新疆东准噶尔松喀尔苏斑岩型铜金矿床的火山构造系统及其控矿作用

张 栋,范俊杰,刘 鹏, ,潘爱军,王治华, ,张 峰,赵 军,雷文大

(1.中国人民武装警察部队 黄金地质研究所,河北 廊坊 065000;2.中国地质大学(北京) 地球科学与资源学院,北京 100083;3.中国人民武装警察部队 黄金第八支队,新疆 乌鲁木齐 830057)

松喀尔苏斑岩型铜金矿床位于新疆北部准噶尔盆地东缘,卡拉麦里断裂带以南的巴塔玛依内山陆相火山沉积盆地内,是与石炭纪陆相火山活动有关的矿床之一。该矿床由新疆地勘局第一区调大队于1998~1999年发现,由武警黄金部队经过矿产资源评价、开展了一系列科研工作后又有新进展,目前正对它进行勘查评价工作。

卡拉麦里地区是以金为主的成矿带。前人对该地区韧性剪切带型、浅成低温热液型金成矿作用和构造控制等方面积累了丰富的研究成果(张以熔等,1992;陈仁义,1993;高怀忠等,2000;杨富全和吴海,2000;刘家远,2001;李华芹等,2004;彭晓明等,2004;杨富全等,2005;路彦明等,2007,2010a,2010b;聂晓勇等,2009;张继武等,2009;徐斌等,2009;徐斌,2010;张玉杰等,2013)。针对卡拉麦里地区断裂构造体系与演化(李锦轶等,2009;吴润江等,2009;赵磊等,2012)、陆相火山机构类型(谭佳奕等,2010)和准噶尔盆地东缘构造–成盆过程与演化(孙文军等,2014;王学斌等,2014)等方面的研究程度较高。最近,在松喀尔苏斑岩型铜金矿床成因、成岩成矿时代与地质环境等方面(张栋等,2013,2014;张峰等,2014)获得了新认识。但涉及该矿床构造控矿作用的研究还比较薄弱,特别是矿床处于陆相火山岩地区,火山构造系统和矿床关系未能厘清,制约了矿床深入研究。

矿床或矿田的构造控制作用需要依靠地质分析,查明相关构造、岩体和矿体之间的交切关系和相互配置是研究的关键(郭俊华等,2009;郭晓东等,2010;钱建平等,2011;卿敏等,2011;马宝军等,2012)。本文比较详细地开展了矿床及外围大比例尺火山岩相–构造填图、矿床构造控制研究和构造应力场分析,借助高精度遥感图像解译,基本查明火山构造系统对矿床的控制作用。并结合卡拉麦里地区构造演化资料,试图探讨矿床控矿构造形成演化和机制,初步构建控矿模式,指导下一步勘查工作。

1 地质背景与矿床地质

东准噶尔位于西伯利亚板块和哈萨克斯坦–准噶尔板块的结合部位。卡拉麦里地区属于准噶尔北缘古生代陆缘活动带内的泥盆纪–石炭纪残余洋盆,南侧与准噶尔中央地块毗邻(何国琦等,2004)(图1a),它属于中亚–兴蒙成矿域,是中亚地区晚古生代斑岩铜矿带中部的巴尔喀什–准噶尔铜矿带(成守德,2006)。卡拉麦里历经了早古生代古陆的裂解和有限洋盆形成、晚古生代早期(D)俯冲、晚古生代中期(C1)碰撞造山(包括残余洋盆)、晚古生代中晚期(C1-2)后碰撞挤压向伸展转换、晚古生代晚期(C2-P)后碰撞伸展和中生代陆内成盆等构造事件(李锦轶等,1990;肖序常等,1992;陈衍景,1996)。

卡拉麦里地区由南北两侧发育的卡拉麦里和清水–苏吉泉深大断裂所围限的区域组成,线性构造特征醒目,呈北西走向展布。由泥盆纪蛇绿岩(李锦轶,1995;舒良树和王玉静,2003;唐红峰等,2007a)、泥盆纪–早石炭世弧前沉积岩系、早石炭世洋底硅泥质沉积岩块和早石炭世早期残余海盆沉积岩系组成(李锦轶,1995)。断裂带北侧发育大面积富碱花岗岩类,有黑云母花岗岩、碱长花岗岩和碱性花岗岩等,呈岩基状(少数呈岩枝状)沿清水–苏吉泉断裂以北侵入于泥盆纪–早石炭世弧前沉积岩系中,具多期侵入特征。富碱花岗岩成因上分属于铝质或碱性A型花岗岩,同位素年龄(锆石LA-ICPMS U-Pb)介于313~283 Ma(苏玉平等,2006,2008;唐红峰等,2007b;李永军等,2009),属于东准噶尔后碰撞深成岩浆活动范围(330~265 Ma,韩宝福等,2006)。断裂带以南由早石炭世–二叠纪的具磨拉石特征的粗碎屑岩和后碰撞陆相火山岩组成(吴润江等,2009),以角度不整合发育于泥盆纪被动陆缘之上(李锦轶,1995)。陆相火山岩沿卡拉麦里断裂带南麓呈带状分布,从双井子、巴塔玛依内山和金山沟,向东延伸至巴里坤双峰山和伊吾北山一带。火山岩以巴塔玛依内山组安山岩类为主,次为玄武岩、流纹英安岩、流纹岩和火山碎屑岩,岩石化学上属碱性较高的钾质火山岩及板内碱性玄武岩,形成于石炭纪(粗面安山岩锆石SHRIMP U-Pb年龄350 Ma、玄武安山岩和流纹岩锆石 LA-ICP-MS U-Pb年龄范围为323~306 Ma)(谭佳奕等,2009;Xiao et al.,2011;Su et al.,2012),属于碰撞后伸展或后碰撞环境(胡霭琴等,1997;赵振华等,2001;吴小奇等,2009;毛治国等,2010)。

松喀尔苏铜金矿床的热液成矿系统与花岗斑岩复式岩体有关(图1b,c)。早期侵入体是中深成相似斑状花岗闪长岩,晚期侵入体是浅成相花岗斑岩,两者之间过渡相为中浅成相花岗细晶岩。在花岗斑岩侵入之后,有少量辉长玢岩、辉长闪长岩和石英霏细斑岩等中–基性和酸性岩脉侵入于花岗斑岩和围岩中。复式岩体侵入中泥盆统卡拉麦里组沉积岩和石炭系巴塔玛依内山组安山质火山岩中。晚期花岗斑岩体出露面积约 0.08 km2,呈岩墙和少量岩枝产出,平面形态为不规则状、透镜状,剖面形态为近直立筒状。岩体与围岩呈平整状、波状和锯齿状接触。岩体内有围岩捕虏体,岩体边缘至围岩约60 m发育热液角砾岩带。

岩浆系统研究表明(张栋等,2014),成矿作用在时间、空间和成因上与晚期花岗斑岩相关。花岗斑岩具有富水、富挥发性和岩浆爆破作用的氧化性岩浆特点,具有后碰撞钙碱性花岗岩类地球化学亲缘性,其岩浆起源于挤压–伸展转换期的壳–幔岩浆过渡带。幔源岩浆注入、软流圈地幔底侵作用和壳–幔岩浆混合作用是形成含矿斑岩的主导因素。

图1 松喀尔苏铜金矿床区域地质图(a,据李锦轶等,1990;新疆国家305项目,1994;何国琦等,2004),矿床地质图(b,据新疆第一区调大队,2000)和矿床剖面图(c)Fig.1 Regional geological map (a),geological map (b) and geological section map (c) of the Songkaersu copper-gold deposit

矿化–蚀变系统具有斑岩型矿床特征。铜金矿体呈似板状产于斑岩体西接触带,地表矿体(Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ号)呈大致平行或侧列分布,走向近南北,倾向西,倾角 30°~70°,呈透镜状及不规则状。共圈出11个不同规模的盲矿体,产状基本同地表矿体,呈似板状。围岩蚀变具有分带性,从岩体向围岩依次发育绢英岩化带、高岭石化带和青磐岩化带,与成矿相关的蚀变带为绢英岩化带,热液蚀变为高岭石–绿泥石–绢云母–石英–黄铁矿组合。矿化围绕接触带分布具有分带性,从斑岩内部至围岩依次为斑岩浸染状(Cu)→接触带细网脉状(Cu-Au)→围岩构造裂隙细脉状(Au)矿化类型,为斑岩成矿系统产物。成矿流体系统支持流体及流体中物质来源于岩浆,成矿晚阶段有大气降水混入,成矿作用是岩浆–热液过程的产物(张栋等,2014)。成岩成矿年代学研究表明,含矿花岗斑岩锆石 SHRIMP U-Pb 年龄为 349.1±4.5 Ma(MSWD=1.5,n=14)(笔者未发表数据),成矿期绢云母40Ar-39Ar坪年龄为338.6±2.6 Ma(张栋等,2013),说明成岩成矿作用发生在早石炭世中期。

2 火山构造系统及其控矿作用

2.1 构造系统

新疆北部东准噶尔构造系统受古亚洲洋地球动力学体系控制,属于中亚构造域,表现为近东西走向的线性构造、和南北向水平挤压作用。松喀尔苏铜金矿床及其相邻地区与东准噶尔构造带具有生成联系,属于它的次级构造系统,包括:(1)卡拉麦里逆冲推覆断裂带,主干深大断裂与分支浅表断裂向南逆冲推覆;(2)基底正断层,位于陆相火山活动前相对早的基底中,正断层切穿同一岩性的基底或为不同岩性基底的分界断层,控制后期陆相火山活动,为陆相火山沉积盆地的发育奠定基础;(3)火山构造(图2),位于石炭系陆相火山岩中,少部分位于基底泥盆系地层中,以中心式火山作用为主,形成的构造类型包括破火山口、火山穹窿、火山断裂、次火山岩体等,其中具环状和放射状断裂的破火山口构造和次火山岩构造是控矿火山构造的主要构造类型。

图2 松喀尔苏铜金矿床及其相邻地区火山岩相–构造图(a)和QB遥感影像及解译图(b)Fig.2 Map showing the volcanic lithofacies-structural (a),and Quick Bird remote sensing and interpretation (b) of the Songkaersu copper-gold deposit and its adjacent regions

2.2 火山构造系统特征

火山构造是火山作用形成的火山岩、次火山岩体等火山产物及其构造形迹(翟裕生和林新多,1993;陶奎元,1994)。火山构造系统按火山机构组合分类依次划分为火山喷发区(带)、火山机构组合(火山构造洼地、火山构造隆起)和火山构造类型(盾火山、泛流玄武岩、火山渣锥、层火山、低平火口、破火山口和火山穹窿等)(陶奎元,1994)。根据遥感影像和地质调查,松喀尔苏铜金矿床及其外围属于卡拉麦里陆相火山岩带,主要火山构造类型包括破火山口和火山穹窿。

2.2.1 火山岩相

通过矿床及其外围 1∶1万火山岩地区填图工作,结合前人对火山岩区岩相划分方案(谢家莹,1996;谭佳奕等,2009),本文将该区火山岩相划分为火山颈相、次火山岩相、浅成相、溢流相、爆发相、爆发–喷发沉积交互相和喷发沉积相。

(1)次火山岩相 在泥盆系基底和石炭系陆相火山岩中表现形式不同。基底中泥盆统卡拉麦里组,表现为寄生破火山口,在破火山口中心充填多期分异的次火山岩相英安流纹斑岩、石英霏细斑岩等酸性岩株,围绕破火山口溢流相中基性玄武安山岩和次火山岩相英安流纹斑岩脉受环状断裂控制;巴塔玛依内山组陆相火山岩,发育主破火山口,火山口中心充填火山颈相流纹斑岩株,外围次火山岩相流纹斑岩脉受环状断裂控制,围绕主破火山口环状分布,中–基性火山岩、火山碎屑岩由破火山口至外围呈溢流相→爆发相→爆发–喷发交互相→喷发沉积相。

(2)火山颈相 发育在石炭系巴塔玛依内山组陆相火山岩地层内的主破火山口中心,充填有次火山岩相流纹斑岩株(图3a),少量发育在破火山口外围,沿环状断裂分布的流纹斑岩脉(图3b)。两者都发育隐爆角砾岩,以长英质角砾岩为主(图3c、d),破火山口中心部位伴生少量玄武质角砾岩(图3e)。隐爆角砾岩的出现代表其产于火山机构下部破火山口附近,是火山通道的重要识别标志(王璞珺和冯志强,2008)。

(3)溢流相 发育在基底泥盆系中,呈线状分布的火山岩(图3f),以中–基性的安山岩、玄武安山岩和玄武岩为主。少量发育在巴塔玛依内山组中,呈围绕破火山口的环状分布。

(4)爆发相 发育在巴塔玛依内山组陆相火山岩中,在基底地层中不发育。岩性为安山质集块岩(图3g),集块呈刚性岩块(部分塑性变形,表现为火山弹),角砾大都呈棱角状,胶结物为安山质凝灰岩。在爆发相外围与喷发沉积相过渡部位,出现两者的交互相,为安山质熔结凝灰角砾岩(图3h)与晶屑凝灰岩互层,代表一种交互式或间歇式喷发特点。

(5)喷发沉积相 以安山质晶屑凝灰岩为主,少量玻屑及岩屑凝灰岩,或凝灰岩与沉凝灰岩互层,呈大面积分布,远离破火山口。

2.2.2 火山构造

松喀尔苏铜金矿床及其外围有两种火山构造类型(图4)。一种为火山穹窿,正地形,呈溢流相中–基性玄武岩、玄武安山岩和酸性流纹岩互层,出现在火山盆地边缘的松喀尔苏西部;另一种为具有环状和放射状断裂的破火山口构造,负地形,呈火山颈相、次火山岩相–浅成相中酸性侵入杂岩体,出现在矿床附近。两种火山构造彼此之间具有生成联系,反映同一陆相火山作用下形成的不同构造类型,其中破火山口构造与岩浆上侵后大量喷出、基底下陷和剥蚀程度有关。

(1)破火山口构造 在火山构造盆地内沿推测的喷发中心分布 5个破火山口(图4b),其分布受 NW走向基底断层控制的基底沉陷围限,呈近北西走向串珠状排列。破火山口形成与中心型火山作用有关,平面形态以椭圆形和圆形为主。地形上往往呈中心下凹的盆地,周围有不规则的火山岩系构成的陡崖,包括溢流相安山质熔岩和次火山岩墙(岩脉),破火山口内部岩层向中心倾斜,外围岩层呈围斜状向外倾斜。破火山口周边发育环状、放射状断裂,破火山口内部发育次火山杂岩体,构成破火山口的物质以流纹–英安岩建造的多相火山–侵入杂岩体为特征,均出现比较强烈的硅化、绢云母化和高岭石化等蚀变。在遥感影像上呈现较复杂的线环结构。

(2)火山断裂构造 火山成因环状及放射状断裂是破火山口构造的配套构造。按性质分为放射状和环状断裂,放射状断裂常切割环状断裂,反映其形成略晚于环状断裂。按产状分为EW走向组、SN走向组和 NE走向组(图2)。控制火山岩和次火山岩–浅成侵入杂岩体的分布。矿床外围次火山岩类为英安流纹斑岩和石英霏细斑岩,受基底寄生破火山口发育的火山通道及外围的环状断裂控制,呈岩株和岩脉产出。浅成斑岩为含矿花岗斑岩体,受放射状断裂控制。以矿床控矿断裂为例说明。

(3)EW 走向放射状断裂 区域上,该组断裂表现为切割环状断裂的特点。矿床发育的 F1断层,出露长度约 100余米,走向 100°,倾向北,倾角较陡75°,主体以压性为主,兼有剪切性质。压性表现为构造破碎带,卷入带内岩石强烈压扁碎裂岩化,呈磨圆度较好且均一混杂的碎斑岩、碎粉岩和断层泥。F1断层配套产生次级断裂构造,位于F1断层下盘(南盘),呈SN走向和NE走向,由南北向张性断层(F2)、北东向压剪性断层(F3)共同指示F1断层为右行走滑–压性断层(图5)。

(4)NE走向放射状断裂 区域上,该组断裂表现为切割火山岩的密集剪节理裂隙带。矿床发育的F3断层,延长 20~100 m,走向 65°,倾向 NW,倾角65°~80°,具压剪性质,雁列式排列产出,沿断层有霏细斑岩脉侵入,是控制矿床外围金矿化体的断层。

(5)SN走向环状断裂 区域上,该组断裂控制溢流相中–基性火山岩和次火山岩相中酸性火山岩的线状分布。矿床发育的F2断层,为接触带矿体的控矿构造,产出在含矿斑岩体西接触带,延伸向深部尖灭较快(约200 m),延长约80 m,走向 180°,倾向西,倾角55°~65°。断面不平直,宽窄不一,为张性断层,配套小构造简单,多为张剪性质节理。该断层为早期SN向环状断裂被近 EW 向放射状断裂切割后,又与岩体接触带复合的控矿接触带–断裂构造。

图3 火山岩相典型照片Fig.3 Photos showing the characteristics of the volcanic lithofacies of the Songkaersu copper-gold deposit and its adjacent regions

图4 松喀尔苏铜金矿床及其相邻地区ETM遥感影像(a)和解译的火山构造轮廓(b)Fig.4 ETM remote sensing map (a),and volcano-tectonic configuration of ETM remote sensing interpretation map (b)of the Songkaersu copper-gold deposit and its adjacent regions

图5 松喀尔苏铜金矿床控矿断层关系与性质示意图Fig.5 Relationship and property of the ore-controlling faults of the Songkaersu copper-gold deposit in the ore field

(6)次火山岩体构造 次火山岩体构造包括次火山岩体的接触带、原生裂隙、各种成因的角砾岩及叠加的构造裂隙等,其直接控制矿床和矿体的产出部位、形态及产状(翟裕生和林新多,1993)。该矿床主要表现为侵入接触带构造,包括早中晚各期岩体之间的脉动侵入接触构造,以及晚期花岗斑岩侵入到火山岩、沉积碎屑岩中形成的接触带构造。

(7)角砾岩体构造 各种成因角砾岩是浅成岩浆作用的一种特殊形式,多数情况下同浅成侵入体和次火山岩紧密伴生。矿床主要表现为围绕浅成斑岩体边缘约60 m内发育热液角砾岩带。热液角砾岩带具有过渡性,内接触带角砾和胶结物以岩浆、热液和金属硫化物为主,外接触带以围岩为主。内接触带角砾岩中角砾呈椭圆状,砾径较大,成分复杂,既有稍早侵入的岩浆物质如花岗细晶岩成分,也有热液交代的硅质、长英质和碳酸盐成分,胶结物全部由热液物质组成,常见石英、斜长石、绢云母、绿泥石和方解石,黄铁绢英岩化蚀变强烈。外接触带角砾岩成分同围岩一致,成分以砂岩、安山岩为主,少量发育花岗细晶岩,角砾次棱角–次圆状,砾径大小不一,分选性差,胶结物由黏土杂基和少量热液物质组成。

2.3 火山构造控矿作用及其规律

2.3.1 火山构造控矿作用

矿床东侧发育于泥盆系基底内的寄生破火山口控制了矿床空间定位,是控制矿床形成的主要火山构造。由于破火山口的形成经历了长期复杂的地质作用,如断层的产生、火山喷发和次火山岩的侵入等交替进行,导致控矿构造和成矿作用的发生。Sillitoe et al.(1984)探讨了破火山口构造对金银矿床的控制,初步建立了与谷型破火山口有关的可能矿床理想模型。对照该模型,认为模型中产于地表破火山口浅部火山岩内的浅成低温热液型金银等矿化,如脉状金矿体在本矿床大部分已经被剥蚀。矿床与破火山口构造有关,虽整体遭受比较强烈的剥蚀作用,但矿床处于负地形环境,含矿斑岩体伴生的热液角砾岩带清晰,显示矿床范围剥蚀程度尚浅,控矿火山构造特征得以保存。除少量残存在安山质火山岩内,受火山断裂控制的含金石英细脉状矿化外,主要矿化类型为斑岩型。

与破火山口配套的火山断裂构造,包括 EW 走向的放射状断裂F1和SN走向的叠加有侵入体接触带构造的环状断裂 F2,联合控制了含矿花岗斑岩体侵位和矿化接触带空间产出。相对于斑岩体近接触带中高温热液成矿作用,远离斑岩体的部位则以断层或节理裂隙充填细脉状为主,具有一套中低温Au-Ag-Pb-As-Sb-Hg的成矿元素组合,矿床外围表现为火山质围岩中沿构造裂隙充填的 Au矿化体受F3断层控制。

含矿斑岩矿化接触带露头揭示,在侵入岩体边部围岩中,除早期南北向张性裂隙带外,还叠加有岩体上侵形成的水平张节理、“X”型剪节理(图6),并且充填有含铜金石英细脉,是接触带矿体主要容矿构造。矿体局限在花岗斑岩西接触带附近,接触带同时也受火山断裂 F2控制,受岩浆侵入时发生脆性破裂作用,为含矿热液流体沉淀富集形成良好的空间条件。沿接触带内凹以及张剪性裂隙系统是形成细脉状接触带铜金矿体的有利地段。同时斑岩体顶边部受岩浆侵位后冷凝收缩所形成的原生密集裂隙系统是形成斑岩体内部网脉状和浸染状铜矿化的有利地段。通过钻孔岩心观察花岗斑岩体内部的各种蚀变脉体,对脉体的产状、厚度及密度变化进行测量,进一步说明这些蚀变脉体属于侵入接触带构造应力破裂充填脉。脉体主要受岩体顶部和边部的横张节理和平缓剪节理控制,为构造应力与流体压力联合作用下,岩体顶边部岩石冷凝收缩和破裂、成矿流体注入破裂并结晶固化结果(张栋等,2014)。

矿床发育的角砾岩体构造具有一定的控矿作用。角砾岩体处于相对浅成且开放的空间,为不同性质的流体混合提供通道和场所。矿床中热液角砾岩具有不同程度矿化,以内接触带热液和岩浆物质胶结的角砾岩矿化较好,角砾和胶结物均有金属硫化物,铜含量介于0.052%~0.10%,最厚处(斜深厚度)可达 37 m。热液角砾岩中角砾具特征的圆化特征,并且角砾成分以稍早期岩浆物质为主,这些特点进一步说明角砾岩体与岩浆爆破作用和早中期岩浆侵入体的岩浆流体释放有关(张栋等,2014),表明含矿斑岩侵位前的角砾岩体空间有成矿流体贯入,角砾岩体构造对成矿有一定的控制作用。

总体上,接触带细脉状铜金矿体形态和矿化富集受岩体侵入接触带构造和火山断裂构造共同控制,斑岩体内部网脉状、浸染状铜矿体与岩体侵入后产生的原生裂隙构造和角砾岩体密切相关。远离接触带的火山质围岩中,未被剥蚀的少量脉状金矿化体受火山断裂控制。

2.3.2 火山构造控矿规律

图6 松喀尔苏铜金矿床侵入接触带构造素描图(素描位置:Sd5节理测量点,见图1)Fig.6 Sketch map showing the intrusive contact structure between the granite porphyry and the sandstone of the Songkaersu deposit in the ore field

火山构造控矿作用表现在NW走向的区域深大断裂控制火山构造盆地,NW 走向的基底断层控制串珠状破火山口,赋存于泥盆系基底内破火山口构造派生的次级EW走向和SN走向的火山断裂交汇部位,控制含矿斑岩体侵入和矿化带范围,岩体侵入过程中形成的侵入接触带构造控制矿体和矿化类型,而 NE走向的火山断裂或节理裂隙带对矿化具有叠加作用。构造控制作用具有一定规律性,表现在:

(1)多级控矿规律 矿床所在的巴塔玛依内山火山构造盆地属于一级构造,控制了浅成低温热液型金矿化带展布;火山构造盆地内的破火山口构造属于二级构造,控制矿床范围;由破火山口构造派生的火山断裂构造控制含矿斑岩体侵入和矿化带展布。不同等级的构造形迹之间彼此具有生成联系和依次控制关系,对成矿作用展布起到多级控制作用。

(2)复合控矿规律 矿床首先表现为EW走向和SN走向的火山断裂交汇部位控制含矿斑岩体侵入和矿化带展布,NE走向的断层或节理裂隙带控制围岩内脉状矿化体,断裂交接处应力集中造成岩石破碎,利于热液流体进入而成矿;其次表现为复合接触带控矿,岩体接触带生成后,又与火山断裂构造复合,形成复合的接触–断裂带,致使原始接触带构造局部受到改造,进一步成为利于含矿热液流体渗流和矿石沉淀的构造薄弱带。

(3)结构面控矿规律 不同力学性质结构面具有不同的控矿作用。规模较大的F1压剪性断层为导矿构造,其结构面处于挤压状态易于愈合常起遮挡作用,因而为岩浆运移定位提供场所;F2张性断层为容矿构造,其结构面处于相对开放状态易使应力驱动下运移的岩浆热液和不同性质流体在此充分接触并沉淀金属形成矿体;剪性断层因其切割较深、破裂面平直,易于连通深部和微小节理裂隙发育,含矿热液流体较易进入而富集沉淀,表现为接触带外围受 F3压剪性断层或剪节理密集带控制的脉状金矿化体。

(4)侵入接触带构造控矿规律 花岗斑岩浆侵位后形成的岩体与围岩之间的接触带、近接触带的层间构造带和远接触带的引张性构造等是与岩浆热液作用有关的成矿场所。侵入接触构造具体控制不同的矿化类型的空间定位。从岩体向围岩,岩体内的原生构造裂隙、接触带构造和张性断层构造以及围岩中的剪切裂隙带控制着不同的矿种、矿化蚀变类型、成矿元素组合以及矿石结构构造等,这些构造组合是斑岩成矿系统产物。

2.4 构造应力场

矿床不同地质体内节理构造发育,剪节理和张节理均有,以剪节理为主。对矿床多处露头进行观察分析,于矿床内设置节理测量点6个(Sd1~Sd6)(图1b),通过节理玫瑰花图、节理等密图优选出产状,通过赤平投影求得点应力状态,从而恢复不同时期的构造应力场。

矿床受具有环状和放射状断裂的破火山口构造控制,火山断裂和侵入接触带等派生的次级节理裂隙发育,有时晚期变形会利用和改造早期先存破裂面,因此在进行节理分期配套时难度较大。剪节理构造主要有八组:①140°~150°∠70°~75°,②50°~65°∠60°~70°,③210°~225°∠25°~70°,④95°~100°∠25°~55°,⑤335°∠5°,⑥15°∠85°,⑦180°∠75°,⑧270°∠20°,含矿节理以①、③和④为主。在系统观测和统计近40次后,根据节理相互交切及与地质体的关系,在不同地质体的测量点划分出 3期应力状态归属比较明确的共轭剪节理(表1)。

通过节理的统计与分析,恢复出三期构造应力场(图7)。成矿前构造应力场:基底泥盆系地层发育的共轭剪节理主应力方位 σ1为 320°∠20°,在其主压应力作用下,形成 NW 走向的基底正断层;主成矿期构造应力场:矿化蚀变花岗斑岩内优势共轭剪节理产状求得主应力方位 σ1为 5°∠10°,在其主压应力作用下,形成EW走向的压性断层和SN走向的张性断层,与控岩控矿断层性质吻合;叠加成矿期构造应力场:矿化接触带中含矿共轭剪节理求得主应力方位σ1为342°∠45°,在其主压应力作用下,形成 NE走向压剪性断层或剪节理密集裂隙带,大量NE走向的含矿剪节理属于火山断裂的配套产物。

图7 松喀尔苏铜金矿床构造应力场分析图Fig.7 Tectonic stress field assaying map of the Songkaersu copper-gold deposit

表1 松喀尔苏铜金矿床节理及最大主压应力数据Table 1 Joints and Max-stress data of the Songkaersu copper-gold deposit

3 讨论

3.1 控矿火山构造演化与机制

前人从不同空间尺度探讨过卡拉麦里地区的构造演化过程,如新疆北部(肖序常等,1992)、新疆东部(李锦轶,2004)和卡拉麦里地区(李锦轶等,1990)。本文基于矿床火山构造系统控矿作用和构造应力场分析,结合区域地质演化资料,尝试探讨控矿火山构造演化与机制。

3.1.1 区域地质构造演化

卡拉麦里作为东准噶尔造山带的一部分,其地质构造演化与区域古生代增生–碰撞过程密切相关。主要表现为古洋的打开与关闭,以及古陆逐步增生到西伯利亚板块南缘的洋陆构造格局演化(李锦轶,2004)。古陆包括准噶尔地块及相邻的阿尔泰、东天山等地块,分割这些古陆的洋盆由萨彦洋盆、阿尔曼泰洋盆、卡拉麦里洋盆以及毗邻的北天山和南天山等洋盆,均为古亚洲洋内的分支洋或有限洋盆。奥陶纪期间,随着萨彦洋盆北向俯冲的结束,阿尔泰地块与西伯利亚古板块的活动陆缘碰撞,阿尔曼泰蛇绿岩所代表的洋盆打开(张元元和郭召杰,2010)。阿尔曼泰洋盆向南俯冲,于其南侧发育早古生代弧盆系统(李锦轶,2004)。志留纪中期,阿尔曼泰洋盆关闭,北侧的阿尔曼泰早古生代活动陆缘与西伯利亚古陆碰撞。但其他的洋盆和活动陆缘持续发展。泥盆纪初期,弧–陆碰撞产生的弧后伸展广泛发育在西伯利亚古陆南缘地区,可能分别形成了额尔齐斯裂陷槽、卡拉麦里洋盆和哈尔里克海盆等。卡拉麦里蛇绿岩所代表的洋盆具有弧后盆地性质(Li et al.,2003)。从中泥盆世开始,卡拉麦里弧后盆地向北俯冲(李锦轶,2004),洋盆北缘转化为活动陆缘,形成库兰卡孜干–野马泉一带的陆缘火山岩带,叠加在阿尔曼泰南侧早古生代弧盆系统转化的陆壳基础之上(何国琦等,2004),准噶尔地块北缘则为被动陆缘(李锦轶等,1990)。晚泥盆世–早石炭世初,卡拉麦里弧后盆地萎缩,野马泉一带的火山弧与南侧的准噶尔地块发生弧–陆初始碰撞,弧后盆地转变为陆间残余海盆(李锦轶等,1990),形成了残余海盆沉积物。早石炭世早期,卡拉麦里一带发生全面弧–陆碰撞作用,早石炭世初残余海盆沉积物和下伏地层被卷入褶皱逆冲体制中,卡拉麦里逆冲推覆型韧性剪切带形成。早石炭世中晚期,由挤压经走滑开始向伸展转换,卡拉麦里南麓后碰撞陆相火山岩不整合覆盖于下伏泥盆系–早石炭世早期被动陆缘沉积岩系。从晚石炭世开始到二叠纪全面进入后碰撞伸展阶段,发生富碱中酸性花岗岩类侵入。碰撞过程最终使准噶尔地块增生到西伯利亚板块南缘。区域上在石炭纪期间,部分可能持续到二叠纪,塔里木地块与西伯利亚增生边缘碰撞,结束了新疆东北部洋陆格局的演化(李锦轶,2004)。

3.1.2 控矿火山构造形成演化

矿床处于西伯利亚板块南缘晚古生代增生–碰撞造山带中,与卡拉麦里地区晚古生代板块构造演化密切相关。成矿前晚泥盆世–早石炭世早期,卡拉麦里地区处于南北向洋盆收缩、有限洋盆转变为陆间残余海盆的主碰撞阶段,在这一阶段中,除弧前沉积区和卡拉麦里断裂带上发生了较强的近EW走向韧性挤压变形外,准噶尔地块北缘基本以隆起作用为主。

早石炭世中期,碰撞造山由挤压开始向伸展转换,主压应力继续表现为南北向水平挤压,区域上继续发育近EW走向的逆断层,同时在NW-SE扭力作用下,产生了 NW 走向的压扭性断层,形成卡拉麦里右行走滑–逆冲推覆韧性剪切带,同时两侧地块剪切与旋转相对强烈。矿床所处的准噶尔地块北缘泥盆系被动陆缘基底,受该NW-SE扭力作用,主压应力向西偏转,表现为 320°~140°水平挤压,产生NW 走向的正断层,正断层表现为不同基底的构造薄弱面,并且控制后期陆相火山活动的空间展布,可能代表准噶尔地块北部陆缘基底伸展系统,为后期呈 320°展布的陆相火山构造盆地和矿床火山构造控矿作用奠定基础。区域 SN向主压应力持续作用,挤压构造活动强烈,产生区域大规模火山–岩浆侵入活动和本矿床斑岩型铜金成矿作用。主压应力表现为5°~185°水平挤压,产生EW走向压剪性断层(F1)和 SN 走向的张性正断层(F2),控制了矿床含矿斑岩体和矿化带的展布,接触带铜金主矿体呈 SN向位于张性构造空间。

早石炭世晚期或晚石炭世–二叠纪,区域构造背景进入后碰撞伸展阶段,进一步发生剪切和块体旋转,构造应力场由SN向转为NW-SE向,主压应力表现 342°~162°挤压,形成 NE 走向 50°~70°的压剪性断层 F3或剪节理,控制了矿床外围受剪节理密集带控制的金矿化体,包括高硫化型浅成低温热液金矿床金山沟金矿,其控矿火山构造被 NE走向断裂叠加改造,且构造叠加和交汇部位金矿化最发育(杨富全等,1999)。该时期主压应力倾角较陡为45°,这种高角度垂向挤压可能与后碰撞阶段大规模幔源岩浆底侵有关。因此,该时期NE走向的断层和大量同走向的剪节理可能为区域上在该时期内持续陆相火山活动和火山构造继承性产物。

对于区域上泥盆纪以来的晚古生代增生–碰撞过程,由此产生的构造变形特征、序次和构造应力作用方式与方向等,前人有不同认识。Buslov et al.(2004)对区域 NW 走向的断层活动性质和同位素测年研究后认为,晚泥盆世–早石炭世(345~325 Ma)的碰撞作用由 SN向主压应力形成,表现为区域性一系列走向NW断层具右行走滑特征,近EW走向的断层为逆断层特征。而晚石炭世–二叠纪(316~280 Ma)的构造作用却使区域一系列 NW 走向的断层呈现大幅度左行走滑特征,其走滑运动学方向与晚泥盆世–早石炭世期间完全相反。万天丰(2014)在结合Buslov et al.(2004)、Wang et al.(2008)、肖序常等(2010)和Han et al.(2011)对于巴尔喀什–天山–阿尔泰地区断层活动的研究成果后认为:晚泥盆世–早石炭世(345~325 Ma)走向NW的断层表现为右行走滑性质,近 EW 向断层为逆断层的特征,说明该区受到近南北向的缩短和碰撞作用;而晚石炭世–二叠纪(316~280 Ma)的构造作用表现为多数NW走向的断层转变为左行走滑,近 EW 走向的断层转变为右行走滑,其动力作用来源于近东西向挤压作用,可能是乌拉尔碰撞带向东挤压作用的远程效应,并称之为后碰撞阶段。赵磊等(2012)对近 EW(NW)走向的卡拉麦里构造带晚古生代以来的走滑构造性质及其后期叠加变形序次研究,认为其是一条在晚古生代–早中生代(270~260 Ma)活动的右行走滑构造带,在中新生代叠加有EW、NE、NNW、近SN和NW 等不同走向的多组构造面理,顺时针走滑或截切改造早期近 EW 走向构造带,推测是古近纪以来印度大陆和欧亚大陆强烈碰撞的远程效应和后期印度大陆运动方向变化的影响。李锦轶等(2009)对卡拉麦里断裂带构造变形特征研究,认为其构造变形历史主要有3期,早期向南的逆冲,中期左行走滑,晚期向南低角度逆冲,主要表现为向南的逆冲推覆,为准噶尔盆地古岩石圈向北插入东准噶尔造山带之下,南北方向缩短、构造叠覆的产物,并且推测其走滑分量远小于地壳缩短分量。张玉杰等(2013)认为卡拉麦里韧–脆性剪切构造带形成于华力西中晚期(320~260 Ma),分属碰撞挤压和碰撞后走滑–伸展 2个构造变形期,历经逆冲推覆、左行走滑、右行走滑和伸展 4个主要演化阶段,是剪切带在地质演化过程中形成于不同层次构造的叠加产物,并且认为这些变形产物形成于南北向主压应力持续作用。总体看,卡拉麦里地区包括新疆北部主要的 NW 走向断裂带遭受多期变形叠加改造的可能性很大,但晚石炭世以来的后碰撞阶段构造作用方式和变形序列等争议很大。本文认为区域上晚泥盆世–二叠纪的增生–碰撞过程是存在的,天山以北的众多古陆块和古洋盆在这个时期逐步消亡且增生到西伯利亚板块南缘而结束洋陆格局,在二叠纪以后进入统一的陆内演化。晚泥盆世–早石炭世早中期的弧–陆碰撞事件,其构造作用主压应力为SN方向,形成了区域一系列NW走向的右行走滑–逆冲断层,而EW走向的断层为挤压性质;而早石炭世晚期–二叠纪的后碰撞阶段,可能有来自西侧乌拉尔碰撞带向东挤压作用的远程效应影响,这个时期构造作用主压应力可能是EW方向,造成了早期NW走向的右行走滑–逆冲断层叠加有左行走滑的构造面理和被一些不同走向的断层切割。但乌拉尔碰撞带东西向构造作用向东的能量传递可能会逐步减弱,其左行走滑分量远小于早期南北向缩短分量,从而使得早期NW走向的断层总体上仍然保持了右行走滑–逆冲断层的特征,而只叠加有左行走滑的构造面理,EW走向的断层可能被拉张。

但更有可能是,早石炭世晚期–二叠纪的后碰撞阶段,区域构造应力场是早期南北向构造作用持续效应和东西向构造作用远程效应联合作用的结果,即早石炭世晚期–二叠纪主压构造作用来自两者的合力NW方向,形成NW走向主要断裂带的伸展作用,区域大量该时期的后碰撞花岗岩类沿 NW 走向断裂带侵位即是很好证据,而 EW 走向的断层具有右行走滑–逆冲性质,NE走向为压性逆冲断层和SN走向为左行走滑–正断层。

矿床发育的构造系统是从主断裂构造带系统、基底断层系统、火山断裂系统和岩浆侵位后的接触带系统依次演化的,由于后期构造总是利用早期构造的薄弱界面,早期构造在后期构造中常受到不同程度的叠加改造,因此我们所观察到的主要构造都经历多期、多阶段和多种性质的叠加改造作用。矿床构造应力场可能与早石炭世早中期主碰撞形成的SN向构造作用和早石炭世晚期–二叠纪NW向构造作用有关。成矿早期构造应力场与区域 SN向挤压缩短作用派生的剪切与顺时针旋转有关,表现为NW 走向的卡拉麦里断裂带右行走滑、南侧块体向西旋转后的伸展效应;成矿构造应力场反映区域SN向挤压应力持续作用所引发的陆相火山成矿作用,早石炭世晚期,构造作用方式发生转变,可能来自SN方向和EW方向挤压缩短联合作用下NW方向的构造作用,叠加构造应力场反映出 NE走向继承性压剪性断层活动。晚石炭世,卡拉麦里构造带南侧的后碰撞陆相火山活动达到高峰(Xiao et al.,2011;Su et al.,2012),NW方向的构造作用使得火山断裂构造中EW走向的右行走滑–逆冲断层、NE走向的压性逆冲断层和SN走向的左行走滑–正断层的构造形迹更加直观,这些构造也持续控制了晚石炭世的陆相火山岩分布和浅成低温热液金成矿作用,例如,沿SN走向的左行走滑–正断层性质的环状断裂控制了大量玄武安山岩的线状分布,松喀尔苏铜金矿床外围发育的这种条带状玄武安山岩Sm-Nd等时线年龄为319.7±5.9 Ma(张峰等,2014);金山沟金矿床火山岩年龄为326 Ma,金矿石中方铅矿铅同位素模式年龄为267 Ma(陈仁义,1993),杨富全等(2005)认为从早石炭世中晚期火山岩形成到二叠纪成矿作用经历了较长时间,与早期岩浆水供给和加热的大气降水持续循环有关,认为成矿时代可能为晚石炭世,成矿地球动力学背景为碰撞后伸展作用。

3.2 构造控矿机制

准噶尔与邻区的主碰撞事件尽管尚有争议,如晚泥盆世末–早石炭世初(韩宝福等,2006;王京彬和徐新,2006)、早石炭世末(肖序常等,1992)、中石炭世(陈衍景,1996)、晚石炭世(Han et al.,2011)、晚泥盆世–早石炭世和晚石炭世–二叠纪两次不同方向碰撞事件(Buslov et al.,2004)和晚二叠世–中三叠世(Xiao et al.,2008,2009),但依据近年来的同位素测年资料和相关研究(李华芹等,2004;韩宝福等,2006;王京彬和徐新,2006;杨富全等,2010),众多事实表明新疆北部金属成矿作用集中在早石炭世中晚期–二叠纪的后碰撞阶段。万天丰(2013)最近强调天山–阿尔泰地区金属成矿作用并不出现在碰撞作用最强烈的主碰撞时期。大规模后碰撞岩浆侵入事件可能说明新疆北部大规模地壳垂向增生与幔源岩浆底侵作用广泛存在(韩宝福等,1998),而岩石圈拆沉模式可以引起区域广泛的后碰撞花岗岩类分布(Mahéo et al.,2009)。后碰撞环境,包括早期挤压–伸展转换环境,构造形式主要是走滑和伸展构造,这种构造条件极易诱发岩浆活动,是造山带花岗岩类侵位的主要环境。转换与伸展过程中减压降温体制可以导致造山带中强烈流体循环与混合作用发生。因此,与大陆岩石圈拆沉和软流圈地幔上涌所产生的走滑伸展构造–壳幔岩浆作用–混合流体作用是卡拉麦里地区和新疆北部后碰撞环境金属成矿作用的形成机制。

矿床成岩成矿年代学研究表明,含矿花岗斑岩锆石SHRIMP U-Pb年龄为349.1±4.5 Ma (MSWD=1.5,n=14)(笔者未发表数据),成矿期绢云母40Ar-39Ar坪年龄为 338.6±2.6 Ma(张栋等,2013)。尽管对Ar-Ar法年龄代表的成矿年龄还有争议(多数反映构造–热事件),但本矿床采自含矿花岗斑岩绢英岩化带内的绢云母是矿化热液蚀变产物,没有遭受到区域变质或构造变形影响,其代表的热事件是唯一的,并且与含矿斑岩成岩年龄相比略为滞后,从而很好地约束了矿床斑岩成矿作用发生的时间,代表成岩成矿作用发生在早石炭世中期。含矿花岗斑岩和矿石Sr-Nd-Pb同位素示踪研究表明(张栋等,2014),成矿地球动力学背景为早石炭世中晚期碰撞由挤压向伸展转换过程壳幔界面的岩浆作用。岩石圈拆沉作用诱发的岩浆–流体成矿作用,是该斑岩型铜金矿床形成的构造环境。结合矿床控矿构造演化探讨,可能共同表明矿床在早石炭世中晚期处于挤压–伸展转换环境,早期SN向缩短和后期NW向构造作用在这一时期发生构造体制转换,诱发深部岩石圈拆沉作用和软流圈地幔底侵作用,是斑岩型铜金成矿作用和控矿火山构造形成演化的重要机制。

3.3 控矿模式

对照典型陆相火山岩区浅成低温热液–斑岩成矿系统(Sillitoe,1997;Hedenquist et al.,1998),目前矿床已经遭受中等程度剥蚀,上部受火山断裂控制的大部分浅成低温热液成矿产物已经被剥蚀。矿床仅残存少量斑岩体侧部,产于陆相火山岩内,受断裂构造控制的脉状金矿化,而且在深部100 m范围内尖灭。斑岩体中上部属于绢英岩化蚀变带,其侧部发育宽约60 m的热液角砾岩带,对照典型斑岩型矿床蚀变分带(Lowell and Guilbert,1970),该含矿斑岩体剥蚀程度较弱,接触带和斑岩型铜–金矿化保存较好(图8)。

图8 松喀尔苏铜金矿床控矿模式图Fig.8 Ore-conrtrolling model of the Songkaersu copper-gold deposit

控制矿床含矿花岗斑岩体侵位的F1断层北东侧分布有岩性和蚀变相同的斑岩体(图2a),受 F1断层右行剪切错断两者地表不相连。根据钻孔工程和深部地球物理验证,斑岩体深部向东侧伏,西接触带为斑岩体的西侧边界,北东侧与外围的斑岩体在深部相连接。因此成矿岩体与北东侧岩体同体连枝,成矿岩体空间向北东侧扩展,北东侧岩体接触带范围需要加强勘查。此外,北东侧岩体的北接触带受NE走向的断层控制,可能表明整个岩体(包括外围NE侧的岩体)受EW走向、SN走向和NE走向断层交汇部位控制,地表工程已初步显示北东向断层内有银铅等矿化。以此分析可以明确接触带和斑岩型矿化类型为主要矿化部位和勘查类型,成矿岩体在空间上向北东拓展,北东侧岩体与接触带部位是重要的勘查区域。

4 结论

(1) 火山构造系统依次分类为陆相火山岩带→火山构造盆地→破火山口。控矿火山构造类型是具有环状和放射状断裂的破火山口构造。

(2) 火山构造系统控矿作用表现在 NW 走向的区域深大断裂控制火山构造盆地,NW 走向的基底断层控制串珠状破火山口构造,赋存于泥盆系基底内的破火山口构造以及派生的EW走向和SN走向火山断裂交汇部位控制含矿斑岩体侵入和矿化带形成,岩体侵入过程中发生的侵入接触构造控制矿体和矿化类型,NE走向火山断裂或节理密集带对矿化具有叠加效应。

(3) 控矿构造作用与晚泥盆世–早石炭世早中期SN向构造作用和早石炭世晚期–二叠纪NW向构造作用有关。晚泥盆世–早石炭世早中期,SN向挤压构造作用引发NW走向的断层右行走滑剪切、块体顺时针旋转和火山构造控矿系统。火山控矿构造系统表现为EW走向压剪性断层(F1)和SN走向张性正断层(F2),控制了矿床含矿斑岩体和矿化带的展布,接触带铜金主矿体呈 SN向位于张性构造空间。早石炭世晚期–二叠纪,来自SN方向和EW方向挤压联合作用下 NW 方向的构造作用,使得火山断裂构造进一步发育,引起 NE走向剪切构造面理的叠加改造、陆相火山岩线状分布和浅成低温金成矿作用。

(4) 后碰撞早期挤压–伸展转换环境,早期 SN向持续缩短和后期NW向构造作用使构造体制发生转换,诱发深部岩石圈拆沉作用和软流圈地幔底侵作用,是斑岩型铜金成矿作用和控矿火山构造演化的重要机制。

(5) 控矿模式明确接触带和斑岩型为主要矿化部位和勘查类型,外围北东侧岩体与接触带部位是重要的勘查区域。

致谢:本文在成文与修改过程中,原武警黄金指挥部路彦明博士,武警黄金地质研究所葛良胜研究员和郭晓东博士、肖力硕士、杨贵才博士生给予热情指导;同时,两位审稿专家的宝贵建议,特别是中国地质大学(北京)万天丰教授不吝赐教,在此一并深表感谢！

陈仁义.1993.新疆东准噶尔区域构造演化及其铜金矿床成矿规律.北京:中国地质科学院博士学位论文:1–96.

陈衍景.1996.准噶尔造山带碰撞体制的成矿作用及金等矿床分布规律.地质学报,70(3):253–261.

成守德,祁世军,黄诚.2006.中亚斑岩铜矿成矿床带的划分及主要成矿特征 // 陈毓川,毛景文,薛春纪.第八届全国矿床会议论文集.北京:地质出版社:459–464.

高怀忠,张旺生,孙华山.2000.板块碰撞产物——强应变构造带对东准噶尔金矿的控制.地质与勘探,36(3):15–17.

郭俊华,毛世东,陈衍景,秦艳,杨福立,李建忠,南争路.2009.甘肃文县阳山金矿田地质特征及控矿地质因素分析.大地构造与成矿学,33(2):243–252.

郭晓东,王治华,王欣,陈祥,王绍明,覃文明.2010.马厂箐斑岩型铜钼金多金属矿床构造控岩控矿作用.大地构造与成矿学,34(1):55–62.

韩宝福,何国琦,王式洸,洪大卫.1998.新疆北部后碰撞幔源岩浆活动与陆壳纵向生长.地质论评,44(4):396–406.

韩宝福,季建清,宋彪,陈立辉,张磊.2006.新疆准噶尔晚古生代陆壳垂向生长(Ⅰ)——后碰撞深成岩浆活动的时限.岩石学报,22(5):1077–1086.

何国琦,成守德,徐新,李锦轶,郝杰.2004.中国新疆及邻区大地构造图(1∶2500000)说明书.北京:地质出版社:1–65.

胡霭琴,王中刚,涂光炽.1997.新疆北部地壳演化及成岩成矿规律.北京:科学出版社:159–209.

李华芹,陈富文.2004.中国新疆区域成矿作用年代学.北京:地质出版社:1–220.

李锦轶.1995.新疆东准噶尔蛇绿岩的基本特征和侵位历史.岩石学报,11(增刊):73–84.

李锦轶.2004.新建东部新元古代晚期和古生代构造格局及其演变.地质论评,50(3):304–322.

李锦轶,肖序常,汤耀庆,赵民,朱宝清,冯益民.1990.新疆东准噶尔卡拉麦里地区晚古生代板块构造的基本特征.地质论评,36(4):305–316.

李锦轶,杨天南,李亚萍,朱志新.2009.东准噶尔卡拉麦里断裂带的地质特征及其对中亚地区晚古生代洋陆格局重建的约束.地质通报,28(12):1817–1826.

李永军,杨高学,吴宏恩,司国辉,金朝,张永智.2009.东准噶尔贝勒库都克铝质A型花岗岩的厘定及意义.岩石矿物学杂志,28(1):17–25.

刘家远.2001.论新疆东准噶尔陆相火山成矿作用.大地构造与成矿学,25(4):434–438.

路彦明,张玉杰,潘懋,范俊杰,刘翼飞,张栋,陈晓吾,潘爱军.2010a.新疆东准噶尔地区金矿类型、地质特征.地球学报,31(3):434–442.

路彦明,张玉杰,潘懋,刘翼飞,徐斌,朝银银,张栋,范俊杰,陈晓吾,潘爱军.2010b.准噶尔黄羊山西金矿区含矿花岗斑岩锆石SHRIMP U-Pb测年及其地质意义.吉林大学学报:地球科学版,40(4):852–858.

路彦明,赵军,陈祥,张栋.2007.东准噶尔双泉地区韧–脆性剪切带与金矿成矿.新疆地质,25(2):164–168.

马宝军,牛树银,陈超,王宝德,孙爱群,张建珍.2012.哈达门沟金矿床构造应力场演化及控矿作用分析.大地构造与成矿学,36(4):530–540.

毛治国,邹才能,朱如凯,郭宏莉,王君,唐勇,祁利琪,张志更.2010.准噶尔盆地石炭纪火山岩岩石地球化学特征及其构造环境意义.岩石学报,26(1):207–216.

聂晓勇,宋谢炎,薄科武,章文忠,刘涛.2009.卡拉麦里金矿带典型矿床——双泉金矿的地质地球化学特征及成因.矿物岩石地球化学通报,28(2):169–176.

彭晓明,莫江平,郦今敖,席小平,三金柱.2004.新疆哈尔里克双峰山浅成低温热液金矿床的地质特征与成矿模式.矿床地质,23(1):101–107.

钱建平,陈宏毅,吴小雷,王自国,蒙勇.2011.胶东望儿山金矿成矿构造分析和成矿预测.大地构造与成矿学,35(2):221–231.

卿敏,张文钊,唐明国,葛良胜,韩先菊.2011.内蒙古自治区苏尼特右旗毕力赫金矿田构造系统及其控矿作用.大地构造与成矿学,35(4):567–575.

舒良树,王玉净.2003.新疆卡拉麦里蛇绿岩带中硅质岩的放射虫化石.地质论评,19(4):408–412.

苏玉平,唐红峰,丛峰.2008.新疆东准噶尔黄羊山碱性花岗岩体的锆石U-Pb年龄和岩石成因.矿物学报,28(2):117–126.

苏玉平,唐红峰,刘丛强,侯广顺,梁莉莉.2006.新疆东准噶尔苏吉泉铝质A型花岗岩的确立及其初步研究.岩石矿物学杂志,25(3):175–184.

孙文军,赵淑娟,李三忠,索艳慧,刘鑫,楼达,余珊,杨朝,王学斌,李涛.2014.准噶尔盆地东部中生代构造迁移规律.大地构造与成矿学,38(1):52–61.

谭佳奕,王淑芳,吴润江,张元元,郭召杰.2010.新疆东准噶尔石炭纪火山机构类型与时限.岩石学报,26(2):440–448.

谭佳奕,吴润江,张元元,王淑芳,郭召杰.2009.东准噶尔卡拉麦里地区巴塔玛依内山组火山岩特征和年代确定.岩石学报,25(3):539–546.

唐红峰,屈文俊,苏玉平,侯广顺,杜安道,丛峰.2007b.新疆萨惹什克锡矿与萨北碱性A型花岗岩成因关系的年代学制约.岩石学报,23(8):1989–1997.

唐红峰,苏玉平,刘丛强,侯广顺,王彦斌.2007a.新疆北部卡拉麦里斜长花岗岩的锆石U-Pb年龄及其构造意义.大地构造与成矿学,31(1):110–117.

陶奎元.1994.火山岩相构造学.南京:江苏科学技术出版社:1–251.

万天丰.2013.天山–阿尔泰地区古生代构造及相关的内生成矿作用.矿床地质,32(4):705–714.

王京彬,徐新.2006.新疆北部后碰撞构造演化与成矿.地质学报,80(1):23–31.

王璞珺,冯志强.2008.盆地火山岩.北京:科学出版社:1–309.

王学斌,赵淑娟,李三忠,刘鑫,索艳慧,李涛,孙文军,余珊,许立青.2014.准噶尔盆地东北缘乌伦古坳陷中生代逆冲推覆构造.大地构造与成矿学,38(1):62–70.

吴润江,张元元,谭佳奕,郭召杰.2009.新疆卡拉麦里地区晚古生代以来不同构造层特征及大地构造意义.地学前缘,16(3):102–109.

吴小奇,刘德良,李振生.2009.卡拉麦里缝合带后碰撞期火山活动.地学前缘,16(3):220–230.

肖序常,何国琦,徐新,李锦轶,郝杰,成守德,邓振球,李永安.2010.中国新疆地壳结构与地质演化.北京:地质出版社:1–317.

肖序常,汤耀庆,冯益民,朱宝清,李锦轶,赵民.1992.新疆北部及其邻区大地构造.北京:地质出版社:1–169.

谢家莹.1996.试论陆相火山岩区火山地层单位与划分——关于火山岩区填图单元划分的讨论.火山地质与矿产,17(3-4):85–94.

新疆第一区调大队.2000.新疆奇台县双井子地区金自然重砂、化探异常检查及铜矿普查报告.

新疆国家305项目.1994.卡拉麦里一带金矿成矿条件与靶区综合评价研究报告.

徐斌.2010.新疆卡拉麦里成矿带金矿构造–岩浆控矿规律及找矿预测研究.北京:中国地质大学(北京)博士学位论文:1–177.

徐斌,路彦明,顾学祥,章文忠.2009.新疆奇台地区双泉金矿床的成矿时代.地质通报,28(12):1871–1884.

杨富全,毛景文,夏浩东,赵财胜,李蒙文,叶会寿.2005.新疆北部古生代浅成低温热液型金矿特征及其地球动力学背景.矿床地质,24(3):242–263.

杨富全,吴海.2000.新疆东准噶尔金矿成因类型及地质特征.地质找矿论丛,15(1):39–45.

杨富全,吴海,张以熔.1999.新疆金山沟金矿床地质特征和成因.贵金属地质,8(2):76–81.

杨富全,闫升好,刘国仁,周刚,张志欣,刘锋,耿新霞,郭春丽.2010.新疆准噶尔斑岩铜矿地质特征及成矿作用.矿床地质,29(6):956–971.

翟裕生,林新多.1993.矿田构造学.北京:地质出版社:82–86.

张栋,范俊杰,刘鹏,潘爱军,王治华,张玉杰,赵军,雷文大.2013.新疆东准噶尔松喀尔苏铜金矿区蚀变绢云母40Ar-39Ar年龄及其地质意义.矿物岩石,33(4):61–67.

张栋,范俊杰,刘鹏,潘爱军,王治华,张峰,金宝义,王斌,朝银银,赵军,雷文大,仁传涛.2014.新疆东准噶尔松喀尔苏铜金矿区斑岩型矿床成因研究.矿床地质,33(2):286–306.

张峰,陈建平,徐涛,范俊杰,潘爱军,郭晓东,李杰美,朝银银.2014.东准噶尔晚古生代依旧存在俯冲消减作用——来自石炭纪火山岩岩石学、地球化学及年代学证据.大地构造与成矿学,38(1):140–156.

张继武,张玉杰,路彦明,张栋,赵军,范俊杰,董华芳.2009.新疆卡拉麦里地区与韧–脆性剪切带有关的金矿床成因分析——来自流体包裹体、同位素的证据.黄金,30(3):23–29.

张以熔,朱明玉,田慧新.1992.东准噶尔地质及金锡矿产研究.北京:地震出版社:162–175.

张玉杰,张栋,路彦明,范俊杰,潘爱军,张峰.2013.新疆东准噶尔卡拉麦里构造带多期变形和金叠加成矿.地质与勘探,49(5):797–812.

张元元,郭召杰.2010.准噶尔北部蛇绿岩形成时限新证据及其东、西准噶尔蛇绿岩的对比研究.岩石学报,26(2):421–430.

赵磊,季建清,徐芹芹,龚俊峰,涂继耀,王金铎.2012.新疆北部卡拉麦里晚古生代走滑构造及其叠加变形序次.岩石学报,28(7):2257–2268.

赵振华,沈远超,涂光炽.2001.新疆金属矿产资源的基础研究.北京:科学出版社:52–74.

Buslov M M,Watanabe T,Fujiwara Y,Iwata K,Smirnova L V,Safonova Y I,Semakov N N and Kiryanova A P.2004.Late Paleozoic faults of the Altai region,Central Asia:Tectonic pattern and model of formation.Journal of Asian Earth Sciences,23:655–671.

Han B F,He G Q,Wang X C and Guo Z J.2011.Late Carboniferous collision between the Tarim and Kazakhstan-Yili terranes in the western segment of the south Tianshan orogen,Central Asia,and implications for the Northern Xinjiang,western China.Earth-Science Reviews,109:74–93.

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

Li J Y,Xiao W J,Wang K Z,Sun G H and Gao L G.2003.Neoproterozoic-Paleozoic tectonostratigraphy,magmatic activities and tectonic evolution of eastern Xinjiang,NW China // Mao J W,Goldfarb R J,Seltman R,Wang D H,Xiao W J and Hart C.Tectonic Evolution and Metallogeny of the Chinese Altay and Tianshan:IAGOD Guidebook Series 10.CERCAM/NHM:31–74.

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

Mahéo G,Blichert-Toft J,Pin C,Guillot S and Pecher A.2009.Partial melting of mantle and crustal sources beneath south Karakorum,Pakistan:Implications for the Miocene geodynamic evolution of the India-Asia convergence zone.Journal of Petrology,50(3):427–449.

Sillitoe R H.1997.Characteristics and controls of the largest porphyry copper-gold and epithermals gold deposits in the circum-Pacific region.Australian Journal of Earth Sciences,44:373–388.

Sillitoe R H,Barker E M and Brook W A.1984.Gold deposits and hydrothermal eruption breccias associated with a Marr vocanoo at Wau,Papua New Gunea.Economic Geology,79:638–655.

Su Y P,Zheng J P,William L G,Zhao J H,Tang H Y,Ma Q and Lin X Y.2012.Geochemistry and geochronology of Carboniferous volcanic rocks in the eastern Junggar terrane,NW China:Implication for a tectonic transition.Gondwana Research,22:1009–1029.

Wang Y,Li J Y and Sun G H.2008.Post-collision eastward extrusion and tectonic exhumation along the eastern Tianshan orogen,central Asia:Constraints from dextral strike-slip motion and40Ar/39Ar geochronological evidence.Journal of Geology,116:599–618.

Xiao W J,Han C M,Yuan C,Sun M,Lin S F,Chen H L,Li Z L,Li J L and Sun S.2008.Middle Cambrian to Permian subduction-related accretionary orogenesis of Northern Xinjiang,NW China:Implications for the tectonic evolution of Central Asia.Journal of Asian Earth Sciences,32:102–117.

Xiao W J,Windley B F,Huang B C,Han C M,Yuan C,Chen H L,Sun M,Sun S and Li J L.2009.End-Permian to mid-Triassic termination of the accretionary processes of the Southern Altaids:Implications for the geodynamic evolution,Phanerozoic continental growth,and metallogeny of Central Asia.International Journal of Earth Sciences,98:1189–1217.

Xiao Y,Zhang H F,Shi J A,Su B X,Patrick A S,Lu X C,Hu Y and Zhang Z.2011.Late Paleozoic magmatic record of east Junggar,NW China and its significance:Implication from zircon U-Pb dating and Hf isotope.Gondwana Research,20:532–542.