西藏铁格隆南铜(金银)矿床地质特征及勘查模型——西藏首例千万吨级斑岩-浅成低温热液型矿床

唐菊兴, 宋　扬, 王　勤, 林　彬, 杨　超, 郭　娜, 方　向,杨欢欢, 王艺云, 高　轲, 丁　帅, 张　志, 段吉琳,陈红旗, 粟登逵, 冯　军, 刘治博, 韦少港,贺　文, 宋俊龙, 李彦波, 卫鲁杰

1)中国地质科学院矿产资源研究所, 国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室, 北京 100037; 2)成都理工大学, 四川成都 610059;　3)拉瓦尔大学地质学与地质工程学院, 加拿大魁北克 G1V0A6; 4)中国地质调查局成都地质调查中心, 四川成都 610081; 5)西藏地质矿产勘查开发局第五地质大队, 青海格尔木 816000; 6)西藏金龙矿业股份有限公司, 西藏拉萨 850000;　7)中国地质大学(北京), 北京 100083

西藏铁格隆南铜(金银)矿床地质特征及勘查模型——西藏首例千万吨级斑岩-浅成低温热液型矿床

唐菊兴1), 宋扬1), 王勤2), 林彬1), 杨超3), 郭娜2), 方向1),杨欢欢1), 王艺云2), 高轲2), 丁帅2), 张志4), 段吉琳7),陈红旗5), 粟登逵6), 冯军6), 刘治博1), 韦少港7),贺文7), 宋俊龙2), 李彦波5), 卫鲁杰5)

1)中国地质科学院矿产资源研究所, 国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室, 北京 100037; 2)成都理工大学, 四川成都 610059;3)拉瓦尔大学地质学与地质工程学院, 加拿大魁北克 G1V0A6; 4)中国地质调查局成都地质调查中心, 四川成都 610081; 5)西藏地质矿产勘查开发局第五地质大队, 青海格尔木 816000; 6)西藏金龙矿业股份有限公司, 西藏拉萨 850000;7)中国地质大学(北京), 北京 100083

铁格隆南矿床(荣那矿段)位于多龙矿集区多不杂斑岩型铜(金)矿的北东中部, 铜(金)矿体的主要赋矿围岩为早白垩世中酸性斑岩及早中侏罗统色哇组(J1-2s)复理石或类复理石建造; 下白垩统美日切错组(K1m)陆相中基性火山岩建造(110 Ma)覆盖在斑岩-浅成低温热液成矿系统之上, 是该矿床得以良好保存的重要原因。通过详细的地质填图、地质编录、岩石地球化学、镜下鉴定、电子探针分析、流体包裹体分析、同位素年代学、岩石地球化学测量、音频大地电磁测深和综合研究, 确定了矿体形态整体上为一个似筒状体, 铜(金、银)矿体总体呈北东向, 控制矿体北东延长约2 000 m, 南东—北西向约1 200 m, Cu平均品位大于0.5％, 伴生Au品位0.08 g/t, 伴生银品位2 g/t左右, 单个矿床铜资源量约1 100万吨, 远景资源量超过1 500万吨。矿石以典型的细脉浸染状为主, 从浅部至深部, 金属矿物由铜蓝、蓝辉铜矿、斯硫铜矿、雅硫铜矿、久辉铜矿、斜方蓝辉铜矿及黄铜矿、斑铜矿(微量辉钼矿), 主要非金属矿物有明矾石、地开石、高岭石、水铝石、绢云母、石英、硬石膏等组成(图2-17), 矿物和蚀变组合显示高硫型浅成低温热液矿体叠加于斑岩型矿体。成矿岩体为120 Ma侵位的花岗闪长斑岩, 辉钼矿Re-Os同位素年龄显示斑岩成矿形成于119 Ma左右, 明矾石Ar-Ar同位素测年结果为116 Ma左右, 表明浅成低温热液型矿化略晚于斑岩型矿化。由于羌塘地体南缘的不断隆升, 导致浅成低温热液矿化持续向深部迁移, 形成巨厚典型的浅成低温热液矿物组合。流体包裹体研究表明, 流体包裹体均一温度显示存在2套明显不同温度的流体, 即形成斑岩及其围岩钾硅化与绢英岩化带矿化的中高温流体以及高级泥化带中的中低温流体, 高温、高盐度的流体代表了斑岩系统的流体特征, 而中低温、低盐度的流体代表了高硫化型浅成低温热液系统的流体特征。铁格隆南矿区的岩体侵位较浅, 浅部岩体已经在ZK1604与美日切错组呈角度不整合接触, 表明在美日切错组火山岩喷发覆盖于矿体上之前, 含矿岩体已经出露地表, 根据其估算形成深度(约1.2 km), 可以判断在矿床形成之后地壳已抬升了一定高度, 斑岩-浅成低温热液系统上部的矿体和独立金矿体可能已被剥蚀。岩石微量元素和稀土元素特征表明, 均为高钾钙碱性, 富集大离子亲石元素, 亏损高场强元素, 具弧岩浆地球化学特征;在Y-Th/Ta和Ta/Yb-Th/Yb图解中多龙地区主要侵入岩均位于活动大陆边缘, 在Th-Co-Zr/10和Th-Sc-Zr/10微量元素构造图解中, 大部分样品落在陆缘弧区域。区域上构造岩浆活动也表明多龙地区岩浆岩形成与班公湖—怒江特提斯洋早白垩世北向俯冲至南羌塘地体之下密切相关, 类似于南美安第斯成矿带洋陆俯冲背景下的陆缘弧环境。锆石铪同位素落在球粒陨石与亏损地幔之间, 地壳模式年龄相对年轻与多龙地区主要侵入岩一致, 表明岩浆主要来源亏损地幔, 同时也有部分新生地壳物质的加入, 岩浆表现出角闪石源区作为主要源区熔融矿物的特征, 表明班公湖-怒江特提斯洋壳俯冲至50～70 km下发生相变, 从而导致类似角闪石等矿物脱水引发的楔形地幔部分熔融。短波红外光谱填图和岩石地球化学剖面测量显示在尕尔勤、地堡那木岗还有寻找铁格隆南(荣那矿段)式矿床的潜力, 区域找矿潜力极大, 多龙矿集区铜资源量可以达到2 500万吨以上。

矿床地质特征; 勘查模型; 斑岩-浅成低温铜(金, 银); 铁格隆南; 多龙; 西藏

西藏班公湖—怒江成矿带(后简称为班—怒成矿带)具有巨大找矿潜力, 目前已初步探明的333类别以上的铜资源量超过2 000万吨, 共伴生金500余吨, 主要分布在三大矿集区, 即多龙铜金银矿集区、尕尔穷—嘎啦勒铜金银矿集区和商旭—达查金矿集区, 其中多龙矿集区铁格隆南Cu＞11.0 Mt@0.52％, Au＞120 t@0.08 g/t(部分334类别); 多不杂+波龙+拿厅+拿若Cu＞9.9 Mt@＞0.35％, Au＞350 t@＞0.1 g/t(部分334类别), 尕尔穷—嘎啦勒Au 70 t@＞3 g/t, Cu 30万吨@＞0.8％(331+332+333类别为主)。

到目前为止, 多不杂、波龙、铁格隆南、拿若、拿厅、尕尔穷、嘎拉勒已经完成详查, 但大多数矿床(点)和重要异常未开展查证或预查工作, 工作程度甚低, 基础地质调查相对薄弱。

2000—2012年, 西藏地质五队、西藏地质矿产勘查开发局地质调查院、成都地质调查中心、中国地质科学院、中国科学院等单位通过详细的野外调查和综合研究, 初步厘定了多不杂、波龙等铜矿的成矿时代, 探讨了成矿作用及矿床成因, 并构建了初步的成矿动力学背景模型。年代学证据表明, 多龙矿集区成矿作用与早白垩世(120 Ma)中酸性浅成侵入岩有关, 成矿母岩以花岗闪长斑岩为主, 属高钾钙碱性岩系, 富集Rb、K、Sr、Pb等大离子不相容元素, 亏损Nb、Ta、Ti等高场强元素, 具有弧岩浆岩特征。矿化主要为细脉状、网脉状、浸染状的黄铜矿、斑铜矿、黄铁矿、磁铁矿等, 发育大规模的钾硅酸盐化、青磐岩化、绢英岩化蚀变, 属典型斑岩型Cu(Au)矿床, 建立了矿床勘查模型, 总结了成矿地质条件和找矿标志(李金祥, 2008; 佘宏全等, 2009; Li et al., 2011, 2013; 段志明等, 2013; 祝向平等, 2011, 2012, 2013; 李光明等, 2011; 李玉彬等, 2012a, b)。李金祥(2008)、Li等(2014, 2015)、Zhu等(2015)、祝向平等(2015a, b)综合年代学、Sr-Nd-Pb、Hf-O同位素组成等证据, 构建了班—怒洋北向俯冲, 陆缘弧环境下的成矿作用模式。

最近的地质填图发现, 多龙矿集区内以往认为的侏罗系曲色组、色哇组地层单元, 由具有复理石特征的细碎屑岩, 夹大小不等的玄武岩、安山玄武岩、灰岩、硅质岩、辉长岩和超基性岩块体的增生杂岩带, 因此, 耿全如等(2012)将多龙斑岩铜矿矿集区的成矿背景定位为增生弧, 命名为扎普—多不杂岩浆弧。

但由于多龙矿集区斑岩-浅成低温热液矿床成矿作用、矿床成矿系列、矿床组合研究程度较低。秦克章等(2006)提出了班—怒带多龙矿集区可能存在浅成低温铜(金)矿的认识, 目标矿区是拿顿铜金矿床(隐爆角砾岩筒型, 由于勘查思路不清, 至今未取得实质性的进展)。2006—2012年的7年间, 就浅成低温热液矿床的勘查工作未取得实质性的突破。2013—2015年, 在区域地质调查和前人研究基础上,中铝矿产资源有限公司、中铝西藏矿业有限公司、西藏地质矿产勘查开发局地质五队和中国地质科学院矿产资源研究所“产、学、研”结合, 在多龙矿集区铁格隆南(荣那矿段)、拿若等矿区开展勘查和综合研究, 取得重大找矿成果。尤其是在班公湖—怒江成矿带高硫化浅成低温热液Cu(Au)矿床类型的发现,在西藏尚属首例(唐菊兴等, 2014a, b)。唐菊兴等(2014a, b)、李光明等(2015)、Duan等(2016)提出了多龙矿集区存在高硫化型浅成低温热液型矿化类型,并提出浅成低温热液型矿体叠加在斑岩型矿体之上的认识, 突破了传统的找矿理论和勘查思路, 西藏地质矿产勘查开发局地质五队经过短短3年的勘查工作, 探获铁格隆南矿床Cu资源储量超过1 000万吨。深达1 190 m的钻探揭露表明, 在深部, 浅成低温热液矿化系统已经向斑岩矿化系统过渡, 金属矿物以黄铜矿、斑铜矿为主, 蓝辉铜矿、铜蓝等Cu-S二元体系矿物少见, 但矿石品位未见降低, 仍有可观的资源量尚未得到控制。因此, 西藏班—怒成矿带、冈底斯成矿带的找矿潜力还很大, 与特提斯洋俯冲阶段岩浆作用有关的矿床类型尚未完全被识别, 勘查评价目标区尚未完全发现, 随着综合研究和基础地质调查的不断深入, 仍会有超大型矿床不断被发现和勘查评价。本文试图综合已有成果, 查明矿床地质特征, 建立矿床勘查模型, 总结成矿规律, 指导区域找矿。

1　区域成矿地质背景

1.1区域成矿地质背景

广义上的班公湖—怒江成矿带跨越班公湖—怒江缝合带, 向北包括羌塘地体南缘、往南跨至拉萨地体北部, 带内分布众多斑岩型、矽卡岩型、造山型等铜金铁矿床点, 成矿作用贯穿于班公湖—怒江洋盆开启到闭合演化的各个阶段(宋扬等, 2014)。然而, 班—怒结合带蛇绿岩作为洋盆从开启到闭合后重要的标志, 在青藏高原强烈挤压隆升背景下被改造得十分复杂且极不连续, 在班—怒成矿带内表现为多条蛇绿混杂岩带。班—怒蛇绿岩带以零散分布的蛇绿岩残片为标志, 西起班公湖, 向东经改则—安多—丁青后沿怒江进入滇西, 全长超过2 200 km (图1) (Shi et al., 2007)。虽然在基础地质背景方面还存在洋盆闭合时限是晚侏罗世、还是晚白垩世(黄汲清和陈炳蔚, 1993; 邱瑞照等, 2004; Kapp et al., 2003; 任纪舜和肖黎薇, 2004), 俯冲极性是单向、还是双向等不同的认识(Murphy et al., 1997; Kapp et al., 2003; Ding et al., 2003; 潘桂棠等, 2004; 朱弟成等, 2006; Zhu et al., 2015; Li et al., 2011, 2013, 2014a), 但是缝合带作为拉萨地体和羌塘地体的分界, 已在深部地球物理资料中得以证实(Yin and Harrison, 2000), 但也有提出了是老的弧后拉张区的不同认识(赵文津等, 2004)。

1.2成矿地质背景探讨

班公湖—怒江缝合带两侧大量中生代岩浆活动作为示踪板块演化的重要依据, 其中早白垩世晚期, 如美日切错组(K1m)、去申拉组(K1q)、多尼组(K1d)、则弄群(K1z)等火山岩或火山岩地层均表现出弧岩浆作用的特点, 同期放射虫化石和洋岛的发现,暗示班公湖—怒江洋壳在早白垩世尚未彻底消亡(朱弟成等, 2006; Baxter, 2009; 宋扬等, 2014)。从中侏罗世到晚白垩世, 结合带内发育众多与成矿作用有关的花岗闪长(斑)岩、石英闪长(玢)岩、花岗斑岩、二长花岗岩等, 耿全如等(2012)将其划分为扎普—多不杂岩浆弧带、昂龙岗日—班戈岩浆弧带、措勤—申扎岩浆弧带和隆格尔—工布江达复合岩浆弧带(图1)。多龙矿集区正位于扎普—多不杂岩浆弧带,被认为是继玉龙、冈底斯之后, 青藏高原的又一处世界级斑岩成矿带。多龙矿集区内高硫化型浅成低温热液型铜金矿床类型的发现, 表明班—怒带寻找早白垩世以来的斑岩-浅成低温热液型金矿、铜(金)矿前景广阔(唐菊兴等, 2014a, b)。

多龙矿集区早白垩世中酸性岩浆岩锆石Hf同位素分析表明, 地堡拿木岗矿区εHf(t)值0～8.5, 拿顿矿区εHf(t)值4.1～13.0, 波龙εHf(t)值3.6～7.5, 多不杂εHf(t)值1.3～9.8, 铁格隆南εHf(t)值0.9～11.2, 拿若εHf(t)值1.2～9.9, 赛角εHf(t)值3.5～10.6, 均为正值; TDM2模式年龄多集中为651～1 065 Ma, 相对较年轻(李金祥, 2008; Li et al., 2015; 孙嘉, 2015; Lin et al., 2016), 说明在早白垩世岩浆源区有明显的幔源物质的加入,岩浆源于壳幔混合源区。从T-εHf(t)图得知, 多龙矿集区岩浆岩的εHf(t)值与南羌塘地体和北部拉萨地体同期岩浆岩值较为相似, 表明多龙矿集区的早白垩世岩浆活动与班怒洋的俯冲-闭合作用密切相关, 具有与南羌塘地体和北拉萨地体均有共同的源区的特征。相对南羌塘地体和北拉萨地体而言, 多龙矿集区岩浆岩εHf(t)值分布较为集中, 均＞0, 说明其物质源区组分较为单一, 未受到较多古老基底物质的混染(Li et al., 2014; Zhu et al., 2015; Lin et al., 2016)。

同时, Sr-Nd同位素地球化学研究表明: 地堡拿木岗εNd(t)值-0.7 ～ -0.6, 拿顿εNd(t)值2.0～2.3, 波龙εNd(t)值-4.0 ～ -0.3, 多不杂εNd(t)值-4.0 ～ 2.3, 拿若εNd(t)值-3.7 ～ 3.3, 色那εNd(t)值-0.18～2.43, 赛角εNd(t)值4.3, 均位于0值附近或大于0, 也说明岩浆源区有幔源物质的加入, 可能混入部分壳源物质(Li et al., 2013; Zhu et al., 2015; 祝向平等, 2015a, b)。此外, 波龙含矿岩体锆石微区Hf-O同位素研究表明: 石英闪长玢岩中锆石δ18O值为6.16‰～7.13‰ (mean=6.58‰), 花岗闪长斑岩δ18O值为5.88‰～7.27‰ (mean=6.60‰), 接近或略均大于原始地幔值(δ18O=5.3‰±0.3‰), 表明锆石生长结晶过程中以幔源物质为主, 混入少量富18O的壳源物质(Li et al., 2013)。所以, 多龙矿集区早白垩世中酸性岩浆的物质源区以幔源物质为主, 可能在岩浆侵位的过程中混入部分的壳源物质。

多龙矿集区早白垩世岩浆岩的主、微量元素地球化学特征显示, 其具有高钾-钙碱性特征, 同时富集轻稀土和大离子亲石元素, 亏损重稀土和高场强元素, 有明显的岛弧型花岗岩特征。在Ta-Yb判别图解中, 多龙矿集区早白垩世岩浆岩均落入岛弧型花岗岩区, 而在反映造山带源区的Ta/Yb-Th/Yb判别图解中, 又均落入活动陆缘弧环境, 说明整个多龙矿集区早白垩世岩浆活动的动力学背景一致, 为俯冲背景下的陆缘弧环境(李金祥, 2008; 祝向平等, 2015a, b; 林彬等, 2017; Lin et al., 2016)。

综上, 多龙矿集区与早白垩世成矿作用有关的岩浆活动Hf、Sr-Nd同位素、主-微量元素特征均揭示, 其物质源区有明显的幔源组分加入, 为壳幔混合源区, 其形成的动力学背景为班怒洋北向俯冲的陆缘弧环境。由于矿集区内大规模出露的美日切错组火山岩(K1m, 110 Ma)仍具有明显的岛弧型特征,说明班公湖—怒江洋碰撞闭合时限应晚于110 Ma。

1.3矿区地质

区域出露的地层主要为古生代—中生代海相盆地沉积、弧前复理石或类复理石沉积以及局部的陆相火山岩及磨拉石沉积, 包括上石炭统展金组(C2z)—曲地组(C2q)—下二叠统龙格组(P1l)—上三叠统亭贡错组(T2t)、日干配错组(T3r)—中下侏罗统色哇组(J2-3s)、曲色组(J2q)—下白垩统美日切错组(K3m)及上白垩统阿布山组(K2a)。多龙斑岩-浅成低温型铜金矿体主要赋存于色哇组、曲色组地层及中酸性侵入岩中(图1c)。

矿区出露的地层为: 早—中侏罗统色哇组(J1-2s)复理石沉积, 由一套长石石英砂岩、粉砂岩及深灰色泥质岩组成; 下白垩统美日切错组(K1m)中基-酸性火山岩建造, 主要为紫红色安山岩、英安岩、玄武质安山岩、火山角砾等; 下白垩统阿布山组(K2a)山间磨拉石沉积, 主要为暗紫色-紫色细粒岩、砾岩、含砾粗砂岩(图2)(Xu et al., 2015)。

图2　西藏铁格隆南矿床地质图(a)及矿化蚀变剖面图(b、c)(据Lin et al., 2016)(E103、N101是AMT测量剖面位置)Fig. 2　Geological map (a) and typical section (b, c) of Tiegelongnan deposit, Tibet (Lin et al., 2016) (E103 and N101 are AMT sections)

矿区地表覆盖厚, 基础地质调查表明, 区域尺度上存在NE向F10、EW向F1两组断裂穿过矿区,但断层性质仍不十分清楚(图1, 图2)。段志明等(2013)认为, 近EW向断层是增生楔形成过程中,由于洋壳物质的堆积、刮削和挤压等作用所形成的韧性剪切断裂, 形成最早; 晚期北东向断层形成于白垩纪, 产状陡立或者近于直立, 具有左行走滑兼逆冲的特征, 是主要的控矿断裂。

矿区岩浆岩活动较发育, 主要为中酸性早白垩世侵入岩, 以闪长岩-花岗闪长斑岩为主。地表有少量的岩石露头。同时, 早白垩世美日切错组大面积中基性火山岩为成矿后火山活动的产物, 覆盖于曲色组、色哇组、侵入岩和铜金矿体之上。

2　矿床类型及矿体结构

2.1矿体形态、产状、规模

根据已施工的49个钻孔及化学取样分析结果,铁格隆南矿区共圈定6个铜(金、银)矿体, 一个主矿体(I), 5个次要矿体(II、III、IV、V、VI)。各矿体主要地质特征如下:

Ⅰ号主矿体总体呈北东向展布, 北东向长约1.8 km, 北西向宽约1.4 km, 向下延伸最厚可达960 m, 向南东方向缓倾斜。矿体中间巨厚, 边部较薄, 整体呈“似筒状”主要产于7～56号勘探线线之间(图2)。铜资源量大于1 000万吨, 平均品位0.53％,占矿床资源量的99％以上, 伴生金、银资源量也达到大型规模。矿化类型为斑岩-高硫化浅成低温热液型, 成矿元素组合: 深部为斑岩型Cu(Au、Ag, 局部有Mo矿化, 但达不到圈矿体要求)→浅部为浅成低温热液叠加斑岩型Cu(Au、Ag)。矿体中部ZK1604、ZK2404、ZK3204、ZK4004等多个钻孔均未穿透矿体, 矿石品位未降低, 矿体向深部延伸之势未减, 深部还存在较大的找矿潜力。Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ、Ⅵ号次要矿体规模较小, 走向近北东向, 长约400 m, 宽仅100～200 m, 厚度约50～90 m, 主要呈脉状、透镜状产于主矿体顶部, 位于24～64号勘探线之间, 受小规模的花岗闪长斑岩岩脉及破裂裂隙控制, 成矿元素组合为浅成低温热液型Cu(Au、Ag)。

2.2矿石学证据

2.2.1物质成分

根据矿石构造分类, 铁格隆南矿区主要有浸染状矿石和细脉浸染状矿石, 约占总体资源量的95％以上, 少量角砾状矿石、块状矿石, 角砾状矿石属热液隐爆作用形成。依据矿区主要有用矿物组合进行分类, 主要的矿石类型有: 黄铜矿-黄铁矿矿石、黄铜矿-黄铁矿-赤铁矿矿石、黄铜矿-斑铜矿-(辉钼矿)矿石、黄铜矿-斑铜矿-铜蓝矿石、斑铜矿-蓝辉铜矿-铜蓝矿石、铜蓝-硫砷铜矿-蓝辉铜矿-Cu-S体系矿物矿石等。

详细的镜下鉴定、能谱、电子探针、高光谱及X粉晶衍射分析表明, 矿区主要的金属矿物包括黄铁矿、斑铜矿、硫砷铜矿、蓝辉铜矿、铜蓝、黄铜矿、斯硫铜矿、雅硫铜矿、吉硫铜矿、辉铜矿、久辉铜矿、斜方蓝辉铜矿、黝铜矿、砷黝铜矿、辉钼矿、褐铁矿、赤铁矿等(图3), 次要金属矿物包括: 方铅矿、闪锌矿、自然铜、磁铁矿、孔雀石、蓝铜矿等(唐菊兴等, 2014a)。

矿石金属矿物组合, 清晰反应了斑岩成矿作用和浅成低温热液成矿作用的双重特征(图4)。其中,早期斑岩型矿化以黄铜矿-斑铜矿-黄铁矿组合为特征, 并可见微量辉钼矿, 晚期浅成低温热液热液矿化则以发育Cu-S体系矿物为主要特征, 如铜蓝、蓝辉铜矿、辉铜矿、久辉铜矿、吉硫铜矿、斯硫铜矿等及硫砷铜矿、黄铁矿, 这类矿物通常形成于斑岩型矿化之后, 常交代早期黄铁矿、黄铜矿、斑铜矿等硫化物。

矿区主要的非金属矿物包括: 高级泥化带产出石英、地开石、高岭石、明矾石(边缘发育环带状铝磷硫酸盐)、叶腊石、硬水铝石、磷锶铝石等(图5);黄铁绢英岩化带有石英、斜长石、黑云母、角闪石、绢云母; 青磐岩化带有绿泥石、绿帘石、方解石等。同时矿区还发育大量的副矿物, 如金红石、磷灰石、锆石、榍石等(图5)。

2.2.2矿石组构

典型的矿石结构为: 半自形-自形结构、它形结构, 共边结构, 交代残余结构、交代骸晶结构、交代蠕虫状结构, 固溶体分离作用形成的乳滴状、格状结构、共边结构等。典型的矿石构造为稠密浸染状构造、浸染状构造、稀疏浸染状构造、细脉状构造、网脉状构造、角砾状构造、块状构造、条带状构造、皮壳状构造、团斑状构造等(图3, 图6)。

矿区深部含矿斑岩基质、石英斑晶粒间以及石英-硫化物脉中, 常发育它形-半自形的粒状黄铁矿以及它形黄铜矿、斑铜矿和微量自形板状辉钼矿(图3g, h)。部分黄铁矿、黄铜矿可沿角闪石、黑云母蚀变空洞中充填形成半自形-它形结构(图3f), 部分黄铜矿和斑铜矿还可因固溶体分离呈蠕虫状结构(图3d)。矿区中部普遍发育晚阶段铜矿物交代早期硫化物(以黄铁矿为主)的现象(图4a-e), 如铜蓝、蓝辉铜矿、斯硫铜矿、吉硫铜矿、雅硫铜矿等交代黄铜矿、斑铜矿的交代黄铁矿、黄铜矿、斑铜矿形成交代残余结构(图3a, c, e), 这表明Cu-S体系矿物组合形成相对晚于Cu-Fe-S体系矿物, 被交代后的黄铁矿、黄铜矿、斑铜矿多呈港湾状、孤岛状结构(图3b, e), 此外, 在流体演化成矿过程中, 黄铁矿可被微裂隙破坏形成碎裂结构, 部分可能因重结晶或沿环带多阶段生长, 形成环带状结构(图3e)。

图3　铁格隆南矿床金属矿物特征Fig. 3　Characteristics of metallic minerals in Tiegelongnan deposita-ZK1604-149.0 m, 黄铁矿被黄铜矿、斑铜矿、硫砷铜矿、蓝辉铜矿交代, 呈交代残余结构; b-ZK2404-693.2 m, 黄铁矿被斑铜矿、铜蓝交代,斑铜矿被铜蓝交代, 呈交代残余结构; c-ZK2404-816.0 m, 黄铁矿被黄铜矿、铜蓝、蓝辉铜矿交代, 黄铜矿被蓝辉铜矿、铜蓝交代, 交代结构; d-ZK2404-712.8 m, 黄铜矿与斑铜矿呈蠕虫状固溶体分离结构, 被铜蓝交代, 黄铜矿被蓝辉铜矿、铜蓝交代; e-ZK1604-502.3 m, 环带状黄铁矿, 黄铜矿、铜蓝交代斑铜矿, 呈交代残余结构; f-ZK2404-722.4 m, 残留的角闪石斑晶中充填半自形黄铁矿和它形黄铜矿; g-ZK2404-722.4 m, 石英斑晶裂隙间充填它形黄铁矿、黄铜矿、斑铜矿; h-ZK2404-729.1 m, 细粒浸染状的黄铜矿、黄铁矿a-ZK1604-149.0 m, the metasomatism of replacing pyrite with chalcopyrite, bornite, enargite and digenite led to the metasomatic relict texture; b-ZK2404-693.2 m, pyrite was replaced by bornite and covellite, and bornite was replaced by covellite, which formed metasomatic relict texture; c-ZK2404-816.0 m, pyrite was replaced by chalcopyrite, covellite and digenite, and chalcopyrite was replaced by digenite and covellite, which formed metasomatic texture; d-ZK2404-712.8 m, unmixing of solid solution of chalcopyrite-bornite exsolution texture shows a wormlike texture. Chalcopyrite and bornite were replaced by covellite and chalcopyrite was replaced by digenite and covellite; e-ZK1604-502.3 m, zonal pyrite coexists with bornite which was replaced by chalcopyrite and covellite which formed metasomatic relict texture; f-ZK2404-722.4 m, metasomatic relict hornblende is replaced by subhedral pyrite and allotriomorphic chalcopyrite; g-ZK2404-722.4 m, the fracture of quartz was filled with allotriomorphic pyrite, chalcopyrite and bornite; h-ZK2404-729.1 m, isseminated fine-grained chalcopyrite and pyrite

矿区深部主要发育典型的斑岩型矿石构造类型, 即以细脉状-浸染状、脉状、网脉状构造为主。如浸染状的黄铁矿、黄铜矿、斑铜矿, 石英-黄铁矿脉、石英-黄铁矿-黄铜矿脉、石英-辉钼矿脉、石英-黄铁矿网脉等(图6e, h)。局部(ZK3204)因斑岩体侵位形成角砾状的矿石, 角砾以围岩为主, 少量为侵入体, 胶结物多为泥质或斑岩体(图6f, g)。矿区中部-浅部则主要发育强烈的浸染状矿化, 即晚期的浅成低温热液成矿流体广泛交代早期硫化物, 形成浸染状产出的Cu-S体系矿物(图6a, c, d)。部分成矿流体可沿裂隙充填形成脉状、细脉状矿石(图6b, c, d)。局部可发育似条带状矿石(图6d)。浅部受高级泥化蚀变及次生淋滤的影响, 成矿流体在较宽的破裂裂隙面结晶形成脉状、皮壳状矿石(图6a)。

2.2.3成矿期成矿阶段的划分

通过系统的野外地质编录及镜下鉴定, 将铁格隆南矿床成岩成矿作用初步划分为: 4期6阶段, 从早到晚分别为: Ⅰ岩浆期→Ⅱ斑岩热液成矿期→Ⅲ浅成低温热液成矿期→Ⅳ表生期。

岩浆期(Ⅰ)主要是深部岩浆热液侵位到冷凝固结的过程。斑岩热液成矿期(Ⅱ)主要指以岩浆热液为主的成矿流体在斑岩体及其围岩中, 以细脉浸染状形式发生铜(钼、金)矿化的过程, 对应斑岩铜矿的钾硅酸盐化、绢英岩化、青磐岩化蚀变。该成矿期(Ⅱ), 可细分为: Ⅱ-1辉钼矿-黄铜矿-斑铜矿阶段和Ⅱ-2黄铜矿-斑铜矿-黄铁矿(赤铁矿)阶段。其中, 辉钼矿-黄铜矿-斑铜矿化主要产于早期的钾硅酸盐化蚀变带中, 而黄铜矿-斑铜矿-黄铁矿形成于绢英岩化蚀变带, 少量在外围青磐岩化蚀变带。浅成低温热液成矿期(Ⅲ), 主要是岩浆热液与大气降水混合形成的酸性(或偏酸性)成矿流体, 在原斑岩矿化体的基础上, 通过充填-交代作用形成规模较大的高品位矿化过程, 对应于浅成低温热液作用下的高级泥化蚀变带。该浅成低温热液成矿期(Ⅲ)可细分为:Ⅲ-1铜蓝-斑铜矿-硫砷铜矿-蓝辉铜矿-Cu-S体系矿物阶段和Ⅲ-2黄铁矿(闪锌矿-方铅矿)阶段。铜蓝-斑铜矿、硫砷铜矿、蓝辉铜矿及铜硫体系矿化, 是浅成低温热液最主要的成矿作用, 常以浸染状形式产出, 少量成脉状产出。黄铁矿矿化阶段则主要指成矿作用晚期, 粗粒状黄铁矿呈脉状、宽脉状形式产出, 标志着主要矿化作用基本结束。表生期(Ⅳ)主要指斑岩成矿作用及浅成低温热液成矿作结束以后, 受区域隆升剥蚀等多种因素的影响, 浅地表地下水下渗, 对浅部的矿体进行再次淋滤交代, 由于很快有110 Ma美日切错组火山岩的喷发覆盖, 氧化次生富集现象不明显。

不同成矿期成矿阶段所对应的矿物组合及蚀变特征, 详见图7。

2.3矿体结构

铁格隆南矿床整体呈现“三层楼”模式, 从深至浅、从早至晚, 分别为深部花岗闪长斑岩型矿体→中浅部浅成低温热液矿体叠加斑岩型矿体→浅部为成矿后美日切错组安山岩(或英安岩)盖层(图8)。

其中, 深部斑岩型矿体: 以闪长玢岩、花岗闪长斑岩为主的中酸性含矿岩体在矿区深部侵位, 分异出的岩浆热液在侵入体及围岩接触带中, 形成细脉-浸染状矿体(图8c)。主要的矿物组合为黄铜矿、辉钼矿、斑铜矿及黄铁矿。发育良好的斑岩蚀变系统, 深部以热液脉状、条带状、团斑状黑云母为主的钾硅酸盐化, 以长石等硅酸盐矿物分解形成的绢云母、石英、黄铁矿、少量黏土矿物的黄铁绢英岩化, 外围以脉状、团斑状绿泥石、绿帘石、方解石为主的青磐岩化, 青磐岩化带中矿化较弱。整个斑岩型矿体在空间上产出的海拔位置为3 800～4 400 m。

图4　log f S2 - 1000/T相图定义热液流体的硫化作用态(Einaudi et al., 2003)Fig. 4　log f S2-1000/T diagram defining the relative sulfidation state (Einaudi et al., 2003)A—B—C-斑岩型矿化到高硫化型矿化,再到中硫化型和低硫化型碱金属矿物的演化cv-铜蓝; dg-蓝辉铜矿; py-黄铁矿; en-硫砷铜矿; bn-斑铜矿; fm-脆硫提锑铜矿; hm-赤铁矿; cp-黄铜矿; sti-辉锑矿; tt-黝铜矿; tn-砷黝铜矿; asp-毒砂; po-磁黄铁矿; lo-斜方砷铁矿A-B-C-the evolution of metallic minerals of the deposit went through porphyry mineralization, high sulphidation mineralization, mild sulphidation mineralization and low sulphidation mineralization in sequence cv-covllite; dg-digenite; py-pyrite; en-enargite; bn-bornite; fm-famatinite; hm-hematite; cp-chalcopyrite; sti-stibnite; tt-tetrahedrite; tn-tennantite; asp-arsenopyrite; po-pyrrhotite; lo-loellingite

图5　铁格隆南矿床非金属矿物特征Fig. 5　Characteristics of nonmetallic minerals in Tiegelongnan deposita-ZK1604-171.6 m, 脉状、条带状明矾石+地开石; b-ZK1604-171.6 m, 条带状明矾石镜下照片及能谱分析; c-ZK2405-228.4 m,脉状高岭石; d-ZK2405-228.4 m, 脉状高岭石能谱分析照片; e-ZK1604-386.9 m, 明矾石胶结矿化角砾; f-ZK1604-270 m,近平行产出的地开石-高岭石脉、明矾石脉、石英脉; g, h-XRD非金属矿物分析a-ZK1604-171.6 m, alunite and dickite of vein and stockwork type; b-ZK1604-171.6 m, microphotograph and energy spectrum analysis of alunite veinlets; c-ZK2405-228.4 m, kaolinite veinlets; d-ZK2405-228.4 m, the energy spectrum pictures of kaolinite veinlets; e-ZK1604-386.9 m mineralized breccias were cemented with alunite; f-ZK1604-270 m Veins of dickite-kaolinite, alunite and quartz are parallel; g, h-analysis of nonmetallic minerals by XRD

图6　铁格隆南矿床矿石组构Fig. 6　Ore structures of Tiegelongnan deposita-ZK1604-145.0 m, 脉状、皮壳状矿石; b-ZK3220-445.2 m, 稀疏浸染状矿石; c-ZK1604-167.4 m, 脉状、浸染状矿石; d-ZK1604-331.4 m, 脉状、条带状矿石; e-ZK3204-972.0 m, 中等浸染状矿石; f-ZK3204-893.7 m, 角砾状矿石; g-ZK3204-924.3 m, 角砾状矿石; h-ZK4004-1024.0 m, 网脉状矿石a-ZK1604-145.0 m, ore of vein type and crust shape; b-ZK3220-445.2 m, sparsely disseminated ore; c-ZK1604-167.4 m, vein and disseminated ores; d-ZK1604-331.4 m, vein and band ores; e-ZK3204-972.0 m, medium disseminated ores; f-ZK3204-893.7 m, brecciform ores; g-ZK3204-924.3 m, brecciform ores; h-ZK4004-1024.0 m, stockwork ores

图7　铁格隆南矿床成矿期成矿阶段(据Lin et al., 2016)Fig. 7　Mineralization stages of Tiegelongnan deposit, Tibet (after Lin et al., 2016)

图8　铁格隆南矿床不同矿体类型结构分类Fig. 8　The structure classification of different ore-body, Tiegelongnan deposita-浅部安山质凝灰岩胶结的古风化壳角砾岩; b-浅成低温热液叠加斑岩型矿石; c-深部细脉浸染状斑岩型矿石a-the breccias of palaeocrust of weathering were cemented with the shallow andesite tuff; b-porphyry ore was overprinted by epithermal mineralization; c-vein-disseminated porphyry ore in the deep depth

由于羌塘南缘在120—116 Ma期间, 存在不断的隆升, 导致岩浆热液与大气降水混合形成酸性成矿流体不断下渗, 已经形成的斑岩型矿体的上部矿(化)体被浅成低温热液成矿作用叠加, 形成中浅部的浅成低温热液叠加斑岩型矿体。该矿体规模大、品位高、矿物组合复杂, 主要以浸染状的铜蓝、蓝辉铜矿、斑铜矿、硫砷铜矿、吉硫铜矿等Cu-S体系矿物为主, 交代早期黄铁矿、黄铜矿、斑铜矿等金属矿物, 对Cu(Au)矿化品位进行再次富集(图8b)。与浅成低温热液成矿作用密切相关的蚀变作用为大范围高级泥化蚀变, 发育大量的明矾石、高岭石、地开石等粘土矿物。中浅部浅成低温热液叠加斑岩型矿体主要产出海拔为4 400 ～ 5 000 m。班—怒洋早白垩世北向俯冲-造山作用影响是巨大的,在铁格隆南矿床斑岩成矿作用和浅成低温热液成矿作用形成的矿体结构, 从矿床学证据上反演了羌塘南缘在120～116 Ma已经开始强烈的隆升和剥蚀,导致浅部部分矿体被剥蚀(图8c), 同时发育有薄薄的古风化壳, 但由于地壳快速隆升致次生淋滤富集作用不发育。

110 Ma, 成矿后喷发的安山岩盖层, 主要是指与含矿侵入岩近同期或更晚的火山活动, 形成以安山岩、英安岩为主的较厚岩石盖层, 覆盖在早期形成矿体之上, 对矿体起成矿后的保护作用, 避免矿体由于快速隆升而遭受剥蚀。该安山岩盖层产出的海拔为4 950 ～ 5 100 m。在矿区西南部, 受北西向荣那沟断裂的影响, 火山岩的厚度较大, 在AMT异常图上明显可见(图12)。

研究表明, 对高硫化型浅成低温热液矿床而言,其矿化主要以Au为主, 该类型矿床是世界上非常重要的Au资源产地, 也伴生着一定量的Ag、Cu的矿化(如Lepanto), 甚至少数矿床含有较大储量的贱金属(Hedenquist et al., 2000; Sillitoe and Hedenquist, 2003)。通过对世界上部分典型的高硫化型浅成低温热液矿床地质特征的总结发现(见表1), 几乎所有的该类型矿床都与产于火山机构的火山岩或者火山通道产物有直接的成因关系。高硫化型矿床中的Au与产于稍晚于高级泥化蚀变的高硅化蚀变相关(Sillitoe and Bonham, 1990; Richards, 2011), 如紫金山, Lepanto, Yanacocha矿床(张德全等, 1991; Hedenquist et al., 1998; So et al., 1998; Longo et al., 2010), 此外也包括南美洲一些高硫化型矿床如Pascua-El Indio地区的该类型Au矿床(Jannas et al., 1990; Bissig et al., 2002; Chouinard et al., 2005)。也有Au赋存与硫砷铜矿、黄铁矿等硫化物晶体中, 或以硒化物, 碲化物的形式存在(Kesler et al., 2002; Longo et al., 2010)。而斑岩型矿床的Au矿化主要是以硫化物中的自然金的形式存在(Kesler et al., 2002)。目前对铁格隆南矿区的研究来看, 对Au的赋存状态仍缺乏深入研究, 因为该矿区Au品位总体偏低, 主要以与铜的硫化物伴生Au产出, 此外在矿区的浅部石英砂岩中, 发现了少量的自然金产出。蒙古国的Oyu Tolgoi地区的高硫化型-斑岩型矿床, 与铁格隆南较为类似(Perelló et al., 2001; Khashgerel et al., 2006)。无高硫化矿化阶段的独立Au矿体产出, 发育在造山作用较强的造山带, 且成矿年代相对较老, 可能是受后期的剥蚀作用将与高硅蚀变相关的Au矿体剥蚀掉了。金属矿物方面, 除了上文论述Au的产出外, 在高硫化型矿床中常发育丰富的铜的多元硫化物(Einaudi et al., 2003), 铜的多元硫化物主要发育在以明矾石-高岭石等为特征的高级泥化蚀变带中, 铁格隆南, 紫金山, Yanacocha和Oyu Tolgoi矿区均有类似特征。其中以紫金山矿床为代表, 发现了一些新的矿物种类, 并很好的建立了其矿物学成因机制模型(刘文元, 2015)。多数矿床存在“上金下铜”, 如紫金山, Yanacocha矿区(张德全等, 2005; Teal and Benavides, 2010), 或者“中金外铜”, 如Lepanto和美国Summiteville矿床沿断裂中心为Au矿体, 沿断裂往外发育Cu矿化(Gray and Coolbaugh, 1994; Hedenquist et al., 1998)的矿床模式。但有一些富Au的高硫化型矿床相对缺乏铜的金属硫化物, 比如多米尼加共和国的Pueblo Viejo矿床主要富集Au-Ag矿化, 发育硫砷铜矿, 富集闪锌矿, 但是仅少量砷黝铜矿, 黝铜矿,铜蓝(Kesler et al., 2005)。Au矿化和Cu矿化虽然是一个系统在短时间内热液流体演化的产物, 但是其成矿过程中的流体特征还是有所差异(Heinrich, 2005; Hurtig and Williams-Jones, 2015)。根据现有研究, Au和Cu的运移和沉淀主要是通过富含HCl和SO2的富气相低盐度流体相关的(Hedenquist et al., 1994; Heinrich et al., 2004; Simon et al., 2005; Williams-Jones and Heinrich, 2005), 但Lepanto和紫金山的研究表明Au的沉淀可能发生在更低的温度、盐度, 更强的酸性条件下(Mancano and Campbell, 1995; Hedenquist et al., 1998; So et al., 1998)。高硫化型Cu的矿化过程, 温度和盐度值相对更高, pH值也更高(Stoffregen, 1987; So et al., 1998)。此前对铁格隆南矿区的流体包裹体研究发现浅部为中低盐度, 中高温的流体特征, 在高级泥化带中盐度略低,但测温实验所得温度相对Lepanto和紫金山的Au成矿期高, 而深部为高盐度、高温的一套流体(杨超等, 2014)。这表明铁格隆南的流体特征显示其高硫化型矿化位置处于更接近斑岩矿化的位置, 因此推测高硫化浅成低温热液带中的金矿体已经剥蚀了, 或在岩体接触带更远处, 流体包裹体研究表明, 矿床已经遭受了近1 200 m的剥蚀程度(杨超等, 2014)。

3　区域成矿规律

3.1成岩成矿年代学

3.1.1成矿岩体年代学

多龙矿集区主要产出铁格隆南、波龙、多不杂、拿若等超大型-大型斑岩-浅成低温热液型铜(金)矿床, 同时还有地堡那木岗、拿顿、色那、赛角、尕尔勤、铁格山等重要矿(化)点。已有的勘查资料显示, 矿集区矿化主要产于早白垩世中酸性浅成-超浅成侵入岩中及与中-下侏罗统长石石英砂岩的围岩接触带内(图1)。

与成矿作用有关的中酸性侵入岩, 主要为花岗闪长斑岩部分为闪长玢岩、石英闪长玢岩以及少量花岗斑岩。锆石U-Pb年代学研究表明, 这类含矿岩体主要形成年龄为116.1～125.7 Ma。其中, 铁格隆南含矿斑岩侵位时限为115.9～123.1 Ma (Lin et al., 2016; 方向等, 2015), 波龙含矿斑岩侵位活动时限为117.5～127.3 Ma (佘宏全等, 2009; Li et al., 2011, 2013; 祝向平等, 2011, 2013; 吕立娜, 2012; 陈华安等, 2013; 孙振明等, 2015), 多不杂含矿斑岩侵位时限为116.1～127.8 Ma (曲晓明和辛洪波, 2006; 李金祥, 2008; 佘宏全等, 2009; Li et al., 2011, 2013, 2014a; 祝向平等, 2012, 2013; 孙振明等, 2015), 拿若含矿斑岩侵位年龄为119.45～122.9 Ma (吕立娜, 2012; 祝向平等, 2015b; 孙振明等, 2015), 在误差范围内, 各含矿斑岩形成时代基本一致。另外, 尕尔勤、地堡那木岗、拿顿、赛角、色那及铁格山等矿床(点)的含矿斑岩成矿年龄分别为122.5～128.7 Ma、(122.0±2.5) Ma、(121.6±1.4) Ma、(120.5±1.2) Ma、(122.0±1.8) Ma及(119.7±0.6) Ma(吕立娜, 2012; 林彬等, 2017; 段志明等, 2013 郭硕, 2013; 李兴奎等, 2015; 孙振明等, 2015), 上述测试结果说明多龙矿集区含矿斑岩集中侵位于116～125 Ma之间。

表1　铁格隆南矿床与世界部分典型高硫化型浅成低温热液矿床地质特征对比Table 1 Contrast of Gelolgical characteristics between Tiegelngnan and other typical high-sulfidation epithermal deposits

3.1.2成矿年代学

多龙矿集区成矿时代主要通过辉钼矿的Re-Os同位素进行测定, 同时对与成矿作用密切相关的蚀变矿物(热液黑云母、绢云母、明矾石、钾长石等)进行40Ar-39Ar同位素分析, 据此, 对整个成矿作用进行清晰厘定。

铁格隆南矿区作为斑岩-浅成低温热液叠加成矿系统, 其成矿作用较为复杂。

(1)成岩年龄和斑岩成矿作用时限

Re-Os同位素测年: 产于浅部围岩石英-硫化物脉中的辉钼矿形成于(119.0±1.4) Ma(方向等, 2015),产于深部含矿斑岩石英-硫化物脉中辉钼矿形成于(121.2±1.2) Ma (Lin et al., 2016), 二者在误差范围内基本一致, 其斑岩成矿作用时限为119～121 Ma。

绢云母、黑云母Ar-Ar同位素测年与斑岩成矿作用相关的蚀变矿物主要有产于钾化带中的热液黑云母以及绢英岩化带中的蚀变绢云母。40Ar-39Ar同位素测年结果显示, 钾化带中黑云母形成于(121.0±1.2) Ma (Lin et al., 2016), 而绢英岩化带中绢云母形成于(120.87±0.78) Ma(杨超, 2015), 二者与斑岩型成矿作用时限基本一致。

(2)浅成低温热液成矿作用时限

黄铁矿Rb-Sr测年: 对浅成低温热液成矿作用晚阶段的黄铁矿进行Rb-Sr测年结果表明, 其形成于(117.5±1.8) Ma(Lin et al., 2016), 略晚于早期斑岩成矿作用。

明矾石Ar-Ar测年: 在高硫化型(HS)浅成低温热液矿化过程中, 明矾石常早于矿化期或与矿化过程同时形成, 是高级泥化蚀变带的典型蚀变矿物(Stoffregen, 1987; Hedenquist and Taran, 2013), 因此, 明矾石测年结果可以有效限定高硫化型矿化作用时代(Arribas et al., 1995)。40Ar-39Ar同位素分析表明, 产于高级泥化蚀变带中明矾石形成于(116.29±0.79) Ma, 是晚期浅成低温热液活动的产物。

(3)其它典型矿床成矿年代学特征

波龙、多不杂、拿若矿床作为单一的斑岩成矿系统, 其斑岩成矿作用时限可以通过辉钼矿Re-Os同位素分析加以厘定。结果显示, 波龙矿区产于含矿斑岩石英-硫化物脉中的辉钼矿形成于(119.0±1.3) Ma,其蚀变钾长石和绢云母40Ar-39Ar同位素分析表明,成矿岩浆-热液活动时限为121～118 Ma(祝向平等, 2015a)。多不杂矿区产于含矿斑岩石英-硫化物脉中的辉钼矿形成于(118.0±1.5) Ma(佘宏全等, 2009),其蚀变钾长石40Ar-39Ar同位素结果为(118.3±0.6) Ma (祝向平等, 2012)。此外, 拿若矿区石英-硫化物脉中辉钼矿Re-Os测年结果为(119.5±3.2) Ma。

综上, 多龙矿集区斑岩成矿作用时限集中于118～121 Ma, 与之相对应的钾硅酸盐蚀变、绢英岩化蚀变作用多为118～121 Ma, 二者基本一致。对于浅成低温热液成矿作用而言, 铁格隆南晚阶段黄铁矿的Rb-Sr测年和高级泥化蚀变带中明矾石40Ar-39Ar测年将浅成低温热液活动时限限定于116～117 Ma左右, 略晚于斑岩成矿作用, 二者间隔约1～4 Ma。

3.1.3成矿后岩浆岩的年代学

多龙矿集区除了产出与成矿作用密切相关的中酸性侵入外, 还出露大面积的成矿后火山岩。这套火山岩为美日切错组, 以安山岩、英安岩、玄武质英安岩、安山玢岩、安山质凝灰岩等为主, 局部含有基性火山角砾、火山弹。年代学证据表明, 铁格隆南矿区地表安山岩形成于(110.0±0.7) Ma (王勤等, 2015), 地表英安岩形成于(111.1±1.4) Ma (段志明等, 2013); 多不杂矿区安山岩形成于(110.9±1.8) Ma (Li et al., 2011), 说明火山活动时限集中在110 Ma左右, 略晚于成矿岩浆活动时限。拿顿地表玄武质安山岩形成(117.9±1.5) Ma(Li et al., 2011), 接近于成矿岩浆活动晚期, 说明火山活动具有多期性, 也说明区内中酸性含矿岩浆侵位和成矿后火山活动可能受控于统一的构造-岩浆系统。

区域上, 美日切错组并不是白垩纪唯一的陆相火山岩, 在班—怒缝合带两侧还发育则弄群、去申拉组等火山沉积地层。其中, 则弄群火山-沉积岩从东到西呈面状展布于噶尔—隆格尔—扎日南木措—错麦断裂带和狮泉河—拉果错—永珠—纳木错—嘉黎蛇绿混杂岩带之间, 东西延伸约1 000 km, 宽数十km, 其岩石组合主要为英安岩、流纹岩, 已有的年代学证据表明, 则弄群火山作用活动可能开始于130 Ma, 停息于110 Ma, 持续时间约20 Ma(朱弟成等, 2008), 可能与班怒洋南向俯冲作用有关(Zhu et al., 2015)。去申拉组火山-沉积地层主要出露于拉萨地体北缘, 靠近班公湖—怒江缝合带一侧, 东西向展布陆续展布, 出露面积近1 000 km2, 岩石组合以玄武质安山岩、安山岩及火山碎屑岩为主, 年代学研究表明其形成于104.1～112 Ma, 岩石地球化学特征具有明显的岛弧特征(康志强等, 2010; 吴浩等, 2014), 认为其可能为班怒洋南向俯冲过程中,113 Ma左右板片断离, 软流圈物质上涌形成的产物(Zhu et al., 2009, 2011; 吴浩等, 2014)。目前, 班怒洋的演化历史及其俯冲极性还存在争议, 而班—怒缝合带两侧产出的大规模火山-沉积地层为上述研究提供了最直接证据。

3.2矿床的空间分布规律

多龙矿集区各矿床(点)分布位置, 从西南至北东, 分别为地堡那木岗、拿顿、波龙、多不杂、铁格隆南、拿若、色那、赛角以及中部的铁格山和东部的尕尔勤(图1c)。其中, 勘查和研究程度较高的主要为波龙、多不杂、铁格隆南和拿若四个矿床。其中, 波龙、多不杂矿床位于矿集区中部, 二者资源量均达到大型规模, 均属于典型的斑岩型铜(金)矿床。矿区出露的主要地层为中—下侏罗统曲色组蚀变长石石英砂岩。矿体主要产于花岗闪长斑岩及其围岩(曲色组)接触带, 受中酸性含矿斑岩和区域F10断裂控制明显, 矿化主要以细脉-浸染状黄铜矿、斑铜矿、黄铁矿、磁铁矿为主, 发育典型的钾硅酸盐化、绢英岩化、青磐岩化、角岩化蚀变。矿体形成后经历了明显的隆升剥蚀, 局部覆盖成矿后火山岩。

铁格隆南矿床位于矿集区中北部, 矿床地质特征如前所述, 是区内资源量规模最大的铜(金)矿床,其Cu资源量已经超过1 000万t, 平均品位为0.53％,并伴生大型规模的Au、Ag。

拿若矿床位于矿区北部, 其资源储量也达到大型规模, Cu资源量约250万t, 平均品位0.38％, 伴生Au 82 t、Ag 870 t。矿区内主要出露地层为中—下侏罗统色哇组蚀变长石石英砂岩, 矿体主要产于花岗闪长斑岩及其围岩接触带附近。矿化主要为细脉浸染状、角砾状黄铜矿、斑铜矿、黄铁矿、磁铁矿以及少量辉钼矿化。蚀变发育斑岩矿床的钾硅酸盐化、绢英岩化、青磐岩化。不同于区内其他矿床的是, 拿若矿床发育规模较大的隐爆角砾岩筒, 角砾岩筒内发育普遍的黄铜矿化和强青磐岩化蚀变。所以, 地层-中酸性含矿岩浆-角砾岩筒是拿若矿区的主要控矿因素(丁帅等, 2014)。

3.3矿床组合规律

上述研究表明, 多龙矿集区不仅资源储量规模巨大, 其矿床种类也较多。不仅存在以波龙、多不杂为代表的斑岩型Cu(Au、Ag)矿床, 也存在以铁格隆南为代表的斑岩-浅成低温热液叠加型Cu(Au、Ag)矿床, 和以斑岩-隐爆角砾岩筒型为代表的拿若、拿顿Cu(Au、Ag)矿床。上述矿床均受控于早白垩世(120 Ma左右)侵位的中酸性花岗闪长斑岩,为成矿作用提供热动力和物质来源, 矿体产于岩体及其接触带中—下侏罗统蚀变长石石英砂岩中。当含矿斑岩体侵位后, 不仅在岩体和接触带围岩中形成斑岩型化, 也在其顶部、边部形成隐爆角砾岩筒矿化, 并且受成矿流体叠加, 可以进一步形成斑岩-浅成低温热液叠加矿化系统。虽然各类矿床有不同的产出状态, 但其深部均受控于统一岩浆活动系统。此外, 从主要矿床的分布位置看, 区域F10断裂对岩体侵位及区域成矿有明显的控制作用, 可能是深部岩浆和热液运移的重要通道。

此外, 针对矿集区斑岩-浅成低温-隐爆角砾岩筒的矿床组合规律, 目前在矿集区西南部, 拿顿矿区发现大规模的隐爆角砾岩筒, 地堡那木岗矿区发现蓝辉铜矿、铜蓝、明矾石的浅成低温热液成矿痕迹, 是否暗示在地堡—拿顿—波龙矿床之间还存在一个规模较大的斑岩-浅成低温-隐爆角砾成矿系统,有待进一步的勘查和研究证实。尕尔勤矿区新发现了含金硅帽, Au@0.3g/t以上, 是否是高硫化型浅成低温热液型金矿的露头, 需要钻探证实。

4　勘查模型

4.1蚀变矿物、金属矿物组合及分带

唐菊兴等(2014a, b)、林彬等(2017)、杨超(2015)对铁格隆南矿床的蚀变矿物、金属矿物组合及其分带做了详细的鉴定和划分, 如图9a、b所示。

蚀变矿物组合: 美日切错组火山岩一揭露, 矿体的中心部位有厚度不大的多孔状石英, 具有未剥蚀的残余硅帽特征, 往下明矾石+石英(粒度细)+地开石+高岭石组合叠加在黄铁绢英岩化带之上, 深部为黄铁绢英岩化和钾硅化带的矿物组合, 矿体两侧为典型青磐岩化带, 矿化较弱。矿体有向南东缓倾斜的趋势。

金属矿物组合: 美日切错组中没有矿化, 下伏有不连续的古风化壳, 极少钻孔岩心中可见少量的孔雀石、自然铜、褐铁矿等, 浅成低温热液矿物主要产于中浅部, 交代早阶段斑岩成矿作用形成的黄铁矿+斑铜矿+黄铁矿等硫化物, 形成Cu-S二元体系矿物交代Cu-Fe-S三元体系矿物, 也可见硫盐类矿物, 如砷黝铜矿、黝铜矿等; 深部主要是斑岩成矿作用形成的斑铜矿+黄铜矿+黄铁矿+(微量辉钼矿)。青磐岩化带中主要为黄铁矿+(少量黄铜矿)。

4.2元素地球化学分带及其勘查模型

4.2.1元素分带

在岩浆热液成矿作用中, 由于气水热液的作用,常常在矿体周围基岩中形成的元素地球化学分带,这是由于某些成矿元素及其伴生元素高度富集的结果。

剖面岩石地球化学勘查模型: 从32线附近的岩石地球化学剖面(图10)显示, 矿体由于成矿期后火山岩覆盖, 该段(ZK3236—ZK3205)没有成矿元素及相关元素的任何异常。取而代之的是上覆非矿化安山岩中的各元素含量, 其中成矿元素和伴生元素的富集强度远低于非覆盖区含矿地层中元素的富集强度。从ZK3205开始往北, 岩石地球化学剖面显示出矿致元素地球化学分带特征。

图9　铁格隆南矿床东西向剖面蚀变矿物(a)及金属矿物(b)分布图(Lin et al., 2016) (AB剖面位置见图2　)Fig. 9　The profile map of the distribution of alternation minerals (a) and metallic minerals (b) of Tiegelongnan deposit in East-west direction (Lin et al., 2016)

图10　铁格隆南矿区32号勘探线岩石地球化学测量剖面Fig. 10　The profile map of geochemistry survey of No.32 exploratory line of Tiegelongnan deposit

图10显示, 矿体上部接触带向外的围岩中, W、Mo、Sn、Bi等元素富集, 异常强度达到峰值; 向北外侧, W、Mo、Sn、Bi元素的富集程度逐渐减弱; 而Cu、Pb、Zn、Ag、Sb开始明显富集, 显示具有更强的迁移能力。

综上所述, 从矿化中心向外, 各元素所呈现的明显组合分带特征: W、Mo、Sn、Bi位于矿体的中心, 向外为Ag、Cu、Pb、Zn、Sb的富集, 组成了外带的元素异常。

4.2.21: 1万土壤地球化学勘查模型

土壤中元素组分主要来源于成矿作用形成的机械原生晕, 虽其所经历的风化作用常使之发生变化, 但矿体和原生晕中的部分组分和元素仍可通过机械迁移、水迁移、生物迁移、自然电场迁移等方式在土壤中聚集。

多龙矿集区成矿后美日切错组陆相安山质火山岩对部分区域的覆盖(铁格隆南、地堡那木岗等地表均有安山岩覆盖), 在矿区范围内, 由于地壳隆升导致安山岩剥蚀的范围较小, 铁格隆南矿区1:1万土壤地球化学资料(李彦波和范安辉, 2012)的研究,寻找到对覆盖区矿体起指示作用异常的蛛丝马迹。

铁格隆南1:1万土壤地球化学测量面积约11 km2(图11)。样品中亲铜元素Cu、Au、Ag、Pb、Zn、Bi、Sb标准偏差和变化系数较大, 说明其在土壤中具较高的富集强度和富集能力, 而亲氧元素W、Mo、Sn在土壤中的富集强度与富集能力相对较弱, 并从大到小依次为: Ag＞Pb＞Cu＞Au＞Bi＞Zn＞Sb＞W＞Mo＞Sn(李彦波和范安辉, 2012)。

测区内, 非安山岩覆盖的土壤区域(图11内南西侧至测区中心的暗紫色)地表为安山岩覆盖区域,如图11所示, 异常组合齐全, 分带清晰, 套叠较好,构成一个强度较大的半圆形异常带。内带元素组合为Mo-W-Bi-Sn, 浓集中心分布于ZK3205附近(该区域恰好为安山岩与砂岩分界区域), 围绕安山岩界线展布且向外围强度逐渐减弱。这种近源的高温元素在母岩上方强烈富集说明成矿后至安山岩覆盖前, 铁格隆南矿区围岩已经遭受剥蚀, 部分矿体已经接近或出露地表, 这与钻探结果十分吻合。中带元素组合Au-Cu-Sb, 所展现的是砂岩中细脉浸染状硫化物带来的弥散性蚀变异常。值得一提的是Cu在ZK3204以西呈现出的强烈异常区, 有效的解释是此处的坡沟地形使得该区域4排孔以北未被覆盖的矿体遭受剥蚀后搬运至此, 形成高强度次生晕异常。外带元素组合Ag-Pb-Zn, 代表的是富集低温元素的基岩原地风化堆积的结果。

4.3短波红外光谱测量勘查模型

矿区钻孔的短波红外光谱测量发现大量蚀变矿物, 是野外快速识别蚀变矿物及其组合的有效手段。通过测量, 发现存在以下分布特征: 上部高级泥化带发育明矾石(少量钠明矾石)、高岭石、地开石及水铝石; 向下为泥化带叠加在黄铁绢英岩化带,发育地开石、高岭石, 少量明矾石, 深部有少量叶腊石、绢云母、硅化等蚀变等(图12)。

4.3.1钻孔岩矿石主要蚀变矿物短波红外特征

1)明矾石

明矾石((K, Na)Al3(SO4)2(OH)6), 与地开石、高岭石和微细粒石英共生, 是一种极酸性环境下的典型高硫化型蚀变矿物。该矿物在2 165 nm、2 175 nm存在两个强烈的吸收峰, 典型吸收峰位于1 765 nm、1 475 nm附近(CSIRO, 2011)。由于含K、Na比例的不同, 矿区内主要分布钾明矾石, 且与高岭石、地开石共生分布在矿体的中上部。

2)高岭石

浅成低温热液蚀变系统的典型泥化蚀变矿物,在1 400 nm、2 200 nm附近出现双吸收峰。高岭石八面体结构中的Al离子被Fe或Ti等离子替换形成无序高岭石, 在矿区浅部局部发现有无序高岭石,但大部分是有序高岭石, 显示具有浅成低温条件形成的特点(刘长龄和刘钦甫, 2002)。根据光谱特征吸收峰位置和深度计算得到高岭石族矿物的结晶指数和相对含量指数显示属于结晶相对较好的低温热液形成的产物(Apraricio, 1999)。

高岭石结晶指数=[(R2138+R2173)/R2156]/ [(R2156+R2190)/R2173], 且2200D＞0.005。其中R表示波长值, D表示光谱吸收深度。

高岭石的结晶程度主要受其形成的pH值影响,结晶好的高岭石是形成于更为酸性的环境(Flalips, 2000)。测量结果显示, 矿区钻孔岩矿心中以有序高岭石为主, 并集中分布在钻孔的中上部, 与明矾石、地开石、叶腊石共生。

3)地开石

地开石的光谱特征与高岭石极其相似, 一对双峰位于1 400 nm、2 200 nm附近, 结晶度的不同也会引起特征值发生峰形和峰值的变化。与高岭石区别的主要特征在于1 400 nm附近的吸收峰更宽。钻孔中地开石分布较广泛, 与明矾石、高岭石共生。

4)叶腊石

叶腊石具有典型的二八面体结构, 在热液蚀变系统中由长石蚀变而来, 是一种典型的形成温度高于高岭石、地开石的蚀变矿物, 在2 188 nm、1 388 nm具有两个非常明显的特征吸收峰。钻孔岩矿心发现的叶腊石主要分布在钻孔的下部, 与有序高岭石和地开石共存, 并叠加于黄铁绢英岩化带之上。

5)绢云母

绢云母波长的变化可反映pH值的变化(Scott, 2015)、温度以及蚀变程度(Duke and Lewis, 2010),而吸收深度则可以表示绢云母的相对含量(Yang, 2011)。计算发现钻孔中的绢云母波长主要集中在2 205～2 210 nm之间。绢云母的波长变化受Si活度、pH值、Fe/Mg比值的影响(Wang, 2016)。主要分布在高级泥化带两侧及中深部斑岩型矿体的黄铁绢英岩化带中。

4.3.2短波红外光谱测量蚀变矿物分带及勘查模型

蚀变矿物组合从矿体浅部向深部, 表现为无序高岭石→地开石+有序高岭石→有序高岭石+地开石+(K, Na)明矾石→有序高岭石+地开石+钾明矾石+叶腊石→地开石+钾明矾石+叶腊石+绢云母→绢云母的蚀变分带, 具典型的高硫化浅成低温热液作用蚀变矿物组合的特征(图11)。

明矾石+地开石+有序高岭石的组合是典型高硫化型低温热液型矿床的蚀变矿物组合; 叶腊石在浅成低温热液矿化和斑岩矿化的过渡带酸性环境下的产物, 形成温度高于有序高岭石; 高岭石在不同的热蚀变作用下, 表现为从中心向外的结晶程度差异, 从有序到无序, 一般与矿化有关的有序高岭石与地开石相共生, 而地开石位于高级泥化带的中心部位。

图11　铁格隆南矿区1:1万土壤地球化学测量异常图(数据据李彦波和范安辉, 2012; 底图为分辨率0.41 m的Geoeye图像)Fig. 11　Anomaly map of 1:10000 scale of soil geochemical survey of Tiegelongnan deposit (The referenced data were derived from LI and FAN, 2012)

图12　铁格隆南矿区04排剖面短波红外光谱测量蚀变矿物分带及勘查模型Fig. 12　Profile section of 04 drill lines of alteration minerals zoning measured by short-wave infrared spectroscopy and mineral exploration model of Tiegelongnan deposit

4.4地球物理勘查模型

由于矿区存在成矿后的安山岩盖层, 局部盖层较厚, 激电探测难以达到满意效果, 故本次研究采用音频大地电磁测深(AMT)技术, 共完成两条AMT十字剖面测线, 分别为E103、N101, 测线位置见图2。

从E103东西向反演成果图(图13)上可见, 剖面上存在明显低阻异常, 整个低阻体由两个相连的低阻异常组成(C1、C2)。C1异常位于剖面500～1 600 m之间, 电阻率小于60 Ω·m, 该低阻体为从浅地表一直至3 500 m深度, 产状近于直立的筒状体。C2低阻体位于剖面测线900 m以西, 电阻率小于60 Ω·m,埋藏较深, 其顶界面位于3 900 m深度, 至海拔2 800 m以下, 向西倾, 倾角较缓, 向西未圈闭。通过地质剖面图与反演成果图的对比(图13a, c), 钻孔已控制的矿体在成果图上显示为低阻体, 且该低阻体向深部延伸, 表明该矿体有往深部延伸的趋势。已有地质资料尚无法说明C2低阻体异常的地质特性, 根据地表地质填图的结果, 认为荣那沟有一张扭性断裂, 导致矿体上盘向南西、向深部错位, 导致矿体的错失。因此, C2异常很可能代表C1低阻体的铜(金)主矿体在深部错失的一部分, 类似于美国的圣马纽埃和卡拉马祖斑岩铜矿(Lowell and Guibert, 1970)。而本矿集区多不杂矿区也存在类似的特征, 7勘探线ZK0705孔打穿矿体之后就是断层破碎带, 破碎带之下的可能是康托组或阿布山组,断层下盘错失的矿体尚未被发现(李玉彬, 私人通讯)。

从南北向N101反演成果图(图13)上可见, 剖面上低阻体(电阻率小于60 Ω·m)异常位于剖面500 m以北, 低阻体南边部分延深大, 从地表一直延至约海拔3 400 m左右, 低阻体厚达1 600余米;北边位于剖面测线1 600 m以北, 尚有厚约300余米的异常。低阻体在深部表现出向北倾的形态, 对比地质剖面与反演成果图, 钻孔已控制的矿体在ATM成果图上仅仅低阻体(电阻率小于60 Ω·m)的上面一部分, 且该低阻体继续向深部延伸, 深部斑岩型矿体的规模还很大。

从ATM成果图和已经勘查成果判断, 目前勘查深度在海拔3 900 m左右, 至海拔3 600 m, 加上荣那沟南西错失的矿体, 至少还有40％以上矿体未被探明。因此, 推测铁格隆南(荣那矿段)铜金矿床的铜资源量介于1 500～1 800万吨。

4.5区域找矿方向

铁格隆南矿区的元素地球化学分带具有典型的斑岩-浅成低温成矿系统特征, 建立的金属矿物分带、蚀变矿物分带及元素地球化学分带勘查模型、地球物理、短红外光谱勘查模型对区域找矿具有指导意义。多龙矿集区东侧的尕尔勤(图1c)发现了硅帽, 岩石地球化学异常特征显示出该地区良好的找矿前景, 条带状、层纹状、空洞状的硅帽蚀变区强烈富集Au、Cu、Ag、Hg、Tl、Se、Te、Bi、Sb、As、Pb、Zn等中低温前缘示矿元素, 与环太平洋地区大型-超大型浅成低温热液矿床的岩帽中元素富集规律相似, 样品中Au品位大0.3 g/t, 低温强酸性热液淋滤和隐爆作用形成了多孔状、条带状、角砾状、胶状、层纹状构造强硅化蚀变岩, 具有典型硅帽特征。遭受过较强剥蚀的铁格隆南矿区的矿体中心异常元素以W、Mo等近源高温指示元素已经出现(图10), 但尕尔勤地区以中低温的成矿指示元素为主, 显示该处矿床的保存可能较铁格隆南矿床更完好, 遭受的剥蚀相对更弱。

此外, 矿集区内同样具有较好成矿潜力的还有地堡那木岗地区。该地区美日切错组安山岩发育,岩石地球化学测量、短红外光谱测量显示地表具有浅成低温热液蚀变矿物组合, Au、Cu、Ag、Hg、Tl、Se、Te、Bi、Sb、As、Pb、Zn等中低温前缘示矿元素异常明显, 显示有较大的找矿潜力。

班公湖—怒江成矿带, 区域找矿有利地段是:花岗闪长斑岩、闪长玢岩的出露, 北东向压扭性、张扭性断裂构造, 伴随有燕山晚期—古近纪早期断陷性质盆地沉积, 具有110 Ma左右的陆相中基性火山岩出露, 有与斑岩-浅成低温热液成矿作用有关的蚀变矿物组合。

图13　西藏铁格隆南矿床E103和N101剖面音频大地电磁测深(AMT)与地质剖面图Fig. 13　E103 and N101 audio magnetotelluric (AMT) and geological section of Tiegelongnan deposit, in Tibet

5　结论及其地质意义

通过以上研究, 得到以下结论:

1)西藏多龙铜矿集区是西藏规模巨大, 矿床组合类型齐全(斑岩型、浅成低温热液型、隐爆角砾岩型), 蚀变组合典型, 伴生金、银的整装勘查区, 其中铁格隆南是目前唯一一个由浅成低温热液成矿作用叠加于斑岩铜成矿作用的铜(金、银)矿床, 成矿地质环境为陆缘弧。

2)该矿床具有典型“三元结构”, 矿体上部为成矿后陆相中基性火山岩覆盖, 中浅部浅成低温热液成矿作用产物叠加于斑岩矿体之上, 深部以斑岩型矿体为主; 中浅部的金属矿物组合具有Cu-S二元体系叠加在Cu-Fe-S(As)三元体系之上的特征,深部以Cu-Fe-S(As)三元体系矿物组合为主; 中浅部蚀变矿物组合为高岭石-地开石-明矾石为主, 黄铁绢云母化被改造, 深部为黄铁绢英岩化为主, 也见钾硅酸盐化, 青磐岩化位于矿体边部; 流体包裹体、氢氧同位素的结果显示, 发育2套性质不同的成矿流体, 浅成低温成矿热液具有低盐度、中低温、以岩浆热液混合地下水为主的特点, 而斑岩成矿作用的流体具有中高温、中高盐度、岩浆热液为主的特征。

3)成岩成矿年代学研究表明, 斑岩成岩成矿作用在120 Ma左右, 浅成低温热液成矿作用延至116 Ma, 成矿后的陆相安山质火山岩为110 Ma, 该套火山岩对本矿床的保存起到至关重要的作用。矿床的剥蚀程度和浅成低温热液蚀变矿物组合和矿物产出特征反映出矿床接受一定的剥蚀, 表明羌塘南缘在120～110 Ma之间, 已经快速隆升为古高原, 铁格隆南矿床已经被剥蚀了数百米。

4)建立的元素组合、矿物组合及其分带、矿体结构、勘查地球化学、AMT、短波红外光谱测量等勘查模型显示矿床深部找矿潜力巨大, 尤其是矿区西南部, 部分矿体被荣那沟张扭性断裂错切, 推测在荣那沟以西的安山岩覆盖区可能找到浅成低温热液型金矿体和被错切的斑岩-浅成低温热液型铜(金、银)矿体。

5)尕尔勤、地堡那木岗具寻找浅成低温热液-斑岩型铜(金、银)矿床的潜力。

致谢: 感谢中铝矿产资源有限公司王东生总经理、汪东坡总地质师、勘查技术部董方浏经理; 西藏金龙矿业股份有限公司沃拥军总经理; 西藏自治区地质矿产勘查开发局第五地质大队郑玉林队长、李德军常务副队长、强巴副队长等在野外和室内研究中的支持和帮助。在野外和室内期间与西藏自治区国土资源厅多吉院士, 西藏地质矿产勘查局陆彦副总工程师, 中国科学院地质与地球物理研究所秦克章研究员、李光明副研究员, 进行了有益的探讨, 受益匪浅, 在此一并表示感谢！

Acknowledgements:

This study was supported by the Special Fund for Land and Resources Scientific Research in the Public Interest (No. 201511017), Central Public-interest Scientific Institution Basal Research Fund of Chinese Academy of Geological Sciences (No. YYWF201608), National Natural Science Foundation of China (Nos. 41172077 and 41402178), China Geological Survey (No. 12120113037400), and Golden Dragon Mining Co., Ltd. (No. XZJL-2013-JS03).

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Geological Characteristics and Exploration Model of the Tiegelongnan Cu (Au-Ag) Deposit: The First Ten Million Tons Metal Resources of a Porphyry-epithermal Deposit in Tibet

TANG Ju-xing1), SONG Yang1), WANG Qin2), LIN Bin1), YANG Chao3), GUO Na2), FANG Xiang1), YANG Huan-huan1), WANG Yi-yun2), GAO Ke2), DING Shuai2), ZHANG Zhi4), DUAN Ji-lin7), CHEN Hong-qi5), SU Deng-kui6), FENG Jun6), LIU Zhi-bo1), WEI Shao-gang7), HE Wen7), SONG Jun-long2), LI Yan-bo5), WEI Lu-jie5)
1) MLR Key Laboratory of Metallogeny and Mineral Resource Assessment, Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037; 2) Chengdu University of Technology, Chengdu, Sichuan 610059; 3) Département de Géologie et de Génie Géologique, Université Laval, Quebec, QC G1V0A6, Canada; 4) Chengdu Geological Survey Center, China Geological Survey, Chengdu, Sichuan 610081; 5) No. 5 Geological Party, Tibet Bureau of Geology and Mineral Exploration and Development, Golmud, Qinghai 816000; 6) Golden Dragon Mining Co., Ltd., Lhasa, Tibet 850000; 7) China University of Geosciences (Beijing), Beijing 100083

The Tiegelongnan deposit is located in the middle of the northwest Duobuza porphyry Cu-Au deposit, and its primary ore host rock are Early Cretaceous porphyries and a suite of flysch formation or fly-schoid formation of Middle-Lower Jurassic strata, named Sewa Formation (J1-2s). A suite of Meiriqiecuo intermediate-basic volcanic formation (K1m), which was formed at 110 Ma in the post metallogenic period, lies upon the porphyry metallogenic system and is proved to be an essential element of ore preservation. With such means as detailed geological mapping, geological logging, lithogeochemical measurements, microscope observation, electron microprobe analysis, fluid-inclusion analysis, isotopic geochronology, audio magnetotelluric sounding and comprehensive research, the authors detected that the Cu-Au-Ag deposit is generally like a cylinder, trending northeast and stretching for about 2 000 meters in the northeast-southwest direction and 1 200 meters in the northwest-southeast direction. The average grade of Cu is greater than 0.5 percent and the average grade of associated Au and Ag is about 0.08 g/t and 2 g/t, separately. The resource of Cu is estimated to be about 11 megatons, and the prospective resources could be more than 15 megatons. Ores are mainly of typical veinlet disseminated structures. From top to bottom, the metallic minerals vary in a certain sequence, i.e., covellite, digenite, spionkopite, yarrowit, djurleite, anilite, chalcopyrite, bornite and a small amount of molybdenite, and the nonmetallic minerals vary in the same way, i.e., from top to bottom there are alunite, dickite, kaolinite, diaspore, sericite, quartz, anhedritite and so on. The typical minerals and the alteration mineral assemblage indicate that the deposit belongs to a porphyry-epithermal metallogenic system. The isotopic dating of different minerals gives us a clear mineralization sequence that the mineralization of epithermal system is later than porphyry's. To be specifically, the data of granodiorite-porphyry yields a diagenesis age of 120 Ma, which is older than the Re-Os age of molybdenite of the porphyry stage which is about 119 Ma, and the Ar-Ar age of alunite of the epithermal stage is about 116 Ma which is younger than the two ages mentioned above. The location of epithermal deposits was likely to move to a lower altitude continually due to the continual uplifting of the south side of Qiangtang Terrane, which could make a contribution to the formation of the typical extremely thick orebodies of the epithermal type. Two different kinds of fluid were recognized through the homogenization temperature in fluid inclusion study. The porphyry metallogenic system is characterized by high temperature andhigh salinity fluid, whereas the epithermal metallogenic system is characterized by low temperature and low salinity fluid. The emplacement location of the intrusions in the Tiegelongnan deposit is fairly shallow and the boundaries between the intrusions and the upper strata of Meiriqiecuo Formation are unconformable in the drill hole of ZK1604, which could be an evidence of the outcropping of the orebodies in the post ore-forming period, and in the meantime it is probable that the upper part of epithermal Au orebodies of the porphyry-epithermal deposit system was eroded, which is based on the metallogenic depth estimation that the upper orebodies exposed at surface had formed at the depth of about 1.2 km. The characteristics of the trace elements and the rare earth elements in the intrusions indicate that the intrusions belong to high-potassium calc-alkaline series, which are enriched in LILE and depleted in HFSE and can represent the geochemical characteristics of arc magma. In the Duolong ore concentration area, almost all the samples fall in the active continental margin zone in Y-Th/Ta and Ta/Yb-Th/Yb diagrams, and most of the samples fall in the continental marginal arc zone in Th-Co-Zr/10 and Th-Sc-Zr/10 trace element tectonic diagrams. The tectonic-magmatic activities also suggest that the formation of Duolong intrusions was closely related to the southward subduction of Bangong-Nujiang Tethys Ocean toward the Qiangtang terrane in Early Cretaceous, which was similar to the situation of tectonic setting of Andes metallogenic belt. The fact that the magma originated from depleted mantle and was contaminated by the crustal materials is primarily based on the Hf isotopic studies, which could be known from the Hf isotope data that they fall between chondrite and depleted mantle evolutionary lines and the Hf crustal modal ages are approximately the same as the intrusions there. Besides, it is likely that the hornblende might have been the main source of the melt magma, which indicates that the Bangong-Nujiang Tethys Ocean crust might have undergone a phase transition in the 50～70 km depth, which could induce the partial melting of the mantle by dehydration of such water-rich minerals as hornblende. It turns out that more deposits resemble Tiegelongnan or Rongna type could be uncovered in Gaerqin and Dibiaonamugang according to the short infrared spectra mapping and petrogeochemical profile measurement. There is a great potential for finding more Cu and the resource quantity of Cu is assessed to be more than 25 megatons in the Duolong ore concentrated area.

geological characteristics; exploration model; porphyry-epithermal Cu (Au, Ag); Tiegelongnan; Duolong; Tibet

本文由国土资源部公益性行业科研专项(编号: 201511017)、中国地质科学院院基本科研业务费(编号: YYWF201608)、国家自然科学基金项目(编号: 41172077; 41402178)、中国地质调查局青藏高原专项项目(编号: 12120113037400)和中铝资源西藏金龙矿业股份有限公司项目(编号: XZJL-2013-JS03)联合资助。获中国地质调查局、中国地质科学院2015年度地质科技十大进展第四名。

2016-06-29; 改回日期: 2016-07-21。责任编辑: 张改侠。

唐菊兴, 男, 1964年生。博士, 研究员。主要从事矿床学和固体矿产勘查与评价研究工作。通讯地址: 100037, 北京市西城区百万庄大街26号。E-mail: tangjuxing@126.com。

P618.41; P611

A

10.3975/cagsb.2016.06.03