透析斑岩铜矿的蚀变分带及成因模型

透析斑岩铜矿的蚀变分带及成因模型

斑岩铜矿又称细脉浸染型铜矿，矿化特征主要表现为：(1)矿化呈网状和细脉浸染状，铜的平均品位较低(一般为0.3％－0.8％)，但分布均匀，储量巨大；

(2)矿床与中酸性侵入岩关系密切，矿质来源深，但矿体埋藏浅；(3)热液蚀变十分发育，常呈带状分布。

斑岩铜矿是世界范围内铜的主要来源之一。在我国，斑岩铜矿的探明储量占全部铜矿储量的35.53％，在各类型铜矿床中居第一位(黄崇轲等，2001)，而在世界范围内，其储量则超过铜金属储量的50％(候增谦等，2003)。另外，斑岩铜矿易于形成大型及超大型矿床。因此这一矿床自被认识以来便成为矿床学家研究的焦点，并且对其的研究取得了巨大的成功。成矿模型的成功建立使其成为目前为止认识程度最高、研究比较充分的矿床类型之一。

1、时空分布规律及成矿构造背景

斑岩铜矿的成矿时代一般都很新，多数形成于中生代和新生代。全球范围内有四个重要的斑岩铜矿成矿带(王肇芬等，1990)：(1)东太平洋成矿带：从阿拉斯加到南极洲(拉西特沿岸)，沿北美和南美大陆西部边缘延伸。是世界上最重要的斑岩成矿带：(2)西太平洋成矿带：(3)欧亚特提斯成矿带；(4)其他的一些成矿时代较老的成矿带，矿床主要形成于三叠纪以前：a)乌拉尔—蒙古成矿带，b)澳洲大陆东部边缘的古生代和中生代斑岩铜矿带；c)北美大陆东部边缘、加拿大和美国的中、晚古生代斑岩铜矿带。

斑岩铜矿大都位于板块的汇聚边缘，如大洋板片俯冲产生的岛弧和陆缘弧、大陆碰撞造山带等(候增谦等，2004)。sil.1itoe(1972)通过对东太平洋以及阿尔卑斯斑岩成矿带研究成果的总结，提出了斑岩铜矿的板块成因模型。该理论认为斑岩铜矿床形成于俯冲消亡带，成矿物质来自洋壳，洋壳在俯冲过程中于毕乌夫带上熔融分异形成了斑岩铜矿。这一模型很好的解释了斑岩铜矿的时空分布关系，对于斑岩铜矿的找矿勘探具有极大的指导意义。因此，沿一些古老缝合线可能找

到年代比较久远的斑岩铜矿。但这一理论还不能解释一些远离俯冲带和成矿时间与俯冲时间相差太远的矿床(夏斌等，2002)。

2、蚀变分带模型

热液蚀变是斑岩铜矿最重要的特征之一，几乎所有的斑岩铜矿都显示出一致的蚀变规律。这种蚀变特征在斑岩铜矿的勘探过程中发挥了巨大的作用。Lowell 和Guilbert(1973)通过对圣玛纽埃一克拉玛祖矿床和美洲其他27个斑岩铜矿的对比研究，建立了斑岩铜矿的蚀变模型(图-1)，从岩体中心向外依次划分钾化带、千枚岩化带、泥化带和青磐岩化带四个蚀变带。

(1)钾化带：这个蚀变带可能并不总存在。以次生钾长石一黑云母带或黑云母带的发育为标志特征。这些次生矿物取代了侵入体中原来的钾长石、斜长石和镁铁质矿物。绿泥石、硬石膏和绢云母也有可能在这一带中出现。次生的钾长石通常比原生的钾长石的钠质含量高。该带中经常出现一个绿泥石和绢云母占主导的低品位核。

(2)千枚岩化带：这个带的蚀变类型以出现绢云母化、硅化和高级泥化而著称。典型的矿物共生组合为石英一绢云母一黄铁矿，经常还有少量的绿泥石、伊利石和金红石。很少出现碳酸盐和硬石膏。从手标本尺度看，典型的特征为除石英外其他的硅酸盐矿物均绢云母化。带中心绢云母占主导，向外逐渐过渡为粘土矿物。该带与钾化带的接触边界呈逐渐过渡关系，达数十米宽。如果该带出现的话，浸染状和细脉状的黄铁矿将在该带最大程度的发育。

(3)泥化带：该带也不总是出现。高岭石和蒙脱石是其特征的矿物组合。从矿体向外围，粘土矿物由高岭石占主导渐变为蒙脱石占主导。黄铁矿普遍发育，但数量上没有千枚岩化带多，而且通常发育在细脉中而不是里浸染状。原生的黑云母一般保存完好，没有转化成绿泥石。钾长石也一般没有蚀变。

(4)青磐岩化带：最外部的这个带一般不缺失。绿泥石是其发育最普遍的矿物，黄铁矿、方解石和绿帘石与其共生。原生的镁铁质矿物部分或完全蚀变为绿泥石和碳酸盐。该带一般相围岩过渡数百米后而消失。

根据各个蚀变带中石英包裹体的测温资料，计算出各带旷物共生组合的温度范围为：含黑云母和正长石的蚀变带温度为750—350℃，含绢云母和绿泥石的蚀变带为350-200℃，泥化带250—150℃，青磐岩带为250—100℃。

但一些低硅高钾斑岩体中的铜矿床蚀变似乎并不服从上述模式，因此，人们又提出了一些新的模式。其中影响较大的是闪长岩模式，尽管矿床的主岩可能是正长岩、二长岩、闪长岩和碱性的侵入体(Hollister,1982)。闪长岩模式与Lowell&Guilbert模式的主要差别是缺少千枚岩化带和高级泥化带，且蚀变带的石英含量很低。具有这种蚀变特征的斑岩铜矿往往发育强烈的金矿化，钼／铜比值很低。除了这两种典型的模式外，还有钙一碱性模式和二长岩模式。具有镁铁质洋壳的岛弧和其他区域内的矿床，“闪长岩”模式有代表性，“二长岩”模式适用于硅铝质层很厚的环境(Hollister,1982)。另外，一些学者认为斑岩铜矿外围的高级泥化蚀变是浅成低温热液矿床的典型产物，标志着斑岩成矿系统之上浅成热液矿床的发育，是矿化叠加的产物。

3、角砾岩及角砾岩筒

发育有大量的裂隙，并且许多斑岩铜矿床中角砾岩筒和角砾岩很发育，是斑岩铜矿的一个重要特征。角砾岩可以出现在斑岩体内，也可以出现在围岩中。他们常常是矿化的，在有些矿床，角砾岩筒就是矿体。角砾形状常呈棱角状、次棱角状，也有经熔蚀或滚动而成浑圆状，角砾大都经过了强烈的交代作用。角砾成

份复杂，既有从岩体中带来的深源物质，电有捕获的围岩。角砾岩筒的形状常呈上宽下窄的脉状或筒状(黄占起等，1982)。

多数斑岩铜矿内裂隙也很发育，且矿化与这些裂隙关系密切，说明在矿化过程中斑岩体内产生了大量的挥发份，而且这些挥发份具有很大的能量和压力。这些挥发份是在岩体冷却结晶的过程中产生的，当聚集在斑岩体冷凝外壳下的挥发份的内压超过上覆围岩的静岩压力时，就会发生水力破裂(hy—draulic fracturing)及随后的流化作用(fluidization)，形成角砾岩和角砾岩筒，以及密集的、不规则的网状裂隙(Anthonyetal，1982)。Laurent(2003)通过试验模拟认为，当岩体与围岩的能干性相差相差很小时，水力破裂的产物以角砾岩筒为主；但二者能干性相差较大时，将主要产生网状裂隙，裂隙脉的范围可能延伸很远，并可能产生其他类型的矿床。

角砾岩的产生过程也是流体的分异和矿质的沉淀过程，正是由于角砾岩和角砾岩筒产生的降压作用才使得更多的流体和矿质得以从熔体中分离出来，因此角砾岩的产生对斑岩铜矿的发育具有重要的意义。通过顶部的角砾岩筒可以指示深部的斑岩矿化，它是斑岩铜矿的重要找矿标志之一。

4、成矿体系

斑岩铜矿可以与其它类型的矿床(如矽卡岩矿床、低温热液矿床等)在空间和时间上共生，构成了一个成矿体系。Sillitoe(1973)提出了斑岩铜矿的垂向变化模型(图-2)，认为顶部的层状火山岩、角砾岩筒、斑岩体和深部的岩浆房组成了一个完整的斑岩铜矿体系，该模式将斑岩与深层的岩浆房和上覆的火山岩联系了起来，较好的解决了斑岩矿床的成因意义。并且将浅成低温热液矿床，与斑岩相关的矽卡岩矿床和角砾岩筒矿床，以及其他类型的一些斑岩型矿床联系了起来，对于认识斑岩矿床的全貌及与其他类型矿床的关系具有重要的意义。Hedenquist(1998)曾证明菲律宾Lepanto斑岩铜矿与其伴生浅成热液矿床的成因联系。