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矿床学作业3

可可托海含稀有金属花岗伟晶岩矿床

摘要可可托海矿床位于新疆北部,距乌鲁木齐约530km,大地构造上属于西伯利亚板块西南阿尔泰陆缘活动带，其完美的同心环状结构分带举世闻名。

区域内构造运动强烈，岩浆的多期次侵入。

形成以云母和长石作为3号脉9个结构带的贯通性矿物，由外向内表现不同的结构和成分特征。

主要矿产资源以锂、铍、铌、钽为主。

伟晶岩的形成可能与变质作用有关。

关键词：

可可托海矿床；伟晶岩；稀有金属；构造运动；构造带

1．区域地质背景

1.1大地构造位置

中国阿尔泰造山带位于西伯利亚板块和哈萨克斯坦-准噶尔板块之间，主体长500km，宽40～80km，是一个具有多大陆块体、岛弧和增生杂岩带特征而且多块体镶嵌、多缝合带拼接、山盆耦合的大地构造特征的显生宙增生型造山带（肖序常等，1992;何国琦等，1994;任纪舜等，1999;刘锋等，2009），经历从古陆块的形成、陆壳的增生、板块的分离、直至最终聚合为统一稳定大陆的复杂而漫长的构造演化过程（秦克章，2000;韩宝福，2008）。

以断裂为界可划分为6个地体，由东北至西南依次为阿尔泰山地体、北西阿尔泰山地体、中阿尔泰山地体、琼库尔-阿巴宫地体、额尔齐斯地体和布尔津-二台地体（图1）。

1.2地层与构造

本区地层分区为阿尔泰镇三级地层小区，可可托海附近出露地层有中-上奥陶统哈巴河群、上奥陶统东锡勒克组、中-上志留统鲁木提群、下泥盆统康布铁堡组、中泥盆统北塔山组、中泥盆统阿尔泰组、上泥盆统卡希翁组、下石炭统红山嘴组、下石炭统姜巴斯套组、上石炭统克拉额尔齐斯组、下二叠统三塘湖组、上二叠统扎河坝组、中-上侏罗统石树沟群、古近纪古新统-始新统红砾山组，古近系紫泥泉子组、古近系安集海河组、上新统-全新统地层。

区内有三个规模较大的褶皱构造：

诺尔特复向斜、哈龙-青河复背斜、克兰复向斜，可可托海矿区位于哈龙-青河复背斜中部。

断裂构造极为发育，按其性质，规模和产状，分为北西组、北北西组、东西向组、北东-南西向组。

断裂对侵入岩、围岩蚀变、矿脉有明显控制作用。

（图2）

1.3岩浆岩

区内侵入岩十分发育，发育加里东期、海西期侵入岩。

加里东期侵入岩有:

辉长岩、英云闪长岩、石英闪长岩,在海西期与围岩一起发生了区域变质和混合岩化作用。

海西期侵入岩分布在喀纳斯一可可托海一带,以片麻状花岗岩为主,有黑云母一二云母花岗岩、钾长花岗岩、二长花岗岩、斜长花岗和片麻岩。

岩体多，类型较为齐全，岩性、产状、形态都很复杂，具有多期次、多成因等特征。

基性岩类占侵入岩的2%~5%，其余皆为酸性花岗岩类。

基性岩类主要分布在可可托海、虎斯特、库威等地，岩性主要为闪长岩-辉长岩类，属大洋岛弧拉斑玄武岩系列。

基性岩类规模小，出露面积几平方米至几万平方千米。

花岗岩的分布受区域构造控制，岩体长轴方向基本上与区域构造方向一致，花岗岩体呈岩基、岩株、岩钟、岩瘤、岩脉等产出，规模大小不一。

伟晶岩的分布主要受构造和花岗岩控制，区内大部分伟晶岩分布于花岗岩体的内、外（距花岗岩体2~10km或更远）接触带和花岗岩体顶部的凹陷残山地段及捕虏体发育地段。

围岩为各类片麻岩、片岩或辉长岩-闪长岩体等。

2.矿床地质特征

2.1矿区内地层

矿区内出露地层为中-上奥陶统哈巴河群上压群，分布与角闪辉长岩体（钽、铌矿化体）的西侧和南侧，呈弧形厚层状展布，在岩体内为顶盖残留体，呈大小不等的透镜状分布，片理走向300o~360o，倾向北向，倾角60o~90o。

2.2构造

矿区内控制构造主要是北西向和近东西向的两个断裂，构成区内主体构造格局。

由于晚期构造活动的叠加和继承性，控矿构造为叠加构造。

北西向断裂长1~2km，走向2900~3100，倾向南西或北东，倾角200~450。

东西向断裂，大多被花岗伟晶岩脉所充填，严格控制着区内伟晶岩的形态和分布，为成矿前的断裂。

北北西向断裂组成内发育构造破碎带和蚀变带，并有规模较小的伟晶岩带产出，它控制着蚀变带的分布和规模。

在断裂两侧，特别是上盘，次级平行的小断裂发育，形成不同蚀变类型和强度的蚀变岩，呈平行排列，成群（带）分布。

该组断裂总体走向为3450，倾向为北东东或北东，倾角650~750，是区域最发育的一组断裂构造。

近东西向断裂构造带，形成时间明显晚于北西向断裂构造带，北西向伟晶岩脉往往被错断。

但由于断裂构造的长期活动，亦可见到近东西向伟晶岩脉被北西向构造错断。

该组断裂走向近东西，倾向南，倾角550左右。

此组断裂的部分被花岗伟晶岩脉所充填，使伟晶岩脉形成转折和肘拐，部分受热液蚀变作用而形成近东西向的蚀变带，其规模小于北西向断裂，一般长几百米至1000m。

在两组断裂的交汇处，伟晶岩往往出现膨大，形成柱状和馕状矿体。

区域节理发育，纵横交错，分布密度一般为2~4条/m2。

节理一般是在中基性辉长岩冷却成岩阶段形成原生节理，后经花岗岩浆的上升侵入作用和构造活动，使原生节理继承发展和追踪，同时又形成新的节理，使区域节理构造更加复杂化。

2.3岩浆岩

矿区出露有32个大小不等的超基性岩体,沿可可托海-青河复背斜呈北西向展布。

岩性包括辉石岩、辉长岩、辉长苏长岩、角闪辉长岩及其变质而成的斜长角闪岩等。

具有中细粒结构,块状构造。

层理不发育,保温性能好,含铁量高和普遍遭受绿泥石化、电气石化等蚀变作用,最有利于稀有金属成矿作用。

矿区出露的酸性岩有花岗岩及其脉岩类。

2.4矿区内矿体

三号脉走向3100，倾向南西，倾角上部近900，下部为100~250，即由上部筒状的岩钟体和下部缓倾斜矿脉两部分所组成，岩钟体出露地表长为250m，短径为150m，呈椭圆柱状，缓倾斜矿体赋存在地下200~500m处，走向长为2000m，沿倾斜延伸1500m，厚20~60m。

根据不同的矿物组合及结构构造可将三号脉分出九个带（表3－1）。

这些带也就是矿化带。

从图表中可知，在十个带中，从第Ⅰ带到第Ⅵ带，占脉体总体积94%的是Be、Nb、Ta和Li矿体。

而Rb、Cs矿化主要在第Ⅶ带到第Ⅹ带，但总储量不大。

可分为一下几带：

（1）文象—变象伟晶岩；

（2）糖晶状钠长石带；

（3）块状微斜长石带；

（4）白云母—石英带；

（5）叶钠长石—锂辉石带；

（6）石英—锂辉石带；

（7）白云母—薄片状叶钠长石；

（8）钠长石—锂云母带;

（9）核部块状微斜长石及石英；

各带中同种矿物存在着原生矿物和后期自交代的矿物，即世代不同（表1）。

表1三号伟晶岩的结构分带（王贤觉等,1981）

2.5矿石特征

实习中观察到的矿石及特征如下：

1　白云母—薄片钠长石带（KKTH—K—7）：

白色，伟晶结构，块状构造。

主要矿物有：

白云母，钠长石，还有结晶较好的石英。

钠长石呈白色薄片状，玻璃光泽；石英呈他形粒状，油脂光泽；白云母呈片状，自形，解理极发育并可见绿柱石。

（图3）

图3白云母-薄片钠长石带

2　石英-白云母带（KKTH—K—4）：

淡紫色，自形晶结构，片状构造。

主要矿物有：

白云母，石英。

矿物结晶程度较好，白云母呈自形片状，金刚光泽；石英为半自形柱状—颗粒状，粒度为粗粒，表面油脂光泽；同时可见少量电气石，磷灰石等。

（图4）

图4石英-白云母带

3　细粒钠长石带（KKTH—K—2）：

矿物主要呈粒状，结晶程度较好。

主要由细粒钠长石及少量石英、白云母组成。

为主要的铍矿带。

铍主要富集在糖粒状钠长石集合体中，尤其在白云母（1—2%）-石英（<1%）-钠长石（85—92%）组合里更富集，可形成矿巢（往往磷灰石含量亦高）。

（图5）

图5细粒钠长石带

4　文象变文象结构中粗粒伟晶伟晶岩带（XJ-2）：

白色，文象结构，斑杂状构造。

主要矿物有：

白色的钠长石，玻璃光泽；细小片状白云母；他形粒状石英，油脂光泽，烟灰色，集合体分布不均匀，形状不规则并可见他形淡绿色颗粒状绿柱石。

（图6）

图6文象变文象结构中粗粒伟晶岩带

5　块状微斜长石带（KKTH—K—3）：

变化范围1—35m，占整个脉体的17.94%。

主要由微斜长石构成，含石英5—20%。

二者构成粗粒文象结构。

（图7）

图7块状微斜长石带

6　叶钠长石—锂辉石带（KKTH—K—5）：

整体呈紫色，自形粒状结构，块状构造。

主要矿物有：

紫红色锂辉石，浸染于叶钠长石中；黑色电气石，半自形柱状石英；叶钠长石，白色，半自形，玻璃光泽，细小片状的白云母，自形，白色。

（图8）

图8叶钠长石-锂辉石带

7　块状石英带（KKTH—K—8）：

白色，半自形粒状结构，块状构造。

主要矿物为石英，含量超过95%，无色-浅灰色，油脂光泽，粗粒，半自形，质地纯净。

颜色变化可能是由于色素离子的存在而引起的。

（图9）

图9块状石英带

8　石英-锂辉石带（KKTH—K—6）：

灰白色，伟晶结构，块状构造，主要矿物为石英、锂辉石，石英结晶较好，呈条带状。

钠长石呈叶片状。

（图10）

图10石英-锂辉石带

3.成矿初步分析

1　该矿床产出的长石主要为碱性长石（钾长石和钠长石），见少量斜长石，钾长石呈块体产出，或与石英呈文象结构产出，钠长石则呈细粒、叶片状和薄片状产出。

这些矿物均为富含水的矿物，说明来自地壳深部的岩浆后期矿物结晶析出时岩浆熔岩中富含H2O、K+、Na+。

2　白云母—薄片钠长石带、叶钠长石—锂辉石带等构造带中富含有稀有元素,如Li、Ta、Nb等，表明深部上侵的岩浆为富含有稀有元素的硅酸盐熔浆。

3　区内有规模较大的褶皱构造。

在三叠纪-侏罗纪，构造体制由挤压转换为伸展，导致加厚地壳物质减压熔融形成大量的LCT型伟晶岩（任宝琴,张辉,唐勇,吕正航.等,2011）。

晚古生代后的持续挤压与逆冲推覆作用，形成了现今的阿尔泰山系（陈建平,陈勇等.2008）.表明此区域的构造运动为稀有金属成矿提供了有利的运移通道和富集场所。

4　深部上升的特别富含CO2和其它挥发组份及富稀有元素的硅酸盐熔浆为主体的伟晶岩浆,侵位于由几组构造交叉所提供的良好成矿空间和辉长岩所造成的封闭环境中,经过从硅酸盐熔浆结晶阶段→熔浆一溶液结晶阶段→临界一超临界溶液的交代结晶作用阶段（相当气成一热液阶段）,围岩无大的物质交换,更不是岩浆分异的残余气一液交代围岩而成（张世恩，1987）。

该区域可分为9个构造带，初步分析其矿体可能为多期次多成矿阶段。

5　本区域构造作用发育，3号伟晶岩可能与变质作用有关，形成与本区古生代沉积建造有关。

经受海西、印支、燕山运动产生强烈变质深熔作用有关,其中尤以海西运动影响为大,基底沉积变质岩在强烈深熔作用。

（周起凤等.2013）高温、高压条件下可以重熔形成富含水、挥发分及稀有元素的独立伟晶岩岩浆,在有利的构造条件下入侵变质辉长岩体内（朱炳玉，等1997）形成伟晶岩。

能量来源于侵入的岩浆，其物质来源主要为基底建造沉积变质岩。

参考文献

[1]周起凤,秦克章,唐冬梅,丁建刚,郭正林.阿尔泰可可托海3号脉伟晶岩型稀有金属矿床云母和长石的矿物学研究及意义[J].岩石学报,2013,09:

3004-3022.

[2]卢焕章,王中刚,李院生.岩浆-流体过渡和阿尔泰三号伟晶岩脉之成因[J].矿物学报,1996,01:

1-7.

[3]朱炳玉.新疆阿尔泰可可托海稀有金属及宝石伟晶岩[J].新疆地质,1997,02:

97-115.

[4]李红阳.阿尔泰矿床富集区成矿规律与地壳演化[D].中国地质科学院,1998.

[5]任宝琴,张辉,唐勇,吕正航.阿尔泰造山带伟晶岩年代学及其地质意义[J].矿物学报,2011,03:

587-596.

[6]邱彩珍.新疆阿尔泰伟晶岩锂辉石矿物学特征研究[D].中国地质大学（北京）,2014.

[7]李兆麟,杨荣勇,李文,翟伟,毛艳华.中国不同成因伟晶岩形成的物理化学条件[J].地质科技情报,1998,S1:

30-35.

[8]张爱铖,王汝成,胡欢,张辉,朱金初,谢磊.阿尔泰可可托海3号伟晶岩脉中铌铁矿族矿物环带构造及其岩石学意义[J].地质学报,2004,02:

181-189.

[9]陈建平,陈勇,曾敏,胡忠德,赵洁,胡青,尚北川,唐宇,段毅君.基于数字矿床模型的新疆可可托海3号脉三维定位定量研究[J].地质通报,2008,04:

552-559.

[10]刘锋,曹峰,张志欣,李强.新疆可可托海近3号脉花岗岩成岩时代及地球化学特征研究[J].岩石学报,2014,01:

1-15.

[11]单强,牛贺才,于学元,罗勇,曾乔松.新疆可可托海三号伟晶岩脉的熔融包裹体研究[A].中国科学院广州地球化学研究所及成矿动力学重点实验室、中国科学院地球化学研究所及矿床地球化学国家重点实验室、广东省地质学会、广东省科学技术协会、广州市科学技术协会、中国矿物岩石地球化学学会矿物包裹体专业委员会.地质流体和流体包裹体研究国际学术会议暨第十五届全国流体包裹体会议论文集[C].中国科学院广州地球化学研究所及成矿动力学重点实验室、中国科学院地球化学研究所及矿床地球化学国家重点实验室、广东省地质学会、广东省科学技术协会、广州市科学技术协会、中国矿物岩石地球化学学会矿物包裹体专业委员会:

2007:

2.

[12]郭海吉.多矿石类型分带开采露天矿生产矿量的划分——以新疆可可托海伟晶岩三号脉露天矿为例[J].新疆有色金属,1991,03:

12-14.

[13]林龙华,徐九华,魏浩,陈栋梁,徐伟,刘泽群,王燕海.新疆阿尔泰可可托海3号伟晶岩脉绿柱石流体包裹体SRXRF研究[J].岩石矿物学杂志,2012,04:

603-611.

[14]刘锋,张志欣,李强,屈文俊,李超.新疆可可托海3号伟晶岩脉成岩时代的限定:

来自辉钼矿Re-Os定年的证据[J].矿床地质,2012,05:

1111-1118.

[15]张恩世,张文淮,刘伟.新疆可可托海伟晶岩形成机理的研究[J].地球科学,1987,04:

381-388.

[17]王贤觉等,阿尔泰伟晶岩矿物研究,科学出版社,1981

[16]矿床学，翟裕生，姚书振，蔡克勤，地质出版社.