新疆小熱泉子銅(鋅)礦床硫化物顯微結構及稀土、微量元素研究

劉申態, 呂新彪, 曹曉峰, 張 平

1)西藏玉龍銅業股份有限公司, 西藏昌都 854000;

2)中國地質大學(武漢)資源學院, 湖北武漢 430074;

3)中國地質大學(武漢)地質過程與礦產資源國家重點實驗室, 湖北武漢 430074

新疆小熱泉子銅(鋅)礦床硫化物顯微結構及稀土、微量元素研究

劉申態1,2), 呂新彪2,3)*, 曹曉峰2,3), 張 平2)

1)西藏玉龍銅業股份有限公司, 西藏昌都 854000;

2)中國地質大學(武漢)資源學院, 湖北武漢 430074;

3)中國地質大學(武漢)地質過程與礦產資源國家重點實驗室, 湖北武漢 430074

新疆小熱泉子銅(鋅)礦床位于大南湖晚古生代島弧帶內, 礦體主要賦存于一套凝灰質火山碎屑沉積巖中, 礦石類型主要為塊狀黃銅礦礦石、閃鋅礦礦石和脈狀硫化物礦石。硫化物的顯微結構研究表明, 黃鐵礦主要發生脆型變形, 形成碎裂結構、細粒化結構、充填交代結構、“布丁”結構以及變斑晶結構, 黃銅礦和閃鋅礦發生塑性變形, 黃銅礦表現為“S型”面理結構以及在閃鋅礦中呈團斑狀結構, 電子探針結果表明黃銅礦發生明顯的活化遷移富集作用。硫化物的稀土微量元素研究表明, 閃鋅礦中Mn、Ga、As等元素含量很低, Ga/In＜＜1, Ge/In多數小于1, 174＜Zn/Cd＜482, In/Cd為0.1～0.35, 不同成礦期黃鐵礦的Co/Ni、S/Se、S/Fe比值不同, 其稀土元素分配特征與花崗斑巖、流紋斑巖的分配圖差別大。通過對硫化物顯微結構和稀土、微量元素分布特征的對比研究發現黃銅礦的塑性流動能力比閃鋅礦強, 在強烈構造作用下使黃銅礦發生活化遷移富集,可能是重要的成礦機制; 成礦流體為幾種不同性質流體相互作用后的混合物, 小熱泉子銅鋅礦床為早期火山沉積成因, 后期為熱液疊加改造成因。

銅(鋅)礦床; 硫化物; 顯微結構; 微量元素; 稀土元素; 小熱泉子

新疆小熱泉子銅(鋅)礦床位于吐魯番東南約80 km處, 該礦床自發現以來, 礦床成因問題一直存在很大分歧。不同學者從不同角度去研究提出了不同的成因認識: 孫立等(1998)對礦區內的控礦構造分析, 研究各容礦斷裂的性質和成因機制認為該礦床屬中溫熱液充填-交代型銅(鋅)礦床; 王宗社等(2006)從硫、氫、氧穩定同位素和黃鐵礦的常量、微量元素研究和溫春齊等(2002)從地質特征和成礦過程分析都認為該礦床為海底噴流沉積-后期熱液疊加改造成因; 王忠陽(2009)從元素地球化學、流體包裹體及成礦年代學分析, 認為其成因類似阿舍勒銅鋅礦的VHMS型Cu-Zn-Au礦床特征, 為火山噴流沉積-熱液富集疊加-改造型礦床; 陳文明(1999)和劉申態等(2011)從同位素地球化學的角度探討了成礦物質來源。前人主要從同位素地球化學、流體性質研究來探討礦床的成因。

前人對塊狀硫化物礦床的硫化物顯微結構研究成果很多, 如顧連興等(2004)提出火山塊狀硫化物礦床在造山過程中往往同其含礦巖系一起發生了強烈的變質、變形和成礦物質再活化。多數學者提出塊狀硫化物礦床受后期構造作用發生礦物的壓溶、增生、活化、礦石糜棱巖化等顯微結構概念(Duckworth et al., 1993; 劉連登等, 1994; 顧連興等, 2004, 2006)。在成礦過程中, 由于成礦環境不同必然會導致礦石的微觀結構和礦物組合上存在差異, 以及礦物的化學組成不同, 而小熱泉子礦床中銅鋅礦體與其圍巖受到了后期構造作用的影響一起發生同步褶曲, 現在所觀察到的礦石結構構造相對于礦體最初形成時期的礦石組構或多或少發生變化。因此,本文通過對不同成礦期的硫化物微觀結構觀察, 電子探針和ICP-MAS等手段對硫化物的稀土、微量元素分配特征進行研究, 探討成礦過程中流體的物理化學條件和金屬遷移富集機制。

1 成礦地質背景和特征

小熱泉子銅(鋅)礦床位于東天山北部的哈爾力克-大南湖古生代島弧帶, 南以阿其克庫都克斷裂為界, 北以吐哈盆地南緣為界。該島弧帶先后經歷了俯沖-碰撞-閉合-陸內伸展階段: 在泥盆紀中天山北緣洋盆發生兩次不同方向的俯沖形成大南湖-哈爾力克島弧帶, 早期洋盆向吐哈微板塊俯沖, 區域上在卡拉塔格-大草灘一帶出露有島弧型鈉質中酸性火山巖建造(王京彬等, 2006); 晚期洋盆向中天山地塊俯沖, 出現島弧型安山巖侵入體; 到早石炭世初期由于中天山北緣洋盆俯沖閉合, 使得準噶爾-吐哈地塊與中天山地塊發生碰撞對接形成統一地塊; 而在中晚石炭世該島弧帶由于陸內伸展作用, 形成覺羅塔格裂陷槽(吳華, 2006), 區域上小熱泉子-梧桐窩子一帶出露有海相雙峰式火山巖建造(秦克章等, 2002)。

礦床產于石炭紀海相古火山機構的南側, 該火山機構以礦床北側十余千米的破火山口為主體, 發育一套火山角礫巖, 外圍發育近環狀、放射狀展布的斷裂系統。該火山機構控制礦區內石炭系的分布、巖漿作用及構造活動。礦區內出露地層有下石炭統小熱泉子組和中石炭統底坎爾組, 下石炭統小熱泉子組分六個巖性段, 為一套濱淺海相火山碎屑巖及少量沉積巖組成(見圖1)。巖性主要為凝灰巖、凝灰質砂巖、凝灰質粉砂巖、晶屑凝灰巖、凝灰質角礫巖、火山角礫巖等, 其中小熱泉子組第一、二巖性段為主要的賦礦圍巖。中石炭統底坎爾組分兩個巖性段, 下段巖性為凝灰巖, 上段巖性為碎屑巖。礦區內構造發育, 主要有穹窿構造、斷裂構造和片理化構造。穹窿構造總體呈橢圓狀, 其東北部發育較完整, 西部受巖體破環發育不完整, 南部被小熱泉子斷裂切割。斷裂構造最為發育, 分布整個礦區, 有NW向斷裂、NE向斷裂和SN向斷裂。巖石片理化發育普遍, 在Ⅰ號礦床內尤其強烈, 其中12號勘探線片理化寬約30 m。礦區內巖漿活動強烈, 發育有大量中酸性淺成侵入巖, 巖性為花崗斑巖、流紋斑巖等。

圖1 小熱泉子銅鋅礦床地質圖(據王宗社, 1997修改)Fig.1 Geological map of the Xiaorequanzi copper-zinc deposit (modified after WANG Zong-she, 1997)

礦區內由 2個礦床組成, 其中Ⅰ號礦床最大,礦化范圍東西長約800 m, 南北寬約350 m, 是小熱泉子銅(鋅)礦區的中心部位。礦化分帶明顯, 地下20 m內為氧化礦體, 沿構造裂隙發育, 呈環狀分布。其下部為原生礦體, 偶見硫化物次生富集帶, 如在Cu43氧化礦體下部有長 110 m, 寬 9.22 m,厚3～15 m的次生富集礦體。原生礦體受構造和地層因素控制明顯, 形態復雜, 多呈褶曲狀、透鏡狀、馬鞍狀、脈狀、似層狀等, 與火山碎屑巖同步褶皺,在其轉折端部位膨大加厚(見圖2)。主要礦石類型有塊狀黃銅礦礦石、塊狀閃鋅礦礦石、石英脈型銅鋅礦石、細脈浸染型銅鋅礦石、石英脈型黃鐵閃鋅礦石。金屬礦物主要有黃銅礦、銅藍、閃鋅礦、方鉛礦、孔雀石、黝銅礦、藍銅礦、毒砂、黃鐵礦、磁黃鐵礦等。非金屬礦物主要是石英、方解石、綠泥石、絹云母等。礦石結構主要有草莓狀結構、交代殘余結構、碎裂結構、反應邊結構、自形-半自形粒狀結構等。礦石構造主要有薄膜狀、土狀、塊狀、網脈狀、浸染狀、角礫狀、團塊狀及條帶狀構造。

在野外地質考察和室內鏡下研究基礎上, 依據礦物共生組合和其相互穿插關系將小熱泉子銅(鋅)礦床劃分為三期兩階段: 火山噴流-沉積期、熱液改造期、表生期, 其中熱液改造期包括石英硫化物階段和石英碳酸巖硫化物階段, 礦物生成順序見表1。

圖2 Ⅰ號礦床縱剖面圖(據李鳳鳴等, 2002修改)Fig.2 Longitudinal geological section of No.Ⅰore deposit (modified after LI Feng-ming et al., 2002)

2 硫化物顯微結構

本文分析樣品均采自于Ⅰ號礦床3、4中段, 主要礦石類型有凝灰巖中的浸染狀黃銅礦礦石、石英脈型銅鋅礦石、塊狀閃鋅礦礦石、塊狀黃銅礦礦石等, 分別選擇不同類型的礦石樣品進行顯微結構觀察。

在顯微鏡下, 凝灰巖中的黃鐵礦顆粒分大小兩種(圖 3b): 一種是自形粒狀結構的黃鐵礦呈立方體晶形, 顆粒較大; 另一種是莓球狀黃鐵礦顆粒較細,呈自形變斑晶, 該類型黃鐵礦是火山噴流沉積期形成的產物, 并受后期熱液作用影響發生明顯的變質重結晶。礦石中絕大多數黃鐵礦以脆型變形為主,形成碎裂結構(圖3c), 細粒化結構(圖3d), 后期熱液的充填交代結構(圖3c)和“布丁”結構(圖3a、e), 少數發生塑性變形呈拉長狀或透鏡狀變斑晶黃鐵礦(圖3f)。相對黃鐵礦的脆性變形, 閃鋅礦和黃銅礦表現為塑性變形特征, 大多數礦床中閃鋅礦往往與黃銅礦密切共生, 多呈固溶體分離結構, 而小熱泉子礦床中塊狀和石英脈型礦石中, 閃鋅礦內沒有或很少見固溶體出溶的黃銅礦, 但在閃鋅礦中黃銅礦呈“S型”剪切結構(圖3g)分布, 黃銅礦明顯從閃鋅礦到黃鐵礦周圍發生活化遷移富集作用, 有時也可見到黃銅礦在閃鋅礦中呈團斑狀分布(圖 3h), 火山噴流沉積期形成的塊狀閃鋅礦電子探針分析位置見圖4, 結果見表2, 表明從1號探針點到12號探針點Cu和 Zn在閃鋅礦中具有明顯分布規律: 越靠近應力薄弱部位Cu含量越高, Zn含量越低, 呈負相關關系(圖5), Cu與S、Fe變化關系不明顯。

表1 小熱泉子銅-鋅礦床成礦期次劃分及礦物生成順序表Table 1 Formation sequence of minerals and metallogenic stages in the Xiaorequanzi copper-zinc deposit

圖3 硫化物的不同結構Fig.3 Differ ent structures of sulfides

3 稀土、微量元素研究

利用電子探針和 LA-ICP-MS主要分析Ⅰ號礦床3、4中段的樣品, 野外和室內顯微鏡下觀察發現,沉積期典型礦物組合有黃銅礦-黃鐵礦-磁黃鐵礦-閃鋅礦-少量方鉛礦, 主要的礦石構造有塊狀、褶曲狀、似層狀、浸染狀等, 熱液疊加改造期典型的礦物組合有黃銅礦-閃鋅礦-黝銅礦-黃鐵礦-毒砂-少量磁黃鐵礦, 主要的礦石構造有脈狀、網脈狀、塊狀、透鏡狀、浸染狀等, 分別選擇沉積期和熱液疊加改造期不同礦物組合的硫化物進行稀土、微量元素分析。測試結果見表3、4、5。

閃鋅礦中Mn、Ga、As等元素含量很低, 低于電子探針分析的檢出限, 而不同成礦期的閃鋅礦中微量元素特征有一定規律, Ga/In＜＜1, Ge/In多數小于1, 174＜Zn/Cd＜482, In/Cd為0.1～0.35, 從火山噴流沉積期到熱液改造期, Cd含量隨著成礦的演化逐漸減少, Zn/Fe比值較高。劉英俊等(1987)認為Zn/Cd＞500指示高溫, Zn/Cd=250左右, 指示中溫, Zn/Cd＜100指示低溫, 不同期的閃鋅礦 Zn/Cd比值變化較大, 火山噴流-沉積期中閃鋅礦Zn/Cd為174,石英硫化物階段的閃鋅礦Zn/Cd為263～331, 碳酸巖硫化物階段的閃鋅礦Zn/Cd為423～482, 表明成礦作用的溫度越來越高, 火山噴流-沉積期—石英硫化物階段—碳酸巖硫化物階段, 成礦溫度從中低溫—中溫—中高溫變化, 閃鋅礦中 Zn/Cd值與火山熱液-沉積型鉛礦床中 Zn/Cd比值非常相近(宋學信, 1982)。

圖4 新疆小熱泉子銅(鋅)礦床中閃鋅礦電子探針分析點Fig.4 Electron microprobe analysis points in sphalerite from the Xiaorequanzi copper (zinc) deposit, Xinjiang

表2 新疆小熱泉子銅(鋅)礦床中閃鋅礦電子探針分析結果Table 2 Electron microprobe analyses of sphalerite from the Xiaorequanzi copper (zinc) deposit, Xinjiang

表3不同礦物組合的黃鐵礦稀土元素分析結果(單位: 10-9)Table 3REE analyses of pyrites of different ore-formingstages(unit: 10-9)

表4不同礦物組合中閃鋅礦電子探針分析結果(單位: 10-6)Table4Ele ctron microprobe analyses of sphalerites from different mineral assemblages(unit: 10-6)

表5不同礦物組合中黃鐵礦電子探針分析結果(單位: 10-6)Table 5Elec tronmicroprobe analyses of pyrites of different mineralization stages(unit: 10-6)

圖5 小熱泉子銅(鋅)礦床中閃鋅礦Cu、Zn元素變化關系圖Fig.5 Cu-Zn diagram of sphalerite from the Xiaorequanzi copper (zinc) deposit

黃鐵礦中主量元素Fe和S如何分配與其成因有內在聯系(徐國風等, 1980), 沉積成因的黃鐵礦中的Fe和S的理論值分別為46.55%和53.45%, 小熱泉子銅鋅礦床中的黃鐵礦 Fe含量在 45.14%～46.662%之間, 平均值為45.96%, S含量在51.6%～53.551%之間, 平均值為 53.03%, 與黃鐵礦的理論值相比, 普遍具有貧鐵和貧硫特征, 這種特征可能是黃鐵礦受后期熱液作用影響, 一些微量元素以類質同象形式替代晶格中的Fe和S, 導致出現貧鐵和貧硫的特征。

3.1 Co/Ni比值

小熱泉子銅(鋅)礦中黃鐵礦 Co/Ni比值為1.33～5.387, 火山碎屑巖中浸染狀黃鐵礦和草莓狀黃鐵礦Co/Ni比值1.33～3.516, 石英脈型黃鐵礦和受變質的黃鐵礦Co/Ni比值為2.105～5.387, 但不同的礦物組合其比值不同, 與石英、閃鋅礦共生的黃鐵礦(Co/Ni為 2.105～3.292)比與黃銅礦共生(Co/Ni= 5.387)和石英共生的黃鐵礦(Co/Ni=5)比值低,被毒砂交代和黃銅礦交代的黃鐵礦 Co/Ni比值差距也大,變質拉長的黃鐵礦從中心向外側Co/Ni比值升高。

3.2 S/Se比值

前人研究表明沉積成因的黃鐵礦 w(Se)較低(0.00005%～0.0002%), w(S)/w(Se)值＞2×105; 而熱液成因黃鐵礦的w(Se)較高(＞0.002%), w(S)/w(Se)值＜2 ×105(魏菊英, 1988)。火山碎屑巖中的浸染狀黃鐵礦和草莓狀黃鐵礦中 Se含量沒達到檢出限(83×10-6),表明 Se含量很低, 則w(S)/w(Se)更高, 與沉積成因的黃鐵礦 w(S)/w(Se)值對應, 石英硫化物階段和變質拉長的黃鐵礦 w(Se)相對較高, w(S)/w(Se)為168～2135, 與前人研究非常相近(王宗社等, 2006)。

黃鐵礦的ΣREE普遍較低, 比圍巖中ΣREE低得多, ΣREE在1.5×10-6～29.3×10-6之間, LREE/HREE= 8.26～59.1, δ Eu=0.31～0.6, (La/Yb)N=0.24～9.31, δCe=0.43～1.1(表 3), 稀土配分曲線圖(圖 6a)中具有明顯的Eu負異常, 沒有明顯的Ce異常, 表明為還原環境。與礦區內的流紋斑巖、花崗斑巖相比(圖6b、c), 黃鐵礦中的ΣREE遠低于礦區內出露的侵入體, 圍巖中的黃鐵礦稀土總量比硫化物石英脈中稀土總量高, 具有輕稀土富集特征, 呈右傾型。

圖6 稀土元素球粒隕石標準化分布型式圖Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns

4 討論

小熱泉子銅鋅礦床中硫化物具有廣泛的變質重結晶結構, 導致這種現象的原因有可能是在造山過程中因變質作用而重結晶(顧連興等, 2006), 但Kullerud等1959年實驗表明, 黃鐵礦的穩定溫度可達742℃, 另外, Parr J在1994年也提出在有些變質程度達高級角閃巖相甚至麻粒巖相的塊狀硫化物礦床中, 同生黃鐵礦仍能保存沉積特征, 而在礦區內出露大面積中酸性侵入體, 不排除提供大量的熱源和流體, 所以, 后期熱液和構造作用可能共同影響黃鐵礦變斑晶的形成。由于硫化物差異性流變十分明顯, 黃鐵礦以脆型變形為特征, 黃銅礦、閃鋅礦等金屬礦物主要以塑性變形為特征(劉連登等, 1994;顧連興等, 2004), 因此閃鋅礦中黃銅礦呈“S型”剪切結構; 顧連興等(2004)認為黃鐵礦的布丁結構是因為黃鐵礦受剪切作用的影響, 而黃銅礦定向交代黃鐵礦形成此結構, 黃鐵礦呈拉長狀變斑晶結構,前人稱這種現象為動態增生作用, 是由于黃鐵礦受應力影響發生壓溶作用, 并在低應力部位重新沉淀,遼寧紅透山銅鋅礦床中的黃鐵礦也發生類似的變形(顧連興等, 2001), 電子探針分析結果也表明, 應力不同部位, Cu、Zn等元素含量分布不同。前人研究認為在火山巖形成后遭受到構造變動和熱力事件的影響, 巖石中的鈉長石斑晶由無序變為有序, 且常見斑晶的斷裂、彎曲、熔融等現象, 有的巖石發現有黃鐵礦、黃銅礦和閃鋅礦細脈等(姬金生等, 2000),而且黃銅礦的塑性流動能力比閃鋅礦強, 黃銅礦發生明顯的活化遷移富集現象, 說明小熱泉子銅(鋅)礦床在成礦過程中受后期構造作用影響是普遍存在的, 有可能是金屬物質沉淀的重要機制。

閃鋅礦的Zn/Cd測試結果表明成礦溫度從中低溫—中溫—中高溫, 單小莉等(2009)對包裹體測溫也表明火山噴流沉積期為 87℃～126℃, 熱液改造期石英硫化物為 120℃～280℃, 前人(李華芹等, 2003)對小熱泉子組第四巖性段安山巖進行了全巖Rb-Sr等時線法測年, 獲得等時線年齡為(313±8.5) Ma, 對噴流沉積期的多金屬硫化物階段形成的石英細脈型礦石進行了石英流體包裹體Rb-Sr等時線法測年, 獲得年齡值為(298±14) Ma,熱液改造期石英硫化物脈中石英包裹體 Rb-Sr等時線年齡為(264±20) Ma, 與礦區內的鈉長斑巖的巖漿的侵位時間266.8 Ma完全一致。說明成礦早期主要以火山噴流-沉積作用為主, 成礦溫度為中低溫,后期鈉長斑巖的侵入, 提供大量的熱源, 而顯微鏡下觀察發現黃鐵礦發生碎裂化和細粒化結構, 表明礦體受后期構造作用影響嚴重, 其成礦溫度的升高具體是由構造作用的影響還是后期侵入體所致, 還是二者共同影響的結果需作進一步研究。

黃鐵礦 S/Fe變化有一定規律, 圍巖中黃鐵礦-石英+閃鋅礦+黃銅礦+黃鐵礦組合-黃鐵礦+毒砂組合, 黃鐵礦的S/Fe平均比值變化: 1.15—1.14—1.16,礦物組合與硫逸度變化相一致, 說明石英硫化物階段的硫逸度最低, 整個成礦過程中硫逸度由高逐漸降低, 后由硫逸度增高導致毒砂生成。黃鐵礦中的Co/Ni比值反映不同礦物組合中Co、Ni元素在不同平衡體系中分配系數不同, 沉積期黃鐵礦中更富集Ni, 其Co/Ni比值較低, 黃鐵礦中的Co/Ni比值受共生礦物的影響而變化明顯, 黃銅礦的生成對黃鐵礦的Co/Ni影響不大, 與閃鋅礦共生的黃鐵礦中Co/Ni偏低, 說明在硫化物沉淀過程中, Co進入閃鋅礦中,導致黃鐵礦中的 Co/Ni比值降低, 而難以進入黃銅礦中, 導致其共生的黃鐵礦的Co/Ni比值變化不大。不同成礦期的黃鐵礦中 w(S)/w(Se)存在明顯差別,與沉積和熱液成因的黃鐵礦 w(S)/w(Se)比值相近,說明黃鐵礦為兩期成因, 一期為火山噴流沉積成因,一期為后期熱液改造成因。

硫化物脈中的黃鐵礦的稀土分異不明顯, 呈平緩型, 侵入體具有明顯的輕稀土富集, 表明黃鐵礦的生成與侵入體的關系不大, 而圍巖中的草莓狀黃鐵礦可能與凝灰質火山巖關系密切, 具有侵入體的稀土配分特征, 成礦物質很有可能來自凝灰質火山碎屑巖, 而石英硫化物階段中黃鐵礦稀土配分呈平緩型, ΣREE偏低, 與圍巖中的黃鐵礦稀土配分不同,說明石英硫化物階段中黃鐵礦的物質來源不同, 有可能為幾種不同性質的流體相互作用后的混合物。前人通過S、H、O、Si、Pb、Ar和等同位素研究也認為成礦具有幾種不同性質流體混合的特點(陳文明, 1999; 劉申態等, 2011)。

5 結論

1)小熱泉子銅(鋅)礦床在成礦過程中受后期構造作用影響是普遍存在的, 有可能是金屬物質沉淀的重要機制;

2)閃鋅礦和黃鐵礦的微量元素研究表明成礦流體的硫逸度從早期到晚期逐漸降低, 成礦溫度逐漸升高, 有兩期成礦作用, 一期為火山噴流沉積期,一期為后期熱液改造期;

3)黃鐵礦的稀土配分特征說明熱液改造期的成礦流體與沉積期不同, 成礦流體為幾種不同性質流體相互作用的混合物。

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我國首次實現對地殼全部元素精確分析

由中國地質科學院地球物理地球化學勘查研究所實施的深部探測專項“地殼全元素探測技術與實驗示范”項目(SinoProbe-04), 首次按照國際標準建立了覆蓋全國的地球化學基準網, 并建成了一套81個指標(含78種元素)的地殼全元素精確分析系統。

“地殼全元素探測技術與實驗示范”項目旨在通過重點突破地殼全元素(78種元素)精確分析、地殼深部物質成分識別、盆地及盆地周邊礦產資源穿透性地球化學探測、多尺度海量地球化學數據與圖形查詢及顯示等4項關鍵技術, 通過開展地殼物質成分聯合探測實驗、精確獲取地殼全元素(78種元素)地球化學基準值、揭示大型礦集區形成的物質組分背景, 達到構建地殼地球化學模型、建立覆蓋全國的地球化學基準網;選擇穿越不同大地構造單元和大型礦集區的3條地球化學走廊帶, 進行地殼物質成分聯合探測實驗, 精確探測走廊帶內 76種元素含量和變化, 構建走廊帶地殼地球化學模型, 進而揭示大型礦集區形成的物質背景和地球化學標志, 為了解過去地球化學演化和預測未來環境變化提供地球化學標尺。

本刊編輯部 采編

A Study of Rare Earth and Trace Elements and Microstructure of Sulfide Minerals from the Xiaorequanzi Copper (Zinc) Deposit of Xinjiang

LIU Shen-tai1,2), Lü Xin-biao2,3), CAO Xiao-feng2,3), ZHANG Ping2)
1) Tibet Yulong Copper Company Limited, Changdu, Tibet 854000;
2) Faculty of Earth Resources, China University of Geosciences, Wuhan, Hubei 430074;
3) State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources, China University of Geosciences, Wuhan, Hubei 430074

The Xiaorequanzi Cu(Zn)deposit of Xinjiang is located in the late Paleozoic island-arc of Danan Lake area, its ore bodies are hosted in a sedimentary rock suite of tuffaceous detritus, and its ore types are mainly massive chalcopyrite, sphalerite and other lodes.Researches on the microstructure of these sulfides suggest that pyrite has undergone brittle deformation, and formed such structures as clastic structure, fining structure, infilling and metasomatic structure, “pudding” structure and porphyroblast structure, while chalcopyrite and sphalerite have undergone flexibble deformation and resulted in the “S”-shaped foliation of chalcopyrite and the porphyriticstructure of sphalerite.Electron microprobe analysis indicates that chalcopyrite has experienced the processes of activation, removal and concentration.The concentrations of REE and trace elements demonstrate that Mn, Ga and As in sphalerite have a low REE concentration and the Ga/In ratios are much lower than 1, most Ge/In ratios are also lower than 1, Zn/Cd ratios range from 174 to 482, In/Cd ratios range from 0.1 to 0.35, and pyrites formed in different metallogenic periods have different Co/Ni ratios, S/Se ratios and S/Fe ratios.There is a remarkable difference in the REE distribution pattern between this pyrite and pyrite in granite-porphyry and rhyolite-porphyry.Based on a comparison of microstructures as well as distribution patterns of REE and trace elements between these sulfides, the authors hold that chalcopyrite has a better flowability than sphalerite, and the chalcopyrite tended to become active and move more easily than sphalerite under tense shear strain, and large-scale movement would lead to the concentration of chalcopyrite and finally the formation of the Xinjiang Xiaorequanzi Cu(Zn)deposit.It is thus concluded that the metallogenic fluid was the mixture of several different fluids, and this ore deposit was genetically volcanic sedimentation at the early stage which was then modified by hydrothermal solution at the late stage.

copper (zinc) deposit; sulfide; microstructure; trace elements; rare earth elements (REE); Xiaorequanzi

P618.41; P595; P578.2

A

10.3975/cagsb.2012.02.08

本文由“十二五”國家科技支撐計劃新疆305項目“庫魯克塔格銅金鐵成礦帶成礦條件研究與找礦靶區評價”(編號: 2011BAB06B04-05)資助。

2011-12-24; 改回日期: 2012-01-27。責任編輯: 魏樂軍。

劉申態, 男, 1984年生。碩士研究生。礦產普查與勘探專業, 主要從事成礦規律與成礦預測工作。通訊地址: 854000, 西藏玉龍銅業股份有限公司。E-mail: lstwxx@qq.com。

*通訊作者: 呂新彪, 男, 1962年生。教授, 博士生導師。長期從事區域成礦規律與成礦預測研究。通訊地址: 430074, 中國地質大學(武漢)資源學院。電話: 027-67883679。E-mail: lvxb_01@163.com。