隐伏斑岩铜矿区微细粒土壤地球化学特征及其找矿指示意义-以福建罗卜岭铜钼矿为例

李建亭，韩志轩，张必敏，柳青青，刘汉粮，吴 慧

(1.自然资源部地球化学探测重点实验室，中国地质科学院地球物理地球化学勘查研究所，河北廊坊 065000；2.成都理工大学，四川成都 610059；3.桂林理工大学，有色金属矿产勘查与资源高效利用省部共建协同创新中心,广西桂林 541004)

0 引言

在以往的矿产资源勘查实践中，水系沉积物、土壤和岩石地球化学测量等传统化探方法发挥了重要作用(谢学锦，2003；谢学锦等，2009)。随着深部找矿，特别是覆盖区找矿工作的日益增多，传统化探方法已不能完全适应这种找矿条件，急需有新的方法技术予以补充(谢学锦和王学求，2003；唐金荣等，2009)。20世纪末诞生的一套非传统化探方法又重新受到青睐(王学求等，2012)，其中，以土壤为采样介质的选择性提取系列技术，由于元素含量相对较高、重现性好和操作简单，而获得广泛应用(刘汉粮等，2018)。

据统计，全球近 75%的铜、50%的钼和 20%的金来自于斑岩型矿床，且斑岩型矿床具有规模大、埋藏浅、易开采等特征，致使斑岩型铜矿作为最主要的铜来源一直吸引着工业界及科学界的广泛关注。随着全球范围内地表或近地表斑岩铜矿的发现和资源的消耗，为满足资源需求，深部找矿的任务和技术突破迫在眉睫(鲁美等，2019)。

传统化探找矿方法对斑岩矿床深部找矿存在一定的制约，主要由于斑岩矿化后期盖层叠加或者矿化中心外围远端青磐岩化蚀变晕的覆盖导致异常信号低而无法识别深部矿体信息。针对这一难题，国内外学者建立了矿物地球化学找矿方法，主要基于岩浆矿物(锆石、磷灰石、斜长石等)和热液矿物(绿泥石、绿帘石、明矾石等)的化学成分和矿物特征进行了斑岩体成矿潜力评价和矿化中心预测(Cooke et al.,2014;Halley et al.,2015;Wilkinson et al.,2015)。虽然该方法取得一定成效，但是其应用前提是能获取新鲜蚀变矿物。而在湿润多雨地区，斑岩体往往被厚度不一的风化壳所覆盖，致使新鲜矿物采集难度增大。但是，风化壳形成过程中可以继承原岩部分地球化学特征，因此，有必要发展利用风化壳土壤进行隐伏斑岩铜矿勘查的方法技术。

土壤微细粒分离测量技术是近年来得到快速发展的穿透性地球化学方法(王学求等，2019；Noble et al.,2019)。其基本原理是微量元素在风化过程中易被富含粘土矿物和铁锰氧化物的细粒级土壤所捕获，使得细粒土壤中微量元素浓度普遍大于粗粒级土壤，可以通过物理方法分离出细粒级土壤，达到放大成矿信息的目的(刘汉粮等，2018)。该方法在半干旱草原覆盖区(张必敏等，2013；刘汉粮等，2013)、荒漠戈壁覆盖区(刘汉粮等，2014，2016；张超等，2020)以及火山岩覆盖区(申伍军等，2017)取得了一些成功案例，对隐伏金矿、砂岩型铀矿等指示效果明显(张必敏等，2011；姚文生等，2012；窦备等，2021)。但是，以往实验研究主要集中于干旱地区和运积物覆盖区，如我国西北风积物和澳大利亚内陆冲积物覆盖区(张必敏等，2016)，在湿润地区和残积风化壳覆盖区开展的方法有效性试验较少(Van et al.,2012；韩志轩等，2020)，这极大限制了该方法的推广。

罗卜岭隐伏斑岩型铜钼矿区位于福建省上杭县，该区属于中亚热带季风气候，年平均气温20.1 ℃，年降水量1646 mm，雨量充沛。区内地势起伏较大，地形切割较强，地表植被较多，区内主要为第四系风化壳覆盖。同时，罗卜岭铜钼矿区勘探工作程度较高，但尚未开采，不存在采矿污染，适合开展微细粒土壤测量有效性实验。

基于以上讨论，本文选择福建罗卜岭斑岩铜钼矿区开展微细粒土壤地球化学勘查实验，结合区域地质背景、地形地貌和矿床特征，总结蚀变斑岩体风化壳中元素含量和空间分布规律，解析元素空间分布与蚀变分带和隐伏矿体产出形态的耦合关系，论证微细粒土壤测量技术对风化壳覆盖区隐伏斑岩型铜钼矿勘查的有效性。

1 研究区地质概况

罗卜岭铜钼矿位于福建省紫金山矿田的东北侧1 km处(图1a)，宣和复背斜西南倾伏端东南翼，是在紫金山矿田发现的大型斑岩型铜钼矿床，目前探明的铜钼资源量达160多万吨。矿区出露的地层较为简单、范围小，主要有晚泥盆世天瓦岽组和第四系地层。该区大面积分布燕山期岩浆岩，以早白垩世四坊花岗闪长岩体和罗卜岭花岗闪长斑岩体为主，少量出露晚侏罗世五龙子中粒花岗岩体和才溪二长花岗岩体，矿区深部广泛发育早白垩世似斑状花岗闪长岩体。区内断裂构造较发育，以北东向、北西向为主，近东西向、近南北向次之，其中北东向断裂起控矿作用，北西向起控岩作用。矿体平面上呈半圆弧展布，空间上呈马鞍状，以似层状、扁豆状和透镜状产出。主要金属矿物有:黄铜矿、黄铁矿、斑铜矿及辉钼矿等(赖晓丹和祁进平，2014)。矿区热液蚀变强烈，按照蚀变矿物组合及其空间分布规律，罗卜岭铜(钼)矿床从内向外可划分出五个蚀变带，分别为(弱)钾化-绢英岩化蚀变带(K-Phl)、(弱)绿泥石化-绢英岩化蚀变带(Chl-Phl)、高岭石化-黄铁绢英岩化蚀变带(Kl-Phy)、地开石-硅化蚀变带(Di-Q)、明矾石-地开石-硅化组合蚀变带(Di-Alu-Q)。铜钼矿体主要赋存于K-Phl、Chl-Phl蚀变带中，呈细脉浸染状及浸染状产于花岗闪长斑岩(王进燚等，2013)。

图1 福建罗卜岭铜钼矿区域地质图及微细粒土壤采样区(据赖晓丹和祁进平，2014,修改)

2 样品采集及分析

2.1 样品采集

沿勘探线方向(北西向)布置测线，测线长度2000 m，测线间距一般为200 m，点距为50 m(图2)。在布置的采样点周围5 m范围随机采集3个子样，组合成一个土壤样品，每个样品质量不小于500 g。采样介质为去掉腐殖层后的残坡积土，采样深度一般为5～20 cm，共采集样品483件。

在国内，微细粒土壤测量采集去除腐殖层后的粒径<75 μm的表层土壤样品，细粒土壤中微量元素浓度普遍大于相对的粗粒级土壤，这是因为细粒级土壤蕴含丰富的呈活动态的成矿信息，而且元素背景值趋于一致，全量分析能够用于识别地球化学异常。国外微细粒土壤测量采用<2 μm富含黏土的土壤，土壤细粒部分相对粗粒部分地球化学背景不均一性降低，微量元素相对含量升高(鲁美等，2019)。本文采用筛取<75 μm的细粒级土壤的方法，在样品室内风干后，去除杂质，筛分出150 g送至实验室。

图2 微细粒土壤采样点位图

2.2 样品分析

样品分析由河南省岩石矿物测试中心实验室完成，其中V、Cr由X荧光光谱法(XRF)分析完成，Au、Ni、Cu、Zn、Mo、Cd、W、Pb由电感耦合等离子质谱法(ICP-MS)分析完成，Ag、Sn由发射光谱法(ES)分析完成，As、Sb、Bi、Hg由氢化物发生原子荧光法(HG-AFS)分析完成。通过野外重复样、实验室重复样、国家标准物质监测分析质量。结果显示，元素报出率大于98%，标准物质分析合格率100%，实验室重复样合格率大于95%，野外重复样合格率大于93%，异常点重复性检验合格率大于95%，分析数据质量可靠。

2.3 数据处理分析

元素含量统计和因子分析利用 SPSS 软件完成。进行因子分析之前，先对元素的分布特征进行检验，接近对数正态分布的元素进行对数转换。地球化学图利用Mapgis6.7完成，分级标准采用十级累频：2.5%、5%、7.5%、15%、25%、50%、75%、85%、92.5%、97.5%，导出单元素地球化学后利用CorelDRAW12.0进行图面整饰。

3 结果与讨论

3.1 元素含量特征

罗卜岭矿区土壤微细粒土壤元素地球化学特征见表1。从元素相对含量来看，与气候、地貌条件类似的江西无矿酸性岩发育的背景土壤相比，研究区显著富集Mo、Cu、Au、Pb(EF2>3)，Ni、Hg、Ag、As也发生明显的富集(EF2>2)。但是，区内元素空间变异性明显较弱(Cv均低于2)，仅Ag、Au、Mo、As、Bi的变异系数大于1，主成矿元素铜的变异系数仅为0.59。斑岩型铜钼(金)矿一般呈浸染状分布于斑岩体内，同时，斑岩型矿床常伴生较强的蚀变作用。蚀变过程中，成矿元素Cu、Mo、Au会进入蚀变带，造成成矿元素异常面积较大且分布较均匀。由上文可知，不同蚀变带已在地表出露，因此，罗卜岭铜钼矿区表现出成矿元素富集系数高、变异系数低的特征。在热液型矿床中Pb和Zn一般密切共生，但是，该矿区Pb明显富集，而Zn明显贫化，Pb-Zn在地表土壤中的解耦是由成矿过程中元素分异导致的，还是与表生成土过程中锌的强烈淋失相关，仍有待进一步研究。

表1 福建罗卜岭铜钼矿区细粒土壤地球化学特征(n=483)

3.2 元素空间分布特征

元素地球化学图清晰展示了元素空间分布特征，借助地球化学图可以分析元素含量空间变化与地质背景和隐伏矿体的关系，确定找矿指示元素，并利用指示元素空间分布特征反演、推断未知区成矿潜力。限于篇幅，本文仅对主成矿元素(Cu、Mo)和热液矿床中的尾晕元素V、前缘晕元素Hg进行讨论。

主成矿元素Cu、Mo的空间分布主要与研究区出露的矿体蚀变分带相关，Cu与Mo分布既有相似之处，又有明显的不同。相同之处在于研究区南部的东缘与西缘均有明显的套合异常，分别与罗卜岭铜钼矿和浸铜湖铜钼矿的中心蚀变带(Chl-Phl)相对应；两者的正异常区对应于负地形区，这是由于负地形遭受了较强烈剥蚀，使得更为靠近矿体的中心蚀变出露于地表，引起成矿元素在地表土壤中明显富集。不同之处在于铜在矿区西北角有明显的浓集中心，同时伴随Hg-Au异常，该异常区的岩性为五龙子中细粒花岗岩，可能为五子骑龙铜矿的外带(图1a)。Cu与Mo在西北角的分异可能指示了紫金山矿田由SE到NW的主成矿作用由罗卜岭Cu-Mo向紫金山Cu-Au的转变。同时，Mo在研究区中部的中-外蚀变带(Phy-Di-Alu-Q)含量也较高，而该区域Cu则为负异常。需要指出的是，尽管铜在研究区中部为负异常，但其含量(大于40×10-6)仍可达背景值的两倍左右，这与罗卜岭岩体和四坊岩体普遍发育矿化蚀变的地质事实相符。

V与Mo在研究区中部和北部空间分布特征相似，而V与Cu的含量分布特征则完全相反，V在研究区中部强烈富集，而Cu在研究区中部明显亏损。V在西北部五子骑龙岩体范围内表现为明显的负异常，该区域主要为Cu-Au矿化，说明Cu-Au矿化不会引起V含量升高，而Cu-Mo矿化可导致V的富集。总的来看，高温元素V的分布既与矿化作用有关，也与岩体性质相关。首先就岩性来说，V在偏基性岩石中富集，因此V的高值区与花岗闪长岩分布吻合，低值区与花岗岩分布吻合(结合图1与图3)。就成矿作用来说，西北部的紫金山Cu-Au矿为中低温成矿作用，中部的罗卜岭Cu-Mo矿化为高温成矿作用，V为高温元素，一般更易在高温成矿作用下富集。因此，V可以较为准确地圈定矿化花岗闪长斑岩体与不含矿的花岗岩体的界线。

图3 罗卜岭矿区微细粒土壤Cu(a)、Mo(b)、V(c)、Hg(d)地球化学图

Hg的活动性较强，在热液成矿过程中一般在蚀变外带富集。Hg在研究区有多个浓集中心，且较为分散，处于研究区西北角的浓集中心与铜元素浓集中心较为吻合，且异常未闭合，很好地指示了西北向的紫金山铜金矿。除西北部之外的区域，Hg与Cu的分布基本相反，Hg含量高的区域为蚀变带外带或断裂带，Cu表现为负异常；Cu含量高的区域更靠近中心蚀变带，矿化蚀变温度较高，Hg表现为负异常。

总的来看，罗卜岭斑岩铜钼矿经历了高温钼成矿阶段、高温铜成矿阶段、低温蚀变阶段、地表演化阶段(赖晓丹等，2020)。在高温热液成矿阶段，Mo先于Cu沉淀成矿，因此垂向上呈现上Cu、下Mo的垂向分带特征。此外，罗卜岭铜钼矿三维地球化学模型显示，Cu、Mo除了垂向分带外，还存在明显的横向分带(赖晓丹等，2020)。低温热液蚀变阶段的铜钼矿化明显减弱，Hg等前缘晕元素明显富集。表生改造阶段，又发生了元素的淋失与迁移。地表微细粒土壤中Cu、Mo、V、Hg空间分布的耦合与解耦是岩体-矿体-矿化蚀变垂向-横向分带在现今地形地貌条件下的具体表现。微细粒土壤中Cu、Mo、V、Hg等元素的空间分布特征可以作为判断矿化斑岩体分布和斑岩型铜钼矿蚀变分带的重要依据。

3.3 剖面元素分布与隐伏矿体的关系

选择已经钻探查明矿体位置与形态的256号勘探线(图4)，根据主成矿元素Cu-Mo和矿体前缘晕元素Hg的变化特征，进一步解析元素空间分布与蚀变分带和隐伏矿体产出形态的耦合关系，论证微细粒土壤测量技术对风化壳覆盖区隐伏斑岩型铜钼矿勘查的有效性。

图4 L256勘探线剖面图(a)、Cu、Mo、Hg含量变化曲线(b)

上文已经论述Cu-Mo分布受蚀变分带影响明显，剖面图进一步展示了成矿元素在不同蚀变带的含量变化特征。Cu、Mo在明矾石-地开石-硅化组合蚀变带的含量明显低于绿泥石-绢英岩化带和高岭石化-黄铁绢英岩化蚀变带。主成矿元素Cu在256-27至256-31点位上方出现连续异常，而Mo并未出现明显异常。该区域矿体埋深小于100 m，绿泥石-绢英岩化带(Chl-Phl)更靠近地表，进入高岭石化-黄铁绢英岩化蚀变带(Kl-Phy)Cu含量快速降低。除了受蚀变分带的影响，Cu、Mo、Hg等元素的富集还受构造控制。罗卜岭矿床产于区域北东向、北西向及近南北向 3 组断裂的交汇部位，含矿裂隙的统计结果显示成矿晚期的石英-黄铁矿脉和蓝辉铜矿脉的优势方位与3组区域断裂方位几乎一致，说明罗卜岭成矿晚期的热液活动明显受到区域构造控制(赖晓丹和祁进平，2014)。256-15测点处矿体埋藏较深，但在256-15点位附近有明显的Cu、Hg、Mo高值点，其在空间上恰位于断裂F2-13与F1-4的交汇处，说明在成矿晚期，成矿热液可以沿断裂通道向上迁移，并在次级裂隙中发育矿化蚀变，且这类矿化信息可以在风化壳中保存下来，通过微细粒土壤测量捕获到深部成矿信息。

Cu、Hg元素含量在256-19到256-37区域内与地形耦合较强。Cu与海拔高度负相关，Hg与海拔高度正相关。燕山期罗卜岭花岗闪长斑岩体侵位形成背斜，矿体受挤压应力作用呈鞍状分布于背斜两翼，矿体中心位于背斜核部。矿体形成后的数亿年间，背斜核部在风化作用下被快速剥蚀，形成沟谷负地形。正是这种负地形使得矿体中心靠近地表，从而形成较强的Cu异常。由于背斜两翼遭受剥蚀较弱，使得正地形区远离矿体中心，Cu异常较弱。而Hg属于前缘晕元素，往往在远离矿体中心的蚀变外带富集，因此Hg在地势低洼的内蚀变带含量低，地势较高的外蚀变带含量高。

3.4 元素组合特征

在地质领域，因子分析可以将元素之间错综复杂的关系归结为几个综合因子，对原始变量的相关信息损失无几，且能更清晰地反映出元素与地质现象的内在联系(韩学林，2018；刘洪，2015)。因子分析适宜性检验结果为：KMO值为0.731，Barrlett 球形检验显著性概率是0，适合进行因子分析。以因子特征值>1为界线，共确定4个主因子，此时的方差贡献率累值为69.6%。对初始因子载荷进行正交旋转，得到旋转载荷矩阵(见表2)。从表2可以看出每个主因子的方差贡献率均低于50%，说明研究区元素含量与分布是由多种因素控制的。F1为As-Sb-Bi-Ag元素组合，代表中低温元素组合，空间上在研究区北部富集，该区为Di-Alu-Q蚀变带。F2为Ni-Co-Zn-(W)-(Sn)组合，这5种元素虽同为中高温元素组合，但呈现出不同的空间分布特征，Ni、Co、Zn在研究区东南部富集，W在东北部与西南部富集，Sn在北部与F1元素组合分布规律类似，其它部分则与W的分布类似。Cr-V-Hg在F3上有较大载荷，Cr-V属于高温尾晕元素，Hg属于低温前缘晕元素，前缘晕与尾晕元素的叠加往往指示深部有隐伏矿体存在。Cr-V-Hg的组合还可说明，罗卜岭岩体上方可能曾经存在类似于紫金山金铜矿的矿体，只是在后期在后期演化过程中被剥蚀掉。F4为Mo-Au-Cu主成矿元素组合，前文已述及，该组元素组合异常可以用于判断深部矿体中心位置与矿化类型。

表2 因子分析旋转载荷矩阵

4 结论

(1)通过与中国东部大陆地壳组成对比，研究区土壤元素背景表现为：Au、Bi、Cu、Hg、Mo、Pb、W元素富集，Cr、Ni、Zn元素贫化。通过与气候、地貌条件类似的江西无矿酸性岩发育的背景土壤相比，Au、Cu、Mo元素明显富集，Sn、Zn元素贫化。研究区土壤主成矿元素Cu的变异系数较低，符合斑岩型铜矿床富集系数高、变异系数低的典型特征。

(2)主成矿元素Cu、Mo在研究区南部的西缘存在一处未封闭的套合异常，该异常的分布特征与矿化蚀变、断裂构造、地形演化密切相关，Cu、Mo异常组合可以指示矿体核心部位，同时显示出研究区南部西缘仍有较大的找矿潜力；Cu与Mo在研究区西北角的分异指示了紫金山矿田由SE到NW的主成矿作用由罗卜岭Cu-Mo向紫金山Cu-Au的转变；Mo、V元素在研究区北部的负异常组合可以有效指示斑岩矿化边界范围。

(3)通过因子分析获得4个因子元素组合，其中F1为As-Sb-Bi-Ag元素组合，空间上在研究区北部富集，初步认为代表了紫金山Cu-Au矿化阶段。F4为Mo-Au-Cu主成矿元素组合，代表了罗卜岭斑岩型矿床矿化阶段。

致谢：感谢紫金矿业集团股份有限公司赖晓丹、林新仁等给予的大力支持，感谢福建省上杭县中寮村邹春秀、曾连姑等村民在野外采样工作中给予的帮助。感谢匿名审稿人提出的宝贵修改意见，对本文讨论广度和深度的提升大有裨益。