大型-超大型矿床往往与小岩体(高位侵入体)有关，因而小岩体成大矿学说(汤中立，2002)日益受到关注。但是，由于小岩体出露规模很小，往往不表示在中小比例尺地质矿产图上。相反，某些岩墙在地质填图过程中常得到夸大表示，因而有可能用来作为区域成矿预测的依据。越来越多的研究表明，造山带演化的岩基后阶段往往形成一种具有很宽成分变化范围的岩墙群(罗照华等，2006；El-Sayed，2006；Féménias et al., 2006, 2008)，被认为是一种新的火成岩组合和造山作用结束的标志，因而称为造山后脉岩组合(罗照华等，2006)。然而，这种岩墙群也常见于矿区和造山带演化的同岩基阶段，一个更合适的名称应当是宽谱系岩墙群(WSDS，李德东等，2011)。岩石成因的构造热体制分析表明，WSDS的形成要求巨量流体活动的参与，因而可能伴随着大规模成矿作用，可作为区域成矿预测的标志(罗照华等，2008a)。本文的目的是以南阿拉套山的区调资料为基础阐明利用WSDS进行靶区预测的可能性，并对这种方法的理论基础作初步分析。

传统上，阿拉套山被作为天山山脉的一个分支(如李向东和秦跃群，1989；成守德等，2009)，其北部出露在哈萨克斯坦境内，南部属于中国新疆，因而称为南阿拉套山或新疆阿拉套山(图 1a)。该区地质工作条件较差，研究程度不高，成矿预测难度较大，尚未发现大型-超大型矿床。近年来，湖南省地质调查院(2006a^①)在南阿拉套山完成了桑的克他斯山幅等五幅1 ︰ 5万区域地质调查，对区内出露的岩墙进行了较详细的填图。利用岩墙的空间展布型式(图 1b)，作者对南阿拉套山进行了初步勘探靶区预测，结果与1 ︰ 5万矿产调查发现的矿(化)点分布特点(湖南省地质调查院，2006b^②)非常接近。这一实例为探索岩墙群与成矿作用的关系提供了新的证据。

图 1

Fig. 1

图 1 新疆西北部及邻区构造分区(a，据王广瑞，1996修改)和南阿拉套山东段地质略图(b，据陈必河等，2007；湖南省地质调查院, 2006a, b资料修编) 图 1a：I-西伯利亚板块；Ⅱ1-1-成吉思-洪古勒楞-阿尔曼特早古生代复合岛弧；Ⅱ1-2-扎尔马-萨吾尔-阿吉博格多晚古生代岛弧；Ⅱ1-3-滨成吉思-谢米斯台-三塘湖褶皱带；Ⅱ1-4-托克劳石炭-二叠纪褶皱带；Ⅱ2-1-铁克利-赛里木地块；Ⅱ2-2-阿拉套山褶皱带；Ⅱ2-3-西准噶尔褶皱带；Ⅱ2-4-准噶尔地块；Ⅱ3-北天山褶皱带；Ⅱ4-伊犁地块；图 1b:1-第四系；2-古近-新近系；3-下二叠统乌郎组流纹岩；4-下二叠统乌郎组火山角砾岩；5-下二叠统乌郎组安山玄武岩；6-上石炭统东图津河组；7-下石炭统阿克沙克组；8-晚元古代变质基底；9-早二叠世第9次侵入花岗斑岩；10-早二叠世第8次侵入二长花岗岩；11-早二叠世第7次侵入二长花岗岩；12-早二叠世第6次侵入二长花岗岩；13-早二叠世第5次侵入二长花岗岩；14-早二叠世第4次侵入花岗闪长岩；15-早二叠世第3次侵入花岗闪长岩；16-早二叠世第2次侵入石英闪长岩；17-早二叠世第1次侵入闪长岩；18-石英闪长玢岩；19-整合和不整合地质界线；20-脉动式侵入接触界线；21-断层；22-火山角砾岩；23-古火山口；24-同位素年龄及样品位置；25-岩墙；26-图b在图a中的位置 Fig. 1 Tectonic division of the Northwest Xinjiang and its neighboring region (a, after Wang, 1996) and the simplified map of the eastern segment of the South Alatao Mountains (b, after Chen et al., 2007)

①湖南省地质调查院.2006a.桑的克他斯山幅、吉里古勒幅、米尔其克幅、青裸裸幅和苏更达坂幅区域地质调查报告(1 ︰ 5万).新疆维吾尔自治区1 ︰ 5万区域地质矿产调查项目管理办公室：1-148

②湖南省地质调查院.2006b.桑的克他斯山幅、吉里古勒幅、米尔其克幅、青裸裸幅和苏更达坂幅区域矿产调查报告(1 ︰ 5万).新疆维吾尔自治区1 ︰ 5万区域地质矿产调查项目管理办公室：1-84

南阿拉套山岩墙分布广泛而密集(图 1b)。初步统计发现有岩墙(脉)200余条，包括细粒花岗岩、花岗斑岩、花岗闪长斑岩、闪长玢岩、闪长岩、正长斑岩、辉绿岩、辉长岩、煌斑岩等，具有宽成分谱系(wide composition-spectrum)的特征。这些岩墙按成分可以划分为5组：煌斑岩质、玄武质、安山质、英安质和流纹质。据不完全统计，煌斑岩岩墙有数十条，玄武质岩墙113条，安山质岩墙67条，英安质岩墙38条，流纹质岩墙27条(湖南省地质调查院，2006a)。此外，区内还发现有少量复合岩墙。单个岩墙(脉)宽数厘米至数十米，一般为2~5m；长数米至十余米，一般为10~30m。

大部分岩墙侵位于花岗质岩基及其外接带围岩中(图 1b)，花岗斑岩岩墙的锆石SHRIMP U-Pb测年结果为283Ma (陈必河等，另文发表)。区内最晚一期火山活动的产物为早二叠世乌郎组火山岩(300±5Ma，锆石SHRIMP U-Pb年龄，陈必河等，2007)，侵入于其中的花岗质岩基获得锆石SHRIMP U-Pb年龄294±4Ma和299±6Ma (陈必河等，2007)。上述特征表明，南阿拉套山出露的岩墙群具有WSDS的特征(宽成分谱系、近同时形成和小体积)，没有报道显示岩墙群形成以后还有岩浆活动发生，因而WSDS是区内最晚一期构造-岩浆活动的产物。

岩墙常成群产出(图 2a)，其延伸方向出现规律性变化。由图 1b可见，岩墙的展布方向在阿尔夏特和米尔其克岩体附近发生了明显改变。在阿尔夏特以东，岩墙的展布方向以北东向为主，至诺尔特一带岩墙的数量突然减少；阿尔夏特以西的岩墙则主要呈北西向延伸；在米尔其克岩体以西，岩墙的展布方向再次以北东向为主(图 1b)。此外，局部出现多组岩墙延伸方向。例如，在布图哈马尔一带，岩墙展布方向计有NNE向、NEE向、NWW向、NNW向和近EW向。单个岩墙的边界常呈锯齿状(图 2b)，暗示岩浆充填于张性裂隙中。当岩墙侵位于花岗质岩基中时，其与围岩的接触面往往平行于花岗质岩基的释压节理(图 2c)。由于岩基侵位于地壳较大深度而释压节理形成于地壳浅部，这种特征暗示在岩基形成之后、WSDS形成之前南阿拉套山遭受了强烈的隆升和剥蚀作用。岩墙的这种分布特征表明，岩墙侵位期间南阿拉套山地壳变形主要受控于主应力分布在竖直方向的构造应力场(局部应力场或近场应力场)。结果，一部分岩墙充填于张性逆断层中，另一部分岩墙则充填于压性正断层中(图 2b)。岩墙延伸方向的多样性和展布形式的空间不均一性展现了局部应力场与区域应力场(或远场应力场)相互作用的特征(图 1b)。

图 2

Fig. 2

图 2 南阿拉套山岩墙群的地质学特征 (a)-花岗斑岩呈平行岩墙沿北西向分布；(b)-花岗闪长斑岩侵入早石炭世阿克沙克组，岩墙边界呈锯齿状，箭头示岩浆侵位时断裂两盘相对运动方向；(c)-辉绿岩沿花岗质岩基的释压节理侵位，内凹处围岩强烈高岭土化；(d)-复合岩墙，中心为流纹质岩石(灰色)，两侧为玄武质岩石(黑色).(b)箭头示断层两盘相对运动方向；(c)中短线圈定范围为蚀变带；(d)中代号：B-玄武质单元；R-流纹质单元；V-火山碎屑岩层 Fig. 2 Geological characters of the dike swarm in the South Alatao Mountains

此外，该区还发现有玄武质和流纹质岩石构成的复合岩墙(图 2d)，后者通常被视为玄武质和流纹质岩浆同时存在和潜在岩浆混合作用(如Katzir et al., 2007)或带状岩浆房(如唐红峰等，1997)的证据，成分介于这两个端元之间的岩浆或者是岩浆混合作用的产物(如Katzir et al., 2007)，或者是独立岩浆固结的结果(如罗照华等，2006)。但是，无论是哪一种解释，镁铁质岩石和长英质岩石单元的截然接触都表明了不同成分岩浆的快速上升、侵位和固结过程，因而必须有大规模流体活动的参与(罗照华等，2008a)。

南阿拉套山的WSDS显示出一系列与成矿作用有关的岩石学特征(图 3)，包括多斑斑状结构(图 3a-c)、浸染状分布的硫化物晶体(图 3b-d)、气孔状构造(图 3b，d)、富含低熔组分的团块(图 3e)，等等。这些岩相学特征是岩墙岩浆流体过饱和的直接证据，由于流体是成矿金属迁移的主要介质，因而上述岩相学特征也是岩墙岩浆具有致矿潜力的标志。

图 3

Fig. 3

图 3 代表性岩墙的露头照片，示岩墙与成矿作用的可能联系 (a)-闪长玢岩岩墙，含有大量斜长石斑晶和少量角闪石斑晶；(b)-煌斑岩岩墙，含有大量角闪石和黑云母斑晶，见有微小气孔和浸染状硫化物；(c)-辉绿玢岩，含有星点状分布的硫化物和绿帘石；(d)-细粒辉长岩，具有气孔状构造和黄铁矿大晶体；(e)-蚀变细粒辉长岩，具有含萤石和紫水晶的团块；(f)-花岗闪长岩中的钾化和绿泥石化“脉”.图中代号：Pl-斜长石；Or-钾长石；Bi-黑云母；Hb-角闪石；V-气孔；Pyr-黄铁矿；Ep-绿帘石；F-萤石+紫水晶团块 Fig. 3 Photographs of the representative dikes illustrating the main lithologies and mineralization

已有的研究表明，岩浆的总黏度随着晶体含量增加而急剧增大。当晶体分数(crystal fraction)达到50vol%时，岩浆达到流变学锁定点(Petford，2003；Bachmann and Bergantz, 2006)，因而不再有强的上升能力。另一方面，某些具有高晶体分数的岩浆又经常形成火山岩(如Bachmann and Bergantz, 2006；Couch et al., 2001; Burgisser and Bergantz, 2011)、脉岩(López de Luchi and Rapalini, 2002；Féménias et al., 2008)和超浅成侵入体(罗照华等，2010)，暗示岩浆具有强的上升能力。因此，岩浆高速上升之前必然经历了一个活化过程。至于导致岩浆活化的原因，多数学者归咎于幔源高温岩浆的注入(如Couch et al., 2001)或其分异流体的渗透(如Bachmann and Bergantz, 2006)导致了冻结岩浆房升温，进而导致岩浆因黏度大大下降而活化。注意到流体注入可比升温更有效降低岩浆的黏度(Baker，1998)以及升温可导致已晶出晶体的吸回(resorbtion)，罗照华等(2010, 2011)提出流体注入可直接导致岩浆黏度降低，升温不是必需的过程。因此，多斑斑状结构是深部流体大量注入岩浆体和岩浆快速上升的一种确定性标志。由于流体中成矿金属的溶解度与P、T正相关(Loucks et al., 1999；Zhu et al., 2011)，因而多斑斑状结构也是成矿预测的确定性标志(罗照华等，2010)。在南阿拉套山的WSDS中，安山质岩墙(图 3a)的最高晶体含量可达30vol%，煌斑岩(图 3b)可达15vol%，玄武质岩墙(图 3c)可达20vol%，英安质岩墙可达35vol%，流纹质岩墙可达40vol%(湖南省地质调查院，2006a)。这样的斑晶含量虽然尚未达到流变学锁定点所要求的程度(50vol%)，已足以表明长英质岩浆的黏度已相当大。另一方面，长英质岩石的斑晶矿物组合也表明了这一点。例如，花岗闪长斑岩的斑晶主要由斜长石、钾长石和石英组成，含少量黑云母和角闪石(湖南省地质调查院，2006a)，这样的矿物组合与基质十分相似，仅缺少硫化物。显然，岩浆快速上升(由基质的微粒结构和球粒结构判断)前已接近固相线温度。这从另一个侧面表明岩浆经历过活化过程。因此，岩浆中注入了大量的含矿流体，岩墙岩浆是含矿流体的通道。

气孔状构造(图 3d)是岩浆饱和流体的直接证据，同时还暗示了岩浆的快速冷却。浸染状硫化物(图 3b-d)则暗示岩浆快速冷却过程中圈闭了部分含矿流体(罗照华等，2010)，可作为上述推论的佐证。当被圈闭的流体体积足够大时，溶解有大量可熔组分的流体在寄主岩浆固结之后不仅可晶出金属硫化物，而且也晶出像萤石这样的低温矿物组合(图 3e)。需要注意的是，岩墙圈闭含矿流体的能力与其厚度有关(李德东等，2011)。当岩墙不能有效圈闭含矿流体时，含矿流体可从岩墙岩浆逃逸，并导致围岩矿化蚀变(图 3f)。由图 3f可见，含矿流体沿裂隙进入围岩中时，首先导致钾化蚀变，然后是绿泥石化。这表明，含矿流体具有富K、Fe的特征。

众所周知，蚀变是晶体-流体化学不平衡的标志，暗示导致蚀变的流体是一种外来流体。由火成岩中常见的晶体环带结构可知，在近理想系统条件下，岩浆温度下降和残余熔体成分的改变仅仅导致较低温环带的生长，但不会引起晶体的蚀变(罗照华等，2011)。因此，如果已晶出晶体发生蚀变，必然意味着有外来流体的注入。如图 3c所示，辉绿玢岩中含有星点状分布的绿帘石，暗示绿帘石化发生在岩浆阶段。可见，斜长石的绿帘石化是岩浆阶段外来流体(即透岩浆流体)注入的结果。加之岩墙岩石中可见富含萤石的团块(图 3e)和原生碳酸盐矿物(湖南省地质调查院，2006a)，可以认为，南阿拉套山WSDS的透岩浆流体富含F、CO₂、H₂O、K和Fe等组分。

以上岩相学分析表明，南阿拉套山的WSDS曾经是含矿流体的通道，并且含矿流体已经从岩墙逸出，并导致围岩发生矿化蚀变(图 3e)。如果这种分析是正确的，WSDS及其围岩中必然有相应的化学记录。

根据代表性岩墙的化学分析结果(湖南省地质调查院，2006a)，岩墙群具有很宽的成分变化范围。以主元素为例，SiO₂=46.91%~72.37%，TiO₂=0.30%~1.24%，Al₂O₃=12.98%~15.78%，Fe₂O₃=0.38%~3.16%，FeO=3.12%~6.67%，MgO=0.53%~7.16%，CaO=1.08%~8.41%，Na₂O=2.01%~3.38%，K₂O=1.78%~7.98%，涵盖了从玄武岩到流纹岩的成分范围。特别需要指出的是，分析结果中存在大量H₂O⁺(0.83%~3.95%)和CO₂(0.02%~4.84%)，与岩石中含有角闪石、黑云母和碳酸盐等矿物的岩相学特征一致。因此，这些挥发分应当是岩石中的固有组分，而不是后期蚀变的产物。用TAS图解(Middlemost，1994)对其重新进行分类命名时，没有必要将分析数据换算为“干”体系。

将原始分析数据投在Middlemost (1994)的TAS分类图解(图 4a)上，可以看出，岩墙岩石的名称总体上与矿物学命名方案类似。但是，石英闪长玢岩变成了正长岩，闪长岩变成了二长岩和二长闪长岩。其主要原因是矿物学命名方案中M < 90时仅考虑石英对长英质矿物总量的比值，以及斜长石对长石总量的比值。由于角闪石含Na而云母含K，当岩石含有较多角闪石和黑云母时，化学命名方案得出的岩石名称就会偏离矿物学命名方案的结果。但是，这种偏离恰好与上一节描述的岩相学特征相符，即岩墙岩浆富含挥发分。在SiO₂-K₂O图解(图 4b)中，数据点落在高钾钙碱性系列和钾玄岩系列分布区。与西准噶尔地区的同时代岩墙群相比，南阿拉套山的岩墙群岩石全碱含量相当或较高(图 4a)，而K₂O含量明显偏高(图 4b)。

图 4

Fig. 4

图 4 南阿拉套岩墙群的TAS分类(a，底图据Middlemost，1994)、岩石系列划分(b，底图据Rollinson，1993)和哈克型图解 数据来自湖南省地质调查院(2006a)；西准噶尔岩墙的分析数据(6)李辛子等(2004)和张连昌等(2006).矿物学命名方案：1-花岗斑岩；2-石英闪长玢岩；3-花岗闪长斑岩；4-闪长岩；5-辉绿岩.TAS命名方案：1-花岗岩；2-正长岩；3-花岗闪长岩；4-二长岩和二长闪长岩；5-辉长岩 Fig. 4 The TAS classification (a, after Middlemost, 1994), the magma series (b, after Rollinson, 1993) and the major element Harker plots for the WSDS in the South Alatao Mountains

图 4表明南阿拉套山的宽谱系岩墙群以高钾富碱为特征，与太行山、燕山、东昆仑山、南以色列、西北西奈等地的岩墙群(罗照华等，2008a)类似，但有别于西准噶尔地区的岩墙群。这可能表明，与西准噶尔相比，阿拉套山东段的宽谱系岩墙群成因可能具有更多大陆地壳组分(主要是K)贡献，或者经历过富钾流体的强烈改造。

由图 4可见，不同成分组的岩墙之间实际上没有演化关系。这一点从哈克型图解(图 4)上也可以得到证明。如图 4所示，MgO、FeO^T、CaO和TiO₂似乎显示了随SiO₂增加而降低的线性趋势，类似于岩浆混合作用的结果。但是，将同组岩墙的成分点相连，可以发现其变异趋势十分不同于总趋势，甚至与其相反(如辉绿岩中的MgO)。如果综合考虑Al₂O₃、Na₂O和K₂O (图 4b)，则这种解释更加不成立。显然，尽管MgO、FeO^T、CaO和TiO₂与SiO₂似乎显示了线性关系，并且岩相学特征也展示了岩浆混合作用机制，但对整个宽谱系岩墙群而言，这种岩浆过程的影响仅仅是局部(组内)的，不能改变岩墙群形成于多种母岩浆的整体格局。

值得注意的是，H₂O⁺和CO₂显示了更好的与SiO₂的负相关关系(图 4)。换句话说，岩墙中H₂O⁺和CO₂的含量呈正相关。这不符合理想系统平衡实验的结果。例如，675℃时流纹岩-H₂O-CO₂系统的溶解度实验(Lowenstern，2001)表明，将水注入到熔体-CO₂体系将降低CO₂的溶解度，反之亦然。这是一种普遍规律：熔浆中同时存在不同种类的挥发分时，一种气体的加入会稀释另一种气体，降低其活度，因而也降低其在熔体中的溶解度。熔融包裹体中水含量的实测结果也表明，岩浆中SiO₂的含量与H₂O含量呈正比，而与CO₂含量成反比(李福春等，2000)。图 4中CO₂的分布符合这种趋势，但H₂O则正好相反。一个可能的解释是H₂O和CO₂在较高压力下被组合进了某些Mg、Fe、Ca的基团中(Blank and Brooker, 1994)，而不是呈分子状态溶解在熔体中。这从另一个角度说明岩墙岩浆是富含流体的。

痕量元素的两个基本属性使其在火成岩成因研究中得到了广泛的应用：(1)不同样品间的含量变化很大，因而在识别岩浆过程时具有比主元素更高的“分辨率”；(2)服从稀溶液定律，因而更容易从已知推导未知(未来包含在过去)。但是，由于各种痕量元素在不同的岩浆系统中相容性变化很大，实际应用中常常受到许多条件的限制。

上述样品同时也作了痕量元素分析(湖南省地质调查院，2006a)。用原始地幔的元素丰度估算值(Palme and O'Neill，2003)进行标准化(图 5)，可以看出同类岩墙的痕量元素丰度常有很大的变化。稀土元素标准化分配型式(图 5a)显示：(1)两个样品(花岗斑岩和花岗闪长斑岩)具有显著的负Eu异常，一个样品(石英闪长玢岩)具有弱负Eu异常，其余四个样品无Eu异常；(2)三个具有负Eu异常的样品中，负Eu异常的幅度与SiO₂含量成正比；(3)具有两个样品的岩墙中，辉绿岩具有相似的分配型式，闪长岩样品的重稀土丰度相近而轻稀土差距较大(Ce的丰度可相差6倍)，花岗闪长斑岩的轻稀土丰度相近而重稀土差别较大(Lu的丰度相差约5倍)；(4)同为花岗闪长斑岩，一个样品具有负Eu异常，另一个样品无Eu异常；(5)花岗斑岩、花岗闪长斑岩和石英闪长岩的重稀土均呈平坦式分布。

图 5

Fig. 5

图 5 岩墙群的痕量元素标准化分配型式(原始地幔标准化值据Palme and O'Neill，2003) (a)-稀土元素；(b)-蛛网图.1-花岗斑岩；2-石英闪长玢岩；3-花岗闪长斑岩；4-闪长岩；5-辉绿岩 Fig. 5 PM-normalized multi-element variation diagrams for the whole-rock samples from the WSDS (primitive mantle-normalized values after Palme and O'Neill, 2003)

在蛛网图(图 5b)中，各类岩墙显示出类似的分配型式：(1) Ba、Nb、Ta、Sm、Zr、P、Y等元素显示较明显的谷；(2) Rb、Th、U、K、Ti显示较明显的峰。但是，Sr的分布较为杂乱，一个玄武岩和一个花岗闪长斑岩位于平滑曲线上，一个玄武岩样品具有弱的峰值，其余样品具有程度不等的谷。

一般认为，痕量元素的分布异常受元素的矿物/熔体分配系数控制。在封闭系统中，可将其与矿物的分离结晶作用或部分熔融习性联系在一起。例如，负Eu异常可能是斜长石分离结晶的结果，也可能表明岩浆起源于斜长石稳定区。花岗斑岩、花岗闪长斑岩和石英闪长玢岩中都含有斜长石斑晶，仅从Eu异常这一点来看，发生分离结晶作用是可能的。但是，由于稀土元素的总体不相容习性，斜长石分离结晶的必然结果应当是进化岩浆的ΣREE升高。由图 5a可见，Eu以后的稀土元素显示了这样的特征，即石英闪长玢岩 < 花岗闪长斑岩 < 花岗斑岩。然而，Eu以前的元素却不是这样，显示出石英闪长玢岩≤花岗闪长斑岩≈花岗斑岩的特征。换句话说，应当还有其他矿物相(如石榴子石)控制了稀土元素的丰度。但是，这三种岩石中都没有见到石榴子石，即岩浆成分不处于石榴子石首晶区。因此，重稀土的分布特征更可能说明岩浆成分受源区矿物的控制，亦即这三种岩石具有原生岩浆的特征。不过，这种解释又难以说明轻稀土的相似性。一种可能的解释是重稀土主要受源区矿物的控制，而轻稀土组受控于流体作用。

在开放系统中，也有两种机制可以用来解释元素分布的异常。一种是岩浆注入(岩浆混合作用)，另一种是流体注入(透岩浆流体作用)，岩石学家通常用同化混染(assimilation)来概括这两种过程。实际上，同化混染作用的实质就是说外来物质进入到岩浆并改变岩浆的成分。忽略流体作用时，同化混染作用的实质是岩浆通道附近的岩石或其低熔岩浆进入到岩浆中(罗照华等，2007)。这种过程发生时，产物的成分与注入岩浆的比例有关，所有样品在元素变异图解中都应当位于两个端元岩浆之间。但是，不仅主元素没有显示这样的特点，稀土元素的丰度变化也没有显示出岩浆混合作用的显著贡献，因为花岗斑岩、花岗闪长斑岩和石英闪长玢岩具有类似的轻稀土分配型式，而闪长岩的轻稀土丰度最高，辉绿岩介于其间。

另一种可能是流体的注入。根据已发表的分配系数，流体具有很强的溶解不相容元素的能力。因此，当外部流体注入时，可强烈改变痕量元素的丰度和分配型式，对于强不相容元素尤其如此。当某种流体注入到不同的岩浆体时，就有可能导致强不相容元素(如轻稀土元素)分配型式的均一化。

同样，在蛛网图上强不相容元素也显示出强烈富集的特征，表现为Rb、Th、U和K的峰式分布(图 5b)。令人惊奇的是，尽管主元素差别很大，不同岩墙的痕量元素却具有类似的标准化分配型式，比较合理的解释是流体作用使然。造成Sr丰度高度变化性的原因可能比较复杂，因为在这样的系统中Sr本质上是一种相容元素。例如，花岗斑岩的多斑斑状结构表明岩浆曾经在深部岩浆房作较长时间的停留，很可能与岩浆房周围的斜长石实现了再平衡，而辉绿岩则可能是岩浆上升过程中捕获了先存岩浆中的斜长石。

岩墙群地质学、岩相学和岩石地球化学均表明，岩墙岩浆遭受了外来流体(透岩浆流体)的强烈改造。由于成矿元素也具有亲流体的性质，这种流体改造必然影响岩墙岩石的成矿元素丰度；而由于含矿流体有可能从岩墙岩浆逃逸并浸润围岩，围岩中成矿元素的丰度也会有相应的改变。

流行的岩浆热液成矿理论认为，含矿流体来自岩浆的分异作用(Lindgren，1909；Henrich，2005)。因此，火成岩的成分被认为决定了成矿类型，称为火成岩的成矿专属性。如果这种解释是合理的，意味着各种火成岩具有其特有的成矿元素分配型式。将南阿拉套山WSDS的分析结果(湖南省地质调查院，2006a)用原始地幔的估算值(Palme and O'Neill，2003)进行标准化，结果如图 6所示。由图 6可见，所有5种岩墙样品的Cr、Ni、Co含量都低于原始地幔丰度水平，其中Ni的丰度变化较大，总体反映了随SiO₂增加而降低的特点。值得注意的是，从辉绿岩到花岗斑岩这一宽广的成分变化范围内，南阿拉套山的WSDS具有类似的成矿元素分配型式，其中Cu、Pb、W、Sn含量是原始地幔丰度的数十至数百倍，Au含量达数千倍，其中辉绿岩的金含量大于原始地幔丰度的1万倍。V和Zn的含量与原始地幔丰度水平相当。这种特征表明：(1)南阿拉套山WSDS岩石的成矿元素丰度分布特征不能用岩浆分异机制有效解释，较合理解释应当是透岩浆流体作用；(2)区内Au、Sn、W、Pb和Cu可能具有成矿潜力，与阿拉套山被称为阿拉套W、Sn、Cu、Fe、Au成矿带的传统认识(王核等，2002)一致。这种认识与上述岩墙地质学、岩石学和岩石地球化学分析结果一致，暗示岩墙岩浆经受了广泛而强烈的含矿流体浸润。

图 6

Fig. 6

图 6 岩墙岩石的成矿元素标准化图解(原始地幔标准化值据Palme and O'Neill，2003) 图例同图 5] Fig. 6 PM-normalized ore-element variation diagrams for the whole-rock samples from the WSDS (primitive mantle-normalized values after Palme and O'Neill, 2003)

由图 3f可见，含矿流体也对岩墙的围岩进行了改造。流体地质填图结果表明(王勇，2002)，含矿流体不仅沿裂隙改造近矿围岩，而且可能对整个矿集区进行弥漫式浸润。如果是这样，南阿拉套山WSDS的围岩也可能遭受了含矿流体的改造。

由图 1可见，除了WSDS之外，该区还分布有分9次侵入的深成岩和三套火山岩。图 7a展示了代表性岩墙、火山岩和深成岩的成矿元素标准化分配型式。一个显著特征是W、Sn、Pb、Cu的丰度明显高于下地壳平均值，Au也具有略高的丰度，但变化范围较大(图 7a)。此外，Sn、Cu、Au的高值和平均值与相应的低值具有不同的分布形式，前者成峰而后者成谷，表明成矿元素发生了强烈的分异，具有局部富集成矿的潜力。但是，令人奇怪的是，花岗闪长斑岩、闪长玢岩、辉绿岩具有相同数量级的成矿元素丰度，很难用岩浆热液成矿理论来解释。特别是，第三、四侵入次I-型花岗闪长岩和第五侵入次S-型二长花岗岩具有最低的Sn含量，与通常的解释(Sn矿与S-型花岗岩有成因联系)不一致。因此，这很可能说明侵入岩成矿元素的丰度特征主要不是取决于熔体的成分，而是来自流体(透岩浆流体)的贡献。

图 7

Fig. 7

图 7 岩墙群围岩的成矿元素标准化分配型式(标准化值据Rudnick and Gao, 2003) (a)-火成岩：1-花岗闪长斑岩；2-闪长玢岩；3-辉绿岩；4-第9侵入次I型正长花岗岩；5-第8侵入次S型二长花岗岩；6-第7侵入次S型二长花岗岩；7-第6侵入次I型二长花岗岩；8-第5侵入次S型二长花岗岩；9-第4侵入次I型花岗闪长岩；10-第3侵入次I型花岗闪长岩；11-第2侵入次石英闪长岩；12-第1侵入次闪长岩；13-中酸性火山熔岩；14-中基性火山熔岩；(b)-地层：古近纪-新近纪昌吉河群：1-上亚群，2-下亚群；下二叠统乌郎组：3-流纹岩、英安岩段，4-安山岩、安山玄武岩段，5-火山角砾岩段；6-上石炭统东图津河组；下石炭统阿克沙克组：7-第四段，8-第三段，9-第二段，10-第一段 Fig. 7 Crust-normalized ore-element variation diagrams for the whole-rock samples from country rocks of the WSDS (normalization values after Rudnick and Gao, 2003)

地层岩石中也有类似的成矿元素分配型式。区内出露的地层主要为石炭系和二叠系，以及盆地内堆积的新生界。其中石炭系下统由阿克沙克组构成，可划分为四段(第一段为一套滨-浅海相灰黑色陆源碎屑岩，第二段为一套滨-浅海相灰色、浅灰色陆源碎屑岩，第三段为一套次深海斜坡细碎屑岩-浅海相火山碎屑岩夹碎屑岩，第四段以碳酸盐岩为主夹碎屑岩沉积)；上统东图津河组为一套灰色、深灰色浅海碳酸盐岩夹碎屑岩沉积；二叠纪乌郎组为陆相火山岩建造(下部为安山岩、安山玄武岩段(P₁w^α-αβ)，中部为(沉)火山角砾岩段(P₁w^vb)，上部为流纹岩、英安岩段(P₁w^λ-ξ))；古近纪-新近纪昌吉河群为陆相红盆沉积(湖南省地质调查院，2006b)。利用各时代地层的代表性样品分析结果，并对其最高值、最低值和平均值用下地壳平均含量(Rudnick and Gao, 2003)进行标准化，结果如图 7b所示。

由图 7b可见，所有样品的As、Sb、Bi、Pb、Zn、Au、Ag、Ni、W、Sn都具有类似的分配型式，其最高值、平均值、最低值或者显示为峰，或者显示为谷。由于不同时代的地层具有不同的岩石构成，很难理解为什么大多数成矿元素具有相似的分配型式。特别是，新生界的陆相沉积岩竟然也具有与古生代火山岩类似的成矿元素分配型式。如果说新生代沉积岩中的成矿元素丰度主要反映了其源区特征，意味着整个南阿拉套山的前新生代岩石曾经发生过同种含矿流体的广泛浸润。在这种浸润过程中，强不相容元素更容易实现均一化。可能正因为如此，所有样品的As、Sb和Pb都高于下地壳平均值，Ag则低于下地壳平均值，Ni的丰度也只有火山碎屑岩(C₁a³和P₁w^vb)中超过下地壳平均值(图 7b)。

但是，Bi、Hg、Cu、Zn、Mo、Sn和Au的低值(即部分平均值)低于下地壳平均值，而高值则普遍高于下地壳的平均值。W元素的部分低值(C₁a³和P₁w^vb)甚至也高于下地壳平均值。这种分布情况是否说明这些元素得到了不均一的富集作用？还需要进一步的资料证实。Cu和Mo显得更特殊一些，其低值区形成谷而高值区形成峰，具有相反的分配型式。特别是在乌朗组火山岩中，Cu和Mo的丰度似乎特别高，似乎暗示了火山岩产生Cu、Mo矿的潜力。

综上所述，初步认为阿拉套山东段地层中成矿元素的丰度主要不是取决于其原始组成，而是与后期的流体改造有关。

WSDS的形成机制以及WSDS岩石和围岩中成矿元素的分配型式构成一个证据链，表明南阿拉套山在早二叠世曾经发生过大规模的含矿流体活动。各种岩墙的成矿元素分配型式相似度最高，因而岩墙岩浆可以认为是含矿流体上升的通道，远离通道的围岩保留有更多的原始印记。这意味着，岩墙的空间展布形式有可能被用作成矿预测的标志。

金属矿床是有用元素的异常聚集体。这样的定义暗示：(1)成矿元素具有分散的地球化学习性，在不可逆过程中趋于分散而不是聚集；(2)成矿元素大多属于强不相容元素，在地质过程中趋向于富集在流体中，或者说地质流体是成矿元素的收集器；(3)成矿元素在迁移过程中因某种物理化学条件的强烈改变而发生大规模堆积，成矿作用发生在混沌边缘。如前所述，由于流体中成矿金属的溶解度强烈依赖于温度和压力，只有深部流体才可能含有足够丰富的成矿金属，只有快速上升的流体才具有较大的成矿潜力。众多研究表明，成矿金属在流体中主要以络合物的形式存在，而不是自然金属、离子、氧化物或硫化物。因此，成矿金属大规模堆积之前必然经历一个脱络合过程。实验还表明，脱络合过程发生之前，含矿流体还需要经历一个相分离过程(朱永峰等，1995；Zhu et al., 1996；Zhu，1997)，产生高盐流体、水流体和蒸气(Webster and Mandeville, 2007)。成矿金属在不同流体相中的溶解度差别巨大(Simon et al., 2009)，这种过程将会导致成矿金属的分异，排气作用将会导致一部分金属的散失和残余流体的进一步浓缩。因此，理想的流体成矿过程应当为快速上升→相分离→脱络合作用→硫化或氧化→金属沉淀。

由H₂O的临界点位于低压区可以看出，流体的相分离主要发生在低压条件下。当流体温度升高和流体中存在各种溶质时，临界点的压力可以有所增加，但总体上还是处于低压区。这大概就是岩浆热液矿床主要形成于地壳浅部的主要原因。

但是，地壳浅部通常构造裂隙非常发育，流体的高度活动性使其在多裂隙系统中很容易散失。因此，流体成矿作用的可能途径有：(1)流体通道闭合，被圈闭在一个有限的空间范围内；(2)流体超压得到有效释放，失去继续运移的动力；(3)含矿流体被有效冷却，造成成矿金属的溶解度急剧下降；(4)可交换外来金属离子大量涌入，戏剧性降低成矿金属的溶解度；(5)环境压力急剧增加，阻止含矿流体继续运移。

含矿流体的快速向上运动本身就是以通道条件良好为前提的，加之流体在上升过程中因排气作用不断产生流体超压，很难想象流体通道能够有效闭合。但是，同时上升的岩浆有可能使这种流体通道闭合。由于流体通道窄小且环境温度不高，与含矿流体耦合的熔体很容易充填这些通道，并因快速冷却而使流体通道闭合。因此可以说，流体需要熔体好似钻孔冷却用水需要泥浆，熔体的作用主要在于堵塞通道以防止含矿流体的散失。也正因为如此，可以说WSDS是大规模成矿作用的标志，但岩墙本身未必含矿。但是，在较深部位岩浆冷却速率较小，体积较大的岩浆体也需要较长的冷却时间，被圈闭的含矿流体有可能发生横向运动，或聚集在体积较大的岩浆体中(李德东等，2011)。据此，WSDS分布区的高位侵入体(小岩体)和宽度较大的岩墙可能成为含矿流体聚集的场所，可以作为可选的预测靶区。

含矿流体的相分离导致流体超压。当这种流体超压足够大时，可导致屏蔽层发生破裂产生自生长裂隙，或者使先存裂隙活化，从而有利于含矿流体的继续运移。但是，发生相分离之后，不同的流体相具有不同的活动能力，蒸气将优先通过同成矿裂隙散失，从而有效降低成矿系统的流体超压。这时，含矿流体具有更充裕的深部停留时间，使金属络合物能够来得及发生脱络合作用，并导致成矿金属沉淀。但是，如果通道条件足够好，含矿流体可能直接喷出地表，不会在深部发生成矿作用。因此，适度的构造裂隙是必须的，这样的裂隙发育区也可以作为预测靶区。

如果含矿流体被有效冷却，也可导致成矿金属的大规模堆积。但是，围岩的热导率通常很小，不能有效冷却含矿流体。一种更有效的途径可能是盆地流体的加入。盆地流体不仅具有较低的温度，而且也具有不同于岩浆流体的溶质。当这种盆地流体大规模注入岩浆流体时，不仅导致含矿流体急剧冷却，而且因混合作用而发生组分交换。这将导致成矿金属的溶解度降低，因而发生大规模成矿作用。许多矿物流体包裹体的研究都表明，成矿流体中有大气降水的贡献，低温热液矿床中尤其如此。这种观察事实可以解释为盆地流体的加入。但是，盆地流体的主要作用是促使成矿金属沉淀，而不是提供成矿金属。这样，如果成矿期区内存在大型汇水盆地，且存在适合盆地流体下渗的通道，上升与下降流体流的接触带应当是形成低温热液矿床的有利地带。

当含矿流体在运移途中遭遇含有大量可交换离子的地质体(如膏盐层和碳酸盐地层)时，可能发生强烈的化学反应，并导致成矿金属沉淀。特别是，含矿流体遭遇碳酸盐地层时，发生矽卡岩化的直接结果是释放大量的CO₂。这将使环境中产生流体超压，不利于含矿流体的排气作用。环境中的流体超压还可能导致所产生的CO₂回流到含矿流体中，从而降低H₂O流体的活度，进一步降低成矿金属的溶解度。因此，矽卡岩化常常是有利的成矿标志。特别是，如果碳酸盐层的外侧分布有泥质岩等低渗透率的岩层，更有利于成矿作用的发生。因此，含矿流体运移路径与碳酸盐层(特别是泥灰岩)交接处附近也应当是有利的预测靶区。

综上所述，可以构建一个综合成矿预测模型(图 8)。如图 8a所示，岩石圈-软流圈系统中可能由于构造拆离而产生一系列的拆离层，后者具有比相邻圈层更高的孔隙率和孔隙连通性，因而常常是深部流体聚集的地带。因此，构造拆离层实际上相当于深部流体富集带(流体库)和地球物理方法可识别的低速高导层(魏文博等，2008)。由于流体中成矿金属的溶解度强烈依赖于温度和压力，这种封存在深部的流体具有强的从岩石介质萃取成矿金属的能力，因而深部流体库可作为成矿金属的来源(罗照华等，2008b)。由于某种背景条件的扰动(如岩石圈拆沉作用)，流体富集带可优先发生部分熔融形成岩浆。这大概就是中国东部中新生代岩浆起源于构造滑脱层(万天丰等，2008)的根本原因。如果岩墙通道插入深部流体库，就有可能导致含矿流体快速上升。

图 8

Fig. 8

图 8 岩墙岩浆成矿作用的连通管模型(据李德东等，2011修改) 详细说明见正文 Fig. 8 connecting pipe model showing metallogenic processes by the diking magmas (modified after Li et al., 2011)

众所周知，受地热增温率的影响，岩墙岩浆的环境温度应当由上往下逐渐增高，因而岩浆的冷却速率逐渐减慢。此外，岩墙岩浆的头部容易快速失去流体，结果导致岩浆的固相线温度升高，加速岩浆的固结。因此，岩墙的端部和边部常见淬火边。相反，岩浆体内部将会有流体的堆积，降低岩浆的固相线温度，延迟岩浆固结过程。如果岩浆充填的构造裂隙足够小，岩墙岩浆在很大的垂直范围内都是快速固结的，不仅阻止深部流体的进一步注入，而且也通过岩墙-围岩相互作用快速丢失其原来所含有的含矿流体。因此，小厚度岩墙实际上是不含矿的。热模拟表明，岩浆体固结的时间尺度与其半厚度的关系服从幂率分布(Wiebe and Ulrich, 1997)，亦即随着岩墙厚度的增加，岩浆体固结的时间尺度急剧增大，或者说厚大的岩墙岩浆需要更长的固结时间(李德东等，2011)。这将有利于岩墙岩浆较长时期地保持低粘度状态，因而有利于含矿流体的注入。这表明，厚度较大的岩墙是有可能含矿的。特别是，当岩浆侵位形成等轴状小岩体而不是板状体时，更有利于含矿流体的注入。正因为如此，WSDS分布区的等轴状小岩体可以作为首选的预测靶区(罗照华等，2008a)。

据此，可以设想岩墙岩浆快速固结域之下的流体通道是连通的，因而可以用连通管模型来说明含矿流体的迁移。(1)假定所有岩墙具有相同的成分但厚度不同(图 8a)。理论上，由于岩墙的固结时间与其厚度成正相关，当岩墙的厚度较小时，可能会在短时间内快速冷却而凝固，不利于流体进入。厚度较大的岩墙需要较长的冷却时间，其中心部位的粘度较小，含矿流体将优先进入厚度较大的岩墙中(图 8b)，进而扩大岩墙的厚度，使其具有更大的成矿潜力。(2)假定所有岩墙具有相同的厚度但成分不同(图 8c)，由于岩浆粘度与其成分和冷却时间有关，含矿流体将优先进入冷却最慢且粘度较小的岩浆中(图 8d)。一旦某个或某些岩墙获得了更多的流体，由于流体可以大大降低岩浆的粘度和固相线温度，该岩墙或这些岩墙将是流体运动的优先通道，并膨大；相应地，其他岩墙的侵位空间受到压缩。当岩墙膨胀空间受到限定且上部快速固结时，含矿流体有可能在深部沿着岩墙通道延伸方向迁移，也可能从岩浆体中逃逸进入围岩中，或进入构造薄弱带(图 8e)，并在适当的部位(见下文)发生聚集成矿。

如果上述模型是可信的，就可以用来对南阿拉套山与WSDS有关的成矿作用位置进行预测。根据WSDS的空间展布特征及其与其它地质体和构造裂隙的相互关系，本文预测了六个成矿靶区(图 9)。

图 9

Fig. 9

图 9 南阿拉套山与宽谱系岩墙群有关的找矿靶区(底图据湖南省地质调查院, 2006a, b) A-夏尔敖腊靶区；B-米尔其克岩体靶区；C-伯勒根乌苏-科克塔舒根乌苏靶区；D-阿尔夏提靶区；E-布图哈马尔靶区；F-诺尔特靶区 Fig. 9 The prospecting area targeted using the dike patterning in the South Alatao Mountains

岩墙群空间展布的最显著特征之一是岩墙的延伸方向在阿尔夏提一带突然改变。以东的岩墙群展布方向为北东向，以西为北西向。因此，如果含矿流体沿着岩墙延伸方向迁移，有可能在阿尔夏提一带汇聚。此外，该区东西两侧都有花岗质岩基出露，后者常常以构造裂隙不发育为特征，除非有大型断裂构造活动。因此，岩基有可能起着阻止含矿流体进一步迁移的作用。

此外，现代岩石学认为，花岗质岩基并非是一种深不见底的岩浆侵入体，而是厚度与长度紧密相关的厚板状侵入体(Brown and Rushmer, 2006)。这样的侵入体有可能对后续的岩浆活动和成矿活动起屏蔽作用，岩基被剥蚀以后含矿小岩体有可能被剥露出来。

如图 9所示，该区也分布有两个出露面积较小的花岗质小岩体，有利于含矿流体的聚集。特别是，该区也是下石炭统阿克沙克组灰岩分布区，有利于形成矽卡岩型矿床。

可见，构造、岩浆、地层都对成矿作用有利。因此，阿尔夏提一带是首选的成矿预测靶区(图 9中的D区)。

伯勒根乌苏-科克塔舒根乌苏一带分布有众多的岩墙，岩石类型包括辉绿岩、闪长玢岩、石英闪长岩、花岗闪长岩、花岗闪长斑岩、花岗岩、花岗斑岩等。岩墙群呈北西-南东向延伸，其东南分布有石炭纪碳酸盐地层，以及阿尔夏特岩体，从岩墙中逃逸的含矿流体很可能遭遇碳酸盐岩，导致矽卡岩型矿床的产生。此外，其西侧还有几条呈扇状向东南方向撒开的花岗质岩墙，疑为火山口附近放射状岩墙群的组成部分。因此，可以认为该区应当也具有较大的成矿潜力，故作为第二个有前景的找矿靶区(图 9中的C区)。

该区图面上见有两条走向相互垂直的岩墙，分别标示为花岗斑岩和闪长岩。这表明该处为一局部应力场作用的中心(罗照华等，2009)，应当还有其他类型的岩墙(含矿流体通道)出露。如果这种推测是正确的，这里也应当是成矿的有利部位(图 9中的A区)。

或者称为查干赛岩体北靶区(图 9中的B区)。该区也是岩墙总体展布方向发生突然改变的区域，以东地区的岩墙呈北西向延伸，以西呈北东向延伸，因而也可能造成含矿流体的大规模聚集。但是，该区的岩墙类型比较单调，主要为闪长岩，图面上还见有一条花岗岩岩墙。地层条件也较为单调，大面积分布的是次深海斜坡细碎屑岩-浅海相火山碎屑岩夹碎屑岩(C₁a³)。此外，这里也是米尔其克断裂通过的地方，可能不利于含矿流体的封存，因而成矿条件有待进一步查明。

由图 1和图 9可见，北东向岩墙群几乎大规模穿过整个乌拉斯台岩体。但是，岩墙侵入活动似乎在诺尔特一带突然停止，没有大规模进入二叠纪火山地层中。这可能意味着这里是岩墙群侵位期间张性应力场可以发挥作用的东北端。因此，再往东构造裂隙不发育。如果这种推测是可信的，意味着在这一带有可能发生含矿流体的聚集。此外，该区也是两个古火山口出露的位置，二叠系之下还可能隐伏有石炭纪碳酸盐地层，含矿流体可能在这里大规模堆积导致成矿(图 9中的F区)。

该区也分布有较多的岩墙，岩石类型较为复杂，包括辉绿岩、闪长岩、石英闪长岩、石英闪长玢岩、花岗闪长玢岩、花岗岩等。岩墙延伸方向杂乱，但主要为北东向和北西向。此外，该区域还见有一个规模较小的岩体出露，有利于含矿流体的聚集。同时，该区大面积分布有石炭纪的碳酸盐地层，极有利于形成斑岩型矿床和矽卡岩型矿床(图 9中的E区)。

由图 9可见，该区共查明有20个矿点(其中14号为石膏矿点)，绝大部分是湖南省地质调查院(2006b)在区域矿产调查期间发现的。对比预测靶区和矿点分布位置，5个靶区涵盖了已发现的8个矿点(约占内生金属矿点总数的42%)。适当扩大靶区范围(仍小于常规方法确定的靶区面积)，涵盖的矿点数目可达15个(约占内生金属矿点总数的79%)。因此，可以说这种靶区预测是有效的。矿点检查结果表明，岩墙群的产生的确伴随着大规模流体活动，与区内的成矿作用存在密切的成因联系。

2011年8月，我们对几个预测靶区进行了检查，以下以阿尔夏提靶区为例说明预测的有效性。

目前，阿尔夏提靶区范围内发现了众多的矿点，其中推木尔特铜矿(图 9中的11号矿点)得到了湖南省地质调查院(2006b)的初步查证。如前所述，区内岩墙群、碳酸盐岩、深成岩发育，具有较好的成矿地质条件(图 10)。区内出露的石炭纪地层为早石炭世阿克沙克组的上部层位，可见砂岩(ss)和灰岩(ls)，其中阿尔善断层北盘的灰岩大都变质为大理岩(mb)。该套地层中已发现多处钨矿点、铜矿(化)点及多金属矿点等，显示与本区钨、铜等成矿密切相关，也是本区主要的控矿层位。

图 10

Fig. 10

图 10 温泉县推木尔特Cu-Fe矿区地质略图(据湖南省地质调查院，2006b) 地层：1-早二叠世乌郎组流纹岩、英安岩段；早石炭世阿克沙克组：2-第三段砂岩，3-第四段灰岩，4-第四段大理岩；阿尔夏特岩体：5-第三侵入次，6-第六侵入次，7-第七侵入次；岩墙(脉)：8-玄武岩脉，9-辉长岩脉，10-辉绿岩，11-闪长玢岩，12-花岗闪长斑岩；13-花岗岩，14-花岗斑岩，15-石英斑岩，16-煌斑岩；17-矽卡岩；18-铜矿(化)体及编号；19-地质界线；20-不整合地质界线；21-断层及产状；22-岩墙产状 Fig. 10 Sketch map of the Tuiermute Cu-Fe deposit in Wenquan County, Xinjiang

区内的深成侵入岩主要为灰白色中粒角闪石黑云母花岗闪长岩、中粒黑云母二长花岗岩、细粒斑状黑(二)云母二长花岗岩，为海西晚期第三、六、七侵入次岩体，与阿克沙克组地层呈侵入接触关系。区内广泛分布有闪长玢岩、辉绿岩脉、细粒辉长岩、花岗斑岩等岩脉，预测靶区检查过程中还发现有数条煌斑岩脉和一个闪长岩小岩体。闪长玢岩脉长80~1000m不等，延伸方向以NW、近EW向为主，辉长岩脉主要沿NWW、NW向展布。

目前，在推木尔特发现了五个含铜矽卡岩带(湖南省地质调查院，2006b)，其中1号矿带分布于推木尔特矿区东南部，围绕花岗闪长岩与阿克沙克组大理岩的接触带呈半圆弧形展布。矿带长约450m，宽一般10~15m，窄处为5m，往南西方向尖灭，南部被断层截断。矿化岩石主要为孔雀石化透辉石石榴子石矽卡岩；矿石矿物为黄铜矿、磁铁矿、磁黄铁矿、毒砂等，次生矿物有孔雀石、铜蓝、褐铁矿；脉石矿物有石榴子石、透辉石、方解石等。矿石结构为半自形-他形晶结构、填隙结构、交代残余结构。矿石为浸染状构造、块状构造、网脉状构造。围岩蚀变有矽卡岩化、大理岩化、绿泥石化、绿帘石化及孔雀石化、褐铁矿化等。

这种矿体分布特征很容易被误认为矿体是岩浆与碳酸盐岩接触交代的产物，并将阿尔夏提岩体作为致矿侵入体。尽管该区的矽卡岩和矿(化)体沿着阿尔夏特岩体与阿克沙克组灰岩的接触带分布(图 10)，没有证据表明花岗闪长岩岩浆提供了成矿物质。实际上，许多地方的矿体与花岗质岩石呈截然接触，明显受断裂构造的控制(图 11)。此外，前人还报道脉岩中未见矿化(湖南省地质调查院，2006b)，我们却在煌斑岩中发现了大量的黄铁矿和气孔(图 3b)，暗示成矿作用与煌斑岩有关。坑道施工证实了我们的认识：远离矿体的部位花岗岩变得十分新鲜。因此，成矿物质的提供者不是阿尔夏特岩体，而是晚于该岩体侵位的WSDS，阿尔夏特岩体主要起含矿流体屏蔽层的作用。

图 11

Fig. 11

图 11 阿尔夏特岩体对沿断裂运动的含矿流体流的屏蔽作用 Fig. 11 The Aerxiate intrusion shields the ore-bearing fluid flow moving along fault

推木尔特铜矿区1︰5万水系沉积物调查发现有一个Cu、Au、Ag、Sn、Bi、As元素综合异常，Cu的峰值为618.0×10^-6，Ag元素峰值为0.59×10^-6，Au元素最高达9.0×10^-9，Bi的峰值为5.80×10^-6，Sn的峰值为30.0×10^-6，As的峰值为98.0×10^-6。主要成矿元素Cu异常强度高，且具有明显的三级浓度分带；指示元素Sn、Ag、As、Bi呈同心圆状分布于铜异常内，且Sn、As有二级浓度分带(湖南省地质调查院，2006b)。上述特征表明，本区有成为多金属矿区的潜力。目前，阿尔夏提矿床1号矿体已探明Cu 0.7万吨，Fe 19万吨，Ag 11.5吨(新疆地矿局第九地质大队，2002^①)，为一Fe-Cu多金属矿床。

①新疆地矿局第九地质大队.2002.新疆温泉县热夏提铜矿普查地质报告.1-62

综上所述，本文根据岩墙群产出的地质特征和岩石组合认为阿拉套山东段的晚古生代岩墙群属于宽谱系岩墙群(WSDS)。已有的研究表明，WSDS与成矿作用有着确定性联系(罗照华等，2008a)，因而预示着内生金属成矿作用。岩石学、岩石地球化学和成矿元素分配型式证明了这一点。据此，通过修正李德东等(2011)发表的模型，进一步推导了利用岩墙群的空间展布特征来进行靶区预测的可能性。在此基础上，预测了6个成矿靶区，它们涵盖了已发现20个矿点(床)中的8个或15个，暗示了靶区预测的有效性。通过实地检验，证明阿尔夏提Cu-Fe多金属矿床的确与WSDS有关，而阿尔夏特岩体仅仅是含矿流体屏蔽层。因此，可以认为利用WSDS进行成矿预测是有效的。

与以往的预测方法有所不同，本文采信的地质证据是基于成矿系统演化的时空结构推导的找矿标志，它们曾经不被认为是确定性的找矿标志。但是，通过理论分析，本文成功地将WSDS与成矿作用联系在一起，看来所采用的靶区预测方法是可行的。据此，可以得出以下结论：

(1)基于透岩浆流体成矿理论，可以演绎未知的找矿标志，暗示该理论具有较强的生命力，可能在成矿预测中具有重要意义；

(2)岩墙的成矿元素标准化分配型式具有很好的一致性，而围岩的分配型式较为发散。这一发现不仅说明岩墙岩浆是含矿流体的通道，而且表明成矿元素的分配型式可用作确定流体通道的工具；

(3)南阿拉套山曾经发生了大规模流体活动，其标志是广泛分布的宽谱系岩墙群。该区与宽谱系岩墙群有关的成矿现象很普遍，但要准确定位矿床(点)还需要结合区域地质结构进行综合分析；

(4)仅仅利用WSDS的空间展布特征不能预测具体的矿产类型。但是，结合成矿元素的标准化分配型式，可以对矿产类型作出较准确的预测。