戴塔根 ，尹学朗 ，张德贤 ,

(1.中南大学 有色金属成矿预测教育部重点实验室，长沙 410083；2.中南大学 地球科学与信息物理学院，长沙 410083；3.中南大学 资源与安全工程学院 矿业工程博士后流动站，长沙 410083)

新疆喀拉通克铜镍多金属成矿带是中亚造山带中部一个重要的Cu-Ni-Au多金属成矿带[1-11]，在该成矿带内已发现有萨尔布拉克金矿、乔夏哈拉铜(铁)金矿、喀拉通克铜镍矿、卡拉先格尔铜矿、玛热勒铁金矿、科克萨依金矿、索尔库都克铜(钼)矿等矿床和多处矿床点[5-6,9,11-18]。喀拉通克铜镍矿床位于中亚壳体北东部的阿尔泰地洼区与准噶尔地洼区的过渡部位。其北有额尔齐斯北西向深大断裂，南有乌沦古北西向深大断裂，东邻卡依尔特—二台近南北向大断裂。该矿床受萨尔布拉克—喀拉通克复式向斜的次级背斜构造和北西向断裂构造控制[1-3,10,19-23]。按陈国达先生地洼构造理论，本研究区位于中亚壳体的北东部，以额尔齐斯深大断裂为界，其北部属于阿尔泰地洼区、南为准噶尔地洼区。板块学说、多旋回学说认为：本区位于西伯利亚板块与哈萨克斯坦-准噶尔板块的结合部位，其北为西伯利亚板块，其南为哈萨克斯坦-准噶尔板块。其北有额尔齐斯北西向深大断裂，南有乌沦古北西向深大断裂，东邻卡依尔特-二台近南北向大断裂。总而言之，本区处于阿尔泰加里东褶皱带与准噶尔海西褶皱带的接合部位，总体上属于海西构造带，是成矿的有利部位[1-6, 12, 19-20, 22, 24]。

1 地质背景

矿区出露地层主要为中泥盆统蕴都喀拉组(D2y)、下石炭统南明水组(C1n)。其中，南明水组是矿区含矿岩体的直接围岩；其下段为砾岩、凝灰质粉砂岩、泥板岩和硅质岩等近滨带-浅海陆棚-深海相沉积，中、上段为沉火山角砾岩、碎屑沉凝灰岩、含碳质凝灰板岩等浊积扇沉积，夹多层安山岩[25]。其铷锶同位素全岩初始比值为0.703 78～0.703 83，其全岩等时线年龄为(311±16)Ma[25]。

矿床产于北西向萨尔布拉克-喀拉通克复式向斜东段的次一级褶皱中[23]。矿区内断裂构造十分发育，其中，北西向断裂为控岩断裂，使基性岩体呈带状沿该断裂带分布；北北西向断裂与北东向和近东西向断裂一起控制着岩体和矿床的侵位和形成[5,26-28]。

图1 新疆喀拉通克铜镍硫化物矿区地质图(据[5-6]修改): 1—冲积物；2—残、坡积堆积物；3—红色砂质黏土；4—粉质泥板岩、粉砂岩；5—炭质粗屑凝灰岩、沉凝灰岩；6—晶屑沉凝灰岩、泥板岩；7—砂岩及似层状大理岩灰岩；8—凝灰质砂岩、板岩、紫色粉砂质泥板页岩化大理岩；9—岩屑晶屑凝灰岩，安山质角砾熔岩、熔岩集块岩；10—火山碎屑岩、角砾熔岩；11—安山质角砾熔岩；12—斜长花岗岩类；13—铁镁质基性岩及编号；14—闪长岩、闪长玢岩；15—石英斑岩；16—花岗斑岩；17—辉绿岩、辉绿玢岩；18—钠长斑岩；19—断层、编号、产状；20—倾向不明的断层；21—张性断层；22—压性断层；23—扭性断层Fig.1 Geological map of Kalatongke Cu-Ni deposit in Xingjian (Modified by Ref [5-6]): 1—Alluvium; 2—Residue and talus; 3—Red sandy clay; 4—Siltstone; 5—Carbonaceous coarse grain tuff and sedimentary tuff; 6—Crystal grain sedimentary tuff and argillite; 7—Sandy bedded marble and limestone; 8—Tuffaceous sandstone, slate and marble; 9—Rocky-crystal-vitric tuff, andesite breccia lava; 10—Volcanic arenite and breccia lava; 11—Andesite breccia lava; 12—Plagiogranite; 13—Ferromagnesis basic rocks and number; 14—Diorite and diorite oorphyrite; 15—Quartz porphyry; 16—Granite porphyry; 17—Diabase and diabase-porphyrite;18—Albite-porphyrite; 19—Fault, number and occurrence; 21—Tension fault; 22—Compression fault; 23—Torsion fault

矿区内已发现岩体 10 个，构成一个总体走向310°左右的岩带。按岩体产出特征和与构造的关系，可分为南北两个岩带：南岩带长4 000 m，宽100 ～300 m ；北岩带长2 200 m，宽50～250 m ，岩带中Y1岩体长 695 m ，走向 330°～335°；γ2长 1 440 m 以上、γ3长 1 320 m 以上、γ9长 650 m 走向均为 310 °左右，γ6、γ7、γ8岩体走向 NE30°～45°，与主构造线又有不同的偏离。南岩带的3 个主要岩体(γ1、γ2、γ3)分异良好、相带清晰、矿化发育，随着岩体基性程度增高而增强。北岩带的岩体(γ4～γ9)岩体规模小、分异差、矿化相对较弱。主要含矿岩体由上至下岩体可划分为黑云母石英闪长岩相、黑云母石英角闪辉长岩相、黑云母角闪苏长岩相和黑云母角闪橄榄苏长岩相，各岩相之间均呈渐变过渡关系[29-30]。

2 成矿物质来源

喀拉通克铜镍矿床目前已探明一个大型、两个中型和4个小型铜镍矿床，这些矿床均为与喀拉通克基性岩体有关岩浆铜镍硫化物矿床[25]。以Y1岩体为例，喀拉通克 Y1镁铁质岩体己探明为大型铜镍矿床，岩体矿化普遍，富集成工业矿体的部分占岩体总体积的40%左右；工业矿化局仅限于岩体范围内，且主要分布在海拔1 000～500m标高的岩体中下部，赋存在橄榄苏长岩相、苏长岩相及少量橄榄辉绿辉长岩中。

近百件硫同位素样品的分析结果表明[25,31]：本矿区矿床的 δ34S 值变化在-3.49×10-3～+3.00×10-3之间，变化范围很小，平均值为0.229×10-3，具有明显的塔式分布特征，塔峰在0附近(如图2所示)，其中，块状矿石的同位素测定值与标准值之间的千分偏差δ34S 为-1.30×10-3～1.84×10-3，浸染状矿石的 δ34S 为-2.50×10-3～0.85×10-3，脉状矿石的 δ34S 为-1.54×10-3～3.00×10-3，围岩中黄铁矿的 δ34S 为-7.8×10-3～-3.3×10-3，明显具有陨石硫特征，说明硫来自地幔，但并不排除地壳硫的加入。岩体的铷锶同位素也已表明有地壳物质的混入。

图2 喀拉通克铜镍矿床δ34S直方图Fig.2 Histogram of δ34S in Kalatongke Cu-Ni deposit

根据王润民[25]和邹海洋等[5-6]的研究表明，矿石中 12 件黄铁矿、磁黄铁矿和黄铜矿样品的铅同位素组成如下：浸染状矿石的206Pb/204Pb为 17.923 ～18.007 ；207Pb/204Pb 为 15.465 ～15.517 ，208Pb/204Pb为 37.582 ～37.813 。块状矿石的206Pb/204Pb 为 17.893 ～17.975 ；207Pb/204Pb 为 15.432 ～15.483 ，208Pb/204Pb为37.474 ～37.632 。由分析结果可见，浸染状矿石、块状矿石以及高铜块状矿石的铅同位素组成几乎无差别，且均落在大洋火山岩铅的同位素组成范围内。说明它们的矿石的铅来源相同，主要来自于地幔和造山带(如图3所示)，均来源于深源地幔的玄武岩浆。

喀拉通克铜镍矿床中岩体和矿石的稀土元素化学组成和配分型式分别见表1和图4～7。由图4～7可见，岩体和矿石都具有平坦型的配分型式，大部分样品具有正Tm、负Yb的弱异常和明显的Lu正异常。同一岩体中的样品曲线的形状相近，近于平行，稀土元素含量总量在同一岩体和不同岩体上均有一定的差异，这说明各岩体各相带岩石是由同一种岩浆经结晶分异作用造成的，不同岩体之间仍具有亲缘性。而图7致密块状矿石与各岩相样品在配分型式上有很大差别，这说明致密块状矿石不是侵入体分异演化的结果，可能与地幔深熔流体存在一定的关系。

图3 喀拉通克铜镍矿床中铅来源投影Fig.3 Projection of lead source in Kalatongke Cu-Ni deposit

图4 γ1岩体各岩相带样品的稀土配分模式图Fig.4 REE patterns of various facies in rock mass γ1

图5 γ2岩体橄榄苏长岩样品的稀土配分模式图Fig.5 REE patterns of hyperite in rock mass γ2

图6 γ2岩体各岩相带样品的稀土配分模式图Fig.6 REE patterns of various facies in rock mass γ2

图7 γ1岩体中不同矿石类型样品的稀土配分模式图Fig.7 REE patterns of various kinds of ores in rock mass γ1

3 成矿机制

地球深部富集的大量铁、铜、镍等成矿元素，在高温高压和强还原环境中，这些成矿元素与氢形成高活性、高扩散性的金属氢化物，当地球的核幔边界部位发生双相交换作用，地幔和地壳随之产生深大断裂构造，这些成矿元素与地幔深部形成的深部岩浆，由于其热力学状态和与上部岩层的密度差异，这种岩浆不断熔蚀地幔物质，并一起向上侵入，由于环境压力逐步降低、氧逸度逐步升高和地幔中新物质的不断加入，这些处于超临界状态的气液相的金属氢化物被氧化为纳米级的金属合金和金属单质，并迅速与岩浆中呈超临界状态的硫、砷、碲等作用，形成金属硫化物、砷化物和硫碲化物，与岩浆混熔，形成深部的橄榄拉斑玄武岩浆。

该含矿岩浆体在上侵过程中，会在地壳深部形成一个以上中间岩浆房；由于温度、压力较上地幔低，物理化学条件也随之发生变化，在约1 100 ℃左右高温下产生深部熔离作用。熔离出来的硫化物熔体，在重力场效应下，呈“珠球”状不断地沉降至岩浆房底部聚集。从而在中间岩浆房内形成底部矿浆、下部富矿岩浆、中部含矿岩浆、上部贫矿硅酸盐岩浆或无矿硅酸盐岩浆。

中间岩浆房上部基性程度较低的贫矿硅酸盐岩浆或无矿硅酸盐岩浆，在先期构造应力驱使下先侵入，在有利的构造部位形成基本不含工业意义矿体的中基性岩体。之后，在后期构造应力驱使下，中上部基性程度中等的含矿岩浆先后侵入，分别相继在西北向构造裂隙系统与北东向次级裂隙的交叉部位就位，形成γ5、γ6、γ7、γ8等岩体，由于压力、温度和物理化学条件的变化，产生就地熔离作用，并冷凝结晶固结，在岩体的中下部或底部形成岩浆就地熔离型矿体；之后，岩浆房中下部基性程度相对较高的部分，在构造应力驱使下先后上侵，分别相继在西北向构造裂隙系统中就位，形成γ3、γ2等岩体和岩浆就地分异形成的底部矿体；再后，岩浆房下部基性程度较高的富矿岩浆，在构造应力驱动下侵入，在序次较上的部位新产生的北北西向构造裂隙中侵位，形成γ1岩体和浸染状矿体；最后，是底部矿浆侵入，在γ1岩体等再次活动的裂隙中侵位形成致密块状特富矿体。这样在南岩带，由于各岩体均沿北西和北北西断裂构造系统侵位分布，故形成了首尾对应的 γ3、γ2、γ1岩体，其侵位高程依次稍升，基性程度依次增加，含矿性也依次加强。而北岩带各岩体由于受北西向构造裂隙系统和北东向裂隙的联合控制，各岩体相对联系不那么密切。

在岩浆房内，处于熔融状态的含矿性不同岩浆，在构造动力的驱动下，若先后沿不同通道上侵，不同类型的岩浆单独就位于不同的岩浆室内，经就地熔离作用，并冷凝成岩成矿，形成含矿性差别极大的岩体群，即有的岩体不含矿，有的岩体仅赋存有岩浆就地

熔离型稀疏浸染状矿体；有的岩体既赋存有岩浆就地熔离型稀疏浸染状矿体，又有深部熔离富矿岩浆形成的稠密浸染状矿体；有的岩体全岩矿化，有岩浆深部熔离型浸染状矿体和晚期贯入型致密块状特富矿体。

表1 喀拉通克铜镍矿床各类岩、矿石的稀土元素含量和特征值表Table 1 Trace element concentrations and characteristic values of various wall rocks and ores in Kalatongke Cu-Ni deposit

岩浆冷凝成岩成矿之后，由于晚阶段的构造活动，导致岩体内的某些部分或全部的压力、温度发生变化，有外来含硫挥发性气液参与渗入，与岩浆气液混合，交代岩体内的硅酸盐矿物，使硅酸盐矿物结晶格架中的镍、钴等被释放出来，形成富含硫化物的气液。这种富含硫化物的气液，可在原地富集，叠加在岩浆熔离型浸染状矿体之中，形成岩浆熔离硫化叠加型矿体或矿床；也可在构造动力的驱动下，离开原地而转移至岩体内的构造薄弱部位(如不同岩相接触带，断裂破碎带)富集，形成岩浆熔离硫化叠加型矿体。

矿床生成后，受到东西向和北北东向构造挤压力的破坏，往往伴有脉岩穿切。经后期风化侵蚀，侵位较高的岩体顶部被剥蚀出露地表，发育形成深度不一的氧化带和次生富集带。如γ1岩体就发育有深约40 m的氧化带和次生富集带。

综合上述研究成果，岩浆型铜镍硫化物矿床的成岩成矿模式可以称为“以岩浆深部熔离作用为主导的脉动式”成矿模式，其示意图如图5所示。

图8 喀拉通克铜镍矿床脉动式成岩成矿模式示意图Fig.8 Schematic diagram of diagenetic and metallogenic model of Kelatongke Cu-Ni deposit

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