新疆昭蘇卡拉蓋雷銅金礦床成礦地質背景探討

葛文勝, 李小飛, 薛運清, 郭鵬志, 賈 琦, 付 強,韓 冬, 裘立剛, 劉亞然

1)中國地質大學(北京), 北京 100083;

2)天津華北地質勘查局, 天津 300170

新疆西天山地區是我國重要的有色金屬和黑色 金屬成礦區, 近年來隨著地質勘探找礦程度的加大,該區已發現一大批火山巖型、矽卡巖型、斑巖型、鎂鐵-超鎂鐵巖型銅礦(劉德權等, 2005; 陳毓川等,2007; 吳淦國等, 2008)。其中尤以伊寧中央地塊以北博羅科努古生代島弧帶和阿吾拉勒晚古生代弧后盆地找礦成果顯著, 以火山巖型、矽卡巖型、斑巖型為主, 科研成果頗豐(鄧洪濤, 2001; 沙德銘等, 2003;張喜等, 2003; 趙振華等, 2004; 王志良等, 2004,2006; 張作衡等, 2006; 萬閾等, 2009)。而由于自然條件等因素的影響, 伊寧中央地塊以南那拉提構造帶的研究程度相對滯后, 目前勘查發現的銅礦床有菁布拉克鎂鐵-超鎂鐵巖型銅鎳鉑小型礦床。卡拉蓋雷銅金礦床是該構造帶內首例以Cu為主, 伴生Au、Co、Mo、Pb、Zn的火山巖型熱液礦床。研究其成礦地質特征和構造背景, 與區域上同類型礦床對比,對突破該區找礦有重要意義。

卡拉蓋雷銅金礦床位于新疆西天山伊犁微板塊之伊犁裂谷帶南緣, 那拉提構造帶西段(圖 1), 緊鄰我國與哈薩克斯坦的邊境。那拉提成礦帶主體為那拉提—紅柳河縫合帶, 北部還包括伊寧部分中央地塊。縫合帶位于哈薩克斯坦板塊及塔里木板塊之間,那拉提南、北緣斷裂分別為南界和北界。古板塊的多次裂解、拼合, 形成了成礦帶復雜的地質演化歷史。從南天山洋加里東—華力西中期的閉合階段到華力西晚期的天山造山帶的不斷隆起, 南北向擠壓應力一直占主導地位。在此擠壓構造條件下, 形成了島弧和弧前盆地、弧后盆地等活動性大陸邊緣構造環境及大量中酸性巖漿侵入和基性、超基性巖的構造侵位, 并相應形成不同類型礦床。

區內主要出露有中元古代那拉提群、上志留統巴音布魯克組、下石炭統大哈拉軍山組、下石炭統阿克沙克組, 那拉提山南坡零星分布有上石炭統。其中下石炭統大哈拉軍山組為一套雜色火山碎屑巖(總厚度650～4599 m)(蔡土賜, 1999), 主要巖性為灰綠及灰紫紅等雜色基、中、酸性凝灰巖, 安山玢巖、流紋斑巖、夾凝灰質砂巖、灰巖等, 該套巖石是銅金礦的主要圍巖。區內以斷裂構造為主, 具隱伏的基底斷裂網和地殼淺部的斷裂系統特征(王海濤等,2007)。隱伏基底斷裂網形成于元古代, 有近東西和近南北向兩種, 對區域地質構造的發展與演化起決定性作用; 地殼淺部斷裂系統, 是在東西向和南北向兩組正交斷裂系統及其派生的北西向和北東向兩組斜交斷裂系統的基礎上繼承性發展的結果。斷裂系統控制著蛇綠巖帶、侵入巖帶、構造破碎帶的產出, 成為不同時代、不同構造單元和巖石建造的分界線, 并成為最重要的導礦和控礦因素。區內侵入巖分為呂梁期、加里東期和華力西期三個旋回, 其中華力西期侵入巖占絕對主導地位。華力西早期侵入巖以花崗閃長巖為主, 晚期鉀長花崗巖及花崗斑巖發育。

圖1 那拉提成礦帶地質礦產圖(據陳毓川等, 2007修編)Fig.1 Geological map of Nalati tectonic belt, showing distribution of ore resources (after CHEN et al., 2007)

1 礦區地質特征

1.1 地層

礦區及其外圍出露的地層主要為大哈拉軍山組及第四系殘坡積物。第四系殘坡積物分布于較平緩的斜坡及溝谷、陡崖處, 由礫石、砂和腐植質土層組成。

大哈拉軍山組呈近 EW 向帶狀展布, 走向100°～130°, 南傾, 傾角大約70°, 局部受斷裂構造影響出現反傾, 區內該組上下均未見頂底。主要巖性為玄武巖、安山巖、英安巖、玄武質凝灰巖、安山質凝灰巖、晶屑凝灰巖、火山角礫巖、礫巖等。其中玄武質凝灰巖、綠片巖相淺變質巖及隱爆角礫巖為主要賦礦容礦巖石。主要巖性特征如下:

玄武巖: 灰黑綠色, 粒狀結構, 塊狀構造。主要由粒狀輝石(約50%)、斜長石(約45%)和少量不透明礦物(約 5%)組成, 另含有石英、黑云母細脈。斜長石呈自形柱狀, 粒度較小, 分布不規則。

玄武質凝灰巖: 灰黑綠色, 凝灰結構, 塊狀構造。主要由火山灰物質(＞85%)組成, 隱晶質, 可見輝石微晶顆粒, 發育綠泥石化蝕變, 常見細小石英脈(約10%)穿插其中。

安山巖: 紫紅色, 斑狀結構, 基質具交織結構,塊狀、杏仁狀構造。主要由斑晶(5%～35%)和基質(95%～65%)組成。斑晶主要為中長石和角閃石, 粒度0.5～3 mm, 中長石呈自形板狀, 具環帶結構, 表面常見次生絹云母和細小粒狀綠簾石; 基質成分主要為中長石、綠泥石、綠簾石、方解石, 其中中長石定向分布組成交織結構, 在長石間有細小片狀綠泥石和粒狀綠簾石; 巖石杏仁孔局部拉長呈橢圓形,由外向內充填有綠泥石、石英、方解石。

隱爆角礫巖: 灰綠-淺紅色, 角礫結構, 塊狀構造。主要由角礫(約30%)及膠結物(約70%)組成。角礫形狀大小不一, 多呈尖棱角狀、棱角狀、次棱角狀, 礫徑一般為1～5 cm, 個別達10 cm以上不等, 角礫主要成分為長英質物質、電氣石等, 電氣石中多含浸染狀黃銅礦、黃鐵礦, 后期受區域變質作用, 整體糜棱巖化, 局部角礫定向拉伸明顯, 并見有黃鐵礦脈貫穿電氣石角礫。膠結物主要為長英質及凝灰質物質。

綠泥石化凝灰質片巖: 深灰綠色, 斑狀結構、變余凝灰結構, 片理化-片狀構造。主要由火山灰重結晶物質(約80%)、綠泥石(約10%)和絹云母(約10%)組成。其中火山灰重結晶物質, 呈隱晶質, 綠泥石化、碳酸鹽化、絹云母化較強; 綠泥石呈團塊狀分布, 可能為晶屑或斑晶蝕變生成, 保留礦物假象;絹云母應為原來晶屑礦物蝕變而成, 保留礦物假象。

1.2 構造

礦區構造分線性構造和環形構造兩種: 線性構造以大致平行地層走向的北西—南東向斷裂為主。礦區中部發育一近 EW 向片理化帶, 屬于區域上的韌性剪切帶。該帶在礦區內正好受控于F3和F4斷裂,整體南傾, 傾角較陡, 局部近直立。帶內巖石片理、劈理極強, 呈薄到中層狀。遙感解譯資料顯示, 礦區周邊有兩個大小不等的環形構造, 較大者位于礦區東側, 直徑約20 km, 其西邊界為礦區中部呈近南北向分布的布魯希布拉克水溝; 較小者位于礦區南側,直徑約8 km。

1.3 侵入巖

區內華力西中期閃長巖、花崗閃長巖和鉀長花崗巖呈巖株(枝)狀或巖基發育, 與大哈拉軍山組呈斷層接觸; 輝綠巖脈、輝長巖脈、硅質脈侵入于火山巖地層中, 受礦區斷裂構造控制明顯; 流紋斑巖、閃長玢巖、霏細巖等次火山巖沿斷裂構造呈脈狀產出。

礦區外圍北部廣泛分布有鉀長花崗巖巖基(神泉巖體), 其中可見片狀黑云母集合體, 為元古代那拉提基底的變質巖。北部花崗閃長巖體中見有1.5 m×0.7 m左右的凝灰巖捕虜體, 反映了巖漿上涌過程中捕虜圍巖的現象。礦區外圍南部發育花崗閃長巖巖株或巖墻, 其中暗色微粒鐵鎂包體發育普遍,表明區域上曾經歷過強烈的巖漿混合、混染作用, 與軟流圈上涌、幔源巖漿的底侵作用等地質作用過程密切相關。巖體中常見斷面擦痕, 表面光滑, 呈灰白-灰綠色, 硅化、鉀長石化、綠泥石化發育, 產狀為195°～215°∠25°, 反映了區域上近南北向的構造活動。

2 礦床地質特征

2.1 礦體特征

礦區已知銅礦化(體)主要產于隱爆角礫巖筒及構造破碎帶裂隙或片理、劈理微裂隙中, 賦礦圍巖為玄武質凝灰巖、綠片巖相淺變質巖。礦化在淺部分布于近東西向產出的片理化巖帶內, 在深部分布于南傾的隱爆角礫巖筒內。

總體上礦化體上部主要富集Au-Pb-Zn元素, 下部為原生伴有Au-Co的Cu礦床。初步圈定7個銅(金)礦化體, 均呈薄脈狀, 近東西向平行展布, 傾向南東, 傾角75°～85°。地表分布范圍東西長約240 m, 南北寬約250 m, 垂向上賦礦標高2180～2560 m。礦體厚度沿傾向呈逐漸減薄至尖滅趨勢, 沿走向往西逐漸尖滅, 往東至布魯希布拉克水溝突然中斷。礦床銅儲量為中型, Cu平均品位為0.522%～0.989%, Au為0.019～0.135 g/t, 伴生Co為 0.004%～0.30%。

2.2 礦石特征

礦石主要為硫化物型礦石, 氧化礦較少。礦石構造以浸染狀、角礫狀和脈狀為主, 次為網脈狀、薄膜狀。礦化類型大致可分為隱爆角礫巖型、石英-電氣石脈型、石英-綠泥石脈型等。金屬礦物主要有黃銅礦、黃鐵礦, 其次有毒砂、輝鈷礦、輝鉬礦、鉛鋅礦、斑銅礦、孔雀石、藍銅礦等。脈石礦物主要有石英、電氣石、綠泥石、方解石以及絹云母等。礦石結構主要為它形粒狀、自形-半自形粒狀、交代充填、假像、包含、環帶、聚晶結構等。

2.3 礦化蝕變特征

區內礦化蝕變具一定空間分布規律。平面上,礦區北部以黃鐵礦化、硅化、綠泥石化、碳酸鹽化為主, 南部則主要為硅化、電氣石化。礦化主要與硅化、電氣石化、綠泥石化有關。垂向上, 從地表到深部, 礦化依次主要為孔雀石-藍銅礦、鉛鋅礦-黃鐵礦-黃銅礦-磁鐵礦、黃鐵礦-黃銅礦、黃鐵礦-黃銅礦-毒砂-輝鈷礦、黃鐵礦-黃銅礦-輝鉬礦等共生組合, 淺部主要為氧化礦物和低溫礦物, 向深部過渡為中高溫礦物。

2.4 成礦階段

室內外綜合研究表明, 卡拉蓋雷銅金礦床主要經歷了火山-沉積成礦期、熱液成礦期和表生期。其中熱液成礦期是銅礦主要成礦期, 表現為黃銅礦、黃鐵礦等金屬硫化物與石英、電氣石密切共生, 可見金屬礦物呈浸染狀分布于石英、電氣石團塊或脈內, 也可見金屬礦脈沿石英脈邊緣產出, 還可見到單獨的金屬礦脈。該期以火山隱爆角礫巖、熱液充填交代作用為主要特征。根據礦脈相互穿插關系和礦石結構構造、礦物組合特點, 主要又可分為五個階段: a 黃銅礦-黃鐵礦-輝鉬礦階段, 表現為輝鉬礦、黃銅礦順片理產出, 黃鐵礦浸染狀分布于暗色團塊中; b 黃銅礦-黃鐵礦-毒砂-輝鈷礦階段, 表現為黃銅礦、黃鐵礦、毒砂、輝鈷礦呈浸染狀共生; c 黃銅礦-黃鐵礦階段, 也是主成礦階段, 表現為大量黃銅礦、黃鐵礦共生, 發育于石英脈、石英-綠泥石脈、石英-電氣石脈及其團塊內或者邊緣; d 黃銅礦-黃鐵礦-磁鐵礦階段, 表現為磁鐵礦沿黃銅礦、黃鐵礦裂隙及邊緣呈他形集合體充填交代; e 方鉛礦-閃鋅礦-黃鐵礦-磁鐵礦階段, 表現為大量方鉛礦、磁鐵礦與細粒黃鐵礦及少量閃鋅礦共生于礦脈中。

3 巖石地球化學特征及成巖-成礦構造環境探討

3.1 樣品及分析方法

研究樣品采自卡拉蓋雷礦區及外圍的大哈拉軍山組剖面。選擇新鮮有代表性的樣品粉碎至200目做主量、微量和稀土元素分析。元素分析在中國地質科學院地球物理地球化學勘查研究所分析測試中心完成, 主量元素分析儀器為 XRF-1500型 X射線熒光光譜儀; 微量、稀土元素用等離子質譜儀(ICP- MS)、等離子體光學發射光譜(ICP-OES)、X-射線熒光光譜(XRF)等完成。主量元素分析精度大多數優于 5%, 微量元素分析精度大多優于 8%。具體測試流程參見Qi等(2000)。

3.2 火山巖地球化學特征

(1)主量元素特征

火山巖樣品的主量元素分析結果(表1)表明, 玄武巖的 SiO2=42.59%～47.32%, 全堿含量(K2O+Na2O)=2.64%～2.83%; K2O/Na2O=0.19～0.29; TiO2=1.07～1.0; Al2O3=11.97～13.29。安山巖的 SiO2=59.55%～61.38%, 全 堿 含 量 (K2O+Na2O)=6.04%～7.08%;K2O/Na2O=0.82～0.87; TiO2=0.70～0.73; Al2O3=14.62～15.13。英安巖的 SiO2=74.55%～77.54%, 全堿含量(K2O+Na2O)=5.34%～9.08%; K2O/Na2O=1.01～25.94;TiO2=0.14～0.29; Al2O3=12.03～15.15; 英安巖的 SiO2含量偏高, 主要受后期蝕變影響。整體來看, Mg#值為 18～47, 明顯低于判別原始巖漿的參數值65(Wendlandt et al., 1995), 說明巖漿發生過結晶分異。鋁質指數 A/CNK=0.90～1.89, 顯示出準鋁質-過鋁質的特點; SiO2同其他的氧化物均展示出良好的相關性, 表現為隨SiO2的升高, TiO2、MgO、CaO、FeO的降低, 這些氧化物的下降反映了橄欖石、斜方輝石、單斜輝石、斜長石以及磁鐵礦的分離結晶作用。

由于本區火山巖受后期蝕變作用影響較大, 測定的K2O和Na2O的含量并不能準確代表蝕變前的含量, 故采取火山巖 TAS分類與不活動元素Nb/Y-Zr/Ti分類相結合的辦法, 對礦區火山巖進行大致分類判別。在火山巖TAS分類圖(圖2)上, 樣品落在玄武巖、安山巖和流紋巖區中, 且均為亞堿性系列(除樣品 B52由于較低的 SiO2落入苦橄玄武巖區)。由Nb/Y-Zr/Ti圖(圖3)可看出, 樣品仍屬于亞堿性巖類, 從基性到酸性均有分布。在SiO2-K2O圖解(圖 4)上, 中酸性樣品均落于高鉀鈣堿性系列區域,基性巖樣品投于鈣堿性系列區域。結合野外觀察、鏡下鑒定和化學分析得出, 區內大哈拉軍山組是一套由玄武巖、安山巖、英安巖、流紋巖組成的連續的亞堿性火山巖系列。

表1 礦區部分火山巖樣品主量(wB/%)、微量和稀土(wB/10-6)元素化學分析結果Table 1 Chemical analyses of major elements (wB/%), trace elements and REE (wB/10-6) of volcanic rocks samples

圖2 火山巖TAS分類圖(底圖據Le Maitre et al., 1989)Fig.2 TAS classification of volcanic rocks(base map after Le Maitre et al., 1989)

圖3 Nb/Y-Zr/Ti圖解(底圖據Wrincheste et al., 1977)Fig.3 Diagram of Nb/Y-Zr/Ti(base map after Winchester et al., 1977)

圖4 火山巖的SiO2-K2O關系圖(底圖據Middlemost, 1985)Fig.4 Diagram of SiO2-K2O of volcanic rocks(base map after Middlemost, 1985)

(2)稀土元素特征

稀土元素分析結果(表1)表明, 樣品的∑REE為(46.77～335.29)× 10-6, LREE/HREE 為 2.26～8.89,(La/Yb)N為 1.62～9.46, δEu 為 0.14～1.02, δCe 為0.95～1.01。∑REE、LREE/HREE和(La/Yb)N值有隨著火山巖酸性程度增加而增大的趨勢, 基性巖中上述值分別為 46.77～52.18×10-6、2.26～2.43、1.62～1.73,中酸性巖值分別為 194.60～335.29×10-6、6.65～8.89、6.46～9.46; 而δEu值趨勢正好相反, 基性巖為0.91～1.02, 中酸性巖為 0.14～0.65。δCe值整體變化不大。

在稀土元素球粒隕石標準化圖解上, 也可以看出兩種有明顯差異的分配型式曲線(圖5)。基性巖樣品B52和KL6-1的曲線接近于平坦型, δEu和δCe均在1左右; 中酸性巖類樣品均呈右傾型式, Eu負異常明顯, 程度不等, 隨酸性程度的增加而增加,表明隨著長石等含鈣礦物從巖漿中分離出來或在部分熔融作用中長石殘留在源區, 導致后期熔漿中Eu的負異常。中酸性火山巖具高稀土值、LREE富集、HREE虧損以及微弱或弱的負Eu異常, 均顯示為中酸性鈣堿性大陸邊緣島弧火山巖的特征(王曉剛等,2007)。基性火山巖稀土總量較低, 稀土型式近平坦,與拉斑玄武巖類似。

(3)微量元素特征

圖5 樣品稀土元素球粒隕石標準化曲線Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns

微量元素分析數據見表 1。礦區基性巖相對于中酸性巖, 總體上具有富集相容元素和中等相容元素(Cr、Co、Ni、V)而不相容元素含量相對較低的特點。從微量元素MORB標準化(Pearce, 1983)曲線(圖6)可以看出: 整體呈右傾型式, 均表現為大離子親石元素的富集(Sr變化較大與蝕變作用有關), 展示出較大或大的“隆起”。基性巖和中酸性巖的曲線有不同特點。對于中酸性巖來說, 在MORB標準化曲線上均存在明顯的 Nb、Ta、Ti、P 的負異常, 暗示著源區有金紅石、榍石、磷灰石的殘留。磷灰石的殘留說明巖石是源區低程度熔融的結果, 這和中酸性巖石具有高的稀土總量和高的 LaN/YbN比值是一致的。基性巖也同樣具有輕微的Nb、Ta、Ti、P 負異常, 其高場強元素(從Ce開始)基本上與MORB一致, 與島弧玄武巖的 MORB標準化曲線相似(李昌年, 1992)。

3.3 巖石源區特征

圖6 樣品微量元素MORB標準化曲線Fig.6 MORB-normalized trace elements patterns

本區巖石一個顯著的特征是Nb、Ta、Ti、P等元素的虧損。考慮到本區為早古生代縫合帶的前提條件, 我們認為源區巖漿可以是由受俯沖流體交代的地幔部分熔融, 同時巖漿上升過程中受到上覆地殼混染作用。由于早期是富含LILE的流體交代上地幔楔為主, 噴發的基性巖出現LILE富集而LREE與HREE分餾程度不明顯的特征; 較晚噴發的中酸性巖, 由于俯沖板片開始與地幔楔一起熔融, 所以表現為LILE和LREE都富集的特征, 并且LILE較基性巖更為富集。通過Nb/Yb-Th/Yb圖解(圖9)可以很好地反映巖漿源區受俯沖流體影響。樣品均投影在MORB分布區上方, 說明區內大哈拉軍山組火山巖源于受俯沖板片釋放流體交代的富集地幔熔融。

微量元素地球化學研究中, 一些性質相近的元素對常用于揭示源區性質, 如Nb-Ta、Th-Ta、Zr-Nb、Th-U等。表2列出了礦區火山巖部分元素對的比值。通過對比可以發現本區巖石的元素對比值與原始地幔及N-MORB相比相差較大, 而與陸殼比值更為相近。從這些比值特征可以推斷巖漿受過明顯的陸殼物質的混染。

3.4 構造環境分析

大哈拉軍山組火山巖廣泛分布于西天山地區伊犁盆地南北兩緣及盆地內部, 不同學者由于研究所針對的區域不同, 所以對其構造環境存在不同認識,歸納起來主要有如下觀點: 古生代裂谷說(肖序常等,1992; 車自成等, 1994, 1996); 大洋島弧說(盧華復等, 2001; 趙振華等, 2001; 邵鐵全等, 2006); 大陸弧說(朱永峰等, 2006; 王博等, 2006; 吳淦國等,2008); 弧后拉張環境說(錢青等, 2006); 大火成巖省說(夏林圻等, 2004)。本次研究主要在對礦區及其外圍大哈拉軍山組剖面的詳細野外觀察基礎上, 通過巖石學和地球化學的研究探討其構造環境。

表2 火山巖樣品元素對比值與典型源區對比Table 2 Comparison of element pair ratios of samples from volcanic rocks between typical source region and study area

野外觀察和室內的薄片鑒定以及主量元素分析結果表明, 其巖石組合為一套從基性到酸性的組合,說明其形成于與俯沖有關的島弧或活動大陸邊緣環境, 而非其他構造環境。火山巖的系列和構造環境關系密切。前已述及, 在火山巖TAS圖及Nb/Y-Zr/Ti圖上, 幾乎所有火山巖均為亞堿性系列。另外, 在Zr/P2O5對 TiO2的圖解(圖略)上, 所有投影點也均落在非堿性投影區內。

在 A-F-M 圖解(圖 7)上, 樣品投點大部分落在鈣堿性區域且大致呈直線而無明顯的富鐵趨勢, 說明主要為鈣堿性系列。由判別圖可知, 本區基性巖屬于拉斑玄武巖系列, 而中酸性巖主要為鈣堿性系列。結合昭蘇地區大哈拉軍山組以中酸性巖為主的事實可知, 區內該組火山巖以鈣堿性系列為主, 少部分為拉斑玄武巖系列, 其構造背景應該屬于島弧或活動大陸邊緣環境。

其次, 微量元素地球化學研究表明, 區內大哈拉軍山組火山巖的顯著特征是, 幾乎所有的巖石均表現出大離子親石元素和輕稀土元素明顯富集, 同時所有樣品的高場強元素(Nb、Ta、Ti、P)明顯虧損,Pb明顯富集, 具較高的La/Nb值, 顯示其形成與大洋板塊俯沖作用有關(Innocenti et al., 2005)。

兩件玄武巖樣品的 Zr含量為(65.30～66.60)×10-6(＜130×10-6), Zr/Y 值為(2.83～3.39)(＜4), 符合島弧玄武巖特征而與大陸玄武巖相區別(夏林圻等,2007)。其 Ta豐度(0.35～0.36)×10-6和 Nb豐度(4.68～5.20)×10-6, Nb/La 值為(0.84～0.85), Hf/Ta 值為(6.29～8.97), La/Ta 值為(15.94～17.03), Ti/Y 值為(293.75～353.57)。同時其Nb、Ta的虧損以及Th的富集與典型的島弧火山巖類似又與 N-MORB相區分。樣品的 Zr、Hf豐度變化在(65.3～66.6)×10-6和(2.2～3.23)×10-6, 相比較其值低于 N-MORB 和E-MORB 的平均豐度(90～96)×10-6和(2.4～3.93)×10-6, 也低于板內拉斑玄武巖和堿性玄武巖的 Zr、Hf平均豐度(149～213)×10-6和(3.44～6.36)×10-6; 而與火山弧拉斑玄武巖的 Zr、Hf平均豐度 40×10-6與1.17×10-6相近(Pearce, 1982)。結合其MORB標準化曲線特征亦可知區內基性巖產于島弧環境。

本區火山巖均落在圖8中的D區, 反映了一致的匯聚大地構造背景, 巖石具有島弧鈣堿性火山巖的特征(Doebrich et al., 2007)。圖8也顯示樣品有從島弧型拉斑玄武巖向鈣堿性玄武巖演化的線性趨勢,表明這些火山巖只能形成于會聚板塊邊緣, 即與俯沖作用有關的巖漿弧環境。在不相容元素 Yb標準化的Th-Nb坐標系(圖9)中, 基性巖樣品落在大陸邊緣巖漿弧火山巖和大洋島弧火山巖的重疊區域, 中酸性樣品主要投影于大陸邊緣弧火山巖區域, 表明它們具有大陸火山弧親緣性。結合大哈拉軍山組火山巖區域上發育情況, 昭蘇—特克斯一帶主要為一套中酸性噴發巖及其碎屑巖(新疆維吾爾自治區地質礦產勘查開發局, 1978, 1981), 反映出此時該區域大陸火山弧已經發育較成熟, 火山巖建造以鈣堿性系列為主, 含少量拉斑玄武巖系列。

圖7 A-F-M圖解(A=Na2O+K2O; F=0.9Fe2O3+FeO; M=MgO)Fig.7 Diagram of A-F-M(A=Na2O+K2O; F=0.9Fe2O3+FeO; M=MgO)

圖8 火山巖地球化學判別圖(底圖據Wood, 1980)Fig.8 Geochemical discriminant diagram of volcanic rocks (base map after Wood, 1980)

圖9 Nb/Yb-Th/Yb圖解(底圖據Pearce et al., 1995)Fig.9 Diagram of Nb/Yb-Th/Yb(base map after Pearce et al., 1995)

區域資料表明, 那拉提山南緣洋盆向北俯沖發生于中志留世, 在泥盆紀至早石炭世經歷陸-陸碰撞作用, 從晚泥盆到早石炭世西天山島弧自西向東逐漸消亡, 取而代之的是晚石炭世碰撞后富鉀巖漿的噴發。西天山大面積分布的晚泥盆世—早石炭世火山巖與侵入巖體均被證實是板塊持續俯沖-碰撞造山的結果(朱永峰等, 2005; 郭璇等, 2006; 王博等,2006)。已有年代學研究資料表明, 伊犁地塊南部及南緣的形成年齡為326～368 Ma, 表明火山噴發從晚泥盆世開始, 主體在早石炭世(劉友梅等, 1994; 葉錦華等, 1999; 夏林圻等, 2006; 朱永峰等, 2010)。昭蘇烏孫山一帶大哈拉軍山組火山巖的 LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為(353.9±6.5) Ma和(356.3±4.4) Ma,屬于早石炭世早期, 形成于活動大陸邊緣環境, 產在板塊俯沖-碰撞的最后階段(楊建國等, 2006; 白建科等, 2011; 茹艷嬌等, 2012)。以上資料進一步佐證了礦區大哈拉軍山組火山巖產于板塊俯沖-碰撞后期較成熟的大陸火山弧環境。

4 結論與討論

(1)卡拉蓋雷銅金礦床產于那拉提構造帶我國境內西段, 以Cu為主, 伴生Au、Co等。礦床位于環形構造邊緣, 礦體呈薄脈狀, 礦化主要賦存于隱爆角礫巖筒及構造破碎帶裂隙或者片理、劈理微裂隙中, 主要的容礦巖石為隱爆角礫巖、破碎蝕變巖以及凝灰質片巖。礦石構造以浸染狀、脈狀和角礫狀為主, 礦物多呈現熱液充填、交代以及包含等結構。硅化、綠泥石化等熱液蝕變強烈發育且與礦化關系密切。各種地質特征說明礦床的熱液活動跡象明顯, 成礦作用與火山-次火山熱液關系密切。

(2)區內賦礦層位大哈拉軍山組為一套以中酸性火山熔巖及碎屑巖為主的地層, 主要為鈣堿性系列火山巖, 包含部分拉斑玄武巖系列。主要以富集LILE和 LREE、虧損高場強元素(Nb、Ta、Ti、P)為特征, 反映其處于板塊匯聚的大地構造背景。火山巖系列組合特征說明其形成于較成熟的大陸火山弧環境。

(3)區域地質史上, 那拉提山南緣洋盆于中志留世向北俯沖, 泥盆紀—早石炭世, 塔里木早古生代微板塊和阿吾拉勒微板塊經歷了陸-陸碰撞過程。礦區大哈拉軍山組火山巖即是早石炭世大陸弧構造環境下的產物。這種板塊俯沖脫水對地幔楔改造的環境使得噴發的大哈拉軍山組火山巖本身就富集了一定程度的Cu、Au、Co成礦元素。晚石炭世進入碰撞后的陸內造山階段, 在后碰撞伸展階段發生了廣泛的底辟作用和地幔隆升事件, 出現大規模的基性—中基性—中酸性巖漿侵位、火山噴發活動, 既為成礦提供了熱動力, 也貢獻了一定成礦物質。來自于深部的火山熱液沿區域深大斷裂、火山通道及淺部斷裂系統運移, 萃取早期礦源層中成礦物質并使之進一步富集, 在有利構造部位形成礦體。

致謝: 研究工作得到了天津華北地質勘查局和天津華勘礦業投資有限公司、新疆大山礦業有限公司單位和個人的大力支持與幫助, 謹致謝忱！

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