区域构造-岩石-成矿背景分析

区域成矿地质背景~

（一）区域构造
阿吾拉勒铜多金属成矿带在地理位置上位于婆罗科努山南，乌孙山-那拉提山以北，主要分布在阿吾拉勒山脉及两侧。构造上属伊犁板块中的伊犁石炭-二叠纪裂谷带内的阿吾拉勒成矿带（图6-1）。北以伊犁盆地北缘断裂（伊犁-喀什河断裂）为界，南以伊犁-巩乃斯断裂为界。
本成矿带内断裂构造发育，主要以北西西向为主，其次为北西向和北东向。断裂性质以压扭性为主。
1.伊犁盆地北缘断裂（霍城-哈希勒达坂断裂）
该断裂与伊犁-喀什河走向一致，为北西西向，延长达几百千米。该断裂既是别珍套-汗吉尕早、中石炭世岛弧与伊犁石炭-二叠纪裂谷的分界线，也是吐拉苏石炭纪弧后盆地与伊犁石炭-二叠纪裂谷的分界线（图6-1）。该断裂为一区域性超岩石圈断裂，具有逆冲断层性质，走向北西西，倾向北北东，断裂产状较陡，为压扭性。断裂形成于加里东期或更早，在海西期强烈复活（张桂林等，2002）。

图6-1 西天山阿吾拉勒成矿带铜矿分布图

2.伊犁-巩乃斯断裂
该断裂与伊犁-巩乃斯河走向大致相同，为北西西向，延长几百千米。主要分布在阿吾拉勒山南侧的巩乃斯河谷中，主要表现为一组几乎平行的高角度逆冲断裂，断裂面南倾，倾角60°～70°，南盘为上升盘。切割了中生代以来的地层，表明其性质较为活跃。
（二）区域地层
阿吾拉勒成矿带内出露的地层以石炭系和二叠系为主，主要出露在阿吾拉勒山脉主体及两侧，总体上由东向西分布着中石炭统、上石炭统和二叠系，相应的沉积环境为浅海相、海陆交互相到陆相的火山-沉积组合；部分为中、新生代的侏罗系、白垩系、第三系和第四系，主要分布在喀什河和巩乃斯河谷及两侧。
阿吾拉勒山地区仅出露中、晚石炭世地层，自下而上划分为脑盖吐组和科古琴山组。
（1）脑盖吐组（C2n）：区内脑盖吐组为一套陆相喷发岩：主要岩性灰黄—紫红色球泡流纹岩、玄武岩、霏细岩、安山岩、粗面岩、英安岩、粗安岩、粗玄岩及其同质火山碎屑岩，凝灰质碎屑岩夹砾岩、砂岩、泥岩。
（2）科古琴山组（C3k）：区内科古琴山组分布很零星，为一套灰色、灰褐、紫褐色砾岩、砂岩等粗碎屑岩，夹少量灰岩、凝灰质碎屑岩。
下二叠统为一套杂色陆相火山岩系，上统分布零星，主要为陆相碎屑岩，其岩性为细砂岩、泥质砂岩、粗砂岩夹砂砾岩、安山玢岩、流纹岩、钙质长石砂岩等。
中生界仅侏罗系有零星分布，为陆相碎屑岩。新生界属山间盆地沉积，为陆相碎屑岩，第四系冰碛物发育。
本区盖层地层在志留纪末期发生了博罗科洛运动，使本区大部分地区抬升，缺失了下泥盆统；石炭纪时地质构造运动和火山活动强烈；晚石炭世时大部分地区抬升为剥蚀区。
（三）区域岩浆岩
阿吾拉勒成矿带内的岩浆岩以海西中晚期中酸性花岗岩类为主，主要岩性为花岗岩、花岗斑岩、斜长花岗斑岩、花岗闪长岩、石英闪长岩、石英斑岩等。主要呈岩基、岩株和岩墙状产出，空间上呈近东西向带状分布与断裂带的分布相一致。
区内火山活动较频繁，其时代以晚古生代为主，火山岩呈近东西向带状分布与地层产状一致。泥盆纪中酸性火山碎屑岩和熔岩以及石炭纪中酸性火山碎屑岩和中基性熔岩，分布在阿吾拉勒山山脉，二叠纪火山岩为一套陆相火山岩建造，岩性为玄武岩、安山岩、英安岩、流纹岩、凝灰岩、安山玢岩和英安斑岩等。
（四）区域地球物理
西天山地区整体为布格重力低异常区，异常值多为-250×10-5m/s2 左右。而阿吾拉勒成矿带位于精河-乌苏低重力异常中心从北向南至巩留—新源一线逐渐升高的过渡带上，其异常值由-230×10-5m/s2 左右变化为-170×10-5m/s2 左右。整体上呈现出向南北两侧和向东方向重力异常相对降低的趋势，与重力异常分布特征相似，阿吾拉勒成矿带的磁异常特征亦是从北部喀什河一线的-200nT陡升至伊犁河一线的近800nT，与西天山普遍呈现负异常相比显示出一较高的正异常带（新疆地调院，2003）。图6-2和图6-3为西天山1∶100万重磁异常图。图中最明显的是沿巩乃斯河谷分布的强大的正重力、正磁异常。该近东西向正异常，自式可布台向西至尼勒克—巩留一线，分为南北两支，北支呈北西走向，沿阿希—霍城一带分布；南支沿伊什基里克山分布。由于重磁极为一致，都为正异常，推测是由埋深大约10余千米的基性岩引起。沿异常北侧梯度带，自西向东相继出现阿希（Au）、恰布坎卓它（Au）、加曼特（Au）、穷布拉克（Cu，Mo）、克斯布拉克（Cu）、奴拉赛（Cu）、群吉萨依（Cu）、铁木里克（Fe、Cu）、托豆布拉克（Cu）和式可布台（Fe，Cu）等矿床（点），向东还可延至K-45幅的阿拉斯坦（Cu）、查岗诺尔（Fe，Cu）等矿床（点）。

图6-2 西天山布格异常平面图


图6-3 西天山原平面化极航磁异常平面图

从重力、磁异常分布特点不难看出铁铜矿床（点）主要出现在梯度带偏正值一侧（内侧），说明本区有丰富的Au，Fe，Cu成矿物质源，而且多沿深部隐伏岩体分布。
（五）区域地球化学
1.地层岩石微量元素含量
由于以前针对本成矿带的系统研究较少，有关区域地球化学资料也较少，本次研究综合前人（崔尚森等，1997，刘静等，2006）资料总结如下：
本项目研究区内的阿吾拉勒山地区主要出露地层为脑盖吐组，主要由火山熔岩和火山碎屑岩组成，熔岩以玄武岩、流纹岩为主夹有少量安山岩，大量实测剖面和地质填图资料显示，本组火山岩具有双峰式特点，区内未见与其有关的弧后盆地或弧前盆地建造。在脑盖吐组之后，区内全部为陆相沉积建造。
对刘静等（2006）在脑盖吐组采集了27件岩石化学样品（表6-1），依据火山岩最通用的TAS图解进行投图，4件样品投入玄武岩区，7件样品投入安山岩区，4件样品投入英安岩区，12件样品投入流纹岩区，据TAS图解与SiO2的含量所确定的岩石类型及镜下鉴定基本吻合。与中国相应各类火山岩对比，该组略高FeO，略低TiO2，MgO和P2O5，且从基性岩到酸性岩K2O含量明显逐渐升高，在玄武岩和安山岩中Na2O含量明显大于K2O含量；英安岩和流纹岩中K2O含量明显大于Na2O。SiO2，Al2O3，Fe2O3，Na2O，MnO和CaO的含量，与中国对应各类火山岩平均值接近。
脑盖吐组火山岩的主要岩石化学指数呈现规律性的变化（表6-1；图6-4），固结指数SI在玄武岩、安山岩、英安岩、流纹岩中依次降低，而碱度值AR、分异指数DI、长英指数FL、镁铁指数MF均呈现出依次升高的特征。表明了岩浆分异程度高且结晶演化正常。碱度值（AR）和分异指数（DI）等岩石化学参数及氧化物-SiO2变异图均显示脑盖吐组火山岩的双峰式特点（图6-4）。
表6-1 脑盖吐组火山岩岩石化学数据及参数表


依据里特曼指数及（Na2O+K2O）-SiO2图解（图6-4）判别，有7个样品投入碱性岩区，20个样品投入亚碱性区，再根据（Na2O+K2O）-FeO-MgO图解（图6-5）将亚碱性系列细分为拉斑系列（2件）和钙碱性系列（18件），中酸性火山岩以钙碱性系列为主，碱性系列次之。玄武岩以碱性为主。脑盖吐组玄武岩以高、中K含量为特征。利用常用的K2O-SiO2和SiO2-K2O/（Na2O+K2O）等图解判别，27个样品中只有5个属低K或Na质，其余为中、高K。这与弧后盆地玄武岩、岛弧玄武岩和MORB有本质区别。
4个玄武岩样品利用Pearce（1976）的8个主要氧化物的F1，F2，F3参数计算并用F1-F2图解，其中3件样品均落入板内玄武岩区，另一件样品在板内玄武岩区之F1的负延长方向，均显示典型板内玄武岩特色。本组中酸性岩样品利用 Maniar图解判别，约1/2样品落入了裂谷区。其余都投入后造山区。总体显示出板内裂谷特点。

图6-4 脑盖吐组火山岩岩石化学指数-SiO2和氧化物-SiO2变异图

2.脑盖吐组火山岩稀土及微量元素地球化学特征
脑盖吐组火山岩稀土及微量元素分析结果和主要特征值见表6-2。由表6-2可知，火山岩总体为轻稀土明显富集，重稀土弱亏损。各类岩石的稀土配分曲线吻合程度较好，反映源岩相同。∑REE及LREE/HREE变化范围大，显示火山岩浆的演化具长期性和多期性。δEu平均为0.749，为Eu弱负异常（Eu弱亏损型），表明岩浆分异程度较高。（La/Sm）N平均为3.02，反映轻稀土之间分馏程度较好。（Gd/Yb）N平均为1.23，其值较小，说明重稀土之间分馏不明显。δCe比值在少数样品中大于1，多数小于1，平均为0.89，显示出地壳岩石的特征。（La/Yb）N比值平均为11.04，因而稀土配分曲线为右陡倾式。
表2-17 菁布拉克基性杂岩体稀土元素和微量元素分析结果



图6-5 脑盖吐组火山岩（Na2O+K2O）--MgO图解

（Rb/Yb）N比值均大于1，平均为52.13。这一比值明显区别于不相容元素强亏损，即（Rb/Yb）N小于1的洋中脊玄武岩，而与板内玄武岩相似。玄武岩的Ta/Hf值均大于0.1（0.13～0.31，平均为0.22），显著区别于洋中脊玄武岩（小于0.1）和岛弧玄武岩（小于0.1）。高Th是本区火山岩的重要特征，尤其在脑盖吐组玄武岩中最为显著，这与岛弧玄武岩和洋中脊玄武岩有本质区别，是大陆玄武岩的重要体现。Th/Ta大于4（16.57～48.50，平均为30.58），明显不同于E-MORB（平均Th/Ta=1.64）和岛弧玄武岩（平均Th/Ta=1.6～4），而与板内初始裂谷玄武岩（平均Th/Ta=10）相近。对比中国对应各类火山岩，脑盖吐组火山岩显著富集Hf，Th，Y，Rb，Ba，Sc，较富集Zr，Cs，V，亏损Cr和Nb，这与板内玄武岩特征相似。
在岩石的微量元素蛛网图中，K-Nb段与Pearce的过渡性钙碱性-碱性玄武岩的地球化学型式相似（图6-6），但由于高Sr，Ti，Y等有别于岛弧玄武岩，而与板内玄武岩相似。玄武岩样品在Zr/Y-Zr等构造环境图解中，均投入板内玄武岩区（图6-7）。

图6-6 脑盖吐组玄武岩微量元素蛛网图


图6-7 脑盖吐组玄武岩的Zr/Y-Zr图

根据以上分析，脑盖吐组以钙碱性系列为主，碱性系列次之为特征，其中玄武岩类以碱性为主。岩石富FeO，Hf，Th，Y，Rb，Ba，Sc，Zr，Cs，V和LREE，贫TiO2，MgO，P2O5，Cr和Nb，这些特征与岛弧火山岩有本质的差异。火山岩岩石组合具有双峰式火山岩的特征，岩石化学及地球化学各种参数和图解均显示大陆板内裂谷火山岩的特征。
3.二叠纪火山岩的地球化学特征
二叠纪火山岩主要有下二叠统乌郎组玄武岩、安山玢岩、英安斑岩、流纹质英安斑岩、凝灰质砂岩等，上二叠统下部晓山萨依组砂砾岩，上二叠统中部哈米斯特组凝灰岩、英安岩、玄武岩及上二叠统上部铁木里克组泥质粉砂岩夹煤线和砾岩。熊小林等（2001）的研究总结出本区二叠纪火山岩的地球化学特征为：阿吾拉勒二叠纪钠质英安岩和钠长斑岩具有中酸性火成岩（安山质-英安质）成分特征，高Na2O（4.4%～5.96%），Al2O3（14.95%～16.32%），富碱（Na2O+K2O 为6.46%～11.01%），Na2O/K2O大于1（1.98～4.22），其NK/A值（0.61～0.99）和A/NKC值（0.86～1.15）均显示准铝-弱过铝的化学特征。在Na-K-Ca三角图中落入埃达克和太古宙TTD（G）-奥长花岗岩-英云闪长岩域。微量元素表现为相对亏损Nb，Ta，U，Th，Ti等高场强元素，与火山弧钙碱性岩一致，但具有独特的高Sr，低Y，Yb和强烈亏损HREE等特征。
4.花岗质侵入岩类地球化学特征
（1）产出特征。阿吾拉勒成矿带内除了广泛发育的石炭纪和二叠纪火山岩外，同期形成的各种侵入体也较发育。主要以海西中期和晚期的岩浆侵入活动为主，依据岩体与地层的接触关系以及各岩体间的穿插关系，可在每一期岩浆活动中划分出三个幕次。海西中期岩体均侵位于下石炭统和中石炭统火山沉积岩系中；个别岩体被下二叠统沉积物覆盖，并在其底砾岩中含有下伏岩体的砾石。海西晚期属第一、二幕次岩体侵入的最新地层为下二叠统乌郎组；第三幕次岩体侵入的最新地层为上二叠统，个别岩体被白垩系沉积物覆盖，且在其底砾岩中有该幕岩体的砾石。
海西中期侵入岩在阿吾拉勒山从东到西均有产出，但主要分布在南半部。构成第一侵入幕次岩体的主要岩石类型为辉长岩、辉长辉绿岩、闪长岩和石英闪长岩，尚有几个很小的二辉辉橄岩岩体。第二侵入幕次岩体的主要岩石类型是黑云母花岗岩、斜长花岗斑岩和花岗斑岩。第三侵入幕次岩体的岩石类型均为花岗斑岩类。由此可见，海西中期侵入岩成分范围宽，岩石组合齐全，从超基性岩、基性岩、中性岩到酸性岩均有出露；并表现为明显的从基性端元向酸性端元的正序岩浆演化系列，其间没有明显的转折或间断。海西中期的岩体规模均偏小，多呈近等轴的岩株和长条状的岩床、岩枝。主要属浅成相，个别属中深成相或超浅成相。
海西晚期岩体集中分布于阿吾拉勒山西段的特铁达坂至白石墩之间，主要呈近等轴状的中小型岩株产出，也有一些条带状的岩枝、岩脉，均属浅成相和超浅成相，与火山活动关系密切，有些实际上就是充填于火山管道中的斑岩和次火山岩。第一侵入幕次岩体的主要岩石类型为闪长岩、闪长玢岩和石英闪长玢岩。第二侵入幕次岩体的主要岩石类型为花岗斑岩和石英斑岩。第三侵入幕次岩体的岩石类型复杂，成分组成范围宽，主要岩石类型有辉长岩、辉绿岩、闪长玢岩、花岗闪长斑岩、花岗斑岩。由此可见，海西晚期第一、二幕次的成分演化趋势清楚，构成了一个完整的正序岩浆演化系列。而第三幕次岩浆活动自成系列，明显地不是第二幕次岩浆活动的自然延续。
（2）岩相。本区各种岩石类型均较新鲜，不同侵入幕次中的同种岩石类型有很大的相似性。其矿物组合和组构特点与世界各地钙碱性侵入岩系的普遍特征吻合。最主要的造岩矿物是单斜辉石、普通角闪石、黑云母、斜长石、钾长石和石英。最稳定的副矿物组合是磁铁矿-磷灰石-榍石-锆石。褐帘石、独居石、钛铁矿等副矿物仅在个别岩体中出现，且数量很少。这种副矿物组合特征表明，就总体而言，本区岩浆结晶过程的氧逸度较高。此外，由于没有发现石榴子石、堇青石、白云母等富铝矿物，说明贫铝可能是本区花岗岩的特征。同样，由于没有发现碱性暗色矿物和似长石矿物，本区可能不存在碱性花岗岩和碱性岩。在部分花岗岩体中，岩石薄片鉴定和电子探针分析均证实其斜长石属钠长石或低排号的更长石，属碱长花岗岩。
（3）岩石化学。姜常义等（1996）对所采94件各期次侵入岩的硅酸盐岩石样品进行了全分析，探讨了本区侵入岩的基本特征。
与相对应的中国各类侵入岩平均成分相比，本区海西中晚期侵入岩的TiO2含量普遍偏低，大多数类型岩石的MgO和CaO含量也偏低。SiO2和Na2O含量普遍偏高，尤以富钠为显著特征。在海西中期和海西晚期岩石中，K2O含量有明显的不同。在海西中期侵入岩中，除少部分岩石中的K2O偏高外，其余均偏低；而在海西晚期的大多数类型岩石中，K2O含量偏高。
对于SiO22>63%的样品，采用赖特碱度率法（AR），并且采用铝饱和度指数（ANKC）来衡量Al2O3的饱和程度。按照这些判别标志，本区各类侵入岩的94件样品中，有60件属铝含量正常系列，34件属弱过饱和系列，没有出现铝强烈过饱和系列，这与岩相学特征是吻合的。94件样品中，60件属碱性系列，34件属钙碱性系列，即以碱性系列为主，钙碱性系列次之。同样，岩石化学组成中没有出现过碱性系列，与岩相学特征也是一致的（图6-8）。
海西中期的辉长岩与海西晚期的辉长岩在化学组成上有所不同，较明显的差异是TiO2含量和里特曼指数的不同。海西中期辉长岩的TiO2平均含量和里特曼指数分别是0.77%和4.24，而海西晚期辉长岩的相应值分别是1.45%和5.10。这种差异应反映了本区海西中、晚期构造环境的差异。
海西中期第三幕次侵入活动构成了从基性端元向酸性端元连续演化的完整系列。据此，可将本区岩浆侵入活动划分为三个阶段，即石炭纪、早二叠世和晚二叠世。
岩石化学组成是判别花岗岩成因类型的主要依据。本区绝大多数侵入岩属I型系列，只有个别侵入岩可划归S型花岗岩系列，这与副矿物组合等特征是一致的。
（4）稀土元素地球化学。据姜常义等（1996）研究，本区中酸性侵入岩的稀土元素总量差别较大，其范围为49.31×10-6～163.38×10-6。大部分花岗岩的稀土总量高于闪长岩。轻重稀土分馏明显，LREE/HREE为5.27～18.04。轻稀土元素之间分馏亦较明显，La/Sm为5.22～9.57。相对而言，重稀土元素之间分馏不太明显，Gd/Yb为1.55～4.70。Eu负异常不显著，Eu/Eu*均大于0.57。这些数值反映在稀土元素配分曲线上为右倾的轻稀土富集型。这些特征它们明显地不同于华南S型花岗岩的稀土元素配分曲线特征，后者往往呈显著的“V”字型，而是与我国北方以I型花岗岩为主体的稀土元素配分曲线相似。另外，斜长石是中酸性岩浆的液相线相或近液相线相，因此，中酸性岩浆的分异往往伴随着斜长石的大量分离。这必然导致Eu的强烈贫化。本区花岗岩的Eu负异常不显著，意味着它们不是从高度分异演化的残余岩浆中结晶的。因此，产生本区岩浆岩多样性的首要因素可能是不同源区、不同期次的深熔作用。

图6-8 侵入岩碱度率图

一、中生代深部构造背景控矿特点
前人对深部构造与成矿作用关系的研究，多建立在现今地球物理探测资料的基础之上（张尔匡，1981）。然而，现今地球物理探测所确定的地壳与岩石圈厚度，多数反映的是新生代晚期以来约近千万年—百万年尺度上的现今深部构造轮廓；在多数地区，包括燕山地区在内，其现今莫霍面形态和岩石圈深部构造与前新生代地质历史时期的古莫霍面形态、古深部构造相比，发生了非常大的变化。而中国大陆绝大部分金、银、多金属矿床都形成于前新生代，仅中国西部的青藏高原及邻区发现一些新生代早中期的金、铜矿床。因此，用现今地球物理探测资料分析深部构造对发生于前新生代矿化的控矿规律，对中国大陆及邻区的大部分地区而言，是缺乏科学依据的。
近年来发展起来的岩石探针方法，为研究地质历史时期的古深部构造及其控矿规律提供了良好的深部资料（邓晋福等，1996）。本书第二章所述的古莫霍面深度计，为分析燕山陆内造山带的地壳深部构造背景及其控矿规律提供了有用的资料。
将燕山陆内造山带中生代形成的金、银、多金属矿床位置标注在同期古莫霍面等深线图上（图5-1），有利于剖析中生代主造山期深部构造背景与区域成矿作用的关系。从图5-1可以看出，燕山陆内造山带中生代金、银、多金属矿化的空间分布与同期古莫霍面深度存在明显的相关关系。区内一级近东西向金-多金属成矿带与部分一级北东向金-多金属成矿带的空间展布都受到中生代古莫霍面梯度带的控制。如近东西向的围场—赤峰—阜新金银铜成矿带沿纬向康保—围场—阜新古莫霍面梯度带及其伴生的康保—围场深断裂带展布，近东西向崇礼—丰宁—凌源金银铜铅锌成矿带沿纬向张家口—承德—平泉古莫霍面梯度带及其伴生尚义—丰宁深断裂带展布，近东西向的昌平—兴隆—绥中金铜铅锌钼成矿带沿纬向兴隆—青龙古莫霍面梯度带及其伴生的兴隆—青龙深断裂带展布；近北东向的阜新—绥中—红石（砬）金铅锌钼成矿带、金厂沟梁—凌源—迁西成矿带、围场—丰宁—涞源金银铅锌钼成矿带与张家口—涿鹿金铅锌成矿带的空间展布分别受到北东向的阜新—山海关、凌源—青龙、围场—丰宁与延庆—涞源等断续分布的古莫霍面梯度带及其伴生的北东—北北东向深断裂带的控制。在近东西向与北东向古莫霍面梯度带及其伴生深断裂带的部分交叉复合部位，形成重要的金-多金属矿化集中区；如张家口金矿集中区、昌平金铜钼矿化集中区、丰宁—隆化金银矿化集中区、凌源金铜矿化集中区、青龙金矿集中区、围场金银矿化集中区与金厂沟梁金矿集中区等，皆分布于东西向与北东向两组不同方向古莫霍面梯度带的交汇部位。可见，燕山陆内造山带中生代主造山期古莫霍面对区域性一级金、银、多金属成矿带的空间展布具有明显的控制作用。

图5-1　燕山陆内造山带中生代深部构造背景与矿床空间分布图

Fig.5-1　Distribution of Mesozoic deep tectonic setting and gold-multimetal diposits in theYanshan intracontinental orogenic belt
1—燕山期古莫霍面等深线（km）;2—金矿床；3—多金属矿床
二、中生代区域构造分级控矿特点
燕山陆内造山带中生代区域构造对金、银、多金属矿化具有分级、复合控矿特点，不同级别的构造带控制不同级别的成矿单元，构造及其复合的等距性控制金-多金属矿化空间分布的等距性（图4-7）。
中生代区域一级隆起带及其伴生的深断裂带通过控制矿源层与成矿热源（中生代岩浆）的分布，进而控制区域一级金-多金属成矿带的空间展布；东西向与北东向两组隆起带的交叉复合部位，是形成金-多金属矿化集中区的有利部位；主造山期区域性一级构造带及其复合的等距性控制了中生代一级金-多金属成矿带与矿化集中区的空间等距性分布（图4-4、4—7）。
区内二、三级金-多金属成矿带主要受到百公里以下长度的次级断裂构造带的控制，并且控制这些成矿带的大部分次级断裂都为燕山期的逆冲、推覆构造，在力学性质上归属于压性—压扭性—扭性断裂构造。以冀东的青龙金矿集中区为例。如上章第二节所述，青龙金矿集中区中生代发育了6条二级金矿成矿带，这6条金矿成矿带分别沿燕山期区域性数十公里长的次级压性—压扭性断裂构造分布，受到北东—北北东、北西与近东西向断裂构造的显著控制作用（图5-2）。在矿田、矿区范围内发育的数公里长的中生代断层，包括张性-张扭性、扭性-压扭性等不同力学性质的断层、断裂破碎带与裂隙，控制了矿脉与矿脉带的空间定位，这将在下面有关章节予以剖析。

图5-2　冀东青龙金矿集中区燕山期构造-成矿关系图

Fig.5-2　Sketch map illustrating the spatial distribution of Yanshanian tectonics and golddeposits in Qinglong metallogenic concentrated region of east Hebei Province
1—中侏罗统；2—中新元古界；3—古太古代中深变质杂岩；4—燕山期花岗岩；5—燕山期辉长-闪长岩；6—中生代断裂带；7—小型金矿与矿点；8—大中型金矿床

通过1∶50万遥感解译地质编图研究发现，制约研究区Cu、Au、Pb、Zn、Ag等多金属矿产源出（矿浆/析出）—运移—沉淀—富集—就位—改造/剥离这一成矿全过程的区域构造-岩石-成矿背景，主要包括板块缝合带及其二级构造带、赋矿岩系、岩浆岩条件、矿化与蚀变类型等方面。

一、赋矿地层

三江地区地层含矿性较好，对铜、金、铅、锌、银而言，背景值较高，在有的地段形成了沉积型铜金矿（床）点和铅、锌、银矿床。如江达地区晚三叠世洞卡组内赋存层状含铜砂岩，昌都地区晚三叠世甲丕拉组内有沉积的含铜砂岩型铜矿。例如：江突卡铜矿点，还有沉积改造型，大型足那铅锌银矿床包买铜锌银矿床，昌都地区晚侏罗世上察雅群内赋存层准沉积砂岩型铜矿。例如：宰后铜矿点，丁桑铜矿点，吞多挤铜矿点，小东索铜矿点。丁青-吉塘地区，中侏罗世中雁石坪群中含钙质长石英砂岩内见有砂岩型铜金矿体，如热若龙铜矿点。在江达、昌都地区古近纪贡觉组内有规模较大、研究程度较低的沉积砂岩型铜矿，铜矿内还伴生有铅银，如玉扎铜矿点。第四纪沉积物还有砂金矿，如拉妥砂金矿床、瓦达塘砂金矿床、甲弄沟砂金矿点、查列曲砂金矿点。

二、岩浆岩成矿地质背景

1.江达侵入岩带

江达侵入岩带是三江地区重要成矿带之一，形成类玢岩型、矽卡岩型、热液型、斑岩型铁铜多金属矿产，构成三江铁铜多金属成矿带。

该带侵入岩有印支期超基性岩、基性岩和M型闪长岩类及I型花岗岩类，还有燕山早期的S型花岗岩类和喜马拉雅早期的I型浅成斑岩类。岩体类型复杂，但已知与矿产有成生联系的侵入岩有印支晚期的M型闪长玢岩、I型花岗闪长岩和燕山早期的S型二长花岗岩及喜马拉雅早期的I型二长花岗斑岩等。

印支期I型花岗闪长岩与中新元古代宁多群大理岩接触，形成了木协乡赞达和赞达村东北矽卡岩型铜金、铜多金属矿点。

燕山早期的二长花岗岩与晚三叠世洞卡组接触形成矽卡岩型仁达铁铜矿床、丁钦弄铜矿床。该岩体与晚三叠世巴贡组接触，形成矽卡岩型下西接铁矿点。

喜马拉雅早期二长花岗斑岩，形成斑岩型萨色拉铜矿。

2.昌都侵入岩带

玉龙花岗斑岩带是我国最有远景的以铜钼金为主的多金属成矿带之一，已知斑岩型矿床有玉龙、马拉松多、多霞松多、莽总、扎尕那等超大—大、中型矿床。斑岩型矿点有恒星措、各贡弄、夏日多牧场、色错、扎母、吉措、日曲、遵喜、萨色拉、觉洞、高吉等铜、钼、金、铅锌银矿点。

喜马拉雅早期斑岩成矿背景最好，成矿元素分带性最清楚，岩体内是Cu、Mo，伴生有Au、Ag、Re及铂族元素等；接触带以Cu、Fe为主，其次为Co、W、Mo，伴生有Au、Ag、Ni、铂族元素等；向外由Pb、Zn、Au、Ag、Sb、As、Hg、Mn等元素构成外晕圈。上述元素分带特征不受围岩时代、岩性差异的影响，表明是岩浆期后热液作用（或通过岩浆热水作用）的结果。

该带的喜马拉雅早期斑岩体，从整体上看有益元素背景值高，从I型斑岩体到S型斑岩体，金属元素含量有逐步增高的趋势。没有形成金属矿产的斑岩体，元素含量也比其他时期花岗岩（包括斑岩）元素背景值高出几倍至几十倍，如贡觉县拉妥乡各贡处喜马拉雅早期英云闪长斑岩与全球酸性岩的对比（表9-1），结果证实了上述观点。

表9-1 全球花岗岩类与玉龙斑岩克拉克值对比表

斑岩体中矿体产出的构造部位：①岩体内形成细脉浸染型Cu、Mo矿体；②岩体与围岩接触带处形成脉状、透镜状矽卡岩型铜磁铁矿和含铜黄铁矿及含铜磁铁矿体；③岩体外接触带层间形成层状含铜黄铁矿和含铜磁铁矿体；④远离岩体接触带形成脉状硫化物矿（化）体。

总之，喜马拉雅早期斑岩体成矿地质背景较好，有利于矿产的形成。值得说明的是，玉龙斑岩带矿产资料很多，而昌都-澜沧江断裂以东地区及澜沧江结合带地区也有喜马拉雅早期的斑岩体，成矿地质条件与玉龙斑岩带有相似之处，但由于工作程度低，尚未发现与斑岩有成生联系的矿产信息，还需要认真总结，再到野外验证。对昌都地区遥感解译发现了很多出露地表和隐状地下的斑岩体，为该区找矿提供了重要线索，为今后的野外调查和深部工作指明了方向，对全面评估三江地区矿产资源提出了更高的要求。

关于昌都侵入岩带中的印支期I型花岗岩类、燕山早期的S型花岗岩类成矿信息资料很少，是否与Hg、As、Sb、Au、Cu、Ag矿有关，还需进一步研究。

3.丁青-吉塘侵入岩带

该带内的燕山晚期I型和S型的二长花岗岩、正长花岗岩类Sn、W含量丰度值较高，南段Sn含量720×10^-6～800×10^-6、W 6.7×10^-6～35.8×10^-6；中北段类乌齐岩体，Sn含量达12×10^-6～1020×10^-6；北段寨北弄、娘涌带脉岩Sn含量达2.65×10^-6～8.84×10^-6；局部矿化岩石Sn高达826×10^-6～2800×10^-6，比维诺格拉夫花岗岩Sn、W平均值高出200～270倍。可见上述花岗岩对锡钨矿产的形成有利。已知与花岗岩有成生联系的锡钨矿床点有：寨北弄中型锡矿床、墙龙锡矿点、昌国晒钨矿点、长巴罗钨矿点、夏雅钨锡矿点，拉荣钨钼矿点。从《藏东花岗岩类及铜锡金成矿作用》一书中澜沧江花岗岩带主要岩体微量元素丰度表可得出，自花岗闪长岩到二长花岗岩、正长花岗岩，随着岩石酸度的增加，则Sn、W、Mo、Ag含量也增加，而Ni、Ti含量减少，正长花岗岩出现了W、Sn、Ag、Li、Be、Nb的富集趋势。

燕山晚期的二长花岗岩、花岗闪长岩Cu、Pb、Zn、Ag、Au等也比维诺格拉夫同类花岗岩丰度值高，Cu高出2～8倍，Pb、Zn高出2～5倍。皆为热液充填交代形成铜、铅、锌、银、金矿床／点提供了丰富的矿源物质。实质上讲，该区大多数矿（床）点都与花岗岩有着成生联系，如盐井县其之卡铜矿，花岗闪长岩与晚三叠世竹卡群灰岩接触形成的矽卡岩型铜矿，就说明了花岗闪长岩就是成矿母岩。

4.木嘎岗日侵入岩带

该带晚三叠世—侏罗纪属裂谷—洋盆之构造环境，在丁青蛇绿岩群中存在着超基性岩、基性岩。超基性岩、基性岩在图解中分布在贫碱质区，基性岩投点主要落在弱碱质区和贫碱质区，微量元素Cr、Ni丰度值较高。而超基性岩Ti、Sc、Cr等元素相对较高，对形成与超基性岩相关的矿产有利，如丁青西铬铁矿床、丁青东铬铁矿床、八宿铬村铬铁矿点等。该类矿化常伴随铂族矿产形成。

与燕山晚期花岗岩有关的矿产资料依据不充分，但岩体周围的震旦纪嘉玉桥群等地层确有金、铜矿化点集中分布，如丁青西集中群、加玉乡集中群及达秀白庆集中群，皆是找金最有希望的地段之一。

5.波密-八宿侵入岩带

该带总体上研究程度较低，大部分地区可以说是个空白区，仅伯舒拉岭大断裂以东或以北到怒江缝合带之间的八宿地区研究程度相对较高，发现矿（床）点也较多。

燕山晚期岩体之岩石微量元素的特征：①从黑云母二长花岗岩、二云母二长花岗岩到正长花岗岩，Ni、Co、Cr含量逐渐减少，而Sn含量有增加的趋势；②与维诺格拉夫的花岗岩微量元素平均值比较，东带主要岩体微量元素含量Pb、Ni、Co、Cr、Mo、Th略高，Cu持平，Sn、W特高（Sn高达30倍，W高达10倍，U含量也较高，约高出3倍）；③二长花岗岩极富Pb、Zn；④二长花岗岩、花岗闪长岩富Cu，各岩体还普遍富Sn、W、V，局部Sn丰度比维诺格拉夫岩体平均值高40～70倍。

从以上元素丰度而言，该带对铜、钼、锡、钨、铅、锌、银等成矿有利。花岗闪长斑岩与晚石炭世来姑组接触形成矽卡岩型用不拉铜矿及聪古拉铜金矿，二长花岗岩与前震旦纪念青唐古拉群大理岩接触形成矽卡岩型那阿钨锡矿，还有与该期花岗岩有成生联系的热液型钨矿、钨锡矿、锡多金属矿及金矿、多金属矿等。

6.雅鲁藏布江侵入岩带

该带无资料，只能依据雅鲁藏布江缝合带内已知矿产进行推断，在中印边界中方一侧阿米里以北糜棱岩带内有两处。罗布莎蛇绿岩群，分别长22 km，宽5 km；长11 km，宽5 km，规模较大。该蛇绿岩主要为超基性岩和基性岩，是找铬、铁、钒、钛矿的良好地段。

根据藏东蛇绿岩的找矿之规律，基性—超基性岩体规模越大，对成矿越有利，往往就能形成具有经济价值的矿床。希望在该地段加强地表及深部地质工作。

三、构造对成矿的控制

构造对成矿的控制包括区域构造特点对成矿的控制，大地构造对成矿的控制、断裂构造对成矿的控制。

1.区域构造特点对成矿的制约

藏东区域构造特点是，构造单元以区域断裂为界，区域断裂常形成构造变质带，带中有超基性岩侵位体、残片，并伴生糜棱岩化作用，少数地段出现有高压变质矿物和构造混杂堆积，属长期多次板块汇集而成。因此，Ⅱ、Ⅲ级构造单元具有不同的地质构造背景，造成矿产资源的复杂化或多样性及矿种的低温、中温、中高温、高温热液矿产的分带性和集中性。藏东地区实属造山带，具有变质，变形，变位之特点，华力西期—喜马拉雅期岩浆侵入活动频繁，但印支晚期、燕山早期、燕山晚期及喜马拉雅早期是藏东三江重要的成矿期。

藏东地质构造复杂，同一构造单元，往往经历了扩张裂谷洋环境后，经闭合—俯冲—碰撞，又发展到岛弧环境，故形成的矿产资源具多期性、复杂性、重叠性。

前文已阐明地层中Cu、Pb、Zn、Ag、Au背景值高，有的具有形成规模较大矿床的可能性。如果经岩浆活动、断裂活动、变质作用致使元素进一步迁移，便可富集成矿。在强烈挤压岛弧环境下，侵入活动更剧烈，易形成有价值的矿产资源。总体规律特点如下。

（1）处于裂谷—洋盆环境的幔源岩浆成矿作用十分活跃，与超基性、基性岩有成生关系的形成铬、镍、铜、金、铂族、石棉等矿产，与M型（幔源型）闪长玢岩有关的形成大型铁矿床。

（2）晚三叠世—喜马拉雅期，不同地区、不同时代岛弧阶段往往形成与上地壳源S型花岗岩有关的钨、锡、钼、铁、金、铅锌、银等矿产，以及与下地壳源I型花岗岩有成生联系的铁、铜、铅锌、银、金等矿产资源。

（3）与怒江、澜沧江、金沙江及车所乡-德钦大断裂走滑陆内形变发育相关的喜马拉雅早期斑岩体，形成斑岩型钼、铼、银、钛、钨、铋、锌、铂族等矿产。

（4）板块边缘，断裂活化地下含矿热卤水的作用频繁形成低温热液型砷、汞、锑、金、多金属矿产。

（5）板块内夹持相对稳定的沉积盆地，形成沉积型铜、银、铅锌等矿产。

（6）断裂控矿容矿是本区矿产资源的重要形成条件，它控制着高温、中高温、中温、中低温、低温热液矿床点的分布及规模。

总之，不同构造环境、不同的构造发展阶段，对区域不同矿种不同成因类型的矿产有明显的制约作用，这对指导找矿有重要意义。

2.大地构造对成矿的控制

（1）金沙江-江达结合带

该结合带形成与裂谷环境M型闪长玢岩、石英闪长玢岩类相关的加多岭大型铁矿床，与弧后盆地花岗岩类和围岩接触形成矽卡岩型的仁达铁铜矿床丁钦异铜矿、赞达铜金矿床、赞达东北铜多金属矿床等，以及热液型的给拉、郭伦多、下郭堆铜矿点，颠达冬昌异、一道班、正泽门错金多金属矿点及喜马拉雅早期斑岩型萨色拉铜矿等。

（2）昌都板块

它基本上地处肩弧和岛弧构造环境，靠近车所乡-德钦大断裂，有喜马拉雅早期玉龙斑岩体带，形成斑岩型玉龙、马拉松多、多霞松多、莽总、扎那铜钼金等矿床。还有9个斑岩型矿点；沉积改造型足那、包买大型铅锌银矿床；砂岩型江突卡、玉扎铜矿点；热液型支日阿等14个铅锌、铜、金矿（床）点。

靠近澜沧江大断裂的昌都板块，基本上有这样的规律，即北部为多金属（金）矿产；中部为汞、砷、铅锌矿产；南部为金银矿产。北部热液型矿床有达拉贡、浪欠那、孔莎、白翁异—金勒异、打归、卓登尕、赵发涌等金银、铜铅锌、铜、铅锌等，还有16个铜、铜银、铜汞、金、铅锌矿点及含铜砂岩型的4个铜矿点。中部汞砷、铅锌矿床/点有俄洛桥砷汞矿床，包果卡、西岗铅锌矿床及4处汞砷矿点。南部有李丁、大水等金银矿点。

（3）澜沧江结合带

在古特提斯阶段为扩张的裂谷环境，新特提斯时期又变成肩弧—岛弧环境，所形成的矿产主要与岛弧阶段形成的高温、中高温、中温、中低温、低温热液活动有关。其规律是：该带北部为钨、锡、金、铜、铅、锌矿产，如寨北弄锡矿床，墙龙、长巴界、昌国晒、君达卡、夏雅锡/钨/钨锡等矿点及拉日卡铜金矿床、接拉、国从格铅锌银矿床/矿点共18处。此带中部为铁铜铅锌金矿产，如吉塘铁矿床、卡贡铁矿床、我卡地铅锌矿（床）点等17处。南部以金/铜矿为主，其次是铅锌银矿，其矿点共10余处。

（4）怒江缝合带

该带新特提斯晚三叠世时期为裂谷环境；晚三叠世—侏罗纪发展到深海洋盆环境；早白垩世时期又为岛弧环境。此带控制的矿点主要是铬、金、铜。如丁青西铬铁矿床、丁青东铬铁矿床2处，金矿（化）点9处，铜矿点5处，铅锌矿点2处。

（5）波密-八宿板块

八宿肩弧-岛弧板片。该板片在新特提期阶级地处肩弧—岛弧之构造环境，形成高温、中温、低温矿（床）点。北为金矿带，发现金矿（化）点10处。中部为汞、砷、锑、铅、锌矿，发现有俄龙呷汞砷矿床、俄龙呷东锑矿床、纳多弄铅锌矿床，还有多金属矿点2处。南部钨、锡、钼、金、铜矿，如满总金、多金属矿床，铜金钼／钨钼／铜钼／锡／钨／金矿点4处。

波密肩弧侵入岩（热弧）板片。该板片靠近舒伯拉岭断裂，为肩弧岛弧之构造环境，形成矽卡岩型和高温、中温热液型矿产。中北部以铜、铅、锌、金、银、铌、钽矿为主，如青卡铅锌矿床、多依弄巴铅锌矿床、格选铜矿床等矿（化）点14处。南部发现锡钨矿点4处。

雅鲁藏布江缝合带、喜马拉雅滑脱板块、西瓦利克A型俯冲带等，矿产资料未搜集。

综上所述，大地构造对成矿的控制作用总结如下：

（1）板块缝合带/结合带级构造是区内的一级构造单元分界构造带，它在控制区内板块构造单元形成与演化的同时，对区内矿产资源的形成亦起到决定性的导矿／控矿作用。除雅鲁藏布江板块缝合带以外，早于渐新世形成的怒江缝合带、澜沧江缝合带、金沙江缝合带，这3条巨型构造系统勾勒出藏东三江地区Cu、Au、Pb、Zn、Ag等多金属矿产形成与矿带分布之基本格局。

（2）二级构造带对区内矿产的控制，主要表现在矿带分布和矿床成因方面。例如，同属于金沙江板块的江达、玉龙、昌都盆地、类乌齐等4个成矿带分别对应Cu／Au—Pb／Zn/Cu／（Mo）Au—Pb／Zn／Ag／Au—W／Sn多金属4种矿带类型；而以舒伯拉岭大断裂为界，南北两侧矿带类型差异极大，北带为与韧性剪切相关的金矿类型；南带为构造蚀变岩型金矿类型。区内二级构造由断裂构造和沉积盆地边缘分界带组成。

（3）区内与Cu、Au、Pb、Zn、Ag等多金属矿产相关的赋矿岩系主要包括卡贡群（C₁K）、结扎群甲丕拉组（T₃j）、上察雅群（J₃c）、下香堆群（K₁x）、贡觉组（E_1～2g）等。

（4）岩浆岩条件对矿床的形成与定位非常重要。一般地讲，喜马拉雅早期花岗斑岩类与Cu、Mo、Au关系密切；燕山晚期二长花岗岩类与金矿相关；而岩浆晚期气化热液作用则是石英脉型金矿床形成和沉淀的基本条件之一。同时，岩浆作用也是沉积改造型Pb、Zn矿床后期富集和沉淀的重要条件。

（5）从区域成矿时间上分析，藏东三江地区最重要的成矿时期为喜马拉雅早期，在此之前一切成矿作用都经历了它的改造，而以后时期的成矿作用一般规模很小，不足以形成大矿床，或者仅起到对矿床的后期改造作用。

3.断裂构造对成矿的控制

藏东三江地区除沉积型、斑岩型、接触交代型、岩浆结晶分异型矿产外，高温、中温、低温热液型成矿作用都与断裂构造相关。大断裂控矿较差，但派生断裂控矿较好。经统计，金沙江-江达结合带内近NS—NW向断裂控矿；昌都板块NNW—NW向断裂控矿为多，其它方向如近SN向，NE向断裂等也控矿；怒江缝合带EW、NW向断裂控矿较好；波密-八宿板块的控矿断裂有EW向、NW向及NE向。

四、矿化蚀变与成矿地质条件

本区变质岩普遍发育，均受区域构造控制。这里重点叙述接触变质、气化—热液作用等对成矿的控制。

（1）喜马拉雅早期斑岩体的蚀变分带特征，即岩体内部的钾化、硅化、绢云母化、粘土化，岩体内外接触带及其附近的矽卡岩化、大理岩化、角岩化、绢云母化、硅化等对斑岩型铜钼金矿生成有利。

（2）矽卡岩化对接触交代型铜金、铁铜、铅锌银、锡矿生成有利。

（3）硅化、黄铁矿化、褐铁矿化、绢云母化、碳酸盐化、高岭土化、绿泥石化等围岩蚀变对热液型铜、铜金多金属矿形成有利；云英岩化、硅化、黄铁矿化对铜钼矿形成有利。

（4）黄铁矿化、褐铁矿化、硅化、绢云母化、粘土化等围岩蚀变对石英脉型/破碎蚀变岩型金、金铜矿形成有利。

（5）重晶石化、硅化、碳酸盐化、少量黄铁矿化等蚀变对沉积改造型铅锌银矿床生成和进一步富集有利。

（6）重晶石化、硅化、碳酸盐化、萤石化、褐铁矿化，少量绢云母化、白云母化、石膏化等围岩蚀变对热液型铅锌银矿形成有利。

（7）电气石化、云英岩化、黄玉/萤石化、硅化等围岩蚀变对锡、钼高温热液矿床生成有利。

（8）闪长玢岩、石英闪长玢岩体的钠长石化、纳黝帘石化、绿帘石化、绿泥石化、高岭土化、绢云母化等对类玢岩型铁铜矿床形成有利。

（9）碳酸盐化、绿泥石化、高岭土化、重晶石化、硅化、黄铁矿化、褐铁矿化、绢云母化、萤石化等围岩蚀变对汞、锑、砷、硫矿形成有利。

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区域构造-岩石-成矿背景分析视频