本文所指的强应变构造带, 即Sibson提出的具有韧性剪性质的深层次断裂构造带^①.东准噶尔地区已发现这样的构造带5条: 玛因鄂博强应变构造带、布尔根强应变构造带、阿尔曼泰强应变构造带、库布苏强应变构造带和卡拉麦里强应变构造带.据不完全统计, 在东准噶尔地区至今已发现内生金矿床7处、矿点42处、矿化点30处, 其中除金山沟、双峰山矿床及少数几个矿点属陆相火山岩型外, 其余绝大多数均属变质碎屑岩型金矿, 并且主要分布于上述强应变构造带中.同样, 经1∶20万化探圈定的主要金异常也分布于上述构造带中(图 1), 表明强应变构造带金成矿系统在东准噶尔地区具有重要的意义.

① 胡旺亮, 刘家远, 刘光海, 等.东准噶尔成矿区成矿条件与矿产资源评价研究.武汉：中国地质大学, 1995.51.

图  1  东准噶尔地区强应变构造带和金矿床(矿点) 分布

1.第四系; 2.表壳断裂; 3.深断裂及大断裂; 4.强应变构造带; 5.金矿化点; 6.金矿点; 7.金矿床; 8.Au异常; 9.强应变构造带编号: ①玛因鄂博带; ②布尔根带; ③阿尔曼泰带; ④库布苏带; ⑤卡拉麦里带

Fig.  1.  Distribution of highly strained structural belts and gold deposits (spots) and anomalies in East Junggar

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1.   强应变构造带成矿系统的时空分布

上述各强应变构造带的空间分布情况如下: (1) 玛因鄂博强应变构造带东起中蒙边界红山头北侧经玛因鄂博乌拉向西与鄂尔齐斯挤压带相接.王广瑞等^②认为该带属西伯利亚板块与哈萨克斯坦-准噶尔板块的碰撞缝合带.肖序常等^[1]则认为该带属西伯利亚板块内的晚古生代裂陷槽碰合带. (2) 布尔根强应变构造带位于布尔根河南侧, 其大地构造位置相当于加波萨尔地块南缘.构造带走向北西, 北西端被北北西向大断裂所截, 向东延入蒙古. (3) 阿尔曼泰强应变构造带西起乌仑古河北侧的扎河坝, 经恰库尔特南侧直至阿尔曼泰山脉东端.大地构造位置相当于加波萨尔地块与野马泉地块之间的碰撞缝合带^[2]. (4) 库布苏强应变构造带西起富蕴县卡姆斯特北侧, 经库布苏、库普至三个泉以东被乌通苏依泉-黑山北北西向大断裂所截.该构造带所处的大地构造单元属野马泉地块南缘火山岩浆弧带^[3]. (5) 卡拉麦里强应变构造带位于卡拉麦里深断裂北侧, 西起金斯格库木南, 向东经清水、南明水、大加山之北延伸至莫钦乌拉山南侧, 走向北西.该带所处的大地构造位置为西伯利亚板块与哈萨克斯坦-准噶尔板块的碰撞缝合带^[1].

② 王广瑞, 成守德.新疆大型－超大型矿床成矿条件与大型靶区评价研究.武汉：中国地质大学, 1995.4~10.

由上述可见, 各强应变构造带均位于各大陆板块活动性边缘带及陆块碰撞缝合带, 均为宽仅数km, 长达百km以上的狭长构造带.构造带的共同特征之一是带内岩石均塑性变形和变质, 普遍发生了强烈的片理化.一些构造带(如布尔根和卡拉麦里带) 已被认定为韧性剪切带^{[4, 5]}.在库布苏强应变构造带中也发现糜棱岩化、塑性流动构造、残余母岩碎斑, 以及S-C组构, 与构造带同方向的次级断裂显示右行滑动特征.因此, 这些构造带都是中-深层次具有韧性剪切特征的断裂带.各构造带的另一共同特征是各种岩脉发育并常发育密集分布的石英脉带, 显示出各强应变构造带内岩浆及热液活动强烈.各带出露的脉岩种类较多, 从基性的辉绿岩、安山玄武玢岩、中性的闪长岩及闪长玢岩到酸性花岗斑岩及石英钠长斑岩均较发育, 并可见斜闪煌斑岩脉.其中多数岩脉均沿构造带中同方向的次级断裂侵位, 同时又多已发生了强烈的片理化, 表明大部分岩脉形成于这些构造带的发展演化过程中.金矿化则往往产于这些岩脉内部及其附近.

根据各强应变构造带中均有下石炭统而且均已发生了强烈的片理化和相当于低绿片岩相的变质, 表明各强应变构造带均发生于早石炭世之后.此外, 在库布苏带发展演化过程中形成的花岗闪长斑岩及闪长玢岩经宜昌地质矿产研究所测得Rb-Sr等时线年龄分别为290 Ma和300 Ma, 表明强应变构造带的发展演化可延续到晚石炭世末期.

在东准噶尔地区, 泥盆纪是西伯利亚板块和哈萨克斯坦-准噶尔板块之间各洋壳板块向北侧陆块俯冲时期.在加波萨尔和野马泉地块的南缘形成了火山岩浆弧, 并且发育了中泥盆统以富中-基性火山碎屑为特征的陆源-火山碎屑岩建造.早石炭世上述各洋盆均已闭合, 但并未发生陆块间的强烈碰撞, 在卡拉麦里及玛因鄂博乌拉一带残余海盆中均形成了以那林卡拉组含碳质陆源-火山碎屑岩建造^[2]①.至中、晚石炭世各不同级别的板块相互碰撞造山而形成统一大陆^{[3, 6]}.

上述各强应变构造带不仅走向与各不同级别板块缝合线方向一致, 而且其形成时间和主压应力场方向也均与同期各地块拼贴碰撞方向一致.因此, 这些强应变构造带应是该区不同级别的陆块相互碰撞阶段的产物(图 2).

图  2  东准噶尔泥盆至石炭纪古构造格局(a, b) 及构造演化(c) 示意(据文献[1]改编)

SP.西伯利亚板块; ACF.阿尔泰加里东褶皱带; AM.阿尔泰地块; JBM.加菠萨尔地块(加里东褶皱带); ZAO.扎河坝-阿尔曼泰洋盆; YM.野马泉地块(加里东褶皱带); KO.卡拉麦里洋盆; JM.将军庙地块(准噶尔地块); YMT.伊犁-中天山板块; THM.吐哈地块; IS.额尔齐斯残余海盆; KS.卡拉麦里残余海盆; NTO.北天山小洋盆; IBAB.额尔齐斯弧后盆地; P-MZ.二叠纪至中生代盆地; 1.稳定陆块; 2.火山复理石盆地; 3.洋盆; 4.岛弧型火山岩; 5.古俯冲带, 箭头方向示俯冲方向; 6.蛇绿岩; 7.陆壳; 8.洋壳; 9.残余海盆; 10.深断裂及强应变构造带

Fig.  2.  Schematic diagram of Devonian-Carboniferous paleo-tectonic framework and evolution in East Junggar

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2.   成矿流体的特征及成因

如前所述, 强应变构造带中各种岩脉发育且与金矿化空间关系密切.例如, 库布苏金矿床中两个矿带和一个矿化带均产于闪长玢岩和花岗闪长斑岩脉中, 三个泉地区一个金矿床和两个矿点的含金石英脉均产于闪长岩及斜闪煌斑岩脉内部及边部, 南明水及清水矿床范围内基性岩脉也十分发育.为了探讨强应变构造带金成矿系统的矿质和热液的来源, 分别对库布苏、卡拉麦里两强应变构造带金矿的热液H₂O的氢氧同位素成分、成矿流体包裹体及微量元素进行了研究.成矿流体H₂O的氢氧同位素成分的有关数据见表 1和图 3.

表  1  成矿流体H₂O的氢氧同位素成分

Table  Supplementary Table   Hydrogen and oxygen isotopic compositions of H₂O in ore-forming fluids

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图  3  δ (D) -δ (¹⁸O) 关系

Fig.  3.  Relations between δ (D) and δ (¹⁸O)

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由图 3可见, 数据点多分布于正常岩浆水范围附近, 但只有库布苏的3个数据点落入正常岩浆水的范围.如果引用张理刚^[7]的资料, 则上述各点均在变质分泌水的范围之内.库布苏和卡拉麦里二强应变构造带成矿系统部分矿床(点) 含金石英流体包裹体均一温度、盐度和成分测定结果见表 2和表 3.

表  2  石英流体包裹体均一温度和盐度测试结果

Table  Supplementary Table   Results of homogenization temperature and salinity of fluid inclusions in quartz

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表  3  石英流体包裹体的成分

Table  Supplementary Table   Chemical compositions of fluid inclusions in quartz 10^-6

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由表 2可见, 库布苏强应变构造带成矿系统中成矿温度以高温为主, 卡拉麦里强应变构造带成矿系统中以中温为主, 但二成矿系统的初始成矿温度均较高.二成矿系统中成矿溶液的盐度均较低.由表 3可见, 库布苏金矿床中矿带成矿流体的阳离子以质量分数Na⁺ > K⁺ > Ca²⁺ > Mg²⁺或Ca²⁺ > Na⁺ > K⁺ > Mg²⁺为特征, 北矿带为Ca²⁺ > K⁺ > Na⁺型.目前已有的研究表明, 不同成因的热液其盐度和阳离子类型是有区别的.Roedder认为热液中过量的K⁺可能代表了岩浆的贡献, 提出岩浆热液的w (Na⁺) /w (K⁺) 比值一般小于1, 地下水有关的矿床成矿流体中w (Na⁺) /w (K⁺) 值大于1 (据文献^{[9, 10]}).张德会等^[9]在综合研究了国内外一些矿床流体包裹体参数后认为, 较高的盐度(> 30%) 和高w (K⁺) /w (Na⁺) 比值(> 1) 是确定成矿流体源自岩浆的主要证据.季克俭等^[11]认为在岩浆结晶过程中Ca²⁺总是优先进入长石等矿物晶格, 因此岩浆结晶不可能产生富Ca²⁺的热液.库布苏金矿的成矿流体就是富Ca²⁺或富Na⁺而低K⁺的成矿热液, 因此不具备岩浆热液的特征.这一结论得到了稀土等微量元素资料的支持.经分析, 含矿的闪长玢岩和花岗闪长斑岩脉与含金石英脉之间不存在密切的物质来源关系.艾盖巴依金矿床和三个泉矿点的成矿热液中虽然表现为K⁺ > Na⁺ > Ca²⁺的特征, 但是它们的盐度都很低(< 4.2%), 因此也不具备岩浆热液的特征.据王莉娟^[13]研究, 火山沉积深变质改造层控床成矿流体随蚀变作用加强, 离子由Na⁺-Mg²⁺- (Ca²⁺) -Cl^-型演变为Na⁺-Ca²⁺-Cl^-型和K⁺ (Na⁺) -Ca²⁺-Cl^-型.王华田^[10]也指出变质岩和变质成因的石英包裹体中有K⁺ > Na⁺ > Ca²⁺ > Mg²⁺的特征.可见, 变质热液中阳离子组合类型多样, 可出现K⁺ > Na⁺的情况.三个泉和艾盖巴依金矿的成矿流体可能属此类.

库布苏强应变构造带成矿流体的另一个特征是气相中含CH₄和H₂等还原性气体和富含CO₂.在三个泉地区的矿床(点) 中还可见富CO₂ (> 50%) 和纯CO₂包裹体.Yardley^[14]提出, 变质过程产生的流体会因不混溶作用演化为含少量CO₂而高盐度卤水和低盐度的H₂O-CO₂流体.Phillips等^[15]认为低盐度、较高温度和还原条件的CO₂-H₂O流体是变质成矿流体的共同特征.库布苏强应变构造带成矿系统中的成矿流体具备上述变质成矿流体的所有特征.卡拉麦里带缺乏流体成分资料, 但由包裹体均一温度和盐度可知它们与库布苏带有共性.结合流体H₂O的氢氧同位素资料可以推断, 两带成矿流体都属于变质流体.

3.   成矿系统矿源及成矿热动力机制

据1∶20万化探资料统计, 东准噶尔地区Au丰度较高的地层有下石炭统那林卡拉组(1.47×10^-9)、中泥盆统蕴都卡拉和北塔山组(1.40×10^-9)、托让格库都克组(1.83×10^-9) 和志留系(3.66×10^-9).除志留系属野马泉地块的基底外^[3], 其余均为形成于残余海盆或与陆缘弧火山喷发有关的(含碳质) 陆源-火山碎屑岩建造.东准噶尔绝大多数金矿床(点) 均产于上述地层中^[12].此外, 处于碰撞缝合带的卡拉麦里和阿尔曼泰带中均含有较多蛇绿岩块.据谢德顺等^③研究, 超基性岩是准噶尔地区Au丰度最高的岩类.清水至南明水矿化富集段也是蛇绿岩块最发育的地段, 阿尔曼泰带中的扎河坝和臭水泉矿点也均产于超基性岩附近.上述地层和蛇绿岩块构成了潜在的金矿源层(体), 在上述各强应变构造带中分布普遍.由此可见, 这些强应变构造带所处的特殊大地构造环境使其具备了较丰富的金矿源条件.

③ 谢德顺, 邓振球, 王欣观.新疆北部地球化学特征及地质找矿效果.新疆第二届天山地质矿产讨论会论文集.1991.426~427.

如前所述, 强应变带成矿系统中成矿流体多属温度较高的变质流体, 但是东准噶尔地区地层变质程度一般仅达葡萄石-绿纤石相, 变质温度较低(低于350 ℃, Winkler, 1976, 据文献[16]), 不利于Au的活化和产生上述高温成矿热液; 但是强应变构造带内则不同, 变质程度明显偏高, 可达绿片岩相^[17] (温度可达400 ℃, Winkler, 1976, 据文献[16]).产生这一现象的原因如下: (1) 强应变构造带是强烈挤压剪切的断裂活动带, 构造活动过程中可以释放大量热能; Molnar等人(1983) 经韧性断裂摩擦生热分析认为, 剪切所产生的热比上下岩石的地热梯度可能高一个数量级; Nicolas (1984) 认为剪切作用可使剪切带内升温几百度, 足以产生岩浆(据文献[18]). (2) 这些构造带切割深度较大, 导致岩浆上升形成大量岩脉, 这些上升的岩浆带来了大量热能. (3) 这些构造带都具有韧性剪切性质, 构造带内岩石变形所发生的差异滑动为流体在岩石中的运移开辟了通道^[16], 有利于深部变质带中产生的高温热液沿构造带上升.它们不仅可以带来成矿物质和热能, 而且可以有效地改变构造带内的水/岩比值, 改善深部热能向上的传导能力, 加快了构造带内的变质反应; 因此, 对于Au的活化迁移来说强应变构造带内部具有更优越的条件.这应是东准噶尔地区绝大多数内生金矿床(点) 及异常均属强应变构造带成矿系统的原因.

在经过图像比值合成处理的TM图像上, 库布苏和卡拉麦里两条强应变构造带均显示为菱块细颈化构造影像特征.狭窄的细颈部往往是近东西向和北西及北北西向断裂与强应变构造带相交的部位, 岩石强烈挤压, 显示韧性变形特征.在相对宽阔的伸展区具脆韧性变形特征, 内部往往由网状强应变带和夹于其间的菱块状弱应变域构成.上述现象显示了强应变构造带内部应力的不均一性.这种不均一的应力场是驱动成矿流体迁移富集成矿的动力.事实上, 强应变构造带成矿系统中矿化是很不均一的, 矿床(点) 成群集中分布于伸展区近强应变细颈部位的地段.卡拉麦里带中的清水、白山包、六棵树和南明水等矿(床) 点群, 以及库布苏带中的库布苏矿床和三个泉矿(床) 点群均产于这种部位(图 4和图 1).显然, 上述分布规律与强应变构造带内产生的或深部上升的变质成矿热液从强烈挤压的细颈带向相对低压的伸展区排放有关.

图  4  卡拉麦里金矿点分布与构造的关系

Fig.  4.  Relationship between structure and distribution of gold ore spots in Kalamaili

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强应变构造带成矿系统的容矿构造都是构造带较晚阶段形成的次级断裂及裂隙.在南明水和清水一带, 它们相当于韧性剪切带中的R, P, D和T等剪切裂隙及张裂隙(图 5).在库布苏和三个泉地区的矿床(点) 中, 金矿体及矿脉多产于与构造带方向一致的D剪切断裂侵位的岩脉中.这些岩脉相对于泥质粉砂质板岩及千枚岩等围岩是脆性的地质体, 在构造带的进一步演化过程中控制断裂的再活动, 使这些岩脉中产生断裂破碎带(如库布苏) 和有利于热液活动的裂隙(如三个泉地区).这些破碎带、断裂及裂隙控制了蚀变岩型金矿体和含金石英脉的分布.

图  5  南明水49号金矿点的容矿构造

Fig.  5.  Host structures of No.49 gold ore spot in Nanmingshui

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