冀东峪耳崖金矿成矿地质环境及形成机制

刘创脱, 赵志彬, 高立建, 张良良, 于维满, 王丰翔

冀东地区是中国重要的贵金属产地, 并以盛产黄金而闻名几千年来的峪耳崖金矿, 是冀东地区现存最大的金矿之一, 为产于中生代燕山期花岗岩体中的含金石英脉型和细脉浸染型金矿床, 其形成与燕山期花岗岩密切相关。 因其成矿条件典型, 研究成果具有重大参考价值, 基本可以代表区域内该类矿床在成因、控矿构造、 成矿规律等方面的特征, 而成为地学领域关注的热点[1-9]。 以往的研究主要集中在地质、 地球化学、 矿物学和地质年代学[10-18], 但受成矿模式和矿床产出的空间位置所限, 对于找矿方向往往单纯地认为矿体赋存的空间位置停留在某一层, 亦或是某岩性区。诸如“绿岩带成矿” 多注重矿源岩(层) 的寻找, 往往单纯把某矿床产出的空间位置、 周围的岩层的微金高低作为重要的评价指标, 找矿方向也仅停留在片麻岩区; “岩浆成矿” 多注重矿体所赋存的岩浆岩体含矿性的研究, 找矿方向也仅停留在岩浆岩区; 而“卡林型成矿” 认为金来自于古生代碳酸盐岩, 找矿方向也仅停留在古生代碳酸盐区。 近年来, 由于各种分析测试技术的发展和地学研究者的深入研究, 幔枝构造是地幔热柱多级演化在岩石圈浅部的综合表现形式, 是重要的成矿控矿构造[14], 认为金矿床的成矿物质应主要来自地球深部, 并通过地幔热柱多级演化向上迁移(特别是燕山期岩浆活动), 沿途萃取了部分围岩中的成矿物质, 并在有利的构造扩容带中聚集成矿[15]。

图1 地幔热柱成矿模式图(修改自牛树银等, 2022[14] )Fig.1 Model map of the mantle plume metallogenic types

1 区域地质背景

峪耳崖金矿位于河北省东北部(118°31′45″E,40°30′00″N)。 该地区的其他金矿, 包括金厂峪(118°26′26″E, 40°18′50″)、 牛心山(118°32′28″E,40°19′40″N)、 铧尖、 唐杖子、 倒水流等100 多处金矿资源, 为冀北地区重要的成矿带。 广泛分布的前寒武纪岩石是成矿作用的寄主岩石。 早期的前寒武纪单元最为广泛, 构成了变质结晶基底, 岩石年龄约3.5 Ga[11,21-23]。 这些岩石包括太古宙迁西群、 遵化群, 岩性为麻粒岩相到角闪岩相变质岩、 基性到长英质火山岩和沉积岩。 迁安地体由麻粒岩层序组成退为角闪岩相, 原岩包括钙辉石火山岩(图2)。 地温梯度的增大使得了金矿化的寄宿在绿岩带[24]。 向迁安地体方向, 挤压程度自西向东增大, 金被活化, 在迁安地体东部形成大型金矿床[11], 并伴有强烈的中生代岩浆活动[3,9,11]。 侵入体包括都山、 牛心山、 肖营子和形成于245～163 Ma 之间的峪尔崖花岗岩等[24]。该区元古宙和古生代地层组成较厚层状石灰岩和白云岩, 不整合覆盖在太古宙地层之上(图3)。 晚古生代至早中生代期间, 基底和盖层都受到挤压变形的影响, 形成多次变形的区域尺度褶皱。 褶皱呈不规则弯曲, 主体向东。 断层形成于不同时期多阶段, 包括NE向、 NNE 向逆冲断层和NW 向张扭断层、 NNE 向断裂, 控制了含金矿脉形成, 为古生代至中生代花岗岩的侵入提供了运移通道。

图2 冀东地区峪耳崖及邻近地区金矿分布区域地质简图(修改自Mei, 1997[19] )Fig.2 Simplified geologicalmaps showing the distribution of Yu’erya and adjacent areas Au deposits in the East Hebei Province

图3 冀东地区峪耳崖金矿床成矿模式简图[31]Fig.3 Schematic diagram of metallogenic model of Yu’erya gold deposit in Eastern Hebei

2 峪耳崖金矿成矿地质环境

大地构造演化与成矿关系一直以来是地学界研究的热点问题, 特殊的地球动力学环境, 使得冀东地区地质构造复杂, 岩浆活动频繁, 金矿成矿地质条件优越, 特别是燕山期岩浆活动与构造作用, 控制了该区众多金矿床(点) 的分布, 使中生代成为冀东地区最重要的构造—岩浆-成矿阶段。 峪耳崖金矿正是出于构造岩浆活动带中, 由数条NEE-NE 向区域性大断裂和沿断裂带的岩浆侵入体组成。

2.1 赋矿岩石及围岩

燕山期的峪耳崖花岗岩体为峪耳崖金矿的主要寄宿岩石, 为一同源不同阶段侵入的复式岩体, 呈岩株状, 主要由燕山早期的二长花岗岩组成, 其内分为早阶段的白色花岗岩和晚阶段的红色花岗岩。 两种不同颜色花岗岩的组构、 矿物成分和化学组成基本相同。红色花岗岩Fe2O3含量高、 富钾长石、 形成时代相对晚, 但蚀变较强, 与白色花岗岩属于同源不同阶段侵位的产物。 岩体侵入于高于庄组灰岩之中。 岩体内及碳酸盐岩的接触带中[25], NE 向的断裂和节理控制了研究区内多数脉岩体分布、 金矿体的展布[25,26]。 矿区内出露的地层主要为中—新元古界长城系巨厚沉积岩层, 岩性主要为深灰、 灰白色中厚-巨厚层灰岩和石英岩, 其内可见灰质砾岩、 燧石条带灰岩及含锰白云岩等。 此外, 太古宙迁西群老变质岩也是该区主要基底岩石, 岩性主要为斜长角闪岩和角闪斜长片麻岩。 受区域NEE-NE 向断裂的影响, 矿区内断裂主要以NEE 和NE 向为主, 控制了区内岩浆岩体及矿床(体) 的分布。 矿区内的岩浆岩侵入体主要由早期超基性—基性岩和晚期的闪长岩—花岗岩闪长岩组成,且它们多呈岩株沿NE 向分布, 金矿化与花岗岩关系密切[27]。

2.2 矿石物质成分和结构构造

峪耳崖金矿床矿脉(体) 呈NE 向分布, 最长可达1.3 km, 宽一般为0.5～1.0 m。 其内分南、 北、 中3 个矿带, 矿石品位普遍较高, 个别地方为1 000 g/t(含明金)。 矿脉(体) 主要分布于花岗岩体之中和灰岩接触带内, 多呈平行状、 斜列状排列。 矿脉(体) 多呈不规则脉状、 网脉状、 扁豆状、 长透镜状等分布[27]。

矿石结构以晶粒结构、 碎裂—压碎结构为主, 其次是包含结构、 交代结构、 填隙结构等。 矿石构造主要有细脉状、 致密块状、 斑杂状、 条带状构造等。 构造类型有块状构造、 网脉状构造、 浸染状构造、 条带状构造、 星散状构造、 压碎状构造及蜂窝状构造。 以块状、 浸染状最发育, 蜂窝状构造只存在于地表氧化带矿石内。

3 矿床类型及特征

矿床为与峪耳崖花岗岩密切相关的岩浆热液型金矿床[17]。 岩浆岩按岩性和侵入次序可划分为2 个系列: 早期超基性岩—基性岩—二长岩; 晚期的闪长岩—花岗岩系列。 多呈北东向岩株状产出。 延长约数十千米的构造岩浆岩带严格控制了区内众多的金矿床(点) 的分布, 为产于中生代燕山期花岗岩体中的含金石英脉型和细脉浸染型金矿床。

峪耳崖金矿床主要容矿岩石为燕山期花岗岩, 矿体受岩体内断裂控制。 地壳深部能量的积聚和组成物质的重组与重建, 形成与热液成矿作用密切相关的初始含矿热液, 并伴随着早期的挤压抬升, 浅层次级断裂发育的同时, 引发了深部聚集的含矿流体“侵位”成矿。

矿石主要以石英—多金属硫化物脉型为主, 其次为石英细脉浸染型。 脉体宽一般0.01 ～1 m, 矿脉往往充填于花岗岩裂隙中[17]。

矿石矿物主要包括黄铁矿、 黄铜矿、 闪锌矿、 方铅矿、 镍黄铁矿、 磁黄铁矿等, 亦含有极少量磁铁矿, 且95%以上为黄铁矿。 脉石矿物主要为石英、 长石、 绢云母、 绿泥石、 方解石等。 金多以裂隙金、 包裹金的状态赋存于黄铁矿中, 少部分赋存于脉石石英裂隙中。 围岩蚀变主要为硅化、 黄铁矿化、 绢云母化、 绿泥石化、 钾化, 显示出一定的中—高温特征。成矿流体、 物质均来自于花岗岩浆体系, 成岩、 成矿年龄保持相对一致[17]。

4 矿床时空分布

4.1 所处成矿区带

金矿作为中国重要矿产资源, 是地质演化特殊阶段、 区域的产物, 其形成和演化严格受独特的大地构造单元及其演化控制, 空间分布具有明显的时空集中分布的趋势, 通常呈区带展布, 即构成成矿区带。 所谓成矿区带是指具有矿产资源成矿潜力的成矿地质单元。 一个成矿区带通常具有主导成矿地质环境,地质演化过程和与之匹配的区域成矿作用、 相应的成矿信息和特定时代形成的同类型矿床集中分布的空间[28]。

冀东地区分布着中国最古老的陆核, 经历了38亿年之久的地质历史演化过程, 构造极其发育且较为复杂。 褶皱构造在经历多次大的构造—热事件改造后, 变质和混合岩化作用强烈。 褶皱形态异常复杂,再加之缺乏明显的标志层和残缺的露头, 对辨别褶皱形态难度大大提升[17,26]。

断裂构造则多以NE、 NNE、 近EW 向展布, 区域内规模比较大的断裂为冷口大断裂、 青龙河大断裂、 喜峰口大断裂[17,26]; 延伸范围大, 切割深度深的断裂构成了区域地质构造单元的边界[29]。

矿区位于冀东地区马兰峪复式背斜的北缘, 褶皱构造并不强烈发育, 由于在地质构造活动时期主要受到来自东南—西北方向的板块俯冲形成的挤压力, 主要发育近北东向、 北东东向、 北北东向的的次级断裂构造, 并有少数断裂构造成北西、 东西向展布。

4.2 成矿时代

成矿时代对于研究矿床成因至关重要。 前人对峪耳崖金矿的成岩成矿时代研究, 主要是对花岗岩年龄的测定, 采用多种测试方法, 如Rb-Sr 法、 锆石U-Pb法和裂变径迹法等[17]。 总结前人数据可发现花岗岩的年龄范围主要在152.12～194 Ma, 成矿年龄范围主要在163.8～171.7 Ma。 成矿年龄位于成岩年龄的区间内, 且总体峰值出现在160 ～180 Ma, 可与区域其他成因类似的矿床相比较。

表1 冀东金矿成矿区带及其简要特征Table 1 Gold metallogenic regions (belts) and their features

5 形成机制

岩浆局部熔融在上地幔萃取有用元素, 喷发形成玄武岩并在太古宙时演化成变质岩。 玄武岩岩浆再次底侵, 使下地壳的变质岩物化条件发生变化,导致其局部熔融产生花岗岩岩浆。 在下地壳部位进一步萃取有用元素, 进入岩浆并发生了壳幔相互作用、 有用元素混合作用等。 燕山早期花岗岩岩浆上升就位在岩浆上升过程中第三次萃取有用元素进入岩浆。 压力与温度的降低使岩浆中挥发分过饱和大量逸出并与天水混合形成热液[30]。 在液/气平衡系统中有用元素大量进入流体, 形成含Au 热液, 并与围岩中富水流体混合形成Au 热液循环系统。 含矿热液与花岗岩、 白云岩相互作用, 使它们蚀变随物理化学条件的变化, 最终在裂隙和构造破碎带等部位Au 沉淀形成矿床[30]。

矿床的不同成矿阶段形成不同的矿物组合, 主要是黄铁矿、 黄铜矿、 方铅矿、 闪锌矿等中温热液矿物组合, 围岩蚀变主要是黄铁矿化、 硅化、 绢云母化等中温热液蚀变矿物。

金矿体基本上赋存于岩体内部。 围岩高于庄组白云岩中金的丰度值不高并结合综合测试数据分析认为, 峪耳崖金矿床的成矿物质应是来自于峪耳崖花岗岩体内部。 即当岩体侵位后在岩浆冷凝结晶过程中,由于结晶压滤作用, 岩浆中SiO2及H2O、 CO2、 Cl、S 等挥发份和Au、 Ag、 Cu、 Pb、 Zn、 Mo 等金属元素逐渐集聚, 形成岩浆期后热液。 这种热液为超临界状态下的高温酸性流体, 在向上运移过程中, 当充填于岩体边部断层和裂隙中时, 由于物理化学条件的改变, 沉淀富集而形成金矿体。

峪耳崖金矿的成因类型为与中生代燕山旋回花岗岩有关的中温岩浆热液型矿床。 成矿温度为215 ℃～343 ℃ (包体测温均一法平均值为215 ℃, 爆裂法平均值为343 ℃), 成矿压力在220×l05～260×l05Pa之间。