新疆维吾尔自治区奇台县双泉金矿床

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双泉金矿区位于新疆准噶尔盆地东部的奇台、清河两县交界处，距奇台县城约180km，矿区中心坐标：东经90°17′31″；北纬45°02′50″，面积约0.5km2。

2003年，武警黄金第八支队薄科武等对东准噶尔地区的卡拉麦里-莫钦乌拉成矿带和库布苏成矿带进行了调查，发现了双泉金矿。截至2006年年底共提交333资源量13 388 kg，达到中型矿床规模，并成为东准噶尔地区规模最大的金矿床。

双泉金矿的发现启动了卡拉麦里-莫钦乌拉成矿带一轮金矿找矿热，2006年年底，武警黄金第八支队在双泉金矿东约25km处，发现相同类型的苏吉泉东金矿，该矿目前正在勘探，可望形成一中型规模的金矿床。

1 区域成矿地质环境

1.1 大地构造单元

双泉金矿构造上位于哈萨克斯坦-准噶尔板块（二级单元）北缘古生代陆源活动带（三级单元）的卡拉麦里泥盆纪-石炭纪残余海盆（四级单元），产于其北侧边界断裂-清水-苏吉泉断裂带主构造中。

1.2 区域地层

区域上出露地层有志留系，主要为一套地槽早期的硅质页岩建造。泥盆系（见矿床地质部分）、石炭系（见矿床地质部分）、二叠系，主要为一套陆相的粗碎屑岩组成。三叠系，主要由一套陆相的红色橙**砾岩夹紫红色、黄绿色泥质粉砂岩和泥岩组成。侏罗系，为典型的内陆盆沉积。其中，晚古生界地层最为发育。

1.3 区域构造

本区位于天山-蒙古地槽褶皱系一级大地构造单元内。区内构造发育，以断裂、褶皱构造为主，构造线总体方向为NW-SE向。

区域褶皱构造有哈萨坟复背斜、平顶山-萨热什克褶皱束、清水-南明水褶皱束和阿尔曼铁-北塔山复向斜。

区内断裂构造十分发育，性质上压性、张性、扭性均有，但以压性最突出。这些断裂的形成主要随华力西运动的兴起而发生、发展。在以后的运动中虽有活动，但基本保持了当时的格局。根据规模可分为深断裂、大断裂、一般断裂。

深断裂以卡拉麦里深断裂为代表，该断裂在地貌上呈一宽100～300m的直沟，断面NE倾，倾角75°～80°，为高角度逆冲压性断层，并形成宽阔的破碎带，有的地方可见糜棱岩化带，断层泥、断层角砾岩也较普遍。卡拉麦里深断裂对本区地层、侵入岩、矿产和构造起着重要控制作用。断裂以北是强烈活动区，地层厚度大，褶皱强烈，断层非常发育，侵入活动频繁，且岩石变质程度高；其南则相对稳定。在成矿方面，卡拉麦里深断裂构成侵入岩侵入的主要通道，与其有关的次一级断层和裂隙则构成其良好的赋存空间。

大断裂以清水-苏吉泉大断裂为代表，位于卡拉麦里深断裂之北，西起清水泉，经苏吉泉，东端延至柳树泉以南1045高点被第四系覆盖；延伸方位280°～300°，长度＞53km。该断层为一向北倾斜的逆断层，倾角一般在60°左右。在地貌上往往形成明显的负地形和构造阶梯。它与卡拉麦里深断裂组成一个断裂带，构成了超基性岩浆上升和赋存的有利因素，也是成矿的有利部位。

一般断裂中以NW向断层最为发育，其特点是和区域性构造线方向一致，多沿290°～320°方位延伸，具走向断层性质。断层规模较大，一般长10～10km。多以高角度逆断层出现，断面倾向NE，倾角50°～70°。该组断层一般在中石炭统早期即已形成，且大部分具有长期活动性，这在北塔山地区尤其明显。活动的结果，是北塔山在不断抬高。该组断层直接对超基性岩、含金石英脉起着控制作用，为其直接提供赋存条件。

1.4 区域岩浆活动

区内岩浆活动较为发育，侵入和喷出次数频繁，并具有较明显的旋回性，从超基性到碱性岩均有出现。其中以侵入岩为主，喷出岩次之。

侵入岩主要分布于卡拉麦里深断裂以北。喷出岩在卡拉麦里大断裂南北均有出现。区内侵入岩主要为华力西中期的产物，以中深成的最为发育，呈岩基及大小不等的岩株状产出；浅成岩多呈脉岩产出，岩株状的小岩体偶尔可见。燕山期侵入岩仅在拜斯巴斯它乌南东中侏罗统呈脉状产出。

华力西期深成岩包括7个侵入期次。第一侵入次—辉长岩类，主要分布于卡拉麦里深断裂北侧，岩体为脉状及小岩株状，受后期超基性岩的侵入破坏，一般呈残留体分布于超基性岩体中部或边缘。主要为辉长岩，偶尔可见辉长玢岩；第二侵入次——超基性岩类（ ），主要沿卡拉麦里深断裂及苏吉泉大断层层间次一级的构造裂隙侵入，岩体多为不规则岩墙状、岩株状的单斜岩体；第三次侵入次——闪长岩类（ ），在区内仅见库普北闪长岩岩体群，由两个岩体组成；第四侵入次——富斜花岗岩-花岗闪长岩类（ ），主要分布于卡拉麦里深断裂以北的奥塔乌开给什至库普一带，岩体长轴走向北西，呈不规则的岩基产出；第五侵入次——钠铁闪石花岗岩 ，仅见萨惹什克钠铁闪石花岗岩体，与中泥盆统平顶山组（D2p）为侵入不整合接触；第六侵入次——偏碱性的花岗岩体（ 及 ），该次侵入岩主要分布于清水-苏吉泉大断层以北，岩体呈岩基状产出，部分为岩株状，平面形状均不规则状；第七侵入次——花岗斑岩类（ ），见于巴勒巴尕依附近及其以北。呈不规则复脉状及小岩株状产出，穿切最新侵入岩 。

燕山期侵入岩在本区不发育，仅在中侏罗统西山窑组（J2x）见有含石英辉绿岩脉（Nπ5），产于北塔山山前中生界内陆凹陷中。

2 矿区地质

2.1 矿区地层

矿区地层相对单一，以下石炭统和中泥盆统为主，周围零星分布第四系（图1）。

2.1.1 泥盆系

在区内广泛出露，主要分布于矿区北部。出露为中泥盆统平顶山组岩层（D2p），主要由一套正常浅海碎屑岩组成，以凝灰岩、砂岩、粉砂岩和砂砾岩为主。岩性主要为中基性火山凝灰岩、凝灰质砂岩、粉砂岩；其底层为一层紫红色深海相沉积的硅质岩、碧玉岩。以清水-苏吉泉大断裂与上覆中石炭统南明水组地层不整合接触。

2.1.2 石炭系

分布于矿区南侧，是重要的赋矿地层，出露岩层为下石炭统南明水组。下石炭统南明水组（C1n）呈NW-SE向带状分布，出露面积较大，组成一高角度的复向斜，向斜的两侧均被断层切割，其南以卡拉麦里断裂与过渡带卡拉麦里组分开；北以清水-苏吉泉断裂与地槽型平顶山组分开，下界不明。该组主要由浅海相碎屑岩及火山碎屑岩组成，并见有少量的火山熔岩夹层或透镜体。由于其处在构造挤压带上，因而岩层多已破碎和产生变质。岩石多片理化或千枚岩化。根据岩性、层序和沉积旋回，将其分为两个亚组：下亚组（C1na），主要由灰绿色及灰色片理化粉砂岩、千枚岩化粉砂岩、钙质粉砂岩组成，夹有砾岩、长石砂岩、凝灰砂岩、凝灰岩和灰岩透镜体；上亚组（C1nb），整合产于下亚组之上，以一层断续出露的压扁圆砾岩、砂砾岩和砂岩分开。本组仍以碎屑岩为主，与下亚组明显不同的是火山碎屑岩显著增多，并夹有少量中性火山熔岩或透镜体，岩性走向变化不大，由东向西碎屑岩粒度由粗变细，钙质成分逐渐减小，火山碎屑成分逐渐增多。

图1 双泉金矿区地质简图

1—第四系；2—下石炭统南明水组上亚组；3—下石炭统南明水组下亚组；4—中泥盆统平顶山组；5—石炭系中粒钾长花岗岩脉；6—石炭系细粒钾长花岗岩脉；7—蚀变带；8—矿脉；9—构造地球化学剖面及编号

2.1.3 第四系

广泛分布于工作区内洼地、沟谷、山前地带和河谷两侧及盆地边缘。主要为风积、洪积、冲积、堆积的铁质、钙质、泥质胶结等形成的砂质粘土、石英细砂、岩块及砾石沙土等松散堆积物。第四系主要为上更新—全新统洪积层，为未经胶结或微胶结具棱角状的砾石堆积，分选不好，一般自山前到洼地中心，砾径由粗变细，成分复杂。

2.2 矿区岩浆岩

区内岩浆活动较为发育，侵入岩主要分布于研究区以北。喷出岩在研究区南北均有出现。区内侵入岩主要为华力西中期第一阶段侵入的斜长花岗岩和华力西中期第二侵入次侵入的超基性岩为主，周围零星分布闪长岩、辉长岩类。

第一侵入次——辉长岩类。岩体以小岩株状零星分布矿区，受后期超基性岩的侵入破坏，一般呈残留体分布于超基性岩体中部或边缘。单个岩体或残体长10～100m，宽10～50m。沿270°～300°方位延伸，与中泥盆统平顶山组、下石炭统南明水组为侵入不整合接触，接触面不平整，倾角陡。

第二侵入次——超基性岩类（ ）。超基性岩（ ）主要沿卡拉麦里深断裂及清水-苏吉泉大断层间次一级的构造裂隙（280°～310°方向）侵入，与下石炭统南明水组为侵入不整合接触。岩体多为不规则岩墙状、岩株状的单斜岩体，中间一般膨胀，两端窄，较大岩体有分叉现象，个别岩体之平面形状为似“S”型。在矿区内多处均有分布。单个岩体长30～200m，宽10～50m。主要岩石有含辉纯橄岩及纯橄岩、斜辉辉橄岩等。

含辉纯橄岩及纯橄岩。暗灰绿色、暗绿色，具环状结构，块状构造。主要组成矿物为橄榄石及斜方辉石。橄榄石多蚀变成蛇纹石，辉石则形成绢石，构成岩石之假斑。

斜辉辉橄岩。易风化，在地表多形成灰白—灰绿色粉末。具环状结构，块状构造。主要组成矿物为橄榄石及斜方辉石。

第五侵入次——钠铁闪石花岗岩 。该次侵入岩主要分布在矿区以北，西侧及南侧与中泥盆统平顶山组（D2p）为侵入不整合接触，其接触面产状变化大，一般南侧倾向190°～240°，倾角40°～70°，部分倾向南，倾角较陡；南侧与第六侵入次偏碱性的花岗岩体（ ）呈侵入不整合接触，岩体呈大岩基状产出，是构成黄羊山杂岩体的主要岩体，主要岩性灰—红灰色中细粒钠铁闪石花岗岩。

第六侵入次——偏碱性的花岗岩体（ 及 ）。该次侵入岩主要分布研究区以北，与中泥盆统平顶山组（D2p）为侵入不整合接触，其接触面产状变化大，一般南侧倾向210°～240°，倾角50°～70°，部分倾向南，倾角较陡；北侧产状不明。岩体呈岩基状产出，部分为岩株状，平面形状不规则。也是构成黄羊山杂岩体的重要岩体之一，主要岩性浅红色—橘**中粒—中细粒钾质花岗岩。该次侵入岩为区内主要内生矿产形成时期之一。

浅成岩在研究区不发育，以酸性岩为主，组成小的岩体或岩株。浅成岩的侵入时代，均属华力西中期。

2.3 控矿构造

双泉金矿受控于清水-苏吉泉韧-脆性剪切构造系统，其中，2（和1）号矿脉位于主构造带中，3，4号矿脉受次级的裂隙系统控制。

由于清水-苏吉泉大断裂的作用及次一级断层的影响，该构造带中岩石多已蚀变破碎，表现为一个强片理化蚀变破碎带。破碎带给侵入岩的贯入和赋存创造了有利空间，因此沿该带有大量的超基性岩脉、岩株分布，同时也为含金热液的贯入和赋存创造了有利空间，形成矿体和矿化体。

清水-苏吉泉大断裂为一向北东倾斜的逆断层，倾角一般＞80°。在本区的表现形式为多条断层组成的构造片理化带，各断层往往在明显的负地形和山前出现，局部断层由于后期构造、热液活动形成矿（点）床（如双泉金矿）。该断裂可细分为以下几个断层（破碎带）。

F1破碎带位于矿区东南，长1600m，走向320°，大部分被第四系所覆盖，局部有露头可见，为一强片理化凝灰岩带，局部充填有石英脉。石英脉不连续，呈串珠状透镜体产出，断续长度约3000m。根据电法测定结果，该破碎带两侧 ， 曲线呈台阶状下降且存在低阻正交点曲线一边普遍高起，歧离带明显；一边异常值不高而曲线平稳，歧离带不明显，在2 种场的过渡带是构造带存在的标志之一。

F2破碎带位于矿区中部，长2000m，走向320°，为一紫红色片理化泥质岩带，其北东侧为灰绿色基性凝灰岩，南西侧零星出露有碧玉岩、硅质岩，F2两侧 ， 曲线歧离带不甚明显，异常值不高但曲线平稳，其南端在40线有与主构造F3复合的趋势。

F3破碎带位于矿区中部，为1，2号脉所赋存的构造，长＞5440m，宽100m左右，走向320°，全部被第四系所覆盖，由于矿区采矿大部分已剥开，为一强片理化蚀变千枚岩带，大部分地段充填有石英脉、金属硫化物而构成矿体（矿脉），激电联合剖面 ， 曲线在F3上方存在明显低阻正交点，交点两侧曲线歧离带明显，在两种场的过渡带处是构造带存在的标志之一。推测F3为清水-苏吉泉大断裂主构造通过处。

F4断层位于矿区东北部，为一山前断层，全部为第四系所覆盖，从遥感影像特征看，其两侧具明显差异，断层北东侧呈现深灰色，岩性为深灰色层状凝灰质砂岩（泥盆系平顶山组），断层南西侧呈现浅灰色，岩性为灰色-灰绿色片理化凝灰岩（石炭系南明水组）。该断层为清水-苏吉泉大断裂构造带的边界。

3 矿体地质

双泉金矿区目前共发现1，2，3，4，5号5条含金矿脉，产于下石炭统南明水组中。矿脉主要受NW向的清水-苏吉泉断裂控制，并赋存在其内，矿床类型破碎蚀变岩夹石英脉型。

3.11 号脉

为断裂带内的破碎蚀变岩夹石英脉，以破碎蚀变岩为主。地表出露长约1.5km，宽1～15m，呈NW向舒缓波状展布，走向320°，南东段倾向NE，倾角75°～87°，北西段倾向SW，倾角78°～86°，中段为近直立。破碎蚀变岩主要为硅化绢云千枚岩，具片理化、糜棱岩化。颜色变化较大，与围岩界限不明显，主要为灰白色、灰绿色、灰黑色，风化呈黄褐色至浅肉红色，局部含碳呈黑色，污手。鳞片变晶结构，千枚状、条带状、糜棱状构造。石英脉为细脉状或石英透镜体状，呈条带状分布。

破碎蚀变岩因受动力挤压具浅变质现象，片理、劈理发育，局部发育小褶曲，断裂带内发育糜棱岩、千糜岩、构造片岩及石英透镜体，沿断裂带上盘（南西）岩石蚀变强烈。主要蚀变为绢云母化、硅化和碳酸盐化，沿片理面可见较强的丝绢光泽；其次为绿泥石化、高岭土化。矿化为黄铁矿化、毒砂化和褐铁矿化等。

3.2 2 号脉

矿石类型与1号脉相似，位于1号脉北侧并与其平行，地表出露长约3km，宽5～30m。沿北西向呈舒缓波状展布，矿脉主体走向320°，倾角近直立，南东段倾向NE，倾角75°～88°，北西段倾向SW，倾向74°～86°，中段为近直立。矿脉主要由硅化绢云千枚岩及少量石英（细）脉、石英透镜体组成。

破碎蚀变岩主要为硅化绢云千枚岩，具片理化、糜棱岩化。颜色变化较大，与围岩界限不明显，主要为灰白色、灰绿色、灰黑色，风化呈黄褐色至浅肉红色，局部含碳呈黑色，污手。鳞片变晶结构，千枚状、条带状、糜棱状构造。石英脉为细脉状或石英透镜体状，呈条带状分布。破碎蚀变岩因受动力挤压具浅变质现象，片理、劈理发育，局部发育小褶曲，断裂带内发育糜棱岩、千糜岩、构造片岩及石英透镜体，沿断裂带上盘（南西）岩石蚀变强烈。主要蚀变为绢云母化、硅化和碳酸盐化，沿片理面可见较强的丝绢光泽；其次为绿泥石化、高岭土化。矿化为褐铁矿化、黄铁矿化、毒砂化、褐铁矿化、黄铜矿化和孔雀石化等。

3.3 其他矿脉

3，4，5号脉已进行了槽探工程系统控制，其中3号脉位于1号脉北西约500m处，与1号脉同处于同一构造带中，矿脉地表呈 NW 向舒缓波状产出，产状38°～62°∠63°～87°，平均产状53°∠78°。以蚀变岩夹石英脉为主。矿脉主要由硅化绢云千枚岩及石英脉、石英透镜体组成。

4号脉位于3号脉北西150m处，与3号脉同处与同一构造带中，矿脉地表呈NW向舒缓波状产出，产状55°∠76°。以蚀变岩夹石英脉为主。矿脉主要由硅化绢云千枚岩及石英脉、石英透镜体组成。

5号脉为一条厚度较大的石英脉，位于1，2号脉北西延长部位，地表出露石英脉长约250m，宽10～20m，产状45°∠86°，施工槽探工程一条，控制石英脉宽18.2m。

矿石中金属矿物有黄铁矿、黄铜矿、褐铁矿化黄铁矿、毒砂和孔雀石；脉石矿物有石英、玉髓、方解石、绢云母、绿泥石和高岭土等。

3.4 矿石类型及结构构造

矿床类型为含金蚀变岩夹石英脉型，矿石的自然类型根据野外观察和室内鉴定，初步认为可以分出2种：第一种为石英脉型矿石，石英脉宽0.1～2m不等，呈透镜状、香肠状顺千枚岩片理方向产出，长轴与矿脉走向基本一致，矿石结构主要为碎裂结构和隐晶质变晶结构，块状构造和角砾状构造；第二种为蚀变岩型矿石，矿石片理发育，受挤压作用较破碎，这类矿石与硅化、绢云母化关系密切，品位稳定，但较低。组构主要为鳞片变晶结构，千枚状和条带状构造。

双泉金矿流体包裹体均一测温温度范围为190～319℃，存在3个峰值范围，160～180℃，200～220℃，340～380℃。

在双泉金矿所测的4个样品，δ34S值为3.54‰～10.68‰。

双泉金矿含矿石英流体包裹体氢氧同位素组成见表1。

表1 双泉及外围金矿床氢氧同位素组成

双泉金矿金矿石中黄铁矿（毒砂）3He/4He同位素组成见表2。

表2 双泉矿区及外围金矿石中黄铁矿（毒砂）3He/4He 同位素组

成矿期的蚀变矿物绢云母和与成矿有关的石英的激光显微探针40Ar/39Ar同位素定年结果为：3个绢云母的等时线年龄分别为269±9 Ma，265±2 Ma，260±4 Ma，06B22-Q石英样品16个测点给出等时线年龄为269±8 Ma，表明金矿主成矿期成矿时代为269±9 Ma～260±4 Ma。

4 技术性找矿标志

4.1 直接标志

石英脉、金属硫化物形成的褐铁矿化或铁帽是直接找矿标志，如苏吉泉矿区地表产出的石英脉型金矿床。

4.2 蚀变岩标志

在构造蚀变带中注意寻找夹石英脉的蚀变岩型含金地质体一般夹有石英小细脉、夹有石英透镜体的蚀变岩含金性较好；黄褐色、红褐色的蚀变岩含金性较好。

4.3 构造标志

NW向构造控制本区金矿，与区域构造线方向一致。由NW向构造引起的挤压片理化带或韧性剪切带及其次一级的断裂常常是金矿形成的导矿构造、容矿构造。构造、断裂交会部位、切割部位常是有利的储矿构造；被线性构造切割部位非常有利成矿。

4.4 蚀变标志

金矿（化）体的围岩中发育的蚀变主要为：硅化、黄铁矿化、褐铁矿化、方铅矿化、孔雀石化、毒砂化、绢云母化、碳酸盐化、绿泥石化和高岭土化等。

4.5 岩性标志

火山岩、火山碎屑岩华力西中、晚期中—酸性侵入岩是金矿的找矿标志。

4.6 地球化学异常标志

在成矿有利部位，一般都有Au异常显示，尤其是Au，As，Cu异常，异常稳定，强度高、衬度大，往往是蚀变岩引起的。

参考文献

武警黄金地质研究所.2006.新疆奇台县双泉金矿成因成矿模式及找矿预测研究（成果报告）廊坊：武警黄金地质研究所

（路彦明编写）

　成矿大地构造演化

一、大地构造单元

矿床位于哈萨克斯坦-准噶尔板块与西伯利亚板块碰撞带额尔齐斯大断裂南侧的加波萨尔复背斜西段南翼的阿尔曼泰弧后盆地中。

二、矿区地质

（一）矿区地层（图2-171）

1.泥盆系

（1）下泥盆统托让格库都克组（D1t）　分为两个亚组，第一个亚组（D1t1）为浅海相类复理石建造，主要岩性为生物碎屑灰岩、粉砂质灰质、中粗粒长石岩屑砂岩、含砾岩屑粗砂岩、凝灰质钙质砾中粗粒砂岩、凝灰质砾岩等夹玄武玢岩。第二亚组（D2t1）为浅海—滨海相中基性、中酸性火山岩-火山碎屑沉积岩建造，主要岩性有灰岩、凝灰砂岩、凝灰砾岩、安山质火山角砾岩、集块岩、安山岩、安山玢岩、玄武岩、玄武玢岩等。具爆发相与喷溢相相互更替的特点。

（2）中泥盆统北塔山组（D2b）　分为三个亚组：第一亚组（D2b1）岩性主要为凝灰岩、凝灰质岩屑砂岩、英安岩、石泡流纹岩、角砾凝灰岩、火山角砾岩等；第二亚组（D2b2）火山岩很发育，由玄武玢岩、辉石安山岩、玄武岩、英安斑岩、流纹岩、凝灰岩、火山角砾岩、熔结凝灰岩、凝灰砂岩等组成；第三亚组（D2b3）为生物碎屑灰岩、泥灰岩，尚有少量的中细粒砂岩、钙质中细粒长石砂岩、泥质硅质岩、粉砂硅质岩等。北塔山组与铜矿的成矿关系密切，索尔库都克铜（钼）矿即赋存于第二亚组及其与正长花岗岩的接触带和相应地层中。

（3）上泥盆统卡希翁组（D3k）　该组属上统下部，区内呈断块出现，未见顶、底，与下伏地层呈断层接触。下部为湖泊—沼泽相泥岩建造，主要岩性有硅质粉砂质泥岩、碳质粉砂质泥岩，夹薄层状硅质岩、灰岩小透镜体及赤铁矿结核和薄层。上部为海陆交互相沉积，由砂质泥岩，含同生砾泥质粉砂岩组成。

2.第三系

属老第三系，为一套内陆河流—湖泊相碎屑沉积，岩性为泥岩、粘土岩、砂岩、砂砾岩等，不整合覆盖于上古生界及华力西中期岩体之上。

3.第四系

分布广泛，覆盖于各种基岩之上，大致分为更新统洪积层、全新统洪积层，洪积—坡积层、风积层。

（二）矿区构造

矿区内出现的主要构造是索尔库都克背斜，长9.5km，宽4.5km，总体走向3100。矿床所在的背斜SW翼的倾向为230°，倾角30°～50°，轴面略偏向NE。索尔库都克背斜控制了成矿作用及其矿床的定位。矿区内断裂构造发育，共有32条，其中重要的有F1（NW）和F4（NE）两组。另有F15将F1平推，为成矿后断裂。

图2-171　索尔库都克铜（钼）矿床矿区地质略图　Fig.2-171　Geological sketch of Suoerkuduke Cu（Mo）Deposit（据新疆地矿局第二区调大队，1993）（after RegionaI Geological Survey Team No.2,Xinjiang Bureau of Geology and Mineral Resources）

Q—第四系；E—第三系；Ts—凝灰质砂岩；Tbs—凝灰质含砾砂岩；αμ—安山岩、安山岩玢岩；γπ—花岗斑岩；esk—绿帘石夕卡岩；gsk—石榴子石夕卡岩；egsk—绿帘石石榴子石夕卡岩；dsk—透辉石—钙铁辉石夕卡岩；ρδ—辉石闪长岩；ξπ—英安岩、英安斑岩；vπ—霏细斑岩；1—断层；2—岩性段界线；3—铜矿体及编号

（三）侵入岩

矿区内发育有碱长花岗岩（ ），花岗斑岩（ ），英安斑岩（ζπ）、安山玢岩（αμ）、霏细斑岩（vπ）及安山岩类。其中的安山玢岩与本矿床有直接的成因联系（图2-172），矿体赋存在安山玢岩外接触带的凝灰岩中，安山玢岩自身也具矿化。

三、铜矿床地质

（一）矿体特征

图2-172　索尔库都克铜矿区第4勘探线剖面图　Fig.2-172　Profile of exploratory line 4 in Suoerkuduke copper ore district

α—安山岩；αμ—安山玢岩；csk—绿帘石夕卡岩；gsk—石榴子石夕卡岩；cgsk—绿帘石石榴子石夕卡岩；Cu—铜矿体；Mo—钼矿体；F—断层；⑤—铜矿体编号；1—夕卡岩带界线

矿体集中分布于矿区中部，主要赋存于安山玢岩与中泥贫统北塔山组第二岩性段的凝灰岩外接触带中。矿体产状与地层产状基本一致。主要矿体常产在绿帘石石榴子石夕卡岩带或石榴子石绿帘石夕卡岩这类复矿物夕卡岩中。矿带长2550m，宽900m，呈330°～350°方向展布，倾向SW。矿体倾角大多为30°～400。按工业指标已圈定并计算储量的有铜矿体40个，钼矿体21个。钼矿体为盲矿，常产于主要铜矿层之上。

矿区已提交的40个铜矿体中长度大于400m的有5个。最大的两个为4号和5号矿体，占提交总储量的80%。5号矿体最长为1000m，（地表出露546m），垂深最大330m，最厚64.43m，倾向SW，倾角410,Cu品位0.7%。其他依次为4号、9号、10号、7号、14号矿体。矿体形态均较简单，为似层状，透镜状，仅在矿体趋向尖灭部位有的出现分支现象。矿体产状平缓。钼矿体的形态、产状与铜矿体基本相似（图2-172）。

（二）矿石矿物成分

矿石的金属矿物有39种，主要为黄铜矿和黄铁矿，其次为闪锌矿、方铅矿、辉钼矿、白铁矿、磁黄铁矿，再次为碲银矿、自然金、银金矿、孔雀石等。非金属矿物由于蚀变强弱不等，种类较多，含量变化亦大。主要有绿帘石、石榴子石、辉石、阳起石、方解石、绿泥石、钾长岩、绿高岭石、次闪石、斜长石、黑云母、石英、透辉石及碳酸盐矿物等。

（三）矿石结构构造

矿石结构：稀疏浸染状黄铜矿矿石和稀疏浸染状辉钼矿黄铜矿矿石均以他形微粒结构为主，他形细—微粒结构和他形不等粒结构较少。稀疏浸染辉钼矿矿石为片状结构。

矿石构造：分为星散浸染状构造、稀疏浸染状构造，细脉浸染状构造、细脉状构造，个别见有中等浸染状构造。

（四）矿化分带

矿床的矿石矿物主要赋存在各类夕卡岩中，夕卡岩的分带特征展示了矿化分带和成矿元素在空间的变化。按夕卡岩的矿物组合，矿区的夕卡岩基本上分成4带：

（1）石榴子石夕卡岩带：位于矿区中部，5号矿体西侧。该带由石榴子石（70%～90%），次透辉石（10%±）组成。原岩较难恢复，其中产有14号钼矿体。

（2）石榴子石绿帘石夕卡岩带：位于石榴子石夕卡岩带两侧，该带北部有较多的凝灰质砂岩残留体，南部有较多安山玢岩的残余，残留体受较强的夕卡岩化。该带由绿帘石（30%～40%），石榴子石（30%～50%），次透辉石（10%～15%）组成，是主要的含矿围岩。其中产有5、4、2号主铜矿体，还含有2、3、9号钼矿体。

（3）绿帘石夕卡岩带：分布于矿床的两侧，走向上常不连续，在东侧宽仅5～15m，零星分布，绿帘石含量为60%～65%，最高达85%～95%。3、1、2、9、10号铜矿体分布于该带中。

（4）辉石夕卡岩带：分布于矿床东部，出露长度600m，宽100～200m。原岩为凝灰质砂岩和部分安山玄武岩。次透辉石含量40%～65%，最高达85%，绿帘石5%～10%，石榴子石10%～20%。

从空间位置看，中心带石榴子石夕卡岩的分布受一近南北向的断裂控制。断裂带被后期花岗斑岩脉充填。推测该断裂带可能是热液流体的主通道，代表热液活动中心。热液流体经此通道时，顺着岩层界面渗滤交代，从而形成了似层状夕卡岩。

（五）矿石地球化学特征

（1）夕卡岩中的铜含量为696.06×10-6，是地壳克拉克值的14.81倍，在土壤中的铜含量为41.35×10-6，是地壳克拉克值的2.05倍。

（2）矿区泥盆系北塔山组第二亚组（ ）地层中Cu、Mo等元素含量高于其他地层和岩体，且变异系数极大（＞90%）。该地层与成矿、赋矿有着密切的关系。

（3）通过岩（矿）心测量统计分析，矿体主要赋存的绿帘石夕卡岩中的Cu、Zn、Ni、Co、Mo、Au元素含量高，且变异程度为不均匀到极不均匀。根据聚类分析结果表明，Cu、Zn、Pb、Co、Ni、Mo元素属于同一组合群。Cu、Pb、Zn三元素正相关属自然共生组合。而Cu与Ni、Co、Mo共生，说明铜的成矿与该区Ni、Co、Mo含量较高的北塔山第二亚组（D2b）地层有着密切关系。因此，除Cu外、Zn、Ni、Co、Mo、Pb元素是该区寻找铜矿床的主要指示元素。

（4）矿石中的Cu、Mo、Ca、Fe、Mn、Pb、Zn、Cr、Co、Ti、Ta和V的含量都高于安山玢岩围岩中的相应元素含量，而Si、Na、K和Nb的含量都低于安山玢岩。说明成矿溶液富含Cu、Mo、Pb、Zn、Fe、Mn、Cr、Co、Ca和Ti等元素，贫Si、Na、K、Nb等元素，矿体主要由安山岩类岩与D2b交代作用形成的。

化探土壤测量结果，有明显的Cu元素异常，并与伴生元素组成Mo、Co、Ni、Cr、Pb、Zn、Au、Zn、Ag综合异常，浓集中心明显，元素之间相互套合，且与接触带相对应。

五、成矿条件

（一）稳定同位素

（1）硅同位素：花岗岩和安山玢岩的硅同位素δ30Si值为0‰，与丁悌平等（1992）所统计的花岗岩类δ30Si完全吻合。石英脉的δ30Si值为0.1‰，与花岗岩完全一致，反映其成矿物质来源的一致性。认为本矿区形成石英脉所需的SiO2来自花岗岩或火山岩。

（2）硫同位素：对索尔库都克铜（钼矿石的黄铁矿和黄铜矿）测定结果为δ34S值变化范围为—3.4‰～1.5‰。平均值为—1.8‰，接近陨石硫，说明硫源主要来自深部幔源。硫同位素组成呈明显的塔式分布特征，反映了成矿硫体可能经高温作用，使硫同位素达到高度均一化，这是夕卡岩矿床的有力证据之一。另外，黄铁矿的δ34S值总体上大于黄铜矿，显示二者之间达到了硫同位素平衡。同典型夕卡岩矿床的硫同位素组成相比，大多数夕卡岩型矿床的δ34S均为偏向正值的塔式分布，而本矿为偏向负值的塔式分布。这可能反映火山沉积岩中的部分地壳硫的参与及热液作用，经夕卡岩化高温阶段，部分地壳硫与深源硫达到均一，而后形成金属硫化物。

（3）氢氧同位素：经测定，石英包裹体水的δD＝—101‰～—102‰，δ18OH2O=2.3‰～5.6‰，其值落入原生岩浆范围的左下方，反映其成矿流体属于被天水混合的岩浆水。而黄铜矿与其密切共生的绿帘石氢氧同位素的值δD＝—63‰～—87‰，δ18O=2.39‰～5.49‰，与相应的岩浆水范围（δD＝—40‰～80‰，δ18O=5.5‰～6.5‰）相近，但同火成岩的氢氧同位素（δD＝—5‰～—90‰，δ18O=5.5‰～10‰）相比，氧同位素明显偏低，显示了大气水混染的结果。

（4）碳氧同位素：对矿石中方解石的碳氧同位素测定值为：δ13C＝—5.8‰～—3.3‰，δ18O=7.5‰～8.2‰，基本上落在火成碳酸盐区及其附近。说明流体中的碳质主要由深源岩浆带来的。这与本区缺少海相碳酸盐存在相吻合。

根据Y.Bottinga（1969）的CO2和方解石之间的碳同位素交换方程式：1000lnαc＝—2.4612+（7.666×103T）—（2.9880×106/T2），由流体包裹体均一温度获得的方解石的形成温度平均值为292℃。可以估算矿石的δ13CCO2为—2.9‰～—0.4‰，它们可近似看作成矿热流体的δ13C∑C值。由此可见，矿区的碳属于正常热液碳酸盐范围。

（二）成岩成矿温度

对流体包裹体的测温工作均在冷热台上进行，所获得的参数包括冰点、子晶消失温度，CO2部分均一温度和均一温度。一般地用均一温度代表成矿流体温度下限，亦即成矿温度。

从索尔库都克矿床的均一温度看出，成矿温度的峰值为160～200℃，相当于石英-碳酸盐相主要温度范围；绿帘石的形成温度从560～300℃，代表含水硅酸盐阶段温度范围，标志着长石类矿物开始分解，同时伴生有黄铜矿等金属硫化物的形成。因此，可以推测辉石-石榴子石无水硅酸盐阶段的温度在560℃以上，亦即夕卡岩的主要形成温度。

石英-碳酸盐相的形成温度从300～100℃，主要集中于200～140℃之间，推测石英-阳起石相的形成温度大致为300～200℃。石榴子石中所见包裹体多呈线性排列、成群分布，其包裹体的捕获物明显晚于石榴子石矿物的形成且沿裂隙分布，属于次生包裹体；其形成温度为240～100℃，主要集中于200～160℃，相当于石英-碳酸盐相，同时伴随黄铁矿等硫化物的形成。

（三）成矿时代

据胡霭琴等（1991）的研究资料，索尔库都克矿区内安山岩的40Ar/39Ar全熔年龄值为274Ma，安山玢岩的40Ar/39Ar全熔年龄值为52.7Ma；另外粗面岩的40Ar/39Ar平均年龄谱记录了热事件发生的时间：在1300℃时视年龄值为332.7Ma，接近岩石的形成年龄；1200℃时视年龄值为260Ma,1065℃时视年龄值为244Ma,260Ma和244Ma代表受热事件影响的时间。于学元等（1989）测定了矿区安山凝灰岩的K-Ar稀释法年龄值为274.99Ma。

刘光海、陈仁义等（1995）分别在矿区东部19勘探线东端石榴子石透辉石夕卡岩带和矿区外围克泽塔勒斯正长花岗岩体采集2个样品（S1906和B927），做了全岩和钾长石的K-Ar法同位素年龄值测定。年龄值分别为313.69Ma±27.09Ma，和285.69Ma±4.51Ma（表2-107）。其中B927花岗岩样品为新鲜岩石，镜下未见热液蚀变的痕迹，基本上代表岩石的形成年龄（285Ma）。

表2-107　索尔库都克夕卡岩和外围岩体K-Ar法同位素年龄值　Table 2-107　ResUlt of K-Ar dating for skarn and host rocks in SUoerkuduke ore district

据刘光海、陈仁义，1994。样品由地科院地质研究所张思红、罗修泉测试

据上述多方面的年龄测定值，认为332.7～313.69Ma基本上代表索尔库都克夕卡岩的形成年龄，大致相当于早石炭世晚期，区域上处于海盆闭合后褶皱造山运动的鼎盛时期，正值广泛造山花岗岩侵入。造山晚期，在区域上有广泛碱长花岗岩侵入，索尔库都克外围出露大面积该时期（华力西中晚期）的碱长花岗岩，促使该矿床普遍再次遭受热事件影响。其年龄范围大致为285～244Ma，相当于中晚石炭世至早二叠世。

（四）成矿条件分析

（1）据稳定同位素，测温和地质观察可将本矿床的成矿流体划分为四个阶段，即夕卡岩阶段（＞560℃），含水硅酸盐阶段（560～300℃），石英-阳起石阶段（300～200℃），和石英-碳酸盐阶段（200～100℃）。在夕卡岩阶段晚期伴生有辉钼矿，黄铜矿主要形成于含水硅酸盐阶段，热液晚期（＜300℃）主要伴生有黄铁矿、闪锌矿和方铅矿等硫化物。该矿床所见的黄铜矿和主要呈浸染状分布于石榴子石、绿帘石夕卡岩中，少量见于绿帘石夕卡岩或石榴子石夕卡岩中，黄铜矿的主要形成温度为560～300℃。而辉钼矿常与石榴子石夕卡岩关系密切，因此推测辉钼矿的形成温度相对较高，在560℃左右即大量沉淀。

（2）成因探讨：综上所述，索尔库都克铜（钼）矿床具有一般夕卡岩矿床的地质特征，又具有其独特性。本矿的最大特点是夕卡岩属于类夕卡岩，是交代凝灰碎屑岩和安山玢岩而成的。围岩中没有碳酸盐岩。另外，我国东部的夕卡岩矿床绝大多数为造山期后矿床，而本矿则为造山期矿床。从夕卡岩铜矿的构造背景看，我国绝大多数已知的中大型矿床产于东部成矿域的相对隆起区内的坳陷带，常与中生代断陷盆地相伴随；而索尔库都克铜钼矿床则产于造山带中，其成矿环境比较独特（表2-108）。

表2-108　索尔库都克铜矿床与典型夕卡岩矿床对比　Table 2-108　Correlation between Suoerkuduke copper deposit and typical skarn deposit

综上所述，索尔库都克铜（钼）矿床属类接触交代型矿床。但王新源等认为它是具有接触交代夕卡岩化的火山热液矿床。

（五）找矿标志

（1）中泥盆统北塔山组第二亚组基性火山岩建造和安山玢岩接触带是找矿的地质前提。

（2）石榴子石夕卡岩、透辉石夕卡岩、绿帘石夕卡岩化的岩石是找矿的重要标志。

（3）NW、NE向断裂构造对岩浆活动和矿床的形成起着明显的控制作用，两组断裂构造的交叉部位是成矿的有利部位。

（4）重磁异常是研究成矿地质环境的重要资料。高磁、低重力异常是圈定岩体的标志，而高磁异常带中的低磁带和重力高与低的过渡带是寻找铜（钼）矿的有利地区。

（5）化探是本区寻找铜（钼）矿的直接方法，在矿区内铜元素异常的强度和分布面积都较大，浓集中心明显，伴随有Zn、Co、Mo、Ni、Au、Ag等组合异常。

3号脉成矿地质特征与成矿规律

对多因复成铀矿床的定位，除考虑含矿层位之外，还必须查明矿床大地构造位置及矿区所在区域地壳的大地构造演化史，有其极为重要的意义。因为大地构造及其演化，控制着矿区局部构造和成矿的定位和演化。

有关地壳大地构造演化的研究成果很多，观点和学派林立。我们认为，研究大地构造必须要有明确的时间和空间观念，从时间上是大地构造阶段，从空间上是大地构造区或大地构造单元。例如我国华南加里东地槽褶皱带，是指加里东造山构造运动形成的地槽褶皱带。又如中国东南地洼区，是指现阶段的中新生代太平洋造山构造运动和喜马拉雅造山运动形成的地洼区，其绝大部分是由加里东地槽，经地台阶段及其后的活化作用所成的地洼区。因此，没有时间观念的大地构造区或大地构造单元，或者说一成不变的大地构造区或大地构造单元的概念，不便于问题的讨论。笔者认为，这是传统大地构造学存在的极大不足之处。

Г.Ф.米尔琴科（1940）曾把地壳构造分为3种地史类型：地槽前的、地槽－地台的、“断块”的。陈国达（1959,1965）把地壳大地构造史分为4阶段，即前地槽阶段、地槽阶段、地台阶段、地洼阶段。B.И.维利奇金（1983）在其《含铀区成矿学特征》一书中指出：目前已经有充分根据，把地壳组成拟分为3个基本大地构造单元：前寒武纪地台及其地盾、里菲－显生宙褶皱带及中新生代构造－岩浆活化区。从上述资料看出，地壳大地构造单元或大地构造阶段，早已超出传统的槽台学说范畴，除地槽和地台以外，还有地洼区（或称活化区）及前地槽构造区或前地槽阶段。当然，前地槽构造阶段的大地构造研究，远比槽、台、洼构造研究少，或者说对前寒武纪大地构造单元的研究程度，还远低于显生宙的大地构造区。

根据A.П.帕夫洛夫（1936）、E.B.帕夫洛夫斯基（1962）、M.B.穆拉托夫（1975）、B.И.卡赞斯基（1978）、B.И.维利奇金（1983）及陈国达（1992）等人研究资料，可以把前地槽阶段的地壳演化，分为3个阶段：原始地壳阶段、月球阶段（或玄武岩壳层阶段）及陆核阶段。原始地壳形成阶段，是从宇宙中的冷却尘埃聚集、压实、加热至熔化，推测延续了10亿年之久。月球阶段是从地壳逐渐冷却，直至水圈的形成。当时地壳表面的暗色玄武岩，是壳下玄武岩浆流体喷溢产物，近似于现今月球玄武岩壳层，故取名为月球阶段（或原始玄武岩壳层阶段）。月球阶段约在47～38亿年前形成，延续也在10亿年左右。当时地壳表面以椭圆环状的负地形为主，很可能是受陨石冲击所成的陨石坑，有待查证。月球阶段地壳表部广泛发育含辉长苏长岩、超基性岩和斜长岩成分的拉斑玄武岩岩体。由于经历了漫长地质史演化，原始玄武岩壳层大都埋藏于花岗变质岩陆壳层之下，局部保存于太平洋洋底和古老地盾的现代地表中分布（如阿尔丹地盾苏塔姆地区）。在月球阶段已经有了由水蒸气、甲烷、二氧化碳、氨、氮、氢和惰性气体混合而成大气圈，但其中包括火山酸雨（HCl、HF、H2S），故不同于现今的大气圈成分。当月球阶段的大气圈下层温度冷却至100℃以下时，水蒸气凝结，开始在负地形区形成水盆地。陆核阶段（或称地核阶段38～25亿年前），是从最古老的水盆地形成开始，大致是28～35亿年以前，至新太古代最古老的原始地槽形成之前，即28～25亿年前止。这个阶段特点是无槽台之分，还未形成大陆壳，但已存在水盆地和陆地；缺失强烈的分异作用、线型构造和大的张性断裂带；具有短轴状和等轴状构造；先广泛发育安山－玄武岩成分的熔岩，继而形成巨厚陆源杂砂岩，以及少量铁镁质溶液沉积层；最后是广泛发育但分布不均匀的安山－玄武岩壳层的花岗岩化，从而形成地壳的硅铝层，即最早的花岗片麻岩穹隆（约在30～25亿年前形成）（表11-1）。上述3个阶段均为前地槽阶段，其间除花岗片麻岩穹隆含铀外未形成含铀沉积建造。基性岩和超基性岩中铀含量也很低，只有在新太古代花岗岩化形成的花岗片麻岩穹隆内，铀含量较高，形成含铀花岗杂岩建造，可为尔后再造成矿提供部分铀源。如在澳大利亚北部的新太古代纳纳姆布杂岩中有二云母花岗片麻岩，并含有晶质铀矿物，杂岩的铀含量也高达9.6g/t。铀含量高的花岗片麻岩穹隆，为尔后各大地构造阶段的铀成矿作用，成为最古老的成矿铀源。但未形成铀矿床，更未形成多因复成铀矿床。

在新太古代至古元古代初（28～24亿年前），在地壳一些地区开始进入地槽阶段。由于是最古老最先形成的地槽，E.B.帕夫洛夫斯基称其为原始地槽期（区）。它们的特点是，形状简单，由深断裂带形成区域性线型褶皱构造系；内部不存在明显的内地隆起；槽地内充填了巨厚的火山－沉积岩层，沉积岩的岩相较稳定；有由基性、超基性到酸性的岩浆活动发育；广泛出现深熔作用、再生作用和高温区域变质作用；形成的岩石建造有细碧－角斑岩建造、安山英安岩建造、含铁石英岩建造、白粒岩建造、碳酸盐岩建造、杂砂岩建造和石墨片岩建造等。这表明地壳演化已成熟，全球性肯诺兰运动（26～25亿年前）是新太古代地槽回返的标志，如加拿大在新太古代形成地槽，经肯诺兰运动形成该区的结晶基底，并有含铀的钾质花岗岩形成。

肯诺兰运动之后，在古元古代（25～20亿年前）开始形成最早的地台。在个别地区可能更早进入地台阶段，如在南非形成南非地盾（克拉通）构造单元，地台盖层在距今28亿年开始形成。在维特瓦特斯兰德克拉通盆地内，形成了含金铀砾岩的地台沉积。由于是最早形成的地台，故有人取名为原始地台。但各个地台区形成和延续时间不同，地台阶段的时代年龄有早晚差别。地台区的特点是：陆相浅水沉积的石英砂岩和粉砂岩、泥岩、板状灰岩、白云岩等陆源岩石建造发育；砂岩和粉砂岩的分选性好；广泛发育有海绿石岩石；砾岩一般不发育，或几乎全属底砾岩；有大量的区域性不整合出现，主要的岩石建造分布稳定，但厚度较小，变化梯度小；岩浆作用弱，岩浆岩分布少；整个地台盖层而言，总厚度大，但变质弱，或未变质。

表11-1　大陆壳大地构造演化阶段划分表

B.И.卡赞斯基（1988）根据Ю.А.柯西金（1974）编制的1/1500万前寒武纪大陆构造图及其说明书认为，最古老的地台开始于28～22亿年前在南非形成。但全球而言，地台区至中前寒武期才比较广泛发育，但初期盖层厚度不大，只有在地槽区发育之后，才有更厚的地台沉积盖层。地台阶段形成的沉积建造发育地区内，有最古老的南非含晶质铀矿碎屑的石英卵石砾岩建造，其内有砂金铀矿化形成，但地台阶段尚未形成多因复成铀矿床，只是在地台阶段后的地洼阶段的构造－岩浆活化作用下，使先成富集的砂矿型的铀活化再造，方形成有沥青铀矿叠加富集的多因复成铀矿床。

同样，在古元古代（19～16亿年前），在非洲、加拿大、东欧及印度地台内，发生巨型断块断裂构造运动。在地堑断块内沉积了磨拉石类火山－沉积岩，首次出现红色碎屑岩建造，表明地壳表面已由还原环境转为氧化环境。沿断块断裂构造带，有角闪岩相和绿片岩相的动力变质作用发育，或有中深成的基性、酸性和碱性侵入岩类分布。这一切标志着地台内的一些地区已进入地洼阶段，或已形成地洼区。由于是地壳最早形成的活化区，B.И.卡赞斯基（1972）称其为原始活化区，Л.B.格里戈里耶娃（1986）称之为原地洼区，姚振凯（1986）称其为古元古代地洼区。

应当指出，古元古代地洼区的形成时间，在各个地区不全是同时的。在南非、乌克兰等地的古元古代地洼区，分别在20～19亿年、19～17亿年。澳北派因—克里克地槽活化形成的阿纳姆地地洼区，形成于古元古代晚期的16.5亿年。至于古元古代后的地洼区更多，比比皆是，如加拿大中元古代（16.5～13亿年前）的阿萨巴斯卡地洼区，澳大利亚中元古代的阿得雷德地洼区形成于16～14.5亿年前。中国东南地洼区形成于中生代（195～170Ma）。

从上所述，地洼区可以从地槽、地台（克拉通）和中间地块活化而成。有些地区，地台阶段时间很短，所成沉积少而薄，有的遭到剥蚀，在此情况下对地台阶段可忽略不计，看成是地槽回返后直接转化为地洼区。澳北派因—克里克地槽（ ）在古元古代晚期转化为阿纳姆地地洼区是其例。

有关地洼区（活化区）的特征，陈国达、А.Д.谢格洛夫、B.И.卡赞斯基、Ф.И.维利奇金等，先后作了详细研究。其最主要特点是：①活化作用的构造单元，按其先前的构造单元冠以活化二字，可分为活化地盾、活化克拉通、活化地台、活化中间地块、活化地槽褶皱区；②断块造山作用强烈，可形成短线状褶皱，且多在大陆条件下出现，致使构造－地貌起伏反差强度增大，产生新的次级构造单元。穹形隆起者为地穹，山间盆地者为地洼（或地洼盆地），裂谷者为地洼裂谷；③断裂再次作用使先成断裂活化，形成拱裂、环状断裂、放射状断裂和断块断裂。还常见有穿透地壳的深大断裂。断裂多呈陡倾的铲状断裂或推覆断裂出现。断裂变质发育，形成动力变质混合岩带；④在山间盆地内发育有巨厚的陆相火山－沉积的类磨拉石建造或含煤建造，具有陆相类复理式韵律特征；⑤岩浆作用强烈，侵入岩和火山喷发岩广泛发育，有从酸性、碱性至基性的活动顺序，所成花岗岩以高硅富碱而低铁贫镁为特色，尤以酸性和中酸性岩浆岩特别发育，而不同于地槽和地台区的岩浆岩。⑥地壳剖面具槽、台、洼3层结构的特征，若地台层缺失，则为槽、洼双层结构。地壳厚度发生显著变化，重力异常多为负值，呈短带状分布。大地热流高低分异的反差增大，平均热流值也往往最高。地洼区内地震活动增强，新构造运动明显；⑦地洼区，特别是中新生代地洼区，钨、锡、钼、铋、铜、铅、锌、铍、锂、硼、铌、钽、铀、钍、砷、锑、汞、氟等元素的矿产最多，类型丰富多彩。各矿种的多因复成矿床发育。

从上述地洼区特征看出，地洼阶段内形成的含铀岩石建造较少，主要有火山－沉积岩建造、陆源碎屑岩建造，有时见含铀煤建造。地洼区的多因复成铀矿床的成矿作用，侧重在再造或改造地洼阶段前先成的铀源层或铀源体而成矿，如澳大利亚南北地洼带古、中元古代地槽或地台阶段形成的铀源层，在地洼阶段构造－岩浆活化作用下，使铀源层再造成矿，形成一系列超大型的多因复成铀矿床。在铀成矿演化史中，最早形成的多因复成铀矿床，是南非维特瓦特斯兰德石英卵石砾岩型金铀矿床。含铀金砾岩层形成于22亿年前的地台阶段，但工业铀矿床只是在20.5亿年前地洼阶段形成。因此，多因复成铀矿床的成矿作用，可以是跨越大地构造阶段的很长时间。

在论述地壳大地构造演化与多因复成铀矿床的形成相互关系（表11-2）后，应着重指出3点：①地壳各地区进入槽、台、洼阶段的时间，可有早晚和先后的差别。同时代不同地区的相同大地构造单元，其地质特征有极大的相似性，但也允许有某些差别；②过去传统大地构造学中，由于未单独划分出地洼阶段（或地洼区、地洼构造层），致使在过去文献中论述地槽或地台区特征时，夹杂着地洼区的许多地质特征在内；③传统槽台理论，把大地构造单元及其特征，看成是一成不变，地槽区或地台区一定终身，一直成为活动区或稳定区。由于未把它们在不同地质历史中相互转换和演变关系区分清楚，发生同一地区有不同的大地构造单元名称叫法。因此，我们认为各地区大地构造单元的属性，应加上地质时代（或年代）的前提为宜，有利于问题的讨论和探索。

表11-2　大陆壳大地构造演化与多因复成铀矿形成

综上所述，依地洼学说分析，地壳演化必然产生越来越多的大地构造性质不同的大地构造基本单元。地槽和地台区分布范围和面积越来越小，地洼区分布不断增多，面积增大。地洼区，特别是中新生代地洼区的多因复成铀矿床最多，类型最丰富多彩，有待更多地发现超大型矿床。

根据对矿区实地考察与调研，并结合前人的研究成果，对矿区成矿规律形成了如下认识。

可可托海3号脉伟晶岩矿床位于新疆东北部的阿勒泰地区，矿区在大地构造位置上位于阿尔泰造山带的中部。阿尔泰造山带位于以北的西伯利亚板块与以南的准格尔地块之间。阿尔泰造山带经历了：①新元古代至早古生代的大陆裂谷期；②晚奥陶世至泥盆纪的大洋消减及岛弧增生作用；③石炭纪的碰撞造山期等多阶段的构造演化史。

根据以往对于阿尔泰地区构造演化特征的研究，国内学者通常将阿尔泰造山带分为三个构造单元，即北阿尔泰、中阿尔泰及南阿尔泰。而国外学者对位于阿尔泰造山带构造单元的划分往往是以Windley的划分为基础的，Windley综合以往研究成果，将阿尔泰造山带分为6个构造单元。对于可可托海矿区，这两种划分模式都是一致的，即认为可可托海是位于中阿尔泰单元内。中阿尔泰单元内出露的主要为角闪岩—绿片岩相的变质岩、大量的花岗岩以及少量火山岩。

可可托海3号脉伟晶岩矿床规模巨大，从形态特征上来说其是由下部缓倾斜部分和上部近直立的“岩钟”部分所构成的，3号脉伟晶岩是伟晶岩浆结晶分异作用成矿及伟晶岩内部结构分带的最好实例。根据其矿物组合及结构变化，其空间分带十分明显，自外向内可依次划分出如下9个共生—结构带：Ⅰ.文象、变文象伟晶岩带；Ⅱ.糖粒状钠长石带；Ⅲ.块状微斜长石带；Ⅳ.白云母—石英带；Ⅴ.叶钠长石—锂辉石带；Ⅵ.石英—锂辉石（—叶钠长石）带；Ⅶ.白云母—薄片状钠长石带；Ⅷ.锂云母—薄片状钠长石带；Ⅸ.石英和微斜长石核。根据伟晶岩的岩石成因分类，3号脉伟晶岩属于LCT型伟晶岩。

可可托海3号脉伟晶岩的主要特征包括：①伟晶岩浆的母岩浆为来源于区域的大型阿拉尔花岗岩基（这种结论至今还存在一些争论，但大多倾向于这种观点），原始岩浆为S型碰撞至碰撞期后花岗岩浆，岩浆具过铝质组分特征。②3号脉伟晶岩的形成过程可以由结晶分异模式进行解释。随着伟晶岩浆的结晶分异过程，伟晶岩从接触带至内部依次生长，伟晶岩浆内逐渐富集Li、Rb、Cs、Be、Sn、Ta、Nb等不相容元素，且F、B、P等挥发性组分也逐渐富集。挥发性组分对于伟晶岩内巨型矿物晶体的形成有重要意义。③3号脉伟晶岩规模巨大，在造山挤压环境下无法形成如此巨大的稳定的且利于伟晶岩浆结晶分异的空间。因此，3号脉伟晶岩浆应该是在造山间期或造山期后的稳定的拉张环境中形成的。根据我们对于矿区构造的野外实地调查，区域性节理构造是3号脉伟晶岩形成的重要控矿及容矿构造。④矿床的形成年龄，争议太多。但最近Wang和Zhu分别用SHRIMPU—Pb法及Rb—Sr法得到伟晶岩外带（I—II结构带）的形成年龄为220Ma左右，对于伟晶岩浆开始结晶的时代有了比较统一的认识。

通过对矿区成矿规律的再认识，结合钻孔测试的成矿元素的富集规律，我们认为在3号脉南部，有发现隐伏大规模矿脉的可能性。

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