招平斷裂帶蝕變巖非鏡像對稱特征及地質意義

黃先春，李　山，鮑中義（.湖北省第六地質大隊，湖北孝感 4300；.山東省第六地質礦產勘查院，山東威海 6409）

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招平斷裂帶蝕變巖非鏡像對稱特征及地質意義

黃先春1，李山2，鮑中義2
（1.湖北省第六地質大隊，湖北孝感 432100；2.山東省第六地質礦產勘查院，山東威海 264209）

招平斷裂帶是膠東西北部地區最重要的金成礦帶之一，沿該構造-成礦帶已陸續發現了以玲瓏金礦田為代表的不同規模金礦床十余處，顯示該區具有良好的成礦地質條件。招平斷裂帶構造形式多樣，礦化蝕變分帶復雜。斷裂帶以發育連續且穩定的主裂面為特征，以主裂面為中心，上下盤蝕變巖基本呈非鏡像對稱分布。研究招平斷裂帶蝕變巖非鏡像對稱分帶特征具有重要的地質意義。

招平斷裂帶；主裂面；蝕變巖；非鏡像對稱；膠西北

引文格式：黃先春，李山，鮑中義.招平斷裂帶蝕變巖非鏡像對稱特征及地質意義［J］.山東國土資源，2016，32（5）：25 30.HUANG Xianchun，LI Shan，BAO Zhongyi.Geological Characteristics and Significance of Non-mirror Symmetry in the Altered Rocks of Zhaoyuan-Pingdu Fracture Zone［J］.Shandong Land and Resources，2016，32（5）：25-30.

招平斷裂南起平度城北，走向近EW向，至宋格莊逐漸轉彎，向NE延伸，經招遠城又轉為NEE向，延至龍口市顏家溝一帶尖滅。斷裂長約120 km，帶寬150～200 m。該帶在招遠以南沿膠東巖群、荊山群與玲瓏巖體接觸帶展布，招遠以北發育于玲瓏巖體內部。斷裂帶南段走向近EW，中段走向近SN或NNE向，北段走向轉為NEE向，傾向S或SE，傾角30°～70°，總體呈近“S”型展布。

1　區域地質特征

基底構造單元屬中朝陸塊（華北板塊）（Ⅰ）膠遼微陸塊（Ⅱ）膠東裂陷盆地（Ⅲ）之膠北地塊。上疊構造單元屬濱太平洋構造巖漿活動帶（魯東被動大陸邊緣）（Ⅱ）之膠北隆起（Ⅲ），其東與魯東折返帶威海隆起為鄰，南與膠萊盆地相接，西與魯西地塊并置（圖1）。

區內地層除第四系外，主要出露古元古代滹沱紀荊山群，總體呈NEE向的帶狀展布，變質程度達麻粒巖相—角閃巖相。主要巖性為石榴矽線黑云片巖、大理巖、透輝巖、石墨片麻巖、長石石英巖、黑云變粒巖、麻粒巖等，具孔茲巖系巖石組合特點。其原巖主要為一套正常淺海相的泥質巖、碎屑巖、碳酸鹽巖及鈣鎂硅酸鹽巖。

圖1　招平斷裂帶大地構造位置圖

膠西北地區經歷了中太古代以來漫長的地質構造演化歷史，不同構造階段的構造變形相互疊加，構成了一幅中深層次近EW向韌性變形構造與淺表層次NNE—SN向脆性斷裂構造交切的構造變形圖像［1］。

招平斷裂是膠西北S型斷裂中規模最大的一條，是在基底深大斷裂的基礎上發展起來的一條控礦斷裂。斷裂發育有連續穩定的主裂面，其兩側發育有寬大的構造巖帶。金礦體主要賦存于主裂面下盤的黃鐵絹英巖化碎裂巖帶和黃鐵絹英巖化花崗質碎裂巖帶及黃鐵絹英巖化花崗巖帶中，以破碎蝕變巖型金礦床為主。招平斷裂是長期多次活動的結果，其力學性質比較復雜，但從總體上看，屬壓扭性為主的左行斷裂（圖2）。

收稿日期：2015-06-25；修訂日期：2015-08-13；編輯：陶衛衛

作者簡介：黃先春（1968—），男，湖北仙桃人，工程師，主要從事區域地質調查與礦產地質勘查工作；E-mail：ktyxhxc@163.com

圖2　招平斷裂帶區域地質略圖

膠西北地區經歷了古揚子板塊與華北板塊的擠壓拼接，和太平洋板塊向歐亞板塊俯沖2種動力學背景，導致了巖漿活動的復雜歷程，所形成的侵入巖遍布各處，占基巖面積的半數有余，總體呈近EW或NE向展布的巖基、巖株、巖瘤狀產出，多集中構成復式巖體。巖石類型齊全，從超基性-酸性者均有，尤以中酸性、酸性者規模大、分布廣。形成時代自中太古代至新生代均見及，其中以新元古代和中生代燕山晚期侵入巖最發育。成因上既有“I”型者，亦有“S”型者，及二者的過渡型；巖漿物質來源上，有幔源、殼源和殼幔巖漿混合源等。

新太古代侵入巖主要出露棲霞片麻巖套，為TTG花崗巖類，由英云閃長巖和奧長花崗巖組成，少量花崗閃長巖，英云閃長巖分布面積約占TTG總面積的61%，奧長花崗巖約占36%。宏觀上常表現為古老片麻巖穹窿，遭受了角閃巖相變質和部分地段韌性剪切的疊加改造，形成了一套條帶、條紋狀、片麻理構造發育的灰色片麻巖系。巖石組合以T1T2型花崗巖類組合為主，巖石化學成分出現二長花崗巖及顯示接近于鈣堿性巖的演化趨勢，指示該片麻巖套經歷了由不成熟陸殼向成熟陸殼的演化過程，可能是由島弧向大陸弧轉化階段的產物［2］。

膠西北處于中國東部濱太平洋構造域，是太平洋板塊與歐亞板塊的結合帶。中生代晚期（尤其是白堊紀）該區發生了強烈的構造體制轉折，形成了復雜的地質構造格局，總體表現為陸內伸展和與地幔隆起相伴的大規模巖石圈減薄。造成古老的結晶基底變質巖系在一定深度內被迅速加熱，部分熔融而形成花崗質巖漿，發生了大規模強烈的巖漿作用。巖漿作用產物是記錄軟流圈抬升、巖石圈減薄及地殼伸展的最有力證據［1］。

玲瓏花崗巖是膠西北地區中生代最發育的侵入巖之一，因其與金礦密切伴生相關而倍受關注。其規模大、分布廣，構成玲瓏復式巖基。玲瓏花崗巖為二長花崗巖系列侵入巖，早期為弱片麻狀含石榴二長花崗巖類，晚期為塊狀淺色二長花崗巖類，前者分布面積約占玲瓏花崗巖總面積的38%。

玲瓏花崗巖屬高鉀鈣堿性巖系列。微量元素中，Sr、Ba含量高［多數樣品Sr=（425～561）×10-6；Ba=（860～2 036）×10-6；Y，Yb含量低（Y=（3.09～25.40）×10-6，Yb=（0.42～4.22）×10-6］。地球化學成分在LaN/YbN-YbN和Sr/Y-Y圖解中，多投點于埃達克巖范疇。有研究者認為這種花崗巖大體相當于埃達克巖。然而，玲瓏花崗巖地球化學成分與埃達克巖不同的是，常具較明顯的負銪異常和Al2O3一般不超過15%。地球化學特征指示玲瓏花崗巖系陸殼重熔型花崗巖［3］。

2　招平斷裂帶地質特征

招平斷裂多沿前寒武紀變質巖系與玲瓏花崗巖的接觸帶分布，主干斷裂下盤均為玲瓏花崗巖，上盤在平度市山旺—山后一帶為荊山群祿格莊組，山后至招遠新村、大尹格莊至招遠城上盤均為棲霞片麻巖套，招遠城以北，上盤為文登花崗巖，局部切割棲霞片麻巖套。斷裂具穩定的主裂面，在其兩側由糜棱巖、碎裂巖、碎裂狀巖石組成，構成破碎帶。

主干蝕變帶規模大，蝕變巖類型齊全，組合分帶完整。斷裂沿傾向和走向上均呈舒緩波狀，并且發育有較穩定的斷層泥作為主裂面標志。以主裂面為界，上下盤有明顯的蝕變巖分帶特征。根據蝕變巖的空間分布、蝕變巖特征和蝕變作用強度，分出4個蝕變巖帶：自蝕變帶中心向外依次為黃鐵絹英巖化碎裂巖帶、黃鐵絹英巖化花崗質碎裂巖帶、黃鐵絹英巖化花崗巖帶和糜棱巖化鉀長石化花崗巖帶。以穩定的主裂面為中心，上、下兩盤的構造巖呈帶狀分布，并且破碎程度依次遞減，下盤的構造巖較上盤發育。熱液蝕變和礦化作用主要表現在下盤，上盤較弱，下盤的熱液蝕變自主裂面向外有依次減弱的趨勢，蝕變類型有黃鐵絹英巖化、鉀長石化、碳酸鹽化、綠泥石化，局部有金屬硫化物和金銀礦化。其中黃鐵絹英巖化是主要的蝕變，與金礦化關系密切。

招平斷裂帶是多次活動的產物，在成礦前至成礦過程中，其力學性質由右行壓扭性斜沖，轉為上盤斜落的左行張扭性，使早期的緊閉斷裂發展成為張啟性斷裂，從而為礦液的上移提供了通道，為金礦的富集、沉淀提供了最佳場所。后期又有左行壓扭性活動，形成以壓扭性為主的左行斷裂破碎帶（圖3）。

圖3　招平斷裂帶（破頭青段）地質圖

圖4　招平斷裂帶蝕變巖對稱分帶示意圖

3　蝕變巖分帶特征

據筆者對招平斷裂帶破頭青段2013—2015年施工的12個鉆孔的分析研究表明，斷裂帶以上盤出現糜棱巖化帶為標志，向下依次出現絹英巖化花崗巖帶—絹英巖化花崗質碎裂巖帶—絹英巖化碎裂巖帶，直至主裂面（圖4）。表明脆性斷裂活動之前經歷了韌性變形作用，脆性斷裂疊加于早期韌性剪切變形之上，脆性斷裂則經歷了主成礦期的張扭性活動及后期的壓扭性活動。招平斷裂帶成礦構造體制應為伸展成礦構造體制，體現為一條沿玲瓏花崗巖與早前寒武紀地質體邊界附近分布的大型伸展構造帶。伸展構造帶的上盤主體為中高級變質的早前寒武紀變質巖，下盤為未變質的玲瓏花崗巖，主斷面疊加在早期韌性剪切帶之上，總體構造具有純剪式伸展構造的特點，類似剝離斷層［4］。

絹英巖化碎裂巖呈灰綠色，斑雜狀構造發育，碎斑為長英質碎粒，基質成分為長英質、絹云母、綠泥石等，膠結物為硅質及少量泥質成分。主裂面表現為0.10～0.40 cm灰黑色斷層泥。主裂面以下，則依次出現（黃鐵）絹英巖化碎裂巖帶—（黃鐵）絹英巖化花崗質碎裂巖帶—（黃鐵）絹英巖化花崗巖帶，上下盤顯示明顯的對稱分帶特征。

對12個鉆孔揭露的蝕變巖分帶及厚度統計見表1?？梢钥闯?，招平斷裂帶蝕變巖總厚度在222.20～497.60 m之間變化，平均厚度316.94 m，變化系數24.24%。39線至41線及55線，部分鉆孔缺失上盤絹英巖化碎裂巖帶或絹英巖化花崗質碎裂巖帶，其中55ZK1還缺失下盤黃鐵絹英巖化碎裂巖帶。

表1　12個鉆孔蝕變巖分帶及厚度（m）

對比上下盤蝕變巖厚度可以發現，大部分鉆孔上盤蝕變巖厚度大于下盤，部分原因可能是早期韌性變形構造作用疊加所致。

對比鉆孔見礦情況及下盤蝕變巖熱液蝕變及礦化強度，筆者發現，上盤絹英巖化碎裂巖帶的厚度及發育的完整性對鉆孔見礦情況具有比較大的指示作用。數據顯示，該帶厚度大于20 m的鉆孔，下盤熱液蝕變及礦化強度相應較強，往往見及較為厚大的主礦體；厚度小于20 m的鉆孔，下盤熱液蝕變及礦化強度相應較弱或不見礦，礦體往往出現在主裂面上盤，為規模相對較小的副礦體。

從Ⅰ號礦體（主礦體）資源儲量估算水平投影與絹英巖化碎裂巖厚度等值線對比圖（圖5）可以發現，39ZK1，45ZK1，47ZK3絹英巖化碎裂巖帶或缺失或厚度小于10 m，主礦體未見礦，僅上盤出現零星小礦體，Ⅰ號礦體（主礦體）資源儲量估算水平投影均處于絹英巖化碎裂巖厚度大于20 m區域。55線55ZK1、55ZK2缺失絹英巖化碎裂巖帶或絹英巖化花崗質碎裂巖帶，下盤蝕變巖厚度急劇變窄（其中55ZK1下盤蝕變巖厚度僅余21.85 m），礦體出現在上盤蝕變帶中，主礦體相應出現無礦間隔。

根據35線至55線揭露的絹英巖化蝕變帶及主裂面位置、產狀和見礦情況，選取工程布置較為集中的部位，繪制A—B縱剖面圖（圖6）。

（1）招平斷裂帶主裂面及絹英巖化蝕變帶在走向方向呈現明顯的舒緩波狀，35線、41線、45線及51線出現波峰，39線、43線、47線出現波谷，55線蝕變帶主體出現在主裂面上盤。

（2）39線至43線，礦體集中出現在主裂面下盤的黃鐵絹英巖化碎裂巖及黃鐵絹英巖化花崗質碎裂巖中，礦體走向延伸390 m。45線至47線出現無礦間隔（走向長300 m），51線主礦體出現在主裂面下盤的黃鐵絹英巖化花崗質碎裂巖中，但蝕變和礦化有向主裂面上盤運移的趨勢，至55線礦體則全部出現在主裂面上盤的絹英巖化花崗巖中。

（3）從蝕變帶整體厚度來看，見礦鉆孔蝕變帶總厚度普遍超過300 m，不見礦鉆孔則普遍低于300 m。

（4）從蝕變分帶規律來看，以主裂面為中心，上下盤明顯呈現非鏡像對稱特征。主裂面上盤，由邊緣至中心，依次出現絹英巖化花崗巖帶、絹英巖化花崗質碎裂巖帶和絹英巖化碎裂巖帶，主裂面下盤由上到下依次出現（黃鐵）絹英巖化碎裂巖帶、（黃鐵）絹英巖化花崗質碎裂巖帶和（黃鐵）絹英巖化花崗巖帶，對稱特征明顯。但上下盤蝕變帶及各巖性帶的厚度和蝕變強度并不對稱，尤以主裂面上盤絹英巖化碎裂巖帶之表現更具指導意義。絹英巖化碎裂巖呈現淺灰綠色，碎裂結構，斑雜狀構造。從鉆孔揭露情況來看，該帶的厚度和完整性對主裂面下盤蝕變和礦化情況指導意義很大。見礦鉆孔所揭露的該帶厚度至少大于20 m（其中41ZK1達35.94 m），且出露完整，很少遭受破壞改造。39ZK1，47ZK3及45ZK1所揭露的該帶或缺失，或厚度不超過10 m，且完整性差。

綜合以上因素，絹英巖化碎裂巖帶與招平斷裂帶主裂面相伴產出，處于斷裂蝕變應力中心部位，該帶與招平斷裂帶主裂面斷層泥共同構成了熱液蝕變和礦化的屏蔽層。該帶的厚度和完整性與蝕變帶下盤成礦熱液的富集和成礦呈明顯的正相關關系，其發育程度和完整性對下盤主礦體成礦具有重要的指導意義。凡該帶厚度大于20 m且發育完整、較少遭受破壞改造者，其下盤往往出現厚大的主礦體；如該帶缺失、或厚度小于20 m、或發育完整性較差，對成礦熱液的屏蔽作用則明顯減弱，礦液向主裂面上盤運移逃逸，出現無礦間隔或礦體集中出現在主裂面上盤，呈現規模相對較小的副礦體。與之相對應的是，主裂面上下盤蝕變巖的厚度則出現相應變化，前者下盤蝕變巖厚度大于上盤，后者則正好相反。

招平斷裂帶以主裂面為中心，上下盤蝕變巖基本呈現對稱分帶，但其對稱分帶則明顯表現出非鏡像對稱之特點，一方面是由于上盤脆性變形疊加于早期韌性剪切變形之上，另一方面，招平斷裂帶主斷裂旁側次級斷裂發育，平面上構成多級“入”字形或樹枝狀組合形式，剖面上構成階梯狀組合形式。由招平斷裂帶主干斷裂派生的低序次構造，構成玲瓏帚狀控礦構造系統，控制了玲瓏金礦田的分布［5］。次級斷裂位于主干斷裂北段破頭青斷裂的下盤，由9條走向NNE—NE向的主要弧形斷裂構成，在平面上呈向NE收斂，向南西撒開的帚狀。主要斷裂長達千米至數千米，寬度1～20 m不等，走向由80°漸轉為30°左右，傾向NW，傾角50°～90°，由內旋層到外旋層逐漸變陡，每條斷裂的中間地段均明顯向南東凸曲，斷裂間隔由NE向SW逐漸增大［6］。這些斷裂對主干斷裂蝕變巖尤其是絹英巖化碎裂巖的改造和破壞，導致了主干斷裂蝕變巖呈現非鏡像對稱分布的特點，也直接控制了礦田的主要礦體的分布。

圖5?、裉柕V體（主礦體）資源儲量估算水平投影與絹英巖化碎裂巖厚度等值線對應關系圖

圖6　A—B縱剖面圖

4　結論

招平斷裂帶是膠東西北部地區最重要的金成礦帶之一，斷裂帶南起平度城北，走向近EW向，經招遠城又轉為NEE向。斷裂長約120 km，帶寬150～200 m。斷裂帶以發育連續穩定的主裂面為特征，以主裂面為中心，上下盤蝕變巖呈現明顯非鏡像對稱分布之特點。由內向外，依次出現（黃鐵）絹英巖化碎裂巖帶、（黃鐵）絹英巖化花崗質碎裂巖帶、（黃鐵）絹英巖化花崗巖帶。主斷面脆性構造變形疊加于早期韌性剪切變形之上，脆性變形中心（黃鐵）絹英巖化碎裂巖帶與主裂面斷層泥共同構成了成礦熱液的屏蔽層，其厚度和發育完整性對下盤主礦體的富集成礦具有重要的指導意義。

［1］ 宋明春，崔書學，尹丕厚，等.山東省膠西北金礦集中區深部大型-超大型金礦找礦與成礦模式［M］.北京：地質出版社，2010：1-339.

［2］ 宋明春，崔書學，周明嶺，等.山東省焦家礦區深部超大型金礦床及其對“焦家式”金礦的啟示［J］.地質學報，2010，84（9）：1349-1358..

［3］ 李厚民，毛景文，沈遠超，等.膠東北東季金礦鉀長石和石英的Ar-Ar年齡及其意義［J］.礦床地質，2003，22（1）：72-77.

［4］ 宋明春，王沛成.山東省區域地質［M］.濟南：山東省地圖出版社，2003：554-555.

［5］ 沈遠超，曾慶棟，劉鐵兵，等.膠萊盆地北緣金礦床的成礦年代學研究［J］.礦床地質，2001，21（Z）：658-661

［6］ 李士先，劉長春，安郁宏，等.膠東金礦地質［M］.北京：地質出版社，2007：102-186，220-271.

Geological Characteristics and Significance of Non-mirror Symmetry in the Altered Rocks of Zhaoyuan-Pingdu Fracture Zone

HUANG Xianchun1，LI Shan2，BAO Zhongyi2
（1.No.6 Geological Brigade in Hubei Province，Hubei Xiaogan 432100，China；2.No.6 Exploration Institute of Geology and Mineral Resources，Shandong Weihai 264209，China）

Zhaoyuan-Pingdu fracture zone is one of the most important gold mineralization belt in northwestern Jiaodong area.Along the structure-mineralization belt，more than ten deposits in different sizes have been found now，which is represented by Linglong gold deposit.It is showed that there is good metallogenic conditions in this area. There are many types of structures and complicated alteration zones in Zhaoyuan-Pingdu fracture zone.Continuous stable fracture surfaces are well developed.Regarding main fractural surface as the center，altered rocks in the upper and lower walls are non-mirror symmetric distribution.It is significant to study non-mirror symmetric characteristics of altered rocks in Zhaoyuan-Pingdu fault belt.

Zhaoyuan-Pingdu fracture zone；main fracture surface；altered rocks；non-mirror symmetry；northwestern Jiaodong area

P618.51

A