2012, Vol. 28
2. 中国地质科学院矿产资源研究所，北京 100037
2. Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China
云南个旧锡铜多金属矿集区举世闻名,一百多年以来,众多学者在矿床地质、地球化学研究的基础上取得了大量重要认识。至20世纪90年代,大多数学者强调燕山期花岗岩对成矿作用具有重要意义(彭程电,1985；朱金初等,1991；罗君烈,1995；郑庆鳌和杨涤生,1997),然而,随着矿山勘探和开发的深入,新的矿体不断发现。其中赋存于变玄武岩层中及变玄武岩与碳酸盐岩地层接触部位的层状铜矿,由于其顺层展布的特征,越来越多的学者对个旧锡铜多金属矿的花岗岩成矿模式提出质疑。彭张翔(1992)首次提出个旧矿区属于海底火山喷发形成的碱性玄武岩铜矿床,即首先由海底喷气活动形成层状矿床,其后花岗岩侵入,活化迁移矿源层中的成矿元素,从而改造成矿。李纯杰和史洪岳(1993)、徐克勤等(1996)、周建平等(1997,1998,1999)、张欢等(2003,2007)则依据矿石中发现所谓的原生喷流-沉积组构、沉积生物结构及矿相学、地球化学等方面的证据,提出个旧超大型层状硫化物矿床是海底喷流热水沉积而不是岩浆成因,并认为燕山期花岗岩浆的侵入只起到对层状矿体进行了热液叠加改造的作用。秦德先等(2004,2006a,2006b)则提出“两楼一梯”的成矿模式,进一步将个旧锡铜多金属矿的成矿作用分为三个系列,分别为印支期海底基性火山沉积成矿系列、印支期海底喷流沉积成矿系列和燕山期花岗岩叠加改造成矿系列。钱志宽等(2009)认为卡房新山的层状透辉石岩属于热水沉积岩。然而,毛景文等(2008a,b)、杨宗喜等(2008,2010)根据野外地质观察及放射性同位素年龄精测研究,认为卡房铜矿为岩浆热液成因矿床。
流体包裹体是揭开矿床成因以及成矿作用机理的钥匙(Roedder,1984),本文旨在通过全面的流体包裹体研究,来探讨卡房矿田层状铜矿的成矿流体性质及演化特征。尽管已有学者在卡房矿田进行过流体包裹体研究(冶金工业部西南冶金地质勘探公司308队,以下简称308队,1984；於崇文等,1988；杨宗喜等,2010),但由于对层状铜矿的成矿流体性质研究不够彻底,对其性质和来源的认识尚不够清楚。本文对层状矿体中的代表性样品开展了系统的流体包裹体测试及同位素地球化学分析,尝试探讨卡房层状铜矿的成矿过程,并结合前人研究资料,进一步探讨卡房层状铜矿的成因。
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图 1 个旧地区地质简图及主要锡多金属矿床的分布图(据毛景文等,2008b；308队,1984修编) 1 -第四系沉积物；2-上三叠统火把冲组板岩、砂岩、砂砾岩；3-中三叠统法郎组砂岩、页岩夹凝灰岩和玄武质熔岩；4-中三叠统法郎组玄武质熔岩；5-中三叠统个旧组碳酸盐岩；6-下三叠统紫红色砂岩夹绿色砂岩、泥灰岩；7-二叠纪峨眉山溢流玄武岩；8-哀牢山变质带；9-辉长岩；10-霞石正长岩；11-碱长花岗岩(原二长岩)；12-碱性花岗岩；13-斑状黑云母花岗岩；14-等粒黑云母花岗岩；15-辉绿岩墙；16-断层；17-主要矿床 Fig. 1 Geological sketch map and distribution of polymetallic tin deposits in the Gejiu area(after Mao et al., 2008b; SMGPC,1984) 1 -Quaternary; 2-Upper Triassic Huobachong Formation of slate,sandstone,and glutinite; 3-Middle Triassic Falang Formation of sandstone,shale interlayered with tuff and basaltic lava; 4-Middle Triassic Falang Formation of basaltic lava; 5-Middle Triassic Gejiu Formation of Carbonate rock; 6-Lower Triassic mauve sandstone interlayered with green sandstone and marlite; 7-Permian Emeishan flood basalt; 8-Ailao Mountain metamorphic zone; 9-gabbro；10-nepheline syenite；11-alkali feldspar granite(formerly monzonite); 12-alkali granite；13-porphyritic biotite granite; 14-equigranular biotite granite; 15-diabase dike; 16-fault; 17-main ore deposit |
个旧矿集区位于华南地块西部边缘,以红河大断裂为界与特提斯域的三江褶皱带相邻(图 1)。矿集区出露的地层自下而上分别是二叠纪火山岩,厚度约2400m；上二叠统龙潭组细粒碎屑岩及煤系,厚度大于332m；下三叠统飞仙关杂色砂页岩,厚度173~389m；下三叠统永镇组砂泥岩,厚度408~457m；中三叠统个旧组碳酸盐岩,在区内广泛发育,厚约3000m,按岩性组合可分为三段：上部为白泥洞段,以灰岩为主,夹不规则状白云岩,中部为马拉格段,以白云岩为主,夹不规则状灰岩,下部为卡房段,为灰岩和灰质白云岩互层,其中卡房段夹有基性火山岩,厚度1400~4000m；中三叠统法郎组细粒碎屑岩及一些碳酸盐岩,在下部和上部分别夹有基性火山岩,厚度1800~2800m；上三叠统鸟格组和火把冲组细粒碎屑岩夹透镜状烟煤层和砾岩、砂砾岩层,厚度约500~1200 m(庄永秋等,1996)。上述各地层间除了二叠纪飞仙关组与龙潭组、个旧组与法郎组之间为假整合接触外,其余均为整合接触。第三系砂砾岩碎屑岩,局部含石膏、砂泥质及煤层沉积；第四系残积-坡积、湖积、洞穴堆积物。新生界沉积物以角度不整合上覆于老地层之上(308队,1984)。
矿集区内西南部的红河深大断裂是三江褶皱带与华南地区的构造分界线,南北向个旧断裂是区域性小江岩石圈断裂的南延部分(图 1)。除此之外,还有北北东向龙岔河、轿顶山和杨家田断裂带,及北西向白沙冲断裂。褶皱构造有五指山复式背斜和贾沙复式向斜,均呈北东30°走向,横贯全区。南北向的个旧断裂是个旧地区最重要的控矿构造,将个旧矿集区分为东、西两个区,锡铜多金属矿主要产于东区。东区骨干构造主要是南北-北北东、东西向的复式褶皱和大断裂。北北东向的五指山复式背斜是东区的主要控矿构造之一,结合东西向的5条压扭性大断裂(龙树脚断裂、背阴山断裂、老熊洞断裂、仙人洞断裂和白龙断裂)将矿带自北而南分为马拉格、松树脚、老厂、双竹和卡房5个矿田。与这些东西向断裂平行的还有马松穹窿、大箐-阿西寨向斜、鸡心脑背斜、猪头山向斜和大花山背斜(308队,1984)。这些东西向的构造对于个旧锡铜多金属矿的形成具有重要的意义。
在个旧地区除了二叠纪和三叠纪两次基性火山喷溢作用外,在白垩纪还发生了大规模的岩浆侵位事件。其中三叠纪形成的碱性玄武岩和白垩纪的酸性侵入岩,与成矿具有密切联系。三叠纪的碱性玄武岩形成于大陆张裂环境(黎应书等,2009),主要有三期：中三叠世安尼期(个旧组下段)、拉丁尼克早期(法郎组下段)和拉丁尼克晚期-诺利克期(法郎组上段),均呈层状产出,与围岩呈整合接触关系。其中安尼期的玄武岩分布在个旧东区矿田的地表及井下,分布面积在125km2以上,在较厚的玄武岩内常夹0.2~4m厚的若干层碳酸盐岩。第二期拉丁尼克早期的玄武岩主要分布于水塘寨-保和-木花果以及木卜玲一带的法郎组下部。第三期拉丁尼克晚期-诺利克期的玄武岩分布在西区贾沙以南的他白、林和村-尼得、德胜冲、牛屎寨一带的法朗组上部,展布面积达40km2(黎应书等,2006a)。白垩纪岩浆岩有：辉长岩、似斑状花岗岩、等粒花岗岩、碱长花岗岩(神仙水岩体)、暗色微粒包体、碱性岩和煌斑岩等。LA-ICP-MS和SHRIMP锆石U-Pb测年结果表明,龙岔河似斑状花岗岩主要形成于81.2±1.4~83.2±1.4Ma,马拉格-松树脚似斑状花岗岩形成于82.8±1.7Ma,老厂似斑状花岗岩形成于83.3±1.6Ma,老卡等粒花岗岩形成于85±0.85Ma,新山等粒花岗岩形成于83.1±0.42Ma,白沙冲等粒花岗岩形成于77.4±2.5Ma,白云山碱性岩形成于76.6±3.6Ma,煌斑岩的形成时代为77.2±2.4Ma(程彦博等, 2008a,b,2009；Cheng and Mao, 2010)。
矿集区内矿床类型多样。就原生矿床而言,主要矿床类型有矽卡岩型、云英岩型、Manto型(或层间交代型)、脉型(包括石英-电气石脉、矽卡岩脉、金云母和锡石硫化物脉)和玄武岩型。除了玄武岩型矿床为单一铜矿或锡铜矿外,其余都是锡(铜)多金属矿。尽管还曾报道有石英黑钨矿脉,风化壳型铌钽稀有矿和含锡白云岩型矿床等,但不具有重要工业意义(毛景文等,2008b)。
2 矿田地质 2.1 矿田地质概况卡房矿田位于个旧矿集区东区的南部。矿田北部以老熊洞断裂与老厂矿田为界,南界为白龙断裂；西至大黑山,东抵蒋家坪-龙头寨,面积约42km2(图 2)。矿田出露的地层为上二叠统龙潭组泥砂岩,中三叠统个旧组碳酸盐岩,下三叠统永宁镇组泥质灰岩、泥砂岩及飞仙关组砂页岩,新近系粘土层、砂页岩层、砂砾岩层以及第四系沉积物。其中,中三叠统个旧组下部卡房段在矿田内分布最广,其岩性为灰色、深灰色薄-中厚层状白云岩、灰岩、灰质白云岩、白云质灰岩及其互层(308队,1984；庄永秋等,1996)。
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图 2 卡房矿田地质图(据308队,1984修编) 1 -第四纪沉积物；2-中至厚层状白云岩；3-薄至中厚层状灰质白云岩与灰岩互层；4-中厚层状石灰岩；5-薄至中厚层状灰质白云岩与灰岩互层；6-石灰岩与泥质灰岩互层；7-灰质白云岩与灰岩互层；8-石灰岩夹泥质灰岩；9-绿色泥灰岩夹灰岩；10-紫红色砂页岩泥岩；11-黄绿色砂页岩；12-燕山期中细粒黑云母花岗岩；13-矽卡岩；14-变玄武岩；15-穹窿；16-背斜轴线；17-向斜轴线；18-压扭性断层；19-张扭性断层；20-性质不明断层；21-地层界线；22-岩层产状 Fig. 2 Geological map from Kafang ore-field(modified after SMGPC,1984) 1 -Quaternary; 2-medium-thick stratified dolomite; 3-thin-medium interbedding calcite dolomite and limestone; 4-medium-thick stratified limestone; 5-thin-thick interbedding calcite domolite and limestone; 6-interbedding limestone and argillaceous limestone; 7-interbedding calcite dolomite and limestone; 8-limestone and argillaceous dolostone; 9-green argillaceous limestone and limestone; 10-purplish red sandy shale and mudstone; 11-yellow-green sandy shale; 12-Yanshannian fine-medium grained biotite granite; 13-skarn; 14-Triassic basaltic lava; 15-dome; 16-anticline axis; 17-syncline axis; 18-compresso-shear fault; 19-tension-shear fault; 20-properties unknown fault; 21-stratigraphic boundary; 22-attitude of rocks |
卡房矿田位于北东向五指山复式背斜南段与东西向构造的复合部位,五指山复式背斜是矿田的一级控矿构造,北北东向与东西向构造为二级控矿构造。北北东向褶皱构造自北往南有新山弧形背斜和黄泥坡背斜；北北东向断裂主要分布于矿田西部的大黑山一带,从东至西有卡田断裂、大凹子断裂等,其中以卡田断裂规模最大,向北延伸与个旧断裂相接。东西向构造相互平行成带产出,主要褶皱有：鸡心脑背斜、猪头山向斜、大花山背斜；断裂构造由北向南有：老熊洞断裂、仙人洞断裂、黄泥洞断裂、龙树脚断裂和白龙断裂(图 2)。这些断裂具有多期活动性,断裂破碎带十分发育(308队,1984；庄永秋等,1996)。这些断裂及其次生断裂和裂隙,为矿液提供了通道和空间。
矿田内出露的岩浆岩主要为中三叠世安尼期玄武岩和白垩纪新山花岗质岩体。矿田内出露的玄武岩已经发生蚀变,称为变玄武岩。其主要的岩石类型有：变余斑状玄武岩、阳起石黑云母化玄武岩、黑云母阳起石化玄武岩和阳起石化玄武岩。变玄武岩的主要蚀变矿物是阳起石、黑云母、金云母、透闪石、绿帘石、绿泥石、绢云母等,可见部分斜长石,已经发生钠黝帘石化。此外,还见部分不透明矿物,主要是黄铁矿和黄铜矿等。其结构有变余斑状结构、变余间片结构、变余间隐结构、磷片状变晶结构等；构造一般为块状构造、杏仁状构造,还可见火山角砾构造(黎应书等,2006a)。新山花岗质岩体的出露面积约0.3km2。岩体由内部相和边缘相组成,内部相为中细粒黑云母花岗岩,花岗结构,粒度较为均一,主要矿物成分有微斜长石、斜长石、石英、黑云母等；副矿物有锆石、磷灰石、独居石、电气石、萤石,以锆石为主。边缘相为中-细粒浅色花岗岩属蚀变花岗岩,主要由石英、长石组成(308队,1984；程彦博等,2008a；Cheng and Mao, 2010)。岩体的岩浆期后气化热液交代蚀变现象显著(李家和,1985),普遍发育有钾长石化、萤石化、绢云母化等；岩体顶部及岩舌伸出部位常有云英岩化及弱钠长石化,这些部位往往伴有锡和稀有、稀土矿化(308队,1984；程彦博等,2008a)。岩体产状呈北西陡、南东缓,岩体受围岩不同岩性及褶皱、断裂的控制,沿不同岩性界面贯入,形成岩枝、岩舌和凹陷带,是矿液充填、交代的有利场所(308队,1984)。
2.2 矿床地质卡房矿田内原生锡-铜矿(图 3)主要有：变玄武岩型层状铜(锡)矿床和接触带矽卡岩型锡-铜矿床。另外,还可见到云英岩型锡-铜矿化及蚀变岩型锡-铜矿化,但是规模较小。
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图 3 卡房铜矿典型剖面图(据308队,1984修编) 1 -三叠系个旧组碳酸盐岩；2-三叠系变玄武岩；3-等粒黑云母花岗岩；4-矽卡岩；5-云英岩型铜矿化；6-铜矿体；7-断裂构造；8-钻孔位置线 Fig. 3 Reprehensive cross-section map of Kafang copper deposit(modified after SMGPC,1984) 1 -Triassic Gejiu Formation Carbonate; 2-Triassic meta-basalt; 3-equigranular biotite granite; 4-skarn; 5-greisen type of Cu-mineralization; 6-copper ore-body; 7-fault; 8-drilling holes |
本类矿床多分布在距花岗岩体0~2000m范围内,在此之外尚未发现工业矿体。矿石矿物组合较为单一,以黄铜矿和磁黄铁矿为主(图 4a),伴生少量黄铁矿、毒砂、白钨矿等。脉石矿物主要为斜长石、阳起石、黑云母、透闪石、绿泥石、绿帘石、电气石(图 4b)等。铜矿体主要呈层状、似层状、透镜状,沿个旧组下部卡房段变玄武岩层内断裂带和变玄武岩与碳酸盐岩(大理岩)层间断裂分布(图 3),矿体变化较大,沿走向延伸一般都在200~400m以上(308队,1984；杨宗喜等,2010)。具体如下(庄永秋等,1996)：
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图 4 卡房矿田变玄武岩型铜矿体中铜矿石采样位置、手标本及镜下照片 (a)-黄铜矿及磁黄铁矿；(b)-黄铜矿矿石及电气石；(c)-黄铜矿及黄铁矿；(d)-条带状构造；(e)-浸染状构造；(f)-变玄武岩中的石英硫化物脉 Fig. 4 Field specimens and microscope photos of Kafang stratiform-like ore-body (a)-chalcopyrite and pyrrhotite;(b)-chalcopyrite ore and tourmaline;(c)-chalcopyrite and pytite;(d)-banded structure;(e)-disseminated structure;(f)-quartz sulfide vein in meta-basalt |
(1) 产于变玄武岩与大理岩接触界面,呈多层出现,一般2~3层,多达5层。矿体呈似层状、透镜状,长300~650m,宽100~300m,厚0.5~5m。产状与围岩一致呈缓倾斜产出。主元素为铜,铜平均品位0.6%~0.8%,伴生有钨、锡、金、银、铋、硫和萤石。
(2) 产于变玄武岩中沿构造裂隙充填交代的陡倾脉状和缓倾透镜状矿体,矿体规模大小不一,长数十米至数百米,延伸30~60m,厚3~10m。矿体含铜很富,平均含铜5%~10%,最高达30%。
(3) 产于变玄武岩两侧5~30m范围内的大理岩中,呈似层状、透镜状缓倾斜矿体,矿体长100~300m,宽约100m,厚1.70~10m,个别厚达34m。金属矿化表现为铜、钨、铋、钼、金等共生特征。
2.2.2 接触带矽卡岩型锡-铜矿床本类矿床产于新山花岗岩与碳酸盐类岩层或变玄武岩接触带上(图 3),以铜矿化为主(图 4c),伴生锡。主要矿石矿物为磁黄铁矿、黄铁矿、毒砂、黄铜矿、白钨矿、锡石等；脉石矿物为透辉石、石榴子石、符山石、阳起石、透闪石、菱铁矿、绿泥石、绢云母、石英、方解石等。硫化矿石中铜主要呈黄铜矿产出,氧化矿石中铜矿物较复杂,主要为铜、铁结合的氧化物,锡主要呈锡石存在于矿石中(308队,1984)。矿体形态受矽卡岩产出形态控制,呈透镜状、扁豆状、板状、或与低品位铜矿化矽卡岩逐渐过渡的不规则状等。矿体规模大小不一,品位变化较大,铜平均品位为1.2%~1.8%。
2.3 矿石组构根据矿石矿物的粒度、结晶程度、组合形态等进行分类,卡房铜矿矿石的主要结构类型有以下几种(杨宗喜等,2010)。
自形-半自形-他形粒状结构 早期生成的矽卡岩矿物有些被后期生成的退化蚀变矿物交代,沿早期的矽卡岩矿物交代蚕食,但有些还能看到轮廓,形成半自形粒状结构。黄铁矿可具完好晶形充填于脉石矿物颗粒之间。黄铜矿常呈有他形粒状集合体交代脉石矿物。
交代残余结构 矿区内交代现象非常普遍,表现为退化蚀变阶段生成的矿物交代矽卡岩阶段形成的矿物,以及石英-硫化物阶段生成的金属矿物对矽卡岩阶段的矿物进行交代,交代作用进行的不彻底,残留被交代矿物。
变余斑状结构 这是矿区内变玄武岩的典型结构特点,原岩玄武岩中辉石和长石斑晶为阳起石-金云母交代呈假象。
根据矿石矿物集合体的形态、空间分布、排列状态,卡房铜矿矿石的构造主要有块状构造、条带状构造、浸染状构造、脉状构造,其中以块状构造和脉状构造为主,其它构造类型分布较少。
致密块状构造 矿石中金属矿物含量80%以上,矿物成分和结构都很均匀,不显示定向排列,富矿石的主要构造之一(图 4b)。
条带状构造 黄铜矿、磁黄铁矿和矽卡岩矿物呈条带状出现,定向分布(图 4d)。又叫自组织结构,是体系在远离平衡态的条件下,物质有序排列的结果,是矽卡岩矿床中一种常见的构造现象。
浸染状构造 黄铜矿和磁黄铁矿呈浸染状分布于变玄武岩中(图 4e)。
晶洞构造 方解石-硫化物充填交代玄武岩中的气孔,形成晶洞构造。
脉状构造 石英-磁黄铁矿-黄铜矿脉状矿石穿插玄武岩围岩(图 4f)。
2.4 围岩蚀变由于白垩纪大规模酸性岩浆侵入作用,矿田内岩体顶部、三叠系碳酸盐岩及玄武岩地层均发生不同程度的变质作用。岩体顶部发生云英岩化,主要有白云母和石英组成,部分地段发育锡矿化。岩体与碳酸盐岩地层接触带发生矽卡岩化,内矽卡岩带矽卡岩矿物主要由石榴子石和辉石组成,石榴子石主要为暗红色,颗粒粗大,含量多于辉石。外矽卡岩带矽卡岩矿物主要为辉石和石榴子石等,辉石主要为透辉石-钙铁辉石系列,大部分石榴子石为钙铝榴石-钙铁榴石的过渡系列；石榴子石颜色变浅,含量变少,有的地方只有透辉石,形成透辉石岩。矽卡岩受到流体交代发生退化蚀变作用,退化蚀变岩的矿物组合为阳起石、镁铁闪石、绿帘石和绿泥石等(杨宗喜等,2010)。石榴子石与辉石有时呈块状构造,有时呈条带状构造。
玄武岩地层广泛遭受不同程度的变质作用,普遍称为变玄武岩。变玄武岩的主要矿物组合为黑云母、阳起石、金云母、纤维闪石、绿帘石、绿泥石和绢云母等。此外,还可见部分硫化物,主要是黄铁矿和黄铜矿等。其结构有变余斑状结构、变余间片结构、变余间隐结构、磷片状变晶结构等；构造一般为块状构造、杏仁状构造等(黎应书等,2006a),在接近矿体或矿化强烈的部位,玄武岩的变质程度较深。其中,变玄武岩中的云母为金云母-镁质黑云母系列,具富镁的特点,而变玄武岩中的闪石类矿物为阳起石-镁角闪石系列(杨宗喜等,2010)。
2.5 成矿阶段本文仅将变玄武岩型层状铜矿床作为研究对象,根据其矿石矿物特征、穿插关系、围岩蚀变、矿物共生组合及矿石组构特征,将其成矿过程划分为3个阶段：
(1) 石英-磁黄铁矿-黄铜矿阶段
本阶段金属矿物磁黄铁矿和黄铜矿大量沉淀,二者常组成厚大的矿体,赋存在变玄武岩内的断裂、裂隙带中或变玄武岩与大理岩的层间接触部位(图 5a),也可见黄铁矿、锡石等。此阶段石英常呈颗粒状与磁黄铁矿、黄铜矿等硫化物共生(图 5b),可被后期石英-方解石-硫化物脉或石英-方解石脉(图 5c,d)穿插。
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图 5 样品标本及采样位置照片 (a)-变玄武岩与大理岩之间的层状矿体；(b)-样品ZKF08-90；(c)-样品ZKF08-109采样位置；(d)-样品ZKF08-92 Fig. 5 Photos showing the samples and their locations in the ore field (a)-stratiform-like ore-body between meta-basalt and marble;(b)-sample ZKF08-90;(c)-the location of sample ZKF08-109;(d)-sample ZKF08-92 |
(2) 石英-方解石-黄铜矿-黄铁矿阶段
本阶段与上一阶段最大的区别是,磁黄铁矿明显减少,很少出现,黄铁矿及碳酸盐类矿物相对增多,且黄铁矿、黄铜矿等硫化物常与石英、方解石呈脉状产出,穿插早期的矿化或矿物(图 5c)。
(3) 石英-方解石阶段
本阶段矿化较少,主要为黄铁矿化,铜矿化极少。石英-方解石或方解石细脉穿插上两阶段或更早期的矿化与矿物(图 5d)。本阶段标志热液活动进入尾声。
3 矿床地球化学 3.1 流体包裹体 3.1.1 测试方法对变玄武岩型层状铜矿体中的石英和方解石进行流体包裹体研究,采样位置及样品描述见表 1。
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表 1 样品分类及特征 Table 1 Classification and characteristics of samples in this study |
利用光学显微镜研究流体包裹体岩相学特征,划分包裹体类型和共生组合；然后,进行流体包裹体测温和激光拉曼分析研究。这两项工作均是在中国地质大学(北京)地球化学实验室完成。显微测温工作使用的仪器为英国产LINKAM THMSG 600冷热台,可测温范围为-196~600℃,均一温度重现误差±1℃,冰点温度误差±0.1℃。所用的显微镜为OLMPUS-BX51型号光学显微镜,其放大倍数为100~800倍,包裹体测定时选用的放大倍数为500倍。在-56.6℃、0.0℃和374.1℃,系统用人造包裹体进行了校正。冷冻测温时,利用液氮对包裹体降温,并观察包裹体变化,包裹体冷冻后,缓慢升温,当接近相变点时,控制升温速率,使之小于1℃/min,观察记录三相点、 冰点、 笼形化合物熔化温度等。包裹体测温过程中,升温速率在10℃/min。单个流体包裹体的激光拉曼分析采用Reinishaw invia型激光拉曼扫描光谱仪,激发波长为：λ=514.5nm。
3.1.2 流体包裹体类型和组合样品中可见气液两相、纯气相、纯液相包裹体,前者广泛发育,后两者数量较少,未作显微测温分析。按常温下包裹体中各相态成分、比例、及组合关系,将所观察到的流体包裹体分为富气体包裹体(Ⅰ型)和液体包裹体(Ⅱ型),其中Ⅱ型包裹体据其相态比例、产状及颜色又可分为Ⅱa型和Ⅱb型。
Ⅰ型包裹体(图 6a,b)产于石英-磁黄铁矿-黄铜矿阶段的石英中,大小多在3.0~20.0μm之间,呈负晶形、椭圆形等,颜色发黑,气相占包裹体体积为30%~50%,均一至气相或液相。Ⅱa型包裹体(图 6c)产于石英-方解石-黄铜矿-黄铁矿阶段的石英、方解石颗粒中,大小多在2.5~12.0μm之间,呈椭圆状、近四边形或拉长状等不规则状,气相占包裹体体积多为15%~30%,均一至液相。Ⅱb型包裹体(图 6d)形成于石英-方解石阶段的石英、方解石中,或线性展布于它们的愈合裂隙中。此类包裹体大小多在2~10μm之间,呈圆形、近四边形或不规则状,气相占包裹体体积小于15%,多在5%~10%之间,均一至液相。
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图 6 卡房铜矿流体包裹体特征 (a)-石英-磁黄铁矿-黄铜矿阶段的富气体包裹体(Ⅰ型)；(b)-石英-磁黄铁矿-黄铜矿阶段中与黄铜矿共生的富气体包裹体(Ⅰ型)；(c)-石英-方解石-黄铜矿-黄铁矿阶段的富液相包裹体(Ⅱa型)；(d)-石英-方解石阶段的富液相包裹体(Ⅱb型) Fig. 6 Characteristics of fluid inclusions from Kafang copper deposit (a)-gas-rich inclusion in quartz-pyrrhotite-chalcopyrite stage(Ⅰ);(b)-gas-rich inclusion coexisting with chalcopyrite in quartz-pyrrhotite-chalcopyrite stage(Ⅰ);(c)-liquid-rich inclusion in quartz-calcite-chalcopyrite-pyrite stage(Ⅱa);(d)-liquid-rich inclusion in quartz-calcite stage(Ⅱb) |
实验过程中观察到的包裹体均为气液两相包裹体,显微激光拉曼光谱分析显示流体包裹体的气、液相中主要成分为H2O,气相成分中含有少量CH4,不存在CO2成分。测温过程中未发现富CO2的包裹体,故认为所测流体属于盐-H2O体系包裹体(卢章焕等,2004；邱士东等,2007；杨光树等,2008)。
实验测定石英-磁黄铁矿-黄铜矿阶段的原生包裹体(Ⅰ型),均一温度范围为245.7~452.0℃,峰值为350~450℃,平均为363.9℃(表 2、图 7)；盐度范围为18.55%~22.71%NaCleqv,平均为20.18%NaCleqv；密度范围为0.789~0.919g/cm3,平均0.854g/cm3(表 2)。
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表 2 流体包裹体的均一温度、盐度、密度及拉曼成分数据表 Table 2 Table of homogenization temperature,salinity,density and compositions of fluid inclusions from the Kafang ore-field |
在对各类包裹体特征进行详细观察记录的基础上,择其典型者进行显微测温分析。对Ⅰ型、Ⅱ型包裹体测定冰点温度和均一温度,结果见表 2和图 7。盐度值是根据NaCl-H2O型包裹体的冰点温度在冷冻温度-盐度数值表中查得的(Bodnar,1983),密度值利用经验公式来求得(刘斌和沈昆,1999)。
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图 7 卡房变玄武岩型层状铜矿床各成矿阶段流体包裹体均一温度直方图 (a)-石英-磁黄铁矿-黄铜矿阶段流体包裹体均一温度；(b)-石英-方解石-黄铜矿-黄铁矿阶段流体包裹体均一温度；(c)-石英-方解石阶段流体包裹体均一温度 Fig. 7 Histogram showing homogenization temperatures and salinities of the fluid inclusions in three mineralization stages of Kafang stratiform-like copper deposit (a)-homogenization temperatures of the fluid inclusions in quartz-pyrrhotite-chalcopyrite stage;(b)-homogenization temperatures of the fluid inclusions in quartz-calcite-chalcopyrite-pyrite stage;(c)-homogenization temperatures of the fluid inclusions in quartz-calcite stage |
实验测定石英-方解石-黄铜矿-黄铁矿阶段的原生包裹体(Ⅱa型),均一温度范围为139.4~ 443.8℃,峰值为250~300℃,平均为283.2℃(表 2、图 7)；盐度范围为9.21%~22.58%NaCleqv,平均为12.59%NaCleqv；密度范围为0.775~ 0.908g/cm3,平均0.863g/cm3(表 2)。
实验测定石英-方解石阶段的原生包裹体(Ⅱb型),均一温度范围为117.5~249.5℃,峰值有两个,分别为125~175℃和200~250℃,平均为185.0℃(表 2、图 7)；盐度范围为6.16%~10.61%NaCleqv,平均为11.97%NaCleqv；密度范围为0.937~ 1.055g/cm3,平均1.001g/cm3(表 2)。
3.1.4 流体包裹体的显微激光拉曼探针成分对流体包裹体中气体、液体以及包裹体寄主矿物进行了激光拉曼光谱峰值扫描,各类寄主矿物显示出尖锐鲜明的特征峰值：石英为1082cm-1和1160cm-1,方解石为1085~1086cm-1；液体成分主要为H2O谱峰(3310~3610cm-1),发现少量CO32-(1065~1071cm-1)；气体成分的拉曼图谱显示出气相H2O谱峰(3645~3750cm-1)和CH4谱峰(2913~2919cm-1)(张泉等,2005)(表 2、图 8)。
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图 8 卡房铜矿流体包裹体激光拉曼图谱 Fig. 8 Laser Raman spectra of fluid inclusions from Kafang copper orefield |
在Ⅰ型包裹体中,气相成分主要为H2O,含少量CH4,液相成分主要为水。Ⅱa型包裹体中,气、液相成分主要为H2O。Ⅱb型包裹体中气相成分主要为H2O,液相成分主要为H2O,含少量CO32-(表 2)。
3.2 氢、氧同位素氢、氧同位素分析对象,为变玄武岩型层状铜矿床中石英-方解石-黄铜矿-黄铁矿阶段、接触带型铜矿床中石英硫化物阶段的石英,首先将所采集的样品逐级破碎、过筛,粒级40~60目,然后在实体显微镜下反复挑选纯净石英,使其纯度在99%以上。样品经清洗、去吸附水和次生包裹体后进行分析。
石英的氧同位素分析方法为BrF5法(Clayton et al.,1963),首先将纯净的12mg石英样品与BrF5反应15h,萃取氧。分离出的氧进入CO2转化系统,温度为700℃,时间为12min,最后收集CO2。
对于氢同位素分析,采用爆裂法从石英包裹体中取水,其测试程序为：加热石英包裹体样品使其爆裂,释放挥发份,提取水蒸气,然后在400℃条件下使水与锌反应产生氢气(Coleman et al.,1982),再用液氮冷冻后,收集到有活性炭的样品瓶中。
氢同位素由中国地质科学院矿产资源研究所同位素实验室完成测试,用Finningan MAT 251 EM质谱计进行测试。氧同位素由中国科学院地质与地球物理研究所同位素实验室完成测试,用MAT 252 EM质谱计进行测试。氢和氧同位素采用的国际标准为SMOW。氢同位素的分析精度为±2‰,氧同位素的分析精度为±0.2‰。
接触带型铜矿床的石英硫化物阶段的流体包裹体显微测温分析,与变玄武岩型层状铜矿床中的流体包裹体测试分析在同一地点进行。测温结果及采样地点见表 3。
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表 3 卡房铜矿氢、氧同位素测试结果 Table 3 Hydrogen and oxygen isotope composition of Kafang copper deposit |
分析结果如表 3所示。δ18OV-SMOW变化范围是12.3‰~13.6‰,δDV-SMOW为-98‰~-79‰。与矿物平衡的水的氧同位素分馏按照如下公式计算获得：1000lna石英-水=3.38×106/T2-3.4(Clayton et al.,1972)。计算得δ18OH2O值为-0.82‰~7.09‰。
3.3 硫同位素对变玄武岩、花岗岩、黄铜矿及磁黄铁矿单矿物进行硫同位素分析,实验在核工业地质分析测试研究中心完成。如前所述,卡房矿田内铜矿主要有接触带矽卡岩型铜矿床和变玄武岩型铜矿床,本文仅对变玄武岩型铜矿进行了硫同位素分析,为使结果综合全面,本文同时收集了前人对卡房矿田两种类型铜矿体的硫同位素部分分析结果,详见表 4。
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表 4 卡房铜矿硫同位素组成 Table 4 Composition of sulfur isotope in the Kafang copper deposit |
流体包裹体显微测温分析结果显示,变玄武岩型层状铜矿的流体性质变化具有规律性,从石英-磁黄铁矿-黄铜矿阶段至石英-方解石阶段,流体温度(平均温度从363.9℃至283.2℃至185.0℃)显著降低,流体盐度(平均盐度从20.18%NaCleqv至12.59%NaCleqv至11.97%NaCleqv)缓慢降低,流体密度(平均密度从0.854g/cm3至0.863g/cm3至1.001g/cm3)基本不变。随着温度的降低以及流体性质的不断变化,流体中金属离子的溶解度不断降低,表现为三个成矿阶段的相继更替,三个成矿阶段的温度峰值不同(图 7),从石英-磁黄铁矿-黄铜矿阶段至石英-方解石阶段,峰值均具有较长的范围,代表各成矿阶段的主成矿作用进行较长时间。这些峰值范围无交集,说明了成矿流体系统不断发展演化,表现为不同成矿阶段具有不同的主要矿石矿物。
石英包裹体水的δDH2O值变化于-98‰~-79‰之间,平均值为-91‰,极差为19‰；计算获得的δ18OH2O值介于3.61‰~5.29‰,平均值为4.19‰,极差为1.68‰。在矿物包裹体水的氢、氧同位素组成图解(图 9)中,七件样品的投影点均落在接近岩浆水范围,都向雨水线偏移。杨宗喜等(2010) 对卡房铜矿中石英-硫化物阶段的4个石英样品,进行了氢、 氧同位素测试,与本次测试结果相吻合。本次得到所有样品中流体的密度在0.773~1.055g/cm3之间,仅有两个样品的密度值超过1.00g/cm3,与Roedder(1976)综合以往研究资料认为的大多数岩浆热液流体密度<1.00g/cm3相当。野外观察到变玄武岩型铜矿赋存部位的变玄武岩均具有金云母化、阳起石化等蚀变类型,且在矿体中还可见到电气石(图 4b),说明在铜矿体形成的过程中,与岩浆热液密切相关。同时,杨宗喜等(2008)测得卡房铜矿体中辉钼矿的铼锇等时线年龄为83.4±2.1Ma,与卡房矿田新山等粒花岗岩体的锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄83.1±0.42Ma(Cheng and Mao, 2010)相吻合,说明卡房铜矿的形成与新山岩体具有密切的成因联系。
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图 9 卡房铜矿δD(‰)-δ18OH2O(‰) Fig. 9 δD(‰)-δ18OH2O(‰)plot of Kafang copper deposit |
综上,变玄武岩型层状铜矿及接触带型铜矿中的成矿流体,主要以岩浆水为主,但有大气降水的参与。推测为岩浆热液自深部上升的过程中,不断与围岩中的大气降水发生同位素交换反应,使得早期含矿热液中的δD和δ18O发生漂移。这也合理解释了在Ⅱb型包裹体中测到了CO32-的现象：本次采自变玄武岩与大理岩接触层间及接触带的石英样品,由于与三叠纪地层关系密切,可能在石英-方解石阶段,包裹体捕获了较多的地层水或大气降水(Roedder,1984；卢焕章等,2004)。
4.2 成矿物质来源目前尚未有关于个旧地区铜来源的直接研究报道,本文根据硫同位素分析结果及野外地质现象进行推测。
硫同位素分析结果(表 4)显示,8件变玄武岩的δ34S为0.5‰~4.1‰,平均2.2375‰。2件花岗岩的δ34S为-2.7‰~-2‰,平均-2.35‰。19件变玄武岩型铜矿的δ34S为-0.86‰~3.8‰,平均2.3668‰,其中一件样品的δ34S为负值,其余全为正值。10件接触带型铜矿的δ34S为-3.2‰~6.2‰,平均-1.18‰,其中一件样品的δ34S为正值,其余全为负值。δ34S基本符合矿物与H2S之间的S同位素平衡分馏规律为：δ34S辉铜矿<δ34S黄铜矿<δ34S磁黄铁矿<δ34S辉钼矿(沈渭州,1987),表明变玄武岩型铜矿体和接触带铜矿体中硫化物的S同位素分馏基本达到了平衡。野外和室内研究表明,这两种类型铜矿体中未见硫酸盐矿物,在低fO2和低pH值环境下,硫化物δ34S值接近于热液总硫值δ34S∑S(Hoefs,1997),因此,硫化物的δ34S值可以近似代表含矿热液总硫值δ34S∑S,因而,矿石硫化物δ34S组成主要受硫源δ34S组成控制。
将表 4制成硫同位素分布直方图(图 10),图中显示变玄武岩型铜矿和接触带型铜矿的δ34S具有不同的分布范围和峰值,并分别与变玄武岩及花岗岩具有密切关系,下面将分别进行讨论。
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图 10 卡房铜矿δ34S值统计图 Fig. 10 δ34S statistical diagram of Kafang copper deposit |
(1) 变玄武岩型铜矿 此类矿体的δ34S变化范围为-0.86‰~3.8‰,平均2.3668‰,极差为4.66‰。同种矿物的δ34S变化范围不大,黄铜矿为-0.86‰~3.7‰,磁黄铁矿为2.6‰~3.8‰,表明矿石中的硫源是均一的。
硫同位素分布直方图(图 10)显示硫化物δ34S值呈现塔式分布,峰值出现在1%~1.5%,2.5%~4%,与变玄武岩δ34S峰值1%~1.5%,3%~4.5%基本一致,且硫化物的δ34S平均值(2.3668‰)与变玄武岩的δ34S平均值(2.2375‰)也基本一致。因此可以认为卡房变玄武岩型铜矿中硫化物的硫来源于三叠纪玄武岩。
(2) 接触带型铜矿 此类矿体的δ34S值为-3.2‰~6.2‰,平均-1.18‰,极差为9.4‰,小于10‰。同种矿物δ34S变化范围亦不大,黄铜矿为-3.2‰~-2‰,磁黄铁矿为-2.4‰~-0.9‰。表明矿石中硫源是基本上是均一的。
硫同位素分布直方图(图 10)显示硫化物δ34S值呈现塔式分布,峰值出现在-2.5%~-2.0%,-1.5%~-1%,前者在花岗岩δ34S值-2.7%~-2%范围内,且硫化物的δ34S平均值(-1.18‰)与花岗岩的δ34S平均值(-2.35‰)接近。其中,辉钼矿样品的δ34S值为6.2‰,接近变玄武岩的δ34S值范围,因此可以认为卡房接触带型铜矿中硫化物的硫来源于三叠纪玄武岩和白垩纪花岗岩,后者占主要地位。
李家和(1985)研究得到个旧花岗岩黑云母氧化系数较低,为0.069~0.33,氧逸度在Ni-NiO缓冲线和Fe2O3-Fe3O4缓冲线之间,反映其具有较低的氧逸度特征,而较低的氧逸度不利于铜的成矿。空间上,矿体展布与变玄武岩变质程度存在一定联系,其主要分布在变质较深部位。且矿体统一分布在花岗岩与变玄武岩交接部周围,一般距花岗岩体0~2000m范围内(庄永秋等,1996)。野外考察发现,铜矿与变玄武岩关系密切,尤其是在断裂、裂隙发育的变玄武岩中,铜矿品位较高,规模较大；花岗岩周围若变玄武岩参与控矿,铜矿化比较发育,否则,则不发育。另外,本文还收集了许多学者研究的个旧矿区内不同位置处变玄武岩、花岗岩岩体、地层中的Cu元素丰度值,共同列于表 5。综上,本文得到了三叠纪变玄武岩最有可能为铜矿提供成矿物质的认识。
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表 5 个旧东区不同岩性的Cu元素丰度值(×10-6) Table 5 Abundance of Cu element of different lithology from eastern district in Gejiu(×10-6) |
概括起来,对卡房变玄武岩型层状铜矿的矿床成因得到如下认识：
白垩纪晚期,大规模花岗质岩浆上涌侵位,以互层或相互包夹的碳酸盐岩层与玄武岩层为围岩,形成各种形态的侵入体。高温热液不断从岩体中出溶,形成的大规模流体在上升及循环过程中,萃取了玄武岩层中的铜元素,形成含矿热液,同时玄武岩遭受蚀变形成变玄武岩。含矿热液在岩浆上侵或构造作用提供的能量驱使下,从岩体顶部不断循环运移至花岗岩与围岩接触带,玄武岩层或玄武岩与地层接触部位的节理、断裂、裂隙带中,由于与围岩不断进行物质交换、大气降水逐渐参与等原因,成矿流体的温度不断下降,当处于石英-磁黄铁矿-黄铜矿阶段的温度范围时(350~450℃最有利),金属离子溶解度迅速下降,磁黄铁矿、黄铜矿等硫化物大量沉淀,可能由深部岩浆携带来的CH4不断挥发逸出,包裹体中含少量CH4气体,成矿作用进行过程中,成矿流体的盐度逐渐降低(22.71%~18.55%NaCleqv,平均为20.18%NaCleqv),密度基本不变(0.789~0.919g/cm3,平均0.854g/cm3)；大气降水不断参与,成矿流体性质不断变化,流体温度继续降低,当温度下降至方解石硫化物阶段的温度范围时(300~250℃最有利),黄铜矿、黄铁矿等硫化物沉淀下来,与石英、方解石呈脉状产出,CH4继续挥发逸出,流体包裹体中二者含量较上一阶段减少,成矿流体的盐度不断降低(22.85%~9.21%NaCleqv,平均为12.59%NaCleqv),密度基本不变(0.773~ 0.908g/cm3,平均0.863 g/cm3)；流体温度继续降低至石英方解石阶段(249.5~117.5℃),由于大气降水的广泛参与,流体中金属离子含量已经很少,仅有极少量黄铁矿沉淀下来,流体包裹体的气、液相成分均以水为主,CH4基本全部逸出,仅在液相中检测到CO32-,此阶段流体平均盐度为11.97%NaCleqv,平均密度为1.001g/cm3。可能正是由于不同流体的混合作用,而导致流体盐度缓慢下降,密度却基本不变。
卡房矿田内,容矿空间多为层间滑脱带、节理、断裂及裂隙带等,与华南西部地区白垩纪晚期岩石圈处于大规模伸展的构造背景(毛景文等, 2008a,b；程彦博等, 2008b,2009；Cheng and Mao, 2010)相耦合。矿体的形态受限于容矿空间的形态。当含矿热液运移至岩体与碳酸盐岩地层或玄武岩层的内外接触部位,受容矿空间限制,可形成不同形态的接触带型矿体或矿化,也可直接卸载成矿,很少或不出现蚀变矿物；当含矿热液运移至玄武岩或变玄武岩内部,其中的铜元素可能被萃取或再次萃取,在节理或断裂发育的地方形成矿体,呈层状或脉状(一般发育于层状矿体的上、下两侧),并伴随着玄武岩或变玄武岩不同程度及类型的蚀变或再蚀变；当热液运移至玄武岩与碳酸盐岩地层层间,就会沿层理进行交代,形成层状矿体,在上、下围岩中裂隙或节理发育的地方会形成脉状矿体,也会伴随不同程度、类型的围岩蚀变；当含矿热液运移至碳酸盐岩地层中时,受层理及裂隙的控制,也会形成不同规模的层状矿体或脉状矿体,围岩蚀变有时存在。
5 结论(1) 流体包裹体显微测温分析结果显示,变玄武岩型层状铜矿的流体从石英-磁黄铁矿-黄铜矿阶段至石英-方解石阶段,流体温度显著降低,流体盐度缓慢降低,流体密度基本不变。氢、氧同位素研究显示,成矿流体主要以岩浆水为主,在成矿流体上升过程中与地层中的大气降水相混合。
(2) 硫同位素分析结果表明,卡房矿田变玄武岩型铜矿中硫化物的硫来源于三叠纪变玄武岩,而花岗岩浆和变玄武岩共同为卡房接触带型铜矿提供了成矿所需的大部分硫。
(3) 卡房矿田中变玄武岩型层状铜矿床为岩浆热液成因,随着携带成矿物质的岩浆热液流体的性质的不断变化,成矿物质逐渐卸载成矿。
致谢 在野外期间得到云南锡业集团莫国培教授级高级工程师、童祥高级工程师、武俊德高级工程师及卡房矿田各级领导的大力支持和帮助；陈懋弘副研究员、冯佳睿博士、李宝龙博士后及诸慧燕老师等在野外工作和试验工作阶段分别给予了重要帮助；在此一并感谢。| [] | Bodnar RJ. 1983. A method of calculating fluid inclusion volumes based of vapor bubble diameters and PVTX properties of inclusion fluids. Economic Geology, 78: 535–542. DOI:10.2113/gsecongeo.78.3.535 |
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