穆家庄铜矿床地质特征、成矿模式及找矿模型

八卦庙金矿床地质特征、成矿模式与找矿模型~

1.矿区地质背景
八卦庙金矿床大地构造位置为秦岭造山带泥盆纪凤-太盆地北西缘,陕西省凤县境内,矿床规模达百吨以上,属超大型金矿床,与其东部的太白县双王金矿及众多金矿点构成该区著名的八卦庙-双王金矿带(图3 -18)。
矿区出露地层为中泥盆统古道岭组上岩段和星红铺组下岩段的一部分。古道岭组上岩段为中厚层灰岩、含炭灰岩夹少量铁白云石千枚岩,顶部为生物灰岩夹铁白云质千枚岩、薄层灰岩。星红铺组下岩段为一套变质程度较浅的细碎屑岩(铁白云质粉砂岩、白云质粉砂质绢云母千枚岩、斑点状千枚岩等)。容矿岩石为斑点状粉砂质千枚岩、铁白云质千枚岩、钠长石化铁白云质千枚岩夹条带状大理岩,以具斑点状构造、褪色蚀变千枚岩和沿节理产出的石英脉为特点。
区内褶皱和断裂构造发育。褶皱主要为长沟-八卦庙复式倒转向斜,向斜轴向110°～130°,核部为星红铺组千枚岩,两翼为古道岭组灰岩。该复式向斜向西翘起,向东倾伏,倾伏角20°～30°。八卦庙金矿床及其附近矿点、矿体主要受向斜中发育的脆-韧性剪切带控制。脆-韧性剪切带内次级褶曲、揉皱十分发育,其特征与主向斜构造特征相一致,且以20°～30°的侧伏角向SE倾伏。
断裂构造相当发育,主要有NW向和NE向两组。NW向断裂主要由脆-韧性剪切带组成,北以 逆冲断裂为界,南以长沟背斜古道岭组灰岩为界,发育于整个八卦庙复式倒转向斜中。长大于2000m,宽200～400m。脆-韧性剪切带中次级褶曲、揉皱、NW向断裂、NE向断裂、节理密集带十分发育,控制着八卦庙金矿带的矿化蚀变范围。其构造变形、矿化蚀变北强南弱。其中发育的多条NW向断裂带控制着矿体的展布。NW向断裂走向110°～130°,总体倾向NE,倾角上缓下陡,南部有南倾的特征。断裂带中构造角砾岩、糜棱岩、碎裂岩、多期石英方解石脉发育。

图3-18 八卦庙-双王金矿带区域地质及矿床分布简图

NE向断裂以张性为主,但规模不大。主要表现为NE向石英脉、岩脉充填及NE向节理石英脉密集带发育。特别是NE向节理密集带与NW向断裂的交汇部位成矿条件最好。
距矿区东南约15km发育有西坝花岗闪长岩体,面积为150km2,其长轴方向与区域构造线一致。岩体边部变质作用强,北部形成300～700m宽的热力变质带,主要有角岩化和大理岩化等。张帆等(2009)通过LA-ICP-MS法测得西坝花岗岩的锆石U-Pb年龄为217～219 Ma,属印支期岩浆岩。八卦庙矿区内还发育一些闪长岩脉和细晶岩脉等。
2.矿床地质特征
(1)矿体特征
八卦庙金矿床矿体一般成群成带分布,分为北、中、南3个矿带(图3-19),矿体总体走向近于EW,倾向NE,呈透镜状,中部连续性好,上下两端及东西两侧出现分支。
北矿带分布于52～80线间,含金蚀变带呈NW向展布,主要成矿地段长400m,宽大于200m,矿体向NW倾伏,已控制11条矿体。矿体在含金蚀变带中受走向断裂带控制,呈层状、似层状、透镜状产出,总体倾向45°,倾角由西部52线的55°～60°到东部渐变为80°～85°。矿体长375～1195m,厚0.75～70.50m,单矿体平均厚2.04～19.31m。北矿带已提交金储量117t。其中Ⅲ3、Ⅲ2-3、Ⅲ1-2、Ⅲ2-1 4条矿体较大,主要富集地段在57～77线长约400m的范围内。Ⅲ3矿体最大,长只有470m,但储量占全矿床的53%。矿体总体呈透镜状、似层状,沿走向和倾向有膨缩、分支复合、尖灭再现、上贫下富、倾角上缓下陡的特征,南部矿体有南倾的趋势(图3-20)。

图3-19 八卦庙金矿床地质略图

中矿带分布于52线以西,属于打柴沟和蚂蝗沟矿区,已控制金矿化带长约400m,宽大于200m。受NW向脆-韧性剪切带与NE向节理密集带复合控制,共圈出13条矿(化)体。长120～400m,宽2.25～5.39m,平均品位为(1.51～4.35)×10-6,其中6号矿体规模最大,工程控制长为280m,厚度为1.01～10.39m,控制延深185m,平均品位为4.35×10-6,单样最高品位达17.84×10-6,表明有富矿体存在。矿体倾向44°,倾角70°。矿化主要发育于NW向石英脉破碎带及旁侧的蚀变千枚岩中,矿体均呈层状、似层状或透镜状产出,沿走向、倾向有膨缩、分支复合及尖灭再现等特征。
南矿带矿化最差,工作程度低,仅圈出两条小矿化体。
(2)围岩蚀变特征
矿区围岩蚀变普遍而发育,主要类型有钠长石化、硅化、电气石化、黑云母化、铁碳酸盐化、磁黄铁矿化、黄铁矿化、绿泥石化、绢云母化和褐铁矿化等。总体蚀变特征是沿矿带北强南弱,东强西弱,下强上弱。蚀变最强、矿化最好部位是多组断裂、褶曲构造最发育、蚀变最强烈的部位。
1)钠长石化:以矿床中北部及破碎蚀变岩型矿体部位最为强烈。钠长石化呈细脉状、散染状分布于蚀变千枚岩、粉砂质千枚岩中,钠长石常与石英、电气石、黑云母等紧密共生。钠长石出现的地方金品位明显增高。
2)硅化:硅化贯穿于成矿的整个过程,在热液作用下,硅化主要以石英脉形式出现。按脉体规模可划分为大脉(≥10cm)、细脉(cm级)、微脉(≤mm级)。金矿化与细脉、微脉关系密切。按脉体产状可分为走向脉组、NNW向脉和NE向脉。走向脉组以非层间脉为主,层间脉次之,微脉类极发育,大脉、小脉也出现较多; NNW向脉体总体不发育,主要呈细脉出现; NE向脉组最为发育,往往成群出现,充填在劈理、裂隙中,脉壁平直,延伸较大,厚度为1～5cm,石英脉两旁围岩褪色蚀变较强,褪色蚀变带往往形成很富的金矿石,是重要的找矿标志。

图3-20 八卦庙金矿床67线剖面地质图

3)电气石化:电气石化多沿NE向节理脉及NWW向脉旁侧蚀变千枚岩分布,呈带状杂乱分布和斑点状分布。在矿床中部见有沿NE向节理产出的电气石石英脉,深部见电气石黑云母钠长石石英脉。斑点状电气石化从浅部向深部明显增强,从其产出特征看,不具沉积特征,与岩浆作用关系密切。
4)黑云母化:黑云母普遍发育,产出形式多样,呈4种产出形式出现:①细片集合体组成的斑点;②变斑状分散于岩石中,多具筛孔结构; ③细脉状(深部); ④石英脉中大片黑云母与酸性斜长石共生。
5)铁白云石化:铁白云石大体分两类:一类是与石英共生组成碳酸盐石英脉,顺层或沿层间挠曲分布,脉体中铁白云石含量20%左右,多为他形粒状与细粒他形粒状的磁黄铁矿一起不均匀地分布在石英脉中,与金矿化关系不明显; 另一类是伴随热液活动及NE向构造的发育,铁白云石呈他形,粒度相对较小,多以团块状、条带状或微细脉状分布于石英脉两侧,形成一个含金蚀变褪色带。
6)磁黄铁矿化:磁黄铁矿普遍发育于整个脆-韧性剪切带及石英脉中,是矿床最发育的金属硫化物,与矿化关系密切,呈中细粒不规则状、板条状、稀疏浸染状分布于岩石或斑晶中。在破碎的石英脉带内呈稠密浸染状、细脉状与黄铁矿、黄铜矿紧密共生。自然金直接产于其中或与其伴生,为主要载金矿物之一。
7)黄铁矿化:黄铁矿是仅次于磁黄铁矿的又一种金属硫化物。根椐黄铁矿的分布特征及微量元素Ni/Co比值,黄铁矿化大致分为两期:早期脉中呈立方体星点状、细脉状分布于顺层铁碳酸盐石英脉中,含量小于2%,Ni/Co比值为2,伴随构造作用,脉状黄铁矿发生强烈变形及扩散; 晚期黄铁矿化产出特征与磁黄铁矿化相同,多为立方体、五角十二面体及其聚晶、不规则粒状,沿NE向节理及破碎带呈浸染状分布,少量呈不规则脉状沿石英脉裂隙分布或呈胶状环绕磁黄铁矿进行交代。黄铁矿和磁黄铁矿与金矿化关系密切,自然金直接产于其中或与其伴生。
8)绢云母化:绢云母呈鳞片状分布于岩石中,或充填于岩石裂隙中形成绢云母细脉,偶见较大片状分布于石英脉中,常与铁碳酸盐化、硅化关系密切,镜下发现,蚀变绢云母为黑云母绿泥石化进一步绢云母化的结果,并伴有铁质析出。绢云母化常与硅化、钠长石化或黄铁矿相互叠加,形成褪色蚀变带,为找金的重要标志之一。
9)绿泥石化:绿泥石呈片状或条带状分布于岩石中或组成斑点,多为黑云母绿泥石化的产物,在蚀变带边部出现较多。绿泥石化较强的岩石,金品位有增高的趋势。
10)褐铁矿化:褐铁矿由黄铁矿、磁黄铁矿、铁碳酸盐在近地表附近发生氧化而成,常呈黄铁矿、磁黄铁矿假象结构及其残留体,部分褐铁矿具胶状结构、环带状结构,有的褐铁矿边缘及裂隙交代成树枝状、枝叉状。其成分不均匀,多为各种含水氧化铁的集合体。
八卦庙金矿床蚀变作用的发生顺序一般是:电气石化→早期硅化→早期黄铁矿化、磁黄铁矿化→早期绿泥石化→钠长石化→铁碳酸盐化→黑云母化→晚期绿泥石化→绢云母化→晚期硅化→晚期黄铁矿化、磁黄铁矿化。蚀变作用的总趋势是绿泥石化、硅化、磁黄铁矿化、黄铁矿化和铁碳酸盐化,受剪切带控制,总体呈NWW向展布; 晚期岩浆热液蚀变以北矿带为中心,向东西南逐渐减弱,蚀变组分及蚀变斑点类型均由复杂趋向简单,蚀变斑点也由大渐小; 岩石变形越强蚀变也就越强,糜棱岩、千糜岩、糜棱片岩等剪切型岩石黄铁矿化、磁黄铁矿化越强。蚀变由浅部向深部增强,组分由简单趋向复杂。最明显的特征是从地表向深部黑云母明显增多,有时可见薄的条带,方铅矿和闪锌矿趋向多见。
与金矿化关系最密切的蚀变是硅化、磁黄铁矿化、黄铁矿化、绢云母化、黑云母化及钠长石化。蚀变规模越大、越强地段,金矿化就越好。
(3)矿石特征
该矿床矿石类型有3种,第一类是破碎带型,由强烈蚀变的围岩组成; 第二类由含金石英脉组成;第三类由含金铁白云石-石英脉组成(于学元等,1996)。矿石结构为他形粒状、不规则胶状等,构造则以浸染、斑点、细脉、网脉、角砾及条带状为主,明显与构造-热液作用有关。
金属矿物主要以磁黄铁矿、黄铁矿为主,另有少量黄铜矿、闪锌矿、方铅矿、磁铁矿及微量的碲金矿、碲铅矿、自然金、硫砷钴镍矿、钨钌矿等; 非金属矿物主要有石英、绢云母、铁白云石、绿泥石、黑云母、钠长石及方解石等。
3.矿床地球化学特征
(1)地层、岩浆岩
凤-太矿集区金矿主要赋存在中、上泥盆统星红铺组铁白云石千枚岩、钙质千枚岩和绿泥石千枚岩中。冯建忠等(2003)在凤-太、西-成、礼-峨、文-康、镇-旬、柞-山、板-沙盆地20条剖面采样249件,对223件样品分析结果进行了数理统计,获得秦岭造山带泥盆系Au的背景值为2.9×10-9,高于南秦岭沉积盖层(1.7×10-9)和南秦岭上地壳(1.3×10-9; 张本仁等,2002)。王相等(1996)认为,凤-太矿集区泥盆系碎屑岩金的背景值为(1.43～3.38)×10-9,西坝岩体金的背景值为(0.57～1.28)×10-9。据此分析,西坝岩体提供了部分成矿物质,泥盆系碎屑岩为八卦庙金矿的矿源岩及容矿岩相。
冯建忠等(2003)对八卦庙金矿及外围岩(矿)石的成矿元素分析表明,八卦庙NW向顺层石英脉Au含量低于NE向切层石英脉,而Cu、Pb、Zn、Ni、Co高于NE向切层石英脉,其Au含量一般低于4×10-6(表3-9),但由于宽度和延长大,也是重要的金矿石。这种早期顺层石英脉矿化元素组合为Au+Cu+Pb+Zn,对热水喷流沉积Pb-Zn矿具有继承性。NE向切层石英脉通常规模小,但多密集平行排列,两旁岩石发生强烈的褪色蚀变,形成大范围的褪色蚀变带,As、Sb、Bi含量高于NW向顺层石英脉,是含金较高的富矿石,金含量为(3.5～37.2)×10-6(王相等,1996),其矿化元素以Au为主。
表3-9 八卦庙金矿床及外围岩、矿石成矿元素平均含量 (wB/10-6)


① 王瑞廷.2005.秦岭造山带陕西段主要矿集区典型金属矿床成矿模式和找矿预测研究(博士后科研报告).北京:中国地质大学,35
(2)稀土元素
八卦庙金矿床岩石总稀土元素(∑REE)含量在(84.99～184.12)×10-6之间变化(表3-10,表3-11),LREE/HREE大于6,均富集轻稀土,具有明显的负铕异常和弱的负铈异常,δEu为0.620～0.759.6,δCe为0.833～0.902,(La/Yb)N为8.121～9.587,其稀土元素球粒陨石标准化配分模式呈现为右倾型(图3-21),与Taylor(1983)提出的大陆地壳稀土元素配分模式相似,表明岩石性质以壳源为主,属扬子板块北缘被动大陆边缘浅海相的沉积岩。矿石∑REE为(4.77～260.12)×10-6,LREE/HREE大于3,富集轻稀土,具有中等负铕异常和弱的负铈异常,δEu为0.651～0.781,δCe为0.349～0.968,(La/Yb)N为3.167～11.735,稀土配分模式亦表现为右倾型,与岩石的稀土配分模式基本一致,反映了沉积特征和围岩蚀变改造作用。含金石英脉∑REE在(9.4～20.61)×10-6之间,LREE/HREE大于1小于4,较富集轻稀土,轻、重稀土分馏小,具有中等负铕异常和很弱的负铈异常,δEu为0.479～0.776,δCe为0.862～0.937,(La/Yb)N为0.754～4.413。酸性岩脉∑REE在(173.98～206.73)×10-6之间变化,LREE/HREE大于7,富集轻稀土,轻、重稀土分馏显著,具有明显负铕异常和很弱的负铈异常。δEu为0.667～0.696,δCe为0.926～0.941,(La/Yb)N为7.662～8.056,稀土配分模式为右倾型。
表3-10 八卦庙金矿床岩(矿)石及矿物稀土元素含量 (wB/10-6)


注:样品BGP-1、BGP-2、BGP-3、BGP-4及BGP-5由国家地质实验测试中心采用ICP-MS分析完成; 其他样品据于学元等,1996。
表3-11 八卦庙金矿床岩石(矿)石及矿物稀土元素特征参数 (wB)


注:样品性质见表3-10。

图3-21 八卦庙金矿床岩(矿)石及矿物稀土元素球粒陨石标准化配分模式

以上分析表明,八卦庙金矿床岩(矿)石稀土元素总量较高,Eu亏损较明显,均为负异常,Ce异常不明显,稀土配分型式以右倾为主。造成这种现象的原因,可能是八卦庙矿区含矿建造中有深部成分的加入。而石英脉的稀土配分型式与围岩和岩体的不同,具有稀土总量较低、重稀土富集的趋势特点,表明成矿过程中很可能有深部物质加入。同时考虑到石英脉对两侧蚀变带的强碳酸盐化交代作用,表明其可能来源于深部富含CO2的幔源岩浆气液,至少与深部富含CO2的幔源岩浆气液有关(刘方杰等,2000)。
(3)硫同位素
八卦庙金矿床矿石的δ34S值为+4.10‰～+14.50‰,极差为11.30‰(表3-12),均一化程度较低,平均为11.99‰,这一变化趋势与凤-太矿集区的δ34S(+4.5‰～+12.3‰)分布比较接近,而不同于围岩中的硫同位素值(-0.38‰～+30.52‰),显示出深源硫的特点。与八卦庙金矿具有相同赋矿围岩的双王金矿近矿围岩δ34S值总体上比较接近,矿石中硫化物的极差比围岩中更大,且更加富集重硫,部分与西坝岩体的δ34S值重叠,表明八卦庙金矿床与处在同一成矿带内具有相同容矿岩石的双王金矿床的热液硫源特征一致,既有与地层黄铁矿组成相似的特点,又具有与岩浆岩黄铁矿的硫同位素组成相似的陨石硫的成分。综合分析认为,八卦庙金矿床围岩中的硫来自壳源,矿石中的硫来自壳幔混合源。
表3-12 八卦庙金矿床硫同位素组成


注:据郑作平等,1994; 王相等,1996。
(4)氢、氧同位素
氢、氧同位素分析表明,八卦庙金矿床石英δ18O值为5.69‰～20.4‰,极差14.71‰(表3-13),平均值为17.55‰。对不同产状石英脉内流体包裹体氢氧同位素分析表明,δDH为-86‰～73‰,平均为-80‰,计算所得δ18OH为5.0‰～13.3‰,平均为11.01‰。包裹体均一温度变化范围为180～364℃。在δD-δ18O图解上(图3-22),其同位素数据落入岩浆水区、变质水区和大气降水区,但整体靠近岩浆水区,表明八卦庙金矿床的成矿热液是岩浆水、大气降水的多源混合热液,岩浆水特征更明显。
表3-13 八卦庙金矿床石英中包裹体氢、氧同位素组成


续表


注:据冯建忠等,2004;郑作平等,1994;王相等,1996;“BG-”及“Sm-”开头样品由中国地质科学院地质研究所同位素实验室采用MAT-251质谱仪分析。
4.成矿时代
关于八卦庙金矿床的成矿时代仍有争论。冯建忠等(2003)测得八卦庙矿区NW向石英脉Ar-Ar坪年龄为(232.58±1.59)Ma,等时线年龄为(222.14±3.45)Ma,与刘树文等(2009)测得的早期石英脉40Ar/39Ar年龄(232.6±3.4)Ma相近,是秦岭古特提斯洋闭合最后阶段的反映(张国伟等,1988)。邵世才等(2001)测得八卦庙金矿NE向石英脉Ar-Ar坪年龄为(131.91±0.89)Ma,等时线年龄为(129.45±0.35)Ma,这与刘树文等(2009)测得的晚期石英脉40Ar/39Ar年龄(129.7±0.2)Ma相似,这表明八卦庙金矿成矿作用有两期,即印支期和燕山期。

图3-22 八卦庙金矿床石英氢-氧同位素图解

5.成矿模式
八卦庙金矿是秦岭地区著名的超大型金矿床,矿体主要呈似层状、层状或透镜状产于中泥盆统星红铺组下岩段浅变质细碎屑岩中。自20世纪80年代末发现以来,许多学者通过金矿床地质特征、岩矿石地球化学特征、成矿流体来源、成矿物质来源、成矿年龄及矿床成因等方面开展了大量的研究工作。关于该矿床的成因类型,目前主要有5类观点:①卡林型-类卡林型(韦龙明等,1994; 张复新,1998a,1998b; 陈衍景等,2004; 王成辉等,2012); ②热水沉积-改造型(韦龙明等,1994,2004; 王学明等,2001; 冯建中等,2003);③韧性剪切带型(张选固,1995; 王相等,1996; 钟建华等,1997; 方维萱等,2000;卢纪英等,2001; 冯建忠等,2002); ④中温热液型(郑作平等,1995);⑤造山型(张均等,2011)。成矿模式仍然争执不休。
本次通过对矿床地质特征、成矿物质来源、成矿时代、成矿背景及演化的系统研究,认为该矿床属于构造-岩浆热液改造型金矿,成矿与印支-燕山期岩浆活动有关。现将八卦庙金矿的成矿模式概括为:早期沉积作用形成衍生矿源层和含矿层,区域造山过程形成的剪切作用产生了导矿构造、容矿构造及贫矿体,即燕山早期形成的NW—NWW向构造及燕山晚期形成的NE向构造为八卦庙金矿床的控矿构造,NW—NWW向构造为金矿化的初始改造富集条件,NE向构造为金矿化的主要富集条件。区域上以NW—NWW向展布的花岗斑岩以及以NNE向展布的闪长玢岩脉为代表的两期岩浆事件正与这两期构造相对应。因此,这两期岩浆活动不但对金矿形成提供了直接的热驱动力和岩浆热液,同时也向金矿床输送了必要的金。碰撞造山运动产生的构造岩浆作用,使成矿元素活化、迁移、富集、充填沉淀成矿(图3-23)。

图3-23 八卦庙金矿床成矿模式

6.找矿模型
通过对八卦庙特大型金矿床成矿特征的分析及对其成矿模式的总结,结合凤-太矿集区成矿地质背景、控矿构造特征、成矿规律、控矿条件及矿点和异常的分布特征,根据聚矿构造理论,初步概括凤-太矿集区八卦庙式金矿床的找矿模型如下:
(1)地质标志
凤-太泥盆纪海盆北部地区发育的钠质喷流岩、浊积岩和风暴岩为金矿的容矿岩相;NW向或NWW向逆冲推覆断裂构造带形成了金矿的导矿构造; NE向左行剪切断裂和节理密集带为含金石英脉充填提供了有利条件; 两组构造交汇部位形成了金矿化的容矿构造; 区域上印支-燕山期的花岗质岩浆侵入,为金活化、迁移富集定位提供了热动力学条件。区域上绢云母化、硅化、铁白云石化、黄铁矿化蚀变强烈地段是较好的找矿靶区。此外,凤-太北部地区新发现的矿化点十多处,成矿背景与八卦庙相似,具备大型金矿床的成矿条件,可寻找八卦庙式金矿。
(2)物探标志
激发极化法和地面高精度磁测是该区有效的物探找矿方法,异常特征为低电阻率、高充电率,配套以高磁异常,其中低电阻率、高充电率异常反映黄铁矿化,高磁异常反映与金矿密切相关的磁黄铁矿化。
(3)勘查流程
NE向基底断隆带东、西倾伏部位→NWW向较大逆冲断裂下盘→次级NE向断裂(节理密集)、岩脉带→岩体的侵入方向及其上部→有利的泥质碎屑岩夹薄层碳酸盐岩组合→脆-韧性剪切带→化探异常及其水平、纵向分带特征→矿化蚀变体→矿点、矿(化)体→矿(化)体的空间变化、展布特征→深部工程找矿验证。

1.矿区地质背景
八方山-二里河铅锌矿床位于中秦岭弧前盆地之泥盆系金多金属成矿带凤-太矿集区内,区内出露地层为中泥盆统古道岭组(D2g)和上泥盆统星红铺组第一、第二岩性段(D3x)。古道岭组为细晶—微晶灰岩夹粉砂质灰岩及变泥质灰岩夹层,厚度大于150m。星红铺组第一岩性段(D3x1)下部为钙质千枚岩、铁白云石千枚岩、炭质千枚岩,上部为条带状薄层灰岩夹钙质绢云母千枚岩,局部夹石英粉砂岩及含绿泥石绢云母千枚岩,该段厚370 ～640m; 第二岩性段(D3x2)为绿泥石绢云母千枚岩,该段厚度大于560m。
区内褶皱和断裂构造发育。矿区重要而明显的褶皱构造为纵贯全区的尖端山-八方山背斜东部的八方山背斜。八方山背斜轴向近EW向,走向103°～120°,倾向S,倾角70°～85°,东宽西窄。背斜脊线呈鱼脊状,北翼产状15°～30°∠75°～90°,南翼产状195°～215°∠60°～70°。两翼夹角31°～60°,属较紧闭背斜。背斜向东、西两端倾伏,倾伏角15°～30°。该背斜在金场坪地段形成穿刺背斜,并严格控制了铅锌矿体。矿区断裂可分为纵向断裂和横向断裂。纵向断层规模大,与背斜轴向大致平行,局部充填有石英脉,主要发育于背斜北翼灰岩与千枚岩接触带,为压扭性断层; 横向断层垂直背斜轴和地层走向,断层走向0°～40°之间,倾向W,倾角55°～85°。根椐形成先后、断层内有无岩脉充填及对矿体的破坏作用,可分为两类:第一类大致以300～400m间距等距分布,充填有闪长玢岩脉,断距不大,未破坏矿体; 第二类形成晚于第一类,断距较大,破坏了矿体的连续性和完整性。
区内岩浆岩不发育,主要有闪长玢岩脉和花岗斑岩脉。闪长玢岩脉受控于NE向断裂,岩脉呈等间距分布,单个脉体长数百米,厚0.5～1.0m,个别达5～6m; 矿区以南约2km处为NWW向花岗斑岩脉带,该岩脉带从西坝岩体侵入前缘向西一直贯穿凤-太泥盆系分布区,宽数百米至千余米。岩脉带的侵入为铅锌矿的形成提供了热动力、构造和物质条件。
2.矿床地质特征
八方山-二里河矿体产于背斜构造的鞍部及其两翼(北翼倒转),主矿体产于古道岭组与星红铺组界面的硅质岩中,仅在八方山形成的穿刺背斜部位被剥蚀出地表,向东、西两端倾伏形成隐伏Pb-Zn(Cu)矿体,并具有西端以Cu为主、向东以Pb-Zn为主的成矿元素分带规律(图3-9)。

图3-9 凤县八方山-二里河铅锌矿床地质简图

该矿床容矿岩石主要是硅质岩。硅质岩中微晶石英含量大于80%,化学成分的特点是SiO2含量高,Ti、Mn含量接近灰岩,Al、Fe、Mg含量接近千枚岩,成分含量变化较大。硅质岩在空间分布上受背斜构造控制,形态与背斜吻合,同时也受灰岩控制,分布范围与矿体完全一致。矿体大多直接赋存在硅质岩中; 硅质岩颜色有黑色、灰色、灰白色3种。与灰岩相似,但很坚硬,其中可见到腕足类化石和海百合茎化石,有时被闪锌矿充填交代。
硅质岩为一种热水喷流岩。与背斜虚脱空间和断裂沿走向、倾向的减压扩容构造一致,向东呈25°～30°侧伏,说明其具有由东向西、由下向上以25°～30°倾斜喷流或改造的特征。硅质岩是早古生代热水喷流基底成矿被印支期—燕山期花岗岩侵入、在泥盆系中由东向西、由下向上“抽屉式”改造成矿的结果。
矿体形态受背斜控制,在西部八方山矿段,地表矿化带围绕背斜核部呈不规则的环状,环内为古道岭组结晶灰岩,环外为星红铺组千枚岩,在剖面上则呈现“八字型”和“抛物线型”两种形态(图3-10); 在二里河矿段,矿体主要赋存在背斜向东侧伏的鞍部和北倒转翼,位于星红铺组和古道岭组的接触部位而隐伏于地下,平面上呈“新月型”,剖面上矿体呈“月牙型”和“抛物线型”两种形态。
该矿床目前共圈出大小矿体41个,矿体主要赋存于硅质岩中(图3-11),以Ⅱ-1矿体规模最大,Ⅱ-2号次之。Ⅱ-1号矿体长2345m,平均厚度为6.06m,背斜北翼矿体最大延深560m,最小延深60m,矿体平均品位Pb为1.33%、Zn为6.06%,局部为铜矿体,Cu平均品位为0.81%,该矿体占总探明储量的92.9%。Ⅱ-2号矿体长715m,平均厚度为4.55m。75线以西为铜矿体,Cu平均品位为0.80%(最高为8.47%); 75线以东为铅锌矿体,平均品位Pb为0.98%、Zn为4.24%,该矿体占总储量的2.43%。由Ⅱ-1、Ⅱ-2号矿体特征可以看出:①两矿体处于同一矿化硅质岩中,其累计长度已达3060m,据钻孔充电法电位和梯度测量所获得的异常显示,其异常向东至209线,矿体向东、西两端仍有延伸,预计矿体总长度可达4000m以上,尚有1000余米的找矿空间,其外围及深部仍有找矿前景;②赋存于古道岭组(D2g)与星红铺组下段(D3x1)界面硅质岩中的矿体,占全矿床所获储量的95.33%;③从采矿揭露情况看,矿体沿倾斜方向有尖灭再现特征,因而矿体向深部仍有一定的扩大潜力。

图3-10 八方山-二里河铅锌矿床113线剖面地质图

矿床金属矿物主要有闪锌矿、方铅矿、黄铜矿,其次为黄铁矿、白铁矿、毒砂、磁黄铁矿、黝铜矿、硫锑铅矿、车轮矿等; 脉石矿物主要为石英、铁白云石和方解石等。
矿石结构主要有结晶结构、交代结构、固溶体分离结构、变质结构和内部结构。矿石构造以浸染状、细脉状、块状、斑杂状和条带状为主。
围岩蚀变不发育,程度弱,千枚岩中见有黄铁矿化、磁黄铁矿化、硅化、绢云母化、叶蜡石化和石墨化。灰岩中见有硅化、褪色化,方解石脉大量出现,脉壁和碎裂面上石墨化及炭质物聚集等。与矿化有关的蚀变仅限于矿体上下盘2m内,鞍部有时可达5～10m。
矿石中有工业意义的主要元素为Zn、Pb、Cu。另外,伴生的Au、Ag、Cd、Hg可综合回收利用。其他元素Ga、In、Ge、Ti、Te等含量较低,不能被利用。
3.矿床地球化学特征
(1)微量元素
八方山-二里河铅锌矿床不同类型岩(矿)石过渡金属元素中Cu、Zn含量变化较大(表3-4)。铅锌矿石的Cu含量远大于含矿硅质岩、千枚岩及矿化石英脉,铅锌矿石的Zn含量大于含矿硅质岩及矿化石英脉,而低于千枚岩,这与矿石伴生铜和部分硅化千枚岩为赋矿围岩的特征一致。岩(矿)石的Co含量在(14～20)×10-6之间,Ni含量变化范围为(28～58)×10-6,二者含量相对较高,指示其物质来源较深。

图3-11 八方山-二里河铅锌矿床典型矿石特征

表3-4 八方山-二里河铅锌矿床岩(矿)石微量元素成分 (wB)


注:样品由有色金属西北矿产地质测试中心采用ICP-MS分析; Au、Ag含量单位为10-9,其他元素为10-6
八方山-二里河铅锌矿床岩(矿)石中不相容元素Ba含量较高,在(182～11868)×10-6之间变化,显示了盆地中热水沉积作用的特征,因为高的Ba含量是热水沉积物存在的指示。
(2)稀土元素
八方山-二里河铅锌矿床岩石稀土元素总量变化较大(表3-5,表3-6),在(7.04～206.51)×10-6之间波动,矿石稀土元素总量为(19.38～198.61)×10-6。岩(矿)石稀土元素球粒陨石标准化配分模式均为右倾的轻稀土富集型(图3-12),LREE/HREE大于3,表明二者物质来源近于一致,地质作用条件基本相同。岩(矿)石稀土元素配分模式与海水稀土元素配分模式相似,表明来自地壳深部的热流体中的水主要为海水(王瑞廷等,2011)。绝大多数样品具有负铕异常,δEu值为0.24～0.99,部分样品出现正铕异常,这可能与其碳酸盐含量高或含有重晶石-钡长石类矿物有关。通常Eu2+交代Ca2+或Ba2+,会出现正铕异常。
表3-5 八方山-二里河铅锌矿床岩(矿)石稀土元素含量 (wB/10-6)


注:前5件样品性质见表3-4;其他据王瑞廷,2005;样品82、830与841为铁白云质硅质岩,818、868为硅质岩
表3-6 八方山-二里河铅锌矿床岩(矿)石稀土元素特征参数 (wB)



图3-12 八方山-二里河铅锌矿床岩、矿石稀土元素球粒陨石标准化配分模式

(3)成矿流体
氢、氧同位素分析表明,八方山-二里河铅锌矿床1件硅质岩样品的δ18OSMOW为19.4‰,δ30SiNBs-28为-0.5‰,1件石英样品的δ18OSMOW为20.6‰,δ30SiNBS-28为-0.4‰(薛春纪等,1997a),与秦岭泥盆系海底热水沉积硅质岩的δ18OSMOW范围18.6‰～20.99‰一致,说明硅质岩是由海底热液化学沉积作用形成。
流体包裹体成分测试表明(西北有色地勘局717总队,1993),成矿流体平均含Na+浓度为5.12×10-6、Ca2+为16.90×10-6、Mg2+为0.75×10-6、 为2.09×10-6、Cl-为4.67×10-6,Ca2+>Na+>Mg2+, 为0.44,属低盐度氯化物型卤水,具有渗流热卤水特征,表明成矿流体为海底热液。
(4)硫同位素
八方山-二里河铅锌矿床主要硫化物硫同位素分析结果显示(西北有色地质勘查局717总队,1993),硫化物硫同位素δ34S均为正值,在2‰～12‰之间变化,平均为9.79‰,属重硫富集型。硫化物硫同位素组成既不同于岩浆热液矿床,也不同于生物成因的硫源特征,可能反映了海水硫酸盐的还原硫与深部地层中同生热液中硫的混合来源。
(5)铅同位素
八方山-二里河铅锌矿床硫化物的206Pb/204Pb为17.78～18.18,207Pb/204Pb为15.46～15.81,208Pb/204Pb为37.994～38.67(王相等,1996;表3-7)。4件铅同位素组成稳定,结合凤-太矿集区其他铅锌矿床的铅同位素组成及年龄数据分析,认为其矿石铅属单阶段演化的正常铅。Pb-Pb同位素模式年龄在395Ma至584Ma之间变化,早于中泥盆世(384Ma),表明铅可能主要来源于泥盆纪沉积盆地下伏基底地层或老剥蚀区,也就是说,铅的深部来源是极有可能的,但不排除成矿后铅锌矿体受到印支期西坝岩体热液改造的影响。
4.矿床成因及成矿规律
凤-太盆地的铅锌矿与甘肃西成盆地的铅锌矿虽然存在诸多相似性,如两个地区的铅锌矿床均产于中泥盆世碳酸盐岩与千枚岩之间,在西成盆地铅锌矿产于西汉水组(D2x)中,在凤-太盆地铅锌矿产于古道岭灰岩(D2g)与星红铺组(D3x)千枚岩之间,但也存在许多差异性,西成盆地的铅锌矿多产于碳酸盐台地边缘洼地中,含矿建造为碎屑岩与碳酸盐岩互层带,而凤-太盆地的铅锌矿主要产于碳酸盐相沉积局限洼地中(王相等,1996),含矿围岩以硅化灰岩和硅质岩为主,矿体基本都遭受了印支—燕山期的热液改造,成矿作用发生了一定改变。八方山-二里河铅锌矿与西秦岭厂坝铅锌矿有所不同,厂坝铅锌矿属于SEDEX型,而八方山-二里河铅锌矿尽管同沉积期的热水活动是最主要的成矿作用,但矿床中部分矿石为热水充填交代型(主含矿层以下灰岩中的脉状或似层状矿体),且矿体主要受背斜构造控制。综合八方山-二里河铅锌矿床地质及地球化学特征,认为该铅锌矿床属热水沉积-改造型矿床。
表3-7 八方山-二里河铅锌矿床矿石铅同位素组成


注:据王相等,1996;西北有色地质勘查局717总队,1993;王俊发等,1991。
成矿规律可以总结为:
1)热水活动的幕次-喷流期次控制了相应沉积盆地中层状铅锌矿的含矿层位。不同的含矿层位反映了不同的热水沉积期次。初步认为,凤-太泥盆纪海盆至少有两期主热水活动幕,对应着以下两个层位的热水沉积型铅锌矿:①D2g-D2x界面附近含矿层位,即各已知大中型矿床,如铅硐山、八方山-二里河等;②D3x-D3j界面附近含矿层位,即苇子坪北部麻沟、洞沟、剪子沟等矿点。
其中D2g-D2x界面为主要含矿层位,是由热水活动的主要幕次所决定。热水活动集中分布在拉张盆地充填层序的碳酸盐岩向细碎屑岩过渡的部位,其内在原因可能是,中、晚泥盆世过渡期正是地壳表层与深部物质能量交换的最强烈时期,有利于热水活动的发生。
另外,在一定的矿区,铅锌矿层的出现从严格意义上讲,是受“等时面”控制而不总是受某一岩性界面或某种岩性层所控制,尤其在出现沉积相变的地段反映明显。
2)该区铅锌矿床的主要控矿构造为提供热水运移的同生断裂构造及成矿物质沉淀富集的局限性沉积盆地构造,包括两种同生断裂(控制沉积相变的NE向主干同生断裂、碳酸盐岩地层中充填NNE向岩脉的继承性断层)和3种热水沉积盆地(同生断裂形成的构造凹陷、同生断裂附近的障壁性次级沉积盆地、吸附成矿物质的地球化学障-生物礁构成的同沉积背斜)。
5.成矿时代
凤-太矿集区铅锌矿的成矿年龄厘定一直是矿床研究的难题。前人曾测得八方山-二里河铅锌矿的Pb-Pb同位素模式年龄在395～584Ma之间变化,4件样品的原始铅等时线年龄为400Ma(王相等,1996),该年龄指示了成矿物质主要来自泥盆系,而非真实的成矿期。八方山-二里河铅锌矿矿体主要受背斜构造控制,矿体产于背斜的核部、鞍部或倒转翼,矿石中发育大量的交代构造,表明矿体遭受过后期构造-岩浆热液改造作用。
此次工作采集了八方山-二里河铅锌矿床的矿化硅质岩、矿区附近花岗斑岩和闪长玢岩样品,开展了锆石U-Pb同位素测年研究,测试工作在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成,采用La-ICP-MS进行了锆石原位U-Pb同位素分析测定,结果见表3-8。
从表3-8和图3-13中可以看出,矿化硅质岩中的锆石具有明显的碎屑锆石的特点,如磨圆好、颗粒小,与后述的年龄峰分散相一致。二里河矿区闪长玢岩锆石具有明显的岩浆锆石的特点,多数锆石呈长柱状、针状并具环带结构,反映了岩脉形成过程中快速降温过程。少量锆石具有磨圆的碎屑锆石的特点,反映出岩浆捕获了围岩中的锆石。

图3-13 八方山-二里河矿区矿化硅质岩(上排)和闪长玢岩(下排)锆石阴极发光图像

从图3-14中可以看出,八方山-二里河矿区附近花岗斑岩锆石晶型好,呈板状、柱状显示岩浆锆石的特点,但多数已遭受蚀变,在CL图像中呈黑色,这对准确定年有一定
表3-8 八方山-二里河铅锌矿床硅质岩、花岗斑岩和闪长玢岩锆石U-Pb同位素测年结果


续表


注:LI1-02～LI1-18为硅质岩; Li3-01～Li3-15为花岗斑岩;Li2-01～Li2-20为闪长玢岩。样品由中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室采用La-ICP-MS进行锆石原位测试分析。Pb*为放射成因Pb。的影响。
从图3-15中可以看出,八方山-二里河矿区矿化硅质岩锆石U-Pb年龄峰值分散,有400Ma、600Ma、800Ma和1000 Ma,甚至还有1800 Ma的年龄值,具有明显的碎屑锆石的年龄特征。这一组年龄值不能代表硅质岩或铅锌矿床的形成时代,而与扬子板块的年龄谱具有一致的特征。但从硅质岩中夹有许多碎屑锆石的特点看,反映出矿化硅质岩的形成环境可能是个近岸的海底凹地。

图3-14 八方山-二里河铅锌矿区附近花岗斑岩锆石阴极发光图像


图3-15 八方山-二里河铅锌矿床矿化硅质岩锆石U-Pb谐和曲线图

从图3-16中可以看出,八方山-二里河矿区闪长玢岩锆石U-Pb谐和年龄为(214±2)Ma,是印支晚期构造运动的产物。比较小的加权平均方差(MSWD)(0.34),表明地球化学误差小,也说明该年龄值的地球化学意义明确。同时从图3-16中也可以看到少数大于214Ma的年龄值,如240Ma、420Ma和440Ma,反映出岩浆侵位过程中捕获了围岩物质中的锆石。八方山-二里河矿区附近花岗斑岩锆石U-Pb谐和年龄值是(217.9±4.5)Ma,其中加权平均方差为5.7,比闪长玢岩的加权平均方差值稍大,但仍有地球化学意义。该年龄值与闪长玢岩的214Ma相近,说明花岗斑岩也是印支构造运动晚期的产物。

图3-16 八方山-二里河铅锌矿区闪长玢岩(左)和附近花岗斑岩(右)锆石U-Pb谐和曲线图

以上数据进一步证实了八方山-二里河铅锌矿床的确经历了印支期的构造-岩浆热液改造作用,表明八方山-二里河铅锌矿床的主成矿期为印支期,而非海西期,海西期是铅锌矿的主要矿化时期。
6.成矿模式
八方山-二里河铅锌矿床是凤-太矿集区内典型的铅锌矿床,铅锌矿体主要呈马鞍状或似层状赋存于中泥盆统古道岭组灰岩与星红铺组千枚岩接触带之间的硅质岩中。该矿床自20世纪80年代以来一直备受研究者们的关注,相继在成矿地质环境、成矿与控矿规律、矿床成因与类型等方面开展了大量研究工作,取得了许多重要研究成果,但矿床成因模式仍存争议,一种观点认为是热水喷流沉积型(SEDEX)或沉积-改造(再造)型(张复新等,1988; 祁思敬等,1993; 王集磊等,1996; 王相等,1996; 薛春纪,1997a,方维萱等,2000; 王瑞廷等,2007a,2011); 另一种观点强调该矿床为后生矿床,提出凤-太矿集区内铅锌矿床是后生的构造-热液作用的产物(王义天等,2009)。
本次根据八方山-二里河铅锌矿床的地质背景、地球化学特征、成矿规律、矿床成因及成矿时代,认为该矿床属喷流沉积-构造、岩浆强改造型铅锌矿。其成矿模式总结如下(图3-17):
(1)泥盆纪断陷海盆的形成和海底热水喷流沉积阶段
凤-太矿集区铅锌矿床铅锌矿石铅同位素年龄为438～476Ma,八方山-二里河铅锌矿床铅同位素年龄为455Ma,时代上大致相当于奥陶纪(500～440Ma)至志留纪(440～475Ma)。这与秦岭型铅锌矿床同位素年龄一致,但矿石同位素年龄与含矿地层形成时代相差甚远,且多个矿床赋矿地层时代差异明显,说明热水喷流沉积成矿作用主要发生于早古生代断陷海盆形成时期,同时伴随着岛弧式海相火山喷发(流)成矿作用(由北侧丹凤岩群、草滩沟群火山岩含矿背景及矿化和成矿特征推测)。早古生代的构造作用、热水喷流和海相火山成矿作用奠定了凤-太矿集区泥盆纪沉积盆地基底构造格局和矿化范围。
(2)泥盆纪赋矿地层沉积阶段
进入泥盆纪,凤-太海盆处于相对稳定的海相沉积时期,形成泥盆纪容矿地层。同时,在不同沉积阶段,也伴随着相应的岩浆活动和继承性的海底热水喷流作用,使基底断裂继续活动,向上部泥盆系中漫延,为之后的构造和岩浆改造成矿作用奠定了基础。

图3-17 八方山-二里河铅锌矿床成矿模式示意图

(3)印支期改造成矿阶段
泥盆纪之后至三叠纪,由于强烈的造山运动,形成对称的褶皱、断裂、同构造岩浆岩等成矿构造的复杂组合,奠定了凤-太泥盆系中的总体成矿构造格架。NWW向同生断裂转化为对冲推覆断裂,从深部基底一直延伸至上部盖层中,发散减弱于背斜倒转翼灰岩与千枚岩接触带,消失于背斜鞍部及翼部的减压扩容部位。
伴随印支期构造与岩浆活动,使基底及同生断裂带中的成矿物质沿岩浆侵入方向由下向上、由东向西强烈活化、迁移,富集成成矿流体,并在与深部构造贯通的八方山-二里河背斜鞍部及北翼“剑鞘状”扩容构造(层滑断裂)空间富集成矿。西部NE向老厂-杜家河断隆带及东侧的三里河-白杨沟断裂,对NWW向成矿构造有一定的抬升和隔挡作用,使八方山-二里河背斜在三里河-白杨沟断裂以东形成向东倾伏的封闭-半封闭聚矿构造而成矿。
7.找矿模型
(1)地质标志
古道岭组灰岩与星红铺组千枚岩接触带或碳酸盐岩台地向浅海盆地碎屑岩过渡的生物礁亚相和洼地亚相是找矿的岩相标志。这些部位发育各种容矿硅质岩。对八方山-二里河铅锌矿床钻孔资料进行整理建库,发现主要矿体几乎全产于硅质岩中,硅质岩与围岩界线清楚,因此认为硅质岩是该区沿构造找矿的最重要标志。
逆冲推覆作用形成的叠瓦式背斜扩容空间是成矿和找矿的主要构造部位,即背斜鞍部、陡翼或倒转翼形成的向东侧伏的“剑鞘状”构造。
(2)化探标志
平面上,Pb、Zn、Cu、Ag、Sb、As等原生晕异常与铅锌矿体关系密切; 垂向上,从上向下异常元素组合依次为Sb→Zn→As→Ag→Cu→Pb→ Hg。此外,Hg元素是寻找隐伏矿床较好的指示标志。
(3)物探标志物探综合异常是寻找盲矿体及隐伏矿的间接标志。对于浅埋矿体,大功率激发极化法可很好地反映效果; 对于深埋矿体,可控源音频大地电磁测深技术(CSAMT)效果较理想。这些方法同时也可判断深部灰岩走向分布及隐伏背斜构造。
(4)矿化及蚀变标志
硅化、碳酸盐化、黄铁矿化、重晶石化及电气石化等围岩蚀变发育部位是较直接的找矿标志; 铅锌矿体中及其附近石英方解石脉发育,石英方解石脉、闪长玢岩脉发育地段也是重要的找矿标志。

1.矿区地质背景

穆家庄铜矿床位于中秦岭弧前盆地之柞(水)-山(阳)泥盆纪热水沉积盆地中南部,山阳-柞水断裂北侧(图3-30)。区内出露地层为一套巨厚的中泥盆统碎屑岩建造。该矿床赋矿地层为中泥盆统青石垭组(D₂q),其岩石组合为灰-浅灰色绢云母千枚岩,含泥质、粉砂质条带(纹)白云岩、粉砂质绢云母千枚岩、白云质粉砂岩。青石垭组进一步可分为4个岩性段:下部(第一岩性段)为白云质粉砂岩夹绢云母千枚岩及泥灰岩;中部(第二岩性段)为条带状白云岩或纹层状白云岩、粉砂质白云岩夹白云质粉砂质千枚岩,该岩性段为主要赋矿岩层; 中上部(第三岩性段)为粉砂质千枚岩夹粉砂质白云岩或泥灰岩; 上部(第四岩性段)为白云质粉砂质千枚岩、绢云母千枚岩夹白云质粉砂岩。青石垭组第二岩性段(D₂qb₃)为赋矿层位,主要由含铁白云岩、绢云母千枚岩组成的条带状粉砂质白云岩组成。

图3-30 柞水县穆家庄铜矿区地质简图

红岩寺-黑山街复式向斜为区域主体褶皱构造,核部地层为石炭系,北翼被印支-燕山期花岗岩侵蚀而残缺不全; 南翼地层为中、上泥盆统,岩层北倾,局部次级背斜、向斜构造发育。穆家庄矿区即受控于红岩寺-黑山街向斜南翼的次级背斜——金钱河-胡家沟倒转背斜,该背斜南翼陡,北翼缓。在金井河-胡家沟背斜南翼近轴部岩层(D₂qb₃)破碎带较发育,矿化较好,而背斜北翼相同层位矿化鲜见,断层破碎带也不发育。

矿区内近EW向断裂发育,控制着矿区内矿化带及矿体的展布。主要矿体发育于近背斜轴部挤压片理化破碎带中,它是由许多小断面组成的软弱带,由于断面的相对位移不大,又因为平行片理化带的断面常呈舒缓波状,因而矿体常常呈大小不等的透镜体,有时为细小的密集小矿脉相互交替或尖灭再现。断裂带的结构与矿化类型与蚀变构造带有良好的协同性。主构造带中常见角砾岩和含铜铁白云石石英脉,显示出早期可能为张性环境,同时在矿区范围内还常见张性裂隙中充填的铁白云石石英脉。主构造中常见围岩透镜体和黑云母角岩透镜体,大小不等,同时在构造带两侧,尤其是上盘多见片理化带和泥化带,显示出挤压性质,走向明显存在膨大、缩小现象和挤压扩容现象,构造扩容部位常发育厚大矿体。

区域上岩浆活动强烈,以印支-燕山期中酸性岩最发育。西、北部有印支期柞水、曹坪二长花岗岩等大岩基; 东部产有燕山期中酸性小斑岩体,如袁家沟、小河口、双元沟等,呈群呈带产出,控制了斑岩型、矽卡岩型铜矿的产出。矿区内岩浆活动不明显,仅在冷水沟地段分布有数条规模较小的煌斑岩脉,未显示出与矿化的直接相关性。

2.矿床地质特征

穆家庄矿床分为3个矿段:穆家庄矿段、石泉沟矿段和北川沟矿段,且以穆家庄矿段为主。穆家庄矿段圈定矿体10余条,石泉沟矿段和北川沟矿段各圈定两条矿体。矿区累计圈定了8条铜矿化带,其中以Ⅲ号铜矿化带及其矿体规模最大(图3-31),典型的如Ⅰ-1、Ⅲ-1、Ⅲ-2号矿体。

Ⅰ-1矿体:矿体分布于Ⅰ号铜矿化带7～24勘探线间,长800m,平均厚度为3.36m;矿体呈似层状,总体向西侧伏,产状稳定,倾向10°～30°,倾角70°～85°,平均品位为0.64%。

Ⅲ-1矿体:地表出露于33～37勘探线之间,长180～230m。矿体总体呈似层状、透镜状,走向上西部楔形尖灭,东部被SN向断层错断,矿体平均厚度为13.17m,平均品位为1.70%。矿体倾向NE,局部直立或反倾。

Ⅲ-2矿体:位于Ⅲ-1矿体东延49～85线之间,属隐伏矿体。矿体呈似层状-透镜状,走向上西部被SN向断层错断,东部稳定延伸,平均厚度为8.49m,品位为0.91%。

主矿体呈厚大透镜状沿层间构造破碎带产出。含矿热液沿构造裂隙充填并交代围岩,形成以充填为主、交代为次的矿石结构构造特征(图3-32)。脉状矿石、角砾状矿石的黄铜矿、黄铁矿、磁黄铁矿均为他形粒状结构; 黄铜矿和磁黄铁矿共边结构; 黄铜矿沿黄铁矿边缘裂隙交代形成交代侵蚀结构和交代残余结构; 在浸染状矿石中还可见黄铁矿呈立方体及五角十二面体自形晶结构。

围岩蚀变主要有铁白云石化、硅化、黑云母化和绿泥石化,其次有白云石化、电气石化和方解石化等。金属矿化多与铁白云石化、硅化、黑云母化、绿泥石化等蚀变关系密切。

根据野外观察和室内镜下鉴定,穆家庄铜矿床矿石矿物存在如下5种组合:①绢云母+黑云母+铁白云石+石英+(黄铜矿)+黄铁矿; ②黑云母+绿泥石+石英+黄铜矿+黄铁矿+磁黄铁矿;③铁白云石+石英+黄铜矿+黄铁矿+磁黄铁矿; ④菱铁矿+方解石+黄铁矿+黄铜矿(少量); ⑤铁白云石+白云母+石英+黄铁矿。前3种矿物组合是该矿床主要矿物组合类型,代表了富矿的主要组合,也是矿山开采矿石的主要对象。

图3-31 穆家庄铜矿床43线剖面地质图

图3-32 穆家庄铜矿床矿体/矿石典型组构

依据矿石组构和矿物共生组合,矿床成矿阶段分为3期,即沉积成岩期、热流体交代期和表生氧化期。沉积成岩期形成少量黄铁矿等金属矿物。热流体交代成矿期分为两个成矿阶段:①黄铁矿-(黄铜矿-黑云母)-铁白云石阶段,主要随褶皱的形成在褶皱轴部地层劈理等处充填黄铁矿-(黄铜矿)-铁白云石脉,形成脉体密集带; ②石英-铁白云石-黄铁矿-黄铜矿-黑云母阶段,主要是流体进一步活动,使先期形成的黄铁矿铁白云石脉破碎或使层间的浸染状铜矿化岩石进一步破碎形成条带状、团块状、块状富矿体,这是穆家庄铜矿主要成矿阶段。表生氧化期主要形成一些氧化矿石,由于控矿断裂陡倾,构造带较宽,因而氧化深度较大,最大氧化深度达到180余米,是矿体倾向延深的近三分之一

3.矿床地球化学特征

(1)稀土元素岩、矿石稀土元素分析(朱华平等,2005b; 祝新友等,2011)表明,穆家庄铜矿床块状富矿石稀土元素总量变化为(30～56)×10^-6,浸染状贫矿石稀土元素总量变化为(168～184)×10^-6,近矿蚀变围岩稀土元素总量变化为(81～250)×10^-6,近矿源岩的稀土元素总量变化为(152～176)×10^-6,远矿源岩的稀土元素总量变化为(131～338)×10^-6。从稀土元素总量来看块状富矿的稀土元素总量少,主要是由于矿石中含有较多硫化物的缘故,浸染状贫矿石与近矿源岩的稀土元素总量相当,表明含矿岩石与矿源岩矿物组成基本一致; 从稀土元素配分模式分析,块状富矿石稀土元素配分模式与近矿蚀变围岩及近矿源岩不同,显示出不同的物质来源。

(2)铅同位素

朱华平等(2005b)对矿石、近矿围岩铁白云石黑云母化千枚岩、硅化条带状白云岩和远矿未蚀变的地层样品进行了铅同位素分析,结果表明穆家庄矿石黄铜矿铅同位素组成²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb变化为21.496～23.533,²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb变化为15.775～15.972,²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb变化为40.221～41.426,显示出U成因铅和Th成因铅含量高,前者变化较后者大; 围岩岩石铅同位素组成²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb变化为17.933～18.598,²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb变化为15.469～15.527,²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb变化为37.693～37.859; 近矿蚀变围岩岩石铅同位素组成²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb变化为20.125～22.799,²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb变化为15.671～15.770,²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb变化为38.580～39.054(表3-20),其U、Th成因铅变化规律与矿石黄铜矿一致,异常铅仅分布在矿体及蚀变围岩狭窄的范围内,表明它们受同一种铅源的控制。依据铅同位素动力演化模式分析(朱华平等,2005b),仅围岩岩石铅同位素落在地幔与造山带之间,而黄铜矿矿物铅和近矿蚀变围岩岩石铅均落在动力演化曲线之外,作者认为穆家庄铜矿床铅可能与后期改造作用有关。

表3-20 穆家庄铜矿床矿石、围岩铅同位素组成

注:据朱华平等,2005b。

穆家庄铜矿和密西西比河谷型铅锌矿床的矿石铅同位素组成相似,具有Ⅰ型异常铅特征,说明穆家庄铜矿床矿石异常铅来自于某个Th、U异常铅的混入,穆家庄铜矿区范围内沉积岩并无Th、U异常层,异常铅组成和寒武系的异常铅组成相似,表明穆家庄铜矿的铅源来自于寒武系。

(3)硫同位素

由表3-21和图3-33可以看出,穆家庄铜矿床矿石矿物的δ³⁴S值为+8.02‰～+11.81‰,平均值为+10.52‰,硫同位素组成集中,塔式效应不明显。其中黄铁矿的δ³⁴S值在+8.43‰～+11.81‰之间变化,黄铜矿的δ³⁴S值在+8.02‰～+10.60‰之间变化,磁黄铁矿的δ³⁴S值变化在+8.22‰～+10.44‰之间,它们的δ³⁴S值组成顺序大致为:黄铁矿>磁黄铁矿≥黄铜矿,可以认为体系中的硫化物基本上达到了硫同位素平衡。其中两件样品通过黄铁矿与黄铜矿矿物对温度计:1000lnα=4.5×10⁵/T^-2(应用公式温度范围250～650℃; H.Ohmoto et al.,1979)计算,获得矿物形成温度为267～282℃,说明硫同位素的均一化程度较高。

表3-21 穆家庄铜矿床不同类型矿石硫同位素组成

注:据朱华平,2004。中国地质科学院矿产资源研究所同位素实验室测定,单矿物纯度在98%以上,硫同位素组成分析精度为0.2‰。

图3-33 穆家庄铜矿区硫同位素组成图解

(4)成矿流体特征及氢、氧同位素流体包裹体分析表明,穆家庄铜矿流体包裹体在同一寄主矿物中均一温度变化小,而盐度变化极大,显示为岩浆流体沸腾的产物。含矿流体在演化过程中经历了两个阶段的演化:第一阶段的成矿流体为中温(190～250℃)、中 -高盐度(12.5% ～35.34%,w(NaCl))含CO₂的NaCl-H₂O型岩浆流体; 第二阶段流体为中高温(300～350℃)、中-高盐度(7.4%～41.59,w(NaCl))的NaCl-H₂O型岩浆流体,反映了岩浆期后热液流体的二次沸腾。

氢、氧同位素分析能提供成矿流体性质及来源的证据。从氢、氧同位素图解中(图3-34)可以看出以下规律:穆家庄铜矿床的氢、氧同位素明显落入原生岩浆水范围内(朱华平等,2005b),表明穆家庄铜矿床的成矿流体为岩浆水,这与邻区喷流沉积型桐木沟锌矿床不同。

图3-34 穆家庄铜矿床与桐木沟锌矿床氢、氧同位素图解

4.成矿时代

关于穆家庄铜矿床的形成时代目前尚没有精确的测年数据报道,但根据穆家庄铜矿矿体的产出特征和同位素特征分析,笔者认为穆家庄铜矿主要为构造控矿,控矿断裂切穿上泥盆统刘岭群,而该地区自晚泥盆世到印支期之间缺少岩浆侵入。因此,结合前人资料和本次工作,分析推测穆家庄铜矿床可能与印支期或燕山期岩体侵位有关,成矿时代为石炭纪-侏罗纪。

5.矿床成因及成矿模式

(1)矿床成因

穆家庄铜矿矿体主要呈透镜状、脉状和似层状沿构造破碎带分布,矿石以充填、交代构造为主,具明显的改造特征; 成矿物质显示富矿石与近矿蚀变围岩及远矿未蚀变地层不同; 含矿流体以岩浆热液为主,显示出岩浆热液沸腾流体特征。因此,笔者认为该矿床属热液改造型铜矿。

(2)成矿模式

综合前述成矿地质特征和矿石特征,认为穆家庄铜矿主要经历了两大演化期,其成矿模式可概况如图3-35所示:①海西期,伴随南秦岭地块从扬子板块北缘裂解出去,产生了一系列EW向裂陷带,形成一系列规模、方向各异的基底断裂构造,各断裂构造的差异运动导致在EW向裂陷带中形成不同的泥盆纪凹陷盆地,在盆地接收正常海相沉积的同时,通过同生断裂的海底喷流作用带来了丰富的Cu、Fe、S等成矿物质,并同时沉积成岩,形成初始矿源层或贫矿层,伴随有条纹状、层纹状、浸染状黄铁矿、磁黄铁矿和黄铜矿产出:②印支-燕山期.区域上有深层岩浆侵入.深部岩浆侵入所带来的热液与岩层建造水产生对流,使海西期海底喷流沉积形成的成矿物质再次活化,并沿着褶皱(背斜)轴向运移,在褶皱轴部或断裂构造有利部位(层间破碎带)沉淀、富集成矿。

图3-35 穆家庄铜矿床成矿模式示意图

6.找矿模型

穆家庄铜矿床受EW向断裂控制,属构造热液改造型铜矿。综合以上矿床地质及物化探异常特征研究,建立其找矿模型如下:

1)钠长角砾岩、绢云绿泥千枚岩、菱铁岩、重晶石岩层及硅质岩层等热水沉积岩分布区,其中炭硅质岩建造即含炭铁白云质千枚岩尤为重要。

2)围岩蚀变为黑云母化、铁白云石化、硅化等,地表铁帽含孔雀石,并有相应的化探异常相伴。

3)NWW向断裂构造部位。

4)化探异常组合为单铜异常,分散流异常元素组合为Pb-Ag-Cu-As,且Zn×100/Cu小于1为铜矿体,Cu、Zn具明显的分离富集规律。

5)地球物理异常特征为激电率在4%～6%之间变化。

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