單思齊, 謝桂青, 2, 3*, 劉文元, 鄭佳浩, 邢 波

特提斯西段塞爾維亞?ukaru Peki超大型斑巖?淺成低溫型銅金礦床的熱液蝕變和硫化物分帶特征及其找礦方向

單思齊1, 謝桂青1, 2, 3*, 劉文元1, 鄭佳浩1, 邢 波1

(1. 福州大學(xué) 紫金地質(zhì)與礦業(yè)學(xué)院, 福建 福州 350108; 2. 中國地質(zhì)大學(xué)(北京) 地球科學(xué)與資源學(xué)院, 北京 100083; 3. 自然資源部戰(zhàn)略性金屬礦產(chǎn)找礦理論與技術(shù)重點(diǎn)實驗室, 北京 100083)

查明蝕變和硫化物分帶特征是建立斑巖?淺成低溫銅金成礦系統(tǒng)的礦床模型與找礦預(yù)測的關(guān)鍵。?ukaru Peki銅金礦床是特提斯西段塞爾維亞Timok礦集區(qū)近幾年新發(fā)現(xiàn)的超大型斑巖?淺成低溫?zé)嵋盒豌~金礦床(上部礦帶資源量銅154萬噸@2.45%, 金86噸@1.37 g/t; 下部礦帶資源量銅1428萬噸@0.83%, 金295噸@0.17 g/t), 礦體主要產(chǎn)于晚白堊世安山巖中。目前關(guān)于該礦床熱液蝕變與礦化分帶特征及其找礦方向的研究程度相對較低, 本文根據(jù)鉆孔編錄信息, 利用短波紅外(SWIR)光譜技術(shù)、光學(xué)顯微鏡和電子探針分析技術(shù), 對典型剖面鉆孔中的巖礦石樣品開展研究,厘定了?ukaru Peki銅金礦床的熱液蝕變和金屬硫化物分帶特征。研究發(fā)現(xiàn)該礦床具有垂向分帶特征: 下部斑巖銅金礦體、中部斑巖?淺成低溫過渡銅金礦體和上部高硫型淺成低溫?zé)嵋恒~金礦體。礦區(qū)熱液蝕變分帶特征明顯, 其中斑巖銅金礦體以巖體為中心, 由內(nèi)向外可劃分為鉀硅酸鹽化帶、青磐巖化帶、綠泥石?白云母帶和石英?白云母帶, 綠泥石?白云母帶中的白云母SWIR Al-OH 2200 nm吸收峰波長高于石英?白云母帶; 斑巖向淺成低溫過渡銅金礦體發(fā)育硬水鋁石?葉蠟石帶; 高硫型淺成低溫銅金礦體發(fā)育高級泥化蝕變, 由內(nèi)向外可劃分為石英?明礬石帶、地開石?高嶺石帶和蒙脫石帶。?ukaru Peki銅金礦床的金屬硫化物組合具有明顯的分帶特征, 斑巖銅金礦體由下至上表現(xiàn)為: 黃銅礦+斑銅礦→黃鐵礦+黃銅礦+(磁鐵礦±赤鐵礦); 過渡銅金礦體主要為: 砷黝銅礦+(斑銅礦+黃銅礦+藍(lán)輝銅礦+銅藍(lán))組合; 高硫銅金礦體為硫砷銅礦+銅藍(lán)組合?？傮w上, 礦床下部為Cu-Fe-S體系, 中部貫穿Cu-As-Sb-S體系, 向上轉(zhuǎn)變?yōu)镃u-S體系。硫化物組合從深部早階段的高溫低硫化態(tài)轉(zhuǎn)為中淺部晚階段的低溫高硫化態(tài)。結(jié)合化探分析資料, 建立熱液蝕變和硫化物分帶模型, 推測?ukaru Peki銅金礦床北西部存在很大的找礦潛力。?ukaru Peki銅金礦床的研究可以為我國紫金山金銅礦床深邊部增儲、岡底斯成礦帶尋找晚白堊世斑巖?淺成低溫?zé)嵋恒~金礦床提供一定參考。

斑巖型礦床; 高硫型淺成低溫?zé)嵋旱V床; ?ukaru Peki銅金礦床; 熱液蝕變; 硫化物組合; Timok礦集區(qū)

0 引 言

斑巖型和淺成低溫?zé)嵋盒豌~金礦床是兩類具有密切時空和成因聯(lián)系的巖漿熱液礦床, 提供了世界近3/4的銅以及1/5的金(江思宏等, 2004; Sillitoe, 2010)。前人的研究表明, 斑巖型和高硫型淺成低溫?zé)嵋恒~金礦床存在熱液蝕變和金屬硫化物分帶特征, 如Lowell and Guilbert (1970)提出了斑巖型礦床圍繞礦化中心向外延伸的“鐘罩”狀的蝕變分帶: 核部的鉀硅酸鹽化蝕變帶及中部圍繞其分布的絹英巖化帶, 再到外圍的青磐巖化帶和頂部的泥化帶; 金屬硫化物的分帶特征通常為: 網(wǎng)脈狀高品位富斑銅礦的礦化核, 圍繞礦化核發(fā)育富黃銅礦暈, 再向外發(fā)育富黃鐵礦暈(Lowell and Guilbert, 1970; Sillitoe, 2010)。Corbett (2002)提出高硫型淺成低溫?zé)嵋恒~金礦床由內(nèi)向外的熱液蝕變礦物依次為: 殘余的石英或者孔洞狀石英、明礬石、葉蠟石、高嶺石、伊利石以及綠泥石; 而金屬硫化物通常是黃鐵礦、硫砷銅礦、銅藍(lán)以及砷黝銅礦(Hedenquist et al., 2000)。不同構(gòu)造環(huán)境下的斑巖型銅礦床蝕變分帶存在一定差異性(Richards, 2009; 毛景文等, 2014), 熱液蝕變和金屬硫化物分帶模型是尋找斑巖?淺成低溫銅金礦床的關(guān)鍵, 準(zhǔn)確識別熱液蝕變分帶能極大提高斑巖銅礦成礦系統(tǒng)找礦勘查效果(Sillitoe, 2010)。

特提斯成礦域東西延伸超過10000 km, 發(fā)育有岡底斯、三江、伊朗?巴基斯坦、東南歐等世界級規(guī)模的成礦帶, 是全球矚目的三大成礦域之一(王瑞等, 2020)。塞爾維亞Timok巖漿雜巖體位于特提斯成礦域西段(圖1a), 該雜巖體周緣已探明多個(超)大中型斑巖型和淺成低溫?zé)嵋盒豌~金礦床、矽卡巖型礦床(鐵、鉛鋅、銅金)和熱液脈型金礦床(Jelenkovi? et al., 2016)。?ukaru Peki斑巖?淺成低溫型銅金礦床位于該雜巖體的東部, 由Rakita Exploration于2012年發(fā)現(xiàn)(Banje?evi? and Large, 2014), 2018年以來紫金礦業(yè)集團(tuán)股份有限公司開展大規(guī)模的找礦勘查工作。到2020年為止, 已探明?ukaru Peki銅金礦床上部礦帶資源儲量: 銅154萬噸, 平均品位2.45%; 金86噸, 平均品位1.37 g/t; 下部礦帶資源儲量銅1428萬噸, 平均品位0.83%; 金295噸, 平均品位0.17 g/t; 兩者合計銅資源量1582萬噸和金資源量381噸(中色紫金地質(zhì)勘查院Timok項目組, 2021)。前人對該礦床地質(zhì)特征(饒東平, 2021)和成礦流體(Veloji? et al., 2020)開展了初步工作, 但對熱液蝕變和金屬硫化物分帶特征的研究較少。?ukaru Peki銅金礦床作為特提斯成礦域目前揭露的具有比較完整的蝕變分帶和硫化物的超大型斑巖?淺成低溫?zé)嵋盒偷V床, 本文在前人研究基礎(chǔ)上, 通過巖相學(xué)、礦相學(xué)、短波紅外和電子探針等手段, 厘定該礦床的熱液蝕變和金屬硫化物分帶特征, 建立分帶模型。本次研究不僅有助于該礦床深邊部的找礦增儲, 而且為Timok礦集區(qū)和我國尋找斑巖?淺成低溫?zé)嵋盒偷V床提供借鑒, 具有重要的科學(xué)和實踐意義。

(a) 阿爾卑斯?喜馬拉雅特提斯成礦域主要縫合線與斷裂、斑巖/淺成低溫礦床分布圖以及ABTS(紅框顯示區(qū)域)位置(據(jù)Richards, 2015修改); (b) 東南歐ABTS成礦帶主要礦床分布以及塞爾維亞東部Timok雜巖體(紅框顯示區(qū)域)的位置(據(jù)Knaak et al., 2016修改); (c) Timok 雜巖體簡要地質(zhì)圖、巖性柱狀圖以及主要礦床分布(據(jù)Jelenkovi? et al., 2016修改)。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

東南歐Apuseni-Banat-Timok-Srednogorie(ABTS)成礦帶位于特提斯成礦域的西部(圖1a), 與Vardar洋(新特提斯洋的一部分)的俯沖有關(guān)(Gallhofer et al., 2015)。ABTS成礦帶內(nèi)有近120個礦床和礦點(diǎn), 成礦作用與晚白堊世鈣堿性巖漿巖密切相關(guān)(圖1b; Ciobanu et al., 2002; Kolb et al., 2013)。塞爾維亞東部的Timok雜巖體處在ABTS成礦帶中部, 發(fā)育于默西亞大陸邊緣, 是ABTS成礦帶內(nèi)的火山巖區(qū)域之一(圖1b; Kolb et al., 2013; Knaak et al., 2016)。該雜巖體南北長約85 km, 東西寬約25 km, 從北部的Majdanpek一直延伸到南部Bu?je村(圖1c)。Timok雜巖體由安山巖?英安質(zhì)次火山巖、火山?沉積巖、二長巖?閃長斑巖和花崗閃長巖組成(Ciobanu et al., 2002; Banje?evi?, 2010)。該區(qū)基底由新元古代?早古生代石英長石片巖和片麻巖組成(Knaak et al., 2016); 蓋層為晚侏羅世以碳酸鹽巖為主的沉積巖, 以及早白堊世以黑色燧石結(jié)核為特征的沉積巖, 呈帶狀分布于東、西兩側(cè), 其東部地區(qū)則被中新世沉積物覆蓋(圖1c; Banje?evi?, 2010; Knaak et al., 2016)。Timok雜巖體巖漿活動開始于晚白堊世(～87 Ma), 主要分為三個巖相, 即Ⅰ相火山巖: 巖性為斜長角閃安山巖、角閃斜長安山巖和英安巖, 主要分布于巖體東部; Ⅱ相火山巖: 巖性為輝石安山巖?安山巖以及閃長巖, 主要分布于巖體中西部; Ⅲ相火山巖: 巖性為粗面安山巖, 分布于巖體西部(Banje?evi?, 2010; Banje?evi? et al., 2019; Klimentyeva et al., 2022)。Timok雜巖體東側(cè)探明了多個(超)大型的斑巖型?淺成低溫?zé)嵋盒豌~金礦床, 礦床沿NNW向展布(如Majdanpek、Veliki Krivelj、Bor、?ukaru Peki等), 這些礦床均產(chǎn)于Ⅰ相火山巖中(圖1c; Banje?evi? et al., 2019)。據(jù)統(tǒng)計, Timok礦集區(qū)已探明資源儲量銅2000多萬噸和金1000噸, 成礦時間為90～ 85 Ma(Jelenkovi? et al., 2016; Banje?evi? et al., 2019)。

2 礦區(qū)地質(zhì)特征

?ukaru Peki銅金礦區(qū)地表主要出露晚白堊世火山碎屑沉積巖、中新世粗碎屑巖和全新世沖洪積物(圖2a)。地層從上至下可分為中新世沉積巖、晚白堊世波爾礫巖、晚白堊世波爾泥質(zhì)巖(圖2b; 饒東平, 2021)。其中, 中新世沉積巖由砂礫巖、砂巖和細(xì)粒碎屑巖組成, 厚度200～400 m不等, 以低角度向東傾斜, 與下覆地層呈不整合關(guān)系(Banje?evi? et al., 2019; Veloji? et al., 2020)。晚白堊世波爾礫巖是該區(qū)標(biāo)志層, 角礫以基底片麻巖、蝕變安山巖或部分沉積巖為主(Klimentyeva et al., 2021)。

圖2 ?ukaru Peki銅金礦床地質(zhì)圖及采樣鉆孔分布(a)、AA′剖面地層剖面圖(b)和100勘探線剖面圖(c; 據(jù)饒東平, 2021修改)

礦區(qū)斷裂構(gòu)造較為發(fā)育, 總體以NW向Bor2區(qū)域性斷裂為主, 其次為NE向和近EW向斷裂(圖2a)。其中, Bor2斷層被認(rèn)為是?ukaru Peki礦化的東部邊界(Jakubec et al., 2018)。該斷層傾向南西, 傾角約60°～70°, 斷層寬約10～40 m(圖2c)。受該斷層影響,區(qū)內(nèi)還發(fā)育較多與其近平行的次級斷層。這些斷層對銅金礦體有明顯的控制作用。

礦區(qū)巖漿巖廣泛發(fā)育, 主要以發(fā)育Timok雜巖體的Ⅰ相火山巖為特征(Jelenkovi? et al., 2016)。其中, 上部火山巖蝕變整體較弱, 由富晶屑凝灰?guī)r、安山質(zhì)角礫巖、角閃斜長安山巖角礫和安山巖組成(Jelenkovi? et al., 2016; Veloji? et al., 2020); 而下部火山巖整體蝕變較強(qiáng), 是銅金礦體的主要賦礦圍巖, 巖性主要為斜長角閃安山巖、角閃斜長安山巖、安山質(zhì)角礫巖、熱液角礫巖和少量的閃長斑巖(Jelenkovi? et al., 2016)。前人測得?ukaru Peki銅金礦區(qū)北部Veliki Krivelj斑巖礦床附近角閃石安山巖ID-TIMS鋯石U-Pb年齡為86.29±0.32 Ma和84.17± 0.86 Ma(Kolb, 2011)。

?ukaru Peki銅金礦床主要由上部兩個以高硫型為主的礦體(UZ-1和UZ-2)以及下部的斑巖型礦體(LZ-1)組成(圖2c)。其中UZ-1礦體大致呈橢圓形, 長寬約為300 m×300 m, 厚度約為500～600 m, 主要深度分布在?400～0 m之間。UZ-2礦體分布在UZ-1礦體東部, 位于UZ-1礦體與LZ-1礦體之間, 礦體東西長約400 m,南北長約200 m, 厚度約為400 m, 該礦體下部具有高硫型與斑巖型過渡礦化特征。斑巖型礦體LZ-1形態(tài)復(fù)雜, 整體分布在Bor2斷層上盤, 與Bor2斷層傾向一致, 大致呈葫蘆狀, 仰起部分在南東方向, 大部分礦體分布深度在海拔?800 m以下, 目前鉆孔控制部分東西寬約1200 m, 南北長約1600 m, 垂直長度約為1500 m, 主要分布在海拔?575 m以下的斜長角閃安山巖中(Jakubec et al., 2018)。

3 分析測試方法與實驗結(jié)果

3.1 樣品采集

本次研究的樣品主要采集于?ukaru Peki銅金礦床TC170169、FMTC1327、TC160120、TC170164、TC170185、TC170189、TC170196和TC220680 8個鉆孔(圖2a), 其中TC170169、FMTC1327和TC160120鉆孔主要采集不同階段的典型礦石金屬硫化物樣品, 對于TC170164、TC170185、TC170189、TC170196和TC220680鉆孔, 根據(jù)巖性、蝕變以及礦化特征對整個鉆孔進(jìn)行連續(xù)且具有針對性的樣品采集。對樣品進(jìn)行詳細(xì)的觀察, 并開展短波紅外測試工作, 選擇具有代表性的樣品制成光薄片。重點(diǎn)選取AA′剖面(圖2b)為研究對象, 開展金屬硫化物電子探針成分分析。

3.2 分析測試方法

短波紅外光譜(SWIR)分析實驗在福州大學(xué)紫金地質(zhì)與礦業(yè)學(xué)院礦產(chǎn)資源研究中心實驗室完成, 測試儀器為美國Analytical Spectral Devices(ASD)公司研發(fā)的TerraSpec 4短波紅外儀, 其探測光譜波長范圍為350～2500 nm, 波長精度為1 nm, 信噪比大于2000∶1。在分析測試前, 先將樣品清洗干凈, 去除表面粉塵等污染物, 后晾曬48 h以消除水分的影響。每件樣品選取3～5個點(diǎn)位進(jìn)行測試, 每個點(diǎn)位記錄三組數(shù)據(jù)。測試結(jié)果利用澳大利亞研發(fā)的The Spectral Geologist(TSG 8)軟件進(jìn)行分析解譯。

電子探針分析: 在偏光顯微鏡下詳細(xì)觀察礦石樣品中主要礦物組成及其相互關(guān)系后, 選擇代表性樣品進(jìn)行背散射圖像(BSE)觀察和能譜定性分析(EDS)測試, 并在此基礎(chǔ)上對部分樣品進(jìn)行了電子探針波譜定量分析(WDS), 準(zhǔn)確鑒定礦物相和測定元素含量, 表征元素的分布特征。本項測試分析工作在福州大學(xué)紫金地質(zhì)與礦業(yè)學(xué)院礦產(chǎn)資源研究中心實驗室完成, 測試分析過程按照國家微束分析標(biāo)準(zhǔn)執(zhí)行。所用儀器為JXA-8230電子探針分析儀, 測試條件為: 加速電壓20 keV, 電流20 nA, 電子束斑直徑3～5 μm, 收集時間20 s。標(biāo)樣為天然硫化物和金屬, 包括Au、Ag、V、Sn, 硫化物AgAsS2、CuFeS2、FeS2、GaAs、GeS、PbS、ZnS等。

3.3 實驗結(jié)果

通過短波紅外測試和顯微鏡觀察, ?ukaru Peki銅金礦床主要的蝕變礦物包括明礬石、高嶺石、地開石、白云母、伊利石、葉蠟石、硬水鋁石、綠泥石、綠簾石等(表1)。不同的鉆孔在垂向上表現(xiàn)不同的蝕變礦物組合。

表1 ?ukaru Peki銅金礦床典型樣品SWIR結(jié)果

?ukaru Peki銅金礦床金屬礦物包括以黃鐵礦、黃銅礦和斑銅礦為代表的Cu-Fe-S體系礦物, 以硫砷銅礦為代表的Cu-As-S體系礦物, 以銅藍(lán)、藍(lán)輝銅礦為代表的Cu-S二元體系礦物, 此外還有鋅砷黝銅礦、鋅黝銅礦等黝銅礦族礦物, 以及少量輝鉬礦、方鉛礦、閃鋅礦、自然金、銀金礦、輝銀礦、碲銀礦、硫鉍銅礦、硒鉛礦、硫錫砷銅礦、Cu-Sn-S礦物等金屬礦物, 同時發(fā)育有磁鐵礦、赤鐵礦、金紅石等氧化物(表2)。

表2 ?ukaru Peki銅金礦床代表性硫化物電子探針結(jié)果(%)

4 熱液蝕變

通過巖相學(xué)和礦相學(xué)的研究, 結(jié)合短波紅外和電子探針技術(shù), 識別下部斑巖、中部斑巖向高硫型過渡和上部高硫型成礦相關(guān)的熱液蝕變, 分述如下:

4.1 與斑巖成礦相關(guān)的熱液蝕變

目前識別出來的與斑巖相關(guān)的熱液蝕變主要有鉀硅酸鹽化、青磐巖化和絹英巖化。

鉀硅酸鹽化蝕變主要發(fā)育在礦床深部, 集中表現(xiàn)在鉆孔TC170169深部(1800～2000 m; 圖3a), 以發(fā)育黑云母、鉀長石等含鉀礦物為特征(圖4a), 同時發(fā)育少量磁鐵礦和較多的硬石膏(圖5a)。鉀長石主要表現(xiàn)為基質(zhì)中長石類礦物的鉀長石化, 表現(xiàn)形式為呈彌漫狀分布交代粗粒板柱狀斜長石, 也有一些發(fā)育在斜長石邊緣以及斜長石晶體縫隙之間(圖5a)。黑云母呈細(xì)脈狀沿石英、斜長石裂隙充填, 為黃褐色, 細(xì)粒狀, 局部可清晰識別其解理(圖5a)。細(xì)粒硬石膏沿石英裂隙充填交代(圖5a)。

圖3 鉆孔TC170169(a)、FMTC1327(b)、TC160120(c)巖性、地層、蝕變、Cu(Au)品位、硫化物分布柱狀圖

(a) 鉀硅酸鹽化樣品中石英?黃銅礦?斑銅礦細(xì)脈(19TC-10); (b) 強(qiáng)綠簾石化樣品, 呈鮮綠色(680-19); (c) 綠泥石?白云母樣品中硬石膏?黃銅礦?斑銅礦脈被石英?磁鐵礦脈穿插(185-10); (d) 石英?白云母樣品中黃鐵礦?黃銅礦呈浸染狀(189-17); (e) 葉蠟石交代石英、白云母(189-19); (f) 石英?明礬石化樣品中黃鐵礦?硫砷銅礦細(xì)脈(189-14); (g) 斜長石高嶺石、地開石化仍保留斜長石駭晶, 伴生黃鐵礦(164-9); (h) 斜長石蒙脫石化仍保留斜長石駭晶, 伴生粒狀磁鐵礦(196-3)。礦物代號: Bt. 黑云母; Kfs. 鉀長石; Anh. 硬石膏; Ep. 綠簾石; Cal. 方解石; Qtz. 石英; Ms. 白云母; Dck. 地開石; Pyl. 葉蠟石; Kao. 高嶺石; Alu. 明礬石; Mnt. 蒙脫石; Mag. 磁鐵礦; Py. 黃鐵礦; Ccp. 黃銅礦; Bn. 斑銅礦; En. 硫砷銅礦; Chl. 綠泥石; Cv. 銅藍(lán)。

(a) 鉀長石沿著斜長石裂隙交代以及細(xì)脈狀黑云母中的礦物顆粒呈長板狀(19TC-10); (b) 原角閃石斑晶被綠簾石、綠泥石、方解石交代(680-15); (c) 原角閃石被綠泥石、磁鐵礦、黃銅礦交代, 白云母交代基質(zhì)(189-16); (d) 黃銅礦?黃鐵礦與白云母和石英共生(19TC-5); (e) 白云母交代葉臘石、硬石膏, 伴生黃鐵礦(189-19); (f) 短柱狀明礬石交代粒狀硬水鋁石, 伴生黃鐵礦(185-8); (g) 斜長石發(fā)生明礬石蝕變、黃鐵礦化留下骸晶, 基質(zhì)硅化(19TC-4); (h) 長石高嶺石化或地開石化, 基質(zhì)硅化(164-9); (i) 斜長石發(fā)生蒙脫石蝕變(185-4); (j) 石英?高嶺石?硫化物脈穿插石英?黃鐵礦脈(左側(cè)為正交偏光右側(cè)為反射光; 19TC-11); (k) 地開石?黃鐵礦?銅藍(lán)細(xì)脈, 絹英巖化(左側(cè)為正交偏光, 右側(cè)為透射光; 185-11); (l) 致密塊狀銅藍(lán)礦石中的重晶石(左側(cè)為反射光右側(cè)為正交偏光; 19TC-2)。礦物代號: Bt. 黑云母; Kfs. 鉀長石; Anh. 硬石膏; Ep. 綠簾石; Cal. 方解石; Qtz. 石英; Ms. 白云母; Dck. 地開石; Pyl. 葉蠟石; Dsp. 硬水鋁石; Kao. 高嶺石; Alu. 明礬石; Mnt. 蒙脫石; Brt. 重晶石; Mag. 磁鐵礦; Py. 黃鐵礦; Ccp. 黃銅礦; Tnt. 砷黝銅礦; Cv. 銅藍(lán); Dg. 藍(lán)輝銅礦; Chl. 綠泥石; Pl. 斜長石; En. 硫砷銅礦。

青磐巖化蝕變主要發(fā)育在礦床邊部, 集中表現(xiàn)在鉆孔TC220680中部(900～1400 m; 表1)。強(qiáng)青磐巖化表現(xiàn)為綠簾石、綠泥石完全交代角閃石、斜長石斑晶呈淺綠色, 殘留其斑晶外形(圖4b)。手標(biāo)本整體呈淺綠色, 以發(fā)育綠簾石、綠泥石及碳酸鹽為主(圖4b、5b)。綠簾石呈粒狀或柱狀, 干涉色高且不均勻(圖5b)。綠泥石、方解石通常交代綠簾石(圖5b)。偶爾可見碳酸鹽脈穿切綠簾石。

絹英巖化蝕變通常疊加在鉀硅酸鹽化蝕變之上, 在多個鉆孔中部揭露, 在礦區(qū)中部區(qū)域大面積分布。巖石蝕變較強(qiáng), 如斜長石顆粒全部或大部分被鱗片狀白云母代替(圖4d、5c、5d)。蝕變礦物主要為石英、綠泥石、伊利石、白云母、硬石膏和金紅石等。礦床深部綠泥石化蝕變廣泛發(fā)育(圖4c、5c), 隨著深度變淺, 硅化明顯(圖4d、5d), 淺部出現(xiàn)葉蠟石、硬水鋁石、明礬石等礦物(圖5e、5f)。

4.2 斑巖成礦向淺成低溫礦化過渡的熱液蝕變

在斑巖礦化與高硫礦化之間發(fā)育二者過渡的蝕變類型, 主要分布在鉆孔TC170185、TC170189、TC170196和TC170169中部(900～1500 m; 圖3b, 表1),深部主要發(fā)育葉蠟石化以及硬水鋁石化, 其中, 葉臘石呈浸染狀或細(xì)脈狀交代白云母(圖5e), 硬水鋁石呈粒狀或粒狀集合體(圖5f)。淺部發(fā)育高級泥化疊加絹英巖化蝕變。礦石呈黃色?黃白色(圖4e), 由于蝕變疊加導(dǎo)致礦石較為松散。再往頂部與高級泥化疊加位置, 可見明礬石呈短柱狀穿插葉蠟石以及硬水鋁石(圖5f), 另外有石英?黏土礦物?硫化物細(xì)脈或黏土礦物?硫化物細(xì)脈穿插早階段石英?硬石膏硫化物脈。這些黏土礦物主要由地開石、高嶺石以及葉臘石等組成(圖5j)。

4.3 與淺成低溫礦化相關(guān)的熱液蝕變

目前識別出來的與淺成低溫礦床相關(guān)的熱液蝕變主要為高級泥化蝕變。蝕變主要分布在鉆孔TC170164、TC160120深部(500～800 m; 圖3c, 表1), 以及鉆孔TC170189、TC170196(400～800 m; 表1)淺部高硫礦體周圍(圖2c)。熱液蝕變礦物主要為明礬石、高嶺石和地開石。其中, 石英?明礬石化與高硫型礦體關(guān)系密切。明礬石呈細(xì)脈狀或浸染狀產(chǎn)出于礦床上部, 長石也被不同程度地蝕變?yōu)榻緺蠲鞯\石, 抑或被完全蝕變呈長石假象(圖4g)。在頂部高硫礦體內(nèi)部, 還見有重晶石呈浸染狀與明礬石、石英共生(圖5l)。高嶺石?地開石化蝕變分布在石英?明礬石化蝕變下部。高嶺石手標(biāo)本呈無色、淡黃色(圖4g), 鏡下常呈細(xì)小鱗片狀集合體(圖5h)。地開石手標(biāo)本呈無色?淡黃色(圖4g), 鏡下干涉色呈暗黑色, 常常蝕變長石斑晶(圖5h)。蒙脫石化發(fā)育在高嶺石?地開石化蝕變外部, 手標(biāo)本特征為蒙脫石呈彌漫浸染狀交代斜長石, 呈乳白色?淡黃色(圖4h)、鏡下為淡黃?褐色(圖4i)。蒙脫石通常與高嶺石、地開石共同出現(xiàn), 可見地開石?高嶺石細(xì)脈穿切絹英巖化蝕變(圖5k)。

5 礦化特征

5.1 斑巖型銅金礦體

斑巖型銅金礦體主要位于海拔?1000 m以下的斜長角閃安山巖以及石英閃長斑巖(圖4a)中。礦石具網(wǎng)脈狀(圖6a)、浸染狀和角礫狀構(gòu)造(圖6c)。金屬礦物主要為黃鐵礦、黃銅礦、斑銅礦, 其次為磁鐵礦、赤鐵礦和金紅石, 并伴有少量砷黝銅礦、藍(lán)輝銅礦、銅藍(lán)、自然金、銀金礦和輝銀礦產(chǎn)出。

(a) 鉀硅酸鹽化帶網(wǎng)脈狀礦石中硬石膏?黃鐵礦?斑銅礦?黃銅礦脈穿插石英?黃銅礦?斑銅礦脈(19TC-9); (b) 絹英巖化帶中石英?黃鐵礦?黃銅礦?赤鐵礦?輝鉬礦脈(19TC-15); (c) 角礫狀礦石中浸染狀黃鐵礦?黃銅礦?斑銅礦, 角礫白云母化, 基質(zhì)為石英?高嶺石(185-22); (d) 絹英巖化帶中石英?黃鐵礦?黃銅礦?磁鐵礦脈(19TC-7); (e) 石英?黃鐵礦?黃銅礦?斑銅礦?砷黝銅礦脈(19TC-11); (f) 絹云母化帶中浸染狀黃鐵礦?斑銅礦?藍(lán)輝銅礦(185-20); (g) 高級泥化帶中黃鐵礦?銅藍(lán)?硫砷銅礦脈(19TC-4); (h) 角礫狀礦石中浸染狀銅藍(lán)、黃鐵礦, 角礫明礬石化(196-13); (i) 高級泥化帶中浸染狀礦石中銅藍(lán)及黃鐵礦(19TC-3); (j) 致密塊狀礦石中銅藍(lán)交代硫砷銅礦(19TC-2)。礦物代號: Bt. 黑云母; Kfs. 鉀長石; Ms. 白云母; Alu. 明礬石; Qtz. 石英; Mag. 磁鐵礦; Py. 黃鐵礦; Ccp. 黃銅礦; Bn. 斑銅礦; Cv. 銅藍(lán); En. 硫砷銅礦; Tnt. 砷黝銅礦; Dg. 藍(lán)輝銅礦; Anh. 硬石膏; Hem. 赤鐵礦; Mol. 輝鉬礦。

與斑巖型礦體相關(guān)的蝕變有鉀硅酸鹽化和絹英巖化。鉀硅酸鹽化蝕變的礦化類型主要為浸染狀硫化物以及石英?硫化物脈(圖6a), 主要在鉆孔TC170169深部揭露(1800～2000 m; 圖3)。硫化物主要為黃銅礦和斑銅礦以及少量黃鐵礦。其中, 黃銅礦通常交代斑銅礦呈浸染狀分布(圖7a), 黃鐵礦?黃銅礦?斑銅礦則呈細(xì)脈浸染狀產(chǎn)出(圖7b)。該帶可見少量輝銀礦(Ag: 88.23%, S: 11.77%)呈粒狀分布在石英、鉀長石晶體中, 此外, 還見有少量磁鐵礦分布在硫化物細(xì)脈邊緣(圖7b)。

(a) 石英?硫化物脈中浸染狀黃銅礦交代斑銅礦(19TC-10); (b) 硬石膏?黃鐵礦?黃銅礦?斑銅礦?磁鐵礦脈(19TC-9); (c) 石英?黃銅礦?黃鐵礦?磁鐵礦脈, 磁鐵礦邊緣赤鐵礦化(19TC-17); (d) 石英?硫化物脈的中黃銅礦交代黃鐵礦、赤鐵礦、輝鉬礦(19TC-15); (e) 浸染狀黃銅礦交代黃鐵礦、金紅石(19TC-19); (f) 石英?硫化物脈中黃銅礦交代斑銅礦、黃鐵礦、鋅砷黝銅礦(19TC-11); (g) 黃銅礦出溶于斑銅礦呈葉片狀(19TC-11); (h) 環(huán)帶狀黃鐵礦(19TC-13); (i) 浸染狀斑銅礦被銅藍(lán)、藍(lán)輝銅礦交代呈藍(lán)灰色, 黃銅礦出溶于斑銅礦(19TC-6); (j) 高嶺石?硫化物細(xì)脈中藍(lán)輝銅礦?銅藍(lán)交代斑銅礦、黃鐵礦, 銅藍(lán)呈葉片狀出溶于藍(lán)輝銅礦(196-24); (k) 高嶺石?硫化物細(xì)脈中硫砷銅礦交代黃鐵礦(185-7); (l) 銅藍(lán)交代黃鐵礦, 短柱狀硫砷銅礦En1與浸染狀硫砷銅礦En2(19TC-2); (m) 浸染狀銅藍(lán)交代黃鐵礦以及硫砷銅礦(19TC-1); (n) 浸染狀黃銅礦交代閃鋅礦與方鉛礦(331-3); (o) 黃銅礦呈固溶體分離狀出溶于閃鋅礦(684-7)。礦物代號: Mag. 磁鐵礦; Py. 黃鐵礦; Ccp. 黃銅礦; Bn. 斑銅礦; Dg.藍(lán)輝銅礦; Cv. 銅藍(lán); En. 硫砷銅礦; Tnt. 砷黝銅礦; Gn. 方鉛礦; Sp. 閃鋅礦; Hem. 赤鐵礦; Mol. 輝鉬礦; Rt. 金紅石。

絹英巖化的相關(guān)礦化類型主要為浸染狀硫化物(圖7e)以及石英?硬石膏?硫化物脈(圖6b、d), 在大部分鉆孔的中深部揭露。硫化物主要為黃鐵礦與黃銅礦、斑銅礦、輝鉬礦、砷黝銅礦、藍(lán)輝銅礦、銅藍(lán)等共生, 石英?硬石膏?硫化物脈中黃鐵礦顆粒通常較大, 常被其他硫化物充填(圖7d、e)。絹英巖化帶中的石英?硬石膏?黃鐵礦?黃銅礦脈內(nèi)黃銅礦中可見硒鉛礦(圖8d)、碲銀礦(圖8c)以及銀金礦(圖8i)呈粒狀包裹體出溶, 或見一些自然金交代黃銅礦沿著其邊緣呈粒狀產(chǎn)出(圖8l)。黃鐵礦呈大顆粒狀交代磁鐵礦, 可見一些自然金呈粒狀包裹體出溶于黃鐵礦(圖8h)。絹英巖化帶中隨著上部硅化增強(qiáng), 黃鐵礦含量增加且高于黃銅礦, 硫化物主要以黃鐵礦以及黃銅礦呈脈狀或浸染狀產(chǎn)出, 常伴有粒狀金紅石產(chǎn)出(圖7e)。距離銅金礦化中心較遠(yuǎn)的地方還發(fā)育閃鋅礦和方鉛礦(圖7n)。斑巖型礦體的Cu品位一般在0.3%～1.0%, Au品位在0.1～0.2 g/t之間。

(a) 黃銅礦交代黃鐵礦、赤鐵礦以及輝鉬礦(19TC-15); (b) 銅藍(lán)中硫鉍銅礦包體及其EDS結(jié)果(19TC-1); (c) 黃銅礦中碲銀礦包體及其EDS結(jié)果(19TC-7); (d) 黃銅礦中硒鉛礦及其EDS結(jié)果 (19TC-8); (e) 硫砷銅礦中Sb的環(huán)帶(19TC-1); (f) 銅藍(lán)中Cu-Sn-S礦物及其EDS結(jié)果(19TC-2); (g) 環(huán)帶狀黃鐵礦裂隙中自然金(19TC-13); (h) 黃鐵礦中自然金及其EDS結(jié)果(19TC-11); (i) 黃銅礦中銀金礦及其EDS結(jié)果(19TC-14); (j) 銅藍(lán)交代黃鐵礦, 銅藍(lán)表面及邊緣發(fā)育細(xì)長條狀Cu-Sn-S礦物(19TC-3); (k) 浸染狀自然金交代銅藍(lán)、黃鐵礦(19TC-2); (l) 自然金呈粒狀交代黃銅礦(19TC-7); (m) 車輪礦交代硫砷銅礦以及鋅黝銅礦交代硫砷銅礦(196-14); (n) 鋅砷黝銅礦、硫砷銅礦交代黃銅礦(185-12); (o) 銅藍(lán)呈格狀出溶藍(lán)輝銅礦(BSE)照片, 藍(lán)輝銅礦交代斑銅礦以及硫砷銅礦交代鋅砷黝銅礦(189-6)。礦物代號: Mag. 磁鐵礦; Py. 黃鐵礦; Ccp. 黃銅礦; Bn. 斑銅礦; Cv. 銅藍(lán); En. 硫砷銅礦; Ttr. 黝銅礦; Tnt. 砷黝銅礦; Bnn. 車輪礦; Au. 金; Mol. 輝鉬礦; Hem. 赤鐵礦; Dg. 藍(lán)輝銅礦; Gn. 方鉛礦。

5.2 斑巖型向高硫型過渡銅金礦體

該類型礦體主要產(chǎn)于海拔?1200～?900 m之間的斜長角閃安山巖中。該礦化主要分布在高硫型礦化與斑巖型礦化之間, 伴隨著高級泥化作用的疊加。金屬礦物組合包括黃鐵礦、黃銅礦、斑銅礦、黝銅礦、砷黝銅礦、硫砷銅礦、藍(lán)輝銅礦、銅藍(lán)、自然金等, 這些礦物常呈脈狀(圖6e)或浸染狀構(gòu)造(圖6f)產(chǎn)出。斑巖型向高硫型過渡銅金礦體發(fā)育葉蠟石化、高級泥化疊加絹英巖化蝕變, 主要在鉆孔FMTC1327、TC170185、TC170189和TC170196中部揭露(900～1500 m; 圖3, 表1)。

電子探針識別出一系列Cu-As-Sb-S礦物組合, 包括鐵鋅砷黝銅礦、鋅砷黝銅礦、鋅黝銅礦以及硫砷銅礦等, 除此之外還有車輪礦、硫錫砷銅礦等礦物(表2)。這些礦物與斑銅礦、黃銅礦、黃鐵礦均呈脈狀或浸染狀構(gòu)造產(chǎn)出(圖7f, 8m、n、o)。過渡型銅金礦體中發(fā)育兩類不同產(chǎn)狀的斑銅礦: 第一類斑銅礦整體呈黃棕色, Cu含量較低(最低59.52%), Fe含量較高(12.60%), 其成分明顯介于斑銅礦與黃銅礦理論值之間(圖7g), 其中可見微細(xì)葉片狀黃銅礦出溶; 第二種斑銅礦被藍(lán)輝銅礦、銅藍(lán)交代(圖7i、j), 呈淡橙紅色帶淺藍(lán)灰色?藍(lán)灰色, 其中的Cu 含量較高(最高達(dá)70.67%), Fe 含量較低(最低僅4.14%), 暗示此類斑銅礦幾乎被藍(lán)輝銅礦徹底交代, 呈現(xiàn)斑銅礦?藍(lán)輝銅礦的過渡相(圖7i)。藍(lán)輝銅礦以富Fe(2.47%)為特征, 該帶內(nèi)的黃鐵礦常見環(huán)帶結(jié)構(gòu), 環(huán)帶縫隙中富集As、Cu、Au、Ag等元素, 在環(huán)帶狀黃鐵礦裂隙中可見少量自然金, 粒度較小, 多小于5 μm(圖8g)。相對斑巖型礦體來說, 過渡礦體的Cu品位(0.7%～2%)存在局部升高現(xiàn)象, 與斑巖型和高硫型礦化疊加有關(guān)。

5.3 高硫型銅金礦體

高硫型銅金礦體主要產(chǎn)于海拔?800～?500 m之間的斜長角閃安山巖中。礦石自上向下發(fā)育塊狀(圖6j)、浸染狀(圖6i)、脈狀(圖6g)、熱液角礫狀(圖6h)構(gòu)造, 但以塊狀構(gòu)造為主, 富礦體多與角礫構(gòu)造密切相關(guān)。高硫區(qū)發(fā)育多種類型熱液角礫巖, 角礫的成分為粒狀黃鐵礦和明礬石, 基質(zhì)為黃鐵礦、銅藍(lán)、硫砷銅礦和石英(圖6h)。高硫型礦體主要發(fā)育在高級泥化蝕變帶中, 主要在鉆孔TC160120、TC170164中深部揭露(400～800 m; 圖3, 表1)。蝕變帶內(nèi)的礦物主要為黃鐵礦、銅藍(lán)和硫砷銅礦, 局部發(fā)育自然金。黃鐵礦多呈自形粒狀、浸染狀以及細(xì)脈狀產(chǎn)出, 以富Cu(最高達(dá)1.03%)為特征, 同時含有一定量的Au、Ag、Co等(表2)。蝕變帶內(nèi)的大部分硫砷銅礦中含有較高的Sb含量(最高達(dá)2.30%), 同時硫砷銅礦中出現(xiàn)Sb環(huán)帶(圖8e); 部分樣品中含微量Ag、Zn、Bi、Au、Pb等元素(表2)。銅藍(lán)礦石中偶爾可見硫鉍銅礦呈半自形?它形粒狀出溶(圖8b), Cu-Sn-S礦物沿著銅藍(lán)裂隙或邊緣呈條帶狀產(chǎn)出(圖8f、j)。自然金在致密銅藍(lán)礦石中沿著硫砷銅礦、黃鐵礦、銅藍(lán)的裂隙充填, 粒徑較大(最大可達(dá)25 μm), 呈不規(guī)則粒狀(圖8k)。

電子探針分析表明, 自然金的主要成分為Au: 95.27%、Ag: 1.67%、Cu: 0.24%、Bi: 0.60%(其他元素均低于檢出限)。高硫型礦體品位相對較高, Cu品位一般在1%～10%, Au品位在0.2～2 g/t; 局部富礦部分Cu平均品位為15.17%, 最高達(dá)43.08%。

5.4 成礦階段以及礦物產(chǎn)出順序

根據(jù)上述金屬礦物組合及熱液蝕變特征, 可將?ukaru Peki銅金礦床成礦期次劃分為斑巖階段和淺成低溫?zé)嵋弘A段。根據(jù)硫化物階段的金屬礦物組合又可將其分為: ①黃銅礦?斑銅礦組合, 對應(yīng)斑巖型成礦階段的鉀硅酸鹽化蝕變; ②斑銅礦?黃銅礦?赤鐵礦組合, 對應(yīng)青磐巖化以及絹英巖化蝕變; ③砷黝銅礦?硫砷銅礦組合, 對應(yīng)葉蠟石蝕變、高級泥化蝕變疊加絹英巖化蝕變; ④硫砷銅礦?銅藍(lán)組合, 對應(yīng)淺成低溫?zé)嵋盒统傻V階段的高級泥化蝕變, 包括石英?明礬石、地開石?高嶺石以及蒙脫石化蝕變(表3)。

表3 ?ukaru Peki銅金礦床金屬硫化物階段以及礦物生出順序

6 討 論

6.1 熱液蝕變分帶

在熱液蝕變過程中, 為了使體系達(dá)到新的平衡, 原有的礦物會發(fā)生分解而趨于形成新的穩(wěn)定礦物, 這些新生成的蝕變礦物可以記錄水?巖相互作用過程的-條件、pH值和氧逸度等信息(Barton, 1973; 張少穎和張華鋒, 2017)。不同的蝕變礦物組合可以指示熱液從高溫到低溫, 從堿性到酸性的過程(Hemley, 1980; Reyes, 1990; Hedenquist and Arribas, 2022)。?ukaru Peki銅金礦床深部發(fā)育黑云母?鉀長石蝕變, 指示高溫、中性偏堿性條件; 向上發(fā)育綠泥石?絹云母/伊利石?石英組合, 指示中性偏酸性條件; 再向上發(fā)育硬水鋁石?葉蠟石?地開石?高嶺石?明礬石組合, 指示為中低溫、酸性?強(qiáng)酸性條件(Hemley, 1980; Reyes, 1990; Hedenquist and Arribas, 2022)。因此, ?ukaru Peki銅金礦床從深部到淺部整體為一個溫度逐漸降低, pH值不斷下降的過程。此外, 地開石、高嶺石和明礬石的出現(xiàn)代表了一個較高的氧逸度條件(Stoffregen, 1987), 同時明礬石、葉蠟石、硬水鋁石疊加絹英巖化蝕變, 表明弱酸性?偏中性和較低氧逸度向強(qiáng)酸性和高氧逸度的轉(zhuǎn)變(張少穎和張華鋒, 2017)。

基于鉆孔巖心編錄, 以及短波紅外、顯微鏡觀察和電子探針能譜分析結(jié)果, 按照蝕變礦物組合, 本文以AA′剖面為例, 將?ukaru Peki銅金礦床大致劃分為以下8個蝕變分帶:

鉀硅酸鹽化帶:主要分布在AA′剖面深部(?1200 m以下), 厚度未完全控制。該帶主要表現(xiàn)為鉀長石化以及黑云母化, 同時伴隨有少量磁鐵礦化、硬石膏化。鉀硅酸鹽化帶主要發(fā)育石英?硫化物脈, 硫化物脈體邊緣可見少量磁鐵礦。

青磐巖化帶: 主要分布在礦床邊部, 在礦床頂部以及鉀硅酸鹽化帶上部可見零星分布的青磐巖化蝕變, 在AA′剖面未揭露。青磐巖化帶主要表現(xiàn)為綠簾石化、綠泥石化以及碳酸鹽化。此階段硫化物礦物較少, 主要以黃鐵礦為主, 局部可見黃銅礦交代閃鋅礦或閃鋅礦中發(fā)育黃銅礦的固溶體(圖7o)。

綠泥石?白云母帶:疊加在鉀硅酸鹽化之上, 在AA′剖面分布在?1600～?800 m之間。蝕變礦物主要為綠泥石、白云母和石英, 其特征是綠泥石交代黑云母和角閃石, 斜長石發(fā)生白云母化(圖4c); 同時伴生石英?硫化物脈以及硬石膏?硫化物脈。硫化物主要為黃銅礦、斑銅礦以及黃鐵礦, 常見磁鐵礦或者赤鐵礦交代磁鐵礦(圖7c)。該帶的白云母Al-OH吸收峰范圍為2199～2215 nm, 大部分值高于2201 nm,平均值為2204 nm(圖9)。

圖9 不同蝕變帶內(nèi)白云母SWIR Al-OH吸收峰位置頻數(shù)圖

石英?白云母帶: 位于礦床中上部, 在AA′剖面分布在?1600～?400 m之間。該帶以石英、白云母大量發(fā)育(圖4d), 石英次生加大為特征。硫化物主要為黃鐵礦和黃銅礦, 呈細(xì)脈狀或浸染狀產(chǎn)出(圖7e)。該帶的白云母Al-OH吸收峰范圍為2196～2210 nm, 大部分值小于2205 nm, 平均值為2203 nm。盡管有吸收峰位置的重疊, 石英?白云母帶中的白云母Al-OH吸收峰整體小于綠泥石?白云母帶的吸收峰(圖9)。

上述4個蝕變帶均代表與斑巖成礦相關(guān)的蝕變帶。

硬水鋁石–葉蠟石帶: 在AA′剖面分布在?1200～?800 m之間, 與斑巖向淺成低溫過渡型礦化有關(guān)。通過SWIR、光學(xué)顯微鏡以及電子探針分析, 該階段主要蝕變礦物為葉蠟石、硬水鋁石等含鋁硅酸鹽礦物, 還存在少量白云母。該帶白云母Al-OH吸收峰范圍為2197～2207 nm, 大部分值小于2205 nm, 平均值為2203 nm, 整體位于石英?白云母帶白云母Al-OH吸收峰范圍內(nèi)較低位置(圖9)。相關(guān)硫化物主要為脈狀或浸染狀斑銅礦?藍(lán)輝銅礦?銅藍(lán), 或者斑銅礦?黃銅礦?砷黝銅礦±硫砷銅礦礦物組合, 對應(yīng)于斑巖?高硫型淺成低溫?zé)嵋鹤饔眠^渡礦體。

與高硫型淺成低溫?zé)嵋鹤饔孟嚓P(guān)的蝕變主要為高級泥化蝕變。根據(jù)蝕變礦物組合的不同, 垂向上由下至上, 水平方向上由內(nèi)向外可劃分為石英?明礬石帶、地開石?高嶺石帶以及蒙脫石帶。

蒙脫石帶:大范圍疊加在石英?白云母帶之上, 分布在地開石?高嶺石帶外圍, 在礦體上部以及外圍廣泛發(fā)育, 在AA′剖面分布主要分布于?1100～100 m之間。該帶主要蝕變礦物以蒙脫石為主, 同時伴隨少量高嶺石、地開石、伊利石。該階段磁鐵礦呈粒狀發(fā)育, 黃鐵礦沿其邊緣以及裂隙交代。

地開石?高嶺石帶: 在AA′剖面分布在?1200～ 50 m之間。該帶以廣泛發(fā)育石英、高嶺石和地開石礦物組合為特征, 深部伴隨有少量葉臘石出現(xiàn), 并發(fā)育石英?黏土?硫化物細(xì)脈。黏土礦物主要為高嶺石和地開石, 硫化物主要為黃鐵礦、藍(lán)輝銅礦、銅藍(lán)和硫砷銅礦。

石英?明礬石帶: 主要分布在礦床上部, 在AA′剖面分布在?500～0 m, 與高硫型礦化密切相關(guān)。該帶主要表現(xiàn)為石英和明礬石組合, 同時在頂部高硫礦體內(nèi)部還見有重晶石的出現(xiàn), 硫化物主要以浸染狀的黃鐵礦?銅藍(lán)?硫砷銅礦礦物組合為主。在深部靠近Bor2斷層的上盤, 巖石總體較破碎, 可見小范圍高嶺石?地開石?明礬石化蝕變, 并局部出現(xiàn)高硫型塊狀硫化物礦化。

6.2 硫化物分帶

通過鉆孔巖心編錄, 開展典型樣品的礦相學(xué)和電子探針測試分析研究, 以AA′剖面為例, 結(jié)合其他鉆孔資料, ?ukaru Peki銅金礦床的金屬硫化物組合在空間上呈現(xiàn)出良好的垂向分帶。該分帶與熱液蝕變分帶大致對應(yīng), 由礦床深部至淺部大致可分為: ①黃銅礦+斑銅礦→②黃鐵礦+黃銅礦+(磁鐵礦±赤鐵礦)→③砷黝銅礦+(斑銅礦+黃銅礦+藍(lán)輝銅礦+銅藍(lán))→④硫砷銅礦+銅藍(lán)(圖10)。總體上, 金屬硫化物組合具有明顯的高硫型淺成低溫?zé)嵋旱V化疊加斑巖型礦化的特征。

(1) 黃銅礦+斑銅礦: 在AA′剖面分布在?1200 m以下的鉀硅酸鹽化帶中, 硫化物以黃銅礦為主, 斑銅礦次之, 含有少量黃鐵礦。主要礦化類型為浸染狀黃銅礦?斑銅礦±黃鐵礦以及石英?黃銅礦?斑銅礦±黃鐵礦細(xì)脈。Cu品位相對均一且較高, 集中在0.7%～1.5%之間。

(2) 黃鐵礦+黃銅礦+(磁鐵礦±赤鐵礦): 在AA′剖面分布在?1200～?900 m之間的綠泥石?白云母帶以及石英?白云母帶中。硫化物以脈狀或浸染狀黃鐵礦和黃銅礦為主, 含有少量的斑銅礦; 深部硫化物以黃銅礦?黃鐵礦?磁鐵礦呈脈狀產(chǎn)出。黃鐵礦以含有一定量的Se和Co為特征(表2)。黃銅礦含量較高(約占硫化物總量的50%～90%), 通常呈粒狀集合體交代磁鐵礦以及黃鐵礦, 同時磁鐵礦通常沿脈體邊緣產(chǎn)出, 可見其邊緣發(fā)生赤鐵礦化(圖7c), 隨著深度變淺赤鐵礦化逐漸增強(qiáng)(圖7d)。輝鉬礦呈細(xì)小鱗片狀與黃鐵礦?黃銅礦?赤鐵礦呈脈狀產(chǎn)出(圖8a)。Cu品位較高、分布均勻, 多集中在0.3%～1.0%。

(3) 砷黝銅礦+(斑銅礦+黃銅礦+藍(lán)輝銅礦+銅藍(lán)): 在AA′剖面分布在?900～?500 m之間的高級泥化(礦物組合包括高嶺石、地開石、葉臘石)疊加絹英巖化帶中。硫化物種類較多, 其中最常見為黝銅礦族礦物。該階段黃鐵礦常見環(huán)帶結(jié)構(gòu)(圖7h), 同時可見斑銅礦、黃銅礦被銅藍(lán)交代(圖7i、j)以及黃銅礦、砷黝銅礦被硫砷銅礦交代(圖8n、o)。該階段常發(fā)育石英±明礬石?黏土礦物?硫化物細(xì)脈(圖6e、7j), 細(xì)脈中硫化物包括黃鐵礦、黃銅礦、斑銅礦、砷黝銅礦、銅藍(lán)和藍(lán)輝銅礦等。Cu品位整體相對較高、分布不均勻, 局部可高達(dá)0.7%～2%。

(4) 硫砷銅礦+銅藍(lán): 在AA′剖面分布在?500～0 m之間的高級泥化帶內(nèi), 是高硫型銅金礦體主要的硫化物礦物組合。硫化物主要為黃鐵礦、銅藍(lán)、硫砷銅礦, 銅礦物主要為銅藍(lán)(占95%以上)。黃鐵礦以含有一定量的Cu為特征。Cu品位分布整體較高, 最高可達(dá)43.08%。

熱液中Cu的遷移主要以Cu-Cl([CuCl2]?)(Berry et al., 2009)、Cu-HS(Cu(HS)(H2S)0和Cu(HS)2?)配合物形式(Etschmann et al., 2010)。在遷移過程中物理、化學(xué)條件的改變會引起絡(luò)合物分解, 導(dǎo)致Cu礦物沉淀(Pokrovski et al., 2008)。不同的Fe、O以及S離子濃度導(dǎo)致Cu以不同硫化物的形式產(chǎn)出(劉英俊等, 1984)。早階段在高溫、高壓、富鹽條件下, H2S濃度高, 硫離子濃度低, 活動氧含量少, 形成了Cu-Fe-S三元體系礦物, 如黃銅礦和斑銅礦; 晚階段溫度降低, 硫濃度增高, 形成鐵、銅的硫化物, 如黃鐵礦和銅藍(lán)。隨著硫濃度的增加, Fe逐漸被Cu從銅、鐵的硫化物中剔除, 銅、鐵硫化物也逐漸轉(zhuǎn)換為Cu-S二元體系礦物以及磁鐵礦。而且隨著溫度、深度的降低, 流體的氧逸度增加, 活動氧逐漸代替硫占據(jù)主導(dǎo)作用, Fe2+變?yōu)镕e3+, 斑銅礦和磁鐵礦的礦物組合最終變?yōu)樗{(lán)輝銅礦、赤鐵礦的礦物組合。

斑銅礦的固溶體分離結(jié)構(gòu)可作為礦石形成溫度的指示劑(王煥等, 2011)。?ukaru Peki銅金礦床中的斑銅礦與不同礦物共/伴生時, 斑銅礦中Cu、Fe、S等主量元素含量不同, 其反射色具明顯差異, 即Fe含量由低變高的過程中, 其反射色大致具有淡橙色?淺藍(lán)灰色?藍(lán)灰色→淡玫瑰棕色→棕紅色→棕紅色帶淡黃色的變化趨勢。?ukaru Peki銅金礦床中Cu-Fe-S體系礦物的礦物相變化由深至淺表現(xiàn)為: 斑銅礦?黃銅礦呈固溶體分離狀態(tài)(圖7g)→斑銅礦?藍(lán)輝銅礦呈固溶體分離狀態(tài)(圖7i)→藍(lán)輝銅礦?銅藍(lán)呈固溶體分離狀態(tài)(圖7j)。Schwartz (1931)對斑銅礦?黃銅礦?藍(lán)輝銅礦的礦物相研究發(fā)現(xiàn), 斑銅礦?黃銅礦固溶體分離溫度為225～475 ℃; 另有研究表明, 斑銅礦?藍(lán)輝銅礦的固溶體分離溫度為175～225 ℃(Schwartz, 1939; Yund and Kullerud, 1966)。藍(lán)輝銅礦中Cu+含量高, 形成于相對還原的環(huán)境; 而銅藍(lán)中Cu2+含量高, 則形成于相對氧化的環(huán)境, 且隨著成礦過程中氧化?還原條件的改變, 在157～507℃時, 二者之間可出現(xiàn)相互交代、出溶的現(xiàn)象(Roseboom, 1966; Barton, 1973)。這反映出?ukaru Peki銅金礦床成礦溫度從深部到淺部逐漸降低, 與前人流體包裹體證據(jù)相吻合(Veloji? et al., 2020)。因此, 該礦床深部經(jīng)歷了高溫?zé)嵋鹤饔? 淺部則為中低溫?zé)嵋鹤饔? 且斑銅礦中的Fe元素含量的變化可以反映溫度變化。

巖漿?熱液系統(tǒng)中硫化物的演化過程可以用硫化態(tài)來表示。硫化態(tài)是硫逸度、溫度、氧逸度與pH值的綜合函數(shù)(Einaudi et al., 2003)。?ukaru Peki銅金礦床的蝕變礦物組合以及蝕變分帶具有典型的高硫型疊加斑巖的特征。從金屬礦物組合以及形成先后順序來看, 大致具有代表中?低硫化態(tài)的斑銅礦?黃銅礦±磁鐵礦礦物組合→代表中?高硫化態(tài)的斑銅礦?藍(lán)輝銅礦?砷黝銅礦礦物組合→代表高?極高硫化態(tài)的硫砷銅礦?銅藍(lán)礦物組合。從礦床深部到淺部為硫化態(tài)整體上升的過程, 中部有明顯的高硫型礦化過渡到斑巖型礦化的特征, 其中, 砷黝銅礦及赤鐵礦的產(chǎn)出, 表明該成礦系統(tǒng)中存在中硫化型礦化體系的礦物組合(圖11)。

①. 黃銅礦?斑銅礦組合; ②. 斑銅礦?黃銅礦?赤鐵礦組合; ③. 砷黝銅礦?硫砷銅礦組合; ④. 硫砷銅礦?銅藍(lán)組合。礦物代號: Asp. 砷黃鐵礦; Bn. 斑銅礦; Ccp. 黃銅礦; Cv. 銅藍(lán)礦; Dg. 藍(lán)輝銅礦; En. 硫砷銅礦; Hem. 赤鐵礦; L?. 斜方砷鐵礦; Mag. 磁鐵礦; Po. 磁黃鐵礦; Py. 黃鐵礦; Qtz. 石英; Tnt. 砷黝銅礦; Iron. 鐵。

6.3 找礦啟示

斑巖型和高硫型淺成低溫?zé)嵋盒豌~金礦床主要發(fā)育于板塊匯聚邊緣與俯沖作用相關(guān)的火山巖漿弧以及陸緣弧中(陳華勇和吳超, 2020; Dilles and John, 2021), 兩類礦床通常具有密切時空和成因聯(lián)系, 構(gòu)成同一成礦系統(tǒng)(Hedenquist and Lowenstern, 1994; Sillitoe, 2010)。?ukaru Peki銅金礦床垂向上從下至上依次發(fā)育鉀硅酸鹽化、青磐巖化、絹英巖化、葉蠟石化以及高級泥化蝕變分帶, 金屬礦物組合從代表中低硫態(tài)的Cu-Fe-S體系, 中部貫穿Cu-As-Sb-S體系, 向上過渡為代表高硫態(tài)的Cu-S體系。這一熱液蝕變、金屬礦物分帶特征與全球許多斑巖?高硫型淺成低溫?zé)嵋旱V床相似, 如菲律賓Far Southeast-Lepanto礦床(Hedenquist et al., 1998)、阿根廷La Famatina礦床(Pudack et al., 2009)、保加利亞Elatsite-Chelopech礦床(Chambefort and Moritz, 2014)、蒙古Oyu Tolgoi礦床(Crane et al., 2012)、智利Valeriano礦床(Sillitoe et al., 2016)和我國西藏鐵格隆南礦床(唐菊興等, 2016; Yang et al., 2022)。這些礦床在高硫型與斑巖型礦化之間均存在著過渡礦化的相關(guān)蝕變礦物組合(紅柱石、葉蠟石和硬水鋁石等鋁硅酸鹽礦物)。因此, 本文認(rèn)為葉臘石±硬水鋁石±紅柱石蝕變礦物組合可以作為高硫型淺成低溫礦化向斑巖礦化過渡的找礦標(biāo)志。相比而言, ?ukaru Peki銅金礦床具有其獨(dú)特性, 如菲律賓Far Southeast-Lepanto礦床的高級泥化帶發(fā)育較寬, 高硫型礦體距離斑巖礦體較遠(yuǎn), 銅礦石礦物以硫砷銅礦為主(Hedenquist et al., 1998); 而?ukaru Peki高硫型礦體與斑巖礦體距離更近, 含銅礦物以銅藍(lán)為主。我國鐵格隆南礦床的高硫型礦化相對貧金(李光明等, 2015), 斑巖型礦體在深部鉀硅酸鹽化帶還揭露了鉬礦化(王藝云等, 2018)等, 明顯不同于?ukaru Peki銅金礦床。而且, ?ukaru Peki銅金礦床淺部高硫型銅金礦體高級泥化帶的明礬石化發(fā)育較少, 而高嶺石、地開石化則較為發(fā)育, 這可能是由于?ukaru Peki銅金礦床的賦礦圍巖以斜長角閃安山巖為主, 在熱液蝕變過程中為成礦流體提供不了足夠的K元素所導(dǎo)致(Hemley, 1980)。

?ukaru Peki銅金礦床深部斑巖型銅金礦體, 現(xiàn)階段鉆孔揭露的鉀硅酸鹽化規(guī)模相對較小。隨著深度增加, 石英硫化物脈的數(shù)量有增加的趨勢, 代表高硫態(tài)的硫化物礦物組合逐漸消失,暗示?ukaru Peki銅金礦床深邊部有擴(kuò)大斑巖型礦體規(guī)模的找礦潛力。根據(jù)礦床北西部TC220680鉆孔(圖2a)的揭露情況, 鉆孔上部以青磐巖化為主, 隨著深度增加, 絹云母化增強(qiáng), 蝕變由絹英巖化向深部綠泥石?白云母轉(zhuǎn)變; 短波紅外白云母Al-OH吸收位置也隨著深度增加向高值移動; 金屬硫化物特征表現(xiàn)為隨著深度增加, 黃銅礦與黃鐵礦比例增加, 深部零星出現(xiàn)斑銅礦, 向下Cu品位也有上升趨勢, 該孔的蝕變礦物組合、短波紅外特征、硫化物組合分帶與礦化中心位置具有相同的趨勢, 以及斑巖礦體傾向與東南側(cè)的Bor2斷層相一致。因此, 本文推測在?ukaru Peki銅金礦床北西部的深部具有尋找斑巖礦體的潛力, 同時建議加強(qiáng)斷層下盤礦體的找礦勘查工作。

傳統(tǒng)觀點(diǎn)認(rèn)為紫金山高硫型金銅礦床與東北方向羅卜嶺斑巖銅鉬礦床為同一成礦系統(tǒng), 近年來礦山勘查工作表明, 兩個礦床并不是同一個礦化系統(tǒng), 紫金山高硫型金銅礦床深部具尋找斑巖型礦體的可能性(賴曉丹等, 2023)。?ukaru Peki銅金礦床作為斑巖?高硫型淺成低溫?zé)嵋旱V床, 發(fā)育有完整的蝕變與礦化分帶, 與紫金山高硫型金銅礦床中高硫型礦體的蝕變礦物和金屬硫化物組合與其類似(張德全等, 2003; 劉文元等, 2017)。根據(jù)紫金山金銅礦床深部可見的明礬石?葉蠟石、石英?白云母蝕變礦物組合和黃鐵礦?黃銅礦?砷黝銅礦組合(劉文元等, 2017; Chen et al., 2019), 其特征類似于?ukaru Peki金銅礦床的斑巖向高硫過渡的礦體, 我們可以推測紫金山金銅礦床深邊部具有尋找斑巖?淺成低溫銅金礦體的巨大潛力。?ukaru Peki銅金礦床作為新特提斯成礦域ABTS成礦帶保存較為完好的超大型銅金礦床, 其成礦時代集中于晚白堊世90～80 Ma。近年來位于特提斯成礦域的我國岡底斯成礦帶發(fā)現(xiàn)多處晚白堊世大中型矽卡巖銅金礦床, 且該帶多處普遍發(fā)育100～80 Ma的巖漿巖(Jiang et al., 2012; Richards, 2015; Wang et al., 2019b; Guo et al., 2020; 李廣旭等, 2021), 暗示岡底斯成礦帶具有尋找晚白堊世斑巖?淺成低溫銅金礦床的潛力。

7 結(jié) 論

(1) ?ukaru Peki銅金礦床主要產(chǎn)于晚白堊世斜長角閃安山巖中, 礦區(qū)熱液蝕變強(qiáng)烈發(fā)育, 具有明顯的分帶特征, 下部為斑巖型銅金礦體, 以巖體為中心, 由內(nèi)向外可劃分為鉀硅酸鹽化帶、青磐巖化帶、綠泥石?白云母帶和石英?白云母帶, 其中綠泥石?白云母帶中的白云母SWIR Al-OH 2200 nm吸收峰波長高于石英?白云母帶; 斑巖向淺成低溫過渡銅金礦體發(fā)育硬水鋁石?葉蠟石帶; 上部高硫型淺成低溫銅金礦體發(fā)育高級泥化蝕變, 由內(nèi)向外可劃分為石英?明礬石帶、地開石?高嶺石帶和蒙脫石帶。

(2) 金屬礦物組合有明顯的分帶特征, 下部斑巖型銅金礦體由下至上表現(xiàn)為: 黃銅礦+斑銅礦組合→黃鐵礦+黃銅礦+(磁鐵礦±赤鐵礦)組合; 斑巖向淺成低溫過渡的銅金礦體部分表現(xiàn)為: 砷黝銅礦+ (斑銅礦+黃銅礦+藍(lán)輝銅礦+銅藍(lán))組合; 上部高硫型銅金礦體為硫砷銅礦+銅藍(lán)組合。總體上, 礦床下部為Cu-Fe-S體系, 中部貫穿Cu-As-Sb-S體系, 向上轉(zhuǎn)變?yōu)镃u-S體系。硫化物組合從深部早階段的高溫低硫化態(tài)轉(zhuǎn)變?yōu)橹袦\部晚階段的低溫高硫化態(tài)。在此基礎(chǔ)上, 本文提出葉臘石±硬水鋁石±紅柱石蝕變礦物組合可以作為高硫型淺成低溫礦化向斑巖礦化過渡的找礦標(biāo)志。

(3) 根據(jù)?ukaru Peki銅金礦床的蝕變礦物組合分帶特征、短波紅外, 礦物組合、硫化物分帶以及硫化物生成順序等信息, 推測該礦床北西部和深邊部具有巨大找礦潛力。本文的研究可以為Timok礦集區(qū)成礦模式構(gòu)建提供依據(jù), 也可以為對我國紫金山淺成低溫金銅礦床深邊部增儲、岡底斯成礦帶內(nèi)尋找斑巖-淺成低溫?zé)嵋恒~金礦床提供參考。

致謝:樣品采集過程中獲得紫金礦業(yè)股份集團(tuán)有限公司相關(guān)項目工程師的大力支持和幫助, 在此表示感謝; 感謝福州大學(xué)紫金地質(zhì)與礦業(yè)學(xué)院陳素余老師對實驗測試提供指導(dǎo)與幫助; 感謝實驗室各位同門師兄弟樣品處理和數(shù)據(jù)復(fù)核; 感謝審稿專家中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所陳華勇研究員和中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所江思宏研究員對本文提出寶貴意見和建議。

陳華勇, 吳超. 2020. 俯沖帶斑巖銅礦系統(tǒng)成礦機(jī)理與主要挑戰(zhàn). 中國科學(xué): 地球科學(xué), 50(7): 865–886.

韓寧, 江思宏, 白大明, 陳春良, 劉源, 康歡. 2019. 東歐南部阿普塞尼?巴納特?蒂莫克?斯雷德諾戈里斯基(ABTS)銅?金成礦帶地質(zhì)特征. 地質(zhì)通報, 38(11): 1920–1937.

侯增謙, 鄭遠(yuǎn)川, 楊志明, 楊竹森. 2012. 大陸碰撞成礦作用: Ⅰ. 岡底斯新生代斑巖成礦系統(tǒng). 礦床地質(zhì), 31(4): 647–670.

江思宏, 聶鳳軍, 張義, 胡朋. 2004. 淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V床研究最新進(jìn)展. 地學(xué)前緣, 11(2): 401–411.

賴曉丹, 張錦章, 李晶, 楊凱, 祁進(jìn)平, 蔣姣姣. 2023. 基于短波紅外光譜技術(shù)的蝕變礦物大數(shù)據(jù)定量預(yù)測方法探索. 礦床地質(zhì), 42(1): 55–65.

李光明, 張夏楠, 秦克章, 孫興國, 趙俊興, 印賢波, 李金祥, 袁華山. 2015. 羌塘南緣多龍礦集區(qū)榮那斑巖?高硫型淺成低溫?zé)嵋篊u-(Au)套合成礦: 綜合地質(zhì)、熱液蝕變及金屬礦物組合證據(jù). 巖石學(xué)報, 31(8): 2307–2324.

李廣旭, 曾令森, 高利娥, 高家昊, 趙令浩. 2021. 藏南岡底斯巖基東段朗縣雜巖早白堊世巖漿作用: 新特提斯洋二次俯沖. 巖石學(xué)報, 37(10): 2995–3034.

劉文元, 陳毓川, 劉羽. 2017. 紫金山礦田Cu-Fe-S礦物的EPMA和LA-ICP-MS微區(qū)元素分析及地質(zhì)意義. 地學(xué)前緣, 24(5): 39–53.

劉英俊, 曹勵明, 李兆麟, 王鶴年, 儲同慶, 張景榮. 1984. 元素地球化學(xué). 北京: 科學(xué)出版社: 50–415.

毛景文, 羅茂澄, 謝桂青, 劉軍, 吳勝華. 2014. 斑巖銅礦床的基本特征和研究勘查新進(jìn)展. 地質(zhì)學(xué)報, 88(12): 2153–2175.

饒東平. 2021. 多元素分析在巖性及含礦性判別的應(yīng)用——以塞爾維亞佩吉銅金礦床為例. 礦產(chǎn)勘查, 12(4): 980– 988.

唐菊興, 宋揚(yáng), 王勤, 林彬, 楊超, 郭娜, 方向, 楊歡歡, 王藝云, 高軻, 丁帥, 張志, 段吉琳, 陳紅旗, 粟登逵, 馮軍, 劉治博, 韋少港, 賀文, 宋俊龍, 李彥波, 衛(wèi)魯杰. 2016. 西藏鐵格隆南銅(金銀)礦床地質(zhì)特征及勘查模型——西藏首例千萬噸級斑巖?淺成低溫?zé)嵋盒偷V床. 地球?qū)W報, 37(6): 663–690.

王煥, 王立強(qiáng), 應(yīng)立娟, 鄭文寶. 2011. 西藏甲瑪銅多金屬礦床斑銅礦特征及其成因意義. 礦床地質(zhì), 30(2): 305–317.

王瑞, 朱弟成, 王青, 侯增謙, 楊志明, 趙志丹, 莫宣學(xué). 2020. 特提斯造山帶斑巖成礦作用. 中國科學(xué): 地球科學(xué), 50(12): 1919–1946.

王藝云, 唐菊興, 宋揚(yáng), 楊超, 林彬, 王勤, 孫渺, 高軻, 方向, 楊歡歡. 2018. 西藏鐵格隆南斑巖?高硫型淺成低溫?zé)嵋旱V床主要礦石礦物特征. 礦物學(xué)報, 38(1): 109–122.

張德全, 佘宏全, 李大新, 豐成友. 2003. 紫金山地區(qū)的斑巖?淺成熱液成礦系統(tǒng). 地質(zhì)學(xué)報, 77(2): 253–261.

張少穎, 張華鋒. 2017. 葉蠟石化蝕變過程中的元素活動性與流體性質(zhì): 以山西五臺地區(qū)白云葉蠟石礦為例. 巖石學(xué)報, 33(6): 1872–1892.

中色紫金地質(zhì)勘查院Timok項目組. 2021. 塞爾維亞紫金礦業(yè)有限公司2021年度地質(zhì)勘查工作年報.

Banje?evi? M. 2010. Upper cretaceous magmatic suites of the Timok magmatic complex., (71): 13–22.

Banje?evi? M, Cvetkovi? V, Quadt A V, Ljubovi? O D, Vasi? N, Pa?evski A, Peytcheva I. 2019. New constraints on the main mineralization event inferred from the latest discoveries in the Bor Metallogenetic Zone (BMZ, East Serbia)., 9(11), 672.

Banje?evi? M, Large D. 2014. Geology and mineralization of the new copper and gold discovery south of Bor Timok magmatic complex.: 739–741.

Barton P B. 1973. Solid solutions in the system Cu-Fe-S, Part Ⅰ: The Cu-S and CuFe-S joins., 68(4): 455–465.

Berry A J, Harris A C, Kamenetsky V S, Newville M, Sutton S R. 2009. The speciation of copper in natural fluid inclusions at temperatures up to 700 ℃., 259(1–2): 2–7.

Calder M F, Chang Z, Arribas A, Gaibor A, Dunkley P, Pastoral J, Kouzmanov K, Spandler C, Hedenquist J W. 2022. High-grade copper and gold deposited during postpotassic chlorite-white mica-albite stage in the Far Southeast porphyry deposit, Philippines., 117(7): 1573–1596.

Chambefort I, Moritz R. 2014. Subaqueous environment and volcanic evolution of the Late Cretaceous Chelopech Au-Cu epithermal deposit, Bulgaria., 289: 1–13.

Chen J, Cooke D R, Piquer J, Selley D, Zhang L, White N C. 2019. Hydrothermal alteration, mineralization, and structural geology of the Zijinshan high-sulfidation Au-Cu deposit, Fujian Province, Southeast China., 114(4): 639–666.

Ciobanu C L, Cook N J, Stein H. 2002. Regional setting and geochronology of the Late Cretaceous Banatitic magmatic and metallogenetic belt., 37(6): 541–567.

Corbett G. 2002. Epithermal gold for explorationists., 67: 1–8.

Crane D, Kavalieris I, Hedenquist J W, Harris M, Camus F. 2012. Geologic overview of the Oyu Tolgoi porphyry Cu-Au-Mo deposits, Mongolia, geology and genesis of major copper deposits and districts of the world: A tribute to Richard H. sillitoe., 16: 187–213.

Dilles J H, John D A. 2021. Porphyry and epithermal mineral deposits // Alderton D, Elias S A. Encyclopedia of Geology. Oxford: Academic Press: 847–866.

Einaudi M T, Hedenquist J W, Inan E E. 2003. Sulfidation state of hydrothermal fluids: The porphyry-epithermal transition and beyond // Simmons S F, Graham I. Volcanic, Geothermal, and Oreforming Fluids: Rulers and Witnessesof Processes within the Earth., 10: 285–313.

Etschmann B E, Liu W, Testemale D, Müller H, Rae N A, Proux O, Hazemann J L, Brugger J. 2010. AnXAS study of copper (Ⅰ) transport as hydrosulfide complexes in hydrothermal solutions (25–592 ℃, 180–600 bar): Speciation and solubility in vapor and liquid phases., 74(16): 4723–4739.

Gallhofer D, Quadt A V, Peytcheva I, Schmid S M, Heinrich C A. 2015. Tectonic, magmatic, and metallogenic evolution of the Late Cretaceous arc in the CarpathianBalkan orogen., 34(9): 1813–1836.

Guo L, Oliver J, William J S, Zhang H F. 2020. Formation and composition of the Late Cretaceous Gangdese arc lower crust in southern Tibet., 175, 58.

Gustafson L B, Hunt J P. 1975. The porphyry copper deposit at El Salvador, Chile., 70(5): 857– 912.

Hedenquist J W, Arribas R A. 2022. Exploration implications of multiple formation environments of advanced argillic minerals., 117(3): 609–643.

Hedenquist J W, Arribas R A, Aoki M. 2017. Zonation of sulfate and sulfide minerals and isotopic composition in the Far Southeast porphyry and Lepanto epithermal Cu-Au deposits, Philippines., 67(2): 174– 196.

Hedenquist J W, Arribas R A, Gonzalez-Urien E. 2000. Exploration for Epithermal Gold deposits., 13(2): 245–277

Hedenquist J W, Arribas R A, Reynolds T J. 1998. Evolution of an intrusion-centered hydrothermal system: Far Southeast-Lepanto porphyry and epithermal Cu-Au deposits, Philippines., 93(4): 373–404.

Hedenquist J W, Lowenstern J B. 1994. The role of magmas in the formation of hydrothermal ore deposits., 370(6490): 519–527.

Hemley J J, Montoya J W, Marinenko J W, Luce R W. 1980. Equilibria in the system Al2O3-SiO2-H2O and some general implications for alteration/mineralization processes., 75: 210–228.

Jakubec J, Macsporran G, Duinker P, Pittuck M, Manoljovi? P, Sucharda M, Samoukovi? M, Bunyard C, Arseneau G. 2018. NI 43-101 Technical Report-Timok Copper-Gold Project, Serbia: Upper Zone Prefeasibility Study and Resource Estimate for the Lower Zone. Nevsun Resources Ltd.: 1–427.

Jelenkovi? R, Milovanovi? D, Ko?elj D, Banje?evi? M. 2016. The mineral resources of the Bor metallogenic zone: A review., 69(1): 143–155.

Jiang Z Q, Wang Q, Li Z X, Wyman D A, Tang G J, Jia X H. 2012. Late Cretaceous (. 90 Ma) adakitic intrusive rocks in the Kelu area, Gangdese Belt (southern Tibet): Slab melting and implications for Cu-Au mineralization., 53: 67–81.

Klimentyeva D, Driesner T, Quadt A V, Ton?i? T, Heinrich C. 2021. Silicate-replacive high sulfidation massive sulfide orebodies in a porphyry Cu-Au system: Bor, Serbia., 56(8): 1423–1448.

Klimentyeva D, Velojic M, Quadt A V, Hood S. 2022. Interpretation of trace element chemistry of zircons from Bor and Cukaru Peki: Conventional approach and random forest classification., 12(11), 396.

Knaak M, Márton I, Tosdal R M, Toorn J van der, Davidovi? D, Strmbanovi? I, Zdravkovi? M, ?ivanovk? J, Hasson S, Richards J P. 2016. Geologic setting and tectonic evolution of porphyry Cu-Au, polymetallic replacement, and sedimentary rock-hosted Au deposits in the northwestern area of the Timok magmatic complex, Serbia // Richards J P. Tectonics and Metallogeny of the Tethyan Orogenic Belt., 19: 1–28.

Kolb M. 2011. Geochronology and Isotope Geochemistry of Magmatic Rocks from Western Srednogorie (Bulgaria) and Timok Magmatic Complex (East Serbia). PhD thesis, ETH Zurich: 1–4.

Kolb M, Quadt A V, Peytcheva I, Heinrich C A, Fowler S J, Cvetkovi? V. 2013. Adakite-like and normal arc magmas: Distinct fractionation paths in the East Serbian segment of the Balkan-Carpathian arc., 54(3): 421–451.

Lowell J D, Guilbert J M. 1970. Lateral and vertical alteration-mineralization zoning in porphyry ore deposits., 65(4): 373–408.

Pokrovski G S, Borisova A Y, Harrichoury J C. 2008. The effect of sulfur on vapor-liquid fractionation of metals in hydrothermal systems., 266(3–4): 345–362.

Pudack C, Halter W E, Heinrich C A, Pettke T. 2009. Evolution of magmatic vapor to gold-rich epithermal liquid: The porphyry to epithermal transition at Nevados de Famatina, Northwest Argentina., 104(4): 449– 477.

Reyes A G. 1990. Petrology of Philippine geothermal systems and the application of alteration mineralogy to their assessment., 43(1): 279–309.

Richards J P. 2009. Postsubduction porphyry Cu-Au and epithermal Au deposits: Products of remelting of subduction-modified lithosphere., 37(3): 247– 250.

Richards J P. 2015. Tectonic, magmatic, and metallogenic evolution of the Tethyan orogen: From subduction to collision., 70: 323–345.

Roseboom E H. 1966. An investigation of the system Cu-S and some natural copper sulfides between 25℃ and 700℃., 61(4): 641–672.

Schwartz G M. 1931. Intergrowths of bornite and chalcopyrite., 26(2): 186–201.

Schwartz G M. 1939. Significance of bornite-chalcocite microtextures., 34(4): 399–418.

Sillitoe R H. 2000. Gold-rich porphyry deposits: Descriptive and genetic models and their role in exploration and discovery., 13: 315–345.

Sillitoe R H. 2010. Porphyry copper systems., 105(1): 3–41.

Sillitoe R H, Burgoa C, Hopper D R. 2016. Porphyry copper discovery beneath the Valeriano lithocap, Chile., 1–20.

Stoffregen R E. 1987. Genesis of acid-sulfate alteration and Au-Cu-Ag mineralization at Summitville, Colorado., 82(6): 1575–1591.

Veloji? M, Jelenkovic R, Cvetkovic V. 2020. Fluid evolution of the ?ukaru Peki Cu-Au porphyry system (East Serbia)inferred from a fluid inclusion study.,73(3): 197–209.

Wang Y, Tang J X, Wang L Q, Li S, Danzhen W X, Li Z. 2019. Magmatism and metallogenic mechanism of the Ga’erqiong and Galale Cu-Au deposits in the west centralLhasa subterrane, Tibet: Constraints from geochronology, geochemistry, and Sr-Nd-Pb-Hf isotopes., 105: 616–635.

Yang C, Beaudoin G, Tang J X, Song Y, Wang L Q, Huang X W. 2022. Cu-sulfide mineralogy, texture, and geochemistryin the Tiegelongnan porphyry-epithermal copper system, Tibet, China., 57(5): 759–779.

Yang H H, Wang Q, Li Y B, Lin B, Song Y, Wang Y Y, He W, Li H W, Li S, Li J L. 2022. Geology and mineralization of the Tiegelongnan supergiant porphyry-epithermal Cu (Au, Ag) deposit (10 Mt) in western Tibet, China: A review., 5(1): 136–159.

Yund R A, Kullerud G. 1966. Thermal stability of assemblages in the Cu-Fe-S system., 7(3): 454– 488.

Hydrothermal Alteration and Sulfide Zoning Characteristics of the ?ukaru Peki Super-large Porphyry-epithermal Copper-gold Deposit in Western Tethys, Serbia and its Implication for Exploration

SHAN Siqi1, XIE Guiqing1, 2, 3*, LIU Wenyuan1, ZHENG Jiahao1, XING Bo1

(1. Zijin School of Geology and Mining, Fuzhou University, Fuzhou 350108, Fujian, China; 2. School of Earth Sciences and Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China; 3. MNR Key Laboratory for Exploration Theory and Technology of Critical Mineral Resources, Beijing 100083, China)

The zoning characteristics of alteration and mineralization are the key to establish the deposit model and prospecting prediction of the porphyry-epithermal copper-gold metallogenic system. The ?ukaru Peki is a newly discovered giant porphyry-epithermal copper-gold deposit (upper zone: copper 1.54 million tons @ 2.45%, gold 86 t @ 1.37 g/t, lower zone: copper 14.28 million tons @ 0.83%, gold 295 tons @ 0.17 g/t) in Timok, Serbia, Western Tethys. The orebodies are mainly hosted in the late Cretaceous plagioclase andesite, and research on its alteration and mineralizationzoning characteristics and prospecting potential is rare. In this paper, we integrated drill hole logging with short-wavelength infrared (SWIR) spectral analysis, microscopic observation, and sulfide EMPA results of rock and ore samples, and the characteristics of hydrothermal alteration and sulfide zoning were determined, and its implication for exploration was discussed. We found that the deposit has zoning characteristics of high-sulfidation epithermal copper-gold mineralization in the upper part, transitional copper-gold mineralization in the middle part, and porphyry copper-gold mineralization in the lower part. The zoning characteristics of hydrothermal alteration in the mining area are apparent. The porphyry intrusion is the centre of the porphyry-type copper-gold mineralization, and potassic alteration zone, propylitic alteration zone, chlorite-white mica zone, and quartz-white mica-zone are developed sequentially outwards. The wavelength of the white mica SWIR Al-OH 2200 nm peak position in the chlorite-white mica zone is generally higher than that in the quartz-white-mica zone. The transitional mineralization develops diaspore-pyrophyllite alterations and dickite-kaolinite superimposed with phyllic alterations. The upper high-sulfidation epithermal copper-gold mineralization develops advancedargillic, which can be divided into quartz-alunite, dickite-kaolinite and montmorillonite from inside outside. Metallic mineral assemblages also have prominent zoning characteristics: the deep to shallow zonation of chalcopyrite + bornite → chalcopyrite + pyrite + (magnetite ± hematite) for the lower porphyry copper-gold mineralization; the mainly tennantite + (bornite + chalcopyrite + digenite + covellite) for the transitional copper-gold mineralization; enargite + covellite for the upper high-sulfidation epithermal copper-gold type mineralization. Overall, the lower part of the ore deposit is a Cu-Fe-S system, the middle part runs through the Cu-As-Sb-S system, and it transforms upwards into a Cu-S system. The sulfide assemblage changes from the high-temperature and low-sulfidation state in the deep early stage to the low-temperature and high-sulfidation state in the mid-shallow at the late stages. In summary, combined with the geochemical data, we established a hydrothermal alteration and sulfide assemblage zoning model and speculated that there is an excellent mineralization potential in the northwestern and deep part of the ?ukaru Peki copper-gold deposit. This model presented may have important implications for deep exploration of the Zijinshan gold-copper deposit and late Cretaceous porphyry- epithermal copper-gold deposits in the Gangdise metallogenic belts.

porphyry deposit; high sulfidation epithermal deposit; ?ukaru Peki copper-gold deposit; hydrothermal alteration; sulfide assemblages; Timok

10.16539/j.ddgzyckx.2023.05.009

2023-01-04;

2023-03-22

國家杰出青年科學(xué)基金項目(41925011)和紫金礦業(yè)集團(tuán)股份有限公司項目(01612012)聯(lián)合資助。

單思齊(1998–), 男, 碩士研究生, 礦產(chǎn)普查與勘探專業(yè)。E-mail: fredshark@hotmail.com

謝桂青(1975–), 男, 教授, 博士生導(dǎo)師, 主要從事礦床模型與找礦預(yù)測研究。E-mail: xieguiqing@cugb.edu.cn

P618.41; P618.51

A

1001-1552(2023)05-1085-025