辽北下大堡金矿床成矿流体特征及成因分析

辽北下大堡金矿床成矿流体特征及成因分析

辽宁省北部顺昌市广泛分布着不同类型的金矿床和黄金矿床。其中，清原县下大堡金矿床为第八年，位于印支末期至燕山岩前南门前，花岗岩体北西向断裂中破碎、变质岩。矿体赋存在长千余米的破碎蚀变带内,规模中型,其控矿因素的研究,对今后进行金矿预测,确定找矿靶区具有十分重要的指导意义。1太、中、期岩浆岩组下大堡金矿位于中朝准地台北缘,胶辽台隆铁岭-靖宇台拱龙岗断凸的西端,浑河断裂与下大堡断裂交汇部位。浑河断裂是抚顺地区主要断裂带,呈北东东向横贯全区,下大堡断裂为浑河断裂的低序次断裂带,总体形态不规则,长度约27km,呈向西凸出的弧形,北部与浑河断裂相交,南端与苏子河断裂汇合(图1)。矿区所见构造均属下大堡断裂的次一级构造,有NW和NE两组,均为张扭性。其中NE向构造大部被中酸性岩脉充填;NW向构造破碎带是主要容矿构造控制了矿区内所有的矿体以及大多数中基性脉岩的分布。区内太古代上壳岩石棚子岩组以规模不等的残体赋存在中太古代片麻岩中,其主要岩性为斜长角闪岩、黑云变粒岩和浅粒岩。中太古代片麻岩主要岩性为角闪斜长片麻岩、黑云斜长片麻岩。沿苏子河形成的断陷盆地中沉积了中生界白垩系小岭组火山岩,梨树沟组砂页岩互层夹中酸性火山岩及火山碎屑岩,聂尔库组砂砾岩及细晶质凝灰岩、页岩夹一层劣质煤和打石沟组砂砾岩。区内岩浆岩发育,以中生代印支晚期和燕山期为主。印支晚期-燕山早期花岗岩以南口前花岗岩体为代表,岩体受浑河断裂和苏子河断裂控制,分布在二个断裂相交的锐角区域,并与十花顶子、西大顶子花岗岩体呈品字形展布。据重力资料分析,南口前岩体与其它两个岩体深处相连,同属一个地质体。岩体向西侧伏,向南倾伏。岩体侵入于太古代上壳岩石棚子岩组和中太古代片麻岩中。燕山期侵入岩以脉岩为主,中基性脉岩有安山玢岩、闪长玢岩、闪斜煌斑岩、辉长辉绿岩、蚀变辉绿岩等酸性脉岩有花岗细晶岩花岗斑岩石英斑岩石英二长斑岩,展布方向有北东向、北西向不等,其中安山玢岩为成矿热液提供了热源。2矿物学及蚀变2.1含矿岩系及矿体形态矿体赋存于太古代变质上壳岩的斜长角闪岩、黑云变粒岩,中太古代黑云斜长片麻岩,南口前花岗岩体的粗粒似斑状黑云母花岗岩中。下大堡含金破碎带主要有三条,即1号带、2号带和3号带,以1号带规模最大,除1号脉部分赋存于太古代变质上壳岩和中太古片麻岩中外,其主体部分及2,3号脉均赋存在南口前花岗岩体中(图2)。矿体受北西向韧性剪切带控制,主要赋存在断裂构造主断裂面附近,且与安山玢岩相伴产生。矿体形态、矿化强度、矿石结构构造严格受断裂构造蚀变的制约,在断裂膨胀部位和转弯变化处及在破碎较强烈部位,多赋存较大较富的矿体。一般矿体长50～360m,斜深65～360m,平均厚度0.33～1.87m,金品位5.66～41.18g/t,矿体主要赋存在0～250m标高之间,呈脉状、透镜状、串珠状,规模不等,脉体型态变化较大的则有利形成富矿体(图3)。(1)2.2围岩蚀变及类型2.2.1蚀变和分类蚀变的规模、强度和岩石的破碎程度取决于构造活动、热变质和热液蚀变作用程度及其相互的叠加,不仅形成了矿区的构造岩,同时也产生较强的变质和蚀变。破碎蚀变带是蚀变的主体,显示较强的蚀变现象,除此在其两侧围岩中亦具钾长石化,分布不对称,上盘比下盘窄。蚀变类型主要有钾长石化硅化、黄铁矿化、绢云母化、绿泥石化、碳酸盐化,蚀越强,金矿品位就越高。钾长石化:岩石呈肉红色,指轻微碎裂的似斑状黑云母花岗岩受热变质作用引起,多分布在含矿破碎带的外侧受构造裂隙控制,是成矿前变质。硅化:发育在蚀变带中心部位。可分两期,早期硅化石英,有裂纹,呈角砾状,有定向拉长和重结晶现象,波状消光;晚期硅化岩,呈细脉状,有硫化物,是银金的富集岩类。黄铁矿化:与硅化、绢云母化紧密伴生,见有细脉状和网脉状等,为主要载金矿物。绢云母化:分布较普遍,持续时间较长,由蚀变带中心向两侧逐渐变弱。绿泥石化:暗色矿物蚀变的结果,较发育,围岩接触带中多见。碳酸盐化:常见细脉状、网脉状穿切在蚀变带中,以方解石为主。2.2.2蚀变的分带性构造作用的结果和热变质、热液蚀变先后相互重叠,造成岩石外观上的不同,在垂直含矿破碎蚀变带方向上,显示了一定的规律,具分带性(图4)。强蚀变岩:主要指具有硅化、绢云母化、黄铁矿化的角砾岩、糜棱岩、断层泥等。表现为蚀变的叠加,反映韧性剪切带特征。弱蚀变岩:节理裂隙发育,充填有石英细脉、黄铁矿脉,并少见其它蚀变叠加的岩石。钾长石化岩:主要指钾化花岗岩。在成矿中是一种普遍的重要找矿标志。3关于床成因的讨论3.1主要成矿元素的来源3.1.1突破物体的活性体下大堡含金破碎带的围岩有太古代上壳岩石棚子岩组,中太古代片麻岩、南口前花岗岩体。从表1可看出,印支晚期-燕山早期花岗岩水系沉积物Au的平均值是全域平均值的4倍,变异系数为5.41,具备提供成矿物质的条件,而以南口前花岗岩为代表,说明南口前花岗岩体为金矿床的形成提供了主要成矿物质。3.1.2绿泥石化作用中微量元素的变化及进行巴尔特换算资料(表2)。经分析对比(图5)可以看出,从未蚀变的花岗岩※弱蚀变花岗岩(钾长花岗岩)※强蚀变花岗岩(含金破碎花岗岩),常量元素呈有规律的迁移,弱蚀变花岗岩中Si4+,K+明显增加,而其它元素不同程度的减少,有的达50%以上,其减少的顺序是OH->Al3+>Na+>Ca2+>(Fe2+,Mg2+)>Fe3+。绿泥石化使部分Mg2+,Fe2+流失;碱性溶液中的硅化使体系Si4+增加及OH-和Al3+流失。强烈蚀变花岗岩中,OH-,K+明显增加,Na+,Si4+,Ca2+为明显带出的元素,Mg2+,Al3+和Fe的总量基本不变,但Fe3+相对增加,Fe2+相对减少,反映了岩石水解作用而导致OH-的大幅度增加和Si4+作为SiO2的流失以及碱质变化作用的进一步发育。蚀变作用过程中元素迁移富集的上述规律说明,主要成矿元素来源于南口前花岗岩体。3.1.3钾化砂岩稀土元素含量特征在蚀变过程中,稀土元素的总量有明显变化,总的特点是与新鲜花岗岩相比较,稀土元素的总量明显减少。无论是轻稀土元素,还是重稀土元素都有不同程度的淋滤,从表3中可以看出,新鲜花岗岩经蚀变交代形成钾化花岗岩时,稀土总量减少约50%,其中轻稀土减少为49.5%,重稀土减少57.5%,重稀土减少比轻稀土多,这在图6中有明显反映。但强烈蚀变花岗岩与钾长花岗岩相比较,无论稀土元素的总量及轻重稀土元素分量都有不同程度的增加,其增加的幅度分别为21.5%,24.8%和104.4%,也就是重稀土增加更为明显。上述现象说明,稀土元素除在矿体及其附近显著增高外,在增高区外围存在一个降低区,再向外,稀土元素含量不发生变化,即含量高于降低区和增高区。由此可见,成3.1.4下大堡金矿铅同位素硫同位素:其组成接近陨石硫,δ34S在黄铁矿中为0～1.4‰之间,在方铅矿中为-2‰～+0.5‰之间(表4)变化,均一化程度较高,具深源特征,塔式效应反映的图案较为清楚(图7)。铅同位素:矿体中的方铅矿与围岩中钾长石的铅从μ值及模式年龄上都具较好的相似性,其铅同位素组成变化范围小于1%。模式年龄值变化范围在909～1491Ma,μ值变化在8.629～9.440之间,在地球的平均值(μ=3.9～9.0)上下浮动(表5)。下大堡金矿铅同位素主要在地幔铅与下地壳铅之间。通过矿体同位素特征,反映成矿物质具深源性,介于地幔和下地壳之间,而南口前花岗岩岩浆为壳幔重熔型[1、7],与之相吻合。综上所述,主要成矿元素来源于南口前花岗岩体3.2成矿流的来源3.2.1为2.652,2.971,d-973,为d-973通过矿体中石英测定的2个氢氧同位素为δ18OH2O‰,2.652‰,2.671‰,δD-95.41‰。根据矿区水文地质条件分析,其来源应以裂隙水及地下水为主,中生代形成的断陷盆地为其提供了充足补给水源。3.2.2包裹体成分分析热液矿床矿石矿物中的包裹体是在成矿时被矿物掳获的成矿流体,因此,包裹体可代表成矿热液。据石英气液包裹体成分分析结果(表6),表明液相组分阳离子富K+,阴离子富SO42-,F-,Cl-含量较低,气相H2O和CO2含量较高。这些均反映其外生水特征。在深部还原和少氧环境的岩浆基本上不含水或含水很少,不可能演化产生大量硫酸根,故富硫酸根的包裹体是代表表生的地下水。3.3成矿热溶液的热量来源下大堡金矿床在空间上与燕山晚期安山玢岩紧密伴生,反映出它们之间的内在联系。3.3.1热液蚀变特征在下大堡金矿破碎蚀变带外侧存在一个钾化带,该带上窄下宽,分布广泛,从整个区域分布来看,可分为面型和线型两种,其中线型分布往往与构造破碎带有关,而且具有一定的分带现象(图8),一般从破碎带中心向两侧围岩,钾长石表现为:团块状※无定向排列※定向排列。随着远离破碎带距离的增加,钾长石的数量减少,定向排列性增加。破碎带两侧钾化强烈地区,围岩几乎全由钾长石组成,上下盘钾化略呈不对称性,下盘钾化强度大于上盘。上述钾化特征是热变质的表现,燕山晚期安山玢岩岩浆侵入下大堡断裂,由于围岩呈酸性,在岩浆热液作用下,围岩矿物发生钾化变质作用,愈靠岩体近,受热愈强,变化愈烈,矿物组合由较低温向较高温演化,这是典型的进变质作用,通常是在少水或水气不足的条件下进行,由于在水气压不高的增温条件下,围岩矿物由富含水向少含水,甚至不含水矿物变化,因此,围岩受热体积膨胀,压力增大,这样在安山玢岩周围不仅存在一个温度梯度,而且还存在一个压力梯度,与钾长石分带呈对应关系。由于安山玢岩呈倾斜状,故下盘围岩热变质比上盘强,从热变质与安山玢岩的伴生关系来看,热变质主要是由浅部安山玢岩岩浆释放热量引起的热液蚀变是安山玢岩形成后发生的,因为安山玢岩与围岩一起发生破碎蚀变,但蚀变在空间上与安山玢岩密切相关,围岩蚀变呈带状围绕安山玢岩分布,且愈近接触带,蚀变愈强。蚀变是由热液引起的,故安山玢岩及其围岩均可遭受热液蚀变,热液蚀变过程总趋势是一种降温过程,故具退变质作用特征,其在富水环境下进行,蚀变矿物以含水矿物为主。热液蚀变主要集中在浅部,向深部逐渐减弱,安山玢岩的蚀变也是上部强烈,向下明显减弱。上述情况明显反映出热液蚀变与安山玢岩有关,与安山玢岩形成的热梯度有对应性,整个北西向的蚀变带以安山玢岩为中心对称分布。由此可知成矿热液不是原已存在,后来运移至矿化蚀变地段,而是在矿化蚀变地段与围岩反应后才最终形成的。热液蚀变的过程也是成矿热液将成矿物质带入成矿空间成矿的过程。3.4成矿热液浓度在热变质阶段形成的温度梯度以中温范围最大,产生的成矿热液最多,从表7中可以看出,测试样品90%是属于中温的,由于中温热液与围岩反应较强烈,携带成矿物质较多,故能在矿体周围形成一个降低区。3.5围岩接触部构造从围岩蚀变及类型可看出,下大堡金矿床表现为韧性剪切带特征。在矿体上下盘与围岩接触部形成强弱不等的挤压片理化带及断层泥,同时可见刚性岩石被拉断,塑性岩石产生绕流现象,岩石被压碎成疏松块堆积,常见碎裂化糜棱岩化现象。最新研究表明,韧性剪切作用形成的构造组合及小型韧性断层,本身就是衍生矿源层。3.6在安山岩中的低温低压仓运移热液运移试验在南口前花岗岩体形成之后,燕山晚期,随着下大堡断裂构造的活动,在南口前花岗岩体中形成许多次一级断裂构造。107Ma±安山玢岩侵入下大堡断裂(1),同时产生大量的热变质(围岩中形成大量的钾长石),围岩受热,体积膨胀,压力增大,这样,在安山玢岩周围不仅存在一个温度梯度,而且还存在一个压力梯度,之后,随着侵入体逐渐冷却,温度、压力降低,体积缩小,在安山玢岩上、下盘形成一个低温低压仓,同时在围岩中围绕这个低温低压仓形成许多放射状小裂隙。这时,因温度梯度和压力梯度形成的高温、中温、低温热液向低温低压仓运移,在运移过程中与围岩反应,产生相应的蚀变,并将围岩中成矿物质带走,形成成矿热液,成矿热液运移到安山玢岩形成的低温低压仓最终富集成矿。综上所述,下大堡金矿床成因类型应为韧性剪切-中温热液蚀变岩型叠加矿床。4、降低期矿、矿化根据上述分析,下大堡金矿的控矿因素主要有如下几点:1.提供主要成矿物质的矿源体(层)———南口前花岗岩体。2.成矿空间──构造剪切裂隙(北西向韧性剪切带)。充足的水源中生代形成的断陷盆地4.热源──以安山玢岩为主的燕山晚期岩浆活动。5.热液蚀变──硅化、黄铁矿化、绢云母化、碳酸