滇西兰坪金顶超大型铅锌矿床围岩微量元素地球化学特征及其意义

2024-04-24朱志军杨志娟严锦洁王何均

东华理工大学学报(自然科学版) 2024年1期

朱志军, 杨志娟, 严锦洁, 王何均

(东华理工大学地球科学学院,江西南昌 330013)

金顶超大型铅锌矿床位于兰坪盆地内,是中国最大的铅锌矿床,也是世界上17个超大型铅锌矿床之一(覃功炯等,1991),然而关于矿床的成矿流体性质及成矿元素的富集机理一直争论不休。有学者认为成矿物质来源于中低温、高盐度盆地热卤水(温春齐等,1995;徐启东等,2004;付修根,2005;宋玉财等,2011;王建飞等,2014;朱志军等,2014);亦有学者认为成矿物质是盆地热流体与幔源流体混合来源(胡瑞忠等,1998;薛春纪等,2003);还有学者认为成矿流体在盆地中迁移时与围岩(含膏岩)发生了强烈的水岩反应,从而萃取围岩形成了成矿物质(高永宝等,2008;唐永永等,2013),那么明确矿源层的时代就显得尤为重要。矿床围岩地球化学特征是揭示矿源层信息的重要途径(肖振华等,2021;吕永华等,2021)。因此,笔者开展了金顶矿区围岩地球化学过程的示踪剂(稀土、微量元素)研究,从沉积成岩环境、成矿元素富集规律等方面揭示矿区围岩地球化学信息,旨在为该矿床成因研究提供一些理论依据。

1 地质背景

1.1 矿区地质特征

金顶超大型铅锌矿区位于金沙江-哀牢山古板块缝合线西侧,兰坪-思茅中生代坳陷带北部的一个穹窿构造上,矿区地层分为原地系统和外来推覆系统(图1)。据矿区露天开采及钻孔揭露,原地系统自下而上依次为上白垩统南新组紫红色砂砾岩、细砂岩、粉砂岩及粉砂质泥岩,上白垩统虎头寺组紫灰色-灰白色厚层状细粒石英砂岩、长石石英砂岩,古新统云龙组砖红色含泥砾粉砂岩、细砂岩,可见少量含灰岩角砾砂岩。外来推覆系统自下而上依次为中侏罗统花开左组紫红色泥岩夹灰白色砂岩、上三叠统麦初箐组黑-灰黑色炭质泥岩夹粉砂岩和三合洞组深灰色灰岩夹沥青质灰岩、泥质灰岩(施加辛等,1983;高怀忠,1989),层序倒转。

图1 金顶矿区地质略图(a)及所在地区大地构造位置图(b)(尹汉辉等,1990)Fig.1 Geological sketch (a) and tectonic location map (b) of Jingding mining area

1.2 矿区围岩类型

金顶矿区的围岩主要岩性为砖红色和浅灰色泥质粉砂岩、粉砂岩及细砂岩,厚度大于200 m,在矿区不同位置其岩性组合不同。在北厂矿段的西部主要出露紫红色夹浅灰色泥质粉砂岩和粉砂岩,局部含少量黑色、棕色、灰黑色灰岩角砾,角砾大小为2～7 mm,最大者可达12 mm,多呈棱角状-次棱角状,无分选(图2a);粉砂岩中发育水平层理和沙纹层理,泥质粉砂岩和粉砂岩间形成不等厚的韵律层理(付修根,2005)。在架崖山矿段的北部出露岩性主要为中薄层砖红色泥质粉砂岩、纹层状粉-细砂岩夹棕红色泥岩,灰绿色、灰黑色石膏胶结的砂泥岩,成层性较好,但岩石较破碎(图2b),在细砂岩中见有龟裂纹及小型交错层理,且含滚圆-次圆状泥砾(图2c),该层与区域上的古新统云龙组含盐建造层位相当。砖红色泥质粉砂岩多被风化成粉砂质土壤,裂隙中广泛发育纤维状石膏脉(图2d,e,f)。云龙组是一套富蒸发盐的陆相红色碎屑岩建造,盐渍化普遍,未见铅锌矿化。架崖山矿段北部出露的泥质粉砂岩与泥岩,向东延伸与矿区外围的云龙组地层相连,是矿区唯一“生根”的地层单元,与下伏灰岩角砾岩呈正断层接触(高兰等,2008)。

图2 金顶铅锌矿围岩沉积特征Fig.2 Sedimentary characteristics of Jinding lead-zinc ore surrounding rocks

2 样品采集与测试

在金顶矿区架崖山-北厂矿段采集15件新鲜岩石样品和8件石膏样品,岩性主要为泥质粉砂岩和粉砂岩、细砂岩。其中L-156-1、L-157-1、L-158-1、L-165-3相对靠近矿体,其余样品相对远离矿体,采样位置与矿体相对关系如图3所示,采集的样品主要位于矿体下部的围岩中,其中矿体中发育逆冲推覆断层F2,断层的上盘为下白垩统景星组,下盘为古新统云龙组二段。

图3 采样位置图Fig.3 Sampling location map

稀土元素和微量元素测试分析均在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成,采用电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)测定,各标准样品(GSR-1、GSR-3、BHVO-2、BCR-2)及空白样品所测稀土元素的线性较好,分析误差基本小于5%,很少大于10%,相同样品测试结果一致,测试结果准确可信。各测试样品最终结果取3次测定的平均值。

3 测试结果

3.1 稀土元素特征

金顶矿区架崖山-北厂矿段围岩样品的稀土元素组成具有鲜明的特征(表1,2),稀土总量均相对较低,∑REE为64.53～152.76 μg/g,平均值为117.58 μg/g,较接近大陆上地壳的平均稀土元素总量值(146.4 μg/g)(Taylor et al.,1995),远低于北美页岩的平均稀土元素总量值(173.2 μg/g)(Haskin et al.,1968)和深海沉积物的稀土丰度(411 μg/g)(沈华悌,1990)。轻、重稀土元素的分异程度差别较大,LREE值为58.74～136.05 μg/g,平均值为105.28 μg/g;HREE值为5.80～16.12 μg/g,平均值为12.30 μg/g,轻、重稀土平均含量比值(LREE/HREE)为7.11～10.14,平均值为8.72,均表现轻重稀土分异明显,轻稀土相对富集,重稀土相对亏损的特征。(La/Yb)N为7.32～11.93,也说明轻重稀土分异程度较大。δEu变化范围为0.66～1.13,平均值为0.78,铕负异常明显;δCe变化范围为0.94～1.05,平均值为0.97,铈异常不明显。REE配分曲线图显示出明显的右倾型,轻微富集轻稀土,轻重稀土的分馏程度较低,铕异常明显,铈异常不明显等特征(图4)。从REE配分模式图可以看出,轻、重稀土拟合度较好,反映出金顶矿区围岩物源相对较单一,同时也指示了受同期成矿流体作用的影响,其REE的组成及成矿物理化学条件没有发生明显的变化。

图4 金顶矿区围岩稀土元素配分模式图Fig.4 The rare earth element distribution pattern of surrounding rocks in Jinding mining are

3.2 微量元素特征

本文测试分析了15件样品,共测得Sc、V、Cr、Co、Ni、Cu、Zn、Ga、Rb、Sr、Nb、Mo、Cd、Cs、Ba、Ta、Tl、Pb、Th、U、Zr、Hf等22种微量元素含量,其结果见表3,与兰坪盆地区域微量元素组成相比较,该矿区围岩相对富集的元素有Zn、Sr、Ba、Tl、Cd,相对亏损的元素有Sc、V、Cr、Co、Ni、Ga、Rb、Nb、Mo、Cs、Ta、Th、U,含量相当的元素有Cu、Pb、Zr、Hf。与金顶矿石矿物、大陆上地壳微量元素丰度相比,该矿区围岩具有以下特征:

(1)Cu的平均含量除一个样品达到228.0×10-6外,其余样品含量为2.7×10-6～20.9×10-6,平均含量为24.4×10-6,表明Cu未发生明显富集迁移,其平均含量与铅锌矿(20.8×10-6)相当(Rudnick et al., 2005)。Pb、Zn平均含量与矿体距离有关,总体上变化范围较大。Pb含量为2.9×10-6～24.7×10-6,平均含量为13.1×10-6;Zn含量为8.8×10-6～236.0×10-6,平均含量为76.6×10-6。Pb、Zn迁移规律明显,呈现出明显的正相关。Cd和Tl也表现明显富集,Cd含量为0.1×10-6～0.3×10-6,平均含量为0.1×10-6,Tl含量为0.2×10-6～8.9×10-6,平均含量为1.1×10-6。

(2)Rb平均含量与大陆上地壳丰度值相当,其含量为27.8×10-6～126.0×10-6,平均含量为70.3×10-6。Sr、Ba平均含量与大陆地壳丰度值相比较明显富集,与曾荣等(2006)对矿石矿物流体包裹体的微量元素研究结果相一致。Sr含量为42.1×10-6～33 275.0×10-6,平均含量为12 783.3×10-6;Ba含量为91.7×10-6～4 192.0×10-6,平均含量为832.2×10-6。微量元素中,Rb、Sr、Ba是典型的大离子亲氧(石)元素,其化学性质相似,活动性较强。样品Rb与区域背景值相当,而Sr、Ba明显富集,说明矿区围岩后期受盆地卤水作用明显。

(3)Sc、V、Cr、Co、Ni、Ga、Rb、Nb、Mo、Cs、Ta、Th、U等元素相对亏损,在蛛网图上近似平缓,近矿围岩与远矿围岩样品基本一致,蛛网图上具有一致性(图5)。

图5 金顶矿区围岩微量元素蛛网图Fig.5 Spider diagram of trace elements of surrounding rocks in Jinding mining area

3.3 同位素地球化学特征

3.3.1 锶同位素特征

对金顶矿区6件晚三叠世三合洞组石膏和3件三合洞组灰岩样品进行了Sr同位素测试分析,岩石样品在Themo Fisher公司的Neptune Plus型 MC-ICP-MS上测试,采用NBS987的国际标准,从测试结果(表4)可以看出,金顶矿区石膏样品中锶同位素的87Sr/86Sr为0.707 695～0.707 988,平均值为0.707 817,与矿区三合洞组灰岩样品Sr同位素比值相近。

表4 金顶矿区膏盐类矿物的硫和锶同位素数据

3.3.2 硫同位素特征

对硫同位素来源的研究表明,幔源硫(δ34S)值为0～3‰(Chaussidon et al.,1990);海水硫(δ34S)值约20‰;沉积物中还原硫具有较大的负值(Rollinson,2014)。本研究测定了12件石膏样品的S同位素,分析测试结果用V-CDT标准表示,测试精度优于±0.2‰,其测试结果见表4。δ34SV-CDT为12.6‰～17.99‰,平均值为15.05‰,与三叠纪末期古大洋硫酸盐δ34S值(15‰)相近,而与我国古近纪红色碎屑岩系中硫酸的δ34S值(7‰～40‰)相差甚远(贝恩布格-里希特,1983),进一步佐证了金顶矿区石膏为晚三叠纪世三合洞组原始蒸发沉积型石膏。

4 讨论

4.1 沉积环境的判别

通过对沉积岩中微量元素含量及分布,尤其是一些相关元素比值的研究,可以推断沉积环境,反演当时的地质条件。目前,常用微量元素Sr、Ba、V、Ni、Co的质量分数及其相关比值的大小与变化来研究古沉积环境特征(朱志军等,2010)。

锶、钡是碱土金属中化学性质较相似的元素,但在不同沉积环境中由于其地球化学行为的差异会发生分离,可以作为识别地球化学过程及沉积环境的地球化学指标。例如,由于Sr的硫酸盐溶解度较Ba的大,更易迁移,所以陆相环境向海相环境过渡中,碳酸盐岩ω(Sr)/ω(Ba)比值会逐渐增大,因此可用ω(Sr)/ω(Ba)比值来反演海陆过渡阶段。本次矿区围岩样品中,Sr含量为42.1×10-6～105 201.0×10-6,反映出近矿体围岩样品L-156-1、L-157-1、L-157-2、L-158-1、L-158-3、L-158-5、L-158-6受到成矿作用的影响,Sr相对富集,其余样品L-161-7、L-161-8、L-161-2、L-161-3、L-161-4、L-161-9、L-162-2、L-162-3的ω(Sr)/ω(Ba)比值均小于1。通常认为ω(Sr)/ω(Ba)>1可能是海相沉积,ω(Sr)/ω(Ba)<1是陆相沉积。由于矿区见大量天青石矿(SrSO4)与铅锌矿体相伴生,受此影响,近矿围岩的ω(Sr)/ω(Ba)比值就不能作为判断沉积环境的地球化学指标了,而那些远离矿体围岩的样品并未指示围岩为正常的陆相沉积环境。

沉积物中高含量的Ba可作为热水活动的证据之一(Tripati et al.,2009;周永章等,2000),本次样品Ba含量为91.7×10-6～4 192.0×10-6,近矿围岩的Ba平均含量较高,远离矿体的围岩Ba平均含量明显偏低,说明沉积过程中未受到热水活动作用的影响,但是成矿过程可能受到热水作用的影响。由于ω(Sr)/ω(Cu)值对古气候变化具有较好灵敏度,可以反映古气候的变化。通常认为ω(Sr)/ω(Cu)值为1.3～5.0,指示为湿润气候,大于5.0提示干旱气候。本次测试样品(除L-161-4外)的ω(Sr)/ω(Cu)值都远大于5,反映出研究区围岩形成于干旱的气候环境。

V、Ni同属铁族元素,二者溶解度明显受水体氧化还原环境条件的控制,V、Ni主要被胶体质点或黏土矿物等吸附沉淀,但V易于在氧化环境及酸度较大的条件下被吸附富集,而Ni则在还原环境、碱度较大的条件下更易于富集。Lewan(1984)也指出ω(V)/ω(Ni)值是判别沉积环境的一个重要指标。ω(V)/ω(V+Ni)值在缺氧环境中为0.7～0.8,贫氧环境中为0.46～0.60(李双应等,1995),本组测试样品的ω(V)/ω(Ni)值为2.2～5.8,平均值为3.4。ω(V)/ω(V+Ni)值为0.69～0.81,几乎所有的样品均指示缺氧环境。

4.2 物源及其构造背景判别

陆源碎屑岩中的微量元素化学性质稳定性较好,尤其是La、Th、Ti、Zr、Sc等元素,在风化搬运和沉积过程中很少受其他地质作用的影响。其平均含量变化与构造背景之间有着内在的必然联系,可以用来反映物源区的大地构造背景、构造演化特征等信息。因此,陆源碎屑的微量元素地球化学特征更适宜于研究源区类型及其大地构造背景。Bhatia(1981)、Bhatia等(1986)提出了不同构造环境下的沉积岩微量元素ω(Zr)-ω(Th)、ω(La)-ω(Th)-ω(Sc)和ω(Th)-ω(Sc)-ω(Zr)/10三相判别图解(图6)。利用判别图解可以看出样品点多落于大陆岛弧,少数样品点落于被动大陆边缘,反映出研究区源区主要为大陆岛弧,矿区围岩的源区较复杂,具有多源区提供物源的特点。

图6 金顶矿区围岩ω(Zr)-ω(Th)、ω(La)-ω(Th)-ω(Sc)和ω(Th)-ω(Sc)-ω(Zr)/10判别图解(Bhatia,1981)Fig.6 ω(Zr)-ω(Th)、ω(La)-ω(Th)-ω(Sc) and ω(Th)-ω(Sc)-ω(Zr)/10 discriminant diagrams of surrounding rocks in Jinding mining area

根据ω(La/Yb)-∑REE图解(McLennan,1989)显示,本组样品投点相对集中(图7),主要集中在沉积岩区域,仅有少量样品落在沉积岩和大陆拉斑玄武岩的过渡区域,揭示出矿区围岩的物源区岩石主要为沉积岩,有少量大陆拉斑玄武岩提供物源,反映其在沉积过程中有少量热水活动的参与。

4.3 成矿物质来源分析

沉积物中的Eu能够反演沉积体系内部的微观物理化学状态,常用作沉积环境及物源的判断标志之一。由表2和图4可以看出,围岩样品除一件样品(L-159-2)外,其余样品均表现出明显的Eu负异常,其范围为0.66～0.92,平均为0.75。Eu异常的产生主要与一定温度条件下的Eu2+与Eu3+相互转化有关(Byme et al.,1990),当温度升高时,Eu3+易转化为Eu2+,由于Eu2+较Eu3+更易进入矿物晶格中,从而造成Eu的正异常或亏损程度逐渐减小。本次测试的样品中,由于受到围岩蚀变的影响,Eu异常没有显著的变化规律,均显示出明显的Eu负异常。Eu2+在温度小于300 ℃时,只能存在强还原的碱性条件下(李兴远等,2015)。结合研究区矿石矿物组合中未见高温矿物,仅见方铅矿、闪锌矿、黄铁矿等中低温矿物,进一步说明热流体温度在300 ℃左右,属于中低温类型矿床。

金属矿床都是由矿源层的成矿物质活化迁移聚集而成的(涂光炽,1986)。由表4和图5可以看出,矿区围岩中的Pb、Zn、Cd、Tl、Sr、Ba平均含量都比背景值高,在蛛网图上亦呈现明显的峰值,然而远离矿体的样品则峰值不明显,揭示了近矿体样品所表现的峰值特征明显受到了成矿流体作用的影响。笔者在另文已对区域地层进行了研究(朱志军等,2015,2018),与矿区围岩相当的地层中Pb含量为2.5×10-6～14.7×10-6,平均含量为10.1×10-6;Zn含量为5.8×10-6～23×10-6,平均含量为10.6×10-6,未见明显富集。据此推断金顶铅锌矿成矿物质不是成矿流体萃取矿区围岩(古近纪云龙组地层)所形成的。

图7 金顶矿区围岩ω(La/Yb)∑REE源岩判别图解Fig.7 ω(La/Yb)-∑REE diagram of surrounding rocks in Jinding mining areaa.碳酸盐岩;b.金伯利岩;c.沉积岩;d.花岗岩区域;e.碱性玄武岩;f.大陆拉斑玄武岩;g.大洋拉斑玄武岩;h.球粒陨石;底图据McLennan(1989)。

矿区石膏样品的87Sr/86Sr值为0.707 695～0.707 988,平均为0.707 817,与矿区三合洞组灰岩样品Sr同位素比值(0.707 98)相近,且与四川盆地同期海相碳酸盐岩87Sr/86Sr值(0.706 95～0.708 45;黄思静,1997;胡作维等,2008)相当。据此推断金顶矿区的石膏为晚三叠世三合洞组蒸发沉积型石膏。

金顶矿区金属硫化物δ34SV-CDT值为-12‰～-20‰和-8‰～-2‰(胡古月等,2013),本次测试的石膏样品δ34SV-CDT值为12.6 ‰～17.99 ‰,平均为+15.05 ‰,据此推断金属硫化物的硫可能为沉积物中的还原硫,结合前人对金顶成矿温度(150～300 ℃)的研究成果(薛春纪等,2002,2006;王安建等,2009)来看,金顶矿区温度刚好适合TSR反应的进行。通过对矿区三合洞组地层和含灰岩角砾砂岩型矿石的现场观察,发现三合洞组灰岩含有大量有机质(干酪根和沥青)(图8a),且见含灰岩角砾砂岩型矿石有轻质油沿着裂隙或孔隙渗出(图8b),击打灰岩角砾可闻到很强的臭鸡蛋气味。在金顶的成矿温度(150～300 ℃)下,三合洞组富含丰富的有机质,与石膏易发生硫酸盐热化学还原反应(TSR),产生H2S气体,而化学活性极强的H2S又易与Fe、Cu、Pb、Zn等重金属离子结合形成金属硫化物矿床,因此认为金顶矿区金属硫化物中的硫来源于石膏的热化学还原作用。