斑岩铜矿成矿与找矿标志中国地质大学(北京) 薛春纪“斑岩铜矿”指时空和成因上与具有斑状/似斑状结构中-酸性浅成-超浅成复式小侵入体有关的一类细脉浸染状低品位大规模的铜矿床。
(细脉浸染型铜矿)斑岩铜矿的重要标志:⏹斑岩体顶部全岩或部分铜矿化⏹发育钾硅酸盐蚀变⏹岩浆/热液的二次沸腾/角砾化⏹岩浆起源----上地幔或下地壳斑岩浅成-超浅成产物,形成在花岗质岩浆深成-火山建造的浅成-超浅成阶段,3.0-0.5km(有时达4-6km).马拉松多,0.5-1.0km,全部铜矿化在斑岩体中西藏玉龙,2.5-3.0km,2/3的铜矿化在斑岩体中江西德兴,3.0-4.0km,1/3的铜矿化在斑岩体中黑龙江多宝山及新疆土屋, 4-6km,1/10的铜矿化在斑岩体中随斑岩侵位深度的变高,矿石构造浸染状—浸染状和细脉状—细脉状网脉状浅成-超浅成侵位是引发成矿最重要的前提,因为有利于岩浆中挥发相达到饱和或过饱和,进而引起花岗质岩浆发生二次沸腾.挥发相:H2O HCl HF P2O5CO2CO SO2 H2S NaCl NaF KCl KF⏹花岗质岩浆沸腾及岩浆与挥发相分离的标志:气体包裹体(气液比大于50%)多相包裹体(含NaCl KCl子晶)相比变化很大的气液包裹体共存⏹岩浆中挥发相密度小(0.5-0.95),上升集中在斑岩体的顶部:体积膨胀—产生机械能--岩体顶部和围岩产生许多网状裂隙隐爆作用—爆破角砾岩爆破角砾岩筒火山口陷落在岩体顶部和附近围岩中发生交代作用二次沸腾反应(饱和水熔融体→晶体+“蒸气”)所引起的体积膨胀（下部横坐标）和所释放的机械能（上部横坐标）△vr 和P△vr值是根据初始含2.7wt%水的花岗闪长岩岩浆完全结晶而获得的。
“爆破”(火山喷发)和“强裂”破碎环境之间的过渡地段的深度是大致的，这取决于岩浆体的大小和形状。
曲线是根据Burnham (1979)的计算得到的假设的花岗闪长斑岩及伴生）的岩脉（D1剖面示意图S表示在含铜1斑岩系统的发展中，在这个任意选择的初始阶段时HO2饱和的固相线，圆圈花纹表示O饱和的岩H2浆带（HO饱2和的硬壳）固结作用的晚期阶段固结斑岩铜矿床图解⏹侵入岩发育斑状/似斑状结构说明花岗岩浆在侵位前曾经在中间岩浆房停留过一次或多次,每次停留期间都会析出斑晶,基质多隐晶/中-细粒显晶.⏹斑岩的岩石类型:闪长玢岩花岗闪长斑岩-二长花岗斑岩二长花岗斑岩-碱长花岗斑岩-正长斑岩德兴: 花岗闪长斑岩石英闪长玢岩玉龙: 二长花岗斑岩碱长花岗斑岩土屋: 斜长花岗岩闪长玢岩多宝山: 花岗闪长岩花岗闪长斑岩铜矿峪: 花岗岩花岗闪长斑岩斑岩岩石化学中性-中酸性,SiO2=57-70%铝饱和,Ai2O3=13-17%钙碱性到碱性,Na2O+K2O=5-8%■斑岩化学成分与矿化种类之间具有相关关系，例如,成矿元素与SiO和DI之间关系：2类型SiO2DI(%)类型SiO2DI(%)钼型>70>84铜型62 ～6668 ～76钼（铜）型66～7278 ～84铜和多金属型60 ～6862 ～78铜（钼）型65 ～6972 ～80铜金型60 ～6858 ～80随着SiO2和DI值的增大,矿化金属依次更替为: CuAu—Cu多金属和CuAs多金属—CuFe—Cu—CuMo--Mo斑岩铜矿的初始锶-时代演化图(据吴利仁原图改编，1985)Ⅰ.花岗质岩浆地幔源区；Ⅱ.花岗质岩浆地壳和地幔混合源区；Ⅲ花岗质岩浆地壳源区(Ⅰ)，亦即下部大陆壳源区；Ⅳ.花岗质岩浆地壳源区(Ⅱ)，即上部大陆壳源区；原点表示球粒陨石原始锶⏹斑岩铜矿有关花岗质岩浆fO2高⏹斑岩中的黑云母主要是镁质黑云母,含镁系数0.6-0.7;钾硅酸盐蚀变带中的黑云母主要是金云母,含镁系数0.6-0.9.反映花岗质岩浆结晶及早阶段蚀变中fO2高.⏹能成矿的斑岩中钾长石多为正长石,而不能成矿的斑岩及火山杂岩中钾长石多是透长石.(与岩浆中挥发相的多少有关,前者饱和,后者缺少).关于斑岩的小结:斑岩铜矿有关花岗质岩石有3类,即I型、A型、M型,又分别叫做同熔型、造山后深熔型、幔源型,没有S型(壳熔型);通常认为与斑岩铜矿有关系的花岗质岩浆为高fO2的、高挥发组份的深源的(地幔物质占70%以上，地壳物质少于30%)花岗质岩浆，斑岩很容易演化为过渡性岩浆,由于大量斑晶析出，残余岩浆挥发组分达到过饱和，这种岩浆有三个特征：1、冷凝外壳有大量裂隙；2、具有大量爆破角砾岩；3、岩浆二次沸腾明显。
花岗质岩浆和热液演化过程(据芮宗瑶等，1996)成矿斑岩侵入的围岩●时代:新生界2.5%中生界35%古生界27.5%元古宙35%●岩性:火山岩37.5%碎屑岩17.5%碳酸盐岩17.5%斑岩千枚岩片岩片麻岩混合岩17.5%斑岩铜矿形成的地质环境⏹两类地质环境: 大陆增生带和陆内拉张系水平增生带为主—如岛弧⏹大陆增生带垂向增生带为主—大陆碰撞带⏹陆内拉张系: 拉分盆地裂谷带概况雅喜马拉成矿域环太洋域成矿古亚洲成矿域印度大陆特提斯大陆增生带:与钙碱性系列岩浆活动相联系1. 洋-陆碰撞带—洋壳俯冲--岛弧2. 陆-陆碰撞带—大陆俯冲—岩浆弧纳兹卡板块俯冲与智利矿带(据Clarck, A. H，1993)Sillitoe等斑岩铜矿的解释斑岩铜矿的板块构造模型(据Sillitoe,1972)Sillitoe认为斑岩铜矿是由大洋沉积物、大洋玄武岩和大洋辉长岩三种岩石俯冲到100～150km深处，变质为榴辉岩，再由榴辉岩部分熔融形成的。
大洋沉积物中有大量含铜锰结核，大西洋和太平洋中的玄武岩含铜77ppm，现代夏威夷的玄武岩软泥中还发现含铜达25%的硫化物颗粒。
除了上述三种岩石之外，还有块状硫化物矿床形成时代与斑岩铜矿几乎相反，可以推测许多斑岩铜矿可能为块状硫化物矿床演化而来。
●智利矿床与“B”型俯冲关系：内带--离现代智利海槽100～160km,一系列浅成热液Ag (Cu Pb Zn As)脉状矿床,80～110Ma;夕卡岩型Fe(Cu Au)矿床和交代网脉状Au-Cu矿,110～110Ma;Cu(Fe、Au)脉状矿床,150～190Ma。
中内带--斑岩型(Cu-Mo-Au)矿床,离现代智利海槽200km＝与智利西部断裂带一致,37～44Ma,(Sr/Sr)i0.704～0.7082,初始锶值增大,地壳混染增强。
中外带--离现代智利海槽250～285km,发育斑岩型和浅成热液脉型Au-Ag矿床,5～25Ma。
外带--离现代智利海槽400～500km,发育斑岩型和浅成热液脉型Cu-Au矿和Au-Ag矿床,10Ma。
Sawkins的斑岩铜矿全球构造模型Sawkins认为：洋壳俯冲40km时变质为蓝片岩相，俯冲到70km变质成为角闪岩相，俯冲到120km变质成榴辉岩相，榴辉岩在120～150km接近具尼奥夫带时产生含铜斑岩岩浆.概况西藏斑岩铜矿矿带分布图冈底斯东段铜成矿带玉龙铜成矿带玉龙各贡弄呷村冲江甲玛雄村驱龙斑公错-怒江铜成矿带多不杂铁格山尕尔穷西藏境内有三条重要铜成矿带日那觉翁舍所厅宫查-查冈底斯斑岩铜矿模式（根据赵志丹等，2003原图修改）MBT—边界冲断裂；MCT—中央冲断裂；KMT—康马冲断裂；YZS—雅喜藏布江缝合带；PCD—斑矿铜矿；BNS——斑公错-怒江缝合带大陆拉张系:与碱性或碱钙性岩浆系列有关1. 拉分盆地2. 裂谷带概况西藏斑岩铜矿矿带分布图青藏高原东缘碰撞造山带理想断面（E-W）结构及成矿系统分布示意图碰撞造山带的断面结构根据地表地质观察和地震层析成像结果（97～106°E, 23.5 °N剖面，刘福田等，2000，24 ～26 °N剖面，钟大赉等，2001）和天然地震参数资料（92 ～96 °E，24.5 °N剖面，姜朝松等，2000；王椿庸等，2002）推演而成。
该图显示，在高原东缘，碰撞造山带由印度大陆与扬子地块相向俯冲汇聚而成。
斑岩铜矿的控矿构造深断裂:几乎所有斑岩铜矿都与深断裂相伴,这些深断裂通常切入地幔,才可能引发幔壳混合源的花岗质岩浆侵位和矿化;通常斑岩铜矿带与深断裂带一致,有时直交;斑岩:I型A型M型(没有S型)断裂交汇及背斜构造:韧性剪切带:韧性剪切带对斑岩铜矿的控制在古亚洲成矿域的表现尤其明显,如土屋延东多宝山哈腊苏等斑岩铜矿;而在环太平洋成矿域及古特提斯成矿域中,几乎不存在这个控制因素.角砾岩筒和网状微裂隙:蚀变类型⏹钾硅酸盐蚀变—表现为钾质硅酸盐交代作用,形成黑云母和钾长石(个别出现钠长石化);⏹石英-绢云母/绿泥石化—氢交代形成一系列含水矿物,中酸性岩中的石英-绢云母和中基性岩中石英-绿泥石;⏹中-深度泥化—H+过剩和成矿流体变为酸性,绢云母及绿泥石等片状矿物中的碱质被带出,形成高岭石和迪开石为特征的矿物,出现在高渗透地带;⏹青磐岩化—斑岩铜矿化蚀变的最外带,绿泥石-绿帘石-方解石.蚀变分带⏹钾硅酸盐蚀变带分布在岩体的顶部;⏹石英-绢云母/绿泥石化带分布在斑岩体与围岩的接触带;⏹青磐岩化带分布在外部围岩;⏹中-深度泥化带叠加于构造破碎带.⏹石英-绢云母/绿泥石化带为工业矿化的主要地带,钾化带和青磐岩化带只有部分工业矿化;⏹中-深度泥化带如果叠加了表生富集作用可形成工业矿体.斑岩铜矿的矿体⏹矿体总是产在岩体顶部、接触带及附近围岩中;⏹岩体侵位越浅,矿化在岩体中的比例越大,反之,在围岩中的比例越大;⏹直立岩体: 钟状矿体,环状矿体,矿体群,复式矿体⏹侧伏岩体: 厚板状岩体,不对称半环状矿体,不对称矿带,复式矿带斑岩铜矿的矿石⏹原生矿石中硫化物含量不高(2%-5%);⏹细脉浸染状构造;⏹矿石大致经历5个成矿阶段/期:1. 钾硅酸盐-硫化物阶段(0.1-0.3%)2. 石英-硫化物阶段(0.3-0.5%)3. 硬石膏/石膏-少量硫化物阶段4. 碳酸盐-浊沸石-少量硫化物阶段5. 表生富集期。