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，希望能够帮助到您。

地质体在各种地应力作用下，除产生塑性变形中的褶皱等构造形迹外 ，还因在塑性变形和脆性变形中超过极限而形成断裂等构造形迹 。因地质体本身物理－化学性质的不同及其所处温度、围压和地应力性质等的不同
，所形成的断裂在规模 、形态
、力学性质和出现时间等方面具有差异
。在地质体含水分较多及处于地壳较深部或较高温、较高围压条件下，而且是初次受构造作用或热事件时 ，断裂常伴褶皱在稍晚期出现
，并且常以与褶皱轴平行的压剪性逆断层或层间断层最发育，这在地槽阶段形成于地槽构造层内的构造形迹中最常见 ，在地洼阶段形成于地台构造层内的构造形迹中较常见；当地质体受过一次或多次构造作用或热事件
，失去了大量水分，发生过较强的变质变形 ，并且处于地壳较浅部或较低温 、低压条件下再次受地应力作用时，断裂构造形变比褶皱构造形变更易发生和更为常见
，而且断裂的出现常与褶皱作用不一定有关系，它们或单独出现 ，比褶皱出现早
、同时或较晚间
，与褶皱轴之间具有平行和多种角度，断裂的形态复杂多变 ，规模大小不一
，力学性质也是多种多样，其中对前构造阶段所成构造形迹的复活、追踪 、叠加
、改造等现象最明显。

成矿前和成矿期断裂 ，可能成为与金内生成矿有关的岩浆、成矿溶液的通道
，即作为导矿 、散矿和赋矿构造出现；其中较大型（区域性）而且切割较深（超壳深或壳深）的断裂（带）甚至分割
、控制与内生金成矿有关的大地构造单元、金成矿带和成矿区等；而断层面上的断层泥之类物质（还可能结合断层面上 、下地质体的岩性），在成矿中作为阻止矿液分散因而有利于矿质富集的屏蔽；断裂过程中岩石和矿物的破裂、破碎等 ，在成矿过程中将增大矿液与地质体的反应界面
，从而增加内生成矿的可能性 。

在断裂作用过程中附生的热力
、动力，可以在断裂面或断裂带附近一定范围内的地质体中 ，使包括部分金在内的某些化学成分发生活化、迁移和聚散，即发生一定强度的“造矿”作用
。

一 、地洼构造单元中的断裂构造与地洼期断裂构造

地洼构造单元中的断裂构造
，并不限于在地洼阶段新形成的地洼期断裂构造，它还包括有在前地洼阶段已形成并已被多少不一“焊接 ”起来的断裂构造形迹 ，及在前地洼阶段开始奠基
、但在地洼阶段最后完成或说在地洼阶段被复活、叠加 、改造和重新组合起来的前地洼期断裂构造形迹。

地洼构造阶段是地壳上迄今被发现最晚的大地构造阶段
，同时它又具有可与地槽阶段在规模
、强度等方面并论但独具特色的构造－岩浆作用 。加之，被继承的前地洼构造层 ，因在前地洼阶段已受到过不同程度的压实去水、变质 、褶皱和断裂等作用
，地质体的脆性较强，其中的构造薄弱面
、带较多 ，因而较易于被断裂破碎
。因此
，在继承了多个前地洼构造层的地洼构造单元中，不仅地洼期断裂构造形迹多 ，而且被继承、复活 、叠加
、改造和重新组合起来的前地洼期断裂构造形迹也特别多。它们在地洼构造单元中共同构成复杂、独具特色并起到一些独特作用的断裂构造体系 。

二 、韧性剪切断裂构造带与地洼型金成矿

韧性剪切断裂构造带是断裂构造带之一
，它对地洼型金成矿的影响与其他断裂构造带大同小异
。在黄金地质界，近若干年来对内生金矿产与韧性剪切带关系的探讨较多 ，但较注意金矿产现在赋存于较早期出现的韧性剪切带内这一事实，而在不同程度上忽视了“客体
”（金矿产）进入“客店”（赋矿构造）及“客店 ”问世在地质时代上的巨大差距
，并对韧性剪切过程中金等成矿物质被活化、驱动和再停积等问题有相互矛盾的说法。笔者认为（王伏泉，1994） ，韧性剪切主要是在地质体未破裂限度内的变形
，它发生在地下较深部或温度较高地带；在其形变过程中，地质体因环境温度较高和受围压较大 ，具膨胀趋势而不可能膨胀
，于是在较大范围内以极小位移的剪切方式耗散能量；在这样的过程中，韧性剪切作用强烈的中心带不仅不可能发生金等元素的大量富集 ，反而会发生贫化；只有在韧性剪切期后
，原韧性剪切带在往地壳较浅部上升过程中或随着异常温度的降低，再接受另外期
、次的地应力作用 ，韧性剪切形变被活化、叠加 、改造及组合成脆性或韧－脆性形变构造
，并表现为韧性剪切断裂构造带，在具新的成矿热液情况下 ，才有可能成为较有利的内生金等成矿构造 。因此，韧性剪切断裂构造带在具有两个以上形成（完善）阶段时才能成为内生金的赋矿构造。

地槽等活动性大地阶段和地洼阶段激烈期的较大规模岩浆作用带
，对形成韧性剪切带有利
。在地洼区的正向构造单元（地穹）中，尤其是在那些地台阶段也是相对隆起的地区 ，前地台构造阶段在地壳较深部形成的韧性剪切带已上升到较浅部并已发育为或正发育为脆性或韧－脆性形变构造带
，又遇上地洼阶段内具内生金成矿的有利条件，因而这一类型的内生金矿产特别引人注目。例如在阴山－燕辽金矿带（十八倾壕
、金厂峪和五龙等金矿床） ，小秦岭金矿带
，江西省金山金矿，广东省河台金矿及海南省戈忱金矿带等 。也有较多该类型金矿产赋存在地洼阶段新形成的韧性剪切断裂构造带内 ，它们主要分布在地洼期较大规模岩浆作用带中
，如胶东半岛玲珑和郭家岭等岩体内外和冀东北都山等岩体内外等
。

三、地洼构造单元中断裂构造与地洼型内生金成矿

地洼构造单元中断裂构造与地洼型内生金成矿的关系，在有些方面类似于其他大地构造单元中断裂与金等所有内生矿产的关系。例如 ，在成岩成矿期尚没有被“焊接
”起来的一些断裂构造
，可能作为控矿构造出现，地洼期的断裂作用也可能发挥一定的“造矿”作用 。而在另一些方面有差异或差异较大
。例如 ，在地洼构造单元中的沉积同生断裂带，也有可能形成富集较高金矿质的“矿源层 ”
，但它们对于形成地洼型内生金矿的重要意义不及前地洼构造层中的金“矿源层
”；在地洼构造单元中，较常见地洼期褶皱构造伴继承性发育的较深大且复杂断裂构造体系分布的现象 ，有别于地槽构造单元中地槽期断裂构造常伴同期褶皱构造发育
，这一差异对判别具体区域的内生金矿是地洼阶段所成或地槽阶段所成有参考价值，对判别地洼阶段所成内生金矿区（带）的边界 、控矿主要构造的性质
、勘探工程的选择和布置等都有一定意义。此外 ，在地洼构造单元中
，还见继承性发育的较深大且复杂断裂构造体系分割、控制与内生金成矿有关的大地构造单元 、金成矿带和成矿区等 。例如，几条自元古宙地槽阶段末期奠基
、一直到中－新生代地洼阶段仍在不断发展（复活、叠加 、改造和重新组合）的深大断裂带 ，将浙江省分隔为几个地洼－地穹列（表4—1）
，在各地洼（穹）列内，组成地壳的构造层数目和性质不同 ，地洼型内生金矿产的赋矿层位
、成因类型和成矿系列均有差别
。另外一些较次级的断裂（带）则在各地洼（穹）列内分隔出最次级的地穹和地洼构造单元
，以及控制内生金矿带、矿区和矿床（点）等。

表4—1　浙江省地洼型内生金矿产成矿区划 、系列及生因类型

（综合李培静，1990等资料编制）

四、前地台构造层中断裂构造控制的地洼型金矿

如上所述 ，在地洼构造单元所继承的前地台构造层中，常有于前地台阶段形成的断裂构造
，但它们在前地洼阶段常已被各种规模的岩浆岩充填或被各种化学交代作用“焊接” 。地洼阶段强烈的的构造－岩浆作用，不仅可能使它们因活化（重新裂开和叠加
、改造及重新组合）并成为地洼型金矿的成矿构造；而且可能在这些前地台构造层内形成大量新生的断裂构造 ，也成为地洼型金矿的成矿构造
。实际中
，这两类断裂构造较难以区分，但被它们控制的地洼型金矿床（点）很多。

在我国的地洼区内 ，前地台构造层在不同地区分别主要由上古生界、下古生界 、中－新元古宇及古元古－太古宇组成 。在它们之中
，都赋存有断裂构造控制的地洼型内生金矿产，但以地质时代较古老者为甚。其原因 ，可能一是它们的原始金丰度较高且在多期构造－岩浆作用中已富集或初步富集；二是在前地洼阶段已形成较多断
、裂等构造薄弱带及在地洼阶段更适于形成新的和活化老的断裂构造而利于成矿
。

例如
，在前述小秦岭金成矿区，赋存于前地台构造层太华群内、总体上受控于老鸭岔复式背斜的众多地洼型金矿床（点）中 ，矿体主要分布在地洼阶段新生的和被活化 、叠加
、改造了的断裂构造中
，其中尤以奠基于地槽阶段、与老鸭岔复背斜的形成－活化－改造过程同步的层间断裂赋存矿体最多。

在内蒙古地洼区－松辽地台区－兴凯地洼区南缘与华北地洼区－胶辽地洼区北缘交界带即阴山 、燕辽巨型金成矿带，除许多内生金矿床（点）赋存在侵入到太古宇－元古宇－古生界这些前地台及地台构造层中的地洼期岩浆岩内和地洼期火山－沉积层中之外 ，还有大量内生金矿床（点）赋存在上述所有的前地洼
、尤其是前地台构造层中 。这些前地台构造层中的金矿床（点），除一部分在空间上主要受控于褶皱构造及与其有生因关系的其他次级断裂构造外
，极大部分主要受控于各级断裂构造（表4—2及图4—3、4—4及图7—7）
。

表4—2　内蒙古地洼区南缘部分内生金矿床（点）与地洼期具活动性的断裂带之关系

（据郭砚田等，1987资料编）

图4—3　张家口－燕辽地带（华北地洼区北缘）内生金矿床（点）与地洼期具活动性区域性深大断裂（带）构造的关系

（据银剑钊等 ，1995）

1—尚义－崇礼－赤城－平泉－北票断裂带；2—丰宁－隆化断裂（带）；3—遵化－青龙断裂（带）；4—康保－围场－赤峰断裂带；5—内生金矿床（点）

图4—4　辽东地区五龙金矿区内生金矿产与地洼期具活动性断裂（带）构造的关系

（据彭艳东
，1994简化）

1—云母片岩；2—黑云母花岗片麻岩；3—中生代花岗闪长岩（三股流岩体）；4—成矿后断裂；5—含金石英脉；6—被成矿前脉岩充填的断裂；7—无矿体和脉岩充填及性质不明断裂

例如，在该成矿带西段 ，由乌拉山－大青山之南 、北两条深大断裂带和潮格旗－白云鄂博－赤峰深大断裂带及三者的次级断裂带等
，控制着带内主要是太古宇
、元古宇这些前地台构造层中绝大多数内生金矿床（点）及其矿体的分布。虽然这几条深大断裂带的形成奠基于元古宙或更早，并在前中生代曾长期多次活动 ，但在地洼阶段的中、新生代也有强烈活动
，表现在它们不仅被活化，而且有多方向 、多力学性质、多级别的新生断裂构造等对它们进行叠加
、改造 ，由它们控制着一些中、新生代沉积盆地的形成与发展
，控制着地洼期岩浆岩的分布，使主要由太古宇－元古宇构成的断隆山地与主要由中新生界或古生界构成的断陷盆地之间至今仍存在数百米的高差等 。矿床地质研究表明 ，由上述三条深大断裂带及它们的次级断裂控制的金矿床（点），常具有地洼阶段或中生代的成矿年龄等
。如在包头市西郊乌拉山前深大断裂北侧
，有几条东西方向长大于20km 、南北方向宽各几百米
、平行分布（间距约500m、总宽达6km）的脆－韧性剪切带，控制着成群成带的金矿脉（由它们构成一个大型至可能特大型金矿床）；这些脆－韧性剪切带切割太古宇乌拉山群 ，有同位素年龄为310.75Ma和452.07Ma的闪长质岩浆岩侵入其中；并在金矿脉中测得139—239Ma的K-Ar法年龄（李杰美
，1992），可见主要为地洼阶段中生代早期成矿。从包头市往北 ，到乌拉山后深大断裂以南约25km的十八倾壕金矿床一带
，也是切割太古宇－古元古宇的韧－脆性剪切带控矿，经（孙育德 ，1989）详细研究
，这里的韧－脆性剪切带经历了长时间 、多期次
、在地质剖面中形成深度依次由深至浅的活化、叠加 、改造过程，造成北北东向断裂对近东西向韧性剪切带的切割
、叠加、改造及韧性剪切带内由韧性变形为主向脆性变形为主的转化；其中 ，地洼阶段燕山期断裂构造活动和岩浆 、热液对该韧－脆性剪切带的叠加
、改造
，以及对带内金矿产的形成，都是重要地 。

往东 ，进入该金成矿带的张家口－宣化（冀西北）地区，内生金矿床（点）众多
，其中较多赋存在由太古宇桑干群变质岩系构成的前地台构造层中（还有不少赋存在与其有关但在后地槽阶段形成的岩浆岩体中）
。然而，它们主要是地洼阶段成矿或为具地洼阶段成矿因素的多因复成金矿产。因为这些内生金矿产主要分布在东西向延伸的崇礼－赤城深大断裂（带）以南几至几十公里范围内 ，金矿体主要赋存在与之有成因联系的次级断裂中
，尤其是其中不同方向断裂（带）交汇处为金矿床集中产出部位；该深大断裂（带）自太古宙以来直至喜马拉雅期都在频繁活动（银剑钊等，1995） ，尤其是它们尚切割华力西期和燕山期岩浆侵入体
，并使较多较大型内生金矿床（体）赋存在这些岩体的被切割－蚀变带内；而从更大的区域来看，该深大断裂（带）仅为在地洼阶段具活动性的尚义－崇礼－赤城－平泉－北票复合型断裂带（图4—3）西端不很长的一段 ，再往西还可能与在地洼期具活动性的乌拉山－大青山山前断裂带或临河－集宁深断裂（带）相联结 。

再往东
，进入该金成矿带的燕辽或冀东北－赤峰南－辽西地区，分布着许多内生金矿床（点） ，其中约半数赋存在前地台构造层的太古宇－古元古宇变质绿岩建造中
，它们也主要是在地洼阶段成矿或为具地洼阶段成矿因素的多因复成金矿产
。因为该地区还有约半数的金矿床（点）或储量主要赋存在地洼期岩浆岩内或其附近（极少数在地台构造层中）；即使是赋存在前地台构造层中的金矿产，也与地洼期构造－岩浆作用具有较密切关系及具部分地洼期成矿年龄等 ，甚至完全赋存在太古宇绿岩－花岗质片麻岩带中的金厂峪金矿床（该类金矿产常被称为金厂峪式），也主要是成矿于地洼阶段的中生代（参见本章第二节）。此外
，对该区域内生金成矿起了重要作用的断裂构造，有的既穿切前地台构造层 ，也穿切地台构造层和地洼构造层（主要为火山岩层和各类侵入体）；其中起主要作用的
，既有奠基于早前寒武纪、经长时期多次活动并在地洼阶段被重新强烈活化（叠加 、改造及重新组合）的，也有在地洼阶段新形成的；综合起来 ，它们对区域内地洼型内生金成矿主要起了如下作用：①分割出次级地洼型构造单元如山海关、黑山
、努鲁儿虎山、隆化－喀喇沁－敖汉和围场－铭山－解放营子等（正向）地穹及介于它们之间的少数（负向）地洼
，并使这些次级构造单元横跨在昔日的华北地台基底和地台北侧华力西地槽褶皱完成区基底上，而且使它们基本上都作由南东方向往北西方向掀斜的块断式差异上升 ，因而在每个次级地穹构造单元内的南东侧（比北西侧）出露较大面积的较古老地质体 、地洼期侵入体和内生金矿化（张秋生等
，1991；刘纲等，1992；王伏泉 ，1994；银剑钊等
，1995等）；②控制与内生金成矿关系较密切的地洼期岩浆作用及岩浆体（层）分布；③成为地洼期内生金成矿中导
、散矿液的通道和富集矿质的部位 。

进一步往东，到达辽宁省和吉林省与朝鲜交界地区 ，前地台构造层中断裂构造对地洼型内生金矿产的控制情况，也与该巨型金矿带内前几个地区相似。例如
，在地洼阶段中、新生代强烈活动的碧流河断裂 、海城－草河口断裂
、刘家河－青堆子断裂带、庄河－恒仁断裂带 、四平街－凤城断裂带及鸭绿江断裂带等，与地洼型岩浆作用等相结合 ，形成大量地洼型内生金矿产于该地区
，其中鸭绿江断裂带对地洼型内生金矿产的控制作用最明显，沿该断裂带（包括它的分支断裂和次级断裂等构造）分布有辽宁丹东地区的五龙
、四道沟和吉林省集安县西岔、金厂沟等金矿床（点）
。

在东北地区 ，地洼阶段中 、新生代强烈活动的郯庐断裂带东支辉发河－敦（化）密（山）断裂带
，控制的地洼型内生金矿床有辽宁省清源县的王家大沟金矿（与地洼型侵入体共同控制，金矿体主要赋存在太古宇鞍山群内）和吉林省柳河县（矿体赋存在地洼型的火山－次火山岩内）等；靠近该断裂带东侧
、主要赋矿于太古宇鞍山群中并被许多研究者视为早前寒武纪成矿的夹皮沟金矿区 ，也具有不少地洼阶段中生代叠加、富集成矿的迹象（王义文
，1984；王义文，1994；王伏泉 ，1995）。地洼阶段中 、新生代强烈活动的郯庐断裂带西支依兰－伊通断裂带
，也控制有四平市山门（赋矿于下古生界中）和依兰县鸡冠山（赋矿于古元古宇的糜棱岩带中）等独立的或伴生的地洼型内生金矿产 。在黑龙江省，于地洼阶段中生代有强烈活动的乌拉嘎大断裂带 ，与地洼型岩浆作用等一起，将团结沟和平顶山等地洼型内生金矿床控制赋存于古元古宇黑龙江群内
。

在胶东半岛
，丰富的内生金矿产与前地台构造层、地洼期岩浆岩类（火山岩
、侵入岩和混合花岗质岩类）及切割二者的断裂（带）关系密切，绝大多数内生金矿床（点）赋存在该类断裂（带）内或其附近。这一事实 ，几乎已被所有论述该地区内生金矿产的文献肯定 。总体来看
，胶东地区具有几个级别的断裂（带）及由它们分割的块断体系；最大一级断裂构造是通过该地区中西部的NNE向郯庐断裂带，它的规模远不限于本地区 ，往南、北两端延伸极远
，不少文献论述了它形成或组合于中 、新生代即地洼阶段；二级断裂（带）与之平行（或近平行）及在NEE（或近东西）方向分布，它们将近东西走向的栖霞复背斜肢解为一系列呈南北向延展的山地 ，及在区域内分割出多个因具差异升降而现存海拔高度不同的次级构造单元
，在其中发育有更次级断裂构造（参见图4—2
、7—3和7—5）
。例如，目前属该地区内生金矿产勘探程度最高的招掖金矿带 ，受NNE走向的牟平－即墨和沂沭两条区域性断裂带分别从东西两侧夹持
，在栖霞复背斜北翼呈南北方向宽度较小于东西方向长度的近东西向短带状分布；但其内有被三山岛、黄县－掖县 、灵山－北截和招远－平度等多条NNE向大断裂带（三级）切割成一系列在东西方向宽度较小于南北方向长度
、与招掖金矿带以大角度相交的次级金矿带；其中每条较大断裂带又由多条更次级（主干）断裂（带）组成，并分割出更次级的金矿带 ，由它们控制金矿床（点）及矿体分布。如招远－平度大断裂带北段，由玲珑和破头青两条主干断裂带组成
，二者再由众多的次级派生断层、裂面等组成，其中长度约为600至千余米者即达数百条（孙应龙 ，1989）
，它们控制和赋存着大量内生金矿产 。再如黄县－掖县大断裂带南段，由焦家和望儿山等主干断裂（带）组成 ，焦家断裂下盘又有与之走向平行 、倾向相反的一组断层和众多与断层产状一致或不一致的微裂面（王鹤年等
，1989），它们控制和赋存着焦家
、新城、望儿山和河东等金矿床（点）中的内生金矿体和矿化
。上述断层和裂面切割燕山期形成的玲珑和郭家岭等花岗质岩体 ，内生金成矿还使这些岩体中的断裂破碎带发生多种热液蚀变。因而
，当相应断裂（带）切割前地台构造层并赋存内生金矿产时，它们应该主要是地洼阶段产物 。

在其他许多地洼构造单元内的前地台构造层中 ，都有与上述金成矿区类似的断裂构造控制地洼型内生金成矿
。

五 、地台构造层中断裂构造控制的地洼型金矿

在地台阶段
，除少数发源于基底的同生大断裂带喷发偏基性火山岩或控制沉积相带外，一般没有很强烈的内生构造－成矿作用发生。因此 ，地台构造层中较少有在前地台构造层那么多形成于前地洼阶段的断裂构造，其中的多数断裂构造及由它们控制的内生金矿产
，应该主要是在地洼阶段形成的（地洼）型 。

在我国的地洼区内，地台阶段在不同地区分别主要发育于大致在中生代之前的后吕梁期
、后加里东期和后华力西期 ，其中后华力西期地台阶段短暂而没留下厚度可观的构造层。与断裂构造控制有关的地洼型内生金矿产
，在华南诸地洼区的古生界地台构造层中较发育，在华北部分地洼区的元古宇和古生界地台构造层中有而不多
。

例如 ，在黔西南－桂西北－滇东南“卡林型 ”金矿发育地区
，内生金矿产基本上都赋存在地台构造层中。其控矿构造除褶皱之外，各级和各类断裂是很重要的 。其中许多断裂构造是在地洼阶段与褶皱构造同步形成 ，控矿断裂常发育于背斜、穹状构造的轴部和近轴部
，呈纵向逆冲－滑覆或层间滑移断层出现（少数与古岩溶面结合出现），在革当 、三岔河、高龙
、紫木凼、丫他 、金牙和尾怀等矿床（点）均可见到这类断裂构造控制金矿产的赋存
。如在紫木凼金矿床（图4—5） ，控矿的纵向逆断层与近东西轴向的灰家堡背斜同期形成于地洼阶段
，分布在该背斜北翼，经多次性活动 ，走向长大于2000余米，往南以20°—35°倾斜（延伸大于600m）
，两盘受牵引
、挤压形成的小型褶皱和破碎带宽20—80m，并被较晚期横向正断裂错断 ，带内伴金矿化出现大量黄铁矿化、白铁矿化 、毒砂化
、雄黄化、方解石化 、白云石化和硅化等热液蚀变（贵州地矿局104队
，1989）。其余金矿床（点）的情况参本文褶皱控矿部分 。

图4—5　紫木凼金矿床构造控制矿体分布（7号勘探线）示意图

（据贵州省地矿局104地质队，1990）

1—金矿体；2—逆掩断层；3—地层界线；4—T1y（夜郎组）内部岩性段界线；5—地形线；S—南方；N—北方；P2—上二叠统：P2d—大隆组 ，P2c—长兴组
，P2l—龙潭组

在湘南
、湘东、赣西北 、鄂东南和皖南等地区的地台构造层中，有一些主要由地洼期岩浆热液作用形成的独立型或伴生型金矿床（点） ，如大坊
、水口山、七宝山 、城门山、新桥和戴家冲等处
，矿体或矿化体也主要赋存在各级和各类断裂构造中，它们中的许多呈纵向逆冲－滑覆或层间滑移断层出现在背斜
、穹状构造的轴部和近轴部 ，基本上都是地洼阶段的产物
。

在华北诸地洼区内
，不少地台构造层被地洼构造层覆盖或被剥蚀；在现存并出露的地台构造层中见到的内生金矿床（点）不多。其中，例如山西省东峰顶金矿床（曾键年 ，1991），矿区内出露奥陶系至三叠系的地台构造层；主要由燕山期侵入岩浆作用造就的内生金矿产
，主要赋存在二叠系中；导、散矿的区域构造是一组“X
”型扭性断裂；赋矿构造则主要为一系列近南北向延伸 、多期（次）活动并切割燕山期侵入体的压扭性断裂，它们具分枝复合而且各段产状不一 ，其中南
、北段向东倾斜且倾角较大
，中段向西较平缓倾斜，断裂破碎带最宽处近20m ，最窄处1m余 。再如冀西张家口－宣化地区东坪、金家庄 、水泉沟
、中山沟和后沟等“东坪式”（银剑钊
，1995）金矿产，它们分布在华力西期侵入岩体中（该区域处古华北地台北缘 ，可能受其北侧华力西地槽褶皱回返的影响而形成这些侵入体）
，但成矿主要由地洼期构造－岩浆作用造成，控矿构造为近东西向展布并切削这些岩体的断裂构造（详见本文第五章分析）
。

六、地洼构造层中断裂构造控制的内生金矿产

无疑 ，这类断裂构造和金矿产都是地洼型的。它们主要存在于华夏型地洼区内地洼阶段较早期形成的地质体中
，其中又以火山岩和侵入岩中为主 。

例如，在前述胶东半岛切割玲珑和郭家岭等燕山期岩体的断裂（带）控制的金矿产
。

再如 ，在辽宁省西部的中生代（地洼阶段较早期）火山岩分布区，内生金矿都受发育于其中的NE向和近东西向断裂带控制（高恩忆
，1987），它们分别是：①阜新－义县NE向断裂带南端的义县马代沟和红砬子等裂隙充填型金矿；②朱碌科－大城子NE向断裂带与西关营子－紫都台断裂带近东西向交接部位的二道沟裂隙充填型金矿产；③锦州－西平坡NE向断裂带与明水近东西向断裂带交接处的绥中县小孤山细脉浸染型多金属伴生金矿。

又如 ，在前述浙江省雁荡－天台地洼列和仙霞－会稽地穹列及福建省等地
，赋存在地洼期火山岩中的内生金矿产，常受断裂构造控制 。

东北地区中 、新生代岩浆活动频繁 ，无论是喷发还是侵入
，随着区域地质构造的发展，均表现出多阶段多期次的特点。中生代火山岩和花岗岩的同位素年龄分别列于表2-2
、2-3
。

表2-2　东北地区中生代火山岩同位素年龄对比表

①按彭玉鲸等（1995）划分 ，略有修改；*K-Ar,**Ar-Ar,***U-Pb
，其他Rb-Sr；年龄单位：Ma。

（一）关于早、中三叠世岩浆活动阶段的归属

目前已知区内早 、中三叠世形成的以花岗岩类为主的侵入体，主要分布在吉黑东部 ，即小兴安岭-张广才岭花岗岩带中（李之彤等
，1988,1991） 。孕育该岩带虽有较漫长的地质历史，但其主体却是在古生代晚期至中生代早期形成的
。从构造发展看 ，二叠纪至早三叠世形成的是同构造运动和晚运动花岗岩类，而早三叠世末至中三叠世形成的是构造运动后花岗岩类。主要是A型花岗岩类
，其同位素年龄介于232～217Ma（Rb-Sr,U-Pb）间（李之彤等，1992,1994；彭玉鲸等 ，1995） 。同时
，区内有下三叠统卢家屯组（T1l）属类前陆盆地磨拉石沉积，其顶部黑色细碎屑岩年龄（239±9.5）Ma（Rb-Sr）（夏明仙等 ，1987）
，且上部岩层中石英长石细砂岩类属成熟陆壳成分，象征稳定型沉积的出现（彭玉鲸等 ，1995）
。而偏碱性岩浆的侵入是地壳达到成熟的表现
，也是造山作用结束的标志（何国琦，1989；洪大卫等 ，1994）。

按上述
，区内早
、中三叠世花岗岩类是晚古生代构造岩浆旋回的产物 。辽宁赛马碱性杂岩体也是在晚古生代构造岩浆活动机制下于早、中三叠世相对稳定的拉张环境下形成的（阎国翰，1989）
。因此 ，本文在叙述东北地区中生代岩浆活动时，就不包括这一部分了。

表2-3　东北地区中生代花岗岩同位素年龄对比表

①据彭玉鲸等（1995）划分；*K-Ar,**U-Pb
，其余Rb-Sr；年龄单位：Ma 。

（二）晚三叠世岩浆活动

本区晚三叠世火山岩浆活动的确立始于20世纪70年代末，在吉林延边地区发现了晚三叠世火山岩系（吴水波等 ，1980）
。随后
，在黑龙江东宁 、绥芬河、密山，吉林蛟河
、磐石、临江等地亦相继发现同时代火山岩类及一些印支晚期花岗岩类侵入体（刘茂强 ，1981；彭玉鲸
，1982；王友勤等，1983；李之彤等 ，1988；马家骏等
，1991）。资料表明，晚三叠世岩浆活动在东北地区滨太平洋构造地质发展中占有重要地位（李之彤等 ，1988） 。

1.晚三叠世火山岩系

大兴沟火山岩群（T3d）在延边首次发现
，其根据是，在火山岩系间沉积岩夹层内发现准苏铁果和双扇蕨科等植物化石（吴水波等 ，1980），同位素定年为196Ma（K-Ar）和210.03Ma（Rb-Sr）；继之发现的老黑山火山岩群（T3l）
，亦含准苏铁果等化石，Rb-Sr年龄为231.03Ma。绥芬河的同层位火山岩系Rb-Sr年龄208Ma
。在吉中地区 ，南楼山组（T3n）火山岩系Rb-Sr年龄（222±10）Ma
，并被下侏罗统玉兴屯组（J1y）不整合覆盖（李之彤等，1994）。西土山组（T3x）类似 ，Rb-Sr年龄（210±19）Ma 。前人在相应火山岩层位中曾得到21个K-Ar年龄
，介于190.8～226.2Ma之间
。可见Rb-Sr年龄与K-Ar年龄大体是一致的。

2.印支晚期花岗岩类

首例证据确凿的花岗岩体是闹枝沟二长花岗岩体，它侵入老黑山火山岩群（T3l）及华力西晚期七十二顶子花岗闪长岩体（锆石模式年龄254Ma） ，被上侏罗统东宁组（J3d）不整合覆盖
，其锆石模式年龄189Ma,Rb-Sr年龄（206.7±2.4）Ma 。与之处于同一构造带内的还有一些花岗岩体亦属印支晚期，如白山市老秃顶子岩体（Rb-Sr,（197±10）Ma） ，梨树沟岩体（（215±26）Ma,Rb-Sr）抚顺南口前岩体（205.21Ma,Rb-Sr;208Ma 、193.5Ma
，锆石模式年龄）
。这些岩体的K-Ar年龄介于186～214Ma之间。它们与相应时代的火山岩构成一条火山-花岗岩带，笔者称之为太平岭-长白山带（李之彤等 ，1988） 。实际上该岩带向北可达黑龙江东北隅饶河一带，向南至辽宁抚顺地区
。

在吉中地区夹皮沟东南的五道溜河岩体
，侵入太古宙花岗岩和上三叠统小营子组（T3x），被上侏罗统石人组（J3sh）覆盖 ，锆石年龄201.5Ma和192Ma（刘大瞻等
，1994）。磐石新开河岩体侵入南楼山组（T3n）火山岩，被玉兴屯组（J1y）砂砾岩覆盖；毛山白云母花岗岩体的白云母K-Ar稀释法年龄213.5Ma 。此外 ，与花岗岩类侵入体伴生的还有同期辉长岩和闪长岩类小岩体产出
。

3.那丹哈达饶河蛇绿岩形成时代和侵位时代

据研究（康宝祥等
，1990），那丹哈达岭饶河蛇绿岩发育在中国东部那丹哈达岭中生代优地槽褶皱带中 ，由较完整的镁铁质和超镁铁质堆积杂岩及枕状熔岩组成（详见后述）。其位于大岭桥组（T3—J1d）砂板岩中
，区域上地槽型沉积时代最晚的地层为永福桥组（J1y） 。该区洋壳俯冲时代发生在早侏罗世中晚期，所以蛇绿岩侵位时代为早侏罗世 ，应早于大岭桥组（T3—J1d）。从枕状熔岩与优地槽沉积物（大岭桥组）中所夹基性超基性火山岩在地球化学特征上相一致来看
，二者有成因联系，因此推定蛇绿岩时代为中—晚三叠世
。

（三）早侏罗世岩浆活动

东北地区早侏罗世火山喷发活动微弱 ，火山岩分布局限；辽西地区花岗岩类侵入岩则出露较多。

早侏罗世火山岩系兴隆沟组（J1x）火山岩时代的主要依据是上覆下侏罗统北票组（J1b）中的化石；其同位素年龄为（198.5±2.5）Ma（王东方等，1984b）（Rb-Sr）
、（199.5±9.8）Ma（K-Ar等时线）（刁乃昌等
，1983），属早侏罗世无疑 。但其K-Ar表面年龄有221.6Ma、210.8Ma 、204.8Ma等数据；在葫芦岛市西南部 ，侵入于兴隆沟组火山岩的碱厂花岗岩体K-Ar年龄为214～196Ma；另在北票羊草沟上三叠统羊草沟组（T3y）底砾岩中含有安山岩砾石（王五力等
，1989）
。以上种种，有理由怀疑兴隆沟组如同邻区河北杏石口组（T3—J1x）一样（河北地矿局 ，1989）
，其时代可能为晚三叠世—早侏罗世。在吉中地区有玉兴屯组（J1y）火山碎屑岩系，含安山岩和英安岩 ，可视为南楼山期火山活动的余波
，其Rb-Sr年龄184.7Ma，略偏低 。在黑龙江东部出露高岭子组（J1g）和南大塔山组（J1n） ，分别为安山岩和流纹英安岩及其碎屑岩类
。前者因含晚三叠世硅质岩砾石而置于早侏罗世；后者与晚三叠世地层伴生
，K-Ar年龄176Ma，暂置于早侏罗世（黑龙江地质矿产局 ，1993）。

早侏罗世花岗岩类分布较广，往往与晚三叠世和早侏罗世火山岩系相伴 。①辽西南部有碱厂
、旧门、杨家杖子 、圣宗庙等花岗岩类岩体
，侵入的最新地层为下侏罗统兴隆沟组（J1x），年龄为214～188Ma（K-Ar）和211～185Ma（Rb-Sr）（种瑞元 ，1990；王世家等
，1993）
。②吉林中部大黑山钼矿区，长岗岭和前撮落花岗闪长岩岩体的围岩为头道沟组（Pz1t）变质岩系和南楼山组（T3n）火山岩系 ，年龄分别为180.8和185Ma（U-Pb等时线）
，大寒葱顶子岩体K-Ar年龄184.6Ma（方文昌，1992）。③延边地区 ，北沟和迷魂阵二长花岗岩体Rb-Sr年龄为（196.5±6.9）Ma和192.9Ma
，荒沟正长花岗岩体195Ma（Rb-Sr） 。从地质环境看，北沟岩体与大兴沟火山岩系（T3d）伴生 ，荒沟岩体被屯田营组（J2t）覆盖
。其时限介于晚三叠世与中侏罗世之间。④黑龙江饶河哈玛河花岗闪长岩体侵入蛇绿岩套枕状熔岩和下侏罗统永幸桥组（J1y）粉砂岩中
，K-Ar年龄189.3Ma（康宝祥等，1990） 。

有人将区内晚三叠世和早侏罗世岩浆活动归为一个岩浆活动期或一个旋回 ，看来是有道理的（彭玉鲸等，1997）。

（四）中侏罗世岩浆活动

中侏罗世火山岩系在辽西
、吉中和延边较发育
，黑龙江东部和大兴安岭较少
。而同期花岗岩出露较广。

中侏罗世火山岩系 。髫髻山期（J2t）火山岩在辽西分布非常广泛，属中侏罗世（曹从周 ，1982）
，但有人将其置于中、晚侏罗世之间，这与现有年龄资料相一致：K-Ar等时年龄（156.3±8.5）Ma,Rb-Sr年龄（156.06±17.7）Ma（臧尧龄等 ，1993；郭洪中等
，1992）
。近年的测定结果是（167.2±9.7）.Ma—（140.0±2.0）Ma（陈义贤等，1997）；笔者测得中侏罗统海房沟组（J2h）火山岩系Rb-Sr年龄为177.2Ma；在大兴安岭中南段的新民组（J2x）中夹少量酸性熔岩；屯田营组（J2t）火山岩系在延边和东宁一带分布较广。在刺猬沟金矿区测其40Ar-39Ar年龄170.0～176.3Ma 。在黑龙江勃利火山盆地的酸性火山岩Rb-Sr年龄162.3～173.8Ma ，均为中侏罗世产物
。

中侏罗世花岗岩类。在本区出露广泛
，侵入于中侏罗统及更古老岩层，并有同位素年龄佐证 。①在吉中 ，老窖沟岩体163.5Ma（U-Pb等时线）；小取柴河岩体170.1Ma（U-Pb）；大黑山斑岩体Rb-Sr年龄175.3Ma（方文昌
，1992）
。②在延边，苇子沟岩体侵位于华力西晚期岩体 ，被下白垩统覆盖，Rb-Sr年龄170Ma；庙岭岩体被下白垩统覆盖
，161Ma（K-Ar）（方文昌，1992）。③在黑龙江东部 ，二股和松峰山两岩体Rb-Sr年龄分别为177.8Ma和170Ma；宁安王八脖子岩体169Ma（锆石U-Pb）；小西林岩体165Ma（Rb-Sr）；孙吴三岔河岩体169.5Ma（Rb-Sr）（黑龙江地质矿产局
，1993） 。④在辽东，新金庙岭岩体180Ma（U-Pb）；⑤在辽西 ，肖家营子闪长岩体176.1Ma（K-Ar）；沙金沟岩体K-Ar年龄163.6 、161.2Ma
。⑥在大兴安岭
，板山吐岩体169Ma（K-Ar）；布敦花和乌奴克吐两岩体Rb-Sr年龄分别为166和164Ma。

（五）晚侏罗世—早白垩世岩浆活动

晚侏罗世至早白垩世是东北地区中生代岩浆活动最强烈时期，其喷发或侵入产物分布亦最广泛 。含丰富的动植物化石 ，表明其生物地层时代为晚侏罗世至早白垩世早期。从火山岩系来看
，其形成具有穿时性，并反映出连续演化的特点
。

1.辽西地区晚侏罗世—早白垩世火山岩系

义县组（J3—K1y）火山岩的层位历来有争议（辽宁地矿局 ，1989；王五力等
，1989；曹从周，1982；臧尧龄等 ，1993），大量年龄资料表明其时代确属晚侏罗至早白垩世：Rb-Sr年龄142.5Ma
、127.0Ma和125.9Ma,K-Ar等时年龄139.2Ma、136.9Ma 、117.1Ma（王东方等
，1984b；刁乃昌等，1983；张招崇等 ，1993）
，40Ar/36Ar等时年龄144.0Ma、115.0Ma[43]。目前，该区1/5万区调已将义县组以J3—K1y表示 。

2.大兴安岭晚侏罗世—早白垩世火山岩系

在中南段 ，晚侏罗世兴安岭下亚群满克头鄂博组的Rb-Sr年龄160Ma
，玛尼吐组149.5Ma（Rb-Sr）
、145.55Ma（U-Pb），白音高老组147Ma（Rb-Sr）、150.0Ma（U-Pb一致线）
。在北段 ，晚侏罗世火山岩144.64Ma（Rb-Sr） 、144.5Ma（K-Ar等时线）
，早白垩世火山岩Rb-Sr年龄113.57Ma,K-Ar等时年龄为110Ma（蒋国源等，1988）。

3.吉黑东部的晚侏罗世—早白垩世火山岩系

延边的刺猬沟和地荫沟晚侏罗世火山岩Rb-Sr年龄149Ma和144Ma ，早白垩世火山岩Rb-Sr年龄130Ma；吉中的早白垩世营城子组（K1y）火山岩系Rb-Sr年龄130Ma和125Ma（Rb-Sr）（赵春莉等
，1996）；鸡西滴道组（J3d）上部和城子河组（K1c）底部火山岩系146.7Ma和144.2Ma（K-Ar）
、139.4Ma（Rb-Sr），城子河组上部火山岩Rb-Sr年龄124.98Ma ，其时代亦分属晚侏罗世和早白垩世；滨东的同时代火山岩K-Ar稀释法年龄139.4Ma（黑龙江地矿局，1993） 。

4.晚侏罗世—早白垩世花岗岩类

与同时代火山岩类伴生或侵入其中
，广泛分布
。①在辽西，虹螺山岩体Rb-Sr年龄154.0Ma ，下兰家沟岩体148.4Ma（K-Ar）
，闾山岩体153.8Ma（U-Pb一致线）（种瑞元，1990；苏传玉等 ，1994）。②在大兴安岭
，中南段的马鞍子、二〇四 、白石砬子
、白音诺、东山湾等岩体的Rb-Sr年龄分别为155.4 、142
、142.05、148 、134.7Ma，著名的黄岗山和巴尔哲岩体年龄为128.9Ma（K-Ar）和125Ma（Rb-Sr）；在北段 ，额尔古纳右岸和碾子山岩体Rb-Sr年龄154.5Ma和139Ma（张保成
，1989；李培忠等） 。③在吉中，双鸭子和大架山两岩体的U-Pb等时年龄为147.8Ma和150Ma ，东两家子岩体159.5Ma（K-Ar）（方文昌
，1992）
。④在吉南—辽东，蚂蚁河和拦河山岩体的U-Pb年龄分别为147.7Ma
、142Ma；华铜和龙脖子岩体的K-Ar年龄为154.2Ma和135.2Ma。⑤在滨东 ，弓棚子、二龙山两岩体Rb-Sr年龄为148Ma和138Ma，三清和黑龙宫两岩体的K-Ar年龄为153Ma和131Ma 。⑥在黑龙江北部
，逊克 、嫩江和塔源的一些花岗岩体的K-Ar年龄为149Ma、140Ma和130Ma
。

（六）白垩纪岩浆活动

包括早白垩世中晚期至晚白垩世的岩浆活动，其时限在120～65Ma之间。

1.白垩纪火山岩类

在辽西相当于中晚白垩世大兴庄旋回的火山岩K-Ar年龄115～80Ma（张招崇等 ，1993）；在辽东早白垩世火山岩小岭组（K1x）Rb-Sr年龄98.9Ma
，相当层位在吉南划分为晚白垩世三棵榆树组（K2s）,K-Ar年龄77.91Ma
、84.85Ma；吉中的英安-流纹岩有Rb-Sr年龄值108Ma；延边地区地荫沟火山颈相岩石4个K-Ar年龄分别为117.95、102.56 、97.3Ma和95.25Ma；在黑龙江东部，早白垩世火山岩东大岭组（K1d）K-Ar年龄107
、104、101Ma和96Ma 。大兴安岭北段欧肯河组（K2o）为晚白垩世酸性火山岩。

2.白垩纪花岗岩类

与白垩纪火山岩伴生或侵入其中 ，在辽西烧锅营子
，黑云母花岗岩体K-Ar年龄116.0 、101.5Ma和91.8Ma；在吉南—辽东，抚顺三块石碱性花岗岩体锆石U-Pb年龄107
、96Ma（全国同位素地质年龄数据汇编小组 ，1983）
，纪家堡子碱长花岗岩体U-Pb年龄99Ma，丹东丁岐山碱性花岗岩体锆石U-Pb年龄116.9Ma ，通化岗山碱性花岗岩体Rb-Sr等时年龄111.9Ma；在黑龙江佳木斯地区
，一些超浅成相小岩体亦是这一时期的产物，萝北花泡石英闪长斑岩K-Ar年龄92Ma ，嘉荫团结沟金矿区花岗闪长斑岩体锆石U-Pb年龄114Ma、105Ma，共生的英安斑岩的锆石U-Pb年龄亦为105Ma（叶伯丹等
，1986）；饶河小别拉坑二长花岗岩Rb-Sr等时年龄118Ma，在牡丹江东部 ，虎林沟中正长花岗岩体独居石Th-Pb年龄103.8 、89.3Ma
，宝清永丰正长花岗岩体独居石Th-Pb年龄98Ma
。

（七）新生代岩浆活动

东北地区新生代岩浆活动同样非常活跃。已有的地质和同位素年龄资料表明，从古新世
、始新世、渐新世 、中新世
、上新世至更新世、全新世均有火山喷发活动 ，甚至在15～17世纪长白山和五大连池还有火山喷发的记载 。刘嘉麒（1988）将其划分出10个幕：①大屯火山幕（βK2-E1,86～61Ma） 、②双辽火山幕（βE1,49～39Ma）、③下辽河火山幕（βE2,38～27Ma）
、④曾瓦峰山火山幕（ 
，23～19Ma）、⑤奶头山火山幕（ ，16～13Ma） 、⑥老爷岭火山幕（  ，11～7Ma）
、⑦军舰山火山幕（βN2,4.5～2.1Ma）、⑧龙岗火山幕（βQ1,1.5～0.8Ma） 、⑨白头山火山幕（Q2-3,0.58～0.06Ma）
、⑩五大连池火山幕（Q4,1万年以来）
。其中应特别指出的是
，在吉林桦甸发现有始新世碱性岩体侵入[39]；在长白山区甚至有更新世霓辉碱性花岗岩小岩体。

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