斑岩型矿床

中国大陆环境斑岩型矿床包括斑岩型Cu（-Mo、-Au）、斑岩型Mo、斑岩型Au和斑岩型Pb-Zn 等矿床类型,主要产出于青藏高原大陆碰撞带、东秦岭大陆碰撞带和中国东中部燕山期陆内环境,在地球动力学背景、深部作用过程、岩浆起源演化、流体与金属来源等方面与岩浆弧环境斑岩型矿床存在重要差异。

在大洋板块俯冲形成的岩浆弧,主要发育斑岩Cu-Au矿床或富金斑岩Cu矿（岛弧）和斑岩Cu-Mo及斑岩Mo矿床（陆缘弧）。

相比,在大陆碰撞带,晚碰撞构造转换环境发育斑岩Cu、Cu-Mo和Cu-Au矿床,矿床受斜交碰撞带的走滑断裂系统控制,后碰撞地壳伸展环境则主要发育斑岩Cu-Mo矿床,矿床受垂直于碰撞带的正断层系统控制;在陆内造山环境,早期发育斑岩Cu-Au矿床,晚期发育斑岩Pb-Zn矿床,它们主要沿古老的但再活化的岩石圈不连续带分布,受网格状断裂系统控制;在后造山（或非造山）伸展环境,则大量发育斑岩Mo矿和斑岩Au矿,它们则主要围绕大陆基底—克拉通（或地块）边缘分布,受再活化的岩石圈不连续带控制。

大陆环境斑岩Cu（-Mo,-Au）矿床的含矿斑岩多为高钾钙碱性和钾玄质,以高钾为特征,显示埃达克岩地球化学特性。

岩浆通常起源于加厚的新生镁铁质下地壳或拆沉的古老下地壳。

上地幔通过三种可能的方式向岩浆系统供给金属Cu（和Au）：①提供大批量的幔源岩浆并底垫于加厚下地壳底部,构成含Cu岩浆的源岩;②提供小批量的软流圈熔体交代和改造下地壳,并诱发其熔融;③与拆沉的下地壳岩浆熔体发生反应。

大陆环境含Mo岩浆系统高SiO2、高K2O,岩相以花岗斑岩为主,花岗闪长斑岩次之,既不同于Climax 型,又有别于石英二长斑岩型Mo矿床,岩浆起源于古老的下地壳。

金属Mo主要为就地熔出,部分萃取于上部地壳。

大陆环境含Pb-Zn花岗斑岩多属铝过饱和型,与S型花岗岩相当,以高δ18O（〉10‰）和高放射性Pb为特征,Sr-Nd-Pb同位素组成反映其来源于中下地壳的深熔作用,金属Pb-Zn主要来源于深融的壳层。

大陆环境含Au岩浆系统以富B花岗闪长斑岩为主,常与矿前闪长岩密切共生。

Sr-Nd-Pb同位素显示,含Au岩浆主要来源于上部地壳,但曾与幔源岩浆发生相互作用。

金属Au部分来源于上地壳,部分来源于地幔岩浆。

大陆环境斑岩型矿床显示各具特色的蚀变类型和蚀变分带,其中,斑岩型Cu（-Mo,-Au）矿热液蚀变遵循Lowell and Guilbert模式;斑岩型Mo矿主要发育钙硅酸盐化、钾硅酸盐化和石英-绢云母化;斑岩型Pb-Zn矿主要发育绿泥石-绢云母化和绢云母-碳酸盐化,缺乏钾硅酸盐化;斑岩型Au矿强烈发育中度泥化。

斑岩型矿床的成矿流体初始为高温、高fO2、高S、富金属的岩浆水,由浅成侵位的长英质岩浆房在应力松弛环境下出溶而来,晚期有天水不同程度地混入。

Cu、Mo、Pb-Zn 通常沉淀于流体分相和流体沸腾过程中,而Au则主要沉淀于岩浆-热液过渡阶段。

斑岩型矿床过去又称为“细脉浸染型”矿床，主要以铜、钼为主。

近年来，又发现了斑岩钨矿（据统计有1／3的斑岩钼矿中均含钨，而所有斑岩钨矿中均含钼）、斑岩锡矿（玻俐维亚一个锡矿床，五十年代集中开采脉状富锡矿体，1979年发现斑岩中有蚀变和角砾岩化，普遍含Sn 0.2-0.3％，紧接此成矿带的秘鲁也发现了巨型的斑岩锡矿，矿石品位Sn0 .05-0 .08％，储量约180 x106t）、斑岩金矿以及斑岩铅、锌矿床等。

上述矿床在我国南岭等地区也有分布。

它们的特点如下：①矿床规模大，如斑岩铜矿是当前世界铜矿床的主要类型，占世界已探明铜储量的一半；②埋藏浅，易于开采；③矿床常呈带状分布，这和斑岩体受一定构造带控制有关；④矿石品位较低，但矿化分布均匀；⑥矿石成分简单，易选；⑥可供综合利用的矿产多，除Cu、MO、W、Sn、Pb、Zn外，尚可综合利用Au、Ag、Se、Te、Re等元素。

下面以斑岩铜矿为例说明其地质特征和成因。

斑岩铜矿床（又称细脉浸染型铜矿）的主要地质特征如下。

在时间上、空间上，成因上矿床均与斑状结构的中酸性浅成或超前成的小侵入体有关，如花岗闪长斑岩、石英二长斑岩、石英斑岩。

这些斑岩虽不完全分布于火山岩地区。

但常和玄武岩一安山岩一英安岩一流纹岩等钙碱性系列的喷出岩有联系，而这些火山岩往往构成断续相连长达几千公里甚至几万公里的“安山岩带”（它们绝大部分属陆相建造），受断裂凹陷带或凹陷盆地控制。

而斑岩体以小侵入体或次火山岩体产出，出露面积不大，一般小于1 km2（如江西德兴朱砂红岩体仅0.02km2），也有达十余平方公里的（如黑龙江多宝山岩体）。

据我国34个斑岩铜矿床及矿化点的统计，岩体出露的面积如下：出露面积岩体数所占数量比有关矿床所占储量比（平方公里）（个）（％）（％）＜1 25 73 86.31-2 3 9 0.9＞2 6 18 12.8矿化多集中在岩体顶部，岩体形态复杂，以岩株、岩筒状对成矿较有利。

岩体时代一般较年轻，我国在早元古代地槽凹陷期，随海底火山喷发，伴随有中酸性次火山岩小侵入体，形成山西铜矿峪式矿床，而典型的斑岩铜矿床从晚古生代到中新生代，尤以中新生代占绝对优势。

在中生代主要是燕山期，发育有与陆相火山一次火山岩有关的一系列斑岩型矿床（Cu、Mo、Sn、W、Pb、Zn等），直到喜山期仍有矿化。

国外已知斑岩铜（钼）矿床的成矿时代，主要集中在中一新生代褶皱带中，属侏罗一第三纪。

矿床受区域断裂一构造带控制，故常呈带状分布。

矿体常受次一级构造控制，即岩体和围岩中的微断裂控制（层间裂隙、片理、原生裂隙等）。

另外有的斑岩中角砾岩化或角砾岩体很发育，它与成矿关系密切，常构成斑岩铜一钼矿床的一种类型。

据研究这类角砾岩体的成因有爆发型、崩塌型及热液侵入型三类，它们都与剧烈的气液活动有关。

它们的形成深度一般不超过2-3km，崩塌型角砾岩相对更浅些。

角砾岩体常在断裂构造交叉地段，在一个地区常成群出现，且沿一定构造方向分布，这种角砾岩体常呈筒状分布于斑岩体中及其附近，直径几十-几百米。

角砾成分随围岩不同而有变化，角砾大小不一，小者呈碎屑状，大者可达1-2m，互相混杂。

矿体由细脉浸染状矿石组成，赋存于岩筒内。

据统计：南北美洲58个斑岩铜矿床，产在角砾岩筒中的占70%，且富含Gu、Mo、Au、Ag。

我国河南、江西、海南岛等地也有发现。

它是寻找斑岩型矿床的重要标志之一。

矿体的围岩岩性对成矿有一定影响，如为硅铝质岩石，裂隙又不发育，岩石致密，可作为岩体顶盖的“隔挡层”，使矿液不易流通和散失，有利于矿液在岩体内部特别是顶部和接触带成矿，如多宝山矿床，岩体顶部为奥陶纪安山玢岩覆盖，岩体内矿化富集。

如围岩为碳酸盐岩石，因其化学性质活泼，易于交代而形成品位较富的脉状或似层状矿体，或沿接触带或其附近形成矽卡岩型矿体。

这时岩体内为细脉浸染型矿石，接触带及围岩中则为致密块状硫化物矿石。

由于围岩性质的复杂多样，导致矿化类型的多样性，因此斑岩型矿床常与其它类型矿床，如脉状铜矿或矽卡岩铜矿床相伴生。

例如美国大型的比尤特铜矿，过去一直开采脉状铜矿，在开采九十年之后，即到本世纪五十年代初，才开采大矿脉旁的细脉浸染型矿石。

到1964年露天采场生产的铜已占全矿山铜产量的56％。

我国江西城门山、湖北封山洞及西藏玉龙矿区，除有矽卡岩铜矿、块状硫化物铜矿外，还有细脉浸染型铜矿床。

可见，在一定的地质条件下，在已知有矽卡岩铜矿床或脉状铜矿床的地区及其附近，应注意找寻斑岩型铜矿床，反之亦然。

矿床的围岩时便很发育，蚀变范围可达几百米到几千米。

常具明显的，有规律的水平和垂直的分带现象。

多数情况自岩体中心向外可分为：①甲化带（钾质蚀变带）：包括钾长石化和黑云母化。

主要矿物为钾长石、黑云母、石英。

②石英-绢云母化带（似千枚岩化带）：主要矿物成分有石英、绢云母、少量黄铁矿。

③泥化带（粘土化带）：矿物成分有高岭土、绢云母、石英、绿泥石。

④青盘岩化带：矿物成分为绿帘石、绿泥石、绢云母、石英、黄铁矿。

上述四个带在一个矿床中不一定都存在，可以是其中某一两个带特别发育。

据研究我国大部分斑岩铜（钼）矿床泥化带不发育。

最重要的是钾化带和石英一绢云母化带。

其蚀变强度和范围直接影响到矿化的规模。

所以围岩蚀变呈带状分布的特点，可作为寻找斑岩铜矿的有效标志。

矿体形态主要受各种复杂地质条件控制，如侵入体的形态、接触面的形状和产状、成矿前的裂隙构造及围岩蚀变等。

如果整个岩体都矿化（全岩矿化），则矿体形状多呈柱状、筒状，如沿接触带矿化，矿体则多呈环状、似层状，如围岩为裂隙发育的硅铝质碎屑岩，则以细脉浸染体为主，沿裂隙矿液集中，矿化强烈，如德兴斑岩铜矿，矿石储量约2／3产在围岩中。

如沿岩体内外构造破碎带成矿，则多呈脉状、条带状等。

如岩墙或岩床状侵入体，全岩矿化，则矿体多呈板状。

矿石重金属矿物有黄铜矿、辉钼矿、斑铜矿、黝铜矿、方铅矿、闪锌矿、磁铁矿、辉铋矿、津、银等矿物，常伴有黄铁矿。

非金属矿物多为石英、重晶石等。

矿石构造以细脉侵染状为主，也有呈致密块状、角砾状的等等。

矿石品位一般较低，但矿化均匀。

矿化分带明显；自矿化中心向外为：Mo-Mo、Cu-Cu-Cu、S（黄铁矿）-Au、Ag。

斑岩铜矿的成因认识过去一直被认为是中温热液矿床，但经矿物包裹体测温和实验证明，斑岩蚀变的开始温度为600-700℃，金属硫化物大多数形成于350-2500C，并一直延续到低温阶段，在成矿过程中曾有沸腾现象。

以上说明矿床的形成经历了从高温到低温的过程。

矿床形成的深度介于中深到浅成的范围。

与矿化有关的斑岩，多数是在钙碱系列火山喷发末期或间歇期侵入的，是次火山环境的产物。

它们与火山岩浆同源，与相应的火山岩密切共生，故认为是典型的次火山-热液矿床。

矿化系统（包括矿床顶、底板的无经济价值部分）实际上跨在火山环境与侵入环境之间的分界线上下，垂直延深约数公里，顶部为一成层火山岩，底部由含网状矿脉和钾化的侵入岩株过渡到未蚀变的较大的深成岩体。

关于斑岩及铜、铂等金属来源，多数人根据同位素分析和岩石中金属含量对比等资料，认为含矿斑岩体和大部分矿质是来自地壳深处-上地慢和地壳分界面附近分异出来的中-中酸性岩浆。

它们通过深大断裂，上侵到1.5-3 km或更浅部，由于温度、压力骤然降低，岩浆迅速冷却成斑状岩石，随即开始钾长石化（450-600t）、石英一绢云母化，（300-450℃）以及各阶段的矿化作用，形成一个统一的连续的过程。

又据氢、氧同位素资料，含矿热液可能部分地来自大气降水，少部分铜可能来自围岩。

因此有人认为，斑岩铜矿的形成是由深部上升岩浆热液与围岩地下水对流循环相互作用的结果。

被烤热的地下水中富含Na、Ca、Cl 等并含有金属元素，既能提供部分成矿物质，又对矿石的沉淀起到重要作用。

近年来，不少学者试图以板块构造理论为基础，建立斑岩铜矿的成因模式，R．H．西里托提出的模式就是一例。