湘西李梅铅锌矿区矿床地质特征与控矿要素

2014-08-25，，，，，

地质学刊 2014年3期

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(1.中国地质大学(北京)地球科学与资源学院,北京 100083; 2.中国地质科学院地质力学研究所,北京 100081; 3.中国地质科学院矿产资源研究所,北京 100037; 4.长安大学地球科学与资源学院,陕西西安 710064)

0 引言

湘西花垣铅锌矿田李梅矿区铅锌远景资源储量在1 000万t以上，潜在价值达数千亿元，是全国罕见的超大型铅锌矿区，具有进一步寻找铅锌矿的巨大潜力。近年来，吸引了一大批学者对该区进行了研究(刘文均等，2000a、b；杨绍祥等，2006,2007a、b；付胜云等，2006；张长青等，2009；罗卫等，2009；周云等，2011；蔡应雄等，2014)。然而对李梅矿区成矿特征与控矿要素至今仍有不少争议，为矿产资源的进一步开发带来了诸多难题。因此，研究探明李梅矿区铅锌矿成矿控矿要素、构造与矿床的成因联系及其演化，具有重要的地质科学研究意义和勘查找矿价值。

1 区域地质背景

研究区位于扬子陆块东南缘的湘西北地区、江南地块以西的加里东期褶断带上。震旦纪—早古生代,湘西地区为扬子板块东南缘的被动大陆边缘,形成了自西向东依次为浅水碳酸盐台地、边缘斜坡带、深水盆地的古地理格局。加里东期末,由于华夏板块与扬子板块的碰撞拼合所产生的向西的逆冲推覆作用,边缘斜坡带褶皱隆起形成著名的“江南古陆”,其西侧出现若干由NE向的逆冲断裂和褶皱组成的边缘褶断带。晚古生代早期，这里未接受沉积,直到晚期才有厚度不大的浅水沉积出现。印支—燕山运动中,区内继续有向西的逆冲推覆作用，造成了中新生代的隆起断陷状态(刘文均等,2000a、b)。

本区域地层为一套沉积岩—浅变质的海相沉积岩分布区。地层自元古界板溪群—三叠系均有分布，其中又以寒武系发育最为完整，分布最广泛(图1)。区域构造以发育NE—NNE向断裂为特征，主要有茶洞—花垣—张家界深大断裂、麻栗场断裂和古丈—吉首断裂，它们具多期活动特征，构成了湘西弧形构造带，与成矿关系密切,为区域控矿控相断裂。褶皱主要为古丈复背斜、摩天岭背斜和凤凰复背斜等，褶皱轴部是重要的赋矿部位。此外，区内广泛发育有交织成网分布的节理、裂隙及缝合线构造,它们在成矿过程中亦起着重要作用。

图1 花垣铅锌矿床地质简图

2 矿床地质特征

2.1 矿区地层与含矿岩系

矿区内地层主要有古生界寒武系下寒武统石牌组、清虚洞组、中寒武统高台组、中上寒武统娄山关组,新生界第四系。新生界第四系残坡积物分布面积小且与本区铅锌矿关系不密切。

含矿的寒武系剖面自上而下描述如下(图2)。

(1) 中上寒武统娄山关组(C-3-4l):主要分布于花垣县城以西、张家界—花垣—茶洞大断裂以北的大面积地区以及花垣县城以南至道二乡一带。岩性为灰白色，厚层纹层状白云岩，岩石性脆，节理极其发育，厚900～1 700 m。

(2) 中寒武统高台组(C-3g):主要分布于花垣县城西南大营盘—万米山—中棚一带，灰色-灰黑色泥质白云岩,风化面紫红色或灰黑色，节理发育，厚6～45 m。

图2 李梅矿区实测剖面图

(3) 下寒武统清虚洞组(C-2q)自上而下可分为3段。

上部：白云岩段(C-2q3):主要分布于螺蛳塘—麻三湾—角弄村及其以西一线，清虚洞组上段主要岩性为灰白色，厚层状纹层白云岩,节理发育，形似“刀砍纹”，厚70～120 m，在其顶部局部可见有假鲕粒发育。

中部：藻礁灰岩段(C-2q2):主要分布于老鸭塘—团结镇—李梅—耐子堡—火焰土一带，清虚洞组中段主要岩性为灰黑色，厚层状、块状藻礁灰岩、砂屑灰岩，局部可见角砾灰岩，为主要矿化层位，方解石脉极发育，大致为顺层和切层2组，局部可见雁列式方解石脉。厚100～300 m。终端顶部发育有一层鲕粒灰岩段，岩性为灰白色厚层-块状亮晶鲕粒-碎屑灰岩，厚约3～10 m，为中段与上段的界限标志。

下部：薄层条带灰岩段(C-2q1):主要分布于太平村—岩坳—易家寨—白岩村一带，清虚洞组下段分为2个主要岩性段：下部为深灰色，薄层状泥质条带灰岩,厚50～100 m；上部为深灰色，豹皮状泥晶灰岩，厚10～50 m。由下至上泥质条带逐渐减少。

(4) 下寒武统石牌组(C-2s):露头较少，主要分布于张家界—花垣大断裂以南，上水村—岩坳等低洼地带，灰色-灰黑色薄层泥质页岩、粉砂质页岩,厚160～200 m。

李梅超大型铅锌矿赋存于寒武系下统清虚洞组中段。岩性以灰色-灰黑色厚，巨厚层状灰岩、砂屑灰岩、藻礁灰岩为主,具质纯、性脆等特征。其他岩性有藻屑灰岩、砂砾屑灰岩、角砾灰岩、条带状云质灰岩及鲕粒灰岩等。从剖面中可以看出，采矿区清虚洞组中段的厚度较大，达100～200 m。

2.2 矿区构造

张家界—花垣—茶洞大断裂在研究区出露较好，是区域上主要的控矿断裂。走向北东向30°～50°，倾角变化较大，45°～80°不等。多处露头可见明显擦痕，产状多为沿走向小角度倾伏，指示可能为以左行走滑为主的正断层。整体上断裂带破碎强烈，局部宽度可达200 m左右。局部露头可大致判断存在2期断裂(图3)。

图3 永丰村以北C-2s中发育的2期断裂素描图

张家界—花垣—茶洞大断裂产生的2组次级节理，局部可能产生了滑动：一组为近南北向的近直立的节理；另一组为顺层节理，并且可能对含矿方解石脉的形成起到了至关重要的作用(图4)。

图4 杨家寨村旁C-3-4l中发育的断裂带及局部擦痕素描图

矿区褶皱不太发育，规模较小，主要有李梅背斜，为一条起伏很小的弯窿状构造。矿区内岩层倾角平缓,为3°～10°。次级断裂和裂隙构造发育，断距小。矿床主要发育在褶皱轴部，其余仅在局部可见小尺度褶皱。

外围矿点主要位于北北东向的摩天岭背斜东翼的相关地层中。所有矿床及矿点集中产出于清虚洞组中段,即沿大陆边缘呈北北东向分布的丘-礁相藻灰岩、边缘滩相鲕粒灰岩及其间的泥质灰岩中。矿体多呈层状整合产出,层数多,范围大,空间上多数集中于平缓背斜的近轴部位置。

2.3 矿层(体)特征

赋矿层矿化普遍,具有多层性,矿化强度不均匀,以下部和中上部为主。矿体呈似层状、顺层分布的透镜状和顺层分布的囊状、脉状(图5)。

图5 李梅矿区第9勘探线富矿体剖面图

2.4 矿石组分与结构

矿床有用组分以铅锌为主,品位较高。矿石矿物主要有方铅矿、闪锌矿,次为黄铁矿，约占矿石10%～40%不等(图6)。脉石矿物主要有方解石,次为白云石、石英,少量萤石、石膏。

矿石结构以自形-半自形晶粒结构为主。主要矿石矿物方铅矿结晶较粗,自形立方体状，一般粒径为0.25～2.00 cm,约占70%,肉眼清晰易辨。闪锌矿结晶较差，主要沿方解石脉周围发育，呈网脉状、斑脉状，分布不规则，约占20%。局部可见黄铁矿，结晶较好，自形-半自形晶粒结构。脉石矿物主要为隐晶、泥晶、粉晶方解石，自形程度差。

矿石构造主要有块状构造、斑状构造、网脉状构造及角砾状构造。

3 矿床控矿要素探讨

我国层控型铅锌矿床主要分布于相对稳定的浅水碳酸盐岩台地边缘, 主要赋存于碳酸盐岩中，与岩浆活动在成因上联系不大。湘西北李梅铅锌矿床是中国著名的层控型铅锌矿床, 其地质特征类似于美国的MVT(密西西比河谷型)矿床(李发源等，2002；张长青等，2009)。前人对MVT 矿床的研究, 已经在成矿的地质特征、地球化学特征、成矿时代、流体运移机制、硫化物沉淀机制、成矿模式等方面做了相当细致的研究工作，取得了很大进展。前人关于该类矿床的地质地球化学特征、部分矿床成矿时代的测定及流体运移和硫化物沉淀的模式的研究成果, 为该类矿床的成因机制研究提供了重要依据。由于MVT 矿床所涉及的地质因素较多, 不同矿集区之间存在较大差异,很难建立像斑岩铜矿、块状硫化物矿等矿床那样统一适用的成矿模式。关于该区控矿因素的问题至今依然存在不小争议，导致对其矿床成因理论依然很不完善。

全球几个典型矿床的形成时代研究表明, 它们与全球大尺度收缩汇聚构造有着直接的联系。就单个矿床或矿集区而言, 最重要的控制因素仍是张性断层。相对于沉积相而言, 围岩地层的岩性(或渗透性) 对矿体的展布有着更重要的作用(湖南省地质矿产局，1988；汤朝阳等，2012)。目前, 国内外对其矿床特征尚无统一意见。因此, 在研究铅-锌矿床成因归类时务必慎之又慎。对此，多数学者承认了构造在该区控矿过程中发挥着主导作用(付胜云等，2006；杨绍祥等，2006，2007a、b；张长青等，2009；周云等，2011)。但关于该区成矿因素的问题依然存在不小争议，由于矿床中有机质(沥青)的广泛发育，有学者认为花垣铅锌矿床中存在着不同方式的硫酸盐热化学还原反应,为矿床硫化物的沉淀提供了丰富的硫源(刘文均等，2000a、b)，强调了生物化学作用和有机成矿作用的重要性。也有学者认为化学和生物化学作用以及元素的沉积交代作用可能是沉积成矿的主导因素，成矿完全受岩相控制(罗卫等，2009；蔡应雄等，2014)。

结合前人的研究成果，对李梅矿区地质特征做如下探讨。

(1) 李梅矿床赋矿层位主要位于清虚洞中段藻礁灰岩中，属台地边缘藻礁相、礁间通道相。岩相控矿似乎不言而喻，并获得了长期勘查实践的验证，然而在清虚洞上段及以上地层白云岩中虽未形成矿体，但有微弱矿化或局部矿点(劳可通等，1991；蔡应雄等，2014)。同时区域上洛塔铅锌矿田含矿地层位于奥陶系下统南津关组生物碎屑灰岩、中厚层砂屑灰岩中，属于潮上-潮间泥坪相；凤凰铅锌矿田含矿地层位于敖溪组顶部，主要岩性为深灰色薄层—中厚层纹层状粉晶白云岩，属于斜坡相；保靖铅锌矿田含矿地层则既有清虚洞中段藻礁灰岩，又有南津关组生物碎屑灰岩(杨绍祥等，2007a、b)，可见，岩相的变迁并没有影响铅锌矿床的发育和空间展布，不同岩相可以在同一地区、同一时代成矿。而藻礁相、潮上-潮间泥坪相、斜坡相的一个共同特点是高孔隙度(包括原生孔隙、次生孔隙)，而空隙的来源很可能是基于同沉积构造(如重力流、滑塌、角砾岩带)或后生构造(褶皱、节理、裂隙)的响应。与其说是沉积岩相控矿，不如说是岩石孔隙控矿。

(2) 矿体形态主要有层状、似层状、透镜状；沿构造裂隙充填的脉状、囊状、交错裂隙等，而在整个区域上，矿体有着这样的规律：层状、似层状、透镜状矿体中Pb、Zn品位较低；构造裂隙中矿体的Pb、Zn品位较高。就李梅矿区而言，层状、似层状矿体中Pb平均品位0.36%～1.00%，Zn平均品位1.59%～2.56%;构造裂隙矿体中Pb平均品位3.99%～4.24%，Zn平均品位5.57%(蔡应雄等，2014)。构造裂隙成矿作用明显强于顺层成矿作用，这一点很难用单纯的岩相控矿去理解，只能是外来矿液，在裂隙中由于空间较大而易于成富矿，以脉状产出；而在裂隙相对不太发育的层状灰岩层内则以交代、渗透作用成矿，品位较低，故而应该是构造对成矿起到了更关键的作用。

(3) 矿石结构包括自形-半自形粒状、隐晶微粒状；矿石构造包括致密块状、浸染状、角砾状、斑脉状、网脉状及条带状。矿石是成矿的最小载体，矿石组构可以微妙地反映出成矿过程的细微作用。角砾状、斑脉状、网脉状的矿石或矿脉不大可能是原始沉积成矿的结果，而更可能是对构造成矿的一种响应。

(4) 方解石化、黄铁矿化、白云石化、沥青化。其中方解石化分为2种：一种为网脉状、斑脉状的方解石细脉，其边缘常见铅锌分布(图7)；另一种为高角度交叉的张性含矿方解石脉。这样产出的方解石脉既破坏了原有的成岩岩石，又在其接触部位发生了成矿作用，那么矿液的来源应该是外来的。前人通过区域地层中铅锌含量的对比发现所谓的含矿岩系清虚洞组铅锌含量并没有明显异常，峰值集中到了含矿层之下的震旦系—下寒武统中，铅锌来源只能是位于含矿层之下成矿元素高含量的震旦系—下寒武统中(杨绍祥等，2007a、b；钟九思等，2007)。那么成矿必然经过了一次大规模的热液上涌，淋滤了下部地层中的Pb、Zn元素，而这样的活动离不开构造作用。

图7 井下含矿层网状方解石脉

(5) 矿体产出部位大多数矿体位于平缓背斜的近轴部位置。平缓背斜反映了一期成岩期后的构造活动，使得储矿层在此部位加厚，并具备了良好的圈闭效果，便于热液储集。深大断裂可以为热液提供向上运移的通道，直至高孔隙度的岩石，在圈闭条件良好的背斜富集成矿。

综上所述，笔者认为对于李梅铅锌矿区，构造是最重要的成矿控矿要素。区内以张家界—花垣—茶洞大断裂为主，节理-裂隙-缝合线构造分布普遍，它们对区内的成矿起着至为关键的作用。张家界—花垣—茶洞大断裂构造在矿田内主要起着导矿的作用，为矿液上涌提供了动力与通道；李梅平缓背斜为热液的储集提供了有利的圈闭空间；而在其藻礁相灰岩内大量交织成网分布的节理、裂隙及缝合线构造系统为区内含矿热液的进一步运移扩散提供了理想的成矿空间。所谓的岩相控矿可能只是对岩石孔隙控矿和背斜轴部控矿的一种误解，而岩石次生孔隙(节理、层内裂隙、斑裂脉)与背斜褶皱可能只是同一期构造在不同级次的发育状态。

4 结论

在前人研究的基础上，通过野外地质勘察、剖面实测、构造测量,分别从成矿背景、赋矿特点、矿区构造、矿体特征、矿石组构等方面明确了李梅矿区的矿床地质特征;并据此对李梅矿区成矿控矿因素做了相应探讨，分析了构造作用在矿床地质特征中的诸多响应，认为构造断裂、褶皱和裂隙系统构成了矿区主要的导矿、容矿空间，是该铅锌矿区主要的控矿要素，而且很可能是区域成矿的主要作用，希望能为以后的找矿研究工作提供借鉴和指导。

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