陜西鎮安縣錫銅溝鉛鋅礦成礦地質特征

高存山

(山東省第七地質礦產勘查院，山東 臨沂 276600)

0 引言

陜西鎮安縣錫銅溝鉛鋅礦床過去有人認為屬于SEDEX礦床[1]。根據礦床學概念[2]，SEDEX礦床即噴流-沉積礦床，通常是指碎屑巖或碳酸鹽為主的沉積巖中整合產出的層狀礦床，以規模大、延伸穩定為特征，其主要礦產是鉛鋅礦和銅礦。這是一種同沉積礦床，成巖與成礦幾乎同時，二者關系呈整合產出。而錫銅溝鉛鋅礦床與地層明顯為不整合產出，礦體斜切地層，明顯晚于地層沉積時間。認為錫銅溝鉛鋅礦可能屬于造山-變質型礦床。陳衍景等[3]解剖了秦嶺等地若干代表性礦床的地質地球化學特征，確證了中國秦嶺等造山帶客觀發育了脈狀造山型Mo，Cu，Ag，Sb等元素及其組合的礦床，認為中國廣泛的大陸碰撞造山帶內可能潛在著大量脈狀造山型銅礦、銀礦、鉬礦、鉛鋅礦等，而這類礦床長期被國內外學者忽視，關于造山型鉛鋅礦床的實例尚無報道[3]。該文通過對陜西鎮安錫銅溝礦床的研究，與同行交流研究成果。

造山型礦床是構造控制的脈狀后生熱液礦床，在時間、空間和成因上與板塊會聚型造山作用密切相關，成礦流體主要來自礦區下部的變質脫水作用(含地幔脫水、脫氣)，成礦系統在淺部或晚階段有較多大氣降水熱液混入[3]。

1 區域地質背景

秦嶺造山帶屬于長期發展演化的復合型大陸造山帶[4]。最終隆起于中生代華北板塊與華南板塊碰撞之間的碰撞造山作用[5]。秦嶺造山帶可分為華北克拉通南緣、北秦嶺造山帶、南秦嶺造山帶和揚子克拉通北緣等4個構造單元，分別大致相當于碰撞大地構造相的仰沖基底推覆體、增生弧地質體、大洋臺地復理石褶沖帶和前陸帶；其邊界斷裂由北而南分別是三門峽-寶雞斷裂(RBT)、欒川斷裂、商州-丹鳳斷裂、勉縣-略陽斷裂和龍門山-大巴山斷裂(MBT)[6]。該區大地構造位置屬秦嶺褶皺系南秦嶺海西-印支褶皺帶晚古生代坳陷區。礦區位處羊山復向斜北翼、鎮(安)-板(巖鎮)大斷裂南側，十堰斷裂的北側(圖1)。

1—三疊系；2—泥盆系；3—變質雜巖；4—中生代花崗巖；5—前寒武紀火山巖；6—區域性斷裂；7—推斷斷裂；8—鉛鋅礦床；9—研究區圖1 錫銅溝鉛鋅礦床區域地質圖

區域內主要出露地層為古生代泥盆系和少量中生代三疊系，之間呈斷層接觸。泥盆系主要是巨厚的陸源碎屑類復理石沉積，主要巖性以泥灰巖、灰巖為主另有少量粗碎屑巖、白云巖、粉砂巖等；中生界三疊系主要為一套淺海粗碎屑巖和泥質碳酸鹽沉積。第四系覆蓋層僅沿坡地、溝谷及河床少量分布。在區域南部，發育一套中新元古代的變火山-沉積巖系，包括武當群、耀嶺河群、鄖西群等巖群，其中以武當群和耀嶺河群為代表。武當群主要由一套變沉積巖以及變火山巖組成，同時還發育一些輝長質或輝綠質的基性侵入體及巖脈[7]；耀嶺河群主要以玄武質火山巖為主，與武當群呈過渡或假整合接觸關系[8]。

區域上主要發育中生代期印支期殼幔混合型花崗巖[9]，主要分布在佛坪、柞水以北等地區，主要產狀為巖基和巖株，巖石的主要巖性為有石英閃長巖、花崗閃長巖、二長花崗巖和似斑狀黑云母花崗巖等。區域位置上來看，出露的巖體與礦體關系并不密切。

2 礦床地質

礦床位于羊山復向斜北翼的次級褶皺構造-錫銅溝向斜的近核部之南翼和磨子溝背斜的向東傾末端。錫銅溝向斜及磨子溝背斜又被更次一級的小褶皺復雜化，為成礦提供了賦礦空間。該區的賦礦層位為泥盆紀大楓溝組，巖性主要為含炭質泥腩灰巖夾灰色泥灰巖、少量鈣質千枚巖及珊瑚生物灰巖、含珊瑚生物炭質泥灰巖夾炭質珊瑚生物灰巖及含少量炭質千枚狀泥灰巖及炭質泥質灰巖夾炭質千枚狀泥灰巖、淺灰色鈣質粉砂巖及生物灰巖。破碎帶是該礦床范圍內重要的構造類型之一。這些破碎帶總體走向近EW，S傾，傾角65°～75°，其走向與地層基本一致，而傾向與地層相反，因此沿傾斜方向多數切穿地層(圖2)，但尚未發現明顯的錯距，只形成了規模不等的破碎帶，這些破碎帶，為后來的礦液的運移充填交代成礦提供了有利空間，因此，沿破碎帶普遍被蝕變、礦化，部分地段富集成礦體。

2.1 礦體特征

區內礦體受斷裂、褶皺、破碎帶影響，而區內斷裂、褶皺、破碎帶發育，且規模大小不等。因此礦區內礦體多成群出現，且規模變化較大。搜集前期勘查資料，礦體控制長度100～1600m不等，厚度3.24～15.31m不等，礦體控制延深25～500m不等。

2.2 樣品分析

基本分析樣品取自鉆孔ZKP4901，巖芯取樣采用1/2劈心法，按礦石類型分段連續取樣，樣長一般為1～2.0m。樣品分析、加工均在山東省第七地質礦產勘查院實驗室，該實驗室具有測試乙級資質。化學樣品加工經碾碎、過篩、拌勻和縮分4個程序。樣品加工流程按如下公式制定：Q=kd2，樣品加工損失率不大于5%，縮分誤差不大于3%。基本分析項目包括Ag，Pb，Zn，Cd，檢測方法采用原子吸收光度法檢測。

1—第四系坡積物；2—中泥盆世大楓溝組上段含炭質泥腩灰巖夾灰色泥灰巖；3—中泥盆世大楓溝組上段含珊瑚生物炭質泥灰巖夾炭質珊瑚灰生物灰巖；4—中泥盆世大楓溝組上段含炭質泥質灰巖夾炭質千枚狀泥灰巖；5—硅化蝕變帶；6—礦體位置；7—預測延伸方向；8—地質產狀圖2 錫銅溝鉛鋅礦第49勘探線剖面圖

2.3 礦石和礦物結構構造特征

礦石的化石成分：礦石的金屬礦物成分主要以Zn，Pb為主，主要伴生金屬有Ag，Cd等，其他金屬元素還包括Au，Hg，As，Sb等，樣品ZKP4901-H3基本分析結果(表1)。

表1 樣品ZKP4901-H3基本分析結果

礦石中金屬礦物主要有閃鋅礦、方鉛礦和白鉛礦，其次有黃銅礦、黝銅礦、銅蘭、輝銅礦、菱鋅礦、黃鐵礦、褐鐵礦等。脈石礦物主要有石英、方解石，其次有絹云母、白云母、黑云母、石榴石、炭質等。閃鋅礦、方鉛礦主要呈半自形—他形結構。

礦石構造有塊狀構造、條帶狀構造、角礫狀構造、充填角礫狀構造、斑雜狀構造。

2.4 圍巖蝕變及成礦階段劃分

該區蝕變類型主要為硅化，其次為碳酸鹽化和黃鐵礦化，其范圍僅限于礦體或近礦圍巖很狹窄的地段。硅化與礦化關系最密切。

成礦過程可以分為3個階段：早階段以含少量結晶較好的黃鐵礦的乳白色石英脈為標志，它們切層產出，石英脈遭受構造變形及破碎，石英礦物呈他形—半自形結構特征；中階段以含硫化物的淺灰色石英脈為標志，多呈網狀、不規則狀切割早階段的石英脈，硫化物主要以閃鋅礦、方鉛礦以及黃鐵礦為主，多呈他形結構特征，石英結晶細小，呈他形；晚階段以發育石英-碳酸鹽脈為標志，呈網脈狀充填于前階段的裂隙中(圖3)。具有較典型的造山-變質熱液礦床成礦特征[3]。

A—早階段乳白色石英，呈角礫狀被膠結；B—中階段充填硫化物脈；C—晚階段碳酸鹽脈沿裂隙充填圖3 成礦階段劃分

2.5 同位素地球化學

2.5.1 氫-氧同位素

錫銅溝鉛鋅礦氫-氧同位素組成列于表2。從表2可以看出，錫銅溝鉛鋅礦成礦階段成礦流體的δ(18O)變化于(8.29～14.09)×10-3，平均為11.19×10-3，δ(D)變化于(-83.4～-75.5)×10-3，平均為-79.5×10-3。

表2 錫銅溝鉛鋅礦氫-氧同位素數值

對該區的氫-氧同位素數值進行投點，投影點落在巖漿水左側及變質熱水下方范圍內，而在該區內基本沒有巖漿活動，因此其合理解釋是成礦熱液可能來自深部封存的變質流體(圖4)。

圖4 氫-氧同位素散點投點圖

2.5.2 硫同位素

錫銅溝鉛鋅礦硫同位素數值列于表3。從表3可以看出，錫銅溝鉛鋅礦床δ(34S)同位素含量組成為(11.4～19.7)×10-3，平均為16.65×10-3，與泥盆紀古海水硫酸鹽的δ(34S)(δ(34S)=17×10-3[9])相近，說明硫化物中的硫主要來自海水硫酸鹽的還原。

表3 錫銅溝鉛鋅礦硫同位素數值

2.5.3 鉛同位素

錫銅溝鉛鋅礦鉛同位素數值列于表4。放射性鉛同位素有鈾鉛(206Pb，207Pb)和釷鉛(208Pb)2種，不同放射成因類型的鉛同位素反映不同的地質環境和物質組成，因而鉛同位素常被用作物質來源的示蹤劑。以灰巖白云巖硅-鐵-錳沉積建造為主的化學沉積巖的鉛同位素一般富鈾鉛(206Pb/204Pb>18.000，207Pb/204Pb>15.300)貧釷鉛(208Pb/204Pb<39.000)的特征。花崗巖類的鉛同位素特征與化學沉積巖相似，但鈾鉛的富集程度偏低[10]。該區206Pb/204Pb值變化于17.313～17.975，207Pb/204Pb值變化于15.531～15.574，208Pb/204Pb值變化于37.873～38.009，顯示該區的鈾鉛富集程度略顯偏低，貧釷鉛，與花崗巖和化學沉積的鉛同位素基本相似，由于該區基本沒有巖漿活動，顯示化學沉積提供礦石鉛源的信息。

通過對鉛同位素207Pb/204Pb-206Pb/204Pb，207Pb/204Pb-206Pb/204Pb判別構造環境圖進行投點(圖5)，樣品落在下地殼和造山帶之間，與該區的構造環境相吻合，直觀表明礦石鉛來源受造山影響。

表4 錫銅溝鉛鋅礦鉛同位素數值

A—鉛同位素208Pb/204Pb-206Pb/204Pb構造環境判別圖解；B—鉛同位素207Pb/204Pb-206Pb/204Pb構造環境判別圖解；LC—下地殼；UC—上地殼；OIV—洋島火山巖；OR—造山帶圖5 鉛同位素散點投點圖

3 成因討論

破碎帶是該礦床范圍內重要的構造類型之一。這些破碎帶總體走向近EW，S傾，傾角65°～75°，其走向與地層基本一致，而傾向與地層相反，因此沿傾斜方向多數切穿地層，但尚未發現明顯的錯距，只形成了規模不等的破碎帶，這些破碎帶，為后來的礦液的運移充填交代成礦提供了有利空間，沿破碎帶普遍被蝕變、礦化，礦體多富集破碎帶之間。氫-氧同位素研究表明成礦階段的成礦流體來自深部的變質熱水，硫鉛同位素研究表明成礦物質主要來源于泥盆紀海相沉積地層。

上述礦床的區域地質、礦床地質和地球化學特征要求綜合考慮區域構造、地層、巖漿、變質、流體等多種地質因素，將這些成礦條件有機地結合起來進行礦床成因分析，從而建立科學而符合地質實際的綜合成礦模型。為此，借用碰撞造山成巖、成礦與流體作用模式，即CMF模式[10]來分析錫銅溝鉛鋅礦成因和成礦過程：

區域上早-中三疊世海相沉積物廣泛地不間斷地連續發育，指示全面陸-陸碰撞應始于晚三疊世，而白堊紀斷陷盆地的廣泛出現又指示造山帶在白堊紀開始伸展垮塌，如此，晚三疊世至侏羅紀不僅發生了最強烈的擠壓造山隆升，而且實現了由擠壓向伸展的轉變。按照已有的碰撞造山成礦理論，擠壓向伸展轉變期的減壓增溫體制是最強的流體成礦作用時期，晚三疊世至侏羅紀時期應是西秦嶺地區多種熱液礦床大規模形成時間[6]。如二里河鉛鋅礦床礦前閃長玢巖的鋯石U-Pb年齡為(214±2)Ma[11]，柞水二長-閃長花崗巖巖體鋯石U-Pb同位素年齡為(213.6±1.8)Ma[12]，馬鞍橋金礦床礦前花崗閃長斑巖石英氬氬年齡200Ma[13]，許家坡金礦床成礦時代222.5Ma[14]，銀洞溝銀多金屬礦床成礦石英包裹體銣鍶年齡205Ma[15]，李壩大型金礦床石英脈氬氬年齡210.6Ma[16]，陽山金礦床石英氬氬年齡195Ma[17]，小溝里金礦床石英脈氬氬年齡197Ma[18]，還有李家溝金礦床、鏵廠溝金礦床、柯寨金礦床及廟山金礦床等[19-21]。在晚三疊世至侏羅紀揚子板塊與華北板塊陸陸碰撞過程中，秦嶺微板塊內部發生了一系列的陸內俯沖或逆沖推覆，導致造山帶的隆升。前述研究結果和分析表明，碰撞造山成巖成礦與流體成礦作用模式，即CMF模式，應該適用于闡述該區的流體成礦過程(圖6)[3]。下插板片受擠壓增溫增壓，熱異常便驅動流體循環，不斷萃取地層內的大量成礦元素，并將成礦元素搬運至有利于流體聚集、成礦物質卸載的空間，使成礦物質富集成礦。伴隨陸陸碰撞造山作用的進行和減弱，區域構造背景由擠壓轉向伸展，較深層次的導礦和賦礦構造或空間逐漸抬升并演變為開放、脆性的淺層次構造，成為大氣降水熱液循環的有利通道；同時，隨熱異常減弱，深源變質流體作用逐漸減弱。因此，成礦流體系統勢必由早階段變質熱液為主演化為晚階段大氣降水熱液為主，期間不可避免地發生中階段的流體混合。

1—大氣降水；2—巖石脫水；3—斑巖類；4—花崗巖基；5—鎢錫石英脈；6—改造型礦床；7—造山型礦床；8—斑巖型礦床；9—淺成低溫熱液礦床圖6 礦床成礦模式示意圖

4 結論

錫銅溝礦床賦存于泥盆紀大楓溝組，切穿地層，晚于地層形成時間，礦體主要由構造破碎帶控制，礦床類型不應是SEDEX型，可能屬于造山型礦床。氫-氧-硫-鉛同位素地球化學特征指示成礦流體主要為變質流體向后期大氣降水轉變，成礦流體與地層發生強烈的水巖相互作用，活化萃取了地層中的有用組分，在構造薄弱帶內沉淀富集成礦。

錫銅溝鉛鋅礦主要形成于晚三疊世至侏羅紀，受揚子板塊與華北板塊陸陸碰撞，秦嶺微板塊內部發生了一系列的陸內俯沖或逆沖推覆，導致造山帶的隆升。下插板片受擠壓增溫增壓，熱異常驅動流體循環，不斷萃取地層內的大量成礦元素，并將成礦元素搬運至有利于流體聚集、成礦物質卸載的空間，使成礦物質富集成礦。