基韦诺半岛与滇黔地区玄武岩铜矿对比研究

陈 大

(贵州省有色金属和核工业地质勘查局 地质矿产勘查院,贵州 贵阳 550005)

玄武岩铜矿,最早由Kirkham于1984定义为火山岩序列中断裂控制的整合和大致整合产出的脉状铜硫化物和/或自然铜矿床并命名为火山岩红层铜矿。Cox and Singer (1986)重新命名了玄武岩铜矿,其涵义是指陆上玄武岩内之厚层序列(指岩流分层)上部包括浸染状和/或分散状(disseminated)自然铜与铜硫化物以及上覆沉积岩层中铜硫化物在内的多样化矿床组合,此后,虽然Lindseyet al.(1995)把这类矿床又归并到与沉积岩容矿型铜矿之空间和/或成因上相关(裂谷相关)的矿床类型,但前者已基本成为行业标准而沿袭下来。

本文的研究是在回顾滇黔地区玄武岩铜矿找矿与研究现状后,带着诸多困惑,在查核北美基韦诺半岛玄武岩铜矿的基础上,开展二者相似性、差异性的对比研究,以期获得有关滇黔地区玄武岩铜矿成矿方面的启示,或者提出一些找矿方面的建议。

1 滇黔地区玄武岩铜矿研究现状及存在问题

朱炳泉等最早于 2002年发现了滇黔边界存在一条代表地幔深断裂-岩石圈不连续界面的北西向构造隐性地球化学急变带,并据其北东侧远高于东川地区的铜、镍、铂、钯异常,以及地球化学急变带成矿的分带性规律,认为会出现一个铜的矿集区;而据鲁甸沿河一带的自然铜-氧化铜矿化,认为其成矿地质背景、矿石类型和蚀变现象与美国基韦诺铜矿较为相似(Zhu et al.,2003),提出了矿化受古火山口相角砾凝灰岩-气孔状熔岩和上覆宣威组碳泥质层控制,与古火山口环境同生热液活动密切相关等看法(朱炳泉等,2002b,2003a,2003b)。张正伟等(2003,2004)还划分出了6种铜矿化类型,并认为位于玄武岩第三段上部的沥青质铜矿化在区域上分布广泛,矿化层稳定,最具有科学研究意义和找矿前景。

此后,经过十余年的找矿工作,滇黔两地总共获得控制与推断类铜金属资源量约7万吨(王居里等,2006;李厚民等,2009;陆国章,2012),加上以前所获的鲁甸小寨铜矿科研储量 3.4万吨,巧家新店子铜矿D级储量0.47万吨,丘北六毒铜矿C+D级储量1.15万吨,贵州西部各矿点C+D级储量2078吨(薛步高,2007),以及赫章德卓三叠系砂岩铜矿(暂难利用)5.29万吨(《中国矿床发现史·贵州卷》编委会,1996),区内玄武岩铜矿各类总量约17万吨;其中小寨铜矿可能重复计算,另还有近年正在勘查的贵州威宁县铜厂河西区,可能有些资源量,但总数约 17万吨的资源量应是基本准确。

成矿理论方面,由于当时找矿所循之矿床模型为朱炳泉等介绍的基韦诺铜矿(Zhu et al.,2003;朱炳泉等,2002a,2002b;朱炳泉,2003a,2003b),内容大致包括:

(1) 该区域已发现8个超大型和8个大中型矿床,成矿规模突破5000万吨;

(2) 主矿段产于 Portage Lake玄武岩层与Copper Harbor砾岩层之间,均为层状矿,按控矿围岩可分为产出于 Copper Harbor砾岩层下部的砾岩矿、产出于Portage Lake火山岩顶部的火山岩杏仁矿、产出于Nonesuch砂页岩内的砂页岩矿层和产于砾岩和火山岩的切层或平行层理的裂隙中的脉状矿;

(3) 成矿为古火山口环境下的同生热液成矿。据朱炳泉等(2002a,2002b;2003a,2003b)认为,滇黔地区玄武岩铜矿,矿化受二叠纪玄武岩最上部古火山口环境和上覆宣威组碳泥质层控制,矿层厚度变化在15～80 m之间;张正伟等(2004)的研究也认为,滇黔地区赋存于玄武岩第三段顶部沥青质铜矿化是最具科学研究意义和找矿前景的,火山喷发中心周围裂隙带的蚀变硅质沥青岩化是找矿的主要标志。

这些形成了找矿人心中的找矿模型:即矿层赋存于玄武岩顶部至宣威组底部一段,成矿与一定的古火山口或同生火山气液有关(戴传固等,2004;罗孝桓等,2002;刘远辉等,2003;李厚民等,2009;王晓刚等,2010),且这一观念根深蒂固、影响深远,很多硕博论文均有古火山口和火山同生热液成矿的提法,并引用了朱炳泉对两地铜矿对比的论述(孙利博,2012;唐冬梅,2006),也多有学者在研究中引用了这一矿床模型。

然而作者在区内的找矿过程中却发现,滇黔地区玄武岩铜矿的矿化位置与基韦诺存在很大差异,沥青质铜矿化也是较少发现,而古火山口更是没有什么踪迹可寻。在2010年前后实施的玄武岩铜矿资源潜力评价中,更是对火山机构的找寻费尽心神,但作者认为效果并不好。为了方便指导区内继续找矿,最近在总结及查证过程中,作者发现存在着许多理论与认识上的问题:

(1) 对基韦诺铜矿特征的描述存在很大偏差,而且滇黔地区与基韦诺玄武岩的地质环境也存在很大差别,这为后边的对比或者相似性的论述均埋下了很大的隐患,导致的结果是一味强调相似性,对其地质特征与成矿规律的差异性认识不足;再者,由于未能真实反映基韦诺铜矿成矿特征,导致对本类矿床的理论认识同样存在偏差,如诸多文章和硕博论文普遍论述的同生论、以及古火山口、沥青质对成矿的重要性等;还有就是认为过渡带铜矿(马豆子式的、结核状的、铝土质泥岩型的)是可与怀特派恩砂页岩型铜矿对比的矿床,以致于有学者认为威宁地区找到2～3个大型沉积型、铜资源量达500万吨的铜矿是有可能的(廖震文和胡光道,2006)。

(2) 由于在对滇黔地区的研究中,拼命强调与基韦诺的相似性,因此,对含矿岩系的研究存在诸多不足,综观现有研究,就存在不下六种版本的含矿岩系描述或柱状图:

①朱炳泉等(2002a)的研究显示,矿化层位位于中下三叠统至峨眉山玄武岩顶部第四段(包括层一、层二约90余米),主要矿化段位于过渡带至峨眉山玄武岩第四段硅质沥青层之间(15～80 m),矿石类型以自然铜和氧化铜为主。

②张正伟等(2003,2004)的研究显示,有6个矿化层位,主要为沥青质铜矿,位于峨眉山玄武岩第三段顶部的熔结凝灰岩、火山凝灰角砾岩内,厚度为4 m,而对应于朱炳泉等(2002a,2003a,2003b)描述的柱状图中,仅有一层硅质沥青层厚1 m左右。

③侯蜀光等(2007)的研究显示,矿化产出于峨眉山玄武岩组第三段顶部至宣威组底部,共 5个矿化层,并强调了宣威组底部沉积改造型具有较好的找矿潜力。

④廖震文和胡光道(2006)的研究显示,黔西北地区玄武岩铜矿总体分 4种类型的矿化,其中Ⅰ型矿化位于宣威组底部含铁铝黏土质层中,Cu品位约1%,厚2～10 m;Ⅱ型矿化赋存于杏仁状-气孔状玄武岩、熔结角砾岩、火山角砾岩中;Ⅲ型矿化产出于2 层厚层块状玄武质熔岩所夹的火山碎屑岩、凝灰岩中,厚 4～6 m,铜品位为 1%～4%;Ⅳ型矿化仅发现于贵州盘县地区,主要赋存于第一段凝灰岩中,为风化淋滤作用形成。

⑤罗孝桓等(2002)的研究显示,威宁地区玄武岩铜矿主要产于第二段顶部和第三段,岩性以杏仁-气孔状玄武岩、凝灰岩夹角砾岩或凝灰质岩类为主。

⑥李厚民等(2009)的研究显示,四个矿化层分别赋存于第三段顶部及第四段。

通过上述分析不难看出,除廖震文、罗孝桓的研究为贵州西部外,其余均是滇东北,且都是以鲁甸沿河、小寨一带为例,但矿化层的分布显然并不统一,只能说明有些研究者刻意强调了与上述模型的相似之处,却忽略了其他的矿化层。

(3) 在上述模型的误导下,以及含矿岩系的混乱状态下,滇黔地区玄武岩铜矿找矿一直比较盲目。直到最近,潜力评价项目的实施,我们仍然不知道本类矿床赋存部位之主次、古火山口在哪儿、成矿作用是什么、哪些因素是成矿的主要因素,而其他一些研究(单卫国等,2007),同样没有把问题搞清。

上述诸多问题,也是写作本文之起因,而本项研究对于重新认识基韦诺铜矿特征,及其与滇黔地区铜矿地质环境与矿床特征的差异性就理论和找矿实践两个方面均有积极的意义。

2 基韦诺玄武岩铜矿

2.1 中大陆裂谷系统及其地壳结构

位于北美克拉通南缘的中大陆裂谷系统(MCR、MRS、MCRS),现地表大多已被显生宙沉积物所覆盖,重力和航磁资料显示,裂谷系统呈弧形向西南和东南两个方向延伸,在苏必利尔湖地区,裂谷穿过2.8～2.6 Ga的晚太古代花岗岩-绿岩地体,从苏必利尔湖至爱华,并穿过古元古代1.85 Ga的佩尼奥克统造山带,向南延伸到堪萨斯州(Merino et al.,2013),向东南延伸至格林威尔造山带前缘(Merino et al.,2013),总长约2500 km(Miller,2007),据地震反射测算,裂谷最大深度达32 km(至莫霍面深度37～55 km),裂谷形成受边界断裂 Ⅰsle Royale(ⅠR)断层和基韦诺断层(KF)限定,谷内地壳呈四层结构,谷外(ⅠR断层以北和 KF断层以南)呈三层结构(图1,图2)(Behrend et al.,1988)。

图1 北美中大陆裂谷系统(据Stein et al.,2011)Fig.1 Mid-continent rift system of the North America

图2 苏必利尔湖中心地带沿 GLIMPCE Line A剖面根据地震反射数据和布格重力数据解译的地质构造模式图(据Miller,2007)Fig.2 Crustal model of the central part of Lake Superior based on seismic reflection data along GLIMPCE Line A and Bouger gravity data

北美中大陆裂谷系统是在古元古界和太古宇地壳基础上发展而来,据Miller (2007)的研究,盆内地层属中元古界基韦诺超群,裂谷演化经历了早期(1109～1107 Ma)、休眠期(1107～1102 Ma)、主要期(1102～1094 Ma)和晚期(1094～1086 Ma)四个岩浆活动阶段。早期岩浆活动基本对应了Powder Mill火山岩、Osler火山岩的中下部,以玄武质岩浆活动为主;而休眠期,除Osler玄武质岩浆活动基本连续外,其他地域除间歇性的流纹质岩浆活动外,火山活动基本停止;而到主要期,从Powder Mill火山岩和Osler火山岩上部直至 Portage Lake火山岩顶部(1096.2±1.8～1094.0±1.5 Ma) (Davis and Paces,1990),区内持续以玄武质岩浆活动为主;晚期以 Porcupine火山岩(Zartman et al.,1997年获得了顶部碎屑流纹岩流的锆石年龄为1093.6±1.8 Ma)和Copper harbor砾岩顶部的 Lake Shore步梯状间层火山岩为代表,说明火山活动逐步减弱并最后终止(1086 Ma),而Copper Harbor砾岩也说明裂谷中央地堑仍明显下沉,并充填大量河流冲积物,这一阶段相当于构造模式图(图2)中沉积岩-火山岩段。此后,本区裂陷作用基本结束,形成了广泛的陆缘碎屑物沉积(从Nonesuch页岩、Freda砂岩直至 Jacobsville 砂岩),并于构造期因挤压抬升作用形成地垒,南西臂水平缩短达30 km,地垒边界形成陡倾斜断层。

2.2 中元古界基韦诺超群

基韦诺超群是北美中大陆裂谷系统(MCRS)内赋存的地层单位,其形成时代为中元古代,现按从老至新介绍如下:

Portage Lake火山岩系:根据美国地调局(USGS)在线空间数据(Mineral Resources On-Line Spatial Data),Portage Lake火山岩系为一套以玄武岩为主、次为安山岩和少量流纹岩的熔岩流,偶尔间夹碎屑沉积岩(包括砂岩和泥岩),出露厚 2743～4572 m(Butler and Burbank,1929;Robertson,1975;Nishioka et al.,1984),最厚达9144 m(苏必利尔湖)(Nishioka et al.,1984);另据裂谷中心盆地的地震资料,这是一套反射相当强且厚约6～10 km的玄武岩流及间夹沉积岩(Cannon et al.,1989)。根据White (1968)的研究,以间夹砾岩为标志层,这套火山岩系可分为多个岩流,每个岩流又可分为四个带:底部流(Flow Base)、块状内部流(Massive Flow Ⅰnterior)、过渡带(Transition Zone)和 顶 部 流 (Flow Top)(Püschner,2001),这样的结构可能受海水快速淬火作用形成(图3)。

图3 Portage Lake火山岩系单层熔岩流结构示意图(据Püschner,2001)Fig.3 Schematic map of the lava flow of the Portage Lake Volcanics

关于 Portage Lake火山岩系的下伏地层(Pre-Portage Lake),根据地震资料显示,这是一套独立反射层长度和连续性均明显低于Portage Lake火山岩的层状岩性序列,重力高密度显示其可能是玄武岩,厚度最大达13 km(盆地中心),虽然Osler火山岩产出有强烈的反射层而似乎有岩性上的差异,但其仍可能部分或全部与Osler火山岩有关(Cannon et al.,1989;Bornhorst,1997;Miller,2007)。

Porcupine火山岩:有的资料称为未命名火山岩(Huber,1973),也有资料把它归并到Portage Lake火山岩系中(Ojakangas et al.,2001;Schmidt and Williams,2003),分布于 Porcupine山附近,通常为灰黑色玄武岩、安山岩和长英质流纹岩,以及偶尔间夹层状沉积岩,以玄武岩和安山岩为主,次为流纹岩。其厚度在 Porcupine山达最大,向两侧尖灭,呈盾形分布;被解释为在Porcupine山脉附近呈中心式喷发的火山盾,与下伏 Portage Lake溢流玄武岩在火山活动方式上存在显著区别;上覆 Copper Harbor砾岩与 Porcupine火山岩在厚度方面存在相反的变化趋势;这显示在Copper Harbor砾岩沉积期间,同时形成Porcupine盾形火山岩,标志着大范围且大量陆上火山活动向广阔的裂谷期后盆地河流红层沉积的转变。

在玄武岩、玄武质安山岩和安山岩中,PortageLake火山岩和 Porcupine火山岩在主元素组成方面极为相似,且特别富集轻稀土(LREE)和 Th;但在流纹岩化学组成和矿物学方面,二者存在较大区别,多数情况下,Portage Lake火山岩中的流纹岩是无斑隐晶质的,或者包含稀疏的石英斑晶,相反,在Porcupine火山岩中,大量的流纹岩从无斑隐晶到大量的石英或长石斑晶的都有;且 Portage Lake火山岩中的流纹岩具有相对较低数量的不相容元素(如LREE、Zr、Y、Hf、Th);放射性同位素分析显示,大多数的Portage Lake流纹岩起源于已经喷发并且小范围分布的基韦诺玄武岩的部分熔融,如果有的话,也有可能来源于古老的基底,然而Porcupine的流纹岩却有很大数量来源于古老的基底。

Copper Harbor砾岩:厚度变化为107～1829 m,与Portage Lake火山岩顶部一段表现为楔形相接并最终覆盖(Huber,1973),根据美国地调局(USGS)矿产资源在线空间数据,其岩性为红色岩屑砾岩和砂岩,以及产出于近顶部的铁镁质-长英质火山熔岩流,这些熔岩流与砾岩层相间分布且多达31层,形成步梯状格局(Lake Shore traps)。

Nonesuch页岩:厚度变化为38～213 m,根据美国地调局(USGS)矿产资源在线空间数据,其岩性为灰色、绿色和褐色岩屑粉砂岩、页岩和砂岩,在其近底部产出有铜硫化物和自然铜矿化,美国矿物协会资料显示还存在有碳酸盐,并说明是一种正常的氧化环境,但靠近 White Pine矿的南部地区,页岩变为黑色并减少,产出了相当数量的铜硫化物及自然铜矿石,与下伏Copper Harbor砾岩整合并相互楔接(Bornhorst and Barron,2013)。

Freda砂岩:厚度在 3658 m以上,根据美国地调局(USGS)矿产资源在线空间数据,其岩性为浅红-褐色为主的中-细粒岩屑长石砂岩、粉砂岩和含云母粉砂质页岩。

Jacobsville砂岩:厚度超过 3000 m,根据美国地调局(USGS)矿产资源在线空间数据,其岩性主要为红色、褐色和白色的石英质砂岩和少量粉砂岩、页岩及砾岩,本岩性段与下伏地层为不整合接触(Nishioka et al.,1984)。

2.3 与玄武岩有关铜矿床类型

根据有关研究,基韦诺半岛产出了与中大陆裂谷有关的成矿系列共 8种矿床类型,包括岩浆型铜镍铂族元素矿床、钛铁(钒)矿床、碱性岩铀-稀土矿床、角砾岩筒型铜(钼)矿床、热液型的玄武岩(及夹层沉积岩)自然铜矿床、沉积岩型铜硫化物和自然铜矿床、火山岩铜硫化物矿床(玄武岩型辉铜矿矿床)以及多金属(5种元素)脉状矿床,而其中已形成一定开发规模的均来源于热液矿床,岩浆型矿床处于勘查阶段并只有少量开采(Miller et al.,1995;Nicholson et al.,1992)(图4)。

图4 苏必利尔湖地区中元古宇地层产出矿床分布图(据Miller et al.,1995)Fig.4 Map of t Lake Superior region showing locations of major ore deposits hosted in the Middle Proterozoic rocks

由于能够与滇黔地区玄武岩铜矿对比的只有玄武岩(及夹层沉积岩)自然铜矿床、玄武岩型辉铜矿矿床以及沉积岩型铜硫化物和自然铜矿床三种,而这三种类型刚好可完全限定在前面“玄武岩铜矿”定义的范畴,且由于篇幅所限,因此,下面仅描述此三种类型。

2.3.1 玄武岩(及夹层沉积岩)自然铜型矿床

在北美苏必利尔湖地区,玄武岩型自然铜矿床产出于基韦诺半岛中段不足100 km范围(图4),主要矿石生产范围限于基韦诺半岛45 km长的带状区域(图5)和西南部的格林兰-马斯分区(位于图5南西约40 km)。据Reed (1991)的研究,矿床全部产出于基韦诺断层上盘之 Portage Lake火山岩系内,从矿化分布看,没有明显的趋势,从产出的矿量看,矿化相对集中于 Portage Lake火山岩系的中上部;除2%的金属量产出于次级断裂或裂隙中外,赋矿机构主要为各层岩流之杏仁岩或杏仁状玄武岩、角砾状玄武岩组成的顶部流(Flow-top)(58.5%)及岩流间夹的层间砾岩层(39.5%)(Bornhorst et al.,1988)(图6),二者有比较相近的矿物生成顺序,但矿物复杂性明显不同(图7),顶部流中矿床(包括矿脉)的矿物组成较砾岩中矿床的要多,但它们在微斜长石、绿帘石、自然铜、石英、方解石、硫化物(少量)、硫酸盐(少量)的组成方面是相似的(Reed,1991;Bornhorst and Barron,2011)。

图5 基韦诺半岛自然铜矿区(不包括格林兰-马斯分区)主要自然铜矿床分布地质略图(据Bornhorst and Barron,2011修改)Fig.5 Simplified geologic map showing the location of the major deposits within the Keweenaw Peninsula native copper district,Michigan

Portage Lake火山岩内,在具有充足的原生孔隙度的角砾状和杏仁状的顶部流和层间砾岩的容矿岩中,矿体呈自然铜的板状、层状集合体,而次生的孔隙赋存于沿断层分布的主脉中。由于矿床代表了重要的地层学空间位置,所以容矿岩均被赋予了非正式的岩流成员名称,有大约 85%的矿石产量来源于四个这样的赋矿层:卡柳梅特和赫克拉(Calumet&Hecla)砾岩、奇尔沙治(Kearsarge)顶部流、波罗的海(Baltic)顶部流、皮瓦比克(Pewabic)顶部流(图6中5、3、1、6号赋存位置)。

通常,采场空间高 3～5 m,柱状富矿体在宽30～150 m、倾向长50～600 m范畴延伸,主矿体走向长1.5～11 km,倾向1.5～2.6 km,最大的矿体——卡柳梅特和赫克拉砾岩采矿场走向延伸了 4.9 km,倾向延伸了2.8 km(Bornhorst and Barron,2013)。

在矿物组成方面,自然铜往往伴生一定量的自然银,这两种金属占了金属矿物的 99%,另有低于0.2%的As与铜银形成固溶体,矿区内硫化矿物较为罕见,辉铜矿仅有痕量,黄铁矿则没有发现(Bornhorst and Barron,2013);除此之外,有超过100种不同的次生蚀变矿物,其中有 24种是常见的;并且,针对上述两种类型的矿床,有不同矿物组成、生成顺序和富集程度(图7)。

2.3.2 玄武岩型辉铜矿矿床

基韦诺半岛已发现以辉铜矿为主要矿物的矿床共 12个,产出于半岛北东端,主要产出于萨福克(Suffolk)至波希米亚山(Bohemia)一带 Portage Lake火山岩系底部 1/4范围,这些矿床包含了平均品位为2.3%,总量700万吨的矿石(合16.1万吨金属铜),矿化大致受层位控制,辉铜矿主要产出于角砾状和杏仁状熔岩的顶部流中,也有少量自然铜充填于玄武岩和安山岩岩墙的细脉及张性裂隙中。

区内最大辉铜矿矿床为Gratiot矿床(543-S),据Maki and Bornhorst (1998)的资料,拥有平均为2.3%约 450万吨的矿石量(折合 10.35万吨铜金属,另有一说为4%的110万吨矿石量),达小型规模。

Gratiot矿床沿区域性倒转的基韦诺断裂延伸约1.4 km,产出于长约12 km的格拉希厄特-萨福克断层带内,断层有大约 7 m的地层位移,产状与玄武质熔岩层面和基韦诺断层近于平行。在矿床邻近区域,玄武质熔岩流被两个英安岩-安山岩岩墙近平行侵入。矿体主要产出于角砾状、杏仁状顶部流中,少量产出于内部流和岩墙内,由于两岩墙同时存在的地方也是断裂作用和碎裂作用最发育的地方,最高品位和吨位的矿体出现于两岩墙同时出现并且都厚的地方。另外两条重要的断层切割了矿床,其中之一是克罗斯-格拉希厄特断层,断层大致垂直于熔岩流的产状,并有大约15 m地层位移,另一条为格拉希厄特断层,断层与玄武质熔岩流近于平行,并有很小的地层位移。最高品位的矿石分布往往与格拉希厄特-萨福克断层、格拉希厄特断层、克罗斯-格拉希厄特断层的交叉点有关(Maki and Bornhorst,1998;Robertson,1975)。

图6 基韦诺半岛自然铜矿区主要矿体赋存位置及产量柱状图(据Reed,1991)Fig.6 Stratigraphic column showing the location of major producing lodes and lode production

矿床主要矿物组成中,辉铜矿是主要的含铜矿物,其他含铜矿物仅有痕量到少量发现,大量的脉石矿物为绿泥石、绿帘石、钾长石、葡萄石、石英和方解石等。矿物生成顺序中,自然铜仅次于钾长石之后形成,再其次为黄铁矿、黄铜矿、斑铜矿、辉铜矿和赤铁矿等,次生矿物的最后阶段形成的是冰长石、浊沸石和更多的方解石(Maki and Bornhorst,1998)。

图7 基韦诺半岛自然铜矿区次生热液交代矿物共生次序及其相关丰度图(据Bornhorst and Barron,2013;Butler and Burbank,1929)Fig.7 Paragenesis and relative abundance of secondary hydrothermal alteration minerals in the Keweenaw Peninsula native copper district

2.3.3 沉积岩型铜硫化物和自然铜矿床——以怀特派恩矿床为例

在北美基韦诺半岛,与玄武岩有关砂(页)岩型铜矿产出有铜坞(Copperwood)和怀特派恩(White Pine)两个矿床,分别位于 Porcupine山的东、西两侧。其中铜坞矿床是由加拿大Orvana矿物公司近年在怀特派恩矿床西侧发现的重要矿床,现已进入可行性研究阶段,根据公司提交的NⅠ43-101技术报告及项目可行性研究报告,项目总计探明平均品位Cu:1.41%、Ag:3.62 g/t的矿石储量30.2 Mt(折合金属量Cu:42.582万吨、Ag:109.324吨),达中型规模。怀特派恩矿床是是以沉积岩为容矿岩铜矿床的典型代表(Cox and Singer,1986),据估计,整个采矿区域赋存有平均品位Cu:1.1%、Ag:9 g/t的矿石量200 Mt(Miller et al.,1995),根据涂光炽(1994)提出的以大型矿床储量下限的 3～5倍作为超大型矿床的储量下限的界定,本矿床折合铜金属量 220万吨,相当于我国《矿区矿产资源储量规模划分标准》大型铜矿下限50万吨的4.4倍,达超大型矿床规模。

怀特派恩矿床位于北美苏必利湖地区基韦诺自然铜矿区西南西方向72～112 km处,为典型层状矿床。矿化赋存于从 Copper Harbor砾岩最顶部至Nonesuch页岩最底部约 6～7.62 m 的砂页岩地层(White and Wright,1954),也称为“含铜带”(Cupriferous Zone),类似于中国的含铜岩系(图8)。

图8 怀特派恩 Copper Harbor砾岩组最顶部至 Nonesuch页岩组底部含铜带地层柱状图(据 Woodruff et al.,1995;Ensign et al.,1968)Fig.8 Stratigraphic column for the ‘lower’ Nonesuch Formation and uppermost Copper Harbor Formation at the White Pine mine

据White and Wright (1954)的研究,在怀特派恩,含铜带可分为四个单元,按照由老到新的顺序,它们分别是下部砂岩(Lower Sandstone)、分界页岩(Parting Shale)、上部砂岩(Upper Sandstone)和上部页岩(Upper Shale)。

下部砂岩对应了 Copper Harbor砾岩最顶部1.52～6.10 m的灰色岩石单元,经铜岭公司钻探工作证实,仅在怀特派恩地段,该岩层最顶部0.30～3.13 m的地方包含有铜矿物,以自然铜为主(White and Wright,1954)。

分界页岩是 Nonesuch页岩最底部的一个分层,其岩性以块状砂岩、粉砂岩为主,仅在过渡层之上发育有厚约0.30～0.61 m的薄层砂岩间夹页岩地层,其上为块状粉砂岩，顶部含有丰富的泥裂,在某些地方这种裂隙切入达0.30～0.61 m,被河流冲积物充填并被上部砂岩覆盖;本分层是重要的赋矿地层,其中薄层砂岩夹页岩段赋存辉铜矿和自然铜可达1%～5%,而中部块状粉砂岩一般含铜1%～2%(White and Wright,1954)。

上部砂岩岩性非常相似于下部砂岩,但粒度小,卵石含量少些。通常,在顶部或接近顶部,上部砂岩在矿区内包含有辉铜矿或自然铜。通过铜岭公司钻探资料证实,与下部砂岩一样,这一岩层在大多数区域几乎是不含铜的(White and Wright,1954)。

上部页岩为上部砂岩之上的6.10～12.19 m的岩层,但是仅下部2.13～2.44 m是含铜的,其底部岩层序列明显相似于分界页岩的序列。在上部页岩基底的薄岩层,类似于分界页岩的底部,包含了 1%～5%的铜,如辉铜矿、自然铜。而在块状岩层上部或正上方,一般也含有约 1%的铜,而局部地,在块状岩层上部0.61～0.91 m的薄岩层也含有1%的铜(White and Wright,1954)。

主要矿物组成为辉铜矿,其次为自然铜,斑铜矿、铜蓝、黄铜矿以极微量出现,另有少量自然银通常与铜矿物相伴出现,黄铁矿仅能局部发现于裂隙或含铜层内部和上部一定岩层中(White and Wright,1954)。

2.3.4 三类铜矿铜金属资源量总结

基韦诺半岛三类铜矿的铜金属量一直是个争论的问题。据Bornhorst and Barron (2011)统计,本区采前地质资源量1297.27万吨(包括已开采的和未开采的,已开采的折算为采前资源量),其中自然铜879.97万吨,未开采的小型辉铜矿 13.61万吨(Cu 2.3%),沉积岩容矿层状铜矿约403.70万吨。

这一数据与Reed (1991)统计1845～1987年自然铜的产量 476.95万吨相比,除去 Bornhorst and Barron计算中包括的未开采的自然铜 226.80万吨,合 73.02%综合采冶回收率,因此,基韦诺半岛自然铜采前地质储量约879.97万吨的数值基本可信。

对小型辉铜矿来说,根据平均品位 2.3%反算为591.74万吨(未开采矿石量),与前文资料查证的总量700万吨(16.1万吨的铜金属量)相比,差了108.26万吨矿石量(折算金属量 2.49万吨),估计为开采损耗资源量,因此小型辉铜矿金属量为 13.61万吨基本可信。

Bornhorst and Barron (2011)统计的Porcupine山沉积型层状铜矿铜金属量,包括了怀特派恩的采前地质资源量 267.62万吨和未开采的铜坞/向斜西部的铜地质资源量136.08万吨。就怀特派恩矿床,这一数值与前文Miller et al.(1995)所估计220万吨的铜金属量相比有些差距;而据 Reed (1991)统计1845～1987年硫化铜产量 137.35万吨,相当于51.32%综合采选冶回收率,结合本类铜矿品位较低的情形,也应属实;而铜坞近年勘探证实铜金属量42.58万吨,加上向斜西翼卫星矿和上部区间矿(Bornhorst and Williams,2013),总数136.08万吨的估计也是可信的。因此,沉积型层状铜矿铜金属量403.70万吨是可信的。

综合上述结果,基韦诺半岛三类铜矿采前地质资源量共计 1297.27万吨,扣除未开采的 376.48万吨,则已开采的采前资源量 923.96万吨,与 Reed(1991)统计1845～1987年总的产量614.31万吨相比,三类铜矿综合采选冶回收率 66.49%基本可信,因此,采前地质资源量1297.27万吨也是基本可信的。

3 滇黔地区玄武岩铜矿特征

3.1 玄武岩型辉铜矿(以黔西北为例)

如前所述,本类矿床仅有 2～3个点获得一定资源量,如威宁黑山坡、大明槽、铜厂河(戴传固等,2004),规模仅限几百至千余吨,其余均为矿点或矿化点(约10余处),主要分布在贵州西部威宁、水城、盘县等地,《贵州省区域矿产志》评述为规模小、变化大、品位低,工业远景不大。

铜矿主要赋存于二叠系峨眉山玄武岩组顶部和上部,以凝灰岩、气孔状玄武岩为主,少数为玄武岩,部分地段玄武岩中部亦有一至两个含矿或矿化层位存在;矿体多呈透镜状,偶有脉状和不规则状产出,其中透镜状矿体多沿层间破碎带、层间收缩裂隙或层间滑动裂隙产出,矿化不均匀,形态复杂,厚度变化大,规模小,长、宽均可达数米至几十米,厚数十厘米至几米,而脉状、不规则状矿体,大多产于断裂破碎带中,形态复杂,厚度变化大,长宽规模与前者基本相当,厚 0.3～1.40 m;原生矿石矿物以黄铜矿、辉铜矿为主,斑铜矿、黝铜矿、蓝辉铜矿、铜蓝等次之,自然铜到处均可见但较分散,氧化矿石矿物有孔雀石、矽孔雀石、蓝铜矿、赤铜矿及砖红铜矿等,脉石矿物以石英、方解石为主,次为沸石、绿泥石、黄铁矿、葡萄石、玉髓等;矿石铜含量一般为0.3%～1%,最高达7.13%(威宁铜厂河);矿石以粒状和溶蚀状结构,浸染状、细脉状、网脉状及杏仁状为主,块状、豆状次之,氧化矿石具皮膜状、条带状、环状构造;围岩蚀变主要有绿泥石化、炭沥青化、褐铁矿化、黄铁矿化、硅化、沸石化、方解石化、钠长石化、碳酸盐化等。

3.2 古风化壳型铜矿

前人对古风化壳型铜矿基本没有什么记载,但近年报道的特征,其产出岩性为铝土质泥岩(钱壮志等,2006),矿石呈马豆子或结核状等,由此可判定为古风化壳型铜矿。

3.3 三叠系砂岩型铜矿

本区三叠系铜矿产出于中-下三叠统砂岩内,共有含铜砂岩 13～14层,但每个矿点一般只有 3～4层,最多可达 6～7层;其中,中三叠统关岭组 2层,下三叠统永宁镇组3～5层,飞仙关组1～6层,以飞仙关组赋存矿床(点)最多且分布最广、矿化最强,岩性为紫红、灰绿色凝灰质、玄武质砂页岩,偶夹灰岩,斜层理、交错层理、波状层理发育。矿层多呈层状、似层状,少数透镜状,延长 30余米至几公里,一般在 100～400 m,厚 0.3～0.5 m,可达 0.7～0.8 m,飞仙关组所赋矿层最厚可达 1.55 m,品位 0.3%～1.54%,平均一般都小于 0.8%,矿石矿物以辉铜矿为主,有时还包括黄铜矿或斑铜矿,以及氧化矿物孔雀石、兰铜矿、赤铜矿、黑铜矿、自然铜等,脉石矿物有黄铁矿、方解石、石英等,构造一般呈星散状、斑点状、细脉状、浸染状等,结构以他形粒状结构较为常见。

1941年,乐森璕、罗绳武、阮维周等调查后认为是红层式铜矿,大约在70年代,认为属沉积成因,受岩相古地理控制。

4 基韦诺与滇黔地区玄武岩铜矿对比

4.1 构造背景

矿床的构造背景与地质环境相似性是矿床是否具有可比性的基础(Cllne et al.,2013),同时也是矿床分类决定性的控制因素(Mitchell and Garson,1981)。

成矿地质背景方面,二者均是国际上认可的大火成岩省(Coffin and Eldholm,1994;Xu et al.,2004;Ali et al.,2005;Miller,2007;Ali et al.,2010),均以大陆溢流玄武岩为表现特征(表1)。中国西南的峨眉山大火成岩省普遍认为属地幔柱成因(张招崇,2005;Ali et al.,2010),且喷溢前具强烈隆升作用(He et al.,2003;何斌等,2005;Ukstins and Bryan,2008),未形成裂谷系统;而北美克拉通南缘的中大陆裂谷系统,同样存在地幔柱的作用(Hutchinson et al.,1990;Davis and Green,1997;Nicholson et al.,1997;Vervoort et al.,2007),且裂陷作用相对强烈,平均下沉速度达3.7 km/Ma,(北美板块)平均漂移速度达22 cm/a(Davis and Green,1997)。

就其差异而言,北美基韦诺半岛地区,中大陆裂谷的构造背景及典型红层盆地特征已得到普遍认可;而川滇黔之玄武岩分布区,除个别学者认为属古特提斯洋俯冲形成外(史仁灯等,2008),多数学者赞同热点构造、地幔柱成因(表 1)(Courtillot et al.,2003;Xu et al.,2007),滇黔地区则表现为早期隆起(何斌等,2005),喷溢后洼地堆积,经一定时限风化后,除滇中附近外,又被沼泽-海陆交替的含煤碎屑埋藏,二者差异极大。

4.2 玄武岩分布与产出特征

充填于中大陆裂谷系统的沉积物总厚达 30余公里,其中火山岩含量占 2/3(Miller,2007),包括了至少两套火山岩系(图2),它们在主要岩石组成和磁极方面是不相同的,其分布均限于中大陆裂谷系统中并被上覆碎屑沉积物掩埋,由于Portage lake火山岩系的下伏地层具有推测的成份,且二者均以玄武岩为主要岩性,因此,不再分开进行对比。

首先,玄武岩的空间产出、赋存状态是不一样的。北美中大陆裂谷系统所充填的火山岩系,估算厚度可达20 km,据Hutchinson et al.(1990)的最低估计,在苏必利尔湖地区的铁镁质岩体积总计达1.3×106km3(Hutchinson et al.,1990;Miller,2007),而据Cannon (1992)估计,整个裂谷系统的火山岩体积约 2×106km3(Cannon et al.,1989;Vervoort et al.,2007),且完全深埋于裂谷内,玄武岩喷溢时间介于1109～1086 Ma(有的资料上限年龄为1108 Ma(Davis and Green,1997))之间,持续达23 Ma,间隙期相对较长(Davis and Green,1997),形成了多个熔岩流并间夹碎屑沉积岩交互成层;相对而言,中国西南玄武岩厚度相对较薄(滇黔相邻区更薄),最大最度仅5384 m,全区平均厚度705 m,面积25×104km2,估算体积约0.28×106km3(张云湘等,1988),中间无砂岩、砾岩夹层,也不具前述熔岩流四层结构,喷溢时限为257～260 Ma(Shellnutt et al.,2012),时长普遍认可是1～2 Ma,虽有分四个旋回之说,但喷发间隙期极短,层间往往仅见极少量薄层凝灰质层(如威宁铜厂河,图9)。显然,中大陆裂谷系统玄武岩形成时间要比滇黔(川)地区玄武岩要长很多,二者的岩浆产出率是不一样的,而且喷发旋回之间存在更大的差别,前者火山活动应是完全停歇了,并有海水活动,后者则不具备这样的特征。

其次,二者在喷发方式上、喷发后的状态、赋存等方面也存在区别。众所周知,峨眉山玄武岩主要为裂隙式喷溢,但其火山集块岩的发现也说明火山喷发并非宁静式的(图9),并且峨眉山玄武岩喷发后,需要流动到低洼地方,区域抬升后处于分散状态;而中大陆裂谷系统之熔岩流四层结构,可能说明,熔岩是宁静溢出的,熔岩流溢出后,应是在裂谷原地盛放的,此后经历冷却,这一过程中,由于上升之气泡表面与空气或水接触之故,形成大量杏仁状充填的沸石和角砾顶部流,而顶部流与间歇期形成的砾岩成为容矿空间,有学者认为这是古火山口相,其实联系不大。

表1 滇黔地区铜矿与美国基韦诺铜矿特征对比Table 1 Comparison of the copper deposits in the Adjacent Area of Yunnan and Guizhou provinces and the Keweenawan peninsula in Michigan,USA

第三,就成矿重要性而言,全球前寒武纪裂谷环境玄武岩分布区,往往形成铜的重要矿源层,如滇中铜矿、南澳奥林匹克坝铜矿、非洲的铜矿等(钱建平等,2013;陈根文等,2002);而在陆表散布的玄武岩一般较少成矿,如本区和全球其他大火成岩省区。

4.3 矿床特征与成因机制

(1) 就基韦诺半岛的 Portage Lake火山岩系和滇黔地区的峨眉山玄武岩组来说,含矿岩系相似性在于二者均主要由玄武岩组成,均有自然铜和辉铜矿的矿化,铜元素含量也较高;差异性在于二者之间岩类组成、赋矿内部组构、单层岩流结构等(图3,6,9),由于这些差异特征,两区域矿化的部位、赋矿岩石也就没法对比,成矿特征也是有很大差别的:Portage Lake火山岩系以自然铜矿化为主,辉铜矿的矿化处于极次要的地位,峨眉山玄武岩组则以裂隙型辉铜矿(黄铜矿)的矿化为主,自然铜矿化极次,且分布零星分散;Portage Lake火山岩系上覆砂页岩中的层状铜矿化也与宣威组底部的矿化层是不可比的(成因上不同),张乾等(2008)就论述到以前的对比更多地强调了二者的相似之处,而实际上,二者之间存在的某些差别是巨大的,甚至对成矿起决定性作用。

(2) 矿床类型、矿石类型及主要矿物组合。就火山岩内之铜矿化种类而言,两个区域是相似的,均是自然铜和辉铜矿的矿化,反映两区域在成矿机制上可能是相似的,但基韦诺半岛以自然铜为主,且规模达超大型,矿物组合也较为复杂,而滇黔地区以裂隙型辉铜矿(黄铜矿)为主,规模仅为小型,矿物组合相对简单,这一类型与基韦诺半岛北东端Portage Lake火山岩系底部产于断层中的玄武岩型辉铜矿有一定相似之处。古风化壳残积型是滇黔地区特有的,发现于宣威组底部,矿石矿物以辉铜矿、斑铜矿、铜兰为主,有浸染状矿化和结核状矿化两种,这种矿化基韦诺地区未见报道;而砂页岩型铜矿化,两区域均有,但规模上不可比拟,矿石类型、矿物组合也有极大差异(表1)。

(3) 成因及成矿作用方面。由于基韦诺半岛玄武岩型辉铜矿矿床规模小,研究也极少,其成因论及的资料几乎没有,因此本文也没法论及这方面的内容;而玄武岩自然铜矿床的成因,可从沉积型层状铜矿的成因解释中得到解决。对于沉积岩容矿层状铜矿,两阶段的成矿模式基本得到广泛认可(Miller et al.,1995;Brown,2006;Mauk et al.,1992)。其中产出于Nonesuch页岩的层状铜矿化,早期认为属同生形成(White and Wright,1954;Miller et al.,1995);60年代,根据铜矿分布与下伏Copper Harbor砾岩楔入带相关的事实,又提出了铜来源于下部,并交代同生铁硫化物的认识(White and Wright,1966);此后,又认识到真正同生热液成因的黄铁矿不太可能,Brown (1971)和White (1971)又提出了“同成岩期硫、后生铜”的模式,黄铁矿形成于成岩期并赋存于底部软泥,随后辉铜矿置换了黄铁矿。

图9 贵州西北部威宁县铜厂河矿区含矿岩系柱状图Fig.9 Map showing the Tongchanghe mineral deposit ore-bearing rock series in Weining county of Northwest Guizhou province,China

近年,由于认识到下伏红层的形成需要地下氧化流体并且大于1 Ma的风化年限,含铜的演化大气水流体成矿模式终被提出(Brown,2005);考虑到区域范围热液矿物分带的事实,又提出了深埋变质流体与前述流体混合成矿的模式(演化大气-变质成矿流体系统)(Brown,2006),这一模式统一解释了层状矿床与自然铜型矿床的成因(Bornhorst and Barron,2011;Bornhorst and Williams,2013),并在此后的研究中,得到了 Symons et al.(2013)古地磁学研究获得有关层状铜矿化与被掩埋的 Copper Harbor地层碎屑沉积物氧化为红层的平均年龄为1063±8 Ma的强有力支撑,层状矿化发生于Nonesuch页岩被上覆Freda地层掩埋后的成岩期,这一结果不再支持同生热液成矿的说法。而自然铜型矿床的形成,Bornhorst et al.(1988)应用Rb-Sr法对杏仁充填的微斜长石、方解石、绿帘石和绿泥石测定,获得了 1060～1047 Ma的年龄,基本可限定其形成于格林威尔期地壳缩减阶段(Cannon,1994),这同样解释了怀特派恩矿床形成于第二阶段自然铜的成因,也符合成矿与逆冲断裂有关的现象与看法(Miller et al.,1995),在此背景下,Brown (2008)提出了裂谷关闭期断层上冲形成热流柱的成矿机制。

而滇黔地区玄武岩铜矿,现有的发现基本可分为玄武岩内的辉铜矿、自然铜矿化,宣威组底部的古风化壳型矿化,上覆三叠系砂岩型铜硫化物矿化,现分别论述它们的成因机制。

① 玄武岩内的自然铜及铜硫化物矿化和上覆三叠系砂岩型矿化。关于铜质的释放,根据基韦诺现有研究,认为是红层化的结果,并经演化的大气降水形成含铜卤水;另外,其中还有两个过程,那就是间夹沉积地层,在沉积过程中,海水对玄武岩的淋滤作用,Whiteand Wright (1954)就认为成矿与三角洲河道或主河道有关,因此,可以解释为经过海水浸泡过的玄武岩,其铜质可能已大部富集于顶部流及间夹砾岩充填物中(Brown,2006);而浅变质作用,更是促进铜质活化的另一有效途径,Haynes(1972)的研究认为玄武岩在遭受蚀变时能释放大量铜。而滇黔地区的玄武岩组及相邻地层,就红层化作用来说,相邻的仅限于中-下三叠统属于红层,现发现有多达 13个含铜矿(化)层,而玄武岩顶部,仅有少量古风化壳,底部除黔西南大厂附近外几乎没有古风化壳,达不到红层化效果,一般没有海水浸泡和变质蚀变作用;就区内玄武岩铜矿成因多数学者认为属构造或盆地热液形成(李厚民等,2004;张乾等,2007),许连忠(2006)的研究同样不再支持火山同生热液成矿。作者认为,其物质来源与基韦诺半岛是相同的,但活化过程中,由于玄武岩海水淬火作用、红层化作用、海水浸泡和变质(或强烈蚀变)作用四个方面的缺失,单靠层间滑动这类有限的构造作用与热液流体,成矿物质活化严重不足(释放机制缺乏),成矿因物质供给不足、构造空间有限而规模较小。

② 古风化壳型矿床,如马豆子式(王富东等,2011)和结核状铜矿化(王居里等,2006),铝土质泥岩型铜矿(侯蜀光等,2007),还有其他的如稀土、铁钛多金属(杨瑞东等,2006;杨平等,2013),现有研究认为是沉积岩中的层状铜矿化(王居里等,2006;王富东等,2011;钱壮志等,2007),且多强调其发现意义,就矿床成因之物质来源及成矿作用方面研究尚不清楚,但想当然地认为属与怀特派恩矿床相似的同生热液成因,并妄想有形成超大型矿床潜力是不现实的。

5 结论与启示

5.1 结论

(1) 系统总结了北美中大陆裂谷系统(MCRS)特征及基韦诺半岛Portage Lake火山岩系(及夹层沉积岩)自然铜型矿床、沉积型硫化物和自然铜矿床、火山岩铜硫化物矿床三类矿床特征及成因机制研究进展,就矿床规模、赋矿主岩及岩流结构、矿床成因机制等方面进行了新的更正。

(2) 经过对比,可以发现两个区域的铜矿,虽然都与玄武岩有关,成矿特征有一定相似性,但差异性更大,综合起来,有下列几点:① 成矿背景完全不同,二者有不同的大地构造环境和地质演化历程;② 赋矿岩组中,岩石组成、岩流组构、玄武岩的分布赋存均存在较大差异;③ 矿化类型对应性方面,北美 Portage Lake火山岩系底部辉铜矿型矿化,与滇黔地区有一定相似性,但研究程度较低,成矿机制不明;而滇黔地区玄武岩组内之自然铜型矿化,根据现有资料根本无法反映其分布与赋存规律,暂时无法对比;玄武岩组与上覆地层界面附近矿化,基本可确定为古风化壳型,与沉积岩容矿层状铜矿类型应是不可对比;中下三叠统砂岩型铜矿与基韦诺半岛区域之沉积型层状铜矿化可能可比;④ 矿床成因机制方面,北美基韦诺半岛铜矿经历了两阶段的成矿过程,其中沉积岩容矿层状铜矿形成于成岩期,成矿流体并不是同生热液,而是演化的大气降水流体,成矿物质来源于下伏地层的红层化作用,成矿为辉铜矿置换黄铁矿过程;自然铜形成于裂谷关闭后的构造挤压阶段,成矿流体是演化大气-变质成矿流体,成矿物质主要来源于演化的大气降水向深部红层化作用,成矿为混合流体继续氧化古含水层时析出了铜。滇黔地区则是通常意义上的构造或盆地热液成矿,存在红层化作用、海水浸泡和变质作用缺失,矿质活化和供给不足等缺点,并最终决定成矿规模的不同。

5.2 启示与建议

(1) 在认真对比、认识差异的前提下,对本区找矿也是有启示意义的,如成矿作用方面,二者都不是同生热液,但玄武岩作为矿源层是统一的,红层化作用对成矿具有决定性作用,玄武岩内的自然铜矿化,由于红层化作用的不足,限制了铜质的活化并成矿。

(2) 滇黔地区地质环境,可能对某些矿床为不利成矿条件,但对其他矿床可能为有利条件,建议立足本区研究,寻找特色矿种,如古风化壳有关矿床以及与热点构造有关的后期上升热液成矿等。

(3) 滇黔地区此类铜矿远景规模,有学者认为潜力巨大(李厚民等,2009),也有学者认为在条件有利地段可能找到中型规模以上矿床(张乾等,2007,2008),但作者建议对本类铜矿的找矿需慎重处置,通过上述对比,个人认为:① 对玄武岩中自然铜型矿化,建议有关部门选择最好的矿点进行反验证,说明一种矿化类型没有了找矿价值也是有益于社会的;② 对上部三叠系中砂岩型铜矿继续关注;③ 其他类型认为找矿价值较小,有的尚需研究。

致谢:在审稿过程中,审稿专家提出了宝贵中肯的意见和建议,使本文得以完善,在此极致谢意！

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