王 勇

（湖南柿竹园有色金属有限责任公司，湖南郴州 423037）

0 引言

东坡矿田系指围绕千里山花岗岩体，并与其有明显成因联系的若干矿床的总和，主要由东坡山、野鸡尾、柴山、横山岭、蛇形坪、百步窿等铅锌矿床和柿竹园、野鸡尾、金船塘、大吉岭等钨锡多金属矿床组成[1]，面积约60平方公里。

该矿田位于南岭纬向构造带中段北缘，处于西山背斜与五盖山背斜之间的东坡-月枚复式向斜的北部昂起端，属于南岭成矿带的重要组成部分，也是南岭稀有、稀土、有色金属成矿省中的重要组成，蕴藏着丰富的多金属矿产资源。矿田内褶皱、断裂构造及花岗岩非常发育，成矿条件非常有利[2]。现已查明的矿种主要包括钨、锡、钼、铋、铜、铅、锌等有色金属矿产，铁、锰等黑色金属次之。钨锡钼铋矿床主要分布于千里山花岗岩体的接触带，除规模巨大的柿竹园矿床外，还有野鸡尾、岔路口、水湖里、天鹅塘等大、中型矿床；在离主体花岗岩较远及花岗斑岩两侧的灰岩中，产出中温热液型铅锌矿床，如金船塘、蛇形坪、横山岭、金狮岭、东坡山、野鸡尾等中、小型矿床；碎屑岩中产有裂隙充填型锡铅锌矿，如红旗岭、南风坳、枞树板等，规模为中至大型；铁锰主要分布于柿竹园矿田西部的玛瑙山、玉皇庙一带，矿床规模为中-小型[3]。据不完全统计，东坡矿田现已发现特大型及大型矿床6个，中小型矿床10余个。

1 矿区地质特征

1.1 地层

柿竹园钨锡多金属矿区出露地层较简单，主要为中上泥盆统棋梓桥组及佘田桥组碳酸盐岩，东部有小面积的震旦系浅变质碎屑岩及中泥盆统跳马涧组石英砂岩出露[4]。

中上泥盆统岩石几乎都遭受岩浆侵入的变质作用，不同程度地改变了沉积岩的原岩外貌和岩石性质，产生了一系列的交代变质和接触变质岩石，给矿区地层层位的划分造成困难。因此，矿区地层只能根据蚀变后的残留体或蚀变后仍保留的某些原岩特征（如条带状构造）与矿田地层岩性特征进行对比划分。

泥盆系中统棋梓桥组（D2q）在矿田内按岩性可分为上、中、下三个岩性段，而矿区内仅出露上段（D2q3），分布于矿区中部偏东，与上覆佘田桥组呈整合接触，岩性为含白云质灰岩夹深灰黑色、浅灰褐色、黄白色灰岩，亦有互层现象。该组地层是钨、锡、铅、锌的有利成矿围岩之一。

泥盆系上统佘田桥组（D3s）通常可分为三个岩性段，主要出露于矿区中部及西部，是组成柿竹园-太平里向斜轴部及两翼的地层，属于钨锡多金属矿床的主要赋矿层位。

矿区内出露的棋梓桥组、佘田桥组碳酸盐岩石，由于受岩浆热液活动的影响，使其普遍发生强弱不一的蚀变。蚀变作用较弱者，在棋梓桥组中形成含白云质大理岩、大理岩化灰岩；在佘田桥组中形成泥质条带大理岩、泥质大理岩等。蚀变较强者，上述两组地层往往形成云母长石网脉大理岩、云母电气石网脉大理岩、绢云母条带大理岩、萤石绢云母化大理岩、绿泥石萤石绢云母化大理岩、绢云母岩和矽卡岩化大理岩等蚀变岩石。柿竹园-太平里向斜西翼的佘田桥组第一段和第二段地层岩石，因其处于千里山花岗岩接触带及近接触带地段，受岩浆热液活动影响，原岩性质绝大部分已被改造成为矿物组合极其复杂的矽卡岩。

1.2 构造

矿区位于东坡-月枚“断陷式”复向斜北端昂起部位，由矿田二级褶皱构造-中山向斜东翼的三级背、向斜组成，并为断裂构造和更次一级的褶皱所复杂化，这些构造为矿床的形成起着重要控制作用[5]。

（1）褶皱构造

矿区褶皱形态较为简单，主要由北北东向的柿竹园-野鸡尾背斜和柿竹园-太平里向斜组成。次级褶皱发育，小型背、向斜常相间排列，其轴向与主褶皱轴近于平行。

柿竹园-野鸡尾背斜位于矿区东部，为轴部平缓、两翼近于对称的宽展型背斜。轴向北北东，延长近900米。轴部地层为泥盆系中统棋梓桥组，两翼为佘田桥组第一、二段。背斜东翼因F1断层的破坏，未出露佘田桥组，仅见棋梓桥组。两翼地层倾角相近，约为30～45度。

柿竹园-太平里向斜位于矿区西部，北端为千里山花岗岩所据，南端为花岗斑岩所截。轴向北北东，为一轴部开阔、平缓，两翼近于对称的向斜。核部地层为泥盆系上统佘田桥组第三段泥质条带灰岩，两翼为佘田桥组第一、二段。轴部和两翼地层绝大部分已蚀变成矽卡岩，东翼部分蚀变成矽卡岩化大理岩和绢云母岩。

（2）断裂构造

区内不同规模、方向、性质的断裂构造十分发育，可分为北北东、北东、北北西、东西向等四组。

北北东向断层主要分布于矿区东侧和西部，形成时间最早，活动时间延续较长，且往往被北东、东西向断层错断，以F1和F6为代表。

北东向断层分布于太平里、柿竹园和矿区的西北部，断裂带常被花岗斑岩所充填。

近东西向断层展布于矿区东部野鸡尾一带，一般为规模不大的平推断层，走向近东西，倾向南，倾角40～90度。沿断裂带常有铅锌矿体（脉）充填。

北北西向断层出露少，以分布于柿竹园-野鸡尾的晚期石英脉为代表，它穿切花岗斑岩及铅锌矿体。走向北北西，倾向南西，倾角60～70度。同组断层中还可见到辉绿玢岩脉的侵入，是本该区最后一次断裂活动。

本区北北东向断层为导矿构造，近东西向断层为容矿构造，北东向断层为控岩（花岗斑岩）构造。

（3）节理

该区构造活动强烈，节理裂隙十分发育，但在不同地段或不同岩石中，其发育程度具有一定的差异。矽卡岩中的节理裂隙最为发育，并被含矿石英脉、长石脉、云英岩脉、正长岩脉、细粒花岗岩脉所充填。

（4）劈理

区内劈理构造在佘田桥组泥质条带灰岩中十分发育，为热液的运移提供了极为有利的通道，有利于热液渗滤交代作用，导致了厚大矽卡岩体的形成，矽卡岩的条带状构造与灰岩中劈理的产状和密度近于一致便是证据。

1.3 岩浆岩

花岗岩（γ52-1）的边缘相（γ52-1a）为细粒斑状黑云母花岗岩，呈不规则的半月形，分布于矿区西部和北部，地表出露宽度一般为40～200米，向南呈波浪状倾伏于佘田桥组和棋梓桥组之下，倾角一般为5～20度。于野鸡尾出露于地表，并相变为石英斑岩。中心相（γ52-1b）为中粒黑云母花岗岩，主要分布于矿区的北东部[6]。

细粒少斑状黑云母花岗岩（γ52-2），于矿区西部太平里附近见有出露，一般呈岩脉状产出，侵入于第一次花岗岩和矽卡岩中，规模较小，一般长50～160米，厚数米至十余米。亦有近南北和近东西走向者，是成矿期后的产物，对矿床的完整性起破坏作用[6]。

花岗斑岩（γπ）于矿区北西及南东侧各有一条北东（50～60度）走向的花岗斑岩，两者相距760～800米，沿走向及倾向均呈“S”型延伸，总体倾向南东，局部倾向北西，倾角较陡，一般在70～85度。呈陡立的岩墙产出，分支复合，膨大缩小，变化较大。北部花岗斑岩规模较小，厚15～20米，长约1600米。南部花岗斑岩厚度20～50米，长约2500米，斜切整个矿区中的地层和早期岩体及矿体。

2 关键控矿因素分析

2.1 地层岩性控矿

依据1:5万区调化探岩石测量结果，本区震旦系和泥盆系中统地层中Pb、Zn、W、Mo、Bi、Sn等成矿元素平均含量均明显高于维氏值，甚至可高达数倍，在有利的构造和岩浆活动等条件下可能富集成矿。

区内地层岩性主要有两类：一类是碎屑岩，岩石脆性较强，在应力的作用下易发生断裂变形而形成断裂破碎带，为矿床的形成提供了有利的导矿和储矿空间；另一类是不纯灰岩，其化学性质活泼，在汽水热液的作用下，易产生交代蚀变，促使有用组分沉淀成矿[7]。

2.2 构造演化与成矿作用

本区经历了加里东、海西-印支、燕山三个构造旋回。加里东期形成近东西向的基底褶皱及北东向的深大断裂，海西-印支期主要形成近南北向（北东向）的褶皱断裂，这两期为原始矿源层形成期，属成矿作用的预富集阶段；而燕山旋回则是区内构造变动、岩浆活动最强烈的时期，也是区内主要的成矿期，北东向断裂构造很发育。在前两个旋回的基础上，由于强烈的构造-岩浆活动及由此产生的矿液活动，使岩浆本身所携带的成矿物质与热液活化地层中的部分成矿物质相混合，形成大规模的成矿热液[8]，在适当的构造空间形成矿床。

北东向断裂构造是燕山旋回的产物，它斜切区内前两个旋回所形成的各种构造，含矿热液沿北东向断裂构造上侵，在断裂交汇处矿液向低压区聚集，形成近南北向及东西向铅锌矿脉，北东向断裂构造严格控制了区内铅锌矿床的空间展布和矿体的产状、规模、形态，是极为重要的控矿构造。断裂带的宽窄及相互之间的关系影响着矿化的形成及其富集程度，富矿体产出的部位常常是构造破碎带的宽大部位及构造相交部位。

燕山晚期花岗斑岩脉与铅锌矿床（体）在空间上紧密平行相伴，矿体多产于花岗斑岩的上、下盘或花岗斑岩的分枝复合部位，通常认为是上述构造和岩浆活动的继续，为铅锌矿的富集提供了重要的物质来源和容矿空间。

2.3 岩浆活动与多金属成矿

千里山岩体是一个经过多期次活动的复式花岗岩体，区内W、Sn、Mo、Bi、Pb、Zn等金属矿产主要与岩浆活动有关[9]。不同阶段岩体的侵入均伴有不同类型和强度的矿化作用，岩浆活动不仅提供了成矿物质和汽水热液，而且控制了矿床（点）的空间分布。

千里山花岗岩体不同期次侵入体及其侵位深度直接影响矿床的分布范围和成矿的垂直深度[10]，高侵位岩体的前锋是成矿的中心，在岩浆期后热液成矿作用过程中，由岩体向外依次出现云英岩型-矽卡岩型-热液交代、充填型矿床。成矿分带明显，由岩体向外由高、中温矿床至中、低温矿床，即W、Sn、Mo、Bi→Sn、Bi→Sn、Pb、Zn→Pb、Zn、Ag→Mn、Pb、Zn。

从岩体的形态和产状来看，同样表现出明显的制约关系，如一些矿体处于千里山岩体的内湾部位，这些部位不仅对成矿热液的积聚极为有利，而且也使得岩体与围岩的接触面积增大，从而有利于交代蚀变[11]；岩体顶面起伏不平，在其由陡变缓或凹陷部位，有利于矿液的积聚与沉淀而形成厚大的矿体。

区内花岗斑岩属燕山晚期侵入产物，其岩石学、岩石化学、微量元素含量、副矿物特征与燕山早期侵入岩体基本相同，而稀土含量及其配分模式则具有一定的差异，可能属于同源分异演化的产物，花岗斑岩与铅锌银矿体在空间分布上具有集群性特点，且成岩与成矿的时间差距不大，通常也认为花岗斑岩与铅锌成矿具有一定的亲缘关系。

2.4 蚀变类型与矿化富集

矽卡岩化产于千里山花岗岩体东南缘内湾部位的接触带上[12]，大致呈近南北向展布，微向东倾，倾角较平缓，在5～20度之间，南北长1200余米，东西最大宽度1100余米，厚度一般为50～200米，最大厚度达330余米。

面（块）状云英岩产于呈波状起伏的花岗岩体的波峰及分枝部位，呈不连续的、大小不等的透镜体、扁豆体产出。规模较大的云英岩属岩体的一个大的分枝，呈筒柱状由北西向南东方向贯入，并被北东向花岗斑岩切割为南北两部分。北部云英岩长约100～250米，宽150米左右。

网脉状云英岩主要发育于矽卡岩体的下部,一般在距花岗岩体接触带100米的范围内，而在上部矽卡岩中虽有云英岩脉分布，但较稀疏。脉体以网脉或平行细脉产出，由细粒花岗岩脉，花岗细晶岩脉等蚀变而成。因此，脉体中往往残留有花岗质岩的矿物成分。

网脉大理岩产于矽卡岩体与大理岩（或灰岩）之间。由大量密集而相互交错的细脉穿插充填于大理岩中所形成。在矽卡岩与网脉状大理岩的过渡带中，矽卡岩呈条带状或网脉状交代大理岩，形成矽卡岩化大理岩。部分细脉近于平行排列而形成“条纹状大理岩”。细脉的种类包括萤石脉、电气石脉、绿泥石脉、绢云母脉、萤石云母脉、萤石绿泥石脉、云母电气石脉、矽卡岩脉、钾长石脉、斜长石脉、金属硫化矿脉等等。

上述各类岩石在空间上形成带状分布。从正常花岗岩向外（上）依次出现面状云英岩-网脉状云英岩+矽卡岩-矽卡岩化大理岩-网脉状大理岩，各带之间多呈过渡关系[13]。

3 结语

该矿区以千里山花岗岩体为中心，矿化强度和物质组分具有明显的分带性，矿床类型分带为云英岩型→矽卡岩型→裂隙充填交代型→硫化物型。区内控矿构造主要为侵入接触带构造和北东向、北北东向断裂构造，其中接触带构造主要控制着区内云英岩型矿床、矽卡岩型矿床及大理岩型多金属矿床，而区内的断裂构造是脉状铅锌矿、脉状锡石硫化物型矿床及石英脉型钨矿的控矿构造。地层岩性对成矿具有一定的控制作用，如不纯灰岩对形成充填交代型铅锌矿床较有利。岩体接触带大面积下凹部位，形成矽卡岩型多金属矿床。矿体空间分布具有成群成带分布的规律，矿带走向一般为北东向，围绕千里山岩体呈放射状分布。 （文责自负）