㈠ 大同市君尚科技發展有限公司怎麼樣
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㈡ 桂東南地區早古生代熱水沉積型鉛鋅銅鎢多金屬礦床成礦系列
一、區域成礦地質背景
該礦床成礦系列屬於華南微板塊(Ⅰ級)，位於華南陸緣構造區(Ⅱ級)的欽州海西期末—印支期擠壓拼接帶(Ⅲ級)，四級構造單元為博白褶斷帶。加里東期該區屬大瑤山邊緣海的一部分，為一主要受博白-岑溪同沉積斷裂帶控制的早古生代裂陷槽。
中元古代末的晉寧運動使揚子板塊與華夏板塊拼接成統一的南方板塊，即揚子超大陸。隨後在新元古代早期地殼運動又變為以拉張作用為主，揚子超大陸再次裂解為揚子板塊與華夏板塊。晚震旦世—早寒武世，拉張作用逐漸減弱，寒武紀末的鬱南運動使雲開地區隆起。由於太平洋塊板的向西俯沖，中奧陶世起，中國南方總體處於擠壓狀態，奧陶紀末的北流運動使擠壓隆升加劇，但因博白-岑溪斷裂帶中晚奧陶世處於走滑拉張狀態，早志留世欽防海槽開始形成並表現為裂陷槽特徵;中晚志留世，欽防海槽演變為走滑離散盆地，且走滑離散運動逐漸加劇，盆地海域縮小，海槽加深(周名魁等，1993)。志留紀末的廣西運動，造成廣西地殼區域性隆升，使泥盆系與早古生代地層呈角度不整合或平行不整合接觸。但在桂東南的靈山-藤縣斷裂與博白-岑溪斷裂之間的區域，廣西造山運動的影響並不明顯，志留系與泥盆系基本連續沉積，保持裂陷盆地環境至早二疊世，早二疊世末發生了東吳運動，欽防殘余海槽褶皺隆起，雲開地體與華南大陸擠壓拼接。
區內早古生代裂陷沉積盆地就是在這一構造背景下發育演化而成的。沉積盆地在寒武紀時為淺海陸棚-次深海沉積環境，在欽州—靈山—藤縣一帶主要發育次深海的陸源碎屑濁流沉積，主要為雜砂岩-頁岩相，局部夾硅質岩、火山碎屑岩，頂部有灰岩透鏡體;而在博白—岑溪一帶主要發育淺海陸棚砂頁岩沉積;由於寒武紀末鬱南運動的影響，奧陶紀時該區海水變淺，早奧陶世早期局部為濱海沉積，但整個奧陶紀時盆地主要發育淺海陸棚相的砂泥質沉積，由頁岩、粉砂質頁岩、粉砂岩、細砂岩至粗砂岩等岩石組成，局部夾灰岩;志留紀時，由於欽防海槽盆地走滑離散加劇，雖然海域縮小，但海槽加深，沉積了一套砂頁岩互層為主的濁流沉積，局部夾灰岩、砂礫岩，總體為次深海相沉積，而不同地段有所差別，在岑溪一帶屬次深海、深海相-濱淺海環境(陸濟璞等，1999)，北流—靈山—欽州一線為淺海-次深海相，合浦—玉林一帶為次深海-深海相。因此，該區在早古生代時的沉積環境主要經歷了次深海、深海-濱海、淺海陸棚-次深海相的沉積演化階段。
區內出露地層有寒武系、奧陶系、志留系、上古生界及中生界，賦礦圍岩主要為奧陶系中、上統及下志留統的砂頁岩夾碳酸鹽岩、硅質岩、層狀矽卡岩，次為大理岩與片岩(圖4-4)。
圖4-4 桂東南地區早古生代熱水沉積型礦產地質略圖
岩漿活動自晚奧陶世起即有海底基性火山活動發生，主要為細碧岩、角閃玢岩、層凝灰岩。早志留世仍有海相火山岩產出，主要為細碧角斑岩建造，在佛子沖礦田外圍即有80多米厚的細碧角斑岩產出。中生代岩漿活動主要為燕山期的酸性及中酸性岩漿岩，既有花崗岩類侵入岩，也有流紋斑岩、英安質凝灰熔岩等火山岩，產狀有岩基、岩株、岩枝、岩脈及熔岩被等。
二、礦床成礦系列主要地質特徵
該類礦床成礦系列主要由佛子沖式、油麻坡式、雞籠頂式及下水式等4個礦床式組成，各礦床式主要地質特徵如表4-2所示。以佛子沖式鉛鋅(銀)礦為主，規模可達大型，佛子沖礦床的地質特徵已如前述，其餘各式礦床主要為中、小型及礦點。
表4-2 桂東南地區早古生代熱水沉積型鉛鋅銅鎢多金屬礦床成礦系列各礦床式特徵簡表
續表
該類礦床成礦系列的共同特徵是，其賦礦層位為下古生界;成礦環境均屬於早古生代欽防殘余海槽，主要為淺海陸棚-次深海環境，僅佛子沖式的海槽更深，為次深海至深海;賦礦圍岩岩性除砂頁岩外，均有大理岩(或灰岩)及熱水沉積岩與礦體密切伴生;礦體形態為層狀、似層狀及透鏡狀，具多層產出特徵，如佛子沖礦田的礦層可多達13層，礦體產狀穩定，與圍岩一致，並與圍岩同步褶曲，少量脈狀、網脈狀礦化見於雞籠頂等礦區，並產於主礦體下盤，其礦化組合與似層狀礦體中的礦石一致，從而表明了二者成因上的聯系，應為同一成礦作用在不同環境下的產物，脈狀、網脈狀礦化為熱水沉積早期產物，故直接產於主礦體下盤底板岩石裂隙中;礦石主要為半自形-他形粒狀結構，並具條帶狀、紋層狀、膠狀及浸染狀構造;各礦區均有熱水沉積岩產出，岩性以層狀矽卡岩為主，僅雞籠頂礦床的熱水沉積岩為重晶石岩及硅質岩，而未見層狀矽卡岩。這些熱水沉積岩與礦體的關系也與一般熱水沉積礦床中的產出特徵相似，表現為層狀矽卡岩與礦體密切伴生(見於佛子沖式、油麻坡式、下水式)，而硅質岩主要產於礦體下部，重晶石岩產於礦體上部(如雞籠頂式);區內圍岩蝕變總體較弱，部分礦床(如下水、雞籠頂)還表現出底強頂弱的特徵，蝕變類型明顯與海底熱水作用有關，主要表現為矽卡岩化、硅化、重晶石化、黃鐵礦化。上述特徵從宏觀上表明該礦床成礦系列的成因為熱水沉積型。
除上述相似或相同的特徵外，4個礦床式也有一些不同之處。在賦礦層位上雖然均為下古生界，但從下水式→雞籠頂式→油麻坡式→佛子沖式，其賦礦層位是逐漸抬高的，下水式為中奧陶統中段，雞籠頂式為上奧陶統，次為中奧陶統，油麻坡式則為上奧陶統及下志留統，到佛子沖式礦床則為下志留統靈山群或大崗頂組;在礦化類型上4個礦床式明顯不同，佛子沖式、雞籠頂式及下水式礦床均為鉛鋅多金屬礦床伴生銀礦化，但佛子沖式主要為鉛鋅(銀)礦化，下水式除鉛鋅礦化外還有鐵礦化，雞籠頂式則以銅鋅礦化為主，另還伴生有金，油麻坡式礦床與前三者均不同，主要為鎢、鉬礦化;相應在礦石的礦物成分上也有不同，雖然黃鐵礦、閃鋅礦、方鉛礦為各類礦床式所共有的礦物，但含量明顯不同，在佛子沖式及下水式礦床為礦石的主要礦物成分，油麻坡式則為次要的礦物成分，反之油麻坡式礦床中以白鎢礦、輝鉬礦為主要的金屬礦物，其餘礦床式均未見及，另外在下水式礦床中還有較多磁鐵礦，並組成了磁鐵礦體，而雞籠頂式礦床中銅礦物(包括黃銅礦、輝銅礦、斑銅礦)含量相對較多，並有自然金伴生。
此外在佛子沖礦區，燕山期岩漿活動對礦區早古生代形成的熱水沉積型鉛鋅礦體有疊加改造作用，對部分礦體有富化作用，但不是主要的成礦作用，這是佛子沖式礦床與其他礦床式不同之處。
三、成礦機理及成礦模式
根據上述成礦環境及各礦床式礦床地質特徵的分析，作者認為桂東南地區沿博白-岑溪斷裂帶產出的鉛鋅銅鎢等礦床為受裂陷槽及博白-岑溪區域性同沉積斷裂帶控制、與熱水沉積作用有關的礦床成礦系列，稱為「桂東南地區早古生代熱水沉積型鉛鋅銅鎢多金屬礦床成礦系列」，並建立了該類礦床成礦系列的成礦模式(圖4-5)。其成礦機理如下:
1)欽防海槽為一裂陷槽，而岑溪-博白裂陷盆地屬於欽防裂陷盆地的一部分。博白-岑溪深斷裂帶為一區域性同沉積斷裂，並具走滑拉張及長期、多次活動的特徵，佛子沖、東桃礦區下志留統中及雞籠頂礦區奧陶—志留系中發育的濁流沉積，重力滑動構造以及礦石中發育的軟沉積滑動變形構造、同生角礫狀構造(楊斌等，2000a、b，2002;張青枝等，1995)等即可佐證。岑溪-博白裂陷盆地正是在走滑-拉張背景下發育而成。裂陷盆地中也有多次海底基性火山活動。寒武紀時拉張作用較弱。中奧陶世起，走滑拉張作用逐漸增強，並由於同沉積構造的多次活動，導致含礦熱水的多次上涌、沉澱富集成礦，從而形成了區內早古生代地層中多個層位產出的礦床及同一礦區中礦體具多層產出的特徵。由於該區早古生代時總體處於收縮擠壓背景下，拉張作用不太強烈，因此桂東南地區早古生代時的熱水沉積成礦活動並不強烈，形成的礦床數量較少，規模較小，僅個別達大型。
2)早寒武世，地殼拉張作用減弱，逐漸處於擠壓收縮狀態，至寒武紀末擠壓隆升增強，鬱南運動造成雲開地區隆起。到晚寒武世該區已變為淺海陸棚相的砂頁岩組合。整個寒武紀時該區岩漿活動很弱，反映區內古地熱場不高，因此總體上對於熱水沉積成礦作用不利。
3)中奧陶世起，博白-岑溪一帶走滑拉張作用增強，盆地主要為淺海陸棚相帶沉積，至晚奧陶世已為次深海沉積環境，此時，基性岩漿活動開始出現，熱水沉積成礦作用有所增強，在陸川下水一帶於中奧陶統中形成了下水式鉛鋅多金屬礦及層狀矽卡岩等熱水沉積岩，在中上奧陶統中形成了雞籠頂式銅多金屬礦及重晶石岩、硅質岩等熱水沉積岩，而在陸川、博白一帶則有油麻坡式鎢鉬多金屬礦化形成，熱水沉積岩則有層狀矽卡岩形成。從礦化特徵看，雞籠頂式以銅為主，油麻坡式以鎢鉬為主，鉛鋅均為次要或伴生礦化，下水式雖以鉛鋅為主，但規模較小，為小型礦床或礦點。
圖4-5 桂東南地區早古生代熱水沉積型鉛鋅銅鎢多金屬礦床成礦系列成礦模式圖
4)到早志留世，盆地走滑拉張作用進一步增強，欽防裂陷槽形成，盆地處於淺海陸棚-次深海環境，海底火山作用明顯，中基性火山岩多處見及。佛子沖、東桃礦區下志留統賦礦地層中廣泛發育的濁流沉積和重力滑塌現象及礦石中的同生角礫構造均表明同生斷裂的再次活動，導致了深部含礦熱水上涌至海底窪地，並與海水混合，這時由於物理化學條件的改變，使熱流體中的SiO2流體與海底碳酸鹽岩中的鈣、鎂、鐵等物質反應形成了區內早志留世地層中廣泛分布的層狀矽卡岩，同時，熱流體中的Pb、Zn、W、Mo等成礦物質也在適宜環境中沉澱富集成礦，為區內主要的鉛鋅成礦期，形成了佛子沖、東桃等大、中型鉛鋅礦床。礦床中以發育層狀矽卡岩、並與鉛鋅礦體密切伴生，以及礦石中紋層狀、條帶狀、軟沉積滑動變形等構造的發育為特徵。此即佛子沖式礦床。
5)中晚志留世以後直到早二疊世，該區一直保持裂陷盆地環境，但熱水沉積成礦活動已很弱，未見有關礦床產出。早二疊世末的東吳運動使欽防海槽褶皺隆起。燕山期，區內酸性-中酸性岩漿活動較發育，燕山期岩漿期後熱液活動對區內熱水沉積型鉛鋅礦體有疊加改造作用，並可形成部分鉛鋅礦化，但礦化不強，不是區內主要的成礦作用，如佛子沖鉛鋅礦區所見。由於燕山期岩漿期後熱液成礦活動對早期礦化有疊加改造富化作用，有利於富礦及大礦的形成，因此對這種後期岩漿熱液疊加改造形成的多因復成礦床應予注意。
㈢ 重晶石岩
一、重晶石岩的產出背景
重晶石岩是重要的熱水沉積岩，由於重晶石本身為有用礦物，因此當其礦化較富、規模較大時，其本身也是一種有用礦產———重晶石礦。在D.F.桑斯特(1984a，b)提出的噴氣-沉積礦床的綜合分帶中，無論是火山環境還是非火山環境中的分帶，重晶石帶都佔有重要位置。
在現代沉積物中重晶石富集於深海沉積物和熱泉沉積物中，大洋中脊為最富集區。在陸地上溫泉沉積物中的重晶石很早已發現，如我國台灣北投溫泉泉華中的富Pb重晶石———北投石，日本3個熱泉富Pb重晶石，美國西部的幾個泉華重晶石、加利福尼亞濱海泉和岸外水深1800m處沿海底斷層線的泉華重晶石，加拿大西北部的泉華重晶石等。Ｒona(1983)對世界洋底擴張中心的熱水沉積物作了綜合評述，已查明的63處熱水沉積物中，已鑒定出有重晶石礦物者8處;有Ba分析資料的為17處，Ba含量大於1%的為8處，最高值為6.3%(Afar裂谷)。上述熱泉沉積物中SiO2含量普遍較高(塗光熾等，1987)。1979年3～5月在東太平洋隆起北緯21°處的潛水考察中，直接觀察到了熱液從深2610～2650m的海底噴出的現象:一種為溫度高達350℃的「黑煙囪」;另一種為溫度較低(32～330℃)的「白煙囪」，「白煙囪」的成分為黃鐵礦、重晶石和非晶質氧化硅(戴問天，1985)。這些現代重晶石的形成作用是認識古代重晶石岩(礦)為熱水沉積的重要事實依據。
據李文炎等(1991)研究，大地構造與重晶石岩的關系表現為:大陸裂谷系、弧-盆系和陸內擠隆系3種大地構造環境控制了重晶石岩的形成。其中大陸裂谷系構造背景在成岩(礦)中佔了最重要的位置。大陸裂谷系又可分為大陸邊緣裂谷和陸內裂谷兩種成礦環境。
熱水重晶石岩形成的沉積相環境為陸棚相或深水陸棚相。沉積物中的高有機質含量和規則的水平層理，反映為一種較深水的封閉-半封閉滯流環境。重晶石岩不易在還原環境里形成。只能形成於氧化-還原界面附近，如盆地的邊緣斜坡段。其最佳成礦的pH值為6～7.4，Eh值為260～400mV，屬弱酸向弱鹼過渡的相對氧化環境(宣之強，1999)。
我國熱水重晶石岩(礦)的形成時代主要為震旦紀、寒武紀及奧陶紀，次為泥盆紀和三疊紀。
廣西的熱水沉積重晶石岩(礦)的形成同樣與張性構造環境有關，明顯受到裂谷構造或裂陷槽及區域性同沉積斷裂的控制，如三江板必、永福里旺重晶石礦及桂中的重晶石礦(岩)就受到冷水江-龍勝同沉積斷裂及其控制形成的裂陷槽所控制，容縣雞籠頂的重晶石岩則受到博白-岑溪同沉積斷裂及雲開地體西緣的裂陷槽控制，而靖西弄華的重晶石礦則受廣南-那坡同沉積斷裂及龍州裂谷帶的控制。沉積環境有斜坡-盆地相帶，潮下-半局限盆地相帶，但主要的沉積環境還是局限-開闊台地相帶及台盆相帶，總體反映出一種相對封閉、半封閉的滯流環境。其形成時代主要為泥盆紀，次為寒武紀及奧陶紀。賦存層位在桂中地區為上泥盆統榴江組(如古潭)、中泥盆統應堂組和四排組(如潘村)，以及下泥盆統上倫組及官橋組(如盤龍、朋村);在桂西南地區為下泥盆統鬱江組(如弄華);在桂北及桂東北地區為下寒武統清溪組(如板必、里旺);在桂東南地區為上奧陶統(如雞籠頂)及上泥盆統榴江組(如葵陽)、中泥盆統東崗嶺組(如慶豐)。
與熱水沉積重晶石岩相伴的礦產類型較簡單，主要為鉛鋅銅及黃鐵礦，還可有金、銀礦伴生。在桂北、桂東北及桂中的來賓、象州一帶主要為單一的重晶石礦床，到桂中的武宣及其以南地區則有多金屬礦產相伴，如武宣地區為鉛鋅-重晶石-黃鐵礦礦床，桂東南的雞籠頂則為重晶石岩與銅鉛鋅黃鐵礦(金、銀)相伴，桂西南的弄華則為黃鐵礦-重晶石礦床。
二、重晶石岩的岩石學特徵
廣西境內重晶石岩較發育，尤以桂中地區為最，許多已形成獨立的重晶石礦體或礦床，如來賓古潭重晶石礦床，象州潘村重晶石礦床、武宣朋村鉛鋅礦床中的重晶石礦體等。區內熱水沉積重晶石岩主要呈層狀、似層狀及透鏡狀產出，也有部分呈脈狀產出，如象州地區的重晶石礦。重晶石岩在礦床中一般產於礦體上部，如雞籠頂銅銀多金屬礦、朋村鉛鋅礦。當重晶石岩成為有用礦產時，常與硅質岩密切共生，產於硅質岩中或其上部，如三江板必、來賓古潭及玉林葵陽。呈脈狀產出的重晶石岩，一般也是上部重晶石多，向下重晶石減少以致消失，變為多金屬脈，如象州、武宣地區的脈狀重晶石。
廣西重晶石岩的岩石組合主要有層狀重晶石金屬硫化物組合、層狀重晶石硅質岩組合、脈狀重晶石及脈狀重晶石硫化物組合。
重晶石金屬硫化物組合:以容縣雞籠頂礦床的塊狀多金屬黃鐵礦礦石與重晶石岩組合及盤龍鉛鋅礦床中的重晶石鉛鋅礦石為代表。其中容縣雞籠頂礦床的重晶石岩產於礦體頂部及上部，或夾於塊狀硫化物礦體中(圖2-2)。
圖2-2 容縣雞籠頂礦床220中段CD0穿脈剖面圖
(據張青枝等，1995)
重晶石硅質岩組合:以三江板必重晶石岩及來賓古潭重晶石岩為代表，二者都呈層狀產於硅質岩層之中，或與硅質岩互層。如古潭重晶石岩層，位於上泥盆統榴江組下段硅質岩的頂部，榴江組下段硅質岩總厚150m，頂部為一層厚5m左右的重晶石岩層。岩層中往往夾有薄層硅質岩。重晶石岩層之上，則為薄層硅質岩及硅質泥岩。重晶石岩層的頂、底板都為硅質岩(李文炎等，1991)。三江板必重晶石岩賦存於下寒武統清溪組下部層位，呈透鏡狀產於硅質岩層中，常有多層，重晶石岩的厚度為幾十厘米至4m，較厚層的重晶石岩中可夾硅質岩透鏡體(塗光熾等，1987)。
脈狀重晶石及脈狀重晶石硫化物組合:以大瑤山背斜西側的下泥盆統上部和部分中泥盆統中的重晶石礦脈和重晶石多金屬礦脈為代表。這一脈狀礦成礦帶南段屬武宣縣，北段屬象州地區。在區域上礦脈有明顯的水平分帶，當靠近區域性通挽-雷山大斷裂時，以多金屬重晶石脈為主，向西遠離斷裂時，以單重晶石脈為主。多金屬-重晶石脈的礦物成分變化較大，同一礦區中既有多金屬重晶石脈，也有純重晶石脈和不含重晶石的多金屬脈。同一個脈體在深度方向上存在分帶，一般上部重晶石多，向下重晶石減少以致消失，變為多金屬脈(塗光熾等，1987)。
區內重晶石岩顏色一般為灰白色—灰色，少量暗灰色、灰紅色，裂隙面為黃褐色、紅褐色及褐黑色。
重晶石岩的礦物成分主要為重晶石，質較純，另有少、微量石英、玉髓、黃鐵礦、水雲母、泥質、碳酸鹽礦物及鐵質(表2-2)。重晶石主要為他形—半自形粒狀、鑲嵌狀產出，粒度在不同礦區有差別，大多較細，可有0.01～0.2mm、0.1～0.4mm及大於0.2mm×1.5mm幾個粒級，呈板狀者則為中粗粒狀，粒度可達(4～8)mm×20mm(如盤龍礦區)。有時可見少量重晶石呈聚斑狀產出，聚斑晶可達1.2mm×0.8mm至1.8mm×2.7mm。
表2-2 廣西部分重晶石岩特徵簡表
岩石中的石英呈他形粒狀，粒度為0.02～0.04mm，沿重晶石粒間充填。黃鐵礦呈他形—自形，粒度為0.01～0.6mm不等，常氧化為鐵質沿裂隙充填。
岩石具顯微晶質-細粒狀結構，中粗粒結構，他形-半自形粒狀結構，鑲嵌狀結構(照片8)，球粒結構(照片9)，球粒大小為0.8mm至幾毫米，有時見稀疏聚斑狀結構(照片10)。構造主要為塊狀、紋層狀(照片11～14)、條帶狀構造(照片15)，有時見縫合線構造(照片16)。紋層之條紋寬0.2～1.5mm，條紋由不同粒級的重晶石組成，條紋間常有鐵質充填。條帶寬4～10mm，條帶狀構造常為兩種不同粒度的重晶石組成條帶。條帶狀構造見於板必、古潭及雞籠頂，而縫合線構造僅見於古潭(照片16)。
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