模型十二 长江中下游地区铜多金属矿床找矿模型
找矿模型的研究与应用，使人们对某类矿床的特征有一个更系统、更概括、更本质性的了解，减少地质找矿工作的不确定性，提出清晰的找矿思路和方向，有助于合理地选择勘查方法和组合，从而提高矿产勘查效率和效果。找矿模型的特点与功能见专栏 2 －4。
专栏2－3本书所研究的找矿模型
1.黑色金属矿床找矿模型
(1)条带状铁质建造型富铁矿床找矿模型
(2)火山－沉积型铁矿床找矿模型
(3)玢岩型铁矿床找矿模型
(4)层状型铬铁矿矿床找矿模型
(5)豆荚状型铬铁矿矿床找矿模型
2.有色金属矿床找矿模型
(6)斑岩型铜矿床找矿模型
(7)斑岩型铜金矿床找矿模型
(8)火山成因块状硫化物型(VMS)矿床找矿模型
(9)别子型块状硫化物矿床找矿模型
(10)砂页岩型铜矿床找矿模型
(11)矽卡岩型铜矿床找矿模型
(12)长江中下游地区铜多金属矿床找矿模型
(13)铁氧化物铜金型(IOCG)矿床找矿模型
(14)岩浆型铜镍硫化物矿床找矿模型
(15)拉斑玄武岩型铜镍硫化物矿床找矿模型
(16)溢流玄武岩型铜镍硫化物矿床找矿模型
(17)陨石撞击型铜镍硫化物矿床找矿模型
(18)科马提岩型铜镍硫化物矿床找矿模型
(19)红土型镍矿床找矿模型
(20)喷气沉积型(SEDEX)铅锌矿床找矿模型
(21)密西西比河谷型(MVT)铅锌矿床找矿模型
(22)陆相火山岩型铅锌矿床找矿模型
(23)砂页岩型铅锌矿床找矿模型
(24)朝鲜检德式铅锌矿床找矿模型
(25)秘鲁塞罗德帕斯科式铅锌多金属矿床找矿模型
(26)非硫化物型锌矿床找矿模型
(27)斑岩型钼矿床找矿模型
(28)矽卡岩型钼矿床找矿模型
(29)湖南柿竹园式钨多金属矿床找矿模型
(30)广西大厂式锡多金属矿床找矿模型
(31)云南个旧式锡多金属矿床找矿模型
(32)湖南锡矿山式锑矿床找矿模型
3.贵金属矿床找矿模型
(33)绿岩带金矿床找矿模型
(34)霍姆斯塔克型金矿床找矿模型
(35)山东焦家－玲珑式金矿床找矿模型
(36)砾岩型金铀矿床找矿模型
(37)卡林型金矿床找矿模型
(38)浅成低温热液型金矿床找矿模型
(39)与碱性岩有关的浅成低温热液型金矿床找矿模型
(40)矽卡岩型金矿床找矿模型
(41)黑色岩系型金矿床找矿模型
(42)俄罗斯苏霍依洛格式贵金属矿床找矿模型
(43)澳大利亚维多利亚地区金矿床找矿模型
(44)层状镁铁质－超镁铁质侵入岩型铂族金属矿床找矿模型
4.铀、稀土及原生金刚石矿床找矿模型
(45)不整合型铀矿床找矿模型
(46)砂岩型铀矿床找矿模型
(47)碳硅泥岩型铀矿床找矿模型
(48)风化壳离子吸附型稀土矿床找矿模型
(49)内蒙古白云鄂博式铁铌稀土矿床找矿模型
(50)金伯利岩型和钾镁煌斑岩型金刚石矿床找矿模型
专栏2－4找矿模型的特点与功能
(1)它把大量信息浓缩，传递给其他专家，使其不必对原始资料进行重复而费力的研究。
(2)它可以通过计算机处理，以提高不同专业的专家交流和传递信息的效率。
(3)它能在经验和理论知识的基础上保证预测普查成果的再现性和可比性。
(4)它能确定同类型对象的预测普查准则和标志。
(5)它是解释地质勘探工作成果的理性认识的基础。
引自A.И.布尔德(1991)
(一)找矿模型的应用加快了矿产勘查与发现
在世界上一些大型矿床的新发现或已知矿床的扩大中，找矿模型发挥了重要作用。20世纪80年代以来，已有许多比较成功的典型实例，例如，利用大陆边缘斑岩铜矿模型进行选区，结合模型特征主要进行铁帽和蚀变分带研究，在智利北部发现了特大型拉埃斯康迪达斑岩铜矿;根据已知细脉浸染型金矿床地质找矿模型，在美国加利福尼亚州发现了产在火山岩和沉积岩中的麦克劳林网脉浸染型金矿床;澳大利亚利用以沉积岩为容矿岩石的找矿模型找到了尼夫特铜矿及其附近的铅锌矿;斑岩型蚀变和矿化分带模型帮助勘查人员较快地找到了加拿大米利根山斑岩型金铜矿床;根据浅成低温热液斑岩成矿环境模型成功地重新评价和扩大了西南太平洋地区已有的斑岩铜矿勘查地的金和铜的潜力;含金刚石的钾镁煌斑岩岩筒模型指导地质人员在澳大利亚科普顿金刚石砂矿区附近找到了含金刚石的原生杂岩体;结合深部地质资料建立的乌兹别克斯坦阿尔马雷克铜多金属矿区和穆龙套金矿区的预测普查模型进一步扩大了这两个矿区的深部找矿前景。
世界许多矿床的发现及扩大，均与不断完善该类矿床的地质成因模型和找矿模型有关，如斑岩铜矿和黄铁矿型矿床的高发现率，加拿大萨德伯里铜镍矿和阿萨巴斯卡盆地铀资源的扩大，奥林匹克坝矿床的发现及铁氧化物铜金矿床研究的巨大进展，等等，都是很好的例证。我国玢岩铁矿模型在铁矿勘查中起到了十分重要的作用。例如，在该模型建立之前，宁芜地区铁矿总储量仅十余亿吨，庐枞地区也不过3亿至4亿吨。模型建立以后，各地勘单位以该模型为指导，开展了新一轮地质找矿工作，先后找到了陶村(大型)、杨庄(大型)、龙塘湾(中型)、泉水湾(中型)、金龙(大型)、泥河(大型)等一批大、中型铁矿床，总资源储量翻了一番多。
(二)找矿模型适用于不同阶段的找矿工作
纵观国内外的研究成果，广义的找矿模型可以帮助我们合理地选择勘查方法及组合。在具体勘查过程中，找矿模型可以帮助地质人员明白在探寻矿床的哪个部位，还能为研究人员指明典型矿床的研究工作缺乏哪几部分有关的内容。模型可以引导勘查人员把未知矿床的地质特征与已知矿床的特征作对比，进而引导资料的收集和解释。
表2－2和表2－3列出了美国和俄罗斯各类矿床模型的大致应用情况，不同种类的找矿模型可用于矿产普查勘探工作的各个方面，包括勘查选区、选择最佳勘查方法、制定勘查战略、进行矿产预测和评价。表2－4从另一个角度阐述了不同类型矿床模型的用途，其中并无“找矿模型”的用语，但通过对表2－2、表2－3的辨析类比，俄罗斯文献中的区域成矿模型、综合模型、多因素模型当属描述性模型之列，与我们所提的找矿模型大体相当;至于详细勘探的矿床模型研究，兼有科研和实际运用之功能，多可归入广义找矿模型之列。通过此表，亦可体现我们对找矿模型特征和用途的认识。
(三)找矿模型是掩伏区预测与找矿的重要手段
找矿模型在预测隐伏矿中发挥了重要作用。
表2－4 地质勘探工作阶段、矿床分类和矿床模型类型之间的关系
资料来源:P.И.科冈等，1993
一是以矿床找矿模型为基础，以地球物理、地球化学资料为手段，对地壳表层盖层以下进行地质填图，圈定有利的构造部位。例如，美国在内华达地区预测隐伏矿时找矿模型发挥了重要作用。该区2/3的有色金属和贵金属矿床产在前第三纪基底岩石和其内的岩体中及岩体附近，但前第三纪基底只在内华达地区约20%的面积上出露，内华达地区60%的地区基底产出深度在1000m以内。为了进行隐伏矿预测，首先根据重、磁研究结果，并结合对已有地形图、地质图和钻孔资料的分析，查明基底产出深度和未出露的深成岩体，埋藏较浅的前第三纪火山岩区和出露的、隐伏的、可能的热液蚀变区等。在此基础上，除去年轻盖层的基底地质图、基底埋深图、第三纪地质图，还推测了以断裂为界的
盆地的地下大致几何形态。然后根据区内有关类型找矿模型综合分析已取得的各类资料开展预测。
二是在半裸露区，以找矿模型为依据，识别矿化、蚀变带的分布范围。对出露于地表的矿床模型进行研究，确定其成矿类型和蚀变的边界，推测隐伏区蚀变和矿化的范围，从而对矿化作出预测。例
如，美国圣马纽埃－卡拉马祖斑岩铜矿床、智利科亚瓦西斑岩铜矿床的发现。
三是以矿床垂向分带为基础，以地质、地球物理、地球化学异常模型为依据，对深部矿化潜力作出预测和定位。
(四)找矿模型是选择最佳勘查方法组合的基础
在建立不同类型矿床的找矿模型时，针对一批典型矿床的发现过程，总结有效的勘查方法组合，可为类似地区找类似的矿床提供勘查方法组合的依据。其中，地质方法和地球化学方法的选择与矿床地质特征比较匹配，易于参照相关矿床模型和一般勘查经验选定。而物探方法则要依据重要控矿地质特征对特定物探参数的响应情况选定。表2－5根据不同类型矿床的岩石物性特征和主要控矿特征，总结了各种物探方法对不同类型矿床的适用性和应用方面，可为找矿模型中的找矿方法配置提供参考。
这里以加拿大阿萨巴斯卡盆地铀矿综合勘查发现的过程进一步说明找矿模型对勘查技术方法组合选择的作用。20世纪70年代，加拿大地质工作者在利用不整合型铀矿的概念模型找埋藏较深的矿床时，由于铀的运移受多种因素的影响，虽选区正确，但勘查曾一度受挫，后来通过解剖凯湖矿床，查明含炭沉积物变质形成的石墨层所形成的电磁异常是更为值得重视的找矿标志，从而导致了麦克劳恩等大型铀矿的发现。通过对新发现的矿床的研究，发现铀矿不仅受层位、不整合面和石墨地层导体的控制，还受其他因素，特别是断裂构造的控制，铀矿体不仅聚集在不整合面上，还可产在与断裂有关、距不整合面较远的富石墨地段。在此基础上，建立了一种更为完善的不整合型铀矿模型，并据此提出了一套合理的勘查方法，即以航磁了解不整合面的近似深度和构造情况，以航空电磁、磁法和伽马能谱测量寻找含石墨的地层导体，以地面电磁法检查电磁异常来圈定靶区，以钻探和井中物探来发现矿体，从而进一步扩大了该盆地探明的铀资源量。
表2－5 物探方法在具体矿床勘查中的应用
资料来源:K.Ford等，2008
注:地球物理方法应用的定性比例:●十分有效;■中等有效;○总体无效。
(五)找矿模型是开展矿产预测和评价的重要方法
20世纪70年代末，美国开展的本土矿产资源评价计划，采用了具预测普查标志(包括物化探、遥感等普查标志)的矿床描述性模型作为进行矿产预测和评价区域矿产资源潜力的主要方法。20世纪90年代，美国地质调查局J.D.Bliss(1992)等在评价阿拉斯加苏厄德半岛未发现的原生锡资源时也采用了矿床模型方法，工作中使用了各种类型的锡矿床的描述性模型，根据区内顶部遭受剥蚀、埋藏浅的花岗岩类的重力、航磁特征建立的地球物理模型，各类锡矿床的品位－吨位模型和计算机模拟模型，估算了该区未发现的云英岩型、脉型、交代型的品位不低于0.5%的锡矿床的资源量。前苏联也是根据已建的各类模型采用类比原则开展矿产预测、划分远景区和评价区域矿产资源潜力的(预测资源量)。
一、概 述
矽卡岩型铜矿是指在中酸性—中基性侵入岩类与碳酸盐岩 ( 或其他钙镁质岩石) 的接触带上或其附近，由含矿气水溶液交代作用而形成的铜矿床。该类型矿床的成矿具有明显的多期次、多阶段性，其典型成矿演化模式为变质作用—进化交代作用—退化交代作用—硫化物沉积。矿石品位较高( 平均含 Cu 1% ～2%) ，矿床规模多为中小型，也有大型，且变化较大 ( 矿石储量通常为 ( 1 ～100) ×106t) ，伴生 Fe、Pb、Zn、W、Sn、Au、Ag 及 REE，具有重要的综合开采利用价值。另据不完全统计，世界上较大规模的矽卡岩型铜矿几乎都与斑岩型铜矿存在着共生关系。这种与斑岩铜矿侵入体矿化相关的矽卡岩型铜矿床常常具有规模较大、品位较低的特点。
矽卡岩型铜矿可按照矿物组分将其分为镁质矽卡岩、钙质矽卡岩、钙 － 镁质矽卡岩、锰质矽卡岩、碱质矽卡岩等铜矿类型。从经济重要性上来说，钙质矽卡岩型铜矿要比锰质矽卡岩型铜矿重要。若根据蚀变类型来划分，矽卡岩型铜矿又可分为退化蚀变矽卡岩型铜矿 ( 常与蚀变强烈的斑岩铜矿相伴生) 、进化蚀变矽卡岩型铜矿 ( 常与蚀变很弱的岩脉相伴生) 及介于二者之间的过渡类型。
从全球产出范围来看，矽卡岩型铜矿主要产于大陆边缘和岛弧环境的活动带，分布于环太平洋成矿域，与中生代—新生代花岗岩类岩体或者古生代中酸性侵入岩体有关; 其次分布在特提斯成矿域和古亚洲成矿域。矽卡岩型铜矿储量在西方国家铜矿总储量中仅占 0. 6%，前苏联约占 2%。而中国的情况则有所不同，已探明的矽卡岩型铜矿储量占总储量的 28%，居全国勘查和开发铜矿类型的第二位。中国矽卡岩型铜矿主要分布在长江中下游地区，成为著名的以矽卡岩型为主的铁铜成矿带 ( 图 1) 。典型矿床包括安徽狮子山、凤凰山、安庆乐山、铜官山，湖北铁山、铜录山、石头嘴，江西城门山、武山等矽卡岩型铁铜矿床。近年来，随着矽卡岩型矿床成矿理论和勘查的不断深入，在青藏高原冈底斯成矿带上也新确定了不少矽卡岩型铜矿床，找矿潜力巨大，如冈底斯东南段的克鲁、劣布、冲木达等矽卡岩铜 ( 金) 矿床。
图 1 中国长江中下游铁铜成矿带主要矿集区和矿床分布略图( 引自周涛发等，2008)
二、地 质 特 征
1. 构造背景
矽卡岩型铜矿一般产在与大洋和 ( 或) 大陆消减带相关的大陆边缘和岛弧带中。通常，在大洋岛弧地层中，可能发育的矽卡岩型矿床只有钙质矽卡岩型铁铜矿床 ( 图 2A) 。该构造背景下产出的矿床同时也可能富集 Co、Ni、Cr 和 Au。而在大洋增生的大陆消减带，则是矽卡岩型矿床最为发育的构造环境 ( 图 2B) 。该构造环境除产出矽卡岩型铜矿以外，也易于产出其他种类的矿床，如钨、铁、钼、铅 － 锌、银等矿产。
图 2 矽卡岩型 ( 铁) 铜矿成矿构造背景示意图( 据 L. D. Meinert，1993 修编)
大部分矽卡岩型铜矿与Ⅰ型、磁铁矿系列、钙碱性和斑岩型的深成岩体相关，很多矿床都具有相同成因的火山岩石，而且其网状脉、脆性裂隙、角砾岩化、强烈的热液蚀变等特征指示了一种相对较浅成的环境。中酸性岩浆岩对于形成大型矽卡岩铜矿最为有利，其岩性主要为钙碱系列的花岗岩 － 斜长花岗闪长岩 － 花岗闪长岩 － 石英闪长岩 － 闪长岩。岩浆作用具有多期次活动的特点，常组成复式岩体。
在矽卡岩型铜矿区，发育断裂、裂隙、网脉、角砾和可渗透的岩层构成成矿流体运移通道是不可缺少的。矽卡岩型铜矿的形成，与区域和矿区的构造发育程度有关。例如，中国长江中下游地区褶皱和断裂就特别发育。地质构造及演化是控制该区成矿地质环境的主导因素，构造运动制约了该区地层、构造、岩浆岩、成矿作用等地质特征。如，城门山铜矿位于长山 － 城门山背斜倾伏端的北翼，在EW 或 NEE、NW、NE 或 NNE 向等多组断裂的交汇处; 武山矿床位于界道 － 大桥背斜倾伏端的南翼，为 NEE、NE、NW 向等多组断裂的交汇处; 东狮子山铜矿床受白芒山背斜的直接影响，矽卡岩体和矿体沿地层层间薄弱带、顺层滑脱构造产生的空间分布 ( 图 3) 。总体而言，区域构造是长江中下游成矿区控制岩浆和沉积作用并直接参与成矿的主导因素，燕山期岩浆活动是关键性的成矿因素，古生代至早中生代形成的地层是重要的成矿因素和赋矿场所。构造、岩浆与地层三者之间相互制约、有机组合，构成了著名的长江中下游矽卡岩铜矿带。
2. 矿床地质特征
( 1) 控矿构造
矽卡岩型铜矿床的控矿构造主要有基底断裂和盖层构造，它们是矿床形成和富集的主要控制因素，含矿岩体和矿田常分布于盖层构造与基底断裂的交汇部位。当断裂与含矿岩浆连通时，将起到导岩、导矿的作用。断裂的长期活动，在多组盖层断裂结点及其与背斜轴挠曲部等褶皱构造的复合部位，加上合适盖层的遮挡，有利于形成容矿构造。导岩与导矿构造、布岩与布矿构造、容矿构造的有利组合和同生断裂的发育，是形成区域性成矿构造的有利条件。
图 3 安徽铜陵白芒山背斜层间滑脱构造控制东狮子山矽卡岩体的分布( 引自张叔贞等，1993)
容矿构造可分为圈闭构造 ( 包括褶皱、网状断层、捕虏体等) 、热动 ( 塑性) 构造、岩体接触带、断裂、裂隙带、层间构造等，矿体的位置和产状通常受到多种构造的共同影响。
以长江中下游矽卡岩型铜矿为例，最有利的赋矿地层为石炭系、二叠系和三叠系，尤其是上石炭统—上泥盆统、中二叠统—下三叠统、下三叠统—中三叠统之间的几个区域性层间滑脱 － 剥离面的上下 ( 图 3) ，并且具有有利岩性组合的部位，主要是碳酸盐岩、膏盐层、硅质岩等建造，碳酸盐岩层与泥质岩层组合，既可封闭矿液流失通道构成屏蔽层，又可作为矿液充分扩散渗流和交代成矿的环境，富硫膏盐层参与成矿，加之有利层位岩石中富含有机质、CO2、S、P、F 等矿化剂，造成了该区矿化的层控性 ( 常印佛等，1983) 。可见，构造、岩浆岩、有利层位、岩性组合等相互耦合是控制矿化作用的主要因素。
( 2) 容矿岩石
矽卡岩类矿物组合不仅可在中酸性岩浆岩与碳酸盐岩接触带中交代形成，而且还可以形成于其他非碳酸盐类岩石中———只要具备一定的温度和压力条件，且岩石中富有形成矽卡岩的元素 ( 如 Ca、Mg、Fe、Al、Si 等) 和挥发性元素。可见，矽卡岩矿床的围岩是多种多样的，其原岩具有多样性，但以各种碳酸盐岩为主。而且，如果围岩中含有杂质则更加有利于成矿，而纯净的碳酸盐岩则不利于接触交代作用的进行。
通常有利于形成大型矽卡岩型铜矿的围岩常为白云质灰岩或炭质灰岩、泥质岩，如中国南方矽卡岩铜矿的围岩为含白云质灰岩。膏盐岩层和高硫层存在的地区则更有利于成矿，如长江中下游成矿带，凡侵入或穿过蒸发岩层段或高硫层段 ( 中石炭统黄龙组) 的岩浆岩常有利于成矿。以硅铝质蚀变形成的角岩为围岩的大型矽卡岩铜矿一般少见，加拿大的马德莱娜铜矿可算一例。
( 3) 蚀变与矿化分带
矽卡岩型铜矿床外接触带的蚀变通常以矽卡岩化、角岩化为主，而内接触带主要为岩体的绢云母化、硅化、绿泥石化等。矿化体主要以似层状、透镜状、囊状产于外接触带中，在远离接触带的大理岩化灰岩、角岩化粉砂岩中还可见脉状矿化，而内接触带的矿化主要为细脉状、浸染状矿化。
矽卡岩化可分为早期矽卡岩化和晚期退化蚀变岩化。早期矽卡岩化主要为钙铁 － 钙铝石榴子石矽卡岩，含少量透辉石、钙铁辉石、磁铁矿等，同时还有少量铜矿物的沉淀，表明形成矽卡岩的热流体携带有金属成矿物质。晚期退化蚀变岩化主要是透闪石 － 阳起石、绿泥石、绿帘石、石英、方解石等交代石榴子石矽卡岩，并伴随着硫化物的沉淀，通常为矽卡岩型铜矿形成的主要阶段。在晚期退化蚀变过程中，绿泥石、绿帘石通常沿石榴子石中心、环带或边缘进行交代，以及在石榴子石微裂隙中充填绿帘石和孔雀石。
矽卡岩型铜矿床一般是在含矿气液与围岩的接触交代作用下形成的。由于气液中各组分活动性不同、扩散能力强弱不一，在接触交代作用进行的过程中，活动性越大的组分越易随气液前进，而达到反应带的边缘，惰性组分也参与反应，但多滞留在原地附近或迁移不远，因而形成矿化蚀变分带现象。这种蚀变分带，在深成岩体附近产出块状石榴子石矽卡岩，且随着远离接触带辉石含量增加，最后以大理石接触带出现符山石和 ( 或) 硅灰石为结束标志。
例如，湖北铜录山矽卡岩铜矿由内带花岗闪长斑岩至外带大理岩蚀变矿化分带为: 钾硅化花岗闪长斑岩 － 辉钼矿化带; 斜长石岩 － 钼矿石带，组成矿石的主要金属矿物为辉钼矿、黄铁矿; 石榴子石矽卡岩化斜长石岩 － 铜矿石带，组成矿石的主要金属矿物为黄铜矿、黄铁矿; 金云母透辉石矽卡岩 －铜铁矿石带，组成矿石的主要金属矿物组合为黄铜矿、斑铜矿、磁铁矿，该带是主矿石带，占铜矿储量的 76. 66%、铁总储量的 85. 17%; 透辉石矽卡岩化大理岩 － 铜矿石带，主要金属矿物为黄铜矿、斑铜矿、辉铜矿等。
( 4) 矿体形态与产出位置
岩浆流动前缘的凹陷部位 ( 灰岩舌状体) 破碎裂隙发育，是矿体的最大富集地段。矿体也常富集于岩层界面与侵入体交切的部位和多次断裂活动与接触带相复合的部位。矿体一般沿岩体与围岩的接触带成群或成带分布，受岩体接触带构造和围岩岩性的控制。矿体主要产在外接触带的蚀变碳酸盐岩中，少数产于内接触带的侵入体中，一般产在距接触面 100 ～ 200m 的范围内。矿体产状、形态均较复杂，连续性差，常呈似层状、透镜状、柱状、脉状等。矿体规模大小不一，大型矿床一般由一个或几个主要矿体组成，某些矿床在垂向上具有多层分布的特点，如安徽铜陵狮子山矽卡岩型铜矿( 图 4) 。
对于广义的矽卡岩型铜矿而言，含矿岩体以富钾高碱的中酸性岩最为有利，岩体多为小型侵入体，常为多期次脉动式活动的复式侵入岩体，分异程度一般较高。其形态主要呈蘑菇状、箱状、锥状、枝叉状和层间岩墙状。
图 4 安徽铜陵狮子山矽卡岩型铜铁矿床典型剖面图( 引自赵文津，2008)
( 5) 成矿期和成矿阶段主要特征
矽卡岩铜矿的形成经历了漫长的地质作用过程，具有明显的多期多阶段性。其成矿过程综合起来可分为 3 个成矿期和 5 个成矿阶段。
A. 矽卡岩期
这个时期主要形成各种钙、铁、铝、镁的硅酸盐矿物，没有石英出现，也称石榴子石 － 透辉石期。该成矿期又分为 3 个成矿阶段。
1) 早期矽卡岩阶段: 形成的主要矿物为硅灰石、透辉石、钙铁辉石、钙铝榴石、钙铁榴石、方柱石等，其特征是以岛状和链状的无水硅酸盐矿物为主，一般称为矽卡岩化阶段，但也有少量含水硅酸盐矿物如符山石，它们是在高温超临界温度条件下形成的，此阶段一般没有硫化物的沉淀。
2) 晚期矽卡岩阶段: 形成的矿物沿早期矽卡岩破裂裂隙充填交代，主要矿物有阳起石、透闪石、绿帘石等，其特征为带状或复杂链状构造的含水硅酸盐类矿物，故又称为退化蚀变阶段。
3) 氧化物阶段: 介于矽卡岩期和石英硫化物期之间，具有过渡的性质，此阶段中形成长石类矿物，如正长石、酸性斜长石，云母类矿物如金云母、白云母及少量黑云母，此外还有少量石英、萤石、绿帘石等，矿石矿物有白钨矿、锡石、赤铁矿和少量磁铁矿，铍的硅酸盐矿物有日光榴石、硅铍石、香花石等，后期有少量硫化物的形成，如辉钼矿、磁黄铁矿、毒砂等。
B. 石英 － 硫化物期
这个时期二氧化硅一般不再和钙、镁、铁、铝组成矽卡岩矿物，而是独立地形成大量的石英，并形成绿泥石、方解石等典型的热液矿物。该期有大量金属硫化物形成，如黄铁矿、黄铜矿等，可分为2 个阶段。
1) 早期硫化物阶段: 也称石英 － 磁铁矿 － 绿帘石阶段，生成的脉石矿物有绿泥石、绿帘石、绢云母、碳酸盐矿物等，它们主要是充填交代早期硅酸盐矿物而成的，并有萤石和石英的形成。矿石矿物主要为各种铜、铁、铝、铋、砷的硫化物，如黄铜矿、黄铁矿、磁黄铁矿、毒砂、辉铋矿等，故亦称为铁铜硫化物阶段。这些矿物形成于高—中温条件，代表了早期成矿阶段磁铁矿生成时的流体活动。
2) 晚期硫化物阶段: 也称石英 － 黄铁矿 － 黄铜矿阶段，此阶段除充填交代早期形成的硅酸盐矿物如绿泥石和绢云母外，还有石英，特别是碳酸盐类矿物明显增多，金属矿物主要为方铅矿、闪锌矿、黄铁矿和黄铜矿，因此又称为铅锌硫化物阶段。此阶段的主要矿物是在中温热液条件下形成的，它们代表了主成矿期的热液活动。
C. 石英 － 碳酸盐期
这个时期含少量黄铁矿和黄铜矿，代表了成矿晚期的热液活动。由于矿石矿物成分复杂，形成温度范围也广，故矿石的结构构造多种多样，主要有团块状构造、块状构造、条带状构造、流动条纹状构造、条带 － 浸染状构造、细脉 － 浸染状构造、角砾状构造、豆状构造、气孔构造等。由于成矿温度较高，有挥发组分参与，因而矿石一般为粗粒结构，还有海绵陨铁结构、填隙结构、共结边结构、固溶体分离结构等。
( 6) 成矿时代
成矿时代主要集中在中生代，其他时代也有可能。例如，长江中下游成矿带中与成矿相关的岩体时代主要为晚侏罗世—早白垩世，岩体的围岩主要为三叠系、二叠系和石炭系—泥盆系，但近来在志留系和奥陶系中也发现有该类矿床。
三、矿床成因和找矿标志
1. 矿床成因
矽卡岩型铜矿床的形成是一个复杂的岩浆作用过程，中酸性岩浆侵入地壳上部时，在热变质作用下围岩发生重结晶作用，如灰岩大理岩化、砂页岩角岩化及退色化等。在岩浆分异出的气液作用下，岩浆岩与围岩碳酸盐岩发生接触交代作用形成各种矽卡岩。之后，岩浆残余含矿热液沿着构造薄弱带充填、渗滤、扩散，与矽卡岩发生交代作用，形成退化蚀变岩，并伴随着硫化物的沉淀，从而形成矿床及其原生地球化学异常。
这里以安徽铜陵冬瓜山矽卡岩型铜矿成因为例说明矽卡岩型铜矿床的形成过程: 早期形成的岩浆流体在上升侵位过程中，沿着层间空隙 ( 滑脱空间) 贯入 － 渗透、交代，生成石榴子石和透辉石等早期矽卡岩矿物，在透辉石形成过程中，岩石中会产生大量的自由空间，造成压力释放，致使流体沸腾，但这一过程早于矿化; 随着矽卡岩的大量形成，到了石英 － 磁铁矿 － 绿帘石阶段，也就是成矿流体早期矿化阶段，以热液作用起主导作用，其温度低于岩浆流体的温度，富含挥发组分的成矿热液，在构造减压等作用下发生沸腾，使得部分石榴子石产生退变质作用，分解出的铁质，在高温下生成磁铁矿; 在主成矿阶段，燕山期复杂的构造活动产生的裂隙造成更广泛的沸腾，生成大量孔隙填充和交代成因的石英 － 硫化物脉; 在成矿晚期，成矿近于结束时期，随着岩体的冷却，流体温度不断降低，另一方面成矿热液不断同周围下渗的雨水或地下水混合，生成一些不含或含少量硫化物的石英脉和碳酸盐脉。
2. 找矿标志
( 1) 构造与地层找矿标志
1) 成矿环境与斑岩型铜矿接近，一般产在与大洋和 ( 或) 大陆消减带相关的大陆边缘和岛弧带中。地台坳陷带和增生褶皱带有碳酸盐岩分布的地区，是矿床产出的有利区域，区域褶皱、断裂发育是其重要的区域构造标志。
2) 深断裂与深断裂或深断裂与盖层断裂交叉部位及其附近，是矿田展布的有利部位。
3) 古生代—早中生代地层是重要的成矿与赋矿场所。
4) 岩浆流动前缘的凹陷部位 ( 围岩凸出的部位) 常形成富矿。
5) 岩层界面与侵入体交切的部位和多次断裂活动与接触带相复合的部位，是矿体重要的产出部位。
( 2) 岩石学找矿标志
1) 与矽卡岩铜矿有关的侵入体主要为中生代—新生代及少量古生代的中酸性岩体。化学成分与同等酸度的同类岩浆岩相比较，K、Na 总量偏高，Mg、Fe、Ca 含量偏低，岩体含铜量高。
2) 燕山期岩浆活动是中国矽卡岩型铜矿成矿的关键性因素，往往具有多期次、多阶段性，容矿的岩体一般为分异程度较高的复式岩体。
( 3) 围岩及其蚀变找矿标志
1) 围岩主要为白云质、泥质或炭质灰岩等，发育膏盐层和高硫层对成矿更为有利。
2) 区域围岩多有蚀变，外接触带蚀变以矽卡岩化、角岩化为主，内接触带主要为绢云母化、硅化、绿泥石化等，有的存在铁帽。
3) 含矿矽卡岩多为复合矽卡岩，包括 ( 进化) 蚀变矽卡岩与退化蚀变矽卡岩。
4) 从矽卡岩内带至外带，可能存在石榴子石→辉石→符山石、硅灰石的矿化蚀变分带特征。而且，石榴子石可能存在着颜色分带，从毗邻深成岩体的深红褐色到远端的绿色、黄色变化。硫化物矿物及金属比例相对于成因岩体可能也存在着系统的分带特征。一般来说，黄铁矿和黄铜矿在深成岩体附近最多，且随着远离岩体黄铜矿含量增加，最后在大理石接触带的硅灰石带出现斑铜矿 ( 图 5) 。在含钙镁橄榄石的矽卡岩铜矿中，斑铜矿 － 黄铜矿是主要的 Cu － Fe 硫化物，而不是黄铁矿 － 黄铜矿。
( 4) “多位一体”成矿分带组合
矽卡岩型与斑岩型、沉积岩容矿的块状硫化物型、火山岩中的脉型可能复合出现。例如，矽卡岩矿床通常与斑岩铜矿在成因类型上相同或相似，且有着密切的时空分布联系。岩体内部主要为斑岩型矿化，接触带及其附近为矽卡岩型矿化。通常发育外矽卡岩带，距接触带较远的外围出现热液脉型矿化，构成完整的斑岩 － 矽卡岩铜 － 钼( － 钨) － 金等多金属成矿体系。空间上，脉状铜矿化位于地势较高处，矽卡岩矿化位于中上部，斑岩型矿化则位于平缓低洼处，从而构成鲜明的矿化垂直分带。这种特征在长江中下游成矿带表现为 “多位一体”成矿分带组合，其中以 “三位一体”最为典型，即 3种成矿分带类型共存于1 个矿床之中 ( 图 6) 。
图 5 矽卡岩铜矿矿化蚀变分带标志组合( 据 L. D. Meinert，1993，修编)
图 6 长江中下游成矿带 “三位一体”成矿分带组合示意图( 引自常印佛等，1991; 吕庆田等，2007)
( 5) 地球物理找矿标志
1) 沿接触带常有磁、电异常。
2) 常有重力梯度带异常或重力异常，激电异常。
3) 具有遥感环形影像特征，环形构造是识别岩体和矿田的重要标志。可能会有隐伏岩基环、热变质晕、蚀变矿化晕、岩浆柱环、矿化环等，可根据环的形状、规模大小、垂向起伏、色调结构等特征，以及分布的成群性和环群的排列形式，来识别和区分与矿化有关的各种因素。
( 6) 地球化学找矿标志
1) 矽卡岩型铜矿床通常存在着明显的化探异常浓度分带，成矿元素值高且分布范围较大。沿接触带常分布有 Cu、Au、Ag、Mo 等元素次生晕异常。铜矿物、金作为主要的重砂矿物，是成矿异常的重要指示标志。
2) 矿区的矿石原生晕分带特征明显，且不同矿石类型具有不同的特征元素组合及指示元素 ( 表1) 。表 1 中的标型元素组合可作为预测相应隐伏或盲矿体的矿化类型。
3) 通过对中国重要的鄂东矽卡岩型铁铜矿区的矿床地球化学异常特征的研究，李惠等 ( 1986)以阳新侵入体中和外围矽卡岩型铜矿床为例，建立了矽卡岩型铜矿床地球化学异常分带模型 ( 图 7) 。如图7 所示，矽卡岩铜矿含矿岩体中多富集 Fe、Cu、W、Mo，且与碱值 ( Na2O + K2O) 有密切关系。一般情况下，当碱值大于 9%时，产出单一的铁矿床; 碱值为 8. 8% ～7. 6%时，产出铁 － 铜矿; 碱值为 7. 6% ～7. 16%时，产出铜 － 钼矿床; 碱值小于 7. 16%时，则产出钨 － 铜 － 钼矿床。随着碱值的降低，依次出现铁→铁、铜→铜、钼→钨、铜、钼矿床。随着岩体碱值呈规律性的变化，成矿元素的富集也表现出明显的分区分带性。
表 1 矽卡岩型铜矿不同矿石类型的特征元素组合与指示元素
资料来源: 李惠等，1986
图 7 鄂东矽卡岩型铜矿床地球化学异常分带模型( 引自李惠等，1986)
一、概 述
长江中下游地区铜多金属矿床以矽卡岩型铜矿床为主，也包括一些斑岩型铜矿、块状硫化物矿床等。矽卡岩型铜矿床亦称接触交代型铜矿床，通常是指中酸性岩体侵入碳酸盐岩或其他钙质围岩，经双交代作用形成由钙或镁硅质矿物组成的矽卡岩，矽卡岩被稍晚的含铜等元素的热液交代而形成的铜矿床。矽卡岩型铜矿床是我国重要的铜矿床类型，其探明储量占全国铜金属储量的四分之一，仅次于斑岩型铜矿而位居第二位，在我国主要集中分布在长江中下游地区 ( 表 1) 和燕辽等成矿带内。成矿时代主要为中生代 ( 黄崇轲等，2001) 。本文以江西九江城门山 “多位一体”铜多金属矿床为例，论述长江中下游地区铜多金属矿床找矿模型。
表 1 长江中下游地区主要矽卡岩型铜矿床储量
资料来源: 朱训等，1999
二、地 质 特 征
1. 区域地质背景
( 1) 长江中下游及邻区岩石圈成矿元素背景
从表 2 长江中下游及邻区岩石圈地球化学背景研究中认识到:
1) 中国东部上地幔 Cu 含量具有南高北低的趋势，且南部上地幔交代作用强烈，分异出富含 Cu等元素的地幔岩浆，地幔交代作用导致了地幔 “亏损”，致使 Cu 等元素在分异出来的地幔岩浆中富集，为此在地壳中呈现了各自的继承性 ( 表 2) 。
2) 从长江中下游及邻区各构造单元总地壳 ( TC) Cu 成矿元素丰度 ( ( 19 ～ 31 ) × 10－ 6) 与Taylor 等 ( 1995) 的地壳丰度 ( 75 × 10－ 6) 相比，明显偏低。长江中下游铜 ( 铁) 成矿带的结晶基底、褶皱基底和沉积盖层中 Cu 的丰度亦相对较低，分别为 12 × 10－ 6、27 × 10－ 6，这一特征清楚显示，长江中下游地区在沉积作用、变质作用过程中 Cu 等成矿元素不具明显的密集趋势，而深源岩浆分异作用是中国东部 ( 长江中下游) Cu 成矿作用的主导机制。
3) 处于中生代南北陆块碰撞挤压及陆内俯冲带上的长江中下游地区，沿其陆块拼接带的方向平行分布着两个与成矿有关的花岗岩成岩系列。一个是沿拼接带分布的与 Cu ( Au) 、Fe 有关的深源中酸性花岗岩系列; 另一个是沿着内侧断裂带分布与 W、Sn 有关的壳源酸性花岗岩系列。由于两者的成岩源区的迥异，前者是幔壳混合源，后者是重熔陆壳源，为此在地球化学特征上存在着明显的差异( 表 3) 。
表 2 长江中下游及邻区岩石圈成矿元素背景值
资料来源: 胡云中等，2006
注: A 为用科马提岩补偿法计算; B 为用 Rinwood 地幔模型估算; C 为以科马提岩样品代表地幔的成分; D 为上地幔元素丰度。SC—沉积盖层; UC—上地壳; MC—中地壳; LC—下地壳; TC—总地壳。
表 3 长江中下游地区中生代两个成岩 ( 矿) 系列地质地球化学特征
( 2) 长江中下游地区铜多金属成矿带主要矿田地质特征
长江中下地区游铜多金属矿带处于华北 ( 大别) 陆块及扬子陆块碰撞造山带缝合线附近，那里是软流圈上拱部位，地壳最薄。经强烈地幔交代作用，形成了高碱富钾中酸性岩浆岩系列 ( 闪长岩、石英闪长岩、花岗闪长 ( 斑) 岩、花岗岩和石英斑岩等) ，及与之有密切时空关系的 Cu、Au 多金属矽卡岩型 ( 斑岩型、热液型) 成矿系列。区内发育着古生代—中生代碳酸盐岩 － 碎屑岩沉积建造，其中上石炭统和下三叠统碳酸盐岩地层为主要的成矿与赋矿层位。成矿作用主要受深源浅成超浅成钙碱系列中酸性侵入岩制约，在它们与围岩的接触带、顶缘冷缩裂隙、隐爆角砾岩带、围岩层间破碎带，使之发生普遍蚀变、矿化，局部形成工业矿体、富矿体 ( 翟裕生等，1992) 。与铜矿化密切的蚀变围岩主要是透辉石 ( 次透辉石) 矽卡岩、金云母 － 透辉石矽卡岩和透辉石 － 石榴子石矽卡岩。这类型矿石铜品位较富，矿石成分复杂，矿石矿物主要由铜铁硫化物、铁氧化物组成，伴生铅锌等硫化物; 脉石矿物常为钙铁、钙镁等矽卡岩矿物。矿石有益组分除 Cu 外，共生、伴生 Fe、S、Mo、Au、Ag、Pb、Zn、Co、W、Sn 等。矿石元素组合有 Cu － Fe、Cu － Mo、Cu － Au、Cu － Pb － Zn － ( Ag) 、Cu － W、Cu － W( Sn) 、Cu － Fe － ( Co) 等。长江中下游铜多金属成矿带主要矿田地质特征见表 4。
表 4 长江中下游地区铜多金属成矿带各矿田地质特征
2. 典型矿床地质特征
现以江西城门山铜多金属矿床为例进行介绍。城门山 “多位一体”( 矽卡岩型、斑岩型、似层状块状硫化物型) 铜多金属矿床位于扬子陆块北东缘，为燕山期中酸性小岩体侵入到中生代 － 古生代的碳酸盐岩地层中形成的。在花岗闪长斑岩与灰岩的接触带形成矽卡型矿床，在石英斑岩与花岗闪长斑岩的岩体中形成斑岩型铜钼矿床，在中石炭统黄龙组灰岩与上泥盆统五通组砂岩层面上形成了似层状块状硫化物型矿床 ( 图 1) ，组成了 “
世界找矿模型与矿产勘查
”型 ( 油条烧饼型) 特大型铜多金属矿床。城门山铜矿矿体在空间上呈现以斑岩体为中心的环带状分布。矿体产在斑岩体内、外接触带及接触带围岩中，空间上与斑岩体密切相关，离开岩体一定范围，即为无矿围岩。铜矿体分布于岩体上部、接触带和接触带外，钼矿体分布于岩体中心较深的部位。空间上铜、钼矿体的分布规律: 垂向上为上铜下钼; 水平上为钼矿体→铜矿体→铜、硫矿体，构成了以钼矿体为核心的中心式带状分布模式。
图 1 城门山 “多位一体”铜多金属矿区地质简图( 据黄恩邦等，1990，修改)
以接触带为中心形成的矽卡岩铜矿体主要分布在接触带，矿体的形态与产状变化，取决于接触带形态变化的复杂程度。
块状硫化物矿体受五通组与黄龙组之间的假整合面及层间破碎带控制，呈似层状产于五通组砂岩及黄龙组碳酸盐岩地层中，并以岩体为中心向东西两侧作对称分布。
斑岩铜矿体主要分布于岩体的浅部和边缘; 斑岩钼矿体则分布在岩体较深部的中心部位及紧靠岩体的砂岩中。少数深部钻孔显示，铜矿体往深部逐渐减少、变贫，而为钼矿体所取代，钼矿体至－ 800m 的矿化强度尚未减弱，推测尚有钼矿体存在。
城门山花岗闪长斑岩钾长石铅同位素显示深源岩浆特征:206Pb /204Pb = 18. 042，207Pb /204Pb =15. 572，208Pb /204Pb = 37. 933，其氧、氢、硫同位素组成见表 5。成矿阶段的成矿温度: 矽卡岩型石英 － 硫化物阶段的石英均一化温度为 336℃; 斑岩型石英 － 辉钼矿阶段的石英均一化温度为 366℃;块状硫化物型石英 － 硫化物阶段的石英均一化温度为 330℃。城门山花岗闪长斑岩 Rb － Sr 等时线同位素年龄表明城门山矿床的成岩成矿时代约为 154Ma，石英斑岩中辉钼矿 Re － Os 等时线同位素年龄为 140Ma。
综上所述，城门山各类型矿体分布受 “两个中心” ( 岩体和接触带) “三带” ( 层间破碎带、断裂带、岩体裂隙带) “一面” ( 五通组与黄龙组假整合面) 所控制，形成了以钼为核心的斑岩铜矿、矽卡岩型铜矿、块状硫化物铜矿 “三位一体”的组合分布规律 ( 图 2) 。
表 5 江西九江城门山 “多位一体”铜多金属矿床氧、氢、硫同位素组成
图 2 江西九江城门山 “三位一体”铜多金属矿床成矿模式( 据黄恩邦等，1990，修改)
在多次成矿蚀变作用的叠加下，在矿区不同类型矿体周围形成迥异的蚀变矿化分带。
( 1) 以斑岩体为中心的水平环状分带 ( 图 3)
1) 以石英斑岩为中心往外的蚀变矿化分带为: 钾硅化钼矿化带→石英绢云母矽卡岩化铜矿化带→绿泥石碳酸盐化黄铁矿化带。
2) 对应成矿元素分带: Mo、W( Cu) →Cu( Au) 、Co、Ni→Pb、Zn、Ag、As、Sb、Hg、Mn。
3) 斑岩体的垂向分带 ( 图 4) : 上为绿泥石碳酸盐化黄铁矿带，主要成矿元素为 Pb、Zn、Ag、As、Sb、Hg; 中为石英绢云母铜矿带，主要成矿元素为 Cu( Au) 、Co、Ni; 下为钾硅化、钼矿化带，主要成矿元素为 Mo、W( Cu) 。
图 3 江西九江城门山铜矿基岩残积物地球化学图( 质量分数单位为 10－ 6)
图 4 江西九江城门山 0 线元素地球化学图( 质量分数单位为 10－ 6)
( 2) 以花岗闪长斑岩与碳酸盐岩接触带矽卡岩为中心的水平分带
灰岩←绿泥石、绿帘石化大理岩化灰岩←黄铁矿矿化透辉石、阳起石大理岩←黄铜矿化钙铁矽卡岩、黄铜矿化钙铝矽卡岩→黄铁矿化绢云母、高岭土化花岗闪长斑岩→绿泥石、绿帘石化花岗闪长斑岩→花岗闪长斑岩。
对应成矿元素分带: As、Sb、Hg←Pb、Zn、Ag←Cu( Au) →Pb、Zn、Ag→As、Sb、Hg。
( 3) 似层状含铜黄铁矿水平对称分带
从岩体接触带向东西两侧: 灰岩←铅锌矿、黄铁矿化灰岩←含铜黄铁矿←含铜矽卡岩→含铜黄铁矿→铅锌矿、黄铁矿化灰岩→灰岩。
对应成矿元素分带: Hg、Sb←Pb、Zn、Ag←Cu( Au) 、Co、Ni←Cu( Au) →Cu( Au) 、Co、Ni→Pb、Zn、Ag→Hg、Sb。
城门山铜矿矿石的矿物成分有 80 多种，其中金属矿物 50 多种，非金属矿物近 30 种。按矿物的成因可分为内生矿物和表生矿物。内生成矿阶段形成的金属矿物以硫化物种类最多，所占比例也高，非金属矿物以硅酸盐类为主，主要是钙铁石榴石，其次为石英、方解石。表生成矿阶段的矿物主要是金属氧化物，其次是硫化物 ( 辉铜矿、蓝铜矿等) 、碳酸盐以及自然元素。
具有工业意义的矿物主要为黄铜矿、黄铁矿、辉钼矿和闪锌矿。其中，黄铜矿、黄铁矿、闪锌矿除单独构成工业矿体外，常构成铜、硫复合矿体，有时与闪锌矿一起构成铜、硫、锌复合矿体; 辉钼矿单独构成矿体。贵金属矿物有自然金和自然银，都具有综合回收价值。
微量金属矿物种类繁多，显示了组成各矿床的元素复杂程度。
三、矿床成因和找矿标志
1. 矿床成因
( 1) 区域成矿带成因
长江中下游地区铜多金属矿床的成因机制为区域岩石圈三级 “岩浆泵”的逐级富集而形成( 图 5) 。
图 5 九瑞地区铜三级 “岩浆泵”富集示意图( 引自马振东等，1997)
处于华北 ( 大别) 陆块及扬子陆块碰撞造山带缝合线附近的长江中下游地区是软流圈上拱部位，那里地壳最薄，经强烈地幔交代作用，原始地幔岩浆分异出来的富 Cu融体与下地壳石英闪长质 － 花岗闪长质的片麻岩发生局部熔融，形成了玄武 － 安山质母岩浆房，Cu 含量为 ( 90 ～110) × 10－ 6，其深度约 20 ～30km，这是第一级岩浆泵站。
在深部地壳范围内玄武安山质母岩浆不断分离结晶，沿着壳幔断裂分异出辉长质 － 闪长质 － 花岗闪长质岩浆，由于熔浆结构所产生的晶体场效应，Cu2 +等过渡族元素离子，倾向于在岩浆熔体中富集，其 Cu 含量为 ( 50 ～100) ×10－ 6( 暗色包体) ，形成深度约 2 ～ 3km 至 4 ～ 5km，这是二级岩浆泵站在近地表 0. 5 ～ 2km 所形成的闪长岩、花岗闪长岩小岩株、小岩墙，就是目前所研究的含矿小岩体，它是铜富集的第三级岩浆泵站 ( 含铜几十 × 10－ 6至几百× 10－ 6) ，它又是赋矿空间，在它们与围岩的接触带、顶缘冷缩裂隙、隐爆角砾岩带、围岩层间破碎带，在深部岩浆气液流体多期次叠加作用下，使之发生普遍蚀变、矿化，局部形成工业矿体、富矿体。
由于多级岩浆泵的多期多次的 “泵吸”作用，源源不断地把 Cu 等成矿物质从深部带到地壳浅部，在有利的环境下富集成矿，这可能就是小岩体形成大矿床的主导因素，深源岩浆分异作用是长江中下游地区铜多金属成矿带 Cu 成矿作用的主导机制。
( 2) 城门山铜矿的成因
城门山铜矿是燕山期深源中酸性岩浆侵入活动及成矿作用下形成的斑岩型铜矿、矽卡岩型铜矿、块状硫化物铜矿。
它们空间上密切共生，时间上相近，在矿物组合、围岩蚀变、成矿物化条件等特征上相似，所有这些都表明，矿田内的这 3 种类型矿床是在同一岩浆侵入活动 － 成矿作用下，成矿热液在不同构造、围岩空间及物理化学差异环境下，以不同的沉淀方式，形成的 “三位一体”铜多金属矿床，即岩体中的斑岩铜、钼矿床，接触带的矽卡岩铜矿，五通组和黄龙组假整合面上块状硫化物铜矿 ( 图 2) 。另外，在成矿作用后期，由于成矿元素自身地球化学性质的不同，Ag、Au、Pb、Zn 等远程元素在围岩 ( 灰岩、砂页岩) 裂隙中形成脉状矿体 ( 图 2) 。具备这一模型的基本条件是: ①具有深源浅成多次侵入的中酸性斑岩体，这是成矿的首要条件，它为成矿提供物质来源; ②斑岩体内裂隙和爆破角砾岩发育，是形成斑岩型或爆破角砾岩筒型铜矿的有利因素; ③围岩是碳酸盐岩，在斑岩体的接触带形成矽卡岩型铜矿; ④斑岩体附近具有两种物理化学性质差异大的围岩界面存在，利于形成块状硫化物型铜矿; ⑤围岩中构造裂隙、层间破碎带发育。如仅具备其中的某些条件，则可能形成 “二位一体”( 武山铜矿) 、“一位一体”矿床。
2. 找矿标志
( 1) 区域地质找矿标志
长江中下游地区铜多金属成矿带深部构造为沿长江的地幔鼻状隆起带 ( 幔隆) ，处于华北 ( 大别) 陆块及扬子陆块碰撞造山带缝合线附近，隶属于扬子陆块北缘下扬子 － 钱塘台坳，浅部构造环境为块断的褶皱隆起区。
扬子陆块北缘分布着两套基底: 以安徽董岭群为代表的 “北基底”具双层结构，下部为片麻岩段，上部为片岩段; 以江西双娇山群 ( 安徽上溪群) 为代表的 “南基底”为一套浅变质泥砂质片岩;盖层为震旦系至中三叠统碎屑岩 － 碳酸盐岩沉积建造，其中上石炭统和下三叠统碳酸盐岩地层为主要成矿与赋矿层位。
以长江深大断裂为主线与次级构造要素 ( 基底断裂、断块构造、复式褶皱等) 的相互交叉构成了区段的网状构造系统，控制了沿江的岩浆 － 成矿活动。
中生代燕山期深源浅成超浅成钙碱系列中酸性侵入活动是铜多金属成矿作用的主导因素。
( 2) 局部地质找矿标志
1) 中酸性斑岩体是长江中下游地区铜多金属矿床形成必不可少的条件，也是重要的找矿标志之一。岩体呈岩株状产出，平面上呈不规则的椭圆形，剖面上呈筒状。浅成、超浅成侵位。岩体规模0. 50 ～ 1. 0km2。岩石类型以花岗闪长斑岩对铜成矿最为有利。
2) 在中酸性侵入小岩体附近，围岩为碳酸盐类岩石 ( 下二叠统茅口组与上二叠统长兴组、上二叠统长兴组与下三叠统大冶组等不同岩性的差异面) ，在接触带及岩体内围岩捕虏体形成矽卡岩型矿体; 围岩为碎屑岩时注意寻找斑岩型矿床及围岩中细脉浸染型及脉状型矿体; 五通组碎屑岩与黄龙组碳酸盐岩之层间界面是似层状含铜块状硫化物矿体赋存的重要层位。
3) 围岩矽卡岩化、硅化及大理岩化是找矿的重要标志之一。矽卡岩化形成早于金属矿化，二者关系最突出的特征是矿化叠加在矽卡岩体上，矽卡岩体基本上就是矿体; 成矿阶段的蚀变主要是硅化，共同组成了成矿作用中最为重要的石英硫化物阶段; 大理岩化分布范围较大，可利用大理岩化预测隐伏岩体。
4) 长江中下游地区铜多金属成矿带内铁帽发育，铁帽是硫化物矿床的直接找矿标志，虽然原生矿物在表生氧化作用下发生了强烈的变化，但仍可找到原生硫化物的残留及铜等次生矿物，铁帽中 Cu、Pb、Zn、Au 等元素含量较高，利用铁帽残留原生矿物、次生矿物及元素组合来判断原生矿床种类。
5) 铜草 ( 海洲香糯) 是铜矿床 ( 矿化) 重要的植物标志，尤其在含硅质岩或燧石结核碎石的残坡积层中常见，以成片生长和紫色牙刷形花序为特征而被发现和识别。
6) 岩体硅化、绢云母化、高岭土化强烈，伴随着 “Fe3 +染”呈褐红色; 岩体与围岩接触带矽卡岩化、硅化、褐铁矿化尤为突显，呈正地形; 原生含铜黄铁矿风化后的铁帽十分引人注目。地质填图是发现含矿中酸性小岩体及其矿化蚀变的传统方法。
( 3) 地球物理找矿标志
1) 磁异常: 城门山矿区的磁异常是广义的矿致异常。黄铜矿本身属非磁性，而其所赋存的地质体绝大部分是具较强磁性的矽卡岩和强磁性的含铜磁铁矿，特别是含铜矽卡岩分布广、规模大、埋藏浅，引起了具有一定强度和规模的磁异常，构成了在平面上与矿体分布范围基本相吻合的异常特征，因此磁异常在找矿中具有直接找矿的地质意义。土壤磁化率背景值为 536 ×10－ 6SI，异常值为 949 × 10－ 6SI。
2) 电法: 激发极化异常可指示矿化带的范围，激电场背景值为 1% ～ 3% ，异常值为 5% ～ 18% ;联合剖面法的低电阻正交点 ( 阻值为 40Ω·m) 指示有块状硫化物矿体存在。
( 4) 地球化学找矿标志
1) 1∶ 20 万水系沉积物成矿元素的高背景区 ( 带) 是最为醒目的靶区，在二叠系—三叠系沉积建造的铜低背景区 ( Cu 为 ( n ～20) ×10－ 6) 叠加了 ( 几十至几百) × 10－ 6的铜高值带。例如，九瑞地区区域 1∶ 20 万水系沉积物数据显示 ( 图 6) ，Cu、Mo 等成矿元素异常呈现 NW 向空间分布格局，它们为与中酸性小岩体有关的铜多金属矿床所致。1∶ 20 万水系沉积物测量是寻找该类矿床十分有效的勘查方法之一。
图 6 九瑞地区 1∶ 20 万水系沉积物 Cu、Mo 综合异常
2) 已知矿床 ( 城门山、武山、丰山洞) 1∶ 20 万水系沉积物形成了成矿元素面积广、强度高、元素组合复杂的异常特征。
3) 地球化学异常的面金属量与背景值的高比值 ( 衬度异常量) 是矿田主成矿元素活动的标志。
4) 城门山含矿花岗闪长斑岩地球化学评价标志见表 6。
表 6 江西九江城门山含矿花岗闪长斑岩地球化学评价标志
5) 岩石 ( 矿物) 原生晕地球化学标志: 包括成矿指示元素、原生晕异常含矿性评价和黄铁矿中微量元素标志 3 个方面。
成矿指示元素: 岩石原生晕测量结果表明，在成矿成晕过程中，矿床及其周围具有 Cu、Pb、Zn、Au、Ag、Mo、W、Sn、Bi、As、Mn、Co、Ni、Hg、F 等元素的原生晕异常，这些元素可以作为寻找该类矿床的指示元素，其中最主要的指示元素为 Cu、Pb、Zn、Au、Ag、Mo，它们代表了矿床主要成矿元素和伴生元素组合特征。对铜矿来讲，Pb、Zn、As、Mn( Hg) 为前缘晕; Cu、Au、Ag 为矿中晕; Mo、W、Sn 为矿尾晕。对钼矿床来讲，Mo、W( Sn) 元素以深部斑岩体为中心，往上往外，元素的组合为 Cu、Au、Ag→Pb、Zn、As、Mn( Hg) 。对赋存于五通组和黄龙组不整合面上的块状含铜黄铁矿来讲，则以花岗闪长斑岩体为中心，Cu、Au 元素向东西两侧对称分布为: Ag、Au( Cu) →Pb、Zn、As( Hg) 元素组合。
原生晕异常含矿性评价 ( 图 7) : ①异常面积和强度大，形态规整 ( 环状、半环状、带状) ，具多组分特征; ②成矿元素有明显的组分分带，无论在轴向上、横向上、纵向上都有较清晰的分带;③浓度分带清楚，主要成矿元素内、中、外带都有一定宽度，具有明显的浓集中心。
图 7 江西九江城门山原生晕分带模型
黄铁矿中微量元素标志: 黄铁矿是矿区内最常见、分布最广的一种矿化类型，黄铁矿内 Cu、Pb、Zn 等成矿元素含量一般较高。斑岩体内黄铁矿 Cu 元素含量达几百 mg / kg 至上千 mg / kg。一般矿体黄铁矿中 Cu 等成矿元素含量明显高于围岩中黄铁矿 Cu 等成矿元素含量，据此可指示矿体的赋存位置。城门山矿区黄铁矿中微量元素的含量和比值随深度具有明显的变化规律，可以用来作为判别深度的标志。 －400m 以上的黄铁矿 Cu、Pb、Zn、Co、Cd、As 等元素含量较高，Cu/Mo、( Ag ×100) /Mo 比值大 ( 16. 8、16. 2) ; 而 －400m 以下黄铁矿中 Mo 元素含量高，Cu/Mo、( Ag ×100) /Mo 比值明显偏低( 1. 99、2. 10) 。
6) 土壤次生晕地球化学标志: 城门山铜矿内 ( 中) 带土壤 ( 绝大部分已破坏) Cu 含量高达( 129. 3 ～267. 2) ×10－ 6，Mo 为 ( 4. 07 ～47. 85) × 10－ 6，内 ( 中) 带土壤成矿元素组合为: Cu、Mo、Au、Ag、W、Sn。城门山铜矿外带土壤 Cu 的背景值为 24 × 10－ 6，异常下限为 36 × 10－ 6; Mo 的背景值为 0. 72 ×10－ 6，异常下限为 1. 00 × 10－ 6; 外带土壤成矿元素组合为: Ag、Au、Pb、Zn、As、Sb、Bi、Hg ( 表 7) 。
表 7 城门山铜矿外带土壤 ( B2层) 多元素地球化学特征
城门山铜矿隐伏似层状块状硫化物矿体上覆土壤中 Cu 活动态率高达 33%，其中 Cu 的 Fe、Mn相态是活动态 Cu 的主要部分 ( 19. 5%) ，其次是有机相 Cu ( 13%) ，而志留系砂岩中隐伏的 Ag、Au矿体 ( 矿化体) 上覆土壤中 Au 的活动态率为 31%，其中 Au 的有机相态占了活动态 Au 的绝大部分( 26% ) 。
矿化花岗闪长斑岩、石英斑岩是上覆土壤壤中汞气的源，它是寻找斑岩铜矿的良好指示剂，城门山铜矿壤中汞气的背景值为 276. 6ng/m3，异常下限为 779. 9ng/m3，热释汞背景值为 9. 2 × 10－ 9，异常下限为 19. 0 ×10－ 9。1∶ 1 万土壤地球化学测量和壤中 Hg 气测量是查明浅表矿体、强矿化体位置行之有效的方法。
与深源岩浆岩有关的矿床，轻烃是隐伏矿体 ( 矿化) 的良好示踪剂，在志留系砂岩中所贯入的矿化花岗闪长斑岩岩脉的两侧，轻烃 ( 尤其是 C2、C3、iC4、nC4、iC5、nC5) 能在剖面上形成不对称双峰异常，在平面上呈带状展布。
矿床剥蚀深度评价: 根据区域 1∶ 20 万水系沉积物数据，利用 ( W + Sn + Mo) － ( Cu + Pb + Zn) －( As + Sb + Hg) 三组元素所制作的三角图解 ( 图 8) 显示，城门山铜矿剥蚀深度较大，为中等剥蚀程度，与客观实际情况吻合。
图 8 ( W + Sn + Mo) － ( Cu + Pb + Zn) － ( As + Sb + Hg) 三组元素三角图解
在长江中下游地区铜成矿带内，由于此类矿体形态复杂、规模小、变化大，为此需要布置小孔距( 30 ～50m) 的钻探工程来勘查。
( 马振东 龚 敏 龚 鹏 曾键年 王 磊 金 希)
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