围岩蚀变
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乳山金矿田矿体的围岩为昆嵛山岩体含黑云二长花岗岩，其围岩蚀变类型主要有红化（金红石、赤铁矿及其集合体）、绢英岩化、黄铁绢英岩化、硅化、绿泥石化和碳酸盐化。按原岩变化程度、蚀变矿物组合，可将蚀变岩划分为面状及线状红化含黑云二长花岗岩、绢英岩化含黑云二长花岗岩、绢英岩、黄铁绢英岩和绿泥绢英岩等。另外，硅化岩、绿泥石化含黑云二长花岗岩、方解石化－绢英岩化含黑云二长花岗岩也局部可见（下文将蚀变含黑云二长花岗岩简称“×××化花岗岩”）。
现将金青顶矿区蚀变岩的分布、蚀变岩的特征、蚀变岩的组分变化、蚀变矿物的系统发生及蚀变与矿化作用的关系简述如下。
一、蚀变岩的带状分布
前述诸蚀变岩中，硅化岩、绿泥石化花岗岩、方解石化绢英岩化花岗岩以及绿泥绢英岩主要由硅化、绿泥石化、方解石化叠加于红化花岗岩、绢英岩之上构成，其产出局限，不具带状分布特征。
由远矿到近矿，在矿床的某些区段，面状和线状红化花岗岩、绢英岩、黄铁绢英岩可依次规律出现，构成典型的带状分布。但是，绢英岩化至少在—200——400m范围内发育很差，常以微弱叠加的方式出现于红化花岗岩中。绢英岩即使单独成带，其宽度也多在0.5m以下。相反，几乎在整个矿床围岩中，由矿体向外约20—30m范围内，面状红化均强烈发育，向外仍以较弱的形式延伸。似伟晶脉状钾长石形成于红化之前，脉体宽度多为厘米级，晶体较粗，数量较少，为气液活动早期的产物。
二、蚀变岩的演化
1.岩石、矿物的演变特征
金青顶金矿床的蚀变围岩，就质的方面讲，实际上只有两类，即红化花岗岩类和绢英岩类。
红化花岗岩类完全是在灰白色中粗粒含黑云二长花岗岩原岩基础上发育起来的，颜色变红是其主要宏观特征。线状红化花岗岩中，仅裂隙两壁1—3cm内颜色变红，其他无裂隙块状原岩不变。由于新生赤铁矿、金红石及石英集合体沿显微级裂隙对原岩进行渗滤交代，岩石整体变红，则成为面状红化蚀变岩。此类岩石由于蚀变程度不同而有强弱之分。强烈蚀变的面状红化花岗岩，黑云母全部为白云母或绿泥石所取代，其分解氧化产物Fe3＋、Ti4＋部分以赤铁矿和针状金红石分布于白云母解理缝中，部分则随热液发生迁移。长石表面细粒状或星点状赤铁矿、金红石和石英集合体比较常见，向绢英岩带过渡的部分，绢云母常沿酸性更长石和微斜长石的解理发育。星点状方解石渐变为细小而连续的脉体。从红化带到矿体，岩石的变形反应逐渐增强，表现为石英的波状消光更加发育，黑云母从退色化（Fe2＋开始析出）向白云母化过渡，微斜长石中的钠长石客晶开始呈不连续的应力条纹出溶，钠更长石的退双晶化和类似“角砾”的粗细不等、分布不均的应力双晶逐渐增多，所有主要矿物都有程度不同的碎裂现象但不具定向特征，蟹脚状边缘发育。
绢英岩类是在强红化花岗岩的基础上发育起来的。淡*或绿*是其主要识别标志。弱绢英岩化的岩石，前述红化特征依稀可辨。强绢英岩化的岩石，原生石英被新生石英溶蚀成港湾状，微斜长石和钠更长石被大量绢云母鳞片所取代，有的尚保留原来矿物的假象。纯绢英岩则完全由新生的石英和绢云母（主要为2M1型水云母）构成，有的具少量方解石和绿泥石。紧邻矿体的部分，黄铁矿成为绢英岩中主要矿物之一，故称黄铁绢英岩。
2.蚀变作用中微量组分的继承性和变化性
表2-1 乳山金矿围岩及矿脉微量元素含量（×10-6）
S.J.Erwere(1985）通过研究尼日利亚北部花岗杂岩，提出了岩浆期后蚀变和矿化的微量元素判别标志，他指出，随着岩浆结晶作用的不断进行，残余流体中的Ba、Sr含量将不断减少，Rb含量将不断增加。Erwere之前，E.G.lmeokparia(1983）注意到，Rb/Sr、Ba/Rb比值是岩浆分异系列和蚀变与矿化程度的重要指示剂（李治平，1987）。
由表2-1可知，从黑云二长花岗岩、红化花岗岩、绢英岩（黄铁绢英岩），Rb、Rb/Sr逐渐增大，Sr、Ba和Ba/Rb逐渐减少，与Imeokparia(1983）和Erwere(1985）等对花岗岩浆及其热液作用的研究结果完全一致，显示乳山金矿与岩浆期后热液密切相关。根据上述规律，运用Rb、Sr、Ba三元素含量及其比值的继承性和变化性，可对近矿部位进行有效的预测。
表2-1中，V、Ni、Co的变化也具有明显的规律性，其中，V、Ni随蚀变作用加强而增多，Co及Co/Ni则相对减少。这三种元素与主成矿元素Au的活动轨迹大体相似。一方面由于花岗岩中暗色矿物解体，这些元素释出转移进入热液；另一方面，富含上述元素的热液在围岩中活动，又使它们叠加在蚀变岩中。根据V、Ni、Co及Co/Ni的变化趋势，也可对近矿部位进行预测。
从李治平（1987）对乳山金矿围岩稀土特征的研究来看，蚀变岩与原岩重稀土含量离散较大，轻稀土含量比较接近。各种蚀变岩与原岩的稀土元素分布模式均属Eu正常的轻稀土富集型，显示了对胶东群铁镁质物质的继承性。
三、蚀变作用与矿化
金的富集成矿是金元素由分散还原态（Au）→氧化态（Au1＋、Au3+）→还原态（Au）多旋回反复作用的结果。热液蚀变作用是强烈的水岩交代过程，是金及其相关成矿元素活化→迁移→富集，完成由还原态→氧化态→还原态转变的一次重要的金富集旋回。
主要成矿元素Au、Ag、Cu、Pb、Zn在金青顶金矿区围岩中含量的变化（表2-2），十分清楚地说明了它们在蚀变过程中的活动轨迹。介于含黑云二长花岗岩原岩和绢英岩类之间的红化花岗岩，构成上述元素突出的低含量带，而绢英岩，尤其是黄铁绢英岩中上述元素的含量便较之原岩有数倍乃至数百倍的增长，Pb、Zn大部沉淀于此，至矿体中Au、Ag、Cu达到最大值。由此可知，在高氧逸度、碱性条件下发生的红化，其作用主要是将封闭在黑云母和长石中的Au和Ag、Cu、Pb、Zn等调动起来，随热液迁移并参与成矿。由于“红化”的广泛发育，被调动的金是十分可观的。
绢英岩化早期既是上述过程的继续，但由于氧逸度有所下降，因而也是Au由氧化到还原的开始。特别到黄铁绢英岩化阶段，介质基本处于还原环境，在金与其他成矿元素活化沉淀动态平衡反应中，沉淀便成为主导的过程。
鉴于“红化”和绢英岩化在成矿过程中的上述作用，如果一个花岗岩区“红化”广泛而强烈，绢英岩带较窄或很窄，大量金被调动而未分散，只要断裂存在，其有利部位便能形成富大矿体，金青顶金矿、三甲金矿便属此例。相反，如果绢英岩化带，尤其是黄铁绢英岩化带过于宽广，金虽经调动而未能集中，便不可能形成富大矿体。双山子金矿矿体小而贫，便与此有关。
需要指出的是，虽然上述分析数据较少，甚至红化花岗岩与原岩的金含量未显示差异，但根据Ag、Cu、Pb、Zn数据及合理理论分析基础上所得出的有关结论是可信的。
四、蚀变岩热发光和磁化率标型1.热发光标型
岩石的热发光特性主要与其矿物组成、所受应力作用密切相关。根据金青顶矿区地表及坑道四个地质地化热发光剖面的测制结果（表2-2、图2-1），红化花岗岩热发光强度较大，绢英岩和碎裂岩的热发光强度明显降低。从矿物热发光特性来看，红化过程中，黑云母转变为白云母或绿泥石，三者发光均弱，对岩石发光性影响不大。而易于发光的长石类矿物
表2-2 金青顶矿区地质地化热发光剖面测量数据
图2-1 金青顶矿区横切将军石断裂地表地质－地化－热发光剖面
I—热发光强度；TL—热发光总积分强度；Au—金含量①一红化含黑云二长花岗岩；②—矿化断裂带；③—断面（第15勘探线，1:500）
含量较高，岩石的整体发光性便较高。绢英岩化过程是长石——斜长石和钾长石同时减少的过程，新生的石英和绢云母均较长石发光性差，因此强烈的绢英岩化可大大削弱岩石的热发光强度。
受构造应力作用的岩石，其矿物中在一定温度下被陷阱能级所捕获的电子和空穴等发光中心，由于动力升温而部分逸出，在实验过程中，只有剩余的电子和空穴进入发光过程，其强度便十分微弱了。
鉴于此，根据岩石的热发光特点，可以判断其钾长石化、绢英岩化的程度；按照蚀变岩的带状分布，可以追溯矿体可能出现的方向和部位；同时，考虑到断裂两侧围岩受力一般具有由强到弱的渐变趋势，可以判断主断裂的位置。
比较含矿断裂剖面和无矿断裂剖面可知，由于 Au在岩石中相对于主矿物的含量微之又微，Au及其相关元素变化对岩石热光性的影响便完全被主矿物的影响掩盖起来。因此，利用岩石的热光性只能间接查知Au的多寡。
2.磁化率标型
对金青顶矿区横切将军石断裂及矿体的三个短剖面标本的磁化率测量表明，矿区内红化含黑云二长花岗岩及其碎裂岩除一个样品（位处黑云斜长片麻岩捕虏体附近）外，其他岩石磁化率均低于 100，且多在10以下（占 80%）。上述结果明显低于未蚀变原岩的测量值（取自牧牛山南坡的M1号标本磁化率为140）。矿区内磁化率S＞100的样点附近具黑云斜长片麻岩捕虏体，它与花岗岩的同化混染作用是该点磁化率升高的原因。其他测点由于均不同程度受到热液蚀变的影响，黑云二长花岗岩中重要的高磁化率矿物黑云母被取代，Fe2＋变为Fe3＋，岩石整体的磁化率便明显下降。随蚀变程度的加深，磁化率下降的幅度增大，据此可以在黑云二长花岗岩中探查蚀变带并进一步追溯矿体。
