黔西南泥堡金矿床构造特征及其控矿作用

蔡明海, 肖俊杰, 彭振安, 胡志戍, 李 晔, 胡鹏飞

黔西南泥堡金矿床构造特征及其控矿作用

蔡明海, 肖俊杰, 彭振安, 胡志戍, 李 晔, 胡鹏飞

(广西大学 资源环境与材料学院, 广西 南宁 530004)

位于扬子板块西南缘的右江盆地是我国卡林型金矿的集中分布区之一, 素有滇‒黔‒桂“金三角”之称。泥堡金矿是右江盆地西北侧一个大型矿床, 矿区构造主要有NEE向泥堡背斜、二龙抢宝背斜和同方向的F1、F3、F4、F5和F9断层, 以及产于F1断层下盘的层间破碎带等。详细构造调查和新近勘查资料的综合研究表明: F1、F5和F9为逆冲断层, F3和F4为正断层, 二龙抢宝背斜属断展褶皱。由F1、F5、F9逆冲断层以及二龙抢宝背斜所组成的NEE向冲断‒褶皱构造是矿区主要控矿构造, 其次为F1断层下盘的层间破碎带控矿。其中, F1断层中赋存有占全区资源储量80%的Ⅲ号主矿体, 是矿区最主要的导矿和容矿构造, 且断层倾向上由陡变缓部位为有利的赋矿部位。区内构造活动先后经历了早期挤压、中期拉张和晚期再次拉张的作用过程。其中, 前两期构造活动与金成矿关系密切, 分别控制了泥堡矿区第一期和第二期成矿, 两期成矿的构造作用环境可能分别对应于燕山早期的挤压和燕山晚期的伸展。晚期构造作用形成的F3正断层破坏矿体并造成了上盘矿体断失。F1断层中的矿体具有向西侧伏特点, F3正断层铅直地层断距约400 m, 因此, F1断层西段的深边部和F3断层的上盘可作为矿区今后的探矿方向。

冲断‒褶皱构造; 构造控矿; 矿体侧伏; 黔西南泥堡金矿床

0 引 言

位于黔西南普安与兴仁两县交界处的泥堡金矿床发现于20世纪80年代, 后经多家单位勘查, 目前探获金资源储量已达到大型规模, 且尚有较好的找矿前景(祁连素等, 2014; 程国繁等, 2015)。前人对泥堡金矿床地质特征(陈文斌等, 2009; 郑禄林等, 2014; 陈懋弘等, 2018b)、地球化学特征(张锦让等, 2016; Zheng et al., 2016; Li et al., 2019)、成矿时代(刘平等, 2006; 郑禄林等, 2019; Chen et al., 2019)、成矿流体和成矿机制(王疆丽等, 2014; 谢贤洋等, 2016; 韦东田等, 2016; Wu et al., 2019)、构造特征及其控矿作用(陶平等, 2002; 胡煜昭等, 2011, 2012; 祁连素等, 2014; 郑禄林等, 2014; 程国繁等, 2015; 李俊海等, 2016; 戢兴忠等, 2018)等开展了大量研究。泥堡金矿床构造控矿特征明显, 但前人对区内主要控矿构造和成矿期构造作用特征等尚存在不同认识: 控矿构造方面主要有“二龙抢宝背斜控矿”(陶平等, 2002)、“逆冲断层+牵引背斜控矿”(祁连素等, 2014; 郑禄林等, 2014; 李俊海等, 2016)、“冲断‒褶皱构造控矿”(胡煜昭等, 2011, 2012)、“逆冲推覆构造控矿”(程国繁等, 2015)和“断控型矿体主要受F1逆冲断层控制, 层控型矿体主要受穹窿构造控制”(戢兴忠等, 2018)等不同观点; 成矿期构造作用特征方面则有挤压(胡煜昭等, 2011, 2012)和伸展(戢兴忠等, 2018)两种不同的观点。本文通过矿区构造调查结合新近取得的勘查资料, 详细研究了区内构造特征, 进一步厘定了构造作用期次和演化过程, 探讨了成矿期构造作用特征及F1逆冲断层中矿体的侧伏方向, 为矿区深、边部及同类矿床的勘查提供借鉴和指导。

1 成矿地质背景

滇黔桂“金三角”是我国卡林型金矿的集中产区之一, 大地构造位置位于扬子板块西南缘右江盆地, 南与越北地块为邻。盆地周缘分别发育有盘县‒师宗大断裂、紫云‒都安大断裂、凭祥大断裂和红河大断裂(图1)。

右江盆地以NE向大型逆冲推覆构造为界, 北西属台地相区, 南东为盆地相区(索书田等, 1993)。区域出露地层主要为泥盆系‒三叠系。早泥盆世早‒中期发育一套由砂砾岩、砂岩、粉砂岩等组成的陆棚沉积碎屑岩; 自早泥盆世晚期开始到早三叠世出现了台‒盆相间的沉积格局, 台地相区以碳酸盐岩为特征, 盆地相区则主要为泥质岩、硅质岩等深水沉积。下、中三叠统为一套厚达6000 m的浊积碎屑岩, 上三叠统碎屑岩沉积仅在盆地内零星发育(杜远生等, 2013)。盆地内部主要发育NW向和NE向断层和褶皱, 构造演化经历了裂谷盆地(D1～D3)、被动大陆边缘(C1～T1)和前陆盆地(T2)等过程(杜远生等, 2013)。盆地边缘及内部岩浆作用差异明显, 边缘深大断裂附近发育一系列与锡多金属成矿关系密切的燕山晚期中‒酸性侵入岩(蔡明海等, 2006; Cheng and Mao, 2010); 盆地内部除二叠系、三叠系中发育有火山凝灰岩和含凝灰质岩石夹层外, 还见有少量印支期(Wu et al., 2019)和燕山晚期(陈懋弘等, 2009)基性‒超基性脉。

右江盆地卡林型金矿构造控矿特征明显(刘寅等, 2015)。依据矿体产状, 陈懋弘(2011)将其分为断控型、层控型和复合型三种构造型式。郭振春和周忠赋(2006)、刘建中等(2006)提出了“两层楼”模式, 将上部断控型矿体及部分层控型矿体称为“楼上矿”, 下部层控型矿体称为“楼下矿”。张蕾等(2012)进一步指出, “楼下矿”(层控型)也同样受断层控矿, 只不过是受顺层断层控制而已, “楼下”断坪和“楼上”断坡实际是一条断层的顺层和切层。陈懋弘等(2018c)通过桂西隆林地区卡林型金矿研究, 提出陡立断层类似于“梯子”的边柱, 层控型矿体组成“梯子”横杆的“梯式”结构模型。

图1 右江盆地地质矿产略图(据陈懋弘等, 2010修改)

关于右江盆地卡林型金矿的年代学, 前人采用不同矿物和不同测试方法给出了83～267 Ma的年龄范围(张峰和杨科佑, 1992; 王国田, 1992; 胡瑞忠等, 1995; Su et al., 2009; Chen et al., 2015, 2019; 郑禄林等, 2019)。朱经经等(2016)通过区内火成岩中继承锆石的测年研究, 认为130～140 Ma和242 Ma±两组年龄所代表的深部岩浆事件可能与金矿化关系密切。胡瑞忠等(2016)提出右江盆地卡林型金矿有两个主要成矿期, 即印支期(200～230 Ma)和燕山期(130～160 Ma)。

2 矿床地质特征

2.1 矿区地质特征

泥堡金矿床位于右江盆地西北侧台地相区(图1)。矿区出露地层主要有二叠系茅口组(P2)灰岩; 龙潭组(P3)钙泥质碎屑岩夹凝灰岩、凝灰质砂岩和生物碎屑灰岩等, 底部为玄武质凝灰岩、沉凝灰岩。在茅口组与龙潭组(P2/P3)不整合面附近, 发育有一套厚15～75 m的硅化、黄铁矿化蚀变岩石, 前人将其称为构造蚀变体(Sbt)(祁连素等, 2014; Zheng et al., 2016)。此外, 矿区南部还出露三叠系永宁镇组(T1)和关岭组(T2)碳酸盐岩, 山麓低洼处发育有第四系。其中, 龙潭组和构造蚀变体是原生金矿主要赋矿层位。

矿区构造复杂, 褶皱主要有NEE向泥堡背斜和二龙抢宝背斜, 断层以NEE向为主, 其次为NW向、NE向和近SN向断层以及层间破碎带等(图2)。

矿区位于峨眉山玄武岩外缘的凝灰岩分布区(陶平等, 2002)。火山岩有龙潭组(P3)凝灰岩和含凝灰质岩石夹层; 侵入岩有二龙抢宝背斜北翼的辉绿岩脉(Wu et al., 2019)。

2.2 矿体特征

区内金矿体包括原生矿(Ⅰ～Ⅳ、Ⅵ)和第四系(滑坡体)中的氧化矿(Ⅶ)。其中, 原生矿主要产在NEE向断层(Ⅲ、Ⅳ、Ⅵ)以及龙潭组第一段(Ⅰ)和第二段(Ⅱ)的层间破碎带中(图3)。

主要矿体特征如下:

Ⅲ号矿体: 为区内主矿体, 占全区资源储量80%(祁连素等, 2014)。矿体呈板状、透镜状赋存于NEE向F1断层中, 矿体产状与断层产状基本一致, 走向NEE、倾向SSE, 倾角25°～45°。Ⅲ号主矿体由Ⅲ-1、Ⅲ-2和Ⅲ-3等矿体组成, 其中Ⅲ-2号矿体规模最大, 控制长2840 m, 厚0.80～29.43 m, 倾向延深约370 m, Au品位1.00×10−6～39.65×10−6。Ⅲ号矿体目前估算的Au金属资源量36368.59 kg, 平均品位2.64×10−6(贵州亚太矿业有限公司, 2013)。

1. 第四系; 2. 三叠系关岭组; 3. 三叠系永宁镇组; 4. 二叠系龙潭组第三段; 5. 二叠系龙潭组第二段; 6. 二叠系龙潭组第一段; 7. 二叠系茅口组; 8. 背斜轴; 9. 逆断层及编号; 10. 正断层断层及编号; 11. 性质不明断层及编号; 12. F1断层投影线; 13. 断层破碎带; 14. 村庄。

Ⅳ号矿体: 赋存于P3/P2不整合附近的构造蚀变体中, 同时受NEE向F5断层和二龙抢宝背斜控制。矿体呈马鞍状、似层状和透镜状产出, 走向NEE50°～85°, 倾向则随褶皱弯曲而变化。Ⅳ号矿体控制长约3900 m, 厚0.80～19.61 m, 倾向延伸约280 m, Au品位1.00×10−6～22.55×10−6, 平均品位3.17×10−6,目前估算Au金属资源量4917.72 kg(贵州亚太矿业有限公司, 2013)。

矿石中矿石矿物主要有黄铁矿和少量毒砂, 偶见辉锑矿、辰砂、雄黄、闪锌矿、方铅矿和微粒自然金; 脉石矿物主要有石英、方解石、白云石、绿泥石、绢云母和萤石等。矿石构造主要有浸染状、团块状、角砾状和脉状构造等。详细矿物学特征见陈懋弘等(2018a)。大量发育的方解石、石英和石英‒方解石热液脉是区内矿化显著特征。依据热液脉体相互穿插和切割关系(图4a、b), 区内热液活动可分为三期: 第一期矿物组合为黄铁矿‒石英‒方解石‒细粒绿色萤石; 第二期为黄铁矿‒毒砂‒石英‒方解石; 第三期为方解石‒白色、紫色萤石等。该划分方案及矿化特征分别与谢贤洋等(2016)和郑禄林等(2019)划分早、中和晚三个阶段相对应。其中, 前两期属成矿期; 第三期主要以出现方解石细脉、大脉和团块为特征, 且脉中基本未见金属矿物, 属成矿期后产物。

1. 第四系; 2. 三叠系关岭组; 3. 二叠系龙潭组第三段; 4. 二叠系龙潭组第二段; 5. 二叠系龙潭组第一段; 6. 二叠系茅口组; 7. 断层及运动方向、编号; 8. 碎裂岩; 9. 蚀变碎裂岩带; 10. 金矿体及编号; 11. 钻孔。

①. 第一期热液脉; ②. 第二期热液脉; ③. 第三期热液脉。

3 泥堡矿区构造解析

3.1 主要构造特征

泥堡矿区构造主要有NEE向褶皱和断层, 次为NW向、NE向、SN向断层和层间破碎带等(图2、3)。

3.1.1 褶 皱

矿区褶皱主要有泥堡背斜和二龙抢宝背斜, 其次为一些次级小褶皱、揉皱和挠曲等。

(1) 泥堡背斜

背斜轴大致沿矿区北部泥堡河谷展布, 轴向NEE75°±, 核部出露地层为二叠系龙潭组第二段(P32),两翼为龙潭组第三段(P33)。背斜转折端开阔、圆滑, 北翼地层产状较稳定, 倾向NW320°～NE40°, 倾角10°～35°, 南翼构造发育, 岩层产状有一定变化, 但总体产状为140°～210°∠10°～25°。泥堡背斜系区域性NE向潘家庄构造带的组成部分, 南翼产出有泥堡金矿, 核部和北翼未见明显的矿化和蚀变(祁连素等, 2014)。

(2)二龙抢宝背斜

二龙抢宝背斜位于F1断层上盘, 轴向NEE75°±, 核部为茅口组(P2), 两翼为龙潭组(P3)(图3)。背斜转折端形态变化较大, 从开阔圆滑到斜歪乃至平卧(图3)。背斜两翼不对称, 北翼地层产状较陡, 倾角25°～43°, 局部倾角>50°; 南翼相对平缓, 地层倾角15°～30°。

二龙抢宝背斜早先被当成一个完整褶皱(陶平等, 2002; 祁连素等, 2014), 后期勘查中将其定性为牵引褶皱或次级背斜(陈文斌等, 2009; 祁连素等, 2014; 李俊海等, 2016; 戢兴忠等, 2018)。程国繁等(2015)则将其称为“冲褶隆”, 归属为断展褶皱。野外调查和勘查资料表明, 二龙抢宝背斜褶皱变形主要局限于矿区中段(8020线～12020线)和1100 m标高以上, 大致对应于F1断层断坡向断坪的过渡地带(图3)。由此可见, 二龙抢宝背斜并非一个区域性褶皱或主褶皱的次级背斜, 而是在F1断层逆冲作用过程中发展而成的断展褶皱。

3.1.2 断 层

矿区主要发育NEE向断层(F1、F3、F4、F5、F9等), 其次为NW向(F8、F11)、NE向(F7、F12)、SN向(F6)断层以及层间破碎带等(图2)。其中NEE向断层可分为逆冲断层(F1、F5和F9)和正断层(F3、F4)两组。

(1) NEE向逆冲断层

F1、F5和F9为三条平行分布的逆冲断层。其中F5和F9在以往的地质图中未见有标示, 仅在勘查报告(贵州亚太矿业有限公司, 2013)和少数文献(陈文斌等, 2009; 祁连素等, 2014)中有所提及。本次野外调查依据两条断层分布上的民采露头, 采用追索法分别对F5和F9断层进行标绘(图2)。

F1断层为主断层, 沿走向贯穿矿区, 但绝大部分为第四系掩盖, 仅在矿区的东、西两端及中部蚕场附近见有不完整露头。结合地表及钻孔岩心观察, F1断层总体走向NEE60°～85°, 倾向SSE-SE, 倾角25°～40°, 局部达52°。断层破碎带宽5～75 m, 带内发育有反映早期挤压特征的断层泥、构造透镜体、挤压片理和揉皱等(图5a、b、c), 后期张性构造角砾岩和张节理(张性脉)等代表张性构造活动的产物叠加在早期变形产物之上(图5c、d、e)。此外, 破碎带内普遍发育有强烈的矿化和蚀变。F1断层倾向上呈波状起伏, 具典型的断坪‒断坡结构, 但总体显示出上缓下陡的变化特征。F1断层将茅口组(P2)自南而北逆冲到龙潭组(P3)之上, 地层断距420～590 m。不同特征的构造产物以及破碎带内热液脉体的穿插、切割关系(图3)表明, F1断层发生先逆冲和后拉张的多期活动, 但主体表现为挤压逆冲特征。

F5断层位于F1断层上盘(南侧), 因其空间展布范围主体与P2/P3不整合面附近的“Sbt”重合(图2), 局部穿切地层, 也被称之为翼部泥断层(Fc; 陈文斌等, 2009)和顺层断裂(祁连素等, 2014)。F5断层破碎带长约3.5 km、宽5～45 m, 沿断层破碎带分布有3个民采场。破碎带内发育有断层泥、挤压片理和揉皱(图6a)、构造透镜体等早期挤压产物, 以及局部叠加的张性构造角砾岩(图6b)、张性脉体, 普遍见有强烈矿化和蚀变, 同样显示了先挤压后拉张的多期活动特征。倾向上, F5断层下部与F1断层平行, 代表性产状为160°∠32°, 但断层上部产生了褶皱弯曲, 形成了二龙抢宝断展褶皱的组成部分(图3)。

F9断层位于F5断层上盘(南侧), 断层破碎带主体沿龙潭组第二段(P32)中部一套含凝灰质碎屑岩夹层展布, 局部穿切地层, 亦称顺层断裂(祁连素等, 2014)。破碎带长约3.5 km、宽5～10 m, 沿破碎带分布有4个民采场(图6c)。破碎带内同样发育有断层泥、构造透镜体(图6d)、挤压片理和揉皱等早期挤压产物, 以及局部叠加的张性构造角砾岩、张性脉体(图6e), 普遍见强烈矿化和蚀变, 同样显示了先挤压后拉张的多期活动特征。F9断面上的擦痕和阶步指示拉张作用过程中断层上盘向南西方向斜落(图6f), 产生过张扭性活动。F9断层的构造特征以及矿化、蚀变作用等与F5断层相似。倾向上, F9断层下部与F1断层平行, 代表性产状为170°∠30°, 断层上部同样产生弯曲, 形成二龙抢宝断展褶皱的组成部分。

综上所述, F1、F5和F9逆冲断层中均发育有挤压和拉张不同构造作用产物, 普遍发育有矿化和蚀变, 主要经历了自南而北的逆冲作用和张扭性作用改造(断层上盘向SW方向斜落)等多期构造活动。

(2) NEE向正断层

F3和F4为一组NEE向正断层。

F3断层位于矿区南侧, 大致沿三叠系关岭组(T2)灰岩与二叠系龙潭组第三段(P33)泥质岩石的界面分布(图2)。断层走向NEE50°～85°, 倾向SE, 倾角70°±。断层破碎带长>8.5 km、宽30～100 m,沿走向分布有多个落水洞。断层破碎带内主要发育碎裂状灰岩、粉砂岩和粉砂质泥岩等, 总体变形程度不高, 也未见明显矿化和蚀变。F3断面呈锯齿状, 破碎带内普遍发育有张性构造角砾岩、方解石脉和团块, 构造角砾棱角分明, 大小0.2 cm×0.3 cm～5 cm×8 cm, 角砾成分以灰岩为主, 胶结物为黏土质、铁质。F3断层以强烈拉张作用为特征, 导致了断层上盘地层和矿体的断失。

(a) F1断面附近的断层泥; (b) 构造透镜体; (c) 挤压揉皱、片理及叠加的热液脉; (d) 叠加的张性构造角砾及张性脉; (e) 张性角砾岩。

(a) F5断层中挤压揉皱和片理; (b) F5断层中的张性构造角砾; (c) F9断层中的民采场; (d) F9断层中的构造透镜体; (e) F9断层中的张性脉; (f) F9断面上的擦痕和阶步。

F3断层两侧分布地层分别为三叠系关岭组(T2)和二叠系龙潭组第三段(P33)(图2), 其间断失了三叠系永宁镇组(T1)和飞仙关组(T1)。由于矿区三叠系出露不全, 无法得到相应地层的准确厚度值, 而简单依据区域地层厚度所估算的F3断距可达1000 m±,与邻区NE向正断层的断距明显不符, 如革那断层、车榔断层、母猪坪断层、猪山脚断层等NE向正断层的断距一般<200 m(贵州亚太矿业有限公司, 2013)。这可能与早三叠世黔西南台‒盆相间的沉积格局导致不同地段地层沉积厚度产生较大的变化有关。本次调查过程中, 贵州亚太矿业有限公司在F3断层上盘(南侧)施工了ZK1078028钻孔。根据钻孔揭露到的上盘P33地层顶面赋存标高估算, 其铅直地层断距约为400 m。

F4断层: F4断层分布在矿区北侧、泥堡背斜北翼, 走向NEE50°～85°, 倾向NW-NNW, 倾角68°左右。断层破碎带宽约100 m, 带内岩层产状凌乱, 未见明显矿化和蚀变。F4主断面呈锯齿状, 且上盘岩层明显产生了向下滑动的拖曳变形, 据此判断其为正断层。

F3、F4正断层中未见有无明显的矿化和蚀变, F3断层造成了断层上盘地层和矿体的断失, 应属成矿期后形成的断层。

(3) 其他方向断层

泥堡矿区还发育有NE向(F7和F12)、NW向(F8和F11)和SN向(F6)等断层, 这些断层切断了NEE向断层或受其限制, 表明它们的活动要晚于NEE向断层。

(4) 层间破碎带

除上述F5和F9断层具有大致顺层分布特征外, 在F1断层下盘沿龙潭组第一段(P31)和第二段(P32)含凝灰质岩石夹层均发育有隐伏的层间破碎带(图3)。钻孔岩心观察表明, F1断层下盘发育的层间破碎带内岩石破碎, 主要发育有张性构造角砾岩以及形态不规则的方解石和石英脉, 张性构造活动特征明显, 但其变形强度不高, 破碎带内的矿化和蚀变强度也明显低于F1、F5和F9逆冲断层。

3.2 构造分期配套

3.2.1 构造分期

区内F1、F5和F9逆冲断层中发育有两类特征明显不同的构造作用产物: 一类为代表挤压特征的断层泥、挤压片理和揉皱、构造透镜体等(图5a、b、c, 6a、d); 另一类则属拉张作用形成的张性构造角砾岩、张性热液脉(图5d、e, 6b、e); 且后者一般叠加在前者之上。挤压作用产生了自南而北的逆冲推覆(图3); 拉张作用导致了断层上盘向南西方向斜落(图6f)。此外, 区内还发育有以拉张作用为主的F3和F4正断层。这些特征表明, 区内构造作用经历了挤压和拉张的不同过程。依据是否伴随有矿化和蚀变作用, 区内张性构造作用产物又可分为两种: 一是形成了张性构造角砾和张性脉中伴随的矿化作用, 属成矿期产物; 二是与张性活动相伴形成的方解石脉和团块, 其中基本不含金属矿物, 且断层切割了前两期的含矿脉体, 并造成了矿体断失, 属成矿期后产物。依据上述特征判断, 区内主要经历了三期构造作用, 即早期挤压、中期拉张和晚期继续拉张。

二龙抢宝西侧龙潭组第二段(P32)硅化砂岩中发育两期共轭节理和一组更晚期的张节理(图7)。该段地层产状164°∠21°, 节理产状分别为: ①327° ∠42°、②244°∠85°、③23°∠62°、④255°∠54°、⑤35°∠70°。

从图7中可以看出, 节理①和②组成的共轭节理限制了节理③和④组成的共轭节理, 而节理⑤是在节理③的基础上发育而成, 切割了节理①和②, 据此可将其形成的先后顺序厘定为: ①和②组→③和④组→⑤, 不同期节理产出特征进一步佐证了泥堡区内主要经历了三期构造作用的认识。

应用赤平投影求得早期(节理①和②)应力产状为:1=202°∠14°、2=321°∠62°、3=106°∠24°(图8a); 中期(节理③和④)应力产状为:1=150°∠35°、2=303°∠52°、3=51°∠13°(图8b); ⑤为晚期张性节理(产状35°∠70°), 指示NE-SW方向的进一步拉伸。

3.2.2 构造配套

区内主要构造为NEE向褶皱和断层。其中NEE向F1、F5和F9为一组具有相同构造特征和矿化、蚀变现象的逆冲断层。F1主断层的断坡→断坪过渡部位形成有二龙抢宝背斜, F1断层上盘F5和F9断层的上部产生了强烈弯曲, 这一特征与朱志澄和宋鸿林(1990)所描述的前展式逆冲推覆构造特征相同, 即逆冲变形呈递进式发展, 主逆冲断层(F1)仍为台阶式, 而相对早形成的逆冲断层(F5和F9)上部产生强烈弯曲, 弯曲褶皱形成于逆冲断层终端。因此, NEE向F1、F5和F9断层以及二龙抢宝背斜应属同期构造, 共同组成了区内的冲断‒褶皱构造系。

F3、F4为矿区NEE向正断层, 它们虽与F1、F5和F9断层走向一致, 但F3和F4断层均为陡倾斜断层, 倾角70°±, 构造作用以拉张为主, 与区内逆断层特征明显不同。程国繁等(2015)认为F3断层为逆冲推覆构造的后缘断层, 与前锋逆冲断层(F1)、上盘冲褶隆(二龙抢宝背斜)共同构成典型的楔冲推覆体。但依据F3、F4断裂带内无明显矿化、蚀变现象和F3断层显著破坏矿体等特征判断, 该组正断层形成较晚, 属成矿期后形成的断层。

①和②为早期共轭节理; ③和④为后期共轭节理; ⑤为晚期张节理。

图8 共轭节理赤平投影图

4 讨 论

4.1 构造演化

冲断‒褶皱构造是泥堡矿区主要构造, 其生成和发展代表了区内构造演化的全过程。

(1) 早期近SN向挤压

早期区内的应力作用特征为近SN向挤压, 形成泥堡背斜、由F1、F5、F9逆冲断层和二龙抢宝背斜组成的冲断‒褶皱构造。二龙抢宝背斜属断展褶皱, 其发育标高自南西向北东逐渐增高(1100 m→1200 m→1300 m), 指示了F1断层的逆冲作用是自南西向北东方向发展。本次求得早期构造应力产状1=202°∠14°, 由于数据有限, 存在一定局限性, 但可与早期逆冲变形的特征相吻合, 表明其具有一定代表性。

区内逆冲断层走向以及泥堡背斜轴向均为NEE向, 与本次求得的挤压应力方向并不完全一致, 这可能与NE向盘县‒师宗边界大断裂(图1)、区域性NE向马场断层(王津津等, 2011)和NE向潘家庄构造带(祁连素等, 2014; 程国繁等, 2015)的影响有关。此外, 区内早期的构造作用并非简单挤压, 可能伴随有逆时针旋转(祁连素等, 2014)。

(2) 中期NE-SW向拉张

区内中期构造活动以拉张作用为主, 应力产状:1=150°∠35°、3=51°∠13°, 指示NE-SW方向拉伸。该期构造作用使早期冲断‒褶皱构造发生了张扭性再活动, 造成了逆冲断层上盘向南西方向斜落, 形成局部叠加的张性构造角砾岩和张性热液脉。此外, F1断层下盘的层间破碎带以张性构造变形为主, 并发育有矿化和蚀变, 显示其主要在中期构造作用中产生活动。

(3) 晚期NE-SW向继续拉张

晚期区内构造作用表现为继续拉伸, 主要形成F3和F4等正断层, 以及前期构造局部再次活动。晚期构造活动中形成基本不含金属矿物的方解石脉、团块, F3正断层破坏矿体且其断距约400 m, 显示晚期拉张强度较大。矿区晚期张性节理产状为35°∠70°(图7), 指示拉张方向为NE-SW向。

综上所述, 泥堡矿区主要经历了早期挤压、中期拉张和晚期继续拉张构造作用过程, 分别形成泥堡背斜和冲断‒褶皱构造、早期挤压构造中局部张扭性构造活动的叠加以及晚期F3、F4等正断层。本次所求应力产状由于数据有限存在一定局限性, 但区内早期挤压、中期拉张和晚期继续拉张的构造演化过程是清晰的。

4.2 构造对成矿控制作用

泥堡矿区主要矿体为Ⅲ号、Ⅳ号和Ⅵ号, 三者资源储量占全区总量90%以上, 分别产在F1断层及其上盘的F5和F9断层中(F5和F9上部弯曲组成二龙抢宝背斜), 表明由F1、F5、F9断层和二龙抢宝背斜组成的冲断‒褶皱构造是矿区主要控矿构造, 赋存占全区资源总量80%的F1断层为区内最主要的导矿和容矿构造, 而F1断层下盘产出有Ⅰ和Ⅱ号矿体的层间破碎带为次要控矿构造。

泥堡矿区发育有三期热液活动, 其中第一期和第二期为成矿期产物, 第三期为成矿期后产物。区内构造主要经历了早期挤压、中期拉张和晚期继续拉张的作用过程。构造活动与成矿作用的对应关系如下。

(1) 早期挤压与第一期成矿

泥堡矿区第一期成矿矿物组合为黄铁矿‒石英‒方解石‒细粒绿色萤石, 形成的含黄铁矿热液脉体以微细脉为主, 脉幅多小于第二期和第三期脉体(图4)。硫化物呈浸染状、细脉状散布在断层泥、挤压揉皱、片理和碎裂岩中(图5c、6a), 分布范围广泛, 表明其与早期挤压逆冲的构造活动相对应。

F1断层中Ⅲ号主矿体主要分布在断面的“凹兜”部位, 即断层倾向自下而上由陡变缓地段(图9)。此外, 近年来完工的ZK1014010、ZK1030003和ZK1046005等钻孔控制情况也表明, F1断层倾向上产状变陡部位矿化明显变弱。

上述特征表明, F1断层中的矿体主要赋存于断层倾向上由陡变缓部位, 这一控矿特征显示区内第一期成矿主要受控于断层的早期逆冲活动。付芝康等(2008)对黔西南水银洞金矿研究表明, 矿区东段(纳秧矿段)发育有前展式逆冲推覆构造, 有利的控矿部位为推覆断层底面的“凹兜”处。其研究也同样显示了早期挤压逆冲构造对成矿的控制作用。

(2) 中期拉张与第二期成矿

泥堡矿区第二期成矿受张性构造控制明显。野外可见第二期张性特征明显的矿脉切割了第一期矿脉(图10a)或叠加在第一期矿化产物之上(图10b), 第一期矿化产物被破碎呈张性构造角砾, 并被第二期矿脉穿切和胶结(图10c), 叠加在第一期矿化碎裂岩之上的张性脉体产出特征指示该期成矿为张性构造作用(图10d)。因此, 区内第二期可能与中期的张性构造活动相对应。

(3) 晚期继续拉张与破矿

泥堡矿区晚期的构造作用表现为强烈拉张, 相伴形成有基本不含矿的方解石大脉和团块。晚期拉张形成的F3断层破坏矿体, 并造成了上盘(南盘)矿体的断失。

综上所述, 区内三期构造‒热事件中, 前两期为成矿期。其中, 第一期矿化与早期构造挤压活动对应, 第二期矿化与中期的拉张作用有关, 而晚期的张性构造活动主要是破坏矿体, 且伴生有基本不含矿的第三期热液脉。

关于右江盆地卡林型金矿构造控矿作用及成矿动力学背景, 前人主要有两种认识: 一是认为与挤压作用形成的逆冲推覆构造或冲断‒褶皱构造有关(王砚耕等, 1994; 付芝康等, 2008; 胡煜昭等, 2011, 2012; 张知春等, 2020); 另一些研究者则认为与伸展或挤压向伸展的过渡环境有关(Chen et al., 2011; 刘寅等, 2015; 戢兴忠等, 2018; Wu et al., 2019)。刘寅等(2015)研究表明, 右江盆地中生代构造演化主要经历了早‒中三叠世之交的强烈挤压, 晚三叠世‒早侏罗世盆地消亡及碰撞后伸展, 中侏罗世‒早白垩世中期挤压和早白垩世晚期局部伸展作用。方维萱等(2006)研究认为, 滇黔桂相地区中生代构造活动主要为印支期挤压、燕山早期挤压和燕山晚期的伸展走滑。索书田等(1993)通过构造变形特征及不同期构造的切割和改造关系研究, 将黔西南盘江大型多层次席状逆冲‒推覆构造的形成时代界定为燕山期。近年来, 泥堡矿区相继获得了一些成矿年龄数据。刘平等(2006)和郑禄林等(2019)分别采用石英Rb-Sr法获得了泥堡金矿成矿年龄为142±2 Ma和141±2 Ma、142±3 Ma; Chen et al. (2019)获得泥堡金矿床热液磷灰石SIMS Th-Pb年龄为141±3 Ma。综合区域构造演化特征、构造作用环境以及矿区内获得的成矿年龄等资料, 推测泥堡矿区成矿作用可能发生在燕山期。鉴于泥堡矿区两次成矿作用(第一期、第二期)的构造环境明显不同, 将其厘定为两期成矿可能更为合理, 即早期挤压与第一期成矿、中期拉张与第二期成矿, 两期的构造作用环境可能分别对应于燕山早期挤压和燕山晚期伸展。

图9 F1断层底板等高线及矿化分布特征(紫红色圆圈代表见矿钻孔; 黑色圆圈代表未见矿钻孔)

(a) 第二期矿脉穿切第一期矿脉; (b) 第二期矿脉和矿化角砾岩叠加在第一期矿化之上; (c) 第一期矿化产物被破碎并被第二期矿化产物穿切和胶结; (d) 第二期张性含矿石英脉。

Fig.10 The tensional structure and its constraints on mineralization

4.3 矿体侧伏方向

矿体侧伏是热液矿床常有特征, 侧伏方向的判断对深边部找矿具有重要指导作用。本文依据宏观地质现象和构造作用特征等探讨了F1断层中矿体的侧伏方向。

(1) 宏观地质现象指示

F1断层呈NEE向贯穿矿区。野外调查发现, F1断层东段(红岩村一带)地表硅化强烈, 砂岩几乎完全蚀变成致密块状的硅化岩, 石英和方解石细网脉发育; F1断层西段(竹桷一带)地表基本无硅化, 仅见少量方解石脉。蚀变特征表明, F1断层东段热液影响范围标高要高于西段。矿体出露情况显示, 露天矿主要分布在F1断层东段, 地表见有多个露天采场, 而西段则为隐伏矿。宏观地质现象指示, 区内矿化和蚀变的分布标高是自东向西降低。

(2) 构造作用特征指示

研究表明, 泥堡矿区主要经历了三期构造活动, 其中与成矿关系密切的是早期挤压和中期拉张。早期构造应力产状和前锋断展褶皱的发育特征表明, F1断层早期逆冲作用是自南西向北东方向运动的; 中期构造活动为NE-SW方向拉伸, 断层上盘向SW方向斜落。由此可见, 两期与成矿作用关系密切的构造作用过程中, 控矿断层的上盘都是产生了SW-NE向的斜向运动, 指示深部矿液的运移方向可能是SW→NE。

(3) 成矿期共轭节理应力特征

在二龙抢宝南侧龙潭组第三段(P33)底部泥质岩石中发育有硅化、黄铁矿化蚀变充填的成矿期共轭节理, 节理产状分别为 310°∠75°和 205°∠75°, 对应地段地层产状为 175°∠29°, 应用赤平投影求得成矿期2=214°∠51°, 这与两期共轭节理求得的2产状(早期: 321°∠62°; 中期: 303°∠52°)并非完全一致(因局部因素影响), 但总体都显示出2向西倾斜。陈国达(1978)指出, 成矿期共轭节理的2可用来指示矿体的侧伏方向。据此判断, 区内矿体可能向西侧伏。

综合宏观地质现象、构造作用特征等判断, 泥堡矿区 F1断层中矿体的空间分布有向西侧伏特点。因此, F1断层深边部的找矿应注重向西探索。

4.4 构造控矿模式

泥堡矿区NEE向F1、F5和F9逆冲断层及二龙抢宝背斜共同组成的冲断‒褶皱构造为区内主要控矿构造, 控制了Ⅲ号、Ⅳ号和Ⅵ号矿体产出; F1断层下盘层间破碎带则分别控制了Ⅰ号和Ⅱ号矿体; 二龙抢宝背斜顶部的风化、剥蚀、垮塌和滑坡形成了山麓第四系(滑坡体)中的氧化矿(Ⅶ号)。在冲断‒褶皱构造中, F1断层是主断层, 也是区内最主要的导矿和容矿构造, 构造作用特征还导致了F1断层中的主矿体向西侧伏。构造活动与成矿的对应关系为: 早期挤压控制第一期成矿, 中期拉张控制第二期成矿, 晚期继续拉张形成第三期无矿化的方解石脉和团块, 且晚期形成的F3正断层破坏矿体, 并造成了断层上盘(南盘)矿体的断失。具体构造控矿模式如图11所示。

5 结 论

(1) 泥堡矿区主要控矿构造为F1、F5、F9逆冲断层和二龙抢宝背斜组成的NEE向冲断‒褶皱构造, 其中, F1断层是最主要的导矿和容矿构造, 且断层倾向上由陡变缓的部位为有利赋矿部位。

(2) 区内构造活动主要经历了早期挤压、中期拉张和晚期继续拉张的作用过程。早期挤压和中期拉张与金成矿作用关系密切, 分别控制了泥堡矿区第一期和第二期成矿, 两期成矿的构造作用环境可能分别对应于燕山早期的挤压和燕山晚期的伸展。

(3) F1断层中的矿体具有向西侧伏特点, 晚期形成的F3正断层破坏矿体且导致了断层上盘矿体的断失, 铅直地层断距约400 m。F1断层西段深边部和F3断层上盘可作为今后探矿方向。

致谢:昆明理工大学韩润生教授和匿名专家给本文修改提出了宝贵意见, 在此表示衷心感谢。

蔡明海, 何龙清, 刘国庆, 吴德成, 黄惠明. 2006. 广西大厂锡矿田侵入岩SHRIMP锆石U-Pb年龄及其意义. 地质论评, 52(3): 409–414.

陈国达. 1978. 成矿构造研究法. 北京: 地质出版社: 183.

陈懋弘. 2011. 滇黔桂卡林型金矿的构造型式和构造背景. 矿物学报, 31(S1): 192–193.

陈懋弘, 郭申祥, 谢贤洋, 马克忠. 2018a. 贵州泥堡卡林型金矿热液蚀变矿物学研究及其地质意义. 矿床地质, 37(3): 502–520.

陈懋弘, 黄庆文, 李继贤, 蒋柏昌, 张长明. 2010. 广西乐业林旺金矿床构造解析及构造成矿作用. 大地构造与成矿学, 34(3): 349–361.

陈懋弘, 谢贤洋, 马克忠. 2018b. 贵州泥堡卡林型金矿断控型矿体的地层和岩性条件研究. 黄金科学技术, 26(2): 131–142.

陈懋弘, 乐兴文, 李忠阳, 谢贤洋, 马克忠, 李兴鹏. 2018c. 桂西隆林孤立台地卡林型金矿的“梯式”结构模型及找矿前景. 大地构造与成矿学, 42(5): 832–845.

陈懋弘, 章伟, 杨宗喜, 陆刚, 侯可军, 刘建辉. 2009. 黔西南白层超基性岩墙锆石SHRIMP U-Pb年龄和Hf同位素组成研究. 矿床地质, 28(3): 240–250.

陈文斌, 韦标根, 杨天才, 葛枝华. 2009. 贵州普安县泥堡金矿床地质特征与找矿潜力. 贵州地质, 26(3): 170–176.

程国繁, 白朝益, 李柱云, 练晓颖. 2015. 贵州普安泥堡金矿床构造控矿特征及找矿方向. 黄金地质, 36(12): 30–34.

杜远生, 黄虎, 杨江海, 黄宏伟, 陶平, 黄志强, 胡丽沙, 谢春霞. 2013. 晚古生代‒中三叠世右江盆地的格局和转换. 地质论评, 59(1): 1–11.

方维萱, 胡瑞忠, 苏文超, 王国芝. 2006. 滇黔桂湘地区中生代复合大陆动力成矿系统特征. 大地构造与成矿学, 30(4): 470–480.

付芝康, 祁杰, 张金忠. 2008. 贵州水银洞金矿区纳秧矿段逆冲推覆构造特征及其找矿意义. 贵州地质, 25(3): 188–192.

贵州亚太矿业有限公司. 2013. 贵州省黔西南州泥堡金矿勘查报告(内部报告).

郭振春, 周忠赋. 2006. 黔西南灰家堡背斜金矿勘查实践及“两层楼”模式的建立. 贵州地质, 23(3): 177–181.

胡瑞忠, 付山岭, 肖加飞. 2016. 华南大规模低温成矿的主要科学问题. 岩石学报, 32(11): 3239–3251.

胡瑞忠, 苏文超, 毕献武, 李泽琴. 1995. 滇黔桂三角区微细浸染型金矿床成矿热液一种可能的演化途径: 年代学证据. 矿物学报, 15(2): 144–149.

胡煜昭, 王津津, 韩润生, 衣成利. 2011. 印支晚期冲断‒褶皱活动在黔西南中部卡林型金矿成矿中的作用——以地震勘探资料为例. 矿床地质, 30(5): 815–827.

胡煜昭, 张桂权, 王津津, 韩润生, 周卓铸. 2012. 黔西南中部卡林型金矿床冲断‒褶皱构造的地震勘探证据及意义. 地学前缘, 9(4): 63–71.

戢兴忠, 陈懋弘, 刘旭, 李强, 谢贤洋, 朱永红, 韩忠华. 2018. 黔西南泥堡金矿床构造解析及构造控矿作用. 矿床地质, 37(6): 1296–1318.

李俊海, 刘建中, 张双菊, 何彦南, 杨天才, 张应国, 张丞. 2016. 黔西南泥堡特大型金矿床的新发现及其控矿因素. 地质科技情报, 35(4): 144–149.

刘建中, 邓一明, 刘川勤, 张兴春, 夏勇. 2006. 贵州省贞丰县水银洞层控特大型金矿成矿条件与成矿模式. 中国地质, 33(1): 169–177.

刘平, 李沛刚, 马荣, 韩忠华, 杨光龙, 叶德书. 2006. 一个与火山碎屑岩和热液喷发有关的金矿床——贵州泥堡金矿. 矿床地质, 25(1): 102–110.

刘寅, 胡凯, 韩善楚, 孙泽航. 2015. 右江盆地构造和演化及对卡林型金矿床的控制作用. 高校地质学报, 21 (1): 1–14.

祁连素, 何彦南, 祁杰, 杨天长, 张明民, 郑媛, 张丞. 2014. 贵州省泥堡金矿床矿体类型及其形成机理的新认识. 贵州地质, 31(2): 109–115.

索书田, 侯光久, 张明发, 王琨. 1993. 黔西南盘江大型多层次席状逆冲‒推覆构造. 中国区域地质, (3): 239–247.

陶平, 李沛刚, 李克庆. 2002. 贵州泥堡金矿区矿床构造及其与成矿的关系. 贵州地质, 19(4): 221–227.

王国田. 1992. 桂西北地区三条铷‒锶等时线年龄. 广西地质, 5(1): 29–35.

王疆丽, 林方成, 侯林, 张锦让, 彭正, 朱斯豹, 吴松洋. 2014. 贵州泥堡金矿床流体包裹体特征及其成矿意义. 矿物岩石地球化学通报, 33(5): 688–699.

王津津, 胡煜昭, 张桂权, 李伟. 2011. 黔西南中部逆冲推覆构造控制卡林型金矿的地震勘探证据. 地质与勘探, 47(3): 439–447.

王砚耕. 1994. 试论黔西南卡林型金矿区域成矿模式. 贵州地质, 11(1): 1–7.

韦东田, 夏勇, 谭亲平, 谢卓君, 闫俊, 郭海燕, 刘建中. 2016. 黔西南泥堡金矿围岩与矿石的对比及其成矿制研究. 岩石学报, 32(11): 3343–3359.

谢贤洋, 冯定素, 陈懋弘, 郭申祥, 况顺达, 陈恨水. 2016. 贵州泥堡金矿床的流体包裹体和稳定同位素地球化学研究及其矿床成因意义. 岩石学报, 32(11): 3360–3376.

张峰, 杨科佑. 1992. 黔西南微细浸染型金矿裂变径迹成矿时代研究. 科学通报, 37(17): 1593–1595.

张锦让, 侯林, 邹志超, 朱斯豹, 吴松洋. 2016. 泥堡金矿床载金含砷黄铁矿的微量元素LA-ICP-MS原位测定及其对矿床成因的指示意义. 岩石矿物学杂志, 35(3): 493–505.

张蕾, 杜定全, 张晗彬, 张汉龙, 张丽华. 2012. 黔西南灰家堡金矿田的构造控矿模式研究——“两层楼”模式的构造意义. 黄金地质, 33(9): 13–18.

张知春, 阳纯龙, 龙鹏. 2020. 桂西北林旺金矿床构造控矿规律及成矿模式探讨. 地质与勘探, 56(2): 277–287.

郑禄林, 杨瑞东, 刘建中, 高军波, 陈军, 程伟. 2019. 黔西南普安县泥堡大型金矿床地质地球化学特征与矿床成因探讨. 地质论评, 65(6): 1363–1382.

郑禄林, 杨瑞东, 刘建中, 高军波, 陈军, 李俊海. 2014. 黔西南泥堡金矿床大型隐伏金矿体地质特征研究. 地质与勘探, 50(4): 689–699.

朱经经, 钟宏, 谢桂青, 赵成海, 胥磊落, 陆刚. 2016. 右江盆地酸性脉岩继承锆石成因及地质意义. 岩石学报, 32(11): 3269–3280.

朱志澄, 宋鸿林. 1990. 构造地质学. 武汉: 中国地质大学出版社: 205–210.

Chen M H, Bagas L, Liao X, Zhang Z Q, Li Q L. 2019. Hydrothermal apatite SIMS Th-Pb dating: Constraints on the timing of low-temperature hydrothermal Au deposits in Nibao, SW China., 324–325: 418–428.

Chen M H, Mao J W, Frank P B, Tony N, Phillip J U. 2011. Structural features and metallogenesis of the Carlin-type Jinfeng (Lannigou) gold deposit, Guizhou Province, China., 43(1): 217–234.

Chen M H, Mao J W, Li C, Zhang Z Q, Dang Y. 2015. Re-Os isochron ages for arsenopyrite from Carlin-like gold deposits in the Yunnan-Guizhou-Guangxi “golden triangle”, southwestern China., 64: 316–327.

Cheng Y B, Mao J W. 2010. Age and geochemistry of granites in Gejiu area, Yunnan province, SW China: Constraints on their petrogenesis and tectonic setting., 120: 258–276.

Li J X, Zhao C H, Huang Y, Zhuo Y Z, Li J W. 2019.sulfur isotope and trace element of pyrite constraints on the formation and evolution of the Nibao Carlin-type gold deposit in SW China., 38: 555–575.

Su W C, Hu R Z, Xia B, Xia Y, Liu Y P. 2009. Calcite Sm-Nd isochron age of the Shuiyindong Carlin-type gold deposit, Guizhou, China., 258(3–4): 269–274.

Wu S Y, Hou L, Simon M J, Ding J, Zhang J R, Zhu S B, Zhao Z Y. 2019. Geochronology, geochemistry and petrogenesis of Late Triassic dolerites associated with the Nibao gold deposit, Youjiang Basin, southwestern China: Implications for post-collisional magmatism and its relationships with Carlin-like gold mineralization., 111, 102971.

Zheng L L, Yang R D, Gao J B, Chen J, Liu J Z, He Y N. 2016. Geochemical characteristics of the giant Nibao Carlin-type gold deposit (Guizhou, China) and their geological implications., 9(2): 108–123.

Characteristics and Ore-controlling Significance of Structures in the Nibao Gold Deposit, Southwestern Guizhou

CAI Minghai, XIAO Junjie, PENG Zhen’an, HU Zhishu, LI Ye, HU Pengfei

(School of Resources, Environment and Materials, Guangxi University, Nanning 530004, Guangxi, China)

The Youjiang Basin, located in the southwestern margin of the Yangtze Plate, is one of the ore concentrated areas of Carlin type gold deposits in China. It is often referred to as “Golden Triangle”, situated on the bordering area of Yunnan, Guizhou and Guangxi provinces. The Nibao gold deposit is a large deposit in the northwestern of the Youjiang Basin. The main structures include the NEE-trending Nibao and Erlongqiangbao anticlines, NEE-trending F1, F3, F4, F5and F9faults, as well as bedding fracture zones in the footwall of the F1fault. Based on the detailed field structural investigation and comprehensive study of recent exploration data, we suggest that the F1, F5and F9faults are a group of thrust faults, the F3and F4faults are normal faults, whereas the Erlongqiangbao anticline belongs to a fault propagation fold. The ores are mainly controlled by the NEE thrust-fold structure composed of the F1, F5and F9thrust faults and the Erlongqiangbao anticline, followed by the bedding fracture zones among the footwall of the F1fault. Among them, the F1fault is the most important ore-conducting and ore-hosted structure. The ore body Ⅲ occurs in the F1fault zone, accounting for 80% of the total reserves. The region underwent three stages of tectonic movement: (a) the early SN nearly extrusion; (b) the NE-SW tension, and (c) NE-SW tension again in the final stage. The first two periods were closely related to gold mineralization, corresponding to the early Yanshanian compression and the late Yanshanian extension. While the final stage exhibits mainly as structural destruction of the ore bodies. The study of mineralization alteration and structural characteristics shows that the pitch direction of the orebodies in the F1fault is westward. And the vertical fault displacement of the F3normal fault in the final stage is about 400 m. Therefore, the deep part of the western section of the F1fault and the upper wall of the F3fault might be the most favorable prospecting locations.

thrust-fold structure; ore-controlling structures; pitch of ore body; Nibao gold deposit in the southwestern Guizhou province

2020-06-19;

2020-08-19

企业项目“贵州泥堡金矿找矿综合研究”资助。

蔡明海(1965–), 男, 博士, 研究员, 主要从事矿床学和构造地质学的科研和教学。E-mail: gxdxcmh@163.com

P613; P612

A

1001-1552(2022)01-0048-015