大溶溪层控夕卡岩型白钨矿床之成矿与控矿因素

艾国栋,戴塔根,陈明辉,鲍振襄,包觉敏

(1.中南大学资源与环境工程学院,长沙410083;2.湖南省有色地质勘查局二四五队,湖南吉首416007;3.湘西矿产资源综合研究发展中心,湖南乾州416009)

0 引言

大溶溪白钨矿床地处湖南省安化县境矿床赋存于辰山花岗岩体西北侧外接触带下震旦统南沱砂岩组的热接触变质晕(带)内,为华南地区层控白钨矿床新层位[1]。矿床规模为大型,产状稳定,具有较为独特的成矿特征及控矿因素。

1 区域地质背景

本区位于扬子地体与湘中南地体的结合部位。区内广泛出露前寒武系和下古生界。前寒武系为厚大的浅变质碎屑岩建造,含火山物质碎屑岩系,具复理石、类复理石沉积建造特征;下古生界为浅海相的碳酸盐岩-砂页岩组合。主要容矿地层为下震旦统南沱砂岩组(Z1n),假整合或微不整合于板溪群五强溪组(Pt3w)和南沱冰碛岩组(Z1nt)之间,为典型的含钨衍生建造。

区域构造主要为EW向香岩溪复背斜,轴部地层为板溪群马底驿组(Pt3m)。断裂构造主要为NE-NEE向的唐家田斜冲断裂和南金冲断裂,长度50～74 km,倾向 NW,倾角 60°。这两条断裂对区域钨矿化具有控制作用。

辰山花岗岩体产于香岩溪复背斜北翼近轴部与NE-NEE向断裂复合部位(图1),呈 EW向展布的椭圆形,岩体为正地形凸起,长约9 km,宽6 km,面积34 km2。岩石以黑云母花岗闪长岩和二云母花岗岩为主,其化学成分属高钾钙碱性系列过铝质花岗岩[2],亦即S型壳源花岗岩。2件锆石U-Pb年龄分别为226.5 Ma和224 Ma,表明岩体形成于晚三叠世。在岩体周边形成宽200～1 000 m的热接触变质晕(带),区域钨矿床均产于热接触变质晕(带)内。

2 矿床地质特征

2.1 含钨岩系

图1 辰山花岗岩地质图(据湖南省403地质队)Fig.1 Geologecal map of Chenshan granite

含钨岩系即钨的同生富集岩系或称含钨建造,它是钨矿成矿物质的主要来源。本区容矿地层南沱砂岩组具备含钨建造的地球化学特征。南沱砂岩组厚50.92～60.60 m,平均厚54.28 m。根据岩性、构造和含矿性,可划分为两部分。

(1)上部。主要为粉砂质板岩、硅质板岩夹粉砂质灰岩。厚度6.26～10.72 m,岩性(自上而下)为:

④紫灰色、深灰色厚层粉砂质板岩:水平层理(纹)发育,主由显微鳞片状绢云母和部分粉砂级石英碎屑组成;厚度2.12～2.61 m。

③紫灰色、深灰色厚层状硅质板岩:层纹发育,主要由显微鳞片状绢云母和隐晶-微晶石英组成;厚度0.44～4.45 m。

②灰白色、浅灰色薄层-中厚层状粉砂质灰岩:经变质形成大理岩,主要由微晶状、不规则状方解石组成;厚度0.20～1.07 m。

①紫灰色、深灰色厚层状粉砂质板岩:水平层理(纹)发育,主要由显微鳞片状绢云母和部分粉砂质石英组成;厚度2.12～2.61 m。本层普遍变为钙硅质夕卡岩,为矿区的主要含矿层。

(2)中下部。紫灰色、浅灰-灰绿色厚层块状石英砂岩、长石石英砂岩夹变质石英砂岩。主要由石英碎屑和石英集合体组成,胶结物较少,局部见火山尘。夕卡岩矿物不均匀地稀疏分散于碎屑颗粒间,并交代胶结物和碎屑。厚度 42.45～55.80 m。该层岩石普遍夕卡岩化和钨矿化。

2.2 矿区构造

矿区位于香岩溪复背斜的西段北翼,呈舒缓波状的向斜构造。地层走向NEE或近 EW,倾向 NNW 或 NNE,向斜轴向 NNW,两翼倾角较平缓(15°～30°),轴部稍陡。向斜北侧和深部被唐家田冲断层截断,致使五强溪组直接与震旦系呈断层接触。向斜南翼与辰山花岗岩体接触。

此外,矿区中部出露1条纵贯全区的霏细斑岩脉,其西段贯入五强溪组和南沱砂岩组,东段插入辰山岩体中,属成矿后脉岩,对矿体未产生明显的破坏作用。

2.3 矿体地质特征

矿体均赋存于南沱砂岩组内。其中上部夕卡岩型矿体出露地表(图2),中下部夕卡岩化变质砂岩型矿体则隐伏地下40～80 m(垂深)处,倾斜延深360～460 m。该层矿体在以往的勘查报告中将其划分为3层平行的矿体,包括上部矿体共4层①。但近年来的探采资料表明,产于砂岩中的矿体基本上为一厚大的透镜体状矿体(称下部矿体),局部或少部分地段由于矿化不均匀而成为“夹石”(或夹层),矿体与围岩无明显界线。

资料表明 ,上部矿体长 1 300 m,以 17°～25°的倾角向西延深下插,最大倾斜延深大于860 m,呈稳定的层状、似层状产出,矿体形态类型为板状型。厚度一般1.12～3.10 m,最厚7.82 m,平均2.58 m;w(WO3)=0.33%～ 1.02%,最高单样6.75%,平均0.78%。厚度变化系数51.47%,品位变化系数93.13%,属于厚度变化较稳定、品位分布较均匀的矿体。下部矿体长600 m,与上部矿体平行延伸,最大倾斜延深大于770 m,宏观上呈厚大的透镜体状产出,矿体形态类型为近于柱板状的过渡型。厚度一般 8.24～19.16 m,平均 14.42 m;w(WO3)=0.11%～0.55%,单样最高 0.86%,平均 0.37%。厚度变化系数75%,品位变化系数108%,属于厚度变化较稳定(局部较不稳定)、品位分布较均匀的矿体。

2.4 矿石特征

2.4.1 矿石的矿物组成

图2 大溶溪白钨矿区地质图Fig.2 Geologecal map of Darongxi scheelite deposit

矿石矿物为单一的白钨矿,金属矿物有少量(或局部富集)磁黄铁矿、闪锌矿、黄铁矿,微量方铅矿、黄铜矿、毒砂等;非金属矿物主要为透辉石、石榴石、透闪石及石英。

据镜下鉴定,产于上部矿层的白钨矿常与钙硅质夕卡岩矿物共生或被其交代,白钨矿多为他形粒状,少数为半自形晶板状晶体,由于受变质矿物交代,部分呈极不规则状,分布不均匀,一般含量3%～5%,局部富集达10%～15%,粒度一般0.2～0.6 mm。主要分布于夕卡岩矿物颗粒间、硅化石英条带、贯入石英脉及条带状石英微脉间,少量见于近矿围岩中。而产于下部夕卡岩化、硅化砂岩中的白钨矿一般较均匀地浸染于胶结物中或碎屑颗粒间。

非金属矿物主要为钙硅质夕卡岩矿物。据上部矿体资料,石榴石含量5%～10%,少数达15%,呈脉状或块状,星散浸染状分布;透辉石含量3%～5%,少数可达25%,多与透闪石、石榴石共生,呈脉状或条带状、团块状分布;透闪石较少,大多由透辉石蚀变而成或置换透辉石;石英为粗细晶粒混杂,以粗晶为主,多数集中呈条带状、脉状或团块状分布,含量30%～40%。

2.4.2 矿石化学成分

钙硅质夕卡岩(2件)的w(SiO2)=64.05%,w(Al2O3)=10.81%,w(Fe2O3+FeO)=8.69%,w(CaO)=5.73%;原岩主要为砂质板岩、硅质板岩及含钙板岩。夕卡岩化变质砂岩(8件)的w(SiO2)=72.93%,w(Al2O3)=10.71%,w(Fe2O3+FeO)=4.45%,w(CaO)=5.35%;原岩主要为石英砂岩。各类矿化岩石都含有一定量的CaO,无疑对白钨矿的形成是一个有利的因素。

2.4.3 矿石结构构造

矿石结构构造依矿石类型而异。夕卡岩型矿石白钨矿主要分布于条带状、脉状和块状石榴石、透辉石、透闪石发育的夕卡岩矿物间,以条带状矿石为主,次为细脉状。夕卡岩化变质砂岩型矿石,白钨矿主要分布于胶结物中,或嵌布于石英颗粒间以及石英微脉内;宏观上主要沿不规则的微细裂隙呈细脉状、细脉浸染状及浸染状产出。由于本区白钨矿石金属矿物少,载矿岩石和脉石成分多,故所形成的矿石构造多为条带浸染状、浸染状及细脉状构造。矿石结构主要为他形晶粒状结构,少量半自形晶结构、板状晶体结构,此外在变质砂岩中尚见浑圆碎屑状结构等。

2.4.4 围岩蚀变

矿床的近矿围岩蚀变主要是由岩体侵入所产生的夕卡岩化、角岩化、硅化及大理岩化等。

(1)夕卡岩化:系分布最广且与成矿作用最密切的蚀变类型,以形成大量的石榴石、透辉石、透闪石等夕卡岩矿物为特征,白钨矿化与夕卡岩矿物密切共生或被其交代。

(2)角岩化:以形成长英质角岩为主。由于碎屑岩在热接触变质时比较稳定,因而主要由胶结物类型而定。胶结物为硅质的形成石英岩或长石石英岩;胶结物为泥质的形成黑云母、堇青石、白云母、长石、石英组成的长英质角岩;胶结物为钙质的形成方解石、绿帘石、角闪石(透闪石)、石榴石组成的长英质角岩。白钨矿化与新生的变质矿物有关。

(3)硅化:宏观上常形成石英细脉、微脉,沿岩石节理裂隙充填;微观上与夕卡岩矿物共生,白钨矿与石英脉、硅化石英条带伴生。

(4)大理岩化:上部矿层中的不纯灰岩经热接触变质作用后常形成大理岩化灰岩、大理岩、透辉石大理岩、透闪石大理岩和石榴石透闪石大理岩等。在含夕卡岩矿物的大理岩中可见到白钨矿化。

3 成矿控制因素

3.1 地层层位及岩性控矿

大溶溪白钨矿床主要赋存于下震旦统南沱砂岩组,上覆、下伏地层中仅在斑点状板岩内偶见分散的白钨矿化。矿床的空间分布与容矿地层展布一致,南沱砂岩组分布范围基本上就是矿床范围;白钨矿体一旦与岩体接触即和南沱组砂岩组一起消失。这一特点显示出容矿地层对成矿的层控特性。

光谱分析结果表明,南沱砂岩组中W元素的质量分数高达61.19×10-6(561件),分别是上覆的南沱冰碛岩组(8.61×10-6,480件)和下伏的五强溪组(13.29×10-6,171件)的 7.1倍和 4.6倍[3],是上部大陆地壳平均值(2.0×10-6,Taylos S R等,1985)的30.6倍。W在区域地层中的高丰度是含钨岩系(建造)的重要地球化学标志[4]。

研究表明,新元古界板溪群五强溪组侵蚀面以上的下震旦统南沱砂岩组,在海侵序列下部砂质、粉砂质岩石向泥质或泥灰质岩石的沉积过渡中,在沉积分异、尤其是早期海底伴有火山喷溢的同沉积过程中,富含与W元素亲和力强的Mn,Fe及Ca质组分的“富集障”[5],可以通过岩性和岩石组合达到最佳聚矿效果,从而使W元素浓集,形成含钨建造。

南沱砂岩组上部岩石主要为层状含钨砂质板岩、硅质板岩夹不纯碳酸盐岩,中下部石英砂岩中常夹含钙质砂岩。上部岩石水平层理发育,层状,成层性良好,由于不同岩性的岩石结合面本身就是构造软弱面,故在褶皱构造变形过程中易形成层间剥离和层间破碎,加之化学活动性强,可与岩体侵入产生的岩浆气液发生化学变化,有利于矿液浓度增高,形成层带状分布的富钨矿体;中下部在构造应力作用下,岩层产生的构造裂隙带为矿液大范围运移和沉淀提供了扩容空间,形成厚大的透镜状矿体,其成矿机理类似于“构造破碎带型”矿床。由此可以认为,有利的容矿地层、岩性和岩石组合以及W元素的高丰度必然为白钨矿床的形成提供极为有利的介质条件和物源条件。

3.2 构造控矿

本区陆壳的形成始于新元古代,定型于加里东期。中生代早期的印支运动是一次重要的构造岩浆事件,导致广泛的断裂构造和岩浆活动,使含钨岩系的矿质活化、转移,并在有利的构造空间富集成矿。区域的近EW向褶皱和NEE向断裂对辰山岩体接触带钨矿的空间定位起着显著的控制作用。

3.2.1 层间断裂系统的控矿作用

南沱砂岩组成岩后,历经多次构造运动,产生了褶皱与断裂构造。从岩石受力后的变形分析,具有不同矿物成分组成的层状岩石,其层理面本身就是构造脆弱带,易产生层间剥离构造、层间断裂以及虚脱空间,有利于矿液的进入和矿质的富集,对形成大溶溪层状、似层状白钨矿体具有特殊的意义,它可以使含矿热液在远离侵入体的围岩中形成稳定的、高品位的钨矿体。

3.2.2 节理裂隙构造的控矿作用

受多次构造运动的影响,在南沱砂岩组中下部的厚层块状石英砂岩中,沿其早期形成的一对NE(主要)及NW向节理裂隙及横张裂隙,发育疏密不等的裂隙带,并成为矿化的有利空间,尤其在裂隙密集带及裂隙交叉部位矿化富集。这类裂隙构造的局部产状特征为“非整合型”的,但总体上被限制在同一岩层内,形成与岩层总体产状一致的厚大的透镜状矿体,产状也较稳定,是产于南沱砂岩组中下部矿体的主要容矿构造和矿体定位空间。

3.2.3 不整合或假整合构造控矿作用

大溶溪白钨矿床位于板溪群五强溪组之假整合面(局部表现为不整合面)之上的下震旦统南沱砂岩组内。研究表明,不整合面或假整合面是机械物理性质和化学成分有明显差别的岩石分界面,是明显的地球化学异常面,含矿溶液在其间流动易于发生分异作用,导致某些矿物的集中[6]。同时,不整合面或假整合面也是构造的薄弱带,岩石易于破碎,产生裂隙,成为岩浆侵入和矿液流动的通道和堆积场所。所以,当印支期岩浆热液侵入活动穿过矿区的该构造层时,白钨矿体即产在其假整合面(局部为不整合面)及覆于其上的南沱砂岩组碎屑岩及砂泥质、钙质岩石建造中,尤其是下部矿体则以接近假整合面最为富集。由此可见,大溶溪白钨矿床的形成与构造活动的假整合面有着密切的关系,地层不整合接触面或假整合面是重要的控矿构造类型之一。

3.2.4 岩体产状与成矿关系

实地调查表明,当辰山岩体与围岩的接触关系为EW向“整合接触”(即接触面与围岩层面近于平行一致)时,在这类接触构造附近形成的夕卡岩或矿体则以层状和透镜状为主,产状与围岩层理或劈理构造一致,如辰山岩体南侧的白沙溪钨矿、北侧的大溶溪钨矿等都是产于这类接触构造部位。

3.3 岩浆岩控矿

在各种成矿控制因素中,岩浆岩控矿作用十分重要。大溶溪白钨矿床的岩浆岩控矿作用主要表现为接触-热变质作用。该作用发生在侵入体与围岩的外接触带,主要由岩浆热力所导致的广泛变质作用,并在有利的岩性部位由岩浆热液引起的化学(交代)变质作用形成夕卡岩化与钨矿化。在空间上矿床(体)的成矿与岩体保持一定的距离,垂向上约150 m,这可能与该区夕卡岩矿物形成的温、压条件相当。而在没有经过热接触变质的围岩中,尚未发现钨矿化。原因是:在没有岩体侵入作用产生的变质带,尤其是未形成夕卡岩化变质带的情况下,W在同生富集层中既不形成大量的矿物聚集,更不产生显著的矿化迹象,在宏观上与普通岩石几乎没有区别。如辰山岩体东北端出露的未经热接触变质的南沱砂岩组没有钨的矿化便是例证,足见岩体与成矿的关系至关重要。

金属元素的质量分数高低通常被认为是评价岩体含矿性最直接、最重要的标志。然而,辰山岩体微量元素的平均值显示[2],岩体中的w(W)=0.8×10-6,w(Sn)=7.62×10-6,w(Bi)=0.73×10-6;明显低于华南典型钨矿成矿岩体的质量分数[4](w(W)=33.9×10-6(36件),w(Sn)=59.8×10-6(38件),w(Bi)=33.1×10-6(34件)),属于非含钨岩体,它在成矿过程中直接提供成矿物质的能力有限。本区岩浆岩对成矿的控制作用主要表现为,在岩体上侵过程中以巨大的热(动)能使围岩发生广泛而强烈的接触-热变质,并在贫钨岩浆侵入含钨沉积建造时,岩浆中的巨大能量和矿化剂可使围岩中的W元素活化后进入热液系统,向岩体外围相对低能封闭的有利成矿空间迁移-富集,从而产生钨的矿化并形成白钨矿床。

4 成矿过程与矿床成因

矿床地质特征及成矿控制因素的研究表明,大溶溪白钨矿床主要沿下震旦统南沱砂岩组外接触带成矿,矿床与构造、侵入岩密切相关。在成矿过程中,岩浆岩的作用是主导条件,容矿层位是必备条件,构造则是不可或缺的赋矿空间条件。成矿热液活动十分广泛,形成了从高温到中低温的一系列蚀变。矿石结构构造表明,除少数保留了原始的沉积特征外,绝大部分的成矿都晚于早期硅酸盐蚀变矿物并和同期热液夕卡岩矿物或脉石矿物相伴随,说明都是由热液中直接析出或由热液交代反应沉淀的[7]。

资料表明,岩石的化学性质对钨矿床的形成有一定的影响。由化学沉积的碳酸盐岩层和化学与机械混合沉积的含钙砂岩层有利于含钨热液进行渗滤交代,常形成夕卡岩型白钨矿床。所以说含钙围岩是形成白钨矿的一个重要因素,但不是唯一的因素。直接决定矿床形成的条件是矿液本身的酸碱度和钙离子浓度。矿床地质研究及室内模拟实验的大量资料证明②,白钨矿是在碱性介质条件下,钙离子浓度高时形成。

本区白钨矿化围岩均含有一定量的钙质,钙硅质夕卡岩矿物也可以析出钙,钙的来源是多方面的。故在夕卡岩化过程中为碱性介质条件,随着钙硅酸盐矿物的分解,溶液中钙离子浓度增高,此时在含钨的溶液中就可形成白钨矿[8]。

郭文魁[9]曾把我国岩浆热液矿床的成矿过程划分为4个阶段,即硅酸盐阶段、氧化物阶段、硫化物阶段及碳酸盐阶段。大溶溪白钨矿床也不例外:在早期硅酸盐阶段形成层状、似层状夕卡岩和夕卡岩化变质砂岩,钨矿化不强烈;氧化物阶段为钨的主要成矿阶段,其产物一般重叠于夕卡岩之上,少量也可超出夕卡岩范围而出现于热变质围岩中;此后的硫化物阶段仅形成少量磁黄铁矿、闪锌矿等硫化物;晚期的碳酸盐阶段发育少量方解石脉等,一般不形成白钨矿化。

虽然大溶溪白钨矿床产在辰山岩体周边的热变质晕范围内,沿南沱砂岩组形成层状、似层状及厚大透镜体状矿体,白钨矿化与夕卡岩的关系密切;但值得注意的是,该矿床与传统意义上的夕卡岩型矿床有所不同,因为它并不是由花岗岩与碳酸盐岩交代而成,而是流体沿构造裂隙充填交代碎屑岩、含火山物质碎屑岩并与之相互作用而成,夕卡岩全部产于外接触带的地层中,形成夕卡岩的原岩具有明显的特殊性,而夕卡岩(化)的形成过程和矿物成分与通常所见的钙质夕卡岩没有太多的差异。近年来一些夕卡岩的模拟实验研究表明[10],无论何种热液,只要含有一定量的Si,Al和 Fe,并有足够的温度和压力,就能与碳酸盐岩、碎屑岩发生反应生成石榴石、透辉石等夕卡岩矿物;这就是说,夕卡岩的形成并不限于酸性岩浆与碳酸盐岩的接触带,只要温压条件适宜,也可形成于非碳酸盐岩石以及岩体的外接触带,大溶溪白钨矿床即是一例,故有人称这类矿床为似夕卡岩型白钨矿床[11]。

研究表明,大溶溪白钨矿床初始成矿作用发生 于雪峰运动(约800 Ma)之后,钨在外生作用下,可以“纳米级”的重砂矿物形式被搬运,也可以吸附在黏土、有机质和铁、锰氢氧化物胶体中被带走,从而沉积并富集在南沱砂岩组中,形成较高的钨丰度,成为含钨建造(或含钨岩系)。后经印支运动发生辰山岩体侵入及对围岩的接触-热变质作用,驱使含钨岩系中的矿质活化、迁移,在有利的构造空间富集成矿。

总之,产于辰山岩体外接触带的大溶溪白钨矿床,沿下震旦统南沱砂岩组自然延伸,矿床产出明显受地层层位和岩性的控制,相邻矿体在地层系统中可以对比,具有层控矿床的基本特征[12]。这套地层具有高丰度成矿元素的地球化学特点,经印支期的接触-热变质作用产生夕卡岩(化)而形成白钨矿化。由于矿床产在侵入体的热变质晕(带)范围内,由热液活动沿特定地层层位或岩性形成的层状、似层状及厚大透镜体状矿体,并以与夕卡岩化有密切的成因联系和空间关系为特征,故称之为层控夕卡岩型白钨矿床。其形成的温度和压力范围为:温度700～400 ℃,压力50～100 MPa(模拟石榴石、透辉石形成的温压条件[10])。因此,岩体和特定层位是大溶溪白钨矿床形成的必要条件。

注释:

①中国有色金属工业总公司,湖南地质勘探二四五队(包正相主编).湖南省安化县大溶溪白钨矿区评价地质报告.1985.

②杨超群.钨矿地质研究动向及资源趋势.湖南地质科技情报,1982(2):2-8.

[1] 包正相.层控白钨矿床新层位及其地质特征[J].地质论评,1984,30(6)::595-599.

[2] 周晓岩.辰山岩体岩石学地球化学特征及其大地构造环境意义[J].国土资源导刊,2008(1):37-40.

[3] 包正相.湘西层控白钨矿床地质特征及其成矿作用[J].矿床地质,1987,6(4):33-42.

[4] 刘英俊,马东升.钨的地球化学[M].北京;科学出版社,1987:134-135,198-200.

[5] 王发宇.与区域变质作用有关的钨矿床及控矿因素[J].地质论评,1987,33(5):417-425.

[6] 傅必勤.论湘中地区金矿床的控矿构造[J].湖南地质,1990,9(4):1-8.

[7] 常印佛,刘学圭.关于层控夕卡岩型矿床——以安徽省内下扬子坳陷中的一些矿床为例[J].矿床地质,1983,2(1):11-20.

[8] 南京大学地质学系.地球化学(修订本)[M].北京:科学出版社,1979:309-314.

[9] 郭文魁.某些金属矿床的原生分带及其成因[J].地质学报,1963,43(3):7-12.

[10] 章振根.夕卡岩及其主要矿物形成条件[J].地质地球化学,1979(4):21-25.

[11] 朱火龄,李崇佑,林运淮.赣南钨矿地质[M].南昌:江西人民出版社,1981:277-281.

[12] 鲍正襄,万榕江,包觉敏.湖南安化大溶溪白钨矿床成矿特征及富集条件[J].江西地质,2000,147:21-25.