付文樹,歐陽永棚,饒建鋒,陳 祺,章敬若,肖 凡,張雪輝

(1.江西省地質礦產勘查開發(fā)局九一二大隊,江西 鷹潭 335001;2.中國地質調查局南京地質調查中心,江蘇 南京 210016)

鎢廣泛應用于建筑、汽車、航天等領域,一直是我國重要的優(yōu)勢資源,我國鎢礦資源占全球鎢礦總資源的60%以上,廣泛分布于全國24個省(市、自治區(qū)),其中湖南、江西、甘肅3個省份占全國鎢礦儲量的70%以上[1]。

欽杭成礦帶是我國一條重要的金屬礦產成礦帶,其東段西起湖南衡陽,東至浙江紹興,位于宜豐-景德鎮(zhèn)-歙縣-蘇州和萍鄉(xiāng)-廣豐-江山-紹興等超殼斷裂帶之間[2-4],包括江南造山帶東段[5]、武功山-天臺山隆起帶[6]。在該成礦帶上分布著大批鎢多金屬礦床。近年來又相繼發(fā)現大湖塘和朱溪兩個世界級鎢多金屬礦床,表明該成礦帶具有良好的鎢礦找礦前景。

本文在前人已有資料的基礎上,綜合分析欽杭成礦帶東段的成礦特點并結合最新找礦勘查和研究成果,初步總結了欽杭成礦帶東段鎢礦成礦規(guī)律,并完善了區(qū)域鎢礦成礦模式,與同行溝通交流,以期深化對欽杭成礦帶鎢礦成礦規(guī)律的認識。

1 時空分布特征

欽杭成礦帶東段鎢礦床主要集中在江西、湖南兩省,在空間展布上具有區(qū)-帶-田結構,如由數條礦帶、多個礦田、數個礦床(點)構成的大湖塘礦田[7-9],受斷裂帶或褶皺帶組合控制的多個礦床沿NNE向呈帶狀分布的塔前-賦春鎢銅多金屬成礦亞帶[10-11],由多個礦點圍繞成礦巖體周邊形成的滸坑鎢礦田[12]。

欽杭成礦帶東段鎢礦可劃分為2個帶,即衡山-幕阜山-蓮花山成礦帶和武功山-靈山成礦帶,后者可進一步分為塔前-賦春成礦亞帶、東鄉(xiāng)-靈山成礦亞帶和武功山-饒南成礦亞帶和15個礦田,即川口礦田、司徒鋪礦田、蕉嶺溪礦田、明月峰礦田、大湖塘礦田、陽儲嶺礦田、東源礦田、逍遙礦田、朱溪礦田、東鄉(xiāng)礦田、靈山礦田、滸坑礦田、下桐嶺礦田、徐山礦田、夏色嶺礦田(圖1)。

由于各成礦帶構造環(huán)境、巖石建造和礦化作用的差異,鎢礦類型亦存在差異性。其中衡山-幕阜山-蓮花山成礦帶以接觸交代型、蝕變花崗巖(云英巖)型、斑巖型以及“多位一體”復合型鎢礦為主,而武功山-靈山成礦帶則以接觸交代型、石英脈型以及“多位一體”復合型鎢礦為主。

在成巖-成礦時代上,區(qū)內以燕山期為主(120~162 Ma),印支期次之,各成礦帶成巖-成礦時代也存在差異性。其中衡山-幕阜山-蓮花山成礦帶成巖-成礦時代主要為燕山期(121~151 Ma),少數為印支期(~225 Ma),如湖南省川口地區(qū)三角灘鎢礦床;塔前-賦春成礦亞帶成巖-成礦時代主要為144~162 Ma,東鄉(xiāng)-靈山成礦亞帶成巖-成礦時代主要為124~162 Ma,武功山-饒南成礦亞帶成巖-成礦時代主要為147.1~161 Ma(表1)。

2 主要成礦類型

欽杭成礦帶東段鎢礦床成因類型以巖漿期后熱液礦床主,因圍巖及構造條件等不同,可形成石英脈型、接觸交代型、蝕變花崗巖(云英巖)型和斑巖型等鎢礦床,部分礦區(qū)由多種礦床類型共生,構成“多位一體”復合型鎢礦床(表2)。

2.1 石英脈型鎢礦

石英脈型鎢礦床以黑鎢礦床為主,也有少量白鎢礦床,主要分布于隆起地區(qū)。該類礦床系S型花崗巖漿期后中高溫熱液充填形成?？杉毞譃槭⒋竺}型和石英細脈型礦床(體),其圍巖主要為前泥盆紀硅鋁質淺變質巖,其次為花崗巖、泥盆系—侏羅系碎屑巖地層。

圖1 欽杭成礦帶東段鎢礦成礦區(qū)劃圖Fig.1 Distribution of the tungsten deposits in the eastern part of the Qinzhou-Hangzhou metallogenic belt

表1 欽杭成礦帶東段主要鎢礦床成巖-成礦時代統(tǒng)計表Table 1 Diagenesis-mineralization ages of the tungsten deposits in the eastern part of the Qinzhou-Hangzhou metallogenic belt

石英大脈型礦床(體)往往呈獨立大脈,一般寬0.1~1 m,脈間距達到或超過2~3 m,脈長一般為數百至千余米,往往組成脈帶產出,具分支復合、尖滅再現、尖滅側現等,形態(tài)較復雜,多呈陡傾斜板狀產出。礦體規(guī)模相差較大,長度和礦化深度均可達數十米、數百米到一千余米。含鎢品位多數中等到較富,但分布不均勻。礦石構造以塊狀為主,其次有梳狀、晶簇(洞)狀、條帶狀等[48-50]。

石英細脈型礦床(體)一般由密集成帶的數毫米至數厘米的細小含鎢石英細脈和網脈帶組成,或含有少量大脈,礦體厚度數米到數十米。產于外接觸帶的此類礦床(體)的中深部可以由細脈和網脈帶合并為大脈帶,成為細脈-大脈型鎢礦床。沿水平方向一般具有中心部位含脈密度高、含脈率大,向外側含脈密度逐漸變稀、含脈率遞減的特點。含鎢品位一般較貧,分布較石英大脈型均勻,但石英細脈越多越密集、巖石蝕變越強烈處,鎢品位越富。礦石構造以細脈-網脈狀為主,其次有梳狀、晶簇(洞)狀等[12]。石英脈型鎢礦主要分布于江西武功山、玉華山及皖南等地,代表礦床有江西的滸坑鎢礦、獅尾洞鎢礦以及皖南西塢鎢礦。

表2 欽杭成礦帶東段主要鎢礦床類型劃分簡表Table 2 Genetic types of the tungsten deposits in the eastern part of the Qinzhou-Hangzhou metallogenic belt

2.2 接觸交代型鎢礦

接觸交代型鎢礦床以白鎢礦為主,共(伴)生銅、鉛、鋅、銀、鉬等礦種。此類型礦床系燕山期巖漿侵入于碳酸鹽巖或含鈣圍巖中,由接觸交代作用所形成。礦體主要產于巖漿巖與碳酸鹽巖接觸帶及其附近的圍巖中,有利的層位主要為石炭紀—二疊紀碳酸鹽巖以及泥盆紀砂頁巖夾碳酸鹽巖。礦體規(guī)模大者延長、延深均可達數百米到二千米,小者延長、延深僅數米到數十米。礦體形態(tài)復雜,多為似層狀、不規(guī)則囊狀、扁豆狀、透鏡狀,鎢礦化主要呈細脈(浸染)狀、星點狀、斑雜狀等。圍巖蝕變主要是矽卡巖化,一般在晚期退蝕變階段富集成礦。此類型鎢礦床的礦石品位一般較高,埋藏較深。礦石構造以浸染狀、脈狀為主,次為塊狀、條帶狀、星點狀及角礫狀構造[51-53]。

接觸交代型鎢礦主要沿景德鎮(zhèn)-歙縣-湖州深大斷裂分布,代表礦床有朱溪鎢礦、巧川鎢礦、際下鎢礦、逍遙鎢礦、大塢尖鎢鉬礦和竹溪嶺鎢鉬礦。

2.3 蝕變花崗巖(云英巖)型鎢礦

蝕變花崗巖(云英巖)型鎢礦床中黑鎢礦、白鎢礦均可見,此類型礦床主要產于成礦巖體內接觸帶,也有賦存于早期花崗質圍巖中(大湖塘)。成礦巖體及圍巖接觸帶蝕變較復雜,普遍發(fā)育云英巖化蝕變,并在不同部位形成面型蝕變(如鉀化、鈉化、石英絹云母化)和線型蝕變(如硅化)相重疊現象[54]。

此類型礦床主要見于武功山東部下桐嶺地區(qū),江西景德鎮(zhèn)牛角塢(青樹下)鎢礦、徐山鎢礦深部、滸坑鎢礦田的西家垅礦床也以該類型為主。

2.4 斑巖型鎢礦

斑巖型鎢礦以白鎢礦為主,此類型礦床系與燕山期淺成或超淺成斑巖氣液活動有關的鎢礦床。礦體主要呈脈狀、透鏡狀產于斑巖體中,少數亦產于圍巖中。礦化呈浸染狀、網脈狀和細脈狀發(fā)育于斑巖及其圍巖中,礦體呈似層狀、透鏡狀及不規(guī)則狀,與圍巖無明顯界線[55]。與鎢礦化有關的斑巖主要有花崗閃長(斑)巖、二長花崗斑巖、花崗斑巖、石英斑巖等。分布于斑巖體中的鎢礦化主要與云英巖化、絹云母化、鉀化、綠泥石化、硅化、黃鐵礦化、螢石化等密切相關[24,56],而分布于接觸帶附近圍巖中的鎢礦化主要與青磐巖化和千枚巖化密切相關[56]。此外,在斑巖型鎢礦區(qū)常伴有含鎢爆破角礫巖產出。此類型鎢礦床的礦石品位一般較低,埋藏淺,且往往伴生鉬、錫等。

此類型礦床主要分布于江南造山帶東段之北部,其中江西陽儲嶺鎢鉬礦、塔前鎢鉬礦、安徽東源鎢礦、里東坑鉬鎢礦為此類型礦床。

2.5 復合型鎢礦床

復合型鎢礦床主要是指因構造和圍巖條件的差異性,上述幾種礦床類型相伴出現所形成的“多位一體”復合型鎢礦床,常見的復合型鎢礦類型組合為石英脈型+蝕變花崗巖型(位于武功山—饒南成礦亞帶的下桐嶺鎢多金屬礦床)組成的“五層樓+地下室”式鎢礦床[57-58]、接觸交代型+蝕變花崗巖型+石英脈型(位于塔前-賦春成礦亞帶的朱溪鎢多金屬礦床等)組成的“三位一體”式鎢礦床[59]、石英脈型+蝕變花崗巖型+隱爆角礫巖型+偉晶巖(石英殼)型(位于衡山-幕阜山-蓮花山成礦帶的大湖塘鎢多金屬礦床)組成的“四位一體”式鎢礦床。

3 成礦物質來源

研究區(qū)內鎢的物質來源大體可以分為巖源和層源兩種[60-61],巖源是指成礦物質來源于巖漿巖,鎢礦床則為其演化衍生的產物;層源指成礦物質來源于地層,成礦物質主要攝取于一定層位或一定巖性的地層,由某種地質作用使其活化、遷移、富集成礦。

3.1 成礦巖體

成礦巖體成因類型主要為S型花崗巖類[15,31,43,62-65],次為I型欽杭組合(陽儲嶺)花崗質巖石,成礦巖體具有如下地質、地球化學特點:

(1)成礦巖體的主體巖石類型為黑云母花崗巖、二云母花崗巖,最佳成礦巖體為殼源重熔同源、同期多次侵入的復式雜巖體?；◢弾r由酸性向超酸性、由深色花崗巖向淡色花崗巖演化,總體上從早到晚遵循黑云母花崗巖→二云母花崗巖→白云母花崗巖→花崗斑巖的演化規(guī)律,鎢礦成礦往往與其中一至兩次巖漿侵入活動有關,尤其是演化分異較充分形成的晚期補充侵入體關系更為密切。

(2)成礦巖體形態(tài)以小型巖株(面積小于10 km2)為佳,其常是中深成相大巖體的頂部小突起,部分為淺成斑巖體。

(3)巖體熱變質及蝕變作用強烈,可形成以巖體為中心寬達數百米甚至上千米的熱變質(蝕變)帶,巖體邊緣可發(fā)育似偉晶巖殼,特征蝕變有云英巖化、黃玉化、電氣石化等,鉀(鈉)長石化發(fā)育。

(4)巖石中主要造巖礦物石英、鉀長石、黑云母含量高,黑云母富含W、Sn、Li、Zr和REE;富含稀有、稀土元素副礦物,有黑鎢礦、白鎢礦及綠柱石、硅鈹釔礦(或磷釔礦)、石榴石(主要為錳鋁榴石)、普通鋯石及螢石、黃玉等揮發(fā)組分礦物。

(5)巖石中W、Sn、Nb、Ta、Bi、Mo元素含量高,分別是酸性巖的50~70倍(W)、3~16倍(Sn)、幾至幾十倍(Nb、Ta、Mo)、幾百至幾千倍(Bi)。

(6)巖石87Sr/86Sr初始值為0.707~0.728,一般大于0.710;εsr(t)為58~375,εHf(t)為-13~0.1,εNd(t)為-11.4~-4.31。鉛同位素組成多位于上地殼和造山帶演化曲線之間?！芌EE較高,為200×10-6~350×10-6;∑Ce/∑Y=0.9~3.7,一般小于2,相對富集∑Y。δEu=0.05~0.32,鈾虧損顯著,稀土配分型式主要呈略向右傾斜的“V”型,具有典型殼源重熔型巖漿的同位素和稀土元素地球化學特征。部分巖體(如滸坑)稀土配分型式具四分組效應,表明存在溶體-流體共存的成巖環(huán)境。

(7)成巖實驗結果顯示,巖體初熔溫度為700~740℃;鋯石Zr飽和溫度為690~742℃,表明成巖溫度較低,中深侵位。

3.2 含礦地層

欽杭成礦帶東段基底地層為新元古代地層,總體為一套海相火山-沉積建造[2-3,66],其近于均勻的淺變質細碎屑巖有利于形成剪張裂隙群,構筑成礦的有效屏蔽環(huán)境,并成為有利的容礦空間,有利于形成石英脈型鎢礦床。研究區(qū)內以石炭系—二疊系為主的碳酸鹽巖和含鈣砂頁巖,有利于含鎢熱液進行滲濾交代,形成接觸交代型鎢礦[67]。

據統(tǒng)計,在江西境內出露的地殼淺表的地層含鎢豐度值普遍較高,各時代地層含W豐度為1.6×10-6~11.68×10-6,為地殼克拉克值(1.3×10-6)的1.2~9倍②。其中,以泥盆系和寒武系含量最高,為維氏地殼克拉克值的8.8~9倍。在燕山期陸內造山期強烈的構造-巖漿事件[3,68-71]使地殼物質“活化”,鎢元素可通過巖漿熱流體遷移富集,為鎢礦床提供部分成礦物質。

4 討論

4.1 成礦構造環(huán)境分析

欽杭成礦帶東段在中新生代時經歷了印支、燕山早期陸內造山和晚期晚白堊世—古近紀伸展斷陷成盆作用,形成了由隆起帶、坳陷帶和紅色斷陷盆地組成的構造格局[2,68-69]。在燕山運動時期,區(qū)內所處的東南陸塊相對向南、古太平洋板塊相對向北的左行力偶扭動的區(qū)域主導應力場,形成了以NNE和NE向構造體系為主導的區(qū)域地質構造格架,并相伴形成NW和NWW向張裂帶[69-70,72]。

研究區(qū)內燕山期陸內造山作用形成的大型隆起,由于下部強烈壓縮,上地殼伸展引張,中地殼拆離造漿,并向上地殼運移主動就位,形成了殼源重熔S型花崗巖帶[73-74]。鎢的成礦需要分異演化充分的花崗巖,燕山早期造山作用提供了巖漿充分分異演化所需的總體處于擠壓狀態(tài)和較為封閉的有利成巖、成礦構造環(huán)境。燕山晚期由擠壓向伸展的轉換以及在擠壓扭動區(qū)的局部拉張環(huán)境造成眾多鎢礦床就位,并定位于NNE和NE向構造體系伴生的次級構造中[75]。

4.2 區(qū)域成礦模式

欽杭成礦帶東段鎢礦床在時間上具有遞進演變規(guī)律;在空間上,礦床分布具等距性、等深和側伏規(guī)律。與巖漿有關的鎢成礦作用始于巖漿演化晚期自交代變質階段至巖漿期后氣化高溫熱液階段的連續(xù)演化過程,主要成礦作用發(fā)生于熱液中高溫階段。由于成礦的圍巖、構造和巖體侵位不同,在巖體內部形成蝕變花崗巖型鎢礦、巖體頂部為偉晶巖型鎢礦;接觸帶及外帶形成接觸交代型鎢礦,內外帶亦可形成石英脈型鎢礦;高位淺成-超淺成斑巖體可形成斑巖型和隱爆角礫巖型鎢礦。在一定范圍內不同類型鎢礦可共生,形成“多位一體”鎢礦以及垂向上“五層樓+地下室+樓下樓”的礦化分帶模式(圖2)[5,66]。

圖2 欽杭成礦帶東段鎢礦成礦模式圖[5]Fig.2 Metallogenic model for the tungsten deposits in the eastern part of the Qinzhou-Hangzhou metallogenic belt

4.3 找礦潛力分析

室”式的鎢礦床同樣意義重大,表明欽杭成礦帶東段鎢礦具有極大的找礦潛力。近幾年來,在浮梁縣朱溪發(fā)現的世界級超大鎢礦床以及重新探明大湖塘鎢多金屬礦床的資源總量,意味著今后的找礦方向不應只局限于傳統(tǒng)的“五層樓+地下室”式鎢礦床,還應多關注“多位一體”型鎢礦床的找尋[76]。

據初步統(tǒng)計,欽杭成礦帶東段目前已發(fā)現鎢礦產地超過60余處,其中朱溪、大湖塘(由大湖塘、石門寺、獅尾洞等組成)、香爐山、陽儲嶺、東坪、東源、下桐嶺、徐山、滸坑、三角潭均可達大型規(guī)模,其中尤以朱溪和大湖塘鎢礦儲量規(guī)模最大,朱溪目前已探獲333+334類WO3資源量344萬噸,整個大湖塘礦田333類WO3資源量241.47萬噸[75]。

據概略性統(tǒng)計,欽杭成礦帶東段目前已基本查明WO3資源儲量超過600萬噸,據近幾年勘查成果表明大湖塘礦田和朱溪礦區(qū),WO3資源量尚可大幅度增加。例如朱溪外圍鎢銅礦普查項目仍在進行勘查,主礦體沿走向和傾向均未封閉,2018年度最新勘查成果顯示礦區(qū)30線NE側深部均揭露到厚大主礦體,資源量有望進一步擴大,預計可新增WO3資源量60萬噸以上。朱溪礦床的發(fā)現對欽杭成礦帶坳陷地段找礦具有重要的借鑒和啟示意義,在坳陷帶內找礦難度大,但資源潛力巨大。此外,贛北東坪“五層樓”式石英脈型黑鎢礦床及深部隱伏黑云母二長花崗巖的發(fā)現,對東坪礦區(qū)尋找“地下室”(似層狀蝕變花崗巖型礦床)具有重要意義,同時對贛北地區(qū)找尋類似于贛南“五層樓+地下

4.4 存在的問題與展望

欽杭成礦帶東段是我國華南地區(qū)一條重要的多金屬成礦帶,經歷了漫長而又復雜的地質演化歷史,其優(yōu)越的成礦地質條件,造就了鎢礦資源儲量位居世界首位。但理論研究稍顯滯后,還有不少問題有待于深入研究。

(1)江西“南鎢北擴”的原因不明。江西贛南是我國鎢業(yè)的發(fā)祥地,素有“世界鎢都”之稱,贛東北則是我國極其重要的銅金多金屬成礦域之一,江西“南鎢北銅”這一傳統(tǒng)認識得到了地學界的普遍認同,并長期對江西找礦工作起到指導作用。然而隨著贛西北大湖塘和贛東北朱溪世界級鎢礦的發(fā)現,改變了江西傳統(tǒng)的礦產資源分布格局,逐漸形成了“南鎢北擴”的新認識,但造成這一新認識的原因有待加強研究。

(2)鎢銅共生機制問題。巖漿巖成礦專屬性表明,與W有關的巖漿巖主要為地殼上部硅鋁層重熔和再生作用所形成的中酸性-酸性巖(殼源型)[77],而與Cu有關的巖漿巖主要源自地殼深部或上地幔的中酸性-弱酸性巖(幔源型)[78-80]。從元素地球化學性質看,W為親氧元素,Cu為親硫元素。朱溪、大湖塘等世界級鎢銅共生礦床的發(fā)現,表明欽杭成礦帶東段具有鎢銅共生的成礦特征,形成此類成礦特征的機制有待進一步研究。

(3)白鎢礦成礦理論。以往研究表明白鎢礦(CaWO3)多以接觸交代型為主,礦體產于花崗巖與碳酸鹽巖接觸帶,Ca2+可來源于圍巖碳酸鹽巖或巖漿熱液,但在該區(qū)域內大湖塘地區(qū)成礦圍巖為晉寧期黑云母花崗閃長巖,無碳酸鹽巖地層出露,也無證據表明該區(qū)存在強烈的鈣交代作用[80]。因此,白鎢礦中的Ca2+可能直接來源于圍巖黑云母花崗閃長巖,顛覆了傳統(tǒng)白鎢礦成礦條件的認識,應重新完善白鎢礦的成礦理論。

(4)區(qū)域成礦規(guī)律與成礦模式。欽杭成礦帶東段鎢礦床類型較多,且不同類型的礦床在空間上共生,由于成礦背景的特殊性和復雜性,其成礦物質來源、成礦時代及成礦機制等問題還有待進一步解析。隨著欽杭成礦帶東段工作程度的進一步提高,鎢礦床區(qū)域成礦模式圖可能會與新的地質事實存在不相符之處。因此,鎢礦床區(qū)域成礦模式圖有待于進一步完善。

5 結論

(1)欽杭成礦帶東段鎢礦床在時間上具有遞進演變規(guī)律;在空間上,礦床分布具等距性、等深和側伏規(guī)律。鎢礦成礦帶可劃分為2帶:衡山-幕阜山-蓮花山成礦帶和武功山-靈山成礦帶,成礦時代主要集中在燕山期,少數為印支期。

(2)主要成礦類型有石英脈型、接觸交代型、蝕變花崗巖(云英巖)型和斑巖型等,部分礦區(qū)由多種礦床類型共生,構成“多位一體”復合型鎢礦床。

(3)鎢的物質來源可以分為巖源和層源兩種,成礦巖體為S型花崗巖,含礦地層主要為新元古界及石炭系—二疊系。

(4)欽杭成礦帶東段成礦環(huán)境較為復雜,與燕山期陸內造山運動有關。

(5)欽杭成礦帶東段目前已基本查明WO3資源儲量超過600萬噸,具有較大的找礦潛力。

(6)目前,鎢礦理論研究稍顯滯后。江西“南鎢北擴”的原因不明、鎢銅共生機制問題、白鎢礦成礦理論、區(qū)域成礦規(guī)律與成礦模式等問題還需解決。

注釋:

①江西有色地質研究所.江西橫峰葛源錫多金屬礦床地質特征及成礦預測[R].南昌:江西有色地質研究所,1984.

②李崇佑.江西鎢礦地質及成礦規(guī)律[R].南昌:江西省地質科學研究所,1985.