成矿探讨范文

成矿探讨范文（精选12篇）

成矿探讨 第1篇

依据湖北省区域地质背景、成矿地质特征、铀资源类型的研究成果, 湖北省区大致可划分为鄂西北热叠加改造型碳硅泥岩型铀-钒-铜-钼成矿系列、鄂中热卤水还原砂岩型铀-铜-多金属成矿系列和鄂东南内外带热液型U-V-Be成矿系列等3个主要成矿系列。

2 区域铀成矿规律

在对湖北省区域地质背景分析和成矿地质环境、成矿地质特征及典型矿床、矿点研究的基础上, 初步总结了湖北省区域铀资源成矿规律:

2.1 特定的区域构造环境成矿规律

湖北省区域地质成矿构造环境大致可分为鄂西北武当陆缘裂谷成矿构造环境、鄂东南被动大陆边缘坳陷槽成矿构造环境和鄂中裂陷伸展断陷红盆成矿构造环境等三类。湖北省主要的铀矿床、矿点均分布在以上三种区域构造环境区。

武当陆缘裂谷成矿构造环境形成于早古生代寒武纪期和早志留世期, 发育Cu、Mo、V、Fe、Nb、稀土元素的双峰式碱性火山岩建造。早寒武世水口沟期和早志留世大贵坪期由于火山岛弧的障壁作用出现半闭塞式滞流的裂陷槽构造环境, 这种构造环境控制了鄂西北早寒武世水口沟组、早志留世大贵坪组富铀、钒、钼、铜、磷元素的黑色硅质岩、硅质板岩、碳质板岩建造及产铀层的形成;产铀层的铀含量普遍在20×10-6~100×10-6之间。V2O5含量0.13~0.26%;Mo含量0.014~0.023%;Cu含量0.058%;P2O5含量0.21~1.7%。这套成矿元素的富集作用主要处于半闭塞、滞流的裂陷槽构造环境及其火山作用控制。鄂东南被动大陆边缘坳陷槽成矿构造环境形成于早古生代。由于晚震旦世末的花山构造运动导致基底隆升呈陆岛及其碳酸盐台地的障壁作用, 本区早寒武世期处于半闭塞、滞流的坳陷槽构造环境, 这种构造环境控制了早寒武世王音铺组富铀、钒、磷、黄铁矿的碳质硅板岩、碳质板岩、硅质岩建造及产铀层的形成, 产铀层的铀含量达40×10-6~100×10-6, P2O5含量0.03~0.4%。鄂东南地区的铀矿床、矿点主要分布在下寒武统王音铺组, 它既是矿源层, 又是赋铀层, 在邻省的江西省北部和湖南省的湘西地区的硅质泥岩型铀矿床均主要产于下寒武统王音铺组地层中, 其分布具有区域性。

鄂中裂陷伸展断坳盆地成矿地质环境形成于新近纪。白垩世以来, 由于受太平洋板块俯冲作用后的拉张作用影响, 区内表现以裂陷伸展断坳构造环境为特点, 形成了宜昌、远安、荆当等一系列近SN向的裂陷伸展箕状断坳盆地, 在断坳盆地内发育巨厚的陆屑蒸发岩夹玄武岩建造及生油岩、富铀砂岩及蒸发岩建造。这种构造环境控制了区内热卤水砂岩型铀-铜多金属的成矿作用及同生沉积铀成矿作用。

2.2 铀预富集成矿规律

铀预富集作用是铀矿床成矿作用的初级阶段, 它是矿床形成的直接铀源层 (体) 及矿床空间定位的前提因素。据大量的野外调查和积累的资料证明, 湖北省区铀元素的预富集作用主要发生在新元古代钾质混合岩化、壳源重熔型二长花岗岩浆活动期;早寒武世水口沟、王音铺碳、硅、泥建造期, 早志留世大贵坪硅质岩、碳质岩建造期和侏罗-白垩纪壳源重熔型花岗岩浆活动期及早白垩世五龙山期炭屑灰色砂岩建造期。新元古代期混合岩、壳源重熔型二长花岗岩铀含量达 (3~5) ×10-6, 是区域元古代变质岩铀含量[ (1~2) ×10-6]的2倍以上;早寒武世水口沟组、王音铺组及早志留世大贵坪组碳质灰岩、灰板岩、炭板岩铀含量达 (20~100) ×10-6, 是区域同类地层背景值4~10倍;侏罗-白垩纪期的壳源重熔型似斑状花岗岩、黑云母花岗岩铀含量 (10~20) ×10-6, 是区域花岗岩背景值的3~7倍;早白垩世五龙山组含炭屑灰色砂岩铀含量 (50~100) ×10-6, 是正常砂岩铀含量的12~35倍。湖北省区已发现的矿床、矿点无一例外均分布在以上铀预富集层 (体) 中。

综上所述, 湖北省区铀矿床、矿点的成矿均经历了属于不同时期的铀预富集作用过程, 最后在中新生代构造-岩浆热液的改造下富集成矿, 在不同铀元素预富集层 (体) 形成不同成因的铀矿床。

2.3 中、新生代断陷红盆构造岩浆活动期成矿规律

湖北省铀矿床、矿点的含矿主岩形成于 (∈1、S1、K1、K2) 等不同的地质时代, 岩石类型繁多, 但铀的主成矿作用可能与中、新生代断陷红盆构造岩浆活动相关密切。在湖北省区鄂西北、鄂东南、鄂中三个主要铀矿区均发育侏罗纪壳源重熔型富铀花岗岩浆活动及白垩-新近纪裂陷伸展断陷红盆幔源玄武岩浆活动。该两期岩浆活动可能是湖北省区热叠造铀成矿的主要热源地质事件。铀矿床、矿点在空间上多数是围绕中、新生代裂陷伸展断陷红盆分布或产于盆缘断裂带中。反映了湖北省区铀矿床、矿点的成矿作用与中生代裂陷伸展红盆-构造岩浆活动有内在的成因联系。

2.4 贯通性基底断裂及褶断层间破碎带与白垩纪-新近纪断陷红盆叠合区控矿规律

贯通性基底断裂是指控制前寒武纪基底及古生代盖层建造;中、新生代表现强烈复活, 控制中、新生代断陷盆地及岩浆活动的断裂;是控制岩浆活动、热液活动的通道及铀成矿带的断裂带;褶断层间破碎带构造是指中三叠世以来伴随的褶皱造山作用所形成的层间断裂破碎带构造。区内贯通性基底断裂较发育, 保罗北西向、东西向、近南北向、北东向等4个同方向的断裂构造。北西向基底断裂主要有青峰-襄樊-广济断裂带、雾渡河断裂带和英店-青山口断裂带等3条区域性NW向基底断裂, 其中青峰-襄樊-广济NW向基底断裂横贯湖北省北部, 是秦岭造山系与扬子陆块的分界线断裂, 它控制着前中生代裂陷槽沉积建造及中基性、酸性火山岩浆活动、重熔型岩浆活动及中生代断陷红盆的分布, 沿其走向分布有桂坪铀矿床及许多铀矿点及安陆铀矿点和Cu、Pb、Zn多金属矿床, 是一条区域性的导矿构造。两陨和竹山NW向褶断层间破碎带是鄂西北地区的主控矿、容矿构造。

近南北向贯通性基底断裂主要分布于鄂中地区, 发育有通城河断裂、远安断裂带、南漳-荆门断裂带和仙女山断裂带等4条, 它们控制白垩-新近纪裂陷伸展断陷盆地的形成及其中基性火山岩浆活动和成矿热卤水渗出还原铀-铜多金属成矿作用, 沿控盆的近南北向贯通性基底断裂带分布铀铜家湾砂岩型铀-铜矿床, 三宝山铜矿床和小汉口铜-铅锌矿床及宜昌南冲, 赵家台、大桥边等砂岩型铀矿点, 近南北向贯通性基底断裂是鄂中地区重要的控矿容矿断裂构造带。

NNE向贯通性基底断裂带主要分布于鄂东南地区, 发育有麻团NNE向贯通性基底断裂带, 它与咸宁-灵乡、崇阳-通山NEE向褶断层间破碎带构造交切的构造结控制了幕阜山富铀花岗岩体侵位、白垩纪-新近纪裂陷伸展断陷红盆的形成及构造岩浆热液活动中心。在该构造结区分布有外带梯冲矿床、大沙坪矿点及内带狮子尖矿点、李家椴矿点、富坪矿点、麦市矿点和茶蒲矿床等, 显示了较好的成矿构造环境和找矿潜力。

总之, 湖北省铀矿控矿构造可概括为鄂西北NW向褶断层间破碎带与NW向白垩纪裂陷断陷红盆叠合区控矿、鄂中近SN向贯通性基底断裂与白垩纪-新近纪裂陷伸展断陷红盆叠合区控矿, 鄂东南NNE向贯通性基底断裂与NEE向褶断层间破碎带交切控制的富铀花岗岩活动中心和白垩-新近纪裂陷伸展断陷红盆叠合区控矿等3种控矿构造类型, 这3种控矿构造类型是湖北省铀矿的主要控矿构造类型, 具有区域性规律。

2.5 分带性成矿规律

湖北省铀成矿作用由西北向东南在水平上有一定的分带性成矿规律。

鄂西北地区为古裂谷 (∈1~S1) 中低温热液型铀、钒、铜成矿系列和稀有金属Nb-稀土元素成矿系列分布区;热液蚀变主要为硅化、碳酸盐化、紫色萤石化和水云母化、菱铁矿化组合;鄂中地区为白垩纪-新近纪裂陷红盆低温热卤水砂岩型铀-铜、铅、锌、银成矿系列和同生沉积砂岩型铀成矿系列的分布区;成矿热液蚀变有褪色蚀变 (高岭土化) 、灰绿色蚀变 (水云母化) 、菱铁矿化、白云石化等。反映了低温热卤水还原蚀变矿物组合的特点。鄂东南地区外带为古坳陷盆地 (∈1) 中低温热液型铀、钒、钼成矿系列和内带重熔型花岗岩 (J3) 中低温热液型铀-萤石成矿系列分布区;成矿热液蚀变为硅化 (微晶石英脉) , 水云母化、菱铁矿化、紫色萤石化及碳酸盐化等。

2.6 伽玛高场、激电、210Po异常成矿规律

区域铀成矿区均有明显的伽玛高场、激电、210Po异常及爱曼晕圈异常的分布, 它是富铀地质体及含矿构造的地表显示和区域找矿的直接标志。

3 区域铀成矿模式

在综合分析湖北省区域地质构造环境、区域成矿地质特征、成矿规律及矿床成矿系列特征的基础上, 用热液成矿观点将各矿床的典型特征及成矿地质作用过程及代表性标志有机地结合在一起, 构建了区域成矿模式 (图1) 。我们在建立区域成矿模式中, 考虑的主要地质因素有以下五方面:

3.1 成矿的区域构造环境

鄂西北铀成矿区产于武当陆缘裂谷 (Nh) 区;鄂中铀-铜多金属成矿区产于鄂中碳酸盐台地 (Pz1) 与米仓山-大巴山基底逆推带2个Ⅲ级构造单元的结合区;鄂东南铀成矿区产于幕阜山被动大陆边缘盆地 (Pz1) 区。

3.2 区域铀成矿地质作用过程

湖北省铀成矿历经了新元古代钾质混合岩化、壳源重熔型花岗岩铀的初始富集[铀含量 (3~5) ×10-6]→早寒武世、早志留世碳质灰岩、碳质板岩铀预富集[铀含量 (20~100) ×10-6]→侏罗纪壳源重熔型花岗岩预富集[铀含量 (10~20) ×10-6]→白垩纪-新近纪裂陷伸展幔源火山岩浆热液热叠加改造铀成矿作用、热卤水还原铀成矿作用和岩浆热液铀成矿作用→新近纪以来的断块差异隆升剥蚀表生淋积铀成矿作用的成矿地质作用演化过程。主成矿期为白垩纪至古近纪裂陷伸展岩浆热液活动期。

3.3 成矿铀源

鄂西北、鄂中地区铀成矿的铀源主要来自基底富铀二长花岗岩及下寒武统水口沟、下志留统大贵坪组赋铀层;鄂东南地区铀成矿的铀源主要来自下寒武统王音铺组富铀层及幕阜山富铀花岗岩。

3.4 成矿热源

湖北省铀的成矿属中低温为主, 部分属低温。铀成矿的热源主要是晚中生代幔源火山岩浆活动及壳源重熔花岗岩浆活动提供热源。

3.5 成矿构造

湖北省铀成矿构造主要为早古生代裂谷构造、早古生代坳陷盆地构造及晚中生代裂陷伸展断陷盆地构造。控矿构造主要为NW向褶断层间破碎带、近SN向贯通性基底断裂、NEE向褶断层间破碎带。

摘要：本文综合湖北各地铀矿床、矿点地质特征、成矿条件进行了分析, 总结了湖北省的区域铀矿成矿系列、成矿规律、模式, 对不同时期、不同类型的铀矿床找矿以及开发具有一定的指导意义。

关键词：铀矿,系列划分,成矿规律、模式

参考文献

[1]湖北省区域地质志.地质出版社, 1993.

[2]华东铀矿地质志 (上、下卷) .中国核工业地质局, 2005.

[3]中南铀矿地质志 (上、下卷) .中国核工业地质局, 2005.

[4]中国北西部铀矿地质志 (上、下卷) .核工业西北地质局, 1998.

[5]1970年地质总结报告.核工业三〇九地质大队, 1971.

[6]309矿床总结报告.核工业三〇九地质大队, 1977.

对中国成矿体系的初步探讨 第2篇

对中国成矿体系的初步探讨

文章通过对中国成矿体系的含义、特点、表达方式及演化过程的分析、界定,提出中国成矿体系是指中国境内各个地质历史时期所形成的矿床及其与成矿作用密切相关的地质要素所共同构成的整体.这一成矿体系是中国疆域在其漫长的演化过程中逐步形成的最终结果,具有明显的阶段性、多期叠加和成矿演化特征.应用矿床的成矿系列概念和方法初步构筑起中国成矿体系这一复杂体系的.框架,有助于今后系统地研究其形成机制,并为成矿预测提供理论依据.这一体系大致可进一步分为太古宙的陆核成矿体系、元古宙的陆块边缘裂谷-裂陷槽为主的成矿体系、古生代的板块成矿体系及中-新生代的大陆成矿体系.

作 者：陈毓川 王登红 徐志刚 朱明玉 CHEN YuChuan WANG DengHong XU ZhiGang ZHU MingYu  作者单位：陈毓川,朱明玉,CHEN YuChuan,ZHU MingYu(中国地质科学院,北京,100037)

王登红,徐志刚,WANG DengHong,XU ZhiGang(中国地质科学院矿产资源研究所,北京,100037)

刊 名：矿床地质  ISTIC PKU英文刊名：MINERAL DEPOSITS 年，卷(期)：2006 25(2) 分类号：P612 关键词：地质学   中国成矿体系   成矿系列   成矿规律   成矿预测  

贵州省晴隆锑矿成矿规律探讨 第3篇

摘 要：随着社会经济的发展，对于矿产资源的需求与日剧增，锑矿作为我国工业发展过程中最为重要的一个原料，对于我国工业的发展有着极其重要的意义。贵州晴隆锑矿是贵州省锑矿的重要产出区域，对晴隆地区锑矿成矿规律的研究，可为下一步找矿提供指导意义。

关键词：贵州省晴隆；锑矿；成矿规律

中图分类号：P595 文献标识码：A 文章编号：1006-8937（2016）09-0176-03

贵州省的锑矿资源较为丰富，所探明的锑矿资源储量仅仅落后于湖南以及广西两省，位于全国的第三位，是我国最为重要的锑矿资源产出地，区域上晴隆地区是贵州省锑矿床的主要分布区。晴隆地区已发现锑矿床（点）12个，其中已查明的中型矿床8个、小型矿床4个，锑矿总矿石资源/储量1 403.638万t，锑金属总资源/储量317 019.39 t，因此总结其成矿规律对下一步的找矿有着重要的意义。

1 晴隆地区区域地质背景

按《贵州省区域地质志》的划分意见，晴隆地区所处的区域构造单元如下：一级构造单元为杨子准地台，二级构造单元为黔北台隆，三级构造单元为六盘水断陷，四级构造单元为普安旋扭构造变形区。总体构造形态为走向北东向的短轴背斜（痕营穹窿），在其南发育有两条挤压断裂。如图1所示。

晴隆地区周边发育有较多背向斜：在西部有北东向的莲花山背斜，北西部有北西向的白块向斜、北部有北西向的法郎向斜，南部有潘家庄背斜，南西有博上向斜。根据区域地层发育的总体特征，区域内综合地层属扬子地层区中的黔西南地层小区，其出露最老地层为中泥盆统火烘组（D2h），其后依次有石炭系、二叠系、三叠系、白垩系、第四系，地层总厚度3 600～5 300 m。

区域上岩浆岩主要为广泛分布的二叠纪大陆溢流拉斑玄武岩及同源浅成侵入岩（辉绿岩）组合。在区内岩浆岩的分布区呈向东突出的舌形，西厚东薄，其分布形态，总体上受弥勒师宗断裂、紫云垭都断裂控制。其岩石组合以玄武质熔岩为主，次有玄武质火山碎屑岩及火山碎屑沉积岩。

2 晴隆地区的地质特征

2.1 地 层

晴隆地区内出露最老地层为中二叠统茅口组（P2m），其后依次有大厂层（Pd）、峨嵋山玄武岩组（P2-3em）、上二叠统龙潭组（P3l）、下三叠统飞仙关组（T1f）与下三叠统夜郎组（T1y）、下三叠统永宁镇组（T1yn），中三叠统关岭组（T2g）、中三叠统杨柳井组（T2y）、上三叠统法郎组（T3f）、白垩系上统茅台组（K2m）第四系（Q）。矿体均产于“大厂层”中，而在茅口组灰岩、峨嵋山玄武岩及龙潭组中仅见零星矿脉和矿化，属典型的“层控矿床”。

2.2 构 造

晴隆地区位于NE向弥勒-师宗断裂、NW向水城-紫云断裂及近EW向开远-平塘断裂三角带交汇三角带的东北部。区内断裂构造发育，断裂构造主要呈NE向，其次为近NEE向，断层均以高角度出现（一般大于60 °），其中NE向花鱼井断层（F3）、落水冲断层（F13）、弥勒屯断层（F21）控制了整装晴隆地区的主体构造格架。三条断层呈现出向NE撒开、SW收敛的展布特征。区内褶皱构造不很发育，除北东向展布的大厂穹窿外，其余为一系列NE—NNE、近EW、近SN向的次级褶皱，次级褶皱总体呈雁列状北东向展布。

2.3 矿体特征

2.3.1 矿体形态及产状特征

晴隆地区锑矿含矿岩体主要为大厂层（Pd），锑矿主要富集在大厂层（Pd）中，峨嵋山玄武岩（P2—3em）中的变余玄武岩次之，另在龙潭组第一段（P3l1）硅化灰岩中或硅化蚀变粘土岩等岩石中亦有矿体存在。

区内矿体规模小且连续性差，单个矿体长10～1 142 m，宽10～688 m；单个矿体的厚度一般在0.5～13 m之间。矿体的产状严格受大厂层（Pd）和构造控制，与缓倾的地层产状相吻合，多数矿体倾角8 °～10 °，属缓倾斜层状矿体。

区内所产锑矿体呈似层状、透境状为主，次为扁豆状、巢状、脉状及不规则状，矿体产状与围岩基本一致。

2.3.2 矿石特征

本区矿石的矿物成分比较简单，金属矿物为辉锑矿为主。脉石矿物为石英、高岭石、黄铁矿、粘土矿物等。矿化围岩蚀变为硅化、黄铁矿化、高岭石化、重晶石化、石膏化、方解石化、钠长石化、角砾化、绿泥石化、金矿化等热液蚀变现象，与锑矿最密切的蚀变为硅化、高岭石化、角砾化。

矿石结构有自形粒状、半自形粒状、它形粒状、聚片双晶、它形—半自形—自形长柱状、半自形—他形结构。

矿石构造有块状、浸点状、放射—浸染、放射状或束禾状、脉状或网脉、浸染状、角砾状、晶簇状、交代溶蚀、交代残余状构造。

3 晴隆地区成矿的规律

3.1 地层控矿

晴隆地区赋矿地层“大厂层”是位于茅口组及峨嵋山玄武岩组之间的一套沉积火山岩碎屑岩（硅质蚀变岩），主要岩石为硅质岩、粘土岩、火山角砾岩。

由于上覆峨眉山玄武岩和下伏茅口组灰岩岩石致密，其间的古风化壳为构造脆弱地带，是含矿热液运移流动分异沉积沉淀的通道，角砾间的孔隙为矿液富集成矿提供了良好的空间场所，在成矿热液灌入时，同时产生交代作用、蚀变作用、成岩作用、构造作用、成矿作用。

3.2 岩性控矿

“大厂层”三个岩性段齐全，具有“三层式”结构地段最有利成矿，主要工业矿体均赋存于“大厂层”第二岩性段的角砾状硅化粘土岩内。

即“大厂层”第一段中的硅质岩和“大厂层”第二段角砾状粘土岩、粘土岩交界的粘土层中，而当“大厂层”第三段亦为粘土岩而非蚀变玄武岩或其它岩石时，其下的辉锑矿体就会变得规模大、品位高，因而“大厂层”第二段、第三段的粘土岩就与“大厂层”第一段的硅质岩组成了粘土岩与硅质岩各半的简单岩石组合（而第二岩性段的角砾状硅化粘土岩内，当蚀变粘土岩具正粒序，即从下至上粒度变细，顶部保存有第三岩性段的薄层粘土岩、有机质蚀变粘土岩时，对矿体赋存更有利）。这种岩性组合是重要的找矿标志。

3.3 构造控矿

3.3.1 区域构造控矿作用

晴隆地区位于师宗一弥勒和水城一紫云深断裂交汇部位的南西侧，是普安旋扭构造变形的波及区域。

北东向的构造带是燕山期构造活动的产物，包括大厂穹窿与花鱼井断层（F3），落水冲断层（F13）、弥勒屯断层（F21）三条主要断层，在上述三条断层的夹持区，是区域内的重要成矿带，燕山期在北东向背斜的核部、形成了顺层交代充填的热液锑矿床，矿体呈似层状、透境状为主。

“大厂层”的控矿作用主要体现在它为成矿提供了就位空间和环境，而断裂的控矿作用更主要的是表现在它是矿液运移和就位的通道。锑矿成矿物质主要来源于大厂层粘土岩沉积之后的中二叠世晚期玄武岩喷发期后的火山热液活动。其成矿特点决定了断裂构造在控矿因素中起到更加重要的作用。

3.3.2 晴隆地区构造控制作用

晴隆地区锑矿的分布受北东向构造和隐伏的近东西向基底构造联合控制。

北东向、近南北向断裂与近东西、北西向断裂交汇处控制了矿床的就位。北东向断裂派生的北北东向断裂与北西向断裂交汇部位控制了锑矿体的展布。

这些断层大多是一系列高角度张扭性正断层，具一定等距性，构成了“棋盘格式”的控矿构造形式。NE向主干断裂及其次级裂隙破碎带是晴隆地区锑矿成矿的重要条件。

这些控矿构造的产状、规模、形态及分布严格控制了锑矿的产状、规模、形态及分布。

3.4 古喀斯特地貌控矿

“大厂层”厚度与成矿的关系较显著，“大厂层”厚度大时对锑成矿有利。“大厂层”形成于中二叠世晚期，其厚度受古岩溶地貌的控制。在隆起带“大厂层”厚度小，至缺失，成矿期含矿热液无就位空间，相反，洼陷区“大厂层”厚度大，矿层发育，矿体富集。

在“大厂层”发育的地段都可以看出，古岩溶不整合面附近是硅化蚀变最强的地方，硅化蚀变以古岩溶不整合面为中心，向上向下逐渐减弱，说明古岩溶不整合对硅化蚀变有明显的控制作用，这是因为古岩溶构造有裂隙空间是溶液矿液活动运移的好场所，硅化与锑矿化关系密切，成矿期的硅化往往伴隨着锑矿化进行及矿液充填。

区内发育的古岩溶，不仅控制了“大厂层”的原始沉积厚度，同时也控制了硅化强度。硅化强度与矿化程度成正比。

“大厂层”厚度小时，以强硅化灰岩或硅质岩为主，或夹少量粘土岩，且粘土岩一般极薄，这种刚性岩石夹少量塑性岩石组合，以刚性岩石为主，这种刚性岩石一般难以形成较大的层间断层或层间剥离构造，仅在刚性硅质岩及强硅化灰岩间形成小的层间剥离构造或小裂隙，因而矿化弱。这正是“大厂层”第一段的矿化特点。

“大厂层”厚度较大时，三个岩性段齐全，具有“三层式”结构，岩性以第二段角粘层为主时，成岩期蚀变时已将作为胶结物的粘土硅化成较刚性的岩石，角砾经硅化后硬度更大，故挤压时易产生层间滑动，由层间滑动易产生较大规模的层间断层或层间剥离构造，利于矿液充填而形成锑矿体。

若此类岩石组合正处于洼陷区古岩溶形成的馒头山顶部或小背斜核部（高点）时，更易形成大规模的层间断层或层间剥离构造带，形成规模较大的、有时是跨岩性段的矿体。

3.5 玄武岩控矿

睛隆地区锑矿赋存于“大厂层”中，但其顶部必须有峨眉山玄武岩覆盖。

3.6 围岩蚀变控矿

围岩蚀变以硅化、黄铁矿化、高岭土化、萤石化、角砾岩化为主，特别是硅化与成矿作用较为密切；当硅化与角砾化共存时，可作为直接找矿标志。

4 结 语

①加强晴隆地区北东向构造和隐伏的近东西向基底构造的调查，研究控矿构造与成矿间的定位机制，对寻找锑矿有重要意义。

②从锑矿的产出与分布规律的分析，对区内找矿潜力进行了分析，划出了大厂、鸡场、安谷、放马坪4个找矿靶区，下一步可在这些地方开展勘查找矿工作。

参考文献：

[1] 李胜苗，肖克炎，罗小亚，等.湖南省锑矿成矿远景区划分与资源潜力 定量分析[J].地质通报，2015，（7）.

[2] 王永磊，陈毓川，王登红，等.中国锑矿主要矿集区及其资源潜力探讨 [J].中国地质，2013，（5）.

成矿探讨 第4篇

关键词：西昆仑,成矿地质背景,成矿规律

0 引言

青藏高原西北缘的西昆仑及其邻区地质构造复杂, 地层齐全。从成矿域角度看, 由于此处位于三个成矿域结合处, 具有优越的成矿地质条件。但由于区内与地质找矿密切相关的大比例尺地质调查 (含地质、物探、化探) 工作非常薄弱, 加上近年在区域中、小比例尺地、物、化、遥等基础地质调查完成后, 缺乏系统区域成矿规律和靶区优选综合研究工作, 因此还没有发现矿床或矿集区, 基于此情况, 本文对该区域成矿地质背景和成矿规律初步探讨, 希望为今后深化找矿提供参考。

1 区域成矿地质背景

西昆仑造山带位于青藏高原西北缘、新疆塔里木盆地西南侧, 总体呈现为北西—南东走向的巨型反“S”状展布, 构造上处于印度板块与欧亚板块碰撞带中被称为科希斯坦一帕米尔“突刺”部位。

研究区由北向南涉及塔里木地块、羌塘地块和冈底斯地块三个一级大地构造单元, 康西瓦和空喀山口两条超岩石圈区域大断裂构成三个构造单元的分界。各构造单元在地层层序、沉积建造、火山和岩浆活动、变质作用及成矿特征等方面具有明显的差异。

康西瓦和空喀山口大断裂之间为羌塘地块, 呈窄长条带状, 向西延出国境, 向东以泉水沟深断裂与松潘一甘孜陆缘活动带相连, 属于华南地块组成部分。该地块基底由古元古界深变质岩系和中、新元古界浅变质碎屑岩组成。

1.1 铁克里克陆缘地块

铁克里克陆缘地块位于研究区东北缘, 靠近塔里木盆地, 为前寒武纪基底出露区。该区出露的地层有:古元古界下部的喀拉喀什群角闪岩相变质陆源碎屑岩双峰式火山岩建造, 由下部的灰色片麻岩、二长石英变粒岩夹角闪岩、石英岩、大理岩, 上部的二云石英石榴片岩、长石黑云石榴石英片岩、长英阳起石榴黑云片岩等组成。无同位素年龄值, 很可能为新太古界。古元古界上部为埃连卡特群, 由绢云母、绿泥石、石英组合的各种片岩夹大理岩组成, 为复理石型沉积建造。长城系赛拉加兹群为细碧角斑岩建造。其上平行不整合有蓟县系碳酸盐岩、青白口系泥岩、硅质岩, 并出现稳定型的震旦系冰碛岩、中泥盆统碳酸盐岩、上泥盆统的陆相磨拉石。在靠近塔里木盆地的山麓地区, 出现中泥盆统、下二叠统的滨浅海相连续沉积的碳酸盐岩陆源碎屑岩建造, 下二叠统还夹玄武岩及火山碎屑岩。上二叠统为陆相磨拉石建造沉积[1]。

该区侵入岩极不发育, 只有元古宙的黑云母二长花岗岩、华力西中期的黑云母花岗岩及基性岩脉。喀拉喀什群为面型区域动力热流变质, 以角闪岩相为主;埃连卡特群为区域低温动力变质作用, 属绿片岩相, 中新元古界为低绿片岩相, 古生界和中生界均不变质。

1.2 中昆仑地块

中昆仑地块位于西昆仑山主脊, 成弧形延伸, 为前寒武系基底出露区, 研究程度较低。

该带侵入岩十分发育, 因处于北昆仑沟弧带西南侧的成熟岛弧部位, 故发育有大量加里东期闪长岩、石英闪长岩、花岗闪长岩的巨大岩基和华力西期以二长花岗岩为主的花岗岩类。此外还出现少数印支期花岗闪长岩和燕山期二长花岗岩小岩体, 为该地块与南侧阿克赛钦带向北碰撞的产物。

该区变质程度较深达角闪岩相、绿片岩相。构造变形十分强烈, 褶皱紧闭, 断裂发育, 除走向断裂外, 受北北东向和北东东向大断裂改造, 切割成大小不等的菱形构造地块。

西昆仑玉石矿主要产在中昆仑地块中, 主要受中新元古界碳酸盐岩和侵入其中的碱性花岗岩接触带控制;中新元古界双峰式火山岩类复理石建造中, 有塔里木块状硫化物铜锌矿点。前人认为, 中昆仑地块中广泛发育的花岗闪长岩, 预示该带有寻找斑岩型矿床的远景[2]。

2 西昆仑及其邻区成矿规律分析

西昆仑金属成矿省产出的矿床, 区域上具有局部集中、成群成带分布的特征。矿床类型趋向于在特定成矿环境相应的地质构造单元产出, 这一特点成为认识矿床区域分布规律的基础。

2.1 铜矿床

铜矿床主要分布在北昆仑成矿带和中昆仑成矿带, 但不同铜矿床类型, 往往集中在不同成矿地质环境。

北昆仑成矿带主要产出昆仑式火山岩型块状硫化物含铜黄铁矿矿床和砂岩型铜矿床。前者主要分布在北昆仑成矿带西段中—巴公路以西阿克塔什—萨落依成矿亚带, 产在具有优地槽特征的行炭纪弧后裂谷构造环境, 从东部奥依塔克镇, 向西经阿克塔什、萨落依到古鲁滚涅克, 大约在80 km长的范围内, 已经发现了20多处矿床和矿化点, 其中较为重要的有阿克塔什、卡拉卡依、萨西萨苏和萨落依等矿床, 这些矿床均沿着石炭纪双峰态火山岩系分布, 分别在下石炭统基性火山岩和上石炭统酸性火山岩两个层位产出, 该类型矿化在北昆仑成矿带东部库尔浪成矿亚带相似的地质环境亦有发现。后者分布在北昆仑成矿带西段中—巴公路以东特格里曼苏成矿亚带, 产在具有冒地槽特征的晚泥盆—早石炭世弧后裂谷构造环境, 铜矿床沿着上泥盆统一下石炭统红层砂岩分布, 以特格里曼苏砂岩铜矿床为代表[3]。

2.2 铁铜金矿床

中昆仑成矿带主要产出层控碳酸岩型铁—铜—金矿床、矽卡岩型铜矿床及岩浆热液型铜矿床, 层控碳酸岩型铁—铜—金矿床主要产在中昆仑成矿带西段中—巴公路以西木吉—布伦门成矿亚带元占宙裂陷盆地构造环境, 在约20 km~30 km宽、百余千米长的范围内, 已发现20多处铁—铜—金矿床和矿化点集中在中元古界浅变质细碎屑岩—碳酸盐岩建造内产出。以碳酸盐岩为容矿主岩, 形成重要的元古宙层控碳酸盐岩型铁—铜—金矿床, 其中重要的矿床 (点) 包括:西山头、卡拉玛、东大沟、沙子沟、木吉、卡拉库里等铜 (金) 矿床, 哈拉墩和皮拉坚等铁—铜 (金) 矿床及切列克契铁 (铜) 矿床等, 矽卡岩型和岩浆热液型铜矿床主要分布在中昆仑岩浆岩带, 矿床形成与晚古生代中—酸性岩浆热液活动有关, 矿床产在花岗岩内或其与围岩的接触带附近, 形成的矿床包括斑岩型、热液充填交代型和矽卡岩型铜矿床、铁—铜矿床及铜—多金属矿床。该类型矿床虽然在整个西昆仑金属成矿省均可见到, 但已知矿床绝大多数集中分布在中昆仑岩浆岩成矿带。

3 结语

中国西昆仑地区成矿条件优越, 矿产资源丰富。在矿产资源供需矛盾日益突出的新形势下, 研究该地区矿产资源总体情况、成矿规律和找矿潜力, 具有十分重要的意义。通过以成矿带综合研究带动区域战略性矿产勘查工作, 为开展该地区战略性矿产勘查宏观部署提供参考。

参考文献

[1]毕毕, 王中刚, 王元龙, 等.西昆仑造山带构造—岩浆演化史[J].中国科学 (D辑) , 2012, 29 (5) :398-406.

[2]贾群子, 李文明, 于浦生, 等.西昆仑块状硫化物矿床成矿条件和成矿预测[M].北京:地质出版社, 2013.

成矿探讨 第5篇

嵩县庙岭金矿床成矿物质来源及聚积规律探讨

通过对区域地层和庙岭金矿区地层的金丰度值、火山活动、构造运动的.研究,分析庙岭金矿床金矿成矿物质来源及聚积规律,提出了庙岭金矿床新的成矿模式,并为今后在该区开展地质找矿工作提出了新的方向.

作 者：张元伟 徐建昌  作者单位：河南省地质矿产勘查开发局第1地质调查队,河南,洛阳,471023 刊 名：华北国土资源 英文刊名：HUABEI LAND AND RESOURCES 年，卷(期)： “”(1) 分类号：P618.51 关键词：庙岭金矿床   物质来源   聚积规律  

成矿探讨 第6篇

关键词：交通社地区；稀有稀土矿；成矿物质；控矿因素

1 成矿地质背景

1.1 地层。矿区出露地层相对简单，主要有古元古代达肯大坂群上岩组、分布面积最大，约占工区总面积的70%；第四系广泛分布于河谷、阶地及山间宽谷平滩上。古元古代达肯大坂群上岩组主要分布在预查区北部和中部。地层走向为北西—南东向，倾向80°-135°，倾角60°-80°，岩性主要为黑云斜长片麻岩、黑云斜长角闪岩、大理岩。黑云斜长片麻岩：呈青色，片麻状结构，块层状构造，主要由黑云母、斜长石、正长石、角闪石等组成；其中黑云母占5%、斜长石65%、正长石25%、角闪石1%、其它成分4%组成。黑云斜长角闪岩：呈黑色，中细粒结构，块状构造，主要由黑云母、斜长石、角闪石等组成；其中黑云母占5%、斜长石65%、角闪石25%、其它成分5%组成。大理岩：呈灰白色，细粒结构，块状构造，主要由方解石组成，其中方解石约占90%、其他成分10%组成。

1.2 构造。预查区位于柴北缘蛇绿混杂岩中，区内断裂构造、褶皱构造较为发育。预查区内地层由于经受了复杂的造山运动的改造，造成各岩石地层单位发生了不同程度的构造形变，表现为区内地层褶皱构造较发育，多形成一系列呈开阔型、短轴状为主的小型褶皱。褶皱的特征：轴向总体呈近南北向，与区域构造线方向基本一致，而在局部受多次构造形变的影响，褶皱轴向乱而复杂，沿轴向和断裂破碎带附近常见有流劈理、节理、裂隙和小的揉皱形成，预查区内断裂构造发育，圈定2条断裂，断裂具有长期、多期活动的特点，不同期次的构造运动所形成的断裂具有不同的断层性质和分布规律。同一构造运动形成的断裂在空间上排列有一定的规则。按断裂展布方向分二组断裂，即北西—南东向断裂、南—北向断裂。

1.3 岩浆岩。出露的侵入岩主要为二长花岗岩、辉长岩、碱性花岗岩。侵入于古远古代达肯大坂群地层中。脉岩主要为后石英脉。

（1）二长花岗岩体。呈岩珠状产出，出露面积小，岩体侵入于古远古代达肯大坂群地层中，目前该岩体中未发现矿化体。

（2）辉长岩。呈岩珠状产出，出露面积小，岩体侵入于古远古代达肯大坂群地层中，目前该岩体中未发现矿化体。

（3）含矿碱性花岗岩。主要分布于矿区北部，呈岩珠状产出，地表呈椭园状南-北向展布，出露面积约有0.4km2，侵入于二长花岗岩与辉长岩中，受构造影响，岩石解理发育，地表经后期分化后，呈碎裂状。表面具有明显的火烧皮，岩石中可见有分布不均的碳酸岩化、褐铁矿化、硅化、钾化、黄铁矿化、黄钾铁矾。目前异常区发现的稀有稀土矿化与该岩体存在一定的成因联系，矿化主要赋存碱性花岗岩的裂隙及与后期脉岩接触带附近。

（4）岩体穿切关系。花岗伟晶岩脉穿切辉长岩、黑云二长花岗岩及碎裂岩，即花岗伟晶岩形成时间最晚，未受到后期的地质及构造作用改造；其形成时间为三叠纪，其形成时间晚于古远古代早于脉形成的时代。

（5）脉岩。其产于片麻岩、碎裂岩、辉长岩的节理、裂隙中，其地表规模一般较小，脉厚一般0.5m～0.8m，最厚者可达1.4m以上，最长达500-2100m，但延伸稳定，呈带状展布，颜色灰白色，乳白色，钾化、高岭土化发育；

2 矿化体特征

通过工作后圈定稀有、轻稀土矿带1条，长度6600m，地表出露宽度一般在50m～580m左右，最窄18m，最宽640m；圈定铌钽、轻稀土矿化带1条，带内圈定矿体3条，矿体长度约1180-1420m，厚度2.28～6.01m，品位（Nb2O5、Ta2O5）0.015-0.043×10-2；伴生轻稀土（ [Ce]2O3）品位0.08～0.14×10-2。走向140°～190°，倾向东-北东，含矿岩性主要为为碱性花岗岩。

3 控矿岩体

矿区主要发育碱性花岗岩体。通过对稀有及轻稀土矿（化）体的位置、岩性、分析结果对比分析，预查区目前发现的稀有及稀土矿（化）体赋存于与花岗伟晶岩脉中，少量赋存于大理岩、碎裂岩中，花岗伟晶岩的宽度基本框定了相应矿化体的宽度，且岩体与成矿关系密切，目前区内已有的成矿事实均与其相关，矿体的大小与边界基本框定矿体的规模。故认为，矿区矿床受岩体控制。

4 近期研究认识

近年来阿尔金成矿带一直强调阿尔金断裂的成矿作用，通过矿区容矿的碱性花岗岩岩体系统的岩石地球化学，我们认为阿尔金断裂存在一期重要的花岗岩稀有稀土矿成矿事件。

5 矿床的类型

交通社地区发育与碱性花岗岩有关的稀有稀土矿床，这矿床成因是属于与碱性花岗岩有关的稀有稀土矿。

6控矿因素

（1）构造背景条件：从区域成矿地质环境来看，预查区处于俄博梁华力西期（钨、铋、稀土）成矿带，与冷湖行委赛什腾西缘稀土矿处于同一成矿带上，成矿的地质背景类似，印支期的酸性侵入岩发育。主要岩性为花岗伟晶岩，碱性长石花岗岩，大理岩发育，具备形成稀有稀土矿的地质背景。

（2）预查区构造条件：由近SN向主构造发育，派生一系列次级的近EW向平行断裂和其他方向的断裂构造。极有利于大陆边缘岩浆活动和热液成矿作用的发生。

（3）岩浆岩条件：区内的侵入活动为碱性花岗岩矿床成矿提供重要热动力、成矿物质和流体条件。

区内印支期侵入作用为基性-中酸性活动，以中酸性为主，为钙碱性系列岩石，为典型的活动大陆边缘岩浆岩。这种岩株状产出的酸性侵入岩-碱性花岗岩对碱性花岗岩型稀有稀土矿成矿十分有利。

（4）区域内Nb、Ta、La、Th、U等元素组合异常或部分元素组合异常套合较好，可能主要与酸性岩体关系比较密切，总体看元素地球化学场对成矿较有利。

7找矿标志

（1）碱性花岗岩小岩株存在，是最直接的找矿标志。（2）在达肯大坂组地层中发育褐铁矿化，钾化，地表形成红褐色松散堆积物，是十分显眼的直观的间接标志。（3）以Nb、Ta组合为主，并伴有W、Sn、Bi、Ag、Au等的水系、土壤、巖石地球化学异常规模大，强度高，异常源极有可能是矿（化）体。（4）1：1万高精度测量圈定的弱正磁异常是寻找隐伏岩体，也是寻找隐伏的是矿（化）体。

参考文献：

[1] 李海兵等；阿尔金断裂带对青藏高原北部生长、隆升的制约；《地学前缘》 2006年第13卷第4期

[2] 覃小锋等；阿尔金构造带西段前寒武纪花岗质片麻岩的地球化学特征及其构造背景；《现代地质》；2008年第22卷第1期

成矿探讨 第7篇

金是一种受到广泛关注的贵金属, 其具有货币商品属性, 可作为国际储备。同时, 采用金打造的饰品象征着一个人的地位与财富。但因金具有极高的抗腐蚀性、良好的导电性、导热性以及其他工业科技方面的特性, 因此在现代高新科技产业中也具有十分重要的作用, 被称为一种重要的战略性矿产资源。

2 我国金矿地质现状

2.1 空间分布极度不均衡, 有区域集中的趋势

虽然我国当前矿床的发现与开采方面获得了良好的发展, 但基于我国地壳环境的特殊性, 导致金矿床分布严重不均衡。其中, 黑龙江沿江地区集中了我国大部分砂金储量, 这是最为显著的金矿区域, 而70%的伴生金大多处于我国长江中下游地区。根据相关调查结果可以发现, 我国大多数黄金储量集中在滨太平洋成矿域中, 其次是亚洲成矿域和特提斯-喜马拉雅成矿域。

2.2 矿床中矿物品种繁多, 热液金矿的矿化物类型各异

通过有关调查可知, 我国金矿床中具有100余种矿物, 其中, 有将近半数是贱金属矿物, 贵金属矿物有10余种, 非金属矿物与表生矿物均有20余种。此外, 石英、金属硫化物和粘土类矿物等是金的载体矿物的主要组成部分, 其中, 较为常见的矿物主要有自然金、银金矿、金银矿、蹄金矿以及蹄金银矿等。此外, 金矿床中包含的热液金矿的矿化类型还会随着熔岩矿石性质、构造特征及其热液而存在一定的差异, 进而导致热液金矿的种类不同。

2.3 伴生金是岩金、伴生金和砂金中比例最高的一项

通过相关矿产调查结果可知, 我国长江中下游有色金属集中区域是伴生金的主要产地, 伴生金在我国金矿床中具有关键性作用。同时, 我国大部分伴生金矿床均为大型金矿床。

3 我国金矿区域成矿及找矿方向分析

3.1 我国金矿区域成矿情况

3.1.1 古亚洲成矿域

在古亚洲成矿域内, 前寒武变质岩系的数量巨大, 分布也较为广泛, 并且集中在各个古隆起区, 我国东部的金矿就是在此条件下形成的。但在基底岩系中, 并不具备较大规模的超基性熔岩喷溢条件, 导致绿岩带分布较为狭隘, 发育也不理想。

同时, 绿岩带的功能及成矿的影响力也低于例如澳大利亚、南非、巴西、印度、加拿大等其他国家, 前寒武纪的早期金矿化分布与残留的绿岩带共同构成了金场峪、夹皮沟金矿床, 在位于韧性剪切带及其他条件良好的部位, 还形成了数量较少及规模一般的金矿。

此外, 在我国的华北北部、南部边缘地区的小秦岭、乌拉山、冀北以及冀东等地区, 其基底是前寒武纪变质岩系, 属于显生宙构造的岩浆活化区, 石英脉类型金矿的发育较为良好, 河北小营盘金矿、小秦岭金矿即为该地质特征的集中体现。

3.1.2 滨太平洋成矿域

根据有关调查结果可知, 我国仅有滨太平洋成矿域的一部分, 其是世界上极其重要的新金银矿成矿带之一, 具有巨大的储量, 图1为滨太平洋成矿域图。我国台湾地区就处于该成矿带, 火山热液型金矿是其最主要的特征。

此外, 中央山脉的岩浆酸度较高, 外部为大陆边缘的活动带, 再加上滨太平洋区域的作用, 在一定程度上提高了我国中部原本的成矿环境的成矿能力, 最终形成我国东部的数量较多的金矿区以及主要的金矿类型。

3.1.3 特提斯-喜马拉雅成矿域

晚古生代以来, 因存在印度板块与欧亚板块的相对运动, 形成了北西向的弧形结构带, 也就是特提斯-喜马拉雅成矿域, 集中在我国的西南地区。同时, 因印支、燕山、喜马拉雅等多期构造的岩浆活动所产生的影响, 导致该地区存在大量规模较大的断裂带、韧性剪切带、推覆构造带、高压变质带、构造-岩浆带。而该强度较大的构造热事件, 是金矿形成最主要的热动力来源, 其能够有效增加地壳深处及浅处的矿源, 并且为成矿的运移和沉淀提供空间和场所。

此外, 在我国华北板块西南部位的陆缘活动带与复合褶皱造山带, 已经发现复成热液金矿床, 并且已经开始了有序的开发, 例如兰沟里金矿、瓦勒根金矿、五龙沟金矿等。近年来, 我国又陆续发现了处于巴颜喀拉山中段的曲麻菜地区存在大量特大型金矿床, 这些金矿床具有较大的开发潜力。

3.2 我国金矿的主要找矿方向

(1) 对老矿区进行进一步发掘, 查明老矿区周围是否还存在伴生矿。 (2) 对新矿区深入发掘, 通过勘查示范对新矿区进行深入研究。 (3) 采取科学选冶技术、综合利用技术, 将表外矿床变成可供使用和开采的矿床。当前, 中国的卡林型金矿已经成为金矿主要的找矿方向。 (4) 通过对矿区带的研究, 促进选区工作的快速发展, 形成新的远景区。 (5) 通过对成矿系列、成矿规律的分析, 寻找金矿新的生长点。

4 我国金矿资源可持续发展对策

4.1 加强地质勘探, 提升选冶技术

金矿是一种稀缺的全球性战略矿产资源。与世界其他国家相比, 我国金矿资源储量比较少, 增长速度也相对缓慢, 后备资源也存在严重短缺的问题。因此, 必须不断增强金矿的地质勘探工作, 并且还要在增强原有矿山深部找矿和外围找矿的基础上, 重点做好勘探程度较低的西部地区金矿的勘探与开采工作。

此外, 还应当在积极运用我国已有勘探技术的前提下, 借鉴国外的新思路、新理论、新方法来寻求新的金矿资源。当然, 还要不断增大科技的投入, 以此来不断提升我国选矿冶炼技术, 并且还要充分利用我国较多的伴生金矿资源、低品位金矿资源, 以及较难处理的金矿石资源。

4.2 控制产量, 有计划性开采

金属于不可再生资源, 储量极其有限。因此, 必须要制定长远的、科学的生产规划, 以促进我国金矿资源的可持续发展。这就要求有关部门要做好生产总量控制政策的编制工作, 进而在满足我国实际需求的基础上, 有计划的开采。当前, 我国每年新增加的金矿资源储量约650t (表1) 。

同时, 还要适当整顿、取缔一些技术较为落后、违法乱采的小型金矿, 严禁一切私采滥挖情况的发生。此外, 还要积极借鉴例如南非等国资源储量丰富却限制开采, 甚至大量购买、储备他国资源, 以妥善处理未来可能出现的资源危机的方法。

4.3 塑造绿色节约型发展模式

我国人口基数大, 人均金矿资源拥有量极少。近年来, 随着经济的快速发展, 人均需求量也随之上涨, 并带来了严重的生态污染问题。因此, 必须坚持资源消耗少、污染排放少的可持续化发展战略。这就要求不断增加开发与利用循环利用的低成本生产技术体系、低成本高效率的污染治理技术体系, 增强生态保护和恢复技术体系的力度。

5 结语

总而言之, 现阶段, 我国金矿勘察量与黄金生产量已处于世界的前列, 但相比于发达国家, 我国的开采技术还相对落后, 因此, 必须不断增大开发新型技术的力度, 以推动我国金矿资源的可持续发展。

摘要：我国虽然资源较为丰富, 但是资源的分布并不均衡, 其中, 金矿的分布较为广泛, 根据不完全统计结果发现, 我国共有一千多个县 (旗) 具备金矿资源。在此背景下, 本文首先分析了我国金矿地质现状, 其次对金矿区域成矿及找矿方向进行了详细的阐述, 最后对我国金矿资源可持续发展对策进行了一定的研究, 以期促进我国金矿的良好发展。

关键词：金矿地质现状,区域成矿,找矿

参考文献

[1]榻国棉.广西金矿成矿地质特征与找矿远景[J].新建设:现代物业 (上旬刊) , 2013 (04) :8~9.

[2]张文钊, 卿敏, 邹依林.安徽省金矿成矿地质背景、主攻矿床类型及找矿区划[J].黄金科学技术, 2010 (18) :16~21.

我国油页岩成矿条件分析方法探讨 第8篇

一、构造运动学

盆地的沉积演化与构造演化关系密切, 整体稳定、局部强烈的构造活动有利于油页岩富集[1];区域构造活动往往与优质油页岩存在时空耦合关系[2]。以鄂尔多斯盆地为例, 从盆地腹部和周缘地区的沉积演化规律分析, 延长组长8段沉积末期, 鄂尔多斯盆地西缘和西南缘处于一种不稳定的构造环境中, 即为秦岭造山运动。该事件对鄂尔多斯盆地中生界内陆湖盆的演化产生了重要的影响, 导致沉积格局发生重大变化, 表现为由长8沉积期地形平坦的滨浅湖沉积快速相变为长7沉积期以深湖沉积为主的沉积格局。秦岭造山运动的加剧, 直接造成了湖盆的快速沉降—长7最大湖泛, 为优质油页岩的大规模发育提供了基本的地质条件。同时, 频繁发生火山喷发事件可以提供大量的热能, 又可以提供大量的物质。对区域气候和湖生生物组合产生巨大的变化;形成的物质进入湖盆水体, 提高水体营养供给速度, 促进生物勃发和初级生产力提高, 有利于有机质富集[3]。火山喷发产生的凝灰物质在长7段底部形成一套厚度大、分布稳定的凝灰岩, 凝灰岩纹层可起到隔氧的作用, 有利于有机质的保存。

二、岩相古地理学

1、古气候

古气候对油页岩的形成具有很重要的作用。古气候可以影响沉积盆地中水体的含盐度和氧化还原环境, 控制沉积盆地中湖泊初级生产力和有机质类型及保存条件[4];通过影响沉积盆地湖平面变化控制油页岩沉积的层位与厚度。温暖、潮湿的古气候条件最有利于油页岩的形成[1]。

2、沉积环境

油页岩沉积环境范围很广, 既可以形成于淡水高盐湖泊, 也可以形成于海相盆地的边缘、大陆架及湖沼和海岸的沼泽。中国油页岩以陆相沉积为主, 主要形成环境为深湖-半深湖相、湖泊-沼泽相、泻湖相, 其次为海陆交互相和海相沉积[5]。

三、地球化学

1、无机地球化学

中国油页岩中富含大量的稀土、稀有和微量元素。稀土元素具有稳定的地球化学性质, 不易受各种地质作用的干扰, 可以作为岩石成因的地球化学指示剂。

1、元素丰度

以Li、Ti等为代表的元素, 是陆源风化产物随河流进入湖盆沉积的外源元素;以Mn、Sr等为代表的元素则属内源元素, 是湖盆内化学作用的产物。

2、元素比值

Mn/Ti比值可作为离岸距离的标志, 其值常随距陆地距离的增加而增大 (邓宏文等, 1993) 。Sr/Ba比值是区分淡水和咸水的标志。Sr/Ba值大于1指示海相沉积, Sr/Ba值小于1指示淡水沉积, Sr/Ba值为0.5-1为半咸水相沉积 (王益友等, 1979) 。而在无海水入侵的湖相沉积中, Sr/Ba值大于1指示干旱气候条件下的湖水咸化 (刘春莲等, 2005) 。B/Ga比值也可以反映水体古盐度的变化。Ni/Co、Ni/V、Cu/Zn和V/ (V+Ni) 比值常作为恢复水体氧气条件的地球化学指标。一般高Ni/Co、Cu/Zn比值反映还原条件, 而Ni/V元素比值则随着沉积环境的还原性增加而下降。V/ (V+Ni) 比值大于0.50代表厌氧环境, V/ (V+Ni) 比值介于0.45-0.60之间表示贫氧的沉积环境, V/ (V+Ni) 比值小于0.45指示富氧的沉积环境 (腾格尔等, 2005) 。Sr/Cu比值介于1.3-5.0指示温湿气候, 该值大于5.0则指示干热气候 (Lerman A, 1989) 。同种离子的浓度在不同盆地之间存在差异, 致使不同盆地的Sr/Cu比值并不相同[6]。

油页岩中的微量元素也是沉积环境的良好指示剂, 特别是V、Mo等元素为氧化还原敏感微量元素。Mo元素富集指示油页岩古沉积环境为还原环境, 显示古湖泊的初始生产力极高。

2、有机地球化学

干酪根是沉积有机质的主体, 因而干酪根的类型基本上反映出沉积有机质的类型。在不同沉积环境中, 由不同来源有机质形成的干酪根, 其性质和生油潜能差别很大。I型干酪根主要来源于水生浮游生物和藻类, 生油潜能大;Ⅱ型干酪根来源于海、陆相浮游生物 (以浮游植物为主) 和微生物的混合有机质, 生油潜能中等;Ⅲ型干酪根来源于高等植物的木质素、纤维素等。含可鉴别的植物碎屑甚多, 可被河流带入海成、湖成三角洲或大陆边缘, 与I、Ⅱ型相比, 对生油不利, 但埋藏到足够深度时, 可成为有利的生气来源。对于混合型油页岩, 表现为两种方式, 一种是来源于水生浮游生物和藻类与陆源的高等植物碎屑混合堆积, 另一种是主要来自湖泊边缘沼泽和沿岸水生植物[7]。

另外, 正构烷烃、无环异戊二烯类烷烃和甾烷等生物标志化合物常也可以用来判断沉积有机质的母源输入和沉积环境。

四、结束语

整体稳定、局部强烈的构造活动有利于油页岩富集, 区域构造活动往往与优质油页岩存在时空耦合关系;温暖、潮湿的古气候条件和深湖-半深湖相沉积环境以及古沉积环境为还原环境最有利于油页岩的形成;I型和Ⅱ型干酪根类型生油潜能大, 最有利于形成油页岩。

我国油页岩资源丰富, 成矿条件复杂多样, 理论研究还很薄弱, 必须针对不同盆地、不同地区、采用多种学科结合、运用多种方法才能更好地寻找到有利的油页岩资源矿区。

参考文献

[1]昌燕, 刘人和, 拜文华, 等.鄂尔多斯盆地南部三叠系油页岩地质特征及富集规律[J].中国石油勘探, 2012, 2 (14) , 74~78

[2]张文正, 杨华, 彭平安, 等.晚三叠世火山活动对鄂尔多斯盆地长7优质烃源岩发育的影响[J].地球化学, 2009, 38 (6) , 573~582

[3]刘招君, 杨虎林, 董清水, 等.中国油页岩[M].石油工业出版社, 2009

[4]卢进才, 李玉宏, 魏仙样, 等.西北地区油页岩形成条件及找矿方向[J].西北地质, 2006, 39 (4) , 57~64

[5]拜文华, 吴彦斌, 高智梁, 等.浅湖_半深湖相湖湾环境油页岩成矿富集机理研究[J].地质调查与研究, 2010, 33 (3) , 207~214

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小秦岭金渠金矿区域成矿模式探讨 第9篇

1 地层与构造

区内地层以太古宇为主, 沟谷中有零星的第三系、第四系沉积层。自下而上为焕池峪组:主要由黑云斜长片麻岩。闾家峪组:岩性为黑云斜长片麻岩、混合花岗岩夹角闪斜长片麻岩;观音堂组:长石石英岩 (硅英岩) 与斜长角闪片麻岩互层;枪马峪组:岩性为斜长角闪片麻岩与黑云斜长片麻岩互层组成。

老鸦岔复背斜核部位于小秦岭分水岭附近, 复背斜南翼有枪马峪背斜, 北翼依次有西阴—雷家坡向斜和五里村背斜。在漫长的地质时期, 受到不同方向的应力作用, 使区内断裂构造非常发育, 控矿断裂构造多具韧性剪切带的特征, 首先以近东西向韧性剪切带为主;其次呈近南北向、北东向和北西向。韧性剪切带内有糜棱岩、千糜岩等构造岩。晚期沿韧性剪切带活动的压扭性断裂内, 有含金石英脉充填, 并有热液交代构造岩或围岩成蚀变岩型金矿石。其矿区位置主要位于老鸦岔的复背斜轴北侧, 并且延伸至西阴—雷家坡向着斜轴的北侧, 同时矿区跨越了向斜轴部, 矿区地层为闾家峪组、观音堂组。

在矿区内部出露的底层主要为古宇太华群, 其中在矿区内的混合岩化作用与区域变质都很强烈, 同时岩浆活动呈现的比较频繁, 在不同深度中的韧性与脆性层次所形成的断裂构造发育, 金矿脉在区域内分布的很普遍, 这就促使我们找矿的前景非常良好。

位于西阴—雷家坡向斜东段南翼以及核部的矿区内, 其中西阴—雷家坡向斜呈现近东西向的展布开来, 东起西庭, 向西经雷家坡、西阴, 至西部被文峪花岗岩体吞蚀, 东西延伸约30 km长, 南北约2~4 km宽, 韧性断层。

按其走向可分为3组:近东西向、北东东向和北西西向, 其中以近东西向和北西西向最为发育, 规模较大, 具有密集成群分布的特征。在矿区内规模较大 (500 m) 的有11条 (含延伸至矿区外围) :F5、F6、F303、F304、F305、F302、F301、F300、F299、F88、F51、F110 (断层及含金石英脉编号均沿用前人工作编号) 。韧性剪切带与金矿关系密切, 除F305剪切带外, 其它韧性剪切带内均赋存有含金石英脉。后期叠加脆性构造角砾岩。矿区内常见的围岩蚀变当中主要包含了:黄铁矿化、多金属矿化、硅化、碳酸盐化等等方面。其中这种蚀变主要发育在两石英脉之间或者两端的延长部位, 同时还在含金石英上下盘发育, 具线型蚀变特征 (详见矿体地质围岩蚀变的种类) 。其它一些蚀变为区域性岩石蚀变, 如:黑云母化、绿泥石化、绿帘石化、钠黝帘石化及纤闪石化等, 常发育在片麻类岩石及暗色脉岩中, 与矿化无关。

金渠金矿区矿脉较多, 可分为4个矿脉组, 自南而北分别为202脉组、16脉组、303脉组和845脉组。202脉组位于矿区南部, 其中的308脉位于矿区, 其他矿脉在矿区以南的四范沟矿区内, 深部延至矿区。303脉组位于矿区中部, 地表露头多在桐沟矿区。845脉组在矿区北部。16脉组地表无露头, 为隐伏矿脉, 与202脉倾向相反, 呈“X”型交。

2 成因分析

(1) 成矿时代。

含金石英脉切穿了早燕山期的辉绿岩, 又被同位素年龄为70Ma的云煌岩穿插 (K—A r法) 。

含金石英脉围绕晚燕山期花岗岩分布, 且矿脉分布在花岗岩体外2~7 km范围内。含金石英脉成矿后没有经受较强的构造运动。除被云煌岩穿插外, 仅有喜马拉雅运动形成的平推断层使矿体小距离位移。

成矿物质来源、小秦岭金矿为晚燕山期生成的中低温中深岩浆热液矿床。不同矿化阶段包裹体成分测定结果表明, 矿化过程中热液成分相近, 组分的种类及数量没有明显变化, 提示形成金矿的成矿溶液具有同源性特点。矿脉石英中包裹体CO2/H2O值平均为0.172, 具岩浆热液特征。

小秦岭金矿的形成, 主要受以下三方面的因素控制。

(1) 地层对金矿化的控制作用:小秦岭地区广泛出露的太古界太华群地层, 为金矿的形成提供了主要矿质, 成为区域金矿形成的矿源条件。

(2) 小秦岭地区含金石英脉的分布受一定地层层位的控制。

(3) 容矿地层对金矿脉分布的控制作用, 在小秦岭地区主要有以下几方面: (1) 太华群地层多期次的变质作用, 使原来含于硅酸盐矿物中的金, 从不易释放状态变为易释放状态。在前述各类变质作用中, 区域性的退化变质作用和区域性的混合岩化作用, 对变质岩中金赋存状态的变化有重要影响。

(2) 从成矿晚燕山期前后太华群地层中金丰度值对比, 也可说明小秦岭金矿形成的矿质主要来自太华群地层。

(3) 近年来的研究表明, 花岗岩体的Rb—Sr年龄为花岗岩浆结晶分异的年龄, 而黑云母的K—Ar年龄常可代表岩浆热液脱离岩浆的年龄。由此即可理出从花岗岩浆的结晶分异、岩浆热液的溢出到含金石英脉形成的时间序列图。

构造运动对金矿化的控制作用:构造运动不仅为各期次岩浆活动、各类岩浆岩的形成提供了空间与动力, 而且对金的活化迁移创造必要的物理化学条件。各种构造形迹对矿液运移的方向和矿化的条件都有明显的控制作用。

(4) 构造岩糜棱岩的控矿作用由于糜棱岩具有发育的裂隙、劈理、片理, 空隙度可大于一般变质岩2~3倍, 对矿液的运移, 以及后期脆性断裂的形成十分有利。

3 小秦岭金矿成矿模式讨论

其内容主要包括:矿质来源、金的活化条件、迁移形式、沉出作用等。现将小秦岭金矿成矿模式概述如以下几点。

(1) 成矿物质的多源性。从金矿脉硫、氧、氢、碳、银、铅等同位素、矿物包体、微量元素、稀土元素, 以及数学地质的判别分析等研究方法所得结果的分析证明, 形成小秦岭金矿的成矿物质具明显多源性特征。

(2) 金活化的长期性。华群地层成岩阶段, 金有两种来源:一是来自原始古陆核的风化剥蚀碎屑堆积物;二是由海底拉斑玄武岩的喷发作用从地慢带入。

(3) 成矿机理的渐序性:成矿溶液一次贯入分阶段成矿机理。当岩浆期后热液与间隙溶液混合后形成成矿溶液, 在构造运动的影响下, 糜棱岩带内的局部地段出现脆性引张断裂, 形成负压空间。

当压力差消失后, 矿液的迁移终止, 进入成矿期。

(4) 矿化空间的分带性:由于矿质运移的方向性和成矿物理化学条件变化的规律性, 使小秦岭金矿化具有明显的空间分带特征。

水平方向上主要集中于距晚燕山期花岗岩基2~7 km范围内, 在垂向上分布于标高2000-0 m的间距中。据此即可以晚燕山期花岗岩为中心, 由内向外分为三个矿化带, 即弱矿化带、强矿化带、弱矿化带。在强矿化带, 由内向外, 由上至下:多金属硫化物型、黄铁矿型和少黄铁矿型。小秦岭金矿上述矿化原生分带, 也说明金矿化过程中物理化学条件在时空上的有规律变化。

摘要：对金渠金矿区域地层与构造, 成因成矿机理分析了为例, 探讨小秦岭成矿模式。

关键词：金渠金矿区,构造特征,成因与控矿探讨,小秦岭成矿模式

参考文献

[1]案世伟, 陈尚迪.小秦岭金矿主要控矿因素及成矿模式[J].成都地质学院地质找矿论丛, 1990, 12 (5) :1-12.

[2]高世贤.小秦岭金矿田地质特征及矿床成因[J].采矿技术, 2009, 9 (1) :120-123.

[3]邵世才, 何绍勋.试论小秦岭金矿带成矿的物质条件[J].地质与勘探, 1993, 4 (29) :1-6.

[4]王祖伟.小秦岭成矿带金矿化垂向分带规律及其地质意义[J].贵金属地质, 1996, 5 (3) :178-186.

矿产资源的成矿原理与找矿方法探讨 第10篇

目前, 我国的工业正迅速发展, 而支撑工业领域飞速发展的各种矿产也显得日益重要。但是, 随着开采力度的加大, 各种矿产资源被过度开发, 企业对于矿产资源的勘探越来越困难。笔者围绕矿产资源的成矿原理以及找矿方法进行探讨。

1 矿产资源成矿原理

1.1 元素的迁移和富集

1.1.1 元素分布量

(1) 影响到工业品位要求的高低, 地壳中平均含量越高的元素, 通常其最低工业品位要求也较高。

(2) 元素分布量还影响到构成矿床时元素所需富集倍数的大小, 一般情况是, 元素的平均含量越高, 则构成矿床所需富集倍数越小, 成矿可能性较大。

(3) 影响矿床规模划分的标准, 元素的平均含量越高, 构成大型矿床时对其储量的要求也较高, 形成独立矿床的过程也越简单, 如克拉克值高的元素, 如Al, Fe, Mn, P通过沉积作用即可形成。克拉克值低的元素, 如Au, W, Sn, Mo, Be, Li, B的矿床, 通常需要长期反复的地质过程, 在更特殊的条件下才能形成矿床, 克位克值低的元素通常成矿时代也较新, 大多在古生代和中、新生代 (如Hg, Sb, W, Sn, Mo, Nb, Ta) , 而克拉克值高的元素成矿时代较早, 如Fe, Mn, Ni等在寒武纪和前寒武纪。

1.1.2 地球化学热力学条件

成矿过程总是发生在一定的地质环境中, 地质环境对成矿过程产生重大影响。这种影响是通过成矿体系物理化学特征的改变显示出来。地质-地球化学热力学条件变化系导致元素共生分异富集的重要因素之一。物理化学条件变化对其控制体现在, 共存于同一成矿热液中的成矿元素由于其络合物类型、溶解度相异及其对物理化学条件的变化作出的响应不同, 从而使其沉淀在时间、空间和沉淀物种上有所差异。

1.2 元素富集成矿的作用方式

1.2.1 结晶作用

包括从岩浆、流体和气体中直接结晶形成的有用矿物的聚集。岩浆结晶作用———当岩浆熔融体冷凝到一定程度, 达到某种有用矿物结晶的饱和度而形成的有用元素的富集。凝华作用———岩浆热能驱使易挥物质气化, 沿构造通道或裂隙直接结晶形成的凝化物。蒸发作用———从流体中受蒸发浓缩, 有用组分直接从溶液中达到饱和而结晶的作用。

1.2.2 化学作用

(1) 化合作用—各种气体、液体和固体相互之间发生化学反应而形成的有用矿物聚集。

(2) 胶体化学作用—自然界分散介质中质点呈悬浮状态的胶体溶液, 通过吸附作用或离子交换作用, 将某些有用元素凝聚固定下来的成矿作用。

(3) 生物化学作用—自然界在生物或有机质参与下的化学沉积成矿作用。

1.3 成矿作用

成矿作用———是地球演化过程中, 使分散在上地幔和地壳中的化学元素和有用物质在一定地质作用条件下, 相对集中形成矿床的作用。在地球内部动热能源影响下, 由地幔、地壳提供成矿物质以及携带它的介质, 在各种复杂地质作用中造就矿石的堆积, 称内生成矿作用。相应矿床:岩浆分凝矿床;岩浆熔离矿床;岩浆喷溢矿床;岩浆爆发矿床;伟晶岩矿床;接触交代矿床 (矽卡岩矿床) 和各类热液矿床。

2 找矿方法

2.1 普遍的找矿方法

找矿方法是泛指为了寻找矿产采用的工作措施和技术手段的总称。矿产资源是通过找矿发现的, 找矿方法就是找矿, 它是一门既古老又现代的科学。说它古老是因为从远古人类就进行找矿活动, 说它现代是因为找矿方法随着科学技术的发展不断发展, 增加了许多现代科学技术方法。找矿方法多种多样, 根据不同矿床各自的特点, 确定不同的找矿方法。一般来说, 找矿方法实施的首要目的是获取矿化信息, 并通过对矿化信息的评价研究最终发现将找寻的矿产。目前常用的找矿方法有很多种, 这就需要地质工作者会根据不同矿床各自的特点, 确定不同的找矿方法。现在常用的找矿方法按其原理可分为地质找矿方法、地球化学找矿方法、地球物理找矿方法三大类。地质找矿方法包括地质填图法、砾石找矿法和重砂找矿法等;地球化学找矿方法包括岩石、水系沉积物、土壤、生物、同位素、水化学和气体测量等地球化学测量等;地球物理找矿方法包括磁法、电法、地震法、重力法、放射性法等。上述各类方法需要对地质体从不同的侧面进行研究, 提取矿产可能存在的有关信息, 并相互验证, 以提高矿产的发现概率。

为了合理使用找矿方法, 经济有效地进行找矿, 必须认真做好找矿方法的选择。选择找矿方法时, 既要考虑矿体产出的地质环境、矿床类型 (矿床成因、矿石物质成分、结构、构造) 、矿体的形态与产状, 又要考虑地球物理与地球化学特征, 以及自然地理景观等。一个矿床的发现和勘探不是单纯用一种找矿方法取得的, 而是多种找矿方法综合应用的结果。各种找矿方法不能独立使用, 每种找矿方法都有自己的使用前提, 只能从某一方面研究地质体的特性。因此地质工作者特别注重找矿方法的综合应用, 其中以地质为基础, 地质起着综合和枢纽的作用。

2.2 地质填图法

地质填图的基本工作程序大致如下:

(1) 做好地质填图的各项准备工作。全面收集和研究有关填图区域已有的地质资料, 通过实地踏勘, 有时还需要进行航空和卫星相片的地质解释 (见遥感地质) , 选择和实际测制具有代表性的地质剖面 (见地质编录) , 以了解和掌握填图区域的基本地质情况, 并根据任务的要求和比例尺的大小, 确定填图单位。将地层、岩体等地质体按其野外标志 (如层面、界线) 划分为不同的岩层、岩体或岩性组合 (岩性段、岩相带) 作为野外地质图上能够反映填图区地质特征的基本组成单位。填图单位的粗细取决于填图的比例尺, 比例尺越大, 填图单位划分越细, 有时可相当于地层的一个“统”或“阶”, 或为其一部分。

(2) 根据所布置的路线, 进行野外实地填图。填图路线的布置以能够控制地质体的边界线为准则, 其疏密程度取决于地质调查比例尺的大小和填图区的地质地貌情况的复杂程度。填图路线的确定一般有两种方法:一是大致垂直于填图区的岩层和构造线的走向布置路线, 称为穿越法;二是沿各地质体界线或对其他地质现象进行追索观察, 称为追索法。在野外填图过程中一般以穿越法为主, 并辅以追索法。将各条填图路线中的各观察点, 根据所观测到的内容的相似性、地质体产状及区域地质构造现象等, 并按所确定的填图单位, 合理地互相连接起来便圈绘出了填图区域内的地质体和地质现象, 形成了野外地质图。

(3) 室内综合整理工作。在填图过程中所使用的地形底图比例尺一般比要求完成的地质图的比例尺大1倍。因此, 野外填绘的原始地质草图必须经过缩制转绘, 并进行各野外图幅之间地质界线的合理衔接, 根据要求补充和完善图面内容, 才能形成一份完

3 总结语

总之, 当今社会对矿产资源的需求是越来越大的, 我们要了解矿产相关理论, 开创矿产勘查的新技术和新方法更好的为矿产工业铺路搭桥。

参考文献

[1]阚绪岩.淮北煤田地质与勘探技术浅析[J].科技资讯, 2010, 04.

[2]李志勇.关于区域成矿学在地质找矿中的应用探析[J].建筑工程技术与设计, 2014, 03.

成矿探讨 第11篇

关键词：斑岩型铜矿；特征；元素迁移规律；新疆包古图地区

0.引言

新疆包古图地区有极为丰富的矿产资源，主要生产斑岩型铜矿床，矿区范围内分布了多个矿化侵入体。四号岩体的蚀变矿化不高，只有岩浆-热液过渡阶段的信息，而九号岩体的矿体则记录了该阶段的完整信息。文章主要以四号和九号岩体为对象，分析了该地区斑岩型铜矿化特征，并采用微量元素地球化学对比法，研究了不同阶段成矿元素的迁移规律。

1.不同岩体的矿化特征

1.1四号岩体的矿化特征

四号岩体的蚀变矿化类型较多，有黑云母、绢云母、白云母、方解石化等，且类型不一的蚀变矿化是能相互融合的。原声的自行角闪石蚀变能分解成石英和黑云母等，该岩体的蚀变矿物粒度较小，主要以集合体的形式存在[1]。该岩体的矿化特征是全岩矿化，有丰富多样的硫化物，如黄铁矿、黄铜矿、毒砂、磁黄铁矿、闪锌矿等，主要是以黄铁矿、黄铜矿和磁黄铁矿的形式存在，而黄铜矿是最主要的。黄铜矿的产出方式有三种，一是和金红石等氧化物共生，二是和黄铁矿等硫化物共生，三是呈乳滴状分布在闪锌矿中，第二种是最为常见的形式。黝铜矿的含量不多，能交代早期形成的黄铁矿和黄铜矿，斑铜矿也比较罕见，交代于早期的黄铜矿等，见图1。

图1 四号岩体中硫化物产出状态

1.2九号岩体的矿化特征

九号岩體的矿化特征同样具有全岩矿化的特点，深部主要是浸染状、细网脉状的矿化，而浅部是单纯的浸染状矿化，深浅部的高度分割点为250m，在岩体边部和外接触带有发育脉状矿化。岩体内部较为常见的是硫化物脉。该岩体的矿化和蚀变是有明显分带性的，蚀变带的多被晚期蚀变交代，边界并不清楚，蚀变的黑云母一般粒度不大，是呈浸染状或者次生云母脉状分布在蚀变岩石中的，蚀变后的黑云母中有高含量的Si、Cr等元素，但是Fe和Ti的含量不高。矿体的集中分布区域是钾硅酸盐化带，金属矿物大量结晶。

2.不同阶段的元素迁移

2.1岩浆-热液过渡阶段的元素迁移

上地壳侵位后，中酸性岩浆就会受到浮力作用不断向浅部位迁移，促使在岩浆中溶解的挥发达到饱和并分离，这就是岩浆-热液过度阶段。在新疆包古图地区，酸性侵入体在岩浆作用晚期阶段，挥发分会持续增加，并在局部聚集，生成大量的水矿物结晶，这是岩浆向早期热液过度的阶段。将该阶段的蚀变后的花岗闪长岩和未蚀变前对象，能探讨出元素的迁移规律。大离子亲石元素有很高的相容性，如Cs、Ba、Rb，这希尔元素在流体内有很强的活动性。四号岩体的稀土元素有良好的稳定性，在出溶过程中并没有发生迁移。Nb、Zr、T、Hf等元素被锆石控制，呈亏损的趋势。成矿元素，如Cu、Mo、Bi等整体呈富集趋势，其中Bi的富集最显著，Mo有微弱亏损，这表明了在该阶段下，成矿流体能促使Cu和Bi的矿化，而Mo等容易被迁移。

2.2钾化阶段的元素迁移

钾化阶段会生成大量的黑云母，该阶段蚀变后的花岗闪长岩与未蚀变后相比，Cs、Ba、Rb等元素在富集或亏损变化上有很大差异。其中Cs和Ba主要是赋存在黑云母和钾长石中的，因此在钾化阶段容易富集，且Ba在黑云母中有很高的含量。该阶段的HREE较为稳定，表明钾化对这些元素的影响不大，而LREE有小幅亏损，被迁移。高场强元素，如Nb、Zr、T、Hf在该阶段表现稳定，影响不大。成矿元素，如Cu、Mo、Bi等大量富集，很好的印证的钾化控制成矿的效果。

2.3硅化阶段的元素迁移

硅化发生在岩浆-热液的晚期阶段，斑岩铜矿床通过硅化蚀变而成，蚀变后的硅化花岗闪长岩与未被蚀变的岩体相比，在钾化阶段含量较高的两个元素（Cs和Rb）明显亏损，其活动性不断弱化，而Ba元素则富集。稀土元素里，HREE（Sm、Tm、Eu、Yb、Gd、Lu）稳定，LREE（La、Pr、Ce、Nd）微弱富集，暗示了元素La和Ce会随着流体的迁移在硅化阶段沉淀[2]。在整个岩浆-热液作用下，HREE较为稳定性，表明了可以用这些元素来反应流体的来源和性质。硅化后的Sc、Co、V、Ni含量要低于未蚀变前，因蚀变后，这些元素会被逐渐分接成小样的黑云母和石英，造成含量流失；元素Sb和Zn的含量升高，表明了这些元素有很强的活动性，会在硅化阶段富集；Cu、Bi和Mo的含量不高，主要是因这些元素在钾化阶段就积淀成矿了，无迁移活动。此外，高场强元素，如Nb、Zr、T、Hf被锆石等矿物的控制，并未形成明显的变化趋势。

3.结语

总之，新疆包古图地区斑岩铜矿不同岩体的矿化特征有显著的差异，四号岩体的矿化表现中等，主要是雌黄铁矿、黄铜矿和浸染状黄铁矿为主，九号岩体的矿化特点明显，能和围岩膨胀形成大型铜矿床，主要有黄铜矿、黄铁矿、辉钼矿。岩浆-热液过度期开始成矿，大量离子亲石元素如Cs、Ba、Rb等在挥发相中聚集，Cu、Bi聚集最为显著，稀土元素未被迁移，而Sb和Mo两种元素被流体冲走，该阶段的重稀土元素稳定，未被迁移。轻稀土元素在硅化阶段富集，在钾化阶段被迁移。钾化过程中，Ta、Hf、Zr等元素表现稳定，未被迁移，Cu、Bi和Mo富集沉淀成矿。

【参考文献】

[1]安芳.新疆包古图地区金矿床地质特征及成矿模型研究[J].矿床地质，2014，22（04）：19-20.

[2]吴军鹏，周万新.斑岩型铜矿的成矿规律——以我国新疆地区为例[J].科技创业家，2014，24（09）：35-36.

作者简介

谢德胜（1981-09-13），男，山东济南人，工程师，毕业于长安大学，本科，研究方向地质矿产勘查，作者单位：新疆地质矿产勘查开发局第九地质大队。

成矿探讨 第12篇

三江口地区位于南华活动带北缘, 华南多期复合造山带内, 诸广山岩体南部。诸广山岩体处于赣粤湘褶皱区, 为万洋山——诸广山走滑岩浆带的重要组成部分。受九峰——大余EW向隆起带、万洋——诸广SN向隆起带和万洋山NE向隆起带的三重控制。北西面为武功诸广地幔斜坡带, 而岩体中心铀成矿的主要部位则为幔坡过渡带。这种褶皱区、隆起叠加区、斜坡带三位一体的区域构造格局, 特别是扬子地块与华夏地块的会聚走滑和离散走滑, 奠定了该区的基本构造形式, 造成了构造形迹纵横交错、组合较为复杂的格局, 为岩体的形成与演化、构造的发生和发展极为有利, 为相伴产生的铀活化转移与富集成矿提供了得天独厚的条件。岩浆活动以燕山早期最为频繁而强烈, 燕山晚期强度较弱但较频繁, 且主要集中于早阶段, 晚阶段主要为脉岩及热液活动。北东向热水大断裂及北西向塘湾断裂通过并汇合于本区;燕山早期第二阶段中棚岩体 (J3Zp) 分割穿播呈被动状侵位于燕山早期第一阶段九峰岩体 (J2D) , 两岩体均具有铀含量高 (平均20×10-6) , 且富铀岩体形成时间早 (印支期已出现) , 面积大, 为铀成矿既可提供热源, 又可提供丰富的铀源, 还可创造有利聚矿空间。两岩体富硅, 富碱、富挥发分及自变质和碱交代作用发育的特征, 且发育晚期补体 (可能有非造山环境的A型花岗小岩体) 及细晶岩、辉绿岩、煌斑岩等脉岩。外接触带为震旦一寒武系富铀含碳、含有机质类复理式浅变质碎屑岩系。在上述岩体的气化热力作用下, 普遍发育不同程度的气化热力变质作用, 出现电气石黑云母角岩、电气石二 (白) 云母角岩;接触变质岩石铀含量随其气化热力变质程度的加强而增高, 表明气化热力变质作用从花岗岩体中带出了部分铀元素而促使其夕险触带成矿岩石形成铀的预富集。

2 铀矿化特征

2.1 铀矿化类型及其一般特征

本区铀矿化类型为花岗岩型, 再据其矿石结构构造、物质组成及成矿作用等特征, 又分别划分为碎裂蚀变岩型和热液脉型, 其一般特征对比于表1。

2.2 成矿热液活动特征

成矿热液活动从早到晚可划分为灰黑色微晶石英、红色微晶石英、红色微晶石英一紫黑色萤石、灰白色微晶石英等四个阶段:铀矿化以红色微晶石英与红色微晶石英一紫黑色萤石两阶段最普遍、最发育。脉石的空间分布与组合由高到低出现氧逸度较低环境下形成的含微粒黄铁矿的灰黑色一红色微晶石英组合向氧逸度较高环境下形成的含高价铁较多的红色微晶石英一紫黑色萤石组合的演变特征。表明成矿热液活动从早到晚具有由高向低的迁移和氧逸度由低向高的演化趋势。

矿前、矿期及矿后热液脉石英微量杂质元素的含量以矿期最高, 而矿期各阶段脉石英由灰黑色一红色一灰白色其微量杂质元素呈高一低一中演化, 其中红色微晶脉石英含Pb、Fe、U及Pb/Mo比值最高, 而含Ti、Mn、Mo、Ca、Al等元素最低, 表明矿期热液脉石英中的Fe、Pb与U为共沉淀元素, 而其它元素受热力学条件及彼特逊 (软、硬、酸、碱) 规则的制约, 在热液中的含量过高或沉淀过多时, 则可能影响U元素在热液中的富集或在脉石中的沉淀。

3 铀成矿机理

3.1 矿源

表2所示, 产于九峰花岗岩体 (l) 的红色脉石英 (2) 及产于寒武系下组 (3) 的白色脉石英 (4) 和灰色脉石英 (5) , 其微量 (稀土) 元素对的比值分别与其所在围岩相应的微量 (稀土) 元素对的比值变化、跳动近于一致;而产于切割接触带内外的灰黑色脉石英 (6) 的微量 (稀土) 元素对的比值跳动变化则在既不象花岗岩又不象寒武系的跳动变化, 却似有二者结合的某些规律。

本区沥青铀矿与震旦一寒武系及花岗岩的的铅同位素组成, 尤其是铅同位素比值的对比可知 (表3) , 三者的对应值极为相近, 其中208Pb/204Pb比值最为相近, 至于其它放射性成因铅同位素组成及其比值, 沥青铀矿稍高于或高于后二者, 完全是由于其铀含量极高所至。而沥青铀矿的正常铅 (204Pb) 值较后者低, 则正表明它们服从Nernst分配定律。

据热力学原理, 上述特征表明 (矿期) 脉石英及其沥青铀矿与所在的围岩属同一体系中的不同两相, 亦即其物质来源于花岗岩及其外围震旦一寒武系含铀浅变质碎屑岩系。

3.2 水源

已有较多的研究资料表明诸广山岩体铀矿化的热液水来源于大气降水和少量的岩浆岩, 本文的几个脉石英氧同位素测定值经换算后的结果亦支持了这一结论。

3.3 热源

就目前所知, 本区铀成矿年龄在71.6 Ma～91.6 Ma间, 相当于华南铀第Ⅱ成矿期, 均在早白垩世燕山晚期花岗岩浆活动之后, 大致相当于晚期脉岩活动之时或其后。结合区内铀矿化与岩体的空间关系, 不难确定铀矿化的热源为岩体的冷却结晶热及其与成矿有关的断裂构造热或深部热, 无论是铀元素的活化迁移, 还是热液的形成和增温循环, 均与上述热源有关。

3.4 成矿热液的形成

当大气降水或含盐质较高的 (盆地) 地表水通过多种途径在矿源层体中渗滤下降时, 在上述地热作用下不断增温并携带大量的活性成矿元素及碱金属元素和酸根, 从而提高其本身的酸碱度和矿化度, 当与岩体的残余水、自变质流体及外围地层的含铀变质流体汇合时, 便形成含矿混合流体――成矿热液。

4 结论

本区的成矿条件及成矿作用决定了本区铀矿化类型和特征。同一矿带甚至同一矿体极少是一种成矿作用所形成, 而多为几种作用交替叠加后的产物。多种成矿作用的多次脉动叠加形成大而富矿体的重要因素。

参考文献

[1]何知孔.包体矿物学.北京:地质出版社, 1982.

[2]涂光炽等.地球化学.上海:上海科学技术出版社.1984.