矿床成因论文范文（精选12篇）
矿床成因论文 第1篇
1 内生型铁矿矿床及其成因分析
1.1 内生型铁矿概述
内生型铁矿床, 顾名思义就是铁矿在形成的过程中, 受内地影响较大的一种铁矿床类型。这种铁矿床在形成的过程中受地球内部热能的影响较大, 其主要矿体是在高温和高压下形成的。其成矿的主要物质是玄武岩浆和超基性岩浆。同时这种铁矿床在其形成的过程中受内力影响导致铁矿床的上升, 铁矿床自身发生冷却和凝固, 最终形成铁矿。
1.2 岩浆型铁矿床
岩浆型铁矿床是一种十分重要的矿床类型, 这种铁矿床主要由冷却的岩浆组成。铁矿床在形成的过程中受到内力影响, 会产生高温和高压的整体形成环境。同时岩浆在进行分流的过程中, 整体延伸长度非常长, 形成的铁矿床规模非常大。由于岩浆整体性能的不稳定, 会在不同的岩层进行冷却和凝固, 最终形成岩浆型铁矿床。这种铁矿床会有较大厚度, 会出现分层的现象, 岩浆型铁矿床的矿物主要以钛磁铁矿为主。总之, 岩浆型铁矿床自身化学元素的组成非常复杂, 铁矿床的整体分布和整体规模较大, 矿床矿体的整体分布往往呈条状、带状和块状。
1.3 接触型矿床
接触型铁矿床是内生型铁矿床的另外一种主要矿床类型, 这种矿床的形成, 主要受交代作用和双代作用影响较大。在接触型矿床形成的过程中, 铁矿岩浆的整体性能较为活跃, 因此非常容易出现渗滤现象, 会在不同的岩层进行活动, 因此岩浆整体会带有不同岩层的矿物质在不同的岩层凝固, 最终产生矿床。这种矿床形成之后, 铁矿石自身会带有不同层次岩层的物质, 因此被称为接触型矿床。这种矿床的成体物质组成, 以铁的氧化物为主, 同时会含有其他活性较低的化学成分。铁矿床整体形状多为层状、块状和豆荚状, 矿床的整体品位较高, 在进行开采和冶炼的过程中能够冶炼出高质量的钢铁, 有着较高的经济价值和工业价值。
2 外生型铁矿矿床及其成因
2.1 外生型铁矿矿床概述
外生型铁矿矿床主要在外力作用下形成, 这些外力作用主要包括风化作用和沉降作用。在外力的作用下, 外生型铁矿床会呈现出不同的地质特征和分布特点。这种矿床类型主要有海陆交替型铁矿床、红土型铁矿床和淋滤型铁矿床等类型。不同的铁矿床类型有着自身不同的形成原因和地质特征, 我们要对外生型铁矿矿床的成因和地质特点进行分别分析。
2.2 海陆交替型铁矿床
海陆交替型铁矿床主要和当地的煤系地层有关系, 这种铁矿往往由依附的方式产生, 同时会和其他矿体共生。这种铁矿的矿藏较为稳定, 不会出现在不同岩层活动的现象。海陆交替型铁矿床整体规模较小, 往往以菱铁矿和赤铁矿为主, 在这种矿床类型上形成的矿石整体品位较低, 在开采和冶炼的过程中并不能够达到很好的经济效益和工业价值。但整体开采较为方便, 能够降低整体开采的成本, 这主要体现在进行海陆交替型矿床开采的过程中能够减少人力和机械设备的投入, 能够大大降低铁矿的开采成本, 为铁矿开采企业创造更高的利润。
2.3 红土型铁矿床
红土型铁矿床受外力风化作用影响较大, 这种矿床往往裸露在地表, 在风化的过程中, 岩石中的铁会出现变化。性能较为稳定的三价铁性能能够存在于这种铁矿床当中, 同时这种铁矿床的矿石中会掺杂有磁铁矿、铬铁矿、钛铁矿等矿物质。这种铁矿的矿石整体品位较高, 开采较为简便, 能够大大降低开采的成本。同时在进行冶炼的过程中能够冶炼出高质量的钢铁, 总体来说是一种品位高、开采难度简单的铁矿床类型。
2.4 淋滤型铁矿床
淋滤型铁矿床, 是受外界化学风化作用影响较大的铁矿床类型, 在外界环境的影响下矿床上的物质会溶于水中, 并在铁矿床周围产生沉积。这种铁矿床主要有风化型铁矿、硫化物金属铁矿、玄武型铁矿等类型。这种铁矿在长期风化的作用下, 铁矿床自身的其他金属元素会产生大量的流失。残留下来的氧化铁整体质量较高, 但是在铁矿外部会有一层坚硬的外壳, 这无疑增加铁矿床的开采难度。淋滤型铁矿在形成的过程中受外界影响较大, 因此整体成矿十分不规则, 容易出现疏松和空洞现象。这种铁矿的勘探较为困难, 因此应当在进行开采的过程中, 重视对于深层铁矿的勘探。
3 变质型铁矿矿床及其成因分析
3.1 变质型铁矿矿床概述
变质型铁矿是受矿床自身所处环境影响较大的一种矿床类型, 影响变质型铁矿形成过程的环境条件主要有高温、高压等情况。在高温、高压下变质型铁矿自身的化学成分和矿物成分会产生变化, 在变化的过程中会产生变质型铁矿矿床类型。这种铁矿矿床主要可分为变质硅质型铁矿床和变质碳酸盐铁矿床, 下面将对这两种铁矿床类型进行分析。在分析的过程中主要对变质型铁矿矿床的形成原因、铁矿石类型、铁矿石品位和铁矿矿床的整体分布特点进行对比。
3.2 变质硅质型铁矿床
在中国鞍山市周边的铁矿中变质硅质型铁矿床分布十分广泛, 但是矿床内铁矿石的整体品位较低, 同时铁矿床内整体化学物质组成较为简单。这种铁矿床主要有以下表现形式, 一种是和其他岩石、岩层交叉的铁矿床类型, 另一种是出现复式褶皱的矿床类型, 同时还有呈现层状的铁矿床类型。
变质碳酸盐铁矿床往往形成于千枚岩和大理岩等岩层之中。矿床的整体分布较为复杂, 会在不同的岩层之间进行分布, 但整体成矿的品位较高。铁矿在产生后往往呈现层状、条状、带状特征。在该种铁矿床中, 主要的矿石矿物有菱铁矿、磁铁矿和褐铁矿等铁矿石类型。
4 结语
对铁矿床的成因进行探究, 对于铁矿床的开采、运输和冶炼工作有着十分重要的意义, 能够大大提升铁矿床的勘探和开采效率, 提升铁矿床治炼的整体品位。
参考文献
[1]杨国林, 何雨栗, 王文佳, 等.新疆塔什库尔干吉尔铁克铁矿地质特征及成因[J].兰州大学学报 (自然科学版) , 2015, (04) :462-477.
独山玉特征及矿床成因分析 第2篇
独山玉特征及矿床成因分析
独山玉产于南阳独山辉长岩体内,位于朱阳关-夏馆断裂带北侧,属加里东晚期.玉矿形成与岩石蚀变关系密切,主要蚀变为辉石次闪石化,斜长石黝帘石化.独山玉的形成过程为:岩浆分异、动力作用、热液作用的综合产物.
作 者：叶朋 黄素兰 刘国飞 作者单位：河南省地质矿产勘查开发局第一地质勘查院,河南,南阳,473000 刊 名：黑龙江科技信息 英文刊名：HEILONGJIANG SCIENCE AND TECHNOLOGY INFORMATION 年，卷(期)：2009 “”(20) 分类号： 关键词：构造 岩浆岩 热液蚀变 成矿矿床成因论文 第3篇
关键词：浅成低温；热液矿床；物质来源；特征分析
一、大地构造背景和控矿构造
浅成低温热液型金矿床主要形成于板块俯冲带上盘大陆边缘及岛弧的岩浆弧和弧后张裂带。从世界范围内以及我国该类矿床的分布特征及学者研究，浅成低温热液型金矿主要在三个成矿区域广泛分布，这三个区域分别为：环太平洋成矿域、古亚洲成矿域以及地中海-喜马拉雅成矿带。通过对该区域内浅成低温型金矿进行研究发现，发现其形成与火山岩浆岩构造作用有着密切关系，尤其受到火山断裂构造的控制作用十分明显。该类型金矿床的控矿构造中，张性构造环境控制着金矿体的形成，深大断裂切壳构造通常成为矿物形成的导矿构造，并且在岩浆岩热液活动方面进行引导作用，成矿物质来源往往与深大断裂次级构造有关，为高价值工业矿体的形成提供了良好条件。
二、浅成低温热液型金矿床的地质特征
2.1矿体及矿化的特征
在国内，大部分矿床的矿化深度都比较浅，这是该型金矿的主要特点。如果忽略长期剥蚀作用的因素，该矿体大多储存于离地表100到1000米的位置。金矿矿体主要以脉状为主的形态存在，主要有树枝状脉、板状脉、细脉和网状脉，其次还有浸染状矿体、砾岩状细脉浸染状矿筒、囊状透镜体。浅成低温热液型金矿矿化的位置大多位于火山岩区、陆上火山碎岩区和小型的次火山侵入体，而且这些岩区都有比较良好的分异特点。矿床的矿化具有分带性特点，地表为热泉沉淀，向下浸染状及网脉状矿化，脉状矿化多在最底部。地质构造拐弯、交汇处和构造切割脆性岩层部位多为网脉状矿化的发育地带；浸染状矿床的矿化多发生在蚀变围岩中，矿体与围岩呈渐变过渡[1]。
2.2围岩地质蚀变特征
浅成低温热液型金矿床所在的围岩地质特征多是陆相火山岩（次火山岩），这些矿岩多为偏酸性或是碱性。比如低硫化-绢云母型金矿床其典型特征就是钙碱安山岩、英安岩、流纹岩；高硫化的石英-明矾石型金矿床的围岩其典型特点就是流纹英安岩。有研究表明，此类型的围岩就是提供成矿物质和能量的深部侵入体的连续体[2]。浅成低温热液型金矿床地质结构另个特征就是热液蚀变很明显，不同地区的该类型金矿床的围岩蚀变都具有共同的特性，而且有研究显示硅化有可能是浅成低温热液金矿成矿的一个必要条件。根据蚀变矿物组合的不同可以将金矿床的种类分为冰长-绢母型矿床、石英-明矾石矿床。冰长石-绢云母在网脉、裂隙附近处钾长石化、硅化和绿泥石化、绢云母化、青盘岩化。而石英-明矾石矿床则在网脉、裂隙附近发育硅化和高级泥化。
三、具体矿床分析
3.1矿区简介
双峰山金矿位于巴里坤县城北西95 km处，是新疆哈密矿产地质勘查院于1994年发现的[3]（林锦富等，1999）。大地构造上处于西伯利亚板块晚古生代库兰卡孜干岛弧南部边缘，靠近卡拉麦里板块缝合带。
3.2地层及岩性特征
矿区出露地层以下石炭统巴塔玛依内山组海陆相火山岩为主，由安山岩、安山质火山碎屑岩、流纹质火山碎屑岩、流纹岩夹透镜状碧玉岩组成（图1）。其中夹杂少量海西中期钠长斑岩脉和石英斑岩脉，金矿体的矿化受到断裂构造的控制，主要产生于双峰山背斜[4]。
图1双峰山金矿地质简图和4勘探线剖面图（据彭晓明等，2004）
3.3矿体特征
区域内矿体以似层状和透镜状为主（图1），呈NE-NNE向分布。矿石性状分为角砾状、细脉浸染状以及石英网脉状，金品位平均为2-8g/t。矿石矿物以自然金、毒砂以及黄铁矿为主，脉石矿物有玉髓和石英，其中含有少量冰长石、萤石、绿泥石以及方解石等。矿石具有角砾状以及网脉状构造特征，具有半自形和他形粒狀结构[3]。
3.4围岩蚀变
围岩蚀变有硅化、黄铁矿化、蒙脱石化、冰长石化、绢云母化、绿泥石化和碳酸盐化。蚀变具有明显的分带性，从上至下分为隐爆硅质角砾岩化带、低金品位硅化带、石英（冰长石）网脉带（矿体）、黄铁矿蒙脱石化带和青磐岩化带（绢云母化、绿泥石化和碳酸盐化）（彭晓明等，2004）[4]。
3.5成矿分析
根据地质特征研究，可将该矿床成矿作用分为两个主要阶段：火山热泉阶段和热液阶段，其中热泉阶段是主要的矿体蚀变期，而热液阶段是金矿体的主要成矿阶段，在硅质岩缝隙中网脉状填充着形成的含金石英，其中矿石与安山岩、流纹岩以及石英岩的组成模式相同，说明该矿床成矿物质模式与火山岩体有关[5]。
四、成矿时代及矿床成因分析
Hedenquist等（2000）对全球浅成低温热液型金矿进行了总结，认为产于环太平洋岛弧带的浅成低温热液型金矿在成因上与太平洋板块的俯冲作用有关[6]。
4.1大地构造背景和控矿构造
浅成低温热液型金矿床主要形成于板块俯冲带上盘大陆边缘及岛弧的岩浆弧和弧后张裂带[7-8]。从世界范围及我国浅成低温热液型金矿床的地域分布及目前的研究成果来看，该类金矿床主要集中产在3个巨型成矿域：环太平洋成矿域、地中海-喜马拉雅成矿域和古亚洲成矿域[9]。通过分析这些地区产出的金矿床（体），发现此类矿床（体）几乎都受到与火山作用有关的构造控制，尤其是受古火山口、火山角砾岩筒及与火山机构有关的断裂控制[10]。该矿床矿体的产出受区域断裂构造控制，通常情况下，区域性断裂及或沙坑环状断裂交汇处是非常有利的找矿部位。该区域控矿构造中矿体多形成与断裂构造部位，矿体切壳深大断裂为区域内矿床来源提供了引导性作用，在岩浆岩热液侵入及其后来的岩浆活动对该矿床共同影响，并在深大断裂构造中形成了可供开采的工业矿体[11]。
nlc202309031016
4.2成矿时代
近年来，对浅成低温热液型金矿床的研究一直在进行，就其形成时代主要認为受到矿床地质构造环境控制，对已发现的此类矿床进行研究，其多数成矿于中生代白垩纪，以新生代为主。随着我国西天山地区阿西金矿体的发现，在西天山-北山一带先后发现许多在古生代形成的浅成低温热液型金矿，其更加丰富了对此类型矿床的研究。经过多数专家学者研究，认为浅成低温型金矿形成的地质深度较浅，并且在地层隆起部位形成较多[12]。
4.3浅成低温热液金矿床成矿机理
据地质学家近年来的研究，其普遍认为浅成低温热液型金矿床的硫化物构造存在明显差异，高硫化物矿体一般为板块垂直俯冲形成，板块俯冲角度为中等倾角，形成速度也较大，主要为挤压俯冲或多曲扭压表现为主；而低硫化物多为斜向俯冲形成，其倾覆角度较大，比高硫化型矿床的聚合速度慢，大多为中性区域应力表现。根据多种文献研究发现[13]，该区域内地质构造为金矿床的控矿及成矿环境提供了有利条件，而构造后期升级运动对矿床形成产生了巨大的影响。
参考文献：
[1]鄢云飞，谭俊，李闫华，阮诗昆.中国浅成低温热液型金矿床地质特征及研究现状[J]，资源环境与工程，2012.
[2]祁进平，陈衍景.东北地区浅成低温热液矿床的地质特征和构造背景[J].地质与资源，2013.
[3]林锦富，解庆林，席小平，等.新疆双峰山火山岩型金矿床地质特征[J].地质论评，1999.45（增刊）：1099--1104
[4]彭晓明，莫江平，郦今敖，等.新疆哈尔里克双峰山浅成低温热液金矿床的地质特征与成矿模式[J].矿床地质，2004.23（1）：101～106.
[5]刘家远.新疆北部陆相火山型金矿床的主要特征[J].黄金地质，2001.7（3）：1～8.
[6]席小平.双峰山金矿床地质特征及成因探讨[J].矿产与地质，1999.13（1）：28～33.
[7]应汉龙.浅成低温热液金矿的全球背景[J].贵金属地质，1999，8（4）：241-250.
[8]毛景文，李晓峰，张作衡，等.中国东部中生代浅成热液金矿的类型、特征及其地球动力学背景[J].高校地质学报，2003，9（4）：620-637.
[9]陈根文，夏斌，肖振字等.浅成低温热液矿床特征及在我国的找矿方向[J].地质与资源，2001，10（3）：165-171.
[10]刘连登，陈国华，吴国学.我国浅成热液金矿的分类探讨[J].长春科技大学学报，1999，29（3）：222-226.
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[12]张德会.浅成热液成矿系统模型研究评述[J].地球科学进展，1996，11（6）：563-568.
[13]林宝钦.中国东部冰长石-绢云母型低温浅成热液金矿[J].贵金属地质.1992，1（4）：199-206.
矿床成因论文 第4篇
关键词：金矿矿床,地质特征,矿床成因研究
泥堡金矿区坐落在贵州省普安县的楼下镇, 在滇东高原和黔中山原中间的斜坡地段, 是黔西地区矿区的组成之一。从地壳的构成上看, 其位于扬子陆块内;从岩浆的分布上看, 其属于峨眉山外的凝灰岩分布区。泥堡矿区的矿场规模非常大, 并且其矿藏的分布受到一定的控制, 因此泥堡矿区有着很多的特点, 比如矿藏的来源、含金构架、矿区环境等, 对这些因素进行相关的研究, 对于研究泥堡矿区的成因有着很大的帮助。
1 金矿矿区的地质特征
泥堡矿区的内部构造主要以褶皱和断层为主, 形成变形比较强烈的矿区框架, 从地层的分布上看, 主要有NE向断层和二龙抢宝背斜。矿区裸露在地表之上的地层主要有龙潭组、峨眉山玄武岩组和中二叠统茅口组, 在矿区的南部边缘还有中山叠统关岭组。矿区的矿层分布主要是层状的分布, 其中以凝灰岩为主, 透镜状的岩层主要分布在岩层中间, 呈现多层的分布状态。从矿石的成分以及结构上看, 主要有生物碎屑结构、泥晶结构、凝灰结构等, 矿石的构造主要有脉状构造、块状构造、层状构造等。泥堡矿区中的矿石主要有自然金、雄黄、白云石、萤石、毒砂、方解石等, 其岩石的侵蚀发生较为简单, 主要是由于其围岩发生了蚀变, 比如硅化、毒砂化等。
2 金矿矿区的地质条件分析
1) 金矿矿区的构造。从大陆板块的组成上看, 扬子板块的边缘存在着凹陷, 再加上周边陆地板块的活动, 使得我国的金矿呈现微浸染式的分布, 泥堡矿区所在的板块是其中最重要的褶皱带, 在这个地区中涵盖了我国大部分的大型金矿区。泥堡矿区所在的、大陆板块处在一个三角地带, 这个地带受到一些断裂所控制, 虽然地幔已经不再活动, 但是其残留在地壳底部的部分残留还是会涌动岩浆上涌, 并且释放出大量的热量, 这些热量加热了地下水, 为其萃取岩石中的金元素打下了良好的温度基础。
2) 矿区的岩浆岩石。二叠系茅口晚期, 在这个时候的峨眉山发生了大规模的火山分发, 其喷发出的岩石大部分是玄武岩, 使得贵州省的大部分地区都被玄武岩所覆盖, 这些厚度的分布都是不均匀的, 覆盖了凝灰岩的地区被称作凝灰岩分布区。泥堡金矿就位于在凝灰岩分布区的东部边缘, 因此这个地区也是泥堡矿区含金元素最多的矿区。相关的研究专家对这些岩石进行了检验, 发现该地区矿物质的含金量普遍高于贵州省的其他地区, 并且也要高于同地段其他地壳中的金元素含量, 从这个数据上可以看出, 凝灰岩地带的火山喷发是泥堡矿区金矿形成的重要原因, 峨眉山玄武岩的喷发为该地区的金矿形成提供了丰富的矿物质基础。将凝灰岩中的矿物成分与峨眉山玄武岩中的成分进行对比发现, 两组岩石中含有的金属元素相似, 这也证明了泥堡地区的金元素是来自于峨眉山玄武岩的火山喷发。
3) 矿区的地层特点。在泥堡金矿内的地城分布中, 有很多层都含有矿物质, 这些层面或是呈现层状分布, 或是呈现透镜状的状态分布。这些层面中的矿岩分布状态较为复杂, 其岩层的厚度、抗压强度、孔隙、渗透性等都尽不相同, 在地壳构造力的不同作用和热度侵蚀的影响下, 其地层的相关物理、化学性质也存在着很多不同的特点, 从成矿的作用上看, 分别起着导矿、容矿、封矿等作用, 共同组成了矿床的构造体系, 即矿液的移动、聚集、封闭。正是由于地层中的岩浆物理性质不同, 在构造力的相互作用下, 岩层之间发生不同性质的岩间破碎, 并且在一些断裂的作用下, 增强了岩液在不同岩层之间的流动性。岩液的流动使得含金构架中的矿物成分不断的过滤, 尽金属元素被留下并且聚集到一起, 沉淀。地层中的断裂分析也为矿物质的沉积创建了一个良好的环境。
4) 矿区的沉积环境。从时间上看, 在泥盆纪和早二叠世这个时间范围内的黔西南地区的地壳板块是相对比较稳定的, 到了中二叠的世纪末尾, 峨眉山地幔地柱开始活动, 地壳慢慢的向地表涌动, 使得大面积的峨眉山玄武岩产生爆发, 大量的玄武岩岩浆形成的南北分布的地表分局格局, 岩浆的沉积自西向东, 随着海陆的变换不断的增多, 最后演变成为了海相环境。由于多次爆发使得这个地区的断裂层变得活跃起来, 岩浆在不断的流动和沉积, 从而形成了泥堡金矿矿区。
5) 燕山期的构造。泥堡金矿的最终形成是在燕山时期, 在燕山时期的地壳构造形成了该地区的断裂, 这些断裂和褶皱决定了矿床的主要位置, 并且也为矿体的形成提供了空间。二龙抢宝背斜是泥堡矿区主要的矿区构造, 在构造的作用下, 地壳发生了断裂, 使得岩层之间发生了变形, 让热岩更好的流通, 从而让矿区更好的形成。
3 矿区的成因探索
在早二叠世茅口时期的时期末, 峨眉山玄武岩发生大规模的爆发, 随着其喷发, 给该地区带来了大量的玄武岩和较多的凝灰物质, 这些物质落在的茅口组的岩溶面上, 与岩石并没有较好的融合, 因此使得含有大量金的凝灰岩沉积下来, 与龙潭组共同组成了泥堡金矿的含金框架, 但是在这一时期, 除了金元素之外的其他元素还处于非常分散的状态, 虽然矿质的含量非常丰富, 但是并没有达到成矿的条件。在二叠纪末到燕山时期过渡的这个时期, 峨眉山的地幔热柱开始慢慢的活动, 虽然其活动并不强, 但是仍然导致了有部分的地幔留在了地壳的地步, 使得在这个时期泥堡地区的矿山热度差生异常的现象。在地幔的活动下, 岩石的沉积物不断的争夺, 再加上岩石的脱水, 使得该地区的水循环发生热异常, 在循环中岩石中的金元素被大量的萃取出来, 并且形成了金属化合物, 比如金流络合物等形成的热液。在燕山时期, 峨眉山地区的地幔热柱在此发生了剧烈的移动, 使得泥堡地区的地面发生了大量的断裂, 在这个因素的影响下, 地层中相对稳定的热液结构被破坏, 热液在地壳构造力的作用下向断裂的低压地带流动, 并且在框架构造薄弱的地方形成了聚集, 金元素随着这些硫化物一起沉淀下来, 从而形成了金矿矿床。
4 结语
泥堡矿区的构成有着重要的研究价值, 对于矿区的开采有着很大的帮助。在对矿区进行构造分析时, 要从矿区的形成时间来看, 分析矿区在各个时期内的形成状态, 确定矿区在不同时间的形成状态。加强对于矿区形成原因的分析, 为矿区的开采打下基础。
参考文献
[1]陈有能, 韩志华, 王祁.贵州普安县泥堡金矿区某些矿床地质特征及找矿方向探讨[J].贵州地质, 2008.
[2]孙军, 聂爱国, 黄思涵, 付斌, 陈世伟.贵州泥堡金矿床成矿地质条件研究[J].贵州大学学报 (自然科学版) , 2012.
山东焦家金矿矿床成因及成矿模式 第5篇
山东焦家金矿矿床成因及成矿模式
胶东矿集区是我国金矿资源的主要密集区,重点解剖焦家金矿有助于深化对区域同类矿床的成因认识.文章从矿床地质、矿床地球化学、稀土元素地球化学、同位素地球化学、成矿流体以及成矿构造环境等几个方面对该矿床进行了研究,在上述的.基础上探讨了焦家金矿的矿床成因模式,认为华北板块与华南板块碰撞的后造山作用引起的构造转折,导致地壳拉张,深部物质上涌,在有利的部位大规模成矿.
作 者：赵鹏V 顾雪祥 邓小华 ZHAO Peng-yun GU Xue-xiang DENG Xiao-hua 作者单位：中国地质大学,北京,100083刊 名：地质与勘探 ISTIC PKU英文刊名：GEOLOGY AND PROSPECTING年，卷(期)：43(4)分类号：P618.51关键词：成矿物质来源 成矿流体 成矿模式 焦家金矿 碰撞造山带
矿床成因论文 第6篇
关键词：浸入巖体 金矿床 成因 时间 流体 物质
中图分类号：P62 文献标识码：A 文章编号：1674-098X（2014）10（c）-0071-01
金矿床是金矿的主要类型，其中，金矿主要赋存在浸入岩体中的金矿床里，在传统的浸入岩体中金矿床成因的研究中，往往将岩浆热液成因作为金矿床的研究，但是，随着近几年金矿和的研究发展，针对浸入岩体中金矿床的成因研究，需要综合考虑相关因素，如成岩成矿的时间、物质、流体等因素，该文则从成岩成矿时间、成矿流体及成矿物质等三个方面进行浸入岩体中金矿床成因的研究。
1 成岩成矿时间分析
由于赋存金矿床的浸入岩类型多种多样，并且其形成于各时代，早在太古宙时代，就有金矿床成矿，据资料表明，在岩体形成时代，就有K—Ar，，Rb—Sr，U—Pb，Sm—Nd等多种同位素方法进行了研究，研究表明：若对同一岩体采用不同的方法，其获得的年龄将会有较大的差异，例如用角闪石Ar—Ar法测得岩体形成的年龄为326 Ma，K—Ar年龄为126Ma等[2]，由此可知，根据同位素方法，成岩与成矿之间存在一定的时差，其时差有大有小，有的时差为几十年、几百年，而有的成矿时差为几千年。分析某一地去的成岩成矿，由于金矿的形成通常与地壳的运动有关，这就要求在研究某一个地区的金矿成矿需要以某一时代为主，例如对我国东部金矿的监测研究，由于我国东部金矿大多在晚古、中生代形成，若赋予矿体岩的时间越长，其成矿时代就越长，而成矿时差就越大，因此，成岩成矿的时代与时差是影响浸入岩体金矿成因的主要因素，其打破了传统岩浆热液成因的说法，在长期的时间差中，岩浆将不存在热液的情况，其早已凝固冷却，所以，金矿床的成因与岩浆热液成因无关。
2 成矿流体
根据当前的现状来看，成矿流体作为金矿床成因的主要依据，虽然成矿流体来源的确定方法是单一的，但是，其可以作为金矿床的唯一判断依据。例如岩体中金矿床成矿流来源的判别，在不考虑成岩成矿的时代与时差的情况下，其可以采用简单的流体图解的方式进行，即将投影点位于岩浆水区的作为岩浆热液，若投影点落在岩浆水区域左侧，则需要以岩浆水为主，但其有雨水混入;若投影点落在岩浆水区域之外则一概视为岩浆水，但是对于这样的判别，若将岩体中的金矿床认为是岩浆热液矿床，则不可行。因此，针对成矿流体来源的确定，应从成矿流体的成分及流体性质来分析，分析岩浆热液、大气水与岩体作用形成的成矿流体等因素，虽然两者的来源阶段有所不同，即前者主要是岩浆直接给予，而后者主要是大气水环流中获取的岩体，在一定条件下，大气水与岩石相互作用可以通过同位素方法演化到岩浆水中的氢（H）、氧（O）等同位素组成特征，然而，对于流体中碳（C）、硫（S）同位素特征，虽然其受物理、化学等条件的限制，但其存在相似的演化机制，因此，成矿流体中的成分特征和性质都有相似性，所以，针对这种情况，在研究浸入岩体中金矿床成因中，应充分考虑金矿与岩体的时间关系。另外，需要注意的是：即使浸入岩体很大，但金矿床与岩体之间还是存在时间差，在脉矿形成过程中，由于岩浆热液的分异作用已停止，其主要原因是花岗岩已凝固冷却，由此可知，岩浆热液成矿是不可能的，并且大多数金矿都赋存于岩体韧性剪切带中，由于岩体与金矿可以进行一次构造活动，在强烈的构造活动中，将会形成金矿，所以，成矿流体是由于大气水与岩体相互作用而形成的，而不是岩浆热液成因。
3 成矿物质
由于成矿物质既来自岩体，也来自岩体围岩及岩体深部，当岩体形成后，在地质作用下，受大气降水受热环流的影响，通过萃取的方式，岩体中将会形成矿流体，并且重要的构造部位将会沉淀成矿。由于浸入岩体在强烈的构造运动中容易发生断裂断隙现象，这给水的大规模循环提供了便利，因此，在成矿过程中，若采用萃取的方式，则可以获得更多的成矿组分。据资料表明，在20世纪80年代，美国对地表的大气降水进行了研究，在地壳12～15 km处或更深处，地表的大气降水在地壳深部都发生过大规模的移动，并且其移动的距离达到几百只千公里以上[2]。
另外，由于成矿物质来源的研究本身存在一定的困难，虽然当前主要采用多种同位素方法来解决浸入岩体中金矿床的物质来源问题，如Rb—Sr同位素、REE等方法，但是，从金的角度来说，由于金属于单同位素，这些方法属于间接性的方式，其不能直接解决成矿物质的来源，即使采用其他辅助方法来解决金矿床成矿物质的来源问题，但这在很大程度上增加了问题的难度，因此，分析金的成矿物质来源，加强金的淋滤实验，并注重金原生晕的分布规律，将两个方法进一步进行优化，则可以有效解决金的成矿物质来源问题。例如对岩体内接触带的金矿，为了充分验证金的成矿物质主要来自赋矿岩体，不仅要进行铅、硅、惚等多种同位素失踪技术，还需要进行REE配分模式，对岩体进行金的淋滤实验，从而证明成矿物质主要是在大气降水作用下因岩体发生活化和迁移而形成矿。
4 成因讨论
通过对浸入岩体中的金矿与岩体之间的时间差、成矿流体来源及成矿物质来源进行分析，可以知道金矿与岩体存在较大的时间差，金矿的成矿流体主要来自于大气降水与岩体相互作用而形成的，而金矿的成矿物质主要来自于岩土或岩体深部来源。为了进一步研究金矿床的成因，从金的地球化学性质来分析，根据化学的知识可知，金属于IB族元素，由于金常以原子状态赋存与地表中，但金在各种岩浆中的含量却很低，并且金与地壳的丰度值一般在4×10-7～8×10-9之间，因此，对于原始岩浆来说，其难以形成岩浆型金矿床，只有岩浆形成伴生金矿，在岩体形成后大规模流体的活化迁移下，岩体中的金才能形成金矿床。另外，从金的化学形式来分析，由于金的化学性质为惰性，但是，从地球化学性质来看，金属于一种活泼的元素，在成矿过程中，其可以形成多种络合物，如氯、硫、砷、锑、蹄、CH和OH等，即使在高温、低pH条件下，这些络合物都容易活化、迁移和富集成矿，由此可知，在岩体形成后的后期地质作用下去，金可以使岩体中的流体发生活化、迁移和富集成矿。
5 结语
通过分析浸入岩体中金矿床的成因，可以发现金矿床并不是岩浆热液成因，其主要有成岩成矿的时间差、成矿流体及成矿物质等因素。
参考文献
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[4] 肖晓林.青海松树南沟金矿矿床成因成矿预测及选矿关键技术研究[D].成都理工大学，2013.
矿床成因论文 第7篇
流沙山钼矿区属低山丘陵地形, 平均海拔2 580m, 相对高差一般在20m~40m, 区内属典型大陆性气候, 根据气象资料记载, 每年10月-翌年3月为干旱期, 年平均气温在8.3℃, 最低气温零下28℃, 高温干热期在5月~9月间, 最高气温40℃, 日温差一般10℃~20℃, 最大日温差可达30℃, 年平均降水量为50mm~80mm, 蒸发量3 000m~4 000mm, 蒸发量是年降雨量的50倍~60倍, 终年多西北风和西风, 风力一般4级~5级, 最大风力10级, 7级以上的大风、沙尘天气约30天, 该区具有干旱、高温、严寒、多风、日温差大的特点, 偶有沙尘暴。
工作区内地表无径流, 亦无常年地表水体, 生产生活用水靠矿区65km的呼噜古特机井供给, 饮用水由嘉峪关靠车运送, 属严重缺水区。
平均无霜期120天~140天, 最大冻土层深度为1.23m。根据《中国地震动参数区划图》该区地震动峰值加速度值为0.05g, 对照烈度Ⅵ度。
当地矿产资源较丰富, 主要矿种有铁、金、铅、锌、煤等, 该区属工农业经济欠发达地区, 以牧业为主;近年来矿业开发逐步兴起, 矿山主要有黑鹰山铁矿、马庄山金矿、老硐沟金矿等, 其它矿产地质工作程度低, 尚未利用。
近年来, 随着西部大开发, 政府积极引资开发当地矿产资源, 促进了生活的改善。矿业开发正逐步成为当地的支柱产业。
1 区域地质
区域地质现状:
按照《内蒙古区域地质志》的划分, 工作区属天山-内蒙古-兴安地槽褶皱区天山地槽褶皱系, Ⅱ级构造单元属北山晚华力西地槽褶皱带, Ⅲ级构造单元属狼娃山—白梁背斜的北翼, 黄泥滩—流沙山背斜倾伏端。
地层区划前中生代属塔里木—南疆地层大区, 中南天山—北天山地层区, 中天山—北山地层分区, 中天山—马鬃山地层小区;中新生代属天山地层区, 北天山地层分区。缺失中新元古界及下古生界地层。
出露的地层比较简单, 主要有石炭系下统白山组 (C1b) 、中生界侏罗系上统赤金堡组 (J3ch) 、新生界第三系上新统苦泉组 (N2k) 及第四系 (见区域地层简表1) 。
2 矿区岩浆岩特征
岩浆岩:
矿区侵入岩发育, 出露面积占测区的80%, 主要有华力西中期闪长岩 (δ42-1) 、石英闪长岩 (δO42-2) 与石英二长闪长岩 (ηδO42-2) 、花岗闪长岩 (γδ42-2) 、显微文象花岗岩 (Wsγ42-3) 和华力西晚期的花岗岩 (γ43) 及脉岩。
华力西中期侵入岩:
1) 闪长岩 (δ42-1)
出露于矿区中部, 经钻探证实, 该岩体呈残留体 (顶盖) 产出。岩石呈灰、暗灰绿色, 细粒结构, 似斑状结构, 块状构造。矿物成分主要为斜长石60%, 黑云母30%, 石英<5%、岩石受后期热液影响, 在接触带附近局部出现角岩化特征, 蚀变主要为黑云母化、硅化、绿泥石化及次闪石化。局部含钼石英脉发育地段可形成工业矿体。
2) 石英闪长岩 (δO42-2) 与石英二长闪长岩 (ηδO42-2)
分布较为广泛, 前者呈浅灰、灰绿色, 中细粒花岗结构、似斑状结构, 块状构造。
矿物成分:半自形柱形、板状斜长石40%~55%, 它形粒状石英10%~5%, 钾长石5%~10%, 角闪石5%~5%, 黑云母5%~5%, 副矿物为磁铁矿、锆石、屑石、磷石等。蚀变主要为混杂岩化, 绿泥石化、黑云母化等。
石英闪长岩中钾长石含量明显增多达7-20%时, 逐渐过渡为淡红色石英二长岩。
二者之间无论在岩石结构或其矿物成分上均无明显差别, 但在宏观上往往可根据色调不同而区分开来。
另在1:2000测区内以南1427钼矿化点附近, 由于石英含量增多可见石英闪长岩相变为花岗闪长岩 (γδ42-2) 的现象。
3) 花岗闪长岩 (γδ42-2)
浅灰色, 中细粒花岗结构, 块状构造。矿物成分:斜长石35%~55%, 钾长石5%~10%, 石英20%~30%, 黑云母5%~5%, 角闪石5%~5%, 副矿物为磁铁矿、钛铁矿、白钛石、屑石、磷灰石等。
斜长石呈半自形板柱状, 部分具正环带构造, 中心偏基性, 常发生泥化。黝帘石化, 边缘偏酸性, 具轻微泥化和绢云母化。
角闪石呈明显的黑云母化, 常被微细的黑云母鳞片状集合体所取代。有的呈残晶状, 大部分以假象存在。钾长石呈它形, 以条纹长石为主。表明具轻微高岭土化, 边缘含有显微状石英。石英呈它形粒状, 粒度大小悬殊, 在0.014mm~1.04mm之间, 常产于斜长石间隙, 并交代斜长石和角闪石, 新生矿物为石英、黑云母、钾长石、绿泥石。
花岗闪长岩是1:2000测区内最为发育的岩浆岩, 呈岩株产出, 是主要成矿母岩之一, 亦是钼矿体的主要赋存部位, 其内发育有石英大脉、细脉、线脉, 局部地段见有浸染状辉钼矿。岩体中局部见英安岩 (ζ) 呈捕虏体、残留体形态出现。
岩体蚀变以硅化、黑云母化为主, 局部见混染岩化、钾长石化, 在岩体的边缘部位发育有绿泥石化、绿帘石化、碳酸盐化。硅化与钼矿关系尤为密切。
4) 黑云母二长花岗岩 (biηγO42-2) :呈岩基产出, 矿区西部见大片出露。
它与白山组火山岩以及石英闪长岩、花岗闪长岩等均呈侵入接触。岩石呈浅灰、肉红色, 中粗粒花岗结构, 似斑状结构, 块状构造, 矿物成分主要为钾长石25%~40%, 斜长石25%~37%, 石英20%~28%, 其次为黑云母5%~10%, 副矿物为磁铁矿、屑石、磷灰石、锆石、褐帘石等。岩体的边缘相发育硅化、黑云母化等蚀变。
该岩体酸度大, 碱质量较高, Mo元素平均丰度值比一般酸性岩高7倍~8倍, 经钻探证实深部黑云母二长花岗岩有含钼石英脉及星散状辉钼矿存在;钼矿体的产状往往受黑云母二长花岗岩与花岗闪长岩接触面产状制约;从流沙山钼矿床的1427钼矿化点均发育在该岩体的前凸有利部位等因素判断, 认为该岩体亦是钼矿床的成矿物质来源之一。
3 华力西晚期侵入岩
花岗岩 (γ43) 仅见于矿区东部, 呈小岩株产出, 分布面积很小, 岩性单一, 与区域上所见肉红色花岗岩为同一岩体。
岩性为肉红色, 具中—细粒花岗结构, 矿物粒度d=0.3-4.5mm。
矿物组成:斜长石为更长石, 半自形板状, 个别具环带结构, 具绢云母、绿帘石化、钠长石化, 含量23%;条纹长石半自形—自形板状, 具泥化, 含量37%;石英它形—半自形粒状, 含量30%;黑云母自形片状, 具绿泥石化, 含量小于5%。
4 脉岩
矿区脉岩发育, 以中酸性为主, 展布方向大体上与区域构造线方向一致, 多数呈北西向, 少数呈北东或近南北向。
1) 闪长玢岩脉 (δμ) :是矿区较为发育的脉岩之一, 一般长数10m, 最长达三百余米, 宽数10cm, 个别宽度达2m以上, 常沿一个方向成带状断续出露;
2) 石英闪长玢岩脉 (δOμ) 及花岗斑岩脉 (γπ) :零星分布, 规模小, 一般长几米~数十米, 宽几十厘米~数米;
3) 石英脉:在1:2000地质图测区范围内分布最广泛, 按出露宽度有大脉和细脉之分, 前者一般长20m~30m, 宽数10cm, 产出形态较简单, 以脉状、透镜状为主, 后者一般长1m~2m, 宽度小于1厘米, 形态变化较大, 常以单脉、复脉或网脉出现, 无论大脉或细脉中常含辉钼矿及钼钙矿;
4) 矿床成因研究分析
根据矿床特征及矿物共生组合, 认为该矿床主要成矿作用为高—中温热液期。其成矿矿浆活动又具有明显的连续性和多阶段性, 按矿化作用的主次和形成时间的先后, 将成矿作用进一步划分为两期 (主体成矿期和补充成矿期) 五阶段简述如下。
4.1 第一成矿期 (主题期)
本期为斑岩成矿期。矿化元素主要来源于花岗闪长岩, 该杂岩体既是成矿母岩又是矿化的围岩, 其成矿方式主要是岩浆期后高温热液形成的浸染状或细脉浸染状矿化。
本期分为两个矿化阶段:
1) 黑云母石英辉钼矿化阶段
矿化特征是石英呈灰—灰白色, 黑云母是普遍存在的标型矿物, 它常组成石英脉壁对称条带状镶边, 厚0.2cm~2cm, 脉中辉钼矿晶体粗大, 呈板状、叶片状, 一般在0.52mm~1.30mm, 辉钼矿多富集于石英脉两侧与围岩接触地段或脉体膨大弯曲部位, 在脉侧围岩中可见浸染状辉钼矿化。
2) 石英辉钼矿黄铁矿矿化阶段
石英呈灰—灰白色, 细—隐晶质结构, 黑云母呈细小鳞片状分布于石英脉中或脉壁, 辉钼矿呈细小鳞片状或粒状, 与黄铁矿共生。黄铁矿呈粒状、薄膜状, 局部呈细脉充填于岩石裂隙或与石英呈脉状产出。可明显见到本阶段矿脉切割上阶段含钼石英脉的现象。
第一成矿期是主要成矿阶段, 该期矿化基本上奠定了流沙山钼矿床的雏形规模。
4.2 第二成矿期 (补充期)
1) 本期是高—中低温热液期, 或称之矿化叠加富集期
该期成矿母岩为黑云母二长花岗岩, 钼矿化富集于显微文象花岗岩或叠加富化于外接触带花岗岩杂岩体中, 可进一步分为以下三个阶段。
2) 高温热液辉钼矿化阶段
由于黑云母二长花岗岩分异作用不断进行, 在它所派生的显微文象花岗岩内, 挥发分级含钼热液在岩体顶部逐渐富集, 部分矿液逃逸到围岩中形成了浸染状辉钼矿化和含钼石英细脉、网脉等。
而在显微文象花岗岩中下部及正长伟晶岩、乳白色石英脉 (或称钾长石、石英块体带) 中形成微弱的辉钼矿化。
3) 绢云母石英辉钼矿白钨矿阶段
石英呈灰—灰白色, 绢云母呈细小鳞片状分布于石英脉两侧, 有时比较明显。
其矿物共生组合有白钨矿、自然金、辉铜银矿、辉钼矿、萤石、磷灰石等。
该矿化阶段半生有益元素的种类较上述三个阶段均多, 其成矿温度略低, 为中温热液。
4) 碳酸盐—硫酸盐阶段
本阶段是成矿作用的尾声, 从成矿的角度而言, 无实际意义, 但反映出矿物的沉淀, 是从高温—低温, 是按硅酸盐、氧化物、硫化物—碳酸盐, 硫酸盐的晶出次序进行的。
5) 表生作用期
在长期地表氧化作用下, 辉钼矿往往被钼钙矿、钼华以及微量钼铅矿取代, 呈其假象或残晶。该矿床次生氧化富集带极不发育。
参考文献
[1]阿拉善盟矿产资源勘查开发基本情况.阿拉善盟:国土资源局:7:23-24.
[2]王守光, 赵文涛.1990内蒙古北山_阿拉善地区重要成矿带成矿地质特征及找矿潜力分析[J].西部资源, 36 (4) :55-57.
变质矿床成因分类的讨论 第8篇
1 受变质矿床
受变质矿床是指原来已经形成的矿床在区域变质作用的影响和改造下, 形成了新的矿床, 原来的矿床则与区域变质作用无关。之前, 人们把这类矿床统称为变质矿床, 后来为了便于区分并使其描述更加符合客观实际, 将这类矿床称为受变质矿床。受变质矿床受区域变质作用的绿片岩相、角闪岩相至麻粒岩相等不同变质程度的影响, 比如硅铁建造中的铁矿, 随着变质程度的不断加深, 矿石矿物出现了由细、中至粗粒的变化, 粒状体还会出现优选方位。在变化过程中, 矿体会受到变质变形作用的影响, 进而产生褶皱、收缩、膨胀、拉长、尖灭等现象。虽然如此, 但是总体地质特征并不会出现较大变化, 不同区域变质程度的变质印记基本上也能够保存下来。受变质矿床可进一步划分为五个亚类:受变质硅铁质建造沉积矿床主要以条带状铁矿为主, 在某些情况下会有锰矿伴生, 主要为沉积矿床, 在世界范围内的分布非常广泛, 我国辽宁鞍山市、安徽霍邱就分布有铁矿床, 以贫铁矿为主;受变质条带状硅铁质建造火山—沉积矿床的形成与火山—沉积作用相关, 以铁矿床为主, 含矿层位较多, 在条带硅铁建造中有时会有金矿床伴生;受变质其他含扩建造沉积和火山—沉积矿床有着较多的矿种类别, 含矿层位与碳酸盐岩有着密切联系, 常见的金属矿床有铁、铜、锰、钒等, 非金属矿床有硫铁矿、磷矿、滑石矿等;受变质火成岩改造矿床又分为变质基性火山岩—中基性岩有关矿床、变质浅成酸性斑岩一中酸性岩—基性火山岩有关矿床两个亚类;受变质细碧角斑质火山喷发沉积矿床的典型代表为云南大红山铁铜矿床和甘肃白银厂铜、银、铅锌等矿床。
2 区域变质作用变成的矿质类型
区域变质作用变成的矿床主要是矿源层在不同温度、压力条件下, 受区域变质作用的重结晶、聚合结晶作用、重组合作用、变质热液交代作用的影响而形成的变质矿床, 其最主要的特点就是组成矿床的单一变质矿物或变质矿物组合属于同一变质相。区域变质作用变成的矿床可分为变质重结晶型、化学反应重组型、变质热液型三个亚类:石墨矿床是变质重结晶型最具代表性的矿床, 一些泥质沉积建造中含有一定数量的煤质、沥青质或是煤质和沥青质的混合物, 在区域变质作用下, 这些有机质就会发生变质重结晶, 进而形成完好的石墨;化学反应重组型的矿床以富铝变质矿物为主, 在特定的温压条件下, 矿物会出现两相或三相共存的现象, 当富铝变质矿物的总体品味和数量达到工业开采要求即可成为矿床;变质热液型矿床通常表现出一定的共性, 矿体基本上位于含矿建造内, 在矿体或围岩中能够见到不同蚀变矿物组合, 变质矿物一般有着明显和不明显的变质结构。
3 局部变质作用变成矿床
局部变质作用变成的矿床主要是由于局部结构构造的强烈活动引起的, 在局部变质作用下, 有时会与周围的化学物质发生作用, 进而形成矿床。接触交代夕卡岩矿床主要产于中、浅成侵入岩与化学活泼性较强的围岩接触带的围岩内, 距离接触带的范围在不超过400-500m内, 侵入岩体与围岩的接触形态和原岩的构造特征对矿床富集具有一定控制作用。局部接触热变质变成矿床主要以非金属矿床为主, 属于特定矿床, 较为常见的有石墨、红柱石、透辉石、硅灰石等。局部动力变质变成矿床产生于局部构造强烈的活动带上, 成矿热源部分由动力变质本身的侧压力转化而来, 矿体通常以雁形排列, 受构造控制明显。
4 受变质沉积—火山沉积变质热液叠加改造矿床类型
变质沉积—火山沉积矿床受叠加热液作用影响, 不少铜矿、铁矿、铅锌矿等就此形成和富集, 比如辽宁辽阳市弓长岭二矿区和鞍山市樱桃园条带状富铁矿的形成, 除了少数原生矿物外, 大部分富铁矿比如磁铁矿等与白云母、电气石、镁铁闪石、石榴子石、绿泥石等蚀变矿物伴生, 并存在蚀变分带现象。虽然很多学者认为受变质沉积—火山沉积变质热液叠加改造矿床是由原贫铁矿经过热液的改造变富而成, 但是对于热液的性质, 仍然存在较大的争议。
5 混合岩化作用形成矿床类型
混合岩化作用形成矿床又分为混合岩化再生交代型、混合岩化晚期热液型两个亚分类, 这类矿床是区域变质作用发展到一定阶段的特定产物。所谓区域变质作用, 我们可称之为是一个动力热事件, 区域热流不断升高, 活动带原岩建造中的岩层就会发生变质重结晶, 进而形成变质岩, 伴随着区域热流的进一步上升, 原岩会发生重新调整、交代、组合的现象, 最终改造转化为一种介于正常岩和岩浆岩之间的岩石, 这类岩石的成分不均匀, 形态丰富多样。
6 结语
本文对变质矿床成因分类的讨论主要是在以往材料的基础上并结合近年来新的研究成果总结出来的, 相信随着进一步深入的研究, 变质矿床成因分类会日趋完善, 成因分类标准也会逐步完成, 从而为促进普查找矿、合理判别和评价矿床规模和远景提供科学依据。
摘要：变质矿床是一种较为复杂的再造矿床, 其主要标志是在原有建造或矿源层中的有用组分重结晶重组, 或是在一定温压条件下固体与固体反应, 或是在流体参与下经过化学反应, 形成能够被工业所利用的新矿物集合体或组合。通过对前人变质矿床成因分类的研究方案做出改进, 本文将变质矿床成因分为五类, 下面就对其进行一一讨论。
关键词：变质矿床,区域变质,局部变质,混合岩化
参考文献
老银厂铅锌矿床成因分析 第9篇
老银厂铅锌矿位于滇东北的禄劝县城附近。滇东北是我国重要的成矿区, 特别是铅锌矿[1,2]。区内构造成带状展布, 且具有多期次、多阶段活动的特点。铅锌矿床分布与构造展布具有很好的一致性。文章在对老银厂铅锌矿地质环境、地质结构构造条件研究的基础上, 分析其形成演化机制, 为矿床的开发工作提供理论依据。
1 矿区地质条件
1.1 自然地理
矿区地处滇中高原北部, 金沙江支流普渡河东岸, 从山顶至河谷相对高差达2 530 m, 明显反映出深切割的中山侵蚀地貌特征。矿区地形险峻, 地势总体西高东低。自然坡度30°~70°, 局部94°。海拔高程2 075~2 700 m, 相对高差625 m。矿区所在地属亚热带高原季风气候, 雨旱两季明显, 一般6-10月为雨季, 降雨量占全年总降雨量的80%。11月到次年5月为旱季。年平均气温15.6℃, 最热月平均气温19.8℃, 最冷月平均气温7.7℃。冬季有霜冻。区内雨量充沛, 年均降雨量951.5 mm, 年均蒸发量1 548 mm。矿区植被不发育, 多为碳酸盐岩裸露区。在矿区范围内, 水系较发育, 有银厂沟小溪由南向北流经矿区东部, 向北交汇于基多小河, 汇入普渡河。
1.2 区域地质条件
该区大地构造位于杨子地台西部康滇古陆与昆明凹陷之间, 为缘过渡地带。构造线方向以南北向占主导地位, 断裂构造以近南北向为主, 其次为东西向, 如图1所示。岩浆活动在矿区内相对较发育, 见有石英脉沿北西向裂隙贯入;矿区外围见花岗岩岩体和长石质岩。
1.2.1 地层
该区地层出露不全, 由新到老可划分为二叠系上统峨眉山玄武岩和下统茅口组、栖霞组灰岩和梁山组石英砂岩, 与下伏寒武纪地层呈平行不整合接触。
寒武系下统为龙王庙组灰色厚层状白云质灰岩、沧浪铺组泥质粉砂岩、页岩和筇竹寺组薄至厚层状含云母细砂岩、粉砂岩。
震旦系上统可划分为灯影组灰、灰白色厚层状含磷白云质灰岩、白云岩、磷块岩和观音崖组砂岩、钙质页岩及条带状泥灰岩, 下统称为澄江组紫红色厚层状细砾岩、 (含砾) 粗粒长石石英砂岩。
中元古界被称为昆阳群, 区域内仅出露因民组, 分布于区域北部地区, 上部深灰色绢云板岩夹含砾不等粒砂岩, 中部紫灰色泥质绢云板岩。该套地层在区域内与其它地层均为断层接触。绢云板岩见于昆阳群因民组中上部, 岩石为显微鳞片粒状变晶结构、变余泥质结构, 板状构造。在板劈理面上有新生矿物绢云母出现, 含量3%~5%, 矿物共生组合白云母+ (石英) 。粉砂质板岩主要见于昆阳群因民组下部, 岩石具变余含泥质粉砂结构, 板状构造。板劈理面上偶见新生矿物绢云母出现, 含量约1%~2%, 板劈理通常平行于成份层, 为顺层板劈理。据矿物共生组合、变余结构构造等特征, 昆阳群因民组的变质强度为低绿片岩相。变质作用类型, 属中浅层次的区域低温动力变质作用。变质作用时期应为晋宁期。
1.2.2 构造条件
(1) 褶皱。按褶皱性质及其形成时间大致可分为两类:一类为基底褶皱, 受变形地层为中元古界, 形成于中元古代末期, 构造线略呈东西向, 形成复式褶皱。另一为盖层褶皱, 受变形地层为震旦系—白垩系, 主要形成于白垩纪末期, 构造线近于南北, 多形成开阔平缓的向斜及较窄的背斜。前者在区域内多被断裂破坏, 残留一些近东西向的单斜构造, 单斜构造中发育一些挠曲和小褶皱。后者见于区域南部, 为一非常开阔平缓的向斜, 已接近于水平岩层构造, “核部”地层为寒武系、二叠系, “翼部”地层为震旦系, 地层倾角一般7°~10°, 局部为15°。
(2) 断裂。总体上为水平岩层构造, 在银厂沟西侧略向北西缓倾斜, 总的倾角5°~12°。从地貌上看, 于NNW方向横穿矿区的银厂沟, 地形西高东低, 银厂沟西侧多形成陡壁。从构造上看, 在银厂沟中第四系洪冲积层之下, 发育一条断裂。其证据为沟北东侧岩石中发育的一组小破碎带和节理, 破碎带宽0.3~0.5 m, 其走向N20°~35°W, 倾向SW, 倾角70°~80°。沟中发育断层的产状与地形地貌基本相同。在银厂沟西侧灰质白云岩中, 见一负地形, 呈北东走向, 倾南东, 倾角80°~90°。破碎带宽窄不均, 一般为1.5~3.0 m。带内岩石有不同程度的碎裂岩化、陡坎现象。断层的上盘 (北东侧) 为主矿体, 断层的下盘 (南西侧) 岩石完整性较好, 没见矿化, 为成矿、导矿断裂。银厂沟东侧构造发育不明显。但硅化、褐铁矿化、方解石化等蚀变现象较为明显。在矿区中部灰质白云岩中, 见破碎带2条, 呈北东走向, 倾向南东, 倾角15°~20°。破碎带宽窄不均, 一般为10~150 m。破碎带内为高品位的铅锌矿。从铅锌矿体多产于层间破碎带中的情况分析, 该破碎带为容矿构造, 后被断层错动, 形成一弧形。在矿区内, 岩石中普遍发育一组陡倾斜节理, 节理走向近东西, 倾角近于直立。另在区域西北部可见形成时间较晚的北西向断层, 区内延长大于1.5 km。
2 成矿机理分析
2.1 成因分析
研究区包含3个主要矿体:兴隆硐矿体、老硐矿体和新尖子矿体。
兴隆硐矿体和老硐矿体:在银厂沟西侧, 呈似层状或长透镜状产出, 厚度稳定, 有用组分分布较均匀, 与围岩接触界线清楚。按氧化程度划分, 矿石绝大部分属氧化矿, 局部可见少量混合矿石。矿石中有害成分较少, 伴生有益元素Ag, 局部达到综合评价标准。矿体主要受地层和构造控制, 属热液型铅锌矿。
新尖子矿体:位于银厂沟东侧, 呈北北西侵染状产出, 厚度较稳定, 有用组分从西向东呈渐变分布, 与围岩接触界线从西向东呈渐变消失。按氧化程度划分, 矿石绝大部分属为硫化矿, 局部可见氧化矿石。矿石中有害成分较少, 伴生有益元素Ag, 局部达到综合评价标准。矿体主要受地层和构造控制, 属热液型铅锌矿。
3个矿体成因:早期兴隆硐、老硐受断裂构造, 经过古地质水文溶蚀作用在兴隆硐、老硐位置处形成溶穴, 由于构造的影响、水溶作用和溶穴两盘的岩石不稳定, 最后发生重力垮塌, 垮塌下来的物质大部被水蚀带走, 少量的大块石散落在原地, 溶穴空间变大形成溶洞。溶洞为成矿提供了通道和富集场。由于雪山乡区域发生成矿构造断裂, 热液从构造断裂中涌出, 在于构造断裂连通的富集区、富集场富集, 形成矿体。新尖子矿体为富集区的边缘。
2.2 成矿构造断裂证据
F1断层在银厂沟只有西侧高程约2 125 m兴隆硐、老硐发现和东侧高程2 085 m的新尖子3处见矿化, 其他地方未发现沿走向方向的成矿建造的痕迹 (即矿化现象或烘烤现象) 。从地形上看, 银厂沟西侧高、东侧低;从兴隆硐、老硐和新尖子成矿位置高程看, 兴隆硐、老硐成矿高于新尖子矿体, 同地形一致。从新尖子成矿相对空间位置看, 新尖子矿体相对兴隆硐、老硐矿体, 更在银厂沟的下游。因此, 可以推断F1断裂的西盘上升, 东盘下降;西盘向南南西移动, 东盘向北北东移动。F1断裂晚已成矿建造, F1断裂错动成矿建造。F1不是成矿构造断裂。F2、F3断裂位于银厂沟西侧。F3断裂带内多见空隙, 少量碎裂岩组成, 未见热液改造的痕迹, F3不是成矿构造。因此, F2断裂是成矿构造。
3 矿床成因类型与找矿标志
3.1 成矿控制因素
老银厂铅锌矿体显著地受到了断裂构造和地层组合关系的影响。该铅锌矿体主要产出于层间破碎带中, 矿体产状与层间破碎带产状基本一致。矿体产于层间破碎带的中心部位, 远离矿体后, 构造破碎现象逐渐减弱。在矿体附近的围岩中, 见有铅锌矿呈细脉状沿构造破裂面分布。这些资料表明:层间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;该破碎带为容矿构造。
矿区地层主要为灯影组下段, 岩石类型为白云质灰岩、灰岩, 夹少量浅灰色白云岩。沿该地层走向, 见有较多的铅锌矿 (化) 体产出, 矿 (化) 体明显受该套地层控制。
由此可进一步推断, 该矿床的形成过程:①在构造作用下, 岩石发生破碎;②沿破碎带发生热液活动, 使围岩产生蚀变, 热液中成矿元素发生迁移富集;③在成矿有利的场所, 成矿物质发生沉淀, 形成具有工业意义的矿体。
老银厂铅锌矿严格受层间破碎带控制。沿破碎带具硅化、褐 (硫) 铁矿化、方解石化等, 围岩蚀变较明显。矿体呈似层状、透镜状产出, 其产状与层间破碎带产状一致。在矿体附近, 常有石英、方解石脉产出。混合矿矿石呈角砾状、浸染状、斑点状构造。上述特征, 反映出该矿床属热液型铅锌矿。
3.2 找矿标志
该区找矿标志可划分为直接找矿标志和间接找矿标志。
(1) 直接找矿标志主要有:铁帽、硫铁矿化、方解石化, 硅化。铅锌矿体氧化后, 在地表均出现铁帽。根据铁帽可以找到铅锌矿体。古人就可能是通过找到河沟中的褐铁矿转石, 进而找到峭壁上的原生矿体。硫铁矿多产于铅锌矿体或矿体附近, 常与方铅矿、闪锌矿、黄铜矿伴生, 是重要的找矿标志之一。方解石化、硅化主要发育于矿体夹石及矿体顶板、底板围岩中。硅化、方解石化较强地段, 往往预示着矿体的存在。
(2) 间接找矿标志有:层间破碎带、化探次生晕等。该区铅锌矿体产于层间破碎带中。在相邻地区, 铅锌矿体附近的围岩也具明显的构造破碎现象, 因此, 层间破碎带是较为重要的找矿标志。无论是本区还是邻区, 矿体上覆的残坡积层中均发现较为明显的铅锌异常。故铅锌次生晕是寻找该类矿床的重要标志之一。
4 结论
通过对老银厂铅锌矿床的成因分析, 得到了以下结论:①老银厂矿区的断裂为深部流体上升提供了有利的通道, 深部热液流体的上升又为铅锌矿体的形成提供了有利的地质条件;同时, 断裂也为矿质提供了储存空间, 并直接控制了矿体的形成和分布。②矿体位于当地侵蚀基准面和地下水位以上, 层间破碎带较为发育, 破碎带内富水性相对较强, 矿床充水的主要含水层富水性较强, 矿层顶、底板直接进水, 地形有利于地下水的自然疏干。
参考文献
[1]薛顺荣, 胡光道, 丁俊.成矿预测研究现状及发展趋势[J].云南地质, 2001, 20 (4) :411-416.
独山玉特征及矿床成因分析 第10篇
关键词：构造,岩浆岩,热液蚀变,成矿
独山玉, 简称独玉, 因其产于河南省南阳市北部独山而得名, 独玉开采历史悠久, 有文字记载的始于东汉。被列为中国四大名玉之一。因有部分玉料质地与翡翠相似, 故有东方翡翠之称。独玉的矿物成分较为独特, 玻璃光泽或油脂光泽, 质地细腻坚韧, 色泽鲜艳, 亮度及抛光性能好, 很适应工艺加工。现就多年的工作、研究结果作以介绍。
1 矿区地质背景
1.1 构造:
矿区及周边主体构造呈330°方向展布, 主体构造的基础上叠加有NE、NNE向的小断裂和褶皱, 显示本区多期活动的特点。
1.2 岩浆岩:
区内岩浆岩较为发育, 岩性从酸性岩-超基性岩, 时代从加里东期-燕山期均有出露, 其中华力西期岩浆活动最强烈。与成矿关系紧密的为加里东期基性-超基性侵入岩。
超基性岩体主要沿朱阳关-夏馆断裂带分布, 构成区域性基性-超基性岩带。岩体绝对年龄测定3.21-3.83亿年, 属加里东晚期。
2 独山辉长岩体地质特征
独山辉长岩体位于盆窑-季河基性-超基性岩体的中段西侧。出露的独山岩体系NNW-SSE向断裂抬升所致, 岩体呈椭圆形, 走向与断裂方向一致, 长2.5km, 宽0.7-1.2km, 面积2km2岩体西侧节理产状70°-110°, ∠45°-∠65°;东侧节理产状250°-270°, ∠55°-∠75°呈对称状。
2.1 岩石特征:
独山辉长岩体的岩石类型主要为次闪石化辉长岩, 其次为辉石岩、蛇纹石化斜辉橄榄岩、辉长闪长岩、后期脉岩以及在构造作用下形成的糜棱岩等。
次闪石化辉长岩:灰绿色, 变余辉长结构, 块状构造。主要矿物为普通辉石及基性斜长石, 二者含量近于相等, 副矿物有磁铁矿、榍石、磷灰石、磁黄铁矿等, 蚀变矿物有透闪石、阳起石、黝帘石等。
岩石受应力作用普遍具碎裂结构, 矿物破损重结晶现象明显, 次闪石部分呈针状、放射状集合体。主要矿物粒径一般3-8mm, 少量大于8mm或小于3mm。按照其粒度可分为中粒、中-粗粒、粗粒三个亚类, 相互之间呈渐变过渡关系。
辉石岩:断续分布于独山西南、东北坡。岩石呈黑绿-灰黑色。变余自形粒状结构, 块状构造。主要矿物为普通辉石 (85-95%) , 次要矿物为基性斜长石 (5-10%) , 副矿物磁铁矿、榍石。粒度一般为2-5mm, 部分为8-10mm。普通辉石多已次闪石化, 部分次闪石又被黑云母、绿泥石交代。该类岩石呈异离体和脉状产出, 前者一般粒度较粗, 并于次闪石化辉长岩呈突变接触关系。
蛇纹石化橄榄岩:零星分布, 岩石呈黑色, 细粒结构, 块状构造。主要成份中:橄榄石 (70%) 、斜方辉石 (25%) 、少量副矿物为磁铁矿, 粒度一般为0.5-1mm, 橄榄石呈浑圆状, 多被纤维状蛇纹石、滑石交代, 蛇纹石沿橄榄石裂纹分布具填充构造。辉石呈半自形柱状, 被纤维状蛇纹石交代, 少量被滑石、方解石交代。
辉长闪长岩:岩石为灰绿色、灰黑色。半自形-它形粒状结构。主要由普通角闪石 (55-60%) 、中-基性斜长石 (35-40%) 组成, 副矿物为榍石、磁铁矿等。
脉岩:区内脉岩发育, 种类有煌斑岩脉、辉石岩脉、闪长岩脉、透辉岩脉、长英岩脉, 石英脉、碳酸岩脉等。其中以煌斑岩脉为主。
糜棱岩:分布于岩体边部及岩体内次级断裂带内, 受构造作用影响不同原岩均有相应成分的糜棱岩, 岩石呈灰绿色, 糜棱结构, 片状构造, 眼球状构造。
2.2 岩石的蚀变特征:
伴随构造活动和脉岩的侵入, 岩石受变质热液和岩浆期后热液作用, 普遍发生变质作用。其种类和特征是:
2.2.1 次闪石化:
为矿区的最主要蚀变类型, 辉石普遍被柱状阳起石、透闪石交代, 但保留着辉石假象 (假象纤闪石) , 后期纤维状、针状次闪石进一步交代假象纤闪石、斜长石及脉岩中的原生角闪石。
2.2.2 钠黝帘石化:
在次闪石化的同时, 板条状斜长石被细小粒状“钠黝帘石“所交代, 以钠长石为主, 黝帘石、绿帘石次之, 斜黝帘石呈柱状晶体, 以α黝帘石分布较广, β黝帘石少量, 多分布在玉石中是玉石的主要成份之一。
蛇纹石化:为纤维状蛇纹石交代橄榄石并析出铁质, 蛇纹石化主要见于橄榄岩中。
绿泥石化:主要为绿泥石交代假象纤闪石, 部分绿泥石交代煌斑岩中的角闪石或黑云母, 与辉石岩、煌斑岩及构造活动有关。
2.3 岩体构造特征:
矿区发育有两条主要断裂, 分布于岩体西南、东北两侧, 控制着岩体的出露形态。
岩体中次级断裂发育, 常见有两组:NNW-SSE向, NEE-SWW向, 以前者为主, 断裂规模一般较小, 断裂带宽3-11m, 断裂面呈波状弯曲, 多继承原生构造, 早期充填脉岩常受挤压形成变晶糜棱岩。
岩体次级断裂下盘张节理发育, 节理面与断面倾向相反, 锐角相交, 多被玉脉充填, 形成雁行状排列的玉脉群。
岩体断裂构造主要发生在成矿前期, 对玉脉的产出有控制作用。成矿后构造活动一般较弱, 局部对玉脉有一定的破坏作用。
3 矿床特征
3.1 玉矿赋存条件:
a.岩石条件:玉矿主要赋存于次闪石化中粗粒辉长岩中, 而在糜棱岩, 糜棱岩化辉长岩中则少见。b.构造条件:玉矿产于独山中部的次闪石化辉长碎裂岩带之中上部位的次闪石化中粗粒辉长岩中, 受构造控制, 使玉脉有规律的分布。构造活动薄弱处较难形成有价值的玉脉。c.蚀变条件:玉矿形成与岩石蚀变关系密切, 受各种变质作用影响, 辉石次闪石化, 斜长石黝帘石化。黝帘石化强烈地段矿化较好, 反之玉脉较少。
3.2 玉脉分布规律:
玉脉主要分布在岩体东西两侧挤压破碎带内侧, 尤其在西坡分布相对最为密集, 形成玉脉密集带。
4 玉石特征
4.1 色泽:
独玉具平行色带, 一般是由2-3种以上色调组成多色玉, 单一色调玉料少见。其颜色变化随矿物成分的变化及色素离子的不同而变化。根据光谱分析及矿物测试结果, 其颜色产生的原因:绿色与Cr3+离子有关, 紫色与Fe3+离子有关, 黄色与Fe2+离子有关, 红色与T14+及Mn2+离子有关等。玉石颜色还与各种蚀变矿物有关, 且多为含水矿物。如绿色与铬云母, 透辉石, 绿泥石有关, 白色不透明的与黝帘石, 沸石有关, 透明的与拉长石有关, 紫色与金云母、榍石, 金红石有关, 青色与透辉石, 次闪石有关, 独玉的颜色具有相当的稳定性, 在自然状态下长久存放其色不减、不变。
独玉种类按不同颜色可分为红、黄、绿、白、青、紫、黑等七大类, 进一步可以分为几十个品种。各类玉石的共同特点是:质地细腻、致密坚硬, 粒度细或隐晶质、玻璃-油脂光泽、微透明-半透明。
4.2 玉石的成份:
独山玉的矿物含量因种类不同而异, 主要成分为斜长石、黝帘石、其次为含铬白云母、透辉石、钠长石、黑云母、绿帘石、阳起石等。根据岩石硅酸盐分析结果, 各类玉石化学成分变化不大, 可归属钙、铝硅酸盐类岩石。
根据扫描电镜观察, 独山玉具有的结构主要有碎裂结构、碎斑结构、熔蚀交代结构、交代残余结构、花岗变晶结构, 其次为针状变晶结构, 糜棱结构。
4.3 主要独山玉品种的镜下特点:
白独玉:斜长石呈不规则微细颗粒, 边缘呈齿状原生斜长石残体少见, 黝帘石主要为β黝帘石, 呈柱状或不规则粒状、多杂乱不均匀分布。可见少量不规则粒状透辉石, 针状阳起石, 次闪石分布于斜长石颗粒之间。绿独玉:斜长石主要为齿状边缘不规则粒状的微细颗粒, 外形近等轴状, 含铬白云母呈细小鳞片状、板条状分布于斜长石颗粒间, 且交代了斜长石。绿白独玉:可见细小颗粒的斜长石沿棱角状、板状原生斜长石的边缘或裂纹分布。原生斜长石残体可见, β黝帘石呈不规则粒状、板柱状, 透辉石呈不规则粒状;阳起石呈针状分布于斜长石颗粒之中, 交代了斜长石。
紫独玉:黑云母呈细小鳞片状分布于斜长石颗粒之间, 分布较均匀, 故颜色变化不大。黄独玉:绿帘石与黝帘石含量可达25-30%, 颗粒细小, 分布不均匀, 故玉石颜色深浅不一。
5 矿床成因分析
虽然独山玉的颜色不同, 根据其赋存条件及矿物组合分析, 组成玉石的主要矿物斜长石、黝帘石均是基性斜长石蚀变的产物。微量显色矿物阳起石、透辉石、次闪石、铬云母、黑云母以及Cr3+、Fe3+、Fe2+Ti3+等色素离子均来源于辉长岩中的辉石, 所以其围岩辉长岩是形成玉石的物质基础。根据玉脉赋存状态及分布规律, 说明玉石受构造裂隙控制。且由于玉石具碎裂、碎斑、花岗变晶结构, 证明玉石形成与动力作用密切相关, 在重结晶作用下使玉石紧密接触而坚硬。
玉石中普遍存在的熔蚀交代结构、交代残余结构以及玉脉中平行于脉壁的不同颜色之条纹、条带, 反映了玉石形成过程中的成分交换和液态流动作用, 说明热液作用在玉石形成过程中的主导作用。其来源应该是动力变质热液及后期岩浆活动 (包括脉岩) 所产生的热液。由于玉脉有穿插切割现象, 说明其受多期热液作用的结果。
根据玉石中出现的副矿物反映玉石形成温度低于400℃, 与玉石样品用爆裂法测定的温度164-580℃相印证, 说明成矿温度为中高温。
矿床成因论文 第11篇
关键词：萤石；成矿条件；矿化特征；成因分析；矿床类型
前言
陂头-石上地区内已完成1：50万区域重力测量、1：20万区域地质矿产调查、1：20万水系沉积物测量和1：5万航磁测量等工作；20世纪80年代核工业华东地勘局二六二大队在本区开展过1：1万铀矿普查；21世纪初先后由赣南地质调查大队、江西省核工业地质局二六四大队对该区进行勘查工作，并提交评价报告。基本查明了该地区萤石矿的分布、形态、产状、规模，出露地层及花岗岩体的分布范围，构造的展布形态和性质。在区内共划分嵊脑、石上同达、石上、昌华、刘坑5个矿点，均已提交储量报告。
该区处三叠纪中粗粒似斑状黑云母花岗岩与白垩系上统赣州组接触带附近，构造活动强烈。受区内北东向、北北东向构造控制，岩石破碎，蚀变发育，为萤石成矿提供了有利条件。
1.区域地质背景
矿区大地构造位置处于华南褶皱系武夷隆起宁都-南城拗断束西缘，鹰潭-安远深断裂东侧（见图1）。区内地层主要为晚元古代变质岩系、古生代海陆交互相碎屑岩、中生代内陆河湖相碎屑岩及新生代松散堆积层。区域内岩浆活动频繁，从泥盆纪开始，在中晚侏罗世达到顶峰，以岩基和岩株产出为主，岩滴产出次之，岩浆活动伴随多次岩浆岩的侵入，为金属和非金属等矿产提供了有利的成矿地质条件（见图2）。
1.1 地层
区内出露地层主要有晚元古代层状有序变质岩并构成区内的褶皱基底，为海相沉积的复理石或类复理石建造为主，次为海底火山碎屑岩建造，被后期岩浆岩侵蚀或被晚古生代、中生代地层覆盖；中生代为内陆盆地沉积夹有卤盐水碎屑沉积建造，呈角度不整合覆盖于变质地层或早期岩浆岩之上，或被后期断裂构造所破坏。
1.2 断裂构造
区域内断裂构造发育，以北东—北北东向断层为主，走向延长数十公里，控制了区内岩浆活动的生成发展和展布形式，也控制了晚元古代、中新生代盆地的形成和发展褶皱构造主要发育于变质地层、晚元古代地层及中生代地层中。北北东向断裂构造为区内重要控矿裂构构造。
1.3 岩浆岩
在区内广为发育，岩浆活动从泥盆纪开始，在中晚侏罗世达到顶峰，以岩基和岩株产出为主，岩滴产出次之。
1.3.1、泥盆纪花岗岩Dγ：，呈岩基产出，侵入于变质地层。岩性主要为中粒似斑状黑云二长花岗岩，灰白色，风化后呈黄白色～浅土红色，中粒似斑状结构，斑晶含量10～30%，大小8×20～15×40mm，斑晶多呈定向排列，基质为中粒花岗结构，粒径一般2～4mm，成分主要为长石、石英、黑云母。
1.3.2、三叠纪花岗岩Tγ：主体呈岩基状产出，北东向展布，局部呈岩滴产出，侵入于变质地层和石炭纪地层中，并被白垩纪地层不整合覆盖。岩性为中粗粒黑云母二长花岗岩，灰白色—浅肉红色，风化后呈浅土红色，中粗粒似斑状花岗结构，粒径3～8mm，成分主要为长石、石英、黑云母。
另外还有部分伟晶岩脉（ρ）、花岗斑岩脉（γπ）、花岗岩脉（γ）、闪长岩脉（δ）及辉绿岩脉（βμ）出露。
岩浆岩的广泛发育，尤其是三叠纪岩浆中富含含氟、卤盐水等组份的存在，为后来含氟热水的迁移、沉淀、富集并成为形成萤石矿床提供了条件。
2.成矿地质条件
2.1 地层条件
矿区地层简单，仅出白垩系上统赣州组，与三叠纪（印支期）花岗岩呈侵入关系。岩性为紫红色厚层状、砂砾岩、粉砂岩互层为主，局部呈岛屿状残留体顶盖产于花岗岩之上。矿区地层富含氟、卤盐水等元素，是萤石成矿物质主要来源之一。
2.2构造条件
2.2.1、断裂构造
（1）北北东向断裂：在整个区域内均有不同程度的发育和分布，并往南北两端延伸出区外，区内走向延长10-35Km，走向15-30°，倾向以北西为主，延走向呈波状弯曲，断裂特征表现为岩石破碎、发育构造角砾岩并具硅化，沿断裂充填有石英脉，性质以压扭性为主。
（2）北东向断裂：是区内主要的断裂构造之一，走向30-50°，走向延长短不等，多呈等间距出现，断裂主要表现为具压扭性质，以倾向北西为主，部分倾向南东，倾角变化较大。断裂面呈舒缓波状，一般具硅化、绿泥石化、叶腊石化、黄铁矿化等蚀变。
（3）北西向断裂：
主要见于区域西南部的青塘一带，为与晚古生代向斜盆地近于垂直的规模较小的断裂构造，呈北西向排列。
2.2.2、褶皱构造
（1）变质基底褶皱出露于东西两侧，总体呈北东向展布，局部呈北西向展布，并被后期断裂构造和花岗岩体侵入破坏。由早元古代-元古代变质地层重复出现组成，轴面直立。
（2）晚古生代向斜盆地
晚古生代向斜盆地出露于区内的南西部，由石炭系地层组成，受控于北东向构造而呈北东向展布，由于北西-南东方向作用力的持续影响，产生一系列与盆地轴线近于垂直的横张断裂，并遭受后期断裂的影响产生破坏而不完整；与下部地层呈不整合接触或断层接触，并被三叠纪花岗岩侵入破坏。
（3）中生代断陷盆地
主要出露于区域中部，呈北东向展布，盆地东侧多呈角度不整合于老地层或老花岗岩体之上，而西侧则多与老地层或时代更老的花岗岩体呈断层接触。
2.3 岩浆岩条件
矿区内出露三叠纪（印支期）酸性侵入岩，呈岩基状产于宁都、石上一带，受区域北北东向构造控制。北东向展
布，局部呈岩滴产出，侵入于变质地层和石炭纪地层中，并被白垩纪地层不整合覆盖。岩性为中粗粒黑云母二长花岗岩，灰白色—浅肉红色，风化后呈浅土红色，中粗粒似斑状花岗结构，粒径3～8mm，成分主要为长石、石英、黑云母，并浓集含氟、卤盐水等成矿元素是矿区萤石矿床之成矿母岩。
3. 矿（化）体地质特征
矿（化）体呈脉状或细脉带状产出，多呈平行排列充填于北北东向裂隙中。矿（化）体形态复杂，以脉状产出为主，矿脉沿走向及倾向均有尖灭再现、分枝复合，局部膨大缩小、波状弯曲等现象。在走向或倾向上，由若干小扁豆体构成，呈侧幕再现产出。矿石主要金属矿物有：黄铜矿、黃铁矿等，主要非金属矿物有：萤石、石英、长石、云母等。矿石结构为自形—半自形粒状结构，块状、角砾状、条带状、碎裂状构造；矿石构造主要有致密块状、条带状、皮壳状、胶状晶簇状构造。
4 矿床成因分析
4.1成矿物质来源
萤石矿（化）体赋存于三叠纪（印支期）会同岩体中，矿石围岩经光谱分析，富含含氟、卤盐水，因此中粗粒黑云母二长花岗岩为矿区成矿母岩，其多阶段的侵入活动带来了大量的含矿热液。
4.2成矿时间与空间
空间上矿（化）体明显受北北东向断裂构造控制，矿（化）体主要分布在花岗岩体的内接触带附近，花岗岩体与白垩系上统赣州组地层呈侵入接触，因此本区成矿时间应属花岗岩体形成之后的三叠纪。
4.3成矿作用过程
成矿过程大致为：早期断裂及岩浆活动，使深部岩浆沿大断裂上升，含矿岩浆热液沿次一级北北东向张扭断裂带充填。一方面使围岩硅化和绢云母化，另一方面因交代充填，形成大量氟等气化-中低温热液矿物，呈致密块状条带状产于石英脉中，在岩体接触带附近（尤其内带）形成初期富集带。中期受岩浆活动的影响，区内断裂构造复活，含矿热液再次沿断裂破碎带充填、交代，形成石英、萤石矿呈脉状、细脉状、网状、枝叉状等穿切早期形成的矿脉。
参考文献：
[1]张万良.2008.赣中宁都北部地区新构造活动初探.地质科学，2008年2期
[2]江西省地质矿产局.1984.江西省区域地质志[M].北京：地质出版社。
矿床成因论文 第12篇
1 区域成矿背景
广西巴马县那桑金矿区位于巴马县南东边部, 方位为南东向148°, 直距36km, 离最近的平果火车站运距80 km。矿区东侧有柏油路相通, 北上可达巴马县, 路程约50km;南下至平果县, 路程约80km, 由平果县东行100公里可到达广西首府南宁市, 交通便利。
1.1 地层
矿区大地构造位置为南华活动带西侧, 东与都阳山凸起相接, 一级构造单元属华南板块, 二级构造单位属南华活动带, 三级构造单元属右江海槽。区域构造位于北西向巴马背斜南东端核部。区内北有龙田台地、凤山台地、东兰台地, 东有都安台地相围。矿区及相邻周边区域均为深水盆地相沉积。
1.2 岩浆岩
区域上义圩背斜、巴马背斜、羌圩背斜等核部及附近均有较大面积的辉绿岩出露, 辉绿岩侵入层位以深水相石炭—二叠系层位为主, 多为顺层侵入, 部分斜穿岩层, 与围岩为侵入接触, 有冷凝边及接触变质现象。矿区内出露的辉绿岩体属于义圩岩体一部份, 侵入层位是二叠系领好组凝灰岩、凝灰质泥岩、凝灰质粉砂岩及四大寨组薄层灰岩。此外, 在龙田台地、凤山台地南端、巴马背斜北端的核部出露有多条石英斑岩脉, 都安台地内部局部发育有云煌岩、煌斑岩等小岩体, 根据1∶20万资料它们侵入时代均为燕山期。
1.3 构造
区域上存在多期构造活动迹象, 岩性上构造叠加明显, 既有拉张形成台盆分割格局, 又有剪切形成的系列雁行断裂;既有挤压形成的系列褶皱, 又有伸展期形成的大量张性断裂, 它们在空间上、时间上纵横交错, 是形成本区热液矿床 (点) 星罗棋布的重要导矿构造、容矿构造。
区域上主要褶皱大多呈北西向, 其中背斜常与断裂、岩浆活动相伴, 其核部产状变化大, 倾角陡缓相间, 翼部倾角大都较陡, 在36°～70°之间, 在其核部附近发育有较多次级的小褶皱。区域上断裂有多期次表现, 第一类为台盆分割期形成的沿台地边缘发育的具张性的、滑动性质的环台断裂, 它们大都呈弧形展布, 如凤山环台断裂 (F1) 、都安环台断裂 (F2) ;第二类为造山期形成的与背斜相伴的压扭性断裂, 它们大多呈北西走向, 如沿义圩背斜发育的F3断层、沿巴马背斜发育的F4断层等;第三类为区域伸展构造形成的一些张性的不规则的断裂 (同期岩浆侵入呈多方向性, 如F5、F6) ;第四类为后期断层, 它们大都呈北东走向, 以切割北西向断裂为主, 大致平行, 在台地可见糜棱岩发育带, 具有明显的剪切性质, 如F7、F8、F9、F10、F11。
2 矿床地质特征
2.1 矿体形态产状特征
矿区目前已发现金矿体2个, 总厚度9.38m。均产于背斜核部的北西向纵张断裂带上的狮子坡山脊上, 两矿体在平面上大体平行产出, 相距60～200m, 两矿体倾向相背, 倾角均较陡。 (1) 号金矿体出露高程略低于 (2) 号金矿体。产出层位均为领好组第二段凝灰岩与凝灰质泥岩形成的断层破碎带, 产出部位与背斜核部的纵张断裂密切相关。
根据以上矿体特征及数据可知, 1、2号金矿体规模相当, 1号金矿体控制级别较高, 2号金矿体远景可期。它们相距较近, 规模较大, 矿体连续性较好, 厚度沿走向及倾向大多稳定或有一定规律变化, 矿体中矿石品位变化系数稍偏大。
2.2 矿石质量
矿石类型及品级:矿石自然类型在地表为氧化的强硅化蚀变断层角砾岩、硅化蚀变凝灰岩、泥岩、粉砂岩, 深部工程控制的亦为氧化的断层角砾岩、硅化蚀变凝灰岩、泥岩。由于目前未发现原生矿, 因此, 氧化矿与原生矿界线尚不能确定。 (1) 号金矿体主要以强硅化蚀变断层角砾岩、硅化蚀变凝灰岩、泥岩为主, 矿石具中—强硅化及强褐铁矿化、中—强高岭石化。矿石常呈块状产出, 胶结好者占绝大多数, 松散者占少数。矿体边界与围岩均呈逐渐过渡接触, 野外常不易区分。品位在0.33～8.73×10-6。 (2) 号金矿体矿石具中—强硅化及中—强褐铁矿化、弱—中等高岭石化。矿石常呈块状, 胶结物以铁质、硅质为主, 矿体边界与围岩均呈渐变过渡接触, 野外不易区分。品位在0.51～7.94×10-6。
2.3 矿体围岩和夹石
矿区 (1) 、 (2) 号金矿体顶底板绝大部分为灰～灰白色硅化薄层凝灰岩与薄层泥岩互层, 成层性较好, 层理较平;偶为断层角砾岩, 但其硅化后经铁质硅质等胶结后整体性仍较好。矿体内样品绝大部分达边界品位 (0.5×10-6) 之上, 仅工程PD0301的23号样品位为0.33×10-6, 由于其厚度小于2m (0.92m) 的剔除厚度, 其不影响工程参加资源量估算后的工业品位, 所以不作夹石剔除, 矿区矿体中没有夹石存在。
3 控矿因素、成因类型及找矿标志
3.1 控矿因素及矿床成因
那桑金矿床属微细粒金矿床, 自然金赋存于黄铁矿、毒砂及高岭石晶格中, 地质特征与桂西该类典型矿床一致, 成因相似, 属“热水渗滤沉积改造中低温热液矿床”, 成矿物质主要来源于深部上涌热液 (含地层中的及岩浆岩中的) 。
区内已发现有2个金矿体均产于背斜核部的纵张断层破碎带上, 控矿构造应为区域性的北西向巴马背斜, 导矿构造为及容矿构造为发育于背斜核部的纵张断层带。含矿层位为二叠系领好组的凝灰岩与泥岩互层。区内矿床成因为地下深部的成矿热液在构造运动的作用下沿背斜核部上升, 一路淬取岩石中的成矿物质, 最后在背斜核部的纵张断裂带中富集成矿。地质成矿模式见图1。
3.2 找矿标志
一般是野外识别结合室内分析结果确认找矿方向。
1) 直接找矿标志。一是硅化蚀变带或高岭石化、褐铁矿化较多的地段。
二是断层破碎带。裸露的强硅化断层角砾岩带或转块以及出现较多石英脉转块的地段能直接证明断层活动的存在。
2) 间接的标志。矿区采用的间接标志是土壤剖面测量发现的金异常区。背斜核部及旁侧的断层破碎带、强硅化带。
矿区除在背斜核部发现有两个金矿体外, 在其旁侧的系列断裂带及其附近土壤中, 也有明显的土壤金异常, 其矿化及硅化蚀变均与断裂带密切相关, 局部拣块金品位较好, 是今后矿山资源量的远景区及找矿的主攻方向。
4 结语