新疆老鸦泉碱性花岗岩成矿作用

新疆老鸦泉碱性花岗岩成矿作用

元当泉富碱性花岗岩位于卡拉-莫拉米缝合带（蛇绿岩带）的北侧。新疆东盐渍岩是新疆东盐渍岩中最大的混合岩浆岩（新城建刚等，1995）。近年来，在古驰泉花岗岩中发现了几种锡矿，这引起了地质界的关注（王忠刚，1994）。这些锡矿体多产于老鸦泉杂岩体内的花岗斑岩小岩体中。以往的研究认为锡矿与钙碱性花岗岩关系密切,但近几年在国内外相继发现的一些具有重要经济价值的锡矿床均与富碱侵入岩有密切的成因联系,如巴西的Pitinga锡矿(Lenharoetal.,2003),湖南芙蓉超大型锡矿田等(Zhaoetal.,2001)。因此,老鸦泉花岗岩锡矿体的发现对研究我国新疆北部后碰撞阶段的富碱花岗岩与锡的成矿作用具有重要的意义。前人曾围绕着该区碱性含锡花岗岩及相关的锡矿床的岩石学、矿物学、元素地球化学、年代学、矿床特征等进行了研究(吴郭泉,1994;刘家远等,1999,2007;赵东林等,2000;苏玉平等,2006;朱笑青等,2006;唐红峰等,2007;吴宏恩等,2008;杨富全等,2008;杨高学等,2010),但欠缺对碱性花岗岩与硅化、云英岩化等蚀变及与之相关的锡矿化的系统的流体演变过程研究,而这也正是揭示碱性花岗岩与锡矿化机理的关键。本文着重进行了贝勒库都克(钨)锡成矿带中卡姆斯特锡矿、干梁子锡矿、老鸦泉碱性岩体及无锡矿化的卡姆斯特采石厂石英岩的岩矿特征、稀土元素及流体包裹体特征的系统研究,以期探讨新疆北部后碰撞背景下与富碱花岗岩有关的锡的成矿流体性质、演化过程及成矿机制。1老浚民间火山岩新疆东准噶尔卡拉麦里地区位于野马泉和准噶尔2个陆块之间,是东准噶尔古生代造山带的一部分。一条北西向延伸的蛇绿岩带沿卡拉麦里深大断裂断续分布,其形成时代为早泥盆世,可能是小洋盆的洋壳残片(李锦轶等,1990;李锦轶,1995)。区内出露的地层以泥盆纪和石炭纪的凝灰质粉砂岩、火山碎屑岩为主,夹中基性熔岩、灰岩、硅质岩。卡拉麦里深大断裂的南部零星分布有少量志留纪的地层(杨富全等,2008)。在卡拉麦里缝合带东北侧,区域性断裂构造发育,其中代表性的是南部的苏吉-清水断裂和北部的库普-库布苏断裂,这2条断裂均为区域性深大断裂,呈NWW向展布,大致平行于卡拉麦里缝合带,控制了碰撞造山期碱性花岗岩体侵位,并伴随有一系列偏碱性花岗斑岩小岩体的侵入和锡矿化,形成贝勒库都克(钨)锡成矿带。老鸦泉花岗岩体及卡姆斯特锡矿、干梁子锡矿即位于其中。老鸦泉花岗岩体是新疆东准噶尔地区最大的花岗岩体,该岩体富锡、富硅、富碱,侵位于下石炭统卡姆斯特组地层。岩石学、地球化学和人工重砂均反映出老鸦泉花岗岩体为地壳重熔型花岗岩体,熔入了前寒武纪和志留纪地层(赵东林等,2000)。根据花岗岩类岩石谱系单位划分方案,老鸦泉花岗岩体可划分为3个单元,按侵入的先后顺序依次为:喀默斯特库都克细粒黑云母花岗岩单元(C2k),库孜滚德能细粒似斑状黑云母二长花岗岩单元(C2k2)和阿尔巴卡勒干中粒似斑状黑云母二长花岗岩单元(C2A),各单元之间均为脉动型接触关系,归并为老鸦泉花岗岩超单元。据赵东林等(2000)测定的3个单元的全岩Rb-Sr等时线年龄为302.15±2.83Ma,代表老鸦泉含锡花岗岩的形成年龄。刘家远等(1996)通过一系列地球化学图解的判别,结合区域构造演化的分析,得出了碱性花岗岩形成于中、晚石炭世碰撞造山之后的拉张构造环境的结论(图1)。锡矿化体产出类型有5种,即锡石-石英脉型、云英岩型、含锡蚀变花岗岩型、砂矿型和伟晶岩型(后两种偶见)。一般来说,云英岩型和含锡蚀变花岗岩型锡矿化最好。从区域上看,含锡石英脉型可渐变为云英岩型或含锡蚀变花岗岩型,或显示出含锡蚀变花岗岩型→含锡云英岩型→锡石石英脉型的变化(陈富文等,1999)。2锡矿化的地质特征在卡姆斯特采石场、卡姆斯特锡矿、干梁子锡矿和老鸦泉岩体采集了岩体和含矿岩石的典型样品。2.1石英的结构表征采自卡姆斯特石英采石场的样品为无锡矿化次生石英岩。样品中石英占90%以上,钾长石<10%,石英具镶嵌结构、等粒结构、加大边结构(图2-1),有黏土胶结物沿石英间隙充填(图2-2),钾长石具格子双晶(图2-3),反映其温度低,形成的深度深。推测其原岩为花岗岩,受到热液的强烈蚀变作用,造成其中长石、云母等大量矿物被交代。2.2含矿岩石及含矿石英岩岩体或含矿石英岩的矿体卡姆斯特锡矿的岩性主要为侵入于老鸦泉碱性岩体内的小花岗斑岩体及穿插其内的石英脉矿体、含矿石英岩及其两侧的石英岩矿体或云英岩化矿体。对石英岩矿体及两侧的云英岩化花岗斑岩矿体或云英岩化花岗斑岩至花岗斑岩体进行了采样,包括以下几种矿石和岩石类型。(1)透闪石与石英的复合镜下石英具镶嵌结构,或有少量白云母充填于石英间隙(图2-4),未见石英脉石英的梳状结构,有的石英间隙中见透闪石石棉。锡石常呈膝状双晶及沿石英间隙长入,也见锡石被稍晚的云母脉及高岭石脉穿插(图2-5),锡石也常与重晶石、石膏、白云母一起填充在石英裂隙中,为含矿石英岩。(2)云岩岩化花岗岩锡矿石白云母交代了斜长石,保留斜长石晶形,钾长石表面黏土化(图2-6)。属云英岩化花岗斑岩,有锡石共生,且矿化相对富。(3)石英的限限呈脉状穿插花岗斑岩体,与花岗斑岩有明显界限,石英占90%以上。见石英的梳状拉长结构,锡石与石英共生,石英缝隙中有透闪石石棉充填,及高岭石脉穿插石英及锡石。(4)花岗斑岩岩石特征钾长石斑晶具补丁结构(图2-7),钾长石蚀变不明显,交代关系不明显,岩石较新鲜,仅部分黑云母颜色变浅形成白云母,为正常的花岗斑岩。以上岩石学特征反映出卡姆斯特锡矿成矿与含锡石英岩两侧花岗斑岩的硅化、云英岩化有关。2.3干梁子锡矿干梁子锡矿产于老鸦泉大岩体内的富碱小岩体及其内的含矿石英岩及两侧的含矿云英岩及石英脉矿体,包括以下几种矿石和岩石类型。(1)钾长石与锡石镜下见白云母交代钾长石(图2-8)、斜长石、黑云母,斜长石被交代呈残余结构,见大颗粒的钾长石交代了粗粒石英,其中保留有石英残余。钾长石带中锡石多与云母一起出现。原岩为花岗岩,发生了云英岩化、钾长石化蚀变等形成Sn矿体。(2)岩石结构分类见到2种岩石,一种石英含量<5%,斜长石为奥长石,斜长石<正长石,无明显蚀变(图2-9),为正长岩或碱性正长岩;另一种石英含量>20%,少量黑云母,斜长石约10%,钾长石占长石总量近90%。发育岩浆晚期,或在接触带上花岗斑岩具有钾长石与斜长石同时出现的文象结构(图2-9)。为斑状正长花岗岩或碱长花岗斑岩。当斜长石与钾长石含量相当时为二长花岗斑岩。含锡云英岩两侧碱性花岗斑岩或碱性正长岩的硅化、钾长石化、云英岩化形成Sn矿体。2.4石英、黑云母及卡姆斯特锡老鸦泉岩体为富碱花岗岩杂岩体,采集了代表性样品3件,其岩性分别为:(1)粗粒正长花岗岩或粗粒碱长花岗岩:石英占20%以上,钾长石占长石总量的80%～90%,斜长石约占长石总量10%,黑云母<2%。(2)煌斑岩类:钾长石为大小一致的细粒、长条状(图2-10),被包裹于粗粒石英或黑云母中,具筛状结构(图2-11)。少量斜长石为奥长石类,角闪石呈大斑晶状(图2-12)。岩浆晚期石英、黑云母胶结了长石类。(3)石英碱长正长岩:野外定名粗粒花岗岩。石英约20%,钾长石约占长石90%以上,斜长石少量,黑云母少量。上述岩矿特征反映了卡姆斯特采石厂的次生石英岩形成较深,可能是深部来源的富硅流体沿花岗岩裂隙上升过程中使花岗岩发生强烈硅化,原花岗岩中的斜长石及其他组分被交代,仅残余少量钾长石而形成无锡矿化石英岩,这种流体与老鸦泉岩体及花岗斑岩可能同源。卡姆斯特锡矿及干梁子锡矿从含矿云英岩矿体至云英岩化矿体至花岗岩体,其硅化、云英岩化蚀变由强到弱及至基本未蚀变的花岗(正长岩)岩体,可以认为其成矿流体及蚀变强度是连续演化的,其中云英岩化锡矿体的矿化最强。与花岗岩有明显界限的石英脉矿体可能是岩浆晚期分异的富锡热液沿花岗岩构造裂隙穿插而成。3基性岩体及矿体稀土特征老鸦泉岩体及其内的花岗斑岩体及锡矿体样品的稀土元素分析在中科院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室FinniganMAT,HR-ICP-MS(ElementⅠ)仪器上完成,使用ICP-MS方法测试。结果列于表1及图3。岩石、锡矿石的稀土元素配分形式基本相同,曲线的轻重稀土近于平直或倾斜角度小,均具有强Eu亏损峰,δEu多小于0.02(表1,图3),这充分体现了无论老鸦泉碱性花岗岩,还是侵入其内的花岗斑岩或是含锡石英脉及云英岩型锡矿体,它们的稀土来源是相同的。典型的“V”型碱性花岗岩的稀土配分形式,反映了它们可能均来自同一深部碱性岩浆房,Eu的强烈亏损是残余熔融体结晶分异的反映。图3a及表1中老鸦泉岩体(L-2、L-3)处于稀土曲线图的最上方,稀土总量最高,可达210×10-6～239×10-6,与碱性花岗岩的稀土总量范围180×10-6～280×10-6相符(吴郭泉,1994),LREE/HREE比值及La/Yb比值最高,分别达4.6～4.9和5.2～6,为轻稀土相对富集的向右倾斜曲线,反映了碱性花岗岩浆的稀土特征(Eby,1992;陈丹玲等,2001)。按照王中刚的分类(王中刚,1994),富锡花岗岩具有明显Eu亏损的,基本属于岩浆晚期分异交代型。采石厂无锡矿化次生石英岩样品(K-2、K-5)处于稀土曲线图的最下方,稀土总量最低,为28×10-6～34×10-6,但LREE/HREE比值及La/Yb比值仅次于老鸦泉碱性岩体,分别为3.1～3.5及3.3～3.6,曲线稍右倾,除稀土总量低外,与老鸦泉岩体稀土特征具有较多继承性。其余样品的稀土总量处于中间过渡位置。卡姆斯特花岗斑岩及云英岩化矿体、石英脉矿体的(La/Yb)N比值及LREE/HREE比值均减小,前者为0.6～1.5,主要在1左右,后者为1.1～2.6,主要在1.1附近,稀土配分曲线近于平直或重稀土稍有上翘,表明形成花岗斑岩及锡矿化时气液蚀变强烈及有少量地层物质的加入(吴郭泉,1994)。干梁子碱性花岗斑岩及锡矿体稀土特征介于老鸦泉碱性花岗岩及卡姆斯特岩体、矿体之间。可能是由于干梁子锡矿的赋矿小岩体为偏碱性岩体,其演化程度介于老鸦泉碱性花岗岩体与卡姆斯特花岗斑岩体之间。4体包裹体对不同岩石和矿石类型中石英的流体包裹体进行了系统的观察及测试研究4.1流体包裹体分布(1)老鸦泉碱性岩体、花岗斑岩及次生石英岩样品中常见熔融包裹体、流体-熔融包裹体(图4a)及个体达几百微米的大包裹体,它们在晚期的地质作用中破裂,并在其周围形成一圈小气液包裹体(图4b)。表明碱性花岗岩浆分异晚期是非常富水的,锡成矿与碱性岩浆晚期岩浆与流体的分异及流体富集有关,而石英脉矿体中基本不出现这种包裹体,为热液充填成矿。(2)各地质体石英中的包裹体一般可达10μm左右,以规则状原生包裹体为主,少量次生包裹体,多杂乱分布或定向分布(图4c)。包裹体虽个体较大,但数量少,流体主要来源为岩浆晚期热液。含锡石英脉样品中有时出现密密麻麻的包裹体群,可能为岩浆期后热液中有较多地下水进入形成的。(3)流体包裹体类型主要为气液包裹体,其中气液比大于30%～50%的大气液比包裹体多见,小气液比包裹体相对少(图4c)。室温下未明显发现含CO2的三相包裹体,但冷冻时可见到含CO2两相圈的包裹体,显示流体中CO2丰度应较高,部分样品中仅见少量含极小NaCl子矿物包裹体,说明成矿流体温度高、盐度相对低富含CO2气体的特征。与老鸦泉碱性花岗岩及小花岗斑岩体及云英岩化锡矿体相比,含锡石英脉中包裹体明显丰富,体现了流体活动强度较大。4.2包裹体温度校正根据详细岩相学研究,对老鸦泉碱性花岗岩、花岗斑岩、云英岩化花岗岩锡矿体、石英脉型锡矿体、采石厂无锡矿化次生石英岩等选择部分样品进行了流体包裹体均一温度及盐度的测试。流体包裹体的均一温度、冰点温度测试在有色矿产地质调查中心包裹体实验室LinkamTHMS600型显微冷热台上完成,该仪器利用美国FLUIDInc公司提供的人工合成包裹体标样进行温度校正。测定均一温度时,接近包裹体均一时的升温速率为2～3℃·min-1,测定冰点温度时,接近最后一块冰晶消失温度的回温速率为0.2～0.3℃·min-1。低盐度的水溶液包裹体盐度的计算由最后冰晶的消失温度(冰点温度),再利用Bodnar(1993)计算公式计算而成,含子矿物包裹体的盐度由子矿物的消失温度,再利用Halletal.(1988)计算公式计算而成。流体包裹体岩相学及均一温度-盐度研究显示,卡姆斯特及干梁子石英岩(脉)锡矿体、蚀变花岗斑岩矿体、花岗斑岩及老鸦泉碱性花岗岩石英包裹体的类型相似,它们的均一温度-盐度范围极其类似,温度范围多为140～420℃,主要范围为300～420℃;盐度低于7%NaCleqv,在360～420℃之间出现向气态均一的气体包裹体,有晚期天水的叠加(图5)。成矿流体属中高温-低盐度流体。反映了该区自碱性花岗岩-云英岩化花岗斑岩矿体-云英岩矿体、石英岩(脉)矿体成矿流体属相同流体体系,温度-盐度范围差异不明显,这是岩浆晚期分异的流体使花岗斑岩发生硅化、云英岩化等自变质蚀变和锡矿化的体现。4.3ch4及c2h6气体测试中发现很多中等气液比及大气液比的包裹体冻不住,经单个包裹体的激光拉曼分析发现其中含有大量的CH4及C2H6气体(图6)。该项测试在中国科学院矿产资源研究重点实验室流体包裹体实验室的英国Renishaw公司生产的RM2000型激光拉曼探针仪上完成,分析方法详见胡芳芳等(2005)。4.4成矿流体及矿物成分分析老鸦泉岩体和岩体内的花岗斑岩体及锡矿体的石英中包裹体气、液相成分在中国科学院矿产资源研究重点实验室包裹体实验室的日本产RG202四极质谱仪(QMS)和HIC-6A型离子色谱仪上分析完成(表2),方法详见朱和平和王莉娟(2001)。成矿流体中阳离子以K+、Na+离子为主,次为Ca2+离子;阴离子以SO2−442-离子团为主,次为F-、Cl-;气相成分除水外主要还有CO2及CH4、C2H6等还原性气体(表2),与包裹体的测温及拉曼测试结果一致。流体包裹体中CH4气体的C同位素分析表明,δ13C为<-30‰的有机碳(另文详述)。流体中的Na/K比值为0.2～2.4,且流体中富集SO2−442-离子团,反映了流体主要是浅源富氧流体。成矿流体属NaCl(KCl)-H2O-CO2-CH4类型。5讨论5.1卡姆斯特及干梁子锡矿体岩矿鉴定、岩石稀土元素及成矿流体的研究均揭示了锡矿床的形成是碱性花岗岩岩浆发展和演化的直接及最终产物,主要依据为:(1)从无锡矿化体的采石厂次生石英岩-云英岩化矿体-花岗斑岩体,矿物组分及蚀变强度连续演化,从强烈的硅化石英岩演化至硅化逐渐减弱、长石及云母及副矿物等组分越来越趋于正常的花岗斑岩的演化过程,其中采石厂次生石英岩为相对纯净的镶嵌状石英,其中少量的钾长石具有格子状双晶,形成较深,无锡矿化。卡姆斯特及干梁子含矿石英岩中有少量白云母充填于石英缝隙中,石英岩两侧花岗斑岩的蚀变强度向外逐渐减弱,逐步演变成石英岩锡矿体、云英岩型锡矿体,再向外形成钾化-云英岩化花岗斑岩及最终为基本未蚀变的花岗斑岩。反映卡姆斯特及干梁子锡矿矿化是碱性岩浆晚期分异的富硅流体沿花岗斑岩裂隙侵蚀上升,受其高温高压等影响,两侧花岗斑岩逐步发生强烈硅化、云英岩化等蚀变及锡的沉淀成矿;(2)流体包裹体研究显示老鸦泉碱性花岗岩及其中花岗斑岩、花岗斑岩中石英岩、采石厂次生石英岩石英中均发育熔融包裹体、熔流包裹体及巨大的晚期破裂的流体包裹体,这是岩浆向流体演化的重要证据,表明碱性岩浆演化晚期是富水的,成矿与岩浆晚期流体的富集有关。石英岩、云英岩化等锡矿体是岩浆晚期分异出的热流体使花岗岩自身蚀变的产物;(3)无锡矿化石英岩、含矿石英岩、云英岩化花岗岩矿体、花岗斑岩及老鸦泉碱性花岗岩的稀土配分曲线配分形态极其相似,具碱性花岗岩的曲线特征,强烈的Eu负异常,反映了它们均经历了岩浆的充分分异演化,属同源产物;(4)老鸦泉岩体及锡矿体流体包裹体类型及温度-盐度范围类似,流体组分相似,也反映了它们的流体体系是相同的。岩浆晚期分异的富碱、富硅岩浆及热流体与天水逐步混和并使花岗岩自身发生强烈硅化、钾化、云英岩化并伴随锡沉淀成矿。5.2老浚泉岩体贝勒库都克黑云母花岗岩中的锡含量普遍高于克拉克值和普通花岗岩的平均值,说明原始岩浆是富锡的,在上升侵位过程中,通过冷凝、分异,锡与早期结晶矿物不相容的其他元素,逐渐富集于富硅、富碱、富挥发份(尤其是氟、氯)的晚期岩浆,在存在碱质及大量氟、氯挥发份条件下,锡向残余岩浆中富集,形成含锡碱性花岗岩(胡晓燕等,2007)。老鸦泉岩体就是这种经过充分分异演化的晚期碱性花岗岩,是成