新疆阿舍勒VMS型銅鋅礦床元素活化富集作用初步研究

鄭 義 ,李登峰張 莉王成明方 京

(1.中山大學(xué) 地球科學(xué)與地質(zhì)工程學(xué)院,廣東 廣州 510275;2.中國科學(xué)院 廣州地球化學(xué)研究所 礦物學(xué)與成礦學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,廣東 廣州510640;3.廣東省地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源探查重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,廣東 廣州 510275)

0 引 言

VMS 型礦床(Volcanogenetic massive deposit,火山成因塊狀硫化物礦床)是僅次于斑巖型礦床的第二大礦床成因類型,受礦業(yè)界和學(xué)術(shù)界高度關(guān)注(Frankin et al.,2005)。越來越多的研究表明,VMS 型礦床在遭受后期造山作用過程中,常發(fā)生變質(zhì)、變形和成礦物質(zhì)的再活化,導(dǎo)致局部微量元素(尤其是Au、Ag 等貴金屬)的重新分布,從而顯著提高VMS型礦床的經(jīng)濟(jì)價值(陳國達(dá),1979;Cook et al.,1994;Marshall et al.,2000;陳國達(dá)和楊心宜,2003;顧連興等,2004;Tomkins,2007;Theart et al.,2010;Zheng et al.,2013;Zhang et al.,2014)。中亞造山帶的一些VMS型和造山型金礦等礦床在空間上疊合在一起,如吉林紅透山(顧連興等,2004)、內(nèi)蒙古霍各乞(Zhong et al.,2011)和新疆阿爾泰克蘭盆地金多金屬成礦帶(Xu et al.,2011)。這些事實(shí)說明,后期造山作用對這些VMS型礦床產(chǎn)生了重要影響。但是,專門針對這些 VMS礦床在后期造山過程中成礦元素活化、遷移和再就位的機(jī)理缺乏系統(tǒng)研究。

新疆阿舍勒銅鋅礦床自發(fā)現(xiàn)以來,前人針對其礦田構(gòu)造、礦床地質(zhì)、同位素地球化學(xué)和年代學(xué)等方面進(jìn)行了系統(tǒng)研究(陳毓川等,1996;王登紅,1996;李華芹等,1998;張良臣等,2003;劉德權(quán)等,2005;曾喬松等,2005;牛賀才等,2006;Wan et al.,2010),共識該礦床為VMS型礦床,其證據(jù)包括:(1)礦區(qū)發(fā)育大量玄武巖、凝灰?guī)r和集塊巖;(2)大量條帶狀和塊狀礦石;(3)重晶石層大量出現(xiàn);(4)富集生物成因的 S;(5)成礦大地構(gòu)造背景屬于晚古生代弧間拉張盆地,等等。近年來,隨著勘探工作進(jìn)展,Ⅱ號礦化帶發(fā)現(xiàn)了脈狀銅鉛鋅銀多金屬礦化,這明顯不同于VMS型礦床。常海亮(1997)對阿舍勒銅鋅礦各產(chǎn)狀的石英進(jìn)行系統(tǒng)流體包裹體研究發(fā)現(xiàn),成礦期石英中發(fā)育大量富含 CO2和純 CO2包裹體,估算壓力可達(dá)170 MPa,即其形成深度達(dá)15 km以上,這顯然不符合VMS成礦模型。因此,阿舍勒銅鋅礦可能是一個遭受變形變質(zhì)作用而活化的VMS型礦床,但其活化富集機(jī)理不清,需要進(jìn)行系統(tǒng)解剖研究。

本文基于詳細(xì)野外地質(zhì)考察和鏡下光薄片觀察,識別出阿舍勒銅鋅礦床中一些不同于典型 VMS型礦床的結(jié)構(gòu)構(gòu)造,并運(yùn)用冷熱臺和激光拉曼光譜分析技術(shù),對脈狀礦石的流體包裹體類型進(jìn)行鑒定。系統(tǒng)研究了流體包裹體熱力學(xué)和成分特征,探討了成礦流體性質(zhì)。據(jù)此解析出阿爾泰造山帶由俯沖增生到碰撞拼貼的成礦演化過程,探討古VMS型礦床在后期造山–變質(zhì)過程中元素活化富集機(jī)制。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

阿舍勒銅鋅礦床位于阿爾泰山造山帶南緣阿舍勒火山–沉積盆地內(nèi)(圖1),大地構(gòu)造位置屬于中亞造山帶阿爾泰南緣晚古生代弧間拉張盆地(王京彬等,1998;秦克章,2000;Wan et al.,2010)。

阿舍勒盆地內(nèi)地質(zhì)構(gòu)造復(fù)雜,褶皺、斷裂發(fā)育,出露地層主要有:上志留統(tǒng)–下泥盆統(tǒng)康布鐵堡組一套海相酸性火山巖、火山碎屑巖和陸源碎屑巖;下–中泥盆統(tǒng)托克薩雷組海相陸源碎屑巖夾硅質(zhì)巖、碳酸鹽巖;下–中泥盆統(tǒng)阿舍勒組海相中酸性、基性火山巖、火山碎屑巖、火山碎屑沉積巖夾碳酸鹽巖,是阿舍勒盆地主要的含礦層位;中–上泥盆統(tǒng)阿勒泰組海相類復(fù)理石碎屑沉積巖(最新鋯石 U-Pb年齡證實(shí)其形成于388～387 Ma(楊富全等,2013));上泥盆統(tǒng)齊也組淺海–半深海相中–中基性火山巖、火山碎屑巖、火山碎屑沉積巖;下石炭統(tǒng)紅山嘴組濱海–淺海相火山巖–碎屑沉積巖夾碳酸巖。上述地層單元之間多為斷層接觸,發(fā)生變質(zhì)和多期次巖漿侵入活動,區(qū)域變質(zhì)程度達(dá)到中級綠片巖相,特征變質(zhì)礦物組合為黑云母–綠泥石–綠簾石–陽起石。盆地內(nèi)出露的巖漿巖包括石英鈉長斑巖、輝綠巖、閃長玢巖和斜長花崗巖。

圖1 北疆地區(qū)大地構(gòu)造格架(據(jù)Chen et al.,2012修改)Fig.1 Tectonic framework of North Xinjiang,China

其中,下–中泥盆統(tǒng)阿舍勒組是阿舍勒盆地重要的含礦巖系,阿舍勒銅鋅礦、薩爾朔克銅多金屬礦、喀英德銅礦、樺樹溝銅礦等礦床均賦存于該組中。阿舍勒盆地重要礦產(chǎn)還包括賽都金礦和多拉納薩依金礦等幾個造山型金礦(沈遠(yuǎn)超等,2007)。

2 礦床地質(zhì)概況

阿舍勒礦區(qū)面積約 5 km×5.2 km,主要出露阿舍勒組和齊也組,另外發(fā)育多種侵入巖包括閃長巖、閃長玢巖、潛玄武安山巖、潛英安巖、潛流紋斑巖和少量輝長巖脈(圖2a)。阿舍勒組為一套海相鈣堿性細(xì)碧巖–石英角斑巖雙峰式火山巖建造夾沉積碎屑巖和灰?guī)r(圖2b),分為2個巖性段:第一巖性段以凝灰?guī)r為主,夾沉(含角礫)凝灰?guī)r、凝灰質(zhì)砂巖、流紋巖、灰?guī)r。第二巖性段下部為凝灰?guī)r、沉凝灰?guī)r、含角礫凝灰?guī)r,局部夾玄武巖、灰?guī)r、重晶石巖;中部為凝灰?guī)r、角礫凝灰?guī)r、沉凝灰?guī)r,頂部夾硅質(zhì)巖、重晶石巖、灰?guī)r;上部為玄武巖、流紋巖,夾凝灰?guī)r、角礫凝灰?guī)r。礦化主要產(chǎn)于阿舍勒組第二巖性段。齊也組也分為2個巖性段(圖2b),第一巖性段為集塊巖、火山角礫巖、角礫凝灰?guī)r、集塊熔巖、凝灰質(zhì)砂巖、凝灰質(zhì)粉砂巖,少量流紋巖、角礫凝灰?guī)r、含鐵碧玉巖。第二巖性段為砂巖、粉砂巖、凝灰質(zhì)(砂)粉砂巖、(含角礫)凝灰?guī)r、沉火山角礫巖、流紋巖。礦區(qū)圍巖變質(zhì)相可達(dá)綠片巖相,特征礦物組合為綠泥石–黑云母–綠簾石(圖3a)。

目前已發(fā)現(xiàn)各類礦化蝕變帶14條。其中,經(jīng)濟(jì)價值最大的是產(chǎn)于Ⅰ號礦化蝕變帶的Ⅰ號礦體,呈似層狀或大透鏡體狀產(chǎn)于阿舍勒組第二巖性段的第二巖性層玄武巖和凝灰?guī)r之間(圖2b)。厚薄不等的硫化物礦層,與地層整合產(chǎn)出并同步褶曲(圖2b),多種硫化物礦脈切穿塊狀或條帶狀礦石及地層的現(xiàn)象也較為普遍(圖3b)。礦體呈南北向展布,沿走向已控制長 900 m,樞紐傾伏長 1520 m,距地表深25～1500 m,厚5～20 m。礦體向北北東向側(cè)伏,側(cè)伏角45°～65°。礦石成分以銅鋅為主,含少量銀、金、鉛,礦石平均品位(質(zhì)量分?jǐn)?shù)):Cu為 2.46%,Zn為2.93%,Pb為0.41%,Ag為18.37×10-6,Au為0.36×10-6,S為22.66%。

礦石中金屬礦物主要為黃鐵礦、黃銅礦、閃鋅礦,次為方鉛礦、鋅砷黝銅礦、含銀鋅銻黝銅礦等。非金屬礦物為石英、絹(白)云母、綠泥石、重晶石、方解石、白云石、長石等。圍巖蝕變包括綠泥石–綠簾石化、硅化、重晶石化和黃鐵礦化等。

圖2 阿舍勒銅鋅礦區(qū)地質(zhì)圖(a)和礦床Ⅰ號礦體剖面圖(b)Fig.2 Geological map (a),and geological profile of the No.Ⅰ orebody (b)of the Ashele Cu-Zn deposit

圖3 阿舍勒銅鋅礦手標(biāo)本尺度礦床地質(zhì)特征Fig.3 Photographs showing ore geology of the Ashele Cu-Zn deposit

3 礦石結(jié)構(gòu)構(gòu)造

礦石構(gòu)造主要有塊狀、準(zhǔn)塊狀、條帶狀、層紋狀、浸染狀、脈狀、細(xì)脈狀等構(gòu)造(圖3b～f)。礦石結(jié)構(gòu)有自形–半自形晶粒結(jié)構(gòu)、它形晶粒結(jié)構(gòu)、填隙結(jié)構(gòu)、反應(yīng)邊結(jié)構(gòu)、固溶體分離結(jié)構(gòu)、假象結(jié)構(gòu)、壓裂紋及碎裂結(jié)構(gòu)、變晶結(jié)構(gòu)、壓溶交代結(jié)構(gòu)等(圖4)。

在巖芯中,經(jīng)?？梢娊緺畹V石逐漸變?yōu)槌砻芙緺瞑C塊狀或致密塊狀礦石,或者由條帶狀礦石逐漸過渡到塊狀礦石。從宏觀上看,同生沉積特征并未遭到完全破壞(圖3e,f),在鏡下則發(fā)現(xiàn)有相當(dāng)一部分塊狀、浸染狀和條帶狀礦石發(fā)生了重結(jié)晶,顆粒變粗,甚至出現(xiàn)大量的定向構(gòu)造和壓力影構(gòu)造以及碎裂結(jié)構(gòu)、變晶結(jié)構(gòu)、交代殘余結(jié)構(gòu)和似斑狀結(jié)構(gòu)等(圖4)。

4 流體包裹體研究

4.1 樣品特征及研究方法

圖4 阿舍勒銅鋅礦床地質(zhì)特征(鏡下尺度)Fig.4 Microphotographs showing structures of the ores of the Ashele Cu-Zn deposit

本文研究樣品采自阿舍勒Ⅰ號礦體鉆孔,石英呈中細(xì)脈狀、角礫狀、粗脈狀或團(tuán)塊狀。將14件樣品磨制成厚度約為 0.2 mm雙面剖光的薄片進(jìn)行巖相學(xué)和流體包裹體觀察,然后挑選有代表性的包裹體樣品進(jìn)行顯微測溫和激光拉曼光譜分析。包裹體顯微測溫在中山大學(xué)地球科學(xué)與地質(zhì)工程學(xué)院流體包裹體實(shí)驗(yàn)室完成。包裹體測試使用儀器為Linkam MDS600型冷熱臺,測定溫度范圍為-196～550 ℃,測量精度在-100～25 ℃范圍內(nèi)為±0.1 ℃,25～400 ℃范圍內(nèi)為±1 ℃,400 ℃以上為±2 ℃。測試升溫速率一般5 ℃/min,在相變點(diǎn)附近升溫速率降為0.2 ℃/min。流體包裹體激光拉曼光譜分析在中國科學(xué)院礦物學(xué)與成礦學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成,使用儀器為 Renishaw RW-1000型激光拉曼光譜儀,采用 514.5 nm的 Ar原子激光束,輸出功率為 20 mW,波數(shù)范圍為 50～4000 cm–1。

對于氣液兩相水溶液包裹體(W 型)而言,測定其冰點(diǎn),利用冰點(diǎn)–鹽度關(guān)系表(Bodnar,1993;劉斌和沈昆,1998)查出相應(yīng)的鹽度。對于含CO2三相包裹體(C型),測定CO2籠化物熔化溫度,利用CO2籠化物熔化溫度與鹽度關(guān)系表(Collins,1979)查得流體鹽度。對于純CO2(PC型),測定其CO2初熔溫度和均一溫度。根據(jù)顯微測溫數(shù)據(jù),利用Flincor流體包裹體處理軟件(Brown and Lamb,1989),計算求得成礦流體的密度等數(shù)據(jù)。

4.2 包裹體巖相學(xué)

石英中發(fā)育大量的包裹體(圖5a),既有原生成因,又有次生成因,本次主要選擇原生包裹體為研究對象。根據(jù)包裹體在室溫和冷熱臺上相態(tài)變化,將包裹體劃分為四種類型,即水溶液包裹體(W型)、CO2-H2O包裹體(C型)、含子晶包裹體(S型)和純CO2包裹體(PC型)。

C型包裹體(圖5b):此類包裹體分布較為廣泛,約占包裹體總數(shù)的40%～60%,是數(shù)目最多的一類包裹體。個體一般在4～12 μm,個別可達(dá)20 μm,以橢圓形、負(fù)晶形或不規(guī)則狀為主,呈孤立狀產(chǎn)出,部分沿石英裂隙或X節(jié)理裂隙分布。室溫下表現(xiàn)為兩相,降溫至10 ℃左右出現(xiàn)三相。包裹體中CO2相(LCO2＋VCO2)所占比例差別較大,可變化于25%～60%之間。

W 型包裹體(圖5c):在各類石英礦物中均有發(fā)育,約占包裹體總數(shù)的10%～50%。大小介于4～12 μm,形態(tài)多樣,常見的有橢圓形、負(fù)晶形和不規(guī)則狀等,多成叢狀出現(xiàn)。室溫下由氣液兩相構(gòu)成,氣液比介于5%～25%,大部分在15%左右。

圖5 阿舍勒銅鋅礦床典型流體包裹體顯微照片F(xiàn)ig.5 Photomicrographs of typical fluid inclusions in the Ashele Cu-Zn deposit

S型包裹體(圖5d):此類包裹體發(fā)育較少,僅在個別樣品中大量出現(xiàn),約占總包裹體數(shù)的 5%以下。包裹體大小差別較大,介于6～30 μm,多呈長條形或不規(guī)則狀產(chǎn)出。包裹體多數(shù)只含一個子礦物,子礦物種類主要為石鹽。石鹽子晶長軸為 1～4 μm,晶形呈立方體狀,呈淡綠色調(diào)或無色透明,加熱過程中氣泡先消失,子晶最后消失。

PC型包裹體(圖5e):此類包裹體約占包裹體總數(shù)的10%。個體介于3～10 μm,多呈橢圓狀和負(fù)晶形,沿定向愈合裂隙分布,也有部分呈孤立狀分布。包裹體巖相學(xué)顯示呈單一相態(tài),冷凍過程中呈現(xiàn)氣液兩相。

4.3 包裹體顯微測溫

不同類型流體包裹體顯微測溫結(jié)果如圖6所示,并分述如下:

C 型包裹體:CO2初熔溫度為–58～ –56.8 ℃;CO2籠合物融化溫度介于 2.5～7.5 ℃,對應(yīng)鹽度為 3.52%～10.19% NaCleqv;CO2部分均一溫度為8.2～22.1 ℃,計算得到 CO2相密度為 0.58～0.97 g/cm3,包裹體總密度為0.93～1.11 g/cm3;完全均一溫度為180～279 ℃,均一方式主要為液相均一,極個別為氣相均一或臨界均一;部分 C型包裹體在均一前發(fā)生爆裂,爆裂溫度為252～274 ℃。

圖6 阿舍勒銅鋅礦床顯微測溫數(shù)據(jù)直方圖Fig.6 Histograms of micro-thermometer results of fluid inclusion in the Ashele Cu-Zn deposit

W 型包裹體:冷凍法測得冰點(diǎn)溫度為–7.9～ –3.5℃,對應(yīng)的鹽度為 2.74%～8.55% NaCleqv;包裹體大多完全均一至液相,極個別均一為氣相,完全均一溫度介于191～307 ℃;根據(jù)上述溫度求得W型包裹體密度為0.58～0.96 g/cm3。

S型包裹體:在升溫過程中,氣泡消失溫度范圍為 168～268 ℃,包裹體通過氣泡先消失、子晶后熔化方式均一至液相,石鹽子晶熔化溫度范圍為257～299 ℃,對應(yīng)鹽度為 34.68%～38.16% NaCleqv,包裹體密度為0.88～1.18 g/cm3。

PC 型包裹體:初熔溫度為–59.7～ –56.8 ℃,CO2部分均一溫度為20.2～29.1 ℃,包裹體密度為0.87～0.98 g/cm3。

4.4 激光拉曼光譜分析

激光拉曼光譜測試結(jié)果表明(圖7):W型水溶液包裹體氣相成分主要為 H2O(圖7a),少數(shù)包裹體氣相中含有少量 CO2(圖7b),但在測溫過程中無明顯的 CO2相變特征,可能是 CO2含量過低所致。C型CO2-H2O包裹體液相成分為 H2O,氣相成分主要為CO2(特征拉曼譜峰為 1286 cm–1和 1387 cm–1)、部分包裹體還含有 CH4(特征拉曼譜峰為 2916 cm–1)和N2(特征拉曼譜峰為 2318 cm–1)等成分(圖7c),這與測溫結(jié)果一致。PC型包裹體主要成分為純CO2,部分包裹體在 2916 cm–1或 2318 cm–1附近出現(xiàn)峰值,表明其中含有CH4或N2(圖7d)。

圖7 流體包裹體激光拉曼譜圖Fig.7 Representative Raman spectra of fluid inclusions

4.5 成礦壓力和成礦深度估算

本文采用等容相交法估算成礦壓力和深度:(1)利用Flincor軟件獲得W型和C型包裹體的等容線范圍,并表征在壓力–溫度圖解上;(2)將顯微測溫所得數(shù)據(jù)在溫度軸上投點(diǎn);(3)利用內(nèi)插法通過不同等容線限定所得壓力范圍(鄧小華等,2008,2009;Zhang et al.,2012;Zheng et al.,2012)。估算結(jié)果顯示,阿舍勒銅鋅礦最小捕獲壓力為85～295 MPa(圖8)。假設(shè)水的密度為1.0 g/cm3,則85 MPa的靜水壓力指示成礦深度為 8.5 km。同樣,假設(shè)上地殼巖石密度為2.7 g/cm3,則295 MPa的靜巖壓力相當(dāng)于成礦深度為 10.9 km左右,據(jù)此估算的阿舍勒銅鋅礦床的成礦深度為8.5～10.9 km。

5 討 論

5.1 礦石結(jié)構(gòu)構(gòu)造及成因指示

圖8 壓力(P)–完全均一溫度(Th)圖解Fig.8 The P-Th diagram for the Ashele Cu-Zn deposit

礦石結(jié)構(gòu)構(gòu)造是研究古 VMS型礦床活化遷移的基礎(chǔ),目前關(guān)于該方面的研究較多,一系列特征性的礦石結(jié)構(gòu)構(gòu)造用于指示 VMS型礦床的活化遷移過程,例如碎裂結(jié)構(gòu)、壓溶結(jié)構(gòu)、增生構(gòu)造、核幔構(gòu)造、礦石糜棱巖構(gòu)造和黃銅礦疾病構(gòu)造等(Marshall et al.,2000;顧連興等,2004;Zhang et al.,2014)。這些特征明顯不同于 VMS型礦床的原生結(jié)構(gòu)構(gòu)造(Frankin et al.,2005;Pirajno,2009),常用來證明 VMS型礦床在后期地質(zhì)事件中發(fā)生活化遷移作用。

阿舍勒銅鋅礦床大多數(shù)塊狀硫化物礦體與圍巖一起發(fā)生協(xié)和變形,礦體的形狀發(fā)生明顯的變化,在褶皺轉(zhuǎn)折端部位形成厚大礦體,如Ⅰ號礦體(圖2b)。同時,區(qū)域片理發(fā)育過程中的剪切作用,使礦體常常被切成幾個相距較近,中間高度片理化和圍巖蝕變所隔開的透鏡狀礦體。礦石構(gòu)造主要有塊狀、準(zhǔn)塊狀、條帶狀、層紋狀、浸染狀、脈狀、細(xì)脈狀等(圖3b～f)。手標(biāo)本尺度,可見浸染狀礦石逐漸變?yōu)槌砻芙緺瞑C塊狀或致密塊狀礦石,或者由條帶狀礦石逐漸過渡到塊狀礦石。鏡下則發(fā)現(xiàn)有相當(dāng)一部分塊狀、浸染狀和條帶狀礦石發(fā)生了重結(jié)晶,顆粒變粗,甚至出現(xiàn)大量的定向構(gòu)造和壓力影構(gòu)造以及碎裂結(jié)構(gòu)、變晶結(jié)構(gòu)、交代殘余結(jié)構(gòu)和似斑狀結(jié)構(gòu)等(圖4)。這與世界其他地區(qū)報道的發(fā)生過活化富集作用的VMS型礦床在礦區(qū)、礦體、手標(biāo)本和鏡下等尺度觀察到的現(xiàn)象一致,如歐洲伊比利亞黃鐵礦帶、吉林紅透山銅金礦床和非洲 Matchless礦床等(Marshall et al.,2000;Gu et al.,2007;Castroviejo et al.,2011;Zhang et al.,2014),指示阿舍勒銅鋅礦床發(fā)生了強(qiáng)烈的活化富集作用。

5.2 成礦流體性質(zhì)及成因指示

“包裹體探針”逐漸成為識別礦床成因的重要部分(范宏瑞等,2003;陳衍景等,2007)。VMS型礦床成礦流體為中低溫、低鹽度和貧CO2的近似于海水的鹽水體系(Zaw et al.,1999;Luders et al.,2001)。然而,許多古 VMS型礦床中脈石礦物出現(xiàn)富含 CO2的流體包裹體,甚至出現(xiàn)大量純液相的高密度 CO2的碳質(zhì)包裹體(徐九華等,2009),估算成礦深度超過15 km,這顯然不是VMS型成礦系統(tǒng)的產(chǎn)物。例如,Christian (2003)對歐洲 Iberian VMS成礦帶上的Tharsis礦床研究發(fā)現(xiàn),脈石礦物捕獲大量純液相CO2和 CO2-H2O相的流體包裹體,其估算的最大成礦壓力500 MPa,最大成礦深度可達(dá)20 km。由此認(rèn)定,Iberian VMS礦床在后期造山過程中發(fā)生強(qiáng)烈的元素活化遷移,變質(zhì)形成的礦石在該VMS型礦床中占據(jù)重要地位。類似的現(xiàn)象在我國新疆阿爾泰造山帶鐵木爾特鉛鋅銅礦、大東溝鉛鋅礦等礦床也有報道(常海亮,1997;徐九華等,2007;Zhang et al.,2012)。

阿舍勒銅鋅多金屬硫化物石英脈中的石英廣泛發(fā)育流體包裹體,識別出水溶液包裹體、純 CO2包裹體、CO2-H2O包裹體及含子礦物多相包裹體四類;顯微測溫獲得均一溫度集中在 220～280℃,流體鹽度集中于4%～8% NaCleqv之間;激光拉曼結(jié)果證實(shí),流體包裹體中普遍富含 CO2,甚至出現(xiàn)少量純液相和純氣相的 CO2包裹體。阿舍勒銅鋅礦床脈狀礦石的成礦流體表現(xiàn)出中溫、低鹽度和富CO2的特征,與造山型金礦的變質(zhì)流體特征一致(范宏瑞等,2003;陳衍景等,2007;李晶等,2007;鄧小華等,2008,2009;張莉等,2009)。估算的成礦深度可達(dá)8.5～10.9 km,顯然不是VMS型礦床熱水沉積作用的產(chǎn)物。因此可以判斷,造成阿舍勒銅鋅礦活化富集的成礦流體性質(zhì)為變質(zhì)流體,來源于塊體拼合過程中地層脫揮發(fā)份作用。

5.3 阿舍勒銅鋅礦床成礦過程及勘查啟示

阿舍勒銅鋅礦床與多拉納薩依和賽都金礦等造山型金礦毗鄰(沈遠(yuǎn)超等,2007;徐九華等,2009),且發(fā)育一些不同于典型 VMS型礦床的特征。例如,原生條帶狀結(jié)構(gòu)普遍遭受后期構(gòu)造的破壞,鏡下可見骸晶結(jié)構(gòu)和定向變形構(gòu)造,脈石礦物中富含高密度 CO2包裹體,與毗鄰的造山型金礦成礦流體特征相似(Xu et al.,2011;Zheng et al.,2013;鄭義,2013;鄭義等,2013)。這些特征表明,后期造山作用很可能對這些晚古生代形成的VMS型礦床產(chǎn)生重要影響。雖然阿舍勒銅鋅礦大部分礦石保留了原生的礦物組合、結(jié)構(gòu)構(gòu)造和化學(xué)組分特征,但后期變質(zhì)作用和多期次變形導(dǎo)致阿舍勒的礦體發(fā)生顯著的構(gòu)造肢解、褶皺、重結(jié)晶和成礦元素活化等。從原生礦石結(jié)構(gòu)構(gòu)造和礦物組合,到受改造作用的礦石結(jié)構(gòu)和礦物組合,都有發(fā)育。因此,阿舍勒銅鋅礦床是一個遭受變質(zhì)作用改造的VMS型礦床典例,或者說是陳國達(dá)(1982,1996,2000)所倡導(dǎo)的多因復(fù)成礦床。

海底熱液噴流沉積和后期變質(zhì)熱液活化作用是造成阿舍勒大型銅鋅礦床超常富集的兩個重要因素。這兩種因素與中亞造山帶復(fù)雜的增生造山歷史相關(guān):晚古生代大陸增生強(qiáng)烈的背景下,洋陸俯沖機(jī)制有利于發(fā)育弧后盆地,為VMS型礦床形成提供有利條件,如阿舍勒銅鋅礦和可可塔勒鉛鋅礦(王京彬等,1998;耿新霞等,2010;楊富全等,2013);晚石炭世–二疊紀(jì)碰撞拼合造山事件,伴隨著大規(guī)模的巖漿重熔、變質(zhì)變形和流體遷移活動,有利于形成脈狀造山型金礦(徐九華等,2007;Xu et al.,2008)。

以往在阿爾泰南緣地區(qū)集中尋找與火山巖地層有關(guān)的VMS型礦床,本研究啟示阿爾泰南緣火山巖地層和褶皺復(fù)合部位則有利于尋找類似阿舍勒的大型疊加富集礦床,對于拓寬阿爾泰南緣找礦思路具有重要意義。

6 結(jié) 論

(1)阿舍勒銅鋅礦床礦體與圍巖發(fā)生諧和變形,局部可見脈狀礦石切穿條帶狀礦石,并伴隨硫化物礦物顆粒變粗現(xiàn)象,鏡下可見定向構(gòu)造、壓力影構(gòu)造、碎裂結(jié)構(gòu)、變斑晶結(jié)構(gòu)、交代殘余結(jié)構(gòu)和港灣交代結(jié)構(gòu)等,這與典型VMS型礦床不一致,暗示可能發(fā)生了后期活化改造。

(2)阿舍勒銅鋅礦床脈狀礦石成礦流體為中溫、低鹽度、富 CO2的變質(zhì)流體,與造山型金礦成礦流體特征一致。

(3)阿舍勒銅鋅礦床可作為一個變質(zhì)加富 VMS型礦床的典例,區(qū)域上火山巖地層和褶皺復(fù)合部位是尋找此類礦床的理想靶區(qū)。

致謝:謹(jǐn)以此文紀(jì)念陳國達(dá)院士誕辰 102周年！研究工作在陳衍景教授指導(dǎo)下完成,野外工作得到國家305項(xiàng)目辦公室、新疆有色局706隊和紫金集團(tuán)阿舍勒銅礦公司的大力支持,在此表示感謝！感謝專輯組稿人陳國能教授的指導(dǎo)。

常海亮.1997.新疆阿舍勒1號銅鋅礦床流體包裹體特征及時序關(guān)系.華南地質(zhì)與礦產(chǎn),3:23–32.

陳國達(dá).1979.成礦構(gòu)造研究法.北京:地質(zhì)出版社:1–412.

陳國達(dá).1982.多因復(fù)成礦床并從地殼演化規(guī)律看其形成機(jī)理.大地構(gòu)造與成礦學(xué),6(1):1–55.

陳國達(dá).1996.地洼學(xué)說——活化構(gòu)造及成礦理論體系概論.長沙:中南工業(yè)大學(xué)出版社:193–206.

陳國達(dá).2000.關(guān)于多因復(fù)成礦床的一些問題.大地構(gòu)造與成礦學(xué),24(3):199–206.

陳國達(dá),楊心宜.2003.活化構(gòu)造成礦學(xué).長沙:湖南教育出版社.

陳衍景,倪培,范宏瑞,Pirajno F,賴勇,蘇文超,張輝.2007.不同類型熱液金礦系統(tǒng)的流體包裹體特征.巖石學(xué)報,23(9):2085–2108.

陳毓川,葉慶同,馮京,牟傳林,周良仁,王全明,黃光昭,莊道澤,任秉琛.1996.阿舍勒銅鋅成礦帶成礦條件和成礦預(yù)測.北京:地質(zhì)出版社:1–330.

鄧小華,李文博,李諾,糜梅,張穎.2008.河南嵩縣紙房鉬礦床流體包裹體研究及礦床成因.巖石學(xué)報,24(9):2133–2148.

鄧小華,糜梅,李文博.2009.河南土門螢石脈型鉬礦床流體包裹體研究及成因探討.巖石學(xué)報,25(10):2537–2549.

范宏瑞,謝奕漢,翟明國,金成偉.2003.豫陜小秦嶺脈狀金礦床三期流體運(yùn)移成礦作用.巖石學(xué)報,19(2):260–266.

耿新霞,楊富全,楊建民,郭正林,郭旭吉,黃承科,劉鋒,柴鳳梅,張志欣.2010.新疆阿爾泰鐵木爾特鉛鋅礦床穩(wěn)定同位素組成特征.礦床地質(zhì),29(6):1088–1100.

顧連興,湯曉茜,鄭遠(yuǎn)川,吳昌志,田澤滿,陸建軍,肖新建,倪培.2004.遼寧紅透山塊狀硫化物礦床的變質(zhì)變形和成礦組分再活化.巖石學(xué)報,20(4):923–934.

李華芹,謝才富,常海亮,蔡紅,朱家平,周肅.1998.新疆北部有色貴金屬礦床成礦作用年代學(xué).北京:地質(zhì)出版社:1–264.

李晶,陳衍景,劉迎新.2004.華北克拉通若干脈狀金礦的黃鐵礦標(biāo)型特征與流體成礦過程.礦物巖石,24(3):93–102.

劉斌,沈昆.1998.流體包裹體熱力學(xué).北京:地質(zhì)出版社:1–290.

劉德權(quán),唐延齡,周汝洪.2005.中國新疆銅礦床和鎳礦床.北京:地質(zhì)出版社:1–360.

牛賀才,于學(xué)元,許繼峰,單強(qiáng),陳繁榮,張海祥,鄭作平.2006.中國新疆阿爾泰晚古生代火山作用及成礦.北京:地質(zhì)出版社:1–184.

秦克章.2000.新疆北部中亞型造山與成礦作用.北京:中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所博士后出站報告:39–61.

沈遠(yuǎn)超,申萍,李光明,曾慶棟,劉鐵兵.2007.新疆額爾齊斯金礦帶構(gòu)造控礦規(guī)律研究.礦床地質(zhì),26(1):33–42.

王登紅.1996.新疆阿舍勒火山巖型塊狀硫化物銅礦硫、鉛同位素地球化學(xué).地球化學(xué),25(6):582–590.

王京彬,秦克章,吳志亮,胡劍輝,鄧吉牛.1998.阿爾泰山南緣火山噴流沉積型鉛鋅礦床.北京:地質(zhì)出版社:1–210.

徐九華,林龍華,王琳琳,褚海霞,衛(wèi)曉峰,陳棟梁.2009.阿爾泰克蘭盆地VMS礦床的變形變質(zhì)與碳質(zhì)流體特征.礦床地質(zhì),28(5):585–598.

徐九華,謝玉玲,丁汝福,陰元軍,單立華,張國瑞.2007.CO2-CH4流體與金成礦作用:以阿爾泰山南緣和穆龍?zhí)捉鸬V為例.巖石學(xué)報,23(8):2026–2032.

楊富全,李鳳鳴,秦紀(jì)華,鄭開平,劉鋒.2013.新疆阿舍勒銅鋅礦區(qū)(潛)火山巖LA-MC-ICP-MS鋯石U-Pb年齡及其地質(zhì)意義.礦床地質(zhì).32(5):869–883.

張莉,劉春發(fā),武廣.2009.新疆望峰金礦床流體包裹體地球化學(xué)及礦床成因.巖石學(xué)報,25(6):1465–1473.張良臣,劉德權(quán),王有標(biāo),李慶昌,李博權(quán),周汝洪,鄒天人,唐延齡,王京彬,吳乃元,趙殿甲,杜佩軒.2003.中國新疆優(yōu)勢金屬礦產(chǎn)成礦規(guī)律.北京:地質(zhì)出版社:1–405.

曾喬松,陳廣浩,王核,李鵬春.2005.基于多因復(fù)成礦床理論探討阿舍勒銅礦的成因.大地構(gòu)造與成礦學(xué),29(4):545–550.

鄭義.2013.中亞造山帶二疊–三疊紀(jì)造山過程與成礦作用——以阿爾泰南緣4個多金屬硫化物礦床為例.廣州:中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所博士論文:1–243.

鄭義,張莉,郭正林.2013.新疆鐵木爾特鉛鋅銅礦床鋯石U-Pb和黑云母40Ar/39Ar年齡及其礦床成因意義.巖石學(xué)報,29(1):191–204.

Bodnar R J.1993.Revised equation and Tablefor determining the freezing point depression of H2O-NaCl solutions.Geochimica et Cosmochimica Acta,57(3):683–684.

Brown P E and Lamb W M.1989.P-V-T properties of fluids in the system H2O±CO2±NaCl:New graphic presentations and implications for fluid inclusion studies.Geochimica et Cosmochim Acta,53:1209–1221.

Castroviejo B,Quesada C and Soler M.2011.Post depositional tectonic modification of VMS deposits in Iberia and its economic significance.Mineralium Deposita,46:615–637.

Chen Y J,Pirajno F,Wu G,Qi J P,Xiong X L and Zhang L.2012.Epithermal deposits in North Xinjiang,NW China.International Journal of Earth Sciences,101:889–917.

Christian M,Bocar D,Michel C,Marie-Chriatine,David B,Serge F and Jean V.2003.Remobilisation of base metals and gold by Variscan metamorphic fluids in the south Iberian pyrite belt:Evidence from the Tharsis VMS deposit.Chemical Geology,194:143–165.

Collins P L F.1979.Gas hydrates in CO2-bearing fluid inclusions and use freezing data for estimation of salinity.Economic Geology,74:1435–1444.

Cook N J,Klemd R and Okrusch M.1994.Sulphide mineralogy,metamorphism and deformation in the Matchless massive sulphide deposit,Namibia.Mineralium Deposita,29:1–15.

Frankin J M,Gibson H L,Jonasson I R and Galley A G.2005.Volcanogenic massive sulfide deposits.Economic Geology 100th Anniversary Volume:523–560.

Gu L X,Zheng Y C,Tang X Q,Fernando D P,Wu C Z,Tian Z M,Lu J J,Ni P,Li X and Yang F T.2007.Copper,gold and silver enrichment in ore mylonites within massive sulphide orebodies at Hongtoushan,NE China.Ore Geology Reviews,30:1–29.

Luders V,Pracejus B and Halbach P.2001.Fluid inclusion and sulfur isotope studies in probable modern analogue Kuroko-type ores from the JADE Hydrothermal field(Central Okinawa trough,Japan).Chemical Geology,173:45–58.

Marshall B,Vokes F M and Larocque A C L.2000.Regional metamorphic remobilisation:Upgrading and formation of ore deposits.// Spry P G,Marshall B and Vokes F M.Metamorphosed and Metamorphogenic Ore Deposits,Reviews in Economic Geology,11:19–38.

Pirajno F.2009.Hydrothermal Processes and Mineral System.Perth,Australia:Springer Press:1–1250.

Theart H F J,Ghavami-Riabi Mouri H and Graser P.2010.Applying the box plot to the recognition of footwall alteration zones related to VMS deposits in a high-grade metamorphic terrain,South Africa,a lithogeochemical exploration application.Geochemistry,71:143–154.

Tomkins A G.2007.Three mechanisms of ore re-mobilization during amphibolite facies metamorphism at the Montauban Zn-Pb-Au-Ag deposit.MineraliumDeposita,42:627–637.

Wan B,Zhang L C and Xiang P.2010.The Ashele VMS-type Cu-Zndeposit in Xinjiang,NW China formed in a rifted arc setting.Resource Geology,60(2):150–164.

Xu J H,Ding R F,Xie Y L,Zhong C H and Shan L H.2008.The source of hydrothermal fl uids for the Sarekoubu gold deposit in the southern Altai,Xinjiang,China:Evidence from fl uid inclusions and geochemistry.Journal of Asian Earth Sciences,32:247–258.

Xu J H,Hart C,Wang L L,Chu H X,Ling L H and Wei X F.2011.Carbonic fluid overprints in VMS mineralization:Examples from the Kelan Volcanic Basin,Altaids,China.Economic Geology,106:145–158.

Zaw K,Huston D L and Large R R.1999.A chemical model for remobilisation of ore constituents during Devonian replacement process within Cambrian VHMS Rosebery deposit,western Tasmania.Economic Geology,94:529–546.Zhang L,Zheng Y and Chen Y J.2012.Ore geology and fluid inclusion geochemistry of the Tiemurt Pb-Zn-Cu deposit,Altay,Xinjiang,China:A case study of orogenic-type Pb-Zn systems.Journal of Asian Earth Sciences,49:69–79.

Zhang Y J,Sun F Y,Li B L,Huo L and Ma F.2014.Ore textures and remobilization mechanisms of the Hongtoushan copper-zinc deposit,Liaoning,China.Ore Geology Reviews,57:78–86.

Zheng Y,Zhang L,Chen Y J,Pete H and Chen H Y.2013.Metamorphosed Pb-Zn-(Ag)ores of the Keketale VMS deposit,Xinjiang:Evidence from ore textures,fluid inclusions,geochronology and pyrite compositions.Ore Geology Reviews,54:167–180.

Zheng Y,Zhang L,Chen Y J,Qin Y J and Liu C F.2012.Geology,fluid inclusion geochemistry,and40Ar/39Ar geochronology of the Wulasigou Cu deposit,and their implications for ore genesis,Altay,Xinjiang,China.Ore Geology Reviews,49:128–140.

Zhong R C,Li W B,Chen Y J and Huo H L.2011.Ore-forming conditions and genesis of the Huogeqi Cu-Pb-Zn-Fe deposit in the northern margin of the North China Craton:Evidence from ore petrologic characteristics.Ore Geology Reviews,44:107–120.