斑岩铜矿

斑岩铜矿 斑岩铜矿 第一节斑岩铜矿的含义及特征 斑岩铜矿床(porphyry copper deposits)通常是指与具有斑状结构的花岗岩类侵入体共生的浸染状、细脉浸染状和细脉状铜和钼—铜组分的富集体。И．Г．帕夫洛娃提出了可以与其它内生矿床相区别的斑岩铜矿床10大特征：    (1)具网状细脉浸染成矿特征； (2)主要金属矿物(黄铁矿、磁铁矿、黄铜矿、辉铜矿，在有些矿床中为斑铜矿、硫砷铜矿和挥铜矿)和与其伴生的非金属矿物(石英、绢云母、钾长石、黑云母、高岭石类矿物等)的成分稳定； (3)铜的平均含量在原生矿石中比较低(0.3—0.8%)，而在氧化矿石中明显较高(达1—1.5%)，而钼在原生氧化矿石中的分布都比较均匀(0.005—0.05%)，在这种情况下，矿石中铜与钥的比值变化很大，形成一系列重要的铜、铜—铜和铜—钼矿床； (4)矿化与以中性成分为主的斑岩侵入体（花岗闪长斑岩、石英二长斑岩)，以及少数偏酸性(花岗斑岩、 和偏基性(闪长斑岩)的侵人体有空间联系； (5)矿化或直接发生在斑岩侵入体中，或发生在紧靠侵入体的外接触带围岩——火山岩、侵入岩和变质岩中； (6)矿体发育在广泛出现热液蚀变岩的地带，蚀变岩石为绢云母—石英质、黑云母—钾长石质、泥质以及青磐岩型交代岩， (7)根据金属元素出现最大值①和主要共生的非金属矿物②，可用如下顺序写出矿体和热液岩中稳定分带性；① Fe3+一Mo(Cu)一Cu(Mo)一Cu(Ag)一Fe2+(Au)一Pb一Zn一(Au、Ag)； ②黑云母—钾长石，绢云母、石英，蒙脱石，高岭土，青磐岩 (8)矿床储量巨大，可保障矿石的大规模采挖，成本低廉并有露天采矿的可能性， (9)与氧化作用有关的富矿的出现，形成了覆盖较贫原生矿的次生硫化物富集带 (10)斑岩铜矿床形成于地槽褶皱区的不同发育阶段．既可随着地槽的岩浆作用在褶皱主期之前(在岛弧阶段)形成，又可在其后与造山阶段和活化阶段的斑岩侵入体和火山岩有关。 在许多斑岩铜矿床的现代分类中，利用了如下一些特征，不仅要考虑单个特征，而且还要考虑各种特征的组合：(1)所处大地构造和古构造的位置；(2)含矿岩浆建造及其所形成的含矿斑岩相的成分(3)含矿岩浆建造所侵入的地壳厚度和成分；(4)由R．H．西利托所划分的斑岩铜矿系统中矿体的产状(5)含矿岩浆岩体形成的深度，(6)是否存在角砾岩简；(7)主要矿石和台有掺入组分的矿石的成分；(8)金属矿的分带特征，(9))热液蚀变岩的成分及其分带性，(10)含矿侵入体及矿体体的形态特征。 第二节：斑岩铜矿的时空分布 斑岩铜矿在时间上集中分布于新生代，大约占59.5%，其次为中生代，大约占35%，中生代之前的超大型斑岩铜矿仅限于中亚-蒙古的古生代造山带和某些前寒武纪的克拉通造山带(表1)。世界上90%的超大型斑岩铜矿集中在环太平洋带，特别是在东太平洋带的被动大陆边缘(如表2)，太平洋西岸，作为超大型斑岩铜矿的仅有中国的德兴铜厂和印尼的格拉斯贝格。 表1，世界超大型斑岩铜矿(铜储量500万吨以上)时间分布(据，芮宗瑶,2004) 时代 构造运动 矿床个数 铜金属储量 百分比 第三纪(65~2Ma) 喜马拉雅构造阶段 20 26118 57.7 第三纪-白垩纪(65~137) 喜马拉雅-燕山构造阶段 4 8825 19.5 白垩纪 燕山构造阶段 4 4608 10.2 侏罗纪-三叠纪(137~230Ma) 燕山-印支构造阶段 3 3192 7.1 二叠纪-石炭纪(230~350) 海西构造阶段 2 1790 4.0 中元古代 1 655 1.5 表2，世界超大型斑岩铜矿(铜储量500万吨以上)空间分布(据，芮宗瑶,2004) 空间 矿床个数 铜储量（万吨） 百分比 中亚-蒙古矿带 2 1790 4.0 环太平洋矿带智利-秘鲁矿集区 12 24960 55.2 环太平洋矿带巴拿马-哥伦比亚矿集区 2 2425 5.3 环太平洋矿带美国西南部-墨西哥集区 9 7028 15.5 环太平洋矿带美国西部-加拿大西部矿集区 3 4821 10.7 环太平洋矿带西太平洋矿集区 2 1452 3.2 特提斯矿带 3 2064 4.6 印度克拉通 1 655 1.5             第三节 斑岩铜矿的岩石学以及地球化学 岩石学：斑岩铜矿在空间上、时间上和成因上，主要与钙碱系列的斑岩侵入体密切相关，即与闪长玢岩-花岗闪长斑岩-石英二长斑岩-花岗斑岩-石英斑岩有关，特别是花岗闪长斑岩和石英二长斑岩占绝大多数。斑岩体一般与安山岩和英安岩等钙碱性系列火山喷发活动有关。侵入体主要是浅成、超浅成相，极少数为中深成相。与斑岩铜矿有关的斑岩体，是受构造控制的被动侵位，而且斑岩体的出露面颊不大，一般不超过10平方公里。 地球化学：斑岩体在地球化学方面的特点是：一般CaO+Na2O+K2O>Al2O3>Na2O+K2O(摩尔数)，通常k2O>Na2O，锶的初始比值较小，一般为0.703~0.706，少数可到0.709(Sillitoe,1987; 芮宗瑶等，1984；2004)，而上地幔的现今的比值为0.704±0.002；富铂族元素(唐仁理等,1995),矿石硫化物 的值变化范围窄(-0.5~5.5)；平均值为0，地幔硫同位素虽然具有不均一性，但它的变化范围为-3~3(Chaussidon and Lorand, 1990)；稀土模式为轻稀土富集型，铕异常不明显，总量多数较高，含矿斑岩的REE特征介于大洋玄武岩与地壳花岗质岩石，接近大洋玄武岩。 总的来说，斑岩铜矿的源区应该是以洋壳或上地幔的物质为主，并有地壳物质的混染。 第四节 与斑岩铜矿有关的围岩 与斑岩铜矿有关的围岩主要有两类：一类为硅铝质岩—主要为千枚岩、片岩、片麻岩、中-酸性侵入岩或喷出岩、火山碎屑岩、泥质粉砂岩以及各种角砾岩等；另一类为碳酸盐岩—有石灰岩、白云岩及泥灰岩等。共同的特点是硬、脆和碎，有利于矿液的运移和沉淀。   第五节 斑岩铜矿的蚀变     斑岩铜矿有其特征的蚀变组合及其分带形，俗称“大白菜模式”，由内到外是：钾化带(黑云母-钾长石带) →绢英带(绢云母-石英带) →泥化带→青磐岩带。 黑云母-钾长石带：钾长石的交代现象是一种阳离子交换反应 石英-绢云母带：此带围绕和部分叠加与钾化带上，由于它与泥化带往往赋存在内部钾化带和外部青磐岩带之间，故也称之为中间带。其特点是钾长石和斜长石均绢云母化。角闪石和部分黑云母也变成了绢云母、黄铁矿和白钛矿、金红石。 泥化带(高岭石-蒙脱石化)：斜长石变化最为特征，靠近矿体的斜长石多蚀变成高岭石，                     第七节 斑岩铜矿的成矿构造背景 从已有的资料来看，控制斑岩铜矿的主要地质因素是断裂—岩浆作用。也就是说，斑岩铜矿是在张性构造环境下，成矿岩浆沿断裂通道上升形成的。并且含矿岩体一般赋存在深断裂带的次级断裂或背(向)斜之中。芮宗瑶等(1984)对中国40个斑岩铜矿进行了统计，发现57.5%受多组断裂交汇的控制，22.5%受两组断裂交切及褶皱的控制，12.5%受断裂旁侧的配套构造的控制。 第八节 斑岩铜矿的成矿模式 关于斑岩铜矿的成因，应该是众说纷纭，还没有一个定论，目前大致有以下几种： 一，岩浆热液说(正岩浆模式)：岩浆热液模式是目前国内外学者所认同的学说，持此观点的学者们认为，斑岩铜矿的矿质、成矿热液及其伴生的中酸性岩体都是来之上地幔(或下地壳)。矿质和成矿热液是由中酸性岩浆在上侵过程及侵位后的结晶过程中，由于温压条件的变化而出溶，并在有利位置富集成矿。依据： 1，矿化体(斑)岩体紧密共生,矿化呈细脉浸染状产于岩体及其围岩中,有的甚至整个岩体矿化,且分布较均匀； 2，矿化体及周围岩石具一定的热液蚀变,并具有一定的分布； 3，矿床常产于深大断裂附近,在空间上常呈带状分布,并与一定的构造， 岩浆带相一致(古亚洲带、古地中海带及环太平洋带)； 4，矿化岩体的产状常与围岩不一致； 5,同位素资料,如硫化物的 值及容矿岩石的锶同位素的初始比值(87Sr/86Sr),多接近于陨石与玄武岩 但是该成矿模式的难点在于难以解释以下基本地质事实: 1，众所周知,中酸性岩浆岩的活动,在各个时期和不同地区都有广泛的分布。据统计,目前中国出露的中酸性岩浆岩的面积为859248Km2,而全国与铜矿相伴生的中酸性岩浆岩(包括斑岩型与夕卡岩型)的出露面积最多也不会超过其中的1%。即有99%以上的中酸性岩浆岩在其形成的过程中没有使铜等金属元素富集,铜的克拉克值只有20×10-6～35×10-6,它比基性岩浆岩要低一倍而与沉积岩相当。上述资料表明,在中酸性岩浆岩的形成过程中(至少是绝大部分),铜等金属元素并没有得到富集。那么为什么在某些中酸性(斑)岩体中有铜矿产出呢?用岩浆分异热液成矿说很难解释。 2，实验资料表明,岩浆中水的含量是有限的,它与压力成正比,与温度成反比[35](图1)。因此对浅成、超浅成(小于3Km)的中酸性(斑)岩体来说,岩浆中水的含量是很有限的,一般其含水量小于3%,含矿的中酸性(斑)岩体中水的含量一般为1%～2%,同时,含矿斑岩的规模又往往很小。中国一些规模较大的铜矿床其含矿岩体的面积不到1 Km2,如玉龙二长花岗斑岩的出露面积为0.73 Km2。因此如果岩浆结晶时有水的析出,也是非常有限的,不可能形成目前在斑岩铜矿中所观察到的蚀变和矿床规模。 3，含矿中酸性斑岩体含大量的流体包裹体，缺乏或极少见熔融包裹体。流体包裹体的均一温度主要为150～550℃,斑岩铜矿中的流体包裹体常具沸腾流体包裹体组合的特征。那么流体包裹体的均一温度就可以相当于当时的捕获温度，大量的实验资料表明,中酸性岩浆岩的固相线为650～925℃,而石英在岩浆中的结晶温度又高于固相线，所以石英斑晶中捕获的流体包裹体的温度应该在>650℃到石英结晶的温度范围内。同时,按岩浆结晶的观点,斑岩体中的斑晶是岩浆在深部温压条件比较稳定、冷却速度较慢的相对较封闭的环境中形成的,而这种环境不可能产生饱和及过饱和盐水-蒸气的沸腾流体,因为这种沸腾流体形成于温压条件突然下降的开放、半开放的环境。因此含矿岩体(斑岩)中流体包裹体的流体来自中酸性岩浆岩本身的结晶分异作用或二次沸腾的论点是不成立的。 4，斑岩铜矿含矿斑岩体的斑晶(石英、长石、黑云图母、角闪石)具明显的包含、筛状、间隙、聚合、次生加大及变余碎屑等变晶结构,它是热液交代作用的产物 5，中国几个主要斑岩铜矿的同位素值具壳幔混合的特征,如锶同位素的初始值为0 7044～0 7105,硫化物的δ34Ｓ值为+13 .8‰～-21 .4‰,石英中δ18Ｏ值为6 .56‰～15 .01‰,石英中包裹体水的δＤ值为-46 .8‰～-102 .1‰ 6，斑岩铜矿的产出具层控的特点,即在一定的区域内斑岩铜矿产于一定时代的地层中,如中国西南部(三江地区)的斑岩(或夕卡岩型)铜矿(西藏的玉龙、莽总、扎拉尕、多霞松多、马拉松多、青海的尕龙格马,云南的红山、雪鸡坪及个旧等)主要赋存于三叠系的地层中。玉龙地区有16个喜马拉雅期的中酸性斑岩体,其成分及结构相似,其中的3个为含矿斑岩体,均产于上三叠统甲不拉组的上部与玉卡组的底部,而其他13个非含矿斑岩体均产于上部阿都拉组及玉卡组的中上部;中国北部地区的斑岩(夕卡岩)铜矿主要产于古生界地层,其中西北部以石炭系地层为主,如卡拉先格尔及土屋—延东;东北部地区以奥陶系地层为主,如多宝山、铜山;而中国中东部地区的斑岩(夕卡岩)主要产于元古宇的地层中的,如铜矿峪、德兴、小寺沟、寿王坟、秋树湾,八宝山、华铜等。长江中下游一带的斑岩夕卡岩铜矿主要赋存于上石炭统及下三叠统的地层。 7，很多斑岩铜矿(铜峪峪、白乃庙、多宝山、雪鸡坪及土屋—延东等)中的斑岩体及矿体呈似层状、透镜状及似板状产出,产状与围岩地层基本一致,同时还有很多斑岩铜矿中大部分的矿体产于围岩中,如玉龙铜矿与德兴铜矿均有2/3的矿体产于围岩中。另外,中酸性斑岩体中Ｋ的来源及侵位的空间问题仍是“岩浆论”(幔源)的疑难点。 　二：“板块构造成矿模式”(洋壳重熔成矿)：“板块构造成矿说”以国外R.H. Silltoe为代表, 他们认为斑岩铜矿是含铜的大洋壳沿消亡带俯冲到地幔中发生局部熔融,在熔化过程中析出金属,并同钙碱性岩浆一起上升,然后在岩体的顶部富含氯化物的液相中富集成矿。提出该“成矿假说”的地质事实有： 1,很多斑岩铜矿,特别是形成于中、新生代的斑岩铜矿主要分布在板块的会聚边界(俯冲消亡带)上; 2,大洋壳中各层均富含金属,如第一层(远海页岩)中的金属含量一般都高于沉积岩中的金属含量(在太平洋的某些页岩中含铜为323×10-6,含钼为18×10-6,海底锰结核中含铜最高可达2 5%); 3,斑岩铜矿常与钙碱系列的火山岩伴生,而钙碱系列火山岩被看作是幔源的。 但是该成矿假说目前尚有不少问题有待解决,如洋壳俯冲、熔化、上侵等机制至今还缺乏事实依据。正如R.H. Silltoe自己所说的,该成矿假说目前还是一种抽象的理论。另外还有很多产于陆内的斑岩铜矿并非产于板块俯冲带的上盘,而是远离俯冲带。如中国的玉龙斑岩成矿带距喜马拉雅期的雅鲁藏布江的“板块俯冲带”500余公里,中国的德兴、金堆城、八宝山以及城门山、铜山口、封山洞等长江中下游的斑岩铜矿带也都远离燕山期最近的板块俯冲带上千公里等。它们用含铜洋壳的俯冲、熔化、上侵、富集的机制难以解释。同样岩体的侵位空间问题仍是该学说的疑难点。 三，“活动转移说” 在国外“活动转移说”以D.H怀特为代表,他在1968年提出了“多层对流循环模式”。中国学者季克俭（1989）年提出“三源”成矿说, 该学说认为高侵位的中酸性斑岩体含水量甚小,在温度下降、岩浆结晶过程中不会析出流体,矿质与成矿热液主要来自围岩,岩浆岩主要起热动力源的作用。即由于岩浆的活动,使原赋存于地层中的地下水或层间隙裂隙水活化(怀特认为是卤水)，并携取围岩中的有用组分成为含矿热液,在岩浆热动力源的带动下,沿着一定的构造系统循环,并在有利部位富集成矿。提出该成矿假说的主要地质事实(依据)有: 1，斑岩铜矿具层控特点,即矿床的产出受一定层位的控制; 2，很多斑岩铜矿中的矿体呈似层状产于围岩中,产状与地层的基本一致; 3，某些斑岩铜矿中的氧、氢同位素资料表明成矿热液具地表水的特点;在斑岩铜矿赋存的地层,有铜等元素的异常值(有的有沉积型铜矿床的产出)或有膏盐层的存在;地壳中有地下水环流热液及变质、超变质的热液存在; 在斑岩铜矿与同一矿田中Cu含量的降低场与增高场相伴出现,降低场常出现在增高场与正常场之间,同一层位同种岩石的铜含量由岩体向外不是逐渐降低而是从高降至最低,然后又回至中等。 这一成矿学说较前二种模式拥有较多的地质事实,但仍有些地质事实难于解释,如怎样解释岩体内部的矿体,特别是那些呈细脉浸染状均匀分布的全岩矿化斑岩体,因围岩中的水(成矿流体)无法进入已经处于饱和状态的岩浆熔融体。同时由于该“成矿模式”认为中酸性斑岩体是岩浆侵位的,因此仍存在岩体的空间问题。 四，“变质岩浆成矿说”：该成矿说应追溯到19世纪60年代美国的享特(Huut)提出的“花岗岩的变质成因说”,他认为金属富集成矿是含金属的沉积物转变为花岗岩的伴生现象。1963年史奈德提出内生矿床的“再生说”,他指出所有内生矿床(包括斑岩铜矿)都是再生矿床。1957年谢家荣与孟宪民认为中条山铜矿中的变质花岗闪长(斑)岩是区域变质和原火山—沉积岩石中的长石砂岩或硬砂岩花岗岩化而成,岩体中的铜矿则是沉积变质铜矿在花岗岩化过程中活化和富集的产物。黎诺在1978年提出了高温气态变岩浆与地液成矿论。陈文明于1980年、1984年通过对中国斑岩铜矿的研究得出,斑岩铜矿也具“层控”的特点,它保留了原“层状铜矿”的很多特征,如矿床在一定区域内产于一定时代地层一定的含Cu岩石建造中,矿体主要产于含Cu建造中二种岩相的过渡部位。矿床的产出还受岩相古地理(指含矿斑岩体赋存的最老围岩时代的古地理)的控制,即矿床产于含Cu古陆周围沉积盆地的边缘,如玉龙斑岩铜矿带中的矿床、矿点均产于藏北滇西古陆东部昌都察隅古隆起与金沙江古隆起之间的昌都海湾西缘。很多斑岩铜矿中的含矿斑岩体及矿体均呈似层状产出,产状与围岩一致,有的含矿斑岩体与围岩斜交,但赋存其中的矿体及围岩残留体的产状与围岩一致(城门山、德兴、八宝山、沙溪及封山洞等)。含矿斑岩体的各种斑晶具明显的变晶结构;矿石中的成矿元素、微量元素与围岩的一致性及某些矿床中的同位素、稀土元素组成均具壳源等特征,明确提出斑岩铜矿(至少一部分)的前身是外生砂页岩层状铜矿或含Cu砂页岩,即斑岩铜矿是由砂页岩层状铜矿或含Ｃｕ的砂页岩经“变岩浆”作用而成。该“成矿模式”显然比前几种成矿模式具有更多的地质事实(前几种成矿模式所列举的地质事实用该模式均能解释),同时解决了岩体的侵位空间及矿质来源问题。但仍存在某些疑点,如变岩浆岩的形成机理,热及K、Na的来源,特别是Na的来源。对含矿的中酸性斑岩体来说,多数是浅成的小岩体,其围岩的变质程度也较低,有的仅发生角岩化,赋存岩体的地层中K、Na的含量,特别是Na的含量明显的低于中酸性岩体中的Na含量。同时大量的同位素资料表明,大部分矿床中的各种同位素组成(O、S、H、C、Sr等)具壳幔混合的特征,不具单一的“壳源”特征。因此,假如没有外来的物质及热的加入,单靠区域变质作用要形成“中酸性变岩浆”几乎是不可理解的。 五，还有一种学说，就是中国地质科学院矿产资源研究所的陈文明先生通过含矿斑岩体斑晶的流体包裹体及斑晶结构的进一步研究得出的,他依据：1，斑岩中得了流体包裹体具有沸腾特征，其均一温度为150～550℃，证明斑岩体形成的温度区间主要为150～550℃,结晶的温度区间宽,明显低于中酸性岩浆结晶的固相线,2，岩体中的斑晶为具明显热液交代作用特点的变晶结构。因此他认为含矿斑岩体的形成不一定要经过岩浆阶段,含矿斑岩体可以是热液交代作用的产物。在他看来，熔融与热液交代作用并非截然分开,它是一种地质热事件的两种表现,决定于热事件的强度与规模(能量的大小),同时一个热事件的不同阶段可以有不同的表现形式,如深源热流体的早期温度较高(大于中酸性岩浆岩的固相线),可以使地壳岩石局部少量熔融,随后(如与地壳中的水混合)温度很快降至固相线以下而进入热液交代作用阶段。当然热流体也可以有多期性,因此交代和熔融在不同含矿岩体中存在不同的比例,且可能在以交代为主的某些斑岩体中出现一些(少量)熔融包裹体。综上所述,陈文明(2002)提出斑岩铜矿主要是由深源(地壳或下地壳)富碱(Ｋ、Ｎａ)、硅的热流体(或与地壳岩石中的裂隙水、地下水混合)交代或局部熔融上部地壳含Cu岩石而成。