江西信江盆地区域地质构造与成矿作用.doc

江西信江盆地区域地质构造与成矿作用张学书(西南有色地质勘查局)摘 要本文着重从区域地层 、古地理环境及区域火山活动的角度分析信江盆地的区域地质构造和成矿作用 ,并将本区划分为晚元古代大陆边缘型裂谷 、晚古生代断裂拗陷带及中生代陆内断 陷盆地三个构造发展阶段 。关键词 古裂谷 断裂拗陷 断陷盆地 古地理环境 火山作用 成矿作用 信江盆地 江西1概述赣东北信江盆地 (东乡 广丰地区) 断裂带发育 (包括深断裂) , 主要有北东 、北东东和北西向三组 ,三组断裂带交叉存在 ,构成赣东北网状断裂控矿格架 (图 1) 。图 1江西信江盆地构造层划分及断裂体系图( 据林运江 ,1988 及江西省地质图编制)11 燕山期构造层 ; 21 加里东 印支构造层 ; 31 基底构造层 ; 41 燕山晚期花岗岩类 ; 51 燕山早期花岗岩类 ; 61 加里东期花岗岩类 ; 71 断裂炭系 、二叠系 、三叠纪碎屑岩 、碳酸盐岩及侏罗纪 、白垩纪陆相火山喷发 - 沉积岩系 。区域上 , 本区岩浆活动一直比较频繁 , 自中 、晚元古代起至中生代均有强度不同的岩浆 动 。晚元古代表现为强烈的海底火山喷发活动 ,形成了一套海相火 山喷发沉积岩系 ;古生代 浆活动较弱 ,仅有少许酸性岩浆侵入以及局部地段 (如永平 、东乡等地) 的晚古生代微弱的海 火山喷发活动 ; 中生代本区为陆相断陷盆地 , 岩浆活动表现为燕山期岩浆侵入活动 及陆相 山喷发活动 , 形成了大量的侵入体及大规模广泛分布的侏罗 白垩纪陆相火山喷发 - 沉积 系 。2 区域地质构造背景2. 1 区域构造层按区域地层分布及展布方向和区域地质发展史可将本区划分为三个构造层 。2. 1. 1基底构造层由前震旦系 (中元古界) 组成 , 呈近东西向展布 , 经区域构造变动及后期地质作用 , 该套层发生了不同程度的变质作用及混合岩化作用 , 形成了千枚岩 、云母片岩 、片麻岩等变质岩 各种混合岩 。本构造层在成矿物质等方面对后期成矿具有一定的控矿作用 , 是区内矿床重 的成矿物质来源 (如铁砂街 、永平等矿床)加里东 印支构造层2. 1. 2由震旦 泥盆系和石炭系 、二叠系及三叠系等地层组成 , 呈北东至南北向展布 , 组成一列较为开阔的褶皱 。2. 1. 3燕山构造层由于燕山期断裂构造活动的影响 , 使早期北东 北北东向开阔褶皱进一步紧闭并伴随现一组与褶皱轴大致平行的逆冲断层 。同时由于东乡 广丰深断裂进一步活动 , 导致本区 罗 白垩纪强烈的陆相火山活动 , 形成了本区侏罗 白垩纪东西向陆相火山喷发 - 沉积 系 。总之 ,本区基本构造轮廓及构造延伸方向明显受基底构造 、古地理环境和古应力场的综 控制 。晚期构造层迁就或利用了早期构造层特点并由于当时古应力场及其环境的不同而独 特色 。2. 2 区域地质构造环境2. 2. 1晚元古代晚元古代晚期东乡 广丰一带处于东南海槽之中 (图 2) ,晚震旦世时沉积了一套厚度大的半深海相含火山物质的碎屑及泥质复理石建造 。其下伏地层为早震旦世深海 半深海火山碎屑及硅质 、泥质复理石建造 ,与下伏中元古代含火山物质的碎屑复理石建造多成平行 整合或超覆不整合接触关系 。由图 2 可看出 , 当时海域面积广阔 , 江西大部份处于东南海槽之中 , 向西过渡为湘桂边江西地质101997 年图 2华南晚震旦世古地理图11 边缘海碎屑硅质及碳酸盐组合 ; 21 边缘海非补偿硅质及碳质组合 ; 31 边缘海泥质及硅质 组合 ; 41 边缘海碎屑泥质及硅质组合 ; 51 浅海泥质及碳酸盐组合 ; 61 浅海碳酸盐岩组合 ; 71 半深海含火山碎屑及泥质复理石组合 ; 81 古陆 ; 91 断层 、同沉积断层向边缘海过渡的地带 。就晚元古代地层在华南的分布来看 (图 3) , 明显呈北东向展布 , 在江西萍乡 东乡 广丰 一带 ,晚元古代地层呈近东西向或北东东向转为北东向的展布形态 ,明显受浙赣深断裂及古地 理环境控制 。根据符鹤琴 ( 1982) 研究资料 ,江西震旦纪火山活动主要发育于早震旦世 ,空间上主要分布 于萍乡 东乡 广丰一带及德兴地区 , 呈北东东 北东向展布 , 受东乡 广丰深断裂的控制 , 并具一定的分带性 。由江南古大陆向大洋 , 火山建造类型由陆相玄武岩 - 流纹岩建造 边缘 海型细碧 - 石英角斑岩建造 海沟型细碧 - 石英角斑岩建造演化 , 并且由古陆到海洋火山岩 的粗碎屑减少 , 到海盆内部则变为以沉凝灰岩为主 , 熔岩单层厚度减小 , 同时出现碳酸盐岩石及硅质岩 。说明当时由古陆到海洋 , 火山喷发的方式不同 , 靠近古陆以爆发为主 , 而海洋深处 则以喷溢为主 ;空间上德兴 上饶桐西坑一带以陆相喷发为主 ,而东乡 广丰一带则以海相喷 发为主 。将江西早震旦世火山岩化学成份的特征组合与地幔岩 、红海裂谷 、大洋中脊玄武岩相比较 (表 1) , 其化学成份特征组合与地幔岩明显不同 , 而与红海裂谷及大洋 中脊玄武岩有相似之 处 ,这种特征表明江西早震旦世火山活动环境与红海裂谷及大洋中脊均有相似之处 ,都显示张东向 , 北段再次变为北东向 , 江西境内主要呈北东 向展布 , 与萍乡 东乡 广 丰 深 断 裂 的 延 伸 方 向 一致 , 东乡一带处于该裂 谷 带 由 北 东 东 向 转 为 北 东向的过渡地段 。前 震 旦 纪 扬 子 古 大 陆大片出露 , 海域仅分布 于古陆南部一带 , 江西东 乡 广 丰 一 带 亦 处 于 陆 地剥蚀环境 , 自震旦纪早 期开始 , 海水即开始大规模 侵 入 , 扬 子 古 陆 被 分 割 , 到晚震旦世古陆面积 进一步缩小 。因此华南晚 元 古 代 裂 谷 是 在 早 震 旦 世开始发育的 , 其发展可 分为三个阶段 。早期阶段 : 相当于早 震旦世早期 , 由于前震旦 纪褶皱 断块的作用 , 地 幔热柱上涌 , 地壳上隆 , 造成水平侧向拉张作用 ,图 3华南中晚元古代地层分布图11 中元古代地层分布区 ; 21 晚元古代地层分布区 ; 31 基性 、超基性火山岩表 1江西早震旦世基性火山岩与有关地区玄武岩化学成份( %) 对比成份江西红海裂谷大洋中脊地幔岩( 林伍德1966)SiO 250. 1750. 0050. 5345. 40MgO + FeO18. 0117. 2517. 9346. 50K2O + Na 2O5. 092. 542. 780. 73 ( 据符鹤琴 1982)形成大规模的正断层 , 并导致基底断裂活动 , 出现大型地堑构造 , 海水侵入并伴有不强烈的山活动 。中期阶段 :相当于早震旦世晚期 ,由于大规模深断裂的产生及大规模引张作用 ,地壳变薄地幔热流进一步上升 , 导致地壳部份重熔 , 沿深断裂形成强烈的火山活动 , 从而形成一套含山物质的碎屑泥质复理石岩石建造 。晚期 (回返) 阶段 : 相当于早震旦世未期 , 地壳活动减弱趋于稳定 , 火山喷发活动亦大为 弱 ,并仅限于该裂谷的南缘 ,裂谷活动趋于停止并逐步封闭消亡 。总之 , 华南古裂谷发育时间较短 , 自早震旦世早期 (晋宁运动) 开始到早震旦世未期 (澄 运动) 结束 ( 8. 57. 0 亿年) ,严格受晋宁运动产生的北东向及北东东向深断裂的控制 , 并且 沉积建造类型表现出由古陆到大洋单侧不对称特点 ,裂谷性质应属大陆边缘型裂谷 。江西地质121997 年2. 2. 2 晚古生代早古生代早期华南大部分海域发生海退 ,地壳抬升 ,首先是江南古陆南部陆地逐步露出海 面 , 因而在江南古陆南部沉积了一套古生代的海相过渡型及活动型的泥质砂质碎屑岩组合及 半深海泥质砂质复理石 、类复理石及半深海碳酸盐 、硅质 、砂质组合 ;而江南古陆以北仍为扬子 海 , 但海水深度已大大变浅成为滨浅海环境 , 主要建造为滨浅海碳酸盐组合及砂泥质组合 , 随 着晚期加里东构造运动的作用 ,华南大部分 (包括信江盆地及附近) 基底地层褶皱回返 ,成为古 陆剥蚀区 ,在铅山永平一带广泛缺失前泥盆纪地层 ,表明该区震旦纪以后即长期处于古陆剥蚀 环境 。晚古生代自泥盆纪开始 , 华南地区自南西方向发生海浸 , 到石炭纪波及到东乡 广丰一 带 , 该区重新开始接受沉积 , 沉积了一套石炭系 二叠系滨浅海相碳酸盐岩 、碎屑岩夹火山碎 屑岩和火山熔岩的建造类型 。根据区域地层资料 ,江西石炭纪地层的变化主要表现为中下石炭统的变化 ,晚石炭世船山 组灰岩比较稳定 ,变化小 。下石炭统主要出露于东乡枫林 弋阳一带 ,不整合覆于下伏晚元古 代的褶皱基底之上 。其下部为河流相 、湖泊相的粗碎屑岩夹薄煤层 , 局部夹流纹岩 、火山碎屑岩及火山沉积岩 。上部 (梓山组上段) 为滨海相 、湖泊相 、泥炭沼泽相细碎屑岩 、粘土岩夹煤层 , 含多层火山碎屑岩和火山沉积岩 ,底部有英安岩和流纹岩分布 。在永平地区缺失下石炭统 。中 石炭统在东乡表现为稳定的浅海相灰岩建造 ;永平地区中石炭统为一套滨浅海相碎屑岩 、碳酸 盐岩组合 ,含英安质熔岩及数层火山碎屑岩及火山沉积岩 ; 熔岩位于底部 ,厚度 0. 1 1. 0m 左 右 , 具流动构造及拉长压扁气孔状构造 , 气孔长轴方向与流动方向一致 , 分布不连续 。到晚石 炭世 , 东乡 广丰一带都成为浅海环境 , 沉积了一套稳定的浅海相船山组灰岩 。总之 , 东乡 广丰一带自早石炭世才开始接受沉积 ,中下石炭统岩性变化较大 ,到晚石炭世则为稳定的浅海 环境 ,岩性变化小 。鉴于东乡与永平石炭系地层的差别及当时华南海浸是由南西方向侵入的 , 并且海水比较浅 , 推测当时地形比较复杂 , 东乡 广丰为一系列北东 北北东向的封闭 、半封 闭的浅海盆地 ,海浸是逐步推进的 。总体上 , 在石炭纪 , 东乡 广丰一带为一发育不成熟的北东东向的裂谷 , 它是受基底晚元 古代古裂谷及浙赣深断裂控制的继承性裂谷 , 其发育早期 (相当于早石炭世 中石炭世早期) 表现为海水沿裂谷带中的一系列北东向小盆地逐步浸入并伴有不强烈的海底火山活动 ; 晚期(中石炭世晚期 晚石炭世) 则很快被海水淹没 ,沉积环境变为比较稳定的浅海盆地 ,断裂及火 山活动减弱 ,已不具裂谷性质 。早二叠世海浸范围进一步扩大 ,东乡 广丰一带沉积了一套深浅海相碳酸盐 、硅质及海陆 交互相含煤组合及深浅海相碳酸盐岩 、硅质岩 、碎屑岩组合 ;晚二叠世 ,由于海西构造运动的影 响 , 中国东南一带海水有所变浅 , 东乡 广丰局部地段上升为陆地 , 此期间本区主要沉积了一 套海陆交互相含煤组合及海相稳定 过渡类型的硅质或砂质组合 。总之 ,自石炭纪 二叠纪 ,东乡 广丰一带主要为陆表浅海环境 ,由于海西运动的影响 ,海 水有所后退 , 但绝大部份仍为陆表浅海环境 , 仅广丰附近局部隆起为陆地 。总的来看 , 晚古生 代本区地壳比较稳定 , 岩浆活动较弱 , 沉积环境受断裂控制 。实际上 , 本区晚古生代为一受深由于印支运动的影响 , 自早三叠世开始 , 华南即开始发生海退 , 到晚三叠世 , 华南大部都已上升为陆地 ,仅剩少数半封闭的蒸发性咸水海湾盆地及内陆湖泊盆地 。此时 ,东乡 广 一带东段上升为陆地 , 但在东乡一带仍为半咸水海湾盆地 , 从而在本区三叠纪主要沉积了 套陆表海砂泥质 、陆相砂泥质及半咸水海湾盆地的含煤碎屑岩组合 。印支运动后 ,东乡 广 一带前三叠纪地层基本都已褶皱上升处于陆相剥蚀环境 。东乡 上饶 广丰一带自早侏罗世至中侏罗世主要为一些山间盆地或断陷盆地 , 沉积 主要是一些碎屑组合或碎屑泥质组合 , 到晚侏罗世上饶广丰一带产生大规模的陆相火山喷 活动并伴有浅成岩浆侵入活动 ,沉积了一套厚度较大的陆缘火山带的火山碎屑岩 。至晚白垩世 , 东乡 广丰一带主要沉积建造是内陆盆地火山碎屑及砂泥质碎屑岩建造 内陆断裂盆地红色砂泥质建造 ; 晚白垩世在东乡 广丰一带广泛沉积了一套内陆断陷盆地 流相红色碎屑岩建造及山前盆地类磨拉石建造 ; 由于印支 燕山运动的影响 , 本区在中生发生了大规模的海退 , 由于块断地壳运动 , 演变成一系列的北东向山前盆地或山前断陷盆地沉积物主要是半咸水海湾及陆相碎屑岩建造 , 局部为类磨拉石建造 ; 在晚侏罗世时 , 本区发了大规模的陆相火山喷发活动及岩浆侵入活动 ,对早期成矿具有一定的叠加作用 。3区域地质发展演化历史综合前面各项论述 , 东乡 - 广丰一带地质演化史可划分为下述三个发展阶段 , 三个阶相互联系并各具特点 ,而且都受早期地质构造的控制 (图 4) 。311 晚元古代大陆边缘型裂谷发展阶段 (图 4- A )晋宁运动期间 , 由于地幔热柱上涌 , 地壳隆起 , 在水平侧向引张的作用下 , 产生大规模 张性断裂 ,其后由于地幔热柱的进一步作用 ,断裂张开而形成裂谷 华南古裂谷 。该裂谷体北东向展布 , 东起浙江向南西经江西广丰 东乡一带延伸至广西 , 长约 3 000k m , 宽几十 百余公里 ,该裂谷在江西东乡 广丰一带呈近东西向展布并受东乡 广丰深断裂的控制 。 华南古裂谷是在前震旦纪褶皱断块作用形成的大型地堑构造基础上发展起来的 , 受晋 运动产生的北东及北东东向深断裂控制 , 早震旦世表现为强烈的海底火山喷发活动 , 晚震世末期就基本消亡 。沉积建造在纵向上 , 下部为裂谷初期磨拉石建造和复理石建造 , 局部见垮塌堆积和浊 岩 , 中部为含大量火山物质的半深海碎屑 、硅质 、泥质岩组合 ; 上部为裂谷消亡后的磨拉石 造 , 并具双峰式火山岩系 。横向上 , 由大陆向大洋 , 沉积物由边缘海碎屑硅质及碳酸盐组合 含大量火山物质的碎屑岩建造 , 由大陆向大洋沉积建造呈现出不对称的特点 , 显示大陆边 裂谷特征 。该裂谷发育期后 , 华南大部 (包括江西东乡 广丰一带) 地壳虽经几次规模较大的构造 动 , 但总体上基本稳定 , 没有强烈的海底火山活动和褶皱造山活动 。裂谷期后 , 东乡 广丰 带强烈的构造运动主要表现为燕山期的陆内断裂 岩浆活动 , 对早期成矿作用具有一定的江西地质141997 年图 4信江盆地区域地质发展史11 海沟型火山碎屑岩 、泥质硅质细碎屑岩组合 ; 21 碎屑岩及碳酸盐岩组合 ; 31 褶皱基底 ; 41 陆相火山碎屑 岩组合 ; 51 火山碎屑 、泥质碎屑岩组合 ; 61 碎屑岩 ( 或火山碎屑岩) 碳酸盐岩组合 ; 71 粗碎屑岩组合A 1 晚元古代古陆边缘裂谷发展阶段 ;B 1 晚古生代断裂拗陷发展阶段 ; C1 中生代陆内断陷盆地发展阶段波及东乡 广丰一带 , 但地壳运动没有晚元古代强烈 , 仅在早石炭世及中石炭世早期 , 本区发生了规模不大 , 程度微弱的海底火山喷发活动 , 其范围也很有限 , 仅在东乡枫林附近及永平矿 区可见到厚度不大并且分布也不连续的英安质火山熔岩及火山碎屑岩 。江西境内 , 该断裂拗陷呈北东东向展布 , 即信江断裂拗陷带 , 其沉积建造下部为浅海碳酸盐 、碎屑岩夹火山熔岩 、火山碎屑岩组合 ,上部为浅海碳酸盐 、碎屑含煤建造 。总体上晚古生代 地层沿信江盆地呈北东东向分布 , 但局部由于古地理环境的不同 , 造成局部地层走向线方向 与区域上总体构造线方向不一致 (如永平地区石炭纪 二叠纪地层走向为近南北向) , 而成矿 则往往发生于这种不同构造线的交会部位 。3. 3中生代陆内断陷火山喷发发展阶段 (图 4- C)建造主要为陆相山前或山间盆地的磨拉石建造 , 含大量陆相火山物质的碎屑岩建造及陆内流湖泊相建造 。4区域成矿作用综上所述 ,本区地质作用经历了三个相互联系的构造发展阶段 ,都对成矿作用具有一定影响 , 沿武夷山隆起与信江盆地接壤地带是赣东北重要的铜 、铅 、锌 、银等多金属成矿区带 ,体上沿信江盆地由西向东赋矿层位有逐步抬高的趋势 (上元古界 中下石炭统 三叠系 罗系) ;成矿作用表现为由晚元古代的大陆边缘型裂谷火山喷发沉积(变质) 成矿到晚古生代裂拗陷带火山喷流 (气) 沉积 (改造) 成矿演变到中生代 (主要指燕山期) 的岩浆热液成矿 (斑 型及矽卡型矿床) ,总体上构成一个较完整的成矿系列 。但不同构造发展阶段的成矿有其各 的特征 , 晚元古代大陆边缘裂谷阶段以 Fe ( Cu) 的成矿为主 , 容矿岩石为海相火山喷发沉积 质岩系 ,矿体多呈层状 、似层状 ,成矿作用方式以沉积 - 变质成矿为主 ;晚古生代断裂拗陷发 阶段以铜成矿占主导地位 , 容矿岩石为石炭系含火山物质的碎屑岩 、碳酸盐岩建造 , 矿体多层状 、似层状 、透镜状 ,成矿方式以海底火山喷气沉积 (改造) 成矿为主 ;中生代以铜 (铅锌) 、金银等金属成矿为主 , 容矿围岩为侵入岩 、沉积变质岩或接触交代蚀变岩 , 成矿方式为岩浆热交代成矿 ,矿床类型主要为斑岩型 、矽卡岩型铜 、金及石英脉型金矿 ,矿石多呈脉状 、网脉状 、规则状 。有关资料 (表 2) 表明 , 晚元古代及晚古生代的火山碎屑岩中 Cu 、Pb 、Zn 、W 、Mo 、A g 等 矿物质的含量都比较高 ,高出维氏地壳平均值几倍甚至几十倍 ,而且在中石炭世形成的火山屑岩中成矿元素的含量更高 ,这说明海底火山活动确实带来了大量的成矿物质 ,并且晚古生 的火山活动更富集成矿物质 。中生代斑岩型和矽卡岩型矿床的形成亦离不开早期海相火山动所形成的矿源层这一有利物质基础 。总之 , 区内构造层的展布及其内部的岩浆活动特点和分布控制了本区主要金属矿床的 布范围 、成矿作用方式和产出特征 。表 2永平矿区海相火山岩微量元素丰度值 ( 10 - 6 )* 为含量/ 地壳平均值 ; * * 为克拉克值元素维氏地壳平 均值 ( 1962)晚元古代中石炭世熔结凝灰岩霏细斑岩石英角斑岩含凝灰质石英角斑岩Cu Pb Zn W Mo A g 4716. 040. 0 * *1. 31. 10 . 07 250/ 5. 3 *27. 5/ 1. 770/ 1. 711/ 8. 54. 1/ 3. 70 . 3/ 4 . 3 277. 5/ 5. 96. 2/ 2. 3650/ 16. 2575/ 57. 74/ 3. 65 . 1/ 73 470/ 10. 042. 5/ 2. 71925/ 48. 195/ 73 3. 5/ 3. 23 . 1/ 44 . 3 700. 0/ 14. 940. 0/ 2. 5250/ 6. 25100/ 77 5/ 4. 57/ 100 江西地质161997 年参考文献1 曾祥福 1 论铅山永平铜硫钨矿床的成因 1 江西地质科技 11986 ,13 ( 2) 12 朱金初 ,张承华 1 江西东乡枫林石炭纪火山岩及铜钨矿床成因 1 南京大学学报 ( 自然科学版) 11981 ( 2) : 269 28213 符鹤琴 1 江西震旦纪火山活动及成矿 1 江西地质科技 11982 ,9 ( 2) 14 符鹤琴 1 华南元古宙裂谷初论 1 江西地质科技 ,1985 ,12 ( 2) 15 张学书 1 江西永平铜矿矿床成因探讨 1 有色金属矿产与勘查 ,1992 , ( 1) 1RE GIO NAL GOL O GICAL TECTO NICS