区域成矿学-冈底斯铜成矿带

1、区域成矿学课程读书报告西藏冈底斯铜成矿带学院：资源学院班级：020091姓名：王宏强学号：20091000163指导老师：徐启东中国地质大学（武汉）2013年4月目录TOC o 1-5 h z HYPERLINK l bookmark8 一、区域构造背景1 HYPERLINK l bookmark10 二、矿化的基本特征与成因8 HYPERLINK l bookmark12 1.基本特征81.1矿化分带81.2矿化类型81.3围岩蚀变9 HYPERLINK l bookmark14 2.矿床成因10 HYPERLINK l bookmark16 三、区域成矿条件分析11 HYPERLINK l

2、 bookmark18 1.构造条件11 HYPERLINK l bookmark20 2.岩浆岩条件12四、区域成矿模型和找矿标志13 HYPERLINK l bookmark22 1.区域成矿模型13 HYPERLINK l bookmark26 2.找矿标志14 HYPERLINK l bookmark28 参考文献15西藏冈底斯铜成矿带一、区域构造背景冈底斯铜成矿带位于青藏高原南部、雅鲁藏布江缝合带北侧,是印度与欧亚大陆大规模碰撞的直接产物。平行于雅鲁藏布江缝合带分布。处于印度一亚洲大陆主碰撞带中心部位。东西长达2000多公里。冈底斯带经历了西藏造山带板块俯冲、碰撞与陆内地壳伸展等重大

3、构造活动事件，形成了各具特色的火山一岩浆组合和盆地沉积体系。总体上从北向南依次发育弧后火山盆地、冈底斯花岗岩弧、日喀则前陆盆地、雅鲁藏布江缝合带等地质单元。塔至木盆地柴达木盆AKM8羌墟蓝片岩杂岩0CT贡斷、柴达木地y羌塘地体及片岩杂黑、*EZI火山岩深成岩口RMM中斷世田宕垃合带：ITS：印“河-俺告灣帝江场合带8NS；HI公潮-恩江讯合芾JS.金沙江匕合斥AKVS；弭尼阳罷仑-木孜塔權SOS：眞祁医tt合幣OHS,丸河瀚山11合带KQSt北祁连境合谣KS；痒堆M合需岩石籾怕适录元THSt村19斯-事马J*聲:lllgfllSTDS：图1西藏碰撞造山带构造简图（据尹安，2001）4A7与VV

4、V*V$1Zn0.2351.04%。Cu、Pb、Zn最高分别达到5.59%（驱龙南）、60.2%（帮浦）、44.16%（帮浦）。1.3围岩蚀变冈底斯铜成矿带中的围岩蚀变具有很大的相似性和分带性，如冲江、厅宫、驱龙三个大型斑岩铜矿床的围岩蚀变空间分带具有很大的相似性，显示出斑岩型铜矿的总体蚀变特征，但其蚀变强度与蚀变矿物组所差异。总体上从内到外为钾硅酸岩化带一石英一绢云母化带一青磐岩化带，呈环带状面型分布。泥化带在不同的矿床分布位置与发育程度不同。蚀变带组合分布与南美阿根廷的BajoDeLa斑岩铜一金矿床（Uirieheta1.，2001）、智利Escondida斑岩铜矿（Garzaetal.，

5、2001）和西太平洋印度尼西亚的Orasbe电斑岩铜金矿床（Maedona1deta1.，1994）不同，而与西藏玉龙斑岩铜矿（唐仁鲤等，1995）较为相近。钾硅酸岩化带:蚀变矿物组合为钾长石+黑云母十石英士钠长石士硬石膏。位于含矿斑岩体内部，以强钾硅酸盐交代和硅化为特征。该带的蚀变强度与分布范围在不同的矿床有不同的表现，冲江、厅宫铜矿内发育强烈的钾硅酸岩化，见有明显的钾长石细脉与团粒状黑云母集合体，硅化在局部发育。金属矿物组合为磁铁矿+黄铜矿+辉铝矿+黄铁矿。黄铜矿、辉铝矿呈浸染状、团斑状网脉状分布。冈底斯斑岩铜矿带中的工业矿体多集中分布在本蚀变带内。石英绢云母化带：蚀变矿物组合一般为石英十

6、绢云母+钾长石士绿泥石。钾长石与斜长石不同程度地被绢云母和石英交代，石英斑晶有次生加大现象。主要蚀变矿物为石英和绢云母，局部出现绿泥石。有少量的石膏和萤石。强石英绢云母化后岩石呈灰白色。该蚀变带主要产于含矿斑岩边缘及其与围岩的接触带上，多环绕钾硅酸岩化带分布，并与钾硅酸岩化带呈渐变过渡关系，部分叠加在钾硅酸岩化带内。这种叠加现象在驱龙矿区较为明显。石英绢云母化带的矿化范围广但矿化不强。金属矿物有黄铁矿、黄铜矿、辉铝矿、斑铜矿，少量的方铅矿、闪锌矿。金属硫化物呈浸染状或以石英一硫化物细脉、网脉形式分布，辉铝矿以石英+辉铝矿细脉状产出。泥化带：蚀变矿物为石英+粘土矿物+黄铁矿士绢云母，以长石矿物粘

7、土化和糖粒状石英及少量的梳状石英脉为特征。该带多叠加在其它蚀变带上，并沿构造破碎带或在岩石破碎地带分布，如冲江铜矿区的泥化带位于石英绢云母化带内，基本沿断裂分布，驱龙矿区的泥化带叠加在钾硅酸岩化带内。冈底斯带上的斑岩铜矿没有明显的泥化带发育。泥化带内的金属矿物为黄铁矿、黄铜矿、辉铝矿、铜蓝、孔雀石、辉铜矿，黄铜矿与黄铁矿呈星点状分布，辉钥矿呈斑点集合状分布于梳状石英脉中。泥化带内的矿化比较弱，目前还没有发现有价值的工业矿体。青磐岩化带：蚀变矿物为绿泥石、黄铁矿、绿帘石、碳酸盐矿物，多分布于上述蚀变带外围的火山岩围岩中。矿化较弱，局部可见零星的黄铜矿与黄铁矿化。根据各蚀变带矿物组合及其空间分布，

8、从早到晚依次形成钾硅酸岩化、石英绢云母化、青磐岩化蚀变，晚期蚀变可以叠加在早期蚀变带上。泥化可能为最后形成。蚀变与矿化有下列基本对应关系：钾硅酸岩化蚀变：早期黄铜矿十黄铁矿十辉铝矿浸染状、团斑状、细脉状矿化；石英绢云母化蚀变：黄铜矿+黄铁矿+斑铜矿细脉（网脉）状、浸染状矿化；黄铜矿+方铅矿+闪锌矿细脉状矿化；石英十辉铝矿细脉状矿化；泥化蚀变：黄铜矿+黄铁矿十辉铝矿十铜蓝+孔雀石十辉铜矿浸染状矿化；青磐岩化蚀变：黄铁矿+黄铜矿浸染状（细脉状）矿化从矿化与蚀变组合及矿体与蚀变带空间分布关系来看，冈底斯铜矿带的钾硅酸岩化蚀变期是最重要的成矿时期，稍晚的石英绢云母化蚀变次之。2.矿床成因冈底斯铜成矿带

9、中铜矿床的成矿流体与成矿物质均来自于含矿斑岩岩浆系统，成矿发生于岩浆流体演化过程中。对斑岩铜矿中铜的赋存状态研究表明，铜在流体中主要以氯化物CuCl（aq）（Crerar，etal.，1976）或CuC12-（Varyash，etal.，1981;Zotovetal.，1995）形式存在。Cu的溶解度随着Cl-含量的降低而降低，达到饱和状态即形成黄铜矿。西藏冈底斯带驱龙、冲江、帮浦三个矿床流体包裹体研究结果表明，斑晶石英、硅化脉石英和硬石膏均有含石盐子晶包裹体。斑晶石英中由石盐最后消失而均一的包裹体可能捕获了饱和石盐热液（Eastoe,1978；Clokeetal.，1979；Wilsonet

10、al.，1980）而具有高盐度，硅化脉石英和硬石膏缺少该类包裹体，可能表明在成矿演化过程中流体盐度的在不断下降。流体盐度的降低预示着铜的出溶而形成黄铜矿。因此，在岩浆期后阶段黄铜矿沉淀形成浸染状矿石，在稍后的高温热液阶段随着流体盐度的下降，黄铜矿大量沉淀形成细、网脉状矿石。铜的沉淀除受内氯的浓度影响外，温度和流体酸碱度的变化也可以控制流体内黄铜矿的形成。温度下降可以引起流体内铜的溶解度减小、直接导致黄铜矿的沉淀。流体PH值的增高也能导致铜溶解度的降低，使铜以黄铜矿形式沉淀出来Hezarkhanietal.,1999）。对斑岩铜矿的成矿流体而言，使其PH值增大有两种途径:流体沸腾分溶与流体混合。

11、流体沸腾引起相态分离，酸性组分如HCl、CO2、SiO2、H2S等进入气相而使流体酸度减弱（Drummondetal.,1985）。低盐度流体如热的天水的加入也可以使酸性岩浆流体的PH值升高。对硅化石英与硬石膏包裹体的观测表明，有少量的富气相低密度包裹体与富液相高密度和含石盐子晶的高盐度包裹体共存，盐度不同的两类包裹体的均一温度范围基本相同，暗示硅化脉石英和硬石膏中包裹体形成时流体有沸腾或有不混溶流体存在。综合硅化石英脉的地质产状和流体的氢、氧同位素组成特点，可以认为其流体包裹体显示的流体沸腾作用或不混溶作用可能以单一原始岩浆流体分离为主（二次沸腾）。硬石膏同样形成于岩浆高温热液阶段，但包裹体

12、流体显示的氢、氧同位素组成与斑晶石英和硅化石英流体有一定的差异。造成硬石膏内盐度与密度不同的两类包裹体共存的原因可能既有岩浆流体演化过程中流体的不混溶分离，也有不同流体间的混合作用。含黄铜矿子晶包裹体在硅化脉石英中大量存在而硬石膏中少见，同时硅化石英脉中伴生大量的金属硫化物，暗示斑岩铜矿真正的成矿作用从岩浆晚期高温热液阶段才开始。因此，岩浆后期的二次沸腾作用和中一高温阶段的不同流体的混和作用是冈底斯带驱龙、冲江和帮浦斑岩型铜矿成矿的两个重要方式，岩浆期后高温热液阶段为重要的成矿阶段。三、区域成矿条件分析多次造弧作用的叠加和广泛发育的上地幔、下地壳和中上地壳等不同源区的花岗质岩浆活动,在冈底斯成

13、矿带形成了独具特色以岩浆作用为主的铜多金属矿床系列。1.构造条件冈底斯含矿斑岩位于西藏印度一亚洲大陆碰撞造山带内，对于其形成的构造背景可根据岩石地球化学特征进一步来确定。在常量元素的综合指数R1RZ图中(图4),冈底斯斑岩几乎都落在造山晚期花岗岩区，个别样品在同碰撞花岗岩区，说明含矿斑岩与西藏碰撞造山活动有关,并形成于两大陆碰撞后的造山活动阶段。图4花岗岩构造环境R1-R2判别图解(据Bechelor,1985)l地慢分异；2板块碰撞前；3碰撞后隆起；4造山晚期；5非造山带；6同碰撞；7造山后从时间上看,冈底斯斑岩明显形成于印度一亚洲两大陆碰撞后的地壳伸展阶段,从空间上看,冈底斯含矿斑岩就位地

14、点与冈底斯弧花岗岩和碰撞花岗岩内的南北向张性构造及东西向逆冲断裂密切相关。冈底斯含矿斑岩形成的构造背景完全不同于岛弧环境和大陆边缘环境。冈底斯含矿斑岩形成于大陆碰撞造山带，发育于碰撞后的地壳伸展环境。2.岩浆岩条件冈底斯不同矿区的含矿斑岩样品在86Sr/87Sr-Sr图中分别构成双曲线，而在86Sr/87Sr-1/Sr协变图中则分别呈直线分布。这种情况说明斑岩形成过程中发生了不同岩浆的混合作用，并指示混合作用发生在源区(源区混合)，而不是在岩浆形成之后(岩浆混合)(赵振华，1997)。如上所述，冈底斯含矿斑岩微量元素Ti、Yb、V、Nb、Ta、Ba的亏损和Zr、Hf、Sr、K、Rb的富集、稀土

15、元素LREE/HREE的强烈分异以及HREE极度亏损，表明岩浆源区发生金云母熔融、缺少斜长石或残留相中无斜长石，是一种含水并残留金红石、石榴石、角闪石的角闪榴辉岩相或榴辉岩相。冈底斯含矿斑岩的(87Sr/86Sr)i较高，并有一定的变化,范围在0.7048司.7072之间Nd(t)较低，范围为-6.18+5.52,多数在-3+2之间，不同于典型的大洋板片熔融的埃达克岩(Kay,1978；Kayetal.，1993；Sternetal.，1996)(图5)。Nd(t)-(87Sr/86Sr)i，图解显示冈底斯斑岩同位素成分点位于地慢(MORB)、下陆壳与富集地慢(EMII)形成的三角形区域内，个

16、别点靠近MORB(图5)。而平行于印度河一雅鲁藏布江缝合带出露的下地壳样品处于下地壳与MORB的演化线上，与该演化线十分靠近的还有来源于底侵成因的玄武质成分下地壳的秘鲁CordilleraBxanea埃达克岩(Petfordetal.，1996)(图5)。冈底斯含矿斑岩与他们具有明显的不同，分布范围较大且向EMII偏移。这可能暗示了冈底斯斑岩岩浆经历了亏损地慢(MORB)、下地壳与富集地慢(EMII)三种组分的混合作用。冈底斯斑岩有较高的钾含量和高的M酬值(36-71)。熔融实验表明，玄武质岩石在大于1.0GPa的条件下熔融形成熔体的Mg#小于45,但是当加入10%的橄榄岩时，熔体的Mg#就可

17、达到55(Rapp,1999)。冈底斯高Mg#斑岩的形成与玄武质岩石熔融后和地慢楔发生的交代作用有关，这与斑岩的Pb一Sr.Nd同位素组成所显示的信息一致。(-rSr/，bSr),%ZJt钾翫熔岩U3-O-3M1)Adthte网底期斑岩沁Pb严Pb图5冈底斯含矿斑岩Pb-Sr-Nd同位素成分图解(据孟祥金，2004)藏北超钾质、钾质熔岩据Turneetal.,1993、Millef,etal,1999；代表下地壳的卡米拉角闪岩据Pagnantetal.,1991；南伽巴瓦石榴石麻粒岩据Dingetal,2001；CodilleraBlanea据Petfordetal,1996,Adakit岛、

18、Cook岛和CerroPampa的埃达克岩分别据Kay，1975、Stemetal，1996、Kayetal，1993.理论模拟和实验研究表明，由角闪榴辉岩或榴辉岩的正常MORB的部分熔融，只能形成钠质的埃达克质熔体(Martin,1999),而当在高压(14GPa)条件下，低钾的玄武质(w(K2O)=0.08%0.88%)岩石不仅可以熔融出低钾钙碱性或钙碱性岩石，而且可以形成高钾钙碱性甚至高硅(w(SiO2)60%)的钾玄岩(Skjerlieetal.，2002)。同时实验研究还表明，实验熔体的K2O含量随压力和变玄武质源岩的K2O含量的不同而变化：在1.2-2.7GPa的条件下，源岩的K2

19、O(O.82%0.55%)和KZO/Na2O(O.19-O.32)高时，实验熔体的K2O含量(1.00%5.85%)和K2O/Na2O(0.17-1.31)也高;而在超高压条件下，无论源岩的0含量是否高，其熔体的结果都是高钾(3.5%6.99%)(王强等，2003)。据此推测，冈底斯斑岩的高钾特征可能与其形成的压力条件有关或与其源岩的K2O含量有关。在冈底斯乃至整个青藏高原广泛发育的钾质、超钾质熔岩暗示冈底斯下地壳存在有高钾的玄武质岩桨。同时，由于富集地慢，特别是EMII型富集地慢的部分熔融也可以产生钾质一超钾质玄武质熔体(Turneretal.,1993)。因此，冈底斯带富钾斑岩的可能源岩均

20、不能排除俯冲洋壳、下地壳及富集地慢(EMII)中的任何一个。可以推断，含矿斑岩钾的富集可以由下列几种作用方式产生:俯冲洋壳变质而成的角闪榴辉岩相岩石在高压条件下的部分熔融，高钾的玄武质下地壳的部分熔融和由俯冲洋壳变质而成的角闪榴辉岩相岩石在正常条件下熔融后被富集地慢(EMII)交代，同时也不能排除前两种方式形成的熔体再被富集地慢(EMII)交代的可能性。综合上述分析，冈底斯含矿斑岩的源岩可能为残存的小规模的新特提斯洋壳板片以及玄武质下地壳。斑岩岩浆的形成是两种源岩在空间上的祸合和它们与地慢之间相互作用的结果。正是由于洋壳残片有序而有限的分布(呈规模不大的残片且局限于印度一亚洲大陆主碰撞带)，限

21、定了含矿斑岩产出的空间分布与规模大小，使得斑岩形成时间相近而与在冈底斯乃至青藏高原大面积分布的钾质熔岩和超钾质基性岩脉有着很大的不同。1.区域成矿模型由于斑岩铜矿与其产出的背景具有一定的时空联系及成因关系，不同的学者从不同的角度总结了不同的成矿模式。其中重要的模式有Lowell和Gui1bert(1970)的二长花岗斑岩蚀变与矿化分带模式、Hollister(1974)的闪长斑岩蚀变与矿化分带模式、Bumham(1967,1979，1980)的正岩浆模式、SiHiteo(1972,1979)的板块模式和巴尔干模式、Hemley和Mcnabb(1978)的岩浆蒸汽缕与地下水反应模式。这些模式从不

22、同侧面概括了岛弧带、大陆边缘环境斑岩型矿床的基本特征与成矿机制。碰撞造山带背景的斑岩铜矿的成矿模式有丙宗瑶等(1984)、唐仁鲤等(1995)的玉龙铜矿模式、侯增谦等(2003)的构造控制模式。孟祥金在对冈底斯斑岩铜矿成矿特征综合研究基础上，结合上述不同构造背景斑岩铜矿成矿特征的对比，初步归纳出冈底斯斑岩铜矿区域成矿模式(图6)。成矿模式主要考虑了下列几个方面：1、冈底斯斑岩铜矿带由南、北两矿带组成。冈底斯含矿斑岩在空间上位于冈底斯花岗岩基内，形成于碰撞造山后的伸展环境。单个含矿斑岩体产出受垂直于造山带的正断层系统与平行于造山带的逆冲带的共同控制。而南北向正断层系统是冈底斯南北两矿带内在联系的

23、根本。含矿斑岩Pr賢、Arg+丄+RQlz-SerpHC-Silicate,卜:+J-+u*+十F+*+卡+L1丄丄IHE23M碎屑岩矽卡岩化灰岩火山岩冈底斯花向岩基Cu-HoFii日i冲断裂三號性断裂JTS三理系-第三系活系Cu-Pb-Zn矿体青磐岩化带Pr泥化带Arg押娃醴盐化带KSiIicate石亲绡J；母化带utz+Ser图6冈底斯铜成矿区域成矿模式图（据孟祥金，2004）2、具有高氧逸度的富钾埃达克质岩浆在张性构造就位后在封闭的环境中演化。成矿流体直接来自于斑岩岩浆，成矿过程中以岩浆流体的单向演化为主，大气水对成矿的贡献有限。3、热液蚀变分带与Lowell和Guilbert模式一致，

24、但蚀变分带、蚀变叠加相对比较简单，基本呈中心式面状分布。从中心向外依次为钾硅酸岩化带、石英一绢云母化带、青磐岩化带，泥化带不发育。钾硅酸岩化蚀变带是成矿物质的主要堆积部位。4、北矿带的铜多金属矿化与南矿带的斑岩型Cu或Cu一M。矿化一起构成了冈底斯斑岩铜矿成矿系统。矿化类型与斑岩体侵位的围岩环境有关。当斑岩体侵位于火成岩区或砂板岩系，矿化类型主要为Cu,Cu一M。矿化，主矿体主要赋存在斑岩体及其与围岩接触带中。当斑岩体侵位于碳酸盐岩区时，发生强烈的铅锌铜多金属矿化，形成矽卡岩容矿的脉状、块状乃至似层状多金属矿体。2.找矿标志成矿带铜矿床的形成受多方面的因素所控制，概括起来如下：（1）蚀变特征是

25、矿化富集程度和部位的重要标志。一般是蚀变范围越大、分带性越好，矿床规模越大，反之，则矿床规模亦小。与酸性中酸性岩体有关的矿床，工业矿体主要赋存在石英绢云母化带中（郦今敖等，1982）。铜金矿赋存于一定的地层层位中，白垩系地层的第二岩性单元（K2-2）,其次还有第三岩性单元（KT?）等是矿床的铜金矿的容矿有利岩层。（2）矿区岩石蚀变强烈，具斑岩型铜矿床蚀变分带特征，类型主要有钾化、黄铁绢英岩化、青磐岩化、硅化、泥化及碳酸盐化等。岩体蚀变分带明显：钾化（弱）一黄铁绢英岩化、高岭土化一青磐岩化、铁碳酸岩化。（3）冈底斯带的构造体系具有非常重要的控岩、控矿作用，以线性复式褶皱、压扭性逆冲推覆构造为主；

26、近E-W向逆冲断裂带与S-N向正断层系统的一系列交汇点，是含矿斑岩及其驱动的热液成矿系统的定位空间（芮宗瑶等，1984）。（4）区内剪切带所控制的地层，该区是矿床内成矿的有利部位，有利于矿液的聚集。是寻找富矿的有利地段。（5）石英细脉集中发育地段，表明该部位是热液活动强烈的部位，可作为寻找富矿地段的标志。（6）物探异常显示的地方。电阻率低、极化率高的地方往往就是矿化较好的反映。（7）化探异常的范围内，尤其是元素套叠好，异常强度大的地方，往往也是矿化良好的反映。参考文献程力军，李志，刘鸿飞，等.2001.冈底斯东段铜多金属成矿带的基本特征.西藏地质，19（1）:43-53杜心范，谭庆元.1983.西藏玉龙斑岩铜矿带矿床围岩蚀变与矿化.青藏高原地质文集（13）（增刊）.北京:地质出版社侯增谦，高永丰，曲晓明，等.2004.西藏冈底斯中新世斑岩铜矿带:埃达克质斑岩成因与构造控制.岩石学报，20（2）:239-248侯增谦，曲晓明，黄卫，等，2001，冈底斯斑岩铜矿带