鄂西地区南庄坪重晶石矿地质特征及成矿模式

2018-12-19何钦,张扬

资源环境与工程 2018年4期

关键词：重晶石含矿奥陶系

何钦, 张扬

(湖北省地质局第七地质大队,湖北宜昌 443100)

鄂西的五峰、宜都、松滋等地,属武陵—苗岭重晶石成矿带[1]的北缘,分布有众多的脉状重晶石矿床(点),因矿石品质好、埋藏浅、易于开采和选矿,依托资源优势,形成了宜都、五峰等建材非金属深加工基地[2],促进了当地经济发展。

1 区域地质背景

鄂西地区大地构造属上扬子古陆块(Ⅱ)北部,上扬子南部被动边缘褶冲带(Ⅲ)之八面山台坪褶皱带(Ⅳ)。区内主要出露南华纪—三叠纪的沉积地层以及零星分布的古近纪沉积物。

区内构造形迹宏观上表现为褶皱和断裂(图1),主要由印支期和燕山期的构造活动所致,均属浅表构造相条件下的产物。

印支时期,受到南北向挤压,区内侏罗纪以前的地层发生大规模的褶断变形,构造形迹以褶皱为主、断裂为辅,规模较大,延伸稳定。褶皱构造多为发生于沉积盖层中的薄皮式褶皱,形成多种形态的褶皱体系,构成复式背、向斜及一系列次级褶皱,轴向为近东西向。主要包括长阳背斜①、狮子垴向斜⑨、后河背斜、梁山背斜、仁和坪向斜、子良坪背斜、西斋向斜。褶皱构造控制了矿源层的展布,间接控制了重晶石矿床的区域分布。

区内断裂以脆性断裂为主,主要形成于印支期和燕山期,印支期断裂发生于褶皱变形的晚期,总体延展方向为北西西向及近东西向,倾角较陡,多具逆冲性质。区域上规模较大的有西湾断裂(F1)、渔洋关断裂(F2)、曲尺河断裂(F3)等。燕山期断裂以北北西向为主,规模较大的有仙女山断裂(F4)、松园坪断裂(F5)、大风口断裂(F6),次为北北西及近南北向。其中F2断裂及其次级断裂是区域主要控矿、容矿构造。

2 重晶石矿区域分布特征

区内已发现重晶石矿床(点)41处(见图1、表1),多为小型规模,主要分布于梁山背斜、子良坪背斜、西斋向斜翼部的奥陶纪地层出露区域,区域性断裂为导矿构造,重晶石矿床常沿区域性断裂带两侧及次级断裂分布。

表1 重晶石矿点与构造关系对比表Table 1 Comparison table between barite ore and structure

3 矿床地质特征

图1 五峰—宜都地区地质略图Fig.1 Geological map of Wufeng-Yidou area1.南华系;2.震旦系;3.寒武系下—中统;4.寒武系上统娄山关组;5.奥陶系下—中统:南津关+红花园+大湾+牯牛潭组;6.奥陶系中—上统:庙坡组+宝塔组;7.志留系;8.泥盆系—二叠系;9.三叠系;10.侏罗系;11.古近系;12.第四系;13.褶皱轴线;14.区域控矿断裂;15.成矿断裂;16.断裂;17.重晶石矿脉;18.重晶石矿床(点)。

3.1 矿体特征

本区重晶石矿体产出表现为以下基本特征:

(1) 矿体严格受断裂(或裂隙)控制,产于断裂的扩张部位,呈脉状、透镜状产出。走向以北北西、北西向为主,长度为数十～3 000 m,多为200～800 m,厚度一般1～6 m。

(2) 平面上常见平行或斜列的矿脉呈带状分布;垂向上多呈上宽下窄的楔形,延深多为数十米,最深可达200余米(图2)。

(3) 矿石类型自地表向深部多出现重晶石→萤石重晶石→方解石的垂向分带。

3.2 矿石特征

3.2.1 矿石矿物成分

矿石的矿物成分以重晶石为主,少量萤石、方解石及微量白云石、石英、绿泥石、高岭石、黄铁矿、粘土、有机质等[3]。

重晶石:呈自形、半自形的粗—巨晶结构产出,定向排列,组成柱状、纤柱状、帚状、板状晶形。部分呈压碎的角砾状结构、糜棱结构,晶隙间常被其它矿物(如萤石等)充填。

萤石:为自形—半自形的细—巨晶结构,呈等轴的粒状晶形,或充填于重晶石的晶隙、裂隙间,或呈微细脉状穿插于重晶石矿石中,或以交代的形式取代围岩或脉岩中的灰质角砾而保留其角砾状外观,或与重晶石一起构成嵌晶状产出。

方解石:一般呈粗细不等的半自形、自形的斜方晶形,脉状或胶结物状产出,局部呈团块状或残余角砾状。

以上三种矿物在矿脉中的含量不同,常影响矿石的质量,亦是划分矿石自然类型的主要依据。

3.2.2 矿石化学成分及伴生元素

矿石的主要化学成分有BaSO4、CaF2、SrSO4、CaO、Fe2O3、Al2O3、SiO2等,其含量随矿石类型不同而有所差异。

图2 南庄坪重晶石矿区地质略图Fig.2 Geological map of Nanzhuangping barite mining area1.第四系;2.志留系下统龙马溪组;3.奥陶系中—上统宝塔组;4.奥陶系中统庙坡组;5.奥陶系中统牯牛潭组;6.奥陶系中统大湾组;7.奥陶系下统红花园组;8.奥陶系下统南津关组;9.寒武系上统娄山关组;10.平行不整合地质界线;11.实测、推测地质界线;12.正断层及编号;13.逆断层及编号;14.性质不明断层;15.地层产状;16.瘤状泥质灰岩夹页岩;17.亮晶砂屑灰岩;18.亮晶砂屑、生物屑灰岩;19.亮晶砂砾屑生物屑灰岩;20.亮晶生物屑灰岩;21.亮晶鲕粒、生物屑灰岩;22.亮晶砂砾屑球粒灰岩;23.泥晶砂砾屑灰岩;24.残、坡积物;25.钻孔及编号;26.重晶石矿脉及编号。

BaSO4平均含量为50.27%～99.11%,一般在60%～90%,在纵向上,地表含量高于深部;矿石中的SrSO4含量为0.05%～3.5%,与BaSO4含量呈正相关关系,Sr以类质同象赋存于重晶石中。CaF2含量为0.02%～86.72%,一般在10%～20%间,与BaSO4含量互为消长,以萤石的形式存在于矿石中。

3.2.3 矿石自然类型

按照矿物成分含量不同,矿石主要有以下四种自然类型:

重晶石型矿石矿物成分以重晶石为主,其它矿物少量。重晶石呈巨晶板状结构,块状构造。BaSO4含量在90%以上。

萤石重晶石型矿石矿物成分主要为重晶石、萤石,其它矿物少量。重晶石呈纤柱状、帚状、板状集合体;萤石含量在10%～50%间。BaSO4含量在50%～90%。

重晶石萤石型矿石矿物成分主要是萤石和重晶石,其它矿物少量,萤石含量在50%～90%,重晶石含量10%～50%。

混合型重晶石矿物成分中除重晶石外,尚含有其它矿物杂质,如方解石、萤石以及灰质角砾等。

矿石自然类型的分布,似与其所赋存的层位有一定的关系,南津关组中部以纯重晶石型矿石、萤石重晶石型矿石两种类型为主;南津关组下部则以方解石重晶石型矿石为主。矿石的颜色受杂质所影响,与围岩的岩性也显示一定的关系,当围岩为泥岩、生物屑灰岩或含有机质的灰岩时,矿石颜色较深。

3.2.4 矿石结构、构造

矿石为中—巨晶结构,条带状、块状、角砾状构造。

3.3 围岩特征

重晶石矿脉产出的围岩大多为奥陶纪孔隙度较大的碳酸盐岩。矿化作用发育在切割矿源层(主要是奥陶系下—中统部位)的断裂中,当同一断裂穿过矿源层进入其它地层后,则基本未见矿化。

3.4 蚀变特征

重晶石矿脉两侧围岩蚀变有硅化、萤石化、方解石化等[4],普遍可见但一般较微弱。

硅化:表现为SiO2对碳酸盐岩的交代作用。碳酸盐岩保存原有结构(砾屑、砂屑等),而成分则为SiO2。

萤石化:表现为CaF2对碳酸盐岩的交代作用。碳酸盐岩中的生物屑、粒屑中的方解石为萤石所替代。

方解石化:表现为方解石充填、穿插在围岩或矿体中,或胶结角砾状矿石。

在矿体的不同部位蚀变种类不同,矿体中部常为硅化、萤石化,矿体两端尖灭、变窄处常为方解石化。另外,以上几种蚀变现象的出现,常常和矿脉的围岩有一定的关系。如萤石化常出现在亮晶粒屑结构的灰岩中;硅化常出现在泥质含量较高的碳酸盐岩中;而方解石化则常出现在泥晶结构的灰质—云质层位。

4 成矿模式

4.1 成矿要素

重晶石充填于切割矿源层(奥陶系下—中统)的断裂带中,其成矿作用受沉积建造(矿源层)、变形构造(断裂)、含矿热液(或热卤水)“三要素”控制。

4.1.1 矿源层

从区内各地层Ba元素含量看(表2),丰度较高的地层为寒武系上统娄山关组,奥陶系南津关组、红花园组、大湾组、牯牛潭组。Ba元素平均含量356×10-6～1 296×10-6,浓集克拉克值35.6～94.1,是矿床Ba元素的主要矿源层。

表2 各地层中Ba元素浓集克拉克值表Table 2 Concentration Clark(K.K)table of Ba elements in different strata

注:1) 岩石克拉克采用1962年K·图尔基安和K·魏德波尔数据,其中S1取页岩数据,D2+3取砂岩数据,其余取碳酸盐岩数据;2) 资料来源于湖北省鄂西地质大队,1983年,《1∶5万渔洋关南半幅、王家畈南半幅区域地质调查报告》;Ba在统计时删去>8 000×10-6的样品数据。

寒武纪晚期—奥陶纪地层中Ba元素丰富,是扬子碳酸盐岩台地重要的地球化学特征[5],其原因与早寒武世扬子陆块北缘陆块边缘裂谷带以及陆块内同生断裂中海相热喷流作用有关。而重晶石的δ34S为+23‰～+36‰(CDT),与区域上寒武统石膏的硫同位素组成(δ34S +23.1‰～+29.7‰)相似,表明S的来源与这一区域寒武纪晚期广泛发育的白云岩(娄山关组)有关[6]。

4.1.2 构造条件

区内现在展现的构造面貌主要为印支期的褶皱和燕山期的断裂,燕山构造运动,形成了北北西、北西向脆性断裂,并导致印支期东西向断裂再次活动,这些断裂共同构成区内重晶石矿产的控矿、容矿构造体系,即区域性东西向、北西向断裂是热液运移的通道,控制矿床的区域分布[7];次级的北西向、北北西向断裂(或裂隙)是容矿构造,为矿液的运移、充填提供有利空间。同时,由于成矿物质来源于地层,因此,当容矿断裂通过矿源层孔隙度较大的碳酸盐岩地层时,有利于含矿热液的流动,是形成矿体的有利部位。

4.1.3 含矿热液及成矿物、化条件

区内重晶石中包裹体均一温度主要集中在155～260 ℃。据邻区同类矿床资料研究,成矿流体为Cl--Na+(Ca2+)型溶液,密度较高,其Na+/K+比值为14～100,流体气相成分主要为H2O(XH2O为91.33%～99.17%),其它气体主要为CO2及CH4,而N2、O2、H2的含量甚微;流体pH值、Eh值共同反映成矿处于弱酸性、弱还原环境。

成矿流体的类型、包裹体的均一温度以及包裹体的气相成分表明,区内重晶石的成矿流体类似于密西西比河谷型铅锌矿床的成矿热卤水(表3),成矿介质水主要来源于地表水(如封存的海水、盆地压实脱水等)及大气降水,矿床的形成主要是由成矿介质水溶滤区内寒武纪、奥陶纪矿源层中有效的成矿元素所致。

表3 南庄坪重晶石热卤水与密西西比河谷型铅锌矿热卤水对比表Table 3 Contrast table of barite hot brine and Mississippi Valley lead-zinc ore in Nanzhuangping

4.2 成矿模式

从上述分析可看出,本区层控热液重晶石矿床的成矿作用和过程,可归纳为由矿源层(寒武系娄山关组、奥陶系下统)、含矿热液(或热卤水)、容矿位(切割矿源层的断裂空间)和遮挡层(志留系泥质岩石)构成一个生、储、盖组合系统。当成矿介质(大气降水)渗入地下矿源层时,不断溶滤出成矿元素,随着向下地温增高,成矿物质浓度不断增大,逐渐转变成为含矿热卤水,在深部上升热水(或构造热液等)及动力热源的共同作用下,含矿热卤水沿岩石孔隙、断裂或裂隙向上运移,致使物化条件改变(温、压下降,Eh升高,pH降低),成矿元素则在断裂或裂隙的扩张部位不断沉淀、富集成矿[8]。当含矿热水上升过程中,在上覆泥质类岩层的屏蔽下,再与下渗的地下水汇合共同下移,构成循环运移体系。矿床形成于低温、低压、具相对封闭的弱还原环境的浅表,成矿模式见图3。