第 32 卷 第 5 期 203 年 8 月 地质科技情报 GeologicalScienceandTechnologyInformation Vol.32 No.5 Aug. 203 伊朗松贡铜钼矿床研究新进展 胡茂德,2, 张洪瑞, 贾敬伍,2 (. 中国地质科学院地质研究所, 北京 00037;2. 中国地质大学, 北京 00083) 摘 要 : 松贡铜钼矿床位于伊朗西北部, 是特提斯成矿域中的超大型斑岩型铜矿床之一资料表明, 松贡矿床矿石储量为 6.50 亿 t, 其中含铜 0.76%, 钼 0.0% 斑岩体呈岩株及岩墙状产出, 铜钼矿化主要与花岗闪长斑岩有关, 石英二长斑岩内也有少部分矿化, 在侵入体外围的碳酸盐岩中还有矽卡岩型矿化, 松贡斑岩型铜钼矿床的成矿年龄约为 20 Ma Cu 矿化主要分布在钾化 带及部分绢英岩化带, 以浸染状的形式出现在脉体及脉体晕中 ; 在浅部, 多数硫化物都被淋滤掉, 铜蓝 辉铜矿及方辉铜矿等出现 在氧化带盖层下面流体包裹体和稳定同位素 (C H O S) 研究表明, 与矿化有关的流体主要为岩浆水, 后期有大气水加入 ( 最多 占混合流体的 20%) 关键词 : 斑岩型铜钼矿床 ; 矿床特征 ; 松贡 ; 伊朗 中图分类号 :P68.2 文献标志码 :A 文章编号 :000-7849(203)05-074-08 松贡 (Sungun) 铜钼矿床位于伊朗西北部阿塞 拜疆 (Azarbaidjan) 省的东边, 距阿哈尔镇 (Ahar) 西 北方向约 75km, 成矿作用与中新世中酸性侵入岩 株或岩墙有关 [-2] ; 已探明矿石储量 6.50 亿 t, 其中 平均 w(cu)0.76%,w(mo)0.0% [2] 969 年首 次在松贡地区发现了与白垩纪石灰岩和花岗闪长质 岩株有关的矽卡岩型矿床 ;977 年,Etminan [3] 在分 析松贡矿区地质背景及蚀变类型的基础上提出了松 贡铜矿与斑岩有关 ;993 年 Mehrpartou [4] 对其岩 浆岩岩石学方面做了初步的研究并认为其特点与北 美岛弧环境形成的斑岩矿床模式相似目前芬兰美 卓 (Metso) 矿产公司与伊朗萨尔切什梅 (SarChesẖ meh) 选矿厂已在松贡投入进行扩大生产, 也有中国企业参与到松贡铜矿的开发中 ; 计划第一期生产铜 精矿 5 0 4 t/a, 第二期生产 30 0 4 t/a [5] 区域地质背景 该矿床主要由中新世的花岗闪长斑岩 石英二 长斑岩控制 [-2,4] ( 图 -a), 区域上松贡铜钼矿床属 于萨汉德 - 巴兹曼 (SahanḏBazman) 成矿带 ( 图 - b), 该成矿带从土耳其东南部一直延伸至伊朗东南部, 长约 700km, 现在已经在开采的萨尔切什梅 斑岩型铜矿也处于萨汉德 - 巴兹曼成矿带上, 该带 赋存有 2 个主要的超大型斑岩型铜矿床, 个中型 ( 梅杜克 Meiduk) 以及 50 多个小型铜矿床, 成矿年 龄从北西 ( 如松贡,20 Ma) 向南东 ( 如萨尔切什梅, 2.2 Ma) 逐渐变小 [7-0], 这些矿床主要与中新世埃达克质花岗闪长斑岩有关 [] 成矿带上发育一套 早期的白垩纪安山岩, 新生代火山岩不整合覆盖其 上在新特提斯洋闭合环境下, 发育大面积的碱性 及钙碱性火山岩及深成岩 [,3,2], 因此该带也被称作 新生代的乌尔米耶 达克塔尔 (UrumieẖDokhtar) 火山岩浆带, 包括松贡地区中新世钙碱性斑岩 [3] 在该火山岩浆带边界往西南方向依次为中生代萨南 达杰 锡尔詹 (Sanandaj-Sirjan) 岩浆带 扎格罗斯 (Zagros) 褶皱逆冲带 阿拉伯板块 [7], 在其东北方向 依次为厄尔布尔士 (Alborz) 火山岩浆带 伊朗中东 部的鲁特地块 (Lutblock) 伊朗中部地块 (Central Iranblock) 2 矿床地质特征 松贡矿区出露的最老岩石是白垩纪石灰岩与页 岩互层的一套沉积岩序列, 在这一套沉积岩序列中 夹有晚始新世火山角砾岩和砂岩 ; 在矿区西边出露 的是渐新世石英二长岩与安山岩 ; 在矿区中部出露 的是较早期的石英二长斑岩 较晚期的花岗闪长斑 岩 安山质岩墙 ( 图 ) [-2,4], 其侵入到厚达 500 m 的 白垩纪灰岩序列中, 并在接触部位发生矽卡岩型矿 收稿日期 :203-0-4 编辑 : 杨勇基金项目 : 国家自然科学基金项目 (402040;U0933605); 中国地质调查局项目 全球巨型成矿带区域构造与成矿地质背景对比研究 (220220908); 国际地学对比计划项目 (IGCP/SIDA-600) 作者简介 : 胡茂德 (987 ), 男, 现正攻读地质工程专业硕士学位, 主要从事矿床地质学方面的研究 E-mail:humaode@gmail. com
第5期 75 胡茂德等:伊朗松贡铜钼矿床研究新进展 [,] 图 伊朗区域地质图(b)及松贡矿区地质图( a) 6 Fig. GeologicalmapofIranandtheSungundepositarea 6 [,] 化;安山质岩墙在较早期的岩体及地层中均有分布, 结晶的副矿物包括磁铁矿 磷灰石 锆石 独居石 花岗闪长斑岩侵位 于 石 英 二 长 斑 岩 中,石 英 二 长 斑 白钨矿 榍石 沥青铀矿 金红石,且出现在流体包裹 岩则穿插到渐新世岩体中已有的资料表明侵入体 体中花岗闪 长 斑 岩 侵 入 体 体 积 的 50% 左 右 都 为 的最大深度约为 2000 m 在体积上早期侵入 [ 2] 的石英二长斑岩比 晚 期 侵 入 的 花 岗 闪 长 斑 岩 大,但 是花岗闪长斑岩主 要 与 矿 化 有 关,而 石 英 二 长 斑 岩 很少与矿化有关,这 一 特 征 与 冈 底 斯 斑 岩 铜 矿 带 及 玉龙斑岩铜矿类似;这 两 期 侵 入 体 都 被 中 酸 性 岩 墙 贯入,资料表明,发 生 矿 化 的 岩 墙 主 要 为 英 安 质,且 与花岗闪长斑岩体的侵入阶段有关 ;另外在厚达 [ 2] 000~500m 的始新世粗面安山质凝灰岩与有泥 灰岩夹层的凝块岩 中 也 有 花 岗 闪 长 斑 岩 体 侵 入,矿 区岩石大部分已发 生 蚀 变,而 分 布 于 矿 区 西 南 部 的 第四纪辉石安山岩 基 本 上 没 有 发 生 蚀 变,且 与 矿 化 无关 这些侵入体中可见镁铁质的捕虏体,但与 [ 2] 矿化有关的侵入体中很少见有镁铁质捕虏体 [2] 含矿 岩 石 学 特 征 可 归 纳 为 :石 英 二 长 斑 岩 [ ] 60%~70% 的 体 积 都 是 斑 晶,其 中 斑 晶 中 钾 长 石 高 达 30% 石 英 约 占 20% 斜 长 石 约 占 25% ;由 于 钾 长石与石英斑晶中普遍存在自形或半自形的含斜长 石( An7 35)的 包 体,因 此 斜 长 石 斑 晶 应 该 是 最 先 斑晶,其斑晶主要 含 环 带 状 斜 长 石( An5 32) 高 度 蚀变 的 角 闪 石 石 英 黑 云 母,不 含 钾 长 石 斑 晶其 结晶的先后顺序为:角闪石(自形程度高) 石英(自 形或半自形) 斜长石(半自形) 黑云母(半自形 它形)花岗闪长斑岩基质中含有微粒级的石英 斜 长石 钾长石及少 量 的 黑 云 母 斜 长 石,还 有 微 量 的 磷灰石 锆 石 白 钨 矿 榍 石 沥 青 铀 矿 金 红 石 松 贡地区有 2 种岩墙切穿花岗闪长斑岩及石英二长斑 岩:① 淡褐色 高度蚀变 矿化的 安 山 质 岩 墙,厚 达 2 m,称为矿化岩墙;② 黑褐色 比较新鲜 未发生矿化 的安山质岩墙,厚达 4 m,称为未矿化岩墙矿化岩 墙的斑晶为钾长 石 石 英 黑 云 母 及 角 闪 石,基 质 主 要由石英 钾长石组成,斑晶与基质 的 比 值 约 为 ;黑云母与角闪石 斑 晶 蚀 变 为 绿 泥 石,钾 长 石 蚀 变 为绢云母矿化岩墙 的 硫 化 物 矿 物 只 有 黄 铁 矿 (体 积分数高达 0% )与黄铜矿(体积分数小于 % ),副 矿物为榍石及颗粒较小的磁铁矿这些岩墙明显的 特性是含有球面状 次 生 磁 铁 矿 (这 些 球 面 早 期 可 能
76 地质科技情报 203 年 是黄铁矿 ) 该矿床的矿化主要与花岗闪长斑岩有关, 在全 岩矿化范围内圈定出椭圆状矿体, 矿体最大长度为 400m, 宽约 900 m, 厚度大于 500 m, 在标高为 700~200 m 之间矿体的 Cu 品位达 0.4% ~ 0.8%, 更深部位的 Cu 品位介于 0.%~0.4% 之间 ( 图 2) 钻孔可见 Mo 矿化, 品位为 0.0% 围岩 石英二长岩 粗安岩基本上未见矿化 [4] 含矿花岗 闪长斑岩体内主要发育以黄铜矿 黄铁矿为主的细 脉浸染状矿化, 形成细脉浸染状矿石 [,4-5] 矿石 矿物主要为黄铁矿 黄铜矿 辉钼矿及氧化带的斑铜 矿 辉铜矿 赤铁矿主要非金属矿物为石英 斜长 石 钾长石 黑云母 硬石膏 方解石等 [,4] 46 42 38 43 38 4 前人对松贡斑岩型铜钼矿床蚀变带的系统研究 表明, 矿床蚀变带位于侵入岩体的中部, 蚀变与岩体 就位为同期 ; 可分为早期钾化与青磐岩化, 较晚期为 绢英岩化 硅化 泥化 [,6,5] ( 图 2,3) 现总结如下 () 钾化带钾化为最早期的蚀变, 位于松贡侵 入岩体深部的中心, 以发育钾长石 黑云母等含钾矿 物为特征, 同时伴有硬石膏发育钾化蚀变的岩石 平均含有 28% 的斜长石 35% 的正长石 ( 直径 0.2~ 2cm) 20% 的石英 5% 的铁镁质矿物 ( 主要为黑云母 绢云母 绿泥石 ), 还有 2% 的黄铜矿 黄铁矿 榍石 锆石 白钨矿 沥青铀矿 辉铋矿 金红石黑 A 图 2 A A' Cu [4-5] 松贡矿区蚀变平面图 Fig.2 DetailedalterationmapoftheSungundeposit A' 46 44 N h/m h/m W 2 400 24 47 2 300 73 2 200 27 2 00 2 000 36 9 900 800 700 600 62 70 500 00 500 900 300 700 2 00 2 500 2 400 2 300 2 200 2 00 2 000 900 800 700 600 500 l/m w(cu)<0.% 0.%< w( Cu)<0.4% 0.4%< w( Cu)<0.8% W 24 47 73 A A-A' 00 500 900 300 700 2 00 2 500 l/m 27 A' 36 9 62 70 E 0.25%< w(cu)<0.4% 图 3 松贡斑岩铜钼矿床 Cu 的品位图及蚀变带划分图 [4] ( 沿 着 A-A, 岩体表面的数字为钻孔布置 ) Fig.3 ProfilesshowingthedistributionofCugradesandalterationzones 云母主要有次生热液作用与原生岩浆结晶作用 2 种 成因 ; 原生黑云母富铁, 褐色, 以自形为主 ; 热液黑云 母呈淡褐色至绿褐色, 富镁, 不规则锯齿状充填在钾 长石与石英之间, 为交代角闪石及原生黑云母斑晶 而成, 在整个侵入体中几乎都能见到除了在侵入 体周围的矽卡岩中外, 磁铁矿很少见通过对全岩 地球化学分析, 钾化主要表现为 K 含量明显增加, Si 含量少量增加,Ca 和 Mg 含量相对减少, 表明斜长石与角闪石分别蚀变为钾长石与黑云母钾化带 与矿化有密切的关系, 有 80% 的铜矿及所有的钼矿 均与该蚀变带有关 (2) 青磐岩化带青磐岩化作用广泛发育于围 岩至钾化带中, 主要表现为黑云母及基质发生绿泥 石化绿帘石发育不广泛但相对集中与交代作用 有关的副矿物有钠长石 方解石 绢云母 硬石膏 黄 铁矿在矿体深部, 青磐岩化带与钾化带存在一条 相对清晰的界限, 而在浅部, 边界被后期的绢英岩化 蚀变作用叠加 (3) 绢英岩化带绢英岩化蚀变带的特征是白 云母有所增加, 几乎所有早先形成的矿物都发生了 绢英岩化蚀变, 并有次生石英的出现黄铁矿增加 并以脉状及浸染状出现, 石英脉周围有绢云母蚀变 E
第 5 期胡茂德等 : 伊朗松贡铜钼矿床研究新进展 77 晕, 脉体中的黄铁矿部分被黄铜矿替代与绢英岩 化同期的硅化作用发生于大部分岩体及岩脉中对 全岩的地球化学分析表明绢英岩化蚀变带的 Cu Si 含量明显增加,Mg Al 含量相对增加, 而其他元素 含量都不同程度地减少 (4) 过渡蚀变带过渡蚀变带处在钾化带与绢 英岩化带之间, 含少量的黑云母及钾长石, 大部分发 生了绢英岩化, 如原生及次生的黑云母均发生了绿 泥石化及绢云母化, 基质中也出现了绿泥石化过 渡蚀变带的特征为斜长石发生钠长石化, 以及在正 长石的边缘见有钠长石, 且黄铁矿有少量增加过 渡蚀变带的颜色变浅, 反映铁镁质矿物 ( 角闪石 黑 云母 ) 的明显减少对全岩的地球化学分析表明, 相 对于钾化带, 过渡蚀变带 K 有所增加,Ca 有所减 少, 可能分别是由于钾长石的破坏及硬石膏的增加 所致 ; 除了 Cu 相对减少外, 其他元素并没有明显的 变化 (5) 泥化带长石发生泥化的深度至地表以下 400m 处 ; 在岩体剥蚀表面的 80 m 范围内, 广泛发育泥化 赤铁矿化及硅化, 其质地松软, 颜色较浅 在泥化带中高岭石伴随伊利石而出现浅成蚀变主 要包括矿体上部盖层及较深部的长石泥化带 深成 Cu 矿化主要分布在钾化带及部分绢英岩 化带, 以浸染状形式出现在脉体及脉体晕中 ; 在钾化 带中 Cu 以黄铜矿及少量斑铜矿的形式存在 ; 而 Mo 主要集中在侵入体深部, 并只与钾化带有关, 存在于 矿化石英脉中, 伴生有钾长石 硬石膏 绢云母及少 量黄铁矿由侵入体中心向外, 铜矿化有所增强, 并 相对集中 ; 在钾化带与绢英岩化带之间及发生硅化 的绢英岩化带,Cu 品位可高达 0.8%( 图 3) 在绢 英岩化带, 黄铁矿比在其他蚀变带更集中, 钾化带外 部的黄铁矿与黄铜矿比例为 4, 在绢英岩化带该 比例高达 5 在地表, 脉体被剥蚀风化,Cu 很 难保存在浅部, 多数硫化物都被淋滤掉, 铜被下渗 的流动水淋滤并集中于浅成带的下面 ; 该带为很薄 的盖层 ( 最厚达 45m), 并在这个薄且集中的氧化带 盖层下面出现铜蓝 辉铜矿及方辉铜矿 松贡斑岩型铜钼矿床的成矿年龄约为 20 Ma [6,6] ; 由于阿拉伯板块俯冲于欧亚板块之下引起其发生斑岩的矿化作用, 因此其矿化的时限受板块 构造运动的约束 3 热液演化过程的地质记录 松贡斑岩型铜钼矿床中存在发育很好的脉体, 它贯穿于热液演化的整个过程, 是蚀变与矿化流体 的最好记录, 并集中于钾化带与过渡蚀变带中参 [7] 考 Gustafson 等对智利萨里瓦多 (ElSalavdor) 斑 岩铜矿脉体类型的研究, 我们对斑岩型铜矿有了更 深入的认识综合矿物组合 矿物形态 切割关系 蚀变类型等因素把脉体分为 4 类 :A 脉, 石英 + 辉 钼矿 + 硬石膏 + 黄铁矿 + 黄铜矿 + 黑云母 ± 钾长 石 ;2B 脉, 石英 + 黄铜矿 + 黄铁矿 + 辉钼矿 ;3C 脉, 石英 + 黄铁矿 + 方解石 ± 黄铜矿 ± 硬石膏 ± 辉 钼矿 ;4D 脉, 石英 ± 方解石 ± 石膏 ± 黄铁矿 [,8] 利用 Haynes [9] 提出的计算脉体体积的方法, Hezarkhani 等估算出了松贡斑岩型铜矿床 4 类脉体占岩体体积的比例 :A 脉及 D 脉所占比例最 大, 分别占岩体体积的 2% 及 24%,B 脉及 C 脉分 别占 3% 及 5% 这些脉体平均占岩体体积的 6% A 脉与 B 脉主要出现在钾化带和过渡蚀变带 C 脉与 D 脉主要分别出现在绢英岩化带及泥 化带 ()A 脉 这类脉体不连续, 石英占脉体体积的 60%~95%, 厚度为 0.5~3 mm 不等, 多出现在钾化带, 在其他蚀变带少见此类脉体中可见钾化蚀 变过程中的斜长石, 其铁镁质矿物分别蚀变为钾长 石与富镁的黑云母在脉体边缘出现 Mo 的矿化, 还可见到辉钼矿包裹着微量的辉铋矿, 钾长石 硬石 膏 黄铜矿 黑云母 黄铁矿主要出现在脉体中间部 位, 很少出现在脉体边缘脉体蚀变晕中多见黑云 母, 可能是由于流体的水压致裂作用形成有少部 分辉钼矿被黄铁矿及黄铜矿替代 (2)B 脉 B 脉切割 A 脉, 比 A 脉更具连续性, 厚度 3~30 mm 特征为发育绢云母化蚀变晕, 钾 长石不发育, 黄铜矿 黄铁矿 ( 体积比 )=2, 有少 量辉钼矿 ( 占脉体体积的不到 5%) B 脉的蚀变晕 在钾化带最明显, 在脉体晕内热液成因的黑云母被 破坏, 绢云母化蚀变晕的厚度为 ~5 mm 不等 B 脉中的石英相对较粗, 并垂直脉壁生长, 硫化物矿物 在脉体中部主要呈不连续的线状分布, 但也有的在 石英中呈浸染状分布, 此脉出现在所有蚀变带中, 主 要集中分布在钾化带松贡矿床的大部分铜钼矿化 与 A B 脉的形成有密切关系根据流体包裹体的 研究,A B 脉与岩浆水有关, 形成时伴随着多次 沸腾事件的发生 (3)C 脉 C 脉切割 A 脉与 B 脉, 相对连续, 厚 度 3~50mm 石英主要出现在脉壁附近, 硬石膏 方解石及硫化物矿物在脉核部交替生长, 石英相对 较粗, 并具有环带结构, 唯一的铜矿物为黄铜矿, 它 出现在黄铁矿的包裹体中或呈它形替代较早期形成 的半自形 - 它形黄铁矿 C 脉与 B 脉可能有相同的 成因, 因为与 B 脉中类似的含盐包裹体同样出现在 C 脉环带石英的中部 C 脉中黄铜矿及其他含 Cu
78 地质科技情报 203 年 矿物的缺乏表明其被后期的流体循环作用所萃取 此脉在绢英岩化带分布最多在矿物组合上,C 脉 还含有闪锌矿与方铅矿, 闪锌矿伴生在黄铁矿的表 面 ; 方铅矿充填于晶簇之间, 或围绕着黄铁矿及黄铜 矿生长, 这些说明闪锌矿与方铅矿形成于黄铁矿与 黄铜矿之后通过流体包裹体及 C H O S 稳定同 位素分析,C 脉的形成过程中有部分的大气水加入, 但主要与岩浆水有关 (4)D 脉 D 脉切割前期所有脉体, 最大厚度达 7cm, 可见石英 方解石 石膏, 唯一的硫化物为黄铁矿 ( 可占脉体体积的 0%),D 脉常被宽达 3cm 的硅化带所包围主要位于青磐岩化带, 也出现在 钾化带及绢英岩化带对于 D 脉, 尚没有进一步的 地球化学研究资料 4 流体包裹体 Hezarkhani 等在 998 年对直径为 4~2μm 的流体包裹体进行了研究, 研究测定的流体包裹体 大部分来自 A 脉 B 脉与 C 脉松贡斑岩型铜矿床 经历了多期的构造作用与热液作用, 因此多期热液 作用下形成的流体包裹体指示着不同期次的热液事 件, 且蚀变作用与矿化作用具有对应的关系基于 流体包裹体在室温下的数量 特性 相的比例, 可以 将流体包裹体分为 LV VL LVHS3 类 ()LV, 即富液相包裹体主要成分为液相 + 气相 ± 固相, 加热后均一到液相, 这类包裹体广泛出 现在所有矿化石英脉中, 多出现于 B 脉及 C 脉中, 很少出现于 A 脉中多数 LV 包裹体分布于弥合 的裂隙中气泡大小不等, 但普遍不超过包裹体体 积的 35% 部分此类包裹体可见子晶, 这些子晶的 形状多不规则 (2)VL, 即富气相包裹体主要成分为气相 + 液相 ± 固相此类包裹体发育于新鲜岩石的石英斑 晶中, 分布于 A 脉 B 脉 C 脉中气泡体积多变, 但 占包裹体体积的都在 60% 以上这类包裹体主要 均一到气相, 很少均一到液相, 或到达临界点只有 少部分的这类包裹体含有子晶 VL 包裹体普遍为 伸展状, 并呈圆底一些 VL 包裹体的气液比例变 化较大, 可能是 LVHS 包裹体收缩时形成, 或为液 体与气体被均一捕获时形成 (3)LVHS, 即含子矿物多相包裹体主要由液 相 + 气相 + 石盐 + 其他固相基于固相的数量及类 型, 进一步把 LVHS 包裹体划分为 3 个次一级的类 型 :LVHS LVHS2 LVHS3 LVHS 的固相成分 主要为石盐 + 黄铜矿 ± 硬石膏 ± 其他, 石盐 黄铜 矿 硬石膏为子矿物, 气泡占包裹体体积不到 25%; LVHS2 的固相主要为石盐 + 黄铜矿 + 钾盐 ± 硬石膏 ± 其他, 气相体积积分数 <20%, 而固相体积分数 >60%;LVHS3 的固相主要由石盐及赤铁矿组成, 不含有黄铜矿 钾盐及 K-Fe-Cl 相, 固相体积分数小 于 40%, 气泡体积分数在 20%~60% 之间 流体包裹体分布特征 :LVHS LVHS2 VL 包裹体主要分布于钾化带的 A 脉 B 脉中 ( 剥蚀面 以下 35~500 m), 很少分布于绢英岩化带的浅部 在 A 脉中,LVHS LVHS2 包裹体在石英脉的核部 普遍形成相隔离的包裹体群在绢英岩化带浅部的 B 脉 C 脉的石英中,LVHS LVHS2 VL 包裹体可能是早期钾化蚀变作用形成的残体, 这 3 类流体包 裹体被解释为由矿化蚀变中最早的热液作用形成 2 在岩体较浅部位的绢英岩化带中, 富固相的 LVHS3 与 VL 包裹体在空间上有紧密的联系, 都分布于生长带中, 且主要分布于弥合的裂隙中此组 合的包裹体在空间上与 LV 包裹体有联系, 尤其在 C 脉中 3LV 流体包裹体分布于所有类型的脉体中, 而在绢英岩化带与青磐岩化带中的 B 脉 C 脉中 最常见 ; 它们沿着断裂剖面清晰可见, 为次生包裹 体 LV 包裹体代表后期循环的流体阶段 Hezarkhani 等通过分析认为,LVHS LVHS2 包裹体的均一温度为 350~500, 且为高盐度, 代表岩浆流体 ; 此流体从高密度的岩浆源区出 溶, 此后达到盐度饱和并沸腾 LVHS2 包裹体一般 代表沸腾前的包裹体,LVHS VL 包裹体的共存体 则是沸腾后的产物对于包裹体组合 2 (LVHS3- VL 包裹体 ),LVHS3 VL 包裹体代表主要来自高盐度岩浆流体, 且与岩浆成因之外的流体混合, 温度 稍低于纯岩浆流体 ; 通过测试爆裂包裹体的残体显 示 Ca 的含量较高, 可能来自于矿体的围岩 碳 酸盐岩 LVHS3 VL 包裹体共存也表明混合流体 发生过沸腾还有一种流体为大气水, 主要形成 LV 包裹体, 温度较低, 为 240~330, 盐度较小, w(nacl) 为 %~8% 流体包裹体的均一温度从 A 脉中的 500 到 C 脉的 240, 逐渐变低矿化石英脉中 LVHS 包裹 体的盐度 w(nacl) 从 A 脉中的 55% 减小到 C 脉中 的 33%; 同样,LV 包裹体的盐度 w(nacl) 从 8% 减小到 % 这些流体温度及盐度的变化反映了从 岩浆出溶的含盐水流体的冷却过程, 在此过程中发 生了沸腾以及岩浆出溶形成的流体与大气水的混 合, 期间也发生了由静岩压力向静水压力的转变 基于侵入体就位时上覆岩石的厚度可以计算流体捕 获时的最大压力, 得到松贡斑岩侵入体的就位深度 在.5~2.0km 之间 ; 其厚度代表约 500 m 的白垩 纪灰岩加上 000~500 m 的晚三叠世火山岩
T/ 第 5 期胡茂德等 : 伊朗松贡铜钼矿床研究新进展 79 其对应的静岩压力为 40~50MPa( 假设岩石平均密 度为 2.7g/cm 3 ), 以及静水压力为 5~20 MPa( 假 设流体密度为.3g/cm 3 ) 对流体包裹体与 S 同位素温度的研究 ( 图 4) 表 明,A B C D 脉的流体温度逐渐降低 然而在研 究多相包裹体时, 一些多相包裹体出现石盐子矿物 的溶解温度远大于气泡消失温度的现象, 表明流体 被捕获的温压条件介于液相线和等容线区间内 600 500 400 300 200 00 图 4 0 - - - S ( ) ( ) ( ) A B C D 流体包裹体均一温度与 S 同位素分离法温度的对比 Fig.4 Comparisonofveinformationtemperaturescalculated fromfluidinclusionmicrothermometryandfromsulfur isotopefractionation 5 C H O S 稳定同位素地球化学特征 Calagari [5] 在 2002 年对松贡斑岩型铜钼矿床绢英岩化带及钾化蚀变带中 C H O S 同位素做了 研究, 为矿床形成过程中流体重要组分来源的厘定 提供了地球化学依据 S 同位素分析的样品取自松 贡斑岩体及相关的矽卡岩带中含硫化物与硬石膏的 脉体 ; 硫化物 ( 黄铁矿 黄铜矿 辉钼矿 方铅矿 闪锌 矿 ) 的 δ 34 S 值范围为 -4.6 ~0.2 ( 平均值为 -.5 ), 硬石膏的 δ 34 S 值范围为 0.9 ~ 4.4 ; 这些值同智利的 ElSalvado 铜矿 美国亚利桑那州的 TwinButes 铜矿的 δ 34 S 值相近 ; 有力地 证明了松贡斑岩型铜钼矿床的 S 主要来源于岩浆 H O 同位素分析的样品取自浅部斑岩体之下富含流体包裹体的石英脉 ; 石英的 δ 8 O 值与石英中包裹 体的 δd 值, 其相对于标准海水平均值 (SMOW) 的 范围分别为 8.3 ~0.2 ( 平均值为 9.2 ) 与 -58 ~-75 ( 平均值为 -66 ) 计算出流体的 δ 8 O 值为 4.4 (T=375 )~7.6 (T=570 ), 平均值为 6.4 流体的 δ 8 O 和 δd 值具有典型的 岩浆水特征通过获得的最低 δd 值所计算出的与 绢英岩化及钾化蚀变过程有关的流体中大气水的最 大比例为 20% 对取自斑岩体中的碳酸盐脉体以 及与斑岩体有关的大理岩中的方解石样品分析其 C O 同位素, 分别得到相对于芝加哥大学标准 PDB 的 δ 3 C 值范围为 -0.4 ~2.9 及 0.06 ~2 ; 相应的方解石 δ 8 O 值 ( 相对于 SMOW) 范围为 6 ~3.2 ;δ 3 C 值 ( 来自方解石中 ) 处在沉积岩的范围内, 表明在热液系统中有很少的或者几乎没有岩 浆来源的 C 相比较而言, 方解石的 δ 8 O 值远低于 白垩纪碳酸盐的 δ 8 O 值, 表明 δ 8 O 值受到岩浆流 体的影响而发生了同位素的再次平衡 H O 同位 素特征和岩石学证据均表明, 与绢英岩化蚀变过程 中形成的含石英 硫化物 碳酸盐矿物脉体的含矿热 流体主要具有岩浆成因的同位素特征 6 矿床成因 根据以上矿床成因相关研究的综述, 现将松贡 斑岩型铜钼矿床的成因概述如下 在阿拉伯板块与欧亚大陆汇聚背景下, 阿拉伯 板块俯冲于伊朗板块之下, 引起了深部大面积的碱 性及钙碱性火山活动松贡斑岩体是一个复合侵入 体, 并在 670~780 条件下, 侵位到 2000m 的古深 度, 由较早期的石英二长斑岩与较晚期的花岗闪长 斑岩组成 [2] 通过元素地球化学分析, 其母岩浆为 中高钾质的安山岩或花岗闪长斑岩 ; 较新鲜的花岗 闪长斑岩中存在含水矿物 ( 角闪石 ), 说明相关岩浆 最初含有 w B >3% 的 H2O [2] 在结晶的深成岩浆 壳部, 产生一个静水压力, 并且在裂隙发育的地方, 当压力减小造成沸腾时, 温度迅速降低, 最终导致流 体饱和或过饱和, 以及在早阶段结晶作用中的流体 出溶 ( 表现为早期的角闪石蚀变为黑云母 ); 在斜长 石 角闪石破坏的情况下, 钾长石与黑云母中的 K/ Na 比值约为 0.3 早期的热液蚀变导致在松贡侵入体的中部出现含钾的矿物组合青磐岩化蚀变 与钾化蚀变同时发生, 在侵入体的较外侧, 绢英岩化 蚀变出现得稍晚一些, 并叠加了一些早期的蚀变 [6] 对松贡斑岩型铜矿床矿化石英脉中的流体包裹体的 研究表明, 钾化蚀变及其相关的 Cu 矿化是由岩浆 成因的高温高盐度流体作用所致 [,6,20] 松贡斑岩型铜钼矿床蚀变与矿化的关系可归纳 为 : 辉钼矿 硬石膏存在于 A 脉, 黄铁矿 硬石膏存 在于 B 脉,A 脉 B 脉中的 LVHS LVHS2 包裹体 中也含黄铁矿 硬石膏, 表明岩浆成因的流体与 Mo Cu Fe S 的运移及沉淀有很大的关系而辉钼矿形成于 A 脉的边缘, 其受温度降低所控制 ( 从 520 降到 450 ) 如果 Mo 以 KMoO4 的形式运移, 矿质也可能是由于在钾化带中 K 的转移导致
80 地质科技情报 203 年 KMoO4 发生破坏而形成黄铜矿在 A 脉中稀少而在 B 脉中富集指示在热流体演化系统中,B 脉中的 物理化学条件适合 Cu 的沉淀在深成矿化带中硬 石膏的存在是由于在冷却过程中 SO2 发生了水解作 用 :4SO2+4H2O=3H2SO4+H2S; 这样, 在 400 左右, 就相应地形成了硬石膏与辉钼矿 黄铁矿 黄 铜矿 温度最高达 420 的流体主要由大气水与岩浆 成因流体混合而成, 沸腾后热量损失, 并在侵入岩体 的边部循环 ; 晚期的裂隙或张开的脉体为混合流体 提供了运移的通道 [,5] 较低的 K/Na 比值 (<0.2), 以及流体相对高的温度引起钾化带中早期 形成的钾长石发生破坏并被钠长石取代, 这也是过 渡蚀变带的特征 ; 同时混合流体也溶解了早期形成 的铜硫化物 ( 高氧逸度 ) 并在侵入体的更高处 Cu 再 次发生沉淀 [,5] 在大气水循环过程中, 大气水没 有渗透到侵入体更热的中心部位, 同样也没有影响 到中心部位的蚀变带大气水可能影响了部分绢英 岩化带, 在这些受大气水作用的绢英岩化带中几乎 所有的钾长石都被蚀变为高岭石及其他黏土矿物 在地表, 由于氧化作用造成铜钼的进一步矿化富 集 7 对找矿勘查的启示 松贡斑岩型铜钼矿床已查明储量高达 6.50 亿 t, 从区域上看, 松贡斑岩型铜钼矿床处于新生代萨汉德 - 巴兹曼火山岩地区, 也称作乌尔米耶 达克 塔尔 (UrumieẖDokhtar) 火山弧带在这个火山岩 地区形成了一条萨汉德 - 巴兹曼成矿带, 已有的资 料表明, 这个成矿带主要发育 Cu Mo Au 等金属矿 床, 不同的矿带位置产出不同储量的金属矿床松 贡斑岩型铜钼矿床产于中新世的石英二长斑岩与花 岗闪长斑岩中, 矿石主要赋存于岩体的脉体中以及 脉体周围的蚀变带中, 在钾化带与绢英岩化带中 Cu 的品位相对较高,Mo 主要赋存于钾化带中在乌 尔米耶 达克塔尔火山弧带上的新生代侵入岩体作 为斑岩型铜矿的赋存岩体, 可作为扩大矿床远景区 域的重要对象通过前人对世界上主要斑岩型铜矿 的研究, 我们对斑岩型铜矿的勘查手段已有一定的 认识, 并且在不断地创新与完善 ; 通过对斑岩型铜矿 形成环境及成因机制的研究建立了成矿模型由于 松贡斑岩型铜钼矿床产于萨汉德 - 巴兹曼火山岩 区, 而萨汉德 - 巴兹曼火山岩区又主要位于中部伊 朗板块, 中部伊朗板块中广泛分布中生代的沉积岩 松贡斑岩型铜钼矿床附近的碳酸盐岩可作为矽卡岩 型矿床的勘查目标 在地球化学勘查方法上, 对于区域上分散矿化 的隐伏矿体, 运用反向传播人工神经网络 (bacḵ propagationartificialneuralnetworkalgorithm, 缩写为 BP-ANN) 方法与区域上垂直分布的地球化学 特征有助于识别出区域上分散矿化的隐伏矿体 [2] 8 结论 () 松贡斑岩型铜钼矿床是与中新世花岗闪长 斑岩 石英二长斑岩有关的超大型斑岩型矿床, 以岩 株及岩墙的形式产出 ; 岩体内主要发育以黄铜矿 黄 铁矿为主的细脉浸染状矿化, 以及氧化带的斑铜矿 辉铜矿 (2) 矿床蚀变可分为早期钾化与青磐岩化, 较晚 期为绢英岩化 硅化 泥化, 而与 Cu Mo 矿化有关 的主要是钾化, 少部分与绢英岩化有关 A 脉主要 与 Cu Mo 矿化有关,B 脉与 Cu 矿化有关 (3) 与其相关的 Cu Mo 矿化主要是受岩浆成 因的高温 (380~520 ) 高盐度流体作用, 并伴有多 次沸腾事件 ; 流体后期有大气水 ( 占混合流体的最大 比例为 20%) 的加入, 温度有所下降, 并有少量矿 化 参考文献 : HezarkhaniA,Wiliams-JonesA E.Controlsofalterationand mineralizationinthesungunporphyrycopperdeposit,iran: [2] HezarkhaniA.PetrologyoftheintrusiverockswithintheSuṉ gunporphyrycopperdeposit,azerbaijan,iran[j].journalof AsianEarthSciences,2006,27:326-340. [3] Etminan H.Aporphyrycoppeṟmolybdenumdepositnearthe Sungunvilage[R].[S.l.]:IranGeologicalSurvey,977:2,4. [4] MehrpartouM.Contributionstothegeology,geochemistry,ore genesisandfluidinclusioninvestigationson Sungun Cu-Mo [5] 施俊发, 李友枝, 金庆花, 等. 世界矿情亚洲卷 [M]. 北京 : 地质 出版社,2006:378-392. [6] AsghariO,Hezarkhani A.Investigationsofalterationzones basedonfluidinclusionmicrothermometryatsungunporphyry copperdeposit,nwiran[j].mineral.res.,200,40:9-34. [7] CookeD R,HolingsP,WalsheJL.Giantporphyrydeposits: Evidencefromfluidinclusionsandstableisotopes[J].EconomicGeology,998,93:65-670. porphyrydeposit(nortẖwestiran)[d].[s.l.]:hamburguniversity,993:245. Characteristics,distribution,andtectoniccontrols[J].EconomicGeology,2005,00:80-88. [8] WatermanG C,HamiltonR L.TheSarCheshmehporphyry copperdeposit[j].economicgeology,975,70:568-576. [9] 张洪瑞, 侯增谦, 宋玉财, 等. 斑岩铜矿床在东特提斯成矿域中 的时空分布特征 [J]. 地质学报,2009,83(2):88-837. [0]SingerD A,BergerVI,MoringBC.Porphyrycopperdeposits oftheworld:database,map,andgradeandtonnage models. U.S.GeologicalSurvey OpeṉFile Report2005-060[EB/
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