湘西铅锌矿富矿成矿规律探讨

付胜云

（湖南省地质调查院，长沙410011）

湘西—黔东地区以盛产层控型低温热卤水铅锌矿床著称。湘黔铅锌矿带主要受下寒武统清虚洞组的碳酸盐台地边缘浅滩—藻礁相控制，铅锌矿床（点）主要分布于台地边缘浅滩相自黔东卜口场—湘西花垣之间长百余公里、宽约十公里的狭长地带内，呈北北东向展布。其中自南往北有多个发育程度不同的藻礁分布。藻礁是各矿床（点）的重要控矿岩系，主要由质纯、性脆并具有高孔隙度的藻灰岩组成。扬子地台边缘的独山—松桃—张家界深断裂带通过本区，矿床位于热液活动活跃的湘黔深断裂带边缘。作为矿床主要导矿构造的区域性大断裂发育，并控制着储矿构造和控矿岩相的展布，是矿床产出的有利部位。区域上岩相展布自西往东依次为台地相、台地边缘相、斜坡相和盆地相。有利于成矿的岩相带、构造带与铅锌矿带呈三位一体分布，是矿床的主要特征之一。前人针对湘西—黔东地区下寒武统清虚洞组地层中铅锌矿成矿规律及藻礁和岩相古地理的研究有不少成果［1－12］，为本文提供了良好借鉴。

1 控矿地层—清虚洞组地层

1.1 清虚洞组地层岩性

清虚洞组地层风暴岩层序和位置见图1。

1.2 清虚洞组地层的旋回性及旋回组成

本区清虚洞组在层序上表现为一总体向上变浅的海退旋回沉积序列，初始为深水碳酸盐陆棚，经浅滩化后发育为滩，最后由滩发展为潮坪。但演化至中期阶段，由于海平面有所上升，沉积环境随之发生改变，导致在垂向上出现了浅滩—藻礁—浅滩—潮坪交替沉积的现象。

图1 李梅矿区清虚洞组风暴岩层序和位置［9］Fig.1 Tempestite sequence and position in Qingxudong fromation in Limei mining area

第一小旋回以清虚洞组早期沉积第一段和第二段为代表：本区西部为沉积砂屑和鲕粒为主开阔浅海滩，中部沉积了浅水陆棚近源浊积条带状灰岩，东部沉积了深水陆棚远源浊积韵律灰岩，在风暴浪底以上深度则具有风暴岩形成。第二小旋回以清虚洞组中期沉积第三段和第四段为代表：滩前砂坝已经形成，藻类竞争生长，礁间通道（泄水沟槽）调节海水盐度和含氧度为藻类传送营养，形成巨大藻礁体；中晚期藻礁因生长过快失去障壁保护，海水能量增高，盆内碎屑如砂砾屑、藻屑、鲕粒等增多。第三小旋回以清虚洞组晚期沉积第五段和第六段为代表：潮坪沉积层序由下而上为含细砂屑白云岩—含粉屑层纹石—层纹石白云岩—纹层状粉晶白云岩。

在台地边缘浅滩相内，以藻礁为中心在横向上有3个沉积相（亚相）分布，自西向东按礁后泄湖—藻礁和礁间通道—礁前砂坝分布。

1.3 清虚洞组岩相序列

湘黔边境清虚洞组岩相主要分3个相，7个亚相，自下而上为：1）盆地边缘相：分盆地边缘相薄层泥晶灰岩亚相，厚50～270m；盆地边缘相斑纹状泥晶团粒灰岩亚相，厚0～120m；2）台地边缘浅滩相：分台地边缘浅滩相下鲕粒核形石碎屑灰岩亚相，厚0～50m；台地边缘浅滩相藻灰岩亚相，厚0～180m；台地边缘浅滩相上鲕粒核形石碎屑灰岩亚相，厚5～150m。3）台地相：分台地相含陆屑层纹石云岩亚相，厚50～80m；台地相层纹石云岩亚相，厚50～220m。

2 富矿体地质特征

2.1 富矿体特征

铅锌富矿体受次级背斜及容矿层层内裂隙系统控制，规模较大富矿体一般大致顺层分布并具有较为明显的方向性。富矿体有似层状、透镜状、囊状、巢状、脉状5种形态，其中以似层状、透镜状为主。似层状、透镜状富矿体长200～1 400m，宽100～250m，厚2～15m，赋存于清虚洞组第三段顶底部或上下部地层中，具有工业意义。实例如渔塘矿田李梅矿区的第9勘探线富矿体正是产于∈1q1－3近底部的似层状富矿体（见图2、3）。

铅锌富矿体中矿石按构造特点分为5类：网脉状—斑脉状矿石、环带状矿石、稠密浸染状矿石、球粒—团块状矿石、致密块状矿石。富矿体中以网脉状富矿石最重要，其次为斑脉状富矿石。

图2 湘西花垣县李梅铅锌矿床地质略图Fig.2 Sketch map of Limei lead－zinc deposit in Huayuan county，western Hunan

2.2 富矿石及其组成特征

富矿石矿物组成：铅锌矿石成分比较简单。矿石矿物主要有：闪锌矿、方铅矿，少数矿点有菱锌矿、异极矿、黄铁矿和褐铁矿；次要矿石矿物有孔雀石、硫镉矿、斑铜矿、水锌矿。脉石矿物主要有方解石，有的矿点有重晶石、萤石、石英和白云石。

富矿石化学组成：主要有用元素是Pb、Zn，而大部分矿点以Zn为主。据花垣李梅矿区［2］清虚洞组闪锌矿、方铅矿单矿物分析及电子探针分析结果（表1、2）表明：闪锌矿Zn＋S＝96.59%～99.39%，其含量与理论值相近，闪锌矿的杂质元素总含量低，贫Fe、Mn、Pb而富Cd。

图3 李梅矿区第9勘探线富矿体剖面图Fig.3 Profile of high－grade ore bodies in No.9prospecting line of Limei mining area

表1 李梅矿区闪锌矿、方铅矿电子探针分析结果Table 1 Analytical table of electron probe for sphalerite and galena in Limei mining area

表2 李梅矿区闪锌矿单矿物化学分析结果Table 2 Chemistry analytical table of sphalerite single mineral in Limei mining area

据花垣李梅矿区［2］清虚洞组闪锌矿、方铅矿单矿物分析及电子探针分析结果（表1、3）表明：方铅矿Pb＋S＝98.93%～99.92%，其含量与理论值十分相近，方铅矿的杂质元素总含量很低，方铅矿的锌含量约0.1%左右，Ag、Cu含量偏低。主要伴生组分为Cd，此外还有少量Ag。富矿石中，Zn与Cd，Pb与Ag呈正相关关系，Cd和Ag是以类质同象置换方式置换了Zn和Pb，而分别赋存于闪锌矿和方铅矿的晶格中。

表3 李梅矿区方铅矿单矿物化学分析结果Table 3 Chemistry analytical table of galena single mineral in Limei mining area

2.3 热液蚀变

方解石化、成矿期白云石化、重晶石化、黄铁矿化、萤石化、沥青化、硅化、褪色—重结晶，蚀变越强找富矿可能性越大。铅锌矿化本身是找矿的最好标志。各矿田内富矿集中地段均有较强的黄铁矿化或浅紫色—紫色粗晶萤石化。

2.4 富矿石结构、构造

区内矿石结构主要有：1）原生结晶结构：半自形—自形晶粒结构、半自形—它形晶粒结构、包含结构、填隙结构、球粒状结构、筛状结构；2）次生交代结构：溶蚀结构、渗透交代结构、交代残余结构、穿孔交代结构；3）冷却分离与聚集结晶形成的结构：文象及蠕虫状结构、乳浊状结构、变胶状结构等；4）受力变形形成的结构：碎裂结构、揉皱结构。

矿石构造主要有致密块状构造、浸染状构造、脉状构造、斑脉状构造、网脉状构造、环带状构造、溶蚀角砾状构造、球粒—团块状构造、变胶状构造、晶洞状构造、花斑状构造。

2.5 富矿石类型

铅锌硫化物矿石，按矿物成分可分为铅锌矿石、锌矿石和铅矿石三大类，富矿石以锌矿石为主。按矿石构造，富矿石可分为脉状矿石、环带状矿石、球粒—团块状矿石、稠密浸染状矿石、块状矿石等大类。

2.6 成矿期次、矿化阶段、矿物生成顺序

据区域地质资料与区内矿物共生组合及其穿插关系、围岩蚀变等，本区成矿具有多期性，如表4所示。

表4 渔塘矿田铅锌矿床成矿期主要特征Table 4 Main characteristics of Pb－Zn deposit in metallogenic period in Yutang mine field

从表4可见，本区成矿可细分为3个期6个阶段，分属地台和地洼两个大地构造期。

地台同生—后生成矿期，对区内成矿具有重要意义的是矿源层形成。容矿层未蚀变岩石含铅、锌较高，分别是89×10－6、10l×10－6，约为世界碳酸盐的10倍和5倍，说明有原始富集，能为矿床提供部分铅、锌。后生阶段，于容矿层及其底板未蚀变扰动泥晶灰岩中常见星点状小球粒方铅矿和闪锌矿，也表明有矿源层。

地台热液成矿期，区内地壳上隆，构造压溶热液成矿，缺乏定向构造裂隙系统，成矿是在较封闭体系中进行，所成矿体为整合型。

地洼热液成矿期，晚三叠世初和侏罗纪末期地洼阶段的地壳运动波及本区，使先成地台构造层发生褶断，形成北东构造［9］，出现本次成矿，从而有北北东和北西西向及其交汇部位的矿体。

地洼表生成矿期，可能主要从第三纪开始，在区内未形成重要矿体。

3 富矿成因探讨

3.1 成矿物质来源和成矿时代与成矿温度

渔塘矿田李梅矿床中4个方铅矿的铅同位素组成测试结果（表5）表明：1）铅同位素组成具单阶段演化模型，铅的源区比较单一。2）采用D－φ法、H－H法和R－F－C法（t206t208）分别计算其模式年龄为311～523Ma，平均450Ma，为加里东期。

表5 渔塘矿田李梅矿床铅同位素组成及模式年龄表Table 5 Lead isotopic content and model age of Limei deposit in Yutang mine field

前人对渔塘矿田铅同位素先后共采样27个，206／204、207／204、208／204三组同位素比值分别为19.32～17.06、16.51～14.24、41.91～34.36。渔塘矿床铅具单阶段和多阶段演化模型，铅最初主要来自上地幔［1］。铅同位素模式年龄集中在300～500 Ma（图4、5）。其年龄数值明显小于容矿层年龄，却与加里东运动的地质年限大致相当，说明加里东运动导致了本区壳、幔源铅的均一化而成为壳幔混合铅，故上述铅同位素模式年龄可作为该矿床的成矿年龄。这与矿床地质特征相一致。

图4 花垣县渔塘矿田铅同位素模式年龄频率图Fig.4 Histogram of lead isotope model age in Yutang mine field，Huayuan County

渔塘矿田6个闪锌矿、4个方铅矿、1个黄铁矿硫同位素组成测试结果：

1）δS34值的变化范围＋23.96‰～＋29.79‰，极差小，而且富含重硫。说明硫源单一，属古海洋硫酸盐硫的范畴。

2）S32／S34比值为21.577～21.695，平均为21.624，都小于22.18，说明该区硫是非生物硫。

表明硫源单一，是非生物硫，属古海洋硫酸盐硫的范畴，硫主要来源于硫酸盐的还原硫。

渔塘矿田李梅矿床金属硫化物中的δS34值与寒武纪蒸发岩δS34平均值一致，偏离零值较远，在δS34直方图上不具塔式效应（图6），呈离散状态，说明铅锌矿物中的硫以重硫为特色，硫主要来源于沉积的硫酸盐［1］。另外，矿石与围岩中存在较多的沥青质，表明成矿时有含硫油田卤水混入［3］。

区内地壳的拉张裂陷作用导致的裂谷火山活动控制了成矿物质的主要来源，以热卤水为主体的矿床混合流体主要来源于深部［5］。

李梅矿床单矿物微量元素含量统计可知：黄铁矿中Co＜Ni，Co／Ni＝0.69，方铅矿中贫Ag，闪锌矿中贫Mn、Fe，而Ga、Ge、In有一定含量，Cd含量高，一般为0.435%～0.659%、最高为1.088%。这些微量元素含量与某些密西西比河谷型铅锌矿床大致相似，表明区内成矿物质显示沉积来源［3］。

图6 渔塘矿田李梅矿区硫同位素组成直方图Fig.6 The histogram of sulfur isotope in Limei mining area，Yutang mine field

鉴于如下事实：1）本区硫同位素δS34数值与寒武系古海水硫酸盐（石膏）的δS34数值基本一致；2）本区清虚洞组的藻灰岩之上为一套巨厚的蒸发岩相白云岩并含膏盐矿物；3）本区西北与清虚洞组同一层位在贵州、四川境内有膏盐层存在。因此认为本区的硫主要来自寒武系。

李梅矿床矿物流体包裹体的一般特征［5］：按其相态可分为液相、气相、多相3种。其中，液相（原生）包裹体占90%以上，且基本上均为盐水溶液；气相包裹体约占2%～3%；多相包裹体约占3%～5%，其内含NaCl、KCl及难溶盐，各类型包裹体常同时出现并紧密共生。此外，在部分样品中，尚有不少不混溶包裹体存在。原生液相包裹体气相百分数一般为5%～15%，但多集中在8%～10%；原生气相包体裹体气相百分数一般为85%～95%。在富矿石中，与辰砂共生的脉石矿物内的包裹体很丰富，但个体通常很小，常在2μm×4μm以下，部分石英中的包裹体较大，达2μm×4μm～10μm×16μm，少数甚至有20～40μm。包裹体的形态以规则状为主，少数呈不规则状。断面一般为不对称的六边形、四边形或三角形等。也有少数呈长方形、纺锤形或较规则的负晶形。原生包裹体在矿物中的分布无规律，但偶尔也成群成带出现，次生包裹体则明显沿微裂隙呈线状分布。

李梅矿床用均一法测定温度，结果表明：矿床形成温度为152～219℃，平均193℃。李梅矿床黄铁矿晶出温度约为200℃、闪锌矿为99～190℃、方铅矿约为89℃。按矿床闪锌矿—方铅矿矿物对硫同位素计算成矿温度约185℃。因此矿床成矿作用温度大致为89～219℃。但此温度并不代表矿床几种主要硫化物的成矿温度，因闪锌矿既非晶出最早，亦非晶出最晚。根据矿物共生组合和生成顺序以及矿石组构特征，可以估算出本区铅锌矿成矿阶段的金属硫化物的成矿温度大致上限为195～200℃，下限为89～94℃。按共生矿物组合的生成顺序规律，黄铁矿晶出稍早于闪锌矿，而方铅矿则稍晚于闪锌矿。在同一矿石中，同阶段的黄铁矿和闪锌矿有时会构成李梅矿床中常见的环带状构造；有时呈固溶体分离结构（如蠕虫状结构，乳浊状结构），说明两者成矿温度接近。方铅矿普遍交代同阶段的黄铁矿和闪锌矿。但有时也可以见到粗晶方铅矿和闪锌矿晶粒呈镶嵌接触关系，两者的接触界线平直，前者仅局部插入后者的微缝隙内，但无交代现象，表明方铅矿生成时间或结晶终止时间稍晚于闪锌矿，且方铅矿与闪锌矿的晶出时间和结晶温度十分近似。综上所述，对本区成矿阶段金属硫化物的成矿温度进行估计，上限以黄铁矿晶出的估算温度为准，约为200℃；闪锌矿为99～190℃；下限以方铅矿的估算温度为界，约为89℃。也就是说，本区成矿阶段的金属硫化物的成矿作用是大致在89～200℃温度范围内进行的。

3.2 成矿地质环境

早寒武世早中期，区内为近海滨与浅海棚区；早寒武世晚期至中晚寒武世属于台地边缘浅滩或台地区，沉积了碳酸盐类，局部地段沉积大量藻灰岩，富集铅锌矿床。前面提到的湘黔深断裂带，一系列北东向展布超岩石圈主干断裂为研究区提供了丰富的矿质来源。综上所述，铅锌矿床的成因类型为低温热液层控型。

3.3 成矿模式

通过湖南省花垣县渔塘铅锌矿床专题研究成果而建立的成矿模式为：

1）深部矿物质在地壳运动的驱动下，沿深大断裂向上运移，至一定深度后可向其派生大断裂输送。

2）热卤水始于成岩压实水以及沿深断裂带下渗的古海水。下渗途中由地热增温并因溶解膏盐矿物提高盐度而变为热卤水，到了较深的部位由于热驱动而发生对流循环，在流经的地层中萃取金属物质从而成为含矿热卤水，在地壳运动的驱动下，沿不整合面向盆地边缘迁移。

3）上升的深部矿物质至上地壳与含矿热卤水在大断裂带内混合、形成高矿化度的混合热卤水并继续向上迁移。

4）生油层内的石油成熟后，在负荷压力、热力或构造力的作用下与油田水一道沿断层及裂隙迁移并先于金属成矿物质进入圈闭构造内形成油藏。后因油藏遭受构造作用破坏，油气多已散失，但在矿带内盖层条件好的部位，其岩石裂隙和孔隙内仍有少部分残存。

5）地层中含SO42－的水溶液被圈闭构造中的CH4及岩中的沥青还原，产生H2S气体。

6）铅、锌氯络合物在圈闭构造内（或容矿层内）与硫化氢反应而沉淀，形成闪锌矿、方铅矿等金属硫化物。

4 富矿控矿因素

4.1 构造对成矿作用的控制

4.1.1 深断裂带边缘控矿

矿床位于热液活动活跃的湘黔深断裂带边缘，湘黔深断裂带为矿床主要导矿构造，为研究区内形成铅锌矿床的含矿热液提供了上升通道和沉淀场所，起储矿、控矿和控制岩相展布的作用，是矿床形成的重要因素。北东向的花垣—张家界断裂和北北东向的保靖—铜仁—玉坪断裂均为独山—松桃—张家界深断裂带内的区域性大断裂，具长期继承性活动性质，是本区铅锌矿床的控岩、控相和主要导矿构造。北东向的花垣—张家界断裂对铅锌矿的控制作用最明显，在邻近该断裂的地段，富矿体数量多、规模大。

4.1.2 褶皱控矿

褶皱控矿机理主要是促使储矿层形成更多容矿空间。在矿带内的不同部位，空间条件不同，故其控矿规律不同：一级构造控制矿化范围；二、三级背斜控制矿体产出，而轴及近轴两翼等软弱部位由于应力相对集中，这些部位往往形成层间虚脱，岩石破碎，小断层及节理裂隙发育，从而为成矿控制富矿体。对成矿最有利的加里东期控矿构造为北东向Ⅰ级背斜构造和Ⅱ级北东向和北西向次级背斜构造。

4.1.3 构造裂隙系统控矿

矿体的贫富取决于主要矿石类型。常见的低品位斑块脉状矿石一般不能组成富矿体，必须在其上添加含矿细脉，形成网脉状矿石等复合型矿石才能形成富矿体。含矿细脉越发育，矿石品位越高。但含矿细脉的发育程度受构造裂隙系统制约，构造裂隙系统是指节理裂隙、岩溶裂隙、孔隙—缝合线系统。由于次级背斜轴部及其附近北东向、北西向及近水平的几组裂隙同时发育，容矿空间更为理想，致使富矿在此定位。藻灰岩层内北东向、北西向和近水平的三组裂隙及构造缝合线同时发育并形成网状裂隙系统是富矿形成的必要条件。

4.2 岩相对成矿作用的控制

控矿的岩相古地理类型为台地边缘浅滩—藻礁相。控矿的岩相序列为碳酸盐陆棚总体向上变浅序列中的藻礁—浅滩—潮坪岩相序列。

4.3 地层和岩性对成矿作用的控制

铅锌富矿体基本上产于清虚洞组灰岩段中，且明显（约90%以上）受该段藻礁灰岩控制；富矿体的产出与藻礁灰岩的厚度、岩石分布范围、所处层序位置等条件有一定关系，例如李梅矿区富矿体集中的地段藻礁灰岩的厚度一般大于100m；藻礁灰岩的孔隙度居全区岩石之首，具备十分理想的容矿空间。

控矿层位中，孔隙度大、渗透性好的岩性段上覆孔隙度小、渗透性差的岩性段配置成良好的“储”、“盖”岩性组合，是铅锌矿形成和富集的重要控矿条件。区内成矿最有利的“储”、“盖”岩性组合主要有两种：藻礁灰岩—微晶白云岩组合；藻礁灰岩—泥晶白云质灰岩组合。容矿围岩岩性多为灰岩、生物屑灰岩、白云质灰岩及白云岩。

藻礁灰岩与不同岩性的接合部位及其附近等微地球化学障区，往往就是铅锌富矿体产出部位；藻礁灰岩与礁间通道的薄层泥质白云质灰岩呈指状交叉接触处，也常有铅锌富矿体产出。在礁间通道沉积中，通常有结构粗细很不均匀的岩层互迭，铅锌富矿体则产于粗结构、高孔隙度的滑塌角砾岩中，而细结构的岩石则起“岩性屏”作用。在接近礁后部分，成岩期豹皮状云化了的藻礁灰岩是对成矿不利的岩石，查明其分布对正确确定富矿远景区的边界很有帮助。

从总体看，富矿形成是受岩相和构造条件综合控制，而构造条件显得更为重要。因此，可概括为有矿无矿看岩相、矿贫矿富看构造。

5 富矿空间分布规律

1）区域上，湘黔铅锌矿带内各铅锌矿床（点）都被控制在台地边缘藻礁亚相（清虚洞组下段第三亚段∈1q1－3）内：在藻礁中，强铅锌矿化发生在藻灰岩层的构造有利部位以及藻灰岩与其他岩性接触处附近，因此铅锌富矿体主要分布在藻灰岩的下部和顶部，也有部分小富矿体分布在礁间通道边缘的重力沉积中，或清虚洞组下段第四亚段（∈1q1－4）砂屑、鲕粒灰岩底部或中部、上部，也有极个别小富矿体分布在清虚洞组上段第一亚段（∈1q2－1）底部白云岩中。在同一矿区，富矿体Pb／Zn比值有由下而上增高的趋势。

2）产于矿田不同地段及部位的富矿体，矿石中闪锌矿和方铅矿的含量比例是不相同的。例如，渔塘矿田由北往南5个矿区，富矿体Pb／Zn平均比值由0.1逐渐变为1，以锌为主的富矿体主要分布在矿田的北部，而分布南部者，主要为铅矿体，中间地带则呈过渡关系。

6 找矿模型

湘西铅锌矿富矿找矿模型见表6。

表6 湘西铅锌矿富矿找矿模型Table 6 Prospecting model for high－grade Pb－Zn ore in Western Hunan

7 结论

1）湘黔铅锌矿带主要受构造、地层与岩相三者的联合控制。矿带北东向茶洞—花垣—张家界深大断裂与北北东向麻栗场断裂和古丈—吉首断裂组成弧形深大断裂带，为含矿热液提供了上升通道。含矿热液在运移过程中又萃取了围岩中的Pb、Zn元素。矿带内广泛出露的奥陶系下统及寒武系下统台地边缘斜坡相生物碎屑灰岩及礁灰岩地层，因质纯、性脆、岩石孔隙度大，当它们位于一系列北北东向的褶皱构造轴部、背斜与向斜构造的交接部位、深大断裂之间或其附近时，由于应力相对集中，这些部位往往形成层间虚脱，岩石破碎，小断层及节理裂隙发育，从而为成矿物质的运移和富集提供了通道和沉淀场所，并产生硅化与碳酸盐化等蚀变现象，形成了区域内众多的铅锌矿（化）点。

2）矿床成因类型属低温热液层控型。

3）湘黔铅锌矿带成矿地质条件优越，含矿层位稳定，找矿标志明显，具有寻找大型—超大型铅锌矿床的资源潜力。

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