MVT铅锌矿床成矿规律与找矿预测地质模型

韩润生, 张 艳*, 叶天竺, 陈 青, 任 涛, 郭忠林, 邱文龙

MVT铅锌矿床成矿规律与找矿预测地质模型

韩润生1, 张 艳1*, 叶天竺2, 陈 青3, 任 涛1, 郭忠林3, 邱文龙1

(1. 昆明理工大学 有色金属矿产地质调查中心 西南地质调查所, 云南 昆明 650093; 2. 中国地质调查局 发展研究中心, 北京 100120; 3. 云南驰宏锌锗股份有限公司, 云南 曲靖 655011)

MVT铅锌矿床和会泽型(HZT)铅锌矿床是全球最重要的铅锌矿床类型之一, 其中大型矿床数量和铅锌金属储量均居于重要地位。基于勘查区找矿预测理论与方法, 从“时间、空间、物质及其演化”四要素出发, 厘定MVT铅锌矿床的成矿地质作用和成矿地质体, 总结成矿结构面类型和矿化样式, 概括成矿流体作用特征标志, 并进一步揭示经典的MVT铅锌矿床“三位一体”的成矿规律: 矿床产于前陆盆地地堑式构造带、不整合面上发育的溶塌角砾岩岩相组合、成矿正断层破碎带、区域性热卤水活动的“硅‒钙面”成矿结构面中。在此基础上, 综合构建经典的MVT铅锌矿床找矿预测地质模型: 通过前陆盆地地堑式构造带研究确定勘查区找矿方向, 通过成矿结构面研究判断矿体空间位置及其产状, 硅‒钙面等特征是判断矿床(体)存在的成矿流体作用标志。其勘查应用流程进一步概括为: 看、查、识、厘、析、填、测、比、探、勘。该研究对同类矿床成矿规律研究和找矿预测评价具有启示意义。

MVT铅锌矿床; 找矿预测地质模型; 矿床成矿规律; 成矿地质体; 成矿结构面; 成矿流体作用标志

0 引 言

MVT铅锌矿床, 指赋存于克拉通台地和前陆盆地、裂谷盆地边缘, 以成岩的碳酸盐岩(礁灰岩组合)为容矿围岩, 在50～200 ℃条件下从盆地卤水中沉淀形成的矿床, 属于成因与岩浆活动无关的浅成后生热液型铅锌矿床(Leach and Sangster, 1993)。典型MVT铅锌矿床为美国密西西比河谷发育的铅锌矿床, 其为古盆地流体在一定构造事件过程中于某些有利位置卸载成矿的产物(Oliver, 1992; Leach and Sangster, 1993; Leach et al., 2001)。MVT铅锌矿床以主要富集Pb、Zn, 常伴生Ag、Cd、Ge、Ga、In等金属, 矿床多成群和成带出现, 集中分布于北美、欧洲、东南亚地区, 其提供世界上约27%的铅锌金属储量(Leach et al., 2005), 在铅锌资源中占据重要地位, 且该类型矿床规模大、品位较低, 但较稳定、易采和选冶。

在我国, MVT铅锌矿床和会泽型(HZT)铅锌矿床是最重要的铅锌矿床类型(韩润生等, 2020)。20世纪70～80年代, 涂光炽院士称其为低温热液型铅锌矿床。叶天竺等(2014)将其归为碳酸盐岩容矿的非岩浆后生热液型铅锌矿床(CNHT)。韩润生等(2020)认为CNHT铅锌矿床包括密西西比河谷型(MVT)、会泽式或会泽型(HZT)矿床(如川滇黔接壤区广布的铅锌矿床)(韩润生等, 2020; Han et al., 2023), 其中经典MVT铅锌矿床由台地型MVT和裂谷型MVT组成。侯增谦等(2008)、Liu et al. (2017)和毕献武等(2019)论证了特提斯成矿带三江地区分布成矿地质背景和构造控矿规律等方面与HZT矿床类似的一系列大型‒超大型铅锌矿床, 如三江特提斯成矿域逆冲构造带中东莫扎抓式Pb-Zn-Ag-Cu矿床。另外, 国内外学者不仅将赋存于碳酸盐岩中与岩浆无关的铅锌矿床归为MVT铅锌矿床, 而且还把赋存于碎屑岩中的铅锌矿床(如兰坪金顶铅锌矿床)也归属于MVT铅锌矿床这个“大口袋”中(Leach and Song, 2019)。

统计分析表明, MVT和HZT铅锌矿床分别占超大型铅锌矿床数量、铅锌储量的36%和42%(戴自希, 2005), 该类矿床一旦被探获, 其找矿潜力很大。虽然大型‒超大型MVT铅锌矿床数量少, 但其铅锌资源储量占总资源储量的74%(张长青等, 2014)。因此, 寻找大型‒超大型MVT和HZT铅锌矿床, 不仅是提升我国铅锌资源保障程度的关键, 也是铅锌矿产勘查领域的重要任务。源于自然的矿床成矿规律指导与其相适应的高效勘查技术及找矿实践相统一是我们追求的最终目标。然而, 近些年来, 我国铅锌矿床成矿理论研究进展较为缓慢(张长青等, 2014)。MVT铅锌矿床类型的外延有无限扩大到与岩浆无关的所有后生热液型铅锌矿床的趋势, 并出现了成矿理论研究与具体找矿勘查实践脱节的现象, 主要表现在两个方面: 一是勘查技术方法与找矿实践不配套, 深部勘查工作多以勘查经验为主要依据, 不同成矿区(带)的铅锌矿床的勘查技术方法针对性不强, 与具体的矿床典型特征结合不够; 二是现有的MVT铅锌矿床成矿理论尚需深化研究, 把自然界与经典MVT铅锌矿床具一定相似度的非岩浆后生热液型铅锌矿床归为一大类, 虽然已揭示的矿床成矿规律在找矿勘查中发挥了作用, 但是其成矿理论难以高效指导具有特征明显差异的一批铅锌矿床(如川滇黔接壤区的富锗铅锌矿床)的勘查部署和深部找矿工作。因此, 本文着重讨论与会泽式或会泽型(HZT)铅锌矿床(韩润生等, 2019, 2014)具明显区别的经典MVT铅锌矿床成矿规律与找矿预测地质模型。

叶天竺等(2007)在提出“三位一体”成矿规律的基础上, 进一步提出了勘查区找矿预测理论与方法(叶天竺等, 2014, 2017), 在危机矿山金属矿床找矿预测中发挥了重要的引领和支撑作用。鉴于典型MVT铅锌矿床在资源领域中的重要地位, 有必要系统总结其成矿规律, 建立与矿床地质特征本身相适应的找矿预测地质模型, 有效地指导找矿勘查工作。因此, 本文以勘查区找矿预测理论与方法(叶天竺等, 2014)为指导, 基于矿床成矿地质体、成矿构造、成矿流体三者的密切关系及研究内容(图1), 系统综述典型MVT铅锌矿床成矿规律, 进而构建该类矿床找矿预测地质模型, 为矿床深部勘查提供依据。

图1 成矿地质体、成矿构造和成矿流体的相互关系、研究内容和目的示意图(据韩润生等, 2019)

1 MVT铅锌矿床规模及时空分布规律

1.1 矿床规模

MVT铅锌矿床分布具明显的群聚性, 其分布区域可达几百平方千米(Leach et al., 2005), 形成世界级铅锌矿集区, 但单个矿床多为中小型, 少数为大型‒超大型。密苏里州东南铅锌矿化区覆盖面积为2500 km2; Pine Point地区超过1600 km2, 大多数矿床金属储量为20～200万吨, 最大金属储量接近1800万吨(Sangster, 1990); 上密西西比河谷区近7800 km2, 大多数矿床金属储量为10～50万吨, 少数达300万吨以上; 阿尔卑斯地区近10000 km2(Leach et al., 2005)。中国典型的MVT矿集区, 如扬子地块南缘的桂粤地区、塔里木盆地西南缘和扬子地块中部的湘鄂地区等, 每个矿集区含有1～200多个矿床不等, 矿床储量较大, 个别矿床储量可达数千万吨。

1.2 空间分布规律

MVT铅锌矿床多数形成于造山带前陆盆地中, 极少数发育于大陆伸展环境中(叶天竺等, 2014)。北美洲、欧洲、东南亚地区是MVT铅锌矿床的集中分布区, 其次是大洋洲和南美洲。

1.3 时间分布规律

MVT铅锌矿床多形成于泥盆纪‒三叠纪早期与白垩纪‒古近纪两个大时期, 而典型的MVT铅锌矿床主要形成于泥盆纪‒三叠纪, 其数量约占全部矿床的75%(Leach et al., 2010)。Leach et al. (2010)提出MVT铅锌矿床与全球大尺度收缩汇聚构造有直接联系, 泥盆纪‒三叠纪早期与Pangea大陆汇聚相关, 白垩纪‒古近纪与阿尔卑斯‒拉拉米造山汇聚运动(Alpine-Laramide assimilation)影响的微板块聚合相关。

我国的MVT铅锌矿床集中产于古生代(约占该类矿床的95%)、元古宙和太古宙(铅金属储量约占5%), 其成矿时代明显晚于赋矿围岩(中元古代‒三叠纪, 主要集中于震旦纪、石炭纪和泥盆纪)(毛景文等, 2012)。

2 成矿地质体

2.1 成矿地质体特征

依据叶天竺和薛建玲(2007)关于成矿地质体的内涵, 现从空间、时间、物源三方面来论述经典MVT铅锌矿床的成矿地质体。

在空间上, 碳酸盐岩台地型MVT铅锌矿床显示“上压下张”的构造环境, 即上部造山过程中形成挤压环境, 下部俯冲时俯冲板块发生弯曲而形成一系列正断层和喀斯特化(拉张环境), 主要分布于弧‒陆碰撞造山带、安第斯型俯冲造山带、陆‒陆碰撞造山带的前陆盆地中。如湘鄂‒桂粤地区的铅锌矿床, 以扬子地块东南缘与雪峰(江南)造山带过渡区的花垣铅锌矿田为代表。典型的陆内裂谷型MVT铅锌矿赋矿层位底部的砂砾岩常为紫色河湖相, 赋矿层序主要为一套海进序列, 铅锌矿化赋存于海进序列的上部。同时, 在赋矿碳酸盐岩顶部或更上部, 常发育一套晚期陆相红层盆地沉积, 其中富含膏盐层。MVT铅锌矿床在全球的分布与红层盆地存在密切的空间关系, 主要分布在: ①喜马拉雅‒阿尔卑斯带, 包括中国藏北、塔西南, 以及伊朗、欧洲等; ②中等纬度地区, 如中国华南地区、北美洲Missouri-Appalachia地区和澳大利亚Canning地区等。例如, 凡口超大型铅锌矿床, 位于曲仁盆地北缘, 成矿盆地主体发育中生代陆相含膏盐的紫红色砂砾岩。

在时间上, MVT铅锌矿床成矿作用明显晚于赋矿的碳酸盐岩地层时代。例如, 湘西北花垣铅锌矿田中的李梅、狮子山铅锌矿床中闪锌矿Rb-Sr等时线年龄分别为464±13 Ma(MSWD=0.96)(周云, 2017)、410±12 Ma(MSWD=2.2)(段其发, 2014)。结合流体包裹体和C-O同位素研究, 周云(2017)认为花垣铅锌矿成矿时代为490～410 Ma, 主要成矿作用发生于加里东期, 其成矿时代晚于赋矿围岩(下寒武统清虚洞组)。中奥陶世‒志留纪, 扬子地块和华夏地块发生陆陆碰撞, 加里东造山运动剧烈, 形成黔中、雪峰等多个隆起(尹福光等, 2002), 湘西北地区碳酸盐岩台地被造山带的碎屑岩淹没, 成为典型的周缘前陆盆地, 花垣铅锌矿就形成于此造山阶段的前陆盆地中(隗含涛等, 2017)。凡口铅锌矿围岩为泥盆系碳酸盐岩, 根据辉绿岩中锆石U-Pb年龄(92.2～86.8 Ma;韩英, 2013)、SHRIMP年龄(122～90 Ma; 祝新友等, 2013), 综合推断其成矿时代为白垩纪, 对应于燕山运动和区域上白垩系红层盆地的形成时期, 矿床成矿作用持续时间可能较长, 并显示铅锌矿化形成于华南板内拉张构造环境(韩英, 2013; 甄世民等, 2013; 祝新友等, 2013)。

MVT铅锌矿床成矿物质主要来自地层或近源,铅锌成矿与成岩作用、后生构造作用有关, 明显受含矿地层控制, 与断裂构造活动密切相关。特定沉积层位和后生构造是MVT铅锌矿床成矿的主要地质要素, 礁灰岩组合和生烃盆地是最重要的成矿地质要素, 其成矿地质作用表现为沉积地质作用与卤水盆地边缘构造作用的复合。因此, 典型MVT铅锌矿床的成矿地质体为碳酸盐沉积盆地控制的含矿地层及卤水盆地边缘的后生控矿构造, 也就是陆内裂陷盆地、碳酸盐岩台地环境的成岩碳酸盐岩建造、陆内裂谷环境的卤水盆地及其同期后生构造的复合体。由此可见, 裂陷盆地边缘的碳酸盐岩建造是成矿的基础因素, 陆内裂谷环境中卤水盆地和后生构造作用是成矿的关键因素。

2.2 成矿地质体类型及其基本特征

前陆盆地中的MVT铅锌矿床的成矿地质体为盆地边缘礁组合(渗透的碳酸盐岩和礁灰岩周边角砾岩带)、溶塌角砾岩和一系列正断层带的组合, 其特征为地堑式构造带、岩性界面、不整合面或古喀斯特等(叶天竺等, 2014)。如湘鄂地区花垣铅锌矿田, 其成矿地质体为台缘浅滩‒生物礁、花垣‒张家界断裂及其派生的NE向雁列式断裂构造。

裂谷中MVT铅锌矿床的成矿地质体为裂谷盆地碳酸盐岩与正断裂的组合, 其特征为它形‒自形结构的白云岩(FeCO3=9.37%)与地层中的一系列正断层(叶天竺等, 2017)。如凡口铅锌矿的成矿地质体为曲仁盆地中的碳酸盐岩建造与盆地边缘的一系列NNE向正断裂的组合体。

2.3 成矿地质体成因及其判别标志

在地貌、基底地形或断层、基底隆起、不整合面及溶解坍塌等因素作用下, 成矿热液发生大规模运移、充填成矿, 常形成MVT似层状、透镜状、脉状矿体或矿化体, 矿体或者矿化体明显受硅‒钙面控制, 赋矿地层多为一套海进序列的碎屑岩‒碳酸盐岩组合, 常富含大量的生物碎屑, 甚至存在大量的礁灰岩。当这套组合发育于角度不整合面或平行不整合面之上, 其下为变质碎屑岩时, 常产出规模大的铅锌矿床(祝新友等, 2012), 如凡口铅锌矿床。

典型MVT铅锌矿床受层控、相控、构造控制的特点突出, 铅锌矿体常赋存于碳酸盐岩/碎屑岩界面(硅‒钙面)上部的碳酸盐岩中。国内外绝大多数MVT铅锌矿床受硅‒钙面岩石组合控制, 其上部为白云石化灰岩, 下部为紫色砂砾岩层。如美国密苏里地区铅锌矿床, 中国新疆塔木‒卡兰古成矿带、泗顶式铅锌矿床、花垣式铅锌矿床。还有其他典型判别标志, 如正断层、破碎带下盘、岩性边界、溶塌角砾岩、礁灰岩组合、基底隆起和不整合面等。

3 成矿构造系统与成矿结构面

3.1 成矿构造系统和成矿结构面特征

基于经典MVT铅锌矿床地质特征, 其成矿构造系统为沉积‒成岩构造系统与变形构造系统的组合。结合前人研究成果(叶天竺等, 2017), 将其成矿结构面分为沉积‒成岩构造系统产生的原生成矿结构面、后生构造系统产生的次生成矿结构面及复合构造系统产生的组合型成矿结构面。

3.1.1 沉积‒成岩构造系统

古喀斯特型: 其为经典MVT铅锌矿床的成矿结构面类型, 表现为岩溶坍塌角砾岩带、不整合面之下溶塌角砾岩礁组合、渗透型碳酸盐岩相和礁灰岩周边的角砾岩带, 早期形成的古油气藏和古喀斯特溶洞控制矿床就位, 如花垣铅锌矿床(图2a)。

硅‒钙面型(岩性/岩相型): 许多矿床产于碳酸盐岩相和砂页岩相界面附近的碳酸盐岩中, 矿化发育于礁灰岩岩相中(图2b1), 如花垣式铅锌矿床(刘文均和郑荣才, 1999)、加拿大Pine Piont铅锌矿床(Roedder, 1984)、美国东田纳西Mascot-Fefferson矿床(McCormick et al., 1971)、秘鲁中部San Vicente铅锌矿床(Spangenberg et al., 1996)、中国湖南后江桥铅锌矿床(刘家铎, 1982; 杨开济, 1982)。还有一些矿化发育于礁灰岩岩相附近的不透水层(页岩和千枚岩)控制形成的硅‒钙面中(图2b2), 如凡口铅锌矿床的部分矿体、泗顶‒古丹铅锌矿床、北山铅锌矿床(甄世民, 2013)。

不整合面/假整合面型: 矿体产于不整合面或假整合面之上的碳酸盐岩中, 包括角度不整合式(图2d1) (陕西马元、广西泗顶铅锌矿床)和假整合面式(图2d2) (甘肃代家庄铅锌矿床)(叶天竺等, 2017)。

3.1.2 后生变形构造系统

断裂裂隙型: 断裂裂隙包括正断层、层间破碎带及断层有关的裂隙带(图2c)。该类矿床主要的成矿结构面包括层间断裂式、穿层断裂式(云南大屯铅锌矿床)和红层盆地边界断裂延深式(叶天竺等, 2017)。矿体多发育于断裂扩容带或多条断裂形成的地堑式构造带中。

3.1.3 复合构造系统

该类矿床主要的成矿结构面包括硅‒钙面+断裂组合型、不整合面型与断裂组合型(图2e), 为硅‒钙面型或不整合面型成矿结构面与断裂(主断裂+层间断裂)组合而成, 如凡口铅锌矿床受寒武系碎屑岩系之上的泥盆系海进序列中上部白云质碳酸盐岩与断裂构造系统控制(祝新友等, 2012)。

(a) 古喀斯特型; (b1)、(b2) 硅‒钙面型; (c) 碳酸盐岩断层型; (d1)、(d2) 不整合/假整合面型; (e) 组合型。1. 灰岩; 2. 礁灰岩; 3. 砂岩; 4. 千枚岩; 5. 岩溶角砾岩; 6. 岩溶角砾蚀变体; 7. 膏盐层; 8. 角度不整合; 9. 正断裂; 10. 矿体; 11. 酸性成矿流体运移方向; 12. 区域性流体运移方向; 13. 红层盆地流体。

3.2 成矿结构面成因及其深部变化特征

成矿流体在重力压实作用、热‒盐对流驱动下沿硅‒钙面、正断层、古岩溶面和不整合面等结构面发生循环、淋滤和充填作用, 形成似层状、透镜状、角砾状、囊状为主的矿床(叶天竺等, 2014)。原生成矿结构面和次生成矿结构面经常在同一空间叠加形成层‒脉状矿体。其中, 原生成矿结构面主要发育于不整合面之下或岩性界面、基底隆起等部位, 矿体的平面延长较大; 次生成矿结构面的断层结构面多具张(扭)性特征, 直接控制的矿体延深往往小于其走向延长。

3.3 成矿构造与区域构造、成岩构造的时空关系

目前对于区域构造、成岩构造的认识宽泛且易混淆, 难于讨论这两类构造与MVT铅锌矿床成矿构造的密切关系。依据叶天竺等(2014)关于区域构造和成岩构造研究的学术思想, 区域构造主要指控制矿田(勘查区)成矿地质体和成矿构造中规模较大的区域构造带, 包括区域控岩构造和区域变形构造; 成岩构造包括成矿地质体形成过程中产生的成岩原生构造与控制成矿地质体分布、形态产状等空间分布的控岩构造。

对于MVT铅锌矿床, 区域控岩构造主要指碳酸盐岩台地、陆内裂陷等构造环境下控制含矿碳酸盐岩‒碎屑岩组合或沉积建造(成矿地质体的一部分)空间分布的构造; 区域变形构造指含矿沉积建造形成后以断裂、褶皱作用为主要形式的变形构造, 包括成矿期、成矿后的区域变形构造。成矿期区域变形构造包括成矿期陆内裂谷环境中卤水盆地与不同序次的后生构造(成矿地质体的另一部分), 它们受同一构造应力场控制。其中, 成矿期内高序次控矿构造控制成矿区(带)的空间分布, 中低序次控矿构造由不整合面、古喀斯特溶洞(孔)、正断层等成矿结构面组成, 它们控制矿集区、矿田(床)的时空分布。成矿后区域变形构造多为破矿构造, 与成矿期区域变形构造的构造应力场不完全一致。

成岩构造包括成岩原生构造和控岩构造, 其不仅与区域构造密切相关, 而且还与成矿构造组合构成MVT铅锌矿床成矿结构面的空间格架(叶天竺等, 2014)有关。成岩原生构造为控制沉积盆地内含矿碳酸盐岩‒碎屑岩组合的构造系统, 包括重力、压力、热力和盆地流体等驱动作用形成的渗透型碳酸盐岩相、不整合面、礁灰岩相、硅‒钙面(岩性/岩相界面)等原生成矿结构面(同生成矿构造), 常形成层状、似层状矿化体或矿源层, 这类构造与同生成矿构造具同时、同位性。控岩构造包含两类: 一是成岩期内区域应力场控制成矿地质体总体空间的控岩构造, 该区域应力场还控制同生成矿构造, 控岩构造和同生成矿构造具同期、同位及同生性; 二是后生变形期受伸展构造应力场作用控制热液蚀变体展布、形态、产状等空间分布的控岩构造, 其控岩构造与次生成矿构造受后生变形期构造应力场控制, 它们具同期、同位性; 控岩构造可复合叠加同生成矿构造, 也可不复合叠加同生成矿构造, 仅起成矿地质背景的作用。

大型‒超大型MVT铅锌矿床的形成, 往往是在成岩原生构造形成沉积构造系统的基础上叠加了后生变形构造(如碳酸盐岩台地、陆内裂陷等)的伸展构造作用产物, 其构造作用常形成一系列正断层, 成矿流体沿正断层裂隙、古岩溶坍塌角砾岩带、不整合面之下溶塌角砾岩带等成矿结构面充填成矿。因此, 大型‒超大型MVT铅锌矿床既受成岩原生构造形成的含矿沉积建造和物源供给的控制, 还受区域成矿构造应力场作用产生的后生变形构造系统的控制, 成矿具有层(相)控、岩控、构造控制性。例如, 华南地区与印支运动有关的NWW向构造为区域构造, NWW向缓倾斜断裂作用造成区内下石炭统和部分上泥盆统缺失, 构成铅锌成矿作用的上部边界(祝新友等, 2012)。其中, 凡口铅锌矿床成矿作用发生于褶皱和NWW向断裂作用之后, 矿体受赋矿层位、岩性组合与NNE向成矿断裂的控制(图3e), NNE向断裂切穿NWW向断裂和褶皱, 具有右行压扭性特点, 所有矿体均沿断裂或断裂两侧分布(甄世民, 2013)。

4 成矿作用特征标志

4.1 矿化样式

在MVT铅锌矿床中, 单个矿体规模一般不大, 但展布范围广。矿体与围岩界线较截然, 其形态多呈层状、似层状、板状、筒状、柱状、团块状、透镜状等, 也可见穿层脉状矿体, 具有层控、岩(相)控、构造控制之特征, 并以前两者为主。因此, MVT铅锌矿床表现出的不同矿化样式, 应是前陆盆地边缘碳酸盐岩形成期、陆内裂谷环境中卤水盆地及后生构造变形期构造应力场作用的结果, 因而矿化受不同期成矿结构面的联合控制, 从而形成了复杂的矿化样式, 据此可以根据不同的矿化样式开展找矿预测工作。常见如下3类矿化样式。

(1) 角砾岩型: 矿体主要赋存于古喀斯特型结构面形成的角砾岩带中, 如陕西马元(图3a)、新疆塔木(图3b)、甘肃代家庄(图3c)、湘西北李梅铅锌矿床。

(2) 硅‒钙面型: 大部分矿床位于海进序列构成的硅‒钙面上侧的碳酸盐岩中, 如广东凡口(图3e)、广西泗顶(图3d)和盘龙、湘西、鄂西等地的铅锌矿床。

(3) 断裂+硅‒钙面组合型: 矿体位于陡倾斜断裂两盘的碳酸盐岩中, 多沿硅‒钙面交代, 少量产于主断裂带中, 常构成“旗杆上面挂小旗”的矿化样式(祝新友等, 2006), 如广西泗顶(图3d)、广东凡口(图3e)、广西北山等铅锌矿床。

(a) 陕西马元铅锌矿床(据王海等, 2016): 1. 碳质板岩; 2. 纹层状白云岩(Z2dn4); 3．角砾状白云岩(Z2dn3); 4. 条纹状白云岩(Z2dn2); 5. 厚层状白云岩(Z2dn1); 6. 矿体; 7. 钻孔。(b) 新疆塔木铅锌矿床(据杨向荣等, 2010): 1. 容矿角砾岩; 2. 页岩层; 3. 白云质灰岩; 4. 第四系砂砾石; 5. 断层; 6. 表内矿体; 7. 表外矿体; 8. 钻孔; 9. 平巷坑道。(c) 甘肃代家庄铅锌矿床(据祝新友等, 2006): 1. 薄层灰岩与生物灰岩; 2. 白垩系紫红色砂岩; 3. 角砾岩及碎裂状灰岩; 4. 铅锌矿体; 5. 钻孔。(d) 广西泗顶铅锌矿床(据覃焕然, 1986): 1. 上泥盆统融县组; 2. 中泥盆统东岗组上段; 3. 中泥盆统东岗组上段; 4. 下寒武统清溪组; 5. 石英砾岩; 6. 含砾石英砂岩; 7. 石英砂岩; 8. 灰岩; 9. 白云岩; 10. 断层; 11．矿体; 12; 钻孔。(e) 广东凡口铅锌矿床(据祝新友等, 2006): 1. 第四系; 2. 东岗岭组白云质灰岩; 3. 天子岭组灰岩、白云岩; 4. 清溪组粉砂岩、页岩、石英砂岩; 5. 辉绿岩脉; 6. 矿体; 7. 断层; 8. 石炭系灰岩。

4.2 成矿期次与矿化分带特征

MVT铅锌矿床以低温热液成矿为突出特征, 其成矿过程一般可划分为成岩期与热液成矿期。其中, 热液成矿期主要由黄铁矿‒石英阶段、闪锌矿‒方铅矿阶段、方解石‒白云石阶段构成。

虽然不同MVT铅锌矿床的主要矿化元素组合有所差异, 但是矿区一般无明显的矿化分带, 也无明显的成矿中心, 仅少数矿区有矿化分带。如上密西西比河谷地区, 矿区内铅矿化广泛分布, 局部具锌‒铜矿化, 在矿化带两侧常见钡矿化; 在Pine Point矿区, 从柱状矿体向外, Fe/(Fe+Zn+Pb)和Zn/(Zn+Pb)值逐渐增加; 在密苏里南东地区, 矿区具Pb、Zn、Fe、Cu、Ni和Co矿化分带特征; 在爱尔兰内陆地区, 矿区发育良好的地球化学分带(Leach et al., 2005)。我国一些铅锌矿区具有矿石构造分带(芮宗瑶, 1991)、矿化‒蚀变分带的特征, 如马元矿床(侯满堂等, 2007)、凡口矿床(刘瑞弟, 2002)。

4.3 流体成矿作用特征

4.3.1 矿物学标志

MVT铅锌矿床中矿石矿物以闪锌矿、方铅矿、黄铁矿、白铁矿为主, 一般不含黄铜矿、斑铜矿、自然铜等, 在一些矿床中, 还发育钴镍硫化物等。脉石矿物多为白云石、方解石、石英等, 少见萤石、重晶石。矿石具明显的后生作用特点, 具块状、条带状、浸染状、角砾状构造, 细粒它形、自形‒半自形、网状交代、条纹状、环带状、乳滴状固溶体分离等结构。矿石品位一般很低(Pb+Zn=3%～10%),很少超过10%, 明显不同于典型的HZT铅锌矿床(韩润生等, 2019)。MVT铅锌矿床常伴生Ag、Cd、Ge、Ga、Ni等矿化, Ag含量通常较低, 但个别矿床Ag含量可达10×10−6～161×10−6, 如维伯纳姆带平均Ag含量为45.9×10−6(Leach et al., 2005), 凡口铅锌矿床平均Ag含量约为100×10−6(祝新友等, 2013)。

MVT铅锌矿床热液蚀变一般不很发育, 但赋矿层在成矿期前常发生区域性成岩白云石化, 分布范围广, 可达万余平方千米, 矿体常定位于白云石化带的边缘, 矿体旁侧灰岩可见溶蚀港湾, 但无强烈的蚀变现象。MVT铅锌矿床热液作用主要表现在:①流体沿孔隙充填: 矿石具粒状、交代、胶状、包含、溶蚀、穿插、草莓状、葡萄状、薄层状结构, 矿石构造以块状、角砾状、网脉状、“雪顶”状为主, 条带状、脉状构造次之(Leach and Sangster, 1993; Symons et al., 1995; Sangster and Savard, 1998); ②溶塌角砾岩化作用形成溶蚀、交代、穿插结构与角砾状、网脉状、镶嵌状、胶状、脉状、韵律层构造(Leach et al., 2005); ③交代作用具选择性: 白云岩选择性交代生物灰岩或白云质灰岩而形成条带状和假角砾岩构造, 如Newfoundland锌矿区的假角砾岩构造, Pine Point、Robb Lake、Monach Kiching和Pend Oreille矿区的条带状构造; ④洞穴堆积作用可形成一系列类似钟乳石、石笋的硫化物, 金属硫化物粒度多呈细粒状, 常具有黄铁矿(白铁矿)→闪锌矿→方铅矿的矿物生成顺序。

4.3.2 矿石中元素地球化学标志

MVT铅锌矿床中矿石除含S、Fe元素之外, 主要元素为Pb、Zn, 约85%矿床相对富Zn, Zn/(Zn+Pb)值在0.5～1.0之间(Leach et al., 2005); 亲石元素(F、Sr、Ba、W、U、Mn)居次要地位; 亲硫元素除Au、Ag常以自然元素及Au、Ag互化物形式存在外, 其余均为硫化物及硫盐类矿物, 少数呈分散状态。

4.3.3 流体包裹体标志

MVT铅锌矿床中流体包裹体的均一温度为50～250 ℃, 大多数集中在75～150 ℃之间(Basuki, 2002),爱尔兰地区和Rays河地区MVT铅锌矿床中均一温度最高达200 ℃(Leach et al., 2005)。许多同类矿床可能形成于高地温梯度的环境中, 或与盆地深部对流热传递或基底岩石中深部循环的上升流体有关(Leach et al., 2006)。花垣铅锌矿床、凡口铅锌矿床及塔里木周缘铅锌矿床中, 流体包裹体均一温度主要集中在150～240℃之间(图4a)。

世界上主要的MVT铅锌矿床成矿流体盐度为15%～30% NaCleqv(Basuki, 2002)。Basuki (2002)发现, 规模较大的MVT铅锌矿床成矿流体盐度为16%～ 21% NaCleqv。我国主要MVT铅锌矿床成矿流体盐度普遍在20% NaCleqv左右(图4b)。

数据来源: 芮宗瑶等, 1991; 刘文均和郑荣才, 2000; 王书来等, 2002; 高晓理, 2006; 冯光英等, 2009; 祝新友等, 2013; 国外MVT铅锌矿床数据来源: Leach et al., 2005。

普遍认为, MVT铅锌矿床的成矿流体与盆地流体有关, 流体包裹体成分与油田卤水相似。Roedder (1984)研究发现, MVT铅锌矿床的成矿流体为含有丰富有机质的Na+-Ca2+-K+-Mg2+-Cl−型卤水, 绝大多数流体包裹体中离子百分含量依次为Cl−>Na+>Ca2+>K+>Mg2+, HCO3−含量很低(卢焕章, 1990; 芮宗瑶, 1991)。

4.3.4 S同位素特征

MVT铅锌矿床中金属硫化物δ34S值与同时代硫酸盐δ34S值接近, 一般δ34S<20‰, 但有些矿床δ34S>20‰(图5)。全球MVT铅锌矿床S同位素值变化较大, 但总体表现出壳源特征(Leach et al., 2005)。就单个矿床或地区而言, 硫可能具单一来源或多源, 如源自含硫酸盐的蒸发岩、同生海水、成岩期硫酸盐、含硫有机质、H2S气体储库和盆地缺氧水中的还原硫等。

国内MVT铅锌矿床数据来源: 周振冬等, 1983; 廖文, 1984; 陈耀钦和曹波夫, 1984; 王小春, 1988; 彭守晋, 1990; 芮宗瑶等, 1991; 徐新煌和龙训荣, 1996; 周朝宪等, 1997; 祝新友等, 1998; 柳贺昌和林文达, 1999; 匡文龙等, 2002, 2003; 罗家贤, 2003; 张自洋, 2003; 朱华平和张德全, 2004; 顾尚义, 2007; 高景刚等, 2007; 王乾等, 2008; 肖庆华等, 2009; 丛源等, 2010; 杨向荣等, 2010; 董存杰等, 2010; 李志丹等, 2010; 祝新友等, 2013。国外MVT铅锌矿床数据来源: Leach et al., 2005。

4.3.5 成矿物质和成矿流体来源

Leach et al. (2005)统计了30个MVT铅锌矿床570件方铅矿、闪锌矿样品测试结果, 显示许多矿床(矿集区)铅具有基底来源之特征。南非Bushy Park、南非Pering、加拿大Gays River、爱尔兰Midland、澳大利亚Lennard Shelf、美国Upper Mississippi河谷、密苏里东南及Tri-State等矿集区, 其铅源为上地壳, 我国凡口铅锌矿床、塔里木周缘和辽东裂谷铅锌矿床也具有类似特征。

Pb主要来自壳源, 包括基底、风化层、盆地砂岩和碳酸盐岩含水层等各种组分, 具体Zn源尚不清楚。硫有两种来源: ①直接来自地壳(Sangster and Savard, 1998), 包括硫酸盐蒸发岩、原生卤水、成岩期硫化物、含硫有机质、H2S气藏和成层盆地中的缺氧水等(Leach et al., 2005); ②残留在沉积物中的海水硫酸盐(Sangster and Savard, 1998)经历热化学还原(TSR)和生物还原(BSR)作用而成。

不同MVT铅锌矿床或同一矿床内, 不同脉石矿物C-O同位素差别较大。凡口铅锌矿床δ13C= −13.4‰～13.3‰, δ18O=−125.7‰～21.3‰(韩英等, 2013)。我国主要MVT铅锌床中几乎所有统计样品的C-O同位素均落入海相碳酸盐岩区域(图6a), 具有向碳酸盐岩溶解作用‒脱羧基作用偏移的趋势。

数据来源: 尹汉辉等, 1983; 陈耀钦和曾波夫, 1984; 蒋少涌, 1988; 芮宗瑶等, 1991; 王小春, 1992; 夏新阶和舒见闻, 1995; 徐新煌和龙训荣, 1996; 周朝宪等, 1997; 林绍标, 1998; 柳贺昌和林文达, 1999; 陈学明等, 2000; 匡文龙等, 2002; 高景刚等, 2007; 杨绍祥和劳可通, 2007; Han et al., 2007a, 2007b; 李志丹等, 2010; 韩英等, 2011; 韩润生等, 2012。

我国主要MVT铅锌床中矿石矿物和脉石矿物流体包裹体H-O同位素范围分别为δ18O=8.2‰～10.1‰, δD=−94.3‰～−40.3‰, 大部分靠近大气降水范围, 说明成矿热液以盆地流体为主(图6b)。据韩英(2013)研究发现, 凡口铅锌矿床的形成经历了三种流体混合的过程: 流体A相对氧化, 流体B相对还原,可能还存在深源流体; 其中A、B两种流体温度均较低, 其最初来源均与大气降水有关, 属于地下水或盆地卤水; 深源流体温度较高, 可能与凡口地区深部某种热动力源有关。

5 矿床成矿规律与成矿作用

5.1 元素迁移与沉淀机制

半个世纪以来, 针对MVT铅锌矿床, 前人主要提出三种流体运移沉淀模式。

5.1.1 流体混合模式

Jackson (1966)及Beales (1975)以加拿大Pine Point铅锌矿床为原型建立了流体混合模式。该模式解释了MVT铅锌矿床的沉淀机制(Anderson, 1975), 还原硫的来源(Trudinger et al., 1985), 赋矿围岩为碳酸盐岩尤其是白云岩的原因(刘英超等, 2008), 溶蚀坍塌角砾岩、围岩交代、碳酸盐化等特征(Anderson, 1983; Corbella et al., 2004), 胶状闪锌矿的形成、矿体与围岩接触关系截然, 以及大量白云岩溶解的机制(张长青等, 2009)等问题。针对许多矿床中普遍存在有机质、黄铁矿与氧化矿物共生特征, Charles and Allen (1995)、Corbella et al. (2004)分别提出相应机制对该模式进行了补充。

5.1.2 硫酸盐还原模式

Barton (1967)提出硫酸盐还原模式, 后经Anderson (1983, 1991)补充完善。由于部分MVT铅锌矿区围岩中存在大量可以还原硫酸盐的有机质(Gize and Hoering, 1980; Rickard et al., 1981; Gize and Barnes, 1987; Etminan and Hoffmann, 1989; Arne et al., 1991), 当携带大量金属离子和硫酸盐的成矿流体遇到富含有机质的碳酸盐岩地层时, 成矿物质被还原成硫化物从成矿流体中沉淀。Spirakos and Allen (1993)提出, S还能以氧化态或亚硫化物的形式迁移, 合理解释了黄铁矿中S存在不同价位和S同位素多样性的原因, 以及有机质与黄铁矿的存在, 但难以解释其形成的动力学机制, 且不能解释硫化物的反复沉淀和溶解的过程, 也无法解释部分MVT铅锌矿床存在的某些地质特征, 如碳酸盐岩的溶解(Plumlee, 1994; Plumlee et al., 1994; Corbella et al., 2004)和胶状闪锌矿的形成等(Kaiser, 1988)。

5.1.3 还原硫模式

针对有些MVT铅锌矿床既非蒸发岩环境又缺乏硫酸盐还原的证据, Anderson (1973, 1975)、Ohmoto (1979)、Sverjensky (1986)等提出并完善还原硫模式。该沉淀机制要求存在理想的地质条件(pH=4～5或略高), 且Pb、Zn元素活度很低(高浓度金属无法与还原硫共存), 但此种流体难以形成大型高品位铅锌矿床。Sverjensky (1986)、朱赖民和袁海华(1995)、周朝宪(1998)、Emsbo (2000)等估算其流体的pH值显示弱酸性, 在一定程度上支持还原硫模型。但是, 该模式还无法解释许多矿床中流体包裹体数据显示的流体温度无明显下降的现象。

5.2 流体运移驱动机制

成矿流体主要有两种驱动模型: 构造挤压和地形驱动(Garven and Raffensperger, 1997)。构造挤压模型认为造山事件早期的剧烈收缩产生构造挤压, 流体受到挤压发生侧向流动; 地形驱动模型认为前陆盆地成盆早期地下水径流为自由对流, 后期受到沉积物沉积压实或造山后山体抬升等产生的重力驱动发生流动。对于构造挤压模型, 因为构造挤压产生的流体速率太小, 不能驱使流体长距离运移, 而地形对流体的驱动存在于整个造山事件中, 且随着山体抬升, 为流体流动提供了充足动力, 所以, 重力是流体运移的主要驱动力。经典MVT铅锌矿床与前陆抬升边缘及克拉通内盆地密切相关, 地形驱动的流体运移形式、运移速率及热影响均为铅锌矿化提供了理想条件(Leach et al., 2005)。

5.3 络合物的恢复和物理化学条件

成矿实验和矿物共生组合研究及计算机模拟结果表明: 低pH值、较高温度、中高盐度、贫S热液体系中, Pb、Zn的氯络合物稳定, 如[PbCl4]2−、[ZnCl4]2−, 但在近中性到碱性的热液体系中不稳定, 而低温(75～150 ℃)、高S浓度、低Cl−浓度的碱性溶液中, 硫的主要存在形式为H2S、HS−、SO42−等, 锌硫络合物的稳定性超过其氯络合物, 铅硫络合物仅在特富硫的溶液中才显得重要(张艳等, 2016)。我国MVT铅锌矿床流体包裹体均一温度主要集中在150～240 ℃之间, 盐度为15%～30% NaCleqv(图4b), 流体以富K+、Ca2+、Cl−为特征, 且K+>Ca2+>Na+>Mg2+、Cl−>F−。因此, [PbCl4]2−、[ZnCl4]2−是成矿流体运移的主要形式。

5.4 元素沉淀机制与成矿地球化学障

研究表明, 冷却降压作用不一定使铅锌硫化物发生沉淀; 稀释作用可产生少量沉淀; pH值变化、水‒岩反应是硫化物沉淀的主要因素; Eh值变化是硫化物沉淀的重要因素; 流体混合可能是大型矿床形成的主要机制(张艳等, 2016)。因此, 冷却、稀释作用对大型矿床形成作用有限, 且稀释作用之所以产生沉淀是pH值升高而导致的; 氧化还原作用的发生有一定的条件限制, 即Pb、Zn与硫酸盐在同一流体中搬运至含大量还原性物质的地层中沉淀成矿, 因而在流体混合中使矿物沉淀的主要因素为pH值升高。流体混合作用, 从广义上来讲, 也属于水‒岩反应, 但其反应速率比液‒固的反应快得多, 其沉淀效果也显著得多。同时, 混合作用多具有循环热液体系的特点, 因而其影响范围大、持续时间长。热液蚀变作用(水‒岩反应)造成矿质沉淀的原因也是pH值升高。氧逸度、硫逸度决定了闪锌矿和方铅矿的沉淀顺序, 控制了铅锌的共生分异, 从而造成矿物组合分带。因此, MVT铅锌矿床主要的成矿地球化学障为酸‒碱障, 其次为氧化‒还原障。

6 找矿预测地质模型

6.1 成矿地质体与矿体的时空关系

MVT铅锌矿床的成矿地质体与矿体时空关系密切。研究认为, 空间上, 矿体分布于含铅锌的碳酸盐岩地层及其断裂裂隙带中; 时间上, 前陆盆地中的铅锌矿床形成过程为礁灰岩组合(白云岩或白云质灰岩等)形成→俯冲作用→俯冲板片弯曲形成一系列单向正断层+岩溶作用→流体大规模运移→矿床; 而裂谷中的铅锌矿床形成过程为双向正断层→白云岩、白云质灰岩地层→流体淋滤、循环→沉淀成矿。

6.2 成矿构造、成矿结构面与矿体的关系

宏观上MVT铅锌矿成矿构造位于碎屑岩与碳酸盐岩界面的碳酸盐岩一侧, 以及面状白云石化区与灰岩区界面部位, 沉积‒成岩构造、(张性)断裂构造系统共同控制成矿结构面。沉积‒成岩构造系统、断裂构造系统不仅控制不同类型的成矿结构面, 而且两类成矿结构面有的在同一空间叠加存在, 形成似层状、脉状矿体, 有的独立存在, 形成脉状或透镜状、似层状、囊状矿体(叶天竺等, 2017)。

6.3 找矿预测地质模型

综合研究认为, MVT铅锌矿床“三位一体”的成矿规律为: 矿床产于前陆盆地地堑式构造带、不整合面或假整合面上发育的溶塌角砾岩岩相组合、成矿正断层破碎带、区域性热卤水活动的硅‒钙面中。据此建立了其找矿预测地质模型(图7): ①前陆盆地地堑式构造带(沉积构造系统与正断层构造系统)控制成矿区(带)、矿田和矿床的展布, 因此通过前陆盆地地堑式构造带研究确定勘查区找矿方向; ②溶塌角砾岩岩相组合、白云石化生物礁相组合控制不规则状矿体和角砾状构造矿石, 成矿正断层裂隙带的膨大带控制脉状矿体产状, 因此通过成矿结构面研究判断矿体空间位置及产状; ③白云石化碳酸盐岩与紫色砂岩中的褪色蚀变形成的硅‒钙面不仅控制了透镜状矿体的分布, 而且反映曾发生过区域性低温热卤水活动, 因此硅‒钙面的特征是判断矿床(体)存在的成矿流体作用标志。

1. 白云岩; 2. 含藻灰岩; 3. 白云质灰岩; 4. 灰岩; 5. 砂岩; 6. 变质细砂岩; 7. 陆相碎屑岩; 8. 煤层; 9. 砂质白云岩; 10. 砂质碎屑岩; 11. 变质岩系(基底); 12. 造山带; 13. 超覆前陆盆地; 14. 山前次级沉积盆地; 15. 伸展方向; 16. 断层; 17. 破碎带; 18. 矿体(Py+Sp+Gn); 19. 热液喀斯特角砾状矿体; 20. 白云石化、方解石化溶蚀角砾岩; 21. 白云石化礁灰岩; 22. 矿区; 23. 岩性结构面; 24. 硅‒钙面; 25. 构造结构面; 26. 富矿质盆地卤水(Cu、Pb、Zn、CO2、SO42−、Cl−); 27. 大气降水; 28. 富硫盆地卤水(CH4、C5-C7、SO42−、Sr)。其中, 19、21为成矿地质体, 23、24、25为成矿结构面。

6.4 找矿预测模型结构分析

基于矿化样式的讨论, 在应用MVT铅锌矿床找矿预测模型时, 须注意找矿预测模型的结构特征。矿化样式结构模式主要表现为层‒脉结构, 而成矿作用空间结构表现为构造‒地层双控结构、特殊岩性/岩相层界面结构。其中层‒脉结构, 矿体(脉)常沿主干断层及其配套褶皱发育的层间断裂带形成典型的层状、脉状矿体结构, 呈现主矿脉走向延长较大, 而层状矿延长较短的特征(如凡口铅锌矿床)。构造‒地层双控结构, 矿体受盆地特定层位的白云岩‒灰岩变化带与断裂构造控制, 地层常提供主要成矿物质, 成矿构造系统和其附近的膏盐盆地边界断裂系统形成于同一时空, 导致成矿过程中形成成矿物质和卤水双源成矿地质体, 膏盐盆地提供卤水, 控矿构造提供热能, 并活化特定的碳酸盐岩层中的成矿物质形成MVT铅锌矿床。特殊岩性/岩相层界面结构, 在碳酸盐岩和砂岩类岩性界面常见硅‒钙面成矿结构面(如凡口铅锌矿床)及溶塌角砾岩岩相组合、白云石化生物礁相组合, 控制不规则状、角砾状矿石及矿体。

6.5 找矿预测地质模型及勘查应用流程

6.5.1 找矿预测地质模型的使用说明

标志参数: 低温、高盐度、富含有机质流体、正断层、硅‒钙面等为典型MVT铅锌矿床的主要特征。需要指出的是, 找矿预测地质模型适用于我国各个大地构造单元中MVT铅锌矿床, 其成矿深度参考国内外报道的数据, 矿体与成矿地质体的距离受围岩岩性影响。

“三位一体”各要素关系: 前陆盆地地堑式构造带(成矿地质体之一)控制成矿区(带)和矿田的分布; 溶塌角砾岩相带、硅‒钙面(成矿结构面之一)控制矿床展布; 白云石化生物礁灰岩相组合、正断层裂隙带(成矿结构面)控制矿体产状及角砾状构造矿石; 低温‒高盐度、含有机质流体、弱蚀变等特征为成矿流体作用的主要标志。

6.5.2 找矿预测地质模型的勘查应用流程

MVT铅锌矿床找矿预测可依据以下流程: ①根据成矿构造背景, 判别确定成矿区带的找矿远景区(矿集区); ②根据成矿地质体、成矿构造系统和热液蚀变范围, 圈定矿田或矿床尺度的靶区范围; ③根据成矿结构面, 推断可能的矿化样式和矿体产状; ④根据成矿作用标志, 确定矿体的赋存地段。在实际应用找矿预测地质模型时, 其应用流程分为如下10个步骤(简称十大要素)。

(1) 看: 研究成矿地质背景。基于区域构造解析与盆地构造分析, 研究前陆盆地地堑式构造带、克拉通碳酸盐台地等。

(2) 查: 查明岩性(相)组合。如常发育大面积白云岩化灰岩, 沿不整合面发育溶塌角砾岩岩相组合。

(3) 识: 识别矿化结构。典型的MVT铅锌矿床矿化结构明显, 一般无明显的矿物组合分带。

(4) 厘: 厘定成矿结构面。依据硅‒钙面、成矿正断层破碎带等成矿结构面可确定矿体赋矿方位。

(5) 析: 剖析成矿构造判别矿体延深。控矿的正断层控制矿体延深远小于其走向延长, 且侧伏规律一般不明显。

(6) 填: 开展含矿沉积岩相分析和后生构造专项填图。突出后生构造与沉积‒成岩岩相组合等标志, 圈定勘探线基线大致范围。

(7) 测: 采用野外快速分析仪测试黄铁矿、白云石等标型矿物的微量元素含量; 初步评估矿化范围; 测量闪锌矿、方解石中流体包裹体均一温度和盐度, 确定成矿温度和盐度。

(8) 比: 类比区域成矿系统的典型矿床特征参数,构建以矿床成矿模型为基础的找矿预测地质模型。

(9) 探: 部署地球化学勘探技术, 提出找矿靶区, 初步布设少量探矿工程以确定预查阶段的勘查类型, 转换找矿地质模型为勘查模型。其中, 在预查阶段的综合研究尤为重要。

(10) 勘: 针对具体矿床(勘查区), 适当部署探测控制赋矿层位的深部构造的电磁法勘查技术, 建立综合勘查模型, 部署普查阶段的规模性探矿工程。

7 结 论

(1) 基于“时间、空间、物质、演化”四要素, 认为典型的MVT铅锌矿床的成矿地质体为陆内裂陷盆地、碳酸盐岩台地的成岩碳酸盐岩建造、陆内裂谷环境的卤水盆地及其同期后生构造的复合体; 成矿结构面类型为原生成矿结构面、后生成矿结构面及其组合成矿结构面; 成矿流体作用特征标志为矿化样式、成矿期次及低温‒高盐度含有机质流体等。

(2) 典型MVT铅锌矿产于前陆盆地地堑式构造带、不整合面上发育的溶塌角砾岩岩相组合、成矿正断层破碎带、区域性热卤水活动的硅‒钙面中, 为该类矿床的主要成矿规律。

(3) MVT铅锌矿床找矿预测地质模型, 其勘查应用流程的十大步骤为: 看、查、识、厘、析、填、测、比、探、勘, 该流程对指导同类矿床找矿勘查具有重要的指导意义。

致谢:感谢北京大学李文博副教授和另一位匿名审稿专家对本文的细致审阅和提出的建设性修改建议, 以及姚书振教授、祝新友教授级高工对本文内容提出的建议, 使本文的讨论更加简明扼要和深入, 让作者受益匪浅。

毕献武, 唐永永, 陶琰, 王长明, 胥磊落, 戚华文, 兰青, 木兰. 2019. 西南三江碰撞造山带沉积岩容矿Pb-Zn-Ag-Cu贱金属复合成矿与深部过程. 岩石学报, 35(5): 1341–1371.

陈学明, 邓军, 翟裕生. 1998. 凡口铅锌矿床海底热泉喷溢成矿的物理化学环境. 矿床地质, 17(3): 240–246.

陈耀钦, 曾波夫. 1984. 试论凡口大型层控铅锌矿床的地质特征及矿床成因. 沉积学报, 2(3): 34–47.

丛源, 陈建平, 董庆吉, 郝金华. 2010. 青海东莫扎抓铅锌矿床硫化物特征及成因意义. 现代地质, 24(1): 42–51.

戴自希. 2005. 世界铅锌资源的分布、类型和勘查准则. 世界有色金属, (3): 15–23.

董存杰, 张洪涛, 张宝琛. 2010. 青城子铅锌矿床成因分析. 地质与勘探, 46(1): 59–69.

段其发. 2014. 湘西‒鄂西地区震旦系‒寒武系层控铅锌矿成矿规律研究. 武汉: 中国地质大学博士学位论文: 124−135.

冯光英, 刘燊, 彭建堂, 张正伟, 戚华文, 朱笑青, 肖加飞, 王长华. 2009. 新疆塔木‒卡兰古铅锌矿带流体包裹体特征. 吉林大学学报(地球科学版), 39(3): 406– 414.

高晓理. 2006. 新疆彩霞山铅锌矿床地质特征及其成因机理. 西安: 长安大学硕士学位论文: 1–70.

顾尚义. 2007. 黔西北地区铅锌矿硫同位素特征研究. 贵州工业大学学报: 自然科学版, 36(1): 8–11.

韩润生, 胡煜昭, 王学琨, 黄智龙, 陈进, 王峰, 吴鹏, 李波, 王洪江, 董英, 雷丽. 2012. 滇东北富锗银铅锌多金属矿集区矿床模型. 地质学报, 86(2): 280–294.

韩润生, 张艳, 任涛, 邱文龙, 魏平堂. 2020. 碳酸盐岩容矿的非岩浆后生热液型铅锌矿床研究综述. 昆明理工大学学报(自然科学版), 45(4): 29–40.

韩润生, 王峰, 胡煜昭, 王学焜, 任涛, 邱文龙, 钟康惠. 2014. 会泽型(HZT)富锗银铅锌矿床成矿构造动力学研究及年代学约束. 大地构造与成矿学, 38(4): 758– 771.

韩润生, 张艳, 王峰, 吴鹏, 邱文龙, 李文尧等. 2019. 滇东北矿集区富锗铅锌矿床成矿机制与隐伏矿定位预测. 北京: 科学出版社: 1–510.

韩英. 2013. 广东凡口铅锌矿床成矿机制与成矿模式. 昆明: 昆明理工大学博士学位论文: 1–184.

韩英, 王京彬, 祝新友, 罗思亮. 2011. 凡口铅锌矿床方解石稀土元素特征分析. 矿物学报, 31(S1): 585–586.

韩英, 王京彬, 祝新友, 王莉娟, 王艳丽, 李顺庭. 2013. 广东凡口铅锌矿床流体包裹体特征及地质意义. 矿物岩石地球化学通报, 32(1): 81–86.

侯满堂, 王党国, 高杰, 高怀雄. 2007. 陕西马元地区铅锌矿矿石特征研究. 陕西地质, 35(1): 1–10.

侯增谦, 宋玉财, 李政, 王召林, 杨志明, 杨竹森, 刘英超, 田世洪, 何龙清, 陈开旭, 王富春, 赵呈祥, 薛万文, 鲁海峰. 2008. 青藏高原碰撞造山带Pb-Zn-Ag-Cu矿床新类型: 成矿基本特征与构造控矿模型. 矿床地质, 27(2): 123–144.

蒋少涌. 1988. 辽宁青城子铅‒锌矿床氧、碳、铅、硫同位素地质特征及矿床成因. 地质论评, 34(6): 515–523.

匡文龙, 刘继顺, 朱自强. 2003. 西昆仑上其汗地区块状硫化物矿床的区域成矿条件. 矿物岩石地球化学通报, 22(1): 42–46.

匡文龙, 刘继顺, 朱自强, 刘石华. 2002. 西昆仑地区卡兰古MVT型铅锌矿床成矿作用和成矿物质来源探讨. 大地构造与成矿学, 26(4): 423–428.

李志丹, 薛春纪, 张舒, 张招崇, 石海岗, 王思程. 2010. 新疆西南天山霍什布拉克铅锌矿床同位素地球化学及成因. 矿床地质, 29(S1): 468–469.

廖文. 1984. 滇东、黔西铅锌金属区硫、铅同位素组成特征与成矿模式探讨. 地质与勘探, 20(1): 2–6.

林绍标. 1998. 凡口超大型铅锌矿床地质特征. 有色金属工程, (S1): 3–12.

刘家铎. 1982. 湖南道县后江桥层控铅锌菱铁矿床成因的研究. 成都地质学院学报, (4): 33–44.

刘瑞弟. 2002. 凡口铅锌矿的地质地球化学特征及成矿模式研究. 长沙: 中南大学硕士学位论文: 1–59.

刘文均, 郑荣才. 1999. 花垣铅锌矿床中沥青的初步研究——MVT铅锌矿床有机地化研究(Ⅱ). 沉积学报, 17(4): 608–614.

刘文均, 郑荣才. 2000. 花垣铅锌矿床成矿流体特征及动态. 矿床地质, 39(2): 173–181.

刘英超, 侯增谦, 杨竹森, 田世洪, 宋玉财, 杨志明, 王召林, 李政. 2008. 密西西比河谷型(MVT)铅锌矿床: 认识与进展. 矿床地质, 47(2): 253–264.

柳贺昌, 林文达. 1999. 滇东北铅锌银矿床规律研究. 昆明: 云南大学出版社: 1–468.

卢焕章. 1990. 包裹体地球化学. 北京: 地质出版社: 1–242.

罗家贤. 2003. 东坪铅锌矿构控特征及矿床成因. 云南地质, 22(3): 304–312.

毛景文, 张作衡, 王义天, 李晓峰, 谢桂青, 杨富全, 余金杰, 代军治, 张长青, 柴凤梅, 程彦博, 吕林素, 袁顺达, 刘敏, 杨宗喜, 向君峰, 周珂. 2012. 国外主要矿床类型、特点及找矿勘查. 北京: 地质出版社: 1–480.

彭守晋. 1990. 喀什地区主要铅锌矿床地质特征及成因探讨. 新疆有色金属, (2): 8–16.

芮宗瑶, 李宁, 王龙生. 1991. 关门山铅锌矿床盆地热卤水成矿及铅同位素打靶. 北京: 地质出版社: 1–208.

覃焕然. 1986. 试论广西泗顶‒古丹层控型铅锌矿床成矿富集特征. 南方国土资源, (2): 54–65.

王海, 王京彬, 祝新友, 程细音, 蒋斌斌. 2016. 陕西马元铅锌矿床矿石组构研究与成因意义. 矿产与地质, 30(3): 406–413.

王乾, 顾雪祥, 付绍洪, 章明, 李发源. 2008. 云南会泽铅锌矿床分散元素镉锗镓的富集规律. 沉积与特提斯地质, 28(4): 69–73.

王书来, 汪东波, 祝新友, 王京彬, 彭省临. 2002. 新疆塔木‒卡兰古铅锌矿床成矿流体地球化学特征. 地球与环境, 30(4): 34–39.

王小春. 1988. 康滇地轴中段东缘震旦系灯影组层控铅锌矿床成矿机理——以天宝山和大梁子矿床为例. 成都: 成都理工大学硕士学位论文.

王小春. 1992. 天宝山铅锌矿床成因分析. 成都理工大学学报(自然科学版), 19(3): 10–20.

隗含涛, 邵拥军, 熊伊曲, 刘伟, 孔华, 李群, 隋志恒. 2017. 湘西花垣铅锌矿田成矿模式. 中南大学学报(自然科学版), 48(9): 2402–2413.

夏新阶, 舒见闻. 1995. 李梅锌矿床地质特征及其成因. 大地构造与成矿学, 19(3): 197–204.

肖庆华, 秦克章, 许英霞, 三金柱, 马占鹿, 孙赫, 唐冬梅. 2009. 东疆中天山红星山铅锌(银)矿床地质特征及区域成矿作用对比. 矿床地质, 28(2): 120–132.

徐新煌, 龙训荣. 1996. 赤普铅锌矿床成矿物质来源研究. 矿物岩石, 16(3): 54–59.

杨开济. 1982. 后江桥生物礁与矿床成因. 地质与勘探, 18(7): 15–24.

杨绍祥, 劳可通. 2007. 湘西北铅锌矿床的地质特征及找矿标志. 地质通报, 26(7): 899–908.

杨向荣, 彭建堂, 胡瑞忠, 戚华文, 刘燊. 2010. 新疆塔里木西南缘塔木铅锌矿硫同位素特征与成因. 岩石学报, 26(10): 3074–3084.

叶天竺, 吕志成, 庞振山. 2014. 勘查区找矿预测理论与方法(总)论. 北京: 地质出版社: 1–703.

叶天竺, 吕志成, 庞振山. 2017. 勘查区找矿预测理论与方法(各)论. 北京: 地质出版社: 1–703.

叶天竺, 肖克炎, 严光生. 2007. 矿床模型综合地质信息预测技术研究. 地学前缘, 14(5): 13–21.

叶天竺, 薛建玲. 2007. 金属矿床深部找矿中的地质研究. 中国地质, 34(5): 855–869.

尹福光, 许效松, 万方, 陈明. 2002. 加里东期上扬子区前陆盆地演化过程中的层序特征与地层划分. 地层学杂志, 26(4): 315−319.

尹汉辉, 喻茨玫, 张国新, 卢家烂. 1983. 中国沉积–改造铅锌矿床. 中国科学(B辑), 13(11): 1029–1038.

张艳, 韩润生, 魏平堂. 2016. 碳酸盐岩型铅锌矿床成矿流体中铅锌元素运移与沉淀机制研究综述. 地质论评, 62(1): 187–201.

张长青, 吴越, 王登红, 陈毓川, 芮宗瑶, 娄德波, 陈郑辉. 2014. 中国铅锌矿床成矿规律概要. 地质学报, 88(12): 2252–2268.

张长青, 余金杰, 毛景文. 2009. 密西西比型(MVT)铅锌矿床研究进展. 矿床地质, 28(2): 195–210.

张自洋. 2003. 乐红铅锌矿矿床地质与成因分析. 云南地质, 22(1): 97–106.

甄世民. 2013. 南岭地区泥盆系密西西比河谷型(MVT)铅锌矿床成矿特征研究. 北京: 中国地质大学博士学位论文: 1–219.

周朝宪. 1998. 滇东北麒麟厂锌铅矿床成矿金属来源、成矿流体特征和成矿机理研究. 矿物岩石地球化学通报, 17(1): 36–38.

周朝宪, 魏春生, 叶造军. 1997. 密西西比河谷型铅锌矿床. 地球与环境, (1): 65–75.

周云. 2017. 湘西花垣MVT型铅锌矿集区成矿作用研究. 成都: 成都理工大学博士学位论文: 1–149.

周振冬, 王润民, 庄汝礼, 劳可通. 1983. 湖南花垣渔塘铅锌矿床矿床成因的新认识. 成都地质学院学报, 10(3): 1–19, 115–116.

朱华平, 张德全. 2004. 陕西南秦岭志留系中铅锌矿床地质地球化学特征研究. 地质找矿论丛, 19(2): 76–82.

朱赖民, 袁海华. 1995. 论底苏铅锌矿床成矿物理化学条件. 成都理工大学学报(自然科学版), 22(4): 15–21.

祝新友, 汪东波, 王书来. 1998. 新疆阿克陶县塔木‒卡兰古铅锌矿带矿床地质和硫同位素特征. 矿床地质, 17(3): 204–214.

祝新友, 汪东波, 卫冶国, 邱小平, 王瑞廷. 2006. 甘肃代家庄铅锌矿的地质特征与找矿意义. 地球学报, 27(6): 595–602.

祝新友, 王京彬, 刘慎波, 王艳丽, 韩英, 甄世民, 郭宁宁. 2013. 广东凡口MVT铅锌矿床成矿年代——来自辉绿岩锆石SHRIMP定年证据. 地质学报, 87(2): 167–177.

祝新友, 王京彬, 刘增仁, 方同辉. 2010. 新疆乌拉根铅锌矿床地质特征与成因. 地质学报, 84(5): 104–112.

祝新友, 王艳丽, 甄世民. 2012. 广东凡口铅锌矿典型矿床研究. 北京: 北京矿产地质研究院.

祝新友, 甄世民, 程细音, 原桂强, 杨汉壮, 韩英, 王艳丽. 2017. 华南地区泥盆系MVT铅锌矿床S、Pb同位素特征. 地质学报, 91(1): 213–231.

Anderson G M. 1973. The hydrothermal transport and depositionof Galena and Sphalerite near 100℃., 68(4): 480–492.

Anderson G M. 1975. Precipitation of Mississippi Valley- type ores., 70(5): 937–942.

Anderson G M. 1983. Some geochemical aspects of sulfide precipitation in carbonate rocks // Kisvarsanyi G, Grant S K, Pratt W P, Koenig J W. International Conference of MVT Lead-zinc Deposits. Rolla: University of Missouri Rolla: 61–76.

Anderson G M. 1991. Organic maturation and ore precipitation in southeast Missouri., 86(5): 909– 926.

Arne D C, Curtis L W, Kissin S A. 1991. Internal zonation in a carbonate-hosted Zn-Pb-Ag deposit, Nanisivik, Baffin Island, Canada., 86(4): 699–717.

Barton P B J. 1967. Possible role of organic matter in the precipitation of the Mississippi Valley ores., (3): 371–377.

Basuki N I. 2002. A review of fluid inclusion temperatures and salinities in Mississippi Valley-type Zn-Pb deposits: Identifying thresholds for metal transport., 11(1–4): 1–17.

Beales F W. 1975. Precipitation mechanisms for Mississippi Valley-type ore deposits., 70(5): 943–948.

Charles S S, Allen V H. 1995. Evaluation of proposed precipitation mechanisms for Mississippi Valley-type deposits., 10(1): 1–17.

Corbella M, Ayora C, Cardellach E. 2004. Hydrothermal mixing, carbonate dissolution and sulfide precipitation in Mississippi Valley-type deposits., 39(3): 344–357.

Emsbo P. 2000. Gold in SEDEX deposits., (13): 427–437.

Etminan H, Hoffmann C F. 1989. Biomarkers in fluid inclusions: A new tool in constraining source regimes and its implications for the genesis of Mississippi Valley-type deposits., 17(1): 19–22.

Garven G, Raffensperger J P. 1997. Hydrogeology and geochemistry of ore genesis in sedimentary basins // Barnes H L. Geochemistry of Hydrothermal Ore Deposits. New York: John Wiley and Sons: 125–190.

Gize A P, Barnes H L. 1987. The organic geochemistry of two Mississippi Valley-type lead-zinc deposits., 82(2): 457–470.

Gize A P, Hoering T C. 1980. The Organic Matter in MississippiValley-type Deposits. Carnegie Institution of Washington Year book, (79): 384–388.

Han R S, Liu C Q, Huang Z L, Chen J, Ma D Y, Lei L, Ma G S. 2007a. Geological features and origin of the Huize carbonate-hosted Zn-Pb-(Ag) District, Yunnan, South China., 31(1): 360–383.

Han R S, Zou H J, Hu B, Hu Y Z, Xue C D. 2007b. Features of fluid inclusions and sources of ore-forming fluid in the Maoping carbonate-hosted Zn-Pb-(Ag-Ge) deposit, Yunnan, China., 23(9): 2109– 2118.

Beales F W, Jackson S A. 1966. Precipitation of lead-zinc ores in carbonate reservoirs as illustrated by Pine Point ore field, Canada., (75): 278–285.

Kaiser C J. 1988. Chemical and isotopic kinetics of sulfate reduction by organic matter under hydrothermal conditions.,,, (7): 721.

Leach D L, Bradley D C, Huston D, Pisarevsky S A, Taylor R D, Gardoll S J. 2010. Sediment-hosted lead-zinc deposits in earth history., 105(3): 593–625.

Leach D L, Bradley D C, Lewchuk M T, Symons D T, Marsily G D, Brannon J. 2001. Mississippi Valley-type lead-zinc deposits through geological time: Implications from recent age-dating research., 36(8): 711– 740.

Leach D L, Macquar J C, Lagneau V, Leventhal J, Emsbo P, Premo W. 2006. Precipitation of lead-zinc ores in the Mississippi Valley-type deposit at Treves, Cevennes region of southern France., 6(1): 24–44.

Leach D L, Sangster D F. 1993. Mississippi Valley-type lead-zinc deposits., 40: 289–314.

Leach D L, Sangster D F, Kelley K D, Large R R, Garven G, Allen C R, Gutzmer J, Walters S. 2005. Sediment-hostedlead-zinc deposits: A global perspective., 100: 561–607.

Leach D L, Song Y C. 2019. Sediment-hosted zinc-lead and copper deposits in China.,, 22: 325–409.

Liu Y C, Kendrick M A, Hou, Z Q, Yang Z S, Tian S H, Song Y C, Honda M. 2017. Hydrothermal fluid origins of carbonate-hosted Pb-Zn deposits of the Sanjiang thrust belt, Tibet: Indications from noble gases and halogens., 112(5): 1247–1268.

Mccormick J E, Evans L L, Palmer R A, Rasnick F D. 1971. Environment of the zinc deposits of the Mascot-JeffersonCity District, Tennessee., 66(5): 757–763.

Ohmoto H. 1979. Isotopes of sulfur and carbon // Barnes H L. Geochemistry of Hydrothermal Ore Deposits. New York: Wiley-Interscience: 509–567.

Oliver J. 1992. The spots and stains of plate tectonics., 32(1–2): 77–106.

Plumlee G S. 1994. Fluid chemistry evolution and mineral deposition in the main-stage Creede epithermal system., 89(8): 1860–1882.

Plumlee G S, Leach D L, Hofstra A H, Landis G P, Rowan E L, Viets J G. 1994. Chemical reaction path modeling of ore deposition in Mississippi Valley-type Pb-Zn depositsof the Ozark region, US midcontinent., 90(5): 1346–1349.

Rickard D T, Coleman M L, Swainbank I. 1981. Lead and sulfur isotopic compositions of galena from the Laisvall sandstone lead-zinc deposit, Sweden., 76(7): 2042–2046.

Roedder E. 1984. Fluid inclusion., 12: 337–359, 413–471.

Sangster D F. 1990. Mississippi Valley-type and SEDEX lead-zinc deposits: A comparative examination.(:), 99: 21–42.

Sangster D F, Savard M M. 1998. A special issue devoted to zinc-lead mineralization and basinal brine movement, Lower Windsor Group (Visean), Nova Scotia, Canada, introduction., 93(6): 699–702.

Spangenberg J, Fontboté L, Sharp Z, Hunziker J. 1996. Carbon and oxygen isotope study of hydrothermal carbonates in the zinc-lead deposits of the San Vicente district, central Peru: A quantitative modeling on mixing processes and CO2degassing., 133(S1–4): 289–315.

Spirakos C S, Allen V H. 1993. Local heat, thermal convection of basinal brines and genesis of lead-zinc deposits of the Upper Mississippi Valley district.(:), 102: 201–202.

Sverjensky D A. 1986. Genesis of Mississippi Valley-type lead-zinc deposits., 14(1): 177.

Symons D T A, Sangster D F, Leach D L. 1995. A Tertiary age from paleomagnetism for Mississippi Valley-type zinc-lead mineralization in Upper Silesia, Poland., 90(4): 782–794.

Trudinger P A, Charnbers L A, Smith J W. 1985. Low-temperaturesulphate reduction: Biological versus a biological., 22(12): 1910–1918.

An Overview of the Metallogeny and Geological Prospecting Model of Mississippi Valley Type (MVT) Lead and Zinc Deposits

HAN Runsheng1, ZHANG Yan1*, YE Tianzhu2, CHEN Qing3, REN Tao1, GUO Zhonglin3, QIU Wenlong1

(1. Southwest Institute of Geological Survey, Geological Survey Center for Non-ferrous Mineral Resources, Kunming University of Science and Technology, Kunming 650093, Yunnan, China; 2.Development and Research Center, China Geological Survey, Beijing, 100120, China; 3. Yunnan Chihong Zn & Ge Co. Ltd., Qujing 655011, Yunnan, China)

TheMississippi Valley type (MVT) and HZT type are the most important type of lead-zinc deposits in the world, which constitute a great many large-scale lead-zinc deposits and tremendous lead and zinc reserves. Based on the theory and method of prospecting and prediction in the exploration area, starting from the four elements of “time, space, material and its evolution”, the mineralization processes and ore-forming geological body of MVT lead-zinc deposit were delineated, the metallogenic structure surface types and mineralization patterns were summarized, the characteristics of ore-forming fluids were summarized, and the metallogeny of the classic MVT lead-zinc deposit “trinity” was further revealed. Briefly, the deposit was produced in the graben-type tectonic zone of the foreland basin, the combination of dissolved breccia facies developed on the unconformity surface, the metallogenic positive fault fracture zone, and the regional hot brine activity along the “silicon-calcium interface”. And thus, its exploration implication is further summarized as: looking, investigating, identifying, decreasing, analyzing, filling, measuring, comparing, probing and prospecting. This study has enlightenment significance for the study of metallogeny of similar ore deposits and the prediction and evaluation of prospecting targets.

Mississippi Valley type (MVT) lead-zinc deposit; geological model of ore-prospecting; metallogeny; metallogenic geological body; ore-forming structural plane; characteristics of ore-forming fluids

10.16539/j.ddgzyckx.2023.05.001

2022-03-12;

2022-08-17

国家自然科学基金项目(42172086、41572060、41802089)、云南省重大科技专项计划项目(202102AG050024)、云南省万人计划青年拔尖人才项目(YNWR-QNBJ-2019-157)、云岭学者项目(2014)、云南省矿产资源预测与评价工程研究中心项目(2012)和云南省昆明理工大学创新团队项目联合资助。

韩润生(1964–), 男, 研究员, 博士生导师, 主要从事构造成矿动力学、隐伏矿预测与矿床学研究。E-mail: 554670042@qq.com

张艳(1981–), 女, 教授, 博士生导师, 主要从事矿床学、地球化学研究。E-mail: 78598874@qq.com

P612

A

1001-1552(2023)05-0915-018