成矿条件、主要控矿因素、年代学及成矿模式

成矿系统主要控矿因素~

影响弧间裂谷中成矿作用的因素是多方面的，但影响块状硫化物矿床形成最主要的取决于两个基本要素：热液系统与火山盆地系统。前者包括热源（岩浆）、物源（火山岩系）、水源（岩浆水和海水）、含矿热液活动通道及沉积空间等因素；后者包括火山构造背景、火山岩相特征、火山机构形成演变以及不同级别的盆地系统诸因素。对后者，叶庆同（1991、1992）、段克勋（1983）、侯增谦（1991、1992、1995）等人已做了大量工作，所以本专著主要侧重火山热液系统对成矿的控制作用。
裂谷火山-沉积盆地热液成矿系统
1.热液蚀变类型及展布
30年前，矿床学家意识到热液蚀变岩与VMS矿床之间的关系。目前，一致的看法是蚀变岩筒直接位于块状硫化物矿体之下，代表了富含金属流体在海底通道。然而，VMS矿床形成包括流体来源、流体运移并萃取成矿物质、流体在蚀变岩筒上部排泻3个环节。只有把上述3个环节作为一个整体来考虑，才能真正了解VMS矿床热液系统，而矿床、矿带中火山岩蚀变带是研究热液系统的“化石”。按照上述思路，笔者侧重对呷村矿区呷村组火山沉积岩进行了蚀变填图，认为呷村矿床成矿热液系统由两部分组成，一为不整合蚀变岩筒，直接位于块状矿下部，代表着成矿流体在海底卸载的通道；二为似层状蚀变带，位于蚀变岩筒之下方，为流体运移并萃取成矿物质场所。另外，先于似层状蚀变带和蚀变岩筒形成之前，矿区经历了一次大范围透入性的区域低温蚀变。
（1）区域透入性低温蚀变（第1种蚀变类型）
系指矿区范围内火山岩系在低温条件下发生海水-岩石反应产物。蚀变岩石广布整个矿区，蚀变矿物组合为伊利石+石英+高岭石+方解石+水白云母。
（2）似层状蚀变带（第2种蚀变类型）
在呷村矿区有两类似层状蚀变带，即绿帘岩带（绿帘石化带）和硅化带（图4-29）。
绿帘岩带产于玄武岩层中，沿走向延伸不小于2.5～3 km。斜长石斑晶常被绿帘石、绿泥石、方解石交代使其仅存板状外形，未完全蚀变者可见残存的钠长石聚片双晶。辉石斑晶亦因强烈绿帘石、绿泥石化仅存等轴粒状外形。基质由细小绿泥石、绿帘石、方解石、斜长石、白钛矿、磁铁矿等矿物组成，蚀变强烈。在变形和蚀变强烈的玄武岩中，有较多的石英-绿帘石脉和石英-方解石脉穿插。似层状硅化带呈似整合状产于呷村组长英质火山岩中，在两个层位中均能见到。下部似层状硅化带位于呷村组第二旋回第一亚旋回长英质火山岩中，硅化带沿走向延伸约2km。上部似层状硅化带出露于呷村组第二旋回第三亚旋回长英质火山岩中，蚀变带沿走向延伸>2 km。英安流纹质火山岩和流纹质火山岩中硅化有以下几种形式：①英安岩中长石斑晶因硅化呈蠕虫状展布，整个岩石具强烈的硅化及绢云母化；②流纹质火山岩中石英呈团块状、似脉状分布，此外岩石尚可见绢云母化；③英安-流纹质火山角砾熔岩或角砾凝灰熔岩的角砾自身有明显的硅化及钠长石化。

图4-29 呷村矿区热液蚀变带空间分布

（3）蚀变岩筒及展布（第3种蚀变类型）
蚀变岩筒与热液成矿作用密切相关，蚀变带呈环带状发育，形成直径约0.5～1 km的蚀变岩筒（图4-29）。在下矿带，垂向分带清楚，自下向上绿帘石带、绿泥石带和绢云母-石英带依次发育。绿帘石带向下渐变为绿帘石-绿泥石-石英-硫化物脉系。绢云母-石英带则环绕网脉状矿体产出。在上矿带，蚀变范围扩大，侧向分带明显，自网脉矿体向外依次发育石英-钡冰长石带和绢云母-石英带，蚀变岩筒顶部往往被“硅帽”覆盖，钡冰长石［w（BaO）为6.5%～19.6%］强烈交代钾长石斑晶和基质，呈斑晶假象和基质出现于蚀变核内。绢云母大量（含量高达20%）产于绢云母-石英带，并交代绿泥石。
2.成矿流体和成矿物质来源
（1）成矿流体来源
现代海底观察和古代VMS矿床研究均表明海水对流的成矿模式普遍适用于VMS矿床。稳定同位素和流体包裹体资料指示蚀变岩筒（流体向海底运移的通道）及其上部的块状矿体成矿流体H、O组成接近于海水（δ18O≈0‰），成矿流体的盐度也接近于海水。然而，许多古代和现代块状硫化物矿床的成矿流体δ18O‰值达到5‰～10‰（Ripley等，1979；Munha等，1986；Beaty等，1982；侯增谦等，1999）。笔者对呷村矿床蚀变岩筒中的细脉、网脉状、角砾状矿石的石英氧同位素分析表明其δ18O值也很高（表4-30）。
VMS矿床成矿流体富δ18O有以下几种解释：①岩浆或变质流体与海水一道参与成矿作用；②同位素遭受氧化的同生流体（来源于海水）被挤出并加入到成矿热液中；③在高温、低水/岩比条件下，海水发生同位素交换作用可变成富δ18O的流体；④海水与高δ18O火山岩或沉积岩发生交换作用；⑤页岩的超渗透作用；⑥封闭盆地中海水的快速蒸发；⑦热液沸腾作用。岩浆（δ18O=6‰～8‰，δD=-60‰～-80‰）或变质流体（δ18O=5‰～25‰，δD=-40‰～-60‰）与海水的混合使得混合流体δ18O值升高，δD值较低（相对于海水而言）。第②、③、④几种作用使得热液δ18O值的变化比δD值的变化大得多。第⑤、⑥、⑦种作用导致残余流体中富δ18O，但δD变化为δ18O变化的4～8倍（Munha等，1986）。
表4-30 蚀变岩筒中石英和流纹岩全岩氧同位素数据


呷村矿床高δ18O流体很可能为岩浆流体和海水的混合流体。尽管岩浆脱挥发分形成的流体与海水属于不同范畴，但黑矿型矿床对流成因模式的普遍被承认使我们不难理解岩浆流体与海水的混合作用。当温度升高，化学成分已发生变化的海水向深部火山岩穿透、下渗时，在海底和高侵位侵入岩（或次火山岩）之间常形成似层状硅化带（流纹岩中）和似层状绿帘石化带（玄武岩中）。当温度和化学成分不断变化的海水由似层状蚀变带向火山通道或火山机构裂隙系统运移时，它们常交代火山岩形成蚀变岩筒。与此同时，来源于岩浆脱挥发分形成的岩浆流体也会向火山机构裂隙系统（低压带）迁移，与成分不断演化的海水发生混合。
蚀变岩筒流纹岩全岩δ18O值变化于10.5‰～13.1‰，比周围长英质火山岩低。在热液平衡交换反应期间，绿泥石较其他蚀变矿物相对富集δ18O。在显生宙蛇绿岩套中，与块状硫化物矿床有关的富绿泥石蚀变矿物集合体中δ18O值明显偏低，日本黑矿的绢云母-绿泥石带中全岩δ18O值为6.7‰±1.3‰，比周围蒙脱石带（11.1‰±2.5‰）和沸石带（16.9‰±2.7‰）低（Green等，1983），甚至在太古宙Amulet矿床蚀变岩筒中δ18O值较周围网状—破裂带和未受热液蚀变火山岩低，究其原因，被认为与蚀变岩筒中绿泥石含量较高有关（Beaty等，1982）。另外，蚀变岩筒形成温度很可能大于（至少不低于）周围蚀变岩石形成温度（Heaton和Sheppard，1976）。从水/岩反应理论推断，在高温水/岩反应情况下，岩石的δ18O值往往是较低的。
（2）成矿物质来源
呷村矿床脉状、网脉状矿石δ34S∑S为-0.2‰～+0.5‰，块状银多金属矿为+1.1‰～+3.6‰，块状重晶石矿为+4.0‰～+6.5‰，即从网脉状矿到重晶石矿，δ34 S∑S值逐渐增大，表明深部矿体硫来自岩浆，浅部硫为岩浆和海水的混合来源（叶庆同等，1991）。重晶石矿与碳酸盐岩呈连续沉积过渡也支持了这一看法。铅同位素组成落在岛弧铅范围，反映了火山岩浆来源（叶庆同等，1992）。矿石铅模式年龄为189.4～196.0 Ma，与火山岩的同位素年龄相近，从另一个方面论证了矿石铅的岩浆来源。
侯增谦等（1996）研究了矿区范围内长英质火山岩样品Cu、Pb、Zn物质变化。应用似层状硅化带和蚀变岩筒内256件不含矿的长英质岩石加权平均成分和蚀变前原岩成分，估算了整个蚀变岩筒及外围岩石的平均物质变化，得出以下几点认识：①上部似层状硅化带内岩石，平均获得37×10-6含量的Cu、230×10-6含量的Pb和380×10-6含量的Zn，最大的物质变化出现在石英-钡冰长石蚀变核内，约1000×10-6含量的Cu、2000×10-6含量的Pb和600×10-6含量的Zn在热液蚀变中加入到蚀变岩筒内的单一岩石中；②在下部似层状硅化带内，不足10×10-6含量的Cu和40×10-6含量的Pb被淋滤，Zn变化不定，变化量很小，约30×10-6含量的Zn被淋滤；③ Ba类似于Cu、Pb、Zn，亦大量地加入到蚀变岩筒中，远离蚀变岩筒，Ba亦不显示明显的亏损。总之，Cu、Pb、Zn物质变化表明它们强烈地加入蚀变岩筒内，并在蚀变岩筒核部形成脉状-网脉状矿体。在下部似层状蚀变带内，Cu出现轻微亏损，暗示Cu可能部分淋滤自长英质岩系。Pb和Zn在下部似层状硅化带明显亏损，Pb的亏损量高达40×10-6，而Zn则为30×10-6，证明矿床下部的似层状硅化带，在水/岩反应中可能提供了大量Pb和Zn物质。
3.蚀变带同位素地球化学
对似层状蚀变带开展H、O同位素示踪研究，是追索热液蚀变系统特征行之有效的方法，尤以O同位素示踪最为常见。首先，我们对有关的理论作一概述。
水/岩反应引起的岩石δ18O值变化可用下列方程计算（Taylor，1971）：

三江义敦岛弧碰撞造山过程与成矿系统

式中i和f分别表示初始状态和最终状态，r和w分别表示岩石和水，X代表岩石或水中氧原子数/岩石和水中氧原子数，代表最终状态时岩石和水之间同位素分馏系数。如果水/岩反应期间岩石和水之间转换水数量忽略不计（即），岩石的δ18 O值可用下式表达：

三江义敦岛弧碰撞造山过程与成矿系统

式中w/r为水/岩比，代表岩石和水中氧原子比例。对大多数系统而言，w/r大约为水/岩质量比的2倍（Ohmoto和Rye，1974）。
应用（2）式时最为困难的是值的确定，因为岩石由多个矿物组成。矿物-水分馏系数为平衡分馏系数或动力分馏系数，通常情况下使用斜长石-水平衡分馏系数即-3.53（O'Neil等，1967）来代替岩石-水分馏系数。
将上面代入（2）中，得出

三江义敦岛弧碰撞造山过程与成矿系统

（1）似层状绿帘岩带的成因
呷村矿区蚀变玄武岩氧同位素值δ18O变化于+9.9‰～+11.0‰（表4-31），比较均一。同新鲜玄武岩δ18O值（+6‰）相比较，呷村矿区蚀变玄武岩为高δ18O玄武岩。
表4-31 呷村矿区全岩氧同位素组成


那么，高δ18O的玄武岩成因由什么作用引起的呢?从总体分析，影响蚀变岩石δ18O值的因素包括矿物共生组合、蚀变温度、水/岩比和热液流体δ18O值。硅化作用使得热液流体和原生矿物（尤其斜长石）之间发生同位素物质交换，直接结果导致新鲜火山岩富集δ18O（Taylor，1974；Paradis等，1993），而绿泥石蚀变使得全岩δ18O值有所下降，这是因为绿泥石比其他蚀变矿物贫δ18O（Taylor，1979；Friedman等，1977），至于蚀变矿物绿帘石对全岩δ18O值的影响，Paradis等（1993）对火山岩中绿帘石-石英脉和绿帘石-石英杏仁体中绿帘石的氧同位素进行了测定，其δ18O值变化于4.9‰～5.8‰，比新鲜玄武岩值（+6.0‰）略低，可能反映绿帘石对玄武岩的δ18O值变化影响不大。呷村矿区全岩氧同位素值很显然为上述几种蚀变矿物联合影响的结果，考虑到蚀变矿物绿泥石含量较绿帘石和石英的含量小得多，我们认为蚀变玄武岩的高δ18O值主要由硅化作用引起。

图4-30 水/岩比、温度和全岩δ18O值之间关系

在硅化过程中，水/岩比也是影响全岩氧同位素δ18 O值重要参数。显而易见，讨论水/岩比对全岩氧同位素值影响时，宜与温度一并讨论。假设δ18 Oi水=+6‰，δ18 Oi岩石=6%，岩石-水分馏系数-3.53（O'Neil和Taylor，1967），大量实验证明，在水/岩比＞1，温度约 250～350℃条件下（图 4-30），才能形成高 δ18 O值的玄武岩（9.9‰～11.0‰）。这样的温度范围接近蚀变玄武岩中石英包裹体均一温度值（240～390℃）。因此，＞1的高水/岩比是形成似层状绿帘岩带的一个重要参数，似层状绿帘岩带为岩浆流体与玄武岩发生水/岩反应的结果。
岩浆流体参与成矿的重要贡献在于成矿流体盐度超过海水盐度，众多学者把高盐度流体看作岩浆流体属性。据蚀变玄武岩中石英包裹体冰点温度计算出流体盐度变化于2.0%～10.7%［w（NaCl）］（表4-32），可能表明岩浆流体特征。岩浆流体另外一种属性就是极度富气（CO2等）。从蚀变玄武岩中石英两相气液包裹体气液相拉曼探针分析结果（表4-33）可以看出，液相中CO2含量（摩尔比）变化于30.8%～47.3%，CH4含量（摩尔比）变化于10.6%～11.7%，H2S含量（摩尔比）变化于8.9%～14.0%，高含量气体成分被认为由岩浆脱挥发分所形成。
表4-32 玄武岩中蚀变矿物石英流体包裹体地球化学参数


表4-33 玄武岩中蚀变矿物石英的流体包裹体拉曼探针分析


（2）似层状硅化带的成因
在前面我们讨论成矿流体时已经指出，先于成矿之前，呷村矿区经历了区域透入性低温海水蚀变，其结果产生高δ18O火山岩。因此，现在的似层状硅化带全岩δ18O值由前述第1种类型蚀变和第2种类型蚀变叠加产物。现在的问题是，我们不能确定第1种蚀变引起的全岩δ18O值。因而，我们无法根据全岩δ18O值来判断似层状硅化带的流体成因。但是，我们能肯定的是，似层状硅化带重要贡献在于为成矿提供物质库。由于它的存在和发育，使得火山岩中成矿物质被萃取并随流体向蚀变岩筒运移。从这个角度来看，似层状硅化带的形成可能与富二氧化硅的流体加热到340～500℃有关，因为在340～500℃温度区间，二氧化硅溶解度降低（图4-31，假设溶液气压7Pa）。值得指出的是，上述温度范围根据纯水溶液实验结果推测而得。基于以下3点：①似层状硅化带形成的流体不可能为纯水；②蚀变岩筒形成温度可能大于（至少不低于）周围蚀变岩石形成温度；③从同火山热源至最上部流纹岩，氧同位素值逐渐升高，温度逐渐降低，我们推测似层状硅化带形成温度不超过300℃。

图4-31 纯水溶液中SiO2溶解度、温度和压力之间关系

（3）氧同位素分带及流体驱动力
底部玄武岩至最上部流纹岩全岩δ18O同位素值见表4-31。从表4-31和图4-32可以看出，玄武岩全岩氧同位素值变化于9.9‰～11.0‰，均值为10.4‰；第一亚旋回长英质火山岩δ18O变化于14.2‰～16.9‰，均值为15.2‰；第二亚旋回长英质火山岩δ18O变化于15.6‰～17.5‰，均值为16.7‰；第三亚旋回长英质火山岩δ18O变化于16.6‰～17.2‰，均值为16.9‰。尚需指出的是，第三亚旋回GG62号样品位于成矿后断裂破碎带中，其δ18O值较低（13.4‰），未参与计算，手标本上GG62号样品片理化明显，镜下绿泥石和绢云母含量较高。
全岩氧同位素值区域分带特征已被许多学者报道。深海钻探揭示蚀变玄武岩上部（沸石相）全岩δ18O值达到12‰，而深部绿片岩相蚀变玄武岩δ18O值仅为4.7‰～7.7‰（Stakes and Taylor，1992；Alt等，1987）。Samail蛇绿岩套枕状玄武岩δ18O值变化于10.7‰～12.7‰，而下伏席状岩墙δ18O值为4.9‰～11.3‰。Green等（1983）报道了日本黑矿全岩氧同位素分带，从绿泥石-绢云母带→蒙脱石带→沸石带，全岩氧同位素不断升高。Taylor和South（1985）研究了加利福尼亚West Shasta地区块状硫化物矿床全岩氧同位素特征，得出了从同火山侵入岩顶部火山岩至最上部火山岩，全岩δ18O值升高。Paradis等（1993）对加拿大魁北克Noranda北部地区块状硫化物氧同位素分带进行了详细的研究，从Flavrian Lake深成岩顶部至最上部火山岩，火山岩δ18O值不断升高，尽管火山岩剖面中岩性变化较大。
VMS矿床上述同位素区域蚀变分带显然受温度梯度控制，而热液流体微环的驱动力几乎一致，认为来源于同火山深成岩。基于呷村矿床从下部玄武岩→第一亚旋回长英质火山岩→第二亚旋回长英质火山岩→第三亚旋回长英质火山岩全岩δ18O值不断升高，加上前述似层状蚀变带展布及成因，我们推测矿床热液系统的驱动力为火山岩下伏深成岩或同火山热源。

图4-32 呷村矿区长英质火山岩全岩氧同位素组成

成矿系列模式常是指区域尺度的，一般包含以下内容：
1）区域岩石圈结构及组成；
2）区域成矿构造环境（伸展、挤压、走滑、隆升、沉降等）；
3）区域主要地层及岩石建造（含沉积岩、火山岩及变质岩）；
4）区域的侵入岩（岩相、时代、规模、穿切地层情况）；
5）区内的控岩控矿构造；
6）矿床类型（矿种、成因类型）及其时空结构和成因联系；
7）主要控矿因素，如流体、 、 、Eh等；
8）成矿作用机理。
由于各成矿区带研究程度不同，各种信息详略不一。因此，反映在成矿系列模式上的内容也有差别，关键是尽可能地多反映一些成矿信息。
成矿系列模型反映了对该区域成矿规律的综合研究成果和现阶段的认识水平。为建立好成矿模型，需要以下的研究工作为基础：
1）研究成矿系列形成的地质背景。研究、总结该成矿系列所处的区域地质环境和区域地质构造发展历史，重点放在形成该成矿系列的构造运动和所属年代、重大的构造-热事件等。
2）研究成矿系列的主要控制因素。根据区域矿床类型划分和代表性矿床和矿田成矿规律的研究结果，分别总结各类成矿系列的地层、构造、岩浆岩、沉积和变质作用等控制因素。由于矿床类型的差别，主要控制因素不全一致，要抓住主要因素，突出表现。
3）研究成矿系列中矿床空间分布规律。总结各类矿床的空间分布特征，分析控制因素，研究各矿种、矿床成因类型、矿化规模以及矿体形态、产状、蚀变及品位的空间变化规律。
4）研究成矿系列的形成作用。研究总结成矿系列形成的温度、压力、深度等物理、化学条件，分析成矿物质来源、流体来源及富集成矿的制约因素；研究形成不同矿床类型、不同矿种的局部控制因素。
5）研究成矿系列的内部结构。研究、阐明成矿系列的内部结构，查明各有关矿床类型间的时间、空间和物质组成关系。
6）研究成矿系列的成矿多期次性，包括成矿系列的叠加及后期改造作用。总结成矿系列的多期成矿特点，揭示不同矿床的主成矿期和多期成矿的叠加现象，分析不同成矿期和不同地质作用时期对成矿系列的作用的效果及机理。
在上述工作的基础上，用简明的文字或图表形式表示成矿系列各方面的控制因素和形成机理的内在联系，并加以恰当组合和理论概括，建立起成矿系列模型。
成矿系列模型的研究和建立，涉及面广，综合性强，较之对单一矿床的成因研究更为复杂。因此，所建立的成矿系列模型，仍然带有一定的推断性和假定性。随着研究区内资料的逐步丰富和人们认识水平的提高，成矿系列模型也应加以修正并不断完善。

1.成矿条件

阿吾拉勒西段华力西期火山活动是伴随伊犁石炭—二叠纪裂谷形成发展而发生的，对金、铜、铅、锌的形成影响很大，为主要控矿因素。早石炭纪火山活动以中偏酸性裂隙式喷发和中偏基性中心式喷发两种活动为主，与早中石炭世形成海底火山喷溢—沉积作用有关的铁矿床有查岗诺尔、式可布台，由于华力西中晚期花岗岩侵入，也叠加有矽卡岩化。

成矿控制因素 石炭纪裂谷环境，裂谷盆地沉降同时有张性断裂及裂隙产生，导致海底火山喷发，形成大量火山—潜火山岩。

地质因素 石炭系大哈拉军山组的碳酸盐岩与华力西中期石英二长斑岩岩体接触交代形成的矽卡岩带，是矿床的主要控矿因素。矽卡岩分布与接触带基本一致，宽200～300m，长大于2km，呈东西向带状展布。而铁矿床就赋存于该矽卡岩带中。

构造因素 从区域资料可知，矿区南北两侧均为近东西断裂构造，具压扭性质，是一个长期活动的构造薄弱带，有区域性断裂影响，矿区断裂构造较发育，有利于岩浆岩的侵入。在岩浆岩侵入形成矽卡岩带后，构造运动减弱，保持了矽卡岩的完成性，由于矽卡岩顶盖的圈闭性好，造成气液大量浓集且无法逸出，在内压很大的情况下引起气爆，震碎矽卡岩围岩，形成隐爆角砾岩带。备战铁矿角砾状磁铁矿石具有如下特征：

1）角砾成分较单一，均为灰绿色、浅灰白色、深灰黑色矽卡岩角砾。

2）角砾形态均具棱角状，个别角砾有微弱溶蚀，后期铁矿浆胶结角砾时，以充填为主，但大多角砾都可拼接成整体，属震碎角砾性质。角砾间有一定位移，说明角砾随矿浆有所流动。

3）岩石蚀变强烈且多次叠加，以热液蚀变为主。

综合上述条件因素，备战铁矿的成因是一个多期多阶段的复杂成矿过程，矿床特征可简单总结如下：

主矿体规模为中型，矿体形态及分布受接触带控制，似层状矿体，矿石以块状构造为主，浸染状、角砾状为次，具有交代和粒状结构。矿石矿物以磁铁矿为主，硫化物以黄铁矿、磁黄铁矿为主，脉石矿物以各类矽卡岩矿物为主，少量碳酸盐矿物，全铁品位20％～60％，硫高磷低，伴生极少量Zn。这些特征均与接触交代—热液成因的大冶铁矿非常相似。由此得出下列结论：备战铁矿床的为接触交代—热液铁矿床，即矽卡岩型矿床。

2.物理场特征

区域布格重力异常表现为近东西向分布的重力等值线，备战铁矿位于重力梯级带上。该梯级带在1：100万的布格重力异常图上正是尼勒克-阿拉沟深大断裂所在地，这个梯级带重力值变化达200×10^-5m/s²之多。而在剩余重力异常则显示为SN走向很平稳的负重力异常，备战铁矿即在其中。

1：100万航磁图上，备战铁矿处于南部为东西向高磁异常，而北部为低负磁异常的过渡带中；△T化极后南部高磁异常更加明显，备战铁矿位于高磁异常上，而垂向一阶导数图把高磁异常表现得更加细致，与铁矿的关系也就更显得密切（图3-28）。

图3-28 新疆和静县备战铁矿典型矿床所在区域地质矿产及物探剖析图（据新疆地矿局资料修编）

备战铁矿位于1：5万航磁异常区内（图3-29），航磁△T剖面平面图上可明显看出该区异常，为叠加在正异常带北部边缘的尖峰状异常，异常曲线尖锐，梯度陡，强度大，形态较规则，北侧有明显的负值伴生，最大幅度高达910nT；在△T等值线平面图上为—较规则的南正北负异常，范围约1.8km×1.5km。

矿区物性特征，磁铁矿是矿区的主要强磁性岩（矿）石，磁化率最高可达到130015×10^-5SI，常见值为68285×10^-5SI，剩余磁化强度最高32900×10^-3A/m，常见值15000×10^-3A/m。黄铁矿化磁铁矿、中基性岩次之，其余岩石磁性一般都较低（表3-9）。

表3-9 备战铁矿岩石磁性特征表

图3-29 和静县备战铁矿1：5万航磁异常、地质剖析图（据新疆地矿局资料修编）

矿区所在位置物探异常特征：1：2000磁异常为近等轴状、以正磁异常为主、强度大（图3-30），最高为39576nT，一般为20000～30000nT，梯度陡，连续性好，走向近东西。东西长大于1000m，南北宽400m，△T曲线在0线附近变化较为剧烈，形成强烈蛇形弯曲，而且异常高峰基本与地表矿体对应。从异常负值出现在北侧判断，矿体倾向北，钻探与推测结果一致。

典型剖面分析：0线勘探线剖面位于备战铁矿磁异常区中部，磁异常呈剧烈变化锯齿状，梯度陡，磁异常两翼基本对称，北侧有微弱的负异常显示，异常峰值由南向北分别位于370点、405点及495点，对应△T极值分别为36776nT、39576nT及12154nT，由勘探线上ZK001、ZK002及ZK003钻孔控制，异常为磁铁矿体的反应。正演计算矿体顶板埋深约9m，向下延深约500m（图3-31）。

3.主要控矿因素

主要控矿因素通过表3-10总结如下。

图3-30 备战铁矿区1：2000磁测等值线平面图

图3-31 备战铁矿0号勘探线地质磁测综合剖面图

表3-10 新疆和静县备战海相火山岩型铁矿床成矿要素表

续表

4.年代学研究

本次研究样品采自矿区的各种火山岩，为出露较好的岩石露头和钻孔。岩性为细晶闪长岩、杏仁状安山岩、次英安岩、花岗斑岩和凝灰岩等，新鲜样品，比较纯净，没有外来体的混入。每个样品2kg左右，共8件，进行主量、微量元素、稀土元素的测试分析。用于测试的样品经粗碎后再用碳化钨钵体磨成可过200目的粉末，每次换样品时均用自来水冲洗钵体并用酒精擦拭，防止样品间的混染。全岩主量元素采用X射线荧光法（XRF）在X荧光光谱仪上测定，测试将样品粉末熔成玻璃饼后用X射线荧光光谱（XRF）测试，测试精度优于1％。烧失量（LOI）在烘烤箱中高温（1000℃）烘烤90min获得。微量和稀土元素采用两酸（HNO₃＋HF）高压反应釜溶样方法对样品粉末进行溶解。采用等离子质谱仪（ICPMS；Agilent 7500a）来测定元素含量，含量高于10 ppm元素的误差小于5％，小于10 ppm元素误差小于10％。

用La-ICP-MS锆石U-Pb测年法测试样品均采自新鲜岩石。本次测试共四组样品，分别取自矿体磁铁矿（B01），坐标4791674，5382929；矿区南部花岗斑岩（XD10）坐标4791008，5382432；顶板矽卡岩（B03）坐标4791714，53282948；底板矽卡岩（B04）坐标4791526，5382850。样品取自矿区新鲜面，为保证测试对样品的需要，每个样品取样3～5kg。将样品送至河北省区域地质矿产调查研究所，样品经破碎后，用常规重力和磁选方法分选出锆石，在双目镜下挑纯；将挑选出的锆石送至北京大学岩石矿床矿物研究所进行测年。将锆石样品和标样TEM置于环氧树脂上，磨平抛光，具体的制备方法及锆石测年的具体流程见Li et al.（2009），对锆石进行透射光和反射光显微照相以及阴极发光图像分析观察锆石结构，选择合适定位点进行测年和数据结果的分析和解释。锆石样品的U-Th-Pb同位素比值用标准锆石91500校正获得（White et al.，1995），单点分析的同位素比值及年龄误差为1σ，数据结构用IsoPlot软件处理完成（Ludwig，2003）。

（1）LA-ICP-MS锆石U-Pb测年

本次锆石的主要类型为岩浆结晶锆石和斜锆石，岩浆结晶锆石晶型完好，呈自形晶，以柱状为主，具有岩浆结晶环带；斜锆石具有磨圆外形；测试误差小。以实测²⁰⁴Pb校正的普通铅，进行数据解释分析和形成年代的厘定。样品B01挑选出110粒锆石和100粒碎屑锆石，用激光探针打点，在110粒锆石中，完成17个有效的测试（表3-11），锆石的U、Th的质量分数分别为（20.75～1078.09）×10^-6和（16.36～5606.34）×10^-6，U/Th值均大于0.1（0.32～6.70），应属于典型的岩浆锆石（Belousova et al.，2002）。用B01-4、B01-12、B01-18、B01-26四个测点的²⁰⁶U/²³⁸Pb加权平均年龄为304.2±1.6Ma（MSWD＝1.19）（图3-32A），为晚石炭纪早期，可以代表矿体的形成时代。B01的100粒碎屑锆石，完成18个有效测试，此18个锆石的谐和年龄为335.5±1.2Ma（MSWD＝0.67）（图3-32B），为早石炭纪晚期，该年龄代表磁铁矿矿体的形成时代。对XD10进行同位素定年，其谐和年龄为301.36±0.93Ma（图3-32C），属于晚石炭世早期，可以代表花岗斑岩的形成时代。样品B03取自围岩，用激光探针打点，有效点31个，锆石的U、Th的质量分数分别为（48.11～182.22）×10^-6和（40.56～105.38）×10^-6，U/Th值均大于0.1（0.41～0.92）为岩浆锆石，用B03-4、B03-17等9个测点的谐和年龄为342.4＋1.3Ma（MSWD＝1.7），（图3-32D），为早石炭中期。样品B04取自矿体围岩，对其进行测试，有效个数为18个，这组样品呈现出3组年龄。第一组为B04-1、B04-11、B03-18，年龄分别为134.59Ma、134.85Ma、134.73 Ma，其谐和年龄为134.75±0.66Ma（MSWD＝0.047）（图3-32E），为早白垩纪早期；第二组为B04-8、B04-9、B04-12，年龄分别为245.34Ma、244.76 Ma、234.10Ma，其谐和年龄为244.6±1.1Ma（MSWD＝ 1.3）（图3-32F），为早三叠纪晚期。第三组为B04-29，年龄为2667.80Ma。

表3-11 备战铁矿LA-ICP-MS锆石U-Pb分析结果

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表3-12 备战铁矿LA-ICP-MS Hf-LU同位素分析结果

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（2）锆石Hf-Lu同位素

备战铁矿三个样品中锆石Hf-Lu同位素进行分析测试，其测试结果（表3-12），测点位置位于同一岩浆震荡环，从测试数据看，锆石具有较高的¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷ Hf（大多大于0.002），¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf比值的变化范围为0.000071～0.036880ppm，平均值为0.004374ppm，表明锆石在形成后具有较高放射性成因的Hf积累，所测得的¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf可以代表锆石结晶时的岩浆体系，备战铁矿Hf同位素的组成比较单一，¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf＝0.281209～0.282986。εHf（t）变化范围较大，其变化范围为-51.69～3.9，单阶段模式年龄T_MD1的变化范围为528～3622Ma，二阶段模式年龄T_MD2的变化范围为581～3396Ma，二阶段模式年龄更能反映源区物质在地壳中的平均年龄（吴福元等，2007），Hf同位素测试结果表明备战铁矿的岩石来源于元古代、太古代地壳物质的部分熔融，同时二阶段模式年龄均大于一阶段模式年龄，表明源区物质在地壳中存在较长的时间。

5.成矿模式

（1）区域地质背景

备战铁矿位于塔里木板块的伊犁微板块阿吾拉勒石炭纪裂谷带中，早石炭世在伊犁微板块内部产生拉张裂谷，拉张阶段沉积了拉斑玄武岩系列和钙碱性系列的双峰式火山岩建造，于晚石炭世闭合。

（2）成矿地质环境

矿区地层为下石炭统大哈拉军山组，岩性为一套滨海相中基性火山熔岩为主，次为酸性火山熔岩夹少量火山碎屑岩、正常沉积岩的岩石组合，岩石化学类型属陆内拉斑玄武岩系列及钙碱性系列。其中第二岩性段为赋矿底层，组成岩石主要为灰色条带状灰岩。薄层灰岩，白云质大理岩，白云岩，局部夹大理岩化灰岩。

图3-32 备战铁矿锆石U-Pb年龄直方图、谐和图

矿区构造简单，总体表现为向北倾斜的单斜构造。矿区北侧泥盆纪地层由推覆构造形成飞来峰。在矿区东部存在带状喷发的火山机构，近火山口部分可见熔结火山角砾岩。

矿区出露岩浆岩主要有石英二长斑岩、闪长岩脉、辉绿岩脉等。与成矿直接相关的是石英二长斑岩。

石英二长斑岩呈浅黄色，结晶结构。斑晶以石英、更长石、钾长石为主，含量约占30％。石英为他形粒状，聚集斑状分布，具熔蚀边界，大小0.8～3.2mm；更长石、钾长石为半自形粒状，大小0.9～4mm，泥化、高岭土化强。基质为细—微晶结构，由钾长石、更长石、石英等组成，粒径0.1～0.8mm。局部地段石英二长斑岩出现细粒边缘相。

石英二长斑岩的形成时代为早石炭世，闪长岩脉和辉绿岩脉均为晚二叠世的侵入岩脉。

矿区内的变质岩主要属于接触交代变质作用形成的矽卡岩类接触交代变质岩。矽卡岩呈带状展布，长1～1.5km，一般宽200～300m，矿体即位于矽卡岩带内，近矿矽卡岩属于简单矽卡岩类，主要为绿帘石化透辉石矽卡岩。

（3）矿体组合分布及产状

矿区共有6个矿体，其中Fe3矿体为主矿体。Fe3矿体总体呈脉状，有分支复合现象。矿体总长度630m，控制深度380m，矿体厚度5.12～139.72m，平均厚度61.85m。矿体总体走向97°，倾角47°～74°，上陡下缓。根据钻孔施工情况及磁异常判断，矿体向东有侧伏趋势。

（4）矿石类型及矿物组合

矿石类型根据矿石构造划分为致密块状磁铁矿石、角砾状磁铁矿石、浸染状磁铁矿石，矿石矿物组成，金属矿物以磁铁矿为主，占85％～87％。其次有黄铁矿、磁黄铁矿、闪锌矿、黄铜矿；脉石矿物主要是绿帘石、绿泥石、透辉石，其次是电气石、蛇纹石、钙铁榴石、透闪石、白云母、方解石等。矿石Fe含量20％～64％，磁性铁占有率为89.53％；有害组主要为S，含量0.3％～4.24％，平均3.45％；SiO₂平均14.08％。TiO₂0.38％，（K₂O＋MgO）/（SiO₂＋Al₂O₃）＝0.54～0.91，平均0.67，属半自熔性矿石。矿石自然类型为单一的磁铁矿石。

（5）矿石结构构造

磁铁矿呈-微细粒自形、半自形粒状变晶结构；黄铁矿呈他形—半自形粒状，粒径0.06～0.8mm；磁黄铁矿他形—半自形，呈浸染状或细脉状产出。

矿石主要构造类型为致密块状、浸染状及角砾状构造。致密块状磁铁矿石中磁铁矿含量占50％～70％。浸染状磁铁矿石特征根据磁铁矿分布均匀程度，可分为稠密浸染状、稀疏浸染状构造。具角砾状构造的矿石角砾成分多为绿帘石或透辉石矽卡岩，角砾粒径一般5～20mm，含量10％～40％，小角砾碎块可镶嵌拼接为一个大角砾；胶结物为磁铁矿。

（6）矿化阶段划分及分布

备战铁矿的成矿阶段可以划分为三期：

1）火山沉积期：早石炭纪伴随阿吾拉勒裂谷的形成，在裂谷活动过程中沉积的大哈拉军山组火山岩中沉积了原始铁矿层。这一阶段铁质的来源主要来源于火山活动，形成品位较低的原始铁矿层。生成第一世代磁铁矿。

2）矽卡岩化改造期：在火山活动过程中形成的铁矿体后期受到了岩浆热液活动的强烈改造，形成了目前与矽卡岩密切共生的现状。该阶段可分出三个期次：

早期氧化物-硅酸盐阶段 石英二长斑岩侵位与石炭系地层发生接触交代变质作用，早期原始铁矿层受到矽卡岩化改造，岩体内原矿层铁矿石品位下降，外接触带铁矿石品位变富，生成第二世代磁铁矿；

硫化物阶段 在交代作用后期生成磁黄铁矿、黄铁矿、少量黄铜矿、闪锌矿等硫化物；

碳酸岩阶段 碳酸盐细脉充填于早期生成的矽卡岩和磁铁矿裂隙中。

3）表生氧化期：由于矿床海拔高度较高，风化作用以冰川刨蚀为主，矿石的氧化程度较低，偶见黄钾铁矾、孔雀石、褐铁矿，氧化带不发育。

（7）矿化蚀变带划分及分布

备战铁矿矿体产于矽卡岩带中，自矿体向两侧蚀变分别为矽卡岩化，碳酸盐化、蛇纹岩化、硅化或大理岩化。

矽卡岩化 矿区矽卡岩化普遍，多发育于矿体附近，蚀变以透辉石、绿帘石、纤闪石、硅灰石、石榴子石、阳起石、电气石等各类不同矿物组分的矽卡岩为主。矽卡岩化分带明显，矿体的顶底板为绿帘石化透辉硅石卡岩带，该带围绕矿体分布。绿帘石化透辉矽卡岩带的外侧为复杂矽卡岩，复杂矽卡岩由透闪石、硅灰石、纤闪石、石榴子石、阳起石、电气石等多种特征变质矿物组成。

碳酸盐化 一般在矿体边部发育，表现为碳酸盐脉，呈不规则脉状，为成矿后期残留热液蚀变，与成矿关系不密切。

蛇纹岩化 多为成矿期后热液蚀变，一般沿裂隙或节理发育。主要表现为集合体状或束状纤维蛇纹石，呈黄绿色，蜡状光泽，具错动划痕。一般与成矿关系不密切。

大理岩化 在接触带边部发育，一般与矿体距离较远。

（8）矿床成因机制

备战铁矿属与火山活动有关的火山沉积型铁矿床。该矿床经历了两期矿化过程，初期是通过火山沉积作用形成火山沉积型铁矿层，后期通过矽卡岩化作用使早期的矿体进一步改造成矿。

备战海相火山岩型铁矿床的形成与火山活动直接有关。早石炭世拉张期间，伴随着火山喷发作用，含矿物质大量喷出，沉积在海盆内低凹地段。

随着后期岩浆活动石英二长岩侵位于原始矿层附近，岩浆热液的接触交代作用对原始铁矿层进行了改造。该矿床的成矿模式见图3-33。

（9）找矿标志

阿吾拉勒石炭纪裂谷带 备战铁矿产出的大地构造环境为阿吾拉勒石炭纪裂谷。在该裂谷带内还有智博铁矿、查岗诺尔铁矿、式可布台铁矿等构成裂谷带内的铁矿床成矿系列。因此，阿吾拉勒石炭纪裂谷带是寻找与裂谷火山活动有关的铁矿床的有利地段。

高磁异常 备战铁矿的主要矿石矿物磁铁矿和磁黄铁矿均具有强磁性。地面磁测发现的大于3000nT的高磁异常是发现和圈定备战火山沉积型磁铁矿体的重要找矿标志。其中大于9000nT的高磁异常与矿体地表分布边界基本一致。可以利用磁异常的形态判断矿体倾向及预测隐伏矿体，效果极好。

火山机构 备战铁矿的产出部位为火山活动带的洼地，距离火山机构较近，但不在火山机构内部，寻找距离火山机构较近的火山洼地是寻找同类型矿床的找矿方向。

早石炭统石英二长斑岩接触带的矽卡岩 早石炭世侵位的浅成侵入岩体石英二长斑岩与含矿火山岩地层接触形成强烈接触交代矽卡岩，局部地段改造矿体使矿体变富。

磁铁矿露头及转石 磁铁矿抗风化能力较强，地表露头易于识别，其转石在矿体所在水系中能保存完好是找矿最直接的标志之一。

图3-33 和静县备战火山沉积型磁铁矿成矿模式图

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