3-斑岩铜矿的成矿与找矿标志

斑岩铜矿的控矿构造

深断裂: 几乎所有斑岩铜矿都与深断裂相伴,这 些深断裂通常切入地幔,才可能引发幔壳 混合源的花岗质岩浆侵位和矿化; 通常斑岩铜矿带与深断裂带一致,有时 直交; 斑岩:I型 A型 M型 (没有S型)

断裂交汇及背斜构造:

韧性剪切带:
韧性剪切带对斑岩铜矿的控制在古 亚洲成矿域的表现尤其明显,如 土屋 延东 多宝山 哈腊苏等斑岩铜矿; 而在环太平洋成矿域及古特提斯成 矿域中,几乎不存在这个控制因素.
随斑岩侵位深度的变高,矿石构造 浸染状—浸染状和细脉状—细脉状网脉状 浅成-超浅成侵位是引发成矿最重要的前提, 因为有利于岩浆中挥发相达到饱和或过饱 和,进而引起花岗质岩浆发生二次沸腾. 挥发相:H2O HCl HF P2O5 CO2 CO SO2 H2S NaCl NaF KCl KF


花岗质岩浆沸腾及岩浆与挥发相分离的标志: 气体包裹体(气液比大于50%) 多相包裹体(含NaCl KCl子晶) 相比变化很大的气液包裹体共存 岩浆中挥发相密度小(0.5-0.95),上升集中在 斑岩体的顶部: 体积膨胀—产生机械能--岩体顶部和围 岩产生许多网状裂隙 隐爆作用—爆破角砾岩 爆破角砾岩筒 火山口陷落 在岩体顶部和附近围岩中发生交代作用


矿石大致经历5个成矿阶段/期:
1. 2. 3. 4. 5. 钾硅酸盐-硫化物阶段(0.1-0.3%) 石英-硫化物阶段(0.3-0.5%) 硬石膏/石膏-少量硫化物阶段 碳酸盐-浊沸石-少量硫化物阶段 表生富集期
流体包裹体

类型: 气体包裹体 气液包裹体 含子矿物的多相包裹体 含二氧化碳包裹体 分布: 顶部以气体和气液包裹体为主 上部以气体、气液和多相包裹体为主 中部以气液和多相包裹体为主 底部以气液和多相包裹体为主
斑岩铜矿成矿与找矿标志
中国地质大学(北京) 薛春纪

“斑岩铜矿”
指时空和成因上与具有斑状/似斑 状结构中-酸性浅成-超浅成复式小侵 入体有关的一类细脉浸染状低品位大 规模的铜矿床。
(细脉浸染型铜矿)
斑岩铜矿的重要标志:

斑岩体顶部全岩或部分铜矿化
发育钾硅酸盐蚀变 岩浆/热液的二次沸腾/角砾化 岩浆起源----上地幔或下地壳
纳兹卡板块 俯冲与智利 矿带
(据Clarck, A. H，1993)
Sillitoe等斑岩铜矿的解释
斑岩铜矿的板块构造模型 (据Sillitoe,1972)
Sillitoe认为斑岩铜矿是由大洋沉积物、大 洋玄武岩和大洋辉长岩三种岩石俯冲到100～ 150km深处，变质为榴辉岩，再由榴辉岩部分熔 融形成的。
日那 尕尔 穷 多不 杂 铁格山 舍所 查 -查 觉翁 玉龙 各贡 弄 呷村 甲玛 冲江 厅宫 驱龙
雄村
玉龙铜成矿带 冈底斯东段铜成矿带
冈底斯斑岩铜矿模式（根据赵志丹等，2003原图修改） MBT—边界冲断裂；MCT—中央冲断裂；KMT—康马冲断裂；YZS—雅 喜藏布江缝合带；PCD—斑矿铜矿；BNS——斑公错-怒江缝合带
二次沸腾反应 (饱和水熔融体 →晶体+“蒸 气”)所引起的 体积膨胀（下 部横坐标）和 所释放的机械 能（上部横坐 标）
△vr和 P△vr值是根据初始含2.7wt%水的花岗闪长岩岩浆 完全结晶而获得的。“爆破”(火山喷发)和“强裂”破碎 环境之间的过渡地段的深度是大致的，这取决于岩浆体的 大小和形状。曲线是根据Burnham (1979)的计算得到的

斑岩铜矿均一温度与成矿深度反相关,成矿深度 浅,温度高,岩体相对于围岩矿化比例高.
均一温度 980-180 620-180 550-100 550-100 410-100 成矿深度 岩体矿化比例 0.5-1km 100% 2.5-3km 2/3 3-4km 1/3 4-6km 10% 大于4km

斑岩铜矿成矿流体演化图(芮宗瑶等，1995) 图中A，A’和A”为岩浆期捕获的熔融包裹体，B为岩浆期捕获的气相包裹体；C为 高气相含NaCl子晶多相包裹体；B’和B”为在岩浆固相线之下捕获的气相包裹体， 有时含CO2，为成矿流体减压沸腾的结果；D和E为多相包裹体；F和G为气液包裹 体，为天水大量掺和的结果

角砾岩筒和网状微裂隙:
蚀变类型




钾硅酸盐蚀变—表现为钾质硅酸盐交代作用,形 成黑云母和钾长石(个别出现钠长石化); 石英-绢云母/绿泥石化—氢交代形成一系列含水 矿物,中酸性岩中的石英-绢云母和中基性岩中石 英-绿泥石; 中-深度泥化—H+过剩和成矿流体变为酸性,绢云 母及绿泥石等片状矿物中的碱质被带出,形成高 岭石和迪开石为特征的矿物,出现在高渗透地带; 青磐岩化—斑岩铜矿化蚀变的最外带,绿泥石-绿 帘石-方解石.
大洋沉积物中有大量含铜锰结核，大西洋和 太平洋中的玄武岩含铜77ppm，现代夏威夷的玄 武岩软泥中还发现含铜达25%的硫化物颗粒。 除了上述三种岩石之外，还有块状硫化物矿 床形成时代与斑岩铜矿几乎相反，可以推测许 多斑岩铜矿可能为块状硫化物矿床演化而来。
●智利矿床与“B”型俯冲关系：
内带--离现代智利海槽100～160km,一系列浅成热液Ag (Cu Pb Zn As)脉状矿床,80～110Ma;夕卡岩型Fe(Cu Au)矿床和交代网脉状Au-Cu矿,110～110Ma;Cu(Fe、 Au)脉状矿床,150～190Ma。 中内带--斑岩型(Cu-Mo-Au)矿床,离现代智利海槽200km 与智利西部断裂带一致,37～44Ma,(Sr/Sr)i＝ 0.704～0.7082,初始锶值增大,地壳混染增强。 中外带--离现代智利海槽250～285km,发育斑岩型和浅 成热液脉型Au-Ag矿床,5～25Ma。 外带--离现代智利海槽400～500km,发育斑岩型和浅成 热液脉型Cu-Au矿和Au-Ag矿床,10Ma。
Sawkins的斑岩铜 矿全球构造模型
Sawkins认为：洋壳俯冲40km时变质为蓝 片岩相，俯冲到70km变质成为角闪岩相，俯 冲到120km变质成榴辉岩相，榴辉岩在120～ 150km接近具尼奥夫带时产生含铜斑岩岩浆.
概况
西藏斑岩铜矿矿带分布图
西藏境内有三条重要铜成矿带
斑公错-怒江铜成矿带
水平增生带为主—如 岛弧

大陆增生带
垂向增生带为主—大陆碰撞带

陆内拉张系: 拉分盆地 裂谷带
概况
特
斯 提 喜 马
古 亚 洲 成 矿 域
环 太
拉 雅 成 矿 域
印度 大陆
洋
成 矿
域

大陆增生带: 与钙碱性系列岩浆活动相联系 1. 洋-陆碰撞带—洋壳俯冲--岛弧 2. 陆-陆碰撞带—大陆俯冲—岩浆弧

大陆拉张系: 与Baidu Nhomakorabea性或碱钙性岩浆系列有关 1. 拉分盆地 2. 裂谷带
概况
西藏斑岩铜矿矿带分布图
青藏高原东缘碰撞造山带理想断面（E-W）结构及成矿系统分布示意图 碰撞造山带的断面结构根据地表地质观察和地震层析成像结果（ 97～106°E, 23.5 °N剖面，刘福田等，2000，24 ～ 26 ° N剖面，钟大赉等，2001） 和天然地震参数资料（92 ～ 96 ° E，24.5 ° N剖面，姜朝松等，2000； 王椿庸等，2002）推演而成。该图显示，在高原东缘，碰撞造山带由印度大陆 与扬子地块相向俯冲汇聚而成。
花岗质岩浆和热液演化过程(据芮宗瑶等，1996)
成矿斑岩侵入的围岩
●时代: 新生界2.5% 中生界35% 古生界27.5% 元古宙35% ●岩性: 火山岩37.5% 碎屑岩17.5% 碳酸盐岩17.5% 斑岩 千枚岩 片岩 片麻岩 混合岩17.5%
斑岩铜矿形成的地质环境

两类地质环境: 大陆增生带和陆内拉张系
矿床 马拉松多 玉龙 德兴 多宝山 土屋

各个蚀变-矿化阶段的温度: 钾硅酸盐蚀变--大于420℃


斑岩铜矿的矿体

矿体总是产在岩体顶部、接触带及附近围岩中; 岩体侵位越浅,矿化在岩体中的比例越大,反之,在 围岩中的比例越大; 直立岩体: 钟状矿体,环状矿体,矿体群,复式矿体


侧伏岩体: 厚板状岩体,不对称半环状矿体,不对 称矿带,复式矿带
斑岩铜矿的矿石

原生矿石中硫化物含量不高(2%-5%); 细脉浸染状构造;


均一温度：1100℃ - 80℃ 挥发相在浅成-超浅成岩浆中饱和-过饱和的温 度通常800-900℃,最高1100℃ 岩浆期挥发相--大于700℃ 岩浆期后挥发相和热液--小于700℃ 临界-超临界挥发相—700-420℃ 热液温度—小于420℃ 几个矿床: 马拉松多980-180℃ 玉龙620-180℃ 德兴550-100℃(个别750℃) 土屋410-100℃, 多宝山520-100℃
蚀变分带


钾硅酸盐蚀变带分布在岩体的顶部; 石英-绢云母/绿泥石化带分布在斑岩体与围岩的 接触带; 青磐岩化带分布在外部围岩; 中-深度泥化带叠加于构造破碎带. 石英-绢云母/绿泥石化带为工业矿化的主要地带, 钾化带和青磐岩化带只有部分工业矿化; 中-深度泥化带如果叠加了表生富集作用可形成 工业矿体.
假设的花岗闪 长斑岩及伴生 岩脉（D1）的 剖面示意图
S1表示在含铜 斑岩系统的发 展中，在这个 任意选择的初 始阶段时H2O 饱和的固相线， 圆圈花纹表示 H2O饱和的岩 浆带（H2O饱 和的硬壳）
固 结 作 用 的 晚 期 阶 段
固 结 斑 岩 铜 矿 床 图 解

侵入岩发育斑状/似斑状结构 说明花岗岩浆在侵位前曾经在中间岩浆 房停留过一次或多次,每次停留期间都会析出 斑晶,基质多隐晶/中-细粒显晶. 斑岩的岩石类型: 闪长玢岩 花岗闪长斑岩-二长花岗斑岩 二长花岗斑岩-碱长花岗斑岩-正长斑岩


关于斑岩的小结:
斑岩铜矿有关花岗质岩石有3类,即I型、A型、 M型,又分别叫做同熔型、造山后深熔型、幔源型, 没有S型(壳熔型);
通常认为与斑岩铜矿有关系的花岗质岩浆为高 fO2的、高挥发组份的深源的(地幔物质占70%以上， 地壳物质少于30%)花岗质岩浆，斑岩很容易演化 为过渡性岩浆,由于大量斑晶析出，残余岩浆挥发 组分达到过饱和，这种岩浆有三个特征： 1、冷凝外壳有大量裂隙； 2、具有大量爆破 角砾岩；3、岩浆二次沸腾明显。

斑岩铜矿有关花岗质岩浆fO2高 斑岩中的黑云母主要是镁质黑云母,含镁系数 0.6-0.7;钾硅酸盐蚀变带中的黑云母主要是金 云母,含镁系数0.6-0.9.反映花岗质岩浆结晶及 早阶段蚀变中fO2高. 能成矿的斑岩中钾长石多为正长石,而不能成矿 的斑岩及火山杂岩中钾长石多是透长石.(与岩浆 中挥发相的多少有关,前者饱和,后者缺少).



斑岩

浅成-超浅成产物,形成在花岗质岩浆深成-火 山建造的浅成-超浅成阶段,3.0-0.5km(有时 达4-6km).
马拉松多,0.5-1.0km,全部铜矿化在斑岩体中 西藏玉龙,2.5-3.0km,2/3的铜矿化在斑岩体中 江西德兴,3.0-4.0km,1/3的铜矿化在斑岩体中 黑龙江多宝山及新疆土屋, 4-6km,1/10的铜矿 化在斑岩体中
■
斑岩化学成分与矿化种类之间具有相关关系， 例如,成矿元素与SiO2和DI之间关系：
类型 SiO2 DI(%) 类型 SiO2 DI(%)
钼型
钼（铜）型 铜（钼）型
>70
66～72 65 ～69
>84
78 ～84 72 ～80
铜型
铜和多金属型 铜金型
62 ～66
60 ～68 60 ～68
68 ～76

德兴: 花岗闪长斑岩 石英闪长玢岩 玉龙: 二长花岗斑岩 碱长花岗斑岩 土屋: 斜长花岗岩 闪 长玢岩 多宝山: 花岗闪长岩 花岗闪长斑岩 铜矿峪: 花岗岩 花岗 闪长斑岩

斑岩岩石化学 中性-中酸性,SiO2=57-70% 铝饱和,Ai2O3=13-17% 钙碱性到碱性,Na2O+K2O=5-8%
62 ～78 58 ～80
随着SiO2和DI值的增大,矿化金属依次更替为: CuAu—Cu多金属和CuAs多金属—CuFe— Cu—CuMo--Mo
斑岩铜矿的初始 锶-时代演化图 (据吴利仁原图改 编，1985)
Ⅰ.花岗质岩浆地 幔源区；Ⅱ.花岗 质岩浆地壳和地 幔混合源区；Ⅲ 花岗质岩浆地壳 源区(Ⅰ)，亦即 下部大陆壳源区； Ⅳ.花岗质岩浆地 壳源区(Ⅱ)，即 上部大陆壳源区； 原点表示球粒陨 石原始锶