鄂东南金牛火山盆地深部成岩成矿类型:来自鸡冠嘴矿区火山角砾岩的指示

程佳敏, 陈华勇, 3, 4*, 张 宇, 田 京, 张世涛, 初高彬

鄂东南金牛火山盆地深部成岩成矿类型:来自鸡冠嘴矿区火山角砾岩的指示

程佳敏1, 2, 陈华勇1, 2, 3, 4*, 张 宇5, 田 京1, 2, 张世涛6, 初高彬1, 3, 4

(1. 中国科学院 广州地球化学研究所 矿物学与成矿学重点实验室, 广东 广州 510640; 2. 中国科学院大学 地球与行星科学学院, 北京 100049; 3. 中国科学院深地科学卓越创新中心, 广东 广州 510640; 4. 广东省 矿物物理与材料研究开发重点实验室, 广东 广州 510640; 5. 中南大学 地球科学与信息物理学院, 湖南 长沙 410083; 6. 西北大学 大陆动力学国家重点实验室, 陕西 西安 710069)

为降低深部找矿的不确定性、提高深部找矿效率, 有必要探索可以获取更多深部地质信息的新方法。本次研究尝试利用火山角砾岩携带的深部岩石角砾指示深部地质特征、指导火山岩覆盖区深部找矿。选取鄂东南金牛火山盆地东缘鸡冠嘴铜金矿区覆盖的上侏罗统马架山组火山角砾岩作为研究对象, 通过详细的岩心编录、岩相学观察和电子探针测试, 发现火山角砾岩除了包含泥砂岩、灰岩/大理岩等沉积/变质岩角砾之外, 还携带了次火山岩类(安山玢岩)、闪长玢岩类(闪长玢岩、黑云母闪长玢岩)、闪长岩类(石英闪长岩、黑云母花岗闪长岩)和正长岩类(黑云母石英正长岩)等岩浆岩角砾和块状赤铁矿磁铁矿矿石角砾; 矿石角砾中的新鲜磁铁矿MgO含量高(1.99%～2.31%), 在TiO2-Al2O3-(MgO+MnO)图解中投点于矽卡岩型磁铁矿区域。将这些角砾与鸡冠嘴矿区及鄂东南区域进行岩性、蚀变及矿化特征对比, 认为盆地深部存在较多的闪长岩类和一定规模的偏酸性岩体, 其岩性组合与区内地表出露的灵乡、鄂城、金山店等杂岩体的岩性组合具有相似性; 发育钾化、硅化等热液蚀变; 缺乏与鸡冠嘴相似的矽卡岩型铜金矿化, 但可能存在与富镁碳酸盐岩相关的矽卡岩型铁矿化。结合角砾来源探讨结果, 本文建议下一步在金牛火山盆地深部找矿可先调研盆地东部是否存在火山机构, 并关注盆地深部是否存在与区域已发现矽卡岩型铁矿床类似的地球物理异常。

火山角砾岩; 岩浆岩角砾; 磁铁矿矿石角砾; 鄂东南; 金牛火山盆地; 深部找矿

0 引 言

近年来, 随着地表及浅部资源越来越难以满足社会发展的需求, 深部找矿的重要性和必要性日益凸显。掌握深部地质特征是深部找矿的首要前提(翟裕生等, 2004; 叶天竺和薛建玲, 2007), 但由于技术与成本的限制, 目前勘查人员只能通过物探、化探、遥感及少量钻探等方式间接推断或非常局部地了解深部的地质组成, 这不仅导致深部找矿存在巨大的风险与不确定性, 也严重制约着深部找矿的开展与进行(曹新志等, 2009; 薛建玲等, 2020)。因此, 要提高深部找矿效率, 有必要探索利用其他方式获取更多的深部信息。火山角砾岩由火山喷发物在火山口周边地表快速堆积而成, 能较好地保存来自地下火山通道周围的各类岩石碎块, 是了解深部真实地质组成的天然窗口(Fisher and Schmincke, 1984; 常丽华等, 2009)。然而, 目前利用火山角砾岩指示深部地质特征并指导找矿的细致研究还相对较少。

鄂东南地区是长江中下游铁、铜、金多金属成矿带重要的矿集区, 也是我国东部中生代侵入‒火山杂岩带的重要组成部分(谢桂青等, 2013)。与众多资源殆尽的老矿集区类似, 该区也面临着向深部增储的严峻挑战。该区东侧一系列矽卡岩型铁铜金等多金属矿床的深部找矿近十年取得了一定进展(胡清乐等, 2013; 蔡恒安等, 2020), 但西侧金牛火山盆地因巨厚火山岩(总厚度可超过3000 m; 李雄伟等, 2009)的覆盖与阻隔, 其深部找矿一直没有突破。李瑞玲等(2012)通过研究盆地两个深孔揭露的流纹斑岩和花岗斑岩, 建议盆地应关注玢岩铁矿和与次火山岩相关的热液金矿; 李雄伟等(2014)通过地质、物化探、遥感等综合分析认为盆地深部可能存在铜铅锌等多金属矿化, 但研究尚未得到勘查证实。金牛火山盆地喷出的上侏罗统马架山组火山角砾岩中常见闪长岩类角砾及少量赤铁矿角砾(陈公信和金经纬, 1996), 说明盆地深部存在岩浆岩与铁矿化, 但岩浆岩的具体岩性及蚀变特征、铁矿化类型一直没有得到足够的关注。位于金牛火山盆地东缘的鸡冠嘴铜金矿区在钻探过程中揭露了大量的上侏罗统马架山组火山角砾岩, 这些包含着丰富角砾的火山角砾岩作为鸡冠嘴矿床的后期围岩, 与矿床成矿关系并不密切, 因此一直未得到重视(Xie et al., 2011c; 柯于富等, 2014; 张伟, 2015; Tian et al., 2019), 但却具有指示金牛火山盆地深部地质特征的潜力, 值得进一步深入研究。

综上, 本文选取鸡冠嘴矿区马架山组火山角砾岩开展系统研究。通过详细的岩心编录、岩相鉴定和电子探针测试等方法, 研究其中所包含角砾的岩性类型与蚀变矿化特征; 在明确角砾并未遭受后期明显地质改造作用的基础上, 将角砾与区域地层、岩体和矿体进行综合对比, 探讨其对盆地深部成岩成矿的具体指示。本次研究不仅对金牛火山盆地深部成岩成矿提出了新的认识, 也为其他类似火山岩覆盖区深部地质特征探查和找矿提供新思路。

1 区域成岩成矿背景

鄂东南矿集区地处扬子板块北缘、秦岭‒大别造山带南侧, 位于长江中下游成矿带最西端(图1a)。区内地史演化同整个成矿带基本一致, 依次经历了前寒武纪褶皱变质基底形成、寒武纪‒中三叠世海相碳酸盐岩盖层稳定发育及中三叠世以来的板内变形伴随陆相碎屑岩沉积等3个阶段(常印佛等, 1991; 舒全安等, 1992; 谢桂青等, 2016)。晚侏罗世至早白垩世, 区内发生强烈的构造‒岩浆活动, 不仅在三叠纪形成的近EW-NWW向复式褶皱上叠加一系列NNE或NNW向的褶皱和断裂, 还发育了现今出露总面积超过1000 km2的侵入岩‒火山岩(图1b)。其中, 侵入岩整体侵位时间较早、持续时间较长(约155～ 125 Ma; Li et al., 2009; 李华芹等, 2009; 陈富文等, 2011; Xie et al., 2011b; 颜代蓉等, 2012; 姚磊等, 2013; 丁丽雪等, 2017; 张世涛等, 2018), 在区内东侧地表自北向南产出鄂城((斑状)石英二长岩‒花岗(斑)岩)、铁山(正长闪长岩‒透辉石正长闪长岩‒石英正长闪长玢岩)、金山店(石英正长闪长岩‒闪长玢岩)、灵乡(闪长玢岩‒花岗斑岩)、阳新(石英正长闪长岩)及殷祖(黑云母石英正长闪长岩)等六大杂岩体和分布于大岩体周边的铜绿山、铜山口、阮家湾等130多个闪长(玢)岩‒花岗(斑)岩类小岩体。在岩体与碳酸盐岩接触带, 多发育大中小型矽卡岩/岩浆热液型铁、矽卡岩铁铜、矽卡岩铜(铁)金、矽卡岩‒斑岩铜钼(钨)、矽卡岩(铜)铅锌等多金属矿床(点)(图1b; 舒全安等, 1992; 谢桂青等, 2008; 刘晓妮等, 2009; 谢桂青等, 2013; 湖北省鄂东南地质大队, 2014)。大量研究表明, 这些矿床(点)成矿年龄集中在约149～128 Ma, 与相邻岩体时空和成因关系密切(Xie et al., 2007, 2012; 谢桂青等, 2013; 颜代蓉, 2013; 朱乔乔等, 2014)。区内火山作用相对较晚且更集中(约132～123 Ma; Xie et al., 2011a), 主要形成西侧大型金牛火山盆地(地表面积超过200 km2)和东北部小型花家湖火山盆地(地表面积小于20 km2), 且在金牛盆地北部产出火山‒次火山热液型铁矿(图1b; 湖北省鄂东南地质大队, 2014)。

2 金牛火山盆地特征

前人基本查清了金牛火山盆地的火山喷发历史和火山岩岩性(岩相)组合(李雄伟等, 2009; 周世卿等, 2009; 李瑞玲等, 2012)。自晚侏罗世至早白垩世, 盆地经历了马架山期初始火山喷发、灵乡期火山间歇及大寺期火山强烈喷发等3个阶段, 对应上侏罗统马架山组(J3)火山角砾岩‒熔岩(爆发‒溢流相,均厚约350 m)、下白垩统灵乡组(K1)沉积碎屑岩‒火山熔岩(湖盆沉积‒溢流相, 均厚约820 m)以及下白垩统大寺组(K1)火山熔岩‒火山碎屑岩(溢流‒火山沉积相, 均厚约1950 m), 大寺期末, 火山活动逐渐减弱至停止。火山喷发初期堆积的火山角砾岩中, 携带了大量更早时期形成的刚性岩石角砾; 火山喷发同期或之后, 盆地发生断裂作用, 并产出安山玢岩、流纹斑岩和花岗斑岩等次火山岩; 随着火山的喷发, 盆地亦逐渐断陷沉降。现今盆地地表主要被灵乡组和大寺组覆盖, 在盆地西部表现为南北向正地形(其间残存大量串珠式展布的火山机构), 东部则沿北东向灵乡断裂呈带状分布(目前该带无确定火山机构报道); 马架山组地层主要在盆地东南缘一带出露(图1b; 陈公信等, 1996; 湖北省鄂东南地质大队, 2014), 在盆地西部众火山口之下也均有出现(李雄伟等, 2014)。

1. 下白垩统‒第四系泥砂岩及黏土等沉积物; 2. 下白垩统大寺组火山熔岩‒碎屑岩夹沉积碎屑岩; 3. 下白垩统灵乡组沉积碎屑岩‒火山熔岩; 4. 上侏罗统马架山组火山角砾岩‒熔岩; 5. 上三叠统‒中侏罗统页岩、粉砂岩; 6. 中三叠统粉砂岩夹灰岩; 7. 下中三叠统灰岩、白云质灰岩; 8. 二叠系灰岩、硅质页岩; 9. 志留系‒石炭系粉砂岩、灰岩; 10. 寒武系‒奥陶系灰岩夹页岩; 11. 前寒武纪基底; 12. 新生代溢流玄武岩; 13. 晚中生代花岗闪长斑岩为主体; 14. 晚中生代花岗岩‒石英二长岩为主体; 15. 晚中生代石英闪长岩‒石英二长/正长岩为主体; 16. 盆地西部已知的大型火山机构; 17. 盆地西部已知的小型火山机构。

3 矿区地质特征

鸡冠嘴矿床位于金牛火山盆地东缘和铜绿山石英二长闪长(玢)岩小岩体交界处(图1b), 是鄂东南地区重要的矽卡岩型铜金矿床(柯于富等, 2014; Tian et al., 2019)。区内地层由老到新主要为: 中下三叠统嘉陵江组(T1-2)白云岩、(白云质)灰岩(岩体和矿体附近已变质为白云石/质大理岩, 矿床主要赋矿层), 中三叠统蒲圻组(T2)肉红色‒浅红色石英砂岩‒粉砂岩、黑色泥质岩(砂岩‒粉砂岩多发育浸染状黄铁矿化, 泥质岩发育钾长石‒碳酸盐‒黄铁矿团块、发生褪色化和弱变质), 上侏罗统马架山组(J3)红褐色或灰绿色火山角砾岩夹凝灰岩、凝灰质粉砂岩‒泥质岩, 下白垩统灵乡组(K1)安玄岩、玄武岩夹凝灰岩以及第四系(Q)沉积物(柯于富等, 2014; 本文编录结果)。区内主要发育4个褶皱(图2a)和3个断裂/层(图2a中F1、F2和图3中F3), 叠加于3个NNW向隐伏褶皱之上的NNE向隐伏背斜其核部及南东翼的大部分已被岩体所侵占, 岩体侵位造成的隐伏逆断层F3使其北西翼局部较老的嘉陵江组侵覆于较新的蒲圻组之上(图2、3; 柯于富等, 2014)。

除后期零星分布的安山玢岩脉, 矿区岩浆岩主要包括闪长玢岩、石英闪长岩、闪长岩及石英二长闪长岩4种, 根据岩体侵位、蚀变及矿化组合(柯于富等, 2014; 张伟, 2015; Tian et al., 2019; 本文编录结果)可分为3类: ①闪长玢岩和石英闪长岩(图4a～d): 鸡冠嘴矿床的主要致矿岩体, 侵入NNE向背斜北西翼大理岩或砂岩、泥质岩层间(图3), 已发生广泛的强钾化、钠化、黏土化、碳酸盐化、绢云母化和黄铁矿化; 接触带周围, 岩体与围岩较破碎且被后期的碳酸盐(‒石英‒绢云母)‒黄铁矿‒黄铜矿充填胶结; 局部发育强或弱的石榴石、阳起石矽卡岩化和黄铜矿、黄铁矿化, 且偶见交代矽卡岩矿物的半自形‒它形浸染状磁铁矿。②闪长岩(图4e、f): 在NNE向背斜核部以岩墙形式侵位(图3), 发生强黏土化、绢云母化, 局部发育碳酸盐(‒石英)‒黄铁矿(‒黄铜矿)脉且脉两侧可见钾化现象, 与围岩接触带较破碎, 偶见绿泥石化和黄铜矿、黄铁矿化及星点分布的辉钼矿。③石英二长闪长岩(图4g、h): 区内仅偶见于东南部深处, 整体较新鲜, 与毗邻的桃花嘴矽卡岩型铜金铁矿床和铜绿山矽卡岩型铜铁金矿床的岩体岩性特征类似(曹忠等, 2005; Xie et al., 2011c; 张世涛等, 2017), 推测属于铜绿山小岩体的一部分。

1. 第四系沉积物; 2. 下白垩统灵乡组安玄岩、玄武岩夹凝灰岩; 3. 上侏罗统马架山组火山角砾岩夹凝灰岩、凝灰质粉砂‒泥质岩; 4. 中三叠统蒲圻组石英粉砂岩‒砂岩、泥质岩; 5. 中下三叠统嘉陵江组白云岩、(白云质)灰岩; 6. 安山玢岩脉; 7. 闪长岩; 8. 石英闪长岩; 9. 石英二长闪长岩; 10. 铁帽; 11. 鸡冠山断裂带; 12. 断层; 13. 隐伏背斜; 14. 隐伏向斜; 15. 勘探线及钻孔(黑色实线圈表示本文编录的钻孔, 其中白色实心圈表示该钻孔揭露了火山角砾岩)。

(a)、(b) 强钾化的闪长玢岩, 被方解石‒石英‒黄铜矿‒黄铁矿脉交代, 斑状结构, 斜长石斑晶已强碳酸盐化、黏土化和绢云母化, 角闪石斑晶已完全黑云母化和黏土化, 仅剩轮廓, 基质为细粒的长英质; (c)、(d) 强钾化的石英闪长岩, 被方解石‒石英‒黄铁矿脉交代, 细粒近等粒结构, 斜长石和钾长石发生黏土化, 角闪石已完全黑云母化和绿泥石化; (e)、(f) 局部钾化的闪长岩, 可见后期方解石细脉和充填在裂隙中的黄铁矿, 细粒近等粒结构, 斜长石已完全黏土化仅剩轮廓, 角闪石已完全黑云母化; (g)、(h) 较新鲜的石英二长闪长岩, 似斑状结构。矿物代号: Amp. 角闪石; Ap. 磷灰石; Bt. 黑云母; Cal. 方解石; Chl. 绿泥石; Cly. 黏土矿物; Kfs. 钾长石; Pl. 斜长石; Q. 石英; Ser. 绢云母; Spn. 榍石; Cpy. 黄铜矿; Py. 黄铁矿。

4 矿区火山角砾岩及角砾整体特征

4.1 火山角砾岩空间产状

尽管火山角砾岩中夹有少量沉积作用形成的凝灰质粉砂岩‒泥质岩, 区内上侏罗统马架山组主体为火山喷发和堆积作用形成的红褐色火山角砾岩‒凝灰岩和灰绿色火山角砾岩‒凝灰岩(火山角砾岩与凝灰岩的火山灰成分一致, 差别仅为角砾相对含量不同), 且两种颜色在钻孔中交替出现, 具有旋回性(图5a、b)。因此, 区内马架山组的整体空间产状及厚度变化可近似代表该区火山角砾岩‒凝灰岩的空间分布特征。矿区马架山组主要分布在北西部, 地表呈NNE向带状出露, 地下主要角度不整合覆盖于NNE向背斜北西翼的嘉陵江组、蒲圻组及矿区岩体之上, 隐伏于灵乡组和第四系之下(图2、3)。该组地层上界面自东向西、由浅及深逐渐变缓, 倾向NNW-NW; 下界面产状则随下伏地质体产状的变化而变化。不同钻孔马架山组的厚度不同, 变化范围约为100～500 m, 且自东向西逐渐变厚(即自盆地边缘向盆地中心逐渐变厚)。另外, 在28线ZK02811(图3)竖直钻孔深部较老的嘉陵江组大理岩之下见较新的马架山组(标高约–1200～–1320 m)和蒲圻组, 推测是火山盆地边缘断陷作用造成的同一垂直方向上地层重复(柯于富等, 2014)。

(a)、(b) 灰绿色及红褐色火山角砾岩; (c)～(e) 火山角砾岩中可见各种类型的刚性角砾; (f) 安山玢岩; (g) 闪长玢岩; (h) 黑云母闪长玢岩; (i) 石英闪长岩; (j) 黑云母花岗闪长岩; (k) 黑云母石英正长岩。矿物代号: Amp. 角闪石; Ap. 磷灰石; Bt. 黑云母; Cal. 方解石; Chl. 绿泥石; Cly. 黏土矿物; Kfs. 钾长石; Pl. 斜长石; Q. 石英; Ser. 绢云母; Spn. 榍石; Mag. 磁铁矿。

4.2 火山角砾岩物质组成

鸡冠嘴矿区马架山组火山角砾岩主要由火山碎屑物组成, 基本未见熔岩物质; 按内部组分特征和粒度大小, 这些火山碎屑物可分为岩屑角砾(35%～45%)、晶屑或玻屑碎屑(30%～35%)和火山灰(20%～35%)。岩屑角砾包括各种粒径大于2 mm的刚性岩石和矿石角砾, 主要为灰岩/大理岩、泥砂岩、岩浆岩等岩石角砾和赤铁矿磁铁矿矿石角砾, 其中, 灰岩/大理岩、泥砂岩角砾最多, 占岩屑角砾的70%以上, 岩浆岩角砾次之, 赤铁矿磁铁矿矿石角砾仅偶见。晶体碎屑均为毫米级大小, 主要为尖棱角、形状不规则的石英和长石, 偶见黑云母, 可见长石晶屑保留双晶特征和黑云母边部颜色较深, 体现典型的火山喷发晶屑特点(常丽华等, 2009); 火山玻璃碎屑偶见, 呈半塑性或透镜状, 见梳状脱玻结构。火山灰主要为红褐色或灰绿色凝灰质, 对应胶结角砾与碎屑组成红褐色火山角砾岩和灰绿色火山角砾岩(以及火山角砾岩之间所夹的灰绿色和红褐色凝灰岩), 已基本碳酸盐化。

4.3 火山碎屑物分布特点

在不同空间位置的火山角砾岩中, 各种岩屑角砾随机出现、没有明显的分布规律, 且排列杂乱、无定向性; 小范围内可同时出现多种不同岩性的岩浆岩角砾(图5c、d)。长英质晶屑主要见于红褐色火山角砾岩中, 且在显微尺度下表现出弱定向性, 黑云母晶屑出现略微弯曲, 反映红褐色火山角砾岩在未固结时仅发生了微弱的流动。

4.4 岩屑角砾粒度及形态

各岩屑角砾大小不一, 超过30%的粒径在厘米甚至数十厘米级别。个别灰岩/大理岩角砾可达20 cm, 岩浆岩角砾主要为5～10 cm, 泥砂岩角砾和赤铁矿磁铁矿矿石角砾以1～5 cm为主; 在各种大角砾周围, 可见同种或不同种更小粒径的角砾。大部分岩石角砾呈不规则块状, 保存完整、棱角分明、表面无磨光, 不少可见典型的弧形炸裂面(图5d中泥砂岩角砾), 一些角砾(尤其是灰岩/大理岩角砾)边缘发生交代现象、较浑圆; 各岩石角砾与周围其他碎屑物、胶结物紧密接触, 接触界线在手标本和镜下尺度均较清晰截然, 一些界线缝隙中充填了后期结晶的方解石; 少许岩石角砾已破碎并和周围碎屑物、胶结物一起被方解石‒黄铁矿充填交代。赤铁矿磁铁矿矿石角砾分两种情况, 一种偶见于红褐色火山角砾岩中, 为较完整的刚性粒状碎块, 与周围碎屑物及胶结物较截然接触(图6a); 另一种偶见于灰绿色火山角砾岩中, 呈它形碎块, 边缘因受到不同程度的交代而呈现明显的溶蚀结构(图6d)。

5 岩浆岩角砾及矿石角砾的特征

5.1 样品采集及研究方法

本文选取鸡冠嘴矿区24～32勘探线共16个较全面揭露各时代地层、各类型岩体和矿体且保存较好的钻孔(总长超过15000 m)开展系统的岩心编录, 并挑选代表样品进行室内研究。在矿区钻孔编录过程中, 针对岩浆岩角砾, 采集火山角砾岩中出现的所有不同颜色、矿物组合和结构构造的岩浆岩角砾各1～3块, 采集鸡冠嘴矿床不同岩性和蚀变特征的岩体各1～3块; 挑选代表性岩浆岩角砾和矿区岩体样品磨制光薄片并进行岩相学观察, 对比它们的岩性与蚀变类型异同点。针对赤铁矿磁铁矿矿石, 采集红褐色火山角砾岩中较完整的刚性碎块状赤铁矿磁铁矿矿石角砾2块(ZK0327-5和ZK0327-16; 图6a～d)、灰绿色火山角砾岩中边缘被明显溶蚀的它形碎块状赤铁矿磁铁矿矿石角砾1块(ZK0287-50; 图6g～i), 采集鸡冠嘴矿床矽卡岩矿体中浸染状磁铁矿矿石1块(ZK02619-142; 图6j～k)。将4块样品切块制成环氧树脂靶, 在反光镜下观察后喷碳, 在中国科学院广州地球化学研究所矿物学与成矿学重点实验室利用JAX-8230型电子探针显微分析仪(EPMA)开展BSE图像观察, 并选择相对新鲜的磁铁矿测试主量元素。测试前, 使用下述标样进行元素校正: 磁铁矿(Fe)、金红石(Ti)、钠长石(Si)、蔷薇辉石(Mn)、铁铝榴石(Al)、橄榄石(Mg)、铬氧化物(Cr)、铬辉石(Ca)和镍金属(Ni); 测试时, 仪器加速电压为15 kV, 电流20 nA, 束斑直径1 μm, 单点平均测试时间4 分钟;获取数据后, 根据阳离子法计算将化学通式标准化为24个O原子并使用ZAF校正程序进行校正。另选择矿石的代表性样品磨制光薄片进行脉石矿物观察。

5.2 岩浆岩角砾岩性与蚀变特征

通过统计, 钻孔火山角砾岩包含的岩浆岩角砾共计4类6种, 分别为次火山岩类(安山玢岩)、闪长玢岩类(闪长玢岩、黑云母闪长玢岩)、闪长岩类(石英闪长岩、黑云母花岗闪长岩)和正长岩类(黑云母石英正长岩), 具体特征见表1。其中, 闪长岩类和闪长玢岩类角砾相对较多, 次火山岩类和正长岩类较少见。无论角砾本身是否完整或已破碎, 各岩浆岩角砾内部均已发生不同程度的蚀变, 且整个矿区不同空间位置相同岩性角砾的蚀变组合基本相同。除了表1总结的各种岩性和蚀变特征的岩浆岩角砾之外, 在30、32线钻孔红褐色和灰绿色火山角砾岩中还出现了多个强硅化的岩浆岩角砾(本身岩性因强蚀变已无法鉴定)(图7)。

5.3 矿石角砾组构及成分特征

综合手标本物理性质、反光镜下与BSE图像组构特点, 总结了火山角砾岩中两种类型的赤铁矿磁铁矿矿石角砾和鸡冠嘴矿床的磁铁矿矿石特征(表2)。从表2可以看出, 火山角砾岩的两种矿石角砾, 磁铁矿单晶形态基本相同, 均为半自形粒状, 仅赤铁矿化和褐铁矿(针铁矿)化程度不同, 脉石矿物组合及其与磁铁矿的穿切关系也基本相同。因此, 可以认为火山角砾岩中两种矿石是同种磁铁矿矿石, 只是后期蚀变或氧化程度不同。其中, ZK0327-5代表的磁铁矿(图6a～c)蚀变程度最低, 石英、方解石、蛇纹石等呈脉状充填交代磁铁矿间隙, 或在磁铁矿内部交代生成不规则孔洞; 沿磁铁矿边部和内部孔洞周边, 生成后期的赤铁矿和褐铁矿。ZK0327-16样品中的磁铁矿保留磁铁矿晶形, 但呈现赤铁矿的光学特征, 部分完全褐铁矿化成为隐晶质铁质(图6d～f)。ZK0287-50样品中磁铁矿发生了相对最强的蚀变或氧化, 已完全针铁矿化(显晶质的褐铁矿)(图6g～i)。由于很难推测火山角砾岩中的磁铁矿是在何时何地发生的蚀变或氧化, 因此, 这些样品中相对新鲜的磁铁矿(如ZK0327-5样品中的磁铁矿), 其成分才具有指示意义。

图6 鸡冠嘴矿区火山角砾岩中赤铁矿磁铁矿矿石角砾和矿体中磁铁矿矿石手标本、反光镜下及BSE图像特征

在ZK0327-5合适点位(部分测试点标记见图6)开展磁铁矿主量元素电子探针测试, 结果见表3。按0.01%的元素检出限计算出各氧化物检出限, 所有测试点的CaO、Cr2O3和NiO含量都低于或非常接近检出限, 本文不进行讨论。测试结果表明, 矿石角砾中的新鲜磁铁矿具有明显高的MgO(1.99%～2.31%)和FeOT(90.20%～91.37%)含量, 明显低的TiO2(基本低于检出限即0.017%)和SiO2(均低于检出限即0.021%)含量。

5.4 与矿区岩体及磁铁矿对比

将岩浆岩角砾与区内岩体进行对比, 明显发现角砾中出现的岩性更多样, 并出现了正长岩, 此类碱性岩在鸡冠嘴矿区并未发现; 角砾中还出现了暗色造岩矿物以黑云母为主、更偏酸性的黑云母闪长玢岩、黑云母花岗闪长岩和黑云母石英正长岩, 而鸡冠嘴矿区各种岩体的暗色造岩矿物均以角闪石为主, 即使是区内最新鲜的石英二长闪长岩(图4g～h)也基本看不到自形片状的黑云母单晶。与区内岩体蚀变特征对比, 岩浆岩角砾除了石英闪长岩, 其他角砾并未出现鸡冠嘴致矿岩体广泛发育的面状钾化; 除了安山玢岩和闪长玢岩角砾可见细小零星的黄铁矿颗粒, 其他角砾均未出现矽卡岩化和鸡冠嘴矿区广泛发育的黄铁矿化、黄铜矿化; 另外, 岩浆岩角砾中出现的强硅化在鸡冠嘴矿区也未发现。鸡冠嘴矿床本身的磁铁矿较少, 多以半自形‒它形充填或交代石榴石等矽卡岩矿物, 其边部基本发生赤铁矿化, 内部则比较均一(图6j～k、图7、表2)。电子探针测试结果表明, 鸡冠嘴矿床矿体磁铁矿的MgO含量在0.25%～2.15%之间, TiO2含量在0.23%～ 0.30%之间, FeOT含量在85.19%～91.05%之间, 均在典型的矽卡岩型矿床磁铁矿元素含量范围内(王敏芳, 2014); 相比之下, 火山角砾岩中矿石角砾的磁铁矿结晶程度高、自形程度更好, 且MgO含量明显更高。

(a) 灰绿色火山角砾岩中的强硅化岩浆岩角砾, 采自ZK0307标高约–152 m; (b) 红褐色火山角砾岩中的强硅化岩浆岩角砾, 采自ZK0326标高约–239 m; (c) 强硅化岩浆岩角砾显微镜下正交偏光照片, 白色虚线表示角砾边界, 采自ZK0327标高约–116 m, 可见硅化石英交代岩体形成的界线, 强硅化岩体呈斑状结构, 原岩组成已难辨, 但可见其中斜长石斑晶绢云母化, 基质已硅化形成细颗粒的石英。矿物代号: Bt. 黑云母; Cal. 方解石; Pl. 斜长石; Q. 石英; Ser. 绢云母。

6 对金牛盆地深部成岩成矿作用的指示

6.1 角砾受后期改造作用分析

尽管鸡冠嘴矿区马架山组火山角砾岩中的各种角砾来源于金牛火山盆地深部, 但其喷发至地表后可能会经受后期的地质改造作用, 特征也会随之发生改变。因此在探讨前, 首先要明确角砾是否遭受了后期明显的地质改造。

区域地质演化史表明, 早白垩世之后, 鄂东南地区的构造‒岩浆活动逐渐趋于宁静, 这意味着在金牛盆地火山喷发之后, 整个区域不再发生较强的地质运动。鸡冠嘴矿区内, 火山角砾岩的产状不受区内褶皱控制而与盆地边缘形态有关。火山角砾岩直接不整合覆盖于各岩体之上, 区内因岩体侵位形成的F3断层也并未延伸到火山角砾岩中(图3), 说明火山角砾岩堆积时区内岩体已基本完成了侵位与冷凝。这些说明矿区尺度的构造‒岩浆活动对火山角砾岩的影响也较小。

就火山角砾岩中角砾本身而言, 各种岩屑角砾呈刚性而非塑性、形状各异、见典型弧形炸裂面、无明显分选和磨圆、分布杂乱无定向性, 且与其他碎屑、火山灰紧密包裹, 表明它们一起自地下喷发至地表后没有经历长时间的搬运。各类岩屑角砾与周围物质接触关系较截然, 其中泥砂岩角砾与周围物质界线最清晰(图5d), 可能与其化学稳定性有关; 由于灰岩/大理岩角砾更易与周围物质发生化学反应, 有些边界因此变得较浑圆; 部分角砾与周围物质接触部位被后期结晶方解石填充(图7a); 少量被后期方解石(‒黄铁矿)脉交代或充填裂隙的岩浆岩角砾, 粒径都为毫米级别、相对较小, 且多出现于灰绿色火山角砾岩中(比红褐色火山角砾岩更偏还原性、相对不稳定; 常丽华等, 2009); 边界被周围物质交代溶蚀的矿石角砾, 其赤铁矿和褐铁矿化程度也更强, 说明角砾堆积后受到了一定程度的蚀变或氧化。以上特点均反映火山角砾在后期埋藏、压实等阶段受到了交代或蚀变作用, 但程度较低, 并未改变其基本造岩矿物组合; 角砾的各种较低温的蚀变如绢云母化、碳酸盐化、黏土化、蛇纹石化等可能是在后期形成的。

6.2 角砾来源方位及深度探讨

尽管可以确定鸡冠嘴矿区火山角砾岩中的各种角砾来自于西侧金牛火山盆地深部, 但它们具体来自于盆地的哪个方位、对应原岩位置有多深, 目前很难给出确切的答案。前人对金牛火山盆地西部的火山机构分布情况开展了详细的调研(李雄伟等, 2009), 但东部尚未有相关的报道。根据李雄伟等(2014)绘制的金牛盆地火山机构分布图, 在盆地西部深部也出现了马架山组火山角砾岩(但未提供对应的编录证据), 因此, 如果金牛盆地东部没有火山机构, 鸡冠嘴矿区的火山角砾岩应是盆地西部一系列火山口喷出的产物; 但若金牛盆地东部存在火山机构, 那么这些角砾岩更倾向喷发自东部的火山口, 而不是西部20公里之外的火山口, 这样更符合火山角砾岩一般在火山口附近堆积的特点(Fisher and Schmincke, 1984)。金牛盆地东部沿灵乡断裂分布的火山岩地层呈现中间新(大寺组)、两边老(灵乡组和马架山组)的特点(图1), 如果该断裂后期没有发育向斜构造, 断裂中轴很有可能存在火山口, 但这需要通过测量断裂中轴两侧地层的倾向、倾角以及开展区域火山机构填图才能进一步判断。至于角砾源区的深度, 综合考虑盆地喷发火山岩的总厚度以及火山盆地在形成同期及期后还发生了断陷沉降作用, 这些角砾的源区可能在现今地表千米甚至几千米以下。

表2 鸡冠嘴矿区马架山组火山角砾岩中赤铁矿磁铁矿矿石角砾与矿床矿体中磁铁矿矿石组构特征

表3 鸡冠嘴矿区火山角砾岩中赤铁矿磁铁矿矿石角砾中磁铁矿及磁铁矿矿石中磁铁矿的电子探针测试结果(%)

6.3 对深部成岩成矿指示探讨

6.3.1 深部岩石类型

根据火山角砾岩中岩屑角砾的种类可以推断, 金牛火山盆地巨厚火山岩之下, 不仅存在一定规模的泥砂岩和灰岩/大理岩等沉积岩/变质岩, 还存在种类丰富的中酸性次火山岩和侵入岩, 包括安山玢岩、(黑云母)闪长玢岩、石英闪长岩、黑云母花岗闪长岩和黑云母石英正长岩等, 火山角砾岩中各种岩浆岩角砾的相对含量表明, 深部岩体可能以偏中性的闪长岩类为主, 偏酸性的花岗闪长岩次之, 偏碱性的正长岩最少。根据2014年湖北省鄂东南地质大队1∶10000较新的填图结果, 鄂东南区域地表自北向南出露的六大杂岩体中, 鄂城岩体以斑状石英二长岩、石英二长岩、花岗斑岩和花岗岩为主, 西侧边部见少量正长闪长岩和闪长岩; 铁山岩体以正长闪长岩、透辉石正长闪长岩和石英正长闪长玢岩为主, 东部见少量斑状花岗闪长岩和黑云母透辉石闪长岩; 金山店(包括毗邻相连的王豹山)岩体以石英正长闪长岩、闪长玢岩为主, 南部见少量正长闪长岩; 灵乡岩体以闪长玢岩和花岗斑岩为主, 东部见少量花岗闪长斑岩; 阳新岩体和殷祖岩体岩性较单一, 前者以石英正长闪长岩为主, 后者以黑云母石英正长闪长岩为主。对比之下, 金牛盆地深部的岩性组合与灵乡、鄂城、金山店杂岩体的岩性组合具有一定的相似性。

6.3.2 深部蚀变类型

如前文所述, 区内火山角砾岩中, 各种岩浆岩角砾基本均发生了绢云母化、黏土化、绿泥石化和碳酸盐化等较低温的蚀变, 这些蚀变可能在源区已经发育, 也有可能受后期地质改造作用形成, 因此本文不予讨论。少量石英闪长岩角砾发生了钾化和部分岩浆岩角砾甚至发生了强硅化, 说明金牛火山盆地深部发生过一定规模的热液活动。各种角砾并未出现鸡冠嘴矽卡岩型铜金矿床广泛发育的面状钾化、黄铁矿化和黄铜矿化, 说明金牛火山盆地深部可能缺乏类似鸡冠嘴的铜金矿化及相关蚀变。另外, 本次研究的灰岩/大理岩、泥砂岩等其他岩石类型角砾中并未见典型的矽卡岩化, 但由于矽卡岩主要产生于岩体与碳酸盐地层的接触带, 因此不能否定深部矽卡岩蚀变与矿化的存在。

6.3.3 深部矿化类型

火山角砾岩中出现了少量的赤铁矿磁铁矿矿石角砾, 指示盆地深部可能存在一定规模的铁矿体。矿石角砾中较新鲜磁铁矿的主量元素成分表明, 其MgO含量(1.99%～2.31%)比火山沉积矿床、区域变质矿床和玢岩型矿床磁铁矿的标型MgO含量(0～0.55%;王敏芳等, 2014)高出近2%; TiO2含量(0.017%, 基本低于检出限)也远低于岩浆矿床磁铁矿的标型TiO2含量(0.58%～21.72%; 王敏芳等, 2014); 在TiO2-Al2O3- (MgO+MnO)三角图解中, 则均投点在矽卡岩型磁铁矿成因区域(图8); 从图1b可以发现, 鄂东南地区矽卡岩型铁矿床的空间分布具有规律性, 即主要出现在区域西侧各岩体与碳酸盐岩的接触带周围; 前文已经推测金牛火山盆地深部存在一定规模的岩体与碳酸盐岩, 因此, 金牛盆地深部也很有可能发育矽卡岩型铁矿化。

程潮矽卡岩型铁矿床磁铁矿数据来自谢桂青等, 2016; 铜绿山铁铜金矿床磁铁矿数据来自邵辉等, 2020。

由于火山角砾岩直接覆盖于鸡冠嘴矿床之上, 本文选择鸡冠嘴矽卡岩型铜金矿床(磁铁矿较少)和其毗邻的铜绿山大型矽卡岩型铁铜金矿床, 以及区域最典型的程潮大型矽卡岩型铁矿床(谢桂青等, 2016)的磁铁矿与之对比。火山角砾岩中的磁铁矿相对于这三个矿床矽卡岩型磁铁矿更富MgO(图8), 可能与碳酸盐岩围岩富镁有关, 这与鄂东南地区中部广泛沉积的下中三叠统灰岩、白云岩(图1b)富镁具有对应关系。但是, 由于本次研究在所有角砾中未见矽卡岩蚀变, 盆地深部矽卡岩铁矿化的规模大小仍难以判断。

7 结 论

(1) 通过系统的岩心编录、镜下观察与成分测试, 发现鸡冠嘴铜金矿区的上侏罗统马架山组火山角砾岩中包含了丰富的岩屑角砾和少量的赤铁矿磁铁矿矿石角砾; 火山角砾岩的时空分布及其中角砾的粒度、形态、分布、成分等特点表明它们自火山喷发后, 并未遭受较强的后期地质改造作用。根据角砾来源和方位判断, 这些火山角砾可能来源于矿床西侧的金牛盆地深部千米及千米以下。

(2) 通过归纳火山角砾岩中各种角砾的岩性和矿化特征, 得出金牛火山盆地深部除了有泥砂岩、灰岩/大理岩等沉积/变质岩, 还应存在一定规模的安山玢岩、(黑云母)闪长玢岩、石英闪长岩、黑云母花岗闪长岩和黑云母石英正长岩等岩浆岩, 且岩性组合特征类似地表出露的灵乡、鄂城、金山店等杂岩体; 盆地深部存在局部钾化和强硅化等热液蚀变; 且在盆地深部岩体与富镁碳酸盐岩的接触带, 可能存在矽卡岩型铁矿化, 但规模难以判断。

(3) 金牛盆地下一步找矿勘查可优先考虑开展盆地东部的火山机构调研工作, 另一方面建议开展或重新审视盆地深部的物探工作, 关注深部是否存在与周围已发现矽卡岩型铁矿床类似的地球物理异常。

致谢:感谢湖北省地质调查院和湖北省地质局第一地质大队在野外工作中给予的支持和帮助; 感谢中国地质大学(武汉)韩金生教授和匿名审稿人提出的建设性审稿意见和建议。

蔡恒安, 徐江嬿, 陈松林, 刘冬勤, 杨伟卫, 王磊, 华先录. 2020. 鄂东南矿集区深部找矿进展及下步找矿思路. 资源环境与工程, 34(4): 501–505.

曹新志, 张旺生, 孙华山. 2009. 我国深部找矿研究进展综述. 地质科技情报, 28(2): 104–109.

曹忠, 叶晖, 杨中乾. 2005. 桃花嘴铜金铁矿床成矿作用与矿床成因的探讨. 黄金科学技术, 13(1–2): 6–9.

常丽华, 曹林, 高福红. 2009. 火成岩鉴定手册. 北京: 地质出版社: 95–115.

常印佛, 刘湘培, 吴言昌. 1991. 长江中下游铁铜成矿带. 北京: 地质出版社: 1–7.

陈富文, 梅玉萍, 李华芹. 2011. 鄂东丰山矿田花岗闪长斑岩岩体锆石SHRIMP U-Pb定年及其意义. 地质学报, 85(1): 88–96.

陈公信, 金经炜. 1996. 湖北省岩石地层. 武汉: 中国地质大学出版社: 205–206.

陈华勇, 韩金生. 2015. 磁铁矿单矿物研究现状、存在问题和研究方向. 矿物岩石地球化学通报, 34(4): 724–730.

丁丽雪, 黄圭成, 夏金龙. 2017. 鄂东南地区殷祖岩体的成因及其地质意义: 年代学、地球化学和Sr-Nd-Hf同位素证据. 地质学报, 91(2): 362–383.

胡清乐, 金尚刚, 魏克涛, 黄智辉, 朱建东, 张国胜. 2013. 湖北大冶铜录山矿田深部找矿工作进展及下步找矿方向. 资源环境与工程, 27(S1): 101–106.

湖北省鄂东南地质大队. 2014. 湖北省鄂东南地区成矿区划与成矿规律图.

柯于富, 方立虎, 阮启林, 王贤奖. 2014. 湖北省大冶市鸡冠咀矿区、桃花嘴矿区深部铜金矿详查地质报告. 武汉: 湖北省三鑫金铜股份有限公司: 18–20.

李华芹, 陈富文, 梅玉萍. 2009. 鄂东鸡冠嘴矿区成矿岩体锆石SHRIMP U-Pb定年及其意义. 大地构造与成矿学, 33(3): 411–417.

李瑞玲, 朱乔乔, 侯可军, 谢桂青. 2012. 长江中下游金牛盆地花岗斑岩和流纹斑岩的锆石U-Pb年龄、Hf同位素组成及其地质意义. 岩石学报, 28(10): 3347–3360.

“好像只要是一个男子，随便什么样的男子，都可以把厨房收拾得井井有条似的。”妇女们都这样说。因此，那种气味越来越厉害时，她们也不感到惊异。那是芸芸众生的世界与高贵有势的格里尔生家之间的另一联系。

李雄伟等. 2009. 中华人民共和国区域地质调查报告 1∶50000金牛幅高桥幅. 武汉: 湖北省地质调查院: 36–54.

李雄伟, 汪国虎, 周世卿, 田望学, 吴兵, 施彬. 2014. 湖北金牛中生代火山岩盆地地质找矿研究进展. 资源环境与工程, 28(5): 617–621.

刘晓妮, 孔繁河, 杨培, 刘忠明, 朱琳, 李红. 2009. 鄂东南小岩体分布及其基本特征. 资源环境与工程, 23(4): 390–395.

邵辉, 陈觅, 纪敏, 曾丽平. 2020. 磁铁矿显微结构及化学成分对铜绿山矽卡岩型铜铁矿床成矿过程的指示. 地球科学, 45(1): 118–128.

舒全安, 陈培良, 程建荣. 1992. 鄂东铁铜矿产地质. 北京: 冶金工业出版社: 3–13.

王敏芳, 郭晓南, 陈梦婷. 2014. 磁铁矿中微量元素和铂族元素的组成特征. 地质找矿论丛, 29(3): 417–423.

谢桂青, 李瑞玲, 蒋国豪, 赵财胜, 侯可军. 2008. 鄂东南地区晚中生代侵入岩的地球化学和成因及对岩石圈减薄时限的制约. 岩石学报, 24(8): 1703–1714.

谢桂青, 朱乔乔, 李伟, 姚磊, 刘玉成. 2016. 湖北大冶式铁矿地质. 北京: 地质出版社: 6–9.

谢桂青, 朱乔乔, 姚磊, 王建, 李伟. 2013. 鄂东南地区晚中生代铜铁金多金属矿的区域成矿模型探讨. 矿物岩石地球化学通报, 32(4): 418–426.

薛建玲, 庞振山, 程志中, 陈辉, 贾儒雅. 2020. 深部找矿基本问题及方法. 地质通报, 39(8): 1125–1136.

颜代蓉. 2013. 湖北阳新阮家湾钨‒铜‒钼矿床和银山铅‒锌‒银矿床地质特征及矿床成因. 北京: 中国地质大学博士学位论文.

颜代蓉, 邓晓东, 胡浩, 李建威. 2012. 鄂东南地区阮家湾和犀牛山花岗闪长岩的时代、成因及成矿和找矿意义. 岩石学报, 28(10): 3373–3388.

姚磊, 谢桂青, 吕志成, 赵财胜, 王建, 郑先伟, 何哲峰, 李伟. 2013. 鄂东南程潮铁矿床花岗质岩和闪长岩的岩体时代、成因及地质意义——锆石年龄、地球化学和Hf同位素新证据. 吉林大学学报(地球科学版), 43(5): 1393–1422.

叶天竺, 薛建玲. 2007. 金属矿床深部找矿中的地质研究. 中国地质, 34(5): 855–869.

翟裕生, 邓军, 王建平, 彭润民, 刘家军, 杨立强. 2004. 深部找矿研究问题. 矿床地质, 23(2): 142–149.

张世涛, 陈华勇, 韩金生, 张宇, 初高彬, 魏克涛, 赵逸君, 程佳敏, 田京. 2018. 鄂东南铜绿山大型铜铁金矿床成矿岩体年代学地球化学特征及成矿意义. 地球化学, 47(3): 240–256.

张世涛, 陈华勇, 张小波, 张维峰, 许超, 韩金生, 陈觅. 2017. 短波红外光谱技术在矽卡岩型矿床中的应用——以鄂东南铜绿山铜铁金矿床为例. 矿床地质, 36(6): 1263– 1288.

张伟. 2015. 鄂东南地区鸡冠嘴铜金矿床成因研究. 武汉: 中国地质大学博士学位论文.

周世卿, 李雄伟, 汪国虎. 2009. 湖北金牛火山岩盆地火山岩成因及构造环境, 资源环境与工程, 23(4): 383–389.

朱乔乔, 谢桂青, 蒋宗胜, 孙金凤, 李伟. 2014. 湖北金山店大型矽卡岩型铁矿热液榍石特征和原位微区LA- ICP-MS U-Pb定年. 岩石学报, 30(5): 1322–1338.

Fisher R V, Schmincke H U. 1984. Pyroclastic Rocks. Berlin- Heidelberg-New York-Tokyo: Springer-Verlag: 1–2.

Li J W, Zhao X F, Zhou M F, Ma C Q, Sérgio de Souza Z, Vasconcelos P. 2009. Late Mesozoic magmatism from the Daye region, eastern China: U-Pb ages, petrogenesisand geodynamic implications., 157: 383–409.

Tian J, Zhang Y, Cheng J M, Sun S Q, Zhao Y J. 2019. Short wavelength infra-red (swir) characteristics of hydrothermal alteration minerals in skarn deposits: Example from the Jiguanzui Cu-Au deposit, eastern China., 106: 134–149.

Xie G Q, Mao J W, Li R L, Qu W J, Piragno F, Du A D. 2007. Re-Os molybdenite and Ar-Ar phlogopite dating of Cu-Fe-Au-Mo(W) deposits in southeastern Hubei, China., 90: 249–270.

Xie G Q, Mao J W, Li X W, Duan C, Yao L. 2011a. Late Mesozoic bimodal volcanic rocks in the Jinniu basin, Middle-Lower Yangtze River Belt (YRB), East China: Age, petrogenesis and tectonic implication., 127: 144–164.

Xie G Q, Mao J W, Zhao H J. 2011b. Zircon U-Pb geochro­nological and Hf isotopic constraints on petrogenesis of Late Mesozoic intrusions in the southeast Hubei Province, Middle-Lower Yangzte River belt (MLYRB), East China., 125: 693–710.

Xie G Q, Mao J W, Zhao H J, Duan C, Yao L. 2012. Zircon U-Pb and phlogopite40Ar-39Ar age of the Chengchao and Jinshandian skarn Fe deposits, southeast Hubei Province, Middle-Lower Yangtze River Valley metallogenic belt, China., 47: 633–652.

Xie G Q, Mao J W, Zhao H J, Wei K T, Jin S G, Pan H J, Ke Y F. 2011c. Timing of skarn deposit formation of the Tonglushan ore district, southeastern Hubei Province, Middle-Lower Yangtze River Valley metallogenic belt and its implications., 43: 62–77.

Types of Igneous Rocks and Ores Deep in the Jinniu Volcanic Basin, Southeastern Hubei Province, China: Indications from the Volcanic Breccia in the Jiguanzui Ore District

CHENG Jiamin1, 2, CHEN Huayong1, 2, 3, 4*, ZHANG Yu5, TIAN Jing1, 2, ZHANG Shitao6, CHU Gaobin1, 3, 4

(1. CAS Key Laboratory of Mineralogy and Metallogeny, Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, Guangdong, China; 2. College of Earth and Planetary Sciences, University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China; 3. CAS Center for Excellence in Deep Earth Science, Guangzhou 510640, Guangdong, China; 4. Guangdong Provincial Key Laboratory of Mineral Physics and Materials, Guangzhou 510640, Guangdong, China; 5. School of Geosciences and Info-Physics, Central South University, Changsha 410083, Hunan, China; 6. State Key Laboratory of Continental Dynamics, Northwest University, Xi’an 710069, Shaanxi, China)

In order to reduce the uncertainty and improve the efficiency of deep mineral exploration, it is necessary to explore new approaches to obtain more geological information in deeper depth. This study attempts to use volcanic breccia to indicate geological features of deeper depth and guide related mineral exploration in areas covered by volcanic rocks. Through detailed core logging, petrographic observation and electronic probe microanalysis (EPMA), we found that the volcanic breccia of the Upper Jurassic Majiashan Formation, which covers the Jiguanzui copper-gold deposit in the eastern margin of the Jinniu volcanic basin, the southeastern Hubei province, consists of sedimentary/metamorphic rock breccias including mud sandstone, limestone/marble, etc., different igneous rock breccias and massive hematite-magnetite ore breccias. The igneous rock breccias include sub-volcanic rocks (andesite porphyrites), diorite porphyrites (diorite porphyrites, biotite diorite porphyrites), diorites (quartz diorites, biotite granodiorites) and syenites (biotite quartz syenites). The fresh magnetites in the hematite-magnetite ore breccias show significantly high MgO contents (1.99% – 2.31%) and cluster in the skarn-type field of the TiO2-Al2O3-(MgO+MnO) triangle diagram. Compared these breccias to those in the Jiguanzui ore district and the southeastern Hubei region, it is believed that there are relatively more diorites and some acidic rocks in the deep part of the basin, and the lithology in the depth should resemble the complex rock mass exposed in Lingxiang, Echeng and Jinshandian. Hydrothermal alteration such as potassic alteration and silicification possibly developed, it is very likely to discover skarn-type iron deposits related to magnesium-rich carbonate rocks, but less likely to discover skarn-type copper-gold deposits resemble the Jiguanzui deposit. Combined with the analysis of the source of breccias, we suggest that considerable attention should be paid to the volcanic edifices in the eastern section and the geophysical anomalies in the deep part of the Jinniu basin for the exploration of skarn iron deposits.

volcanic breccia; igneous rock breccias; magnetite ore breccias; southeastern Hubei province; Jinniu volcanic basin; deep mineral exploration

2021-03-08;

2021-06-08

国家杰出青年科学基金项目(41725009)和广东省科技计划项目(2020B1212060055)联合资助。

程佳敏(1995–), 女, 博士研究生, 矿物学、岩石学、矿床学专业。E-mail: chengjiamin17@mails.ucas.edu.cn

陈华勇(1976–), 男, 研究员, 博士生导师, 主要从事金属矿床成因及勘查方法研究。E-mail: huayongchen@gig.ac.cn

P612

A

1001-1552(2022)02-0318-016