成矿时代（精选12篇）
成矿时代 篇1
摘要：本文在分析青城子矿化集中区成矿地质背景并结合搜集整理主要同位素测年的基础上, 初步理顺了集中区成矿期, 即辽河期沉积成矿期、辽河末期区域变质成矿期、印支-燕山期岩浆活动成矿期。
关键词：青城子铅锌金银矿化集中区,成矿时代,辽东地区
青城子矿化集中区是我国重要铅锌金银矿产地之一[1]。经多轮次地质勘查与研究, 铅锌金银矿资源量已达大型, 颇受国内外学者关注。由于该区成矿作用复杂, 有关成矿时代众说纷纭[2]。本文拟从区域地质构造和矿化演化特征理顺矿化集中区成矿时代。
1 矿化集中区地质
青城子铅锌金银矿化集中区位于古元古代辽东裂谷轴部的凹陷带内。该裂谷活动带是在华北克拉通基底上发展起来的, 经历了一的漫长演化历史, 其中沉积了巨厚的辽河群岩石。裂谷带内空间构造分异明显, 据岩相建造与构造特征, 裂谷带横向上可划分为北缘斜坡、轴部凹陷及南缘浅台3个构造岩相带[2]。
矿化集中区内出露的辽河群下部浪子山组变质陆源碎屑岩-火山沉积建造、中部大石桥组中变质碳酸盐夹细碎屑岩-火山碎屑岩建造和上部盖县组变质细细碎屑岩建造是区内最主要含矿建造 (图1) 。据地质调查和矿床勘查资料, 矿床 (体) 受层位控制明显[3], 铅锌矿主要赋存于大石桥组碳酸盐岩建造中, 而金银矿主要赋存于大石桥组和上部盖县组碎屑岩建造过渡部位, 赋矿岩石类型主要为大石桥组大理岩、片岩、变粒岩或盖县组片岩。
区内发育多期构造。早期为辽河期原始沉积的古构造, 随着裂谷的生成、发展, 在裂谷边缘和内部产生规模不等的同生断裂, 控制了裂谷带的3个构造岩相带。从已发现的矿床空间分布来看, 绝大多数产于同生断裂附近, 尤其是两组同生断裂交汇处。中期为辽河末期区域变质构造, 裂谷发展的晚期由拉张沉降转为挤压收缩使辽河群产生强烈的区域变质和构造变形, 形成了该地区的紧闭、倒转的复式褶皱和大量逆冲断裂、推覆构造, 如近东西向大石桥-草河口复向斜和虎皮峪-宽甸复背斜。这些性质不同、规模不等的构造为基性岩脉的侵入和以后岩浆岩的侵位、成矿热液的上升提供了空间和通道。后期印支-燕山期构造是区内重要成矿因素。它们继承和改造了早期北东向、北北东向及部分北西向的同生断裂构造, 控制了印之-燕山期岩浆活动, 使层控多金属矿床改造、富集、定位, 也控制了矿体 (脉) 的产出规模。
区域岩浆活动强烈, 以辽河晚期和中生代为主。区内印支期-燕山期岩浆岩出露广泛, 岩浆活动主要受近东西向、北东向、北北东向断裂控制, 沿断裂带或两组方向断裂带的交叉部位侵位, 多呈岩株状产出, 部分呈岩基状。成因类型属同熔型和重熔型, 以重熔型占主要地位。岩浆活动不仅导致区域构造的进一步复杂化, 而且对矿床的形成起到了重要作用。尤其是与成矿关系密切的硅酸岩过饱和的富碱性、中酸性的侵入体, 从岩浆侵位过程中带来了大量的热能和许多硫及其它成矿物质, 对富含铅、锌、金、银等成矿元素的初始矿源层及部分层控铅锌矿床起到了重要的叠加再造成矿作用。
1、白垩系;2、辽河群盖县组;3、辽河群大石桥组;4、辽河群浪子山组;5、中生代花岗岩;6、中元古代花岗岩;7、古元古代花岗岩;8、断裂;9、金矿床;10、银矿床;11-铅锌矿床
2 成矿定位时间的理顺
从上述区域地质构造和矿化演化特征出发可以看出, 青城子矿化集中区内矿床形成主要受古元古宙和中生代构造岩浆复合成矿作用控制, 大部分矿床均具有叠加成矿特征。大体上可划分出辽河期沉积成矿期、辽河末期区域变质成矿期、印支-燕山期岩浆活动成矿期。
2.1 辽河期沉积变质成矿期。
裂谷发展早期强烈拉张断陷期, 沿同生断裂海底火山活动强烈, 堆积了巨厚的碎屑岩及复理石层;裂谷段发展中期, 即慢速沉降的坳陷期, 沉积物以碳酸盐岩为主, 伴有碎屑岩及火山碎屑岩, 在海湾盆地中与成岩物质及古陆风化物质一起形成了初始矿源层和部分贫矿层, 为后期构造岩浆成矿作用提供良好的物质基础。
2.2 辽河末期区域变质成矿期。
裂谷演化晚期消亡阶段, 裂谷由沉降坳陷转为挤压收缩, 辽河群产生强烈区域变质和构造变形, 矿源层、贫矿层和沉积物一起发生形变。区域变质作用促使成矿物质进行重新分配、组合, 并使部分矿质活化、迁移, 在原层位或附近有利构造部位进一步富化, 局部地段可能富集成矿。
2.3 印支-燕山期岩浆活动成矿期。
区内中生代区域构造-岩浆活动极为频繁且强烈, 本区北侧有新岭岩体和姚家沟岩株, 南侧有双顶沟岩体。据航磁重力资料推断, 该区域为一岩浆岩田, 矿集区被花岗岩体兜底。新岭黑云母花岗岩体的侵位年龄是227~218Ma (K-Ar法) , 双顶沟黑云母花岗岩形成的年龄是231±5Ma (K-Ar法) [4]。青城子集中区小佟家堡子金矿床蚀变绢云母的Ar-Ar年龄为167Ma[5], 用全岩和流体包裹体Rb-Sr法测得小佟家堡子金矿床的形成时代为233±31Ma, 高家堡子银矿床的形成时代为234±14Ma[6], 总体上显示出区内主成矿期为中生代。可见, 青城子地区矿床成矿时代与印支-燕山期构造岩浆事件发生时代相对应, 这一时期的构造-岩浆作用是区域成矿的主要控制因素之一, 使青城子地区最终成为铅锌金银矿化集中区。
3 结论
通过上述有关成矿时代的理顺, 青城子矿化集中区内矿床形成至少经历辽河期沉积成矿期、辽河末期区域变质成矿期、印支-燕山期岩浆活动成矿期。前两期为区域成矿的必要前提和首要阶段, 后者为成矿的的必要过程和时期。据此, 可以认为本区的找矿要素为大石桥组和盖县组含矿建造、中生代构造-岩浆发育。
参考文献
[1]沈保丰, 翟安民, 陈文明, 等.中国前寒武纪成矿作用[M].北京:地质出版社, 2006:89-90.[1]沈保丰, 翟安民, 陈文明, 等.中国前寒武纪成矿作用[M].北京:地质出版社, 2006:89-90.
[2]陈荣度.一个早元古代裂谷盆地-辽东裂谷[J].辽宁地质, 1984 (2) :125-133.[2]陈荣度.一个早元古代裂谷盆地-辽东裂谷[J].辽宁地质, 1984 (2) :125-133.
[3]胡铁军.青城子地区金银成矿作用、控矿因素及找矿思路[J].地质找矿论丛, 2001, 16 (3) :187-205.[3]胡铁军.青城子地区金银成矿作用、控矿因素及找矿思路[J].地质找矿论丛, 2001, 16 (3) :187-205.
[4]李三忠, 刘建忠, 赵国春, 等.华北克拉通东部地块中生代变形的关键时限及其对构造的制约-以胶辽地区为例[J].岩石学报, 2004, 20 (3) :633-646.[4]李三忠, 刘建忠, 赵国春, 等.华北克拉通东部地块中生代变形的关键时限及其对构造的制约-以胶辽地区为例[J].岩石学报, 2004, 20 (3) :633-646.
[5]汪东波, 邵世才, 刘国平, 等.金与铅锌矿化的时空关系及应用[J].矿床地质, 2001, 20 (1) :78-85.[5]汪东波, 邵世才, 刘国平, 等.金与铅锌矿化的时空关系及应用[J].矿床地质, 2001, 20 (1) :78-85.
[6]薛春纪, 陈毓川, 路远发, 等.辽东青城子矿集区金、银成矿时代及地质意义[J].矿床地质, 2003, 22 (2) :177-184.[6]薛春纪, 陈毓川, 路远发, 等.辽东青城子矿集区金、银成矿时代及地质意义[J].矿床地质, 2003, 22 (2) :177-184.
成矿时代 篇2
至底,寨上金矿区共圈定15个工业矿体,矿区规模达到大型,而该区外围工作一直没有展开.矿区构造运动史、成矿时代、区域矿产分布特征及相关测试,均说明寨上矿区成矿具有多期、多次、多源的特点.矿区外围申都一带的`构造及热液供给条件等与寨上矿区相比,具有极其相似的特征,而且具有更为优越的成矿条件,其可作为寨上矿区扩大规模的远景区段.
作 者：彭素霞 赵文川 PENG Su-xia ZHAO Wen-chuan 作者单位：彭素霞,PENG Su-xia(西安地质矿产研究所,西安,710054)
赵文川,ZHAO Wen-chuan(武警黄金部队第二总队,廊坊,065000)
成矿时代 篇3
关键词：东天山成矿亚带 铜镍硫化物 成矿规律
新疆东天山成矿亚带地处于哈萨克斯坦——准噶尔板块和塔里木板块的交汇部位，其成矿地质条件优越，是我国重要的金属成矿带，也是我国重要的岩浆型铜镍硫化物产出地。东天山成矿带位于康古尔塔格与苦水两条深大断裂之间，西起库姆塔格沙垄，东至镜儿泉，分布有土墩、二红洼、香山、黄山、黄山东、黄山南、葫芦、串珠、马蹄和图拉尔根等镁铁-超镁铁岩体。镁铁-超镁铁质岩体形成于早二叠世，应该是后碰撞阶段的产物。岩体高度分异，并普遍具有铜镍矿化，现已探明黄山、黄山东、图拉尔根为大型矿床，土墩、香山等为中型矿床。
近年来，东天山成矿带地质找矿和科研工作取得了令人瞩目的成绩，不仅新发现了图拉尔根铜镍硫化物、白石泉铜镍矿床和坡北铜镍硫化物矿床等，而且深入研究了该成矿带杂岩体的岩石学、岩石地球化学、地质年代学、大地构造背景以及构造与成矿，进一步拓宽了该区铜镍硫化物矿床的找矿空间，显示出东天山地区具有很好的找矿潜力和成矿资源前景。
一、岩浆岩
1.火山岩
东天山成矿带晚古生代火山岩十分发育，形成长达数百公里的东西向火山岩带。不同时代火山岩形成的构造环境会有所差异，泥盆系大南湖组和头苏泉组主要以拉斑玄武岩为主，夹有安山岩和流纹岩，火山活动以中心式和拉张裂隙式喷发为主，形成的环境为岛弧构造环境。大草滩断裂以南的石炭系小热泉子组合底坎儿组火山岩，被认为是一套发育完整且成熟的岛弧型火山岩；雅满苏断裂以南的雅满苏组合土古土布拉克组火山岩，为岛弧型钙碱性火山岩和火山裂隙构造环境有关的火山岩。二叠系火山岩主要分布于康古尔地区，为陆相火山岩，形成于陆相拉张盆地的构造环境中。
2.侵入岩
研究区内岩浆活动频繁，侵入岩发育良好，从深成岩到浅成岩，从岩基、岩株到岩墙均有出露，有超基性、基性、中性和酸性各类岩体，其中以海西晚期岩体发育最好。
基性-超基性岩体主要分布于研究区的南北大沟和黄山地区，南北大沟地区基性-超基性岩体侵位于泥盆系和石炭系梧桐窝子组中，黄山地区基性-超基性岩侵位于石炭系干墩组和梧桐窝子组中，花岗岩类分布广泛，其中华力西中期岩体居多，主要分布于康古尔、黄山、南北大沟和雅满苏断裂附近（如图1所示）。
二、构造演化及构造单元划分
1.构造演化
东天山成矿带自古生代以来的构造演化可以划分为四个构造阶段：①泥盆纪至二叠纪初：洋盆收缩乃至最后闭合阶段，其主要特征是各个地块之间持续俯冲汇聚，彼此之间的洋盆相继关闭，与石炭纪晚期发生了比较强烈的碰撞造山作用；②二叠纪至三叠纪初：由后碰撞慢源岩浆底垫与地壳伸展作用；③三叠纪晚期一白垩纪：隆起剥蚀；④新生代：陆内活化，表现为地壳差异隆升，北东向左行走滑运动和自南向北的逆冲推覆。该区在古生代晚期具有多岛洋的特点，该洋盆闭合以后形成的相应的构造单元可以自北而南划分为吐哈地块南缘大南湖岛弧、康古尔塔格造山带、阿齐山-喀拉塔格地块、库鲁克塔格地块、星星峡-早山地块、北山造山带、敦煌北缘活动陆缘等。
归根结底，我们可以用万天丰的两期构造事件，即第一期为泥盆纪末期（或早石炭世末），第二期为晚石炭世末期-早二叠世。对于邻近许多NW向断层的活动性质研究及其同位素测年结果发现，第一期晚泥盆世-早石炭世（385～323Ma）的碰撞作用是该区的主碰撞时期，使区域性一系列走向北西的断层均表现为右行走滑活动；第二期晚石炭世-二叠纪（316～280 Ma）的构造作用却使一系列NW向断层都呈现出大幅度的左行走滑特征，其运动滑移特征与第一期晚泥盆世-早石炭世完全相反。
2.大地构造与矿产关系
不同的大地构造单元有其自身独特的地球化学背景场和成矿低值特征，所以矿床（点）的空间分布受大地构造的控制十分明显。在康古尔塔格深大断裂以北的康古尔塔格-大南湖-哈尔里克岛弧带，地球化学场主要有Cr、Ni、Co、V、Ti、Cu、Zn等铁族、亲铜元素的广泛分布，特别是铜元素显示出高背景。该区发现有小热泉子铜锌矿床、土屋-延东斑岩型铜矿床。介于康古尔塔格深大断裂与雅满苏大断裂之间，是研究区内金成矿作用最显著的地区，已经发现有康古尔、马头滩、康西和石英滩等众多金矿床（点），研究区地球化学场为元素复杂的多元素异常特征，元素组合主要为Au、Ag、Cu、Pb、Zn、As、Sb、Hg、W、Sn、Mo等，尤其是Au元素呈现高背景区，元素分带明显，浓集中心呈带状、规模大，是找金最有希望的远景地区。弛张期幔源成矿流体沿深大断裂上涌，由于岩浆深部熔离作用和后期贯入作用，形成与镁铁质-超镁铁质有关的铜镍硫化物矿床。
三、主要典型矿床特征及控矿分析
1.黄山铜镍矿床
矿石矿物以金属硫化物为主，少量氧化物，偶见硫砷化物。金属硫化物以磁黄铁矿、镍黄铁矿和黄铜矿为主，含量分别大于80%、14%、6%，次要矿物有紫硫镍矿、四方硫铁矿（马基诺矿）、黄铁矿、白铁矿、闪锌矿、针镍矿、墨铜矿、方硫镍矿和方黄铜矿等，微量矿物有银镍黄铁矿、砷铂矿、辉砷镍矿和辉砷钴矿，表生矿物有孔雀石、镍华、黄钾铁矾、褐铁矿和石膏等，脉石矿物主要有橄榄石、辉石、角闪石、斜长石、金云母及蚀变形成的蛇纹石、滑石、阳起石、绿泥石、菱镁矿、方解石、石英等。
各阶段岩石稀土丰度低，为弱富集，属平坦型稀土分配型，表明原始岩浆来源于上地幔。再者，δ34S为0.86‰～1.09‰～1.70‰，接近陨石硫范围，再次表明硫来源于上地幔。endprint
2.黄山东铜镍硫化物矿床
黄山东铜镍硫化物矿床矿体主要赋存于岩体内2套橄榄岩-辉长岩组合的底部，以及岩体底部的苏长岩中，赋矿岩石以二辉橄榄岩和辉石岩为主。矿石以浸染状为主，含少量的块状矿石。矿石矿物以磁黄铁矿、镍黄铁矿和黄铜矿等金属硫化物为主，次要矿物有黄铁矿、紫硫镍矿、马基诺矿、白铁矿、闪锌矿、针镍矿、墨铜矿、方硫镍矿和方黄铜矿等。
黄山东岩体二辉橄榄岩随氧化镁的降低，三氧化二铁降低而氧化铝和氧化钙升高，二氧化钛也随氧化镁的降低而升高。岩体大离子亲石元素（Rb、Ba、Th、U）相对富集，而部分高场强元素（Nb、Ta、Ti）相对亏损。另外，黄山东岩体的橄榄辉长岩和角闪辉长岩具有明显Sr的富集和Eu的正异常，而黄山西岩体的辉长苏长岩没有或具有弱的Sr的富集和Eu异常。总之，其地球化学特征大致与东天山成矿带一致。
3.土墩镍（铁、铜）硫化物矿床
土墩镍矿床由十多个大小矿体及矿化体组成，它们主要赋存在超基性岩中，其辉长岩仅有矿化显示。两个规模较大的工业矿体，均分布于南岩体单辉橄榄岩相中。矿石分为稀疏浸染状矿石、稠密浸染状矿石及块状矿石三种自然类型，矿石矿物有铬铁矿、磁铁矿、磁黄铁矿、镍黄铁矿、紫硫锌铁矿、辉砷镍矿、黄铜矿、辉砷钴矿、马基诺矿。
土墩矿区内的超基性岩体都是铁质超基性岩，微量元素表现出相容元素（如Ni、Cr、Co、V）含量高，不相容元素（如Rb、Ba、Th、U等）含量低的特点，ω（∑REE）随着基性程度的降低而增高，为球粒陨石的2～8倍。其中Eu异常不明显（Eu/Eu*=0185～1112），表明斜长石的分离结晶作用及堆晶作用不明显。
四、成矿规律
1.时间规律
近年来，大量地质科学家在研究区对矿化和相关岩石进行了大量的同位素测年（如表1所示）。除去潘鸿迪等在2015年所说的459Ma属于加里东期的年代数据，本区成岩成矿时间应该在280～340 Ma之间，即晚石炭世-早二叠世，为海西期岩浆活动的产物，形成时代较新，对应于活动造山带后碰撞或者二叠纪溢流玄武岩大规模喷发阶段。
2.空间规律
铜镍硫化物主要分布于东天山东部，该区目前已经发现矿化的基性-超基性岩体从西到东有土墩、二红洼、香山、黄山南、黄山、黄山东以及镜儿泉地区的红石岗、黑石梁、葫芦、串珠、马碲、图拉尔根、咸水泉、四顶黑山等十多个岩体。
在构造上，这些矿产地主要产于准噶尔地块和塔里木地块陆源的古生代活动带，矿产在空间上的展布规律，是受地壳演化到一定阶段形成的地质环境和相应的地质成矿作用控制，区内铜镍矿主要分布于觉罗塔格晚古生代沟弧带。镁铁-超镁铁质杂岩体沿康古尔大断裂断续出露，由东向西主要集中分布于镜儿泉、黄山、恰特卡尔三个地区，杂岩体多为一些小而高分异的凸镜状、漏斗状侵入体，与围岩呈热侵入接触，界线清楚。研究表明，区内镁铁-超镁铁质岩岩石化学成分属正常系列岩石，M/F值变化范围为2.47～3.68，属铁质超镁铁岩。
该区铜镍矿主要形成于板块汇聚碰撞阶段晚期的弛张期，其成矿时代为海西阶段。
五、结论及认识
东天山成矿亚带的铜、镍矿化基性-超基性岩体主要由沿康古尔塔格断裂带分布的土墩-黄山-镜儿泉基性-超基性岩带和沿阿齐克库都克-沙泉子分布的白石泉基性-超基性岩体组成，是我国铜镍等有色金属的主要供应地。
首先，含矿岩体成群成带分布，多数侵位于下石炭统地层，含矿岩相对多集中在橄榄辉长岩，角闪橄榄岩，辉橄岩和各岩相接触带上。岩体低Ti高Mg，高M/F是评价岩体含矿性的良好指标。
其次，黄山、图拉尔根和土墩等大（中）型铜镍硫化物矿床，均为中亚造山带在海西期，即造山作用后碰撞弛张阶段构造-岩浆-成矿过程中的产物，并非古洋盆扩张阶段岛弧环境导致的矿化镁铁-超镁铁质岩浆所成。
最后，成矿时期基本为海西期，与玄武岩浆喷发溢流阶段对应，也与世界上铜镍硫化物矿床形成年代对应。
参考文献：
[1]娄德波.新疆东天山铜镍矿资源潜力评价方法研究[D].北京：中国地质科学院，2008.
[2]刘艳荣，吕新彪，梅微，等.新疆东天山镁铁-超镁铁岩体中橄榄石成分特征及其成因意义：以黄山东和图拉尔根为例[J].地球化学，2012，（41）.
[3]郭宏，李霞，毛启贵，等.新疆东天山岩浆铜镍硫化物矿床地质特征及成矿环境[J].新疆地质，2006，（24）.
[4]万天丰，赵庆乐.天山-阿尔泰地区古生代构造成矿作用[J].中国地质，2015，（42）.
[5]李彤泰.新疆哈密市黄山基性-超基性岩带铜镍矿床地质特征及矿床成因[J].西北地质，2011，（1）.
[6]邓宇峰，宋谢炎，颉炜，等.新疆北天山黄山东含铜镍矿镁铁-超镁铁岩体的岩石成因：主量元素、微量元素和Sr-Nd同位素证据[J].地质学报，2011，（9）.
[7]王敏芳，夏庆霖，肖凡，等.新疆东天山土墩铜镍硫化物矿床岩石地球化学和铂族元素特征及其对成矿的指示意义[J].矿床地质，2012，（6）.
[8]毛亚晶，秦克章，唐冬梅，等.东天山岩浆铜镍硫化物矿床的多期次岩浆侵位与成矿作用——以黄山铜镍矿床为例[J].地质学报，2014，（30）.
[9]胡沛青，任立业，傅飘儿，等.新疆哈密黄山东铜镍硫化物矿床成岩成矿作用[J].矿床地质，2010，（1）.
[10]王虹，屈文俊，李华芹，等.哈密地区新发现铜镍硫化物矿床成岩成矿时代的测定及讨论[J].地质学报，2007，（4）.
※本文系江西省研究生创新基金项目：金红石吸附铀的实验及铀成矿意义，项目编号：YC2014-S270。
成矿时代 篇4
威海——荣成地区位于胶东半岛西北部金矿集中区的东部, 成矿条件有利, 已发现金属、非金属矿产45种, 贵金属有金、银;有色金属有铜、铅、锌、钼等, 但该区工作程度较低。为加强威海—荣成地区的地质找矿工作, 主要运用先进的计算机技术, 以MAPGIS为基础工作平台, 综合研究了已有的地质矿产、航空物探、化探、重力等资料, 充分利用已取得的地质、物化探成果, 与已知矿区类比, 进行了金等多金属成矿预测, 圈定了Au、Ag及多金属矿产成矿远景预测区, 为下一步进行预查—勘查奠定基础。
2 地质概况
威海——荣成地区位于胶东半岛东部, 大地构造位置属华北地台鲁东台隆东部的文威地块, 处于牟平—乳山断裂东侧的Ⅳ级构造单元中, 位于华北和杨子两大陆块碰撞带内。区内出露地层有下元古界荆山群、中生界莱阳群、青山群及新生界第四系。区内构造形迹复杂, 在前寒武纪普遍经历多次韧性变形作用, 韧性变形带发育;中生代以来构造活动强烈, 形成一系列大型断裂构造带;区内元古代、中生代岩浆发育, 几乎遍布全区。
该区矿产资源比较丰富, 已发现金属、非金属矿产45种, 贵金属有金、银;有色金属有铜、铅、锌、钼等。其中金矿床 (点) 主要集中在威海市西部的乳山地区。威海——荣成地区位于米山断裂以东, 由于区域地质背景的差异及工作程度较低, 已知的金矿床分布相对较少。但银及有色金属矿产较为发育, 分布较广[2,3]。工作区内目前探明金属量4.73t, 银金属量203t, 铅金属量6 730t, 锌金属量5 715t, 钼金属量14 257t。
3 成矿规律
区内有色金属矿产和银矿主要受燕山晚期岩浆活动、断裂构造和有关地层等因素控制。金矿成矿条件复杂, 区域变质作用, 韧性变形作用及岩浆活动, 均对金矿的形成有明显的影响。各种矿产的形成往往受多种因素控制, 反映在时空分布规律上, 无不受区域性构造活动制约。目前, 本区金属矿产勘探矿区较少, 地质研究程度较低, 成矿规律认识肤浅, 现仅对金、银、钼矿的成矿规律进行初步探讨。
3.1 金
区内金矿控矿条件较复杂, 金矿的形成具有明显的多期性, 多因素控矿性。同熔岩浆热液型金矿, 往往与银矿共生或伴生, 在银矿部分介绍。现主要对变质热液型金矿的成矿规律进行探讨。
3.1.1 前寒武纪变质岩质的控矿性
区内荆山群地层和元古宙荣成超单元片麻状花岗质岩体, 在漫长的地质演化过程中, 对金矿的形式起到了矿源层的作用。变质热液型金矿床 (点) , 严格受变质岩系和变形的花岗质岩体控制。区内主要矿床的铅同位素模式年龄在660～1 148Ma范围内, 矿石中的铅为古老铅, 硫、氧稳定同位素与岩石中的稳定同位素值是一致的, 表明荆山群地层及变形的花岗质岩体, 为本区金矿的初始矿源层和衍生矿源层。
3.1.2 区域变质作用、混合岩化及改造重熔作用与金的成矿
荆山群地层因受区域变质作用, 超变质作用的多次改造, 变质程度达角闪岩相, 局部达麻粒岩相。早期金元素主要在代表深源物质及其衍生物中呈均一状态分布, 经区域变质作用和改造重熔提供了热液和动力, 使金元素活化, 形成了含金高的溶液或凝胶层进行迁移, 富集在适当的构造部位定位成矿[2]。
3.1.3 构造的控矿性
测区断裂构造特别是韧性剪切带较发育, 对金矿的形成起明显的作用, 尤其是浅层次的断裂构造和韧性剪切构造更是含矿热液运移、沉淀的场所。
含金剪切带是一种成矿和控矿的韧性和脆—韧性剪切构造。表现为已片理化和糜棱岩化并经受了热液蚀变和含有金矿 (化) 体的岩石组合[4,5,6,7]。区内的荆山群地层和荣成超单元等变质岩系内都发生了强烈的韧性变形作用。剪切带呈半环状分布, 南部滕家—侯家一带呈东西向、北东向展布, 北部环翠区—荣成一带呈南北向展布, 并含有一定数量的金矿 (化) 体。
据有关资料介绍, 韧性剪切带渗透率高, 变质热液易溶解矿源层中的金元素, 矿液从高能带向低能带迁移, 在脆性—韧性过渡带中含金硫化物定位、沉积成矿。
如, 范家埠金矿、南石桥、罗家、候家等地的含金石英脉均发育在剪切带内, 受剪切带就位机制的约束, 表现为含金石英脉多沿平行于局部最大主应力的方向生长, 并沿垂直于局部最大主应力的方向扩张, 这些脉一般以雁行脉、倾斜剪切脉和中心剪切脉的形式出现, 长数十米至数百米, 其分布、展布方向多受里德尔剪切裂隙控制[8]。
3.1.4 矿体特征
变质热液型金矿的金矿体为含金多金属硫化物石英脉型和含金石英脉型, 呈单脉状、透镜状、长约几十米至数百米不等, 宽数十厘米至一百多厘米。矿石矿物为黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿、方铅矿等, 金主要为自然金和银金矿, 有少量碲金矿等。脉石矿物简单, 以石英为主, 有少量绢云母、方解石、长石等矿物, 矿石品位变化较大, 从n×10-6～n×10×10-6。
3.1.5 围岩蚀变
主要为黄铁绢英岩化, 次为硅化、碳酸盐化, 蚀变岩呈带状沿含金石英脉两侧发育, 一般宽约0.2～0.5m, 其蚀变强度与矿化强度呈正相关。
3.1.6 成矿时代
变质热液型金矿的围岩为下元古界荆山群地层和元古代荣成超单元侵入岩, 区域变质作用。韧性剪切作用多次发生, 特别是古元古代发生的韧性剪切作用, 对该类型金矿的最终定位起到了决定性的作用, 如, 在推覆剪切带内发育的大时家、侯家含金石英脉。结合同位素年龄值确定, 区内变质热液型金矿主要形成于古元古代。
3.2 银
区内独立银矿与燕山晚期岩浆活动密切相关。研究表明, 燕山晚期花岗岩为幔源岩浆上涌溶化部分地层侵位而成, 银主要来自幔源, 在岩浆演化乃至成矿过程中, 幔源岩浆不仅携带了银等成矿物质, 也熔化了部分地层, 使其中银等成矿物质一起参与成矿作用, 而且提供了热液, 使成矿物质得以迁移、富集, 在适当的构造部位定位成矿, 根据有关研究成果, 区内银矿的成矿规律为。
3.2.1 区域性带状分布
胶东地区已发现的银矿床 (点) , 集中分布在西起招远十里堡, 东至荣成同家庄东西向分布的成矿带上。该矿带受东西向基底构造控制, 大体在北纬37°20′左右, 文登岭东—荣成同家庄为矿带的东部矿化集中区。
3.2.2 花岗岩体的控矿作用
燕山期艾山阶段伟德山超单元侵入体的矿物组合, 岩石化学特征, 与不含矿花岗岩比较, 有以下差别:在矿物组合上, 含矿岩体的黑云母、角闪石、斜长石较不含矿岩体偏高, 而钾长石偏低;在岩石化学特征上, 含矿岩体的指数、碱度率、酸度和分异指数均偏低, 而基度和含铝偏高;表明偏中性的花岗岩体对银矿的形成有利[9]。
3.2.3 构造控矿的规律性
区内银矿主要受北西西向张性断裂和北东向扭性断裂控制。北西西向断裂较宽, 蚀变范围大, 矿体连续性差, 品位低, 多为蚀变岩型银矿床, 如, 同家庄银矿, 北东向断裂规模小, 形成裂隙充填型矿床, 矿体短而窄, 但较富, 如, 前青顶银矿, 不同方向断裂交汇部位, 常形成肥大矿体。如, 同家庄0线附近, 北东向扭性断裂和北西西向断裂交汇部位, 形成厚而富的矿体。
3.2.4 时代和空间规律
成矿时代, 研究表明区内银矿形成于晚白垩纪, 银矿床全部产于燕山晚期伟德山超单元侵入体内及附近的变质岩地层中, 矿区中基性、酸性脉岩发育, 它们与矿化带平行产出, 成群出现。矿床形成较浅, 一般分布在标高-300m以上, 属浅成、超浅成矿床。
3.2.5 蚀变带、矿物组合特征
区内石英脉型和蚀变岩型矿床都有明显的分带现象。以主断裂面为中心, 向两侧依次出现硅化、绢英岩化、绢云母化蚀变, 而垂直分带不明显。
主要矿石矿物为黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿及方铅矿等, 银主要以自然银、辉银矿、金银矿赋存于矿石矿物、石英晶隙及裂隙中, 往往伴生金矿, 有的成为金、银复合矿床, 如, 大邓格庄金、银矿点。
3.3 钼
3.3.1 地层的控矿性
地层条件是形成接触交代 (矽卡岩) 型钼矿的重要因素。区内荆山群有大理岩分布, 由于长期受构造运动的影响, 层间构造较发育, 渗透性能良好, 与中酸性侵入岩接触时有利于岩浆热液的运移、交代, 易形成矽卡岩和矽卡岩型钼矿床如崮山钼矿点。
3.3.2 岩浆岩的控矿性
中生代燕山期中酸性岩浆活动是钼矿的首要成矿条件, 它既是钼矿的成矿母岩, 也是钼矿体的重要赋矿围岩。区内钼矿床 (点) 均产于该期岩浆岩体内或与荆山群的接触带内。
(1) 燕山晚期岩浆岩的成矿专属性
区内与钼矿有关的侵入体伟德山超单元, 岩性以二长花岗岩为主, 其次为花岗闪长岩、石英二长岩及闪长玢岩等。岩石的酸度偏高, SiO2平均含量69%;Al2O3含量平均为14.58%, 属铝过饱和系列。扎氏S值偏高, a+b+c值较低, 岩石碱性组分 (N2O+Na2O) 一般大小7%, 最高达8.67%, 属偏碱性花岗岩类。钼元素丰度值1.6～4.32×10-6, 比一般酸性岩中钼的丰度值较高。可以看出, 该期岩浆岩对钼矿的形成造就了有利的地质背景。化探资料也显示, 该期岩浆岩分布区发育有良好的钼元素异常。伟德山超单元分布区钼异常规模大, 浓集中心明显, 异常面积百余平方公里, 异常值1.2×3×10-6, 最高达6.1×10-6, 异常峰值区与冷家钼矿相吻合[9]。
(2) 成矿岩体的蚀变特征
伟德山超单元各侵入体多有热液蚀变矿化现象, 岩石中普遍含有黄铁矿、辉钼矿等金属硫化物颗粒。在侵入体的裂隙、节理等部位, 矿化更为明显, 含矿岩体主要为本期岩浆活动晚期侵位的小侵入体, 如, 细粒二长花岗岩等。矿体围岩蚀变有硅化、绢云母化、绿泥石化、黄铁矿化等蚀变, 矿体与围岩多为渐变关系。反映蚀变与矿化呈正相关关系, 强蚀变矿化岩体即为矿体。
3.3.3 断裂构造控矿
岩浆热液细脉浸染型钼矿主要发育在岩体内的挤压破碎带内, 受节理、裂隙密集带控制。矿体多呈似层状、透镜状分布, 特别低角度和近水平的挤压破碎带、节理密集带对成矿最为有利。接触交代 (矽卡岩) 型钼矿主要受岩体与地层的接触带控制。
3.3.4 成矿时代
与钼矿有关的中酸性侵入岩 (伟德山超单元) , 同位素年龄值为95～180Ma, 表明成矿时代为中生代白垩纪中晚期。
4 找矿标志与矿化信息
4.1 金银矿找矿标志
4.1.1 地质构造标志
(1) 地质上确定或由地球物理资料推断的深部构造带附近。深部构造带为幔源物质上升提供了通道, 在深构造带附近往往具有较丰富的幔源物质来源, 从而为金银矿产成矿提供了必要的前提。
(2) 较大范围的脆性断裂破碎带和局部断裂破碎带为携带成矿物质的中基岩浆提供了上侵通道和成岩空间, 同时也是成矿热液上侵通道。这些断裂带往往是储矿构造。
(3) 多期次构造活动产生的各期断裂交汇部位有利成矿。
(4) 韧性剪切带对金矿化有明显的控制作用。深源构造带外侧, 一些浅层次韧性剪切带与金矿化关系密切。尤其是与晚期脆性断裂叠加部位对金矿形成更有利。
4.1.2 岩浆岩标志
(1) 幔源或壳幔混合型岩浆岩带中的中基性岩浆岩。来自地幔的中基性岩浆是主要成矿元素携带者。
(2) 燕山晚期中酸性岩体中的中基性脉岩附近。金银成矿热液往往同中基性岩浆沿同一构造通道运移。在与中基性岩浆分离后在中基性脉岩附近适当部位富集成矿, 因而有时间上相随, 成因上相同, 空间上相伴的规律。
(3) 原岩为中基性火山岩或中基性岩浆岩的变质岩类附近。
(4) 推断隐伏岩体顶部的周围, 可为成矿提供充足的热液。
4.2 金银矿矿化信息
4.2.1 地球物理矿化信息
(1) 区域性重力梯度带和次级梯度带。它们往往是深构造带的反映。
(2) 较大范围及局部航磁线性低值带或垂向二导线性负值带。它们均为磁性岩浆岩或变质岩中断裂破碎带的反映, 在正磁场中或受斜磁化影响较大地无, 垂向二导或一导负值带更为明显和直观。
(3) 局部航磁正异常或垂向二导局部正异常的零值线附近。
(4) 航电异常附近。航电异常多数仅仅反映了低阻断裂破碎带, 高阻高极化异常往往位于航电异常旁侧, 一般距离小于500m。
多数已知金银矿 (化) 点, 均具有以上地球物理特点。
4.2.2 地球化学标志
(1) 金、银单元素化探异常附近
据统计, 区内80%以上的金矿 (化) 点, 均处在1∶20万金化探异常范围3km以内。1∶5万化探金异常往往与已知金矿床 (点) 吻合性很好, 如, 范家埠金矿、 埠屯金矿, 产里多金属伴生金矿。
(2) 组合化探异常及其附近
已知金矿 (化) 点中, 变质热液型金矿具有组合元素化探异常者不多, 但对于同熔浆热液型金矿, 具有组合元素化探异常者, 则说明其成矿远景较好。
(3) 自然金重砂异常、金铅重砂组合异常分布范围内及附近, 往往有金及伴生银矿床 (点) 分布。
4.3 有色金属矿产找矿标志及矿化信息
针对区内岩浆热液型和接触交代型钼、铜、锌铅等有色金属矿产, 初步提出如下找矿标志及矿化信息。
(1) 燕山晚期中酸性岩浆岩及其与荆山群地层接触带。
(2) 断裂破碎带控矿, 控矿断裂方向为北东、北北东向和近东西向。
(3) 低阻航电异常或磁极化型二道及三道航电异常。
(4) 组合元素化探异常
(5) 伟德山超单元中航磁相对低值区且1∶20万剩余重力异常为负值者, 是区内钼矿成矿的有利地段。
5 成矿预测
5.1 成矿预测区的圈定
根据矿床、矿 (化) 点的分布特征, 结合控矿地质条件, 矿 (化) 体赋存地质特征, 以及物化探、重砂异常资料等矿化信息, 将工作区内金、银及多金属矿成矿预测区分矿种类型进行圈定。
并按《固体矿产成矿预测基本要求》, 根据预测区成矿地质条件的有利程度, 预测依据的充分程度和资源潜力的大小, 进一步将各矿种成矿预测区分别划分为A、B、C三类。
A类预测区:成矿条件十分有利, 预测依据充分, 有已知的工业矿床和密集的矿点分布, 矿化信息丰富, 资源潜力大或较大, 可优先安排地质找矿工作的地区。
B类预测区:成矿条件有利, 有预测依据, 有已知矿床成矿点, 矿化信息对成矿有利, 有一定资源潜力, 可考虑安排工作的地区。
C类预测区:具有成矿条件, 有可能发现资源, 可考虑探索的地区;现有矿区外围, 但资源潜力较小的地区。
依据上述原则, 划分出金、银及钼等多金属矿田级成矿预测区17个, 按矿种类型划分出金矿成矿预测区10个, 其中A类4个, B类4个, C类2个;银矿成矿预测区4个, 其中A类3个, C类1个;钼及多金属成矿预测区3个, 其中A类2个, C类1个。
5.2 金矿靶区优选
根据预测区类别及综合信息对金矿成矿有利程度的反映情况, 从A类及B类金矿预测区中优选出金矿靶区5个, 分别是候家、小阮疃、范家埠、高村—大疃、崮山预测区。
6 结语
1) 综上所述, 区内有色金属矿产和银矿主要受燕山晚期岩浆活动、断裂构造和有关地层等因素控制。
区内金矿控矿条件较复杂, 形成具有明显的多期性, 多因素控矿性。变质热液型金矿严格受变质岩系和变形的花岗质岩体控制。荆山群地层及变形的花岗质岩体为本区变质热液型金矿的初始矿源层和衍生矿源层, 经区域变质作用和改造重熔提供了热液和动力, 使金元素活化, 迁移富集在适当的构造部位定位成矿;断裂构造对金矿的形成起明显的作用, 是含矿热液运移、沉淀的场所。
同熔岩浆热液型金矿, 往往与银矿共生或伴生。幔源岩浆不仅携带了银等成矿物质, 也熔化了部分地层, 使其中银等成矿物质一起参与成矿作用, 而且提供了热液, 使成矿物质得以迁移、富集, 在适当的构造部位定位成矿。
区内荆山群大理岩由于长期受构造运动的影响, 层间构造较发育, 渗透性能良好, 与中酸性侵入岩接触时有利于岩浆热液的运移、交代, 易形成矽卡岩和矽卡岩型钼矿床如崮山钼矿点。
2) 预测结果揭示候家、小阮疃、范家埠、高村—大疃、崮山预测区有优越的找矿前景, 建议在这几个地区优先部署地质找矿工作。
参考文献
[1]孔庆友, 张天桢, 于学峰, 等.山东矿床[M].济南:山东科学技术出版社, 2006.
[2]李士先, 刘长春, 安郁宏, 等.胶东地质[M].北京:地质出版社, 2007.
[3]沈少莹, 王和利, 邹建平, 等.山东省胶东地区大—中型金矿成矿规律及找矿方向的研究[R].山东省地矿局 (内部出版) , 1997.
[4]李宏骥.胶北地区内生金矿成矿规律[J].山东地质, 2002, 18 (3) :72-77.
[5]刘玉强.山东省金矿床成矿系列及成矿规律[J].矿产与地质, 2004, 18 (101) :1-7.
[6]姚风良, 刘连登, 孔庆存.胶东西北部脉状金矿[M].长春:吉林科学技术出版社, 1990.
[7]李金祥, 郭涛, 吕古贤.试论胶东西北部金矿化类型及其与构造关系[J].贵金属地质, 1999, 8 (2) :87-91.
[8]杨立新, 柳贡海, 赵维朋, 等.山东省威海市环翠区范家埠金矿床勘探地质报告[R].山东省国土资源厅 (内部出版) , 1993.
成矿时代 篇5
青海浪贝地区锑金矿成矿条件及成矿远景分析
从矿区岩性、构造、脉岩地质特征及地球化学特征几个方面逐层深入分析了浪贝地区有利于锑金矿床成矿的.地质因素,并从大地构造位置入手,结合区内地球化学异常特征和成矿事实,对浪贝地区的金锑矿成矿远景进行了分析.
作 者：路耀祖 LU Yao-zu 作者单位：青海省核工业地质局,西宁,810008刊 名：四川地质学报英文刊名：ACTA GEOLOGICA SICHUAN年，卷(期)：200929(2)分类号：P618.51、66关键词：锑金矿 成矿条件 成矿前景 青海浪贝地区
成矿时代 篇6
摘要：本文根据四子王旗境内已知地质矿产资料，依据成矿理论对成矿地质条件进行分析，进而为了表达矿床的时空分布规律，更有效的寻找区内矿产资源，将四子王旗境域内由北—南划分出了五个成矿带，供地方政府科学规划区内矿产资源开发做参考。
关键词：四子王旗；地层；岩浆岩；构造；成矿规律；成矿带
四子王旗位于内蒙古高原阴山山脉之大青山北坡及内蒙古中北部草原区，总体地势特征为南东高北西低，中南部为中低山区，北部为草原区。海拔高度一般在1000m～2000m。南东部较高，最高海拔2193m，属中低山区，基岩裸露。区内多为较平坦而广阔的草原，新生界松散堆积物广泛分布；水系不发育，多为季节性河流，最大的河流为南西侧的沙拉木伦河，由大庙（红格尔苏木）流向白音敖包变为潜流而终止。北西部平坦草原中较大的季节性诺尔有呼和诺尔和查干诺尔，但因连年干旱少雨，诺尔多已干涸。
1. 区域地质背景
1.1 大地构造位置
四子王旗位于华北古陆北缘中部，濒临华北古陆北缘至海西地槽带南缘，华北古陆边缘具裂陷、隆起相间的构造环境，由南向北为：Ⅰ. 大青山陆内隆起区；Ⅱ. 渣尔泰山陆内隆起区；Ⅲ. 狼山陆缘隆起区；Ⅳ. 白云鄂博陆缘裂陷区；Ⅴ. 白乃庙—白银都西隆起裂谷；Ⅵ. 温都尔庙—爱力格庙裂谷。四子王旗跨越Ⅲ. 狼山陆缘隆起区、Ⅳ. 白云鄂博陆缘裂陷区、Ⅴ. 白乃庙—白银都西隆起裂谷及Ⅵ. 温都尔庙—爱力格庙裂谷等四个构造区（见图1）。
1.2 地层
四子王旗面积较大，跨越多个构造区，南北两段地层分区不同。大约以北纬42°为界，北段地层属华北地层大区内蒙古草原（赤峰—哈尔滨）地层区锡林浩特—磐石地层分区，出露中元古界温都尔庙群桑达来呼都格组、哈尔哈达组、中元古界白云鄂博群哈拉霍格特组、白音宝拉格组。新元古界白乃庙组（原白乃庙群一段）。志留系中上统徐尼乌苏组、志留系顶统西别河组、上石炭统本巴图组、下二叠统三面井组、寿山沟组、中二叠统大石寨组、哲斯组。南段地层分区属晋冀鲁豫地层区阴山地层分区大青山地层小区，出露地层主要有：中太古界乌拉山岩群；新太古界色爾腾山岩群；古元古界马家店岩群；中新元古界白云鄂博群及渣尔泰山群；震旦系什那干组；石炭系栓马桩组；二叠系大红山组、脑包沟及老窝铺组。
Ⅲ—狼山陆缘隆起区：该区大部分地段是加里东及华力西期花岗岩侵位，构成内蒙古高原的主体，被新生界广泛覆盖，古元古界色尔腾山群深变质岩系零星残留，有铁矿、金矿等产出。
Ⅳ—白云鄂博陆缘裂陷区：主要为中元古代裂陷，碎屑夹碳酸盐火山岩及喷流沉积，具陆坡裂谷特征，多金属矿化，矿产丰富。
Ⅴ—白乃庙—白银都西隆起裂谷：古元古界色尔腾山群深变质岩系断续分布，大部分被新生界覆盖，发育基性火山岩，有铜矿、金矿等产出。
Ⅵ—温都尔庙—爱力格庙裂谷：以基性火山岩系为主，大部分被新生界覆盖。
中新生代为滨太平洋地层大兴安岭—燕山地层分区中的博克图—二连浩特地层小区，出露上侏罗统满克头鄂博组、下白垩统白音花组、上白垩统二连组、古新统脑木根组、中始新统阿山头组和伊尔丁曼哈组、上始新统沙拉木伦组、下渐新统乌兰戈楚组、上渐新统呼尔井组、新近系上新统宝格达乌拉组、第四系。
北段：中元古代温都尔庙群为一套海相中基性火山岩—海相碎屑岩建造，中元古界白云鄂博群为一套碳酸盐岩碎屑岩建造，白乃庙组为中基性火山碎屑岩及熔岩，徐尼乌苏组为一套海相复理石建造，西别河组为一套海相磨拉石建造，本巴图组、三面井组为浅海相碳酸盐岩—中酸性火山碎屑岩—硬砂岩建造，满克头鄂博组为陆相中酸性火山—沉积岩系，白音花组、二连组为山前凹地或山间盆地形成的内陆湖沼沉积，古近系、新近系为一套内陆湖相沉积，主要为一套红层。第四系由河湖相松散砂砾石层，泥和冲洪积物出露，局部为风成黄土。
南段：区内古老的结晶基底由中太古界乌拉山岩群、新太古界色尔腾山岩群构成，为中—高级变质的火山—碎屑岩建造。古元古界马家店岩群、中新元古界白云鄂博群及渣尔泰山群是工作区准沉积盖层，为一套浅海碎屑岩—碳酸盐岩建造。震旦系什那干组为浅海相碎屑岩—碳酸盐岩建造。石炭系拴马桩组为一套陆相含煤碎屑岩建造。二叠系下统大红山组为火山—碎屑岩建造，中统脑包沟组及下统老窝铺组为陆源碎屑岩建造。侏罗系中下统五当沟组为含煤碎屑岩建造、上统大青山组及白音高老组红色碎屑岩。白垩系在工作区广布、出露于盆地之中，地表基岩露头零星，为一套陆源碎屑岩建造及火山岩建造；古近系渐新统为湖相沉积，新近系中新统汉诺坝组为一套陆相基性火山岩建造，上新统宝格达乌拉组为一套陆源碎屑岩建造；第四系由松散堆积物组成。
1.3 岩浆岩
四子王旗面积较大，跨越多个构造区，南北两段岩浆活动有一定差异。大约以北纬42°为界，分南北两个不同的岩浆岩出露区：
北区（北纬42°以北）。位于华北板块北缘及华北板块北缘陆缘增生代，贺根山—苏尼特左旗—索伦缝合带从区内经过。兴蒙造山带是显生宙以来最重要的陆壳增生区，其造山作用较微弱但存在波及面广且持续时间较长的构造—岩浆活动。特殊的大地构造环境造成本区岩浆活动独具特色，使得不同造山阶段、不同构造环境有不同类型、不同特征的岩浆岩出露。区内侵入岩不甚发育，空间上，大致以小白林地—大庙—白音希勒构造界线为界，划分为二个岩浆岩带，此线以北为华北板块北缘陆缘增生带，岩浆活动集中在晚古生代晚期和早中生代，即二叠纪—三叠纪，此时西伯利亚板块与华北板块碰撞缝合，形成了活动陆缘火山岩（大石寨组）和大量的同碰撞花岗岩，在晚侏罗世有陆相裂隙式喷发的满克头鄂博组；此线以南为华北板块北缘，最早的岩浆活动为青白口系白乃庙组玄武安山岩，为中晚元古代的岛弧活动；该带岩浆岩活动也集中在中晚二叠纪，表现为大庙、斜力查布同碰撞似斑状花岗闪长岩。
南区（北纬42°以南）岩浆活动强烈，侵入岩分布广泛。侵入岩空间上总体呈带状展布，时间上呈跳跃式延续，从太古宙到白垩纪均有出露，显示明显的旋回性和多期次性。中太古代以大规模片麻杂岩发育为标志，包括南西部明星沟片麻状石英闪长岩，和南东部东灯笼素片麻状钾长花岗岩；新太古代以小规模的片麻状石英闪长岩和大规模的中酸性花岗岩侵入为标志。古元古代以岩浆活动规模较小，发育较小规模的闪长岩及花岗岩类；中元古代和新元古代以区内大规模的北西向辉绿岩墙侵入为代表，它标志着在伸展构造机制下，中、新元古代陆壳两次重要裂解事件；古生代岩浆活动集中在晚期，随着西伯利亚板块与华北板块的最终碰撞缝合，北部发育了大规模的近东西向展布前碰撞—同碰撞—后碰撞的花岗质岩类；中生代燕山期岩浆活动频繁，构成了显生宙以来的主要岩浆活动期。以浅成—超浅成中酸性复式侵入体和相对应的侏罗纪、白垩纪火山岩地层及爆发角砾岩、脉岩为代表；新生代喜马拉雅期以新近纪汉诺坝组玄武岩为标志。
总之，侵入岩的产出明显受区域构造的控制，使得区内侵入岩具有多成因性。在不同区域大地构造背景下，可以形成不同类型的岩浆岩，形成了截然不同的岩浆岩景观。
1.4 地质构造
四子王旗位于华北古陆北缘中部，濒临华北古陆北缘至海西地槽带南缘，所处的大地构造部位横跨两种性质完全不同的二级构造单元。以大庙—小乌兰花村—格少山深大断裂为界，南为华北地块，北为华北地块北缘古生代增生带。华北板块北缘增生带位于华北板块与西伯利亚板块之间，属古亚洲洋构造域，古生代具完整的沟、弧、盆体系的多岛洋构造环境。其经历了多期构造演化，于古生代末增生于华北板块北缘的，自中生代开始与华北板块共同经历印支期以来的各期次构造运动。四子王旗构造单元具明显的时空转换特点，华北板块北缘古生代地体划分为三个次级构造单元，自北向南分别为白乃庙早古生代陆缘增生代、补力太晚古生代微陆块和脑木更晚古生代微陆块，不同的构造单元各具不同的构造特点。自中生代起，亚洲洋闭合统一为欧亚板块。
1.5 矿产
四子王旗经历了多旋回的沉积作用、岩浆活动、变质作用、构造变动，造就了比较丰富的矿产资源。现已探明的矿种有40 余种，其中铜、金、铁、石膏、萤石、天青石等矿种储量大、品位高，具有较高的开发价值。四子王旗内共发现91处矿床或矿（化）点。初步统计， 旗内大型矿床两处，为白乃庙铜矿及那令敖包萤石矿；中型矿床两处：为白乃庙金矿及白彦敖包萤石矿；小型矿床11处，其中煤矿2处、铁矿2处、铜镍矿3处、铅锌矿1处、钨矿1处、天青石矿1处、石榴石矿1处；矿点及矿化点97处。值得一提的是铜镍矿中含铂和钯，应引起重视。
四子王旗最有开发远景价值的资源为铜、金、铁金属矿产及萤石、石膏非金属矿产和煤矿，最具利用价值和潜在经济效益的矿产地是白乃庙大型铜（钼）矿床、白乃庙中型金矿床、那令敖包萤石矿床。
2. 区域成矿规律分析
2.1 矿产空间分布格局
四子王旗众多矿产在空间上具有成群成带集中分布的特点。
2.1.1 地域空间分布格局
（1）大致以白音敖包—巴音图格木一线以北， 集中分布铁、锰、萤石等矿产；
（2）大致以白音敖包—巴音图格木一线以南，红格尔—萨如勒庙—塔拉呼都格一线以北， 集中分布石膏、天青石、芒硝等蒸发盐类矿产及煤矿；
（3）红格尔—萨如勒庙—塔拉呼都格一线以南，是铜、金、铁等重要矿产集中分布区。
2.1.2 不同构造空间矿产分布格局
（1）旗境的北部晚古生代陆缘增生带集中分布铁、锰、萤石等矿产；
（2）旗境中西部中新生代断陷盆地集中分布石膏、天青石、芒硝等蒸发盐类矿产及煤矿；
（3）东南部早古生代成矿阶段：主要矿产类型有：与中酸性火山—侵入岩有关的白乃庙热液型铜钼矿、蚀变岩型金矿和裂隙充填型萤石矿产。晚古生代成矿阶段：以海相基性火山—沉积作用有关的温都尔庙式铁矿床，主要受元古代温都尔庙群一定层位控制的沉积变质铁矿。
（4）南部边缘太古代老地层区沉积变质铁矿、石棉、金矿。
2.2 控矿地质因素
2.2.1 地层控矿
外生矿产直接受控于地层条件，其它很多矿种，矿床的形成也与地层有一定的关系。地质学和矿床学的发展，新的成矿理论的出现，特别是“层控理论”认为变质矿床和一些内生矿床的形成与地层有直接或间接的因果关系。因此地层条件是研究区域成矿地质条件中重要的条件。
不同的矿种，矿床分布与地层关系密切。如元古代温都尔庙群是区内重要的铁含矿岩系。石榴石、绢云石英片岩、绿片岩为主夹石英岩、含铁石英岩。是区内重要的铁矿源层。如芒和特铁矿床、都力好来铁矿床等。中元古代白乃庙群的铜钼矿床等，都是在地层岩石形成的同时，成矿物质大量富集而形成的。新生界古近系下渐新统乌兰戈楚组（E3wl）灰绿色、红褐色泥岩控制了天青石、石膏等矿种。如阿木古郎牧场石膏矿点、乌兰希热天青石矿点等。
2.2.2 构造对成矿的控制因素
区域成矿作用是区域地质构造演化的结果，因此地质构造是控制成矿诸因素中最重要的因素。矿床的形成过程中，成矿流体的运移和成矿物质的沉淀，定位以及其形成后的保存条件，与构造息息相关，它对成矿的控制作用表现在以下方面：
（1）不同的大地构造控制不同的矿产
内蒙古境内可分为前寒武纪构造域、古亚洲构造域和滨太平洋构造域，后者叠加在前两者之上。
前寒武纪构造域主要是中新元古代巨型裂陷带，中新元古代由于太古宙、古元古代基底的拉张裂陷发育巨型裂陷海槽，其内因受同生断裂控制形成喷流沉积铁、铅、锌、铜、硫、稀土矿床，以及与沉积岩相关的浸染型金矿床。
前寒武纪构造域常因受古亚洲洋的俯冲闭合的影响而引起构造岩浆活化作用，所以形成与此相关的金、铜、镍、铂成矿作用。
古亚洲构造域的成矿与古亚洲洋的演化过程密切相关。早古生代亚洲洋的俯冲过程中形成与中奥陶世岛弧型与岛弧型基性火山岩相关的铜、金矿床。古生代泥盆纪形成的洋壳中，形成与超镁铁性质岩相关的铬铁矿矿床，与洋壳基性火山岩相关的铜、金矿床。晚古生代洋于晚泥盆世早期闭合，陆陆碰撞造山，形成与华力西中、晚期花岗岩相关的矽卡岩型铁、锌、铅、铜矿床。在乌力吉—锡林浩特成矿带中形成与晚石炭世海相火山岩密切伴生的铜金矿床。中二叠世发育的火山岩及正常沉积岩富含铜、铅、锌等成矿元素而成为这些元素的矿源层。
滨太平洋构造域是叠加在前述两个构造域上的构造域，其構造活动强度表现为东强西弱，构造岩浆带的展布为北东至北北东，其成矿作用亦反映为东强西弱，所以形成了举世瞩目的北北东向大兴安岭铜、铅、锌、金、银、锡、钼成矿带。
（2）成矿构造环境的控制作用
不同的成矿构造环境，产生不同的矿产，在早古生代白乃庙增生带，东西向大型逆冲推覆构造和东西大断裂控制了白乃庙岛弧岩浆岩带中铜金成矿带。北部西伯利亚板块南缘控制了元古代温都尔庙变质岩系，主要矿点有芒和特铁矿、都力好来铁矿等。
a、早古生代造山带成矿构造环境
早古生代，板块体制发育，在古亚洲洋盆成生发育、消亡的过程中，在不同的构造环境内发生不同的成矿作用。洋盆形成拉张环境中，由于地幔物质上涌，形成与洋壳相关的岩浆熔离—贯入型铬铁矿床，在沟—弧—盆环境内形成与海相基—中酸性火山—侵入岩活动相关的硫铁（铜）矿床、铁矿床、铁锌矿床及铜多金属矿床。碰撞造山构造环境下，由于中酸性岩浆侵入，形成斑岩型、接触交代型、热液型等类型的铁、铁钼、钼、铜、铅锌、铍、锰、钨、金、水晶、萤石等矿床，如白乃庙斑岩型铜矿点。
本区稳定大陆边缘浅海陆盆型成矿构造环境，多形成与热液蚀变、构造接触变质等有关的金、锰等多金属矿产。例如布鲁台东特斯格热液交代及充填型铜锰矿点。
b、中新生代盆地构造环境
进入中新生代，矿床由于受基底东西向构造和北东—北北东向构造联合控制而呈“东西向成行，北东—北北东向成带”分布特点。在稳定的大陆高原区主要形成与蒸发岩相有关的石膏、芒硝等矿床。首先在继承性断陷盆地成矿构造环境下，以水平地层为主，发育古近系河湖相红色碎屑岩建造，形成与沉积蒸发作用有关的石膏、天青石等外生沉积矿床，如阿木古郎牧场石膏矿点、乌兰希热天青石矿点等。
本区白乃庙二叠世推覆构造不仅严格控制了晚古生代铜、锰等多金属成矿带中的主要金属矿产的规模、形态、产状，而且也是寻找铜、锰等多金属矿产的主要标志。
（3）岩浆控矿
本区岩浆控矿主要表现在以下几个方面：
a、火山岩浆成分的不同而形成不同的矿床：中元古代温都尔庙群中的铁矿床是与基性火山岩浆喷发作用相关。如忙和特铁矿、都力好来铁矿。白乃庙铜矿床是与中元古代海相中基性—中酸性火山—侵入岩浆活动有关。
b、岩浆成分对成矿的控制作用：大量研究资料证明，不同成分的岩浆具有不同的成矿专属性，旗境内的金矿则主要受控于黑云花岗岩、花岗闪长岩、二长花岗岩等。中二叠世花岗闪长岩活动与铜矿和金矿关系密切，如白乃庙金矿。
c、岩体一方面对成矿提供成矿流体和成矿物质，另一方面提供热动力而加速水岩反应，从围岩中萃取、活化成矿物质，提高成矿流体中成矿元素的浓度而有利成矿物质的沉淀，富集而形成工业矿体。
3. 成矿带的划分
3.1 成矿带的划分
为了表达矿床的时空分布规律，更有效地寻找区内矿产将旗境域内由北—南划分出以下五个成矿带：脑木根元古代、古生代铁锰金萤石等金属成矿带；乌兰希热中新生代煤炭及盐类成矿带；白音希勒—白乃庙早古生代铜铁金萤石等多金属成矿带；④元古代铁金成矿带；⑤太古代—燕山期金银铁铜锌石棉成矿带。见图2。
3.2 各成矿带特征
3.2.1脑木根元古代、古生代铁锰金萤石多金属成矿带（1）
该成矿带分布范围相当于内蒙古区域上划分的乌力吉—锡林浩特元古代、华力西期铜、铁、铬、金、萤石成矿带。在旗境北部出露，是区内有一定经济远景价值的铁、锰、金、萤石成矿远景区。铁矿主要受元古代温都尔庙变质岩系中的含铁层控制，为沉积变质型兼后期热液富集的铁矿床。锰、金、萤石与地层、岩浆、构造共同作用有关，是旗境内不可忽视的成矿带。
3.2.2乌兰希热中新生代煤炭及盐类成矿带
该成矿带呈北东向带状展布。为中新生代断陷新区内有形成大型煤田（或油田）及大型天青石、石膏矿床条件。
3.2.3白音希勒—白乃庙元古代铜—华力西期铜铁金萤石多金属成矿带
该成矿带是旗境最具有经济远景价值的成矿带。区内出露地层由老至新主要有中元古界蓟县系—新元古界青白口系白云鄂博群哈拉霍圪特组、白音宝拉格组、新元古界青白口系白乃庙组、古生界志留系中上统徐尼乌苏组、志留系顶统西别河组，下二叠统三面井组，上新统宝格达乌拉组，第四系全新统覆于各地层单元之上。
主要岩浆岩有：中二叠世似斑状花岗闪长岩（P2γδ）、中三叠世花岗岩（T2γ）、新元古代变基性火山岩（Qnb）钙碱性系列的玄武岩—玄武安山岩。当闪长岩侵入西别河组砂岩及生物碎屑灰岩时，在其捕虏体中有矽卡岩化，生成白钨矿、铜矿。
本区大地构造位置上属于早古生代陆缘增生带。受南北向挤压应力的影响，区内构造形迹主要表现为一系列近东西向的断裂、褶皱及北东、北西向的平移断层。主要控矿构造有白乃庙逆冲推覆构造系统、忽少山—夏哈断层等构造。
成矿条件较好，是最有经济价值的铜、金、镍、银及铂、钯等多金属及贵金属成矿带。
在成矿带东北边的白乃庙铜矿是我国大中型铜矿，西延至工作区内，被白乃庙逆冲推覆构造所盖，通过高精度磁测，逆冲推覆构造下盘的磁性异常很高，上盘磁性很弱。磁性高的下盘与白乃庙铜矿的异常差不多。逆冲推覆构造下盘及北侧草原地带为铜金成矿远景区。
3.2.4元古代铁金成矿带
该成矿带属于华北地台北缘元古代、华力西期金、铁、稀土、锡成矿带。
3.2.5太古代—燕山期金银铁铜锌石棉成矿带
该成矿带属于乌拉山—集宁—阜新太古代、燕山期金、银、铁、铜、锌、石墨、白云母成矿带。位于华北地台北缘，紧邻大庙—小兰花村—格少山深大断裂，区内地层复杂，岩浆活动多期、多种，构造发育，具备形成沉积变质、接触交代、岩浆—构造热液矿床条件，是重要铁、金等等多金属矿成矿带。
参考文献：
[1] 内蒙古地质局第一区域地质测量队，1：20万苏尼特右旗幅（K—49—Ⅺ）区域地质测量报告，1965
[2] 内蒙古自治区地质局区域地质测量队，1：20万白乃庙幅（K—49—ⅩⅦ）区域地质调查报告，1975
[3] 内蒙古自治区地质局，1：20万四子王旗幅（K—49—ⅩⅩⅡ）区域地质测量报告，1971
[4] 内蒙古地质局区域地质测量队，1：20万查干敖包幅（K—49—ⅩⅥ）区域地质调查报告，1976
[5] 内蒙古地质局区域地质测量队，1：20万脑木根幅（K—49—Ⅹ）区域地质调查报告，1980
[6] 陈琦，仇甘霖，杜玉申等，白乃庙—温都尔庙区域构造及华北北缘古板块构造演化，长春地质学院学报（白乃庙地质专辑），1992，第22卷，119～130
[7] 崔盛芹，李锦蓉等，华北陆块北缘构造运动序列及区域构造格局[M].北京：地质出版社，2000，122～146
[8] 唐克东，等著.华北板块北侧褶皱带构造演化及成矿规律.北京：北京大学出版社，1992，237～243
[9] 朱志澄，构造地质学.武汉：中国地质大学出版社，1999，1～362.
[10] 侯晖， 黄蒙辉. 內蒙古自治区四子王旗东井村铜金多金属矿地质物化探特征及其找矿意义[J]. 西部资源， 2016（1）：130-132.
成矿时代 篇7
通化位于吉林省东南部,东与白山市相邻,西与辽宁省接壤,北连东丰、磐石、桦甸,东南与朝鲜隔鸭绿江相望。地处地台基底中太古代高级变质区,晚太古代花岗-绿岩带和古元古代吉南裂谷活动带上,形成的不同沉积建造,具金的高背景。其中:上壳岩中金丰度值为(5.0～6.4×10-9)(ppb);斜长角闪岩金丰度值>42×10-9(ppb);浅粒岩金丰度值为4.2×10-9(ppb);英云闪长岩金丰度值为0.83×10-9(ppb);见有较好的金多金属套合异常,凸显矿源层特点[1]。通化地区岩浆活动频繁而强烈,侵入与喷发并举,分布广,种类多,岩浆与成矿作用明显。区内不同期次的构造运动普遍发育,复杂的构造系统是区内金多金属成矿带的最佳成矿位置。这些作用对金多金属矿床成矿提供了成矿元素富集、沉淀的空间;强烈的构造运动所导致的岩浆活动,为金多金属矿床提供了成矿热液、热源,并活化、迁移、富集,在有利的构造空间沉淀成矿。因此大的断裂构造多数为导矿构造,其次一级断裂构造为容矿构造,复杂的构造系统是区内金多金属的最佳成矿位置。
1区域成矿地质背景
环太平洋剧烈的构造———岩浆活动,在中国的东北部,不但形成了敦化-密山断裂带(为中国东部郯庐断裂带北东向延伸部分)、鸭绿江断裂带等一系列北东向大规模的左行剪切构造带,控制了断裂隆起和断陷盆地的展布方向和沉积建造,同时使金多金属热液在构造扩容空间冷凝赋存,形成了一条规模巨大的北东向金多金属成矿带,即吉南-辽东成矿带。通化地区与黑龙江东宁金矿床、吉林延边小西南岔金铜矿床、桦甸夹皮沟金矿床及辽宁五龙金矿床,同属于上述成矿带的一部分,金多金属矿床区域成矿地质背景优越,具有形成大型金多金属矿床的区域成矿地质背景优势[2]。通化地区区域地质图如图1所示。
1.1区内地层
区内由老到新依次如下(图1)。
太古界鞍山群表壳岩组合:主要岩性为黑云母斜长片麻岩、混合岩、角闪片岩、二云母石英片岩,绿泥片岩等。该地层中含金丰度值高,是本区金矿体主要赋存层位之一。产出有辉南县石棚沟金矿、芹菜沟金矿、梅河口市烟囱桥子金矿、香炉碗子金矿和29个金多金属矿点。
下元古界集安群:为一套浅海火山岩夹陆源碎屑——碳酸盐岩沉积岩相,并遭受中级程度变质作用的变质岩系,自下而上划分为蚂蚁河组、荒岔沟组和临江组。蚂蚁河组均质混合岩、变粒岩、浅粒岩夹斜长角闪岩及蛇纹石大理岩,以含硼为主要特征。荒岔沟组和临江组为主要含金层位,代表岩性为:石墨变粒岩、透辉变粒岩、黑云变粒岩、浅粒岩、石墨大理岩夹斜长角闪岩、含榴矽线黑云斜长片麻岩、变粒岩、二云片岩夹石英岩等。荒岔沟组和临江组产出有集安市古马岭金矿、集安市活龙金矿、集安市金厂沟金矿、集安市西岔金矿和22个金多金属矿点。
下古生界寒武系、奥陶系:出露的地层主要为寒武系下统馒头组、毛庄组;寒武系中统徐庄组、张夏组;寒武系上统固山组、长山组、凤山组。奥陶系下统冶里组、亮甲山组;奥陶系中统马家沟组。出露的岩石组合为浅灰色厚层状灰岩夹生物碎屑灰岩及鲕状灰岩、竹叶状灰岩、紫色页岩夹泥灰岩,紫色、黄绿色含云母粉砂岩夹紫色角砾状灰岩和灰岩透镜体,上部为石英砂岩或石英岩状砂岩。集安郭家岭铅锌矿床赋存在奥陶系地层中。
中生代侏罗系、白恶系:为一套陆相碎屑岩和火山碎屑岩。代表岩性为:灰白色砾岩、杂色砂岩、頁岩夹煤层和安山岩、凝灰岩、流纹岩等。柳河县向阳林场金厂沟金矿、通化县二密铜矿和6个金多金属矿点均产出于上述层位中。
1.2 构造
区内Ⅳ级大地构造即桓仁～集安隆起、龙岗断块和柳河～样子哨地堑等,其次级构造十分发育,自南而北发育有鸭绿江深大断裂、老岭复背斜、浑江上游凹褶断束、柳河断陷盆地、龙岗背斜、辉发河～夹皮沟～古洞河深大断裂等。上述构造及次级配套构造形迹控制了区内金多金属矿床的分布[3]。
1.3 岩浆岩
通化地区内岩浆活动频繁,具有多期次侵入特点。自南向北依次分布有集安高台子岩体、集安大路岩体、集安老岭岩体、集安复兴屯杂岩体、通化二密岩体等,出露面积650 km2,岩石类型有花岗岩、闪长岩、石英闪长岩、正长闪长岩及辉长岩等,岩相(性)分异明显,侵入时代由晚二叠世至早白恶系。呈较小的岩体和岩株状产出的有花岗斑岩、斑状花岗岩、斜长花岗斑岩和角闪辉长岩。侵入时代为燕山早期(203 Ma)。区内多数金多金属矿成因与岩浆活动有关。
区内脉岩分布普遍,有钠长斑岩、闪长玢岩、微晶闪长岩、煌斑岩及辉绿岩等,个别地段石英脉亦较多。各类脉岩呈北东、北西、南北及东西方向均有分布,与金的主要成矿期有成因联系。
综上所述,区内凸显矿源层～岩浆期后活化及矿液供给～矿液低压扩容～构造富集成矿等多因素、多来源、多期次、多类型的成矿机制。具备寻找新型、大型金多金属矿床的优势成矿地质条件。
2 成矿规律
结合大地构造单元、成矿地质背景环境及特定的成矿作用,将通化地区划分为龙岗金多金属成矿集中区和老岭金多金属成矿集中区[4]。每个成矿集中区内赋存多条金多金属成矿带。现将各成矿集中区及其成矿带的成矿规律分述如下。
2.1 龙岗金多金属成矿集中区
为龙岗陆核太古代基底分布区,局部被新元古代～古生代盆地、中新生代火山构造盆地叠加而复杂化,中生代构造岩浆活化作用明显,是金多金属的主要产地。
2.1.1 柳河金厂沟～辉南石道河金多金属成矿带
分布于柳河金厂沟、安口镇、辉南石棚沟、石道沟子一带,受辉发河断裂及柳河地堑断裂控制呈北东向展布。带内主要由中生代穹窿北侧边缘部分及山城镇边缘穹窿组成,有少量的上壳绿岩片残留其中。在安口镇～柳河一带,发育一条北东向韧性剪切带,长50 km,宽0.5～1 km,后期脆性断裂控制了柳河地堑盆地及山城镇断块。盆地内堆积了一套火山～碎屑含煤沉积建造组合,沿盆地边缘断裂有基性～超基性岩体及花岗岩体侵入,在隆起区有火山岩、次火山岩及脉岩活动。区内无论是火山盆地、基底断块隆起、盆缘构造带均有金矿多金属矿产赋存,产出柳河金厂沟金矿、柳河安口镇金矿、梅河口香炉碗子金矿、梅河口烟囱桥子金矿,辉南石棚沟金矿、辉南芹菜沟金矿等矿床和30余处矿点,发现规模较大的金多金属化探异常、重砂异常几十处。成矿类型为火山～次火山岩型、破碎蚀变岩型、石英脉型及热液充填型。该成矿带是通化金多金属矿产成矿的重要地区之一,预测潜在资源量金金属量120 t。
2.1.2 光华～回头沟金、铜成矿带
分布于柳河县回头沟、通化县大荒沟、光华一带,呈北东向展布,并向西南延至二密一带,属王家店～天合兴～光华金多金属成矿带区内出露部分,长120 km,宽(10～20) km。该带赋存在中太古代中央卵形穹窿南部边缘晚太古代韧性剪切带之内,经后期多次活动形成复杂构造带,主要表现为韧性、韧脆性特征,属深层次构造带,对金及多金属元素有强烈的富集作用。中生代在光华～大荒沟～回头沟一线有大量酸性小岩株、次火山岩、岩脉等浅成、超浅成岩浆活动,三源浦盆地内在火山口中也侵入了石英闪长岩、花岗斑岩相次火山岩体,这些小侵入体普遍伴有金、铜成矿作用,目前在该带上已发现光华铜矿点、大荒沟金矿点、回头沟金铜矿点及二密铜矿等,以及较好的化探异常。成矿类型以斑岩型、岩浆热液充填型为主。光华～回头沟金、铜成矿带,预测潜在资源储量金金属量20 t。
2.1.3 红石镇～河口金多金属成矿带
位于柳河金厂沟～辉南石道河子金成矿带与鸭绿江金多金属成矿带之间,呈北西向与两者近于正交,联合组成之字型成矿系统。
该区受北西向红石镇～通化夹皮沟～上双安复杂断裂带北段控制,将龙岗陆核分割出三棵榆树～赤柏松断块,呈北东端翘起向南西侧伏状态,裂开部位为样子哨新元古代～古生代海盆的通道,中生代控制了三源浦盆地。该区以金、银、铜成矿作用为主,三源浦盆地内见二密铜矿,红石镇金矿点及老米沟～迎门岔、柳南金重砂异常、化探异常;盆缘太古代下排穹窿及湾湾川花岗绿岩带中赋存有龙胜金矿、跃进金矿、马当金矿、河口金矿、西北天金矿、江沿金矿点等。该区以中生代构造岩浆活动为主,成矿类型复杂,有斑岩型、破碎蚀变岩型、石英脉型 、热液充填型及接触交代型。北西向断裂系统是主要导矿构造 ,其次级羽状分枝断裂及平行断裂是主要储矿构造,如龙胜金矿、郭家后沟金矿点就赋存在北西向断裂的次级近南北向构造内。红石镇～河口金多金属成矿带是通化金多金属矿产成矿的重要地区之一,预测潜在资源储量金金属量100 t。
2.2 老岭金多金属成矿集中区
以古元古代集安群、老岭群为主,被新元古代～古生代盆地、晚古生代～中生代构造岩浆活动带活化改造,成矿作用比较复杂,形成了丰富的金、铜、铁、铅、锌等金属矿产资源。
2.2.1 新农村～板房沟金、铜成矿带
受龙岗陆核南缘与清河台窿两个构造单元分区断裂控制,呈东西向展布,为吉南裂谷北缘断裂一部分,长(30～40) km。宽(5～10) km。
该带自古元古代晚期吉南裂谷收缩至裂谷北部边缘,形成局部盆地,盆地内沉积了一套陆源碎屑岩～碳酸盐岩建造组合,底部夹有少量酸性火山岩,组成了新农村组、板房沟组、珍珠门组,富集了大量的金、铜、铅、锌等成矿元素,古元古代末期裂谷挤压回返,使集安群推覆于老岭群之上,老岭群内部组与组之间、层与层之间出现了一系列层间断裂,并控制着地层总体呈东西向展布[5]。古生代末期,层间断裂再次复活,诱导民主(通化县江甸镇民主村)序列花岗岩～闪长岩侵入,形成了东西向构造岩浆岩带,其中闪长岩、石英闪长岩与成矿关系密切。石英闪长岩后期钾化明显,在岩体内部及边部围岩中已发现爱国铅矿点、解放钼矿点、姜家沟铜矿点、苇沙河金矿点、马家沟金矿点、板房沟金矿点、席家铺子金矿等,中生代层间断裂继续活动,与北西向爱国～钱桌沟断裂带交汇,控制了大川火山盆地、岗山岩体的侵入,区内普遍见低温热液玉燧化蚀变现象。在新农村～西江一带见有金的重砂异常、次生晕异常,目前已发现新农村西山金铜矿点、东山金矿点、山里红树沟金矿点等。新农村～板房沟金、铜成矿带成矿规律明显,找矿前景优越,预测潜在资源储量金金属量20 t。
2.2.2 财源～清河金多金属成矿带
该区分布在通化南部财源～清河一带,受古元古代集安群层位控制,呈东西向展布,区内蚂蚁河组是硼、水镁石、蛇纹石、电气石、石棉、金云母等非金属矿产的赋存层位;荒岔沟组是石墨、铀、钍、稀土矿的赋存层位,同时也是金及铅锌矿源层,在与中生代构造～岩浆岩迭加部位形成金及铅锌矿床;大东岔组是石榴石、矽线石赋矿层位;如区内集安金厂沟金矿、集安西岔金矿床、集安正岔铅锌矿床等[6];此外区内还发现58条金伯利岩岩脉和钾镁煌斑岩脉,具较好的金刚石找矿线索。财源～清河金多金属成矿带是通化金多金属矿产成矿的重要地区之-,预测潜在资源储量金金属量130 t。
2.2.3 鸭绿江金多金属成矿带
受鸭绿江断裂及荒沟山“S”型断裂控制呈北东向展布,长140 km,宽20—30 km。带内以集安群、老岭群、古生代盖层为基底,中生代火山岩、侵入岩非常发育,总体呈花岗岩基底隆起、火山盆地相间分布的构造格局。北段为荒沟山“S”型断裂南端延伸部分,属老岭群大栗子组、珍珠门组为基底的老秃顶子花岗岩隆起区,在“S”型断型裂内及一侧珍珠门组中赋存南岔金矿、老营沟金矿;在火山岩周边见先锋金矿、二道沟金矿、冰沟子铜铁矿;在大栗子组中赋存大栗子式铁矿。成矿类型金以破碎蚀变岩型为主,也见岩浆热液充填型,铁为变质热液改造型。中段石湖～阳岔之间为果松盆地和大青沟花岗岩基底隆起,以火山岩、花岗岩为主,在大青沟有少量集安群蚂蚁河组、大东岔组、古生代盖层保留在花岗岩与火山岩之间;南段下活龙～古马岭之间发育双岔火山盆地、复兴古生代盆地及榆林子～古马岭花岗岩基底隆起,以大东岔组、古生代盖基底为主,火山岩、花岗岩较少,且呈北西向、北西西向定向展布,以火山、岩浆热液金多金属、铁成矿作用为主,包括热液充填型、热液接触交代型、破碎蚀变岩型、石英脉型,如古马岭金矿、石橛铅锌矿、活龙金矿、集安市郭家岭铅锌矿、大青沟铁铜矿、大台子铜银矿等[7]。该区几组构造交汇部位金的重砂异常、次生晕异常呈带状分布,是成矿最有利地段。鸭绿江金多金属成矿带是通化金多金属矿产成矿的重要地区之一,预测潜在资源储量金金属量110 t。
综上,通化地区在两个金多金属成矿集中区内发育有6个金多金属成矿带,预测潜在资源储量金金属量500 t以上,彰显潜在资源前景优势。
参考文献
[1]陈国达.成矿构造研究法.北京:地质出版社,1978
[2]朱志澄.构造地质学.武汉:中国地质大学出版社,2005
[3]程德林,邵广凯,张大伟,等.吉林集安市兴农铅锌矿成矿地质特征及找矿方向.地质与勘探,2011;47(2):230—235
[4]侯启满.西岔及金厂沟金矿床地质特征及成矿规律的探讨.吉林地质,1987;3:61—68
[5]冯守忠.西岔、金厂沟金矿床地质特征及成矿机理.黄金科学技术,2000;8(3):29—35
[6]黄云波,张洪武.吉林金厂沟金矿石英的标型特征及应用.黄金地质,2002;8(4):56—60
某隆起区金矿成矿规律及成矿机制 篇8
某隆起区地处华北陆块东南缘,近EW向的某隆起和NNE向的深大断裂是矿区的主体构造型式,出露基底为晚太古代的杂岩,盖层为元古代的凤阳群及中、新生代地层。燕山晚期的二长花岗岩和钾长花岗岩等侵入岩分布在某隆起核部。
区内金矿主要分布于近EW向某隆起的核部,有近80%的矿床、矿点分布于杂岩变质镁铁质岩中,说明近EW向隆起直接控制成矿带的分布区域,又说明变质结晶基底不仅是金矿的赋矿围岩,也可能为金的成矿提供矿源。矿区已知金矿受断裂带NNE向低级别、低序次韧性剪切带控制,与中生代花岗岩和中酸性脉岩关系密切。中酸性脉岩是该区最为发育的一类脉体,主要有花岗斑岩、花岗闪长斑岩、石英斑岩、二长花岗斑岩、花岗细晶岩及黑云二长花岗斑岩等。
2成矿流体性质及矿物来源
根据区内已有的研究资料,包括成矿热流体的包裹体成分、包裹体测温和测压、围岩特征、围岩蚀变类型、矿石矿物组合以及稳定同位素等方面的资料,综合分析矿区热流体物理化学参数及热流体的来源和矿质来源,进而总结金矿的成矿机制。
2.1成矿物理化学条件
(1)成矿温度。
矿区内矿床含矿石英脉均一温度频度图见图1,图1显示三峰分布特征[1]:两端峰度较窄,中间峰度较宽且平稳,与石英脉特征相对应,显示成矿从高温至中温和中—低温多阶段性。热液期次:①早期矿化温度为320～360℃,370～440℃,主成矿温度为340℃,该期有黄铁矿化、早期碳酸盐化及硅化,有部分金的沉淀。②中期成矿温度为220～300℃,主成矿温度为255℃,有大量的金属硫化物和金矿物的生成,为矿区主要成矿期。③晚期成矿温度为170～180℃,主成矿温度为175℃,该期发育碳酸盐化、重晶石化、绿泥石化及少量金属硫化物和金矿物。据此,可以认为该矿床属中温—中高温热液矿床。
(2)成矿压力。
利用含金石英脉包裹体的均一温度、爆裂温度,流体压力和均一温度、爆裂温度关系式Ph=780(7h-30)/(Td-30)+70计算成矿流体压力[2],其计算结果如表1。由表1可知,早期压力94.9～99.4MPa,平均值96.8MPa;中期压力为51.4～79.7MPa,平均值为66.9MPa;晚期压力为35.2～46.6MPa,平均值为40.9MPa。上述结果表明,从早期至晚期成矿压力逐渐降低,且在中等压力条件下形成。
(3)成矿的盐度及密度。
由表2成矿流体盐度、密度变化范围可知,从成矿早期到成矿晚期,盐度逐渐降低,主成矿期盐度变化范围较大,其平均值仍属中等。成矿流体密度变化不明显。
(4)成矿流体特征参数。
矿区成矿流体的pH值为6.60～8.56,平均值为8.00,属中性到弱碱性,考虑到成矿温度的影响,矿区成矿流体为弱碱性至碱性;Eh值为-1.03～-0.78,平均值为-0.95,数值偏低,表明成矿流体氧化性较低,还原性较强,有利于金矿的形成。矿化度为9.82～36.45,波动范围较大,反映矿化不均匀的特征。成矿流体的特征参数反映金矿床成矿是在碱性、还原条件下形成的。
2.2成矿物质来源
(1)成矿热液组分热流体来源。
含金石英脉型流体包裹体成分见表3,表3显示成矿溶液以水为主,气相部分以CO2为主,CO次之,CO2/H2比值较高,反映了岩浆热液的特点。液相组成阳离子以K+、Na+为主,桂林所分析两个样基性组分Ca2+和Mg2+含量较高[3],而地科院矿床所分析的结果含量极少[1]。酸根离子主要为和Cl。
流体包裹体的成分和盐度也常用判别成矿流体的成因。岩浆结晶不可能产生富钙的热液,大气降水转化而成的热液或热卤水常以富钙(Ca2+>Na+>K+)或钙含量高(Na+>Ca2+>K+)为特征[4]。岩浆热液的Na+/K+值一般小于1,沉积或地下水有关的矿床成矿流体中Na+/K+值大于1,过量的K+可能代表了岩浆的贡献[5]。综合国内外一些矿床流体包裹体参数特征认为,虽然有例外,但较高的盐度(>30%)和高K+/Na+(重量)比值(>1)可能是确定成矿流体源自岩浆的主要证据之一[6]。矿区早期成矿流体平均值较高,有部分样K+/Na+比值大于1,说明矿区成矿流体源自岩浆,但大部分样K+/Na+比值小于1,个别样Ca2+、Mg2+含量较高,说明岩浆热液受大气降水或热卤水的混染。不同样品中的同一元素含量有较大的波动性,也反映成矿流体的多期性和构造环境的不稳定性。
μg/g
注:带*号为桂林地质矿产研究院分析结果,其余为地科院矿床所分析数据。
(2)硫同位素。
金矿床的含金石英脉和围岩的硫化物及硫同位素资料见表4。从表4可以看出,硫同位素富含重硫,正向偏离陨石硫,硫同位素属正态分布。黄铁矿硫同位素较高,方铅矿硫同位素较低,说明硫化物是在硫同位素平衡交换条件下生成,反映了硫同位素的分馏作用。在Fe-S-O体系(δ34S=0‰,250℃)中沉淀的黄铁矿,δ34S范围为-27‰～+5‰,其变化与形成环境的氧逸度和pH值有关,包裹体测定表明矿区成矿流体为强碱性、氧化度偏低,因而,黄铁矿的δ34S较高。局部氧逸度较高时,方铅矿δ34S出现负值。
‰
斜长片麻岩中的黄铁矿硫同位素δ34S平均值为1.2‰[1,3,7],与矿石硫、陨石硫δ34S值(-1‰～5.5‰)相近,推测矿区矿石硫可能来自上地幔或下地壳,当然不能排除围岩中的硫进入成矿流体的可能。
(3)氢、氧、硅同位素。
矿区氢、氧、硅同位素组成见表5。①氢氧同位素。大巩山金矿δ18O为9.7‰～13.33‰,平均11.96‰;荣渡金矿金矿δ18O为9.0‰～14.6‰,平均12.56‰;毛山金矿818O为10.5‰～13.33‰,平均1 1.88‰。以上3个金矿床平均极差0.91‰,氧同位素均一程度较高。荣渡金矿体含金石英脉δDH2O为-65‰～-90‰,平均为-74.48‰,根据石英的δ18O值和测得的石英包裹体的爆裂温度,利用石英—水分镏方程式,可求得石英平衡时成矿流体中水的δ18OH2O,将这些数值连同表5中相应样品的δD值在δD-δ18O关系图上进行投影,其结果有两个样品和围岩落入岩浆水之外,(该样为ZK401-T2含金石英脉,ZK1203-19矿化绢英岩,围岩HZKO1-T1紫苏麻粒岩,其δ18O和δD值显示大气降水及围岩的参与)其它4个样均落入原生岩浆水范畴[8]。②硅同位素。硅元素有3种稳定同位素28Si、29Si、30Si,地壳中丰度值分别为92.27‰、4.68‰、3.06‰。由于硅在地质作用过程中不存在氧化—还原反应,也不存在气态相,所以同位素分馏不明显,具有良好的成因示踪作用。通过近年来的研究,认为利用热液石英脉中石英与围岩δ30Si值的关系可判别石英中硅的来源[9]。由表5[1,3,7]可以看出,矿区脉石英δ30Si变化在-0.1‰～0.8‰,离差达0.9‰,但是绝大多数样品的δ30Si值在0.5‰～0.8‰的范围内,表明脉石英的硅有多种来源。δ30Si>0.5‰是额外加入的硅,其来源有两种可能,一种是海底地下热水中的溶解硅经过初步沉淀后的残余部分,另一种是化学风化过程中,硅酸盐被水溶解,风化淋滤而沉淀出富含粘土类矿物等。D98、D93为叠加硫化物—金红石—重晶石石英脉,其δ30Si值为-0.1‰,说明叠加石英脉的硅可能来源于岩浆活动。
%。
(4)铅同位素。
矿区金矿及杂岩铅同位素分析结果见表6,包括铅同位素模式年龄(Ma)及μ值。由表6可知,矿区金矿石的铅同位素模式年龄明显大于围岩的模式年龄,不同样品的铅模式年龄差别很大,因此,矿区金矿石的铅同位素为异常铅。金矿石的μ值很不一致且变化范围较大,其低值接近原始地幔(μ=8.99),μ值偏高,反映了来源区异常铅可能来自不同源区、不同数量的放射成因铅,代表了正常铅和放射成因铅的混合。其中206Pb/204Pb的增高对μ值的变化影响较大。同时,铅同位素组成(Pb/204Pb)一般小70‰[7,11],表明放射性铅同位素总体上属于低放射性铅范围。
通过含金石英脉包裹体、含金矿石及围岩稳定同位素的研究和讨论,可以确定矿区金矿成矿热液来源与岩浆热液有关,部分来自大气降水或热卤水,并受到变质水的影响;成矿物质有来源于上地幔、下地壳的深源物质。
3成矿时代及成矿机制
3.1 成矿时代
金矿成矿时代既与矿床成因的研究有关,又与普查找矿方向有着直接联系,因此,具有理论意义和实际意义。为了确定成矿时代,不同的研究者均作了一定的尝试。
‰
石英大脉中的包裹体矿石铅单矿物模式年龄[10]1093～1115Ma,平均为1047.6Ma,它们不代表成矿时代,可能反映一次构造—热事件;脉石英包体Rb-Sr等时线年龄(1178.7±317)Ma,测试样品为乳白色不含硫化物的早期无矿石英脉[3],这一年龄与荣渡金矿床围岩Rb-Sr等时线年龄一致[11],反映的是中元古界区域绿片岩相变质作用和南北向韧性剪切带形成的构造一热事件。
大巩山区矿脉脉壁绢云母+绿泥石Rb-Sr等时线年龄(153.76±11.2)Ma,荣渡金矿床矿脉脉壁绢云母+长石+方解石的Rb-Sr等时线年龄(109.03±4.4)Ma[11]。虽然矿石中的蚀变矿物生成时代不能代表成矿期,但是从同一成矿事件来看,蚀变矿物生成时代非常贴近主成矿期。在大巩山矿区可观察到矿脉切割燕山脉岩,而矿体又被燕山晚期石英正长斑岩脉切割,说明金矿主要成矿时代为燕山期。
为了进一步确定矿区的金矿成矿时代以及金矿成矿时的热动力情况,分别对矿区花岗岩、脉岩以及金矿石英脉等进行了Ar-Ar法测年龄。一个二长花岗岩体年龄为163Ma,另一个岩体年龄为120～130Ma,说明岩体形成于燕山早期和燕山中晚期,矿区具备金矿成矿热动力。矿区含矿石英脉脉壁绢英片岩K-Ar法年龄为120～130Ma,与燕山晚期花岗岩形成时代相当,说明矿区金矿形成于燕山中晚期。
根据矿区金矿成矿年龄以及矿脉产状,赋矿围岩、矿石矿物组合及金的成色等,矿区的金矿成矿又可分为早、晚两期。早期成矿:相当于燕山中—晚期,具体可分为120～130Ma及109Ma两个阶段。第一阶段主要呈SN-NNE带内适当部位富集成矿,另外在与上述剪切的NWW向带内适当部位也富集成小矿体。本期成矿矿脉南北向,主要倾向西,倾角大小不等,矿脉赋矿围岩以绢英片岩为代表,伴生硫化物以黄铁矿为主,矿区成矿作用表现为成矿温度偏高,金成色偏高,为自然金产出。目前所发现的矿体规模较小。第二成矿阶段在全区均有不同程度的出露。主要在SN-NNE带(局部为NE向)适当部位富集成矿。矿期成矿矿脉SN-NNE向,主要倾向E-SE,倾角大小不等,矿体围岩无绢英片岩,主要为绿泥石化、褐铁矿化等蚀变,围岩碎裂现象明显,以黄铁矿、多金属硫化物组合为主,金矿物以银金矿为主,金成色偏低,显示成矿温度、压力相对成矿早期均有不同程度的降低。晚期成矿:主要为脆性变形阶段,金矿化明显减弱,以银矿化明显为特征,有方铅矿、黄铁矿、黄铜矿等矿化,晚期成矿阶段伴随一定的金矿化。
3.2 成矿机制
根据矿区含金石英脉的空间分布特征、矿石结构构造以及含金石英脉流体包裹体等有关方面的研究,可将矿区金矿形成机制总结如下。
(1)晚太古宙,矿区发生了以镁铁质为主的火山喷发,伴随部分碎屑岩和碳酸盐岩的正常沉积,组成矿区硅铝质地壳的基础岩,并构成原始矿胚层。晚太古宙末至早元古宙初,矿区产生了由斜长角闪岩重熔而形成的TTG质古深成侵入岩的岩浆侵入作用。
(2)早元古宙中岳时期,矿区发生了区域变形变质作用,受到来自南北向的主压应力作用(东西向的拉伸),形成东西向的变质变形构造(东西向紧闭、同斜褶皱),片麻理构造及东西向拉伸线理。由于变形变质作用形成部分变质水活化,迁移了原始变质岩中的金使其相对初步富集。
(3)中元古宙晚期,伴随区域绿片岩相变质作用,发生有近东西向和近南北向韧性剪切带,由于剪切分泌作用,形成早期不含硫化物的石英脉,金均有不同程度的富集作用。
(4)中生代矿区进入构造—岩浆活化阶段。印支期,由于华北陆块与扬子陆块的碰撞和断裂的成生发展,形成近SN-NNE向压扭性(以压为主兼左行扭动)韧—脆性断裂。燕山期,由于构造—岩浆作用,由岩浆热液及剪切作用形成的热液,部分大气降水沿构造带及地层裂隙下渗混入岩浆热液等,构成循环体系。循环的热液流经杂岩变镁铁质岩系,萃取其中的金,使金进一步富集,形成富金流体。
在中—低温,富硫、还原和中—偏碱性的热液环境中,金主要呈含硫络合物形式迁移,结合矿区矿石组成、矿床和围岩地球化学特征,推测矿区金主要以[Au(HS)2]——络合物形式迁移[12]。
(5)燕山运动早期和中—晚期近SN向和近EW向断裂构造进一步活化,新断裂再次形成。岩浆成矿热液由深部向上贯入近地表的容矿空间,随着温度、压力、pH值、Eh值、氧逸度等的变化,金络合物的稳定性下降并分解,同时伴随着围岩蚀变,溶液中富集了岩浆晚期热液和围岩中浸出的Fe3+、Cu2+、Pb2+、Zn2+等亲硫阳离子,从而产生了这些阳离子从金的硫氢络合物中夺取硫而使金还原。随着Fe、Cu、Pb、Zn等硫化物的沉淀,金沉淀,最终形成矿区内金的赋存状态。矿区内金矿床(点)普遍发现黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿与金矿化密切共生。
参考文献
[1]徐天允,徐正春.金的氰化与冶炼[M].沈阳:沈阳黄金学院出版社,1985.
[2]李秉伦,谢奕汉等.气液包裹体微量气体快速分析[J].地质科学,1987,(01):13.
[3]涂荫玖,陈成涛.蚌埠～五河地区绿岩带金矿地质特征及控矿因素[J].矿床地质,1993,12(1):38-46.
[4]季克俭等.热液矿床的矿源、水源和热源及矿床分布规律[M].北京:科学技术出版社,1989.82.
[5]罗德E.,Roedder E.卢焕章译.流体包裹体[M].长沙:中南工业大学出版社,1985.247.
[6]张德全.柴北缘一东昆仑地区造山型金矿床的流体包裹体研究[J].中国地质,2007,(5).
[7]桑宝梁等.蚌埠～五河地区主要金矿类型的成矿条件及其预测[R].1994.
[8]李建设,吴礼彬.五河县荣渡金矿床地质特征及成因[J].安徽地质,2001,11(1):38-43.
[9]丁悌平等.硅同位素地球化学[M].北京:地质出版社, 1 994.46.
[10]涂荫玖等.五河荣渡金矿成矿条件及成矿预测[R].1992.
[11]董发先等.安徽五河荣渡金矿及其外围控矿构造和找矿方向研究[R].1993.
成矿时代 篇9
对金矿进行研究对整个社会的发展有巨大的作用, 不仅仅需要地质工作者的努力, 还需要国家加大重视, 提高对其进行支持的力度, 本文则主要对金矿成矿的规律以及矿床的主要类型和成矿的地质特征进行分析, 以便为相关的研究提供借鉴。
2金矿成矿的规律原理
金矿一般都需要很长的形成时间, 在形成的过程中还需要特殊的环境, 而且, 这些都是有规律可循的, 如果可以对金矿的规律进行详细的了解, 就能够对某些地区进行推测, 看其是否会有金矿的存在。如果可以和成矿的主要类型以及地质的特征相结合, 对金矿做更加深入的研究, 就可以更准确的对某地区是否有金矿的存在进行判断。所以为了对金矿进行有效的利用和开发, 相关人员需要对金矿成矿的规律, 矿床的主要类型以及成矿的地质特征进行详细的研究, 以便准确的找出金矿的矿床。
3金矿的成矿在形成时的规律
(1) 金矿成矿的时间形成规律, 金矿的矿床在形成中都会有一定的时间规律, 这是金矿自身的属性决定的, 例如, 绿岩带型的金矿形成的时间一般在太古的时期, 变质碎屑型的金矿形成的时间一般在中晚的元古时期, 卡林金矿形成的时间一般在燕山时期。在对某地是否有金矿进行判断时, 需要对该区域内地质的形成时期进行了解, 这样就可以在某种程度上对金矿的类型进行判断。
(2) 金矿成矿地质的形成规律, 金矿的矿床在形成的过程中还需要特殊的地质、地貌环境, 例如在接近水域的区域, 如果有水流比较湍急的部分, 就容易把富含各种矿物质的砂子送到地势比较平缓的区域, 这就有利于金矿矿床的形成, 在火爆岩出现爆发的区域, 它的周围地区也可能会出现金矿的矿床, 而且一些形状比较险峻, 边缘会裂陷的区域也可能出现金矿的矿床。
(3) 金矿成矿矿体的形成规律, 一些地区的外表呈现出红色, 而且在红色的泥土覆盖比较浅的部分就可能有金矿的矿床;一些地区含有丰富的绿云母、石英等矿物质, 这些地区也可能有金矿的矿床出现;一些地区如果含有大量的轴元素或者轴化物质可能会有金矿的矿床。
(4) 金矿成矿蚀变的形成规律, 蚀变规律主要指金属的物质和其他的化学物质之间产生了化学反应, 例如红土形金矿的矿床和铁冒型的金矿, 因为当地质的条件出现变化后, 这一地区的化学物质就会使金矿的矿床产生和红色或者铜色类似的颜色, 进而形成独特的颜色, 从这些颜色和化学的反应等可以对某地是否有金矿的存在进行推测。
4金矿的成矿类型与地质的特征
(1) 绿岩带型的金矿, 绿岩带型的金矿主要是辉石岩或者角闪岩、斜长角闪岩等, 因为当地的火山出现巨大的变化, 喷发出大量的矿物质, 对上面的研究进行化学方式的侵袭, 使岩石出现绿泥石化、硅化以及绢云母化等, 使他们呈现出绿色。
地质特征, 这种成矿的类型一般都位于多山的区域, 且该地区曾经出现过火山的作用, 火山所喷发的物质和外来的各种物质与原来的岩石产生作用, 形成了造山的作用, 而且这一作用持续的时间非常漫长。此外, 这一区域内还需要有丰富的绿色的片状的岩石, 这种岩石比较脆, 而且富含石英和云母等物质, 所以这种类型的岩石分布也比较明显。
(2) 矿金砂矿床, 这种成矿的矿床主要是借助河流对一些含金金属进行搬运, 并把它们冲到水流比较平缓的区域, 进而形成富含大量金属的矿床地带, 这种成矿的矿床含金量比较高, 而且对其进行开采比较方便, 是当前世界中, 含金量比较多的一种类型。
地质的特征:这类矿床的上游一般是含金量比较丰富的矿区, 河流中间经常会有巨大的弯道, 以便能够形成可以推动水中砂子的流水, 弯曲后的河道还会有比较平缓的地段, 以便对金砂进行蓄积, 金砂会在其他的岩石上进行覆盖, 呈现出砂金状。
(3) 变碎屑岩型的金矿, 这种类型的矿床外观一般是硬砂岩、黑色岩和浊积岩的外观等, 从岩石的本质上看, 它是片岩、板岩等比较粗的岩石, 这类岩石呈现出碳酸盐化和矿化的特点, 岩石中矿化的成分比较简单, 但是却含有相当比例的金属物质。
地质的特征, 这种矿床所在地区的地形通常是岩层层间呈现出张裂状、破碎状等状态分布, 地区内稀有的金属比较多, 岩石内还含有很多微量的元素。这一地区含有丰富的热脱羧产物, 曾经出现过规模很大的降水, 接着就是长温自然的反应, 因为天气、地质或者地形等自然的反应, 使这一地区地形出现云母化和硅化的现象, 出现含有丰富锑矿的石英, 而且这类状岩、石岩中都含有金金属。
(4) 火山岩性的成矿矿床, 这种类型的矿床有两种表现方式:海相和陆相两种, 海相的类型主要在太古宙时期绿岩带所形成的火山石矿床, 这种金矿主要呈现绿泥石化和绿云母化, 其化学的侵蚀反应非常明确。陆相主要的方式是在火山发生喷发后, 把含有丰富的金金属的物质喷射到陆地上, 在地表进行覆盖, 其岩石呈现出隐爆或者构造的角砾岩石。
地质特征, 这种矿床所在的区域一般在古早时代发生火山的喷发现象, 火山在爆发的区域中大都会有面积很大成矿的岩石, 金金属则是这一区域成矿的岩石反应。这一地区呈现出围岩特征, 使金金属和区域内其他的岩石能够产生长期化学的反应, 这一地区还含有丰富的石英矿、银矿和铁矿等, 金金属就和这些其他的矿物质混合。
(5) 卡林型的矿床, 这种类型的矿床主要由于金金属受到碳酸盐的侵蚀而形成的金矿, 这类矿床分布的面积比较大, 具有丰富的含金量, 是一种优势的矿床。
地质特征, 这类矿床可能具有几种不同的地质特征: (1) 是渗流热卤水的成矿形式特征, 这种特征是地层在深入到含有丰富金矿矿物质的卤水后, 经过长时间的化学反应形成, 他们主要位于地热的深处, 呈现出流质型特点。 (2) 层控的地质特征, 是由于某些原因, 使含有丰富的地热矿物质的卤水涌现到地表上, 经过改造和沉积的作用, 形成了矿源层的岩石特征, 这种岩石的特性具有蚀变和矿化的特征。 (3) 是尼尔逊、尼尔斯式和岩浆的热液等地质的特征, 主要是地热的深处矿物的卤水和其他地热共同形成同生水或者大热的降水, 进而形成一种新型的地势, 其中的金金属和岩浆、矿物的卤水相互融合。
5结语
综上所述, 如果能够对金矿的成矿的规律进行了解, 根据规律对矿床的类型已经主要的地质条件进行研究, 就可以准确的对金矿的成矿进行判断, 从中找出人们所需的金矿。所以需要地质工作者不断加大研究力度, 根据我国各地的实际情况, 对金矿的成矿条件进行研究, 进而精确的找出金矿的矿床。
摘要：贵金属在人们的生活中具有重要的作用, 对整个社会的经济发展也有重要的影响, 尤其是黄金储备对一个国家经济的发展也有重要的意义, 所以对金矿进行了解具有重要的作用, 如果可以和金矿成矿的原理进行了解, 找出其成矿的规律, 并根据成矿的规律对金矿矿床的主要类型以及地质的特征进行分析, 就可以准确的找出金矿的矿床, 然后进行采集, 找出人们所需的金属。
关键词：金矿,成矿规律,矿床类型,地质特征
参考文献
[1]贺生彩, 王东辉.金矿成矿规律、主要矿床类型及成矿地质特征[J].硅谷, 2014, (23) :173+167.
[2]马芳, 蒋少涌.与陆相火山岩有关的铁、铜、金矿床成矿地质特征及矿床成因[J].地质找矿论丛, 2005 (04) :233-241.
成矿时代 篇10
三山岛金矿新立金矿床是20世纪90年代末期发现并评价的大型黄金矿床,2000年始建矿山,设计生产能力1 500t/d,目前实际生产能力3 300t/d。几年来矿山不断扩大生产规模,矿山的后续资源问题将日益突出,因此,研究本矿区矿体的成矿规律,并进行成矿预测,加快地质探矿工作已成为当务之急。
2 区域地质背景
工作区位于胶东半岛西北部,大地构造位置处于华北地台南缘胶北地体之胶北隆起区,西靠沂沭断裂带,南接胶北地体之胶莱拗陷,北邻龙口断陷盆地和渤海拗陷,东接牟平—即墨构造混杂带古老的变质基底变质变形岩系,多期多成因的岩浆活动和以北东向断裂为主的构造格架,构成了本区金矿的成矿地质背景,见图1。
区域上分布的地层主要包括:中太古代唐家庄岩群(Ar3t)、新太古代胶东岩群(Ar4j)、古元古代荆山群(Pt1j)和粉子山群(Pt1f)及第四纪沉积(Q)。
区内构造形式为褶皱构造和断裂构造,以近东西向、北东向—北北东向和北西向构造为主体。
—第四系;—牟平—即墨构造混杂带;—胶东侵入岩变质岩区;4—胶北隆起区;5—胶莱坳陷区;6—胶南隆起区
胶东西北部位于环太平洋花岗岩带,岩浆活动强烈,侵入岩十分发育,从晚太古代、元古代到中生代均有不同程度的活动。据岩浆岩的演化、接触关系、岩性特征和形成时代可将其归并为26个单元,9个超单元。在区域内分布最广且与金矿成生关系密切的超单元主要有:新太古代五台—阜平期栖霞超单元、新元古代震旦期玲珑超单元及中生代燕山早期的郭家岭超单元。
3 矿床地质特征
矿床位于三山岛—仓上断裂带的北东段,与三山岛金矿区仅有王河之隔。区内未见岩石露头,全部被第四系及海水覆盖。
3.1 地层
区内地层仅见新生界第四系(Q),以临沂组为主,广泛分布,旭口组沿矿区西北部边缘分布,沂河组沿河流分布。
临沂组分布于矿区东南部,厚10~20m,由南向北逐渐变厚,主要为冲积物,下部为黄褐色的亚砂土,并夹有小砾石、粗砂,上部为土黄色的亚砂土和砂质粘土。旭口组分布于矿区的西部和北部,沿海岸线呈带状展布,厚35~45m,最厚可达60m,为海堆积物。主要成分为灰黄色含砾细砂和含砾中砂,并夹杂有一些海生动物的贝壳,组成平缓的海滩。沂河组主要沿王河呈带状展布,为冲积堆积物,主要由砾石及中粗砂组成。
3.2 构造
区内构造主要为断裂构造,根据它们的成生关系可分为控矿断裂及矿后断裂,前者为新立断裂带,后者有北东向和北西向断裂,但仅在局部工程中见到。
新立断裂带是矿区控矿断裂构造,它位于三山岛—仓上断裂带的北东段,由新立主干断裂及上下盘伴生的羽支断裂和下盘派生平行断裂组成。北东起自32线,南西至63线,陆上长度为700m,自23线入海,工程控制至63线。矿区范围内控制长度为1 300m,宽70~185m,发育于新元古代震旦期玲珑超单元与新太古代五台—阜平期马连庄超单元接触带内带的二长花岗岩内,其上盘距接触带0~125m。断裂带以0线为界,以西平均走向62°,以东平均走向38°,即0线以东明显向北偏转,大角度地段控制了新立金矿床。断裂带倾向南东,倾角33°~67°,多在40°~50°间,平均倾角46°,由北东向南西倾角有逐渐变陡趋势。沿走向、倾向特别是走向呈舒缓波状延展,走向上的变化明显大于倾向,断裂带在北部的12线处与北东走向(20°)的三山岛断裂呈“Y”字形交汇,并以50°走向继续延伸至32线尖灭。以灰白—灰黑色断层泥为标志的主裂面连续发育,厚0.05~0.5m,主裂面上下发育有70~185m宽的破碎带,带内构造岩发育。以主裂面为界,上盘构造岩依次为花岗质碎裂岩、碎裂状花岗岩;下盘依次为糜棱岩、碎裂岩、花岗质碎裂岩、碎裂状花岗岩。其中碎裂岩带和碎裂状花岗岩带呈连续带状展布,其它破碎岩带呈不连续带状展布。从构造面阶步、擦痕及构造透镜体分析,断裂属左行压扭性,其成矿期的右行张扭运动所造成引张启开部位赋存了新立金矿床。
3.3 岩浆岩
主要为栾家寨单元(m Lν14),呈岩基大面积侵入,新太古代栖霞超单元(q14)主要分布于新立断裂上盘,呈脉状或岩枝状侵入马连庄超单元中,前者岩性为中细粒变辉长岩(斜长角闪岩),后者岩性为片麻状中细粒含角闪黑云长岩。新元古代震旦期玲珑超单元(L24),主要分布于三山岛—仓上断裂带下盘,呈岩基大量出露,岩性为弱片麻状中粒二长花岗岩。
3.4 矿石特征
矿床内常见的矿石构造以浸染状、斑点状构造为主,其次有脉状、网脉状、交错脉状、角砾状、斑杂状、梳状、蜂窝状构造。根据系统的物相分析资料,计算铁的氧化率参照《金属非金属矿产地质普查勘.探采样规定及方法》,氧化物中金属含量与总金属含量之比小于10%,本矿床矿石类型均为原生矿石。矿石成因类型分为细脉浸染状黄铁绢英岩化碎裂岩(糜棱岩)型、脉状、网脉状黄铁绢英岩化花岗质碎裂岩型、脉状、网脉状黄铁绢英岩化花岗岩型。
3.5 成矿作用
新立金矿床成矿作用可分为热液期成矿作用和表生期成矿作用。
新立金矿床热液期成矿作用具有脉动矿化、多次迭加的特点,成矿作用从早期到晚期,成矿热液的成分不断发生变化,晶出的矿物组合由简单到复杂再到简单,金含量由多到少,银含量由少到多。成矿作用可分为早期蚀变作用,中期矿化作用和晚期蚀变作用。通过野外观察和室内光薄片鉴定,结合矿物共生组合、结构构造特点,以及脉体彼此间的穿切关系等,见图2,可将热液期矿化划分成四个矿化阶段:粗粒黄铁矿、石英阶段;含金细粒黄铁矿、石英阶段;金银多金属硫化物阶段;石英方解石阶段。
新立金矿床为隐伏金矿,为第四系所覆盖,而且大部分的蚀变带位于海平面之下,受地理因素制约,新立金矿的勘探工程布设控制矿体均在-105m以下,矿床中矿体均为原生矿石,仅在构造裂隙发育处见有后生褐铁矿化,但在漫长的地质年代里,新立金矿床与周邻矿床一致,曾因地壳抬升受剥蚀而暴露于地表,发生表生成矿作用。当新立金矿床暴露地表后,长期处于风化带内,在富含游离氧的地下水作用下,矿石中的硫化物逐渐被氧化,形成H2SO4,使地下水在表生作用初期显示出较强的酸性。这种含强酸的水溶液和围岩特别是含碳酸盐矿物的围岩发生作用后,逐渐被中和,p H值升高,溶液的性质也相应发生了变化,即从较强酸性→酸性→弱酸性→弱碱性方向变化。溶液性质的这种演化,直接影响整个氧化带发展过程中元素的迁移和变化。
4 成矿规律
4.1 矿体赋存规律
矿体大部紧靠主裂面分布,展布于71~20线、-30~-710m标高范围内,沿走向最大长度1 145m,沿倾斜最大长度900m,沿倾斜基本尖灭,沿走向其北东侧基本尖灭,南西侧尚未封闭。矿体总体走向62°,倾向南东,倾角33°~67°,多在40°~50°之间变化,平均46°,由北向南倾角有逐渐变陡趋势。
矿体形态整体呈大脉状,局部呈似层状和透镜状。沿走向及倾向呈舒缓波状展布,变化程度沿走向较倾向大。矿体具膨胀夹缩、分支复合现象,在43~27线-250~-400m标高处圈出无矿天窗一个,矿体厚0.48~28.96m,平均7.42m,厚度分级频率以2~10m居多,占22%,14~16m占10%,8~10m占9%,厚度变化系数78.27%,属厚度较稳定矿体。矿体单工程品位1.52~12.53g/t,平均3.26g/t,品位分级频率以2~4g/t居多,占60%。矿体受成矿前和成矿中构造控制,矿化强度与蚀变岩的破碎程度及成矿裂隙发育程度密切相关,品位较高部位及矿体厚大部分均是成矿裂隙发育,岩石破碎强烈地段,(1)-1号矿体即分布于紧靠主裂面之下的蚀变岩破碎强烈、成矿裂隙发育的黄铁绢英岩化碎裂岩带内。从矿体中的特高品位样品大部分分布于厚大矿体内、且多位于成矿裂隙发育的矿体中心(厚度方向)部位这一现象看,也说明了矿体的上述特征。
4.2 矿化富集规律
新立金矿床的矿体赋存于三山岛—仓上断裂带内,断裂构造对矿化的控制作用很明显。
(1)断裂蚀变带内的主矿体赋存在主裂面以下0~30m的范围内,主干断裂蚀变带具有多期次和继承性活动的特点,主裂面下0~30m的范围内是断裂活动最强烈的部位,岩石破碎程度高,裂隙密集,有利矿液的运移、渗透及其对围岩进行迭加交代和充填。因而该部位蚀变强,矿化富集,是主矿体的有利赋存部位。
(2)主矿体赋存在断裂蚀变带大走向地段,新立断裂蚀变带在0线转弯,0线以北走向38°,0线以西走向62°,成矿期断裂发生右行压扭性活动,0线以西大走向地段为引张启开部位,为矿液的运移和沉淀提供有利空间,形成了矿床的主矿体。
(3)多成矿阶段迭加部位易形成富矿体,新立金矿床是在热液蚀变基础上经多阶段矿化形成的。各阶段不仅发育不同,而且矿化强度差异颇大:第一阶段(黄铁矿石英脉阶段)虽有金矿化但极其微弱,更不能够形成金矿体,第四阶段(石英—方解石阶段)基本无金矿化,仅第二阶段(石英细—中粒黄铁矿阶段)和第三阶段(多金属硫化物阶段)有较多金矿物生成,可形成金矿体。尤以第三阶段矿化最强,是主要成矿阶段。因此,各成矿阶段的发育及迭加程度决定了矿化富集程度,即第二、第三阶段尤其是第三阶段发育部位及有第二、第三阶段迭加部位,矿化富集,可形成富矿体。
5 西南部成矿预测
根据对境界内矿体赋存规律的分析和研究其成矿规律不难看出新立金矿床断裂控矿的特点,主矿体始终受其主断裂控制,并且根据区域地质条件看新立控矿主断裂属于三山岛—仓上断裂,在走向上具有较大的延续性,并且开采境界55线部位各中段矿体并未封闭,且正是矿体厚大的部位,主裂面特征明显。整体看向西南方向主矿体仍应该赋存于主裂面下盘黄铁绢英岩化碎裂岩带内,紧靠主裂面或在主裂面之下30m内,具有形态呈大脉状,局部呈似层状和透镜状。沿走向及倾向呈舒缓波状展布的现象,并具膨胀夹缩、分支复合现象。矿体产状沿走向基本变化不大。并且近期已经开展的对此部位的探矿工作也不断取得新的进展,初步验证了预测靶区矿体的赋存情况。建议矿区利用坑钻结合的探矿方法,在矿体下盘沿走向向西南掘进沿脉巷,然后利用金刚石水平钻机根据勘探网度布置垂直矿体的水平钻孔,更快更有效地控制矿体赋存状态。
参考文献
[1]周国发,吕古贤,邓军等.山东三山岛金矿床流体包裹体特征及其地质意义[J].现代地质,2008,22(1):24-33.
[2]郭彬,李威,刘帅.三山岛—仓上成矿带控矿规律与深部外围找矿研究[J].现代矿业,2009,(2):95-96,125.
[3]俞广钧.金矿床地质学[M].重庆:重庆大学出版社,1991.
成矿时代 篇11
摘要：通过对核桃坝地区铀矿化体、赋矿围岩进行微量元素和稀土元素分析测试。结果表明成矿物质来源与围岩无直接关系，而与次火山岩有关的热液密切关系；通过对钻孔垂向上蚀变及铀矿石特征分析表明后期热液叠加改造是该类型铀矿化成因主要因素；结合铀矿石U-Pb同位素测年分析，说明铀矿初步富集最终形成高品位铀矿体是经过长时间的后期热液叠加改造形成的；Th/U值含量变化也表明后期表生热液改造在铀成矿过程中也扮演重要角色。
关键词：核桃坝铀矿化；热液蚀变；成矿来源；地球化学；U-Pb同位素；Th/U值
1. 引言
核桃坝地区位于多伦火山盆地的西北部，断裂构造较发育，主要有NNE、NE、NNW和EW向构造。据白志达、顾德林和田明中等研究，上述断层形成时代，大部分为中生代，部分为新生代，多具有多期次活动的特点[1]。区内构造、热液蚀变和矿化作用十分发育[2]，多年来核工业二〇八大队对核桃坝地区进行钻探验证，取得了较好的找矿成果，引起了许多地学工作者的兴趣。
图1 工作区地质——构造简图
2. 区域地质背景
研究区位于华北板块北缘，区域断裂构造发育，岩浆活动强烈，深大断裂对本区的地质构造和矿化活动有着深远的影响（图1）。中、新生代，颇有特色的燕山陆内造山和深部地质作用，使得区内岩浆活动最为强烈，与金属成矿的关系密切，往往形成重要的构造岩浆成矿带。中生代晚侏罗世——白垩世早期是该区的火山活动主要发生期。产铀地层主要为上侏罗统满克头鄂博组和白音高老期次火山岩体。
3. 地球化学特征
3.1 微量元素特征分析
从图2可知，次火山岩体内部或与围岩接触部位相对亏损Cs、Rb、Ba、Sr亲石元素，强烈亏损Sb、Mo、V元素，基本无亏损Ta、Nb、Zr、Hf、Th高场强元素，显示壳源的化学特征，整体上不同于典型的火山弧火山岩特征[4]，与洋中脊玄武岩地球化学特征迥异，类似壳源过铝质碱性花岗岩类。图3可知，近火口相与次火山岩体的微量元素特征相似，这表明该区铀矿化是由于同一岩浆房、同一类型的岩浆热液成矿所致。
华北板块直接基底铀含量较低（铀含量均小于5×10-6），供给铀源能力不足，因此热液从基底中萃取铀元素富集成矿的可能性较小，铀源应来自地壳深部。壳源深部S型花岗质岩浆可为铀矿化提供足够的铀源，岩浆熔体沿火山机构构造薄弱地带侵位形成次火山岩体，同时发生铀矿化。
由于钍活动性远不如铀，故岩石与矿石的ω（Th）/ω（U）有明显的不同。围岩中ω（Th）/ω（U）比值在0.75～9.69之间，而矿石的ω（Th）/ω（U）比值在0.01～0.02之间（表1），远低于围岩，清楚地显示了U、Th活动性能的差异。且空间上无U与Th的分带现象，常共生富集形成铀——钍混合型矿石。由于U、Th趋于分离的，表明它们受后期表生热液改造[5]。
3.2稀土元素的特征分析
稀土元素属于不活泼元素，稀土元素的地球化学特点可以十分有效地示踪成矿物质来源。从图4可知铀矿石和围岩中次火山岩体的稀土元素地球化学特征十分相似，呈现“右倾”平滑型，稀土元素总量在254.47×10-6～499.99×10-6之间，轻、重稀土元素发生较明显的分馏作用，Eu呈强烈负异常。侵入相花岗斑岩稀土元素总量在376.44×10-6～418.35×10-6之间，为富LREE的右倾曲线，轻、重稀土元素发生较明显的分馏作用，中等亏损Eu（图5），推断铀矿体的成矿物质来源与次火山岩体和花岗斑岩体形成成因相关。
4. 断裂体系对铀成矿的影响
由于近东西基底断裂的长期活动，形成了以北东向断裂为主、近东西向断裂为辅的深断裂系统，成为深部岩浆向上运动的通道；次级断裂以北东向、北北东向为主，控制火山盆地、破火山边界；与火山机构有关的断裂构造，主要发育于火山机构的边部，呈放射状和受火山机构塌陷作用所致的环状断裂。铀矿化受基底构造、盖层构造和火山构造联合控制，主要分布在环状构造以及不同火山岩相交接的次级构造部位。
核桃坝所处火山机构演化历史与大地构造背景由岛弧构造环境向板内伸展构造环境转变过程相对应，这说明大地构造背景转变与过渡过程利于火山岩浆的多次侵位或喷发[6]。构造与铀矿化的关系主要表现在其控制了本区局部断裂和火山机构的形成和火山期的热液活动。
5. 铀矿体特征分析
矿石矿物以沥青铀矿（隐晶结构、交代残余结构以及脉状构造）为主，另有少量铀的次生矿物。呈团块状、脉状细粒或微细粒集合体产出。与沥青铀矿伴生矿物主要是赤铁矿，其次为少量黄铁矿、方铅矿、闪锌矿、辉钼矿等；伴生的脉石矿物主要有萤石、微晶石英和少量绿泥石、高岭石等。
通过钻孔岩心显示，与铀矿化有关的蚀变主要为酸性蚀变，以赤铁矿化、黑色含硫化物硅质细脉（以辉钼矿为主）、紫色粉末状萤石化和黄铁矿化，由矿体向两侧，围岩蚀变的分布依次为硅化——高岭石化——萤石化——水云母化——绿泥石化，垂向上蚀变具有由深部向浅部酸性增强，钼矿化增高的趋势。
通过U-Pb同位素方法对核桃坝7-5矿点沥青铀矿的形成年龄进行获取，其形成时间应在80Ma～85Ma，属于晚白垩世[7]。沥青铀矿和次生铀矿物则是岩浆期后的热液叠加、改造作用所形成；以方铅矿、闪锌矿为主的中低温矿物表明成矿热液系统为中低温成矿热液系统[8]。
铀矿化主要受火山机构形成的断裂和次火山岩体联合控制，次火山岩（潜流纹岩）形成时间为134.65Ma，其原始岩浆与铀矿初步富集密切相关，至沥青铀矿形成的时间差可达54Ma，又因为铀元素是强不兼容元素，其始终更易于液相，对比铀矿石和次火山岩体的微量元素地球化学十分相似。说明次火山岩浅成侵位后经过较长时间的后期热液叠加改造，最终形成高品位铀矿体。
6. 结论
（1）微量元素、稀土元素特征表明，核桃坝铀矿化的成矿物质来源与围岩无直接关系，与次火山岩有关的岩浆期后热液关系密切，微量元素特征指示次火山岩体为壳源的化学特征，稀土元素特征推断铀矿体的成矿物质来源与次火山岩体和花岗斑岩体形成成因相关。同时Th /U值含量变化也表明成矿期热液在运移过程中受后期表生热液改造。
（2）通过沥青铀矿的U-Pb同位素分析方法确定核桃坝7-5矿点沥青铀矿形成确切时间应在80Ma～85Ma，与次火山岩形成时间为134.65Ma对比，铀矿初步富集至高品位铀矿体形成的时间差可达54Ma，结合铀矿石岩石学和钻孔蚀变特征，说明铀矿体是在次火山岩体侵位后经过较长时间的后期热液叠加改造形成的。
参考文献：
[1] 杜乐天著.中国热液铀矿基本成矿规律和一般热液成矿学[M].原子能出版社，2001.
[2] 白志达.徐德斌，顾德林等.区域地质调查报告1∶5000[R].中国地质调查局，2000.
[3] 杜乐天.中国热液铀矿成矿理论体系[J].铀矿地质，2011（02）.
[4] 韩吟文，马振东，张宏飞等.地球化学[M].北京地质出版社，181-212. 2003.
[5] 姚宏鑫.江西相山铀矿田邹家山铀矿床蚀变特征及热液来源[J].矿物学报，2013（02），27
[6] 薛伟.多伦火山盆地核桃坝地区大地构造背景识别与铀成矿关系研究[J].吉林大学学报（地球科学版），2015（03）.
[7] 薛伟，韩军.多伦火山盆地核桃坝地区7-5铀矿点沥青铀矿定年及其地质意义[J].矿物学报，2013（S2）.
[8] 费红彩，肖荣阁.成矿流体演化与成矿物理化学[J].矿物岩石地球化学通报.21（2）.139—144，2002.
[9] 徐琳，肖进.内蒙古阿拉善北部阿拉克克尔特晚二叠世火山岩锆石U-Pb年龄及其地球化学特征[J].西部资源，2015（01）.
[10] 刘海明，宝音乌力吉，邵永旭，郭文军.内蒙古红格尔苏木地区奥陶系乌宾敖包组火山岩特征及构造环境探讨[J].西部资源，2012（01）.
成矿时代 篇12
河源市位于广东省东北部, 东江中上游, 北邻江西省赣州市, 东与梅州市接壤, 西与韶关市相连, 南接惠州市、汕尾市。区内地貌特征以丘陵、低山丘陵为主, 中低山区主要分布在连平县一带, 最高峰为连平县北部的黄牛石顶, 海拔高程1 430 m。区内水系发育, 主要为东江水系, 东江从北往南西斜贯全市, 沿东江为河流冲洪积阶地。河源稀土矿床为风化壳离子吸附型稀土矿 (也称风化淋积型矿床) , 是我国较具特色的一种稀土矿床, 具有重要的经济价值, 按工业利用可分为富铈轻稀土矿床及富钇重稀土矿床两类。
1 区域地质背景
河源市位于九连山隆起区 (Ⅱ3) 、和平凹褶断束 (Ⅳ4) 、永梅-惠阳拗陷 (Ⅲ6) 与北东向的恩平-新丰、河源深断裂带、东西向佛冈-丰良深断裂带的交汇复合地段。
1.1 地 层
区内出露的地层主要有元古界震旦系地层 (Z) 、古生界的寒武系 (∈) 、奥陶系 (O) 、泥盆系 (D) 、石炭系 (C) 、二叠系 (P) 地层、中生界的三叠系 (T) 、侏罗系 (J) 、白垩系 (K) 地层、新生界的第三系 (E、N) 及第四系冲洪积层 (Q4) 。
1.2 构 造
区内地质构造大体可分为两区:北部连平、和平、龙川县古生界、元古界发育, 主要构造变形为褶皱断裂。南部中生界主要构造变形为断裂及断陷盆地, 从而呈现区内主要断裂呈北东向延展, 断陷盆地斜列于各断裂带两侧的构造格局。本区属华南褶皱系的一部分, 可分为震旦-志留纪、泥盆纪-中三叠世及中、新生代的沉积建造。区内褶皱主要有九连山复背斜、蕉岭-龙川复背斜。主要深、大断裂有北东向的恩平-新丰深断裂带、河源 (东江) 深断裂带及紫金大断裂, 东西向的佛冈-丰良深断裂带及贵东大断裂。
1.3 火山岩
河源市范围岩浆岩以侵入岩为主, 侵入岩空间分布广、活动极为强烈, 常以复式侵入体产出。按构造期次划分, 本区范围侵入岩可分为加里东期侵入岩、印支期侵入岩及燕山期侵入岩。以燕山期侵入岩最为发育, 广泛分布于本区东源至龙川一线以南。喷出岩仅在局部有喜马拉雅期火山喷溢产物。
2 成矿类型及主要成矿特征
2.1 成矿类型
主要成矿地段位于深、大断裂的交汇复合部位或断裂带两侧附近的花岗岩体内, 花岗岩在地表风化作用下, 其所含的硅酸盐和稀土矿物一起被破坏、分解。释放出来的稀土元素以离子状态进入到水溶液中, 随着水溶液的渗透, 稀土元素由风化壳上部向下迁移, 在迁移过程中随pH值的增加, 溶液逐渐偏碱性, 稀土元素呈氢氧化物或碳酸盐沉淀, 降低了稀土元素的迁移能力, 从而被比表面积大的粘土矿物所吸附, 使稀土矿物以离子形式在风化壳中得以富集, 形成风化壳离子吸附型稀土矿床。
本区稀土矿主要产于燕山早、中期壳源细中粒、中粒黑云母花岗岩及燕山晚期侵入的钾长花岗斑岩中。矿体呈层状、似层状分布于全风化花岗岩层的中、下部及半风化花岗岩层的上部, 矿体品位自上而下总体呈弱-强-弱变化趋势。矿体形态在平面上随地形变化呈似层状条带。矿体厚度一般4～15 m, 局部地段厚度达30 m以上, 矿体规模、形态、产状受地形地貌及风化发育程度控制。
2.2 主要成矿特征
(1) 河源稀土矿产于华南准地台中生代活动带范围, 成因上与燕山期壳源黑云母花岗岩有关, 成岩成矿作用十分强烈, 具有区域性大面积分布特点。
(2) 成矿花岗岩是一种酸性至超酸性的花岗岩, 其SiO2含量大于73%, 成矿岩体常大于75%, Na2O+K2O含量在8%左右。主要是由熔融地壳物质 (主要为沉积岩) 形成的岩浆结晶而成。
(3) 区内出露的地层主要为震旦系和下古生代变质碎屑岩层, 岩浆活动主要表现为燕山早期侵入, 延续时间很长。成矿作用主要发生在燕山早期, 在风化淋滤带形成离子吸附型稀土矿。
(4) 本区范围内未出现原生稀土矿, 已发现的均为早期富集加表生作用形成的离子吸附型稀土矿。
(5) 矿床主要产于区域性大构造的交汇复合地段, 或大构造的近侧。主要成矿地段为大岩体边缘部位的边缘相、过渡相的中细粒、中粒黑云母花岗岩, 这类花岗岩常出现钾化, 钾长石含量普遍增加, 形成局部的黑云母二长花岗岩及伟晶岩脉, 岩石呈肉红色、浅肉红色。
(6) 成矿地段构造裂隙发育、石英脉、小石英脉、中基性脉岩等成群、成组出现。
(7) 花岗岩中的暗色矿物 (黑云母、角闪石等) 含量与稀土配分有关, 暗色矿物的含量越多, 则混合稀土氧化物中的钇的占有率越高。
(8) 成矿地段蚀变强烈, 主要有钾长石化、硅化、云英岩化、绿泥石化、水云母化等。
(9) 成矿区常处在丘陵、台地地段, 矿区内地形起伏不大, 相对高差一般在50～200 m范围, 地势平缓, 常为风化残丘、馒头状及山脊平缓条状小山丘。
3 结 论
本区稀土矿主要产于燕山早、中期壳源细中粒、中粒黑云母花岗岩及燕山晚期侵入的钾长花岗斑岩中。主要成矿地段处于长期隆起的地台区, 后期侵位于震旦、早古生代地层的花岗岩是由熔融地壳物质 (主要是沉积岩) 形成的岩浆结晶而成。主要成矿地段位于深、大断裂的交汇复合部位或断裂带两侧附近的花岗岩体内, 区内未发现原生的稀土矿, 离子吸附型稀土矿产于早期富集, 后期风化叠加的地区, 成矿区构造裂隙发育、蚀变强烈, 矿体规模、形态、产状受地形、地貌及风化发育程度所控制。
参考文献
[1]朱祥凯, 祝小辉, 陆卫华, 等.广东省河源市稀土矿勘查专项规划报告[R].2009, (9) .