藏东玉龙斑岩型铜(－钼－金)矿床地质特征及找矿标志

2022-05-19杜斌李高王磊鲁佳肖文进薛伟

矿产勘查 2022年1期

杜斌，李高，王磊，鲁佳，肖文进，薛伟

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

0 引言

藏东玉龙斑岩铜(-钼-金)矿床处于特提斯喜马拉雅构造域东部的三江特提斯造山带的北缘，构造线处于近东向急转弯为近南北向的转折部位，大地构造位置独特(陈建平等，2009)。它所属的玉龙斑岩铜(-钼-金)矿带呈NW-SE 向展布，由北向南包含包买中型斑岩铜(-钼-金)矿床、恒星错中型斑岩铜(-钼-金)矿床、玉龙超大型斑岩铜(-钼-金)矿床、扎拉尕中型斑岩铜(-钼-金)矿床、莽总中型斑岩铜(-钼-金)矿床、多霞松多大型斑岩铜(-钼-金)矿床、马拉松多大型斑岩铜(-钼-金)矿床(Lin et al.，2018；图1)。其中，玉龙斑岩铜(-钼-金)矿床已达到世界超大型矿床规模，目前已探明铜储量6.5 Mt(0.62%)，钼矿石储量约0.4 Mt(0.042%)，金约100 t(0.35 10-6)(Hou et al.，2003；胥磊落，2011)。玉龙铜(-钼-金)矿床规模巨大，地质特征典型，国内外罕见，吸引了众多地质学者关注。前人的研究虽然加深了对玉龙铜(-钼-金)矿床岩浆源区、成矿过程及成矿构造等方面的认识(Hou et al.，2003；Jiang et al.，2006；Huang et al.，2019；Chen et al.，2021；唐菊兴，2003；谢玉玲等，2005；姜耀辉等，2006；胥磊落，2011；孙茂妤等，2015)，但欠缺对玉龙矿床成矿规律及找矿标志的总结。本文通过对玉龙斑岩铜(-钼-金)矿床野外地质观察，结合斑岩矿床的地质特征，总结该矿床的地质特征和矿床成因，探讨玉龙斑岩铜(-钼-金)矿床的找矿标志，并为下一步寻找同类型斑岩铜(-钼-金)矿床提供依据。

1 区域地质背景

玉龙斑岩铜(-钼-金)矿带位于特提斯-喜马拉雅构造域的东部，西南“三江”(金沙江、澜沧江和怒江)新生代斑岩铜(-钼-金)矿带的北段(Wang et al.，2016；陈奇等，2019)，北至青海境内，南至云南，南北向延长达400 km，东西向纵宽约40 km(秦覃等，2013)。矿带主要发育于羌塘-昌都微陆块，东邻贡觉盆地，西连澜沧江缝合带(图1)。区内地层出露比较齐全，矿带东部元古宇以上地层均有出露，但分布最广的是古生界；矿带西部以大量发育的侏罗系红色盆地堆积为特征(唐仁鲤和罗怀松，1995)。玉龙斑岩铜(-钼-金)矿带从老到新依次出露有元古宇、古生界、中生界和新生界，其中尤以中生界上三叠统发育最为广泛。区内燕山期至喜马拉雅期大规模的岩浆活动，造就了规模宏大的玉龙斑岩铜(-钼-金)矿带(唐仁鲤和罗怀松，1995)。

2 矿区地质特征

2.1 地层

矿区地层比较简单，主要由三叠系上统的甲丕拉组(T3j)砂岩、波里拉组(T3b)灰岩、阿堵拉组(T3a)页岩以及第四系(Q)的沉积物组成(唐菊兴，2003；图2)。甲丕拉组(T3j)地层为一套紫红色砂岩和泥质粉砂岩，发育于玉龙斑岩体东部和北部，约0.05 km2，在岩体接触带发生大规模的角岩化和青磐岩化，该地层厚度超过353 m。波里拉组(T3b)地层环绕玉龙斑岩体大面积出露，可分为下段(T3b1)、中段(T3b2)、上段(T3b3)。其中，下段(T3b1)地层岩性为灰岩、白云质灰岩，靠近岩体地层几乎均蚀变为大理岩和白云质大理岩；中段(T3b2)地层较为复杂，划分为上部的石英砂岩与同成分的砂质灰岩互层，中部的泥质灰岩、生物碎屑灰岩以及下部的砂岩与页岩互层；上段(T3b3)地层受后期岩浆液的影响，由原来的深灰、浅灰色中厚层至中层状灰岩、生物碎屑灰岩，蚀变为大理岩。阿堵拉组(T3a)地层在矿区出露较少，主要位于主斑岩体东南侧，岩性为灰色板状页岩(图2)。第四系沉积物覆盖于上述地层之上，面积占整个矿区面积的60%以上。

2.2 构造

矿区褶皱、断裂、裂隙、层间破碎带等多种构造发育。褶皱为区域上恒星错-甘龙拉背斜的南延(图2)，该背斜呈南东倾向，玉龙矿区位于背斜末端，从而在玉龙矿区形成了总体向北开口的鼻状圈闭构造，为Ⅰ号斑岩矿体成矿提供了良好的成矿空间(唐菊兴等，2006)。背斜形成的同时，三叠系的甲丕拉组与波里拉组在接触带发生层间滑动，从而形成层间破碎带，该破碎带为Ⅱ、Ⅴ号矿体的形成提供了良好的成矿空间。围绕玉龙含矿斑岩体发育7 条断层(图2)，其形成均与玉龙含矿斑岩体的侵入挤压有关，这些断层与成矿无密切关系。矿区内节理裂隙的形成，与区内甘龙拉背斜形成、燕山期温泉断裂以及喜山期左型走滑有关(Hou et al.，2003；唐仁鲤和罗怀松，1995)。这些裂隙与斑岩的矿化有密切联系，它为含矿热液提供了空间。层间破碎带主要发育于玉龙含矿斑岩体接触带围岩中，为斑岩体围岩中的似层状矿体的形成和富集创造了良好的构造条件。

2.3 岩浆岩

矿区岩浆岩岩体为一复式岩体，以浅成-超浅成状侵位于恒星错-甘龙拉背斜轴部的上三叠统地层中。岩体平面上呈现南北狭长，东西略窄的“梨”状，出露面积约0.85 km2(图2)。矿区岩浆岩主体岩性为二长花岗斑岩，与成矿密切相关。矿区北部发育的石英二长斑岩与矿化无关。

图2 玉龙矿床地质简图(据Hou et al.，2003；Chen et al.，2021 及西藏玉龙铜业股份有限公司，2009①修改)

二长花岗斑岩:岩石呈肉红色的浅灰色块状，有一定的黏土化(图3a)。岩石具有斑状结构，造岩矿物主要为斜长石、钾长石、石英、暗色矿物主要为黑云母和角闪石、副矿物；岩石斑晶主体为斜长石、次为钾长石和黑云母。钾长石可见简单双晶；黑云母发生绿泥石化(图3b)；斜长石呈长柱状，具有明显的聚片双晶(图3c)。基质主要为石英，斑晶大小在0.5～4 mm 之间。副矿物主要为磁铁矿、榍石、磷灰石、锆石。

石英二长斑岩:斑状结构，斑晶主体为石英、钾长石、斜长石和黑云母(图3d)。石英多呈浑圆状；黑云母发生绿泥石化(图3e)；斜长石绢云母化较严重，可见聚片双晶；钾长石发生绢云母化，可见简单双晶，可见早期结晶的角闪石被钾长石包裹(图3f)。基质主要为石英和长石，斑晶大小在0.5～4 mm 之间。副矿物主要为磁铁矿、榍石、磷灰石、锆石。

图3 玉龙矿床斑岩的手标本及镜下照片

3 矿化与蚀变

根据矿体的矿石特征及产出部位，可将玉龙铜(-钼-金)矿床划分为Ⅰ、Ⅱ和Ⅴ等三个主要矿体(图2)。其中Ⅰ矿体是玉龙铜(-钼-金)矿床的主体，发育于斑岩体及其围岩中，Ⅱ和Ⅴ矿体产于矽卡岩带中，环绕Ⅰ矿体产出(图2)。本文主要介绍斑岩型铜(-钼-金)矿床，故仅对Ⅰ矿体的特征进行简单介绍。

Ⅰ矿体为细脉浸染型铜(-钼-金)矿，呈直立的桶柱状产于斑岩体中上部及接触带斑岩脉及角岩中，规模为超大型(约523 ×104t)(唐菊兴，2003；西藏玉龙铜业股份有限公司，2009①)，包括斑岩型铜(-钼-金)矿和角岩型铜(-钼-金)矿。其中，斑岩型铜(-钼-金)矿是Ⅰ矿体的主要组成部分，处于矿体中心位置，赋存空间海拔高度在+4100 m～+4700 m 之间。斑岩型铜(-钼-金)空间上呈“蘑菇”状，在地表呈南北长，东西短的“梨形状”(图2)，含矿岩石岩性为二长花岗斑岩。由于Ⅰ矿体主要赋存于二长花岗斑岩内，故其氧化带并不发育，但仍可见薄薄一层氧化淋滤带(程敦模，1980)。Ⅰ矿体上部的氧化淋滤带中的岩石因受到较多的淋滤作用硫化物淋失而呈现褪色现象，表现为浅黄褐色或者白色黏土化斑岩。该带岩石中的金属硫化物基本被氧化淋滤，形成低品位铜(Cu:0.02%～0.15%)氧化淋滤带，厚度一般3～5 m，最厚可达25 m(程敦模，1980)。Ⅰ矿体下部是原生硫化物带，矿化以斑岩岩铜矿化为主。矿石构造主要以细脉网脉状构造(图4a～b)和细脉浸染状构造(图4c～d)为主，少量可见稠密浸染状和团块状构造。斑岩体中金属硫化物主要有黄铜矿、黄铁矿、辉钼矿(图4e～f)，少量的黝铜矿、磁铁矿、铜蓝(图4f)、赤铁矿、白钨矿等。

图4 玉龙矿床矿石手标本及镜下照片

玉龙含矿斑岩体的蚀变较为典型，具有以岩体为中心对称蚀变和矿化分带的特征。斑岩体内部的蚀变分带由内到外依次为:钾化带(K)→钾硅化带(K-Si)→绢英岩化带(Se-Si)→硅化+黏土化带(Si-Ka)→强黏土化带(Ka)(图5)，对应的硫化物矿物组合依次为辉钼矿+黄铜矿→黄铜矿+黄铁矿→黄铁矿+黄铜矿+方铅矿+闪锌矿等，其矿化元素组合为Mo+Cu→Cu(Mo)→(Cu)+Fe +W+Bi+Co+Pb+Zn+Au(Ag)(唐菊兴，2003)。在蚀变分带中钾化带(K)，主要表现为钾交代，蚀变较弱，岩石无明显变化，仍为原岩二长花岗斑岩，且矿化较弱。钾硅化(K-Si)带发育于岩体中部，主要表现为强钾交代和硅化，蚀变岩中发育大量的钾长石和石英，并伴有少量黑云母脉，该带矿化明显，可见铜(-钼-金)矿化。绢英岩化带(Se-Si)发育在钾硅化带外缘，两者间界线不明显，过渡带呈交叠和穿插关系，主要表现为绢云母化和硅化，在该带中可见电气石，该带与钾硅化带矿化一致，矿化明显，铜(-钼-金)矿化发育。硅化+黏土化带(Si-Ka)发育于绢英岩化带(Se-Si)的外缘，尤其在含矿斑岩体的根部和前缘裂隙发育的部位蚀变最为强烈，表现为云母和长石类矿物黏土化，该带铜(-钼-金)矿化更为发育，硅化、黏土化蚀变可将非矿地段变成含矿地段，是形成铜(-钼-金)富集带。强黏土化带(Ka)发育于岩体接触带裂隙发育的局部地段，表现为岩石中的绢云母、石英进一步被水解、淋滤，基本只剩下黏土矿物，该带中矿化无大变化，仅可见孔雀石、蓝铜矿等表生氧化铜矿物。此外，零星可见青磐岩化和碳酸岩化，但这两种蚀变不构成独立的蚀变岩带，仅叠加于其他蚀变带之上。

玉龙含矿斑岩体的围岩也发生了程度不同的蚀变，形成了超过岩体面积的10 倍以上蚀变晕。蚀变以岩体为中心，呈面型蚀变矿化分带(图5)。根据围岩的不同，可分为角岩蚀变分带和碳酸盐岩蚀变分带。角岩蚀变分带可分为钾硅化角岩带(Khs)、绢英化角岩带(Hhs)和弱蚀变角岩带。碳酸盐岩蚀变分带可划分为矽卡岩化带(Sk)、大理岩化带(Mb)和结晶灰岩带(j)。

图5 玉龙铜(－钼－金)矿床蚀变分带图(a)及A－A′蚀变分带纵剖面图(b)(据Hou et al.，2003 及西藏玉龙铜业股份有限公司，2009①修改)

4 地球化学特征

4.1 土壤地球化学特征

玉龙铜(-钼-金)矿床土壤元素地球化学异常，具有良好的异常分带性。其中土壤中Cu 元素值在400 ×10-6～1000 ×10-6之间，Mo 元素平均值为50 ×10-6；Pb 元素值在100 ×10-6～200 ×10-6之间。Cu 元素大于400 ×10-6的异常范围与矿体范围基本一致(西藏玉龙铜业股份有限公司，2009①)。

4.2 岩石地球化学特征

总结前人发表的玉龙含矿斑岩的数据，结果表明含矿斑岩体化学成分具有高钾(K2O/Na2O 远大于1)富碱(高K2O+Na2O ＞8%)的特性(Jiang et al.，2006；张玉泉等，1998a；唐菊兴，2003)，岩石中Cu、Mo、W、Bi、Ag 等元素的含量比正常酸性岩高出数十倍到上百倍，Pb、Zn、Au、Co 等元素含量比正常酸性岩高出数倍，与矿石中的有用元素组合极为一致(唐菊兴，2003)。岩石中钾长石和斜长石斑晶中Cu 的含量较正常同类岩石相应斑晶分别高出10～20 倍和2～3 倍(唐仁鲤和罗怀松，1995)。

4.3 水系沉积物异常特征

玉龙铜(-钼-金)矿床以含矿的二长花岗斑岩体为中心，存在Cu、Mo、Bi、W、Au、Pb、Ag、Cd、Sb、As 等元素的异常区，这些元素异常相互套合，呈近椭圆状，范围可达36 km2。其中Cu(平均含量1138 ×10-6)、Mo(平均含量36.6 ×10-6)、Ag(平均含量824 ×10-9)元素异常更为突出，且具有明显分带特征(西藏玉龙铜业股份有限公司，2009①)。

5 矿床成因及找矿标志

5.1 矿床成因

大量的岩石地球化学数据表明，玉龙含矿斑岩与岛弧或陆缘弧的含矿钙碱性斑岩相比，具有富集大离子亲石元素(LILE) 而亏损高场强元素(HFSE)，相对较高的Sr 及低Y 显示具有一定的埃达克岩亲和性的特征，但玉龙含矿斑岩侵入体相对富钾(K2O/Na2O ＞1)，即它们既属高钾钙碱性-钾玄岩系列，又具有埃达克岩的亲合性(Hou et al.，2003；Jiang et al.，2006；马鸿文，1990；唐仁鲤和罗怀松，1995；张玉泉等，1998a，1998b)。

玉龙斑岩型铜(-钼-金)矿床是陆-陆碰撞造山环境下的产物，其含矿斑岩的成因仍存在较大争论。马鸿文(1990)、唐仁鲤和罗怀松(1995)认为玉龙斑岩铜矿带含矿斑岩属钙碱性系列，是由幔源玄武质岩浆发生结晶分异和同化混染而形成的。Jiang et al.(2006)通过对玉龙斑岩铜矿带中含矿斑岩较系统研究，认为含矿斑岩为钾玄质岩石，直接起源于富集岩石圈地幔的低程度部分熔融。王成辉等(2009)结合该区地球物理数据，认为斑岩体岩浆可能是由软流圈上涌及其诱发的强烈底侵作用，使得本区地壳增厚继而发生部分熔融所形成。

前人测得玉龙斑岩铜(-钼-金)矿床的εSr(t)值为21.3～39.8，εNd(t)值在-0.8～3.0 之间(Jiang et al.，2006；张玉泉等，1998b)。其锶初始值研究表明，玉龙铜矿的主要成矿岩石来自大洋壳或上地幔，但都不同程度地受到地壳物质混染。Sr-Nd-Pb 同位素研究表明，地幔源区有再循环的地壳物质的加入(Jiang et al.，2006；张玉泉等，1998b)；硫同位素研究表明玉龙矿区矿体的硫源主要来自上地幔或下地壳，以地幔物质为主(陈建平等，2009)。玉龙斑岩铜(-钼-金)矿流体包裹体研究表明，玉龙斑岩铜(-钼-金)矿与斑岩矿化有关的成矿流体是以高温、高盐度为特征，属于典型岩浆热液型流体，来源于混有部分天水的岩浆水(Chang et al.，2018；李萌清等，1981；李萌清，1984，1985；谢玉玲等，2005)。Chang et al.(2018)通过对玉龙超大型斑岩铜(-钼-金)矿床单个流体包裹体化学组成的LA-ICP-MS 成分分析等研究，发现从深部岩浆中出溶的中等密度流体经相分离形成的富气相流体快速向上迁移，相分离后产生的高盐度卤水对成矿元素的富集很可能是导致斑岩铜矿床中巨量铜(-钼-金)堆积的关键因素之一，这也揭示了玉龙矿床具有多期次岩浆热液流体的形成和演化的特征。

综上所述，玉龙属于典型的岩浆热液矿床。含矿斑岩可能起源于古特提斯俯冲相关的新生地壳和少量古老地壳的部分熔融，在侵位的同时岩浆流体饱和并出溶。由于具有较高的氧逸度，成矿岩浆在演化和侵位过程中可以运移和富集大量的金属，并在热液蚀变阶段受温度不断降低而最终成矿。

5.2 找矿标志

(1)岩性标志。矿区内成矿岩体为浅成-超浅成的小型复式岩体(不足1 km2)，成矿岩体为二长花岗斑岩，是该区寻找同类型矿床的重要找矿标志。

(2)基底断裂标志。两组断裂交汇部位，往往能发现大量的火山岩夹层和中酸性斑岩体群。中酸性斑岩体不仅提供了丰富的矿物质来源，而且可从围岩中萃取和聚集用于矿物质。

(3)褶皱标志。玉龙斑岩成矿带中已知的含矿斑岩体均产于次级背斜构造的轴部、近轴部及倾伏端，它们控制着矿床、含矿斑岩体的空间分布。因此，可利用背斜构造标志，来确定重点找矿区段。

(4)矿体露头标志。矿体露头是判定斑岩型矿床赋存的有力依据之一，结合其他标志可大致确定矿体(床)的分布范围。

(5)颜色异常标志。颜色异常是指原岩在蚀变、矿化过程中和成矿后的地表氧化淋滤作用下发生褪色或染色的色变现象。颜色异常分布范围往往是成矿斑岩体面积的几倍至十几倍。颜色异常大致可分为褐铁矿染色异常、浅色异常和深色异常3 种，从而形成内浅、外深加“火烧皮”的斑岩矿床。因此，颜色异常可以作为最直观的斑岩矿床找矿标志。

(6)蚀变及蚀变带标志。斑岩型铜矿床的蚀变与成矿是含矿热液流体对岩石作用的表现。蚀变越强烈，蚀变分带越明显，特别钾硅化越发育，矿化越强，越容易成大矿。因此，斑岩体以及周边围岩的强烈蚀变成为识别斑岩型铜矿的一个重要标志(杜斌等，2021；段召艳等，2021)。

(7)铁帽标志。矿区铁帽广泛发育，具有蜂窝状构造，而各蜂窝孔具有独特的“球面三角形”轮廓，被褐铁矿充填，指示其下原生矿为斑岩铜(-钼-金)矿。因此，铁帽、铁帽内的氧化物也可以作为本区重要的找矿标志之一。

(8)地球化学标志。次生晕成矿异常标志:当浮土厚度＜10 m，斑岩型矿床土壤中Cu 元素异常明显且变化均匀可达100 ×10-6～400 ×10-6，并伴有Mo 元素的异常；Pb 元素异常值大于100 ×10-6，在其外侧可较容易地圈出矿体所在位置。水系沉积物的成矿异常标志:斑岩铜矿床因受地下水的径流作用，一定量的Cu 元素被淋滤带出地表，沿水系搬运，Cu 元素异常值达50 ×10-6～400 ×10-6，元素浓度随距离矿体的延长而递减。Mo 元素的搬运距离较短，异常范围在数百米至2 km。玉龙矿区内岩石地球化学特征表明K2O、Na2O 是主要控矿组合，Mo、Cu、Au、Bi 为近矿指示元素，Ag、Pb、Zn、Cd、Sd、为远程指示元素。因此，Cu、Mo、Au、Bi 元素可以作为寻找斑岩型铜(-钼-金)矿床的直接指示元素，Ag、Pb，Zn 等元素作为间接指示元素。