安徽东至兆吉口铅锌矿地球化学特征及成因类型

2014-08-25

地质学刊 2014年3期

(安徽省核工业勘查技术总院，安徽芜湖 241000)

0 引言

兆吉口铅锌矿是一个以Pb、Zn为主， Ag、Au、Cu、As、Sb、Hg、S等元素相对富集的多金属矿床，目前初步探明的铅锌金属量达到大型、银达中型、金达小型矿床的规模。作为典型的金属硫化物矿床，形成如此规模的铅锌矿不仅要求周围环境中拥有大量的成矿金属元素，而且也要求有大量的矿化剂元素。因此，分析研究岩石地球化学特征和矿床地球化学特征，不仅可以帮助厘清矿床的成因，而且对未来的找矿勘探工作具有重要的指导意义。

1 成矿地质背景

研究区位于下扬子台坳和江南台隆的交接过渡部位，处于下扬子台坳(II级)沿江拱断褶带(III级)石台穹褶断束(IV级)七都复背斜的西段，南部为江南台隆(II级)环玉山台拱(III级)障公山复背斜的西延部分。

区域上中元古界—新生界地层均有发育，其中以中元古界蓟县系溪口岩群、新元古界青白口系历口群、南华系休宁组分布最广。

区内出露的地层主要有蓟县系溪口岩群环沙岩组、牛屋岩组；青白口系历口群由葛公镇组、邓家组、铺岭组、小安里组等，组成了扬子准地台褶皱基底，属地槽发育阶段的海相复理石建造和山前磨拉石-火山建造。

区内褶皱构造以北东东向展布为主，主要褶皱构造有孩子坑背斜(A1)、戴村向斜(B1)兆吉口倒转背斜(A2)、雷公尖向斜(B2)、官港倒转背斜(A3)、花子坑向斜(B3)(图1)。

区内断裂构造十分发育，按其走向大致可分为北北东向、近东西向、北东向、近南北向和北西向5组，其中北北东向、北东向和近东西向3组最为发育，规模较大的有东至断裂和许村断裂。

戴村岩体是区内出露的唯一岩浆岩体，位于戴村附近，距兆吉口直线距离6.5 km。沿戴村向斜核部侵入，呈近东西向长条状展布，面积约1.5 km2。戴村岩体属燕山中期侵入产物；依据磁异常特征，推测戴村岩体深部为一面积较大的隐伏岩体。小规模的中酸性脉岩主要有花岗闪长斑岩、石英闪长玢岩、流纹斑岩、花岗斑岩、花岗岩、石英脉、辉绿玢岩等。它们的形成时代较戴村岩体稍晚，属中晚燕山期岩脉。

图1 东至县杨老尖—兆吉口地区构造略图

2 成矿地质特征

2.1 矿体空间分布特征

(1) 目前发现并揭露的兆吉口铅锌矿体均产于兆吉口倒转褶皱中，赋矿层位主要为蓟县系环沙组地层。(2) 铅锌矿体产于东至断裂带内及其次级构造中，赋存于断裂带内断层泥下部的角砾岩、碎裂岩中，或充填于地层中发育的次级裂隙中。产于东至断裂中的矿体数量少，平均品位稍低。产于东至断裂的次级构造中的矿体数量多，产状、规模变化大，但平均品位高，矿石较富。(3) 单个铅锌矿脉主要有细脉状或网脉状和大脉状或团块状2种形态特征，细脉状矿脉产出部位通常离东至断裂带较远，而在东至断裂带及其构造泥的下盘附近，铅锌矿脉则常常以大脉状或团块状产出。(4) 铅锌矿体赋存标高表现出一定的趋势性变化特点：由东至主断裂带往西，铅锌矿体赋存标高逐渐下降，如VIII勘探线显示(图2)。

2.2 矿石特征

矿石矿物组成较为简单，金属矿物主要为闪锌矿、方铅矿，其次有少量的黄铁矿、黄铜矿。脉石矿物以石英、方解石和菱铁矿为主，少量绢云母、绿泥石等。矿石主要以脉状充填为特征，呈现出细脉状或网脉状和大脉状或团块状、充填-胶结等构造特征，少量浸染状或块状构造。矿石结构主要有半自形粒状结构、包含结构、充填结构、交代结构和固溶体分离结构。

Pb最高品位38.52%,矿床平均2.10%；Zn最高品位30.25%,矿床平均3.07%；共(伴)生Au品位最高2.80 μg/g,矿床平均0.17 μg/g；低品位金矿体Au平均品位1.77 μg/g；Ag最高品位412 μg/g，矿床平均23.16 μg/g；Cu最高品位5.65%，矿床平均0.063%。

矿石矿物共生组合及其生成顺序大致具有如下特点：成矿前期主要以无矿石英脉为主，有少量的方解石；成矿期以石英+方解石+方铅矿+闪锌矿共生为特点，少量的黄铁矿、黄铜矿、菱铁矿，其中结晶顺序是石英与方解石稍早于金属矿物；成矿后期以石英+方解石脉体充填和方解石脉穿切为特征，脉中充填围岩碎裂岩和角砾岩，其中方解石脉可能为最晚期流体作用产物。

3 岩石地球化学特征

3.1 成矿元素地球化学特征

通过分析测定取自兆吉口铅锌矿床的矿石、变质围岩、戴村花岗闪长斑岩体的共计22个岩石和矿石样品，获得一系列成矿金属元素和一些重要分散元素的数据。兆吉口铅锌矿床的成矿元素除Pb、Zn 外, 还有Au、Ag、Cu、Hg、As、Sb等。分析数据经整理后列入表1。

图2 兆吉口矿区铅锌矿体赋存标高变化趋势图

表1 矿石样品、戴村花岗岩和变质围岩微量元素分析结果

注：质量分数单位：Au为ng/g；其他为μg/g

3.1.1 矿石、围岩和岩体中共同富集元素计算结果表明，相对于中国东部地壳元素丰度，环沙组变质岩和戴村花岗斑岩体中的Pb、Zn、Cu、Au、Ag、Hg、As、Sb和Cd的含量均表现出一致性富集现象。如果从这些元素在矿石、围岩和岩体中的一致性富集情况来判断，变质围岩和花岗斑岩体都是成矿有利的物源基础。

3.1.2 矿石、围岩和岩体中共同亏损元素相对于中国东部地壳元素丰度，矿石中Ga、Sr、Ba、Ge、Ti等分散元素和放射性元素Th表现出明显亏损。与此情况十分类似的是，这些元素在环沙组变质围岩中也显示出不同程度的亏损。尽管后者在这些元素的亏损程度上普遍弱于前者，但仍可能蕴含着二者之间存在的继承关系。

对于戴村花岗闪长斑岩来说，情况则有所区别。尽管部分元素也表现出不同程度的亏损，但是Ga、Ba和Sr却表现出相对富集。这是否就可以说花岗斑岩体与铅锌矿床之间的关系不如围岩密切？为此，有必要对这些元素的性质进行了解。Ga、Sr和Ba属于分散元素，在内生作用中，Ga的地球化学性质与Al相似，常以类质同象形式分散于铝硅酸盐矿物中， Ba则主要与钾长石和云母中的K类质同象，而Sr常与花岗岩中的Ca成正相关关系(刘英俊等，1984)。由于花岗岩类岩石中富含上述各类矿物，3个元素在花岗岩中相对富集应属正常。再者，无论是在内生环境还是表生环境，这3个元素由于受自身晶体化学性质如电价、离子半径等因素制约，它们不能以类质同象形式进入到硫化物矿物中，即使热液介质中存在大量的Ga、Sr和Ba，它们也不可能大量与硫化物矿物共存。因此，无论铅锌矿的物源来自何处，Ga、Sr和Ba势必成为相对亏损元素。

根据上述分析，矿石中无论是相对富集的成矿金属元素还是相对亏损的元素，它们几乎都在环沙组变质围岩和戴村花岗闪长岩中表现出相似的特点，这喻示围岩和花岗闪长斑岩均可能是矿床的成矿物质的重要来源。

3.2 稀土元素地球化学特征

从采自围岩、铅锌矿石及戴村花岗闪长斑岩的一系列岩石样品中挑选出具有代表性的22个样品进行了稀土元素分析测试，图3、图4、图5为岩体、围岩和矿石的稀土元素组成经球粒陨石标准化处理后的配分曲线图。

图3 岩体稀土元素球粒陨石标准化分布型式图

图4 围岩稀土元素球粒陨石标准化分布型式图

图5 铅锌矿石稀土元素球粒陨石标准化分布型式图

3.2.1 戴村花岗闪长斑岩的稀土元素特征花岗闪长斑岩稀土总量∑REE=104.93～176.66 μg/g；LREE/ HREE比值为9.44～10.87，平均值9.95；(La/Yb)N比值介于12.08～17.68，平均14.05；δCe≈1，无Ce异常；δEu介于0.89～1.02，平均值0.95，微弱Eu负异常。稀土配分曲线都向右倾斜，轻重稀土分馏明显，属轻稀土富集型。

在(La/Yb)N-δEu关系图解上，全部样品都落入壳幔型花岗岩范围(图6)，说明本区母岩浆可能属于壳幔混合成因。

图6 岩体(La/Yb)N-δEu关系图

从横向上对比，戴村岩体的各主要稀土参数与安徽铜陵铜官山岩体(田世洪等，2007)、安徽铜陵凤凰山岩体(邵拥军等，2007)、铜陵地区与鸡冠石银金矿床有关的花岗闪长岩体(王训诚等，2000)、江西德兴银山火山-次火山岩体(叶松等，1998)等火成岩具有明显的可比性，可能反映了它们彼此之间在岩浆活动方面具有时空上的一致性。

3.2.2 变质围岩的稀土元素特征从变质围岩中选择了8个样品进行稀土元素分析，结果显示：∑REE=112.44～177.66 μg/g；LREE/ HREE 比值为6.54～7.66，平均6.92；(La/Yb)N比值介于6.75～7.47，平均值6.97；δCe=0.81～1.14，平均值≈1；δEu介于0.70～0.75。各样品的球粒陨石标准化配分曲线变化趋势相似, 均为右倾型, 富轻稀土, Eu负异常。这些特点与扬子地台东南缘同时代的沉积变质岩具有较大相似性，如江西德兴银山多金属矿床的蚀变围岩：中元古代双桥山群(凌其聪等， 2001)。

3.2.3 矿石及与矿脉共生的石英脉的稀土元素特征累计分析7个矿石样、2个与矿脉共生的石英脉样。统计结果显示：∑REE= 8.59～102.46 μg/g，平均53.17 μg/g； LREE/ HREE 比值为3.44～7.97，平均值6.00；(La/Yb)N比值介于4.00～9.87，平均7.49；δCe=0.87～1.58，平均值≈1；δEu介于0.69～2.93，平均值≈1.6。

与围岩和花岗闪长斑岩岩体对比，矿石和共生石英脉稀土组成最显著的特点是∑REE普遍较低、多数样品出现显著Eu正异常。

石英脉的∑REE非常低(8.59,23.83 μg/g)，主要与石英自身的晶体结构有关。石英具稳定的架状型晶体结构, 稀土元素几乎不能以类质同象混入形式进入石英晶格中(刘英俊等，1984)，从而，石英中的稀土元素应主要赋存于其流体包裹体内。因此，石英的稀土元素特征可近似地反映石英沉淀时流体的稀土元素特征(凌其聪等，2001)。由于石英与金属硫化物之间存在共生关系，所以，矿石石英脉的稀土元素特征应可基本反映成矿流体的稀土元素特征。

与石英脉的情况基本类似，矿石的∑REE也普遍较花岗闪长斑岩和变质围岩低，其主要原因是矿石中含有大量硫化物,稀土元素的离子半径和电价决定了它们不能以类质同象形式大量进入硫化物晶格(刘英俊等，1984)，致使矿石稀土含量相对减少。

鉴于Eu正异常形成所要求的特定物理化学条件，初步推测成矿热液中稀土元素主要来自深部。凌其聪等(2001)曾报道过江西德兴银山多金属矿床的矿石、蚀变围岩和岩体的稀土元素地球化学特征，根据其刊载的稀土数据和配分模式图，笔者认为两者之间具有诸多的相似性和可比性。

4 矿床地球化学特征

4.1 流体包裹体

以铅锌矿石中的脉石矿物作为研究对象。经过近30个包裹体片的显微分析观察, 挑选具代表性的样品20个包裹体片进行卸盖片测温, 除部分样品没有找到流体包裹体外, 得到12个包裹体片样品的测温数据(表2)。

显微镜观察显示，矿物中的流体包裹体主要以原生为主，少量次生和假次生包裹体，实际研究对象主要是原生包裹体。矿床中流体包裹体以气液两相包裹体为主，但不同包裹体内部气液两相的比例差异明显，气/液比值变化范围大致在4%～45%之间，多数在15%左右。气相成分以H2O为主，含CO2和其他气相组分的流体包裹体较少或罕见。在对众多流体包裹体的研究中，未发现含子晶或固相组分的流体包裹体。

表2 包裹体显微测温及相关计算结果

测温结果显示，全部流体包裹体的均一温度介于114.8～330.0 ℃之间，平均值变化范围为171.7～235.0 ℃，此温度范围显示成矿流体属于中低温流体。流体包裹体盐度变化范围为w(NaCl)为0.53%～23.05%，平均值在6.07%～15.70%之间，属于中-低盐度范畴；各样品的密度相对接近，整体变化范围为0.65～1.07 g/cm3，单个样品平均值变化在0.82～0.98 g/cm3之间；矿化深度为50.0～1 450.0 m，平均矿化深度在104.2～658.3 m之间，属于浅成矿化范畴。盐度与温度之间不存在明显相关关系，包裹体密度与均一温度之间存在显著负相关特点。由于流体包裹体以气液两相包裹体为主，因此，这种负相关关系暗示包裹体气相组分的多少与温度成正比，温度高，气/液比值就高。综合以上特点可以看出：在110～330 ℃温度区间，流体曾分离出了不同盐度、不同密度甚至可能包括不同CO2含量的流体包裹体，这种情况通常被认为是流体的不混溶作用或沸腾作用的结果。

4.2 硫同位素

硫是Pb、Zn等金属成矿元素的最重要矿化剂。不同来源、不同成因的硫，彼此之间的同位素组成存在较大差异。因此，对矿石和围岩中的硫同位素组成进行系统研究，将有助于了解硫的成因，进而达到示踪矿化剂及成矿金属元素来源的目的。此次研究的主要对象为矿石、花岗岩体和变质围岩中的硫化物单矿物的硫同位素组成，总计分析测试23个黄铁矿样、7个闪锌矿样和6个方铅矿样。

累计测试33个硫化物单矿物样，测试结果分别列入表3、表4。

表3 矿石、变质围岩和戴村岩体中黄铁矿的硫同位素组成

表4 矿石中闪锌矿、方铅矿的硫同位素组成

采自戴村花岗闪长斑岩、花岗斑岩中黄铁矿脉的2个黄铁矿样品(D10-5-1和D10-5-2)，其硫同位素组成分别为5.85‰和7.42‰。该值既不同于典型的幔源硫同位素(～0)，亦不同于其周围围岩(沉积地层)中黄铁矿硫同位素组成(24.13‰)，在一定程度上显示出二者混合来源的特点，暗示岩浆侵入体可能含有相当数量的同化围岩成分。

矿石中的黄铁矿δ34S变化范围为-2.26‰～8.09‰，平均值3.09‰；闪锌矿δ34S变化范围为-0.61‰～3.44‰，平均0.90‰；方铅矿δ34S变化范围为-0.79‰～3.69‰，平均1.03‰。这些矿石的硫同位素组成分别与江西冷水斑岩型银铅锌矿(周建平等，1989；左力艳等，2009)、江西银山多金属矿床(蒋兴煊，1992；吴志军，1998；毛景文等，2010)、安徽铜陵马山金硫矽卡岩型矿床(侯增谦等，2007；田世洪等，2007)等硫同位素组成具有较大的可比性，被认为是较典型的幔源硫同位素组成特征。

通常，对于一个硫同位素分馏达到平衡的热液矿化体系来说，黄铁矿、方铅矿、闪锌矿等矿物的硫同位素组成具有δ34S(黄铁矿)>δ34S(闪锌矿)>δ34S(方铅矿)特点，而且，闪锌矿的δ34S可以被近似地看作热液系统的总硫同位素组成(Ohmoto et al,1979)，原因是闪锌矿与热液系统中H2S的硫同位素的分馏值很小(0.13‰～0.45‰)，而方铅矿和黄铁矿与体系中H2S的同位素分流则相对较大(0.52‰～1.79‰)。

图7 矿石中硫化物的δ34S值分布概率直方图

从数据来看，尽管δ34S(闪锌矿)和δ34S(方铅矿)之间的大小顺序与上述平衡体系的特征并不完全吻合，但是，从图7可以发现，方铅矿和闪锌矿的δ34S值域范围和浓集中心甚至基本重叠，为此，仍可近似地将体系视为S同位素分馏平衡体系，并将闪锌矿的δ34S(0.90‰)作为热液系统的总硫同位素组成，它与陨石S或幔源S同位素组成接近，说明矿床中硫主要来自于深部。

4.3 碳、氧同位素

热液方解石的碳、氧同位素组成是示踪成矿流体来源的有效手段(周建平等，1989)。出于对铅锌矿成因的探索，采集了与矿石共生的方解石脉样品作为碳、氧同位素研究对象。分析测试结果列入表5中。表5中数据显示，各样品的碳、氧同位素组成均非常接近，δ13CV-PDB介于-8.29‰至-7.64‰，平均-8.04‰；δ18OSMOW为7.21‰～9.85‰，平均8.51‰。

当矿床热液脉中无石墨与方解石共生现象时，方解石的碳同位素组成可以近似地看成热液系统的总碳同位素组成(Ohmoto，1972)。由于矿床中未发现石墨与方解石的共存现象，因此，测出的方解石δ13CV-PDB值可以近似的看作热液系统的总碳同位素组成。图8显示：全部的δ13CV-PDB值均投影到幔源区，说明热液具有幔源特点。使用方解石-水分馏方程1 000×lnα=2.78×106/T2-3.39和方解石中流体包裹体均一温度平均值，计算流体的δ18O(H2O)值为7.26‰。同时，根据石英-水分馏方程1 000×lnα=3.38×106/T2-3.40, 计算流体的δ18O(H2O)值为6.78‰～8.31‰。该值与原生水或岩浆水的δ18O(H2O)值5‰～9‰基本一致，说明热液与深源关系密切(韩吟文等，2003)。

上述热液方解石的碳同位素和流体的氧同位素都显示出幔源或深部来源特点，因此，成矿流体主要来源于深部。

图8 成矿流体δ13CPDB-δ18OSMOW图解

表5 兆吉口铅锌矿碳、氧同位素组成

注：PDB标准与SMOW标准之间的换算关系：δ18OSMOW(‰)=1.030 91δ18OPDB+ 30.91

5 矿床成因探讨

燕山运动在中国东南和华南地区的主要表现是大规模的岩浆活动，研究区出露的大部分中酸性岩浆岩体如戴村花岗闪长斑岩体等都是此次大规模岩浆活动的产物。岩浆沿东至断裂或许村断裂等深大断裂或该区其他构造薄弱带向上地壳侵位，部分岩浆到达地表形成戴村等酸性花岗岩体岩体，另一部分则由于温度的快速下降和巨厚致密围岩的阻挡，在未到达地表之间便结晶成岩，形成深部隐伏岩体或隐伏岩脉(墙)。岩浆结晶分异过程使残余岩浆流体中挥发性组分如F-、Cl-、S、CO、CH4等以及部分不相容元素含量逐渐增多，当其遇到下渗大气降水时，将与大气降水混合并加热大气降水，形成富含S、C、Cl等矿化剂组分、由残余岩浆热液和大气降水组成的“混合热液”。由于受热动力驱使，混合热液将沿围岩中的断裂、裂隙和岩石孔隙向上或向其他压力梯度减小的方向运移。由于混合热液富含矿化剂，它将对变质围岩或先期结晶的岩浆岩中的金属成矿元素进行淋滤、溶解和搬运。当携带成矿元素的热液继续沿断裂、裂隙和岩石孔隙迁移并到达压力释放带或相对开阔空间，由于温度和压力降低或遇环境Eh值、pH值改变，热液中的金属元素出现饱和沉淀。随着时间演化，金属元素最终将在一些储矿空间如断裂、裂隙、孔隙中形成堆积和成矿。东至断裂带以及兆吉口倒转背斜核心部位的次级构造(如次级断裂和裂隙)密集区都是理想的压力释放空间和储矿场所。从矿体分布特点看，成矿热液应来自东至断裂西侧，许村断裂及其派生的次级断裂可能是热液向上和向东运移的主要通道，东至断裂中的断层泥或其他细碎屑充填物质是热液继续向东运移的一堵“隔离墙”。东至断裂带本身可能不是主要导矿构造，而是储矿构造。