我國斑巖型銅礦研究現狀

溫宏雷 ，侯中健

（成都理工大學地球科學學院，成都 610059）

我國斑巖型銅礦研究現狀

溫宏雷 ，侯中健

（成都理工大學地球科學學院，成都 610059）

斑巖銅礦是我國最重要的銅礦床類型, 對其礦床地質特征和地球化學特征的認識對找礦實踐具有重要指導意義。本文通過收集和整理近年來我國斑巖銅礦研究的最新成果，總結了斑巖銅礦在我國的時空分布特征、含礦巖體及圍巖特征、元素組合、流體包裹體及同位素研究方面的最新進展。

斑巖銅礦；礦床地質特征；地球化學特征；研究現狀

DO I：10.3969/j.issn.1006-0995.2014.01.014

斑巖型 Cu（-Mo-Au）礦床（以下簡稱斑巖銅礦）是世界范圍內最重要的銅礦類型，其儲量超過了世界銅金屬儲量的50%；而在我國，已探明儲量也占全部銅礦床儲量的一半以上[1]。

關于斑巖銅礦的概念，最早起源于20世紀初，是美國人開采亞利桑那州和新墨西哥州石英二長斑巖和花崗閃長斑巖中的大規模銅礦時采礦工人的叫法。1904年，Ransome通過對美國亞利桑那州Bisbee“浸染狀銅礦”的詳細野外觀察，提出了浸染狀銅礦化與斑巖體成因相關的學術思想[2]。至1918年，Emmons正式把這種與斑巖體有關的“浸染狀銅礦”定名為斑巖銅礦[3]。斑巖銅礦至今沒有一個準確的定義， 但目前大多數學者認可的斑巖銅礦的定義可以描述如下：是指在時間上、空間上、成因上與斑狀結構的鈣堿性、堿性、中酸性淺成或超淺成小侵入體（花崗閃長斑巖、石英二長斑巖、石英斑巖等）有關，并具有鉀、氫蝕變礦物暈和銅、鉬、金、銀、鉛、鋅、硫等地球化學暈的巖漿后期中―高溫熱液階段形成的細脈浸染狀硫化物銅礦床[4]。這類礦床存在 4個特點：埋藏淺、品位低、規模大、露天采，銅品位通常在0.4%左右，少數可達0.8%。礦石中除銅外，常伴生鉬、金、銀等元素，可綜合利用。

自上世紀七八十年代斑巖銅礦成礦理論傳入我國后，有了長足發展，尤其是進入21世紀，在中國岡底斯地區和新疆準格爾地區，許多中型—大型—超大型斑巖銅礦相繼被發現，并進行了大量的研究工作，改變了全球范圍內斑巖銅礦的分布格局，促使人們提出了新的斑巖銅礦成礦域[5]：特提斯成礦域和中亞成礦域(古亞洲洋成礦帶)，也極大豐富了斑巖銅礦成礦理論與成礦模式。

1 大地構造環境

通過整理及對比前人的研究資料表明，板塊構造對全球斑巖型銅礦床的形成有重要影響，不同的大地構造單元及其火山—深成巖建造對斑巖銅礦床的成礦具有明顯的控制作用。在大地構造背景上，國內外學者認為斑巖銅礦應具有以下大地構造特征：①斑巖銅礦主要形成于兩種構造環境，一種是由大洋板片俯沖產生的陸緣弧和島弧環境，另一種是與大洋板片俯沖作用無關的大陸環境；②斑巖銅礦常成群成帶出現，構成成礦區和成礦帶，有時還和其他礦床類型相伴產出，構成一個成礦系列；③斑巖銅礦的形成往往與深大斷裂有直接關系，但直接分布在深斷裂帶上的斑巖銅礦很少，礦體受更次一級的構造控制[6]。

我國斑巖銅礦在世界三大成礦域：環太平洋成礦域、特提斯成礦域、古亞洲洋成礦域（中亞成礦域）上均有分布（圖 1）；礦床類型上，除我國東南環太平洋成礦域的斑巖銅礦是大洋環境斑巖銅礦外，其余均為大陸環境斑巖銅礦[7]。對比我國斑巖銅礦集中區域，基本與世界斑巖銅礦基本特征符合。例如西藏境內近年來發現的岡底斯斑巖銅礦成礦帶，位于雅魯藏布江縫合帶北側，班公錯—怒江縫合帶南緣的火山—巖漿弧中，至今已探明大型銅礦床3處(驅龍、甲馬、廳宮)，中型銅礦床4處(沖江、南木、拉抗俄、幫普) 及一系列礦點和礦化點，金屬銅資源量在1 500萬噸以上[8]，經研究表明其大規模成礦作用發生在岡底斯碰撞造山帶演化晚期的碰撞后伸展階段。

表1 中國主要斑巖銅礦成礦年齡及圍巖性質（據張洪濤等2004、張洪瑞等2009）

2 礦床地質特征

2.1 成礦年代

我國斑巖銅礦成礦年代從前寒武紀到第三紀都有，但主要集中在中、新生代及晚古生代，其中侏羅—白堊紀成礦期、晚古生代成礦期與新生代成礦期是我國斑巖銅礦成礦的三個高峰期（表1）。目前我國已發現的斑巖銅礦中，有少量于前寒武紀成礦，其中包括山西的銅礦峪和小西溝等銅礦[9]。志留紀成礦期(438～400Ma)，主要分布在華北地臺北側的海槽區中，如內蒙古四子王旗白乃廟銅金礦床、甘肅金塔白山堂鋅銅礦床。

晚古生代成礦期(400～250Ma)，主要分布于下列地區：①北天山地區，如新疆精河萊歷斯高爾銅鉬礦床，甘肅安西公婆泉[10]銅礦床；②東天山地區，如新疆哈密土屋、延東銅礦床[11]；③西準噶爾地區，如新疆托里包古圖銅(鉬)礦床；④大興安嶺多寶山—阿爾山地區，如黑龍江嫩江多寶山銅鉬礦床；⑤北山地區東部，如甘肅金塔白山堂[12]等銅(鉬)礦床。

侏羅—白堊紀成礦期(205～65Ma)，主要分布于：①長江中下游地區，如湖北大冶銅山口，江西九江城門山等銅礦床和銅鉬礦床；②贛東北地區，如江西德興銅廠、富家塢等銅鉬、銅多金屬礦床；③浙閩粵沿海地區，如福建上杭紫金山銅金礦床；④燕遼地區，如河北平泉小寺溝銅鉬礦床等；⑤得爾布干—根河斷裂西側的海拉爾—根河地區，如內蒙古烏奴格吐山銅礦床[13]；⑥西南三江地區，如云南中甸雪雞坪銅礦床[14]。

新生代成礦期(65Ma以來)，主要分布于下列地區：①西藏東部的三江地區，東特提斯成礦域北部的重要組成部分，因燕山期至喜馬拉雅期的中酸性侵入活動，形成大量淺成—超淺成斑巖體帶，如藏東玉龍斑巖銅礦帶；②雅魯藏布江北岸，特提斯南部的喜馬拉雅成礦域，燕山—喜馬拉雅期巖漿活動形成以黑云母花崗巖、角閃花崗巖和花崗閃長巖為主的侵入體，如藏南岡底斯斑巖銅礦帶等[15]。

2.2 侵入體及圍巖

就我國斑巖銅礦床來看，含礦侵入巖體的規模變化很大，它們既可呈群或帶出現，也可作為單獨的復式巖體存在，侵位深度一般較淺（0～3km），最深可達4km，并呈多期次侵位、多巖相分帶的特點，不僅成礦前、成礦期、成礦后的侵位相空間共存，而且最晚期隱爆角礫巖筒常相伴發育[16]。在空間上，含礦斑巖侵入體一般出露面積較小(1～2km2)，個別達10km2。

從礦物組份上看，含礦侵入巖多為中性火成巖，從巖體的邊部到中心，長英質礦物組份明顯增高，鎂鐵質組份相對減少，其中最常見的鎂鐵礦物為角閃石和黑云母，副礦物主要為磁鐵礦、磷灰石、鋯石和褐簾石。

從巖性上來看，與銅礦化有關的斑巖侵入體大多屬于中酸性的鈣堿性系列，斑巖主要巖相從中性的閃長質到酸性的花崗質斑巖均有發育。其中，大陸環境的含礦斑巖體主要為鈣堿性系列，多見高鉀鈣堿性和鉀玄巖質，以高鉀為特征[17]，通常K2O＞Na2O，87Sr/86Sr較小，一般為0.703～0.706，少數可到0.709；大洋環境含礦斑巖體以石英閃長巖為主，少數為花崗閃長巖、石英二長巖。

在我國，礦體圍巖及夾石種類多樣，頂、底板圍巖具弱銅礦化，礦體與頂、底板圍巖呈漸變過渡，其界線只能通過化學分析確定。夾石多呈條帶狀、透鏡狀產出，與礦體無明顯界線。與斑巖銅礦有關的圍巖主要有2類：一類為硅鋁質巖，我國大部分斑巖銅礦圍巖均為此類（表 1），主要為片巖、片麻巖、中—酸性侵入巖或噴出巖、火山碎屑巖、泥質粉砂巖以及各種角礫巖等；另一類為碳酸鹽巖，有石灰巖、白云巖及泥灰巖等。圍巖共同的特征是硬、脆、易碎，有利于礦液的運移和沉淀。

2.3 構造

斑巖銅礦的形成往往與深大斷裂有直接關系。礦田尺度的結構和構造對于斑巖銅礦的侵位和成因也是至關重要的。如果說大地構造背景是判斷是否能形成斑巖銅礦的話，那么礦田尺度的結構和構造則是制約在何時何地形成斑巖銅礦的重要因素[18]。芮宗瑤等(1984) 對中國40個斑巖銅礦進行了統計，發現57.5%受多組斷裂交匯的控制，22.5%受兩組斷裂交切及褶皺的控制，12.5%受斷裂旁側的配套構造控制，強調了基底構造活化對礦床的控制。就我國的情況來看，構造對斑巖銅礦的影響主要為：①提供了深部熱液向上運移的通道，為斑巖銅礦成礦提供了物質基礎；②控制礦體的展布形態和空間分布；③使沉積巖地層破碎，有利于形成礦體的斑巖體與圍巖和大氣降水發生化學反應使成礦物質沉淀。

例如藏東玉龍斑巖銅礦帶，位于紅河—哀牢山巨型斷裂帶北延斷裂系統中，其至今已發現的礦體全部呈串珠狀分布在紅河—哀牢山斷裂東面。紅河—哀牢山走滑斷裂系統在始新世至早中新世處于扭壓構造背景，而玉龍斑巖銅礦礦體成礦時間也與紅河—哀牢山斷裂活動的時間吻合[19]（圖2）。

圖2 玉龍斑巖銅礦帶含礦斑巖形成構造模型（據梁華英等，2006）

圖3 斑巖銅礦蝕變分帶及各帶礦物（據Lowell等，1970，修編）

2.4 圍巖蝕變

斑巖型銅礦床的圍巖蝕變具有非常明顯的分帶性（包括水平分帶和垂直分帶），不同環境下斑巖銅礦的圍巖蝕變分帶大體一致。根據礦物組合可將斑巖銅礦床的蝕變分為4個帶（圖3），從內向外分別是：①鉀化帶：屬于早期蝕變階段，主要蝕變礦物有鉀長石、石英、黑云母等；②石英—絹云母化帶：又稱“千枚巖化帶”，屬中期蝕變階段，是斑巖銅礦的主要賦存部位，主要蝕變礦物有絹云母、石英、水化白云母、水化黑云母等；③泥化帶：也稱為高嶺石―蒙脫石化帶，亦屬于中期蝕變階段，主要蝕變礦物有高嶺石、蒙脫石、伊利石等；④青磐巖化帶：屬晚期蝕變階段，主要蝕變礦物有綠泥石、綠簾石、方解石、黃鐵礦等。

我國斑巖銅礦也都伴隨著圍巖蝕變分帶，但是一個礦床中不一定都存在四個蝕變帶，不同礦床同一個蝕變帶中的礦物也不盡相同，但是鉀化帶與石英—絹云母化帶較常見些。例如我國云南賓川小龍潭斑巖銅礦，礦區的最外帶未見青磐巖化帶；泥化帶僅在礦區東側部分露頭可見；核心的鉀化帶，其主體尚未出露，零星可見鉀長石交代斜長石、黑云母交代角閃石、長石現象[20]。又如我國四川鹽源西范坪斑巖銅礦床，自斑巖巖體中心至圍巖角巖，鉀化帶、石英—絹云母化帶、青磐巖化帶均可比較明顯的識別，但是沒有明顯的泥化帶，僅局部可見少量高嶺土化，并且其青磐巖化帶中可見較多的陽起石化、鈉長石化及粘土化現象，與其他地區的斑巖銅礦床有顯著區別。

2.5 礦石特征

對比我國的斑巖銅礦床，其含礦斑巖多具斑狀結構, 以石英二長斑巖、二長花崗斑巖、花崗閃長斑巖等巖性較為常見。礦石礦物主要以硫化物為主，主要金屬礦物有黃銅礦、輝銅礦、黃鐵礦、磁鐵礦，在有些礦床中有斑銅礦、硫砷銅礦、赤鐵礦、輝鉬礦和藍銅礦等，總體來看，成礦早期多為黃鐵礦+黃銅礦+輝鉬礦+磁鐵礦組合，而晚期為黃鐵礦+斑銅礦+赤鐵礦組合；與其相伴的非金屬礦物主要有石英、絹云母、鉀長石、黑云母、高嶺石類礦物等。

礦石礦物與脈石礦物常呈不均勻相混分布。礦石礦物常呈半自形—它形柱粒狀稀疏浸染狀產出，部分相聚成細脈浸染狀、團塊狀產出。氧化帶中的黃銅礦多被斑銅礦或藍銅礦交代，當含銅礦物被氧化成孔雀石后則多呈放射狀集合體分布；在很多礦床中，鐵質礦物都呈細粒浸染狀分布在巖石中，在地表多以褐色鐵礦薄膜或皮殼狀分布在巖石的節理或裂隙面上。

礦石礦物的結構有隱晶質結構、它形晶結構、半自形晶結構、交代殘余結構。以它形晶結構為主，半自形晶結構次之。氧化礦石構造以浸染狀構造為主，其次為細脈浸染狀構造和脈狀構造、團粒狀構造；硫化礦石則以浸染狀構造為主。

礦體可產出于斑巖和圍巖中，但主要產出于斑巖與圍巖接觸帶附近，部分礦床全巖礦化，礦體形態總體呈筒狀、空心筒狀；礦石以細脈浸染狀為主，浸染狀和細脈狀次之，在大多數礦床中從內向外呈浸染→浸染+微細脈→浸染+細脈→細脈狀產出。

3 地球化學特征

圖4 中國大陸環境斑巖銅礦的金屬銅噸位與含礦斑巖εNd(t)值關系示意圖（據侯增謙等，2007）

3.1 元素組合

我國絕大多數斑巖銅礦床Cu品位不高，多低于1%，在 0.5%左右。其礦石組分復雜，多伴生其他元素，以Mo最為常見，一般有用組分以Cu、Cu-Mo或Cu-Mo-Au為主，常伴有 Ag、Re、Se、Os、Pt、Pd等稀有分散元素，選礦過程中可作為副產品綜合回收利用。

芮宗瑤等（2004）對中國古生代、中生代和新生代代表性礦床如土屋、德興、驅龍和沖江礦床含礦斑巖的REE進行過系統研究，它們的共同特征為右斜式，輕稀土相對富集，重稀土相對虧損，Eu異常不顯著。∑REE變化于 24.87(μg/g)～216.20(μg/g)，LREE 變化于22.15(μg/g)～206.25(μg/g)，HREE變化于 2.72(μg/g)～17.01(μg/g)，Y變化于2.43(μg/g)～13.07(μg/g)，(La/Yb)N變化于8～44。含礦斑巖的REE特征表明，它們介于大洋玄武巖與地殼花崗質巖石之間，因其稀土元素特征接近大洋玄武巖，推測其主要是大洋玄武質巖石部分熔融的產物。

3.2 流體包裹體

我國斑巖銅礦中常見三類包裹體：①單相包裹體，包括液體包裹體和氣體包裹體；②氣液包裹體，包括富氣相包裹體（氣相比率＞60%）和富液相包裹體（氣相比率＜60%）[21]；③三相包裹體。我國大型斑巖銅礦中包裹體種類一般較多，其它小型礦床和礦點，包裹體類型相對比較單一。礦物包裹體普遍較小，其長徑變化在0.5~30微米之間，大部分在5~10微米，大于10微米者較少見。

在前人的研究中，我國斑巖銅礦中流體包裹體均一溫度差距較大，錢鵬等(2003)根據石英斑晶中包裹體的均一溫度將江西德興銅廠礦床劃分為 3個區間：450℃~525℃、250℃~425℃、150℃~200℃；謝玉玲等（2006）通過對岡底斯斑巖銅礦帶各大礦床中包裹體的系統研究，發現包裹體均一溫度有兩個峰值，分別位于160℃~240℃、280℃~440℃；王守旭等（2007）對云南普朗斑巖銅礦中的包裹體研究，發現富液相包裹體均一溫度集中于181.8℃~217.4℃，含CO2兩相包裹體均一溫度在242.1℃~400℃，含子晶包裹體均一溫度在245℃~457℃。

經過多年的研究，現在國內絕大部分學者都認為斑巖銅礦床成礦熱流體的演化過程可劃分為三個階段：高溫階段(670℃~350℃)，相當于黑云母鉀長石化的形成階段；高—中溫階段(350℃~250℃)，主要集中在 300℃左右，相當于石英絹云母化的形成階段；中—低溫階段(250℃~150℃)，大多數溫度數據集中在200℃左右，相當于蒙脫石、高嶺石化和青磐巖化蝕變礦物的形成階段[21]。

3.3 同位素研究

對于斑巖銅礦的同位素組成研究，前人已經做了很多工作，特別是對一些最具代表性的斑巖銅礦做了深入的研究。在前人對土屋、玉龍和德興銅廠斑巖銅礦釹、鍶同位素研究中，土屋斑巖銅礦樣品中εNd(t)值變化于-14～+9.4；εSr(t)值變化于-1.12～-17.5（芮宗瑤等，2004），其特征類似于大洋玄武巖，可能是古亞洲洋俯沖過程中發生部分熔融所致；德興銅廠εNd(t)為-1.9左右，εSr(t)值為0.1左右[22]，可能是地幔楔部分熔融，混合部分下地殼物質成礦；玉龍斑巖銅礦的εNd(t)值變化于-0.8～-2.9，εSr(t)值變化于21.3～39.8（芮宗瑤等，2004），可能是在陸—陸碰撞環境中地殼下插部分熔融的產物。

侯增謙等（2007）通過綜合研究發現，我國大陸環境斑巖銅礦的噸位規模與同位素揭示的幔源物質的貢獻份額之間存在明顯的相關關系：巖漿起源過程中幔源物質的貢獻與斑巖銅礦的金屬銅儲量存在正相關關系（圖 4），這也客觀地反映了成礦物質主要來源于地幔物質的基本事實。我國大陸環境斑巖銅礦的硫同位素組成接近于隕石硫組成，也為此提供了有力佐證。

斑巖銅礦巖漿的起源、成礦物質的來源等問題依然有爭論，但是通過對比前人研究結果，可以得出總結，不論是大陸環境斑巖銅礦，還是巖漿弧環境斑巖銅礦，其成礦金屬物質都主要來自于地幔。在巖漿弧環境，含礦斑巖無論是直接來源于幔源MORB質洋殼物質熔融，還是來源于經歷流體交代的楔形地幔，地幔巖石圈都直接向巖漿系統提供了大量成礦金屬元素。對于大陸環境，直接起源于古老下地殼物質的長英質巖漿顯然是不能成礦的，而成礦者，主要通過三種方式從地幔物質中吸納或萃取了大量成礦金屬元素：幔源巖漿的底侵成殼、軟流圈物質對古老地殼的滲透交代、初生熔漿與地幔巖反應[7]。

4 結論

通過總結前人對我國斑巖銅礦的研究資料可以發現我國斑巖銅礦有如下特點：

1）我國斑巖銅礦既有在洋殼俯沖背景下的巖漿弧環境成礦的，又有與洋殼俯沖環境無關的大陸環境斑巖銅礦，且斑巖銅礦常成群成帶出現，構成成礦帶和成礦區；

2）我國斑巖銅礦成礦年代從前寒武紀到第三紀均有，這在世界范圍內都是很少見的，其中侏羅—白堊紀成礦期、晚古生代成礦期與新生代成礦期是我國斑巖銅礦成礦的三個高峰期；

3）我國斑巖銅礦普遍品位不高，但是儲量巨大，含礦侵入體多出露面積小，侵位深度淺，并呈多期次侵位、多巖相分帶的特點，巖性上多屬于中酸性鈣堿性系列，圍巖巖性種類較多，大體上可分為硅鋁質及碳酸鹽兩類，其共同的特征是硬、脆、易碎，有利于礦液的運移和沉淀；

4）我國斑巖銅礦具有明顯的Cu、Cu-Mo或Cu-Mo-Au元素組合，但是少見Cu-Au組合，從流體包裹體的研究成果上，可將斑巖銅礦成礦過程分為高溫階段(670~350℃)，高—中溫階段(350~250℃)，中—低溫階段(250~150℃)三個階段，對應斑巖銅礦圍巖蝕變的分帶；

5）我國斑巖銅礦成礦流體的起源仍存在爭論，但是從近年研究成果上來看，我國大陸環境斑巖銅礦中，地殼增厚、軟流圈上涌和巖石圈拆沉，是含礦巖漿形成的主導性機制；正常的地殼部分熔融機制通常難以產生含銅巖漿，因此幔源物質以不同的方式參與巖漿形成過程并貢獻金屬物質，是斑巖含礦性的主導因素。

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Present Situation of Research on Porphyry Cu Deposits in China

WEN Hong-lei HOU Zhong-jian
(College of Earth Science, Chengdu University of Technology, Chengdu 610059)

The porphyry copper deposit is the most important type of Cu deposits in China, the know ledge of its geological and geochem ical characteristics is of great importance to prospecting practice. This paper deals w ith advances in research on porphyry Cu deposits in China, such as spatial and temporal distribution, host rocks and wall rock, element association,fluid inclusions andisotopic composition and so on.

porphyry copper deposit; geological feature; geochemical characteristics

P618.41

A

1006-0995（2014）01-0058-06

2013-01-29

溫宏雷（1988-），男，湖北人，在讀碩士研究生，專業：礦物學、巖石學、礦床學