乌孙-阿吾拉勒早古生代微板块

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本微板块位于霍城-哈希勒根奥陶-志留纪缝合带以南及长阿吾子-乌瓦门缝合带以北区域。

（一）古元古界

古元古界那拉提岩群分3个亚群：下亚群分布于塔勒得布拉克—图拉冰河一带，为石英斜长变粒岩、石英斜长质粗糜棱岩、钠长绿泥片岩、白云钠长石英片岩夹蓝闪石钠长白云母片岩、蓝闪石片岩夹石英白云大理岩质片岩，厚度大于847m。中亚群分布于长阿吾子至塔勒得布拉克之间，为白云质大理岩夹石英大理岩、斜长角闪岩、角闪片麻岩，厚度大于768m。上亚群分布于卡拉旁子至长阿吾子之间，为条带状斜长角闪岩夹混合化长英质变粒岩、眼球状花岗岩质及闪长质混合岩、长英质变粒岩、眼球状混合岩化黑云斜长片麻岩，厚度大于713m。上述3亚群之间皆为断层接触，其上下关系尚难确定。王宝瑜等（1994）将那拉提岩群时代归为中元古界，《新疆维吾尔自治区区域地质志》（1993）归为古元古界。在拉尔敦达坂附近Sm-Nd同位素测定阳起石片岩等时线年龄为1128±125Ma（王宝瑜等，1994）。在艾肯达坂也先后取得1397.07±118Ma（Rb-Sr法，朱杰辰等），1306.1±200Ma（U-Pb法，朱杰辰等）和1090Ma（U-Pb法，祁志军等）的年龄值（转引自王宝瑜等，1994）。本区那拉提岩群其变质程度为深层次变质相带产物，而且北侧中元古界长城系为浅变质岩系，因此，那拉提岩群不可能为中元古界，其主体应归为古元古界，与温泉群相当，有可能含有来自太古宇的混杂岩块。

（二）中-新元古界

本区中、新元古界为碎屑岩、碳酸盐岩，分布在那拉提山北缘，构成了古元古界结晶基底上的盖层（成守德等，2000），长城系为浅变质碎屑岩、变质石英岩、流纹斑岩、砾岩夹灰岩。蓟县系科克苏群含叠层石大理岩整合于长城系特克斯群之上，其上又被含叠层石青白口系库斯台群大理岩所不整合或平行不整合覆盖。震旦系塔里萨依组为灰色、灰黑色砾岩、含砾砂岩夹冰碛纹泥岩，厚50m（刘训等，2006）。

（三）下古生界

下古生界志留系分布于古元古界那拉提岩群以北及拉尔敦达坂南北两侧，仅出露上志留统巴音布鲁克组，其下部为长石砂岩，层凝灰岩（产珊瑚化石）、凝灰质砂岩、安山玢岩、灰岩；上部为安山质凝灰岩、含砾安山玢岩、砂质鲕状灰岩（产珊瑚化石），厚度大于2571m。上述火山-沉积组合应为火山岛弧环境产物。

（四）上古生界

1.泥盆系

出露于乔尔马西阿克阿斯-阿勒沙郎和阿吾拉勒山地区。中泥盆统阿克塔斯组为条带状灰岩、白云质灰岩、千枚岩化钙质粉砂岩、铁锰质灰岩夹碳质页岩、粉砂岩、透闪石大理岩，厚度大于300m，为一套浅海陆棚碳酸盐岩台地环境沉积，当时与南侧艾尔宾山连成统一的海盆。

2.石炭系

在昭苏、尼勒克及新源等地广泛分布，下石炭统下部为大哈拉军山组，可分上、下两个亚组：下亚组为玄武岩、凝灰质砂岩、砂质灰岩、辉石玄武玢岩、安山玢岩、角砾状凝灰岩、安山岩，厚度达2850m，朱永峰等（2006）测得该套火山岩锆石SHRIMP年龄为354Ma左右；上亚组为英安质熔结凝灰岩，中性凝灰角砾岩、晶屑岩屑凝灰岩、杏仁状安山岩、安山玢岩、玄武安山岩，厚度达2800m。上述火山-沉积组合特征，反映当时火山活动强烈，沉降速率快的滨浅海环境。在构造属性上具裂谷早期火山-沉积组合特征。下石炭统上部为阿恰勒河组，主要为一套正常碎屑岩夹生物灰岩沉积组合，中夹少量熔结晶屑凝灰岩，含丰富珊瑚、苔藓、腕足类及类化石，总厚度达800余米。阿恰勒河组角度不整合于大哈拉军山组之上。中石炭统下部为脑盖吐组，主要为流纹质角砾凝灰岩、沉凝灰岩、角砾凝灰岩、层状凝灰质砂岩（具交错层），总厚达1881m。中石炭统上部为奥依曼布拉克组，主要为辉石安山玢岩、集块岩、角砾凝灰岩、流纹质砾岩、橄榄玄武玢岩、流纹岩，厚达3970m。朱永峰等（2006）在拉尔敦达坂的粗面安山岩中获得的锆石SHRIMP年龄值为313Ma左右。晚石炭世本区经历褶皱抬升未接受沉积。

3.二叠系

本区下二叠统主要分布在尼勒克阿吾拉勒山一带。该统乌郎组以玄武岩喷发开始，可见枕状构造，往上为含砾玄武质凝灰岩、安山玢岩、安山质集块岩、安山质含砾凝灰岩、砂砾岩、凝灰质砂岩、英安斑岩、流纹质英安斑岩，厚度3000余米。在安山岩中沿断裂有晚期含铜热液上升，形成众多低温热液型小型铜矿床。中、上二叠统由下而上可分3个组：下部晓山萨依组，主要为砾岩、砂岩、粉砂岩、砂质泥岩，厚2113m。中部哈米斯特组，主要为凝灰质砾岩、凝灰岩、泥灰岩，向上为拉斑玄武岩、流纹岩夹凝灰岩，厚656m。上部铁木里克组，为砂岩、泥质粉砂岩、凝灰质砾岩、砂岩夹煤线，厚806m。中二叠统与下二叠统之间为角度不整合关系（图1-11）。本区早二叠世火山活动强烈，喷发规律明显，以基性—中性为主，晚期出现酸性火山岩及次火山岩。晚二叠世以滨浅海沉积为主，火山活动弱，最终进入滨浅海到沼泽沉积环境。

（五）中、新生界

1.侏罗系

侏罗系喀什河组，为一套河、湖相砂岩、砂砾岩、粉砂岩夹煤层、耐火粘土。

2.古近系

红色岩组，为橘红色泥岩、钙质、泥质砂砾岩。

图1-11 尼勒克克斯布拉克铜矿上二叠统（P2x）角度不整合于下二叠统（P1w）之上素描图

3.第四系

冲积、洪积砂砾层、砂、砂土，沼泽沉积。

塔城盆地地质-地球物理特征

一、矿区地质

1.地层

矿区区内地层较为简单，矿区地层如图4-25、图4-26所示。在北部大部分为第四系(Q)覆盖，在研究区南部基岩出露良好，出露地层主要为下石炭统清水组(C1q)。

(1)下石炭统清水组(C1q)

该组地层只出露在清水一带，该组地层下部岩性主要为灰绿色厚层状凝灰质砂岩，其次为凝灰质含砾砂岩，局部夹凝灰质板岩；上部岩性主要为灰绿色-深灰色厚层状凝灰质含砾砂岩、凝灰质砂砾岩。砾石大小均匀，呈次棱角状和棱角状，砾石成分以石英闪长岩和斜长花岗岩为主，部分为凝灰岩、硅质岩。粒径一般在1～30cm左右。

清水组地层倾向170°～180°，倾角50°～75°。与下伏地层南明水组(C1n)呈断层接触或平行不整合接触。

(2)第四系(Q)

主要分布在研究区北部，以冲-洪积物为主，由砾石、砂砾、风积砂土及黄土组成；其次分布于南部冲沟和洼地中，以砾石、砂砾石等洪积物、残坡积物组成。

图4-25 卡拉麦里金矿区地质与构造简图

(据四川省核工业地质局二八三大队修编)

1—第四系；2—下石炭统清水组；3—被第四系覆盖的断裂构造；4—构造层界线；5—挤压破碎带；6—研究区；7—断层位置及编号；8—地层产状；9—逆大断层及推测逆大断层；10—线状背斜；11—线状向斜

图4-26 矿区地层综合柱状图

2.构造

研究区主要由四条断裂构造(F1、F2、F3、F4)控制(表4-18)，且其周围多伴随有破碎带。受大构造卡拉麦里大断裂控制，研究区内断裂构造发育，由断裂作用引起一系列岩层形变，如褶皱等亦相应发育。区内主要断裂构造有四条，即F1、F2、F3、F4，均为层间断层。断层呈现压扭性层间断层的性质为逆断层，断层面倾角较高(倾角50°～75°)，倾向为157°～180°，出露宽度范围0.5～2.0m，走向总体呈北东东—南西西向，与地层走向大体一致。破碎带中常见不同规模的石英脉充填，并伴有硅化、黄铁矿化、赤褐铁矿化及绢云母化等后生蚀变。断裂构造在金矿形成过程中扮演着重要的角色，既可以提供流体通道，又可作为Au的存储空间(朱永峰，2004)。

3.岩浆岩

在研究区的北部见超基性岩体，为华力西期橄榄辉长岩，为该区金矿的主要矿源层。此外见有石英脉、含金石英脉。含金石英脉集中分布在清水一带及研究区北部泥盆世地层中，且多充填于北塔山组、平顶山组、南明水组、清水组的节理裂隙中。脉岩最长可达100m，一般长约几米至十几米，呈树枝状或豆荚状单脉产出。

表4-18 卡拉麦里1号金矿断裂构造特征一览表

注：据四川省核工业地质局二八三大队整理。

4.蚀变特征

(1)矿区蚀变

该金矿与石英脉以及蚀变关系密切，在近矿围岩中含金石英脉和蚀变现象(安芳等，2007；王京彬等，2006；王庆飞等，2007)非常发育。常见蚀变类型主要有硅化、黄铁矿化、褐铁矿化、赤铁矿化，其次是绢云母化、绿泥石化、碳酸盐化、绿帘石化等。

矿体及围岩中均见较强的硅化现象，往往呈细脉状、网脉状，出现于裂隙面、层面、岩石碎块周围，是矿区内主要的蚀变现象之一，与金矿化关系密切；黄铁矿化发育，以粉末状为多见，粗晶粒状黄铁矿少见；分布于岩(矿)石裂隙中或层面上的粉末状黄铁矿的集合体往往呈“细脉状”“薄膜状”出现，粉末状黄铁矿与金矿化密切；当黄铁矿晶形完整、晶粒粗大时含金弱或不含金，当黄铁矿晶形不完整，而在肉眼或普通放大镜下看不到晶形时则含金。在地表及地下破碎带中均较发育褐铁矿化、赤铁矿化，呈明显的褐色、褐红色、肉红色，在地表或地下浅深部位多见褐红色、褐色，这主要由黄铁矿氧化作用形成，而在地下200m附近的钻孔中见到肉红色硅化物，则往往含金量较高，这种现象属于赤铁矿化。另外在地表和地下均可见到绿泥石化，特别是构造带两侧发育强烈绿泥石化也与金矿化相关，矿石蚀变主要为绿泥石化。此外与金矿化关系不是很紧密的蚀变有绢云母化、绿帘石化及碳酸盐化在矿区也比较发育。

(2)蚀变带岩石薄片鉴定

对矿区蚀变岩带进行采样并磨制薄片，并对薄片进行镜下鉴定，岩石薄片中矿物多为自形-半自形粒状结构、交代结构、浸染状结构、凝灰砂状结构，且均有不同蚀变现象。

在镜下可以看到矿物半自形-他形晶粒结构：半自形-他形的黄铁矿等分布于半自形-他形柱粒状石英及其他硫化物矿物间。交代残留结构主要体现在褐铁矿从边部向内交代黄铁矿，而使黄铁矿仅保留有少量残余。凝灰砂状结构主要在由长石、石英砂屑及胶结物组成的部位可见到，胶结物为绢云母、硅质等。在光薄片鉴定中，岩石中金属硫化物主要为黄铁矿，少量黄铜矿；金属氧化物主要为褐铁矿、磁铁矿。镜下观察薄片的胶结物已重结晶，由鳞片状绿泥石、石英、少量绢云母组成。不透明矿物为黄铁矿，以他形-半自形粒状为主，少量呈立方体状，光片中粒度大小在0.01～0.04mm之间。石英多呈他形粒状，有碎裂粒化，粒化的石英呈网脉状分布，具波状消光。少量的粒化石英呈裂隙脉状分布(沿粒状石英分布)，在碎裂粒化石英之间和少量的裂隙中充填分布方解石细粒。由于受应力作用影响，碎屑及其观察到的矿物多呈定向分布，已具绿泥石化、绿帘石化，蚀变矿物也呈定向性分布，石英长轴具定向性分布，岩屑同样具压扁拉长特征，也具定向性分布(图4-27)。

图4-27 电子显微照相

a—凝灰砂状结构，正交偏光，放大倍数100×，岩石由残余的原岩碎块和次生矿物石英(Q)、方解石(Cal)等构成，碎块具凝灰砂状结构，由砂屑(Sx)和胶结物(Jj)组成；b—半自形-他形粒状结构，单偏光，放大倍数100×；金属硫化物黄铁矿(Py)、黄铜矿(Cp)呈独立单体或连晶状分布在岩石裂隙中或透明矿物(Tm)粒间；c—蚀变角砾凝灰岩，正交偏光，放大倍数100×岩石由火山角砾(J1)岩屑晶屑(Jx)及交结物，长石被云母交代；d—黄铁矿，单偏光，放大倍数100×金属硫化物为黄铁矿(Py)呈裂隙分布，Tm为透明矿物

二、矿床地质特征

1.赋矿层位

卡拉麦里1号金矿A、B 矿带产于石炭系下统清水组地层中，含矿岩性为凝灰质砂岩、凝灰质含砾砂岩，其中A矿带受控于北东东—南西西向F1层间断裂构造，矿体位于构造挤压破碎带中，B矿带受控于北东东—南西西向F2层间断裂构造，矿体位于构造挤压破碎带中。赋矿岩石类型均为硅化凝灰质砂岩、凝灰质含砾砂岩。

2.矿体特征

(1)A矿带矿体特征

A矿带共圈定4条工业矿体(表4-19)，多呈层状、似层状、透镜状。矿体均产于下石炭统清水组地层中，含矿岩石为凝灰质砂岩、凝灰质含砾砂岩。矿体严格受岩性及构造破碎带控制，呈层状、似层状、透镜状，北东东—南西西向展布。蚀变主要有硅化、黄铁矿化、绢云母化、褐铁矿化、绿泥石化及绿帘石化等(图4-28)。

表4-19 卡拉麦里1号金矿A矿带矿体特征一览表

各矿体特征分述如下：

Ⅰ号矿体：为该矿带的主要矿体。矿体直接出露地表，地表由23个探槽控制构造破碎带，经刻槽取样分析，有10个槽探刻槽样达到工业指标。深部由22个钻孔控制，位于A6～A25勘探线之间，长度为1318m，埋深0～269.87m，平均真厚度为2.59m，厚度变化系数为81.73%，平均品位9.57g/t，品位变化系数为91.18%。矿体平均倾向160°，平均倾角为72°。矿体呈层状、似层状。矿体厚度及品位沿走向及倾向变化较小。

Ⅱ号矿体：为隐伏矿体。深部由7个钻孔控制，位于A7～A25号勘探线之间，长度750m，最大埋深283.06m，平均真厚度3.03m，厚度变化系数为68.39%，平均品位为4.67g/t，品位变化系数为62.18%，矿体向南东倾，平均倾向160°，平均倾角为71°。矿体呈透镜状。矿体厚度及品位沿走向变化较稳定，该矿体沿倾向控制程度较低。矿体蚀变现象较普遍。

Ⅲ号矿体：为隐伏矿体。深部由3个钻孔控制，位于A7～A11号勘探线之间，长度为189m，最大埋深262.81m，平均真厚度4.80m，厚度变化系数62.54%，平均品位4.68g/t，品位变化系数61.24%。矿体向南东倾，平均倾向160°，平均倾角70°。矿体呈似层状、透镜状。矿体厚度及品位沿走向变化较稳定，该矿体沿倾向控制程度较低，矿体蚀变现象较普遍。

Ⅳ号矿体：为隐伏矿体。深部由2个钻孔控制，位于A15～A17号勘探线之间，长度为121m，最大埋深为104.28m，平均真厚度为1.41m，厚度变化系数为67.68%，平均品位为9.77g/t，品位变化系数为76.58%。矿体向南东倾，平均倾向160°，平均倾角76°。矿体呈透镜状。矿体厚度及品位沿走向变化较稳定，该矿体沿倾向控制程度较低。矿体蚀变现象较普遍。

图4-28 A矿带A15号勘探线剖面图

(2)B矿带矿体特征

该矿带共圈定4条工业矿体(表4-20)，多呈层状、似层状、透镜状。矿体均产于下石炭统清水组地层中，含矿岩石为凝灰质砂岩、凝灰质砂砾岩。矿体严格受岩性及构造破碎带控制，呈层状、似层状、透镜状，北东东—南西西向展布。蚀变主要有硅化、黄铁矿化、绢云母化、褐铁矿化、绿泥石化及绿帘石化等。

表4-20 卡拉麦里1号金矿B矿带矿体特征一览表

各矿体特征分述如下：

Ⅰ号矿体：为该矿带的主要矿体。为隐伏矿体，地表由14个探槽控制构造破碎带，经刻槽取样分析，均未达到工业指标。深部由34个钻孔控制，位于A2～A25 勘探线之间，长度1169m，埋深158.91～259.13m，平均真厚度3.98m，厚度变化系数71.25%，平均品位10.69g/t，品位变化系数106.54%。矿体平均倾向160°，平均倾角73°。矿体呈层状、似层状。矿体厚度及品位沿走向及倾向变化较小，总体来看矿体由浅部向深部有品位变富之趋势，Au品位由浅部向深部有增高趋势。矿体蚀变现象较普遍。

Ⅱ号矿体：为隐伏矿体。深部由3个钻孔控制，位于A21～A25号勘探线之间，长度为200m，最大埋深254.46m，平均真厚度3.66m，厚度变化系数59.13%，平均品位11.29g/t，品位变化系数为62.19%，矿体向南东倾，平均倾向160°，平均倾角为69°。矿体呈透镜状。矿体厚度及品位沿走向变化较稳定，该矿体沿倾向控制程度较低，矿体蚀变现象较普遍。

Ⅲ号矿体：为隐伏矿体。深部由5个钻孔控制，位于A5～A11号勘探线之间，长度为200m，最大埋深199m，平均真厚度2.37m，厚度变化系数64.10%，平均品位8.53g/t，品位变化系数66.32%。矿体向南东倾，平均倾向160°，平均倾角73°。矿体呈似层状、透镜状。矿体厚度及品位沿走向变化较稳定，该矿体沿倾向控制程度较低，矿体蚀变现象较普遍。

Ⅳ号矿体：为隐伏矿体。深部由3个钻孔控制，位于A7～A11号勘探线之间，长度为197m，最大埋深132m，平均真厚度2.04m，厚度变化系数58.15%，平均品位6.19g/t，品位变化系数60.11%。矿体向南东倾，倾向160°，平均倾角72°。矿体呈透镜状。矿体厚度及品位沿走向变化较稳定，该矿体沿倾向控制程度较低。矿体蚀变现象较普遍(图4-29)。

图4-29 B矿带A15号勘探线剖面图

3.矿石质量

(1)结构

矿石结构为自形-半自形粒状结构、交代结构、浸染状结构、凝灰砂状结构。

1)半自形-他形晶粒结构：半自形-他形的黄铁矿等分布于半自形-他形柱粒状石英及其他硫化物矿物间。

2)交代残留结构：褐铁矿从边部向内交代黄铁矿，而使黄铁矿仅保留有少量残余。

3)凝灰砂状结构：岩石由长石、石英砂屑及胶结物组成。受应力作用影响，碎屑呈定向分布，胶结物为绢云母、硅质等。

(2)构造

根据矿物集合体的形态特征和其形成的地质作用，矿石构造主要为原生矿石构造，有细脉状及网脉状构造、浸染状构造、块状构造。

1)细脉状及网脉状构造：含矿石英脉呈细脉状、网脉状充填于岩石裂隙中。

2)浸染状构造：黄铁矿等金属硫化物集合体浸染于石英颗粒间或岩石中。

3)块状构造：金属硫化物集合体呈团块状分布于岩石中。

4.金的赋存状态

金矿物绝大部分呈裂隙金嵌布在黄铁矿或石英的裂隙中。局部可见金矿物。经专门的物相分析以及可选性试验研究工作中的物相分析，金矿物主要为难溶硅酸盐包裹金、硫化物包裹金、自然金等(表4-21)。

表4-21 矿物物相分析结果

由表4-21的数据可知，A矿带矿石中包裹金含量占总金含量的比例为84.71%。B矿带矿石中包裹金占总金的比例为92.81%。

根据组合样分析结果和选冶矿石的原矿光谱半定量分析结果以及原矿化学多元素分析结果(表4-22，表4-23，表4-24)来看，卡拉麦里1号金矿A、B矿带的金矿石中有益元素和有害元素的含量都比较低，其有害组分主要为As、C及黄铁矿对金矿的选冶可能有影响。

表4-22 原矿化学多元素分析结果

注：带有“?”标记的项目含量单位为10-6。

表4-23 原矿光谱半定量分析结果

从以上光谱和矿石多元素分析结果看，矿石有益元素为Au、Cu，伴生Ag、Sb可综合利用，其他元素均无利用价值。As含量为0.00%～0.24%，对人体不会产生危害。

表4-24 原矿组合分析样分析结果

据组合样分析(均为矿化样)，只有部分样品银(Ag)品位已达到综合开发利用的标准。

三、岩石地球化学特征

1.样品采集及测试分析

本次研究共在卡拉麦里1号矿区采集3个样品，KL-1和KL-2两个岩样在一号矿区石英岩脉上采集，KL-3则采集于该区出露的火山岩岩体上，手标本上KL-3 岩样为隐晶质结构不易于定名，可用TAS图解对该岩样进行分析，所有样品均避开蚀变带、风化带以及强构造带，选择新鲜的岩石进行采样。将采集的岩样送至河北省区域地质矿产调查研究所实验室进行主量、微量元素，稀土元素的测试分析，该实验主要运用AxiosmaxX射线荧光光谱仪、P1245电子分析天平、X Serise 2等离子体质谱仪等仪器对样品进行分析。

2.岩石地球化学特征

(1)主量元素

对岩样主量元素分析，KL-1 和KL-2 两个岩样因产于石英脉上，因此其主要是由SiO2组成(分别是86.08%和92.84%)，KL-3样品SiO2含量为58.82%。从表4-25和图4-30中可明显看出随着SiO2含量增多其他主量元素含量有减小的趋势；KL-3样品为隐晶质火山岩手标本不易于定名和判别类型，对KL-3 岩样进行TAS图(图4-30)解分析，其属于玄武安山岩系列，属于中基性岩浆岩。含量少说明卡拉麦里1号金矿形成与石英脉关系密切，在三个样品中的含量较高TiO2的相对含量较低。在对主量氧化物的含量分析图上可以明显看出除SiO2含量最高以外，Al2O3、CaO和Na2O含量最高，明显地高于其他组成成分，样品中仍然含有FeO，表明该地区的氧化程度不高，初步可断定该区岩石形成于相对还原环境下。

表4-25 主量元素含量 单位：%

图4-30 样品氧化物含量特征图与KL-3样品TAS图

(2)微量和稀土元素

表4-26中上下地壳稀土元素数据引自GERM，对上下地壳稀土元素和样品稀土元素同用球粒陨石标准化，在蛛网图上进行曲线对比分析，在图上可以看出样品元素曲线与下地壳元素曲线相一致，可以初步判断其物质来源于地壳深部或地幔区。

表4-26 稀土元素地球化学分析 单位：10-6

注：δEu＝ ＝2EuN/(SmN+GdN)；δCe＝2CeN/(LaN+PrN)。

稀土元素不以类质同象的形式进入石英晶格中，因此石英对稀土元素没有选择性，且主要存在于石英的流体包裹体中(陈衍景等，2007；丰成友等，2013；芮宗瑶等，2003；周慧等，2013)，石英中的稀土元素可以代表液体的稀土特征(李厚民等，2003)。从表中数据可以看出样品稀土元素总量(ΣREE 不含 Y)都比较小(分别为10.85、4.65、76.56)，可以明显地看出稀土元素的总量(ΣREE)和SiO2含量成负相关关系。根据三个岩样的稀土元素球粒陨石标准化形式分布特征分析，在图4-31上显示三个岩样分布曲线相对的吻合并且与下地壳的稀土元素曲线相一致，从图上可以看出曲线整体呈右倾趋势，且整体曲线比较平坦。在 Eu 处出现峰值，Ce 处出现凹槽；岩样中 Eu 元素(δEu 为2.31、1.44、0.95)呈现明显正异常，下地壳δEu为1.12与样品测得结果相似；Ce元素(δCe为0.88、0.77、0.88)表现出为负异常。ΣLREE/ΣHREE 值(2.88、2.58、4.21)均大于2.5，(La/Sm)N值(1.60、1.58、2.29)均大于1表明LREE相对富集。

从三个岩样微量元素(表4-27，表4-28)原始地幔标准化蛛网图(图4-31)曲线整体变化趋势一致，曲线比较陡峭，峰和槽分异明显。很明显能看到U、Nb、Sr、Zr、Y等微量处为峰值；而 Ta、La、Nd、Hf、Yb 等元素处为凹槽。从表4-28 可以看出Co/Ni、Hf/Sm、Nb/La、Th/La值较低平均值小于1。Y/Ho(26.93、206.14、25.55)，由于Y和Ho具有相同的地球化学性质，在许多地质过程中其比值相对稳定。地球上大多数岩浆岩和碎屑沉积物都保持着球粒陨石的Y/Ho比值28左右(Bau et al.，1995)。

表4-27 微量元素含量 单位：10-6

表4-28 微量元素地球化学分析

图4-31 稀土元素蛛网图与微量元素蛛网图

(3)讨论

在地质背景上卡拉麦里1号位于卡拉麦里断裂带北部东准噶尔褶皱带上，区域上断裂和褶皱非常发育，有利于深部成矿物质随岩浆活动带至上地表，并为Au的储存提供了有利空间。区域上岩浆岩多为基性超基性岩，而Au的母岩多是此类岩浆岩。矿区蚀变发育，说明矿区曾经有较强烈的流体活动，有利于Au的运移和富集。从稀土元素的特征上ΣLREE/ΣHREE值(2.88、2.58、4.21)均大于2.5，(La/Sm)N值(1.60、1.58、2.29)均大于1表明LREE相对富集，成矿物质应为地幔柱型，从这方面也证实了该矿形成的物源在深部。Hetpobcar等人(1985)对浅成和深成的金矿床矿石稀土元素分布进行了初步研究表明：深成建造矿脉的石英稀土元素含量最低，并与Au和一系列基岩型元素有明显相关性，具Au、Ag矿化，稀土元素与金成负相关关系，含金石英脉普遍贫稀土元素。而该样品测得的稀土元素总量(ΣREE)都比较小，也可以指示该金矿的深成建造。在对比上下地壳和样品稀土元素的蛛网图上，样品曲线和下地壳曲线呈现一致性标明物质来源于深部。综上初步可断定卡拉麦里1号大型金矿床物质来源于深部幔源位置，且应为原始地幔。

Eu正异常和Ce负异常说明相对还原的环境，而还原环境有利于金矿的形成。而Ti元素的低含量吻合了卡拉麦里的碰撞造山构造运动而非拉张构造，证实了该地区的碰撞造山运动。因此该地区的岩浆活动要发生在碰撞后的松懈阶段及后碰撞(吴小奇等，2009)时期，在这一时期该碰撞带才成为相对薄弱的地带，深部岩浆才可以沿薄弱带上涌至地表。一般来说，Co/Ni比值越大，矿物的形成温度越高(盛继福等，1999)。该金矿区的Co/Ni(0.5185 0.4286 0.3687)，说明该金矿成矿温度不高，说明该金矿为中低热液型矿床。以往认为，Cl优先配合LREE，而F则易于HREE结合。近年研究发现，富F的热液亦可迁移大量的LREE(Flynn et al.，1978；Alderton et al.，1980；Haas et al.，1995)。富Cl的热液富集LREE、Hf/Sm、Nb/La、Th/La值一般小于1；而富F的热液富集LREE和HREE，Hf/Sm、Nb/La、Th/La值一般大于1(Oreskes et al.，1990；毕献武等，2004)。所以认为卡拉麦里1号金矿的成矿热液中的Cl应该多于F。

四、矿床成因

根据野外鉴别及室内岩矿资料，新疆富蕴县卡拉麦里1号金矿矿床的形成与海西中晚期花岗岩的大规模侵入活动关系密切，岩浆后期含矿热液以其后的断裂构造为导矿构造产生运移流动后，就位于断裂压扭破碎部位富集成矿，故矿床应属岩浆后期中低温热液型金矿床。其工业类型为破碎蚀变带型金矿床。矿石属金-石英-硫化物系列建造类矿石。

五、找矿方向

1)地层岩性标志，自中泥盆世初期至早石炭世后期属于弧盆阶段，沉积了一套类复理石火山-碎屑岩建造；火山凝灰岩是区内找金的有利岩性标志；

2)构造标志，研究区内矿体严格受断裂构造控制，断裂构造是区内找金的重要标志之一；

3)围岩蚀变标志，区内矿化均与硅化、黄铁矿化、赤褐铁矿化等蚀变现象有关，因此蚀变现象也是本区找金的重要标志之一。

塔城盆地北部山区属于成吉斯-塔尔巴哈台构造带的东延部分，该构造带广泛发育奥陶纪—志留纪岛弧火山岩，在奥陶纪早期，大规模火山碎屑岩覆盖在岛弧火山岩之上。位于塔城北山的早奥陶世蛇绿混杂岩带属于成吉斯-塔尔巴哈台-洪古勒楞板块缝合带的组成部分（朱永峰等，2006），代表早古生代古亚洲洋消减的地质过程。从泥盆纪开始，成吉斯-塔尔巴哈台地区发育陆相火山活动（流纹岩-英安岩-凝灰岩组合），与含植物化石的陆相碎屑岩伴生。20世纪80年代，塔城盆地开展过1∶20万重、磁普查工作。1∶20万剩余重力异常（图6.3）反映了塔城盆地为重力高环绕的重力低异常区。

塔城盆地中央的相对重力低异常区又可细分为中央凸起和周围环状拗陷，其中周围环状拗陷又可分为北部拗陷、南部拗陷、西部拗陷和东部拗陷。从重力异常强度分析，东部拗陷深度最大，南部拗陷次之，北部拗陷最浅。对塔城盆地重力异常所做的基底深度反演表明，塔城盆地边缘深度大，在中部存在一片相对隆起区，其隆起的幅度＞500m，面积1700km2，与磁性基底的隆起区范围大致对应。尤其特别的是，在隆起区中部存在老地层，大致对应于TC200701地震剖面的4001～4401点区间，在地震剖面上这个区域已见到“岩浆岩体”的地震波特征。

图6.3 塔城盆地剩余重力异常图

塔城盆地剩余磁力异常（1∶20万）（图6.4）反映了盆地及其周围火山岩的发育情况。盆地内和盆地外围均发育条带状火山岩，盆地内发育规模相对较小，盆地周围火山岩发育规模较大。盆地内在中央凸起南部发育两条NW向火山岩带，盆地南部和东部为褶皱山系边缘及造山带内火山岩发育带，规模较大，延伸较长。对航磁异常的磁性层反演表明，在塔城盆地范围内磁性基底深度在100～4000m之间，总体表现为南部浅，北部深，其间有4处相对隆起，隆起的幅度在500～1000m以上。

图6.4 塔城盆地剩余磁力异常图

在盆地内完成了2条二维十字交叉地震勘探剖面TC200701线（图6.5）和TC200702线（图6.6）（其中TC200702线与CEMP的TC2007 E01线重合），2条二维地震测线合计长度为180km。TC200701二维地震测线长度为100km，穿越塔城盆地北面重力高和南面重力低的地区，测线北端穿越库吉拜苏河，南面穿越喀拉布拉河。TC200702二维地震测线长80km，与TC200701测线基本垂直相交。

TC200701线为一条SN向剖面，在地震剖面上，明显存在中央凹、两端渐隆的地层沉积特征（图6.5）。上覆地层与下伏地层存在明显的不整合界线，t0时间约为1400ms。厚度700m左右，推测为上石炭统内部的沉积界面。在1900ms之下，地震波阻的分辨率明显下降。在TC200701线剖面中部和北部存在地震波阻从上到下突然杂乱反射的现象，认为可能是火山岩侵入“穿刺”造成，推测为侵入体。

TC200702线为一条穿越南部凹陷的近EW向剖面，从剖面上看，明显存在以削蚀不整合为界面的上下两套沉积层序，两套层序明显地表现为中间凹两边渐隆的沉积特征（图6.6）。在本剖面上下两套地层的不整合界线处，t0时间约为1400ms。与TC200701线相似，在不整合面之上，又存在两个小的不整合界面。不整合界面之下，在地震波阻相对可分辨的时段内，存在两个削蚀范围较小的不整合界面，推测为上石炭统内部的沉积界面，其下地震资料品质明显变差，据地震波阻的相对可靠程度断续追踪了下石炭统及可能的泥盆系顶界面。在本剖面的下伏层序中也存在着“穿刺”岩体，但岩体未侵入到1400ms以上的地层中。另外，在剖面中部下伏层序地层中存在构造挤压形成的“凹中凸”构造，其位于TC200701线与TC200702线交点的TC200702线上东11km处，推测凸起的主体为上石炭统。

图6.5 塔城盆地TC200701 地震剖面

图6.6 塔城盆地TC200702 地震剖面

塔城盆地开展CEMP剖面勘探（编号TC2007 E01），测线长度为245km。测线西北跨塔城盆地南部，往东经和什托洛盖盆地，过和3井，再向南穿过扎伊尔山到准噶尔盆西北缘九区。塔城盆地出露地层电阻率测定结果显示（表6.1），表层第四系砂砾石为相对高电阻率，第三系为相对低电阻率，石炭系火山岩为相对高电阻率，石炭系砂泥岩为相对低电阻率，泥盆系为相对高电阻率。CEMP剖面比较清楚地反映了研究区宏观电性结构，对区域构造格架和盆山过渡关系框架有很好的显示（图6.7）。塔城盆地东部凸起和扎伊尔山表现为明显的高阻隆起区，基底高阻直达地表（石炭系和泥盆系出露地表），盆地内表现为相对低阻（拗陷）的电性特征。

塔城盆地揭示的电性结构从上到下可分为低阻、高阻、相对低阻和高阻4 套大的电性层，分别为中新生界、石炭系和泥盆系的反映。CEMP频率域视电阻率断面主要突出反映中浅层的宏观电性结构。从塔城盆地与和什托洛盖盆地频率域视电阻率断面对比可以看出，两个盆地的中浅层都具有高、低、高电性结构特征，和什托洛盖盆地已经证实发育一套中生界侏罗系。石炭系电阻率等值线多处出现扭曲，推断为盆地内基底断裂的响应，主要错断层位为石炭系。

表6.1 塔城地区物性测量结果

图6.7 塔城盆地TC2007E01 线CEMP 二维电阻率反演剖面图

根据重力异常，可将盆地划分出3个构造带，分别为北部拗陷、中部隆起和南部拗陷，南、北两个拗陷呈弧形将中间隆起合围起来，向东连在一起。北部拗陷较塔城盆地南部拗陷要浅得多，古生代基底顶板深度在200～600m之间，可分为东、西两个凹陷，西凹陷古生代基底构成了自行圈闭的凹陷，底部标高约-100m，凹陷的幅度为500～600m。东凹陷古生代基底也构成圈闭，但圈闭程度要差些，底部标高300m，凹陷幅度约300m。南部拗陷NE走向＞150km，位于巴尔鲁克断裂以北，并与该断裂走向一致。凹陷的古生代基底顶板深度为500～1300m，较北部拗陷深。南部拗陷也分为东、西两个凹陷，西凹陷古生代基底构成了自行圈闭的凹陷，称为“裕民凹陷”，底部标高为-300m，幅度＞600m。东凹陷古生代基底构成圈闭构造，称为“额敏凹陷”，底部标高为-600m，幅度在1000m以上。构造划分及特征见表6.2。

在盆地中划分出主要的断裂构造有3条，由南向北排列如下：①裕民凹陷南缘断裂显示中等强度的重力梯级异常，强度在3×10-5m/（s2·km）左右，表现为密度界面特征。在Ⅰ号地震剖面中，界线南侧地震反射波同相轴极不明显，在该界线以北地震反射波同相轴清晰可见。该断裂构造是基岩出露区和盆地凹陷的分区界线。②额敏凹陷东缘断裂显示高强度重力梯级异常，强度5×10-5m/（s2·km），表现为密度界面特征。在Ⅱ号地震剖面中，该界线以东地震反射波同相轴极不明显，在该界线以西地震反射波同相轴清晰可见。该断裂构造是基岩出露区和盆地凹陷的分区界线。③额敏河断裂大致沿额敏河谷分布，显示低强度重力梯级异常，强度1×10-5m/（s2·km）。地震时间剖面在该区段反射波同相轴消失，表现为破碎带特征。据此解释为盆地内部的断裂构造，是塔城盆地南部拗陷区和塔城盆地中部隆起区的分区界线。除以上主要断裂构造外，还存在一些规模较小的断裂构造。

表6.2 塔城盆地构造划分及其特征一览表

断裂构造在重力异常中表现为梯级异常，较大规模的断裂对应的梯级异常为2×10-5～3×10-5m/（s2·km），深大断裂的梯级异常强度达5×10-5～10×10-5m/（s2·km）。在塔城盆地南缘，相当于额敏凹陷的东南缘存在一条规模较大的断裂，长度＞135km。该断裂对应的梯级异常强度最大值为6×10-5m/s2，是塔城盆地最大的断裂构造。在地震Ⅰ号剖面的2910～3400点之间存在一条反射波消失带，在该带南北两侧反射波同相轴有些变化，对比困难。该区段与这里的剩余重力异常梯级带对应，并有弱重力低值异常现象。因此将该区段解释为破碎带较合适。在额敏凹陷的西南边缘，地震时间剖面发生对比间断，位置在Ⅰ号剖面的1500点附近，解译为断裂构造。对应剩余重力异常存在梯级异常，强度为3×10-5m/（s2·km）。

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