吉林老岭地区正岔夕卡岩型铅锌矿床成因与找矿标志

彭明生，赵华伟，杨宏智，李明阳

（1.沈阳地质矿产研究所/中国地质调查局沈阳地质调查中心，辽宁沈阳110034；2.吉林省地质调查院，吉林长春130061；3.成都理工大学地球科学学院，四川成都610059）

1 区域地质概况

正岔铅锌矿床产于吉南-辽东成矿带上，该成矿带为构造－岩浆作用十分发育的双层构造隆起区，以古元古代老岭隆起为主体，其北为龙岗古陆，其南为朝鲜的狼林古陆［1］.该区出露的地层主要是少量太古宙表壳岩、元古宙浅变质岩系和中生代陆相火山－沉积岩.元古宙地层为一套中浅变质火山-沉积岩系，主要岩性为含碳变粒岩、斜长角闪岩、大理岩、二云片岩，普遍经历低角闪岩相—绿片岩相区域变质作用.区域内中生代火山侵入杂岩发育，以钙碱性花岗岩和火山岩为主.断裂构造主要是老岭断裂、南岔-横路岭-大松树-荒沟山-小四平“S"形断裂、花甸子-复兴屯-通化断裂、黄柏-大石湖断裂，它们具多期次活动特征，并控制区内中生代总体构造格局和中生代岩浆作用以及大部分铅锌、金、铜矿的成矿［2］.

2 矿床地质特征

正岔铅锌矿床位于虾蜢沟-四道阳岔背斜西翼，北东—北北东向花甸子-头道-通化断裂带中段，产于复兴屯花岗岩体及围岩接触带的夕卡岩中.在空间和时间上与早白垩世复兴屯杂岩体关系十分密切（图1）.矿区出露地层主要为集安群荒岔沟组，斜长角闪岩呈层状、似层状产出，单层厚数十米到百米以上，与石墨大理岩、黑云变粒岩、浅粒岩及透辉变粒岩共生或为其夹层.该组的中段为铅锌矿的下含矿层.上段中部以斜长角闪岩为主，夹石墨大理岩，为铅锌矿的上含矿层（图2）.

图1 老岭地区地质矿产简图Fig.1 Simplified geologic map of the Laoling area

图2 正岔铅锌矿矿区地质图Fig.2 GeologicmapoftheZhengchalead-zincorefield

2.1 矿体特征

矿体主要赋存在集安群荒岔沟组斜长角闪岩、大理岩中，直接围岩为夕卡岩.有上下两个含矿段，共有矿体61条.上含矿层赋存矿体48条，4～6号矿体规模较大，矿体长度多为73～96 m，最长可达416 m，平均厚度为1.75 m，延深控制在25～183 m，Pb品位为1.66%，Zn品位 2.24%，Pb/Zn（品位比）=1∶1.3.下含矿层长约100～500 m，厚度多为0.3～9.02 m，Pb品位为0.43%～3.19%，Zn品位0.51%～4.35%，共13个矿体，其中1号矿体最大.矿体形态变化复杂，产状变化大，呈似层状、鞍状、扁豆状.矿体产出状态与构造关系密切，在褶皱挠曲、层间破碎带、层内裂隙地段矿化强（图3）.矿体在含矿层内常出现分支复合现象，脉状矿体穿切地层.矿体与围岩界线清楚但不规则，矿化强度不均，矿体厚度变化较大.宏观上矿体产在正岔花岗斑岩北侧外接触带800 m范围内，由近至远有Fe、Cu、Mo、Sn-Cu、Pb、Zn-Pb、Zn 等不甚发育的水平分带.空间上显示了矿床是花岗斑岩体热作用产物，这是再生矿床的成矿特点.

2.2 矿石特征

矿区内主要矿石类型为方铅矿-闪锌矿矿石（78%），含黄铜矿方铅矿-闪锌矿矿石（20.4%）以及少量的黄铜矿-磁黄铁矿矿石.矿石矿物按照其生成次序主要为磁铁矿→赤铁矿→闪锌矿→磁黄铁矿→黄铁矿→钴镍黄铁矿→方铅矿→自然铋→碲银矿→白铁矿.脉石矿物以钙铝-钙铁榴石、透辉石、石英、方解石为主，次要为绿帘石、绿泥石、阳起石、透闪石、硅灰石、绢云母等.矿石结构以结晶粒状和包含结构为主，固熔体分解结构、交代溶蚀结构、环带结构较少.矿石构造主要有块状构造、浸染状构造、条带状构造、斑杂状构造、网脉状构造，以浸染状构造为主.

2.3 成矿阶段及蚀变特征

根据矿体的空间分布特点，矿物的结构构造、共生组合及交代穿插关系等将成矿划分为夕卡岩阶段、热液阶段及表生改造阶段.又以矿物的主要晶出时间划分为硅酸盐阶段（夕卡岩硅酸盐矿物）、硅化-硫化物阶段（闪锌矿-方铅矿-黄铜矿等）、碳酸盐（方解石-石英）阶段.

主要围岩蚀变为夕卡岩化、硅化、碳酸盐化、萤石化、绿泥石化和绿帘石化.

2.4 矿化分带特征

水平方向从矿床的西南-东北分布夕卡岩内、外两个明显不同的矿物组合带.内带未发现明显的矿化，外带主要由钙铝-钙铁榴石、透辉石-钙铁辉石、硅灰石及石英、方解石组成，大量的金属硫化物分布在外夕卡岩带.矿石矿物组合复杂.在外带西南分布着磁黄铁矿-闪锌矿、闪锌矿-磁黄铁矿-黄铜化、黄铜矿-闪锌矿、黄铜矿-方铅矿、自然铋-碲金矿等组合.在外带的中部和东北部矿物组合为黄铜矿-闪锌矿、黄铜矿-方铅矿、磁铁矿-赤铁矿组合.垂向上，矿体上部分布着以方铅矿为主的矿物组合，矿体下部分布着以闪锌矿为主的矿物组合.

3 矿床地球化学特征

3.1 成矿元素特征

正岔铅锌矿成矿区具有成矿元素富集叠加的地球化学场特征.区域异常表现为铅、锌单元素异常均具有三级分带及明显的浓集中心，异常强度分别为181×10-6和 236×10-6，是直接找矿标志.土壤化探异常显示的特征元素组合为Pb-Zn-Cu-Ag.其中Pb、Zn异常套合好，分布在矿体上方，呈南北向延伸.原生晕分析结果Pb在闪长岩中最高，Zn在花岗斑岩中最高.

正岔铅锌矿床中主成矿元素为Pb、Zn、Cu.品位分别为Pb 0.03%～6.38%，平均1.66%；Zn 0.04%～13.8%，平均2.24%；Cu 0.35%～4.66%，平均2.5%（表1）.伴生有益组分为 Au、Ag、Ge、Tl、Se、Sn，均达到了开发利用标准.矿石矿物电子探针分析结果表明［3］，正岔铅锌矿矿物成矿元素具有以下特征.

图3 正岔铅锌矿床剖面图Fig.3 Geologic section map of the Zhengcha lead-zinc deposit

表1 矿石矿物的电子探针分析结果表Table 1 Electron microprobe analysis for the ore minerals from Zhengcha lead-zinc deposit

方铅矿：Pb含量为85.95%～86.87%，S含量为12.47%～13.12%，Ag为 0.1%～0.62%、Au很少 （0～0.02%）或不含，方铅矿中银含量较高，Au/Ag=0～0.11.显然，方铅矿相对富集银而不富集金.

闪锌矿：Zn含量为54.02%～57.44%，S含量为31.63%～33.32%，大多含银，一般为0.01%～0.09%，Au/Ag=0.74.除此而外，还含 As、Bi、Co、Ni、Mn 等元素.

黄铜矿：Cu含量为34.49%～35.95%，S含量为33.32%～34.48%，Au为 0～0.4%，Ag为 0～0.6%，Au/Ag为 0～0.67%.

3.2 稳定同位素地球化学特征

3.2.1 硫同位素地球化学

正岔铅锌矿的δ34S变化范围3.3‰～13.4‰，硫同位素组成均为正值，塔式效应明显.该矿床的δ34S有两个系统，即还原系统与氧化系统（表2）.还原系统的δ34S较高，与区域集安群的δ34S基本一致，推测是早期层状矿体的残留.氧化系统的δ34S较低，变化范围很窄，δ34S有明显的均一化特征，表现为高温热液成矿体系.S同位素变化过程表现为早期为还原系统，晚期演变为氧化体系，并且受到一定程度的大气水混合作用，但从整体上反映岩浆热液流体性质［4］.相对较低的δ34S并非是岩浆作用提供的硫同位素，而是早期还原系统中的δ34S被高温效应或氧化作用发生强烈的同位素分馏所致（图 4a）.

表2 正岔铅－锌矿床的硫同位素测定结果Table 2 Sulfur isotope results of the Zhengcha lead-zinc deposit

3.2.2 碳-氧同位素地球化学

碳-氧同位素测试结果表明（表3，图4b），方解石的 δ13CPDB为 0.5‰～5.3‰、δ18OSMOW1.2‰～9.8‰，靠近花岗岩的矿化蚀变带的δ13CPDB为0.5‰～1.9‰、δ18OSMOW为1.2‰～3.4‰，夕卡岩化大理岩和硫化物中的方解石的δ13CPDB为-1.9‰ ～ -3.1‰、δ18OSMOW1.1‰～7.7‰，它们在流体性质图解上成分点较分散，但整体显示海水渗透或海相CO2与岩浆性质的CO2混合的流体性质，且以海相 CO2为主［5］.

3.2.3 氢－氧同位素地球化学

流体包裹体的氢－氧同位素测试结果显示（表4），蚀变矿物云母的 δ18OH2O为 1.6‰～2.0‰、δDH2O为-90‰～-91‰，反映以岩浆流体为主，有雨水参与的混合流体性质.方解石的 δ18OH2O为-3.6‰ ～ -0.9‰、δDH2O为-87‰～-105‰，反映岩浆水和雨水两者比例相近的混合流体性质.石英的 δ18OH2O为-10.7‰ ～+7.8‰、δDH2O为-120‰～-103‰，显示不同程度岩浆水与雨水混合的流体性质［6］.上述特征在 δ18OH2O－δDH2O可以得到清晰的显示（图4c）

3.2.4 铅同位素地球化学

正岔铅锌矿床的铅同位素组成近似正常铅，但放射性成因铅较高，分析值为3.536%～4.17%（＞1%），属异常铅范围.

表4 矿床氢、氧、碳同位素测试结果Table 4 Hydrogen,oxygen and carbon isotopes of the Zhengcha lead-zinc deposit

计算结果表明铅经历了2个阶段演化，在1971 Ma前这些铅处在封闭的地幔系统中（μ=8.8环境），1971 Ma时铅从封闭系统上地幔分离出来进入集安群地层，开始与不同比例的放射成因铅相混合.直到129 Ma左右，在岩浆热作用下，使这些铅从地层中活化，迁移富集重就位成矿床.笔者认为这种类型的铅同位素是一种中生代岩浆源和古元古代海相火山－沉积源相混合的产物（表 5，图4d）.

表5 正岔铅锌矿铅同位素计算统计表Table 5 Lead isotope of the Zhengcha lead-zinc deposit

4 矿床地球物理特征

矿区中重力高异常区系密度较高的古元古界集安群荒岔沟岩组、蚂蚁河岩组、大东岔岩组含铅锌金银铜老变质岩分布区.重力低异常区对应密度较低的花岗岩分布区.正岔铅锌矿床所处的剩余重力低异常均为晚印支期复兴屯二长花岗岩、石英闪长岩岩体所引起.铅锌矿床处在重力梯度带的错动转折，基本上与北东向区域性断裂构造及北西向一般性断裂构造位置、规模一致，反映出断裂构造的控岩、控矿作用.

正岔铅锌矿区位于扁豆状正磁异常的东部次一级低缓异常南侧边缘，北西向和北东向线性梯度带在此处相交，其岩性由古元古界集安群和老岭群中浅变质岩系组成，磁性除个别岩性外，均较弱.而局部异常则由中酸性侵入体或由隐伏岩体引起.在正岔西山夕卡岩型矿体上△Z曲线无明显的异常特征，而东山含铜铅锌矿体磁性普遍很强，出现正负交替峰状异常，强度变化范围为+1000～-1000 nT.断裂中填充基性岩脉时，通常表现为线性磁异常.

5 矿床成因

矿床的硫同位素特征显示，硫化物的硫同位素有明显继承古元古代地层的性质.因此，成矿物质主要来自古元古代地层.而含矿流体的雨水与岩浆水不同比例混合的性质、造山带岩浆流体的性质或俯冲岩石圈部分熔融派生的花岗岩浆分异的岩浆流体性质，进一步表明古元古代沉积成矿系统提供了成矿物质［7］，而中生代板块俯冲岩石圈底部部分熔融派生的花岗岩岩浆作用提供的热和流体是导致进一步成矿的根源.在元古宙海相热水喷流沉积形成矿床的“胚胎”，而在后期的地下水热液作用得以进一步富集［8］.以正岔－复兴屯为特征的铅锌矿床的成矿不仅受荒岔沟组斜长角闪岩、大理岩所控制，还受侵入的花岗斑岩所制约.因此，笔者认为该矿床的“胚胎”可能在元古宙已经形成，并为火山喷发的间隙期或火山喷发向海相沉积转化过程形成，受到中生代岩浆侵位热作用使得原始“胚胎”活化，并进一步富集成矿.

6 控矿因素及找矿标志

正岔铅锌矿矿体产出状态与构造关系密切，在褶皱挠曲、层间破碎带和层内裂隙地段矿化强，显示此类型的成矿作用既受原始古元古代地层控制，又受变质变形的褶皱挠曲、层间破碎带所控制.薄层硅质及碳质条带状或含燧石结核的白云石大理岩中，矿体呈似层状顺层产出，局部可见矿体或矿体某一地段与围岩呈明显的斜交关系，受大理岩中压扭性层间破碎带控制.该矿床同样显示了受地层和构造的双重制约.

综合矿床地质、地球化学、地球物理特征，笔者认为老岭地区正岔式夕卡岩型铅锌矿具有以下找矿标志.

（1）与变质热液成因有关的铅锌矿床，特别是在海相火山碎屑沉积向碳酸盐沉积的过渡岩相区的层状－似层状铅锌矿床，碳酸盐岩相与中生代侵入岩的接触界面是寻找夕卡岩型或热液铅锌矿床的有利部位.

（2）荒岔沟组地层中的薄—微层硅质及碳质条带状或含燧石结核的白云石大理岩受到继承性构造破碎的黄铁矿层或其邻近地段，区域上大型褶皱构核部或次级小褶皱是铅锌矿化的有利场所.

（3）根据矿脉成组出现和具有雁行式侧列的特点，应注意已知矿床（体）的延长部位和平行系统的找矿工作.

（4）霓辉石化、透闪石化、绿帘石化等晚期夕卡岩化可以作为找矿标志.以Pb、Zn元素为主的化探异常的存在也具找矿潜力.

（5）重力梯度带的错动转折处以及高磁特征表现为正负交替峰状异常，低缓异常同线性梯度带相交部位具有较大的深部找矿潜力.

［1］葛肖虹.吉林东部的大地构造环境与构造演化轮廓［J］.现代地质, 1990, 4（1）: 107—113.

［2］吉林省地质矿产局.吉林省区域地质志［M］.北京：地质出版社,1993.

［3］陈殿芬，孙淑琼.吉林正岔铅锌矿床矿物及其共生组合的特征［J］.地质评论, 1995, 41（1）: 52—60.

［4］Faure G.同位素地质学原理［M］.北京：科学出版社, 1983.

［5］丁悌平，蒋少涌，等.华北元古宙铅锌成矿带稳定同位素研究［M］.北京：地质出版社, 1992.

［6］张理刚.稳定同位素在地质科学中的应用［M］.西安：陕西科学技术出版社, 1985: 19—21.

［7］Cox D P, Singer D A.矿床模式［M］.北京：地质出版社, 1989.

［8］冯守忠.吉林正岔铅锌矿床地质特征及成矿机理［J］.地质找矿论丛,2008, 23（1）: 16—21.