新疆窮布拉克銅礦床號礦體方解石流體包裹體和穩(wěn)定同位素研究

新疆窮布拉克銅礦床號礦體方解石流體包裹體和穩(wěn)定同位素研究

楚布拉克銅礦床位于新疆伊寧縣，阿卜拉拉涼山最東端。該區(qū)銅礦床眾多,規(guī)模均不大,窮布拉克銅礦床是其中規(guī)模最大者,勘探儲量已達(dá)20多萬t,具中型規(guī)模。20世紀(jì)50年代末民間對該礦進(jìn)行過地表采礦,但直到70年代末,新疆冶金局703隊(duì)才開始在該區(qū)正式開展地質(zhì)工作。對于窮布拉克銅礦床的成因類型,一直存在分歧,主要有以下幾種看法:(1)與火山機(jī)構(gòu)有關(guān)的中低溫火山熱液型礦床;(2)Ⅰ號礦體為沉積砂礫巖型,Ⅱ、Ⅴ、Ⅵ、Ⅶ號礦體為火山熱液型;(3)Ⅰ號礦體為沉積-改造型,Ⅱ、Ⅴ、Ⅵ、Ⅶ號礦體為火山熱液型。王士明(1994)則根據(jù)賦礦巖石和產(chǎn)狀將窮布拉克銅礦床分為3種類型。另外,李小軍(1990)認(rèn)為Ⅰ號礦體是后期熱液遷移改造所致,與砂礫巖地層無關(guān)。盡管對于礦床類型有不同看法,但都強(qiáng)調(diào)火山熱液對成礦的貢獻(xiàn),而且礦床與構(gòu)造系統(tǒng)關(guān)系密切。關(guān)于該礦床成礦機(jī)制的研究工作比較薄弱,莫江平等(1997)進(jìn)行了少量的流體包裹體和硫鉛同位素研究,認(rèn)為成礦流體為低溫火山熱液,火山熱液型礦體的成礦物質(zhì)來源于深部巖漿,而Ⅰ號礦體的成礦物質(zhì)與礦化火山熔巖風(fēng)化搬運(yùn)沉積有關(guān)。羅勇等(2011)對窮布拉克銅礦床的火山熱液型礦體進(jìn)行了流體包裹體和碳氧同位素研究,認(rèn)為該礦床流體包裹體為產(chǎn)于張性斷裂體系中的包裹體組合。溫度降低是導(dǎo)致該礦床銅沉淀的主要原因,而流體進(jìn)入張性斷裂系統(tǒng)后的減壓沸騰也是銅礦物沉淀富集的機(jī)制之一。碳氧同位素顯示出幔源的特征,是地幔巖漿流體去氣作用的產(chǎn)物?？梢?已有的研究工作大多集中在Ⅱ、Ⅴ、Ⅵ、Ⅶ號礦體,其為火山熱液成因類型的證據(jù)也比較充分。而Ⅰ號礦體僅進(jìn)行過少量的穩(wěn)定同位素和零星的流體包裹體研究,一直缺乏系統(tǒng)的深入研究。目前,關(guān)于礦區(qū)的成礦流體來源和成礦機(jī)制也仍然缺乏明確的認(rèn)識。對此,本文選擇Ⅰ號礦體進(jìn)行詳細(xì)的礦相學(xué)、流體包裹體和碳、氧、硫同位素分析,并結(jié)合前人對火山熱液型礦體的研究成果,重新探討Ⅰ號礦體的成因類型和成礦機(jī)制。1晚石炭世-二疊紀(jì)構(gòu)造-沉積巖漿巖窮布拉克銅礦床隸屬于西天山地區(qū)阿吾拉勒鐵銅成礦帶西段,位于伊犁板塊中東部。晚古生代是該區(qū)最重要的構(gòu)造-巖漿演化和成礦作用階段。其中,泥盆-石炭紀(jì)為板塊俯沖、碰撞造山階段,形成了該區(qū)廣泛分布的石炭紀(jì)海相火山巖地層和侵入巖類。石炭紀(jì)末至二疊紀(jì)該區(qū)為陸內(nèi)裂谷演化階段,代表性的陸相火山巖地層和眾多銅礦床即與其有關(guān)。上石炭統(tǒng)伊什基里克組(C2y)分布于西阿吾拉勒山西北和東南部,主要巖性為暗灰綠色石英斑巖、流紋斑巖和安山玢巖,夾火山碎屑巖和少量鈣質(zhì)砂巖。二疊系是區(qū)內(nèi)的主要地層單元,與下伏伊什基里克組為斷層接觸。其中,下二疊統(tǒng)出露近6000m厚的陸相火山巖地層,火山巖以玄武巖-流紋巖的雙峰式組合為典型特征。中二疊統(tǒng)以磨拉石建造和河湖相沉積為總體特點(diǎn),局部夾少量雙峰式火山巖,與下二疊統(tǒng)平行不整合接觸。上二疊統(tǒng)角度不整合于中二疊統(tǒng)之上,以內(nèi)陸盆地型河流-湖泊相沉積為主。西阿吾拉勒地區(qū)現(xiàn)在的構(gòu)造系統(tǒng)是在晚石炭世-二疊紀(jì)期間陸內(nèi)裂谷系統(tǒng)的基礎(chǔ)上由中新生代的抬升剝蝕和板內(nèi)走滑斷裂的改造所形成。全區(qū)整體為一復(fù)向斜,保留了裂谷時期的地塹式構(gòu)造-沉積特點(diǎn)。斷裂構(gòu)造可分為3組:⑴東西向斷裂,多為改造裂谷系統(tǒng)的高角度正斷層所形成,控制著區(qū)內(nèi)的主要構(gòu)造格局和礦床分布;⑵北西向斷裂,主要為中新生代的板內(nèi)擠壓、走滑所形成,具右行壓扭特征,有一定的控礦和容礦作用;⑶北東向斷裂,規(guī)模較前兩種小,具壓性特征,對成礦有一定的破壞作用。區(qū)內(nèi)還發(fā)育少量火山穹隆和破火山口,以莫斯早特穹隆和圓頭山穹隆最為典型。區(qū)內(nèi)侵入巖廣泛發(fā)育,以華力西晚期為主,具有集中分布的特點(diǎn),均為淺成和超淺成相,呈巖枝、小巖株、巖床和巖穹產(chǎn)出。多為酸性巖類,中性巖次之,基性巖多為較小的輝綠巖脈。酸性巖漿巖測年結(jié)果主要為240~270Ma,為中晚二疊世和早三疊世早期的巖漿活動產(chǎn)物?；鹕綆r主要出露于下二疊統(tǒng),旋回清楚,韻律明顯,是區(qū)內(nèi)銅礦的主要賦礦巖層。2成礦后斷裂型控制礦巖石學(xué)特征窮布拉克銅礦床位于阿吾拉勒成礦帶最西端,區(qū)內(nèi)地層為下二疊統(tǒng)塔爾得套組第五巖性段(P1t5)和中二疊統(tǒng)塔姆其薩依組(P2t),二者呈平行不整合接觸(圖1)。塔爾得套組第五巖性段(P1t5)為一套噴發(fā)-溢流相陸相火山巖建造,主要巖性為凝灰角礫集塊巖、杏仁狀安山玄武巖、安山玄武質(zhì)角礫熔巖、火山角礫巖夾集塊巖。塔姆其薩依組(P2t)為一套陸源火山沉積碎屑巖夾火山巖建造。從下到上的主要巖性為玄武質(zhì)凝灰角礫巖、凝灰質(zhì)砂礫巖、凝灰質(zhì)粗礫巖、凝灰質(zhì)細(xì)砂巖和含粉砂巖、黃褐色砂礫巖夾凝灰角礫巖、灰色、灰綠色、灰紫色中—細(xì)粒碎屑巖夾灰—灰黑色炭質(zhì)灰?guī)r、泥灰?guī)r,反映出沉積環(huán)境從淺到深的變化。礦區(qū)構(gòu)造較復(fù)雜,地層組成為一向南傾斜的單斜構(gòu)造。礦區(qū)北緣為規(guī)模較大的近東西向窮布拉克斷裂,呈向南突出的弧形,為一張扭性大斷裂。其斷裂破碎帶寬數(shù)十米至百余米,沿?cái)嗔褞妓猁}化、硅化、褐鐵礦化和綠泥石化等蝕變較強(qiáng)并且有明顯的Cu、Pb、Zn、Ag等元素異常和斷續(xù)銅礦化分布,局部可見到銅礦體,說明該斷裂是區(qū)內(nèi)重要的控礦斷裂構(gòu)造。區(qū)內(nèi)還發(fā)育一系列近于垂直地層分布的北北東向和北北西向橫向斷裂,多錯斷地層,斷距數(shù)十米,部分礦體和巖脈被其截?cái)?屬于成礦后斷裂。區(qū)內(nèi)侵入巖不發(fā)育,僅在塔爾得套組安山玄武質(zhì)角礫熔巖層中出露較多的輝綠玢巖和閃長玢巖脈,規(guī)模很小,多為透鏡狀(圖1)。礦區(qū)內(nèi)具工業(yè)價(jià)值的礦體包括Ⅰ、Ⅱ、Ⅴ、Ⅵ、Ⅶ號礦體。礦體產(chǎn)于中、下二疊統(tǒng)不整合面兩側(cè),近東西向展布,與地層走向及區(qū)域構(gòu)造方向近于一致。根據(jù)賦礦圍巖不同可分為3種類型:(1)產(chǎn)于塔姆其薩伊組下部凝灰質(zhì)粗礫巖和凝灰質(zhì)角礫巖中的似層狀礦體(Ⅰ號礦體);(2)產(chǎn)于塔爾得套組杏仁狀安山玄武巖中的脈狀礦體(Ⅱ號和Ⅴ號礦體),(3)產(chǎn)于塔爾得套組安山玄武質(zhì)角礫熔巖中的脈狀、透鏡體狀礦體(Ⅵ號和Ⅶ號礦體)。其中,第(2)類和第(3)礦體為火山熱液成因類型。礦體長280~460m,寬5~9m,深86~217m,礦石較富,平均品位0.83%~1.91%。前者的含銅礦物多與方解石一起分布于安山玄武巖的杏仁體和孔隙中。后者的含銅礦物多與方解石一起分布于安山玄武質(zhì)角礫之間和角礫中。二者的礦石結(jié)構(gòu)多為交代結(jié)構(gòu)、固溶體分離結(jié)構(gòu)。礦石構(gòu)造以浸染狀和細(xì)脈狀構(gòu)造為主,局部為角礫狀和塊狀構(gòu)造。金屬礦物組合比較簡單,地表以孔雀石為主,少量輝銅礦,淺部以輝銅礦、斑銅礦為主,深部則為黃銅礦、黃鐵礦。局部可見含銅磁鐵礦的殘留體,并在其表面見到輝銅礦和黃銅礦,表明熱液交代作用貫穿于成礦過程的始終。圍巖蝕變以綠泥石化、碳酸鹽化為主,少量綠簾石化、硅化。Ⅰ號礦體包括Ⅰ-1和Ⅰ-2兩條礦脈。礦體長400~600m,厚2~9.7m,傾向延伸270m(圖2),銅品位一般為0.6%~1%。礦體在地表呈似層狀,斷續(xù)延伸,與地層產(chǎn)狀接近一致,但在平硐中可以看到礦體與地層為斜交關(guān)系,交角較小。根據(jù)其穿越的巖性不同可以分為3種礦石類型:凝灰質(zhì)粗礫巖型、凝灰質(zhì)砂礫巖型和玄武質(zhì)凝灰角礫巖型。三者的主要區(qū)別就是礫石或角礫的大小和形態(tài)不同,礫石和角礫成分均以安山玄武巖為主(圖3-a,b,c)。金屬礦物主要分布在礫石和角礫的膠結(jié)物中,多呈集合體嵌于方解石(少量石英)脈或團(tuán)塊中(圖3-d),少量金屬礦物分布于礫石和角礫中的杏仁體和孔隙中(圖3-e,f)。主要金屬礦物包括斑銅礦、輝銅礦、藍(lán)輝銅礦、方鉛礦、黃銅礦、黃鐵礦和孔雀石。礦石結(jié)構(gòu)多為固溶體分離結(jié)構(gòu)(圖3-g,h)、交代結(jié)構(gòu)(圖3-i,j,k,l)和自形-半自形粒狀結(jié)構(gòu)(圖3-i,j)。其中,固溶體分離結(jié)構(gòu)主要有輝銅礦-斑銅礦和斑銅礦-黃銅礦兩種類型。礦石構(gòu)造以浸染狀構(gòu)造(圖3-b)、細(xì)脈狀構(gòu)造(圖3-c)和網(wǎng)脈狀構(gòu)造(圖3-a)為主。礦化可分為原生期和氧化期,根據(jù)礦物的穿插、交代關(guān)系,主要金屬礦物從早到晚的生成順序?yàn)?黃鐵礦、方鉛礦、黃銅礦(1)、斑銅礦、輝銅礦、藍(lán)輝銅礦、黃銅礦(2)。電子探針分析結(jié)果表明,斑銅礦和輝銅礦中Ag含量較高,分別可達(dá)0.45%和0.5%,是Ag的主要賦存礦物(圖4)。氧化期礦物以孔雀石、赤鐵礦和綠泥石等次生蝕變礦物為主。圍巖蝕變以綠泥石化、碳酸鹽化為主,少量綠簾石化、硅化,極少量透閃石化。3顯微測溫及流體密度測量本文用于流體包裹體分析的樣品均采自Ⅰ號礦體,為充填于凝灰質(zhì)粗礫巖、砂礫巖和玄武質(zhì)凝灰角礫巖中的含礦方解石脈,方解石純凈透明,晶體較大。用于穩(wěn)定同位素分析的樣品為Ⅰ號礦體3種類型礦石中的方解石和硫化物。野外采集樣品時盡量選擇新鮮的原生礦石和有代表性的樣品。在室內(nèi),對用于穩(wěn)定同位素分析的樣品進(jìn)行搗碎、篩選和淘洗,然后在雙目鏡下挑選出粒徑0.1~1mm的單礦物。方解石單礦物純度可達(dá)99%,硫化物純度可達(dá)95%以上。流體包裹體的顯微測溫工作在國土資源部成礦作用與資源評價(jià)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成,測試所用儀器為英國產(chǎn)LINKAMTHMSG600顯微冷熱臺,測溫范圍:-195℃~+600℃,分析精度為:在-195℃~30℃時,精度為±0.1℃,在30℃~600℃時,精度為±1℃。實(shí)驗(yàn)過程中先進(jìn)行冷凍測溫,在接近最后冰晶消失時的升溫速率控制在0.1℃/min,測均一溫度時,開始的升溫速率為20℃/min,然后逐漸降低速率,接近相變點(diǎn)時為2℃/min。包裹體的鹽度根據(jù)所測得的冰點(diǎn)利用冰點(diǎn)-鹽度公式:W=0.00+1.78Tm-0.0442Tm2+0.000557Tm3計(jì)算,W為NaCl的質(zhì)量分?jǐn)?shù),Tm為冰點(diǎn)溫度。劉斌等(1999)根據(jù)實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)推導(dǎo)出NaCl-H2O體系不同鹽度流體包裹體的密度式:D=A+Bt+Ct2,D為流體密度(g/cm3),t為均一溫度,A、B、C為無量綱參數(shù),是鹽度的函數(shù)。根據(jù)該公式計(jì)算出本文的包裹體的流體密度。碳、氧同位素?cái)?shù)據(jù)是在中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所完成的,使用的是傳統(tǒng)的離線分析方法。將約50mg碳酸鹽巖粉末樣品和無水磷酸在真空條件下反應(yīng),反應(yīng)溫度25℃,恒溫48h。反應(yīng)完畢,將純化后的二氧化碳?xì)怏w導(dǎo)入FinniganDeltaS型質(zhì)譜儀中測定其同位素比值。同位素分析結(jié)果相對于國際V-PDB標(biāo)準(zhǔn)表示,δ18OSMOW根據(jù)公式δ18OSMOW=1.0309δ18OVPDB+30.91換算。分析測試精度優(yōu)于0.2‰。硫化物硫同位素?cái)?shù)據(jù)是在中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所完成的,使用的是傳統(tǒng)的離線分析方法。將約15mg硫化物粉末樣品和150mgV2O51050℃溫度條件下反應(yīng)15min。反應(yīng)完畢,將純化后的二氧化硫氣體導(dǎo)入FinniganDeltaS型質(zhì)譜儀中測定其同位素比值。同位素分析結(jié)果相對于國際V-CDT標(biāo)準(zhǔn)表示。分析測試精度優(yōu)于0.3‰。4水體包體特征4.1方解石解理面。c窮布拉克銅礦床Ⅰ號礦體3種礦石含礦方解石中包裹體的類型相同。包裹體數(shù)量較多,以原生包裹體為主,少量次生包裹體。包裹體多孤立分布(圖5-a,b),或沿方解石解理面呈串珠狀分布(圖5-c,d)。包裹體粒徑較小,3~20μm,多為5~10μm,形態(tài)不規(guī)則,多為方形、橢圓形、長條形、三角形,近圓形者較少。包裹體類型單一,均為富液相氣液兩相包裹體,多為無色透明,氣相百分?jǐn)?shù)為5%~20%,絕大多數(shù)都小于15%,僅見到2個氣相百分?jǐn)?shù)超過50%的包裹體,氣泡顏色較深,加熱過程中氣泡顏色和大小無變化。因此,這種包裹體可能是在制備樣品的過程中發(fā)生泄漏造成的。4.2流體包裹體均一溫度和鹽度分布對Ⅰ號礦體3種礦石的5個樣品中118個包裹體進(jìn)行顯微測溫的結(jié)果見表1和圖6?？梢钥闯?流體包裹體均一溫度和鹽度的變化范圍比較大。凝灰質(zhì)粗礫巖型的均一溫度變化范圍為106~275℃,主要集中在150~240℃;鹽度變化范圍為(1.74~17.79)wt%NaCleq.,集中在(4~14)wt%NaCleq.;密度變化范圍為0.81~1.04g/cm3,平均0.93g/cm3。凝灰質(zhì)砂礫巖型的均一溫度變化范圍為85~291℃,主要集中在110~200℃;鹽度變化范圍為(1.57~14.25)wt%NaCleq.,主要集中在(3~10)wt%NaCleq.;密度變化范圍為0.82~1.05g/cm3,平均0.94g/cm3。安山玄武質(zhì)凝灰角礫巖型的均一溫度變化范圍為105~343℃,主要集中在210~310℃;鹽度變化范圍為(2.57~14.46)wt%NaCleq.,主要集中在(4~14)wt%NaCleq.;密度變化范圍為0.7~1.02g/cm3,平均0.87g/cm3?？梢?Ⅰ號礦體中的流體包裹體均為NaCl-H2O體系。均一溫度范圍很大也預(yù)示著成礦流體可能并非由單一流體組成。相較而言,凝灰質(zhì)砂礫巖型方解石中包裹體的均一溫度和鹽度較低,而安山玄武質(zhì)凝灰角礫巖型方解石中包裹體的均一溫度較高,鹽度范圍較寬。3種礦石的方解石中包裹體密度變化差別不大,但安山玄武質(zhì)凝灰角礫巖型的密度較低。5穩(wěn)定因子分析5.1疊紀(jì)海相碳酸鈣的13c值和18o值窮布拉克銅礦床Ⅰ號礦體3種礦石中方解石的碳氧同位素結(jié)果見表2。δ13C值為-6.5‰~-3.2‰,平均-4.08‰,顯示出幔源的特征。δ18O值比較一致,為10.81‰~11.94‰,平均11.27‰。δ13C值和δ18O值均遠(yuǎn)低于二疊紀(jì)海相碳酸鹽的δ13C值和δ18O值,表明其來源與地層關(guān)系不大。根據(jù)包裹體測試溫度將δ18O值換算成流體的δ18O值(表2),可以看出,一個樣品的δ18O值(4.25‰)稍低于正常巖漿水的δ18O值,指示成礦熱液主要為巖漿期后熱液并混有少量地表水熱液。而其余3個樣品的δ18O值(0.16‰~1.55‰)接近于零,顯然有更多的地表水加入了成礦熱液。在δ18O-δ13C相關(guān)圖(圖7)中,Ⅰ號礦體和Ⅱ、Ⅴ、Ⅵ、Ⅶ號礦體方解石的碳氧同位素(表3)具有一致的分布型式,均為右傾型。數(shù)據(jù)點(diǎn)出現(xiàn)這種分布型式可能有以下兩種原因:(1)CO2去氣作用;(2)流體與圍巖的相互作用。Ⅰ號礦體方解石的流體包裹體研究沒有發(fā)現(xiàn)指示流體沸騰的包裹體組合的判斷依據(jù),說明流體與圍巖的相互作用是Ⅰ號礦體方解石沉淀的主要原因。5.2s值的地層特征Ⅰ號礦體3種礦石中硫化物的硫同位素分析結(jié)果見表3和圖8。3種礦石硫化物的δ34S值介于-10.7‰~6.7‰,差異較大,平均-2.23‰。其中安山玄武質(zhì)凝灰角礫巖中硫化物的δ34S值為正值,而另兩種礦石中硫化物的δ34S值為負(fù)值。Ⅱ、Ⅴ、Ⅵ、Ⅶ號礦體礦石硫化物的δ34S值介于-10.6‰~-0.1‰,平均-5.81‰(表3和圖8)。從圖8可以看出,窮布拉克礦區(qū)δ34S值具有以下特點(diǎn):(1)盡管δ34S值分布范圍較大,但絕大多數(shù)都介于-10‰~0,且主要集中在-11‰~-4‰、-2‰~0和3‰~7‰這幾個區(qū)間;(2)δ34S值的變化趨勢比較連續(xù),從低到高分布比較均勻。6討論6.1成礦流體包裹體均一溫度和鹽度含量如前所述,窮布拉克Ⅰ號礦體3種礦石的包裹體類型雖然相同,但測溫結(jié)果顯示出三者之間存在一定差別。從鹽度-均一溫度相關(guān)圖(圖9)中可以看出,溫度與鹽度沒有明顯的相關(guān)性,但根據(jù)鹽度值的分布特征可以將所有包裹體分為兩類:(1)鹽度值低于10wt%NaCleq.的包裹體,鹽度主要集中在(2~9)wt%NaCleq.,平均6.03wt%NaCleq.;(2)鹽度值高于10wt%NaCleq.的包裹體,鹽度主要集中在(11~15)wt%NaCleq.,平均13.07wt%NaCleq.。這兩種類型的流體包裹體可能代表了兩種不同性質(zhì)的流體。因此,Ⅰ號礦體3種礦石包裹體均一溫度和鹽度的差別可能就是由于這兩種流體不同比例混合造成的。碳同位素分析結(jié)果表明成礦流體是由正常巖漿水和大氣降水混合而成,硫同位素結(jié)果顯示出絕大多數(shù)的δ34S值介于-10‰~0,具有火山熱液的特征。由于礦區(qū)大量出露下二疊統(tǒng)塔爾得套組噴發(fā)-溢流相安山玄武巖及其角礫熔巖,且Ⅱ、Ⅴ、Ⅵ、Ⅶ號礦體均賦存其中,說明火山熱液是窮布拉克礦區(qū)成礦流體的主要來源?；鹕綗嵋褐型ǔ：幸欢〝?shù)量的SO2和H2S,SO2容易發(fā)生歧化反應(yīng),最終生成SO42-和H2S。H2S通常富集32S,因此,剛開始沉淀的硫化物其δ34S值較低。隨著硫化物不斷沉淀,熱液中的硫越來越富集34S,后期形成的硫化物的δ34S值就越來越高?？傊?貧硫大氣降水與富含H2S的火山熱液混合可能就是窮布拉克礦區(qū)各礦體硫化物的δ34S值大多為負(fù)值且從-10‰到0連續(xù)分布(圖8)的主要原因。而Ⅰ號礦體安山玄武質(zhì)凝灰角礫巖型礦石中硫化物的δ34S值為正值則可能與大氣水混入很少,流體以火山熱液占主導(dǎo)地位有關(guān)。該類型礦石的包裹體均一溫度明顯高于其他礦石也說明流體以火山熱液為主。從流體包裹體鹽度-均一溫度相關(guān)圖中數(shù)據(jù)點(diǎn)的分布型式來看,如果一種流體為火山熱液,另一種流體則為大氣水,但并非原生的大氣降水,而應(yīng)該是經(jīng)歷了某種演化過程的大氣水。由于二疊紀(jì)時期西阿吾拉勒為陸內(nèi)裂谷環(huán)境,由巖石圈拉伸作用形成的斷裂系統(tǒng)非常發(fā)育,而且裂谷內(nèi)的熱流值非常高,地溫梯度大,有利于形成對流循環(huán)系統(tǒng),從而使大氣降水很容易滲透到深部,與下伏火山巖進(jìn)行充分的物質(zhì)交換。實(shí)驗(yàn)證明,在一定溫度壓力條件下,純水或NaCl-H2O溶液可以有效地將玄武巖中的Cu等金屬元素萃取出來。因此,這種經(jīng)歷了循環(huán)加溫過程并與火山巖發(fā)生反應(yīng)獲得銅元素的大氣水代表了另一種熱液流體。6.2混合流體對銅礦物沉淀的作用羅勇等(2011)認(rèn)為減壓沸騰是窮布拉克銅礦床銅礦物沉淀富集的機(jī)制之一,但本文對Ⅰ號礦體流體包裹體的研究未發(fā)現(xiàn)流體沸騰的證據(jù),所以導(dǎo)致其金屬沉淀的主要機(jī)制可能與流體混合有關(guān)。流體混合是許多熱液礦床形成的重要因素[47,48,49,50,51,52],通常發(fā)生在較大孔隙度的斷裂裂隙或角礫巖帶中,具有循環(huán)熱液體系的特點(diǎn)。流體混合導(dǎo)致金屬沉淀的主要機(jī)制包括冷卻作用、稀釋作用、中和反應(yīng)和氧化還原作用。Cu通常以氯化物絡(luò)合物的形式溶解于流體中,Creraretal(1976)根據(jù)實(shí)驗(yàn)發(fā)現(xiàn):當(dāng)溫度從350℃降至250℃時,CuCl的溶解度降低2個數(shù)量級。因此,大多數(shù)含銅硫化物在200~250℃就會沉淀。這與窮布拉克礦區(qū)各礦石普遍發(fā)育以斑銅礦-輝銅礦和斑銅礦-黃銅礦為主的固溶體分離結(jié)構(gòu)所反映的溫度范圍是一致的,而且,文象結(jié)構(gòu)和格狀結(jié)構(gòu)的大量出現(xiàn)說明銅礦沉淀經(jīng)歷了較緩慢的降溫過程。這是由于較高溫的火山熱液與被加熱的大氣水溫度相差不大,兩種流體混合后無法快速冷卻,包裹體均一溫度范圍較大也證實(shí)了這一點(diǎn)。但是,單純的溫度變化并不是造成金屬沉淀的最有效的機(jī)制,多數(shù)情況下,需要與其他機(jī)制相結(jié)合才能形成礦床。因此,由于兩種流體鹽度差異引起的稀釋作用也會對銅礦物沉淀起到一定作用。而且,由于窮布拉克斷裂系統(tǒng)和角礫巖帶發(fā)育且?guī)r石孔隙度較高,在降溫過程中,水-巖反應(yīng)導(dǎo)致pH值升高可能也是金屬沉淀的原因之一。6.3號礦體的沉積特征前人將窮布拉克銅礦床具工業(yè)價(jià)值的礦體分為沉積-改造型和火山熱液型兩種,其中Ⅱ、Ⅴ、Ⅵ、Ⅶ號礦體為火山熱液型,Ⅰ號礦體為沉積-改造型。Ⅰ號礦體被定為沉積-改造型的主要理由是礦體賦存于中二疊統(tǒng)下部凝灰質(zhì)礫巖中,礦體延伸方向與地層走向一致,礦石硫同位素值變化范圍大。根據(jù)野外和室內(nèi)對Ⅰ號礦體的研究可以發(fā)現(xiàn):(1)盡管Ⅰ號礦體在地表呈現(xiàn)出與地層產(chǎn)狀一致,但平硐中可以看出該礦體走向與地層走向有一定夾角,分別賦存于3種巖性中。(2)整個礦區(qū)的所有礦體都是沿著下二疊統(tǒng)和中二疊統(tǒng)的平行不整合界面分布。如果Ⅰ號礦體最初為沉積過程中形成,在礦區(qū)地層產(chǎn)狀非常穩(wěn)定且地層厚度較大的條件下,應(yīng)該在Ⅰ號礦體東西兩端的相同層位或上覆地層中也會有礦體產(chǎn)出,但實(shí)際上只有零星的礦化。(3)由于銅的沉淀需要安靜穩(wěn)定的水動力條件,因此有大量粗碎屑相參與的高能沉積環(huán)境不利于銅的沉積成礦。世界上已知的沉積型銅礦基本上都賦存于細(xì)碎屑巖如粉砂巖和頁巖或碳酸鹽地層中。窮布拉克礦區(qū)Ⅰ號礦體上下地層中均有炭質(zhì)粉砂巖和泥灰?guī)r等細(xì)碎屑巖出露,但礦體卻賦存于粗碎屑巖中。(4)Ⅰ號礦體礦石中未見沉積成因的金屬礦物,且礦物組合與其他火山熱液型礦體完全一致。(5)本文的研究表明,Ⅰ號礦體的流體包裹體和穩(wěn)定同位素特征與火山熱液型礦體一致,成礦流體以火山熱液占主導(dǎo)地位,并有少量經(jīng)歷了對流循環(huán)的大氣水加入,不同礦體的形成與兩種流體參與的比重不同有關(guān)。(6)西阿吾拉勒地區(qū)中晚二疊世處于階段性抬升剝蝕的構(gòu)造環(huán)境之下,多形成內(nèi)陸河湖相沉積盆地,但這些盆地規(guī)模小,持續(xù)時間短,不利于金屬元素活化、運(yùn)移和沉淀。綜合以上因素,筆者認(rèn)為將Ⅰ號礦體定為沉積-改造型是不恰當(dāng)?shù)?它與礦區(qū)其他礦體的成因類型應(yīng)該是一致的。流體包裹體和碳氧同位素分析結(jié)果表明:窮布拉克銅礦的成礦流體為火山熱液與經(jīng)歷了對流循環(huán)的大氣降水混合形成。因此,該銅礦與區(qū)域內(nèi)的奴拉賽銅礦床具有相似性,可以稱之為中低溫?zé)嵋好}型銅礦床。7基于地質(zhì)聯(lián)合實(shí)驗(yàn)室的研究(1)窮布拉克銅礦床Ⅰ號礦體成礦期方解石脈中的流體包裹體均為氣液兩相包裹體,為NaClH2O體系。包裹體均一溫度介于85~343℃,鹽度范圍為(1.57~17.79)wt%NaCleq.,密度為0.7~1.05g/cm3。3種礦石的包裹體類型相同,但均一溫度和鹽度卻存在一定差別。(2)Ⅰ號礦體與火山熱液型礦體成礦期方解石的碳氧同位素分析結(jié)果一致,具有幔源的特征。Ⅰ號礦體與火山熱液型礦體硫化物的硫同位素結(jié)果也基本相同,但Ⅰ號礦體中存在δ34S值為正值的現(xiàn)象,表明其物源以深部來源為主。(3)窮布拉克銅礦床的成礦流體由火山熱液和經(jīng)歷了對流循環(huán)并參與了水-巖反應(yīng)的大氣水兩種流體混合而成,以火山熱液占主導(dǎo)地位。礦物沉淀主要與流體混合后緩慢降溫有關(guān),但混合后的稀釋作用以及水-巖反應(yīng)導(dǎo)致pH值升高可能也起到了一定作用。不同礦石類型的包裹體和穩(wěn)定同位素特征的差別與兩種流體參與比重不同有關(guān)。(4)窮布拉克銅礦床Ⅰ號礦體不具有明顯的沉積特征,并非沉積-改造型,它與礦區(qū)其他礦體均為中低溫?zé)嵋好}型。致謝:野外考察得到了新疆維吾爾自治區(qū)國家305項(xiàng)目辦公室、新疆維吾爾自治區(qū)有色集團(tuán)703地質(zhì)隊(duì)及窮布拉克礦區(qū)人員的大力支持,室內(nèi)研究得到了中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所流體包裹體實(shí)驗(yàn)室和中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所穩(wěn)定同位素實(shí)驗(yàn)室的幫助,在此一并感謝!參考文獻(xiàn)(References):王士明.窮布拉克銅銀礦床的發(fā)現(xiàn)與主要研究成果[J].新疆礦產(chǎn)地質(zhì),1989,1:16-27.姚金炎.新疆阿吾拉勒山西段陸相火山巖地區(qū)銅礦地質(zhì)特征[J].有色金屬礦產(chǎn)與勘查,1993,2(5):277-283.魏在強(qiáng).新疆窮布拉克銅礦地質(zhì)特征[J].新疆礦產(chǎn)地質(zhì),1993,1:75-84.depositinXinjiang[J].MineralandGeologyofXinjiang,1993,1:莫江平,蔡宏淵.新疆窮布拉克銅礦床成礦模式[J].礦產(chǎn)與地質(zhì),楊明德,莫江平,蔡宏淵.新疆阿吾拉勒西段窮布拉克銅礦地質(zhì)特征及控礦條件分析[J].礦產(chǎn)與地質(zhì),2009,23(3):230-234.YangMingde,MoJiangping,CaiHongyuan.Analysisofgeologicalfeatureandore-controllingconditionofQiongbulakecopperdepositinwestAiulaleregion,Xinjiang[J].MineralResourcesand王士明.窮布拉克銅(銀)礦化探二次開發(fā)找礦效果[J].礦產(chǎn)與地質(zhì),1994,8(5):363-368.李小軍.窮布拉克二疊紀(jì)火山旋回及其成礦作用淺析[J].新疆礦產(chǎn)地質(zhì),1990,1:80-84.田薇.新疆伊犁晚古生代裂谷陸相火山巖型銅(銀)礦的成礦規(guī)律及其找礦前景—以阿吾拉勒地區(qū)為例[J].礦產(chǎn)與地質(zhì),2006,20(3):237-242.TianWei.MetallogenicregularitiesandexplorationoutlookinlaterPaleozoicperiodliftcontinentalvolcanictypecopper(silver)depositinYili,Xinjiang[J].MineralResourcesandGeology,2006,20(3):羅勇,廖思平,楊武斌,等.阿吾拉勒山瓊布拉克銅礦床流體包裹體及碳氧同位素研究[J].礦床地質(zhì),2011,30(3):547-556.LuoYong,LiaoSiping,YangWubin,etal.FluidinclusionandcarbonoxygenisotopestudiesofQiongbulakecopperdepositinAwulaleMountains,Xinjiang[J].MineralDeposits,2011,30(3):theSouthTianshanorogenandadjacentregions,NWChina:李永軍,李注蒼,周繼兵,等.西天山阿吾拉勒一帶石炭系巖石地層單位厘定[J].巖石學(xué)報(bào).2009,26(6):1332-1340.geochronologicalstudiesofgranitoidrocksfromtheWesternTianshanOrogen:ImplicationsforcontinentalgrowthinthesouthwesternCentralAsianOrogenicBelt[J].Lithos,2011,126:姜常義,吳文奎,張學(xué)仁,等.從島弧向裂谷的變遷———來自阿吾拉勒地區(qū)火山巖的證據(jù)[J].巖石礦物學(xué)雜志,1995,14(4):JiangChangyi,WuWenkui,ZhangXueren,etal.Thechangefromislandarctoriftvalley—evidencefromvolcanicrocksinAwulalearea[J].ActaPetrologicaetMineralogica,1995,14(4):車自成,劉良,劉洪福,等.論伊犁古裂谷[J].巖石學(xué)報(bào),1996,12YiliRift,Xinjiang,China[J].ActaPetrologicaSinica,1996,12(8):朱永峰,何國琦.西南天山大地構(gòu)造框架與早石炭世火山活動[C]//何國琦,徐新.中國新疆天山地質(zhì)與礦產(chǎn)論文集.北京:地質(zhì)出版社,2004.29-39.ZhuYongfeng,HeGuoqi.TheEarlyCarboniferousvolcanismandtectonicframeinthesouthwestTianshanMountains[C]//HeGuoqi,XuXin.TheCollectedPapersonGeologyandMineralsofTianshanMountain,XinjiangArea,China.Beijing:GeologicaPublishingHouse,2004.29-39(inChinesewithEngishabstract).李永軍,李注蒼,佟麗莉,等.論天山古洋盆關(guān)閉的地質(zhì)時限[J].巖石學(xué)報(bào),2010,26(10):2905-2912.LiYongjun,LiZhucang,TongLili,etal.RevisittheconstraintsontheclosureoftheTianshanancientoceanicbasin:NewevidencefromYiningblockoftheCarboniferous[J].ActaPetrologicaSinica,2010,26(10):2905-2912(inChinesewith宋志瑞,肖曉林,羅春林,等.新疆伊寧盆地尼勒克地區(qū)二疊紀(jì)地層研究新進(jìn)展[J].新疆地質(zhì),2005,23(4):334-338.SongZhirui,XiaoXiaolin,LuoChunlin,etal.NewadvancesinthestudyofPermianstratigraphyatNilekeintheYiningbasin,Xinjiang[J].XinjiangGeology,2005,23(4):334-338(inChinese李華芹,謝才富,常海亮.新疆北部有色貴金屬礦床成礦作用年代學(xué)[M].北京:地質(zhì)出版社,1998.195-201.LiHuaqin,XieCaifu,ChangHailiang.StudyonMetallogeneticChronologyofNonferrousandPreciousMetallicOreDepositsinNorthXinjiang,China[M].Beijing:GeologicalPublishingHouse,趙振華,王強(qiáng),熊小林,等.新疆北部的兩類埃達(dá)克巖[J].巖石學(xué)吳明仁,樓法生,肖曉林,等.新疆尼勒克南部地區(qū)花崗斑巖鋯石U-Pb年齡[J].資源調(diào)查與環(huán)境,2006,27(1):1-6.WuMingren,LouFasheng,XiaoXiaolin,etal.ZirconU-PbagesofgraniteporphyryintheSouthNileke,Xinjiang[J].ResourcesSurvey&Environment,2006,27(1):1-6(inChinesewithEnglishrelatedadakitesinXinjiangTianshan,China[J].Lithos,2008,102:劉荻.新疆窮布拉克銅礦地質(zhì)特征及遠(yuǎn)景分析[J].新疆有色金劉斌,沈昆.流體包裹休熱力學(xué)[M].北京:地質(zhì)出版社,1999.盧煥章,范宏瑞,倪培,等.流體包裹體[M].北京:科學(xué)出版社,2004.201-211.andisotopicvariationsintheworldoceanduringPhanerozoictime鄭永飛,陳江峰.穩(wěn)定同位素地球化學(xué)[M].北京:科學(xué)出版社,2000.155-208.劉家軍,何明勤,李志明,等.云南白秧坪銀銅多金屬礦集區(qū)碳氧同位素組成及其意義[J].礦床地質(zhì),2004,23(1):1-10.LiuJiajun,HeMingqin,LiZhiming,etal.OxygenandcarbonisotopegeochemistryofBaiyangpingsilver-copperpolymetallicoreconcentrationareainLanpingbasinofYunnanProvinceandits鄭永飛.穩(wěn)定同位素體系理論模式及其礦床地球化學(xué)應(yīng)用[J].礦床地質(zhì),2001,20(1):57-71.systematicsinepithermalsystems[C]//BergerBR,BethkePN.CaramalUprospect(Australia)[J].ChemicalGeology,2003,194:sulphidesfromsomemineraldepositsintheSerbo-Macedonianmetallogenicprovince.ProceedingsoftheXVIIIth?congressoft