2017, Vol. 33
2. 中国地质大学地球科学与资源学院, 北京 100083;
3. 国土资源部矿产勘查技术指导中心, 北京 100120;
4. 南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室, 地球科学与工程学院, 地质流体研究所, 南京 210093
, NI Pei4
, CHEN RenYi1,3, YE TianZhu1,3, Lü ZhiCheng1,3, PANG ZhenShan1,3, GENG Lin1,3, JIA RuYa1,3
2. School of Earth Sciences and Resources, China University of Geosciences, Beijing 10008;
3. Technical Guidance Center for Mineral Resources Exploration, Ministry of Land and Resources, Beijing 100120, China;
4. State Key Laboratory for Mineral Deposits Research, Institute of Geo-fluids, School of Earth sciences and Engineering, Nanjing University, Nanjing 210023, China
建德铜矿位于浙江省建德市新安江，该矿床以铜为主，铅、锌次之，并伴生有金、银等金属元素；其位于成矿地质条件优越的钦杭成矿带北东段的钱塘江-信江断裂拗陷带内。钦杭成矿带大致自西南端的广西钦州湾、经湘东和赣中延伸到东北端浙江杭州湾，整体呈北东向反S状弧形展布，全长近2000km，宽100~150km (毛景文等, 2011; 杨明桂等, 2009; 杨明桂和梅勇文, 1997)。钦杭结合带不仅是一条巨型的构造-岩浆活动带，而且也是有利的成矿作用带。在这条长约2000km的古板块结合带上，已探明的大、中型矿床达400余处，其中包括德兴、银山、金山、永平、东乡、芙蓉、黄沙坪、柿竹园、芙蓉等大型-超大型金属矿床 (田)(蔡逸涛等, 2011; Wang et al., 2012, 2015; Li et al., 2015; Ni et al., 2015a; Zhao et al., 2013)。在华南，钦杭带北东段是我国最重要的铜 (金) 多金属矿化密集区之一，先后探明大、中型铜 (金) 多金属矿床多处，比如著名的德兴铜矿、永平铜矿及银山铜金多金属矿等。对于其中有些矿床 (如德兴斑岩铜矿)，已取得较为一致的看法；但对于另一些矿床仍有较大的争议 (如建德铜矿)。
长期以来，建德铜矿的研究一直未得到重视，前人对建德铜矿工作主要集中在矿床的地质特征及赋矿围岩的地球化学特征研究等方面 (曹淑英等, 1988; 徐跃通, 1997; 刘家军和曹淑英, 1997, 1998; 刘家军等, 1996; Tang et al., 2015)，没有开展系统性矿床学研究工作，尤其缺乏成矿流体方面的工作。同时，建德铜矿的矿床成因目前仍存在争议：如海西期海底喷流沉积成因的SEDEX型矿床 (曹淑英等, 1988; 刘家军和曹淑英, 1997, 1998; 刘家军等, 1996; 徐跃通, 1997)，燕山期岩浆期后热液矿床 (徐旃章等, 1981; 周济元等, 1983)，矽卡岩矿床 (Tang et al., 2015) 和中低温热液矿床 (王执均, 1990) 等。本文选取建德铜矿主成矿阶段的石英对其进行系统的流体包裹体显微测温、氢氧同位素测试，对矿石中金属硫化物进行硫同位素分析，试图查明建德铜矿成矿流体特征及演化规律、探讨成矿流体和成矿物质来源，并结合野外地质特征确定矿床成因类型，为该区的基础研究及找矿勘查工作提供新的依据。
2 区域地质概况建德铜矿分布在华南钱塘江-信江断裂坳陷带中。该断裂坳陷带沿钱塘江-富春江-信江流域呈NE-SW方向狭长形展布，延长近800余千米，宽度一般60~100km，两侧以深断裂为界，西北侧为扬子地块，东南侧则为华夏地块，其内分布着一系列的铜矿床 (图 1)，如建德铜矿、东乡铜矿、永平铜矿等 (徐克勤等, 1980)。
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图 1 华南海西-印支期断裂坳陷分布图 (据徐克勤等, 1980) Ⅰ-长江中、下游断裂坳陷带；Ⅱ-钱塘江-信江断裂坳陷带；Ⅲ-萍乡-乐平断裂坳陷带；Ⅳ-闽西-粤东断裂坳陷带 Fig. 1 Schematic map showing distribution of Hercynian fault-bounded depression belts in South China (revised after Xu et al., 1980) Ⅰ-Lower Yangtze River depression; Ⅱ-Qiantangjiang-Xinjiang depression; Ⅲ-Pingxiang-Leping depression; Ⅳ-southwestern Fujian-eastern Guangdong depression |
区内出露最古老地层为中元古界的双桥山群，其后除了泥盆系和侏罗系出露不全、第三系地层缺失外，各时代地层均有出露 (李培铮等, 1999)。区内发育的江绍断裂带为扬子地块与华夏地块的拼贴带，江绍断裂带呈北东走向自江山至绍兴，向东延伸至杭州湾外大陆架，向西沿浙赣线至江西武夷山北坡。
本区岩浆岩活动频繁强烈、持续时间长，自晋宁期、加里东期、海西期、印支期至燕山期均有岩浆活动。重要的成岩成矿时代则是晋宁期、海西期和燕山期。晋宁期以超基性侵入岩和大规模的基性-中基性喷出岩为主；海西期以中酸性火山熔岩、火山碎屑岩为主；燕山期活动大量发育，以酸性侵入岩和火山碎屑岩为主 (Zhai and Yao, 1995)。
3 矿床地质特征矿区所在地层属下扬子钱塘-休水沉积区。出露地层主要为上泥盆统西湖组 (D3x) 含砾石英砂岩、珠藏坞组 (D3z) 砂质页岩和细砂岩互层及上石炭统黄龙组 (C2h) 灰岩，局部出现上侏罗统劳村组 (J3l) 砂砾岩，地层总体走向为NE-SW向。其中黄龙组为矿区主要含矿层位，根据岩性组合可划分为上下两个岩性段 (图 2)。
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图 2 建德铜矿区地质略图 (据陈伯森等, 2005①修改) Fig. 2 Geological sketch map of Jiande copper deposit |
① 陈伯森, 俞美良, 杨平舒. 2005.浙江省建德市新安江镇建德铜矿松坑坞矿段33~30线详查地质报告.浙江省有色金属地质勘查局, 5-6
1) 上段 (C2h2)，厚150m，为灰-浅灰色厚层状纯灰岩，由于受侵入体影响，底部常具大理岩化和矽卡岩化；
2) 下段 (C2h1)，为矿区主要含矿层位，厚30~35m，岩性为灰色致密厚层状灰质白云岩，主要成分为白云石。
建德铜矿是以铜为主的多金属矿床，主要赋矿地层为上石炭统黄龙组下段灰质白云岩，矿体与围岩整合产出。建德矿床已发现矿体60余个，其中Ⅰ、Ⅱ号矿体规模较大，其他均为小型薄透镜体。Ⅰ、Ⅱ号矿体是按照空间位置上来进行划分，Ⅱ号铜矿体位于Ⅰ号矿体上部。
矿区位于钱江印支褶皱带轴部中段。印支期是本区主要造山活动期，矿区内所出露的晚古生代地层强烈褶皱，形成一系列北东向紧密排列、相互平行的倾伏复向斜构造及相应纵、横断裂构造，奠定了矿区今本构造格局。松坑坞向斜是区内主要控矿构造，其核部是Ⅱ号铜矿体的赋存部位，形成富而厚的铜矿体；向斜南东翼是Ⅰ号铜矿体的赋存部位。
矿区岩浆岩包括花岗闪长斑岩和花岗斑岩。花岗闪长斑岩呈岩枝状产出，侵位于灰岩之中。具斑状结构，斑晶以自形斜长石为主，基质具显微粒晶结构，矿体与花岗闪长斑岩体密切相关，多赋存于花岗闪长斑岩体周围的矽卡岩化围岩中。锆石U-Pb定年显示，建德花岗闪长斑岩体的形成时间为161Ma左右 (另文发表)。花岗斑岩沿断层出露，大量切穿矿体，破坏了矿体的连续性，表明其形成于成矿后。
Ⅰ号单铜矿体为矿区规模最大的矿体，矿体呈层状、似层状赋存于松坑坞向斜黄龙组底部下段的灰质白云岩层位，底板围岩均系珠藏坞组顶部的细砂岩，空间上位于松坑坞向斜的南东翼，矿体全长800余米，宽300m，平均厚度11.65m。矿体总体走向北东16°，倾向北西，倾角57°~72°，一般上陡下缓，矿体与下盘细砂岩界线清晰 (图 3)。Ⅱ号铜锌矿体赋存于黄龙组下段灰质白云岩地层中，底板受F23断层控制，矿体呈似层状、透镜状，走向北东15°~40°，空间上主要产于向斜核部 (图 4)。Ⅱ号矿体铜平均品位达到3.71%，是富铜矿体。控矿规律显示，矿体均赋存在石炭系灰岩、白云岩和泥盆系砂岩的接触界面上，空间上位于“硅钙面”上。
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图 3 建德松坑坞矿段33线Ⅰ号矿体剖面图 (据陈伯森等, 2005修改) Fig. 3 Cross section of exploration Line 33 in the Jiande copper deposit |
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图 4 建德松坑坞矿段31线矿体剖面图 (据陈伯森等, 2005修改) Fig. 4 Cross section of exploration Line 31 in the Jiande copper deposit |
建德矿床的矿化形式以块状矿石为主。矿石矿物主要为黄铁矿、黄铜矿、方铅矿和闪锌矿等；矿石结构主要为晶粒状结构和交代结构；矿石构造以块状构造为主。矿石共生组合可以划分为成矿早期的矽卡岩化阶段 (图 5b)，主成矿期的石英硫化物阶段 (图 5c)，成矿晚期的方解石脉状阶段 (图 5d)。矿区围岩蚀变强烈，蚀变类型主要有矽卡岩化、磁铁矿化、赤铁矿化、大理岩化、硅化、碳酸盐化，其中与铜矿化密切相关的主要为大理岩化、矽卡岩化 (图 5)。
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图 5 建德矿块状矿石和围岩蚀变照片 (a) 块状矿石野外照片；(b) 典型的矽卡岩型矿石光面照片；(c) 块状矿石中局部的稠密浸染状矿石，黄铁矿与石英共生；(d) 晚期方解石脉阶段照片；(e) 黄铁矿-黄铜矿伴生产出，交代结构 (反射光照片)；(f) 黄铜矿-闪锌矿伴生产出 (反射光照片)，脉石矿物为石英；(g) 大理岩化照片 (正交偏光照片)；(h) 矽卡岩化照片 (单偏光)，主要矿物为石榴子石.Cpy-黄铜矿；Py-黄铁矿；Qz-石英；Cc-方解石；Gr-石榴子石 Fig. 5 Photographs of representative samples from the Jiande deposit (a) field photographs of the massive ore; (b) photograph of the typical skarn ore; (c) photograph of the typical massive ore; (d) photograph of the late-stage calcite vein; (e) pyrite and associated chalcopyrite, replacement texture; (f) chalcopyrite and associated sphalerite; (g) photograph of marmorization; (h) photograph of skarn alteration. Abbreviations: Cpy-chalcopyrite; Py-pyrite; Qz-quartz; Cc-calcite; Gr-garnet |
流体包裹体测温工作在南京大学内生金属矿床成矿机制国家重点实验室包裹体实验室进行，所用仪器为英国产LINKAM THMS600型冷热两用台。分析精度为：±0.2℃， < 30℃；±1℃， < 300℃；±2℃， < 600℃。
低盐度水溶液流体包裹体的盐度是根据包裹体冷冻回温过程中得到的最后一块冰融化温度 (冰点)，然后根据Sterner et al.(1988)提供的NaCl-H2O盐度-冰点公式可以计算盐度；对于含有子矿物的中高盐度流体包裹体的盐度则是根据包裹体升温过程中得到的子矿物熔化温度，然后根据石盐熔化温度-盐度Bodnar (1993)的关系式计算盐度。
选取主成矿期石英硫化物阶段的石英单矿物，对其流体包裹体的氢、氧同位素组成作了测定。氧同位素测定工作是在南京大学内生金属矿床国家重点实验室MAT 252型质谱仪上完成，测试精度为±2‰，计算公式采用δx-δy=3.38×106×T-2-3.40，适用条件为200~500℃。氢同位素测定工作是在中国地质科学院矿产资源研究所同位素实验室MAT 251Em型质谱仪上完成，测试精度为±2‰。
硫化物硫同位素分析是针对块状矿石中的硫化物单矿物粉末进行的。矿石中的黄铁矿、黄铜矿、方铅矿和闪锌矿等硫化物首先被筛选出来，然后硫同位素分析步骤是根据Robinson and Kusakabe (1975)方法进行。分析仪器为中国地质科学院稳定同位素实验室的MAT251EM质谱仪。硫同位素的数值是δ34S与Caòon Diablo Troilite (CDT) 的比值表示的，分析误差为±0.2‰。
5 分析测试结果 5.1 流体包裹体 5.1.1 岩相学观察本次研究主要针对Ⅰ、Ⅱ两个矿体的主成矿阶段的共计33件石英样品展开流体包裹体分析测试工作；块状和浸染状矿石中，石英呈浸染状分布于金属硫化物黄铁矿、黄铜矿中，呈透明或烟灰色，与金属硫化物为主成矿期的产物 (图 5d)。
在详尽的岩相学观察的基础上，根据Roedder (1984)和卢焕章等 (2004)提出的流体包裹体在室温下相态分类方案，根据流体包裹体在室温下出现的相态，可以将它们分成以下几类：
Ⅰ类：L+V富液相水溶液包裹体，为最常见的包裹体类型，分为原生 (图 6a) 和次生 (图 6b) 两种。原生包裹体多呈孤立或串珠状或与其他两类包裹体共生，个体大小差异较大，主要4~8μm，呈长条型、椭圆型、负晶形及不规则状，气相组分一般占5%~20%；次生包裹体一般成群出现，为晚期的流体形成，体积大小不一，有定向排列，长条形、不规则状等，气相组分一般小于10%。
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图 6 流体包裹体显微照片 (a) Ⅰ类：L+V富液相水溶液包裹体；(b) 次生富液相两相水溶液包裹体；(c) 富气相包裹体，沸腾包裹体组合 (Ⅱ类和Ⅲ类包裹体在视域内共存)；(d) Ⅲ类：L+V+S三相含子晶包裹体 Fig. 6 Microphotographs showing different types of fluid inclusions observed in the Jiande deposit (a) type Ⅰ: two-phase liquid-rich fluid inclusions; (b) secondary two-phase liquid-rich fluid inclusions; (c) two-phase vapor-rich fluid inclusions, and the group of the boiling fluid inclusions; (d) type Ⅲ: halite-bearing fluid inclusions |
Ⅱ类：L+V富气相水溶液包裹体，个体大小3~10μm，呈椭圆型、负晶型、不规则状，气相组分大于50%，主要50%~80%，常与Ⅰ类和Ⅲ类包裹体伴生或孤立分布 (图 6c)。
Ⅲ类：L+V+S含子晶包裹体 (图 6c, d)，呈负晶形、不规则状，个体一般较小，大小3~10μm，液相比例85%~99%不等，呈孤立或成群分布或与Ⅰ类、Ⅱ类包裹体共生，液相成分主要为水溶液，气相组分主要为水蒸气，也有部分包裹体中含有CO2，固相成分有两种，一种为透明的石盐晶体 (NaCl)，一种为硫化物固体。
5.1.2 流体包裹体显微测温本次研究中对三类包裹体分别进行了测试，结果见表 1，表中的Tm-ice表示冰点融化温度，Th-LV表示气液相均一温度，Tm-halite表示石盐子晶熔化温度。三类包裹体均一温度及盐度分布见图 7：Ⅰ类包裹体加热后均一到液相，均一温度分布范围较大，分布范围220~377℃，主要集中在280~340℃，冰点温度-5.1~-0.4℃，流体包裹体盐度0.63%~8.00% NaCleqv；Ⅱ类包裹体加热均一到气相，均一温度范围集中在289~334℃，冰点温度-1.2~-0.4℃，盐度范围为1.22%~2.00% NaCleqv，属低盐度范围；Ⅲ类包裹体加热后子晶先熔化，其熔化温度202~300℃，最终均一到液相，均一温度范围290~326℃，与Ⅱ类包裹体基本相同，盐度则较高，31.87%~38.16% NaCleqv。
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表 1 建德铜矿流体包裹体温度测试结果 Table 1 The temperature determination of fluid inclusions in the Jiande copper deposit |
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图 7 流体包裹体均一温度和盐度直方图 Fig. 7 Histograms of homogenization temperatures (Th) and salinities for fluid inclusions in the Jiande deposit |
建德铜矿主成矿期石英的δ18O值变化在14.6‰~17.1‰之间，流体包裹体中δD变化范围从-78‰~-61‰。根据矿物-水体系的氧同位素分馏方程：
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结合包裹体测温结果得到的测温数据，Th采用主成矿阶段的峰值温度310℃，计算获得该区成矿流体的δ18O值在8.1‰~10.6‰之间 (表 2)。
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表 2 建德铜矿石英的氢氧同位素测试结果 Table 2 The H-O isotopic compositions of quartz in the Jiande copper deposit |
硫同位素测试分析结果见表 3所示。矿体的δ34S变化范围是0.78‰~4.77‰，平均值为2.15‰，其δ34S值的总体变化范围较小。其中黄铁矿δ34S变化范围为0.78‰~4.04‰，黄铜矿δ34S变化范围为1.33‰~4.77‰。
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表 3 建德铜矿硫化物样品34S测试结果 Table 3 Sulfur isotopic compositions of sulfides in the Jiande copper deposit |
显微测温学研究表明，Ⅰ类富液相包裹体加热后均一到液相，均一温度220~377℃，主要集中在280~340℃，流体包裹体盐度0.63%~8.00% NaCleqv；Ⅱ类富气相包裹体加热均一到气相，均一温度296~334℃，盐度为1.22%~2.00% NaCleqv的低盐度范围；Ⅲ类含子晶包裹体加热均一到液相，均一温度范围与Ⅱ类包裹体基本相同，290~326℃，盐度则较高，31.87%~38.16% NaCleqv。我们可以发现Ⅱ类、Ⅲ类包裹体的均一温度均分布在280~340℃之间，盐度分别为低盐度的1.22%~2.00% NaCleqv和高盐度的31.87%~38.16% NaCleqv，其均一温度相似，并且盐度向两个端元发展 (如图 8)。同时在视域同时出现的Ⅱ类、Ⅲ类包裹体的均一温度范围基本一致，盐度变化大，呈现高、低两个端元，显示了沸腾条件下捕获的特征，同时出现的一些Ⅰ类包裹体均一温度较高，高于Ⅱ类、Ⅲ类包裹体的均一温度，且盐度位于端元中间，显示了不均匀捕获的特征，指示了中高温、中盐度的流体因发生了强烈的沸腾作用，分离出中高温、低盐度的富气相流体和中高温、高盐度的流体 (Baker and Andrew, 1991; Heithersay and Walshe, 1995; Muntean and Einaudi, 2000; Rombach and Newberry, 2001)。建德铜矿成矿过程中发生了广泛的流体沸腾作用，与我国及世界其它地区的斑岩-矽卡岩型矿床成矿流体特征 (Baker and Lang, 2003; Baker et al., 2004; Chen et al., 2007) 相似。建德铜矿的流体特征与海底喷流成因矿床普遍的中温 (200~350℃)、中低盐度 (1%~8.4% NaCleqv) 的成矿流体特征不同 (Chen et al., 2015; Bradshaw et al., 2008; Spooner and Bray, 1977; Urabe and Sato, 1978; Inverno et al., 2000; Tivey et al., 1998; 陈辉等, 2011)。
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图 8 流体包裹体均一温度-盐度图 Fig. 8 Salinity-homogenization temperature scatter diagram |
根据Sheppard et al. (1969)研究，δ18O值在5.5‰~9.5‰之间的流体为岩浆水。从本文对建德铜矿H-O同位素的测试结果 (δ18O=8.1‰~10.6‰) 来看 (图 9)，成矿流体符合Sheppard et al. (1969)提出的岩浆水的特征。因此，流体包裹体结合氢氧同位素研究表明，建德铜矿的成矿热液主要来自岩浆水。
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图 9 建德铜矿石英中流体包裹体氢氧同位素图解 (底图据Taylor, 1997) Fig. 9 δD vs. δ18O diagram of the Jiande copper deposit (after Taylor, 1997) |
金属元素主要是以络合物形式在热水溶液中迁移 (Seward and Barnes, 1997)，过去的实验研究表明斑岩-矽卡岩-浅成热液型环境中铜的络合物中CuCl0是成矿热液中最重要的形式 (Landtwing et al., 2005; Pudack et al., 2009; Roedder, 1971)。岩浆流体的沸腾作用会导致富气相包裹体和含子晶包裹体的共存 (Bodnar and Vityk, 1994; Cline and Bodnar, 1994; Ni et al., 2015b; Roedder and Bodnar, 1997; Wang et al., 2013, 2017)。沸腾作用在斑岩-矽卡岩型系统中形成特征的流体包裹体组合，有助于金属硫化物、金和银的沉淀 (Hedenquist et al., 1998; Roedder, 1971; Roedder and Bodnar, 1997; Li et al., 2017)。因此，笔者认为可能由于中侏罗世古太平洋板块对欧亚大陆板块的消减作用，诱导了建德地区花岗闪长质岩浆活动。由高温的岩浆流体产生的成矿流体沿着建德的断裂运移、上升过程中，随着温压的逐渐降低而发生沸腾作用，导致相分离，从而产生出高盐度、较高粘稠度的液相流体和低盐度的富气相流体。流体中部分气体散失而提高了流体中金属元素的浓度，从而造成Cu过饱和沉淀，流体沸腾作用可能是造成建德铜矿铜大规模富集的重要原因。
6.2 成矿物质来源通过对建德铜矿矿石的硫化物硫同位素的测定。我们可以发现，硫同位素数据范围较窄，绝大多数的值在0.93‰~4.77‰之间，呈现明显的塔式分布 (图 10)，指示着矿床的硫来自于岩浆释放的硫或者热液从侵入岩体中淋滤出来的 (Ohmoto and Goldhaber, 1997)。
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图 10 建德铜矿硫同位素组成及对比图 除建德铜矿外，数据刘忠法等, 2014 Fig. 10 Sulfur isotope compositions from the Jiande copper deposit and comparison diagram of the δ34S Data except for Jiande deposit from Liu et al., 2014 |
Sangster (1976)对形成与显生宙的110个块状硫化物矿床硫同位素数据进行了计算统计，把某一特定地质时代的层状硫化物矿床的硫同位素平均值与同时代的海水硫酸盐硫同位素值进行了比较。结果有力的证明了，块状硫化物矿床中硫是来自与同时代的海水硫酸盐 (Rye and Ohmoto, 1974; Ohmoto and Rye, 1979)。以海水硫酸盐为硫源的块状硫化物矿床，其δ34S值往往会出现较大的正值和较小的负值。Ohmoto的研究证明，δ34S值为20‰的海水硫酸盐，在温度大于250℃，经过无机还原作用，其δ34S值可以变化为-7‰~20‰，峰值在5‰~15‰范围内 (Ohmoto and Rye, 1979)。如图 10，我们将沉积岩容矿的块状硫化物矿床 (SEDEX) 与建德铜矿做一个比较。可以发现，它们与建德铜矿的数值存在较大差异。证明了建德铜矿硫的来源并不是来自海水硫酸盐；而和其他斑岩-矽卡岩型铜矿床硫同位素比较相似，比如东乡铜矿和冬瓜山铜矿，硫同位素特征显示了岩浆对矿化的贡献。建德铜矿区中黄铁矿和黄铜矿δ34S (‰) 的变化具有相似的特征，说明两者应当具有相同或者相似的硫源，并且没有引起硫同位素的强烈分馏，仍保持着高温均一的特征，应当来源于岩浆 (Rye and Ohmoto, 1974)。
6.3 矿床成因与成矿机制建德铜矿成因类型还存在较大争议，主要的观点为海底喷流沉积成因的SEDEX型矿床、燕山期岩浆期后热液矿床和矽卡岩矿床。前人根据区域地质、矿床地质、矿石结构构造等证据提出建德铜矿是典型的沉积岩容矿 (SEDEX) 的块状硫化物铜矿床 (曹淑英等, 1988; 徐跃通, 1997; 刘家军和曹淑英, 1998)，其最主要的证据是建德铜矿体受石炭系地层控制的特征明显，铜矿体呈层状、似层状或透镜状赋存于石炭系黄龙组地层中，但野外调查表明建德铜矿的矿体主要分布在石炭系灰岩和泥盆系砂岩的接触界面上，受“硅钙面”控制，建德铜矿海西喷流沉积成矿的“层控”特征并不充分。此外，矿区侵入岩广泛分布，矿体多赋存于花岗闪长斑岩体外接触带的前缘地带，表明成矿作用与岩体有密切关系。流体包裹体结合氢氧同位素显示成矿流体主要为岩浆流体，建德铜矿成矿过程中发生了广泛的流体沸腾作用，沸腾作用可能是建德铜矿成矿物质大规模沉淀的机制。广泛的流体沸腾作用也支持建德铜矿的岩浆热液成因，而与海底火山热液矿床的中低温度、低盐度成矿流体特征不符。硫化物硫同位素研究显示，δ34S值的总变化范围较小，并且总体分布在零值附近呈塔式分布，这暗示着建德铜矿成矿物质主要来源于岩浆作用，同时与典型的SEDEX矿床的硫同位素特征明显的不同。建德铜矿体主要分布在石炭系灰岩和泥盆系砂岩的接触界面上，接触界面上强烈的围岩蚀变特征，表明建德铜矿体是典型的“硅钙面”成矿。“硅钙面”的一般成矿过程是：高温、碱性介质、高还原硫环境，金属元素为HS-根络合物，蚀变矿物组合为早期：石榴石、透辉石等矽卡岩矿物，成矿期为绿泥石、绿帘石、黄铁矿、硅化、绢云母、高岭石等为主；其成矿作用过程为：当流体经过碳酸盐岩类时，大量CaCO3转为Ca2+和HCO3-溶入流体，同时分解出 (OH)-，则流体为碱性介质，在高温高压条件下进入砂板岩界面后，SiO2溶入流体，首先形成石榴石、透辉石等矽卡岩矿物，流体碱度降低，随着温度降低，砂板岩中大量长石、黑云母等矿物蚀变为绢云母KAl3Si3O10(OH)2、高岭土Al2Si2O5(OH)4、绿泥石AlSi3O10(OH)8等羟基矿物，流体H+增加，pH降低，碱性向酸性转化，金属元素HS-根络合物，开始大量沉淀，形成铜、铅锌等矿物 (叶天竺, 2013; 叶天竺和薛建玲, 2007; 张长青等, 2012)。因此，目前获得的资料表明，建德铜矿是与晚侏罗世燕山期花岗闪长斑岩有关的，受石炭系灰岩和泥盆系砂岩之间“硅钙面”控制的岩浆热液矿床。
7 结论建德铜矿体均赋存在石炭系灰岩、白云岩和泥盆系砂岩的接触界面上，空间上位于“硅钙面”上；矿体与花岗闪长斑岩体密切相关，多赋存于花岗闪长斑岩体周围的矽卡岩化围岩中。建德铜矿床成矿流体主要来源于岩浆水 (δ18OH2O值在8.1‰~10.6‰，δDH2O变化范围从-78‰~-61‰)，沸腾作用可能是铜矿成矿物质大规模沉淀的机制；硫同位素 (δ34S值的变化范围是0.78‰~4.77‰) 显示主要是岩浆硫，与典型的斑岩-矽卡岩型岩浆热液矿床一致，成矿物质可能来源于岩浆。地质证据结合测试数据表明建德铜矿是与晚侏罗世燕山期花岗闪长斑岩有关的，受石炭系灰岩和泥盆系砂岩之间“硅钙面”控制的岩浆热液矿床。
致谢 野外工作获得了杭州建铜集团有限公司的大力支持，在此深表谢意!论文修改过程中两位匿名审稿专家和编辑部老师提出了宝贵修改意见，在此表示衷心的感谢。| [] | Baker EM, Andrew AS. 1991. Geologic, fluid inclusion, and stable isotope studies of the gold-bearing breccia pipe at Kidston, Queensland, Australia. Economic Geology, 86(4): 810–830. DOI:10.2113/gsecongeo.86.4.810 |
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