金川銅鎳硫化物礦床F1斷裂系統演化及其意義

李生棟, 楊永春, 艾啟興, 達 瑞

金川銅鎳硫化物礦床F1斷裂系統演化及其意義

李生棟1, 楊永春1, 艾啟興2, 達 瑞1

(1. 甘肅省地質礦產勘查開發局 第四地質礦產勘查院, 甘肅 酒泉 735000; 2. 金川集團股份有限公司鎳鈷研究設計院, 甘肅 金昌 737104)

金川銅鎳硫化物礦區構造活動頻繁且復雜, 查明礦區構造規律, 是實現深部找礦突破的必經途徑之一。文章在充分挖掘區域及以往勘查資料的基礎上, 通過野外實地調查, 對礦區內成礦后斷裂系統——F1斷裂系統分析研究, 發現F1斷層角礫巖呈棱角狀, 深部產狀北傾, 斷層發育在龍首山巖群一側, 無法僅靠現今的疊置關系解釋F1的演化。結合潮水盆地研究成果, 總結出F1與潮水盆地同步演化和發展的特征和歷程: 早?中侏羅世斷陷成盆期, F1形成同生正斷層, 后期受青藏高原隆起產生的水平擠壓, 改造為左行逆斷層; 其他斷裂構造是F1的派生(次生)斷裂, 在統一的應力場作用下形成, 具內在的成生聯系, F8是F1的分支斷裂, 為“入”字型構造。研究表明, Ⅰ、Ⅱ、Ⅳ礦區地層及巖礦體, 淺部主要通過F1反轉及次級斷裂的形式, 由南南西向北北東發生位移, 產狀由西向東逐漸變緩, 巖石完整性受到破壞; 深部超基性巖體則基本保持了其原始侵位形態, 受影響較小; 巖礦體深部連續延伸地段為找礦有利部位, 對深部勘查具重要指導意義。

F1斷裂系統; 潮水盆地; 斷層反轉; “入”字型構造; 銅鎳礦床; 金川

0 引 言

甘肅金川銅鎳硫化物礦床是世界第三大銅鎳硫化物礦床, 累計探明鎳金屬量625萬噸、銅金屬量406萬噸。隨著已查明資源的大量消耗與開采深度的不斷加大, 深部找礦能否取得突破, 資源可否接替, 在很大程度上決定了我國鎳、銅、鈷、鉑族資源的可持續開發利用前景(楊經綏等, 2011)。為解決金川銅鎳硫化物巖漿礦床的深部成礦過程、成礦構造背景、成礦條件等科學問題, 完善“小巖體成礦”理論, 進一步摸清資源前景, 在金川礦區開展了科學鉆探選址預研究(湯中立等, 2010; 楊經綏等, 2011)。通過航空和地面磁測、可控源音頻大地電磁法、人工震源地震層析及綜合研究(姜枚等, 2012), 在Ⅱ礦區8勘探線設計實施2500 m的鉆探進行驗證。該孔最終實施深度為2185.56 m, 沒有發現超基性巖體存在和礦化信息(長安大學, 2015), 使金川礦區深部找礦問題變得愈加艱巨和復雜, 礦區構造等基礎性地質問題研究的重要性愈顯突出。

金川礦區內構造活動頻繁, 具有與同類礦床無法比擬的特殊性與復雜性(賈恩環, 1986; 湯中立, 1990, 1996; 湯中立等, 1992; 李文淵, 2006; 高輝等, 2009; 汪勁草和湯靜如, 2011), 查明礦區構造規律, 是實現深部找礦突破的必經途徑之一。

F1是礦區內規模最大的斷層, 對其形成機理及斷層性質前人有過大量的論述(甘肅省祁連山地質隊, 1963; 甘肅省地質礦產局第六地質隊, 1984; 孫桂玉, 1990; 湯中立和李文淵, 1995; 李文淵, 2006; 汪勁草和湯靜如, 2011; 曾認宇等, 2013; 曾南石等, 2013; 和秋姣等, 2019), 主要存在兩種截然相反的觀點, 一種觀點認為F1為龍首山北緣的深大斷裂, 是控巖控礦的主導斷裂(甘肅省祁連山地質隊, 1963; 甘肅省地質礦產局第六地質隊, 1984; 孫桂玉, 1990; 汪勁草和湯靜如, 2011; 曾認宇等, 2013); 另一種觀點認為F1并非為深大斷裂, 也不是金川巖體的導礦構造, 為一推覆構造, 呈上陡下緩的鏟狀構造面(湯中立和李文淵, 1995; 李文淵, 2006); 但二者都認為F1是逆沖到潮水盆地之上的逆斷層。此外, F1經過金川礦區部分, 以F8為界, 分為東西兩段, 向東延伸地段, 已有深部工程實證, 特征較為清晰; 向西延伸部分, 斷層通過部位為推測(甘肅省地質礦產局第六地質隊, 1984; 湯中立和李文淵, 1995; 宋謝炎等, 2011)。關于F1是否被F8錯斷, 也有不同的認識, 一種觀點認為F1被F8大距離錯斷(甘肅省地質礦產局第六地質隊, 1984; 湯中立和李文淵, 1995); 另一種觀點認為F1基本沒被F8錯斷(宋謝炎等, 2011; 曾認宇等, 2013; 艾啟興等, 2018)。截然相反的論點, 對金川礦區深部找礦極為不利, 也影響礦區深部勘查的思路和工作部署。同時, 對F1與其他斷層是否存在內在成生聯系也缺乏深入研究。因此, 加大對F1斷裂系統的研究, 是緊迫和必要的。筆者通過對歷年勘查資料的詳盡分析及野外調查, 結合區域構造演化及潮水盆地油氣、煤炭資源勘查過程中取得的研究成果, 首次厘清了潮水盆地的演化與F1斷裂系統的關系, 并提出了新的認識, 對礦床深部勘查及成礦后構造認識有一定指導意義。

1 區域地質背景

金川礦區大地構造位置位于華北陸塊阿拉善地塊西南的龍首山隆起帶內, 其北側以龍首山北緣斷裂(F1)與潮水盆地為鄰, 南側與河西走廊北緣斷裂(F2)銜接(曾南石等, 2013), 是兩個一級大地構造單元的結合部位, 地質背景極為復雜(圖1)。

區域內地層主要為大面積出露的太古宇?古元古界龍首山巖群及零星分布的中?新元古界和古生界至新生界。龍首山巖群由二巖組和三巖組組成(圖2), 呈NW-SE向帶狀展布, 與區域構造方向一致。二巖組主要由混合巖、片麻巖、變粒巖夾蛇紋石化大理巖、透鏡狀斜長角閃巖等組成, 含銅鎳超基性巖侵入于該巖組中, 為區內重要賦礦地層。三巖組分布在二巖組南側, 展布方向與二巖組一致, 且與二巖組呈斷層接觸, 由石英片巖、黑云斜長變粒巖、透鏡狀石英巖及含石墨大理巖等組成。中?新元古界為一套陸源碎屑巖、白云質碳酸鹽巖、含礫千枚巖等, 與龍首山巖群呈角度不整合接觸。古生代?新生代地層呈零星帶狀分布, 主要由陸源碎屑巖及化學沉積的碳酸鹽巖等組成。

1. 新生界沉積物; 2. 白堊系砂巖; 3. 泥盆系?侏羅系沉積巖; 4. 寒武系?志留系沉積巖; 5. 太古宇?元古宇片麻巖和變質沉積巖; 6. 古生代花崗巖; 7. 鎂鐵?超鎂鐵質侵入巖; 8. 區域性斷層; 9. 磁異常點; 10. 地名; 11. 研究區。

1. 第四系礫石、卵石、松散砂層; 2. 龍首山巖群三巖組第二巖段絹云黑云石英片巖; 3. 龍首山巖群三巖組第一巖段石英巖、大理巖; 4. 龍首山巖群二巖組第三巖段含蛇紋石大理巖、條痕—均質混合巖、含榴二云片麻巖; 5. 龍首山巖群二巖組第二巖段蛇紋大理巖、含榴二云片麻巖、綠泥石英片巖、條帶?均質混合巖; 6. 龍首山巖群二巖組第一巖段蛇紋大理巖、黑云斜長片麻巖、角礫狀?均質混合巖; 7. 超基性巖; 8. 碎裂正長花崗巖; 9. 片麻狀花崗巖; 10. 實測及推測地質界線; 11. 區域性斷層; 12. 逆斷層; 13. 正斷層; 14. 平推斷層; 15. 勘探線剖面(據甘肅省祁連山地質隊, 1963修改)。

潮水盆地為中新生代斷陷盆地, 自下而上由侏羅系、白堊系、新近系和第四系組成。侏羅系分布較廣, 以角度不整合直接覆蓋在變質基底之上(玉門石油地質志編寫組, 1989; 陳靜等, 2015), 為一套含油含煤地層。白堊系由紅色砂礫巖組成, 為河湖相沉積。新近系分布范圍較小, 由含結核砂礫巖組成。第四系分布在山前及山間溝谷, 為沖積?洪積層。

區內構造運動頻繁, 形成了一系列NW向褶皺及斷裂, 發育韌性剪切帶、伸展構造, 并伴有多期巖漿活動和地殼升降運動(甘肅省地礦局, 1995)。依據深度變化引起巖石物性物態的變化和相應產出的構造, 對地殼進行構造層次劃分標準(朱志澄等, 1990), 結合區域內巖石變形變質程度、構造運動期次等, 可將區域內構造層次劃分為: ①深構造層次, 由龍首山巖群構成, 呈傾向SE的單斜產出, 變質程度較深, 達綠簾角閃巖相?角閃巖相, 發育無根褶皺、疊加褶皺、層間褶曲, 構造變形以強塑性壓扁、透入性流劈理為主, 原生層理基本已消失殆盡; ②中構造層次, 由中?新元古界構成, 為粗碎屑、碳酸鹽巖沉積建造, 角度不整合于龍首山巖群之上, 變質程度達綠片巖相, 以韌性剪切變形為主; ③淺表構造層次, 由古生界及中新生界陸源碎屑巖等組成, 構造變形以脆性斷裂及褶皺為主, 為地殼抬升至淺地表后受構造作用的具體表現(甘肅省地礦局, 1995)。

2 F1斷裂系統特征

金川礦區出露的地層主要為龍首山巖群及中新生代地層, 由于經歷了長久的地質歷史和多次構造運動, 構造十分復雜。區域研究表明, 自古生代以來, 區內發生了多次擠壓和伸展, 淺表層構造較為發育(甘肅省地礦局, 1995)。磷灰石裂變徑跡研究表明, 晚白堊世以來, 由于青藏高原的快速隆升和向北推擠, 其擴展邊界波及至龍首山地區, 導致前期伸展盆地停止發育, 龍首山快速隆升并接受剝蝕(馬關宇等, 2014; 何鵬舉, 2015; 張北航, 2016)。礦區內發育的脆性斷層大多為龍首山巖群抬升至地表后受構造作用的具體體現。

礦區內淺表構造層發育的脆性斷裂, 按照規模大小、斷層特征、成生聯系, 同時考慮其力學性質、展布方向、對巖礦體的影響程度等, 初步劃分為三個級別: Ⅰ級斷裂構造, 呈NWW向, 數量少, 規模大, 影響范圍廣, 控制礦區成礦后構造格架, 如F1等; Ⅱ級斷裂構造, 主要分布在Ⅰ級斷裂旁側, 一般呈NEE、NW、NE向延伸, 該級斷裂數量相對較多, 規模較大, 對巖礦體具破壞作用, 如F8、F16、F17等; Ⅲ級斷裂構造, 為派生(次生)小斷裂, 平行于Ⅰ級和Ⅱ級斷裂分布, 數量眾多, 規模較小, 延伸不超過數百米, 對巖礦體破壞作用較小, 影響不顯著, 如F3、F12、F36、F18等。上述三級斷裂構造共同構成了區內F1斷裂系統(圖3)。

2.1 Ⅰ級斷裂構造(F1)特征

F1區域上斷續長約200余千米, 走向NW, 傾向SW, 傾角32°∠75°, 是龍首山隆起和潮水盆地的分界, 在礦區內僅出露一小部分, 呈300°方向走向, 傾向SW, 斷裂沿山麓前緣分布, 地表被第四系覆蓋(圖2)。

沿F1分布追索, 在Ⅰ礦區西北端露天采坑(龍首礦露天采坑)內, 可清晰觀察到F1特征(圖4): 斷層呈NWW向展布, 傾向SW, 傾角75°左右, 龍首山巖群疊置在新近系疏勒河組(N)之上, 并發育寬30 m左右的斷層破碎帶; 斷層上盤由龍首山巖群大理巖、片麻巖、斜長角閃巖等組成, 局部地段與超基性巖直接接觸, 巖石大多已不同程度的碎裂, 并伴生小規模的次級斷裂; 斷層下盤由新近系疏勒河組砂礫巖及含礫砂巖等組成, 巖石整體較為完整, 層理發育, 中厚層構造; 斷層破碎帶內發育斷層角礫巖、斷層泥及碎裂巖等, 斷層角礫巖由大理巖、片麻狀花崗巖等組成, 略具定向排列, 泥質(碾碎的細顆粒物)膠結, 斷層角礫之間膠結疏松, 成巖較差; 斷層面擦痕明顯, 顯示F1具多期活動的特點。

圖3 金川礦區F1斷裂系統(據甘肅省地質礦產局第六地質隊, 1984修編)

Ns. 新近系疏勒河組; ArPtL2. 龍首山巖群二巖組; ∑. 超基性巖。

在Ⅲ礦區西北側, 可見到龍首山巖群片麻狀花崗質碎裂巖和花崗質斷層角礫巖直接疊置在新近系疏勒河組泥巖和砂礫巖之上(圖5), 疏勒河組泥巖和砂礫巖層理清晰, 巖石結構完整, F1上盤的片麻狀花崗巖則十分碎裂, 顯示疏勒河組是在F1形成過程中或之后才接受的沉積。

根據鉆孔揭露, F1上盤由龍首山巖群片麻巖、花崗片麻巖等組成, 巖石不同程度的碎裂, 并伴有旁側小斷裂(圖6a、b)。F1斷層下盤由第四系卵礫石層和新近系疏勒河組含礫砂巖、砂礫巖等組成, 巖石較完整。斷層帶由碎裂花崗片麻巖和斷層角礫巖組成。碎裂花崗片麻巖為碎裂結構, 碎塊粒徑5～20 mm, 局部夾斷層角礫巖。斷層角礫巖成分為花崗片麻巖、花崗巖、斜長角閃巖等, 斷層角礫呈尖銳棱角狀、棱角狀, 泥質(碾碎的細顆粒物)膠結, 膠結不緊密, 大部分較為疏松, 具泥化現象, 角礫混雜堆積, 略具定向排列。從巖石特征分析, 斷層角礫巖是碎裂巖進一步受構造作用的結果。F1顯示了強烈的構造破壞特征, 在主斷裂面兩側形成了寬30～50 m的斷裂角礫巖和碎裂巖帶。

從鉆孔揭露剖面及龍首山采坑內觀察, 由東向西, 斷層產狀逐漸變陡, 分別為32°、44°、75°。從斷層疊置關系分析, F1現今表現為逆斷層, 但無論地表調查還是鉆孔揭露, 均顯示F1斷層面并未從能干型較弱的疏勒河組砂礫巖和泥巖一側通過。因此, 僅依據現今的疊置關系, 判定其為逆斷層, 顯然無法解釋上述現象, 也無法揭示其內在成生聯系。

2.2 Ⅱ級斷裂構造(F8)特征

Ⅱ級斷裂構造主要有F8、F16等斷層, 其中以F8規模最大, 最具代表性。

F8位于Ⅲ礦區與Ⅰ礦區之間, 為一走向76°的左行平移斷層, 傾向SE, 傾角70°左右。斷層帶寬數米至數十米, 斷層角礫由大理巖、花崗巖、片麻巖等組成, 角礫呈棱角狀、次棱角狀, 泥質膠結為主, 局部有鈣質、鐵質膠結, 較疏松。F8將Ⅲ礦區超基性巖體尾端錯斷。

2.3 Ⅲ級斷裂構造特征

Ⅲ級斷裂構造為Ⅰ、Ⅱ級斷裂構造派生或伴生的小斷裂, 其規模較小、數量眾多, 有NWW向、NEE向和SN向等幾組, 其中NWW向最為發育。Ⅲ級斷裂主要發育在兩種能干性差異較大的巖石界面附近, 與地層產狀基本一致, 一般長數十米至數百米, 斷層帶寬一般1 m至數米, 規模大小懸殊, 斷層角礫大小不一, 以泥質膠結為主, 膠結疏松。所有勘查鉆孔均顯示, 除部分能干性較強的巖石(如厚層大理巖)完整外, 其余地段巖石均有不同程度的碎裂或破碎, 尤其片麻巖及混合巖, 大部分已經碎裂, 巖石完整性極差。Ⅲ級斷裂有兩種表現式樣: 一種是在早期已形成斷裂形跡的基礎上, 繼承、利用、疊加、改造原有斷裂而形成, 斷層角礫具韌性變形并疊加脆性變形的特征; 另一種則僅表現為巖石脆性破碎。

1. 第四系殘坡積物; 2. 含礫砂巖; 3. 泥巖; 4. 構造角礫巖; 5. 碎裂花崗片麻巖; 6. 花崗片麻巖; 7. F1斷層; 8. 地層產狀。

3 潮水盆地演化

3.1 潮水盆地沉積特征

潮水盆地屬北山盆地群(羅開平和范小林, 2004), 北以北大山為界, 南與龍首山為鄰, 西達桃花拉山, 東至巴彥烏拉山。盆地呈EW走向, 帶狀展布, 西窄東寬, 面積約2.2×104km2(趙宏波等, 2013)。潮水盆地是在前震旦紀結晶基底上發育的中新生代斷陷盆地, 沉積蓋層由老到新依次為: ①下侏羅統芨芨溝群, 為一套砂巖、粉砂巖、砂質泥巖及底礫巖, 與下伏地層呈角度不整合接觸; ②中侏羅統青土井群, 由粉砂巖及泥巖組成, 為河湖三角洲?河湖相沉積, 與下伏芨芨溝群假整合接觸或直接超覆于變質基底之上, 是主要含煤及油氣層位; ③上侏羅統沙棗河組, 由灰綠色砂巖夾紫紅色礫巖組成, 與下伏青土井組呈平行不整合接觸; ④下白堊統廟溝組, 分布范圍較廣, 由暗紅色礫巖夾灰白色砂巖組成, 與侏羅系呈角度不整合接觸; ⑤上白堊統金剛泉組, 由棕紅色礫巖、砂巖組成, 與廟溝組呈平行不整合接觸; ⑥中新統疏勒河組, 分布范圍較小, 主要由棕紅色和灰白色礫狀砂巖、泥質砂巖和泥巖組成, 與下伏金剛組呈角度不整合接觸(玉門石油地質志編寫組, 1989; 楊敏芳, 2011)。

3.2 潮水盆地構造演化

潮水盆地是在前震旦紀結晶基底上發育的中新生代斷陷盆地, 楊敏芳(2011)根據盆地基底性質、斷裂分割等, 將潮水盆地劃分為平山湖坳陷、桃花拉山隆起、中央隆起、阿右旗坳陷、金昌坳陷、紅柳園坳陷、民勤隆起、蘇武廟坳陷和石板井隆起共9個一級構造單元, 其中金川坳陷包括鹽井子凹陷、窖南凹陷和窖水凸起3個二級構造單元(圖7)。鄭孟林等(2003)認為窖南凹陷受近EW向斷層的控制, 在剖面上為箕狀斷陷, 表現為正斷層對侏羅系的控制, F1則位于窖南凹陷南側。

潮水盆地自侏羅紀以來, 構造活動頻繁, 斷裂發育。楊敏芳(2011)利用二維地震剖面資料, 共解釋出大、小斷層70余條, 斷層走向大多近EW向, 正斷層為主, 傾角大多在70°以上, 傾向相向產出, 控制了盆地內部結構及沉積物的產出。從穿過潮水盆地南緣F1的二維地震剖面可以清晰的看出, F1深部陡向北傾(圖8a、b)。

1. 坡積層; 2. 礫石層; 3. 砂礫巖層; 4. 花崗片麻巖; 5. 碎裂花崗片麻巖; 6. 斷層角礫巖; 7. 石英閃長斑巖脈; 8. 長石角閃巖脈; 9. 第四系全新統; 10. 新近系疏勒河組; 11. 龍首山巖群二巖組; 12. 角度不整合界線; 13. 斷層位置及編號; 14. 鉆孔位置及編號。

1. 地名; 2. 盆地邊界; 3. 一級構造分區線; 4. 二級構造分區線; 5. F1斷層; 6. 一級構造單元名稱; 7. 二級構造單元名稱; 8. 地震剖面; 9. 可控源音頻大地電磁剖面。

圖8 CS89350(a)、CS9523(b)地震構造剖面(據楊敏芳, 2011修改; 位置見圖7)

可控源音頻大地電磁測深(CSAMT)剖面(圖9a、b), 清晰反映F1兩側表現為不同的地球物理特征: 斷層南側, 在CSAMT視電阻率異常斷面圖上為高阻, 為龍首山巖群老變質巖的反映; 北側為低阻, 與南側老地層界線清晰, 為潮水盆地陸源碎屑物的反映。垂向異常變化界面附近是F1斷裂帶通過的位置, 在701剖面中F1產狀淺部南傾, 深部直立甚至北傾(圖9a), 在702剖面中F1產狀陡向南傾(圖9b)。

陳發景和汪新文(2000)認為早?中侏羅世受地幔拆沉和伸展垮塌作用, 區域應力場由擠壓轉化為伸展。在此構造背景下, 早侏羅世潮水盆地受SN向拉張, 產生了一系列平行于構造線的張性斷裂, 并接受了芨芨溝群的沉積; 中侏羅世斷裂活動加劇, 致使各坳陷內水體加深, 接受了巨厚的青土井群(最厚可達2000 m)沉積; 晚侏羅世末期至早白堊世早期, 華北板塊與西伯利亞板塊碰撞, 塊體間強烈的碰撞作用造成阿拉善地區整體抬升, 使上侏羅統沙棗河組與下白堊統廟溝組呈角度不整合接觸(李雄, 2010; 趙宏波等, 2013)。早白堊世初, 盆地再次下沉, 僅在局部接受河流相沉積, 但下沉幅度不大。新近紀受喜山運動的影響, 盆地遭受青藏高原隆升的影響, 受來自SSW方向的擠壓, 部分早期形成的斷層發生大幅反轉, 并在第四紀形成現今地貌(玉門石油地質志編寫組, 1989; 趙宏波等, 2013)。根據潮水盆地的演化史, 將其劃分為早?中侏羅世的斷陷成盆期、晚侏羅世早中期的坳陷期、晚侏羅世末到白堊紀的隆升萎縮期和新生代的消亡期4個階段(趙宏波等, 2013)。

綜上所述, F1斷裂系統是受潮水盆地形成、演化控制的, 是潮水盆地的組成部分。

4 討 論

4.1 F1斷裂系統演化

4.1.1 F1演化

有學者認為F1為龍首山北緣的深大斷裂, 是控巖控礦的主導斷裂(甘肅省祁連山地質隊, 1963; 甘肅省地質礦產局第六地質隊, 1984; 孫桂玉, 1990; 汪勁草和湯靜如, 2011; 曾認宇等, 2013); 曾認宇等(2013)認為F1、F8形成于呂梁期, 后經地殼抬升, 發展為現今式樣。

現今, F1表現為龍首山巖群疊置在新地層之上, 為逆斷層。但僅根據現今斷層的空間關系, 將其理解為控巖控礦的逆斷層或呂梁期形成的逆斷層, 一些地質現象則無法合理解釋: ①斷層角礫大多呈尖銳棱角狀、棱角狀, 是張性環境下形成的產物, 與壓性環境下形成的斷層角礫力學特征不符, 且構造角礫巖為泥質(碾碎的細顆粒物)膠結, 結構疏松, 說明其形成時間較新; ②如果F1是新近紀地層成巖后斷層復活發生的再次逆沖, 則主斷裂面應該分布在巖石能干性較弱的新地層一側, 且斷層角礫巖應該主要由新地層內砂礫巖組成, 但所有證據顯示, 斷層角礫巖均由龍首山巖群的老變質巖組成; ③如果是呂梁期形成的控巖控礦斷裂, 在漫長的地質演化中, 斷層角礫巖不可能不發生任何硅質膠結, 斷層帶中也不可能不存在熱液活動或超基性巖體殘留的痕跡; ④Ⅰ礦區采坑和圖5、圖6均顯示新近系疏勒河組砂礫巖在斷層帶附近, 并未發生明顯的變形, 且巖石較為完整; ⑤二維地震剖面探測成果顯示(圖8),F1深部產狀北傾, 是控制潮水盆地邊緣的控盆斷裂, 可控源反演剖面(圖9)也顯示相似的結果。

圖9 西北延區701(a)、702(b)可控源音頻大地電磁剖面圖(位置見圖7)

因此, 對F1形成和演化, 需要在詳盡的野外調查基礎上, 充分利用已獲取的實證資料, 以客觀事實為依據、構造地質學理論為指導、區域地質構造發展史為主線, 按照符合巖石變形、演化等內在邏輯性的原則, 進行謹慎推理、綜合分析, 才可能得出更接近事物本身真相的結論。

前已述及, F1是控制潮水盆地的邊界斷裂, 它的形成與發展必然與潮水盆地的演化密切相關。潮水盆地是在拉張環境下形成, 只有后期的改造, 才可能出現逆斷層。地震資料也顯示(圖8), F1控制了盆地的沉積, 為同生正斷層, 喜山期在淺部反轉為逆斷層(楊敏芳, 2011)。

目前年代學資料傾向認為, 金川巖體形成于約830 Ma的新元古代(楊剛等, 2005; Zhang et al., 2010), 其侵位深度在6.9～15 km(湯中立和李文淵, 1995; Yang et al., 1998; 陳列錳等, 2009), 晚白堊世早期龍首山地區才遭受快速的抬升冷卻、剝蝕(馬關宇等, 2014; 張北航, 2016)。由此可見, 金川巖體侵位后經歷了漫長的地殼運動才抬升出露至地表并遭剝蝕。

由于任何局部地質構造事件的發生都不可能是孤立的, 往往是區域構造活動的產物。巍峨聳立在龍首山南側的祁連山, 是青藏高原的東北緣。戚幫申等(2016)利用磷灰石裂變徑跡對祁連山隆升過程進行研究, 結果表明祁連山自白堊紀以來至少經歷了3個重要的構造活動階段: ①白堊紀早期(大約129±14 Ma～115±17 Ma)祁連山隆升, 遭受了快速剝蝕; ②白堊紀中晚期?中新世早期(115±17 Ma～ 25±7 Ma)構造平靜, 剝蝕速率較低; ③中新世以來強烈隆升而最終形成盆?山構造地貌格局。陳宣華等(2019)也認為祁連山中生代以來, 經歷了早白堊世早期擠壓、早白堊世晚期伸展、中新世晚期擠壓和第四紀以來的活動擠壓構造事件。低溫熱年代學研究也表明, 祁連山快速隆升的時間主要集中在中新世(萬景林等, 2001, 2010; 王瑜等, 2002; 陳正樂等, 2002; 李清洋, 2010; 姜少飛, 2011; 張北航, 2016); 張北航(2016)認為龍首山地區和其南側的青藏高原東北緣自晚白堊世以來, 具有相似的構造熱事件。

潮水盆地自白堊紀以來的沉積特征和構造演化也印證了青藏高原的隆升已擴展至龍首山地區, 尤其中新世以來, 祁連山的強烈隆升并向北推擠, 對龍首山地區產生了強烈影響。即祁連山隆升過程中, 來自青藏高原向NE向的強烈水平推力, 穿過民樂盆地與武威盆地所挾持的永昌隆起, 直接傳導至龍首山地區(圖10), 造成F1強烈反轉, 也是造成金川礦區地應力超高、巖石破碎的直接原因。

根據區域構造及潮水盆地演化史、F1帶內巖石疊置關系、斷層角礫組成、賦存狀態及區域應力場等分析, F1形成及演化過程應該為: 早?中侏羅世斷陷成盆期, 在盆地邊緣形成同生正斷層; 晚侏羅世早中期的坳陷期, 斷層規模得到進一步發展; 晚侏羅世末到白堊紀的隆升萎縮期, 區內力學體制由拉張轉為輕微擠壓; 新生代消亡期(主要為中新世), 隨著青藏高原東北緣的祁連山強烈隆起, 并由此產生來自SSW向的強大水平推擠力, 經過永昌隆起的古生代地層和花崗巖體等能干性較強巖石的傳導, 穿過河西走廊, 使金川礦區處于水平壓應力為主的高地應力區(劉高等, 2002), 致使斷層強烈反轉, 淺部傾向由NNE向轉為SSW向, 深部傾向則仍為NNE向(圖8), 改造為淺部南傾, 深部北傾的弧形斷裂, 并表現為左行斜向逆沖斷層(圖3), 其并非控巖控礦主導斷裂, 也非呂梁期形成。

湯中立和李文淵(1995)依據大地電磁測深(MT), 認為龍首山隆起為推覆體, 呈上陡下緩鏟狀分布, F1對應北部的鏟狀構造面, 由于逆沖推覆作用, 現今的巖體與巖漿源位置已錯動, 沒有對應的空間關系。宋鴻林等(2013)將逆沖推覆構造定義為大型低角度(<30°)逆沖斷層與其上覆逆沖巖席共同組成的收縮變形構造系統。顯然, F1并非低角度逆沖斷層構成的逆沖推覆構造。大地電磁測深(MT)具有利用天然場源、探測深度大、采用平面波理論阻抗形式簡潔和解釋簡單等一系列特點, 但該方法有兩個與生俱來的缺點, 一是信號微弱, 二是信號隨機, 它們導致垂直分辨率和水平分辨率都很低, 觀測精度很低(何繼善, 2019), 依據大地電磁測深(MT)探測結果對深部構造的解釋可能存在多解性。姜枚等(2012)也認為無法對鏟狀斷裂給予肯定與支持, 可控源音頻大地電磁測深(CSAMT)剖面反映出地表與深部異常是相連的。因此, MT反映的低阻電性層, 可能需從龍首山隆起的歷史演化過程或探測方法的適用性中另行分析。而且F1內在結構特征及演化過程分析, 也不支持推覆構造存在。

圖10 喜山期區域應力分析圖

4.1.2 F1與F8成生關系

F1與F8形成關系, 前人雖有過論述(甘肅省地質礦產局第六地質隊, 1984; 湯中立和李文淵, 1995; 宋謝炎等, 2011), 但其形成機理、先后順序及成生聯系沒有厘清。由于F1與F8交匯部位地表被第四系覆蓋, 僅表現為山前斷裂, 無法直接辨識其地表特征及產出位置, 因此, F1是否被F8錯斷存在分歧。根據礦床初期勘查鉆孔原始資料(如CK32等)(甘肅省祁連山地質隊, 1961), 并結合物探資料, 認為F1沒有被F8錯斷(圖2、3)。

二維地震資料(楊敏芳, 2011)及礦區CSAMT測量成果(姜枚等, 2012)均顯示, 緊鄰F1的窖南凹陷, 以F8為界, 東段埋深最深可達3600 m(玉門石油地質志編寫組, 1989), 西段僅數百米(甘肅省祁連山地質隊, 1963), 在中新世F1強烈反轉過程中, 東段為應力釋放區, 西段則受下伏龍首山巖群剛性地層的制約, 形成應力抵抗區。F8則在F1強烈反轉過程中, 受潮水盆地基底出露高度的制約, 在Ⅰ礦區與Ⅲ礦區交匯處形成“入”字型構造(圖3), F1從東向西產狀逐漸變陡, 也印證了這一觀點。

因此, F8及其他Ⅱ級和Ⅲ級斷裂構造, 是F1的派生(次生)斷裂, 其具有內在的成生聯系, 共同構成F1斷裂系統。

4.2 F1斷裂系統對巖礦體的影響

根據F1特征及演化史, 初步認為F1為潮水盆地形成之初的拉張階段形成的正斷層, 可將Ⅰ礦區超基性巖體北西端延伸部分錯斷(圖3、4a), 錯斷部分陷落至潮水盆地; 從Ⅰ礦區超基性巖體的分布形態及勘查結果分析, 也不排除超基性巖體在該部位尖滅的可能; F1反轉階段, 受SSW向淺表層水平推力, 近地表的巖礦體由南南西向北北東發生了推移,產狀發生了變化, 深部則影響較小, 巖礦體仍然是連續的。

礦區內發育走向與F1近平行的Ⅲ級斷裂, 其數量眾多、規模較小, 部分在F1形成之初, 繼承和改造了原有斷裂, 并且也以張性斷裂的形式出現, 隨F1發生反轉, 現今表現為逆斷層; 另外一部分則是在F1反轉過程中形成。NEE向Ⅱ級斷裂構造, 除F8將巖礦體左行平移, 產生一定的破壞作用外, 其余斷層對巖體影響較小; F17則是在SSW向擠壓中, 形成的張扭性斷層, 對巖礦體也有破壞。

根據歷年勘查資料及地表調查, 礦區內巖石整體破碎, 鉆孔中除厚層大理巖、致密的超基性巖局部較完整外, 其余地段巖石較為破碎, 說明礦區內Ⅲ級斷裂數量眾多, 只是單個斷層對巖礦體破壞程度較小, 沒有全部識別。F1淺表層產狀由龍首山采坑向東(圖6a、b), 分別為75°、44°、32°, 逐漸變緩, 受其影響, 淺表層巖礦體產狀也由西向東逐漸變緩(圖11), 從另一個側面證明各礦區巖石變形或位移程度的差異: Ⅲ礦區通過其東側發育的F8, 應力得以釋放; Ⅰ、Ⅱ、Ⅳ礦區則主要以F1發生強烈反轉及Ⅱ級、Ⅲ級斷裂的形式表現, 巖石完整性受到破壞, 地層及巖體淺表層由SSW向NNE向發生了位移, 且由西向東位移量逐漸加大, 深部超基性巖體則基本保持了其侵位形態, 位移量較小。巖礦體深部連續延伸地段為找礦有利部位。

5 結 論

(1) F1為控制潮水盆地的邊緣同生斷裂, 與潮水盆地同步發展, 早?中侏羅世斷陷成盆期形成同生正斷層; 晚侏羅世早中期坳陷期斷層規模得到進一步發展; 晚侏羅世末到白堊紀隆升萎縮期, 區內應力由拉伸轉為擠壓; 新生代消亡期(主要為中新世), 受青藏高原強烈隆起產生的來自SSW向的水平擠壓應力, 經永昌隆起傳導至潮水盆地, F1強烈反轉, 改造為淺部南傾, 深部北傾的弧形斷裂, 表現為左行逆斷層。因此, F1并非控巖控礦斷裂, 也非呂梁期形成。

(2)以F8為代表的Ⅱ級斷裂構造和規模較小的Ⅲ級斷裂構造是Ⅰ級斷裂構造(F1)的派生(次生)斷裂, 是在統一的應力場作用下形成, 具內在成生聯系, 共同構成F1斷裂系統。F8及其他NE向斷裂為左行平移斷層, 是受F1控制的分支斷裂, 為“入”字型構造。

圖11 超基性巖體由西向東產狀變化剖面圖

(3) F1斷裂系統對巖礦體的影響表現為: Ⅲ礦區東側發育F8左行平移斷層, 巖礦體被錯斷; Ⅰ、Ⅱ、Ⅳ礦區地層及巖礦體, 淺部主要通過F1反轉及Ⅱ級、Ⅲ級斷裂的形式由南南西向北北東發生位移, 產狀由西向東逐漸變緩, 巖石完整性受到破壞; 深部超基性巖體則基本保持了其原始侵位形態, 受影響較小; 巖礦體深部連續延伸地段為找礦有利部位, 對深部勘查具重要指導意義。

致謝:本文在成文過程中得到了中國地質大學(北京)王根厚教授和中國地質科學院地質力學研究所陳柏林研究員的指導, 在此深表謝意; 也感謝桂林理工大學汪勁草教授和中南大學賴健清教授在一審、二審過程中提出的寶貴建議, 使本文更加完善。

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Evolution of F1Fracture System in Jinchuan Cu-Ni Sulfide Deposit and its Significance

LI Shengdong1, YANG Yongchun1, AI Qixing2, DA Rui1

(1.Forth Institute of Geological and Mineral Exploration of Gansu Provincial Bureau of Geology and Mineral Resources, Jiuquan 735000, Gansu, China; 2. Nickel Cobalt Research and Design Institute,Jinchuan Group., Ltd., Jinchang 737104, Gansu, China)

TheJinchuan deposit is the third largest Cu-Ni sulfide deposit in the world. With the continuous consumption of the proven reserves, the deep resource exploration become crucial for the sustainable development and utilization. The mining area experienced multiphase and complicated tectonic activities, which leads to the highly controversial interpretations of the evolution of the largest F1fault in the mining area. Some researchers believe that F1is a rock- and ore-controlling fault, which was formed in the Lüliang period, while the others argue that F1is a nappe structure, which is a SW-dipped listric fault in the upper crust. Therefore, delineating the structural controls on the ore mineralization is an essential step to realize a breakthrough of deep prospecting. On the basis of fully mining of the previous exploration data and geophysical exploration achievements, combined with the development and evolution of regional structures, the post-metallogenic F1fracture system in the mining area is systematically analyzed and studied through field investigation. It is found that the structural breccia of the F1fault zone is angular to subangular, with argillaceous cementation, and comes mainly from the Longshoushan Rock Group along with the Quaternary sandy gravel and Neogene sandstone and conglomerate. Two-dimensional seismic profile and other geophysical results show that the occurrence of the F1fault is steep in the deep part, so it is difficult to explain this phenomenon reasonably and reveal its internal genetic relationship even though it is clear that the F1fault is a reverse fault according to the superposition relationship. Combined with the research results of the Chaoshui Basin, the authors firstly proposed a possible mechanism for the formation and evolution of the F1fracture system and its genetic relationship with the Chaoshui Basin evolution. 1) The F1fault and the Chaoshui Basin evolved synchronously, and a series of contemporaneous normal faults were formed in the basin during the early and middle Jurassic rift basin period.During the depression period of the late Jurassic, the basin scale was further expanded, and during the uplift and contraction period from the end of the late Jurassic to Cretaceous, the stress in the mining area changed from tension to compression. Finally, during the Cenozoic extinction period, the stress was transmitted to the Chaoshui Basin through the Yongchang uplift, and the F1fault was strongly reversed and transformed into a left-lateral reverse fault by the SSW horizontal compression caused by the strong uplift of the Qinghai Tibet Plateau. 2) The other fault structures originated (secondary) from the F1fault were formed under the influence of the unified stress field. F8fault is a branch of F1fracture system, showing ‘入’-type structure. 3) F8has left-lateral translation, which dislocated the tail of the ore body in the Ⅲ mining area. Due to the inversion of F1and secondary faults in the shallow part, the strata and rock/ore bodies in the Ⅰ, Ⅱ and Ⅳ mining areas displaced from SSW to NNE, and as a consequence damaged the rock integrity. The deep part of the ultrabasic rock body is less affected and basically keeps its original emplacement form, which indicates that the deep continuous extension section of the rock orebody is a favorable prospecting area.

F1fracture system; Chaoshui Basin; fault overturning; ‘入’-type structure; copper-nickel deposit; Jinchuan

2020-08-29;

2021-01-11;

2021-11-02

金川集團股份有限公司項目(金科地2020-05)資助。

李生棟(1969–), 男, 高級工程師, 主要從事礦產勘查與構造地質研究工作。E-mail: 462977890@qq.com

P542

A

1001-1552(2022)01-0063-014