斑岩型矿床

斑岩型矿床
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Sn
0 .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
86.3
1-2 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。

此外，毕鸟夫带以上的地慢楔形部分的玄武岩浆可能是少量铜和
钼的来源。

当这些富含金属的含盐流体随同钙碱性岩浆一起上升到地壳浅部，岩浆冷凝结晶时，它们便运移到侵人岩体顶部，通过交代岩体本身或附近围岩而形成斑岩铜矿。

从世界上已知斑岩铜矿多位于两个板块的接触带或地缝合线上，且与钙碱性岩浆作用有密切关系，以及斑岩铜矿床的附近岩石中常含铜很少等事实，为上述成因模式提供了实际资料。

但我国东部中生代火山岩区的斑岩铜矿，主要受板坡内部的深断裂控制。

因距板块边界相当远，所以很难归并到他提出的模式中去。

有关斑岩铜矿的成因，除上述看法外，还有人提出“双层结构”成矿模式。

根据是：岩体小但蚀变范围很广。

故认为深部有大型岩体作为矿质来源，此大岩体称为“深部矿源岩体”，而矿化主要是富集在浅部小岩体中，则此小岩体称为“浅部含矿岩体”，故叫做“深部矿源岩体”和“浅部含矿岩体的“双层结构”模式。

Z
T
10 15 43 95 215 542 800
(b) Zr(10)
-6
板内
M
O
R B
火山弧
32700
16600
8600
2670
1860
1000
#
T
i
(
1
)
-
6
100
1000
200 0
(a)
T
i
(
i
)
-
6
Z r(i0)-6
13
1
15
11
1816
12
1417
10
2
7
3
5
6
4
8
9
C
B
D
A
4). 花岗岩对成矿的控制
高演化
富集挥发份、富碱（钾化、云英岩化、
绢英岩化、青盘岩化）
©稀土四分组效应
小岩株成矿：
©小岩体依附一大岩基
由多阶段分离结晶或大岩基低程度部分
熔融形成；富含生热元素K、Th、U
难以形成超大型规模的矿化类型
石英脉型矿床
除含Au石英脉外，其它金属的石英脉型矿床很难达到超大型规模
伟晶岩型矿床
只有少数(如加拿大Tanco和新疆柯克托海Be )形成超大型规模
夕卡岩型矿床
只有少数(如柿竹园)形成超大型规模
云英岩型矿床
大型矿甚少，尚未发现超大型矿床
较易形成超大型规模的矿化类型
斑岩型矿床
Cu、Mo、Au、Ag、Pb-Zn
块状硫化物矿床
以沉积岩为容矿岩石—Pb-Zn，Ag
以火山岩为容矿岩石—Cu，Au，Pb-Zn
层控矿床
Hg、Sb；密西西比型Pb-Zn、Ag；砂岩型Cu、U；绿岩带型Au
不能弧立地研究矿床，必须把矿床形成的全过程置于地球复杂巨系统中
(宏观上）成矿地球动力学（ore-forming geodynamics)：重大地质事件（泛大陆裂解、海平面变化、缺氧事件）、成矿演化（时控性，暴发成矿）、地壳增生（水平、垂直）、底侵、地幔柱、大火成岩省、岩石圈地球化学边界
（微观上）成矿地球化学动力学（ore-forming geochemical kinetics)：时代、流体系统、温度、压力、氧逸度、包裹体成分
a)、从全球超大型矿床的分布看，它
们更多的不是受控于某一断裂带，而是受宏观的全球背景控制
与花岗岩有关的钨锡矿床：
（中国、马来西亚、英国、加拿大）
华南中生代以来以伸展体制为主，或发生过多期伸展事件
第I阶段（180-170 Ma）：
主要是陆续分布于湘南-赣南-闽西南的双峰式火山岩、赣南地区的铝质A-型花岗岩和共生的辉长岩等以及与Cu-Fe成矿有关的花岗闪长质小岩体。

第II阶段（165-150 Ma）：
花岗岩规模巨大，构成南岭及邻区燕山早期花岗岩的主体。

岩石类型以黑云母花岗岩为主（包括许多出露面积>500 km2的大型花岗岩基），同时伴有少量偏中性的花岗闪长岩、超酸性的二（白）云母花岗岩、A-型花岗岩和钾质碱性正长岩侵入体。

燕山早期：二阶段
190Ma：A型花岗岩（柯树北；玄武
岩；双峰式火成岩
165-150Ma:南岭系列花岗岩，以分
异型I型花岗岩为主，伴有
小规模A 1型花岗岩和正长
岩，显示OIB特点，可能
不存在地幔楔
270Ma:大洋岩石圈开始俯冲,形成印支期
岩浆岩
250-240Ma:大洋岩石圈水平俯冲,导致逆
冲-推覆
190Ma:水平俯冲结束,岩石圈板片裂解,软
流圈地幔上涌,,大陆岩石圈破裂、
拆离,俯冲板片后撤
高渗透构造域壳幔相互作用强烈，为超大型矿床形成提供充足的成矿物质和热源
DMM：亏损的洋中脊玄武岩地幔（Depleted MORB Mantle），源自软流圈
143Nd/144Nd 0.5131-0.5133
87Sr/86Sr 0.7020-0.7024
206Pb/204Pb 17.0-17.8
176Hf/177Hf 0.2831-0.2835
HIMU: 高U/Pb地幔，来源于再循环洋壳，俯冲前的洋底热液液作用，或俯冲期间的脱水失去部分Pb而形成高μ值
143Nd/144Nd 0.5128
87Sr/86Sr 0.7026-0.7030
206Pb/204Pb 21-22
176Hf/177Hf 0.2829
EMⅠ：Ⅰ型富集地幔,为地幔本身分异相联系的交代富集地幔,多数人认为存在于岩石圈地幔中
软流圈来源的和小体积富K、挥发分的熔体交代
下插板片脱水释放富LIL，HFSE的流体交代
143Nd/144Nd 0.5123-0.5124;
87Sr/86Sr 0.7045-0.7060
206Pb/204Pb 16.5-17.5;
176Hf/177Hf 0.2826-0.2827
Rb/Sr低
EMⅡ：Ⅱ型富集地幔,为壳-幔再循环相联系的交代成因富集
由循环的洋壳和少量俯冲的沉积物混合而成，或地幔岩浆受沉积物混染。

87Sr/86Sr 高，207Pb/204Pb 高, Rb/Sr高
143Nd/144Nd 0.5126
87Sr/86Sr 0.707
206Pb/204Pb 18.5-19.5
176Hf/177Hf 0.2828
FOZO：地幔集中带（focal zone），代表深部地幔成分，可能是下地幔，由起源于核-幔边界层的地幔柱捕获。

在EMⅠ-EMⅡ-DM-HIMU图中，位于DM- EMⅠ-HIMU三角平面底部。

低87Sr/86Sr，高143Nd/144Nd和206Pb/204Pb，
143Nd/144Nd 0.5131-0.5132, εNd(+3~ +7) ;
87Sr/86Sr 0.7025，
206Pb/204Pb 19.07-19.65;
此外还有PREMA（Prevalent mantle）称为流行地幔，近年来已被“FOZO”C型(“Common” Component)和PHEM(promitive helium mantle)代替
岩石的岩石学与地球化学特点成为
反演地球动力学的重要标志——岩石探针,是近代岩石学的重大进展。

70-80年代: 蛇绿岩，花岗岩
90年代：超高压变质岩
shoshonite
adakite
MA(HMA) 等
●岩石探针：
指示板块边界或特定的板块内部环境特征的岩石组合-岩石构造组合（Petrotectonic Assemblage)
●A型（碱性）花岗岩
●埃达克岩（adakite)
-富（高）铌玄武岩（NEB)
-富镁安山岩（H)MA
●橄榄玄粗岩（shoshonite)
●高（富）镁火成岩
1. A 型（碱性）花岗岩：
富碱、低Ca、Al ，高Fe/Fe+Mg、高K2O/ Na2O的花岗岩;低Sr、Eu；富Zr、Nb
石英、钾长石、少量斜长石，富铁黑云母、有时含碱性角闪石高温
3A : 富碱：Alkali-rich
非造山：Anorogenic
贫水：Anhydrous
无水已不是必要的，在非造山增加后碰撞
●铝质A型花岗岩
相对富铝Al2O3均高于12%
A/NKC大于0.95
(碱性花岗岩小于0.95)
过碱指数小于1.0
Fe2O3低于碱性花岗岩
成因与碱性花岗岩不同, 来源于正常水含量的长英质下地壳
●A1型: 裂谷; 超深断裂; 热点
●A2型: 大陆边缘,伸展
●Y-Nb-Ce; Y-Nb-3Ga 图解
●高温、伸展背景
2.富(高)镁火成岩的概念
High-Mg igneous rocks
封闭温度：
锆石封闭温度在650-800℃以上
即使在麻粒岩相变质条件下，锆石仍能保持Hf同位素的封闭平衡
火成岩中锆石
其微量元素丰度及其球粒陨石标准化型式的形态和斜率是其源区岩石类型以及结晶环境的灵敏反应.
从超基性→镁铁质→花岗岩，锆石中微量元素含量增加.
锆石REE/球粒陨石
Ce4+与Zr4+、Hf4+类似，多Ce正异常，
Eu负异常。

但碳酸盐岩、金伯利岩Ce、Eu异常都弱.
由于镧系收缩，从La-Lu置换Zr的能力增加
与U-Pb年龄和Hf同位素相结合，沉积岩中的碎屑锆石可用于确定其源区的岩性化探的水系物和土壤剖面中的重矿物锆石的鉴定，可用大量样品更迅速、经济地发现矿化，例如，金伯利岩锆石的确定，可用来找金刚石矿床
花岗岩分类(SiO2~60%)(White,2003)
●高温型
●不存在有继承年龄的锆石
●镁铁矿物均匀分布
●大的块状角闪石晶体占优势,伴留部分反应的单斜辉石的残留,在堆积集合体中没有
足够空隙熔体,可用于广泛的反应
●斜长石中缺乏或很少有钙质核,在高温的斜长石中和熔体平衡
●板状斜长石有时呈不明显平行排列
●石英是间隙矿物
●低温型
●锆石有继承年龄,锆石捕获时岩浆温度低,锆石不被溶解
●镁铁矿物集中或凝聚不均匀分布
●多数贫有形态的镁铁矿物,在角闪石中含有少量小的残留单斜辉石晶体
●斜长石具有被侵蚀的钙质核(An达80),成分均一
●多数岩石具有偶然定向排列的斜长石晶体
●某些岩石含有大量的石英晶体
6.2 成岩过程识别
部分熔融：固（矿物）-液（岩浆，流体）分配系数很低的强不相容元素，总分配系数近于零，在部分熔融过程中浓度变化大，但在分离结晶过程中浓度变化小分离结晶：强相容元素（如，Ni,Cr）在分离结晶过程中浓度变化大，但在部分熔融过程中浓度变化小
MASH过程：熔融、混合-混染-储存-均一化
MSAE过程:熔融-熔离-上升-侵位
部分熔融：
不相容元素
变化大
分离结晶：
相容元素
变化大
识别构造环境的
微量元素图解
原理
微量元素的分配受源区物质成分、
温度、压力控制不同的构造环境
(tectonic settings)所卷入的源区物质不同
温度、压力也不同
岛弧岩浆岩从海沟到陆缘成分极性变化
成分极性: 大洋大陆
递增:K, K+Na, Rb,Sr, Ba, Cs, P, Pb, U, Th, REE, Rb/Sr, La/Yb 递减::Fe, Y, HREE, K/Rb, Na/K
构筑判断图的方法:
判别分析的统计学技术+ 不活泼微
量元素+ 已知大地构造环境
已知→未知
由已知大地构造环境岩石建立数据库
不同类型的岩石应选择相同或相近岩石类
型的构造环境判别图
©花岗岩: Nb-Y, Ta-Yb, Rb-Y+Nb,
Rb-Y+Ta
©A型花岗岩: Nb-Y-3Ga, Nb-Y-Ce
钾质火成岩
已有图解不适用于钾质火成岩,因为钾质火成岩亏损高场强元素HESE中的Ti、Nb、Ta;
Ti-Zr, Ti-Zr-Y图解中钾质火成岩处于其外;
Ti-Zr-Sr 不能区分板内与俯冲钾质火成岩, 错判; Th-Hf/3-Ta 中钾质火成岩皆为与俯冲有关。