滇中小水井金矿煌斑岩特征及与金矿化的关系

符德贵, 周云满, 张长青, 陈庆广, 覃修平

(1.云南黄金矿业集团股份有限公司,昆明 650224;2.中国地质科学院矿产资源研究所,北京 100037; 3.云南省地质矿产勘查开发局第一地质大队,曲靖 655000)

滇中小水井金矿煌斑岩特征及与金矿化的关系

符德贵1, 周云满1, 张长青2, 陈庆广3, 覃修平1

(1.云南黄金矿业集团股份有限公司,昆明 650224;2.中国地质科学院矿产资源研究所,北京 100037; 3.云南省地质矿产勘查开发局第一地质大队,曲靖 655000)

小水井金矿床煌斑岩呈树枝状、环状、不规则状沿断裂带侵入,岩石为致密块状细晶辉石云斜煌斑岩,其SiO2含量32.28%～49.72%,属基性-超基性范围,为碱性系列的富钾钙碱性煌斑岩,以富集大离子亲石元素和轻稀土元素,而亏损高场强元素(Ta-Nb-Ti)为特征,稀土元素分布型式类似于大陆玄武岩。煌斑岩为富含稀土元素的俯冲带流体交代过的富集地幔部分熔融所产生的岩浆,在上升过程中受到部分地壳混染的产物。对煌斑岩的黑云母进行Ar-Ar法年龄测定,获得煌斑岩40Ar-39Ar坪年龄值为(32.08±0.32)Ma,等时线年龄值为(31.86±0.40)Ma,形成时代属于新生代古近纪渐新世早期。煌斑岩与金矿化在空间分布、形成时间及成因上有密切的内在联系,煌斑岩与金元素均来自地幔,煌斑岩与金矿体均受控于断裂破碎带,共用了相同的断裂构造空间;金主成矿期早于煌斑岩,煌斑岩切穿了断裂破碎带及金矿体,煌斑岩的侵入为金进一步富集提供了物源、热能、含矿流体,使金矿化叠加富集。煌斑岩是寻找金矿的重要标志之一。

破碎带 煌斑岩 地质-地球化学特征 金矿化 滇中小水井

Fu De-gui,Zhou Yun-man,Zhang Chang-qing,Chen Qing-guang,Qin Xiu-ping.Geological characteristics of lamprophyres and their relations with gold m ineralization of the Xiaoshuijing gold deposit in centralYunnan Province[J].Geology and Exploration,2010,46(3):0414-0425.

煌斑岩与金矿化的关系研究长期以来备受广大地质科学家的关注,并从构造学、岩石学、矿床学、地球化学等不同的角度和学科加以深入研究,提出了诸如“地幔去气成矿作用模式”(胡云中等,1995;黄智龙等,1999)、“中温热液金矿成因模式(Rock模式)”(Rocket al.,1988b)、“类岩浆、富矿化剂、深源流体”模式(孙丰月等,1995;翟建平等,1996;孙树浩,1997)、“同构造”模式(Wymanet al.,1988)、“提供热液”模式(Goldinget al.,1989;李献华等, 1995)、“地球化学障”模式(徐红,1993)、“提供物源-找矿标志”(许德如,2000)、“与金矿化密切共生”(檀国平,1990;季海章等,1992;朱桂田等, 1994;宋新宇等,1996;傅朝义,1999;涂怀奎,1999;申玉科等,2005)等观点和认识。煌斑岩类岩石起源于超深环境,也是了解地幔及其变化的窗口(鹿坤等,2009)。在哀牢山变质带之西的哀牢山断裂带以西老王寨金矿的煌斑岩及与金矿的关系由黄智龙等(1999)进行了大量的研究。哀牢山变质带之东的红河断裂带东缘的红河金矿带普遍发育煌斑岩,但在以往地质勘查找矿工作中对其岩石学、地球化学特征、成因及与金成矿作用关系等方面的研究尚属空白。故笔者开展了小水井金矿煌斑岩地质、地球化学特征及与金成矿作用关系的研究,这对深化本区地质构造环境演化的认识和指导在红河金矿带的找矿具有十分重要的理论和实际意义。

1 矿床地质概况和煌斑岩地质特征

滇中小水井金矿床的大地构造位置属于欧亚板块与扬子板块俯冲-碰撞造山形成的哀牢山-红河断裂带东侧,属红河金矿带(毛景文等,2006;周云满等,2006,2008)。矿区出露地层有上三叠统云南驿组二段的T3y2深灰色中～厚层状泥质灰岩、微～细晶灰岩夹浅灰、黄绿色薄层状钙质泥岩、砂岩,厚285m;三段T3y3为浅黄绿、灰色钙质泥岩、粉砂岩、泥质粉砂岩,下部夹泥灰岩透镜体及钙质页岩,厚度大于280m。矿区构造总体为NW向展布的破背斜,断裂主要有NW向张扭性正断层,其次为NE向、NWW向的横断层。矿区初步探明11个金矿体,矿体空间分布范围受控于NW向F3断裂破碎蚀变带,其产状与断层大体一致或略有斜交,同一矿带中的矿体在平面和剖面上平行排列。矿体长200～780m,倾斜延深50～200m,厚0.8～48.8m,平均7.86m,金品位(1.03～5.95)×10-6,平均1.63×10-6(图1)。

图1 小水井金矿地质图(据周云满等,2009修改)Fig.1 Geologicalmap of the Xiaoshuijing gold deposit(modified after Zhouet al.,2009)

煌斑岩墙在矿区各地层和矿区外围均见及,规模较小。矿区内地表出露于南部大田岭矿段,主要沿NW、SN、NE向断裂、裂隙侵入于上三叠统云南驿组T3y地层中(图1),与围岩呈明显的侵入接触关系。岩墙呈树枝状、脉状、不规则状产出,倾角较陡,近于直立。岩墙宽度变化较大,最宽达5m左右,最窄0.1m,一般为2～4m。在大田岭岗地段71—77线间地表平行分布多条煌斑岩脉,走向340°～350°,长30～200m,宽1～5m,标高为1900m～< 2000m,岩脉切割NNW向F3含矿断裂带及矿体(图2a、b);该地段采场F3断层破碎带中见有长30～50m,宽0.1～5m的云斜煌斑岩小脉体,呈树枝状、环带状、不规则状沿裂隙侵入,产状各异(图2c、d)。在山尾巴矿段ZK1502钻孔深115～122m孔段、大田岭岗地段ZK7702孔0～12.52m孔段、PD7901平硐中分别见垂厚7m、12.52m和1～2m的云斜煌斑岩。

岩墙大多数结构较均匀,个别岩脉发育5～10cm宽结晶较细的冷凝边;岩墙边缘常见围岩捕虏体,捕虏体大小多在0.5cm×2cm～3cm×5cm,形态多为次圆状、棱角状及不规则状;捕虏体成分为灰岩、砂岩,部分发生硅化,捕虏体成分与煌斑岩墙围岩成分相当,可见捕虏体为煌斑岩墙侵位过程中捕虏围岩的产物。在矿区未发现煌斑岩脉有相互穿插的关系,推测本区煌斑岩应为同一岩浆活动的产物。

在煌斑岩墙与围岩之间发育破碎蚀变带,宽0.5～3m,接触破碎带有硅化、黄铁矿化、碳酸盐化,伴随金矿化,主要形成金矿化石英—黄铁矿—碳酸盐细脉和网脉,沿裂隙分布,有时石英、黄铁矿、方解石分别呈斑块状或团块状产出于角砾之间呈胶结物出现或沿角砾、胶结物中的裂隙分布。

2 煌斑岩的岩石学和地球化学特征

2.1 岩石学

煌斑岩呈灰绿、黄绿色,风化后呈灰黄色、土黄色,致密块状,具煌斑结构,矿物成分为斜长石、辉石、黑云母、磷灰石、磁铁矿,斑晶以辉石(15%±)及黑云母(20%±)为主,粒度在0.5～1.5mm。基质主要为斜长石(35%±),其次是黑云母(15%±)、辉石(10%±)、钾长石(3%±)以及少量石英(1%±)和碳酸盐(1%±),粒度在0.1～0.3 mm;副矿物有磷灰石、磁铁矿、钛铁矿、锆石。可见,其为辉石云斜煌斑岩。

在钻孔岩芯中采集5件新鲜的煌斑岩样品,由中国地质大学(北京)地学实验中心进行测试,结果见表1。岩石的SiO2含量为32.28%～49.72%,平均43.14%,CaO含量11.30%～21.90%,平均14.25%,Al2O3含量9.71%～12.46%,平均11.54%,Fe2O3含量4.27%～7.06%,平均6.25%, MgO含量2.24%～4.83%,平均3.67%,K2O含量2.56%～4.77%,平均3.98%,Na2O含量1.51%～2.92%,平均2.11%,次为P2O5含量0.78%～1.55%,平均1.25%,TiO2含量0.52%～0.90%,平均0.74%,MnO含量0.11%～0.24%,平均0.14%。

表1 小水井金矿床煌斑岩及国外同类岩石化学成分Table1 Chem ical composition of lamprophyres in the Xiaoshuijing gold deposit and foreign countries

与国外同类岩石(Luthr,1981;Rock,1987;Bergman,1987;Shappard,1992)对比矿区煌斑岩相对贫SiO2、TiO2、MgO、Fe2O3、Al2O3,明显低于国外同类岩石的含量;突出的特点是富CaO,高出国外同类岩石含量的两倍左右;其他氧化物含量均与国外同类岩石相当。而与邻近哀牢山变质带西侧的老王寨金矿(黄智龙等,1999)和红河断裂东侧北衙铁金矿煌斑岩对比,本矿区富Fe2O3、CaO、P2O5,贫MgO、SiO2,稍富Na2O而贫K2O,但Na2O+K2O的含量相近,在6%左右,其他氧化物含量相近。

矿区煌斑岩化学成分SiO2含量32.28%～49.72%,平均43.14%,w(Na2O+K2O)在4.31%～7.69%之间,按Rock(1987)的分类原则确定为钙碱性煌斑岩。煌斑岩w(K2O)>w(Na2O),其w (K2O)/w(Na2O)比值为1.46～2.91,平均1.89,属钾质岩石类型。

煌斑岩n(K)/n(Al)比值为0.26～0.38, n(K)/n(K+Na)比值为0.59～0.74,在路凤香等(1991)的n(K)/n(Al)-n(K)/n(K+Na)图中(图3),5个样品全部落入钾质煌斑岩区。在w(S iO2)-w(K2O)图中(图4),1件样品落入超镁铁质煌斑岩区但靠近钾质碱性煌斑岩区,2件样品落入钾质碱性煌斑岩区,1件样品落入超钾、过钾质及钾镁煌斑岩区但靠近钾质碱性煌斑岩区,1件样品落入钾质钙碱性煌斑岩区但靠近钾质碱性煌斑岩区。可见,矿区煌斑岩为碱性岩系、钾质-富钾质钙碱性煌斑岩。

2.2 微量元素和稀土元素

中国地质大学(北京)地学实验中心分别用等离子光谱和中子活化方法测试了矿区5件新鲜的煌斑岩样品的微量元素含量,包括过渡元素(即相容元素Sc、Ti、V、Cr、Mn、Fe、Co、Cu、Zn)、亲石元素(即不相容元素Sr、Rb、Ba、K、P、U、Th、Ta、Nb、Zr、Hf)和稀土元素,其含量详见(表2)。

图3 小水井金矿煌斑岩的n(K)/n(K+Na)图(据路凤香等,1991)Fig.3 n(K)/n(K+Na)diagram of lamprophyres in the Xiaoshuij ing gold deposit(After Lu et al.,1991)

2.2.1 微量元素

矿区煌斑岩过渡元素含量变化范围较宽(表2),但均在钙碱性煌斑岩范围内。以球粒陨石(Boynton,1984)标准化的分配模式为相似的“W”型(图5),与Jagoutz等(1979)估算的原始地幔过渡元素含量相比,Sc、Ti、V相对富集,深源元素Cr、Co、Ni则强烈亏损,略高或大致相等的是Zn、Mn,这与许多幔源基性-超基性岩的过渡元素分配模式相似。

矿区煌斑岩亲石元素含量变化范围较宽(表2),但均在世界钙碱性煌斑岩范围内。以Pearce等(1983)报导的MORB标准化不相容元素的分配模式为相似的“驼峰”型(图6),与Rock(1987)统计的钙碱性煌斑岩不相容元素特有的“Ta-Nb-Ti (TNT)”负异常分配模式基本一致;与N-MORB相比,富集Sr-Sm之间的元素,亏损Ti-Ni之间的元素,而Y元素大致相当。说明本区源区富集过程或岩浆上升过程中遭受了地壳混染,并经历了俯冲环境(Rocket al.,1987;李献华等,2002)。

2.2.2 稀土元素

图4 小水井金矿煌斑岩w(S iO2)—w(K2O)图(据路风香等,1991)Fig.4 w(S iO2)—wW(K2O)diagram of lamprophyres in the Xiaoshuijing gold deposit(After Lu et al.,1991)

图5 煌斑岩过渡元素分配模式Fig.5 Chondrite-normalized transition element distribution patterns of lamprophyres

矿区煌斑岩稀土元素总量较高(表2),除1号样外,变化幅度不大,w(∑REE+Y)为(643.7～1268)×10-6,平均1047.8×10-6,远高于世界钙碱性煌斑岩稀土元素总量平均值280.77×10-6,以及高出国外同类岩石(Roden,1981;Luthret al.,1981;Bergman,1987;Shappard,1992)和邻近哀牢山变质带西侧的老王寨金矿和红河断裂东侧北衙铁金矿煌斑岩稀土元素总量含量的2～4倍。其中, w(LREE)为(596.66～1188)×10-6,平均978.13× 10-6,w(HREE+Y)为(47.04～79.94)×10-6,平均69.68×10-6,w(LREE)/w(HREE+Y)比值为12.68～14.96,平均13.91×10-6,轻稀土远大于重稀土,轻稀土元素含量变化范围大,重稀土元素含量变化相对稳定。与原始地幔(Sunet al.,1989)相比,本区煌斑岩稀土元素均相对富集,表明煌斑岩的源区地幔相对富集稀土元素。

表2 小水井金矿床煌斑岩及国外同类岩石微量元素和稀土元素含量(ωB/10-6)Table2 Trace and REE element contents of lamprophyres in the X iaoshuijing gold deposit and foreign countries

图6 煌斑岩亲石元素分配模式Fig.6 N-normalized lithophile element patterns of amprophyres

矿区5件样品煌斑岩球粒陨石(Boynton,1984)标准化后的稀土分配模式表现为相似的右陡倾轻稀土富集型(图7),(La/Yb)n=61.68～82.62;轻、重稀土元素具有较好的分馏,(La/Sm)n=6.31～6.96,(Gd/Yb)n=4.50～6.32;δEu=0.93～0.96, Eu亏损极少或无亏损。

上述特点表明,煌斑岩的微量元素含量也说明本区煌斑岩属富钾钙碱性煌斑岩,煌斑岩球粒陨石标准化后的稀土分配模式具有典型的基性岩特征,其岩浆在上侵过程中分异作用强烈,深部经历过地幔交代作用。

3 煌斑岩的形成时间及成因

3.1 煌斑岩的形成时间

前人报导过用K-Ar法测定小水井一带煌斑岩绢云母的K-Ar年龄值为50.95±0.89Ma(杨建民等,2001),但根据本次对矿区新鲜煌斑岩的岩石学特征的研究,新鲜煌斑岩不含绢云母,绢云母可能为蚀变围岩的混入物或蚀变煌斑岩的产物,因此,绢云母的K-Ar年龄值不能代表煌斑岩的年龄。

图7 煌斑岩稀土元素分配模式(球粒陨石据Boynton,1984)Fig.7 Chondrite-normalized REE distribution patterns of lamprophyres(Chondrite values are from Boynton,1984)

为了获得煌斑岩形成时间,本人采取矿区Zk7302钻孔中穿插于断层破碎带内的新鲜煌斑岩样品,由中国地质科学院地质所刘新宇等对煌斑岩的黑云母进行Ar-Ar法年龄测定,实验数据及结果见表3和图8。测定黑云母样品获得40Ar/39Ar坪年龄值(Tp)为(32.08±0.32)Ma,视年龄值范围为(24.49±0.94)～(48.3±1.0)Ma,平均31.2Ma,与计算坪年龄的加热阶段相应数据的40Ar/39Ar-39Ar/36Ar等时线年龄值为(31.86±0.4) Ma,三者在误差范围内相一致。等时线年龄的相关系数大于0.999,40Ar/36Ar初始值为(298.9±3.7) Ma,与尼尔值基本一致。煌斑岩的黑云母形成后没有受到后期地质作用的影响,其年龄可以作为煌斑岩的形成年龄。小水井金矿煌斑岩形成时代属于新生代古近纪渐新世早期,与哀牢山—红河成矿带中其他矿床煌斑岩的形成时代(27～36Ma,王登红等,2006)基本一致,构造上处于喜马拉雅运动第Ⅰ幕与第Ⅱ幕之间,是三江及扬子地台西缘最重要的幔源-幔壳混合源岩浆活动时期。

3.2 煌斑岩的成因

矿区煌斑岩为碱性系列、富钾钙碱性煌斑岩,与哀牢山断裂带煌斑岩特征一致。地球化学特征与许多幔源基性-超基性岩的过渡元素分配模式相似,且在富集过程或岩浆上升过程中遭受了地壳混染,并经历了俯冲环境;稀土元素结果显示,煌斑岩具有典型的基性岩特征,且演讲在上升过程中分异作用强烈。因此,矿区煌斑岩应为富含稀土元素的俯冲带流体交代过的富集地幔部分熔融所产生的岩浆,在上升过程中受到部分地壳混染的产物。

图8 小水井金矿床煌斑岩黑云母40Ar/39Ar年龄谱和等时线Fig.840Ar/39Ar spectra and isochrone of biotitle in lamprophyre in the X iaoshuij ing gold deposit

表3 小水井金矿床煌斑岩黑云母40Ar/39Ar定年数据Table340Ar/39Ar dat ing data of biotite in lamprophyre in the Xiaoshuijing gold deposit

从区域地质构造演化分析,本区位于SN向三江陆内造山带中南部东缘,经历了中生代欧亚板块向扬子板块俯冲,新生代(65Ma开始)陆-陆碰撞造山,古近纪中-晚期以来大规模逆冲推覆-走滑-拉张伸展作用的复杂演化历程,形成哀牢山造山带及其两侧逆冲推覆-剪切断裂系统以及断陷盆地。新生代处于“幔涌壳旋”的大陆动力学背景中(王登红等, 2006),30～40Ma区域构造机制处于从压扭向张扭转化阶段(杨志明等,2009),地幔上涌,富含Mg、K的岩浆沿深大断裂系统上升,进而沿次级断裂、裂隙呈墙状、柱状、脉状侵入地壳岩石中形成煌斑岩。

4 煌斑岩与金矿化的关系

4.1 空间上的共生关系

煌斑岩脉与金矿体或金矿化体以及蚀变带在空间上密切共生,共用了相同的构造空间,断裂构造为煌斑岩和金矿的形成提供了运移通道和赋存空间,主要表现在以下四方面:(1)煌斑岩脉、金矿(化)体均产于NW、SN、NE向断裂、裂隙中;(2)煌斑岩脉切错矿区各地层、F3断层破碎带及金矿体;(3)煌斑岩脉呈树枝状、环状、不规则状沿裂隙侵入F3断层破碎带及金矿体中,产状各异;(4)在F3断裂构造剪切破碎带内有煌斑岩沿其中的各种裂隙通道侵入的地段,周围金矿化作用进一步叠加,形成的矿石金品位较无煌斑岩脉发育地段高出3～10倍。在煌斑岩脉侵入正常地层的接触破碎带中也有明显的金矿化或贫金矿体产出。在南部71—77线间地表平行分布的煌斑岩周围的矿石金品位普遍在(2～10)×10-6,高于其他地段。大田岭岗地段ZK7302孔、PD7901平硐中的云斜煌岩脉接触破碎带中普遍具金矿化或形成贫金矿体,含Au(0.2×10-6～0.8 ×10-6)。

4.2 时间上的序次关系

据区域褶皱卷入地层为白垩系及沉积盆地收缩迁移特征判断,本区构造的形成时代主要为燕山晚期—喜马拉雅早期,NW向区域断裂及控矿断裂在喜马拉雅早期为左行走滑(云南地矿局,1990;曹淑云等,2009),伴随大规模流体活动,有利于成矿流体运移和成矿元素大规模堆积。王登红等(2006)对矿区成矿阶段含金黄铁矿-石英脉的石英进行了40Ar/39Ar测年,获得坪年龄(45.15±0.22)Ma～(45.73±0.28)Ma,说明金矿化形成于新生代古近纪始新世中期,这一时期为喜马拉雅运动主幕(第Ⅰ幕),区内处于陆内拉张地质构造环境中。本次获得煌斑岩40Ar/39Ar坪年龄值(Tp)为(32.08± 0.32)Ma,等时线年龄值为(31.86±0.4)Ma,属于新生代古近纪渐新世早期。煌斑岩的形成时代晚于金矿化主成矿期,原因可能是喜马拉雅运动主幕(第Ⅰ幕)时期的构造活动,深部地幔软流圈开始底辟上侵于下地壳范围内(可能形成岩浆房),其形成的成矿流体可通过构造带超前上升到地壳浅部有利的空间发生成矿作用;然后在喜马拉雅运动第Ⅰ幕与第Ⅱ幕之间,由于深部岩浆供运充足,岩浆房的岩浆以裂隙控制的岩墙扩展方式上升到中上地壳形成煌斑岩墙和岩脉,岩体带来的小规模岩浆热液对主成矿期形成的金矿化起到进一步叠加、富集作用,但其影响范围仅限于煌斑岩脉附近。因此煌斑岩是区内寻找富金矿体的重要标志。

4.3 成因关系

矿区煌斑岩为产于板块俯冲环境下,受俯冲带流体交代过的富集地幔部分熔融所产生的岩浆,在上升过程中受到部分地壳混染的产物。煌斑岩金属元素银、铅、锌、铜等元素的含量均高于地壳克拉克值几十倍(表4),而总体含金量为(1.8～4.8)× 10-9,与地壳克拉克值接近,金的低含量可能与岩脉周围的金矿化有关。煌斑岩岩浆从深部带来了金,为金矿化提供了部分金、热能和成矿流体;同时在贯入过程中分异出的富CO2流体,沿途可淬取各地层中的Au形成含矿热液;岩浆形成的早期成矿流体上升与构造-热液混合,在韧-脆性剪切构造带中发生了成矿作用,形成了金矿床,后来侵入到地壳浅部的煌斑岩及随之而来的小规模成矿流体使金矿化在先期成矿作用的基础上叠加岩浆-热液成矿作用,金矿化再次富集,但其影响范围仅限于煌斑岩脉附近。因此,煌斑岩岩浆对矿区的主成矿期的金矿化和后期金的再次富集提供金属、热源和部分流体的作用。

表4 小水井金矿床煌斑岩及国外同类岩石矿化元素含量(ωB/10-6) Table4 M ineralization element contents of lamprophyres in the Xiaoshuijing gold deposit and foreign countries

5 结论

(1)矿区煌斑岩呈树枝状、环状、不规则状沿断裂带侵入,SiO2含量32.28%～49.72%,平均43.14%,w(Na2O+K2O)在4.31%～7.69%之间, w(K2O)>w(Na2O),其w(K2O)/w(Na2O)比值为1.46～2.91,平均1.89;n(K)/n(Al)比值为0.26～0.38,n(K)/n(K+Na)比值为0.59～0.74,属基性-超基性范围,为碱性系列、富钾钙碱性煌斑岩。

(2)煌斑岩微量元素含量变化范围较宽,过渡元素分配模式为相似的“W”型,亲石元素的分配模式为相似的“驼峰”型;稀土元素总量较高,分布型式类似于大陆玄武岩;以富集大离子亲石元素和轻稀土元素,而亏损高场强元素(Ta-Nb-Ti)为特征。

(3)煌斑岩成因为富含稀土元素的俯冲带流体交代过的富集地幔部分熔融所产生的岩浆,在上升过程中受到部分地壳混染的产物。

(4)煌斑岩黑云母40Ar/39Ar坪年龄值(Tp)为(32.08±0.32)Ma,等时线年龄值为(31.86±0.4) Ma,形成时代属于新生代古近纪渐新世早期。

(5)煌斑岩与金元素均来自地幔,煌斑岩与金矿体均受控于断裂破碎带,共用了相同的断裂构造空间,断裂破碎带为煌斑岩的侵入提供了通道和赋存空间,为成矿物质的沉淀提供场所;金主成矿期早于煌斑岩,煌斑岩的侵入为金进一步富集提供了物源、热能、含矿流体,使金矿化叠加富集。煌斑岩是寻找金矿的重要标志之一。

致谢 感谢中国地质科学院矿产资源研究所毛景文教授、张作衡教授、编辑部审稿专家对本文提出宝贵的修改意见。

[注释]

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[附中文参考文献]

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Geological Characteristics of Lamprophyres and their Relations with GoldM ineralization of the Xiaoshuijing Gold Deposit in CentralYunnan Province

FU De-gui1,ZHOU Yun-man1,ZHANG Chang-qing2,CHEN Qing-guang3,Q IN Xiu-ping1
(1.Yunnan Gold&M ining Group Co.Ltd.,Kunm ing 650224; 2.Institute of M ineral Resources,Chinese Academ y of Geological Sciences,Beijing 100037; 3.No1Geology Party,Yunan Bureau of and Exploration,Qujing 655000)

The lamprophyre veinsof the Xiaoshuijing gold deposit are intrusive bodiesof dendrite,ring and irregular shapes.Its rock is dense blockshaped fine-crystal pyroxene kersantite,with content of SiO2ranging from 32.28%to 49.72%,which can be attributed to ultra-basic,potassic to ultra-potassic lamprophyre of the calc-alkaline rock series.The lamprophyre veins are characterized by significatL ILE and LREE enrichment and a depletion in HFS elements(Ta-Nb-Ti).There ismoderate to strong fractionation between the light and heavy REE.The lamprophyre for med by the magma derived from partialmelting in the mantle with metasomatis m fluids rich in REE at a subduction zone,and contamination with crustalmaterials during rising processof themagma.40Ar-39Ar datingof biotite in lamprophyre gives the40Ar-39Arplateau age of(32.08±0.32)Ma and40Ar/39Ar isochronal age of(31.86±0.40)Ma,respectively,suggesting that the lamprophyre was formed at earlyOligocene in Palaeogene of Cenozoic time.The lamprophyre veins are closely related with gold mineralization in space distribution,metallogenensis time and genesis.Lamprophyre and Au element are originated from mantle sources.When they developed,theywere controlled by faults and shared the same fault structure.The Au mineralization time was slightly earlier than lamprophyre veins,and lamprophyre veins cut the fault fragmentation zones and gold ore bodies.The intrusion of lamprophyre provided themineralization source,heat energy and ore-bearing fluids for the further gold enrichment,and promoted superposition of goldmineralization.Therefore lamprophyre is one of the important indicators for gold prospecting.

fault zone,lamprophyre,geological-geochemical characteristics,gold mineralization,Xiaoshuijing gold deposit in central Yunnan

book=5,ebook=141

P581+P596

A

0495-5331(2010)03-0414-12

2010-03-30;

2010-05-20;[责任编辑]郑 杰。

云南黄金矿业集团股份有限公司科研项目“云南省楚雄市龙岗金矿带成矿规律及成矿预测”的资助。

符德贵(1963年—),男,高级工程师,主要从事地质矿产勘查、矿床地质及找矿预测研究工作。

周云满(1965年—),男,博士,正高级工程师,主要从事地质矿产勘查、矿床地质及找矿预测研究工作,E-mail:1965yunman@ sina.com。