新疆西天山莱历斯高尔斑岩型铜钼矿_省略__Os同位素年龄及流体包裹体研究_朱明田
新疆尼勒克县-精河县奈楞格勒一带铜钼矿地球化学特征
本区区域性大断裂 主要为博 罗霍洛山北坡大断裂 （ 冬吐劲大断裂）其它次级断裂 ， ， 均受控于该断裂。大
断裂 位于本 区中东 部 ， 冬 吐劲 河 呈北 西 西 向展 布 ， 沿 延 伸数 十千米 ， 规模宏 大 ， 一南 倾 右 行走 滑 性 质 的逆 冲 为 推覆 断裂 ， 产状 ：０ 。 １ ０ ７。 Ｏ。 ２０￣２０ 。 ５～８ ０。本 区褶皱 构
（ 角岩化粉砂 岩 ） 中。主要 就该 矿 区的地球 化 学特征进行 讨 论 。
关键词： 区域地质 ； 区域地球化学特征 ； 斑岩型铜钼矿； 莱历斯 高尔； 西天山
中图分类号 ： ５ 文献 标识码 ： 文章编 号 ： ０ ４ ５ １ （０ Ｏ ０ 一 Ｏ ４ — ０ Ｐ９ Ａ １ ０— ７ ６ ２ １ ） ４ １ ９ ４ ｌ 区域地质 背景
摘
一
要： 莱历斯 高尔钼 矿是新 疆地 矿局在 西天 山地 区求证 的一 处斑 岩 型矿 床 。钼 矿 处 于哈 萨克斯 坦
准噶尔板块伊犁一伊塞克胡微板块博 罗科努古生代复合 岛弧 带西段 南侧 。矿 区见晚奥 陶世 、 晚志
留世地层及侵入其中的二长花 岗岩 、 岗闪长斑岩体 ， 花 矿体产于晚泥盆世花 岗闪长斑岩及其外接触带
库茹尔组（。） Ｓｋ 及博罗霍洛 山组（ ３）中泥盆统汗吉尕 ｓｂ 、 组（ ２ｊ、 Ｄ ）下石炭统大哈拉军山组（ ） 中石炭统科古 ｈ Ｃｄ 、
琴 山组 （２ｇ 上 石 炭 统 东 图津 河 组 （ ２ｒ、 二 迭 统 Ｃｋ） Ｃ ｄ） 下
为高背景区， 属带人 的元素 ， 都有后生叠加 的成份 。各 元素高值区主要分布于博罗科努山北坡大断裂两侧及 其次级断裂、 褶皱附近， 岗岩类侵入体与围岩接触带 花 附近及脉岩发育 区（ 其中 Ｃ 、 ｂ Ｚ 、 、 ｕ Ａ 、 ｓ ｕ Ｐ 、 ｎ Ｍｏ Ａ 、 ｇ Ａ 、 Ｓ 元素主要分布于岩体与围岩接触带的地层中， ｗ 、 ｂ 而 Ｓ 、ｉ ｎＢ 元素主要分布于岩体内或岩体边缘） 高背景 区 ； 基本沿高值区分布 ； 低值区大部分都分布高值 区的周 围
西天山高压脉及主岩的氧同位素研究――古俯冲带深部流体及俯冲特征的启示
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对新疆精河县莱历思高尔钼矿床的成因探讨
２ ０ ｍ， 最 大 延深 ６ ６ ０ ｍ。呈 不规 则 筒状 产 出 ， 有 延深 目前 区域 上 发 现 铜 、 钼、 铅锌 、 金 银 等各 类 金 属 ２ 最 大单孔见矿深度达 ６ ９ ０多 矿 产 均是 与花 岗岩侵 人 体 和 区域 大 断裂 有关 的 内生 大 于 延 长 的基 本 规 律 ，
后在新疆寻找斑岩型钼矿打下了基础。
关 键
莱历思高尔 斑岩型钼矿床 地质 特征 矿床成 因
莱 历 思 高尔 钼矿 床 是 近年 来 查 明储 量 达 到 中型 矿产 ， 呈现 成群 、 成 带集 中分 布 的特 征 。
的钼矿床。 自上世纪 ６ ０ 年代该区发现莱历思高尔钼 ２ 矿床地质特征 矿 化点 以来 ， 区域 上先后 进行 了大 量 的地物化 等方 面 ２ ． １ 矿 区岩 浆岩 特征 的地 质勘 查 工作 ， 积 累 了丰 富详 实 的资 料 。２ ０ ０ ９ 年， 矿 区 出 露 的地 层 十 分 简 单 ， 主要 为上 志 留统 博 受 新 疆精 河 县 贝磊 达矿 业 科 技开 发 有 限责 任公 司委 罗霍 洛 山组 一 段 的粉 砂 质 泥岩 、 角岩 ， 以及 第 四系沉 托， 新 疆维 吾 尔 自治 区有色 地质 勘查 局 ７ ０ １ 队对莱 历 积 物 。矿 区 岩浆 岩非 常 发育 ， 分 布 面 积也 较 大 ， 岩 石 思高尔钼矿进行地质勘查工作 ， 经过两年地质工作 ， 类 型 以 中酸性 侵 入 岩 为 主 ， 产 出形 态 为 岩 株 和 脉 岩 取 得 了重 大 的 找矿 成果 。本 文 主要 根据 地 质勘 查 成 两类 。其 中莱 历 思高 尔 含矿 岩体 出露 面积 ０ ． ０ ３ ｋ ｍ ， 果 及野 外地 质观察 ， 结合 室 内研究 资料 对该矿 床 的矿 形 态为 不规 则 岩 株状 ， 为本 次勘 查 的主岩 体 ； 该 岩 体 床 地质特 征进行 总结 ， 探讨 矿床成 因 。 侵 入 于 博 罗霍 洛 山组 一 段 粉 砂 质 泥 岩 中 ， 岩 性 为 花
新疆西天山喇嘛苏铜锌矿床矽卡岩矿物学与还原性流体演化
２０２４／０４０（０３）：０９２７ ０９４９ＡｃｔａＰｅｔｒｏｌｏｇｉｃａＳｉｎｉｃａ 岩石学报ｄｏｉ：１０．１８６５４／１０００ ０５６９／２０２４．０３．１４李文广，申萍，潘鸿迪．２０２４．新疆西天山喇嘛苏铜锌矿床矽卡岩矿物学与还原性流体演化．岩石学报，４０（０３）：９２７－９４９，ｄｏｉ：１０．１８６５４／１０００－０５６９／２０２４．０３．１４新疆西天山喇嘛苏铜锌矿床矽卡岩矿物学与还原性流体演化李文广１，２，３ 申萍１，２，３ 潘鸿迪４ＬＩＷｅｎＧｕａｎｇ１，２，３，ＳＨＥＮＰｉｎｇ１，２，３ ａｎｄＰＡＮＨｏｎｇＤｉ４１ 中国科学院地质与地球物理研究所，中国科学院矿产资源重点实验室，北京 １０００２９２ 中国科学院大学，北京 １０００４９３ 中国科学院地球科学研究院，北京 １０００２９４ 长安大学地球科学与资源学院，西安 ７１００５４１ ＫｅｙＬａｂｏｒａｔｏｒｙｏｆＭｉｎｅｒａｌＲｅｓｏｕｒｃｅｓ，ＩｎｓｔｉｔｕｔｅｏｆＧｅｏｌｏｇｙａｎｄＧｅｏｐｈｙｓｉｃｓ，ＣｈｉｎｅｓｅＡｃａｄｅｍｙｏｆＳｃｉｅｎｃｅｓ，Ｂｅｉｊｉｎｇ１０００２９，Ｃｈｉｎａ２ ＵｎｉｖｅｒｓｉｔｙｏｆＣｈｉｎｅｓｅＡｃａｄｅｍｙｏｆＳｃｉｅｎｃｅｓ，Ｂｅｉｊｉｎｇ１０００４９，Ｃｈｉｎａ３ ＩｎｎｏｖａｔｉｏｎＡｃａｄｅｍｙｏｆＥａｒｔｈＳｃｉｅｎｃｅｓ，ＣｈｉｎｅｓｅＡｃａｄｅｍｙｏｆＳｃｉｅｎｃｅｓ，Ｂｅｉｊｉｎｇ１０００２９，Ｃｈｉｎａ４ ＣｏｌｌｅｇｅｏｆＥａｒｔｈＳｃｉｅｎｃｅｓ，Ｃｈａｎｇ ａｎＵｎｉｖｅｒｓｉｔｙ，Ｘｉ ａｎ７１００５４，Ｃｈｉｎａ２０２３ ０７ ０１收稿，２０２３ １０ １０改回ＬｉＷＧ，ＳｈｅｎＰａｎｄＰａｎＨＤ ２０２４ ＳｋａｒｎｍｉｎｅｒａｌｏｇｙａｎｄｒｅｖｏｌｕｔｉｏｎｏｆｒｅｄｕｃｅｄｆｌｕｉｄｉｎｔｈｅＬａｍａｓｕＣｕ Ｚｎｄｅｐｏｓｉｔ，ＷｅｓｔＴｉａｎｓｈａｎ，Ｘｉｎｊｉａｎｇ．ＡｃｔａＰｅｔｒｏｌｏｇｉｃａＳｉｎｉｃａ，４０（３）：９２７－９４９，ｄｏｉ：１０．１８６５４／１０００ ０５６９／２０２４．０３．１４Ａｂｓｔｒａｃｔ Ｌａｍａｓｕｄｅｐｏｓｉｔ，ａｒｅｌａｔｉｖｅｌｙｅａｒｌｙｄｉｓｃｏｖｅｒｅｄｃｏｐｐｅｒｐｏｒｐｈｙｒｙ ｓｋａｒｎｄｅｐｏｓｉｔｉｎｗｅｓｔｅｒｎＣｅｎｔｒａｌＡｓｉａｎＭｅｔａｌｌｏｇｅｎｉｃＤｏｍａｉｎ，ｉｓｌｏｃａｔｅｄｉｎｔｈｅＷｅｓｔＴｉａｎｓｈａｎ，Ｘｉｎｊｉａｎｇ ＴｈｅｍｅｌａｎｉｔｅａｎｄＴｉ ｒｉｃｈｇｒｏｓｓｕｌａｒｉｔｅｗｅｒｅｄｉｓｃｏｖｅｒｅｄｂｙｐｅｔｒｏｇｒａｐｈｙａｎｄｍａｊｏｒ ｔｒａｃｅｅｌｅｍｅｎｔｓａｎａｌｙｓｉｓｏｎｔｈｏｓｅｓｋａｒｎｍｉｎｅｒａｌｓｉｎｓｋａｒｎａｎｄｓｋａｒｎｏｉｄｍａｒｂｌｅ ＥＰＭＡｍａｐｐｉｎｇａｎｄｍａｊｏｒ ｅｌｅｍｅｎｔｑｕａｎｔｉｔａｔｉｖｅａｎａｌｙｓｉｓｏｎａｎｄｒａｄｉｔｅｗｉｔｈｚｏｎｉｎｇｉｎｓｋａｒｎｈａｖｅｓｈｏｗｅｄｔｈｅｉｎｈｏｍｏｇｅｎｅｔｉｃｃｏｒｅａｎｄｃｏｕｐｌｅｄｒｅｌａｔｉｏｎｏｆＡｌｗｉｔｈＦｅｉｎｚｏｎｉｎｇ Ｔｈｅｏｒｉｅｎｔａｌｔｅｓｔｆｒｏｍｃｅｎｔｒａｌｃｏｒｅｔｏｍａｒｇｉｎａｌｚｏｎｅｏｆａｎｄｒａｄｉｔｅｂｙｉｎ ｓｉｔｕＬＡ ＩＣＰＭＳｈａｓｓｈｏｗｎｔｈｅｓｕｂｓｅｑｕｅｎｔｄｏｗｎｔｕｒｎｔｒｅｎｄｏｆ∑ＲＥＥａｎｄｔｈｅｓｈａｋｉｎｇｔｒｅｎｄｏｆδＥｕ ＭｅｌａｎｉｔｅａｎｄＴｉ ｒｉｃｈｇｒｏｓｓｕｌａｒｉｔｅａｒｅｉｎｃｏｒｅ ｍａｎｔｌｅｓｔｒｕｃｔｕｒｅ，ａｎｄｉｔｓｈｏｗｓｔｈｅｄｅｃｒｅａｓｉｎｇｏｆｆＯ２ｗｉｔｈｔｈｅｓｈｉｆｔｏｆｆｌｕｉｄｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎｆｒｏｍｓｕｐｅｒｒｉｃｈｉｎＴｉｔｏｒｉｃｈｉｎＴｉ Ｔｈｅｉｎ ｓｉｔｕＬＡ ＩＣＰＭＳｔｒａｃｅｅｌｅｍｅｎｔｓｔｅｓｔｏｎＴｉ ｒｉｃｈｇｒｏｓｓｕｌａｒｉｔｅｈａｓｓｈｏｗｅｄｈｉｇｈｅｒ∑ＲＥＥｃｏｍｐａｒｅｄｔｏａｎｄｒａｄｉｔｅ，ｉｎｔｅｒｍｓｏｆ５８ ４×１０－６～４０８ ４×１０－６ｆｏｒＴｉ ｒｉｃｈｇｒｏｓｓｕｌａｒｉｔｅａｎｄ２８ ２×１０－６～１０８ ７×１０－６ｆｏｒａｎｄｒａｄｉｔｅ Ｔｉ ｒｉｃｈｇｒｏｓｓｕｌａｒｉｔｅｈａｓｓｔｒｏｎｇｐｏｓｉｔｉｖｅＥｕａｎｏｍａｌｙ（δＥｕ：１１ ３～１５ ０） Ｔｉ ｒｉｃｈｇｒｏｓｓｕｌａｒｉｔｅａｎｄａｎｄｒａｄｉｔｅｈａｖｅｈｉｇｈｅｒａｍｏｕｎｔｏｆＬＲＥＥｔｈａｎＨＲＥＥ ＴｈｅｐｙｒｏｘｅｎｅｉｎＬａｍａｓｕＣｕｄｅｐｏｓｉｔｉｓｄｉｏｐｓｉｄｅ ＦｅｉｓｅｎｒｉｃｈｉｎｇａｎｄＭｇｉｓｌｏｓｉｎｇｄｕｒｉｎｇｔｈｅａｌｔｅｒｅｄｐｒｏｃｅｓｓｏｆｄｉｏｐｓｉｄｅ，ａｎｄｔｈｅｏｒｉｇｉｎａｌｄｉｏｐｓｉｄｅｔｕｒｎｓｉｎｔｏｂａｉｋａｌｉｔｅ Ｆｅｂａｉｋａｌｉｔｅａｆｔｅｒａｌｔｅｒｅｄ Ｗｉｔｈｔｈｅｄｅｅｐｅｎｉｎｇｏｆａｌｔｅｒａｔｉｏｎ，ｔｈｅａｌｔｅｒｅｄｄｉｏｐｓｉｄｅｔｕｒｎｓｉｎｔｏｆｅｒｒｏｈｏｒｎｂｌｅｎｄｅ，ａｎｄｆｅｒｒｉｔｓｃｈｅｒｍａｋｉｔｅｉｓｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｅｄｉｎｔｈｅｒｅｔｒｏｇｒａｄａｔｉｏｎｆｌｕｉｄｄｉｒｅｃｔｌｙ Ｏｒｉｇｉｎａｌｄｉｏｐｓｉｄｅｔｏｇｅｔｈｅｒｗｉｔｈａｌｔｅｒｅｄｄｉｏｐｓｉｄｅ，ｆｅｒｒｏｈｏｒｎｂｌｅｎｄｅａｎｄｆｅｒｒｉｔｓｃｈｅｒｍａｋｉｔｅｉｓｉｎｌｉｇｈｔ ｄａｒｋｓｔｒｕｃｔｕｒｅｗｉｔｈｖａｒｉｅｄｌｉｇｈｔｎｅｓｓｕｎｄｅｒＳＥＭ Ｔｈｅｍｉｃｒｏｔｅｘｔｕｒｅａｎｄｍａｊｏｒ ｔｒａｃｅｅｌｅｍｅｎｔｓｏｆｓｋａｒｎｍｉｎｅｒａｌｓｈａｖｅｓｈｏｗｅｄｔｈａｔｔｈｅｆｌｕｉｄｐｅｒｆｏｒｍｉｎｇａｌｔｅｒａｔｉｏｎｉｓｒｉｃｈｉｎＣｌ，ＲＥＥａｎｄＴｉ，ａｎｄｉｔｉｓａｃｉｄｉｃ Ｉｎｅａｒｌｙａｌｔｅｒａｔｉｏｎ，ｔｈｅｆｌｕｉｄｉｓｏｘｉｄｉｚｅｄ，ａｎｄｉｔｔｕｒｎｓｒｅｄｕｃｅｄｉｎｌａｔｅｓｔａｇｅ ＴｈｅｒｅｄｕｃｅｄｍａｔｅｒｉａｌｏｆＣＨ４ａｎｄＣ２Ｈ６，ａｎｄｌｏｗｆＯ２ｏｆｐｙｒｒｈｏｔｉｔｅ ｍａｇｎｅｔｉｔｅａｓｓｅｍｂｌａｇｅｉｍｐｌｙｔｈａｔＬａｍａｓｕＣｕ Ｚｎｄｅｐｏｓｉｔｃｏｕｌｄｂｅａｒｅｄｕｃｅｄｐｏｒｐｈｙｒｙ ｓｋａｒｎＣｕｄｅｐｏｓｉｔＫｅｙｗｏｒｄｓ Ｒｅｄｕｃｅｄｍｅｌａｎｉｔｅ；Ｔｉ ｒｉｃｈｇｒｏｓｓｕｌａｒｉｔｅ；Ｃｏｒｅ ｍａｎｔｌｅｓｔｒｕｃｔｕｒｅ；ＬａｍａｓｕＣｕｄｅｐｏｓｉｔ摘 要 喇嘛苏铜锌矿位于中亚成矿域西段，为新疆西天山地区相对较早发现的斑岩 矽卡岩铜锌矿床。
新疆北部希勒库都克斑岩铜钼矿床赋矿岩石及成矿流体
新疆北部希勒库都克斑岩铜钼矿床赋矿岩石及成矿流体王莉娟;王京彬;王玉往;龙灵利;靳淑韵【摘要】新疆北部希勒库都克铜钼矿床成矿岩体与火山岩围岩为同时代、同空间、同组分,可能属同一火山建造,提供了成矿岩体可能产于火山机构中的浅成、超浅成中酸性次火山斑岩体的信息.钼矿体产于英安斑岩-石英闪长斑岩内外接触带的细脉、网脉状石英中.岩浆期后的热液作用形成了铜钼矿体及强烈的钾长石化、硅化、矽卡岩化、石英-绢云母化等热液蚀变,同时岩浆的侵入使围岩产生角岩化热变质,蚀变越强,矿化越富.本区成矿流体沸腾对成矿不起主要作用,上升至浅部的岩浆直接分异出来的高盐度流体随温度降低,CO2等气体溢出、NaCl的沉淀等物理化学条件的改变造成流体中金属络合物的分解、辉钼矿等沉淀成矿.【期刊名称】《新疆地质》【年(卷),期】2010(028)004【总页数】9页(P393-401)【关键词】新疆北部;希勒库都克铜钼矿床;成矿岩体;火山建造;蚀变;成矿流体【作者】王莉娟;王京彬;王玉往;龙灵利;靳淑韵【作者单位】【正文语种】中文【中图分类】P612;P614我国中亚造山带西段,即天山-阿勒泰地区,后碰撞阶段成矿作用强烈,出现大量有成因联系的岩控斑岩型、矽卡岩型铜钼金等矿床.新疆北准噶尔地区是中亚造山带的重要组成部分,发育有喀拉通克大型铜镍硫化物矿床、索尔库都克中型铜钼矿床、萨尔布拉克金矿床等[1～3] .希勒库都克铜钼矿床(以下简称希矿)正是后碰撞造山形成的与岩浆侵入活动有关的高温热液斑岩型矿床[4] .该矿床位于新疆北部富蕴县境内,距县城约40 km.初步查明为一中型铜钼矿床,具有大型找矿潜力❶王书来.新疆富蕴县希勒库都克地区铜钼金矿预查报告,有色金属矿产地质调查中心.2006.与国内外典型的斑岩型矿床相比,该矿发育大量含子晶包裹体及富 CO2包裹体[5] .本文通过较详细的岩石矿物鉴定、蚀变特征、成矿特征及流体包裹体研究,对其成岩成矿地质背景进行分析.1 地质概况1.1 区域地质准噶尔盆地北缘位于西伯利亚板块和哈萨克斯坦-准噶尔板块的结合部位.自早石炭世维宪期至晚二叠世为后碰撞阶段,该阶段壳幔相互作用强烈,表现为大规模后碰撞花岗岩类侵入、多条基性-超基性杂岩带的形成及大规模成矿作用等[2,6] .希矿位于准噶尔盆地北缘,该区地处准噶尔-哈萨克斯坦地块的北准噶尔造山带,属加波萨尔构造岩浆活动带.发育地层主要为泥盆—石炭纪火山岩和火山碎屑岩等.1.2 矿床地质希矿床矿区断裂构造发育,受区域构造影响,矿区内次级断裂以NW、NNW向两组为主,出露地层为下石炭统南明水组及少量古近—新近系、第四系覆盖层.下石炭统南明水组为一套滨海-浅海相火山碎屑岩、陆源碎屑岩岩系,以凝灰质砂岩为主,夹粉砂岩、粉砂质泥灰岩、凝灰质泥板岩、玻屑凝灰岩、硅质岩、不纯大理岩等.矿区北部有大面积花岗闪长岩侵入到南明水组中,围岩发生角岩化和硅化等蚀变.西南部出露较大面积花岗闪长岩、花岗斑岩、石英闪长岩、安山玢岩.矿区以钼矿化为主,钼矿化与英安斑岩和石英闪长斑岩关系密切,以细脉浸染状、细脉状、浸染状产于英安斑岩、石英闪长斑岩或其围岩南明水组石炭纪地层中.铜矿化主要以浸染状产于石英脉中,含少量黄铁矿(图1).含矿花岗闪长斑岩SIMS锆石U-Pb年龄为(329.2±8.1) Ma[7] .2 样品的采集矿区0线勘探线自西向东延伸,是矿区最主要剖面.该剖面上部产有Ⅰ号矿体,是该剖面主要矿体.样品采自0线剖面线,顺次沿0线剖面的001、002、003、004、005号钻孔采集自西向东延伸的Ⅰ号矿体,每一钻孔中顺次采集Ⅰ号矿体样品2～3件.其中005号钻孔除Ⅰ号矿体外,进行了系统采集,对 80余件样品进行薄片鉴定,对40余件流体包裹体片进行显微观察,部分进行爆裂温度及成分测试,以期深入认识岩体的类型和矿体产出规律.图1 希勒库都克铜钼矿床地质简图Fig.1 The geological map of XilekudukeCu-Mo deposit region1.石炭系凝灰质砂岩、粉砂岩;2.古近—新近系红色粘土岩、泥岩、粉砂质泥岩;3.第四系植被、砂粒黄土;4.花岗闪长岩;5.花岗岩;6.花岗斑岩;7.石英闪长岩;8.安山玢岩;9.石英正长岩;10.断层;11.钻孔编号3 岩矿特征据野外地质观察及详细室内岩矿鉴定,希矿矿体赋存在英安斑岩-石英闪长斑岩的内外接触带的粉砂岩、泥质岩、火山碎屑岩及岩体内边缘的石英细脉中,辉钼矿产在石英脉两侧边部,或以浸染状在两侧围岩中产出,细小的石英脉矿化更富(图2-1,2). 3.1 0线剖面Ⅰ号矿体经野外地质考察和系统薄片鉴定研究,0线剖面自西向东分布的Zk001;Zk002;Zk003;Zk004;Zk005钻孔中Ⅰ号矿体样品赋矿岩石类型见表1.Ⅰ号矿体赋矿岩石主要岩矿特征如下:Zk001钻孔上部赋矿岩石为斑点板岩,原岩为泥质板岩发生角岩化,主要表现为强烈黑云母化、硅化,以鳞片状黑云母化和细粒石英为特征,在含矿石英脉两侧黑云母片变粗大.岩石具斑点构造,接触热变质形成,矿化产于成矿岩体外接触带的石英脉中(图 2-1,2);中部(约 329 m)为凝灰角砾岩,晶屑主要为斜长石,角砾为板岩角砾.胶结物强烈角岩化,鳞片状黑云母变粗大,明显更靠近岩体,斜长石绢云母化,矿化较强;下部(约350 m)为斑点板岩,角岩化较弱,鳞片状黑云母量少,边部有少量绿泥石化,矿化较弱.Zk001钻孔岩矿特征,反映矿体基本产于近成矿岩体外接触带板岩或凝灰岩中,角岩化蚀变强,则矿化强.Zk002 钻孔上部岩石(约 310 m)为英安斑岩,斜长石斑晶牌号约 26～30,为奥长石,长英质基质具间隐结构,采用贝克线法估测基质中石英含量约50%,奥长石强烈绢云母化,同时出现大量金红石蚀变矿物,矿化富(图2-3);中部(约340 m)为石英闪长斑岩,斑晶为具环带构造的中性斜长石和少量石英.基质见钾长石与石英呈文象结构,反映岩浆分异较好,是有利成矿特征(图 2-4).斜长石强烈绢云母化,基质为全晶质结构,粒状石英明显变粗大,估测其含量可达50%～60%,基质中斜长石呈小长柱状、环带构造,为中性斜长石,辉钼矿与绢云母同产于石英脉边部,矿化富;下部(约 410 m)为蚀变砂板岩,角岩化形成鳞片状黑云母,其中含矿石英脉两侧硅化强,石英脉中与辉钼矿伴生的主要为绿泥石、帘石、方解石等,岩石中出现大量浸染状分布的磁铁矿、金红石等蚀变矿物.Zk003 钻孔上部赋矿岩石(约 360 m)为绢云母化石英闪长斑岩,具斑状结构,斜长石斑晶长柱状、环带构造,绢云母化强烈,石英细脉中与辉钼矿伴生的主要为绢云母、方解石等,矿化富;中部(约 390 m)为石英闪长斑岩,聚斑结构、全晶质结构,斜长石为斑晶,基质为长柱状斜长石,出现晚期它形粗粒石英包裹长柱状斜长石(图2-5),可能由于岩石隐爆或碎裂及晚期岩浆-热液作用形成.石英脉中与辉钼矿伴生矿物主要为帘石、阳起石、绿泥石、方解石等,岩石中见有沸石脉,表明岩石含水高,利于成矿;下部(约410 m)为斑状石英闪长岩或石英闪长斑岩,由两类大小不等的矿物颗粒组成,斜长石为斑晶、基质为全晶质,与中部岩石类似,但斜长石斑晶变小、少,基质的斜长石、石英粒度变粗,其中石英占20%以上,斜长石长柱状、环带构造,柱粒结构,岩石发生强烈绢云母-白云母化、硅化、帘石化、绿泥石化、碳酸盐化,强烈矿化.上述岩矿特征反映了矿体位于内接触带,从上至下矿物粒度变粗至接近等粒结构,斜长石的细长柱状结构显示岩体仍为浅成相(图2-6).Zk004钻孔上部赋矿岩石(约430 m)为斑点板岩,石英闪长斑岩侵入到斑点板岩中,含矿石英脉穿过石英闪长斑岩进入板岩,板岩发生强烈黑云母-绿泥石角岩化及石英闪长斑岩强烈绢云母化、硅化、绿泥石化、泥化、碳酸盐化蚀变,矿化亦强;中部(约440 m)为砂板岩,含矿石英脉两侧为绢云母-白云母化、绿泥石化等,蚀变较弱、矿化亦弱;下部(约450 m)是晶屑、岩屑凝灰岩,晶屑主要为斜长石,岩屑包括板岩岩屑、闪长岩岩屑、凝灰岩岩屑、粗面岩岩屑(图2-7)及火山玻璃岩屑,其中火山玻璃岩屑脱玻化,具玻晶交织结构,胶结物为角岩化形成的鳞片状黑云母.该钻孔样品岩性主要为强烈蚀变的火山碎屑岩,为外接触带成矿.同时,反映火山碎屑岩成分与岩体成分一致,岩相学特征显示其可能属同一火山建造.此外,火山碎屑岩中包括多种周围岩石的角砾,表明这里曾经发生了火山塌陷(？).图2 0线剖面岩石矿物显微照片(均为正交透射光)Fig.2 The ptonotomicrographs of rocks and minerals in 0line sec1——围岩斑点构造.辉钼矿产于石英脉边部,2×10;2——围岩斑点构造.辉钼矿产于细小石英脉中,矿化富,2×10;3——英安斑岩.奥长石斑晶强烈绢云母化及产生大量金红石,晶质为隐晶质,10×10;4——石英与斜长石文象结构.10×10;5——它形粗粒石英包裹长柱状斜长石.10×10;6——斑状闪长岩.斜长石长柱状,环带构造,2×10;7——Zk004 粗面岩角砾.10×10;8——辉钼矿与石榴子石、帘石、阳起石、碳酸盐等一起在石英脉中分布.10×10Zk005钻孔上部赋矿岩石为晶屑角砾凝灰岩(341 m),斜长石晶屑极丰富,出现多种不同岩性的角砾,如粗面岩角砾、板岩角砾、石英闪长斑岩角砾(含黄铁矿)及具玻晶交织结构的火山玻璃角砾,石英脉中有少量辉钼矿,中部赋矿岩石为晶屑岩屑角砾凝灰岩(348 m),发生矽卡岩化蚀变,原岩为含泥质成分复杂的板岩,见玻晶交织结构的火山玻璃角砾,辉钼矿与石榴子石、帘石、阳起石、碳酸盐等一起分布在石英脉中,钼矿化富(图 2-8);下部赋矿岩石为晶屑凝灰角砾岩(429 m),晶屑为奥长石、少量石英、凝灰岩角砾、板岩角砾、具玻晶交织结构的火山玻璃角砾等,角砾含量丰富,基质产生黑云母角岩化,辉钼矿与绢云母等产于石英脉两侧,蚀变及矿化较弱.3.2 Zk005钻孔岩性及矿化特征该钻孔岩性及矿化特征如下:表1 0线剖面Ⅰ号矿体赋矿岩石类型Table 1 Host-rock type of 0 line section No.1 orebody自西向东钻孔 Zk001 Zk002 Zk003 Zk004 Zk005 I号矿体上部 (301 m)斑点板岩(310 m)英安斑岩(360 m)石英闪长斑岩(430 m)斑点板岩(341 m)晶屑、岩屑凝灰碎屑岩I号矿体中部 (329 m)凝灰角砾岩(348 m)晶屑岩屑角砾凝灰岩I号矿体下部 (348 m)斑点板岩(340 m)石英闪长斑岩(390 m)石英闪长斑岩(440 m)砂板岩(410 m)蚀变砂板岩(410 m)石英闪长斑岩(450 m)晶屑、岩屑凝灰岩(429 m)晶屑凝灰角砾岩ZK005钻孔浅部(约93～334 m)该段岩心出现少量含辉钼矿石英脉,有少量黄铁矿、黄铜矿浸染状分布.该钻孔有以下几种岩性:①蚀变晶屑、岩屑沉凝灰岩(94 m).斜长石晶屑含量高,弱硅化、角岩化蚀变,层纹状构造(图 3-1,2),见黄铁矿矿脉穿插;②帘石透闪石透辉石石榴子石矽卡岩(160 m).原岩可能为泥质灰岩发生了矽卡岩化,不等粒变晶结构,见浸染状黄铁矿及少量黄铜矿;③黄铁矿矿石(176 m).产于矽卡岩中,脉状构造,脉中伴生有黄铜矿;④英安斑岩(201 m).斑晶为奥长石,绢云母化,斑状、聚斑状结构,基质为长英质、隐晶结构,估算石英含量约占50%以上(图3-3).聚斑状结构及隐晶结构显示岩体为超浅成相;⑤火山角砾岩(233 m).角砾包括板岩、粗面岩、凝灰岩、英安斑岩、火山玻璃角砾等,火山玻璃脱玻化,具玻晶交织结构,基质角岩化(图3-4);⑥堇青石斑点板岩(245 m).斑点为堇青石、变晶结构(图 3-5);⑦晶屑凝灰岩(271 m).斜长石晶屑强烈绢云母化、绿泥石化、基质黑云母角岩化,辉钼矿产于石英脉两侧,矿化较富;⑧晶屑、岩屑凝灰碎屑岩(293 m).其中岩屑为闪长斑岩岩屑,晶屑为斜长石晶屑,含量达40%～50%,基质多为角岩化形成的鳞片状黑云母,蚀变弱,片小,含量少.图3 Zk005 钻孔岩矿显微照片Fig.3 The photomicrographs of rocks and minerals from Zk005(除说明外,均为正交透射光)1——角岩化、硅化晶屑、岩屑沉凝灰岩.2×10;2——蚀变晶屑、岩屑沉凝灰岩.发生了硅化、角岩化;3——浅部英安斑岩.聚斑结构、斑晶强烈绢云母化,基质为隐晶质结构.2×10;4——火山角砾岩.火山玻璃脱玻化,基质角岩化,10×10;5——堇青石斑点板岩.堇青石三连晶.2×10;6——英安斑岩.奥长石斑晶较少,基质为间隐结构,磁铁矿矿脉与石英接触处有辉钼矿矿化,辉钼矿产于磁铁矿中,反射光.10×10;7——磁铁矿脉边部见白钨矿.10×10;8——石英闪长斑岩.环带状斜长石斑状及聚斑状,基质显晶质,基质中见斜长石与石英细粒,柱粒结构.10×10;9——石英闪长斑岩.粗粒石英包裹长柱状斜长石等,2×10;10——石英闪长斑岩体中大片石英包裹细粒长柱状斜长石、帘石、磷灰石及辉钼矿.斜长石强烈绢云母化,10×10;11——硅化石英包裹了强烈绢云母化斜长石及帘石、阳起石.石英中或旁侧有粗粒辉钼矿出现,矿化富,10×10;12——含辉钼矿细粒石英脉穿插无矿的宽大的石英脉.10×10;13——石英闪长斑岩.无斑晶,结晶趋于均一,斜长石与石英柱粒状结构,10×10;14——条纹长石包裹长柱状斜长石及黑云母等.包含结构,10×10ZK005钻孔中—下部(约341～698 m) 该段出现富钼矿体(包括Ⅰ号矿体),I号矿体向下的含矿岩石岩性主要为:①英安斑岩(468 m).奥长石斑晶和聚斑,英安质基质,隐晶结构及间隐结构,估测基质中石英约50%以上,岩石发生强绢云母-白云母化、硅化、碳酸盐化蚀变,蚀变强,矿化强,辉钼矿多与绢云母-白云母同产于石英脉两侧;②英安斑岩(556 m).奥长石斑状及聚斑晶,基质为显晶质小长柱状斜长石与细粒石英(基质比上面明显变粗),强绢云母化,辉钼矿与绢云母一起产于石英脉两侧,矿化强;③硅质板岩(608 m).蚀变弱,未见明显辉钼矿矿化;④英安斑岩(618 m).斑状、聚斑结构,斜长石斑晶明显减少,基质中斜长石长柱状、石英粒状,具柱粒结构、交织结构.辉钼矿产于磁铁矿中及磁铁矿矿脉与石英接触处(图3-6),另一条磁铁矿脉边部见白钨矿(图3-7),表明岩体向深部温度升高,出现了氧化物矿物.此外,石英旁侧见硬石膏矿物;⑤硅化闪长斑岩(约 628、641 m).斑晶为环带状斜长石、基质为细长柱状环带构造的斜长石及粒状石英,全晶质结构(图3-8),出现斜长石聚斑及粗晶石英包裹长柱状斜长石、磷灰石、帘石、辉钼矿(图 3-9,10),应为岩浆岩隐爆、破碎形成,具碎裂结构.一般碎裂结构肉眼无法分辨,可在显微镜下确定,碎块间未发生明显位移,微细碎块间也未发生明显位移,互相间可拼接,由岩浆晚期的岩浆-热液阶段粗粒石英或钾长石充填而成,石英叠加在强烈绢云母化及帘石、阳起石化蚀变上,石英中或旁侧有粗粒辉钼矿出现,矿化富(图3-11);⑥石英闪长斑岩(641 m).斜长石斑晶具环带结构、聚斑状,基质为全晶质,基质中斜长石长柱状,环带构造,石英粒状、柱粒结构,见富含辉钼矿的细粒石英细脉穿插无矿的宽大石英脉(图 3-12);⑦石英闪长斑岩(677～698 m).无斑晶,结晶趋于均一,斜长石长柱状,环带结构,柱粒状结构(环带结构及柱状加粒状结构反映了典型浅成相结构,仍为斑岩)(图3-13).见粗晶钾长石包裹细长柱状斜长石及黑云母等(图 3-14),反映深部岩石发生隐爆和碎裂,碎块间的裂隙由粗晶石英、钾长石充填,岩石弱绢云母化,矿化弱.0线剖面Ⅰ号矿体及Zk005自上而下的岩矿特征,一定程度上反映了希矿岩浆-流体成矿规律:①0线剖面矿体产出位置显示,矿体产于岩体内外接触带中石英脉两侧;②赋矿岩石中出现火山凝灰碎屑岩,蚀变角砾岩,它们的晶屑、岩屑及角砾成分包括斜长石、石英晶屑及凝灰岩、粗面岩、闪长岩、脱玻化火山玻璃等岩屑或角砾,其组分与英安斑岩-石英闪长斑岩(或花岗闪长斑岩)组分一致,岩相学特征显示可能属同一火山岩建造;③成矿岩体为中酸性岩体,上部岩体偏酸性,为英安斑岩类的超浅成火山岩类,向下演变为偏中性,基质中斜长石均为细粒长柱状,环带结构,为闪长斑岩类.岩体由斑状、聚斑状结构、隐晶结构→似斑状、聚斑状结构、间隐结构→似斑状、聚斑状结构、全晶质柱粒结构逐渐演变,基质粒度逐渐变粗,赋矿斑岩体由斑状结构逐渐向似斑状结构、等粒结构演化.从浅部向深部,岩体(深约 700 m)中斜长石仍为细粒长柱状,属浅成、超浅成侵入斑岩体相;④与矿化有关的蚀变主要包括绢云母-白云母化、硅化、帘石化、透闪石-阳起石化、碳酸盐化等,表明岩浆期后热液活动强烈,蚀变越强,矿化越富.上述蚀变若叠加在钾长石化、硅化基础上,则矿化富;⑤岩体在390～697 m处发生了隐爆或破碎,它形粗粒石英沿裂隙充填并包裹斜长石等矿物,在约640 m处见它形粗晶石英沿裂隙包裹了细长柱状斜长石、帘石、磷灰石、辉钼矿等矿物,其中被包裹的斜长石已发生强烈绢云母化,表明这种它形粗晶石英形成晚,属岩浆晚期的岩浆-热液作用形成,大量辉钼矿产于石英内或其旁侧;⑥在含矿岩石深部(618 m处),热液磁铁矿发育,局部可见热液磁铁矿细脉, 辉钼矿、白钨矿产于其中.这里成矿温度高,已接近氧化物成矿阶段,可能预示钼的矿化即将消失;⑦岩体深部(约 697 m),粗晶钾长石包裹了斜长石、黑云母等矿物,岩石绢云母化、帘石化等蚀变弱,钾长石可能属岩浆晚期产物,没有叠加强烈的热液蚀变,基本未见辉钼矿,预示着矿体可能渐趋尖灭.4 0线剖面流体包裹体特征4.1 石英流体包裹体的岩相学特征图4 流体包裹体显微照片Fig.4 The photomicrographs of fluid inclusions0线剖面Ⅰ号矿体石英中流体包裹体丰富.一般蚀变围岩中石英脉中包裹体相对小,约 5～6 μm,岩体内接触带石英脉中流体包裹体相对大,约7～10 μm.此外,上部矿体石英包裹体相对小,向下包裹体变大.强蚀变岩体中包裹体相对多、大,反之包裹体相对少、小.本区流体包裹体与典型的斑岩型矿床不同,包裹体类型以富含子矿物包裹体为重要特征,子矿物为1个或多个,多数包裹体包括一个红色子矿物,可能为赤铁矿,含子矿物包裹体成群出现(图4-1,2),体现了成矿流体的高温、高盐度特征,曾经测定其盐度达55%以上[8] .由于本区石英中气相包裹体少见,远少于含子矿物多相包裹体数量,但含较多CO2包裹体及少量气液包裹体.观察到有大、小不同气液比的含 CO2包裹体同时存在,推测可能仅有少量的富CO2流体的沸腾(图4-3),反映了流体的沸腾对成矿不起决定作用,因此不混溶作用不能成为流体高盐度的主要成因,高温高盐度流体可能是在浅成条件下于岩浆结晶的最后阶段从浅部岩浆中直接出溶形成.温度在360℃以下,盐度3.1%～14.15% N aCl 的中低温、低盐度流体主要来源于天水或天水与晚期岩浆热液混合[9,10] .流体包裹体中发育众多子矿物,暗示这种流体有高的金属携带能力,金属子矿物大量发育表明流体成矿金属元素含量高,利于成矿.强烈蚀变的富矿部位石英中含子矿物包裹体明显丰富,蚀变相对弱的较贫矿部位含子矿物包裹体与含 CO2包裹体均较少,反映了高温高盐度流体及富CO2流体活动的强弱是影响矿化强弱的重要因素.图4-1,2为成群出现的含子矿物包裹体,部分包裹体中包含一个红色赤铁矿子矿物,包裹体约 5～7 μm;图4-3 为含CO2包裹体与含子矿物包裹体,含CO2包裹体约10 μm.4.2 流体包裹体的爆裂温度运用流体包裹体爆裂法,注意爆裂温度和爆裂曲线的相对变化、爆裂峰的期次及是否出现α-β转变峰等准确信息,在矿床地质研究及成矿预测中取得了较好效果,对探讨流体热晕、流体的运移规律等起到其它方法不可替代的作用[11,12] .本次测试使用的仪器是中科院地质与地球物理研究所谢奕汉研究员改进的DT－5型爆裂仪. 希矿部分样品的流体包裹体爆裂曲线出现两个峰,以高温峰为主(图 5),可能主要代表了含子矿物包裹体及一些大气液比含CO2包裹体的爆裂温度,而低温部分峰值极低,很少包裹体,是次要的成矿温度.爆裂峰中α-β 转变峰均较低,或不明显.从Zk002→Zk003→Zk004钻孔流体包裹体的两个峰的起爆温度渐次为209℃、372℃→254℃、384℃→278℃、364℃,呈逐渐升高趋势;Zk004钻孔Ⅰ号矿体从上到下爆裂温度是:278℃、364℃→293℃、389℃,呈逐渐升高趋势;Zk005钻孔从上部到中部,爆裂温度为159℃、376℃→191℃、394℃,温度升高.大致反映希矿成矿流体是从岩体下部向上部流动,从岩体内向岩体外接触带流动及成矿为中-高温的特征.爆裂曲线的α-β转变峰较低,或没有峰,而典型的斑岩型矿床具有非常高的α-β转变峰,这可能与成矿岩体为浅成-超浅成次火山岩及火山热液作用有关.5 流体包裹体组分特征希矿0线剖面不同钻孔Ⅰ号矿体石英中包裹体气、液相成分分析,分别在中科院地质与地球物理研究所矿产资源研究重点实验室包裹体实验室的日本产RG202四极质谱仪(QMS)和HIC-6A型离子色谱仪上完成(表2),方法详见参考文献[13] .表1显示成矿流体阳离子以Na离子为主,次为Ca;阴离子以 Cl-离子为主,次为SO42-,气相成分以水及CO2为主,次为还原性气体.成矿流体属 NaCl-CO2-H2O 型.与石英中大量含子矿物包裹体及含CO2包裹体出现一致.从0线剖面由东向西、从上部到中下部、从贫矿到富矿,大致有矿化度增高、CO2/CH4+C2H6增高(即氧化性增强)的规律.图5 流体包裹体爆裂曲线图Fig.5 The explosive graph of fluid inclusions表2 希矿0线剖面钻孔石英流体包裹体气、液相成分分析结果Table 2 The component of gas and liquid from 0 line section in xilekuduke deposit希矿阴阳离子检测结果(μg/g)样品编号岩性 F- Cl- SO42- Na+ K+ Mg2+ Ca2+ Na+/ K+ Ca2+/Mg2+ Cl-/SO42- 矿化度X002-3 斑点板岩(矿贫) - 24.7 3.1 17.0 2.9 0.1 4.2 5.9 37.5 8.0 52.0 X003-3 石英闪长斑岩(矿一般) - 24.4 18.0 17.7 2.7 0.1 8.8 6.5 88.8 1.4 71.6 X004-2 板岩(矿一般) - 33.5 3.2 16.5 2.8 0.1 14.8 5.9 205.4 10.5 70.8 WX005-6 凝灰碎屑(244 m,矿一般) - 25.9 17.1 19.1 3.2 0.1 8.0 6.0 80.8 1.5 73.4 WX005-10 蚀变角砾岩(350 m,矿富) - 38.1 5.1 36.6 7.2 0.1 11.6 5.1 87.7 7.5 98.7希矿包裹体气相结果/%H2O N2 He Ar* O2 CO2 CH4 C2H6 H2SCO2/CH4+C2H6 X002-3 斑点板岩 90.9 0.8 - 0.12 - 7.4 0.6 0.2140.001 12.2 X003-3 石英闪长斑岩 95.1 0.4 0.00 0.03 - 4.2 0.3 0.033 0.000 14.7 X004-2 板岩 96.5 0.3 0.00 0.03 - 2.9 0.1 0.058 0.000 19.9 WX005-6 凝灰碎屑岩 95.7 0.3 - 0.02 - 3.8 0.1 0.028 0.000 29.2WX005-10 蚀变角砾岩 94.1 0.2 - 0.02 - 5.5 0.1 0.052 0.000 48.06 讨论6.1 赋矿斑岩成因上述岩相学及流体包裹体研究显示了成矿岩体与火山岩围岩为同一套火山建造,成矿岩体为未喷出地表的浅成、超浅成次火山岩相.主要依据为:①英安斑岩-石英闪长斑岩体的组分与火山碎屑岩围岩组分一致,岩石结构、构造显示为浅成-超浅成相,火山碎屑岩中大量不同角砾同时出现,可能表明这里曾是塌陷的火山结构;②岩体空间上与火山碎屑岩分布在一起,岩体侵入到与它组分相同的火山岩中;③岩体与火山碎屑岩地层产生时代均为晚石炭世.因此,希矿可能属次火山斑岩型铜钼矿床.岩矿特征显示,赋矿岩体组分、组构上虽存在一定差异,但有逐渐演化的规律,是同源岩浆逐渐分异演化的产物,为成矿斑岩体.新疆准噶尔盆地北缘后碰撞伸展阶段和挤压-伸展转变期是大规模成矿高峰期,也是准噶尔地区深成岩浆活动的强烈时期[3] .这一时期内,新疆北部产生大量斑岩型铜钼或钼铜矿床,如西准噶尔以铜为主的中性岩体成矿的包古图斑岩型钼铜矿床等[14] .与典型的斑岩型矿床不同,希矿可能是产于火山机构中的浅成-超浅成次火山岩斑岩型铜钼矿床.6.2 蚀变与矿化作用斑岩型矿床均发育强烈的热液蚀变系统[15] ,表明流体与围岩发生了水岩反应,影响。
《新疆地质》2008年第26卷总目次
新 疆北 山晚古生 代 内生金 属矿床 成矿 系列 研究 …… …… …… …… …… ……… …… …… …… …… ……… …… …… …… ……程 松林 ， 昆， ， １４） 王新 吴华 等（．３ 新疆 西天 山尼勒 克地 区铜金 属成矿 条件 及找矿 远 景分析 …… …… …… ……… …… …… …… ……… …… …… ……… …… … 肖晓 林， 生， 楼法 吴新华（．４） ２１２ 新疆 乌什北 山沉积 型铝 土矿地 质特征 及找 矿标 志… ……… …… …… ……… …… ……… …… ……… …… ……… …… ……黄 华谷， 海生 ， 伊 朱迎堂 ， ２１７ 等（．４） 新 疆莱历斯 高尔铜 钼矿 找矿 方法及 综合信 息找 矿模 型… …… ……… …… ……… ……… …… …… …… ……… …… ……… ……冯 京， 兰险， 洲， ３２０ 张维 等（．４ ） 新疆 西天 山地区 黑色岩 系金矿 成矿地 质特 征及 找矿潜 力分 析 ……… …… ……… ……… …… …… …… ……… …… ………杨 在峰 ， 朱志新 ， 王克卓 ， ３２７ 等（．４ ）
西天 山包札墩 达坂一 布拉 克地 区构造 特 征及控 矿作 用初 步研 究… …… …… …… …… …… …… …… …… ……… …… …刘亚 剑， 继璋， 菁 范 王卫江 ， ２１３ 等（．２） 西天 山阿 吾拉 勒 阔尔 库岩 基解 体 的地 球化 学 证据 及 意义 … … …… …… … …… … …… …… … …… … …… … …… …… 杨高 学 ， 兵 ， 东 ， ２１８ 周继 栾新 等（。２ ） 塔里木 盆地 北部坳 陷阿 瓦提 凹陷三 叠系划 分对 比… …… …… …… …… ……… …… …… …… ……… ……… … ……… …… ……王 超， 斌， 泽金（．３） 黄智 谭 ２１３ 内生金 属矿床 主要类 型和 地质特 征 …… …… ……… …… …… ……… …… ……… …… …… …… ……… 王新 昆， 彩 邓军， 吴华， １１） 等（．７
211274159_中亚成矿域古生代斑岩铜（金、钼）矿床空间分布规律及找矿意义
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图 1 中亚成矿域主要斑岩铜（金、钼）矿床分布图（据 [3] 修改）
88.2%。本 文 以 古 生 代（ 确 切 来 说 是 480~310Ma）斑 岩 铜 （金、钼）矿床作为分析对象。这一时期的斑岩铜（金、钼）矿 床主体形成于古亚洲洋俯冲演化形成的增生岛弧环境 [4]。
中亚成矿域地理范围是指西起欧亚两洲交界，经哈萨克 斯坦、乌兹别克斯坦、部分吉尔吉斯斯坦、新疆塔里木盆地 以北地区、青海、甘肃北部、内蒙西部、蒙古国南部至太平 洋西北岸。区域板块构造中，中亚成矿域是夹持于东欧、西 伯利亚、塔里木和华北克拉通之间的复合增生型造山带（图 １），是新元古至晚古生代末期古亚洲多岛洋形成、演化、消 亡及其之后改造的综合产物 [1]。斑岩型铜 ( 金、钼 ) 矿床在中 亚成矿域占据重要地位，形成了科翁腊德铜矿等世界级的矿 床。对中亚成矿域斑岩型铜、金、钼矿床的研究一直是国内 外学者重点关注的对象，形成一系列的研究成果 。 [2-7]
2 中亚成矿域古生代斑岩铜（金、钼）矿床等距性 分布规律
李明等人提出中亚成矿域斑岩铜（金、钼）成矿带分为 南北两带 [3]。北带西起巴尔喀什东北向进入准噶尔北部由乌 伦古、三塘湖北、梅青乌拉东延蒙古阿尔泰。南带西起巴尔 喀什向东南进入伊犁，过伊犁地区沿觉罗塔格、蒙古戈壁天 山东去。
是，中亚成矿域斑岩铜（金、钼）矿床具有成群分布的特征， 在一个区域内往往形成以一个大型超大型矿床为主，周边分 布多个中小型矿床的矿集区，如科翁腊德矿集区除科翁腊德 超大型铜矿外，还发育有博尔雷铜钼矿、克孜尔塔什铜钼矿、 索库尔柯依铜钼矿等大中型矿床。在统计矿床间距时仅以每 个矿集区内规模最大的斑岩型铜（金、钼）矿床作为统计对 象。
新疆西天山科克赛岩体年代学、地球化学及地质意义
新疆西天山科克赛岩体年代学、地球化学及地质意义作者：江俊来源：《科学与财富》2018年第16期摘要：新疆西天山科克赛岩体位于西天山北部，主要发育岩石为二长花岗斑岩，属高钾钙碱性系列。
根据元素地球化学组成，该二长花岗斑岩主量元素为SiO2、Al2O3和MgO，微量元素含Sr、Y和Yb，具有埃达克岩的化学特征，该二长花岗斑岩归属于埃达克岩。
依据元素地球化学和同位素地球化学特征，判断科克赛岩体为新元古代增生的地壳物质部分熔融的产物，于晚石炭世后碰撞初期阶段形成。
关键词：新疆北部；埃达克岩；地球化学；西天山引言作为一种成因特征特殊的火成岩，埃达克岩的地球化学特征为：SiO2>56%，Al2O3>15%， MgO一、地质和岩体特征西天山科克赛岩体位于赛里木地块，属于哈萨克斯坦板块的巴尔喀什-准尔微板块之巴尔喀什南缘活动陆缘。
赛里木地块位于中、哈边境地区，形状长约350km（东西），宽60-80km （南北）。
其东、北、西南面均被滨巴尔喀什泥盆纪一石炭纪残余洋盆包围，东南为博罗霍洛岛弧。
地块为古元古代结晶基底，主要由角闪片岩、云母片岩、黑云母斜长片麻岩、云母石英片岩、眼球状片麻岩等组成。
中、新元古界，即结晶基底上的第一层为碳酸盐岩-泥岩，由蓟县系库松木切克群和青白口系开尔塔斯群组成。
往上，是不整合覆盖的震旦系砂岩、砂质泥岩和冰碛层；下古生界以灰岩、泥质-硅质岩、粉砂岩及含磷岩层为主，出露寒武系和奥陶系，不整合或平行不整合覆盖在震旦系之上；上古生界位于赛里木地块北部，从基底往上为中泥笼统汗吉尕组砾岩、砂岩、粉砂岩，上泥盆统托斯库尔他乌组砂岩、粉砂岩、放射虫硅质泥质岩，下石炭统阿克萨克组砂岩、粉砂岩、含角砾晶屑岩屑凝灰岩，上石炭统东图津河组砂岩、粉砂岩，下二叠统辉石安山岩、玄武安山岩，上述岩种构成了汗吉尕拗裙带，而西天山的科克赛岩体处于该拗裙带地形中。
科克赛岩体长约600m（东西），宽约260m（南北），侵入于上泥盆统托斯库尔他乌组沉凝灰岩中。
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1. 中国科学院广州地球化学研究所成矿动力学重点实验室 , 广州 510640 2. 中国科学院研究生院 , 北京 100049 3. 中国地质科学院矿产资源研究所 , 北京 100037 4. 河南省灵宝市金源矿业有限责任公司 , 灵宝 472500 5. 新疆维吾尔自治区地质矿产勘查开发局第七地质大队 , 乌苏 833000 1.K e yL a b o r a t o r y o f M e t a l l o g e n i c D y n a m i c s , G u a n g z h o u I n s t i t u t e o f G e o c h e m i s t r y , C h i n e s e A c a d e m y o f S c i e n c e s , G u a n g z h o u510640, C h i n a 2.G r a d u a t e S c h o o l o f C h i n e s e A c a d e m yo f S c i e n c e s , B e i j i n g100049, C h i n a 3.I n s t i t u t e o f M i n e r a l R e s o u r c e s , C h i n e s e A c a d e m y o f G e o l o g i c a l S c i e n c e s , B e i j i n g100037, C h i n a 4.L i n g b a o J i n y u a n M i n i n gL i m t e d L i a b i l i t y C o m p a n y , H e n a nP r o v i n c e , L i n g b a o472500, C h i n a 5.T h e N o .7 G e o l o g i c a l P a r t y , X i n j i a n gU i g u r A u t o n o m o u s R e g i o n B u r e a uo f G e o l o g y a n dM i n e r a l R e s o u r c e s E x p l o r a t i o na n d D e v e l o p m e n t , W u s u 833000, C h i n a 20101001 收稿 , 20101116 改回 .
＊ 本文受国家 科技 支 撑 计 划 项目 ( 2007B A B 25B 03) 、国 家 973 计 划 项 目 ( 2007C B 411303、 2007C B 411308) 和 国家 自 然 科 学 基 金项 目
Z h uMT , WuG, Xi eH J , Wa nY , Z h o n gW, Me i Ma n dL i uJ . 2010.R e Osi s o t o p i cg e o c h r o n o l o g ya n df l u i di n c l u s i o n s t u d yo f t h eL a i l i s i g a o e rp o r p h y r yC u Mod e p o s i ti nw e s t e r nT i a n s h a n , Xi n j i a n g , NW Ch i n a . A c t aP e t r o l o g i c aS i n i c a , 26 ( 12) : 3667 -3682 Ab s t r a c t L a i l i s i g a o e r C u Mod e p o s i t i sl o c a t e db e t w e e nt h eL a t eP a l e o z o i cY i l i a n h a b i r g ar e m n a n t o c e a n i cb a s i nt ot h en o r t ha n d t h eE a r l yP a l e o z o i cB o l e h e l o ui s l a n da r ct ot h es o u t h .T h eo r eb o d i e sa r eh o s t e di nb o t hg r a n o d i o r i t ep o r p h y r ya n dt h ec o n t a c tz o n e b e t w e e nt h eg r a n o d i o r i t ep o r p h y r ya n di t s w a l l r o c k .R e O s i s o t o p i c a g e s f o r f i v e mo l y b d e n i t e s a m p l e s r a n g e f r o m 367 ±2. 0Ma t o378 ± 2. 9Ma , w i t haw e i g h t e dm e a na g eo f372. 5 ± 5. 0Maa n da ni s o c h r o n i ca g eo f379. 9 ± 8. 3M a , r e s p e c t i v e l y , i n d i c a t i n gt h a tt h e L a i l i s i g a o e r C u M od e p o s i t w a s f o r m e di nt h eL a t eD e v o n i a n .F l u i di n c l u s i o n si nq u a r t zc r y s t a l sc a nb ec l a s s i f i e di n t oa q u e o u st w o p h a s e( Wt y p e ) , C O b e a r i n gt h r e e p h a s e( C t y p e )a n dd a u g h t e r mi n e r a l b e a r i n gm u l t i p h a s e( S t y p e )i n c l u s i o n s , a sw e l l a smi n o r 2 p u r e C O2 a n dC H4 t y p e s .T h ee a r l ys t a g ef l u i di n c l u s i o n si nq u a r t zp h e n o c r y s t sf r o mK f e l d s p a t h i z e dg r a n o d i o r i t ep o r p h y r ya r em a i n l y a q u e o u st w o p h a s ei n c l u s i o n st h a ty i e l dh o m o g e n i z a t i o nt e m p e r a t u r e so f358℃ t o 395℃ a n ds a l i n i t i e so f7. 59% t o 11. 22% N a C l e q u i v a l e n t , r e s p e c t i v e l y .T h eo r e f o r m i n gs t a g eq u a r t z m o l y b d e n i t ev e i n si nb o t hg r a n o d i o r i t ep o r p h y r ya n dh o r n f e l sc o n t a i na q u e o u s t w o p h a s e , C O b e a r i n gt h r e e p h a s e , d a u g h t e rm i n e r a l b e a r i n gmu l t i p h a s e , a n dm i n o rp u r eC O l u i di n c l u s i o n s .T h e s ef l u i d 22 f i n c l u s i o n s h a v eh o m o g e n i z a t i o nt e m p e r a t u r e so f230℃ t o378℃ a n ds a l i n i t i e so f0. 02% t o52. 00% N a C l e q u i v a l e n t , r e s p e c t i v e l y . F l u i di n c l u s i o n so ft h el a t es t a g eq u a r t z c a l c i t ev e i na r ec h a r a c t e r i z e db ya q u e o u st w o p h a s ei n c l u s i o n s , w i t hh o m o g e n i z a t i o n t e m p e r a t u r e s o f 118℃ t o241℃ a n ds a l i n i t i e s o f 1. 57% t o9. 54% N a C l e q u i v a l e n t .F l u i db o i l i n gi nt h e ma i ns t a g e i s e v i d e n c e db yt h e c o e x i s t e n c eo f t h r e et y p e so f f l u i di n c l u s i o n sw i t hs i m i l a r h o mo g e n i z a t i o nt e m p e r a t u r e s .F l u i di n c l u s i o n s o f m a i ns t a g ew e r et r a p p e da t t e m p e r a t u r e s o f 210 ～ 343℃ a n dp r e s s u r e so f17 ～ 59MP a , r e s p e c t i v e l y , c o r r e s p o n d i n gt od e p t h so f1. 7 ～ 2. 2k m .I m m i s c i b i l i t yo r b o i l i n go f o r e f o r m i n gf l u i di s t h ed o mi n a n t f a c t o r f o r m e t a l l i cs u l f i d ed e p o s i t i o n .T h eL a i l i s i g a o e rd e p o s i t w a sl i k e l yf o r m e di nal a t e