太行山南段桃园铜矿地质特征及成矿作用

耿国建, 马宝军, 申方乐

0 引言

太行山是华北克拉通中部典型的南北走向山脉,自北向南呈现出蔚县坳陷—阜平隆起—井陉坳陷—赞皇隆起—武安坳陷相间斜列的特征[1-8], 而桃园铜矿位于太行山赞皇岩浆-变质杂岩拆离滑脱带的西侧(图1)。 从赞皇隆起北侧的测鱼到桃园、 白鹿角一带, 先后发现了铜矿(化) 点可达30 余处, 具有很大的成矿潜力。 但是勘查单位对桃园铜矿的研究工作相比于其他成型的矿区较薄弱, 其成因和成矿规律也一直存在争议, 以至于桃园铜矿及周边地区没有新的找矿突破。

早在20 世纪70 年代各地勘单位先后对桃园铜矿及周边地区进行了勘查。 其中, 河北地质勘探一队[9]提出桃园铜矿成因为中—低温热液型矿床; 河北地勘十一队[10-12]认为该铜矿是与玄武岩有关的层控型热液矿床; 张道忠等[13], 薛浩江等[14], 李辉等[15], 天津华北地勘总院[16]认为桃园铜矿床属于与古元古代裂陷槽中变质玄武岩有关的层控铜多金属矿床; 河北地质大学[17-20]通过对构造控矿和热液蚀变的研究,认为桃园铜矿为中—低温火山-次火山热液型矿床。然而, 由于测试条件的限制, 前人的研究均没有给出精确的年代学约束。 太行山北段阜平隆起和南段武安凹陷均出露了中生代岩体, 且与成矿作用密切相关[21,22], 而赞皇隆起区并没有中生代岩浆活动的报道。 那么赞皇隆起区内是否存在隐伏的中生代岩体,对桃园及周边地区的铜矿成因是否有约束作用还有待进一步研究。

1 区域地质背景

太行山南段赞皇隆起是一个典型的幔枝构造[1-8], 核部为中—新太古代的变质-岩浆杂岩, 上部盖层剥蚀完全; 外围是拆离滑脱断层带, 环绕赞皇隆起一周, 形态呈“纺锤状” 或者不对称的“鸭梨状”, 北段走向近南北, 南段转为北东向。 拆离断层上盘为中新元古代和古生代地层, 都经历了一定的区域变质作用。 再外围是井陉坳陷盆地, 出露地层为古生代和中生代的弱变质或未变质沉积盖层(图1)。太行山南段的矿床(点) 多达130 余处, 以铜、 铁矿为主, 少量铅、 锌、 金、 钼矿, 多受控于赞皇幔枝构造体系。

1.1 地层特征

赞皇幔枝构造核部出露的岩性为石家栏组混合花岗岩、 斜长角闪片麻岩和外围甘陶河群中低级变质岩[9-12,23]。 甘陶河群主要岩性为变质砂岩、 白云母石英片岩、 硅质大理岩、 厚层白云岩、 绿泥石片岩等,底层南寺掌组砂砾岩与下伏岩体呈沉积接触关系(表1)。 中新元古代长城系为一套滨海沉积, 其岩性主要为石英砂岩, 具槽状交错层理, 见有波痕、 泥裂、 雨痕等。 拆离断层外围是古生代滨浅海相沉积的砂岩与页岩互层、 泥岩、 白云岩、 泥质条带灰岩、 生物碎屑灰岩等, 还可见牙形石、 三叶虫、 头足类等化石广泛出露于白云质灰岩、 泥质灰岩等岩性中。 第四系盖层主要分布于沟谷处及山坡低处, 为河流冲积、 洪积层和坡积层未经过压实、 胶结(表1)。

表1 区域地层岩性及接触关系一览表Table 1 List of regional lithology and contact relations

1.2 构造特征

区内经历了多期的构造运动, 断层、 褶皱构造均比较发育。 其中, NE 向断裂伴随有基—中酸性岩脉侵入和铜矿化蚀变, 在平面上表现为串珠状的脉岩线状排列。 NE 向断裂上盘为甘陶河群南寺组和新太古代花岗片麻岩, 主要发育片理化构造, 其片理与透镜体长轴平行, 与层理斜交。 片理内部发育有黄铜矿化、 褐铁矿化等蚀变。 下盘为甘陶河群南台组云母石英片岩, 多发育脆性裂隙。 区内主期褶皱构造的总体展布也是呈近NNE 向, 褶皱都发育于拆离滑脱断层的上盘, 盖层岩石韧性较强, 是由拆离滑脱作用弯曲变形引起的。 主体褶皱的转折端和翼部, 发育一系列较小规模的伴生褶皱, 露头规模为几十厘米。 在褶皱的翼部还发生剪切滑动, 进而形成平行密集排列的平行轴面的褶劈理。

1.3 岩浆岩

赞皇隆起区岩浆岩出露丰富。 其中, 中酸性花岗质岩石形成时代为新太古代—古元古代, 主要包括片麻状花岗岩、 二长花岗岩等, 多分布于赞皇隆起的核部, 有不同程度的变质。 中—基性岩多形成于吕梁期, 呈岩墙、 岩脉产出, 岩性主要包括辉长岩、 辉绿岩、 闪长岩等。 此外, 区内火山活动频繁, 发育一套玄武岩、 次玄武岩、 角砾岩、 集块岩及少量玄武安山岩的火山岩组合, 多呈脉状分布, 受后期拆离滑脱断层的影响发育了褶曲变形, 转折端逐渐变厚, 两侧受到拉伸而减薄, 形态上呈字母“J” 型。 辉长辉绿岩体呈顺层侵入甘陶河群南寺掌组中, 接触带具绢云母化、 绿泥石化等蚀变现象。

2 桃园铜矿地质特征

桃园铜矿出露的围岩主要为甘陶河群南寺掌组,主要岩性为变质砂岩、 板岩、 绿泥石片岩夹薄层的云母片岩(图2、 图3), 倾向约为300°, 倾角60°～70°。 还伴随具一定规模的火山活动, 发育辉长辉绿岩、次玄武岩(图2a)、 集块岩, 均发生了浅变质作用。

图2 片理化次玄武岩和云母片岩的野外露头(a-d) 及镜下特征(e-f)Fig.2 Outcrop (a-d) and microscopic characteristics (e-f) of gneissic sub-basalts and mica schists

图3 桃园铜矿1 000 m 高程地质平面图(据参考文献[17] 修改)Fig.3 Geological map of Taoyuan Copper Mine

次玄武岩受构造应力而发生片理化, 片理方向与变质砂板岩呈顺层发育(图2b)。 次玄武岩呈深灰色—灰黑色, 变余结构, 气孔、 杏仁状构造(图2c),杏仁成分为石英、 绿帘石。 次玄武岩的矿物成分为中基性斜长石(40%～50%)、 角闪石(25%～30%) 和黑云母(15%～20%), 副矿物以钛磁铁矿及金属硫化物为主(图2f)。 次玄武岩被含矿的石英脉充填, 其间可见明显的黄铜矿、 黄铁矿、 褐铁矿等, 呈粒状、层状和团块状。 云母片岩主要由云母(35%～40%)、石英(30%～35%) 和长石(20%～25%) 组成, 定向排列(图2e), 局部和片理化玄武岩呈互层发育。

2.1 矿体特征

桃园矿区内出露一条较大的逆断层, 沿着片理化玄武岩夹变质砂岩、 板岩发育, 走向由NE 向逐渐转为近EW 向, 倾向NW (图3)。 矿区内岩性节理非常发育, 节理面粗糙, 呈弯曲状, 局部可见擦痕, 倾角较陡, 多在60°～80°之间。 节理的尾端多为树枝状分叉, 局部近平行雁列式排列, 间距宽窄不一。

桃园铜矿体发育于南寺掌组片理化次玄武岩夹变质砂岩、 板岩中。 铜矿体沿着节理和劈理发育, 北部近EW 向, 中部NE 向, 南部又变为近EW 向, 总体呈字母“S” 型。 铜矿体数量多, 规模小, 连续性较差, 延伸最长的可达50 m, 最短的仅有数十米, 宽30～100 cm 不等。 矿体倾角较陡, 可达65°～80°, 矿体形态以脉状和透镜状为主, 并有膨胀、 收缩现象(图4), 部分矿体受到断裂构造的破坏作用, 发生错动位移, 但断距并不大, 最大的位置断距约20 m。局部出现挤压弯曲变形, 使矿体两端减薄、 尖灭和分支复合等现象, 形态上呈马鞍状、 扁豆状。 矿石品位0.39%～1.25%, 平均品位0.70%, 矿体品位受厚度影响, 中部较厚, 品位较高, 两端变薄, 品位稍低。

图4 黄铜矿等矿物的野外露头Fig.4 Outcrops of chalcopyrite and other minerals

2.2 矿石组分

桃园铜矿原生矿石主要包括黄铜矿、 黄铁矿、 闪锌矿、 磁铁矿、 磁黄铁矿等, 次生矿石主要为斑铜矿、 蓝铜矿、 孔雀石等(图4)。

黄铜矿呈黄色, 局部呈浅蓝色, 致密块状、 浸染状、 层状、 细脉状等产出于裂隙发育的石英脉内, 多与黄铁矿、 闪锌矿、 磁黄铁矿等共生, 它形—半自形粒状。 镜下黄铜矿为它形—半自形粒状结构, 多呈星散状、 乳滴状、 棱角状不均匀分布于透明矿物中, 结晶较好的粒径可达4 ～5 mm (图5a、 5c)。 黄铜矿中有时可见磁黄铁矿固溶体出溶, 构成雪花状结构或者十字星状结构, 还可见黄铜矿被碳酸盐、 硅酸盐矿物溶蚀交代, 使黄铜矿边界不规则; 黄铜矿与闪锌矿、磁黄铁矿多共生出现, 呈共生边结构。 黄铜矿与闪锌矿相互穿插, 矿物边界呈牙型镶嵌结构。

图5 黄铜矿的显微结构Fig.5 Microscopes pictures of chalcopyrite and other minerals

黄铁矿分布较广, 且不均匀, 多呈致密块状、 团块状、 浸染状产出, 结晶程度较好, 局部可见沿片理、 劈理充填的片状构造。 镜下呈黄白色, 以立方体为主, 也可见它形的不规则状, 粒度0.1 ～3 mm 不等。 立方体的黄铁矿晶体被硅酸盐溶蚀交代, 生长形成骸晶(图5b), 受到构造挤压作用, 黄铁矿局部发育碎裂结构, 少量粒度较细的黄铜矿、 磁黄铁矿、 磁铁矿等金属硫化物充填于黄铁矿裂隙中。

闪锌矿呈棕黑色、 棕褐色, 半自形粒状集合体。闪锌矿在产出形态上与黄铜矿、 黄铁矿类似, 主要呈致密块状、 团块状。 镜下的闪锌矿为灰色—灰黑色,多呈它形—半自形粒状(图5d), 局部可见裂隙发育, 粒度一般在0.05 ～0.3 mm 之间。 可见闪锌矿与黄铜矿、 磁黄铁矿共生边界。

磁黄铁矿呈暗黄色、 灰黑色相间, 多为它形粒状集合体。 磁黄铁矿在矿石中主要呈星点状产出。 镜下磁黄铁矿呈玫瑰红色, 结晶程度较差, 主要与闪锌矿、 黄铜矿交生(图5b), 也可见磁黄铁矿和闪锌矿嵌生于黄铁矿中。 单独矿物少见。

磁铁矿呈黑色, 多为半自形—自形粒状集合体。镜下呈灰棕色, 粒径0.5 ～3 mm, 可见粒状磁铁矿充填于黄铜矿裂隙中(图5c), 或被碳酸盐矿物溶蚀交代, 形成交代残余结构。

斑铜矿在镜下为粉褐色, 它形粒状结构, 粒度0.05 mm 左右, 主要分布于黄铜矿的边部或者出溶于其他金属矿物中。

孔雀石是黄铜矿的次生产物, 且多与黄铜矿、 黄铁矿伴生, 颜色为浅绿色、 翠绿色, 呈浸染状产出,表面可见土状风化。

此外, 矿区内还可见少量的次生矿物和副矿物,如钛铁矿、 赤铁矿等, 多与其他矿物伴生, 或沿着黄铜矿边缘分布。

2.3 围岩蚀变

桃园铜矿的围岩蚀变类型相对简单, 与成矿最为密切的蚀变类型是硅化和碳酸盐化, 矿区内还存在绿泥石化、 黑云母化、 绿帘石化、 绢云母化等, 仅在个别的岩性中出露。

硅化主要有浸染状和细脉状两种形式。 早期浸染状硅化多呈面状发育在裂隙或者小断裂附近, 呈薄膜状覆盖于次玄武岩、 变质砂岩、 板岩的表面(图4ab)。 石英粒度小于0.2 mm, 多为隐晶质, 含有黄铜矿、 黄铁矿等颗粒。 后期为线状蚀变, 含矿石英细脉多次充填于新形成的构造裂隙中。 根据野外石英脉的穿插关系, 可以分为2 个阶段: (1) 北东向石英脉,粒度较粗, 多呈半自形棱角状、 柱状, 这一期石英脉与节理产状相对应, 矿化相对较明显; (2) 北东东—近东西向石英脉, 粒度较细, 与上一期石英脉呈斜交关系, 多为乳白色, 部分含少量金属矿物呈现黄褐色—浅黄褐色。

碳酸盐蚀变大都发育在石英脉热液活动之后, 因为并没有明显的矽卡岩矿物出现。 碳酸盐蚀变可识别出3 个阶段: (1) 矿化前期碳酸盐化与粗粒石英脉近同期或稍晚, 脉状, 多见晶洞(图4f), 几乎不含金属矿物; (2) 铜矿化期的碳酸盐化呈脉状或面状, 含细粒的黄铁矿、 黄铜矿等, 与围岩界线明显, 呈薄膜状覆盖于岩石表面; (3) 矿化期后的粗晶或巨晶方解石, 充填于晶洞或覆盖于矿石表面, 一般不含矿。

3 锆石年龄

锆石的挑选、 制靶以及CL 图像拍摄等工作均是在河北廊坊诚信地质服务有限公司完成。 锆石U-Pb同位素定年测试在中国地质大学(北京) 锆石LAICP-MS 实验中心完成。 锆石定年分析仪器为Finnigan Neoptune 型LA-ICP-MS 及与之配套的New wave UP213激光剥蚀系统, 以氦气作为剥蚀物质的载气, 采用单点方式剥蚀。 激光斑束直径为30 μm, 锆石91500、Plesovice、 SRM 610、 GJ-1 作为标样来校正。 为确保精确度, 测试过程中每测定6 个样品, 前后两次测定标准锆石样品进行校正。 数据处理采用ICPMSDataCal 10.2 程序, 锆石加权平均年龄的计算以及谐和图的绘制采用Isoplot 3.0 程序获得。

此次采集的样品岩性为含矿石英脉(如图4a-c),挑选锆石数量为203 粒, 锆石颗粒晶形较好, 粒径30～200 μm 不等, 具有明显振荡生长环带, 少数锆石反映了多期次生长。 锆石U-Pb 年龄分析结果显示4 个峰值区间, 分别是2 313 ～2 461 Ma、 1 755 ～1 851 Ma、 852～1 190 Ma、 155 ～171 Ma (图7)。 而且, 每个区间内的锆石年龄与赞皇隆起经历的构造事件均有良好的对应。 本次测试得到较老的锆石很显然属于捕获围岩的锆石。

新太古代出露多为中酸性岩体, 如许亭花岗岩的Rb-Sr 年龄是2 339 Ma[24]; 黄岔斑状二长花岗岩的UPb 年龄是2 210 Ma[25], 这些年龄与本次锆石所得的最老的一期年龄大致相吻合(图6a、 图7a)。

图6 锆石形态特征、 打点位置及相应的年龄值Fig.6 Morphological characteristics, point locations and corresponding ages of zircons

图7 不同期次的锆石U-Pb 年龄谐和图Fig.7 U-Pb age concordances of zircon at different periods

古元古代赞皇地区正处于裂谷时期, 构造运动是以拉伸作用为主, 爆发的多为基性岩浆活动[10-17,26]。在高温下的超基性、 基性岩中的锆石振荡环带发育较弱, 因为锆石在这种高温和低粘度下, 还来不及形成环带就已经结晶[27-29], 这一特征与本次得到的第二期锆石特征一致(图6b、 图7b)。

中元古界长城系和上覆寒武系呈不整合接触, 其间缺失了新元古界, 因此, 1 000 Ma 左右显示了新元古界的构造不整合[10-17]。 其间并未有大面积岩浆活动, 但是出露了数条基性岩脉, 产状与片理化次玄武岩的节理方向一致, 这反映了中元古代受近东西向的应力作用, 使古元古代的岩性发生区域变质变形作用。 这个时代的锆石与中元古代锆石类似, 不具备明显的环带, 不同的是在锆石的边界出现了锆石变质边的生长(图6c), 这与当时的区域变质环境有很好的对应性。

早古生代时期赞皇地区处于稳定的陆表海环境,以碳酸盐岩和碎屑岩沉积为主[10-16]。 这一时期只表现了地壳的垂直升降运动, 海水的进退使得其间出现了多处平行不整合, 局部地层呈低角度不整合。 采集的样品中有少数锆石年龄在310 ～325 Ma 之间(未做年龄谐和图)。 这些锆石均来源于围岩的沉积碎屑,锆石类型比较杂(图6d)。

到了中生代, 太平洋板块开始俯冲。 华北陆块东部受到北东方向的压扭性剪切力, 由近东西向逐步转向北东—北北东向挤压, 使东部陆块形成了隆起带与拗陷盆地相间的构造格局[1-7,30]。 这个时期还出露的中酸性的岩浆热液活动, 比如太行山北段麻棚岩体年龄为125.0±3.4 Ma[22,31]; 南段平顺杂岩的年龄在121.5 ～128.3 Ma 之间[32,33]。 此次采集的样品中有一期锆石年龄为162.7±1.6 Ma (图6e、 图7d)。 该期次的锆石多具有完整的振荡环带, 结晶程度较好, 表明赞皇隆起区内在中生代时期存在岩浆热液活动。

4 讨论

4.1 成矿物质来源

前人的研究中, 含黄铜矿的石英脉显示了δ34S 含量在5.37‰～11.88‰之间, 只有两件样品的δ34S 超出这个范围, 分别为13.72‰、 15.41‰[17]。 测试结果绝大多数的样品S 同位素在4‰～10‰之间, 说明S同位素的主要成分来自深源。 少数样品在10‰以上,说明铜矿的物质来源除了地幔外, 地壳硫也参与了成矿过程[18-20,34]。

此外, 围岩不同岩石中Cu 元素的含量也可以作为分析其物质来源的佐证。 其中, 矿区内基性岩中Cu 含量极高, 如次玄武岩、 辉绿岩、 片理化玄武岩等岩类铜含量达到250×10-9、 162×10-9、 146×10-9,分别是地壳铜克拉克值的5 倍、 3.2 倍和2.9 倍; 南寺掌组围岩变质砂板岩、 绿泥石片岩等Cu 元素含量分别为111×10-9和73×10-9, 是地壳铜克拉克值的2.2 倍和1.5 倍[17], 都具有提供成矿物质的能力。 另外, 赞皇隆起拆离断层的东侧甘陶河群中没有出露辉绿岩体, 也没有出露铜矿床(点), 而赞皇隆起的核部出露了数条小型的辉绿岩脉, 辉绿岩脉附近出露了铜异常(图7), 这表明辉绿岩脉的位置与铜异常有密切的关系。 由此可以表明桃园铜矿的成矿物质主要来自辉绿岩体, 少量来自南寺掌组的变质砂岩、 板岩和绿泥石片岩。 同时结合铜矿(点) 分布、 重砂和水系沉积物等地球化学异常特征(图8), 银河铺—虎寨口和白鹿角—桃园—槐树庄一带, 有很大的找矿前景。

图8 桃园铜矿周边地区矿点及异常分布图(据文献[12] 修改)Fig.8 Distribution map of copper (point) and anomalies in Taoyuan Copper

4.2 成矿时代分析

前人的研究认为桃园铜矿为中—低温热液型矿床[9]、 层控型热液矿床[10-16]、 中—低温火山-次火山热液型矿床[17-20]。 这些成因都表明其成矿时代属于元古宙或者更早。 然而, 本次研究中从含矿的石英脉中发现了中生代的锆石, 这表明该石英脉的形成时间为中生代。 中生代时期赞皇处于隆起阶段, 只遭受风化剥蚀, 不接受沉积, 表明锆石不可能来自围岩。 由于整个赞皇隆起区并没有出露中生代岩体, 因此, 可以推测赞皇地区深部很可能存在隐伏的中生代(～160 Ma) 岩浆热液活动[35]。 还有一个值得注意的现象, 从形成时代和位置关系来看, 阜平群要老于赞皇群, 那么可以推测南段的赞皇隆起剥蚀深度较浅,而深部也可能存在侵位的中生代岩体。 除此之外, 赞皇区铜矿床(点) 分布与辉绿岩脉的形态一致, 在辉绿岩脉变形加厚的部位铜矿(点) 比较集中(如白鹿角地区), 这说明成矿作用发生在辉绿岩脉的转折变形之后。 如果发生在变形之前, 那么在拆离滑脱断层形成过程中, 矿点分布位置一定遭到破坏, 不会像这样与辉绿岩脉的边界如此吻合(图8), 而太行山隆起的时间是中生代, 可能也代表了辉绿岩脉构造转折加厚的时代, 那就也可能代表了铜矿床(点) 形成的时间。 综合上述分析, 桃园铜矿及周边的铜矿床(点) 的形成时间很可能为中生代, 当然也不能排除多阶段成矿的可能性。

4.3 成矿阶段

根据桃园铜矿的地质特征、 矿石结构构造、 围岩蚀变等特征, 大致将铜矿成矿过程分为热液成矿期和表生期, 其中热液成矿期可进一步分为: (1) 石英矿化阶段; (2) 碳酸盐矿化阶段。

4.3.1 热液成矿期

(1) 石英矿化阶段表现为石英与黄铜矿、 黄铁矿、 闪锌矿共生。 黄铜矿多沿着石英脉的边界和围岩接触的部位发育, 既可以蚀变围岩, 也可以在构造条件突变的位置结晶成矿。 在空间大的地方矿石结晶程度较好, 集合体呈脉状或致密块状; 矿化较差的黄铜矿颗粒较小, 集合体多呈浸染状、 星点状。

(2) 碳酸盐矿化阶段的矿物共生组合为方解石、黄铜矿, 少量的黄铁矿, 矿石呈细脉状、 星点状。 该阶段成矿热液温度较低, 黄铜矿结晶程度较差, 多为它形粒状分散于碳酸盐脉中。

4.3.2 表生期

表生期形成的矿物有赤铁矿、 铜蓝、 孔雀石等, 主要为金属硫化物通过水解反应、 氧化反应得到的次生矿物。 一般多出露在近地表, 或者裂隙的外围, 便于与空气和水分的接触。 这些次生矿物晕往往是地球化学异常最明显的地方, 也是地质勘查最好的找矿标志。

4.4 成矿模式

古中元古代时期, 辉长辉绿岩脉等基性岩浆的侵入和火山活动, 带来了大量的成矿物质, 为成矿作用提供了基础的矿源层; 新元古代, 受近东西向的构造应力作用, 片理化次玄武岩和甘陶河群的变质砂板岩、 绿泥石片岩发育了北东向和北西向的节理, 为随后的成矿作用提供了容矿空间; 后来中生代的岩浆热液活动沿着压力较低的断层、 节理、 裂隙、 褶皱核部、 脆—韧性剪切带等构造运移, 通过萃取、 溶解、 交代等方式, 使成矿物质活化, 随着岩浆热液一起运移, 在构造和物理化学条件较稳定的节理、 裂隙、 片理中沉淀成矿。 矿体形态多受构造条件限制呈透镜状、 马鞍状、 膨大肿缩状等特征。含矿热液在运移过程中, 一方面使金属矿物结晶沉淀出来, 另一方面使围岩发生矿化蚀变。 到近地表受到氧气、 水的作用发生次生变化, 形成了铜蓝、褐铁矿等次生矿物, 为今天的地质勘查、 物化探异常提供了良好的靶区。

5 结论

(1) 桃园铜矿发育于片理化次玄武岩和南寺掌组变质砂板岩、 片岩中, 主要矿石包括黄铜矿、 黄铁矿、 斑铜矿等, 矿体多呈细脉浸染状、 团块状, 成矿阶段包括石英矿化阶段和碳酸盐矿化阶段, 近地表还经历了次生矿化阶段。

(2) 桃园铜矿成矿物质主要来源于辉绿岩、 次玄武岩和南寺掌组的变质砂板岩、 片岩, 控矿构造是节理、 裂隙等, 热源很可能来自深部隐伏的中生代岩浆热液活动, 属于典型的热液型矿床,

(3) 结合矿区地球化学分带特征以及矿点位置的分布, 得出银河铺—虎寨口和白鹿角—桃园—槐树庄一带, 具有很大的找矿潜力。