河南省桐柏縣破山銀礦礦床成因探討

張賢良，鞠 霞

(河南省地質礦產勘查開發局第一地質勘查院，河南 南陽 473003)

1 礦區地質概況

河南省桐柏縣破山銀礦位處秦嶺-大別褶皺系，北秦嶺桐柏-大別褶皺束，屬圍山城金銀成礦帶西段(圖1)。

1.1 地層

礦區出露地層主要為中元古界歪頭山組(Pt2w),分布于礦區西北部，主要巖性為斜長角閃片巖、絹云母石英片巖、變粒巖等，進一步分成六個巖性段。本區僅出露第四至第六巖性段。

1.2 構造

礦區位處河前莊傾伏背斜西南翼，區內斷裂構造發育，按走向可分四組。以北西向一組規模較大，形成較早，控礦特征明顯；北東向一組規模次之，形成略晚，常切錯礦體；北北東向及北西西向兩組規模較小，常以共軛形式產出，夾角60°左右，具較明顯的扭性特征。

北西向斷裂以F1規模最大，為層間滑動斷裂帶，沿走向和傾斜斷裂面呈舒緩波狀展布，力學性質呈現壓-壓扭-張性等復雜多變的特征。

北東向斷層以F4為代表，斷裂帶內構造角礫巖發育，角礫大小不一，棱角明顯，為硅質或泥質膠結。斷面光滑，具斜向擦痕和階步，擦線傾向210°，傾角51°，局部偶見逆沖擦痕，顯示了張性-壓扭性活動特征。

圖1 桐柏地區圍山城金銀礦帶地質構造略圖

1.3 巖漿巖

礦區內僅見石英閃長巖、煌斑巖、偉晶巖脈等。石英閃長巖屬華力西早期產物，脈巖均為燕山晚期產物。

1.3.1 石英閃長巖

分布于礦區北側，與歪頭山組中部第四巖性段為侵入接觸關系，界線清晰。巖石呈灰綠色，細粒半自形結構，塊狀構造。礦物成分主要為中性斜長石(50%～60%)、普通角閃石(30%～40%)、次要礦物為石英(8%～10%)、黑云母(1%～5%)，含少量磁鐵礦、磷灰石和榍石。鉀為氬同位素年齡值為332Ma(成都地質科學研究所，1979)和345Ma(宜昌地質礦產研究所，1974),屬華力西期產物。

1.3.2 脈巖

1)煌斑巖脈。屬礦區最為常見、規模較大的一種脈巖，斜交或順層貫入于歪頭山組地層中，產狀受構造控制，與圍巖接觸界線明顯。鉀—氬同位素年齡為106Ma(成都地質學院，1981)，屬燕山晚期產物。

2)偉晶巖脈。規模小，僅見于鉆孔中，沿裂隙貫入于歪頭山組。呈白色、肉紅色，偉晶結構，塊狀構造，礦物成分為石英、鉀長石、斜長石及少量白云母。

2 礦床地質特征

2.1 礦體的分布、形態、產狀及規模

破山銀礦產于河前莊背斜傾伏端的南翼；礦體產于一系列平行的北西向層間滑動斷裂中(圖2)。該礦勘探階段圈定 13 個礦體，組合形態在平面上呈雁行式、在剖面上呈多層疊瓦式排列(圖3)。單個礦體呈不規則似層狀、脈狀、透鏡狀產出，沿走向及傾斜具膨縮、分枝復合、尖滅再現等特征。礦體長度大于500m，斜深 80～630m。

1.歪頭山巖組中部第三巖性段;2.歪頭山巖組中部第二巖性段;3.歪頭山巖組中部第一巖性段;4.礦體及編號;5.地層界線;6.斷層及編號;7.勘探線及編號

1.歪頭山巖組中部第三巖性段;2.歪頭山巖組中部第二巖性段;3.歪頭山巖組中部第一巖性段;4.礦體及編號;5.地層界線;6.斷層及編號;7.勘探線及編號

2.2 主要礦體特征

2.2.1 A1號礦體

長度1900m；斜深30～530m，屬特大型規模。礦體總體走向320°，傾向南西，傾角變化較大，最大可達75°，沿傾向表現為上陡下緩，常具舒緩波狀起伏特征。礦體呈不規則似層狀產出，沿縱橫方向均具膨縮、分枝、復合特征。礦體厚度0.42～25.96m，平均5.38m，礦石品位(Ag)(120～840)×10-6，平均251.83×10-6。

2.2.2 A6號礦體

該礦體由于云煌巖脈順層貫入分割為上下兩部分，巖脈頂界以上部分為“A6-2號礦體”，底界以下部分為“A6-l號礦體”(見礦工程中，云煌巖脈礦化達工業品位部分歸屬A6-1號礦體)。

1)A6-1號礦體。分布于E1線以東25m至E21線，礦體長950m，最大垂深308m，屬大型規模。礦體總體走向335°，傾向南西，傾角—般30°～40°，沿傾向略呈緩波狀起伏。礦體呈似層狀產出。

2)A6-2號礦體。分布于W2線以東25m至E17線間，礦體長870m，延深83～625m，屬大型規模。礦體呈似層狀產出，總體走向325度，傾向南西，傾角一般30°～40°。礦體厚度一般1～4m，最厚可達12.44m，平均2.90m。工業礦石品位一般為(125～389)×10-6，平均211×10-6。

2.3 礦石質量特征

2.3.1 礦石的礦物成分

礦石中查明的礦物種類共78種(表1)，銀礦物主要為輝銀礦，次為自然銀和銀金礦。

2.3.2 礦石的結構構造

礦石結構有自形、半自形粒狀結構、他形粒狀結構、固溶體分離結構、交代溶蝕結構和壓碎結構。

礦石構造有浸染狀構造、脈狀、網脈狀構造、角礫狀構造、塊狀構造、變余層狀構造、晶洞構造、膠狀構造、蜂窩狀構造等。

3 成礦條件分析

3.1 礦源層的形成

礦區的賦礦地層混染帶花崗巖體的Ag、Zn、Cu 含量依次降低，賦礦地層的 Au、Pb含量最高，而混染帶的最低。各期花崗巖本身含礦性很差(表2)，桃園巖體和梁灣巖體的含金量低于克拉克值，也低于歪頭山組 3.2 倍；銀含量略高于克拉克值，仍低于歪頭山組 4～9.5倍，更低于含礦層。花崗巖的石英脈中的金、銀含量低于含礦巖系中石英脈(表2)。這說明成礦元素從地層中活化轉移而來。

3.2 構造控礦條件

北西向層間滑動斷裂帶為本區主要控礦構造，大部分礦體呈似層狀、脈狀、透鏡狀賦存其中。隨著擠壓破碎帶的產狀、寬度、內部結構、角礫與膠結物成分的不同，礦體呈現膨縮、分支復合、尖滅再現等特征(圖2、圖3)。該區礦體的空間分布、形態、產狀和規模嚴格受層間滑動斷裂帶的控制，顯示了層間滑動斷裂帶是主要的控礦因素。

表1 礦石礦物成分類

表2 地層、侵入巖及各類巖石中石英脈的含礦性(陳殿凱等，1984)

3.3 成礦流體的物理、化學環境

3.3.1 成礦溫度

室溫下觀察包裹體多為氣液兩相包裹體，在冷熱臺測溫的過程中有一部分實際為富CO2型包裹體(VCO2+LCO2)(表3)。

破山銀礦流體包裹體的均一溫度變化范圍為 120℃～370℃(表 3)，石英脈形成溫度集中在 200℃～300℃。方解石主要是成礦期后的，均一溫度多在 120℃～200℃之間。反映了礦床總體上形成于中-低溫條件下。

3.3.2 成礦流體鹽度、密度及壓力

目前已有的破山銀礦成礦流體鹽度、密度和壓力等參數列于表4。由表4可知：

1)成礦流體鹽度大多小于 10wt NaCl%，屬于低鹽度流體。

2)成礦流體密度最高為 0.98g/cm3，為低密度流體。

3)不同研究者、不同類型包裹體計算獲得的成礦壓力相差較大。總體上而言，含 CO2的包裹體反映的壓力較大(60MPa～108MPa)，而鹽水溶液包裹體的較小；因而推斷，破山銀礦成礦早中期的流體可能來源較深，以 CO2包裹體為主；而晚期以淺部源自大氣降水的鹽水溶液包裹體占主導。

4)按照靜巖壓力計算(將獲得的壓力按照 33.3MPa/km 換算)，成礦深度小于 3.3km；如果將晚期鹽水包裹體代表的壓力按照靜水壓力考慮(將獲得的壓力按照 7.5MPa/km換算)，成礦深度可以淺至 1km左右。綜合考慮，認為該礦床可能形成于小于5km的淺部環境。

3.3.3 成礦流體的氧化、還原環境

表3 破山銀礦的包裹體均一溫度統計表

注：①河南省地質礦產第三地質調查大隊(1984)；②葉霖提供；③陳殿凱等(1984)；④徐啟東等(1995)。

表4 破山銀礦流體包裹體的鹽度、壓力等參數表

注：①張宗恒等(1999)；②徐啟東等(1995)；③根據葉霖提供的數據計算。

表5 破山銀礦包裹體特征值(張宗恒等，2002b)

3.4 同位素地球化學

3.4.1 氫、氧、碳同位素

目前已有的氫、氧、碳同位素數據主要來自成礦晚期或者圍巖的碳酸鹽類礦物(表6)。

破山銀礦成礦晚期碳酸鹽的δ18O值介于9.5‰～12.6‰(個別較低 2.4‰)(河南省地質調查三隊，1984)，與同在圍山城礦帶的銀洞坡成礦中期的石英δ18O值(10.1‰～12.5‰)(據地勘一院 2010)接近，略偏低，此差別可能是隨著流體從早期向晚期逐漸虧損δ18O導致的。另外，遠礦大理巖的δ18O值高達 19.1‰～19.2‰，因此，流體與其間的同位素交換可能是導致成礦中期石英、晚期方解石δ18O值較高的原因。

根據表6可以得到破山銀礦成礦流體的大致演化趨勢(圖4)，成礦(早)中期以變質流體為主，晚期逐漸演化為以大氣水為主。

3.4.2 硫同位素

破山銀礦礦體中硫化物的δ34S值介于-1.8‰～+5.2‰之間(表7)，集中在 0‰～+4‰,呈塔式分布，與近礦圍巖歪頭山組碳質絹云石英片巖、變粒巖的δ34S值范圍(1.6‰～4.8‰)大致相近(圖5)；因此推測礦床的硫源可能是歪頭山組地層，或與該組地層發生了充分的硫同位素交換分餾作用。

3.4.3 鉛同位素

據陳殿凱等(1984)測得的鉛同位素比值(表8)統計表明：破山銀礦硫化物206Pb/204Pb 比值為 16.570～17.1239，低于 18.0000，顯示鈾鉛虧損的特征。破山絕大部分礦石鉛的μ值介于 8.45～9.49，高于正常鉛μ值的范圍(8.686～9.238)；而ω值大部分介于 41～51之間，明顯高于正常鉛 值(35.55±0.59)；顯示鉛源的物質成熟度高。

整體來看，破山銀礦硫化物相對富集釷鉛，與淺變質巖鉛同位素(朱炳泉，1998)相似。結合礦床賦存在于歪頭山組淺變質巖地層中的實際情況，表明礦石鉛很可能來自賦礦的歪頭山組地層。

硫鉛同位素的研究表明破山銀礦的成礦物質主要來源于歪頭山組地層，鉛同位素表明歪頭山組與南、北秦嶺基底均有差別，顯示了古老陸塊基底的特征。

表6 破山銀礦礦物和包裹體的氫氧碳同位素組成(單位：‰)

注：① 河南省地質礦產局第三地質調查大隊(1984)；② 張宗恒等(2002b)；③ 鄭德瓊等(1992)。來自文獻[1]、[3]的δ18O SMOW是根據原文的PDB標準換算；方解石的δ18O包裹體 是按照150℃(校正后)換算的。

表7 破山銀礦硫同位素數據(δ34S‰)

注：①河南省地質礦產局地質科研所(1985)；②陳殿凱等(1984)。

圖4 破山銀礦流體的氫氧同位素演化模式圖東秦嶺中生代大氣降水的范圍(張理剛，1989)

圖5 破山銀礦硫同位素直方圖

3.5 成礦時代

4 結論

流體包裹體、氫氧同位素的研究表明：破山銀礦的成礦流體屬于中-溫、低鹽度、低密度、富CO2的 K+-SO2-型流體；成礦(早)中期以變質流體為主，成礦晚期深度變淺，逐漸演化為以大氣水為主。

表8 破山銀礦鉛同位素測定數據表

碳硫鉛同位素以及成礦元素地球化學的研究顯示：破山銀礦的成礦物質主要來自于歪頭山組地層。桃園巖體侵入時帶來的等礦化劑促進了地層中成礦元素的遷移和富集。

礦石的結構構造顯示成礦環境由早期擠壓環境向后期拉張環境轉化；與根據壓力計算所得的成礦深度較淺相吻合。容礦空間為河前莊背斜及伴生的層間滑動斷裂帶，空間上位于秦嶺造山帶東段、朱夏斷裂北側的桐柏山區的變質地體。

礦區南部的大河、松扒等陸內俯沖帶控制了該區的地球動力學背景及圍山城金銀礦帶、梁灣巖體的產出。鉀-氬法測年顯示破山銀礦形成于中生代燕山期(103.6Ma)，在時空上與整個秦嶺造山帶的演化吻合。在此階段正是秦嶺地區的構造環境從擠壓向伸展轉變期間誘發了大規模的流體作用、花崗質巖漿作用和成礦作用。

綜上所述，破山銀礦在產出形態、構造背景、成礦流體特征等方面與典型造山型金礦類似(Groves等，1998；Kerrich 等，2001)，故該礦床成因類型可歸為造山型礦床。

[1] 河南省地質礦產勘查開發局一地質勘查院.豫西南湍源銀多金屬地球化學異常區成礦特征與找礦預測研究報告[S].2010.

[2] 張宗恒，侯海燕，侯萬榮，等.河南桐柏圍山城金銀成礦系統礦床地球化學特征[J].現代地質，2002(3):263-269.

[3] 陳殿凱，周旦生.圍山城層控金銀礦特征和成礦作用[J].礦床地質，1984,3(1)，37-45.

[4] 河南省地質礦產局.河南省區域地質志[M].北京：地質出版社，1989.

[5] 鄭德瓊，高華明.河南省破山銀礦礦床成因及成礦模式[J].河南地質，1992,10(1):1-5.

[6] 河南省地質礦產局第三地質調查大隊.桐柏縣破山銀礦區詳細勘查地質報告[S].1984.

[7] 陳衍景，隋穎慧，Franco PIRAJNO.CMF模式的排他性依據和造山型銀礦實例：東秦嶺鐵爐坪銀礦同位素地球化學[J].巖石學報，2003,19(3)，551-568.

[8] 張理剛.成巖成礦理論與找礦[M].北京：北京工業大學出版社，1989.