滇西新生代富堿斑巖型金多金屬礦床的成因與演化

滇西新生代富堿斑巖型金多金屬礦床的成因與演化

礦床是復雜地質(zhì)作用的歷史產(chǎn)物，在形成后經(jīng)歷了幾次變化和變化。長期以來,礦床形成后變化與保存的研究往往被忽視。近年來,對單個礦床形成后變化與保存的研究逐漸展開,但區(qū)域成礦系統(tǒng)的變化和改造及其對區(qū)域礦床分布特征的影響仍然是成礦學研究最為薄弱的環(huán)節(jié)之一。當前,礦床學研究迫切需要同時開展對成礦作用過程和變化、保存兩個方面的工作,以提高礦產(chǎn)預測的能力(翟裕生等,1999,2000;Grovesetal.,2005)。三江成礦帶是我國最具資源潛力的成礦區(qū)帶之一,發(fā)育于其中的滇西新生代富堿斑巖型金多金屬成礦系統(tǒng)是其獨具特色的成礦特征之一(Geetal.,2009;鄧軍等,2010;Dengetal.,2010)。這些礦床除與喜馬拉雅期富堿斑巖有密切的時空和成因關(guān)系外,另一個顯著特點是富堿斑巖型礦床形成之后發(fā)生了強烈的次生富集作用(蔡新平等,1991;王會遠,1993;宋煥斌和何明勤,1994;劉秉光等,1999;王將臻等,2001;肖騎彬等,2003;吳開興等,2005),在氧化-淋濾帶和原生礦帶之間發(fā)育有一厚度較大的成礦元素次生富集帶,該帶不僅礦石品位明顯升高,而且由于礦物成分、礦石組構(gòu)的變化對礦石的開采和分選十分有利而成為開采的主體。因此,是開展成礦系統(tǒng)變化與保存研究的天然實驗室。本文主要以滇西新生代富堿斑巖型金多金屬成礦系統(tǒng)形成地質(zhì)背景、成礦作用、礦床特征等的已有研究成果為基礎(chǔ),通過對該成礦系統(tǒng)形成后變化與保存的控制要素、過程和產(chǎn)物及區(qū)域礦化網(wǎng)絡結(jié)構(gòu)的剖析,以期對區(qū)域礦產(chǎn)勘查工作的總體部署和找礦勘查方法的選擇等提供科學依據(jù)。1富堿斑巖巖漿活動的成礦作用滇西-藏東地區(qū)沿金沙江-紅河斷裂帶發(fā)育新生代富堿侵入巖和鉀質(zhì)火山巖,構(gòu)成著名的富堿巖漿巖帶(張玉泉等,1997)。其中,有兩條含礦富堿斑巖帶引人矚目:沿揚子地塊與羌塘地體兩大陸塊接合帶展布的江達-鶴慶-大理富堿斑巖帶、揚子陸塊西緣的中甸-鹽源-姚安富堿斑巖帶(張玉泉等,1997;駱耀南和俞如龍,2003;侯增謙等,2004)。滇西地區(qū)迄今已發(fā)現(xiàn)的與富堿斑巖有關(guān)的金多金屬礦床(點)50余處,如北衙Au-Pb-Zn-Ag礦床、馬廠箐Cu-Mo-Au礦床、哈播Cu-Mo-Au礦床、銅廠Cu-Mo-Au礦床、甭哥Cu-Au礦床、西范坪Cu-Au礦床和姚安Pb-Zn-Ag-Au礦床等,均呈帶狀分布于這兩條富堿斑巖帶中,與富堿斑巖體相伴產(chǎn)出(圖1)。這些富堿斑巖巖漿活動和金多金屬成礦作用時間上的連續(xù)性、空間上的相伴性和物質(zhì)成分上的關(guān)聯(lián)性,表明富堿斑巖體與金多金屬礦床是區(qū)域構(gòu)造-巖漿-流體演化一脈相承的產(chǎn)物,富堿斑巖巖漿既是深部含礦質(zhì)流體上升的載體,又為成礦作用提供了持續(xù)的動力和空間。金多金屬礦床的總體特征具有一致性,反映它們是在統(tǒng)一的構(gòu)造背景下,由統(tǒng)一的地質(zhì)作用形成,構(gòu)成統(tǒng)一的區(qū)域成礦系統(tǒng),并具有以下基本特征。1.1充填巖源區(qū)模式滇西富堿斑巖型金多金屬礦床的含礦斑巖為一套以富堿(K2O+Na2O>8%)為特征的從基性到中酸性的巖石系列,包括二長花崗斑巖、二長斑巖和少量正長斑巖組合。含礦斑巖體多呈小巖株產(chǎn)出,多為多期次侵入的復式巖體;在復式巖體中,礦化多與中晚階段侵入的偏酸性斑巖密切相關(guān),斑巖成礦通常出現(xiàn)在含礦斑巖最晚次侵入前1～3Ma(Houetal.,2003)。空間上,由西向東,由偏基性向偏酸性和堿性變化;自北而南,由二長花崗斑巖向正長斑巖遞變。時間上,區(qū)內(nèi)富堿巖漿活動主體形成于50～20Ma,集中于33～38Ma左右,與成礦作用發(fā)生的高峰期完全一致(張玉泉等,1997;鄧萬明等,1998;董方瀏,2002;曾普勝等,2003;梁華英等,2004;應漢龍等,2005;王登紅等,2006)。富堿巖體相對富集LILE(如K、Rb、Ba、Sr)、相對虧損HFSE(如Nb、Ta、P、Ti),La/Ce=0.40～0.63、Ce/Nd=1.88～2.81、Sm/Nd=0.11～0.20,顯示出未受外來物質(zhì)混染和巖漿源區(qū)具有殼?；煸吹牡厍蚧瘜W特征(鄧萬明等,1998;Houetal.,2007);稀土總量較高、不具或僅具微弱的δEu異常、呈右傾的近平滑配分曲線(LREE富集、LREE和HREE強烈分餾),顯示巖漿源區(qū)部分熔融和殼?；旌系奶卣?Houetal.,2007);206Pb/204Pb=18.094～18.644、207Pb/204Pb=15.537～15.709、208Pb/204Pb=38.566～39.094,δ18O=7.72‰～8.61‰,δ34S=1.7‰～6.6‰,δ30Si=0.0‰～0.4‰,均顯示其深部來源的特征(張玉泉等,1997;鄧萬明等,1998;呂伯西和錢祥貴,2000);具有較高的87Sr/86Sr值(0.7054～0.7111)和低的εNd(t)值(-6.75～1.68),143Nd/144Nd=0.512319～0.512573,顯示其源區(qū)為具有富集地幔II型地球化學特點的殼?；旌蠋?Turneretal.,1996;鄧萬明等,1998);許多富堿斑巖,特別是不含礦的巖體,含有豐富的地幔包體(石榴石透輝巖和石榴石輝石巖)和下地殼包體(石榴石透輝角閃巖和麻粒巖),前者來源于上地幔87～95km,后者來源于加厚下地殼底部45～55km(蔡新平等,1991;呂伯西和錢祥貴,2000)。綜上可見,滇西富堿斑巖最可能的巖漿源區(qū)形成模式是在古特提斯構(gòu)造演化過程中,來自古俯沖板片的古老基底或古俯沖帶形成時帶入的地殼物質(zhì)和大洋沉積物以再循環(huán)的方式參與了深部的混合作用,形成富集地幔源區(qū)。之后,伴隨白堊紀末期開始的新特提斯閉合以及隨之發(fā)生的印度-歐亞大陸之間的俯沖和碰撞,青藏高原及其鄰區(qū)(包括滇西地區(qū))巖石圈大幅度縮短加厚,巖漿源區(qū)于新生代早期逐漸連通而成型,并在上升至殼?；旌蠋r遭受部分熔融。1.2礦化的空間定位控制礦化類型的差異雖然滇西地區(qū)已發(fā)現(xiàn)的與富堿斑巖相關(guān)的金多金屬礦床數(shù)量眾多,但是其成礦特征,如產(chǎn)出狀態(tài)、礦化樣式、元素組合、控礦因素和成礦時代等受控于統(tǒng)一的區(qū)域背景與環(huán)境要素,具有明顯的一致性。礦床一般均出露在富堿斑巖帶內(nèi),在其外圍一般僅見微弱礦化。礦床的定位與富堿巖體(脈)之間空間位置關(guān)系可分為三類:富堿巖體內(nèi)部、巖體與圍巖的內(nèi)外接觸帶以及距離巖體不遠的圍巖中。這種空間定位控制了礦化類型的差異,如在斑巖體內(nèi)多為細脈浸染狀礦化,在接觸帶多為富硫化物板狀體,在圍巖多為似層狀、透鏡狀和脈狀體。礦石類型則更為復雜,主要有富堿斑巖型、夕卡巖型、爆破角礫巖型、石英脈型、石英-鏡鐵礦脈型、蝕變巖型、石英脈-蝕變巖復合型、砂(底)礫巖型和(層間)構(gòu)造角礫巖型等。主要礦化組合為Cu-Au、Cu-Mo-Au、Au-Pb-Zn、Au-Pb-Ag等,一般出現(xiàn)多種元素(銅、鉬、鉛、鋅、銀、鐵等)相共生或伴生。區(qū)內(nèi)許多金礦床就是在其它礦種礦床勘探的基礎(chǔ)上,經(jīng)進一步深入研究之后才發(fā)現(xiàn)的。其中,沿揚子地塊與羌塘地體兩大陸塊接合帶分布的富堿斑巖型金礦出現(xiàn)Au-Pb-Zn-Ag和Cu-Mo-Au組合、揚子陸塊西緣分布的富堿斑巖型金礦出現(xiàn)Cu-Au和Pb-Zn-Ag-Au組合。圍巖蝕變多以巖體為中心,呈環(huán)帶狀發(fā)育。礦化巖體多出現(xiàn)硅化核,向外依次為鉀-硅酸鹽化帶、石英絹云母化帶和青磐巖化帶,外接觸帶多發(fā)育夕卡巖化帶、大理巖化帶和角巖化帶。1.3成礦物質(zhì)來源滇西富堿斑巖型金多金屬礦床的成礦流體與導致富堿巖漿形成的流體來源是相同的,即主要源于地幔,并且成礦流體主要來自深部的流體系統(tǒng),而不是巖漿本身。成礦流體屬于富堿(K+、Na+),高Cl-和CO2,低Ca2+、Mg2+和S,并以H2O為主的地幔型流體(畢獻武等,1999;吳開興,2005;徐受民,2007;Geetal.,2009)。地幔流體由近東西向構(gòu)造活動激發(fā)并上升至巖漿源區(qū),導致源區(qū)巖石部分熔融形成富堿巖漿。地幔富堿流體同時富含Au-Cu等礦質(zhì),在流體致漿過程中,通過水巖相互作用又汲取了巖漿源區(qū)內(nèi)的礦質(zhì),并隨巖漿一起演化和上升,在合適的空間或介質(zhì)條件下成巖成礦。流體從地幔上升到巖漿形成,直至最終成礦過程中,由于具體地質(zhì)環(huán)境的不同,經(jīng)歷了不盡相同的時空演化,因而形成了多種礦化類型(組合)。成礦物質(zhì)既有地幔的貢獻,又有巖漿源區(qū)的成分(畢獻武等,1999;吳開興,2005;Geetal.,2009)。金多金屬礦床主要形成于中溫中壓環(huán)境,流體密度一般不大。從成礦早期到成礦晚期或從富堿巖漿多期活動早到晚,成礦溫度具有明顯的降低趨勢。從礦脈產(chǎn)出的具體環(huán)境看,與富堿巖體(脈)直接相關(guān)且距離較近的礦體(如姚安、北衙、劍川、馬廠箐的銅鉬伴生金礦化等),溫度較高,而距離雜巖體(脈)有一定距離的則相對較低,如馬廠箐礦區(qū)的金廠箐礦段等。不同的礦石類型間相比,成礦溫度最高的是位于斑巖體頂部的蝕變斑巖型或含金的石英-鏡鐵礦脈型,而位于其外圍的其它類型的成礦溫度則較低(畢獻武等,1999;Geetal.,2009)。1.4成巖-成礦年齡北衙富堿斑巖型金多金屬礦床成礦歷史和礦化類型比較復雜,礦區(qū)及其外圍共出露10余處富堿斑巖體,按巖性主要包括正長斑巖、石英正長斑巖、黑云石英正長斑巖、石英鈉長斑巖等,其中含礦的主要為前兩者。萬硐山和筆架山石英正長斑巖鋯石SHRIMPU-Pb年齡分別為33.3±1.5Ma和34.4±1.4Ma(徐受民,2007)。斑巖銅鉬礦成礦年齡沒有直接測定,但斑巖型礦床屬巖漿期后熱液成礦,成礦時代多數(shù)情況下晚于侵位成巖時代,時差不超過0.5～3Ma(候增謙等,2003;王登紅等,2004)。據(jù)此估計主成礦年齡在33Ma左右。馬廠箐富堿巖體存在多期次的巖漿侵入活動,從早至晚由正(二)長斑巖(52Ma)→石英正(二)長斑巖(47～42Ma)→斑狀二長花崗巖和花崗斑巖(37～33Ma)→堿長花崗斑巖(32～29Ma)(趙準,1995;彭建堂等,2005)。銅鉬礦體主要產(chǎn)于斑狀二長花崗巖和花崗斑巖內(nèi)或其與圍巖接觸帶附近,含礦巖體鋯石U-Pb同位素年齡34.6～36.0Ma(梁華英等,2004),斑巖型銅鉬礦中的輝鉬礦Re-Os同位素年齡為33.9±1.1Ma(王登紅等,2004)、35.8±1.6Ma(曾普勝等,2006)和35.3±0.7Ma(邢俊兵等,2009),表明成礦作用主要與晚期巖漿侵入活動有關(guān)。哈播礦床內(nèi)出露的侵入體具有多期侵入的特征,花崗巖依次侵入的序列為坪山花崗巖→三道班花崗巖→阿樹花崗巖→哈播南山花崗巖(37.3Ma),隨后有4期斑巖侵入到哈播南山花崗巖中,依次為黑云母鉀長石斑巖→石英鉀長石斑巖→石英二長斑巖→黑云母鉀長石斑巖巖脈。黑云母鉀長石斑巖和石英二長斑巖的LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡分別為36.20±0.20Ma和36.19±0.22Ma,輝鉬礦Re-Os年齡為35.47±0.16Ma(祝向平等,2009)。銅廠賦礦巖體主要由二長花崗斑巖及二長花崗巖組成,其鋯石LA-ICP-MSU-Pb年齡為35.1±0.3Ma形成的(黃波等,2009),輝鉬礦Re-Os時線年齡34.4±0.5Ma(王登紅等,2004)。寧蒗地區(qū)斑巖侵入體K-Ar年齡變化于32.3～67.1Ma間(鄧萬明等,1998;王登紅等,2006),估計甭哥斑巖型礦床成礦年齡在33～35Ma左右。西范坪含Cu石英二長斑巖K-Ar年齡變化于34.3～51.9Ma間,估計成礦年齡在35Ma左右。姚安正長斑巖和石英正長斑巖K-Ar年齡變化于31～36Ma間(張玉泉等,1997),估計礦床成礦年齡在32～35Ma左右。上述資料表明,滇西富堿斑巖型金多金屬礦床的成礦年齡具有很大的一致性,集中分布于32～36Ma,這表明34±2Ma左右是其主要成巖成礦期。相似的成巖-成礦年齡暗示滇西富堿斑巖型金多金屬礦床成巖和成礦作用是一個連續(xù)的巖漿-熱液過程,這一成巖成礦事件受同一地質(zhì)事件制約。此時,區(qū)域構(gòu)造動力體制正處于轉(zhuǎn)換期、板塊匯聚速率急劇降低和運動方向顯著變化(順時針旋轉(zhuǎn))的過程中(Leloupetal.,1995,2001;Wangetal.,2001;Houetal.,2003;侯增謙等,2006),對應于區(qū)域擠壓構(gòu)造應力場的相對松弛階段以及富堿斑巖和剪切走滑斷裂構(gòu)造系統(tǒng)最為發(fā)育的時期(楊立強等,2010),沿揚子板塊與印支板塊邊界的哀牢山-紅河斷裂發(fā)生了新生代強烈擠壓走滑運動,其切割深度可能深達巖石圈地幔,進而可能誘發(fā)被掩埋的古特提斯洋殼板塊間發(fā)生橫向(東西向)或縱向(南北向)剪切運動和熱流動(Leloupetal.,1995,2001),同時大規(guī)模走滑斷裂體系(Houetal.,2003)也是誘發(fā)古洋殼和巖石圈地幔發(fā)生部分熔融形成組分復雜的富堿巖漿流體的直接因素(ZhangandSch?rer,1999)。金礦大規(guī)模成礦作用與構(gòu)造動力體制轉(zhuǎn)換過程中的殼幔物質(zhì)強烈交換與構(gòu)造變形密切相關(guān),并可能受青藏高原物質(zhì)東向逃逸和軟流圈脈動隆起的聯(lián)合制約(Zhangetal.,2004;Geetal.,2009)。2礦系統(tǒng)變化和保護的控制因素2.1成因及構(gòu)造活動富堿斑巖型金多金屬成礦系統(tǒng)形成之后,雖然區(qū)域韌性剪切走滑斷裂和逆沖推覆構(gòu)造系統(tǒng)趨于結(jié)束。但是,隨后發(fā)生了印度板塊由前期逆時針旋轉(zhuǎn)向順時針旋轉(zhuǎn)的轉(zhuǎn)變(Funaharaetal.,1992,1993;HuangandOpdyke,1993;Chenetal.,1995;Satoetal.,1999),反向旋轉(zhuǎn)板塊的拖曳與斜向俯沖板塊回退作用的綜合效應,導致了滇西地區(qū)巖石圈伸展作用的發(fā)生,并誘發(fā)了虧損地幔減壓熔融產(chǎn)生的板內(nèi)高鉀巖漿巖的就位(Wangetal.,2001;賀懷宇,2002)、大規(guī)模熱水流體活動以及多期左行和右行斷裂走滑運動(Sch?reretal.,1994)(圖2),而且與青藏高原諸多重大事件一致,其中包括高原強烈隆升(Zeitle,1985;Harrisonetal.,1992;ZhongandDing,1996;馬宗晉等,1998)、喜馬拉雅主中央斷裂的最強擠壓及藏南拆離系的伸展(Copelandetal.,1988;Burchifieletal.,1992;Harrisonetal.,1992,1995;Fielding,1996;LeFort,1996;Searle,1996;Hodges,2000;YinandHarrison,2000)。在研究區(qū)構(gòu)造抬升的背景下,斷裂構(gòu)造活動異常強烈。滇西地區(qū)許多斷裂構(gòu)造,如小江斷裂帶、麗江-金河斷裂帶、金沙江斷裂帶等在新生代晚期活動異常顯著,并控制了本區(qū)絕大部分7級以上強震的發(fā)生。斷層相互作用和錯動現(xiàn)象十分頻繁,區(qū)域性斷裂的次級構(gòu)造及其他新生斷裂活動也很明顯(王凱英,2002)。這些形成于成礦后的構(gòu)造裂隙,一方面改變了礦體或含礦斑巖的結(jié)構(gòu),使其更易風化;另一方面,使得氧逸度較高的地表水及與硫化物作用后形成的酸性介質(zhì)更容易向礦體深部滲透,使礦體的氧化-淋濾帶增厚。這些硫化物在氧化過程中把所含的成礦元素釋放出來,并在氧化-淋濾帶或其稍下部發(fā)生再沉淀而形成次生富集帶(吳開興等,2005)。盡管與成礦有關(guān)的富堿巖漿活動主要發(fā)生在35Ma左右,但在成巖成礦的峰期之后,仍有一定規(guī)模的巖漿活動存在,但各礦區(qū)巖性多有所不同。例如姚安和馬廠箐金礦床深部主要以煌斑巖脈為主,姚安金礦床有18.19Ma年的巖漿活動。北衙礦田富堿巖漿侵入活動可分為四期,早期石英正(鈉)長斑巖形成于65～59Ma,主含礦斑巖的成巖為36～32Ma,第三期巖漿流體(26～24Ma)對早期斑巖和已形成的礦(化)體進行疊加改造,形成高品位的Au-Cu(Mo)-Fe-Pb-Zn-Ag多金屬礦床,其金品位明顯增高l～2個數(shù)量級(薛傳東等,2008)。晚期黑云正長斑巖(3.8～3.6Ma)無明顯的金多金屬礦化。但是,由于間歇式隆升和地形、巖性及氣候條件的影響,原生金礦體經(jīng)歷較強的次生淋濾富集作用。成礦后的流體活動主要包括大氣降水、地表流體、地下流體活動等不同形式。其中地表流體(它可能是大氣降水、地下噴出熱水的混合物)活動主要與風化剝蝕和沉積作用相伴。滇西地區(qū)現(xiàn)代地下熱水活動非?；钴S,并可能同深部殼幔相互作用密切相關(guān)(Geetal.,2009)。在揚子板塊內(nèi)部,小江斷裂帶兩側(cè)地塊的差異隆升及走滑運動控制了新近紀以來盆地的形成,如路南盆地、建水盆地、離明盆地及撫仙湖盆地。中、晚更新世以來,特別是全新世以來,斷裂左旋走滑運動產(chǎn)生的斷錯地貌,如山脊、水系扭錯、斷塞塘、斷崖、反向坎等現(xiàn)象普遍,并在各次級剪切斷層重疊區(qū)內(nèi)產(chǎn)生拉分構(gòu)造,表現(xiàn)為現(xiàn)今湖泊或盆地內(nèi)新沉降區(qū)。沿斷裂帶具有大量熱泉活動,溫泉水化學特征顯示其受地層控制明顯,其中,灰?guī)r地層區(qū)溫泉水化學類型以HCO-3-Ca2+型為主,褐煤盆地區(qū)的溫泉水化學類型為SO2?442-+HCO-3-Na++Ca2+型(趙珂,2005)。滇西金沙江帶位于揚子板塊與蘭坪盆地過渡地區(qū),新構(gòu)造活動的密度更大,與溫泉形成有關(guān)的斷裂帶主要有金沙江斷裂帶、麗江-劍川斷裂帶、喬后斷裂帶及程海斷裂帶等,控制了區(qū)域熱水活動的格局。這些斷裂的活動和交匯處則控制了熱泉活動的集中區(qū),如中甸下給、下關(guān)等。紅河斷裂北段與鶴慶-洱源斷裂的沿線交匯的北衙-洱源地區(qū),熱泉不僅數(shù)量多,流量也很大,表明這些斷裂不但切割地殼較深,而且活動強度也高。該區(qū)溫泉水化學類型為低PH值、低K+、低Cl-,高CO2分壓,高Na+、高Ca2+,高HCO-3和SO2?442-型(趙珂,2005),顯示本區(qū)溫泉水化學特征明顯富集地幔組分,可能與其受控于區(qū)域性深大斷裂有關(guān)。蘭坪盆地內(nèi)的溫泉水化學類型復雜,有HCO-3+Cl--Na++高Ca2+型水或HCO3-+SO2?442--Ca2+型水,普遍存在Cl-異常,反映出盆地內(nèi)部深循環(huán)水的特征。由于地下熱水的廣泛發(fā)育且強烈活動,同時也集中在與早期富堿斑巖及相關(guān)礦床的集中區(qū),因而不可避免地會對礦床發(fā)生作用。此外,大氣降水也可能對深部的礦床(體)發(fā)生不同程度的改造作用,特別是在斷裂構(gòu)造密度發(fā)育的地區(qū)。2.2高原隆升期20ma隆升作用過程是青藏高原研究的核心問題之一。近年來,隨著測試手段和理論計算技術(shù)與方法的發(fā)展,逐漸開始了青藏高原隆升過程的定量研究(EnglandandMckenzie,1982;石耀霖等,1992;李廷棟,1995;ZhongandDing,1996;DongandTang,1997;馬宗晉等,1998;傅容珊等,2000;楊立強等,2001,2006;李祖寧等,2002;袁萬明等,2007;Yuanetal.,2009)。已有研究均反映了青藏高原的隆升自40Ma左右的陸內(nèi)造山開始,但大范圍的上升則主要發(fā)生在20Ma以后,其隆升具有多階段、非均一、不等速的特征,同一階段內(nèi)高原隆升速率較為均一,不同階段的初始高程和隆升速率隨時代變新呈遞增趨勢(圖3)。本區(qū)作為青藏高原東部邊緣,其抬升高度大至為2～4km,北部略高,南部總體略低,但隆升幅度不及青藏高原內(nèi)部。與陸內(nèi)造山過程相伴的多階段、非均一、不等速抬升作用對于研究區(qū)成礦系統(tǒng)的變化與保存具有重要影響,它可以使位于高原強烈隆升區(qū)邊部或邊緣地帶的斑巖型銅礦床地區(qū)形成有利于表生風化作用進行的地形、氣候及斷裂裂隙構(gòu)造,從而大大提高其地表的化學風化能力(吳開興等,2005)。風化剝蝕和沉積作用是對礦床形成后變化與保存最具影響的地質(zhì)作用之一。由于受特提斯洋閉合及陸內(nèi)造山作用的影響,滇西在古近紀和新近紀差異升降明顯,在構(gòu)造上升區(qū)遭受風化剝蝕,而在構(gòu)造下降區(qū)形成了一系列山間盆地和山前盆地(圖4),其中沿金沙江-哀牢山構(gòu)造帶形成了洱源煉鐵盆地、南華大龍?zhí)杜璧氐?。在這些山間盆地和山前盆地中沉積了古近系和新近系的陸源碎屑巖系,其中不乏近源的洪積-沖積扇沉積,滿足了古砂金礦可能成礦的地層、盆地和巖相條件。如果具有與其匹配金的物源條件,那么在合適的微相中就可以形成古砂金礦床(中國地質(zhì)大學(北京)地球科學與資源學院,20061)。2.3氣候變化因素表生環(huán)境作為一個開放體系,金的次生富集受巖性、地理、構(gòu)造、氣候、水文等多因素控制,只有原生金礦化強、可活化程度高和氣候等地理條件適宜的情況下,紅土型金成礦作用才能發(fā)生。大氣降水為主的流體通過水巖反應使基巖中礦物產(chǎn)生氧化和水解,發(fā)生脫鈣、脫堿、去硅作用,是成礦環(huán)境變化的主要因素。巖性圈閉區(qū)、構(gòu)造破碎帶和局部地理凹陷是成礦作用發(fā)生的有利場所(Gaoetal.,2008)。中國南方紅土型風化殼形成時限與全球范圍內(nèi)晚第三紀和早更新世風化-濕熱氣候時段相對應,可能是該區(qū)紅土型金礦大規(guī)模形成的原因之一。滇西富堿斑巖帶主體位于金沙江-紅河深大斷裂兩側(cè),地形切割深,垂直氣候分帶明顯,長期屬于亞熱帶溫濕氣候。具有汗雨季分明、濕熱同季、干濕交替的氣候特點。一些礦床集中區(qū)內(nèi)的小氣候為中暖山區(qū)及半山區(qū)的北亞熱帶氣候,如北衙礦區(qū)年平均氣溫13.5℃,年降雨量為800～1000mm。其中每年6～9月為雨季,11月至次年4月為旱季,這種氣候特點特別有利于氧化作用的發(fā)生。其他許多礦區(qū)也具有大致相似的氣候特點,如松桂盆地、馬廠箐、姚安等地。合適的氣候條件,如再能匹配適當?shù)牡貙訋r性和地貌條件,便能形成較大規(guī)模的紅土化作用。3成礦過程的穿時性金的表生成礦作用從原生金多金屬礦床形成后就已開始,之后經(jīng)歷了多個成礦階段的跨度,有明顯的穿時性。本文以北衙金礦床為例,論述如下。3.1角礫巖的層位及形成環(huán)境與區(qū)域上古近紀直接不整合在三疊系之上不同,北衙金礦床從中晚中生代到新生代的漫長歷史時期經(jīng)歷了大規(guī)模的隆升剝蝕,也可能發(fā)生了小幅度的階段性沉降,特別是伴隨有多階段的喀斯特化過程,形成了包含古砂金礦的、具有蓋儲雙層結(jié)構(gòu)的堆積地質(zhì)體,主要見于古近紀麗江組底部、中三疊統(tǒng)灰?guī)r頂部侵蝕面上的含金泥礫堆積層中。具有工業(yè)價值的古砂礦可分為3種類型:河湖相古砂礦、掩埋巖溶裂隙-洞穴沉積古砂礦、古風化殼型古砂礦,它們最顯著的特征是被一層厚薄不等的鈣質(zhì)膠結(jié)灰?guī)r角礫巖所覆蓋(圖5)。例如,在礦區(qū)東部桅桿坡,見有呈漏斗狀分布的角礫狀巖石(圖6),厚約1.2m,自地表向下,由厚變薄,直至尖滅,位于層狀磁-褐鐵礦型金礦體的上盤,與礦體的界線分明。其上盤為具明顯裂隙的灰?guī)r,二者之間為一斷層分隔,見厚約30cm的斷層泥,斷層泥中擦痕和階步構(gòu)造發(fā)育,階步構(gòu)造顯示斷層泥上部的角礫巖體具從東向西、從上往下滑動的特征。角礫磨圓度差、大小混雜,膠結(jié)物主要為基本為發(fā)生蝕變的與角礫同成分的細碎屑物。由于角礫巖頂蓋的保護,古砂礦的原始存儲環(huán)境保存良好。盆地沉積物特征的對比分析表明(薛傳東等,2008),萬硐山-五里盤一帶盆區(qū)內(nèi)基巖頂部上覆的古紅色砂礫型(含古埋藏巖溶洞穴堆積型和古地表殘坡積型)金礦賦礦巖系是始新世-漸新世(56.5～23Ma)期間形成的原生金礦床在原地發(fā)生紅土化的產(chǎn)物,裸露地表可延續(xù)至今。這些堆積紅色砂礫型金礦體形成之后又遭受了后期礦化的疊加改造或者正長斑巖脈的穿切。而中上部不同層位的古砂金礦含礦松散堆積是中新世中晚期(23～5Ma)間歇性隆升造成的河湖相沉積環(huán)境變化的產(chǎn)物,其物源區(qū)為65～59Ma、36～32Ma和26～24Ma期間形成的含礦斑巖及附近圍巖。根據(jù)淺鉆及地震勘探工程,對北衙地區(qū)表生金礦進行統(tǒng)計,圈定出6個含礦靶區(qū),面積為2.86km2,計算獲得金資源量49.97t,其中古砂礦占44.20t(肖騎彬等,2003)。3.2配方差導致地下水成礦作用本區(qū)特殊的地理地形和氣候條件非常有利于區(qū)域紅土化作用,礦區(qū)表生氧化作用和紅色粘土型礦化非常發(fā)育。金礦賦存的剖面分帶現(xiàn)象明顯(王會遠,1993),0～20m為強氧化帶,金品位0.5×10-6,少數(shù)達n×10-6,多為貧金帶,主要由褐鐵礦、軟錳礦和硬錳礦組成,呈皮殼狀、蜂窩狀和多孔狀,硅鐵質(zhì)格架明顯,顏色多為褐黑色或黃褐色;20～100m為氧化淋濾帶,金品位5.3×10-6,最高可達100×10-6以上,為富金礦帶,以塊狀、膠狀、土狀褐鐵礦石居多,一般可有少量殘余的硫化物礦物;100～140m為半氧化帶或稱過渡帶,金品位一般0.0n～n×10-6,一般不具工業(yè)價值。再往下過渡到原生硫化物帶,含金一般n×10-6。紅土化作用是研究區(qū)最富特色的外生地質(zhì)作用,并對成礦系統(tǒng)產(chǎn)物的變化與保存有重影響。如果紅土化作用發(fā)生在原生礦床之上或其附近,則可能形成紅土型金礦床。滇西大量紅土型金礦化的存在,正是同多種條件(如地殼運動、地層巖性特征、氣候、成礦后流體活動、風化氧化淋濾、礦質(zhì)次生富集、地形地貌等)共同作用密切相關(guān)。以北衙為例,北衙礦區(qū)原生礦化類型,為產(chǎn)于正長斑巖與碳酸鹽巖接觸帶的含金矽卡巖,主要見于北衙礦區(qū)萬硐山、紅泥塘礦段;產(chǎn)于構(gòu)造破碎帶的含金褐(黃)鐵礦脈,主要見于東部的桅桿坡、筆架山礦段。礦區(qū)地質(zhì)構(gòu)造屬于向斜加斷層系統(tǒng),地貌上則屬于山間小盆地,盆地的東、南、西三面環(huán)山,地表水從三個方流入盆地,造成盆地很小、匯水面積很大的局勢。從區(qū)域上看,沿東西方向,地勢西高東低,使得礦區(qū)又具有臺地的性質(zhì)。礦區(qū)西側(cè)為馬鞍山山脈,它作為瀾滄江與金沙江兩大水系的分水嶺,高達2940～3155m,而礦區(qū)東側(cè)的黃坪盆地海拔僅1500m,兩者相對高差超過1400m。北衙礦區(qū)位于馬鞍山山脈與黃坪盆地之間,且高出黃坪盆地近400m?？梢?構(gòu)造和地形條件使得礦區(qū)廣泛接受地表水的補給。礦區(qū)斷層和裂隙發(fā)育,北衙組灰?guī)r可溶巖地層中具有溶溝和落水洞,為地表水下滲創(chuàng)造了良好的條件。因此,礦區(qū)地下水以垂直運動及氧化淋濾作用占主導地位,地表徑流不發(fā)育,成為“干盆地”。地下水最終通過地下暗河流入礦區(qū)北東角的鍋廠河,向黃坪盆地排泄,使得礦區(qū)地下水位較低,導致風化作用的深度和強度均很大。受區(qū)域地殼隆升作用影響,礦區(qū)主要處于抬升狀態(tài),使得地下水位不斷下降,有利于氧化作用向深部發(fā)展,此外,一次成礦作用形成的金屬硫化物,在氧化過程中,分解出SO2?442-,使地下水成為酸性溶液,大大增強了地下水的侵蝕能力,進一步促進氧化作用的進行。由于礦區(qū)氧化條件優(yōu)越,使得氧化帶非常發(fā)育,其深度可達地表以下400m。正是在這種綜合條件作用下,形成了北衙地區(qū)獨具特色并十分有前景的紅土、紅色黏土型礦化體。與此同時原生礦體的一部分可能被這樣轉(zhuǎn)化,而尚未形成遷移的部分,也改變了其原生礦的存在形成,而變?yōu)榇紊趸患瘞АＦ淇赡艿男纬蛇^程如圖7所示。3.3砂金礦床成礦期地質(zhì)特征除紅土化作用之外,在地表徑流或冰川作用下,在地表適宜環(huán)境中就位,與風化剝蝕作用相伴,可能會形成殘坡積、洪積、沖洪積、沖積等類型的砂金礦床(點),即改變了礦質(zhì)元素的存在狀態(tài)和產(chǎn)出特征。本區(qū)砂金成礦期自晚更新世早期至今,可劃分為五期:晚更新世早期、晚更新世晚期、全新世早期、全新世中期及現(xiàn)代成礦期。由于地殼間歇上升與河流下