铁氧化物铜-金矿床与斑岩铜矿的构造控制及岩浆作用

李建旭,方维萱

(1.中国地质大学(北京)地球科学与资源学院，北京 100083；2.有色金属矿产地质调查中心北京资源勘查技术中心，北京 100012)

铁氧化物铜-金(IOCG)矿床提出以来，很快引起重视，因规模大(通常100万～1000万t)、品位高(Cu 1%～3%)、经济价值高成为重要勘查目标，是继斑岩铜矿、块状硫化物矿、浅成低温热液型金矿之后矿床学研究和勘查的又一个新高潮[1]。IOCG矿床与斑岩铜矿在全球都有广泛的时空分布，但相对于斑岩铜矿，IOCG矿床研究程度相对偏低，在部分IOCG矿床中，矿化作用与斑岩铜矿具相似的岩浆活动及岩浆热液流体特征[2-4]，智利IOCG矿床与斑岩铜矿矿床分布与构造演化有密切关系。本文对智利斑岩铜矿和IOCG矿床的构造、岩浆作用及其关系进行了初步探讨，以期指导实际勘查工作。

1 铁氧化物铜-金矿床与斑岩铜矿床概述

1.1 铁氧化物铜-金矿床

IOCG矿床是含有大量铁氧化物，并共(伴)生有Cu、Au、Mo、Ag、Co、REE等的一类矿床，形成于洋壳俯冲、陆内裂谷等伸展构造背景[5-6]，目前还没有严格的定义。在全世界从太古代-新生代均有广泛分布。矿床与基性-中性大规模侵入岩杂体有关，矿体赋存于岩体及接触带或围岩中，形态复杂，呈脉状、层板状、透镜状、角砾状、块状、群脉状。碱质蚀变发育，从下部到上部形成明显的蚀变分带。深部早期形成钠钙蚀变，矿物组合为钠长石-磁铁矿-阳起石-磷灰石；中浅部为钾化蚀变，主要有黑云母+钾长石+磁铁矿+黄铁矿+黄铜矿；浅表蚀变为钾长石-白云母±绿泥石±碳酸盐(绢云母蚀变)，浅部常发育大量粗晶方解石脉(带)。金属矿物主要有磁铁矿-赤铁矿-黄铜矿-辉铜矿-斑铜矿。

虽然IOCG矿床究竟形成于岩浆作用[2-3]还是非岩浆作用[7]尚无定论，但侵入岩的作用是肯定的。不管是做为物源或是热源，初始的流体相似于斑岩系统具有岩浆热液特征[4,8]。氯和锶同位素说明，IOCG流体源于岩浆分异过程并有少量混合成因(δ37Cl=+0.2‰～2.1‰) ，具有比斑岩铜矿更多的幔源组成(δ37Cl=0±0.5‰ )[9]。

1.2 斑岩铜矿

斑岩铜矿原意指与强烈绢云母和硅化、中酸性斑岩有关的细脉浸染型铜矿，以规模大、品位低为特征。主要分布于环太平洋成矿带、特提斯-喜马拉雅成矿带和中亚-蒙古成矿带。超大型矿床与小的斑岩浅成侵位隐爆作用有关。矿床赋存于含矿侵入斑岩、围岩及后期的角砾岩筒，单个矿体形态简单、规模巨大(如丘基卡马塔：矿体长3500m，宽1200m，深大于1000m)；氧化矿物形成次生富集带，红帽及绿帽(次生淋滤带)发育，铜品位1%左右,钼0.3%～0.4%，还有少量的金、银、铂族元素。蚀变环绕含矿斑岩体，自内而外依次为早期钾硅酸盐化带→石英绢云母化→晚期的高级泥化带。

普遍认为斑岩铜矿是岩浆成因，形成于洋壳俯冲或陆-陆碰撞造山过程[10-11]。但超大型斑岩铜矿形成于板块汇聚缝合带(如智利)并受大型基底构造控制，岩浆来源于俯冲作用的洋壳板片、下地壳及上地幔的部分熔融，上侵过程中有地壳混染[12-14]。

2 智利IOCG矿床与斑岩铜矿时空分布

智利安第斯型活动大陆边缘聚集了世界最大的超大型斑岩铜矿和IOCG成矿带(图1)，形成明显的时空分带。中生代强烈扩张下岩浆弧及弧后盆地阿塔卡玛断裂(Atacama)控制了IOCG矿床，新生代岩浆弧西部断裂(Domeyko)控制了斑岩成矿带。从西到东时代变新，形成磁铁矿-磷灰石矿床、铁氧化物铜金矿、斑岩铜金、斑岩铜钼带。IOCG矿床分布于西部海岸山带的中生代岩浆弧-弧后盆地(12°S ～33°S)，分为中-晚侏罗IOCG带和早白垩IOCG带，新生代也有少量分布。斑岩铜矿主要分布于16°S ～39°S的五个南北向成矿带：早石碳纪-晚二叠纪、晚白垩纪、古新世、上始新世-下渐新世、中-上中新世。大型斑岩铜矿主要产于上始新世-下渐新世及中-上中新世，有斑岩铜金、铜钼矿床。矿床形成及成矿带的分布与洋壳俯冲机制、构造、岩浆演化有密切关系。

图1 智利IOCG及斑岩铜矿分布图(据Camos F,2003[15]修编)

3 构造演化与成矿控制

智利从中生代开始经历了四个构造演化阶段，对应四个岩浆弧：侏罗纪-早白垩纪(200Ma～120Ma)、山间盆地(120Ma～80Ma)、晚侏罗纪-早第三纪(73Ma～35Ma)、位于前科底来拉的现代岩浆弧(<23Ma)。洋壳俯冲作用经历了从马利亚那型到智利型的转变，在约80Ma后成为转折点，形成两个构造应力阶段：①侏罗纪-中白垩世(200Ma～90Ma)扩张-转换扩张机制；②晚白垩世后(90Ma)汇聚速率或俯冲角度的变化及斜向俯冲作用形成复杂的变形机制，扩张及挤压相间出现，以挤压为主造成地壳增厚[16]。对应岩浆弧及应力变化，形成了IOCG成矿带和斑岩型成矿带。

矿带分布与板块俯冲及构造演化相关，是不同阶段、不同应力下的结果。通常认为IOCG矿床形成于扩张机制，斑岩铜矿形成于挤压机制，均产出于板块俯冲带上盘。在俯冲作用下，应力场内同时存在应力挤压和应力松驰区，而非扩压和松驰交替出现。扩张地段、构造弱化带是矿床形成的有利地段，矿床呈带状分布，成群集中于走滑断裂旁侧及两组断裂交汇处，如菲什尔断裂，控制了潘帕诺特、阿布拉及魁北雷德布兰卡等铜矿，断层东侧破碎带中形成丘基卡马塔矿床，大型Candelaria-Punta del Cobre、Mantoverde矿田均位于阿塔卡玛断裂次级走滑断裂，在科皮亚波(Copiaó)形成矿集区。

4 岩浆作用与成矿

智利安第斯边缘的低角度俯冲、快速挤压，深源岩浆强烈活动形成大量侵入岩及火山岩是矿床成矿重要基础。矿床均明显与侵入岩体有关，岩浆的高氧化性、侵位机制及流体演化使斑岩铜矿和铁氧化物矿床有共同的成矿特征，但又明显不同。

4.1 侵入岩及成矿时代

侵入岩体源于下地壳或上地幔并与矿化具同时代特征。与斑岩有关的成矿岩体为新生代酸-中酸性浅成侵入体，是由早期闪长岩、花岗闪长岩及花岗岩侵入后进一步演化而成，有花岗斑岩、石英二长斑岩、英安斑岩、粗安斑岩等。丘基卡马塔矿床的成矿岩体为第三纪渐新世花岗斑岩，其底板岩石及围岩也是一套酸性侵入岩。特尼恩特矿床的成矿岩体为第三纪上新世的石英闪长岩、英安斑岩，底板岩石为晚白垩世-早第三纪安山岩。IOCG矿床岩体主要为中基性辉长岩-闪长岩-花岗闪长岩-石英闪长岩-花岗岩等。矿床产出于同时代的岩体(Mantos Blancos,Olympic Dam)或围岩中(Candelaria，Manto Verde)。如与Candelaria矿床有关的科波亚波岩体为辉长岩-花岗闪长岩-闪长岩-花岗岩-二长岩 (97Ma～119Ma)与矿化(～115Ma)有同时代关系，在Mantoverde矿床矿化发生于(117±3)Ma～(121±3)Ma与Sierra Dieciocho 深成闪长岩岩体 (120Ma～127Ma)同期。

4.2 侵入岩成分与矿化

重要矿床侵入岩体地球化学(Candelaria、Mantos Blancos和El Salvador、Chuquicamata)表明，深成岩体在SiO2-Na2O+K2O图中，大都分为亚碱性，少部分为碱性(图2A)；在SiO2-K2O图中(图2B)，大部分为钙碱性-高钾钙碱性，科波亚波岩体部分为高钾系列并有利于矿化，均属磁铁矿系列。斑岩成分属准铝质-过铝质，IOCG矿床为准铝质(图2C)，说明侵入岩体具有相同的组成或来源，但斑岩铜岩体受到更多的地壳混染作用。岩石中有较多的普通辉石、角闪石和磁铁矿。说明这种形成于俯冲过程的钙碱性岩浆有较多的挥发份及高氧化态，是形成铜金矿化的有利条件，与矿床中较多磁铁矿及石膏相吻合。据研究斑岩岩浆系统fo2=10-14～10-8，热液系统fo2=10-24～10-11，高氧逸度是金、铜等成矿元素进入岩浆熔体的主要机制[17-18]。在演化初期，岩浆热液系统中有大量的H2O及CO2，铜作为一兼容元素，容易产生富铜流体，高氧逸度下以SO3或者硫酸盐存在的硫，有利于在低分异钙碱性岩浆系统中形成铜金矿化。

4.3 岩浆侵位与矿化

IOCG矿床与斑岩铜矿因不同岩体侵位机制而具有不同成矿特征。岩浆侵位深部形成IOCG矿化，而在浅部呈部分斑岩矿化。IOCG矿床中，岩浆侵位深度2～15km，明显大于超大型斑岩铜矿的浅成斑岩(2～3km)，深大断裂贯通地表形成开放空间，斑岩铜矿在浅部形成封闭空间发生隐爆作用。早白垩世深成岩体静岩压力范围1.5～3kbar[23]大于斑岩铜矿最大0.5～1kbar，释放能量不足，难以破坏厚的上覆盖层形成高裂隙带(斑岩矿床裂隙密度>300条/m，IOCG矿床<50～100条/m)，所以流体可能沿先存的裂隙流出，在构造的交叉口、构造-岩性界面(Candelaria)、转换断层(Salobo)或压性断裂的层间构造 (Manto Verde)产出。大型IOCG矿床浅部常有较多的热液角砾岩筒或细脉，说明局部存在超压力与斑岩铜矿有相似的构造压力条件，发生绢云母化、绿泥石化、绿帘石和碳酸盐化及较多赤铁矿和铜金矿化，但通常缺乏网脉状石英脉。

4.4 流体与矿化

斑岩铜矿与IOCG矿床流体具有相似的岩浆来源，流体演化机制可能是造成其差异的重要原因。斑岩铜矿由富含挥发份的岩浆冷却结晶产生岩浆热液，由于减压二次沸腾作用产生超盐度流体和蒸汽相，后期外成流体加入混合[24]，是形成铜金矿化的主要机制。Pollard(2006)认为，IOCG矿床初始岩浆相似于斑岩系统，在流体出溶或岩浆结晶过程中不混溶作用形成高盐度、高CO2、富铜的CO2-H2O-NaCl流体，流体包裹体数据说明有超盐度流体的存在并含有较多磁铁矿或石膏，大量CO2有利于流体中金的迁移，后期有盆地流体、蒸发盐参与。这些流体成分和进化机制，导致斑岩铜矿和IOCG矿床之间呈现不同的蚀变特征，但同时又有一定的遗传关系。斑岩铜矿经历了早期岩浆阶段和晚期大气水阶段，早期主要为岩浆成分高盐度的流体，含有较高浓度的铜等金属，由于流体很难发生不混溶作用，难以形成铜的富集，随流体向中性演化产生黑云母±钾长石-云母±绿泥石(绢云母蚀变)和高级泥化蚀变的过渡。而在IOCG矿床，形成深部钠钙或钾钙硅酸盐蚀变到浅部的非硅质富含铁氧化物和碳酸盐的蚀变。铜金矿化形成及规模大小关键因素是硫来源[25]。IOCG形成于深部，深部磁铁矿结晶可产生部分还原硫及铜金矿化，在上部外来硫的参与下形成赤铁矿、铜金矿化。

图2 岩石系列判别图(数据引自参考文献[19-22]

5 认识与结论

研究表明，富金斑岩型铜矿与高氧化、演化程度低的花岗质、闪长质岩浆及同期中基性火山岩有关[26]，与IOCG有相似的环境、矿物和蚀变及时空关系。IOCG成矿带有部分斑岩铜金矿，在斑岩铜矿带也有少量IOCG矿床，暗示有某种更为亲近的过渡关系，晚白垩世-古新世成矿带可能代表了这种过渡。赋存有大量电气石化角砾岩富金的斑岩铜矿(如Inco de Oro)，相比于斑岩铜钼矿，富金斑岩型铜矿硅化、绢英岩化发育较弱或者范围较窄，矿化由上部较富的含铜赤铁矿向下变为磁铁矿，深部碱质蚀变有较多的铁氧化物[27]，蚀变规律由深到浅相似于IOCG矿床。斑岩深部为角闪石(阳起石)-钠长石或奥长石及磁铁矿±透辉石的钙-钠硅酸盐蚀变矿物组合，钾硅酸盐蚀变伴生阳起石及绿帘石、碳酸盐化并发育硬石膏及热液磁铁矿(体积3%～10%)。从时代上看，也更接近于IOCG矿床，如Andacollo斑岩铜金矿床赋存于闪长岩-花岗闪长岩(87Ma ～130Ma)，铜0.7%，金0.25g/t，与外围的曼陀型铜银矿床有密切关系[28]。Tropezón 矿床被认为可能是斑岩铜矿与IOCG矿床的过渡类型[29]。 矿床早期富含Fe和Ca的岩浆热液，具有斑岩铜矿的流体特征，并在下部形成K-(Ca)蚀变带，由浅到深磁铁矿增加；流体在浅部发生隐爆产生角砾岩筒及Ca-Fe-K矿化蚀变，流体不混溶形成铜-金-钼矿化分带，后期有盆地流体的叠加作用。

相比于斑岩铜矿，中生代海岸山带IOCG矿床与磁铁矿-磷灰石矿床(128Ma ～110Ma)[30]有更加密切的时空关系和相似的成矿特征，磁铁矿-磷灰石矿床大部分含有少量铜金，形成于岩浆弧的偏基性侵入岩的岩浆喷溢作用，向上过渡为富含赤铁矿的IOCG矿床。

总之，IOCG与斑岩铜矿均形成于板块汇聚构造岩浆演化过程，中生代处于扩张阶段形成IOCG矿床，晚白垩纪-古新世扩张-挤压转换期弧后盆地抬升，IOCG矿床成矿作用减弱，向斑岩铜矿演化形成富金的斑岩铜矿，新生代强烈挤压产生大规模的斑岩铜钼矿化，最终形成磁铁矿、磷灰石-IOCG-富金斑岩型-斑岩铜钼矿床系统及分带(图3)。

图3 IOCG矿床与斑岩铜矿的构造演化过渡关系

由于岩浆弧快速抬升，Sillitoe认为IOCG矿床浅部的斑岩系统部分已剥蚀掉，缺少足够证据，其遗传关系目前尚不清楚。进一步研究钙碱性岩浆形成机制、铜-金元素富集过程，从整个钙碱性岩浆-热液系统角度探讨其与斑岩铜矿关系，重视岩体的特征及蚀变规律，对矿床勘查及预测有指导意义。

[1] 毛景文,余金杰,袁顺达,等. 铁氧化物-铜-金(IOCG)型矿床:基本特征、研究现状与找矿勘查[J]. 矿床地质,2008,27(3): 267-278.

[2] Sillitoe RH. Iron oxide-copper-gold deposits:An Andean view [J].Mineralium Deposita,2003,38:787-812.

[3] Williams PJ,Barton MD,Johnson DA,Fontboté L ,Antone de Haller,Mark G,Oliver NHS,Marcshik R.. Iron Oxide Copper-Gold Deposits: Geology, Space-Time Distribution, and Possible Modes of Origin. Society of Economic Geologists, Inc. Economic Geology, 2005, 100th Anniversary Volume: 371-405.

[4] Pollard P J.An intrusion-related origin for Cu-Au mineralization in iron oxide-copper-gold (IOCG) provinces [J].Miner Deposita, 2006, 41:179-187.

[5] Hitzman MW, Oreskes N, Einaudi MT. Geological characteristics and tectonic setting of Proterozoic iron oxide (Cu-U-Au-REE) deposits [J]. Precamb Res, 1992, 58: 241-287.

[6] 方维萱,柳玉龙,张守林.全球铁氧化物铜-金型(IOCG)矿床的3类大陆动力学背景与成矿模式[J].西北大学学报:自然科学版, 2009,39(3):404-413.

[7] Barton MD, Johnson DA. Evaporitic source model for igneous-related Fe oxide-(REE-Cu-Au-U) mineralization [J]. Geology, 1996, 24: 259-262.

[8] Marschik R,Fontboté L.The Candelaria-Punta del Cobre iron oxide Cu-Au(-Zn-Ag) deposits, Chile [J]. Econ Geo, 2001, l96:1799-1826.

[9] Chiaradia M, Banks D, Cliff R, Marschik R, Antoine de Haller.Origin of fluids in iron oxide-copper-gold deposits: constraints from δ37Cl,87Sr/86Sri and Cl/Br[J]. Miner Deposita, 2006, 41: 565-573.

[10] 陈文明.论斑岩铜矿的成因[J].现代地质,2002,16(1):1-8.

[11] 芮宗瑶,张立生,陈振宇.斑岩铜矿的源岩及源区探讨[J].岩石学报,2004,20(02) :229-238.

[12] 夏斌,涂光炽,陈根文,喻享祥.超大型斑岩铜矿床形成的全球地质背景[J].矿物岩石地球化学通报, 2000 ,19(4):406-408.

[13] 侯增谦. 斑岩Cu-Mo-Au矿床:新认识与新进展[J].地学前缘,2004,11(1): 131-144.

[14] 赵文津.大型斑岩铜矿成矿的深部构造岩浆活动背景[J].中国地质, 2007,34 (2):179-205.

[15] Camus F.Geología de los sistemas porfiricos en los Andes de Chile,Corporacion Nacional de Cobre de Chile,Servicio Nacional de Geologia Y Minenia,Sociedad geologíca de Chile,2003.

[16] Scheuber E.,Bogdanic T,Jensen A, Reutter K.-J.Tectonic development of the North Chilean Andes in relation to plate convergence and magmatism since the Jurassic. In:K-J. Reutter E. Scheuber and P. Wigger (Editors), Tectonics of the Southern Central Andes. Springer, 1994: 121-139.

[17] Burnham C W and Ohmoto H. Late-stage processes of felsic magatism. In Ishihora Sand Takenouchi S, (ed.)[J]. Mining Geology Special Issue, 1980(8):1-11.

[18] 李金祥,秦克章,李光明.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[J].岩石学报,2006,22(3):678-688.

[19] Ramírez L E, Parada M A, Palacios C, Wittenbrink J. Magmatic evolution of the Mantos Blancos copper deposit, Coastal Range of northern Chile: insight from Sr-Nd isotope, geochemical data and silicate melt inclusions [J]. Resource Geology, 2008, 58(2):124-142.

[20] Marschik R,Fontignie D,Chiaradia M,Voldet P. Geochemical and Sr-Nd-Pb-O isotope composition of granitoids of the Early Cretaceous Copiapó plutonic complex (27°30′S), Chile [J].Journal of South American Earth Sciences ,2003,16:381-398.

[21] Robert G Lee. Genesis of the El Salvador Porphyry Copper Deposit, Chile and Distribution of Epithermal Alteration at Lassen Peak [Phd].California, Oregon State University, 2008.

[22] Arnott A M.Evlution of the Hydrothermal Alteration Chuquicamata Porpyry Copper System Northen Chile [PhD].Dalhousie University Halifax, Nova Scotia,2003.

[23] Dallmeyer D, Brown M, Grocott J, Taylor G.Treloar P. Mesozoic magatic and tectonic events within the Andean plate boundary zone, 26°-27°30′,North Chile:Constrains from40Ar/39Ar mineral ages [J].Journal of Geology,1996,104:19-40.

[24] 张德会,张文淮,许国建.岩浆热液出溶和演化对斑岩成矿系统金属成矿的制约[J].地学前缘, 2001, 8(3):193-202.

[25] Halter W E, Heinric C A, Pettke T. Magma evolution and the formation of porphyry Cu-Au ore fluids: evidence from silicate and sulfide melt inclusions [J]. Mineralium Deposita, 2005, 39: 845-863.

[26] Blevin PL.Redox and compositional paramelers for interpreting the granitoid metallogeny of Eastern Australia: Implication for gold-rich ore systems [J].Resource Geology, 2004, 54(3):241-252.

[27] Sillitoe RH. Gold-rich porphyry copper deposits:descriptive andgenetic models and their role in exploration and discovery.In:Hagemann SG and Brown PE(eds.)Gold in 2000.Society of Economic Geologists Reviews in Economic Geology,2000,13:315-345.

[28] Reyes M.The Andacollos Strata-Bound Gold Deposit, Chile, and Its Position in a Porphyry Copper-Gold System[J].Economic Geology, 1991, 86:1301-1316.

[29] Tornos F, Velasco F, Barra F, Morata D.The Tropezón Cu-Mo-(Au) deposit, Northern Chile: the missing link between IOCG and porphyry copper systems? [J].Miner Deposita, 2010.

[30] Ramos V A.The tectonic regime along the Andes: Present-day and Mesozoic regimes [J]. Geol. J, 2010, 45: 2-25.