粤西河台金矿区构造与成岩成矿关系研究（岳石《中国地质科学院院报》1991第23号）.pdf

中国地质科学院 年 院报 第 号 粤西河台金矿区构造与成岩成矿 关系研究 ∀ ∀ ∃ ∃ , 去 石 ’ 内容提要本文通过对粤西河台金矿区内的构造展布 、 力学性质和活动历史等特征的 野外 调查总结 , 阐明了该区构造发展演化规律 , 鉴定出 “河台拐肘构造” 这一新的构造类 型 , 恢复 了该区构造发展 史 。 通过对金矿的成矿特征的调查 , 指出河台金矿是经过多期成矿作用叠加而 成 , 提出了构造矿源带的概念 , 总结了构 造成岩成矿模式 。 并从能量平衡理论探讨了构造 成岩 成矿作用机制 。 通过高温高压岩石变 形实验和物质组分迁移的观察与分析 , 印证 了野外所鉴定 的构造型式和构造成矿规律 。 一 、 区域地质概况 粤西地区属于华南加里 东地槽褶皱系 。 该区西部是云开 大 山北东向构造带 , 北侧 是 巨 型纬向南岭构 造岩浆带 , 东临中国东部北 东 向太平洋活动带 。 区内构造以 北东向褶皱占主导地位 。 如扩大 一定视域看 , 该 区的北东向构造带到清远 以 北变成了近东西 向构造带 , 向西南至罗定以西也变成了近东西向构造 。 这种格局构 成了 一个缓波状 “ ” 型构造 。 河台调查区正 位于 这个 “ ” 型构造的中间腰部强烈 变形部 位 。 该区内两个重要 的北东向构造带 宋桂构造带和吴川 一四会构造带都是在这个“ ” 型 构造 带的基础上发展起来的 , 都是利 用 了这个 型构造的一部分 , 又按照自身的活动特点 扩展 。 粤西地区的地层主要是震旦系一志留系的冒地槽建造 , 为复理石 、 类复理石 , 少量碳 酸盐 岩 和火山岩 。 地层 的分布从老 到新由宽至窄的变化反映了构造活动从 强到 弱的特点 。 岩浆岩在该区是极为发育的 , 主要是花岗岩和混 合岩 。 岩体展布方向主要为东西向和 北东向 。 规模上表现出从古 生代到中生代由大到小 。 大部分岩体形成于 古生代 。 粤西地 区的金矿近年来为众人所瞩目 。 金矿 分布特点可简要总结于以下几 点 金矿 与 构造关 系极为密切 , 这里指包括脆性破碎带和韧性剪切带的构造 , 金矿与老地层震 旦系一下古生界关系密切 岩体中金矿 分布不多 , 但也显示出一定的联系 。 导师 杨开庆 。 中 国地反 料 字阮阮 张 第 号 二 、 河台调查 区的构造解析与构造恢复 通过对河台调查区的详 细野外 地质调查 , 根据 区内构 造形迹变形性质 , 可以分为以下 几类 、 褶纹构造 该区的褶皱构造大多经 历 了多期叠加改造 , 已成为残破 不全的褶皱 , 展布方向 为东西 向和北东向 , 由震旦纪至 古生代 地层所组 成 , 其中北东向褶皱晚于东西向褶皱 。 在局 部也 出现由中生代地层构成的北北东向的平 缓褶皱 , 但分布极为局限 。 、 韧性变形构造 该 区的韧性 变形构造极为发育 , 根据其力学性 质可以划 分为 韧性 剪 切带 该区正 ‘ 血 十 十 么 漏公 十 △ 或 麟 之一一脸军 笋 号喜 理 十 一 之 十 分 口不 沼乡 十 百丫 △ 产云 肠 水甭 应 应少 斗 一 七 大 瓜 澎 浏 气 干 户 〕 十 习第四系 【 口三叠东 国石炭系 匕习泥盆系 三前泥盆系 匡卫花岗岩 习 混合岩 创 挤压片理化带 三习糜佼岩化弓 诊 三困韧性变形带 匡刁 背余 王 及夏背斜 遥 己向斜 匝断裂带 互习 成矿顶测砚 巨习微上采样位界 艾数胜 巨 互 〕卜 衬飞索讹平 羊点及编号 图 粤西河台调查区构造纲要图 附微金及同位素采样位置 厂 时 粤西河台金矿区构造与成岩成 矿关系研究 处 于一个较大 的韧性剪切带中 。 该韧性剪切带就是北东向的斜贯全区的韧性变形带 , 包含 有塑性流动 、 片理 化 、 混合岩化和动力变质等 , 小规模的韧性剪切带也很普遍 韧性挤 压带 无论是从野外 地质观察还是室内模拟实验扩从宏观上还是从微观上都说明韧性挤压 带也是一种较普遍的韧性变形型式 。 与韧性剪切带比较 , 韧性挤压带 一 般较宽 , 边界不 清 , 呈渐变过渡 在带中发育对称的扭曲构造 , 颗粒压扁和对称重结晶以及其它一些对称构 造 韧性扭曲构造 韧性扭曲构造是弯曲的韧性变形带 , 它常常是 由于运动的叠加 , 或 者是由于物质的不均匀或受力的不 均 匀而 形成一些别具特色的韧性变形构造 。 河台调查区 内就发育了一个很典型的韧性扭曲构造 , 取名为河台拐肘构造 , 是该区内一个重要的构造 类 型 韧性流动构造 该种构造是在岩石高度塑性状态下 , 遭受较低的应力作 用而发生 流动 , 所形成 的具有明显的流动迹象的一种构造 。 实际上 , 上述几种韧性构造形式有时在 野外是很难区分的 。 它们常混杂在一起 , 有的构造带又兼具上述几种特点 。 脆性构造 脆性构造包括挤压破碎带 、 构造角砾岩带 、 剪切断裂和裂隙带 。 上述几种脆性构造在 享 ,、 少 一声 才 左 宾 、 一 ‘ , 叮 护 水南 奋 一 ’。 连 如 〔二〕 花肉岩 巨囚 前泥盆系 〔 互〕 泥盆 系 〔互」 石炭系 〔 二〕 三会系 〔 刃 第四系 仁 二七星 一 诗洞岩体 仁习 凤村岩体 巨二公楼岗岩体 应二伍村岩体 巨〕 金钟顶岩体 区〕 永泰岩体 三习罗汉岩体 仁口 百花岩体 巨习石牛头岩体 巨口黄连山岩体 区 断层 巨习有限应变量 图 河台调查区有限应变分 布图 元 址 叫 军砚 中国 地 质科 学 院院报 第洲号 该区内广泛发育 , 以北 东 向和北西向占优势 。 挤压 破碎带都为北东 向 , 张性 构造角砾岩带 多为北西向 。 以上几种构造类型根据其力学性质及成生关系可归属不 同构造体系 东西向构 造体 系 , 以 形成东西向褶皱为主 , 形成于加里东期华夏构造体系以北东向褶皱和韧性压扭带 为主要 构造形迹 , 发育于加 里东一海西期 新华夏系以北东向挤压破碎带 、 角砾岩带和北 西 向张性断裂带为主要构造 形迹 , 发 生于印支一燕山期 , 以脆性变形 为特点 。 图 是 根据地 质调查和分析结果所编绘的该区构造简图 。 从图上就可以看 出该区的主要构造带是 呈弧形拐弯的 , 构成一个特殊的构造型 式 , 由 于 它的特殊意义 , 予 以新的名字称为拐肘构 造 。 该构造是通 过野外地质调查 、 有限应变测 量分析及室内模拟实验结果充分证实的 。 图是该区有限应变分布图 。 测 量方法是以 法为主 , 结合电子计算机图象分析法 及野外地层直接测量 。 图中明显反映出拐肘构 造的形 态 。 糜棱岩 的发育是该 区构造的一个 重要特点 。 该 区的糜棱岩包括有初糜棱岩 、 糜棱岩 、 超糜棱岩和 变余糜棱岩 。 发育有各种典型 的糜棱岩构造 如核慢构 造 , 不 对称眼球状残碎 斑 晶及带状石英等 。 该区的糜棱岩 的形成是与该区拐肘构造的发育紧密相 关的 。 三 、 构造动力成岩成矿作用探讨 构造的控岩作用 在河 台调查区出现了以 下几种岩石类 型 花岗岩 、 混合 岩 、 变质岩和糜棱岩 。 这几种 岩石 类型不是相互孤立的 。 从展布上看 , 在河台矿区由北西向南东依次是花岗岩 、 混合岩 、 变质岩和糜棱岩 。 其与构造的关系是 , 从褶皱的核部向翼部依次 是花岗岩 、 混合岩 、 变质 岩和糜棱岩 , 这也是构造变形由强变弱的方向 。 说 明岩石的 形成是 与构造变形紧密 相 关 的 。 从岩石的结构上也 反映出构造成 因的特点 。 糜棱岩是 构造成 因的一个典型例证 , 该 区 的 混合岩也多是在变余糜棱岩的基 础上 发展起来 的 。 构造的控矿作用 构造 的控矿作用表现在构造控制矿 化 的分布 , 构造演化控制成矿期次 , 构造活 动为成 矿提供矿质来源及 构造活动可产生某些 地球化学的分异 。 在河 台调查区中 , 构造对矿化分布的控制具有如下特点 矿化带受糜棱岩带控制 矿带形态受拐肘构造控制 矿化发 生于多种 构造中 , 富矿体存在 于糜棱岩带的破碎 带中 。 大量 的微金测试结果表明 硅化角砾岩含金性最高 , 硅化糜棱岩次之 , 然后是压扁石 英脉 , 最差 的是梳状石英脉 。 以断裂性质分 , 压性和压扭性断裂含矿好 , 张性较 差 。 从 断 裂展布方向看以北东东和北东向含矿性最好 。 河台金矿是多期矿化叠加的结果 。 大 量证据表 明 该 区主要有期成矿作用 。 第 期 发生于加 里东期 , 伴随着北东向褶皱的形成 , 发生了普遍的 矿化 , 呈北东向带状 展布 , 但 丰度较低 。 第 期发生于海西期 , 伴随着韧性剪切和拐肘构造的形成 , 糜棱岩发育 , 矿化 粤西河台金矿区构造与成岩成矿关 系研究 进一步集中于糜棱岩带中 。 第 期矿化发 生于印支一燕山期 , 伴随着新华夏系的活动 , 使 矿化向断裂带中富集 , 形成富矿体 。 从河台矿区的 微金分析结果及 硫 、 铅同位素组成等特征看 , 该区的矿源 层还很 难确 定 。 但早期的构造活动引起了广泛的矿化 , 形成与构造带一致的高背景值带 , 对后期的成 矿作用起 到了矿源的 作用 , 因此将其称为构造矿源带 。 此带对探讨成矿规律是很重要 的 。 通过对不 同构造期所产生 的构造岩的热液物理化学环境的测定 , 第 矿化 期到第 矿 化期的成矿介质的为 , 和 , 为 、 和 , 逐渐降低 , 逐渐增高 。 不同构造类型和不同构造形迹也具有不同的物理化学环境 。 构造成岩成矿作用机理分析 总结构造作 用与成岩成矿过程的 关系 , 可以 归纳于以下几个方面 构造变形的不断发 展 , 使外力对岩石所做的功转化为热 , 改变岩石内能状态 , 并进 而 改变岩石 的相态 , 引起一系列地质作 用的 发生 幻构造变形破坏岩石的内部结构包括 粒间的和粒内的 , 使某些元素易于活化转移 , 造成物质组分的 重新分布 , 构造 活动 可 能产生构造流体 , 并为这种流体的迁移和对围岩进行作用提供条件 。 构造流体可从岩石中 活化成矿元素 , 导致矿化的发生 构造变形形成各种复杂的构造形态 , 造成岩石中不 同 部位能量状态的差异 , 这是成矿物质沉淀富集的决定 因素 。 归根结底 , 构造活动与成岩成矿过程的关系就是能量转换的关系 。 任何地质作用过 程 的发生都是由地质体内部的能量状态所决定的 。 内能增高 , 元素就趋于活化 , 内能降低 , 元素就趋于稳定 。 在各种地质作 用过程转变中 , 遵循能量守恒和转换规律 。 以能量转换与 守恒的原理 , 探讨各种地质作用之间的联系 , 这就是能量平衡理论 。 对 于一个系统由状态 变到状态 , 内能 的增加等于 系统的 周 围作 用于系统的功评 , 输入的热量和输入 的质量 。 对封闭系统为零 。 则有 如 对于变形体 , 内能增量等于变形能的增量中和热能的增量之 和 护十 空 因岩石中所贮存的应变能是有限的 , 所以 当外力持续作用于 系统的功不 断增加 , 热能 就不断增加 , 进而影响岩石的状态 。 岩石体内热能的积累可由弹性应变能的不断转化所完成 , 也可由塑性变形直接将外力 所做的功转化成热 , 或者由于摩擦而产生 。 但构造活动究竟能产生多大能量怎样转化 对成岩成矿过程能起多大的作 用这正是该理论所要解决的问题 。 作为一种探讨 , 下 面给 出一种估算方法和结果条件都是假设的 。 要探讨这个问题 , 需要从两方面来计算 。 一是在已知 的构造变形强度和外力作用强度 的条件下 , 计算构造活动所能贡献的能量大小 , 二是对一个已知组成的岩石体根据其热容 资料计算出能量增加与温度升高的关系 。 于是就可知道不同强度的构造活动与不 同地质作 用过 程的关系 。 首先计算一下岩石升高℃所需的热能 。 以花岗岩为例 , 其化学成分如表 所示 , 代表 的是粤西地区十几个岩体的平均化学成分 。 将每种氧化物在高温和常温条件下的摩尔热容 和分子量也都列于表 中 。 中国地质科 学 院院报第 号 表 岩石热容计算表 卜 】 三 肠 画 摩 尔热容 每百克物质升高℃ 所需的热量 卡 化合物名称 重量百分比 分子量 低温固体 高温固体 低温高温 」 习 考 ∀ 总和 72 。 96 0 。 28 1 3 。 7 0 一 64 1 。 82 10 。 62 13 。 6 l8 18 3 0 30 12 l2 1 2 12 18 l8 42 18 240 60 80 102 l5 7 2 7 1 40 5 6 62 94 142 20 8 14 物质质量 摩尔浓度 ; ,10 1/ k g 12 。 2 0 。 03 5 1 。 3 4 0 。 43 0 。 2 5 0 。 018 0 。 1 7 0 。 32 0 一 53 0 。 41 0 。 01 0 。 35 12 。 96 0 。 04 6 2 。 5 3 l 。 0 6 7 0 。 2 6 0 。 0 1 9 0 。 1 5 0 一 32 0 。 89 0 。 7 2 0 。 04 0 。 3 4 19 。 338 2 1 。 96 0 。 0 6 3 J 。 02 1 。 29 0 。3 O 。 0 2 2 0 。 2 7 0 。 38 O 。 95 0 。 7 4 0 。 04 2 0 。 6 3 3 0 。 6 6 7 0 0心 . 1一 b4口 Jod‘堪 n,通 O Q g U工a片U八1 1Ž, 妇 OU” b八 O 勺‘ , U O J咬八UnQ 口八U 舟h t了On U口, 山 . 10 山 ,J,1IJ 月 .立 1”d o口 月 口 通 n舀0 0八U一 nibn o八丹 廿了 ”月 ”几0 0八‘弓0 01月二八O U 0 . . 八Un, l , J 勺曰朽曰八UO曰 O 曰 1卡4.1868 。 表 2 构造活动能t及成岩成矿作用 Ta目e2E.e r盯pro,i d e d 衍 teeto颐edef or扣. atioo an dit’ role in Petroge助一i一a n d . et a l li比tion M Pa/emZ 缩 短量 产生的热能 卡* 岩石升 高温度℃ 温 } 高温 岩石熔融深度 低 knl 成矿作用深度 k m 2 3 。 5 22 。 4 21 。 3 20 。 3 , ; 6 。 4 几J八1 1厅了n Q 了 口 皿n卜†O J八曰八” n甘八 U,月 ”卜 nJ 任 门 J, .. ” 2血 On甘“ 月IJ的j bŽ艺 q‘刃性几 O八 己 了 尹 .产才 厂产 子 廿厂 了, 月勺 dl勺丹 ‘ , ; 2 4 7 2 0 . 8一4 . 8 9 . 6 口月了 弓 介J八曰 ƒ 袄 内卜†, ” q ‘,J,二 40 1 20 200 280 26 80 13 3 1 87 3 6 1 0 8 180 250 60 1 80 3 00 420 4O 12 0 200 280 22 . 4 19 。 2 1 6 12 。 8 地表 地表 l / z功协v / s一l / z劝协z / s 1 0 0一1 5 0 2 。 4 J 任八0 00 ‘ /了 /z / zn J s t了 200 138 240 336 240 400 560 1 69 267 373 9 。 1 1 地表 地表 注地热增温 率2 5t /k m , 岩石熔融温度的0℃ , 矿化30 0℃ 。 1 卡 4 。 18 68 。 粤西河台金矿区构造与成岩成矿关系研究 根据岩石化学成分 , 按照柯普定律 , 可计算出每百克这种物质温度升高1℃所需的热 量 , 其低温 和高温状态下分别为1 9 .33 8 和3 0 .66 7 卡0如表1 。 估算构造活动所产生 的热能 。 假设 几组不同 的外力和不 同的造山收缩 , 计算其产生的 热量 。 列于表 2 中 。 若假设地热增温率为2 5 t /km , 岩石熔融温度为60 0℃ , 矿化温度为30 0 t 。 则可求出 在构造变形过 程中 , 岩石熔融和成矿过 程所发生的深度 , 如表 2所示 。 计算结果表明 , 对于岩浆作用来说 , 构造变形热如果 作用于 地表岩石 , 是不 足以导致 岩石发生 重熔的 。 重熔是发生于构造变形热和地热联合作 用而产生的最适合岩石重熔的部 位 。 不 同地热梯度和 不同的变形 强度决定了成岩成矿过程 发生的深度 。 构 造活动 能量 虽 小 , 但其是变化的 因素 , 因此是产生能量变动的主导因素 。 四 、 构造动力成岩成矿作用的实验研究 为了证实在野外所观察到的构造控制成岩成矿的现象和探讨这种控制作用 的机理 , 必 须进行实验的研究 。 这种实验不 同于成岩成矿实验 , 它不但需要有高温高压条件 , 又 要有 岩石变形条件 。 本文是采用高温高压岩石变形实验装置 , 对某些岩石和矿石样品进行高温 高压变形实验 , 结合对样品 的物质组构变化和组分迁移的观察与分析 , 探讨构造变形与组 分迁移的 关系和构造动 力成岩成矿作 用的机理 。 本实验是利用国家地震局地质研究所高温高压岩石变形实验装置进行 。 采集矿区的实 际岩石样品 , 摸拟实地所出现 的构造现 象和成岩成矿过程 。 实验过 程包括样品采集与制 作 、 实验材料的制配 、 实验操作及实验后样品处理与分析等几个步骤 。 实验样品的岩石 类 型主要有花岗岩 、 灰岩和由石英和黄铁矿组成的矿石 。 实验条件 温度 为200一700℃ , 围压100M Pa到400MPa , 差应力10oM Pa一3o0MPa 。 单 个样品加载时间为5一75h , 样品缩短率为1 0一4 0 。 实验结果可以 归纳为 两个方面 , 一是对野 外所观察到 的构造型式 的再现 , 包括韧性剪 切带 、 韧性挤压带和拐肘构造等;二是物质组分在变形过程中的迁移规律 。 1 . 韧性变形型式与糜梭岩化 实验结果表明 韧性剪切带是最易出现的韧性变形构造 。 在大多数样品中都能 观察到 韧性剪切带的发育 。 其共同特征是 颗粒变细形成一个较窄的细 粒化带 , 与主压应 力斜 交 。 在不 同岩石类型样品中 , 韧性剪切带的宽度 、 矿物粒度都有所不 同 。 有的产生新的矿 物 , 如在花岗岩的样品中 , 在剪切带强烈变形部位就产生绢 云母小颗粒 。 图版中图 1 、 2 、 3 是部分样品中的显 微照片 , 示意出韧性剪切带和糜棱岩化的 发育 。 韧性挤压带虽没有韧性剪切带那样常见 , 但仍然是一个比较容易见 到 的构 造 变形现 象 , 野外观察和模拟实验都证实了这一点 。 韧性挤压带可与韧性剪切带同时出现 , 也可以 单独 出现 。 图版 4 是矿石样品中韧性挤压带和韧性剪切带示意图 , 它们都是由黄铁矿 的集中所表现 出来 。 其区别是一个垂直挤压方向 , 带较宽 , 一个斜交挤压方向 , 带较窄 。 . le al 卡二4 . 1 8 6 8 焦耳 。 中国地质科 学 院院报第23号 图版中图5是单独 出现 的韧 性挤压带 , 图中间垂直的暗色条 带 , 也是 由黄铁矿 的集中 所体现 , 垂 直挤压方向 。 韧性挤压带也出现于两个共扼韧性剪切带 的交汇部位 。 由韧性剪 切过程中物质运移的持续进行 , 在交汇处产生挤压 。 在较高的温度650℃和较低 的应 力条件下 , 也 出现 了塑性流 动构造 , 如 图版中图6 所 示 。 拐肘构 造比韧性剪切带和韧性挤压带更复杂一些 , 它是在韧性 剪切和韧性挤压持续作 用下 , 并具备 一定的 外界条件才能形成 。 图版中图7是矿石样品中出现 的一种 拐肘 构造 。 其发展过 程是这样的 初始 , 在样品中产生 了韧性剪切带 , 黄铁矿沿着韧性剪切带发 生 塑性流 动 , 由于 受到较坚硬的矿物颗粒 的阻碍 , 便产生了韧性扭曲 , 形成拐肘构造 。 在顶 端可见 到弧形 的带状石英 , 见图版图8 。 糜棱岩化是伴随着以上 3种韧性构造变形 而发生的 。 主要表现是矿物颗粒 的缩小 , 边 界迁移和 动态重结晶 。 但由于实验时间的限制 , 只能出现糜棱岩化趋势 , 还 不能 组成完美 的糜棱岩结构 。 2 . 实验变形过程中物质组分的迁移 在实验岩石变形 过程中物质组分的迁 移 , 按其性质可分为以下 几种 塑性流 动 , 扩散 与化学反应 和热液携带等 。 在本实验中可以 看到 , 物质的韧性或塑性流动是一种重要 的物质迁移形式 。 前 面所叙 述 的黄铁矿沿 韧性剪 切带和韧性挤压 带的集中 , 都是 由韧塑性流 动所完成 , 对成矿具有非 常重 要的意义 。 对实验后的样品进行电子探针测试结果表明 , 在拐肘构造上 , 金发 生了高 度的富集 。 扩散与化学反 应是实验变 形过程中容易出现的较普遍 的元素迁移方式 , 可以观察到在 韧性剪切 带中矿物成分 的变化 和矿物的转化 。 电子探针分析和 显微镜观察表明斜长石和 黑云母都可发生化学成分的变化 。 有时部分 已向白云 母和绢 云母转化 。 经过高温高压变形实验的样品 , 微量元素都发生了一定程度的迁移和富集 。 有的样品 富集铜 、 锌 、 砷 , 有的样品富集铅 、 锌 、 银 。 这种成矿 元素的变化是受到多种因素控制 的 , 如温 度 、 压 力和构造变形特点等 。 为 了考察不同元素在构造变形过程中的活动 性 , 通 过对实验前后样品的化 学及光谱分 琢Cx1000 七川 、 _,/ ‘ 1 . ,.... - 口 .’ 份- KN a C 几 M 片 CuP bZnF e C o Ni 实马垢的样品 确 一未实验的样品 图 3 实验后的样品元素活化迁移对比图 工 户 i只.3 ComPa ri、 o n o f s o m ee lem en t e o nte nt in o r esPe e im e n 、a fte r e丫Pe rin l en t a n‘1 b e f orex P e r i m e n t 粤西河台金矿区构造与成岩成矿关 系研究 析 , 得到 了如下的结果 成矿元素铜 、 铅 、 锌很容易发生 迁移 , 实验后的样品成矿元素都 发生了较大幅度的 降低;而成岩元素钾 、 钠 、 钙 、 镁等虽然变化也较大 , 但规律不 明显 。 而铁 、 钻 、 镍等元素则不 太容易发生 迁移 , 如 图3 、 4 所示 。 L只e只10 Q0 入 _、 ,_, _ _ 八 KN aC a 入 19 0 1 犷h , Z n F e C o N云 一 实马抓的样品 - 一未实验的样品 图 4 F ig .4 ComParison of 50功e 花岗岩样品中元素活化迁移 elemen tc0ll ten t ingra nite s P ecimens after exPerim e n t an d befor exPer主m en t 以 上成矿元素的变化 , 毫无疑问是由于液体的携带 而不是由于扩散作 用所造成 。 如果 是后者 , 则样品中一定富集铅元素 , 因为样品外围有铅套和铅片 。 这种迁移是由能量差所 致 , 而不是浓度差引起 。 五 、 构造成矿模式与成矿预测 在进行成矿规律的总结中 , 人们提出了成矿模式的概念 , 这一概念反映出成矿规律研 究中的新进展 。 成矿模式是在对矿床成因研究的基础上 , 总结出的 同类矿床的物质来源及 时空演化规律 , 考虑到构造对成岩成矿的控制性 , 本文提出构造成岩成矿模式的概念 。 总 结构造成岩成矿模式要同时搞清楚构造的时空演化规律和成岩成矿的演化过 程以 及二者之 间的内在联系 。 通过对河台调查区构造特征与成岩成矿关系的研究 , 可总结出构造成岩 成矿模式 图 图5 。 该 图无比例尺概念 , 示意岩石重熔发生于 褶皱背斜核部之下的 一定深度的区域内 。 第 一成岩成矿期成矿元素沿褶皱分布 , 第二成矿期成矿元素向糜棱岩带集中 ; 第三成矿期成 矿元素向断裂带中富集 。 对河台调查区进行成矿预测 , 应该综合考虑以上所述成矿特点和构造控矿特点 。 重要 的有以 下几个方面 1 构造型式的控矿作用 , 尤其是拐肘构造 , 其控制矿 带的形 态和延 展 ; 2 成矿的多期性 , 几次矿化叠加是寻找富矿体的有利条件;3 对构造矿源带的调查 是应该 重视的 , 它可能限制了成矿的范围;4 对韧性变形成矿作用的正确认识 , 尤其是对 糜棱岩化的成矿作用的正确估价 , 糜棱岩化是矿化富集的一个因素 , 5 构造破碎带是富矿 中 国 地质科 学院 院报 第2 3号 加加里东期 一 海西期 一一 印支期 燕 山期 期期 不不 于于于 {生生 成成 , , , , , , , , , , , , , 哪 了 一一 岩岩 一一一万 一 ‘ 一 不 臀 侧 成成 矿矿矿矿矿矿 产产产产产气 气 剖剖剖剖剖剖 面面面面面面 . . . . . . . . .了 了 一一一 价价 / / / 构构 乡乡乡份 份 _ / / 一一 造造 变变变变变变 形形形形形形 平平平平平平 面面面面面面 , , , , ,丫碑 碑 千枚岩 构造样式 一 一一 一一”洲一a一几 ” 一二l ”e 巨刁花岗岩 {三〕 糜棱岩 匹习 团 图 5 含昆合岩 断裂 匡昌片岩 曰霆 暮努 篙 物质 河台金矿区构造成岩成矿模式图 F ig.5Tectono P etrogenesis al ldtectonometallization me d ulof investigation area 体贮存的空间 , 断 裂的活 动是成矿物质迁移与富集的 动力 。 在 综合考虑 这些控矿因素的同 时 , 当然还要考虑 岩石地 层等各种条件 。 成矿是一个很复杂的过程 , 受到多 种 因素的影 响 , 但总有一个本质的因素 , 抓住它就可以寻 找一般 的规律 。 根据本文所述 观点和 认识 , 在此提出成矿预 测的 一 个 法 则 内能 状态法则 。 一个 系统的内能状态 反映 出了该系统 的存在状态 , 它包 括 了诸如压力 , 温度 、 介质成 分等一 切因素 。 内能状 态高 , 元素趋向于 活 化 , 是成矿元素迁移的条件 。 内能状态 的变化 , 由高向低是成矿物质集中沉淀 的条件 。 而地壳中内能状 态的变化和差异性正是由构造 变形所 造成 , 这就是构造动 力成岩成矿的观 点 。 成矿的有利部位是高能 区的低能量部位 , 或高能 量区与低 能量 区的接触部位 , 一也可 以 说处于成矿物质活 化 与沉 淀的临界能量 状态区是成矿 的最有 利部位 。 应该指出 反 映内能状态的主 要指标 是温度 , 岩相 的变化很大程 度上取 决于温 度 的变 化 。 在考虑某部位 的成矿可能性时 , 可以 根据 该部位 的实际地质体或某些物质来判断其内 能状态 。 例 如某些 金矿与糜棱 岩或片岩关 系极为密切河 台金矿 , 其原 因是这两种岩石 形成时的 内能状态与金矿成矿物质集中富集所 要求 的内能状态相近 。 在考虑内能状态时 , 不 能忽视其水平方向 与垂直方向上 的差异性 。 随着深度的增加 , 内能状态逐渐增高 , 这是由地球重力收聚热所引起的 , 可反映 在地热增温级上 , 在 一定地 区 , 这 一因素是一定的 。 如果在地表所发现 的矿床是高内能背景区中的 低内能部位 , 则成 矿元素的迁移可能以水平为主 , 向深部成矿的希望就变小 。 如果所发现的矿床或矿体是处 粤西河台金矿区构造与成岩成矿关 系研究 于低 内能背景区中的高内能部位 , 那么 成矿物质应该是从下部迁移上来的 , 所以 向深处就 有更大 的希望 。 综 合考虑各种成矿因素 , 在河台调查区中提出 4个成矿预测区见图1, 分别为京村 预测区 , 瑞洞预测区 , 水南预测 区和好头预测 区 。 主 要参考文 献 〔1〕 〔2〕 〔3〕 〔4〕 〔5〕 〔6〕 〔7〕 〔8〕 〔9〕 〔10〕 〔 11〕 〔12〕 〔13〕 〔14〕 许剑超 , 1986 , 粤西地区寻伐金矿的几点认识 。 国际地质力学学术讨论会文集 。 伍广宇 、 邹广芬 , E ,lfo lt , H . e . , an dH o o h ,l dof r , A . , 1986 , 广宁花岗质杂岩的地质年代学研究 。 广东地 质 , 第1期 。 杨开庆 , 1982 , 关于构造动力控岩控矿和成岩成矿问题 。 地质力学论丛 , 第6号 。 科学出版社 。 郑亚东 、 常志忠 , 198 5 , 岩石有限应变侧量及韧性剪切带 。 地质出版社 。 凌井生 , 1986 , 广东河台金矿地质特征 。 广东地质 , 第1期 。 戴爱华 , 1986 , 粤西河台金矿矿床地球化学研究 。 南京大学硕士学位论文 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