成矿过程（精选9篇）
成矿过程 篇1
摘要：胶东半岛地区自阜平运动后, 开始了胶东群的发育, 形成胶北隆起。华北地区晚中生代大地构造过程经历了晚侏罗世多向挤压造山和地壳缩短变形, 旧店金矿区经过了三期不同的岩浆岩活动和招平断裂带形成过程, 影响旧店金矿区的碎石山断裂作为招平断裂的次级构造同时形成, 为旧店金矿区的金矿富集提供了一个天然的配矿构造。
关键词：胶东群,胶北隆起区,招平断裂带,晚中生代,玲珑期花岗岩
1 胶东地壳演化重大地质事件
(1) 胶东北部自阜平运动之后, 地壳坳陷开始了“胶东群”的发育, 主要沉积有基性火山岩, 泥沙质碎屑岩, 和少量碳酸盐岩, 并有基性侵入岩。胶东群生成后, 又有第二次构造变动, 基本沿着前期构造线, 发生东西向褶皱;这次褶皱之后, 地壳又一次下降, 进入新的南北向拉张期, 接受了荆山群的沉积, 现称作荆山群, 和下伏胶东群为不整合接触。随着南北向拉张力继续作用, 地壳再次下拗, 又沉积了泥沙质岩, 后层碳酸盐岩和碳酸盐岩, 火山活动较弱, 期间再次经历区域变质作用, 形成粉子山群, 且与荆山群为不整合接触。变质作用后, 地壳上隆, 遭到剥蚀, 新元古代, 地壳又一次下沉, 沉积了由砂岩、泥岩和石灰岩组成的蓬莱群, 经变质成为石灰岩、板岩、千枚岩和结晶灰岩。
以上几次构造活动都是在南北向引张应力场中进行, 先后保持着继承性, 运动驱动力强度越来越弱, 岩浆活动逐渐减弱;三个变质建造都呈东西向分布。至此, 胶东北部地壳上隆, 长期剥蚀, 直到中生代, 受印支运动影响, 在胶东隆起区形成新华夏断裂构造体系, 出现了胶东隆起, 莱阳坳陷, 胶南隆起。
(2) 华北地区晚中生代大地构造过程经历了晚侏罗世多向挤压造山和地壳缩短变形, 火成岩岩石学研究成果揭示, 华北东部岩石圈经历了巨量减薄, 大陆岩石圈厚度从古生代120km~180km减薄到如今70km~80km, 从而诱发了强烈而广泛的岩浆活动, 火山喷发和爆发式成矿作用。这一时期被认为是胶东金成矿的第一成矿期, 此间, 库拉板块和太平洋板块向中国东部大陆俯冲, 日本岛脱离大陆, 郯-庐断裂已成规模, 并伴生大量岩浆活动, 多期次多类型花岗岩和脉岩侵位于郯-庐断裂东部的胶东群, 荆山群, 粉子山群以及早期花岗岩中, 花岗成分显示了壳幔物质混杂性, 这个阶段是胶东金矿重要成矿期。
2 胶北隆起区主要地质事件及其对金矿的影响
胶北隆起位于郯庐断裂带以东, 苏鲁造山带以北的胶东半岛, 是胶辽隆起带的组成部分。该区晚中生代构造-岩浆活动热烈, 构造-热事件记录了中国东部中生代大地构造过程。
胶北隆起, 由广泛出露地表的变质基底组成, 地体的结晶基底为新太古界胶东岩群、古元古界荆山群、和粉子山群。胶东岩群绿岩建造是金矿床成矿物质的重要来源之一;而粉子山群是石墨、菱镁矿和滑石矿的主要含矿层。
已有的研究结果展示, 胶北隆起区晚中生代发育3期显著不同的岩浆活动, (1) 晚侏罗世玲珑期花岗岩, (2) 早白垩世中期郭家岭期花岗岩, (3) 早白垩世晚期崂山期花岗岩。
除了深成岩浆活动以外, 在胶北隆起区发育有大量群集状分布的NNE向岩脉, 成为该区的主要容矿构造。影响旧店金矿区矿脉分布及金富集程度的碎石山断裂也是在此期间作为招平断裂的次级构造同时形成, 为旧店金矿区的矿脉形成提供了一个天然的配矿构造, 与招平断裂这一控矿构造相互作用完成了旧店金矿区的金矿富集过程。
3 区内花岗岩与金矿的关系
(1) 玲珑花岗岩。在岩体内分布着大量胶东群, 荆山群和粉子山群的残块, 具明显蚀变交代现象, 在焦家, 新城, 玲珑一带常有出现, 尤以花岗岩和围岩接触处较多, 这里也正是金矿最多最大的产区。
(2) 郭家岭花岗闪长岩。岩石斑状结构, 斑晶巨大, 较玲珑花岗岩更富镁铁质, 自西向东呈串珠状分布, 大致呈近东西向, 可能代表原东西向构造控制, 和金矿形成关系密切。
(3) 滦家河花岗岩。中粗粒花岗岩, 等粒结构, 由斜长石, 钾长石、黑云母、白云母和石英组成, 含较多的稀土副矿物。
(4) 艾山花岗岩。具斑状结构, 环斑构造, 常侵入在前三种岩体中, 生成时代较晚, 和金矿关系不甚密切。
4 结论
玲珑岩体南带 (含旧店金矿区) 金矿成矿地质环境与区内地质事件关系密切, 具备下列共性:
(1) 太古—元古宙基底变质岩老地层;
(2) 中生代构造岩浆热液活动, 特别是燕山期多期多阶段岩浆热液活动形成的玲珑花岗杂岩;
(3) 有利于含矿溶液赋存的空间, 尤其是与中生代构造热液活动同生的张性断裂构造, 或早期存在的长期活动的大规模构造断裂带, 更是有利于形成较大规模的金矿床。
(4) 矿田内出露的岩体主要是玲珑花岗岩, 郭家岭花岗闪长岩, 栾家河花岗岩, 金矿床大多分布在玲珑岩体内及接触带附近, 以及岩体与胶东群接触带的内带。
参考文献
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成矿过程 篇2
综述了当前对基性-超基性岩床和层状岩体的边缘反转现象的传统解释模型,包括围岩混染、岩浆多期注入、岩浆分层、过冷却、晶体沉降、流动分异、结晶和成分对流以及逐渐减少的颗粒间熔体量.详细论述了这些模型的`优缺点,认为Soret效应是目前对边缘反转现象比较合适的解释,讨论了中国峨眉山大火成岩省朱布岩体的Soret成矿现象.
作 者：朱丹 罗泰义 宋谢炎 徐义刚 陶琰 黄智龙 ZHU Dan LUO Tai-yi SONG Xie-Yan XU Yi-gang TAO Yan HUANG Zhi-long 作者单位：朱丹,ZHU Dan(中国科学院,地球化学研究所,矿床地球化学国家重点实验室,贵州,贵阳,550002;中国科学院,广州地球化学研究所,广东,广州,510640)
罗泰义,宋谢炎,陶琰,黄智龙,LUO Tai-yi,SONG Xie-Yan,TAO Yan,HUANG Zhi-long(中国科学院,地球化学研究所,矿床地球化学国家重点实验室,贵州,贵阳,550002)
徐义刚,XU Yi-gang(中国科学院,广州地球化学研究所,广东,广州,510640)
刊 名：矿物学报 ISTIC PKU英文刊名：ACTA MINERALOGICA SINICA 年，卷(期)：2007 27(3) 分类号：P588.12 P611.5 关键词：基性-超基性岩 Soret效应 边缘反转 朱布
成矿过程 篇3
重庆城口高燕锰矿是我国西南地区的大型碳酸盐型锰矿床, 位于大巴山深大断裂南侧, 扬子地台与秦岭地槽接合部位, 扬子准地台北缘巨大坳陷带内。此处不仅是构造上的活动带同时也是良好的成矿带, 特别在震旦-寒武纪形成了不少大型金属 (铜、铅、锌、汞、锰等) 矿床[1,2,3]。
矿区内出露的主要地层有:震旦系上统陡山沱组第二岩性段、灯影组第一至第三岩性段及寒武系下统。地层总体走向310°, 倾向NE或SW为主。高燕锰矿位于其西矿区, 矿体赋存于震旦系上统陡山沱组顶部与灯影组之间, 即碎屑岩向化学沉积岩过渡地带。
矿区受大巴山深大断裂及坪坝-修齐逆断层的影响, 构造较为发育。断层走向NW向, 为主要控矿构造, 同时少量发育SN向构造, 相互交切, 使矿体的空间展布与地层完整性受到破坏。主要褶皱为城口-高燕-修齐复向斜, 其南翼为震旦系地层, 轴部为下寒武统, 北翼被大巴山断裂断失, 两翼北陡南缓, 有向南倒转之势。向斜轴部被坪坝-修齐断层斜切, 次级构造十分发育, 使整个向斜更加复杂。高燕矿区由四个不完整的向斜组成, 东部为杜二垭向斜, 西部由猫儿寨、轿顶石、寨包三个向斜组成。
2 矿床地质特征
2.1 含矿岩系
陡山沱组上段为矿区含矿层位, 为一套潮坪相-滞流海湾相的沉积, 岩性主要为互层状的砂岩、页岩、黑色炭质页岩、锰矿层等。含矿层顶板为灯影组第一岩性段灰黑色含锰泥质白云岩, 底板为陡山组下段顶部的灰黑色页岩, 顶板、矿层及底板之间分层界线清楚。
2.2 矿体特征
矿体呈层状或似层状产出, 为浅海相沉积菱锰矿床, 层位稳定。锰矿露头分布于孙家坝复向斜的两翼。南西翼露头长4200m, 北东翼露头长3850m, 其中常因断层重复或局部断失。根据矿层产出的构造特征和总的连续性, 全矿区分为1, 3, 6, 7四个矿段:南西翼以李家沟为界, 西边为1矿段, 东边为6矿段;比西翼以杨家沟为界, 西边为3矿段, 东边7矿段。1矿段规模最大, 构造亦相对较简单, 是最主要的矿段;3矿段面积0.8km2, 构造比较复杂, 且绝大部份矿层均在最低侵蚀基面下, 是一个小型矿段;6段是一个十分破碎的向斜, 断层破坏严重, 矿层多次重复出露, 厚度变化大, 仅个别块段符合工业指标;7矿段是个极度复杂的断裂带, 矿层薄, 品位低, 变化大, 不具工业价值。以下就矿段1做具体描述, 如表1所示。
2.3 矿石特征
2.3.1化学成分
本次研究选取高燕锰矿区原矿样品对其进行多元素化学成分分析。所得结果为, 矿石中主要有用元素Mn品位平均值为13.72%, 低于国家标准中的单工程平均品位, 属于贫锰矿石。伴生元素Fe品位平均值为2.83%, 且Mn/Fe比值为5.765, 含铁量中等。有害元素P品位平均值为0.19%, 且P/Mn为0.0138, 含磷较高。综上高燕锰矿区锰矿石为高磷中铁的贫锰矿石, 同时所含其他主要有Si O2和Ca O, 其次是Mg O、Al2O3和K2O。
2.3.2 矿物组成
通过透/反光显微镜下鉴定, 高燕锰矿区中矿石矿物主要为菱锰矿和锰白云石, 少量硫锰矿;脉石矿物主要为石英、白云石、伊利、斜长石、石膏及石墨;同时可见少量硫化物, 黄铁矿、白铁矿、闪锌矿等分布。具体矿物成分如表2所示。
2.3.3 矿石组构特征
通过显微镜下对矿石光薄片鉴定, 高燕锰矿区矿石结构有它形晶粒状结构、鲕粒结构、球粒结构、草莓状结构、交代残余结构及重结晶结构。通过对矿石手表本观察, 高燕矿区矿石构造主要有条带状构造、块状构造、层状构造、 (网) 脉状构造等。
2.3.4 矿石类型
矿石自然类型为原生碳酸锰矿石和氧化锰矿石, 以原生碳酸锰矿石为主, 原生碳酸锰矿石呈层状或似层状分布。矿石的工业类型以高磷中-高铁锰矿石为主。碳酸盐型锰矿石为高燕矿区现阶段主要的矿石工艺类型, 作为选冶的主要研究对象。
3 成矿过程探讨
Force等[4]总结了沿黑色岩系盆地分布的浅海锰矿床的成矿模式, 指出锰矿在具有分层结构的海洋中沿黑色页岩 (及相关) 相的边缘沉积, 而还原型碳酸盐相是在水体氧化还原界面之下由饱和Mn-CO3的还原性水体交代钙质物而成。高燕锰矿的沉积背景与Force等研究的锰矿成矿背景相似, 但有其特殊性。
早震旦世后期的澄江运动为该区陡山沱期含锰建造的形成奠定了物质基础[5]。在此期间海平面上升, 海水水体由浅变深, 水体变得清澈, 有利于藻类大量的生长发育。藻类通过吸附、粘结海洋中的锰元素, 达到锰的初步富集[6]。
沉积作用的进一步发展, 缺氧盆地出现短暂的冲氧, 微生物通过需氧呼吸作用释放出HCO3-, 介质PH质加大, 菱锰矿可直接沉淀;同时细菌在硫酸盐的作用下发生还原作用, 进一步释放出HCO3-, 促使菱锰矿继续沉淀[7]。
陡山沱早期, 随着沉积作用进入成岩作用阶段, 当生物死亡后可在有氧条件下, 形成对锰的吸附和络合能力极强的不溶性腐植质, 能使锰含量迅速提高至30%[8], 同时, 由于其具有还原性和胶体性, 对锰可起良好的保护作用。随着埋深的增加, 有机质演化程度增高, 对锰起保护作用的腐殖质遭到破坏, 新形成的有机质具有活化、迁移锰元素的能力, 与封存于腐植质中的粒间水 (由于受上覆重荷的影响) 一起被排除, 向压力较小的具弱碱性的碳酸盐层运移。由于后者具孔隙度大、渗透率高的特点, 使得游离态的Mn2+易于交代Ca2+、Mg2+而形成Mn CO3沉淀, 形成大量的富锰的碳酸盐矿物, 如菱锰矿、锰白云石等[9]。综合以上分析, 重庆城口高燕城口地区锰矿石的成因应为原生沉积、碳酸盐还原和生物作用三者结合的产物。其具体成矿机理见图2。
注:1.泥质粉屑白云岩;2.“滩”相碳酸盐层;3.碳质泥岩
4 结束语
(1) 城口高燕锰矿区内出露的主要地层有:震旦系上统陡山沱组第二岩性段、灯影组第一至第三岩性段及寒武系下统。矿体赋存于震旦系上统陡山沱组顶部与灯影组之间, 即碎屑岩向化学沉积岩过渡地带。矿区构造构造较为发育, 走向为NW的断层为矿区的主要控矿构造。
(2) 城口高燕锰矿的含矿层为陡山沱组上段, 岩性主要为互层状的砂岩、页岩、黑色炭质页岩、锰矿层等。矿体多以层状或似层状产出。化学成分上主要有用元素Mn品位平均值为13.72%, 伴生元素Fe品位平均值为2.83%, 有害元素P品位平均值为0.19%, 属于高磷中铁的贫锰矿石。矿物组成上以菱锰矿和锰白云石为主。矿石结构以沉积成因的它形晶粒、鲕粒、球粒结构等为主, 矿石构造以沉积成因的层状、条带状构造为主。矿石类型以原生碳酸锰矿石为主。
(3) 城口高燕锰矿的成矿过程与黑色岩系盆地分布的浅海锰矿床的成矿模式较为相似, 经历了以下几个过程:a.早震旦世后期, 藻类通过吸附、粘结海洋中的锰元素, 达到锰的初步富集;b.沉积作用进一步发展, 由于微生物的呼吸作用, 环境发生改变, 导致初步富集的锰沉淀形成菱锰矿;c.陡山沱早期, 生物死亡形成了吸附锰能力极强的不溶性腐殖质;d.腐殖质遭到破坏, 富锰的有机质、粒间水与弱碱性的碳酸盐层发生作用, 形成大量的富锰的碳酸盐矿物, 如菱锰矿、锰白云石等。
参考文献
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成矿过程 篇4
中国西南低温成矿域铊矿床生物成矿初步研究
从生物成矿研究现状,铊矿床地质概况着手,通过中国西南低温成矿域中铊矿床实例,讨论铊富集成矿的地质背景和生物成矿机制.在铊矿床生物成矿研究中,着重从生物富集与铊有相关性,岩矿石中微古动物富集铊,富铊矿石中生物化石铸型,生物硫参与成矿和铊矿石中富生物成因有机碳几个方面进行讨论.铊矿床经历了同生生物富集和后成热液改造二个成矿阶段,由于后成热液改造作用强烈,使同生生物富集矿石中生物残留无几,故使矿床呈现出热液改造矿床的面貌.
作 者：张忠 张宝贵 胡静 姚林波 田弋夫 作者单位：中国科学院地球化学研究所矿床地球化学重点实验室,贵阳,550002刊 名：中国科学D辑 ISTIC PKU英文刊名：SCIENCE IN CHINA (SERIES D)年，卷(期)：36(10)分类号：P61关键词：铊 铊矿床 生物成矿 生物化石铸型 铊超常富集 铊成矿模式
成矿过程 篇5
1 区域成矿学概述
在上世纪20年代初期, 就有部分专家学者提出矿产分布具有一定的区域性规律, 随着历史的发展, 此种模糊认知逐渐演变为一套较为完善的理论体系, 即区域成矿理论[2]。近年来, 部分地区在地质矿产找矿过程中, 已经进行了一些以区域成矿学理论为指导的实践, 验证了区域成矿学的实用价值, 证明了其是可以被用于找矿工作中的。本文尝试从目标、研究内容和方法三个方面, 对区域成矿学进行了探讨。
1.1 目标
简单来讲, 区域成矿学的目标包括:一、归纳地质特征、探索成矿规律[3]、研究矿床关系等。同时, 其目标中还包括研究物质共生关系等有关于矿产分布的内容。二、揭示控矿的主要因素以及成矿背景。三、查明、验证目前已经知道的矿床类型, 并研究其地质特征和失控分布、组合规律等。四、推进区域成矿系统的完善。
1.2 研究内容
对于地质矿产找矿来讲, 区域成矿学理论具有一定的指导作用[4], 其技术思路的应用对于提升找矿效率大有裨益。大体来讲, 区域成矿学研究的内容主要有:一、研究地质构造特征、发展历程、地质机理, 可以作为开矿的指导和参照。二、研究地球化学的总体特点、水系物质、分布演变过程等。三、研究地质构造控制。四、研究岩性控制、岩石物力对成矿的影响、岩性等。
1.3 研究方法
结合上文内容可知, 区域成矿学是一门涉及面很广的学科, 其研究对象种类繁多, 在这样的情况下, 影响成矿的因素也非常多, 这就使得研究难度较大。为了提高效率, 区域成矿学开展研究的时候, 应重视结合研究对象的特点, 实行有针对性的方法, 以提升研究的有效性。当前来讲, 比较常用的研究法主要包括下述几种:一、研究矿床形成、演变的方法。二、研究成矿谱系的方法。三、分析成矿系统法。这些是应用频率较高、范围较广的方法, 除此之外, 可行的方法还有分析控矿因素法、信息库法等。在区域成矿学开展研究的时候, 应结合现实情况, 合理选择适用的方法, 以提高研究效率和结果的有效性。
2 地质矿产找矿过程中区域成矿学的作用分析
就当前的形势来讲, 区域成矿学理论体系已经较为完善, 在地质矿产找矿过程中的应用, 能够起到非常积极的作用, 实践成效已经获得普遍认可。在这样的情况下, 区域成矿学在地质矿产找矿过程中的应用是大势所趋, 对于促进地质工作的发展有着重要意义。总体而言, 地质矿产找矿过程中, 区域成矿学能够起到指明方向、缩小目标范围、提高效率等作用。
2.1 指导作用
在熟练掌握区域成矿学理论的前提下, 将其研究手段合理应用在地质矿产找矿工作中, 能够为找矿工作提供指导。在具体工作中, 贯彻落实区域成矿学的技术方法, 可以推动找矿工作思路的创新和工作质量的改善。比如, 区域成矿学理论中包含很多前人的经验, 这些经验是经过实践验证的可靠信息, 以这些经验为基础, 找矿工作中就不必对某些问题进行研究, 可有效节省时间。另外, 将区域成矿学引入地质矿产找矿工作中, 能够将单一目标转化为多个系列目标, 实现组合研究。组合研究模式不仅可以帮助找矿工作者提高效率[5], 还能够使其在找矿过程中占据主动地位。
2.2 缩小目标范围
传统的找矿模式一般是被动研究模式[6], 也就是在某地发现矿物的情况下, 才会对其开展相应的研究。此种地质矿产找矿工作模式, 使得找矿工作者非常被动, 在这样的模式下, 找矿效率非常低下。在当前背景下, 此种模式已经不适应地质矿产找矿工作的现实要求。所以, 找矿工作模式的革新是改变工作实效的第一步。为了满足我国经济发展的矿物能源需求, 现实中, 应注意从提高找矿效率入手, 提高资源供应能力。这也就意味着, 当前的地质矿产找矿不能再“被动调查”, 而是需要主动发现。但是, 考虑到我国的资源分布状况比较复杂, 再加上国土面积比较大, 找矿中应“有的放矢”, 缩小查找范围, 以提高工作的效率。将区域成矿学应用于地质矿产找矿中, 能够借助其指导作用, 将目标范围不断缩小, 与当今的找矿工作现实要求相符。所以, 该学科的应用价值非常高, 甚至可以影响到我国找矿工作的整体形势。
2.3 有助于提升成矿类型判断的准确性
一般来讲, 对成矿构造进行研究分析, 可将构造作为依据, 对成矿类型进行划分。不同种类的矿床具有不同的物质来源和形成原因、演变过程。所以, 成矿类型是对矿床特点的集中反映, 具有十分重要的参照意义。将区域成矿学引入地质矿产找矿中, 能够通过研究成矿过程, 明确矿床的特点。但要注意的是, 在研究矿期以及区域构造的过程中, 也要重视研究控矿因素以及成矿阶段。
3 地质矿产找矿过程中增强区域成矿学积极效应的建议
作为地质作用的重要构成, 区域成矿学具有非常高的研究价值和应用价值。就当前的形势来讲, 得益于相关技术的革新, 地质矿产找矿工作的成效与过去相对有了显著提高。在这样的情况下, “定量化”成了地质找矿的发展趋势之一。但是结合实际情况来看, 此项工作依旧处于待完善阶段, 存在比较大的不足。对于目前的找矿工作来讲, 如何依据形成条件、制约因素, 开展不同深度的矿种寻找工作, 是其中需要引起注意的问题。传统模式下, 找矿工作中对此的研究往往依据的是微量元素含量或者元素共生组合等, 使用的器具多为温度计、压力计等。这也就决定了其研究的层次较浅, 可靠性不高。所以, 我国以往进行的找矿工作特点往往是有效性差、成功率低、成本高、环境破坏严重。为了改善工作实效, 在新时期的地质矿产找矿中, 不仅要对成矿规律、条件、构造进行研究, 还要给予地质体剥蚀深度、成矿深度一定的关注。这样做除了可以提高找矿的有效性和工作效率之外, 还能够起到一定的环保作用, 有助于减轻找矿的负面影响。
4 结语
综上所述, 在地质矿产找矿工作中以区域成矿学为指导, 有助于明确目标、提高找矿效率。但也要考虑到理论与实践之间毕竟存在差距, 在找矿工作中应用区域成矿学相关理论与技术方法的过程中, 应注意结合实际情况灵活运用, 使其能够在找矿工作中发挥出积极作用, 促进找矿工作实效的改善。
摘要：地质矿产找矿具有较高的复杂性, 工作难度大, 所以, 为了提高找矿效率, 保障我国的能源安全, 在找矿过程中必须重视效率。区域成矿学作为一门与找矿工作有着密切联系的学科, 涉及的技术、理论均对改善找矿成效具有积极意义。本文联系我国实际, 对地质矿产找矿过程中区域成矿学能够起到的积极作用进行了简要分析。
关键词：地质矿产找矿,区域成矿学,作用
参考文献
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成矿过程 篇6
矿区位于保山市350°方向,平距37 km处,属保山市隆阳区瓦窑乡所辖。地理坐标:东经99°08'28″—99°09'43″,北纬25°25'22″—25°28'03″。矿区面积5.009 km2。昆明至六库公路干线从矿区东面通过;矿区交通方便。该区自1966年以来地矿部门做了大量基础地质、物化探和矿产勘查工作。矿山本世纪初随着开采的加剧成为危机矿山,2002年矿区开展了构造地球化学找矿工作并取得了一定的成果。重力资料显示矿区存在隐伏的酸性岩体可能是主要的成矿控制母岩。对于铅锌多金属矿床的成因存在多种观点,主要有:(1)沉积-热液改造型矿床,其热液改造因素与隐伏花岗岩有关(邓必芳,1995;符德贵等,2002);(2)直接与隐伏花岗岩有关的矽卡岩型矿床,成矿物质来源于地层及隐伏岩体(胡斌等,1999;陈永清等,2005;董文伟,2007);(3)与深部高温成矿流体贯入有关的矽卡岩型矿床(Xue et al.,2006;朱余银等,2006);(4)主要与火山-喷流活动有关的VMS或Sedex型块状硫化物矿床,也存在岩浆结晶分异等多元矿化作用(李志国等,2006),由于该区所处的大地构造位置特殊,经历的地质演化过程复杂,且迄今尚未揭露到中酸性岩体,致使上述对其成矿作用都与隐伏花岗岩有关的认识仍缺乏必要的证据。本文根据通过与邻近的老厂铅锌矿进行对比研究,研究的结果证实了隐伏花岗岩岩体存在的可能性并且参照老厂铅锌矿的研究结果提出了矿床形成的大地构造成因。
1 矿区地质概况
核桃坪铅锌矿床位于云南保山市正北约37 km处。在构造背景上,处在印度-亚洲大陆主碰撞带南东侧的“三江”地区“蜂腰”弧形构造南侧散开端近根部,夹持在保山地块和兰坪-思茅中生代盆地之间而近保山地块一侧,位于保山-施甸复背斜北倾伏端与NNW向崇山断裂的锐角交汇部位(图1)。NNW向澜沧江断裂和崇山断裂是保山地块的东侧边界断裂,也是切入地幔的超岩石圈断裂(云南省地质矿产局,1990)。自晚古生代以来,该区经历了特提斯弧盆系统、印度-亚洲大陆碰撞造山和青藏高原隆升等多个构造体制的演化过程。矿区出露地层主要为寒武系上统核桃坪组(3h)、沙河厂组(3s∧h)及第四系。核系岩石主要成份为洪冲积砂砾石层,包括砾石、砂泥质和表层腐殖土。区内褶皱仅分布一背斜,称为白冲河背斜,属茅竹棚-核桃坪复式背斜的次级褶皱构造。白冲桃坪组(3h)由灰岩,泥质灰岩,钙质泥岩,钙质粉砂岩,钙质泥岩及页岩组成,为主要的矿化层位,主要V1和V6矿体就产于其中。沙河厂组(3s∧h)由不纯的碳酸盐岩,正常碎屑岩和泥岩夹灰岩组成,偶见辉绿岩脉穿插。第四河背斜倾伏端较完整,核部多被断层破坏,保存较差。背斜轴向5°—20°,轴线长度大于2.5 km。背斜核部为核桃坪组下段(3h1)钙质粉砂岩、粉砂质钙质泥岩。东翼地层倾向东,倾角28°—67°,由核部向翼部依次出露3h2—1,3h2—2,3h3—1,3h3—2、3h3—3、3h3—4、3h3—5地层;西翼地层总体倾向西,倾角25°—47°,由于F7断层错断,地层出露不全,岩层产状零乱,由核部向翼部依次出露3h2—2、h3—1、3h3—2、3h3—3、3h3—4、3h3—5地层。背斜形态为东陡西缓的不对称倾伏背斜,向北东倾伏。背斜核部形成河流凹地,即白冲河之所在。矿区内断层发育,断层与矿关系密切。按其走向分为北北西向组、北东向组和近东西向组。矿区主矿体产于背斜倾伏端东翼近核部的断层破碎带中。北北西向断层破碎带有利于含矿热液的运移和充填交代,为矿液活动提供了良好的通道和场所,既是导矿又是容矿构造。此外,北北西向F1和F1—1断裂交汇部位是含矿热液交代沉淀的有利场所,有利矿体形成。
矿区岩浆岩地表不发育,仅见华力西期辉绿岩、蚀变辉绿岩以及辉长辉绿岩分布。展布方向为近南北-北西向及北东向,呈岩脉岩墙及岩枝状沿构造带产出.长几米至数百米,宽几厘米-数十米
辉绿岩体与围岩接触带局部显示有多金属矿化。区域上,仅在矿区东侧沿澜沧江断裂带上见少量小规模花岗岩和石英斑岩露头。根据勘探成果(符德贵等,2002;陈永清等,2005;董文伟,2007),核桃坪一带显示为明显的重力负异常和强度大的负磁异常,地球化学异常区内均有或强或弱的亲酸性岩元素异常(如W、Sn、Bi等)。结合地表出露较多的基性岩脉和矽卡岩,推测深部可能存在隐伏的中酸性岩体。
2 矿床地质特征
矿区分为两个矿段:本部矿段(核桃坪矿区)和上厂矿段,F1控制V1矿体范围为本部矿段。F2控制V6矿体范围为上厂矿段(见图2)。两矿段首尾相连,斜列分布。
2.1 本部矿段
矿化带分布于背斜东翼,长大于650 m,呈近南北向展布,经地表和少量深部工程揭露,共圈出主,局部矿体顶底见大理岩型、钙质于F1断层破碎带中,形态受其控制,在矿层的顶板或底板多能见到0.1—1.7 m不等的角砾岩或糜棱岩。矿体地表长590 m,最大倾斜延深大于482 m。矿体近于南北向展布,走向186°,倾向40—110°,一般60—80°,铅锌矿体6条。其中以V1矿体规模最大,其它矿体规模较小,属V1从属矿体。矿体长50—590 m,厚0.52—27.65 m。呈脉状产出,走向近南北,倾向东,倾角一般27—44°,最大60°。含矿岩石以阳起石矽卡岩为平均76°。倾角27—60°,一般30—45°,平均38°。厚度泥岩型铅锌矿石;矿石工业类型为氧化铅锌矿和硫化铅锌矿1矿体:为矿区本部矿段最大的矿体,是研究较详细,工程控制程度较高的矿体。矿体呈脉状产最大27.65 m,最小0.52 m,一般5—12 m,平均8.14 m。矿体沿走向厚度变化较大,变化系数为114%,属矿体厚度不稳定型;沿倾斜方向厚度变化较小,变化系数为61%,属矿体厚度较稳定型。矿石类型为硫化铅锌矿和氧化铅锌矿。
2.2 上厂矿段
位于本部矿段南侧,矿化带亦分布于背斜东翼,长大于900 m,呈近南北向展布,经地表和少量深部工程揭露,共圈出铅锌矿体2条。其中以V6矿体规模最大,V6-1矿体规模较小,属V6从属矿体。矿体长208—885 m,厚2.50—3.09 m。呈脉状产出,走向近南北,倾向东,倾角一般30—52°。含矿岩石以阳起石矽卡岩为主,局部矿体顶底见大理岩型、钙质泥岩型铅锌矿石;矿石工业类型为氧化铅锌矿和硫化铅锌矿。
近矿围岩蚀变主要有矽卡岩化、硅化、大理岩化、硫铁矿化、方解石化等。矽卡岩化严格受构造破碎带、层间裂隙及围岩岩性控制,与矿化关系最密切,分为简单矽卡岩和复杂矽卡岩两类。简单矽卡岩:为矽卡岩的早期产物,矿物成分简单,主要为石榴石、透辉石、钙铁辉石,少量透闪石、阳起石。与铁铜铅锌矿化关系不明显。复杂矽卡岩:为简单矽卡岩进一步蚀变交代形成,矿物组合复杂,主要矿物成分为石榴石、透辉石、钙铁辉石、黑柱石、阳起石、透闪石、石英、绿帘石、绿泥石、方解石等,多受构造控制,呈脉状产出,铜、铅、锌矿化强,矿体主要产于该类矽卡岩中,与铁铜铅锌矿化关系密切。根据脉体穿插及矿物共生关系,热液蚀变可划分为矽卡岩期和热液成矿期。矿体与围岩主要为渐变接触关系,矿石结构以自形-半自形晶粒状结构为主,次为交代结构和变余结构;构造主要为稀疏-稠密浸染状和团块状,少量具条带状和脉状构造。
1—洪冲积砂砾石层;2—溶积角砾岩层;3—上寒武统沙河厂组上段泥岩夹灰岩;4—寒武系上统沙河厂组下段砂岩夹泥岩;5—寒武系上统核桃坪组上段第五层灰岩夹泥岩;6—核桃坪组上段第四层钙质粉砂岩,夹钙质泥岩及泥质灰岩;7—核桃平组上段第三层灰岩夹少量泥质灰岩;8—核桃平组上段第二层钙质粉砂岩夹泥岩,泥岩;9—核桃平组上段第一层灰岩夹钙质泥岩;10—核桃坪组中段第二层钙质泥岩夹泥质灰岩;11—核桃坪组中段第一层钙质泥岩夹粉砂岩;12—核桃坪组下段钙质粉砂岩、钙质泥岩;13—辉绿岩;14—矽卡岩;15—铅锌矿体及编号;16—实测地质界限;17—推测地质界限;18—实测逆断层及编号;19—推测逆断层及编号;20—实测性质不明断层及编号;21—推测性质不明断层及编号;22—地质剖面及编号;23—地层产状
3 矿床对比研究
3.1 大地构造位置
两矿区同为于保山澜沧铅锌银成矿带,位置临近。位于澜沧江断裂左侧,位于青藏高原东南缘,受印度与亚洲大陆碰撞的影响,在新生代发生强烈活动,以走滑逆冲活动为主,伴随区域变质和岩浆活动。
3.2 铅同位素比值
闪锌矿物在二矿区中均为主成矿期产物,其Pb同位素比值相近(见表1),说明两矿区的幔源物质来源可能相同,是同一时期的岩浆岩浆沿深大断裂侵入的结果。
3.3 物质来源
前人在两矿区做了铅同位素来源的研究工作如图3-1,图3-2。图解中得出以下结论:核桃坪矿区矿石铅同位素的同位素组成具有岩浆作用有关的幔源铅与壳源铅相混合的造山带特征(薛传东)[1]。老厂矿石铅落在地壳铅演化线与地慢铅演化线之间,呈明显的线性关系,说明矿石铅来源比较复杂,为壳幔混合铅(高建国)[2]。在图3-2中与花岗斑岩有关的铅落在造山带铅演化线,同时有大量的矿石铅落在上地壳和造山带附近,认为花岗斑岩铅和主要矿石铅与核桃坪的铅同位素组成具有相似特征。附近重力和地球化学资料显示保山铅锌矿的控矿岩浆岩为隐伏酸性岩浆岩,老厂铅锌矿受隐伏花岗斑岩控制,已有6个状孔揭露,二矿床同为隐伏酸性岩体控制,结合主成矿期的闪锌矿铅同位素比值以及所处大地构造位置说明二矿床同为隐伏花岗斑岩控制,主要成矿物质来源一致,主成矿期相同。
4 讨论
云南澜沧老厂隐伏花岗斑岩成矿期的锆石年龄为[(43.5±1.5)Ma—(46.3±1.4)Ma](李峰)[3],据喻学惠等(2008)研究,沧江断裂以西的昌宁-孟连构造带的新生代岩浆作用广泛,澜沧以西的沧源铅锌多金属矿区的工浪、芒哈和湖广寨矿段也发现喜山期花岗斑岩和花岗闪长斑岩,三岩体的锆石SHRIMPU-Pb年龄在(40.9±0.9)Ma—(40.0±0.8)Ma之间,表明澜沧江以西在青藏高原主碰撞期末或向晚碰撞过度时期存在着广泛的花岗斑岩作用。核桃坪矿区的所在的位置靠近澜沧江断裂,根据前面的结论与老厂铅锌矿成矿来源和主成矿期相同,故所得结论:核桃坪铅锌矿的控矿岩浆岩为隐伏花岗斑岩是可能的,核桃坪矿床与老厂矿床主要形成机制相同的结论是合理的。根据老厂铅锌矿区花岗斑岩的研究,分析核桃矿区成矿成岩作用:矿区在青藏高原造山碰撞造山带的主碰撞期(65—41)Ma东西向强烈挤压,地壳深部温压剧增,引起地壳重熔,地壳厚度持续减薄,在主碰撞期末[(44.6±1.1)Ma—(43.78±0.78)Ma]或向晚碰撞阶段(40—26 Ma)过渡时期[4],发生大规模走滑[5],形成了澜沧江断裂带,在断裂交汇地带,岩浆上升冷却分异中,热液大规模交代成矿。核桃坪矿区与老厂矿区间可能存在一条巨大的铅锌矿带,在今后的找矿工作中可作为重点勘查。
摘要：滇西北核桃坪铅锌矿是保山地块内沿澜沧江断裂带发育的一个大型铅锌多金属矿床。矿体赋存于上寒武统核桃坪组和沙河厂组大理岩化灰岩及矽卡岩中,严格受近SN向的断裂带及层间破碎带控制。在分析矿床地质特征的基础上,通过与澜沧江老厂铅锌矿进行对比,对核桃坪铅锌矿形成的大地构造成因进行研究。大地构造位置,主成矿期铅同位素比值、物质来源等证据显示核桃坪矿床与老厂矿床具有相同的成因。根据老厂矿床的前人研究得出核桃坪铅锌矿床形成的机制为青藏高原的主碰撞期末,大规模走滑断裂的形成导致地壳重融、减薄,幔源岩浆沿走滑断裂侵入地壳与围岩交代蚀变成矿。
关键词：滇西北,大地构造,铅同位素,澜沧江断裂带,花岗斑岩
参考文献
[1]薛传东,韩润生,杨海林.滇西北保山核桃坪铅锌矿床成矿流体来源的同位素地球化学证据.矿床地质,2008;27(2):244—251
[2]高建国.澜沧老厂铅锌多金属矿床综合成矿信息与定位定量预测.昆明:昆明理工大学博士学位论文.2006
[3]李峰.云南澜沧老厂花岗斑岩形成年龄及地质意义.大地构造与成矿学,2010;34(1):84—91
[4]张洪瑞,侯增谦,杨志明.特提斯成矿域主要金属矿床类型与成矿过程.矿床地质,2010;29(1):114—131
成矿过程 篇7
1 碳酸钙的热稳定性、碳酸岩浆和矽卡岩岩浆
火山岩浆活动过程中如果硅酸岩浆接触了灰岩、白云岩, 碳酸盐岩会发生分解[16]。但壳源碳酸岩理论认为, 在硅酸岩浆提供热量以及流体降低碳酸盐矿物固相线的条件下, 沉积碳酸盐岩发生了部分熔融而不是分解[10,21]。碳酸钙在什么条件下发生分解?存不存在碳酸盐岩熔融形成的碳酸岩?
在开放系统中, 硅酸岩浆侵入灰岩地层后, 灰岩会发生分解形成Ca O和CO2, 在原始硅酸岩浆同化生成的Ca O的早期会形成富钙的硅酸熔体, 该熔体会结晶富钙的辉石[18] (如图1所示) 。
交代矽卡岩主要通过含硅酸岩组分的岩浆热液渗透交代灰岩形成的。在封闭系统条件下, 随着早期碳酸钙分解形成的CO2增加, 碳酸钙的分解反应会减慢甚至停止。如图2 (a) 所示, 当流体中的CO2逐渐增加时, 碳酸钙会发生熔融形成碳酸岩, 而不是发生分解[22]。在620~800℃, 碳酸钙镁受热会分解成方解石+水镁石+CO2。同样随着形成的CO2在流体中增加, 碳酸钙镁分解生成的碳酸钙也会熔融形成碳酸岩浆, 当温度为1260℃, X (CO2) >0.6时碳酸钙会完全熔融 (如图2 (b) 所示) 。
Dawson (1962) 于20世纪60年代初人们首次观察到了碳酸岩浆喷发[20], 最近一次观察到的碳酸岩浆活动是1993年的坦桑尼亚Oldoinyo Lengai火山活动[15]。目前认为, 碳酸岩浆主要是碳酸盐化榴辉岩[15]、橄榄岩[15,22]、泥质岩在地幔条件下发生部分熔融形成的或者是地幔岩浆结晶分异或不混溶作用等不同方式形成[16]。近年来随着研究的深入, 人们发现沉积的碳酸盐岩也可以发生部分熔融形成碳酸岩, 叫壳源碳酸岩。碳酸盐岩的熔融跟高温硅酸岩浆的侵入有关, 且发生在CO2分压高的情况下[10,22]。
最近几十年, 通过对长江中下游地区的大冶铁山、鄂州程潮、安徽长龙山等铁矿的研究, 认为, 自然界存在矽卡岩岩浆, 并提出了岩浆矽卡岩的概念[1,2,3,4,5,6,7,9,11]。吴言昌等[4]阐述了矽卡岩岩浆的特征并提出了“岩浆矽卡岩-富碱侵入岩对”的概念。他们认为, 矽卡岩岩浆是由碱性岩浆同化碳酸盐岩后熔离形成的, 主要理论依据是矽卡岩矿物的自形晶结构和矽卡岩矿物中发育硅酸盐熔体包裹体、硅酸盐熔体流体包裹体[8,9]以及赵斌的岩石学实验研究[8]。根据吴言昌[5]对矽卡岩岩浆的定义, 可以看出, 矽卡岩岩浆的本质还是硅酸岩浆, 只不过相对富钙。目前矽卡岩浆理论是有问题的:1) 定义不科学:用矽卡岩矿物反演矽卡岩浆, 得出的结果必然是一个富钙的硅酸岩浆;2) 错误衍生实验学研究成果[9], 赵斌等实验结果是矽卡岩矿物可以从含钙较高的铝硅酸盐熔体中析出, 而不是存在一个矽卡岩浆;3) 矽卡岩矿物包含硅酸熔体包裹体, 并不一定代表熔离产生了矽卡岩浆。它也可能是矽卡岩矿物从富钙岩浆中结晶形成的。矽卡岩矿物中熔融包裹体主要含两种成分:成分接近辉石的钙、铁、镁硅酸盐相和成分接近石榴子石的钙、铁、铝硅酸盐[11], 而不是与之共生的碱性硅酸岩, 这说明岩浆矽卡岩矿物是从一个富钙的硅酸岩中结晶的;4) 硅酸岩浆同化碳酸盐岩的岩石实验学研究表明:碳酸钙加入硅酸岩浆中的最大影响是导致了残余熔体的亏Si、富碱。在这个过程中, 可以结晶富钙镁的辉石 (如图2所示) 。所以, 岩浆矽卡岩与富碱硅酸岩密切共生并不是代表某一硅酸岩浆熔离成了矽卡岩浆和富碱硅酸岩浆两个端元, 而是硅酸岩浆同化碳酸盐岩后结晶分离富钙矿物后的必然结果。综上所述, 认为, 没有必要引进矽卡岩岩浆的概念, 它在自然界并不存在。但是需要岩浆矽卡岩这个概念, 因为它们与交代成因的矽卡岩是不同的, 它具有岩浆结构, 是从富钙硅酸岩浆中结晶的。理解自然界没有矽卡岩浆, 但有岩浆矽卡岩可以参照自然界存在辉长岩, 但不存在辉长岩浆。
2 矽卡岩型铁矿的成矿过程
2.1 成矿铁物质的来源
成矿物质来源的确认对矿床成因研究和矿床勘探非常重要。硅酸岩浆侵入灰岩/白云岩地层是矽卡岩型铁矿的标准产出条件 (接触交代式) 。因为灰岩/白云岩不含铁物质, 所以, 在这种情况中, 铁只可能来自硅酸岩浆。人们目前发现与矽卡岩铁矿有关的硅酸岩浆包括从基性到酸性的各种岩性, 但侵入岩岩性多是花岗闪长岩-二长花岗岩[19,24]。层控式矽卡岩型铁矿赋存在特定的地层, 比如, 福建马坑铁矿、内蒙黄岗梁铁, 这用源自硅酸岩浆的含铁热液接触交代是很难解释的, 所以, 人们普遍认为, 该类型铁矿是由源自岩浆的热液萃取早期含/富铁地层或火山岩形成的。梁祥济等[2]通过模拟岩浆热液 (含CO2、H2O、F、Cl等挥发分) 与围岩的交代反应发现:含挥发分的岩浆热液可以通过与围岩交代反应萃取围岩中的铁到热液中, 在合适的物理化学条件下沉淀成铁矿。
2.2 铁的释放与富集
铁成矿的首要关键在于尽可能地阻止铁物质进入硅酸岩矿物中, 或者是从已结晶的这些硅酸岩矿物中置换出来, 把这个过程叫做铁的释放。释放出来的铁与挥发分和/或碱金属结合形成络合物、卤化物溶解在流体中, 称之为铁的富集。人类目前不能利用硅酸岩矿物中的铁, 只能利用氧化铁、碳酸铁和铬铁矿。而且这个模型还存在两个问题:1) 在火山活动过程中哪种地质过程可以形成含/富氧化铁、碳酸铁地层;2) 什么原因可以促使从火山岩中萃取出的铁在相似环境下沉淀成矿。
以硅酸岩浆侵入碳酸盐岩地层为例, 分析可能的铁释放过程。如前所述, 硅酸岩浆同化碳酸盐岩的早期在接触带会形成一个富钙的硅酸岩浆。该岩浆会结晶以不含铁辉石为主的高温矽卡岩 (也叫岩浆矽卡岩、岩浆期矽卡岩或内矽卡岩[17,23]。这是矽卡岩反应系统中铁释放的第一个过程, 因为岩浆中本来与Fe结合的Si-O被消耗掉了, 从而导致了“多余”的铁。含硅酸岩组分的岩浆热液渗透交代灰岩形成矽卡岩的进蚀变过程很难有的铁的释放, 因为进蚀变矿物主要是钙铝榴石-钙铁榴石和透辉石和钙铁辉石系列[24], 前人研究表明[11]认为, 发生Na交代的地质表现主要有:1) 斜长石中的钙长石分子渐趋减少, 钠长石分子相应的增加;2) 斜长石、条纹长石和石英又进一步被细粒钠长石交代;3) 角闪石的全部被透辉石交代;4) 副矿物磁铁矿的消失。可见发生Na交代的仅仅是长石。Na交代过程中释放铁的实质在于富碱流体首先交代钙长石, 导致了流体相中Ca2+活度的增加, 从而引发了含铁暗色矿物被交代成无铁矿物而释放了铁, 比如, 角闪石被交代成透辉石。所以, 并不是所有Na交代都可以成矿, 成矿关键在于含铁暗色矿物解体释放出来了铁和磁铁矿的溶解。铁高的钙铁榴石蚀变成含铁低的绿帘石化也可释放铁, 如下反应:
实验学研究表明, 铁通过与流体中挥发组分和碱金属元素组成络合物或卤化物可以在流体中富集[12]。含铁络合物的中心离子是Fe2+和Fe3+, 矽卡岩型铁矿流体中铁的配位体主要有阴离子F-, Cl-, OH-, CO32-, S2-和中性离子H2O, 碱金属阳离子Na+, K+等多是外界离子。它们组合形成众多的铁络合物, 如Na[Fe Cl4]、K[Fe Cl4]、[Fe Cl6]3-、[Fe3+F6]3-、Fe[CO3]2[6,17]。王玉荣等[5]试验研究表明, 铁卤化物主要的搬运形式可能是Fe Cl2和Fe F2。流体中的p H值越小越有利于铁络合物的溶解[2], Fe在含Cl溶液中的溶解度随着压力减小而减小 (如图3 (a) 所示) , 温度为600℃左右达到最大 (如图3 (b) 所示) 。
2.3 铁的沉淀成矿
当物理化学条件发生了改变 (如温度、压力、p H值和Eh值变化) 时, Fe的络合物或卤化物会发生分解或者因溶解度降低从而沉淀成矿。矽卡岩系统中的碳酸盐岩就是一个常见的化学障, 比如, HCl与Ca CO3的中和反应可以促使Na2[Fe Cl4]发生水解形成磁铁矿, 反应如下:
当围岩不是碳酸盐岩时, 铁的沉淀可能更多因温度压力的降低导致络合物溶解度降低形成, 如图3所示, Fe在含Cl流体中的溶解度随着压力的降低而降低, 温度在600℃以下随着温度的降低而降低。
a图中的He-Mag、QFM和Ni-Ni O分别代表三种不同的氧化缓冲剂.
3 主要认识
成矿过程 篇8
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。
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成矿过程 篇9
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
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[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