模型二十六 非硫化物型锌矿床找矿模型 找矿模型

一、概 述

非硫化物型锌矿床 ( nonsulfide zinc deposit) ，过去被称为 “锌氧化物”矿床 ( 戴自希等，2005) 。在 19 世纪和 20 世纪早期，全球锌金属量几乎全都来自含菱锌矿的氧化矿石。到 20 世纪早期随着各种选矿和冶炼技术的进步，采自硫化物矿床的锌金属量逐渐占主导地位，锌氧化物矿床因此受到忽略。近年来，由于湿法冶金技术的突破，降低了锌氧化物矿床的生产成本，使此类矿床再次成为引人注目的勘查目标。据预测，今后每年采自非硫化物锌矿床的锌金属量将占全球锌金属总量的 10% 以上，成为锌金属的一种重要来源。

M. W. Hitzman 等 ( 2003) 将非硫化物型锌矿床划分为表生矿床和深成矿床两种。其中，表生非硫化物锌矿床最为常见，包括直接交代型、围岩交代型、残留 － 充填型 3 种亚类; 深成非硫化物锌矿床是近年来新认识的一种类型，包括由脉状和不规则筒状硅锌矿 ( － 闪锌矿 － 赤铁矿 － 富锰矿物)组成的构造控制矿床和由锌铁尖晶石 － 硅锌矿 － 红锌矿 ± 锌尖晶石矿物组成的层状型矿床两种亚类( 图 1) 。非硫化物型锌矿床在世界各地均有分布 ( 图 2) ，多产在美洲科迪勒拉、古地中海和东南亚地区。有的硫化物铅锌矿因同时产有氧化物矿体，而被纳入非硫化物型锌矿床，如纳米比亚斯科比翁和中国兰坪金顶铅锌矿床等，它们的原生矿床类别分别归为密西西比河谷型和砂岩型矿床。

图 1 非硫化物型锌矿床分类示意( 引自 M. W. Hitzman 等，2003)

二、地 质 特 征

1. 表生非硫化物型锌矿床

表生非硫化物型锌矿床通常由硫化物和非硫化物锌矿床氧化而成 ( 表 1) ，多产于碳酸盐岩中，是富含闪锌矿矿体分解产生的含氧富锌酸性流体与碳酸盐矿物发生快速反应的结果。其原生矿床以密西西比河谷型或高温碳酸盐交代型硫化物矿床为主，故该类矿床虽然是由各种富闪锌矿矿床氧化而成，但大多数矿床仍保留有密西西比河谷型或高温碳酸盐交代型硫化物原矿体的特征。

( 1) 直接交代型矿床

直接交代型非硫化物锌矿床主要由密西西比河谷型和碳酸盐交代型矿床氧化而成，是菱锌矿和异极矿交代闪锌矿的结果，其实质是富锌的铁帽。该类矿床中的矿物大多数呈混合硫化物和直接交代成因的菱锌矿产出。一般来说，由密西西比河谷型矿床演化而成的矿床，矿物组成简单，主要为菱锌矿、异极矿和水锌矿; 由高温碳酸盐交代型矿床氧化而成的矿床，矿物组成复杂，常含其他金属元素矿物，如锌锰矿和水锌锰矿等富锰锌矿物，以及碳酸铜、菱锌矿、异极矿、水锌矿和砷化合物等矿物。

图 2 非硫化物型锌矿床的全球分布示意图( 修编自 A. Nuspl，2009，修改)

伊朗安格朗 ( Angouran) 矿床是该类矿床的代表。矿床产在长 1600km 的 Zagros 第三纪碰撞带内，受由角闪岩、蛇纹岩、片麻岩和云母片岩等组成的变质杂岩体控制，矿体发育于云母片岩与大理岩的接触带中。该矿床南北长 600m，东西宽 200 ～300m，由硫化物矿体和以碳酸盐岩为容矿岩石的氧化物矿体共同组成。矿床的上部为氧化帽、菱锌矿矿体和碳酸盐岩容矿的矿体，中间为混合硫化物 － 氧化物矿体，下部为矿化片岩 ( 图 3) 。氧化物锌矿体的品位从上往下逐渐降低。氧化帽中的矿物主要为菱锌矿及少量水锌矿，石英脉石中为微量白铅矿、赤铁矿、针铁矿、高岭石、蒙脱石和方解石，并出现微量方铅矿和砷铅矿。氧化物矿石结构有致密块状结构、角砾状结构、粉末状结构和多孔状结构等，但以角砾状结构为主。

图 3 伊朗安格朗锌矿床剖面图( 引自 H. A. Gilg 等，2006)

表 1 部分表生非硫化物型矿床的基本情况一览表

资料来源: M. W. Hitzman 等，2003，略有修改

* Irish 为 SEDEX 型铅锌矿床的一个亚型，称为爱尔兰亚型，主要容矿岩石为灰岩和白云岩，也具有 MVT 矿床的一些特征。见本书模型二十。

( 2) 围岩交代型矿床

表生围岩交代型锌矿床常产于原始硫化物矿体及与其相关的直接交代型矿床附近的地下水向下流动的梯度带上，是硫化物矿体逐渐被氧化所形成的含锌酸性地下水在向外运移过程中与钙质围岩发生反应并沉淀形成的。原生硫化物矿体中铁硫化物含量高时，有利于锌从矿体中完全淋滤，但要形成围岩交代型矿床，还需要以下两个有利的条件: 一是矿床构造的抬升和 ( 或) 地下水位的下降; 二是要有渗透性岩体，使流经原生硫化物矿体的地下水的锌含量提高。

纳米比亚斯科比翁 ( Skorpion) 矿床是该类矿床的一个典型代表。该矿床的形成与 MVT 矿床有关。矿床赋存于新元古代沉积岩与火山岩混合岩层层序中。重要的硫化物矿化受长英质火成岩控制，完全氧化的硫化物发育在巨厚的细粒的硅酸盐岩层中。晚古生代岩石经历了强烈的断裂、褶皱作用( 图 4) 。表生锌矿床主矿体的矿石矿物以异极矿和羟锌矿为主，含少量的菱锌矿。表生矿体似乎形成于碳酸盐岩与混合的火山和碎屑沉积层序的接触带内。

图 4 纳米比亚斯科比翁矿区剖面图( 引自 G. Borg 等，2003)

当原生硫化物矿体中的锌被完全氧化带出时，或原生硫化物矿体被完全剥蚀掉时，许多围岩交代型矿床与直接交代型矿床在空间上可直接相连。例如，哈萨克斯坦的沙默登矿床 ( Shaimerden) 同时兼有围岩交代和直接交代双重特征 ( 图 5) 。该矿床的容矿岩石为下石炭统碳酸盐岩。该碳酸盐岩位于以火山岩为主的层序地层内，其上覆盖有平均 40m 厚的白垩系至第四系的盖层。矿床主要由异极矿、菱锌矿和微量的羟锌矿组成; 矿体呈不规则状，其规模为 300m × 200m，延伸大于 100m。异极矿的大量出现反映了还原的、低 pH 的成矿环境。残留的原生硫化物矿体被保存在表生矿床的核部。

总的来看，围岩交代型矿床常显示块状到同心带状结构，矿石矿物通常显示白色到暗黄色，如果原矿富铁或富锰，则显示棕色至棕黄色。由不同类型的原生矿物发育而成的矿床，其矿物组成差异较大。源于密西西比河谷型矿床的围岩交代型矿床常常含有菱锌矿和碳锌钙石，而源于高温黄铁矿型和富锰碳酸盐岩交代型硫化物的矿体通常由碳锌钙石、亚铁菱锌矿和锰菱铁矿组成。不过，密西西比河谷型矿床仍是许多围岩交代型矿床的主要来源。

( 3) 残留 － 充填型矿床

残留 － 充填型矿床是由锌矿物的机械和 ( 或) 化学搬运作用在岩溶地区的洼地或在洞穴系统中堆积而成的。在降雨较大的地区，锌可快速地与其他金属分离，且在岩溶洞穴中形成高品位的菱锌矿堆积。菱锌矿和水锌矿重复淋滤向下迁移，可在溶坑和洞穴系统中形成一个连续的表生锌矿床剖面。溶坑崩塌常使菱锌矿机械地堆积在水锌矿脉石中。崩积矿床亦发育于残留地表物质沿坡向下运移部位。该亚类矿床通常规模较小，形态极不规则，但品位极高。因此，许多残留 － 充填型矿床对小规模开采具有一定的价值，但不适于大规模开发。

图 5 哈萨克斯坦沙默登矿床剖面图( 引自 M. B. Boland 等，2003)

该类矿床常发现于赤道热湿气候条件下的构造抬升地区，因为在那里硫化物矿体的氧化能形成酸性溶液，利于喀斯特的发育。在干湿交替的温湿季节性气候地区，低 pH 条件也有利于这类矿床的形成。越南北部 Cho Dien 矿床是这类矿床的典型代表。该矿床产于泥盆纪变质沉积岩中，原生矿床类型为与三叠纪花岗岩侵入体有关的高温碳酸盐交代型矿床。20 世纪早期，在隆升约 700m 的岩溶高原上，许多小而富的硫化物矿体被开采。残留的表生矿床产于岩溶高原的岩溶顶峰。Cho Dien 矿区全是表生矿石，残余软黏土带的锌品位高达 10% ～30%，位于灰岩岩溶高峰之间。在富铁的黏土基质中，异极矿是主要锌矿物，具有少量的水锌矿和菱锌矿。

2. 深成非硫化物型锌矿床

深成非硫化物型锌矿床是一种很少见的矿床类型，它是由低—中温 ( 80 ～200℃) 的富锌、贫硫还原性流体与贫硫的氧化性流体混合使锌沉淀而形成的，主要由锌的硅酸盐和氧化物组成，且常常含有微量的闪锌矿，除近地表露头外，很少见菱锌矿、异极矿、水锌矿和羟锌矿。该类矿床可细分为构造控制型和层状型矿床两种，表 2 列出了这两种亚类的代表性矿床及其容矿岩石时代和主要矿物。

( 1) 构造控制型矿床

构造控制型非硫化物锌矿床受构造控制明显，矿体常沿正断层呈脉状和筒状产出，具有特征性的硅锌矿至硅锌矿 ( － 闪锌矿) 至闪锌矿 ( － 硅锌矿) 矿物分带，容矿岩石时代以新元古代的碳酸盐岩为主，硅锌矿矿体深达地下 300 ～900m，远大于已知氧化效应的深度。构造控制型矿床中的硅锌矿可以交代原硫化物矿体的矿物组合，也可以与闪锌矿交错生长和增生。已发现的非硫化物锌矿床中，巴西的瓦扎特 ( Vazante) 、澳大利亚的贝尔塔纳 ( Beltana) 、纳米比亚的 Berg Aukas/Abenab 和赞比亚的卡布韦 ( Kabwe) 是该亚类矿床的代表性矿床。这里仅以巴西的瓦扎特为例介绍一下该亚类矿床的一些基本特征。

表 2 深成非硫化物型锌矿床类型、容矿岩石时代、主要矿物和资源量

资料来源: M. W. Hitzman 等，2003

注: 表中资源量包括已开采的资源量和未开采资源量。

瓦扎特矿床目前是巴西最大的锌生产矿山，产于 Sao Francisco 克拉通新元古代 ( 600Ma) 的碳酸盐岩沉积层中，该岩层未发生变质，且保留有较好的沉积结构。矿体主要产于厚约 1. 3km 的瓦扎特建造中，上覆的 Lapa 建造由暗灰至黑色具有薄层粒状灰岩条带的碳酸盐岩浊积岩组成，向上逐渐过渡到泥质的白云岩和黑色页岩。矿化层集中分布在瓦扎特建造中的 Serra do Poco Verde 组与上 Morrodo Pinheiro 组相接触的地方，并为下 Pamplona 组地层所覆盖 ( 图 6) 。小的变基性岩体产在与角砾变质白云岩和硅锌矿矿体有关的叠瓦状构造中。上 Morro do Pinheiro 组包括灰色变质白云岩、含黄铁矿的黑色页岩和泥灰岩。下 Pamplona 组由板岩和夹有浅灰和粉红色变质白云岩的绢云母千枚岩组成。瓦扎特断层长约 12km，走向为 NE50°，是该矿床最重要的控矿构造。区域地质研究表明，该断层作用与 Lapa 建造的沉积是同期的，断层带内的容矿岩石被剪切，局部发生重结晶，并含有微量的绿泥石。基底断层通常充填有交错生长的硅锌矿和少量的闪锌矿。硅锌矿亦充填于部分分支断裂、不连续面和上盘构造中。

矿体为宽几厘米至几米的脉体，主要由硅锌矿、赤铁矿和含有少量铁白云石的石英、菱铁矿和细粒闪锌矿矿石矿物组成。矿化带内和矿化带周围热液蚀变发育，主要蚀变矿物有亚铁白云石、铁白云石、菱铁矿以及交代的二氧化硅。在瓦扎特断层带内，可见二氧化硅 － 赤铁矿脉穿切亚铁白云石现象，尤其是沿断层带的上、下边缘更为发育。

( 2) 层状型矿床

层状型非硫化物锌矿床是指产在富锰岩层中的层状矿床，主要矿石矿物组合是硅锌矿 － 铁锌尖晶石 － 红锌矿 ( 表 2) 。这类矿床最好的实例是美国新泽西州的富兰克林 ( Franklin) 锌矿和斯特林山( Sterling Hill) 锌矿。

图 6 巴西瓦扎特矿床剖面图( 引自 L. V. Soares Monteiro 等，2006)

富兰克林和斯特林山锌矿床均产在富兰克林建造中，包括互层的变质沉积岩和变质火山岩以及火成侵入岩。火成岩侵入体在 1080 ～ 1030Ma 期间发生变质作用，变质程度达到了角闪岩相到麻粒岩相。区内元古宙地层发生过复杂的褶皱，但在上覆的片麻岩中，没有发现产在向斜中的富兰克林和斯特林山锌矿体。富兰克林和斯特林山锌矿床赋存于富兰克林大理岩内的不同层位，由一系列厚 1 ～10m 的不连续的板状透镜体组成，其走向平行于矿床的总体形状。矿体常常被含锌和锰的钙硅酸盐条带包围或与其互层。主要的矿石矿物有等粒次圆状铁锌尖晶石、硅锌矿和红锌矿 ( 含 Zn 20%、Fe16% 和 Mn 8% ) 矿物。闪锌矿仅见于斯特林山矿区原始硅锌矿矿体内，而在富兰克林矿区很少见。除锰硅酸盐矿物外，方解石是主要脉石矿物。在矿体中可见一定量的锰橄榄石，更多的锰橄榄石出现于上、下盘的岩石中。

三、矿床成因和找矿标志

1. 矿床成因

( 1) 表生非硫化物型锌矿床的成因

常见表生非硫化物型锌矿床是由含锌硫化物矿床经表生氧化、分解和交代而成的 ( 图 7) 。它们的形成受气候条件、原矿组成和围岩构造等因素控制。围岩成分主要影响非硫化物型锌矿床的矿物组成。如，低杂质碳酸盐岩地区形成的矿床的主要矿石矿物为菱锌矿和水锌矿，而在硅质碎屑岩中发育的矿床，常形成含异极矿和羟锌矿的矿物组合。

流体路径部分受控于容矿岩石的岩性、结构构造和风化作用。低渗透率和缺乏重大断裂作用的矿床很难被氧化，尤其是在具很低渗透率的碳酸盐岩地层中。在这种情况下，通过重力驱动溶液运动，表生锌矿床形成于距原硫化物矿床较近的位置。在碳酸盐岩 － 碎屑岩相混合的地层中，流体流动主要取决于碎屑岩是否具有更大的渗透率，且可能受水平地层的控制。在某些矿区，譬如，在泰国的Padaeng矿区，在距原矿床 100 多米的地方，发现了流体侧向运移形成的非硫化物型锌矿床。

图 7 表生非硫化物型锌矿床形成模式( 引自 M. W. Hitzman 等，2003)

气候和地形对于金属的运移具有重要意义。表生锌矿床通常形成于干旱和热带两种环境下。迄今发现的许多典型的表生非硫化物型锌矿床明显形成于半干旱环境。在半干旱至季风气候条件下，构造抬升导致的潜水面下降提高了锌从硫化物矿体中迁出的能力。这种环境有利于高品位围岩交代型矿床的形成和锌与其他金属 ( 铁除外) 的分离。

非硫化物型锌矿床形成的关键因素是要有有效的圈闭场所。如果在原生硫化物矿体附近遇不到有效的圈闭场所，大雨量气候及由此导致的地下水流速的增加使含锌流体趋于分散。常见的圈闭场所就是富碳酸盐岩脉和灰岩或白云岩岩层。钙质或白云质砂岩亦是有效的圈闭，譬如中国云南金顶锌矿床。富碳酸盐岩圈闭的地方含有硫化脉，是直接交代矿床的产物。

总的来看，形成有经济意义的表生非硫化物型锌矿床取决于以下几个条件; ①事先存在锌矿床，②构造的持续抬升和可产生深度氧化作用的季节性气候; ③允许地下水流动的可渗透性围岩; ④有效的圈闭场所; ⑤不存在促使表生含 Zn 流体分散和损失的水文地质环境。

( 2) 深成非硫化物型锌矿床成因

与表生矿床不同，深成非硫化物型锌矿不是通过硫化物的氧化形成的，而是由低—中温 ( 80 ～200℃ ) 富锌贫硫的还原热液流体与贫硫的氧化流体混合而成 ( 图 8) 。构造控制型矿床是富氧流体沿断层带向下流动与向上运移的富锌贫硫的还原热液流体混合，在有利的构造部位 ( 如不整合面等)发生成矿作用; 层状型矿床则是由富锌贫硫的还原热液流体与硫化物矿体氧化形成的流体或贫硫的氧化流体混合而成的。构造控制型与层状型非硫化物锌矿成矿作用的不同之处在于流体混合的部位不同( 丰成友等，2003) ，构造控制型多发生在断层带内，而层状型则多发育于水体与基岩接触带上，有时产在水体以下沉积岩内。氧化流体可以是海水、地下水或与氧化岩石物质 ( 红层或风化层) 达到平衡的盆地流体。还原热液流体多为深成贫硫的、还原性和弱酸性的成矿流体。

图 8 深成非硫化物型锌矿床剖面示意图

氧化流体中硫含量决定了是硫化物还是非硫化物的沉淀。实质上，在氧化流体缺乏硫的情况下，将形成诸如澳大利亚贝尔塔纳矿床的富硅锌矿矿体; 具有较高硫浓度的流体将形成诸如赞比亚卡布韦的富闪锌矿矿床。氧化流体中硫的连续消耗导致早期闪锌矿的沉淀，并伴有硅锌矿的沉淀，这可以解释巴西瓦扎特和纳米比亚 Berg Aukas 矿床中观察到的矿物共生序列。

由于目前已发现的深成层状非硫化物型矿床很少，对其成因认识仍存在差异。M. W. Hitzman 等( 2003) 认为，深成层状非硫化物型锌矿床可能是下列两个端元矿床谱系的一部分: ①层状锰矿床，是由携带 Mn、Fe 和少量贱金属的还原流体与贫硫的氧化流体的混合而形成的; ②布罗肯希尔( Broken Hill) 型矿床，是由携带 Mn、Fe 和贱金属的还原流体与富硫的氧化流体 ( 如海水) 混合的结果。深成层状非硫化物型锌矿床可能是由介于上述两种之间携带 Mn、Fe 和贱金属的还原流体与贫硫的氧化流体混合而成的。贫硫的氧化流体可以是贫硫的湖水、冰川水、沉积岩中的空隙流体或高氧化的变质流体 ( 图 8) 。

2. 找矿标志

非硫化物型锌矿床形成于特定的地质环境，由于表生的和深成的非硫化物型锌矿床在成因上存在明显的区别，因此需要针对每一类矿床类型制定不同的勘查方法。

( 1) 表生非硫化物型锌矿床找矿标志

A. 地质找矿标志

1) 半干旱至季风性气候区，且经历过构造抬升以及潜水面下降的碳酸盐岩地区，应是找寻表生非硫化物型锌矿床的远景靶区。

2) 铁帽、锌帽等地表标志。矿床可以产在铁帽以下或旁侧，铁帽可能是完全贫锌的，表明以前形成的锌被完全淋滤。锌帽产于与易遭受风化的锌矿物的接触带，具有美丽的鲜红色。

3) 对菱锌矿、异极矿、水锌矿和羟锌矿等表生锌矿物的识别，尤其在被赤铁矿和 ( 或) 针铁矿所覆盖的地区进行勘查时更显重要。

4) 有碳酸盐岩圈闭层存在的地区，应是寻找表生非硫化物型锌矿床的优先勘查靶区。富黄铁矿的沉积喷气和火山块状硫化物矿床风化作用很少形成表生非硫化物型锌矿床，但如果它们产在良好的碳酸盐岩圈闭附近，则对这类矿床的形成非常有利，勘查时必须识别这种有利于成矿的古地表地貌特征。

5) 沿古地下水流动路径开展非硫化物型锌矿物的详细矿物学填图，可以判断锌最富集的区域。直接交代和围岩交代矿体中的矿物学研究表明，赤铁矿质燧石→含有弱水锌矿化的赤铁矿→异极矿 －菱锌矿矿体的矿物分带，说明不远处存在原生锌矿; 矿床边缘常见有少量的菱锌矿或富锌方解石或白云石。

B. 地球物理找矿标志

1) 由于缺乏产生电磁响应的矿物，很难应用地球物理技术直接探测非硫化物型锌矿床。但地球物理技术能够提供关于风化剖面的有用信息，能够探测可能赋存表生矿床的深度风化带或岩溶带。这些带与致密和高阻抗的风化碳酸盐岩相比具有低密度和低电阻率的特征。

2) 详细的电阻率测量和浅震测量能够圈定由原生硫化物矿体风化形成的地下水水流梯度。有硫化物氧化的地方能够产生自然电位响应。

C. 地球化学找矿标志

1) 岩石地球化学可圈定原含锌硫化物铁帽内及其周围的负异常，并可在地下水水流方向上探测到典型的 Zn、Pb、Cu、Fe 和 Mn 正异常。古水流路径表明铅异常最接近于原生矿。

2) 深层土壤剖面采样有助于解释锌在风化剖面中的行为，通过残余锌堆积和原生异极矿的识别有助于圈定埋藏矿体靶区。要注意锌在浅层土壤中的活动性和次生富集对土壤地球化学测量的影响。针对含锌矿物设计的选择性提取技术，对识别深层土壤中氧化锌或硅酸锌产生的异常非常有效。

3) 有 SO2的气体异常。在有些地区，可能正在发生残余硫化物的氧化，因此识别 SO2的气体异常地球化学技术很有效。

4) 由于水锌矿和菱锌矿产生短波红外光谱，因此遥感技术和红外光谱矿物测量仪 ( PIMA) 在一些地区也是有效的勘查技术。

( 2) 深成非硫化物型锌矿床的找矿标志

A. 地质找矿标志

1) 深成非硫化物型锌矿床的勘查目标，应以赋存已知非硫化物型锌矿床、层状锰矿床或布罗肯希尔型矿床的沉积地层为重点。对巨厚沉积层的氧化状态进行测量，有助于勘查靶区的选择。

2) 已发现的构造控制的硅锌矿矿床多产于新元古代至早寒武世地层。因为这一时期的地质历史以大规模冰川作用为主，大陆冰川作用向冰盖之下注入了大量的氧化地下水，为与富金属热液流体混合提供了丰富的富氧贫硫地下水。

3) 碳酸盐岩地层之上的不整合面 ( 如瓦扎特) 和直接位于碳酸盐岩地层之上的红层 ( 如贝尔塔纳) 是重要的勘查层位。这种层位常出现在盆地的中上部和不整合面附近，有利于在沉积环境下形成的还原性流体沿构造向上运移与来自岩层的氧化性流体的有效混合。

4) 硅锌矿、硅锌矿 － 闪锌矿、闪锌矿 － 硅锌矿矿物组合标志。有经济意义的矿床，通常由贫硫富锌的还原性流体与贫硫的氧化性流体的混合形成，容矿岩层中上述矿物组合，能反映出氧化还原环境的变化。而硅锌矿、铁白云石、水锌矿和菱锌矿等表生矿物，在短波红外光谱中具有特征光谱，因此，在植被覆盖稀少的地区可利用遥感技术进行测量。

B. 地球物理找矿标志

1) 地球物理勘查用于寻找深成非硫化物型锌矿床可能是困难的。尽管像硅锌矿之类的锌硅酸盐和围岩之间具有很大的密度差异，硅锌矿矿石的比重为 3. 2 ～ 3. 4，而白云质容矿岩的比重大约是2. 85，但小规模的硅锌矿矿体并不能产生显著的重力异常。在卡布韦和贝尔塔纳矿区，利用网度为25m × 25m 的高密度重力测量已经探测到硅锌矿矿体，但这一方案可能不适于大规模勘查。

2) 由于非硫化物矿床中缺乏硫化物，尤其是黄铁矿，所以用电法寻找此类矿床不太有效。尽管已发现的几个构造控制型硅锌矿矿床，含有 1% ～2% 的铁锌尖晶石 － 磁铁矿，但由此引起的航磁异常也十分微弱。

3) 不过，层状非硫化物型锌矿床含大量的铁锌尖晶石 － 磁铁矿，通常存在磁异常，可用航磁和地面磁法进行测量。

( 唐金荣 周 平)

八方山-二里河铅锌矿床地质特征、成矿模式与找矿模型~

1.矿区地质背景
八方山-二里河铅锌矿床位于中秦岭弧前盆地之泥盆系金多金属成矿带凤-太矿集区内,区内出露地层为中泥盆统古道岭组(D2g)和上泥盆统星红铺组第一、第二岩性段(D3x)。古道岭组为细晶—微晶灰岩夹粉砂质灰岩及变泥质灰岩夹层,厚度大于150m。星红铺组第一岩性段(D3x1)下部为钙质千枚岩、铁白云石千枚岩、炭质千枚岩,上部为条带状薄层灰岩夹钙质绢云母千枚岩,局部夹石英粉砂岩及含绿泥石绢云母千枚岩,该段厚370 ～640m; 第二岩性段(D3x2)为绿泥石绢云母千枚岩,该段厚度大于560m。
区内褶皱和断裂构造发育。矿区重要而明显的褶皱构造为纵贯全区的尖端山-八方山背斜东部的八方山背斜。八方山背斜轴向近EW向,走向103°～120°,倾向S,倾角70°～85°,东宽西窄。背斜脊线呈鱼脊状,北翼产状15°～30°∠75°～90°,南翼产状195°～215°∠60°～70°。两翼夹角31°～60°,属较紧闭背斜。背斜向东、西两端倾伏,倾伏角15°～30°。该背斜在金场坪地段形成穿刺背斜,并严格控制了铅锌矿体。矿区断裂可分为纵向断裂和横向断裂。纵向断层规模大,与背斜轴向大致平行,局部充填有石英脉,主要发育于背斜北翼灰岩与千枚岩接触带,为压扭性断层; 横向断层垂直背斜轴和地层走向,断层走向0°～40°之间,倾向W,倾角55°～85°。根椐形成先后、断层内有无岩脉充填及对矿体的破坏作用,可分为两类:第一类大致以300～400m间距等距分布,充填有闪长玢岩脉,断距不大,未破坏矿体; 第二类形成晚于第一类,断距较大,破坏了矿体的连续性和完整性。
区内岩浆岩不发育,主要有闪长玢岩脉和花岗斑岩脉。闪长玢岩脉受控于NE向断裂,岩脉呈等间距分布,单个脉体长数百米,厚0.5～1.0m,个别达5～6m; 矿区以南约2km处为NWW向花岗斑岩脉带,该岩脉带从西坝岩体侵入前缘向西一直贯穿凤-太泥盆系分布区,宽数百米至千余米。岩脉带的侵入为铅锌矿的形成提供了热动力、构造和物质条件。
2.矿床地质特征
八方山-二里河矿体产于背斜构造的鞍部及其两翼(北翼倒转),主矿体产于古道岭组与星红铺组界面的硅质岩中,仅在八方山形成的穿刺背斜部位被剥蚀出地表,向东、西两端倾伏形成隐伏Pb-Zn(Cu)矿体,并具有西端以Cu为主、向东以Pb-Zn为主的成矿元素分带规律(图3-9)。

图3-9 凤县八方山-二里河铅锌矿床地质简图

该矿床容矿岩石主要是硅质岩。硅质岩中微晶石英含量大于80%,化学成分的特点是SiO2含量高,Ti、Mn含量接近灰岩,Al、Fe、Mg含量接近千枚岩,成分含量变化较大。硅质岩在空间分布上受背斜构造控制,形态与背斜吻合,同时也受灰岩控制,分布范围与矿体完全一致。矿体大多直接赋存在硅质岩中; 硅质岩颜色有黑色、灰色、灰白色3种。与灰岩相似,但很坚硬,其中可见到腕足类化石和海百合茎化石,有时被闪锌矿充填交代。
硅质岩为一种热水喷流岩。与背斜虚脱空间和断裂沿走向、倾向的减压扩容构造一致,向东呈25°～30°侧伏,说明其具有由东向西、由下向上以25°～30°倾斜喷流或改造的特征。硅质岩是早古生代热水喷流基底成矿被印支期—燕山期花岗岩侵入、在泥盆系中由东向西、由下向上“抽屉式”改造成矿的结果。
矿体形态受背斜控制,在西部八方山矿段,地表矿化带围绕背斜核部呈不规则的环状,环内为古道岭组结晶灰岩,环外为星红铺组千枚岩,在剖面上则呈现“八字型”和“抛物线型”两种形态(图3-10); 在二里河矿段,矿体主要赋存在背斜向东侧伏的鞍部和北倒转翼,位于星红铺组和古道岭组的接触部位而隐伏于地下,平面上呈“新月型”,剖面上矿体呈“月牙型”和“抛物线型”两种形态。
该矿床目前共圈出大小矿体41个,矿体主要赋存于硅质岩中(图3-11),以Ⅱ-1矿体规模最大,Ⅱ-2号次之。Ⅱ-1号矿体长2345m,平均厚度为6.06m,背斜北翼矿体最大延深560m,最小延深60m,矿体平均品位Pb为1.33%、Zn为6.06%,局部为铜矿体,Cu平均品位为0.81%,该矿体占总探明储量的92.9%。Ⅱ-2号矿体长715m,平均厚度为4.55m。75线以西为铜矿体,Cu平均品位为0.80%(最高为8.47%); 75线以东为铅锌矿体,平均品位Pb为0.98%、Zn为4.24%,该矿体占总储量的2.43%。由Ⅱ-1、Ⅱ-2号矿体特征可以看出:①两矿体处于同一矿化硅质岩中,其累计长度已达3060m,据钻孔充电法电位和梯度测量所获得的异常显示,其异常向东至209线,矿体向东、西两端仍有延伸,预计矿体总长度可达4000m以上,尚有1000余米的找矿空间,其外围及深部仍有找矿前景;②赋存于古道岭组(D2g)与星红铺组下段(D3x1)界面硅质岩中的矿体,占全矿床所获储量的95.33%;③从采矿揭露情况看,矿体沿倾斜方向有尖灭再现特征,因而矿体向深部仍有一定的扩大潜力。

图3-10 八方山-二里河铅锌矿床113线剖面地质图

矿床金属矿物主要有闪锌矿、方铅矿、黄铜矿,其次为黄铁矿、白铁矿、毒砂、磁黄铁矿、黝铜矿、硫锑铅矿、车轮矿等; 脉石矿物主要为石英、铁白云石和方解石等。
矿石结构主要有结晶结构、交代结构、固溶体分离结构、变质结构和内部结构。矿石构造以浸染状、细脉状、块状、斑杂状和条带状为主。
围岩蚀变不发育,程度弱,千枚岩中见有黄铁矿化、磁黄铁矿化、硅化、绢云母化、叶蜡石化和石墨化。灰岩中见有硅化、褪色化,方解石脉大量出现,脉壁和碎裂面上石墨化及炭质物聚集等。与矿化有关的蚀变仅限于矿体上下盘2m内,鞍部有时可达5～10m。
矿石中有工业意义的主要元素为Zn、Pb、Cu。另外,伴生的Au、Ag、Cd、Hg可综合回收利用。其他元素Ga、In、Ge、Ti、Te等含量较低,不能被利用。
3.矿床地球化学特征
(1)微量元素
八方山-二里河铅锌矿床不同类型岩(矿)石过渡金属元素中Cu、Zn含量变化较大(表3-4)。铅锌矿石的Cu含量远大于含矿硅质岩、千枚岩及矿化石英脉,铅锌矿石的Zn含量大于含矿硅质岩及矿化石英脉,而低于千枚岩,这与矿石伴生铜和部分硅化千枚岩为赋矿围岩的特征一致。岩(矿)石的Co含量在(14～20)×10-6之间,Ni含量变化范围为(28～58)×10-6,二者含量相对较高,指示其物质来源较深。

图3-11 八方山-二里河铅锌矿床典型矿石特征

表3-4 八方山-二里河铅锌矿床岩(矿)石微量元素成分 (wB)


注:样品由有色金属西北矿产地质测试中心采用ICP-MS分析; Au、Ag含量单位为10-9,其他元素为10-6
八方山-二里河铅锌矿床岩(矿)石中不相容元素Ba含量较高,在(182～11868)×10-6之间变化,显示了盆地中热水沉积作用的特征,因为高的Ba含量是热水沉积物存在的指示。
(2)稀土元素
八方山-二里河铅锌矿床岩石稀土元素总量变化较大(表3-5,表3-6),在(7.04～206.51)×10-6之间波动,矿石稀土元素总量为(19.38～198.61)×10-6。岩(矿)石稀土元素球粒陨石标准化配分模式均为右倾的轻稀土富集型(图3-12),LREE/HREE大于3,表明二者物质来源近于一致,地质作用条件基本相同。岩(矿)石稀土元素配分模式与海水稀土元素配分模式相似,表明来自地壳深部的热流体中的水主要为海水(王瑞廷等,2011)。绝大多数样品具有负铕异常,δEu值为0.24～0.99,部分样品出现正铕异常,这可能与其碳酸盐含量高或含有重晶石-钡长石类矿物有关。通常Eu2+交代Ca2+或Ba2+,会出现正铕异常。
表3-5 八方山-二里河铅锌矿床岩(矿)石稀土元素含量 (wB/10-6)


注:前5件样品性质见表3-4;其他据王瑞廷,2005;样品82、830与841为铁白云质硅质岩,818、868为硅质岩
表3-6 八方山-二里河铅锌矿床岩(矿)石稀土元素特征参数 (wB)



图3-12 八方山-二里河铅锌矿床岩、矿石稀土元素球粒陨石标准化配分模式

(3)成矿流体
氢、氧同位素分析表明,八方山-二里河铅锌矿床1件硅质岩样品的δ18OSMOW为19.4‰,δ30SiNBs-28为-0.5‰,1件石英样品的δ18OSMOW为20.6‰,δ30SiNBS-28为-0.4‰(薛春纪等,1997a),与秦岭泥盆系海底热水沉积硅质岩的δ18OSMOW范围18.6‰～20.99‰一致,说明硅质岩是由海底热液化学沉积作用形成。
流体包裹体成分测试表明(西北有色地勘局717总队,1993),成矿流体平均含Na+浓度为5.12×10-6、Ca2+为16.90×10-6、Mg2+为0.75×10-6、 为2.09×10-6、Cl-为4.67×10-6,Ca2+>Na+>Mg2+, 为0.44,属低盐度氯化物型卤水,具有渗流热卤水特征,表明成矿流体为海底热液。
(4)硫同位素
八方山-二里河铅锌矿床主要硫化物硫同位素分析结果显示(西北有色地质勘查局717总队,1993),硫化物硫同位素δ34S均为正值,在2‰～12‰之间变化,平均为9.79‰,属重硫富集型。硫化物硫同位素组成既不同于岩浆热液矿床,也不同于生物成因的硫源特征,可能反映了海水硫酸盐的还原硫与深部地层中同生热液中硫的混合来源。
(5)铅同位素
八方山-二里河铅锌矿床硫化物的206Pb/204Pb为17.78～18.18,207Pb/204Pb为15.46～15.81,208Pb/204Pb为37.994～38.67(王相等,1996;表3-7)。4件铅同位素组成稳定,结合凤-太矿集区其他铅锌矿床的铅同位素组成及年龄数据分析,认为其矿石铅属单阶段演化的正常铅。Pb-Pb同位素模式年龄在395Ma至584Ma之间变化,早于中泥盆世(384Ma),表明铅可能主要来源于泥盆纪沉积盆地下伏基底地层或老剥蚀区,也就是说,铅的深部来源是极有可能的,但不排除成矿后铅锌矿体受到印支期西坝岩体热液改造的影响。
4.矿床成因及成矿规律
凤-太盆地的铅锌矿与甘肃西成盆地的铅锌矿虽然存在诸多相似性,如两个地区的铅锌矿床均产于中泥盆世碳酸盐岩与千枚岩之间,在西成盆地铅锌矿产于西汉水组(D2x)中,在凤-太盆地铅锌矿产于古道岭灰岩(D2g)与星红铺组(D3x)千枚岩之间,但也存在许多差异性,西成盆地的铅锌矿多产于碳酸盐台地边缘洼地中,含矿建造为碎屑岩与碳酸盐岩互层带,而凤-太盆地的铅锌矿主要产于碳酸盐相沉积局限洼地中(王相等,1996),含矿围岩以硅化灰岩和硅质岩为主,矿体基本都遭受了印支—燕山期的热液改造,成矿作用发生了一定改变。八方山-二里河铅锌矿与西秦岭厂坝铅锌矿有所不同,厂坝铅锌矿属于SEDEX型,而八方山-二里河铅锌矿尽管同沉积期的热水活动是最主要的成矿作用,但矿床中部分矿石为热水充填交代型(主含矿层以下灰岩中的脉状或似层状矿体),且矿体主要受背斜构造控制。综合八方山-二里河铅锌矿床地质及地球化学特征,认为该铅锌矿床属热水沉积-改造型矿床。
表3-7 八方山-二里河铅锌矿床矿石铅同位素组成


注:据王相等,1996;西北有色地质勘查局717总队,1993;王俊发等,1991。
成矿规律可以总结为:
1)热水活动的幕次-喷流期次控制了相应沉积盆地中层状铅锌矿的含矿层位。不同的含矿层位反映了不同的热水沉积期次。初步认为,凤-太泥盆纪海盆至少有两期主热水活动幕,对应着以下两个层位的热水沉积型铅锌矿:①D2g-D2x界面附近含矿层位,即各已知大中型矿床,如铅硐山、八方山-二里河等;②D3x-D3j界面附近含矿层位,即苇子坪北部麻沟、洞沟、剪子沟等矿点。
其中D2g-D2x界面为主要含矿层位,是由热水活动的主要幕次所决定。热水活动集中分布在拉张盆地充填层序的碳酸盐岩向细碎屑岩过渡的部位,其内在原因可能是,中、晚泥盆世过渡期正是地壳表层与深部物质能量交换的最强烈时期,有利于热水活动的发生。
另外,在一定的矿区,铅锌矿层的出现从严格意义上讲,是受“等时面”控制而不总是受某一岩性界面或某种岩性层所控制,尤其在出现沉积相变的地段反映明显。
2)该区铅锌矿床的主要控矿构造为提供热水运移的同生断裂构造及成矿物质沉淀富集的局限性沉积盆地构造,包括两种同生断裂(控制沉积相变的NE向主干同生断裂、碳酸盐岩地层中充填NNE向岩脉的继承性断层)和3种热水沉积盆地(同生断裂形成的构造凹陷、同生断裂附近的障壁性次级沉积盆地、吸附成矿物质的地球化学障-生物礁构成的同沉积背斜)。
5.成矿时代
凤-太矿集区铅锌矿的成矿年龄厘定一直是矿床研究的难题。前人曾测得八方山-二里河铅锌矿的Pb-Pb同位素模式年龄在395～584Ma之间变化,4件样品的原始铅等时线年龄为400Ma(王相等,1996),该年龄指示了成矿物质主要来自泥盆系,而非真实的成矿期。八方山-二里河铅锌矿矿体主要受背斜构造控制,矿体产于背斜的核部、鞍部或倒转翼,矿石中发育大量的交代构造,表明矿体遭受过后期构造-岩浆热液改造作用。
此次工作采集了八方山-二里河铅锌矿床的矿化硅质岩、矿区附近花岗斑岩和闪长玢岩样品,开展了锆石U-Pb同位素测年研究,测试工作在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成,采用La-ICP-MS进行了锆石原位U-Pb同位素分析测定,结果见表3-8。
从表3-8和图3-13中可以看出,矿化硅质岩中的锆石具有明显的碎屑锆石的特点,如磨圆好、颗粒小,与后述的年龄峰分散相一致。二里河矿区闪长玢岩锆石具有明显的岩浆锆石的特点,多数锆石呈长柱状、针状并具环带结构,反映了岩脉形成过程中快速降温过程。少量锆石具有磨圆的碎屑锆石的特点,反映出岩浆捕获了围岩中的锆石。

图3-13 八方山-二里河矿区矿化硅质岩(上排)和闪长玢岩(下排)锆石阴极发光图像

从图3-14中可以看出,八方山-二里河矿区附近花岗斑岩锆石晶型好,呈板状、柱状显示岩浆锆石的特点,但多数已遭受蚀变,在CL图像中呈黑色,这对准确定年有一定
表3-8 八方山-二里河铅锌矿床硅质岩、花岗斑岩和闪长玢岩锆石U-Pb同位素测年结果


续表


注:LI1-02～LI1-18为硅质岩; Li3-01～Li3-15为花岗斑岩;Li2-01～Li2-20为闪长玢岩。样品由中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室采用La-ICP-MS进行锆石原位测试分析。Pb*为放射成因Pb。的影响。
从图3-15中可以看出,八方山-二里河矿区矿化硅质岩锆石U-Pb年龄峰值分散,有400Ma、600Ma、800Ma和1000 Ma,甚至还有1800 Ma的年龄值,具有明显的碎屑锆石的年龄特征。这一组年龄值不能代表硅质岩或铅锌矿床的形成时代,而与扬子板块的年龄谱具有一致的特征。但从硅质岩中夹有许多碎屑锆石的特点看,反映出矿化硅质岩的形成环境可能是个近岸的海底凹地。

图3-14 八方山-二里河铅锌矿区附近花岗斑岩锆石阴极发光图像


图3-15 八方山-二里河铅锌矿床矿化硅质岩锆石U-Pb谐和曲线图

从图3-16中可以看出,八方山-二里河矿区闪长玢岩锆石U-Pb谐和年龄为(214±2)Ma,是印支晚期构造运动的产物。比较小的加权平均方差(MSWD)(0.34),表明地球化学误差小,也说明该年龄值的地球化学意义明确。同时从图3-16中也可以看到少数大于214Ma的年龄值,如240Ma、420Ma和440Ma,反映出岩浆侵位过程中捕获了围岩物质中的锆石。八方山-二里河矿区附近花岗斑岩锆石U-Pb谐和年龄值是(217.9±4.5)Ma,其中加权平均方差为5.7,比闪长玢岩的加权平均方差值稍大,但仍有地球化学意义。该年龄值与闪长玢岩的214Ma相近,说明花岗斑岩也是印支构造运动晚期的产物。

图3-16 八方山-二里河铅锌矿区闪长玢岩(左)和附近花岗斑岩(右)锆石U-Pb谐和曲线图

以上数据进一步证实了八方山-二里河铅锌矿床的确经历了印支期的构造-岩浆热液改造作用,表明八方山-二里河铅锌矿床的主成矿期为印支期,而非海西期,海西期是铅锌矿的主要矿化时期。
6.成矿模式
八方山-二里河铅锌矿床是凤-太矿集区内典型的铅锌矿床,铅锌矿体主要呈马鞍状或似层状赋存于中泥盆统古道岭组灰岩与星红铺组千枚岩接触带之间的硅质岩中。该矿床自20世纪80年代以来一直备受研究者们的关注,相继在成矿地质环境、成矿与控矿规律、矿床成因与类型等方面开展了大量研究工作,取得了许多重要研究成果,但矿床成因模式仍存争议,一种观点认为是热水喷流沉积型(SEDEX)或沉积-改造(再造)型(张复新等,1988; 祁思敬等,1993; 王集磊等,1996; 王相等,1996; 薛春纪,1997a,方维萱等,2000; 王瑞廷等,2007a,2011); 另一种观点强调该矿床为后生矿床,提出凤-太矿集区内铅锌矿床是后生的构造-热液作用的产物(王义天等,2009)。
本次根据八方山-二里河铅锌矿床的地质背景、地球化学特征、成矿规律、矿床成因及成矿时代,认为该矿床属喷流沉积-构造、岩浆强改造型铅锌矿。其成矿模式总结如下(图3-17):
(1)泥盆纪断陷海盆的形成和海底热水喷流沉积阶段
凤-太矿集区铅锌矿床铅锌矿石铅同位素年龄为438～476Ma,八方山-二里河铅锌矿床铅同位素年龄为455Ma,时代上大致相当于奥陶纪(500～440Ma)至志留纪(440～475Ma)。这与秦岭型铅锌矿床同位素年龄一致,但矿石同位素年龄与含矿地层形成时代相差甚远,且多个矿床赋矿地层时代差异明显,说明热水喷流沉积成矿作用主要发生于早古生代断陷海盆形成时期,同时伴随着岛弧式海相火山喷发(流)成矿作用(由北侧丹凤岩群、草滩沟群火山岩含矿背景及矿化和成矿特征推测)。早古生代的构造作用、热水喷流和海相火山成矿作用奠定了凤-太矿集区泥盆纪沉积盆地基底构造格局和矿化范围。
(2)泥盆纪赋矿地层沉积阶段
进入泥盆纪,凤-太海盆处于相对稳定的海相沉积时期,形成泥盆纪容矿地层。同时,在不同沉积阶段,也伴随着相应的岩浆活动和继承性的海底热水喷流作用,使基底断裂继续活动,向上部泥盆系中漫延,为之后的构造和岩浆改造成矿作用奠定了基础。

图3-17 八方山-二里河铅锌矿床成矿模式示意图

(3)印支期改造成矿阶段
泥盆纪之后至三叠纪,由于强烈的造山运动,形成对称的褶皱、断裂、同构造岩浆岩等成矿构造的复杂组合,奠定了凤-太泥盆系中的总体成矿构造格架。NWW向同生断裂转化为对冲推覆断裂,从深部基底一直延伸至上部盖层中,发散减弱于背斜倒转翼灰岩与千枚岩接触带,消失于背斜鞍部及翼部的减压扩容部位。
伴随印支期构造与岩浆活动,使基底及同生断裂带中的成矿物质沿岩浆侵入方向由下向上、由东向西强烈活化、迁移,富集成成矿流体,并在与深部构造贯通的八方山-二里河背斜鞍部及北翼“剑鞘状”扩容构造(层滑断裂)空间富集成矿。西部NE向老厂-杜家河断隆带及东侧的三里河-白杨沟断裂,对NWW向成矿构造有一定的抬升和隔挡作用,使八方山-二里河背斜在三里河-白杨沟断裂以东形成向东倾伏的封闭-半封闭聚矿构造而成矿。
7.找矿模型
(1)地质标志
古道岭组灰岩与星红铺组千枚岩接触带或碳酸盐岩台地向浅海盆地碎屑岩过渡的生物礁亚相和洼地亚相是找矿的岩相标志。这些部位发育各种容矿硅质岩。对八方山-二里河铅锌矿床钻孔资料进行整理建库,发现主要矿体几乎全产于硅质岩中,硅质岩与围岩界线清楚,因此认为硅质岩是该区沿构造找矿的最重要标志。
逆冲推覆作用形成的叠瓦式背斜扩容空间是成矿和找矿的主要构造部位,即背斜鞍部、陡翼或倒转翼形成的向东侧伏的“剑鞘状”构造。
(2)化探标志
平面上,Pb、Zn、Cu、Ag、Sb、As等原生晕异常与铅锌矿体关系密切; 垂向上,从上向下异常元素组合依次为Sb→Zn→As→Ag→Cu→Pb→ Hg。此外,Hg元素是寻找隐伏矿床较好的指示标志。
(3)物探标志物探综合异常是寻找盲矿体及隐伏矿的间接标志。对于浅埋矿体,大功率激发极化法可很好地反映效果; 对于深埋矿体,可控源音频大地电磁测深技术(CSAMT)效果较理想。这些方法同时也可判断深部灰岩走向分布及隐伏背斜构造。
(4)矿化及蚀变标志
硅化、碳酸盐化、黄铁矿化、重晶石化及电气石化等围岩蚀变发育部位是较直接的找矿标志; 铅锌矿体中及其附近石英方解石脉发育,石英方解石脉、闪长玢岩脉发育地段也是重要的找矿标志。

本节将从找矿标志、找矿模型以及找矿方法组合等3个方面对阳山金矿找矿技术方法进行总结归纳。
10.6.1　找矿标志
主要从地质背景、地质标志、地球物理、地球化学及遥感等5方面总结归纳了阳山金矿区的找矿标志，详见表10.8。
10.6.2　找矿模型
10.6.2.1 地质背景模型
在本章10.2节已对本区成矿地质背景与金成矿的关系进行了分析，但影响武警黄金第十二支队将工作重点转移至本区的因素主要有：
1）本区地处古老的碧口地块边缘。关于太古宇、元古宇绿岩系与金矿的关系前人已做过大量的研究工作，事实上我国众多大、中型金矿也均产于古陆核边缘地区，因此，围绕古老陆核边缘寻找岩金矿床也是我国20世纪80～90年代的一条重要找矿模式。
2）工作区深大断裂发育。深大断裂发育地区是壳幔物质充分交换的活跃区，也是热液矿床的富集区，我国绝大多数金矿床均产于深大断裂附近，因此深大断裂带作为金矿成矿的必要条件早已引起人们的关注。
3）工作区存在区域地球化学异常。前文已述及，本区1:20万金化探异常规模大，强度高，且伴有As,Sb,Bi,Hg异常，此外，金异常沿安昌河－观音坝大断裂呈带状分布（图10.25），显示沿断裂带曾发生金的成矿富集作用。
表10.8 阳山金矿矿床地质－地球物理－地球化学找矿标志


上述几方面的因素是进行找矿选区的基础，因而也可将其作为区域上金矿找矿的背景模型。
10.6.2.2 勘查技术方法模型
（1）地球化学模型
总体而言，阳山金矿区1:5万水系沉积物测量金异常浓集中心与金矿脉有较好的对应关系，因此金异常浓集中心可作为寻找金矿的标志。尤其是规模大（>1km2）、强度高（>16×10-9），沿构造破碎带展布的异常浓集中心一般与矿体均有较好的对应关系。一种情形是金矿脉直接产于异常浓集中心之内，如观音坝一带的2＃和13＃脉（图10.26）；另一种情形是金矿脉产于异常浓集中心之一侧，如安坝矿段305＃脉产于金－10号浓集中心之南，这是因地形而造成的浓集中心飘移，在实际应用中应引起注意。

图10.25 阳山金矿床与地质、地球化学背景关系图

1—深大断裂；2—板块俯冲带；黄线为1:20万地球化学异常
（2）地球物理模型
阳山金矿矿脉一般产于低阻、高极化地质体中。如观音坝一带的2＃和13＃脉均产于极化率大于3%的异常区（图10.26）；Eh-4测量显示金矿脉一般产于视电阻率小于200 Ω·m的部位。

图10.26 阳山矿段矿脉与物化探异常关系图

1—激电异常；2—1:5万水系沉积物异常；3—矿脉及编号
另外，根据激电联合剖面测量可以判断矿体的倾向，通过激电测深、高密度电法等可以反演矿化体在深部的变化情况，在此不再赘述。
（3）遥感模型
在TM731假彩色合成图像上，矿化带为淡灰绿色浅色调异常，在线、环型构造交汇部位为成矿有利部位；矿化蚀变在TM5、TM3波段形成反射峰。因此可以根据蚀变与线环型构造来推断矿化带的可能位置。
10.6.2.3 控矿构造模型
（1）葛条湾、安坝矿段褶皱－断裂复合控矿构造的基本特征
对阳山矿矿带葛条湾、安坝矿段进行1:1万地质填图发现在矿区存在一复式背斜，背斜核部（葛条湾北侧）在1:5万SPOT遥感图像上也清晰地显示出来，该复背斜与断裂复合控矿构造主要有以下特征：
1）复背斜出现于安昌河－观音坝断裂带北侧，背斜枢纽走向与主断裂走向近于一致，总体为NEE向，近于水平，略向E倾伏，褶皱地层为中泥盆统三河口群千枚岩、砂岩、灰岩（图10.27）。

图10.27 阳山金矿控矿模式

2）在横向上，复背斜南翼地层总体较陡，并且受安昌河－观音坝断裂带错动发育不完全；而北翼地层较缓，地层相对出露齐全。在纵向上，该复背斜在安坝东部出露较好，在葛条湾一带由于构造错动南翼缺失，而到草坪梁一带由于D2S5灰岩向南的推覆及覆盖，也造成地层缺失。
3）由于地层受剥蚀程度不同，造成复背斜在地表产出形式上存在差异，其中在葛条湾西部靠近马莲河一带的海拔为1 300m，而在安坝一带海拔为1 900m，所以整个背斜被一个斜向的侵蚀面切割，从而造成在葛条湾一带不同岩性地层出露较多，并且出现了NEE向、NWW 向两组构造共存，而在安坝以东由于地层差异性切割不明显，所以地层类型减少，并且断裂构造也以NEE向构造为主，而NWW向构造不发育。
4）复背斜内部层间滑脱、剪切带为矿体的主要赋存空间，受南侧主断裂的影响，复背斜中产生一系列顺层断层或层间剪切破碎带，构成阳山金矿体的主要容矿空间。
（2）控矿模式的地质意义
阳山金矿褶皱－断裂构造复合控矿模式对于阳山金矿今后的勘探生产具有较为重要的指示意义：
1）复背斜两翼成矿：由于层间破碎带在安坝复背斜两翼均有出现，所以矿体也应在两翼出现，此期我们主要对南翼的305＃脉群进行了勘查工作，而2002年地质调查证实，北翼的矿化破碎带延伸也较长（>2km）,7件拣块分析样品位也较高（0.7×10-6～16.38×10-6），值得进一步工作，但由于主断裂带在南翼，所以南翼矿带仍是阳山矿区的主矿带。
2）矿体靠近复背斜核部趋于变厚：受到挤压后靠近背斜核部容易产生虚脱，所以矿体变厚，而到翼部矿体变薄、尖灭，该特点与澳大利亚本迪戈金矿有相似之处（Boyle,1979），这也是在阳山矿区前排钻孔见矿效果好，而后排钻孔见矿效果较差的主要原因，另外，由于本矿区泥盆系千枚岩易于破碎，所以靠近背斜核部地层产状较为混乱，次级褶皱、断裂也极其发育，这从另一方面也增加了勘查的难度。
3）在垂向上多层矿体并存：由于褶皱造成中泥盆统三河口群千枚岩、砂岩产生一系列近于平行顺层断层或层间剪切破碎带，所以也就形成了多层近于平行的矿体，这也是钻孔ZK170见到多层矿体的主要原因。
阳山矿区断裂－褶皱复合控矿模式是在葛条湾矿段及安坝矿段1:1万地质填图基础之上总结提出的，根据野外地质调查，在观音坝附近由于隐伏岩体的存在，使得构造更进一步复杂化，笔者认为，在观音坝一带隐伏岩体的内外接触带构造以及隐伏岩体内部的断裂构造是控制矿体的主要因素。
10.6.3　地质找矿勘查物化探方法组合流程
1）发现金矿化带：以1:20万水系沉积物金异常为线索并结合遥感异常、航磁异常等分析确定矿化带。
2）发现矿化富集部位：以1:5万水系沉积物测量为主，并配合1:1万激电测量、地电化学测量等确定矿化富集部位。
3）确定赋矿部位并了解其产状：以1:1万岩石地球化学（剖面）测量，结合控矿构造解析、物探剖面测量等确定赋矿部位。
需要指出的是，对上述物化探异常的分析必须建立在对成矿地质条件分析基础之上。因为物探异常存在多解性，尤其是在阳山矿区，由于含碳质千枚岩较为发育，而构造破碎带又含水，所以不能单单利用物探异常指导施工；同时阳山矿区部分地段第四系风成黄土覆盖严重，影响了岩石地球化学测量以及土壤地球化学测量的使用效果，而水系沉积物异常由于常发生漂移，所以地质分析显得至关重要。尤其是对于阳山这种受断裂构造控制明显的金矿床，控矿构造分析对于矿床勘查具有非常重要的作用。