富金斑岩型铜矿床的基本特征、成矿物质来源与成矿高氧化岩浆-流体演化

富金斑岩型铜矿床的基本特征、成矿物质来源与成矿高氧化岩浆-流体演化 富金斑岩型铜矿床的基本特征、成矿物质来 源与成矿高氧化岩浆-流体演化 1000-0569/2006/022(03,-0678—88ActaPetrologicaSinica岩石 富金斑岩型铜矿床的基本特征,成矿物质来源与 成矿高氧化岩浆.流体演化 李金祥秦克章李光明 LIJinXiang,QINKeZhangandLIGuangMing 中国科学院地质与地球物理研究所中国科学院矿产资源重点实验 室,北京100029 KeyLaboratoryofMineralResources,InstituteofGeologyandGeophysics,ChineseAcademyofSciences,Beifing100029,China 2005—12-01收稿.2006-02—15改回. LiJX.QinKZandLiGM.2006.Basiccharacteristicsofgold-richporphyrycopperdepositandtheiroresourcesand evol~ngprocessesofhighoxidationmagmaandore-formingfluid.AetaPetrologicaSinica.22(3):678—688 AbstractGold—-richporphyrycopperdepositsofCenozoicaredominantlygeneratedinsubduction?-relatedvolcanoplutonicarcsand continentalmarginarcatconvergentplateboundaries.Mostofthoseolderdepositsappeartooccurinisland—arcterranesaccretedto continentalmargins.Theporphyrystocksspanarangeofcompositions,fromlowKcalc—alkalinediorite,quartzdioriteandtonalite, alkalinequartzmonzonite,toalkalinemonzoniteandsy throughhighKcalc— enite;andcommonlyemplacedatshallowcrustallevel(1 — 2km)and,hence,arelikelytobeassociatedwithcoevalvolcanicrocks.Andhydrothermalbrecciasarecommonlyassociatedwitll gold—richporphyrydeposits.Sixbroadalterationtypesareidentifiedinthesedeposits,fromearlytolateintime,includingCa—Na silicatealteration,potassicsilicatealteration,propyliticalteration,intermediateargillicalteration,sericitic(phyllic)alterationand advancedargillicalteration.andadvancedargillicalterationoccurredinthesametimeasK—feldsparizationsilicification.Mostofgoldis introducedwithcopperduringpotassicsilicatealterationstage,andgoldcontentsalsocorrelatewellwiththeintensityofAtypequartz veinlets.Manygold—richporphyrycopperdepositsaredeficientinmolybdenum,richinplatinumgroupelements,especiallyrichin palladiumandplatinum.Thekeycontrollingprocessesongold—richporphy rycopperdepositsinclude:(1)sourcerichinore—forming elements,(2)mechanismforCu,Auandothermineralizationelementsefficientmoveintomagmamelt.(3)Cu.Auandotherore— formingelementshavenotbeenlostintheprocessesofmagmaevolution,(4)m agmaticvolatileefficientlyescapesfrommagma,and tlleearlier,themorefavorableformineralization,(5)Cu,Aumineralizedelementsefficientlymoveintomagmaticvolatile, (6)developingrelativelyclosedsystematthetopofore—formingporphyriest oinhibittheabscondenceofmagmavolatile,(7)Cuand Au—bearingore—formingfluidefficientlydeposit,and(8)amagmachamberexistsintheuppercrust,whichcanprovideore—forming materialsandheatenergydrivinghydrothermalrecycle.Andtheformationofagiantdepositoftenhaveseveralperiodsofmagma pulsativeemplacementandhydrothermalevents.However,thesourceofitsore—formingmaterialsisstillindebate.Currently,most researchersconsiderthatmetasomatizedmantlewedgeprobablyisthemainsource.Thesemagmasfavorablefortheformationofgold— richporphyrycopperdepositsconsistofhigh—Kcalc—alkalinemagma,alk alinemagma,andadakiticmagma,allofwhichhaveoxidation characteristics.Thefluidandmeltgeneratedbydehydrationandmeltingofsubdnctedslabprovidethehighoxidationstationforthe mantlewedge,whichisoneofthemainfactorsofmineralizedelementsmovingintomagma.Thelatestresearchindicatesthatfluid coolingmaybethemainfactorofCuandAudeposition.Thisarticlesummarizedthebasiccharacteristicsandthelatestresearch approachesonthegenesisandprocessofgold—richporphyrycopperdeposit s,discusstheexistedproblemsandsuggestsomedeveloping orientations. richporphyrycopperdeposit,Alterationassociation,Islan KeywordsGold— darc,Calc—alkalinemagma,Alkalinemagma, richore—formingfluid Metasomatizedmantlewedge,Oresource,Gold— 摘要第三纪富金斑岩型铜矿床主要发育于板块汇聚边缘与俯冲作用相关的火山一岩浆弧以及陆缘弧中,而大多数 较古老的富金斑岩型铜矿床则主要发育于向大陆边缘增生的岛弧环境中.舍矿斑岩的岩性变化范围从低钾钙碱性闪 国家重点基础研究项目(2002C13412605)和中国科学院创新项目(KZCX3一SW一137)资助. 第一作者简介:李金祥,1981年生,在读博士生,矿床学专业,E-mail:ljx@mailiggcas.aecn 通讯作者:秦克章,研究员,从事造山带与成矿学研究,E-mail:kzq@mail.iggeas.ae.an 李金祥等:富金斑岩型铜矿床的基本特征,成矿物质来源与成矿高氧化岩浆一流体演化679 长岩,石英闪长岩和英云闪长岩到高钾钙碱性石英二长岩到碱性的二长岩及正长岩,通常侵位于地壳浅部1—2km处, 与同期的火山岩密切共生,并常见热液爆破角砾岩.其围岩蚀变从早到晚依次可分为ca—Na硅酸盐蚀变,K硅酸盐蚀 变,中级泥质蚀变,绢云母化,高级泥质蚀变,而浅部的高级泥质蚀变可以与早期K硅酸盐蚀变同期形成.Cu,Au矿化 主要发育在K硅酸盐蚀变带中,矿化与A型脉密切相关,贫钼而富铂族元素.控制富金斑岩型铜矿床形成的几个关键 过程包括:(1)源区有大量的Cu,Au等成矿元素;(2)能使Cu,Au等成矿物质有效进入岩浆熔体的机制;(3)含成矿元 素的岩浆熔体在从地幔上升到地壳高侵位而形成斑岩体的过程中没有Cu,Au等成矿物质损失;(4)在岩浆上升演化过 程中,岩浆挥发份能有效的选出,并且逸出的时间越早,对成矿越有利;(5)Cu,Au等成矿元素能有效进入岩浆挥发份; (6)在成矿斑岩体上部发育有利的相对封闭机制,阻止岩浆挥发份的逃逸;(7)含Cu,Au成矿流体的有效沉淀机制; (8)具有一个地壳上部的岩浆房,能够不断提供成矿物质和驱动热液循环的热能.要形成大型矿床一般需要多期岩浆 脉动侵位与多期矿化热液蚀变事件的叠加.现多倾向认为交代的地幔楔可能是其主要物质来源.而有利于富金斑岩 型铜矿床形成的岩浆有钾质钙碱性岩浆,埃达克质岩浆,碱性弧岩浆.俯冲板片脱水形成的流体或者熔融产生熔体提 供了上覆地幔楔熔融的高氧逸度条件,这种高氧逸度特征是地幔源区cu,Au成矿元素能否进入岩浆熔体的重要条件之 一 .最近研究明流体的冷却可能是cu,Au沉淀成矿最主要的因素.本 文扼要介绍了富金斑岩型铜矿的矿床地质特 征,矿床成因等方面的研究进展,了存在的主要问题并对其发展趋势作了展望. 关键词富金斑岩型铜矿;蚀变组合;岛弧;钙碱性岩浆;碱性岩浆;交代地幔楔;矿质来源;富金成矿流体 中图法分类号P618.41 若斑岩型铜矿床中Au的含量>0.4g/t(Sillitoe,1979) 或者全岩的cu/Au的原子数之比小于400()(】(Keslerela1., 2002),则可笼统的称为富金斑岩型铜矿床.这类矿床具有 与贫金,富钼斑岩型铜矿类似的地质特征.富金斑岩型铜矿 床组成了由cu—Au,Au—cu到Au斑岩型矿床的连续系列 (SiHit~,2000).世界上富金斑岩型铜矿Au的储量如图1 所示,印度尼西亚Grasberg斑岩型cu—Au矿床的Au储量可 达到2560t.正是由于富金斑岩型铜矿床有相当可观的Au 储量,具有较高的经济价值,在过去的30年中,一直是矿业 公司的首选勘探对象,相继发现了一系列大型,超大型富金 斑岩型铜矿床,如Panguna,Grasbe~,BatuHijau,Alumbrera, FarSouthEast,Oyu%lgoi等,并从不同方面对该类型矿床进 行了深入研究,取得了许多进展,极大地拓展了人们对富金 斑岩型铜矿床的认识和理解.本文根据对青藏,新疆,北美 西部典型斑岩铜金矿床的实地调查,结合大量最新文献的阅 读分析,扼要介绍了富金斑岩型铜矿床的基本地质特征,构 造一岩浆背景和成矿物质来源,成矿流体演化等方面的研究 进展,并在此基础上,分析了存在的问题并对其发展趋势作 了展 图1世界上富金斑岩型铜矿床中Au的储量(数据来源于Singerela1.,2002) Fig?1TheAutonnageofgold—richp0rphyrycopperdepositsinthewodd(dat aflr0mSingerel..2002) l富金斑岩型铜矿床的基本地质特征 1.1时空分布特点与产出的大地构造环境 富金斑岩型铜矿床主要产于板块汇聚边缘与俯冲作用 有关的火山一岩浆弧中,是在区域压性背景下侵位形成的 (Sillitoe,2000),主要分布于南美洲的智利,秘鲁及太平洋西 南缘的东南亚地区,在这些地区浅成低温热液Au矿床同样 广泛分布.在中国也发现有多宝山(杜琦等,1988),小西南 岔(芮宗瑶等,1995),滇西北衙(徐兴旺等,2006),西藏班公 湖一怒江带上新近发现的多不杂富金斑岩型铜矿床和冈底斯 中西段雄村cu—Au矿床,其品位高,规模大,但对雄村矿床的 成因类型尚有不同认识(Qineta1.,2005).但是,也有一些 富金斑岩型铜矿床形成于陆缘弧后背景,例如美国Bingham 和阿根廷SajodelaAlumbrera矿床.目前研究表明有利于 形成富金斑岩型铜矿可能的构造背景有平缓俯冲作用的开 始和结束阶段(KayandMpodozis,2001),俯冲带极性反转 (Solomon,1990;Tosdal,2001),由于碰撞使俯冲作用中止的 阶段(MeInnesandCameron,1994;Sillitoe,1997).另外,人们 注意到太平洋东岸的斑岩型矿床以斑岩型Cu,Cu—Mo矿为 主,而西南岸以发育富金的斑岩型cu矿床为主,一些学者研 究指出该分布特点可能与两岸不同的基底性质,大地构造背 景及其应力状态有关(Ishihara,1998;秦克章等,1999);而 Xiaeta1.(2003)指出太平洋西岸的张性背景控制了富金斑 岩型铜矿床的形成.最新研究表明斑岩型铜钼矿床多形成 于构造背景由挤压向伸展过渡转换的阶段(Qineta1., 2005).而且,世界上明显表现出一种趋势:富金斑岩型铜矿 床主要集中在一些特定地带,例如秘鲁北部Cajamarca带,加 拿大科迪勒拉山(Cordillera)的中部,智利北部的Maricunga 带和菲律宾Luzon带和印尼伊里安带以及中亚造山带的南 蒙,中国天山及中亚地区的一些典型的富金斑岩型铜矿床. 从全球范围来看,矿床形成时代主要以第三纪为主 (64%),但是也有中生代(例如加拿大哥伦比亚地区Mount Polley等)和古生代(例如澳大利亚东部Laehlan造山带的 Cadia和中亚造山带乌兹别克斯坦Almalyk矿床)的矿床实 例.大多数较古老的富金斑岩型铜矿床主要发育于向大陆 边缘增生的岛弧环境中(Sillitoe,2000),例如乌兹别克斯坦 Almalyk,加拿大GaloreCreek,以及新近发现的南蒙Oyu Tolgoi超大型斑岩铜金矿床等. 1.2含矿斑岩特征及与同期火山岩的关系 富金斑岩型矿床通常在地壳浅部(1,2km)侵位(Cox andSinger,1988;芮宗瑶等,2003),与同期的火山岩紧密共 生.而典型的斑岩型铜钼矿床多形成于地壳浅部1—3km深 度内,并不总伴有同期火山岩.且这些与富金斑岩型铜矿床 共生的火山岩在成分上具有典型的安山质一英安质或者粗面 安山质一安粗质特征,通常形成层状火山地貌,但其地貌特征 ActaPetrologicaSinica岩石2006,22(3) 一 般只有部分被保存.圆柱状垂向延伸(1,>2km)的斑岩 体是富金斑岩型铜矿床的中心,包含全部或者大部分的矿 石,直径范围通常从100m到大于1km.而且通常是复式的, 早期的斑岩体被成矿期和成矿后的岩相侵入,导致岩体幕式 的膨胀(inflation).后期的斑岩相常侵入到早期岩体的轴 部,从而形成鸟巢状套合的几何特征(nestedgeometry). 与富金斑岩型矿床成因相关的斑岩体属于I型,磁铁矿 系列,具有高氧化性的特征(Ishihara,1981,1998;Chappell andWhite,2001;Blevin,2004).斑岩体的岩性变化范围从 低钾钙碱性闪长岩,石英闪长岩和英云闪长岩到高钾钙碱性 石英二长岩到碱性的二长岩及正长岩.而且,Blevin(2004) 研究表明,富金斑岩型铜矿床与氧化性高,分异演化程度较 低的花岗闪长质岩浆(闪长质斑岩等)有关;而斑岩型Mo矿 床主要与氧化性较低,高度演化的花岗质岩浆(花岗质的斑 岩等)有关;斑岩型sn矿床主要与高度分异演化,还原性的 花岗质岩浆(流纹英安质斑岩)有关(图2). Rb/Sr 图2花岗质岩浆分异程度和氧化状态与斑岩型矿床的 矿化类型之间的关系(据Blevin,2004,修改) Fig.2Therelationshipbetweendifferentiationdegreeand oxidationstateofgraniticmagmaandthetypeofporphyry deposit(revisedafterBlevin,2004) 与富金斑岩型Cu矿有关的斑岩SiO:<65%,分异系数 DI(58,70)较低;而与Cu—Mo矿床有关的斑岩SiO,>65%, DI(68,80)较高;而斑岩型钼矿床的斑岩大多o1>70%, DI(>84)最高(Langeta1.,1995b;芮宗瑶等,2004)(图3). 由此可见,富金斑岩型铜矿床的形成对斑岩体的岩性有选择 性,多偏中性或碱性且分异程度较低. 热液爆破角砾岩常常与富金斑岩型铜矿床共生,包含早 期正岩浆期,后期火山喷气期和岩浆蒸气期 (phreatomagmatic)产物,以及最后形成的火山通道.角砾岩 通常形成较早,是典型的中期岩浆侵入体相的岩浆流体释放 的产物.热液爆破角砾岩金属含量通常较高,高于周围的网 李金祥等:富金斑岩型铜矿床的基本特征,成矿物质来源与成矿高氧化岩浆一流体演化 0 十 0 Z SiO2(o/o~ 图3斑岩型矿化与岩浆性质的关系(据Langeta1., 1995b补充) Fig.3Relationshipbetweentypeofporphyrydepositand magmaticnature(afterLangeta1.,1995b) 脉状,浸染状的矿化,如加拿大西岸MountPolley铜金矿区 所见. 1.3热液蚀变类型 与经典的斑岩型铜(钼)矿床的硅化核,钾化带,绢英岩 化带,粘土化带蚀变组合有所不同.富金斑岩型矿床蚀变类 型主要分为六种,发育于富金斑岩体内及其围岩中,空间上 从下向上依次为:Ca—Na硅酸盐蚀变,钾一硅酸盐蚀变(钾化), 青盘岩化,中度泥化,绢云母化(干枚岩化),高级泥化 (Stillitoe,2000).它们各自的特征分别为: (1)Ca—Na硅酸盐蚀变:主要由角闪石(阳起石),钠长石 或奥长石及磁铁矿构成广泛交代和细网脉,有时透辉石也可 能出现.角闪石和磁铁矿主要以细脉形式出现,而钠长石更 多以细脉的镶边以及交代长石斑晶的形式出现.在一些矿 床中,石英一磁铁矿(4-角闪石)细脉是该蚀变类型的最主要 形式,并且这种石英是玻璃质(vitreous)和自形的,类似于 “A”型细脉.但是,这类蚀变常被稍晚的钾化蚀变交代而难 以识别.另外,该带是贫硫化物的. (2)钾硅酸盐蚀变:主要以发育交代和细网脉状充填的 黑云母为显着特征.并且黑云母通常是富镁的,这种黑云母 常常伴生有热液钾长石和(或者)阳起石.绿帘石和碳酸盐 也可以出现.在钾化蚀变组合中,硬石膏呈浸染状和细网脉 状广泛分布;但粗粒的硬石膏细脉是晚期的,并穿插了铜金 矿化.在钾化带中,发育有丰富的热液磁铁矿,体积百分比 平均从3%到10%,以磁铁矿或者石英一磁铁矿细脉,不规则 的团块状,浸染状和磁铁矿颗粒加大的形式出现.在与碱性 岩相关的富金斑岩型矿床中,K蚀变程度(K,O>10%)明显 高于与钙碱性岩浆相关的斑岩型矿床(K:O一般为1%, 3%)(JensenandBarton,:zooo). (3)浅绿色中级泥化:主要是叠加在钾化带上,矿物组合 包括绢云母,伊利石,绿泥石,方解石和蒙脱石. (4)绢云母化:以石英一绢云母一黄铁矿组合为特征.在 681 许多的斑岩型cu—Mo矿床中,绢云母化的蚀变晕常常是围绕 K硅酸盐蚀变带发育.但在富金斑岩型铜矿床中该类蚀变 只在局部发育,并且叠加在K硅酸盐蚀变和中级泥质化带 上.例如阿根廷SajolaAlumbrera矿床等. (5)高级泥化带:发育于富金斑岩型铜矿床的顶部,特别 是在火山岩中普遍发育,在该蚀变带中可能套合有高硫化物 型浅成低温cuAu矿化,其矿物组合主要为蛋白石,石英,明 矾石,叶腊石,水铝石,地开石和高岭石. (6)青磐岩化:构成富金斑岩型铜矿床的外带晕,发育于 围岩中,主要矿物组合是绿泥石,绿帘石和碳酸盐.另外,钙 和镁的矽卡岩也可能出现在富金斑岩系统周围,例如在Ok TediKingkingMajdanpekBinghamCerroCorona,MinasConga 矿床中所见. 另外.在一些与碱性侵入体有关的富金斑岩型铜矿床 中,如在加拿大不列颠哥伦比亚(BritishColumbia)地区,石 英脉是很少见的(Langetal,1995a).但是也有例外,例如在 澳大利亚Cadia地区的Ridgeway矿床石英脉则是广泛发育 的(Wilsoneta1.,2003).这可能与岩浆是否硅饱和以及在 蚀变的过程中成矿流体中是否硅饱和有关(Jensenand Barton,2000).而且,在这些碱性富金斑岩型铜矿床中所有 的蚀变带中,都可以见到石榴石,萤石,石膏. 在上述蚀变带中,从早到晚相应地可识别出至少6种密 集的网脉系(GustafsonandHunt,1975;Sillitoe,2000):(1)磁 铁矿一阳起石细脉(M型脉);(2)条纹状黑云母细脉(EB型 脉);(3)石英一磁铁矿一黄铜矿脉(A型脉),常伴有钾长石的 蚀变晕;(4)中心具黄铜矿线的石英脉(B型脉),常伴有钾 长石的蚀变晕;(5)绿泥石一黄铁矿脉,绿泥石常以蚀变晕形 式出现;(6)石英一黄铁矿脉(D型脉),常伴有石英一绢云母化 的蚀变晕.各种脉发育在不同的蚀变带中,M型脉发育在早 期的Ca—Na蚀变带,而EB型脉,A型,B型脉则发育在K硅 酸盐蚀变带.绿泥石一黄铁矿脉通常发育在中级泥质蚀变 带;而D型脉则主要发育在绢云母化带.西藏斑公湖一怒江 带的多不杂铜金矿床脉系则更为复杂多样.除上述6种外. 还发育有黄铜矿一石膏脉和丝状黄铜矿脉等,表明该矿区热 液流体作用强度更大,过程也更复杂. 与经典的斑岩型铜(钼)矿床相比,富金的斑岩型铜矿中 硅化,绢英岩化发育较弱或者范围较窄,而黑云母化,钠长石 化,磁铁矿化,青盘岩化发育更加充分.这与其岩浆的氧逸 度和围岩性质(同期的火山岩多为中基性火山岩)是密切相 关的. 1.4矿化组合与Au含量的变化 在富金斑岩型矿床中,通常cu,Au一起发育在K硅酸 盐蚀变带中.并且Cu,Au的含量是同步变化的,Au的含量 与”A”型石英细脉的发育强度密切相关.在矿床的上部和 中部,Au含量(Au/Cu的比值)有向下增加的趋势,甚至是双 倍增加的,向下延伸到几百米处.例如Grasberg矿床.然而, 682 在一些富金斑岩型矿床中,Au含量也有保持不变的,例如 Guinaoang;或者是向上增加的,例如OkTedi(Sillitoe,2000). 但是,在不列颠哥伦比亚地区的Ajax碱性富金斑岩型铜矿 床中,高品位的Cu_Au矿体则发育在钠质蚀变带中(Jensen andBarton,2000).而且,富金斑岩型铜矿床的硫化物是分 带的,一般从内向外依次为斑铜矿-黄铜矿一黄铁矿.在富金 斑岩型铜矿床中,Au主要是细粒的(常常<20tzm),偶尔有 粗粒(>800~m)自然金出现;通常与Cu-Fe和Fe硫化物(通 常是黄铁矿,黄铜矿和斑铜矿,但是在OkTedi是白铁矿)密 切共生,以相互交生,附生或者产在石英颗粒附近(Sillitoe, 2000:ArifandBaker,2004).另外,斑铜矿含金量(大约1X 10)高于黄铜矿(<0.1X10)一个数量级(Keslereta1., 2002).对自然金成分的分析表明:在早期斑铜矿中的金颗 粒含有较高的cu,较低的Ag含量;而在后期黄铜矿中Au颗 粒通常含有较高的Ag,较低的Cu含量(ArifandBaker, 2004).此外,许多的富金斑岩型矿床是亏损钼(<20X 10)的,例如OkTedi,BatuHijau,SantoTomas1I,Far Southeast和SajodelaAlumbrera矿床.尽管如此,在 Binghgin矿床发育有富钼(>1500X10)的核,这是该类型 矿床的一个特例,可能与不同岩相的多期侵入,多期热液蚀 变矿化有关(Phillipseta1.,1997).另外,在富金斑岩型矿床 中鲰常常是和Au相关的,但是平均含量较低(0.5X10,, 4X10);而富铂族元素,特别是以碲钯矿和砷铂矿形式出 现的Pd,Pl,与Au是密切共生的,例如Mamut,SantoTomas ?,OkTedi,Majdanpek和保加利亚的Elatsite(Pt349X10, Pd3440X10)(TarkianandStribrny,1999;Aug6eta1., 2005).而在富金斑岩型矿床上部的淋滤带Au通常是异常 富集的,而cu是淋滤亏损的. 1.5相伴的其它矿化类型 富金斑岩型矿床的含矿斑岩体是广泛热液蚀变的中心, 在其周围也可以形成其它的矿化类型,包括高硫型,低硫型 浅成低温Au矿床,夕卡岩和产在碳酸盐和非碳酸盐 (noncarbonate)岩中的交代型矿床(Jones,1992;Qinand ishihara,1998;Lieta1.,2005).例如菲律宾群岛远东南矿床 (FarSoutheast)伴生的浅成低温Au(cu)矿体(Hedenquist eta1.,1998)和Bingham矿床碳酸盐岩容矿的多金属矿床等 都是围绕富金斑岩矿床中心分带的典型实例.通常与富金 斑岩型铜矿床套合的浅成低温热液矿床为高硫化物型,而低 硫化物型浅成低温热液Au矿床则发育在距斑岩体较远处. 高硫化物型浅成低温Au矿床与富金斑岩型铜矿床之间 的过渡是钙碱性火山深成岩浆弧的特征(Hedenquistand Lowenstern,1994;Sillitoe,2000).而与碱性岩有关的富金斑 岩型铜矿床过渡的矿化类型不是高硫化物浅成低温热液Au 矿床,甚至缺乏高级泥质蚀变的岩盖(1ithocap),而是低硫化 物的浅成低温热液Au矿床,例如巴布亚新几内亚的Ladolam 低硫型浅成低温热液Au矿床与其下低品位富金斑岩型铜矿 ActaPetrologicaSinica岩石2006,22(3) 床(Mtillereta1.,2002),Porgera富金斑岩型铜矿床地区 (Richards,1995)等,这种现象可能是由于伴随着K-Ca蚀变 产生高效缓冲的酸性流体限制了高硫化物型浅成低温热液 Au矿床和高级泥质蚀变的发育(Sillitoe,2002). 2富金斑岩型矿床的成矿物质来源与成矿 流体演化 富金斑岩型铜矿床多产于汇聚板块的边缘,由俯冲的板 片或者交代的地幔楔熔融产生的岩浆,分异演化,上升到近 地表而形成矿床,在一些地区,也受到壳源的影响. 2.1成矿物质来源 富金斑岩型铜矿床的成矿物质来源一直是争论的焦点. 一 种观点认为cu,Au是岩浆来源,而在岩浆中金属来源可能 包括富集的地幔楔,俯冲的板片和地壳(Sillitoe,1972;Plank andLangmuir,1993;McInneseta1.,1999;Bouseeta1.,1999; Maughaneta1.,2002).究竟那一种来源是主要的,或者是混 合来源?目前尚没有很好的方法来直接确定cu,Au等成矿 元素的来源,只有间接的从与成矿密切相关的岩浆来源来进 行探讨. 目前识别出有利于富金斑岩型铜矿床形成的岩浆组合 包括钾质钙碱性岩浆(MtillerandGroves,2000),埃达克质岩 浆(DefantandDrummond,1990;Thieblemonteta1.,1997;王 强等,2003;张旗等,2004;张连昌等,2004;刘洪涛等. 2004),弧碱性岩浆(McInnesandCameron,1994;Zhaoeta1. 2003;Wisoneta1.,2003).幔源O型埃达克质岩浆 (Oceanic-typeAdakite)是由俯冲板片(在平缓俯冲情况下) 直接部分熔融的产物,似乎代表成矿物质来源于俯冲板片; 与富金斑岩型铜矿床密切共生.而壳源c型埃达克质岩浆 (Crustal—typeAdakite)则多产在陆-陆或陆-弧碰撞的造山带 中,与斑岩型cu矿或者Cu-Mo矿相伴生(王强等,2003;Hou eta1.,2004;Queta1.,2004;Qineta1.,2005).O型埃达克 质岩浆与富金斑岩型铜矿床密切共生的原因,可能是埃达克 质岩浆具有高含水量,高氧逸度.厂n,和富硫的特征(Oyarzunet a1.,2001),因而成为斑岩铜金矿的重要含矿母岩.另外,初 生的埃达克质熔体与地幔橄榄岩/幔源熔体的相互作用,也 可能是埃达克质熔体获取金属和硫的重要途径(侯增谦, 2004). 弧碱性岩浆是俯冲带之上的交代地幔楔低程度部分熔 融的产物(Gibsoneta1.,1995),似乎代表地幔的来源;但是 在俯冲板片相变脱水的过程中,板片中的金属也可以进入流 体(熔体)而进入上覆的地幔楔,在Lihir岛碱性火山中心下 面发现富集Au,cu,Pl,Pd的交代地幔岩石俘虏体也证明了 这一点.但是在这种情况下,俯冲板片来源的金属元素可能 是次要的(McInneseta1.,1999).而这种高氧化性,富集挥 发分,富钾和亲铜性元素的岩浆,是许多”碱性”金矿床的母 李金祥等:富金斑岩型铜矿床的基本特征,成矿物质来源与成矿高氧化岩浆一流体演化 源(Richards,1995;Maughan.,2002). 总之,无论那种岩浆来源,都要具有成矿金属元素进入 岩浆的条件.HamlynandKeays(1986)指出地幔部分熔融超 过>25%才能使硫化物完全进入熔体,也只有这样熔出的岩 浆才是S不饱和的岩浆,在岩浆演化过程中才不会丢失Cu, Au元素(WybomandSun,1994).即亦只有在地幔熔出S不 饱和的岩浆才有可能形成富金斑岩型铜矿床.如果板片来 源的流体或者熔体在交代地幔楔的过程中,有S的带入,这 样地幔楔部分熔融的程度将很容易达到4o%,而熔解所有地 幔的硫化物(M6tricheta1.,1999),而产生S不饱和富金等成 矿元素的岩浆.另外,Solomon(1990)和Tosdal(2001)发现弧 极性的反转有利于富金斑岩型矿床的形成,他们把这种联系 归因于部分熔融过的地幔楔的再次熔融.先期熔融的岩浆 是S饱和的,地幔残余硅酸岩和不混熔富集PGE和Au等元 素的硫化物熔体,再次的熔融将溶解所有的硫化物,而产生S 不饱和的岩浆,而有利于在地壳浅部形成富Au的斑岩型矿 床.但是后来还发现一些富金斑岩型铜矿床(例如美国的 BinghamCu?Mo—Au矿床)与碱性岩共生,而这种岩浆成分代 表地幔非常低的部分熔融(McInnesandCameron,1994; Riehards,1995).这两者之间似乎是矛盾的.这时,就需要 地幔熔融具有高氧逸度的岩浆,是金属能进入岩浆的起决定 性作用的条件(Silhoe,1997).反应式如下: FeS(1Iq)+202(d)=FeO(t)+S03(t)(1) Fes.1)+4Fe2O3(n)+9FeSiO3(p)SO3(nd)+9Fe2SiO4(o1) (2) 而且岩浆高氧化性特征与富金斑岩型铜矿床中发育大 量的磁铁矿和石膏的地质现象相吻合.由此看来,岩浆高氧 化性的特征可能是Au,Cu等成矿元素进入岩浆熔体最主要 的机制.Mungall(2002)进一步证实具有形成金,铜矿床潜 力的弧岩浆具有高于FMQ两个对数单位的氧逸度,才能使 亲铜性元素从地幔中释放出来.并指出只有板片来源的流 体或者熔体才能提供上覆地幔楔熔融具有高氧逸度的特征. 高氧逸度的特征使S以SO或者硫酸盐形式存在,而不是以 还原性S形式存在,这样就不会产生不混溶的硫化物熔体, 因而有利于富金斑岩型铜矿床的形成. 另一种观点则认为Au是壳源的(Sheetseta1.,1996; Mathuretal,2005),提出Au是由对流循环的岩浆热液流体 汲取地壳中的金而来的.但是这种观点在解释产在钾质蚀 变带的cu,Au时遇到了难题.大量H,O同位素证据表明钾 质蚀变带的成矿流体具有岩浆水的特征,这样钾质蚀变带是 一 个封闭的系统,而无外来水的加入.如果是这样的话,Au 不可能来源于周围的地壳.值得一提的是深部来源的基性 岩浆在上升到达壳幔边界,停留,由于下部岩浆的底侵作用, 上覆的下地壳发生部分熔融,如果下地壳富含Au等成矿元 素,那么下地壳的部分熔融也可能是金属的来源(Bouse eta1.,1999).根据某些富金斑岩型铜矿床的初始Sr/Sr 同位素比值偏高,例如Bingham,Skouries矿床初始锶同位素 683 比值(,)分别为0.710,0.708(Krollet.,2002),显示这些 矿床明显受到地壳混染作用的影响. 目前多认为,富金斑岩型铜矿床的主要来源最有可能是 交代的地幔楔,而俯冲板片来源的流体或者熔体则提供了高 氧逸度的条件,使地幔中硫化物能有效的进入熔体中.由此 可见,在有关成矿岩浆的物质来源以及形成机制方面还存在 很大分歧,也预示其成岩成矿物质来源的复杂性与多样性, 还有许多问题有待进一步研究.地幔交代作用与成矿岩浆 之间的关系(王奖臻等,2001),以及在俯冲增生碰撞造山中 的时空位置及壳一幔作用耦合(Qineta1.,2005)将是这方面 的主要研究方向. 2.2成矿流体的产生 富含成矿物质的岩浆上升到上部地壳,通常会形成岩浆 房.由于温度和压力的降低,原始岩浆房就会持续或者间歇 的释放出岩浆流体,通常在早期固化岩体顶部和其封闭的围 岩下停留.岩浆继续结晶将导致沸腾,流体的释放,产生网 脉状破裂和热液爆破角砾岩(Burnham,1979). 如果岩浆在演化过程中没有发生不混溶硫化物熔体的 分离,那么形成富金斑岩型铜矿床至关重要的因素就是促使 cu,Au等成矿元素能有效的进入流体相.而且成矿流体析 出越早,越有利于富金斑岩型铜矿床的形成.因为在结晶时 铜可以进入铁镁硅酸盐矿物中,如果岩浆很晚才达到水过饱 和,那么岩浆中的铜就会大量进入结晶相而发生分散.相 反,如果岩浆较早达到水过饱和并发生流体相的出溶,就能 使更多的cu,Au进入流体相并参与成矿(Roedder,1992). 岩浆能否较早达到水过饱和状态,主要取决于两个因素:一 是岩浆的水含量较高;另一个是结晶时压力的大小,因为岩 浆中水的溶解度与压力呈正比,因此如果岩体定位较浅(压 力较小)或者伴随地壳隆升(压力减小)将有利于流体的出 溶(王奖臻等,2001),或者区域应力由强挤压转变为弱挤压, 亦或挤压向走滑转变即近中性横向断裂与深断裂的联合作 用过程中(Tosdal,2001;Qineta1.,2005),也有利于流体的 出溶. 然而,关于成矿流体最早开始析出的温度,压力状态,流 体相/结晶矿物(或者熔体相)之间的分配系数及其它的控制 因素目前还不清楚.Harrisetal(2003)研究阿根廷Bajode laAlumbrera富金斑岩型铜矿床发现,与熔融包裹体共存的 高温(745~C,845~C),高盐度(62%NaC1)流体和气相包裹 体(一2%NaC1),被认为是至今所发现的最原始的成?