MVT鉛鋅礦床成礦規律與找礦預測地質模型

韓潤生, 張 艷*, 葉天竺, 陳 青, 任 濤, 郭忠林, 邱文龍

MVT鉛鋅礦床成礦規律與找礦預測地質模型

韓潤生1, 張 艷1*, 葉天竺2, 陳 青3, 任 濤1, 郭忠林3, 邱文龍1

(1. 昆明理工大學 有色金屬礦產地質調查中心 西南地質調查所, 云南 昆明 650093; 2. 中國地質調查局 發展研究中心, 北京 100120; 3. 云南馳宏鋅鍺股份有限公司, 云南 曲靖 655011)

MVT鉛鋅礦床和會澤型(HZT)鉛鋅礦床是全球最重要的鉛鋅礦床類型之一, 其中大型礦床數量和鉛鋅金屬儲量均居于重要地位。基于勘查區找礦預測理論與方法, 從“時間、空間、物質及其演化”四要素出發, 厘定MVT鉛鋅礦床的成礦地質作用和成礦地質體, 總結成礦結構面類型和礦化樣式, 概括成礦流體作用特征標志, 并進一步揭示經典的MVT鉛鋅礦床“三位一體”的成礦規律: 礦床產于前陸盆地地塹式構造帶、不整合面上發育的溶塌角礫巖巖相組合、成礦正斷層破碎帶、區域性熱鹵水活動的“硅?鈣面”成礦結構面中。在此基礎上, 綜合構建經典的MVT鉛鋅礦床找礦預測地質模型: 通過前陸盆地地塹式構造帶研究確定勘查區找礦方向, 通過成礦結構面研究判斷礦體空間位置及其產狀, 硅?鈣面等特征是判斷礦床(體)存在的成礦流體作用標志。其勘查應用流程進一步概括為: 看、查、識、厘、析、填、測、比、探、勘。該研究對同類礦床成礦規律研究和找礦預測評價具有啟示意義。

MVT鉛鋅礦床; 找礦預測地質模型; 礦床成礦規律; 成礦地質體; 成礦結構面; 成礦流體作用標志

0 引 言

MVT鉛鋅礦床, 指賦存于克拉通臺地和前陸盆地、裂谷盆地邊緣, 以成巖的碳酸鹽巖(礁灰巖組合)為容礦圍巖, 在50～200 ℃條件下從盆地鹵水中沉淀形成的礦床, 屬于成因與巖漿活動無關的淺成后生熱液型鉛鋅礦床(Leach and Sangster, 1993)。典型MVT鉛鋅礦床為美國密西西比河谷發育的鉛鋅礦床, 其為古盆地流體在一定構造事件過程中于某些有利位置卸載成礦的產物(Oliver, 1992; Leach and Sangster, 1993; Leach et al., 2001)。MVT鉛鋅礦床以主要富集Pb、Zn, 常伴生Ag、Cd、Ge、Ga、In等金屬, 礦床多成群和成帶出現, 集中分布于北美、歐洲、東南亞地區, 其提供世界上約27%的鉛鋅金屬儲量(Leach et al., 2005), 在鉛鋅資源中占據重要地位, 且該類型礦床規模大、品位較低, 但較穩定、易采和選冶。

在我國, MVT鉛鋅礦床和會澤型(HZT)鉛鋅礦床是最重要的鉛鋅礦床類型(韓潤生等, 2020)。20世紀70～80年代, 涂光熾院士稱其為低溫熱液型鉛鋅礦床。葉天竺等(2014)將其歸為碳酸鹽巖容礦的非巖漿后生熱液型鉛鋅礦床(CNHT)。韓潤生等(2020)認為CNHT鉛鋅礦床包括密西西比河谷型(MVT)、會澤式或會澤型(HZT)礦床(如川滇黔接壤區廣布的鉛鋅礦床)(韓潤生等, 2020; Han et al., 2023), 其中經典MVT鉛鋅礦床由臺地型MVT和裂谷型MVT組成。侯增謙等(2008)、Liu et al. (2017)和畢獻武等(2019)論證了特提斯成礦帶三江地區分布成礦地質背景和構造控礦規律等方面與HZT礦床類似的一系列大型?超大型鉛鋅礦床, 如三江特提斯成礦域逆沖構造帶中東莫扎抓式Pb-Zn-Ag-Cu礦床。另外, 國內外學者不僅將賦存于碳酸鹽巖中與巖漿無關的鉛鋅礦床歸為MVT鉛鋅礦床, 而且還把賦存于碎屑巖中的鉛鋅礦床(如蘭坪金頂鉛鋅礦床)也歸屬于MVT鉛鋅礦床這個“大口袋”中(Leach and Song, 2019)。

統計分析表明, MVT和HZT鉛鋅礦床分別占超大型鉛鋅礦床數量、鉛鋅儲量的36%和42%(戴自希, 2005), 該類礦床一旦被探獲, 其找礦潛力很大。雖然大型?超大型MVT鉛鋅礦床數量少, 但其鉛鋅資源儲量占總資源儲量的74%(張長青等, 2014)。因此, 尋找大型?超大型MVT和HZT鉛鋅礦床, 不僅是提升我國鉛鋅資源保障程度的關鍵, 也是鉛鋅礦產勘查領域的重要任務。源于自然的礦床成礦規律指導與其相適應的高效勘查技術及找礦實踐相統一是我們追求的最終目標。然而, 近些年來, 我國鉛鋅礦床成礦理論研究進展較為緩慢(張長青等, 2014)。MVT鉛鋅礦床類型的外延有無限擴大到與巖漿無關的所有后生熱液型鉛鋅礦床的趨勢, 并出現了成礦理論研究與具體找礦勘查實踐脫節的現象, 主要表現在兩個方面: 一是勘查技術方法與找礦實踐不配套, 深部勘查工作多以勘查經驗為主要依據, 不同成礦區(帶)的鉛鋅礦床的勘查技術方法針對性不強, 與具體的礦床典型特征結合不夠; 二是現有的MVT鉛鋅礦床成礦理論尚需深化研究, 把自然界與經典MVT鉛鋅礦床具一定相似度的非巖漿后生熱液型鉛鋅礦床歸為一大類, 雖然已揭示的礦床成礦規律在找礦勘查中發揮了作用, 但是其成礦理論難以高效指導具有特征明顯差異的一批鉛鋅礦床(如川滇黔接壤區的富鍺鉛鋅礦床)的勘查部署和深部找礦工作。因此, 本文著重討論與會澤式或會澤型(HZT)鉛鋅礦床(韓潤生等, 2019, 2014)具明顯區別的經典MVT鉛鋅礦床成礦規律與找礦預測地質模型。

葉天竺等(2007)在提出“三位一體”成礦規律的基礎上, 進一步提出了勘查區找礦預測理論與方法(葉天竺等, 2014, 2017), 在危機礦山金屬礦床找礦預測中發揮了重要的引領和支撐作用。鑒于典型MVT鉛鋅礦床在資源領域中的重要地位, 有必要系統總結其成礦規律, 建立與礦床地質特征本身相適應的找礦預測地質模型, 有效地指導找礦勘查工作。因此, 本文以勘查區找礦預測理論與方法(葉天竺等, 2014)為指導, 基于礦床成礦地質體、成礦構造、成礦流體三者的密切關系及研究內容(圖1), 系統綜述典型MVT鉛鋅礦床成礦規律, 進而構建該類礦床找礦預測地質模型, 為礦床深部勘查提供依據。

圖1 成礦地質體、成礦構造和成礦流體的相互關系、研究內容和目的示意圖(據韓潤生等, 2019)

1 MVT鉛鋅礦床規模及時空分布規律

1.1 礦床規模

MVT鉛鋅礦床分布具明顯的群聚性, 其分布區域可達幾百平方千米(Leach et al., 2005), 形成世界級鉛鋅礦集區, 但單個礦床多為中小型, 少數為大型?超大型。密蘇里州東南鉛鋅礦化區覆蓋面積為2500 km2; Pine Point地區超過1600 km2, 大多數礦床金屬儲量為20～200萬噸, 最大金屬儲量接近1800萬噸(Sangster, 1990); 上密西西比河谷區近7800 km2, 大多數礦床金屬儲量為10～50萬噸, 少數達300萬噸以上; 阿爾卑斯地區近10000 km2(Leach et al., 2005)。中國典型的MVT礦集區, 如揚子地塊南緣的桂粵地區、塔里木盆地西南緣和揚子地塊中部的湘鄂地區等, 每個礦集區含有1～200多個礦床不等, 礦床儲量較大, 個別礦床儲量可達數千萬噸。

1.2 空間分布規律

MVT鉛鋅礦床多數形成于造山帶前陸盆地中, 極少數發育于大陸伸展環境中(葉天竺等, 2014)。北美洲、歐洲、東南亞地區是MVT鉛鋅礦床的集中分布區, 其次是大洋洲和南美洲。

1.3 時間分布規律

MVT鉛鋅礦床多形成于泥盆紀?三疊紀早期與白堊紀?古近紀兩個大時期, 而典型的MVT鉛鋅礦床主要形成于泥盆紀?三疊紀, 其數量約占全部礦床的75%(Leach et al., 2010)。Leach et al. (2010)提出MVT鉛鋅礦床與全球大尺度收縮匯聚構造有直接聯系, 泥盆紀?三疊紀早期與Pangea大陸匯聚相關, 白堊紀?古近紀與阿爾卑斯?拉拉米造山匯聚運動(Alpine-Laramide assimilation)影響的微板塊聚合相關。

我國的MVT鉛鋅礦床集中產于古生代(約占該類礦床的95%)、元古宙和太古宙(鉛金屬儲量約占5%), 其成礦時代明顯晚于賦礦圍巖(中元古代?三疊紀, 主要集中于震旦紀、石炭紀和泥盆紀)(毛景文等, 2012)。

2 成礦地質體

2.1 成礦地質體特征

依據葉天竺和薛建玲(2007)關于成礦地質體的內涵, 現從空間、時間、物源三方面來論述經典MVT鉛鋅礦床的成礦地質體。

在空間上, 碳酸鹽巖臺地型MVT鉛鋅礦床顯示“上壓下張”的構造環境, 即上部造山過程中形成擠壓環境, 下部俯沖時俯沖板塊發生彎曲而形成一系列正斷層和喀斯特化(拉張環境), 主要分布于弧?陸碰撞造山帶、安第斯型俯沖造山帶、陸?陸碰撞造山帶的前陸盆地中。如湘鄂?桂粵地區的鉛鋅礦床, 以揚子地塊東南緣與雪峰(江南)造山帶過渡區的花垣鉛鋅礦田為代表。典型的陸內裂谷型MVT鉛鋅礦賦礦層位底部的砂礫巖常為紫色河湖相, 賦礦層序主要為一套海進序列, 鉛鋅礦化賦存于海進序列的上部。同時, 在賦礦碳酸鹽巖頂部或更上部, 常發育一套晚期陸相紅層盆地沉積, 其中富含膏鹽層。MVT鉛鋅礦床在全球的分布與紅層盆地存在密切的空間關系, 主要分布在: ①喜馬拉雅?阿爾卑斯帶, 包括中國藏北、塔西南, 以及伊朗、歐洲等; ②中等緯度地區, 如中國華南地區、北美洲Missouri-Appalachia地區和澳大利亞Canning地區等。例如, 凡口超大型鉛鋅礦床, 位于曲仁盆地北緣, 成礦盆地主體發育中生代陸相含膏鹽的紫紅色砂礫巖。

在時間上, MVT鉛鋅礦床成礦作用明顯晚于賦礦的碳酸鹽巖地層時代。例如, 湘西北花垣鉛鋅礦田中的李梅、獅子山鉛鋅礦床中閃鋅礦Rb-Sr等時線年齡分別為464±13 Ma(MSWD=0.96)(周云, 2017)、410±12 Ma(MSWD=2.2)(段其發, 2014)。結合流體包裹體和C-O同位素研究, 周云(2017)認為花垣鉛鋅礦成礦時代為490～410 Ma, 主要成礦作用發生于加里東期, 其成礦時代晚于賦礦圍巖(下寒武統清虛洞組)。中奧陶世?志留紀, 揚子地塊和華夏地塊發生陸陸碰撞, 加里東造山運動劇烈, 形成黔中、雪峰等多個隆起(尹福光等, 2002), 湘西北地區碳酸鹽巖臺地被造山帶的碎屑巖淹沒, 成為典型的周緣前陸盆地, 花垣鉛鋅礦就形成于此造山階段的前陸盆地中(隗含濤等, 2017)。凡口鉛鋅礦圍巖為泥盆系碳酸鹽巖, 根據輝綠巖中鋯石U-Pb年齡(92.2～86.8 Ma;韓英, 2013)、SHRIMP年齡(122～90 Ma; 祝新友等, 2013), 綜合推斷其成礦時代為白堊紀, 對應于燕山運動和區域上白堊系紅層盆地的形成時期, 礦床成礦作用持續時間可能較長, 并顯示鉛鋅礦化形成于華南板內拉張構造環境(韓英, 2013; 甄世民等, 2013; 祝新友等, 2013)。

MVT鉛鋅礦床成礦物質主要來自地層或近源,鉛鋅成礦與成巖作用、后生構造作用有關, 明顯受含礦地層控制, 與斷裂構造活動密切相關。特定沉積層位和后生構造是MVT鉛鋅礦床成礦的主要地質要素, 礁灰巖組合和生烴盆地是最重要的成礦地質要素, 其成礦地質作用表現為沉積地質作用與鹵水盆地邊緣構造作用的復合。因此, 典型MVT鉛鋅礦床的成礦地質體為碳酸鹽沉積盆地控制的含礦地層及鹵水盆地邊緣的后生控礦構造, 也就是陸內裂陷盆地、碳酸鹽巖臺地環境的成巖碳酸鹽巖建造、陸內裂谷環境的鹵水盆地及其同期后生構造的復合體。由此可見, 裂陷盆地邊緣的碳酸鹽巖建造是成礦的基礎因素, 陸內裂谷環境中鹵水盆地和后生構造作用是成礦的關鍵因素。

2.2 成礦地質體類型及其基本特征

前陸盆地中的MVT鉛鋅礦床的成礦地質體為盆地邊緣礁組合(滲透的碳酸鹽巖和礁灰巖周邊角礫巖帶)、溶塌角礫巖和一系列正斷層帶的組合, 其特征為地塹式構造帶、巖性界面、不整合面或古喀斯特等(葉天竺等, 2014)。如湘鄂地區花垣鉛鋅礦田, 其成礦地質體為臺緣淺灘?生物礁、花垣?張家界斷裂及其派生的NE向雁列式斷裂構造。

裂谷中MVT鉛鋅礦床的成礦地質體為裂谷盆地碳酸鹽巖與正斷裂的組合, 其特征為它形?自形結構的白云巖(FeCO3=9.37%)與地層中的一系列正斷層(葉天竺等, 2017)。如凡口鉛鋅礦的成礦地質體為曲仁盆地中的碳酸鹽巖建造與盆地邊緣的一系列NNE向正斷裂的組合體。

2.3 成礦地質體成因及其判別標志

在地貌、基底地形或斷層、基底隆起、不整合面及溶解坍塌等因素作用下, 成礦熱液發生大規模運移、充填成礦, 常形成MVT似層狀、透鏡狀、脈狀礦體或礦化體, 礦體或者礦化體明顯受硅?鈣面控制, 賦礦地層多為一套海進序列的碎屑巖?碳酸鹽巖組合, 常富含大量的生物碎屑, 甚至存在大量的礁灰巖。當這套組合發育于角度不整合面或平行不整合面之上, 其下為變質碎屑巖時, 常產出規模大的鉛鋅礦床(祝新友等, 2012), 如凡口鉛鋅礦床。

典型MVT鉛鋅礦床受層控、相控、構造控制的特點突出, 鉛鋅礦體常賦存于碳酸鹽巖/碎屑巖界面(硅?鈣面)上部的碳酸鹽巖中。國內外絕大多數MVT鉛鋅礦床受硅?鈣面巖石組合控制, 其上部為白云石化灰巖, 下部為紫色砂礫巖層。如美國密蘇里地區鉛鋅礦床, 中國新疆塔木?卡蘭古成礦帶、泗頂式鉛鋅礦床、花垣式鉛鋅礦床。還有其他典型判別標志, 如正斷層、破碎帶下盤、巖性邊界、溶塌角礫巖、礁灰巖組合、基底隆起和不整合面等。

3 成礦構造系統與成礦結構面

3.1 成礦構造系統和成礦結構面特征

基于經典MVT鉛鋅礦床地質特征, 其成礦構造系統為沉積?成巖構造系統與變形構造系統的組合。結合前人研究成果(葉天竺等, 2017), 將其成礦結構面分為沉積?成巖構造系統產生的原生成礦結構面、后生構造系統產生的次生成礦結構面及復合構造系統產生的組合型成礦結構面。

3.1.1 沉積?成巖構造系統

古喀斯特型: 其為經典MVT鉛鋅礦床的成礦結構面類型, 表現為巖溶坍塌角礫巖帶、不整合面之下溶塌角礫巖礁組合、滲透型碳酸鹽巖相和礁灰巖周邊的角礫巖帶, 早期形成的古油氣藏和古喀斯特溶洞控制礦床就位, 如花垣鉛鋅礦床(圖2a)。

硅?鈣面型(巖性/巖相型): 許多礦床產于碳酸鹽巖相和砂頁巖相界面附近的碳酸鹽巖中, 礦化發育于礁灰巖巖相中(圖2b1), 如花垣式鉛鋅礦床(劉文均和鄭榮才, 1999)、加拿大Pine Piont鉛鋅礦床(Roedder, 1984)、美國東田納西Mascot-Fefferson礦床(McCormick et al., 1971)、秘魯中部San Vicente鉛鋅礦床(Spangenberg et al., 1996)、中國湖南后江橋鉛鋅礦床(劉家鐸, 1982; 楊開濟, 1982)。還有一些礦化發育于礁灰巖巖相附近的不透水層(頁巖和千枚巖)控制形成的硅?鈣面中(圖2b2), 如凡口鉛鋅礦床的部分礦體、泗頂?古丹鉛鋅礦床、北山鉛鋅礦床(甄世民, 2013)。

不整合面/假整合面型: 礦體產于不整合面或假整合面之上的碳酸鹽巖中, 包括角度不整合式(圖2d1) (陜西馬元、廣西泗頂鉛鋅礦床)和假整合面式(圖2d2) (甘肅代家莊鉛鋅礦床)(葉天竺等, 2017)。

3.1.2 后生變形構造系統

斷裂裂隙型: 斷裂裂隙包括正斷層、層間破碎帶及斷層有關的裂隙帶(圖2c)。該類礦床主要的成礦結構面包括層間斷裂式、穿層斷裂式(云南大屯鉛鋅礦床)和紅層盆地邊界斷裂延深式(葉天竺等, 2017)。礦體多發育于斷裂擴容帶或多條斷裂形成的地塹式構造帶中。

3.1.3 復合構造系統

該類礦床主要的成礦結構面包括硅?鈣面+斷裂組合型、不整合面型與斷裂組合型(圖2e), 為硅?鈣面型或不整合面型成礦結構面與斷裂(主斷裂+層間斷裂)組合而成, 如凡口鉛鋅礦床受寒武系碎屑巖系之上的泥盆系海進序列中上部白云質碳酸鹽巖與斷裂構造系統控制(祝新友等, 2012)。

(a) 古喀斯特型; (b1)、(b2) 硅?鈣面型; (c) 碳酸鹽巖斷層型; (d1)、(d2) 不整合/假整合面型; (e) 組合型。1. 灰巖; 2. 礁灰巖; 3. 砂巖; 4. 千枚巖; 5. 巖溶角礫巖; 6. 巖溶角礫蝕變體; 7. 膏鹽層; 8. 角度不整合; 9. 正斷裂; 10. 礦體; 11. 酸性成礦流體運移方向; 12. 區域性流體運移方向; 13. 紅層盆地流體。

3.2 成礦結構面成因及其深部變化特征

成礦流體在重力壓實作用、熱?鹽對流驅動下沿硅?鈣面、正斷層、古巖溶面和不整合面等結構面發生循環、淋濾和充填作用, 形成似層狀、透鏡狀、角礫狀、囊狀為主的礦床(葉天竺等, 2014)。原生成礦結構面和次生成礦結構面經常在同一空間疊加形成層?脈狀礦體。其中, 原生成礦結構面主要發育于不整合面之下或巖性界面、基底隆起等部位, 礦體的平面延長較大; 次生成礦結構面的斷層結構面多具張(扭)性特征, 直接控制的礦體延深往往小于其走向延長。

3.3 成礦構造與區域構造、成巖構造的時空關系

目前對于區域構造、成巖構造的認識寬泛且易混淆, 難于討論這兩類構造與MVT鉛鋅礦床成礦構造的密切關系。依據葉天竺等(2014)關于區域構造和成巖構造研究的學術思想, 區域構造主要指控制礦田(勘查區)成礦地質體和成礦構造中規模較大的區域構造帶, 包括區域控巖構造和區域變形構造; 成巖構造包括成礦地質體形成過程中產生的成巖原生構造與控制成礦地質體分布、形態產狀等空間分布的控巖構造。

對于MVT鉛鋅礦床, 區域控巖構造主要指碳酸鹽巖臺地、陸內裂陷等構造環境下控制含礦碳酸鹽巖?碎屑巖組合或沉積建造(成礦地質體的一部分)空間分布的構造; 區域變形構造指含礦沉積建造形成后以斷裂、褶皺作用為主要形式的變形構造, 包括成礦期、成礦后的區域變形構造。成礦期區域變形構造包括成礦期陸內裂谷環境中鹵水盆地與不同序次的后生構造(成礦地質體的另一部分), 它們受同一構造應力場控制。其中, 成礦期內高序次控礦構造控制成礦區(帶)的空間分布, 中低序次控礦構造由不整合面、古喀斯特溶洞(孔)、正斷層等成礦結構面組成, 它們控制礦集區、礦田(床)的時空分布。成礦后區域變形構造多為破礦構造, 與成礦期區域變形構造的構造應力場不完全一致。

成巖構造包括成巖原生構造和控巖構造, 其不僅與區域構造密切相關, 而且還與成礦構造組合構成MVT鉛鋅礦床成礦結構面的空間格架(葉天竺等, 2014)有關。成巖原生構造為控制沉積盆地內含礦碳酸鹽巖?碎屑巖組合的構造系統, 包括重力、壓力、熱力和盆地流體等驅動作用形成的滲透型碳酸鹽巖相、不整合面、礁灰巖相、硅?鈣面(巖性/巖相界面)等原生成礦結構面(同生成礦構造), 常形成層狀、似層狀礦化體或礦源層, 這類構造與同生成礦構造具同時、同位性。控巖構造包含兩類: 一是成巖期內區域應力場控制成礦地質體總體空間的控巖構造, 該區域應力場還控制同生成礦構造, 控巖構造和同生成礦構造具同期、同位及同生性; 二是后生變形期受伸展構造應力場作用控制熱液蝕變體展布、形態、產狀等空間分布的控巖構造, 其控巖構造與次生成礦構造受后生變形期構造應力場控制, 它們具同期、同位性; 控巖構造可復合疊加同生成礦構造, 也可不復合疊加同生成礦構造, 僅起成礦地質背景的作用。

大型?超大型MVT鉛鋅礦床的形成, 往往是在成巖原生構造形成沉積構造系統的基礎上疊加了后生變形構造(如碳酸鹽巖臺地、陸內裂陷等)的伸展構造作用產物, 其構造作用常形成一系列正斷層, 成礦流體沿正斷層裂隙、古巖溶坍塌角礫巖帶、不整合面之下溶塌角礫巖帶等成礦結構面充填成礦。因此, 大型?超大型MVT鉛鋅礦床既受成巖原生構造形成的含礦沉積建造和物源供給的控制, 還受區域成礦構造應力場作用產生的后生變形構造系統的控制, 成礦具有層(相)控、巖控、構造控制性。例如, 華南地區與印支運動有關的NWW向構造為區域構造, NWW向緩傾斜斷裂作用造成區內下石炭統和部分上泥盆統缺失, 構成鉛鋅成礦作用的上部邊界(祝新友等, 2012)。其中, 凡口鉛鋅礦床成礦作用發生于褶皺和NWW向斷裂作用之后, 礦體受賦礦層位、巖性組合與NNE向成礦斷裂的控制(圖3e), NNE向斷裂切穿NWW向斷裂和褶皺, 具有右行壓扭性特點, 所有礦體均沿斷裂或斷裂兩側分布(甄世民, 2013)。

4 成礦作用特征標志

4.1 礦化樣式

在MVT鉛鋅礦床中, 單個礦體規模一般不大, 但展布范圍廣。礦體與圍巖界線較截然, 其形態多呈層狀、似層狀、板狀、筒狀、柱狀、團塊狀、透鏡狀等, 也可見穿層脈狀礦體, 具有層控、巖(相)控、構造控制之特征, 并以前兩者為主。因此, MVT鉛鋅礦床表現出的不同礦化樣式, 應是前陸盆地邊緣碳酸鹽巖形成期、陸內裂谷環境中鹵水盆地及后生構造變形期構造應力場作用的結果, 因而礦化受不同期成礦結構面的聯合控制, 從而形成了復雜的礦化樣式, 據此可以根據不同的礦化樣式開展找礦預測工作。常見如下3類礦化樣式。

(1) 角礫巖型: 礦體主要賦存于古喀斯特型結構面形成的角礫巖帶中, 如陜西馬元(圖3a)、新疆塔木(圖3b)、甘肅代家莊(圖3c)、湘西北李梅鉛鋅礦床。

(2) 硅?鈣面型: 大部分礦床位于海進序列構成的硅?鈣面上側的碳酸鹽巖中, 如廣東凡口(圖3e)、廣西泗頂(圖3d)和盤龍、湘西、鄂西等地的鉛鋅礦床。

(3) 斷裂+硅?鈣面組合型: 礦體位于陡傾斜斷裂兩盤的碳酸鹽巖中, 多沿硅?鈣面交代, 少量產于主斷裂帶中, 常構成“旗桿上面掛小旗”的礦化樣式(祝新友等, 2006), 如廣西泗頂(圖3d)、廣東凡口(圖3e)、廣西北山等鉛鋅礦床。

(a) 陜西馬元鉛鋅礦床(據王海等, 2016): 1. 碳質板巖; 2. 紋層狀白云巖(Z2dn4); 3．角礫狀白云巖(Z2dn3); 4. 條紋狀白云巖(Z2dn2); 5. 厚層狀白云巖(Z2dn1); 6. 礦體; 7. 鉆孔。(b) 新疆塔木鉛鋅礦床(據楊向榮等, 2010): 1. 容礦角礫巖; 2. 頁巖層; 3. 白云質灰巖; 4. 第四系砂礫石; 5. 斷層; 6. 表內礦體; 7. 表外礦體; 8. 鉆孔; 9. 平巷坑道。(c) 甘肅代家莊鉛鋅礦床(據祝新友等, 2006): 1. 薄層灰巖與生物灰巖; 2. 白堊系紫紅色砂巖; 3. 角礫巖及碎裂狀灰巖; 4. 鉛鋅礦體; 5. 鉆孔。(d) 廣西泗頂鉛鋅礦床(據覃煥然, 1986): 1. 上泥盆統融縣組; 2. 中泥盆統東崗組上段; 3. 中泥盆統東崗組上段; 4. 下寒武統清溪組; 5. 石英礫巖; 6. 含礫石英砂巖; 7. 石英砂巖; 8. 灰巖; 9. 白云巖; 10. 斷層; 11．礦體; 12; 鉆孔。(e) 廣東凡口鉛鋅礦床(據祝新友等, 2006): 1. 第四系; 2. 東崗嶺組白云質灰巖; 3. 天子嶺組灰巖、白云巖; 4. 清溪組粉砂巖、頁巖、石英砂巖; 5. 輝綠巖脈; 6. 礦體; 7. 斷層; 8. 石炭系灰巖。

4.2 成礦期次與礦化分帶特征

MVT鉛鋅礦床以低溫熱液成礦為突出特征, 其成礦過程一般可劃分為成巖期與熱液成礦期。其中, 熱液成礦期主要由黃鐵礦?石英階段、閃鋅礦?方鉛礦階段、方解石?白云石階段構成。

雖然不同MVT鉛鋅礦床的主要礦化元素組合有所差異, 但是礦區一般無明顯的礦化分帶, 也無明顯的成礦中心, 僅少數礦區有礦化分帶。如上密西西比河谷地區, 礦區內鉛礦化廣泛分布, 局部具鋅?銅礦化, 在礦化帶兩側常見鋇礦化; 在Pine Point礦區, 從柱狀礦體向外, Fe/(Fe+Zn+Pb)和Zn/(Zn+Pb)值逐漸增加; 在密蘇里南東地區, 礦區具Pb、Zn、Fe、Cu、Ni和Co礦化分帶特征; 在愛爾蘭內陸地區, 礦區發育良好的地球化學分帶(Leach et al., 2005)。我國一些鉛鋅礦區具有礦石構造分帶(芮宗瑤, 1991)、礦化?蝕變分帶的特征, 如馬元礦床(侯滿堂等, 2007)、凡口礦床(劉瑞弟, 2002)。

4.3 流體成礦作用特征

4.3.1 礦物學標志

MVT鉛鋅礦床中礦石礦物以閃鋅礦、方鉛礦、黃鐵礦、白鐵礦為主, 一般不含黃銅礦、斑銅礦、自然銅等, 在一些礦床中, 還發育鈷鎳硫化物等。脈石礦物多為白云石、方解石、石英等, 少見螢石、重晶石。礦石具明顯的后生作用特點, 具塊狀、條帶狀、浸染狀、角礫狀構造, 細粒它形、自形?半自形、網狀交代、條紋狀、環帶狀、乳滴狀固溶體分離等結構。礦石品位一般很低(Pb+Zn=3%～10%),很少超過10%, 明顯不同于典型的HZT鉛鋅礦床(韓潤生等, 2019)。MVT鉛鋅礦床常伴生Ag、Cd、Ge、Ga、Ni等礦化, Ag含量通常較低, 但個別礦床Ag含量可達10×10?6～161×10?6, 如維伯納姆帶平均Ag含量為45.9×10?6(Leach et al., 2005), 凡口鉛鋅礦床平均Ag含量約為100×10?6(祝新友等, 2013)。

MVT鉛鋅礦床熱液蝕變一般不很發育, 但賦礦層在成礦期前常發生區域性成巖白云石化, 分布范圍廣, 可達萬余平方千米, 礦體常定位于白云石化帶的邊緣, 礦體旁側灰巖可見溶蝕港灣, 但無強烈的蝕變現象。MVT鉛鋅礦床熱液作用主要表現在:①流體沿孔隙充填: 礦石具粒狀、交代、膠狀、包含、溶蝕、穿插、草莓狀、葡萄狀、薄層狀結構, 礦石構造以塊狀、角礫狀、網脈狀、“雪頂”狀為主, 條帶狀、脈狀構造次之(Leach and Sangster, 1993; Symons et al., 1995; Sangster and Savard, 1998); ②溶塌角礫巖化作用形成溶蝕、交代、穿插結構與角礫狀、網脈狀、鑲嵌狀、膠狀、脈狀、韻律層構造(Leach et al., 2005); ③交代作用具選擇性: 白云巖選擇性交代生物灰巖或白云質灰巖而形成條帶狀和假角礫巖構造, 如Newfoundland鋅礦區的假角礫巖構造, Pine Point、Robb Lake、Monach Kiching和Pend Oreille礦區的條帶狀構造; ④洞穴堆積作用可形成一系列類似鐘乳石、石筍的硫化物, 金屬硫化物粒度多呈細粒狀, 常具有黃鐵礦(白鐵礦)→閃鋅礦→方鉛礦的礦物生成順序。

4.3.2 礦石中元素地球化學標志

MVT鉛鋅礦床中礦石除含S、Fe元素之外, 主要元素為Pb、Zn, 約85%礦床相對富Zn, Zn/(Zn+Pb)值在0.5～1.0之間(Leach et al., 2005); 親石元素(F、Sr、Ba、W、U、Mn)居次要地位; 親硫元素除Au、Ag常以自然元素及Au、Ag互化物形式存在外, 其余均為硫化物及硫鹽類礦物, 少數呈分散狀態。

4.3.3 流體包裹體標志

MVT鉛鋅礦床中流體包裹體的均一溫度為50～250 ℃, 大多數集中在75～150 ℃之間(Basuki, 2002),愛爾蘭地區和Rays河地區MVT鉛鋅礦床中均一溫度最高達200 ℃(Leach et al., 2005)。許多同類礦床可能形成于高地溫梯度的環境中, 或與盆地深部對流熱傳遞或基底巖石中深部循環的上升流體有關(Leach et al., 2006)。花垣鉛鋅礦床、凡口鉛鋅礦床及塔里木周緣鉛鋅礦床中, 流體包裹體均一溫度主要集中在150～240℃之間(圖4a)。

世界上主要的MVT鉛鋅礦床成礦流體鹽度為15%～30% NaCleqv(Basuki, 2002)。Basuki (2002)發現, 規模較大的MVT鉛鋅礦床成礦流體鹽度為16%～ 21% NaCleqv。我國主要MVT鉛鋅礦床成礦流體鹽度普遍在20% NaCleqv左右(圖4b)。

數據來源: 芮宗瑤等, 1991; 劉文均和鄭榮才, 2000; 王書來等, 2002; 高曉理, 2006; 馮光英等, 2009; 祝新友等, 2013; 國外MVT鉛鋅礦床數據來源: Leach et al., 2005。

普遍認為, MVT鉛鋅礦床的成礦流體與盆地流體有關, 流體包裹體成分與油田鹵水相似。Roedder (1984)研究發現, MVT鉛鋅礦床的成礦流體為含有豐富有機質的Na+-Ca2+-K+-Mg2+-Cl?型鹵水, 絕大多數流體包裹體中離子百分含量依次為Cl?>Na+>Ca2+>K+>Mg2+, HCO3?含量很低(盧煥章, 1990; 芮宗瑤, 1991)。

4.3.4 S同位素特征

MVT鉛鋅礦床中金屬硫化物δ34S值與同時代硫酸鹽δ34S值接近, 一般δ34S<20‰, 但有些礦床δ34S>20‰(圖5)。全球MVT鉛鋅礦床S同位素值變化較大, 但總體表現出殼源特征(Leach et al., 2005)。就單個礦床或地區而言, 硫可能具單一來源或多源, 如源自含硫酸鹽的蒸發巖、同生海水、成巖期硫酸鹽、含硫有機質、H2S氣體儲庫和盆地缺氧水中的還原硫等。

國內MVT鉛鋅礦床數據來源: 周振冬等, 1983; 廖文, 1984; 陳耀欽和曹波夫, 1984; 王小春, 1988; 彭守晉, 1990; 芮宗瑤等, 1991; 徐新煌和龍訓榮, 1996; 周朝憲等, 1997; 祝新友等, 1998; 柳賀昌和林文達, 1999; 匡文龍等, 2002, 2003; 羅家賢, 2003; 張自洋, 2003; 朱華平和張德全, 2004; 顧尚義, 2007; 高景剛等, 2007; 王乾等, 2008; 肖慶華等, 2009; 叢源等, 2010; 楊向榮等, 2010; 董存杰等, 2010; 李志丹等, 2010; 祝新友等, 2013。國外MVT鉛鋅礦床數據來源: Leach et al., 2005。

4.3.5 成礦物質和成礦流體來源

Leach et al. (2005)統計了30個MVT鉛鋅礦床570件方鉛礦、閃鋅礦樣品測試結果, 顯示許多礦床(礦集區)鉛具有基底來源之特征。南非Bushy Park、南非Pering、加拿大Gays River、愛爾蘭Midland、澳大利亞Lennard Shelf、美國Upper Mississippi河谷、密蘇里東南及Tri-State等礦集區, 其鉛源為上地殼, 我國凡口鉛鋅礦床、塔里木周緣和遼東裂谷鉛鋅礦床也具有類似特征。

Pb主要來自殼源, 包括基底、風化層、盆地砂巖和碳酸鹽巖含水層等各種組分, 具體Zn源尚不清楚。硫有兩種來源: ①直接來自地殼(Sangster and Savard, 1998), 包括硫酸鹽蒸發巖、原生鹵水、成巖期硫化物、含硫有機質、H2S氣藏和成層盆地中的缺氧水等(Leach et al., 2005); ②殘留在沉積物中的海水硫酸鹽(Sangster and Savard, 1998)經歷熱化學還原(TSR)和生物還原(BSR)作用而成。

不同MVT鉛鋅礦床或同一礦床內, 不同脈石礦物C-O同位素差別較大。凡口鉛鋅礦床δ13C= ?13.4‰～13.3‰, δ18O=?125.7‰～21.3‰(韓英等, 2013)。我國主要MVT鉛鋅床中幾乎所有統計樣品的C-O同位素均落入海相碳酸鹽巖區域(圖6a), 具有向碳酸鹽巖溶解作用?脫羧基作用偏移的趨勢。

數據來源: 尹漢輝等, 1983; 陳耀欽和曾波夫, 1984; 蔣少涌, 1988; 芮宗瑤等, 1991; 王小春, 1992; 夏新階和舒見聞, 1995; 徐新煌和龍訓榮, 1996; 周朝憲等, 1997; 林紹標, 1998; 柳賀昌和林文達, 1999; 陳學明等, 2000; 匡文龍等, 2002; 高景剛等, 2007; 楊紹祥和勞可通, 2007; Han et al., 2007a, 2007b; 李志丹等, 2010; 韓英等, 2011; 韓潤生等, 2012。

我國主要MVT鉛鋅床中礦石礦物和脈石礦物流體包裹體H-O同位素范圍分別為δ18O=8.2‰～10.1‰, δD=?94.3‰～?40.3‰, 大部分靠近大氣降水范圍, 說明成礦熱液以盆地流體為主(圖6b)。據韓英(2013)研究發現, 凡口鉛鋅礦床的形成經歷了三種流體混合的過程: 流體A相對氧化, 流體B相對還原,可能還存在深源流體; 其中A、B兩種流體溫度均較低, 其最初來源均與大氣降水有關, 屬于地下水或盆地鹵水; 深源流體溫度較高, 可能與凡口地區深部某種熱動力源有關。

5 礦床成礦規律與成礦作用

5.1 元素遷移與沉淀機制

半個世紀以來, 針對MVT鉛鋅礦床, 前人主要提出三種流體運移沉淀模式。

5.1.1 流體混合模式

Jackson (1966)及Beales (1975)以加拿大Pine Point鉛鋅礦床為原型建立了流體混合模式。該模式解釋了MVT鉛鋅礦床的沉淀機制(Anderson, 1975), 還原硫的來源(Trudinger et al., 1985), 賦礦圍巖為碳酸鹽巖尤其是白云巖的原因(劉英超等, 2008), 溶蝕坍塌角礫巖、圍巖交代、碳酸鹽化等特征(Anderson, 1983; Corbella et al., 2004), 膠狀閃鋅礦的形成、礦體與圍巖接觸關系截然, 以及大量白云巖溶解的機制(張長青等, 2009)等問題。針對許多礦床中普遍存在有機質、黃鐵礦與氧化礦物共生特征, Charles and Allen (1995)、Corbella et al. (2004)分別提出相應機制對該模式進行了補充。

5.1.2 硫酸鹽還原模式

Barton (1967)提出硫酸鹽還原模式, 后經Anderson (1983, 1991)補充完善。由于部分MVT鉛鋅礦區圍巖中存在大量可以還原硫酸鹽的有機質(Gize and Hoering, 1980; Rickard et al., 1981; Gize and Barnes, 1987; Etminan and Hoffmann, 1989; Arne et al., 1991), 當攜帶大量金屬離子和硫酸鹽的成礦流體遇到富含有機質的碳酸鹽巖地層時, 成礦物質被還原成硫化物從成礦流體中沉淀。Spirakos and Allen (1993)提出, S還能以氧化態或亞硫化物的形式遷移, 合理解釋了黃鐵礦中S存在不同價位和S同位素多樣性的原因, 以及有機質與黃鐵礦的存在, 但難以解釋其形成的動力學機制, 且不能解釋硫化物的反復沉淀和溶解的過程, 也無法解釋部分MVT鉛鋅礦床存在的某些地質特征, 如碳酸鹽巖的溶解(Plumlee, 1994; Plumlee et al., 1994; Corbella et al., 2004)和膠狀閃鋅礦的形成等(Kaiser, 1988)。

5.1.3 還原硫模式

針對有些MVT鉛鋅礦床既非蒸發巖環境又缺乏硫酸鹽還原的證據, Anderson (1973, 1975)、Ohmoto (1979)、Sverjensky (1986)等提出并完善還原硫模式。該沉淀機制要求存在理想的地質條件(pH=4～5或略高), 且Pb、Zn元素活度很低(高濃度金屬無法與還原硫共存), 但此種流體難以形成大型高品位鉛鋅礦床。Sverjensky (1986)、朱賴民和袁海華(1995)、周朝憲(1998)、Emsbo (2000)等估算其流體的pH值顯示弱酸性, 在一定程度上支持還原硫模型。但是, 該模式還無法解釋許多礦床中流體包裹體數據顯示的流體溫度無明顯下降的現象。

5.2 流體運移驅動機制

成礦流體主要有兩種驅動模型: 構造擠壓和地形驅動(Garven and Raffensperger, 1997)。構造擠壓模型認為造山事件早期的劇烈收縮產生構造擠壓, 流體受到擠壓發生側向流動; 地形驅動模型認為前陸盆地成盆早期地下水徑流為自由對流, 后期受到沉積物沉積壓實或造山后山體抬升等產生的重力驅動發生流動。對于構造擠壓模型, 因為構造擠壓產生的流體速率太小, 不能驅使流體長距離運移, 而地形對流體的驅動存在于整個造山事件中, 且隨著山體抬升, 為流體流動提供了充足動力, 所以, 重力是流體運移的主要驅動力。經典MVT鉛鋅礦床與前陸抬升邊緣及克拉通內盆地密切相關, 地形驅動的流體運移形式、運移速率及熱影響均為鉛鋅礦化提供了理想條件(Leach et al., 2005)。

5.3 絡合物的恢復和物理化學條件

成礦實驗和礦物共生組合研究及計算機模擬結果表明: 低pH值、較高溫度、中高鹽度、貧S熱液體系中, Pb、Zn的氯絡合物穩定, 如[PbCl4]2?、[ZnCl4]2?, 但在近中性到堿性的熱液體系中不穩定, 而低溫(75～150 ℃)、高S濃度、低Cl?濃度的堿性溶液中, 硫的主要存在形式為H2S、HS?、SO42?等, 鋅硫絡合物的穩定性超過其氯絡合物, 鉛硫絡合物僅在特富硫的溶液中才顯得重要(張艷等, 2016)。我國MVT鉛鋅礦床流體包裹體均一溫度主要集中在150～240 ℃之間, 鹽度為15%～30% NaCleqv(圖4b), 流體以富K+、Ca2+、Cl?為特征, 且K+>Ca2+>Na+>Mg2+、Cl?>F?。因此, [PbCl4]2?、[ZnCl4]2?是成礦流體運移的主要形式。

5.4 元素沉淀機制與成礦地球化學障

研究表明, 冷卻降壓作用不一定使鉛鋅硫化物發生沉淀; 稀釋作用可產生少量沉淀; pH值變化、水?巖反應是硫化物沉淀的主要因素; Eh值變化是硫化物沉淀的重要因素; 流體混合可能是大型礦床形成的主要機制(張艷等, 2016)。因此, 冷卻、稀釋作用對大型礦床形成作用有限, 且稀釋作用之所以產生沉淀是pH值升高而導致的; 氧化還原作用的發生有一定的條件限制, 即Pb、Zn與硫酸鹽在同一流體中搬運至含大量還原性物質的地層中沉淀成礦, 因而在流體混合中使礦物沉淀的主要因素為pH值升高。流體混合作用, 從廣義上來講, 也屬于水?巖反應, 但其反應速率比液?固的反應快得多, 其沉淀效果也顯著得多。同時, 混合作用多具有循環熱液體系的特點, 因而其影響范圍大、持續時間長。熱液蝕變作用(水?巖反應)造成礦質沉淀的原因也是pH值升高。氧逸度、硫逸度決定了閃鋅礦和方鉛礦的沉淀順序, 控制了鉛鋅的共生分異, 從而造成礦物組合分帶。因此, MVT鉛鋅礦床主要的成礦地球化學障為酸?堿障, 其次為氧化?還原障。

6 找礦預測地質模型

6.1 成礦地質體與礦體的時空關系

MVT鉛鋅礦床的成礦地質體與礦體時空關系密切。研究認為, 空間上, 礦體分布于含鉛鋅的碳酸鹽巖地層及其斷裂裂隙帶中; 時間上, 前陸盆地中的鉛鋅礦床形成過程為礁灰巖組合(白云巖或白云質灰巖等)形成→俯沖作用→俯沖板片彎曲形成一系列單向正斷層+巖溶作用→流體大規模運移→礦床; 而裂谷中的鉛鋅礦床形成過程為雙向正斷層→白云巖、白云質灰巖地層→流體淋濾、循環→沉淀成礦。

6.2 成礦構造、成礦結構面與礦體的關系

宏觀上MVT鉛鋅礦成礦構造位于碎屑巖與碳酸鹽巖界面的碳酸鹽巖一側, 以及面狀白云石化區與灰巖區界面部位, 沉積?成巖構造、(張性)斷裂構造系統共同控制成礦結構面。沉積?成巖構造系統、斷裂構造系統不僅控制不同類型的成礦結構面, 而且兩類成礦結構面有的在同一空間疊加存在, 形成似層狀、脈狀礦體, 有的獨立存在, 形成脈狀或透鏡狀、似層狀、囊狀礦體(葉天竺等, 2017)。

6.3 找礦預測地質模型

綜合研究認為, MVT鉛鋅礦床“三位一體”的成礦規律為: 礦床產于前陸盆地地塹式構造帶、不整合面或假整合面上發育的溶塌角礫巖巖相組合、成礦正斷層破碎帶、區域性熱鹵水活動的硅?鈣面中。據此建立了其找礦預測地質模型(圖7): ①前陸盆地地塹式構造帶(沉積構造系統與正斷層構造系統)控制成礦區(帶)、礦田和礦床的展布, 因此通過前陸盆地地塹式構造帶研究確定勘查區找礦方向; ②溶塌角礫巖巖相組合、白云石化生物礁相組合控制不規則狀礦體和角礫狀構造礦石, 成礦正斷層裂隙帶的膨大帶控制脈狀礦體產狀, 因此通過成礦結構面研究判斷礦體空間位置及產狀; ③白云石化碳酸鹽巖與紫色砂巖中的褪色蝕變形成的硅?鈣面不僅控制了透鏡狀礦體的分布, 而且反映曾發生過區域性低溫熱鹵水活動, 因此硅?鈣面的特征是判斷礦床(體)存在的成礦流體作用標志。

1. 白云巖; 2. 含藻灰巖; 3. 白云質灰巖; 4. 灰巖; 5. 砂巖; 6. 變質細砂巖; 7. 陸相碎屑巖; 8. 煤層; 9. 砂質白云巖; 10. 砂質碎屑巖; 11. 變質巖系(基底); 12. 造山帶; 13. 超覆前陸盆地; 14. 山前次級沉積盆地; 15. 伸展方向; 16. 斷層; 17. 破碎帶; 18. 礦體(Py+Sp+Gn); 19. 熱液喀斯特角礫狀礦體; 20. 白云石化、方解石化溶蝕角礫巖; 21. 白云石化礁灰巖; 22. 礦區; 23. 巖性結構面; 24. 硅?鈣面; 25. 構造結構面; 26. 富礦質盆地鹵水(Cu、Pb、Zn、CO2、SO42?、Cl?); 27. 大氣降水; 28. 富硫盆地鹵水(CH4、C5-C7、SO42?、Sr)。其中, 19、21為成礦地質體, 23、24、25為成礦結構面。

6.4 找礦預測模型結構分析

基于礦化樣式的討論, 在應用MVT鉛鋅礦床找礦預測模型時, 須注意找礦預測模型的結構特征。礦化樣式結構模式主要表現為層?脈結構, 而成礦作用空間結構表現為構造?地層雙控結構、特殊巖性/巖相層界面結構。其中層?脈結構, 礦體(脈)常沿主干斷層及其配套褶皺發育的層間斷裂帶形成典型的層狀、脈狀礦體結構, 呈現主礦脈走向延長較大, 而層狀礦延長較短的特征(如凡口鉛鋅礦床)。構造?地層雙控結構, 礦體受盆地特定層位的白云巖?灰巖變化帶與斷裂構造控制, 地層常提供主要成礦物質, 成礦構造系統和其附近的膏鹽盆地邊界斷裂系統形成于同一時空, 導致成礦過程中形成成礦物質和鹵水雙源成礦地質體, 膏鹽盆地提供鹵水, 控礦構造提供熱能, 并活化特定的碳酸鹽巖層中的成礦物質形成MVT鉛鋅礦床。特殊巖性/巖相層界面結構, 在碳酸鹽巖和砂巖類巖性界面常見硅?鈣面成礦結構面(如凡口鉛鋅礦床)及溶塌角礫巖巖相組合、白云石化生物礁相組合, 控制不規則狀、角礫狀礦石及礦體。

6.5 找礦預測地質模型及勘查應用流程

6.5.1 找礦預測地質模型的使用說明

標志參數: 低溫、高鹽度、富含有機質流體、正斷層、硅?鈣面等為典型MVT鉛鋅礦床的主要特征。需要指出的是, 找礦預測地質模型適用于我國各個大地構造單元中MVT鉛鋅礦床, 其成礦深度參考國內外報道的數據, 礦體與成礦地質體的距離受圍巖巖性影響。

“三位一體”各要素關系: 前陸盆地地塹式構造帶(成礦地質體之一)控制成礦區(帶)和礦田的分布; 溶塌角礫巖相帶、硅?鈣面(成礦結構面之一)控制礦床展布; 白云石化生物礁灰巖相組合、正斷層裂隙帶(成礦結構面)控制礦體產狀及角礫狀構造礦石; 低溫?高鹽度、含有機質流體、弱蝕變等特征為成礦流體作用的主要標志。

6.5.2 找礦預測地質模型的勘查應用流程

MVT鉛鋅礦床找礦預測可依據以下流程: ①根據成礦構造背景, 判別確定成礦區帶的找礦遠景區(礦集區); ②根據成礦地質體、成礦構造系統和熱液蝕變范圍, 圈定礦田或礦床尺度的靶區范圍; ③根據成礦結構面, 推斷可能的礦化樣式和礦體產狀; ④根據成礦作用標志, 確定礦體的賦存地段。在實際應用找礦預測地質模型時, 其應用流程分為如下10個步驟(簡稱十大要素)。

(1) 看: 研究成礦地質背景。基于區域構造解析與盆地構造分析, 研究前陸盆地地塹式構造帶、克拉通碳酸鹽臺地等。

(2) 查: 查明巖性(相)組合。如常發育大面積白云巖化灰巖, 沿不整合面發育溶塌角礫巖巖相組合。

(3) 識: 識別礦化結構。典型的MVT鉛鋅礦床礦化結構明顯, 一般無明顯的礦物組合分帶。

(4) 厘: 厘定成礦結構面。依據硅?鈣面、成礦正斷層破碎帶等成礦結構面可確定礦體賦礦方位。

(5) 析: 剖析成礦構造判別礦體延深。控礦的正斷層控制礦體延深遠小于其走向延長, 且側伏規律一般不明顯。

(6) 填: 開展含礦沉積巖相分析和后生構造專項填圖。突出后生構造與沉積?成巖巖相組合等標志, 圈定勘探線基線大致范圍。

(7) 測: 采用野外快速分析儀測試黃鐵礦、白云石等標型礦物的微量元素含量; 初步評估礦化范圍; 測量閃鋅礦、方解石中流體包裹體均一溫度和鹽度, 確定成礦溫度和鹽度。

(8) 比: 類比區域成礦系統的典型礦床特征參數,構建以礦床成礦模型為基礎的找礦預測地質模型。

(9) 探: 部署地球化學勘探技術, 提出找礦靶區, 初步布設少量探礦工程以確定預查階段的勘查類型, 轉換找礦地質模型為勘查模型。其中, 在預查階段的綜合研究尤為重要。

(10) 勘: 針對具體礦床(勘查區), 適當部署探測控制賦礦層位的深部構造的電磁法勘查技術, 建立綜合勘查模型, 部署普查階段的規模性探礦工程。

7 結 論

(1) 基于“時間、空間、物質、演化”四要素, 認為典型的MVT鉛鋅礦床的成礦地質體為陸內裂陷盆地、碳酸鹽巖臺地的成巖碳酸鹽巖建造、陸內裂谷環境的鹵水盆地及其同期后生構造的復合體; 成礦結構面類型為原生成礦結構面、后生成礦結構面及其組合成礦結構面; 成礦流體作用特征標志為礦化樣式、成礦期次及低溫?高鹽度含有機質流體等。

(2) 典型MVT鉛鋅礦產于前陸盆地地塹式構造帶、不整合面上發育的溶塌角礫巖巖相組合、成礦正斷層破碎帶、區域性熱鹵水活動的硅?鈣面中, 為該類礦床的主要成礦規律。

(3) MVT鉛鋅礦床找礦預測地質模型, 其勘查應用流程的十大步驟為: 看、查、識、厘、析、填、測、比、探、勘, 該流程對指導同類礦床找礦勘查具有重要的指導意義。

致謝:感謝北京大學李文博副教授和另一位匿名審稿專家對本文的細致審閱和提出的建設性修改建議, 以及姚書振教授、祝新友教授級高工對本文內容提出的建議, 使本文的討論更加簡明扼要和深入, 讓作者受益匪淺。

畢獻武, 唐永永, 陶琰, 王長明, 胥磊落, 戚華文, 蘭青, 木蘭. 2019. 西南三江碰撞造山帶沉積巖容礦Pb-Zn-Ag-Cu賤金屬復合成礦與深部過程. 巖石學報, 35(5): 1341–1371.

陳學明, 鄧軍, 翟裕生. 1998. 凡口鉛鋅礦床海底熱泉噴溢成礦的物理化學環境. 礦床地質, 17(3): 240–246.

陳耀欽, 曾波夫. 1984. 試論凡口大型層控鉛鋅礦床的地質特征及礦床成因. 沉積學報, 2(3): 34–47.

叢源, 陳建平, 董慶吉, 郝金華. 2010. 青海東莫扎抓鉛鋅礦床硫化物特征及成因意義. 現代地質, 24(1): 42–51.

戴自希. 2005. 世界鉛鋅資源的分布、類型和勘查準則. 世界有色金屬, (3): 15–23.

董存杰, 張洪濤, 張寶琛. 2010. 青城子鉛鋅礦床成因分析. 地質與勘探, 46(1): 59–69.

段其發. 2014. 湘西?鄂西地區震旦系?寒武系層控鉛鋅礦成礦規律研究. 武漢: 中國地質大學博士學位論文: 124?135.

馮光英, 劉燊, 彭建堂, 張正偉, 戚華文, 朱笑青, 肖加飛, 王長華. 2009. 新疆塔木?卡蘭古鉛鋅礦帶流體包裹體特征. 吉林大學學報(地球科學版), 39(3): 406– 414.

高曉理. 2006. 新疆彩霞山鉛鋅礦床地質特征及其成因機理. 西安: 長安大學碩士學位論文: 1–70.

顧尚義. 2007. 黔西北地區鉛鋅礦硫同位素特征研究. 貴州工業大學學報: 自然科學版, 36(1): 8–11.

韓潤生, 胡煜昭, 王學琨, 黃智龍, 陳進, 王峰, 吳鵬, 李波, 王洪江, 董英, 雷麗. 2012. 滇東北富鍺銀鉛鋅多金屬礦集區礦床模型. 地質學報, 86(2): 280–294.

韓潤生, 張艷, 任濤, 邱文龍, 魏平堂. 2020. 碳酸鹽巖容礦的非巖漿后生熱液型鉛鋅礦床研究綜述. 昆明理工大學學報(自然科學版), 45(4): 29–40.

韓潤生, 王峰, 胡煜昭, 王學焜, 任濤, 邱文龍, 鐘康惠. 2014. 會澤型(HZT)富鍺銀鉛鋅礦床成礦構造動力學研究及年代學約束. 大地構造與成礦學, 38(4): 758– 771.

韓潤生, 張艷, 王峰, 吳鵬, 邱文龍, 李文堯等. 2019. 滇東北礦集區富鍺鉛鋅礦床成礦機制與隱伏礦定位預測. 北京: 科學出版社: 1–510.

韓英. 2013. 廣東凡口鉛鋅礦床成礦機制與成礦模式. 昆明: 昆明理工大學博士學位論文: 1–184.

韓英, 王京彬, 祝新友, 羅思亮. 2011. 凡口鉛鋅礦床方解石稀土元素特征分析. 礦物學報, 31(S1): 585–586.

韓英, 王京彬, 祝新友, 王莉娟, 王艷麗, 李順庭. 2013. 廣東凡口鉛鋅礦床流體包裹體特征及地質意義. 礦物巖石地球化學通報, 32(1): 81–86.

侯滿堂, 王黨國, 高杰, 高懷雄. 2007. 陜西馬元地區鉛鋅礦礦石特征研究. 陜西地質, 35(1): 1–10.

侯增謙, 宋玉財, 李政, 王召林, 楊志明, 楊竹森, 劉英超, 田世洪, 何龍清, 陳開旭, 王富春, 趙呈祥, 薛萬文, 魯海峰. 2008. 青藏高原碰撞造山帶Pb-Zn-Ag-Cu礦床新類型: 成礦基本特征與構造控礦模型. 礦床地質, 27(2): 123–144.

蔣少涌. 1988. 遼寧青城子鉛?鋅礦床氧、碳、鉛、硫同位素地質特征及礦床成因. 地質論評, 34(6): 515–523.

匡文龍, 劉繼順, 朱自強. 2003. 西昆侖上其汗地區塊狀硫化物礦床的區域成礦條件. 礦物巖石地球化學通報, 22(1): 42–46.

匡文龍, 劉繼順, 朱自強, 劉石華. 2002. 西昆侖地區卡蘭古MVT型鉛鋅礦床成礦作用和成礦物質來源探討. 大地構造與成礦學, 26(4): 423–428.

李志丹, 薛春紀, 張舒, 張招崇, 石海崗, 王思程. 2010. 新疆西南天山霍什布拉克鉛鋅礦床同位素地球化學及成因. 礦床地質, 29(S1): 468–469.

廖文. 1984. 滇東、黔西鉛鋅金屬區硫、鉛同位素組成特征與成礦模式探討. 地質與勘探, 20(1): 2–6.

林紹標. 1998. 凡口超大型鉛鋅礦床地質特征. 有色金屬工程, (S1): 3–12.

劉家鐸. 1982. 湖南道縣后江橋層控鉛鋅菱鐵礦床成因的研究. 成都地質學院學報, (4): 33–44.

劉瑞弟. 2002. 凡口鉛鋅礦的地質地球化學特征及成礦模式研究. 長沙: 中南大學碩士學位論文: 1–59.

劉文均, 鄭榮才. 1999. 花垣鉛鋅礦床中瀝青的初步研究——MVT鉛鋅礦床有機地化研究(Ⅱ). 沉積學報, 17(4): 608–614.

劉文均, 鄭榮才. 2000. 花垣鉛鋅礦床成礦流體特征及動態. 礦床地質, 39(2): 173–181.

劉英超, 侯增謙, 楊竹森, 田世洪, 宋玉財, 楊志明, 王召林, 李政. 2008. 密西西比河谷型(MVT)鉛鋅礦床: 認識與進展. 礦床地質, 47(2): 253–264.

柳賀昌, 林文達. 1999. 滇東北鉛鋅銀礦床規律研究. 昆明: 云南大學出版社: 1–468.

盧煥章. 1990. 包裹體地球化學. 北京: 地質出版社: 1–242.

羅家賢. 2003. 東坪鉛鋅礦構控特征及礦床成因. 云南地質, 22(3): 304–312.

毛景文, 張作衡, 王義天, 李曉峰, 謝桂青, 楊富全, 余金杰, 代軍治, 張長青, 柴鳳梅, 程彥博, 呂林素, 袁順達, 劉敏, 楊宗喜, 向君峰, 周珂. 2012. 國外主要礦床類型、特點及找礦勘查. 北京: 地質出版社: 1–480.

彭守晉. 1990. 喀什地區主要鉛鋅礦床地質特征及成因探討. 新疆有色金屬, (2): 8–16.

芮宗瑤, 李寧, 王龍生. 1991. 關門山鉛鋅礦床盆地熱鹵水成礦及鉛同位素打靶. 北京: 地質出版社: 1–208.

覃煥然. 1986. 試論廣西泗頂?古丹層控型鉛鋅礦床成礦富集特征. 南方國土資源, (2): 54–65.

王海, 王京彬, 祝新友, 程細音, 蔣斌斌. 2016. 陜西馬元鉛鋅礦床礦石組構研究與成因意義. 礦產與地質, 30(3): 406–413.

王乾, 顧雪祥, 付紹洪, 章明, 李發源. 2008. 云南會澤鉛鋅礦床分散元素鎘鍺鎵的富集規律. 沉積與特提斯地質, 28(4): 69–73.

王書來, 汪東波, 祝新友, 王京彬, 彭省臨. 2002. 新疆塔木?卡蘭古鉛鋅礦床成礦流體地球化學特征. 地球與環境, 30(4): 34–39.

王小春. 1988. 康滇地軸中段東緣震旦系燈影組層控鉛鋅礦床成礦機理——以天寶山和大梁子礦床為例. 成都: 成都理工大學碩士學位論文.

王小春. 1992. 天寶山鉛鋅礦床成因分析. 成都理工大學學報(自然科學版), 19(3): 10–20.

隗含濤, 邵擁軍, 熊伊曲, 劉偉, 孔華, 李群, 隋志恒. 2017. 湘西花垣鉛鋅礦田成礦模式. 中南大學學報(自然科學版), 48(9): 2402–2413.

夏新階, 舒見聞. 1995. 李梅鋅礦床地質特征及其成因. 大地構造與成礦學, 19(3): 197–204.

肖慶華, 秦克章, 許英霞, 三金柱, 馬占鹿, 孫赫, 唐冬梅. 2009. 東疆中天山紅星山鉛鋅(銀)礦床地質特征及區域成礦作用對比. 礦床地質, 28(2): 120–132.

徐新煌, 龍訓榮. 1996. 赤普鉛鋅礦床成礦物質來源研究. 礦物巖石, 16(3): 54–59.

楊開濟. 1982. 后江橋生物礁與礦床成因. 地質與勘探, 18(7): 15–24.

楊紹祥, 勞可通. 2007. 湘西北鉛鋅礦床的地質特征及找礦標志. 地質通報, 26(7): 899–908.

楊向榮, 彭建堂, 胡瑞忠, 戚華文, 劉燊. 2010. 新疆塔里木西南緣塔木鉛鋅礦硫同位素特征與成因. 巖石學報, 26(10): 3074–3084.

葉天竺, 呂志成, 龐振山. 2014. 勘查區找礦預測理論與方法(總)論. 北京: 地質出版社: 1–703.

葉天竺, 呂志成, 龐振山. 2017. 勘查區找礦預測理論與方法(各)論. 北京: 地質出版社: 1–703.

葉天竺, 肖克炎, 嚴光生. 2007. 礦床模型綜合地質信息預測技術研究. 地學前緣, 14(5): 13–21.

葉天竺, 薛建玲. 2007. 金屬礦床深部找礦中的地質研究. 中國地質, 34(5): 855–869.

尹福光, 許效松, 萬方, 陳明. 2002. 加里東期上揚子區前陸盆地演化過程中的層序特征與地層劃分. 地層學雜志, 26(4): 315?319.

尹漢輝, 喻茨玫, 張國新, 盧家爛. 1983. 中國沉積–改造鉛鋅礦床. 中國科學(B輯), 13(11): 1029–1038.

張艷, 韓潤生, 魏平堂. 2016. 碳酸鹽巖型鉛鋅礦床成礦流體中鉛鋅元素運移與沉淀機制研究綜述. 地質論評, 62(1): 187–201.

張長青, 吳越, 王登紅, 陳毓川, 芮宗瑤, 婁德波, 陳鄭輝. 2014. 中國鉛鋅礦床成礦規律概要. 地質學報, 88(12): 2252–2268.

張長青, 余金杰, 毛景文. 2009. 密西西比型(MVT)鉛鋅礦床研究進展. 礦床地質, 28(2): 195–210.

張自洋. 2003. 樂紅鉛鋅礦礦床地質與成因分析. 云南地質, 22(1): 97–106.

甄世民. 2013. 南嶺地區泥盆系密西西比河谷型(MVT)鉛鋅礦床成礦特征研究. 北京: 中國地質大學博士學位論文: 1–219.

周朝憲. 1998. 滇東北麒麟廠鋅鉛礦床成礦金屬來源、成礦流體特征和成礦機理研究. 礦物巖石地球化學通報, 17(1): 36–38.

周朝憲, 魏春生, 葉造軍. 1997. 密西西比河谷型鉛鋅礦床. 地球與環境, (1): 65–75.

周云. 2017. 湘西花垣MVT型鉛鋅礦集區成礦作用研究. 成都: 成都理工大學博士學位論文: 1–149.

周振冬, 王潤民, 莊汝禮, 勞可通. 1983. 湖南花垣漁塘鉛鋅礦床礦床成因的新認識. 成都地質學院學報, 10(3): 1–19, 115–116.

朱華平, 張德全. 2004. 陜西南秦嶺志留系中鉛鋅礦床地質地球化學特征研究. 地質找礦論叢, 19(2): 76–82.

朱賴民, 袁海華. 1995. 論底蘇鉛鋅礦床成礦物理化學條件. 成都理工大學學報(自然科學版), 22(4): 15–21.

祝新友, 汪東波, 王書來. 1998. 新疆阿克陶縣塔木?卡蘭古鉛鋅礦帶礦床地質和硫同位素特征. 礦床地質, 17(3): 204–214.

祝新友, 汪東波, 衛冶國, 邱小平, 王瑞廷. 2006. 甘肅代家莊鉛鋅礦的地質特征與找礦意義. 地球學報, 27(6): 595–602.

祝新友, 王京彬, 劉慎波, 王艷麗, 韓英, 甄世民, 郭寧寧. 2013. 廣東凡口MVT鉛鋅礦床成礦年代——來自輝綠巖鋯石SHRIMP定年證據. 地質學報, 87(2): 167–177.

祝新友, 王京彬, 劉增仁, 方同輝. 2010. 新疆烏拉根鉛鋅礦床地質特征與成因. 地質學報, 84(5): 104–112.

祝新友, 王艷麗, 甄世民. 2012. 廣東凡口鉛鋅礦典型礦床研究. 北京: 北京礦產地質研究院.

祝新友, 甄世民, 程細音, 原桂強, 楊漢壯, 韓英, 王艷麗. 2017. 華南地區泥盆系MVT鉛鋅礦床S、Pb同位素特征. 地質學報, 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

國家自然科學基金項目(42172086、41572060、41802089)、云南省重大科技專項計劃項目(202102AG050024)、云南省萬人計劃青年拔尖人才項目(YNWR-QNBJ-2019-157)、云嶺學者項目(2014)、云南省礦產資源預測與評價工程研究中心項目(2012)和云南省昆明理工大學創新團隊項目聯合資助。

韓潤生(1964–), 男, 研究員, 博士生導師, 主要從事構造成礦動力學、隱伏礦預測與礦床學研究。E-mail: 554670042@qq.com

張艷(1981–), 女, 教授, 博士生導師, 主要從事礦床學、地球化學研究。E-mail: 78598874@qq.com

P612

A

1001-1552(2023)05-0915-018