产于层间构造带中的新型萤石矿体地质特征——以浙江常山县高坞山矿段ⅩⅣ号矿体为例

刘道荣，章益民，杨国镁，江廷石，谭 杰

（1．中化地质矿山总局浙江地质勘查院，杭州310002；2．中国地质大学地球科学与资源学院，北京100083）

0 引言

浙江常山八面山萤石矿田高坞山—蕉坑坞矿床是近年发现的特大型新类型萤石矿床①，其矿体有3种赋存方式：①高氟花岗岩体与围岩外接触带中的似层状矿体；②碳酸盐岩层间构造带中的似层状、透镜状矿体；③近地表高角度断裂破碎带中的脉状矿体。前人对该矿床成矿地质特征［1］、矿床稀土元素地球化学特征及矿床成因［2－3］进行了研究，并就浙西北寒武系碳酸盐岩内寻找同类型萤石矿床的地质因素与前景［4］进行了总结，笔者亦对该矿区蕉坑坞矿段17号矿体的控矿因素作过较详细的描述［5］，但对产于层间构造带萤石矿体的控矿因素研究还不够深入。本文拟从矿体特征、控矿因素等方面进行描述，并探讨矿床成因，以利于浙西北地区同类型萤石矿床的找矿工作。

1 成矿地质背景

矿区位于扬子准地台华埠—新登陷褶带上方—罗村拗褶束西南段。区内出露地层有震旦系细碎屑岩、寒武系碳酸盐岩及奥陶系泥岩、粉砂岩和泥质碳酸盐岩；NE向、NNE向和NW向断裂构造发育；岩浆活动强烈，燕山晚期的岩前高氟花岗岩体沿短轴背斜侵位，同时发育种类繁多的岩脉，具有较好的成矿地质背景。

2 高坞山矿段地质特征

高坞山矿段位于八面山萤石矿田高坞山—蕉坑坞矿区的北东侧（图1）。

2．1 地层

矿段内出露的地层有下寒武统荷塘组（∈1h）黑色含碳质硅质页岩、碳质页岩、硅质页岩；中寒武统杨柳岗组（∈2y）含碳泥质灰岩和钙质泥页岩；上寒武统华严寺组（∈3h）条带状灰岩，岩性单一，经热变质后大理岩化现象明显，其下部层位大多被花岗岩体吞噬，与ⅩⅣ号矿体成矿关系最密切；西阳山组（∈3x）泥质灰岩夹薄层钙质泥岩；下奥陶统印渚埠组（O1y）泥质、粉砂质和泥质灰岩；第四系（Q）残坡积物。

图1 高坞山—蕉坑坞矿区地质简图Fig．1 Generalized geologic map of Gaowushan－jiaokengwu ore field

2．2 构造

2．2．1 褶皱

矿区主要褶皱为岩前短轴背斜，长约6 500m，中间最宽处2 300m，长宽比为2．8∶1。背斜轴向总体为NE－NEE向，中部略呈弧形弯曲，两端分别向SW／NE方向倾伏，倾伏角较缓。背斜核部地层大多被岩体侵入吞噬，仅有部分杨柳岗组存在；两翼由华严寺组、西阳山组和印渚埠组组成，呈椭圆形环状分布。高坞山矿段位于背斜的南东翼，总体为单斜构造，但受后期岩脉及构造错动，地层产状变化较大。

2．2．2 断裂

矿段范围内断裂发育，具有多期次、多方向、性质复杂的特点，部分断裂多次活动。按断裂走向可分为NE－NEE向、NNE向、NW向和近SN向4组，其中NE－NEE向及NNE向断裂与脉状萤石矿体成矿关系密切。

（1）NE－NEE向断裂。代表性断裂为F1逆断层，属早期区域性断层，是岩前—上方断裂带的组成部分。出露长8km，宽度2～20m不等。破碎带内发育硅化构造角砾岩和交代石英岩，见有黄铁矿化、毒砂矿化现象。该组的其他断裂多以硅化破碎带形式出现，少量充填有萤石矿脉，规模小。

（2）NNE向断裂。该组断裂较发育，分布较密集，少数具有再次活动特点，力学性质以左行压扭性为主，总体走向10°～20°。早期形成的断裂构造被花岗斑岩、中基性岩脉及萤石矿脉充填，部分地段形成规模较大的萤石矿体（Ⅳ号）。晚期断裂中为硅质物充填，形成硅化破碎带，且局部切穿早期花岗斑岩脉。

（3）NW向断裂。规模较小，成组分布，以张性、张扭性左行或右行平移断层为主，往往错断矿体或岩脉。

表1 矿区侵入岩岩石化学成分Table 1 Petrochemistry

（4）“虚脱冒落”构造。岩浆侵位过程中上拱产生的巨大挤压力，致使上覆岩层产生碎裂。当熔浆固结成岩、气液逸散以后，岩体发生收缩，致使岩体接触界面和上覆围岩之间产生“真空地带”；上部围岩由于自身重力崩塌下落，形成基本平行岩体接触界面的似层状、透镜状大小裂隙带，即“虚脱冒落”构造。这种构造是本区重要的含矿构造，蕉坑坞矿段17号矿体即赋存于该类型构造中［5］。

2．3 岩浆岩

矿段内岩浆岩主要为燕山晚期侵入的岩前花岗岩体及后期的花岗斑岩，另有闪长玢岩等岩脉。岩前岩体及花岗斑岩与成矿作用关系十分密切。岩前岩体岩性为中细粒黑云母二长花岗岩，呈一不规则小岩株（出露面积2．94km2）侵位岩前短轴背斜核部。

据夏学惠等②的资料，岩体基本可划分出边缘相、过渡相、中间相3个相带。其边缘相细粒花岗岩多发生钠长石化，与萤石矿成矿关系最为密切。

花岗岩矿物成分以钾长石、石英、斜长石为主，黑云母少量。副矿物以萤石、黄玉等富氟矿物为主。里特曼指数1．79～2．22，为钙碱性岩。据岩体的分析结果（表 1），w（F）＝0．35% ～ 0．63%，平 均0．46%，高于地壳克拉克值（0．05%）；w（CaO）平均值0．56%，低于中国花岗岩的 平 均 值 （1．62%，黎彤）。

稀 土 元 素 特 征［2］表明，岩体稀土曲线模式呈“海鸥式”分布，具明显的Eu亏损（δ（Eu）＝0．02～0．04）。

花岗斑岩与岩体有相似的化学成分，其形成时代稍晚，对成矿有叠加改造作用，靠近花岗斑岩脉一侧的矿体厚度变大，斑岩脉在一定程度上破坏了矿体的连续性。

3 矿体地质特征

以往发现的萤石矿大多为热液充填型脉状矿床（如浙江武义杨家萤石矿），或是层控型似层状矿体（如内蒙古苏莫查干敖包特大型萤石矿［6］）；而产于层间构造带中呈缓倾斜似层状产出的充填型萤石矿，尚属首次发现。该类型萤石矿体在高坞山矿段共发现2个，分别为ⅩⅢ号和ⅩⅣ号，其中ⅩⅣ号矿体更具代表性。

图2 产于层间构造带的ⅩⅣ矿体Fig．2 Ore bodyⅩⅣin the interformation tectonic zone

3．1 ⅩⅣ号矿体地质特征

萤石矿体赋存于华严寺组大理岩化灰岩中，为半隐伏似层状矿体。产状与围岩基本一致，倾向SE，倾角25°～30°，矿体长约300m，宽约200m；垂厚0．30～24．96m，平均厚度7．32m。矿体形态较复杂，花岗斑岩脉和硅化破碎带切割萤石矿体（图2）。矿体平均品位52．90%，经详查，探明其（122b＋333）矿石量为137．05×104t，折合矿物量72．50×104t，达中型规模，占高坞山矿段总资源储量（矿物量）的24．51%。

矿体顶底板岩性为大理岩化灰岩、泥质灰岩、大理岩，局部为角岩化、夕卡岩化灰岩。矿体内有1～3层夹石，岩性为萤石矿化大理岩化灰岩或萤石矿化泥质灰岩。顶底板岩石及夹石中的w（CaF2）与矿体相差甚远，呈突变关系（表2）。

表2 ⅩⅣ号矿体顶底板岩石及夹石中的w（CaF2）Table 2 CaF2contents in roof，floor and horse of orebodyⅩⅣ

3．2 矿石特征

高坞山—蕉坑坞矿区内绝大部分萤石矿石呈灰－深灰、灰黑等颜色，外貌酷似灰岩，矿石肉眼较难识别。与黑色萤石［7］成因不同的是，本矿区萤石矿物颗粒细小，多为无色透明，呈微细网脉分布，保留灰岩“外表”。而黑色萤石是在结晶过程中混入大量演化程度较高的烃类物质所致。本矿区矿石类型在中国属首次发现。

矿石矿物为萤石，脉石矿物主要有石英、绢云母，其次是长石、方解石等，还见少量绿泥石、绿帘石、重晶石、硅灰石、泥质、碳质。矿石矿物组合类型有：①石英－萤石型；②萤石－石英型；③绢云母、石英－萤石型；④石英、长石、方解石－萤石型。

矿石结构以他形粒状结构为主，还有自形－半自形晶结构，以及少量的交代结构。矿石构造主要为块状构造、角砾状构造、条带（条纹）状构造，其次有浸染状构造及网脉状构造。

矿石中见有少量纹层状磁铁萤石矿［8］，系因透明矿物（主要为萤石）与磁铁矿交替析出，以致出现由萤石等透明矿物组成的浅色纹层和由磁铁矿组成的黑色纹层互层产出的现象。

3．3 矿石化学成分

矿石化学成分主要有 CaF2，SiO2，Al2O3，Ca－CO3，MgO，TiO2，BaO，Fe2O3，K2O，Na2O，Zn，S等。有害组分P，S，Fe2O3等含量较低。矿石化学成分见表3。

表3 萤石矿矿石化学成分Table 3 Chemical composition of fluorite ore

4 控矿因素分析及成因讨论

4．1 控矿因素分析

高氟岩体、寒武系碳酸盐岩地层和层间构造控制着ⅩⅣ号矿体产出。

4．1．1 岩浆岩条件

图3 层间构造带演化示意图Fig．3 Evolution map of intersformation tectonic zone

从表1可以看出，岩前岩体氟含量远高于克拉克值，为萤石成矿提供了物质来源和热源。当岩浆沿着有利构造部位上侵时，岩浆自身的结晶分异作用可促使大量挥发性组分（H2O，CO2，F等）在岩浆房顶部或旁侧产生富集。同时，挥发分的溶解度随压力的下降而降低，由液相转化为气相，使岩浆发生“沸腾”。此外，岩浆自身携带一定数量的Ca元素，在岩浆侵位的过程中，吞噬寒武系碳酸盐岩，发生同化熔蚀作用，岩浆中钙质组分增加。随着温度和压力降低，形成富含H2O，F，Ca等挥发分的气水热液。

4．1．2 围岩条件

上寒武统华严寺组相对较纯的灰岩比较有利于成矿［4］，次为西阳山组泥质灰岩。

质纯高钙围岩熔入岩浆，最终增加了热液中钙的含量，有利于在中低温热液期晶出较高品位的萤石矿。同时，由于华严寺组单层厚度相对较大，岩溶不发育，且普遍大理岩化，对屏蔽化学活动性较强的氟和钙逃逸具有一定作用。加之上覆西阳山组泥质灰岩夹薄层钙质泥岩的阻隔，形成密闭性较好的“盖层”。成矿空间相对封闭，温度和压力下降较为缓慢，成矿时间较长，有利于矿体形成。流体包裹体测温结果证明了上述观点：萤石矿石包裹体均一温度主要集中在120～200℃之间［1，3］，最高可达240℃，在温度逐渐下降过程中结晶堆积形成萤石矿。

矿区详查资料和外围勘查最新成果表明，华严寺组地层不发育，而构造裂隙发育，在“盖层”密闭性较差的区段，如位于岩前短轴背斜倾伏端的苦麻岭③和北西翼的下徐等矿区④，因氟等挥发分易于逃逸，很难形成似层状矿体，仅形成小型脉状矿体。

4．1．3 构造条件

（1）层间构造带。汤静如等在研究甘肃小柳沟铜钨矿床［9］时，将其成矿构造分为3大类型：背斜层间滑动形成的层间裂隙构造、层间破碎带构造及深部岩体侵位形成的切层裂隙构造。

本矿区也存在上述构造，尤以层间构造带最为发育。由于层间裂隙构造和层间破碎带系同一构造应力场作用下形成，且关系密切，本文将其合称为层间构造。当地层在NW－SE向构造应力的挤压下形成短轴背斜时，由于寒武系皆为能干性较强的碳酸盐岩，地层间极易发生顺层剪切，形成平行层面的破碎带或张性裂隙。其后，岩前岩体沿背斜核部侵位、冷凝收缩，在大量挥发分逃逸及流体作用下，层间构造带再次活动，规模进一步扩大，最终形成产状较平缓、大致平行岩层层面的构造带（图3），为含矿热液提供了良好的赋存空间。ⅩⅣ矿体即赋存于该类型构造中。

（2）围岩层理。层理是岩石薄弱面之一，碳酸盐岩的层理通常比较发育，加之岩体侵位作用扩大了这些薄弱带，为矿液的运移提供了次级通道。当富含挥发分的热液进入上述通道中，随着温度和压力的降低发生沉淀，晶出极细－细脉状萤石矿。当热液多次脉动时，易形成细脉数量较多、呈条带状构造的矿石。

4．2 成因探讨

4．2．1 氟的来源

夏学惠等［3］通过对比矿区寒武系岩石与花岗岩中氟的质量分数（前者w（F）＝0．16%～1．16%，后者w（F）平均值0．46%），认为“氟主要来源于寒武系泥质灰岩，部分可能为岩浆热液从地下深部携带而来”，并提出泥质灰岩为矿源层的观点。

笔者研究认为，与内蒙古苏莫查干敖包特大型萤石矿床［6］不同的是，高坞山—蕉坑坞矿区特大型萤石矿床不具备明显的层控特征，不存在明显的矿 源层。碳酸盐岩地层中富含氟是因燕山晚期花岗岩侵位引起的，而不是原始沉积时富集的。

表4 浙西北部分寒武系中F的质量分数Table 4 F contents in some Cambrian system in northwest Zhejiang province

这是因为：①区域资料表明（表4），浙西北寒武系地层中氟的质量分数普遍偏低，接近地壳克拉克值；②矿区地层普遍受岩体影响，所采集的样品主要为近矿围岩，数据的代表性不强。

4．2．2 成矿机制

矿床属于低温热液成因类型，这与夏学惠等［3］的认识相符。他们采用Tb／Ca－Tb／La关系图［11］，对8个萤石样品进行投图，发现样品均落入热液成因的区域内。但成矿作用究竟以充填为主，还是以交代为主，目前尚无定论。笔者在研究蕉坑坞矿段17号矿体时，认为成矿物质（F，Ca）来源于深成岩浆期后热液及岩浆吞噬的碳酸盐岩围岩，成矿作用主要以充填为主并伴有交代，主要基于以下原因：矿石与灰岩肉眼虽然很难区别，但化学成分截然不同；矿体与围岩二者接触关系十分清晰，CaF2的质量分数为突变关系，并不存在渐变过渡；矿石结构中交代结构并非主要结构类型。

5 找矿标志

寻找类似ⅩⅣ号半隐伏似层状矿体，应注意与陡倾斜脉状矿体的区别，矿产勘查过程中应注意以下标志：

（1）直接标志。地表出露似层状萤石矿体，预示矿体沿倾向方向延伸。

（2）间接标志。①岩体标志：以燕山期中酸性高氟岩体最佳；②围岩蚀变标志：萤石矿化、大理岩化、钠长石化、硅化等；③土壤标志：土壤呈黑色、灰黑色，其中含萤石碎块，预示附近可能有原生矿存在。

致谢：在论文写作过程中，中国地质大学（北京）王新利博士和中国科学院地球化学研究所范大伟博士给予极大帮助，在此特致谢意。

注释：

① 李福昌，郑兴泉，袁德丰，等．浙江省常山县八面山矿田高坞山—蕉坑坞矿区萤石矿详查报告．杭州：中化地质矿山总局浙江地质勘查院，2006．

② 夏学惠，徐少康，粱中朋，等．浙江省常山县八面山萤石矿床成矿条件研究报告．杭州：中化地质矿山总局地质研究院，2008．

③ 郑兴泉，林荣吉，陈水林，等．浙江省常山县八面山矿田苦麻岭矿区萤石矿普查地质报告．杭州：中化地质矿山总局浙江地质勘查院，2007．

④ 刘道荣，郑兴泉，江廷石，等．浙江省常山县八面山矿田下徐矿区萤石矿普查地质报告．杭州：中化地质矿山总局浙江地质勘查院，2009．

［1］袁德丰，郑兴泉，陈荫，等．浙江省常山县八面山矿区萤石及钨、锡多金属成矿地质特征［J］．化工矿产地质，2005，27（3）：139－149．

［2］夏学惠，韩豫川，连卫，等．浙江八面山萤石矿床稀土元素地球化学特征及成因探讨［J］．化工矿产地质，2009，31（4）：193－200．

［3］夏学惠，徐少康，严生贤，等．浙江八面山特大型萤石矿床成因研究［J］．化工矿产地质，2009，31（2）：65－75．

［4］严生贤，陈荫，章益民，等．浙西北寒武系碳酸盐岩内找萤石矿地质因素与前景［J］．化工矿产地质，2008，30（2）：85－90．

［5］刘道荣，陈春发，王新利，等．浙江常山县蕉坑坞矿段17号萤石矿体控矿因素及成因探讨［J］．地质与资源，2009，18（3）：177－182．

［6］聂凤军，许东清，江思宏，等．内蒙古苏莫查干敖包特大型萤石矿床地质特征及成因［J］．矿床地质，2008，27（1）：1－13．

［7］刘文均．花垣铅锌矿床中黑色萤石再研究［J］．成都理工学院学报，1999，26（2）：101－106．

［8］Xu shaokang，Xia xuehui，Yuan Chongjian，et al．Magnetite－Fluorite rock：A new rock type of hot water sedimentation［J］．Acta Geologica Sinica，2008，82（4）：906－910．

［9］汤静如，奚小双，范效仁，等．甘肃小柳沟铜钨矿床成矿构造类型及控矿机制［J］．桂林工学院学报，2006，26（2）：177－180．

［10］韩文彬，马承安，王玉荣，等．萤石矿床地质及地球化学特征——以浙江武义矿田为例［M］．北京：地质出版社，1991：82－92．

［11］Moller P，Parekh P P，Schneider H J．The application of Tb／Ca－Tb／La abundance ratios to problems of fluospar genesis［J］．Mineral Deposita，1976，11：111－116．