内蒙古库伦旗卧力吐花岗岩下接触带铅锌矿地质特征及找矿启示

姜　玲， 吴昌志， 王宣青， 徐春华， 顾连兴

(1.南京大学地球科学与工程学院，江苏南京210046； 2.江苏省有色金属华东地质勘查局，江苏南京210007；3.内蒙古自治区通辽市库伦旗协鑫有色矿业有限公司，内蒙古通辽028000)



内蒙古库伦旗卧力吐花岗岩下接触带铅锌矿地质特征及找矿启示

姜玲1,2， 吴昌志1， 王宣青3， 徐春华2， 顾连兴1

(1.南京大学地球科学与工程学院，江苏南京210046； 2.江苏省有色金属华东地质勘查局，江苏南京210007；3.内蒙古自治区通辽市库伦旗协鑫有色矿业有限公司，内蒙古通辽028000)

摘要：内蒙古自治区库伦旗卧力吐矿床属矽卡岩型矿床，铅锌资源量合计已接近大型矿床规模。矿区内与成矿有关的海西期黑云母二长花岗岩可以分为相连的2个部分：一是东部的岩株，二是从岩株向西伸出的舌状岩体。主矿体主要产在舌状岩体下盘接触带的晚石炭世蚀变灰岩和大理岩中。主矿体的矿石矿物成分、围岩蚀变矿物和铜/铅锌比值等的变化规律以及舌状岩体产状特征表明，成矿流体总体上由南东向北西、由下往上流动。成矿流体和金属元素主要来自其东侧岩株的深部岩浆体。当深部流体上升到已固结的舌状岩体下方时，舌状岩体的隔挡作用使其下盘形成了工业矿体。矿区内未被钻孔控制的舌状岩体下盘还有较大的成矿潜力。

关键词：花岗岩；下接触带；舌状岩体；卧力吐铅锌矿；内蒙古库伦旗

0引言

与中酸性侵入体有关的矽卡岩型矿床是铁、铜、铅、锌、金、银、钨、锡等金属的重要来源，论述其成因和成矿有利部位的文献较多(常印佛等，1991；Meinertetal.,1997；Zhaoetal.,1999；Chenetal.,2007)，但所报道的此类矿床多数产在侵入体顶部及其与碳酸盐岩地层的接触带附近(翟裕生等，1992；Gasparetal.,2000；Xiaoetal.,2002)。虽然已发现有些矿床产在似层状-舌状侵入体的下接触带附近，如南京市其林山铁矿(宁芜项目编写小组，1978)，并且有人提出矽卡岩矿床并不一定是附近的花岗岩体与围岩直接接触而发生交代反应的产物，其成矿流体可以来自深部(薛春纪等，2007；黎广荣等，2013；Meinert，1992)，但是对这类下接触带矿床成矿机制缺乏实例研究，对下盘接触带的找矿潜力重视程度不高。卧力吐大型铅锌矿床位于内蒙古自治区库伦旗镇南西约35km处，库伦旗协鑫有色矿业有限公司曾提交过此矿床30—34线铅锌矿勘探报告，但各种公开出版物均未对该矿床作过报道。本次研究将介绍卧力吐矿床的地质特征及其花岗岩下接触带主矿体的找矿过程，并在此基础上探讨该矿床的成因、花岗岩下接触带的矿化动力学机制及其对矽卡岩型矿床的找矿意义。

1区域地质

华北板块北缘的内蒙古加里东—海西褶皱区北缘以二连—贺根山断裂为界与西伯利亚板块的兴安褶皱区相连，其南缘则以白云—赤峰—开源断裂为界与华北克拉通衔接(邵济安，1991；彭润民等，2007；张拴宏等，2007；Zhangetal.,2003)。卧力吐矿区位于内蒙古加里东—海西褶皱区温都尔庙—翁牛特加里东造山带的东南边缘(图1)，其东南方约15km处所出露的晚太古界片岩、片麻岩、变粒岩、斜长角闪岩和磁铁石英岩，代表了华北克拉通北部的基底岩系(张拴宏等，2007)。矿区及其外围出露的地层除第四系外，从早到晚有：晚志留世—早泥盆世西别河组大理岩、灰岩和变质砂泥质岩，晚石炭世早期白家店组大理岩、结晶灰岩夹板岩，以及晚石炭世石咀子组板岩、变质砂砾岩和灰岩，局部见含角砾凝灰岩。研究区晚侏罗世沉积物为陆相沉积岩系，其中夹有玄武-安山-英安-流纹质熔岩和火山-碎屑岩，早白垩世流纹-英安质熔岩和火山碎屑岩构成了几个具有一定规模的火山岩盆地。

图1　卧力吐矿区大地构造背景图A-西伯利亚板块；A1-兴安褶皱区；B-华北板块；B1-华北克拉通；B2-内蒙古褶皱区Fig.1　Map showing geotectonic settings of the Wolitu ore district in Inner Mongolia

区域沉积地层总体上呈NE走向，倾角多为40°～70°。研究区构造以较为开阔的背向斜构造为特征，断裂构造以规模不大的正断层和平移断层为主，层间断层和破碎带也很发育。区域岩浆活动除侏罗—白垩纪火山喷发外，大规模的侵入活动主要有2期：早—中二叠世的海西期花岗岩类，侏罗—白垩纪的燕山期花岗岩类和少量闪长岩。此外还广泛发育辉绿质、闪长质和花岗质成分的脉岩。

2矿区地质

卧力吐矿区出露的地层除第四系外主要为上石炭世石咀子组。该组大面积分布于矿区中部(图2)，是区内的主要赋矿围岩。岩性主要为一套轻微变质(不超过低级绿片岩相)的海相砂泥质-碳酸盐沉积建造，在矿区内被分为下部粉砂泥质板岩段(厚近770m)和上部大理岩段(最厚1km)。上部大理岩段是矿区内铅锌矿体的主要容矿地层，其岩性主要为灰白色厚层状大理岩、灰-灰黑色结晶灰岩及中薄层—中厚层状白云质灰岩和泥质岩、粉砂-细砂岩互层并夹少量凝灰岩。石咀子组在矿区内呈单斜构造，其S1面理较发育。

图2　卧力吐矿区地质平面图Fig.2　Geological map of the Wolitu ore district

矿区北侧白垩纪火山盆地中堆积了义县组火山岩。义县组被分为个2个岩性段：(1) 下段主要为深灰色-灰紫色英安岩、深灰色-辉绿色玄武岩以及英安质集块岩、火山角砾岩和熔结凝灰岩，该段构成了火山盆地的主要部分；(2) 上段主要为浅肉红色-灰白色流纹岩、流纹质角砾凝灰岩、集块岩和熔结凝灰岩，局部夹砂岩、砾岩和沉凝灰岩，主要分布于盆地西南部，局部地段可见浅肉红色次火山花岗斑岩小侵入体。

2.1构造

矿区位于卧力吐背斜的东南翼，晚石炭世石咀子组走向40°～50°,倾向130°～140°，倾角55°～66°。矿区断裂构造为区域NE向断裂系统的一部分，以正断层和平移断层为主，这些断裂对区内花岗岩浆侵入和成矿流体的运移和聚集起一定的控制作用，但因为区内第四系覆盖严重，地表能够确定的主要有F1、F2断裂(图2)。

F1断裂分布于矿区北部石咀子组大理岩中，是2号矿体的控矿、容矿构造，走向60°，倾向150°，倾角58°～67°，延长约1.0km，其南西端被第四系所掩盖，该断裂与地层产状基本一致，伴生的角砾化带明显，为在层间破碎带基础上发展起来的断裂构造。F2断裂也分布于矿区中北部石咀子组大理岩中，延伸约0.6km，是5号矿体的控矿、容矿构造，断层走向70°,倾向160°，倾角约52°～63°，同为层间破碎带基础上发展而成的断裂构造。F2断层南西端也被第四系所掩盖，断裂带附近岩石较破碎，未见后期构造对矿体产生破坏作用。大功率电法勘探所获得的低电阻带，在矿区内还推断出2条深部断层。

除了断裂破碎带外，在矿区内及其外围，石咀子组的层间破碎及角砾岩带也十分发育。目前地表所见的大量辉绿-闪长-花岗质岩脉、矿化石英脉和褐铁矿化带均呈NE走向，产状与围岩基本一致(图2)。在野外和钻孔岩芯中，均可识辨出这些脉沿石咀子组的层间破碎带侵入。

2.2侵入岩

矿区内的侵入岩主要为海西晚期黑云母二长花岗岩(γ43)，并发育辉绿岩、闪长、花岗斑岩和钾长花岗岩等不同成分的脉岩。

黑云母二长花岗岩是卧力吐铅锌矿的成矿母岩，在矿区地表(图2、图3a)和钻孔中均可见到。矿区东北部有地表露头(图2)，主体岩石呈浅肉红色，粗粒等粒结构(图3a)，粒径多为5～7mm，主要由钾长石(32%～38%)、斜长石(26%～33%)、石英(25%～30%)、黑云母(5%～8%)组成，并含少量磁铁矿、榍石、磷灰石和锆石等副矿物。

图3　花岗岩和矿石钻孔岩芯照片(a) 粗粒黑云母花岗岩(成矿母岩)；(b) 充填水压破裂面而形成的两壁无明显位移，一端呈楔状尖灭的铅锌矿脉；(c) 透辉石化矽卡岩中的方铅矿-闪锌矿交代脉，脉壁围岩和脉内假角砾均受强烈绿帘石化；(d) 透辉石化矽卡岩中的斑铜矿-黄铜矿交代脉，脉壁围岩和脉内假角砾均受强烈绿帘石化；(e) 炭质板岩中的石英-铁白云石脉破裂后又被铅锌硫化物脉充填，ZK34-9的524.10 m钙泥质地层中的石英-铁白云石脉旁侧有铅锌矿化；(f) 磁黄铁矿在微细粒透辉石矽卡岩中呈不规则脉状和斑杂状分布；(g) 磁黄铁矿交代毒砂，并被方铅矿交代；(h) 赤铁矿强烈交代黄铁矿和闪锌矿Ars-毒砂；Gn-方铅矿；Hem-赤铁矿；Po-磁黄铁矿；Py-黄铁矿；Ep-绿帘石；Sp-闪锌矿；Qz-石英；Bn-斑铜矿；Gp-黄铜矿；Ank-铁白云石Fig.3　Photos showing drill cores of granites and ores

根据钻孔资料，将卧力吐黑云母二长花岗岩分为2个部分，即东部的岩株和从该岩株深部向西伸出的岩舌(图2、图4—图6)，其主要依据如下。

图4　卧力吐矿区34线地质剖面图Fig.4　Geological profile along prospecting line No. 34 in the Wolitu ore district

图5　卧力吐矿区38线地质剖面图Fig.5　Geological profile along prospecting line No. 38 in the Wolitu ore district

图6　卧力吐矿区纵剖面图Fig.6　Longitudinal profile of the Wolitu ore district

(1) 钻孔ZK40-1(图2、6)、ZK38-9(图2、5)和ZK40-29自地表起，分别至461.70、395.5、399.90m终孔处均为黑云母二长花岗岩。结合34线和38线其余钻孔的情况(图4、5)，推测从ZK4-1西侧起，经ZK38-9西侧和ZK34-33的东侧，再到ZK34-33的南侧为岩株的分布区。

(2) 从38线(图5)、34线(图4)和32线的地质剖面图可知，这3条勘探线北西部钻孔均打穿了1个层状侵入体，其产状总体上与围岩地层一致，均向SE向倾斜，故为1个舌状岩体。这3条NW-SE向勘探线所穿过的舌状岩体，往南东应当与东侧岩株的深部相连，所以，东侧的岩株应当是矿区内岩浆的主要补给通道。在主体岩浆沿着近SN或NNE向的陡倾断裂破碎带上升而形成岩株时，另一部分岩浆便沿着石咀子组的层间破裂带贯入，形成了此舌状岩体。与粗粒岩株花岗岩相比，舌状岩体则多为中细粒结构，粒径多为2～4mm。在ZK32-23孔430.0m处所见之舌状岩体西端，其粒径仅为1～3mm，且黑云母和斜长石含量略高。

3矿床特征

据卧力吐矿区30—34线的地质勘查成果，资源储量(金属量)至少有铅19.36万t、锌29.11万t，品位分别为Pb1.27%、Zn1.90%。伴生有用组分银278.05t，品位18.18g/t；铜1.22 万t，品位0.080%。

3.1矿体形态和分布

区内已查明6个工业矿体，其中包括45条子矿体(或矿层)。各矿体均产于地表至600m深度，其中除2和5号矿体外均为盲矿体。占资源量绝大部分的1和2号矿体均产在舌状花岗岩体下盘与石咀子组上段大理岩的接触带附近，另有一些矿体产在舌状岩体内部及上方的大理岩中(图4、5)。

1号矿体(图4)分布于31—40勘探线之间,均产于舌状岩体下方大理岩中，厚度变化于1.15～33.59m间，平均8.73m。钻孔ZK34-9共穿过5个子矿体，总体走向50°～60°，倾向140°～150°，倾角35°～66°。各子矿层规模相对较小，但在ZK34-9钻孔部位，最上部的子矿体厚度却急剧增大到33.59m，因此在34线剖面图(图4)上成菱形。该菱形体Pb+Zn平均品位为5.04%。在穿过菱形体的ZK34-9钻孔岩芯中可见到硫化物胶结大理岩角砾而形成的角砾状矿石，故推测该处矿体急剧加厚，与溶塌或隐爆角砾岩的矿化有关。

2号矿体(图4)是矿区内规模最大的矿体，其矿石均分布在舌状花岗岩体的下接触带内外，矿体呈似层状，分布于33—42线之间，埋藏深度0～600m。地表矿化露头由5条探槽控制，长58m。走向50°～60°，倾向140°～150°，倾角25°～68°，总体产状与地层相一致，沿倾斜较为稳定，最大厚度10.45m，Pb+Zn平均品位4.08%。

3.2矿石成分和结构构造

根据矿化岩石和主要矿物组合，卧力吐矿区的矿石工业类型可分为大理岩型铅锌矿、花岗岩型铅锌矿和矽卡岩型铅锌矿3种。矿石矿物主要为闪锌矿、方铅矿和黄铁矿，其次为磁黄铁矿、毒砂、磁铁矿、黄铜矿，并含少量白铁矿、毒砂、斑铜矿、辉银矿。脉石矿物主要为石英、方解石、白云石、铁白云石、绿帘石、绿泥石、透辉石，并有少量透闪石、阳起石、石榴石。地质资料表明，矿区内矿石的主要有用元素是Pb和Zn。Pb品位0.30%～13.88%，平均值1.27%，品位变化系数112.53%～148.78%；Zn品位0.36%～8.50%，平均值1.90%，品位变化系数126.34%～158.29%；伴生有用元素为Ag(平均品位18.2g/t)和Cu(平均品位0.080%)。Mo、Bi、Au、Sn、Cd等含量均较低，达不到伴生指标要求。

矿石结构以各种不同自形程度的粒状结构为主，其次为各种交代结构(图3b)和包含结构。铅锌矿石中常见闪锌矿中黄铜矿的乳滴状结构，其中相当一部分属于所谓的“黄铜矿疾病”(Bartonetal.,1987；Guetal.,2006)。各类矿石的构造均以脉状、网脉状、斑杂状、角砾状、浸染状为主。脉状矿石脉宽多为几毫米至3cm，块状矿石仅局部出现。

矿区的角砾状矿石主要由成矿物质胶结构造角砾而形成，其中相当一部分是层间破碎带角砾。但是有些由几乎可以拼合的无位移角砾构成的矿化角砾岩，以及两壁无显著位移、一端呈楔状尖灭的矿化脉(图3b)，应当代表了高水压下网状或线状的水压破裂面被充填的产物(Jébrak,1997；Xieetal., 1999)，而矿区水压的增加则是因为某些流体通道因断层错位或矿物结晶而造成通道被堵塞所致(Parryetal.,1990)。

3.3矿化-蚀变分带

围岩蚀变主要有矽卡岩化(透辉石化和透闪石-阳起石化)、绿帘石化、绿泥石化、硅化、碳酸盐化及黄铁矿化等。基于矿区纵剖面(图2、图6)上矿化和蚀变产物的观察发现，矿区内的矿化-蚀变从东到西，可粗略地分为3个带：东带为矿区东部32线以东地段，中带位于30—32线一带，西带位于33线附近。各个带的主要特征如下。

3.3.1东带32线以东地段的矿体主要产在黑云母二长花岗岩侵入体下盘(图2、图4—图6)，仅钻孔ZK32-4中有一部分产于侵入体上盘。该带是矿化初始温度相对较高的带，从高温到低温，不同世代矿石矿物和蚀变矿物种类较全。金属矿物以磁黄铁矿、磁铁矿、毒砂、黄铁矿和较多的铜硫化物为特征，并普遍出现透辉石、少量石榴石等无水矽卡岩矿物。晚阶段矿物对早阶段矿物的交代现象较为明显，在有些地段的硫化物脉两侧，可以见到早阶段形成的透辉石化大理岩被绿帘石和阳起石强烈交代。该地段的矿石化学成分以铜含量较高为特征，ZK34-5孔所见矿石之Cu质量分数局部高达1%。

3.3.2中带在32—30线(图2、图6)，东侧的舌状二长花岗岩体已尖灭，32线的矿体距离该岩体西端约30～60m。中带是矿化温度已经降低的带，其矿石中的金属矿物除了铅锌硫化物和黄铁矿以外，磁黄铁矿、毒砂、黄铜矿和磁铁矿仅偶见。所见蚀变主要为灰岩和泥质-粉砂质板岩的硅化、绢云母化和碳酸岩化，也常见绿帘石化和浅灰色-微带绿色的透闪石化，偶见深绿色的阳起石化，透辉石和石榴石已经消失。

3.3.3西带此带目前仅由33线ZK33-9钻孔控制(图2、图6)。该孔距东侧的舌状岩体尖灭处约有250余m。这是个矿化温度进一步降低的带，其矿石中的矿石矿物除铅锌硫化物外，含量较高的只有黄铁矿，常见赤铁矿，偶见黄铜矿，磁黄铁矿和磁铁矿未见。围岩蚀变以硅化、碳酸盐化和强烈高岭土化为特征，而钙镁硅酸盐蚀变矿物绿帘石和绿泥石仅为偶见。

由上可知，矿区的矿化-蚀变产物在纵剖面上，从东侧的花岗岩体向西有一定的变化规律，即高温矿石矿物磁铁矿、毒砂、磁黄铁矿和黄铜矿含量降低，而低温矿物赤铁矿的含量增高；铜/铅锌的比值降低；围岩蚀变由无水钙镁硅酸岩化向含水钙镁硅酸盐转化，再向硅化、碳酸岩化和高岭土化转变。这样的分带是成矿流体从东部岩株往西流动、温度不断降低的结果。

3.4矿化-蚀变阶段

根据矿床中的矿石成分和结构构造，可将该矿床成矿过程的矿化-蚀变粗略地分为3个阶段。

3.4.1无水矽卡岩阶段该阶段主要形成暗绿色的微细粒透辉石。透辉石矽卡岩主要产在舌状黑云母二长花岗岩体外接触带，在灰岩中呈斑杂状、团块状分布。局部地段可见少量黄褐色—深褐色钙铝-钙铁石榴石。

3.4.2含水矽卡岩-硫化物阶段该阶段最早形成的磁铁矿和磁黄铁矿可在微细粒透辉石矽卡岩或矽卡岩化大理岩中呈浸染状、稠密浸染状、斑杂状或呈边界不清晰的细脉-网脉状分布(图3f)。磁铁矿和磁黄铁矿的存在使该阶段形成的矿石多具磁性。在该阶段晚期，相当数量的黄铁矿、黄铜矿、斑铜矿、方铅矿和闪锌矿主要呈脉状产出，这类脉的边界常呈不规则港湾状，脉内常有围岩的假角砾。硫化物矿化的相伴蚀变叠加在早期透辉石化之上，脉内假角砾也受到与围岩相同的蚀变。这些特征表明，该阶段矿化脉的形成以交代作用为主。蚀变产物以绿帘石为特征，并有绿泥石、透闪石、阳起石、黑云母和少量石英、碳酸盐(图3c、d)。

3.4.3石英-硫化物-赤铁矿阶段该阶段是铅锌硫化物的主要成矿阶段，其产物以石英-铅锌硫化物-碳酸盐组合的角砾胶结物和边界清晰的脉(图3e)为特征，表明这些脉的形成以裂隙充填为主。有些石英-富铁碳酸盐脉的中部被较纯的方铅矿、闪锌矿和黄铁矿充填，这种脉的形成与裂隙的再次张开有关，伴生的铜硫化物已显著减少。在更晚期的脉中可见赤铁矿(镜铁矿),亦见有赤铁矿(镜铁矿)交代脉侧围岩中的磁黄铁矿、黄铁矿、方铅矿和闪锌矿等硫化物(图3h)，导致早期结晶的硫化物发生活化转移。脉侧非金属蚀变以绢云母化、硅化、碳酸盐化和高岭土化为主，有时有较弱的绿帘石化和绿泥石化。

这3个阶段所形成的矿物在空间上既共生又分离，在32线以东舌状花岗岩体下方，3个阶段的矿化-蚀变产物均发育，并常出现早阶段矿物被晚阶段矿物交代的现象，往西至33线一带仅为成分较单一的石英-硫化物-赤铁矿阶段的矿化-蚀变矿物。

4矿床成因和找矿启示

4.1矿床成因

能够说明卧力吐矿床成因类型的主要是该矿床的下列特征：(1) 矿石矿物与热液交代成因的大量钙镁硅酸盐矿物伴生。钙镁硅酸盐主要有透辉石、阳起石、绿帘石和绿泥石，局部有少量石榴石；(2) 矿区及其外围的石炭纪地层区域变质程度不超过低级绿片岩相，因而该矿床的成矿流体和成矿物质主要来自于岩浆热液；(3) 矿区内存在辉绿岩和闪长岩岩脉，但这些脉岩规模甚小，且其Pb、Zn含量很低；相反地，矿区的黑云母二长花岗岩普遍受到不同程度的矿化，同时，对卧力吐外围的其他铅锌矿床(如南城子西洼)的研究表明，其成矿也与黑云母二长花岗岩有关。基于上述特征和相关文献(黎广荣等，2013；Meinert,1992；Zhaoetal.,1999；Meinertetal., 2005；Chenetal,2007)，将卧力吐矿床归属与岩浆热液有关的矽卡岩型矿床。

4.2找矿过程及其启示

经过对资料的综合研究，认为卧力吐矿床主矿体产在舌状黑云母二长花岗岩的下盘接触带附近。

4.2.1找矿过程卧力吐的找矿过程可以分为2个阶段。由于早在勘探工作正式启动之前就已在矿区东部地表黑云母二长花岗岩体的接触带附近发现伴有透辉石、石榴石、阳起石和绿帘石等蚀变的铅锌矿化，因此矿区的找矿工作便以矽卡岩型铅锌(铜)矿床为主要目标。由于与花岗岩有关的此类矿床多数产在花岗岩体顶部附近的接触带内外，因此在地表地质、物化探和槽探工作的基础上，钻探工程首先从预测能打到花岗岩的40线和34线(图2)开始，逐步往西推进。

第一阶段钻探工作先后完成了7个钻孔，从东到西分别为ZK40-1、ZK34-5、ZK34-25、ZK32-23、ZK30-1、ZK30-9和ZK33-9(图2、图4—图6)。这些钻孔所见到的矿化产在不同的地质部位，而在岩体内部和上盘接触带附近均未见到较好的工业矿体。顾连兴等查看了这7个钻孔的岩芯，发现ZK34-5已将黑云母花岗岩打穿，并在岩体下盘发现了矿化(图2、图4)。他们还研究了已施工钻孔中的矿石矿物、蚀变矿物、铜/铅锌比值等参数的分带规律，认为钻孔所见的花岗岩是一个沿地层层间破碎带侵入的似层状-舌状岩体，成矿流体沿该岩体的下盘由东往西流动(图4、图5)，从而推测最大、最富的矿体应当产在舌状花岗岩体下接触带附近，下一步应当打穿该花岗岩体，在其下盘找矿。于是，第二阶段钻探工程首先在34线施工了探索性钻孔ZK34-9(图4)，此孔见矿70.44m，w(Pb+Zn)>5%的较富矿体厚达44.57m，这更坚定了到花岗岩下盘去找矿的信念，结果证明卧力吐矿区的主矿体确实产在舌状侵入体的接触带附近(图4、图5)。

4.2.2找矿成果的启示应重视侵入岩下接触带的找矿潜力，突破对花岗岩浆的上升-侵位方式问题及矽卡岩矿床成矿流体和物质来自何处等问题的认识局限。

关于花岗岩浆上升-侵位的方式问题，以往多强调岩浆从地壳深部借助底辟、气球式膨涨、扩容泵或顶蚀等机制垂向上升(Buddington,1959；Mahonetal.,1988；Pitcher,1993；Brown,1994；Weinbergetal.,1994)。尽管前人早已报道过一些顺地层侵位的花岗岩体(Newberry,1982；Nicolescuetal.,1999；Meinertetal.,2005)，但通常认为，地表所见的花岗岩体往下会越来越大，甚至一直延伸到其岩浆源区，因而钻孔一般难以打穿。同时，由于温度较高的岩浆流体在浮力作用下通常从下往上运移，在侵入体的顶部和上方卸载金属而成矿，因而认为上接触带才是形成矽卡岩型矿体的有利地段。与这些传统认识相悖的是，近年来的地质、地球物理研究已经证实，地壳内部很多花岗岩体，其岩浆都是沿很窄的通道(如断破裂带和扩容构造)呈岩墙/管道式从源区上升，到达地壳较浅部位后才侧向漫流(Clemensetal.,1992；Brownetal.,1999；Petfordetal.,2000)，形成层状-似层状、扁漏斗状或蘑菇状三维形态。Petford等(2000)还认为，地壳中大多数花岗岩的3D形态都呈扁平状或漏斗状。在形成矽卡岩矿床的上地壳环境，普遍发育的沉积岩层理、变形-变质面理和其他各种缓倾斜破裂面(如推覆和拆离面等)常控制岩浆侵位，形成似层状或舌状岩体。卧力吐花岗岩浆就是沿断裂带上升后，再沿石咀子组的层间破裂-扩容面侧向漫流而形成的舌状侵入体(图4、图5)。前述F2断裂就是在层间破裂-扩容面发展起来的断裂。因此，笔者认为，在地质勘查工作中要充分重视花岗岩浆呈岩墙/管道式上升，然后侧向漫流这种侵位机制。

关于矽卡岩矿床成矿流体和物质来自何处的问题，认为该类矿床有2个成矿特征：(1)形成无水钙镁硅酸盐的成矿流体初始温度一般高达500 ℃以上(卢焕章等，2004；陈衍景等，2009；黎广荣等，2013；Xiao,etal., 2002；Baghbanetal., 2015)；(2) 高温流体在浮力驱动下，其运移路线应当以往上为主。从以2点出发，通常认为矽卡岩矿床应当产于花岗岩类侵入体的上部接触带附近，而其下接触带则难以形成大矿。然而，在卧力吐矿区，舌状花岗岩体的上、下盘均产有易被交代成矿的石咀子组大理岩，而工业矿体却主要产在花岗岩体下盘。用成矿流体的深部来源可以解释卧力吐侵入体下盘成矿的现象，即在舌状体冷却和固结之后，东侧岩株深部尚未固结的主体岩浆仍在释放流体(芮宗瑶等，1984；Meinert,1992；Burnham, 1997)。当流体上升到已固结、至少其边部已固结的舌状岩体下方时，舌状岩体对深部流体起了隔挡作用，使之会聚于其下方(图7)，并于此处发生水岩反应而形成较大的工业矿体。

图7　卧力吐矿区舌状花岗岩体与深部流体成矿示意图Fig.7　Sketch showing the tongue-shaped granite and deep fluid mineralization

实际上，前人已经提出过成矿流体可以来自深部，矽卡岩矿床并不一定是成矿岩体与围岩直接接触交代的产物(薛春纪等，2007；黎广荣等，2013；Meinert,1992)。Baghban等(2015)对伊朗Astamal铁-稀土远程(Distal)矽卡岩矿床的研究表明，花岗岩岩浆流体在运移600m后，其温度仍能保持在500 ℃以上，并能在碳酸盐岩地层破碎带中形成富含石榴石和钙铁辉石的矽卡岩型矿体。

综上所述，卧力吐铅锌矿床可以作为似层状-舌状花岗岩体下盘成矿以及按上述理论找到大型矿床的一个实例。下盘成矿的主要机制是这类岩体在快速冷却和固结后对深部成矿流体的隔挡和使之会聚的作用。作者(Guetal.,2002；Wuetal.,2006)曾在研究火山岩区油气藏时注意到，已经冷却固结的层状-似层状-舌状火山-侵入岩体对油气的隔挡作用也是形成圈闭构造的重要机制。

虽然花岗岩下盘也是矽卡岩型矿床和其他类型热液矿床的成矿有利地段，但是并非所有的侵入体都能在勘查深度内被打穿。所以，打穿花岗岩体到下盘去找矿之前，最好能在综合研究的基础上先查明2点：(1) 成矿岩体是一个似层状-舌状侵入体；(2) 似层状-舌状侵入体的上方、内部或旁侧应当有下盘矿化的显示。

就卧力吐矿区本身而言，目前已提交勘探报告的只是30—34线北西部，而在这几条勘探线的钻孔ZK32-13和ZK34-13以南以及整个36线，大片地域尚未投入钻探工程，或者已完成的钻孔未能将舌状岩体打穿。以笔者之见，如能在该地域追加钻孔，应当能在500～600m以下打穿舌状岩体，这些地段更接近舌状岩体根部和成矿流体运移的上游，因此其岩体下盘可能存在更高品位、更富含铜的矿体。

5结论

(1) 卧力吐矿床属矽卡岩型铅锌矿床，该矿床的主矿体产在从黑云母二长花岗岩岩株伸出的舌状侵入体的下盘，其主要成矿机制是深部来源的成矿流体受到较早冷却和固结的舌状岩体隔挡后，在其下方聚集并发生水岩反应而卸载成矿。

(2) 在形成矽卡岩型矿床的上地壳环境，似层状或舌状花岗岩类岩体并不少见，因此要充分注意这类岩体下盘金属矿床的找矿潜力。

(3) 矿区南部还有大面积的地域，其舌状岩体下盘无钻孔控制，是寻找更高品位、更富含铜的矿体的有望地域。

参考文献：

常印佛，刘湘培，吴言昌，1991.长江中下游铜铁成矿带[M].北京：地质出版社．

陈衍景，李诺，2009.陆内部浆控高温热液矿床成矿流体性质及其与岛弧区同类矿床的差异[J].岩石学报，25(10)：2477-2508.

卢焕章，范宏瑞，倪培，等，2004.流体包裹体[M].北京：科学出版社.

黎广荣，吴昌志，2013.矽卡岩成因模式研究进展：兼论新疆雅满苏铁矿的成因[J].高校地质学报，19(3)：425-436.

宁芜项目编写小组，1978.宁芜玢岩铁矿[M].北京：地质出版社.

彭润民，翟裕生，韩雪峰，等，2007.内蒙古狼山造山带构造演化与成矿响应[J].岩石学报，23(3)：679-688.

芮宗瑶，黄崇轲，齐国明，等，1984.中国斑岩铜(钼)矿床[M].北京：地质出版社．

邵济安，1991.中朝板块北缘中段地壳演化[M].北京：北京大学出版社.

薛春纪，祁思敬，隗合明，2007.基础矿床学[M].北京：地质出版社.

翟裕生，姚书振，林新多，1992.长江中下游地区铁铜(金)成矿规律[M].北京：地质出版社．

张拴宏，赵越，刘健，等，2007.华北地块北缘晚古生代—中生代花岗岩体侵位深度及其构造意义[J].岩石学报，23(3)：625-638.

AHMADSN,ROSEAW， 1980.FluidinclusionsinporphyryandskarnoreatSantaRita,NewMexico[J].EconomicGeology, 75(2): 229-250.

BUDDINGTONAF， 1959.GraniteemplacementwithspecialreferencetonorthAmerica[J].GeologicalSocietyofAmericaBulletin, 70(6): 671-747.

BURNHAMCW， 1979.Magmasandhydrothermalfluids[M]//BARNESHL.GeochemistryofHydrothermalOreDeposites. 2nded.NewYork,USA:JohnWiley&Sons, 71-136.

BARTONPBJr,BETHKEPM， 1987.Chalcopyritediseaseinsphalerite:Pathologyandepidemiology[J].AmericanMineralogist, 72(5): 451-467.

BROWNM， 1994.Thegeneration,segregation,ascentandemplacementofgraniticmagma:themigmatite-tocrustally-derivedgraniteconnectioninthickenedorogens[J].EarthSciencesReviews, 36(1): 83-132.

BROWNM,SOLARGS， 1999.Themechanismofascentandemplacementofgranitemagmaduringtranspression:asyntectonicgraniteparadgm[J].Tectonophysics, 312(1): 1-33.

BAGHBANS,HOSSEINZADEHMR,MOAYYEDM,etal， 2015.Geology,mineralchemistryandformationconditionsofcalc-silicatemineralsofAstamalFe-LREEdistalskarndeposit,EasternAzarbaijanProvince,NWIran[J].OreGeologyReviews, 68(3): 79-96.

CLEMENSJD,MAWERCK， 1992.Graniticmagmatransportbyfracturepropagation[J].Tectonophysics, 204(3/4): 339-360.

CHENYanjing,CHENHuayong,ZAWK,etal， 2007.GeodynamicsettingsandtectonicmodelofskarngolddepositsinChina:Anoverview[J].OreGeologyReviews, 31(1/4): 139-169.

FERNNDEZC,CASTROA， 1999.Plutonaccommodationathighstrainratesintheuppercontinentalcrust:TheexampleoftheCentralExtremadurabatholith,Spain[J].JournalofStructuralGeology, 21(8): 1143-1149.

GULianxing,MCCLAYKR， 1992.Pyritedeformationinstratiformlead-zincdepositsoftheCanadianCordillera[J].MineraliumDeposita, 27(3): 169-181.

GASPARLM,INVERNOCMC， 2000.Mineralogyandmetasomaticevolutionofdistalstrata-boundscheeliteskarnsintheRibadeAlvaMine,NortheasternPortugal[J].EconomicGeology, 95(6): 1259-1275.

GULianxing,RENZuowei,WUChangzhi,etal， 2002.HydrocarbonReservoirsinaTrachytePorphyryIntrusionintheEasternDepressionoftheLiaoheBasin,NEChina[J].AAPGBulletin, 86(10): 1821-1832.

GULianxing,ZHENGYuanchuan,TANGXiaoqian,etal， 2006.Advancesinresearchofsulphideoretexturesandtheirimplicationsfororegenesis[J].ProgressinNaturalScience, 16(10): 1007-1021.

GULianxing,ZHENGYuanchuan,TANGXiaoqian,etal， 2007.Copper,goldandsilverenrichmentinoremyloniteswithinMassiveSulphideOrebodiesatHongtoushan,NEChina[J].OreGeologyReviews, 30(1): 1-29.

GULianxing,WUChangzhi,ZHANGZunzhong,etal， 2011.Comparativestudyofore-formingfluidsofhydrothermalcopper-golddepositsinthelowerYangtzeRiverValley,China[J].InternationalGeologyReview, 53(5/6): 477-498.

HUSTONDL,BOTTRILLRS,CREELMANRA,etal， 1992.Geologicandgeochemicalcontrolsonthemineralogyandgrainsizeofgold-bearingphases,easternAustralianvolcanic-hostedmassivesulphidedeposits[J].EcononicGeology, 87(3): 542-563.

JÉBRAKM， 1997.Hydrothermalbrecciasinvein-typeoredeposits:Areviewofmechanisms,morphologyandsizedistribution[J].OreGeologyReviews, 12(3): 111-134.

LARGERR， 1992.Australianvolcanic-hostedmassivesulphidedeposits:features,styles,andgeneticmodels[J].EconomicGeology, 87(3): 471-510.

MAHONKI,HARRISONTM,DREWDA， 1988.Ascentofagranitoiddiapirinatemperaturevaryingmedium[J].JournalofGeophysical.Research, 93(B2): 1174-1188.

MEINERTLD， 1992.Skarnsandskarndeposits[J].GeoscienceCanada, 19(4): 145-162.

MEINERTLD,HEFTONKK,MAYESD,etal， 1997.Geology,zonation,andfluidevolutionoftheBigGossanCu-Auskarndeposit,Ertsbergdistrict,IrianJaya[J].EconomicGeology, 92(5): 509-534.

MCGOLDRICKP,LARGER， 1998.Proterozoicstratiformsediment-hostedZn-Pb-Agdeposits[J].AGSOJournalofAustralianGeology&Geophysics, 17(4): 189-196.

MEINERTLD,DIPPLEGM,NICOLESCUS， 2005.Worldskarndeposits[J].EconomicGeology, 100thAnniversaryVolume: 299-336.

NEWBERRYRJ， 1982.Tungsten-bearingskarnsoftheSierraNevada.I.ThePineCreekmine,California[J].EconomicGeology, 77(4): 823-844.

NICOLESCUS,CORNELLDH， 1999. P-TconditionsduringskarnformationintheOcnadeFieroredistrict,Romania[J].MineraliumDeposita, 34(8): 730-742

PARRYWT,BRUHNRI， 1990.Fluidpressuretransientonseismogenicnormalfault[J].Tectonophysics, 179(3/4): 335-344.

PITCHERWS， 1993.TheNatureandOriginofGranites[M].London,GBR:BlackieAcademic&Professional.

PETFORDN,CRUDENAR,MCCAFFREYKJW,etal， 2000.Granitemagmaformation,transportandemplacementintheEarth′scrust[J].Nature, 408(7): 669-673.

PENGRunmin,ZHAIYusheng,HANXuefeng,etal， 2007.MineralizationresponsetothestructuralevolutionintheLangshanorogenicbelt,InnerMongolia[J].ActaPetrologicaSinica, 23(3): 679-688.

WEINBERGRF,PODLADCHIKOVY， 1994.Diapiricascentofmagmasthroughpower-lawcrustandmantle[J].JournalofGeophysicalResearch, 99(B5): 9543-9559.

WUChangzhi,GULianxing,ZHANGZunzhong,etal， 2006.Formationmechanismsofhydrocarbonreservoirsassociatedwithvolcanicandsubvolcanicintrusiverocks:ExamplesinMesozoic-CenozoicbasinsofeasternChina[J].AAPGBulletin, 90(1): 137-147.

XIEXinong,LISitian,DONGWeiliang,etal， 1999.OverpressuredevelopmentandhydrofracturingintheYinggehaiBasin,SouthChina[J].JournalofPetroleumGeology, 22(4): 437-454.

XIAOXinjian,GULianxing,NIPei， 2002.Multi-episodefluidboilingintheShizishancopper-golddepositatTongling,AnhuiProvince:itsbearingonoreformation[J].ScienceinChina:SeriesDEarthScience, 45(1): 34-44.

ZHAOYiming,ZHANGYinan,BIChengsi， 1999.Geologyofgold-bearingskarndepositsinthemiddleandlowerYangtzeRiverValleyandadjacentregions[J].OreGeologyReviews, 14(3/4): 227-249.

ZHANGHongfu,SUNMin,ZHOUXinhua,etal， 2003.SecularevolutionofthelithospherebeneaththeeasternNorthChinaCraton:EvidencefromMesozoicbasaltsandhigh-Mgandesites[J].GeochimicaetCosmochimicaActa, 67(22): 4373-4387.

ZHOUTaofa,YUANFeng,YUEShucang,etal， 2007.Geochemistryandevolutionofore-formingfluidsoftheYueshanCu-Auskarn-andvein-typedeposits,AnhuiProvince,SouthChina[J].OreGeologyReviews, 31(1): 279-303.

The geological characters of the Wolitu lead-zinc deposit at the lower contact zone of granites in Hure Banner of Inner Mongolia and its prospecting suggestions

JIANG Ling1,2， WU Changzhi1， WANG Xuanqing3， XU Chunhua2， GU Lianxing1

(1.SchoolofEarthSciencesandEngineering,NanjingUniversity,Nanjing210046,Jiangsu,China； 2.EastChinaMineralExplorationandDevelopmentBureau,Nanjing210007,Jiangsu,China； 3.XiexinNonferrousMiningCo.Ltd,HureBannerofTongliaoCity,InnerMongolia，Tongliao028000,InnerMongolia,China)

Abstract：The Wolitu lead-zinc deposit located in Hure Banner of Inner Mongolia is a skarn-type deposit. The total Pb-Zn resource amount has almost reached a large deposit scale. The Hercynian biotite adamellite associated with the mineralization in the deposit can be divided into two connected parts, i.e., the east stock and the tongue-shaped rockmass protruding out and upwards the west. The main orebodies mainly occur in the Upper Carbonaceous altered limestone and marble at the lower contact zone of the tongue-shaped granite. The ore fluids generally flow from SE to NW and from bottom to top inferred from the contents of ore minerals, wall rock altered minerals, ratios of copper to Pb-Zn in the main orebodies, and occurrence of tongue-shaped rock bodies. The ore-forming fluids and metals are mainly derived from the deep magmatic body of the eastern stock. When the deep fluids migrated upward to the consolidated tongue-shaped granite, they are blocked to form industrial orebodies in the footwall. There is still great prospecting potential in the footwall of those tongue-shaped rock bodies yet to be drilled.

Keywords：granite; lower contact zone; tongue-shape rock body; Wolitu Pb-Zn deposit; Hure Banner in Inner Mongolia

doi:10.3969/j.issn.1674-3636.2016.02.331

收稿日期：2015-07-30；修回日期：2015-12-03；编辑：侯鹏飞

基金项目：国家自然科学基金(40172034)

作者简介：姜玲(1982—),女,工程师,硕士,矿物学、岩石学、矿床学专业,现主要从事境外地质项目筛选工作，主攻花岗岩与成矿，E-mail: jiangling@shskn.cn

中图分类号：P618.4； P611.1+1

文献标识码：A

文章编号：1674-3636(2016)02-0331-10