成都理工大学学报(自然科学版)
JOURNALOFCHENGDUUNIVERSITYOFTECHNOLOGY(Science&TechnologyEdition)
Vol.34No.4
Aug.2007
[文章编号]167129727(2007)0420436211
云南普朗超大型斑岩铜矿特征及成矿模型
李文昌1 曾普胜2
(1.中国地质大学地球科学与资源学院,北京100083;2.云南财经大学资源环境系,昆明650021)[摘要]普朗斑岩铜矿床位于义敦岛弧带南端,是中国目前可以确定的印支期斑岩铜矿床的典型代表。矿床产于由石英闪长玢岩、石英二长斑岩小岩株组成的复式岩体中,通过野外观察和典型地质体的辉钼矿Re2Os年龄、黑云母Ar/Ar年龄和K2Ar年龄测定,确定成矿年龄为(213±3.8)～(216.0±1)Ma,为晚三叠世诺利期,表明普朗斑岩铜矿床的成矿作用在印支期完成。含矿岩体蚀变分带明显,由中心向外发育强硅化带(局部)→钾长石、黑云母化带→石英、绢云母化带→青磐岩化带(局部发育伊利石2碳酸岩化带)。工业矿体主要产于石英二长斑岩中的钾长石、黑云母化带和石英、绢云母化带。矿床具有斑岩铜矿中下部细粒状浸染、中上部细网脉状浸染和顶部围岩中产出大脉状矿体的“三层楼”模式。其斑岩体、元素组合及矿化特征与蒙古的欧玉・陶勒盖斑岩铜矿可以对比,资源潜力巨大。[关键词]云南;普朗;斑岩铜矿;成矿模型[分类号]P618.41 [文献标识码]A1 区域地质背景义敦岛弧带位于青藏高原东部,扬子陆块西
缘,夹持于甘孜-理塘结合带与德格-中甸陆块及金沙江结合带之间。义敦岛弧作为甘孜-理塘洋壳向西俯冲的产物,其主体形成于一个长期伸展减薄的陆壳之上,火山2岩浆弧链在甘孜-理塘蛇绿混杂岩带西侧平行展布,纵贯南北,断续延伸超过500km,北部发育昌台弧,中部发育乡城弧,南部发育中甸弧。普朗超大型斑岩铜矿产于岛弧带南端(图1)。
以往的研究认为,甘孜-理塘洋壳向西俯冲,最早发生在晚三叠世。本文通过对中甸弧以及普朗铜矿床火山2岩浆岩系的深入研究,首次提出了甘孜-理塘洋壳向西俯冲,最早发生于早三叠世晚期,于晚三叠世晚期开始大规模俯冲消减于中咱-中甸微陆块之下。由于板片结构的差异和俯冲速度的不均匀性,可能导致了向西俯冲时板片
撕裂而产生俯冲角度的不同。北段洋壳板片俯冲角度较陡,速度较快,发育以弧间裂谷和弧后盆地为特征的张性弧,即昌台弧,并导致VMS型Pb2Zn2Cu矿床和浅成低温热液型Au2Ag2Hg矿床形成。南段洋壳板片俯冲角度较缓,速度较慢,发育以安山质火山岩和中酸性斑岩为特征的压性弧,即中甸弧,并导致斑岩和矽卡岩多金属矿床的形成。
中甸弧东南部是甘孜-理塘板块结合带,至(四川木里)瓦厂-中甸洛吉一带,结合带转为近东西向,有较连续的蓝闪石片岩带出露(沙绍礼,1988),并可见到东西向展布的蛇绿岩套(曾普胜等,2004),是甘孜-理塘结合带向西俯冲闭合的结果。义敦岛弧带西侧是近南北向的格咱河深大断裂,南延至土官村一带与甘孜-理塘结合带相接,从而在南部封闭了中甸弧。经过详细的野外地质观察,发现中甸岛弧带与北部的昌台弧有很大差异,从东到西可划分为明显的三个构造单元:
[收稿日期]2007201210
[基金项目]国家自然科学基金资助项目(40272046);中国地质调查局资助项目(200110200009);国土资源大调查项目(20021020001)[作者简介]李文昌(1962-),男,教授级高工,主要从事找矿勘查和地质研究,E2mail:lwenchangynddy@163.com。
第4期李文昌等:云南普朗超大型斑岩铜矿特征及成矿模型・437・
图1 中甸岛弧带大地构造位置图(A)和普朗斑岩铜矿区域地质(B)
Fig.1 SettingoftheZhongdianislandarczone(A),andtheregionalgeologyofthePulangporphyrycopperdeposit(B)A图中编号对应矿床名称:1.玉龙铜矿;2.马拉松多铜矿;3.多霞松多铜矿;
4.马牧普铜矿;5.普朗铜矿;6.马厂箐铜钼金矿;7.铜厂铜矿
(1)北东部的晚三叠世岛弧带,称为东斑岩带,与
北部的昌台弧带近同时;(2)位于中部的早三叠世洋盆向西俯冲后的洋壳残片,称为属都蛇绿2混杂岩带;(3)与之对应的西南部的早中三叠世斑岩带,称为西斑岩带(图12B)。分述如下:
东斑岩带:红山断裂(F1)以东的东斑岩带,火山岩以安山岩占优势,相应的浅成-超浅成侵入体的石英二长斑岩的年龄在红山一带为214Ma。浪都石英二长斑岩的黑云母单矿物的40Ar/39Ar坪年龄为(216.93±4.34)Ma(曾普胜,2000;曾
普胜等,2003)。这些年龄相差不大,结合野外观察,东斑岩带主体应为晚三叠世诺利期甘孜理塘洋向西俯冲形成的洋内弧。普朗斑岩铜矿就产于该带的中南部。该带内还有松诺、地苏嘎、则庸、欠虽等斑岩体找矿潜力较大。
属都蛇绿2混杂岩带:在东、西斑岩带之间存在着一个不太完整的蛇绿混杂岩带。野外的特征表现为:在红山-小雪山垭口一带有早-中三叠世超基性岩、基性岩(堆晶岩)断续出露;红山一带有“冷侵位”的超基性岩产出。超基性岩保留的范
・438・成都理工大学学报(自然科学版) 第34卷
堆晶岩(蛇纹石化斜长岩)出露。这些超基性、基
性岩,以及其中广泛分布的薄层状硅质岩、层状硫化物、薄层灰岩等,构成另外一条近南北向分布的不太完整的蛇绿混杂岩带(缝合带),称为属都蛇绿混杂带(图22B。曾普胜等,2004)。
围不大,长度约200m,宽度3～15m;已强烈蛇纹石化,但仍保留了部分新鲜的岩石,特征与洛吉-瓦厂一带的超基性岩(沙绍礼,1988)可以对比;其附近有玄武岩、薄层硅质岩和红山块状硫化物产出。该带南部靠西斑岩带一侧的腊左一带也有
图2 普朗斑岩铜矿地质图及采样位置
Fig.2 GeologicalmapandsamplinglocationsofthePulangporphyrycopperdistrict
(A)矿区地质及采样位置;(B)首采区地区图;(C)典型勘探线剖面图
第4期李文昌等:云南普朗超大型斑岩铜矿特征及成矿模型・439・
西斑岩带:蛇绿混杂带的西侧,乡城-格咱断裂以东为西斑岩带,主要火山岩系为安山火山碎屑岩、熔岩和同期异相的浅成-超浅成侵入体———闪长玢岩、石英闪长玢岩等,形成于早三叠世早期(249Ma。曾普胜等,2003,2004)。这一火山岩带及其斑岩体显然要比东斑岩带早,局部有玄武安山岩,显示出俯冲岛弧带的特征,片理化也比北东斑岩带强烈。晚三叠世有石英二长斑岩侵入到闪长玢岩中,并伴随强烈的铜矿化。该带内烂泥塘、雪鸡坪、欧赛拉、阿热等岩体资源潜力较大。
由上可知,东、西两带的斑岩不是同期的产物。属都蛇绿-混杂带,与西侧的早三叠世岛弧火山岩带及东部的晚三叠世埃达克质火山岩带构成一系列复杂的造山带构造岩片(图12B)。
中甸地区在侏罗-白垩纪为陆内汇聚阶段,晚期(88～80Ma。杨岳清等,2002)发育碰撞(S)型酸性侵入岩分布于休瓦促(83Ma±1Ma)、热林(81.2Ma±2.3Ma),在构造有利部位伴有钼、钨、锑2金矿化。
喜马拉雅早期本区主要表现为陆内走滑、剪切和推覆,早期俯冲的岩浆岩区可再次被活化,诱发岩浆部分熔融,沿构造软弱带上侵形成新的石英闪长玢岩(角闪石单矿物Ar/Ar坪年龄为53Ma。曾普胜等,2003),分布于亚杂岩体的东侧,并伴有强烈的热液型银2金多金属矿化(如沃迪错、亚杂银金多金属矿等)。
南段岩体(图22B):呈岩株状产出,平面上呈
“Y”形,剖面上呈向上凸起的穹窿形,出露面积6.5km2。岩石类型有石英闪长玢岩、石英二长
斑岩、花岗闪长斑岩等。其中矿化的石英二长斑岩面积1.09km2。
北部岩体:呈岩株状产出,与围岩接触界面规则,出露面积1.19km2。有铜矿体(KT2)产出。早期的角闪黑云石英闪长玢岩被晚期石英二长斑岩所穿切(图3),矿化与稍晚期的石英二长斑岩关系密切。2.3 矿体特征
在5个含矿斑岩体2矿化体中,共圈定7个工业矿体。其中KT1是主矿体,产于普朗Ⅰ号斑岩体中心部位,地表出露于0～4线之间,20线以北隐伏延伸至32线以北,矿体出露的海拔高度为3868～4030m,控制长度1600m,深度17.00～750.20m。南部矿体分布较宽,达360～600m;北部宽度变窄,为120～300m。北西走向,倾向
(图22C)。0～6线矿体北东,倾角一般25°～57°
的中心铜品位高,平均含Cu在0.7%～1.0%之间,向四周逐渐变低。矿体顶、底板与含矿岩石一致,主要为石英二长斑岩,其次为石英闪长玢岩、花岗闪长斑岩,南部有少量角岩。工业矿体主要产于钾化硅化带和绢英岩化带中。
矿石以硫化矿为主,金属矿物有黄铜矿、斑铜矿、黄铁矿、磁黄铁矿、磁铁矿。矿体与夹石无明显的界线。夹石具弱铜矿化,其铜品位0.05%～0.19%。
2 普朗斑岩铜矿床地质
2.1 地层
区内出露地层主要为三叠系尼汝组、曲嘎寺组、图姆沟组和喇嘛哑组,呈北西向条带状展布。矿床主要产于曲嘎寺组(以矽卡岩型为主)、图姆沟组(以斑岩型为主)中。中酸性玢(斑)岩也呈北东向集中分布在雪鸡坪、普朗两个带,相应形成北西向的地球化学异常和遥感蚀变异常带。两个玢(斑)岩带的形成,也间接说明该区可能发生不同部位俯冲。2.2 侵入体岩相学特征
普朗斑岩铜矿区由南、北两个矿段组成,包含5个矿化小岩株,总面积8.9km2(图22A)。两矿段含矿岩体均为石英闪长玢岩、石英二长斑岩组成的复式岩体。
矿体控制厚度52.0～370.41m,最大厚度
676.29m,平均162.71m。铜品位0.20%～3.74%,平均0.40%。组合样分析,伴生元素品位:Au0.06～0.87g/t,平均0.18g/t;Ag0.34～3.93g/t,平均1.27g/t;Mo0.001%～0.10%,平均0.004%;S0.26%～4.79%,平均1.25%;Pt(0.94～1.90)×10-9,平均1.34×10-9;Pd(2.20～14.00)×10-9,平均4.95×10-9。16线以北钼矿化增强,在24～32线达到
边界品位以上,可独立圈出钼矿体(图32B)。2.4 矿石结构、构造
矿石有粒状结构(图32D)、交代结构、压力结构和表生结构,而以前二者为主。
矿石构造一般较简单,硫化矿石以细脉浸染状构造为主(图32C,D),其次为细粒浸染状构
・440・成都理工大学学报(自然科学版) 第34卷
图3 普朗铜矿床的典型矿石结构构造Fig.3 TypicaltexturesandstructuresoftheoresfromthePulangcopperdeposit
造和脉状构造,角砾状构造、斑杂状相造仅局部见到。2.5 侵入体地球化学特征对矿区岩体系统取样测定其常量、微量、稀土元素(表1)。由TAS图解(图4)可见岩石属亚碱性系列,再经AFM图解(图5)反映其特征为钙碱性系列,与岛弧压性环境产物特征吻合。
从表1可见,普朗斑岩体(包括含矿斑岩)的稀土总量较高,通常达到(137～224)×10-6,与北部昌台弧安山岩和石英闪长斑岩中的稀土总量(129～229)×10-6。侯增谦等,2003)相近,为轻
图5 普朗斑岩铜矿区斑岩体AFM图解
Fig.5 AFMdiagramofthePulangporphyry
copperdeposit(底图据Irvine,1971)
δ稀土富集右倾型。Eu=0.81～0.93,Eu弱亏
损;但矿化蚀变强烈的斑岩体,如表1中的6号和7号样品稀土强烈亏损,Eu值可低到0.69,反映出强烈的流体交代作用的特征(Wardetal.,1992)。本矿区相对新鲜的斑岩体(表1中6号样)富大离子亲石元素,wSr=900×10-6,wBa=(1000～1900)×10-6,wSr/wBa=0.83;而矿化的斑岩体(2,3,4,5号样)的大离子亲石元素Sr和Ba明显降低,其中Sr下降最明显,矿化越强,
wSr/wBa值越低。在Sr被成矿流体带出的过程
图4 普朗铜矿区斑岩体硅2碱图Fig.4 TASdiagramofthePulang
porphyrycopperdeposit(底图据Irvine,1971)
中,SiO2和K2O被带入。相应地,含矿岩体SiO2
第4期李文昌等:云南普朗超大型斑岩铜矿特征及成矿模型
表1 普朗矿区侵入岩常量、微量、稀土元素及特征参数
Table1 DataoftheintrusionsfromthePulangporphyrycopperdistrictw/%
SiO267.5772.9965.5968.2168.7166.8961.8361.7860.0763.93Ce60.4953.2565.3125.4223.2268.0774.2882.9166.8570.89Mo14.4358.351.556.01.11.02.22.41.33.2
Pr7.336.218.223.673.247.708.979.847.988.22Au0.93.74.7
AgTiO20.510.450.670.520.530.530.750.930.720.75
Nd25.4622.4929.4113.5113.7227.8532.8238.8330.4532.22ZnAl2O315.511.8213.9912.7711.0815.0514.3614.6214.7514.42
Sm
Fe2O30.91.120.340.971.620.492.31.60.542.16Eu
FeO2.281.453.053.033.483.154.052.824.62.68Gd
MnO0.030.030.050.020.020.050.080.040.150.02w/10-6
・441・
样号
PL121PL222PL322PL921PL1021PL621PL821PL1221PL1322PL1523
序号3
12345678910
MgO1.411.342.291.581.71.522.713.082.732.62Ho
CaO2.912.244.190.90.763.335.324.444.532.52Er
Na2O3.562.352.711.871.243.282.732.653.513.46Tm
Yb
K2O3.144.024.716.916.363.644.444.51.82.77Lu
P2O50.220.210.450.310.350.250.40.520.420.43Y14.5110.7816.459.7310.9913.9916.5219.1116.3217.92F674771985617723879713
B4.23.81.82.44.43.73.16.74.56.0
灼减
1.351.321.121.31.91.151.022.35.423.66
总量
99.3899.3499.1698.3997.7599.3399.9999.2899.2499.42
序号
12345678910
La31.9030.7537.3713.3710.5537.8643.5347.3237.7939.52Cu43323551511102001760014.5357051341
TbDy总量
156.88137.05177.2176.6473.86172.80198.00224.26179.40191.80Sr/Ba0.840.750.450.310.350.830.440.380.461.68
δEu
0.880.830.830.860.690.860.900.920.810.93Co/Ni0.710.580.590.670.510.610.680.570.590.55
4.561.213.830.543.040.621.460.241.470.233.880.943.090.422.240.461.140.181.070.185.721.414.650.693.490.681.700.261.600.252.890.742.400.361.920.391.000.160.930.163.200.682.840.432.160.431.050.171.030.164.791.213.840.542.890.581.490.231.520.236.181.665.180.743.630.691.690.261.600.247.462.086.390.834.280.822.010.291.810.275.381.314.590.653.440.681.760.261.680.256.351.755.210.703.870.761.950.301.870.28
w/10-6(其中wAu/10-9)W
SnPbSr
Ba
Li
U
Co
Ni
V
Cr
序号
12345678910
0.1996.233.11.265909108015.04.414.520.47518.41.0045.56.341.835661882
9.62.69.0
15.56816.7
1.1660.64.033.523724161411.14.511.018.811446.41249
17.02.29.5
18.514352.3100114.28317.517.317153.2
199.02.5057.63.242.428389126512.73.110.315.49135.5126.03.0082.83.502.8102436910.81.30.41.12.9
0.0734.65.801.966899108713.13.58.60.0727.62.393.01475519940.1268.93.160.8313728090.3627.05.465.620834495
9.54.39.8
0.0740.43.481.432845190515.33.816.224.014061.8
33.24.315.225.813467.2
13.74.012.723.014644.41713
南矿段:1.云母化黑云石英二长斑岩;2.黄铜矿辉钼矿黑云母化石英二长斑岩;3.辉钼矿化石英二长斑岩;4.含黄铜矿钾长石化黑云二长斑岩;5.钾长石化黑云母化硅化黑云二长斑岩;6.黑云角闪二长斑岩;7.绿帘石化闪长玢岩;北矿段:8.含黄铁矿二长斑岩;9.安山岩;10.含黄铜矿黄铁矿绢英岩化黑云二长斑岩。
δ样品由湖北地质实验研究所测试。Eu=EuN/(SQRT(SmN×GaN)),其中EuN,SmN和GaN分别为Eu,Sm和Ga的实测值
的球粒陨石标准化值(标准化数值据Boynton,1984)。
从60%左右升高到68%～73%,K2O从3.5%左右升高到6%～7%,形成强烈的钾硅酸盐化(黑云母和钾长石)和硅化蚀变,与野外观察到的强硅化带钾化带含富铜矿的情况完全吻合。
从地球化学特征看,普朗斑岩体容矿围岩(除硅化外)wSiO2>56%,wMgO=(1.34～2.73)×
10-6,wSr=(661～909)×10-6,wY=(10.78～17.92)×10-6,wYb=(1.07～1.87)×10-6,
δLREE富集,Eu=0.83～0.93,基本符合埃达克岩的地球化学标志(Defantetal.,1990;Drum2mondetal.,1990)。并且,Sr/Y于基性岩浆底侵产生的埃达克岩(Ⅱ型埃达克岩,Sr/Y比值平均
・442・成都理工大学学报(自然科学版) 第34卷
燕山期或喜马拉雅期岩浆活动的叠加改造的迹
象。这表明,普朗斑岩铜矿的成矿作用主要在印支期完成,是西南三江地区一个较典型的印支期斑岩铜矿。
为1799.92。朱弟成等,2002),表明东斑岩带比值22～64的范围(图6)与洋壳俯冲产生的埃达克岩(Ⅰ型埃达克岩)的比值(平均57.98)相近;而有别的是,在印支期属都洋的洋壳俯冲基础上形成的岛弧带,陆壳成分较西斑岩带要少得多,因而其K2O/Na2O值(0.52)较西斑岩带(0.80)要低得多。这些特征表明,东斑岩带具有明显的洋壳俯冲的形成的埃达克岩的岛弧带。2.6 成矿年龄
为了获得岩体和不含辉钼矿的斑岩铜矿体的年代学数据,采集了低品位矿体(PL121)、高品位主矿体(PL921和PL1523)及不含矿岩体(PL823),K2Ar测年结果见表2。
结果显示,岩体、斑岩铜矿有关的钾硅酸盐化(黑云母化)、青磐岩化带蚀变近于同时完成,活动年龄大致为(235.4±2.4)～(221.5±2.0)Ma。
Ar2Ar测年样品(PL1021,PL121)选取含矿岩体的黑云母进行测试,其坪年龄为(214.58±0.91)～(216.0±1)Ma。
Re2Os测年样品PL22121,PL22122,PL22123
3 成矿模式
3.1 矿床成因
根据对中甸岩浆岛弧带的形成、演化及矿床
特征的研究,可以归纳出:
a.甘孜-理塘洋盆在早三叠世开始向西俯冲,残留了属都蛇绿-混杂岩带,并形成西斑岩带(249.92～237.5Ma);雪鸡坪斑岩铜矿(矿石全岩+黑云母Rb2Sr等时线年龄224.6Ma。谭雪春,1985)产于其中;大规模的俯冲发生在晚三叠世,在大量的英安质火山岩喷发后,先后发育了较大规模的石英闪长玢岩等次火山岩和石英二长斑岩等侵入(218～203Ma),形成复式岩体。普朗斑岩铜矿成矿年龄(Ar/Ar法)为213～216Ma;辉钼矿Re2Os年龄为213Ma±3.8Ma,未发现后期叠加成矿的证据,为典型印支期形成的矿床。
b.大面积分布的石英闪长斑岩,普遍有黄铁矿、黄铜矿等矿化。工业矿体主要产于石英二长斑岩中,部分脉状矿体产于花岗闪长斑岩及其他围岩中。
c.成矿主金属铜主要赋存于黄铜矿中,极少量赋存于斑铜矿和铜蓝中,和黄铁矿等一起呈细脉浸染、细粒-微细粒稀疏、稠密浸染状分布在斑岩中。
d.普朗铜矿含矿岩体蚀变分带明显,由中心向外发育强硅化带(局部)→钾长石、黑云母化带→石英、绢云母化带→青磐岩化带(局部发育伊利石2碳酸岩化带)。与斑岩铜矿完整的蚀变带比较,该铜矿泥化(粘土化)带不发育,青磐岩化范围较宽。从主要微量元素的分布来看,Cu,Mo,
和PL221,4件辉钼矿样品拟合为很好的等时线,
其等时线年龄为213Ma±3.8Ma。结果显示,无论是含铜钼的矿化岩体,还是仅含铜的斑岩体,其成矿年龄非常接近,为(213±3.8)～(216.0±1)Ma,表明这些岩体的成矿年龄为晚三叠世诺利期。这些年龄数据与该区北部燕山期的休瓦促(Re2Os等时线年龄83Ma±1Ma)、热林(Re2Os等时线年龄81.2Ma±2.3Ma)等地的含钼斑岩体明显不属于同期产物。
尽管中甸地区存在喜马拉雅期(亚杂岩体东侧为53.02Ma±1.06Ma。曾普胜等,2003)岩浆活动,这类岩浆活动的叠加和改造,可使印支期斑岩铜矿进一步富集,如雪鸡坪、亚杂等地(曾普胜等,2003);但通过本次测年研究,在普朗矿区未见
矿段南矿段北段
表2 普朗斑岩铜矿床K2Ar年龄数据
Table2 DataofK2ArdatingforthePulangporphyrycopperdepositq(40Arrad)
w(40Arrad)/%采样地点样品编号测定对象w(K)/%-1
/mol・g
KH10(青磐岩化带)
PL1212BiPL8232BiPL9212OrPL9212BiPL15232Bi
表面年龄
(±σ)/Ma1
230.9±2.2221.5±2.0182.5±1.8223.5±2.1235.4±2.4
东侧无矿岩体
矿体
KT19矿体
黑云母
黑云母钾长石黑云母黑云母
5.916.779.137.036.24
2.525×10-92.767×10-93.042×10-92.901×102.721×10
-9-9
95.4497.4695.8196.8594.24
第4期李文昌等:云南普朗超大型斑岩铜矿特征及成矿模型・443・
Au,Ag,Pb,Zn,W和Bi等元素具有以岩体为中
心呈环带状分带特点,其中Cu,Mo(W,Bi)在内带;Cu和Au等贯通岩体和围岩;Ag,Pb和Zn等在外接触带。
e.平面上矿体呈南宽北窄并向北侧伏的“葫芦”形;剖面上矿体向东倾斜,推测东侧有隆起。矿床(体)具有下部为稠密和稀疏浸染状,中上部为细脉浸染状,上部围岩中产有脉状矿体。
f.铜矿石均一温度多集中在160～180℃,180～210℃,280～320℃,300～430℃(多相包裹体)4个区间,均值大致为170℃,230℃,305℃和360℃。
g.据辉钼矿Re2Os测年和K2Ar测年数据,
石2金属矿化物组合。(2)岩浆期后热液成矿期:是最主要的成矿时期,各类主要矿化皆由这种成矿作用形成。由早到晚、由内到外,由高温到低温分为三个矿化阶段。高温阶段:在斑岩体内形成石英2黑云母2钾长石2金属硫化物组合;中温阶段:在斑岩体内形成石英2绢云母2金属硫化物组合;低温阶段:矿化微弱,只有少量青磐岩2黄铜矿2黄铁矿组合的细脉产出,未形成矿体。(3)表生期氧化,较微弱。
此外,燕山期的碰撞造山和伴随喜马拉雅期高原隆升发生的大规模走滑推覆,使得矿化岩体局部发生缺失。在普朗上岩体内300多米深处多个钻空喷出天然气,说明岩体内部有较大的推覆断裂存在。3.2 成矿模式
综上所述,普朗铜矿为典型的印支期斑岩型铜矿床。其成矿模式(图6)可总结如下:晚三叠世时期,产于洋内弧环境的东斑岩带形成,石英闪长玢岩、石英二长斑岩等沿着背斜核部先后侵入形成复式岩体。斑岩铜矿床主要形成于相对晚期的石英二长斑岩体内,工业矿体主要产于钾化带和绢英岩化带中。岩浆热液活动时间较长,可达40Ma之久;但此后相对平静,没有燕山期或喜马
普朗斑岩铜矿黑云母化、钾长石化的黑云石英二长斑岩成矿作用的活动年龄大致为(235.4±2.4)～(221.5±2.0)Ma,石英2辉钼矿阶段的辉钼矿Re2Os年龄大致为213Ma±3.8Ma,两者十分相近。普朗斑岩铜矿床的成矿作用于印支期完成。但主矿体钾长石K2Ar年龄表明热液活动约持续到(182.5±1.8)Ma前(曾普胜,2006),说明与斑岩铜矿有关的热液系统寿命达40Ma之久。h.根据矿区矿床矿物组合、产出特征,将成矿期次划分为:(1)岩浆晚期矿化:是指富含钾质的岩浆气液的矿化作用,无天水参与,它由岩体内部向上、向外进行,与钾化相伴形成黑云母2钾长
拉雅期的热液活动叠加。
普朗铜矿区深部可能存在红山矿区类似的碳
图6 中甸地区与斑岩体有关的铜矿床成矿模式图
Fig.6 MetallogenicmodeloftheporphyrycopperdepositsintheZhongdianarea
πμT3t.图姆沟组;T3q.曲嘎寺组;ηo.石英二长斑岩;δo.石英闪长玢岩;ChEp.青磐岩化带;
KI.泥化带;sise.绢英岩化带;ksi.钾化硅化带;si.硅化核;HS.角岩矽卡岩化。1.砂岩板岩;2.灰岩;3.中性火山岩;4.基性火山岩;5.玢岩;6.石英二长斑岩;7.泥化;8.矽卡岩矿体;9.脉状矿体;10.斑岩型网状矿体;11.浸染状矿体;12.侵入界线\\岩性岩相界线;13.蚀变分
带界线;14.矿化类型界线及编号;15.后期岩浆侵入体及气液上升方向;16.混合热液
・444・成都理工大学学报(自然科学版) 第34卷
4.2 找矿方向与资源潜力分析
a.普朗铜矿KT1矿体产于斑岩体内,沿走向
酸盐岩,深部可能有矽卡岩型富铜矿体存在。
4 找矿方向与资源潜力
4.1 找矿标志
和倾向均未封闭。玉龙、德兴超大型斑岩铜矿,有1/3～2/3的铜资源量产于外接触带围岩中;普朗
根据上述特征,结合多年来在该地区的找矿
实践,归纳找矿标志为:
a.构造标志。火山2岩浆岛弧带,火山喷发机构往往是后来岩浆侵入的通道,因此,常形成火山2岩浆相伴呈带产出。该区在大面积分布的玄武岩2安山岩组合中,分布面积较大的闪长玢岩中有石英二长斑岩、花岗闪长斑岩(脉)侵入,构成复合火山-岩浆岩带。
b.斑岩标志。该区斑(玢)岩成带成群分布。矿床产于复式斑(玢)岩体中,大面积分布的石英闪长玢岩体中有石英二长斑岩体,是该区找矿的重要标志。
c.矿体露头标志。该区斑岩铜矿氧化带不发育,矿体露头表现为岩石表面有数厘米厚的黑褐色褐铁矿(化)皮壳,偶见孔雀石沿裂隙分布;矿石转石表面,也常常有黑褐色褐铁矿(化)表皮。d.有大脉状矿体平行排列,是寻找深部斑岩铜矿体的直接标志之一。e.矿化蚀变标志。矿床中角岩(化)十分普遍,最早发现的红山铜矿的“红山”,即是角岩和以黄铁矿为主的金属硫化物风化形成红色山头而得名;其次,大面分布的玢岩,普遍有青磐岩化和以黄铁矿为主的金属硫化物矿化。沿岩体中心向外,发育钾长石、黑云母化带→石英、绢云母化带→青磐岩化带等蚀变带,蚀变分带完整发育,对找矿十分有利。
f.地球化学、地球物理异常标志。普朗铜矿有明显的Cu,Mo,Pb,Zn,Au和Ag等元素组合的水系、土壤地球化学异常,Cu异常强度一般为(100～400)×10-6,最高达2355×10-6;Mo异常一般为(5～40)×10-6,Pb和Zn为(100～800)×10-6。异常组合有明显的分带性,Cu和Mo异常位于内带,Pb和Zn异常处于外带。含矿斑(玢)岩具有中-强的视极化率和较低的视电阻率
ρ异常,通常Ms值为8.90%～21.70%,s为29.00
～103.00Ω・m;在含矿斑岩体内往往出现弱磁异常。
g.地形地貌标志。斑岩型矿体往往形成圆形低缓负地形;脉状矿体带多形成“刀砍状”地貌。
铜矿围岩中,特别是南、北两端的围岩中,找矿潜力很大。根据矿区图姆沟组下面为曲嘎寺组的层序,普朗斑岩铜矿下部与曲嘎寺组接触的地方,有可能出现矽卡岩矿体。
b.红山铜矿床(包括红牛矿段),矽卡岩矿体之下存在隐伏斑岩体的铜钼矿化较好,是勘探的重要突破方向。
c.雪鸡坪岩浆岩带,虽然火山岩形成时间较
早,但也有晚期的酸性岩浆叠加,并形成很好的斑岩型矿化,铜矿化形成低品位为主的浸染状矿化带。在铜金属价位高时,这种大规模的低品位矿石也可利用。其中局部存在稠密浸染状和大脉状矿化类型。d.在东斑岩带内,除了普朗铜矿外,向北至亚
杂岩体还有多个矿化的斑岩体整体构成一个北北西向展布的斑岩铜矿带,松诺、地苏嘎、则庸、面切等地发现多个岩体矿化,铜多金属矿化主要位于黑云石英二长斑岩岩体的硅化带-绢英岩化带内,矿体剥蚀很浅,保存完好。该带矿化岩体密集分布,与其南部的普朗斑岩铜矿床构成一个南北长约20km、东西宽约4km的斑岩型铜-多金属矿带,是目前斑岩铜矿最好的远景区之一。
西斑岩带内除雪鸡坪中型铜矿床外,通过最近的调查,在欧赛拉-阿热一带已发现重要的斑岩铜多金属矿的矿化信息。欧赛拉岩体强硅化带内有铜铅锌矿化,被较大面积的明矾石化带所包围,与南美的斑岩铜矿外围的明矾石化带特征非常相似。西斑岩带内另有雪鸡坪、春都等斑岩铜矿床、矿点,也具有较好的找矿前景。
总之,中甸地区,东、西两个斑岩带的找矿远景极大,预测该区铜资源量大于10×106t;普朗铜矿共生和伴生的金、钼等也达到超大型矿床规模。该区将成为中国一个重要的斑岩型铜矿产地。
[
参考文献]
[1]邓军,翟裕生.构造演化与成矿系统动力学[J].地学
前缘,1999,6(2):315-323.
[2]董树文.造山带构造岩浆演化与成矿作用[M].北京:
地震出版社,1999.
第4期李文昌等:云南普朗超大型斑岩铜矿特征及成矿模型・445・
[3]杜安道,何红蓼,殷宁万,等.辉钼矿的铼2锇同位素地斑岩铜矿前景[J].地球学报,2004,25(5):535-540.
[23]翟裕生,邓军,李晓波,等.区域成矿学[M].北京:地
质年龄测定方法研究[J].地质学报,1994,68(4):
339-347.
[4]杜安道,赵敦敏,王淑贤,等.Carius管溶样和负离子
质出版社,1999.
[24]PERELLOJ,COXD,GARAMJAVD,etal.Oyu
Tolgoi,Mongolia:Siluro2DevonianporphyryCu2Au2(Mo)andhigh2sulfidationCumineralizationwithaCretaceouschalcociteblanket[J].EconGeol,2001,96:1407-1428.
[25]BARRAF,RUIZJ,MATHURR,etal.ARe2Os
studyofsulfidemineralsfromtheBagdadporphyryCu2Modeposit,northernArizona,USA[J].Miner2aliumDeposita,2003,38:585-596.
[26]BERNARDA,SYMONDSRS,ROSEWI.Vola2
tiletransportanddepositionofMo,WandReinhightemperaturemagmaticfluids[J].AppliedGeo2chemistry,1990,5:317-326.[27]BERZINAAN,SOTNIKOVVI,ELIOPOULOS
DG,etal.RheniuminmolybdenitesfromporphyryCu2ModepositsofRussia(Siberia)andMongolia[C]//MineralExplorationandSustainableDevelop2ment,Proceedingsofthe7thBiennialSGAMeeting,Athens,Grice.Belin:Springer,2003:235-238.[28]BERZINAAN,STEINHJ,ZIMMERMENA,et
al.ReOsagesformolybdenitefromporphyryCu2
热表面电离质谱准确测定辉钼矿铼2锇同位素地质年龄[J].岩矿测试,2001,20(4):247-252.
[5]侯增谦,侯立纬,叶庆同,等.三江地区义敦岛弧构造2
岩浆演化与火山成因块状硫化物矿床[M].北京:地震出版社,1995.
[6]侯增谦,杨岳清,曲晓明,等.三江地区义敦岛弧造山
带演化成矿系统[J].地质学报,2004,6(1):109-120.
[7]侯增谦,杨岳清,王海平,等.三江义敦岛弧碰撞造山
过程与成矿系统[M].北京:地质出版社,2003.
[8]侯增谦.三江地区义敦岛弧构造2岩浆演化特征[C]//
青藏高原地质文集(21).北京:地质出版社,1991:
153-165.
[9]胡云中.西南“三江”多岛弧造山过程成矿系统与资源
评价[M].北京:地质出版社,2003.
[10]李振兴,刘文均,王义昭,等.西南三江地区特提斯构
造演化与成矿(总论)[M].北京:地质出版社,1999.[11]刘本培,冯庆来.滇西古特提斯多岛洋的结构及其南北延伸[J].地学前缘,2002,9(3):161-170.[12]罗君烈,杨友华,赵准,等.滇西特提斯的演化及主要金属矿床成矿作用[M].北京:地质出版社,1994.
[13]莫宣学,路风香,沈上越,等.三江特提斯火山作用与
MoandgreisenMo2WdepositsofSouthernSiberia(Russia)preservemetallogenicrecord[C]//MineralExplorationandSustainableDevelopment,Proceed2ingsofthe7thBiennialSGAMeeting,Athens,Grice.Belin:Springer,2003:231-234.
[29]CHESLEYJ,RUIZJ.PreliminaryRe2Osdatingon
molybdenitemineralizationfromtheBinghamCan2yonporphyrycopperdeposit,Utah[C]//GeologyandOreDepositsoftheQuirrhandWasatchMountains,Utah.SEGGuidebSer29.SocietyofEconomicGeologistis,Inc.,USA,1997:165-169.
[30]DEFANTMJ.DRUMMONDMS.Derivationof
somemodernarcmagmasbymeltingofyoungsub2ductedlithosphere[J].Nature,1990,347:662-665.
[31]DRUMMONDMS,DEFANTMJ.Amodelfor
trondhjemite2tonalite2dacitegenesisandcrustalgrowthviaslabmelting:Archaeantomoderncom2parisons[J].JGeophysRes,1990,95:21503-21521.
成矿[M].北京:地质出版社,1993.
[14]莫宣学,沈上越,朱勤文,等.三江中南段火山岩蛇绿
岩与成矿[M].北京:地质出版社,1998.
[15]潘桂棠,陈智梁,王立全,等.东特提斯地质构造形
成演化[M].北京:地质出版社,1997.
[16]潘桂棠,徐强,王立全,等.青藏高原多岛弧2盆系格
局机制[J].矿物岩石,2001,21(3):186-189.
[17]潘桂棠,徐强,侯增谦,等.西南“三江”多岛弧造山过
程成矿系统与资源评价[M].北京:地质出版社,
2003.
[18]沙绍礼.云南中甸、四川木里接壤地带(洛吉-瓦厂)
的蓝闪石片岩[J].云南地质,1988,7(1):186-189.
[19]王祖关,谭雪春,曾群望,等.滇西东部斑岩和斑岩铜
矿[R].昆明:云南省地质科学研究所,1985.
[20]曾普胜,李文昌,王海平,等.云南普朗印支期超大型
斑岩铜矿床:岩石学及年代学特征[J].岩石学报,
2006,22(4):989-1000.
[21]曾普胜,莫宣学,喻学惠,等.滇西北中甸斑岩及斑岩
铜矿[J].矿床地质,2003,22(4):393-400.
[22]曾普胜,王海平,莫宣学,等.中甸岛弧带构造格架及
・446・成都理工大学学报(自然科学版) 第34卷
CharacteristicsandmetallogenicmodelofthePulangsuperlarge
porphyrycopperdepositinYunnan,China
LIWen2chang1,ZENGPu2sheng2
1.FacultyofEarthSciencesandResources,ChinaUniversityofGeosciences,Beijing100083,China;2.DepartmentofResourcesandEnvironment,YunnanUniversityofFinanceandEconomics,Kunming650021,China
Abstract:ThewestwardsubductionoftheGanze2LitangPaleo2oceanoccurredearliestinthelateEarlyTriassic,anduptotheLateTriassic,theplateoftheGanze2LitangPaleo2oceansubductedinalarge2scalebeneaththeZhongzamassiftoleadtotheformationoftheYidunislandarcbelt(YIAB).ThePulangporphyrycopperdepositisjustlocatedatthesouthernendofYIAB,andisregardedasthetypicalTriassicporphyrycopperdepositinChinauptonow.Thedepositishostedinacompositeintrusionintheformofastockconsistingofquartzdioriteporphyryandquartzmonzoniteporphyry.Thehostintrusionisquartzmonzoniteporphyryoccupyinganareaof1.09km2.ByRe2OsdatingformolybdeniteandK/Ar,Ar/Ardatingforthermalminerals,suchasbiotiteandorthoclase,andwholerockfromthePulangporphyrycopperdeposit,themineralizationperiodoftheporphyrycopperdepositisdeterminedforthefirsttime.Thedurationofthermalactivityinvolvingpatassicsilicates(biotiteandK2feldspar)alterationrangesfrom(235.4±2.4)Mato(221.5±2.0)MadeterminedbyK2Ardating.Theageofthequartz2molybdenitestageis(～213±3.8)MabymolybdeniteRe2Osdating,theplateauages(214.58±0.91)Mato(216.0±1)MaofthebiotitefromthemainCu2bearingorebodyandCu2Mo2bearingorebodyofthePulangdistrictaretheLateTriassicNorian,consistentwiththeRe2Osdating.Thesedatasuggestthattheore2formationofthePulangporphyrycopperdepositdevelopedinIndosinian.Thehostintrusionhasadistinctalterationzoningfromthecentreoutward,formedthestrongsilisificationzone(locally)→potassicsilicate(K2felspar+biotite)zone→phylliczone→propylliczone(locallydevelopedillite2carbonatezone).Theindustrialorebodiesaremainlyhostedwithinthezonesofpotassicsilicateandphyllicofthequartzmonzoniteporphyry.Thedepositisofthethree2storeyedmodelwhichconsistsoftheorebodieswithstructuresofdissaminatedatthelowerpart,veinlet2stockworkatthemiddle2upperpart,andtheveinorlodeatthetop.Uptonow,theprovedcopperresourcesofthedepositisuptothesuperlargescaleofcopperdeposit.Thecharacteristicsoftheintrusion,elementassemblage,andmineralizationofthedepositcanbecomparedwiththeOyuTolgoiporphyrycopperdepositinMongolia.Keywords:Pulangporphyrycopperdeposit;metallogenicmodel;Yunnan
因篇幅问题不能全部显示，请点此查看更多更全内容