区域成矿学冈底斯铜成矿带.docx

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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 录一、区域构造背景1二、矿化的基本特征与成因81. 基本特征81.1 矿化分带81.2 矿化类型81.3 围岩蚀变92. 矿床成因10三、区域成矿条件分析111. 构造条件112. 岩浆岩条件12四、区域成矿模型和找矿标志141. 区域成矿模型142. 找矿标志15参考文献16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。

2、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。图1 西藏碰撞造山带构造简图（据尹安，2001）区域地层：冈底斯带构造一地层分为结晶基底与沉积盖层两大部分。结晶基底时代为中元古代一早寒武世，奥陶纪以后为沉积盖层。依据沉积建造、岩石组合、岩相特征与构造活动，冈底斯带地层划为三个构造地层单元。前奥陶系构造一地层单元。前寒武系分布于冈底斯带北侧当雄一

3、羊八井一雪古拉一线，称为念青唐古拉群。系中元古代、晚元古代印度地台边缘沉积带的复理石或类复理石层经500-600Ma(西藏自治区地质矿产局，1993)时期的构造热事件的变质形成，形成变质基底。岩性为条带状混合岩、黑云二长片麻岩、透辉石大理岩、长石石英砂岩、石榴绢云母片岩、绿泥石石英片岩、角闪石片岩等。厚度大于5000m。与不同时代的围岩多呈断层接触。变质岩系被北东向走滑断层和近东西向逆冲断层切割。同位素年龄806-1250Ma(西藏自治区地质矿产局，1993)。前奥陶系地层出露不全，为一套绿片岩相-角闪岩相变质岩石。分布于冈底斯北侧东部松多-加兴一带。下部岩性为绿帘绿泥钠长石片岩、阳起石片岩、

4、角闪绿帘石片岩、绿泥片岩夹薄层大理岩透镜体，厚度大于1231m;中部为石英片岩和阳起石片岩，厚度大于IO32m;上部以块状石英岩为主，厚1016m。石炭系一古近系沉积构造地层单元。本构造地层单元以滨海一浅海相沉积为主，下部碎屑岩、碳酸盐岩一中基性火山岩交替出现。上部以碎屑岩沉积为主，顶部以火山沉积岩为主。石炭系:由下石炭统的永珠群和上石炭统朗玛日群组成。永珠群主要为变质粉砂岩和细粒石英砂岩，夹泥质云母片岩，厚 1100m。与下伏地层呈断层接触。同位素年龄为290Ma(周云生，1981);朗玛日群出露面积不大，主要岩性为长石岩屑砂岩。异叠系:由下统的落巴堆组和上统的蒙拉组组成。落巴堆组为一套浅海

5、相一滨海相碎屑岩和碳酸盐岩为特征，下部灰岩夹砂岩、板岩，上部为中基性、中酸性火山岩，夹砂岩、板岩和大理岩，上下均为断层接触。厚度大于1252m。蒙拉组小面积出露。顶底断层接触。岩性为层状凝灰岩、细砂岩及粉砂岩。图2 西藏冈底斯铜成矿带地质矿产略图1斑岩型矿床; 2矽卡岩型矿床; 3第四系; 4新生界; 5中生界; 6古生界; 7前寒武系; 8花岗岩; 9超基性岩; 10板块缝合带; 11地质界线; 12断层三叠系：于拉萨河下游一带大面积出露。下段以灰岩为主，上段以基性火山岩为主。下部与蒙拉组地层接触，上部被中侏罗统切桑温泉组不整合覆盖。侏罗系：只出露中、上统，缺失下统。下部切桑温泉组为一套砂砾

6、岩及砂岩、粉砂岩、页岩夹火山岩组合，厚度大于242m。上部多底沟组为一套中厚层状灰岩夹泥质灰岩、泥灰岩，局部夹砂岩及粉砂岩。厚度大于 195m。顶部与侏罗系一早白至世的林布宗组整合接触。侏罗系一早白坐世：北部为林布宗组，岩性主要为滨海沼泽相的泥页岩夹砂岩组合。南部为麻木下组，出露不全，主要为大陆斜坡一浅海环境下的碳酸盐岩沉积，伴有火山活动。白至系：分布广泛，区域上岩性有较大差别。北部出露于墨竹工卡一林周一堆龙德庆一带，可划分为四个地层单元，从下到上依次为楚木龙组、塔克那组、设兴组、汤贾组。汤贾组与设兴组及上覆古新统典中组呈不整合接触。楚木龙组以石英砂岩为主夹煤层，设兴组为潮汐相泥质岩。南部出露

7、于尼木一曲水一带，分为比马组和旦狮庭组，岩性为片理化蚀变火山岩、大理岩、变质砂岩。古近系：由一套中酸性和偏碱性火山喷发岩组成，与下伏汤贾组和设兴组不整合接触，总厚度大于1545.3m。从下到上分为三个组:典中组、年波组、帕那组。典中组岩性为黑云母安山岩、安山纷岩和英安质熔结凝灰岩，夹火山集块岩、凝灰岩，上部流纹质英安岩，厚度达 1162m，与上覆始新统年波组呈不整合接触。年波组为一套紫红色流纹质熔结凝灰夹沉火山角砾岩及凝灰质砾岩，局部夹长石岩屑砂岩，与上覆帕那组整合接触，厚度大于100.56m。帕那组，分布广泛，岩性为流纹质熔结含火山角砾凝灰岩、流纹质火山角砾岩，局部夹安山岩。厚度人大于262

8、.75m。40Ar-39Ar测年结果表明，典中组的年龄为60-64Ma，年波组年为56.51Ma，帕那组年龄为43.93-53.52Ma(周肃等，2001;周肃，2002:莫宣学等，2003)。新近系一第四系构造一地层单元。以松散的碎屑堆积为土，在湖泊和沼泽盆地有多种盐类化学沉积。尚有少量的火山岩分布。新近系：零星出露，为夏息果组，岩性为一套胶结疏松的层砾岩和泥岩。厚度大于120m。该套地层分别与下伏典中组火山岩及上覆中晚更新世砂砾层为不整合接触关系。黑云母与透长石的40Ar-39Ar测年结果为11Ma(周肃，2002)。第四系：分布广泛。主要由湖相沉积、冰碳、冰水沉积、冲积、洪积、残破积、风

9、成堆积、沼泽堆积与化学沉积等形成的沉积物。区域岩浆岩：冈底斯带的岩浆事件包括与洋底扩张有关的基性一超基性岩浆活动和与印度、亚洲两大板块俯冲、碰撞有关的中酸性岩浆侵入活动及火山作用。这里只对冈底斯中、新生代花岗岩浆活动事们:及其相关的火山作用进行简要介绍。火山活动。冈底斯发育大面积的火山岩，空间上与冈底斯岩浆岩密切伴生。冈底斯带火山岩主要是在燕山期和喜马拉雅期形成的，燕山期以前的火山岩规模有限，分布比较零星。火山岩的年龄主要在晚白坐世与渐新世之间。大致可以划分为三个阶段：晚侏罗世一白垩纪与俯冲活动有关的火山作用，古新世一始新世与碰撞作用有关的火山作用(65-40Ma)和晚始新世一近代碰撞后火山作

10、用(约40Ma以后)(Mo et al.，2003)。其中与碰撞有关的火山岩最为发育。燕山期火山岩为含有大量火山碎屑岩的钙碱性基性到酸性的岩石组合，产出层位是上侏罗统的多底沟群、上侏罗一下自坐统的林布宗组、昂仁组和设兴组。火山岩空间上的分布与中酸性深成岩一起组成一条与雅鲁藏布江蛇绿岩带平行的岩浆弧，代表了燕山期由雅鲁藏布江洋盆削减而引起的陆缘火山弧环境。喜马拉雅期火山岩分布在冈底斯海陆交互相和陆相沉积盆地中。三卜要层位有上白坐统始新统林子宗群、渐新统日贡拉组、渐新统一中新统大竹卡组和上新统乌郁群。晚白坚世一始新世的林子宗群火山岩、渐新世一中新世大竹卡火山岩形成于岛弧环境中海陆交互相和陆相条件下

11、喷发的以火山碎屑岩为主体的高钾钙碱性岩套，渐新世到上新世的火山活动转入陆相盆地喷发，火山活动受大陆碰撞造山作用的陆内汇聚控制。火山岩的岩石类型多样，有玄武岩、安山岩、英安岩、流纹岩、凝灰岩、安粗岩、钾玄岩和相应的火山碎屑岩。在SiO2-(K2O+Na2O)图解中，多位于亚碱质区(图2)，岩石为钙碱性和高钾钙碱性系列，普遍具有高钾特征(图2)。在里特曼一戈蒂里指数图解中，岩石落在造山带一岛弧火山岩区(西藏自治区地质矿产局，1993)。岩浆侵入活动。冈底斯带出露中、新生代花岗岩，构成巨大的花岗岩基，是青藏高原中、新生代花岗岩主要分布地区。冈底斯花岗岩基呈东西向带状分布，长2000公里，宽100公里

12、。油一系列规模巨大的复式花岗岩类岩基和小侵入体组成。在冈底斯山主脊线以南到雅鲁藏布江沿岸分布为连续的巨大的岩基，主脊线以北为不连续的小岩株。侵位最高层位为白至系，被新近纪不整合覆盖。图3 冈底斯火山岩SiO2-K2O及SiO2-K2O+Na2O图解花岗岩基内的岩石类型比较复杂，从石英闪长岩、石英二长闪长岩、石英二长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩、花岗岩、钾长花岗岩和中酸性岩脉都有出露。岩石之间的成分变化具有完好的连续性，以中酸性岩石为主体。总体上岩石从南到北酸性程度增加，具有大陆边缘和岛弧地区花岗岩类深成岩带的特点 (Moore J G，et al.，1959;Aguirreetal.，1974;

13、金成伟等，1990)。冈底斯中酸性侵入岩的SiO2:含量变化于50%到80%之间，均值67.65%，与我国花岗岩类平均成分相比要偏基性。随着510:含量的增高，岩石中A12O3、MgO、全铁和CaO逐渐降低，而碱质(Na2O+K2O)和K2O增高(西藏自治区地质矿产局，1993)。岩石属于钙碱性系列。岩石地球化学与同位素地球化学分析结果表明，闪长岩一石英闪长岩类、花岗闪长岩类及黑云母二长花岗岩为I型花岗岩，钾长花岗岩、二云母花岗岩和花岗斑岩为S型花岗岩，一般前一类形成较早，空间上分布于岩带南侧，后一类形成较晚，位于岩带北侧(西藏自治区地质矿产局，1993)。冈底斯中酸性侵入岩具有多期多阶段侵位

14、的特点。花岗岩年龄数据初步统计结果表明，岩浆活动时间主要集中在120一20Ma之间，与火山作用时间基本同步(图2)。从130Ma开始，随着新特提斯洋的俯冲，岩浆活动越来越强烈。总体上可以分为二个大的岩浆活动时段:120-70Ma、70-10Ma。活动时间分别与冈底斯地区岩浆演化不同阶段相对应:早期为大陆边缘与岛弧岩浆活动期，晚期为同碰撞和碰撞后岩浆活动期。其中55-45Ma和30-20Ma为岩浆活动的两个高峰期，与与印度一亚洲大陆大规模碰撞时间和强烈的逆冲事件相对应(Allergreetal.，1984:Seharesetal.，1984;Xuetal.，1985;Harrisionetal.

15、，1999)。在10-20Ma之间，有一系列沿南北向裂谷带分布的中酸性小斑岩体，岩性主要为二长花岗斑岩、花岗闪长斑岩、石英二长斑岩和花岗斑岩，他们形成于碰撞后的陆内伸展环境。这类小斑岩体与区域上的斑岩铜矿具有密切的联系。区域构造：冈底斯带的构造演化过程可以简单地分为如下三个阶段：新特提斯洋的俯冲与冈底斯火山岩浆弧形成阶段(120-70Ma)。新特提斯洋在二叠纪开始发生裂谷作用，形成多期裂谷型玄武岩喷发事件。拉萨地体在晚二叠世从印度板块开始分离出来。三叠纪早中期新特提斯洋开始快速扩张。晚侏罗世一早白坚世新特提斯洋壳向北俯冲，在冈底斯一念青唐古拉南麓形成岛弧拉斑钙碱性系列火山岩，并逐步发展成为火山

16、岛弧环境。中白至世，在洋盆消减的同时，部分洋壳仰冲沿雅鲁藏布江形成蛇绿混杂岩，在日喀则一带形成弧前盆地，冈底斯发生大规模岩浆活动，形成宽达200km的具有安底斯陆缘弧特征的钙碱性系列火山岩和巨大的卜S复合型花岗岩基。新特提斯洋的消亡和印度一古亚洲大陆碰撞阶段(70-40Ma)。印度板块同冈底斯地体拼合，雅鲁藏布江缝合带形成。产生大量的同碰撞酸性花岗岩与高钾钙碱性火山岩(林子宗组火山岩)。拉萨地体受碰撞作用内部发生缩短。此后进入陆内汇聚造山阶段。碰撞后板内汇聚阶段(40Ma)。由于印度板块的北向俯冲，产生强大的近SN向构造挤压应力，导致青藏地区大规模逆冲推覆构造运动和区域褶皱变形，形成主喜马拉雅

17、逆冲断裂(MHT)、主边界逆冲断裂(MBT)、主中央逆冲断裂(MCT)、藏南拆离系(STDS)、仁布一泽东逆冲构造(RZT)、冈底斯逆冲系(GTS)和拉萨地体北部逆冲推覆构造(NLT)(图1)。南北向地堑系为代表的伸展作用在喜玛拉雅地区起始时间早，约l4Ma(cofeman，et al.，1995);在念青唐古拉地区，起始时间约为11-8Ma(pan et.al.，1992;Harrsionetal.，1995.)沿逆冲断裂带分布有淡色花岗岩。冈底斯在此间发生快速构造隆升，如桑日岩体在18.0-18.7Ma期间、米林岩体在巧8-16.2Ma期间、林芝岩体在16-172Ma期间、曲水花岗闪长岩在

18、19.6Ma、羊八井花岗岩在28Ma左右、泽当岩体在24-27Ma期间发生快速冷却(Yin，et al.，1994;eope-andetal，1995; Harrisonetal;1995; Chenetal.，1999)，标志着花岗岩体经历了快速隆升阶段。在新近纪中晚期，转入区域性伸展阶段。在冈底斯发育一系列的近南北向张性构造，表现为南北向正断层、地堑式或半地堑式断陷盆地和断块山等。这些构造部位成为冈底斯中新世的含矿斑岩就位场所。区域矿产：目前该处已发现多处大中斑岩型和矽卡岩型铜金钼银铅锌矿床（如图2）。银铅锌矿床中代表性的大中型矿床有勒青拉铅锌矿、帮浦铅锌钼矿、蒙亚阿铅锌矿、亚贵拉铅锌钼矿

19、、洞中松多铜铅锌矿和沙让钼矿等。其中帮浦铅锌钼矿为斑岩- 矽卡岩型复合型矿床, 具有下部斑岩型钼矿, 上部矽卡岩型铅锌矿的垂向分带, 辉钼矿Re-O s同位素测年揭示矽卡岩型矿化的成矿年龄为( 15. 32 - 0. 79)Ma , 沙让斑岩钼矿Re-Os同位素测年揭示的成矿年龄为( 15. 54- 0. 45)Ma。铜钼矿床中代表性的大中型矿床有朱诺铜矿、冲江铜矿、厅宫铜矿、驱龙铜矿和甲马铜多金属矿以及得明顶铜矿、汤不拉钼矿床等。斑岩型铜矿床与矽卡岩型铜铅锌矿床在空间上密切伴生, 不同的研究者对带内的斑岩型铜钼矿床和矽卡岩型铜铅锌矿床的成矿年龄进行了深入研究, 揭示出它们的成矿年龄主要介于1

20、4 17 M a 之间, 斑岩型铜钼矿床和矽卡岩型铜铅锌矿床的成矿年龄具有高度的一致性, 反映二者同属于统一的斑岩- 矽卡岩成矿系统。铜金矿床中代表性的大中型矿床有有雄村铜金矿、克鲁铜金矿、冲木达铜矿、劣布铜钼矿和程巴铜钼矿等。该带主要发育与特提斯洋壳俯冲阶段的斑岩铜矿和碰撞-后碰撞期的斑岩-矽卡岩型矿床，发育成矿年龄可能跨度较大，如雄村铜金矿属斑岩型- 热液型铜金矿床, 斑岩型矿床成矿年龄为( 154.7-0.9 )M a，冲木达矽卡岩型铜金矿区辉钼矿Re-Os同位素年龄为( 40.3-5.6)M a。二、矿化的基本特征与成因1. 基本特征1.1 矿化分带 冈底斯铜成矿带内的铜矿床类型主要为

21、斑岩型，次为矽卡岩型和热液脉型，矿床在空间上具有一定的分带性。据前人资料可分为南矿带和北矿带。 南矿带：目前已查明的斑岩型矿床主要分布在冈底斯东段南侧，称为南矿带。南矿带内的铜矿床多位于冈底斯花岗岩基内，主要为铜铝矿化，形成斑岩型铜(铝)矿床为主，少数出现与斑岩有关的铜铅锌矿化(图2)。南矿带内的典型斑岩型铜(铝)矿床有南木、冲江、厅宫、驱龙、夏马日、拉抗俄等。当含矿斑岩侵入地层内时，形成与斑岩体有关的矽卡岩矿床和热液矿床，如甲马矿床(图2)。南矿带是冈底斯斑岩铜矿的主要组成部分，冈底斯成矿带内几个具有大型矿床规模潜力的斑岩铜矿床均位于南矿带内。 北矿带：在冈底斯花岗岩基北侧弧后盆地内发育一条

22、以铜、铅、锌多金属为主的矿化带，即冈底斯北矿带。其矿化特征与南矿带有较大的不同。北矿带内己发现的铜多金属矿点主要位于火山沉积岩与碳酸盐岩、碎屑岩内，以矽卡岩型铜、铅、锌多金属矿化为主，少数矿点见有斑岩型铜、铝矿化。前者如那露果、新嘎果、洞中松多等矿床(点)，后者如帮浦、落巴堆等矿点。在矿区岩浆岩一般不发育，在部分矿床内或其外围有规模不大的斑岩体及酸性花岗质脉岩出露，如帮浦矿区内有直径小于600m的二长花岗斑岩岩株及少量的花岗斑岩脉；落巴堆矿区也见有规模不大的中酸性斑岩体;洞中松多矿体外围出露有小规模的花岗(斑)岩体。1.2 矿化类型 在冈底斯铜矿带，与斑岩有关的矿化类型可以分为两种:单一的细脉

23、浸染型矿化与斑岩型+矽卡岩型复合型矿化。前者在冈底斯南矿带斑岩铜、钥矿床发育，后者多在冈底斯北矿带铜多金属矿床中出现。矿化类型与斑岩体产出的围岩环境关系密切，当斑岩体侵位于早期的侵入岩或火山岩内时，发育典型的细脉浸染型矿化，如冲江、厅宫、南木等矿床;当斑岩体侵位在碳酸盐岩或其它沉积岩内时，既有细脉浸染型矿化，也有矽卡岩型矿化，构成复合型矿化，如甲马、帮浦矿床。细脉浸染型矿化以斑岩体内的全岩矿化为特征，表现为浸染状、细脉浸染状和网脉状矿化，形成铜(铝)矿体，Cu含量较高，Mo含量一般较低：在岩体边缘接触带有细脉状、板脉状矿化，形成铜(铝)多金属矿体，Cu含量一般较低、Mo含量相对较高。复合型矿化

24、则除在岩体内有细脉浸染型矿化外，在岩体的外接触带地层内有网脉状、脉状矽卡岩型矿化，形成以铅、锌为主的似层状、脉状多金属矿体，Cu含量变化大，M。一般含量微弱。复合型矿化的矿床一般以矽卡岩型矿化为主，细脉浸染型矿化规模有限，如在帮浦矿床，主要矿体为矽卡岩型的铜、铅、锌矿体。矿体形态特征受矿化类型和矿化位置控制。位于斑岩内的矿体在面上多呈板状、不规则透镜状及椭圆状，岩体边缘接触带以脉状矿体为主，外接触带矿体多呈似层状、脉状。矿化规模与矿化类型有关。细脉浸染型矿化，矿化规模一般较大，矿化元素含量普遍较低，同时伴生有Au、Ag、Pb、Zn等元素。在地表的矿化面积多在l-3km，左右，Cu含量一般为0.

25、16-l，33%，Mo含量0.024-1.371%。矽卡岩型矿化体多呈脉状、透镜状，规模不及细脉浸染型矿化体，但矿化元素含量较高。矿体一般长几十至几百米，宽几十厘米到几米。一般Cu品位为0.232.27%，Pb1.13.48%、Zn0.2351.04%。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

26、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(Uirieh et al.，2001)、智利Escondida斑岩铜矿(Garza et al.，2001)和西太平洋印度尼西亚的Orasbe电斑岩铜金矿床(Maedonald et al.，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

27、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

28、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

29、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，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

30、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，et al.，1976)或CuC12-(Varyash，et al.，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

31、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；Clokeet al.，1979；Wilson et 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

32、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(Hezarkhani et al.，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。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(Drummond et al.，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

33、，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

34、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Rl一RZ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

35、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

36、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

37、-3+2之间，不同于典型的大洋板片熔融的埃达克岩(Kay，1978；Kay et al.，1993；Stern et al.，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(EM)形成的三角形区域内，个别点靠近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 Cordillera Bxanea埃达克岩(Petford et al.，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

38、EM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(EM)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。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Turne et al.，1993、Millef，et aI，1

39、999；代表下地壳的卡米拉角闪岩据Pagnant et al.，1991；南伽巴瓦石榴石麻粒岩据Ding et al，2001；Codillera Blanea据Petford et al，1996，Adakit岛、Cook岛和 Cerro Pampa的埃达克岩分别据Kay， 1975、Stem e tal，1996、Kay et al，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 (l4GPa)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

40、，而且可以形成高钾钙碱性甚至高硅(w(SiO2)60%)的钾玄岩(Skjerlie et al.，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K2O(0.82%0.55%)和 KZO/Na2O(0.19-0.32)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K2O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

41、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EM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(Turner et al.，1993)。因此，冈底斯带富钾斑岩的可能源岩均不能排除俯冲洋壳、下地壳及富集地慢(EM)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(EM)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(EM)交代的可能性。综合

42、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。四、区域成矿模型和找矿标志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Guilbert(1970)的二长花岗斑岩蚀变与矿化

43、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、Silliteo(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

44、)。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根本。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，但蚀变分带、蚀变叠加相对比较简单，基本呈中心式面状分

45、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）蚀变特征是矿化富集程度和部位的重要标志。一般是蚀变范围越大、

46、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（K21-2），其次还有第三岩性单元（K21-2）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）黄铁绢英岩化、高岭土化青磐岩化、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；近E-W 向逆冲断裂带与S-N 向正断层系统的一

47、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

48、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，冈底斯斑岩铜矿带有望成为西藏第二条玉龙铜矿带.中国地质，28(10):27-40.黄朋，顾雪祥，唐菊兴.2000.西藏玉龙斑岩铜(铝)矿金属迁移、沉淀机制探讨.四川地质学报，20(1). :57-61马鸿文.1991.西藏玉龙斑岩铜矿带的成矿地质背景与控矿因素，中国西部特提斯构造演化与成矿.成都:电子科技大学出版社.郑有业，王保生，樊子浑，等.2002.西藏冈底斯东段构造演化及铜金多金属成矿潜力分析.地质科技情报，21(2):55一60周肃.2002.西藏冈底斯岩浆岩带及雅鲁藏布蛇绿岩带关键地段同位素年代学研究【博士论文J.北京:中国地质大学.孟祥金.2004.西藏碰撞造山带冈底斯中新世斑岩铜矿成矿作用研究【博士论文】J.中国地质科学院.张金树.2012.冈底斯成矿带东段三大斑岩型矿床地质特征及区域控岩控矿模型研究【博士论文】.J成都