成矿演化模式（精选三篇）
成矿演化模式 篇1
塔河金、铜矿行政划属黑龙江省塔河县, 自1986年起, 先后进行了普查和科研工作, 但前人的工作都局限于花岗闪长岩体内对铜矿体的研究, 有必要通过对该金、铜矿地质特征、成矿控制因素的研究, 从而对矿床的成因进一步认识。
2 区域构造背景
塔河金、铜矿位于西伯利亚板块南缘, 得尔布干深大断裂东端, 外贝加尔-兴凯褶皱系的上黑龙江断 (坳) 陷边缘的东南部、额尔古纳地块北部边缘隆起带中。
3 地质特征
3.1 地层
区域上出露的地层有下元古界兴华渡口群的兴华组 (pt1x) 、兴安楼组 (pt1xn) 的强变质岩、下寒武统兴隆群高力沟组 (∈1g) 、洪胜沟组 (∈1h组) 、三义沟组 (∈1s) 、焦布勒石河组 (∈1j) 变质岩。
矿区出露地层有侏罗系二站组 (J2er) 、白垩系的上库力组 (K1s) 及第四系地层。
3.2 侵入岩
矿区内侵入岩为燕山中期复式岩体、前后分三个侵入期, 形成三个相对独立的岩体。根据同位素资料及其相对接触关系可确定为:花岗闪长岩、花岗闪长斑岩、英云闪长岩
223低, 铁镁和碱质略有增加, 里特曼指数 (δ) 在1.8-3.3之间, 属钙碱性岩石, 反映三者同源特征明显。三个岩体成因上应为来源于幔源的岩浆混有大量的壳源重熔物。说明原始岩浆可能为壳幔混熔型岩浆经一定分异作用后形成的岩体, 且二者在后期热液作用中所起的作用差异较大。3.3构造
3.3 构造
矿区所处位置经历多期构造活动, 构造形迹复杂, 东西向、北北东向、北西西向断裂构造皆有发育。东西向构造为矿区控岩构造, 控制了花岗闪长岩体的展布特征, 北北东、北西西向构造为矿区控矿构造。在花岗闪长岩体内部以北北东向构造为主, 与铜矿化关系密切;在岩体的内外接触带, 以北西西向构造为主, 与金矿化关系密切。
3.4 围岩蚀变
塔河金、铜矿围岩蚀变较为发育, 在花岗闪长岩体内部和岩体内外接触带具有完全不同的蚀变特点。
在花岗闪长岩体内部, 蚀变具有一定的面状分带性, 具有类似斑岩铜矿的蚀变特点, 矿化亦以铜为主。以花岗闪长斑岩为中心向外大致划出钾硅化带-石英绢云母化带-泥化带。钾硅化带包括钾长石化、硅化, 分布范围在花岗闪长斑岩周围, 面积最广。石英绢云母化带零散分布于钾硅化带边缘。泥化带包括高岭土化、绢云母化、绿泥石化、分布于钾硅化带、石英绢云母化带外围, 距花岗闪长斑岩最远。
在花岗闪长岩体的西南内、外接触带, 围岩蚀变具线状分布的特点, 完全受构造破碎带控制, 具有构造蚀变岩型金矿蚀变特征, 矿化亦以金为主。由构造中心向外可分为黄铁绢英岩化带-石英绢云母化带-泥化带, 并普遍叠加碳酸盐化。黄铁绢英岩化带包括黄铁矿化 (地表氧化带表现为褐铁矿化) 、绢云母化、硅化, 位于构造破碎带中心。石英绢云母化带位于黄铁绢英岩化带外侧, 蚀变宽度变化不定。泥化带由绢云母化、高岭土化组成。
3.5 矿化特征
花岗闪长岩体内共有九条矿体, 分布于钾硅化蚀变带内的花岗闪长斑岩体内或围绕花岗闪长斑岩分布。矿石矿物以黄铜矿为主, 黄铁矿、方铅矿次之。皆为北北东向展布。
在花岗闪长岩体西南内、外接触带, 共有3条金矿体, 分布于北西西向构造破碎带的黄铁绢英岩化带中, 部分分布于石英绢云母化带中。载金矿物有黄铁矿、闪锌矿、砷黄铁矿。
4 成矿控制因素
塔河金、铜矿的形成与分布由多方面有利成矿的地质条件所决定, 其中主要有地层、岩浆、构造、剥蚀程度四个方面。
4.1 地层
塔河金、铜矿位于花岗闪长岩体内及其西南接触带二站组砂岩中, 与岩体接触的为下白垩统上库力组和中侏罗统组。铜、金平均含量分别为13.6×10-6、0.0017×10-6 (矿区内未矿化地层化学样品统计结果) 皆低于地壳克拉克值, 而中生代地层又无强烈热液蚀变、不可能是因为提供成矿物质而使其铜、金含量降低。区域地球化学场也属于低背景场。所以说矿质来源与中生代地层无关。有资料表明区域上的元古界-古生界的变质岩是马林成矿带的矿源岩。
4.2 侵入岩
前述, 岩体由三个期次侵入体组成。花岗闪长岩本身大面积蚀变, 且在西南接触带发育构造蚀变岩型金矿。花岗闪长斑岩本身蚀变且围绕其具有类似于斑岩铜矿的蚀变分带和铜矿化。英云闪长岩与金、铜矿关系不明显。即从空间分布位置分析:铜矿化与花岗闪长斑岩关系密切, 金矿化与花岗闪长岩关系密切。
从花岗闪长岩、花岗闪长斑岩所含成矿元素含量 (表1) 中分析:花岗闪长斑岩含铜量高, 是维氏值的12.5倍;含金值低于维氏值;而花岗闪长岩中含金量高于维氏值, 可以认为铜矿化主要与花岗闪长斑岩有关。金矿化只与花岗闪长岩有关。因矿区中生代地层的金、铜含量皆低于克拉克值, 不能做为矿源层。故成矿物质只能来自岩浆岩。考虑金、铜矿体空间上与侵入岩的关系特点, 可以认为花岗闪长岩控制金成矿、花岗闪长斑岩控制铜成矿。
4.3 构造
前人已述, 花岗闪长岩体内的铜矿体皆为北东东向展布, 受构造控制特征明显。花岗闪长岩体西南接触带的金矿体, 皆发育于平行接触带的北西西向断裂构造中心。所以说金、铜矿的构造控制特征明显。控矿构造为北北东向、北西西向两组, 它们的活动期分别与岩体第一、第二侵入期相当, 不仅提供了成矿热液运移的通道, 而且是矿体就位的空间。
4.4 剥蚀深度
剥蚀深度对于塔河金、铜矿虽不是成矿因素, 但对于找矿是最为重要的控制因素。从现在矿区的成矿条件分析, 不仅在花岗闪长岩体西南内、外接触带形成规模金矿体, 而且在岩体内围绕花岗闪长斑岩也形成规模铜矿体, 但在野外工作中对于寻找铜矿体一直没有大的突破。从其围岩蚀变强度和分带性来分析, 目前剥蚀位置不是矿体最厚大位置, 既是矿头或矿尾位置。但现有资料无法确定现在地表矿体是矿头还是矿尾, 即无法确定铜矿是深埋于地下还是完全剥蚀破坏, 有待进一步工作中加以研究。
5 成矿模式
综合塔河金、铜矿地质特征、成矿控制因素, 我们可以认为塔河金、铜矿的形成, 首先是古老变质岩区内中生代火山喷发以后, 幔源岩浆上涌, 造成古老变质岩重熔, 形成富金、铜的混合岩浆在燕山中期第一次侵位, 形成花岗闪长岩体, 其岩浆期后热液活动在岩体的内、外接触带的北西西向断裂构造带内, 形成构造蚀变岩型金矿及相关蚀变。岩浆第二次侵位形成花岗闪长斑岩体, 这一富铜的岩浆侵位形成了一个源区与上部的热液通道, 并在热液作用下, 在花岗闪长斑岩体周围的北东东向构造中, 形成斑岩型铜矿及相应的面状蚀变分带。岩浆第三次侵位形成英云闪长岩体, 其蚀变矿化作用不明显, 属成矿后侵位。
6 结论
综上所述, 通过对塔河金、铜矿地质特征、成矿控制因素的分析, 总结了金、铜矿的成矿模式, 提出了塔河金、铜矿分别成矿于两个成矿期, 即花岗闪长岩期后热液成矿期、花岗闪长斑岩次火山热液成矿期。是完全不同的成因类型 (金矿是构造蚀变岩型, 铜矿是斑岩型) 的产物。这样就避免了前人在该矿区找矿时只看重在花岗闪长岩体内找斑岩型铜矿的思维局限性, 为该矿区进一步开展地质工作提供了具有指导意义的思路。
摘要：通过对黑龙江省塔河金、铜矿地质特征的分析, 讨论了矿床的成矿控制因素, 最后归纳了金、铜矿的成矿模式。指出金、铜矿是壳幔源混合岩浆经一定分异作用后, 三次侵位固结成岩。在第一侵入期花岗闪长岩体内、外接触带的构造有利部位形成金矿体, 在第二侵入期花岗闪长斑岩周围形成铜矿体。提出了金、铜矿分别是不同成矿期、不同成因类型产物的观点。
关键词：塔河金、铜矿,成矿控制因素,成矿模式
参考文献
[1]杨继权, 赵广江.二站Au异常查证报告 (内部资料) , 1998.
东营凹陷岩盐矿成矿模式浅议 篇2
【关键词】岩盐；成矿模式；东营凹陷
Condition and model of ore-controlling for rock-salt in Dongying depression
GAO Bing-yan LIU Yao-jun WANG Ｆeng
(No.1 Exploration Institute of Geology and Mineral Resources Shandong Ji'nan 250014 China)
【Abstract】Dongying depression which belongs to Jiyang depression，is a typical mesozoic-cenozoic broken depression area and has developed intense thickness of Cenozoic formation. Due to the expansion of lake basin and the influnce of ancient drought climate, a large member of rock salt beds were deposit in the main basin and the deep secondary basins at the stage of the forth member of Shahejie Formation, therefore, a satellite deep lake deposit pattern was formed.
【Key words】Rock-salt;Metallogenic model;Dongying depression
0.序言
东营凹陷隶属济阳坳陷的一部分，是一个中、新生代断落凹陷区，为东北宽，南西部窄的多边型盆地，大致呈北东向展布，盆地长轴约为108km，短轴约为56km，面积约5700km2。
1.地层、构造及含盐段岩性特征
1.1地层岩性特征
东营凹陷在古生代基岩之上发育了巨厚的新生界地层，新生界地层主要发育有古近系济阳群、新近系黄骅群及第四系地层，古近系地层发育有孔店组、沙河街组和东营组，新近系有馆陶组和明化镇组，但均被第四系所覆盖。
1.1.1古近系济阳群
东营凹陷内济阳群自下而上包括孔店组、沙河街组、东营组。
①孔店组：该组厚度大于490m，主要为砂岩、泥岩的一套陆源碎屑岩系。
②沙河街组：区内沙河街组分布广泛、厚度巨大,一般大于1000m， 主要为一套以灰色泥岩为主，次为粉砂岩、细砂岩、油页岩和碳酸盐岩的细碎屑沉积，为重要的含石油、岩盐地层。
③东营组：主要为泥岩与砂岩、含砾砂岩偶夹薄层碳酸盐岩的岩石组合。厚度约50～800m。
1.1.2新近系黄骅群
区内黄骅群自下而上分为馆陶组、明化镇组，各组岩性分述如下。
①馆陶组：主要为一套砾状砂岩、细砂岩，细砂岩和泥岩间互沉积的一套陆相碎屑岩岩石组合。该组厚约400m。
②明化镇组：主要为一套泥岩、砂质泥岩与砂岩组成。总厚度约60～1000m。
1.1.3第四系地层
整个东营凹陷被第四系所覆盖，岩性为粉砂、粘土质粉砂、粉砂质粘土，夹粉细砂、中细砂。厚度大于250m。
1.2构造
东营凹陷为济阳坳陷中的一个次一级构造单元，是受陈南基底大断裂控制的箕状断陷盆地。凹陷北以陈南断裂为界，与陈家庄凸起相邻，南以齐河—广饶断裂为界，与鲁西隆起及广饶凸起相邻，西、西北与青城凸起和滨县凸起相邻，东与青坨子凸起相邻。受陈南大断裂的控制，东营凹陷主要发育有北东向、北西向和近东西向基底正断层，在凹陷的中部和南部断层以北倾为主，与陈南断层的倾向相反；北部断层主要向南倾，与陈南断层的倾向相同，西、西北部受青城凸起、滨县凸起的影响，断层倾向以南东为主[1]。
1.3含盐段层位及岩性特征
东营凹陷岩盐主要发育在沙河街组四段中下部，其岩性特征为：
下部主要为砂、泥岩互层夹含砾砂岩、粉砂岩及薄层碳酸盐岩。底部常夹石膏及岩盐；之上为灰色、暗灰色泥岩组成的杂色含盐层段。岩盐及石膏层中普遍发育泥砾，具有纵向上发育泥砾由下至上粒度渐小的韵律性沉积构造，横向上则由湖盆边缘至湖盆中心泥砾直径渐小之特点。
中部地层主要为泥岩、灰白色岩盐及石膏层，夹深灰色泥质白云岩及杂色泥岩，沉积中心部位岩盐最为发育。氯化物主要为岩盐；硫酸盐有硬石膏、天青石、钙芒硝、杂卤石等；碳酸盐有菱铁矿、白云石、方解石等。这些矿物以不同比例组成岩盐、硬石膏、泥膏岩、硫酸盐岩及其它过渡型岩石类型。
2.古地貌与构造特征
2.1古地貌、气候特征
东营凹陷沙四段沉积时期湖盆扩张，北部陈南大断层的活动强度明显增大，使得湖盆地形高差变大，具有很宽的半深湖相带，凹陷沉积地层厚度较大，平均1000m，最大达2700m，呈典型的“高山深盆”地貌景观[2]，有利于周边物源的大量涌入。
燕山褶皱带形成后，在区域引张应力作用下形成包括渤海湾盆地在内的一系列沉积盆地的同时，大陆边缘弧形山系阻止了古太平洋潮湿气流入侵，使中国东部形成了半干旱—半潮湿气候，海水偶尔从东南部侵入，且东营凹陷淡水注入量小于蒸发量，湖水逐渐浓缩沉积，并形成了滨海内陆河湖相沉积体系。
2.2构造特征
东营凹陷经历了由裂陷到坳陷的完整构造发育。东营凹陷是在古生代基岩古地形背景上，经断块运动发育起来的北断南超的中、新生代盆地，燕山运动期，奠定了东营凹陷的雏形。喜马拉雅运动期分为三幕，第三幕时期凹陷进入坳陷阶段。发育的断层走向主要为北东向，倾向北西或南东，也有北西或北北东方向断层[3]。东营凹陷断裂构造发育和断层活动是东营凹陷内的构造特点，断层发育密如蛛网，对盆地形成、发展起主导作用，也对聚盐盆地产生、演化历史具十分重要意义。
东营凹陷构造的演变，尤其是沙四早期的沉陷为岩盐矿的沉积创造了条件。其后发育起来的断裂构造对岩盐矿体有一定的分割破坏作用，构造应力作用也使具有可塑性的岩盐矿体在局部地区富集。东营凹陷的构造发育与岩盐矿的形成是密不可分的。
3.成矿模式
3.1岩盐矿资源分布特征
东营凹陷岩盐矿分布以古凹陷的西北部为主，向东、南、西方向呈不规则透镜体展部，即一主，多副的格局。
东营凹陷岩盐矿主要分布在胜坨油田和东辛油田内，与石膏矿共生并常呈互层产出。岩盐层产于沙河街组四段含盐系中，岩层顶界面埋深2900～3000m；据石油钻孔资料显示：见岩盐层3～18层不等，单层厚度一般8～30m，最厚43m，岩盐矿平均累计厚度141.6m。岩盐层与泥质硬石膏或含硬石膏泥岩呈互层产出，总体上倾斜平缓，倾角小于10°，至北部边缘倾角为25°～30°之间。
3.2岩盐矿矿床成矿模式
东营凹陷盆地成盐模式为“卫星式”，其岩相展布揭示出盆地内发育若干次级凹陷，即所谓的“副盆”[4]；岩盐分布区可能为较深沉陷区，即所谓“主盆”，它汇集了周围副盆内较为浓缩的卤水，因而形成了咸化程度较高的卤水湖相岩盐沉积。或因凹陷内水深较大，岩盐沉积在较深的地段，而形成以主盆为主的卫星式。
4.结论
①东营凹陷内岩盐主要分布在新生界古近系沙河街组四段中下部，岩性以暗色泥岩、砂岩为主，夹岩盐、石膏、杂卤石等。
②区内岩盐古气候、古地貌及地质构造有利于岩盐的沉积。在高山深盆的古地貌及构造基础上，气候干旱，使东营盆地淡水的补给量小于蒸发量，同时周边提供了大量物源的补给，为岩盐形成创造了条件。
③古地貌及古地质构造特点决定了区内岩盐的成矿特点及成矿规律，由于主盆和多个副盆的形成奠定了岩盐的成矿特点—为以主盆沉积为主，形成了卫星式深水湖相沉积特点。
【参考文献】
［１］袁文芳，陈世悦，曾昌民.济阳坳陷古近系沙河街组海侵问题研究[J].石油学报,2006,7,27(4)：40-49.
［２］袁静，赵澄林，张善文.东营凹陷沙四段盐湖的深水成因模式[J].沉积学报,2000,8(1)：114-118.
［３］许晓明，刘震，谢启超，等.渤海湾盆地济阳坳陷异常高压特征分析[J].石油实验地质,2006,8，24(4)：345-349.
成矿演化模式 篇3
1 区域地质背景
区域大面积出露地层为早元古界辽河群变质岩系 (Pt1) 。原岩为多次海底火山喷发—海相沉积建造。包括里尔峪组、高家峪组, 大石桥组及盖县组。少量震旦系钓鱼台组, 南芬组, 区域北东还有寒武系及奥陶系地层出露。
在中生代拗陷盆地及鸭绿江断裂带形成的地堑中还出露有少量侏罗系小岭组。该区老变质岩系普遍遭受混合岩化作用。
区域基底构造为近东西向复背斜, 横亘营口—宽甸, 对金矿的分布起一级控制作用, 鸭绿江深大断裂控制了岩浆岩的展布以及整个金多金属矿带的生成与分布。断裂省内部分长180km, 宽25km, 走向45°倾向NW (局部SE) 倾角70°, 主要由断层泥、破碎带、构造片理化带, 构造角砾岩组成。属多期活动的导岩、导矿构造。
鸭绿江深大断裂的次一级构造发育, 其中与金矿关系密切的有长甸—太平哨断裂主周家屯—万宝断裂。
区域大量出露的岩浆岩为燕山早花岗岩 (γ52 (3) ) , 主要分布于营口—宽甸隆起轴部及沿江一带。另外还有部分闪长岩、石英二长岩及部分辉长岩。区域南部有片麻状混合花岗岩出露, 沿鸭绿江断裂带从南向北有三股流、凤城、大堡、长甸、石柱子等与金矿有关的侵入体。
区内脉岩有辉绿岩脉、闪长岩脉、石英斑岩脉、闪长玢岩脉、煌斑岩脉、伟晶岩脉等, 其中闪长玢岩、煌斑岩与金矿关系密切。
2 金矿的分布及类型
鸭绿江金矿成矿带分为南西 (五龙-四道沟) 和北东 (沙窝沟-万宝) 两段, 其南西段有辽宁的两个大型矿床, 五龙金矿和四道沟金矿床, 成矿带的北东段进行金矿地质工作时间晚, 已知矿床少。金矿化主要受断裂构造和岩体控制, 根据金矿化分布规律, 以长甸—太平哨断裂为界, 将北东段分为南北两个带, 区内分布有沙窝沟金矿床、小东洋河金矿点、万宝金矿点, 庙台子金矿点、碑沟金矿点等。
根据金矿产出地质背景, 可将沙窝沟-万宝一带金矿划分为三类。
Ⅰ类:产于花岗岩或花岗闪长岩中, 受断裂构造的控制, 与岩浆活动有明显的生成关系, 矿体与脉岩密切伴生, 如沙窝沟金矿。
Ⅱ类:产于寒武系地层中, 以硫化物为主的金矿化体。这类金矿点与岩浆侵入关系较隐蔽, 矿点分布上受构造控制, 而含金地质体构造控矿明显。如万宝金矿点。
Ⅲ类:是铜、铅、锌矿中的伴生金, 分布在宽甸县大川头—青山沟一带。
3 金矿成矿地质特征
沙窝沟-万宝一带金矿床主要受石柱子岩体及周家屯——万宝断裂带共同控制, 下面以沙窝沟金矿床及万宝金矿点为例阐述该区金矿成矿地质特征。
3.1 沙窝沟金矿床
沙窝沟金矿床位于石柱子花岗闪长岩体与辽河群盖县组地层接触带上, 周家屯—万宝北西向断裂带的西侧, 区内已发现含金脉体20余条 (见图2) 。其中已提交工业储量的含金脉体3条, 提交 (C+D) 级储量2300kg, 该三条含金脉体长100m~1000m, 宽2.0m~14.20m, 该三条含金脉成脉群产出, 间距3m~15m不等, 脉群走向310°~340°, 倾向南西, 倾角45°~85°, 各脉体产状, 规模详见下表 (表1) 。
已查明的三个工业矿体, 赋存于矿脉之中, 矿体形态较简单, 为脉状, 透镜状, 具有分枝复合现象, 矿体长200m~350m, 平均厚度1.26m~4.77m, 平均品位3.12-6.20×10-6。
矿化具有多期性, 先后划分为四期, 即石英—黄铁矿阶段;石英—黄铁矿含矿阶段, 可见黄铁矿细网脉;石英—多金属硫化物阶段;碳酸盐阶段。
矿石主要由硅化、绢云母化, 黄铁矿化碎裂岩, 花岗质碎裂岩构成, 局部为黄铁矿石英网脉。主要金属矿物为黄铁矿、方铅矿、少量黄铜矿及银金矿。主要脉石矿物为石英、绢云母、少量石墨, 绿泥石等。
黄铁矿化可分为三期:第一期为自形晶, 浸染状分布, 结晶较好, 含金品位微量, 第二期为半自形—他形晶, 颜色为乳黄色, 结晶程度差, 含金性好。第三期同多金属硫化物共生, 品位一般3-4×10-6。
3.2 控矿条件
3.2.1 地层与成矿关系
区内大部分金矿床产于辽河群盖县组地层之中, 通过对辽河群地层中岩石微量分析统计 (见表2) , 可以看出, Ag、Pb元素在地层中略富集, Au、Sb、Mn相对贫化。故辽河群地层为金低背景区, 由于其含有碳质, 故对矿液的运移起到促进作用。
X均值, Sx变异系数, ο1浓度克拉克值 (维氏) , 样品数43件。
3.2.2 岩体与成矿关系
石柱子花岗闪长岩, 新鲜岩为灰白色, 花岗结构, 主要矿物为斜长石35%~45%, 钾长石15%~20%, 石英20%~30%, 黑云母5%, 角闪石<10%。通过对石柱子岩体微量元素统计 (见表3) 表明, Ag、Pb、Zn、Co、Ni相对富集, Au、As的相对贫化可能与其在低温低压部位选择富集有关。
X均值, ο1浓度克拉克值 (维氏) , 样品数43件。X单位×10-6, ★单位×10-6
3.2.3 构造与成矿的关系
含金脉体严格受近EW、NE、NW向三组断裂的控制, 三组断裂的交汇处矿体变宽, 厚度变大, 平面上呈串珠状分布 (如图3, 所示) 最大厚度14.20m, 最小厚度0.60m, 含金脉体走向310°~340°。受北西向主构造控制, 北东组为后期断裂, 北东组断裂往往迁就北西组断裂, 形成了菱形格子状容矿构造 (见图4) 。
3.2.4 脉岩与成矿关系
矿区内闪长玢岩脉与矿脉相伴出现, 按与成矿的关系可分为三类, 即成矿前、成矿期和成矿后三种。
1) 成矿前脉岩:其特点是被构造蚀变带切穿, 近脉有遭受蚀变褪色现象, 并被挤压破碎;
2) 成矿期脉岩:穿插于矿脉之间, 产状同矿脉产状相同, 由于矿化较强, 有的本身就是矿体, 与矿体是同源岩浆产物;
3) 成矿后脉岩:对矿脉起破坏作用, 切割成错断矿脉, 但断距一般不大。
3.2.5 地球化学因素
根据1/5万水系沉积物测量成果, 沙窝沟金异常, 异常面积6km2, 平均含量6.0ppb, 最高含量15.0PPb, 规格化面金属量18, 为甲1异常, 从原生晕分析成果可看出As含量较高, 最高可达4861PPb, 如图4所示。
3.3 万宝金矿点
万宝金矿点位于石柱子花岗闪长岩岩体的外接触带上, 产于寒武系大理岩或灰岩中。
本区分布有近东西300m宽的大理岩带, 含金地质体沿东向西断裂以600m~700m间距分布, 五个含金地质体分布受NE、NW、近EW等多组断裂控制, 含金地质体呈不规则状, 浑圆状等, 与围岩界限清晰, 含金地质体几乎全部由硫化物组成, 大部分为黄铁矿, 少量黄铜矿, 地表向下30m~50m为氧化带, 呈褐红色, 土质松软, 矿体不规则状及囊状产出, 最大直径可达10m, 最小0.10m, 品位0.10-83.73×10-6, 主要金属矿化是黄铁矿化、黄铜矿化、闪锌矿化。
根据1/5万地球化学资料, 万宝异常由南北两个异常群组成, 异常面积18.7km2, 平均含量6×10-9, 规格化面金属量84.4, 从矿体原生晕分析结果看Cu、Pb、Zn含量较高, 反映出本区多金属成矿的特点。
通过以上特征可以看出, 万宝金矿成矿与下列因素有关:
1) 寒武系灰岩大理岩地层, 受流水作用而形成了容矿空间;
2) 近东西向构造对金矿体分布起控制作用, 多组构造交汇部位为形成溶洞及容矿空间起到重要作用;
3) 本区围岩—大理岩、灰岩未见明显蚀变与矿化现象, 含矿物原来自岩浆侵入体, 即石柱子花岗闪长岩体。
4 矿床 (点) 成矿模式
4.1 沙窝沟金矿床
4.1.1 物质来源
1) 硫同位素
沙窝沟金矿的σ34S为+7.3-8.6‰, 均值为+8.13, 极差为0.72‰, 分布比较窄, 与辽河群地层有一定的差异, 而硫同位素组成集中于+8.13‰附近。构成塔式分布, 具有岩浆硫的特征。
2) 氢氧同位素
沙窝沟金矿的δDH2O=-123--96‰, 与大气水存在较大的差异。
3) 稀土元素特征
沙窝沟金矿与石柱子岩体的稀土配分基本吻合, 反映出成矿物质来源与侵入体具有密切的关系。
综上所述, 通过各种同位素测试结果可以看出, 成矿物质并非来自于辽河群地层, 反映出了岩浆成因的特点。
4.1.2 成矿流体的组成特征
沙窝沟金矿从早阶段到晚阶段流体存在着向贫Ca+2、Mg+2, 富K+、Na+离子的方向演化趋势, 金矿床液相成份的阳离子组成均比较相似, 基本都集中于 (Cl--SO42-) 附近, 说明它们除Cl-和SO42-的相对含量有些差别外, 都不同程度地富含Cl-和SO42离子, 而贫F-离子, 因此本区金矿是K+-Na+-Cl--SO42-型的成矿流体。
成矿流体的酸碱性
成矿流体是一种弱酸性—偏碱性的热液。
2) 成矿流体的氧化还原性
处于一种弱还原环境。
因此成矿流体是一种弱还原条件下的弱酸性—偏碱性的热液。
4.1.3 金矿的物理化学条件
矿床属中—高温热液矿床, 压力140-200巴。
综上所述, 沙窝沟金矿位于石柱子岩体南接触带上, 矿化为黄铁绢英岩化碎裂岩型, 矿脉严格受构造控制, 成矿具有多期性, 矿床的矿脉与闪长玢岩脉密切伴生, 根据上述特点, 初步认为沙窝沟金矿系石柱子花岗闪长岩的同源岩浆产物, 矿床形成于石柱子岩体侵位之后, 属岩浆热液成因类型。
小东洋河金矿点受长甸岩体控制, 与沙窝沟金矿特征相似, 具有相近的成因机制。
4.2 万宝金矿点
根据钻探结果表明, 地表大理岩以下100m~200m为花岗闪长岩 (石柱子岩体) , 该矿体形成与岩浆岩也有极密切的关系。从地表观察5个金矿体的分布受近EW、NE、NW向断裂控制。但其容矿空间都具有非构造成因性, 初步推断, 地表及地下水共同作用在大理岩或灰岩构造交汇薄弱部位, 先形成了形状各异的溶洞, 石柱子岩体侵位过程中, 含矿热液充填于大理岩溶洞中, 形成金矿体, 因此也为岩浆热液成因类型。
由此可见, 沙窝沟-万宝一带金矿床 (点) 均属岩浆热液成因类型 (见图5) , 但由于控矿构造和围岩性质不同, 形成两种类型, 它们与石柱子岩体具有同源成因的类型, 所以本区是一个成因类型统一, 但矿化类型各具特色的金矿化区。
参考文献
[1]吴冬铭, 李玮, 李玉龙, 叶慧英.关于鸭绿江深断裂带北延的重力场证据[J].吉林地质, 2008 (1) .