矿区构造特征

矿区地质特征~

杨柳坪矿床位于杨柳坪穹状构造体系核部及两翼，围岩为晚古生代一套浅变质岩系；容矿岩石为一套顺层侵位的层状基性超基性侵入体，矿体均产于超基性岩体中下部及与围岩接触带部位，呈似层状－透镜状－脉状产出，部分矿体产于围岩中（图4-19、图4-20）。
1.矿区地层
矿区内出露的地层主要为晚古生代泥盆系、石炭系及二叠系，另沿沟谷有少量第四系分布。
泥盆系是组成杨柳坪穹状构造的主体岩石地层，矿区内出露泥盆系中上段。主要为一套灰色、深灰色含碳质及绢云母板岩、千枚岩、绢云石英片岩为主与灰色、深灰色中薄层含碳质石英岩，石英（片）岩呈不等厚互层的岩石组合，层内夹少量灰色、深灰色中薄层状细晶大理岩、含石英大理岩，厚度大于1500m。主要出露于杨柳坪穹状构造核部，岩层受后期变形作用的改造，层内顺层剪切形成的劈理化带及顺层掩卧褶皱普遍发育。该套岩石整体呈灰色、深灰色，以含碳质浅变质碎屑岩为特征，区内的大部分基性—超基性岩体均侵位于该套地层内。

图4-19 杨柳坪矿区地质图

（据四川地矿局）
1—二叠系大石包组；2—二叠系三道桥组；3—石炭系；4—泥盆系危关组上段；5—泥盆系危关组中段；6—变玄武岩；7—变基性岩脉；8—变辉长岩脉；9—变辉石岩；l0—滑石岩；11—蛇纹岩；12—逆冲断裂；13—地质产状；14—铂镍矿体；15—剖面
石炭系为杨柳坪矿区中上部地层，厚约300～500 m，由一套灰色、深灰色薄层－层纹状石英岩、硅质石英岩、碳硅质板岩、千枚岩、细晶大理岩呈韵律状互层组成，内夹毫米级厚的硅质条带。以大理岩出现与泥盆系分界，以具薄层状－纹层状的砂泥质岩石－碳酸盐岩石夹硅质条带的韵律状产出为标志，可与区域上的石炭系对比。由于该套岩石具有薄层和纹层状特征，其变形比较强烈，顺层褶皱大量发育。
二叠系为杨柳坪矿区的上覆地层系统，根据岩石建造及组合可划分出三道桥组和大石包组。三道桥组（Ps）以一套浅灰色、灰白色中厚层细晶大理岩、含砾屑大理岩、含生物碎屑结晶灰岩为主，夹钙质（绢云母）板岩、千枚岩。该套岩石以中厚层状含砾屑大理岩为特征，厚度大约50～100 m。经变形改造，其砾屑均已被拉伸变形而略显条带状构造。大石包组（Pd）以一套深灰色、灰绿色变玄武岩碳酸盐岩组成2～3个喷发沉积韵律，出露厚度大于500m。玄武岩均已发生变形变质改造，其变质岩石类型有：绿泥阳起石片岩、绿泥绿帘角闪片岩、斜长角闪（片）岩。岩石虽已遭受变形变质改造，但玄武岩的喷发－沉积韵律、杏仁状构造及变形枕状构造局部仍可以识别、恢复。
上述泥盆系－二叠系组成了杨柳坪矿区完整的地层系统，区域上各组之间均为平行不整合接触，并叠加有后期构造剪切变形。含矿的超基性岩体均顺层侵位于泥盆系中段上部及上段下部地层中。
2.矿区构造
杨柳坪矿区的总体构造格架为一个近似于椭圆形各向等轴的穹状构造，亦可称之穹窿背斜。断裂构造不发育，以层间剪切破裂为主（图4-20）。

图4-20 杨柳坪矿区地质剖面图

（据四川地矿局）
1—二叠系大石包组；2—二叠系三道桥组；3—石炭系；4—泥盆系危关组上段；5—泥盆系危关组中段；6—结晶灰岩；7—碳质、粉砂质板岩；8—碳质、粉砂质千枚岩；10—变玄武岩；11—变辉长岩脉；12—变辉石岩；13—蛇纹岩；14—铂镍矿体
（1）总体构造特征
杨柳坪地区平面上呈一个近似椭圆形穹窿状背斜（穹状构造），其南北、东西向延长各约为10km和12km。穹窿状背斜核部宽阔、产状平缓，倾角约在10°～20°；翼部缓倾，向四周倾没，倾角约在20°～40°之间。穹窿状背斜整体构造样式简单，各向对称，枢纽略具NE向或NW 向展布，向北、向西延展至竹子沟、双牛棚一带，由二叠系玄武岩组成一个倒转向斜，其南西翼被后期断裂构造切割改造；其北东翼由川主庙之西向南至鱼日沟尾，由二叠系玄武岩为核部组成一个宽缓对称向斜。上述特征表明，该穹窿背斜的形成经历了由北向南的推覆剪切及东西向挤压收缩的成穹过程，并经历了晚期韧脆性断裂叠加改造的演化过程，为多期变形综合作用的产物。
（2）构造活动与成岩成矿
杨柳坪矿区的穹状构造样式简单，形态并不复杂。但是形成过程具有多期次、多阶段叠加演化的特点，各阶段演化对成矿岩体的控制及改造各有不同的作用。
1）早期火山成穹控制了含矿岩体的侵位及展布：虽然目前尚无确切的同位素年龄资料，但已有相关的地层控制证明，含矿超基性基性岩体的侵位活动发生于海西末期。
根据专题研究认为，区域上自晚古生代以来的裂谷引张活动的持续作用造成了含矿超基性－基性岩体的侵位。其一，海西末期由于区域上裂谷引张造成了区内地层层间的分层剥离作用，形成了垂向的多层构造剥离空间；其二，由于裂谷引张作用具有持续性，陆壳拉薄导致幔源岩浆上涌，造成初始岩浆顶托成穹；其三，由于持续的拉张及幔源岩浆顶托作用造成地壳开裂、幔源岩浆沿裂谷通道上升，并顺层侵位于层间剥离作用形成的层间裂隙中，具多层侵位分布的特征，同时围岩也伴有局部热接触变质。因此，海西末期由于裂谷引张活动导致了晚古生代地层的层间分层剥离作用，形成了容岩及容矿的构造空间，幔源岩浆顶托作用造成了初始成穹。随着陆壳开裂，幔源岩浆侵位造成了大量基性－超基性岩浆侵位，并带来了杨柳坪铂镍矿床。
杨柳坪矿区的含矿岩体规模较大，岩浆演化系列齐全，矿化程度较高；而远离该区则岩体规模变小，岩浆岩系列不全，矿化明显减弱。推测杨柳坪地区在海西期可能为一个古火山机构的中心，并已为后期的构造掩盖或改造。
2）晚期构造成穹对含矿岩体造成叠加改造：该区经历了中生代—新生代的挤压造山作用.在挤压收缩造山机制下，形成了丹巴地区穹状构造体系。印支末期燕山期、喜马拉雅期的构造成穹作用对含矿岩体产生了叠加改造并使之剥露于地表。
3.基性－超基性岩浆岩
杨柳坪矿区范围内岩浆岩分布广泛，主要为与海西期区内裂谷事件相伴的基性－超基性浅成侵入体及广泛分布的海相玄武岩；二者具一定成因演化联系。基性－超基性浅成侵入体主要分布于泥盆系危关组中上段地层内，石炭系及早二叠纪地层内极为少见，且不具规模。二叠系海相玄武岩出露于矿区穹状体的周边，时代均属海西末期。
（1）岩石学特征
矿区内基性－超基性岩体及海相喷发玄武岩均已变质蚀变，原岩物质组分均不易识别，主要岩石类型如下：
1）蛇纹岩。岩石呈灰绿色、墨绿色，细粒纤状变晶结构，变余自形等粒结构，矿物粒径0.2～1mm，块状构造。岩石均已蛇纹石化和部分碳酸盐化。主要矿物为蛇纹石（70%～90%）、铁白云母（10%～15%）、金属硫化物：镍黄铁矿、磁黄铁矿、黄铁矿等（1%～10%），常含不等量的滑石、次闪石、绿泥石以及磁铁矿、钛铁矿、铬铁矿等。蛇纹岩类岩石约占区内超基性岩的20%～40%。根据岩石中滑石及次闪石的含量，可划分为滑石蛇纹岩及次闪石蛇纹岩。蛇纹岩类岩石一般分布于超基性岩体的下部，呈似层状或巨大透镜状，与岩体长轴走向一致，脉厚10余米至180余米，延长100～1500余米不等。岩体与下伏围岩之接触处均具不同程度的角岩化及矽卡岩化，与上覆的滑石岩呈渐变的相变过渡。区内的杨柳坪、台子坪、协作坪及正子岩窝下部含铂镍铜矿体均产于这种岩石内。
2）滑石岩。岩石呈灰白色，粒状、鳞片状变晶结构，矿物颗粒片径1～3mm左右，片状、块状构造。岩石均已滑石化、蛇纹石化及次闪石化，未见原生矿物残留。主要由滑石（70%～80%）、白云石（10%～15%）、金属硫化物（1%～8%）组成，常含少量的蛇纹石、次闪石、绿泥石、黑云母及磁铁矿、钛铁矿等。根据岩石中碳酸盐矿物、蛇纹石、次闪石或绿泥石含量的变化，可划分出碳酸盐滑石岩、蛇纹滑石岩、次闪滑石岩、绿泥滑石岩。滑石岩类岩石分布面积约占矿区超基性岩的30%，一般呈脉状、似层状或透镜状，脉厚10余米至200余米不等，产状与地层一致，与蛇纹岩相变过渡，或呈独立侵入体与围岩地层直接接触（与围岩接触处具角岩化）。矿区内打抢岩窝及正子岩窝上部矿体部分赋存于此套岩石内。
3）次闪石岩。岩石呈黄绿色、深灰绿色，粒状、鳞片纤维状变晶结构，局部具堆晶结构，块状构造。岩石主要由次闪石（50%～70%）、绿泥石（20%～40%）、碳酸盐（2%～5%）和不等量的黑云母、滑石、蛇纹石及微量金属硫化物及磁铁矿组成。在岩石中次闪石粒径有变化，一般上部粒度较细，约为1～2mm，下部粒度较粗，可达3～5mm，略具堆晶岩特征。次闪石岩约占区内超基性岩类岩石的10%～20%。岩石因不同程度含黑云母、绿泥石、滑石及蛇纹石可命名为黑云母次闪石岩、绿泥次闪石岩、滑石交代闪石岩等。次闪石岩一般位于超基性岩体上部与滑石岩渐变过渡，或呈独立似层状－脉状侵入体顺地层走向产出，岩体厚一般数米至十余米，延长数十米至近千米。区内该类岩石略显铂镍矿化，但矿化程度较低且不均匀。
4）变质辉长岩。岩石呈灰绿色、淡绿色，细粒纤状变晶结构或变余辉长结构，块状构造。主要矿物由透闪石或角闪石（变质程度较高者）（35%～60%）、斜长石（20%～30%）、黑云母（5%～10%）及少量石英、黝帘石、绿泥石、榍石、磷灰石、磁黄铁矿、黄铁矿、钛铁矿组成。变质辉长岩一般产于超镁铁岩边部或上部接触带，与超镁铁岩相变过渡，部分呈独立脉状侵入体产出，脉厚1～3m至10余米不等，延伸数百米至千余米。约占区内岩体的10%，一般不具铂镍矿化。
由上可知，区内基性－超基性岩浅成侵入岩分布齐全，属于一个完整的裂谷演化的岩浆活动产物。矿区内基性－超基性岩具下部蛇纹岩中部滑石岩上部次闪石岩－顶部变质辉长岩的特点，反映了岩体基性程度的变化和幔源岩浆在上侵过程中具分异演化的特点。王登红等（2003）认为矿区基性－超基性岩也具有科马提岩的岩石化学特征，与邓尹良等人观察到的科马提岩地质现象吻合。
（2）岩石化学特征
杨柳坪各类岩石的化学成分特征见表4-10。蛇纹岩类SiO2的含量为31.30%～42.03%，整体偏低；MgO含量为25.74%～33.15%，低于模拟地幔岩（38.67%）;Fe2O3+FeO含量为（0.64%～6.75%）+（7.44%～9.18%），整体偏高（地幔岩FeO为9.20%）。M/F值为2.06～3.09，明显较低，属铁质系列。
滑石岩类SiO2的含量为38.18%～46.68%，除个别样品外，均介于38%～40%之间，略高于蛇纹岩类；MgO含量为24.65%～26.34%，均比较低，且整体低于蛇纹岩类岩石；Fe2O3+FeO含量为（3.21%～7.92%）＋（8.80～6.60%），均比较高。M/F值为2.29～2.41，属铁质系列。
表4-10 杨柳坪地区基性超基性岩的化学成分　（wB/%）


次闪石岩类SiO2的含量为40.57%～51.02%，均高于蛇纹岩类和滑石岩类，除一件样品高于超基性岩的SiO2含量外，其余在42%～45%之间；MgO含量为21.65%～26.88%，变化较小，Fe2O3+FeO含量为（0.77%～3.09%）＋（6.19%～11.37%），含量比较高。M/F值为1.76～2.89。
变质辉长岩的SiO2含量为49.20%～54.70%，属于正常基性岩；MgO 含量为6.43%～7.70%，明显低于其他岩石类型；Fe2O3+FeO含量为（1.52%～4.56%）＋（5.60%～9.53%），含量变化不大。M/F值为0.8，明显降低。
从上述基性超基性岩至基性熔岩的化学成分特点可知：
1）超基性岩类的SiO2量均偏低（可能存在蚀变影响？），大部分低于模拟地幔岩44.12%的含量（Green和Ringwood,1976），属硅酸盐不饱和岩石系列；Al2O3含量变化较大，大部分高于模拟地幔岩3.81%的含量；Fe2O3+FeO含量平均在10%以上，反映了铁质含量较高；MgO含量均小于模拟地幔岩38.67%的含量；M/F值在2～3之间，属于较低值岩石系列。据以上特征可认为区内超基性岩应属正常系列的铁质超基性岩；
2）矿区内基性－超基性岩类岩石SiO2、Al2、Ca O、Na2O+K2O呈有规律递增，MgO含量、M/F值、MgO/（MgO+TFeO）呈有规律递减，Fe2O3+FeO含量整体变化不大，反映了岩体基性程度的变化特点及同源岩浆分异演化的特征；
3）区内岩石均已变质蚀变，但岩石化学成分特点基本上反映了原岩原始物质组分的特征。中国地质科学院矿床地质所王荫祥（1983）曾对矿区超基性岩类进行了原岩恢复，成果表明，蛇纹岩类下部岩石单元属斜辉辉橄岩，中上部属二辉辉橄岩；滑石岩的中上部及下部原岩属二辉橄榄岩脉、斜辉橄榄岩，次闪石类（包括蛇纹次闪岩、次闪蛇纹岩或滑石交代闪岩）的原岩主体属辉石岩类。因此，矿区变质基性超基性岩岩石类型属斜辉（二辉）橄榄岩－辉石岩－辉长岩系列。
（3）稀土元素特征
本次研究对杨柳坪、正子岩窝及矿区外围的岩石进行了REE分析测试，结果表明（表4-11）：蛇纹岩的∑REE含量为（20.26～35.02）×10-6，平均28.24×10-6；滑石岩∑REE为（40.50～70.91）×10-6，平均54.76×10-6；次闪石岩为（9.2～170.36）×10-6，平均为74.74×10-6。REE丰度值呈有规律性地增高，均远高于球粒陨石值，反映了本区裂谷扩张构造环境富集∑REE的特征。蚀变基性岩类的岩石类型均为（辉石）辉长岩类，∑REE含量为（90.90～180.80）×10-6，平均129.99×10-6，为球粒陨石的10余倍以上，REE丰度值普遍高于超基性岩类，具继承性演化特征。
表4-11 杨柳坪地区基性－超基性岩REE丰度表　（wB/10-6）


REE配分模式可能由于分析原因或变质、蚀变作用影响，有些投点波动较大，但总体趋势近于一致（图4-21），均为LREE中等富集型。REE配分曲线右倾，滑石岩及次闪石岩略具Eu异常；蛇纹岩、滑石岩、次闪石岩和蚀变基性岩的REE分配模式近于一致，表明它们为同源岩浆分异产物；其REE高丰度值表明本区变质超基性岩的REE亏损程度很低，具有富集型地幔的特征。
上述各类岩石的REE总量呈有规律的变化，LREE/HREE比值（、La/Sm）N值及（Gd/Yb）N值均有近似一致的弱负Eu异常，以及相似的REE配分模式曲线，均反映了同源岩浆分异演化的特点。
矿区岩石的高REE总量、LREE富集型特征、同源岩浆分异演化特点及伴随的玄武岩喷发特征，可类比于攀西裂谷阶段的镁铁质杂岩。据董显扬等（1995）研究，杨柳坪矿区该类基性－超基性岩应属“暗色岩”型超镁铁质岩。

图4-21 柳坪矿床基性超基性岩REE配分模式图

（4）微量元素特征
从表4-12可以看出，变质超基性岩富相容元素Cr、Ni、Co，其中蛇纹岩Cr为（2693～3511）×10-6、Ni为（1081～5124）×10-6、Co为（90.76～216.80）×10-6；滑石岩Cr为（3706～3815）×10-6、Ni为（1310～2120）×10-6、Co为（113～153）×10-6；次闪石岩Cr为（420.90～4175）×10-6、Ni为（590～2460）×10-6、Co为（111～176）×10-6。变质超基性岩的Rb、Nb、Ta、Hf、La、Sm、Tb、Yb、Lu等不相容元素亏损，一般均小于（5～10）×10-6,Ba、Zr、Sc含量中等。
表4-12 杨柳坪地区基性－超基性岩REE丰度表　（wB/10-6）


总体上，变质基性岩中微量元素的含量变化较大，Cr含量为（46～234.88）×10-6，极差为188.88×10-6，平均值为147.34×10-6;Ni含量为（51～1084）×10-6，极差为59.30×10-6，平均值76.09×10-6;Co含量为（36～47.28）×10-6，极差11.28×10-6，平均值43.36×10-6。与变质超基性岩相比，Cr、Ni、Co总体含量均低，而相对富V（233.75～418 25）×10-6、Sr（173.69～658.80）×10-6、Sc（26.37～36.18）×10-6、Zr（106.10～187.82）×10-6。其他不相容元素Rb、Ba、Na、Ta、Hf、La、Sm、Tb、Yb、Lu等虽然变化较大，但与超基性岩比较，整体均有不同程度的增高，可能反映了其为岩浆分异演化后期的产物，并且局部遭受了同化、混染或蚀变作用的影响。从图4-22中可见，基性－超基性岩中过渡族元素的球粒陨石配分模式基本一致，也反映了同源岩浆继承性演化的特点。

图4-22 柳坪矿床基性超基性岩过渡元素配分模式图

1.3.1 区域构造背景
工作区位于鄂尔多斯地块东南缘的渭北隆起带东段。其北为稳定的鄂尔多斯地块主体，南经渭河地堑与秦岭褶皱带相接，东经汾河地堑与吕梁山褶皱带相连，其西为贺兰山和六盘山褶皱带的接合部（图1.6）。矿区平面构造格架主要受周边这些大型构造带的控制，中小型构造也不同程度地循周边构造成生、展布和发展，尤与东部和南部构造的关系更为密切。从区内及邻区磁性体埋深资料及航磁、重力资料分析，其太古宙变质基底的构造线方向，以北东向和近东西方向为主，古生代至新生代各主要地层的构造演化也明显表现为北东向和近东西方向的控制作用。由于受秦岭构造带的影响和居里面埋深的不同，北西向构造也有一定表现（图1.7和图1.8）。可见，区域构造格架和基底构造形式决定了本区的基本构造格局，即北东向（含北北东向）、近东西向（含北东东和北西西向）和北西向构造走向为区内构造的主要展布方位。

图1.6 大地构造位置示意图

（据王双明等，1996，修改）

图1.7 陕甘宁盆地东南部磁性体长轴方位数据圆上直方图

1.3.2 矿区构造
矿区构造经历了多期多方向应力作用，在区域构造和基底构造控制下，构造的总特点是边浅部复杂，冲深部简单，南北分区性明显。地层总体成一走向北东，向北西方向缓倾的单斜构造。边浅部构造现今表现为北北东向延伸的逆冲断裂、伸展断裂与残破褶皱并存的局面。其中逆冲断裂在北区发育较甚，向南部逐渐分支消失；伸展断裂横亘全区，不同程度地切割了逆冲断裂及褶皱构造。残破褶皱则系早期的北东向韩城边缘背斜带受后期伸展断裂切割破坏之结果，即韩城边缘背斜带大部分沉降归并于汾河地堑系，现断续存留的背向斜或者是该带中的部分残片，或者是其次级成分，二者的成生关系已难识别（图1.9）。但据构造出露特征和地层出露新老关系分析，边浅部逆冲断裂和残破背斜带是同期构造作用的产物，伸展断裂则是后期张扭作用的产物。在矿区中部，呈大致等距性展布有三个伸展断裂带，其发育规模由南向北逐次减弱，但却使矿区主体处于应力松弛、破裂开启的环境之中。正是边浅部的挤压构造作用造就了煤层气矿床的封闭保存条件，而其伸展构造作用则为煤层气的运移和富集提供了通道和空间。中深部构造形式主要为各种幅度的褶皱和挠曲。由东南向西北，它们的产状越来越平缓。上述这些断裂、褶皱和挠曲构造的方向以北东向为主，其次为北西向和近东西向，各种裂隙构造的延伸方向亦大致与断裂方位相同，北区构造以褶皱为主，断层发育稀少，较密集地带位于边浅部宽约0.5km范围内，南区构造以断层为主，大断层一般切穿煤层，通达地表，但褶皱所见不多。南北二区的分界线位于马沟渠与燎原矿之间的文家岭一带，此带内由于各种类型挤压褶皱十分发育，故成为挤压“隔墙”分割了南北二区且控制了两区的变形。

图1.8 鄂尔多斯地块居里面等深度图

（据张泓等，1995）

图1.9 矿区东缘背斜带示意图

T1，P1，P2，CO2， ，Ar为地层代号；F1～F7为断裂编号
1.3.3 小型构造
小型构造主要指发育于煤层及其附近的各种断裂构造和褶皱构造。其总的特征为：北区小型褶皱构造十分发育，走向以北西向为主，东西向次之，南北向也有所见，多为向深部倾伏的较宽缓背向斜。断裂以正断层为主，多发育在褶皱轴部附近和挠折带的由陡变缓地带。南区则小型断裂构造十分发育，褶皱较少。断裂具多方向性和等距性特点，绝大多数为正断层。小型构造层控性明显，即多发育在煤层附近，一般均未切穿上下邻近煤层，垂向连通性较差。由于北区褶皱发育，由此所派生的滑动构造使煤体原生结构破坏较甚，糜棱煤和碎粒煤十分发育，致使煤层气渗透性能很差，成为不易抽放区。南区则由于张性小断层发育而使煤层原生结构保存较好且煤层割理、裂隙发育良好，从而使煤层气渗透性变好，成为易抽放区。当然，在较大型正断层或正断层组贯通的地带，煤层和围岩均遭破坏，当属煤层气的逸散区。

五凤、五星山矿区构造主要表现为断裂构造，南部五凤矿床的断裂构造主要由北东向断裂与其两侧发育的北西向断裂组合所构成，北部五星山矿床的断裂构造主要为北西向断裂。其中五凤矿床的矿体直接赋存于金沟岭组火山岩体的构造裂隙之中，而五星山矿床的矿体则赋存于沿北西向断裂侵入的次火山岩体与围岩的内外接触带中。根据两矿床的断裂构造性质的分析，二者均属于区域性的朝阳河断裂与小延吉河断裂的次级构造，属同一个构造体系(图3-7)。

(一)五凤金矿床构造特征

五凤金矿床位于中生代延吉火山盆地内的石人村火山岩盆地，在该盆地内发育若干火山喷发机构，五凤金矿床处于五星山火山喷发机构，属于破火山口构造。火山活动强烈，断裂构造发育，区内断裂构造主要为北东向和北西向两组断裂，为五星山破火山口放射状或环状断裂，北东向断裂带为主要控矿构造，北西向断裂居次。

图3-7 五凤、五星山矿区断裂分布示意图

1.北东向断裂

北东1号断裂带长2000m，延长延深大，该带宽170m，深度大于600m。以北东1号矿体所赋存的断层为主，以及与其平行的一些小的断裂组成，总体走向40°，由断裂南端至北端，走向变化为北20°—45°—30°—60°—30°东，倾向北西，倾角40°～50°。沿走向和倾向均呈舒缓波状，走向上波长为70～600m，波幅2～110m，倾向上波长2m至几十米。根据坑道内观察，断裂性质由压剪性向张剪性变化，如按断层最后定位看，断层上盘向南西斜下落，属平移正断层(图3-8)。

该组断裂分为南、北、中三段。中段位于北东向与北西向1号弧形断裂交会处和北东向与北西向2号断裂交会处之间，断裂带平直，平行和分支断裂少;南段位于北东向与北西向1号断裂交会处以南，北段位于北东向与北西向2号断裂交会处以北，南段和北段断裂带拐弯较大，平行分支断裂多，总体上构成以中段为中心、向北东和南西分别散开的复杂断裂带，带宽70～170m。断裂带两旁，分布若干条被矿化石英方解石脉充填的平行断裂。在南段，这些平行断裂一般长为200～500m，断裂间距20～60m，长短不同，参差不齐;在北段，这些断裂长20～180m，各断裂间距10～20m。

图3-8 五凤136线剖面北东1号断裂图

2.北西向断裂

北西向断裂带由30余条规模不等、近似平行的弧形断裂组成。走向300°～330°，倾向南西，倾角70°左右。长10～300m，个别近1km，走向和倾向均有分支复合现象，局部过渡为网状或交叉断裂带。

北向断裂由数条规模不等近似平行的一组断裂组成，在靠近北东断裂时分支散开，远离时则收拢合并，交会处构成“三角形扩容区”，在此地段往往形成厚大矿体。

断裂走向变化较大，基本呈北西向的折线形，断裂分支、复合明显，断面不平，羽状分支裂隙发育，多处可见由围岩碎块杂乱堆积的蚀变矿化角砾岩，断层内常有角砾出现，表明北西向断裂具有张性或张剪性质(照片3-1，照片3-2)。

北西1号断裂带位于北东断裂带的下盘(见图3-7)，分布有北西向断裂20多条，断裂分布密集，间距一般为20～30m，代表性断层为58号脉和53号脉。58号脉断裂长约1400m，宽几米至100m，延深约400m，上宽下窄。走向变化在270°～330°之间(凹向北东的弧形带)，倾向南西，倾角60°～90°，上陡下缓。近地表分支多，有3～7条，间距几米至十米，向深部逐渐收敛合并。

北西2号断裂带位于北东断裂带的上盘(见图3-7)，北西向断裂条数少，地表多没有出露，且有“盲裂隙”特征，由此，可推测该组断裂裂隙在北东断裂带的下盘较为发育。

(二)五星山矿床构造特征

如果说断裂构造主要发育在五凤金矿床，那么五星山金矿床则发育在破火山口及隐爆角砾岩构造。这一地区由于断裂和爆破作用多次活动，矿区内角砾岩及网状裂隙普遍发育，成为良好的容矿空间，而五星山金矿床破火山口及隐爆角砾岩又主要受五星山北西向张性断裂构造控制。

五星山北西向断裂是由继承早期一系列相互大致平行的压扭性断裂发展起来的多条张扭性断裂，它控制了与成矿相关的脉岩和细脉浸染状矿体(见图3-6，图3-7)。断裂走向300°～320°，倾向南西，倾角70°～90°，上宽下窄，横断面呈楔形。断裂带上部由被“中石”隔开的膨缩显著的几条破碎带组成，向下逐渐收拢、变窄而归并成一条破碎带。破碎带中有粗粒钾质花岗岩、细晶花岗岩和次安山岩等砾石杂乱堆积成的构造角砾岩，并发生矿化蚀变。

野外和镜下观测资料证实，该破碎带前后经历了两次构造破坏而成，先期是粗粒钾质花岗岩和细晶花岗岩糜棱岩化，次安山岩脉沿糜棱岩化的破碎带贯入，后期沿次安山岩与围岩接触带再次形成破碎带，被矿液充填交代，形成蚀变岩带和细脉浸染状矿体。与五凤金矿床的北西向断裂相比，该断裂有两次脉岩贯入，破碎带宽度大，长宽比值小(五凤矿段的北西向断裂带中没有脉岩贯入，长宽比值大)，接触面呈港湾状。因此，是否属复合的火山颈，有待进一步确定。

(三)成矿后断裂

区内成矿后的构造活动比较发育，除已有断裂继续活动使之充填脉岩及围岩再度破碎外，其表现形式仍以断裂为主。根据实测，成矿后的断裂有三组:其一为沿北西和北东向矿脉的断裂，如五凤24号和25号坑及五星山采场所见，切穿矿脉;其二为与矿脉斜交的断层，如废水塔正断层，走向80°，倾向南东，倾角55°，垂直断距27m;其三为北西向叠瓦式正断层，使五星山及其以北地区相对于五凤矿段逐级阶梯式上升，钾质花岗岩和次安山岩被抬升并裸露到地表。

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