歐莉華，伊海生，林金輝，王 剛，錢利軍，宋世偉

(1. 成都理工大學工程技術(shù)學院，四川 樂山 614000；2. 成都理工大學沉積地質(zhì)研究院，四川 成都 610059；3. 成都理工大學材料與化學化工學院，四川 成都 610059；4. 成都理工大學地球科學學院，四川 成都 610059)

江西冷水坑銀鉛鋅礦床是世界上少有的大型礦田。從20世紀60年代開始，江西省地質(zhì)局九一二大隊對冷水坑進行了多次礦產(chǎn)普查和詳查工作，先后經(jīng)歷了“脈帶型”鉛鋅礦、斑巖型鉛鋅礦、斑巖型銀礦、層控疊生型銀鉛鋅礦等幾個研究開采階段[1]。同時很多學者對冷水坑銀鉛鋅礦床進行了研究和討論。尤其是斑巖型銀鉛鋅礦床，從不同方面和不同角度對其成因、特征進行了研究[1-17]。對于層控型礦床也有較多針對性的研究。魏明秀首次探討了冷水坑斑巖型銀礦床中蝕變碳酸鹽礦物與礦化的關(guān)系[18]。徐文炘等對冷水坑銀鉛鋅礦床中碳酸鹽巖碳氧同位素分析后認為其碳、氧既有巖漿來源，也有地層來源，并以巖漿來源為主[5-6]。侯增謙等出版了專著《江西冷水坑斑巖型鉛鋅銀礦床》，不僅對斑巖型礦床有詳盡的研究，對層控型礦床也有較多的描述，對其中的碳酸鹽巖進行了較多的分析，從巖石學、地球化學方面討論了層狀碳酸鹽巖的成因，認為鐵錳碳酸鹽巖為火山沉積-變質(zhì)作用形成[1]。周建祥也討論了層控疊生型礦床特征及成因，認為層控疊生型礦床是火山沉積-變質(zhì)作用形成的鐵錳碳酸鹽-磁鐵礦經(jīng)次火山期后熱液作用疊加而成的復成礦床[19]。

但是目前對于研究區(qū)層控型礦床的形成機制還存在較大爭議，侯增謙等發(fā)現(xiàn)層控型礦體主要受鐵錳碳酸鹽巖層及其層間裂隙控制，由含礦熱液沿早期火山沉積的鐵錳碳酸鹽巖層的層間破碎帶順層交代形成[1]；周顯榮等提出推覆構(gòu)造(F2)控制了冷水坑層控型礦床的形成，但對于具體的形成機制很少敘及[20]。根據(jù)礦區(qū)資料，研究區(qū)層控型礦床主要賦存于碳酸鹽巖夾層中，明顯受碳酸鹽巖夾層的控制。碳酸鹽巖夾層發(fā)生了強烈的碎裂巖化，而其上下的凝灰?guī)r和斑巖則碎裂巖化極弱，這可能與不同巖石的力學性質(zhì)不同有關(guān)，因此本文從巖石力學角度出發(fā)，討論了層控型礦床發(fā)生在碳酸鹽巖夾層中的可能性和必然性，并提出了可能的新的找礦方向。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

冷水坑礦區(qū)位于江西境內(nèi)欽杭結(jié)合帶南部，位于一個中生代火山巖盆地內(nèi)部。該盆地基底包括震旦系變質(zhì)巖、古生界沉積巖、下侏羅統(tǒng)沉積巖。盆地內(nèi)主要充填了上侏羅統(tǒng)多期次中-酸性爆發(fā)相、溢流相的火山巖，間夾薄層湖相、沼澤相、沉凝灰?guī)r及透鏡狀碳酸鹽巖等沉積夾層，總厚度大于1500m，局部被石英正長斑巖所侵入，自下至上可劃分為打鼓頂組(J3d)和鵝湖嶺組(J3e)兩個地層單元。在冷水坑礦區(qū)，地表僅見鵝湖嶺組，鉆探及井下可見打鼓頂組(圖1)。

圖1 冷水坑礦田區(qū)域地質(zhì)(據(jù)參考文獻[1]修改)

打鼓頂組(J3d)為一套含流紋巖、酸性熔結(jié)凝灰?guī)r、英安質(zhì)熔結(jié)凝灰?guī)r、流紋質(zhì)含礫凝灰熔巖及角礫凝灰?guī)r等的酸性火山巖建造。底部為花崗質(zhì)碎屑巖、含礫沉凝灰?guī)r，頂部可見安山巖。局部夾鐵錳碳酸鹽巖、白云巖及硅質(zhì)巖。

鵝湖嶺組(J3e)巖性以酸性-中酸性火山巖為主，夾沉積碎屑巖，局部夾酸性、中酸性及中性熔巖。鵝湖嶺組包括了三個沉積-噴發(fā)旋回，一個噴發(fā)旋回過程由正常沉積巖開始，然后是火山碎屑巖，熔巖，以火山碎屑巖告終；在巖性上，則為正常沉積巖-凝灰?guī)r-熔結(jié)凝灰?guī)r-熔巖-正常沉積巖組合[21]。

研究區(qū)斷裂構(gòu)造比較發(fā)育，以北東向F1、F2斷裂為主，縱貫礦田兩側(cè)(圖1)，是礦區(qū)主要的控巖控礦構(gòu)造[1,4,11,13]。F1斷裂分布于研究區(qū)東南部，是區(qū)域性湖石斷裂的一部分，傾向北西，傾角50°～75°。該斷裂活動時間較長，在加里東期或印支期—華力西期即已形成，在燕山期仍有較強烈的活動?？傮w為逆斷層，具有先壓后扭再張、以壓(扭)為主的活動特征[1,13]。它不僅控制了區(qū)域火山盆地的邊界，也是冷水坑礦田重要的導巖導礦構(gòu)造。F2斷裂分布于研究區(qū)西北部，為區(qū)域性推覆構(gòu)造的一部分，主要形成于晚侏羅世鵝湖嶺火山巖噴發(fā)旋回以后、礦田含礦花崗斑巖侵入前。該斷裂在礦田只出露小部分，震旦系上統(tǒng)變質(zhì)巖被該斷裂推覆至侏羅系火山巖之上。該斷裂派生的次級斷裂及裂隙構(gòu)造是重要的容礦、儲礦空間[11]。

冷水坑層控疊生型礦床是指由火山沉積的鐵錳碳酸鹽巖層受到冷水坑次火山巖-花崗斑巖的疊加而形成的層控疊生型銀鉛鋅礦體及磁鐵礦體[1,19]。含礦巖層包括長英質(zhì)火山角礫巖與沉積相伴的鐵錳碳酸鹽巖、白云巖、硅質(zhì)巖，具良好的成層性，并具火山沉積韻律特征，是一套沉積類型及韻律特征均較復雜的火山碎屑巖-碳酸鹽巖-硅質(zhì)巖含礦建造[1,19]。由于受次火山高溫變質(zhì)作用，鐵錳碳酸鹽巖局部被改造為磁鐵礦體，在走向上與傾向上，磁鐵礦體與鐵錳碳酸鹽巖礦體均為過度關(guān)系[1,3]。

在打鼓頂組下段和鵝湖嶺組下段與中段都有高品位的賦存于鐵錳碳酸鹽巖中的銀鉛鋅礦體。銀鉛鋅礦體沿碳酸鹽巖層傾向延伸，隨鐵錳碳酸鹽巖夾層的逐漸尖滅而礦化減弱[1]。

2 碳酸鹽巖夾層的宏觀特征

在野外露頭中較少見到碳酸鹽巖夾層，一是因為碳酸鹽巖本身較少，其次是地表植被茂盛，露頭較差。在冷水坑礦區(qū)雖然地表極為少見，但在礦田深部打鼓頂組和鵝湖嶺組均可見到鐵錳碳酸鹽巖、白云巖及硅質(zhì)巖與火山角礫巖共生，夾于火山巖之間[1]。

據(jù)1∶5萬湖石幅區(qū)域地質(zhì)報告，江西省地質(zhì)局九一二大隊在冷水坑礦區(qū)ZK11511鉆孔中編錄有鵝湖嶺組中段巖性剖面(圖2)，包含兩層白云質(zhì)結(jié)晶灰?guī)r，夾于正常沉積的凝灰質(zhì)砂礫巖中，各層產(chǎn)狀一致，皆為整合接觸。

圖2 ZK11511侏羅系上統(tǒng)鵝湖嶺組中段鉆孔柱狀圖 (據(jù)參考文獻[21]修改)

此次研究對銀海公司井下6條平峒的觀測，發(fā)現(xiàn)碳酸鹽巖巖石構(gòu)造類型可見角礫狀、致密塊狀、脈狀等(圖3(a)、圖3(b))。巖石發(fā)生了明顯的碎裂巖化，碎斑有的棱角分明，有的則呈次圓狀或不規(guī)則的港灣狀(圖3(a))，表明有的碎斑發(fā)生了溶蝕作用。碎斑成分主要為碳酸鹽巖、硅質(zhì)巖，碎斑間被后期熱液沉淀的石英、金屬硫化物填充，并見流動構(gòu)造(圖3(c))。井下局部還可見花崗斑巖與碳酸鹽巖之間呈侵入接觸關(guān)系，發(fā)育具隱晶質(zhì)結(jié)構(gòu)的冷凝邊(圖3(d))。

在冷水坑礦區(qū)-152m分層19號坑道內(nèi)測得剖面一條(圖4)，剖面中銀鉛鋅礦體賦存在碎裂化的碳酸鹽巖夾層中，礦體厚度從30m到80m不等。在碳酸鹽巖夾層上下為兩條規(guī)模較大的正斷層，由于斷裂作用，碳酸鹽巖夾層(第3層，第4層)發(fā)生了強烈的碎裂巖化，形成構(gòu)造破碎帶，靠近下部的第3層碎裂化程度稍弱，靠近上部的第4層碎裂化程度則很強烈，高品位的銀鉛鋅礦體即賦存在第3層和第4層中。頂板斷層的上盤為花崗斑巖，幾乎沒有發(fā)生碎裂巖化，礦化呈星點狀分布(圖3(e))。底板斷層的下盤為晶屑凝灰?guī)r(第2層)，具塊狀構(gòu)造(圖3(f))，碎裂巖化弱，礦化呈細脈狀分布，品位不均勻。

圖3 礦石結(jié)構(gòu)及礦床野外特征

圖4 江西冷水坑銀海公司井下層控型礦床-152m分層19號坑道剖面圖

3 討論

根據(jù)對銀鉛鋅礦體頂?shù)装宓挠^測，發(fā)現(xiàn)層控型礦體實際上賦存于一條規(guī)模宏大的斷層碎裂巖化帶之中。從圖3可以看出，該斷層發(fā)育在碳酸鹽巖夾層中，導致碳酸鹽巖發(fā)生了強烈的碎裂巖化，其構(gòu)造破碎帶寬達40～80m；斷層呈北東-南西走向，傾向南東，與碳酸鹽巖夾層的產(chǎn)狀一致，頂板斷層傾角約為45°，底板斷層傾角達75°。從碳酸鹽巖發(fā)生了強烈的碎裂巖化來看，該斷層為脆性正斷層，主要形成于拉張環(huán)境下。

根據(jù)前人實測獲得的巖石力學參數(shù)數(shù)據(jù)[22-23]，不同巖石類型的抗張強度和抗剪強度不同，斑巖類的抗張強度和抗剪強度為7M～170.7MPa，平均約為81.33MPa；凝灰?guī)r類的抗張強度和抗剪強度為6M～195.2MPa，平均約為72.71MPa，碳酸鹽巖的抗張抗剪強度為0.69M～5.3 MPa，平均約為3.82MPa。由此可見石英正長斑巖、凝灰?guī)r、碎斑熔巖的抗張強度和抗剪強度遠大于碳酸鹽巖。銀海公司井下層控型礦床礦體的頂板巖石為石英正長斑巖，礦體賦存于碳酸鹽巖巖層中，而底板巖石為晶屑凝灰?guī)r。根據(jù)三種巖性的平均抗張強度，作出了三種巖石類型的抗張強度對比曲線圖(圖5)。從圖中可以看出，當脆性正斷層在這些巖石中發(fā)生時，最容易發(fā)生破碎的巖石為碳酸鹽巖，碳酸鹽巖巖層可發(fā)生整體的脆性破裂，形成碎裂巖化帶或碎裂巖帶，含礦熱液灌入碎斑縫隙并沉淀下來并可形成礦體。由于正斷層始終沿碳酸鹽巖巖層分布，碳酸鹽巖均發(fā)生了強烈的碎裂巖化，井下所見層控型礦體主要位于碳酸鹽巖夾層中，其圍巖火山巖則碎裂化程度很弱，因而礦化很弱。此外，碳酸鹽巖中碳酸根的存在使得巖石具有高的可溶性，在酸性含礦熱液中，溶解更易于發(fā)生，碳酸鹽巖碎斑被溶蝕，為含礦熱液的沉淀提供了更多的容礦空間，可進一步提高礦石品位。

礦區(qū)主要分布于兩條主干斷裂F1和F2之間。F1、F2被認為是主要的控巖控礦構(gòu)造，具有多期次活動特征[1,4,10-11,13]。過去的研究一般認為F2是控制研究區(qū)層控型礦床的關(guān)鍵構(gòu)造。因為在平行剖面聯(lián)系圖上，礦體大致呈掃帚狀由北東向南西方向散開，在剖面上礦體由北西往南東變薄，呈楔形[19]。根據(jù)震旦系逆沖于侏羅系之上，F(xiàn)2具有逆沖斷層性質(zhì)，但其破碎帶內(nèi)也可見張性角礫[1]，反映出該斷裂也可能發(fā)生過伸展變形。而F1斷裂傾向北西，斷裂形成時間早，活動時間長，具有先壓后扭再張的活動特征[1]。如前所述，沿碳酸鹽巖夾層發(fā)生的脆性正斷層嚴格控制了層控型銀鉛鋅礦體的發(fā)育，該正斷層走向北東-南西，傾向南東，與F1和F2走向一致，傾向相反。后兩者均發(fā)生過張性變形，據(jù)此，可推斷在層控型礦床成礦時，礦區(qū)發(fā)生了北西-南東向的拉張變形，發(fā)育了一組北東-南西走向的正斷層，包括F1、F2以及平行于碳酸鹽巖巖層發(fā)生順層滑脫而形成的脆性正斷層。

圖5 三類巖石抗張強度對比曲線圖

在這一期拉張變形的同時含礦斑巖的巖漿也進入了斷層及裂隙，巖漿沿F1、F2斷裂向上運移，其次生斷裂和裂隙首先被巖漿充填，并與火山巖和鐵錳碳酸鹽巖呈侵入接觸關(guān)系，接觸面上發(fā)育了冷凝邊；部分含礦熱液隨巖漿的冷卻而富集成礦。當巖體遇到鐵錳碳酸鹽巖夾層時，由于高溫作用鐵錳碳酸鹽巖失去CO2而發(fā)生磁鐵礦化，并隨著遠離巖體這種礦化作用快速減弱；同時含礦熱液進入了碎裂巖化帶內(nèi)，對碳酸鹽巖進行了強烈的溶蝕作用，而后沉淀成礦，因此碎裂巖化帶為含礦熱液提供了重要的運移通道和沉淀空間。由于脆性正斷層主要發(fā)育在鐵錳碳酸鹽巖夾層中，其上下的火山凝灰?guī)r很少發(fā)生碎裂巖化，其礦化也明顯變?nèi)酰蚨纬闪搜罔F錳碳酸鹽巖夾層發(fā)育的高品位層控型銀鉛鋅礦床。

可以說F1、F2及沿碳酸鹽巖夾層發(fā)生順層滑脫而形成的脆性正斷層共同控制了含礦熱液的運移和沉淀。斑巖巖體主要沿F1和F2兩條深斷裂向上運移，形成了夾于斑巖體中的斑巖型銀鉛鋅礦體，而傾向相反的脆性正斷層則接受了大量來自侵入巖體中的含礦熱液的沉淀，因而層控型銀鉛鋅礦床品位明顯高于斑巖型銀鉛鋅礦體。據(jù)前人資料，F(xiàn)1和F2切割了層控型礦體，也即切割了順層發(fā)育的正斷層，可判斷在伸展變形之后，研究區(qū)還發(fā)生了強烈的北西-南東向的擠壓變形，對礦體造成了破壞，當然這一推斷還需要進一步的研究工作加以確認。

根據(jù)區(qū)域地質(zhì)資料，冷水坑礦田外圍尚分布有其他時代的碳酸鹽巖地層，如晚元古界碳酸鹽巖和上石炭統(tǒng)黃龍組碳酸鹽巖。這些時代的碳酸鹽巖巖層在拉張作用下如果發(fā)育脆性正斷層活動也可能發(fā)生碎裂巖化，可成為含礦熱液遷移和沉淀的理想場所。因此這些含碳酸鹽巖的地層有可能成為下一步勘探的目標地層，以進一步擴大冷水坑銀鉛鋅礦的儲量。

4 結(jié)論

研究區(qū)發(fā)育了一組走向北東-南西，傾向南東的脆性正斷層，該組斷層主要發(fā)生在碳酸鹽巖夾層中，原因是碳酸鹽巖的抗張強度低于周圍其他巖石，在伸展性的構(gòu)造環(huán)境下，脆性正斷層首先沿碳酸鹽巖層發(fā)生。碳酸鹽巖夾層由于正斷層作用形成碎裂巖化帶，是含礦熱液遷移、沉淀的理想場所；且碳酸鹽巖在酸性熱液中容易被溶蝕，可提供更好的容礦空間，最終形成了高品位的層控型銀鉛鋅礦床。礦區(qū)及鄰近地區(qū)其他時代的碳酸鹽巖巖層如發(fā)育脆性正斷層，可以成為層控型礦床外圍勘探的重要目標。

致謝：野外工作中得到了中國地質(zhì)科學院閆全人研究員、江西省地質(zhì)調(diào)查院樓法生總工程師和唐春花研究員、江西銀海礦業(yè)有限公司以及江西省地礦局九一二大隊的大力支持，特此表示感謝。

[1] 侯增謙, 孟祥金, 董光裕, 等. 江西冷水坑斑巖型鉛鋅銀礦床[M]. 北京:地質(zhì)出版社, 2007: 1-148.

[2] 羅詒爵. 冷水坑斑巖型鉛鋅礦床地質(zhì)特征[J]. 礦床地質(zhì), 1985, 4(4): 15-24.

[3] 羅詒爵, 楊恩湛. 冷水坑銀鉛鋅礦田中鐵錳礦床地質(zhì)特征及成因初探[J]. 地質(zhì)與勘探, 1989 (11): 9-11.

[4] 楊存來. 江西冷水坑鉛鋅銀礦床地球化學異常特征及找礦模式[J]. 物探與化探, 1993, 17(3): 173-181.

[5] 徐文炘, 肖孟華, 陳民揚. 江西冷水坑銀-鉛-鋅礦床同位素地球化學研究[J]. 礦物巖石地球化學通報, 2001, 20(4): 370-372.

[6] 徐文炘, 肖孟華, 陳民揚. 江西冷水坑銀多金屬礦床同位素地球化學研究[J]. 地質(zhì)論評, 2002, 48(zk): 193-197.

[7] 堯杰. 銀露嶺礦區(qū)礦體地質(zhì)特征及地質(zhì)工作的幾點新認識[J]. 有色金屬, 2003, 55(2): 11-12.

[8] 嚴學信, 趙志剛, 何細榮. 貴溪冷水坑銀礦田銀元素富集規(guī)律研究[J]. 資源調(diào)查與環(huán)境, 2007, 28(1): 16-53.

[9] 趙志剛, 萬浩章, 董光裕, 等. 江西貴溪冷水坑銀鉛鋅礦田及外圍構(gòu)造-巖漿-成礦系統(tǒng)解析[J]. 中國西部科技, 2008,30(7): 4-6.

[10] 左力艷, 孟祥金, 楊竹森.冷水坑斑巖型銀鉛鋅礦床含礦巖系巖石地球化學及Sr、Nd同位素研究[J]. 礦床地質(zhì), 2008, 27(3): 367-382.

[11] 左力艷, 侯增謙, 宋玉財, 等. 冷水坑斑巖型銀鉛鋅礦床成礦流體特征研究[J]. 地球?qū)W報, 2009, 30(5): 616-626.

[12] 左力艷, 侯增謙, 孟祥金, 等.冷水坑斑巖型銀鉛鋅礦床含礦巖體鋯石SHRIMP U-Pb年代學研究[J]. 中國地質(zhì), 2010, 37(5): 1450-1456.

[13] 孟祥金, 侯增謙, 董光裕, 等. 江西冷水坑斑巖型鉛鋅銀礦床地質(zhì)特征、熱液蝕變與成礦時限[J].地質(zhì)學報, 2009, 83(12): 1951-1967.

[14] 何細榮, 黃冬如,饒建鋒. 江西貴溪冷水坑礦田下鮑銀鉛鋅礦床地質(zhì)特征及成因探討[J]. 中國西部科技, 2010, 25(9):1-3.

[15] 張垚垚, 王長明, 徐貽贛, 等. 江西冷水坑銀鉛鋅礦床綜合找礦模型[J]. 金屬礦山, 2010(12): 100-106.

[16] 王長明, 徐貽贛, 吳淦國, 等. 江西冷水坑Ag-Pb-Zn礦田碳、氧、硫、鉛同位素特征及成礦物質(zhì)來源[J]. 地學前緣， 2011, 18(1): 179-193.

[17] 盧燃, 毛景文, 段超. 江西下鮑Ag-Pb-Zn礦床中鐵錳碳酸鹽特征及銀的富集作用研究[J]. 礦物學報， 2011(zk): 67-69.

[18] 魏明秀. 江西冷水坑斑巖銀礦床的蝕變碳酸鹽礦物與銀礦化關(guān)系[J]. 礦產(chǎn)與地質(zhì), 1997,57(11): 39-45.

[19] 周建祥. 冷水坑礦田層控疊生型礦體特征及成因[J]. 民營科技, 2009 (12): 4-6

[20] 周顯榮, 王剛, 周建新. 冷水坑層控疊生型礦床推覆構(gòu)造特征及控礦作用[J]. 中國產(chǎn)業(yè), 2011(4): 67-68.

[21] 江西省地質(zhì)礦產(chǎn)局九一二大隊區(qū)調(diào)分隊. 湖石幅區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報告1∶50 000(G-50-7-A)[M]. 北京:地質(zhì)出版社， 1985: 1-38.

[22] 水利水電科學研究院, 等. 巖石力學參數(shù)手冊[M]. 北京:水利電力出版社出版, 1991.

[23] 劉之的, 湯小燕, 于紅果, 等. 基于巖石力學參數(shù)評價火山巖裂縫發(fā)育程度[J]. 天然氣工業(yè), 2009, 29(11): 1-3.