特提斯西段塞尔维亚Čukaru Peki超大型斑岩‒浅成低温型铜金矿床的热液蚀变和硫化物分带特征及其找矿方向

单思齐, 谢桂青, 2, 3*, 刘文元, 郑佳浩, 邢 波

特提斯西段塞尔维亚Čukaru Peki超大型斑岩‒浅成低温型铜金矿床的热液蚀变和硫化物分带特征及其找矿方向

单思齐1, 谢桂青1, 2, 3*, 刘文元1, 郑佳浩1, 邢 波1

(1. 福州大学 紫金地质与矿业学院, 福建 福州 350108; 2. 中国地质大学(北京) 地球科学与资源学院, 北京 100083; 3. 自然资源部战略性金属矿产找矿理论与技术重点实验室, 北京 100083)

查明蚀变和硫化物分带特征是建立斑岩‒浅成低温铜金成矿系统的矿床模型与找矿预测的关键。Čukaru Peki铜金矿床是特提斯西段塞尔维亚Timok矿集区近几年新发现的超大型斑岩‒浅成低温热液型铜金矿床(上部矿带资源量铜154万吨@2.45%, 金86吨@1.37 g/t; 下部矿带资源量铜1428万吨@0.83%, 金295吨@0.17 g/t), 矿体主要产于晚白垩世安山岩中。目前关于该矿床热液蚀变与矿化分带特征及其找矿方向的研究程度相对较低, 本文根据钻孔编录信息, 利用短波红外(SWIR)光谱技术、光学显微镜和电子探针分析技术, 对典型剖面钻孔中的岩矿石样品开展研究,厘定了Čukaru Peki铜金矿床的热液蚀变和金属硫化物分带特征。研究发现该矿床具有垂向分带特征: 下部斑岩铜金矿体、中部斑岩‒浅成低温过渡铜金矿体和上部高硫型浅成低温热液铜金矿体。矿区热液蚀变分带特征明显, 其中斑岩铜金矿体以岩体为中心, 由内向外可划分为钾硅酸盐化带、青磐岩化带、绿泥石‒白云母带和石英‒白云母带, 绿泥石‒白云母带中的白云母SWIR Al-OH 2200 nm吸收峰波长高于石英‒白云母带; 斑岩向浅成低温过渡铜金矿体发育硬水铝石‒叶蜡石带; 高硫型浅成低温铜金矿体发育高级泥化蚀变, 由内向外可划分为石英‒明矾石带、地开石‒高岭石带和蒙脱石带。Čukaru Peki铜金矿床的金属硫化物组合具有明显的分带特征, 斑岩铜金矿体由下至上表现为: 黄铜矿+斑铜矿→黄铁矿+黄铜矿+(磁铁矿±赤铁矿); 过渡铜金矿体主要为: 砷黝铜矿+(斑铜矿+黄铜矿+蓝辉铜矿+铜蓝)组合; 高硫铜金矿体为硫砷铜矿+铜蓝组合。总体上, 矿床下部为Cu-Fe-S体系, 中部贯穿Cu-As-Sb-S体系, 向上转变为Cu-S体系。硫化物组合从深部早阶段的高温低硫化态转为中浅部晚阶段的低温高硫化态。结合化探分析资料, 建立热液蚀变和硫化物分带模型, 推测Čukaru Peki铜金矿床北西部存在很大的找矿潜力。Čukaru Peki铜金矿床的研究可以为我国紫金山金铜矿床深边部增储、冈底斯成矿带寻找晚白垩世斑岩‒浅成低温热液铜金矿床提供一定参考。

斑岩型矿床; 高硫型浅成低温热液矿床; Čukaru Peki铜金矿床; 热液蚀变; 硫化物组合; Timok矿集区

0 引 言

斑岩型和浅成低温热液型铜金矿床是两类具有密切时空和成因联系的岩浆热液矿床, 提供了世界近3/4的铜以及1/5的金(江思宏等, 2004; Sillitoe, 2010)。前人的研究表明, 斑岩型和高硫型浅成低温热液铜金矿床存在热液蚀变和金属硫化物分带特征, 如Lowell and Guilbert (1970)提出了斑岩型矿床围绕矿化中心向外延伸的“钟罩”状的蚀变分带: 核部的钾硅酸盐化蚀变带及中部围绕其分布的绢英岩化带, 再到外围的青磐岩化带和顶部的泥化带; 金属硫化物的分带特征通常为: 网脉状高品位富斑铜矿的矿化核, 围绕矿化核发育富黄铜矿晕, 再向外发育富黄铁矿晕(Lowell and Guilbert, 1970; Sillitoe, 2010)。Corbett (2002)提出高硫型浅成低温热液铜金矿床由内向外的热液蚀变矿物依次为: 残余的石英或者孔洞状石英、明矾石、叶蜡石、高岭石、伊利石以及绿泥石; 而金属硫化物通常是黄铁矿、硫砷铜矿、铜蓝以及砷黝铜矿(Hedenquist et al., 2000)。不同构造环境下的斑岩型铜矿床蚀变分带存在一定差异性(Richards, 2009; 毛景文等, 2014), 热液蚀变和金属硫化物分带模型是寻找斑岩‒浅成低温铜金矿床的关键, 准确识别热液蚀变分带能极大提高斑岩铜矿成矿系统找矿勘查效果(Sillitoe, 2010)。

特提斯成矿域东西延伸超过10000 km, 发育有冈底斯、三江、伊朗‒巴基斯坦、东南欧等世界级规模的成矿带, 是全球瞩目的三大成矿域之一(王瑞等, 2020)。塞尔维亚Timok岩浆杂岩体位于特提斯成矿域西段(图1a), 该杂岩体周缘已探明多个(超)大中型斑岩型和浅成低温热液型铜金矿床、矽卡岩型矿床(铁、铅锌、铜金)和热液脉型金矿床(Jelenković et al., 2016)。Čukaru Peki斑岩‒浅成低温型铜金矿床位于该杂岩体的东部, 由Rakita Exploration于2012年发现(Banješević and Large, 2014), 2018年以来紫金矿业集团股份有限公司开展大规模的找矿勘查工作。到2020年为止, 已探明Čukaru Peki铜金矿床上部矿带资源储量: 铜154万吨, 平均品位2.45%; 金86吨, 平均品位1.37 g/t; 下部矿带资源储量铜1428万吨, 平均品位0.83%; 金295吨, 平均品位0.17 g/t; 两者合计铜资源量1582万吨和金资源量381吨(中色紫金地质勘查院Timok项目组, 2021)。前人对该矿床地质特征(饶东平, 2021)和成矿流体(Velojić et al., 2020)开展了初步工作, 但对热液蚀变和金属硫化物分带特征的研究较少。Čukaru Peki铜金矿床作为特提斯成矿域目前揭露的具有比较完整的蚀变分带和硫化物的超大型斑岩‒浅成低温热液型矿床, 本文在前人研究基础上, 通过岩相学、矿相学、短波红外和电子探针等手段, 厘定该矿床的热液蚀变和金属硫化物分带特征, 建立分带模型。本次研究不仅有助于该矿床深边部的找矿增储, 而且为Timok矿集区和我国寻找斑岩‒浅成低温热液型矿床提供借鉴, 具有重要的科学和实践意义。

(a) 阿尔卑斯‒喜马拉雅特提斯成矿域主要缝合线与断裂、斑岩/浅成低温矿床分布图以及ABTS(红框显示区域)位置(据Richards, 2015修改); (b) 东南欧ABTS成矿带主要矿床分布以及塞尔维亚东部Timok杂岩体(红框显示区域)的位置(据Knaak et al., 2016修改); (c) Timok 杂岩体简要地质图、岩性柱状图以及主要矿床分布(据Jelenković et al., 2016修改)。

1 区域地质背景

东南欧Apuseni-Banat-Timok-Srednogorie(ABTS)成矿带位于特提斯成矿域的西部(图1a), 与Vardar洋(新特提斯洋的一部分)的俯冲有关(Gallhofer et al., 2015)。ABTS成矿带内有近120个矿床和矿点, 成矿作用与晚白垩世钙碱性岩浆岩密切相关(图1b; Ciobanu et al., 2002; Kolb et al., 2013)。塞尔维亚东部的Timok杂岩体处在ABTS成矿带中部, 发育于默西亚大陆边缘, 是ABTS成矿带内的火山岩区域之一(图1b; Kolb et al., 2013; Knaak et al., 2016)。该杂岩体南北长约85 km, 东西宽约25 km, 从北部的Majdanpek一直延伸到南部Bučje村(图1c)。Timok杂岩体由安山岩‒英安质次火山岩、火山‒沉积岩、二长岩‒闪长斑岩和花岗闪长岩组成(Ciobanu et al., 2002; Banješević, 2010)。该区基底由新元古代‒早古生代石英长石片岩和片麻岩组成(Knaak et al., 2016); 盖层为晚侏罗世以碳酸盐岩为主的沉积岩, 以及早白垩世以黑色燧石结核为特征的沉积岩, 呈带状分布于东、西两侧, 其东部地区则被中新世沉积物覆盖(图1c; Banješević, 2010; Knaak et al., 2016)。Timok杂岩体岩浆活动开始于晚白垩世(～87 Ma), 主要分为三个岩相, 即Ⅰ相火山岩: 岩性为斜长角闪安山岩、角闪斜长安山岩和英安岩, 主要分布于岩体东部; Ⅱ相火山岩: 岩性为辉石安山岩‒安山岩以及闪长岩, 主要分布于岩体中西部; Ⅲ相火山岩: 岩性为粗面安山岩, 分布于岩体西部(Banješević, 2010; Banješević et al., 2019; Klimentyeva et al., 2022)。Timok杂岩体东侧探明了多个(超)大型的斑岩型‒浅成低温热液型铜金矿床, 矿床沿NNW向展布(如Majdanpek、Veliki Krivelj、Bor、Čukaru Peki等), 这些矿床均产于Ⅰ相火山岩中(图1c; Banješević et al., 2019)。据统计, Timok矿集区已探明资源储量铜2000多万吨和金1000吨, 成矿时间为90～ 85 Ma(Jelenković et al., 2016; Banješević et al., 2019)。

2 矿区地质特征

Čukaru Peki铜金矿区地表主要出露晚白垩世火山碎屑沉积岩、中新世粗碎屑岩和全新世冲洪积物(图2a)。地层从上至下可分为中新世沉积岩、晚白垩世波尔砾岩、晚白垩世波尔泥质岩(图2b; 饶东平, 2021)。其中, 中新世沉积岩由砂砾岩、砂岩和细粒碎屑岩组成, 厚度200～400 m不等, 以低角度向东倾斜, 与下覆地层呈不整合关系(Banješević et al., 2019; Velojić et al., 2020)。晚白垩世波尔砾岩是该区标志层, 角砾以基底片麻岩、蚀变安山岩或部分沉积岩为主(Klimentyeva et al., 2021)。

图2 Čukaru Peki铜金矿床地质图及采样钻孔分布(a)、AA′剖面地层剖面图(b)和100勘探线剖面图(c; 据饶东平, 2021修改)

矿区断裂构造较为发育, 总体以NW向Bor2区域性断裂为主, 其次为NE向和近EW向断裂(图2a)。其中, Bor2断层被认为是Čukaru Peki矿化的东部边界(Jakubec et al., 2018)。该断层倾向南西, 倾角约60°～70°, 断层宽约10～40 m(图2c)。受该断层影响,区内还发育较多与其近平行的次级断层。这些断层对铜金矿体有明显的控制作用。

矿区岩浆岩广泛发育, 主要以发育Timok杂岩体的Ⅰ相火山岩为特征(Jelenković et al., 2016)。其中, 上部火山岩蚀变整体较弱, 由富晶屑凝灰岩、安山质角砾岩、角闪斜长安山岩角砾和安山岩组成(Jelenković et al., 2016; Velojić et al., 2020); 而下部火山岩整体蚀变较强, 是铜金矿体的主要赋矿围岩, 岩性主要为斜长角闪安山岩、角闪斜长安山岩、安山质角砾岩、热液角砾岩和少量的闪长斑岩(Jelenković et al., 2016)。前人测得Čukaru Peki铜金矿区北部Veliki Krivelj斑岩矿床附近角闪石安山岩ID-TIMS锆石U-Pb年龄为86.29±0.32 Ma和84.17± 0.86 Ma(Kolb, 2011)。

Čukaru Peki铜金矿床主要由上部两个以高硫型为主的矿体(UZ-1和UZ-2)以及下部的斑岩型矿体(LZ-1)组成(图2c)。其中UZ-1矿体大致呈椭圆形, 长宽约为300 m×300 m, 厚度约为500～600 m, 主要深度分布在−400～0 m之间。UZ-2矿体分布在UZ-1矿体东部, 位于UZ-1矿体与LZ-1矿体之间, 矿体东西长约400 m,南北长约200 m, 厚度约为400 m, 该矿体下部具有高硫型与斑岩型过渡矿化特征。斑岩型矿体LZ-1形态复杂, 整体分布在Bor2断层上盘, 与Bor2断层倾向一致, 大致呈葫芦状, 仰起部分在南东方向, 大部分矿体分布深度在海拔−800 m以下, 目前钻孔控制部分东西宽约1200 m, 南北长约1600 m, 垂直长度约为1500 m, 主要分布在海拔−575 m以下的斜长角闪安山岩中(Jakubec et al., 2018)。

3 分析测试方法与实验结果

3.1 样品采集

本次研究的样品主要采集于Čukaru Peki铜金矿床TC170169、FMTC1327、TC160120、TC170164、TC170185、TC170189、TC170196和TC220680 8个钻孔(图2a), 其中TC170169、FMTC1327和TC160120钻孔主要采集不同阶段的典型矿石金属硫化物样品, 对于TC170164、TC170185、TC170189、TC170196和TC220680钻孔, 根据岩性、蚀变以及矿化特征对整个钻孔进行连续且具有针对性的样品采集。对样品进行详细的观察, 并开展短波红外测试工作, 选择具有代表性的样品制成光薄片。重点选取AA′剖面(图2b)为研究对象, 开展金属硫化物电子探针成分分析。

3.2 分析测试方法

短波红外光谱(SWIR)分析实验在福州大学紫金地质与矿业学院矿产资源研究中心实验室完成, 测试仪器为美国Analytical Spectral Devices(ASD)公司研发的TerraSpec 4短波红外仪, 其探测光谱波长范围为350～2500 nm, 波长精度为1 nm, 信噪比大于2000∶1。在分析测试前, 先将样品清洗干净, 去除表面粉尘等污染物, 后晾晒48 h以消除水分的影响。每件样品选取3～5个点位进行测试, 每个点位记录三组数据。测试结果利用澳大利亚研发的The Spectral Geologist(TSG 8)软件进行分析解译。

电子探针分析: 在偏光显微镜下详细观察矿石样品中主要矿物组成及其相互关系后, 选择代表性样品进行背散射图像(BSE)观察和能谱定性分析(EDS)测试, 并在此基础上对部分样品进行了电子探针波谱定量分析(WDS), 准确鉴定矿物相和测定元素含量, 表征元素的分布特征。本项测试分析工作在福州大学紫金地质与矿业学院矿产资源研究中心实验室完成, 测试分析过程按照国家微束分析标准执行。所用仪器为JXA-8230电子探针分析仪, 测试条件为: 加速电压20 keV, 电流20 nA, 电子束斑直径3～5 μm, 收集时间20 s。标样为天然硫化物和金属, 包括Au、Ag、V、Sn, 硫化物AgAsS2、CuFeS2、FeS2、GaAs、GeS、PbS、ZnS等。

3.3 实验结果

通过短波红外测试和显微镜观察, Čukaru Peki铜金矿床主要的蚀变矿物包括明矾石、高岭石、地开石、白云母、伊利石、叶蜡石、硬水铝石、绿泥石、绿帘石等(表1)。不同的钻孔在垂向上表现不同的蚀变矿物组合。

表1 Čukaru Peki铜金矿床典型样品SWIR结果

Čukaru Peki铜金矿床金属矿物包括以黄铁矿、黄铜矿和斑铜矿为代表的Cu-Fe-S体系矿物, 以硫砷铜矿为代表的Cu-As-S体系矿物, 以铜蓝、蓝辉铜矿为代表的Cu-S二元体系矿物, 此外还有锌砷黝铜矿、锌黝铜矿等黝铜矿族矿物, 以及少量辉钼矿、方铅矿、闪锌矿、自然金、银金矿、辉银矿、碲银矿、硫铋铜矿、硒铅矿、硫锡砷铜矿、Cu-Sn-S矿物等金属矿物, 同时发育有磁铁矿、赤铁矿、金红石等氧化物(表2)。

表2 Čukaru Peki铜金矿床代表性硫化物电子探针结果(%)

4 热液蚀变

通过岩相学和矿相学的研究, 结合短波红外和电子探针技术, 识别下部斑岩、中部斑岩向高硫型过渡和上部高硫型成矿相关的热液蚀变, 分述如下:

4.1 与斑岩成矿相关的热液蚀变

目前识别出来的与斑岩相关的热液蚀变主要有钾硅酸盐化、青磐岩化和绢英岩化。

钾硅酸盐化蚀变主要发育在矿床深部, 集中表现在钻孔TC170169深部(1800～2000 m; 图3a), 以发育黑云母、钾长石等含钾矿物为特征(图4a), 同时发育少量磁铁矿和较多的硬石膏(图5a)。钾长石主要表现为基质中长石类矿物的钾长石化, 表现形式为呈弥漫状分布交代粗粒板柱状斜长石, 也有一些发育在斜长石边缘以及斜长石晶体缝隙之间(图5a)。黑云母呈细脉状沿石英、斜长石裂隙充填, 为黄褐色, 细粒状, 局部可清晰识别其解理(图5a)。细粒硬石膏沿石英裂隙充填交代(图5a)。

图3 钻孔TC170169(a)、FMTC1327(b)、TC160120(c)岩性、地层、蚀变、Cu(Au)品位、硫化物分布柱状图

(a) 钾硅酸盐化样品中石英‒黄铜矿‒斑铜矿细脉(19TC-10); (b) 强绿帘石化样品, 呈鲜绿色(680-19); (c) 绿泥石‒白云母样品中硬石膏‒黄铜矿‒斑铜矿脉被石英‒磁铁矿脉穿插(185-10); (d) 石英‒白云母样品中黄铁矿‒黄铜矿呈浸染状(189-17); (e) 叶蜡石交代石英、白云母(189-19); (f) 石英‒明矾石化样品中黄铁矿‒硫砷铜矿细脉(189-14); (g) 斜长石高岭石、地开石化仍保留斜长石骇晶, 伴生黄铁矿(164-9); (h) 斜长石蒙脱石化仍保留斜长石骇晶, 伴生粒状磁铁矿(196-3)。矿物代号: Bt. 黑云母; Kfs. 钾长石; Anh. 硬石膏; Ep. 绿帘石; Cal. 方解石; Qtz. 石英; Ms. 白云母; Dck. 地开石; Pyl. 叶蜡石; Kao. 高岭石; Alu. 明矾石; Mnt. 蒙脱石; Mag. 磁铁矿; Py. 黄铁矿; Ccp. 黄铜矿; Bn. 斑铜矿; En. 硫砷铜矿; Chl. 绿泥石; Cv. 铜蓝。

(a) 钾长石沿着斜长石裂隙交代以及细脉状黑云母中的矿物颗粒呈长板状(19TC-10); (b) 原角闪石斑晶被绿帘石、绿泥石、方解石交代(680-15); (c) 原角闪石被绿泥石、磁铁矿、黄铜矿交代, 白云母交代基质(189-16); (d) 黄铜矿‒黄铁矿与白云母和石英共生(19TC-5); (e) 白云母交代叶腊石、硬石膏, 伴生黄铁矿(189-19); (f) 短柱状明矾石交代粒状硬水铝石, 伴生黄铁矿(185-8); (g) 斜长石发生明矾石蚀变、黄铁矿化留下骸晶, 基质硅化(19TC-4); (h) 长石高岭石化或地开石化, 基质硅化(164-9); (i) 斜长石发生蒙脱石蚀变(185-4); (j) 石英‒高岭石‒硫化物脉穿插石英‒黄铁矿脉(左侧为正交偏光右侧为反射光; 19TC-11); (k) 地开石‒黄铁矿‒铜蓝细脉, 绢英岩化(左侧为正交偏光, 右侧为透射光; 185-11); (l) 致密块状铜蓝矿石中的重晶石(左侧为反射光右侧为正交偏光; 19TC-2)。矿物代号: Bt. 黑云母; Kfs. 钾长石; Anh. 硬石膏; Ep. 绿帘石; Cal. 方解石; Qtz. 石英; Ms. 白云母; Dck. 地开石; Pyl. 叶蜡石; Dsp. 硬水铝石; Kao. 高岭石; Alu. 明矾石; Mnt. 蒙脱石; Brt. 重晶石; Mag. 磁铁矿; Py. 黄铁矿; Ccp. 黄铜矿; Tnt. 砷黝铜矿; Cv. 铜蓝; Dg. 蓝辉铜矿; Chl. 绿泥石; Pl. 斜长石; En. 硫砷铜矿。

青磐岩化蚀变主要发育在矿床边部, 集中表现在钻孔TC220680中部(900～1400 m; 表1)。强青磐岩化表现为绿帘石、绿泥石完全交代角闪石、斜长石斑晶呈浅绿色, 残留其斑晶外形(图4b)。手标本整体呈浅绿色, 以发育绿帘石、绿泥石及碳酸盐为主(图4b、5b)。绿帘石呈粒状或柱状, 干涉色高且不均匀(图5b)。绿泥石、方解石通常交代绿帘石(图5b)。偶尔可见碳酸盐脉穿切绿帘石。

绢英岩化蚀变通常叠加在钾硅酸盐化蚀变之上, 在多个钻孔中部揭露, 在矿区中部区域大面积分布。岩石蚀变较强, 如斜长石颗粒全部或大部分被鳞片状白云母代替(图4d、5c、5d)。蚀变矿物主要为石英、绿泥石、伊利石、白云母、硬石膏和金红石等。矿床深部绿泥石化蚀变广泛发育(图4c、5c), 随着深度变浅, 硅化明显(图4d、5d), 浅部出现叶蜡石、硬水铝石、明矾石等矿物(图5e、5f)。

4.2 斑岩成矿向浅成低温矿化过渡的热液蚀变

在斑岩矿化与高硫矿化之间发育二者过渡的蚀变类型, 主要分布在钻孔TC170185、TC170189、TC170196和TC170169中部(900～1500 m; 图3b, 表1),深部主要发育叶蜡石化以及硬水铝石化, 其中, 叶腊石呈浸染状或细脉状交代白云母(图5e), 硬水铝石呈粒状或粒状集合体(图5f)。浅部发育高级泥化叠加绢英岩化蚀变。矿石呈黄色‒黄白色(图4e), 由于蚀变叠加导致矿石较为松散。再往顶部与高级泥化叠加位置, 可见明矾石呈短柱状穿插叶蜡石以及硬水铝石(图5f), 另外有石英‒黏土矿物‒硫化物细脉或黏土矿物‒硫化物细脉穿插早阶段石英‒硬石膏硫化物脉。这些黏土矿物主要由地开石、高岭石以及叶腊石等组成(图5j)。

4.3 与浅成低温矿化相关的热液蚀变

目前识别出来的与浅成低温矿床相关的热液蚀变主要为高级泥化蚀变。蚀变主要分布在钻孔TC170164、TC160120深部(500～800 m; 图3c, 表1), 以及钻孔TC170189、TC170196(400～800 m; 表1)浅部高硫矿体周围(图2c)。热液蚀变矿物主要为明矾石、高岭石和地开石。其中, 石英‒明矾石化与高硫型矿体关系密切。明矾石呈细脉状或浸染状产出于矿床上部, 长石也被不同程度地蚀变为浸染状明矾石, 抑或被完全蚀变呈长石假象(图4g)。在顶部高硫矿体内部, 还见有重晶石呈浸染状与明矾石、石英共生(图5l)。高岭石‒地开石化蚀变分布在石英‒明矾石化蚀变下部。高岭石手标本呈无色、淡黄色(图4g), 镜下常呈细小鳞片状集合体(图5h)。地开石手标本呈无色‒淡黄色(图4g), 镜下干涉色呈暗黑色, 常常蚀变长石斑晶(图5h)。蒙脱石化发育在高岭石‒地开石化蚀变外部, 手标本特征为蒙脱石呈弥漫浸染状交代斜长石, 呈乳白色‒淡黄色(图4h)、镜下为淡黄‒褐色(图4i)。蒙脱石通常与高岭石、地开石共同出现, 可见地开石‒高岭石细脉穿切绢英岩化蚀变(图5k)。

5 矿化特征

5.1 斑岩型铜金矿体

斑岩型铜金矿体主要位于海拔−1000 m以下的斜长角闪安山岩以及石英闪长斑岩(图4a)中。矿石具网脉状(图6a)、浸染状和角砾状构造(图6c)。金属矿物主要为黄铁矿、黄铜矿、斑铜矿, 其次为磁铁矿、赤铁矿和金红石, 并伴有少量砷黝铜矿、蓝辉铜矿、铜蓝、自然金、银金矿和辉银矿产出。

(a) 钾硅酸盐化带网脉状矿石中硬石膏‒黄铁矿‒斑铜矿‒黄铜矿脉穿插石英‒黄铜矿‒斑铜矿脉(19TC-9); (b) 绢英岩化带中石英‒黄铁矿‒黄铜矿‒赤铁矿‒辉钼矿脉(19TC-15); (c) 角砾状矿石中浸染状黄铁矿‒黄铜矿‒斑铜矿, 角砾白云母化, 基质为石英‒高岭石(185-22); (d) 绢英岩化带中石英‒黄铁矿‒黄铜矿‒磁铁矿脉(19TC-7); (e) 石英‒黄铁矿‒黄铜矿‒斑铜矿‒砷黝铜矿脉(19TC-11); (f) 绢云母化带中浸染状黄铁矿‒斑铜矿‒蓝辉铜矿(185-20); (g) 高级泥化带中黄铁矿‒铜蓝‒硫砷铜矿脉(19TC-4); (h) 角砾状矿石中浸染状铜蓝、黄铁矿, 角砾明矾石化(196-13); (i) 高级泥化带中浸染状矿石中铜蓝及黄铁矿(19TC-3); (j) 致密块状矿石中铜蓝交代硫砷铜矿(19TC-2)。矿物代号: Bt. 黑云母; Kfs. 钾长石; Ms. 白云母; Alu. 明矾石; Qtz. 石英; Mag. 磁铁矿; Py. 黄铁矿; Ccp. 黄铜矿; Bn. 斑铜矿; Cv. 铜蓝; En. 硫砷铜矿; Tnt. 砷黝铜矿; Dg. 蓝辉铜矿; Anh. 硬石膏; Hem. 赤铁矿; Mol. 辉钼矿。

与斑岩型矿体相关的蚀变有钾硅酸盐化和绢英岩化。钾硅酸盐化蚀变的矿化类型主要为浸染状硫化物以及石英‒硫化物脉(图6a), 主要在钻孔TC170169深部揭露(1800～2000 m; 图3)。硫化物主要为黄铜矿和斑铜矿以及少量黄铁矿。其中, 黄铜矿通常交代斑铜矿呈浸染状分布(图7a), 黄铁矿‒黄铜矿‒斑铜矿则呈细脉浸染状产出(图7b)。该带可见少量辉银矿(Ag: 88.23%, S: 11.77%)呈粒状分布在石英、钾长石晶体中, 此外, 还见有少量磁铁矿分布在硫化物细脉边缘(图7b)。

(a) 石英‒硫化物脉中浸染状黄铜矿交代斑铜矿(19TC-10); (b) 硬石膏‒黄铁矿‒黄铜矿‒斑铜矿‒磁铁矿脉(19TC-9); (c) 石英‒黄铜矿‒黄铁矿‒磁铁矿脉, 磁铁矿边缘赤铁矿化(19TC-17); (d) 石英‒硫化物脉的中黄铜矿交代黄铁矿、赤铁矿、辉钼矿(19TC-15); (e) 浸染状黄铜矿交代黄铁矿、金红石(19TC-19); (f) 石英‒硫化物脉中黄铜矿交代斑铜矿、黄铁矿、锌砷黝铜矿(19TC-11); (g) 黄铜矿出溶于斑铜矿呈叶片状(19TC-11); (h) 环带状黄铁矿(19TC-13); (i) 浸染状斑铜矿被铜蓝、蓝辉铜矿交代呈蓝灰色, 黄铜矿出溶于斑铜矿(19TC-6); (j) 高岭石‒硫化物细脉中蓝辉铜矿‒铜蓝交代斑铜矿、黄铁矿, 铜蓝呈叶片状出溶于蓝辉铜矿(196-24); (k) 高岭石‒硫化物细脉中硫砷铜矿交代黄铁矿(185-7); (l) 铜蓝交代黄铁矿, 短柱状硫砷铜矿En1与浸染状硫砷铜矿En2(19TC-2); (m) 浸染状铜蓝交代黄铁矿以及硫砷铜矿(19TC-1); (n) 浸染状黄铜矿交代闪锌矿与方铅矿(331-3); (o) 黄铜矿呈固溶体分离状出溶于闪锌矿(684-7)。矿物代号: Mag. 磁铁矿; Py. 黄铁矿; Ccp. 黄铜矿; Bn. 斑铜矿; Dg.蓝辉铜矿; Cv. 铜蓝; En. 硫砷铜矿; Tnt. 砷黝铜矿; Gn. 方铅矿; Sp. 闪锌矿; Hem. 赤铁矿; Mol. 辉钼矿; Rt. 金红石。

绢英岩化的相关矿化类型主要为浸染状硫化物(图7e)以及石英‒硬石膏‒硫化物脉(图6b、d), 在大部分钻孔的中深部揭露。硫化物主要为黄铁矿与黄铜矿、斑铜矿、辉钼矿、砷黝铜矿、蓝辉铜矿、铜蓝等共生, 石英‒硬石膏‒硫化物脉中黄铁矿颗粒通常较大, 常被其他硫化物充填(图7d、e)。绢英岩化带中的石英‒硬石膏‒黄铁矿‒黄铜矿脉内黄铜矿中可见硒铅矿(图8d)、碲银矿(图8c)以及银金矿(图8i)呈粒状包裹体出溶, 或见一些自然金交代黄铜矿沿着其边缘呈粒状产出(图8l)。黄铁矿呈大颗粒状交代磁铁矿, 可见一些自然金呈粒状包裹体出溶于黄铁矿(图8h)。绢英岩化带中随着上部硅化增强, 黄铁矿含量增加且高于黄铜矿, 硫化物主要以黄铁矿以及黄铜矿呈脉状或浸染状产出, 常伴有粒状金红石产出(图7e)。距离铜金矿化中心较远的地方还发育闪锌矿和方铅矿(图7n)。斑岩型矿体的Cu品位一般在0.3%～1.0%, Au品位在0.1～0.2 g/t之间。

(a) 黄铜矿交代黄铁矿、赤铁矿以及辉钼矿(19TC-15); (b) 铜蓝中硫铋铜矿包体及其EDS结果(19TC-1); (c) 黄铜矿中碲银矿包体及其EDS结果(19TC-7); (d) 黄铜矿中硒铅矿及其EDS结果 (19TC-8); (e) 硫砷铜矿中Sb的环带(19TC-1); (f) 铜蓝中Cu-Sn-S矿物及其EDS结果(19TC-2); (g) 环带状黄铁矿裂隙中自然金(19TC-13); (h) 黄铁矿中自然金及其EDS结果(19TC-11); (i) 黄铜矿中银金矿及其EDS结果(19TC-14); (j) 铜蓝交代黄铁矿, 铜蓝表面及边缘发育细长条状Cu-Sn-S矿物(19TC-3); (k) 浸染状自然金交代铜蓝、黄铁矿(19TC-2); (l) 自然金呈粒状交代黄铜矿(19TC-7); (m) 车轮矿交代硫砷铜矿以及锌黝铜矿交代硫砷铜矿(196-14); (n) 锌砷黝铜矿、硫砷铜矿交代黄铜矿(185-12); (o) 铜蓝呈格状出溶蓝辉铜矿(BSE)照片, 蓝辉铜矿交代斑铜矿以及硫砷铜矿交代锌砷黝铜矿(189-6)。矿物代号: Mag. 磁铁矿; Py. 黄铁矿; Ccp. 黄铜矿; Bn. 斑铜矿; Cv. 铜蓝; En. 硫砷铜矿; Ttr. 黝铜矿; Tnt. 砷黝铜矿; Bnn. 车轮矿; Au. 金; Mol. 辉钼矿; Hem. 赤铁矿; Dg. 蓝辉铜矿; Gn. 方铅矿。

5.2 斑岩型向高硫型过渡铜金矿体

该类型矿体主要产于海拔−1200～−900 m之间的斜长角闪安山岩中。该矿化主要分布在高硫型矿化与斑岩型矿化之间, 伴随着高级泥化作用的叠加。金属矿物组合包括黄铁矿、黄铜矿、斑铜矿、黝铜矿、砷黝铜矿、硫砷铜矿、蓝辉铜矿、铜蓝、自然金等, 这些矿物常呈脉状(图6e)或浸染状构造(图6f)产出。斑岩型向高硫型过渡铜金矿体发育叶蜡石化、高级泥化叠加绢英岩化蚀变, 主要在钻孔FMTC1327、TC170185、TC170189和TC170196中部揭露(900～1500 m; 图3, 表1)。

电子探针识别出一系列Cu-As-Sb-S矿物组合, 包括铁锌砷黝铜矿、锌砷黝铜矿、锌黝铜矿以及硫砷铜矿等, 除此之外还有车轮矿、硫锡砷铜矿等矿物(表2)。这些矿物与斑铜矿、黄铜矿、黄铁矿均呈脉状或浸染状构造产出(图7f, 8m、n、o)。过渡型铜金矿体中发育两类不同产状的斑铜矿: 第一类斑铜矿整体呈黄棕色, Cu含量较低(最低59.52%), Fe含量较高(12.60%), 其成分明显介于斑铜矿与黄铜矿理论值之间(图7g), 其中可见微细叶片状黄铜矿出溶; 第二种斑铜矿被蓝辉铜矿、铜蓝交代(图7i、j), 呈淡橙红色带浅蓝灰色‒蓝灰色, 其中的Cu 含量较高(最高达70.67%), Fe 含量较低(最低仅4.14%), 暗示此类斑铜矿几乎被蓝辉铜矿彻底交代, 呈现斑铜矿‒蓝辉铜矿的过渡相(图7i)。蓝辉铜矿以富Fe(2.47%)为特征, 该带内的黄铁矿常见环带结构, 环带缝隙中富集As、Cu、Au、Ag等元素, 在环带状黄铁矿裂隙中可见少量自然金, 粒度较小, 多小于5 μm(图8g)。相对斑岩型矿体来说, 过渡矿体的Cu品位(0.7%～2%)存在局部升高现象, 与斑岩型和高硫型矿化叠加有关。

5.3 高硫型铜金矿体

高硫型铜金矿体主要产于海拔−800～−500 m之间的斜长角闪安山岩中。矿石自上向下发育块状(图6j)、浸染状(图6i)、脉状(图6g)、热液角砾状(图6h)构造, 但以块状构造为主, 富矿体多与角砾构造密切相关。高硫区发育多种类型热液角砾岩, 角砾的成分为粒状黄铁矿和明矾石, 基质为黄铁矿、铜蓝、硫砷铜矿和石英(图6h)。高硫型矿体主要发育在高级泥化蚀变带中, 主要在钻孔TC160120、TC170164中深部揭露(400～800 m; 图3, 表1)。蚀变带内的矿物主要为黄铁矿、铜蓝和硫砷铜矿, 局部发育自然金。黄铁矿多呈自形粒状、浸染状以及细脉状产出, 以富Cu(最高达1.03%)为特征, 同时含有一定量的Au、Ag、Co等(表2)。蚀变带内的大部分硫砷铜矿中含有较高的Sb含量(最高达2.30%), 同时硫砷铜矿中出现Sb环带(图8e); 部分样品中含微量Ag、Zn、Bi、Au、Pb等元素(表2)。铜蓝矿石中偶尔可见硫铋铜矿呈半自形‒它形粒状出溶(图8b), Cu-Sn-S矿物沿着铜蓝裂隙或边缘呈条带状产出(图8f、j)。自然金在致密铜蓝矿石中沿着硫砷铜矿、黄铁矿、铜蓝的裂隙充填, 粒径较大(最大可达25 μm), 呈不规则粒状(图8k)。

电子探针分析表明, 自然金的主要成分为Au: 95.27%、Ag: 1.67%、Cu: 0.24%、Bi: 0.60%(其他元素均低于检出限)。高硫型矿体品位相对较高, Cu品位一般在1%～10%, Au品位在0.2～2 g/t; 局部富矿部分Cu平均品位为15.17%, 最高达43.08%。

5.4 成矿阶段以及矿物产出顺序

根据上述金属矿物组合及热液蚀变特征, 可将Čukaru Peki铜金矿床成矿期次划分为斑岩阶段和浅成低温热液阶段。根据硫化物阶段的金属矿物组合又可将其分为: ①黄铜矿‒斑铜矿组合, 对应斑岩型成矿阶段的钾硅酸盐化蚀变; ②斑铜矿‒黄铜矿‒赤铁矿组合, 对应青磐岩化以及绢英岩化蚀变; ③砷黝铜矿‒硫砷铜矿组合, 对应叶蜡石蚀变、高级泥化蚀变叠加绢英岩化蚀变; ④硫砷铜矿‒铜蓝组合, 对应浅成低温热液型成矿阶段的高级泥化蚀变, 包括石英‒明矾石、地开石‒高岭石以及蒙脱石化蚀变(表3)。

表3 Čukaru Peki铜金矿床金属硫化物阶段以及矿物生出顺序

6 讨 论

6.1 热液蚀变分带

在热液蚀变过程中, 为了使体系达到新的平衡, 原有的矿物会发生分解而趋于形成新的稳定矿物, 这些新生成的蚀变矿物可以记录水‒岩相互作用过程的-条件、pH值和氧逸度等信息(Barton, 1973; 张少颖和张华锋, 2017)。不同的蚀变矿物组合可以指示热液从高温到低温, 从碱性到酸性的过程(Hemley, 1980; Reyes, 1990; Hedenquist and Arribas, 2022)。Čukaru Peki铜金矿床深部发育黑云母‒钾长石蚀变, 指示高温、中性偏碱性条件; 向上发育绿泥石‒绢云母/伊利石‒石英组合, 指示中性偏酸性条件; 再向上发育硬水铝石‒叶蜡石‒地开石‒高岭石‒明矾石组合, 指示为中低温、酸性‒强酸性条件(Hemley, 1980; Reyes, 1990; Hedenquist and Arribas, 2022)。因此, Čukaru Peki铜金矿床从深部到浅部整体为一个温度逐渐降低, pH值不断下降的过程。此外, 地开石、高岭石和明矾石的出现代表了一个较高的氧逸度条件(Stoffregen, 1987), 同时明矾石、叶蜡石、硬水铝石叠加绢英岩化蚀变, 表明弱酸性‒偏中性和较低氧逸度向强酸性和高氧逸度的转变(张少颖和张华锋, 2017)。

基于钻孔岩心编录, 以及短波红外、显微镜观察和电子探针能谱分析结果, 按照蚀变矿物组合, 本文以AA′剖面为例, 将Čukaru Peki铜金矿床大致划分为以下8个蚀变分带:

钾硅酸盐化带:主要分布在AA′剖面深部(−1200 m以下), 厚度未完全控制。该带主要表现为钾长石化以及黑云母化, 同时伴随有少量磁铁矿化、硬石膏化。钾硅酸盐化带主要发育石英‒硫化物脉, 硫化物脉体边缘可见少量磁铁矿。

青磐岩化带: 主要分布在矿床边部, 在矿床顶部以及钾硅酸盐化带上部可见零星分布的青磐岩化蚀变, 在AA′剖面未揭露。青磐岩化带主要表现为绿帘石化、绿泥石化以及碳酸盐化。此阶段硫化物矿物较少, 主要以黄铁矿为主, 局部可见黄铜矿交代闪锌矿或闪锌矿中发育黄铜矿的固溶体(图7o)。

绿泥石‒白云母带:叠加在钾硅酸盐化之上, 在AA′剖面分布在−1600～−800 m之间。蚀变矿物主要为绿泥石、白云母和石英, 其特征是绿泥石交代黑云母和角闪石, 斜长石发生白云母化(图4c); 同时伴生石英‒硫化物脉以及硬石膏‒硫化物脉。硫化物主要为黄铜矿、斑铜矿以及黄铁矿, 常见磁铁矿或者赤铁矿交代磁铁矿(图7c)。该带的白云母Al-OH吸收峰范围为2199～2215 nm, 大部分值高于2201 nm,平均值为2204 nm(图9)。

图9 不同蚀变带内白云母SWIR Al-OH吸收峰位置频数图

石英‒白云母带: 位于矿床中上部, 在AA′剖面分布在−1600～−400 m之间。该带以石英、白云母大量发育(图4d), 石英次生加大为特征。硫化物主要为黄铁矿和黄铜矿, 呈细脉状或浸染状产出(图7e)。该带的白云母Al-OH吸收峰范围为2196～2210 nm, 大部分值小于2205 nm, 平均值为2203 nm。尽管有吸收峰位置的重叠, 石英‒白云母带中的白云母Al-OH吸收峰整体小于绿泥石‒白云母带的吸收峰(图9)。

上述4个蚀变带均代表与斑岩成矿相关的蚀变带。

硬水铝石–叶蜡石带: 在AA′剖面分布在−1200～−800 m之间, 与斑岩向浅成低温过渡型矿化有关。通过SWIR、光学显微镜以及电子探针分析, 该阶段主要蚀变矿物为叶蜡石、硬水铝石等含铝硅酸盐矿物, 还存在少量白云母。该带白云母Al-OH吸收峰范围为2197～2207 nm, 大部分值小于2205 nm, 平均值为2203 nm, 整体位于石英‒白云母带白云母Al-OH吸收峰范围内较低位置(图9)。相关硫化物主要为脉状或浸染状斑铜矿‒蓝辉铜矿‒铜蓝, 或者斑铜矿‒黄铜矿‒砷黝铜矿±硫砷铜矿矿物组合, 对应于斑岩‒高硫型浅成低温热液作用过渡矿体。

与高硫型浅成低温热液作用相关的蚀变主要为高级泥化蚀变。根据蚀变矿物组合的不同, 垂向上由下至上, 水平方向上由内向外可划分为石英‒明矾石带、地开石‒高岭石带以及蒙脱石带。

蒙脱石带:大范围叠加在石英‒白云母带之上, 分布在地开石‒高岭石带外围, 在矿体上部以及外围广泛发育, 在AA′剖面分布主要分布于−1100～100 m之间。该带主要蚀变矿物以蒙脱石为主, 同时伴随少量高岭石、地开石、伊利石。该阶段磁铁矿呈粒状发育, 黄铁矿沿其边缘以及裂隙交代。

地开石‒高岭石带: 在AA′剖面分布在−1200～ 50 m之间。该带以广泛发育石英、高岭石和地开石矿物组合为特征, 深部伴随有少量叶腊石出现, 并发育石英‒黏土‒硫化物细脉。黏土矿物主要为高岭石和地开石, 硫化物主要为黄铁矿、蓝辉铜矿、铜蓝和硫砷铜矿。

石英‒明矾石带: 主要分布在矿床上部, 在AA′剖面分布在−500～0 m, 与高硫型矿化密切相关。该带主要表现为石英和明矾石组合, 同时在顶部高硫矿体内部还见有重晶石的出现, 硫化物主要以浸染状的黄铁矿‒铜蓝‒硫砷铜矿矿物组合为主。在深部靠近Bor2断层的上盘, 岩石总体较破碎, 可见小范围高岭石‒地开石‒明矾石化蚀变, 并局部出现高硫型块状硫化物矿化。

6.2 硫化物分带

通过钻孔岩心编录, 开展典型样品的矿相学和电子探针测试分析研究, 以AA′剖面为例, 结合其他钻孔资料, Čukaru Peki铜金矿床的金属硫化物组合在空间上呈现出良好的垂向分带。该分带与热液蚀变分带大致对应, 由矿床深部至浅部大致可分为: ①黄铜矿+斑铜矿→②黄铁矿+黄铜矿+(磁铁矿±赤铁矿)→③砷黝铜矿+(斑铜矿+黄铜矿+蓝辉铜矿+铜蓝)→④硫砷铜矿+铜蓝(图10)。总体上, 金属硫化物组合具有明显的高硫型浅成低温热液矿化叠加斑岩型矿化的特征。

(1) 黄铜矿+斑铜矿: 在AA′剖面分布在−1200 m以下的钾硅酸盐化带中, 硫化物以黄铜矿为主, 斑铜矿次之, 含有少量黄铁矿。主要矿化类型为浸染状黄铜矿‒斑铜矿±黄铁矿以及石英‒黄铜矿‒斑铜矿±黄铁矿细脉。Cu品位相对均一且较高, 集中在0.7%～1.5%之间。

(2) 黄铁矿+黄铜矿+(磁铁矿±赤铁矿): 在AA′剖面分布在−1200～−900 m之间的绿泥石‒白云母带以及石英‒白云母带中。硫化物以脉状或浸染状黄铁矿和黄铜矿为主, 含有少量的斑铜矿; 深部硫化物以黄铜矿‒黄铁矿‒磁铁矿呈脉状产出。黄铁矿以含有一定量的Se和Co为特征(表2)。黄铜矿含量较高(约占硫化物总量的50%～90%), 通常呈粒状集合体交代磁铁矿以及黄铁矿, 同时磁铁矿通常沿脉体边缘产出, 可见其边缘发生赤铁矿化(图7c), 随着深度变浅赤铁矿化逐渐增强(图7d)。辉钼矿呈细小鳞片状与黄铁矿‒黄铜矿‒赤铁矿呈脉状产出(图8a)。Cu品位较高、分布均匀, 多集中在0.3%～1.0%。

(3) 砷黝铜矿+(斑铜矿+黄铜矿+蓝辉铜矿+铜蓝): 在AA′剖面分布在−900～−500 m之间的高级泥化(矿物组合包括高岭石、地开石、叶腊石)叠加绢英岩化带中。硫化物种类较多, 其中最常见为黝铜矿族矿物。该阶段黄铁矿常见环带结构(图7h), 同时可见斑铜矿、黄铜矿被铜蓝交代(图7i、j)以及黄铜矿、砷黝铜矿被硫砷铜矿交代(图8n、o)。该阶段常发育石英±明矾石‒黏土矿物‒硫化物细脉(图6e、7j), 细脉中硫化物包括黄铁矿、黄铜矿、斑铜矿、砷黝铜矿、铜蓝和蓝辉铜矿等。Cu品位整体相对较高、分布不均匀, 局部可高达0.7%～2%。

(4) 硫砷铜矿+铜蓝: 在AA′剖面分布在−500～0 m之间的高级泥化带内, 是高硫型铜金矿体主要的硫化物矿物组合。硫化物主要为黄铁矿、铜蓝、硫砷铜矿, 铜矿物主要为铜蓝(占95%以上)。黄铁矿以含有一定量的Cu为特征。Cu品位分布整体较高, 最高可达43.08%。

热液中Cu的迁移主要以Cu-Cl([CuCl2]−)(Berry et al., 2009)、Cu-HS(Cu(HS)(H2S)0和Cu(HS)2−)配合物形式(Etschmann et al., 2010)。在迁移过程中物理、化学条件的改变会引起络合物分解, 导致Cu矿物沉淀(Pokrovski et al., 2008)。不同的Fe、O以及S离子浓度导致Cu以不同硫化物的形式产出(刘英俊等, 1984)。早阶段在高温、高压、富盐条件下, H2S浓度高, 硫离子浓度低, 活动氧含量少, 形成了Cu-Fe-S三元体系矿物, 如黄铜矿和斑铜矿; 晚阶段温度降低, 硫浓度增高, 形成铁、铜的硫化物, 如黄铁矿和铜蓝。随着硫浓度的增加, Fe逐渐被Cu从铜、铁的硫化物中剔除, 铜、铁硫化物也逐渐转换为Cu-S二元体系矿物以及磁铁矿。而且随着温度、深度的降低, 流体的氧逸度增加, 活动氧逐渐代替硫占据主导作用, Fe2+变为Fe3+, 斑铜矿和磁铁矿的矿物组合最终变为蓝辉铜矿、赤铁矿的矿物组合。

斑铜矿的固溶体分离结构可作为矿石形成温度的指示剂(王焕等, 2011)。Čukaru Peki铜金矿床中的斑铜矿与不同矿物共/伴生时, 斑铜矿中Cu、Fe、S等主量元素含量不同, 其反射色具明显差异, 即Fe含量由低变高的过程中, 其反射色大致具有淡橙色‒浅蓝灰色‒蓝灰色→淡玫瑰棕色→棕红色→棕红色带淡黄色的变化趋势。Čukaru Peki铜金矿床中Cu-Fe-S体系矿物的矿物相变化由深至浅表现为: 斑铜矿‒黄铜矿呈固溶体分离状态(图7g)→斑铜矿‒蓝辉铜矿呈固溶体分离状态(图7i)→蓝辉铜矿‒铜蓝呈固溶体分离状态(图7j)。Schwartz (1931)对斑铜矿‒黄铜矿‒蓝辉铜矿的矿物相研究发现, 斑铜矿‒黄铜矿固溶体分离温度为225～475 ℃; 另有研究表明, 斑铜矿‒蓝辉铜矿的固溶体分离温度为175～225 ℃(Schwartz, 1939; Yund and Kullerud, 1966)。蓝辉铜矿中Cu+含量高, 形成于相对还原的环境; 而铜蓝中Cu2+含量高, 则形成于相对氧化的环境, 且随着成矿过程中氧化‒还原条件的改变, 在157～507℃时, 二者之间可出现相互交代、出溶的现象(Roseboom, 1966; Barton, 1973)。这反映出Čukaru Peki铜金矿床成矿温度从深部到浅部逐渐降低, 与前人流体包裹体证据相吻合(Velojić et al., 2020)。因此, 该矿床深部经历了高温热液作用, 浅部则为中低温热液作用, 且斑铜矿中的Fe元素含量的变化可以反映温度变化。

岩浆‒热液系统中硫化物的演化过程可以用硫化态来表示。硫化态是硫逸度、温度、氧逸度与pH值的综合函数(Einaudi et al., 2003)。Čukaru Peki铜金矿床的蚀变矿物组合以及蚀变分带具有典型的高硫型叠加斑岩的特征。从金属矿物组合以及形成先后顺序来看, 大致具有代表中‒低硫化态的斑铜矿‒黄铜矿±磁铁矿矿物组合→代表中‒高硫化态的斑铜矿‒蓝辉铜矿‒砷黝铜矿矿物组合→代表高‒极高硫化态的硫砷铜矿‒铜蓝矿物组合。从矿床深部到浅部为硫化态整体上升的过程, 中部有明显的高硫型矿化过渡到斑岩型矿化的特征, 其中, 砷黝铜矿及赤铁矿的产出, 表明该成矿系统中存在中硫化型矿化体系的矿物组合(图11)。

①. 黄铜矿‒斑铜矿组合; ②. 斑铜矿‒黄铜矿‒赤铁矿组合; ③. 砷黝铜矿‒硫砷铜矿组合; ④. 硫砷铜矿‒铜蓝组合。矿物代号: Asp. 砷黄铁矿; Bn. 斑铜矿; Ccp. 黄铜矿; Cv. 铜蓝矿; Dg. 蓝辉铜矿; En. 硫砷铜矿; Hem. 赤铁矿; Lö. 斜方砷铁矿; Mag. 磁铁矿; Po. 磁黄铁矿; Py. 黄铁矿; Qtz. 石英; Tnt. 砷黝铜矿; Iron. 铁。

6.3 找矿启示

斑岩型和高硫型浅成低温热液型铜金矿床主要发育于板块汇聚边缘与俯冲作用相关的火山岩浆弧以及陆缘弧中(陈华勇和吴超, 2020; Dilles and John, 2021), 两类矿床通常具有密切时空和成因联系, 构成同一成矿系统(Hedenquist and Lowenstern, 1994; Sillitoe, 2010)。Čukaru Peki铜金矿床垂向上从下至上依次发育钾硅酸盐化、青磐岩化、绢英岩化、叶蜡石化以及高级泥化蚀变分带, 金属矿物组合从代表中低硫态的Cu-Fe-S体系, 中部贯穿Cu-As-Sb-S体系, 向上过渡为代表高硫态的Cu-S体系。这一热液蚀变、金属矿物分带特征与全球许多斑岩‒高硫型浅成低温热液矿床相似, 如菲律宾Far Southeast-Lepanto矿床(Hedenquist et al., 1998)、阿根廷La Famatina矿床(Pudack et al., 2009)、保加利亚Elatsite-Chelopech矿床(Chambefort and Moritz, 2014)、蒙古Oyu Tolgoi矿床(Crane et al., 2012)、智利Valeriano矿床(Sillitoe et al., 2016)和我国西藏铁格隆南矿床(唐菊兴等, 2016; Yang et al., 2022)。这些矿床在高硫型与斑岩型矿化之间均存在着过渡矿化的相关蚀变矿物组合(红柱石、叶蜡石和硬水铝石等铝硅酸盐矿物)。因此, 本文认为叶腊石±硬水铝石±红柱石蚀变矿物组合可以作为高硫型浅成低温矿化向斑岩矿化过渡的找矿标志。相比而言, Čukaru Peki铜金矿床具有其独特性, 如菲律宾Far Southeast-Lepanto矿床的高级泥化带发育较宽, 高硫型矿体距离斑岩矿体较远, 铜矿石矿物以硫砷铜矿为主(Hedenquist et al., 1998); 而Čukaru Peki高硫型矿体与斑岩矿体距离更近, 含铜矿物以铜蓝为主。我国铁格隆南矿床的高硫型矿化相对贫金(李光明等, 2015), 斑岩型矿体在深部钾硅酸盐化带还揭露了钼矿化(王艺云等, 2018)等, 明显不同于Čukaru Peki铜金矿床。而且, Čukaru Peki铜金矿床浅部高硫型铜金矿体高级泥化带的明矾石化发育较少, 而高岭石、地开石化则较为发育, 这可能是由于Čukaru Peki铜金矿床的赋矿围岩以斜长角闪安山岩为主, 在热液蚀变过程中为成矿流体提供不了足够的K元素所导致(Hemley, 1980)。

Čukaru Peki铜金矿床深部斑岩型铜金矿体, 现阶段钻孔揭露的钾硅酸盐化规模相对较小。随着深度增加, 石英硫化物脉的数量有增加的趋势, 代表高硫态的硫化物矿物组合逐渐消失,暗示Čukaru Peki铜金矿床深边部有扩大斑岩型矿体规模的找矿潜力。根据矿床北西部TC220680钻孔(图2a)的揭露情况, 钻孔上部以青磐岩化为主, 随着深度增加, 绢云母化增强, 蚀变由绢英岩化向深部绿泥石‒白云母转变; 短波红外白云母Al-OH吸收位置也随着深度增加向高值移动; 金属硫化物特征表现为随着深度增加, 黄铜矿与黄铁矿比例增加, 深部零星出现斑铜矿, 向下Cu品位也有上升趋势, 该孔的蚀变矿物组合、短波红外特征、硫化物组合分带与矿化中心位置具有相同的趋势, 以及斑岩矿体倾向与东南侧的Bor2断层相一致。因此, 本文推测在Čukaru Peki铜金矿床北西部的深部具有寻找斑岩矿体的潜力, 同时建议加强断层下盘矿体的找矿勘查工作。

传统观点认为紫金山高硫型金铜矿床与东北方向罗卜岭斑岩铜钼矿床为同一成矿系统, 近年来矿山勘查工作表明, 两个矿床并不是同一个矿化系统, 紫金山高硫型金铜矿床深部具寻找斑岩型矿体的可能性(赖晓丹等, 2023)。Čukaru Peki铜金矿床作为斑岩‒高硫型浅成低温热液矿床, 发育有完整的蚀变与矿化分带, 与紫金山高硫型金铜矿床中高硫型矿体的蚀变矿物和金属硫化物组合与其类似(张德全等, 2003; 刘文元等, 2017)。根据紫金山金铜矿床深部可见的明矾石‒叶蜡石、石英‒白云母蚀变矿物组合和黄铁矿‒黄铜矿‒砷黝铜矿组合(刘文元等, 2017; Chen et al., 2019), 其特征类似于Čukaru Peki金铜矿床的斑岩向高硫过渡的矿体, 我们可以推测紫金山金铜矿床深边部具有寻找斑岩‒浅成低温铜金矿体的巨大潜力。Čukaru Peki铜金矿床作为新特提斯成矿域ABTS成矿带保存较为完好的超大型铜金矿床, 其成矿时代集中于晚白垩世90～80 Ma。近年来位于特提斯成矿域的我国冈底斯成矿带发现多处晚白垩世大中型矽卡岩铜金矿床, 且该带多处普遍发育100～80 Ma的岩浆岩(Jiang et al., 2012; Richards, 2015; Wang et al., 2019b; Guo et al., 2020; 李广旭等, 2021), 暗示冈底斯成矿带具有寻找晚白垩世斑岩‒浅成低温铜金矿床的潜力。

7 结 论

(1) Čukaru Peki铜金矿床主要产于晚白垩世斜长角闪安山岩中, 矿区热液蚀变强烈发育, 具有明显的分带特征, 下部为斑岩型铜金矿体, 以岩体为中心, 由内向外可划分为钾硅酸盐化带、青磐岩化带、绿泥石‒白云母带和石英‒白云母带, 其中绿泥石‒白云母带中的白云母SWIR Al-OH 2200 nm吸收峰波长高于石英‒白云母带; 斑岩向浅成低温过渡铜金矿体发育硬水铝石‒叶蜡石带; 上部高硫型浅成低温铜金矿体发育高级泥化蚀变, 由内向外可划分为石英‒明矾石带、地开石‒高岭石带和蒙脱石带。

(2) 金属矿物组合有明显的分带特征, 下部斑岩型铜金矿体由下至上表现为: 黄铜矿+斑铜矿组合→黄铁矿+黄铜矿+(磁铁矿±赤铁矿)组合; 斑岩向浅成低温过渡的铜金矿体部分表现为: 砷黝铜矿+ (斑铜矿+黄铜矿+蓝辉铜矿+铜蓝)组合; 上部高硫型铜金矿体为硫砷铜矿+铜蓝组合。总体上, 矿床下部为Cu-Fe-S体系, 中部贯穿Cu-As-Sb-S体系, 向上转变为Cu-S体系。硫化物组合从深部早阶段的高温低硫化态转变为中浅部晚阶段的低温高硫化态。在此基础上, 本文提出叶腊石±硬水铝石±红柱石蚀变矿物组合可以作为高硫型浅成低温矿化向斑岩矿化过渡的找矿标志。

(3) 根据Čukaru Peki铜金矿床的蚀变矿物组合分带特征、短波红外, 矿物组合、硫化物分带以及硫化物生成顺序等信息, 推测该矿床北西部和深边部具有巨大找矿潜力。本文的研究可以为Timok矿集区成矿模式构建提供依据, 也可以为对我国紫金山浅成低温金铜矿床深边部增储、冈底斯成矿带内寻找斑岩-浅成低温热液铜金矿床提供参考。

致谢:样品采集过程中获得紫金矿业股份集团有限公司相关项目工程师的大力支持和帮助, 在此表示感谢; 感谢福州大学紫金地质与矿业学院陈素余老师对实验测试提供指导与帮助; 感谢实验室各位同门师兄弟样品处理和数据复核; 感谢审稿专家中国科学院广州地球化学研究所陈华勇研究员和中国地质科学院矿产资源研究所江思宏研究员对本文提出宝贵意见和建议。

陈华勇, 吴超. 2020. 俯冲带斑岩铜矿系统成矿机理与主要挑战. 中国科学: 地球科学, 50(7): 865–886.

韩宁, 江思宏, 白大明, 陈春良, 刘源, 康欢. 2019. 东欧南部阿普塞尼‒巴纳特‒蒂莫克‒斯雷德诺戈里斯基(ABTS)铜‒金成矿带地质特征. 地质通报, 38(11): 1920–1937.

侯增谦, 郑远川, 杨志明, 杨竹森. 2012. 大陆碰撞成矿作用: Ⅰ. 冈底斯新生代斑岩成矿系统. 矿床地质, 31(4): 647–670.

江思宏, 聂凤军, 张义, 胡朋. 2004. 浅成低温热液型金矿床研究最新进展. 地学前缘, 11(2): 401–411.

赖晓丹, 张锦章, 李晶, 杨凯, 祁进平, 蒋姣姣. 2023. 基于短波红外光谱技术的蚀变矿物大数据定量预测方法探索. 矿床地质, 42(1): 55–65.

李光明, 张夏楠, 秦克章, 孙兴国, 赵俊兴, 印贤波, 李金祥, 袁华山. 2015. 羌塘南缘多龙矿集区荣那斑岩‒高硫型浅成低温热液Cu-(Au)套合成矿: 综合地质、热液蚀变及金属矿物组合证据. 岩石学报, 31(8): 2307–2324.

李广旭, 曾令森, 高利娥, 高家昊, 赵令浩. 2021. 藏南冈底斯岩基东段朗县杂岩早白垩世岩浆作用: 新特提斯洋二次俯冲. 岩石学报, 37(10): 2995–3034.

刘文元, 陈毓川, 刘羽. 2017. 紫金山矿田Cu-Fe-S矿物的EPMA和LA-ICP-MS微区元素分析及地质意义. 地学前缘, 24(5): 39–53.

刘英俊, 曹励明, 李兆麟, 王鹤年, 储同庆, 张景荣. 1984. 元素地球化学. 北京: 科学出版社: 50–415.

毛景文, 罗茂澄, 谢桂青, 刘军, 吴胜华. 2014. 斑岩铜矿床的基本特征和研究勘查新进展. 地质学报, 88(12): 2153–2175.

饶东平. 2021. 多元素分析在岩性及含矿性判别的应用——以塞尔维亚佩吉铜金矿床为例. 矿产勘查, 12(4): 980– 988.

唐菊兴, 宋扬, 王勤, 林彬, 杨超, 郭娜, 方向, 杨欢欢, 王艺云, 高轲, 丁帅, 张志, 段吉琳, 陈红旗, 粟登逵, 冯军, 刘治博, 韦少港, 贺文, 宋俊龙, 李彦波, 卫鲁杰. 2016. 西藏铁格隆南铜(金银)矿床地质特征及勘查模型——西藏首例千万吨级斑岩‒浅成低温热液型矿床. 地球学报, 37(6): 663–690.

王焕, 王立强, 应立娟, 郑文宝. 2011. 西藏甲玛铜多金属矿床斑铜矿特征及其成因意义. 矿床地质, 30(2): 305–317.

王瑞, 朱弟成, 王青, 侯增谦, 杨志明, 赵志丹, 莫宣学. 2020. 特提斯造山带斑岩成矿作用. 中国科学: 地球科学, 50(12): 1919–1946.

王艺云, 唐菊兴, 宋扬, 杨超, 林彬, 王勤, 孙渺, 高轲, 方向, 杨欢欢. 2018. 西藏铁格隆南斑岩‒高硫型浅成低温热液矿床主要矿石矿物特征. 矿物学报, 38(1): 109–122.

张德全, 佘宏全, 李大新, 丰成友. 2003. 紫金山地区的斑岩‒浅成热液成矿系统. 地质学报, 77(2): 253–261.

张少颖, 张华锋. 2017. 叶蜡石化蚀变过程中的元素活动性与流体性质: 以山西五台地区白云叶蜡石矿为例. 岩石学报, 33(6): 1872–1892.

中色紫金地质勘查院Timok项目组. 2021. 塞尔维亚紫金矿业有限公司2021年度地质勘查工作年报.

Banješević M. 2010. Upper cretaceous magmatic suites of the Timok magmatic complex., (71): 13–22.

Banješević M, Cvetković V, Quadt A V, Ljubović O D, Vasić N, PaČevski A, Peytcheva I. 2019. New constraints on the main mineralization event inferred from the latest discoveries in the Bor Metallogenetic Zone (BMZ, East Serbia)., 9(11), 672.

Banješević M, Large D. 2014. Geology and mineralization of the new copper and gold discovery south of Bor Timok magmatic complex.: 739–741.

Barton P B. 1973. Solid solutions in the system Cu-Fe-S, Part Ⅰ: The Cu-S and CuFe-S joins., 68(4): 455–465.

Berry A J, Harris A C, Kamenetsky V S, Newville M, Sutton S R. 2009. The speciation of copper in natural fluid inclusions at temperatures up to 700 ℃., 259(1–2): 2–7.

Calder M F, Chang Z, Arribas A, Gaibor A, Dunkley P, Pastoral J, Kouzmanov K, Spandler C, Hedenquist J W. 2022. High-grade copper and gold deposited during postpotassic chlorite-white mica-albite stage in the Far Southeast porphyry deposit, Philippines., 117(7): 1573–1596.

Chambefort I, Moritz R. 2014. Subaqueous environment and volcanic evolution of the Late Cretaceous Chelopech Au-Cu epithermal deposit, Bulgaria., 289: 1–13.

Chen J, Cooke D R, Piquer J, Selley D, Zhang L, White N C. 2019. Hydrothermal alteration, mineralization, and structural geology of the Zijinshan high-sulfidation Au-Cu deposit, Fujian Province, Southeast China., 114(4): 639–666.

Ciobanu C L, Cook N J, Stein H. 2002. Regional setting and geochronology of the Late Cretaceous Banatitic magmatic and metallogenetic belt., 37(6): 541–567.

Corbett G. 2002. Epithermal gold for explorationists., 67: 1–8.

Crane D, Kavalieris I, Hedenquist J W, Harris M, Camus F. 2012. Geologic overview of the Oyu Tolgoi porphyry Cu-Au-Mo deposits, Mongolia, geology and genesis of major copper deposits and districts of the world: A tribute to Richard H. sillitoe., 16: 187–213.

Dilles J H, John D A. 2021. Porphyry and epithermal mineral deposits // Alderton D, Elias S A. Encyclopedia of Geology. Oxford: Academic Press: 847–866.

Einaudi M T, Hedenquist J W, Inan E E. 2003. Sulfidation state of hydrothermal fluids: The porphyry-epithermal transition and beyond // Simmons S F, Graham I. Volcanic, Geothermal, and Oreforming Fluids: Rulers and Witnessesof Processes within the Earth., 10: 285–313.

Etschmann B E, Liu W, Testemale D, Müller H, Rae N A, Proux O, Hazemann J L, Brugger J. 2010. AnXAS study of copper (Ⅰ) transport as hydrosulfide complexes in hydrothermal solutions (25–592 ℃, 180–600 bar): Speciation and solubility in vapor and liquid phases., 74(16): 4723–4739.

Gallhofer D, Quadt A V, Peytcheva I, Schmid S M, Heinrich C A. 2015. Tectonic, magmatic, and metallogenic evolution of the Late Cretaceous arc in the CarpathianBalkan orogen., 34(9): 1813–1836.

Guo L, Oliver J, William J S, Zhang H F. 2020. Formation and composition of the Late Cretaceous Gangdese arc lower crust in southern Tibet., 175, 58.

Gustafson L B, Hunt J P. 1975. The porphyry copper deposit at El Salvador, Chile., 70(5): 857– 912.

Hedenquist J W, Arribas R A. 2022. Exploration implications of multiple formation environments of advanced argillic minerals., 117(3): 609–643.

Hedenquist J W, Arribas R A, Aoki M. 2017. Zonation of sulfate and sulfide minerals and isotopic composition in the Far Southeast porphyry and Lepanto epithermal Cu-Au deposits, Philippines., 67(2): 174– 196.

Hedenquist J W, Arribas R A, Gonzalez-Urien E. 2000. Exploration for Epithermal Gold deposits., 13(2): 245–277

Hedenquist J W, Arribas R A, Reynolds T J. 1998. Evolution of an intrusion-centered hydrothermal system: Far Southeast-Lepanto porphyry and epithermal Cu-Au deposits, Philippines., 93(4): 373–404.

Hedenquist J W, Lowenstern J B. 1994. The role of magmas in the formation of hydrothermal ore deposits., 370(6490): 519–527.

Hemley J J, Montoya J W, Marinenko J W, Luce R W. 1980. Equilibria in the system Al2O3-SiO2-H2O and some general implications for alteration/mineralization processes., 75: 210–228.

Jakubec J, Macsporran G, Duinker P, Pittuck M, Manoljović P, Sucharda M, Samouković M, Bunyard C, Arseneau G. 2018. NI 43-101 Technical Report-Timok Copper-Gold Project, Serbia: Upper Zone Prefeasibility Study and Resource Estimate for the Lower Zone. Nevsun Resources Ltd.: 1–427.

Jelenković R, Milovanović D, Koželj D, Banješević M. 2016. The mineral resources of the Bor metallogenic zone: A review., 69(1): 143–155.

Jiang Z Q, Wang Q, Li Z X, Wyman D A, Tang G J, Jia X H. 2012. Late Cretaceous (. 90 Ma) adakitic intrusive rocks in the Kelu area, Gangdese Belt (southern Tibet): Slab melting and implications for Cu-Au mineralization., 53: 67–81.

Klimentyeva D, Driesner T, Quadt A V, TonČić T, Heinrich C. 2021. Silicate-replacive high sulfidation massive sulfide orebodies in a porphyry Cu-Au system: Bor, Serbia., 56(8): 1423–1448.

Klimentyeva D, Velojic M, Quadt A V, Hood S. 2022. Interpretation of trace element chemistry of zircons from Bor and Cukaru Peki: Conventional approach and random forest classification., 12(11), 396.

Knaak M, Márton I, Tosdal R M, Toorn J van der, Davidović D, Strmbanović I, Zdravković M, Živanovkć J, Hasson S, Richards J P. 2016. Geologic setting and tectonic evolution of porphyry Cu-Au, polymetallic replacement, and sedimentary rock-hosted Au deposits in the northwestern area of the Timok magmatic complex, Serbia // Richards J P. Tectonics and Metallogeny of the Tethyan Orogenic Belt., 19: 1–28.

Kolb M. 2011. Geochronology and Isotope Geochemistry of Magmatic Rocks from Western Srednogorie (Bulgaria) and Timok Magmatic Complex (East Serbia). PhD thesis, ETH Zurich: 1–4.

Kolb M, Quadt A V, Peytcheva I, Heinrich C A, Fowler S J, Cvetković V. 2013. Adakite-like and normal arc magmas: Distinct fractionation paths in the East Serbian segment of the Balkan-Carpathian arc., 54(3): 421–451.

Lowell J D, Guilbert J M. 1970. Lateral and vertical alteration-mineralization zoning in porphyry ore deposits., 65(4): 373–408.

Pokrovski G S, Borisova A Y, Harrichoury J C. 2008. The effect of sulfur on vapor-liquid fractionation of metals in hydrothermal systems., 266(3–4): 345–362.

Pudack C, Halter W E, Heinrich C A, Pettke T. 2009. Evolution of magmatic vapor to gold-rich epithermal liquid: The porphyry to epithermal transition at Nevados de Famatina, Northwest Argentina., 104(4): 449– 477.

Reyes A G. 1990. Petrology of Philippine geothermal systems and the application of alteration mineralogy to their assessment., 43(1): 279–309.

Richards J P. 2009. Postsubduction porphyry Cu-Au and epithermal Au deposits: Products of remelting of subduction-modified lithosphere., 37(3): 247– 250.

Richards J P. 2015. Tectonic, magmatic, and metallogenic evolution of the Tethyan orogen: From subduction to collision., 70: 323–345.

Roseboom E H. 1966. An investigation of the system Cu-S and some natural copper sulfides between 25℃ and 700℃., 61(4): 641–672.

Schwartz G M. 1931. Intergrowths of bornite and chalcopyrite., 26(2): 186–201.

Schwartz G M. 1939. Significance of bornite-chalcocite microtextures., 34(4): 399–418.

Sillitoe R H. 2000. Gold-rich porphyry deposits: Descriptive and genetic models and their role in exploration and discovery., 13: 315–345.

Sillitoe R H. 2010. Porphyry copper systems., 105(1): 3–41.

Sillitoe R H, Burgoa C, Hopper D R. 2016. Porphyry copper discovery beneath the Valeriano lithocap, Chile., 1–20.

Stoffregen R E. 1987. Genesis of acid-sulfate alteration and Au-Cu-Ag mineralization at Summitville, Colorado., 82(6): 1575–1591.

Velojić M, Jelenkovic R, Cvetkovic V. 2020. Fluid evolution of the Čukaru Peki Cu-Au porphyry system (East Serbia)inferred from a fluid inclusion study.,73(3): 197–209.

Wang Y, Tang J X, Wang L Q, Li S, Danzhen W X, Li Z. 2019. Magmatism and metallogenic mechanism of the Ga’erqiong and Galale Cu-Au deposits in the west centralLhasa subterrane, Tibet: Constraints from geochronology, geochemistry, and Sr-Nd-Pb-Hf isotopes., 105: 616–635.

Yang C, Beaudoin G, Tang J X, Song Y, Wang L Q, Huang X W. 2022. Cu-sulfide mineralogy, texture, and geochemistryin the Tiegelongnan porphyry-epithermal copper system, Tibet, China., 57(5): 759–779.

Yang H H, Wang Q, Li Y B, Lin B, Song Y, Wang Y Y, He W, Li H W, Li S, Li J L. 2022. Geology and mineralization of the Tiegelongnan supergiant porphyry-epithermal Cu (Au, Ag) deposit (10 Mt) in western Tibet, China: A review., 5(1): 136–159.

Yund R A, Kullerud G. 1966. Thermal stability of assemblages in the Cu-Fe-S system., 7(3): 454– 488.

Hydrothermal Alteration and Sulfide Zoning Characteristics of the Čukaru Peki Super-large Porphyry-epithermal Copper-gold Deposit in Western Tethys, Serbia and its Implication for Exploration

SHAN Siqi1, XIE Guiqing1, 2, 3*, LIU Wenyuan1, ZHENG Jiahao1, XING Bo1

(1. Zijin School of Geology and Mining, Fuzhou University, Fuzhou 350108, Fujian, China; 2. School of Earth Sciences and Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China; 3. MNR Key Laboratory for Exploration Theory and Technology of Critical Mineral Resources, Beijing 100083, China)

The zoning characteristics of alteration and mineralization are the key to establish the deposit model and prospecting prediction of the porphyry-epithermal copper-gold metallogenic system. The Čukaru Peki is a newly discovered giant porphyry-epithermal copper-gold deposit (upper zone: copper 1.54 million tons @ 2.45%, gold 86 t @ 1.37 g/t, lower zone: copper 14.28 million tons @ 0.83%, gold 295 tons @ 0.17 g/t) in Timok, Serbia, Western Tethys. The orebodies are mainly hosted in the late Cretaceous plagioclase andesite, and research on its alteration and mineralizationzoning characteristics and prospecting potential is rare. In this paper, we integrated drill hole logging with short-wavelength infrared (SWIR) spectral analysis, microscopic observation, and sulfide EMPA results of rock and ore samples, and the characteristics of hydrothermal alteration and sulfide zoning were determined, and its implication for exploration was discussed. We found that the deposit has zoning characteristics of high-sulfidation epithermal copper-gold mineralization in the upper part, transitional copper-gold mineralization in the middle part, and porphyry copper-gold mineralization in the lower part. The zoning characteristics of hydrothermal alteration in the mining area are apparent. The porphyry intrusion is the centre of the porphyry-type copper-gold mineralization, and potassic alteration zone, propylitic alteration zone, chlorite-white mica zone, and quartz-white mica-zone are developed sequentially outwards. The wavelength of the white mica SWIR Al-OH 2200 nm peak position in the chlorite-white mica zone is generally higher than that in the quartz-white-mica zone. The transitional mineralization develops diaspore-pyrophyllite alterations and dickite-kaolinite superimposed with phyllic alterations. The upper high-sulfidation epithermal copper-gold mineralization develops advancedargillic, which can be divided into quartz-alunite, dickite-kaolinite and montmorillonite from inside outside. Metallic mineral assemblages also have prominent zoning characteristics: the deep to shallow zonation of chalcopyrite + bornite → chalcopyrite + pyrite + (magnetite ± hematite) for the lower porphyry copper-gold mineralization; the mainly tennantite + (bornite + chalcopyrite + digenite + covellite) for the transitional copper-gold mineralization; enargite + covellite for the upper high-sulfidation epithermal copper-gold type mineralization. Overall, the lower part of the ore deposit is a Cu-Fe-S system, the middle part runs through the Cu-As-Sb-S system, and it transforms upwards into a Cu-S system. The sulfide assemblage changes from the high-temperature and low-sulfidation state in the deep early stage to the low-temperature and high-sulfidation state in the mid-shallow at the late stages. In summary, combined with the geochemical data, we established a hydrothermal alteration and sulfide assemblage zoning model and speculated that there is an excellent mineralization potential in the northwestern and deep part of the Čukaru Peki copper-gold deposit. This model presented may have important implications for deep exploration of the Zijinshan gold-copper deposit and late Cretaceous porphyry- epithermal copper-gold deposits in the Gangdise metallogenic belts.

porphyry deposit; high sulfidation epithermal deposit; Čukaru Peki copper-gold deposit; hydrothermal alteration; sulfide assemblages; Timok

10.16539/j.ddgzyckx.2023.05.009

2023-01-04;

2023-03-22

国家杰出青年科学基金项目(41925011)和紫金矿业集团股份有限公司项目(01612012)联合资助。

单思齐(1998–), 男, 硕士研究生, 矿产普查与勘探专业。E-mail: fredshark@hotmail.com

谢桂青(1975–), 男, 教授, 博士生导师, 主要从事矿床模型与找矿预测研究。E-mail: xieguiqing@cugb.edu.cn

P618.41; P618.51

A

1001-1552(2023)05-1085-025