辽宁建平黄花山金矿床地质特征及成矿模式

梁有为

辽宁省地质勘查院，辽宁大连116100

辽宁建平黄花山金矿床地质特征及成矿模式

梁有为

辽宁省地质勘查院，辽宁大连116100

黄花山金矿系辽西建平地区重要的热液蚀变岩型金矿.新太古代变质基底片麻岩系为金矿的矿源层，中元古代侵入岩为金矿的主要容矿围岩，晚侏罗世侵入岩是金矿的成矿岩体.黄花山地区在印支期形成了北西向南东推覆的叠瓦状逆冲推覆构造，并长期活动，为成矿提供了空间.由于燕山期岩浆活动剧烈，即侵入体同下伏古老地层中金矿源层的重熔或捕获古老含金丰度高的层位，这些成矿热液沿黄花山叠瓦状逆冲推覆构造上升，并在逆冲推覆构造带中堆积形成了金矿体.通过总结、分析成矿的主要过程，建立了黄花山金矿的成矿模式.

叠瓦状逆冲推覆构造；热液蚀变岩型金矿；印支期；燕山期；成矿模式；辽宁建平

黄花山金矿床位于辽宁省西部，行政区划属辽宁省建平县管辖（见图1），2011年由辽宁省地质勘查院对其进行普查工作，通过几年的工作，目前发现了3条金矿体.在过去的几年间该矿虽做了大量的普查工作，但对该矿床所做的研究甚少.本文通过对该矿的区域地质背景、成矿地质环境及矿床地质特征进行初步研究，并结合地质构造背景，分析矿床的成因，并对成矿模式进行初步探讨.

1 区域地质背景

辽宁黄花山金矿位于中朝准地台（或称华北板块）北缘，内蒙地轴建平台拱之宁城断凹四级构造单元中［1］.自鞍山构造旋回之后，建平地区太古宙结晶基底全部固结，克拉通形成❶❶陈树良，等.辽宁省大塘、建平县两幅1∶5万区域地质矿产调查报告（1989-1992）.辽宁省地质勘查院.❷❷杨中柱，等.辽宁省区域地质志（2014），待出版.辽宁省地质勘查院..古元古代末，建平地区发生断陷，叶柏寿大断裂形成，同时岩浆活动频繁，形成黄花山杂岩体❶.印支构造旋回，建平地区仍处于隆起状态，叶柏寿断裂进入主活动期，在侧向挤压作用下，太古宙结晶基底逆冲于中元古代地层之上❶，在黄花山地区形成了叠瓦状逆冲推覆构造.至燕山构造旋回，建平地区进入大陆边缘活动带发展阶段，约在晚侏罗世，地壳拉张减薄，地幔软流圈上涌，地下中酸性岩浆岩沿断裂上侵，形成黄花山矿区的晚侏罗世二长花岗岩❶❷.

图1 黄花山金矿床地质图Fig.1 Geologic map of the Huanghuashan gold deposit1—中生界早白垩统义县组（Cretaceous in Yixian fm.）；2—叶柏寿片麻杂岩（Yebaishou gneissic complex）；3—晚侏罗世二长花岗岩（Late Jurassic monzogranite）；4—中元古代花岗岩（Mesoproterozoic granite）；5—中元古代二长岩（Mesoproterozoic monzonite）；6—中元古代钾长花岗岩（Mesoproterozoic K-feldspar granite）；7—中元古代石英二长岩（Mesoproterozoic quartz monzonite）；8—压性平移断层（compressional strike-slip fault）；9—压性逆冲断层（compressional thrust fault）；10—片麻理产状（schistosity occurrence）；11—地层产状（attitude of stratum）；12—坑道（gallery）；13—金矿体及编号（gold orebody and number）；14—角度不整合界线（angle unconformity）

区域内矿产资源丰富，矿区位于凌源-旧庙太古宙、中生代金、铁、铜、钼、镍多金属成矿带，沙海-青松岭金、钼、铜、铁远景区内［1］.

2 成矿地质环境

矿区内侵入岩出露面积约25 km2，其中中元古代侵入岩为20 km2，中生代侏罗纪侵入岩为5 km2，围岩为新太古代变质基底片麻岩系——新太古代叶柏寿片麻杂岩.区域上产出的三座庙和水泉沟复式杂岩体均有金矿产出❶.

断裂构造既是地壳浅层与深层能量和物质的交换通道，又是矿物质沉淀的空间［2］.区内及周边金矿（化）点明显受断裂构造控制，矿体或直接产于主断裂带内，或赋存于主断裂带派生的次级构造裂隙内.受深大断裂长期活动的影响，岩浆活动强烈，特别是燕山期岩浆活动为多期次侵入，岩体多呈岩株产出，主要岩性为花岗斑岩、花岗闪长岩、二长花岗岩、石英闪长岩.该期侵入岩与成矿关系密切［3-4］.

2.1 赋矿地质体

赋矿地质体为中元古代侵入岩黄花山杂岩体，即金矿的主要容矿围岩.目前已探明金矿体围岩岩性以石英正长岩为主.

中元古代侵入岩黄花山杂岩体岩性由石英正长岩、黑云母二长岩、石英二长岩和少量花岗岩组成，其中以石英正长岩为主.岩体中见较多的新太古代叶柏寿片麻岩捕虏体，与围岩接触带见有片麻状构造.黑云母二长岩为灰粉色，岩石为细—中粒结构，块状构造；石英二长岩为灰褐色、灰黑色，细粒二长结构，块状构造；石英正长岩为粉红色、灰红色，块状构造，不等粒半自型粒状结构；花岗岩为粉红色、粉白色，块状构造，细粒花岗结构.杂岩体中不同岩性SiO2变化较大，从黑云母二长岩的60.84%、石英正长岩的66.4%到花岗岩的71.85%，具有从中性向中酸性、酸性分异演化的特点.杂岩体属碱性的碱钙性岩石，属碱性系列.

按照J·R·怀特的分类方法，属岩浆成因的I型花岗岩［5］.K-Ar法测定同位素年龄为1670 Ma❶❶陈树良，等.辽宁省大塘、建平县两幅1∶5万区域地质矿产调查报告（1989-1992）.辽宁省地质勘查院.，UPb法测定同位素年龄为1708 Ma❶.侵入岩侵入时代主要为中元古代.

2.2 成矿岩体

矿区燕山期岩浆活动剧烈，特别是侏罗纪晚期，岩浆侵入新太古代变质基底片麻岩系叶柏寿片麻岩中，呈岩株状产出.岩体中见较多的新太古代叶柏寿片麻岩捕虏体，位于黄花山金矿的东北部.岩性为二长花岗岩，呈粉白色，块状构造，中细粒花岗结构，石英含量25%～35%，钾长石30%～35%，斜长石30%～40%，黑云母0～5%.岩石中SiO2含量75.14%～76.17%，平均为75.44%，均明显高于中国花岗岩平均值（SiO271.27%），为碱钙性岩石.综合分析属于造山带花岗岩，与矿区所处构造位置及侵位时的构造环境相吻合，与中生代构造活动密切相关❶.岩体侵位时同下伏古老地层（新太古代变质基底片麻岩系）中金矿源层的重熔或捕获古老含金丰度高的层位，岩石普遍具有矿化蚀变❶.

按照J·R·怀特的分类方法，属岩浆成因的I型花岗岩［5］，K-Ar法测定同位素年龄为80.3 Ma.由于岩石风化蚀变强烈，所以分析结果偏新，据其相对年龄确定应为晚侏罗世❶.

2.3 控矿构造

矿区内地质构造有塑性变形，形成于新太古代，褶皱和断裂构造形成于印支期和燕山期.控矿构造主要为印支期断裂构造.

矿区内南部的新太古代片麻岩系中发育有早期不等厚褶皱及晚期等厚褶皱，形成于印支期.早期不等厚褶皱按其轴面产状可分为同斜倒转褶皱与平卧褶皱，枢纽无优选方位；晚期等厚褶皱为一近东西向大型复背斜，轴向为近东西向，岩石倾角多在45～75°.

印支期叶柏寿断裂进入主活动期，在侧向挤压作用下，中元古代黄花山侵入杂岩体内形成了由北西向南东推覆的叠瓦状逆冲推覆构造，位于黄花山南侧（见图1）.逆冲断层产状倾向280～310°（受后期构造的影响局部倾向355～15°），倾角15～30°,断面上见挤压片理、断层泥、断层角砾、构造透镜体及矿化蚀变.破碎带内见有矿化，有擦痕、阶步.断裂带中矿化蚀变类型主要有硅化、黄铁矿化、绢云母化、褐铁矿化.在矿化蚀变带的中心部位，由于硅化蚀变强，常出现规模不等的矿化石英脉.构造碎裂蚀变岩沿断裂面展布，呈透镜体状，该期构造具有长期活动历史❶，为热液成矿提供了空间.中生代各类岩浆热液沿断裂侵入，金矿化沿断裂分布，显示断裂、岩浆热液、矿化三者在局部空间分布上共同控制的特点.

燕山期构造主要表现为一系列走向北东、北北东，显示地表浅层次的脆性变形特点.燕山期北东向断裂对印支期形成的北西向南东推覆的叠瓦状逆冲推覆构造起破坏作用.

黄花山金矿床明显受到了断裂构造的控制.燕山期岩浆活动剧烈，特别是侏罗纪晚期，岩浆侵入新太古代变质基底片麻岩系叶柏寿片麻岩中（见图1）.侵位时与下伏古老地层（新太古代变质基底片麻岩系）中金矿源层发生重熔，或捕获古老含金丰度高的层位.随着岩浆的上侵，成矿热液沿叠瓦状逆冲推覆构造带通道上升，并在叠瓦状逆冲推覆构造带内蚀变堆积形成了金矿.因此，叠瓦状逆冲推覆构造既是成矿热液的上升通道，又是容矿构造.

3 矿床地质特征

3.1 矿体特征

黄花山金矿床由目前发现的Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ号3条矿（化）体组成（见图1）❶.金矿体矿化类型为中—低温热液蚀变岩型，均赋存于中元古代石英正长岩（ξoPt2）中，多呈脉状，矿体一般长数十米至百余米，宽0.30～1.40 m.矿体特征见表1.

表1 黄花山金矿矿体特征表

Ⅰ号金矿体：为蚀变岩型+石英脉型金矿脉.围岩为石英正长岩，受北西向南东逆冲断裂构造控制.地表控制长度约450 m，最大延深50 m，产状（280～310°）∠（20～25°），厚度0.3～1.20 m，平均厚度0.63 m.金品位1.16×10-6～1.87×10-6，平均品位1.52×10-6.矿化蚀变类型主要有硅化、绢云母化、黄铁矿化、褐铁矿化、碳酸盐化.在矿化蚀变带的中心部位，由于硅化蚀变强，常出现规模不等的矿化石英脉，为热液蚀变岩型.

Ⅱ号金矿体：为蚀变岩型+石英脉型金矿脉.围岩为石英正长岩，受北西向南东逆冲断裂构造控制.地表控制长度约90 m，最大延深50 m，产状（355～10°）∠（15～20°），厚度0.5～1.4 m，平均厚度0.86 m.金品位1.13× 10-6～2.14×10-6，平均品位1.47×10-6.矿化蚀变类型有硅化、绢云母化、黄铁矿化、褐铁矿化、碳酸盐化、黄铜矿化，以硅化、绢云母化、黄铁矿化为主.由于硅化蚀变强，常出现规模不等的矿化石英脉，为热液蚀变岩型.

Ⅲ号金矿体：为蚀变岩型+石英脉型金矿脉.围岩为石英正长岩，受北西向南东逆冲断裂构造控制.地表控制长度约260 m，坑道（水平沿脉硐）控制59.90 m（坑道见图2）❶，最大延深75 m，产状（355～15°）∠（20～30°），厚0.3～1.15 m，平均厚度0.57 m.金品位1.00×10-6～23.88×10-6，平均品位3.85×10-6.矿化蚀变类型有硅化、绢云母化、高岭土化、黄铁矿化、褐铁矿化、碳酸盐化，以硅化、绢云母化、黄铁矿化为主，金矿化与黄铁矿化成正相关性，为热液蚀变岩型.

3.2 矿石特征

1）矿物组合：黄花山金矿矿石矿物为自然金、黄铁矿.矿石矿物呈粒状、细（网）脉状、浸染状分布.矿石矿物以金为主，金的赋存状态呈金黄色不规则粒状、细（网）脉状、浸染状等形态产出，粒度多小于0.1 mm，常与黄铁矿等一起构成连晶或被包裹在黄铁矿中.脉石矿物主要有石英、绢云母、绿泥石、钾长石、钠长石、黑云母.

2）矿石结构构造：Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ号金矿脉矿石主要为构造蚀变岩+石英脉，以粒状变晶结构为主，角砾状、块状构造，条带状构造.

3.3 蚀变类型及分带性

蚀变在叠瓦状逆冲推覆构造带中的不同部位有明显的分带性，同时这种分带性体现了蚀变发生时温度的变化.蚀变带的分带现象由中心向外大致为：（含金）石英脉→含黄铁矿化绢云母化硅化花岗质蚀变岩→绢云母化硅化花岗质碎裂岩.金主要赋存在含黄铁矿化石英脉中，由于热液活动的强烈程度不同，有的则不具分带现象［6］.

构造带中矿化蚀变带（矿体）的中心部位硅化蚀变强，常出现规模不等的石英脉.矿石以石英脉、条带为主，硅化强，属于中温阶段.构造带中矿化蚀变带的外部围岩蚀变以硅化、绢云母化、黄铁矿化为主，碳酸盐化次之，显示矿化具有中低温特点.

总之，自叠瓦状逆冲推覆构造带中矿化蚀变带（矿体）的中心向外部，成矿温度逐步由中温向中低温过渡.此分带性可作为深部找矿预测标志.

3.4 成矿阶段

成矿阶段主要是依据石英、硫化物的生成顺序划分的［7］，成矿主要有3个阶段.

图2 Ⅲ号金矿脉坑道素描图Fig.2 Sketch of No.Ⅲgold vein in gallery1—细粒黑云母石英正长岩（fine grained biotite quartz-syenite）；2—逆断层（reverse fault）；3—正断层（normal fault）；4—地层产状（attitude of strata）；5—坑道方向（tunnel direction）；6—金矿体及编号（gold orebody and number）

1）早期石英-低硫化物阶段，此阶段形成的石英构成含金石英脉的主体（大约95%）.石英通常为粗粒状或致密状，与之共生的黄铁矿晶形较好，粒度大，但是含金很低.而且此阶段形成的石英常常被后期构造破坏成碎裂状或角砾状，成为后期矿化的容矿空间.

2）中期为石英-多金属硫化物阶段，大量自然金生成，为主要成矿阶段.此阶段石英为暗灰色或烟灰色，呈细脉状、透镜状或晶簇状，而与之共生的黄铁矿等硫化物多呈他形粒状或浸染状，其集合体多呈细脉状或团块状.

3）晚期为碳酸盐-石英阶段，为晚期石英、方解石形成阶段.石英为乳白色，透明度较高，呈脉状或透镜状产出，局部有少量金属硫化物和自然金的形成.

4 矿床成因

4.1 成矿物质来源

区内及周边区域内已知的金矿（化）点绝大部分均分布于太古宙变质深成岩体中.区内分布较广的新太古代叶柏寿片麻岩金元素丰度为3.3×10-9，明显高于辽宁省其他地区结晶基底岩系，其区域浓集系数为2.75，系地壳形成早期富集了Au元素的古老地质体，可在后期岩浆作用的叠加和有利构造部位成矿，形成金矿的原始矿源层.

区内及周边区域已知的多处金矿点均赋存于侵入体与太古宙变质深成岩的接触带附近，说明其在适宜的热动力条件下可促使Au富集成矿.

4.2 矿床成因类型

矿床成因类型为中-低温热液蚀变岩型.

5 成矿模式

该矿床附近的太古宙变质深成岩体中的矿源层经过区域变质和混合岩化，造成了各种矿源层中的矿质活化、转移和富集，为后期成矿奠定了物质基础［3］；印支期形成轴向为近东西向的褶皱构造，是受到了北西-南东向的挤压力，同时在黄花山地区形成了由北西向南东推覆的叠瓦状逆冲推覆构造，且具有长期活动历史，为成矿提供了空间；由于燕山期岩浆活动剧烈，即侵入体同下伏古老地层中金矿源层发生重熔或捕获古老含金丰度高的层位，这些成矿热液沿黄花山叠瓦状逆冲推覆构造上升，并在黄花山逆冲推覆构造带中堆积形成了金矿体，矿体沿断面展布，多呈条带、透镜体状.

黄花山金矿床成矿模式可用图3表示.

图3 黄花山金矿成矿模式图Fig.3 Metallogenic model of Huanghuashan gold deposit1—叶柏寿片麻杂岩（Yebaishou gneissic complex）；2—中元古代石英正长岩（Mesoproterozoic quartz syenite）；3—晚侏罗世二长花岗岩（Late Jurassic monzogranite）；4—逆冲断层（thrust fault）：5—矿体（orebody）

致谢：本文在成文过程中得到了辽宁省地质勘查院郭洪方教授级高工的悉心指导，在此表示衷心感谢！

［1］辽宁省地质矿产局.辽宁省区域地质志［M］.北京：地质出版社, 1993,443-451.

［2］王文清，王长峰.辽宁省金矿成矿系列划分及特征［J］.辽宁地质, 2001,18（1）:21-26.

［3］王晓鸥.辽宁凌源柏杖子金矿床地质特征及成矿模式［J］.地质与资源,2014,23（4）:339-342.

［4］王刚，玄力.辽宁柏杖子金矿床地质特征及找矿方向探讨［J］.有色矿冶,2008,24（3）:5-8.

［5］高秉章，洪大为，郑基俭，等.花岗岩类区域1∶5万区域地质填图方法指南［M］.武汉：中国地质大学出版社,1991:94-121.

［6］鲁红峰，王志军，江淑娥，等.辽宁庄河木鱼房金矿床的地质特征及成因探讨［J］.地质与资源,2014,23（1）:73-77.

［7］张勇，连永牢，金峨木.黑龙江省鸡西市苇子沟金矿床地质特征及找矿方向［J］.地质与资源,2011,20（6）:426-429.

LIANG You-wei

Liaoning Institute of Geological Exploration,Dalian 116100,Liaoning Province,China

The Huanghuashan gold deposit is of important hydrothermal alteration rock type in Jianpng,Western Liaoning Province.The Neoarchean metamorphic basement of gneiss is the source bed for gold.The Mesoproterozoic intrusive rocks serve as the main host of gold ore.The Late Jurassic intrusive rocks are metallogenic rock bodies of the deposit.The imbricated thrust nappe structure from northwest to southeast was formed in Indosinian period in Huanghuanghua area, which provided space for the mineralization.Because of the intense Yanshanian magmatic activity,with which the intrusions remelted the underlying source bed or captured the high-Au strata,the ore-forming hydrothermal fluid run upward along the Huanghuashan imbricated thrust nappe structure and accumulated to form gold orebodies in the structural belt.With analysis of the ore-forming process,the metallogenic model of Huanghuashan gold deposit is set up. Key words：imbricated thrust nappe structure;hydrothermal alteration rock type;gold deposit;Indosinian;Yanshanian; metallogenic model;Liaoning Province

2016-01-18；

2016-03-26.编辑：张哲．

中国地质调查局“辽宁省建平县黄花山金铁多金属矿普查”项目（T21120120402045868）.

梁有为（1970—），男，高级工程师，主要从事区域地质调查和研究工作，通信地址 辽宁省大连市金州区五一路10号，E-mail// LYW201010@163.com