万隆店一带石墨矿地质特征及成矿规律初探

2018-12-27齐新国孙宝臣王立考门小靖

中国非金属矿工业导刊 2018年4期

齐新国，谭均，孙宝臣，王立考，王政，门小靖

(中国建筑材料工业地质勘查中心河北总队，河北保定 071000)

1 引言

冀西北地区位于阿拉善隆起—华北地台北缘西段石墨成矿带的东部，该成矿带中石墨矿赋存于前寒武纪变质地层中，矿石中石墨片径较大，易选，为我国优质大鳞片石墨矿的重要产地。著名矿床如：内蒙古查汉木胡鲁石墨矿、兴和石墨矿及河北赤城龙关石墨矿。

工作区为基岩露头较差的浅覆盖区，以往石墨矿的勘查工作较少。区内的康保县万隆店金矿在近年来的开采中发现围岩中有大型规模的石墨矿。2015年以来我队在张家口地区开展了石墨矿资源调查评价工作，相继发现了张北县义哈德大型石墨矿产地及康保县后大兴德石墨找矿靶区。工作区成矿地质条件对形成区域变质型晶质石墨矿床十分有利，对该区的成矿规律进行总结，对今后区域找矿具有一定的指导意义。

图1 万隆店地区大地构造位置示意图

2 工作区地质背景

大地构造位置属华北地台之内蒙地轴张北台拱(图1)。出露的基岩大部分为新太古界红旗营子岩群区域变质岩，少量为古元古界化德群区域变质岩，局部地段有中生代侏罗系陆相火山沉积建造不整合覆盖在变质基底之上，第四纪覆盖较厚且遍布全区。区内构造发育，不同时代、不同期次、不同规模的褶皱都有出现，大断裂、韧性剪切带及一般断裂纵横交错，形成了复杂的构造格局。区内的岩浆岩主要有古元古代变质侵入岩及中生代侵入岩，与侵入岩同期次的脉岩较发育(图2)。

2.1 地层

红旗营子岩群东井子岩组(Ar3d)：下部以二长浅粒岩为主，夹黑云斜长变粒岩、含石墨黑云斜长变粒岩、含石墨浅粒岩；中部以含石榴黑云二长变粒岩、黑云斜长变粒岩、含石墨黑云二长变粒岩、石墨二长变粒岩为主，夹二长浅粒岩、石榴二长浅粒岩及大理岩透镜体；上部为含石墨大理岩夹透闪透辉大理岩。

上侏罗统张家口组(J3z)：岩性为流纹质熔结凝灰岩、火山角砾岩、粗安岩质火山碎屑岩夹陆源碎屑沉积岩。

第四纪地层(Q)：分布于山间洼地、沟谷及山麓边坡，为坡洪积、湖沼积、冲积及风积物。

图2 工作区地质简图

2.2 构造

区内的褶皱构造形成于五台期及吕梁期。五台期构造变形由于受后期变质、变形及断裂构造破坏，大、中型构造格架已很难恢复，但小型褶皱构造较发育。吕梁期褶皱见于红旗营子岩群中，有轴向NEENE向展布的中常同斜倒转背、向斜构造各1个，因地层经历了多期次变质、塑性变形及岩浆侵入活动改造[1]，形态已不完整。

工作区地处东西向康保—围场深断裂(北)与尚义—平泉深断裂(南)之间，断裂构造比较发育，主要有近EW向、NE向、NW向三组。

2.3 侵入岩

太古代变质深成岩：侵入于红旗营子岩群，岩性为中细粒石榴二长片麻岩。

古元古代变质侵入岩：主要为变质中细粒斑状二长花岗岩、变质中细粒花岗闪长岩及变质辉长辉绿岩。

中生代侵入岩：主要为中、细粒斑状二长花岗岩。

脉岩：主要有石英脉、花岗斑岩脉、辉绿岩脉及闪长玢岩脉等。

2.4 激电异常特征

区内岩石的视极化率(ηs )变化范围多在1.0%～20%，按幅值可分为低缓激电异常(1.5%～2.5%)、中等激电异常(2.5%～6.0%)和强激电异常(6.0%～20%)。强激电异常一般具有规模较大、形态较规则、异常边界梯度大等特点。低阻(视电阻率ρs＜200Ω·m)—高极化(ηs ＞6.16%)情况多与含石墨岩石有关。

2.5 含矿层分布特征

工作区存在南、北两个近东西向分布的石墨含矿带，赋存于新太古界红旗营子岩群东井子岩组中部的含石墨二长变粒岩、石墨变粒岩及黑云二长变粒岩中。

北含矿带出露长约6.0km，平均宽约0.66km，见矿1～2层，单层厚度一般2～30m。万隆店石墨矿即位于该含矿带东段。

南含矿带出露长约9.7km，宽约2.1km。见矿1～3层，单层厚度2～9m。后大兴德石墨矿化点位于该矿化带西部。

3 典型矿床及矿化点地质特征

3.1 康保县万隆店石墨矿床

矿区地层主要有新太古界红旗营子岩群东井子岩组(Ar3d)和新生代第四纪地层(Q)。基岩大部分被第四纪残坡积物所覆盖，地层总体为一向SSW-W倾斜的单斜构造，倾向一般200～270°，倾角20～70°。

东井子岩组(Ar3d)：下部主要以浅粒岩、变粒岩为主，以含石榴子石为特征；中部以(含)石墨变粒岩为主，局部褐铁矿化较强；上部以黑云变粒岩、含石榴黑云变粒岩等为主。

矿区构造以断裂构造为主，有NW、NNW向、NE向3组。

矿区岩浆岩主要为变质辉长辉绿岩脉。

石墨矿体主要赋存于东井子岩组中部，岩性主要为含石墨变粒岩，有少量含石墨黑云变粒岩和含石墨角闪变粒岩。区内含石墨地层厚度变化较大，一般为50～100m，向南逐渐变薄，其中共探明2个矿体(图3)。

图3 万隆店石墨矿-10勘查线地质剖面图

K1矿体：控制长480m，延深860m，呈层状、似层状产出，矿体厚3.01～32.77m，平均厚13.17m，厚度变化系数为81%。固定碳含量2.57%～4.09%，品位变化系数11%；矿体平均品位3.47%。

K2矿体：控制长960m，最大延深860m，矿体厚3.48～78.67m，平均厚26.84m，厚度变化系数为72%。固定碳含量2.64%～4.57%，品位变化系数11%；矿体平均品位3.64%。

矿石类型为变粒岩型，粒状、鳞片粒状变晶结构，块状、弱片麻状构造。主要矿物成分为石英、长石，其次为黑云母、石墨、石榴子石，还有少量白云石、方解石、绿泥石、褐铁矿、黄铁矿等。

从矿石的化学成分(表1)分析，SiO254.32%～64.44%、A12O39.44%～12.50%、Fe2O34.71%～9.57%，SiO2+A12O3+Fe2O368.47%～86.51%，矿石中脉石矿物主要为铝硅酸盐类矿物。

表1 石墨矿石化学成分(%)

矿石中的石墨结晶程度较好，且多呈中粗粒嵌生。光片鉴定结果统计，石墨为片状，定向排列，片径一般为0.2～0.5mm，部分为0.1～0.2mm或1～1.5mm，最大达2mm。

浮选法回收试验结果：品位4.13%的矿石经浮选最终获得的精矿品位为86.75%，回收率为90.74%。精矿中石墨鳞片＜50目的占28.59%，50～80目的占59.60%，80～100目的占7.37%，＞100目的占4.35%。

3.2 后大兴德石墨找矿靶区

位于南含矿带西段的后大兴德村—三百顷村一带，经激电中梯面积性测量推断出一处长约5 400m，宽约600m的激电异常区。区内分布有NE向斜列式交错分布的8个长条状激电异常体，其中5个激电特征为低阻高极化(视电阻率＜200Ω·m，视极化率＞6.16%)，且激电中梯视电阻率异常与激电中梯视极化率异常吻合较好(图4)，推断由含石墨地层引起。

图4 激电中梯视电阻率与视极化率异常对比图

槽探工程揭露，JD-4内发现3个石墨矿体(图5)，JD-6及JD-3各内发现1个石墨矿体，矿体特征见表2。矿体赋存于新太古代红旗营子群东井子岩组中，呈似层状产出，产状与地层基本一致，单矿体长1 670～2 280m，厚4.26～9.75m。固定碳含量3.05%～4.55%。

图5 物探成果与槽探成果综合剖面图

表2 矿体特征

图6 后大兴德石墨矿石标本(a)及镜下照片(b)

矿石类型主要为石墨二长变粒岩(图6)。岩石呈灰褐色，片状粒状变晶结构，块状构造。主要由钾长石(40%～45%)、斜长石(25%～28%)、透辉石(15%～20%)、石墨和氧化铁质组成。石墨多呈长条片状，矿物粒径大小一般为0.2～1mm，含量5%～7%；氧化铁质矿物主要是褐铁矿，含量3%～15%。

矿石中石墨片度各级比例为：＞0.3mm(＜50目)者占石墨鳞片的48%，0.3～0.18mm(50～80目)者占24%，0.15～0.18mm(80～100目)者占9%，＜0.15mm(＞100目)者占19%(表3)。

表3 石墨鳞片测定统计

该矿化区与万隆店石墨矿床具有相同的成矿地质背景，二者分别位于同一倒转背斜的两翼，都赋存于红旗营子岩群东井子岩组二长变粒岩中，矿石的结构构造、矿物组成及石墨鳞片大小、矿石品位等相似。

阿拉善隆起—华北地台北缘西段石墨成矿带已发现30多个大、中型石墨矿床，从所处大地构造位置、含矿建造、含矿特征及成岩成矿时代分析，本区含石墨的新太古界红旗营子岩群可与内蒙地区的乌拉山群(查汉木胡鲁石墨矿)对比。而赤城龙关一带的中太古界崇礼岩群(龙关石墨矿)可与内蒙兴和一带的集宁群(兴和石墨矿)对比[2-4]。

4 成矿规律初探

4.1 赋矿层位及原岩恢复

本区石墨矿主要赋存在东井子岩组二长变粒岩中，少量赋于大理岩中。变粒岩类岩石成层性好，可见变余层理构造，产状稳定，其中常见浅粒岩夹层及大理岩透镜体；岩石粒度较均匀，呈较稳定的细粒状，因此其原岩应为沉积岩。从岩石的化学成分分析，变粒岩类与杂砂岩类相似，浅粒岩类与长石砂岩相似，大理岩类的主要化学成分均低于纯石灰岩理论化学成分。根据(al+fm)-(c+alk)-Si图解分析，变粒岩样品的投点在砂岩和泥岩沉积岩区接线附近；浅粒岩样品的投点落入砂质沉积岩区；大理岩投影点落入钙质沉积物附近的泥岩沉积岩区。综合判断，变粒岩原岩应为粘土质、泥质杂砂岩，浅粒岩原岩应为砂岩，大理岩应为不纯泥质白云岩[5]。

4.2 成矿物质来源

大多数学者对区域变质型石墨矿进行碳同位素组成分析，得出的结论为石墨成矿物质来源主要为沉积地层中的有机碳，少数是由碳酸盐岩变质形成[6]。从本区原岩建造分析，东井子岩组原岩为富铝粘土岩—砂岩及粉砂岩—碳酸盐岩组合，火山活动微弱，沉积岩中以粘土质成分为主，反映了一种相对宁静的陆棚浅海环境，适合藻类生长，也是有机碳形成的有利环境。泥质、泥砂质建造中的有机质碳是石墨矿的物质来源。所以含石墨的变粒岩、浅粒岩和大理岩为石墨矿的矿源层。

4.3 成岩成矿时代

新太古代时期，区内地壳首次发生沉降，接受了一套在陆缘环境下形成的碎屑岩和碳酸盐岩组合，即红旗营子岩群。期末发生的五台运动导致该期形成的地层发生了强烈的变形作用及低角闪岩相的区域变质作用。变质温度达530～680℃[7]，对应的压力值为300～700MPa。含有碳质的砂质、泥质沉积岩等在区域变质作用的高温高压环境下，使有机碳内部结构改变，碳元素结晶形成鳞片状石墨晶体[8]，富含碳质的岩层则形成石墨矿层。古元古代后期的吕梁运动，发生了大规模中酸性岩浆侵入活动，同时发生了强烈的褶皱变形及混合岩化作用。在侵入体及混合岩化脉体与石墨矿化层的接触带附近，石墨鳞片较大。

本区变质作用的热能主要由地球应力产生，其次是地层放射性衰变[1]，变质作用与褶皱变形密切相关。晶质石墨矿就是在这种多期的变质、变形过程中形成的，后期的岩浆活动使石墨鳞片进一步增大。