耿國建, 馬寶軍, 申方樂

0 引言

太行山是華北克拉通中部典型的南北走向山脈,自北向南呈現(xiàn)出蔚縣坳陷—阜平隆起—井陘坳陷—贊皇隆起—武安坳陷相間斜列的特征[1-8], 而桃園銅礦位于太行山贊皇巖漿-變質(zhì)雜巖拆離滑脫帶的西側(cè)(圖1)。 從贊皇隆起北側(cè)的測魚到桃園、 白鹿角一帶, 先后發(fā)現(xiàn)了銅礦(化) 點可達30 余處, 具有很大的成礦潛力。 但是勘查單位對桃園銅礦的研究工作相比于其他成型的礦區(qū)較薄弱, 其成因和成礦規(guī)律也一直存在爭議, 以至于桃園銅礦及周邊地區(qū)沒有新的找礦突破。

早在20 世紀70 年代各地勘單位先后對桃園銅礦及周邊地區(qū)進行了勘查。 其中, 河北地質(zhì)勘探一隊[9]提出桃園銅礦成因為中—低溫熱液型礦床; 河北地勘十一隊[10-12]認為該銅礦是與玄武巖有關(guān)的層控型熱液礦床; 張道忠等[13], 薛浩江等[14], 李輝等[15], 天津華北地勘總院[16]認為桃園銅礦床屬于與古元古代裂陷槽中變質(zhì)玄武巖有關(guān)的層控銅多金屬礦床; 河北地質(zhì)大學[17-20]通過對構(gòu)造控礦和熱液蝕變的研究,認為桃園銅礦為中—低溫火山-次火山熱液型礦床。然而, 由于測試條件的限制, 前人的研究均沒有給出精確的年代學約束。 太行山北段阜平隆起和南段武安凹陷均出露了中生代巖體, 且與成礦作用密切相關(guān)[21,22], 而贊皇隆起區(qū)并沒有中生代巖漿活動的報道。 那么贊皇隆起區(qū)內(nèi)是否存在隱伏的中生代巖體,對桃園及周邊地區(qū)的銅礦成因是否有約束作用還有待進一步研究。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

太行山南段贊皇隆起是一個典型的幔枝構(gòu)造[1-8], 核部為中—新太古代的變質(zhì)-巖漿雜巖, 上部蓋層剝蝕完全; 外圍是拆離滑脫斷層帶, 環(huán)繞贊皇隆起一周, 形態(tài)呈“紡錘狀” 或者不對稱的“鴨梨狀”, 北段走向近南北, 南段轉(zhuǎn)為北東向。 拆離斷層上盤為中新元古代和古生代地層, 都經(jīng)歷了一定的區(qū)域變質(zhì)作用。 再外圍是井陘坳陷盆地, 出露地層為古生代和中生代的弱變質(zhì)或未變質(zhì)沉積蓋層(圖1)。太行山南段的礦床(點) 多達130 余處, 以銅、 鐵礦為主, 少量鉛、 鋅、 金、 鉬礦, 多受控于贊皇幔枝構(gòu)造體系。

1.1 地層特征

贊皇幔枝構(gòu)造核部出露的巖性為石家欄組混合花崗巖、 斜長角閃片麻巖和外圍甘陶河群中低級變質(zhì)巖[9-12,23]。 甘陶河群主要巖性為變質(zhì)砂巖、 白云母石英片巖、 硅質(zhì)大理巖、 厚層白云巖、 綠泥石片巖等,底層南寺掌組砂礫巖與下伏巖體呈沉積接觸關(guān)系(表1)。 中新元古代長城系為一套濱海沉積, 其巖性主要為石英砂巖, 具槽狀交錯層理, 見有波痕、 泥裂、 雨痕等。 拆離斷層外圍是古生代濱淺海相沉積的砂巖與頁巖互層、 泥巖、 白云巖、 泥質(zhì)條帶灰?guī)r、 生物碎屑灰?guī)r等, 還可見牙形石、 三葉蟲、 頭足類等化石廣泛出露于白云質(zhì)灰?guī)r、 泥質(zhì)灰?guī)r等巖性中。 第四系蓋層主要分布于溝谷處及山坡低處, 為河流沖積、 洪積層和坡積層未經(jīng)過壓實、 膠結(jié)(表1)。

表1 區(qū)域地層巖性及接觸關(guān)系一覽表Table 1 List of regional lithology and contact relations

1.2 構(gòu)造特征

區(qū)內(nèi)經(jīng)歷了多期的構(gòu)造運動, 斷層、 褶皺構(gòu)造均比較發(fā)育。 其中, NE 向斷裂伴隨有基—中酸性巖脈侵入和銅礦化蝕變, 在平面上表現(xiàn)為串珠狀的脈巖線狀排列。 NE 向斷裂上盤為甘陶河群南寺組和新太古代花崗片麻巖, 主要發(fā)育片理化構(gòu)造, 其片理與透鏡體長軸平行, 與層理斜交。 片理內(nèi)部發(fā)育有黃銅礦化、 褐鐵礦化等蝕變。 下盤為甘陶河群南臺組云母石英片巖, 多發(fā)育脆性裂隙。 區(qū)內(nèi)主期褶皺構(gòu)造的總體展布也是呈近NNE 向, 褶皺都發(fā)育于拆離滑脫斷層的上盤, 蓋層巖石韌性較強, 是由拆離滑脫作用彎曲變形引起的。 主體褶皺的轉(zhuǎn)折端和翼部, 發(fā)育一系列較小規(guī)模的伴生褶皺, 露頭規(guī)模為幾十厘米。 在褶皺的翼部還發(fā)生剪切滑動, 進而形成平行密集排列的平行軸面的褶劈理。

1.3 巖漿巖

贊皇隆起區(qū)巖漿巖出露豐富。 其中, 中酸性花崗質(zhì)巖石形成時代為新太古代—古元古代, 主要包括片麻狀花崗巖、 二長花崗巖等, 多分布于贊皇隆起的核部, 有不同程度的變質(zhì)。 中—基性巖多形成于呂梁期, 呈巖墻、 巖脈產(chǎn)出, 巖性主要包括輝長巖、 輝綠巖、 閃長巖等。 此外, 區(qū)內(nèi)火山活動頻繁, 發(fā)育一套玄武巖、 次玄武巖、 角礫巖、 集塊巖及少量玄武安山巖的火山巖組合, 多呈脈狀分布, 受后期拆離滑脫斷層的影響發(fā)育了褶曲變形, 轉(zhuǎn)折端逐漸變厚, 兩側(cè)受到拉伸而減薄, 形態(tài)上呈字母“J” 型。 輝長輝綠巖體呈順層侵入甘陶河群南寺掌組中, 接觸帶具絹云母化、 綠泥石化等蝕變現(xiàn)象。

2 桃園銅礦地質(zhì)特征

桃園銅礦出露的圍巖主要為甘陶河群南寺掌組,主要巖性為變質(zhì)砂巖、 板巖、 綠泥石片巖夾薄層的云母片巖(圖2、 圖3), 傾向約為300°, 傾角60°～70°。 還伴隨具一定規(guī)模的火山活動, 發(fā)育輝長輝綠巖、次玄武巖(圖2a)、 集塊巖, 均發(fā)生了淺變質(zhì)作用。

圖2 片理化次玄武巖和云母片巖的野外露頭(a-d) 及鏡下特征(e-f)Fig.2 Outcrop (a-d) and microscopic characteristics (e-f) of gneissic sub-basalts and mica schists

圖3 桃園銅礦1 000 m 高程地質(zhì)平面圖(據(jù)參考文獻[17] 修改)Fig.3 Geological map of Taoyuan Copper Mine

次玄武巖受構(gòu)造應力而發(fā)生片理化, 片理方向與變質(zhì)砂板巖呈順層發(fā)育(圖2b)。 次玄武巖呈深灰色—灰黑色, 變余結(jié)構(gòu), 氣孔、 杏仁狀構(gòu)造(圖2c),杏仁成分為石英、 綠簾石。 次玄武巖的礦物成分為中基性斜長石(40%～50%)、 角閃石(25%～30%) 和黑云母(15%～20%), 副礦物以鈦磁鐵礦及金屬硫化物為主(圖2f)。 次玄武巖被含礦的石英脈充填, 其間可見明顯的黃銅礦、 黃鐵礦、 褐鐵礦等, 呈粒狀、層狀和團塊狀。 云母片巖主要由云母(35%～40%)、石英(30%～35%) 和長石(20%～25%) 組成, 定向排列(圖2e), 局部和片理化玄武巖呈互層發(fā)育。

2.1 礦體特征

桃園礦區(qū)內(nèi)出露一條較大的逆斷層, 沿著片理化玄武巖夾變質(zhì)砂巖、 板巖發(fā)育, 走向由NE 向逐漸轉(zhuǎn)為近EW 向, 傾向NW (圖3)。 礦區(qū)內(nèi)巖性節(jié)理非常發(fā)育, 節(jié)理面粗糙, 呈彎曲狀, 局部可見擦痕, 傾角較陡, 多在60°～80°之間。 節(jié)理的尾端多為樹枝狀分叉, 局部近平行雁列式排列, 間距寬窄不一。

桃園銅礦體發(fā)育于南寺掌組片理化次玄武巖夾變質(zhì)砂巖、 板巖中。 銅礦體沿著節(jié)理和劈理發(fā)育, 北部近EW 向, 中部NE 向, 南部又變?yōu)榻麰W 向, 總體呈字母“S” 型。 銅礦體數(shù)量多, 規(guī)模小, 連續(xù)性較差, 延伸最長的可達50 m, 最短的僅有數(shù)十米, 寬30～100 cm 不等。 礦體傾角較陡, 可達65°～80°, 礦體形態(tài)以脈狀和透鏡狀為主, 并有膨脹、 收縮現(xiàn)象(圖4), 部分礦體受到斷裂構(gòu)造的破壞作用, 發(fā)生錯動位移, 但斷距并不大, 最大的位置斷距約20 m。局部出現(xiàn)擠壓彎曲變形, 使礦體兩端減薄、 尖滅和分支復合等現(xiàn)象, 形態(tài)上呈馬鞍狀、 扁豆狀。 礦石品位0.39%～1.25%, 平均品位0.70%, 礦體品位受厚度影響, 中部較厚, 品位較高, 兩端變薄, 品位稍低。

圖4 黃銅礦等礦物的野外露頭Fig.4 Outcrops of chalcopyrite and other minerals

2.2 礦石組分

桃園銅礦原生礦石主要包括黃銅礦、 黃鐵礦、 閃鋅礦、 磁鐵礦、 磁黃鐵礦等, 次生礦石主要為斑銅礦、 藍銅礦、 孔雀石等(圖4)。

黃銅礦呈黃色, 局部呈淺藍色, 致密塊狀、 浸染狀、 層狀、 細脈狀等產(chǎn)出于裂隙發(fā)育的石英脈內(nèi), 多與黃鐵礦、 閃鋅礦、 磁黃鐵礦等共生, 它形—半自形粒狀。 鏡下黃銅礦為它形—半自形粒狀結(jié)構(gòu), 多呈星散狀、 乳滴狀、 棱角狀不均勻分布于透明礦物中, 結(jié)晶較好的粒徑可達4 ～5 mm (圖5a、 5c)。 黃銅礦中有時可見磁黃鐵礦固溶體出溶, 構(gòu)成雪花狀結(jié)構(gòu)或者十字星狀結(jié)構(gòu), 還可見黃銅礦被碳酸鹽、 硅酸鹽礦物溶蝕交代, 使黃銅礦邊界不規(guī)則; 黃銅礦與閃鋅礦、磁黃鐵礦多共生出現(xiàn), 呈共生邊結(jié)構(gòu)。 黃銅礦與閃鋅礦相互穿插, 礦物邊界呈牙型鑲嵌結(jié)構(gòu)。

圖5 黃銅礦的顯微結(jié)構(gòu)Fig.5 Microscopes pictures of chalcopyrite and other minerals

黃鐵礦分布較廣, 且不均勻, 多呈致密塊狀、 團塊狀、 浸染狀產(chǎn)出, 結(jié)晶程度較好, 局部可見沿片理、 劈理充填的片狀構(gòu)造。 鏡下呈黃白色, 以立方體為主, 也可見它形的不規(guī)則狀, 粒度0.1 ～3 mm 不等。 立方體的黃鐵礦晶體被硅酸鹽溶蝕交代, 生長形成骸晶(圖5b), 受到構(gòu)造擠壓作用, 黃鐵礦局部發(fā)育碎裂結(jié)構(gòu), 少量粒度較細的黃銅礦、 磁黃鐵礦、 磁鐵礦等金屬硫化物充填于黃鐵礦裂隙中。

閃鋅礦呈棕黑色、 棕褐色, 半自形粒狀集合體。閃鋅礦在產(chǎn)出形態(tài)上與黃銅礦、 黃鐵礦類似, 主要呈致密塊狀、 團塊狀。 鏡下的閃鋅礦為灰色—灰黑色,多呈它形—半自形粒狀(圖5d), 局部可見裂隙發(fā)育, 粒度一般在0.05 ～0.3 mm 之間。 可見閃鋅礦與黃銅礦、 磁黃鐵礦共生邊界。

磁黃鐵礦呈暗黃色、 灰黑色相間, 多為它形粒狀集合體。 磁黃鐵礦在礦石中主要呈星點狀產(chǎn)出。 鏡下磁黃鐵礦呈玫瑰紅色, 結(jié)晶程度較差, 主要與閃鋅礦、 黃銅礦交生(圖5b), 也可見磁黃鐵礦和閃鋅礦嵌生于黃鐵礦中。 單獨礦物少見。

磁鐵礦呈黑色, 多為半自形—自形粒狀集合體。鏡下呈灰棕色, 粒徑0.5 ～3 mm, 可見粒狀磁鐵礦充填于黃銅礦裂隙中(圖5c), 或被碳酸鹽礦物溶蝕交代, 形成交代殘余結(jié)構(gòu)。

斑銅礦在鏡下為粉褐色, 它形粒狀結(jié)構(gòu), 粒度0.05 mm 左右, 主要分布于黃銅礦的邊部或者出溶于其他金屬礦物中。

孔雀石是黃銅礦的次生產(chǎn)物, 且多與黃銅礦、 黃鐵礦伴生, 顏色為淺綠色、 翠綠色, 呈浸染狀產(chǎn)出,表面可見土狀風化。

此外, 礦區(qū)內(nèi)還可見少量的次生礦物和副礦物,如鈦鐵礦、 赤鐵礦等, 多與其他礦物伴生, 或沿著黃銅礦邊緣分布。

2.3 圍巖蝕變

桃園銅礦的圍巖蝕變類型相對簡單, 與成礦最為密切的蝕變類型是硅化和碳酸鹽化, 礦區(qū)內(nèi)還存在綠泥石化、 黑云母化、 綠簾石化、 絹云母化等, 僅在個別的巖性中出露。

硅化主要有浸染狀和細脈狀兩種形式。 早期浸染狀硅化多呈面狀發(fā)育在裂隙或者小斷裂附近, 呈薄膜狀覆蓋于次玄武巖、 變質(zhì)砂巖、 板巖的表面(圖4ab)。 石英粒度小于0.2 mm, 多為隱晶質(zhì), 含有黃銅礦、 黃鐵礦等顆粒。 后期為線狀蝕變, 含礦石英細脈多次充填于新形成的構(gòu)造裂隙中。 根據(jù)野外石英脈的穿插關(guān)系, 可以分為2 個階段: (1) 北東向石英脈,粒度較粗, 多呈半自形棱角狀、 柱狀, 這一期石英脈與節(jié)理產(chǎn)狀相對應, 礦化相對較明顯; (2) 北東東—近東西向石英脈, 粒度較細, 與上一期石英脈呈斜交關(guān)系, 多為乳白色, 部分含少量金屬礦物呈現(xiàn)黃褐色—淺黃褐色。

碳酸鹽蝕變大都發(fā)育在石英脈熱液活動之后, 因為并沒有明顯的矽卡巖礦物出現(xiàn)。 碳酸鹽蝕變可識別出3 個階段: (1) 礦化前期碳酸鹽化與粗粒石英脈近同期或稍晚, 脈狀, 多見晶洞(圖4f), 幾乎不含金屬礦物; (2) 銅礦化期的碳酸鹽化呈脈狀或面狀, 含細粒的黃鐵礦、 黃銅礦等, 與圍巖界線明顯, 呈薄膜狀覆蓋于巖石表面; (3) 礦化期后的粗晶或巨晶方解石, 充填于晶洞或覆蓋于礦石表面, 一般不含礦。

3 鋯石年齡

鋯石的挑選、 制靶以及CL 圖像拍攝等工作均是在河北廊坊誠信地質(zhì)服務有限公司完成。 鋯石U-Pb同位素定年測試在中國地質(zhì)大學(北京) 鋯石LAICP-MS 實驗中心完成。 鋯石定年分析儀器為Finnigan Neoptune 型LA-ICP-MS 及與之配套的New wave UP213激光剝蝕系統(tǒng), 以氦氣作為剝蝕物質(zhì)的載氣, 采用單點方式剝蝕。 激光斑束直徑為30 μm, 鋯石91500、Plesovice、 SRM 610、 GJ-1 作為標樣來校正。 為確保精確度, 測試過程中每測定6 個樣品, 前后兩次測定標準鋯石樣品進行校正。 數(shù)據(jù)處理采用ICPMSDataCal 10.2 程序, 鋯石加權(quán)平均年齡的計算以及諧和圖的繪制采用Isoplot 3.0 程序獲得。

此次采集的樣品巖性為含礦石英脈(如圖4a-c),挑選鋯石數(shù)量為203 粒, 鋯石顆粒晶形較好, 粒徑30～200 μm 不等, 具有明顯振蕩生長環(huán)帶, 少數(shù)鋯石反映了多期次生長。 鋯石U-Pb 年齡分析結(jié)果顯示4 個峰值區(qū)間, 分別是2 313 ～2 461 Ma、 1 755 ～1 851 Ma、 852～1 190 Ma、 155 ～171 Ma (圖7)。 而且, 每個區(qū)間內(nèi)的鋯石年齡與贊皇隆起經(jīng)歷的構(gòu)造事件均有良好的對應。 本次測試得到較老的鋯石很顯然屬于捕獲圍巖的鋯石。

新太古代出露多為中酸性巖體, 如許亭花崗巖的Rb-Sr 年齡是2 339 Ma[24]; 黃岔斑狀二長花崗巖的UPb 年齡是2 210 Ma[25], 這些年齡與本次鋯石所得的最老的一期年齡大致相吻合(圖6a、 圖7a)。

圖6 鋯石形態(tài)特征、 打點位置及相應的年齡值Fig.6 Morphological characteristics, point locations and corresponding ages of zircons

圖7 不同期次的鋯石U-Pb 年齡諧和圖Fig.7 U-Pb age concordances of zircon at different periods

古元古代贊皇地區(qū)正處于裂谷時期, 構(gòu)造運動是以拉伸作用為主, 爆發(fā)的多為基性巖漿活動[10-17,26]。在高溫下的超基性、 基性巖中的鋯石振蕩環(huán)帶發(fā)育較弱, 因為鋯石在這種高溫和低粘度下, 還來不及形成環(huán)帶就已經(jīng)結(jié)晶[27-29], 這一特征與本次得到的第二期鋯石特征一致(圖6b、 圖7b)。

中元古界長城系和上覆寒武系呈不整合接觸, 其間缺失了新元古界, 因此, 1 000 Ma 左右顯示了新元古界的構(gòu)造不整合[10-17]。 其間并未有大面積巖漿活動, 但是出露了數(shù)條基性巖脈, 產(chǎn)狀與片理化次玄武巖的節(jié)理方向一致, 這反映了中元古代受近東西向的應力作用, 使古元古代的巖性發(fā)生區(qū)域變質(zhì)變形作用。 這個時代的鋯石與中元古代鋯石類似, 不具備明顯的環(huán)帶, 不同的是在鋯石的邊界出現(xiàn)了鋯石變質(zhì)邊的生長(圖6c), 這與當時的區(qū)域變質(zhì)環(huán)境有很好的對應性。

早古生代時期贊皇地區(qū)處于穩(wěn)定的陸表海環(huán)境,以碳酸鹽巖和碎屑巖沉積為主[10-16]。 這一時期只表現(xiàn)了地殼的垂直升降運動, 海水的進退使得其間出現(xiàn)了多處平行不整合, 局部地層呈低角度不整合。 采集的樣品中有少數(shù)鋯石年齡在310 ～325 Ma 之間(未做年齡諧和圖)。 這些鋯石均來源于圍巖的沉積碎屑,鋯石類型比較雜(圖6d)。

到了中生代, 太平洋板塊開始俯沖。 華北陸塊東部受到北東方向的壓扭性剪切力, 由近東西向逐步轉(zhuǎn)向北東—北北東向擠壓, 使東部陸塊形成了隆起帶與拗陷盆地相間的構(gòu)造格局[1-7,30]。 這個時期還出露的中酸性的巖漿熱液活動, 比如太行山北段麻棚巖體年齡為125.0±3.4 Ma[22,31]; 南段平順雜巖的年齡在121.5 ～128.3 Ma 之間[32,33]。 此次采集的樣品中有一期鋯石年齡為162.7±1.6 Ma (圖6e、 圖7d)。 該期次的鋯石多具有完整的振蕩環(huán)帶, 結(jié)晶程度較好, 表明贊皇隆起區(qū)內(nèi)在中生代時期存在巖漿熱液活動。

4 討論

4.1 成礦物質(zhì)來源

前人的研究中, 含黃銅礦的石英脈顯示了δ34S 含量在5.37‰～11.88‰之間, 只有兩件樣品的δ34S 超出這個范圍, 分別為13.72‰、 15.41‰[17]。 測試結(jié)果絕大多數(shù)的樣品S 同位素在4‰～10‰之間, 說明S同位素的主要成分來自深源。 少數(shù)樣品在10‰以上,說明銅礦的物質(zhì)來源除了地幔外, 地殼硫也參與了成礦過程[18-20,34]。

此外, 圍巖不同巖石中Cu 元素的含量也可以作為分析其物質(zhì)來源的佐證。 其中, 礦區(qū)內(nèi)基性巖中Cu 含量極高, 如次玄武巖、 輝綠巖、 片理化玄武巖等巖類銅含量達到250×10-9、 162×10-9、 146×10-9,分別是地殼銅克拉克值的5 倍、 3.2 倍和2.9 倍; 南寺掌組圍巖變質(zhì)砂板巖、 綠泥石片巖等Cu 元素含量分別為111×10-9和73×10-9, 是地殼銅克拉克值的2.2 倍和1.5 倍[17], 都具有提供成礦物質(zhì)的能力。 另外, 贊皇隆起拆離斷層的東側(cè)甘陶河群中沒有出露輝綠巖體, 也沒有出露銅礦床(點), 而贊皇隆起的核部出露了數(shù)條小型的輝綠巖脈, 輝綠巖脈附近出露了銅異常(圖7), 這表明輝綠巖脈的位置與銅異常有密切的關(guān)系。 由此可以表明桃園銅礦的成礦物質(zhì)主要來自輝綠巖體, 少量來自南寺掌組的變質(zhì)砂巖、 板巖和綠泥石片巖。 同時結(jié)合銅礦(點) 分布、 重砂和水系沉積物等地球化學異常特征(圖8), 銀河鋪—虎寨口和白鹿角—桃園—槐樹莊一帶, 有很大的找礦前景。

圖8 桃園銅礦周邊地區(qū)礦點及異常分布圖(據(jù)文獻[12] 修改)Fig.8 Distribution map of copper (point) and anomalies in Taoyuan Copper

4.2 成礦時代分析

前人的研究認為桃園銅礦為中—低溫熱液型礦床[9]、 層控型熱液礦床[10-16]、 中—低溫火山-次火山熱液型礦床[17-20]。 這些成因都表明其成礦時代屬于元古宙或者更早。 然而, 本次研究中從含礦的石英脈中發(fā)現(xiàn)了中生代的鋯石, 這表明該石英脈的形成時間為中生代。 中生代時期贊皇處于隆起階段, 只遭受風化剝蝕, 不接受沉積, 表明鋯石不可能來自圍巖。 由于整個贊皇隆起區(qū)并沒有出露中生代巖體, 因此, 可以推測贊皇地區(qū)深部很可能存在隱伏的中生代(～160 Ma) 巖漿熱液活動[35]。 還有一個值得注意的現(xiàn)象, 從形成時代和位置關(guān)系來看, 阜平群要老于贊皇群, 那么可以推測南段的贊皇隆起剝蝕深度較淺,而深部也可能存在侵位的中生代巖體。 除此之外, 贊皇區(qū)銅礦床(點) 分布與輝綠巖脈的形態(tài)一致, 在輝綠巖脈變形加厚的部位銅礦(點) 比較集中(如白鹿角地區(qū)), 這說明成礦作用發(fā)生在輝綠巖脈的轉(zhuǎn)折變形之后。 如果發(fā)生在變形之前, 那么在拆離滑脫斷層形成過程中, 礦點分布位置一定遭到破壞, 不會像這樣與輝綠巖脈的邊界如此吻合(圖8), 而太行山隆起的時間是中生代, 可能也代表了輝綠巖脈構(gòu)造轉(zhuǎn)折加厚的時代, 那就也可能代表了銅礦床(點) 形成的時間。 綜合上述分析, 桃園銅礦及周邊的銅礦床(點) 的形成時間很可能為中生代, 當然也不能排除多階段成礦的可能性。

4.3 成礦階段

根據(jù)桃園銅礦的地質(zhì)特征、 礦石結(jié)構(gòu)構(gòu)造、 圍巖蝕變等特征, 大致將銅礦成礦過程分為熱液成礦期和表生期, 其中熱液成礦期可進一步分為: (1) 石英礦化階段; (2) 碳酸鹽礦化階段。

4.3.1 熱液成礦期

(1) 石英礦化階段表現(xiàn)為石英與黃銅礦、 黃鐵礦、 閃鋅礦共生。 黃銅礦多沿著石英脈的邊界和圍巖接觸的部位發(fā)育, 既可以蝕變圍巖, 也可以在構(gòu)造條件突變的位置結(jié)晶成礦。 在空間大的地方礦石結(jié)晶程度較好, 集合體呈脈狀或致密塊狀; 礦化較差的黃銅礦顆粒較小, 集合體多呈浸染狀、 星點狀。

(2) 碳酸鹽礦化階段的礦物共生組合為方解石、黃銅礦, 少量的黃鐵礦, 礦石呈細脈狀、 星點狀。 該階段成礦熱液溫度較低, 黃銅礦結(jié)晶程度較差, 多為它形粒狀分散于碳酸鹽脈中。

4.3.2 表生期

表生期形成的礦物有赤鐵礦、 銅藍、 孔雀石等, 主要為金屬硫化物通過水解反應、 氧化反應得到的次生礦物。 一般多出露在近地表, 或者裂隙的外圍, 便于與空氣和水分的接觸。 這些次生礦物暈往往是地球化學異常最明顯的地方, 也是地質(zhì)勘查最好的找礦標志。

4.4 成礦模式

古中元古代時期, 輝長輝綠巖脈等基性巖漿的侵入和火山活動, 帶來了大量的成礦物質(zhì), 為成礦作用提供了基礎(chǔ)的礦源層; 新元古代, 受近東西向的構(gòu)造應力作用, 片理化次玄武巖和甘陶河群的變質(zhì)砂板巖、 綠泥石片巖發(fā)育了北東向和北西向的節(jié)理, 為隨后的成礦作用提供了容礦空間; 后來中生代的巖漿熱液活動沿著壓力較低的斷層、 節(jié)理、 裂隙、 褶皺核部、 脆—韌性剪切帶等構(gòu)造運移, 通過萃取、 溶解、 交代等方式, 使成礦物質(zhì)活化, 隨著巖漿熱液一起運移, 在構(gòu)造和物理化學條件較穩(wěn)定的節(jié)理、 裂隙、 片理中沉淀成礦。 礦體形態(tài)多受構(gòu)造條件限制呈透鏡狀、 馬鞍狀、 膨大腫縮狀等特征。含礦熱液在運移過程中, 一方面使金屬礦物結(jié)晶沉淀出來, 另一方面使圍巖發(fā)生礦化蝕變。 到近地表受到氧氣、 水的作用發(fā)生次生變化, 形成了銅藍、褐鐵礦等次生礦物, 為今天的地質(zhì)勘查、 物化探異常提供了良好的靶區(qū)。

5 結(jié)論

(1) 桃園銅礦發(fā)育于片理化次玄武巖和南寺掌組變質(zhì)砂板巖、 片巖中, 主要礦石包括黃銅礦、 黃鐵礦、 斑銅礦等, 礦體多呈細脈浸染狀、 團塊狀, 成礦階段包括石英礦化階段和碳酸鹽礦化階段, 近地表還經(jīng)歷了次生礦化階段。

(2) 桃園銅礦成礦物質(zhì)主要來源于輝綠巖、 次玄武巖和南寺掌組的變質(zhì)砂板巖、 片巖, 控礦構(gòu)造是節(jié)理、 裂隙等, 熱源很可能來自深部隱伏的中生代巖漿熱液活動, 屬于典型的熱液型礦床,

(3) 結(jié)合礦區(qū)地球化學分帶特征以及礦點位置的分布, 得出銀河鋪—虎寨口和白鹿角—桃園—槐樹莊一帶, 具有很大的找礦潛力。