汝城高凹背矿区位于南岭成矿带东段, 华南准地台(Ⅰ )加里东后隆起区(Ⅱ )之赣南粤北隆起区(Ⅲ )^[8], 崇义— 会昌EW向构造带与诸广山SN向构造岩浆带^[9]和热水— 遂川— 南城NE向走滑断裂带^{[10, 11]}的交汇部位, 是汝(城)— 崇(余犹)钨锡钼铀矿集区内重要的矿床之一^{[12, 13, 14, 15, 16]}(图1)。

图1

Fig.1

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	图1 湘南— 赣南— 粤北地区地质略图 1.白垩系; 2.上三叠统— 中朱罗统; 3.泥盆系— 下三叠统; 4.震旦系— 奥陶系; 5.元古界; 6.燕山晚期花岗岩; 7.燕山早期第二阶段花岗岩; 8.燕山早期第一阶段花岗岩; 9.印支期第二阶段花岗岩; 10.加里东晚期第二阶段花岗岩; 11.加里东晚期第一阶段花岗岩; 12.加里东晚期花岗岩; 13.加里东晚期花岗闪长岩; 14.加里东晚期石英闪长岩; 15.断层; 16.深大断裂; 17.茶陵— 博白断裂带; 18.南城— 遂川断裂带; 19.赣县— 池江断裂带; 20.汝(城)— 崇(余犹)钨锡钼铀矿集区; 21.高凹背矿区范围; 22.不整合边界Fig.1 Geologic sketch of Xiangnan-Gannan-Yuebei region

矿集区出露的地层自震旦系—第四系,除志留系外均有分布,尤以新元古代—早古生代褶皱基底地层为主,为一套厚度巨大的类复理石-复理石建造; 构造主要表现为加里东构造层内NWW向、近EW向断褶带,间夹海西—印支构造层内NE向、NNE向断褶带,以及燕山—喜山构造层内开阔褶皱; 岩浆具有多期多阶段活动的特点,自加里东至燕山均有活动,岩性既有酸性的花岗岩、中酸性的花岗闪长岩,还有中性的闪长岩、基性的辉绿岩及玄武岩。

1.2.1 地层

高凹背矿区内仅出露寒武系香楠组, 主要分布在矿区的西部, 东部花岗岩中仅残留有少量的顶垂体, 岩性为一套以富含二云母为特点的角岩, 该套角岩对成矿热液起到屏蔽作用。

1.2.2 构造

矿区构造在空间上具有“ 二层楼” 特征, 即上部为寒武系盖层构造, 下部为印支期花岗岩容岩容矿构造。

上部寒武系的盖层构造主要表现为NW向、近EW向褶皱、断裂及节理。下部容岩容矿构造主要表现为断裂构造和裂隙系, 断裂构造主要有SWW向、近EW向、NWW向及NE向4组, 其中矿区北部的SWW向F₁断裂为限定性断裂, 它将该区含矿石英脉限定在断裂以南; 裂隙系包含成矿前裂隙、成矿期裂隙和成矿后裂隙, 以成矿期裂隙占绝对优势。

1.2.3 岩浆岩

高凹背矿区内岩浆岩属热水复式岩体北缘部分, 主体岩体为印支期第二阶段第一次黑云母二长花岗岩(η γ β51-2a), 呈岩基产出, 侵入于寒武系中, 侵位年龄为(222.1± 2) Ma^[2], 侵位时代为晚三叠世。燕山早期第一阶段黑云母花岗岩(η γ β52-1)呈岩株状侵入于印支期岩体中。

区内岩脉十分发育, 主要为细粒花岗岩脉, 次为花岗细晶岩脉。区内共记录有61条细粒花岗岩及3条花岗细晶岩脉, 走向以NWW向至NW向为主, NE向为次, 有57条北倾岩脉。细粒花岗岩脉的分布具上疏下密的现象, 明显具有多次侵入的特点(图2)。根据这些岩脉与矿化石英脉之间的相互穿插关系, 细粒花岗岩脉(含花岗细晶岩脉)可分为成矿前、成矿期和成矿后岩脉, 且晚期岩脉最高侵入面高于早期岩脉, 寒武系中仅见成矿后的岩脉, 870 m中段见到成矿期和成矿后岩脉, 而730 m中段则均可见成矿前、成矿期和成矿后的岩脉。

图2

Fig.2

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	图2 燕山早期第一阶段和第三阶段岩脉与钨钼矿化石英脉关系 1.中粗粒黑云母二长花岗岩; 2.细粒花岗岩脉及编号; 3.含钨钼石英脉及产状; 4.坑道编录基点; 5.印以期第二阶段黑云母二长花岗岩; 6.燕山早期第一阶段细粒花岗岩; 7.燕山早期第三阶段细粒花岗岩Fig.2 Field relationship between the W-Mo-mineralized quartz veinlets and granite veins of the first and third period

燕山早期第一阶段细粒花岗岩( γ52-1)侵入于印支期第二阶段第一次中粗粒黑云母二长花岗岩(η γ β51-2a)中, 该细粒花岗岩被后期的含钨钼石英脉切穿; 在326~329 m, 燕山早期第三阶段细粒花岗岩( γ52-3)包含有印支期中粗粒黑云母二长花岗岩的残留体, 并截切含钨钼石英脉。

1.2.4 围岩蚀变

矿区的围岩蚀变类型主要有硅化、黄玉化、云英岩化、钾长石化、钠长石化、电气石化、黑云母化、白云母化、绢云母化、绿泥石化、萤石化等。与钨钼矿化关系密切的蚀变主要为硅化和黄玉化, 而云英岩化、钾长石化、钠长石化等近矿围岩蚀变多呈线状分布于含矿石英脉的两侧, 与福建行洛坑钨(钼)矿的石英脉旁蚀变类似^[17], 面型蚀变较弱, 未见面型蚀变分带现象。

大部分石英脉的两侧都具有成矿期的硅化, 主要表现为脉旁蚀变, 尤其在那种烟灰色、透明度很高、脉幅在1~2 cm的含钨钼矿石英脉的脉旁硅化最为强烈, 这一类矿化石英脉旁往往会出现蚀变分带现象, 由脉体往外蚀变类型依次为硅化-富石英云英岩化-云英岩化。黄玉化是矿区仅次于硅化的一种蚀变, 大部分含矿石英细脉中都见有黄玉细脉穿插, 与钨钼矿关系十分密切。

区内矿体全部赋存于 Ⅰ 号含矿蚀变体中(图3)。

图3

Fig.3

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	图3 高凹背地区Ⅰ 号钨钼矿化体分布范围Fig.3 Distribution of No.I W-Mo mineralized body in Gao'aobei area

Ⅰ 号含矿蚀变体位于寒武系香楠组地层与印支期花岗岩接触带内带的花岗岩中, 矿化体北部边界受限于SWW向F₁断裂, 总体走向285° ~295° , 长约 1.8 km(含江西境内长度), 平均宽约580 m, 总面积约 1.0 km², 出露最高标高1 004.71 m, 矿区内控制最低标高323 m。矿化体中含矿石英脉发育, 当含矿石英脉达到一定密度时, 则形成工业矿体。

区内石英脉类型有钨钼矿化石英脉(图4(a))、钨矿化石英脉(图4(b), (c))、钼矿化石英脉、钨钼矿化黄玉石英脉以及无矿石英脉, 其中无矿石英脉主要分布在石英细脉带的下部, 无矿石英脉带中仅见稀疏的单一钨矿化或单一钼矿化石英脉。矿化石英脉以0.5~5 cm的微脉— 细脉为主, 约占总脉数的90%以上, 小于0.5 cm的微脉约占8%, 大于5 cm的中— 大脉数量很少。细脉密度一般为4~8条/m, 最大密度可达12~15条/m; 脉体沿走向多呈舒缓波状延伸, 常常具有膨大缩小、分枝复合的现象。石英中— 大脉中的钨钼矿化一般比石英细脉的矿化好, 黑钨矿和辉钼矿多呈团块状或条带状分布, 矿物结晶自形程度高, 颗粒粗大。本区矿化石英微脉、细脉、中脉及大脉在垂向上都是共存的, 不具有“ 五层楼” ^[18]的变化特征, 微— 细脉和中— 大脉可能是不同矿化期形成的。

图4

Fig.4

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	图4 高凹背矿区坑道、岩心及手标本照片Fig.4 Photographs of the gallery, drilling core and hand specimen of Gao'aobei deposit

根据槽坑探编录实测的894条含矿石英脉的产状统计结果表明: 含矿石英脉的走向分布广泛, 各向均有, 以260° ~309° 区间分布最多, 共有721条, 占已测总数的80.65%, 最优势的一组走向在290° ~299° 之间, 有361条, 占40.38%。倾向总体以北倾为主, 统计有794条, 南倾仅有100条(图5, 图6); 北倾倾角相对较缓, 多在61° ~75° 之间, 南倾倾角则相对较陡, 多在71° ~79° 之间。

图5

Fig.5

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	图5 石英脉走向玫瑰花图Fig.5 Rose diagram showing the strike of quartz veinlets

图6

Fig.6

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	图6 石英脉倾向玫瑰花图Fig.6 Rose diagram showing the tendency of quartz veinlets

高凹背钨钼矿床的钨、钼品位低, 但矿化连续, 与福建的行洛坑钨矿相似, 都具有“ 低品位大吨位” ^[19]的特征。已查明的主工业矿体顶板面位于印支期花岗岩顶面下部约10~90 m, 矿体倾向北北东, 倾角约68° ~70° , 根据钨钼混圈的结果, 工业矿体在坑道中的最大水平厚度119 m(矿体北部延至江西省内, 未封边), 钻孔控制的最大垂向延伸344.4 m, 且无夹石。主矿体上部为钨钼共生矿, 下部为钨矿, 以钨钼共生矿为主。

矿石的矿物成分主要为黑钨矿、辉钼矿、白钨矿, 少量的黄铜矿、锡石、辉铋矿、斑铜矿、黄(黝)锡矿、自然铋、黄铁矿、闪锌矿等。工业矿物为黑钨矿和辉钼矿, 其他矿物含量较低, 尚无综合回收利用的价值。

矿石的结构以它形— 半自形晶结构为主, 矿石的构造以微脉— 细脉状构造及条带状构造为主。

矿石中主要有益组分为WO₃、Mo, 伴生有益组分为Ga、Ag, 未见明显异常高值的有害组分。根据主要有益组分钨、钼的含量及其组合特征, 钨和钼的矿化强度以钨钼共生矿矿化最强, 钨矿伴生钼矿及单一钨矿矿化强度次之。平面上, 中部矿化强, 东西两侧弱, 北部矿化强, 南部矿化弱; 垂向上, 中部矿化强, 上、下矿化弱。钨-钼呈似层状富集, 垂直分带明显, 矿化最强的钨钼共生矿层面倾向与矿化石英脉带倾向相反, 形成似“ 麦穗” 层状钨-钼矿体。

自下至上、自东至西, 元素沉淀及矿物组合有一定的差异性, 具有弱分带现象(表1)。

表1

Tab.1

表1(Tab.1)

表1 高凹背矿区元素分带及矿物组合 Tab.1 Zoning of mineralized elements and mineral assemblages of Gao'aobei deposit 元素分带 矿物组合 勘探2线 勘探1线 勘探5线 W带 黑钨矿、黄玉、白云母、电气石 黑钨矿、黄玉、萤石、白云母 W、Mo、(Cu、Sn、Bi、Zn)带 黑钨矿、辉钼矿、黄铜矿、斑铜矿、黝铜矿、锡石、自然铋、黄玉 黑钨矿、辉钼矿、黄铜矿、自然铋、黄锡矿、黄玉、电气石 黑钨矿、辉钼矿、黄铜矿、斑铜矿、黝铜矿、黄锡矿、自然铋、闪锌矿、黄玉、 电气石、萤石、白云母 W、Mo、(Cu、Sn、Zn)带 黑钨矿、辉钼矿、黄铜矿、斑铜矿、锡石、闪锌矿、白铁矿、黄玉、萤石 黑钨矿、辉钼矿、黄铜矿、锡石、黄玉 W、Mo、(Cu)带 黑钨矿、辉钼矿、黄铜矿、黄玉 黑钨矿、辉钼矿、黄铜矿、黄玉 W(Cu)带 黑钨矿、黄铜矿、黄玉 黑钨矿、黄铜矿、黄玉 Mo(Cu)带 辉钼矿、黄铜矿、黄玉

表1 高凹背矿区元素分带及矿物组合 Tab.1 Zoning of mineralized elements and mineral assemblages of Gao'aobei deposit

前人认为高凹背矿区钨钼矿的赋矿围岩为晚三叠世二长花岗岩, 在岩浆热液的作用下发生强烈的钠长石化、云英岩化、电气石化及萤石化并成矿, 矿床类型为脉状蚀变岩体型钨钼矿床^[5]。笔者认为高凹背矿区的矿床类型为石英细脉带型钨钼矿床, 理由包括: ①区内钨钼矿有95%以上是分布在石英微脉— 细脉中, 另有1%~2%分布在石英中脉— 大脉中, 分布在强硅化及云英岩化花岗岩中的钨钼矿不到2%, 其他蚀变未见矿化, 因此, 蚀变与矿化仅仅是含矿热液后期分异的结果。含矿热液分异时挥发份率先从含矿热液管道中逸出, 并蚀变了管壁围岩, 而钨钼矿则粘滞在SiO₂过饱和液中, 与SiO₂一道结晶形成钨钼矿化石英脉; ②王彦斌等^[2]测得辉钼矿Re-Os等时线年龄为(157.3± 6.6) Ma^[2], 赋矿花岗岩中的锆石U-Pb年龄值为(222.1± 2.0) Ma, 表明高凹背钨钼矿成矿时代为晚侏罗世, 而主要赋矿的黑云母二长花岗岩围岩的成岩年代为晚三叠世^[2], 后者显然不是成矿母岩, 黑云母二长花岗岩仅仅提供了钨钼矿床的赋存场地, 所起作用本质上与江西大余漂塘矿区为石英细脉带型钨矿提供赋矿场地的寒武系碎屑岩^[18]并无二致; ③将高凹背钨钼矿归类为石英细脉带型钨钼矿床能更直观地反映矿区的矿床特征。

区内岩浆活动频繁, 既有印支期岩浆^[2]活动, 也有燕山期岩浆活动。燕山期岩浆又明显具有多期活动特征, 除黑云母二长花岗岩岩株外, 还广泛分布有细粒花岗岩脉和花岗细晶岩脉, 这些脉岩至少有成矿前、成矿期和成矿后3期活动的证据。通过地质填图、槽探和坑道编录表明, 燕山期的黑云母二长花岗岩岩株、成矿前与成矿期的细粒花岗岩脉以及花岗细晶岩脉大多数侵入于印支期花岗岩内部, 很少穿透花岗岩, 侵入顶面多分布在730~870 m中段, 常被含矿石英细脉切穿(图2, 图4(c)); 成矿后的细粒花岗岩脉切穿了矿化石英脉, 脉内无矿化石英脉分布(图2, 图4(d), (e)), 部分穿透了印支期花岗岩, 侵入至上部寒武系。这表明印支期花岗岩与寒武系的侵入接触面并不是燕山早期岩浆活动的顶部主要屏障面, 燕山期的岩浆活动所能侵入的顶部位置主要取决于该期第一阶段的岩浆动能, 第二阶段侵入的细粒花岗岩其顶面略高于第一阶段, 而第三阶段细粒花岗岩则可以侵入至寒武系, 这可能与前两个阶段岩浆活动造成的顶部围岩破裂有关。

根据高凹背矿区的坑道编录资料, 发现不同产状的矿化(黄玉)石英脉之间, 或矿化石英脉与细粒花岗岩脉、花岗细晶岩脉之间存在交叉、错断、限定和侵入4种相互关系。交叉关系表现为2组或多组矿化石英细脉交叉延伸, 未见错断现象, 表明它们为同一次成矿作用的产物(图4(b)); 错断关系表现为一组矿化石英脉错断另一组矿化石英脉, 细粒花岗岩脉或花岗细晶岩脉错断一组矿化石英脉后又被另一组石英脉错断, 表明2组矿化石英脉为2次成矿作用的产物(图4(b)); 限定关系表现为矿化石英中大脉错断了含矿性较好的石英细脉并限定了一部分矿化较弱的石英细脉, 使部分石英细脉仅仅出现在石英中大脉的一侧, 表明矿化石英中大脉的形成晚于含矿性较好的石英细脉, 而早于矿化较弱的石英细脉, 它们是3次成矿作用的产物; 侵入关系多是后期矿化黄玉石英细脉侵入于前期矿化石英脉中, 产生矿化叠加效应(图4(f))。综合研究后认为矿区至少发生过4期成矿作用。在同一成矿空间发生多次成矿作用, 增加了单位空间内矿化石英脉的密度, 当含矿石英脉达到一定密度时就形成了工业矿体。

高凹背矿区的含钨钼石英脉的优势走向为NWW向, 与湘南地区同期含钨石英脉总体呈NE走向的特征明显不同, 更接近江西的西华山钨矿和漂塘钨矿中主要含矿石英脉的走向, 但不具有西华山的“ 两层楼” 、漂塘的“ 五层楼” 特征。

高凹背钨钼矿虽然不具西华山钨矿的“ 两层楼” 特征, 但钨-钼矿化组合却具有明显的垂直分带现象, 表现为上部为钨钼共生矿, 下部为钨矿, 呈似层状分布; 在矿化富集中心地段, 由勘探2线的2个钻孔和勘探1线的2个钻孔控制圈定的工业矿体, 无论是单剖面连矿还是块段矿体圈定, 工业矿体顶板面的倾向都与含矿石英脉带的倾向相反, 顶面南倾, 工业矿体具有“ 麦穗现象” , 剖面上类似于扇形。指示区内钨钼矿的成矿热液可能拥有一个共同的热液矿房, 含钨钼的富SiO₂流体从热液矿房中泵出沿裂隙上升时, 如果裂隙可视为管壁封闭的管道, 那么流体在裂隙中上升的高度在某种程度上仍然遵循伯努利方程, 即: 流体的初始动能量=流体的终止势能增量+沿程阻力造成的压力能损失量。如果含矿热液从矿房中同时泵出, 当侧向上升的流体和正向上升的流体到达同一高程时, 由于侧向上升的距离大于正向上升的距离, 其压力能损失量更多, 在侧向上升的流体和正向上升的流体的初始动能相同的情况下, 当二者的动能都衰减为0时, 侧向上升的压力损失能高于正向上升的压力损失能, 侧向上升获得的势能则低于正向上升所获得的势能, 而正向上升的流体顶面将高于侧向上升的流体顶面, “ 麦穗现象” 或“ 扇形现象” 由此形成。

(1)高凹背矿区钨钼矿矿床类型为石英细脉带型钨钼共生矿床。矿床形成于燕山期, 矿化石英脉主要赋存于印支期黑云母二长花岗岩中, 未进入寒武系。

(2)矿区存在下部容岩容矿构造和上部盖层构造“ 两层楼” 构造, 裂隙系是构成容岩容矿构造的主体, 成矿期十分发育的裂隙系为钨钼矿化石英脉提供了运移通道和存储空间, 而寒武系盖层则阻挡了本已动能衰竭的含矿热液的外溢。矿区中西部未出露岩浆岩, 成矿系统保存完整。

(3)矿区的岩浆具有多期次活动特征, 至少具有4期成矿作用, 对钨钼矿的成矿和富集具有重要意义。

(4)矿区的钨钼矿化具有上钨钼、下钨的垂直分带现象, 主工业矿体的顶板面的倾向与矿化石英细脉带的倾向相反, 主工业矿体具有“ 麦穗现象” 或“ 扇形现象” 。

高凹背矿区钨钼矿的发现和开采历史可以追索到解放前, 大约自19世纪20年代开始就有桂东人在地表开采石英脉型钨矿, 但规模很小; 1964— 1966年, 冶金206队在矿区进行了踏勘及普查地质工作, 施工了一些槽探及钻探, 由于当时的工作仅限于寻找石英中— 大脉型钨矿, 认为石英细脉中的钨矿没有价值, 未在槽探和钻探岩心中采集相关样品, 普查工作完成后仅估算了钼资源量为350 t, WO₃资源量为108.3 t, 认为矿区没有工作价值。

2006— 2010年, 湖南省矿产资源调查所在进行湖南桂东— 汝城地区矿产资源远景调查时, 通过老窿调查, 认为高凹背钨钼矿矿床类型为脉状蚀变岩体型钨钼矿, 矿化受云英岩化带控制, 呈脉状分布, 经过采样分析发现这两个中段的钨钼矿化较连续, 厚度大, 具有寻找大型钨钼矿床的潜力。

2010年高凹背矿区列入湖南三九— 白云仙地区钨锡铀多金属矿整装勘查的重点普查区以后, 通过广泛收集汝(城)— 崇(余犹)矿集区与钨矿有关的矿区地质特征及其他方面研究成果, 对矿区的矿化石英细脉特征进行了对比分析和研究, 认为高凹背矿区的钨钼矿主要赋存在石英细脉中, 类似于江西漂塘石英细脉带型钨矿, 云英岩化主要表现为脉旁蚀变, 呈线状分布, 不存在连续的面状云英岩化体及脉状云英岩化体, 钨钼矿的富集程度完全取决矿化石英脉在花岗岩中的含脉率及其含矿率, 认为其矿化深度也取决于矿化石英脉的下延深度, 遂决定将充填含矿石英细脉的花岗岩作为一个矿化体对待, 对槽坑探及钻探岩心采集连续的基分样, 经详查最终探获了一个大型钨钼矿床。毫无疑问, 认识上的突破是高凹背矿区取得找矿成果的关键。

基于高凹背矿区的成果认识, 我们对诸广山各钨矿区的资料进行了二次开发, 发现桂东青洞钨矿区除中— 大型黑钨石英脉外, 还分布有数量较多的钨矿化石英细脉, 连续取样后部分地段钨可达到工业品位, 具备寻找中— 大型石英细脉带型钨矿床的潜力。

致谢: 湖南汝城高凹背矿区钨钼矿详查是集体成果, 矿区从发现、踏勘、重点检查到整装勘查普查、详查, 前后历时13 a, 期间得到了中国地质调查局资源评价部、宜昌地质调查中心(现为武汉地质调查中心)、湖南省国土资源厅、郴州市国土资源局有关领导和专家的指导和帮助。论文成文过程中, 王登红研究员和王彦斌研究员提出了宝贵意见, 在此表示衷心感谢!

(责任编辑: 常艳)