付海涛, 万方来, 蒋丽丽, 徐 华, 李祎昕, 杨 磊

1)辽宁省地质勘探矿业集团, 辽宁沈阳 110032; 2)辽宁省第六地质大队有限责任公司, 辽宁大连 116200;3)辽宁省物测勘查院有限责任公司, 辽宁沈阳 110121

辽宁省是我国重要的金伯利岩分布区, 辽南的瓦房店地区、辽东的桓仁地区、辽北的铁岭地区和辽西的葫芦岛地区都有金伯利岩出露(图1a)。其中,辽南的瓦房店地区最为典型, 从 1971年在该区发现第一个金伯利岩体以来, 已发现超过 100个金伯利岩体, 既有岩管也有岩脉, 该区已提交 4个大型原生金伯利岩型金刚石矿床和3个近源小型金刚石砂矿床。金伯利岩既是金刚石矿的载体, 也是研究地球深部信息的重要对象, 其作为地球上来源最深的岩浆岩含有大量的深部物质信息, 因而具有重要的科学价值(路凤香和桑隆, 2002)。长期以来, 专家学者对瓦房店地区的金伯利岩做了大量研究工作,认为该区金伯利岩体的岩浆来源深度约为 215 km,以18 m/s的上升速度沿着一定宽度的裂隙快速上侵而形成目前看到的金伯利岩(郑建平等, 1989), 侵位时间约为 465 Ma(张宏福和杨岳衡, 2007), 金伯利岩受断裂构造控制, 岩管产出于构造交汇部位(齐玉兴等, 1998), 金伯利岩的分布与构造盆地有关(付海涛, 2020)。最新研究结果表明, 瓦房店地区存在逆冲推覆构造, 可能对金伯利岩体的形态造成了破坏(张国仁等, 2020)。

在金刚石矿勘查过程中对金伯利岩体地质特征进行了研究, 认为有必要对区内金伯利岩分布规律重新认识, 将原来的4个矿带划分为3个不同产出特征的区域可能更为合理(图 1)。同时认为, 逆冲推覆构造是影响区内金伯利岩体形态特征的重要因素。

1 瓦房店金刚石矿田金伯利岩分布规律

瓦房店金刚石矿田位于辽宁省南部, 行政区隶属于大连市。大地构造位置位于华北陆块辽东新元古代—古生代坳陷带, 跨两个四级构造单元, 东侧为城子坦—庄河太古宙基底隆起, 西侧为大连新元古代—古生代凹陷, 总面积约4000 km2。东侧隆起区主要出露新太古界片麻岩; 西侧凹陷区, 出露有古元古界、新元古界、古生界、中生界, 以及沟谷中的新生界。其中, 新元古界分布面积最大, 约占全区总面积的60%。

瓦房店矿田的金伯利岩可简化分为三类五种岩性, 即块状金伯利岩、含岩球金伯利岩和角砾状金伯利岩。其中块状金伯利岩分为两种岩性, 一是斑状金伯利岩, 呈暗绿色, 圆斑状结构、块状构造,圆斑晶为蛇纹石化、滑石化、碳酸盐化橄榄石(假像)和椭圆饼状金云母。斑晶含量一般 15%～20%, 基质为橄榄石(假像)、铬铁矿、锐钛矿及隐晶或微晶质方解石等组成; 二是斑状金云母金伯利岩, 呈灰绿色, 地表风化后呈灰-黄褐色, 斑状结构、块状构造。金云母含量大于15%。斑晶为蛇纹石化、碳酸盐化橄榄石(假像), 一般直径 3～5 mm, 最大可达10 mm以上, 含量一般小于30%。金云母呈淡黄色,风化后呈银白色薄片状, 片径3～5 mm。含岩球斑状金伯利岩, 岩石呈灰绿-黑绿色, 风化后表面呈黄绿色、黄褐色, 具有特殊的球状构造。风化强烈的岩石岩球脱落, 在其残坡积物中可见大小不等的圆形球蛋。此种金伯利岩在1号、30号和42号等岩管均有见到。其中 42号岩管, 岩球含量平均达25.6%, 球径一般为 10～30 mm, 最大为 150 mm,岩球由核心及外壳组成, 核心一般为浑圆状橄榄石(假像), 少数核心为蚀变片麻岩, 外壳由细粒斑状金伯利岩组成。这类金伯利岩除岩球外, 其它则是斑状金云母金伯利岩或斑状金伯利岩。角砾状金伯利岩也分为两种岩性, 一是含围岩角砾金伯利岩,呈灰绿、暗绿色, 发育强碳酸盐化时呈灰白色, 地表风化后呈黄褐色。碎屑结构、角砾状构造。角砾为围岩角砾和早期的金伯利凝灰角砾岩, 角砾大小由几 mm, 到几百 mm 不等, 围岩角砾边部常见有滑石化和绿泥石化, 胶结物为斑状(金云母)金伯利岩; 二是含金伯利岩物质角砾岩, 该岩性中角砾为不规则棱角状围岩角砾, 角砾含量 95%以上, 角砾大小不一, 大的可达2 m, 胶结物主要由小于2 mm的各种围岩细碎屑及金伯利岩组成。

岩管以角砾状金伯利岩为主, 其中最著名的50号岩管角砾状金伯利岩约占 80%, 块状金伯利岩约占20%。而脉状金伯利岩则基本上都是块状金伯利岩。区内金伯利岩的蚀变作用主要为蛇纹石化和碳酸盐化, 地表褐铁矿化、绿泥石化比较发育,深部逐渐变弱。强烈碳酸盐化是矿区金伯利岩显著的、普遍的蚀变作用。

1.1 金伯利岩体平面分布特征

已发现的金伯利岩体主要集中在矿田中部长约33 km、宽约15 km的范围内(称为矿田核心区),这个区内分布有113个金伯利岩体, 其中24个为岩管。矿田北部, 在矿田核心区西北侧27 km处发现7个疑似金伯利岩体。这些金伯利岩体成群成带分布, 局部地段岩体成带性非常明显, 在小比例尺图面上可以清晰看到金伯利岩体呈线状或孤状展布(图1b)。以往在矿田核心区将金伯利岩划分为3个矿带, 将西北侧出露有可疑岩体的地段划分为第Ⅳ矿带。本次研究, 根据金伯利岩体相邻关系将金伯利岩划分为1个岩群区、1个岩带区和1个单岩体区(图 1)。

图1 辽宁金伯利岩区域分布(a)和瓦房店金刚石矿田地质简图(b)(根据辽宁省地质勘查院, 2017改编)Fig.1 Regional distribution of kimberlites in Liaoning (a) and a simplified geological map of the Wafangdian diamond ore field (b) (adapted from Liaoning Provincial Institute of Geological Exploration, 2017)

①岩群区金伯利岩成群分布, 仅有少量单独的金伯利岩体, 位于原Ⅰ、Ⅱ矿带的西南端, 分布有37个金伯利岩体, 其中 10个是岩管, 岩群区有5个岩群和3个单独的金伯利岩体, 1、2号岩管以及50号和51-68-74号岩管两个大型原生金刚石矿床分布在此区。

②岩带区金伯利岩成带分布, 范围包括原Ⅰ矿带中部、Ⅱ矿带区东部和Ⅲ矿带, 区内有 58个金伯利岩体, 其中8个是岩管, 包括30号岩管大型原生金刚石矿床和34、38、110、111号等岩管, 岩带区内各岩体之间相距很近, 平面上构成直线状或孤线状4条岩带。

③单岩体区, 虽然局部也有相距较近的金伯利岩体, 但不具备岩群或岩带的特征, 这一区域包括原Ⅰ矿带东端和Ⅳ矿带, 区内有 18个金伯利岩体和7个疑似金伯利岩体, 其中6个是岩管, 42号大型原生金刚石矿床出露在此区域内。

1.2 金伯利岩体地表形态特征

本区金伯利岩体受断裂构造控制特征明显, 按产出形态分为岩脉和岩管, 岩脉形态简单, 产状比较稳定, 岩管形态较为复杂。

岩脉一般呈北东东至近东西向展布, 走向65°～90°, 方向性明显, 严格受密集节理带控制,相邻脉体相互平行, 走向一般比较稳定, 倾向南东,倾角 70°～85°之间, 长度几十米到千余米不等, 脉宽0.2～1.0 m, 个别地段可达3～5 m。一般来说, 脉体形态简单规整, 与围岩界线清楚, 脉幅变化较小,仅在局部有膨大或变窄现象, 单个脉沿走向具有尖灭再现分枝复合现象, 局部可见几条相互平行的脉组成一个小脉带。脉状金伯利岩岩性比较简单主要为强碳酸盐化斑状金云母金伯利岩, 一般均含有金刚石。

岩管的形态比较复杂, 地表出露形态有椭圆状、棱形状、葫芦状和不规则状等(图2)有的岩管具有明显的长轴方向, 有的岩管则呈近等轴状, 能看出长轴方向的基本上其长轴方向均为近东西向或北东向, 规模较大的以近东西向为主, 如30号、50号岩管。地表出露面积最大的是 42号岩管, 面积约41 200 m2, 小岩管的面积甚至小于100 m2。岩管多数向南倾斜, 倾角 75°～85°。

图2 典型金伯利岩管形态示意图Fig.2 Schematic diagram of typical kimberlite pipe morphology

1.3 典型金伯利岩体深部形态特征

自从发现金伯利岩以来, 本区的金刚石勘查工作基本上没有中断, 对 4个大型原生矿床施工了大量的钻探工作量, 对岩体形态的控制也比较好。

50号岩管是区内最著名的岩管, 位于岩群区,已开发利用。据勘探报告记载, 该岩管出露标高130～200 m, 主矿体部分地表呈不规则菱形, 东西较长、南北较窄, 长宽比为 4.8:1, 东部为脉状。岩管纵向变化较大, 在+60 ～ –20 m标高部位膨大, 地表与+60 m标高岩管面积的比值为 1:1.9, 地表与–20 m标高岩管面积的比值为1:2.3, 岩管倾向南南西, 倾角70°～78°。在–70 m标高左右急剧收缩尖灭。图3示意了50号岩管不同标高的形态。根据矿区钻孔资料建立的三维矿体模型显示, 50号岩管主矿体部分呈靴子状, 底部西端翘起似鞋跟、东端有拖尾似鞋尖, 底界平直, 总体上为一个厚大板状体, 向南倾斜, 倾角约85°。

30号岩管是目前区内工程控制最深的岩管, 位于岩带区。地表形态为长椭圆形, 长轴方向 70°, 长212 m, 平均宽80 m。详查报告认为, 岩管分为30-1和 30-2两个矿体。30-1出露于地表, 倾向南东, 倾角50°左右, 延深120 m, 在其南东侧存在隐伏矿体,编号为30-2。图4两条勘探线剖面示意了30号岩管的深部形态。根据矿区钻孔资料, 认为30号岩管是近直立的金伯利岩管, 在被近水平断层错断后, 钻孔揭露到的矿体向南东方向逐渐加深从而显示侧伏的特征(付海涛等, 2017)。总体来看, 30号岩管还是一个相对完整的岩管, 只是局部有些错动。30号岩管是区内面积第二大的岩管, 边部出露有含金伯利岩物质的角砾岩, 钻孔中在岩管南侧见有该类型角砾岩, 但与地表见到的角砾岩不具有上下对应关系。

图4 30号岩管深部形态示意图Fig.4 Schematic diagram of the deep morphology of No.30 kimberlite pipe

42号岩管位于单岩体区, 地表南北两侧出露有含金伯利岩物质角砾岩, 中间为金伯利岩管(图 5),呈筒状, 不同标高形态变化不大, 是区内唯一一个上下近等粗的筒状岩管, 也是目前我国面积最大的金伯利岩体。地表出露标高约 150 m, 钻探控制岩体延深超过560 m, 由于是区内4个大型原生金刚石矿床中品位最低的, 所以工作程度相对较低, 有部分钻孔终孔在岩体之中, 也就是说这个岩管向下还有延深。

图5 42号岩管不同标高水平投影断面示意图Fig.5 Schematic diagram of the morphology of No.42 kimberlite pipe at different elevation levels

相对来说, 本区金伯利岩管的工程控制程度要好于岩脉, 尤其是 4个大型原生金刚石矿床的控制程度更高。位于50号岩管北侧1 km处由51号、68号和74号三个岩管组成的大型原生金刚石矿床,虽然地表出露面积相差不大, 但钻孔控制的范围内,51号岩管明显比另外两个岩管大很多, 至少向下延深了近 400 m, 不同标高处岩管的水平断面面积略大于地表出露面积; 74号岩管是向下延深较小的一个, 仅在少数几个钻孔中见到; 68号岩管不同标高水平断面的面积变化也不大。根据钻孔资料, 西端的68号岩管在–200 m左右、东端的51号在–240 m标高处岩管突然中断, 这两点的连线角度与 50号岩管底部界面的连线角度基本相同。

本区金伯利岩脉一般控制程度较低, 钻孔中见到的脉体与地表见到的脉体不论是厚度还是岩性变化都不大, 但未发现向下延深较大的脉体。

2 瓦房店矿田金伯利岩地球化学特征

前人研究成果认为, 辽宁金伯利岩的化学组成与世界金伯利岩平均成分相比, 碱度偏低; 与南非、前苏联和我国山东金伯利岩成分相比, Fe质偏高; 与上地幔岩石相比, 铁族元素降低, 稀有及稀土元素、放射性元素、钨钼族元素、亲铜元素等相对富集(李星云等, 1989)。

有学者认为, 用混染指数C.I——(SiO2+Al2O3+Na2O)/(MgO+2K2O), 可以较好地反映金伯利岩中壳源岩石的混染程度, 受混染的金伯利岩C.I＞1.5, 我国部分金伯利岩受到了混染作用的影响(董振信, 1991)。本次研究对不同分区典型岩管的样品分析结果进行统计, 结果显示, 本区金伯利岩的混染指数具有一定的规律性, 岩群区的 1号、50号和51号岩管的C.I＜1.5, 岩带区和单岩体区的金伯利岩的C.I≥1.5(见表1)。说明瓦房店矿田岩群区的金伯利岩受混染的影响可能较小, 更适合于开展深部物质信息的研究。同时, 对典型金伯利岩体与世界金伯利岩成分进行了对比(见表 2), 结果显示, 瓦房店矿田的金伯利岩总体上富 Ca、Al, 特别是位于岩带区的岩体 Ca含量更高, 甚至高出世界平均值的3～4倍; 贫Mg、Na, 岩带区的岩体甚至只有世界平均值的 30%左右; 本次研究的岩体中除51号岩管外, 其它岩体呈现贫K特征; 位于单岩体区的 42号岩管, 贫 Mg、K、Na、P, 富 Si、Al、Ca、Ti、Fe, 是区内唯一个富Si、Fe的岩体。

表1 瓦房店矿田典型金伯利岩体混染指数统计表Table 1 Statistical table of contamination index of typical kimberlites in Wafangdian ore field

表2 瓦房店矿田典型金伯利岩体元素含量与世界平均值的比值Table 2 Ratio of element content of typical kimberlites in Wafangdian ore field compared to the world average

3 瓦房店矿田金伯利岩地球物理特征

瓦房店矿田金伯利岩最重要的地球物理特征是其具有明显而不均匀的磁性, 表 3记录了矿田典型金伯利岩的磁化率和剩余磁化强度。从表3上可以看到, 各岩体的磁性变化较大, 有的岩体磁化率变化可达百倍以上, 有的岩体磁化率则变化较小。50号岩管的剩磁明显高于其它岩体。碳酸盐化金伯利岩(如11号脉)的磁性明显降低, 甚至达到无磁性状态。

表3 瓦房店矿田典型金伯利岩磁性参数统计表Table 3 Statistical table of magnetic parameters of typical kimberlites in Wafangdian ore field

根据航磁和地磁测量结果, 金伯利岩体具有磁异常。面积较大的30号和42号岩管, 1:5万航磁测量有明显的异常显示, 异常强度超过100 nT, 而面积相对较小的50号岩管只有在降低测线高度至几十米时才能观测到很弱的异常(安战锋等,2017)。地磁测量是本区发现金伯利岩的重要手段,1:2000地磁ΔZ测量结果, 50号岩管, 50 nT等值线大致是岩管的出露边界; 30号岩管, 100 nT等值线揭示了隐伏矿体的范围。42号岩管, 1:5000地磁ΔZ测量结果 200 nT等值线大致是岩管的出露边界。51号岩管是通过 1:2000地磁测量而发现的,而68号和74号岩管在1:2000地磁测量结果中却没有异常。不同的岩体磁测比例尺不同, 有些小岩管需要用 1:1000地磁测量才能用磁异常圈出岩体的范围。

总体上看, 本内地层基本上属无磁性地质体,金伯利岩属中等磁性地质体, 与区内辉绿岩、橄榄玄武岩等磁性相当。

表4是30号和50号两个岩管的电阻率统计结果。总体上, 金伯利岩属中低电阻率地质体, 50号岩管电阻率略高于30号岩管。当围岩是高阻的泥灰岩、片麻岩时, 金伯利岩显示为低阻体; 当围岩是粉砂岩、页岩时, 金伯利岩与围岩之间几乎无电阻率差异, 很难在这些岩性中判断出金伯利岩的位置。

表4 瓦房店矿田30号、50号金伯利岩管电阻率统计表Table 4 Resistivity of No.30 and No.50 kimberlite pipes in Wafangdian ore field

4 问题与讨论

4.1 影响本区金伯利岩形态的主要因素

巨(大)型构造是控制金伯利岩产区的重要因素(李开善, 1981); 金伯利岩浆沿裂隙快速上侵(郑建平等, 1989); 就位于寒武系毛庄组以下层位的地层之中, 矿田见有金伯利岩被同位素年龄为 95～144 Ma的橄榄玄武岩所穿切(赵春强等, 2018); 测年结果显示, 30号岩管432 Ma, 42号岩管341 Ma、356 Ma、455 Ma, 50号岩管422 Ma、462 Ma, 51号岩管 463 Ma(董振信, 1994), 最老的年龄与张宏福和杨岳衡(2007)的结果相近。根据南京大学(2016)研究结果, 本区中生代存在两期(165～166 Ma和138 Ma)对金刚石矿床起破坏作用的岩浆事件(样品取自30号岩管钻孔中和42号岩管旁的闪长玢岩)。在矿田东部的早侏罗统砂砾岩中发现有金刚石砂矿。虽然山东蒙阴坡里地区金伯利岩带形成于中生代燕山晚期(褚志远等, 2019), 但目前辽宁还没有相似的研究成果见报。因此认为, 本区金伯利岩侵位于中寒武世之后侏罗纪之前。

本区金伯利岩体, 除42号岩管以外, 其它被称为岩管的金伯利岩体绝大部分仍具有脉的特征, 具有明显的拉长形态(以往将长宽比小于10的称为岩管)。以规模较大的50号和30号岩管为例, 地表形态以及钻孔控制的深部形态, 这两个岩体均具有厚大板状特征。平面上近等轴状的有 1号、34号、38号和75号等小岩体(图2), 但从钻孔控制结果看,这些岩管深部有的与脉体相连, 比如38号与111号岩管通过岩墙连成一体。区内脉状金伯利岩体的边界与围岩清晰, 侵位时受断裂构造控制的特征明显。厚板状的岩管可能侵位于断裂构造的复合部位,或者是不同方向断裂构造的交叉部位。由于脉状体未见角砾状金伯利岩或含金伯利物质角砾岩, 说明脉状体是沿压(扭)性断裂侵入的。

根据已有资料, 本区金伯利岩体在侵位后基本上未遭受太多的改造, 对岩体形态影响最大的是逆冲推覆构造。在进行三维建模过程中发现30号岩有被近水平断层错断的现象, 经过野外工作发现矿田存在推覆构造体系, 初步判断该推覆构造形成于中晚侏罗世, 晚于金伯利岩侵位时间,对区内金伯利造成了不同程度的破坏, 从而很好地解释了区内有些金伯利岩体向下延深不大或突然尖灭的现象。这套推覆构造体系, 从南东东向北西西方向运动, 在 50号岩管附近可见该推覆构造线理产状显示构造面为倾角 15°左右向南东倾、由110°向 290°方向运动。位于矿田核心区东北部的42号岩管在钻孔控制的深度内未见明显错断的现象; 30号岩管位于中部偏北的位置, 虽然被错断了但岩管基本上还是连续的, 钻孔资料和音频大地电磁测量结果未见明显的地层重叠现象; 南部的 50号岩管则被彻底错断, 矿区地表可见不同岩性层多次重复, 钻孔岩心可见地层重叠现象,音频大地电磁测量结果有重复出现的高低阻异常。重力剖面测量反演结果, 30号岩管所在位置的地层受推覆构造影响而产生的折曲明显弱于50号岩管所在的位置, 30号岩管受破坏的程度也弱于50号岩管。矿田南部金伯利岩体受逆冲推覆构造的影响明显大于北部。在逆冲推覆构造锋带局部可见规模不大的平卧褶皱导致地层发生倒转, 目前尚未发现金伯利岩被错断后发生倒转现象。

总体来看, 本区深大断裂提供了金伯利岩岩浆的上侵通道, 浅部压(扭)性断裂提供了就位空间。金伯利岩侵位后受到推覆构造的影响, 岩体形态发生了变化, 显现出西浅东深向东侧伏或向下突然尖灭的形态特征。也就是说, 本区影响金伯利岩体形态的主要因素是断裂构造, 岩浆侵位时断裂构造控制了岩体形态, 成岩后断裂构造对岩体形态进行了改造, 特别是逆冲推覆构造使部分金伯利岩体变成多个断块, 在开展深部找矿时需要对岩体的不连续性加以注意。

4.2 本区金伯利岩与深大断裂的关系问题

有研究认为, 瓦房店地区与郯庐断裂活动相关的北北东向断裂构造控制了金伯利岩的空间分布范围(赵建军等, 2011); 郯庐断裂的雏形出现在中生代的中央造山带东段(梁光河, 2018), 断裂开始形成于中、晚三叠世(万天丰等, 1996), 郯庐断裂北段左行走滑断裂形成于100 Ma左右(窦立荣等, 1996); 有研究认为, 瓦房店地区的金伯利岩与晚侏罗世—早白垩世的大火山岩省的有关(曾普胜等, 2021); 瓦房店地区的金伯利岩可能在早古生代之前形成于华北地台之岩石圈底部, 而在中生代白垩纪时期才在大规模岩石圈拆沉的地质背景下快速上升(王十安等,2021)。但目前尚无支持这些认识的测年数据。也有研究认为, 郯庐断裂带是一条长寿断裂, 具有长期复杂的活动历史。在《郯庐断裂》(国家地震局地质研究所, 1987)一书中记载: 李四光认为该断裂控制了辽东与辽西古生代沉积盆地; 徐嘉炜认为该断裂东支可能在太古代末产生, 长期继承活动; 黄汲清认为形成于前震旦纪, 中、新生代重复活动; 马杏垣认为元古代以前控制东北元古代褶皱带的构造发展, 主要活动期在中生代; 于丕休等认为太古代以来长期活动。另外, 有研究认为, 古郯庐断裂是震旦纪开始形成的(乔秀夫和张安棣, 2002)。本文认为,区内金伯利岩受古郯庐断裂带的次级断裂控制, 郯庐断裂在本区至少在古生代就已经存在。

5 结论

本区金伯利岩成群、成带分布, 南西部以岩群为主, 中部以岩带为主, 东北部则以单岩体分布为主。根据岩体的化学成分, 岩群区的金伯利岩体受围岩成分混染的程度小于岩带区或单岩体区的金伯利岩。4个大型原生矿床中, 位于岩群区的50号和51号岩管混染指数分别为1.36和1.26, 小于1.5的判别标准; 岩带区的 30号岩管混染指数为 1.5, 是岩带区混染指数最小的岩体; 单岩体区的 42号岩管混染指数为1.61, 高于1.5的判别标准, 因此认为岩群区的岩体更适合用于研究深部信息。

本区的金伯利岩与其它地区的金伯利岩相比,地球化学特征和地球物理特征既有相似性也有独特性。影响岩体形态的主要因素是断裂构造, 断裂构造提供了岩浆上侵通道和就位空间, 成岩后的逆冲推覆构造对岩体形态造成了不同程度的影响。

致谢: 本文为辽宁省地质勘查项目“瓦房店金刚石整装勘查区增储专项”(编号: LNZC2019-0078-20)资助的成果。感谢项目组全体成员和辽宁金刚石勘查技术攻关团队各位专家、同事付出的辛勤劳动和大力支持, 感谢辽宁省第六地质大队有限责任公司总经理韩双、总工程师许洪斌给予的大力支持, 感谢审稿专家的悉心指导。

Acknowledgements:

This study was supported by Liaoning Province Geological Exploration Project (No.LNZC2019-0078-20).