斑岩型铜矿是最重要的铜矿床类型， 也是所有铜矿类型中研究程度最为深入的 类型之一 (Lowell et al., 1970; Sillitoe, 1972; 2010; Wang et al., 1989; Cooke et a l., 2005; Seedorff et al., 2005; Sinclair, 2007; Hou et al., 20 09; Richards, 2 003; 2005; 2013)， 它具有重要的经济价值。 世界上大部分斑岩型铜矿主要分布在与俯 冲有关的全球三大成矿域， 即环太平洋成矿域、 特提斯_喜马拉雅成矿域和中亚成矿域 。 铜山斑岩型铜矿就位于中亚成矿域的东段。 具体位置： 黑龙江省黑河市嫩江县北北 东 方向约148 km， 地处中国东北著名的多宝山斑岩铜矿的东南约4 km处。 大地构造上位于 中亚造山带东部的兴蒙造山带北东段的兴安地块北部， 黑河_贺根山缝合带的西北侧 (Liu et al., 2017) （图1a、 b）。
从1961年齐齐哈尔第一地质队发现铜山铜矿到现在已经历了半个多世纪， 但铜山铜矿的研 究程度远低于多宝山铜矿床。 前人就铜山铜矿进行过的研究工作有矿床地球化学与找矿模 型研究(赵元艺等, 1995)、成矿年代学 (刘驰等，1995；赵一鸣等，1997；Hao et al., 20 15)、铜山断裂研究(王喜臣等，1998；2007；王喜臣，2006；金山岩等，2014)、流体包裹 体研究 (武广等，2009)、成矿预测(付艳丽，2010；Wang et al., 2012；金山岩等，2014)等。
        虽然前人对铜山斑岩铜矿进行了较多的研究工作，但是一直没有发现斑岩体——这一斑岩铜 矿 本身最重要且直接的标志，且缺乏对该矿床详细的矿床地质研究与蚀变分带的细致划分，从 而导致岩浆活动中心不明，热液活动中心不清，严重制约了找矿评价工作的深入。本文在详 细的采坑观察追索、岩芯编录、岩相学和矿相学工作的基础上，对矿区的蚀变、矿化、脉系 进行了系统的鉴别与归纳总结，发现并确定了该矿床斑岩岩脉(岩支)的存在。并根据镜下 对156个薄片中的蚀变矿物鉴定及含量统计，进行了1064勘探线剖面蚀变带的划分，以期对 铜山铜矿斑岩热液蚀变_矿化中心进行科学分析，从而为深部找矿工作提供科学依据。
        多宝山_铜山矿集区大地构造上位于中亚造山带东段的兴蒙造山带内。中亚造山带西起俄罗 斯西部的乌拉尔地区，经蒙古，东至俄罗斯远东地区和中国的内蒙古及兴安地区(Jahn et a l., 2000a; 秦克章，2000；Xiao et al., 2003; Jahn, 2004; Windley et al., 2007)， 包括了一些学者提出的Neimonides，Altaids和Manchurides地区(Hsu et al., 1991; Seng r e t al., 1993; Sengr et al., 1996)。兴蒙造山带系中亚造山带的东段，其中发育有古老 的地块且蕴藏着丰富的矿产资源。
        对于兴蒙造山带的构造演化前人有不同的认识。 20世纪90年代及21世纪初一些学者(Seng r et al., 1993; 1996; Jahn et al., 2000b) 认为， 中国东北地区（含内蒙古）由 中亚造山带东部发生造山拼贴 而成。且Wu等(2002)认为该造山带经历了不同构造体制下的2个阶段的演化，即古生代受控 于西伯利亚克拉通和华北克拉通之间古亚洲洋 的演化，自侏罗纪以后则主要受控于(古)太平洋板块的俯冲。
        葛文春等(2007)认为兴蒙造山带东段指中亚造山带在中国东北境内的部分，该区具有多块 体拼合的属性，根据塔源_喜桂图断裂、贺根山_黑河断裂和牡丹江断裂可以将该区划分为额 尔古纳、兴安、松嫩和佳木斯地块。其中，额尔古纳地块在早古生代可能已经转为稳定(秦 克章等，1990；葛文春等，2005；武广等，2005)，兴安地块在早古生代沿塔源_喜桂图断裂 与额尔古纳地块拼合(佘宏全等，2012)，而松嫩地块在古生代晚期沿贺根山_嫩江断裂与上 述2个地块组成的联合块体拼贴(Wu et al.，2002；Zhou et al.，2004)。此后，上述复合 块体在古生代末期沿西拉木伦缝合线与华北克拉通聚合。中生代初期，佳木斯地块沿牡丹江 断裂与兴蒙造山带内已经联合的块体拼合(葛文春等, 2007)。
Wu等(2011)通过总结中国东北的花岗岩类的年代学特征，认为兴蒙造山带由古生代拼合的 若干个微陆块组成，包括西北的额尔古纳地块、中部的兴安地体和松辽地体、东南的辽源地 体。它们由岛弧有关的增生楔组成，源于490～250 Ma的大洋岩石圈的俯冲作用(Wu et al., 2011)。该构造划分方案强调了大洋岩石圈的长期俯冲。
        关于多宝山矿床形成的地球动力学背景，多数学者认为斑岩铜_钼_金矿化与早古生代俯冲形 成的火山弧关系密切(葛文春等, 2007; 王喜臣等, 2007; 崔根等, 2008; 向安平等, 2012; Liu et al., 2012; Zeng et al., 2014)，为典型的俯冲背景下的斑岩矿床。铜山斑岩铜 矿与多宝山斑岩铜矿在空间上紧邻，因此，其同为俯冲陆缘弧背景下的斑岩矿床。
        黑龙江多宝山地区是中国东北地区最重要的铜矿产区。20世纪50年代以来，在该区三矿沟至 铜山一百多平方公里范围内，相继发现了多宝山（1958年）、铜山（1961年）、三矿沟（19 58年，矽卡岩型）等铜矿床以及跃进、鸡冠山等一批铜钼矿点（图1b），探明铜资源量合计 368万吨，占黑龙江省已探明铜资源储量的94%。20世纪90年代以来，在该铜矿勘查区，又发 现了争光等大型岩金矿床以及其他一些浅成热液金矿(宋国学等，2015)。黑龙江省多宝山地 区发育多期以铜金为主的成矿作用。加里东中期形成了斑岩型铜（金钼）矿床，燕山早期主 要形成了矽卡岩型铜铁（金）矿床。不同时期矿床的空间分布受古生代火山岩为主的地层的 控制，同时，受到NE向和NW向2组断裂交叉形成的环（菱）形构造的控制。各期岩浆作用最 晚阶段形成的硅铝质含量较高且成矿元素明显富集的小型侵入体与成矿关系最为密切(赵忠 海等，2012)。
        铜山铜矿所在的多宝山矿集区出露的地层主要是奥陶系和志留系，另有少量的泥盆系和 白垩系(图1b)。其中，奥陶系主要为中奥陶统铜山组凝灰岩、凝灰质粉砂岩、砂砾岩等一套 以陆源碎屑为主的沉积岩建造和多宝山组火山角砾岩、凝灰岩、凝灰熔岩及安山岩等为主的 一套中酸性火山岩_火山碎屑岩建造(杜琦等，1988；黑龙江省地质矿产局第三地质勘查所， 1995)；志留系主要是局部轻微变质的中细粒硬砂岩、细砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩，局部 夹中基性火山岩；泥盆系主要出露下、中统，岩性变化较大，有砂岩、粉砂岩、泥质板岩、 板岩夹灰岩透镜体、安山岩、英安岩及凝灰熔岩和细碧岩等；白垩系九峰山组陆相含煤建造 分布于多宝山矿田南部(刘军等，2010)。
        矿集区发育的岩浆作用主要分为加里东期、印支期及燕山期。区域 加里东期代表性侵入体为多宝山花岗闪长（斑）岩与铜山花岗闪长岩。该期中酸性侵入岩与 区内早古生代斑岩型铜钼成矿作用关系密切。前人大量的年代学工作表明多宝山花岗闪长岩 锆石U_Pb年龄为475～485 Ma（葛文春等，2007；崔根等，2008；向安平等，2012；赵焕利 等 ，2012；白令安，2013；Zeng et al.，2014）；铜山花岗闪长岩锆石U_Pb年龄为（475.9± 0.8）Ma(Hao et al.，2015)，与多宝山花岗闪长岩岩体应为同一个岩体。与多宝山铜矿化 关系密切的多宝山花岗闪长斑岩锆石U_Pb年龄为(474.8±4.7) Ma（向安平等，2012）。
        印支期侵入岩岩性变化大，包括基性到酸性的整个序列，但以中酸性为主。郝宇杰(201 5)获得的小多宝山闪长岩、多宝山英云闪长岩（更长花岗岩）、铜山斑状花岗岩、小多宝山 花岗闪长岩、小多宝山花岗斑岩LA_ICP_MS锆石U_Pb年龄分别为(227.9±5.3) Ma、(230. 9±2.3) Ma、(235.4±2.7) Ma、(237±1.7) Ma、(236.6±1.7) Ma。该期部分岩浆 岩伴随有少量矿化，如在铜山矿区斑状花岗岩中可见少量细脉浸染型铜钼矿化(Hao et al., 2015)。
        区域燕山期花岗岩类分布广泛，主要分布于研究区北西侧的三矿沟地区。该期岩浆作用与矽 卡 岩型铜（铁钼）矿化关系密切。其中，三矿沟花岗闪长岩锆石结晶年龄为 173～177 Ma（葛 文 春等，2007；褚少雄等，2012；Hao et al.，2015）。郝宇杰(2015)测得三矿沟黑云母花岗 岩锆石U_Pb年龄为(172.67±0.37) Ma。燕山晚期有代表性的侵入岩为争光矿区中的 细粒闪长岩，其锆石U_Pb年龄为(150.67±0.77) Ma（Fu et al.，2014）。
由上述测年结果可知，铜山矿床成岩成矿时代为奥陶纪，并受到后期构造_岩浆活动的叠加 改造。
        铜山铜矿与多宝山铜矿直线距离约4 km，同属多宝山矿田。矿床地质特征如图2所示。铜山 斑岩铜矿床是东北地区仅次于多宝山斑岩铜矿床的又一大型斑岩铜矿床，已探明铜金属储量 90.6万吨，铜平均品位0.44%。
        铜山铜矿床主要赋存于中奥陶统铜山组和多宝山组中性火山岩及火山碎屑岩以及加里东期的 石英闪长岩 （经大量薄片鉴定，发现铜山铜矿中铜山断层下盘大量发育的岩体和前人定名的花岗闪长岩 有所差异，由于其中钾长石与斜长石之比多小于1∶3，且其中的石英含量多小于10 %～15%，故其主体应为石英闪长岩，在局部相变为英云闪长岩、花岗闪长岩及石英二长闪长 岩等。铜山断层下盘的矿体主要赋存在该石英闪长岩岩体内）中。铜矿化与硅化_绢云母化 关系密切。矿体呈厚大透镜状和透镜状、楔状、条带状产出，且受断裂控制。铜山铜矿床位 于1040勘探线至1116勘探线之间，矿床长大于2000 m，宽在25～713 m之间。矿床由Ⅰ号、 Ⅱ号 、Ⅲ号、Ⅳ号及Ⅴ号矿体组成，各矿体赋存标高在＋530～-900 m之间(黑龙矿业 集团股份有限公司，2010)，其中Ⅱ号、Ⅲ号矿体为铜山铜矿的主矿体，5条矿体的具体特征 见表1。从图2中黑色小五角星标出的钻孔可知，唯一标出的勘探线是重点观察编录并在镜下进行了 详细的蚀变矿物统计的1064勘探线。Ⅰ号、Ⅱ号、Ⅲ号、Ⅳ号分别为铜山铜矿的4个主要矿 体，Ⅴ号矿 体较小，在图中未画出。所有5个矿体中，仅Ⅰ号为露天矿体，其余4个为隐伏矿体。图2 中 展示的为Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ号矿体在水平面上的投影。同时，图中也标出了笔者在1064_2钻孔和1064_4钻孔中发现的斑岩枝在水平面上投影的大致位置。
        铜山铜矿床与多宝山矿床同位于一个由北西向南东呈反“S"形弯曲的构造带，此构造带由早 古生代地层、侵入岩体、北西_北西西向断裂、片理化带和矿化带联合构成(谭成印，2009； 杜琦等，2010)，铜山铜矿床位于其南端。由铜山组和多宝山组组成的倒转背斜西翼是基础 构造，倾向南南西。此外，晚期还发育一条断裂称为铜山断层。断层走向略小于90°，基本 为东西向，断层倾角30°～60°。该断层穿切地层、岩体、矿体和早期断裂，但其活动时限 尚不明确。其运动学性质仍有争议，如杜琦等(2010)判断上盘先由东向西平推，后由南向北 逆掩；金山岩等(2014)认为上盘沿NE 10°～13°由西向东推覆；庞绪勇等(2017)的新近研 究认为，其为近东西走向的压扭性断层，上盘由南南东向北西西方向斜冲。
        目前对于铜山断层的共识是其为逆断层性质(王喜臣等，2007；金山岩等，2014)，但有 没有发生平推，水平移动和垂向移动距离都不确定，这都限制了铜山铜矿的下一步找矿工作 的进行。在铜山铜矿5条矿体中，Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ号矿体均被铜山断层截断，下盘中未找到Ⅰ、 Ⅱ号矿体。对铜山断层的研究将有助于寻找下盘中对应的另一部分Ⅰ、Ⅱ号矿体。
        经本课题组研究，北西西向压扭性断层对铜山矿床进行了改造，使地层形成紧闭褶皱，造成 矿体中的石英脉弯曲变形、石英波状消光以及蚀变矿物定向排列。铜山断层为压扭性断层， 呈宽10余米东西向延伸的构造破碎带，其中发育断层泥、挤压劈理（走向北东东）、构造透 镜体。断层挤压并扭动闪长玢岩脉、石英脉、石英_辉钼矿_黄铜矿脉、石英_方解石脉等。 由挤压劈理与断层面产状关系、擦痕、闪长玢岩和石英脉的扭动方向等推断，断层上盘由南 南东向北西西290°方向斜向逆冲。铜山断层使Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ号矿体错移叠置，截切了蚀变外 带（青磐岩化带、伊利石_水白云母化带）。比对上、下盘岩性、脉系和蚀变特征，初步判 断斜向总位移至少1300 m，使上盘抬升550～700 m(庞绪勇等，2017)，矿体上部被切断剥蚀 ，残余在上盘的Ⅰ、Ⅱ号矿体原为Ⅲ号矿体的东端。铜山断层的次级断裂穿切中_晚三叠世 白云母花岗岩((230.9±0.9) Ma～(240.7±0.8) Ma；Hao et al., 2015)，由 此推测铜山断层活动时限晚于240 Ma。
        铜山铜矿主要矿石矿物为黄铜矿，也见少量斑铜矿。铜山铜矿矿化主要 发育在蚀变强烈的石英闪长岩体或凝灰岩和安山岩中。部分矿化特征见图3。
        铜山铜矿的铜矿化形式主要为细脉状及浸染状。石英闪长岩岩体中主要是黄铜矿和石英以脉 状形式产出。在火山碎屑岩地层及安山岩中多以石英_黄铜矿_黄铁矿脉形式产出，局 部还发育钾化晕。
        通过详细的矿相学观察，笔者发现了至少3个阶段的黄铁矿（图3a～l）。第一期为自形_半 自形较大颗粒的黄铁矿，粒径1～2 mm，多被后期的黄铜矿沿裂隙交代呈交代反应结构、 交 代残余结构、骸晶结构、孤岛状结构以及溶蚀包裹结构（图3a～f）；第二期为与黄铜矿共 生 的半自形_他形黄铁矿，可能伴生有少量闪锌矿和方铅矿，粒径一般介于0.2～0.8 mm（ 图3g、h）；第三期黄铁矿多包裹前期的黄铜矿颗粒，粒径一般为0.5～1.5 mm（图3i）。 在 这3期黄铁矿中，发育最广泛的是第一期的早期黄铁矿，该期黄铁矿形成于铜矿化之前；第 二期黄铁矿与铜矿化基本一致，该期形成的黄铁矿数量较少；第三期黄铁矿颗粒比第二期粗 大些，但数量也不多。另外，在镜下还观察到一类黄铁矿，自形程度较高（图3j），未见其 和黄铜矿之间的反应及包裹关系，因此无法判断其期次。
        铜山斑岩型铜矿区发育的金属矿物和脉石矿物（包括原生矿物和热液蚀变矿物）见表2。
        由于矿区岩石经过较强蚀变，笔者在野外钻孔编录和手标本观察中并未识别出作为斑岩型矿 床典型标志的斑岩。经过室内详细的偏光显微镜观察， 从1064_2钻孔众多样品中甄别 出5 件岩芯样品以及1064_4钻孔中甄别出3件岩芯样品鉴定为花岗闪长斑岩（图4），分别是 10 64_2_788、1064_2_789、1064_2_857、1064_2_862、1064_2_1166、1064_4_831、1064_4_83 4和1064_4_835，发育深度大体相当。根据这些花岗闪长斑岩在钻孔中的位置结合矿体的 产状，可以画出4条斑岩岩枝(图5)。同时，在岩芯标本1064_2_857中，可以清楚地看到花岗 闪长斑岩侵入到石英闪长岩中的侵入接触关系(图4a)，岩芯标本1064_2_862和1064_4_831中 也显示有类似的侵 入构造(图4b、c)，说明斑岩体的侵入应晚于铜山矿区大面 积分布的石英闪长岩大岩体。因此，可以看到很多铜矿化都产于该石英闪长岩中，该岩体可以称为含矿岩体。
        这些花岗闪长斑岩呈典型的似斑状结构(图4d～f)，斑晶含量10%～15%，其中石英含量约3 %～ 5%，斜长石含量约5%～7%，角闪石和黑云母含量约2%～3%；基质为细晶或微晶结构，主要由 细 晶_微晶石英和斜长石颗粒组成，多发生了不同程度的绢云母化及硅化，并在1064_2_85 7和1 064_2_862样品中可以观察到弱钾化(图4a、b)。就矿化而言，在镜下或多或少都可以观察到 这些斑岩样品星点状的黄铜矿和黄铁矿化，在样品1064_4_831中甚至可以肉眼看到稀疏浸 染 状_星点状黄铜矿_黄铁矿矿化(图4c)。因此，斑岩岩脉很可能是铜山矿床铜矿化的成矿母岩 体（斑岩株）的分支（图2，图5）。
        铜山花岗闪长斑岩岩枝侵入至矿区石英闪长岩岩体中，且在多宝山斑岩铜矿中同样广泛存在 的与铜山石英闪长岩岩性相近的花岗闪长岩(图1b)，锆石SHRIMP U_Pb测年为(479.5±4.6 ) Ma（崔根等，2008)；Zeng等(2014)测得的多宝 山矿田6个辉钼矿样品中有一个铜山矿区铜山Ⅱ号矿体的辉钼矿的Re_Os模式年龄为476 Ma， 得出的Re_Os等时线年龄为(475.9±7.9) Ma(2σ)。多宝山斑岩铜矿中花岗闪长斑岩同样 比花岗闪长岩稍晚，测得结果为(477.2±4) Ma (Zeng et al., 2014)，从而印证多宝山斑 岩铜矿与铜山斑岩铜矿的形成时间接近，成矿年龄约为476 Ma，与花岗闪长斑岩年龄相当 。
        铜山铜矿与美国亚利桑那州的圣玛纽埃_克拉马祖斑岩铜矿(Lowell et al., 1970)类似，矿 区都有1条断层将矿体截断，铜山铜矿与后者的不同在于，目前认为切断铜山主要矿体的铜 山断层为逆断层性质(金山岩等，2014)。而圣玛纽埃_克拉马祖斑岩铜矿中切断矿体 的圣玛纽埃断层为一条正断层，该断层将本来是一个矿体的圣玛纽埃_克拉马祖矿体切割为2 部分，即圣玛纽埃部分和克拉马祖部分。勘探人员首先发现了埋深较浅的位于断层下盘的圣 玛纽埃矿体，然后根据蚀变特征及断层性质等地质规律发现了位于下降盘的埋深较大的克拉 马祖矿体。克拉马祖矿体的发现过程，突出体现了斑岩矿床中矿田构造特别是蚀变分带研究 对于找矿工作的重要指导意义。因此，笔者从矿床地质研究的思路尝试了寻找和确定铜山斑 岩型铜矿的蚀变中心以及矿化中心。
        斑岩型矿床具有的对称同心轴状蚀变(Lowell et al., 1970；Sillitoe, 2010)是笔者通过 蚀变分带确定成矿中心的重要理论依据。本次蚀变分带主要以野外钻孔实际观察和镜下蚀变 特征统计进行蚀变带划分。观察的钻孔包括1064勘探线4个深孔（图5；每个孔深均超过1000 m）共计5356.88 m。镜下观察统计的156个薄片均来自这4个深孔的样品。蚀变带的划分以 镜下统计的蚀变矿物百分比按照下述规则进行划分。
        蚀变带的命名主要以特征的蚀变标型矿物(王之田等，1988)为依据，如钾化带中的钾长石和 黑云母即为蚀变标型矿物，绢英岩化带中绢云母和石英即为蚀变标型矿物，具体划分遵循以 下原则：
        (1) 当一个蚀变带中蚀变矿物含量小于5%(体积分数，下同)时不参与命名。
        (2) 含量介于5%～10%时参与命名，如绢英岩化带中钾长石含量为6%，则可称该蚀变带为含 钾化绢英岩化带。
        (3) 蚀变矿物含量介于10%～20%时，称为弱××蚀变带（××为矿物名称，下同），如弱绢 云母化带。
        (4) 蚀变矿物含量介于20%～50%时，称为中等××蚀变带，如中等绢云母化带。
        (5) 蚀变矿物含量大于50%时，称为强××蚀变带，如强硅化带。如果石英含量超过90%，就 可以称作硅化核。
        蚀变带在钻孔两侧延伸外推约200～300 m。需要注意的一点是，本文的蚀变分带不像前人 将硅化和绢云母化称为绢英岩化(Sillitoe, 2010)，而是将二者作为2个单 独的蚀变带进行划分。这是因为在本次研究中所观察的1064剖面上硅化与绢云母化并不是如 影相随产出的，有时绢云母化达到了中等_强蚀变的程度，而热液石英含量还不到10%，甚 至低于5%。因此，本文将硅化与绢云母化分开进行蚀变分带的划分。
        Gustafson等(1975)在细致研究智利的El Salvador斑岩型铜矿之后首次提出了斑岩矿床的A 、B、D脉的脉体分类。A脉是指以石英_钾长石_硬石膏_ 硫化物脉，石英含量较高，为50%～95%，大部分脉系或多或少发育钾长石晕，硫化物多为浸染状黄铜矿_斑铜矿；B脉指以石英_硬 石膏_硫化物为主要组成，钾长石缺失为特征，无蚀变晕，石英颗粒相对较粗且倾向于垂直 脉壁生长，偶尔可形成鸡冠结构，硫化物以辉钼矿_黄铜矿为特征，B脉比A脉年轻但比D 脉早；D脉主要由硫化物和硬石膏组成，发育少量石英，偶尔有碳酸盐矿物，以发育长石分 解 蚀变晕为特征，硫化物以黄铁矿为主，也见黄铜矿、斑铜矿、硫砷铜矿、砷黝铜矿、闪锌矿 和方铅矿，其穿切所有的A脉和B脉。本文对于A、B、D脉的确定主体上和最初定义的一致， 只是不同斑岩矿床中脉系中的矿物组成有微小变化，但关键性特征不变，如A脉就是含有钾 长石或钾长石晕的，D脉两侧常会发育绢云母±绿泥石的蚀变晕。
        另外，还有M脉，这一术语最初是由Arancibia等(1996)提出的。M脉是在大不列颠哥伦 比亚Island斑岩Cu_Au_Mo矿床中划分出的I_XV共15类脉系中的第一种(TypeI)，其为所有脉 系中最早形成的，指密集发育、较细的构成片状结构或席列构造，或以网脉状形式产出的磁 铁 矿脉。现在M脉的定义变化不大，仍指斑岩Cu矿系统中最早阶段产出的主要由磁铁矿组成的 脉系(Sillitoe, 2010)。
        Sillitoe(2010)总结前人成果，将斑岩铜矿的脉系细分为3类： ① 早期不含石英和硫化物 但含 有阳起石、磁铁矿（M型）、(早期)黑云母（EB型）和钾长石中的一种或多种的细脉，通常 不发育蚀变边； ② 含硫化物的粒状石英为主的细脉，发育较窄或不易识别的蚀变晕，包括 A型脉及B型脉； ③ 晚期的结晶质石英_硫化物脉及细脉，有显著的斜长石分解的绢云母蚀 变晕，包括D型脉。
        第一组和第二组脉系一般在钾化蚀变期就位，而第三期脉系常与绿泥石_绢云母化、绢云母 化，以及较深部的高级泥化套合部位相伴生。
        通过对铜山铜矿床岩芯的脉系穿插关系的观察，发现的脉系主要截切现象有：石英_碳酸盐 脉被黄铁矿_黄铜矿脉切穿、石英_黄铜矿_黄铁矿_辉钼矿脉被后期的石英细脉切穿、石英_ 黄铜矿_赤铁矿脉被后期碳酸盐脉切穿等等(图6a～i)。结合地表观察可以得出： ① 含有磁 铁矿 及钾长石的脉（如石英_磁铁矿_黄铜矿脉、钾长石脉、石英_钾长石脉、石英_钾长石_黄铜 矿脉、石英_钾长石_绿泥石_黄铁矿脉等）一般发育最早； ② 总体上含金属 矿 物的脉系（如黄铁矿_黄铜矿脉、石英_黄铜矿_黄铁矿_辉钼矿脉、石英_黄铜矿_赤铁矿(可 能来自磁铁矿氧化)脉、黄铁矿_绿泥石脉、石英_黄铜矿脉、黄铁矿脉等）发育较早，但也 有个别早期发育的绿帘石±绿泥石脉； ③ 石英_绿泥石_绿帘石脉、绿帘石脉、绿泥石_绿 帘 石脉等发育时间介于含铜矿化脉与石英_方解石脉之间，石英_方解石脉及方解石脉一般发 育最晚。
        综合以上分析可知，已观察到的现象表明：第一阶段脉系以含磁铁 矿 或钾长石为特征，主要包括M型脉（磁铁矿脉）、磁铁矿_黄铜矿±黄铁矿±石英脉、石英_ 钾长石_黄铜矿±黄铁矿脉（A脉）；第二阶段发育金属矿物比较富集的脉系，基本无蚀变晕 ，显示出B脉特征，如黄铁矿_黄铜矿脉、石英_黄铜矿_黄铁矿_辉钼矿脉、石英_黄铜矿_赤 铁矿脉、石英_黄铜矿脉（多数情况下金属矿物与石英表现出亲和性）；第三阶段发育的为 以黄铁矿为主要硫化物的脉系，包括石英_黄铁矿脉、绿泥石_黄铁矿脉及黄铁矿脉等， 在脉体两侧有时可见较窄的绢云母±绿泥石蚀变晕，为典型的D脉特征；第四阶段以发育含 碳酸盐矿物和绿泥石为主要特征，包括石英脉、石英_绿泥石±绿帘石脉、石英_方解石脉， 该阶段脉系的发育标志着成矿阶段的热液演化进入了尾声。表3列出了铜山斑岩铜矿 主要脉系的类型及其丰度和分布特点。
        就脉系与蚀变的关系而言，第一阶段脉系与高温的钾化及部分硅化蚀变关系密切，第二阶段 脉系与硅化、绢云母化、伊利石_水白云母化空间关系密切，第三阶段和第四阶段脉系主要 与黏土化、青磐岩化蚀变关系密切。
        根据脉系特点、矿区蚀变特征和矿物的生成顺序，本次工作将铜山斑岩型铜矿的热液活动与 矿化过程大致划分为3个热液阶段加1个表生期——热液活动早阶段、主成矿阶段、热液活动 晚 阶段和表生期。具有经济价值的铜矿化主要发生在主成矿阶段和热液活动早阶段的末尾。热 液活动早期主要发生了比较局限的以蚀变晕产出的钾化以及外围多宝山组安山岩的青磐 岩化，形成了钾长石、石英、绿泥石、绿帘石等蚀变矿物。第一期黄铁矿(Py(Ⅰ))也可能是 该阶段中晚期的产物。少量黄铜矿与磁铁矿共生或以脉状形式产出，脉体边部发育钾长石晕 。成矿期的蚀变以绿泥石_绢云母化以及绢英岩化蚀变为主，形成了较多的细脉状、细脉浸 染状以及少量浸染状黄铜矿，部分黄铁矿和辉钼矿，并伴有很少量的方铅矿、闪锌矿（图3b）等。很局限的斑铜矿的形成可能稍晚于成矿期（表4）。成矿期 对应于第二期黄铁矿(Py(Ⅱ))。热液活动晚期主要的蚀变为部分绢英岩化、碳酸盐化 以及一些黏土化。在该阶 段形成的金属矿物主要为黄铁矿(Py(Ⅲ))。前面这3个成矿阶段与武广等(2009)根据流体包 裹体划分的成矿流体的早、中、晚3个阶段基本对应。斑岩铜矿床 的表生期多紧接着热液活动的尾声发生，并无明显的时间间隔(秦克章，2002)。表生期时热液活动已经较弱， 有较多大气降水参与，形成了铜山铜矿不足三十米的淋滤带和氧化带（仅发育在以露天矿体 产出的铜山Ⅰ号矿体中），次生富集带不发育。氧化带中孔雀石和蓝铜矿最为常见，很 少见蓝辉铜矿。表4给出了铜山斑岩铜矿矿物的生成顺序，表中透镜体的面积代表了矿物含 量的相对多少。表的底部列出了不同热液活动阶段主要的矿石结构与矿石构造。
注： 表中脉系的相对含量排序为普遍＞常见＞少量； Hem—赤铁矿； Chl—绿泥石； 其余 矿物代号对应的矿物名称见图7图说。
        勘探剖面出现的蚀变类型包括钾化、硅化、绢云母化、青磐岩化、伊利石_水白云母化及黏 土化。具体按照蚀变标型矿物的含量即蚀变强度可细分为弱钾化、中等钾化，含硅化、弱硅 化、中等硅化、强硅化，弱绢云母化、中等绢云母化、强绢云母化，弱青磐岩化、中等青磐 岩化，含伊利石_水白云母化、弱伊利石_ 水白云母化、中等伊利石_水白云母化、弱黏土化15种蚀变类型。
        表5列出了本次观察的1064勘探线剖面上15种蚀变亚类具体的标型蚀变矿物组成、含量及可 能伴生的其他热液矿物。
        一般而言钾化有3种产状： ① 热液钾长石在原来岩浆钾长石的基础上生长、发生次生加大 ； ② 形成钾长石脉或晕（很可能有伴随的硫化物）； ③ 热液钾长石交代斜长石。而在铜 山10 64勘探线剖面中的钾化发育非常局限，仅在ZK1064_1钻孔的1060 m、ZK1064_2钻孔中980 m 、1036 m以及ZK1064_4的1219 m处有少量以脉状形式产出。蚀变亚类仅有弱钾化和中等钾化 。在本次观察的剖面中，也见到了分布非常局限的黑云母化，为团簇状细粒黑云母，所 占体积百分数多小于10%，不成规模。
        铜山斑岩铜矿所研究的剖面上硅化的产状主要有2种： ① 在原生石英基础上次生加大； ② 形成热液石英脉。本次观察的剖面以脉状硅化为主。蚀变亚类包括含硅化、弱硅化、中等硅 化和强硅化蚀变4个强度的完整的蚀变序列。
剖面系列样品中观察到的 绢云母化蚀变主要以细粒鳞片状的绢云母交代斜长石的形式产出。 绢云母化蚀变带局部与石英一起产出。1064剖面上绢云母化蚀变根据蚀变强度不同主要划分 为弱绢云母化、中等绢云母化和强绢云母化蚀变。绢云母化在观察的剖面上最为发育、分布 也最为普遍。
        青磐岩化的主要组成矿物包括绿泥石、绿帘石及方解石，局部有少量石英。有时会出现绿帘 石的类质同象变体斜黝帘石。斜黝帘石与绿帘石构成类 质同象系列，相当于含铁极低或基本不含铁的绿帘 石。它们的物理性质和光学性质均为连续过渡。斜黝帘石是中基性斜长石的蚀 变产物，也是辉石、角闪石的次生蚀变矿物。绿泥石、绿帘石(斜黝帘石)主要以交代原岩中 的黑云母和角闪石形式产出，也有部分绿泥石和绿帘石脉。而方解石则主要为脉状，少量交 代原岩中的斜长石等矿物。
        伊利石_水白云母化蚀变的标型矿物为伊利石和水白云母。在高倍镜下水白云母呈弯曲的蠕 虫状或鳞片状，单偏光下呈无色、淡绿或淡黄褐色，具有二级蓝绿_三级蓝绿的干涉色，通 常低 于绢云母。伊利石为粒状_鳞片状，正交偏光下干涉色低于二级蓝绿，由于颗粒细小多呈灰 色 。由于二者镜下区分难度较大，笔者将其划为同一个蚀变带，这与前人的叫法一致(秦克章 等，1990)。
        黏土化蚀变中黏土矿物主要指的是高岭石和迪开石。蚀变剖面中黏土化发育最为局限，主要 呈微粒集合体或纤维状产出。颗粒细小，一般小于0.002mm，部分呈胶体状态，肉眼观察呈块状、土状。
        铜山矿区的蚀变基本包括了典型的斑岩型矿床的所有蚀变类型（钾化、硅化、绢云母化、黏 土化、绿泥石化、绿帘石化、碳酸盐化等）。本研究进行了蚀变矿物钾长石、绿帘石、绿泥 石及绢云母的电子探针分析。
        矿区未出现大规模弥散面状钾化。主要为脉状或以脉体晕的形式产出（图8a）。钾化在1064 勘探剖面上发育仅若干处，且基本都位于1000 m以深的位置。铜山铜矿钾长石电子探针数据 见表6。蚀变钾长石的w（SiO₂）为63.97%～66.44%，w（K₂O） 为10.83%～16.52%，w（Al₂O₃）为17.80%～ 18.43%，w（Na₂O）为0 .22%～4.19%，其w（Or）为63%～98%，w（Ab）为2%～37%。
矿区绿帘石蚀变主要以脉状形式产出，有时可见绿帘石与斜黝帘石共生。绿帘石的电子探针 (EPMA)分析(表7)显示其w（SiO₂）变化很小，介于38.06%～38.78%；w （CaO）变化也很小，为22.63%～23.55%；w（FeO）为9.86%～14.01%； w（Al₂O₃）为21.07%～24.39%；Na₂O、Cr₂O₃、K₂O、MgO、NiO、MnO、C l含量均很低，除w（MgO）最大值0.2%以及w（MnO）最大值0.73%外，其 余几个元素含量均低于1‰。TiO₂未测出。
         矿区绿泥石化多以交代早期石英闪长岩及闪长岩脉中的角闪石和黑云母为主，也有以脉状形 式与石英和/或碳酸盐矿物共生的。在细晶闪长岩脉中绿泥石较发育。电子探针(EPMA)分析 表明(表8)其w（SiO₂）显著低于绿帘石，为23.39%～29.85%；w（M gO）与w（FeO）均变化较大，二者范围 分别为8.22%～19.26%和19.77%～33.49%； w（Al₂O₃）变化范围相对较小，为15.18%～19.52%；w（MnO） 在0.40%～0.79%，w（TiO₂）在 0～1.42%范围内变化。Cr₂O₃、Na₂O 、K₂O、NiO、Cl含量均很低，最高不超过0.5%。
        根据Al、Fe和Mg在四面体和八面体中原子数与形成温度的关系方程可计算出绿泥石化形成的 温度(Cathelineau,1988, t₁; Jowett, 1991, t₂)。对比表8底部的2组温度数 据可知，2种 方法计算出的热液绿泥石形成温度非常一致。矿区绿泥石形成温度具有一致的温度变化区间 ，为234～325℃，主要集中在300℃左右。
        绢云母化是矿区与成矿有关的最重要的蚀变类型之一。在矿体附近的石英闪长岩_英云闪长 岩_花岗闪长岩中较为发育。矿区发育最为明显的为弥散状的 绢云母。少量绢云母进一步生长形成白云母。
        电子探针分析结果(表9)显示，矿区弥散状蚀变 绢云母w（SiO₂）介于45.43%～4 9.08%；w（Al₂O₃）变化范围相对较小，介于28.07%～30.46%；w（K 2O）较为均一，介于10.32%～11.00%；w（FeO）为3.04%～4.86%；w （M gO）为1.16%～1.89%；w（Na₂O）为0.07%～0.37%，w（TiO₂） 在0～0.20%范围内变化。Cr₂O₃、MnO、CaO、NiO、Cl含量均很低，最高不超过0.1%。
注： 比值单位为1； t₁(℃)=-61.92+321.98 AlⅣ/2；Cathelineau,1988； t₂(℃)=319 AlⅣc-69, Al^Ⅳc=AlⅣ/2+0.1［Fe/(Fe+Mg) ］；Jowett, 1991。
        观察1064剖面蚀变分带图（图9）可以发现，笔者根据观察划出的铜山斑岩铜矿蚀变分带与 前人在其他斑岩铜矿区划出的蚀变分带(Lowell et al., 1970; Sillitoe, 2010; 王之田等 ，1988；秦克章等，2014)有较大差别。笔者做出的蚀变分带没有明显的同心轴状特征，也 没有从下至上依次为钾化、绿泥石_绢云母化、绢英岩化，周围是青磐岩化这样显著清晰的 特征。但是仔细观察图9，仍然可以发现铜山铜矿1064勘探线剖面上的蚀变分带具有一定的 规律性，具体概括如下。
        （1） 铜山断层将1064剖面上的蚀变带错断。 上、下盘的蚀变分带差异明显，其中，钾化蚀变主要 分布在深度较大的下盘中。下盘中分布最广的为绢云母化，硅化次之。具体就分布范围而言 ，中等绢云母化弱绢云母化>强绢云母化，对硅化分布范围 而言中等硅化≈弱硅化>强硅化>含硅化。相比而言，上盘基本无明显的钾化，弱_中等硅化发育也很局限，有一定的弱绢云母化以及很小范 围的中等_强绢云母化及弱黏土化。
        （2） 工业铜矿体主要赋存在硅化与绢云母化蚀变带中，断层上盘少部分Ⅱ号矿体分布在伊 利石_水白云母化带与青磐岩化带内。厚大的Ⅲ号矿体主要与中等以上的硅化与中等绢 云母化（少量弱绢云母化）有关。如ZK1064_4孔1400以下部位发育强硅化带和中等绢云母化 带，对应矿化较好。
        （3） 钾化蚀变基本都位于较深部位， 观察到的 钾化垂直深度介于950～1250 m。最强的钾化 出现在ZK1064_2钻孔的1036 m处，但发育比较局限。钾化蚀变主要与硅化蚀变和绢云母化蚀 变相邻。
        （4） 绢云母化蚀变分布范围最广，分布深度变化范围很大，垂向深度0～1500 m之间均有 分 布。硅化在垂向上的分布范围也相当大，垂直深度介于0～1450 m。伊利石_水白云母化蚀变 次之，垂向深度变化为0～1250 m。钾化的平均分布深度最大，约1100 m。青磐岩化 垂向分布范围最浅，为0～900 m。
        （5） 铜山断层上盘中虽然也有少许中等_强绢云母化，但其中并不含矿体，与下盘发育矿 体 的弱_中等绢云母化带相比，后者矿体附近有硅化发育，这从一个侧面表明硅化对于铜矿 化具有重要意义。
        铜山铜矿区广泛分布的长石分解蚀变（包括绢云母化和伊利石_水白云母化蚀变），可能表 明 导致蚀变的酸性流体活动范围较广或持续时间较长(Sil_litoe, 2010)。对于大范围的蚀变 ， 笔者认为铜山铜矿下部应该有一个较大的高位中间岩浆房，该岩浆房为铜山铜矿提供了成矿 流体、成矿物质及热源。
        蚀变带分布规律性不强，与前人提出的经典的同心轴状蚀变模式有明显差异，可能的原因包 括： ① 矿区岩性不均一； ② 成矿后铜山断层的发育导致蚀变带的错断； ③ 断裂或构造 裂隙控制流体的路径使其不对称； ④ 晚期的流体蚀变对于早期的蚀变叠加和改造。笔者认 为 ①、②、④为蚀变特征的主要控制因素。岩性对于蚀变的控制很明显地体现在石英闪长岩 岩体中深部绢云母化较发育，而侵入其中较晚的细粒闪长岩脉中绿泥石化明显较强，绢 云母化则不发育。青磐岩化主要发育在上盘的多宝山组安山岩以及安山质凝灰岩中。断层 对于蚀 变分带的影响主要体现在铜山断层上、下盘蚀变分带有着显著的差异。晚期流体对于 早期流体蚀变的叠加改造可以在一些脉系的二次活化中体现出来。
        如果Lowell等(1970)、王之田等(1988)提出的铜矿化壳主要分布在钾化带和绢英 岩化（绢云母化）带的接触带附近，对斑岩铜矿而言为一般性规律，那么在图9剖面中的下 部，还应有对应的钾化以及矿化。由于断层下盘蚀变明显强于上盘蚀变，且越靠近ZK1064_1 、ZK1064_4和ZK1064_2深部，硅化和钾化有变强趋势，并且矿化在ZK1064_4的底部（大约16 00 m）还可见，且未尖灭。综合以上证据，推断热液蚀变矿化中心应位于ZK1064_2钻孔正下 方的1300～1550 m垂直深度处，如图9底部紫红色“×"所标出的位置。
        图5清楚地显示，已发现的4条斑岩岩脉均位于铜山断层的下盘。其中, 有3条深度基本都处 于7 00～1000 m的深度，最靠近北北东方向的斑岩岩脉深度较大，大约位于1000～1200 m垂直深 度 。根据已发现斑岩岩脉的产状（倾向南西）、强硅化蚀变及钾化出现的位置和矿体分布特征 ，错断的上盘中也有一定范围的弱绢云母化蚀变及少量中等_强绢云母化蚀变，推断斑岩体 的位置可能位于ZK1064_2的正下方并向西倾，垂直深度可能大于1400 m。图9中底部蓝色渐 变的填充区即为预测的斑岩体位置。
        由于1064勘探线剖面上盘中发育有矿化（Ⅰ号和Ⅱ号矿体），且蚀变以伊利石_水白 云 母化、绢云母化为主，另有部分青磐岩化，根据典型的斑岩铜矿蚀变分带模式推测上盘的位 移不是很大，且基本是靠近伊利石_水白云母化与青磐岩化接触的部位发生了错断和移动 ，暗示了铜山断层的上盘离矿化中心及蚀变中心并不远，庞绪勇等(2017)推测垂向断距在70 0 m以内。
        (1) 在铜山断层下盘700～1200 m的深度发现了4条花岗闪长斑岩岩脉，解答了多年来一直没 有找到斑岩体蛛丝马迹的困惑，给出了一个可能的斑岩体中心寻找方向，为下一步查明斑岩 体和成矿中心提供了依据。
        (2) 铜山斑岩铜矿床矿化以黄铜矿矿化为主，斑铜矿矿化少见，至少发育3个阶段的黄铁矿 。
        (3) 铜山铜矿床发育4个阶段8类脉系，1064勘探线剖面出现的蚀变类型包括钾化、硅化、绢 云母化、青磐岩化、伊利石_水白云母化及黏土化。
        (4) 铜山斑岩型铜矿床的成矿过程可分为热液期和表生期，其中热液期又分为热液活动早阶 段、 主成矿阶段、热液活动晚阶段，具有经济价值的铜矿化主要发生在主成矿阶段。
        (5) 根据硅化及钾化的分布特征以及已发现的斑岩岩脉位置，推断铜山铜矿热液蚀变成矿 中心位于ZK1064_2钻孔正下方的1300～1550 m垂直深度处，推测的斑岩体位置紧邻热液 蚀变成矿中心，位于其下。根据蚀变分带特征，铜山断层并未将矿体错动很远，推测铜 山断层垂直断距小于500 m。    
        志谢本文的野外工作得到了黑龙矿业集团股份有限公司刘锐董事长、郭继海总 工程师、 梁海军总工程师、崔革高工、佟匡胤工程师、唐辉工程师和祝鹏飞工程师等的大力协助，野 外工作过程中得到了同课题组李真真博士、苏仕强、邹心宇和李力的帮助，期间与多宝山_ 大兴 屯铜多金属矿整装勘查区关键基础地质研究项目负责人吕军高工讨论并获得建议。初稿承蒙 审稿人悉心审阅，提出建设性意见，在此一并表示衷心感谢。