西藏驱龙斑岩 夕卡岩铜钼矿床(秦克章[等]著)PPT模板
西藏尼木岗讲斑岩铜钼矿床地质特征及成矿预测
西藏尼木岗讲斑岩铜钼矿床地质特征及成矿预测西藏尼木岗讲铜钼矿床大地构造位于冈底斯陆缘火山-岩浆弧,成矿带上位于冈底斯带中段。
矿床是由一系列产于二长花岗斑岩中的板状次级铜钼矿体组成。
将岗讲Cu-I矿体作为主要研究对象,对矿体形态变化特征、成岩成矿年代学、矿化富集规律及成矿机理等进行重点研究,采用EH-4、高精度磁测技术,结合已有遥感、土壤地球化学测量、激电测量数据的再处理,在岗讲矿区及外围开展找矿预测评价工作。
通过研究,所获得的主要成果及认识如下:(1)岗讲Cu-I矿体总体上由一系列近南北向、向西陡倾的板状次级矿体组成,矿体品位、厚度定量分析表明,品位数值为单峰分布,北段矿体厚度大于南段矿体,品位略低于南段矿体,矿体垂向上具有“上铜下钼”的分带特点。
(2)在充分分析岗讲矿区主要侵入岩体的矿物组成、主量及微量元素基础上,探讨了区内岩体的岩浆来源、形成的地质背景,对岩体的含矿性进行了评价。
岗讲侵入岩体属于高钾钙碱性准铝质-弱过铝质I-S过渡型花岗岩,相对偏向S型。
各岩体微量元素普遍富集Rb、Th、U、Sr等大离子亲石元素,相对亏损Nb、Ta、Zr等高场强元素,强烈亏损HREE、Y和Yb元素,稀土元素分配模式均表现为弱负铕异常的右倾斜轻稀土富集型,反映岩体之间相似的岩浆源区,形成于印度-亚洲大陆碰撞后的应力松弛伸展阶段;从元素富集角度对各岩体与成矿关系进行评价,认为二长花岗斑岩是主要的成矿母岩;岗讲矿区矿化斑岩与无矿化岩石微量元素对比研究表明,两者具有相似的稀土、微量元素分配模式,矿化斑岩∑REE、LREE/HREE、(La/Yb)N随着矿化强度的增强而表现为连续下降的趋势,暗示原岩与矿化斑岩的内在联系,微量元素在热液活动中呈比例迁出。
(3)系统的成岩成矿年代学研究表明,岗讲矿床二长花岗斑岩、花岗闪长斑岩和英云闪长玢岩LA-ICP-MS锆石U-Pb加权平均年龄分别为16.6±0.3Ma(MSWD=0.94),16.1±0.2Ma(MSWD=1.07),14.4±0.4Ma(MSWD=1.12),结合野外地质调查,厘定出岗讲复式岩体侵入序列为含巨斑黑云二长花岗岩→二长花岗斑岩→流纹斑岩(深部定名为英云闪长玢岩)→安山玢岩;12件辉钼矿样品获得的Re-Os同位素模式年龄加权平均值为13.4±0.1Ma(MSWD=0.65),等时线年龄为13.6±1.6Ma(MSWD=1.2),成矿时代为中新世,成岩成矿是一个连续的岩浆-热液演化过程,形成于印度-亚洲大陆碰撞造山后的伸展阶段。
中国东部中生代两大类斑岩型矿床PPT模板
15 第十二章结论吴利仁
第十二章结论吴利 仁
16 参考文献
参考文献
感谢聆听
第一节矿床地质基本特征李秉伦
第二节包裹体研究及从中获得的 成矿信息谢奕汉、李秉伦、石岗、 李若梅、王英兰
第三节结束语李秉伦Biblioteka 12 第九章斑岩型矿床举例
第九章斑岩型矿床举例
第一节山东七宝山角砾-斑岩型 金、铜矿床基本地质特征周作
侠
第二节德兴富家坞斑岩铜矿 周作侠
第三节城门山斑岩铜（钼）矿 床特征谢奕汉、赵瑞、李若梅、
第二节Mg-Fe云母的化学成分，微 量元素，REE，Cu，Cl，F等在识 别岩石成因类型上的应用周作侠
第三节副矿物王听渡
08
第五章中国东部中生代成矿花岗岩类斑岩岩 石化学及单位岩胞中阳离子质能参数特征
第五章中国东部中生代成矿花岗岩类斑岩岩石化学及 单位岩胞中阳离子质能参数特征
第一节成矿斑岩岩石化学齐进英
第二节中国东部中生代含矿斑岩单 位岩胞中阳离子质能参数特征张秀 棋
09
第六章中国东部中生代含矿斑岩的过渡族元 素、微量元素和成矿元素地球化学特征吴利 仁
第六章中国东部中生代含矿斑岩的过渡族元素、微量元素和成矿元素地球化学特 征吴利仁、沈远超
第一节过渡族元素地球化学特征 第二节微量元素地球化学特征 第三节成矿元素地球化学特征
王英兰
第四节德兴银山斑岩型铜、铅、 锌矿床特征李秉伦、石岗、谢
奕汉、李若梅
第五节杨家杖子夕卡岩-斑岩 型钼矿床张秀棋
第六节江西省都昌阳储岭斑岩 型钨矿床特征李秉伦、谢奕汉、
斑岩型矿床
◆蚀变分带
• 斑岩型矿床具有特征的热液蚀变 分带(Beane1981), 通常呈环带 状绕含矿岩体分布, -早期的K硅酸盐 -石英绢云母化 -青磐化带 -泥化蚀变, • 蚀变分带为判断斑岩体剥蚀程度 和工程勘查提供了重要的指示性 标志 • 矿化(矿质沉淀)发生于钾化带化 带与绢英岩化带的过渡部位
蚀变套合
• • •
在岛弧造山环境,如在菲律宾LepantoFSE矿区,类似的高级泥化蚀变也大量发 育 这种主要由石英和明矾石构成的高级泥 化蚀变带产于斑岩铜矿体的侧翼,并叠加 于斑岩型热液蚀变系统的顶部, 严格受近水平的断裂控制高级泥化蚀变 岩呈平卧的透镜状,包裹典型的浅成低温 热液硫砷铜矿金矿体(图3),反映高级泥化 蚀变是浅成低温热液系统的典型产物“
• 埃达克岩多数产于岛弧环境，并与弧火山岩伴生 的重要事实使人相信,埃达克岩是俯冲到一定深度 的洋壳板片(MORB)发生部分熔融的产物
• 在安第斯陆缘弧(智利北部),产出 巨型斑岩铜矿的钙碱性含矿斑岩 也具有埃达克岩岩浆亲合性，这 些晚中新世-早上新世斑岩的Sr变 化于(230~1950)X10-6,变化于 (5~16)X10-6间,Sr/Y比值变化于 20~130之间,处于埃达克岩区内, 显示典型的埃达克岩地球化学特 征； • 根据区域构造分析,Oyarzun等 (2001)提出,大洋板片俯冲角度变 缓是形成这些埃达克质含矿岩浆 的主要动力学机制
智利北部 (ａ)和青藏高原 (ｂ)斑岩铜矿带含矿斑岩的Ｙ ＿Ｓｒ/Ｙ点图埃达克岩与典 型弧岩浆岩的分区界线据Ｄ ｅｆａｎｔｅｔａｌ.,1990
•
青藏高原的两条斑岩铜矿带的喜山期含矿斑岩也具有埃达克岩岩浆亲合性.然 而,这些岩石相对富钾(K2O:3.02%~8.56%),属高钾钙碱性系列和钾玄岩系列,
冈底斯驱龙斑岩铜钼矿床的岩浆侵位中心和矿化中心:破裂裂隙和矿化强度证据
冈底斯驱龙斑岩铜钼矿床的岩浆侵位中心和矿化中心：破裂裂隙和矿化强度证据肖波;李光明;秦克章;李金祥;赵俊兴;刘小兵;夏代祥;吴兴炳;彭震威【期刊名称】《矿床地质》【年(卷),期】2008(27)2【摘要】驱龙斑岩铜钼矿床是迄今为止在西藏冈底斯成矿带上发现的规模最大的铜矿床.文章根据对驱龙矿区各类岩石破裂裂隙的野外实测数据,结合矿区已有钻孔品位资料,分别绘制了矿区地表破裂裂隙等值线图、走向投影图及梅花图、钻孔5 000 m海拔标高水平切面Cu、Mo品位等值线图.研究结果表明,驱龙斑岩铜钼矿床的岩石中破裂裂隙相当发育,连成一片,没有明显的多个高值中心,空间上破裂裂隙呈放射状产出;5 000 m海拔标高水平切面显示Cu、Mo矿化较强、较均匀,矿化呈面状,为典型的由单一斑岩体侵位造成的中心式矿化特征.据破裂裂隙和Cu、Mo 矿化空间分布,可确定驱龙矿区岩浆中心和矿化中心均位于钻孔405、1205、801、809所围成的矩形区域附近.【总页数】9页(P200-208)【作者】肖波;李光明;秦克章;李金祥;赵俊兴;刘小兵;夏代祥;吴兴炳;彭震威【作者单位】中国科学院地质与地球物理研究所,北京,100029;中国科学院矿产资源研究重点实验室,北京,100029;中国科学院研究生院,北京,100049;中国科学院地质与地球物理研究所,北京,100029;中国科学院矿产资源研究重点实验室,北京,100029;中国科学院地质与地球物理研究所,北京,100029;中国科学院矿产资源研究重点实验室,北京,100029;中国科学院地质与地球物理研究所,北京,100029;中国科学院矿产资源研究重点实验室,北京,100029;中国科学院地质与地球物理研究所,北京,100029;中国科学院矿产资源研究重点实验室,北京,100029;中国科学院研究生院,北京,100049;中国科学院研究生院,北京,100049;中国科学院青藏高原研究所,北京,100085;西藏巨龙铜矿有限公司,西藏,拉萨,850030;西藏巨龙铜矿有限公司,西藏,拉萨,850030;俄罗斯莫斯科国立莫斯科大学地质系,俄罗斯,莫斯科,119234【正文语种】中文【中图分类】P618.41【相关文献】1.西藏驱龙巨型斑岩Cu-Mo矿床的富S、高氧化性含矿岩浆——来自岩浆成因硬石膏的证据 [J], 肖波;秦克章;李光明;李金祥;夏代祥;陈雷;赵俊兴2.宁镇中段矿化斑岩体的侵位深度及剥蚀程度研究 [J], 杨悸熒;刘理湘3.西藏驱龙斑岩铜钼矿床中UST石英的发现:初始岩浆流体的直接记录 [J], 杨志明;侯增谦;李振清;宋玉财;谢玉玲4.冈底斯中段白容-白容西斑岩铜钼矿区的岩浆-热液-矿化中心厘定 [J], 邹心宇;秦克章;李光明;张西平;赵俊兴;张裴培;张夏楠;张金树5.冈底斯驱龙巨型斑岩Cu-Mo矿床富S、高氧化性成矿岩浆特征 [J], 肖波;秦克章;李光明;李金祥;夏代祥;陈雷;赵俊兴因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
接触交代(夕卡岩)矿床
矽卡岩矿床(%)
>600
300
0
400
>800米
接触交代(夕卡岩）矿床
一、概念：
接触交代矿床－在中酸性～中基性侵入岩类与碳酸盐类岩石（或其它钙镁 质岩石）接触带及其附近，由含矿气水溶液交代作用使有用元素富集所形成的矿 床。因具有典型矽卡岩矿物组合（钙铝一钙铁榴石系列；透辉石一钙铁辉石系 列），矿石在空间和成因与矽卡岩也有一定联系，故又称矽卡岩矿床。
（二）接触交代矿床形成的地质条件 1、岩浆岩条件 由于矽卡岩型矿床是岩浆气水热液交代围岩的结果，所以岩浆岩的成分、 形成深度、形态、规模等对矽卡岩型矿床的形成有决定性的影响。有利于形 成矽卡岩型矿床的岩浆岩主要为中酸性岩浆岩，按岩性又可分为两个系列： ①钙碱性系列：如花岗岩一斜长花岗岩一花岗闪长岩一石英闪长岩一闪长 岩 ②碱性系列：碱性正长岩一花岗正长岩一石英二长岩一二长岩等。 前一系列与矿床关系最密切，与矽卡岩矿床有关的岩体化学成分上钾、钠 含量偏高，铁、镁、钙含量偏低。（与我国同类岩石比较）表现出明显的成 矿专属性： 铁矿床往往和石英闪长岩、闪长岩有关 铁、铜矿床与富钾的花岗闪长岩有关 钨、锡、铋、钼矿床与花岗岩类有关 铅、锌矿床与花岗岩类有关，其次与花岗闪长岩有关 据统计，与闪长岩有关的矽卡岩矿床占59%，与花岗岩有关的占37%，与 正长岩、基性岩等有关的矽卡岩矿床一般较少，约占4%。 就岩体的产状与规模而言，一般侵位于中深到浅成条件下的中小型侵入体 与成矿关系较为密切，岩体出露面积一般小于50km2，大多数在2~10km2左 右，常呈岩株、岩瘤、岩钟、岩脉状产出，岩石具有明显的中深到浅成的岩 相特征。规模巨大的岩基状侵入体，除了由它分出的小型岩枝外，一般不形 成矽卡岩型矿床。 形成时代上：我国，东部以燕山期岩体为主，西部以海西期岩体为主；世 界范围看则主要为中生代的或更年轻的岩体。
西藏冈底斯朱诺斑岩铜矿床成岩成矿时代约束
第52卷 第21期 2007年11月论 文西藏冈底斯朱诺斑岩铜矿床成岩成矿时代约束郑有业①② 张刚阳①* 许荣科① 高顺宝③ 庞迎春① 曹 亮① 杜安道④ 石玉若⑤(① 中国地质大学(武汉)资源学院, 武汉 430074; ② 地质过程与矿产资源国家重点实验室, 武汉 430074; ③ 西藏地勘局第二地质大 队, 拉萨 850003; ④ 中国地质科学院国家地质实验测试中心, 北京 100037; ⑤ 中国地质科学院北京离子探针中心, 北京 100037.*联系人, E-mail: zhanggangyang@ )摘要 冈底斯成矿带西部最近发现的朱诺大型斑岩铜矿床, 锆石SHRIMP U-Pb 年龄明显可分为新、老两组, 记录了4次以上的主要构造岩浆事件: 残留锆石中(62.5 ± 2.5) Ma 可能与印-亚大陆碰撞不久形成的林子宗群火山岩有关; (50.1 ± 3.6) Ma 可能代表了冈底斯地区地幔镁铁质岩浆底侵事件; 岩浆锆石中(15.6 ± 0.6) Ma 代表了朱诺含矿斑岩的成岩年龄; 而矿石中获得的辉钼矿Re-Os 等时线年龄(13.72 ± 0.62) Ma 与锆石中(13.3 ± 0.2) Ma 的年龄相当, 代表了朱诺的成矿年龄. 冈底斯带斑岩铜矿的成岩成矿年龄具有从东往西逐渐变新的趋势. 朱诺斑岩铜矿床与冈底斯东、中部其他斑岩铜矿床属同一构造演化阶段的产物, 此为该斑岩铜矿带向西继续部署找矿工作提供了重要依据.关键词 冈底斯西部 朱诺 斑岩铜矿 成岩成矿时代2007-04-28收稿, 2007-08-15接受国家重点基础研究发展计划(编号: 2002CB412610)、国家“新一轮国土资源大调查”重大项目(批准号: 200210200001)和国家“九七三”预研究项目(编号: 2005CCA05600)资助朱诺斑岩铜矿床位于西藏自治区昂仁县亚模乡境内, 距离日喀则市约300 km, 经初步工程验证表明矿石质量好、找矿前景大, 它的发现“使冈底斯成矿带铜矿勘查区域向西扩大了数百千米, 有望发展成为巨型斑岩铜矿带”[1]. 众所周知, 冈底斯成矿带以当雄-白朗深大走滑断裂为界, 东西两侧成矿特征、类型、矿种、时代等存在巨大差异. 而近年来在冈底斯东、中部相继发现的驱龙、冲江、厅宫、白容、达布、吹败子等斑岩铜矿床均与分布于雅江北岸35~65 km 范围内的高侵位复式杂岩体有关. 成岩年龄集中发生在15.6~17.8 Ma, 成矿发生在14.85~15.99 Ma, 形成于陆内后碰撞造山向伸展走滑转换的过渡环境[2,3]. 问题在于冈底斯东中部斑岩成矿带向西还能延伸多远? 冈底斯西部的朱诺斑岩铜矿与东、中部的斑岩铜矿属同时代成矿吗? 因此, 搞清这一问题对促进冈底斯斑岩铜矿带继续向西部找矿、扩大斑岩成矿带规模等具有重大的理论及现实意义.本文在野外工作和镜下岩相学研究的基础上, 采用锆石SHRIMP U-Pb 法和辉钼矿Re-Os 法对朱诺斑岩铜矿床的成岩、成矿时代提供约束, 并进而探讨青藏高原晚新生代构造演化过程与成矿作用, 以及冈底斯斑岩成矿的时代演化规律.1 矿区地质概况矿区出露地层主体表现为北倾的单斜构造, 局部由于断裂构造影响而倒转, 主要为古新统-始新统的林子宗群年波组与帕那组的一套英安质-安山质-流纹质火山碎屑岩及砂砾岩等(图1). 年波组年龄为56.5 Ma, 帕那组为43.93~53.52 Ma [4,5](均为斜长石40Ar/39Ar 年龄). 断裂构造主要有北东向和北西向两组, 其中北东向构造控制了斑岩体和矿体的就位. 侵入岩分布于矿区西北部和南部, 主要有白翁普曲岩体和弄桑岩体, 岩性分别为斑状角闪二长花岗岩、中细粒黑云母花岗斑岩等, 形成时代为晚白垩世, 呈岩基状产出, 它是冈底斯安第斯型花岗岩基组成部分, 是新特提斯大洋板块向北俯冲的产物. 晚期的花岗斑岩、石英斑岩和闪长玢岩等呈小岩株、岩脉形式产于早期形成的花岗岩基和林子宗群火山岩中, 构成了一个复杂的火山-岩浆成矿系统.在朱诺矿区共发现了3个斑岩体和3个矿体, 成矿意义最大的是Ⅰ号斑岩体. Ⅰ号斑岩以花岗斑岩为主, 呈灰-灰白色, 地表呈不规则岩株陡立产出. 具有块状构造、斑状结构. 斑晶主要为石英、斜长石及少量黑云母, 其中斑晶石英和斜长石的含量约占25%左右; 基质主要由微粒-霏细结构的石英和长石组成, 约占岩石的70%左右. 副矿物主要为磷灰石、论 文第52卷 第21期 2007年11月图1 西藏朱诺斑岩铜矿地质简图1, 第四系; 2, 黑云母花岗斑岩; 3, 石英斑岩、花岗斑岩; 4, 闪长玢岩; 5, 流纹斑岩; 6, 斑状角闪二长花岗岩; 7, 林子宗群火山岩;8, 铜矿(化)体及编号; 9, 高岭土化; 10, 黄铁绢英岩化磁铁矿、锆石、榍石、金红石等. 矿体主要赋存于斑岩体及其外接触带的斑状角闪二长花岗岩和黑云母花岗斑岩中. 矿石矿物主要为孔雀石、蓝铜矿、赤铜矿、自然铜、黄铜矿、黄铁矿、辉钼矿. 矿区蚀变类型主要有钾化、黄铁绢英岩化、青磐岩化、硅化、泥化及碳酸盐化等, 黄铁绢英岩化、硅化与矿化密切相关. 由斑岩体向外, 蚀变类型由钾化、黄铁绢英岩化、碳酸盐化、高岭土化→青盘岩化、铁碳酸岩化等.2 样品采集和分析方法锆石样品采自矿区Ⅰ号斑岩体(Cu Ⅰ矿体)中平硐(PD1)开口处不同位置. 岩性为花岗斑岩, 为矿区含矿斑岩. 由于斑岩体发生过大面积的热液活动, 样品不可避免地存在不同程度的蚀变, 主要为弱的高岭土化, 绢云母化. 岩石中无脉体穿插.锆石分选在中国地质大学(武汉)选矿实验室完成. 在测试之前, 在中国地质科学院进行透射、反射光拍照, 在北京大学物理学院电子显微镜实验室对锆石晶体进行阴极发光(CL)照相. 锆石U-Pb 同位素分析在中国地质科学院离子探针中心的SHRIMP-Ⅱ离子探针上采用标准测定程序进行, 测试条件及流程见文献[6~8], 数据处理采用Ludwig SQUID 1.0及ISOPLOT 程序[9]. 由于年轻的锆石204Pb 丰度太低的原因, 采用实测204Pb 校正普通铅将导致极大的分析误差, 不适合用于校正普通铅, 我们在数据处理时采用实测208Pb 来校正, 相应地采用这种方法校正得到的206Pb/238U 年龄[10,11]. 为了有效进行监控, 获得高质量年龄数据, 大约每测定3个样品点测定1个TEM 标准样, 共测定8个标准样.第52卷 第21期 2007年11月论 文辉钼矿样品采自朱诺矿区Cu Ⅰ矿体PD1中洞深153.5, 158.6, 165.8和195.8 m 的位置, 共采集辉钼矿矿石样4块. 样品岩性均为黄铁矿化、黄铜矿化、辉钼矿化黑云母二长花岗斑岩, 其中辉钼矿主要呈辉钼矿-石英脉产出, 脉宽0.5~4.5 cm, 一般2 cm 左右; 石英脉较松散, 辉钼矿呈晶形较好的鳞片状产出. 将野外采集的矿石样品在双目镜下挑选出辉钼矿单矿物, 辉钼矿质纯, 无氧化, 无污染, 纯度达98%以上. 辉钼矿Re-Os 同位素年龄测试在国家地质试验测试中心由杜安道研究员测试完成, Re-Os 同位素分析的化学分离过程和分析方法见文献[12, 13]. 模式年龄t 按下式计算:1871871Os ln 1Re t λ⎡⎤⎛⎞=+⎢⎥⎜⎟⎢⎥⎝⎠⎣⎦, 其中λ (187Re 衰变常数) = 1.666×10−11 a −1.3 分析结果3.1 含矿斑岩中的锆石朱诺矿床含矿斑岩(花岗斑岩)中的锆石大部分具有完好晶形, 多为半自形到自形, 长宽比在 1.5~2之间, 无色或浅黄色, 透明, 粒径一般在100~200 μm 之间. 锆石的CL 阴极发光照片(图2)揭示大部分锆石具有清晰的岩浆振荡环带, 为典型的岩浆锆石[14~16]. 样品中某些锆石的核部还存在继承的岩浆核或具有补丁结构的残余锆石, 保留着核幔边套合非常好的结构, 如8号锆石核幔边三组年龄分别对应为60.3,23.5, 13.4 Ma. 另一个具有补丁结构的7号锆石, 内部为48.1, 22.3 Ma, 外围为12.6 Ma. 记录了该区多次的构造岩浆事件, 较好地保存了冈底斯造山带演化过程中的构造事件. 还有部分锆石颗粒内部为特征性的岩浆振荡环带, 而边部具有窄且不规则的无环带结构或弱环带区域, 个别锆石具有扇形分带. 总体与冈底斯斑岩铜矿带其他斑岩体内发现的残留或继承锆石具有部分可对比性[17].锆石测试结果见表1, 锆石U-Pb 一致曲线见图3. 可明显分为新、老两组年龄, 并至少记录了4次以上的主要构造岩浆事件. 具体描述如下:有9个测试点位于具有继承锆石或残留锆石特征的位置, Th 和U 含量变化于(169~1266)×10−6和(272~2229)×10−6, 对应的Th/U 比值为0.3951~1.3976. 其206Pb/238U 年龄变化于(48.1 ± 0.9)~(68.5 ± 2.4) Ma, 分布范围宽而连续, 反映了一个持续时间较长的岩浆活动. 根据锆石结构的不同和年龄值出现的频次, 明显有两次主要的构造岩浆活动事件: 第一次发生在(62.5 ± 2.5) Ma(MSWD = 2.1, n = 5), 残留锆石均为不规则棱角状, 具补丁状结构(颗粒2), 颜色深浅不一但年龄很相近; 第二次发生在(50.1 ± 3.6) Ma (MSWD = 4.7, n = 4), 锆石形态均为浑圆状, 反映其形成后遭受过熔融过程.5颗岩浆环带清楚的锆石, 其Th 和U 含量变化于(333~1479)×10−6和(490~1095)×10−6, 对应的Th/U 比值为0.5186~1.7745, 均大于0.3. 相对于锆石图2 西藏朱诺矿床含矿斑岩锆石的阴极发光图像论文第52卷第21期 2007年11月表1 西藏朱诺矿床含矿斑岩锆石SHRIMP测年结果表a)样品编号Pb c /% U/10−6 Th/10−6Th/U 206Pb*/10−6Pb/U±σ /Ma Pb/U 误差相关性ZL01-2.1 0.00 1776 789 0.4591 16.30 68.5±2.4 0.0107 0.81 ZL01-2.2 0.00 1250 614 0.5078 10.70 63.5±2.2 0.0099 0.77 ZL01-2.3 0.00 359 190 0.5461 3.10 63.5±2.4 0.0099 0.53 ZL01-2.4 2.13 442 169 0.3951 3.75 61.9±0.8 0.0097 0.251266 0.5870 17.70 60.3±2.1 0.0094 0.90 ZL01-8.1 0.00 2229ZL01-4.1 0.00 2058 981 0.4927 15.40 55.5±1.9 0.0087 0.83 ZL01-7.3 1.74 272 233 0.8867 1.78 48.1±0.9 0.0075 0.19 ZL01-13.2 1.62 332 365 1.1371 2.30 51.0±0.9 0.0079 0.24 ZL01-14.1 1.47 286 387 1.3976 1.94 50.0±1.1 0.0078 0.23 ZL01-1.1 0.00 827 844 1.0542 1.88 16.6±0.8 0.0026 0.44 ZL01-1.2 0.00 581 444 0.7905 1.24 15.2±0.7 0.0024 0.20 ZL01-3.1 0.00 1095 550 0.5186 2.17 14.4±0.6 0.0022 0.331479 1.7745 1.83 15.0±0.9 0.0023 0.27 ZL01-5.1 0.00 861ZL01-15.1 1.36 775 471 0.6285 1.67 15.9±0.3 0.0025 0.23 ZL01-17.2 1.95 490 333 0.7029 1.02 15.3±0.4 0.0024 0.26 ZL01-4.2 0.00 754 383 0.5248 1.33 12.8±0.6 0.0020 0.38 ZL01-7.2 0.94 5301 980 0.1910 8.97 12.6±0.1 0.0020 0.31 ZL01-8.3 2.03 21101019 0.4991 3.85 13.4±0.2 0.0021 0.23 ZL01-11.1 1.51 2517 773 0.3175 4.51 13.4±1.0 0.0021 0.47 ZL01-12.1 2.19 1865 1621 0.8980 3.24 12.7±0.3 0.0020 0.36 ZL01-13.1 1.61 2430 1013 0.4308 4.08 12.4±0.1 0.0019 0.24 ZL01-16.2 1.35 1735 584 0.3481 3.09 13.2±0.2 0.0020 0.24 ZL01-18.1 1.12 878 332 0.3912 1.61 13.6±0.2 0.0021 0.25 ZL01-17.1 0.50 733 853 1.2022 3.31 33.6±0.5 0.0052 0.29 ZL01-8.2 0.00 802 588 0.7566 2.40 23.5±1.0 0.0037 0.37 ZL01-7.1 0.00 288 262 0.9419 0.86 22.3±7.1 0.0035 0.882 ZL01-14.2 6.50 553 83 0.1548 0.77 9.7±0.4 0.0015 0.06a) 测试单位为北京离子探针中心; Pb c和Pb*分别为普通铅和放射成因铅; 误差为2σ, 采用208Pb校正普通铅图3 西藏朱诺矿床含矿斑岩锆石U-Pb一致曲线第52卷 第21期 2007年11月论 文的继承核, 总体上岩浆锆石具有较高的Th/U 比, 而Th 和U 含量没有明显的变化趋势. 岩浆锆石的206Pb/ 238U 年龄为(14.4±0.6)~(16.6±0.8) Ma, 加权平均为(15.6±0.6) Ma(MSWD = 1.8, n = 6), 该值代表了第三次的构造岩浆活动事件.位于残余岩浆核(颗粒4, 8)或继承核(颗粒7, 13, 14)外围的年轻锆石, 其核部年龄分布在48.1~68.5 Ma, 外围年龄集中在(12.4±0.1)~(13.4±1.0) Ma. 除了测试点7.2的Th/U 比为0.1910, U 含量高达5301×10−6以外, 其他测试点的Th 和U 含量变化于(332~ 1621)×10−6和(754~2517)×10−6, 对应的Th/U 比值均变化于0.3175~0.8980. 206Pb/238U 年龄范围在(12.4±0.1)~(13.6±0.2) Ma, 加权平均为(13.3±0.2) Ma (MSWD = 1.3, n = 6), 该值代表了第四次的构造岩浆活动事件. 根据锆石特点, 位于补丁状构造区域的锆石测点(11.1), 明显的是受到了热液流体的影响, CL 图像上表现为颜色加深、形态不规则、环带不明显, 这与U, Th, HREE 等元素的含量有关[18~21]. 测点4.2, 7.2, 8.3, 13.1位于具有岩浆核的锆石外围, CL 图像上显示该区域颜色深浅不均匀, 结晶环带模糊或者没 有, 可能是受到了热液流体不同程度改造或者直接从热液流体中结晶. 这些补丁状、模糊环带的锆石206Pb/238U 表面年龄值分布范围较为集中和一致, 而且207Pb/ 235U-206Pb/238U 比值均落在或靠近谐和曲线上, 反映的可能是同一地质事件. 否则, 若锆石结晶后Pb 丢失严重, 或所测数据明显存在继承性放射性成因Pb 的影响, 其206Pb/238U 表面年龄数据将可能分散[22,23].样品中还存在一个年龄为33.6 Ma 的核部年龄, 其外圈的年龄为15.3 Ma, 该年龄在一致曲线上靠近谐和曲线, 其可能代表了区域上33 Ma 左右的岩浆活动事件; 另外23.5, 22.3 Ma 的年龄可能代表了另一次岩浆活动事件; 还有一个9.7 Ma 的年龄, 落在谐和曲线上, CL 图像显示其为浅色不规则的形态, 穿插老的岩浆核(50 Ma), 可能代表了成矿后更晚的地质事件.3.2 辉钼矿Re-Os 年龄辉钼矿Re-Os 同位素年龄测试结果见表2和图4. 4件辉钼矿的Re 含量比较接近, 在(227148±1728) ng/g~(312113±2471) ng/g 之间, 总体上187Re 与187Os 含量比较协调. 辉钼矿Re-Os 模式年龄集中于(13.82±0.16)~(13.99±0.17) Ma(2σ 误差), 变化不超过0.2 Ma, 加权平均年龄为(13.92±0.08) Ma(MSWD = 0.79)(图4(a)). 4件辉钼矿的187Re-187Os 值构成一条MSWD 为1.14的等时线年龄(13.72±0.62) Ma (图 4(b)), 与单个辉钼矿模式年龄相差均小于0.5 Ma.187Os 初始值为(0.6±1.8) ng/g(2σ 误差).图4 西藏朱诺矿床辉钼矿Re-Os 年龄(a) 辉钼矿Re-Os 模式年龄加权平均; (b) 辉钼矿Re-Os 等时线年龄表2 西藏朱诺矿床辉钼矿Re-Os 同位素数据a)原样名样重/gRe/ng·g −1187Re/ng·g −1187Os/ng·g −1 模式年龄/MaZLY01 0.00225 227148±1728 142776±1086 33.27±0.30 13.99±0.17 ZLY02 0.0022 294950±2214 185394±1392 43.03±0.36 13.93±0.17 ZLY03 0.0024312113±2471 196182±1553 45.68±0.41 13.98±0.18ZLY04 0.00521 292988±2153 184160±1353 42.42±0.35 13.82±0.16 a) 测试者为中国地质科学院国家地质测试中心杜安道; 表内误差为2σ论 文第52卷 第21期 2007年11月4 讨论与结论许多证据显示[24~32], 印度-亚洲大陆起始碰撞时间在西藏不晚于65 Ma, 完成碰撞的时间约在40~45 Ma. 在碰撞期50 Ma 左右发生了岩浆底侵与岩浆混合作用. 莫宣学等人[4]认为冈底斯广泛分布的林子宗群火山岩底部年龄代表了印-亚大陆碰撞的开始时间, 为65 Ma 左右. 本区获得的(62.5±2.5) Ma 的锆石年龄与印度板块和欧亚板块的主碰撞开始时间非常相近, 可能与林子宗群火山岩有成因联系, 但要得出比较肯定的结论有待地球化学方面进一步的工作. 本区获得年龄为(50.1±3.6) Ma 的锆石形态均为浑圆 状, 年龄与介于(47.0~52.5) Ma 之间(大约50 Ma 的始新世)的大陆碰撞期间冈底斯带一次大规模地幔镁铁质岩浆底侵事件相一致[5,32]. 事实上冈底斯斑岩铜矿带其他斑岩体内也发现类似的残留或继承锆石[17],从区域斑岩中广泛发育这组锆石以及这组锆石的结构特征看, 它很可能代表了岩浆源区被熔融的产物, 如果这样, 很可能证明了大规模岩浆底侵形成的加厚的新生的下地壳部分熔融产生了含矿斑岩岩浆[33].已有成果表明[34~36], 冈底斯斑岩铜矿带中东部与成矿相关的岩体锆石SHRIMP U-Pb 年龄分别为驱龙17.58 Ma 、冲江15.60 Ma 、厅宫17.00 Ma; 辉钼矿Re-Os 年龄分别为驱龙15.99 Ma 、冲江14.85 Ma 、厅宫15.49 Ma. 朱诺矿床15.6 Ma 的锆石SHRIMP U-Pb 年龄代表了含矿斑岩的成岩年龄, 这与中部(厅宫、冲江)含矿斑岩的平均成岩年龄16.14 Ma 、东部地区(得明顶、驱龙)含矿斑岩的平均成岩年龄17.8 Ma 较接近, 并具有从东往西冈底斯含矿斑岩成岩年龄逐渐变小的趋势. 本区获得的辉钼矿Re-Os 同位素等时线年龄为(13.72±0.62) Ma, 代表了朱诺矿床较为确切的成矿年龄. 而(13.3±0.2) Ma 的锆石SHRIMP 年龄略晚于矿床中辉钼矿Re-Os 年龄, 可能恰好是成矿热液(蚀变)事件在锆石中的反映. 这也与中部(厅宫、冲江)平均成矿年龄14.56 Ma 、东部(吹败子、驱龙)平均成矿年龄15.68 Ma 较接近, 也具有从东往西冈底 斯含矿斑岩成矿年龄逐渐变小的规律性, 并且与雅江缝合带从东向西闭合时间越来越晚的规律也是一致的.本区的23.5, 22.3 Ma 这组年龄同样在冲江、南 木矿区发育[17,37], 说明22 Ma 的地质事件具有一定的区域性, 并与冈底斯地区第二次侵位高峰和冈底斯逆冲断裂活动时间(30~20 Ma)[25,27,28]相近, 曲晓明等人[17]提出约21 Ma 前, 由于软流圈物质上涌, 同时造成了底侵镁铁质岩石部分熔融形成含矿岩浆和地壳快速隆升, 至于与哪一事件相关仍有待更深入的探索. 另外本区33.6, 9.7 Ma 的单个年龄值所代表的意义这里就不一一讨论. 值得注意的是, 阴极发光照片上13 Ma 锆石部分直接附着在50~62 Ma 锆石的外围这一问题, 可能是由于测点有限造成的, 如颗粒13为13 Ma 锆石直接附着在51 Ma 锆石上, 但从其结构及与8号锆石对比, 其中间的白色区域, 很可能年龄就在22 Ma 左右. 如锆石7核部存在48 Ma 与22.3 Ma 共存的年龄. 所以13 Ma 锆石似乎不是直接附着在50~62 Ma 锆石的外围, 多数情况下锆石可能具有三阶段的生长历史: 48~60, 22, 13 Ma. 当然也可能是其他成因.可见, 朱诺含矿斑岩的锆石SHRIMP 年龄记录了4次以上的主要构造岩浆演化事件, 其斑岩成岩成矿时间与冈底斯带成岩成矿时间总体是一致的, 均形成于陆内后碰撞造山向伸展走滑转换的过渡环境. 斑岩体侵位(斑岩成矿)具有相对集中爆发的特征(带内斑岩成岩或成矿从开始到结束之间的时差大约均在2~3 Ma), 明显不同于东太平洋斑岩铜矿带所处的岛弧或活动大陆边缘造山环境(成岩或成矿之间的时差达25 Ma). 显示朱诺斑岩铜矿床与冈底斯东、中部其他斑岩铜矿床具有相同的成矿背景和环境, 属于同一构造演化阶段的产物, 构成了一个统一的整体, 同时也说明冈底斯带西段斑岩铜矿找矿具有很大的资源潜力, 为冈底斯斑岩铜矿带向西部部署找矿工作提供了重要依据.致谢 审稿专家提出了建设性的意见, 在测试和成文过程中得到了中国地质科学院离子探针中心的宋彪、闫全人研究员, 中国地质大学(武汉)吴元保教授的指导和帮助, 在此致以诚挚的谢意.参 考 文 献1 郑有业, 高顺宝, 张大全, 等. 西藏朱诺斑岩铜矿床发现的重大意义及启示. 地学前缘, 2006, 13(4): 233—2392 郑有业, 高顺宝, 程力军, 等. 西藏冲江大型斑岩铜(钼金)矿床的发现及意义. 地球科学, 2004, 29(5): 333—3393 Qin K Z, Tosdal R, Li G M, et al. Formation of the Miocene por-phyry Cu(-Mo-Au) deposits in the Gangdese arc, southern Tibet, in a transitional tectonic setting. In: Zhao C S, Guo B J, eds. Mineral Deposit Research: Meeting the Global Challenge. China land pub-lishing House, 2005. 44—474 莫宣学, 赵志丹, 邓晋福, 等. 印度-亚洲大陆主碰撞过程的火第52卷 第21期 2007年11月论 文山作用响应. 地学前缘, 2003, 10(3): 135—1485 周肃, 方念乔, 董国臣, 等. 西藏林子宗群火山岩氩氩年代学研究. 矿物岩石地球化学通报, 2001, 20(4): 317—3196 Williams I S. U-Th-Pb geochronology by ion microprobe, Applica-tions of micro analytical techniques to understanding mineralizing processes. In: Mickibben M A, Shanks III W C, Ridley W I, eds. Rev Economic Geol, 1998, 7: 1—357 宋彪, 张玉海, 万渝生, 等. 锆石SHRIMP 样品耙制作、年龄测定及有关现象讨论. 地质论评, 2002, 48 (增刊): 26—30 8 马昌前, 明厚利, 杨坤光. 大别山北麓的奥陶纪岩浆弧:侵入岩年代学和地球化学证据. 岩石学报, 2004, 20(3): 393—402 9 Ludwig K R. Squid 1.02: A User Manual. Berkeley: Berkeley Geo-chronological Center Soecial Publication, 2001. 2—1910 Nutman A P, Green D H, Cook C A, et al. SHRIMP U-Pb zircondating of exhumation of the Lizard peridotite and its emplacement over crustal rocks: Constraints for tectonic models. J Geol Soc, 2001, 158: 809—82011 简平, 刘敦一, 张旗艺, 等. 蛇绿岩及蛇绿岩中浅色岩的SHRIMP U-Pb 测年. 地学前缘, 2001, 10: 439—45612 杜安道, 赵敦敏, 王淑贤, 等. Carius 管溶样和负离子热表面电离质谱准确测定辉钼矿铼-锇同位素地质年龄. 岩矿测试, 2001, 20(4): 247—25213 Mao J W, Yang J M, Qu W J, et al. Re-Os Age of Cu-Ni Ores fromthe Huangshandong Cu-Ni Sulfide Deposit in the East Tianshan Mountains and Its Implication for Geodynamic Process. Acta Geol Sin, 2003, 77(2): 220—22614 Rowley D B, Xue F, Tucker R D. Ages of ultra-high pressuremetamorphic and source orthognisses from the eastern Dabie Shan: U/Th zircon geochronology. Earth Planet Sci Lett, 1997, 151: 191—203[DOI]15 Hacker B R, Ratshbacher L, Webb L, et al. U/Th Zircon ages con-strain the architecture of the ultrahigh-pressure Qinlin-Dabie Oro-gen, China. Earth Planet Sci Lett, 1998, 161: 215—230[DOI] 16 Crofu F, Hanchar J M, Hoskin P W, et al. Atlas of zircon textures.Rev Mineral Geochem, 2003, 53: 469—495[DOI]17 曲晓明, 侯增谦, 莫宣学, 等. 冈底斯斑岩铜矿与南部青藏高原隆升之关系-来自含矿斑岩中多阶段锆石的证据. 矿床地质, 2006, 25(4): 388—40018 Hanchar J M, Miller C F. Zircon zonation patterns as revealed bycathodoluminescence and backscattered electron images: Implica-tions for interpretation of complex crustal histories. Chem Geol, 1993, 110: 1—13[DOI]19 Hanchar J M, Rudnick R L. Revealing hidden structures: The ap-plication of cathodoluminescence and back-scatter electrical ima- ging to dating zircons from lower crustal xenoliths. Lithos, 1995, 36: 289—303[DOI]20 Crofu F, Hanchar J M, Hoskin P W, et al. Atlas of zircon textures.Rev Mineral Geochem, 2003, 53: 469—495[DOI]21 吴元保, 郑永飞. 锆石成因矿物学研究及其对U-Pb 年龄解释的制约. 科学通报, 2004, 49(16): 1589—160422 Williams I S, Claesson S. Isotopic evidence for Precambrianprovenance and Caledonian metamorphism of high grade parag-neisses from the Seve Nappes, Scandinavian Caledonides.ⅡIonmicroprobe zircon U-Th-Pb. Contrib Mineral Petrol, 1987, 97: 205—207[DOI]23 李任伟, 万渝生, 陈振宇, 等. 根据碎屑锆石SHRIMP U-Pb 测年恢复早侏罗世大别造山带源区特征. 中国科学D 辑: 地球科学, 2004, 34(4): 320—32824 Gaetani M, Garzanti E. Multicyclic history of the northern Indiacontinental margin (northwestern Himalaya). Am Ass Petrol Geols Bull, 1991, 75: 1427—144625 Yin A, Harrison T M, Ryerson F J, et al. Tertiary structural evolu-tion of the Gangdese thrust system, southeastern Tibet. J Geophys Res, 1994, 99(B9): 18175—18207[DOI]26 Willems H, Zhou Z, Zhang B, et al. Stratigraphy of the Upper Cre-taceous and Lower Tertiary strata in the Tethyan Himalayas of Ti-bet(Tingriarea, China). Geol Rundsch, 1996, 85: 723—754 27 Yin A, Harrison T M. Geologic evolution of the Himalayan-Tibet.Orogen Annu Rev Earth Planet Sci, 2000, 28: 211—280[DOI] 28 尹安. 喜马拉雅-青藏高原造山带地质演化——显生宙亚洲大陆生长. 地球学报, 2001, 22(3): 193—23029 Wan X, Jansa L F, Sarti M. Cretaceous and Tertiary boundarystratain southern Tibet and their implication for India Asia colli-sion. Lethaia, 2002, 35(2): 131—146[DOI]30 Mo X, Zhao Z, Zhou S, et al. Evidence for timing of the initiationof India-Asia collision from igneous rocks in Tibet. EOS Trans, 2002, 83: 4731 莫宣学, 董国臣, 赵志丹, 等. 西藏冈底斯带花岗岩的时空分布特征及地壳生长演化信息. 高校地质学报, 2005, 11(3): 281—29032 董国臣, 莫宣学, 赵志丹, 等. 印度-欧亚大陆碰撞过程中冈底斯带岩浆底侵作用的年代学限定: SHRIMP 锆石U-Pb 年龄证据.地质学报, 2005, 79(6): 75633 Hou Z Q, Gao Y F, Qu X M, et al. Origin of adakitic intrusivesgenerated during mid-Miocene east-west extension in southern Ti-bet. Earth Planet Sci Lett, 2004, 220:139—155[DOI]34 侯增谦, 曲晓明, 王淑贤, 等. 西藏高原冈底斯斑岩铜矿带辉钼矿Re-Os 年龄: 成矿作用时限及动力学背景应用. 中国科学D 辑: 地球科学, 2003, 33(7): 609—61835 芮宗瑶, 侯增谦, 曲晓明, 等. 冈底斯斑岩铜矿成矿时代及青藏高原隆升. 矿床地质, 2003, 22(3): 217—22536 郑有业, 薛迎喜, 程力军, 等. 西藏驱龙超大型斑岩铜(钼)矿床:发现、特征及意义. 地球科学, 2004, 29(1): 103—10837 林武, 梁华英, 张玉泉, 等. 冈底斯铜矿带冲江含矿斑岩的岩石化学及锆石SHRIMP U-Pb 年龄特征. 地球化学, 2004, 33(6): 585—591。
矿床学课件——第六章 热液矿床的类型及特征
2.围岩蚀变及分带
蚀变围绕侵入体中心呈同心圆状产出，自岩体中 心向外依次出现四个蚀变带：
（1）钾质蚀变带 （2）石英-绢云母化带 （3）泥质蚀变带 （4）青盘岩化带
3.其实就是矿化了的蚀变围岩，有一定的矿化分带。 工业矿化位于（1）、（2）带。
4.矿床成因 （二）富金斑岩型矿床
（三）围岩条件
为碳酸盐类岩石。
矽卡岩按成分可分为钙矽卡岩和镁矽卡岩 （四）构造条件 （1）接触带构造 A：整合型 B：不整合型 （2）围岩层理和层间破碎带 （3）断裂和裂隙 （4）褶皱构造 （5）围岩捕掳体
二.矽卡岩矿床的地质特征
（一）矿体的形态、产状与规模
矿床产于中酸性岩浆岩和碳酸盐类岩石的接触带, 多产于外接触带.距接触面100-200m以内. 矿体形态复杂、连续性差,多数矿床为中小型。 （二）矿石特征
云英岩化 3.矿体地质特征
（1）大脉型矿体 （2）中-薄脉带型矿体 （3）网脉型矿体
黑钨矿-石英脉“五层楼”分布规律，矿脉自下而 上分为5个带： （1）微脉带 （2）细脉带 （3）中脉带 （4）大脉带 （5）稀疏大脉带 4.矿石特点 5.矿床成因 代表矿床：江西省西华山钨矿床
（二）钠长岩型稀有、稀土元素矿床 二.中温热液脉型矿床 成矿温度在300-200之间，受断裂控制。 矿体产于侵入体的内外接触带中 围岩蚀变发育，为中温热液蚀变组合 金的重要来源 （一）中温热液脉型金矿床 1.太古宙脉状矿体 2.中国中温热液脉型矿床 具有又老又新的特点,分为石英脉型(含金硫化物石英脉,矿化
矽卡岩矿物组合，成分复杂、结构构造多样，矿 石有块状构造、浸染构造，矿石多为带：交代岩浆岩形成的矽卡岩带。主要为高温矿 物。
内带：交代碳酸盐围岩形成的矽卡岩带。主要为中 温矿物。
金属矿床模式图（经典）
金属矿床模式图（经典）大冶式矽卡岩型铁（铜）矿床模型1-砂砾岩；2-粉砂岩和泥灰岩；3-碳酸盐岩；4-花岗岩；5-矿体和蚀变带；6-辉长岩一辉石闪长岩；7-（石英）闪长岩一二长岩一花岗闪长岩；8-断裂。
①矿浆型矿体（铁山）；②岩体顶部矽卡岩型矿体；③受断裂控制的矽卡岩矿体（金山店）；④岩性界面中矿体；⑤接触带矽卡岩型矿体（铁山）；⑥产于石英闪长岩和花岗岩中间的矽卡岩型矿体（程潮，矿体可见石英闪长岩角砾）；⑦层间滑脱构造型矿体；⑧大理岩捕虏体型矿体（铜绿山）德兴地区斑岩铜浅成低温热液银铅锌远程热液金矿床模型－银山银铜铅锌矿床德兴地区斑岩铜浅成低温热液银铅锌远程热液金矿床模型－金山金矿田德兴地区斑岩铜浅成低温热液银铅锌远程热液金矿床模型－德兴班岩铜矿铜陵矿集区铜多金属矿床模型沙沟式热液脉状银铅锌矿床模型阳储岭式斑岩钨矿床模型1－爆破角砾岩；2一含钨石英网脉状和浸染状矿化；3-变质岩；4-花岗闪长岩；5-花岗闪长斑岩；6-=长花岗斑岩东秦岭地区中生代钼铅锌银多金属矿床模型（二）付店钼铅锌银矿田白音诺式与中酸性侵入岩有关的矽卡岩型铅锌矿床模型1-晚侏罗世火山断陷盆地(J3)；2一下二叠统海相火山岩夹大理岩；3-下二叠统泥质板岩；4-下二叠统大理岩或结晶灰岩；5-下二叠统砂质板岩；6-燕山早期花岗闪长岩（Υδ25）；7-燕山晚期花岗岩；8-矽卡岩及矿体；9-热液循环系统东秦岭地区中生代钼铅锌银多金属矿床模型（一）南泥湖钼钨铅锌银矿田1-新元古界淘湾群碳酸盐岩、碎屑岩；2一新元古界栾川群碎屑岩、碳酸盐岩及粗面岩；3-中元古界官道群含燧石条带大理岩；4-中元古界宽坪群大理岩及基性火山岩；5-早白垩世花岗岩；6-晚侏罗世花岗斑岩；7-晚侏罗世花岗岩；8-断裂；9-平行不整合界面；10-地质界线；ll一斑岩一矽卡岩型钼（钨）矿；12-矽卡岩型硫铁矿；13-脉状或沿层充填的铅锌矿土屋式斑岩铜矿床模型驱龙式斑岩一矽卡岩型铜矿床模型1-黑云母花岗岩；2一青磐岩化；3-绢英岩化；4-二长花岗斑岩碰撞造山环境斑岩铜矿床模型斑岩铜矿蚀变一矿化系统的一般模型(a)，不过，在某些超大型斑岩铜矿下部，常发育深部岩浆房(b)雄村式斑岩型铜金矿床模型l-第四系覆盖层；2一伟晶岩脉；j-安山岩脉；4-闪长岩脉；5-含眼球状石英斑晶的闪长玢岩（J2δoμ）；6-黑云母花岗闪长岩（E2Υδβ）；7-角闪石石英闪长玢岩（J2δoμ）；8-凝灰岩（J l -2X）；9-钻孔及编号；10-矿体界线；II-玢岩中的矿体；12-氧化矿体维权式矽卡岩型银铜多金属矿床模型1-中元古代蓟县系卡瓦布拉克组碎屑岩夹白云质大理岩；2一上石炭统土古土布拉克组火山碎屑岩夹砂岩、灰岩；3-华力西期的花岗岩；4-矽卡岩化带；5-矿体（左图为铅锌银矿体，右图为银铜矿体）；6-矿液运移方向；7-断层玉龙式斑岩铜（钼）矿床模型①上三叠统泥质岩；②上三叠统碳酸盐岩；③上三叠统泥砂质岩；④中、下三叠统火山岩；⑤古生界盖层和基底岩石；⑥花岗质岩基；⑦浅成花岗质侵人体；⑧爆破角砾岩筒；⑨斑岩型铜钼矿化；⑩矽卡岩型矿化；11、钾硅酸盐蚀变带； 12、绢英岩化带；13、青磐岩化带；14、岩浆流体运移轨迹；15、大气水运移轨迹柿竹园式矽卡岩型钨锡多金属矿床模型大厂式层状交代（或Manto）锡石硫化物型锡矿床模型云南个旧式锡（铜）矿田矿床模型西华山式黑钨矿一石英脉型钨矿床模型l-古生界；2一花岗岩；3-石英脉型矿化；4-伟品岩型矿化；5-云英岩型矿化；6-花岗岩型矿化；7-“五层楼”结构（Al-线脉带；A2-细脉带；A3-细一大脉带；A4-大脉带；A5-尖灭带）；8-“三层楼”结构（Bl-线细脉带； B2-大（细）脉带；B3-尖灭带）西华山式黑钨矿一石英脉型钨矿床模型黄岗式矽卡岩型锡铁矿床模型1-晚侏罗系火山岩；2~6-基底地层（下二叠统）（2一砂岩；3-火山碎屑岩；4-大理岩；5-安山岩；6-细碧角斑岩）；7-燕山早期花岗岩；8-钙矽卡岩； 9-早二叠世火山喷发沉积贫铁矿层；IO-铁锡多金属矿体414式蚀变岩型钽（铌）矿床模型1-强钠长石化、锂云母化花岗岩；2一中钠长石化、锂云母化花岗岩；3-弱钠长石化、锂云母化花岗岩；4-中粒二云母花岗岩；5-变质岩；6-似伟晶岩马元式密西西比河谷型( MVT)铅锌矿床模型大梁子式铅锌矿床模型焦家-玲珑式金矿床模型河南祁雨沟式角砾岩筒型金矿床模型广东河台式剪切带型金矿床模型新疆康古尔式剪切带型金矿床模型烂泥沟式以钙质碎屑岩为容岩的金矿床模型泥堡式以凝灰岩为容岩的金矿床模型水银洞式层控卡林型金矿床模型阳山式以千枚岩为容岩的金矿床模型拉尔玛式以碳质硅岩为容岩的金矿床模型锡矿山式以碳酸盐岩为容岩的热水型锑矿床模型万山式以碳酸盐岩为容岩的热水型汞矿床模型沙拉岗式以碳酸盐岩一碎屑岩为容矿围岩的锑矿床模型甲基卡式伟晶岩型稀有金属矿床模型阿尔泰式增生大陆边缘非造山环境花岗伟晶型稀有多金属矿床模型瓦房店式大陆环境与金伯利岩有关的金刚石矿床模型贵州遵义式海相沉积碳酸盐岩型锰矿床模型广西下雷式海相沉积碳酸盐岩型锰矿床模型湖南湘潭式以黑色页岩为容矿岩石的富锰矿床模型宣龙式浅海一滨海相生物一沉积赤铁矿床模型宁乡式半封闭海相沉积铁矿床模型天鹿式砂岩型铜矿床模型大姚六苴式陆相砂岩型铜矿床模型东川式沉积一改造型铜矿床模型伊犁式砂岩型铀矿床模型保峰源式碳硅泥岩型铀矿床模型红土型金、镍和锰矿床蛇屋山式红土粘土型金矿床模型墨江一元江式红土型镍矿床模型清源式风化壳型锰矿床模型平果式风化壳型铝土矿床模型足洞式花岗岩风化壳型重稀土矿床模型茂名式风化壳型高岭土矿床模型下庄式花岗岩热液型铀矿床模型相山式火山岩热液型铀矿床模型思茅式陆相断陷盆地钾盐矿床模型内蒙古达拉特式砂钙质粘土中芒硝矿床模型柴达木一扎布耶式新生代盐湖中锂硼钾／钾镁（钙）盐矿床模型新生代坳陷碎屑一化学岩型天然碱矿床模型大石桥式镁质碳酸盐岩中滑石菱镁矿矿床模型大陆边缘火山岩带明矾石叶蜡石矿床模型大陆边缘火山带萤石矿床模型古陆裂陷沉积岩系中硼矿床模型罗布莎式与蛇绿岩有关的铬铁矿床模型石居里式塞浦路斯型块状硫化物铜矿床模白银厂式块状硫化物型铜铅锌矿床模型什邡式粘土岩一碳酸盐岩中磷矿床模型磨石山式区域变质型和热液改造型钛矿床模型阿舍勒式块状硫化物型铜锌矿床模型昆阳式碳酸盐岩一硅质岩中磷矿床模型天柱式碳酸盐岩中重晶石矿床模型金顶式铅锌矿床模型大水沟式被动大陆边缘热液型碲（金）矿床模型黄龙铺式碳酸岩型钼铅矿床模型玄武岩型铜矿床模型大水式以碳酸盐岩为容岩的金矿床模型台湾金瓜石式高硫型浅成低温热液型金（铜）矿床模型闽西紫金山式浅成低温热液型金矿床模型额仁陶勒盖式低硫型浅成低温热液型银矿床模型阿希式浅成低温热液型金矿床模型归来庄式与碱性杂岩有关的低硫型浅成低温热液型金矿床模型鞍山式太古宙硅铁质建造型铁矿床模型新余式元古宙硅铁质建造型铁矿床模型宁芜式与火山一次火山岩有关的氧化铁矿床模型白云鄂博式与地幔流体有关的REE - Fe - Nb矿床模型巴尔哲式碱性花岗岩型稀有稀土金属矿床模型牦牛坪式碱性岩-碳酸岩型稀土金属矿床模型镜铁山式大陆边缘凹陷槽热水沉积型铁矿床模型凡口式似层状铅锌银多金属矿床模型关门山式铅锌矿床模型麒麟厂式断裂一岩溶容矿型铅锌（银、镓、铟、锗）矿床模型TOP榜。
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
第五节 金 属矿物特征
03
第三节 脉 系特征
06
第六节 原 生金属矿化
分带
13
第八章 流体包裹体及 稳定同位素示踪研究
稳第 定八 同章 位 素流 示体 踪包 研裹 究体
及
01 第一节 流体包裹 02 第二节 流体包裹
体样品采集及测试
体特征
03 第三节 流体包裹 04 第四节 硫同位素
第一节 取得的主要成果 第二节 研究展望及找矿勘查意 义
17 参考文献
参考文献
18 封底
封底
感谢聆听
202X
西藏驱龙斑岩-夕卡岩铜 钼矿床(秦克章[等]著)
演讲人
2 0 2 X - 11 - 11
01 封面
封面
02
西藏驱龙斑岩－夕卡岩 铜钼矿床
西藏驱龙斑岩－夕卡岩铜钼 矿床
03 内容简介
内容简介
04 序
序
05 前言
前言
06 第一章 绪论
第一章 绪论
第一节 斑岩铜 钼矿研究现状与
第二节 第三节 移
第四节
第五节
蚀变类型及蚀变矿物学
矿区蚀变分带 蚀变过程中元素质量迁
蚀变作用演化过程 热液成矿活动时限
12
第七章 矿化地质特征 及脉系研究
特第 征七 及章 脉 系矿 研化 究地
质
01
第一节 矿 体特征
04
第四节 矿 物生成顺序 和共生关系
02
第二节 矿 石特征
10
第五章 高氧化岩浆侵 位序列与岩石成因研究
第五章 高氧化岩浆侵位序列 与岩石成因研究
第一节 中新世花岗质杂岩体地 质特征 第二节 成岩时代 第三节 矿物学研究 第四节 岩石地球化学特征 第五节 岩石成因及演化
11
第六章 蚀变岩石学与 蚀变分带研究
第六章 蚀变岩石学与蚀变分 带研究
第一节 研究
物理场与成矿
02 第 二 节 区 域 地 层
04 第 四 节 区 域 构 造
变形
06 第 六 节 区 域 地 球
化学场与成矿
第二章 区域地质
第七节 区域矿产
08 第三章 矿床地质特征
第三章 矿床地质特征
第一节 矿区地质 第二节 地球物理、地球化学特征
09 第四章 成矿构造
第四章 成矿构造
第一节 矿区构造 第二节 脉系产状 及丰度统计 第三节 脉系穿插 关系
存在问题
第二节 位置交 通、自然地理、
经济概况
第三节 驱龙矿 区以往地质工作
情况
第四节 研究意 义
第五节 研究内 容及研究方法
第六节 创新及 特色
A
B
C
D
E
F
07 第二章 区域地质
第二章 区域地质
01 第 一 节 区 域 大 地
构造位置
03 第 三 节 区 域 岩 浆
岩
05 第 五 节 区 域 地 球
0 1
第一节 成矿物 质来源
0 2
第二节 成矿物 理化学条件
0 4
第四节 锆石－ 磷灰石（U?TH） ／HE定年与冷却 －隆升过程研究
0 5
第五节 成矿模 式
0 3
第三节 富铜富 硫成矿流体对形 成巨型斑岩铜钼 矿的控制
0 6
第六节 成矿关 键控制因素
16 第十一章 主要成果及 研究展望
第十一章 主要成 果及研究展望
体显微测温
地球化学
05 第五节 氢－氧同 06 第六节 结果讨论
位素地卡岩铜矿地质特征
第九章 外围知不拉－浪母家果夕卡岩铜矿地质特征 第一节 知不拉－浪母家果夕卡岩铜矿床地质特征 第二节 与驱龙斑岩铜钼矿的关系
15 第十章 成矿机制及成 矿模式
第十章 成矿机制 及成矿模 式