩平行。矿体呈层状，沿煤层有矿4层（图3-3a）。各矿层平均厚度分别为：Ⅰ（0.59m）、Ⅱ（1.42m）、Ⅲ（0.57）、Ⅳ（1.14m），其中Ⅱ、Ⅲ是主要矿层。各矿层之间的距离：Ⅰ-Ⅱ之间为45m，Ⅱ-Ⅲ之间为56m，Ⅲ-Ⅳ之间为57m。石墨矿层控制长800～1000m，平均厚1.42～1.5m，控制延深200～400m以上。由于挤压作用，矿层沿倾斜方向发生剧烈的塑性变形，出现复杂的柔皱，呈齿状、束状、根须状、束状分枝复合变化（图3-3b），失去层状矿床的稳定性。矿石呈土状、致密块状或页片状，但仍见原始的层理构造。矿石主要组成矿物有石墨（70%～80%）、石英（5%～7%）、伊利石和高岭石（5%～10%）及少量黄铁矿。石墨多呈隐晶及微晶集合体，以前者为主，含少量细晶鳞片。隐晶石墨呈无定形花瓣状、叠层状，其中杂以半自形-自形六方片状，片状一般为0.2μm。细晶鳞片见于隐晶块体之裂隙或空洞中，片径1～2 μm，呈羽状或束状排列。矿石品位68%～80%，局部达94%，含硫0.07%～1.60%。石墨矿层近地表通常有数米至十多米以低碳低硫为标志的氧化带，其中固定碳含量为55%～65%，部分矿石失去工业价值。目前已探明储量达664.5×105t，是我国最大的接触变质型石墨矿床。
图3-3a 鲁塘石墨矿床地质剖面图
（据何昌柱等，1987）
1—长兴组（P2c）；2—斗岭组上段（P2ι2）；3—斗岭组下段（P2ι1）；γ—骑田岭花岗岩；Ⅰ—Ⅳ石墨矿层；F—断层
图3-3b 鲁塘石墨矿体形态素描图
（据何昌柱等，1987）
1—石英砂岩；2—碳质板岩；3—角岩化粘土岩；4—石墨矿体
三、热液型脉状石墨矿床
这种石墨矿床产于结晶片岩、大理岩的裂隙中，常构成巨大的矿带。带内分布有伟晶岩脉、花岗岩脉。矿带中的矿脉呈单脉状、树枝状或网脉状，有的为板状矿体，并与围岩片理一致，矿脉倾角一般很陡。脉厚由数厘米到数十厘米，延长可达数十米或更长。大多数矿脉中石墨含量极高，有的可达75%～98%。共生矿物主要为高温气成矿物黄玉、电气石、磷灰石等，以及长石、辉石、金红石、磁铁矿、石英、方解石和黄铁矿、辉钼矿等硫化物。石墨呈柱状、板状、纤维状等细长晶体垂直脉壁生长，晶体长度一般数厘米，有的可达1m。目前对这种矿床类型的形成研究得不够，推测可能与变质热液或混合岩化热液作用有关，热液活动促使岩石中的碳活化转移，至构造裂隙中富集成矿。这种矿脉附近常分布有金矿化，值得注意。
该类型矿床质量较好，有一定的经济价值，但分布不广。斯里兰卡（规模较大的脉状）石墨矿床总储量达2000×105t，美国、墨西哥也有此类型矿床。
四、矽卡岩型石墨矿床
这类矿床产于侵入岩体与石灰岩接触带的透辉石、石榴子石矽卡岩中。矿体呈透镜状、巢状，鳞片状石墨呈浸染状分布于矽卡岩中。矿体厚十几米，长达100～150m，石墨品位一般10%～20%，最高可达60%～80%。这类矿床石墨质量好，储量也可很大，在国外是一个重要的矿床类型，但分布稀少。目前所知，只有加拿大安大略、魁北克的矿床最为著名，美国的安德路达克也有此类矿床。
五、岩浆型石墨矿床
矿床产于霞石正长岩、混杂花岗岩中。矿体呈大小不等的株状、巢状、透镜状、细脉状，矿体可成群出现，单个矿体规模小，长不过几米至几十米。
在霞石正长岩中石墨为细鳞片状集合体，呈浸杂状分布，石墨含量高，一般达60%～85%。矿床规模较小，分布不广。矿床成因属岩浆矿床，正长岩侵入围岩后，捕虏了其中的灰岩，被岩浆同化后，使岩浆富集CO2，在其结晶过程中，CO2被还原，结晶出石墨。以俄罗斯伊尔库茨克的波托果尔矿床为代表。
在混染花岗岩中的石墨，为晶质鳞片状集合体，呈球状、豆状、斑杂状和浸染状分布。岩体中含有石墨，矿体与围岩为渐变过渡关系。石墨矿石中含有铜的硫化物及稀有稀土元素矿物，可综合利用。矿石中固定碳含量一般为4%～6%，伴生元素有Cu、Ti、Zr、Hf、Y、Yb、Ge、Be、Ta、Nb 等元素。矿床可能从富含挥发组分（CO2）花岗岩残余溶浆中结晶而成。矿体含有大量碳质页岩的角砾，推测残浆中碳至少有一部分来自围岩的有机碳。该类矿床罕见。
随着斑岩型矿床的不断发现, 斑岩矿床分类问题越来越受到人们重视。全世界存在数以千计的特点不同的斑岩矿床, 它们产于不同的构造环境, 具有多样的矿化主岩, 呈现形形色色的矿化形式, 构成各种矿化组合,拥有不等的矿床规模。要建立一种包罗万象的分类是困难的, 但是可以从不同的角度将它们划分为不同的类型组合。其代表性分类概括起
来有以下几种:
(1) 根据有用金属元素成分分为斑岩铜矿、斑岩铜钼矿和斑岩铜金矿。
(2) 耶夫斯特拉欣和依茨克松 (1980) 根据大地构造环境划分为4类: 产于克拉通的斑岩矿床、产于次冒地槽的斑岩矿床、产于次优地槽的斑岩矿床、产于岛弧带的斑岩矿床。
(3) 布朗 (1976) 根据加拿大科迪勒拉地区的斑岩矿床特点划分为3类: 茎状斑岩矿床、火山斑岩矿床、侵入斑岩矿床。
(4) 北京大学地质系 (1978) 根据矿体的产状和形态划分为3个类型: 产于陆相火山岩破碎带的矿床、产于斑岩和围岩中的矿床、产于斑岩体内的矿床。
(5) 芮宗瑶等 (1984) 根据岩浆定位深度和矿化深度, 将我国斑岩铜矿划分为3大类, 再根据矿化特征分为8个亚类: 火山斑岩矿床 (海相和陆相)、浅成斑岩矿床 (角砾岩筒式、全岩筒式、接触交代式和复合式) 和中深成斑岩矿床 (网脉带式和大脉-网脉式)。
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