河南土木崖銀多金屬礦床地質特征及成因探討

李俊鋒，王正威，李晨暉，陳潔

摘要：土木崖銀多金屬礦床賦礦地層主要為二郎坪群小寨組，其礦體產出嚴格受壓扭性斷裂控制，蝕變分帶明顯，礦區成礦可分為3個階段。礦石硫同位素分餾基本達到平衡，為二郎坪群地層變質脫水硫和殼源酸性巖漿硫的混合來源。鉛源物質成熟度較高，具有上地殼鉛源的特點，成礦物質和成礦流體主要源于小寨組。該礦床形成于中生代中溫環境下，遭受了后期碰撞造山作用改造，變質作用對成礦具有重要積極意義。土木崖銀多金屬礦床應屬于斷裂控制的造山型中溫熱液銀多金屬礦床。

關鍵詞：地質特征;硫同位素;鉛同位素;氫-氧同位素;礦床成因;土木崖銀多金屬礦床

中圖分類號：TD11 P618.52文獻標志碼：A開放科學（資源服務）標識碼（OSID）：

文章編號：1001-1277（2022）03-0015-06doi：10.11792/hj20220304

土木崖銀多金屬礦床地處豫西南伏牛山地區，南距內鄉縣城約40 km。河南省有色金屬地質礦產局第三地質大隊依托國土資源調查評價項目子項目“河南省內鄉—南召地區銀鉛鋅礦評價”，通過勘查發現了數條含礦構造破碎帶，圈出了4條銀多金屬礦體，擴大了秦嶺造山帶的銀資源儲量。本文旨在通過對土木崖銀多金屬礦床地質特征和礦床成因的分析，為下一步在該區的找礦工作提供理論參考，以期獲得更大的找礦突破。

1 區域地質特征

土木崖銀多金屬礦床位于秦嶺造山帶北秦嶺構造亞帶二郎坪地體東側，祁子堂—夏館—板廠—雙槐樹—官坡金銀多金屬成礦帶上。區域出露地層主要為下古生界二郎坪群[1]，可細分為大廟組（Pz1d）、火神廟組（Pz1h）、小寨組（Pz1x），為一套淺—中變質中基性火山巖夾碎屑巖及碳酸鹽巖系，二郎坪群經多期次區域地質運動的復合改造，外加區域變質作用和多期巖漿侵入活動的影響，不僅創造了成礦空間，也為金屬元素的遷移和富集提供了動力和來源，是Ag、Au、Zn、Pb等金屬礦產的主要賦礦地層[2];其次為秦嶺群，可細分為雁嶺溝組（Pz1y）、石槽溝組（Pz1s）;局部發育第四系（Q）（見圖1）。區域巖漿巖發育，主要為加里東期、海西期及燕山期侵入巖。區域內北西向斷裂發育。

2 礦區地質特征

2.1 地 層

礦區出露地層主要為小寨組（Pz1x），次為火神廟組（Pz1h）（見圖2），二者呈斷裂接觸關系。其中，火神廟組出露于礦區東北部，原巖為海相火山巖系，后經歷了區域變質作用弱改造，巖性主要為（變）細碧巖、（變）細碧凝灰巖等。小寨組大面積分布于礦區東部和南部，原巖屬于次深海相濁流沉積巖[3]，具有復理石建造特征，受后期區域變質作用的影響，巖性主要為（含碳質）絹云石英片巖、二云石英片巖等，是該礦區的主要賦礦地層。

2.2 構 造

礦區整體上表現為產狀40°～60°∠30°～65°的單斜構造。受區域性深大斷裂朱夏斷裂影響，礦區次級斷裂較發育，形跡較為復雜，大致可分為北西向、北西西向和北東向3組斷裂。其中，北西向斷裂為礦區主要容礦構造，傾向北—北東，傾角20°～50°，規模大小不等，長度一般幾百米至近千米。斷裂以壓扭性為主，具韌性剪切特征，常形成糜棱巖、碎裂巖，波狀起伏特征明顯。斷裂兩側巖石破碎，形成斷裂破碎帶。

2.3 巖漿巖

礦區巖漿活動劇烈，以酸性侵入巖為主，主要為呈巖株狀分布于礦區中東部的海西期蘆家坪花崗巖體和茶庵黑云母花崗巖體，以及一些印支期—燕山期[4]花崗巖脈、石英脈、花崗斑巖脈等。花崗巖脈、石英脈一般順層或沿斷裂貫入，呈零星分布，常見巖脈形成的構造蝕變帶切穿巖體，指示礦化形成于其后。

3 礦床地質

3.1 礦體特征

通過找礦勘查，圈出了4條銀多金屬礦體：T1-1、T2-2、T3-1、T6-1。其中，T6-1礦體規模最大，品位最高，工業價值最高（見表1）。礦體嚴格受斷裂控制，沿走向膨縮明顯，沿傾向呈舒緩波狀，總體上部緩、深部傾角變陡，其形態產狀與斷裂破碎帶密切相關。礦體主要沿斷裂破碎帶中心附近的石英脈產出，具較強硅化、黃鐵礦化、方鉛礦化、閃鋅礦化等，形成緊密的共（伴）生體，與圍巖界線較為清晰。礦體形態表現為單脈，主要呈似層狀、透鏡狀、扁豆狀等。礦體隨石英脈的貫入礦化增強，具有上貧下富、上薄下厚的特點。

T6-1礦體位于礦區中部的T6斷裂破碎帶中，圍巖主要為小寨組絹云（二云）石英片巖，呈層狀—似層狀、豆莢狀，整體形態呈中東部向南凸起的弓狀。礦體嚴格受T6斷裂破碎帶控制，該斷裂破碎帶寬2.0～3.0 m，其內石英脈寬一般0.6～1.0 m。礦體厚度整體穩定，一般0.60～1.13 m，平均厚0.80 m，厚度變化系數41 %。礦體中間厚兩端薄，沿走向整體呈波浪狀，局部呈串珠狀;沿傾向有變寬變厚趨勢，局部存在分支復合現象。Ag、Au品位較均勻，平均品位分別為192.75×10-6、4.82×10-6，品位變化系數分別為119 %、104 %;Pb、Zn平均品位分別為2.13 %、0.49 %。

3.2 礦石質量

3.2.1 礦物成分

礦石中已查明的金屬礦物主要有自然銀、輝銀礦、自然金、銀金礦、方鉛礦、閃鋅礦、黃銅礦、黃鐵礦等;脈石礦物主要為石英、斜長石、絹云母及少量方解石、綠泥石等。常見礦物共生組合：黃鐵礦-自然金-黃銅礦-石英、黃鐵礦-銀金礦-輝銀礦、方鉛礦-閃鋅礦-石英-絹云母。

輝銀礦和銀金礦常呈不規則樹枝狀、發絲狀、細脈狀等，沿脈石礦物裂隙呈分散浸染狀、細脈浸染狀嵌布。閃鋅礦呈他形粒狀，常見被方鉛礦和黃銅礦交代，晶體中見乳滴狀黃銅礦固溶體分解物。自然金粒度0.04～0.12 mm，常以裂隙金、晶隙金等分布于石英和黃鐵礦的裂隙和晶隙中。黃鐵礦粒度0.05～2.00 mm，與自然金、銀金礦、輝銀礦關系密切。

3.2.2 化學成分

礦石主要化學成分為SiO2（48.36 %～76.83 %），其次為Al2O3、Fe2O3、FeO、K2O、MgO、Na2O、TiO2、P2O5、MnO等。礦石中主要有用組分為Ag，共生Au、Pb，伴生Zn等有益組分，有害元素主要為As（0.04 %～0.69 %）。經數據分析，結合野外調查，Ag與Au、Pb與Ag、Pb與Zn相關性較好。礦體上部富鉛貧鋅，隨著深度增加，Ag、Pb呈降低趨勢，Zn、Au則呈上升趨勢，且Zn的富集要更加明顯一些。

3.2.3 結構構造

常見方鉛礦、閃鋅礦等礦物的自形—他形粒狀結構，黃鐵礦等金屬礦物由于被擠壓形成的碎裂結構，石英脈及黃鐵礦脈沿礦物裂隙充填形成的填隙結構，早期形成的黃鐵礦被方鉛礦交代而形成的交代殘余結構，自然金以包裹體形式包裹于石英及黃鐵礦顆粒中的包裹結構。礦石構造主要有塊狀構造、細脈浸染狀構造、條帶狀構造、星點狀構造和網脈狀構造。

3.2.4 礦石類型

礦石按自然類型分有石英脈型和蝕變巖型2類。石英脈型為礦區主要礦石類型，分布在礦體的中心部位，根據巖石類型、蝕變特征及結構構造可進一步細分為：細脈浸染狀礦石、致密團塊狀礦石和角礫狀礦石。蝕變巖型礦石分布于石英脈型礦石的兩側，或者分布于構造蝕變帶內未被石英脈充填地段，原巖多為絹云母石英片巖，伴隨發生黃鐵礦化、絹云母化、硅化等熱液蝕變。

3.3 圍巖蝕變

圍巖蝕變主要沿石英脈兩側發育，寬度一般為2～5 m，局部可達6～10 m。蝕變類型以硅化、黃鐵礦化、絹云母化和碳酸鹽化為主，次為綠泥石化、綠簾石化、鉀長石化等。蝕變分帶明顯，由內向外可分為黃鐵絹英巖帶、絹云母（絹英）巖化帶。在野外工作中發現，與成礦關系密切的蝕變組合主要為硅化-黃鐵礦化-絹云母化，其蝕變強度與礦石品位基本成正比，黃鐵絹英巖化越強，銀多金屬含量就越高。此外，通過統計還發現蝕變的強弱及寬度與石英脈的規模、礦化強度成正比。

3.4 成礦期次

結合前人研究和野外勘查，礦區成礦可分為3個階段：①石英-黃鐵礦階段（成礦前期），流體中的成礦物質初步富集，形成含少量礦物質的中粗粒石英脈，因應力作用出現壓扁變形乃至碎裂的現象，石英被細?；?，具波狀消光，被絹云母交代形成核幔結構。②石英-多金屬硫化物階段（成礦中期），細—微細粒成礦物質沿石英脈的節理裂隙或黃鐵礦的邊部貫入，呈網脈狀富集，重疊交代現象明顯，是成礦的主要階段。常見自形—半自形方鉛礦等礦物沿成礦前期黃鐵礦裂隙充填，黃鐵礦包裹細粒方鉛礦、閃鋅礦、黃銅礦等現象，Ag、Au等元素富集和相關礦物形成也主要發生在此階段。研究還發現，成礦中期形成的多金屬硫化物網脈沒有應力變形特征，表明其后期沒有遭受擠壓或壓剪作用。③石英-碳酸鹽階段（成礦晚期），方解石等碳酸鹽脈具梳狀構造沿裂隙切穿石英脈及蝕變巖，本階段基本沒有成礦物質加入，對成礦的意義不大。

4 礦床成因

4.1 成礦元素含量特征

土木崖銀多金屬礦區巖石（地層）成礦元素分析結果見表2。由表2可知：小寨組地層中Au、Ag、Zn、Pb、As、Bi等元素含量明顯高于下伏火神廟組，Ag元素為4.7倍，濃集系數達5.6，Cu元素略顯富集，且均高于克拉克值[5]，表明小寨組地層中的成礦元素具有高度富集性。小寨組地層不僅成礦元素含量高，變化系數（Ag 1.3、Au 1.6）也較大，并且Ba、F等揮發性組分含量也較高，表明成礦組分的富集在很大程度上受到熱水沉積派生的化學分異作用影響。小寨組為銀多金屬成礦提供了必要的物質基礎，同時酸性侵入巖有益元素含量也較高，對成礦具有不容忽視的積極意義。

4.2 硫同位素特征

礦區內硫多以金屬硫化物的形式存在，銀的硫化物很少。礦區金屬硫化物樣品δ34S的變化區間為4.16 ‰～7.00 ‰（見表3），極差為2.84 ‰，平均值為5.46 ‰。黃鐵礦、閃鋅礦、方鉛礦的δ34S平均值分別為6.95 ‰、6.10 ‰、4.22 ‰，與平衡分餾體系硫化物δ34S的遞增順序完全吻合，即共生硫化物δ34S按黃鐵礦→閃鋅礦→黃銅礦→方鉛礦的順序遞減[6-13]，表明土木崖銀多金屬礦區的金屬硫化物沉淀于同一物理化學體系，并且不同礦物相之間的硫同位素分餾基本達到平衡。

研究表明，硫化物的δ34S不會高于流體系統總硫的初始δ34S[7-8]。硫源不同，δ34S也不同：①幔源巖漿（基性—超基性巖漿δ34S值為-1 ‰～1 ‰）和殼源巖漿（花崗巖δ34S值為-4 ‰～9 ‰）差異較大;②海水硫酸鹽硫（δ34S值為20.0 ‰±0.8 ‰）比較穩定;③有機硫因硫未達平衡而變化范圍較大，δ34S為很低的負值（δ34S值為-35 ‰～-25 ‰）;④混合硫（δ34S值為5 ‰～21 ‰）雖變化范圍大，但分餾基本達到了平衡。土木崖銀多金屬礦區δ34S值為4.16 ‰～7.00 ‰，應為混合硫。結合成礦地質背景，礦體產于變質海相火山-沉積地層中，細菌還原提供硫的可能性不大，而熱化學還原具有更大的可能性[9]。礦區大規模的巖漿侵入活動，以中、下殼源酸性巖漿為主[10-11]，為礦床形成提供了熱動力和熱流體。綜上分析認為，土木崖銀多金屬礦區礦石硫可能是二郎坪群地層變質脫水硫和殼源酸性巖漿硫的混合來源。

4.3 鉛同位素特征

土木崖銀多金屬礦床鉛同位素特征見表4。由表4可知：礦石中鉛同位素數據分布比較集中，變化較小。206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb分別為18.370～18.473、15.635～15.710、38.620～39.095，平均值分別為18.406，15.673，38.803。采用Holmes-Houtermans（H-H模式）單階段演化法[12]得出，鉛主要為正值，206Pb/204Pb和207Pb/204Pb的平均值略高于正常鉛（39.00），而208Pb/204Pb的平均值略小于正常鉛，顯示微弱虧損，說明礦石形成過程中混合有上地殼物質，即在成礦過程中有陸源碎屑物質加入[13]?？梢娫摰V床的鉛源物質成熟度較高，鈾鉛富集明顯，釷鉛微弱虧損，具有沉積物或上地殼的特點。

土木崖銀多金屬礦床鉛同位素構造模式見圖3。由圖3-a）可知：樣品鉛主要集中在造山帶和上地殼演化線之間，且更靠近上地殼線，與二郎坪群鉛同位素范圍基本一致，顯示該礦床鉛來自較高成熟度的物源區，基本相當于上地殼物質。由圖3-b）可知：樣品鉛集中在造山帶附近并靠近造山帶演化線，說明是虧損鈾的下地殼與富集鈾的上地殼混合或相互作用的結果[7，14]。礦石鉛與地層中基性火山變質巖類巖石的鉛同位素組成較一致，反映成礦金屬物質最可能來源于賦礦地層，尤其是變質基性火山巖地層，認為鉛最可能來源于二郎坪群的小寨組地層。

4.4 氫-氧同位素特征

分析流體包裹體中氫-氧同位素的特征對了解成礦作用過程及成礦物質來源具有重要意義。土木崖銀多金屬礦床石英包裹體中氫-氧同位素特征見表5。由表5可知：發現礦體中δ18OV-SMOW、δDV-SMOW的變化區間分別為11.3 ‰～14.6 ‰、-85 ‰～-72 ‰。根據魏菊莢等[12]研究成果，區域變質巖中片巖的δ18OV-SMOW和δDV-SMOW分別為12 ‰～18 ‰和-110 ‰～-30 ‰。土木崖銀多金屬礦床的δ18OV-SMOW和δDV-SMOW均落在了變質巖的區間內，說明成礦流體主要來自δ18OV-SMOW較高的圍巖地層或者與圍巖進行了同位素交換。通過分析可知，氫-氧同位素主要分布在變質水區域并有向巖漿水靠近的趨勢。小寨組為中級區域變質巖系，結合氫-氧同位素特征和礦區地質特征來看，成礦流體主要來自小寨組的變質水，同時混入了部分巖漿水。

4.5 成礦環境及成礦時代

根據同位素平衡分餾方程得到礦石中金屬硫化物的地質溫度為284 ℃～356 ℃;石英包裹體均一法測得最高、最低、平均完全均一溫度分別為305 ℃、270 ℃、296 ℃;可見成礦形成于中溫環境。

根據礦床的鉛同位素測試結果，采用H-H模式進行線性內插法得到鉛模式年齡集中在246.2～351.8 Ma，說明成礦時鉛同位素達到了均一。方鉛礦、黃鐵礦等硫化物結晶后其鉛同位素的比值比較穩定，基本不發生變化[15]。成礦流體系統早于礦床形成，決定了鉛模式年齡一般大于實際成礦年齡，土木崖銀多金屬礦床的形成年齡應該在之后的中生代，這與秦嶺地區中生代金銀等多金屬礦床的形成具有時空上的一致性。

4.6 成礦機理淺析

早古生代，華北地臺南緣斷陷地槽擴張，海底火山噴流-沉積形成裂谷式火山巖建造，隨后接受了小寨組具有復理石特征的濁流沉積。火山噴流沉積及濁流沉積過程中的成礦物質，在有利的物理化學條件下形成黃鐵礦、方鉛礦等較分散的金屬礦物，為礦床初始礦源層[16]。固結成巖時，巖層中的孔隙水因系統封閉流通受限形成同生鹵水，淋濾、汲取礦源層中的成礦元素形成相對封閉的“礦池”[17]。古生代晚期至中生代，燕山期陸內造山運動強烈，受中朝板塊和揚子板塊碰撞影響，小寨組沿朱夏斷裂向北A型俯沖至二郎坪地體下，礦區內次級斷裂開始發育，基本呈定向排列。小寨組受造山運動影響[18]，溫度壓力發生了很大變化，變質脫水形成相當規模的變質熱液，同時燕山期花崗質巖漿侵入活動不容忽視，不僅為成礦提供了熱源、部分成礦流體和成礦元素，而且產生了接觸帶構造體系，促進了熱液的對流循環活動?！暗V池”中的成礦物質再次被活化，熱鹵水沿斷裂向上運移，充填并交代圍巖。

隨著溫度降低，H2S的溶解度逐漸增大，因H2S的解離程度與溶解度成正比，故在中溫階段大量的硫化物開始形成，被萃取的成礦物質遷移至有利的構造部位富集成礦。在深部環境還原條件下S2-占優勢，熱液中的Zn含量高于Pb（Zn、Pb克拉克值分別為71.00×10-6、20.00×10-6），形成的閃鋅礦多于方鉛礦，但在上部較富—富氧環境下SO2-4濃度遠高于S2-，由于Zn2+與SO2-4結合形成易溶的ZnSO4，而Pb2+在富SO2-4的熱液中溶解度很小不易被帶走，Pb2+的強烈親硫性熱液中與剩余的S2-結合形成方鉛礦而沉淀，故隨深度增加呈富鋅貧鉛的趨勢。通過成礦機理的淺析，礦床應歸為造山型礦床的范疇。

5 結 論

1）土木崖銀多金屬礦區礦體的產出嚴格受壓扭性斷裂控制，蝕變分帶明顯，礦區成礦可分為3個階段：石英-黃鐵礦階段（成礦前期）、石英-多金屬硫化物階段（成礦中期）、石英-碳酸鹽階段（成礦晚期）。

2）礦體中硫同位素分餾基本達到平衡，礦石硫為二郎坪群的變質脫水硫和殼源酸性巖漿硫的混合來源。該礦床的鉛源物質成熟度較高，具有沉積物或上地殼的特點，成礦物質主要源于小寨組。成礦流體主要來自小寨組的變質水，同時混入了部分巖漿水。

3）賦礦地層受到了碰撞造山作用的強烈改造，變質作用對成礦具有重要積極意義。通過對礦床地質特征、微量元素及同位素等分析研究，認為該礦床屬于斷裂控制的造山型中溫熱液銀多金屬礦床。

[參 考 文 獻]

[1] 張國偉，張本仁，袁學誠，等.秦嶺造山帶與大陸動力學[M].北京：科學出版社，2001：706-714.

[2] 羅銘玖，黎世美，盧欣祥，等.河南省主要礦產的成礦作用及礦床成礦系列[M].北京：北京地質出版社，2000.

[3] 金守文.二郎坪群兩點商議[J].河南地質，1994，12（1）：36-40.

[4] 王志光，向世紅，劉新東，等.河南內鄉縣銀洞溝大型銀金多金屬礦床地質特征、發現過程及其地質意義[J].礦產與地質，2003，17（增刊1）：365-368.

[5] 王志光，劉新東，張振邦，等.東秦嶺二郎坪地體銀金多金屬礦床成礦環境與找礦前景[J].中國地質，2001，28（7）：32-36.

[6] 張理剛.穩定同位素在地質科學中的應用——金屬活化熱液成礦作用及找礦[M].西安：陜西科學技術出版社，1985.

[7] 張靜，楊艷，胡海珠，等.河南銀洞溝造山型銀礦床碳硫鉛同位素地球化學[J].巖石學報，2009，25（11）：2 833-2 842.

[8] 鄭永飛.穩定同位素地球化學[M].北京：科學出版社，2000.

[9] 向世紅，曹紀虎，薛春紀，等.河南內鄉北部鉛鋅銀礦床成礦物質來源的S、Pb同位素制約[J].現代地質，2012，26（3）：464-470.

[10] 羅銘玖，王亨志，念國安.河南金礦概論[M].北京：地震出版社，1992.

[11] 鐘玉芳.二郎坪花崗巖體地球化學特征及成礦物質來源探[J].河南地質，1998，16（1）：37-44.

[12] 魏菊莢，王關玉.同位素地球化學[M].北京：地質出版社，1988.

[13] 吳開興，胡瑞忠，畢獻武，等.礦石鉛同位素示蹤成礦物質來源綜述[J].地質地球化學，2002，30（3）：73-78.

[14] 邵擁軍，蔡洋，劉清泉.河南內鄉土木崖鉛鋅銀多金屬礦床成礦物質來源探討[J].地球科學前沿，2018，8（5）：939-946.

[15] 葛軍.水洞嶺銅鋅礦床硫、鉛同位素地球化學特征及成礦機理探討[J].化工礦產地質，2003，25（4）：213-218.

[16] FENG S B，ZHOU H R，YAN C H，et al.Metallogenic environment of copper polymetallic deposit in Erlangping Group of east Qinling and its metallogeny[J].Mineral Resources and Geology，2006，20（6）：598-607.

[17] 王昊.河南銀洞溝銀多金屬礦床地球化學特征與成礦機理初探[J].地質與勘探，2011，47（2）：222-229.

[18] 張國偉，孟慶任，于在平，等.秦嶺造山帶的造山過程及其動力學特征[J].中國科學（地球科學），1996，26（3）：193-200.

Geological characteristics and genesis of Tumuya Silver Polymentallic Deposit，Henan Province

Li Junfeng1，2，Wang Zhengwei1，Li Chenhui2，Chen Jie1

（1.No.3 Geology Team，Henan Bureau of Nonferrous Geology and Mineral Resources;

2.Henan Engineering Research Center for Non-ferrous Metal Mineral Exploration）

Abstract：The ore-bearing strata of the Tumuya Silver Polymetallic Deposit are mainly the Xiaozhai Formation of the Erlangping Group.The output of its ore bodies is strictly controlled by compression and torsion fractures，and the alteration zone is obvious.The mineralization of the mining area can be divided into 3 stages.The S isotope fractionation of the ore basically reaches a balance，which is a mixed source of metamorphic dehydrated sulfur and crust-derived acid magmatic sulfur in the Erlangping Group strata.The lead source material has a high degree of maturity and the characteristics of a lead source in the upper crust.The ore-forming materials and ore-forming fluids mainly originate from the Xiaozhai Formation.The deposit was formed under the meso-temperature environment of the Mesozoic Era and transformed by collisional orogeny in the later period.Metamorphism has important and positive significance for mineralization.The Tumuya Silver Polymetallic Deposit should be a fault-controlled orogenic mesothermal hydrothermal silver polymetallic deposit.

Keywords：geological characteristics;S isotope;Pb isotope;H-O isotope;deposit genesis;Tumuya Silver Polymetallic Deposit