構造?流體?成礦耦合機制——以會澤超大型富鍺鉛鋅礦床為例

張 艷, 韓潤生*, 胡體才, 魏平堂, 王 磊

構造?流體?成礦耦合機制——以會澤超大型富鍺鉛鋅礦床為例

張 艷1, 韓潤生1*, 胡體才2, 魏平堂3, 王 磊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. 云南馳宏鋅鍺股份有限公司, 云南 曲靖 655011; 3. 中國冶金地質總局 昆明地質勘查院, 云南 昆明 650024)

以會澤超大型富鍺鉛鋅礦床為例, 在研究該礦床“三位一體”成礦規律的基礎上, 從不同尺度精細刻畫了會澤鉛鋅礦床構造?流體?成礦耦合過程, 完善了鉛鋅超常富集機制: (1)酸性成礦流體(pH<3.6)被陸內構造作用圈閉于川滇黔“三角區”內, 并大量匯聚, 強勁的構造動力驅使其遠距離遷移并不斷從途經地層中萃取成礦物質; (2)深部成礦流體沿斷褶構造帶“貫入”, 經減壓沸騰作用、氣?液分離作用, 進一步濃縮富集, 水?巖相互作用下的鉛鋅水解和白云石化作用使成礦物質再次富集; (3)當盆地中循環的還原性流體進入容礦斷裂時, 氧化性成礦流體和還原性流體混合發生礦質沉淀, 形成富鍺鉛鋅礦床。從宏觀和中觀上看, 會澤鉛鋅礦床形成于構造體制轉換背景下, 并由于構造空間類型、力學性質轉變和構造活動的脈動性使成礦過程具有多階段性; 而且流體反過來影響和改變構造。緩沖溶液作用與絡合物形成、減壓沸騰及重晶石脈形成、多階段主要成礦作用過程, 都是微觀層次上流體?巖石化學反應及成礦元素的輸運?沉淀?富集等作用的具體表現, 均為構造?流體耦合作用的產物。

構造?流體?成礦耦合; 成礦機制; 成礦規律; 會澤超大型富鍺鉛鋅礦; 川滇黔鉛鋅成礦區

0 引 言

熱液礦床的形成通常受多個過程(如構造作用、成礦元素活化和遷移與含礦流體的形成、流體運移與匯聚、沉淀成礦等)的制約, 并且每一個過程又可能有多種因素的影響, 其中構造和流體是最重要的控制因素(翟裕生, 1996): ①在構造控制的熱液成礦系統中, 由于構造變形增加巖石滲透率(Sibson, 1996; Curewitz and Karson, 1997; Holness, 1997), 驅使流體流動匯聚和控制熱液礦床在成礦過程中起重要作用(謝焱石, 2004), 使得構造作用不僅是驅使成礦流體運移和循環的主要動力(Ge and Garven, 1992; 孫雄等, 1998), 而且為成礦流體聚集沉淀提供有利的賦存空間(Mccaffrey et al., 1999; Tsang, 1999); ②成礦過程中流體的作用同樣功不可沒, 作為構造控制成礦作用過程的重要媒介, 流體不僅從礦源區汲取并搬運成礦物質(翟裕生, 1996; 鄧軍等, 2000), 并且可以促進巖石發生構造變形, 在促使成礦物質從分散到富集成礦的過程中也起了重要作用(賈躍明, 1996; 翟裕生, 1996)。因此, 綜合討論構造?流體?成礦過程的耦合作用, 才能全面揭示成礦動力學機制。越來越多的研究者開始將構造變形、流體運移和成礦作用作為一個統一的體系, 研究它們之間的相互作用和耦合關系(翟裕生, 1996; 鄧軍等, 1999, 2000; 譚凱旋等, 2000)。所謂耦合, 是指各作用過程間互為因果、緊密相連(鄧軍等, 2000)。構造與流體的耦合作用, 是指構造與流體間相互作用、相互影響, 共同制約了成礦過程。

流體在三維空間中物理定位規律的研究, 可劃分為宏觀?中觀?微觀3個尺度(鄧軍等, 2000): ①宏觀層次, 立足于代表性成礦帶、礦集區的深入解剖; ②中觀尺度(礦田?礦床?礦體), 從區域流體?巖石的相互作用及構造?流體演化的角度, 探討多種成礦流體系統內部的不混溶過程及其定位機制; ③微觀層次, 流體?巖石化學反應及成礦元素的富集?輸運沉淀等地質化學過程是研究重點。將上述3個不同尺度的研究相結合, 有助于深入認識構造演化、流體活動和成礦作用的耦合效應及機制(鄧軍等, 2004)。

韓潤生等(2014)基于川滇黔鉛鋅多金屬成礦區系列典型礦床的研究, 建立了構造?流體“貫入”成礦模式, 但是, 對于該類鉛鋅礦床在構造?流體耦合作用下的成礦過程還需要精細刻畫。如: 構造如何影響流體運移和沉淀？流體對構造的改造有哪些表現和形式？構造?流體耦合作用下的成礦過程及其形成機理如何闡釋？這些都是急需解答的重要科學問題。本文以滇東北碳酸鹽巖容礦的非巖漿后生熱液型鉛鋅礦床為研究對象, 以會澤富鍺鉛鋅礦床(簡稱會澤鉛鋅礦床)為典型實例, 以構造?流體耦合為主線, 按照宏觀?中觀?微觀的方法體系(鄧軍等, 2004), 重點刻畫該礦床構造?流體?成礦過程, 解釋鉛鋅礦化及圍巖蝕變的分帶特征、疏松多孔狀蝕變白云巖的形成機理、碳酸鹽巖容礦地層中鉛鋅礦化對白云巖的趨向性選擇機制。

1 礦床成礦規律

會澤鉛鋅礦區位于近SN向小江深斷裂與曲靖?昭通隱伏斷裂帶之間, 金牛廠?礦山廠斜沖走滑?斷褶構造帶的北東端(圖1)。礦區內以前震旦系為變質基底、古生界為沉積蓋層, 下石炭統擺佐組(C1)和上震旦統燈影組(Zb)是最主要的賦礦地層。礦區構造主要為礦山廠、麒麟廠、銀廠坡三條NE向壓扭性主干斷裂, 與派生的NE向褶皺構造(礦山廠、麒麟廠、瀾銀廠背斜等)及其NW向羽狀斷層組成斷褶構造。區內海西期玄武巖與成礦無成因聯系。關于礦床地質方面, 已有眾多研究者進行了深入詳細的闡述(張位及, 1984; 陳進, 1993; 張立生, 1998; 周朝憲, 1998; 柳賀昌和林文達, 1999; 韓潤生等, 2001; 黃智龍, 2004; 韓潤生等, 2006, 2012, 2019; Han et al., 2007), 本文不再贅述。

1. 上二疊統峨眉山玄武巖組(P3β); 2. 中二疊統棲霞組?茅口組(P2q+m)灰巖、白云質灰巖夾白云巖, 梁山組(P2l)碳質頁巖和石英砂巖; 3. 石炭系馬平組(C3m)角礫狀灰巖, 威寧組(C2w)鮞狀灰巖, 擺佐組(C1b)粗晶白云巖及白云質灰巖, 大塘組(C1d)隱晶灰巖及鮞狀灰巖; 4. 泥盆系宰格組(D3zg)灰巖、硅質白云巖和白云巖, 海口組(D2h)粉砂巖和泥質頁巖; 5. 寒武系筇竹寺組(?1q)泥質頁巖夾砂質泥巖; 6. 震旦系燈影組(Zbdn)硅質白云巖; 7. 斷裂; 8. 地層界線; 9. 富鍺鉛鋅礦床。

1.1 成礦地質體

成礦地質體指與礦床形成在時間、空間和成因上有密切聯系的地質體, 是主要礦產在主成礦階段空間定位的成礦地質作用的實物載體(葉天竺和薛建玲, 2007; 葉天竺等, 2014)。在厘定會澤超大型富鍺鉛鋅礦床成礦地質體并描述其特征和成因的基礎上, 主要從空間、時間、物源三方面論述該類礦床成礦地質體。

會澤鉛鋅礦床的成礦地質體為控制白云巖蝕變體的斜沖走滑?斷褶帶, 即控制其上盤的中粗晶白云巖和針孔狀粗晶白云巖蝕變體的礦山廠、麒麟廠、銀廠坡斷褶構造。

在空間上, 從礦田尺度來看, 礦山廠、麒麟廠、銀廠坡斷裂為多期活動的斷裂帶, 組成疊瓦狀構造, 分別控制了三個礦床, 形成三條鉛鋅礦化帶, 構成“多”字型構造; 從礦床尺度來看, 礦山廠、麒麟廠礦床分別受到礦山廠、麒麟廠斷裂派生的次級背斜翼部的NE向壓扭性層間斷裂和NW向張扭性斷裂控制。NE向層間壓扭性斷裂帶將主要礦體限制于擺佐組中上部及震旦系燈影組, 為礦床的主要容礦構造。這類構造派生的節理裂隙帶控制了鉛鋅礦脈的展布。除層間構造控制礦體外, 巖層褶曲、巖層產狀急劇變化處控制了平行礦脈。在礦山廠、麒麟廠斷裂上盤分布NW向、NNW向斷裂與礦山廠、麒麟廠導礦斷裂相聯系, 構成了礦床的配礦構造。從淺部到深部, 斷裂的分布密度逐漸減少, 規模逐漸增大, 與鉛鋅礦體空間關系密切。雖然在NW向斷裂中未發現鉛鋅礦體, 但其構造巖均發生了礦化蝕變, 與鋅、鉛等礦化特征的關系比SN向斷裂構造巖更為明顯, 其鉛鋅含量可達0.15%, 而深部NNW向斷裂中有鉛鋅礦脈分布。而且, 在成礦期NW向和NE向斷裂的交匯部位, 礦體局部膨大, 反映了這類構造對成礦的控制作用, 這是配礦構造的典型特征之一。

在時間上, 會澤鉛鋅礦床的成礦時代明顯晚于賦礦的碳酸鹽巖, 該礦床是川滇黔成礦區內成礦年齡定年手段多樣、研究程度較高的礦床之一。其中, 閃鋅礦Rb-Sr等時線年齡為226.0～223.5 Ma(李文博等, 2004a; 黃智龍等, 2004; Yin et al., 2009); 熱液方解石Sm-Nd等時線年齡為226～220 Ma(李文博等, 2004b; 劉峰等, 2005; Li et al., 2006); 王登紅等(2010)也獲得一致的成礦年齡(230～220 Ma); 張長青等(2005)采用黏土礦物K-Ar法確定了該礦床蝕變巖年齡為176.5±2.5 Ma。韓潤生等(2014)獲得四組會澤鉛鋅礦床閃鋅礦Re-Os年齡: ①252 Ma; ②226 Ma;③122 Ma; ④51～50 Ma, 其中①、③、④組年齡可能代表地質熱事件的年齡, 226 Ma年齡與滇東北地區玄武巖型銅礦床濁沸石的40Ar/39Ar坪年齡和等時線年齡(228～226 Ma)(Zhu et al., 2007)一致。因此, 會澤鉛鋅礦床主體的成礦年齡分布于230～220 Ma之間, 即其成礦作用主體上發生于印支晚期, 該成礦期是本區重大成巖成礦事件的作用時期(韓潤生等, 2019)。

在成礦物源方面, 韓潤生等(2019)通過Sr-Nd-Pb、C-H-O-S同位素示蹤、流體包裹體地球化學、構造巖稀土元素地球化學等研究, 認為主要礦質來源于富含Pb、Zn、Ge等元素的褶皺基底(昆陽群、會理群等)和深源, 成礦流體包括深源與盆地兩種來源。礦體賦存于上震旦統燈影組和下石炭統擺佐組的中粗晶蝕變白云巖中。擺佐組灰?灰白色厚層狀中粗晶白云巖與其下伏地層中石炭統大塘組泥質、炭質粉砂巖、頁巖等組合, 是會澤鉛鋅礦床有利的賦礦巖性組合。同時, 賦礦地層上部的中二疊統梁山組為含煤碎屑巖系, 構成了良好的遮擋層。對燈影組而言, 賦礦地層上覆的下寒武統筇竹寺組泥質粉砂巖、頁巖等構成了良好的遮擋層。因此, 會澤鉛鋅礦區存在兩套有利賦礦的硅?鈣面組合, 即: 擺佐組中粗晶白云巖與下伏的大塘組泥質粉砂巖和石英砂巖及其上覆的梁山組含煤層, 燈影組淺灰?灰色中厚層狀硅質白云巖及其上覆的下寒武統筇竹寺組炭泥質粉砂巖、頁巖, 它們均構成良好的儲礦層+遮擋層組合。因此, 會澤鉛鋅礦床的特定巖性組合和后生構造是該類礦床成礦的主要控制因素, 斜沖走滑?斷褶構造作用是最重要的成礦地質要素, 也是該礦床成礦地質體的空間格架; 熱液白云巖蝕變體是構造驅動流體成巖成礦的產物, 為成礦地質體的物質載體, 也是成礦的必要條件和重要的成礦地質要素, 二者組合構成完整的成礦地質體。

1.2 成礦構造系統與成礦結構面

1.2.1 成礦構造系統

根據斷裂構造力學性質、空間形態特征、活動期次、物質成分、應力作用方式和褶皺類型、規模、產狀、形態、空間組合, 以及與區域構造的關系, 認為斜沖走滑?斷褶構造是會澤鉛鋅礦床的成礦構造系統, 可分為斷裂構造亞系統和褶皺構造亞系統, 其中, 褶皺構造亞系統是伴隨斷裂構造亞系統的發生而發展的, 是同一構造應力場控制下應力持續作用的產物。

1.2.2 成礦結構面類型及其控礦特征

截至目前, 會澤鉛鋅礦區內已探明大小不同的礦體300余個, 礦體主要賦存于礦山廠、麒麟廠斷裂上盤擺佐組(C1)中上部的層間斷裂破碎帶內, 多呈似層狀、透鏡狀、囊狀和脈狀。剖面上, 主要礦體呈現“階梯狀”的分布, 垂向延深遠大于走向延長, 產狀較陡(傾角>50°), 具有“緩寬陡窄”的特征。會澤鉛鋅礦田成礦結構面主要有兩類: 斷裂裂隙型和蝕變巖相轉化型。兩類成礦結構面的組合控制了礦體的展布, 斷裂?褶皺系統是在蝕變巖相轉化面基礎上形成和發展的結構面。

(1) 斷裂構造成礦結構面

會澤鉛鋅礦區內, 礦山廠、麒麟廠主斷裂上盤除了發育不對稱次級背斜外, 還發育NE向、近SN向、NW向、NNW向斷裂。斷裂以脆性構造變形為主, 相變較弱。從D3/C1→C1/C1→C1/C2, 層間斷裂構造巖呈規律性的變化: 碎裂巖?碎斑巖、透鏡體化?；瘞r帶→碎裂灰巖帶→構造片巖?透鏡體化?；瘞r、白云質碎裂巖帶。結合斷裂和顯微構造力學性質分析(韓潤生等, 2006), 認為不同方向斷裂發生了復雜的力學性質轉變, “多”字型和“入”字型是主要的構造控礦型式, NE向構造帶是礦區主要的成礦構造體系。

(2) 蝕變巖相轉化成礦結構面

通過麒麟廠礦床1751 m、1571 m、1584 m、1261 m、1031 m中段典型剖面與地表蝕變巖相精細填圖, 從主要賦礦地層(C1)底部到頂部, 蝕變巖?巖相分帶明顯, 反映了礦體主要賦存部位有2個, 分別為: 網脈狀白云石化灰巖帶與米黃色針孔狀塊狀粗晶白云巖帶、鉛鋅礦化?方解石化米黃色針孔狀?塊狀粗晶白云巖帶與黑色細晶灰巖帶之間的蝕變巖相轉化界面。

基于會澤鉛鋅礦區控礦構造精細解剖結果, 典型的成礦結構面有3種控礦構造組合形式: ①同斜斷裂組合式, 如礦山廠、麒麟廠等主控斷裂向SE方向傾斜, 分別控制其上盤層間斷裂帶中的礦體群展布; ②次級背斜陡翼分布的層間斷裂?裂隙式, 主要在蝕變巖相轉化結構面的基礎上發展而成; ③蝕變巖相轉化型, 實為酸?堿物理化學界面, 礦體主要分布于網脈狀白云石化灰巖帶與米黃色針孔狀塊狀粗晶白云巖帶之間、鉛鋅礦化?方解石化米黃色針孔狀?塊狀粗晶白云巖帶與灰色細晶灰巖帶之間的蝕變巖相轉化界面上(圖2), 反映了酸?堿物理化學界面, 酸性流體與堿性環境的碳酸鹽巖發生水?巖作用形成成礦地球化學障, 產生礦物組合分帶。

1. 斷層; 2. 黃鐵礦化; 3. 方解石化; 4. 鉛鋅礦化帶(Sp為主); 5. 鉛鋅礦化帶(Py為主); 6. 白云石化; 7. 灰巖帶; 8. 灰質蝕變殘余; 9. 灰白色粗晶白云巖帶; 10. 針孔狀白云巖帶; 11. 米黃色粗晶白云巖帶; 12. 灰白色礦化粗晶白云巖帶; 13. 白云巖; 14.灰巖; 15. 下石炭統擺佐組; 16. 下石炭統大塘組。礦物代號: Lim. 灰巖; Dol. 白云巖; Cal. 方解石; Py．黃鐵礦; Sp. 閃鋅礦; Gn. 方鉛礦; Ore. 礦體。

1.3 流體成礦作用標志

葉天竺(2014)曾指出, 能夠直接指示礦體賦存位置并對找礦預測具有特殊意義的標志稱為成礦作用特征標志, 即記錄成礦物質遷移沉積過程的宏觀及微觀的特征標志。成礦流體特征及其演化過程是成礦作用特征標志研究的主要內容之一, 也是準確認識礦床成因的關鍵, 間接影響著勘查區找礦預測模型的構建。

1.3.1 礦化分帶特征

礦化分帶性是會澤鉛鋅礦區的一個典型特征(韓潤生等, 2019), 從礦體底板到頂板, 呈現深色閃鋅礦+鐵白云石→褐色?玫瑰色閃鋅礦+方鉛礦+黃鐵礦→黃鐵礦+方解石+白云石的礦物組合分帶規律, 反映了礦物共生分異的特征(張艷等, 2014, 2015; Zhang et al., 2020)。

1.3.2 成礦作用的微觀特征

(1) 主量、微量元素地球化學標志

通過選擇遠離會澤鉛鋅礦區的孫家溝、九龍村2條地層剖面, 采集31件古生代地層樣品(韓潤生等, 2019)。綜合元素分析和前人研究結果, Pb、Zn等成礦元素具有以下特征:

大多數地層的Pb、Zn含量均明顯低于克拉克值或接近于克拉克值, 僅有少數地層如梁山組(P2)、昆陽群麻地組(Pt23)、昆陽群小河口組(Pt23)Pb含量高于克拉克值, 其中小河口組中Zn平均含量達786×10?6, 明顯大于克拉克值(94×10?6)。大多數地層Ag含量低于克拉克值, 只有極少數地層略高于克拉克值; 各地層Ga、Cd含量無明顯異常, In含量低于克拉克值(圖3)。

圖3 區域成礦元素含量變化圖(據韓潤生等, 2019)

各地層成礦元素含量表現出礦區近外圍(降低場)小于區域背景(正常場)和礦床(升高場)的分布規律。由此推測, 變質基底特別是小河口組具有提供Pb、Zn、Ga 成礦物質的潛力, Ag、Ge、Cd、In的部分來源可能與蓋層有關。

(2) 流體包裹體標志

會澤鉛鋅礦區閃鋅礦的原生流體包裹體類型有純氣相(V)(最主要類型)、富液相氣液兩相(L+V)、富氣相氣液兩相(L+V)、純液相(L)、含子礦物多相(L+V+S)及含CO2三相(LCO2+LH2O+VCO2)。流體包裹體均一溫度主要集中于150～220 ℃和200～355℃之間, 鹽度主要集中于2%～4% NaCleqv和14%～18% NaCleqv兩個區間。從成礦早階段到晚階段, 成礦流體演化過程為中高溫?中低鹽度→中低溫?中鹽度→低溫?低鹽度(韓潤生等, 2006, 2016; 張艷等, 2017)。

(3) 同位素組成標志

S同位素分析結果顯示, 方鉛礦、閃鋅礦、黃鐵礦均以富集重硫同位素為特征, 峰值為12‰～16‰, 不同礦物的S同位素組成反映了主要硫源具深源硫和地層硫的特點, 指示成礦流體可能是深源流體與地層中盆地流體混合而成。C-O同位素分析結果顯示, 方解石δ13C<蝕變白云巖δ13C<灰巖δ13C<白云巖δ13C, 方解石δ18O<蝕變白云巖δ18O<灰巖δ18O<白云巖δ18O, 表明成礦流體中碳氧以溶解的海相碳酸鹽巖為主。主要脈石礦物(方解石)中的包裹體δD集中分布于?66.0‰～?43.5‰之間, δ18O=6.44‰～ 10.08‰, 成礦流體δ18OH2O=?2.05‰～10.08‰(平均為7.55‰), δD=?86‰～?43.5‰(平均為?56.3‰), 反映了成礦流體主要來自深源富礦質的混合流體。綜合S、C-O、H-O同位素組成特征顯示, 會澤鉛鋅礦床在成礦過程中發生了流體混合作用(Zhang et al., 2017)。硫化物礦石、熱液方解石87Sr/86Sr預示礦床具混合Sr的特征, 礦質主要來自于昆陽群基底和深源(韓潤生等, 2006; 張艷, 2016)。礦石Pb同位素組成較穩定, 大部分落入島弧鉛和克拉通化地殼鉛范圍, 少部分落在大洋火山巖鉛的范圍(張艷, 2016)。

2 構造?流體耦合作用

熱液成礦作用是一個長期發展演化的過程, 在該過程中, 構造和流體是其中主要的控制因素, 兩者的耦合作用是成礦的關鍵。本文將從以下四個方面論述會澤鉛鋅礦區構造?流體間的耦合作用。

2.1 構造分級控礦規律

韓潤生等(2019)通過不同尺度構造解析, 提出了構造分級控礦/成礦模式: ①陸內斜向走滑構造系統控制川滇黔成礦區的展布格局; ②斜沖走滑?斷褶帶、斜落走滑?斷褶帶、主走滑?斷褶帶分別控制滇東北、黔西北、川西南3個富鍺鉛鋅礦集區分布格局; ③NE向斷褶構造帶控制滇東北8條成礦亞帶、NW向斷褶構造帶控制黔西北2條成礦亞帶、NNW向?近SN向斷褶帶控制川西南4條成礦亞帶(韓潤生等, 2012)的形成和分布; ④斷褶構造組合控制了富鍺鉛鋅礦田呈斜列式展布; ⑤主斷裂帶和其上升盤的次級背斜、層間斷裂裂隙帶及構造虛脫空間控制了礦床(體)的形態和產狀; ⑥次級斷裂(層間斷裂帶)控制礦體(脈)。因此, 東川?鎮雄斷褶帶控制了會澤、雨祿、待補等鉛鋅礦床在內的會澤富鍺鉛鋅礦田; 礦山廠、麒麟廠、銀廠坡斜沖斷層和上盤褶皺(斷褶構造)分別控制了會澤礦山廠、麒麟廠大型富鍺鉛鋅礦床及銀廠坡中型富鍺鉛鋅礦床; 礦山廠、麒麟廠、銀廠坡斜沖斷層上盤的蝕變白云巖中, NE向左行壓扭性層間斷裂帶直接控制了富厚礦體的展布(韓潤生等, 2014)。

2.2 構造作用驅使流體運移

熱液礦床的形成需要大量流體, 而流體的運移需要包括地勢差、巖石變形、熱梯度及熱異常等多種驅動力。這些流體驅動力與構造環境及過程有密切關系(池國祥和林舸, 2015)。成礦流體的流動方向、速度、路徑以及礦物的溶解和沉淀, 都與構造巖漿作用和不同構造背景下的構造應力密切相關(Fyfe et al., 1978; Fyfe, 1994; Deming, 1994; Green, 1995; Cathles and Adams, 2005; Cox, 2005; Lin et al., 2006; Zhang et al., 2006; Zhu et al., 2014)。流體壓力狀態、熱場及地勢差的組合, 決定了壓性構造環境的流體以向上運動為主, 如造山型成礦系統; 而張性構造環境的流體以對流為主, 如VMS和SEDEX成礦系統。造山作用導致的地勢差及水平擠壓作用產生的超壓, 可以驅使流體側向遷移數百千米, 如MVT成礦系統(池國祥和林舸, 2015)。雖然目前對于川滇黔多金屬成礦區內鉛鋅礦床的大地構造背景尚有爭議, 如產于大陸邊緣造山弧后伸展環境(毛景文等, 2005)、南部大陸邊緣構造帶(裴榮富, 2005)、地幔柱成礦體系地幔柱?熱點成礦系統(侯增謙等, 1998)、揚子板塊與蘭坪?思茅陸塊碰撞、印支期印支陸塊與揚子板塊碰撞(韓潤生等, 2014)等觀點, 但對于區內鉛鋅礦床形成與大規模流體運移有關已基本達成共識(王獎臻等, 2001, 2002; 涂光熾, 2002; 黃智龍等, 2004; 裴榮富, 2005)。

研究認為, 在印支期NE-SW向構造應力作用的強烈驅動下, 流體從南東至北西沿變質基底與古生界間的不整合面及斷裂帶發生大規模運移, 沿途不斷萃取中元古界基底地層(如昆陽群或會理群)中的大量Pb、Zn等成礦元素(韓潤生等, 2006), 形成富CO2中高溫?低鹽度?酸性?氧化性流體。該流體流動模式是以不整合面和深大斷裂為通道的渠道化流動, 此時構造驅動力強勁, 流體流速較快, 在圍巖中幾乎不能進行滲透運移, 熱液與圍巖接觸面積和時間均有限, 主要在不整合面和斷裂構造兩側形成有限的線狀白云石化帶。

2.3 構造體制轉換及其類型的變化控制流體成礦作用發生

流體物理化學參數受構造體制轉換的制約而發生臨界轉換, 常常是大型?超大型礦床形成的必要前提(鄧軍等, 1998, 2001; Sibon, 2000; 翟裕生和呂古賢, 2002)。構造不僅是熱液礦床的主要控礦因素, 而且還控制或影響著區域的各類地質作用。翟裕生和呂古賢(2002)認為, 構造應力場轉換可能是成礦臨界轉換中起根本作用的因素。例如, 不同構造環境可導致不同性質的流體活動, 發育不同類型的成礦系統。同時, 由于構造驅動作用對流體成礦過程的影響(鄧軍等, 2004),同一礦田內, 甚至同一斷裂帶內, 因所處構造部位不同, 成礦溫壓條件不同, 流體性質與礦化反應會發生一系列相應變化, 從而直接影響流體成礦過程的物理?化學性質和地質特征(楊巍然和張文淮, 1996; 徐九華等, 1998)。印支運動是研究區地質歷史發展史上的重要轉折點, 不僅結束了川滇黔地區長期以來的海相沉積史, 開始了廣泛的陸相湖盆沉積, 還形成了區域性的隆起和凹陷, 會澤鉛鋅礦床正是形成于這一構造體制轉換背景下(韓潤生等, 2019)。

構造空間類型的變化影響流體成礦過程。流體主要有兩種運動方式: 在孔隙介質中運動和在斷裂裂隙介質中運動。在孔隙和斷裂中, 流體運動空間類型的不同, 不同程度地改變著內壓力、密度、氧逸度、CD值、鹽度、成礦壓力等流體性質和成礦環境, 最終影響到礦質的沉淀條件(賈斌和毋瑞身, 2004)。在滇東北地區, 深部熱流體從南東至北西的向淺部運移過程中, 伴隨著酸性流體萃取作用、氣?液相流體分異作用, 逐漸形成以鉛、鋅氯絡合物為主的中高溫?酸性、富含Pb、Zn、Ge等元素的富礦流體。當構造動力減弱甚至消失時, 因構造釋壓, 成礦流體沿NE向斷褶帶“貫入”于次級背斜翼部的層間斷裂帶時, 熱液沿著壓力降低的方向迅速運移, 即沿著斷裂空間充填和貫入。此時, 流體在斷裂帶間流動, 產生雙擴散對流(熱擴散和物質擴散的雙重擴散作用, 引起流體對流運動)。同時, 來自三疊紀紅層盆地中的低溫?中高鹽度的還原性盆地鹵水下滲對流, 其密度變化的最大的區段大致在深度12～25 km區間, 在相對開放的斷裂疏導體系中, 壓力變化趨向于靜水壓力, 這時對流可以達到較深部位(胡文宣等, 2001)。當盆地鹵水和來自深部的成礦流體混合時(Zhang et al., 2019a), 減壓沸騰和混合反應導致鉛鋅沉淀成礦, 形成以似層狀為主且延深大的柱狀礦體群。沉淀的硫化物將堵塞大部分斷裂通道, 熱液流動模式變成以多孔介質滲流為主, 流體流速較慢, 流體的運動服從達西定律, 熱液與圍巖接觸面積和時間充分, 此時, 交代作用直接影響熱液滲流與成礦(Wu et al., 2017)。富礦流體鉛鋅沉淀產生的酸加劇了蝕變作用, 生酸的鉛鋅沉淀反應和耗酸的熱液白云石化蝕變反應相互促進和制約, 直至一方消耗殆盡或平衡。在控礦構造兩盤形成線狀、不規則帶狀展布的(鐵)白云石化等熱液蝕變產物, 橫向上的蝕變作用由礦脈向外有強弱之分。早階段流體以雙擴散方式對流為主, 主要形成脈狀和塊狀礦石; 晚階段流體則以多孔介質滲流方式為主, 形成浸染狀礦石。因此, 構造空間類型和力學性質的變化, 對于熱液交代形成鉛鋅礦體和蝕變白云巖至關重要, 并且促使硫化物沉淀于多個成礦階段。

2.4 流體影響和改變構造

流體決定了地殼中物質和能量的運動和交換, 在很大程度上直接影響和控制著地殼內部的巖漿作用、變質作用、構造作用和成礦作用等地質過程, 以及地質動力學機制與演化(賈躍明, 1996)。流體還直接或間接參與構造作用, 在構造演化中扮演了重要角色, 其對構造的改造主要體現在以下幾個方面: ①影響甚至改變巖石的變形機制: 流體的存在必然對巖石產生物理破壞作用和化學溶解作用, 從而改變巖石的性質, 決定巖石變形特點(楊巍然和張文淮, 1996), 對巖石的變形過程進行控制(Wintsch et al., 1995; Tobin et al., 2001; 劉俊來等, 2001); ②促進構造發生、發展和變化: 水溶解作用、應力腐蝕、壓力溶解、揮發分逃逸、流體引起的蝕變和相變、熱流體運移和循環、流體超壓等, 都對構造的形成、發展和變化起著積極作用(Atkinson, 1984; Fyfe and Kerrick, 1985; Newton, 1990; Lysak, 1992; 鄧軍等, 2004;康冬菊和安生婷, 2016); ③流體成分的變化亦會影響巖石物性, 導致構造類型的力學差異(Wawrzyniec et al., 1999)?？傊? 流體通過改造構造并與圍巖發生水?巖作用, 使巖石力學性質和物性邊界條件發生變化, 從而使成礦物質在有利的構造中沉淀富集。

3 主要成礦作用過程及其形成機理

成礦作用是一個復雜的動力學系統。構造?流體的時?空演化軌跡, 實質上就是礦質活化、遷移、聚集定位, 即礦床形成的過程(鄧軍等, 2000)。在成礦過程中, 構造作用控制著成礦系統演化的進程, 而流體則是成礦物質活化、運移的載體。由于成礦流體的運動, 才使得溶解、攜帶其中的礦物質得以富集, 從而促使成礦作用得以持續不斷地進行(郭濤等, 2008)。在闡述宏觀與中觀尺度的構造?流體耦合作用的基礎上, 現聚焦微觀尺度, 探討構造?流體耦合過程中的成礦作用過程。

3.1 緩沖溶液作用與鉛鋅絡合物形成

碳酸鹽巖地層在含鉛鋅熱液流體的運移與沉淀中起著至關重要的作用(張艷等, 2016)。在熱液流體中, 通常會溶解一些酸性氣體組分, 如CO2、HCl、H2S等, 而使流體呈酸性, 這在流體包裹體測溫和氣相成分中已經得到證實。CO2溶于流體中形成H2CO3, 成礦流體運移經過碳酸鹽巖地層時, 少量溶解的碳酸氫根與流體中的H2CO3形成緩沖對。此時, 碳酸鈣溶解消耗的H+完全可由H2CO3電離補足。因此, 流體可以始終維持在酸?弱酸下, 發生如下反應:

CO2+H2O=H2CO3

H2CO3?H++HCO3?

CaCO3+CO2+H2O?Ca2++2HCO3?

前人研究表明, 成礦流體中H2CO3和H+濃度受到CO2含量的影響, 從而控制了流體的pH值, 進一步影響了鉛鋅絡合物的存在形式和搬運方式(張連昌等, 1999; 盧煥章, 1999; 葉霖等, 2000)。溫度和壓力是決定流體中CO2含量的主要因素。當其他條件不變時, 溫度越高, CO2溶解度越小, 反之, 則越大; 壓力越大, CO2溶解度越大, 反之, 則越小。在流體從深部向淺部運移過程中, 其溫度、壓力變化是比較復雜的。朱東亞等(2012)應用CO2-H2O-CaCO3-NaCl模型進行了計算, 結果表明, 深部流體活動過程中CO2是一直飽和的, 或者運移到地下一定深度后開始處于飽和狀態, 該計算結果與Duan and Li (2008)的基本認識一致, 即CaCO3溶解度隨CO2含量、流體鹽度、壓力增加及溫度減小而增加。當流體從深部向淺部運移過程中, 流體將一直處于CO2飽和的酸性狀態, 鉛鋅的硫化物無法沉淀析出, 成礦流體能夠運移很遠距離, 并不斷從所經過的地層中萃取成礦物質形成鉛鋅絡合物(張艷等, 2016):

Zn2++Cl(aq)?=(ZnCl)2?n

Pb2++Cl(aq)?=(PbCl)2?n

3.2 構造驅使流體運移與重晶石?方解石?赤鐵礦組合形成

中高溫酸性氧化性流體進入斷褶帶的主斷裂帶中(高氧逸度), 流體中的SO42?與Ba2+反應形成重晶石脈:

Ba2++SO42?=BaSO4↓

當流體中同時含有還原硫時, 可沉淀出部分鉛鋅硫化物沉淀。事實上, 來源于深源的酸性流體中金屬離子無法與大量還原硫共存, 加之主斷裂中一般氧逸度較高, 此時的硫主要以非還原硫形式存在。因此, 在主斷裂帶中難以形成一定規模的礦體。

在高氧逸度條件下, 流體中部分Fe2+被氧化成Fe3+, 生成赤鐵礦:

4Fe2++4H2O+O2=2Fe2O3↓+8H+

地層中的黃鐵礦也可能水解形成赤鐵礦:

4FeS2+8H2O+Ba2++SO42?=2Fe2O3↓+BaSO4↓+16H++8S2?+O2↑

同時, 由于壓力突然釋放, CO2逃逸, 流體中CO2含量減少, CaCO3溶解度降低, 將沉淀出方解石(Duan and Li, 2008; 朱東亞等, 2012), 這與王磊(2016)發現會澤孫家溝礦山廠斷裂帶內重晶石與方解石共生的現象是一致的。

因此, 該階段形成赤鐵礦+重晶石+方解石(酸性、氧化)的礦物組合。

3.3 鉛鋅多階段成礦作用機理

富礦流體在構造應力作用下繼續運移, 當遇到NE向的層間壓扭性斷裂時流體“貫入”其中, 發生減壓沸騰, 成礦流體濃縮富集或導致部分鉛鋅硫化物沉淀。在層間壓扭性斷裂帶中, 流體與碳酸鹽巖有充分的時間和面積相互作用, 有限的H2CO3電離無法再維持流體的酸性, 同時鈣質和鈣鎂質碳酸鹽巖與酸性流體反應形成鐵碳酸鹽化, 發生氣?液相分異作用, 使熱液pH值升高, 富礦流體進一步富集:

CaCO3+2H+=Ca2++CO2↑+H2O

CaMg(CO3)2+4H+=Ca2++Mg2++2CO2↑+2H2O

2Ca2++Mg2++Fe2++4CO2+4H2O=CaMg(CO3)2+

CaFe(CO3)2(鐵白云石)↓+8H+

Ca2++Fe2++2CO2+2H2O=CaFe(CO3)2(鐵方解石)↓+4H+

在較高溫度和較低pH值環境下, Pb、Zn被白云巖富集。當酸性中高溫流體進入壓扭性斷裂后, 停留時間較長, 由于pH值較低(張艷等, 2017), 可溶解沉積成巖期形成的灰質細晶白云巖或白云質灰巖。由于碳酸鈣比碳酸鎂更易溶解, 原來致密光滑的巖石表面因大量碳酸鈣和少量碳酸鎂的溶蝕而變得疏松多孔(Zhang et al., 2019b)。經過水?巖反應后, 流體pH值升高至6左右(Zhang et al., 2019b)。據Calugaru et al. (2016)的實驗結果, 初始pH>6時, 碳化后白云石去除污水中Zn的能力是未碳化時的7倍, 其原因是碳化后的白云石變得堅硬而多孔, 水?巖反應后被溶蝕的白云石在結構上與其相似。因此, 當含金屬流體未與還原硫相遇時, 白云石可通過吸附、沉淀、離子交換等方式將重金屬保存在其顆粒表面。由于鉛鋅硫化物具有更小的沉淀平衡常數(Ksp), 還原硫的加入將使閃鋅礦、方鉛礦沉淀。

水?巖反應使流體pH值升高, Fe2+水解為白色的Fe(OH)2膠體:

Fe2++2H2O=Fe(OH)2↓+2H+

由于滲透作用和表面化學反應作用, Fe(OH)2膠體主要沿巖石的節理裂隙充填。白云巖節理裂隙越發育, Fe(OH)2膠體越容易充填進去, Fe(OH)2膠體氧化后變為紅色的Fe(OH)3膠體(脫水后生成赤鐵礦),

4Fe(OH)2+2H2O+O2=4Fe(OH)3↓

2Fe(OH)3=Fe2O3↓(赤鐵礦)+3H2O

同時, 地層中的黃鐵礦也可能水解形成赤鐵礦,

4FeS+4H2O+O2=2Fe2O3↓(赤鐵礦)+8H++4S2?

這些散布于白云巖節理裂隙中的赤鐵礦形成肉紅色白云巖, 并為隨后的鉛鋅硫化物沉淀提供部分S源。氧化?還原反應導致成礦發生于肉紅色粗晶白云巖與米黃色粗晶白云巖交互帶的米黃色白云巖一側。

與此同時, pH值升高也促使Pb、Zn水解

氫氧化物脫水形成氧化物:

上述水解反應生成大量H+繼續溶解碳酸鹽巖, 因此, 生酸的水解作用與耗酸的水?巖相互作用此消彼長, 循環往復, 導致規模較大的蝕變甚至喀斯特化(Pirajno, 1992), 并形成次生碳酸鹽礦物(Misra, 2000)。在川滇黔成礦域表現為較大規模的圍巖蝕變, 生成大量的熱液白云石(HTD)(文德瀟等, 2014), 直至成礦流體中的金屬離子通過水解完全沉淀或二者間達到平衡, 此時的成礦流體應接近中性(Robb, 2005)。

根據礦床的典型地質特征、礦石組構、礦物共生組合及礦脈的穿插關系等特征, 鉛鋅礦床的成礦過程在熱液成礦期形成。進一步劃分成四個成礦階段: 重晶石?鐵白云石?鐵方解石?黃鐵礦?深褐色閃鋅礦階段(Ⅰ)、深棕色閃鋅礦?方鉛礦階段(Ⅱ)、方鉛礦?褐色/淡黃色閃鋅礦階段(Ⅲ)、黃鐵礦?白云石?方解石階段(Ⅳ)(Zhang et al., 2020), 均為構造?流體耦合作用的產物。

(1) 成礦第Ⅰ階段

在成礦初始階段, 熱液流體溫度相對較高, pH值較低, 成巖期形成的黃鐵礦發生重結晶作用, 變成粗晶黃鐵礦。

閃鋅礦和方鉛礦有先后沉淀順序(Zhang et al., 2020), 這是多因素共同作用的結果。當含礦熱液在構造驅動下運移至容礦構造(層間破碎帶)時, 由于物理化學條件改變(、pH、logO2、logS2、log), 鉛鋅絡合物的溶解度降低, 導致絡合物分解, 鉛鋅硫化物沉淀。溶解度等值線表明閃鋅礦溶解度大于方鉛礦, 也就是說當溶液中Pb、Zn濃度大致相同時, 方鉛礦應早于閃鋅礦析出(張艷等, 2015); 而在氧逸度、硫逸度相圖中, 閃鋅礦形成所需的logO2、logS2最低, 其次依次是方鉛礦、黃鐵礦, 這使得閃鋅礦早于方鉛礦沉淀(張艷等, 2014)。因此, 在熱液流體中, 硫逸度和鉛鋅比例是控制沉淀順序的關鍵因素。

一般而言, 礦液中Zn2+離子濃度遠高于Pb2+離子濃度。中國的沉積巖容礦型鉛鋅礦床相對富Pb, 其鉛鋅比一般在2∶1～4∶1之間(涂光熾, 1984); 大部分MVT礦集區均相對富Zn, 其Zn/(Zn+Pb)>0.5, 而Missouri東南部的Zn/(Zn+Pb)<0.1(Leach et al., 2005, 2010); 大部分SEDEX(CD)礦床也相對富Zn, 其Zn/(Zn+Pb)值平均為0.7, 除了Mount Isa 和Sullivan礦床外, 它們的Pb、Zn含量大致相等(Large et al., 2005)。由于存在含量上的懸殊, 表明控制礦物沉淀的主要因素是硫逸度而非絡合物溶解度。當所需的硫逸度條件達到時, 閃鋅礦將最先沉淀。因此, 在大部分富Zn的鉛鋅礦床中, 閃鋅礦早于方鉛礦沉淀。

會澤鉛鋅礦床中鉛鋅比約為2∶1(胡彬和韓潤生, 2003), 因此閃鋅礦將最先沉淀, 流體中碳酸鹽表面鋅的氫氧化物和氧化物很容易轉化為硫化物(Zhang et al., 2019b), 反應式為:

Zn(OH)2+H2S(aq)=ZnS↓+2H2O

ZnO(s)+H2S(aq)=ZnS↓+H2O

或

Zn(OH)2+HS?=ZnS↓+H2O+OH?

ZnO(s)+HS?=ZnS↓+OH?

未水解或吸附在白云巖表面的鋅氯絡合物也與H2S或HS?反應生成硫化物沉淀:

(ZnCl)2?n+H2S(aq)=ZnS↓+2H++Cl?

(ZnCl)2?n+HS(aq)?=ZnS↓+H++Cl?

這種方式極大地提高了金屬成礦率。

含礦流體同時交代了沉積期形成的黃鐵礦, 形成閃鋅礦晶體中包含黃鐵礦的包含結構, 釋放H2S, 為硫化物的進一步沉淀提供部分S源, 反應式如下:

2(PbCl)2?n+2FeS2+2H2O=2PbS+2(–2)Cl?+

2FeCl2+2H2S+O2

2(ZnCl)2?n+2FeS2+2H2O=2ZnS+2(–2)Cl?+

2FeCl2+2H2S+O2

由于弱堿性條件下黃鐵礦沉淀所需的金屬離子活度和硫氫根離子活度都與閃鋅礦非常相近, 卻未達到黃鐵礦沉淀所需的logO2、logS2, 而Fe2+與Zn2+半徑非常接近, 可發生類質同象置換, 流體中的大量Fe2+較易進入閃鋅礦晶格, 因而此階段形成的閃鋅礦顏色很深。

該階段形成粗晶黃鐵礦+少量深褐色閃鋅礦的礦物組合。

(2) 成礦第Ⅱ階段

成礦第Ⅱ階段, 鉛鋅硫化物總是與熱液白云石(HTD)共生, 主要是因為較高的CO32?濃度和溫度是熱液體系中能有效促進白云石化的關鍵因素(Jacquemyn et al., 2014; Monteshernandez et al., 2014)。Monteshernandez et al. (2014)的實驗也表明, 在較高CO32?濃度、200～300 ℃條件下可發生白云石化, 即從富鎂方解石或含鎂熱液交代方解石轉變成白云石。

當閃鋅礦開始大量沉淀時, 其沉淀反應為生酸過程, 圍巖中的灰巖或白云巖溶解于酸中(耗酸過程), 流體的CO2增大并含大量Fe2+、Mg2+, 使白云石被交代形成鐵白云石。

所以, 近礦圍巖通常發育強烈的鐵白云石化。也正是因為這樣的生酸和耗酸過程基本達到平衡, 才使得流體pH值能夠一直維持在弱堿性條件, 導致硫化物不斷析出和圍巖發生強烈蝕變。隨后, 熱液中Fe2+濃度降低, 越來越難進入閃鋅礦晶格中, 使得形成的閃鋅礦顏色逐漸變淺。閃鋅礦顏色變化、環帶結構及含量的變化, 就是流體多階段沉淀過程的實證。

溫度進一步降低, logO2逐漸升高, 盡管logS2有所降低, 但溫度下降使礦物沉淀所需達到的logS2降低幅度更大(如=473 K時, 閃鋅礦形成需要的logO2≥?69.9, logS2≥?49.8;=423 K時, 閃鋅礦形成需要的logO2≥?79.1, logS2≥?54.8), 達到了方鉛礦沉淀所需的氧逸度、硫逸度條件, 方鉛礦隨之沉淀, 該階段形成棕色閃鋅礦+方鉛礦+鐵白云石的礦物組合。

(3) 成礦第Ⅲ階段

隨著鉛鋅硫化物沉淀和流體性質的演變, 由于Zn在前一階段的大量沉淀, 使其在流體中的濃度減小, 并且隨著流體向上向外運移, logO2增大, 使Zn易以離子形式隨流體運移, 此時方鉛礦成為該階段的主要礦物。上一階段中, 鐵白云石的形成消耗了流體中的大量鎂, 使流體中Ca2+/Mg2+值增大, 不再易于形成鐵白云石, 而是析出方解石(生酸過程):

Ca2++CO2+H2O=CaCO3+2H+

方鉛礦的沉淀也主要為生酸過程:

Pb(OH)2+H2S(aq)=PbS↓+2H2O

PbO(s)+H2S(aq)=PbS↓+H2O

或

Pb(OH)2+HS?=PbS↓+H2O+OH?

PbO(s)+HS?=PbS↓+OH?

未水解或吸附在白云巖表面的鉛氯絡合物也與H2S或HS?反應生成硫化物沉淀:

(PbCl)2?n+H2S(aq)=PbS↓+2H++Cl?

(PbCl)2?n+HS(aq)?=PbS↓+H++Cl?

該階段形成了方鉛礦+淺褐色?淡黃色閃鋅礦+方解石的特征礦物組合。

(4) 成礦第Ⅳ階段

當最終達到黃鐵礦沉淀需要的logS2時, 大量黃鐵礦從熱液中析出, 形成細粒的黃鐵礦。由于前一階段方解石的析出使流體中Ca2+/Mg2+值減小, 此時可析出方解石和白云石。

本階段形成細晶黃鐵礦+方解石+白云石的礦物組合。

水平分帶、垂向分帶的原理基本相同。由于中心處的logO2低, 易形成單鋅或多鋅少鉛的礦物組合。而外側logO2高, 易形成多鉛少鋅甚至單鉛的礦物組合。

綜上所述, 會澤鉛鋅礦床微觀層次的流體?巖石化學反應, 以及成礦元素的富集?輸運沉淀等地質化學過程, 主要表現在緩沖溶液作用與絡合物的形成, 減壓沸騰作用與重晶石、方解石、赤鐵礦的形成, 以及多階段成礦中不同礦物組合和圍巖蝕變的形成, 這些過程都是構造?流體耦合作用的產物。

4 結 論

研究表明, 會澤礦床是構造與流體成礦耦合作用的產物。該研究對深化滇東北富鍺鉛鋅礦集區乃至川滇黔鉛鋅多金屬成礦區成礦作用研究及指導深部找礦均具有重要意義。

(1) 會澤鉛鋅礦床的成礦地質體為控制白云巖蝕變體的斜沖走滑?斷褶帶, 成礦構造系統為斜沖走滑?斷褶構造, 成礦結構面為斷裂構造與蝕變巖相轉化界面, 流體成礦作用標志包括典型的礦化蝕變分帶、特征的流體包裹體巖相學和溫度鹽度及同位素組成特征。

(2) 該礦床構造?流體耦合作用明顯, 在走滑?斷褶構造作用下, 圈閉的酸性成礦流體發生遠距離遷移, 并不斷從途經地層中萃取成礦物質, 并因控礦構造類型、性質的變化使成礦過程具有多階段性; 流體反過來影響甚至改變巖石的變形機制、促進構造發生、發展和變化, 通過影響巖石物性而導致構造類型的力學差異。

(3) 緩沖溶液作用與絡合物形成、流體運移與重晶石?方解石?赤鐵礦形成、多成礦階段的主要成礦作用過程, 均是微觀層次構造?流體耦合作用的產物, 水?巖反應、成礦流體輸運?沉淀?富集為其具體表現。

致謝:中國科學院地質與地球物理研究所張寶林研究員和中國地質科學院地質力學研究所韋昌山研究員仔細審閱了本文并提出了很多寶貴意見, 謹致謝忱！

陳進. 1993. 麒麟廠鉛鋅硫化礦礦床成因及成礦模式探討. 有色金屬礦產與勘查, 2(2): 85–90.

池國祥, 林舸. 2015. 成礦流體動力學與大地構造環境的關系(英文). 大地構造與成礦學, 39(3): 402–412.

鄧軍, 呂古賢, 楊立強, 郭濤, 方云, 舒斌. 1998. 構造應力場轉換與界面成礦. 地球學報, 19(3): 21–27.

鄧軍, 孫忠實, 王建平, 楊立強, 王慶飛. 2001. 動力系統轉換與金成礦作用. 礦床地質, 20(1): 71–77.

鄧軍, 王慶飛, 黃定華. 2004. 成礦流體輸運物理機制研究的關鍵難題與方法體系. 地球科學進展, 19(3): 393–398.

鄧軍, 楊立強, 翟裕生. 2000. 構造?流體?成礦系統及其動力學的理論格架與方法體系. 地球科學, 25(1): 71–78.

鄧軍, 翟裕生, 楊立強, 楊軍臣, 方云, 萬麗, 王建平, 丁式江. 1999. 剪切帶構造?流體?成礦系統動力學模擬. 地學前緣, 6(1): 116–128.

郭濤, 鄧軍, 呂古賢, 孫之夫. 2008. 焦家金礦床成礦流體運移的通道、方式及驅動機制. 地球學報, 29(1): 81–88.

韓潤生, 陳進, 黃智龍, 馬德云, 薛傳東, 李元, 鄒?？? 李勃, 胡煜昭, 馬更生, 黃德鏞, 王學琨. 2006. 構造成礦動力學及隱伏礦定位預測——以云南會澤超大型鉛鋅(銀、鍺)礦床為例. 北京: 科學出版社: 1–183.

韓潤生, 胡煜昭, 王學琨, Hou B, 黃智龍, 陳進, 王峰, 吳鵬, 李波, 王洪江. 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, 李波, 倪培, 邱文龍, 王旭東, 王天剛. 2016. 閃鋅礦流體包裹體顯微紅外測溫及其礦床成因意義——以云南會澤超大型富鍺銀鉛鋅礦床為例. 吉林大學學報(地球科學版), 46(1): 91–104.

韓潤生, 劉叢強, 黃智龍, 陳進, 馬德云, 李元. 2001. 論云南會澤富鉛鋅礦床成礦模式. 礦物學報, 21(4): 674–680.

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, 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, 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.

侯增謙, 李紅陽. 1998. 試論幔柱構造與成礦系統: 以三江特提斯成礦域為例. 礦床地質, 17(2): 97–113.

胡彬, 韓潤生. 2003. 毛坪鉛鋅礦構造控礦及找礦方向. 云南地質, 22(3): 295–303.

胡文宣, 孫睿, 張文蘭, 孫國曦. 2001. 金礦成礦流體特點及深?淺部流體相互作用成礦機制. 地學前緣, 8(4): 281–288.

黃智龍, 陳進, 韓潤生, 李文博, 劉叢強, 張振亮, 馬德云, 高德榮, 楊海林. 2004. 云南會澤超大型鉛鋅礦床地球化學及成因兼論峨眉山玄武巖與鉛鋅成礦的關系. 北京: 地質出版社: 1–214.

賈斌, 毋瑞身. 2004. 構造?流體耦合關系對水上亞系統金礦成礦環境的影響. 地球化學, 33(2): 197–207.

賈躍明. 1996. 流體成礦系統與成礦作用研究. 地學前緣, 3(4): 253–258.

康冬菊, 安生婷. 2016. 構造應力?流體壓力耦合研究進展及其在頁巖中的特殊性. 工程地球物理學報, 13(4): 538–545.

李文博, 黃智龍, 陳進, 韓潤生, 張振亮, 許成. 2004a. 會澤超大型鉛鋅礦床成礦時代研究. 礦物學報, 24(2): 112–116.

李文博, 黃智龍, 王銀喜, 陳進, 韓潤生, 許成, 管濤, 尹牡丹. 2004b. 會澤超大型鉛鋅礦田方解石Sm-Nd等時線年齡及其地質意義. 地質論評, 50(2): 189–195.

劉峰. 2005. 云南會澤大型鉛鋅礦床成礦機制及鍺的賦存狀態. 北京: 中國地質科學院碩士學位論文: 1–122.

劉俊來, 馬立杰, 崔迎春, 關會梅, Weber K, Walter J. 2001. 上地殼環境中的流體作用與灰巖的脆?韌性轉變. 地學前緣, 8(3): 171–176.

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, Guha J, 方根保. 1999. 山東玲瓏金礦的成礦流體特征. 地球化學, 28(5): 421–437.

毛景文, 李曉峰, 李厚民, 曲曉明, 張長青, 薛春紀, 王志良, 余金杰, 張作衡, 豐成友. 2005. 中國造山帶內生金屬礦床類型、特點和成礦過程探討. 地質學報, 79(3): 342–372.

裴榮富, 李進文, 梅燕雄. 2005. 大陸邊緣成礦. 大地構造與成礦學, 29(1): 24–34.

孫雄, 洪漢凈, 馬宗晉. 1998. 構造應力作用下流體運動的動力學分析——構造流體動力學. 地球學報, 19(3): 150–157.

譚凱旋, 謝焱石, 郭定良. 2000. 構造?流體?成礦體系的耦合動力學: 以湘西金礦為例. 礦物巖石地球化學通報, 19(4): 241–243.

涂光熾. 1984. 中國層控礦床地球化學(第一卷). 北京: 科學出版社: 1–354.

涂光熾. 2002. 我國西南地區兩個別具一格的成礦帶(域). 礦物巖石地球化學通報, 21(1): 1–2.

王登紅, 陳鄭輝, 陳毓川, 唐菊興, 李建康, 應立娟, 王成輝, 劉善寶, 李立興, 秦燕, 李華芹, 屈文俊, 王彥斌, 陳文, 張彥. 2010. 我國重要礦產地成巖成礦年代學研究新數據. 地質學報, 84(7): 1030–1040.

王獎臻, 李朝陽, 李澤琴, 李葆華, 劉文周. 2002. 川、滇、黔交界地區密西西比河谷型鉛鋅礦床與美國同類型礦床的對比. 礦物巖石地球化學通報, 21(2): 127–132.

王獎臻, 李朝陽, 李澤琴, 劉家軍. 2001. 川滇地區密西西比河谷型鉛鋅礦床成礦地質背景及成因探討. 地質地球化學, 29(2): 41–45.

王磊. 2016. 滇東北會澤超大型鉛鋅礦床礦質和成礦流體來源. 昆明: 昆明理工大學碩士學位論文: 1–96.

文德瀟, 韓潤生, 王峰, 賀姣姣, 邱文龍, 夏顏樂, 陳隨海, 倪爾建. 2014. 云南會澤超大型鉛鋅礦床HTD白云巖的厘定及其形成機制. 巖石礦物學雜志, 33(6): 1086–1098.

謝焱石. 2004. 構造?流體?成礦體系的復雜性及其動力學研究. 廣州: 中國科學院廣州地球化學研究所博士學位論文: 1–144.

徐九華, 謝玉玲, 申世亮. 1998. 熱液金礦床控礦斷裂性質與成礦流體的物理化學. 地球學報, 19(2): 91–96.

楊巍然, 張文淮. 1996. 構造流體——一個新的研究領域. 地學前緣, 3(3): 125–131.

葉霖, 劉鐵庚, 邵樹勛. 2000. 富鎘鋅礦成礦流體地球化學研究: 以貴州都勻牛角塘富鎘鋅礦為例. 地球化學, 29(6): 597–603.

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.

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

翟裕生. 1996. 關于構造?流體?成礦作用研究的幾個問題. 地學前緣, 3(4): 230–236.

翟裕生, 呂古賢. 2002. 構造動力體制轉換與成礦作用. 地球學報, 23(2): 97–102.

張立生. 1998. 康滇地軸東緣以碳酸鹽巖為主巖的鉛?鋅礦床的幾個地質問題. 礦床地質, 17(S1): 135–138.

張連昌, 姬金生, 曾章仁. 1999. 東天山康古爾金礦床成礦流體地球化學特征及其來源. 地球化學, 28(1): 18–25.

張位及. 1984. 試論滇東北鉛鋅礦床的沉積成因和成礦規律. 地質與勘探, (7): 13–18.

張艷. 2016a. 滇東北礦集區會澤超大型鉛鋅礦床流體混合成礦機制. 昆明: 昆明理工大學博士學位論文: 1–205.

張艷, 韓潤生, 魏平堂. 2016b. 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.

張艷, 韓潤生, 魏平堂, 邱文龍. 2015. 云南昭通鉛鋅礦pH-logO2和pH-log相圖對鉛鋅共生分異的制約. 中國地質, 42(2): 607–620.

張艷, 韓潤生, 魏平堂, 邱文龍. 2017. 云南會澤礦山廠鉛鋅礦床流體包裹體特征及成礦物理化學條件. 吉林大學學報(地球科學版), 47(3): 719–733.

張艷, 韓潤生, 吳鵬, 周高明, 魏平堂, 邱文龍. 2014. 會澤型鉛鋅礦床鉛鋅共生分異的氧硫逸度制約——以滇東北昭通鉛鋅礦床為例. 大地構造與成礦學, 38(4): 898–907.

張長青, 毛景文, 劉峰, 李厚民. 2005. 云南會澤鉛鋅礦床粘土礦物K-Ar測年及其地質意義. 礦床地質, 24(3): 317–324.

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.

朱東亞, 孟慶強, 金之鈞, 胡文瑄. 2012. 富CO2深部流體對碳酸鹽巖的溶蝕?充填作用的熱力學分析. 地質科學, 47(1): 187–201.

Atkinson B K. 1984. Subcritical crack growth in geological material., 89(B6): 4077–4114.

Calugaru I L, Neculita C M, Genty T, Bussière B, Potvin R. 2016. Performance of thermally activated dolomite for the treatment of Ni and Zn in contaminated neutral drainage., 310, 48.

Cathles L M, Adams J J. 2005. Fluid flow and petroleum and mineral resources in the upper (<20 km) continental crust.100th: 77–110.

Cox S F. 2005. Coupling between deformation, fluid pressures, and fluid flow in ore-producing hydrothermal systems at depth in the crust.100th: 39–76.

Curewitz D, Karson J A. 1997. Structural settings of hydrothermal outflow: Fracture permeability maintained by fault propagation and interaction., 79(3): 149–168.

Deming D. 1994. Fluid flow and heat transport in the upper continental crust.,,, 78(1): 27–42.

Duan Z H, Li D D. 2008. Coupled phase and aqueous species equilibrium of the H2O-CO2-NaCI-CaCO3system from 0 to 250 ℃, 1 to 1000 bar with NaCl concentrations up to saturation of halite., 72(20): 5128–5145.

Fyfe W S. 1994. The water inventory of the earth: Fluids and tectonics.,,, 78: 1–7.

Fyfe W S, Kerrick R. 1985. Fluids and thrusting., 49: 353–362.

Fyfe W S, Price N J, Thompson A B. 1978. Fluids in the Earth’s Crust. Amsterdam: Elsevier: 1–383.

Ge S, Garven G. 1992. Hydromechanical modeling of tectonically driven groundwater flow with application to the Arkoma Foreland Basin., 97(B6): 9119–9144.

Green H W. 1995. Deep earth quake: Faulting triggered by the olivine→spinel transformation., 2(1): 19–24.

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

Holness M B. 1997. Deformation-enhanced Fluid Transport in the Earth’s Crust and Mantle. London: Chapman and Hall: 1–333.

Jacquemyn C, Desouky H E, Hunt D, Casini G, Swennen R. 2014. Dolomitization of the Latemar platform: Fluid flow and dolomite evolution., 55: 43–67.

Large R R, Bull S W, Mcgoldrick P J, Walters S G. 2005. Stratiform and strata-bound Zn-Pb-Ag deposits in Proterozoicsedimentary basins, Northern Australia.100th: 931–963.

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, 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.

Li W B, Huang Z L, Yin M D. 2006. Dating of the giant Huize Zn-Pb ore field of Yunnan Province, Southwest China: Constraints from the Sm-Nd system in hydrothermal calcite., 57(1): 90–97.

Lin G, Zhou Y, Wei X R, Zhao C B. 2006. Structural controls on fluid flow and related mineralization in the Xiangshanuranium deposit, Southern China., 89(1): 231–234.

Lysak S V. 1992. Heat flow variations in continental rift., 208(1–3): 309–323.

Machel H G. 2001. Bacterial and thermochemical sulfate reduction in diagenetic settings — Old and new insights., 140(1–2): 143–175.

Mccaffrey K J W, Lonergan L, Wilkinson J J. 1999. Fractures, Fluid Flow and Mineralization. London: Geological Society: 1–328.

Misra K C. 2000. Mississippi Valley-Type (MVT) Zinc-Lead Deposits. Netherlands: Springer: 573–612.

Monteshernandez G, Findling N, Renard F, Auzende A L. 2014. Precipitation of Ordered dolomite via simultaneous dissolution of calcite and magnesite: New experimental insights into an old precipitation enigma., 14(2): 671–677.

Newton R C. 1990. Fluid and shear zones in the deep crust., 182(1–2): 22–37.

Pirajno F. 1992. Hydrothermal Mineral Deposits. Berlin Heidelberg: Springer: 375–449.

Robb L. 2005. Introduction to Ore-forming Processes. Oxford: Blackwell Publishing: 1–386.

Sibon R H. 2000. Tectonic controls on maximum sustainable overpressure fluid redistribution from stress transition., 69–70(28): 471– 475.

Sibson R H. 1996. Structural permeability of fluid-driven fault-fracture meshes., 18(8): 1031–1042.

Tobin H, Vannucchil P, Meschede M. 2001. Structure, inferred mechanical properties, and implications for fluid transport in the décollement zone, Costa Rica Convergent Margin., 29(10): 907–910.

Tsang C F. 1999. Linking thermal, hydrological, and mechanical processes in fractured rocks. A, 27: 359–384

Wawrzyniec T, Selverstone J, Axen G J. 1999. Correlations between fluid composition and deep-seated structural style in the footwall of the Simplon low-angle normal fault, Switzerland., 27(8): 715–718.

Wintsch R P, Christoffersen R, Kronenberg A K. 1995. Fluid-rock reaction weakening of fault zone., 100(7): 13021–13032.

Wu M Q, Samson I M, Zhang D H. 2017. Textural and chemical constraints on the formation of disseminated granite-hosted W-Ta-Nb mineralization at the Dajishan Deposit, Nanling Range, Southeastern China., 112(4): 855–887.

Yin M D, Li W B, Sun X W. 2009. Rb-Sr from the giant Huize Zn-Pb ore field, Yunnan Province, Southwester China., 28(1): 70–75.

Zhang Y H, Sorjonen-Ward P, Ord A, Southgate P N. 2006. Fluid flow during deformation associated with structural closure of the Isa Super basin at 1575 Ma in the Central and Northern Lawn Hill Platform, Northern Australia., 101(6): 1293–1312.

Zhang Y, Han R S, Ding X, He J J, Wang Y R. 2019a. An experimental study on metal precipitation driven by fluid mixing: Implications for genesis of carbonate-hosted lead-zinc ore deposits., 38(2): 202–215.

Zhang Y, Han R S, Ding X, Wang Y R, Wei P T. 2019b. Experimental study on fluid migration mechanism relatedto Pb-Zn super-enrichment: Implications to mineralizationmechanisms of the Pb-Zn deposits in the Sichuan-Yunnan-Guizhou, SW China., 114, 103110.

Zhang Y, Han R S, Wei P T. 2020. The order of sphalerite and galena precipitation: A case study from lead-zinc deposits in Southwest China., 27(1): 288–310.

Zhang Y, Han R S, Wei P T, Wang L. 2017. Identification of two types of metallogenic fluids in the ultra-large Huize Pb-Zn deposit, SW China., (1): 1–22.

Zhu B Q, Hu Y G, Zhang Z W, Cui X J, Dai T M, Chen G H, Peng J H, Sun Y G, Liu D H, Chang X Y. 2007. Geochemistryand geochronology of native copper mineralization related to the Emeishan flood basalts, Yunnan Province, China., 32(1): 366–380.

Zhu J J, Li Z A, Lin G, Zeng Q S, Zhou Y, Yi J, Gong G L, Chen G H. 2014. Numerical simulation of mylonitization and structural controls on fluid flow and mineralization of the Hetai gold deposit, west Guangdong, China., 14(2): 221–233.

The Tectonics-fluids-mineralization Coupling Processes in the Huize Ultra-large Ge-rich Pb-Zn Deposit

ZHANG Yan1, HAN Runsheng1*, HU Ticai2, WEI Pingtang3, WANG Lei1

(1. Southwestern Division of Geological Survey, Geological SurveyCenter for Non-ferrous Mineral Resources, Kunming University of Science and Technology, Kunming 650093, Yunnan, China; 2. Yunnan Chihong Zn & Ge Co. Ltd., Qujing 655011, Yunnan, China; 3. Kunming Geological Prospecting Institute, China Metallurgical Geological Bureau, Kunming 650024, Yunnan, China)

The Northeast Yunnan region, which lies on the southwestern margin of the Yangtze Plate, is an important part of the Sichuan-Yunnan-Guizhou Pb-Zn polymetallic metallogenic belt, and host to 221 germanium-rich Pb-Zn polymetallic deposits and mineralization points. In particular, the Huize Pb-Zn deposit is the Ge richest ultra-large Pb-Zn deposit in the world. Based on the “Trinity” principle, the paper finely depicts the tectonics-fluids-mineralization coupling process from macro-, meso-, and micro-scales, and improves the mechanism of lead-zinc super enrichment mechanism. (1) The intracontinental strike slip structural system enabled the pooling and circulation of the ore-forming fluids in the Sichuan-Yunnan-Guizhou triangle region. The strong tectonic force drove the large-scale migration of the ore-forming fluids from the depth to the shallow part. The acidic fluids (<3.6, less than the threshold of significant hydrolysis of lead and zinc) might have extracted a large amount of ore-forming materials from the basement and strata on the way of migration, and lead and zinc might mainly exist in the form of chlorine complex. (2) The ore-forming fluids “penetrated” along the fault-fold structural belt, and were further enriched by decompression boiling and vapor- liquid separation. The hydrolysis of lead and zinc and the enrichment of altered dolomite under the water-rock process further enriched the ore-forming materials, which greatly improves the ore-forming efficiency. (3) When the reductive basinal fluid entered the host fault, two fluids mixed and precipitated the lead-zinc sulfides. In the macro-meso view, the Huize Pb-Zn deposit was formed under the transformation of structural system, and the mineralization process was multi-stage due to the change of structural space types, whereas the fluids in turn affected the structures. In the Huize Pb-Zn deposit, the main ore-forming processes, including solution buffering and complexation, decompression boiling and barite formation, are the results of the micro level water-rock interaction and ore-forming elements enrichment-transport- precipitation due to the structure-fluid coupling.

tectonics-fluids-metallogenic coupling; metallogenic mechanism; metallogenic regularity; Huize ultra-large Pb-Zn deposit; Sichuan-Yunnan-Guizhou Pb-Zn polymetallic metallogenic belt

10.16539/j.ddgzyckx.2023.05.003

2022-03-12;

2022-08-17

國家自然科學基金項目(42172086、41802089、41572060、U1133602)、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。

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

韓潤生(1964–), 男, 教授, 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

P612

A

1001-1552(2023)05-0969-015