地质通报  2019, Vol. 38 Issue (5): 790-801  
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蔡宏明, 刘桂萍, 尼加提·阿布都逊, 杨维忠, 邢令. 新疆西天山卡特巴阿苏金矿床锆石U-Pb年龄、地球化学特征及其地质意义[J]. 地质通报, 2019, 38(5): 790-801.
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Cai H M, Liu G P, Nijat A, Yang W Z, Xing L. U-Pb age and geochemistry of zircons from the Katebasu Au deposit, West Tianshan Mountains, Xinjiang, and their geological implications[J]. Geological Bulletin of China, 2019, 38(5): 790-801.
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基金项目

新疆维吾尔自治区自然科学基金项目《新疆西天山卡特巴阿苏金矿年代学研究及其地质意义》(编号:2014211B011)

作者简介

蔡宏明(1983-), 女, 博士, 讲师, 从事岩石地球化学方面的教学和科研工作。E-mail:caimm1983@163.com

文章历史

收稿日期: 2018-05-31
修订日期: 2018-07-03
新疆西天山卡特巴阿苏金矿床锆石U-Pb年龄、地球化学特征及其地质意义
蔡宏明1,2 , 刘桂萍1 , 尼加提·阿布都逊1 , 杨维忠3 , 邢令3     
1. 新疆大学地质与矿业工程学院, 新疆 乌鲁木齐 830047;
2. 新疆大学地理学博士后科研流动站, 新疆 乌鲁木齐 830047;
3. 新疆维吾尔自治区地质矿产勘查开发局/第一区域地质调查大队, 新疆 乌鲁木齐 830011
摘要: 卡特巴阿苏大型金矿床位于新疆西天山中部那拉提北缘断裂带南侧,找矿前景较好。为查明矿区容矿岩浆岩的成因及其与矿床形成的联系,对主要矿石类型含金蚀变二长花岗岩和含金石英硫化物脉进行LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb测年和地球化学研究。结果表明,锆石稀土元素显示较陡的左倾配分模式,具有明显的正Ce异常和负Eu异常,指示岩浆锆石成因。根据锆石Ce异常值,获得含矿岩石有关岩浆岩氧逸度对数值(Log(fo2))为-29.2~5.1,指示岩浆具有较高的氧逸度,有利于金在岩体中初步富集。同时,氧逸度具有较大的变化范围,指示岩浆演化过程中,存在明显的上地壳混染。应用锆石Ti温度计,获得含金蚀变二长花岗岩锆石结晶温度为765~975℃,反映岩浆来自下地壳缺水条件下的部分熔融。含金石英硫化物脉锆石具有较低的结晶温度(641~823℃),可能与早期角闪石的分异结晶有关。以上2种矿石类型的锆石U-Pb年龄分别为350.4±1.6Ma和348.9±1.4Ma,代表了容矿二长花岗岩的结晶年龄。岩体结晶年龄早于前人报道的矿床成矿年龄,表明岩体侵位与成矿作用无直接关系。
关键词: 新疆西天山    卡特巴阿苏金矿床    锆石U-Pb年龄    地球化学    
U-Pb age and geochemistry of zircons from the Katebasu Au deposit, West Tianshan Mountains, Xinjiang, and their geological implications
CAI Hongming1,2, LIU Guiping1, NIJAT Abdurusul1, YANG Weizhong3, XING Ling3     
1. College of Geology and Mining Engineering, Xinjiang University, Urümqi 830047, Xinjiang, China;
2. Geography Postdoctoral Research Station, Xinjiang University, Urümqi 830047, Xinjiang, China;
3. No.1 Geological Survey Party, Xinjiang Bureau of Geology and Mineral Exploration and Mining, Urümqi 830011, Xinjiang, China
Abstract: The Katebasu Au deposit, located on the southern side of North Nalati fault, is a large-sized deposit with great prospecting potential. In order to study the genetic relationship between intrusions developed in the study area and the Au deposit, the authors separated zircons from two main types of ore, i.e., Au-bearing altered monzogranite and quartz-sulfide vein, for U-Pb isotopic concentrations and trace element content by using LA-MC-ICP-MS. The results show that the chondrite-normalized REE patterns of zircons are characterized by HREE enrichment relative to LREE, with evident positive Ce and negative Eu anomalies, typical of magmatic zircons. The logarithm of oxygen fugacity (Log(fo2)) calculated using δCe of the analyzed zircons is -29.2 to 5.1, suggesting high oxygen fugacity of magma, which is beneficial for preliminary enrichment of Au to provide metallogenic material. The highly variable oxygen fugacity might have suffered from significant contamination of the upper crust. Meanwhile, the application of the Ti-in-zircon thermometer exhibits high temperatures of 765~975℃ for zircons extracted from the Au-bearing altered monzogranite, indicative of dehydration melting of the lower crust. The zircons from Au-bearing quartz-sulfide vein have relatively lower crystallization temperatures of 641~823℃, suggesting crystallization of amphibole before zircon. The obtained zircon U-Pb ages of 350.4 ±1.6Ma for altered monzogranite and 348.9 ±1.4Ma for quartz-sulfide vein are interpreted as the magma crystallization age of the monzogranite, which is the main host rock of the deposit. The crystallization ages are earlier than previously reported metallogenic age, probably suggesting little relationship between the monzogranite formation and metallization of the Katebasu Au deposit.
Key words: West Tianshan Mountains, Xinjiang    Katebasu Au deposit    zircon U-Pb age    geochemistry    

锆石广泛存在于各种岩石类型中,具有较高的物理化学稳定性及抗干扰能力[1],其U-Pb定年是同位素年代学研究中最常用和最有效的方法之一,用来探讨岩浆作用、变质作用[1]及热液作用[2-4]发生时间。此外,锆石含有重要的微量元素信息(Ti、Th、U、Hf、REE),记录了相关的地质作用过程,因此其微量元素地球化学研究得到了广泛关注[5-6]。已有的火成岩锆石微量元素地球化学研究表明,它们可被用来探讨母岩浆成分[7]、源区性质[8]及结晶环境[9-10]。锆石形成过程中,是否有显著热液作用的影响也可通过微量元素识别[11]。对于经历后期热液蚀变作用的火成岩系统,锆石微量元素相对于全岩地球化学组成在示踪岩浆源区及演化过程方面更具有优越性,这得益于锆石的难熔性和较强的稳定性使其微量元素保存较好[12]

“亚洲金腰带”巨型金成矿带位于天山西段,横跨乌兹别克斯坦、吉尔吉斯斯坦和中国新疆西天山[13]。新疆西天山中部那拉提山卡特巴阿苏金矿是近年在该矿带发现的大型金矿床,具有较好的找矿前景[13-16]。矿区发育多期中酸性侵入岩[14-15, 17-19],其中二长花岗岩和花岗闪长岩是主要的容矿围岩[13],显示岩浆作用与金矿床的形成有密切关系,容矿岩浆岩的形成时代及成因研究对认识矿床形成机制具有重要意义。前人对容矿二长花岗岩类做了较多的岩石学、地球化学及年代学方面的研究[14-15, 18, 20-21],认为其属于高钾钙碱性I型花岗岩,形成于晚泥盆世末期(359Ma[18])或早石炭世(351~346Ma[14-15, 20]),并提出其为俯冲洋壳部分熔融[14]或壳幔混合源成因[21],但对容矿二长花岗岩形成时代和成因的认识仍然存有争议。本文在野外地质工作的基础上,对卡特巴阿苏金矿床含矿岩石中的锆石进行U-Pb同位素和微量元素分析,在判明锆石成因类型的基础上,探讨含矿岩浆岩的形成时代、源区性质、形成条件,并讨论岩浆事件与成矿作用的关系,为卡特巴阿苏金矿床成矿背景的研究提供约束。

1 地质背景

新疆西天山位于中亚造山带西南部,是西天山造山带在中国的重要延伸,位于准噶尔板块和塔里木板块之间[22]。其间发育中天山北缘断裂、那拉提北缘断裂和那拉提南缘断裂,将该区由北向南分为北天山、哈萨克斯坦-伊犁板块、中天山和南天山4个构造单元(图 1-a)。中天山广泛出露前寒武纪变质结晶基底(如古元古界那拉提岩群、中元古界长城系泊伦干布拉克群、蓟县系科克苏群等变质岩组合)、上志留统盖层和志留纪—二叠纪深成侵入体[14]

图 1 卡特巴阿苏金矿构造位置(a)、矿区地质简图(b)和08勘探线剖面图(c)(据参考文献[14, 17]修改) Fig.1 Basic map showing the location of the study area (a), geological map (b) and geological cross section along No. 08 exploration line (c) of the Katebasu Au deposit

卡特巴阿苏金矿床产于中天山北部石炭纪侵入体内(图 1-b),北邻那拉提北缘断裂。矿区出露地层较少(图 1),主要为上志留统巴音布鲁克组,岩性为中酸性凝灰岩夹大理岩和灰岩。矿区广泛分布侵入岩体,主要形成于石炭纪,岩性主要为二长花岗岩、碱长花岗岩、花岗闪长岩,岩体中发育闪长岩脉和闪长玢岩岩脉。容矿围岩主要为二长花岗岩,其次为花岗闪长岩和闪长玢岩。矿区发育多条NEE向韧脆性断裂,为成矿流体活动提供了有利条件,其中F5、F6为主要控矿构造[15, 18, 23],主要矿体和矿化带分布在F5和F6之间。含金蚀变二长花岗岩和含金石英硫化物脉是主要矿石类型[15, 24]。后者呈不规则状产于蚀变二长花岗岩中,二者为渐变过渡关系[15]。金属矿物为黄铁矿、黄铜矿,以及微量闪锌矿、方铅矿、自然金、银等。金以裂隙金、包裹金和晶格金3种形式存在于黄铁矿、黄铜矿等载金矿物中。围岩蚀变类型为钾长石化、硅化、黄铁矿化、绢云母化、绿泥石化、绿帘石化、碳酸盐化及矽卡岩化[15, 19]。其中,硅化、黄铁矿化、绢云母化、碳酸盐化与金成矿关系密切。上述矿床地质特征详见相关参考文献[14-15, 17, 24-25],本文不再赘述。

2 样品及测试方法

样品采自卡特巴阿苏矿床8号平硐(PD08)I4矿体含金蚀变二长花岗岩和含金石英硫化物脉。前者由二长花岗岩发生黄铁矿化、钾化形成,主要金属矿物为黄铁矿和黄铜矿(图 2-ac),含少量闪锌矿。黄铁矿为半自形粒状集合体,呈棱角状,粒径约为0.50mm,集合体1.50mm。黄铜矿分布于黄铁矿附近的花岗岩裂隙,呈细脉浸染状构造,填隙状分布,脉长1.00mm。少量闪锌矿出现在黄铁矿孔隙中。脉石矿物为钾长石、石英、斜长石、黑云母。含金石英硫化物脉与含金蚀变二长花岗岩无明显界线(图 2-b),主要金属矿物为黄铁矿,其次为黄铜矿(图 2-bd)。黄铁矿呈斑点状或条带状构造浸染于石英脉载体中。后生的黄铜矿交代黄铁矿和石英裂隙,为他形填隙结构。

图 2 含金蚀变二长花岗岩和含金石英硫化物脉手标本(a、b)和显微照片(c、d) Fig.2 Specimens(a, b) and microphotographs(c, d) of Au-bearing altered monzogranite and quartz-sulfide vein Qtz—石英;Py—黄铁矿;Ccp—黄铜矿

在廊坊诚信地质服务有限公司利用常规重力和磁选方法进行锆石分选。锆石制靶、抛光后进行阴极发光(CL)照相,以观察其内部结构,选择无裂隙、无包裹体的位置进行分析。锆石U-Pb同位素定年和微量元素分析在中国地质科学院矿产资源研究所使用仪器LA-MC-ICP-MS同时完成。激光剥蚀系统为New wave UP-213,MC-ICP-MS为Themo Finnigan Neptune。激光剥蚀直径为32μm。U-Pb同位素定年采用锆石91500为外标进行同位素分馏校正,微量元素含量计算采用SRM610和GJ-1为标准样品。详细分析流程见参考文献[26]。对以上分析数据的处理采用软件ICPMSDataCal[27-29]。采用Isoplot程序[30]进行锆石年龄加权平均值计算及谐和图绘制。

3 测试结果

含金蚀变二长花岗岩(样品KTZ2)和含金石英硫化物脉(样品K156)中代表性锆石阴极发光图像分析点位置见图 3,锆石U-Pb谐和图见图 4。LAMC-ICP-MS锆石U-Pb分析结果见表 1,锆石微量元素分析结果见表 2

图 3 含金蚀变二长花岗岩和含金石英硫化物脉代表性锆石阴极发光(CL)图像 Fig.3 Representative zircon CL images of Au-bearing altered monzogranite and quartz-sulfide vein
图 4 含金蚀变二长花岗岩和含金石英硫化物脉锆石U-Pb谐和图 Fig.4 U-Pb concordia diagrams for zircons of Au-bearing altered monzogranite and quartz-sulfide vein from the Katebasu Au deposit
表 1 卡特巴阿苏金矿床锆石U-Th-Pb测定结果 Table 1 Zircon U-Th-Pb dating result of the Katbasu Au deposit
表 2 卡特巴阿苏金矿床锆石微量元素分析结果 Table 2 Zircon trace elements analytical result of the Katbasu Au deposit
3.1 锆石U-Pb年龄

样品KTZ2和K156中的锆石结构特征相似,主要呈无色透明,自形-半自形,短柱状或棱柱状。粒径分别为50~155μm和28~125μm,长宽比值均为1:1~3:1,CL图像显示明显的振荡环带(图 3),与岩浆锆石的特征一致。少数锆石具有继承核和较窄的热液增生边。

样品KTZ2的24颗锆石的24个分析数据显示(表 1),Th含量为53×10-6~650×10-6,U含量为60× 10-6~484×10-6,二者具有较好的正相关性和较高的比值(0.86~2.17,大于0.4), 进一步指示岩浆锆石的特征[1]。在锆石U-Pb谐和图(图 4-a)上,锆石测定点均位于谐和线上或其附近。锆石206Pb/238U年龄变化于344.4~358.0Ma之间,年龄加权平均值为350.4±1.6Ma(MSWD=0.72)。

样品K156的35颗锆石的35个分析点具有较高的Th含量(主要为100×10-6~833×10-6)、U含量(96×10-6~573×10-6)及Th/U值(0.95~3.33),并显示较好的Th、U正相关性,指示岩浆锆石特征。在U-Pb锆石谐和图(图 4-b)上,数据点均位于谐和线上或其附近。锆石206Pb/238U年龄变化于342.1~355.7Ma之间,年龄加权平均值为348.9 ± 1.4Ma(MSWD=0.62)。

3.2 锆石微量元素特征

样品KTZ2和K156中的锆石稀土元素总量分别为210.87 × 10-6~984.21 × 10-6和321.33 × 10-6~2281.23×10-6。稀土元素配分模式(图 5)显示左倾特征,亏损轻稀土元素(LREE)、富集重稀土元素(HREE),具有明显的正Ce异常(δCe分别为2.6~645.6和2.0~280.6)和负Eu异常(δEu分别为0.18~0.42和0.18~0.39)。总体上,同一样品不同锆石的HREE变化范围较小,并具有相似的配分形式。而LREE变化范围较大,配分模式变化较大。

图 5 球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(球粒陨石标准化值据参考文献[31]) Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns for zircons from the Katebasu Au deposit
4 讨论 4.1 锆石稀土元素特征及成因类型

由于镧系收缩,中稀土(MREE)和HREE较易进入锆石,而LREE由于较高的离子半径和电荷,在锆石中不相容性较强,在岩浆演化过程中,倾向于集中在共存熔体相。因此,通常情况下,岩浆锆石亏损LREE,LaN < 1,(LREE)N(LaN+CeN+PrN) < 10[32]。本文样品锆石部分显示LaN > 1,所有锆石显示(LREE)N > 10,表明轻稀土元素超量。较多研究实例报道了这一现象[4, 11-12, 32],并提出其来源为:①富LREE包体的涉入;②热液成因;③岩浆演化晚期锆石结晶。对本文中锆石超量轻稀土元素的来源进行分析。

(1)常见的富LREE包体通常为独居石和磷灰石,前者的存在会产生LREE和Th的同时富集,即(Sm/La)N(表征LREE富集程度)和Th呈正相关[32]。火成岩中的磷灰石可同时富集LREE和MREE,甚至MREE的富集程度较高,因此具有LREE-MREE较平坦或MREE上凸的配分形式[33]。而本文锆石均不显示这些特征(图 5图 6-a),因此来源(1)被排除。

图 6 锆石Th-(Sm/La)N (a)和δEu-δCe图解(b) Fig.6 Plots of Th-(Sm/La)N (a) and δEu-δCe (b) in zircons

(2)热液过程常被用来解释锆石LREE的富集[4, 11, 32-33]。在热液矿床或热液叠加矿床中,含矿岩石(或矿化岩石)中既可保留岩浆锆石,也可出现热液锆石[2, 34-37]。热液锆石是指在含水流体中形成,或受流体蚀变形成的锆石[11, 38],以其较高的稀土元素总量、较平坦的LREE配分型式(较低的(Sm/La)N)、较弱的Ce异常(δCe)与岩浆锆石相区分[11]。据此,Hoskin等[11]提出,稀土元素配分模式图(图 5)、La-(Sm/La)N及(Sm/La)N-δCe图解(图 7)可区分岩浆锆石和热液锆石。在这些图解中,本文研究的锆石大部分位于岩浆锆石区域或附近,排除热液锆石类型。部分锆石由于较高的LREE含量及较弱的正Ce异常,在图 5图 7中向热液锆石区域过渡,并有少数分析点投在热液锆石区域(图 7-b),表明锆石结晶过程中有流体的参与[32, 39-40]。此外,锆石结晶温度也可用来区分热液锆石和岩浆锆石。Fu等[38]认为,热液锆石结晶温度(< 500℃)低于岩浆锆石结晶温度(> 600℃)。本文锆石的结晶温度均大于600℃,与岩浆锆石结晶温度一致,进一步表明其与热液成因无关。

图 7 锆石La-(Sm/La)N (a)和(Sm/La)N-δCe图解(b)(底图据参考文献[11]) Fig.7 Plots of La-(Sm/La)N (a) and (Sm/La)N-δCe (b) in zircons

(3)在演化的侵入岩中,锆石既可以以包裹体形式存在于主要矿物(长石、角闪石和黑云母)中,又可以以独立矿物相存在于这些主要矿物晶隙间,表明其可在较长时间范围内结晶[33]。相对于LREE,HREE在锆石及其他矿物(如角闪石及黑云母)中的相容性更强[32]。这些矿物的分离结晶使与之平衡的熔体的LREE/HREE值增加,导致晚期结晶的锆石相对富集LREE。本文锆石的LREE组成具有较好的连续性(图 5),结合锆石内部结构较一致的特征(图 3),认为它们形成于同一个封闭的连续演化的熔体体系中。

4.2 锆石Ce、Eu异常和岩浆氧逸度

在稀土元素中,变价元素Ce在氧化条件下可形成Ce4+,其化学性质与Zr和Hf相似,优先进入锆石晶格[32, 41],导致锆石稀土元素球粒陨石标准化配分模式图具有Ce正异常。因此锆石正Ce异常反映其母岩浆处于氧化状态。变价元素Eu在还原条件下可形成Eu2+,优先进入斜长石,造成锆石Eu亏损。因此锆石负Eu异常反映其母岩浆处于还原状态[32]。通常情况下,锆石中2种元素异常可同时存在。如果2种异常的形成主要受锆石结晶时氧逸度的控制,那么Ce异常强度(δCe)和Eu异常强度(δEu)呈正相关[32]。本文锆石同时具有明显的正Ce异常和负Eu异常,但二者没有明显的相关性(图 6-b),反映氧逸度并不是控制锆石Ce、Eu含量的唯一因素。锆石的负Eu异常可能反映其母岩浆在锆石结晶前经历了长石的分离结晶或源区残留斜长石[4]。而正Ce异常可更好地反映熔体的氧化还原状态[32]。根据氧逸度计算公式[10],采用本文样品锆石Ce异常及未蚀变二长花岗岩Ce异常[14]计算氧逸度对数值(Log(fo2),表 2),样品KTZ2为-18.4~5.1,样品K156为-29.2~-7.5,变化范围较大,说明岩浆演化过程中存在明显的上地壳混染[42]。大部分值高于对应温压下FMQ缓冲剂的氧逸度值[10],表明锆石母岩浆,即容矿二长花岗岩岩浆为较高氧化状态。较高氧化状态有利于铜、金矿床的形成[43],因为其既可促使源区Au元素进入熔体[44],又可促使亲Cu元素不进入硅酸岩晶格,而留存于挥发相,最后转移至热液中[45]。对于卡特巴阿苏金矿床,容矿二长花岗岩岩浆期后热液过程在成矿中的作用尚存争议[15, 19, 23],但其可能提供成矿物质[15],这与锆石稀土元素显示的高氧逸度可能有关。

4.3 锆石微量元素对源区性质的约束

在大多地质条件下,锆石中Ti的扩散速率比Pb低得多,可忽略不计[46]。尽管样品经受不同程度的热液作用,考虑到锆石对Pb组成保存较好,笔者认为Ti组成同样被保存,因此可反映锆石形成条件,进而反映其母岩浆形成条件。

锆石Ti含量随温度增加而增加[47],可指示锆石结晶温度,并被广泛用来估计火成岩的结晶温度。样品KTZ2锆石的Ti含量除一个分析点为119.2 × 10-6外(可能受包体及富Ti裂隙的影响[48]),其余点主要为13×10-6~86×10-6表 2),表现出Ti含量较高、变化较大的特征。利用锆石Ti含量地质温度计计算公式T=(5080 ± 30)/[(6.01 ± 0.03) – lg(TiZr)]-273[46],获得样品KTZ2锆石结晶温度为765~975℃,平均值为902℃。这些特征可与Arabian-Nubian地盾后碰撞火山岩及花岗岩中的锆石结晶温度(变化范围分别为790~986℃和781~934℃,平均值分别为901℃和847℃)相比[32],后者来自于下地壳的熔融。另外,已有研究[34, 49]表明,大部分高温条件下(> 750℃)形成的岩浆岩,锆石结晶温度落在湿花岗岩固相线以上。因此推测,其母岩浆来源于下地壳缺水条件下的部分熔融。

前已述及,含金石英硫化物脉与蚀变二长花岗岩为渐变过渡关系(图 2-b),表明它们可能是同一岩体在同一矿化事件中不同程度矿化作用的结果,因此其锆石来源与蚀变二长花岗岩一致。样品K156锆石给出较低且较集中的Ti含量,主要为3× 10-6~20×10-6,与地球大多数样品Ti含量一致[50],同样的方法获得锆石结晶温度为641~823℃。其相对较低的锆石Ti含量和相应的结晶温度可能与锆石结晶前角闪石的分异结晶有关[12],反映该样品锆石结晶晚于样品KTZ2。这一解释与其较高的不相容元素含量(U、Th、LREE)及较晚的U-Pb年龄一致。

锆石母岩浆,即容矿二长花岗岩岩浆来自于洋壳熔融[14]还是壳幔混合源区[21],尚存有争议。锆石微量元素可以反映其母岩浆源区性质(陆壳或洋壳)。Grimes等[8]通过对比大洋中脊辉长岩及大陆花岗岩类中锆石的微量元素特征,发现来自不同源区的锆石具有不同的大离子亲石元素(U、Th、P)和重稀土元素含量,并给出微量元素或微量元素比值判别图解(如Yb-U和Y-U/Yb图解),可有效地判别锆石来源,进而判别其母岩浆的来源。这些判别图解广泛用于探讨岛弧地区花岗岩类的源区性质[32, 48, 51]。在图 8中,2个样品的锆石有较高的U含量和U/Yb值,均投在陆壳区域,说明岩浆来自地壳的部分熔融。

图 8 锆石Yb-U (a)和Y-U/Yb图解(b)(底图据参考文献[8]) Fig.8 Plots of Yb-U (a) and Y-U/Yb (b) in zircons
4.4 成岩时代及其地质意义

如上所述,卡特巴阿苏含金蚀变二长花岗岩和含金石英硫化物矿石由容矿二长花岗岩不同程度矿化形成。本文锆石属于岩浆锆石,U-Pb年龄谐和度较好(表 1图 4),说明锆石自结晶后,U、Th、Pb组成保存较好[12],后期矿化作用对这些成分的改造不明显。因此,其U-Pb同位素年龄可代表容矿二长花岗岩的结晶年龄。样品KTZ2和K156的锆石206Pb/238U年龄加权平均值为350.4 ± 1.6Ma(MSWD=0.72)和348.9±1.4Ma(MSWD=0.62),晚于邢令等[18]报道的未蚀变二长花岗岩的SHRIMP锆石U-Pb测年结果(359.3±5.3Ma),而与冯博等[14]和张祺等[15]报道的锆石206Pb/238U年龄加权平均值(345.5±2.6Ma和346.3±3.3Ma)在误差范围内一致,支持卡特巴阿苏金矿床容矿二长花岗岩侵位于早石炭世。已有研究获得矿石载金黄铁矿Re-Os等时线年龄为310.9±4.2Ma[15],黄铁矿Rb-Sr等时线年龄为322.5±6.8Ma[20],均指示晚石炭世成矿。本文获得的锆石U-Pb年龄,较成矿时代早30~40Ma,显示容矿二长花岗岩代表的岩浆事件与成矿无直接关系。卡特巴阿苏金矿床显示的斑岩型或岩浆热液型矿床特征,可能与中—晚石炭世中酸性侵入岩岩浆作用有关[20],需要进一步研究。

5 结论

(1)卡特巴阿苏金矿床主要矿石类型含金蚀变二长花岗岩和含金石英硫化物脉中的锆石稀土元素显示左倾较陡的配分模式,具有明显的正Ce异常和负Eu异常,指示岩浆锆石成因。与典型岩浆锆石相比,LREE超量,指示其结晶于晚期富LREE的熔体。

(2)含矿岩石有关岩浆岩的氧逸度对数值Log(fo2)为-29.2~5.1,指示岩浆具有较高的氧逸度,有利于Au在岩体中初步富集。氧逸度变化范围较大,指示岩浆演化过程中存在明显的上地壳混染。

(3)锆石Ti温度计显示,含金蚀变二长花岗岩锆石结晶温度较高(765~975℃),指示岩浆来自下地壳缺水条件下的部分熔融。含金石英硫化物脉中锆石有较低的结晶温度和较高的不相容元素含量,说明其结晶较晚。锆石较高的U含量和U/Yb值进一步支持其来自于地壳。

(4)含矿岩石锆石U-Pb年龄为350.3 ± 1.6~348.9±1.4Ma,代表容矿二长花岗岩的结晶年龄,支持其形成于早石炭世的观点。成岩时代早于矿床成矿年龄,表明岩体侵位与成矿作用无直接关系。

致谢: 样品采集得到中国地质大学(北京)翟裕生院士和薛春纪教授的帮助,成文过程中得到新疆大学吴兆宁副教授和中国地质大学(武汉)骆必继博士的帮助,审稿专家提出建设性修改意见,在此一并表示感谢

参考文献
[1]
Wu Y B, Zheng Y F. Genesis of zircon and its constraints on interpretation of U-Pb age[J]. Chinese Science Bulletin, 2004, 49(15): 1554-1569. DOI:10.1007/BF03184122
[2]
Hu F F, Fan H R, Yang J H, et al. Hydrothermal U-Pb zircon Shrimp dating ore-forming age of the lode gold-quartz-sulphide veins in Rushan, Jiaodong Peninsula[J]. Chinese Science Bulletin, 2004, 49(15): 1629-1636. DOI:10.1007/BF03184134
[3]
Kerrich R. Hydrothermal zircon and baddeleyite in Vald'Or Archean mesothermal gold deposits:Characteristics, compositions, and fluid-inclusion properties, with implications for timing of primary gold mineralization[J]. Canadia Journal of Earth Sciences, 1993, 30(2): 2334-2351.
[4]
Li H, Watanabe K, Yonezu K. Zircon morphology, geochronology and trace element geochemistry of the granites from the Huangshaping polymetallic deposit, South China:Implications for the magmatic evolution and mineralization processes[J]. Ore Geology Reviews, 2014, 60(3): 14-35.
[5]
Belousova E, Griffin W, O'reilly S Y, et al. Igneous zircon:trace element composition as an indicator of source rock type[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 2002, 143(5): 602-622. DOI:10.1007/s00410-002-0364-7
[6]
Wang Q, Zhu D C, Zhao Z D, et al. Magmatic zircons from I-, Sand A-type granitoids in Tibet:Trace element characteristics and their application to detrital zircon provenance study[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2012, 53(2): 59-66.
[7]
Rubatto D. Zircon trace element geochemistry:partitioning with garnet and the link between U-Pb ages and metamorphism[J]. Chemical Geology, 2002, 184(1/2): 123-138.
[8]
Grimes C B, John B E, Kelemen P B, et al. Trace element chemistry of zircons from oceanic crust:A method for distinguishing detrital zircon provenance[J]. Geology, 2007, 35(7): 643-646. DOI:10.1130/G23603A.1
[9]
Nardi L V S, Formoso M L L, Jarvis K, et al. REE, Y, Nb, U, and Th contents and tetrad effect in zircon from a magmatichydrothermal F-rich system of Sn-rare metal-cryolite mineralized granites from the Pitinga Mine, Amazonia, Brazil[J]. Journal of South American Earth Sciences, 2012, 33(1): 34-42. DOI:10.1016/j.jsames.2011.07.004
[10]
Trail D, Watson E B, Tailby N D. Ce and Eu anomalies in zircon as proxies for the oxidation state of magmas[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2012, 97: 70-87. DOI:10.1016/j.gca.2012.08.032
[11]
Hoskin P W O. Trace-element composition of hydrothermal zircon and the alteration of Hadean zircon from the Jack Hills, Australia[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2005, 69(3): 637-648. DOI:10.1016/j.gca.2004.07.006
[12]
Kong D X, Xu J F, Chen J L. Oxygen isotope and trace element geochemistry of zircons from porphyry copper system:Implications for Late Triassic metallogenesis within the Yidun Terrane, southeastern Tibetan Plateau[J]. Chemical Geology, 2016, 441: 148-161. DOI:10.1016/j.chemgeo.2016.08.012
[13]
薛春纪, 赵晓波, 莫宣学, 等. 西天山"亚洲金腰带"及其动力背景和成矿控制及找矿[J]. 地学前缘, 2014, 21(5): 128-155.
[14]
冯博, 薛春纪, 赵晓波, 等. 西天山卡特巴阿苏大型金铜矿赋矿二长花岗岩岩石学、元素组成和时代[J]. 地学前缘, 2014, 21(5): 187-195.
[15]
张祺, 薛春纪, 赵晓波, 等. 新疆西天山卡特巴阿苏大型金矿床地质地球化学和成岩成矿年代[J]. 中国地质, 2015, 42(3): 411-437. DOI:10.3969/j.issn.1000-3657.2015.03.003
[16]
杜亚龙, 李智明, 王继斌, 等. 新疆西天山卡特巴阿苏金矿黄铁矿地球化学特征及地质意义[J]. 西北地质, 2017, 50(1): 239-248. DOI:10.3969/j.issn.1009-6248.2017.01.020
[17]
杨维忠, 薛春纪, 赵晓波, 等. 新疆西天山新发现新源县卡特巴阿苏大型金铜矿床[J]. 地质通报, 2013, 32(10): 1613-1620. DOI:10.3969/j.issn.1671-2552.2013.10.013
[18]
邢令, 杨维忠, 藏梅, 等. 新疆卡特巴阿苏金铜矿区二长花岗岩锆石SHRIMP U-Pb年龄及地质意义[J]. 新疆地质, 2015, 33(1): 1-6. DOI:10.3969/j.issn.1000-8845.2015.01.002
[19]
刘云华, 李真, 莫宣学, 等. 西天山卡特巴阿苏矽卡岩型-破碎带蚀变岩型金铜矿床地质特征[J]. 吉林大学学报(地球科学版), 2016, 46(5): 1368-1382.
[20]
Dong L L, Wan B, Yang W Z, et al. Rb-Sr geochronology of single gold-bearing pyrite grains from the Katbasu gold deposit in the South Tianshan, China and its geological significance[J]. Ore Geology Reviews, 2018, 100: 99-110. DOI:10.1016/j.oregeorev.2016.10.030
[21]
韩继全, 杨维忠, 林泽华, 等. 新疆卡特巴阿苏金矿床含矿岩石及围岩地球化学特征与构造环境简析[J]. 新疆地质, 2016, 34(4): 496-503. DOI:10.3969/j.issn.1000-8845.2016.04.010
[22]
高俊, 钱青, 龙灵利, 等. 西天山的增生造山过程[J]. 地质通报, 2009, 28(12): 1804-1816. DOI:10.3969/j.issn.1671-2552.2009.12.013
[23]
邢令, 藏梅, 杨维忠, 等. 新疆卡特巴阿苏金铜矿床全岩矿化小岩体的发现及地质意义[J]. 新疆地质, 2016, 34(2): 1-7.
[24]
高永伟, 张振亮, 王志华, 等. 西天山卡特巴阿苏金矿床成矿年代学及其地质意义——来自绢云母40Ar-39Ar同位素年龄证据[J]. 地质与勘探, 2015, 51(5): 805-815.
[25]
邢令, 薛春纪, 藏梅, 等. 西天山卡特巴阿苏金铜矿区成矿元素分布及其勘查意义[J]. 矿床地质, 2018, 37(1): 105-115.
[26]
侯可军, 李延河, 田有荣. LA-MC-ICP-MS锆石微区原位UPb定年技术[J]. 矿床地质, 2009, 28(4): 481-492. DOI:10.3969/j.issn.0258-7106.2009.04.010
[27]
Liu Y S, Hu Z C, Gao S, et al. In situ analysis of major and trace elements of anhydrous minerals by LA-ICP-MS without applying an internal standard[J]. Chemical Geology, 2008, 257(1/2): 34-43.
[28]
Liu Y S, Gao S, Hu Z C, et al. Continental and oceanic crust recycling-induced melt-peridotite interactions in the TransNorth China Orogen:U-Pb dating, Hf isotopes and trace elements in zircons from Mantle Xenoliths[J]. Journal of Petrology, 2010, 51(1/2): 537-571.
[29]
Liu Y S, Hu Z C, Zong K Q, et al. Reappraisement and refinement of zircon U-Pb isotope and trace element analyses by LA-ICP-MS[J]. Chinese Science Bulletin, 2010, 1(15): 1535-1546.
[30]
Ludwig K R. ISOPLOT/Ex, version3:A geochronological toolkit for microsoft excel[M]. Berkeley: Berkeley Geochronology Center, California, 2003.
[31]
McDonough W F, Sun S S. The composition of the Earth[J]. Chemical Geology, 1995, 120(3/4): 223-253.
[32]
El-Bialy Z M, Ali K A. Zircon trace element geochemical constraints on the evolution of the Ediacaran (600-614Ma) postcollisional Dokhan volcanics and younger granites of SE Sinai, NE Arabian-Nubian Shield[J]. Chemical Geology, 2013, 360/361(1): 54-73.
[33]
Whitehouse M J, Kamber B S. On the overabundance of light rare earth elements in terrestrial zircons and its implication for Earth's earliest magmatic differentiation[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2002, 204(3/4): 333-346.
[34]
周金胜, 孟祥金, 藏文栓, 等. 西藏青草山斑岩铜金矿含矿斑岩锆石U-Pb年代学、微量元素地球化学及地质意义[J]. 岩石学报, 2013, 29(11): 3755-3766.
[35]
Pettke T, Audétat A, Schaltegger U, et al. Magmatic to hydrothermal crystallization in the W-Sn mineralized Mole Granite (NSW, Australia):Part Ⅱ:Evolving zircon and thorite trace element chemistry[J]. Chemical Geology, 2005, 220(3/4): 191-213.
[36]
Lawrie K C, Mernagh T P, Ryan C G, et al. Chemical fingerprinting of hydrothermal zircons:an example from the Gidginbung high sulphidation Au-Ag-(Cu) deposit, New South Wales, Australia[J]. Proceedings of the Geologists' Association, 2007, 118(1): 37-46. DOI:10.1016/S0016-7878(07)80045-9
[37]
Valley P M, Hanchar J M, Whitehouse M J. Direct dating of Fe oxide-(Cu-Au) mineralization by U/Pb zircon geochronology[J]. Geology, 2009, 37(3): 223-226. DOI:10.1130/G25439A.1
[38]
Fu B, Mernagh T P, Kita N T, et al. Distinguishing magmatic zircon from hydrothermal zircon:A case study from the Gidginbung high-sulphidation Au-Ag-(Cu) deposit, SE Australia[J]. Chemical Geology, 2009, 259(3/4): 131-142.
[39]
Yang W B, Niu H C, Shan Q, et al. Geochemistry of magmatic and hydrothermal zircon from the highly evolved Baerzhe alkaline granite:implications for Zr-REE-Nb mineralization[J]. Mineralium Deposita, 2014, 49(4): 451-470. DOI:10.1007/s00126-013-0504-1
[40]
赵振华. 副矿物微量元素地球化学特征在成岩成矿作用研究中的应用[J]. 地学前缘, 2010, 17(1): 267-286.
[41]
Shen P, Hattori K, Pan H, et al. Oxidation condition and metal fertility of granitic magmas:Zircon trace-element data from porphyry Cu deposits in the Central Asian Orogenic Belt[J]. Economic Geology, 2015, 110(7): 1861-1878. DOI:10.2113/econgeo.110.7.1861
[42]
辛洪波, 曲晓明. 西藏冈底斯斑岩铜矿带含矿岩体的相对氧化状态:来自锆石Ce(Ⅳ)/Ce(Ⅲ)比值的约束[J]. 矿物学报, 2008, 28(2): 152-160. DOI:10.3321/j.issn:1000-4734.2008.02.007
[43]
Sun W D, Arculus R J, Kamenetsky V S, et al. Release of goldbearing fluids in convergent margin magmas prompted by magnetite crystallization[J]. Nature, 2004, 431(7011): 975-978. DOI:10.1038/nature02972
[44]
Carroll M R, Rutherford M J. Sulfur speciation in hydrous experimental glasses of varying oxidation state; results from measured wavelength shifts of sulfur X-rays[J]. American Mineralogist, 1988, 73(7/8): 845-849.
[45]
芮宗瑶, 张洪涛, 陈仁义, 等. 斑岩铜矿研究中若干问题探讨[J]. 矿床地质, 2006, 25(4): 491-500. DOI:10.3969/j.issn.0258-7106.2006.04.014
[46]
Watson E B, Wark D A, Thomas J B. Crystallization thermometers for zircon and rutile[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 2006, 151(4): 413. DOI:10.1007/s00410-006-0068-5
[47]
Baldwin J A, Brown M, Schmitz M D. First application of titanium-in-zircon thermometry to ultrahigh-temperature metamorphism[J]. Geology, 2007, 35(4): 295-298. DOI:10.1130/G23285A.1
[48]
Carley T L, Miller C F, Wooden J L, et al. Iceland is not a magmatic analog for the Hadean:Evidence from the zircon record[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2014, 405(1/2): 85-97.
[49]
Harrison T M, Watson E B, Aikman A B. Temperature spectra of zircon crystallization in plutonic rocks[J]. Geology, 2007, 35(7): 635. DOI:10.1130/G23505A.1
[50]
Fu B, Page F Z, Cavosie A J, et al. Ti-in-zircon thermometry:applications and limitations[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 2008, 156(2): 197-215. DOI:10.1007/s00410-008-0281-5
[51]
Xie J C, Fang D, Yan J, et al. Petrogenesis of Mesozoic dioritic rocks and Cu-Au mineralization in Tongling region:In-situ zircon geochemical constraints[J]. Acta Geologica Sinica, 2014, 88(s2): 51-53. DOI:10.1111/1755-6724.12367_25