成矿机制及成因分析

(一) 成矿物质来源

内生矿床的形成离不开矿源、水源和热源，季克俭早就提出内生矿床的“三源”成因模式;张德会指出，矿源—成矿物质迁移途径—矿体是矿床学研究的基本问题，简称为“源—流—汇”(SPS)(source－path－sink)。可见，研究内生矿床的形成机制，首要解决的问题便是成矿物质来源。

1矿质来源

安庆铜铁矿床主要成矿金属Cu、Fe主要来源于岩浆，少量来源于围岩地层中。其主要依据有:

(1)矿床与岩体的亲缘关系

矿床产于岩体侵入的前峰，矿体严格接触带控制，说明了两者之间成因上的亲缘关系，成矿是成岩的继续。成矿岩体为深源成因，富含成矿元素Cu、Fe的深源岩浆可以为成矿作用提供充足的矿质。

(2)矿床地球化学特征依据

从前述矿床地球化学特征分析可知，矿石的微量元素特征，H、O、C、S同位素组成及稀土配分模式特征，都证明了矿质Cu、Fe具有深源的特点，但也不排除有部分来自于地层，尤其是成矿晚期气液阶段，外来物质有所增加。但从矿床的近矿围岩地球化学研究结果看，其总量有限。

2硫源

矿石的硫同位素数据分布离散，δ34S在－1125‰～+1924‰之间，说明硫具混合源性质，大部分的硫来自深源岩浆，但地层中的生物硫及膏盐层中的硫在成矿中起重要作用。

3流体源

不同矿化阶段氧同位素组成及其演化特点表明，含矿流体主要是岩浆水，但有地层中封存水及大气降水的加入。

4热源

来自深源的含矿流体，驱动往地表传输的热能可能为深部热源，含矿流体运移中氧化作用释放的热能也是一种热来源。

(二)成矿物理化学条件

1包裹体矿物学特征

(1)包裹体特征

安庆铜铁矿床矿物包裹体较发育，作为不同阶段的成矿流体样品被保存下来，通过研究可基本了解成矿流体的盐度、密度、压力、化学成分和成矿温度等物理化学条件，为阐明矿床成因提供了可靠的证据。本次工作特取各类岩矿石样13块，样品送桂林矿产地质研究院岩矿鉴定室磨制成两面光薄片，在镜下进行包裹体形态观察。

包裹体形态主要为椭圆状、长条状和不规则状，一般10～30μm，按其相态可分成四类:

A 型———多相包裹体 由子晶矿物、气相、液相成分三部分组成，含量分别为10%～30%、15%～30%和40%～60%。子晶多数为NaCl，少量KCl、CaCl2、Fe2O3，是成矿流体物质成分的直接反映，子晶出现说明成矿流体盐度高，浓度大，处于过饱和状态;

B 型———气液包裹体 由气相和液相组成，含量分别为20%～40%和60%～80%。各类矿物中均能见到，以低温矿物最常见。

C 型———液相包裹体 几乎全为液体充填。

D 型———气相包裹体 主要由气体组成，不常见，仅个别石英中发育。

(2)包裹体成分

本次工作在收集前人所做包裹体成分资料的基础上，在1、2号矿体共采取不同岩矿石样品3个进行包裹体气、液相成分分析，每个样品分析13个组分，其数据及有关参数计算结果见表5－10和表5－11。

表5－10 包裹体液相成分及有关参数计算表

注:RZA－号样来自安徽省地矿局326地质队，其余数据(据李长庆，2000)。

(1)液相成分特征分析

从表5－10中可看出，包裹体液相成分中阳离子有Na+、Ca2+、Mg2+、K+、Li+等，阴离子有F－、Cl－、SO2－4，以富含F－、Na+、Ca2+、Mg2+为特征。

1)成矿溶体的Na+/K+和F－/Cl－值可作为判别成矿热液来源的一个重要标志。一般来说，岩浆热液Na+/K+值一般小于1;变质岩、伟晶岩的Na+/K+值通常大于1;而沉积或地下热卤水有关的矿床Na+/K+值较高(Roedder，1984)。安庆铜铁矿床中含Na+较高，Na+/K+比值高，这似乎与上述结论相矛盾，却也说明了该矿床成矿介质的特殊性，不同于一般的岩浆期后气液。同时也证实了成矿流体与岩浆(富钠)之间的亲缘关系。

2)成矿流体中F含量远大于Cl，F－/Cl－值为12～76，根据F和Cl的地球化学特性，F主要存在于岩浆熔体中，而Cl则趋向于存在于热液中，即在岩浆体系中F－＞Cl－，热液体系中F－＜Cl－。我国大多数接触交代矿床和热液矿床成矿流体中都是F－＜Cl－，如铜官山0055(4个样)、铜录山0134(8个样)，而安庆铜矿的这种独特的成矿流体成分特征说明其成矿流体不同于一般的成矿气液，而是一种类似于岩浆熔体的熔流体。

3)成矿流体中F－/Cl－变化幅度为12～76、Na+/K+变化幅度为24～233，变化范围都比较宽，显示出成矿流体的不均匀性，造成这种不均一性的原因可能是由于介质中矿浆和气液共存而使得成矿介质相对黏稠，不利于矿质的均匀扩散所引起的。这也证实了介质中矿浆的存在。

4) 成矿流体中阳离子Ca2+、Mg2+的富集可能与围岩中富Ca2+、Mg2+中有关，而阴离子中大量的SO2－4可能来自熔融体中SO3随温度降低所产生的水解作用，也有可能来自富含膏盐层的围岩。F－和SO2－4对金属元素的迁移和沉淀起着重要作用，并导致金属络合物分解和金属硫化物的沉淀。

5) 从离子的演化和离子总浓度的变异可以看出，随着成矿作用进行，自氧化物阶段到硫化物阶段，总离子浓度降低，表明随矿物不断沉淀，成矿介质逐渐变得稀薄。

(2) 气相成分特征分析

从表5－11中可看出，包裹体气相成分中以富含H2O、CO2为特征，其次有N2、CO，并有少量CH4和H2。氧化性气体(H2O+CO2)总量明显高于还原性气体(CH4+CO+H2)。

包裹体气相成分中CO2、H2、H2O是重要的常见气体，在成岩成矿过程中起到极为重要的作用，CO2/H2O比值是矿石搬运、围岩蚀变、变质程度的标志。安庆铜矿包裹体气相成分中CO2/H2O=019～055，具有岩浆热液特点。

表5－11 包裹体气相成分及有关参数计算结果表

BKKaPЖaBИИ等的实验证明，包裹体中H2单质的大量存在是深成岩的标志，因此，包裹体中H2含量普遍较高可能指示其热液是深部来源，安庆铜矿包裹体H2含量虽不算太高，但也可以部分代表成矿流体来源于深部。

2成矿物理化学条件

(1) 成矿温度与盐度

矿床不同矿物形成温度及盐度区间见表5－12和图5－7。

表5－12 矿床主要矿物形成温度及盐度

注:据安徽省地矿局326地质队和安徽省地科所资料整理。

(2)不同矿化阶段温度与盐度特征

由单矿物爆裂法测温和矿物包裹体均一法测温等综合资料表明，安庆铜铁矿床各成矿阶段成矿流体从高温、高盐度向低温、低盐度演化，金属矿物在脉石矿物盐度变化区间形成，同时改变了流体的盐度。

早期矽卡岩阶段促进双交代作用的气水溶液三相共存，以液相为主，占40%～45%，气相、固相分别为15%～30%，均一温度390～580℃，透辉石最高可达760℃，盐度40%～45%。

图5－7 安庆铜铁矿床矿物形成温度区间图

磁铁矿阶段 矿浆中三相共存，液相占35%～50%，气相30%～50%，固相20%～30%。成矿温度400～600℃，磁铁矿最高可达763℃。盐度37%～59%。

晚期矽卡岩阶 段残余浆液中以气、液两相为主，均一温度310～354℃，盐度17%～19%。

石英－硫化物阶段 含矿溶液三相共存，金属硫化物明显可分为两次成矿，第一次成矿温度292～375℃;第二次为230～300℃。盐度29%～33%。

石英－碳酸盐阶段 溶液三相共存，以液相为主，均一温度110～200℃，盐度7%～20%。

(3) 成矿压力

由于主矿体中未发现CO2包裹体，对成矿压力只能采用间接方法估算。

方法1: 矿体上覆围岩厚度约3千米，按每千米厚产生静压250atm计，估算出矿床成矿压力为700～800atm;

方法2: 据Kennedy的H2O－NaCl体系的P－x图解，求得透辉石、石榴子石包裹体平衡压力 (或最低压力)为500～800atm，与围岩静压力估算结果相近(图5－8)。

(4) 流体密度

根据已知矿物包裹体的均一温度和盐度，在密度关系图上(图5－9)求得矽卡岩形成流体密度为1～11g/cm3，在低温阶段降为09～1g/cm3，说明成矿介质浓度较大。

(5) 还原参数 (R)

李秉伦 (1982)把CH4+CO+H2与CO2的比值定义为还原参数，该比值是衡量成岩成矿环境的氧化还原程度的重要参数。根据安庆铜铁矿床包裹体气相成分分析表(表5－12)可以计算得出，其还原参数为0004～0022，表明成矿作用是在弱还原环境下进行的。

(6) pH值

根据矿物包体中CO2含量和CO2－H2O－NaCl体系pH值计算法，求得硫化物沉淀时pH为556～614，表明主成矿元素Cu是在弱酸性至近中性环境中沉淀的。

图5－8 H2O－NaCl系P－x图解(高温侧)(据Sourirajanetal，1962)

图5－9 矿物包裹体温度与盐度对应图

(7)氧逸度、硫逸度、二氧化碳逸度

通过对矿床主要成矿阶段的矿物共生组合、成矿温度、气液包裹体成分的研究，结合热力学计算，求得成矿过程中氧逸度、硫逸度和二氧化碳逸度如表5－13。

表5－13 各阶段氧、硫、二氧化碳逸度值表

上述数据表明，整个成矿流体的活动既分阶段又是连续的，随着温度下降，各阶段fO2、fS2和fCO2呈由高向低的变化趋势，反映了逸度与温度的线性函数关系，代表一个完整的成矿作用过程。矽卡岩阶段是高温，向高fO2低fS2、碱性介质方向演化;磁铁矿阶段在空间上相对收缩，并向fO2继续升高，温度和碱性相对降低的方向演化;硫化物阶段在空间上大规模扩展，并向fO2和温度降低、高fS2偏碱环境方向演化，先后晶出的磁黄铁矿、黄铁矿和黄铜矿的fS2逐渐增高趋势(表5－14)。

表5－14 石英－硫化物阶段logfS2值变化表

(据安徽省地矿局326地质队)

(三)矿液流动方向

成矿流体沿构造薄弱带因内压而产生的运移过程中，总是由高压域向低压域、由高温向低温方向流动。随着成矿作用的继续，在流体的运移路径上必然存在着温度梯度，温度梯度降低的方向指示矿液流动方向。基于这一思路，根据矿物形成温度的等值线上温度梯度的变化可以判断成矿流体的流动方向。

1根据矿物分布特征推断流体运动方向

由于矿床矿物富集具有西铜东铁的规律，即高温氧化物(磁铁矿)在东部富集，中低温硫化物在西部富集，推断在成矿过程中矿液从东向西流动。

2根据矿物测温资料推断流体运动方向

为了确定矿液运动方向，在主矿体走向和倾向上系统采集了磁铁矿样10个和石榴子石样2个，送桂林矿产地质研究院作包裹体爆裂测温，测温结果见表5－15。结合前人(王训诚，1995)测温资料编制了矿物温度等值线图(图5－10)。从图中可看出:

1)矿物形成温度总体表现出自东向西逐渐降低的趋势，表明矿液在空间上采取“倒贯”的方式自东向西、自上往下流动(图中箭头所指方向)，与矿物组合的分布规律相吻合;

2)图中高温区呈带状分布，高温带主要位于矿体中部并由东向西向下侧伏，显示出成矿介质流动的主通道。同时在高温带中明显表现出多个高温区，可能是矿液的脉冲式贯入作用所造成。

表5－15 矿物包裹体(爆裂)测温结果

测试单位:桂林矿产地质研究院

图5－10 矿体温度等值线及矿液流动方向示意图(图中箭头方向表示矿液流动方向)

(四)成矿作用方式

安庆铜铁矿床成矿经历了一个复杂的地质过程，其成矿作用也同样经历了由矿浆贯入成矿到气液交代成矿的自然演化，不同成矿作用所对应成矿的种类也不同。同一种矿种其成矿也表现出不同的方式。体现出多矿种、多方式成矿的特点。

1铁

铁的成矿作用存在两种方式，即贯入式和交代式。它们在时间上呈连续过渡演化。

(1) 贯入式

接触交代矽卡岩形成之后，由富钠岩浆分异的铁矿浆沿原接触构造带向上运移和贯入，形成致密块状铁矿石，品位很富，高达60%，与围岩界线截然，呈刀砍状和阶梯状或舒缓波状，两侧无矿化过渡带，或在流动方向上，与脉石矿物(透辉石、次透辉石和石榴子石)相间分布组成条带状构造。

由于磁铁矿结晶较矿石矿物晚，形成自形－半自形、他形粒状结构和交代结构，常见次透辉石交代残余和石榴子石假象。

(2) 交代式

在铁矿浆贯入的同时，对其上部早期形成的接触交代镁质矽卡岩进行粒间渗透交代形成交代粒状结构和浸染状、斑点状、团块状构造，含铁品位不高。

2铜

(1) 充填交代式

含铁铜硫化物沿早期形成的磁铁矿和交代型矽卡岩的粒间和裂隙，进行以离子交换为主的化学反应，表现为他形粒状、交代包含结构及浸染状、稠密浸染状、斑点状、团块状、条带状、细脉状和网脉状构造，形成含铜磁铁矿石和含铜矽卡岩矿石。

(2) 充填式

晚期石英硫化物沿大理岩舌状体前缘内接触带的收缩裂隙和岩体内部近南北向裂隙充填，形成含铜钼闪长岩矿石。

(五) 成矿作用时间

安庆铜铁矿床矽卡岩型铁矿石中金云母用K－Ar法测定同位素年龄为131Ma(安徽省地矿局326队，1990);而月山岩体侵入时代为138～147Ma，显然成矿作用是成岩作用的继续。

(六) 矿床成因

根据其矿体产于岩体与三叠系白云岩、白云质大理岩接触带位置，成矿与岩体有着成因上的联系，并具有典型的矽卡岩矿物组合，故属广义矽卡岩矿床无疑。

但该矿床的地质特征与典型的接触交代矽卡岩矿床有着明显的差别，主矿体贯入充填成矿作用特征明显，不同类型矿体在空间上有规律连续过渡性分布，表明矿床经历了多方式、多阶段成矿作用演化。其成矿介质也非一般的岩浆期后气液，也是一种具有一定黏性又富含一定挥发分的矿浆－气液混合体。而且表现在不同矿种的成矿作用方式上，铁以贯入充填作用成因为主，而铜则是气液交代作用的结果。因此本文认为，该矿床的成因应该是与燕山期富硅富碱中酸性闪长岩有关的矿浆贯入－接触交代混合的广义矽卡岩矿床。

一、大地构造位置

矿区位于准噶尔褶皱系，东准噶尔优地槽褶皱带北缘。按板块构造观点（刘德权，1996）将本区列入西伯利亚板块，北准噶尔洋内弧。

二、区域地质

（一）地层

区内出露的地层以泥盆系、石炭系为主，奥陶系次之，侏罗系、二叠系及第三系零星分布，第四系松散堆积物广布。

中上奥陶统：加普萨尔群（O2+3jb）为一套浅海-滨海相陆源碎屑-海底火山喷发-碳酸盐建造组合。

泥盆系：由下泥盆统托让格库都克组（D1t）和中泥盆统北塔山组（D2b）、蕴都卡拉组（D2y）组成，为一套滨海-浅海相陆源碎屑-海底中性火山岩-碳酸盐建造、海陆交互相中基性-中性火山岩-火山碎屑岩-碳酸盐建造、海陆交互相火山岩-火山碎屑岩组合组成。

石炭系：由下石炭统黑山砂组（C1h）海相-海陆交互相的中性火山岩及碎屑岩和南明水组（C1n）滨海-浅海相、海陆交互相的火山熔岩、火山碎屑岩及陆缘碎屑岩组合组成。喀拉通克铜镍矿、萨尔布拉克金矿和乔夏哈拉含铜磁铁矿均赋存于南明水组地层中。

第三系：由红砾山组和乌伦古河组及新第三系上新统昌吉河组成，主要分布于一些小盆地内。

（二）构造

该区位于加普萨尔复背斜内，背斜内由次级的莫勒迪尔巴斯复向斜、喀拉古拉复背斜、蕴都卡拉复向斜组成，呈北西向展布。断裂构造主要有NW、NNW和近EW向三组。本区的主要构造特征为：以NW向褶皱和断裂构成主要格架，其配套构造也很发育。

（三）岩浆岩

1侵入岩

区内已知岩体133个，划为三个侵入期。

华里西中期：是本区主要侵入期，分为五个侵入次。第一侵人次是以中基性岩为主，构成锡泊渡—喀拉通克中基性岩带。主要有：单斜辉石岩、单辉闪辉岩、橄榄辉长岩、辉长岩、闪长岩等。岩石多属钙碱系列。喀拉通克铜镍矿即产于该侵入期的基性岩体中。第二侵入次主要沿乌伦古河大断裂分布，以铁质超基性岩为主，其纯橄榄岩中产有铬铁矿。第三侵入次以花岗闪长岩、黑云母花岗岩为主，主要沿EW向断裂和NWW向断裂分布。第四、五侵入次的岩体很小，仅见有斜长花岗岩和钾质花岗岩。上述各侵入次有其相应的浅成岩及其脉岩，脉岩中石英脉部分含金、铜。

华里西晚期：主要为黑云母花岗岩，岩体很小。

燕山期：仅见花岗岩株和苦橄玢岩分布。

2喷出岩

以中性喷出岩为主，酸性及基性喷出岩较少。其主要特点是：随地层时代由老—新，岩石成分由基性—中性—酸性呈有规律的变化。

3火成岩的含矿性

对含铜镍有利的岩石是：华里西中期第一次侵入的含斜方辉石的各类中基性岩体为主，含橄榄石而不含斜方辉石的岩体次之。华里西中期第二侵入次纯橄榄岩中含铬铁矿。

华里西中期火山岩与铜金矿化关系密切，如乔夏哈拉含铜磁铁矿（含金）、索尔库都克铜（钼）矿等。

三、矿床地质特征

（一）成矿地质条件

1地层

出露地层以下石炭统南明水组为主，中泥盆统蕴都卡拉组仅见于南部边缘（图2-6）。

下石炭统南明水组分为下、中、上三个岩性段。下段（C1n1）底部为紫红色岩屑砾岩，与下部中泥盆统蕴都卡拉组呈角度不整合。中部为紫色、杂色凝灰质粉砂岩、泥板岩，水平层理。上部为灰绿色泥板岩、粉砂质泥板岩夹硅质岩，水平层理。中段（C1n2）碎屑沉凝灰岩和沉火山砾岩，夹少量安山玄武岩。喀拉通克含矿中基性岩体即侵位于中上段中。研究表明：中、上段的沉积环境属“冒地槽”性质的以火山碎屑为主的浊积扇沉积环境或为远离火山岛弧或弧后盆地的一个拉张环境；沉凝灰岩Rb-Sr等时线年龄为311Ma±16Ma。

中泥盆统蕴都卡拉组（D2y）：下部为安山岩、辉石安山岩、安山质角砾岩；上部为炭质、硅质泥板岩夹少量火山角砾岩。

2矿区构造

矿区位于莫勒迪尔巴斯复向斜东段，发育有次级褶皱和断裂。

褶皱构造：以NW向为主，次为NNW向。NW向褶皱在矿区内有三个向斜、两个背斜。两翼对称，轴面近直立。NNW向褶皱，为宽缓褶曲，由西向东有两个背斜、两个向斜，成斜列展布。NNW向褶皱带斜跨NW向褶皱。

断裂构造：主要为EW向和NNW向，次为近EW向和NE向。NW向断裂为主要控岩构造，基性岩体呈带状沿断裂分布。

3岩浆岩及其含矿性

矿区内主要发育有海西晚期以辉长—苏长岩为主体的中性—超基性岩体，少量燕山期侵入岩及脉岩。

目前已发现中基性—超基性岩体10个，分为南北两个岩带，两带相距400～600m，其展布方向为3100与区域构造线一致。南岩带位于矿区南部背斜近轴部，由Y1、Y2、Y3三个岩体组成（图2-6）。该带岩体规模大，形态较规则，半隐伏，基性程度高，含矿性好；除此在南岩带尚有Y11。北岩带位于矿区北部背斜内，由Y4～Y9组成。岩体较小，形态复杂，分异不明显，含矿性较差。

区内其他侵入岩主要为酸性浅成脉岩，有石英斑岩、钠长斑岩、花岗斑岩和少量石英脉。

4蚀变作用

含矿基性岩体侵位于南明水组中上段，致使围岩发生微弱的热接触变质作用。

（二）一号岩体特征

1形态规模产状

一号岩体沿NW向和NNW向两组断裂交汇处侵位。平面上为一中部膨大的不规则透镜体（图2-7）。沿走向上盘面较平直，下盘面有较大弯曲。横剖面上，岩体呈向北东偏斜的漏斗状（图2-8）。岩体地表出露长695m，最宽289m，向下延伸由西向东增大；西部42线深150m，中东部28线深570m。岩体总走向3300,40线以东倾向陡缓交替变化，致使岩体下盘出现台阶；40线以西倾向SW，倾角700～900。

图2-6　喀拉通克铜镍矿区地质略图　Fig2-6　Geological sketch of Kalatongke Cu-Ni ore district

Q4—残坡积层和冲洪积层；E1-2—红铁粘土和砂质粘土层；C1n3-2—凝灰质泥板岩和沉凝灰岩；C1n3-1—沉凝灰岩、含炭凝灰质板岩；C1n2—沉火山砾岩、沉凝灰岩；C1n1—泥板岩、粉砂岩夹灰岩；D2y2—泥板岩夹火山角砾岩；D1y1—安山岩、安山质角砾岩；Q—石英脉；Φπ—钠长斑岩；λπ—石英斑岩；γπ—花岗斑岩；δμ—闪长玢岩；βμ—辉绿玢岩；v1—基性岩体及编号；αβ—安山玄武岩；1—地质界线；2—不整合界线；3—地层产状；4—背斜轴；5—向斜：6—逆断层；7—正断层

2岩相和主要造岩矿物

岩体垂直分异良好，自下而上分为黑云辉石闪长岩相、黑云角闪苏长岩相、黑云角闪橄榄苏长岩和黑云角闪辉绿辉长岩相四个岩相带。各相带间呈渐变过渡关系，各岩相基本特征如表2-3。

3岩石化学成分特点

一号岩体岩石的平均化学成分与诺科斯（1954年）的基性化学成分平均值和黎彤等（1962年）中国基性岩化学成分平均值比较，其主要特点是：富镁贫钙、碱值略高，硅、铝、钛均低于同类岩石平均值。与国内同类矿床相比，较白家嘴子、力马河、红旗岭等岩体偏酸性；与赤柏松、黄山东等岩体的岩化特征近似，但仍具贫钙富镁的特点。

岩石化学成分在各类变异图上的投影点都落于贫钙低铝富碱质富镁铁区，形成环境为造山带或岛弧火山岩区。

图2-7　喀拉通克一号矿床地质图　Fig2-7　Compound section of deposit No1 in Kalatongke ore district

C1n3-2—灰白色泥板岩、含砾中粗屑-粉屑凝灰岩；C1n3-1—含粒中粗屑—粉屑沉凝灰岩、含炭质凝灰质泥板岩；1—黑云闪长岩相；2—黑云角闪苏长岩相；3—矿体；4—地质界线；5—岩相界线；6—背斜轴；7—向斜轴；8—逆断层及编号；9—地层产状；10—钻孔及编号；11—勘探线及编号；βμ—辉绿玢岩；δx—闪斜煌岩；λπ—石英斑岩

岩石平均化学成分的m/f值为220，主要含矿岩石橄榄苏长岩、苏长岩的m/f值均大于245，属铁质基性岩，平均成分的酸度（ASI）为451、钙碱富集度为552，属偏镁系列。一号岩体全岩矿化，主要成矿元素丰度w（S）=168%、w（Cu）=030%、w（Ni）=021%。

岩体化学成分特征表明：岩体属正常类型的铁镁质侵入体，铜镍硫丰度高，各种化学成分变化呈现良好的规律性，反映成岩过程进行了较好的分异演化；化学成分投影点说明岩体形成于较为活动的构造环境。

图2-8　喀拉通克一号矿床地质联合剖面图　Fig2-8　Cross sections of No1ore body in Kalatongke deposit

C1n3-2—灰白色泥板岩、含砾中粗屑—粉屑沉凝灰岩；C1n3-1—含砾中粗屑沉凝灰岩、含炭质凝灰质泥板岩；1—黑云闪长岩相；2—黑云角闪苏长岩相；3—黑云角闪橄榄苏长岩相；4—黑云角闪辉绿辉长岩相；5—辉绿玢岩；6—石英斑岩；7—深熔-贯入型特富铜镍矿体；8—中等—稠密浸染状、胶结状富铜贫镍矿体；9—稀疏浸染状贫铜贫镍矿体；10—稀疏浸染—脉状贫铜矿体；11—氧化矿体；12—实测及推测地质界线；13—相变界线；14—断层及编号

表2-3　岩相特征一览表　Table 2-3　Character istics of petrographical facies

4岩石中微量元素、稀土元素丰度及配分型式

岩体中微量无素丰度随岩石基性程度升高Cr、Ni、Cu含量增加，Ti、V则相对降低，稀土元素配分形式呈“W”型，有两种情况：

一种是各类岩石稀土元素皆出现富集型配分模式，分馏现象明显，形态基本一致，但稀土元素总量却按橄榄苏长岩、辉绿辉长岩、苏长岩、闪长岩的顺序依次增加，表现出同一初始岩浆结晶分异中，轻稀土元素随岩石碱质增加、基性程度降低而递增的特点。另一种是致密块状特富矿石与矿区外围苦橄榄玢岩稀土总量低，基本上呈平坦配分模式，接近地幔岩或球粒陨石的丰度特征。

5岩体同位素组成特征

岩体Rb-Sr同位素等时线年龄为285～298Ma；氧同位素组成变化为547‰～962‰，其中橄榄苏长岩具有幔源玄武岩的正常值，其余岩石随基性程度降低而升高，表明岩浆结晶分异的成因特征。

（三）矿体特征

1矿体形态与矿石类型

一号岩体为全岩矿化，矿体占岩体体积的60%，主要分布于岩体中下部的黑云角闪橄榄苏长岩相、黑云角闪苏长岩相内。在辉绿辉长岩相中的黑云角闪橄榄辉绿辉长岩中也有少量矿体分布。矿体形态、产状基本与岩体一致（图2-8）。矿体由氧化矿和原生矿两部分组成。原生矿体由浸染状和致密块状矿体组成。浸染状矿体的矿石量占矿床矿石总量的924%，金属量占总量的618%，致密块状特富矿体的矿石量占总量的76%，金属量却占总量的3814%。

矿床内共圈出矿体73个，主要为隐伏矿体，分为4种类型：

深熔贯入型矿体：分布于23区西南部埋深500m以下。赋存于主岩体中，两个板状矿体向北陡倾。分别长350m和700m。厚5～52m，延深466～1253m。两个矿体的Cu平均品位031%和029%,Ni平均品位848%和048%,Co平均0029%和034%。含矿岩石为方辉橄榄岩、方辉辉石岩和辉橄岩。

就地熔离型矿体：共27个，最大者长150m，厚17～1129m，平均698m，埋深4295～6275m，为贫矿体，产于角闪二辉橄榄岩中。

熔蚀改造型矿体：是主矿体深延部分，受后期辉长闪长岩体侵蚀改造的矿体。

后期热液作用叠加-贯入型矿体：沿新破碎带或辉长闪长岩体内部构造裂隙分布，多呈似层状、脉状和透镜体状。矿体长100～400m、倾斜延伸53～237m，厚151～61m为硫化物型贫矿。

按矿石构造和工业类型划分的矿石类型有：稀疏浸染状贫铜贫镍矿石、细脉-浸染状贫铜矿石，中等—稠密浸染状富铜贫镍矿石（含斑杂状、网脉状、胶结状富矿石等过渡类型）、致密块状矿石（致密块状特富铜镍矿石，致密块状富镍高铜矿石）。上述矿石类型，无论在平面上还是在剖面上，都呈环带状分布，以致密块状特富矿石居中，向外依次为稠密—中等浸染状富铜贫镍矿石—稀疏浸染状贫铜贫镍矿石（图2-9）。

图2-9　一号矿床28线地质剖面简图　Fig2-9　Geological section of line 26 of deposit No1

δ—黑云闪长岩相；vo—黑云角闪苏长岩相；δνο—黑云角闪橄榄苏长岩相；βμ—辉绿辉长岩相；Ⅰ—致密块状特富铜镍矿；Ⅱ—中等稠浸染状富铜贫镍矿；Ⅲ—稀疏浸染状贫铜贫镍矿；1—富镍高铜特富铜镍矿；2—岩相界线；3—矿体界线

2矿石构造和结构

矿石构造按成因分为4种类型：

岩浆熔离作用形成的构造：包括珠滴状、浸染状、浸染条带状、短脉状、斑点状、海绵陨铁状等构造；

深熔矿浆贯入作用形成的构造：块状、胶结状等构造；

岩浆后期和矿浆后期热液作用形成的构造：细脉—浸染状、细脉网脉状、马尾丝状、脉状、富铜块状等构造；

次生风化作用形成的构造：土状、粉末状等构造。

矿石结构主要为自形-半自形、他形粒状、斑状等，还有固溶体分离和交代结构。

3矿石矿物成分

矿石矿物成分比较复杂，已发现有60余种。金属矿物有50余种，主要矿石矿物有：磁黄铁矿、黄铜矿、镍黄铁矿、黄铁矿、紫硫镍矿和磁铁矿等。贵金属矿物有：碲镍铂钯矿、铋碲钯矿、砷铂矿、碲银矿、银金矿、银镍黄铁矿、碲铋银矿等。少见矿物有：富镍硫铁铜钾矿等。

脉石矿物主要有：贵橄榄石、古铜辉石、单斜辉石、角闪石及其各类蚀变矿物。

4矿石化学成分及其特征

矿石中所含化学元素常见近40种，主要有用元素为Cu、Ni，伴生有用元素有Co、Au、Ag、Pt、Pd、Se、Te、S等。各类矿石有用成分相同，表现地球化学场的一致性。三种矿石类型（贫铜贫镍、富铜贫镍、特富铜镍）中主要有用组分都是w（Cu）＞w（Ni），但含量有明显差别。致密块状与中等—稠密浸染状，中等—稠密浸染状与稀疏浸染状矿石之间相对含量之差大致为4倍和2倍。说明成矿流体分异较为充分，矿化富集程度高。三种矿石类型的w（Cu）/w（Cu+Ni）值为0632～0573、w（Cu）/w（Ni）为1342～1714，说明成矿过程中Cu、Ni之间消长关系正常，按近似比例分配。

矿石中有用元素的分配特点为w（Cu）/w（Cu+Ni）＞05、w（Ag）/w（Au）＞1、w（Pd）/w（Pt）≥1、w（S）/w（Se）＞1、w（Se）/w（Te）＞1、w（Co）/w（Ni）＞00n，这些特征与相对较中性的基性-超基性岩含矿特征是一致的。

成矿元素空间分布规律：矿体中有用元素在水平和垂直方向上总的分配特点是：高含量在岩体中下部，由内向外含量依次降低，综合利用组分主要富集于高品位铜镍矿石中。成矿元素在不同水平上的富集中心，具有由东向西渐次向上迁移的规律，这与推断的岩浆和矿浆侵位通道在东面是一致的。

5矿石中稀土元素配分模式

各类矿石中稀土总量不高，为略具富集型的配分模式。其中块状特富矿石与网脉状矿石稀土配分模式为平坦型，不显稀土分异，与球粒陨石很接近，表明成矿物质是地幔来源，在一定物化条件下直接结晶形成的。矿化橄榄苏长岩略具富集型的平滑配分模式，与同处活动区的黄山东、红旗岭浸染状矿石相一致，说明它们具有相同或相似来源和形成条件。富镍高铜矿石稀土总量较高，出现正铕异常，这是矿浆结晶演化，局部热液性质更为明显的成矿溶液结晶形成的。

6矿石同位素组成及其意义

浸染状矿石和块状特富矿石的铅同位素组成都很稳定，几乎没有差别，同属正常铅范围，成分点都落在大洋火山岩铅的同位素范围内，说明都来自于地幔的玄武岩浆，未受地壳铅的污染。

一号矿床矿石的δ34S变化为—349‰～＋300‰，平均值为044‰，有明显的塔式特点，峰值在0‰附近，具陨石硫特征，说明硫源来自地幔。

碳、氢、氧同位素研究表明：形成方解石的流体是岩浆水，方解石中的碳质来自岩浆的无机碳。

四、成岩成矿过程和成岩成矿模式

（一）成岩成矿过程

综前所述，起源于上地幔的亚碱性拉斑玄武岩浆，沿深大断裂上升到岩浆房，在重力作用下，形成液态层状分异。上层基性程度较低的岩浆在构造应力的驱动下，沿北西向断裂侵位，经结晶分异和熔离作用，形成二号、三号岩体和底部矿体。下层基性程度较高的基性含矿岩浆，沿北西向和北北西向断裂交会部位侵位，在相对封闭的较好环境中，基性含矿岩浆进行了较为充分的结晶分异作用和熔离成矿作用，形成了垂直分异良好的一号岩体和浸染状矿体（原生矿体）。

底层矿浆，沿一号岩体侵位和构造贯入于一号岩体中下部，形成致密块状特富矿体（后生矿体），二者共同形成叠生矿床。不难看出，组成矿区南岩带的一、二、三号岩体和矿体，是同源岩浆结晶分异并以三、二、一的顺序次侵位形成的，其侵位高程依次升高，基性程度依次增加，含矿性程度依次增强。

图2-10　喀拉通克铜镍矿床成矿模式图解　Fig2-10　Metallogenic model diagram of Kalatongke Cu-Ni deposit

v1—一号岩体；v2—二号岩体；v3—三号岩体

（二）成岩成矿模式

概括一号岩体和矿床的成矿地质背景，矿床地质特征和成岩成矿过程，说明该矿床是起源于上地幔的亚碱性拉斑玄武岩浆，经中间岩浆房液态层状分异后，侵位于活动区的含矿基性岩浆就地熔离成矿和同源矿浆贯入成矿、并复合定位形成的岩浆熔离型叠生矿床。岩石的化学成分具有富镁富碱贫钙低硅铝、富硫铜镍的特点。岩体Rb-Sr同位素年龄285～298Ma；矿浆贯入的同位素模式年龄为279～278Ma。初始锶比值07033～070443。δ34S为—15‰～＋184‰。成岩成矿温度1400～＜300℃，成岩深度为深-中深。氧逸度（fo2）为10-1012。其成岩成矿综合模式如图2-10。

查岗诺尔矿区蚀变围岩种类繁多，蚀变矿物不仅有多种世代而且又相互组合;不同蚀变岩相互组合形成不同的蚀变带，且蚀变带相互重叠。因此，查岗诺尔铁矿矿化和蚀变较为复杂，以多期、多阶段和后期蚀变叠加为特征。

1透辉石-石榴子石化

该蚀变属于岩浆阶段早期蚀变，在矿体各个部分都有分布。岩心标本中，可见石榴子石透辉石包体呈黑绿色、蜜**和黄褐色。镜下可见石榴子石和透辉石以微细粒的集合体形式(包体)被磁铁矿胶结，微细粒石榴子石核心以均质为主。该期蚀变后伴随矿浆隐爆作用，因此石榴子石较为破碎，而且后期阳起石沿裂隙交代碎粒石榴子石和透辉石(图版24)。石榴子石和透辉石基本为共生关系，二者共同破碎、共同重结晶。但是由于石榴子石的结晶能力高于透辉石，所以表现出比较高的结晶程度。在贯入角砾岩型矿石中，透辉石自碎极其强烈，全部呈粉尘状，表现了隐爆角砾岩的组成特征。

表5-3 查岗诺尔铁矿蚀变带岩石主量元素含量（WB/%）

2阳起石-绿泥石化

分为矿浆期和热液期。矿浆期阳起石-绿泥石化紧随矿浆第一次隐爆作用，在矿体各个部分均有分布。该期阳起石主要交代碎粒石榴子石和透辉石，呈不均匀的束状和毛毡状分布，而局部有绿泥石交代前三者(图版25-2)。

热液期阳起石化主要交代石榴子石，并且阳起石和石榴子石之间有很明显的接触界线。镜下可见阳起石呈碎粒或团块状分布，局部被热液期磁铁矿胶结(图版25-1，25-5～25-8)。

3石榴子石化

分为矿浆期石榴子石化和热液期石榴子石化两类。

矿浆期石榴子石以蜜**为特征，主要形成于矿浆期末的热液阶段。该期石榴子石主要见于包体的反应边，呈深浅不同的蜜**(图版26-1～26-3)，从主矿体上部到中下部，石榴子石反应边厚度和蜜**的浓度都有增加的趋势。在矿体夹石裂隙或角砾中也可见蜜**石榴子石呈晶簇产出(图版27-1～27-4)。少量蜜**石榴子石以包体、角砾或粗粒集合体形式被磁铁矿胶结。如果石榴子石化叠加于早期形成的矿物之上(叠加于早期碎粒石榴子石之上则表现为石榴子石重结晶)，则形成前述蜜**包体反应边，在镜下可见石榴子石核心包裹早期碎粒石榴子石、透辉石和毛毡状阳起石(图版26-5，26-7)。该期石榴子石也可沿矿体夹石裂隙结晶或者交代围岩角砾而形成前述晶簇，镜下可见石榴子石核部为均质，边部有异常光性和环带(图版26-6，26-7)。该阶段石榴子石成分如表5-4所示。

和矿浆期不同，热液期石榴子石以红褐色或红棕色为特征，广泛见于主矿体和上部贯入角砾岩脉矿石之中，围绕隐爆角砾(围岩和矿浆期矿石)呈环带状，对称条带状生长，总是与热液期磁铁矿伴生，并以角砾或粗粒集合体或条带状产出。镜下可见石榴子石具有明显的圈层结构、环带以及异常光性特征(图版27-6)，其内部含有大量的碎粒透辉石，表明热液期隐爆作用形成自碎透辉石。金属矿物充填于石榴子石晶隙之间，或者二者呈条带状、脉状和网状产出。该期石榴子石化叠加在矿浆期石榴子石上后，边部形成红棕色或红褐色反应边。热液期石榴子石形成后，又被后期绿帘石和碳酸盐交代(图版27-7，27-8)。该期石榴子石成分如表5-5所示。

4磁铁矿化

磁铁矿化作为主要的金属矿化，具有多期和多阶段生成的特点(矿浆期和热液期)。矿化作用始于早期蚀变———透辉石、石榴子石化之后，一直持续到热液期矿化阶段。磁铁矿可呈基质、角砾以及包体出现于矿石中(图版28)，其颜色包括棕色、淡**以及灰白色等。其中包体磁铁矿呈棕色，角砾磁铁矿和基质磁铁矿呈淡**及灰白色。磁铁矿根据粒度可分为细粒和粗粒，前者粒度多在01mm以下，构成磁铁矿的主体，为矿浆成矿期形成;后者粒径在1～2mm以上，呈自形晶粒并穿切早期细粒磁铁矿集合体，常呈晶簇围绕早期矿石或围岩的隐爆角砾生长，并伴有红褐色石榴子石晶簇，为热液期生成(图版28-1)。矿浆成矿期微细粒磁铁矿结晶后，受后期热液作用可形成特征的晶洞构造。晶洞直径在1cm左右，热液阶段粗粒磁铁矿垂直洞壁生长，纤维状阳起石、白色碳酸盐、黄铁矿、黄铜矿充填晶洞空隙(图版28-1，28-7，28-8)，显微镜下此类晶洞常见，是矿浆成矿期微细粒磁铁矿矿石中常见构造，这表明矿浆成矿期演化晚期的确有热液作用相伴。

表5-4 子浆期热液阶段石榴矿石电子探针数据表

注:每个小品中数字由样到大表示由部核边部到。

表5-5 电液期石榴子石热子探针数据表

注:由核的到边部环带结构，偶数点号为亮条带，数点号为暗条带奇。

5其他金属矿化

除磁铁矿以外，局部存在其他金属矿化，其中又以硫化物为主。黄铁矿是最主要的硫化物，约占金属矿物总量的5%，可以分为两类:①矿浆期黄铁矿，是矿浆交代透明矿物或矿浆同化富含硫化物的火山碎屑岩形成的，多呈棕**微细粒针状、叶片状、板条状(长2～5mm，宽多为05mm左右)或他形粒状不均一聚集分布于磁铁矿中，也可与针状透闪石等透明矿物一起呈雾迷状、阴影状或条纹条带状不均匀分布在微细粒磁铁矿基质中或分布在与磁铁矿反应的残留包体附近(图版29-1～29-4)。②热液期黄铁矿，粒度较粗，呈黄白色集合体或细脉状(脉宽1～2mm)，与热液晚期绿帘石、碳酸盐伴生或穿切矿浆期磁铁矿矿石(图版29-5～29-8)。无论是矿浆期还是热液期，黄铁矿均交代熔蚀磁铁矿，表明其结晶均晚于磁铁矿，即形成于矿浆期热液阶段和热液期晚期阶段。

黄铜矿含量约占金属矿物总量的1%，在热液期可局部聚集并与阳起石、绿帘石和碳酸盐伴生，呈**他形粒状、乳滴状或条带状交代熔蚀磁铁矿和黄铁矿(图版30-1，30-2)。镜下偶见方铅矿和闪锌矿，二者可与黄铁矿、黄铜矿伴生。其中方铅矿沿裂隙充填交代黄铜矿或黄铁矿(图版30-2，30-3)，而闪锌矿则沿裂隙交代磁铁矿、黄铁矿和黄铜矿，在闪锌矿中可见方铅矿包体(图版30-4，30-5)。

此外，镜下偶见赤铁矿和钛铁矿。其中赤铁矿沿磁铁矿裂隙呈细脉状分布并交代磁铁矿，为成矿期后产物(图版30-6，30-7)。钛铁矿则以叶片形式出溶于磁铁矿中，这种固溶体叶片也佐证了磁铁矿的矿浆成因(图版30-8)。

6热液期石榴子石、阳起石、绿帘石、石英和碳酸盐化

热液成矿晚期有显著的热液蚀变，蚀变矿物由早到晚的生成顺序有红褐色石榴子石、阳起石、绿帘石、石英和碳酸盐(图版31-1～31-4)。热液期蚀变叠加在该期矿化作用之上形成对称条带状、帽章状以及网脉状矿石(图版31-5～31-8)。

磁铁矿的化学成分为Fe3O4，晶体属等轴晶系的氧化物矿物。因为它具有磁性，中国古代又称为慈石、磁石、玄石。完好单晶形呈八面体或菱形十二面体，呈菱形十二面体时，菱形面上常有平行该晶面长对角线方向的条纹。集合体为致密块状或粒状。颜色为铁黑色，条痕呈黑色，半金属光泽，不透明，无解理，摩氏硬度55-6，比重48-53。具强磁性，是矿物中磁性最强的，能被永久磁铁吸引，中国古代的指南针“司南”就是利用这一特性制成的。

　　磁铁矿分布广，有多种成因。岩浆成因矿床以瑞典基鲁纳为典型；火山作用有关的矿浆直接形成的以智利拉克铁矿为典型；接触变质形成的铁矿以中国大冶铁矿为典型；含铁沉积岩层经区域变质作用形成的铁矿，品位低规模大，俄罗斯、北美、巴西、澳大利亚和中国辽宁鞍山等地都有大量产出。磁铁矿是炼铁的主要矿物原料，也是传统的中药材。

磁铁矿的化学成分为Fe3O4，晶体属等轴晶系的氧化物矿物。因为它具有磁性，中国古代又称为慈石、磁石、玄石。完好单晶形呈八面体或菱形十二面体，呈菱形十二面体时，菱形面上常有平行该晶面长对角线方向的条纹。集合体为致密块状或粒状。颜色为铁黑色，条痕呈黑色，半金属光泽，不透明，无解理，摩氏硬度55-6，比重48-53。具强磁性，是矿物中磁性最强的，能被永久磁铁吸引，中国古代的指南针“司南”就是利用这一特性制成的。

　　磁铁矿分布广，有多种成因。岩浆成因矿床以瑞典基鲁纳为典型；火山作用有关的矿浆直接形成的以智利拉克铁矿为典型；接触变质形成的铁矿以中国大冶铁矿为典型；含铁沉积岩层经区域变质作用形成的铁矿，品位低规模大，俄罗斯、北美、巴西、澳大利亚和中国辽宁鞍山等地都有大量产出。磁铁矿是炼铁的主要矿物原料，也是传统的中药材。

1成因论史概况

随着科学技术的进步，特别是边缘科学的渗透和人类找矿勘探、采矿生产实践活动的深入展开，以及新的矿床地质事实的不断披露，使矿床地质学进入了一个新的发展时期。经典的正岩浆矿床的某些成因观念正受到新的学术思想的挑战。

关于基性-超基性岩硫化铜镍矿床的成因问题，自1893年萨德伯里镍矿发现至今，在整整一个世纪的时间里一直众说纷纭，莫衷一是。概括起来有:岩浆成因(RBell，1891;JHLVogh，1893;Coieman，1905，1913;Collins，1934～1937;ЯИОльщанский，1905，1951;LRWagerandAVincent，1957;MHГодлевский，1959～1960，1967～1968)、热液成因(CWDickson，1903;AHЗаварицкий1926;ЭНЕлисеев，1959)、硫化作用成因(HSYoderandGKullerud，1963)、陨石撞击成因(RSDietz，1964;French，1966)、变质成因(СИЗак，ВВПроспуряковиВИКочнов-Перухов，1972)以及淋滤交代成因等。

所谓岩浆成因观点系指JHLVogt(1893)，ЯИОльшанский(1950，1951)［1，2］在实验基础上提出的就地分异成矿理论。百年来，这一理论为大多数地质、矿床学家所接受，并广泛用以解释岩浆硫化铜镍矿床的成岩成矿作用，从而成为经典的正岩浆矿床的传统理论之一。

但是，近一二十年来，由于一系列典型矿床(如加拿大的萨德伯里，前苏联的诺里尔斯克，我国的金川、红旗岭、力马河、赤柏松等)披露的新的地质事实，使硫化铜镍矿床的传统成因观念正孕育着新的突破。例如，JEHawlev(1962)，RLStanton(1972)等对萨德伯里矿床［3，4］;ВИСмирнов(1976)，ННУрванцев(1979)，ЛВПольфиров(1979)，МФСмирнов(1966)等对诺里尔斯克矿床的研究成果［5～8］即是例证。

笔者通过对红旗岭、金川、力马河、赤柏松等矿床的研究［9，10］，认为绝大多数品位高、储量大，尤其是单斜状小岩体中的陨铁状、致密状和角砾状富矿石构成的大矿体，主要是由深渊液态层状分异矿浆的贯入作用而形成的。就地熔离或结晶分异作用，只是在深成矿浆贯入过程中起作用的次要因素。

2主要依据

笔者从我国主要硫化铜镍矿床的实际情况出发，认为下列地质事实是就地分异成因论难以解释的，而这些事实恰恰是深成矿浆贯入成因的论据。

(1)就地分异理论认为，岩浆型硫化铜镍矿床主要产于非均一组构的单式岩体的某一特定分异岩相中，矿体通常产于岩体底部。由此看来，含矿岩体是否是单式岩体，亦即含矿岩相是结晶分异的相变产物，抑或是单独一次侵入相的问题，对硫化铜镍矿床成因理论至关重要。

事实上，中国绝大多数含镍基性-超基性岩体并非单式岩体，而是由岩浆多期(次)连续或断续侵入于同一空间形成的非均一组构的复式岩体。而且，较晚侵入的岩浆或矿浆往往具有含矿性好和矿石更富的特点。例如，力马河矿床含矿岩相是最晚侵入的辉石橄榄岩。金川含矿岩体是矿浆3次贯入形成的复式岩体［15］，其中第三次侵入的中粗粒含辉纯橄岩相含矿率为100%。据张瑄(1983)的研究成果，赤柏松含矿岩体也是一个多期(次)熔浆侵入作用明显的复式岩体，较晚侵入的细粒苏长岩及辉长玢岩含矿性最好。笔者(1982)发现，红旗岭1号岩体中的主要矿体赋存在第三次侵入的橄榄辉石岩中。白马寨、朱布以及漂河川等含矿岩体也有类似情况。国外的萨德伯里、诺里尔斯克等知名矿床，也都产于复式岩体之中。既然如此，建立在非均一组构单式岩体基础上的就地熔离的成因观点，就值得商榷了。

傅德彬地质学论文选集

图 1 诺里尔斯克-1 矿床地质平-剖面图( 据 Г И Кавардин，1981)|1—片岩; 2—凝灰岩、熔岩; 3—上部辉长-辉绿岩; 4—下部苦橄辉绿岩、斑杂辉绿岩、接触辉绿岩; 5—岩体深部勘探部分; 6—主要断层带; 7—致密块状矿石区; 8—浸染状富矿石区

应当指出的是，一个岩体的凝固时间往往需要十几万年 ( В И Котляр，1966) 到几百万年 ( Н В Петровская，1982)［16］。在如此漫长的时间里，犹如火山多次喷发形成火山堆积物一样，含矿基性—超基性岩体往往也是深成岩浆 ( 或矿浆) 多期 ( 次) 活动的产物。如两次侵入时间间隔较短，就会出现熔浆液态侵入液态的情况。此时，不管两次侵入到一起的熔浆是否混合，只要二者成分相近，温度梯度小，均可形成肉眼或镜下难以鉴别的特殊侵入关系，笔者 ( 1981) 称之为隐秘侵入接触 ( Cryptically intrusive contact) 。长期以来，还是由于这种隐秘侵入接触现象未被识别和认识，才掩蔽了大量岩体中岩相间侵入关系的实质，从而使人们把复合的侵入岩相误认为结晶分异岩相，把实质上的复式岩体视为单式岩体，进而把某些后生贯入矿体看做是就地熔离成因的同生矿体。可见，隐秘侵入接触关系的研究至关重要。其具体研究方法，笔者已有另文论及，恕不赘述。

图 2 阿拉列琴矿床地质剖面图( 据 Г И Кавардин，1981)

图 3 卡乌拉矿床地质平、剖面图( 据 Г И Кавардин，1981)

( 2) 就地分异理论认为硫化铜镍矿床的寄生母岩侵入体多为岩盆、岩床和岩盘，而单斜状岩墙、岩脉和岩株等含矿岩体则罕见。苏联的诺里尔斯克 ( 图 1) 、阿拉列琴 ( 图 2) 和卡乌尔( 图 3) ，以及加拿大的萨德伯里 ( 图 4) 等含矿岩体是墙状还是脉状姑且不说，就我国的一些硫化铜镍矿床而论，其中绝大多数含矿岩体都不是岩盆、岩盘等，而是单斜状的岩墙、岩脉与岩株。例如，金川为一不规则状的岩墙 ( 图 5) ;赤柏松1 号岩体为岩墙 ( 图 6) ; 红旗岭 7 号岩体 ( 图7) ，以及漂合川含矿岩体群中的岩体皆为岩墙。力马河与红旗岭1 号岩体，在总轮廓上虽似歪盆状岩体，但就单独侵入的含矿岩相而论，无论是力马河的辉石橄榄岩还是红旗岭 1 号岩体的橄榄辉石岩，均为脉状贯入岩体 ( 图 8 ～ 图 10) 。尤为特征的是，这些单斜状的小侵入体，不仅含矿性好，蕴藏有大富矿，而且通常都是全矿岩体或称满贯式矿体。

图 4 萨德伯里矿区地质平、剖面图( 据 Г И Кавардин，1981)

图 5 金川矿区地质略图

( 3) 以就地分异成矿理论为基础，Vogt( 1923) 曾指出，找大矿要到大岩体中去找，小岩体只能形成小矿。实际上，小岩体含大矿者并不乏其例。按矿体与岩体之体积比计算，力马河为1∶5，金川为3 3∶5，红旗岭7 号为1∶1。另据 Урванцев ( 1973) 的资料，诺里尔斯克侵入体厚60 ～100m，矿体厚达几十米。加拿大魁北克省的马卜瑞吉镍矿，是一个由含 30%硫化物和 70% 硅酸盐的不混熔橄榄岩熔浆侵入凝灰岩中形成的岩席状侵入体。所有这些矿床，都很难设想是就地分异形成的。A J Naldrett ( 1969) 指出，“从许多案例中可以清楚地看出，硫化镍矿床是作为不易混熔的硫化物流体贯入的。”J E Hawley ( 1962)认为: 萨德伯里侵入体是熔浆一分为二分别成岩成矿的范例。R L Stanton ( 1972) 针对萨德伯里也曾指出，“一些地区的硫化物和硅酸盐的比值，对侵入体所具有的可能温度下的完全溶解来说是太高了。”笔者认为，小岩体成大矿这种不协调的现象本身，表明熔浆曾经历过深渊液态熔离分异作用，即在其侵位之前，硅酸盐和硫化物已是熔离相了。力马河岩体平均硫化镍比萨德伯里高 180 倍［17］，岩体本身显然不可能分异或熔离出那么多的硫化镍，只有用深渊熔离作用才能得以解释。由此得出结论: 鉴于硫化物是在深部熔离富集的，故矿体的大小与岩体规模无关，小岩体也可以成大矿。

图 6 赤柏松 1 号岩体地质图

图 7 红旗岭 7 号岩体地质图

图 8 力马河硫化铜镍矿床中段地质略图

图 9 红旗岭 1 号岩体地质略图

( 4) 矿体位于岩体底部，这是就地分异理论诱导出的另一个结论。笔者并不否认由含矿熔浆就地熔离出来的硫化物，在重力场作用下可以形成底部似层状矿体。不过，在更多的情况下，所谓的底部矿体实际上是深熔矿浆沿岩体与围岩间的构造破碎带贯入所致。J R Boldt ( 1969) 研究萨德伯里后指出， “七十余年的勘探和开采经验表明，矿床位置是由含镍侵入体的底部接触带这个重要的构造决定的” ( 见图 4 中的剖面图) 。力马河镍矿虽然发现已二百多年了，但直到 20 世纪 70 年代，在开采和补充勘探过程中，才证实含矿辉石橄榄岩相是沿闪长-辉长岩与围岩接触带贯入形成的 ( 图 8，图 10) 。红旗岭 1号岩体底部的含矿橄榄辉石岩，也是沿岩体边缘的构造接触带侵位形成的( 图 9 中的剖面图)，图 12 为红旗岭 1 号与 7 号岩体岩石化学特征图解。朱布岩体沿岩体边部贯穿所有垂直分异岩相 ( 图 11) 。力马河、漂河川等一些岩体的底部矿体还常常贯入到岩体的围岩中。类似的情况在国外的某些矿床内已屡见不鲜。这些事实与就地熔离成矿理论是不相协调的。显而易见，长期以来，矿体产于岩体底部这一观念，在很大程度上掩盖了一些矿浆沿岩体底部或边缘构造接触带贯入成矿的本质。

图 10 力马河岩体剖面图

图 11 朱布岩体剖面图

( 5) 按照就地分异成矿理论的观点，一个就地分异较为完善的含矿单式基性-超基性岩体，其含矿岩相位于岩体底部，在扎氏或王氏岩石化学图解上［18］亦位于最下部。然而，许多硫化铜镍矿床都并非如此。例如，许多人一直认为是典型就地分异的歪盆状红旗岭1 号岩体，其含矿的主要橄榄辉石岩相虽然在空间上位于岩体最下部 ( 有趣的是在辉石橄榄岩相的下部) ，但在岩石化学图解上都分布在中部，而不是最下部; 图解最下部的倒是空间上位于其下部的辉石橄榄岩相。类似的情况也见于赤柏松矿床 ( 图 13) ，其含矿最好的橄榄苏长辉石岩与辉长玢岩也位于中部。这种被认为是 “异常”的现象，恰好揭示了一个重要的本质问题，即在空间上位于底部、而在岩石化学图解上位于中部的含矿岩相，并非就地结晶重力分异的产物，而是单独一次含硫化物熔浆或矿浆贯入作用形成的。М Ф Смирнов ( 1966) 研究诺里尔斯克矿床时曾指出: “硫化物在斑杂辉长岩-辉绿岩中的富集程度，比苦橄辉长-辉绿岩高一倍。这一点无论如何也不应跟橄榄石和硫化物因重力沉淀而发生共同沉积的概念协调起来。”

( 6) 应用地质温度计计算含矿岩体形成温度表明，不同矿区的含矿岩相的形成温度，均较非含矿岩相为低 ( 见表 1) 。这也是就地分异理论所无法解释的。笔者认为，造成这种情况的原因在于，形成含矿岩相的熔浆或矿浆富含以水为主的挥发分，降低了其结晶温度。大量化学分析数据表明，含矿岩相含水 3% ～7%，一般为 5% 左右。含矿岩相、尤其是近矿母岩往往发育同生自蚀变作用，这可能与挥发分的存在有关。假如这些挥发分是残余岩浆或岩浆期后气液的产物，则它们不应聚集在岩体下部富含矿体的部分，而应在岩体上部或沿节理裂隙及构造破碎带发育。

图 12 红旗岭 1 号与 7 号岩体岩石化学特征图解( 据王恒升，白文吉)

( 7) 含矿岩相常具有显著的流层、流线等流动构造。突出的例子是力马河岩体含矿辉石橄榄岩相及红旗岭 1 号、7 号岩体的含矿橄榄辉石岩与顽火辉石岩相。以红旗岭 1号岩体橄榄辉石岩相为例，常可见到硫化物、橄榄石、辉石与斜长石彼此几乎平行的拉长定向排列，矿物的倾伏角与岩体底部产状一致。硫化物与硅酸盐造岩矿物在流动过程中的分层现象也颇明显。此外，岩体边缘、内部或围岩中的角砾状矿石内，作为胶结物的硫化物颗粒的拉长方向，与岩石角砾长轴方向一致，显示出产状与破碎带一致的流动构造。力马河含矿辉石橄榄岩相的流动构造十分发育，尤其是 “富矿体流线构造清楚”，“……矿体拐弯，流线拐弯，矿体钝角尖灭处，流线亦作钝角转弯”［17］，并由此得出结论，矿体是动力分异作用形成的。总之，上述含矿岩相的流动构造特点表明，除了含硫化物熔浆在动力作用下的贯入特征外，尚证实了动力分异作用及岩体破碎后矿浆贯入作用的存在。在含矿岩相形成过程中，至少在所述岩体内，动力因素是主要的，重力因素居于次要。

图 13 赤柏松 1 号岩体扎氏图解

表 1 国内主要含镍岩体形成温度一览表

续表

(8)除了矿石的海绵陨铁结构表明先熔离出来的硫化物把后结晶的橄榄石包围起来［12］，进而说明含矿熔浆在结晶前存在着硫化物与硅酸盐的液态熔离作用外，在一些矿区(红旗岭、赤柏松等)的矿石中，尚见有硫化物与橄榄石形成的似文象状近共结结构［19］。据СИТалдыкин(1960)的资料，这种结构的共结温度为575℃，其组分的共结比尚未得知，有待研究。此种文象状近共结结构俨如海绵陨铁结构一样，再次证明含矿熔浆于结晶前存在着硫化物与硅酸盐的不混熔分离作用。它们不是就地分异成因矿石的结构特点，而是深渊液态分异矿浆贯入成因矿石的标型结构。

综合上述，作者认为，无论是用早期岩浆分凝或晚期岩浆熔离，甚至晚期岩浆熔离贯入等建筑在熔浆就地分异或结晶熔离基础上的成矿理论，均不能令人信服地解释上述主要成岩成矿作用特点，当然也就难以揭示硫化铜镍矿床主要富矿体的成矿作用的本质。笔者经多年的研究，基于硫化铜镍矿床的上述基本特点，并通过对红旗岭、力马河、赤柏松及漂河川等含镍岩体的深入解剖，认为基性-超基性硫化铜镍矿床的主要富矿体，是来自上地幔的原始含矿熔浆，经深渊液态层状熔离分异作用，熔离出来的富硫化物或纯硫化物矿浆，在动力驱动下沿断裂构造连续或断续贯入地壳上部形成的。作者称其为“矿浆贯入矿床”(Ore magmatic injection deposits)。而传统的就地分异作用只是在深熔矿浆贯入过程中或贯入后起作用的次要因素。这一结论至少是符合我国镍矿实际情况的。

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［18］ 王恒升等 地质学报，1975，( 1)

［19］ Koster A F Econ Geol 1967，62 ( 24)

常见的金矿浮选药剂有捕收剂，起泡剂，调整剂等，具体如下：

捕收剂

捕收剂的作用是它能选择地附着在某些矿物的表面上，增强其硫水性，使这类矿物容易附着于气泡上浮。在金矿浮选选金生产中，最常见到的是黄药和黑药，它是自然金和硫化矿物有效的捕收剂。捕收剂的种类很多，按其离子性质可分为阴离子型、阳离子型、两性型和非离子型;按其应用范围可分为硫化矿捕收剂、氧化矿捕收剂、非极性矿物捕收剂和沉积金属的捕收剂。常用的硫化矿捕收剂有黄药、黄药衍生物、黑药、白药、苯并噻唑硫醇、苯并咪唑硫醇、苯并嗯唑硫醇等。氧化矿捕收剂主要有脂肪酸及其钠皂、烷基磺酸盐、烷基硫酸盐、磷酸酯、砷酸酯、脂肪胺及其盐、松香胺、季铵盐、二胺及多胺类化合物、两性表面活性剂等。油类捕收剂，如煤油、柴油等。

起泡剂 金矿浮选之浮选机要求生产大量的气泡用以负载矿粒，气泡的大小要合适而且应有一定的强度。因此，必须向矿浆中添加起泡剂，起泡剂多为异极性的表面活性物质、微溶于水，成分比较稳定，常用的有以下几种：1)二号浮选油(2#油)起泡能力和特点是：起泡性较强，能产生大量而均匀的，粘度适当的泡沫。为深**油状液体，有松木香味，是松脂用水蒸得的松节油，加硫酸及酒精进行水合作用所得的产品。2)桉树油。桉树油是桉树叶的蒸馏产品，主要成份为桉叶醇C10H18O，它的起泡能力不如松油，泡沫性脆，选择性较好。3)樟脑油。它是樟树的树叶及根经过蒸馏得到的原油，在提出樟脑后残余油分的总称。分为白色油、红色油及兰色油三种。白色油可代替松油使用，选择性较好，红色油生成的泡沫较粘，兰色油兼有起泡及捕收能力，选择性差。4)甲酚酸。是炼焦工业付产品，甲酚酸气泡能力较松油弱，泡沫性脆，选择性较好。5)高级醇类。为化学石油工业付产品，起泡性一般，选择性良好。6)合成起泡剂。该合成剂中的4号浮选油，起泡性较松油强二倍多，选择性良好。同时具有易溶、易洗落、不受PH值及水的硬度影响等特点。选金所用的起泡剂主要是二号浮选油。

调整剂又可分为抑制剂、活化剂相介质调整剂。金矿浮选中抑制剂用来降低某些矿物的可浮性。活化剂的作用是使某种矿物易于吸附捅收剂而上浮。介质调整剂主要是调整矿浆的pH值，调整其它药剂的作用，消除有害离子对于运动的影响，促使矿记分散或絮凝

如上讨论说明，铬尖晶石类矿物尽管在晶出关系上有同时或稍晚于橄榄石而同时或早于辉石类矿物，甚或以液态不混熔形式存在硅酸盐熔体中，但并不完全等于矿质是由矿物结晶或液态不混熔作用富集成矿的。

当然，另一方面，也由岩石、矿物化学和实验岩石资料表明，在镁铁硅酸盐熔体中Cr2O3组分是基本不进入橄榄石和很少进入辉石矿物晶格中的。这可由前述几个含铬岩体几种主要造岩矿物化学成分（表19）反映出来。除宁夏小松岩体单斜辉石可含一定数量的Cr2O3成分外，其余岩体均比较低，特别是橄榄石类矿物。事实上，这种Cr2O3成分不进入橄榄石和辉石矿物晶铬的事实，已由 Keith（1954）的 Mg-Cr2O3-SiO2元素系统（图129）实验所证实。当然，该含铬系统的必要条件是Cr2O3和SiO2成分有足够高时才能产生熔离或不混熔现象。

表19 橄榄石、辉石矿物中Al2O3、Cr2O3、Fe2O3组分含量统计表

（据师占义等人资料，1978）

图129 MgO-Cr2O3-SiO2系统图解（据Keith ML，1954）

然而，所已知的大多数含铬岩体，Cr2O3平均含量均不超过1%，一般在03%～05%之间。且大多都处于分散状态。在一个含铬岩体中能富集成矿者仅占总数量的百分或千分之几。有的甚至无任何富集成矿现象。这样看来，Cr2O3组分在超基性岩熔浆中的不混熔性，只能说明熔体有Cr2O3矿质组分的存在，还不能说明少部分Cr2O3是如何富集成矿的。或者说是什么样的营力能使这少部分Cr2O3成分富集成矿呢？在此，如果我们把矿质组分从岩浆体中分离出来，到有规律地向某些特定部位迁移聚集形成矿浆熔体，以及最后固结成矿算作一个完整的成矿作用过程的话，那么，关键部分仍然在于一定范围内分散状态Cr2O3组分是如何逐渐汇集成规模的，或者说是靠什么样的营力或动力条件使它们相聚在一起形成规模矿浆熔体的。

很显然，前述讨论已较清楚地表明。岩浆熔体活动性，不同运动形式及所产生的物理场效应，使成矿元素活动起来迁移聚集在一起的营力就是电磁力。而且，由于岩浆不同运动形式产生的场性有所不同，也就出现矿浆熔体与硅酸盐岩浆熔体，造矿与副矿物铬尖晶石成分上存在互补性消长模型。具体情况如下。

层流地带的物理场效应：由于该运动形式中的电场力与电场同向，按场性只能起带电粒子的加速作用，不改变离子的运动方向。而磁场却不同，按右手螺旋定则，其磁力是垂直于电场和磁感应强度方向的。或是指向磁场较强方向的一种向心力。正是这种磁场力作用，使具有原子磁矩的离子优先向磁场较强方向迁移汇集，并以高原子磁矩的Fe、Cr元素的矿质熔体形状为特征。而且，也正是这种物理场条件，使Fe、Cr组分较多地向含矿熔体的迁移。造成残余在硅酸盐熔体中的Cr2O3、TFeO成分的减少，从而也就出现副矿物铬尖晶石成分的贫铬、铁而富镁、铝的现象。甚至这种以磁场力为主要特征的效应，还可能是造成近矿围岩橄榄石的某些亚恩-特勒畸变效应，使Fe2＋离子在M2位置相对富集或阳离子有序化。也就造成层流地带纯橄岩的橄榄岩的橄榄石成分相对富Fe2＋和低Mg2＋的现象。

在另一方面，层流地带矿物成分的种种变异关系，某些方面，部分还可包含氧离子对铁元素的氧化-还原行为。因为氧也是一种顺磁性物质，也有原子磁矩在层流地带的磁场力作用，也有向磁场较强方向迁移的能力。并且会改变所在地段的氧分压和氧化还原环境。例如，层流地带矿质熔体中的Fe2＋离子可部分氧化为Fe3＋。使造矿铬尖晶石比副矿物铬尖晶石成分更富Fe3＋组分。

涡流地带的电磁效应：由于这种场具有涡旋性，带电粒子将同时受磁场力和电场力的作用。具不同原子磁矩和电位差的离子在涡流中心和边缘会出现相向迁移的趋势，造成矿质熔体的造矿铬尖晶石成分相对富Al2O3、MgO而贫Cr2O3和TFeO，副矿物铬尖晶石相对富铬、铁而贫铝镁，以及近矿纯橄岩的橄榄石成分也相对富铝、镁而贫铁。

在此值得强调的是，涡流地段的富矿质矿浆团的形成，除了电磁效应外，含矿熔体内逐渐富集起来的Al2O3、CaO和某些挥发性组分，可能是使形成的矿浆团进一步熔离富化的重要行为或因素。有关这方面，我国沈阳某化工厂在利用铬渣做铸石实验研究中，当加入一定数量烟道灰（富Al2O3和FeO）时，并能使分散状态的铬集聚成含铬较高的黑色团块（叶大年，1975）。Roeder（1968）在Cr2O3-Al2O3-SiO2实验系统中，也发现起始于SiO、Cr2O3一侧的二液相区有逐渐向Al2O3成分增加的方向接近和扩大现象（图130）。这就指明，Al2O3成分的富集对矿质熔体的富化有重要作用。

此外挥发性组分和某些碱金属的加入，在一定程度上也可促进矿质熔体的进一步熔离富化。如德米特里耶夫斯基实验证明，硼元素在硅酸盐熔体中能促进两种液相发生不混熔现象。同样氟亦有相似情况（王述平，1962）。这一条件在玉石沟、萨尔托海岩体和铬铁矿床是存在的，且除硼，氟外，还有氯。如玉石沟I号矿带Cl含量可达03%。

图130 Al2O3-Cr2O3-SiO2系统图解（据Roeder，1968）

所以，涡流地段富矿质矿浆的形成，Al2O3和挥发分的加入是使矿浆富化的有利因素之一。除此之外，可能还包括某些电磁振荡或电磁波效应，使相对分散的矿滴汇集扩大为稠密度较高的矿浆团。其间产出的一些豆状、瘤状矿石可能是这一机制的典型标志。

而像宁夏小松山这类单斜辉石橄榄岩型岩体的铬矿床的熔离作用，为使Cr2O3成分富集，必须先阻止Cr2O3大量进入单斜辉石内，这时岩浆熔体中的CaO、Al2O3组分及含量，可能是阻止Cr2O3进入单斜辉石而被分离出来的一个主要因素。这同样可根据 Roeder（1968）的Al2O3-Cr2O3-SiO2系统及Glasser和Osbron（1958）和CaO-Cr2O3-SiO2系统实验中（图131），在Cr2O3-SiO2一侧的液相区有随CaO含量的增加逐渐朝CaOSiO2边扩张的现象所说明。

至于Fe2＋和Mg2＋离子在造矿、副矿铬尖晶石以及近矿纯橄岩中橄榄石成分互补性消长关系，从另一角度分析，部分原因可能还和涡流地段氧分压情况相关。与层流形式比较，熔体中本来含量较少的［FeO4］5-络阴离子，在相对低氧的电磁效应下，部分被还原为Fe2＋离子，而使造矿铬尖晶石中的铁组分相对富Fe2＋。相反，残留于硅酸盐熔体中的副矿物铬尖晶石却相对富Fe3＋。同时由于Fe3＋离子部分被还原为Fe2＋，并优先进入矿质熔体，又使围岩橄榄石的成分相对贫铁而富镁。

图131 CaO-Cr2O3-SiO2系统图解（据Glasser和Osbron，1958）

这样，由如上两种岩浆运动形式或物理场条件形成的矿浆熔体，大体可按下列反应式固结成矿。

平流地带：2Mg2＋＋2Fe2＋＋Cr3＋＋Fe3＋＋［FeO4］5-＋［CrO4］5-

⇌2（MgFe）（FeCr）2O4（含铁—富铁铬铁矿）

涡流地段：2Fe2＋＋2Mg2＋＋Fe3＋＋Al3＋＋Cr3＋＋［AlO4］5-＋［CrO4］5-

⇌2（MgFe）（Al Cr2O4铝铬铁矿）

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在选矿过程中，利用矿物天然疏水性的不同，从磨矿分级溢流矿浆中浮选出矿物的富集过程称之为浮选。在浮选作业中为使磨细矿石的各种矿物能有效的分离，必须经过药剂处理，并且在矿浆中加以搅拌、充气，易于与气泡粘附的矿物随气泡上浮，不与气泡粘附的矿物留在矿浆中，达到矿物富集的目的。在浮选工艺中所使用的各种药剂，总称为浮选药剂，在浮选药剂中除捕收剂和起泡剂外，都称为调整剂。调整剂的作用是：调整捕收剂与矿物的作用，促进或抑制矿物的可浮性；调节矿浆的酸碱度及离子的组成。