Question

　甘肃肃北县公婆泉铜矿床

Answer 1

一、大地构造单元

公婆泉铜矿床位于天山-阴山褶皱系北山优地槽褶皱带，公婆泉复向斜与平头山大豁落山复背斜交切带内。板块构造观点认为公婆泉铜矿位于哈隆克斯坦板块与塔里木板块对接带，窑洞努如-公婆泉岛弧带（左国朝，1995）。

二、地质背景

（一）地层

区内出露地层主要为中上志留统海相中酸性火山岩及下志留统类复理石建造，总厚在4000m以上。

下志留统：厚1239.5m，分两个岩组。第一岩组以火山沉积岩、碳酸盐岩为主，夹中性、中基性熔岩；第二岩组为中性火山岩、火山沉积岩及砂岩、砾岩、大理岩。

中上志留统：公婆泉群，主要由岛弧火山岩组成，分3个岩组。第一岩组由爆发相安山质火山粗碎屑岩、集块岩夹安山岩组成，很少有沉积岩夹层；第二岩组为喷溢相中性、中酸性熔岩及爆发相中酸性火山碎屑岩和大理岩，英安岩中见多处铜矿化；第三岩组以喷溢安山岩为主，夹少量爆发相安山质火山碎屑岩、凝灰熔岩及大理岩透镜体，安山岩中常见铜矿化。中上统总厚度大于1863m。

（二）岩浆岩

区内岩浆活动具有明显多期性，可划分为5个岩浆活动期。

中新元古代岩浆活动：主要表现为比较微弱的中性岩浆喷溢活动和酸性岩侵入活动。前者为正常钙碱性安山岩，夹于长城系中，后者为斜长花岗岩和花岗闪长岩。同位素年龄值（Rb-Sr）727Ma，属I型花岗岩，为铝过饱和的钙性-钙碱性岩系列。

加里东晚期岩浆活动：以强烈的火山喷发活动及后期较弱的基性-超基性侵入活动为特征。早志留世以中基性间歇式喷发为主，火山岩浆分异程度较高，见有多处热液铜矿（化）点。中晚志留世以强烈的中性、中酸性火山爆发、喷溢活动为主。早期形成以角砾熔岩、集块熔岩夹凝灰岩为主的爆发相，晚期是安山岩、英安岩为主的喷溢相，铜矿化十分发育并形成公婆泉铜矿。志留系火山岩属正常钙碱性岩石，属岛弧玄武岩系列，形成于以陆壳为基底的水下岛弧。加里东晚期侵入岩呈基性、超基性岩墙或小岩株。

华力西早期岩浆活动：主要表现为浅成-超浅成斑岩和深成花岗岩类的侵入活动。斑岩体分布于公婆泉矿田中，有英安斑岩、石英闪长玢岩、花岗闪长斑岩和斜长流纹斑岩。同位素测年值336～435.4Ma，为正常钙碱性系列岩石。岩石中铜含量较高，为含铜斑岩体，含稀土元素总量中等，Eu为弱负异常，属岛弧造山带高铝玄武岩系。本期花岗岩类侵入活动规模较大，分布广泛，以花岗闪长岩和斜长花岗岩为主，系碰撞造山期产物。前者构成公婆泉弧形构造-岩浆带，后者构成了受NWW深断裂控制的斜长花岗岩带。岩石成因类型为S型，岩浆的侵入为铜元素活化提供了热源条件。

华力西中期岩浆活动：早晚石炭世火山活动以中性、中酸性喷溢活动为主，晚期有少量中基性火山喷发，火山碎屑岩岩相变化较大。侵入活动表现了辉长岩-石英闪长岩-花岗闪长岩组合，分布较广，受NWW向断裂控制，同位素测年值307～347Ma，为幔源型花岗岩。

华力西晚期岩浆活动：火山岩在区内出露零星，多受断裂控制，岩性为中基性→酸性→基性，岩相变化较大，但以二长花岗岩为主，侵入活动比较强烈，显现多期次、岩性复杂的特点。同位素测年值288.9Ma，岩石属钙碱性，成因类型为壳源S型花岗岩类。本期侵入岩与铜矿富集及铁铜矿的生成有关。

（三）矿田地质

地层：矿田内出露中上志留统公婆泉群、上侏罗统和第四系。与矿化有关的为公婆泉群火山沉积岩系。

构造：由于本区构造运动的多旋回性和岩浆侵入的多期性，造成本矿田断裂发育、褶皱残缺不全。

褶皱：有西北侧的黑石山向斜、东部的沙泉沟向斜和消泉沟北向斜，它们均被断层分割而不完整，在矿田东部，向斜轴翘起（图2-79）。

图2-79　公婆泉铜矿区地质略图　Fig.2-79　Schematic geological map of Gongpoquan copper ore field

断裂：从老到新为近EW向逆断层、NW向逆断层和NNW、NE向平移断层。其中NW向逆断层规模最大，贯通全区；NNW和NE向断层延伸不长，但断距较大。

侵入岩：由老到新有华力西中期辉长岩、辉绿玢岩、石英闪长岩、花岗闪长岩和华力西晚期二长花岗岩为主。以华力西晚期中酸性岩为主，它们常形成“复合岩体”，而且显示钾高的特征，其中测定花岗闪长斑岩同位素年龄为336Ma。中酸性侵入体大面积分布于矿田南部，如三矿区、沙泉沟等地。

矿区矿化类型有三种：

斑岩型铜矿化：呈细脉浸染状，一矿区中一、二矿段的矿化次英安斑岩和三矿段的矿化花岗闪长斑岩即属此类。

热液脉型铜矿化：位于斑岩体顶部，呈小脉或大脉，一矿区三矿段（角岩内）和二矿区即属此类。

接触交代型铜矿化：呈透镜状、不规则状，以夕卡岩化为特征，一矿区见于中酸性侵入体与围岩的接触带；外围亦具此类铜矿化，如419铜矿点等。

三、矿床地质

一矿区是矿田的主体，可分一、二、三矿段（图2-80），矿段的空间分布受古火山机构及F₁断裂带的控制。一、二矿段主要矿体都产于受F₁断裂带控制的石英闪长玢岩中或其接触带上。二矿区铜矿体产于近东西断裂控制的英安斑岩体中。三矿区铜矿体产于浅成相花岗闪长斑岩体中，但在其围岩和石英闪长岩中亦有出露，其空间分布受NWW及NE向裂隙复合控制。

图2-80　公婆泉铜矿一矿区地质略图　Fig.2-80　Schematic geological map of ore district No.1,Gongpoquan copper deposit

（一）矿体分布、形态、产状特征

矿田东西长16km，南北宽约5km，共圈出矿体154个，多数分布于一矿区。其中50个矿体产于石英闪长玢岩体中，77个在花岗闪长斑岩体中，27个在英安斑岩体中。矿体长几十至百余米，个别最长达400m。厚几米至十几米，最厚34.35m。矿带沿倾向最大延深可达1000m（图2-81）。矿体多陡倾，成板状、透镜状及不规则状。矿体走向一般NW、向SW陡倾。火山热液铜矿化产于英安斑岩体近侧火山围岩中，走向NE、倾向SE。矿体呈透镜状或脉状，长数十米、厚数米。三矿区斑岩型铜矿小而分散，长仅数十米。一矿区圈定工业矿体78个，铜平均品位0.69%，二矿区5个矿体，铜平均品位0.66%。岩浆热液型铁铜矿为富铜矿，平均品位4.45%，夕卡岩型铁铜矿化体铜含量很低。

（二）矿石矿物成分及结构构造

1.矿石矿物成分

矿石矿物主要为黄铜矿、黄铁矿、斑铜矿；少量辉铜矿、方铅矿、闪锌矿、辉钼矿；氧化带裂隙中有蓝辉铜矿、铜蓝、蓝铜矿、孔雀石等。脉石矿物主要是石英、钾长石、斜长石；次为黑云母、绿泥石、绢云母、水白云母、白云母、伊利石、电气石、红柱石、绿帘石、方解石等。矿物组合可划分三个带：

（1）生带的硫化物组合，主要由黄铜矿、黄铁矿组成；

（2）过渡带的硫化物-氧化物组合，由黄铜矿、黄铁矿、磁铁矿、赤铁矿、假象赤铁矿组成；

图2-81　公婆泉铜矿一矿区一矿段9勘探线剖面图　Fig.2-81　Profile of exploratory line 9 at ore district No.1,Gongpoquan copper deposit

1—第四系；2—石英闪长玢岩；3—辉长岩；4—矿体及编号；5—断层及编号；6—钻孔及编号

（3）氧化带铜矿物组合，由孔雀石、蓝铜矿组成。

2.矿石结构构造

矿石结构：主要有重溶（共生边）结构、片状、格状、乳滴状结构以及穿插或交代结构等。

矿石构造：全区主要是细粒浸染和细脉浸染状构造；局部见团块状、团斑状构造，以及细脉状、稠密浸染状、块状构造等。

矿石类型：其工业类型绝大部分为细脉浸染型矿石，少量石英-黄铁矿-黄铜矿脉状矿石和夕卡岩型矿石。

（三）围岩蚀变

围岩蚀变分带比较清楚（图2-82），以斑岩为中心，向公婆泉群火山岩系扩展，可分为五个带：

绢云次生石英岩带：分布于斑岩体的核心部分，相当于石英核；

黑云石英钾长石化带：围绕细脉侵染状（主）矿体分布，形成深度距地表约1～1.5km；

图2-82　公婆泉铜矿区成矿模式图　Fig.2-82　Metallogenic model of Gongpoquan copper deposit

1—志留系火山岩（以安山岩为主）；2—次英安斑岩；3—花岗闪长斑岩；4—石英闪长玢岩；5—石英闪长岩；6—二长花岗岩；7—侵入角砾岩；8—斑岩铜矿（化）体；9—火山热液铜矿化体；10—夕卡岩型铁（铜矿化）体；11—岩浆热液（铁）铜矿化体；12—青磐岩化；13—黄铁矿化；14—钾硅酸盐化；15—石英-绢（白）云母化；16—泥化；17—金红石化；18—碳酸盐化；19—大气降水；20—携矿岩浆水；21—界线；22—渐变界限

青磐岩化带：分布于斑岩体之顶部，其中有裂隙充填热液脉型铜矿体，矿体形成深度距地表约0.5～1km；

角岩化带：仅见于一、二矿段北侧的火山岩中，其中也有热液脉型铜矿化；

石英钠长石化、夕卡岩化带：分布于小侵入体（斑岩、闪长岩）与火山岩之接触带，形成夕卡岩型矿化。

四、成矿条件

（一）流体包裹体特征

斑岩铜矿石石英中流体包裹体形状各异，其大小介于0.n～40μm之间。包裹体有三种以上类型，即液相、气-液相、富CO₂的气-液和含CO₂的三相包裹体。气液相包裹体中CO₂含量10%～30%不等，包裹体中w（NaCl）为4.2%～11.2%。成矿流体密度0.8～0.9,pH=6.7～6.8，为弱碱性（殷纯椴，1980）。气-液包裹体均一温度155～315℃，三相包裹体的均一温度为210～305℃。CO₂包裹体测压为105～120MPa，相当3.5km埋深时的静水压力。

在一矿区石英绢云母蚀变岩中，石英包裹体成分中CO₂含量为（50～40）×10^-6,CO₂含量甚微，推测成矿时氧逸度较富。H₂O含量占包裹体成分之最。CH₄变化大，H：含量甚微。Cl^-浓度（3～5）×10^-6。[K⁺]/[Na⁺]比为1.5～1.6。

含量变化较大，由低于检出限至10×10^-6。包裹体形成的氧逸度10^-25和10^-22，二氧化碳氧逸度为10^-1Pa和10^-5Pa。根据氧逸度求其温度值为450～500℃，根据二氧化碳求其温度值为400～500℃（徐文圻，1991）。

用爆裂法对黄铜矿进行测温，爆裂温度269～644℃，主要峰值在400℃左右，估计斑岩铜矿中黄铜矿沉淀温度250～500℃。

（二）同位素

硫同位素：斑岩铜矿石中黄铁矿δ³⁴S＝—0.86‰～—4.13‰，斑铜矿δ³⁴S＝—7.20‰～—8.63‰，次生斑铜矿δ³⁴S＝—24.71‰，方铅矿δ³⁴S＝—11.09‰。利用黄铁矿-黄铜矿计算其硫同位素平衡温度为340℃。上述值表明成矿过程中幔源硫受到地壳硫的混染。但由于样品少，测定值的解释并不十分圆满。

氢氧同位素：斑岩铜矿石石英包裹体中，δ¹⁸O_H2O=8.43‰～11.31‰，δD_H＝—31‰～—58.6‰，石英包裹体水测定碳同位素δ¹³C_CO2＝—4.55‰～6.81‰，在成矿末期方解石中氧同位素值δ¹⁸O＝—18.12‰，碳同位素值δ¹³C＝—18.12‰。可以认为，斑岩铜矿床早期成矿流体以岩浆水为主，晚期以大气降水为主，中期则可能是混合热流体，与其他斑岩铜矿床大体相似。

（三）成矿时代

矿区已知15件铅同位素测定结果表明，金属来源于深部并受上地壳物质的叠加，其源区为造山带，计算其模式年龄均值为342.93Ma。在矿区内花岗闪长斑岩和石英闪长斑岩用K-Ar法测年值分别为340～366.372Ma，蚀变岩中白云母年龄值为364.5Ma，以上不同时间不同方法测龄结果相近，可视为上述结果接近成矿年龄，成矿时代为早泥盆世。志留纪末至早泥盆世，这一地区在陆壳基础上发展而成的岛弧体系，在碰撞造山中次火山岩浆侵入，形成了公婆泉斑岩铜矿床。

（四）地球化学地球物理特征

地球化学特征：主要含矿岩体及围岩中的铜及相关元素均高于地壳平均含量，与铜元素最密切相关元素为银，其相关系数为0.86～0.92。铜的高含量区（高于区域背景值7.8×10^-6的10倍）约10km²。在矿体上部铜含量在750×10^-6，面积0.1km²，多元素组合异常浓度分带明显，Cu、Ag组成异常内带，Pb、Zn、Mo、B组成异常外带。斑岩型铜矿体上部铜异常形态呈带状，异常较窄，异常两侧含量值梯度大。热液铜矿其异常值梯度小，范围窄小，呈细条状，且元素单一。

地球物理特征：矿田内铜矿体磁性很弱，一般无地磁异常。时有激电异常及瞬变电磁异常，其强度最大可达20mV。

（五）成矿模型

早古生代晚期，在窑洞努如-公婆泉岛弧带内发生，钙碱性岩浆为主的火山喷发活动，含少量铜元素的火山热液沿火山岩及火山碎屑岩的裂隙进行交代，形成规模不大的火山热液铜矿化，但并未形成工业矿体。早泥盆世造山期钙碱性岩浆上升，形成各类斑岩体，含矿斑岩体中含较多气态不稳定流体，在高温碱性介质条件下硫化物团粒细而分散，伴生的高三斜度钾长石表明其成矿过程较长而稳定，但随着时间的推移，气态物质的聚集，内压增加，又使这一封闭系统较为开放，若干三斜度为零无序的钾长石表明这一过程的突然性，至高温热液成矿期，流体成分表现为相对富钾、弱碱、低盐度、低密度、低气相等特点。大量的天水渗入，使长期生成的各类长石水解发生石英-绢（白）云母化蚀变、长石分解、流体中盐度增高，促进了金属离子的活化与聚集沉淀，即火山-潜火山岩浆热源矿化阶段。在两大板块碰撞并未完全焊接的情况下，深部形成熔浆上涌并与上地壳物质重熔改造而成含有较多铜的二长花岗岩浆，在侵入活动后期形成夕卡岩型铁铜矿化和岩浆期后热液铜矿化。