李奕帆 賴勇

青海省九八溝透閃石玉礦床成礦機制研究

李奕帆 賴勇?

造山帶與地殼演化教育部重點實驗室, 北京大學地球與空間科學學院, 北京 100871;?通信作者, E-mail: yonglai@pku.edu.cn

研究格爾木九八溝透閃石玉礦這一典型昆侖玉礦床的地質特征、礦物化學、礦體產(chǎn)狀、含礦地層和侵入體巖石地球化學特征及成巖時代, 確定其成礦時代和成礦機理。結果表明, 控礦巖體似斑狀二云母二長花崗巖的鋯石U-Pb年齡為427.1±4.7 Ma。礦區(qū)內(nèi)巖漿熱液交代成因的矽卡巖中發(fā)育陽起石, 玉石中則為透閃石, 二者具有明顯不同的礦物化學特征。結合巖漿、圍巖、玉礦石和蝕變巖的全巖微量元素特征, 認為成礦過程是巖漿侵入含硅質團塊白云巖, 引發(fā)接觸熱變質作用, 使得白云石和硅質團塊直接發(fā)生變質反應而形成透閃石玉礦床。

透閃石玉; 成礦時代; 成礦機理; 九八溝; 青海省

透閃石玉的組成礦物主要為透閃石, 含量通常大于 95%。根據(jù)其賦礦圍巖的巖性, 可將透閃石玉分為蛇紋巖型和白云巖型, 前者為富 Ca, Si 熱液交代蛇紋巖成因, 后者為富 Si 熱液交代白云巖或硅質白云巖變質成因[1]。1992 年以來, 東昆侖地區(qū)陸續(xù)發(fā)現(xiàn)三岔河、納赤臺、拖拉海、羊皮嶺、沒草溝、大灶火河、小灶火河和九八溝等一系列透閃石玉礦床, 分別為中酸性、基性和超基性巖侵入白云巖形成, 其中與基性和超基性巖漿有關的礦床通常為接觸交代成因[2?4], 與中酸性巖漿有關的礦床可能為接觸交代或接觸熱變質成因[5?7]。

在中酸性巖漿巖和白云巖的接觸帶, 往往發(fā)育矽卡巖化, 并可能產(chǎn)出透閃石玉。矽卡巖帶常出現(xiàn)透閃石?鐵陽起石系列礦物, 目前尚欠缺對玉礦與矽卡巖中角閃石的對比研究。東昆侖地區(qū)自然環(huán)境惡劣, 巖漿和構造關系復雜, 找礦難度大。近年來, 雖然對東昆侖地區(qū)透閃石玉的地質特征和成因研究不斷取得新成果, 但對礦床成因尚有不同的認識。九八溝透閃石玉產(chǎn)出于中酸性巖基侵入白云巖的接觸帶附近, 礦床研究程度低, 成因尚不明確。本文通過探究九八溝玉礦的成因機制, 試圖厘清巖漿在成礦中的作用, 為進一步找礦提供理論依據(jù)。

1 區(qū)域地質背景

東昆侖地區(qū)下元古界到新生界地層均有發(fā)育, 集中在前寒武紀、奧陶紀、石炭–二疊紀、三疊紀及新生代[8?9], 巖性主要為白云巖、大理巖和碎屑巖等。透閃石玉賦礦地層主要是中元古界萬寶溝群(三岔河玉礦、拖拉海玉礦和九八溝玉礦等), 巖性為火山巖?碳酸鹽巖組合; 其次是下元古界金水口群[10?11](大灶火河玉礦和小灶火河玉礦等), 巖性為片麻巖和混合巖組合, 夾石英巖和鎂質大理巖透鏡體; 部分礦點位于中元古界長城系小廟組和薊縣系狼牙山組地層中; 個別礦點位于二疊系地層中[11]。

該區(qū)屬于東昆侖造山帶。該造山帶位于青藏高原東北緣的中央造山帶西部, 臨近昆侖–柴達木地塊與巴顏喀拉–松潘–羌塘地塊的結合帶, 北部以柴達木盆地為界, 南抵巴顏喀拉山脈, 西部以北東走向的阿爾金走滑斷裂為界, 屬于典型的復合增生造山帶(圖 1)[12]。該區(qū)的構造演化史主要包括前寒武古陸形成、加里東期造山(包括早古生代洋盆開合及加里東褶皺山鏈的形成)、晚華力西–印支期造山(包括古特提斯洋盆開合和柴北緣及東昆侖–巴顏喀拉褶皺山鏈的形成)以及中新生代疊復造山 4 個構造旋回[13?14]。

區(qū)內(nèi)巖漿活動十分發(fā)育, 主要為中酸性巖漿巖, 包括華力西期和印支期的花崗閃長巖和二長花崗巖, 以及少量早古生代巖體[15?16]。納赤臺北早古生代巖體又稱萬寶溝巖體。此外, 晚元古代和早古生代等時期的拉張伸展作用導致的板塊破裂形成一系列基性巖漿, 以巖脈和巖墻形式產(chǎn)出。

強烈的構造和巖漿活動使東昆侖地區(qū)廣泛分布深大斷裂和次級擠壓破碎帶, 巖漿熱液活動廣布。在中酸性巖體和碳酸鹽巖地層接觸帶附近, 接觸熱變質和接觸交代作用均十分強烈, 為透閃石玉成礦提供了有利條件。

2 礦區(qū)地質特征

九八溝礦區(qū)位于東昆侖造山帶中部, 介于昆中斷裂與昆南斷裂之間(圖 1)。區(qū)內(nèi)構造活動強烈, 褶皺斷裂發(fā)育, 經(jīng)歷多期疊加與改造[17?18](圖 2)。斷裂以 EW 向和 NWW 向為主, 其次為 NE 向。礦區(qū)地層主要是中元古界萬寶溝群碳酸鹽巖和碎屑巖[17]。碳酸鹽巖包括硅質團塊白云巖及白云質大理巖(圖 3(c)和(f)), 有明顯的重結晶現(xiàn)象。碎屑巖以紫紅色粉砂巖為主。玉石礦體賦存于萬寶溝群硅質團塊白云巖中。礦區(qū)地層裂隙較發(fā)育(圖 5(e)和(f)), 但賦存礦體白云巖構造裂隙少, 為厚層塊狀(圖 3(c)和(d))。

礦區(qū)西側侵入加里東期中酸性巖基, 即萬寶溝巖體, 為似斑狀二云母二長花崗巖, 具有典型的似斑狀結構, 斑晶為粗大的條紋長石(圖 3(a))。

圖1 東昆侖地區(qū)區(qū)域地質簡圖(據(jù)文獻[12]修改)

圖2 礦區(qū)周邊地質示意圖(據(jù)文獻[18]修改)

在侵入體與硅質白云巖圍巖的接觸帶附近, 圍巖蝕變和變質現(xiàn)象十分發(fā)育。根據(jù)礦物組合、形態(tài)和產(chǎn)狀, 可劃分兩種圍巖蝕變類型: 1)礦體周圍(礦區(qū)北側)主要為透閃石化和滑石化; 2)其他接觸區(qū)域(礦區(qū)南側)為典型的矽卡巖化蝕變分帶(圖 2)。

2.1 接觸變質特征

礦體主要產(chǎn)于北側與侵入巖緊密接觸的硅質白云巖中(圖 2), 產(chǎn)出位置嚴格受侵入巖控制。白云巖形態(tài)較完整, 構造裂隙不發(fā)育, 礦體整體上呈厚層塊狀(圖 3(c)和(d))。礦石類型為塊狀或浸染狀, 形態(tài)變化大。塊狀礦石為較純的透閃石巖, 主要礦物為透閃石, 局部可見后期充填或交代形成的方解石及白云石; 浸染狀礦石主體為重結晶白云巖, 透閃石不均勻地分布于白云石之間, 局部可見細粒石英集合體(圖 4(a))。早期透閃石為微細粒集合體狀, 形成纖維交織結構或毛氈狀結構(圖 4(b)); 塊狀礦石中則呈現(xiàn)不同形態(tài)的透閃石互相疊加, 晚期透閃石呈粗粒長柱狀, 相對自形, 為早期透閃石重結晶產(chǎn)物(圖 4(c))。透閃石重結晶程度是評價其玉石化的重要指標[19], 纖維交織結構或毛氈狀結構的透閃石有定向的細粒集合體, 這類玉石手標本溫潤細膩, 呈半透明狀; 局部重結晶的透閃石顆粒較粗大, 不均勻, 玉石質地較差。

玉礦體及其白云巖圍巖中未見明顯蝕變現(xiàn)象, 僅在遠離巖體一側白云巖中發(fā)育滑石、蛇紋石和金云母, 未見硅酸鹽礦物之間交代殘余或假象結構。白云巖中滑石呈鱗片狀, 分布均勻(圖 4(d)), 蛇紋石主要為粒狀集合體, 金云母呈自形片狀散布。

2.2 矽卡巖蝕變分帶特征

礦區(qū)南側具有較完整的矽卡巖分帶(圖 3), 距巖體由近至遠可分為石榴石帶、透輝石帶和陽起石帶。石榴石帶的主要礦物為石榴子石, 次要礦物為綠簾石、陽起石及極少量符山石和黑云母, 其中石榴子石主要為鈣鐵榴石, 形態(tài)為粒狀, 粒徑粗大(圖5(b)); 透輝石帶的主要礦物組合為透輝石–次透輝石, 含少量陽起石、符山石和蛇紋石, 可見透輝石被陽起石交代的現(xiàn)象(圖 5(d)和圖 6(d)), 輝石周圍亦可見放射狀或簇狀蛇紋石(圖 6(e)); 陽起石帶的主要礦物為陽起石或鐵陽起石, 含少量次透輝石及黑云母或富鐵金云母, 野外可見角礫巖化(圖 5(a))。上述分帶中的黑云母和富鐵金云母為片狀和粒狀, 分布在石榴子石與陽起石等礦物之間, 具有顯著的多色性, 呈現(xiàn)交代石榴子石及陽起石的特征(圖 6 (f))。矽卡巖帶未見透閃石。

3 實驗方法和結果

3.1 分析方法

對礦區(qū)二長花崗巖、矽卡巖、白云巖和透閃石玉礦石樣品進行主量元素、微量元素和稀土元素分析。測試工作在廣州澳實礦物實驗室完成, 主量元素分析采用X熒光光譜法(ME-XRF26d), 燒失量分析采用稱重法, 微量元素分析采用等離子發(fā)射光譜法(ME-ICP68和ME-ICP61)。分析結果見表1。

結合探針片顯微鏡下特征及礦物分布特點, 選取九八溝礦區(qū)閃石族礦物及碳酸鹽礦物進行電子探針元素分析, 測試工作在北京大學造山帶與地殼演化教育部重點實驗室完成, 電子探針型號為 JEOL–JXA8100, 加速電壓為 15kV, 束流為 10nA, 硅酸鹽礦物束斑直徑為 2μm, 碳酸鹽礦物束斑直徑為 10μm。使用 PRZ 方法進行校正。分析結果見表2。

對二長花崗巖(JBG-143)進行碎樣, 并挑選鋯石制靶。鋯石 U-Pb 定年在北京大學造山帶與地殼演化教育部重點實驗室 LA-ICP-MS 實驗室完成, 激光器型號為 ComPex102, 質譜系統(tǒng)儀器型號為 Agilent 7500ce/cs, 分析束斑束斑直徑為 32μm。使用 Ple-sovice 鋯石作為標樣, 采用 GLITTER4.4.2 和 Isoplot/ Ex3.0 進行信號處理及普通鉛校正。角閃石單礦物微量元素分析儀器同上, 激光束班直徑為 60μm, 采用 NIST 610 作為標樣進行元素校正, 鋯石 U-Pb定年及礦物微量元素分析結果見表 3 和 4。

(a)侵入體呈似斑狀結構, 斑晶為條紋長石; (b)與巖體接觸的白云巖發(fā)生重結晶; (c)白云巖發(fā)生弱透閃石化, 呈厚層塊狀, 構造裂隙不發(fā)育; (d)透閃石礦體, 礦石形態(tài)為塊狀或浸染狀; (e)遠離巖體方向, 透閃石化過渡為滑石化; (f)未發(fā)生蝕變的硅質團塊白云巖

(a)碳酸鹽礦物與石英接觸邊界發(fā)生溶蝕, 形成透閃石; (b)早期纖維交織結構或毛氈狀結構透閃石集合體; (c)后期應力作用下發(fā)生重結晶的粗粒長柱狀透閃石; (d)白云巖中均勻分布的片狀和粒狀滑石; (e)自形的長片狀金云母; (f)粒狀蛇紋石集合體(保留原白云石的解理)。Tr:透閃石; Tlc:滑石; Phl:金云母; Srp:蛇紋石

(a)矽卡巖化蝕變分帶: 石榴石帶–透輝石帶–陽起石帶; (b)矽卡巖帶中的石榴石; (c)透輝石帶中的符山石、透輝石; (d)陽起石帶中的陽起石交代透輝石; (e)層理清晰的粉砂巖地層; (f)節(jié)理、破裂發(fā)育的白云巖

(a)二長花崗巖中早期結晶的黑云母和較晚結晶的白云母; (b)陽起石交代鈣鐵榴石; (c)透輝石交代符山石; (d)陽起石交代透輝石; (e)蛇紋石交代透輝石并圍繞其邊緣生長; (f)黑云母呈片狀分布在陽起石空隙間。Pth: 條紋長石; Adr:鈣鐵榴石; Act:陽起石; Cal:方解石; Ves:符山石; Di:透輝石; Srp:蛇紋石;Bi: 黑云母

續(xù)表

說明: 1代表石榴石矽卡巖, 2代表透輝石矽卡巖, 3代表含透輝石金云母矽卡巖, 4代表陽起石矽卡巖; A代表Al2O3, C代表CaO, N代表Na2O, K代表K2O, 下同。

3.2 分析結果

礦區(qū)花崗巖具有高 SiO2(65.20%～72.97%)、富FeOT(2%～5%)、富堿(K2O+Na2O 為 7.66%～9.02%)、貧 CaO (0.87%～2.09%)、低 MgO (0.35%～0.93%)的特點, 屬高鉀鈣堿性巖漿巖?；◢弾r巖體的∑REE值為 248～285mg/g, 平均 267.12mg/g, 呈現(xiàn)輕稀土富集、重稀土虧損的特點, 明顯富集 U, Pb 和 Rb, 虧損高場強元素(HFSEs)。白云巖圍巖富集 MgO(≈21%), 貧 FeOT, 貧稀土元素。礦區(qū)北側礦石相對富 SiO2(40%～55%), 具有類似白云巖的 Fe, Mg 及稀土含量特征。礦區(qū)南側石榴石矽卡巖 FeOT和 MgO含量分別為 13.4%和 4.5%, 透輝石矽卡巖的 FeOT和 MgO 含量分別為 5.4%和 11.0%, 陽起石矽卡巖的FeOT和 MgO 含量分別為 2.9%和 13.3%, 矽卡巖樣品中稀土含量介于白云巖與二長花崗巖之間, 輕重稀土分餾不明顯(表 1)。

電子探針分析結果顯示礦區(qū)北側角閃石普遍富Mg 貧 Fe, 為透閃石類礦物, 礦區(qū)南側的角閃石則普遍富 Fe 貧 Mg, 為陽起石類礦物(表 2)。此外, 礦區(qū)兩側蛇紋石及金云母亦呈現(xiàn)北側富 Mg 貧 Fe、南側貧 Mg 富 Fe 的特點。微量元素分析結果顯示礦區(qū)北側透閃石稀土含量普遍低于 0.2mg/g, 與白云巖類似。礦區(qū)南側陽起石具有不同程度的 Hf, Pb, Zr, Y 和 REE 富集特點(表 4)。

二長花崗巖(JBG-143)鋯石晶型完整, 發(fā)育震蕩環(huán)帶(圖 7), 16 顆鋯石的 Th/U 值變化范圍在 0.23～ 0.66 之間, 為典型巖漿鋯石。206Pb/238U 加權平均年齡為 427.1±4.7Ma (MSWD=2.8,=16)(表3, 圖 7)。

4 九八溝透閃石玉的成礦時代及礦床成因

九八溝礦區(qū)內(nèi)萬寶溝巖體和萬寶溝群硅質團塊白云巖的南北兩側接觸帶呈現(xiàn)兩種不同的特征: 北側發(fā)育礦體, 為厚層塊狀, 裂隙不發(fā)育, 礦物組合為透閃石、滑石和富 Mg 金云母, 不具有熱液蝕變特征; 南側裂隙和破碎發(fā)育, 蝕變分帶顯著, 分為石榴石帶、輝石帶和陽起石帶, 早期礦物與晚期礦物之間多有交代殘余和假象結構。北側呈現(xiàn)接觸熱變質特征, 南側呈現(xiàn)矽卡巖熱液蝕變特征。

九八溝礦體的展布嚴格受萬寶溝巖體控制。萬寶溝群地層變質程度為低綠片巖相[20], 碎屑巖和碳酸鹽巖層理較清晰, 變形、變質不明顯(圖 5(e)和(f)), 表明透閃石玉的形成不是由區(qū)域變質作用主導, 巖漿侵入活動是九八溝玉礦形成的主導因素。因此, 萬寶溝巖體與九八溝玉礦的形成具有直接的時空關聯(lián), 巖體年齡可以反映成礦時代。

4.1 成礦時代

王曉霞等[21]對萬寶溝巖體西南的似斑狀黑云母二長花崗巖測定的鋯石 U-Pb 年齡為 423～456Ma, 加權平均年齡為 441±5Ma。鄧紅賓等[22]對巖體東部似斑狀黑云母花崗閃長巖測定的鋯石 U-Pb 年齡為 422.2～429.5Ma, 加權平均年齡為 427.0±3.1Ma?？紤]到該巖基不同部位年齡可能有所差別, 我們對巖體東部(即九八溝似斑狀二云母二長花崗巖)進行鋯石 U-Pb 定年, 得出加權平均年齡為 427±4.7Ma (圖 7), 與鄧紅賓等[22]的測定結果基本上一致。因此, 礦區(qū)萬寶溝巖體的成礦時代應為早志留世。

表2 典型角閃石樣品電子探針主量元素含量(%)及分子式估算

續(xù)表

說明: 粗體字分別表示以23個氧原子數(shù)為基準計算得出的角閃石T位、C位、B位和A位的原子數(shù)。

表3 九八溝礦區(qū)二長花崗巖(YT) U-Pb定年結果

4.2 礦床成因

4.2.1 礦物及巖石化學特征

礦物的成分標型是查明透閃石玉礦床成因的關鍵。透閃石既可以出現(xiàn)在中酸性巖漿巖與白云巖接觸帶的鎂矽卡巖中, 亦可以形成于含硅質團塊白云巖的變質作用過程中, 區(qū)別在于前者有巖漿流體和組份的加入。為探究透閃石玉是巖漿熱液交代成因還是接觸熱變質成因, 我們對玉石中透閃石和矽卡巖帶中角閃石進行對比研究。

表4 角閃石中主量元素(%)和微量元素含量(mg/g)

圖7 萬寶溝巖體鋯石陰極發(fā)光(CL)圖像和U-Pb年齡諧和圖

透閃石和鐵陽起石為類質同象系列礦物, 化學式分別為 Ca2Mg5[Si4O11]2(OH)2和 Ca2(Fe, Mg)5[Si4O11]2(OH)2。透閃石的形成需要 Ca, Mg, Si 離子及少量流體參與。根據(jù)全巖主量元素分析結果, 萬寶溝巖體具有貧 Ca (CaO 含量為 0.87%～2.09%)、低Mg (MgO 含量為 0.35%～0.93%)的特點, 而白云巖十分富 Mg (Ca/Mg 約為 1.07, MgO≈21.%)(表 1), 因此Ca 和 Mg 可能來自圍巖, 即白云巖。

由于 Mg2+與 Fe2+完全類質同象替代, 故熱液體系中的 Mg2+和 Fe2+相對含量決定角閃石的類型。將礦區(qū)內(nèi)矽卡巖分帶和玉礦石中角閃石類礦物電子探針主量元素數(shù)據(jù)(其中 Fe2+及各原子數(shù)為估算后的值[23])投到角閃石類礦物分類圖解[24]中, 發(fā)現(xiàn)玉石中為純透閃石, Mg#值極高(>0.99)(表 2, 圖 8(a))。雖然不同透閃石顆粒的 Mg 含量略有變化, 但普遍貧 Fe 和 Mn (圖 8(b))。矽卡巖中的角閃石均為陽起石, 其中產(chǎn)于石榴石帶的陽起石 Mg#值最低(<0.70), 富集 Fe2+和 Mn2+, 與其最靠近巖體且形成于早期富Fe 巖漿熱液交代有關; 透輝石帶中陽起石 Mg#值稍高(0.70～0.85), 與其分布于石榴石帶外側的特征相符; 遠離巖體的陽起石帶中陽起石 Mg#值最高(0.75～0.90)?？梢? 矽卡巖蝕變帶中角閃石的 Mg2+與 Fe2++Mn2+有顯著的線性負相關關系(圖 8(b)), 表明區(qū)內(nèi)巖漿熱液交代特征為越遠離巖體, 受巖漿成分影響越小, 受白云巖影響越大, 越富 Mg 貧 Fe。

對萬寶溝巖體、白云巖、矽卡巖、玉石和滑石化白云巖的全巖以及矽卡巖中陽起石和玉石中透閃石的部分微量和稀土元素進行分析, 結果表明, 萬寶溝巖體相對富集 Zr, Pb, Y, Ga 和 REE, 具有較低的 Ca 含量和 Mg#值; 白云巖圍巖則具有高含量和Mg#值, 貧 Zr, Pb, Y, Ga 和 REE (表 1, 圖 9)。矽卡巖樣品的全巖元素特征介于萬寶溝巖體與白云巖之間, 顯示巖漿流體交代作用特征; 透閃石玉微量元素與白云巖及滑石化白云巖基本上一致或略低, 表明玉石?圍巖之間元素分餾基本上平衡, 透閃石玉的成礦物質主要由白云巖提供, 基本上沒有外來物質介入。

閃石類礦物原位微量元素分析結果表明, 南側矽卡巖帶陽起石類礦物中 Hf, Pb, Zr, Y 和 REE 具有不同程度的富集(表 4, 圖 10), 這些元素可以在角閃石類礦物中發(fā)生有限的類質同象替代[25], 其中稀土元素主要與六次配位的 Ca 離子發(fā)生替換, Pb, Zr 和Hf 等離子則傾向于與 Si 或 Mg 離子發(fā)生置換, 因此角閃石類礦物對上述元素有一定的容納能力。上述元素的含量與礦物的 Mg#值負相關, 即元素含量隨著遠離巖體而降低。雖然北側礦體離巖體很近, 但透閃石中 Hf, Pb, Zr, Y 和 REE 明顯比南側陽起石中低(圖 10), 表明其基本上沒受巖漿熱液影響, 透閃石中微量元素來源于圍巖而不是巖漿。

4.2.2 礦床成因類型

玉石和石榴石矽卡巖中均含石英, 對兩種石英進行陰極發(fā)光照射時, 二者呈現(xiàn)完全不同的發(fā)光特性。玉石中石英(圖 11(a))照射后不發(fā)熒光, 為黑色(圖 11(b)); 石榴石矽卡巖中石英(圖 11(c))發(fā)藍紫色熒光(圖 11(d))。上述特征與石英發(fā)光性的一般規(guī)律一致, 即火山巖、深成巖或接觸變質巖中的石英通常發(fā)藍紫色熒光, 沉積成因的石英一般不發(fā)光[26?27]。因此, 可以推論玉石中石英為地層中硅質團塊重結晶作用的產(chǎn)物, 而非巖漿熱液交代作用所致。

(a) 標準分子Mg/(Mg+Fe(II))-Si圖解; (b) (Fe(II)+Mn)-Mg圖解

圖9 九八溝礦區(qū)各類巖石的全巖Mg#與主量元素及微量元素相關性圖解

圖10 九八溝礦區(qū)角閃石類礦物Mg#與微量元素相關性圖解

綜合上述分析結果, 鑒于透閃石玉礦床的成礦元素幾乎全部來源于圍巖, 可將九八溝透閃石玉礦成因類型確定為巖漿接觸熱變質型礦床。通過接觸熱變質作用形成早期細粒透閃石后, 又經(jīng)歷區(qū)域動力變質作用, 透閃石內(nèi)部破裂, 局部發(fā)生重結晶形成粗粒集合體。

透閃石為白云石和硅質團塊經(jīng)變質反應形成。該反應方程與玉石中缺乏其他硅酸鹽礦物的現(xiàn)象相符。巖漿熱液體系中 Fe2+和早期富鐵硅酸鹽礦物(鈣鐵榴石和輝石等)抑制透閃石的生成, 轉而形成含 Fe 的陽起石。昆侖山西段阿拉瑪斯透閃石玉礦的礦物和巖石化學特征[28?30]與九八溝礦床相似, 其成礦作用是否為相同的成因類型值得進一步探究。

5CaMg[CO3]2(白云石)+8SiO2+H2O→

Ca2Mg5[Si4O11]2(OH)2(透閃石) + 3CaCO3+ 7CO2↑,

(a)為與透閃石共生的石英正交偏光顯微照片; (b)為與(a)同視域的CL圖像; (c)為石榴石矽卡巖中石英的正交偏光顯微照片; (d)為與(c)同視域CL圖像。Tr: 透閃石; Qtz: 石英; Cb: 碳酸鹽礦物; Ep: 綠簾石

5 九八溝透閃石玉的成礦條件和找礦方向

5.1 成礦條件

九八溝透閃石玉礦床是一種巖漿接觸熱變質型礦床, 其形成受地層巖性、構造和巖漿條件控制。

1)賦礦圍巖提供各成礦元素, 巖漿熱液抑制透閃石形成, 故圍巖應為富 Ca, Mg 和 Si 的白云巖, 玉礦石的空間分布與地層中硅質團塊密切相關。

2)九八溝透閃石玉礦床的形成受局部構造條件制約, 裂隙、破裂和微細熱液通道的發(fā)育導致強烈的熱液蝕變, 不利于玉礦的形成, 因此位于接觸帶的裂隙不發(fā)育的厚層塊狀地層中更易形成玉礦。

3)巖體提供熱源, 故玉礦總是分布在巖體和地層接觸帶附近一定范圍。

5.2 找礦方向

在礦區(qū)附近, 找礦方向比較明確, 圍繞萬寶溝巖體和圍巖接觸帶, 尋找圍巖構造裂隙不發(fā)育、熱液蝕變?nèi)醯娜f寶溝群硅質團塊白云巖。在東昆侖地區(qū), 中元古界萬寶溝群碳酸鹽巖地層廣泛分布, 下元古界金水口群碳酸鹽巖地層也具備成礦條件。

該區(qū)侵入體以中酸性巖基為主, 除萬寶溝巖體等少量加里東期巖體外, 還有大量華力西期?印支期巖體。擴大找礦區(qū)域應圍繞這些侵入體與碳酸鹽巖地層的接觸帶展開, 避開裂隙和強烈矽卡巖化區(qū)域, 以滑石和富鎂金云母等富鎂貧鐵礦物為標志。

6 結論

1)九八溝中酸性侵入體的年齡為 427.1±4.7Ma, 巖體侵入萬寶溝群硅質團塊白云巖導致接觸部位形成透閃石玉礦, 玉礦的形成時代為早志留世。

2)九八溝礦區(qū)透閃石玉礦體形成于巖漿接觸熱變質作用, 巖漿只提供熱源, 不提供成礦物質。早期經(jīng)接觸熱變質作用形成的毛氈狀或纖維交織結構細粒透閃石受區(qū)域應力作用, 局部發(fā)生重結晶形成粗粒透閃石集合體。

3)該礦區(qū)找礦重點應關注萬寶溝巖體與含硅質白云巖接觸部位, 避開裂隙及矽卡巖發(fā)育部位。

致謝 感謝青海省格爾木?，斏酱ǖV業(yè)有限公司的幫助和北京大學造山帶與地殼演化教育部重點實驗室老師對實驗的大力支持。

[1]Harlow G E, Sorenesn S S.Jade (nephrite and jadei-tite) and serpentinite: metasomatic connections.Inter-national Geology Review, 2005, 47(2): 113–146

[2]畢思遠.青海格爾木納赤臺軟玉的玉石學特征及成因分析[D].北京: 中國地質大學(北京), 2015

[3]于海燕, 阮青鋒, 廖寶麗, 等.青海不同礦區(qū)軟玉地球化學特征及Ar-Ar定年研究.巖石礦物學雜志, 2018, 37(4): 655–668

[4]楊天翔, 楊明星, 劉虹靚, 等.東昆侖三岔河軟玉礦床成因的新認識.桂林理工大學學報, 2013, 33 (2): 239–245

[5]王建軍, 甘艷輝, 李健, 等.大灶火玉石礦成礦條件及找礦遠景分析.高原地震, 2007,19 (4): 47–51

[6]雷成.東昆侖小灶火軟玉礦床成因研究[D].武漢: 中國地質大學(武漢), 2016

[7]張喜全, 劉久波, 劉具倉, 等.小灶火地區(qū)昆侖玉礦地質特征及成因.現(xiàn)代礦業(yè), 2011, 27(4): 56–58

[8]潘彤.青海省東昆侖鈷礦成礦系列研究[R].西寧: 青海省有色地質礦產(chǎn)勘查局, 2005

[9]蔡雄飛, 魏啟榮, 羅中杰, 等.東昆侖中段地層學研究的新進展.資源調查與環(huán)境, 2009, 30(4): 243–254

[10]董必謙.青海省格爾木玉地質簡況及玉石特征.建材地質, 1996(5): 23–28

[11]楊先仁, 趙文亮, 王君杰, 等.東昆侖地區(qū)軟玉礦成礦地質特征及成礦預測.青海國土經(jīng)略, 2012(3): 39–42

[12]Feng C Y, Qu W J, Zhang D Q, et al.Re-Os dating of pyrite from the Tuolugou stratabound Co (Au) depo-sit, Eastern Kunlun Orogenic Belt, northwestern Chi-na.Ore Geology Reviews, 2009, 36(10): 213–220

[13]楊經(jīng)綏, 許志琴, 馬昌前, 等.復合造山作用和中國中央造山帶的科學問題.中國地質, 2010, 37(1): 1–11

[14]張德全, 豐成友, 李大新, 等.柴北緣–東昆侖地區(qū)的造山型金礦床.礦床地質, 2001, 20(2): 137–146

[15]Chen N S, Sun M, Wang Q Y, et al.U-Pb dating of zircon from the Central Zone of the East Kunlun Oro-gen and its implications for tectonic evolution.Sci-ence in China Series D: Earth Sciences, 2008, 51(7): 929–938

[16]莫宣學, 羅照華, 鄧晉福, 等.東昆侖造山帶花崗巖及地殼生長.高校地質學報, 2007, 13(3): 403–414

[17]阿成業(yè), 王毅智, 任晉祁, 等.東昆侖地區(qū)萬保溝群的解體及早寒武世地層的新發(fā)現(xiàn).中國地質, 2003, 30(2): 199–206

[18]鄧紅賓, 陳永東, 楊鵬濤, 等.東昆侖納赤臺地區(qū)構造時空格架及成礦地質背景分析.中國地質調查, 2019, 6(2): 34–41

[19]Dorling M, Zussman J.An investigation of nephrite jade by electron microscopy.Mineralogical Magazine, 1985, 49: 31–36

[20]中–英青藏高原綜合地質考察隊.青藏高原地質演化.北京: 科學出版社, 1990

[21]王曉霞, 胡能高, 王濤, 等.柴達木盆地南緣晚奧陶世萬寶溝花崗巖: 鋯石 SHRIMP U-Pb 年齡、Hf同位素和元素地球化學.巖石學報, 2012, 28(9): 2950–2962

[22]鄧紅賓, 魏華財, 姚波, 等.東昆侖納赤臺北花崗閃長巖體地球化學特征及鎢錫找礦潛力.現(xiàn)代礦業(yè), 2017, 33(12): 33–38

[23]Schumacher J C.角閃石電子探針分析數(shù)據(jù)中三價鐵比值的估算.巖石礦物學雜志, 2001, 20(2): 189–198

[24]Leake B E, Woolley A R, Arps C E S, et al.Nomen-clature of amphiboles: report of the subcomittee on amphiboles of the international mineralogical associa-tion, commission on new minerals and mineral names.European Journal of Mineralogy, 1997, 61: 295–310

[25]劉勁鴻.角閃石成因礦物族及其應用.長春地質學院學報, 1986(1): 41–48

[26]王英華.陰極發(fā)光技術在地質學中的應用.北京: 地質出版社, 1990

[27]宋志敏.陰極發(fā)光地質學基礎.北京: 中國地質大學出版社, 1993

[28]唐延齡, 陳葆章, 蔣壬華, 等.中國和闐玉.烏魯木齊: 新疆人民出版社, 2005: 213–214

[29]Liu Y, Deng J, Shi G H, et al.Chemical zone of nephrite in Alamas, Xinjiang, China.Resource Geo-logy, 2010, 60(3): 249–259

[30]Liu Y, Deng J, Shi G H, et al.Geochemistry and pe-trology of nephrite from Alamas, Xinjiang, NW China.Journal of Asian Earth Sciences, 2011, 42(5): 440–451

Study on Metallogenic Mechanism of the Tremolite Jade Deposit in Jiubagou, Qinghai Province

LI Yifan, LAI Yong?

Key Laboratory of Orogenic Belts and Crustal Evolution (MOE), School of Earth and Space Sciences, Peking University, Beijing 100871; ? Corresponding author, E-mail: yonglai@pku.edu.cn

Jiubagou tremolite jade deposit in Golmud district is one of the typical Kunlun jade deposits.The metallogenic mechanism and age of this deposit are determined based on the systematic study of field geological characteristics, mineral chemistry, ore body occurrence, geochemical characteristics of ore-bearing strata and intrusion, and diagenetic age.The metallogenic intrusive rock is dominated by porphyritic two-mica monzogranite with a zircon U-Pb age of 427.1±4.7 Ma.Actinolite is developed in skarn of magmatic hydrothermal metasoma-tism, while tremolite is developed in the tremolite jade.They have obviously different mineral chemical charac-teristics.Combined with the whole rock trace element characteristics of magma, wall rock, the tremolite jade and the skarn, it is proposed that the magma intrudes into the siliceous dolomite and causes the contact thermal metamorphism, which leads to the direct metamorphism between the dolomite and the siliceous mass and forms the tremolite deposit.

tremolite jade; the age of mineralization; metallogenic mechanism; Jiubagou; Qinghai Province

10.13209/j.0479-8023.2021.116

2021–01–08;

2021–05–21

國家重點研發(fā)計劃(2017YFC0601302)資助