陳 大

(貴州省有色金屬和核工業(yè)地質(zhì)勘查局 地質(zhì)礦產(chǎn)勘查院,貴州 貴陽 550005)

玄武巖銅礦,最早由Kirkham于1984定義為火山巖序列中斷裂控制的整合和大致整合產(chǎn)出的脈狀銅硫化物和/或自然銅礦床并命名為火山巖紅層銅礦。Cox and Singer (1986)重新命名了玄武巖銅礦,其涵義是指陸上玄武巖內(nèi)之厚層序列(指巖流分層)上部包括浸染狀和/或分散狀(disseminated)自然銅與銅硫化物以及上覆沉積巖層中銅硫化物在內(nèi)的多樣化礦床組合,此后,雖然Lindseyet al.(1995)把這類礦床又歸并到與沉積巖容礦型銅礦之空間和/或成因上相關(裂谷相關)的礦床類型,但前者已基本成為行業(yè)標準而沿襲下來。

本文的研究是在回顧滇黔地區(qū)玄武巖銅礦找礦與研究現(xiàn)狀后,帶著諸多困惑,在查核北美基韋諾半島玄武巖銅礦的基礎上,開展二者相似性、差異性的對比研究,以期獲得有關滇黔地區(qū)玄武巖銅礦成礦方面的啟示,或者提出一些找礦方面的建議。

1 滇黔地區(qū)玄武巖銅礦研究現(xiàn)狀及存在問題

朱炳泉等最早于 2002年發(fā)現(xiàn)了滇黔邊界存在一條代表地幔深斷裂-巖石圈不連續(xù)界面的北西向構造隱性地球化學急變帶,并據(jù)其北東側(cè)遠高于東川地區(qū)的銅、鎳、鉑、鈀異常,以及地球化學急變帶成礦的分帶性規(guī)律,認為會出現(xiàn)一個銅的礦集區(qū);而據(jù)魯?shù)檠睾右粠У淖匀汇~-氧化銅礦化,認為其成礦地質(zhì)背景、礦石類型和蝕變現(xiàn)象與美國基韋諾銅礦較為相似(Zhu et al.,2003),提出了礦化受古火山口相角礫凝灰?guī)r-氣孔狀熔巖和上覆宣威組碳泥質(zhì)層控制,與古火山口環(huán)境同生熱液活動密切相關等看法(朱炳泉等,2002b,2003a,2003b)。張正偉等(2003,2004)還劃分出了6種銅礦化類型,并認為位于玄武巖第三段上部的瀝青質(zhì)銅礦化在區(qū)域上分布廣泛,礦化層穩(wěn)定,最具有科學研究意義和找礦前景。

此后,經(jīng)過十余年的找礦工作,滇黔兩地總共獲得控制與推斷類銅金屬資源量約7萬噸(王居里等,2006;李厚民等,2009;陸國章,2012),加上以前所獲的魯?shù)樾≌~礦科研儲量 3.4萬噸,巧家新店子銅礦D級儲量0.47萬噸,丘北六毒銅礦C+D級儲量1.15萬噸,貴州西部各礦點C+D級儲量2078噸(薛步高,2007),以及赫章德卓三疊系砂巖銅礦(暫難利用)5.29萬噸(《中國礦床發(fā)現(xiàn)史·貴州卷》編委會,1996),區(qū)內(nèi)玄武巖銅礦各類總量約17萬噸;其中小寨銅礦可能重復計算,另還有近年正在勘查的貴州威寧縣銅廠河西區(qū),可能有些資源量,但總數(shù)約 17萬噸的資源量應是基本準確。

成礦理論方面,由于當時找礦所循之礦床模型為朱炳泉等介紹的基韋諾銅礦(Zhu et al.,2003;朱炳泉等,2002a,2002b;朱炳泉,2003a,2003b),內(nèi)容大致包括:

(1) 該區(qū)域已發(fā)現(xiàn)8個超大型和8個大中型礦床,成礦規(guī)模突破5000萬噸;

(2) 主礦段產(chǎn)于 Portage Lake玄武巖層與Copper Harbor礫巖層之間,均為層狀礦,按控礦圍巖可分為產(chǎn)出于 Copper Harbor礫巖層下部的礫巖礦、產(chǎn)出于Portage Lake火山巖頂部的火山巖杏仁礦、產(chǎn)出于Nonesuch砂頁巖內(nèi)的砂頁巖礦層和產(chǎn)于礫巖和火山巖的切層或平行層理的裂隙中的脈狀礦;

(3) 成礦為古火山口環(huán)境下的同生熱液成礦。據(jù)朱炳泉等(2002a,2002b;2003a,2003b)認為,滇黔地區(qū)玄武巖銅礦,礦化受二疊紀玄武巖最上部古火山口環(huán)境和上覆宣威組碳泥質(zhì)層控制,礦層厚度變化在15～80 m之間;張正偉等(2004)的研究也認為,滇黔地區(qū)賦存于玄武巖第三段頂部瀝青質(zhì)銅礦化是最具科學研究意義和找礦前景的,火山噴發(fā)中心周圍裂隙帶的蝕變硅質(zhì)瀝青巖化是找礦的主要標志。

這些形成了找礦人心中的找礦模型:即礦層賦存于玄武巖頂部至宣威組底部一段,成礦與一定的古火山口或同生火山氣液有關(戴傳固等,2004;羅孝桓等,2002;劉遠輝等,2003;李厚民等,2009;王曉剛等,2010),且這一觀念根深蒂固、影響深遠,很多碩博論文均有古火山口和火山同生熱液成礦的提法,并引用了朱炳泉對兩地銅礦對比的論述(孫利博,2012;唐冬梅,2006),也多有學者在研究中引用了這一礦床模型。

然而作者在區(qū)內(nèi)的找礦過程中卻發(fā)現(xiàn),滇黔地區(qū)玄武巖銅礦的礦化位置與基韋諾存在很大差異,瀝青質(zhì)銅礦化也是較少發(fā)現(xiàn),而古火山口更是沒有什么蹤跡可尋。在2010年前后實施的玄武巖銅礦資源潛力評價中,更是對火山機構的找尋費盡心神,但作者認為效果并不好。為了方便指導區(qū)內(nèi)繼續(xù)找礦,最近在總結及查證過程中,作者發(fā)現(xiàn)存在著許多理論與認識上的問題:

(1) 對基韋諾銅礦特征的描述存在很大偏差,而且滇黔地區(qū)與基韋諾玄武巖的地質(zhì)環(huán)境也存在很大差別,這為后邊的對比或者相似性的論述均埋下了很大的隱患,導致的結果是一味強調(diào)相似性,對其地質(zhì)特征與成礦規(guī)律的差異性認識不足;再者,由于未能真實反映基韋諾銅礦成礦特征,導致對本類礦床的理論認識同樣存在偏差,如諸多文章和碩博論文普遍論述的同生論、以及古火山口、瀝青質(zhì)對成礦的重要性等;還有就是認為過渡帶銅礦(馬豆子式的、結核狀的、鋁土質(zhì)泥巖型的)是可與懷特派恩砂頁巖型銅礦對比的礦床,以致于有學者認為威寧地區(qū)找到2～3個大型沉積型、銅資源量達500萬噸的銅礦是有可能的(廖震文和胡光道,2006)。

(2) 由于在對滇黔地區(qū)的研究中,拼命強調(diào)與基韋諾的相似性,因此,對含礦巖系的研究存在諸多不足,綜觀現(xiàn)有研究,就存在不下六種版本的含礦巖系描述或柱狀圖:

①朱炳泉等(2002a)的研究顯示,礦化層位位于中下三疊統(tǒng)至峨眉山玄武巖頂部第四段(包括層一、層二約90余米),主要礦化段位于過渡帶至峨眉山玄武巖第四段硅質(zhì)瀝青層之間(15～80 m),礦石類型以自然銅和氧化銅為主。

②張正偉等(2003,2004)的研究顯示,有6個礦化層位,主要為瀝青質(zhì)銅礦,位于峨眉山玄武巖第三段頂部的熔結凝灰?guī)r、火山凝灰角礫巖內(nèi),厚度為4 m,而對應于朱炳泉等(2002a,2003a,2003b)描述的柱狀圖中,僅有一層硅質(zhì)瀝青層厚1 m左右。

③侯蜀光等(2007)的研究顯示,礦化產(chǎn)出于峨眉山玄武巖組第三段頂部至宣威組底部,共 5個礦化層,并強調(diào)了宣威組底部沉積改造型具有較好的找礦潛力。

④廖震文和胡光道(2006)的研究顯示,黔西北地區(qū)玄武巖銅礦總體分 4種類型的礦化,其中Ⅰ型礦化位于宣威組底部含鐵鋁黏土質(zhì)層中,Cu品位約1%,厚2～10 m;Ⅱ型礦化賦存于杏仁狀-氣孔狀玄武巖、熔結角礫巖、火山角礫巖中;Ⅲ型礦化產(chǎn)出于2 層厚層塊狀玄武質(zhì)熔巖所夾的火山碎屑巖、凝灰?guī)r中,厚 4～6 m,銅品位為 1%～4%;Ⅳ型礦化僅發(fā)現(xiàn)于貴州盤縣地區(qū),主要賦存于第一段凝灰?guī)r中,為風化淋濾作用形成。

⑤羅孝桓等(2002)的研究顯示,威寧地區(qū)玄武巖銅礦主要產(chǎn)于第二段頂部和第三段,巖性以杏仁-氣孔狀玄武巖、凝灰?guī)r夾角礫巖或凝灰質(zhì)巖類為主。

⑥李厚民等(2009)的研究顯示,四個礦化層分別賦存于第三段頂部及第四段。

通過上述分析不難看出,除廖震文、羅孝桓的研究為貴州西部外,其余均是滇東北,且都是以魯?shù)檠睾?、小寨一帶為?但礦化層的分布顯然并不統(tǒng)一,只能說明有些研究者刻意強調(diào)了與上述模型的相似之處,卻忽略了其他的礦化層。

(3) 在上述模型的誤導下,以及含礦巖系的混亂狀態(tài)下,滇黔地區(qū)玄武巖銅礦找礦一直比較盲目。直到最近,潛力評價項目的實施,我們?nèi)匀徊恢辣绢惖V床賦存部位之主次、古火山口在哪兒、成礦作用是什么、哪些因素是成礦的主要因素,而其他一些研究(單衛(wèi)國等,2007),同樣沒有把問題搞清。

上述諸多問題,也是寫作本文之起因,而本項研究對于重新認識基韋諾銅礦特征,及其與滇黔地區(qū)銅礦地質(zhì)環(huán)境與礦床特征的差異性就理論和找礦實踐兩個方面均有積極的意義。

2 基韋諾玄武巖銅礦

2.1 中大陸裂谷系統(tǒng)及其地殼結構

位于北美克拉通南緣的中大陸裂谷系統(tǒng)(MCR、MRS、MCRS),現(xiàn)地表大多已被顯生宙沉積物所覆蓋,重力和航磁資料顯示,裂谷系統(tǒng)呈弧形向西南和東南兩個方向延伸,在蘇必利爾湖地區(qū),裂谷穿過2.8～2.6 Ga的晚太古代花崗巖-綠巖地體,從蘇必利爾湖至愛華,并穿過古元古代1.85 Ga的佩尼奧克統(tǒng)造山帶,向南延伸到堪薩斯州(Merino et al.,2013),向東南延伸至格林威爾造山帶前緣(Merino et al.,2013),總長約2500 km(Miller,2007),據(jù)地震反射測算,裂谷最大深度達32 km(至莫霍面深度37～55 km),裂谷形成受邊界斷裂 Ⅰsle Royale(ⅠR)斷層和基韋諾斷層(KF)限定,谷內(nèi)地殼呈四層結構,谷外(ⅠR斷層以北和 KF斷層以南)呈三層結構(圖1,圖2)(Behrend et al.,1988)。

圖1 北美中大陸裂谷系統(tǒng)(據(jù)Stein et al.,2011)Fig.1 Mid-continent rift system of the North America

圖2 蘇必利爾湖中心地帶沿 GLIMPCE Line A剖面根據(jù)地震反射數(shù)據(jù)和布格重力數(shù)據(jù)解譯的地質(zhì)構造模式圖(據(jù)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

北美中大陸裂谷系統(tǒng)是在古元古界和太古宇地殼基礎上發(fā)展而來,據(jù)Miller (2007)的研究,盆內(nèi)地層屬中元古界基韋諾超群,裂谷演化經(jīng)歷了早期(1109～1107 Ma)、休眠期(1107～1102 Ma)、主要期(1102～1094 Ma)和晚期(1094～1086 Ma)四個巖漿活動階段。早期巖漿活動基本對應了Powder Mill火山巖、Osler火山巖的中下部,以玄武質(zhì)巖漿活動為主;而休眠期,除Osler玄武質(zhì)巖漿活動基本連續(xù)外,其他地域除間歇性的流紋質(zhì)巖漿活動外,火山活動基本停止;而到主要期,從Powder Mill火山巖和Osler火山巖上部直至 Portage Lake火山巖頂部(1096.2±1.8～1094.0±1.5 Ma) (Davis and Paces,1990),區(qū)內(nèi)持續(xù)以玄武質(zhì)巖漿活動為主;晚期以 Porcupine火山巖(Zartman et al.,1997年獲得了頂部碎屑流紋巖流的鋯石年齡為1093.6±1.8 Ma)和Copper harbor礫巖頂部的 Lake Shore步梯狀間層火山巖為代表,說明火山活動逐步減弱并最后終止(1086 Ma),而Copper Harbor礫巖也說明裂谷中央地塹仍明顯下沉,并充填大量河流沖積物,這一階段相當于構造模式圖(圖2)中沉積巖-火山巖段。此后,本區(qū)裂陷作用基本結束,形成了廣泛的陸緣碎屑物沉積(從Nonesuch頁巖、Freda砂巖直至 Jacobsville 砂巖),并于構造期因擠壓抬升作用形成地壘,南西臂水平縮短達30 km,地壘邊界形成陡傾斜斷層。

2.2 中元古界基韋諾超群

基韋諾超群是北美中大陸裂谷系統(tǒng)(MCRS)內(nèi)賦存的地層單位,其形成時代為中元古代,現(xiàn)按從老至新介紹如下:

Portage Lake火山巖系:根據(jù)美國地調(diào)局(USGS)在線空間數(shù)據(jù)(Mineral Resources On-Line Spatial Data),Portage Lake火山巖系為一套以玄武巖為主、次為安山巖和少量流紋巖的熔巖流,偶爾間夾碎屑沉積巖(包括砂巖和泥巖),出露厚 2743～4572 m(Butler and Burbank,1929;Robertson,1975;Nishioka et al.,1984),最厚達9144 m(蘇必利爾湖)(Nishioka et al.,1984);另據(jù)裂谷中心盆地的地震資料,這是一套反射相當強且厚約6～10 km的玄武巖流及間夾沉積巖(Cannon et al.,1989)。根據(jù)White (1968)的研究,以間夾礫巖為標志層,這套火山巖系可分為多個巖流,每個巖流又可分為四個帶:底部流(Flow Base)、塊狀內(nèi)部流(Massive Flow Ⅰnterior)、過渡帶(Transition Zone)和 頂 部 流 (Flow Top)(Püschner,2001),這樣的結構可能受海水快速淬火作用形成(圖3)。

圖3 Portage Lake火山巖系單層熔巖流結構示意圖(據(jù)Püschner,2001)Fig.3 Schematic map of the lava flow of the Portage Lake Volcanics

關于 Portage Lake火山巖系的下伏地層(Pre-Portage Lake),根據(jù)地震資料顯示,這是一套獨立反射層長度和連續(xù)性均明顯低于Portage Lake火山巖的層狀巖性序列,重力高密度顯示其可能是玄武巖,厚度最大達13 km(盆地中心),雖然Osler火山巖產(chǎn)出有強烈的反射層而似乎有巖性上的差異,但其仍可能部分或全部與Osler火山巖有關(Cannon et al.,1989;Bornhorst,1997;Miller,2007)。

Porcupine火山巖:有的資料稱為未命名火山巖(Huber,1973),也有資料把它歸并到Portage Lake火山巖系中(Ojakangas et al.,2001;Schmidt and Williams,2003),分布于 Porcupine山附近,通常為灰黑色玄武巖、安山巖和長英質(zhì)流紋巖,以及偶爾間夾層狀沉積巖,以玄武巖和安山巖為主,次為流紋巖。其厚度在 Porcupine山達最大,向兩側(cè)尖滅,呈盾形分布;被解釋為在Porcupine山脈附近呈中心式噴發(fā)的火山盾,與下伏 Portage Lake溢流玄武巖在火山活動方式上存在顯著區(qū)別;上覆 Copper Harbor礫巖與 Porcupine火山巖在厚度方面存在相反的變化趨勢;這顯示在Copper Harbor礫巖沉積期間,同時形成Porcupine盾形火山巖,標志著大范圍且大量陸上火山活動向廣闊的裂谷期后盆地河流紅層沉積的轉(zhuǎn)變。

在玄武巖、玄武質(zhì)安山巖和安山巖中,PortageLake火山巖和 Porcupine火山巖在主元素組成方面極為相似,且特別富集輕稀土(LREE)和 Th;但在流紋巖化學組成和礦物學方面,二者存在較大區(qū)別,多數(shù)情況下,Portage Lake火山巖中的流紋巖是無斑隱晶質(zhì)的,或者包含稀疏的石英斑晶,相反,在Porcupine火山巖中,大量的流紋巖從無斑隱晶到大量的石英或長石斑晶的都有;且 Portage Lake火山巖中的流紋巖具有相對較低數(shù)量的不相容元素(如LREE、Zr、Y、Hf、Th);放射性同位素分析顯示,大多數(shù)的Portage Lake流紋巖起源于已經(jīng)噴發(fā)并且小范圍分布的基韋諾玄武巖的部分熔融,如果有的話,也有可能來源于古老的基底,然而Porcupine的流紋巖卻有很大數(shù)量來源于古老的基底。

Copper Harbor礫巖:厚度變化為107～1829 m,與Portage Lake火山巖頂部一段表現(xiàn)為楔形相接并最終覆蓋(Huber,1973),根據(jù)美國地調(diào)局(USGS)礦產(chǎn)資源在線空間數(shù)據(jù),其巖性為紅色巖屑礫巖和砂巖,以及產(chǎn)出于近頂部的鐵鎂質(zhì)-長英質(zhì)火山熔巖流,這些熔巖流與礫巖層相間分布且多達31層,形成步梯狀格局(Lake Shore traps)。

Nonesuch頁巖:厚度變化為38～213 m,根據(jù)美國地調(diào)局(USGS)礦產(chǎn)資源在線空間數(shù)據(jù),其巖性為灰色、綠色和褐色巖屑粉砂巖、頁巖和砂巖,在其近底部產(chǎn)出有銅硫化物和自然銅礦化,美國礦物協(xié)會資料顯示還存在有碳酸鹽,并說明是一種正常的氧化環(huán)境,但靠近 White Pine礦的南部地區(qū),頁巖變?yōu)楹谏p少,產(chǎn)出了相當數(shù)量的銅硫化物及自然銅礦石,與下伏Copper Harbor礫巖整合并相互楔接(Bornhorst and Barron,2013)。

Freda砂巖:厚度在 3658 m以上,根據(jù)美國地調(diào)局(USGS)礦產(chǎn)資源在線空間數(shù)據(jù),其巖性為淺紅-褐色為主的中-細粒巖屑長石砂巖、粉砂巖和含云母粉砂質(zhì)頁巖。

Jacobsville砂巖:厚度超過 3000 m,根據(jù)美國地調(diào)局(USGS)礦產(chǎn)資源在線空間數(shù)據(jù),其巖性主要為紅色、褐色和白色的石英質(zhì)砂巖和少量粉砂巖、頁巖及礫巖,本巖性段與下伏地層為不整合接觸(Nishioka et al.,1984)。

2.3 與玄武巖有關銅礦床類型

根據(jù)有關研究,基韋諾半島產(chǎn)出了與中大陸裂谷有關的成礦系列共 8種礦床類型,包括巖漿型銅鎳鉑族元素礦床、鈦鐵(釩)礦床、堿性巖鈾-稀土礦床、角礫巖筒型銅(鉬)礦床、熱液型的玄武巖(及夾層沉積巖)自然銅礦床、沉積巖型銅硫化物和自然銅礦床、火山巖銅硫化物礦床(玄武巖型輝銅礦礦床)以及多金屬(5種元素)脈狀礦床,而其中已形成一定開發(fā)規(guī)模的均來源于熱液礦床,巖漿型礦床處于勘查階段并只有少量開采(Miller et al.,1995;Nicholson et al.,1992)(圖4)。

圖4 蘇必利爾湖地區(qū)中元古宇地層產(chǎn)出礦床分布圖(據(jù)Miller et al.,1995)Fig.4 Map of t Lake Superior region showing locations of major ore deposits hosted in the Middle Proterozoic rocks

由于能夠與滇黔地區(qū)玄武巖銅礦對比的只有玄武巖(及夾層沉積巖)自然銅礦床、玄武巖型輝銅礦礦床以及沉積巖型銅硫化物和自然銅礦床三種,而這三種類型剛好可完全限定在前面“玄武巖銅礦”定義的范疇,且由于篇幅所限,因此,下面僅描述此三種類型。

2.3.1 玄武巖(及夾層沉積巖)自然銅型礦床

在北美蘇必利爾湖地區(qū),玄武巖型自然銅礦床產(chǎn)出于基韋諾半島中段不足100 km范圍(圖4),主要礦石生產(chǎn)范圍限于基韋諾半島45 km長的帶狀區(qū)域(圖5)和西南部的格林蘭-馬斯分區(qū)(位于圖5南西約40 km)。據(jù)Reed (1991)的研究,礦床全部產(chǎn)出于基韋諾斷層上盤之 Portage Lake火山巖系內(nèi),從礦化分布看,沒有明顯的趨勢,從產(chǎn)出的礦量看,礦化相對集中于 Portage Lake火山巖系的中上部;除2%的金屬量產(chǎn)出于次級斷裂或裂隙中外,賦礦機構主要為各層巖流之杏仁巖或杏仁狀玄武巖、角礫狀玄武巖組成的頂部流(Flow-top)(58.5%)及巖流間夾的層間礫巖層(39.5%)(Bornhorst et al.,1988)(圖6),二者有比較相近的礦物生成順序,但礦物復雜性明顯不同(圖7),頂部流中礦床(包括礦脈)的礦物組成較礫巖中礦床的要多,但它們在微斜長石、綠簾石、自然銅、石英、方解石、硫化物(少量)、硫酸鹽(少量)的組成方面是相似的(Reed,1991;Bornhorst and Barron,2011)。

圖5 基韋諾半島自然銅礦區(qū)(不包括格林蘭-馬斯分區(qū))主要自然銅礦床分布地質(zhì)略圖(據(jù)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火山巖內(nèi),在具有充足的原生孔隙度的角礫狀和杏仁狀的頂部流和層間礫巖的容礦巖中,礦體呈自然銅的板狀、層狀集合體,而次生的孔隙賦存于沿斷層分布的主脈中。由于礦床代表了重要的地層學空間位置,所以容礦巖均被賦予了非正式的巖流成員名稱,有大約 85%的礦石產(chǎn)量來源于四個這樣的賦礦層:卡柳梅特和赫克拉(Calumet&Hecla)礫巖、奇爾沙治(Kearsarge)頂部流、波羅的海(Baltic)頂部流、皮瓦比克(Pewabic)頂部流(圖6中5、3、1、6號賦存位置)。

通常,采場空間高 3～5 m,柱狀富礦體在寬30～150 m、傾向長50～600 m范疇延伸,主礦體走向長1.5～11 km,傾向1.5～2.6 km,最大的礦體——卡柳梅特和赫克拉礫巖采礦場走向延伸了 4.9 km,傾向延伸了2.8 km(Bornhorst and Barron,2013)。

在礦物組成方面,自然銅往往伴生一定量的自然銀,這兩種金屬占了金屬礦物的 99%,另有低于0.2%的As與銅銀形成固溶體,礦區(qū)內(nèi)硫化礦物較為罕見,輝銅礦僅有痕量,黃鐵礦則沒有發(fā)現(xiàn)(Bornhorst and Barron,2013);除此之外,有超過100種不同的次生蝕變礦物,其中有 24種是常見的;并且,針對上述兩種類型的礦床,有不同礦物組成、生成順序和富集程度(圖7)。

2.3.2 玄武巖型輝銅礦礦床

基韋諾半島已發(fā)現(xiàn)以輝銅礦為主要礦物的礦床共 12個,產(chǎn)出于半島北東端,主要產(chǎn)出于薩福克(Suffolk)至波希米亞山(Bohemia)一帶 Portage Lake火山巖系底部 1/4范圍,這些礦床包含了平均品位為2.3%,總量700萬噸的礦石(合16.1萬噸金屬銅),礦化大致受層位控制,輝銅礦主要產(chǎn)出于角礫狀和杏仁狀熔巖的頂部流中,也有少量自然銅充填于玄武巖和安山巖巖墻的細脈及張性裂隙中。

區(qū)內(nèi)最大輝銅礦礦床為Gratiot礦床(543-S),據(jù)Maki and Bornhorst (1998)的資料,擁有平均為2.3%約 450萬噸的礦石量(折合 10.35萬噸銅金屬,另有一說為4%的110萬噸礦石量),達小型規(guī)模。

Gratiot礦床沿區(qū)域性倒轉(zhuǎn)的基韋諾斷裂延伸約1.4 km,產(chǎn)出于長約12 km的格拉希厄特-薩?？藬鄬訋?nèi),斷層有大約 7 m的地層位移,產(chǎn)狀與玄武質(zhì)熔巖層面和基韋諾斷層近于平行。在礦床鄰近區(qū)域,玄武質(zhì)熔巖流被兩個英安巖-安山巖巖墻近平行侵入。礦體主要產(chǎn)出于角礫狀、杏仁狀頂部流中,少量產(chǎn)出于內(nèi)部流和巖墻內(nèi),由于兩巖墻同時存在的地方也是斷裂作用和碎裂作用最發(fā)育的地方,最高品位和噸位的礦體出現(xiàn)于兩巖墻同時出現(xiàn)并且都厚的地方。另外兩條重要的斷層切割了礦床,其中之一是克羅斯-格拉希厄特斷層,斷層大致垂直于熔巖流的產(chǎn)狀,并有大約15 m地層位移,另一條為格拉希厄特斷層,斷層與玄武質(zhì)熔巖流近于平行,并有很小的地層位移。最高品位的礦石分布往往與格拉希厄特-薩福克斷層、格拉希厄特斷層、克羅斯-格拉希厄特斷層的交叉點有關(Maki and Bornhorst,1998;Robertson,1975)。

圖6 基韋諾半島自然銅礦區(qū)主要礦體賦存位置及產(chǎn)量柱狀圖(據(jù)Reed,1991)Fig.6 Stratigraphic column showing the location of major producing lodes and lode production

礦床主要礦物組成中,輝銅礦是主要的含銅礦物,其他含銅礦物僅有痕量到少量發(fā)現(xiàn),大量的脈石礦物為綠泥石、綠簾石、鉀長石、葡萄石、石英和方解石等。礦物生成順序中,自然銅僅次于鉀長石之后形成,再其次為黃鐵礦、黃銅礦、斑銅礦、輝銅礦和赤鐵礦等,次生礦物的最后階段形成的是冰長石、濁沸石和更多的方解石(Maki and Bornhorst,1998)。

圖7 基韋諾半島自然銅礦區(qū)次生熱液交代礦物共生次序及其相關豐度圖(據(jù)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 沉積巖型銅硫化物和自然銅礦床——以懷特派恩礦床為例

在北美基韋諾半島,與玄武巖有關砂(頁)巖型銅礦產(chǎn)出有銅塢(Copperwood)和懷特派恩(White Pine)兩個礦床,分別位于 Porcupine山的東、西兩側(cè)。其中銅塢礦床是由加拿大Orvana礦物公司近年在懷特派恩礦床西側(cè)發(fā)現(xiàn)的重要礦床,現(xiàn)已進入可行性研究階段,根據(jù)公司提交的NⅠ43-101技術報告及項目可行性研究報告,項目總計探明平均品位Cu:1.41%、Ag:3.62 g/t的礦石儲量30.2 Mt(折合金屬量Cu:42.582萬噸、Ag:109.324噸),達中型規(guī)模。懷特派恩礦床是是以沉積巖為容礦巖銅礦床的典型代表(Cox and Singer,1986),據(jù)估計,整個采礦區(qū)域賦存有平均品位Cu:1.1%、Ag:9 g/t的礦石量200 Mt(Miller et al.,1995),根據(jù)涂光熾(1994)提出的以大型礦床儲量下限的 3～5倍作為超大型礦床的儲量下限的界定,本礦床折合銅金屬量 220萬噸,相當于我國《礦區(qū)礦產(chǎn)資源儲量規(guī)模劃分標準》大型銅礦下限50萬噸的4.4倍,達超大型礦床規(guī)模。

懷特派恩礦床位于北美蘇必利湖地區(qū)基韋諾自然銅礦區(qū)西南西方向72～112 km處,為典型層狀礦床。礦化賦存于從 Copper Harbor礫巖最頂部至Nonesuch頁巖最底部約 6～7.62 m 的砂頁巖地層(White and Wright,1954),也稱為“含銅帶”(Cupriferous Zone),類似于中國的含銅巖系(圖8)。

圖8 懷特派恩 Copper Harbor礫巖組最頂部至 Nonesuch頁巖組底部含銅帶地層柱狀圖(據(jù) 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

據(jù)White and Wright (1954)的研究,在懷特派恩,含銅帶可分為四個單元,按照由老到新的順序,它們分別是下部砂巖(Lower Sandstone)、分界頁巖(Parting Shale)、上部砂巖(Upper Sandstone)和上部頁巖(Upper Shale)。

下部砂巖對應了 Copper Harbor礫巖最頂部1.52～6.10 m的灰色巖石單元,經(jīng)銅嶺公司鉆探工作證實,僅在懷特派恩地段,該巖層最頂部0.30～3.13 m的地方包含有銅礦物,以自然銅為主(White and Wright,1954)。

分界頁巖是 Nonesuch頁巖最底部的一個分層,其巖性以塊狀砂巖、粉砂巖為主,僅在過渡層之上發(fā)育有厚約0.30～0.61 m的薄層砂巖間夾頁巖地層,其上為塊狀粉砂巖，頂部含有豐富的泥裂,在某些地方這種裂隙切入達0.30～0.61 m,被河流沖積物充填并被上部砂巖覆蓋;本分層是重要的賦礦地層,其中薄層砂巖夾頁巖段賦存輝銅礦和自然銅可達1%～5%,而中部塊狀粉砂巖一般含銅1%～2%(White and Wright,1954)。

上部砂巖巖性非常相似于下部砂巖,但粒度小,卵石含量少些。通常,在頂部或接近頂部,上部砂巖在礦區(qū)內(nèi)包含有輝銅礦或自然銅。通過銅嶺公司鉆探資料證實,與下部砂巖一樣,這一巖層在大多數(shù)區(qū)域幾乎是不含銅的(White and Wright,1954)。

上部頁巖為上部砂巖之上的6.10～12.19 m的巖層,但是僅下部2.13～2.44 m是含銅的,其底部巖層序列明顯相似于分界頁巖的序列。在上部頁巖基底的薄巖層,類似于分界頁巖的底部,包含了 1%～5%的銅,如輝銅礦、自然銅。而在塊狀巖層上部或正上方,一般也含有約 1%的銅,而局部地,在塊狀巖層上部0.61～0.91 m的薄巖層也含有1%的銅(White and Wright,1954)。

主要礦物組成為輝銅礦,其次為自然銅,斑銅礦、銅藍、黃銅礦以極微量出現(xiàn),另有少量自然銀通常與銅礦物相伴出現(xiàn),黃鐵礦僅能局部發(fā)現(xiàn)于裂隙或含銅層內(nèi)部和上部一定巖層中(White and Wright,1954)。

2.3.4 三類銅礦銅金屬資源量總結

基韋諾半島三類銅礦的銅金屬量一直是個爭論的問題。據(jù)Bornhorst and Barron (2011)統(tǒng)計,本區(qū)采前地質(zhì)資源量1297.27萬噸(包括已開采的和未開采的,已開采的折算為采前資源量),其中自然銅879.97萬噸,未開采的小型輝銅礦 13.61萬噸(Cu 2.3%),沉積巖容礦層狀銅礦約403.70萬噸。

這一數(shù)據(jù)與Reed (1991)統(tǒng)計1845～1987年自然銅的產(chǎn)量 476.95萬噸相比,除去 Bornhorst and Barron計算中包括的未開采的自然銅 226.80萬噸,合 73.02%綜合采冶回收率,因此,基韋諾半島自然銅采前地質(zhì)儲量約879.97萬噸的數(shù)值基本可信。

對小型輝銅礦來說,根據(jù)平均品位 2.3%反算為591.74萬噸(未開采礦石量),與前文資料查證的總量700萬噸(16.1萬噸的銅金屬量)相比,差了108.26萬噸礦石量(折算金屬量 2.49萬噸),估計為開采損耗資源量,因此小型輝銅礦金屬量為 13.61萬噸基本可信。

Bornhorst and Barron (2011)統(tǒng)計的Porcupine山沉積型層狀銅礦銅金屬量,包括了懷特派恩的采前地質(zhì)資源量 267.62萬噸和未開采的銅塢/向斜西部的銅地質(zhì)資源量136.08萬噸。就懷特派恩礦床,這一數(shù)值與前文Miller et al.(1995)所估計220萬噸的銅金屬量相比有些差距;而據(jù) Reed (1991)統(tǒng)計1845～1987年硫化銅產(chǎn)量 137.35萬噸,相當于51.32%綜合采選冶回收率,結合本類銅礦品位較低的情形,也應屬實;而銅塢近年勘探證實銅金屬量42.58萬噸,加上向斜西翼衛(wèi)星礦和上部區(qū)間礦(Bornhorst and Williams,2013),總數(shù)136.08萬噸的估計也是可信的。因此,沉積型層狀銅礦銅金屬量403.70萬噸是可信的。

綜合上述結果,基韋諾半島三類銅礦采前地質(zhì)資源量共計 1297.27萬噸,扣除未開采的 376.48萬噸,則已開采的采前資源量 923.96萬噸,與 Reed(1991)統(tǒng)計1845～1987年總的產(chǎn)量614.31萬噸相比,三類銅礦綜合采選冶回收率 66.49%基本可信,因此,采前地質(zhì)資源量1297.27萬噸也是基本可信的。

3 滇黔地區(qū)玄武巖銅礦特征

3.1 玄武巖型輝銅礦(以黔西北為例)

如前所述,本類礦床僅有 2～3個點獲得一定資源量,如威寧黑山坡、大明槽、銅廠河(戴傳固等,2004),規(guī)模僅限幾百至千余噸,其余均為礦點或礦化點(約10余處),主要分布在貴州西部威寧、水城、盤縣等地,《貴州省區(qū)域礦產(chǎn)志》評述為規(guī)模小、變化大、品位低,工業(yè)遠景不大。

銅礦主要賦存于二疊系峨眉山玄武巖組頂部和上部,以凝灰?guī)r、氣孔狀玄武巖為主,少數(shù)為玄武巖,部分地段玄武巖中部亦有一至兩個含礦或礦化層位存在;礦體多呈透鏡狀,偶有脈狀和不規(guī)則狀產(chǎn)出,其中透鏡狀礦體多沿層間破碎帶、層間收縮裂隙或?qū)娱g滑動裂隙產(chǎn)出,礦化不均勻,形態(tài)復雜,厚度變化大,規(guī)模小,長、寬均可達數(shù)米至幾十米,厚數(shù)十厘米至幾米,而脈狀、不規(guī)則狀礦體,大多產(chǎn)于斷裂破碎帶中,形態(tài)復雜,厚度變化大,長寬規(guī)模與前者基本相當,厚 0.3～1.40 m;原生礦石礦物以黃銅礦、輝銅礦為主,斑銅礦、黝銅礦、藍輝銅礦、銅藍等次之,自然銅到處均可見但較分散,氧化礦石礦物有孔雀石、矽孔雀石、藍銅礦、赤銅礦及磚紅銅礦等,脈石礦物以石英、方解石為主,次為沸石、綠泥石、黃鐵礦、葡萄石、玉髓等;礦石銅含量一般為0.3%～1%,最高達7.13%(威寧銅廠河);礦石以粒狀和溶蝕狀結構,浸染狀、細脈狀、網(wǎng)脈狀及杏仁狀為主,塊狀、豆狀次之,氧化礦石具皮膜狀、條帶狀、環(huán)狀構造;圍巖蝕變主要有綠泥石化、炭瀝青化、褐鐵礦化、黃鐵礦化、硅化、沸石化、方解石化、鈉長石化、碳酸鹽化等。

3.2 古風化殼型銅礦

前人對古風化殼型銅礦基本沒有什么記載,但近年報道的特征,其產(chǎn)出巖性為鋁土質(zhì)泥巖(錢壯志等,2006),礦石呈馬豆子或結核狀等,由此可判定為古風化殼型銅礦。

3.3 三疊系砂巖型銅礦

本區(qū)三疊系銅礦產(chǎn)出于中-下三疊統(tǒng)砂巖內(nèi),共有含銅砂巖 13～14層,但每個礦點一般只有 3～4層,最多可達 6～7層;其中,中三疊統(tǒng)關嶺組 2層,下三疊統(tǒng)永寧鎮(zhèn)組3～5層,飛仙關組1～6層,以飛仙關組賦存礦床(點)最多且分布最廣、礦化最強,巖性為紫紅、灰綠色凝灰質(zhì)、玄武質(zhì)砂頁巖,偶夾灰?guī)r,斜層理、交錯層理、波狀層理發(fā)育。礦層多呈層狀、似層狀,少數(shù)透鏡狀,延長 30余米至幾公里,一般在 100～400 m,厚 0.3～0.5 m,可達 0.7～0.8 m,飛仙關組所賦礦層最厚可達 1.55 m,品位 0.3%～1.54%,平均一般都小于 0.8%,礦石礦物以輝銅礦為主,有時還包括黃銅礦或斑銅礦,以及氧化礦物孔雀石、蘭銅礦、赤銅礦、黑銅礦、自然銅等,脈石礦物有黃鐵礦、方解石、石英等,構造一般呈星散狀、斑點狀、細脈狀、浸染狀等,結構以他形粒狀結構較為常見。

1941年,樂森璕、羅繩武、阮維周等調(diào)查后認為是紅層式銅礦,大約在70年代,認為屬沉積成因,受巖相古地理控制。

4 基韋諾與滇黔地區(qū)玄武巖銅礦對比

4.1 構造背景

礦床的構造背景與地質(zhì)環(huán)境相似性是礦床是否具有可比性的基礎(Cllne et al.,2013),同時也是礦床分類決定性的控制因素(Mitchell and Garson,1981)。

成礦地質(zhì)背景方面,二者均是國際上認可的大火成巖省(Coffin and Eldholm,1994;Xu et al.,2004;Ali et al.,2005;Miller,2007;Ali et al.,2010),均以大陸溢流玄武巖為表現(xiàn)特征(表1)。中國西南的峨眉山大火成巖省普遍認為屬地幔柱成因(張招崇,2005;Ali et al.,2010),且噴溢前具強烈隆升作用(He et al.,2003;何斌等,2005;Ukstins and Bryan,2008),未形成裂谷系統(tǒng);而北美克拉通南緣的中大陸裂谷系統(tǒng),同樣存在地幔柱的作用(Hutchinson et al.,1990;Davis and Green,1997;Nicholson et al.,1997;Vervoort et al.,2007),且裂陷作用相對強烈,平均下沉速度達3.7 km/Ma,(北美板塊)平均漂移速度達22 cm/a(Davis and Green,1997)。

就其差異而言,北美基韋諾半島地區(qū),中大陸裂谷的構造背景及典型紅層盆地特征已得到普遍認可;而川滇黔之玄武巖分布區(qū),除個別學者認為屬古特提斯洋俯沖形成外(史仁燈等,2008),多數(shù)學者贊同熱點構造、地幔柱成因(表 1)(Courtillot et al.,2003;Xu et al.,2007),滇黔地區(qū)則表現(xiàn)為早期隆起(何斌等,2005),噴溢后洼地堆積,經(jīng)一定時限風化后,除滇中附近外,又被沼澤-海陸交替的含煤碎屑埋藏,二者差異極大。

4.2 玄武巖分布與產(chǎn)出特征

充填于中大陸裂谷系統(tǒng)的沉積物總厚達 30余公里,其中火山巖含量占 2/3(Miller,2007),包括了至少兩套火山巖系(圖2),它們在主要巖石組成和磁極方面是不相同的,其分布均限于中大陸裂谷系統(tǒng)中并被上覆碎屑沉積物掩埋,由于Portage lake火山巖系的下伏地層具有推測的成份,且二者均以玄武巖為主要巖性,因此,不再分開進行對比。

首先,玄武巖的空間產(chǎn)出、賦存狀態(tài)是不一樣的。北美中大陸裂谷系統(tǒng)所充填的火山巖系,估算厚度可達20 km,據(jù)Hutchinson et al.(1990)的最低估計,在蘇必利爾湖地區(qū)的鐵鎂質(zhì)巖體積總計達1.3×106km3(Hutchinson et al.,1990;Miller,2007),而據(jù)Cannon (1992)估計,整個裂谷系統(tǒng)的火山巖體積約 2×106km3(Cannon et al.,1989;Vervoort et al.,2007),且完全深埋于裂谷內(nèi),玄武巖噴溢時間介于1109～1086 Ma(有的資料上限年齡為1108 Ma(Davis and Green,1997))之間,持續(xù)達23 Ma,間隙期相對較長(Davis and Green,1997),形成了多個熔巖流并間夾碎屑沉積巖交互成層;相對而言,中國西南玄武巖厚度相對較薄(滇黔相鄰區(qū)更薄),最大最度僅5384 m,全區(qū)平均厚度705 m,面積25×104km2,估算體積約0.28×106km3(張云湘等,1988),中間無砂巖、礫巖夾層,也不具前述熔巖流四層結構,噴溢時限為257～260 Ma(Shellnutt et al.,2012),時長普遍認可是1～2 Ma,雖有分四個旋回之說,但噴發(fā)間隙期極短,層間往往僅見極少量薄層凝灰質(zhì)層(如威寧銅廠河,圖9)。顯然,中大陸裂谷系統(tǒng)玄武巖形成時間要比滇黔(川)地區(qū)玄武巖要長很多,二者的巖漿產(chǎn)出率是不一樣的,而且噴發(fā)旋回之間存在更大的差別,前者火山活動應是完全停歇了,并有海水活動,后者則不具備這樣的特征。

其次,二者在噴發(fā)方式上、噴發(fā)后的狀態(tài)、賦存等方面也存在區(qū)別。眾所周知,峨眉山玄武巖主要為裂隙式噴溢,但其火山集塊巖的發(fā)現(xiàn)也說明火山噴發(fā)并非寧靜式的(圖9),并且峨眉山玄武巖噴發(fā)后,需要流動到低洼地方,區(qū)域抬升后處于分散狀態(tài);而中大陸裂谷系統(tǒng)之熔巖流四層結構,可能說明,熔巖是寧靜溢出的,熔巖流溢出后,應是在裂谷原地盛放的,此后經(jīng)歷冷卻,這一過程中,由于上升之氣泡表面與空氣或水接觸之故,形成大量杏仁狀充填的沸石和角礫頂部流,而頂部流與間歇期形成的礫巖成為容礦空間,有學者認為這是古火山口相,其實聯(lián)系不大。

表1 滇黔地區(qū)銅礦與美國基韋諾銅礦特征對比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,就成礦重要性而言,全球前寒武紀裂谷環(huán)境玄武巖分布區(qū),往往形成銅的重要礦源層,如滇中銅礦、南澳奧林匹克壩銅礦、非洲的銅礦等(錢建平等,2013;陳根文等,2002);而在陸表散布的玄武巖一般較少成礦,如本區(qū)和全球其他大火成巖省區(qū)。

4.3 礦床特征與成因機制

(1) 就基韋諾半島的 Portage Lake火山巖系和滇黔地區(qū)的峨眉山玄武巖組來說,含礦巖系相似性在于二者均主要由玄武巖組成,均有自然銅和輝銅礦的礦化,銅元素含量也較高;差異性在于二者之間巖類組成、賦礦內(nèi)部組構、單層巖流結構等(圖3,6,9),由于這些差異特征,兩區(qū)域礦化的部位、賦礦巖石也就沒法對比,成礦特征也是有很大差別的:Portage Lake火山巖系以自然銅礦化為主,輝銅礦的礦化處于極次要的地位,峨眉山玄武巖組則以裂隙型輝銅礦(黃銅礦)的礦化為主,自然銅礦化極次,且分布零星分散;Portage Lake火山巖系上覆砂頁巖中的層狀銅礦化也與宣威組底部的礦化層是不可比的(成因上不同),張乾等(2008)就論述到以前的對比更多地強調(diào)了二者的相似之處,而實際上,二者之間存在的某些差別是巨大的,甚至對成礦起決定性作用。

(2) 礦床類型、礦石類型及主要礦物組合。就火山巖內(nèi)之銅礦化種類而言,兩個區(qū)域是相似的,均是自然銅和輝銅礦的礦化,反映兩區(qū)域在成礦機制上可能是相似的,但基韋諾半島以自然銅為主,且規(guī)模達超大型,礦物組合也較為復雜,而滇黔地區(qū)以裂隙型輝銅礦(黃銅礦)為主,規(guī)模僅為小型,礦物組合相對簡單,這一類型與基韋諾半島北東端Portage Lake火山巖系底部產(chǎn)于斷層中的玄武巖型輝銅礦有一定相似之處。古風化殼殘積型是滇黔地區(qū)特有的,發(fā)現(xiàn)于宣威組底部,礦石礦物以輝銅礦、斑銅礦、銅蘭為主,有浸染狀礦化和結核狀礦化兩種,這種礦化基韋諾地區(qū)未見報道;而砂頁巖型銅礦化,兩區(qū)域均有,但規(guī)模上不可比擬,礦石類型、礦物組合也有極大差異(表1)。

(3) 成因及成礦作用方面。由于基韋諾半島玄武巖型輝銅礦礦床規(guī)模小,研究也極少,其成因論及的資料幾乎沒有,因此本文也沒法論及這方面的內(nèi)容;而玄武巖自然銅礦床的成因,可從沉積型層狀銅礦的成因解釋中得到解決。對于沉積巖容礦層狀銅礦,兩階段的成礦模式基本得到廣泛認可(Miller et al.,1995;Brown,2006;Mauk et al.,1992)。其中產(chǎn)出于Nonesuch頁巖的層狀銅礦化,早期認為屬同生形成(White and Wright,1954;Miller et al.,1995);60年代,根據(jù)銅礦分布與下伏Copper Harbor礫巖楔入帶相關的事實,又提出了銅來源于下部,并交代同生鐵硫化物的認識(White and Wright,1966);此后,又認識到真正同生熱液成因的黃鐵礦不太可能,Brown (1971)和White (1971)又提出了“同成巖期硫、后生銅”的模式,黃鐵礦形成于成巖期并賦存于底部軟泥,隨后輝銅礦置換了黃鐵礦。

圖9 貴州西北部威寧縣銅廠河礦區(qū)含礦巖系柱狀圖Fig.9 Map showing the Tongchanghe mineral deposit ore-bearing rock series in Weining county of Northwest Guizhou province,China

近年,由于認識到下伏紅層的形成需要地下氧化流體并且大于1 Ma的風化年限,含銅的演化大氣水流體成礦模式終被提出(Brown,2005);考慮到區(qū)域范圍熱液礦物分帶的事實,又提出了深埋變質(zhì)流體與前述流體混合成礦的模式(演化大氣-變質(zhì)成礦流體系統(tǒng))(Brown,2006),這一模式統(tǒng)一解釋了層狀礦床與自然銅型礦床的成因(Bornhorst and Barron,2011;Bornhorst and Williams,2013),并在此后的研究中,得到了 Symons et al.(2013)古地磁學研究獲得有關層狀銅礦化與被掩埋的 Copper Harbor地層碎屑沉積物氧化為紅層的平均年齡為1063±8 Ma的強有力支撐,層狀礦化發(fā)生于Nonesuch頁巖被上覆Freda地層掩埋后的成巖期,這一結果不再支持同生熱液成礦的說法。而自然銅型礦床的形成,Bornhorst et al.(1988)應用Rb-Sr法對杏仁充填的微斜長石、方解石、綠簾石和綠泥石測定,獲得了 1060～1047 Ma的年齡,基本可限定其形成于格林威爾期地殼縮減階段(Cannon,1994),這同樣解釋了懷特派恩礦床形成于第二階段自然銅的成因,也符合成礦與逆沖斷裂有關的現(xiàn)象與看法(Miller et al.,1995),在此背景下,Brown (2008)提出了裂谷關閉期斷層上沖形成熱流柱的成礦機制。

而滇黔地區(qū)玄武巖銅礦,現(xiàn)有的發(fā)現(xiàn)基本可分為玄武巖內(nèi)的輝銅礦、自然銅礦化,宣威組底部的古風化殼型礦化,上覆三疊系砂巖型銅硫化物礦化,現(xiàn)分別論述它們的成因機制。

① 玄武巖內(nèi)的自然銅及銅硫化物礦化和上覆三疊系砂巖型礦化。關于銅質(zhì)的釋放,根據(jù)基韋諾現(xiàn)有研究,認為是紅層化的結果,并經(jīng)演化的大氣降水形成含銅鹵水;另外,其中還有兩個過程,那就是間夾沉積地層,在沉積過程中,海水對玄武巖的淋濾作用,Whiteand Wright (1954)就認為成礦與三角洲河道或主河道有關,因此,可以解釋為經(jīng)過海水浸泡過的玄武巖,其銅質(zhì)可能已大部富集于頂部流及間夾礫巖充填物中(Brown,2006);而淺變質(zhì)作用,更是促進銅質(zhì)活化的另一有效途徑,Haynes(1972)的研究認為玄武巖在遭受蝕變時能釋放大量銅。而滇黔地區(qū)的玄武巖組及相鄰地層,就紅層化作用來說,相鄰的僅限于中-下三疊統(tǒng)屬于紅層,現(xiàn)發(fā)現(xiàn)有多達 13個含銅礦(化)層,而玄武巖頂部,僅有少量古風化殼,底部除黔西南大廠附近外幾乎沒有古風化殼,達不到紅層化效果,一般沒有海水浸泡和變質(zhì)蝕變作用;就區(qū)內(nèi)玄武巖銅礦成因多數(shù)學者認為屬構造或盆地熱液形成(李厚民等,2004;張乾等,2007),許連忠(2006)的研究同樣不再支持火山同生熱液成礦。作者認為,其物質(zhì)來源與基韋諾半島是相同的,但活化過程中,由于玄武巖海水淬火作用、紅層化作用、海水浸泡和變質(zhì)(或強烈蝕變)作用四個方面的缺失,單靠層間滑動這類有限的構造作用與熱液流體,成礦物質(zhì)活化嚴重不足(釋放機制缺乏),成礦因物質(zhì)供給不足、構造空間有限而規(guī)模較小。

② 古風化殼型礦床,如馬豆子式(王富東等,2011)和結核狀銅礦化(王居里等,2006),鋁土質(zhì)泥巖型銅礦(侯蜀光等,2007),還有其他的如稀土、鐵鈦多金屬(楊瑞東等,2006;楊平等,2013),現(xiàn)有研究認為是沉積巖中的層狀銅礦化(王居里等,2006;王富東等,2011;錢壯志等,2007),且多強調(diào)其發(fā)現(xiàn)意義,就礦床成因之物質(zhì)來源及成礦作用方面研究尚不清楚,但想當然地認為屬與懷特派恩礦床相似的同生熱液成因,并妄想有形成超大型礦床潛力是不現(xiàn)實的。

5 結論與啟示

5.1 結論

(1) 系統(tǒng)總結了北美中大陸裂谷系統(tǒng)(MCRS)特征及基韋諾半島Portage Lake火山巖系(及夾層沉積巖)自然銅型礦床、沉積型硫化物和自然銅礦床、火山巖銅硫化物礦床三類礦床特征及成因機制研究進展,就礦床規(guī)模、賦礦主巖及巖流結構、礦床成因機制等方面進行了新的更正。

(2) 經(jīng)過對比,可以發(fā)現(xiàn)兩個區(qū)域的銅礦,雖然都與玄武巖有關,成礦特征有一定相似性,但差異性更大,綜合起來,有下列幾點:① 成礦背景完全不同,二者有不同的大地構造環(huán)境和地質(zhì)演化歷程;② 賦礦巖組中,巖石組成、巖流組構、玄武巖的分布賦存均存在較大差異;③ 礦化類型對應性方面,北美 Portage Lake火山巖系底部輝銅礦型礦化,與滇黔地區(qū)有一定相似性,但研究程度較低,成礦機制不明;而滇黔地區(qū)玄武巖組內(nèi)之自然銅型礦化,根據(jù)現(xiàn)有資料根本無法反映其分布與賦存規(guī)律,暫時無法對比;玄武巖組與上覆地層界面附近礦化,基本可確定為古風化殼型,與沉積巖容礦層狀銅礦類型應是不可對比;中下三疊統(tǒng)砂巖型銅礦與基韋諾半島區(qū)域之沉積型層狀銅礦化可能可比;④ 礦床成因機制方面,北美基韋諾半島銅礦經(jīng)歷了兩階段的成礦過程,其中沉積巖容礦層狀銅礦形成于成巖期,成礦流體并不是同生熱液,而是演化的大氣降水流體,成礦物質(zhì)來源于下伏地層的紅層化作用,成礦為輝銅礦置換黃鐵礦過程;自然銅形成于裂谷關閉后的構造擠壓階段,成礦流體是演化大氣-變質(zhì)成礦流體,成礦物質(zhì)主要來源于演化的大氣降水向深部紅層化作用,成礦為混合流體繼續(xù)氧化古含水層時析出了銅。滇黔地區(qū)則是通常意義上的構造或盆地熱液成礦,存在紅層化作用、海水浸泡和變質(zhì)作用缺失,礦質(zhì)活化和供給不足等缺點,并最終決定成礦規(guī)模的不同。

5.2 啟示與建議

(1) 在認真對比、認識差異的前提下,對本區(qū)找礦也是有啟示意義的,如成礦作用方面,二者都不是同生熱液,但玄武巖作為礦源層是統(tǒng)一的,紅層化作用對成礦具有決定性作用,玄武巖內(nèi)的自然銅礦化,由于紅層化作用的不足,限制了銅質(zhì)的活化并成礦。

(2) 滇黔地區(qū)地質(zhì)環(huán)境,可能對某些礦床為不利成礦條件,但對其他礦床可能為有利條件,建議立足本區(qū)研究,尋找特色礦種,如古風化殼有關礦床以及與熱點構造有關的后期上升熱液成礦等。

(3) 滇黔地區(qū)此類銅礦遠景規(guī)模,有學者認為潛力巨大(李厚民等,2009),也有學者認為在條件有利地段可能找到中型規(guī)模以上礦床(張乾等,2007,2008),但作者建議對本類銅礦的找礦需慎重處置,通過上述對比,個人認為:① 對玄武巖中自然銅型礦化,建議有關部門選擇最好的礦點進行反驗證,說明一種礦化類型沒有了找礦價值也是有益于社會的;② 對上部三疊系中砂巖型銅礦繼續(xù)關注;③ 其他類型認為找礦價值較小,有的尚需研究。

致謝:在審稿過程中,審稿專家提出了寶貴中肯的意見和建議,使本文得以完善,在此極致謝意！

陳根文,夏斌,王國強,鐘志洪.2002.楚雄盆地砂巖銅礦床構造控礦分析.大地構造與成礦學,26(2):167-171.

戴傳固,劉愛民,王敏,吳廣仁.2004.貴州西部峨眉山玄武巖銅礦特征及成礦作用.貴州地質(zhì),21(2):71-75.

何斌,徐義剛,王雅玫,羅震宇,王康明.2005.用沉積記錄來估計峨眉山玄武巖噴發(fā)前的地殼抬升幅度.大地構造與成礦學,29(3):316-320.

侯蜀光,徐章寶,章正軍,錢壯志,高宏光.2007.滇東北含銅礦床峨眉山玄武巖組地層學特征.地層學雜志.31(3):267-271.

李厚民,毛景文,張長青,許虹,陳毓川,王登紅.2004.滇黔交界地區(qū)玄武巖銅礦同位素地球化學特征.礦床地質(zhì),23(2):232-240.

李厚民,毛景文,張長青.2009.滇東北峨眉山玄武巖銅礦研究.北京:地質(zhì)出版社:1-139.

廖震文,胡光道.2006.一種非傳統(tǒng)銅礦資源——黔西北地區(qū)峨眉山玄武巖銅礦地質(zhì)特征及成因探討.地質(zhì)科技情報,25(5):47-51,56.

劉遠輝,李進,鄧克勇.2003.貴州盤縣地區(qū)峨眉山玄武巖銅礦的成礦地質(zhì)條件.地質(zhì)通報,22(9):713-717.

陸國章.2012.貴州威寧縣黃泥坡峨眉山玄武巖銅礦產(chǎn)出特征及成礦規(guī)律淺析.化工礦產(chǎn)地質(zhì),34(2):77-84.

羅孝桓,劉巽鋒,汪玉瓊,廖震文.2002.貴州威寧地區(qū)玄武巖銅礦地質(zhì)特征.貴州地質(zhì),19(4):215-220.

錢建平,覃順橋,謝彪武,程小珍,朱森林.2013.云南江城大團包銅礦區(qū)構造-蝕變-地球化學綜合方法找礦研究.大地構造與成礦學.37(2):213-224.

錢壯志,徐翠玲,章正軍,姜常義,侯蜀光,唐冬梅.2007.滇東北地區(qū)峨眉山玄武巖銅礦成礦物質(zhì)來源.礦物巖石,107(1):78-82.

單衛(wèi)國,梁斌,李文昌,鐘維敷,羅克龍.2007.論滇東北二疊紀玄武巖型銅礦(BC)找礦——美洲火山紅層型銅礦(VRC)的啟示.云南地質(zhì),26(2):143-164.

史仁燈,郝艷麗,黃啟帥.2008.Re-Os同位素對峨眉山大火成巖省成因制約的探討.巖石學報,24(11):2515-2523.

王富東,朱笑青,王中剛.2011.與峨眉山玄武巖有關的沉積型銅礦——“馬豆子式”銅礦的成因研究.中國科學(B輯),41(12):1851-1861.

王居里,郭健,劉忠奎,張云峰,張蓉,王偉濤,馮士信,馮娟萍,井繼峰,李領軍.2006.滇東北峨眉山玄武巖區(qū)的沉積型銅礦床.礦床地質(zhì),25(6):663-671.

王曉剛,黎榮,蔡俐鵬,楊峻.2010.川滇黔峨眉山玄武巖銅礦成礦地質(zhì)特征、成礦條件及找礦遠景.四川地質(zhì)學報,30(2):174-182.

許連忠.2006.滇黔相鄰地區(qū)峨眉山玄武巖地球化學特征及其成自然銅礦作用.貴陽:中國科學院研究生院(地球化學研究所)碩士學位論文:1-72.

薛步高.2007.峨眉山玄武巖與玄武巖銅礦成礦研究.化工礦產(chǎn)地質(zhì),29(2):88-97.

楊平,馬亞雄,張道紅,江洪飛,白磊,汪永華.2013.云南宣威-羅平稀土(鐵、鈦)多金屬礦成礦機理及找礦前景.地球?qū)W報,34(s1):207-213.

楊瑞東,王偉,鮑淼,王強,魏懷瑞.2006.貴州赫章二疊系玄武巖頂部稀土礦床地球化學特征.礦床地質(zhì),25(S1):205-208.

張乾,朱笑青,張正偉,王大鵬.2007.貴州威寧地區(qū)峨眉山玄武巖型自然銅-輝銅礦礦床的成礦前景.礦物學報,27(3/4):379-383.

張乾,王大鵬,范良伍,朱笑青,張正偉.2008.滇-黔相鄰地區(qū)峨眉山玄武巖型自然銅-輝銅礦礦床的成礦規(guī)律及成礦前景分析.地質(zhì)與勘探,44(2):8-13.

張云湘,駱耀南,楊崇喜.1988.中華人民共和國地質(zhì)礦產(chǎn)部地質(zhì)專報,(五) 構造地質(zhì) 地質(zhì)力學,第5號：攀西裂谷.北京:地質(zhì)出版社:1-325.

張招崇.2005.峨眉山大火成巖省中的苦橄巖:地幔柱活動證據(jù).礦物巖石地球化學通報,24(1):17-22.

張正偉,朱炳泉,張乾,朱笑青,常向陽,胡耀國.2003.滇黔相鄰地區(qū)上二疊統(tǒng)玄武巖組與銅礦化關系初探// 峨眉地幔柱與資源環(huán)境效應學術研討會論文及摘要:5-11.

張正偉,程占東,朱炳泉,張乾,朱笑青,胡耀國.2004.峨眉山玄武巖組銅礦化與層位關系研究.地球?qū)W報,25(5):503-508.

朱炳泉,胡耀國,張正偉,常向陽.2002a.滇-黔地球化學邊界似基韋諾(Keweenaw)型銅礦床的發(fā)現(xiàn).中國科學(D輯),32(S1):49-59.

朱炳泉,常向陽,胡耀國,張正偉.2002b.滇-黔邊境魯?shù)檠睾鱼~礦床的發(fā)現(xiàn)與峨眉山大火成巖省找礦新思路.地球科學進展,17(6):912-917.

朱炳泉.2003a.大陸溢流玄武巖成礦體系與基韋諾(Keweenaw)型銅礦床.地質(zhì)地球化學,31(2):1-8.

朱炳泉.2003b.關于峨眉山溢流玄武巖省資源勘查的幾個問題.中國地質(zhì),30(4):406-412.

朱炳泉,戴橦謨,胡耀國,張正偉,陳廣浩,彭建華,涂湘林,劉德漢,常向陽.2005.滇東北峨眉山玄武巖中兩階段自然銅礦化的40Ar/39Ar與U-Th-Pb年齡證據(jù).地球化學,34(3):235-247.

Ali J R,Fitton J G and Herzberg C.2010.Emeishan large igneous province (SW China) and the mantle-plume up-doming hypothesis.Journal of the Geological Society,167(5):953-959.

Ali J R,Thompson G M,Zhou M F and Song X Y.2005.Emeishan large igneous province,SW China.Lithos,79(3-4):475-489.

Bacon L O.1965.Ⅰnduced-polarization logging in the search for native copper.Geophysics,30(2):246-256.

Behrend J C,Green A G,Cannon W F,Hutchinson D R,Lee M W,Milkereit B,Agena W F and Spencer C.1988.Crustal structure of the Midcontinent rift system:Results from GLⅠMPCE deep seismic reflection profiles.Geology,16(1):81-85.

Bornhorst T J.1997.Tectonic context of native copper deposits of the North American Midcontinent Rift System.Geological Society of America Special Papers,312:127-136.

Bornhorst T J and Barron R J.2011.Copper deposits of the western Upper Peninsula of Michigan.Geological Society of America Field Guide,24:83-99.

Bornhorst T J and Barron R J.2013.Trip 1:Geologic overview of the keweenaw peninsula,Michigan //Proceedings Volume 59 Part 2- Field Trip Guidebook.Houghton:the 59thⅠnstitute on Lake Superior Geology:1-42.

Bornhorst T J,Barron R J and Whiteman R C.2013.Trip 2:Caledonia Mine,Keweenaw Peninsula Native Copper District,Ontonagon County,Michigan // Proceedings Volume 59 Part 2-Field Trip Guidebook.Houghton:the 59thⅠnstitute on Lake Superior Geology:43-57.

Bornhorst T J,Paces J B,Grant N K,Obradovich J D and Huber N K.1988.Age of native copper mineralization,Keweenaw Peninsula,Michigan.Economic Geology,83(3):619-625.

Bornhorst T J and Williams W C.2013.The Mesoproterozoic copperwood sedimentary rock-hosted stratiform copper deposit,Upper Peninsula,Michigan.Economic Geology,108(6):1325-1346.

Brown A C.1971.Zoning in the White Pine copper deposit,Ontonagon County,Michigan.Economic Geology,66(4):543-573.

Brown A C.1992.Sediment-hosted Stratiform Copper Deposits.Geoscience Canada,19(3):125-141.

Brown A C.2006.Genesis of native copper lodes in the keweenaw district,northern michigan:A hybrid evolved meteoric and metamophogenic model.Economic Geology,101(7):1437-1444.

Brown A C.2008.District-scale concentration of native copper lodes from a tectonically induced thermal plume of ore fluids on the keweenaw peninsula,Northern Michigan.Economic Geology,103(8):1691-1694.

Butler B S and Burbank W S.1929.The copper deposits of Michigan.US Geological Survey Professional Paper,144:1-238.

Cannon W F.1994.Closing of the Midcontinent rift-A far-field effect of Grenvillian compression.Geology,22(2):155-158.

Cannon W F,Green A G,Hutchinson D R,Lee M,Milkereit B,Behrendt J C,Halls H C,Green J C,Dickas A B,Morey G B,Sutcliffe R and Spencer C.1989.The North American Midcontinent Rift beneath Lake Superior from Glimpce seismic reflection profiling.Tectonics,8(2):305-332.

Cllne J S,Muntean J L,Gu X and Xia Y.2013.A Comparison of Carlin-type Gold Deposits:Guizhou Province,Golden Triangle,Southwest China,and Northern Nevada,USA.Earth Science Frontiers,20(1):1-18.

Coffin M F and Eldholm O.1994.Large igneous provinces:Crustal structure,dimensions,and external consequences.Reviews of Geophysics,32(1):1-36.

Courtillot V,Davaille A,Besse J and Stock J.2003.Three distinct types of hotspots in the Earth’s mantle.Earth and Planetary Science Letters,205(3-4):295-308.

Cox D P and Singer D A.1986.Mineral deposit models.US Government Printing Office:1-379.

Davis D W and Green J C.1997.Geochronology of the North American Midcontinent rift in western Lake Superior and implications for its geodynamic evolution.Canadian Journal of Earth Sciences,34(4):476-488.

Davis D W and Paces J B.1990.Time resolution of geologic events on the Keweenaw Peninsula and implications for development of the Midcontinent Rift system.Earth and Planetary Science Letters,97(1-2):54-64.

Ensign C O Jr,White W S,Wright J C,Patrick J L,Leone R J,Hathaway D J,Trammell J W,Fritts J J and Wright T L.1968.Copper deposits in the Nonesuch Shale,White Pine,Michigan // Ridge J D.Ore deposits of the United States 1933-1967(The Graton-Sales Volume).New York:American Ⅰnstitute of Mining,Metallurgical and Petroleum Engineers,Ⅰnc (AⅠME):459-488.

Haynes D W.1972.Geochemistry of Altered Basalts (continental Tholeiites) and Associated Copper Deposits.Canberra:Australian National University,Ph.D.thesis:1-224.

He B,Xu Y G,Chung S L,Xiao L and Wang Y.2003.Sedimentary evidence for a rapid,kilometer-scale crustal doming prior to the eruption of the Emeishan flood basalts.Earth and Planetary Science Letters,213(3-4):391-405.

Heinrich C A,Bain J H C,Mernagh T P,Wyborn L A Ⅰ,Andrew A S and Waring C L.1995.Fluid and mass transfer during metabasalt alteration and copper mineralization at Mount Ⅰsa.Australia Economic Geology,90(4):705-730.

Huber N K.1973.The Portage Lake Volcanics (Middle Keweenawan) on Ⅰsle Royale,Michigan.US Geological Survey Professional Paper,754-C:1-32.

Hutchinson D R,White R S,Cannon W F and Schulz K J.1990.Keweenaw hot spot:Geophysical evidence for a 1.1 Ga mantle plume beneath the Midcontinent Rift System.Journal of Geophysical Research:Solid Earth,95(B7):10869-10884.

Jolly W T.1974.Behavior of Cu,Zn,and Ni During Prehnite-Pumpellyite Rank Metamorphism of the Keweenawan Basalts,Northern Michigan.Economic Geology,69(7):1118-1125.

Kirkham R V.1984.Volcanic redbed copper in Canadian mineral deposit types,A Geological Synopsis.Geological Survey of Canada,Economic Geology Report,36:1-37.

Kulakov E V.2013.Trip 2:Geology of Silver Mountain,Houghton County,Michigan // Proceedings Volume 59 Part 2-Field Trip Guidebook.Houghton:the 59thⅠnstitute on Lake Superior Geology:59-67.

Larson P B,Maher K,Ramos F C,Chang Z,Gaspar M and Meinert L D.2003.Copper isotope ratios in magmatic and hydrothermal ore-forming environments.Chemical Geology,201(3-4):337-350.

Lindsey D A,Woodruff L G,Cannon W F,Cox D P and Heran W D.1995.Sediment-hosted Cu deposits (MODEL 30b;Cox,1986) // Preliminary compilation of descriptive geoenvironmental mineral deposit models.US Geological Survey Open File Report,95-831:214-224.

Maki J C and Bornhorst T J.1998.The Gratiot chalcocite deposit,Keweenaw Peninsula,Michigan(Abstracts with Programs).Geological Society of America,30(7):372-372.

Mauk J L,Kelly W C,van der Pluijm B A and Seasor R W.1992.Relations between deformation and sedimenthosted copper mineralization:Evidence from the White Pine part of the Midcontinent rift system.Geology,20(5):427-430.

Merino M,Keller G R,Stein S and Stein C.2013.Variations in Mid-Continent Rift magma volumes consistent with microplate evolution.Geophysical Research Letters,40(8):1513-1516.

Meyers P A,Ho E S and Mauk J L.1990.Organic geochemical studies of metalliferous parts of the MiddleProterozoic Nonesuch Formation of northern Michigan// Metalliferous Black Shales and Related Ore Deposits- Proceedings,1989 US Working Group,ⅠGCP Project 254.USGS Circular 1058:59-64.

Miller J D.2007.The Midcontinent Rift in the Lake Superior Region:A 1.1 Ga Large Ⅰgneous Province.Large Ⅰgneous Provinces Commission.November 2007 LⅠP of the Month.

Miller J D Jr,Nicholson S W and Cannon W F.1995.The Midcontinent Rift in the Lake Superior Region // Field trip guidebook for the geology and ore deposits of the Midcontinent rift in the Lake Superior region.Minnesota Geological Survey Guidebook Series,No.20:1-22.

Mitchell A H G and Garson M S.1981.Mineral Deposits and Global Tectonic Settings.London and New York:Academic Press:1-405.

Morey G B and Van Schmus W R.1988.Correlation of Precambrian Rocks of the Lake Superior Region,United States.US Geological Survey Professional Paper,1241-F:1-31.

Nicholson S W,Cannon W F and Schulz K J.1992.Metallogeny of the midcontinent rift system of North America.Precambrian Research,58(1-4):355-386.

Nicholson S W,Schulz K J,Shirey S B and Green J C.1997.Rift-wide correlation of 1.1 Ga Midcontinent rift system basalts:Ⅰmplications for multiple mantle sources during rift development.Canadian Journal of Earth Sciences,34(4):504-520.

Nishioka G K,Kelly W C and Elmore R D.1984.Copper occurrences in stromatolites of the Copper Harbor Conglomerate,Keweenaw Peninsula,northern Michigan.Economic Geology,79(6):1393-1399.

Ojakangas R W,Morey G B and Green J C.2001.The Mesoproterozoic Midcontinent Rift System,Lake Superior Region,USA.Sedimentary Geology,141-142:421-442.

Püschner U R.2001.Very low-grade metamorphism in the Portage Lake Volcanics on the Keweenaw Peninsula,Michigan.USA Basel:University of Basel PhD Thesis:1-81.

Reed R C.1991.Economic geology and history of metallic minerals in the Northern Peninsula of Michigan.Geological Society of America Special Papers,256:13-52.

Robertson J M.1975.Geology and mineralogy of some copper sulfide deposits near Mount Bohemia,Keweenaw County,Michigan.Economic Geology,70(7):1202-1224.

Schmidt J M and Rogers R K.2007.Metallogeny of the Nikolai large igneous province (LⅠP) in southern Alaska and its influence on the mineral potential of the Talkeetna Mountains.Geological Society of America Special Papers,431:623-648.

Schmidt P W and Williams G E.2003.Reversal asymmetry in Mesoproterozoic overprinting of the 1.88 Ga Gunflint Formation,Ontario,Canada:Non-dipole effects or apparent polar wander? Tectonophysics,377(1-2):7-32.

Shellnutt J G,Denyszyn S W and Mundil R.2012.Precise age determination of mafic and felsic intrusive rocks from the Permian Emeishan large igneous province(SW China).Gondwana Research,22(1):118-126.

Stein S,Lee S v d,Jurdy D,Stein C,Wiens D,Wysession M,Revenaugh J,Frederiksen A,Darbyshire F,Bollmann T,Lodewyk J,Wolin E,Merino M and Tekverk K.2011.Learning from failure:The SPREE Mid-Continent Rift Experiment.GSA Today,21(9):5-7.

Symons D T A,Kawasaki K and Diehl J F.2013.Age and genesis of the White Pine stratiform copper mineralization,northern Michigan,USA,from paleomagnetism.Geofluids,13(2):112-126.

Ukstins P Ⅰ and Bryan S E.2008.Re-evaluating plumeinduced uplift in the Emeishan large igneous province.Nature Geoscience,1(9):625-629.

Van Schmus W R.1992.Tectonic setting of the Midcontinent Rift system.Tectonophysics,213(1-2):1-15.

Vervoort J D,Wirth K,Kennedy B,Sandland T and Harpp K S.2007.The magmatic evolution of the Midcontinent rift:New geochronologic and geochemical evidence from felsic magmatism.Precambrian Research,157(1-4):235-268.

White W S.1968.The native copper deposits of northern Michigan // Ridge J D.Ore deposits of the United States 1933-1967(The Graton-Sales Volume).New York:American Ⅰnstitute of Mining,Metallurgical and Petroleum Engineers,Ⅰnc (AⅠME):303-326.

White W S.1971.A paleohydrologic model for mineralization of the White Pine copper deposit,northern Michigan.Economic Geology,66(1):1-13.

White W S and Wright J C.1954.The White Pine copper deposit,Ontonagon County,Michigan.EconomicGeology,49(7):675-716.

White W S and Wright J C.1966.Sulfide-mineral zoning in the basal Nonesuch Shale,northern Michigan.Economic Geology,61(7):1171-1190.

Woodruff L G,Bornhorst T J and Nicholson S W.1995.Stratigraphy,structure,and ore deposits of the southern limb of the Midcontinent Rift System // Guidebook 20 Field Trip Guidebook for the Geology and Ore Deposits of the Midcontinent Rift in the Lake Superior Region.Duluth,Minnesota:Minnesota Geological Survey:73-120.

Xu Y G,He B and Chung S L.2004.The Emeishan large igneous province:Ⅰntegrated geologic,geophysical and geochemical evidence for a fossil mantle plume.LargeⅠgneous Provinces Commission,October 2004.

Xu Y G,He B,Huang X,Luo Z,Chung S L,Xiao L,Zhu D,Shao H,Fan W M,Xu J and Wang Y J.2007.Ⅰdentification of mantle plumes in the Emeishan LargeⅠgneous Province.Episodes,30(1):32-42.

Zartman R E,Nicholson S W,Cannon W F and Morey G B.1997.U-Th-Pb zircon ages of some Keweenawan Supergroup rocks from the south shore of Lake Superior.Canadian Journal of Earth Sciences,34(4):549-561.

Zhu B Q,Hu Y G,Zhang Z W and Chang X Y.2003.Discovery of the copper deposits with features of the Keweenawan type in the border area of Yunnan and Guizhou provinces.Science in China Series D:Earth Sciences,46(1):60-72.

Zhu B Q,Hu Y G,Zhang Z W,Cui X J,Dai T M,Chen G H,Peng J H,Sun Y G,Liu D H and Chang X Y.2007.Geochemistry and geochronology of native copper mineralization related to the Emeishan flood basalts,Yunnan Province,China.Ore Geology Reviews,32(1-2):366-380.