巴岩金矿成矿地质特征及成因探讨

【摘要】巴岩金矿产出于复式背斜褶皱与有近EW、NNW、向断裂构造构造复合带部，本文从金的物质来源、富集方式、迁移途径和沉淀机理等方面对部金矿的成因作初步探讨，提出层位、岩性、构造三位一体的控矿因素，并总结了找矿标志。

【关键词】地质特征；矿床成因；找矿标志；巴岩金矿

中图分类号：P61文献标识码： A 文章编号：

1. 区域地质背景

巴岩金矿位于河池市的天峨县、凤山县交界处，属天峨县管辖。区域地质构造处于华南褶皱系的次级构造单元- 右江再生地槽之桂西坳陷区。区内出露地层有寒武系至三叠系、第三系, 并以泥盆系至三叠系为主, 岩浆岩不甚发育, 主要有海西至印支期基性岩及少量燕山期中酸性小岩体。

海西期以来本区的构造发展主要经历了3 个演化阶段。( 1) 裂陷阶段( 早泥盆世—早二叠世) 受广西运动的影响, 由于地幔上隆, 地壳发生微型扩张, 本区发生北西- 南东向的裂陷, 形成一系列NW 及NE 向张性断裂带, 进而形成华南海西期所特有的深水凹槽与浅水台地相间排列的台盆分隔, 以台为主的构造格局。凹地内为深水相泥质岩、硅质岩、深色燧石岩及大量基性- 中性火山岩建造，含菊石、竹节石等浮游生物； 台地相为富含珊瑚等底栖生物的浅色碳酸盐岩建造。( 2) 坳陷区发展阶段( 早二叠世末—晚二叠世初) 先后受东吴运动、苏皖运动、桂西运动等不同程度的影响。东吴运动使桂西坳陷区一度大面积抬升, 形成古风化壳和几～几十米厚铁铝岩和铝土矿层； 苏皖运动造成本区再度呈现为台盆分割, 但以盆为主的格局。裂陷凹地内为连续的火山碎屑质浊流沉积及深水硅质岩沉积, 台地区为浅水藻礁灰岩沉积；桂西运动( 早三叠世末至中三叠世初) 后, 主要表现为一套巨厚的类复理石沉积, 造成区域上中三叠统广泛的浊流沉积分布, 在中三叠世初至晚三叠世早期由于SEE 向的侧向挤压、盆地挠曲, 沉积中心向NWW 迁移。( 3) 右江再生地槽形成( 晚三叠世晚期以来) 印支运动造成的本区褶皱回返, 使桂西坳陷区结束了沉积充填, 地层发生构造形变, 形成一系列NWW- SEE 向的构造带, 并有岩浆活动, 右江再生地槽形成; 白垩纪至第三纪, 沿右江断裂等形成一系列小的断陷盆地, 接受古生界和三叠系剥蚀产物的沉积。

2. 矿区地质特征

2.1地层

矿区出露地层有中三叠统百逢组(T2bf)和兰木组(T2l)。

百逢组 ：百逢组分布较广，根据岩性组合及其旋回特征，将其分为两个岩性段，其中百逢组第二段分布于可抗－林六背斜核部，岩性以石英杂砂岩为主，为一套灰-灰黄色厚-中层状细粒岩屑石英杂砂岩夹薄层状凝灰质泥岩、粉砂岩，偶见夹有1m左右的沉凝灰岩。中下部岩石蚀变强烈，有硅化、黄铁矿化、高岭石化。是区内成矿最有利层位，岩石普遍金矿化。具水平层理、交错层理，厚度大于57m。未见底。百逢组第二段第二亚段(T2bf 2-2)下部为中层状细粒岩屑石英杂砂岩，夹少量凝灰质泥岩、粉砂岩，砂泥岩比约为4:1。中上部为中层状细粒岩屑石英杂砂岩与薄层泥岩粉砂质泥岩互层，厚度249m。本层岩石金元素含量背景值高，在本层底部岩石硅化带中还发现有锑矿，是成矿有利层位。

兰木组：为一套巨厚的复理石建造，为一套钙质不等粒岩屑石英杂砂岩、粉砂岩及钙质泥岩三者互层，组成一套往上变薄变细的沉积旋回。下部中厚层钙质不等粒岩屑石英杂砂岩夹薄层钙质泥岩。与下伏地层百逢组 (T2bf )呈整合接触关系。

2.2构造特征

区内褶皱构造主要有可抗－林六复式背斜，由两个次级背斜夹一个次级向斜组成，延伸大于6km，宽度大约2.5km，核部地层为中三叠统百逢组，轴向北北西向，轴部发育F1、F2、F3等轴向断裂。F1为区内主干断裂长度大于5km，两端延伸出详查区外， 呈NW-SE走向，倾向北东，倾角70°～80°，断裂面常常波状起伏，在断层面和节理面上常见滑动擦痕。破碎带宽2～10m，带内岩石硅化强烈，并伴有褐铁矿化、毒砂矿化、高岭石化、绿泥石化、碳酸盐化，由硅化压碎角砾岩和断层泥组成。角砾为硅化凝灰质砂泥岩，常见角砾呈2～20cm不等的次棱角状或透镜状。岩石具挤压破碎现象，节理、裂隙、劈理、片理发育，常见石英、方解石、高岭石呈细脉状、网脉状穿插，明显有穿插切割关系，显示断裂先拉张后压扭的特征。该断层为本区的主要导矿和控矿构造，已发现锑矿和金矿体。

2.3地球化学异常

据1:20万乐业幅区域化探扫面成果，该区域Au元素异常面积约11.2Km2，异常呈北西走向，Au异常峰值16.3×10-9，平均16.3×10-9，As元素异常面积约17.8Km2，As异常峰值76.5×10-9，平均52.4×10-9，Au、As元素异常重合较好。1:5万水系沉积物分散流测量进一步圈定了Au异常浓集中心，按异常下限6×10-9圈定Au异常面积,3.32Km2，Au异常峰值59.6×10-9，平均21.2×10-9，异常形态呈椭圆状，长轴方向为北西向，与矿化破碎带方向一致。

1：1万土壤地球化学剖面测量更进一步圈定了5处Au子异常浓集区，其中Ⅰ号Au子异常为北西向，长0.65 Km， 宽0.12Km，面积约0.08Km2，Au异常峰值93.5×10-9，平均48.6×10-9；Ⅱ号Au子异常为北西向，长1.67 Km， 宽0.89Km，面积约1.49Km2，Au异常峰值335×10-9，平均142.5×10-9；Ⅲ号Au子异常为北西向，长2.00 Km， 宽0.86Km，面积约1.71Km2，Au异常峰值173.5×10-9，平均108.5×10-9；Ⅳ号Au子异常为北西向，长1.33 Km， 宽0.67Km，面积约0.89Km2，Au异常峰值91.7×10-9，平均50.8×10-9；Ⅴ号Au子异常为北西向，长1.28 Km， 宽0.18Km，面积约0.23Km2，Au异常峰值163.6×10-9，平均78.6×10-9。异常位于F1、F2、F3三条近于平行分布的断裂带上，岩石具硅化、黄铁矿化、高岭石化等矿化蚀变现象，经工程揭露发现Au-1、Au-2、Au-3金矿体。

矿区微细粒型金矿床的地球化学异常一般具有以下特征：主要指示元素是Au、As、Sb，次为Hg，矿体上方各元素异常重合较好。Au与As呈明显正相关，As含量高时Au含量也高，表明As在巴岩矿区具有显著的找矿指示意义。Au与Sb宏观上呈正相关、微微上呈负相关关系，共生组合呈共消长趋势。而Au与Hg的相关性较低，Hg一般不存在对金矿的指示意义。总之，本矿区内的主要指示元素Au、As、Sb富集度高，所形成的地球化学场强度较高，浓集中心明显，异常多呈不规则长条状，空间上明显受构造破碎带控制，客观上反映出构造破碎带有利于元素富集成矿的规律。

3 . 矿床特征

3.1矿体特征

矿体均分布在可抗—林六背斜核部的系列断层硅化蚀变岩带中，发现5个金矿体。矿体呈北北西走向，主要产于背斜边缘的中三叠百逢组第二段层间挤压破碎带或次级断裂、裂隙及劈理、片理化带中，矿体形态、产状受挤压破碎带和一定的层位岩性控制，产状与围岩一致，呈似层状、透镜体状、脉状，沿走向和倾向具分支复合、膨胀收缩及尖灭再现特征，呈半隐伏或盲矿体产出，氧化矿总厚度50.35m，原生矿总厚度34.28m。矿石为压碎硅化凝灰质细砂-粉砂岩、细粒岩屑石英砂岩，裂隙发育，伴有黄铁矿化、辉毒砂矿化、褐铁矿化、绿泥石化、高岭石化。主要矿体特征如下：

1、Au－1金矿体：控制长565m，控制斜深50m，矿体主要倾向NEE,倾角44°～56°，在北端矿体倾角变陡，倾角达80°。厚2.13～9.50m（原生矿1.42～3.80m），矿体平均厚度6.06m（原生矿3.63m），矿石品位0.5～2.80×10-6，矿体平均品位1.09×10-6（原生矿1.77×10-6）。矿体总体西薄东厚，品位变化不明显。

2、Au－2金矿体：控制长430m，控制斜深159m，矿体主要倾向NEE,倾角50～84°。厚5.17～15.46m（原生矿2.38～9.91m），矿体平均厚度9.27m（原生矿5.48m），矿石品位0.5～2.7×10-6，氧化矿平均品位1.25×10-6（原生矿1.50×10-6）。矿体在南东边部厚度最大，但品位偏低，往北西厚度变小，品位略有增高趋势。矿体往深部厚度变大，品位稍变低。

3、Au－3金矿体：控制长664m，控制斜深146m，矿体倾向NE,倾角46～71°。厚5.31～17.50m（原生矿4.40～13.06m），矿体平均厚度9.94m（原生矿5.48m），矿石品位0.5～2.9×10-6，氧化矿的平均品位1.24×10-6（原生矿1.40×10-6）。

3.2矿石特征

3.2.1矿石类型

可分为氧化矿石和原生矿石。

（1）氧化矿石：主要有硅化构造角砾岩、褐铁矿化构造角砾岩、压碎硅化凝灰质粉砂岩、硅化泥质粉砂岩、硅化砂岩。

（2）原生矿石：主要有含黄铁矿硅化构造角砾岩、含毒砂黄铁矿压碎岩、黄铁矿化粉砂岩。

3.2.2矿石矿物组合特征

氧化矿石的矿物成分有石英8～70%、粘土矿物绢云母及水云母20～74%、白云母≤1%、绿泥石＜1%，水黑云母＜1%，褐铁矿及铁质4～15%、其它矿物成分＜1%。矿石内多期次石英脉、方解石脉交代原岩或呈网脉状、脉状穿插岩石，褐铁矿呈蜂窝不规则状或沿节理裂隙成脉状、网状分布，绢云母呈显微鳞片状。

原生矿石矿物组合与氧化矿基本相同，还可见黄铁矿、褐铁矿、辉锑矿、锑华、赤铁矿等金属矿物，其中黄铁矿为本区金的主要载体矿物，毒砂、雄黄、雌黄次之，脉石矿物主要有石英、水云母、绢云母，次为高岭石、白云母、方解石、绿泥石。

3.2.2矿石结构构造

矿石具凝质灰结构、碎裂结构、交代结构、细砂－粉砂质结构、重结晶结构、网脉状结构等;脉状构造、纹层状构造、角砾状构造、浸染状构造。

4 . 矿床成因及找矿标志

4.1控矿因素

4.1.1成矿物质来源

主要是沿深大断裂从地壳深部运移来的金矿物质。通过研究工作, 笔者认为尽管从本区的金矿床分布看, 其与岩浆岩关系不密切, 根据《广西物化遥感综合解析报告》资料，预测矿区深部有隐伏岩体存在， 并有相应的隐伏深断裂存在, 由此表明这些隐伏深断裂应当切至上地幔, 成为上地幔岩浆或分异成矿流体上升运移的通道。金矿床滑塌层出现（地震岩？）, 也表明了与深部物质来源相关, 滑塌层的角砾岩多为同生角砾演变而成, 这些角砾又形成于同生断裂, 同生断裂往往是含矿地下热水往上迁移的通道。

4.1.2构造因素

本区断裂发育,控制矿体的压扭性断层、次级分枝断裂破碎带与背斜轴向平行或小角度相交, 兼具导矿和容矿构造特征, 常由数条大致平行的断裂组成断裂破碎带,矿体形态复杂, 常出现分支复合、膨缩尖灭现象, 形态为透镜状、似层状, 富矿体往往产在断裂的弯曲部位。密集裂隙带是矿质充填和沉淀聚积的具体空间。其具有以下特点: ( 1) 单条裂隙规模小,宽度一般小于1cm, 个别达3～5cm, 延长1～3m; ( 2) 常成组、成带产出, 每组( 带) 由数条至数十条裂隙组成, 裂隙带宽数米至几百米; ( 3) 裂隙内充填了多种热液脉体, 如石英脉、方解石脉、黄铁矿( 褐铁矿) 脉、雄黄雌黄脉等。脉旁发育了与金矿化有关的蚀变作用。 如硅化、碳酸盐化、粘土化、黄铁矿化、毒砂化等。根据密集裂隙带的力学性质不同可分为压扭性、张性和扭性密集裂隙带。压扭性和扭性密集裂隙带控制的矿体产状、形态较稳定, 在平面及剖面上呈侧列状展布；由张性密集裂隙带控制的矿体, 形态变化较大、产状不稳定。因此该区金矿的分布明显受深大断裂控制, 矿体的产出又明显受次级断裂的制约。

4.1.3 有利的成矿沉积场所

区内中三叠统百逢组的浊积岩 是主要赋矿层位。浊积岩之所以能成为金矿的重要成矿围岩是其形成的特殊环境所决定的。从空间上来说, 浊积岩形成在大陆斜坡或深海环境, 早先形成的含丰富的金矿物质基底绿岩带或绿色岩系，被剥蚀搬运至深海，经浊流沉积作用沉积下来形成矿源层的一部分； 另外由于浊积岩的沉积环境在洋中脊、深海槽、弧前、弧后盆地之内或附近, 有大量的火山活动、岩浆溢流以及海底“ 烟筒”喷发,它们通过海底环流或岩浆热液将大量的金矿质带到海底沉积下来。其次, 从物理化学条件看,浊积岩含有大量的有机质、碳质、硫质和粘土质、使金易呈络合物或粘土吸附的形式迁移, 在深水盆地内, 由于还原较强, 从而使这些络合物失稳而沉淀下来。浊积岩的过渡相岩石主要具鲍马系列的B一E、C一E 层为主, 为良好的容矿遮挡层结构, 更加有利于矿液的沉淀成矿。

综上所述，矿区主要控矿因素为层位、岩性、构造。

4.2 矿床成因

巴岩金矿的形成是盆地地壳演化的产物，因沉积相的过渡带及物理化学条件转换带, 形成了本区最有利的赋矿主岩-中三叠统百逢组凝灰质岩石、凝灰岩等，物理化学条件的改变而使金元素沉淀形成金矿；盆地同时接受沉积时由于岩性差异等原因, 在其边部发育了大量的同生断裂, 是含金热卤水中有机质的热解、气化沿断裂、裂隙最理想的上升通道 这些同生断裂在后来的成矿作用中成为导、容矿理想构造，同生断层复活时产生大量的低序次张性裂隙构造, 为矿液的运移、沉淀提供了条件和场所。

4.3 找矿标志

（1）地层岩性标志

中三叠系百逢组第二段岩性为粒岩屑石英杂砂岩、薄层状凝灰质泥岩、粉砂岩，可作为矿区外围和区域找矿的地层岩性标志。

（2）构造标志

有利岩性的复式背斜褶皱的轴部和翼部，有近EW、NNW向断裂构造构造复合带部位，特别是劈理化、节理带密集发育的地段。

（3）露头及围岩蚀变

矿体氧化露头有褐铁矿化、硅化、石英、方解石脉带、层间破碎带和黄铁矿化、毒砂化硫化物存在的地段。

（4）地球化学异常标志

本区水系沉积物测量有指示元素是Au、As、Sb异常存在，且土壤地球化学测量Au≥32×10-9，As≥160×10-9的异常区是寻找同类型金矿床的靶区。

总之, 构造( 背斜、断裂) 和有利岩性的共同作用是成矿的关健, 勘查的思路要放宽。矿质来自深部、逐步演化的混合水来源、赋矿岩石岩性及构造控矿的观点, 有助于我们从更大范围内寻找金矿床。

参考文献

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广西地矿局主篇 广西区域成矿研究报告 广西区科委翻印 2004.4

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作者简介：韦启锋，男，1973.7.14生，壮族，广西都安县人，广西二七三地质队党委副书记，桂林理工大学矿产普查与勘探研究生毕业。