下奥陶统桐梓组: 下部以浅灰色中厚层— 块状白云质灰岩、含灰质白云岩为主, 夹粒屑(鲕粒、砾屑)粉晶灰岩、条带状泥质灰岩及少量藻纹层粉晶白云岩, 粒屑灰岩中发育羽状交错层理、板状交错层理; 上部为灰色、深灰色中层— 块状含生物屑白云质灰岩、滑塌角砾灰岩, 夹少量灰质白云岩、亮晶生物屑灰岩及砾屑灰岩, 局部发育燧石条带、泥质条带或白云质条带; 中上部夹多套厚层含灰质白云岩及潮坪风暴岩(图2),

图2

Fig.2

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	图2 桐梓组灰岩中的风暴序列Fig.2 Storm deposit sequences of limestone in Tongzi Formation

风暴岩多以砾屑灰岩产出, 砾屑多呈放射状排列, 发育典型的风暴撕裂构造、递变层理、韵律层理、波状— 沙纹交错层理及不明显的丘状层理; 顶部以灰色中— 厚层状粉晶含灰质白云岩为主, 夹少量含白云质团粒灰岩、粉晶灰岩, 局部见叠层石。综上所述, 本组底部沉积特征表明沉积之初有1次明显的海侵, 发育一套潮坪相沉积; 中部岩层中颗粒组分发育, 为开阔台地相沉积; 上部海平面有所下降, 层序结构清晰。沉积序列上表现为由碳酸盐砂滩或白云质灰岩等浅水沉积到深水碳酸盐岩(含燧石泥晶灰岩、硅质灰岩、条带状泥质灰岩), 再到浅水碳酸盐岩的过程, 即体现出1个典型的海平面升降旋回。

下奥陶统红花园组: 主要以浅灰色中厚层— 块状亮晶生物屑灰岩、亮晶砂屑灰岩为主, 夹少量泥晶灰岩及砾屑灰岩, 至顶部变为薄层泥晶生物屑灰岩; 生物屑灰岩中发育以瓶筐虫为主要造礁生物的点礁体, 灰岩中普遍含颗粒(生物屑、砂屑、砾屑)组分, 常见“ U” 形瓶筐虫。沉积特征表明该组沉积时水动力非常强, 垂向上具加积的特点, 为典型的台地边缘浅滩亚相沉积。

中奥陶统大湾组: 岩石组合单一, 主要以紫红色瘤状泥质泥晶灰岩为主, 夹灰绿色瘤状泥灰岩, 上部泥质含量增多。瘤状泥质泥晶灰岩由瘤体与基质两部分组成, 瘤体成分为灰绿、深灰色泥晶灰岩、含生物屑泥晶灰岩, 基质成分为红、绿混杂的泥质、粉砂质、钙泥质和铁泥质, 充填裂隙或包裹瘤体产出。当基质含量较高时, 形成分离的、长轴平行的椭球状瘤体, 风化后呈串珠状孔洞; 反之, 则瘤状灰岩呈似层状产出。总体为相对低能的混积陆棚相沉积。

中上奥陶统牯牛潭组: 岩性主要为灰绿色中— 厚层瘤状泥晶含生物屑泥质灰岩、含粉砂泥质灰岩, 夹紫红色泥岩、泥晶含粉砂泥质灰岩, 岩石色调以灰绿色为主, 瘤体多呈藕节状顺层连续展布, 下部层位中Fe、Mn元素含量较高, 并富集成锰矿层, 至顶部紫红色调层增多, 系一套深水缓坡— 混积陆棚相沉积。

上奥陶统宝塔组: 下部岩性为灰紫色、灰绿色厚层状瘤状泥晶生物屑灰岩、泥灰岩夹中层状龟裂纹微晶含粒屑白云质灰岩, 层间偶夹厚0.1~1 m的钙质页岩; 上部为浅灰紫色薄— 厚层状龟裂纹泥晶生物屑含白云质灰岩, 夹瘤状含白云质灰岩、泥晶灰岩。岩石特征反映出沉积场所为宽阔而平坦的构造环境空间, 可以将其归为深水缓坡— 陆棚相沉积。

奥陶纪、志留纪之交的龙马溪组: 下部岩性主要为灰黑色碳质页岩、含硅质碳质页岩, 夹含碳质硅质岩及少量含粉砂质页岩, 常见有碳质聚集而成的水平纹层, 页理较为发育, 岩层具垂向加积的特点; 上部岩性为灰黑色— 深灰色含碳质页岩、含粉砂质碳质页岩, 夹少量泥质粉砂岩, 向上变为粉砂质泥岩夹少量含碳质页岩。局部发育沙纹交错层理、粒序层理。总体以灰黑色碳质页岩、粉砂质页岩为主, 夹少量含硅质碳质页岩, 为一套水流不畅、闭塞缺氧的深水局限陆棚— 滞留盆地相沉积。

下志留统新滩组: 下部为黄绿色薄— 中层状泥岩与浅灰色粗粉砂岩不等厚互层呈韵律沉积, 局部夹少量含碳质泥岩层, 泥岩中显水平层理, 粉砂岩中发育平行层理、沙纹层理, 泥岩、粉砂岩的交互叠置呈现出类复理石的宏观特点, 表明其沉积环境较下伏龙马溪组水体变浅, 有间歇性动荡, 为浅海陆棚沉积, 局部为陆棚凹槽含碳质页岩沉积; 上部为灰黄绿色薄— 厚层状泥岩、粉砂质泥岩, 间夹少量薄层状细粒长石石英砂岩, 发育包卷层理、火焰状构造、水平纹理及水平条带等。整体为一套水面开阔、水流通畅的浅海陆棚相沉积。

下志留统小河坝组: 下部为深灰色中— 厚层状细粒长石石英砂岩与灰绿色泥岩呈韵律式沉积, 砂岩层呈楔形, 向上变薄, 构成下细上粗的反旋回; 中部为灰绿色厚层状泥岩夹灰黄色薄— 中层细粒长石石英砂岩, 偶夹薄层泥质粉砂岩构成韵律式沉积, 表现为砂-泥不等厚相间沉积, 泥岩层发育水平层理, 其内多见砂质透镜体; 顶部为灰色厚层状细粒长石石英砂岩, 向上粒度变细, 岩层减薄, 发育平行层理。总体为一套受潮汐流影响的三角洲前缘亚相与潮坪沉积。

下志留统马脚冲组: 下部岩性以蓝灰色、青灰色中层— 块状泥岩为主夹粉砂质泥岩、条带状泥质粉砂岩, 局部见灰绿色中— 厚层状细粒长石石英砂岩, 发育有水平层理、小型浪成波痕构造、透镜状层理; 中部岩性为灰色、深灰色中— 厚层状泥— 粉晶生物屑灰岩、泥晶灰岩夹蓝灰色块状泥岩, 为生物点礁相与浅海碎屑岩相的交互沉积; 上部以灰绿色中厚层— 块状泥岩为主, 夹少量微— 薄中层状泥质粉砂岩、粉砂质泥岩、条带状泥质粉砂岩。总体为一套以泥质为主的浅海陆棚相沉积。

下志留统溶溪组: 下部主要为紫红色、灰绿色中— 厚层状泥(页)岩、含粉砂质泥岩夹薄层状泥质粉砂岩, 总体上表现为“ 泥包砂” 或砂泥微薄互层的特征, 发育低缓对称波痕构造、干涉波痕、透镜状层理、波状层理、脉状层理等典型潮汐构造; 上部为紫红色中— 厚层状泥岩、粉砂质泥岩夹泥质粉砂岩、细砂质石英粉砂岩, 砂质含量进一步增多; 顶部为灰绿色中— 厚层状夹块状泥岩、含粉砂质泥岩夹中— 厚层状泥质粉砂岩, 偶夹紫红色泥岩、粉砂质泥岩。总体为一套受潮汐流影响的三角洲前缘亚相、潮坪相沉积。

下志留统吴家院组: 下部为灰绿色中厚层状泥岩、含粉砂质泥岩夹薄— 中层状含泥质石英粉砂岩, 多发育水平层理; 上部岩性以灰绿色薄层状泥质粉砂岩、泥岩为主, 夹薄层状亮晶粒屑灰岩、粉晶灰岩, 局部夹灰岩透镜体及少量含钙质粉砂质泥岩, 灰岩中含较多三叶虫、腕足类和腹足类等化石。总体为一套受古地理格局控制的局限浅海陆棚相沉积。

上志留统回星哨组: 下部以紫红色、灰绿色中厚层状泥岩不等厚交互沉积为主, 夹泥质粉砂岩及少量粉砂质泥岩; 上部为紫红色薄中— 厚层状泥岩与灰绿色厚层状含钙质泥质石英粉砂岩呈不等厚韵律互层产出。总体为一套受潮汐流控制的前三角洲泥岩、潮坪相沉积。

上志留统小溪峪组: 下部以灰白色、浅灰绿色中— 厚层状细粒石英砂岩、泥质石英含细砂质粉砂岩为主, 夹少量薄— 中层状泥质石英粉砂岩、粉砂质泥岩, 发育虫管遗迹; 上部以浅灰色、灰白色薄— 中厚层状细粒石英砂岩、石英粉砂岩为主, 夹少量浅灰绿色粉砂质泥岩, 发育平行层理、楔状交错层理、沙纹层理。总体为一套主要受波浪控制的临滨亚相夹河口湾相沉积。

早奥陶世时期, 研究区基本上继承了寒武纪以来北西高、南东低的古地理格局, 发生广泛海侵, 总体上为受海平面、碳酸盐岩自旋回等因素控制的碳酸盐岩台地环境(图3(a))。其中, 红花园组以台地边缘浅滩相为主, 兼发育点礁体。早奥陶世晚期— 中奥陶世早期, 该区域受冈瓦纳大陆冰川及深凉水背景^{[23, 24]}、快速的海平面上升、区域构造的差异隆升及陆源物质注入等综合因素的影响, 在区内形成了混积陆棚相, 即大湾组富含陆源泥质的瘤状灰岩层(图3(b))。晚奥陶世早期, 由于受到区域压应力作用, 克拉通内部基底下沉, 产生构造掀斜效应, 从而导致相对海平面的大幅度上升, 使区内变为深水碳酸盐缓坡(灰质陆棚相), 沉积了一套发育有大量角石化石的宝塔组龟裂纹灰岩和瘤状灰岩(图3(c))。晚奥陶世晚期, 研究区经历了由碳酸盐缓坡(灰质陆棚相)向深水滞留碎屑海盆演化的过程, 岩石记录则由宝塔组特殊的龟裂纹灰岩向龙马溪组黑色碳质页岩、硅质岩转变(图3(d))。

图3

Fig.3

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	图3 红岩溪地区奥陶纪沉积-构造演化Fig.3 Map of Ordovician sedimentary tectonic evolution in Hongyanxi area

早志留世早期(龙马溪组上部— 新滩组沉积期), 构造活动较弱, 先期盆地的快速下拗奠定了区内的隆坳格局, 形成了滞留盆地— 陆棚环境, 小型浊积砂体较发育(图4(a)); 早志留世晚期(小河坝组— 马脚冲组沉积期), 有一定的构造活动, 海平面低幅度波动并逐渐变浅, 主要以潮控的陆棚、沙坝和点礁沉积为主, 砂岩成分成熟度中等, 为盆地的隆坳充填补齐阶段(图4(b)); 晚期(溶溪组— 小溪峪组沉积期)构造活动较强, 且呈活跃— 停歇交替的脉动式, 海平面高幅波动、下降明显, 在陆棚基础上发育有受潮汐流影响的河控中— 小型三角洲沉积, 红层广布(图4(c))。

图4

Fig.4

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	图4 红岩溪地区志留纪沉积-构造演化Fig.4 Map of Silurian sedimentary tectonic evolution in Hongyanxi area

研究区规模较大的断裂以NE— NNE向断裂为主, 次为NW向断层。NE— NNE向断裂一般分布于背斜核部, 具有多期活动特征, 为区内铅锌矿的导矿构造(少数亦为容矿构造)。其中规模较大、影响最为重要的断裂为洗车河断裂。该断裂呈NE向分布于洗车河— 红岩溪背斜核部, 并伴生有次级平行断裂, 断层产状110° ~130° ∠40° ~90° , 局部倾向反转。断层呈现多期次活动特征, 根据阶步和擦痕, 大致可划分为张性→ 左行→ 压性→ 张性4期。其中张性断层在由娄山关组构成的背斜核部地层中发育断层角砾岩(碎裂岩)、方解石晶簇; NNE向左行剪切派生出的NW向张性裂隙在草果一带具较好的容矿性; 压性断层为晚期构造活动形成, 属主要构造活动期, 并造成南东盘逆冲于北西盘之上, 末期为应力释放形成张性断层, 局部发育层间滑脱构造。

背斜核部及两翼发育小规模断裂及层间破碎带, 为区内铅锌矿的主要容矿构造。经统计发现铅锌矿体主要产于NW向的小断层中(图5), 产于NE向断层中的矿体较少。而NW向矿体走向主要集中在330° ~340° , 且普遍倾角较陡, 其形成与燕山早期区内NE— NNE向断层的左行剪切密切相关。

图5

Fig.5

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	图5 红岩溪地区铅锌矿体走向玫瑰花图Fig.5 Rose diagram of Pb-Zn ore body strike in Hongyanxi area

选择区内几处典型铅锌矿床(点)中反映主成矿阶段的闪锌矿、石英脉及方解石脉进行包裹体测温。各矿物中原生包裹体均有发育, 普遍较小, 类型简单, 主要成群分布, 部分成带状分布。在室温下包裹体一般以无色纯液相包裹体为主, 无色— 浅灰色气液两相包裹体次之, 部分样品中发育少量深灰色纯气相包裹体。包裹体形态一般呈椭圆形, 长条形, 或不规则形。

包裹体测温结果(表2)显示闪锌矿中包裹体均一温度变化范围109~220 ℃, 主要集中在110~140 ℃, 盐度(NaCl)变化范围10.86%~22.44%, 大部分≥ 22.38%。石英脉中包裹体均一温度变化范围115~274 ℃, 在130~140 ℃和180~200 ℃两区域集中, 盐度(NaCl)变化范围为0.88%~16.24%, 主要集中在6.45%~9.60%和12.96%~16.64%两区间。方解石脉中包裹体的均一温度变化范围为130~234 ℃, 主要集中在150~170 ℃区间, 盐度(NaCl)变化范围6.16%~22.44%, 大部分≥ 10.86%。

表2

Tab.2

表2(Tab.2)

表2 红岩溪地区铅锌矿床流体包裹体特征 Tab.2 Fluid inclusion character of Pb-Zn deposit in Hongyanxi area 样品编号 矿物 大小/μ m 气液比/% Th, L/℃ 盐度(NaCl)/% 流体密度/(g· cm-3) 压力/(106Pa) XWC01 石英 3~12 20~25 198~274 4.96~13.29 0.865~0.970 54.63~68.55 XWC01 闪锌矿 3~8 15 115~142 22.38~22.44 1.092~1.112 32.33~39.92 CG01-2 石英 4~20 15~20 132~243 8.95~14.97 0.940~1.041 36.76~67.87 SZK02 石英 4~30 15~20 147~236 2.74~9.60 0.861~0.983 40.44~64.68 SZK01 方解石 3~10 15~20 153~234 15.76~22.44 0.955~1.082 43.01~65.43 WJ01 方解石 3~10 15~20 130~182 6.16~17.52 0.932~1.044 35.49~50.67 D3043-5 闪锌矿 5~12 5~8 109~220 10.86~22.38 0.932~1.116 30.64~61.01 D2197 石英 4~20 5~10 115~229 0.88~16.24 0.887~1.004 29.03~61.02 D2197-4 方解石 3~30 5~8 97~185 9.86~22.38 0.950~1.097 26.83~62.42 注: 测试工作由核工业北京地质研究院分析测试中心完成。

表2 红岩溪地区铅锌矿床流体包裹体特征 Tab.2 Fluid inclusion character of Pb-Zn deposit in Hongyanxi area

选择6件反映成矿阶段样品(闪锌矿、石英、方解石)进行包裹体液相成分分析(表3), 结果显示流体主要成分为H₂O、N O3-、F^-、Cl^-、S O42-、Na⁺、K⁺、Mg²⁺、Ca²⁺等; 其中, Na⁺> K⁺, Ca²⁺> Mg²⁺, Cl^-> F^-, 总体来说Ca²⁺> Na⁺> Mg²⁺> K⁺; 流体包裹体液相成分中, Na⁺/K⁺比值介于5.01~11.25之间, 有4件样品大于10; Na⁺/(Ca²⁺+

Mg²⁺)比值普遍较小(< 0.5); 此外, 样品中普遍含S O42-离子, 且含量较高, 暗示成矿过程中有大量S O42-参与。根据Roedder^[25]提出的确定成矿热液类型的经验指标, 当Na⁺/K⁺> 10, Na⁺/(Ca²⁺+Mg²⁺)< 1.5时, 为典型的热卤水型, 表明研究区铅锌成矿热液与盆地热卤水较为相似。

表3

Tab.3

表3(Tab.3)

表3 红岩溪地区铅锌矿床各矿物中群体包裹体液相成分 Tab.3 Liquid phase of fluid inclusion in Pb-Zn deposit in Hongyanxi area 样品编号 矿物 名称 液相成分含量/(μ g· g-1) Na+/K+ Na+/ (Ca2++Mg2+) F- Cl- N O3- S O42- Na+ K+ Mg2+ Ca2+ D2242 方解石 1.524 17.780 — 109.700 10.200 0.980 2.779 64.55 10.41 0.15 D2197-4 方解石 2.839 15.740 0.214 2 10.340 8.087 0.719 0.301 19.43 11.25 0.41 D2197-2 石英 2.773 25.350 0.240 3 39.350 12.110 1.190 0.339 24.82 10.18 0.48 XWC01 闪锌矿 2.070 3.958 0.274 7 49.220 2.135 0.426 0.471 24.35 5.01 0.09 CG01-2 方解石 1.285 7.809 0.198 5 6.048 3.706 0.424 0.328 12.36 8.75 0.29 D3043-1 方解石 2.818 16.140 0.177 6 4.315 6.780 0.656 0.314 14.97 10.34 0.44 注: 测试工作由核工业北京地质研究院分析测试中心完成。

表3 红岩溪地区铅锌矿床各矿物中群体包裹体液相成分 Tab.3 Liquid phase of fluid inclusion in Pb-Zn deposit in Hongyanxi area

根据流体包裹体盐度变化范围特征, 结合这一地区铅锌矿成矿地质条件, 可判断成矿流体主要来源于盆地热卤水。而这一地区氢、氧同位素资料^{[3, 10]}表明, 成矿流体原始来源为层间水和大气降水。湘西北地区铅同位素研究显示, 在这一地区铅锌矿床成矿物质来源可能是多源的, 整体而言造山带以上基底地层的来源比例最大^[12]。而硫同位素资料显示δ ³⁴S变化范围11‰ ~31.37‰ , 且大多为大于19.9‰ 的高正值, 硫源具古海水硫酸盐的硫特征, 与蒸发岩的古地理环境有关。

目前关于相似类型铅锌矿成矿迁移与沉淀机制研究有3种: 流体混合模式、硫酸盐还原模式和还原硫模式^[26]。通过本次研究, 可判断研究区铅锌矿床成矿物质迁移及沉淀机制应为硫酸盐还原机制, 即含成矿金属以氯的配合物或硫代硫酸盐(络合物)形式存在, 而流体在富含有机质的成矿部位还原硫酸盐, 引起硫化物沉淀。而这一地区流体包裹体液体成分分析显示^{[3, 10]}, 成矿热液中普遍存在Cl^-、S O42-及CH₄, 其中CH₄为PbS、ZnS等金属硫化物沉淀充当还原剂。

根据闪锌矿测年^[27], 湘西北花垣地区狮子山矿床Rb-Sr等时线年龄为(410± 12) Ma(MSWD=2.20), 为早泥盆世成矿。湘西北地区自新元古代晚期— 志留纪经历了完整的裂谷盆地— 被动陆缘盆地— 前陆盆地的发育过程, 志留纪加里东运动造成该区结束前陆盆地沉积并隆升为陆, 随着温压条件上升, 含矿流体开始活化富集。泥盆纪进入造山后应力松弛阶段, 控制晚古生代差异沉积的洗车河断裂及一系列NE— NNE向断裂等成为流体运移的有利通道。在流体不断向上运移的过程中, 物化条件亦相应发生改变, 当遇到孔隙度大、渗透率高的寒武纪、奥陶纪等有利地层时, 最终堆积成矿(图6)。