內(nèi)蒙古東升廟礦床成因：來自礦石學(xué)的制約

張燕霞

（武漢工程科技學(xué)院，湖北 武漢 430200）

內(nèi)蒙古東升廟礦床成因：來自礦石學(xué)的制約

張燕霞

（武漢工程科技學(xué)院，湖北 武漢 430200）

東升廟礦床是在拉張裂陷槽環(huán)境下賦存于中元古界狼山群內(nèi)的超大型多金屬礦床。一直認(rèn)為該礦床在中元古代發(fā)生噴流沉積成礦，在后期發(fā)生弱變質(zhì)改造作用。本文根據(jù)礦石組構(gòu)學(xué)特征和微量元素、硫鉛同位素、包裹體測(cè)溫綜合研究認(rèn)為，東升廟礦床為噴流沉積-熱液疊加型多金屬礦床，中元古代發(fā)生噴流沉積Zn-Pb礦化，海西期發(fā)生熱液疊加Cu礦化，伴隨Pb、Zn礦化。

礦石特征；噴流沉積；熱液疊加；東升廟礦床

內(nèi)蒙古東升廟礦床是華北地臺(tái)北緣狼山多金屬成礦帶的一個(gè)特大型Pb-Zn-Cu-Ag多金屬礦床。長(zhǎng)期以來，對(duì)其成因存在不同的認(rèn)識(shí)；主要的觀點(diǎn)有：（1）噴流沉積-后期熱液改造成因[1～4]；（2）元古代的海底噴流沉積成礦作用形成Zn-Pb礦體，海西期的巖漿活動(dòng)疊加Cu礦化[5]；(3)元古代裂谷環(huán)境下發(fā)生SEDEX層控Zn-Pb礦化，早白堊紀(jì)在剪切造山控制下發(fā)生Cu礦化，伴隨Pb、Zn在活化[6]。鑒于此，本文以前人的研究工作為基礎(chǔ)，通過東升廟礦床的礦石組構(gòu)特征方面對(duì)礦床成因進(jìn)行探討。

1 地質(zhì)背景

東升廟礦床的行政區(qū)劃歸屬于內(nèi)蒙古烏拉特后旗東升廟鎮(zhèn)，大地構(gòu)造位置處于華北地臺(tái)北緣造山帶西段、內(nèi)蒙地軸中部、狼山造山帶東段的東升廟-炭窯口盆地。沿狼山造山帶，產(chǎn)出一系列Pb-Zn-Cu-Fe多金屬礦床，是我國(guó)重要的多金屬成礦帶之一。

區(qū)域上，最古老的地層為太古界烏拉山群及下元古界五臺(tái)群，是一套以角閃巖相為主的深變質(zhì)巖石，組成造山帶的結(jié)晶基底。沉積蓋層由中元古界狼山群和上古生界、中生界、新生界地層構(gòu)成。其中，中元古界狼山群（渣爾泰山群）為一套角閃巖相-麻粒巖相變質(zhì)巖建造，上古生界、中生界和新生界地層主要為碳酸鹽巖-碎屑巖沉積建造。

區(qū)域構(gòu)造演化經(jīng)歷了新太古代和古元古代結(jié)晶基底形成與變形、中元古代被動(dòng)陸緣裂陷槽裂解→沉積→閉合、新元古代晚期開始的活動(dòng)陸緣、海西期-中生代以來的擠壓造山并伴有大量中酸性巖體侵位的漫長(zhǎng)發(fā)展過程，形成了復(fù)雜的褶皺-斷裂系統(tǒng)。區(qū)域上分布著不同時(shí)代、不同期次和多種類型的巖漿巖，形成時(shí)代可從燕山期追溯到中元古代。其中，尤以海西期巖漿活動(dòng)最為強(qiáng)烈，其次為印支期和燕山期。

2 礦床地質(zhì)特征

2.1 礦區(qū)地質(zhì)概況

東升廟礦區(qū)出露地層主要有中元古界狼山群、中生界白堊系和新生界地層(如圖1所示)。狼山群第二巖組為含礦巖組，為一套海相碳酸鹽巖和碎屑巖夾少量凝灰?guī)r的混合沉積-變質(zhì)建造，自下而上可分為5個(gè)巖段，第二、三、四巖段為重要的含礦層位。

礦區(qū)內(nèi)構(gòu)造復(fù)雜紛呈，不同時(shí)代、不同期次和不同規(guī)模的褶皺與斷裂均有發(fā)育，以四堡運(yùn)動(dòng)形成的NE向構(gòu)造為主。褶皺構(gòu)造總貌為“西仰東伏”的不對(duì)稱復(fù)式向斜褶皺，主要有東升廟倒轉(zhuǎn)背斜、三貴口背斜和那云山倒轉(zhuǎn)向斜，褶皺樞紐總體呈NE向傾伏、軸面總體傾向?yàn)镹W向。礦區(qū)內(nèi)斷裂構(gòu)造發(fā)育，除山前正斷層F1和東升廟-炭窯口逆掩斷層F5構(gòu)成礦區(qū)南、北邊界斷裂外，在礦區(qū)褶皺構(gòu)造的兩翼還發(fā)育一系列低序次NE向斷層，對(duì)局部礦體起到錯(cuò)切、破壞的作用，如正斷層F2、F4和逆斷層F8。

巖漿巖主要分布在東升廟礦區(qū)的北側(cè)，從深成侵入巖、淺成巖到噴出巖均有出露。侵入巖產(chǎn)狀具有多樣性，主要有巖基、巖株、巖墻等。與地層沉積同期的火山活動(dòng)較弱，主要表現(xiàn)為少量火山碎屑巖及次火山巖夾層[7]。此外，區(qū)內(nèi)還分布有晉寧期的變石英鈉長(zhǎng)斑巖脈(γδ)和華力西期的花崗斑巖脈（γπ）[3]。

圖1 東升廟多金屬礦床礦區(qū)地質(zhì)圖

2.2 礦體特征

東升廟礦床的礦體均為隱伏礦體。礦體賦存的最低控制標(biāo)高為410m，最高控制標(biāo)高為1040m。礦體受地層控制顯著，全部賦存于Pt2ln22～Pt2ln24的白云巖、大理巖和片巖中，其中賦存于Pt2ln23中的礦體規(guī)模最大，整體呈層狀、似層狀，局部呈透鏡狀，與地層產(chǎn)狀一致，沿北東-南西向展布并與巖層發(fā)生同步褶曲，在樞紐轉(zhuǎn)折處礦體加厚和品位變富，并發(fā)生分支復(fù)合現(xiàn)象。三貴口南段發(fā)育有20個(gè)礦體，其中9號(hào)鋅礦體為礦區(qū)內(nèi)的主礦體，平均厚度28.67m，在40-88線均有分布，呈單層狀、雙層狀賦存于Pt2ln23底部的絹云石墨片巖中，走向長(zhǎng)度為1310m，傾向延深760～1250m，平均1008m。礦體在中部較厚，兩端變細(xì)，直至殲滅。區(qū)內(nèi)圍巖蝕變不強(qiáng)烈，分布范圍局限。其中與礦化密切相關(guān)的有硅化、碳酸鹽化、電氣石化、黑云母化和綠泥石化。

3 礦石組構(gòu)特征及礦床成因探討

3.1 礦石的礦物組成

東升廟礦床原生礦石的主要金屬礦物有黃鐵礦、磁黃鐵礦、磁鐵礦、（含鐵）閃鋅礦、方鉛礦、黃銅礦、菱鐵礦和白鐵礦等。非金屬礦物有白云石、方解石、石英、白云母、黑云母、重晶石、透閃石、磷灰石、石墨（炭質(zhì)）等。

黃鐵礦是礦床內(nèi)的主要礦物，分布較廣泛，可分為兩期。早期黃鐵礦（PyI）：黃白色，呈自形-半自形晶主要分布于富硫礦石中，自形晶呈立方體晶形，顆粒較大，粒徑在0.1～3mm之間，范圍集中在2～3mm，常被脈石礦物和閃鋅礦、方鉛礦、磁黃鐵礦等金屬礦物交代（圖2A）。晚期黃鐵礦（PyII）：淺銅黃色，立方體自形晶，顆粒極小，粒徑在5μm左右。晚期黃鐵礦與白鐵礦伴生，白鐵礦呈板條狀（圖2B），白鐵礦是Fe[S2]的亞穩(wěn)定體，形成于溫度低于150℃的酸性介質(zhì)中[8]，隨著溫度、粒度和晶內(nèi)缺陷的密集程度的變化會(huì)自然地轉(zhuǎn)變?yōu)辄S鐵礦。磁黃鐵礦多呈他形粒狀和集合體沿脈石礦物顆粒間隙分布，集合體粒間常充填不規(guī)則閃鋅礦和方鉛礦（圖2C）。磁鐵礦主要呈自形-半自形晶產(chǎn)于富硫礦石中，粒度大小不一，粒度范圍在0.01～0.2mm之間，與磁黃鐵礦呈簡(jiǎn)單的接觸關(guān)系。閃鋅礦呈他形粒狀結(jié)構(gòu)不規(guī)則分布于脈石礦物中，在9號(hào)礦體鉛鋅礦石中可見閃鋅礦受到擠壓發(fā)生褶曲。黃銅礦分布于富硫礦石和富鋅礦石中，不規(guī)則粒狀，粒徑多在0.08mm以上。

3.2 礦石組構(gòu)

礦石結(jié)構(gòu)主要有自形-他形粒狀結(jié)構(gòu)、充填結(jié)構(gòu)、共結(jié)邊結(jié)構(gòu)、交代結(jié)構(gòu)、糙面結(jié)構(gòu)和壓碎結(jié)構(gòu)等。自形-它形粒狀結(jié)構(gòu)：黃鐵礦和磁鐵礦常呈立方體自形-半自形晶產(chǎn)出；磁黃鐵礦、閃鋅礦、方鉛礦和黃銅礦一般呈他形粒狀結(jié)構(gòu)。

充填結(jié)構(gòu)：磁黃鐵礦、閃鋅礦、方鉛礦和黃銅礦等金屬礦物多分布于黃鐵礦和脈石礦物間隙中；晚期形成的白鐵礦充填于早期形成的磁黃鐵礦裂隙時(shí)，形成填隙結(jié)構(gòu)（圖2B）。

交代結(jié)構(gòu)：鉛鋅礦石中黃鐵礦含量較多，黃鐵礦多被脈石礦物和閃鋅礦、方鉛礦、磁黃鐵礦等金屬礦物交代，邊緣和內(nèi)部被溶蝕（圖2A）；閃鋅礦和方鉛礦呈尖角狀、不規(guī)則狀交代磁黃鐵礦（圖2C）；閃鋅礦被黃銅礦交代呈尖角狀交代，呈孤島狀，或被黃銅礦呈脈狀穿插（圖2D-F）。

共結(jié)邊結(jié)構(gòu)：方鉛礦與閃鋅礦嵌布關(guān)系簡(jiǎn)單，接觸邊界多較為平直；黃銅礦與方鉛礦、閃鋅礦接觸邊界普遍平直或舒緩，無相互插入現(xiàn)象，構(gòu)成共結(jié)邊結(jié)構(gòu)（圖2G-I）；

糙面結(jié)構(gòu)：細(xì)粒的碳質(zhì)、石墨或絹云母等鱗片狀礦物被包裹于磁黃鐵礦、黃鐵礦和閃鋅礦中，而形成糙面結(jié)構(gòu)。

礦石構(gòu)造主要有塊狀構(gòu)造、浸染狀構(gòu)造、條帶狀

構(gòu)造、脈狀構(gòu)造和角礫狀構(gòu)造。

圖2 東升廟礦床礦石中主要金屬礦物的嵌布特征

3.3 礦床成因探討

礦石特征是反映礦床成因的最直接地質(zhì)證據(jù)，因此礦石的礦物共生組合、礦物的賦存狀態(tài)和嵌布粒度、礦石組構(gòu)等特征對(duì)探討礦床成因方面具有重要的意義。以野外地質(zhì)調(diào)查為基礎(chǔ)，經(jīng)過系統(tǒng)的巖礦鑒定及綜合研究表明，東升廟礦床的成礦作用過程經(jīng)歷了噴流沉積期和熱液改造期，其中噴流沉積期表現(xiàn)出礦化的多階段性（如圖3所示）。

噴流沉積期：噴流沉積期形成條帶狀、紋層狀、塊狀構(gòu)造的沉積型單硫型、鋅型礦石。根據(jù)礦礦物共生組合可將其具體劃分為4個(gè)礦化階段：1）早期黃鐵礦階段，呈自形-半自形晶，常被脈石礦物和閃鋅礦、方鉛礦、磁黃鐵礦等金屬礦物交代。2）磁黃鐵礦-磁鐵礦階段，磁鐵礦主要呈自形-半自形晶產(chǎn)于富硫礦石中，與磁黃鐵礦呈簡(jiǎn)單的接觸關(guān)系。3）鉛鋅硫化物階段，方鉛礦、閃鋅礦共生交代黃鐵礦、磁黃鐵礦。4）菱鐵礦階段，礦體頂部南礦段出現(xiàn)菱鐵礦礦石，代表了相對(duì)偏氧化的沉積環(huán)境，標(biāo)志噴流沉積成礦接近尾聲。

熱液改造期：礦物組合主要為黃銅礦、方鉛礦、閃鋅礦。觀察黃銅礦與方鉛礦、閃鋅礦的接觸關(guān)系，有兩種情況：一是黃銅礦呈尖角狀、脈狀交代穿插早期形成的閃鋅礦；二是黃銅礦和方鉛礦、閃鋅礦接觸界線平直舒緩，呈共結(jié)邊結(jié)構(gòu)，為熱液期同時(shí)形成。

圖3 東升廟礦床的成礦期次礦物生成順序表

對(duì)東升廟礦床礦石的微量元素成分?jǐn)?shù)據(jù)綜合分析表明，Co/Ni既有大于1的也有小于1、Ba含量高、富集Mn，顯示海底熱液噴流沉積成礦作用，硫化物的硫同位素表明硫主要來源于海水硫酸鹽，鉛同位素表明其來源以幔源為主，及部分下地殼鉛[3]。狼山群中石英角斑巖[9]、變質(zhì)“雙峰式”火山（凝灰）巖夾層以及巖屑與晶屑[10]、同生斷裂[11]、重晶石和硅質(zhì)巖的發(fā)現(xiàn)，表明礦床處于華北大陸邊緣或裂陷槽內(nèi)的拉張環(huán)境，成礦與海底火山噴發(fā)有關(guān)。

東升廟巖體利用鋯石U-Pb法測(cè)得其屬于二疊系（243±3～272±4Ma）[12]、259.4±3.3Ma[13]，是在海西期擠壓環(huán)境下侵入的。彭潤(rùn)民（2007）對(duì)閃鋅礦、黃銅礦和石英進(jìn)行包裹體爆裂溫度測(cè)試，黃銅礦起點(diǎn)溫度＞300℃（303～433℃），成礦溫度高，與巖漿熱液作用有關(guān)[14]。閃鋅礦和石英則顯示2個(gè)爆裂溫度范圍：100℃±、300℃±[14]。整體高溫范圍在303～535℃之間，如此高的溫度很可能是海西期巖漿侵入活動(dòng)造成的。

綜上所述，東升廟礦床的礦石組構(gòu)學(xué)特征及礦石微量元素特征、硫和鉛同位素特征及包裹體測(cè)溫都指示該礦床的成礦作用具有早期噴流沉積和后期熱液疊加的特征，中元古代發(fā)生噴流沉積Zn-Pb礦化，海西期伴隨大規(guī)模巖漿侵入發(fā)生熱液疊加Cu礦化，伴隨Pb、Zn礦化，為噴流沉積-熱液疊加型多金屬礦床。

5 結(jié)論

1）內(nèi)蒙古東升廟多金屬礦床位于東升廟-炭窯口次級(jí)斷陷盆地內(nèi)，形成于裂陷槽拉張環(huán)境。礦體主要呈層狀、似層狀和透鏡狀賦存于中元古代的狼山群第二巖組的第二、三、四巖段的白云巖、大理巖和片巖中。

2）東升廟礦床為噴流沉積-熱液疊加型多金屬礦床。中元古代發(fā)生噴流沉積Zn-Pb礦化，海西期伴隨大規(guī)模巖漿侵入發(fā)生熱液疊加Cu礦化，伴隨Pb、Zn礦化。

[1] 江曉慶.內(nèi)蒙東升廟硫化物多金屬礦礦區(qū)同生斷層的一些證據(jù)及礦床成因[J].礦床地質(zhì),1994,13(1)：49-60.

[2] 黃午興.狼山地區(qū)元古代多金屬硫化物礦床成礦特征探討[D].成都理工大學(xué),2009.

[3] 龍露珍.內(nèi)蒙古東升廟鉛鋅礦床地質(zhì)特征及成因分析[D].中南大學(xué),2009.

[4] 張志斌,李建華,黃超義,等.東升廟礦床成因和找礦研究[J].吉林大學(xué)學(xué)報(bào)(地球科學(xué)版),2010(4)：791-800.

[5] 彭潤(rùn)民,翟裕生,韓雪峰,等.內(nèi)蒙古狼山造山帶巖漿熱液疊加改造成礦特征與找礦方向[J].礦物學(xué)報(bào),2007(z1)：158-160.

[6] Zhong R C,Li W B,The multistage genesis of the giant Dong shengmiaoZn-Pb-Cudepositin westernInnerMongolia,China：Syngenetic stratabound mineralization and metamorphic remobilization[J].Geoscience Frontiers,2015：1-14.

[7] 夏學(xué)惠.東升廟礦床黃鐵礦成因礦物學(xué)的研究[J].礦產(chǎn)與地質(zhì),1990(4)：47-53.

[8] Schoonen M A A,Barnes H L.Reaction forming pyrite and AprcasitefromsolutionII.ViaFeSprecursorsbelow100℃[J]. GeocimicaetCosmochimicaActa,1991,55：1505-1514.

[9] 彭潤(rùn)民.內(nèi)蒙古東升廟礦區(qū)狼山群中石英角斑巖的發(fā)現(xiàn)及意義[J].化工地質(zhì),1992,(04)：45.

[10]彭潤(rùn)民,翟裕生,王志剛,等.內(nèi)蒙古狼山炭窯口熱水噴流沉積礦床鉀質(zhì)“雙峰式”火山巖層的發(fā)現(xiàn)及其示蹤意義[J].中國(guó)科學(xué)(D輯：地球科學(xué)),2004,(12)：1135-1144.

[11]張永亮.東升廟礦區(qū)應(yīng)力場(chǎng)以及礦巖層形成變化規(guī)律分析[J].中國(guó)礦業(yè),2011,20(4)：74-77.

[12]于延秋,郭守鈺,王立峰.內(nèi)蒙古狼山浩日格山海西期花崗巖體特征與形成環(huán)境[J].世界地質(zhì),2011,30(3)：345-351.

[13] 吳亞飛,曾鍵年,曹建勁,等.內(nèi)蒙古東升廟海西期巖體鋯石U-Pb年齡及Hf同位素特征[J].地質(zhì)科技情報(bào),2013, 32(6)：22-30.

[14]Peng R M,Zhai Y S,Han X F,et al.Magmatic hydrothermal overprinting in the Mesoproterozoic Dongshengmiao deposit, Inner Mongolia：geological and fluid inclusion evidences[J]. ActaPetrologicaSinica,2007,23(1)：145-152.

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