Los miembros primero, segundo y cuarto de la Formación Tumugou del Triásico Superior están expuestos principalmente en el área minera. Sólo el segundo miembro de la Formación Qugasi del Triásico Superior está expuesto en la esquina noreste de la. zona minera. Los estratos del Triásico generalmente tienen una tendencia NO, una inclinación NE y un ángulo de buzamiento de 50° a 70°, lo que es básicamente consistente con la dirección de la línea estructural regional. Los estratos en el área minera se describen del más antiguo al más nuevo de la siguiente manera:
(1) El segundo miembro de la Formación Qugas (T3q2): principalmente pizarra gris oscuro, arenisca metamórfica intercalada con piedra caliza, rocas volcánicas básicas (basalto alterado, toba basáltica alterada, brecha volcánica basáltica) y rocas silíceas asociadas se distribuyen en la esquina noreste del área minera.
(2) Formación Tumugou (T3t): La primera sección de la Formación Tumugou (T3t1): pizarra gris y gris oscuro, pizarra de sericita, arenisca metamórfica intercalada con piedra caliza y pizarra de sericita con grava. El fondo de algunas secciones es de conglomerado, que está en contacto pseudointegrado con la Formación Qugas subyacente. Se distribuye en la periferia del área minera y tiene un rango de exposición pequeño. El segundo miembro de la Formación Tumugou (T3t2): Es el principal estrato expuesto en el área minera de Chundu y está ampliamente distribuido en la parte central y oriental del área minera. La parte inferior (T3t2-1) se distribuye fuera del área minera. Según la observación del recorrido geológico periférico y los datos existentes, se trata de andesita masiva y toba andesítica de color gris verdoso, con un espesor de 810,32 m, la parte media (T3t2-2) es de pizarra gris oscuro, arenisca feldespática metamórfica, andesita alterada y hornblenda, de 644,06 metros de espesor; la parte superior (T3t2-3) es arenisca feldespática metamórfica de grano fino-medio gris intercalada con pizarra gris oscuro, caliza cristalina lenticular y arenisca tobácea, de 427,38 metros de espesor. El segundo miembro de la Formación Tumugou (T3t2) está en contacto general con el primer miembro de la Formación Tumugou. El segundo miembro de la Formación Tumugou (especialmente las partes media y superior) es la principal capa de intrusión de pórfido de diorita en el período Indosiniano (Figura 2.20). Afectada por la intrusión de magma, se produjo un intenso metamorfismo y alteración térmica en el punto de contacto entre la roca y el macizo rocoso. La pizarra arenosa estaba obviamente hornetizada y silicificada, y la arenisca tobácea estaba significativamente sericitizada y cloritizada.
(3) Cuaternario (Q): Hay depósitos aluviales, depósitos aluviales, depósitos glaciares, depósitos de arcilla residual, arena y grava. La composición del cuerpo de acumulación es compleja, incluyendo areniscas metamórficas, pizarras, pórfidos dioríticos estacionales, pórfidos monzonitas, pórfidos granodioríticos y otros fragmentos o gravas de distintos tamaños, son angulares y redondos, y las gravas están rellenas con diferentes proporciones de arcilla o. arena. Espesor 0 ~ 33,30 m, distribuido en suaves pendientes, cimas de laderas, depresiones de praderas y valles fluviales.
2.5.1.2 Estructura
(1) Pliegue: El área minera está ubicada en el ala este del sinclinal de Zemanzong. Es un pliegue secundario en el ala oeste del complejo Hongshan. Anticlinal. Generalmente es de un solo pliegue. De oeste a este, la segunda sección (T3t2) y la primera sección (T3t1) de la Formación Tumugou del Triásico Superior quedan expuestas en el área minera, generalmente con tendencia noroeste e inclinación noreste, con un ángulo de inclinación de 50° a 70°, que es básicamente coherente con la dirección de la línea estructural regional. Afectadas por el magma, las formaciones rocosas expuestas en esta zona están desordenadas y cambian mucho.
(2) Falla: el área minera está ubicada en la parte oriental de la falla regional: la falla del río Gezhan. Debido a la espesa superficie cubierta en esta zona, hasta el momento sólo se han encontrado fallas F2 de cierta escala. La falla F2 se distribuye principalmente a lo largo del río Chundu y se extiende hacia el este hasta el área de Rejung-Pulang. La tendencia general de la falla es noreste, con inclinación y ángulo de buzamiento poco claros, y un ancho de banda de fractura de 20 a 300 m. La falla pasa a través de la Formación Tumugou del Triásico Superior, la Formación Qugasi, la Formación Naru y otras formaciones, cortando el pórfido de diorita. La Formación Tumugou está en contacto de falla con el pórfido de diorita a ambos lados del río Chundu cerca de la línea 0, y se distribuyen fuentes termales a lo largo de la falla. Según la observación de los núcleos de perforación en el área minera, las zonas de fractura de la falla quedaron expuestas a profundidades de 44 my 365,5 m en los pozos ZK0203 y ZK0401 en el lado sur del río Chundu respectivamente, formando un cinturón roto de pórfido de diorita con un espesor de 4 a 10 m. Según los cambios calculados en la profundidad de enterramiento de la zona de la falla, la falla se inclina hacia el sureste con un ángulo de inclinación de aproximadamente 55°. Según ZK0200, el muro de base es el fenómeno de zonificación de alteración inversa de la zona de silicificación-cloritización rota. la falla es el lado derecho del levantamiento general de la placa sureste. Las fallas de torsión de giro son fallas posdiagenéticas.
Figura 2.20 Diagrama esquemático geológico del área de la mina de pórfido de cobre de Chundu (ligeramente modificado según el Kunming Survey and Design Institute of China Nonferrous Metal Industry 2010) 1—Dos capas de la Formación Tumugou (T3 T2-2 2—Ingeniería Civil La tercera capa del segundo miembro de la Formación Gou (T3 T2-3); 3-Pórfido de Diorita; 4-Pórfido de Granodiorita; 6-Punto de mineralización de Cobre; 8- Fallas y cantidades; 9-líneas de exploración y números; 10-perforación minera; 11-perforación libre de minerales; 12-ríos
(3) Debido a la influencia de múltiples períodos de tectónica actividad, el macizo rocoso y densas fisuras articulares se desarrollan en sus rocas circundantes. Según las estadísticas de los estudios de campo, se desarrollan principalmente tres grupos de juntas, con formas de 115∠65°, 0∠90° y 230∠45° respectivamente. La mayoría de las juntas forman un sistema de fisuras de red escalonada (Lámina II-3). . El ancho de las grietas en las juntas es generalmente inferior a 2 mm, algunas miden más de 5 mm, algunas pueden alcanzar los 10 mm, la mayoría se extienden entre 0,1 ~ 2,0 m ~ 2,0 my algunas superan los 2 m. Las fracturas generalmente están llenas de vetas de carbonato estacionales o vetas de carbonato estacionales que contienen sulfuro. En general, las vetas minerales de principios de temporada son de color más oscuro y tienen composiciones complejas, que contienen sulfuros como calcopirita y pirita, que son signos de mineralización diseminada por vetillas. En la etapa tardía, las vetas son blancas con una composición simple, sin pirita obvia y se puede ver galena localmente. Se puede observar que la zona de fractura compuesta por densas juntas en el macizo rocoso, especialmente la zona de fractura con tendencia noroeste, es una estructura de mineralización favorable.
2.5.1.3 Rocas ígneas
En la zona minera se desarrollan rocas ígneas, principalmente rocas intrusivas, seguidas de rocas volcánicas. El complejo Chundu se introduce en la pizarra y arenisca del segundo miembro de la Formación Tumugou, y la masa rocosa se produce en forma de cepas, ramas o vetas de roca. El macizo rocoso tiene 1.400 metros de largo, 500 a 700 metros de ancho, cubre un área de aproximadamente 0,8 kilómetros cuadrados y se distribuye hacia el noroeste. En el pasado, la gente siempre ha creído que la litología del Complejo Chundu es principalmente pórfido de diorita estacional y pórfido de monzonita estacional. Sin embargo, a través de la observación de campo, los resultados de la identificación en interiores y el análisis de datos de análisis químicos, la litología es principalmente pórfido de diorita y pórfido de granodiorita, pero la cantidad de pórfido de granodiorita es muy limitada, el rango espacial es pequeño y la escala no es grande, o. el pórfido de granodiorita penetra más profundamente. Entre ellos, el pórfido de granodiorita está más estrechamente relacionado con la mineralización. El complejo Chundu y las rocas ígneas de la zona minera son productos de diferentes formas de magma homólogo.
El pórfido de diorita es una roca intrusiva epigenética indosiniana ampliamente expuesta en la zona minera (placa II-2). El macizo rocoso está en contacto con andesita al oeste y pizarra hornfels y arenisca al este (Lámina II-1), extendiéndose el área minera desde el sur y el norte. El macizo rocoso tiene forma de deformación rocosa, generalmente distribuida en dirección noroeste, inclinándose hacia el noreste con un ángulo de inclinación de 50°.
El pórfido de granodiorita se distribuye cerca de la línea 0 del río Chundu en la parte central del área minera. El pórfido de granodiorita mineralizado está expuesto, pero los puntos de afloramiento son pocos y pequeños (Figura 2.20). Según estudios de afloramientos y sistemas de núcleos de perforación, el pórfido de granodiorita se introduce principalmente en el pórfido de diorita en forma de pequeñas ramas o diques. Los núcleos de perforación muestran xenolitos de pórfido de diorita en pórfido de granodiorita, que tienen bordes alterados. También se puede observar que las vetas del pórfido de granodiorita penetran en el pórfido de diorita, provocando que el pórfido se silicifique y se desvanezca (Lámina II-4).
En resumen, el principal cuerpo intrusivo epitaxial en la zona minera es un macizo rocoso complejo, y el cuerpo principal es un pórfido de diorita. No solo se distribuye en un amplio rango, sino que también se presenta en profundidad. de más de 1000m. Por ejemplo, la profundidad de aparición del pórfido de diorita CDZK0703 ha alcanzado los 1300 m. El pórfido de granodiorita se introduce principalmente en el pórfido de diorita temprano en forma de pequeñas ramas y vetas, y actualmente está expuesto en una escala muy pequeña. Se infiere que el cuerpo principal del pórfido de granodiorita está enterrado profundamente y la mayor parte no está expuesto ni expuesto.
La investigación de la superficie y los estudios de mineralización y alteración del núcleo muestran que, en general, el área de distribución del pórfido de granodiorita tiene una fuerte silicificación y potasa, una fuerte mineralización de cobre y los yacimientos se distribuyen principalmente cerca del pórfido de granito. pórfido de granodiorita y pórfido de diorita, la mineralización del pórfido de granodiorita lejano es débil (Figura 2.21 ~ Figura 2.24). Muestra que la distribución espacial del pórfido de granodiorita controla la forma espacial de los yacimientos de cobre y está estrechamente relacionada con el origen de la mineralización del cobre. De esto se puede juzgar que el pórfido de granodiorita es la principal roca madre formadora de mineral en el área minera.
El magma de pórfido de granodiorita intruyó hacia arriba en el cuerpo de pórfido de diorita y, en su período posterior, el fluido hidrotermal que contiene mineral se inyectó en el cuerpo de pórfido de diorita y el sistema de fisuras en la parte superior del cuerpo de pórfido de granodiorita. causó una extensa erosión hidrotermal del macizo rocoso. Por otro lado, los cuerpos de mineral de cobre diseminados por vetillas se forman a través del relleno y el metasomatismo.
El principal tipo de roca del cuerpo de pórfido en el área minera de Chundu es el pórfido de diorita, seguido del pórfido de granodiorita y una pequeña cantidad de pórfido de diorita estacional. Las características petrográficas de sus principales tipos de rocas son las siguientes:
(1) Pórfido de diorita: roca intrusiva epigenética indosiniana ampliamente expuesta en la zona minera, generalmente distribuida en dirección noroeste y producida en forma de rockear. Estructura de pórfido, los fenocristales son plagioclasa y anfíbol, que contienen una pequeña cantidad de ortoclasa y ortoclasa, la matriz es plagioclasa de grano fino (lámina ⅲ-1) y la estructura es masiva. En los minerales accesorios se puede observar una pequeña cantidad de apatita columnar o hexagonal y circón redondo. Los gemelos de escamas de albita y los gemelos compuestos de nakar se pueden ver en la plagioclasa manchada. El ángulo de extinción máximo de la banda de cristal ⊥ (010) se mide mediante el método del ángulo de extinción máximo de la banda de cristal ⊥ (010). Es de 31 ~ 37, que es. andesina. En algunas muestras se puede ver la estructura en bandas de la plagioclasa, lo cual es muy obvio. La mayor parte de la plagioclasa ha sido fuertemente sericitizada, zoisitizada o metasomatizada por la ortoclasa turbia. En el anfíbol se puede ver un conjunto de secciones longitudinales de escisión completas y dos conjuntos de secciones transversales de escisión. Ángulo de escisión 52 ~ 53,6, ng ∧ c = 14,5 ~ 20. La mayoría de ellos han sido cloritizados, epidotetizados, carbonizados o formados restos de hornblenda, pero la erosión es incompleta, precipitando al mismo tiempo magnetita. Este tipo de macizo rocoso es un emplazamiento temprano de cuerpos intrusivos de premineralización.
Figura 2.21 Sección longitudinal A-B de la zona minera de Chundu
(2) Pórfido de granodiorita: expuesto cerca de la línea 0 del río Chundu, con pocos afloramientos, representados por pequeños brazos o La La forma de dique se introduce en el pórfido de diorita. Estructura de pórfido, los fenocristales están compuestos de plagioclasa, biotita, estacional y una pequeña cantidad de ortoclasa, la matriz es plagioclasa de grano fino (Lámina III-2), y la estructura es masiva. La leucita plagioclasa puede considerarse como maclas de escamas de albita y maclas compuestas de carburo de sodio, medidas mediante el método del ángulo máximo de extinción de la banda cristalina vertical (010).
Estudio sobre el modelo de petrogénesis y mineralización del depósito de pórfido cuprífero de Chundu en Diqing
, AN27 ~ 28, más feldespato. La mayoría de las plagioclasas han sido fuertemente sericitizadas y sericitizadas. La biotita se presenta en forma de escamas, mostrando un conjunto de divisiones extremadamente perfectas, y es obviamente multicolor. Parte de la biotita se ha convertido en moscovita, mientras que también ha precipitado magnetita. El fenómeno de la erosión por fusión dependiente del tiempo es obvio y se pueden observar gemelos de Cassegrain en la ortoclasa. Es el principal cuerpo intrusivo durante el período de mineralización. Generalmente se ubica en el centro de macizos rocosos complejos y tiene una distribución limitada. Es la principal roca madre formadora de mineral en el área minera. Los núcleos de perforación en el área minera muestran una brecha volcánica de andesita, que es significativamente diferente del pórfido en la composición y estructura del material. La roca está compuesta por brecha y cemento, de las cuales la brecha de pórfido de diorita y la brecha de hornblenda son irregulares, con un tamaño de partícula de 3 a 5 mm y un contenido de 30. Contiene fragmentos de cristales como plagioclasa y ortoclasa, que son de forma irregular y angular, con tamaños de partículas de 1 a 2 mm. La plagioclasa es reemplazada por carbonato, los fenocristales en la brecha de pórfido de diorita son plagioclasa y plagioclasa, la matriz es. Cloritización con plagioclasa y hornblenda. Al mismo tiempo la magnetita precipita y conserva su forma. La plagioclasa tiene maclas de plaquetas de albita (Lámina ⅲ-4) y, posteriormente, la carbonatación formó fenocristales y matriz. El cemento es ceniza volcánica.
Figura 2.22 Histograma integrado ZK0002
Figura 2.23 Histograma integrado ZK0003
Figura 2.24 Histograma integrado ZK0703