西藏鐵格隆南銅(金銀)礦床地質(zhì)特征及勘查模型——西藏首例千萬噸級斑巖-淺成低溫?zé)嵋盒偷V床

唐菊興, 宋　揚(yáng), 王　勤, 林　彬, 楊　超, 郭　娜, 方　向,楊歡歡, 王藝云, 高　軻, 丁　帥, 張　志, 段吉琳,陳紅旗, 粟登逵, 馮　軍, 劉治博, 韋少港,賀　文, 宋俊龍, 李彥波, 衛(wèi)魯杰

1)中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所, 國土資源部成礦作用與資源評價重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 北京 100037; 2)成都理工大學(xué), 四川成都 610059;　3)拉瓦爾大學(xué)地質(zhì)學(xué)與地質(zhì)工程學(xué)院, 加拿大魁北克 G1V0A6; 4)中國地質(zhì)調(diào)查局成都地質(zhì)調(diào)查中心, 四川成都 610081; 5)西藏地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局第五地質(zhì)大隊(duì), 青海格爾木 816000; 6)西藏金龍礦業(yè)股份有限公司, 西藏拉薩 850000;　7)中國地質(zhì)大學(xué)(北京), 北京 100083

西藏鐵格隆南銅(金銀)礦床地質(zhì)特征及勘查模型——西藏首例千萬噸級斑巖-淺成低溫?zé)嵋盒偷V床

唐菊興1), 宋揚(yáng)1), 王勤2), 林彬1), 楊超3), 郭娜2), 方向1),楊歡歡1), 王藝云2), 高軻2), 丁帥2), 張志4), 段吉琳7),陳紅旗5), 粟登逵6), 馮軍6), 劉治博1), 韋少港7),賀文7), 宋俊龍2), 李彥波5), 衛(wèi)魯杰5)

1)中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所, 國土資源部成礦作用與資源評價重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 北京 100037; 2)成都理工大學(xué), 四川成都 610059;3)拉瓦爾大學(xué)地質(zhì)學(xué)與地質(zhì)工程學(xué)院, 加拿大魁北克 G1V0A6; 4)中國地質(zhì)調(diào)查局成都地質(zhì)調(diào)查中心, 四川成都 610081; 5)西藏地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局第五地質(zhì)大隊(duì), 青海格爾木 816000; 6)西藏金龍礦業(yè)股份有限公司, 西藏拉薩 850000;7)中國地質(zhì)大學(xué)(北京), 北京 100083

鐵格隆南礦床(榮那礦段)位于多龍礦集區(qū)多不雜斑巖型銅(金)礦的北東中部, 銅(金)礦體的主要賦礦圍巖為早白堊世中酸性斑巖及早中侏羅統(tǒng)色哇組(J1-2s)復(fù)理石或類復(fù)理石建造; 下白堊統(tǒng)美日切錯組(K1m)陸相中基性火山巖建造(110 Ma)覆蓋在斑巖-淺成低溫?zé)嵋撼傻V系統(tǒng)之上, 是該礦床得以良好保存的重要原因。通過詳細(xì)的地質(zhì)填圖、地質(zhì)編錄、巖石地球化學(xué)、鏡下鑒定、電子探針分析、流體包裹體分析、同位素年代學(xué)、巖石地球化學(xué)測量、音頻大地電磁測深和綜合研究, 確定了礦體形態(tài)整體上為一個似筒狀體, 銅(金、銀)礦體總體呈北東向, 控制礦體北東延長約2 000 m, 南東—北西向約1 200 m, Cu平均品位大于0.5％, 伴生Au品位0.08 g/t, 伴生銀品位2 g/t左右, 單個礦床銅資源量約1 100萬噸, 遠(yuǎn)景資源量超過1 500萬噸。礦石以典型的細(xì)脈浸染狀為主, 從淺部至深部, 金屬礦物由銅藍(lán)、藍(lán)輝銅礦、斯硫銅礦、雅硫銅礦、久輝銅礦、斜方藍(lán)輝銅礦及黃銅礦、斑銅礦(微量輝鉬礦), 主要非金屬礦物有明礬石、地開石、高嶺石、水鋁石、絹云母、石英、硬石膏等組成(圖2-17), 礦物和蝕變組合顯示高硫型淺成低溫?zé)嵋旱V體疊加于斑巖型礦體。成礦巖體為120 Ma侵位的花崗閃長斑巖, 輝鉬礦Re-Os同位素年齡顯示斑巖成礦形成于119 Ma左右, 明礬石Ar-Ar同位素測年結(jié)果為116 Ma左右, 表明淺成低溫?zé)嵋盒偷V化略晚于斑巖型礦化。由于羌塘地體南緣的不斷隆升, 導(dǎo)致淺成低溫?zé)嵋旱V化持續(xù)向深部遷移, 形成巨厚典型的淺成低溫?zé)嵋旱V物組合。流體包裹體研究表明, 流體包裹體均一溫度顯示存在2套明顯不同溫度的流體, 即形成斑巖及其圍巖鉀硅化與絹英巖化帶礦化的中高溫流體以及高級泥化帶中的中低溫流體, 高溫、高鹽度的流體代表了斑巖系統(tǒng)的流體特征, 而中低溫、低鹽度的流體代表了高硫化型淺成低溫?zé)嵋合到y(tǒng)的流體特征。鐵格隆南礦區(qū)的巖體侵位較淺, 淺部巖體已經(jīng)在ZK1604與美日切錯組呈角度不整合接觸, 表明在美日切錯組火山巖噴發(fā)覆蓋于礦體上之前, 含礦巖體已經(jīng)出露地表, 根據(jù)其估算形成深度(約1.2 km), 可以判斷在礦床形成之后地殼已抬升了一定高度, 斑巖-淺成低溫?zé)嵋合到y(tǒng)上部的礦體和獨(dú)立金礦體可能已被剝蝕。巖石微量元素和稀土元素特征表明, 均為高鉀鈣堿性, 富集大離子親石元素, 虧損高場強(qiáng)元素, 具弧巖漿地球化學(xué)特征;在Y-Th/Ta和Ta/Yb-Th/Yb圖解中多龍地區(qū)主要侵入巖均位于活動大陸邊緣, 在Th-Co-Zr/10和Th-Sc-Zr/10微量元素構(gòu)造圖解中, 大部分樣品落在陸緣弧區(qū)域。區(qū)域上構(gòu)造巖漿活動也表明多龍地區(qū)巖漿巖形成與班公湖—怒江特提斯洋早白堊世北向俯沖至南羌塘地體之下密切相關(guān), 類似于南美安第斯成礦帶洋陸俯沖背景下的陸緣弧環(huán)境。鋯石鉿同位素落在球粒隕石與虧損地幔之間, 地殼模式年齡相對年輕與多龍地區(qū)主要侵入巖一致, 表明巖漿主要來源虧損地幔, 同時也有部分新生地殼物質(zhì)的加入, 巖漿表現(xiàn)出角閃石源區(qū)作為主要源區(qū)熔融礦物的特征, 表明班公湖-怒江特提斯洋殼俯沖至50～70 km下發(fā)生相變, 從而導(dǎo)致類似角閃石等礦物脫水引發(fā)的楔形地幔部分熔融。短波紅外光譜填圖和巖石地球化學(xué)剖面測量顯示在尕爾勤、地堡那木崗還有尋找鐵格隆南(榮那礦段)式礦床的潛力, 區(qū)域找礦潛力極大, 多龍礦集區(qū)銅資源量可以達(dá)到2 500萬噸以上。

礦床地質(zhì)特征; 勘查模型; 斑巖-淺成低溫銅(金, 銀); 鐵格隆南; 多龍; 西藏

西藏班公湖—怒江成礦帶(后簡稱為班—怒成礦帶)具有巨大找礦潛力, 目前已初步探明的333類別以上的銅資源量超過2 000萬噸, 共伴生金500余噸, 主要分布在三大礦集區(qū), 即多龍銅金銀礦集區(qū)、尕爾窮—嘎啦勒銅金銀礦集區(qū)和商旭—達(dá)查金礦集區(qū), 其中多龍礦集區(qū)鐵格隆南Cu＞11.0 Mt@0.52％, Au＞120 t@0.08 g/t(部分334類別); 多不雜+波龍+拿廳+拿若Cu＞9.9 Mt@＞0.35％, Au＞350 t@＞0.1 g/t(部分334類別), 尕爾窮—嘎啦勒Au 70 t@＞3 g/t, Cu 30萬噸@＞0.8％(331+332+333類別為主)。

到目前為止, 多不雜、波龍、鐵格隆南、拿若、拿廳、尕爾窮、嘎拉勒已經(jīng)完成詳查, 但大多數(shù)礦床(點(diǎn))和重要異常未開展查證或預(yù)查工作, 工作程度甚低, 基礎(chǔ)地質(zhì)調(diào)查相對薄弱。

2000—2012年, 西藏地質(zhì)五隊(duì)、西藏地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局地質(zhì)調(diào)查院、成都地質(zhì)調(diào)查中心、中國地質(zhì)科學(xué)院、中國科學(xué)院等單位通過詳細(xì)的野外調(diào)查和綜合研究, 初步厘定了多不雜、波龍等銅礦的成礦時代, 探討了成礦作用及礦床成因, 并構(gòu)建了初步的成礦動力學(xué)背景模型。年代學(xué)證據(jù)表明, 多龍礦集區(qū)成礦作用與早白堊世(120 Ma)中酸性淺成侵入巖有關(guān), 成礦母巖以花崗閃長斑巖為主, 屬高鉀鈣堿性巖系, 富集Rb、K、Sr、Pb等大離子不相容元素, 虧損Nb、Ta、Ti等高場強(qiáng)元素, 具有弧巖漿巖特征。礦化主要為細(xì)脈狀、網(wǎng)脈狀、浸染狀的黃銅礦、斑銅礦、黃鐵礦、磁鐵礦等, 發(fā)育大規(guī)模的鉀硅酸鹽化、青磐巖化、絹英巖化蝕變, 屬典型斑巖型Cu(Au)礦床, 建立了礦床勘查模型, 總結(jié)了成礦地質(zhì)條件和找礦標(biāo)志(李金祥, 2008; 佘宏全等, 2009; Li et al., 2011, 2013; 段志明等, 2013; 祝向平等, 2011, 2012, 2013; 李光明等, 2011; 李玉彬等, 2012a, b)。李金祥(2008)、Li等(2014, 2015)、Zhu等(2015)、祝向平等(2015a, b)綜合年代學(xué)、Sr-Nd-Pb、Hf-O同位素組成等證據(jù), 構(gòu)建了班—怒洋北向俯沖, 陸緣弧環(huán)境下的成礦作用模式。

最近的地質(zhì)填圖發(fā)現(xiàn), 多龍礦集區(qū)內(nèi)以往認(rèn)為的侏羅系曲色組、色哇組地層單元, 由具有復(fù)理石特征的細(xì)碎屑巖, 夾大小不等的玄武巖、安山玄武巖、灰?guī)r、硅質(zhì)巖、輝長巖和超基性巖塊體的增生雜巖帶, 因此, 耿全如等(2012)將多龍斑巖銅礦礦集區(qū)的成礦背景定位為增生弧, 命名為扎普—多不雜巖漿弧。

但由于多龍礦集區(qū)斑巖-淺成低溫?zé)嵋旱V床成礦作用、礦床成礦系列、礦床組合研究程度較低。秦克章等(2006)提出了班—怒帶多龍礦集區(qū)可能存在淺成低溫銅(金)礦的認(rèn)識, 目標(biāo)礦區(qū)是拿頓銅金礦床(隱爆角礫巖筒型, 由于勘查思路不清, 至今未取得實(shí)質(zhì)性的進(jìn)展)。2006—2012年的7年間, 就淺成低溫?zé)嵋旱V床的勘查工作未取得實(shí)質(zhì)性的突破。2013—2015年, 在區(qū)域地質(zhì)調(diào)查和前人研究基礎(chǔ)上,中鋁礦產(chǎn)資源有限公司、中鋁西藏礦業(yè)有限公司、西藏地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局地質(zhì)五隊(duì)和中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所“產(chǎn)、學(xué)、研”結(jié)合, 在多龍礦集區(qū)鐵格隆南(榮那礦段)、拿若等礦區(qū)開展勘查和綜合研究, 取得重大找礦成果。尤其是在班公湖—怒江成礦帶高硫化淺成低溫?zé)嵋篊u(Au)礦床類型的發(fā)現(xiàn),在西藏尚屬首例(唐菊興等, 2014a, b)。唐菊興等(2014a, b)、李光明等(2015)、Duan等(2016)提出了多龍礦集區(qū)存在高硫化型淺成低溫?zé)嵋盒偷V化類型,并提出淺成低溫?zé)嵋盒偷V體疊加在斑巖型礦體之上的認(rèn)識, 突破了傳統(tǒng)的找礦理論和勘查思路, 西藏地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局地質(zhì)五隊(duì)經(jīng)過短短3年的勘查工作, 探獲鐵格隆南礦床Cu資源儲量超過1 000萬噸。深達(dá)1 190 m的鉆探揭露表明, 在深部, 淺成低溫?zé)嵋旱V化系統(tǒng)已經(jīng)向斑巖礦化系統(tǒng)過渡, 金屬礦物以黃銅礦、斑銅礦為主, 藍(lán)輝銅礦、銅藍(lán)等Cu-S二元體系礦物少見, 但礦石品位未見降低, 仍有可觀的資源量尚未得到控制。因此, 西藏班—怒成礦帶、岡底斯成礦帶的找礦潛力還很大, 與特提斯洋俯沖階段巖漿作用有關(guān)的礦床類型尚未完全被識別, 勘查評價目標(biāo)區(qū)尚未完全發(fā)現(xiàn), 隨著綜合研究和基礎(chǔ)地質(zhì)調(diào)查的不斷深入, 仍會有超大型礦床不斷被發(fā)現(xiàn)和勘查評價。本文試圖綜合已有成果, 查明礦床地質(zhì)特征, 建立礦床勘查模型, 總結(jié)成礦規(guī)律, 指導(dǎo)區(qū)域找礦。

1　區(qū)域成礦地質(zhì)背景

1.1區(qū)域成礦地質(zhì)背景

廣義上的班公湖—怒江成礦帶跨越班公湖—怒江縫合帶, 向北包括羌塘地體南緣、往南跨至拉薩地體北部, 帶內(nèi)分布眾多斑巖型、矽卡巖型、造山型等銅金鐵礦床點(diǎn), 成礦作用貫穿于班公湖—怒江洋盆開啟到閉合演化的各個階段(宋揚(yáng)等, 2014)。然而, 班—怒結(jié)合帶蛇綠巖作為洋盆從開啟到閉合后重要的標(biāo)志, 在青藏高原強(qiáng)烈擠壓隆升背景下被改造得十分復(fù)雜且極不連續(xù), 在班—怒成礦帶內(nèi)表現(xiàn)為多條蛇綠混雜巖帶。班—怒蛇綠巖帶以零散分布的蛇綠巖殘片為標(biāo)志, 西起班公湖, 向東經(jīng)改則—安多—丁青后沿怒江進(jìn)入滇西, 全長超過2 200 km (圖1) (Shi et al., 2007)。雖然在基礎(chǔ)地質(zhì)背景方面還存在洋盆閉合時限是晚侏羅世、還是晚白堊世(黃汲清和陳炳蔚, 1993; 邱瑞照等, 2004; Kapp et al., 2003; 任紀(jì)舜和肖黎薇, 2004), 俯沖極性是單向、還是雙向等不同的認(rèn)識(Murphy et al., 1997; Kapp et al., 2003; Ding et al., 2003; 潘桂棠等, 2004; 朱弟成等, 2006; Zhu et al., 2015; Li et al., 2011, 2013, 2014a), 但是縫合帶作為拉薩地體和羌塘地體的分界, 已在深部地球物理資料中得以證實(shí)(Yin and Harrison, 2000), 但也有提出了是老的弧后拉張區(qū)的不同認(rèn)識(趙文津等, 2004)。

1.2成礦地質(zhì)背景探討

班公湖—怒江縫合帶兩側(cè)大量中生代巖漿活動作為示蹤板塊演化的重要依據(jù), 其中早白堊世晚期, 如美日切錯組(K1m)、去申拉組(K1q)、多尼組(K1d)、則弄群(K1z)等火山巖或火山巖地層均表現(xiàn)出弧巖漿作用的特點(diǎn), 同期放射蟲化石和洋島的發(fā)現(xiàn),暗示班公湖—怒江洋殼在早白堊世尚未徹底消亡(朱弟成等, 2006; Baxter, 2009; 宋揚(yáng)等, 2014)。從中侏羅世到晚白堊世, 結(jié)合帶內(nèi)發(fā)育眾多與成礦作用有關(guān)的花崗閃長(斑)巖、石英閃長(玢)巖、花崗斑巖、二長花崗巖等, 耿全如等(2012)將其劃分為扎普—多不雜巖漿弧帶、昂龍崗日—班戈巖漿弧帶、措勤—申扎巖漿弧帶和隆格爾—工布江達(dá)復(fù)合巖漿弧帶(圖1)。多龍礦集區(qū)正位于扎普—多不雜巖漿弧帶,被認(rèn)為是繼玉龍、岡底斯之后, 青藏高原的又一處世界級斑巖成礦帶。多龍礦集區(qū)內(nèi)高硫化型淺成低溫?zé)嵋盒豌~金礦床類型的發(fā)現(xiàn), 表明班—怒帶尋找早白堊世以來的斑巖-淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V、銅(金)礦前景廣闊(唐菊興等, 2014a, b)。

多龍礦集區(qū)早白堊世中酸性巖漿巖鋯石Hf同位素分析表明, 地堡拿木崗礦區(qū)εHf(t)值0～8.5, 拿頓礦區(qū)εHf(t)值4.1～13.0, 波龍εHf(t)值3.6～7.5, 多不雜εHf(t)值1.3～9.8, 鐵格隆南εHf(t)值0.9～11.2, 拿若εHf(t)值1.2～9.9, 賽角εHf(t)值3.5～10.6, 均為正值; TDM2模式年齡多集中為651～1 065 Ma, 相對較年輕(李金祥, 2008; Li et al., 2015; 孫嘉, 2015; Lin et al., 2016), 說明在早白堊世巖漿源區(qū)有明顯的幔源物質(zhì)的加入,巖漿源于殼?；旌显磪^(qū)。從T-εHf(t)圖得知, 多龍礦集區(qū)巖漿巖的εHf(t)值與南羌塘地體和北部拉薩地體同期巖漿巖值較為相似, 表明多龍礦集區(qū)的早白堊世巖漿活動與班怒洋的俯沖-閉合作用密切相關(guān), 具有與南羌塘地體和北拉薩地體均有共同的源區(qū)的特征。相對南羌塘地體和北拉薩地體而言, 多龍礦集區(qū)巖漿巖εHf(t)值分布較為集中, 均＞0, 說明其物質(zhì)源區(qū)組分較為單一, 未受到較多古老基底物質(zhì)的混染(Li et al., 2014; Zhu et al., 2015; Lin et al., 2016)。

同時, Sr-Nd同位素地球化學(xué)研究表明: 地堡拿木崗εNd(t)值-0.7 ～ -0.6, 拿頓εNd(t)值2.0～2.3, 波龍εNd(t)值-4.0 ～ -0.3, 多不雜εNd(t)值-4.0 ～ 2.3, 拿若εNd(t)值-3.7 ～ 3.3, 色那εNd(t)值-0.18～2.43, 賽角εNd(t)值4.3, 均位于0值附近或大于0, 也說明巖漿源區(qū)有幔源物質(zhì)的加入, 可能混入部分殼源物質(zhì)(Li et al., 2013; Zhu et al., 2015; 祝向平等, 2015a, b)。此外, 波龍含礦巖體鋯石微區(qū)Hf-O同位素研究表明: 石英閃長玢巖中鋯石δ18O值為6.16‰～7.13‰ (mean=6.58‰), 花崗閃長斑巖δ18O值為5.88‰～7.27‰ (mean=6.60‰), 接近或略均大于原始地幔值(δ18O=5.3‰±0.3‰), 表明鋯石生長結(jié)晶過程中以幔源物質(zhì)為主, 混入少量富18O的殼源物質(zhì)(Li et al., 2013)。所以, 多龍礦集區(qū)早白堊世中酸性巖漿的物質(zhì)源區(qū)以幔源物質(zhì)為主, 可能在巖漿侵位的過程中混入部分的殼源物質(zhì)。

多龍礦集區(qū)早白堊世巖漿巖的主、微量元素地球化學(xué)特征顯示, 其具有高鉀-鈣堿性特征, 同時富集輕稀土和大離子親石元素, 虧損重稀土和高場強(qiáng)元素, 有明顯的島弧型花崗巖特征。在Ta-Yb判別圖解中, 多龍礦集區(qū)早白堊世巖漿巖均落入島弧型花崗巖區(qū), 而在反映造山帶源區(qū)的Ta/Yb-Th/Yb判別圖解中, 又均落入活動陸緣弧環(huán)境, 說明整個多龍礦集區(qū)早白堊世巖漿活動的動力學(xué)背景一致, 為俯沖背景下的陸緣弧環(huán)境(李金祥, 2008; 祝向平等, 2015a, b; 林彬等, 2017; Lin et al., 2016)。

綜上, 多龍礦集區(qū)與早白堊世成礦作用有關(guān)的巖漿活動Hf、Sr-Nd同位素、主-微量元素特征均揭示, 其物質(zhì)源區(qū)有明顯的幔源組分加入, 為殼幔混合源區(qū), 其形成的動力學(xué)背景為班怒洋北向俯沖的陸緣弧環(huán)境。由于礦集區(qū)內(nèi)大規(guī)模出露的美日切錯組火山巖(K1m, 110 Ma)仍具有明顯的島弧型特征,說明班公湖—怒江洋碰撞閉合時限應(yīng)晚于110 Ma。

1.3礦區(qū)地質(zhì)

區(qū)域出露的地層主要為古生代—中生代海相盆地沉積、弧前復(fù)理石或類復(fù)理石沉積以及局部的陸相火山巖及磨拉石沉積, 包括上石炭統(tǒng)展金組(C2z)—曲地組(C2q)—下二疊統(tǒng)龍格組(P1l)—上三疊統(tǒng)亭貢錯組(T2t)、日干配錯組(T3r)—中下侏羅統(tǒng)色哇組(J2-3s)、曲色組(J2q)—下白堊統(tǒng)美日切錯組(K3m)及上白堊統(tǒng)阿布山組(K2a)。多龍斑巖-淺成低溫型銅金礦體主要賦存于色哇組、曲色組地層及中酸性侵入巖中(圖1c)。

礦區(qū)出露的地層為: 早—中侏羅統(tǒng)色哇組(J1-2s)復(fù)理石沉積, 由一套長石石英砂巖、粉砂巖及深灰色泥質(zhì)巖組成; 下白堊統(tǒng)美日切錯組(K1m)中基-酸性火山巖建造, 主要為紫紅色安山巖、英安巖、玄武質(zhì)安山巖、火山角礫等; 下白堊統(tǒng)阿布山組(K2a)山間磨拉石沉積, 主要為暗紫色-紫色細(xì)粒巖、礫巖、含礫粗砂巖(圖2)(Xu et al., 2015)。

圖2　西藏鐵格隆南礦床地質(zhì)圖(a)及礦化蝕變剖面圖(b、c)(據(jù)Lin et al., 2016)(E103、N101是AMT測量剖面位置)Fig. 2　Geological map (a) and typical section (b, c) of Tiegelongnan deposit, Tibet (Lin et al., 2016) (E103 and N101 are AMT sections)

礦區(qū)地表覆蓋厚, 基礎(chǔ)地質(zhì)調(diào)查表明, 區(qū)域尺度上存在NE向F10、EW向F1兩組斷裂穿過礦區(qū),但斷層性質(zhì)仍不十分清楚(圖1, 圖2)。段志明等(2013)認(rèn)為, 近EW向斷層是增生楔形成過程中,由于洋殼物質(zhì)的堆積、刮削和擠壓等作用所形成的韌性剪切斷裂, 形成最早; 晚期北東向斷層形成于白堊紀(jì), 產(chǎn)狀陡立或者近于直立, 具有左行走滑兼逆沖的特征, 是主要的控礦斷裂。

礦區(qū)巖漿巖活動較發(fā)育, 主要為中酸性早白堊世侵入巖, 以閃長巖-花崗閃長斑巖為主。地表有少量的巖石露頭。同時, 早白堊世美日切錯組大面積中基性火山巖為成礦后火山活動的產(chǎn)物, 覆蓋于曲色組、色哇組、侵入巖和銅金礦體之上。

2　礦床類型及礦體結(jié)構(gòu)

2.1礦體形態(tài)、產(chǎn)狀、規(guī)模

根據(jù)已施工的49個鉆孔及化學(xué)取樣分析結(jié)果,鐵格隆南礦區(qū)共圈定6個銅(金、銀)礦體, 一個主礦體(I), 5個次要礦體(II、III、IV、V、VI)。各礦體主要地質(zhì)特征如下:

Ⅰ號主礦體總體呈北東向展布, 北東向長約1.8 km, 北西向?qū)捈s1.4 km, 向下延伸最厚可達(dá)960 m, 向南東方向緩傾斜。礦體中間巨厚, 邊部較薄, 整體呈“似筒狀”主要產(chǎn)于7～56號勘探線線之間(圖2)。銅資源量大于1 000萬噸, 平均品位0.53％,占礦床資源量的99％以上, 伴生金、銀資源量也達(dá)到大型規(guī)模。礦化類型為斑巖-高硫化淺成低溫?zé)嵋盒? 成礦元素組合: 深部為斑巖型Cu(Au、Ag, 局部有Mo礦化, 但達(dá)不到圈礦體要求)→淺部為淺成低溫?zé)嵋函B加斑巖型Cu(Au、Ag)。礦體中部ZK1604、ZK2404、ZK3204、ZK4004等多個鉆孔均未穿透礦體, 礦石品位未降低, 礦體向深部延伸之勢未減, 深部還存在較大的找礦潛力。Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ、Ⅵ號次要礦體規(guī)模較小, 走向近北東向, 長約400 m, 寬僅100～200 m, 厚度約50～90 m, 主要呈脈狀、透鏡狀產(chǎn)于主礦體頂部, 位于24～64號勘探線之間, 受小規(guī)模的花崗閃長斑巖巖脈及破裂裂隙控制, 成礦元素組合為淺成低溫?zé)嵋盒虲u(Au、Ag)。

2.2礦石學(xué)證據(jù)

2.2.1物質(zhì)成分

根據(jù)礦石構(gòu)造分類, 鐵格隆南礦區(qū)主要有浸染狀礦石和細(xì)脈浸染狀礦石, 約占總體資源量的95％以上, 少量角礫狀礦石、塊狀礦石, 角礫狀礦石屬熱液隱爆作用形成。依據(jù)礦區(qū)主要有用礦物組合進(jìn)行分類, 主要的礦石類型有: 黃銅礦-黃鐵礦礦石、黃銅礦-黃鐵礦-赤鐵礦礦石、黃銅礦-斑銅礦-(輝鉬礦)礦石、黃銅礦-斑銅礦-銅藍(lán)礦石、斑銅礦-藍(lán)輝銅礦-銅藍(lán)礦石、銅藍(lán)-硫砷銅礦-藍(lán)輝銅礦-Cu-S體系礦物礦石等。

詳細(xì)的鏡下鑒定、能譜、電子探針、高光譜及X粉晶衍射分析表明, 礦區(qū)主要的金屬礦物包括黃鐵礦、斑銅礦、硫砷銅礦、藍(lán)輝銅礦、銅藍(lán)、黃銅礦、斯硫銅礦、雅硫銅礦、吉硫銅礦、輝銅礦、久輝銅礦、斜方藍(lán)輝銅礦、黝銅礦、砷黝銅礦、輝鉬礦、褐鐵礦、赤鐵礦等(圖3), 次要金屬礦物包括: 方鉛礦、閃鋅礦、自然銅、磁鐵礦、孔雀石、藍(lán)銅礦等(唐菊興等, 2014a)。

礦石金屬礦物組合, 清晰反應(yīng)了斑巖成礦作用和淺成低溫?zé)嵋撼傻V作用的雙重特征(圖4)。其中,早期斑巖型礦化以黃銅礦-斑銅礦-黃鐵礦組合為特征, 并可見微量輝鉬礦, 晚期淺成低溫?zé)嵋簾嵋旱V化則以發(fā)育Cu-S體系礦物為主要特征, 如銅藍(lán)、藍(lán)輝銅礦、輝銅礦、久輝銅礦、吉硫銅礦、斯硫銅礦等及硫砷銅礦、黃鐵礦, 這類礦物通常形成于斑巖型礦化之后, 常交代早期黃鐵礦、黃銅礦、斑銅礦等硫化物。

礦區(qū)主要的非金屬礦物包括: 高級泥化帶產(chǎn)出石英、地開石、高嶺石、明礬石(邊緣發(fā)育環(huán)帶狀鋁磷硫酸鹽)、葉臘石、硬水鋁石、磷鍶鋁石等(圖5);黃鐵絹英巖化帶有石英、斜長石、黑云母、角閃石、絹云母; 青磐巖化帶有綠泥石、綠簾石、方解石等。同時礦區(qū)還發(fā)育大量的副礦物, 如金紅石、磷灰石、鋯石、榍石等(圖5)。

2.2.2礦石組構(gòu)

典型的礦石結(jié)構(gòu)為: 半自形-自形結(jié)構(gòu)、它形結(jié)構(gòu), 共邊結(jié)構(gòu), 交代殘余結(jié)構(gòu)、交代骸晶結(jié)構(gòu)、交代蠕蟲狀結(jié)構(gòu), 固溶體分離作用形成的乳滴狀、格狀結(jié)構(gòu)、共邊結(jié)構(gòu)等。典型的礦石構(gòu)造為稠密浸染狀構(gòu)造、浸染狀構(gòu)造、稀疏浸染狀構(gòu)造、細(xì)脈狀構(gòu)造、網(wǎng)脈狀構(gòu)造、角礫狀構(gòu)造、塊狀構(gòu)造、條帶狀構(gòu)造、皮殼狀構(gòu)造、團(tuán)斑狀構(gòu)造等(圖3, 圖6)。

礦區(qū)深部含礦斑巖基質(zhì)、石英斑晶粒間以及石英-硫化物脈中, 常發(fā)育它形-半自形的粒狀黃鐵礦以及它形黃銅礦、斑銅礦和微量自形板狀輝鉬礦(圖3g, h)。部分黃鐵礦、黃銅礦可沿角閃石、黑云母蝕變空洞中充填形成半自形-它形結(jié)構(gòu)(圖3f), 部分黃銅礦和斑銅礦還可因固溶體分離呈蠕蟲狀結(jié)構(gòu)(圖3d)。礦區(qū)中部普遍發(fā)育晚階段銅礦物交代早期硫化物(以黃鐵礦為主)的現(xiàn)象(圖4a-e), 如銅藍(lán)、藍(lán)輝銅礦、斯硫銅礦、吉硫銅礦、雅硫銅礦等交代黃銅礦、斑銅礦的交代黃鐵礦、黃銅礦、斑銅礦形成交代殘余結(jié)構(gòu)(圖3a, c, e), 這表明Cu-S體系礦物組合形成相對晚于Cu-Fe-S體系礦物, 被交代后的黃鐵礦、黃銅礦、斑銅礦多呈港灣狀、孤島狀結(jié)構(gòu)(圖3b, e), 此外, 在流體演化成礦過程中, 黃鐵礦可被微裂隙破壞形成碎裂結(jié)構(gòu), 部分可能因重結(jié)晶或沿環(huán)帶多階段生長, 形成環(huán)帶狀結(jié)構(gòu)(圖3e)。

圖3　鐵格隆南礦床金屬礦物特征Fig. 3　Characteristics of metallic minerals in Tiegelongnan deposita-ZK1604-149.0 m, 黃鐵礦被黃銅礦、斑銅礦、硫砷銅礦、藍(lán)輝銅礦交代, 呈交代殘余結(jié)構(gòu); b-ZK2404-693.2 m, 黃鐵礦被斑銅礦、銅藍(lán)交代,斑銅礦被銅藍(lán)交代, 呈交代殘余結(jié)構(gòu); c-ZK2404-816.0 m, 黃鐵礦被黃銅礦、銅藍(lán)、藍(lán)輝銅礦交代, 黃銅礦被藍(lán)輝銅礦、銅藍(lán)交代, 交代結(jié)構(gòu); d-ZK2404-712.8 m, 黃銅礦與斑銅礦呈蠕蟲狀固溶體分離結(jié)構(gòu), 被銅藍(lán)交代, 黃銅礦被藍(lán)輝銅礦、銅藍(lán)交代; e-ZK1604-502.3 m, 環(huán)帶狀黃鐵礦, 黃銅礦、銅藍(lán)交代斑銅礦, 呈交代殘余結(jié)構(gòu); f-ZK2404-722.4 m, 殘留的角閃石斑晶中充填半自形黃鐵礦和它形黃銅礦; g-ZK2404-722.4 m, 石英斑晶裂隙間充填它形黃鐵礦、黃銅礦、斑銅礦; h-ZK2404-729.1 m, 細(xì)粒浸染狀的黃銅礦、黃鐵礦a-ZK1604-149.0 m, the metasomatism of replacing pyrite with chalcopyrite, bornite, enargite and digenite led to the metasomatic relict texture; b-ZK2404-693.2 m, pyrite was replaced by bornite and covellite, and bornite was replaced by covellite, which formed metasomatic relict texture; c-ZK2404-816.0 m, pyrite was replaced by chalcopyrite, covellite and digenite, and chalcopyrite was replaced by digenite and covellite, which formed metasomatic texture; d-ZK2404-712.8 m, unmixing of solid solution of chalcopyrite-bornite exsolution texture shows a wormlike texture. Chalcopyrite and bornite were replaced by covellite and chalcopyrite was replaced by digenite and covellite; e-ZK1604-502.3 m, zonal pyrite coexists with bornite which was replaced by chalcopyrite and covellite which formed metasomatic relict texture; f-ZK2404-722.4 m, metasomatic relict hornblende is replaced by subhedral pyrite and allotriomorphic chalcopyrite; g-ZK2404-722.4 m, the fracture of quartz was filled with allotriomorphic pyrite, chalcopyrite and bornite; h-ZK2404-729.1 m, isseminated fine-grained chalcopyrite and pyrite

礦區(qū)深部主要發(fā)育典型的斑巖型礦石構(gòu)造類型, 即以細(xì)脈狀-浸染狀、脈狀、網(wǎng)脈狀構(gòu)造為主。如浸染狀的黃鐵礦、黃銅礦、斑銅礦, 石英-黃鐵礦脈、石英-黃鐵礦-黃銅礦脈、石英-輝鉬礦脈、石英-黃鐵礦網(wǎng)脈等(圖6e, h)。局部(ZK3204)因斑巖體侵位形成角礫狀的礦石, 角礫以圍巖為主, 少量為侵入體, 膠結(jié)物多為泥質(zhì)或斑巖體(圖6f, g)。礦區(qū)中部-淺部則主要發(fā)育強(qiáng)烈的浸染狀礦化, 即晚期的淺成低溫?zé)嵋撼傻V流體廣泛交代早期硫化物, 形成浸染狀產(chǎn)出的Cu-S體系礦物(圖6a, c, d)。部分成礦流體可沿裂隙充填形成脈狀、細(xì)脈狀礦石(圖6b, c, d)。局部可發(fā)育似條帶狀礦石(圖6d)。淺部受高級泥化蝕變及次生淋濾的影響, 成礦流體在較寬的破裂裂隙面結(jié)晶形成脈狀、皮殼狀礦石(圖6a)。

2.2.3成礦期成礦階段的劃分

通過系統(tǒng)的野外地質(zhì)編錄及鏡下鑒定, 將鐵格隆南礦床成巖成礦作用初步劃分為: 4期6階段, 從早到晚分別為: Ⅰ巖漿期→Ⅱ斑巖熱液成礦期→Ⅲ淺成低溫?zé)嵋撼傻V期→Ⅳ表生期。

巖漿期(Ⅰ)主要是深部巖漿熱液侵位到冷凝固結(jié)的過程。斑巖熱液成礦期(Ⅱ)主要指以巖漿熱液為主的成礦流體在斑巖體及其圍巖中, 以細(xì)脈浸染狀形式發(fā)生銅(鉬、金)礦化的過程, 對應(yīng)斑巖銅礦的鉀硅酸鹽化、絹英巖化、青磐巖化蝕變。該成礦期(Ⅱ), 可細(xì)分為: Ⅱ-1輝鉬礦-黃銅礦-斑銅礦階段和Ⅱ-2黃銅礦-斑銅礦-黃鐵礦(赤鐵礦)階段。其中, 輝鉬礦-黃銅礦-斑銅礦化主要產(chǎn)于早期的鉀硅酸鹽化蝕變帶中, 而黃銅礦-斑銅礦-黃鐵礦形成于絹英巖化蝕變帶, 少量在外圍青磐巖化蝕變帶。淺成低溫?zé)嵋撼傻V期(Ⅲ), 主要是巖漿熱液與大氣降水混合形成的酸性(或偏酸性)成礦流體, 在原斑巖礦化體的基礎(chǔ)上, 通過充填-交代作用形成規(guī)模較大的高品位礦化過程, 對應(yīng)于淺成低溫?zé)嵋鹤饔孟碌母呒壞嗷g變帶。該淺成低溫?zé)嵋撼傻V期(Ⅲ)可細(xì)分為:Ⅲ-1銅藍(lán)-斑銅礦-硫砷銅礦-藍(lán)輝銅礦-Cu-S體系礦物階段和Ⅲ-2黃鐵礦(閃鋅礦-方鉛礦)階段。銅藍(lán)-斑銅礦、硫砷銅礦、藍(lán)輝銅礦及銅硫體系礦化, 是淺成低溫?zé)嵋鹤钪饕某傻V作用, 常以浸染狀形式產(chǎn)出, 少量成脈狀產(chǎn)出。黃鐵礦礦化階段則主要指成礦作用晚期, 粗粒狀黃鐵礦呈脈狀、寬脈狀形式產(chǎn)出, 標(biāo)志著主要礦化作用基本結(jié)束。表生期(Ⅳ)主要指斑巖成礦作用及淺成低溫?zé)嵋撼傻V作結(jié)束以后, 受區(qū)域隆升剝蝕等多種因素的影響, 淺地表地下水下滲, 對淺部的礦體進(jìn)行再次淋濾交代, 由于很快有110 Ma美日切錯組火山巖的噴發(fā)覆蓋, 氧化次生富集現(xiàn)象不明顯。

不同成礦期成礦階段所對應(yīng)的礦物組合及蝕變特征, 詳見圖7。

2.3礦體結(jié)構(gòu)

鐵格隆南礦床整體呈現(xiàn)“三層樓”模式, 從深至淺、從早至晚, 分別為深部花崗閃長斑巖型礦體→中淺部淺成低溫?zé)嵋旱V體疊加斑巖型礦體→淺部為成礦后美日切錯組安山巖(或英安巖)蓋層(圖8)。

其中, 深部斑巖型礦體: 以閃長玢巖、花崗閃長斑巖為主的中酸性含礦巖體在礦區(qū)深部侵位, 分異出的巖漿熱液在侵入體及圍巖接觸帶中, 形成細(xì)脈-浸染狀礦體(圖8c)。主要的礦物組合為黃銅礦、輝鉬礦、斑銅礦及黃鐵礦。發(fā)育良好的斑巖蝕變系統(tǒng), 深部以熱液脈狀、條帶狀、團(tuán)斑狀黑云母為主的鉀硅酸鹽化, 以長石等硅酸鹽礦物分解形成的絹云母、石英、黃鐵礦、少量黏土礦物的黃鐵絹英巖化, 外圍以脈狀、團(tuán)斑狀綠泥石、綠簾石、方解石為主的青磐巖化, 青磐巖化帶中礦化較弱。整個斑巖型礦體在空間上產(chǎn)出的海拔位置為3 800～4 400 m。

圖4　log f S2 - 1000/T相圖定義熱液流體的硫化作用態(tài)(Einaudi et al., 2003)Fig. 4　log f S2-1000/T diagram defining the relative sulfidation state (Einaudi et al., 2003)A—B—C-斑巖型礦化到高硫化型礦化,再到中硫化型和低硫化型堿金屬礦物的演化cv-銅藍(lán); dg-藍(lán)輝銅礦; py-黃鐵礦; en-硫砷銅礦; bn-斑銅礦; fm-脆硫提銻銅礦; hm-赤鐵礦; cp-黃銅礦; sti-輝銻礦; tt-黝銅礦; tn-砷黝銅礦; asp-毒砂; po-磁黃鐵礦; lo-斜方砷鐵礦A-B-C-the evolution of metallic minerals of the deposit went through porphyry mineralization, high sulphidation mineralization, mild sulphidation mineralization and low sulphidation mineralization in sequence cv-covllite; dg-digenite; py-pyrite; en-enargite; bn-bornite; fm-famatinite; hm-hematite; cp-chalcopyrite; sti-stibnite; tt-tetrahedrite; tn-tennantite; asp-arsenopyrite; po-pyrrhotite; lo-loellingite

圖5　鐵格隆南礦床非金屬礦物特征Fig. 5　Characteristics of nonmetallic minerals in Tiegelongnan deposita-ZK1604-171.6 m, 脈狀、條帶狀明礬石+地開石; b-ZK1604-171.6 m, 條帶狀明礬石鏡下照片及能譜分析; c-ZK2405-228.4 m,脈狀高嶺石; d-ZK2405-228.4 m, 脈狀高嶺石能譜分析照片; e-ZK1604-386.9 m, 明礬石膠結(jié)礦化角礫; f-ZK1604-270 m,近平行產(chǎn)出的地開石-高嶺石脈、明礬石脈、石英脈; g, h-XRD非金屬礦物分析a-ZK1604-171.6 m, alunite and dickite of vein and stockwork type; b-ZK1604-171.6 m, microphotograph and energy spectrum analysis of alunite veinlets; c-ZK2405-228.4 m, kaolinite veinlets; d-ZK2405-228.4 m, the energy spectrum pictures of kaolinite veinlets; e-ZK1604-386.9 m mineralized breccias were cemented with alunite; f-ZK1604-270 m Veins of dickite-kaolinite, alunite and quartz are parallel; g, h-analysis of nonmetallic minerals by XRD

圖6　鐵格隆南礦床礦石組構(gòu)Fig. 6　Ore structures of Tiegelongnan deposita-ZK1604-145.0 m, 脈狀、皮殼狀礦石; b-ZK3220-445.2 m, 稀疏浸染狀礦石; c-ZK1604-167.4 m, 脈狀、浸染狀礦石; d-ZK1604-331.4 m, 脈狀、條帶狀礦石; e-ZK3204-972.0 m, 中等浸染狀礦石; f-ZK3204-893.7 m, 角礫狀礦石; g-ZK3204-924.3 m, 角礫狀礦石; h-ZK4004-1024.0 m, 網(wǎng)脈狀礦石a-ZK1604-145.0 m, ore of vein type and crust shape; b-ZK3220-445.2 m, sparsely disseminated ore; c-ZK1604-167.4 m, vein and disseminated ores; d-ZK1604-331.4 m, vein and band ores; e-ZK3204-972.0 m, medium disseminated ores; f-ZK3204-893.7 m, brecciform ores; g-ZK3204-924.3 m, brecciform ores; h-ZK4004-1024.0 m, stockwork ores

圖7　鐵格隆南礦床成礦期成礦階段(據(jù)Lin et al., 2016)Fig. 7　Mineralization stages of Tiegelongnan deposit, Tibet (after Lin et al., 2016)

圖8　鐵格隆南礦床不同礦體類型結(jié)構(gòu)分類Fig. 8　The structure classification of different ore-body, Tiegelongnan deposita-淺部安山質(zhì)凝灰?guī)r膠結(jié)的古風(fēng)化殼角礫巖; b-淺成低溫?zé)嵋函B加斑巖型礦石; c-深部細(xì)脈浸染狀斑巖型礦石a-the breccias of palaeocrust of weathering were cemented with the shallow andesite tuff; b-porphyry ore was overprinted by epithermal mineralization; c-vein-disseminated porphyry ore in the deep depth

由于羌塘南緣在120—116 Ma期間, 存在不斷的隆升, 導(dǎo)致巖漿熱液與大氣降水混合形成酸性成礦流體不斷下滲, 已經(jīng)形成的斑巖型礦體的上部礦(化)體被淺成低溫?zé)嵋撼傻V作用疊加, 形成中淺部的淺成低溫?zé)嵋函B加斑巖型礦體。該礦體規(guī)模大、品位高、礦物組合復(fù)雜, 主要以浸染狀的銅藍(lán)、藍(lán)輝銅礦、斑銅礦、硫砷銅礦、吉硫銅礦等Cu-S體系礦物為主, 交代早期黃鐵礦、黃銅礦、斑銅礦等金屬礦物, 對Cu(Au)礦化品位進(jìn)行再次富集(圖8b)。與淺成低溫?zé)嵋撼傻V作用密切相關(guān)的蝕變作用為大范圍高級泥化蝕變, 發(fā)育大量的明礬石、高嶺石、地開石等粘土礦物。中淺部淺成低溫?zé)嵋函B加斑巖型礦體主要產(chǎn)出海拔為4 400 ～ 5 000 m。班—怒洋早白堊世北向俯沖-造山作用影響是巨大的,在鐵格隆南礦床斑巖成礦作用和淺成低溫?zé)嵋撼傻V作用形成的礦體結(jié)構(gòu), 從礦床學(xué)證據(jù)上反演了羌塘南緣在120～116 Ma已經(jīng)開始強(qiáng)烈的隆升和剝蝕,導(dǎo)致淺部部分礦體被剝蝕(圖8c), 同時發(fā)育有薄薄的古風(fēng)化殼, 但由于地殼快速隆升致次生淋濾富集作用不發(fā)育。

110 Ma, 成礦后噴發(fā)的安山巖蓋層, 主要是指與含礦侵入巖近同期或更晚的火山活動, 形成以安山巖、英安巖為主的較厚巖石蓋層, 覆蓋在早期形成礦體之上, 對礦體起成礦后的保護(hù)作用, 避免礦體由于快速隆升而遭受剝蝕。該安山巖蓋層產(chǎn)出的海拔為4 950 ～ 5 100 m。在礦區(qū)西南部, 受北西向榮那溝斷裂的影響, 火山巖的厚度較大, 在AMT異常圖上明顯可見(圖12)。

研究表明, 對高硫化型淺成低溫?zé)嵋旱V床而言,其礦化主要以Au為主, 該類型礦床是世界上非常重要的Au資源產(chǎn)地, 也伴生著一定量的Ag、Cu的礦化(如Lepanto), 甚至少數(shù)礦床含有較大儲量的賤金屬(Hedenquist et al., 2000; Sillitoe and Hedenquist, 2003)。通過對世界上部分典型的高硫化型淺成低溫?zé)嵋旱V床地質(zhì)特征的總結(jié)發(fā)現(xiàn)(見表1), 幾乎所有的該類型礦床都與產(chǎn)于火山機(jī)構(gòu)的火山巖或者火山通道產(chǎn)物有直接的成因關(guān)系。高硫化型礦床中的Au與產(chǎn)于稍晚于高級泥化蝕變的高硅化蝕變相關(guān)(Sillitoe and Bonham, 1990; Richards, 2011), 如紫金山, Lepanto, Yanacocha礦床(張德全等, 1991; Hedenquist et al., 1998; So et al., 1998; Longo et al., 2010), 此外也包括南美洲一些高硫化型礦床如Pascua-El Indio地區(qū)的該類型Au礦床(Jannas et al., 1990; Bissig et al., 2002; Chouinard et al., 2005)。也有Au賦存與硫砷銅礦、黃鐵礦等硫化物晶體中, 或以硒化物, 碲化物的形式存在(Kesler et al., 2002; Longo et al., 2010)。而斑巖型礦床的Au礦化主要是以硫化物中的自然金的形式存在(Kesler et al., 2002)。目前對鐵格隆南礦區(qū)的研究來看, 對Au的賦存狀態(tài)仍缺乏深入研究, 因?yàn)樵摰V區(qū)Au品位總體偏低, 主要以與銅的硫化物伴生Au產(chǎn)出, 此外在礦區(qū)的淺部石英砂巖中, 發(fā)現(xiàn)了少量的自然金產(chǎn)出。蒙古國的Oyu Tolgoi地區(qū)的高硫化型-斑巖型礦床, 與鐵格隆南較為類似(Perelló et al., 2001; Khashgerel et al., 2006)。無高硫化礦化階段的獨(dú)立Au礦體產(chǎn)出, 發(fā)育在造山作用較強(qiáng)的造山帶, 且成礦年代相對較老, 可能是受后期的剝蝕作用將與高硅蝕變相關(guān)的Au礦體剝蝕掉了。金屬礦物方面, 除了上文論述Au的產(chǎn)出外, 在高硫化型礦床中常發(fā)育豐富的銅的多元硫化物(Einaudi et al., 2003), 銅的多元硫化物主要發(fā)育在以明礬石-高嶺石等為特征的高級泥化蝕變帶中, 鐵格隆南, 紫金山, Yanacocha和Oyu Tolgoi礦區(qū)均有類似特征。其中以紫金山礦床為代表, 發(fā)現(xiàn)了一些新的礦物種類, 并很好的建立了其礦物學(xué)成因機(jī)制模型(劉文元, 2015)。多數(shù)礦床存在“上金下銅”, 如紫金山, Yanacocha礦區(qū)(張德全等, 2005; Teal and Benavides, 2010), 或者“中金外銅”, 如Lepanto和美國Summiteville礦床沿斷裂中心為Au礦體, 沿斷裂往外發(fā)育Cu礦化(Gray and Coolbaugh, 1994; Hedenquist et al., 1998)的礦床模式。但有一些富Au的高硫化型礦床相對缺乏銅的金屬硫化物, 比如多米尼加共和國的Pueblo Viejo礦床主要富集Au-Ag礦化, 發(fā)育硫砷銅礦, 富集閃鋅礦, 但是僅少量砷黝銅礦, 黝銅礦,銅藍(lán)(Kesler et al., 2005)。Au礦化和Cu礦化雖然是一個系統(tǒng)在短時間內(nèi)熱液流體演化的產(chǎn)物, 但是其成礦過程中的流體特征還是有所差異(Heinrich, 2005; Hurtig and Williams-Jones, 2015)。根據(jù)現(xiàn)有研究, Au和Cu的運(yùn)移和沉淀主要是通過富含HCl和SO2的富氣相低鹽度流體相關(guān)的(Hedenquist et al., 1994; Heinrich et al., 2004; Simon et al., 2005; Williams-Jones and Heinrich, 2005), 但Lepanto和紫金山的研究表明Au的沉淀可能發(fā)生在更低的溫度、鹽度, 更強(qiáng)的酸性條件下(Mancano and Campbell, 1995; Hedenquist et al., 1998; So et al., 1998)。高硫化型Cu的礦化過程, 溫度和鹽度值相對更高, pH值也更高(Stoffregen, 1987; So et al., 1998)。此前對鐵格隆南礦區(qū)的流體包裹體研究發(fā)現(xiàn)淺部為中低鹽度, 中高溫的流體特征, 在高級泥化帶中鹽度略低,但測溫實(shí)驗(yàn)所得溫度相對Lepanto和紫金山的Au成礦期高, 而深部為高鹽度、高溫的一套流體(楊超等, 2014)。這表明鐵格隆南的流體特征顯示其高硫化型礦化位置處于更接近斑巖礦化的位置, 因此推測高硫化淺成低溫?zé)嵋簬е械慕鸬V體已經(jīng)剝蝕了, 或在巖體接觸帶更遠(yuǎn)處, 流體包裹體研究表明, 礦床已經(jīng)遭受了近1 200 m的剝蝕程度(楊超等, 2014)。

3　區(qū)域成礦規(guī)律

3.1成巖成礦年代學(xué)

3.1.1成礦巖體年代學(xué)

多龍礦集區(qū)主要產(chǎn)出鐵格隆南、波龍、多不雜、拿若等超大型-大型斑巖-淺成低溫?zé)嵋盒豌~(金)礦床, 同時還有地堡那木崗、拿頓、色那、賽角、尕爾勤、鐵格山等重要礦(化)點(diǎn)。已有的勘查資料顯示, 礦集區(qū)礦化主要產(chǎn)于早白堊世中酸性淺成-超淺成侵入巖中及與中-下侏羅統(tǒng)長石石英砂巖的圍巖接觸帶內(nèi)(圖1)。

與成礦作用有關(guān)的中酸性侵入巖, 主要為花崗閃長斑巖部分為閃長玢巖、石英閃長玢巖以及少量花崗斑巖。鋯石U-Pb年代學(xué)研究表明, 這類含礦巖體主要形成年齡為116.1～125.7 Ma。其中, 鐵格隆南含礦斑巖侵位時限為115.9～123.1 Ma (Lin et al., 2016; 方向等, 2015), 波龍含礦斑巖侵位活動時限為117.5～127.3 Ma (佘宏全等, 2009; Li et al., 2011, 2013; 祝向平等, 2011, 2013; 呂立娜, 2012; 陳華安等, 2013; 孫振明等, 2015), 多不雜含礦斑巖侵位時限為116.1～127.8 Ma (曲曉明和辛洪波, 2006; 李金祥, 2008; 佘宏全等, 2009; Li et al., 2011, 2013, 2014a; 祝向平等, 2012, 2013; 孫振明等, 2015), 拿若含礦斑巖侵位年齡為119.45～122.9 Ma (呂立娜, 2012; 祝向平等, 2015b; 孫振明等, 2015), 在誤差范圍內(nèi), 各含礦斑巖形成時代基本一致。另外, 尕爾勤、地堡那木崗、拿頓、賽角、色那及鐵格山等礦床(點(diǎn))的含礦斑巖成礦年齡分別為122.5～128.7 Ma、(122.0±2.5) Ma、(121.6±1.4) Ma、(120.5±1.2) Ma、(122.0±1.8) Ma及(119.7±0.6) Ma(呂立娜, 2012; 林彬等, 2017; 段志明等, 2013 郭碩, 2013; 李興奎等, 2015; 孫振明等, 2015), 上述測試結(jié)果說明多龍礦集區(qū)含礦斑巖集中侵位于116～125 Ma之間。

表1　鐵格隆南礦床與世界部分典型高硫化型淺成低溫?zé)嵋旱V床地質(zhì)特征對比Table 1 Contrast of Gelolgical characteristics between Tiegelngnan and other typical high-sulfidation epithermal deposits

3.1.2成礦年代學(xué)

多龍礦集區(qū)成礦時代主要通過輝鉬礦的Re-Os同位素進(jìn)行測定, 同時對與成礦作用密切相關(guān)的蝕變礦物(熱液黑云母、絹云母、明礬石、鉀長石等)進(jìn)行40Ar-39Ar同位素分析, 據(jù)此, 對整個成礦作用進(jìn)行清晰厘定。

鐵格隆南礦區(qū)作為斑巖-淺成低溫?zé)嵋函B加成礦系統(tǒng), 其成礦作用較為復(fù)雜。

(1)成巖年齡和斑巖成礦作用時限

Re-Os同位素測年: 產(chǎn)于淺部圍巖石英-硫化物脈中的輝鉬礦形成于(119.0±1.4) Ma(方向等, 2015),產(chǎn)于深部含礦斑巖石英-硫化物脈中輝鉬礦形成于(121.2±1.2) Ma (Lin et al., 2016), 二者在誤差范圍內(nèi)基本一致, 其斑巖成礦作用時限為119～121 Ma。

絹云母、黑云母Ar-Ar同位素測年與斑巖成礦作用相關(guān)的蝕變礦物主要有產(chǎn)于鉀化帶中的熱液黑云母以及絹英巖化帶中的蝕變絹云母。40Ar-39Ar同位素測年結(jié)果顯示, 鉀化帶中黑云母形成于(121.0±1.2) Ma (Lin et al., 2016), 而絹英巖化帶中絹云母形成于(120.87±0.78) Ma(楊超, 2015), 二者與斑巖型成礦作用時限基本一致。

(2)淺成低溫?zé)嵋撼傻V作用時限

黃鐵礦Rb-Sr測年: 對淺成低溫?zé)嵋撼傻V作用晚階段的黃鐵礦進(jìn)行Rb-Sr測年結(jié)果表明, 其形成于(117.5±1.8) Ma(Lin et al., 2016), 略晚于早期斑巖成礦作用。

明礬石Ar-Ar測年: 在高硫化型(HS)淺成低溫?zé)嵋旱V化過程中, 明礬石常早于礦化期或與礦化過程同時形成, 是高級泥化蝕變帶的典型蝕變礦物(Stoffregen, 1987; Hedenquist and Taran, 2013), 因此, 明礬石測年結(jié)果可以有效限定高硫化型礦化作用時代(Arribas et al., 1995)。40Ar-39Ar同位素分析表明, 產(chǎn)于高級泥化蝕變帶中明礬石形成于(116.29±0.79) Ma, 是晚期淺成低溫?zé)嵋夯顒拥漠a(chǎn)物。

(3)其它典型礦床成礦年代學(xué)特征

波龍、多不雜、拿若礦床作為單一的斑巖成礦系統(tǒng), 其斑巖成礦作用時限可以通過輝鉬礦Re-Os同位素分析加以厘定。結(jié)果顯示, 波龍礦區(qū)產(chǎn)于含礦斑巖石英-硫化物脈中的輝鉬礦形成于(119.0±1.3) Ma,其蝕變鉀長石和絹云母40Ar-39Ar同位素分析表明,成礦巖漿-熱液活動時限為121～118 Ma(祝向平等, 2015a)。多不雜礦區(qū)產(chǎn)于含礦斑巖石英-硫化物脈中的輝鉬礦形成于(118.0±1.5) Ma(佘宏全等, 2009),其蝕變鉀長石40Ar-39Ar同位素結(jié)果為(118.3±0.6) Ma (祝向平等, 2012)。此外, 拿若礦區(qū)石英-硫化物脈中輝鉬礦Re-Os測年結(jié)果為(119.5±3.2) Ma。

綜上, 多龍礦集區(qū)斑巖成礦作用時限集中于118～121 Ma, 與之相對應(yīng)的鉀硅酸鹽蝕變、絹英巖化蝕變作用多為118～121 Ma, 二者基本一致。對于淺成低溫?zé)嵋撼傻V作用而言, 鐵格隆南晚階段黃鐵礦的Rb-Sr測年和高級泥化蝕變帶中明礬石40Ar-39Ar測年將淺成低溫?zé)嵋夯顒訒r限限定于116～117 Ma左右, 略晚于斑巖成礦作用, 二者間隔約1～4 Ma。

3.1.3成礦后巖漿巖的年代學(xué)

多龍礦集區(qū)除了產(chǎn)出與成礦作用密切相關(guān)的中酸性侵入外, 還出露大面積的成礦后火山巖。這套火山巖為美日切錯組, 以安山巖、英安巖、玄武質(zhì)英安巖、安山玢巖、安山質(zhì)凝灰?guī)r等為主, 局部含有基性火山角礫、火山彈。年代學(xué)證據(jù)表明, 鐵格隆南礦區(qū)地表安山巖形成于(110.0±0.7) Ma (王勤等, 2015), 地表英安巖形成于(111.1±1.4) Ma (段志明等, 2013); 多不雜礦區(qū)安山巖形成于(110.9±1.8) Ma (Li et al., 2011), 說明火山活動時限集中在110 Ma左右, 略晚于成礦巖漿活動時限。拿頓地表玄武質(zhì)安山巖形成(117.9±1.5) Ma(Li et al., 2011), 接近于成礦巖漿活動晚期, 說明火山活動具有多期性, 也說明區(qū)內(nèi)中酸性含礦巖漿侵位和成礦后火山活動可能受控于統(tǒng)一的構(gòu)造-巖漿系統(tǒng)。

區(qū)域上, 美日切錯組并不是白堊紀(jì)唯一的陸相火山巖, 在班—怒縫合帶兩側(cè)還發(fā)育則弄群、去申拉組等火山沉積地層。其中, 則弄群火山-沉積巖從東到西呈面狀展布于噶爾—隆格爾—扎日南木措—錯麥斷裂帶和獅泉河—拉果錯—永珠—納木錯—嘉黎蛇綠混雜巖帶之間, 東西延伸約1 000 km, 寬數(shù)十km, 其巖石組合主要為英安巖、流紋巖, 已有的年代學(xué)證據(jù)表明, 則弄群火山作用活動可能開始于130 Ma, 停息于110 Ma, 持續(xù)時間約20 Ma(朱弟成等, 2008), 可能與班怒洋南向俯沖作用有關(guān)(Zhu et al., 2015)。去申拉組火山-沉積地層主要出露于拉薩地體北緣, 靠近班公湖—怒江縫合帶一側(cè), 東西向展布陸續(xù)展布, 出露面積近1 000 km2, 巖石組合以玄武質(zhì)安山巖、安山巖及火山碎屑巖為主, 年代學(xué)研究表明其形成于104.1～112 Ma, 巖石地球化學(xué)特征具有明顯的島弧特征(康志強(qiáng)等, 2010; 吳浩等, 2014), 認(rèn)為其可能為班怒洋南向俯沖過程中,113 Ma左右板片斷離, 軟流圈物質(zhì)上涌形成的產(chǎn)物(Zhu et al., 2009, 2011; 吳浩等, 2014)。目前, 班怒洋的演化歷史及其俯沖極性還存在爭議, 而班—怒縫合帶兩側(cè)產(chǎn)出的大規(guī)模火山-沉積地層為上述研究提供了最直接證據(jù)。

3.2礦床的空間分布規(guī)律

多龍礦集區(qū)各礦床(點(diǎn))分布位置, 從西南至北東, 分別為地堡那木崗、拿頓、波龍、多不雜、鐵格隆南、拿若、色那、賽角以及中部的鐵格山和東部的尕爾勤(圖1c)。其中, 勘查和研究程度較高的主要為波龍、多不雜、鐵格隆南和拿若四個礦床。其中, 波龍、多不雜礦床位于礦集區(qū)中部, 二者資源量均達(dá)到大型規(guī)模, 均屬于典型的斑巖型銅(金)礦床。礦區(qū)出露的主要地層為中—下侏羅統(tǒng)曲色組蝕變長石石英砂巖。礦體主要產(chǎn)于花崗閃長斑巖及其圍巖(曲色組)接觸帶, 受中酸性含礦斑巖和區(qū)域F10斷裂控制明顯, 礦化主要以細(xì)脈-浸染狀黃銅礦、斑銅礦、黃鐵礦、磁鐵礦為主, 發(fā)育典型的鉀硅酸鹽化、絹英巖化、青磐巖化、角巖化蝕變。礦體形成后經(jīng)歷了明顯的隆升剝蝕, 局部覆蓋成礦后火山巖。

鐵格隆南礦床位于礦集區(qū)中北部, 礦床地質(zhì)特征如前所述, 是區(qū)內(nèi)資源量規(guī)模最大的銅(金)礦床,其Cu資源量已經(jīng)超過1 000萬t, 平均品位為0.53％,并伴生大型規(guī)模的Au、Ag。

拿若礦床位于礦區(qū)北部, 其資源儲量也達(dá)到大型規(guī)模, Cu資源量約250萬t, 平均品位0.38％, 伴生Au 82 t、Ag 870 t。礦區(qū)內(nèi)主要出露地層為中—下侏羅統(tǒng)色哇組蝕變長石石英砂巖, 礦體主要產(chǎn)于花崗閃長斑巖及其圍巖接觸帶附近。礦化主要為細(xì)脈浸染狀、角礫狀黃銅礦、斑銅礦、黃鐵礦、磁鐵礦以及少量輝鉬礦化。蝕變發(fā)育斑巖礦床的鉀硅酸鹽化、絹英巖化、青磐巖化。不同于區(qū)內(nèi)其他礦床的是, 拿若礦床發(fā)育規(guī)模較大的隱爆角礫巖筒, 角礫巖筒內(nèi)發(fā)育普遍的黃銅礦化和強(qiáng)青磐巖化蝕變。所以, 地層-中酸性含礦巖漿-角礫巖筒是拿若礦區(qū)的主要控礦因素(丁帥等, 2014)。

3.3礦床組合規(guī)律

上述研究表明, 多龍礦集區(qū)不僅資源儲量規(guī)模巨大, 其礦床種類也較多。不僅存在以波龍、多不雜為代表的斑巖型Cu(Au、Ag)礦床, 也存在以鐵格隆南為代表的斑巖-淺成低溫?zé)嵋函B加型Cu(Au、Ag)礦床, 和以斑巖-隱爆角礫巖筒型為代表的拿若、拿頓Cu(Au、Ag)礦床。上述礦床均受控于早白堊世(120 Ma左右)侵位的中酸性花崗閃長斑巖,為成礦作用提供熱動力和物質(zhì)來源, 礦體產(chǎn)于巖體及其接觸帶中—下侏羅統(tǒng)蝕變長石石英砂巖中。當(dāng)含礦斑巖體侵位后, 不僅在巖體和接觸帶圍巖中形成斑巖型化, 也在其頂部、邊部形成隱爆角礫巖筒礦化, 并且受成礦流體疊加, 可以進(jìn)一步形成斑巖-淺成低溫?zé)嵋函B加礦化系統(tǒng)。雖然各類礦床有不同的產(chǎn)出狀態(tài), 但其深部均受控于統(tǒng)一巖漿活動系統(tǒng)。此外, 從主要礦床的分布位置看, 區(qū)域F10斷裂對巖體侵位及區(qū)域成礦有明顯的控制作用, 可能是深部巖漿和熱液運(yùn)移的重要通道。

此外, 針對礦集區(qū)斑巖-淺成低溫-隱爆角礫巖筒的礦床組合規(guī)律, 目前在礦集區(qū)西南部, 拿頓礦區(qū)發(fā)現(xiàn)大規(guī)模的隱爆角礫巖筒, 地堡那木崗礦區(qū)發(fā)現(xiàn)藍(lán)輝銅礦、銅藍(lán)、明礬石的淺成低溫?zé)嵋撼傻V痕跡, 是否暗示在地堡—拿頓—波龍礦床之間還存在一個規(guī)模較大的斑巖-淺成低溫-隱爆角礫成礦系統(tǒng),有待進(jìn)一步的勘查和研究證實(shí)。尕爾勤礦區(qū)新發(fā)現(xiàn)了含金硅帽, Au@0.3g/t以上, 是否是高硫化型淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V的露頭, 需要鉆探證實(shí)。

4　勘查模型

4.1蝕變礦物、金屬礦物組合及分帶

唐菊興等(2014a, b)、林彬等(2017)、楊超(2015)對鐵格隆南礦床的蝕變礦物、金屬礦物組合及其分帶做了詳細(xì)的鑒定和劃分, 如圖9a、b所示。

蝕變礦物組合: 美日切錯組火山巖一揭露, 礦體的中心部位有厚度不大的多孔狀石英, 具有未剝蝕的殘余硅帽特征, 往下明礬石+石英(粒度細(xì))+地開石+高嶺石組合疊加在黃鐵絹英巖化帶之上, 深部為黃鐵絹英巖化和鉀硅化帶的礦物組合, 礦體兩側(cè)為典型青磐巖化帶, 礦化較弱。礦體有向南東緩傾斜的趨勢。

金屬礦物組合: 美日切錯組中沒有礦化, 下伏有不連續(xù)的古風(fēng)化殼, 極少鉆孔巖心中可見少量的孔雀石、自然銅、褐鐵礦等, 淺成低溫?zé)嵋旱V物主要產(chǎn)于中淺部, 交代早階段斑巖成礦作用形成的黃鐵礦+斑銅礦+黃鐵礦等硫化物, 形成Cu-S二元體系礦物交代Cu-Fe-S三元體系礦物, 也可見硫鹽類礦物, 如砷黝銅礦、黝銅礦等; 深部主要是斑巖成礦作用形成的斑銅礦+黃銅礦+黃鐵礦+(微量輝鉬礦)。青磐巖化帶中主要為黃鐵礦+(少量黃銅礦)。

4.2元素地球化學(xué)分帶及其勘查模型

4.2.1元素分帶

在巖漿熱液成礦作用中, 由于氣水熱液的作用,常常在礦體周圍基巖中形成的元素地球化學(xué)分帶,這是由于某些成礦元素及其伴生元素高度富集的結(jié)果。

剖面巖石地球化學(xué)勘查模型: 從32線附近的巖石地球化學(xué)剖面(圖10)顯示, 礦體由于成礦期后火山巖覆蓋, 該段(ZK3236—ZK3205)沒有成礦元素及相關(guān)元素的任何異常。取而代之的是上覆非礦化安山巖中的各元素含量, 其中成礦元素和伴生元素的富集強(qiáng)度遠(yuǎn)低于非覆蓋區(qū)含礦地層中元素的富集強(qiáng)度。從ZK3205開始往北, 巖石地球化學(xué)剖面顯示出礦致元素地球化學(xué)分帶特征。

圖9　鐵格隆南礦床東西向剖面蝕變礦物(a)及金屬礦物(b)分布圖(Lin et al., 2016) (AB剖面位置見圖2　)Fig. 9　The profile map of the distribution of alternation minerals (a) and metallic minerals (b) of Tiegelongnan deposit in East-west direction (Lin et al., 2016)

圖10　鐵格隆南礦區(qū)32號勘探線巖石地球化學(xué)測量剖面Fig. 10　The profile map of geochemistry survey of No.32 exploratory line of Tiegelongnan deposit

圖10顯示, 礦體上部接觸帶向外的圍巖中, W、Mo、Sn、Bi等元素富集, 異常強(qiáng)度達(dá)到峰值; 向北外側(cè), W、Mo、Sn、Bi元素的富集程度逐漸減弱; 而Cu、Pb、Zn、Ag、Sb開始明顯富集, 顯示具有更強(qiáng)的遷移能力。

綜上所述, 從礦化中心向外, 各元素所呈現(xiàn)的明顯組合分帶特征: W、Mo、Sn、Bi位于礦體的中心, 向外為Ag、Cu、Pb、Zn、Sb的富集, 組成了外帶的元素異常。

4.2.21: 1萬土壤地球化學(xué)勘查模型

土壤中元素組分主要來源于成礦作用形成的機(jī)械原生暈, 雖其所經(jīng)歷的風(fēng)化作用常使之發(fā)生變化, 但礦體和原生暈中的部分組分和元素仍可通過機(jī)械遷移、水遷移、生物遷移、自然電場遷移等方式在土壤中聚集。

多龍礦集區(qū)成礦后美日切錯組陸相安山質(zhì)火山巖對部分區(qū)域的覆蓋(鐵格隆南、地堡那木崗等地表均有安山巖覆蓋), 在礦區(qū)范圍內(nèi), 由于地殼隆升導(dǎo)致安山巖剝蝕的范圍較小, 鐵格隆南礦區(qū)1:1萬土壤地球化學(xué)資料(李彥波和范安輝, 2012)的研究,尋找到對覆蓋區(qū)礦體起指示作用異常的蛛絲馬跡。

鐵格隆南1:1萬土壤地球化學(xué)測量面積約11 km2(圖11)。樣品中親銅元素Cu、Au、Ag、Pb、Zn、Bi、Sb標(biāo)準(zhǔn)偏差和變化系數(shù)較大, 說明其在土壤中具較高的富集強(qiáng)度和富集能力, 而親氧元素W、Mo、Sn在土壤中的富集強(qiáng)度與富集能力相對較弱, 并從大到小依次為: Ag＞Pb＞Cu＞Au＞Bi＞Zn＞Sb＞W(wǎng)＞Mo＞Sn(李彥波和范安輝, 2012)。

測區(qū)內(nèi), 非安山巖覆蓋的土壤區(qū)域(圖11內(nèi)南西側(cè)至測區(qū)中心的暗紫色)地表為安山巖覆蓋區(qū)域,如圖11所示, 異常組合齊全, 分帶清晰, 套疊較好,構(gòu)成一個強(qiáng)度較大的半圓形異常帶。內(nèi)帶元素組合為Mo-W-Bi-Sn, 濃集中心分布于ZK3205附近(該區(qū)域恰好為安山巖與砂巖分界區(qū)域), 圍繞安山巖界線展布且向外圍強(qiáng)度逐漸減弱。這種近源的高溫元素在母巖上方強(qiáng)烈富集說明成礦后至安山巖覆蓋前, 鐵格隆南礦區(qū)圍巖已經(jīng)遭受剝蝕, 部分礦體已經(jīng)接近或出露地表, 這與鉆探結(jié)果十分吻合。中帶元素組合Au-Cu-Sb, 所展現(xiàn)的是砂巖中細(xì)脈浸染狀硫化物帶來的彌散性蝕變異常。值得一提的是Cu在ZK3204以西呈現(xiàn)出的強(qiáng)烈異常區(qū), 有效的解釋是此處的坡溝地形使得該區(qū)域4排孔以北未被覆蓋的礦體遭受剝蝕后搬運(yùn)至此, 形成高強(qiáng)度次生暈異常。外帶元素組合Ag-Pb-Zn, 代表的是富集低溫元素的基巖原地風(fēng)化堆積的結(jié)果。

4.3短波紅外光譜測量勘查模型

礦區(qū)鉆孔的短波紅外光譜測量發(fā)現(xiàn)大量蝕變礦物, 是野外快速識別蝕變礦物及其組合的有效手段。通過測量, 發(fā)現(xiàn)存在以下分布特征: 上部高級泥化帶發(fā)育明礬石(少量鈉明礬石)、高嶺石、地開石及水鋁石; 向下為泥化帶疊加在黃鐵絹英巖化帶,發(fā)育地開石、高嶺石, 少量明礬石, 深部有少量葉臘石、絹云母、硅化等蝕變等(圖12)。

4.3.1鉆孔巖礦石主要蝕變礦物短波紅外特征

1)明礬石

明礬石((K, Na)Al3(SO4)2(OH)6), 與地開石、高嶺石和微細(xì)粒石英共生, 是一種極酸性環(huán)境下的典型高硫化型蝕變礦物。該礦物在2 165 nm、2 175 nm存在兩個強(qiáng)烈的吸收峰, 典型吸收峰位于1 765 nm、1 475 nm附近(CSIRO, 2011)。由于含K、Na比例的不同, 礦區(qū)內(nèi)主要分布鉀明礬石, 且與高嶺石、地開石共生分布在礦體的中上部。

2)高嶺石

淺成低溫?zé)嵋何g變系統(tǒng)的典型泥化蝕變礦物,在1 400 nm、2 200 nm附近出現(xiàn)雙吸收峰。高嶺石八面體結(jié)構(gòu)中的Al離子被Fe或Ti等離子替換形成無序高嶺石, 在礦區(qū)淺部局部發(fā)現(xiàn)有無序高嶺石,但大部分是有序高嶺石, 顯示具有淺成低溫條件形成的特點(diǎn)(劉長齡和劉欽甫, 2002)。根據(jù)光譜特征吸收峰位置和深度計(jì)算得到高嶺石族礦物的結(jié)晶指數(shù)和相對含量指數(shù)顯示屬于結(jié)晶相對較好的低溫?zé)嵋盒纬傻漠a(chǎn)物(Apraricio, 1999)。

高嶺石結(jié)晶指數(shù)=[(R2138+R2173)/R2156]/ [(R2156+R2190)/R2173], 且2200D＞0.005。其中R表示波長值, D表示光譜吸收深度。

高嶺石的結(jié)晶程度主要受其形成的pH值影響,結(jié)晶好的高嶺石是形成于更為酸性的環(huán)境(Flalips, 2000)。測量結(jié)果顯示, 礦區(qū)鉆孔巖礦心中以有序高嶺石為主, 并集中分布在鉆孔的中上部, 與明礬石、地開石、葉臘石共生。

3)地開石

地開石的光譜特征與高嶺石極其相似, 一對雙峰位于1 400 nm、2 200 nm附近, 結(jié)晶度的不同也會引起特征值發(fā)生峰形和峰值的變化。與高嶺石區(qū)別的主要特征在于1 400 nm附近的吸收峰更寬。鉆孔中地開石分布較廣泛, 與明礬石、高嶺石共生。

4)葉臘石

葉臘石具有典型的二八面體結(jié)構(gòu), 在熱液蝕變系統(tǒng)中由長石蝕變而來, 是一種典型的形成溫度高于高嶺石、地開石的蝕變礦物, 在2 188 nm、1 388 nm具有兩個非常明顯的特征吸收峰。鉆孔巖礦心發(fā)現(xiàn)的葉臘石主要分布在鉆孔的下部, 與有序高嶺石和地開石共存, 并疊加于黃鐵絹英巖化帶之上。

5)絹云母

絹云母波長的變化可反映pH值的變化(Scott, 2015)、溫度以及蝕變程度(Duke and Lewis, 2010),而吸收深度則可以表示絹云母的相對含量(Yang, 2011)。計(jì)算發(fā)現(xiàn)鉆孔中的絹云母波長主要集中在2 205～2 210 nm之間。絹云母的波長變化受Si活度、pH值、Fe/Mg比值的影響(Wang, 2016)。主要分布在高級泥化帶兩側(cè)及中深部斑巖型礦體的黃鐵絹英巖化帶中。

4.3.2短波紅外光譜測量蝕變礦物分帶及勘查模型

蝕變礦物組合從礦體淺部向深部, 表現(xiàn)為無序高嶺石→地開石+有序高嶺石→有序高嶺石+地開石+(K, Na)明礬石→有序高嶺石+地開石+鉀明礬石+葉臘石→地開石+鉀明礬石+葉臘石+絹云母→絹云母的蝕變分帶, 具典型的高硫化淺成低溫?zé)嵋鹤饔梦g變礦物組合的特征(圖11)。

明礬石+地開石+有序高嶺石的組合是典型高硫化型低溫?zé)嵋盒偷V床的蝕變礦物組合; 葉臘石在淺成低溫?zé)嵋旱V化和斑巖礦化的過渡帶酸性環(huán)境下的產(chǎn)物, 形成溫度高于有序高嶺石; 高嶺石在不同的熱蝕變作用下, 表現(xiàn)為從中心向外的結(jié)晶程度差異, 從有序到無序, 一般與礦化有關(guān)的有序高嶺石與地開石相共生, 而地開石位于高級泥化帶的中心部位。

圖11　鐵格隆南礦區(qū)1:1萬土壤地球化學(xué)測量異常圖(數(shù)據(jù)據(jù)李彥波和范安輝, 2012; 底圖為分辨率0.41 m的Geoeye圖像)Fig. 11　Anomaly map of 1:10000 scale of soil geochemical survey of Tiegelongnan deposit (The referenced data were derived from LI and FAN, 2012)

圖12　鐵格隆南礦區(qū)04排剖面短波紅外光譜測量蝕變礦物分帶及勘查模型Fig. 12　Profile section of 04 drill lines of alteration minerals zoning measured by short-wave infrared spectroscopy and mineral exploration model of Tiegelongnan deposit

4.4地球物理勘查模型

由于礦區(qū)存在成礦后的安山巖蓋層, 局部蓋層較厚, 激電探測難以達(dá)到滿意效果, 故本次研究采用音頻大地電磁測深(AMT)技術(shù), 共完成兩條AMT十字剖面測線, 分別為E103、N101, 測線位置見圖2。

從E103東西向反演成果圖(圖13)上可見, 剖面上存在明顯低阻異常, 整個低阻體由兩個相連的低阻異常組成(C1、C2)。C1異常位于剖面500～1 600 m之間, 電阻率小于60 ?·m, 該低阻體為從淺地表一直至3 500 m深度, 產(chǎn)狀近于直立的筒狀體。C2低阻體位于剖面測線900 m以西, 電阻率小于60 ?·m,埋藏較深, 其頂界面位于3 900 m深度, 至海拔2 800 m以下, 向西傾, 傾角較緩, 向西未圈閉。通過地質(zhì)剖面圖與反演成果圖的對比(圖13a, c), 鉆孔已控制的礦體在成果圖上顯示為低阻體, 且該低阻體向深部延伸, 表明該礦體有往深部延伸的趨勢。已有地質(zhì)資料尚無法說明C2低阻體異常的地質(zhì)特性, 根據(jù)地表地質(zhì)填圖的結(jié)果, 認(rèn)為榮那溝有一張扭性斷裂, 導(dǎo)致礦體上盤向南西、向深部錯位, 導(dǎo)致礦體的錯失。因此, C2異常很可能代表C1低阻體的銅(金)主礦體在深部錯失的一部分, 類似于美國的圣馬紐埃和卡拉馬祖斑巖銅礦(Lowell and Guibert, 1970)。而本礦集區(qū)多不雜礦區(qū)也存在類似的特征, 7勘探線ZK0705孔打穿礦體之后就是斷層破碎帶, 破碎帶之下的可能是康托組或阿布山組,斷層下盤錯失的礦體尚未被發(fā)現(xiàn)(李玉彬, 私人通訊)。

從南北向N101反演成果圖(圖13)上可見, 剖面上低阻體(電阻率小于60 ?·m)異常位于剖面500 m以北, 低阻體南邊部分延深大, 從地表一直延至約海拔3 400 m左右, 低阻體厚達(dá)1 600余米;北邊位于剖面測線1 600 m以北, 尚有厚約300余米的異常。低阻體在深部表現(xiàn)出向北傾的形態(tài), 對比地質(zhì)剖面與反演成果圖, 鉆孔已控制的礦體在ATM成果圖上僅僅低阻體(電阻率小于60 ?·m)的上面一部分, 且該低阻體繼續(xù)向深部延伸, 深部斑巖型礦體的規(guī)模還很大。

從ATM成果圖和已經(jīng)勘查成果判斷, 目前勘查深度在海拔3 900 m左右, 至海拔3 600 m, 加上榮那溝南西錯失的礦體, 至少還有40％以上礦體未被探明。因此, 推測鐵格隆南(榮那礦段)銅金礦床的銅資源量介于1 500～1 800萬噸。

4.5區(qū)域找礦方向

鐵格隆南礦區(qū)的元素地球化學(xué)分帶具有典型的斑巖-淺成低溫成礦系統(tǒng)特征, 建立的金屬礦物分帶、蝕變礦物分帶及元素地球化學(xué)分帶勘查模型、地球物理、短紅外光譜勘查模型對區(qū)域找礦具有指導(dǎo)意義。多龍礦集區(qū)東側(cè)的尕爾勤(圖1c)發(fā)現(xiàn)了硅帽, 巖石地球化學(xué)異常特征顯示出該地區(qū)良好的找礦前景, 條帶狀、層紋狀、空洞狀的硅帽蝕變區(qū)強(qiáng)烈富集Au、Cu、Ag、Hg、Tl、Se、Te、Bi、Sb、As、Pb、Zn等中低溫前緣示礦元素, 與環(huán)太平洋地區(qū)大型-超大型淺成低溫?zé)嵋旱V床的巖帽中元素富集規(guī)律相似, 樣品中Au品位大0.3 g/t, 低溫強(qiáng)酸性熱液淋濾和隱爆作用形成了多孔狀、條帶狀、角礫狀、膠狀、層紋狀構(gòu)造強(qiáng)硅化蝕變巖, 具有典型硅帽特征。遭受過較強(qiáng)剝蝕的鐵格隆南礦區(qū)的礦體中心異常元素以W、Mo等近源高溫指示元素已經(jīng)出現(xiàn)(圖10), 但尕爾勤地區(qū)以中低溫的成礦指示元素為主, 顯示該處礦床的保存可能較鐵格隆南礦床更完好, 遭受的剝蝕相對更弱。

此外, 礦集區(qū)內(nèi)同樣具有較好成礦潛力的還有地堡那木崗地區(qū)。該地區(qū)美日切錯組安山巖發(fā)育,巖石地球化學(xué)測量、短紅外光譜測量顯示地表具有淺成低溫?zé)嵋何g變礦物組合, Au、Cu、Ag、Hg、Tl、Se、Te、Bi、Sb、As、Pb、Zn等中低溫前緣示礦元素異常明顯, 顯示有較大的找礦潛力。

班公湖—怒江成礦帶, 區(qū)域找礦有利地段是:花崗閃長斑巖、閃長玢巖的出露, 北東向壓扭性、張扭性斷裂構(gòu)造, 伴隨有燕山晚期—古近紀(jì)早期斷陷性質(zhì)盆地沉積, 具有110 Ma左右的陸相中基性火山巖出露, 有與斑巖-淺成低溫?zé)嵋撼傻V作用有關(guān)的蝕變礦物組合。

圖13　西藏鐵格隆南礦床E103和N101剖面音頻大地電磁測深(AMT)與地質(zhì)剖面圖Fig. 13　E103 and N101 audio magnetotelluric (AMT) and geological section of Tiegelongnan deposit, in Tibet

5　結(jié)論及其地質(zhì)意義

通過以上研究, 得到以下結(jié)論:

1)西藏多龍銅礦集區(qū)是西藏規(guī)模巨大, 礦床組合類型齊全(斑巖型、淺成低溫?zé)嵋盒?、隱爆角礫巖型), 蝕變組合典型, 伴生金、銀的整裝勘查區(qū), 其中鐵格隆南是目前唯一一個由淺成低溫?zé)嵋撼傻V作用疊加于斑巖銅成礦作用的銅(金、銀)礦床, 成礦地質(zhì)環(huán)境為陸緣弧。

2)該礦床具有典型“三元結(jié)構(gòu)”, 礦體上部為成礦后陸相中基性火山巖覆蓋, 中淺部淺成低溫?zé)嵋撼傻V作用產(chǎn)物疊加于斑巖礦體之上, 深部以斑巖型礦體為主; 中淺部的金屬礦物組合具有Cu-S二元體系疊加在Cu-Fe-S(As)三元體系之上的特征,深部以Cu-Fe-S(As)三元體系礦物組合為主; 中淺部蝕變礦物組合為高嶺石-地開石-明礬石為主, 黃鐵絹云母化被改造, 深部為黃鐵絹英巖化為主, 也見鉀硅酸鹽化, 青磐巖化位于礦體邊部; 流體包裹體、氫氧同位素的結(jié)果顯示, 發(fā)育2套性質(zhì)不同的成礦流體, 淺成低溫成礦熱液具有低鹽度、中低溫、以巖漿熱液混合地下水為主的特點(diǎn), 而斑巖成礦作用的流體具有中高溫、中高鹽度、巖漿熱液為主的特征。

3)成巖成礦年代學(xué)研究表明, 斑巖成巖成礦作用在120 Ma左右, 淺成低溫?zé)嵋撼傻V作用延至116 Ma, 成礦后的陸相安山質(zhì)火山巖為110 Ma, 該套火山巖對本礦床的保存起到至關(guān)重要的作用。礦床的剝蝕程度和淺成低溫?zé)嵋何g變礦物組合和礦物產(chǎn)出特征反映出礦床接受一定的剝蝕, 表明羌塘南緣在120～110 Ma之間, 已經(jīng)快速隆升為古高原, 鐵格隆南礦床已經(jīng)被剝蝕了數(shù)百米。

4)建立的元素組合、礦物組合及其分帶、礦體結(jié)構(gòu)、勘查地球化學(xué)、AMT、短波紅外光譜測量等勘查模型顯示礦床深部找礦潛力巨大, 尤其是礦區(qū)西南部, 部分礦體被榮那溝張扭性斷裂錯切, 推測在榮那溝以西的安山巖覆蓋區(qū)可能找到淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V體和被錯切的斑巖-淺成低溫?zé)嵋盒豌~(金、銀)礦體。

5)尕爾勤、地堡那木崗具尋找淺成低溫?zé)嵋?斑巖型銅(金、銀)礦床的潛力。

致謝: 感謝中鋁礦產(chǎn)資源有限公司王東生總經(jīng)理、汪東坡總地質(zhì)師、勘查技術(shù)部董方瀏經(jīng)理; 西藏金龍礦業(yè)股份有限公司沃擁軍總經(jīng)理; 西藏自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局第五地質(zhì)大隊(duì)鄭玉林隊(duì)長、李德軍常務(wù)副隊(duì)長、強(qiáng)巴副隊(duì)長等在野外和室內(nèi)研究中的支持和幫助。在野外和室內(nèi)期間與西藏自治區(qū)國土資源廳多吉院士, 西藏地質(zhì)礦產(chǎn)勘查局陸彥副總工程師, 中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所秦克章研究員、李光明副研究員, 進(jìn)行了有益的探討, 受益匪淺, 在此一并表示感謝！

Acknowledgements:

This study was supported by the Special Fund for Land and Resources Scientific Research in the Public Interest (No. 201511017), Central Public-interest Scientific Institution Basal Research Fund of Chinese Academy of Geological Sciences (No. YYWF201608), National Natural Science Foundation of China (Nos. 41172077 and 41402178), China Geological Survey (No. 12120113037400), and Golden Dragon Mining Co., Ltd. (No. XZJL-2013-JS03).

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Geological Characteristics and Exploration Model of the Tiegelongnan Cu (Au-Ag) Deposit: The First Ten Million Tons Metal Resources of a Porphyry-epithermal Deposit in Tibet

TANG Ju-xing1), SONG Yang1), WANG Qin2), LIN Bin1), YANG Chao3), GUO Na2), FANG Xiang1), YANG Huan-huan1), WANG Yi-yun2), GAO Ke2), DING Shuai2), ZHANG Zhi4), DUAN Ji-lin7), CHEN Hong-qi5), SU Deng-kui6), FENG Jun6), LIU Zhi-bo1), WEI Shao-gang7), HE Wen7), SONG Jun-long2), LI Yan-bo5), WEI Lu-jie5)
1) MLR Key Laboratory of Metallogeny and Mineral Resource Assessment, Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037; 2) Chengdu University of Technology, Chengdu, Sichuan 610059; 3) Département de Géologie et de Génie Géologique, Université Laval, Quebec, QC G1V0A6, Canada; 4) Chengdu Geological Survey Center, China Geological Survey, Chengdu, Sichuan 610081; 5) No. 5 Geological Party, Tibet Bureau of Geology and Mineral Exploration and Development, Golmud, Qinghai 816000; 6) Golden Dragon Mining Co., Ltd., Lhasa, Tibet 850000; 7) China University of Geosciences (Beijing), Beijing 100083

The Tiegelongnan deposit is located in the middle of the northwest Duobuza porphyry Cu-Au deposit, and its primary ore host rock are Early Cretaceous porphyries and a suite of flysch formation or fly-schoid formation of Middle-Lower Jurassic strata, named Sewa Formation (J1-2s). A suite of Meiriqiecuo intermediate-basic volcanic formation (K1m), which was formed at 110 Ma in the post metallogenic period, lies upon the porphyry metallogenic system and is proved to be an essential element of ore preservation. With such means as detailed geological mapping, geological logging, lithogeochemical measurements, microscope observation, electron microprobe analysis, fluid-inclusion analysis, isotopic geochronology, audio magnetotelluric sounding and comprehensive research, the authors detected that the Cu-Au-Ag deposit is generally like a cylinder, trending northeast and stretching for about 2 000 meters in the northeast-southwest direction and 1 200 meters in the northwest-southeast direction. The average grade of Cu is greater than 0.5 percent and the average grade of associated Au and Ag is about 0.08 g/t and 2 g/t, separately. The resource of Cu is estimated to be about 11 megatons, and the prospective resources could be more than 15 megatons. Ores are mainly of typical veinlet disseminated structures. From top to bottom, the metallic minerals vary in a certain sequence, i.e., covellite, digenite, spionkopite, yarrowit, djurleite, anilite, chalcopyrite, bornite and a small amount of molybdenite, and the nonmetallic minerals vary in the same way, i.e., from top to bottom there are alunite, dickite, kaolinite, diaspore, sericite, quartz, anhedritite and so on. The typical minerals and the alteration mineral assemblage indicate that the deposit belongs to a porphyry-epithermal metallogenic system. The isotopic dating of different minerals gives us a clear mineralization sequence that the mineralization of epithermal system is later than porphyry's. To be specifically, the data of granodiorite-porphyry yields a diagenesis age of 120 Ma, which is older than the Re-Os age of molybdenite of the porphyry stage which is about 119 Ma, and the Ar-Ar age of alunite of the epithermal stage is about 116 Ma which is younger than the two ages mentioned above. The location of epithermal deposits was likely to move to a lower altitude continually due to the continual uplifting of the south side of Qiangtang Terrane, which could make a contribution to the formation of the typical extremely thick orebodies of the epithermal type. Two different kinds of fluid were recognized through the homogenization temperature in fluid inclusion study. The porphyry metallogenic system is characterized by high temperature andhigh salinity fluid, whereas the epithermal metallogenic system is characterized by low temperature and low salinity fluid. The emplacement location of the intrusions in the Tiegelongnan deposit is fairly shallow and the boundaries between the intrusions and the upper strata of Meiriqiecuo Formation are unconformable in the drill hole of ZK1604, which could be an evidence of the outcropping of the orebodies in the post ore-forming period, and in the meantime it is probable that the upper part of epithermal Au orebodies of the porphyry-epithermal deposit system was eroded, which is based on the metallogenic depth estimation that the upper orebodies exposed at surface had formed at the depth of about 1.2 km. The characteristics of the trace elements and the rare earth elements in the intrusions indicate that the intrusions belong to high-potassium calc-alkaline series, which are enriched in LILE and depleted in HFSE and can represent the geochemical characteristics of arc magma. In the Duolong ore concentration area, almost all the samples fall in the active continental margin zone in Y-Th/Ta and Ta/Yb-Th/Yb diagrams, and most of the samples fall in the continental marginal arc zone in Th-Co-Zr/10 and Th-Sc-Zr/10 trace element tectonic diagrams. The tectonic-magmatic activities also suggest that the formation of Duolong intrusions was closely related to the southward subduction of Bangong-Nujiang Tethys Ocean toward the Qiangtang terrane in Early Cretaceous, which was similar to the situation of tectonic setting of Andes metallogenic belt. The fact that the magma originated from depleted mantle and was contaminated by the crustal materials is primarily based on the Hf isotopic studies, which could be known from the Hf isotope data that they fall between chondrite and depleted mantle evolutionary lines and the Hf crustal modal ages are approximately the same as the intrusions there. Besides, it is likely that the hornblende might have been the main source of the melt magma, which indicates that the Bangong-Nujiang Tethys Ocean crust might have undergone a phase transition in the 50～70 km depth, which could induce the partial melting of the mantle by dehydration of such water-rich minerals as hornblende. It turns out that more deposits resemble Tiegelongnan or Rongna type could be uncovered in Gaerqin and Dibiaonamugang according to the short infrared spectra mapping and petrogeochemical profile measurement. There is a great potential for finding more Cu and the resource quantity of Cu is assessed to be more than 25 megatons in the Duolong ore concentrated area.

geological characteristics; exploration model; porphyry-epithermal Cu (Au, Ag); Tiegelongnan; Duolong; Tibet

本文由國土資源部公益性行業(yè)科研專項(xiàng)(編號: 201511017)、中國地質(zhì)科學(xué)院院基本科研業(yè)務(wù)費(fèi)(編號: YYWF201608)、國家自然科學(xué)基金項(xiàng)目(編號: 41172077; 41402178)、中國地質(zhì)調(diào)查局青藏高原專項(xiàng)項(xiàng)目(編號: 12120113037400)和中鋁資源西藏金龍礦業(yè)股份有限公司項(xiàng)目(編號: XZJL-2013-JS03)聯(lián)合資助。獲中國地質(zhì)調(diào)查局、中國地質(zhì)科學(xué)院2015年度地質(zhì)科技十大進(jìn)展第四名。

2016-06-29; 改回日期: 2016-07-21。責(zé)任編輯: 張改俠。

唐菊興, 男, 1964年生。博士, 研究員。主要從事礦床學(xué)和固體礦產(chǎn)勘查與評價研究工作。通訊地址: 100037, 北京市西城區(qū)百萬莊大街26號。E-mail: tangjuxing@126.com。

P618.41; P611

A

10.3975/cagsb.2016.06.03