高树起，王云峰，王晓东，董 珍，宗飞超，狄廷川，付 旭

(1. 内蒙古地质勘查有限责任公司， 内蒙古 呼和浩特 010010； 2. 中国地质科学院 地质研究所， 北京 100029； 3. 西北核技术研究院， 陕西 西安 710000)

北山地区地处中亚造山带南缘， 位于哈萨克斯坦板块、塔里木板块及华北板块的交汇地带(Mossakovskiietal., 1993； 左国朝等， 2003； Windleyetal., 2007)。其西连天山山系， 东接弱水断裂， 与银额盆地相邻， 呈东西向展布于甘肃省西北部及内蒙古西部等广大地区(左国朝等， 1990； 刘雪亚等， 1995)。中亚造山带主体形成于约650～250 Ma 之间(engör and Natal’in, 1996； Windleyetal., 2007)； 在如此漫长的地质演化进程中， 北山地区经历了复杂的构造演化、岩浆和沉积变质作用， 形成了乌珠尔嘎顺Cu-Au矿、乌兰乌拉斑岩型Cu-Mo矿、黑鹰山Fe矿、小狐狸山斑岩型Mo矿及东七一山Rb-W-Sn-萤石矿等一系列矿床， 构成了北山成矿带(Xiaoetal., 2010； 吕博等， 2011； 张雨莲等， 2012； 于明杰等， 2014； Songetal., 2016)。不过， 与中亚造山带其他地区相比， 北山地区矿点虽多，却以小型为主， 鲜有大中型矿床的发现(Yangetal., 2009； Zhaoetal., 2016)。导致这一现象的一种可能是该区资源禀赋本身就差， 而另一种可能是北山地区研究程度低， 大中型矿床尚未得以发现。近年来， 随着毗邻的新疆地区陆续发现了阿舍勒Cu-Zn矿、可可塔勒Pb-Zn矿、红海Cu-Zn矿以及小热泉子Cu-Zn矿等一系列大-中型VMS型矿床， 具有相似构造背景的北山地区的成矿潜力究竟如何再次成为了关注的焦点(杨富全等， 2021)。

令人欣喜的是， 2017年内蒙古地质勘查有限责任公司在内蒙古北山成矿带西段经勘查发现了三道明水Cu-Zn矿床。初步勘查表明该矿床为中型Cu-Zn矿床； 其中， 金属Cu资源量为9万吨， 平均品位为0.81%； Zn资源量为13万吨， 平均品位为1.44%。该矿床的勘查突破， 无疑为北山地区下一步找矿突破带来了曙光； 同时， 详细了解该矿床地质、蚀变及矿化特征等信息将为区内进一步找矿提供重要线索。然而， 由于矿床刚发现不久， 尚缺少针对该矿区的矿床学研究， 制约了对矿区成矿规律的认知。为此， 本文在前期勘查工作的基础之上， 对三道明水矿区地质及蚀变矿化特征开展了调查， 重点厘定了蚀变和矿化特征及期次， 探讨了矿床的可能类型， 并结合区域成矿作用的综合对比，初步提出了可能的成矿模式， 以期通过上述工作对北山地区下一步找矿有所裨益。

1 区域地质概况

北山地区在前震旦纪统一结晶基底上发生裂解后， 经历了多期次、多阶段的板块裂解-俯冲-碰撞-拼合的复杂地质演化过程， 形成了一系列NEE-NWW走向、向北突起的弧形大断裂， 由其分割而成的断块相互拼接， 从而形成了北山多旋回复合造山带(何世平等， 2002； 张发荣等， 2003； 杨合群等， 2008； 毛景文等， 2013； 叶天竺等， 2017)。区内分布着4条近EW-NW向的蛇绿岩带， 由北向南依次为： 红石山-百合山-蓬勃山蛇绿岩带、芨芨台子-小黄山蛇绿岩带、红柳河-牛圈子-洗肠井蛇绿岩带以及辉铜山-账房山蛇绿岩带(杨合群等， 2010)。以红柳河-牛圈子-洗肠井蛇绿岩带和阿尔金断裂带为界， 北山地区跨越了3个一级构造单元， 即哈萨克斯坦板块(Ⅰ)、塔里木板块(Ⅱ)和华北板块(Ⅲ)(图1； 杨合群等， 2008)。其中， 哈萨克斯坦板块(Ⅰ)位于红柳河-牛圈子-洗肠井蛇绿岩带以北， 由北向南依次可划分为4个构造带， 即大南湖-雀儿山-狐狸山早古生代活动陆缘带(Ⅰ-1)、雅满苏-红石山-黑鹰山晚古生代陆内裂谷带(Ⅰ-2)、星星峡-明水-旱山地块(Ⅰ-3)和窑洞努如-公婆泉-白云山-东七一山早古生代活动陆缘(Ⅰ-4)； 塔里木板块(Ⅱ)位于红柳河-牛圈子-洗肠井蛇绿岩带以南， 阿尔金断裂带西北， 由北向南同样可以划分为4个构造带：方山口-营毛沱-鹰嘴红山早古生代被动陆缘带(Ⅱ-1)、花牛山早古生代陆缘裂谷带(Ⅱ-2)、磁海-红柳园-大奇山-白山堂晚古生代陆内裂谷带(Ⅱ-3)和敦煌地块(Ⅱ-4)； 华北地块(Ⅲ)位于阿尔金断裂带东南侧。

图1 北山地区构造地质单元划分简图(据杨合群等， 2008； 陈超等， 2017)

三道明水矿床位于窑洞努如-公婆泉-白云山-东七一山活动陆缘弧带的中部。该带由牛圈子洋(古亚洲洋南支在北山牛圈子地区的分支洋盆简称)在奥陶纪-晚石炭世向北俯冲而形成(杨合群等， 2010)。牛圈子洋在晚石炭世闭合后， 窑洞努如-公婆泉-白云山-东七一山岛弧带经历了碰撞造山及后期的碰撞后伸展运动(何世平等， 2002； Tianetal., 2014， 2017)。带内出露有前寒武纪到第四纪各时代的地层， 其中， 前寒武系主要为一套低角闪岩相-低绿片岩相褶皱基底， 原岩主要为蛇绿岩、玄武岩以及浊积岩等； 奥陶系主要由复理石、混杂岩、玄武岩等组成； 志留系主要为公婆泉组， 由安山岩、玄武岩、火山角砾岩、凝灰岩、砂岩、粉砂岩等组成， 岩石受构造作用影响， 呈片状产出； 泥盆系主要为海陆交互相中酸性火山沉积岩与碎屑岩建造； 石炭系以中基性火山岩-沉积岩与碎屑岩建造为主； 三叠系及中生代以陆相碎屑岩为主， 并夹有少量的煤层。带内构造以韧性剪切为主， 呈近东西向、压扭性特征； 带内岩石发生明显的构造变形， 矿物半定向排列， 面理发育(张颖， 2012)。带内已报道的岩体年龄， 主要集中在奥陶纪～石炭纪， 为牛圈子洋俯冲阶段所形成的基性-酸性火山岩、侵入岩体， 如牛圈子北辉长岩(434～354 Ma； 王盛栋， 2017)、公婆泉中酸性岩体(420～336 Ma； 戴霜等， 2002)。此外， 带内出露少量的前寒武纪基性-酸性岩体， 形成于牛圈子洋盆形成阶段， 如月牙山杂岩(542～527 Ma； 胡新茁等， 2015)。这些岩体与带内金属矿床的形成密切相关。带内已发现的金属矿床主要有： 公婆泉Cu矿床(晚志留世-晚泥盆世； 王大为等， 1995； 杨合群等， 2006； 姜寒冰等， 2012； 杨晖， 2012)、东七一山Rb-W-Sn-萤石矿床(约510～355 Ma； 聂风军等， 2002a， 2002b)和月牙山V-Ti-Fe矿床(536±7 Ma； 侯青叶等， 2012)。

2 矿区及矿床地质概况

2.1 矿区地质特征

矿区出露地层主要有古元古代北山群、晚奥陶世-晚志留世公婆泉组、早白垩世赤金堡组及第四纪冲洪积物(图2； 潘志龙等， 2016(1)潘志龙, 刘增校, 魏文通. 2016. 内蒙古基东等四幅1∶5万区域地质调查报告.)。其中， 北山群主要出露于矿区中东部， 呈近南北向展布， 多呈断块状或大小不等的残留体产出。根据岩性组合可将北山群划分为两个岩性段：一岩段主要为斜长角闪岩， 二岩段为黑云斜长变粒岩(图2b)。公婆泉组主要出露于矿区中部及西部， 岩性为一套玄武岩、安山岩、玄武安山岩、石英安山岩、富钙镁泥质碎屑岩组合， 岩石地球化学特征显示， 公婆泉组中基性火山岩具有钙碱性-拉斑玄武岩特征， 形成于岛弧环境(王盛栋， 2017)。经区域变质和动力变质作用形成一套(低)绿片岩相变质岩(图2b； 潘志龙等， 2016(2)潘志龙, 刘增校, 魏文通. 2016. 内蒙古基东等四幅1∶5万区域地质调查报告.)。公婆泉组地层由南向北出露于矿区中部， 矿区内出露长度约9 km， 走向NE至近NS， 倾向NW-W， 倾角60°～70°， 宽度300～1 500 m不等， 由南向北地层出露宽度逐渐变窄， 与下伏北山群呈不连续的角度不整合接触。赤金堡组主要出露于矿区外北西部， 岩性为泥岩、粉砂质泥岩、粉砂岩夹砂岩、砾岩等， 为造山期后的沉积建造(陈超等， 2017)。

图2 三道明水矿区构造简图(a， 据潘志龙等， 2016(3)潘志龙, 刘增校, 魏文通. 2016. 内蒙古基东等四幅1∶5万区域地质调查报告.修改)和Cu-Zn矿区地质图(b)

区域上发育的“尖山韧性剪切带”自南向北贯穿本矿区， 为该区的主要构造(图2b； 陈超等， 2017)。该韧性剪切带发育于矿区西部， 成反L型展布， 南侧走向NEE， 向北逐渐转为NNE至近NS向， 倾向NWW-W， 倾角40°～70°， 在矿区内延长约10 km。矿区内受该组韧性剪切带强变形构造作用， 公婆泉组地层均具强片理化， 局部见糜棱岩化， 构造岩以片岩为主， 局部发育变余糜棱岩。在强构造应力的作用下， 大部分岩石及其中的石英、黄铁矿等矿物均沿片理方向定向排列。矿区东部受尖山韧性剪切带的次级构造影响， 其韧性变形程度远不如西侧强烈， 以后期发育的伸展正断层为主， 断层走向以近NS、NNE向为主。

矿区内北山群及公婆泉组地层两侧出露大面积英云闪长岩及花岗岩， 其展布方向与韧性剪切带、地层片理方向基本一致(图2b)。其中， 晚奥陶世英云闪长岩主要出露于矿区南部， 分布面积较小， 细粒结构， 片麻状构造， 岩体局部糜棱岩化较强。晚泥盆世英云闪长岩则大面积出露于地层东西两侧， 中细粒结构， 块状构造， 受韧性剪切构造影响不大。早石炭世正长花岗岩主要出露于矿区东部， 中粗粒结构， 常呈岩枝状产出， 无明显的变形构造。

2.2 矿体地质特征

三道明水Cu-Zn矿位于公婆泉组中基性火山岩中， 已发现14条矿体(矿化体)， 其中Ⅰ号为矿区的主要Cu-Zn矿体(图3)。该矿体位于矿区北部， 由南向北走向23°～331°， 倾向241° ～293°， 倾角20°～85°， 平均倾角60°， 属陡倾斜矿体(图3b)。目前控制矿体长1 600 m， 赋矿标高500～1 505 m， 矿体真厚度0.43～20.97 m， 平均4.22 m。矿体形态简单， 呈层状、似层状， 连续性较好， 局部见分支复合、膨大缩小现象， 少有后期断层或岩脉的破坏。矿区内分布一条近南北向韧性剪切带， 该剪切带呈压扭性、近南北向展布， 岩石片理同样呈近南北向， 带内中部韧性剪切变形较强， 由中心向两侧剪切变形逐渐减弱。Ⅰ号矿体严格受该韧性剪切带的控制， 分布于中部强韧性剪切带内(图3b)。矿体中主成矿元素为Cu、Zn， 伴生有少量的Au、Ag、Pb等元素。整体上， 三道明水矿床的Cu品位变化于0.40%～3.43%之间， 平均为0.81%， Cu资源量为9万吨； Zn品位变化于1.00%～5.36%之间， 平均为1.44%， 资源量为13万吨。

图3 三道明水Cu-Zn矿床矿体分布图(a)及AA’勘探线剖面中岩石、构造(b)和蚀变、矿体分布图(c)

此外， 弱韧性剪切带内也有零星浸染状黄铁矿-黄铜矿-闪锌矿组合， 且在局部部位可见Cu-Zn矿化， 矿脉宽以5～10 cm为主(图3)， 与片理方向大角度相交。

矿区赋矿围岩中主要发育绢英岩化、黄铁矿化、硅化、绿泥石化、绿帘石化等蚀变(图3c)。矿区的金属矿物主要有黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿、方铅矿， 并含少量的钛铁矿、磁铁矿、辉钼矿等； 非金属矿物主要有石英、绢云母、绿泥石、绿帘石， 并含少量高岭石、黑云母、石膏、方解石等。

3 成矿期次划分

在野外及室内详细观察的基础上， 根据矿物间的热液蚀变特征、矿物共生组合类型以及脉体的穿插关系， 将三道明水Cu-Zn的成矿过程初步划分为早、中、晚3期(图4)。

3.1 成矿早期

成矿早期主要矿物为绿泥石、黄铁矿、石英等， 并有少量的闪锌矿、黄铜矿及方解石等， 局部有绢云母、绿帘石和方铅矿等出现(图4)。该期蚀变和矿化主要分布在矿区弱韧性剪切带内公婆泉组火山岩地层中， 并贡献了三道明水矿床约15%的Zn以及<10%的Cu。

图4 三道明水Cu-Zn矿床成矿期次图

其中， 黄铁矿主要以脉状、零星浸染状分布。脉状黄铁矿通常以石英-黄铁矿-绿泥石±黄铜矿±闪锌矿、黄铁矿-闪锌矿±黄铜矿±石英组合出现(图5a， 5b)， 脉宽多在5～10 cm之间， 主要出现在矿区下盘弱韧性剪切带内。黄铁矿通常呈自形、半自形粒状， 粒径<3 mm； 闪锌矿通常呈半自形-它形粒状， 粒径0.5～2 mm， 棕黑色， 与黄铁矿伴生出现； 黄铜矿常呈不规则状与黄铁矿伴生， 或呈乳滴状(<0.3 mm)分布在黄铁矿颗粒内部， 粒径<0.5 mm； 石英通常呈烟灰色， 它形粒状， 常为0.5～3 mm； 绿泥石呈绿色片状、针柱状， 主要分布在石英-硫化物脉体两侧围岩中， 局部出现在脉体内部。局部脉体富集的部位， 可形成工业矿体。脉状矿体中，Cu的品位为0.64%～3.42%， 平均品位为1.85%； Zn的品位为1.37%～5.36%，平均品位为2.46%。零星浸染状的黄铁矿常呈黄铁矿-黄铜矿-闪锌矿-绿泥石±绢云母组合(图5c， 5d)。其中，黄铁矿常呈自形-半自形粒状， 粒径多在0.1～1.0 mm之间， 其内常包裹有少量乳滴状黄铜矿， 粒径常在0.1 mm以下 (图5c)；闪锌矿常呈它形粒状， 0.5 mm以下， 零星分布在围岩中(图5c)； 绿泥石多呈片状、针柱状， 0.1～1 mm， 与黄铁矿及Cu-Zn矿化关系密切(图5d)。零星浸染状矿化主要分布在弱韧性剪切带内， 该形式的Cu-Zn矿化通常不能达到工业品位。

图5 三道明水Cu-Zn矿床成矿早期典型手标本及镜下照片

3.2 成矿中期

成矿中期蚀变和矿化同样出现在公婆泉组火山岩中， 叠加在早期蚀变和矿化之上。该期所形成的矿物有绿泥石、石英、闪锌矿、黄铜矿、绢云母、黄铁矿、方解石、绿帘石等。

该期形成了大量绿泥石、石英、闪锌矿、黄铁矿、黄铜矿、绢云母和绿帘石， 并有少量的磁铁矿和方铅矿(图4)。蚀变和矿化明显受韧性剪切构造作用控制； 在强韧性剪切带内， 岩石发生强变形、强绢英岩化及弱的绿泥石化蚀变， 矿物明显呈定向排列， 片理发育(图6a， 6b)； 由强韧性剪切带向外， 岩石变形作用减弱， 绢英岩化蚀变逐渐变弱， 绿泥石化及绿帘石化蚀变增强(图6c)。Cu-Zn矿化主要出现在强韧性剪切带内， 与绢英岩化蚀变关系密切(图6a， 6b)。

图6 三道明水Cu-Zn矿床成矿中、晚期典型手标本及镜下照片

强韧性剪切带内， 黄铁矿多为半自形或者它形， 粒径多在0.1～0.5 mm之间， 沿片理方向定向排列， 呈浸染状出现在绢英岩化蚀变带中(图6b， 6d)， 成矿早期所形成的黄铁矿在该期发生破碎和溶蚀现象(图6e)。黄铜矿、闪锌矿呈它形粒状， 粒径多在0.1～2 mm之间， 且常交代成矿早期所形成的黄铁矿(图6e)； 部分闪锌矿中， 可以看到出溶乳滴状黄铜矿的现象。绢云母呈针状、纤维状， 长约0.1～3 mm， 定向、半定向排列， 主要分布在中部带中(图6b， 6d)； 石英、方解石、绿帘石常呈它形粒状， 粒径多<0.5 mm； 绿泥石常呈片状， 多在0.2～1 mm之间； 这些矿物均呈定向、半定向分布在公婆泉组火山岩中(图6b)。在弱韧性剪切带内， 靠近强韧性剪切带的围岩主要发生方解石、绿泥石、绿帘石化蚀变， 并有少量的磁铁矿(图6c， 6f， 6g)。其中， 绿泥石呈它形片状、粒状， 粒径多<0.1 mm， 浸染状分布在火山岩中； 绿帘石呈半自形、它形粒状， 粒径多<0.3 mm； 磁铁矿呈它形粒状， 粒径多<0.2 mm， 零星分布在火山岩中； 方解石呈它形粒状， 粒径多<0.1 mm， 充填于绿帘石、磁铁矿等矿物颗粒之间。弱韧性剪切带中， 矿物呈半定向、无定向分布， 局部定向特征明显， 矿化不明显(图6b， 6f， 6g)。通过野外与镜下观察可知， 该期为三道明水矿区提供了约90%的Cu和85%的Zn资源量。该期矿体中Cu的品位为0.40%～1.28%， 平均值为0.68%， Zn的品位为1.00%～3.51%， 平均品位为1.25%。

3.3 成矿晚期

成矿晚期主要矿物为石英、黄铜矿、方解石， 并有少量的绿泥石、绿帘石、黄铁矿、辉钼矿和闪锌矿(图4)。该阶段矿物主要呈脉状产出， 无明显变形。黄铜矿呈石英-黄铜矿±辉钼矿脉状产出， 脉宽2～15 cm， 黄铜矿呈它形粒状， 粒径多在0.5～2 cm； 辉钼矿呈自形片状， 粒径多在0.5 mm以下(图6h)。绿帘石、绿泥石常呈石英±绿帘石±绿泥石脉、绿帘石脉、绿泥石细脉等产出(图6f)， 脉体多在1～5 mm， 绿帘石常呈自形粒状， 粒径约为0.1～0.5 mm， 绿泥石多呈它形片状分布， 粒径约为0.1～0.5 mm。方解石通常呈它形、粒状， 粒径<0.2 mm， 多以脉状形式出现(图6g)。该期脉状矿体在强、弱韧性剪切带内均有出现， 为三道明水矿区提供了少量的Cu和Zn资源。

4 矿床成因初探

4.1 早期矿化类型及可能时限

笔者认为三道明水矿床早期矿化可能为火山成因块状硫化物矿化。火山成因块状硫化物矿床(VMS)产于大洋中脊、火山岛弧、洋内弧后、陆缘弧后和大陆裂谷等伸展构造背景下， 是全球Zn、Pb、Cu、Au、Ag等金属资源的重要来源。Lydon(1988)通过研究全球多个VMS型矿床， 提出该类矿床是由上部与地层整合的块状硫化物矿体与下部不整合的脉状、浸染状矿体组成； 上部块状矿体中， 由下到上黄铁矿-黄铜矿±磁黄铁矿含量逐渐减少， 闪锌矿±方铅矿±重晶石含量逐渐增加， 伴随蚀变主要为硅化、黄铁矿化、绢英岩化、重晶石化等。而下部脉状、浸染状矿化中， 从由中心向外， 黄铜矿-黄铁矿组合逐渐变为黄铁矿-闪锌矿±方铅矿组合， 伴随蚀变主要为绿泥石、绢云母化。中亚造山带已发现的古生代VMS型矿床(如阿舍勒Cu-Zn矿、小热泉子Cu-Zn矿及红海Zn-Cu矿等)的蚀变及矿化特征与上述模型较为一致。三道明水Cu-Zn矿床早期矿化同样呈浸染状、脉状分布， 矿体呈透镜状， 矿化过程伴生有绢英岩化、黄铁矿化、硅化、碳酸盐化、绿泥石化、绿帘石化等多种蚀变， 与同期典型VMS矿床下部特征相似， 但缺失上部块状矿体， 这可能是因为风化剥蚀的原因(图7a)。

图7 三道明水Cu-Zn矿成矿模式图

在成矿时代方面， 三道明水早期Cu-Zn矿化赋存于公婆泉组地层中， 矿区南部公婆泉组钠长阳起片岩(变质安山岩)锆石U-Pb同位素年龄为430.9±4.7 Ma(潘志龙等， 2016(5)潘志龙, 刘增校, 魏文通. 2016. 内蒙古基东等四幅1∶5万区域地质调查报告.)、区域北部的尖山地区公婆泉组斜长角闪片岩(变质玄武岩)锆石U-Pb同位素年龄为436.0±2.9 Ma(潘志龙等， 2016(6)潘志龙, 刘增校, 魏文通. 2016. 内蒙古基东等四幅1∶5万区域地质调查报告.)、基东东部公婆泉组一岩段黑云斜长变粒岩(变质火山岩)锆石U-Pb同位素年龄为447.9±8.4 Ma(潘志龙等， 2016(7)潘志龙, 刘增校, 魏文通. 2016. 内蒙古基东等四幅1∶5万区域地质调查报告.)、公婆泉铜矿二矿区公婆泉组火山岩全岩Rb-Sr等时线年龄为415～408 Ma (王伏泉， 1998)。这些证据表明公婆泉组地层的形成时限为晚奥陶世-晚志留世。前人研究表明， VMS型矿床矿化与火山岩地层近乎同时形成(毛启贵等， 2010)， 由此推测三道明水成矿早期Cu-Zn矿化应形成于晚奥陶世-晚志留世。

成矿构造背景方面， 虽然大洋中脊及弧后被认为是最有利于形成VMS型矿床的环境， 世界上绝大多数VMS矿床均形成于这些构造背景中。但在中亚造山带中， 古生代VMS型矿床却多形成于岛弧环境中(表1)。在北山地区， 王盛栋(2017)通过岩石地球化学、年代学、地层学及古生物研究， 认为红柳河-牛圈子-洗肠井蛇绿岩带为南天山缝合带的东延， 而芨芨台子-小黄山蛇绿混杂岩带中辉长岩、玄武岩均形成于石炭纪弧后盆地环境中(宋泰忠等， 2008； 李向民等， 2012； Zhengetal., 2013)。位于两条蛇绿岩带之间的窑洞努如-公婆泉-白云山-东七一山带中， 岩浆岩大多具有岛弧岩浆特征(东七一山地区为微陆块； 聂凤军等， 2002b)， 形成于岛弧环境(戴霜等， 2003； 王立社等， 2009； 于明杰等， 2014； Songetal., 2017)。因此， 赋存于公婆泉组火山岩中的三道明水早期Cu-Zn矿化与中亚造山带中古生代VMS矿床形成环境一致， 均为岛弧环境(杨晖， 2012； 王盛栋， 2017)。

表1 三道明水矿床与中亚造山带内典型VMS矿床特征对比

赋矿围岩方面， 三道明水矿床与阿舍勒、小热泉子及红海等矿床相似， 均赋存于一套古生代火山岩-火山碎屑岩-火山沉积岩-沉积岩中。

以上对比表明， 三道明水早期Cu-Zn矿化与同产于中亚造山带的阿舍勒、小热泉子、红海等矿床在蚀变与矿化特征、大地构造背景、赋矿围岩及成矿时代方面均较为相似。因此， 可认为三道明水早期Cu-Zn矿化为VMS型矿化。

4.2 中、晚期矿化类型及可能时限

通过对比北山地区典型矿床的特征可以发现(表2)， 早古生代主要形成以公婆泉为代表的Cu矿床和以东七一山为代表的萤石矿； 前者被认为形成于岛弧环境(杨晖， 2012)， 后者被认为形成于哈萨克斯坦-北山板块早古生代解体而成的古陆块内(聂凤军等， 2002b)。这些矿床在形成之后经历了志留纪末哈萨克板块与塔里木板块沿红柳河-牛圈子-洗肠井一带的碰撞造山、碰撞后伸展等过程(杨岳清等， 2013)， 常遭受后期构造-岩浆-成矿过程的叠加和改造。在公婆泉矿区， 存在3期成矿作用， 3期Cu矿化分别与3期韧性剪切作用密切相关， 矿化伴随有云英岩化蚀变。在公婆泉Cu矿化形成之前， 晚奥陶世细粒英云闪长岩(452.5± 3.2 Ma； 潘志龙等， 2016(8)潘志龙, 刘增校, 魏文通. 2016. 内蒙古基东等四幅1∶5万区域地质调查报告.)、公婆泉组火山岩(415～409 Ma； 王伏泉， 1998)发生了明显的韧性剪切作用； 在Cu矿化之后， 矿区有晚泥盆世中粒英云闪长岩(358±2 Ma； 潘志龙等， 2016(9)潘志龙, 刘增校, 魏文通. 2016. 内蒙古基东等四幅1∶5万区域地质调查报告.)、细粒辉长岩(361.75±0.97 Ma； 潘志龙等， 2016(10)潘志龙, 刘增校, 魏文通. 2016. 内蒙古基东等四幅1∶5万区域地质调查报告.)侵入地层， 且侵入体整体变形、矿物定向特征不明显(潘志龙等， 2016(11)潘志龙, 刘增校, 魏文通. 2016. 内蒙古基东等四幅1∶5万区域地质调查报告.)。在东七一山矿区， W-Sn多金属矿化形成于约355 Ma， 此时矿区主要形成张性断裂(张善明等， 2014)。此外， 在石板井地区， 韧性剪切带内岩石锆石U-Pb年龄为405 Ma， 而该区363 Ma的中粒花岗闪长岩未发生变形(张欢等， 2021)。在拾金坡造山型金矿区， 绢云母Ar-Ar定年显示韧性剪切带形成于364.6±3 Ma； 该矿床被认为其形成于碰撞造山作用晚期挤压-伸展转换环境中(朱江等， 2013)。由此可以推断， 北山地区哈萨克斯坦板块与塔里木板块间的碰撞发生在365 Ma以前， 在此过程中形成了大量的韧性剪切带； 此后， 北山地区可能进入了碰撞后伸展阶段， 构造作用以脆性构造为主(王继春等， 2014)。

表2 北山地区代表性矿床特征对比

三道明水成矿中期是Cu-Zn的主要矿化阶段， 该阶段矿区岩石发生明显的韧性变形及绢英岩化， 矿石片理发育(图6a， 6b)； 黄铜矿、闪锌矿主要呈浸染状沿片理分布在强绢英岩化带中； 矿石中早期所形成硫化物在该阶段被溶蚀、交代(图6e)。在该期成矿带外， 岩石剪切作用较弱， 且通常有磁铁矿、绿泥石、绿帘石蚀变， 这可能是由于强剪切过程中暗色矿物分解， Fe元素迁出， 在外带应力较弱的部位重新结晶的所致。这些特征表明韧性剪切作用控制着该期的Cu-Zn矿化， 并叠加和改造早期VMS型矿化(图7b)。三道明水中期Cu-Zn矿化与公婆泉Cu矿在大地构造背景、矿床成因、矿体形态及蚀变特征等方面具有高度的相似性， 暗示其可能形成于同期韧性剪切作用中。由此， 可认为在三道明水Cu-Zn矿床， 成矿中期矿化与韧性剪切作用同时形成， 该阶段成矿可能在晚志留世-晚泥盆世。

成矿晚期石英-黄铜矿±辉钼矿脉状、石英±绿帘石±绿泥石脉、绿帘石脉、绿泥石细脉及方解石脉等， 均沿张性裂隙填充(图6f， 6g， 6h)， 且切穿受成矿早期及中期蚀变的围岩(图6f， 6g)， 表明其形成于365 Ma之后， 可能与矿区后期岩浆作用相关。

5 结论

(1) 三道明水Cu-Zn矿床的蚀变及矿化可以划分为早、中、晚3期， 早期为VMS型矿化， 中期为韧性剪切作用驱动下的热液成矿， 晚期为岩浆热液沿张性裂隙充填成矿； Cu-Zn矿化主要形成于中期。

(2) 三道明水矿床早期矿化形成于晚奥陶世-晚志留世； 中期矿化可能形成于晚志留世-晚泥盆世， 而晚期矿化可能形成于365 Ma以后。

致谢本研究基于内蒙古自治区额济纳旗三道明水北矿区北段铜锌矿勘探工作展开， 地质找矿工作得到了内蒙古地质勘查有限责任公司鹿建华、王海宽和项目组成员的帮助； 中国地质科学院地质研究所杨志明研究员对该矿床成因的确定及论文的写作提出了建设性的意见； 室内研究得到了中国地质科学院地质研究所孙茂妤博士、董磊磊博士的帮助； 评审专家对论文提出了宝贵的修改意见； 在此一并表示感谢！