北山地區三道明水Cu-Zn礦床地質特征及礦床成因初探

高樹起，王云峰，王曉東，董 珍，宗飛超，狄廷川，付 旭

(1. 內蒙古地質勘查有限責任公司， 內蒙古 呼和浩特 010010； 2. 中國地質科學院 地質研究所， 北京 100029； 3. 西北核技術研究院， 陜西 西安 710000)

北山地區地處中亞造山帶南緣， 位于哈薩克斯坦板塊、塔里木板塊及華北板塊的交匯地帶(Mossakovskiietal., 1993； 左國朝等， 2003； Windleyetal., 2007)。其西連天山山系， 東接弱水斷裂， 與銀額盆地相鄰， 呈東西向展布于甘肅省西北部及內蒙古西部等廣大地區(左國朝等， 1990； 劉雪亞等， 1995)。中亞造山帶主體形成于約650～250 Ma 之間(eng?r and Natal’in, 1996； Windleyetal., 2007)； 在如此漫長的地質演化進程中， 北山地區經歷了復雜的構造演化、巖漿和沉積變質作用， 形成了烏珠爾嘎順Cu-Au礦、烏蘭烏拉斑巖型Cu-Mo礦、黑鷹山Fe礦、小狐貍山斑巖型Mo礦及東七一山Rb-W-Sn-螢石礦等一系列礦床， 構成了北山成礦帶(Xiaoetal., 2010； 呂博等， 2011； 張雨蓮等， 2012； 于明杰等， 2014； Songetal., 2016)。不過， 與中亞造山帶其他地區相比， 北山地區礦點雖多，卻以小型為主， 鮮有大中型礦床的發現(Yangetal., 2009； Zhaoetal., 2016)。導致這一現象的一種可能是該區資源稟賦本身就差， 而另一種可能是北山地區研究程度低， 大中型礦床尚未得以發現。近年來， 隨著毗鄰的新疆地區陸續發現了阿舍勒Cu-Zn礦、可可塔勒Pb-Zn礦、紅海Cu-Zn礦以及小熱泉子Cu-Zn礦等一系列大-中型VMS型礦床， 具有相似構造背景的北山地區的成礦潛力究竟如何再次成為了關注的焦點(楊富全等， 2021)。

令人欣喜的是， 2017年內蒙古地質勘查有限責任公司在內蒙古北山成礦帶西段經勘查發現了三道明水Cu-Zn礦床。初步勘查表明該礦床為中型Cu-Zn礦床； 其中， 金屬Cu資源量為9萬噸， 平均品位為0.81%； Zn資源量為13萬噸， 平均品位為1.44%。該礦床的勘查突破， 無疑為北山地區下一步找礦突破帶來了曙光； 同時， 詳細了解該礦床地質、蝕變及礦化特征等信息將為區內進一步找礦提供重要線索。然而， 由于礦床剛發現不久， 尚缺少針對該礦區的礦床學研究， 制約了對礦區成礦規律的認知。為此， 本文在前期勘查工作的基礎之上， 對三道明水礦區地質及蝕變礦化特征開展了調查， 重點厘定了蝕變和礦化特征及期次， 探討了礦床的可能類型， 并結合區域成礦作用的綜合對比，初步提出了可能的成礦模式， 以期通過上述工作對北山地區下一步找礦有所裨益。

1 區域地質概況

北山地區在前震旦紀統一結晶基底上發生裂解后， 經歷了多期次、多階段的板塊裂解-俯沖-碰撞-拼合的復雜地質演化過程， 形成了一系列NEE-NWW走向、向北突起的弧形大斷裂， 由其分割而成的斷塊相互拼接， 從而形成了北山多旋回復合造山帶(何世平等， 2002； 張發榮等， 2003； 楊合群等， 2008； 毛景文等， 2013； 葉天竺等， 2017)。區內分布著4條近EW-NW向的蛇綠巖帶， 由北向南依次為： 紅石山-百合山-蓬勃山蛇綠巖帶、芨芨臺子-小黃山蛇綠巖帶、紅柳河-牛圈子-洗腸井蛇綠巖帶以及輝銅山-賬房山蛇綠巖帶(楊合群等， 2010)。以紅柳河-牛圈子-洗腸井蛇綠巖帶和阿爾金斷裂帶為界， 北山地區跨越了3個一級構造單元， 即哈薩克斯坦板塊(Ⅰ)、塔里木板塊(Ⅱ)和華北板塊(Ⅲ)(圖1； 楊合群等， 2008)。其中， 哈薩克斯坦板塊(Ⅰ)位于紅柳河-牛圈子-洗腸井蛇綠巖帶以北， 由北向南依次可劃分為4個構造帶， 即大南湖-雀兒山-狐貍山早古生代活動陸緣帶(Ⅰ-1)、雅滿蘇-紅石山-黑鷹山晚古生代陸內裂谷帶(Ⅰ-2)、星星峽-明水-旱山地塊(Ⅰ-3)和窯洞努如-公婆泉-白云山-東七一山早古生代活動陸緣(Ⅰ-4)； 塔里木板塊(Ⅱ)位于紅柳河-牛圈子-洗腸井蛇綠巖帶以南， 阿爾金斷裂帶西北， 由北向南同樣可以劃分為4個構造帶：方山口-營毛沱-鷹嘴紅山早古生代被動陸緣帶(Ⅱ-1)、花牛山早古生代陸緣裂谷帶(Ⅱ-2)、磁海-紅柳園-大奇山-白山堂晚古生代陸內裂谷帶(Ⅱ-3)和敦煌地塊(Ⅱ-4)； 華北地塊(Ⅲ)位于阿爾金斷裂帶東南側。

圖1 北山地區構造地質單元劃分簡圖(據楊合群等， 2008； 陳超等， 2017)

三道明水礦床位于窯洞努如-公婆泉-白云山-東七一山活動陸緣弧帶的中部。該帶由牛圈子洋(古亞洲洋南支在北山牛圈子地區的分支洋盆簡稱)在奧陶紀-晚石炭世向北俯沖而形成(楊合群等， 2010)。牛圈子洋在晚石炭世閉合后， 窯洞努如-公婆泉-白云山-東七一山島弧帶經歷了碰撞造山及后期的碰撞后伸展運動(何世平等， 2002； Tianetal., 2014， 2017)。帶內出露有前寒武紀到第四紀各時代的地層， 其中， 前寒武系主要為一套低角閃巖相-低綠片巖相褶皺基底， 原巖主要為蛇綠巖、玄武巖以及濁積巖等； 奧陶系主要由復理石、混雜巖、玄武巖等組成； 志留系主要為公婆泉組， 由安山巖、玄武巖、火山角礫巖、凝灰巖、砂巖、粉砂巖等組成， 巖石受構造作用影響， 呈片狀產出； 泥盆系主要為海陸交互相中酸性火山沉積巖與碎屑巖建造； 石炭系以中基性火山巖-沉積巖與碎屑巖建造為主； 三疊系及中生代以陸相碎屑巖為主， 并夾有少量的煤層。帶內構造以韌性剪切為主， 呈近東西向、壓扭性特征； 帶內巖石發生明顯的構造變形， 礦物半定向排列， 面理發育(張穎， 2012)。帶內已報道的巖體年齡， 主要集中在奧陶紀～石炭紀， 為牛圈子洋俯沖階段所形成的基性-酸性火山巖、侵入巖體， 如牛圈子北輝長巖(434～354 Ma； 王盛棟， 2017)、公婆泉中酸性巖體(420～336 Ma； 戴霜等， 2002)。此外， 帶內出露少量的前寒武紀基性-酸性巖體， 形成于牛圈子洋盆形成階段， 如月牙山雜巖(542～527 Ma； 胡新茁等， 2015)。這些巖體與帶內金屬礦床的形成密切相關。帶內已發現的金屬礦床主要有： 公婆泉Cu礦床(晚志留世-晚泥盆世； 王大為等， 1995； 楊合群等， 2006； 姜寒冰等， 2012； 楊暉， 2012)、東七一山Rb-W-Sn-螢石礦床(約510～355 Ma； 聶風軍等， 2002a， 2002b)和月牙山V-Ti-Fe礦床(536±7 Ma； 侯青葉等， 2012)。

2 礦區及礦床地質概況

2.1 礦區地質特征

礦區出露地層主要有古元古代北山群、晚奧陶世-晚志留世公婆泉組、早白堊世赤金堡組及第四紀沖洪積物(圖2； 潘志龍等， 2016(1)潘志龍, 劉增校, 魏文通. 2016. 內蒙古基東等四幅1∶5萬區域地質調查報告.)。其中， 北山群主要出露于礦區中東部， 呈近南北向展布， 多呈斷塊狀或大小不等的殘留體產出。根據巖性組合可將北山群劃分為兩個巖性段：一巖段主要為斜長角閃巖， 二巖段為黑云斜長變粒巖(圖2b)。公婆泉組主要出露于礦區中部及西部， 巖性為一套玄武巖、安山巖、玄武安山巖、石英安山巖、富鈣鎂泥質碎屑巖組合， 巖石地球化學特征顯示， 公婆泉組中基性火山巖具有鈣堿性-拉斑玄武巖特征， 形成于島弧環境(王盛棟， 2017)。經區域變質和動力變質作用形成一套(低)綠片巖相變質巖(圖2b； 潘志龍等， 2016(2)潘志龍, 劉增校, 魏文通. 2016. 內蒙古基東等四幅1∶5萬區域地質調查報告.)。公婆泉組地層由南向北出露于礦區中部， 礦區內出露長度約9 km， 走向NE至近NS， 傾向NW-W， 傾角60°～70°， 寬度300～1 500 m不等， 由南向北地層出露寬度逐漸變窄， 與下伏北山群呈不連續的角度不整合接觸。赤金堡組主要出露于礦區外北西部， 巖性為泥巖、粉砂質泥巖、粉砂巖夾砂巖、礫巖等， 為造山期后的沉積建造(陳超等， 2017)。

圖2 三道明水礦區構造簡圖(a， 據潘志龍等， 2016(3)潘志龍, 劉增校, 魏文通. 2016. 內蒙古基東等四幅1∶5萬區域地質調查報告.修改)和Cu-Zn礦區地質圖(b)

區域上發育的“尖山韌性剪切帶”自南向北貫穿本礦區， 為該區的主要構造(圖2b； 陳超等， 2017)。該韌性剪切帶發育于礦區西部， 成反L型展布， 南側走向NEE， 向北逐漸轉為NNE至近NS向， 傾向NWW-W， 傾角40°～70°， 在礦區內延長約10 km。礦區內受該組韌性剪切帶強變形構造作用， 公婆泉組地層均具強片理化， 局部見糜棱巖化， 構造巖以片巖為主， 局部發育變余糜棱巖。在強構造應力的作用下， 大部分巖石及其中的石英、黃鐵礦等礦物均沿片理方向定向排列。礦區東部受尖山韌性剪切帶的次級構造影響， 其韌性變形程度遠不如西側強烈， 以后期發育的伸展正斷層為主， 斷層走向以近NS、NNE向為主。

礦區內北山群及公婆泉組地層兩側出露大面積英云閃長巖及花崗巖， 其展布方向與韌性剪切帶、地層片理方向基本一致(圖2b)。其中， 晚奧陶世英云閃長巖主要出露于礦區南部， 分布面積較小， 細粒結構， 片麻狀構造， 巖體局部糜棱巖化較強。晚泥盆世英云閃長巖則大面積出露于地層東西兩側， 中細粒結構， 塊狀構造， 受韌性剪切構造影響不大。早石炭世正長花崗巖主要出露于礦區東部， 中粗粒結構， 常呈巖枝狀產出， 無明顯的變形構造。

2.2 礦體地質特征

三道明水Cu-Zn礦位于公婆泉組中基性火山巖中， 已發現14條礦體(礦化體)， 其中Ⅰ號為礦區的主要Cu-Zn礦體(圖3)。該礦體位于礦區北部， 由南向北走向23°～331°， 傾向241° ～293°， 傾角20°～85°， 平均傾角60°， 屬陡傾斜礦體(圖3b)。目前控制礦體長1 600 m， 賦礦標高500～1 505 m， 礦體真厚度0.43～20.97 m， 平均4.22 m。礦體形態簡單， 呈層狀、似層狀， 連續性較好， 局部見分支復合、膨大縮小現象， 少有后期斷層或巖脈的破壞。礦區內分布一條近南北向韌性剪切帶， 該剪切帶呈壓扭性、近南北向展布， 巖石片理同樣呈近南北向， 帶內中部韌性剪切變形較強， 由中心向兩側剪切變形逐漸減弱。Ⅰ號礦體嚴格受該韌性剪切帶的控制， 分布于中部強韌性剪切帶內(圖3b)。礦體中主成礦元素為Cu、Zn， 伴生有少量的Au、Ag、Pb等元素。整體上， 三道明水礦床的Cu品位變化于0.40%～3.43%之間， 平均為0.81%， Cu資源量為9萬噸； Zn品位變化于1.00%～5.36%之間， 平均為1.44%， 資源量為13萬噸。

圖3 三道明水Cu-Zn礦床礦體分布圖(a)及AA’勘探線剖面中巖石、構造(b)和蝕變、礦體分布圖(c)

此外， 弱韌性剪切帶內也有零星浸染狀黃鐵礦-黃銅礦-閃鋅礦組合， 且在局部部位可見Cu-Zn礦化， 礦脈寬以5～10 cm為主(圖3)， 與片理方向大角度相交。

礦區賦礦圍巖中主要發育絹英巖化、黃鐵礦化、硅化、綠泥石化、綠簾石化等蝕變(圖3c)。礦區的金屬礦物主要有黃鐵礦、黃銅礦、閃鋅礦、方鉛礦， 并含少量的鈦鐵礦、磁鐵礦、輝鉬礦等； 非金屬礦物主要有石英、絹云母、綠泥石、綠簾石， 并含少量高嶺石、黑云母、石膏、方解石等。

3 成礦期次劃分

在野外及室內詳細觀察的基礎上， 根據礦物間的熱液蝕變特征、礦物共生組合類型以及脈體的穿插關系， 將三道明水Cu-Zn的成礦過程初步劃分為早、中、晚3期(圖4)。

3.1 成礦早期

成礦早期主要礦物為綠泥石、黃鐵礦、石英等， 并有少量的閃鋅礦、黃銅礦及方解石等， 局部有絹云母、綠簾石和方鉛礦等出現(圖4)。該期蝕變和礦化主要分布在礦區弱韌性剪切帶內公婆泉組火山巖地層中， 并貢獻了三道明水礦床約15%的Zn以及<10%的Cu。

圖4 三道明水Cu-Zn礦床成礦期次圖

其中， 黃鐵礦主要以脈狀、零星浸染狀分布。脈狀黃鐵礦通常以石英-黃鐵礦-綠泥石±黃銅礦±閃鋅礦、黃鐵礦-閃鋅礦±黃銅礦±石英組合出現(圖5a， 5b)， 脈寬多在5～10 cm之間， 主要出現在礦區下盤弱韌性剪切帶內。黃鐵礦通常呈自形、半自形粒狀， 粒徑<3 mm； 閃鋅礦通常呈半自形-它形粒狀， 粒徑0.5～2 mm， 棕黑色， 與黃鐵礦伴生出現； 黃銅礦常呈不規則狀與黃鐵礦伴生， 或呈乳滴狀(<0.3 mm)分布在黃鐵礦顆粒內部， 粒徑<0.5 mm； 石英通常呈煙灰色， 它形粒狀， 常為0.5～3 mm； 綠泥石呈綠色片狀、針柱狀， 主要分布在石英-硫化物脈體兩側圍巖中， 局部出現在脈體內部。局部脈體富集的部位， 可形成工業礦體。脈狀礦體中，Cu的品位為0.64%～3.42%， 平均品位為1.85%； Zn的品位為1.37%～5.36%，平均品位為2.46%。零星浸染狀的黃鐵礦常呈黃鐵礦-黃銅礦-閃鋅礦-綠泥石±絹云母組合(圖5c， 5d)。其中，黃鐵礦常呈自形-半自形粒狀， 粒徑多在0.1～1.0 mm之間， 其內常包裹有少量乳滴狀黃銅礦， 粒徑常在0.1 mm以下 (圖5c)；閃鋅礦常呈它形粒狀， 0.5 mm以下， 零星分布在圍巖中(圖5c)； 綠泥石多呈片狀、針柱狀， 0.1～1 mm， 與黃鐵礦及Cu-Zn礦化關系密切(圖5d)。零星浸染狀礦化主要分布在弱韌性剪切帶內， 該形式的Cu-Zn礦化通常不能達到工業品位。

圖5 三道明水Cu-Zn礦床成礦早期典型手標本及鏡下照片

3.2 成礦中期

成礦中期蝕變和礦化同樣出現在公婆泉組火山巖中， 疊加在早期蝕變和礦化之上。該期所形成的礦物有綠泥石、石英、閃鋅礦、黃銅礦、絹云母、黃鐵礦、方解石、綠簾石等。

該期形成了大量綠泥石、石英、閃鋅礦、黃鐵礦、黃銅礦、絹云母和綠簾石， 并有少量的磁鐵礦和方鉛礦(圖4)。蝕變和礦化明顯受韌性剪切構造作用控制； 在強韌性剪切帶內， 巖石發生強變形、強絹英巖化及弱的綠泥石化蝕變， 礦物明顯呈定向排列， 片理發育(圖6a， 6b)； 由強韌性剪切帶向外， 巖石變形作用減弱， 絹英巖化蝕變逐漸變弱， 綠泥石化及綠簾石化蝕變增強(圖6c)。Cu-Zn礦化主要出現在強韌性剪切帶內， 與絹英巖化蝕變關系密切(圖6a， 6b)。

圖6 三道明水Cu-Zn礦床成礦中、晚期典型手標本及鏡下照片

強韌性剪切帶內， 黃鐵礦多為半自形或者它形， 粒徑多在0.1～0.5 mm之間， 沿片理方向定向排列， 呈浸染狀出現在絹英巖化蝕變帶中(圖6b， 6d)， 成礦早期所形成的黃鐵礦在該期發生破碎和溶蝕現象(圖6e)。黃銅礦、閃鋅礦呈它形粒狀， 粒徑多在0.1～2 mm之間， 且常交代成礦早期所形成的黃鐵礦(圖6e)； 部分閃鋅礦中， 可以看到出溶乳滴狀黃銅礦的現象。絹云母呈針狀、纖維狀， 長約0.1～3 mm， 定向、半定向排列， 主要分布在中部帶中(圖6b， 6d)； 石英、方解石、綠簾石常呈它形粒狀， 粒徑多<0.5 mm； 綠泥石常呈片狀， 多在0.2～1 mm之間； 這些礦物均呈定向、半定向分布在公婆泉組火山巖中(圖6b)。在弱韌性剪切帶內， 靠近強韌性剪切帶的圍巖主要發生方解石、綠泥石、綠簾石化蝕變， 并有少量的磁鐵礦(圖6c， 6f， 6g)。其中， 綠泥石呈它形片狀、粒狀， 粒徑多<0.1 mm， 浸染狀分布在火山巖中； 綠簾石呈半自形、它形粒狀， 粒徑多<0.3 mm； 磁鐵礦呈它形粒狀， 粒徑多<0.2 mm， 零星分布在火山巖中； 方解石呈它形粒狀， 粒徑多<0.1 mm， 充填于綠簾石、磁鐵礦等礦物顆粒之間。弱韌性剪切帶中， 礦物呈半定向、無定向分布， 局部定向特征明顯， 礦化不明顯(圖6b， 6f， 6g)。通過野外與鏡下觀察可知， 該期為三道明水礦區提供了約90%的Cu和85%的Zn資源量。該期礦體中Cu的品位為0.40%～1.28%， 平均值為0.68%， Zn的品位為1.00%～3.51%， 平均品位為1.25%。

3.3 成礦晚期

成礦晚期主要礦物為石英、黃銅礦、方解石， 并有少量的綠泥石、綠簾石、黃鐵礦、輝鉬礦和閃鋅礦(圖4)。該階段礦物主要呈脈狀產出， 無明顯變形。黃銅礦呈石英-黃銅礦±輝鉬礦脈狀產出， 脈寬2～15 cm， 黃銅礦呈它形粒狀， 粒徑多在0.5～2 cm； 輝鉬礦呈自形片狀， 粒徑多在0.5 mm以下(圖6h)。綠簾石、綠泥石常呈石英±綠簾石±綠泥石脈、綠簾石脈、綠泥石細脈等產出(圖6f)， 脈體多在1～5 mm， 綠簾石常呈自形粒狀， 粒徑約為0.1～0.5 mm， 綠泥石多呈它形片狀分布， 粒徑約為0.1～0.5 mm。方解石通常呈它形、粒狀， 粒徑<0.2 mm， 多以脈狀形式出現(圖6g)。該期脈狀礦體在強、弱韌性剪切帶內均有出現， 為三道明水礦區提供了少量的Cu和Zn資源。

4 礦床成因初探

4.1 早期礦化類型及可能時限

筆者認為三道明水礦床早期礦化可能為火山成因塊狀硫化物礦化。火山成因塊狀硫化物礦床(VMS)產于大洋中脊、火山島弧、洋內弧后、陸緣弧后和大陸裂谷等伸展構造背景下， 是全球Zn、Pb、Cu、Au、Ag等金屬資源的重要來源。Lydon(1988)通過研究全球多個VMS型礦床， 提出該類礦床是由上部與地層整合的塊狀硫化物礦體與下部不整合的脈狀、浸染狀礦體組成； 上部塊狀礦體中， 由下到上黃鐵礦-黃銅礦±磁黃鐵礦含量逐漸減少， 閃鋅礦±方鉛礦±重晶石含量逐漸增加， 伴隨蝕變主要為硅化、黃鐵礦化、絹英巖化、重晶石化等。而下部脈狀、浸染狀礦化中， 從由中心向外， 黃銅礦-黃鐵礦組合逐漸變為黃鐵礦-閃鋅礦±方鉛礦組合， 伴隨蝕變主要為綠泥石、絹云母化。中亞造山帶已發現的古生代VMS型礦床(如阿舍勒Cu-Zn礦、小熱泉子Cu-Zn礦及紅海Zn-Cu礦等)的蝕變及礦化特征與上述模型較為一致。三道明水Cu-Zn礦床早期礦化同樣呈浸染狀、脈狀分布， 礦體呈透鏡狀， 礦化過程伴生有絹英巖化、黃鐵礦化、硅化、碳酸鹽化、綠泥石化、綠簾石化等多種蝕變， 與同期典型VMS礦床下部特征相似， 但缺失上部塊狀礦體， 這可能是因為風化剝蝕的原因(圖7a)。

圖7 三道明水Cu-Zn礦成礦模式圖

在成礦時代方面， 三道明水早期Cu-Zn礦化賦存于公婆泉組地層中， 礦區南部公婆泉組鈉長陽起片巖(變質安山巖)鋯石U-Pb同位素年齡為430.9±4.7 Ma(潘志龍等， 2016(5)潘志龍, 劉增校, 魏文通. 2016. 內蒙古基東等四幅1∶5萬區域地質調查報告.)、區域北部的尖山地區公婆泉組斜長角閃片巖(變質玄武巖)鋯石U-Pb同位素年齡為436.0±2.9 Ma(潘志龍等， 2016(6)潘志龍, 劉增校, 魏文通. 2016. 內蒙古基東等四幅1∶5萬區域地質調查報告.)、基東東部公婆泉組一巖段黑云斜長變粒巖(變質火山巖)鋯石U-Pb同位素年齡為447.9±8.4 Ma(潘志龍等， 2016(7)潘志龍, 劉增校, 魏文通. 2016. 內蒙古基東等四幅1∶5萬區域地質調查報告.)、公婆泉銅礦二礦區公婆泉組火山巖全巖Rb-Sr等時線年齡為415～408 Ma (王伏泉， 1998)。這些證據表明公婆泉組地層的形成時限為晚奧陶世-晚志留世。前人研究表明， VMS型礦床礦化與火山巖地層近乎同時形成(毛啟貴等， 2010)， 由此推測三道明水成礦早期Cu-Zn礦化應形成于晚奧陶世-晚志留世。

成礦構造背景方面， 雖然大洋中脊及弧后被認為是最有利于形成VMS型礦床的環境， 世界上絕大多數VMS礦床均形成于這些構造背景中。但在中亞造山帶中， 古生代VMS型礦床卻多形成于島弧環境中(表1)。在北山地區， 王盛棟(2017)通過巖石地球化學、年代學、地層學及古生物研究， 認為紅柳河-牛圈子-洗腸井蛇綠巖帶為南天山縫合帶的東延， 而芨芨臺子-小黃山蛇綠混雜巖帶中輝長巖、玄武巖均形成于石炭紀弧后盆地環境中(宋泰忠等， 2008； 李向民等， 2012； Zhengetal., 2013)。位于兩條蛇綠巖帶之間的窯洞努如-公婆泉-白云山-東七一山帶中， 巖漿巖大多具有島弧巖漿特征(東七一山地區為微陸塊； 聶鳳軍等， 2002b)， 形成于島弧環境(戴霜等， 2003； 王立社等， 2009； 于明杰等， 2014； Songetal., 2017)。因此， 賦存于公婆泉組火山巖中的三道明水早期Cu-Zn礦化與中亞造山帶中古生代VMS礦床形成環境一致， 均為島弧環境(楊暉， 2012； 王盛棟， 2017)。

表1 三道明水礦床與中亞造山帶內典型VMS礦床特征對比

賦礦圍巖方面， 三道明水礦床與阿舍勒、小熱泉子及紅海等礦床相似， 均賦存于一套古生代火山巖-火山碎屑巖-火山沉積巖-沉積巖中。

以上對比表明， 三道明水早期Cu-Zn礦化與同產于中亞造山帶的阿舍勒、小熱泉子、紅海等礦床在蝕變與礦化特征、大地構造背景、賦礦圍巖及成礦時代方面均較為相似。因此， 可認為三道明水早期Cu-Zn礦化為VMS型礦化。

4.2 中、晚期礦化類型及可能時限

通過對比北山地區典型礦床的特征可以發現(表2)， 早古生代主要形成以公婆泉為代表的Cu礦床和以東七一山為代表的螢石礦； 前者被認為形成于島弧環境(楊暉， 2012)， 后者被認為形成于哈薩克斯坦-北山板塊早古生代解體而成的古陸塊內(聶鳳軍等， 2002b)。這些礦床在形成之后經歷了志留紀末哈薩克板塊與塔里木板塊沿紅柳河-牛圈子-洗腸井一帶的碰撞造山、碰撞后伸展等過程(楊岳清等， 2013)， 常遭受后期構造-巖漿-成礦過程的疊加和改造。在公婆泉礦區， 存在3期成礦作用， 3期Cu礦化分別與3期韌性剪切作用密切相關， 礦化伴隨有云英巖化蝕變。在公婆泉Cu礦化形成之前， 晚奧陶世細粒英云閃長巖(452.5± 3.2 Ma； 潘志龍等， 2016(8)潘志龍, 劉增校, 魏文通. 2016. 內蒙古基東等四幅1∶5萬區域地質調查報告.)、公婆泉組火山巖(415～409 Ma； 王伏泉， 1998)發生了明顯的韌性剪切作用； 在Cu礦化之后， 礦區有晚泥盆世中粒英云閃長巖(358±2 Ma； 潘志龍等， 2016(9)潘志龍, 劉增校, 魏文通. 2016. 內蒙古基東等四幅1∶5萬區域地質調查報告.)、細粒輝長巖(361.75±0.97 Ma； 潘志龍等， 2016(10)潘志龍, 劉增校, 魏文通. 2016. 內蒙古基東等四幅1∶5萬區域地質調查報告.)侵入地層， 且侵入體整體變形、礦物定向特征不明顯(潘志龍等， 2016(11)潘志龍, 劉增校, 魏文通. 2016. 內蒙古基東等四幅1∶5萬區域地質調查報告.)。在東七一山礦區， W-Sn多金屬礦化形成于約355 Ma， 此時礦區主要形成張性斷裂(張善明等， 2014)。此外， 在石板井地區， 韌性剪切帶內巖石鋯石U-Pb年齡為405 Ma， 而該區363 Ma的中粒花崗閃長巖未發生變形(張歡等， 2021)。在拾金坡造山型金礦區， 絹云母Ar-Ar定年顯示韌性剪切帶形成于364.6±3 Ma； 該礦床被認為其形成于碰撞造山作用晚期擠壓-伸展轉換環境中(朱江等， 2013)。由此可以推斷， 北山地區哈薩克斯坦板塊與塔里木板塊間的碰撞發生在365 Ma以前， 在此過程中形成了大量的韌性剪切帶； 此后， 北山地區可能進入了碰撞后伸展階段， 構造作用以脆性構造為主(王繼春等， 2014)。

表2 北山地區代表性礦床特征對比

三道明水成礦中期是Cu-Zn的主要礦化階段， 該階段礦區巖石發生明顯的韌性變形及絹英巖化， 礦石片理發育(圖6a， 6b)； 黃銅礦、閃鋅礦主要呈浸染狀沿片理分布在強絹英巖化帶中； 礦石中早期所形成硫化物在該階段被溶蝕、交代(圖6e)。在該期成礦帶外， 巖石剪切作用較弱， 且通常有磁鐵礦、綠泥石、綠簾石蝕變， 這可能是由于強剪切過程中暗色礦物分解， Fe元素遷出， 在外帶應力較弱的部位重新結晶的所致。這些特征表明韌性剪切作用控制著該期的Cu-Zn礦化， 并疊加和改造早期VMS型礦化(圖7b)。三道明水中期Cu-Zn礦化與公婆泉Cu礦在大地構造背景、礦床成因、礦體形態及蝕變特征等方面具有高度的相似性， 暗示其可能形成于同期韌性剪切作用中。由此， 可認為在三道明水Cu-Zn礦床， 成礦中期礦化與韌性剪切作用同時形成， 該階段成礦可能在晚志留世-晚泥盆世。

成礦晚期石英-黃銅礦±輝鉬礦脈狀、石英±綠簾石±綠泥石脈、綠簾石脈、綠泥石細脈及方解石脈等， 均沿張性裂隙填充(圖6f， 6g， 6h)， 且切穿受成礦早期及中期蝕變的圍巖(圖6f， 6g)， 表明其形成于365 Ma之后， 可能與礦區后期巖漿作用相關。

5 結論

(1) 三道明水Cu-Zn礦床的蝕變及礦化可以劃分為早、中、晚3期， 早期為VMS型礦化， 中期為韌性剪切作用驅動下的熱液成礦， 晚期為巖漿熱液沿張性裂隙充填成礦； Cu-Zn礦化主要形成于中期。

(2) 三道明水礦床早期礦化形成于晚奧陶世-晚志留世； 中期礦化可能形成于晚志留世-晚泥盆世， 而晚期礦化可能形成于365 Ma以后。

致謝本研究基于內蒙古自治區額濟納旗三道明水北礦區北段銅鋅礦勘探工作展開， 地質找礦工作得到了內蒙古地質勘查有限責任公司鹿建華、王海寬和項目組成員的幫助； 中國地質科學院地質研究所楊志明研究員對該礦床成因的確定及論文的寫作提出了建設性的意見； 室內研究得到了中國地質科學院地質研究所孫茂妤博士、董磊磊博士的幫助； 評審專家對論文提出了寶貴的修改意見； 在此一并表示感謝！