冷水坑银矿田是我国目前最大的银矿田。是一个以银为主，共生铅、锌，伴生镉、金、铜、硫、铁、锰的多金属矿田（图2.5）。矿田包括7个银矿区，即银路岭、鲍家、下鲍、银珠山、银坑、营林、小源。矿田地处中国东南部陆相火山岩带内侧的月凤山盆地北西边缘。出露地层有上震旦统（Z2）变质岩、下石炭统（C1）碎屑岩及上侏罗统（J3）陆相火山岩。
矿田为一缓倾单斜构造。断裂以北东向和北西向为主。北东向断裂以F1、F2规模最大。F1为区域性湖石断裂的中段部分，属逆断层，呈北东45°方向延伸，倾向北西，倾角60°～70°。该断裂控制了本区火山-次火山岩的空间展布。F2为区域推覆构造的南东段。总体走向北东35°～40°，平面上呈不规则弯曲状，倾向北西，倾角浅部25°～30°、中深部40°～50°。构成该推覆系统的地层有上震旦统变质岩和下石炭统碎屑岩。推覆体向南东逆冲覆于上侏罗统火山岩之上，对成矿起着良好的屏蔽作用，为矿田的控岩控矿构造。由推覆作用形成的一系列叠瓦式羽状断裂，直接控制了花岗斑岩体呈侧列式产出，同时为含矿流体上升沉淀提供了有利通道。北西向断裂是一组横张断裂，走向北西315°～320°，倾向南西，倾角50°～70°，长数十米至数百米。常为后期脉岩充填，并使北东向断裂错开。该断裂往往被银铅锌等矿脉充填而形成呈北西向展布的矿脉带。
矿田岩浆岩以次火山岩为特征，主要有花岗斑岩、流纹斑岩及石英正长斑岩等，其中花岗斑岩与成矿关系密切，分布于矿田中部，受北东向和北西向两组断裂复合控制，出露面积0.36km2，平面呈椭圆形，长轴走向北东，倾向北西，该岩体具隐蔽爆发特点，隐爆相岩石在空间上围绕岩体断续展布。岩体的侵入使附近火山岩围岩产生接触变质，如铁锰矿层中的铁锰碳酸盐部分重结晶及转变为磁铁矿。
图2.5 冷水坑矿田综合地质图
（据912队，1988，有修改）
1—第四系；2、3—上侏罗统鹅湖岭组三、一段；4—上侏罗统打鼓顶组；5—中石炭统黄龙组；6—下石炭统梓山组；7—上震旦统老虎塘组；8—燕山中期石英正长斑岩；9—燕山晚期流纹斑岩；10—燕山中期花岗斑岩；11—加里东期混合花岗岩；12—实/推测断层及编号；13—地质界线/不整合界线；14—实推测火山口；15—推测火山口；16—金矿化点；17—铅锌矿点；18—银多金属矿点；19—银多金属矿（中型）；20—银多金属矿（大型）；21—银异常/铜异常；22—铅异常/锌异常；23—锡异常/金重砂异常；24—地磁异常；25—土壤次级异常及编号
2.2.1 矿田地层
矿田地层主要为震旦系、侏罗系，在东北部零星出露石炭系。各地层单元的分布及岩性组合如图2.6所示：
图2.6 冷水坑矿田火山岩地层柱状图
（据912队，2009，有修改）
1—熔结凝灰岩；2—流纹岩；3—粗晶屑凝灰岩；4—层凝灰岩；5—安山岩；6—凝灰质粉砂岩；7—石英正长质凝灰角砾岩；8—火山角砾岩；9—灰岩；10—石英砂岩、粉砂岩；11—片岩、片麻岩；12—花岗斑岩；13—石英正长斑岩；14—流纹斑岩；15—碱长花岗斑岩
（1）震旦系
1）下统下坊组（Z1x）。地表见于矿田西北部。岩性组合为云母石英片岩、石英云母片岩、矽线石黑云石英片岩、黑云斜长片麻岩、黑云片岩等。片理走向北东45°～50°。具较强的混合岩化、花岗岩化作用，形成不规则状混合岩、混合花岗岩。厚度＞1000m（912队，2006）。
2）上统老虎塘组（Z2ι）。见于矿田西南部，地表出露该组中上段。岩性组合为云母石英片岩、黑云斜长片麻岩、绢云母片岩夹变质砂岩等。具混合岩化。由于产出层位不全，厚度不详。
（2）下石炭统
下石炭统梓山组（C1z）。地表分布于矿田东北部小源一带，与鹅湖岭组火山岩呈断层接触。底部为砾岩；下部为灰白色含电气石石英粗砂岩、含砾石英砂岩夹薄层碳质页岩；中上部为灰白色石英砂砾岩，夹紫红色粉砂岩、细砂岩。与下伏震旦系呈角度不整合接触。走向近南北，倾向东，倾角20°～40°，厚度为160m。
（3）上侏罗统（J3）
上侏罗统广泛分布于矿田内，为一套晚侏罗世的钙碱─碱钙性系列陆相火山杂岩。依其火山活动特点、岩性岩相组合特征及标志层，划分为两个组：下部打鼓顶组和上部鹅湖岭组。与下伏震旦系老虎塘组、石炭系梓山组为喷发不整合接触。
1）打鼓顶组（J3d）。地表未出露，隐伏于矿田深部0m标高以下。地层层序简述如下：
上覆地层：鹅湖岭组下段层凝灰岩、凝灰质粉砂岩。
假整合
安山岩或角砾安山岩 0～55m
紫红色凝灰质粉砂岩、层凝灰岩 0～60m
流纹质晶屑凝灰岩 0～26m
长英质火山角砾岩、铁锰碳酸盐岩 0～15.6m
流纹质晶屑凝灰岩 3～161m
长英质火山角砾岩、铁锰碳酸盐岩、白云岩、硅质岩偶夹层凝灰岩 13.2～38.8m
流纹质晶屑凝灰岩 100.8～311.6m
复成分火山角砾岩 21～48m
喷发不整合
下伏地层：下石炭统梓山组或上震旦统老虎塘组
2）鹅湖岭组（J3e）。广泛分布于矿田。根据其喷发韵律及接触关系，划分为3个岩性段。总厚度＞860m。其地层层序从上至下列述如下：
石英正长斑岩
侵入接触
上段（J3e3）厚度＞460m
流纹质熔结凝灰岩 ＞400m
球粒熔结凝灰岩 20～30m
流纹质角砾熔结凝灰岩 20～30m
紫红色凝灰质粉砂岩 2～4m
假整合或喷发不整合
中段（J3e2）厚度＞100m
流纹质凝灰岩 0.5～2m
浅灰色流纹岩 3～4.2m
浅绿─灰白色石泡流纹岩 5～10.5m
紫红色石泡流纹岩 40～50.2m
浅肉红色流纹岩 2～5m
浅绿色球粒流纹岩 2～5.5m
灰白、灰绿色流纹岩 20～33.2m
喷发假整合
下段（J3e1）厚度＞300m
流纹质角砾熔结晶屑凝灰岩或熔结凝灰岩 10.3～69.2m
流纹质弱熔结含集块凝灰角砾岩或角砾凝灰岩 29.7～62.3m
流纹质晶屑凝灰岩，局部夹流纹质熔结凝灰岩 15.1～110m
紫红色凝灰质砂岩 0～18.8m
长英质火山角砾岩、铁锰碳酸盐岩、硅质岩、白云岩 5～33.1m
凝灰质砂岩 0～2.7m
流纹质晶屑凝灰岩 120～280m
凝灰质粉砂岩、砂岩，局部夹层凝灰岩 702～00m
假整合
下伏地层：打鼓顶组安山岩或角砾安山岩
（4）第四系（Q）
分布于地表山坡及地形低洼处。多为残坡积层，由松散岩块、碎石、砂土、亚砂土组成，系下伏原岩风化堆积形成。少量山间河流冲积物，为松散砂砾石层。
2.2.2 矿田构造
矿田构造以断裂为主，主要表现为断层发育，其次为变质基底及火山岩地层构成简单的褶皱构造。
2.2.2.1 褶皱
矿田褶皱构造不发育，主要见于震旦系变质岩地层中，褶皱轴向为北东向及北西向，以北东向的紧密线型褶皱为主。规模不大，从数米至数百米，有等斜、闭合、倒转等褶皱形态。北西向褶皱规模较小，多为北东向褶皱的派生产物。矿田出露的上侏罗统火山岩地层，组成总体倾向南东、倾角10°～30°的缓倾单斜构造。单斜构造的局部见有轴向为北西向的横向褶曲，呈缓波状起伏，为后期北东-南西向挤压作用的结果。
2.2.2.2 断裂
矿田断裂构造较为发育，断裂的断距因标志地层不明显而难以查明，矿区主要断裂构造方向与区域主干断裂方向一致，以北东向和北西向两组断裂构造为主，在地下深部上侏罗统打鼓顶组火山岩中还见有层间断裂构造。
（1）北东向断裂
矿田北东向断裂主要有F1、F2断裂。两者形成时间相近，都发生在上侏罗统鹅湖岭组火山岩形成之后，含矿花岗斑岩体侵入之前，但F2断裂形成时间相对要晚些。
F1断裂：分布于矿区东南角，是区域性湖石断裂的中段部分。走向北东40°～50°，倾向北西，倾角50°～75°。沿断裂两侧有数米至数十米的挤压破碎带，断裂带宽数米至数十米不等，带内的构造岩有碎裂岩、角砾岩、碎斑岩等，构造透镜体发育。断裂旁侧节理发育，在华家、岭西一带，该断裂北西盘一侧百米范围内，剪节理十分发育，可达5～15条/m，节理走向北东，倾向北西，倾角60°左右。沿断裂有酸性岩脉贯入。据钻孔资料，在断裂产出部位可见3～5条断裂破碎带，单条破碎带宽数米至26.08m。区域资料显示，F1断裂活动时间很长，在晚侏罗世火山活动之前就已形成，它控制了区域火山构造的边界。一直延续到区内含矿花岗斑岩形成之后。断裂带内的碎裂花岗斑岩的显微构造研究表明，石英斑晶中发育多组贝壳状破碎纹，其中东西向一组最为明显，密集排列，形成于早期，后期发育一组北西向剪切裂隙，同时可见一组近北东向张裂纹穿过斑晶及基质，新生石英充填于其中，显示出晚期的张性构造活动。断裂总体为逆断层，具有先压后扭再张，以压（扭）为主的活动特征。F1断裂是冷水坑矿田重要的导岩导矿构造，冷水坑矿田处于F1断裂的上盘（北西盘），截至目前在下盘（南东盘）尚未发现工业矿体。
F2断裂：分布于矿区中部，为一推覆构造，即区域推覆构造在矿田的出露部分。上震旦统变质岩被该断裂推覆至上侏罗统火山岩之上。总体走向北东40°～45°，倾向北西，倾角15°～35°，断裂破碎带宽数米～40m，带内糜棱岩、断层角砾岩、碎裂岩及构造透镜体发育。据工程资料，该断裂垂直推覆距离＞1000m。断裂产状从浅部至深部，呈断坪—断坡—断坪—断坡状变化，即接近地表较缓（5°～20°），中部较陡（30°～45°），深部又变缓（10°～20°），更深部又有变陡的趋势。糜棱岩带多发育在断裂带较宽部位。断裂破碎带中见有硅化、绿泥石化、碳酸盐化、绢云母化、黄铁矿化及银铅锌矿化等。由于该断裂在近地表倾角较小，在平面上受地形影响，断裂多表现弯曲。F2上盘变质岩厚数十米至数百米不等，其推移方向自北西至南东。资料显示该断裂下盘原地系统仍保持正常的地层层序，上侏罗统火山岩之下的石炭系梓山组、震旦系老虎塘组见于-600m标高以下，基本保持火山喷发时的古地貌特征，仅靠近F2断裂处发生局部褶曲。F2断裂构造与成矿关系十分紧密，为重要的容矿储矿构造（图2.7）。F2主要形成于晚侏罗世鹅湖岭火山岩喷发旋回以后、花岗斑岩侵入前。随后含矿花岗斑岩沿此断裂与北西向断裂的交切部位上侵定位。花岗斑岩形成之后F2断裂继续活动，但强度减弱，形成一系列大致继承原有方向的次级派生断裂裂隙，展布方向有北东向、北北东向、近东西向、近南北向及北西向5组，矿液沿F2次生断裂裂隙上升，由于F2上盘上震旦统变质岩的良好封闭条件，含矿流体在屏蔽环境中得以进行充分交代、充填而形成工业矿体。
图2.7 冷水坑矿田下鲍矿区132勘探线剖面图
（据912队，2010）
1—上侏罗统鹅湖岭组2—上侏罗统打鼓顶组3—上震旦统老虎塘组
（2）北西向断裂
北西向断裂在区内位于矿区东北部，分布于火山岩中。其走向为340°，倾向南西，倾角45°～65°，长数百米至数千米，断裂面不平整。破碎带宽1～5m，主要由构造角砾岩组成。少数断层在平面上追踪呈“之”字形延伸，显示张性或扭性特点。南西盘相对下降，地貌上表现为负地形，为一张（扭）性断裂。该断裂形成时间相对较晚，切割了鹅湖岭组、燕山中期花岗斑岩以及F2断裂等，北西向断裂还充填有燕山晚期流纹斑岩及钾长花岗斑岩脉体。
（3）层间断裂破碎带
层间断裂破碎带主要发育在矿区深部上侏罗统火山碎屑岩夹铁锰碳酸盐岩、硅质岩等层位中。层间断裂产状与火山岩地层产状基本一致，走向北东，倾向南东，倾角5°～25°。断裂破碎带厚度从几米至40余米不等，平面上在130～136线厚度稍大。主要由构造角砾岩、碎裂岩等组成，角砾成分主要有铁锰碳酸盐岩，石英正长质角砾岩，次为晶屑凝灰岩。
层间破碎带与成矿关系非常密切，矿田内层状银铅锌（金）矿体即赋存于铁锰碳酸盐岩中。后期成矿热液沿其充填交代沉淀形成银铅锌（金）矿体或铅锌金（银）矿体，矿区层控叠生型矿体直接产于层间破碎带内，且矿体品位、厚度与层间破碎带厚度成正比关系，即破碎带厚度较大处，往往矿体厚度较大，银铅锌（金）品位较高，反之则矿体厚度变薄，矿石品位变低。由此可见，火山岩地层内的层间断裂破碎带为区内重要的控矿储矿构造。
（4）隐爆岩带
随着含矿斑岩体的内热、压力的聚集增大，致使岩体前缘带、接触带的岩石发生隐蔽爆破。其中尤以岩体上接触带最为强烈，构成隐爆中心（图2.8）。隐爆岩带的原生裂隙与构造裂隙发育，对蚀变矿化很有利，隐爆岩带不仅为成矿热液运移提供通道，也是容矿有利围岩。隐蔽爆破相岩石原始结构较松散，孔隙度较大，利于矿液充填交代，形成微脉、细脉状矿化，可见隐爆角砾岩带是重要的矿化场所。
图2.8 冷水坑矿田100线隐爆岩石分布示意图
（据912队）
1—爆破凝灰岩；2—爆破角砾凝灰岩；3—爆破花岗斑岩；4—震碎花岗斑岩；5—钾长花岗斑岩；6—流纹斑岩；7—闪长玢岩；8—上侏罗统鹅湖岭组；9—上侏罗统打鼓顶组；10—下石炭统梓山组；11—上震旦统老虎塘组；12—实测断层；13—推测断层；14— 地层不整合界线
2.2.2.3 裂隙
区内裂隙很发育，不同时期、不同方向、不同成因的裂隙呈网状交织。裂隙主要有4种：断裂构造旁侧派生的羽状或“X”型共轭裂隙、含矿岩体上侵形成的“顶冲”裂隙、含矿岩体内部的冷凝裂隙和含矿岩体隐蔽爆发作用形成的隐爆裂隙。它们有互相迁就利用、网状交织发育和多期次活动的特点。大多数裂隙有一定方向性，以走向北东、倾向北西一组为主，走向北西、倾向南西一组次之。裂隙与断裂的关系非常密切，在断裂旁侧裂隙密度较大，可达100条/m，远离断裂一般几条/米到十几条/米。以走向北东、倾向北西和走向北西、倾向南西两组最为发育。地质体不同，其裂隙发育程度也有所差异：火山岩中，裂隙发育程度相对较低；含矿岩体中裂隙组较多，但规律性不明显，显示与成岩冷凝裂隙、隐爆裂隙有关；含矿岩体前缘部位及与围岩接触带部位，在构造作用和岩浆侵入作用、隐爆作用的共同影响下，裂隙相对发育，可形成产状较乱的裂隙带，其成为矿化富集的良好场所。
裂隙根据其含矿性可分为含矿裂隙与不含矿裂隙，含矿裂隙主要有两组，一组为走向北东，倾向北西，倾角30°～50°；另一组为走向北西，倾向南西，倾角20°～80°不等。不含矿裂隙则以扭（压）性为主，占总数的80%以上。
2.2.3 岩浆岩
矿田内岩浆岩主要为加里东中晚期、燕山早期和燕山晚期的产物，以燕山早期岩浆活动最为强烈。加里东中晚期岩浆岩主要为混合花岗岩、花岗伟晶岩等，为原地型或半原地型花岗岩。围岩为震旦系变质岩。燕山早期主要形成浅成—超浅成的侵入岩体，岩性主要有花岗斑岩及石英正长斑岩。燕山晚期则主要形成流纹斑岩和钾长花岗斑岩，其岩体规模较小，主要呈岩脉、岩墙、岩瘤或岩盆产出，燕山晚期岩脉切割了较早（燕山早期）的岩脉。与矿化关系密切的岩浆岩为花岗斑岩，分布于矿田的中部。
2.2.3.1 花岗斑岩（γπ）
呈不规则岩株状，出露于矿田中部120～131线间，分布面积约2.7km2，出露面积约0.36km2。花岗斑岩产出位置靠近F2断裂，有时直接代替了F2断裂位置。在＋100m以下水平截面岩体呈椭圆形，长轴走向北东45°，长约1800m，最宽850m，倾向北西，倾角30°～35°，至深部倾角陡至40°以上。浅部至＋200m水平截面岩体边界较复杂，总体走向北东，但也有呈北西走向的，剖面上岩体底界呈陡（-200m标高以上）—缓（-200m标高）—陡（-200m标高以下）的形态，说明花岗斑岩的产出及侵位受北东向F2断裂与北西向断裂的联合控制。
花岗斑岩呈浅肉红色—浅灰色，岩体内具清晰的斑状结构，四周为碎斑结构、块状构造，边部局部见似流纹构造。基质具显微花岗结构。岩石由石英（约占32%）、钾长石（约占37%）、斜长石（约占27%）及黑云母（约占1%）等组成，其中斑晶含量为28%～40%，分布不均，岩体中心斑晶含量较高，钾长石含量相对较多，粒径较粗，晶形较完整，而四围及边部钾长石明显减少，粒径变细，多呈碎屑状斑晶产出。
具有隐蔽爆发现象是本区花岗斑岩的一个重要特征。隐爆作用涉及整个岩体，但以上部最为强烈。由隐爆作用产生的隐爆相岩石大致围绕岩体呈断续半环状分布。主要隐爆产物有隐爆花岗斑岩、隐爆凝灰岩、隐爆角砾凝灰岩及隐爆角砾岩等，其中以隐爆花岗斑岩及隐爆角砾凝灰岩为主。
本区花岗斑岩的侵入受到北东向F2断裂及北西向断裂的联合控制，是岩浆被动侵位的产物。岩体中常有火山岩及变质岩捕虏体存在，大者一般厚几米至十余米，最厚达80余米，小者呈角砾或碎屑在花岗斑岩手标本中可见及。从主要造岩矿物钾长石的有序度较低（0.5～0.7），三斜度偏小（0.1～0.4），岩石氧化系数较高（0.75）以及岩体具隐爆等特征，表明花岗斑岩是一个浅成—超浅成侵入体（左力艳，2008）。
花岗斑岩的热液蚀变普遍较强，主要有绿泥石化、绢云母化、碳酸盐化、黄铁矿化、泥化、硅化等。岩体的银铅锌矿化十分普遍，主要工业矿体多赋存于岩体中，是矿床的主要赋矿岩石。
2.2.3.2 石英正长斑岩（θξπ）
分布于矿田北东侧，呈岩株状产出。岩石呈深灰色，斑状结构，块状构造。基质具显微嵌晶结构和显微文象结构。斑晶含量33%～55%，主要有钾长石、斜长石、黑云母。斑晶大小悬殊，一般0.8mm×1.2mm～2.5mm×3.5mm，小者0.2mm×0.5mm，大者3.5mm×7.5mm。基质由微粒钾长石、石英和黑云母等矿物组成，粒径0.05～0.1mm，属于燕山早期形成的产物。其热液蚀变现象较弱，偶见硅化、泥化、浸染状黄铁矿化。
2.2.3.3.流纹斑岩（λπ）
出露于矿田西南部，呈小岩株、岩墙产出。明显受北西向或北东向断裂控制。地表出露面积0.12km2。岩石呈浅灰—浅肉红色，斑状结构，岩体边缘为少斑结构，具流动构造，基质为隐晶质结构。斑晶含量8%～12%，主要成分为石英、钾长石、斜长石和黑云母，粒径0.5～1.2mm，基质由隐晶质长石、石英组成。岩石全岩钾-氩法年龄为110Ma（912队，1988），属燕山晚期产物。
流纹斑岩矿化蚀变较弱，仅在一些裂隙（构造）发育处见有绿泥石化、碳酸盐化、硅化等，偶见星点状黄铁（铅锌）矿化，属成矿后侵入体。
2.3.3.4 钾长花岗斑岩（Kγπ）
矿田内仅零星分布，呈短脉状产出，矿田外围北东方向见较大规模的岩脉或岩墙。岩石呈肉红色，斑状或似斑状结构。斑晶成分有钾长石、石英等，以钾长石为主，斑晶自形程度较高，含量5%～8%。基质为显微花岗结构。岩脉边部斑晶含量减少，矿物颗粒也明显较小，并见有微弱的黄铁矿化。钾长花岗斑岩全岩K-Ar年龄为109.6Ma，亦属燕山晚期产物，晚于矿化花岗斑岩。