新疆东天山卡拉塔格红海VMS铜锌矿床蚀变与矿化时空分布特征

黄健瀚, 陈华勇, 韩金生, 陆万俭, 张维峰,4

(1. 中国科学院 广州地球化学研究所 矿物与成矿学重点实验室, 广东 广州 510640; 2. 中国科学院大学, 北京 100049;3. 广东省 矿物物理与材料研究开发重点实验室, 广东 广州 510640; 4. 中国地质调查局 武汉地质调查中心, 湖北 武汉430205)

0 引 言

VMS矿床即火山成因块状硫化物矿床(volcanogenic massive sulfide deposits), 是 Zn、Cu、Pb、Ag、Au等金属资源的重要来源, 同时也是研究最为深入的矿床类型之一[1–3], 现代海底热液系统的发现和研究则进一步丰富和发展了 VMS的成矿理论[4–10]。VMS矿床与伸展构造背景密切相关, 主要产出于大洋中脊、洋内弧后、陆缘弧后和大陆裂谷等[3,11]。矿体由上部与地层整合的块状矿体和下部不整合的网脉状矿体(矿化带)组成[2]; 下盘围岩蚀变发育, 包括不整合的筒状蚀变和半整合蚀变带, 前者很可能为含矿金属流体在海底释放的通道, 后者则可能由热液流体对流循环的水岩作用形成[12–13]。VMS矿床形成时代广泛, 从太古宙到现代均有分布[2,14]; 在全球分布主要包括加拿大Noranda和Bathurst、澳大利亚Tasmania、西班牙-葡萄牙 IPB、俄罗斯乌拉尔、日本黑矿等[2], 现代海底VMS矿床则主要分布于东太平洋隆起(East Pacific Rise)、Lau盆地、Manus盆地、冲绳海槽等[5]。中国的VMS矿床主要分布于西南三江、北祁连和阿尔泰地区; 其中在中亚造山带的新疆北部发育一系列古生代 VMS矿床[15], 包括阿尔泰地区的阿舍勒、可可塔勒和东天山的小热泉子及红海等矿床。

卡拉塔格地区位于东天山大南湖-头苏泉岛弧带中, 自从1999年首次发现地表高硫型矿化蚀变以来[16], 在该区的勘查工作中已发现了红山浅成低温热液铜金矿床、红石-梅岭脉状铜矿床、红海 VMS铜锌矿床及玉带斑岩铜矿床[17]。前人主要对红山、梅岭、红石矿床开展了成矿地质背景、矿床地质特征、同位素组成、成矿时代和矿床成因等方面的研究工作[15–26], 并取得了重要的进展和认识, 促进了卡拉塔格地区的找矿工作及矿床学研究。

然而, 红海VMS矿床由于发现时间较短, 研究程度相对较低, 目前研究工作主要针对矿床的同位素地球化学和年代学[15,17,27], 对于矿床成矿期次、围岩蚀变分带的精细矿床解剖工作不够深入, 一定程度上阻碍了勘查工作和进一步的矿床成因研究。因此, 本文在综合前人研究的基础上, 基于野外观察、钻孔编录及系统的岩相学、矿相学工作, 根据矿物的交代次序、脉体穿插关系、矿物共生组合类型等,对红海矿床蚀变分带及矿化特征进行较为详细的基础地质工作, 为找矿勘查和矿床学研究提供基础资料。同时, 本文还将红海矿床矿化蚀变特征与典型VMS矿床进行对比, 探讨红海矿床与典型 VMS矿床的异同。

1 地质背景

图1 中亚造山带构造简图(a, 据文献[36]修改)、新疆北部构造纲要图(b, 据文献[37]修改)和东天山地质和矿产分布图(c, 据文献[18,24])Fig.1 Simplified tectonic map of the Central Asia Orogenic Belt (a, modified after [46]), sketch map showing the tectonic units of North Xinjiang(b, modified after [37]) and geological map of East Tianshan and the distribution of ore deposits (Modified after [18,24])

中亚造山带是全球最大的显生宙增生造山带和大陆成矿域, 在其大陆地壳增生和改造过程中, 伴随多期次、多类型的成矿作用, 形成了Cu、Au、Ni等多类型成矿系统[28–35]。东天山地区位于中亚造山带南缘的新疆北部地区, 其北侧为准噶尔板块, 南侧为塔里木板块(图1a和1b)。东天山由近东西向的康古尔断裂、雅满苏断裂和阿其克库都克断裂自北向南划分为大南湖-头苏泉岛弧带、康古尔剪切带、阿齐山-雅满苏岛弧带和中天山地块[24,31,38](图 1c)。红海 VMS铜锌矿床位于吐哈盆地南缘的卡拉塔格古生代构造“天窗”中[16], 构造单元划分属于大南湖-头苏泉岛弧带。大南湖-头苏泉岛弧带内发育一套奥陶系-二叠系火山岩-火山碎屑岩地层, 以岛弧拉斑系列和岛弧钙碱性系列为主[23,31,39]。大南湖-头苏泉岛弧带内岩浆活动强烈, 侵入体形成时代以古生代为主, 岩性包括花岗岩类以及闪长岩等[40–45]。该岛弧带内产出的主要矿产包括著名的土屋-延东斑岩铜矿带、小热泉子VMS铜锌矿床和卡拉塔格铜金成矿带等[17,46,47]。

卡拉塔格地区处于大南湖岛弧带北部, 广泛出露古生代地层, 总体为一背斜, 其核部为奥陶系大柳沟组, 向外依次发育志留系红柳峡组、泥盆系大南湖组、石炭系脐山组、二叠系阿尔巴萨依组(图2)。大柳沟组自下而上可划分为三套火山-沉积岩建造:第一套为基性火山-火山碎屑岩建造, 岩性为钠质玄武岩、玄武安山岩; 第二套为中性火山-火山碎屑岩建造, 主要由凝灰岩、凝灰质角砾岩、角砾凝灰岩和沉凝灰岩构成, 发育强烈的黄铁绢英岩化, 顶部发育红海块状硫化物矿床; 第三套为中酸性火山岩-火山碎屑岩建造, 主要为英安质火山岩-火山碎屑岩,夹少量安山质熔岩和火山碎屑岩[15,17]。

图2 卡拉塔格地区地质矿产图(据文献[17])Fig.2 Geological map of the Kalatag district (Modified after [17])

卡拉塔格地区经历了多期构造作用, 构造变形与区域构造特征一致, 褶皱、断裂构造发育[15]。褶皱构造是一个近EW向的背斜。断裂构造可分为NW向、NNW向和NEE向三组。NW向断裂活动时间长, 延伸数百千米, 早期为张性特征, 晚期转为压性, 控制了卡拉塔格的火山作用和成矿作用; NNW向断裂只发育在火山岩地层中, 延伸几千米至十几千米; NEE向断裂为左行走滑断裂, 错断了NNW向断裂以及晚期花岗岩类[18]。

卡拉塔格地区侵入岩发育, 形成时代主要为古生代, 岩性包括花岗岩、斜长花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩、闪长岩、辉长岩和辉绿岩等。其中卡拉塔格复式岩体出露面积约74 km2[20], 由石英闪长岩相、二长花岗岩相和花岗斑岩相组成, 其锆石U-Pb年龄为 429～426 Ma, 指示复式岩体近乎同时侵位, 均为早古生代晚期[18]。

2 矿床地质特征

红海 VMS铜锌矿床位于卡拉塔格成矿带东段,北西向与红石脉状铜矿床相接(图2)。矿床赋存于奥陶系大柳沟组海相长英质火山岩-火山碎屑岩中, 岩性包括英安质熔结凝灰岩、凝灰质角砾岩和沉凝灰岩等[15](图3)。块状硫化物矿体具有明显的层控特征,主要产于第二套中性火山-沉积岩顶部, 块状矿体下盘发育强烈的黄铁绢英岩化和绿泥石化; 块状矿体上覆为第三套中酸性火山-碎屑岩建造, 发育绿泥石化、绿帘石化、钠长石化和硅化等。矿床由上部整合的似层状块状硫化物矿体和下部不整合的脉状-网脉状矿体组成。矿床储量Cu为27万t, Zn为27万t, Au为7.1 t, Ag为281 t, 矿石品位分别为1.49%、3.51%、0.6 g/t和26 g/t[17]。块状矿体总体呈似层状、透镜状产出, 长达1100 m, 宽为53 m, 倾向NE, 产状为倾向 40°～50°, 倾角 20°～50°。块状矿体外围和顶部围岩中, 常夹有大小不等的块状硫化物、硅质岩、沉凝灰岩、英安岩构成的角砾状矿石[15]。矿体最外围发育层状、条带状的硅质岩, 其中发育少量的浸染状、细脉状黄铁矿±黄铜矿。脉状矿体产于块状矿体下盘的蚀变岩筒中, 包括脉状矿化和浸染状矿化,发育强烈的黄铁绢英岩化、绿泥石化。金属矿物主要为黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿以及少量砷黝铜矿、方铅矿、磁黄铁矿、磁铁矿等, 脉石矿物为石英、绢云母、绿泥石和少量重晶石、白云母和方解石等。

3 围岩蚀变类型及分带

图3 红海铜锌矿床矿区地质图(据文献[15]修改)Fig.3 Geological map of the Honghai VMS deposit (Modified after [15])

在详细的野外工作过程中, 共对红海矿床21个钻孔(累计 11000多米)进行编录(钻孔位置见图 3),并系统采集蚀变、矿化样品共 520余件, 采样间距一般为20 m, 岩性、蚀变或矿化变化处加密至几米的间距; 除钻孔外, 还对 5条主要坑道穿脉进行编录、采样; 室内工作中共对 250多个样品进行光薄片显微镜下观察。下文主要以这些第一手的基础资料为依据, 对围岩蚀变类型、蚀变分带、矿化类型及成矿期次进行描述、划分等。

3.1 主要蚀变类型

红海VMS铜锌矿床发育广泛的蚀变作用, 主要蚀变类型包括黄铁绢英岩化、绿泥石化、绿帘石化、硅化、钠长石化、重晶石化和碳酸盐化等。

3.1.1 黄铁绢英岩化

黄铁绢英岩化是红海矿床重要的蚀变, 与矿化关系密切, 主要发育在块状硫化物矿体下盘 100 m范围, 局部可延伸到上盘20 m范围内, 蚀变发育连续。黄铁绢英岩化主要由石英、绢云母和黄铁矿组成, 局部含少量黄铜矿、闪锌矿等。黄铁绢英岩化以石英为主, 占60%以上, 颗粒大多在100 μm左右,绢云母、黄铁矿充填于石英集合体或者颗粒之间(图4a)。黄铁矿含量多在 5%～10%之间, 局部黄铁矿等硫化物发育较少, 过渡为绢英岩化。黄铁绢英岩化在矿体下盘强烈发育, 原岩矿物几乎全部被交代,但可见原岩的纹层状、角砾状、斑状等结构。发生黄铁绢英岩化的岩石, 普遍产生褪色现象, 外观多呈现白色、灰白色, 但细粒凝灰岩原岩发生黄铁绢英岩化后褪色不明显, 多为灰色-深灰色。

3.1.2 绿泥石化

绿泥石化是红海矿床发育最为广泛的蚀变。根据绿泥石的矿物组合关系、空间分布情况, 可将其分为两个世代: 早期绿泥石化(Chl1)和晚期绿泥石化(Chl2)。Chl1主要分布在块状矿体下盘的蚀变岩筒内, 少数分布在块状矿体上盘15 m左右范围以内,紧邻块状矿体的部分多以绿泥石化凝灰岩的形式产出, 少数Chl1叠加于黄铁绢英岩化上。该世代绿泥石与块状硫化物矿化关系密切, 矿物组合为绿泥石-黄铁矿±绢云母±石英±黄铜矿。在手标本中Chl1呈灰绿到墨绿色, 在镜下一般则为浅绿色, 几乎不见多色性, 干涉色较低, 多为 I级灰白, 局部带灰色(图 4b)。

Chl2的形成明显晚于 VMS矿化, 发育在块状矿体上盘的第三套中酸性火山岩中, 呈斑点状、弥散状、似流纹状, 矿物组合为绿泥石-钠长石-绿帘石-绢云母-方解石。该世代绿泥石主要交代暗色矿物、斜长石、火山岩基质等, 常见绿泥石板状、柱状的假晶(图 4c), 以及与绿帘石一起沿斜长石解理交代斜长石。Chl2在手标本中多为墨绿色, 镜下颜色比Chl1深, 可见多色性, 干涉色可见“墨水蓝”异常干涉色(图4c), 其矿物光学特征与Chl1存在明显差别。

图4 红海矿床主要蚀变类型显微照片Fig.4 Representative photomicrographs of the main alteration types from the Honghai dep osit

3.1.3 绿帘石化

绿帘石化主要分布在块状矿体上盘火山岩中,伴生蚀变包括绿泥石化、钠长石化、硅化、绢云母化等。绿帘石主要以脉状、斑点状、团块状等形态产出。脉状绿帘石常与方解石、石英、赤铁矿等共生, 团块状绿帘石常见交代钠长石。绿帘石-石英-方解石-赤铁矿脉中, 矿物边界平直, 石英、方解石比较自形, 绿帘石则为粒状、柱状-长柱状(图4d), 赤铁矿一般产在石英或方解石内部。浸染状分布的绿帘石颗粒, 大者可达 500 μm, 解理发育, 自形程度不如脉状产出的绿帘石。绿帘石化中可见少量铜矿化, 铜矿化多产于绿帘石脉中,少数分布于团块状绿帘石中。块状矿体下盘一般不发育绿帘石化, 而以黄铁绢英岩化、绿泥石化为主, 仅在部分钻孔底部揭露的玄武岩内, 发育少量颗粒状的绿帘石化。

3.1.4 钠长石化

钠长石化主要发育在块状矿体上盘火山岩中,手标本为浅红色, 野外容易被误认为是钾长石化。钠长石化主要呈团块状, 通常被绿帘石、绿泥石、碳酸盐等交代, 或被绿帘石脉穿插。显微尺度下, 钠长石化为粒状集合体, 或为长柱状颗粒, 表面浑浊,与细粒硅化共生(图4e)。

3.1.5 碳酸盐化

碳酸盐化为成矿后期发育的蚀变, 其分布广泛,主要为方解石, 还有少量铁白云石。碳酸盐化主要以脉状形式产出, 与石英构成碳酸盐-石英脉(图4f),也常常与绿帘石等构成绿帘石-石英-方解石±赤铁矿脉(图4d); 少量为团块状产出, 交代斜长石、绿泥石等(图4c)。碳酸盐-石英脉常常切穿钠长石化、绿泥石化、绿帘石化, 在块状矿体下盘的黄铁绢英岩化中, 也可见到少量方解石-石英细脉产出。

3.2 蚀变分带

由于红海矿床地表多为第四系覆盖物, 本文主要对钻孔中围岩蚀变的垂向分带进行划分, 蚀变分带结合多个钻孔构成的交叉剖面(包括由 ZK001、ZK002和ZK004构成的0线剖面, 以及由ZK0302、ZK001、ZK0801和ZK1601构成的NW-SE向剖面)进行。结果表明, 红海VMS矿床自上而下依次发育绿泥石-钠长石-绢云母-方解石带、绿帘石-绿泥石-钠长石-绢云母-方解石带、石英-绢云母-黄铁矿带、块状硫化物带、绿泥石-黄铁矿±绢云母带、绿泥石-绢云母-石英带(图5、表1)。

图5 红海矿床NW向剖面蚀变分带Fig.5 Alteration zonation of the NW section in the Honghai deposit

表1 红海矿床主要蚀变带的矿物组合Table 1 The mineral assemblages of the main alteration zones in the Honghai deposit

① 绿泥石-钠长石-绢云母-方解石蚀变带: 该带一般从地表垂向延伸100 m左右, 部分钻孔中发育较深, 可达150 m以上(ZK0801、ZK1601)。主要由绿泥石、钠长石、绢云母和少量方解石构成, 局部含有斑块状的碳酸盐, 裂隙面中可见少量石膏发育,可见少量绿帘石。由于靠近地表, 常见赤铁矿化。

② 绿帘石-绿泥石-钠长石-绢云母-方解石蚀变带: 该带是红海矿床中发育最广泛的蚀变带, 厚度大多超过200 m, 局部厚达300 m, 顶部从绿泥石+钠长石+绢云母带的下端(地表以下100 m深), 底部到黄铁绢英岩的顶端。绿帘石、绿泥石化强烈发育,呈斑点状、团块状, 交代暗色矿物或斜长石。绿帘石还常为脉状产出, 与石英、碳酸盐和赤铁矿密切共生。另外可见少量铜矿化发育, 包括黄铜矿、斑铜矿, 以及蓝辉铜矿、铜蓝, 通常产于绿帘石-石英脉或绿帘石团块中, 矿化与绿帘石关系密切。

③ 石英-绢云母-黄铁矿蚀变带: 即黄铁绢英岩带, 该带发育广泛, 一般发育在块状矿体以下, 局部可延伸至矿体上盘。该带尽管包含多种岩性, 但均发育强烈的黄铁绢英岩化; 原岩的构造(如纹层、角砾等)尚可见, 但矿物几乎被完全蚀变, 产物均为绢云母、石英和黄铁矿。黄铁矿、绢云母主要产在石英颗粒之间, 局部绢云母呈团块状集合体分布。部分黄铁矿内部发育针状-长条状的白云母。该蚀变带中发育少量黄铜矿、闪锌矿, 主要产于黄铁矿颗粒间, 或者产在黄铁矿-石英脉内。位于块状矿体下部的黄铁绢英岩带, 常见石英-黄铁矿±黄铜矿脉、黄铁矿-黄铜矿脉-网脉等。也可见晚期石英-碳酸盐脉穿插现象。

④ 块状硫化物矿体: 块状硫化物矿体赋存在黄铁绢英岩蚀变带内, 厚几米到几十米, 主要由黄铁矿-黄铜矿-闪锌矿构成, 矿石矿物还有少量砷黝铜矿、方铅矿, 主要脉石矿物为绢云母-白云母、石英和重晶石。绿泥石在矿石中较少, 但在矿体附近以绿泥石-黄铁矿的组合出现。

⑤ 绿泥石-黄铁矿±绢云母蚀变带: 绿泥石主要由 Chl1组成, 分布于块状矿体下盘的蚀变岩筒中,少量见于块状矿体上盘。该蚀变带主要由绿泥石和黄铁矿组成, 黄铁矿多呈他形-半自形粒状、集合体形式产出。局部可见少量绢云母, 紧密分布于黄铁矿周围。

⑥ 绿泥石-石英-绢云母蚀变带: 位于黄铁绢英岩蚀变带之下, 处于钻孔揭露的最深部, 蚀变带发育范围较小。主要蚀变矿物为石英、绿泥石和绢云母, 此外还有少量绿帘石和碳酸盐脉。局部可见黄铜矿和斑铜矿, 与绿泥石化关系密切。

坑道中穿脉编录工作也显示类似的分带结果(图 6), 从上盘围岩穿过矿体到下盘围岩, 依次发育含角砾凝灰岩、块状硫化物矿体、绿泥石蚀变岩筒、黄铁绢英岩, 蚀变分带依次对应绿泥石-绿帘石-钠长石-绢云母-方解石带、块状硫化物带、绿泥石-黄铁矿±绢云母带和石英-绢云母-黄铁矿带。同时, 可以看到黄铜矿-黄铁矿脉在块状矿体下盘绿泥石蚀变岩筒中发育明显, 在上盘火山岩中可见硅质岩发育。

4 矿化特征和成矿阶段划分

4.1 矿化特征

红海 VMS铜锌矿床的主体为块状硫化物矿化,此外还有块状矿化下盘的网脉状-浸染状矿化、以及后期热液在上盘火山岩叠加形成的浸染状矿化。

4.1.1 块状硫化物矿化

图6 红海矿床240中段5号进路剖面素描图Fig.6 Sketch map of No.5 roadway at level 240 m in the Honghai deposit

块状硫化物矿化是红海矿床最主要的矿化类型,发育在第二套中性火山-沉积岩顶部, 呈似层状-透镜状产出。块状硫化物矿体是红海矿床最重要的Cu、Zn以及 Au、Ag、Ga、Cd来源[17]。矿体从中心向外、从下往上, 锌矿化增强、铜矿化减弱, 矿石由黄矿渐变为黑矿, Cu/Zn比值降低。块状矿体最外侧发育角砾状矿石和层状-条带状硅质岩。块状矿石中金属矿物主要包括黄铁矿、黄铜矿和闪锌矿(图7a～d), 少量的砷黝铜矿、方铅矿、磁铁矿、毒砂和磁黄铁矿, 其中硫化物占据 60%以上; 脉石矿物主要为石英、绢云母、白云母、绿泥石、重晶石和方解石等。矿石结构包括粒状结构、交代残余结构、乳滴状结构、骸晶结构、共结边结构等, 主要构造为块状构造(图7a)、条带状构造和角砾状构造等。

黄铁矿多呈自形-半自形粒状、或集合体形式产出。闪锌矿-黄铜矿表现出交代黄铁矿的现象, 当闪锌矿-黄铜矿较少时(＜ 10%), 可见其沿黄铁矿集合体的裂隙、晶隙间充填交代, 呈脉状、网脉状(图7b), 并且破碎、溶蚀黄铁矿, 使黄铁矿呈港湾状-孤岛状; 当闪锌矿-黄铜矿含量增高, 局部大于黄铁矿时(＞ 50%), 可见黄铜矿包裹黄铁矿颗粒, 并且将其溶蚀、破碎(图 7c)。次要金属矿物包括砷黝铜矿、方铅矿, 其中砷黝铜矿多与黄铜矿、闪锌矿共生(图7d), 而方铅矿呈脉状切穿黄铁矿集合体。重晶石作为脉石矿物出现在块状矿石中, 与石英共生,区别于典型的重晶石岩。

4.1.2 脉状-网脉状矿化

脉状-网脉状矿化位于块状硫化物矿化下盘的蚀变岩筒中, 矿化包括脉状和浸染状矿化, 围岩发育强烈的黄铁绢英岩化、绿泥石化。脉状-网脉状矿化主要发育黄铜矿脉(图 7e)、石英-黄铁矿±黄铜矿脉(图7f), 少数为网脉状石英-黄铁矿-黄铜矿。发育在黄铁绢英岩化中的浸染状矿化则为浸染状黄铁矿-黄铜矿(图7g和7h), 矿化主要以铜为主, 锌少。主要矿物包括石英、黄铁矿、绢云母以及黄铜矿、闪锌矿、白云母和绿泥石等。与块状硫化物矿化类似, 脉状、浸染状矿化中黄铁矿形成较早, 黄铜矿和微量闪锌矿主要沿黄铁矿裂隙、内部产出(图7g), 充填交代黄铁矿。产于黄铁绢英岩化中的黄铜矿与绢云母关系密切。

4.1.3 上盘火山岩铜矿化

上盘火山岩中发育矿化规模较小, 主要发育在块状硫化物矿体上盘的第三套中酸性火山岩-火山碎屑岩中, 属于VMS成矿系统之后叠加的矿化。铜矿化见于部分绿帘石±石英脉(图 7i)和石英脉中, 部分发育于绿帘石团块中。主要金属矿物包括黄铜矿、斑铜矿、蓝辉铜矿、铜蓝、黄铁矿、磁铁矿、镜铁矿, 黄铁矿有时不出现, 仅出现铜矿物组合(图7j和7k)。黄铜矿-斑铜矿两者边界平直, 边缘常被蓝辉铜矿-铜蓝交代(图7j-7l), 或沿黄铜矿-斑铜矿裂隙中交代产出(图 7k), 可见铜蓝呈格状结构交代黄铜矿-斑铜矿。磁铁矿-镜铁矿交生, 镜铁矿多呈长条状产出,磁铁矿则发育于镜铁矿颗粒之间。含矿围岩发育绿帘石化、绿泥石化、绢云母化和钠长石化。

4.2 成矿阶段划分

在野外和室内详细观察的基础上, 根据矿物交代蚀变关系、脉体的穿插关系以及蚀变矿物的共生组合类型, 将红海 VMS铜锌矿床成矿过程划分为VMS成矿期、后期热液叠加期和表生期, 其中VMS成矿期可进一步划分为黄铁矿阶段、黄铜矿-闪锌矿阶段和重晶石阶段, 后期热液叠加期亦可进一步划分为钠长石化阶段、绿泥石-绿帘石阶段和石英-碳酸盐阶段(图 8)。

图7 红海矿床矿化特征照片Fig.7 Photographs and photomicrographs of mineralization for the Honghai deposit

4.2.1 VMS成矿期

VMS成矿期可分为三个成矿阶段, 主要形成块状硫化物矿化以及下部的脉状、浸染状矿化, 围岩蚀变主要为绿泥石化、黄铁绢英岩化和重晶石化(图9a)。该成矿期主要矿物包括黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿、石英、绢云母和绿泥石, 以及少量重晶石、白云母、砷黝铜矿、方铅矿、磁黄铁矿等。

(1) 黄铁矿阶段: 以黄铁矿的大量出现为标志,蚀变主要为黄铁绢英岩化。黄铁矿以集合体、半自形-自形粒状形式产出, 在矿体的绝大部分均可见, 与石英、绢云母、白云母共生, 颗粒大小多为0.1～0.2 mm,部分小于 0.1 mm。黄铁矿边缘通常发育绢云母-白云母, 部分针状白云母还发育在黄铁矿内部。

图8 红海矿床矿化蚀变期次Fig.8 Paragenetic sequence of the Honghai Cu-Zn deposit

(2) 黄铜矿-闪锌矿阶段: 该阶段是最重要的成矿阶段, 大量发育黄铜矿、闪锌矿及少量的方铅矿、砷黝铜矿等矿物。黄铜矿-闪锌矿主要充填交代黄铁矿颗粒之间, 呈他形、集合体形式产出, 少量分布于黄铁矿颗粒内, 交代使黄铁矿呈半自形、骸晶以及孤岛状等(图 9b和 9c), 表明黄铜矿-闪锌矿的形成稍晚于黄铁矿。黄铜矿与闪锌矿共生, 两者边界较为平直, 通常为他形集合体, 并见以乳滴状出溶于闪锌矿中(图 9d); 黄铜矿内可见少量砷黝铜矿。闪锌矿为他形结构, 主要分布于块状矿体的上部, 向下闪锌矿变少, 在脉状-网脉状区域较少见;闪锌矿内亦可见砷黝铜矿。在黄铜矿、闪锌矿边缘及内部多发育结晶较好的白云母, 多为针状-长柱状,长度可达 100 μm, 而宽度通常小于 10 μm (图 9d)。在VMS矿化相关的黄铁绢英岩化中, 绢云母主要呈细粒团块状集合体, 常与浸染状黄铁矿发育于石英颗粒间(图9e), 可见少量黄铜矿化(图9f)。绿泥石主要发育于块状矿体下部的蚀变岩筒中, 以绿泥石化凝灰岩的形式产出, 少数可见于块状矿体上部, 局部可见绿泥石交代黄铁绢英岩化中的绢云母(图9e)。

(3) 重晶石阶段: 重晶石与石英呈脉状切穿铜锌矿化(图 9g), 表明其形成稍晚于硫化物矿化; 重晶石主要以自形柱状形式产出, 与石英共生, 两者边界平直(图9h)。

4.2.2 后期热液叠加期

后期热液叠加期主要发育在矿体上盘火山岩-火山碎屑岩中, 包括钠长石阶段、绿泥石-绿帘石阶段以及石英-碳酸盐阶段。该成矿期形成矿化较弱,矿化主要在绿泥石-绿帘石阶段发育。主要矿物包括钠长石、绿泥石、绿帘石、石英、方解石和少量绢云母、赤铁矿、磁铁矿、黄铜矿、斑铜矿等。

(1) 钠长石阶段: 发育强烈的钠长石化, 在矿体上盘广泛发育, 主要呈团块状、斑点状分布。火山岩-火山碎屑岩中的晶屑、岩屑常发生钠长石化,其颜色为特征的浅红色。手标本中团块钠长石常被绿帘石交代, 或被绿帘石脉切穿。在显微镜下钠长石常集中发育, 呈他形粒状, 表面常浑浊不清, 并被后期的绿帘石、绿泥石充填交代(图4e和10a); 钠长石还可见长柱状, 被绿帘石、绿泥石交代。

图9 红海矿床VMS成矿期手标本和镜下照片Fig.9 Representative hand specimen photographs and photomicrographs of the VMS mineralization period from the Honghai deposit

(2) 绿泥石-绿帘石阶段: 以绿泥石、绿帘石的强烈发育为特征, 共生矿物还包括绢云母、石英、方解石等; 该阶段发育少量的铜矿化, 以及赤铁矿、磁铁矿、镜铁矿等。在上盘英安质、安山质火山岩-火山碎屑岩中, 绿泥石发育比块状矿体下盘更为广泛且强烈, 几乎在整个上盘均有分布, 可见弥散状、似条带状、斑点状绿泥石, 交代暗色矿物和斜长石斑晶、火山基质等。绿泥石在镜下呈绿色-浅绿色, 可见弱多色性, 片状, 局部粒度可达500 μm以上, 部分可见绿泥石包裹许多小圆粒状的石英等杂质。绿帘石发育在绿帘石-绿泥石-钠长石-绢云母蚀变带中,呈团块状、斑点状分布, 在安山岩中尤为发育, 与斑点状绿泥石共生; 脉状、粒状产出的绿帘石颗粒大,结晶较好, 解理发育。少数绿帘石与绢云母共生, 为脉状或团块状(图 10b); 大部分绿帘石为绿帘石-石英-碳酸盐-赤铁矿的组合出现(图 10c), 呈脉状穿插钠长石。绿泥石-绿帘石阶段发育少量的铜矿化, 主要产于绿帘石脉或绿帘石团块中(图10d)。铜矿物包括黄铜矿、斑铜矿, 与磁铁矿-镜铁矿共生, 黄铁矿较少见(图10e和10f)。

图10 红海矿床后期热液叠加及表生期手标本和镜下照片Fig.10 Representative hand specimen photographs and photomicrographs of the hydrothermal overprinting period from the Honghai deposit

(3) 石英-碳酸盐阶段: 主要是以方解石-石英脉、方解石-赤铁矿-石英脉的形式产出, 切穿 VMS成矿期的矿物组合及早期的钠长石化、绿泥石化、绿帘石化等(图10g和10h)。部分碳酸盐也呈斑块状,交代长石、绿泥石等。

4.2.3 表生期

表生期主要表现为VMS成矿期、后期热液叠加期的部分矿物发生蚀变, 产生以赤铁矿、蓝辉铜矿、铜蓝、石膏等为代表的蚀变作用。表生期蚀变主要发育在近地表的位置, 岩石裂隙面中也常见, 矿物呈被膜状或网脉状产出。

5 讨 论

5.1 红海铜锌矿床与典型VMS矿床的对比

基于对VMS矿床实例的研究, Lydon[48]提出了VMS矿床的描述性模型, 即由上部与地层整合的块状硫化物矿体和下部不整合的脉状、浸染状矿体组成; 上部的块状硫化物矿体由下部向上黄铁矿-黄铜矿±磁黄铁矿的含量减少, 闪锌矿±方铅矿±重晶石含量增加; 下部网脉状、浸染状矿化由中心向外亦由黄铜矿-黄铁矿变为黄铁矿-闪锌矿±方铅矿, 伴随蚀变则由绿泥石化向绢云母化-绿泥石化过渡。这一描述模型得到大量矿床研究实例验证, 包括中亚造山带的阿舍勒矿床、可可塔勒矿床、小热泉子矿床[49–52], 以及北祁连造山带的白银厂矿田折腰山矿床、三江义敦岛弧带的呷村矿床等[53]。Large认为,虽然澳大利亚 VMS矿床具有许多不同的矿化形态,但是这类型矿床往往具有类似的矿化分带、蚀变特征、硫同位素特征、结构构造等[54–55]。通过对澳大利亚 Hellyer矿床下盘蚀变岩筒的地球化学实验模拟, Schardt et al.认为VMS矿床下盘蚀变分带的原因, 是由于热液系统从核部到外围其温度、pH值、水/岩比值、氧化-还原状态等系统变化造成的; 其中绿泥石、绢云母的分带取决于温度和pH值的差异,低温(＜ 250 ℃)、低 pH 值(＜ 4.5)形成蚀变以绢云母为主, 而高温(250～350 ℃)、中等 pH 值(4.5～5.5)则形成以绿泥石为主的蚀变[56]。

对于VMS的形成机制, 目前普遍的认识为: 富含金属的成矿流体上升到海底, 与海水发生混合作用, 使成矿流体的物理-化学条件发生改变, Cu、Zn、Pb、Au、Ag等金属元素发生沉淀, 在海底堆积形成块状硫化物矿体[2,57,58]。然而, Converse et al.发现,混合作用不能形成大型的VMS矿床, 且在海底沉淀的硫化物中能有高达95%的金属被海水带走[59]。此外, 许多研究者在VMS的块状硫化物中发现大量的交代现象, 并且认为交代作用在块状硫化物的形成中起到了关键作用[12,54,60–63]。Doyle et al.[60]总结了 5个VMS矿床海底交代作用(subseafloor replacement)的判别标准: ①硫化物矿体中的围岩残留; ②围岩快速的就位; ③硫化物沉积物与围岩沉积物的交代前锋;④块体与围岩的不整合接触; ⑤上盘围岩蚀变强烈,蚀变类型和强度与下盘围岩类似。对比一些沉积型和交代型 VMS矿床, 发现红海矿床与交代型 VMS矿床也有类似的特征: ①矿化基本是由交代作用产生的, 即黄铜矿-闪锌矿基本为交代黄铁矿产生(图7b、7c、9b和9c); 而典型的胶状黄铁矿、草莓状黄铁矿等很少见, 黄铁矿多为自形-半自形粒状和集合体, 或呈交代残余结构[15,17]; ②块状矿体边缘常见硫化物矿体与围岩交错, 矿体与上盘围岩的边界不是平直的(见文献[15]中图5a); ③围岩包括熔结凝灰岩、凝灰质角砾岩等, 指示围岩快速沉淀; ④紧邻块状矿体的上盘围岩, 发育蚀变的类型、强度与块状矿体下盘的围岩相似(图 5); ⑤重晶石作为脉石出现于矿体中, 这与典型的喷流型 VMS矿床中的层状重晶石岩有明显差异[64]。通过对比交代型与沉积型 VMS矿床主要特征(表 2), 认为海底交代作用在红海铜锌矿床块状硫化物的形成过程中起了重要的作用。

表2 红海矿床与其他典型VMS矿床主要特征对比Table 2 Comparison of the characteristics of the Honghai deposit with those of the typical VMS deposits

5.2 斑岩系统叠加

通常认为, 斑岩系统与VMS系统是不会在同一区域产出的, 因为 VMS系统与伸展背景密切相关(如弧后或弧间盆地), 以双峰式长英质-镁铁质火山作用为标志; 而斑岩型铜矿床则产于挤压背景中(如陆缘弧和岛弧), 以安山质-英安质火山作用为主[24,65,66]。但在我国矿床的研究实例中, 常可见VMS矿床被叠加改造, 包括斑岩型矿床叠加于VMS矿床。例如位于中亚造山带新疆北部的 VMS型矿床常见后期热液叠加改造, 包括阿尔泰的阿舍勒铜锌矿床、可可塔勒铅锌矿床[51,67,68], 以及东天山大南湖-头苏泉岛弧带的小热泉子铜锌矿床等[69–70]。后期热液的叠加作用, 表现为改造期的石英-硫化物脉切穿VMS成矿期的条带状、块状硫化物矿石, 显微镜下可见明显的交代结构等, 同时叠加的热液作用还使这些VMS矿床的成矿元素发生活化、进一步富集[67]。后期斑岩系统叠加于 VMS系统的实例可见于云南三江地区的老厂铅锌钼矿床及羊拉多金属矿床(VMS-夕卡岩-斑岩叠加), 随着构造背景的演化, 斑岩系统等可在同一空间内与VMS型矿床发生叠加改造作用, 使矿床规模提升、伴生矿种增加[71]。

卡拉塔格地区位于大南湖-头苏泉岛弧带北段,在红海VMS矿床发现之前, 前人已经发现了红山、梅岭、红石等多个小型晚古生代浅成低温热液型铜金矿床、热液脉型铜矿床等[16,18], 并认为卡拉塔格成矿带具有大型斑岩-浅成低温热液矿床的找矿潜力[16,19–22], 且在最新的找矿工作中发现了玉带斑岩铜矿床[17]。矿区中出露许多古生代岩浆岩, 除早古生代晚期卡拉塔格复式岩体以外, 还出露许多晚古生代小岩株, 岩性包括石英斑岩、花岗闪长岩、闪长岩和辉长岩等。本次红海VMS矿床钻孔岩心编录过程中, 在块状矿体上盘的第三套火山-沉积岩系中,发现强烈的弥散状绿帘石化、绿泥石化和绿帘石-石英-黄铜矿-斑铜矿脉、石英-硫化物-氧化物脉、石英-碳酸盐脉和少量的石英-方铅矿-闪锌矿脉等蚀变和矿化。其中, 铜矿化与绿帘石化关系密切(图7j、10d和10f), 同时伴生磁铁矿-镜铁矿(图10e)。这些蚀变和矿化特征, 可以与斑岩铜矿床的青磐岩化蚀变带进行对比, 指示红海矿床可能处于斑岩铜矿系统的外围,其斑岩铜矿的找矿潜力需要进一步的工作评价。

6 结 论

(1) 红海 VMS矿床由浅到深依次发育绿泥石-钠长石-绢云母-方解石带、绿帘石-绿泥石-钠长石-绢云母-方解石带、石英-绢云母-黄铁矿带、块状硫化物带、绿泥石-黄铁矿±绢云母带、绿泥石-绢云母-石英带。

(2) 矿床成矿过程划分为VMS成矿期、后期热液叠加期和表生期, 其中VMS成矿期可划分黄铁矿阶段、黄铜矿-闪锌矿阶段和重晶石阶段, 后期热液叠加期由钠长石化阶段、绿泥石-绿帘石阶段和碳酸盐-石英阶段组成, 主要矿化在黄铜矿-闪锌阶段形成。与典型VMS矿床对比, 红海矿床矿化蚀变总体特征类似, 但同时也表现出来许多海底交代型VMS矿床的特征。

(3) 红海矿床上覆第三套火山岩中发育绿帘石化、绿泥石化和绿帘石-石英-硫化物脉、石英-碳酸盐脉等, 这些蚀变和矿化可能是后期斑岩热液系统的外围蚀变和矿化; 结合卡拉塔格所处的构造背景,红海矿床外围和深部具有斑岩矿化的潜力。

本文受国家重点基础研究计划“973”项目“新疆北部古弧盆体系成矿机理”(批准号: 2014CB440802)、中国科学院创新交叉团队合作项目(项目号: Y433131A07)的联合资助。野外工作得到了北京矿产地质研究院、新疆红石矿业公司同行们的大力支持; 室内工作及论文写作得到了北京矿产地质研究院邓小华、中国科学院广州地球化学研究所江宏君、许超、肖兵、王云峰的帮助; 审稿人提出了宝贵的修改意见, 在此一并表示衷心感谢！

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