辽东硼矿分布于辽-吉古裂谷早期的火山沉积地层中(冯本智等, 1998), 它与吉林集安地区的硼矿构成我国著名的硼矿成矿带———辽吉硼矿带.在这一硼矿成矿带内, 目前已发现100多个硼矿(点)(曲洪祥等, 2005), 且各个矿床(点)都有各自的地质特征(张景山, 1994).关于硼矿的成因, 有多种成因观点, 有矽卡岩型(王秀璋, 1974)、混合岩化热液交代型(张秋生, 1988; 董申保, 1999)和沉积变质型.在沉积变质型中依据沉积作用不同, 又有蒸发沉积硼矿(Peng et al., 1993; 彭齐鸣和许虹, 1994; Peng and Palmer, 1995, 2002; 许虹等, 2004)、热水沉积硼矿(邹日, 1993; 冯本智和邹日, 1994; 邹日和冯本智, 1995)、火山沉积-变质改造硼矿(张景山, 1994)等认识.经近几年的研究, 笔者认为辽东硼矿的成因是复杂的, 上述几种成因观点都从不同侧面反映了辽东硼矿的成因特点, 沉积变质观点侧重成矿物源的作用; 混合岩化观点和矽卡岩型的观点侧重成矿流体的影响.本文根据区域成矿理论的观点分析辽东硼矿的控矿因素, 建立区域成矿模式, 以期进一步指导区域找矿.

1.   区域地质背景

辽吉硼矿带大地构造位置处于中朝准地台东北部, 属胶辽台隆北部之营口-宽甸-集安台拱.这一区域古元古代时期产生近东西向的张裂断陷盆地(辽吉古裂谷), 接受了一套镁质碳酸岩建造(蔡克勤和陈从喜, 2000), 习惯上称之为辽河群(翟裕生等, 2002), 其中的里尔峪组为含硼岩组(为方便, 本研究统称辽河群为含硼岩系, 如图 1).容矿岩石为富镁质的镁橄榄岩及蛇纹石化橄榄岩、橄榄玄武岩、镁质大理岩, 其原岩为一套古元古代裂谷环境中水下成因的具喷发、侵入特点的超基性-基性杂岩(王翠芝, 2007), 常呈层状、透镜状分布于辽河群里尔峪组的地层中.吕梁运动使辽吉古裂谷闭合, 辽河群发生褶皱, 岩石遭受绿片岩-角闪岩相的区域变质作用(贺高品和叶慧文, 1998)和强烈的混合岩化(张秋生, 1988).

图  1  辽东吉南主要硼矿区地质略图

Ⅰ.太古宙陆核; Ⅱ.裂谷斜坡区; Ⅲ.裂谷中央凹陷区

Fig.  1.  Geological sketch map of boron deposits in eastern Liaoning and South Jinan areas

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2.   控矿因素

为建立辽东硼矿的成矿模式, 分析了辽东大石桥、翁泉沟、宽甸地区几个典型硼矿的控矿因素, 虽然不同地区控矿因素类型及其作用大小有所差异^{① ~④}, 但其基本控矿因素相似, 主要有硼质来源(含硼岩系)、镁质容矿岩石、区域变质及混合岩化热液交代作用、构造改造4个方面.

① 辽宁省地质局丹东地质大队二队, 1976.辽宁省凤城县翁泉沟铁硼矿矿床总结勘探报告.

② 化学工业部地质勘探公司辽宁地质勘探大队, 1988.辽宁省宽甸县砖庙硼矿区栾家沟矿段勘探地质报告.

③ 化学工业部地质勘探公司辽宁地质勘探大队, 1992.辽宁省宽甸满族自治县夹皮沟乡砖庙硼矿区二人沟矿段详查地质报告.

④ 化学工业部地质勘探公司辽宁地质勘探大队, 1993. 辽宁省宽甸满族自治县夹皮沟乡砖庙硼矿区花园沟矿段详查地质报告.

2.1   含硼岩系

含硼岩系主要由黑云母变粒岩、斜长角闪岩、浅粒岩、电气变粒岩、混合岩等变质岩组成, 这几类岩石硼含量较高, 硼富集系数在250以上(表 1、图 2). 由于本区区域地层中有多个含硼地层, 目前至少发现有3个含硼地层.岩石中均以含电气石及硼元素背景值高为特征, 有太古宇鞍山群、古元古界辽河群(即本文的含硼岩系)及中元古界辽阳群(刘敬党等, 2007), 再加上本区岩石发生广泛的区域变质作用及混合岩化, 本区辽河群里尔峪组地层的硼含量当然会受后期变质作用过程中热液影响, 但主要还是与沉积时环境中富硼有关.因为在辽东硼矿的地层主要是辽河群的地层, 其中的电气石变粒岩中有大量的纹层状电气石岩(图 3a).一般认为纹层状的电气石岩是热水沉积的产物.因此, 可以认为本区裂谷盆地沉积阶段导致硼矿物质初步富集, 成为辽东硼矿的初始矿源层.也正是由于含硼岩系中富硼, 在后期的变质作用过程中才会形成大量的富硼热液.

表  1  辽东硼矿含硼岩系微量元素组成和硼的富集系数(Cd单位为10^-9; 其余为10^-6)

Table  Supplementary Table   Compositions of trace elements and concentrated coefficient of boron-bearing rocks in eastern Liaoning boron deposits

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图  2  含硼岩系微量元素原始地幔标准化图解

Fig.  2.  Mantle-normalized patterns of trace elements of boron-bearing rocks

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图  3  岩石、矿石照片

a.纹层状电气石岩; b.后仙峪硼区镁橄榄岩呈层状分布于电气石变粒岩(下部)和浅粒岩(上部)之间; c.硼矿体脉穿插于镁橄榄岩中; d.硼矿中镁橄榄岩残留体; e.菱镁矿大理岩中镁橄榄岩球粒; f.蛇纹石(N18)交代镁橄榄石(N17), 蛇纹石又被菱镁矿(N19)交代, 其中N17、N18、N19为电子探针号; g.柱状的硼镁铁矿发育在橄榄玄武岩中; h.遂安石交代镁橄榄石, 遂安石又被后期的纤维状硼镁石交代

Fig.  3.  Pictures of the rocks and ores

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2.2   容矿岩石———镁质岩石

辽东硼矿的容矿岩石主要是镁橄榄岩及蛇纹石化镁橄榄岩、镁质大理岩(菱镁矿大理岩、白云石大理岩、蛇纹石化大理岩等)、蛇纹石化橄榄玄武岩及含磁铁矿基性火山碎屑岩.镁质容矿岩石一般呈透镜状、似层状分布于辽河群里尔峪组的黑云母变粒岩或电气石变粒岩中(图 3b).按岩石类型可划分为3类: 镁橄榄岩型、橄榄玄武岩型、富镁大理岩型.这3类岩石具有区域性, 在辽东硼矿区西部的大石桥区, 容矿岩石主要为镁橄榄岩及其蚀变岩(蛇纹石化镁橄榄岩、菱镁矿大理岩); 中部凤城地区主要为基性火山岩(橄榄玄武岩)及基性火山碎屑岩; 东部的宽甸地区则为菱镁矿大理岩、白云石大理岩及少量的镁橄榄岩.

本区容矿岩石都是富镁质岩石.镁橄榄岩及富镁大理岩MgO含量均在40%以上, 具有一定的FeO和Fe₂O₃含量, 橄榄玄武岩中MgO明显偏低, 而FeO和Fe₂O₃含量较高, 并且TiO₂含量也较高(表 2).另外不同类型的矿化岩石导致矿石矿物成分也有明显差异, 镁橄榄岩及富镁大理岩等高镁岩石矿化以形成硼镁石、遂安石等硼镁矿物为主, 而含磁铁矿橄榄玄武质低镁岩石则以形成硼镁铁矿物为主.

表  2  辽东硼矿镁质岩石化学组成(%)

Table  Supplementary Table   Major element composition of magnesian rocks in eastern Liaodong boron deposits

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2.3   区域变质作用及混合岩化作用

含硼岩系在后期的挤压隆升地质过程中经过了角闪岩相的区域变质作用和强烈的混合岩化, 形成大面积分布的混合岩(刘敬党等, 2005).杨木杆硼矿200 m中段斜长角闪岩的角闪石和斜长石矿物对确定该矿的变质温度为620℃^⑤.根据角闪石形成压力的Al^Ⅵ对Si的变异图分析, 变质压力在0.5 GPa线附近, 并以靠近低压为主, 变质温度为620~ 650℃.因此, 含硼岩系普遍经受了中压角闪岩相的区域变质作用, 变质带相当于角闪石-石榴子石带, 局部达到麻粒岩相, 变质温度为600~700℃; 压力0.5 GPa±.

⑤ 辽宁省地质矿产局第七地质大队, 1986.辽宁省宽甸县杨木杆硼矿典型矿床研究报告.

不同地区、不同岩组混合岩化程度不同.含硼岩系的混合岩可分为均质混合岩、条带状混合岩、条痕状混合岩、眼球状混合岩与混合岩化片麻岩等.混合岩脉体多呈脉状, 以注入作用为主, 界限清楚.其中花岗伟晶岩脉最发育, 亦有长英岩脉和石英脉局部出现.基体主要为黑云母变粒岩、电气石变粒岩、角闪变粒岩等含暗色矿物较多的岩石.基体变质岩的结构、构造和矿物成分变化不大.

混合岩化强弱与原岩组成密切相关, 混合岩化作用对不同的岩性表现为不同的混合强度.如以长英质矿物为主的浅粒岩, 脉体发育, 形态为瘤状和不规则状, 界线模糊, 出现结构较细的长英岩脉; 相反, 角闪质岩石、片麻岩、大理岩, 相对混合程度则明显减弱.由于含硼岩系原岩组成的不一致性, 必然导致变质重熔过程中的不一致熔融, 其中所见到的混合岩均表现为重熔作用的特点, 即不同种类的沉积变质岩经混合岩化后常可形成不同类型的混合岩或混合花岗岩, 如角闪质的原岩往往形成角闪质混合岩; 黑云母质的则形成黑云母质混合岩; 浅粒岩质的则形成相应的淡色混合岩等.这表明含硼岩系中的混合岩, 尤其是层状混合岩在矿物成分和化学成分上带有继承性.

混合岩化过程中产生大量热液, 含硼岩系中硼得到活化, 从而形成大量含硼热液, 含硼热液交代镁质岩石则形成本区镁硼酸盐型硼矿.如在后仙峪硼矿区见到硼矿脉穿插于镁橄榄岩中或蛇纹石化镁橄榄岩(图 3c), 在硼矿体中亦见到大量的镁橄榄岩残留体(图 3d).在栾家沟硼矿区, 硼矿赋存于菱镁矿大理岩中, 有大量已发生蛇纹岩化的镁橄榄岩球体(图 3e).显微镜下明显能看到蛇纹石交代镁橄榄石, 而蛇纹石又被菱镁矿交代(图 3f).含硼热液交代镁铁质岩石(橄榄玄武岩)则形成硼镁铁矿, 如在翁泉沟硼镁铁矿区, 可见柱状的硼镁铁矿发育在橄榄玄武岩上(图 3g).

2.4   构造改造

含硼岩系构造具有多期性和复杂性特点, 并且有从中深部层次变形向中、浅部层次演化的特点.这种演化大体可分如下3个阶段(图 4).

图  4  含硼岩系构造形变演化示意图

1.辽吉花岗岩; 2.古元古界砂岩; 3.古元古界火山沉积-镁质碳酸岩; 4.古元古界杂砂岩

Fig.  4.  Sketch map showing the evolutional of structural de-formation of boron-bearing rocks

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第一阶段: 本区在太古宙克拉通基础上于早古元代早期裂陷形成拗拉槽-沉积盆地, 裂陷槽深度未超出硅铝壳的范围(2.1~2.5 Ma槽底为半固结的硅铝壳), 其上沉积了水下富钠火山岩系, 火山岩系的岩性层理代表S₀.

第二阶段: 该阶段大约在吕梁造山运动(1.9 Ma±)期间所发生的塑性流动变形作用, 岩石发生了广泛的混合岩化作用, 产生了层状的混合岩化花岗岩, 并形成了具有透入性的轴面片理(穿切顺层片理).由于强烈构造置换作用的结果使含硼岩系产生规模不等的韧性剪切带(高应变带).这幕变形根据“辽吉花岗岩”分布、含硼岩系的褶皱转折端、勾状体而确定的包络面方向为NE.

第三阶段: 伴随吕梁运动的发展而产生的垂向叠加, 改造第二阶段NE向褶皱而形成近东西向的倾竖褶皱和花岗岩穹窿, 其褶皱变形规模、强度优于前一阶段, 奠定了辽东现今构造格架, 同时也是使硼矿富集重就位的阶段.该阶段构造变形特征及演化的研究对找硼矿有着非常重要的实际意义.

现今本区古元古代的变质岩系的基本构造格架是上述第三阶段变形的结果, 在含硼岩系表现为一系列东西向的大型复式褶皱为主, 影响硼矿体的是虎皮峪-翁泉沟-红石砬子复式褶皱.

辽东硼矿床的硼矿化明显分为两期: 早期为遂安石和硼镁铁矿化, 晚期则为硼镁石化.

遂安石和硼镁铁矿明显受近东西向褶皱构造控制, 矿体一般位于复式背斜的两翼, 尤其是倒转复背斜的两翼.如后仙峪硼矿床位于虎皮峪倒转复背斜的南翼(图 5); 二台子硼矿床位于鸡冠山背斜的南翼; 翁泉沟硼矿床位于翁泉沟倒转复背斜的北翼; 砖庙、花园沟、二人沟、栾家沟硼矿和杨木杆硼矿分别位于砖庙和杨木杆倒转复背斜的南翼.

图  5  后仙峪地区22号勘探线剖面图(刘敬党, 2006)

1.辽河群里尔峪组一段条带状混合岩和混合质磁铁微斜浅粒岩; 2.辽河群里尔峪组二段电气石变粒岩(含镁橄榄岩和硼矿岩段); 3.辽河群里尔峪组三段浅粒岩; 4.镁橄榄岩; 5.硼矿体; 6.断层

Fig.  5.  Geogical map showing the section along No.22 exploration line in the Houxianyu boron deposits

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硼镁石化与中生代的断裂构造有关.断裂构造分为3组: (1)东西向断裂; (2)北东向断裂; (3)北西向断裂.东西向断裂形成最早, 被北东向断裂切割, 北西向与北东向为共轭断裂.三组断裂以北东向为主.北西、北东向断裂不仅切割了含硼层, 而且切割了硼矿床, 它对硼矿体有一定的破坏作用.在断裂附近, 矿石、岩石发生蚀变, 遂安石蚀变为硼镁石(图 3h); 硼镁铁矿分解为硼镁石和磁铁矿; 橄榄岩蚀变成蛇纹岩(图 6), 有时蛇纹岩发生碳酸岩化而形成大理岩(常常是菱镁矿大理岩).

图  6  后仙峪硼矿V号矿体横向剖面图⑥

(1)黑云变粒岩; (2)电英岩; (3)金云母岩; (4)透闪岩化镁橄榄岩; (5)蛇纹岩: (6)硼镁石; (7)硼镁石、遂安石: (8)遂安石

Fig.  6.  Sketch picture showing the cross section of V body in the Houxianyu borate deposits

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⑥ 化学工业部化学矿产地质研究院, 1993.辽吉内生硼矿矿物学及找矿标志研究.

3.   成矿机制

整个含硼岩系的岩石中都富集硼质, 说明硼质来自整个含硼岩系的形成环境, 即火山-沉积中的水体, 而不只是某种火山岩, 即水下火山岩喷发出的大量硼溶解在海水里, 火山活动是主导因素, 这一认识与前人的研究是一致的.对于硼岩系的变质岩, 姜春潮(1987)已做了大量的原岩恢复工作, 认为含硼岩系原岩为古元古代辽河裂谷内早期的火山-沉积岩, 其中的火山岩具双峰式火山岩的特征, 斜长角闪岩的原岩为海相玄武岩, 电气石变粒岩、浅粒岩以火山沉积岩为主, 其中浅粒岩的SiO₂含量为60%~ 78%, 以酸性火山岩为主.张秋生(1988)认为, 辽东各地含硼岩系的中基性火山岩原岩硼的平均含量为606×10^-6, 是一般基性岩中硼平均含量的60.6倍. 邹日(1993)认为后仙峪硼镁的硼源与火山活动有关. Xia et al.(2005)研究了翁泉沟硼矿石碳、硫同位素, δ¹³C为-2.69‰ ~-1.04‰, 为火山来源; δ³⁴S为1.58‰ ~9.80‰, 为深源火山硫.另外再根据硼矿区电气石变粒岩中有纹层状电气石岩的事实, 推知当时沉积环境为热水沉积.邹日(1993)、邹日和冯本智(1995)、冯本智(1998)等研究认为, 辽东硼矿为热水沉积.这样具大量火山活动的热水环境里富集高含量的硼就不难理解了.

本区火山-沉积地层中富硼, 这一认识与世界上有工业价值的硼矿都与火山活动有关的观点是一致的(Ozol, 1976), 如美国加州及南美洲的新生代盐湖型及火山热泉型硼砂矿床, 硬硼钙石-钠硼解石矿床, 钠硼解石、硼砂和板硼钙石矿床(Barker and Wilson, 1975; Barker, 1980; Barker, C and Barker, J, 1985;Smith, 1985; Sieke, 1991; Crowley, 1996) 土耳其地中海沿岸的火山-盐湖盆地沉积硬硼钙石、钠硼解石和白硼钙石矿床(Inan et al., 1973; Helvaci and Firman, 1976; Helvaci, 1995; Helvaci and Yagmurlu, 1995).

辽东含硼岩系的变质条件为: 变质温度600~ 700℃, 变质压力0.5 GPa±.在这一温压条件下, 硅铝质矿物熔融, 含水矿物黑云母、角闪石脱水形成区域变质热液(肖荣阁等, 2004; 梁婷等, 2005).变质热液是一种高能量热流体, 具有很强的活动性(Spearfs, 1993; 游振东等, 2001), 不相容元素硼优先被迁移; 而铁镁质矿物只是部分分解发生蛇纹石化, 释放出活性镁进入溶液, 这一作用过程是与混合岩化同时进行的.因为在许多情况下, 混合岩形成于进变质的脱水熔融作用中, 并伴随着有限的熔体分离作用(刘新秒和李长民, 2001), 尤其是深熔作用(李兆麟, 2001), 因此也可以称为混合岩化成矿作用或部分熔融成矿作用.

硼酸盐矿物合成实验及热液交代成因硼矿床的基质岩石调查表明, 镁质岩石及含磁铁矿岩石是镁铁硼酸盐矿物结晶的主要岩石沉淀剂(王秀璋, 1974), 这就为镁质岩石及含铁质岩石成为辽东硼矿的基质岩石提供了理论依据.镁质硼酸盐富集成矿, 还必须使镁质岩石能充分地释放出镁质.富镁质岩石在区域变质作用形成蛇纹岩的过程中, 均可释放一定的镁质(图 7), 但是镁质岩石类型不同, 其释放镁质的过程会有所差异.大石桥区镁橄榄岩发生蛇纹石化时(方程式1), 可释放大量的镁质, 但硅质变化不大, 这一过程是发生在区域变质阶段.蛇纹岩发生菱镁矿化时(方程式2), 亦释放少量镁质, 这是一个脱硅的过程, 生成的蛋白石则形成蛇纹岩中的骨架结构.镁质岩石经过蛇纹石化、菱镁矿化2个过程后, 受到含硼热液交代时, 形成早期的原生硼矿石———遂安石(方程式3)、硼镁铁矿(方程式4).

图  7  含硼岩系中各类镁质岩石的主要氧化物对比

Fig.  7.  Comparison of major oxides of all kinds of magnesian rocks in boron-bearing rocks

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硼酸热液与铁镁质沉淀剂的作用可以有2种情况:

(1) 硼酸热液交代镁质岩石及磁铁矿形成镁硼酸盐矿物和硼镁铁矿, 交代作用中首先形成遂安石和硼镁铁矿.这是因为硼溶于热液中首先生成正硼酸, 当遇有大量镁离子时, 则形成遂安石; 若同时遇到镁离子和磁铁矿, 则形成硼镁铁矿.遂安石在后期的水化变质过程中生成硼镁石(方程式5), 硼镁铁矿遇富硼的热液时, 可以再分解生成硼镁石和磁铁矿(方程式6).

(2) 硼酸热液与铁镁溶液的混合作用形成镁硼酸盐矿物和硼镁铁矿.镁质岩石是含硼溶液中硼的主要沉淀剂, 含硼溶液只有在一定的镁质沉剂存在时, 才能使镁质硼酸盐富集成矿.根据实验, 菱镁矿的分解温度最低, 溶解度最大; 白云石次之; 方解石分解温度较高, 溶解度最小; 镁橄榄石的蛇纹石化蚀变也可以释放出足够量的镁离子; 在酸性热液作用下铁质矿物也可以部分溶解进入溶液.因此变质作用过程中, 菱镁矿和白云石发生分解及镁橄榄石的蛇纹石化都可以释放出铁镁离子进入溶液中, 形成铁镁质热液.硼酸热液与镁质溶液的混合作用是先生成遂安石还是先生成硼镁石矿物, 需要进一步研究, 因为虽然在显微镜下发现有纤维状硼镁石交代遂安石现象, 尚没有实验资料来验证.

在铁镁硼酸盐矿物生成同时, 硼酸溶液进入高硅、高铝岩石则形成硼硅酸盐矿物(电气石).本区的电气石变粒岩的Al₂O₃含量最高, 电气石主要是黑电气石, 且其中硼同位素的δ¹¹B最低(表 3).显然这是含硼热液交代高铝、高硅岩石的结果, 从而造成硼同位素的分馏, 因为热液交代中硼同位素分配与硅化及水化有关(Musachi et al., 1991; Chaussidon and Jambon, 1994; Roda et al., 1995; Ding et al., 1996; Griffin et al., 1996; Chaussidon and Appel, 1997).硅化作用中硅置换11B, 降低δ¹¹B值, 而水化作用中(OH)带入11 B, 提高δ¹¹ B值(肖荣阁等, 2003), 这亦能说明本区矿石中的δ¹¹B较高, 而电气石中(尤其是黑电气石)δ¹¹B较低的原因.当然, 本区电气石中δ¹¹B较低, 还有另外一种原因, 那就是本区含硼岩系为热水沉积(冯本智等, 1993; 邹日, 1993; 冯本智和邹日, 1994; 邹日和冯本智, 1995).

表  3  辽东硼矿床硼矿物硼同位素组成

Table  Supplementary Table   Boron isotopic components of boron-bearing minerals in eastern Liaodong borate deposits

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4.   成矿模式讨论

通过含硼岩系、镁质岩石、区域变质及混合岩化热液交代作用、构造改造4个方面的控矿因素分析, 可归纳辽东硼矿为原始火山-沉积初始富集和部分熔融含硼热液交代镁质岩石的成矿模式, 即:

硼元素初始富集+镁质岩石形成混合岩化形成硼酸热液及铁镁质热液交代铁镁质岩石或热液混合形成铁镁硼酸盐矿物或交代硅铝质岩石形成硼硅酸盐矿物电气石.

这种模式可分为如下4个阶段(图 8):

图  8  辽东硼矿成矿模式

1.里尔峪组变粒岩; 2.里尔峪组大理岩; 3.高家峪组岩石; 4.混合花岗岩; 5.中酸性火山岩; 6.基性-超基性火山岩; 7.火山喷发通道; 8. 硼矿体; 9.硼元素; 10.镁元素; 11.断裂; 12.地质界线

Fig.  8.  The model of ores-forming of eastern Liaodong borate deposits

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(1) 矿源层形成阶段: 古元古代早期, 由于地幔物质上涌, 导致辽东古裂谷开始形成.当同生断裂切至上地壳时, 海底频繁发生中酸性的火山活动, 带出的硼质溶于海水中, 使海水中硼质增高, 从而使辽河群火山-沉积岩建造中都富集硼, 即形成含硼岩系-硼矿源层.

(2) 容矿岩石形成阶段: 辽东裂谷在里尔峪期中期阶段, 沿控制裂谷的北缘断裂(大石桥一带)下切到上地幔, 大量富铁镁的基性-超基性火山岩、富镁的碳酸岩喷发, 由于当时的环境为一局限的海域, 形成大量的热水沉积, 导致富硼海水中的Mg2+升高. 后来海平面下降, 致使沉积海盆处于封闭-半封闭的环境, 再加上当时古地理位置在35°以南的低纬度地区(冯本智等, 1998), 古气候异常干燥炎热, 海水不断地浓缩、沉淀, 形成大量镁质碳酸盐岩, 同时硼质进一步增加, 大量的硼质随火山-沉积物亦大量沉淀.这种含硼质的富镁碳酸盐岩或火山沉积岩便是容矿岩石, 但此时容矿岩石硼矿物质未能达到工业品位.

(3) 区域变质、混合岩化阶段: 在古元古代吕梁构造旋回挤压作用下(主要在本区构造演化的第一、二阶段), 含硼岩系经过普遍的角闪岩相的区域变质作用和强烈的混合岩化作用, 经过强烈的变质、变形, 同时产生的大量富硼热液就位于有利的构造部位聚集, 这种含硼热液交代富镁的岩石就可形成遂安石矿石; 交代富镁、铁质岩石就可形成硼镁铁矿矿石; 交代铝硅质岩石则形成富电气石岩石.

(4) 构造改造阶段: 这是本区构造演化的第三阶段, 伴随吕梁运动的发展而产生垂向叠加, 形成近东西向的倾竖褶皱和花岗岩穹窿、断裂构造, 同时产生大量的热液活动, 使原生的遂安石硼镁石化、硼镁铁矿分解成磁铁矿和硼镁石.中生代的断裂构造又促使原生的矿石进一步硼镁石化.

5.   结论

含硼岩系、镁质岩石、区域变质及混合岩化热液交代作用和构造改造是辽东硼矿形成的主要控矿因素, 其中含硼岩系、镁质容矿岩石是硼矿形成的物质基础, 区域变质及混合岩化作用、构造改造活动是硼矿形成的必要条件.硼矿的形成分为原始火山-沉积初始富集和部分熔融含硼热液交代镁质岩石2个主要过程.