新疆昭苏卡拉盖雷铜金矿床成矿地质背景探讨

葛文胜, 李小飞, 薛运清, 郭鹏志, 贾 琦, 付 强,韩 冬, 裘立刚, 刘亚然

1)中国地质大学(北京), 北京 100083;

2)天津华北地质勘查局, 天津 300170

新疆西天山地区是我国重要的有色金属和黑色 金属成矿区, 近年来随着地质勘探找矿程度的加大,该区已发现一大批火山岩型、矽卡岩型、斑岩型、镁铁-超镁铁岩型铜矿(刘德权等, 2005; 陈毓川等,2007; 吴淦国等, 2008)。其中尤以伊宁中央地块以北博罗科努古生代岛弧带和阿吾拉勒晚古生代弧后盆地找矿成果显著, 以火山岩型、矽卡岩型、斑岩型为主, 科研成果颇丰(邓洪涛, 2001; 沙德铭等, 2003;张喜等, 2003; 赵振华等, 2004; 王志良等, 2004,2006; 张作衡等, 2006; 万阈等, 2009)。而由于自然条件等因素的影响, 伊宁中央地块以南那拉提构造带的研究程度相对滞后, 目前勘查发现的铜矿床有菁布拉克镁铁-超镁铁岩型铜镍铂小型矿床。卡拉盖雷铜金矿床是该构造带内首例以Cu为主, 伴生Au、Co、Mo、Pb、Zn的火山岩型热液矿床。研究其成矿地质特征和构造背景, 与区域上同类型矿床对比,对突破该区找矿有重要意义。

卡拉盖雷铜金矿床位于新疆西天山伊犁微板块之伊犁裂谷带南缘, 那拉提构造带西段(图 1), 紧邻我国与哈萨克斯坦的边境。那拉提成矿带主体为那拉提—红柳河缝合带, 北部还包括伊宁部分中央地块。缝合带位于哈萨克斯坦板块及塔里木板块之间,那拉提南、北缘断裂分别为南界和北界。古板块的多次裂解、拼合, 形成了成矿带复杂的地质演化历史。从南天山洋加里东—华力西中期的闭合阶段到华力西晚期的天山造山带的不断隆起, 南北向挤压应力一直占主导地位。在此挤压构造条件下, 形成了岛弧和弧前盆地、弧后盆地等活动性大陆边缘构造环境及大量中酸性岩浆侵入和基性、超基性岩的构造侵位, 并相应形成不同类型矿床。

区内主要出露有中元古代那拉提群、上志留统巴音布鲁克组、下石炭统大哈拉军山组、下石炭统阿克沙克组, 那拉提山南坡零星分布有上石炭统。其中下石炭统大哈拉军山组为一套杂色火山碎屑岩(总厚度650～4599 m)(蔡土赐, 1999), 主要岩性为灰绿及灰紫红等杂色基、中、酸性凝灰岩, 安山玢岩、流纹斑岩、夹凝灰质砂岩、灰岩等, 该套岩石是铜金矿的主要围岩。区内以断裂构造为主, 具隐伏的基底断裂网和地壳浅部的断裂系统特征(王海涛等,2007)。隐伏基底断裂网形成于元古代, 有近东西和近南北向两种, 对区域地质构造的发展与演化起决定性作用; 地壳浅部断裂系统, 是在东西向和南北向两组正交断裂系统及其派生的北西向和北东向两组斜交断裂系统的基础上继承性发展的结果。断裂系统控制着蛇绿岩带、侵入岩带、构造破碎带的产出, 成为不同时代、不同构造单元和岩石建造的分界线, 并成为最重要的导矿和控矿因素。区内侵入岩分为吕梁期、加里东期和华力西期三个旋回, 其中华力西期侵入岩占绝对主导地位。华力西早期侵入岩以花岗闪长岩为主, 晚期钾长花岗岩及花岗斑岩发育。

图1 那拉提成矿带地质矿产图(据陈毓川等, 2007修编)Fig.1 Geological map of Nalati tectonic belt, showing distribution of ore resources (after CHEN et al., 2007)

1 矿区地质特征

1.1 地层

矿区及其外围出露的地层主要为大哈拉军山组及第四系残坡积物。第四系残坡积物分布于较平缓的斜坡及沟谷、陡崖处, 由砾石、砂和腐植质土层组成。

大哈拉军山组呈近 EW 向带状展布, 走向100°～130°, 南倾, 倾角大约70°, 局部受断裂构造影响出现反倾, 区内该组上下均未见顶底。主要岩性为玄武岩、安山岩、英安岩、玄武质凝灰岩、安山质凝灰岩、晶屑凝灰岩、火山角砾岩、砾岩等。其中玄武质凝灰岩、绿片岩相浅变质岩及隐爆角砾岩为主要赋矿容矿岩石。主要岩性特征如下:

玄武岩: 灰黑绿色, 粒状结构, 块状构造。主要由粒状辉石(约50%)、斜长石(约45%)和少量不透明矿物(约 5%)组成, 另含有石英、黑云母细脉。斜长石呈自形柱状, 粒度较小, 分布不规则。

玄武质凝灰岩: 灰黑绿色, 凝灰结构, 块状构造。主要由火山灰物质(＞85%)组成, 隐晶质, 可见辉石微晶颗粒, 发育绿泥石化蚀变, 常见细小石英脉(约10%)穿插其中。

安山岩: 紫红色, 斑状结构, 基质具交织结构,块状、杏仁状构造。主要由斑晶(5%～35%)和基质(95%～65%)组成。斑晶主要为中长石和角闪石, 粒度0.5～3 mm, 中长石呈自形板状, 具环带结构, 表面常见次生绢云母和细小粒状绿帘石; 基质成分主要为中长石、绿泥石、绿帘石、方解石, 其中中长石定向分布组成交织结构, 在长石间有细小片状绿泥石和粒状绿帘石; 岩石杏仁孔局部拉长呈椭圆形,由外向内充填有绿泥石、石英、方解石。

隐爆角砾岩: 灰绿-浅红色, 角砾结构, 块状构造。主要由角砾(约30%)及胶结物(约70%)组成。角砾形状大小不一, 多呈尖棱角状、棱角状、次棱角状, 砾径一般为1～5 cm, 个别达10 cm以上不等, 角砾主要成分为长英质物质、电气石等, 电气石中多含浸染状黄铜矿、黄铁矿, 后期受区域变质作用, 整体糜棱岩化, 局部角砾定向拉伸明显, 并见有黄铁矿脉贯穿电气石角砾。胶结物主要为长英质及凝灰质物质。

绿泥石化凝灰质片岩: 深灰绿色, 斑状结构、变余凝灰结构, 片理化-片状构造。主要由火山灰重结晶物质(约80%)、绿泥石(约10%)和绢云母(约10%)组成。其中火山灰重结晶物质, 呈隐晶质, 绿泥石化、碳酸盐化、绢云母化较强; 绿泥石呈团块状分布, 可能为晶屑或斑晶蚀变生成, 保留矿物假象;绢云母应为原来晶屑矿物蚀变而成, 保留矿物假象。

1.2 构造

矿区构造分线性构造和环形构造两种: 线性构造以大致平行地层走向的北西—南东向断裂为主。矿区中部发育一近 EW 向片理化带, 属于区域上的韧性剪切带。该带在矿区内正好受控于F3和F4断裂,整体南倾, 倾角较陡, 局部近直立。带内岩石片理、劈理极强, 呈薄到中层状。遥感解译资料显示, 矿区周边有两个大小不等的环形构造, 较大者位于矿区东侧, 直径约20 km, 其西边界为矿区中部呈近南北向分布的布鲁希布拉克水沟; 较小者位于矿区南侧,直径约8 km。

1.3 侵入岩

区内华力西中期闪长岩、花岗闪长岩和钾长花岗岩呈岩株(枝)状或岩基发育, 与大哈拉军山组呈断层接触; 辉绿岩脉、辉长岩脉、硅质脉侵入于火山岩地层中, 受矿区断裂构造控制明显; 流纹斑岩、闪长玢岩、霏细岩等次火山岩沿断裂构造呈脉状产出。

矿区外围北部广泛分布有钾长花岗岩岩基(神泉岩体), 其中可见片状黑云母集合体, 为元古代那拉提基底的变质岩。北部花岗闪长岩体中见有1.5 m×0.7 m左右的凝灰岩捕虏体, 反映了岩浆上涌过程中捕虏围岩的现象。矿区外围南部发育花岗闪长岩岩株或岩墙, 其中暗色微粒铁镁包体发育普遍,表明区域上曾经历过强烈的岩浆混合、混染作用, 与软流圈上涌、幔源岩浆的底侵作用等地质作用过程密切相关。岩体中常见断面擦痕, 表面光滑, 呈灰白-灰绿色, 硅化、钾长石化、绿泥石化发育, 产状为195°～215°∠25°, 反映了区域上近南北向的构造活动。

2 矿床地质特征

2.1 矿体特征

矿区已知铜矿化(体)主要产于隐爆角砾岩筒及构造破碎带裂隙或片理、劈理微裂隙中, 赋矿围岩为玄武质凝灰岩、绿片岩相浅变质岩。矿化在浅部分布于近东西向产出的片理化岩带内, 在深部分布于南倾的隐爆角砾岩筒内。

总体上矿化体上部主要富集Au-Pb-Zn元素, 下部为原生伴有Au-Co的Cu矿床。初步圈定7个铜(金)矿化体, 均呈薄脉状, 近东西向平行展布, 倾向南东, 倾角75°～85°。地表分布范围东西长约240 m, 南北宽约250 m, 垂向上赋矿标高2180～2560 m。矿体厚度沿倾向呈逐渐减薄至尖灭趋势, 沿走向往西逐渐尖灭, 往东至布鲁希布拉克水沟突然中断。矿床铜储量为中型, Cu平均品位为0.522%～0.989%, Au为0.019～0.135 g/t, 伴生Co为 0.004%～0.30%。

2.2 矿石特征

矿石主要为硫化物型矿石, 氧化矿较少。矿石构造以浸染状、角砾状和脉状为主, 次为网脉状、薄膜状。矿化类型大致可分为隐爆角砾岩型、石英-电气石脉型、石英-绿泥石脉型等。金属矿物主要有黄铜矿、黄铁矿, 其次有毒砂、辉钴矿、辉钼矿、铅锌矿、斑铜矿、孔雀石、蓝铜矿等。脉石矿物主要有石英、电气石、绿泥石、方解石以及绢云母等。矿石结构主要为它形粒状、自形-半自形粒状、交代充填、假像、包含、环带、聚晶结构等。

2.3 矿化蚀变特征

区内矿化蚀变具一定空间分布规律。平面上,矿区北部以黄铁矿化、硅化、绿泥石化、碳酸盐化为主, 南部则主要为硅化、电气石化。矿化主要与硅化、电气石化、绿泥石化有关。垂向上, 从地表到深部, 矿化依次主要为孔雀石-蓝铜矿、铅锌矿-黄铁矿-黄铜矿-磁铁矿、黄铁矿-黄铜矿、黄铁矿-黄铜矿-毒砂-辉钴矿、黄铁矿-黄铜矿-辉钼矿等共生组合, 浅部主要为氧化矿物和低温矿物, 向深部过渡为中高温矿物。

2.4 成矿阶段

室内外综合研究表明, 卡拉盖雷铜金矿床主要经历了火山-沉积成矿期、热液成矿期和表生期。其中热液成矿期是铜矿主要成矿期, 表现为黄铜矿、黄铁矿等金属硫化物与石英、电气石密切共生, 可见金属矿物呈浸染状分布于石英、电气石团块或脉内, 也可见金属矿脉沿石英脉边缘产出, 还可见到单独的金属矿脉。该期以火山隐爆角砾岩、热液充填交代作用为主要特征。根据矿脉相互穿插关系和矿石结构构造、矿物组合特点, 主要又可分为五个阶段: a 黄铜矿-黄铁矿-辉钼矿阶段, 表现为辉钼矿、黄铜矿顺片理产出, 黄铁矿浸染状分布于暗色团块中; b 黄铜矿-黄铁矿-毒砂-辉钴矿阶段, 表现为黄铜矿、黄铁矿、毒砂、辉钴矿呈浸染状共生; c 黄铜矿-黄铁矿阶段, 也是主成矿阶段, 表现为大量黄铜矿、黄铁矿共生, 发育于石英脉、石英-绿泥石脉、石英-电气石脉及其团块内或者边缘; d 黄铜矿-黄铁矿-磁铁矿阶段, 表现为磁铁矿沿黄铜矿、黄铁矿裂隙及边缘呈他形集合体充填交代; e 方铅矿-闪锌矿-黄铁矿-磁铁矿阶段, 表现为大量方铅矿、磁铁矿与细粒黄铁矿及少量闪锌矿共生于矿脉中。

3 岩石地球化学特征及成岩-成矿构造环境探讨

3.1 样品及分析方法

研究样品采自卡拉盖雷矿区及外围的大哈拉军山组剖面。选择新鲜有代表性的样品粉碎至200目做主量、微量和稀土元素分析。元素分析在中国地质科学院地球物理地球化学勘查研究所分析测试中心完成, 主量元素分析仪器为 XRF-1500型 X射线荧光光谱仪; 微量、稀土元素用等离子质谱仪(ICP- MS)、等离子体光学发射光谱(ICP-OES)、X-射线荧光光谱(XRF)等完成。主量元素分析精度大多数优于 5%, 微量元素分析精度大多优于 8%。具体测试流程参见Qi等(2000)。

3.2 火山岩地球化学特征

(1)主量元素特征

火山岩样品的主量元素分析结果(表1)表明, 玄武岩的 SiO2=42.59%～47.32%, 全碱含量(K2O+Na2O)=2.64%～2.83%; K2O/Na2O=0.19～0.29; TiO2=1.07～1.0; Al2O3=11.97～13.29。安山岩的 SiO2=59.55%～61.38%, 全 碱 含 量 (K2O+Na2O)=6.04%～7.08%;K2O/Na2O=0.82～0.87; TiO2=0.70～0.73; Al2O3=14.62～15.13。英安岩的 SiO2=74.55%～77.54%, 全碱含量(K2O+Na2O)=5.34%～9.08%; K2O/Na2O=1.01～25.94;TiO2=0.14～0.29; Al2O3=12.03～15.15; 英安岩的 SiO2含量偏高, 主要受后期蚀变影响。整体来看, Mg#值为 18～47, 明显低于判别原始岩浆的参数值65(Wendlandt et al., 1995), 说明岩浆发生过结晶分异。铝质指数 A/CNK=0.90～1.89, 显示出准铝质-过铝质的特点; SiO2同其他的氧化物均展示出良好的相关性, 表现为随SiO2的升高, TiO2、MgO、CaO、FeO的降低, 这些氧化物的下降反映了橄榄石、斜方辉石、单斜辉石、斜长石以及磁铁矿的分离结晶作用。

由于本区火山岩受后期蚀变作用影响较大, 测定的K2O和Na2O的含量并不能准确代表蚀变前的含量, 故采取火山岩 TAS分类与不活动元素Nb/Y-Zr/Ti分类相结合的办法, 对矿区火山岩进行大致分类判别。在火山岩TAS分类图(图2)上, 样品落在玄武岩、安山岩和流纹岩区中, 且均为亚碱性系列(除样品 B52由于较低的 SiO2落入苦橄玄武岩区)。由Nb/Y-Zr/Ti图(图3)可看出, 样品仍属于亚碱性岩类, 从基性到酸性均有分布。在SiO2-K2O图解(图 4)上, 中酸性样品均落于高钾钙碱性系列区域,基性岩样品投于钙碱性系列区域。结合野外观察、镜下鉴定和化学分析得出, 区内大哈拉军山组是一套由玄武岩、安山岩、英安岩、流纹岩组成的连续的亚碱性火山岩系列。

表1 矿区部分火山岩样品主量(wB/%)、微量和稀土(wB/10-6)元素化学分析结果Table 1 Chemical analyses of major elements (wB/%), trace elements and REE (wB/10-6) of volcanic rocks samples

图2 火山岩TAS分类图(底图据Le Maitre et al., 1989)Fig.2 TAS classification of volcanic rocks(base map after Le Maitre et al., 1989)

图3 Nb/Y-Zr/Ti图解(底图据Wrincheste et al., 1977)Fig.3 Diagram of Nb/Y-Zr/Ti(base map after Winchester et al., 1977)

图4 火山岩的SiO2-K2O关系图(底图据Middlemost, 1985)Fig.4 Diagram of SiO2-K2O of volcanic rocks(base map after Middlemost, 1985)

(2)稀土元素特征

稀土元素分析结果(表1)表明, 样品的∑REE为(46.77～335.29)× 10-6, LREE/HREE 为 2.26～8.89,(La/Yb)N为 1.62～9.46, δEu 为 0.14～1.02, δCe 为0.95～1.01。∑REE、LREE/HREE和(La/Yb)N值有随着火山岩酸性程度增加而增大的趋势, 基性岩中上述值分别为 46.77～52.18×10-6、2.26～2.43、1.62～1.73,中酸性岩值分别为 194.60～335.29×10-6、6.65～8.89、6.46～9.46; 而δEu值趋势正好相反, 基性岩为0.91～1.02, 中酸性岩为 0.14～0.65。δCe值整体变化不大。

在稀土元素球粒陨石标准化图解上, 也可以看出两种有明显差异的分配型式曲线(图5)。基性岩样品B52和KL6-1的曲线接近于平坦型, δEu和δCe均在1左右; 中酸性岩类样品均呈右倾型式, Eu负异常明显, 程度不等, 随酸性程度的增加而增加,表明随着长石等含钙矿物从岩浆中分离出来或在部分熔融作用中长石残留在源区, 导致后期熔浆中Eu的负异常。中酸性火山岩具高稀土值、LREE富集、HREE亏损以及微弱或弱的负Eu异常, 均显示为中酸性钙碱性大陆边缘岛弧火山岩的特征(王晓刚等,2007)。基性火山岩稀土总量较低, 稀土型式近平坦,与拉斑玄武岩类似。

(3)微量元素特征

图5 样品稀土元素球粒陨石标准化曲线Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns

微量元素分析数据见表 1。矿区基性岩相对于中酸性岩, 总体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对较低的特点。从微量元素MORB标准化(Pearce, 1983)曲线(图6)可以看出: 整体呈右倾型式, 均表现为大离子亲石元素的富集(Sr变化较大与蚀变作用有关), 展示出较大或大的“隆起”。基性岩和中酸性岩的曲线有不同特点。对于中酸性岩来说, 在MORB标准化曲线上均存在明显的 Nb、Ta、Ti、P 的负异常, 暗示着源区有金红石、榍石、磷灰石的残留。磷灰石的残留说明岩石是源区低程度熔融的结果, 这和中酸性岩石具有高的稀土总量和高的 LaN/YbN比值是一致的。基性岩也同样具有轻微的Nb、Ta、Ti、P 负异常, 其高场强元素(从Ce开始)基本上与MORB一致, 与岛弧玄武岩的 MORB标准化曲线相似(李昌年, 1992)。

3.3 岩石源区特征

图6 样品微量元素MORB标准化曲线Fig.6 MORB-normalized trace elements patterns

本区岩石一个显著的特征是Nb、Ta、Ti、P等元素的亏损。考虑到本区为早古生代缝合带的前提条件, 我们认为源区岩浆可以是由受俯冲流体交代的地幔部分熔融, 同时岩浆上升过程中受到上覆地壳混染作用。由于早期是富含LILE的流体交代上地幔楔为主, 喷发的基性岩出现LILE富集而LREE与HREE分馏程度不明显的特征; 较晚喷发的中酸性岩, 由于俯冲板片开始与地幔楔一起熔融, 所以表现为LILE和LREE都富集的特征, 并且LILE较基性岩更为富集。通过Nb/Yb-Th/Yb图解(图9)可以很好地反映岩浆源区受俯冲流体影响。样品均投影在MORB分布区上方, 说明区内大哈拉军山组火山岩源于受俯冲板片释放流体交代的富集地幔熔融。

微量元素地球化学研究中, 一些性质相近的元素对常用于揭示源区性质, 如Nb-Ta、Th-Ta、Zr-Nb、Th-U等。表2列出了矿区火山岩部分元素对的比值。通过对比可以发现本区岩石的元素对比值与原始地幔及N-MORB相比相差较大, 而与陆壳比值更为相近。从这些比值特征可以推断岩浆受过明显的陆壳物质的混染。

3.4 构造环境分析

大哈拉军山组火山岩广泛分布于西天山地区伊犁盆地南北两缘及盆地内部, 不同学者由于研究所针对的区域不同, 所以对其构造环境存在不同认识,归纳起来主要有如下观点: 古生代裂谷说(肖序常等,1992; 车自成等, 1994, 1996); 大洋岛弧说(卢华复等, 2001; 赵振华等, 2001; 邵铁全等, 2006); 大陆弧说(朱永峰等, 2006; 王博等, 2006; 吴淦国等,2008); 弧后拉张环境说(钱青等, 2006); 大火成岩省说(夏林圻等, 2004)。本次研究主要在对矿区及其外围大哈拉军山组剖面的详细野外观察基础上, 通过岩石学和地球化学的研究探讨其构造环境。

表2 火山岩样品元素对比值与典型源区对比Table 2 Comparison of element pair ratios of samples from volcanic rocks between typical source region and study area

野外观察和室内的薄片鉴定以及主量元素分析结果表明, 其岩石组合为一套从基性到酸性的组合,说明其形成于与俯冲有关的岛弧或活动大陆边缘环境, 而非其他构造环境。火山岩的系列和构造环境关系密切。前已述及, 在火山岩TAS图及Nb/Y-Zr/Ti图上, 几乎所有火山岩均为亚碱性系列。另外, 在Zr/P2O5对 TiO2的图解(图略)上, 所有投影点也均落在非碱性投影区内。

在 A-F-M 图解(图 7)上, 样品投点大部分落在钙碱性区域且大致呈直线而无明显的富铁趋势, 说明主要为钙碱性系列。由判别图可知, 本区基性岩属于拉斑玄武岩系列, 而中酸性岩主要为钙碱性系列。结合昭苏地区大哈拉军山组以中酸性岩为主的事实可知, 区内该组火山岩以钙碱性系列为主, 少部分为拉斑玄武岩系列, 其构造背景应该属于岛弧或活动大陆边缘环境。

其次, 微量元素地球化学研究表明, 区内大哈拉军山组火山岩的显著特征是, 几乎所有的岩石均表现出大离子亲石元素和轻稀土元素明显富集, 同时所有样品的高场强元素(Nb、Ta、Ti、P)明显亏损,Pb明显富集, 具较高的La/Nb值, 显示其形成与大洋板块俯冲作用有关(Innocenti et al., 2005)。

两件玄武岩样品的 Zr含量为(65.30～66.60)×10-6(＜130×10-6), Zr/Y 值为(2.83～3.39)(＜4), 符合岛弧玄武岩特征而与大陆玄武岩相区别(夏林圻等,2007)。其 Ta丰度(0.35～0.36)×10-6和 Nb丰度(4.68～5.20)×10-6, Nb/La 值为(0.84～0.85), Hf/Ta 值为(6.29～8.97), La/Ta 值为(15.94～17.03), Ti/Y 值为(293.75～353.57)。同时其Nb、Ta的亏损以及Th的富集与典型的岛弧火山岩类似又与 N-MORB相区分。样品的 Zr、Hf丰度变化在(65.3～66.6)×10-6和(2.2～3.23)×10-6, 相比较其值低于 N-MORB 和E-MORB 的平均丰度(90～96)×10-6和(2.4～3.93)×10-6, 也低于板内拉斑玄武岩和碱性玄武岩的 Zr、Hf平均丰度(149～213)×10-6和(3.44～6.36)×10-6; 而与火山弧拉斑玄武岩的 Zr、Hf平均丰度 40×10-6与1.17×10-6相近(Pearce, 1982)。结合其MORB标准化曲线特征亦可知区内基性岩产于岛弧环境。

本区火山岩均落在图8中的D区, 反映了一致的汇聚大地构造背景, 岩石具有岛弧钙碱性火山岩的特征(Doebrich et al., 2007)。图8也显示样品有从岛弧型拉斑玄武岩向钙碱性玄武岩演化的线性趋势,表明这些火山岩只能形成于会聚板块边缘, 即与俯冲作用有关的岩浆弧环境。在不相容元素 Yb标准化的Th-Nb坐标系(图9)中, 基性岩样品落在大陆边缘岩浆弧火山岩和大洋岛弧火山岩的重叠区域, 中酸性样品主要投影于大陆边缘弧火山岩区域, 表明它们具有大陆火山弧亲缘性。结合大哈拉军山组火山岩区域上发育情况, 昭苏—特克斯一带主要为一套中酸性喷发岩及其碎屑岩(新疆维吾尔自治区地质矿产勘查开发局, 1978, 1981), 反映出此时该区域大陆火山弧已经发育较成熟, 火山岩建造以钙碱性系列为主, 含少量拉斑玄武岩系列。

图7 A-F-M图解(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)

图8 火山岩地球化学判别图(底图据Wood, 1980)Fig.8 Geochemical discriminant diagram of volcanic rocks (base map after Wood, 1980)

图9 Nb/Yb-Th/Yb图解(底图据Pearce et al., 1995)Fig.9 Diagram of Nb/Yb-Th/Yb(base map after Pearce et al., 1995)

区域资料表明, 那拉提山南缘洋盆向北俯冲发生于中志留世, 在泥盆纪至早石炭世经历陆-陆碰撞作用, 从晚泥盆到早石炭世西天山岛弧自西向东逐渐消亡, 取而代之的是晚石炭世碰撞后富钾岩浆的喷发。西天山大面积分布的晚泥盆世—早石炭世火山岩与侵入岩体均被证实是板块持续俯冲-碰撞造山的结果(朱永峰等, 2005; 郭璇等, 2006; 王博等,2006)。已有年代学研究资料表明, 伊犁地块南部及南缘的形成年龄为326～368 Ma, 表明火山喷发从晚泥盆世开始, 主体在早石炭世(刘友梅等, 1994; 叶锦华等, 1999; 夏林圻等, 2006; 朱永峰等, 2010)。昭苏乌孙山一带大哈拉军山组火山岩的 LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(353.9±6.5) Ma和(356.3±4.4) Ma,属于早石炭世早期, 形成于活动大陆边缘环境, 产在板块俯冲-碰撞的最后阶段(杨建国等, 2006; 白建科等, 2011; 茹艳娇等, 2012)。以上资料进一步佐证了矿区大哈拉军山组火山岩产于板块俯冲-碰撞后期较成熟的大陆火山弧环境。

4 结论与讨论

(1)卡拉盖雷铜金矿床产于那拉提构造带我国境内西段, 以Cu为主, 伴生Au、Co等。矿床位于环形构造边缘, 矿体呈薄脉状, 矿化主要赋存于隐爆角砾岩筒及构造破碎带裂隙或者片理、劈理微裂隙中, 主要的容矿岩石为隐爆角砾岩、破碎蚀变岩以及凝灰质片岩。矿石构造以浸染状、脉状和角砾状为主, 矿物多呈现热液充填、交代以及包含等结构。硅化、绿泥石化等热液蚀变强烈发育且与矿化关系密切。各种地质特征说明矿床的热液活动迹象明显, 成矿作用与火山-次火山热液关系密切。

(2)区内赋矿层位大哈拉军山组为一套以中酸性火山熔岩及碎屑岩为主的地层, 主要为钙碱性系列火山岩, 包含部分拉斑玄武岩系列。主要以富集LILE和 LREE、亏损高场强元素(Nb、Ta、Ti、P)为特征, 反映其处于板块汇聚的大地构造背景。火山岩系列组合特征说明其形成于较成熟的大陆火山弧环境。

(3)区域地质史上, 那拉提山南缘洋盆于中志留世向北俯冲, 泥盆纪—早石炭世, 塔里木早古生代微板块和阿吾拉勒微板块经历了陆-陆碰撞过程。矿区大哈拉军山组火山岩即是早石炭世大陆弧构造环境下的产物。这种板块俯冲脱水对地幔楔改造的环境使得喷发的大哈拉军山组火山岩本身就富集了一定程度的Cu、Au、Co成矿元素。晚石炭世进入碰撞后的陆内造山阶段, 在后碰撞伸展阶段发生了广泛的底辟作用和地幔隆升事件, 出现大规模的基性—中基性—中酸性岩浆侵位、火山喷发活动, 既为成矿提供了热动力, 也贡献了一定成矿物质。来自于深部的火山热液沿区域深大断裂、火山通道及浅部断裂系统运移, 萃取早期矿源层中成矿物质并使之进一步富集, 在有利构造部位形成矿体。

致谢: 研究工作得到了天津华北地质勘查局和天津华勘矿业投资有限公司、新疆大山矿业有限公司单位和个人的大力支持与帮助, 谨致谢忱！

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