义兴寨金矿床位于恒山东段南麓，是本区目前最大的金矿床。矿体呈石英脉产于太古宙恒山杂岩的石英闪长质片麻岩（义兴寨岩体）内（图5-3）。矿区北部出露有五台群下亚群金刚库组变粒岩、绢云片岩、斜长角闪岩夹磁铁石英岩，并有长城系、寒武系的白云岩、灰岩零星分布。燕山期的中酸性次火山岩为长石石英斑岩、石英斑岩、正长闪长岩、石英闪长岩，此外还有似斑状花岗岩、石英二长闪长岩、石英二长岩、花岗闪长岩等。岩体北西部分布有4个爆破角砾岩筒，并产有夕卡岩型铁矿化。在岩体西北部产有义兴寨金矿，东南部有辛庄金矿床，矿体受脆性断裂构造控制，其中北西向断裂构造为高角度的正断层，在矿区内起控岩、容岩和导矿作用，长达几公里甚至几十公里。其伴生的南北向断层长几百米至一千多米，是主要的容矿构造，在矿区内等距紧密排列，间隔为100～500m，具脆性剪切性质。
矿体呈单脉、复脉或网脉产出，一般长几十米至700m，最厚3.25m，一般小于1m，倾向南西或北东。矿石含金品位3～20g/t，银62.96～161.71g/t，此外还含有一定量的Cu、Pb、Zn等。矿石中金属矿物成分为黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿、毒砂、辉铋矿、砷黝铜矿、辉铋铅矿、辉铜矿。主要脉石矿物为石英、钾长石、绢云母、方解石、白云石、绿泥石、阳起石、金红石等。
图5-3 义兴寨金矿田地质构造图
（据山西211地质队）
1—现代河床疏松沉积物；2—黄土；3—砂砾夹粘土层，底部砾岩层（古河床砂金矿）；4—金刚库组火山沉积－硅铁建造；5—五台期英云闪长岩；6—花岗斑岩；7—花岗岩；8—孙家庄闪长岩杂岩体；9—石英斑岩；10—隐爆角砾岩；11—含金构造蚀变岩带及编号；12—砂金矿点；13—岩金矿床；14—横张断裂；15—脆－韧性剪切带
黄铁矿的形成可分为5个世代；第一世代以五角十二面体自形晶为主，粒度＜0.1mm，呈浸染状分布于蚀变岩中；第二世代为他形自形—半自形的立方体和五角十二面体，粒度变化大，一般小于0.1mm，常构成致密块状、脉状、网脉状，含金品位高达100g/t；第三世代为半自形的立方体，粒度较大为0.1～0.5mm，常呈小细脉状或充填胶结前期碎裂黄铁矿（图版Ⅵ－7）；第四世代为与多金属硫化物伴生的黄铁矿，呈半自形立方体聚形；第五世代呈星点状散布于晚期石英－碳酸盐脉中。
黄铁矿的微量元素含量显示出富集中低温元素组合Zn、Cu、Pb、As等，而Co、Ni、Bi、Fe等元素含量次之。Co平均含量400×10-6,Co/Ni比值平均为2.86,Cu/Pb为0.67、Pb/Ni为0.54，与岩浆热液成因者相符。方铅矿中也富集中低温元素组合如Cu、Bi、As、Sb、Ag等，Sb/Ag比为1.11。
金矿物以银金矿为主，尚见一定量的自然金，金成色659～964，平均791，载金矿物主要为黄铁矿，次为石英、方铅矿、闪锌矿和黄铜矿（图版Ⅴ-8）。金矿物一般呈粒状、树枝状，分3种形式存在：包体金、晶隙金、裂隙金，以晶隙金为主。
根据矿石结构构造、矿物共生组合及穿插关系，热液成矿期可划分为4个阶段：黄铁矿－石英阶段；石英－黄铁矿阶段；石英－多金属硫化物阶段；石英－碳酸盐阶段。以二、三两阶段为矿化主要阶段。
矿区的围岩蚀变比较复杂，具有多次叠加的特征，第一次蚀变是发育在爆破角砾岩筒内的夕卡岩化阶段，形成铁矿，与金矿形成关系不大。第二次蚀变是与中低温多金属－金矿化有关的蚀变，并随着矿化多阶段演进和不同的围岩条件形成了不同的蚀变矿物组合。矿区与金银矿化关系密切的为硅化、绢云母化、黄铁矿化、钾化、碳酸盐化，绿泥石化等，局部也可见高岭土化、赤铁矿化、电气石化、冰长石化等。蚀变最发育的围岩为石英闪长质片麻岩，宽2～4m，且分带明显，从矿脉向外依次为硅化带→绢英岩化带→绢云母化带→绢云母绿泥石化带→绿泥石、绢云母、赤铁矿化带，在这些带中还夹杂有次要的蚀变如电气石化、碳酸盐化、钾长石化等。以辉绿岩、长石石英斑岩为围岩的蚀变作用较弱，分带现象不明显或不具分带现象。李双保（1994）对蚀变过程中的地球化学过程作了详尽的研究，他用Gresens的“成分－体积法”和Grant的“等浓度线法”计算出蚀变过程中一直有Na2O和CaO的带出；K2O、TFe为带入；H2O和CO2带入大于带出；SiO2表现为远矿蚀变为带出，近矿为带入；Al2O3、MgO在蚀变过程中略有减少，TiO2和P2O5表现为不活泼组分，蚀变前后基本保持不变。金属成分中Pb、Zn、Cu、Au基本上为带入，Ag不变。痕量元素中Sr、Co为带出；Rb、Ba、U、Th、Cs、Cr、Ni等为带入，Zr、Hf远矿为带出，近矿为带入。稀土元素表现为随蚀变作用的增强，稀土总量趋于减少，Eu负异常增大，轻重稀土总量趋于持平，总体特征和耿庄金矿床围岩蚀变稀土元素变化相似。表5-3和图5-4所反映的特征与上述情况相似。此外，本矿围岩蚀变的一个非常重要的特征是蚀变岩中大离子亲石性元素K、Rb、Ba呈线型共同增长，K/Rb、K/Ba值近于地壳平均值，而Sr/Ba值却相当分散，这与加拿大和西澳大利亚太古宙绿岩带中金矿床的围岩蚀变规律一样（图5-5）。Kerrich（1989）在讨论这一现象时指出，这种特征的围岩蚀变既和下地壳的麻粒岩化没有互补关系，也与一般正岩浆矿床（如斑岩型Cu矿、Mo矿、W-Sn矿、稀土伟晶岩矿等）的围岩蚀变特征相左。后者常常显示出K/Rb的比值随Rb/Sr和K/Ba比值的升高而降低。
表5-3 义兴寨金矿围岩和蚀变岩痕量元素含量（10-6）
分析单位：Au为天津地质矿产研究所分析，其它元素由中国地质科学院岩矿测试技术研究所分析。
图5-4 义兴寨金矿蚀变岩经TTG质片麻岩标准化的痕量元素分布
1—弱蚀变片麻岩；2—中等蚀变片麻岩；3—强蚀变岩
这里需要指出的是围岩蚀变是一个受多因素影响的开放地球化学系统，蚀变作用不仅受原岩性质、流体成分的影响，而且受温度、压力、氧化还原条件、水/岩比值等因素的制约。因此研究蚀变过程往往不能单纯地从封闭体系下的平衡态热力学去考虑，更多地可能要从非平衡态耗散结构理论去探讨。从某种程度上讲，蚀变的分带性可能是自组织现象的一种宏观表现。研究证明在岩浆活动和大规模热液成矿过程中，流体的活动往往是地壳规模的，然而这些流体活动所留下的痕迹——蚀变和成矿在分布范围上往往很局部，这实际上也说明成矿和蚀变实际上是非平衡系统失稳的产物。义兴寨金矿蚀变厚度仅2～5m，局部不到1m，在这么狭窄的蚀变带中，物质成分的带入带出实际上是微不足道的。但是应该承认围岩蚀变作为成矿的一种现象，对它的研究为探讨矿床成因和指导找矿都不失有重要的价值。
图5-5 义兴寨金矿床围岩蚀变K-Rb、K-Ba图解
（国外资料据Kerrich等，1988,1989）
MT—主要趋势；PH—伟晶岩热液范围；AK—纽芬兰Ackley花岗岩的趋势线；GAu-Kerr Addison及Abitibi绿岩带的Hillinger-Mcintyre太古宙中温金矿床；Cu-Mo—为Hillinger-Mcintyre的Cu-Mo矿化范围；WAu—为义兴寨金矿范围