楚雄盆地是我国西南地区一个重要中新生代红层盆地，是集煤—铜—盐等重要矿产为一体的矿集区。大姚县六苴铜矿床为该区最大的砂岩型铜矿床，位于盆地东侧的牟定斜坡中，该斜坡由北到南依次集中了团山、大村、凹地苴、六苴、铜厂箐、郝家河、格依乍、老青山等砂岩型铜矿床，形成了著名的滇中红盆砂岩铜矿带。铜矿带内矿床的矿化均沿浅紫过渡带发生，分布于侏罗系、白垩系和古近系地层的16个岩性层位中，明显受层位、岩性、沉积相控制，形成层状、似层状矿体。这一铜矿带位于铜背景值较高的康滇古陆边缘，并且含铜建造下部三叠系地层多出现含煤建造，而上部古近系、新近系则为含膏盐建造^[1]。

关于砂岩型铜矿床的形成，国内外学者在上世纪七、八十年代通过大量综合研究，基本上摒弃了传统的岩浆—热液成矿论，而是强调沉积成岩作用及后生作用。目前主流观点认为^{[2, 3, 4, 5, 6, 7]}：砂岩型铜矿床形成于成岩期，铜等金属物质来源于含矿岩系本身，与氧化还原界面中硫酸盐的细菌还原作用有关，成矿流体为Na⁺±Ca²⁺＋Cl^-＋SO^2-₄型的低温、中低盐度盆地热卤水溶液，盆地应具“封闭循环”的水文构造及氧化、还原两种地层建造组合。部分矿床除成岩成矿作用外，还存在改造成矿作用^{[1, 8, 9]}。

显然，砂岩型铜矿床的形成是盆地流体与砂岩发生水—岩相互作用的结果，而流体在水—岩相互作用中如何改造砂岩孔隙，并在其中运移、卸载成矿物质的机制是值得探讨的问题。前人^{[10, 11, 12, 13, 14]}对于砂岩孔隙演化的研究主要应用于油气储集层的成因及演化等方面，而用于砂岩容矿的金属矿床形成方面较为薄弱。砂岩铜矿的形成中，铜是呈络离子态在氧化流体中迁移而聚集的，硫则由还原流体对硫酸盐还原作用提供^{[3, 6, 15]}，它们的迁移、沉淀离不开砂岩围岩性质的制约。因此，本文尝试从成岩作用中砂岩孔隙演化的角度，探讨六苴砂岩型铜矿床金属硫化物沉淀机理。

区域上，大姚铜矿田出露地层由下到上为(图 1)：中侏罗统蛇店组(J₂s)；上侏罗统妥甸组(J₃t)；下白垩统的高峰寺组(K₁g)、普昌河组(K₁p)，上白垩统的马头山组(K₂m)、江底河组(K₂j)；古新统元永井组(E₁y)、始新统赵家店组(E₂z)；局部见第四系(Q)。总体为一套由多个砾—砂—泥岩沉积旋回组成的紫红色碎屑岩建造。砂岩型铜矿床主要产于K₁g、K₂m、E₁y这三个砂岩为主的层位中，均为紫色层中浅灰色细—粉砂岩夹层。其中，K₂m为该区最主要的赋矿层位，产出5个铜矿床(点)，六苴铜矿床为其中典型代表。

图 1 大姚铜矿田区域地质简图 1. 第四系；2. 始新统赵家店组；3. 古新统元永井组；4. 上白垩统江底河组；5. 上白垩统马头山组；6. 下白垩统普昌河组；7. 下白垩统高峰寺组；8. 上侏罗统妥甸组；9. 中侏罗统蛇店组；10. 背斜/向斜的轴迹；11. 穹窿；12. 矿床/点(大小代表规模)；13. 六苴铜矿床矿体投影位置；14. 地名；15. 本文图 2的图幅范围 Fig. 1 Regional geological sketch map of Dayao copper ore field

图选项

六苴铜矿床的矿体主要为顺层产出：平面上，沿大雪山背斜缓倾翼呈NW向、近SN向沿浅紫过渡带靠近紫色砂岩的浅色一侧带状展布，并在背斜倾末端向另一翼延伸，最终尖灭于陡倾斜的北东翼(图 2)；主矿体为Ⅰ号矿体，长度大于4 000 m，宽度约150~450 m，长度远大于宽度；沿长轴方向北部宽厚、向南及南东方向逐渐变薄变窄；沿短轴方向中间厚、两侧薄。在剖面上，呈层状、似层状、透镜状矿体赋存于K₁ml¹浅灰色中细粒长石石英砂岩中(图 4)，其产状与含矿地层一致，倾角15°~30°。在靠紫色砂岩一侧，矿体呈“鱼头”或宽厚的分枝状，而靠浅色一侧，矿体呈“分枝燕尾”状依附上、下紫色粉砂质泥岩层中(图 3A)，并逐渐尖灭。矿体厚度1~36 m，铜平均品位1.34%、伴生银26.93×10^-6，局部银达78.6×10^-6。

图 2 六苴铜矿床主含矿层(K2ml1)浅、紫砂岩分布平面图 1~8. 见图 1图例说明；9. 主含矿层(K2ml1)紫色砂岩；10. 主含矿层(K2ml1)浅紫过渡带砂岩；11. 主含矿层(K2ml1)浅色砂岩；12. 矿体投影边界；13. 隐伏矿体边界；14. 勘探线剖面位置 Fig. 2 The geological planar map of purple and grey sandstone distribution in major ore-bearing layer(K2mll) of the Liuju copper deposit

图选项

图 3 六苴铜矿床典型矿石构造特征照片 A.浅灰色砂岩与紫红色泥岩呈渐变式过渡，样号XSp169-1，位于ZK29-4的52.3 m；B.辉铜矿(Cc)呈微细粒浸染状分布于砂岩碎屑颗粒间隙中，为矿床最主要的矿化型式，样号XSr616，位于ZK156-2的402 m；C.辉铜矿(Cc)呈纹层状分布于砂岩微层理面中，样号XSr717，位于ZK150-3-1的123 m；D. 黄铜矿(Cp)、黄铁矿(Py)及少量石英(Q)呈条带状穿插于砂岩 局部层间薄弱面中，样号XSr1021，位于ZK24401的1 125 m。 Fig. 3 Pictures of ores with typical structures in Liuju copper deposit

图选项

图 4 六苴铜矿床150#剖面图与各岩性层孔隙度、渗透率分布曲线 1.泥岩；2.砂质泥岩；3.细砂岩；4.中粗粒砂岩；5.砾岩；6.紫红色岩层；7.浅灰色夹层；8.表内矿体；9.表外矿化体；10.断层破碎带；11.坑道及钻孔工程；12.代表性孔隙度、渗透率样品位置；13.子图A沉积相柱状图位置；14.样品所在岩性层的孔隙度曲线，单位: %；15.样品所在岩性层的渗透率曲线(×10-3μm2)。 Fig. 4 Cross-section map of line No.150 in Liuju deposit,with the distribution curves of porosity and permeability of each lithologic layer

图选项

矿石主要具浸染状(图 3B)、纹层状(图 3C)、条带状(图 3D)等构造。矿石矿物以辉铜矿、斑铜矿、黄铜矿、蓝辉铜矿和黄铁矿等为主，以半自形—他形结晶粒状、交代、共生分离等结构充填于砂岩的碎屑颗粒间隙及纹层理中。

同时，金属矿物又具有明显的水平及垂直分带现象，形成由紫色到浅色或由下至上的分带：赤铁矿→辉铜矿→斑铜矿、辉铜矿→黄铜矿、斑铜矿→黄铁矿。

本次研究样品采自“小河—石门坎隐伏矿段”29#、150#、156#勘探线的钻孔岩芯，覆盖每一个岩性层；其中，K₂ml¹的紫色带、浅色带及赋矿的过渡带进行了重点采样；样品数量合计76件。室内将样品磨制成标准薄片，送至中石化南方勘探开发分公司滇黔桂石油科研所用Leitz显微镜进行微观组构特征分析，并结合茜素红染色法，确定岩样中各组分含量和孔隙结构特征，并进一步统计各岩性层位的物性特征(表 1)。为确定各层位砂/泥岩的孔、渗特性，笔者针对150#典型剖面的12个岩性层各选取一件典型样品，共11件(其中1件样品因制样不合格而致测试失败)，用ZQM-80型岩芯钻取机制作直径2.5 cm、长度5 cm的圆柱形岩芯试样。在我校的云南省矿产资源预测评价工程实验室的盆地分析室，利用QKY-Ⅱ型孔隙度仪和STY-2型渗透率仪分别进行孔隙度与渗透率测试；前者测量精度0.5%，后者相对误差＜5%。实验以氮气为工作介质，测试重复5次，取其平均值作为孔隙度或渗透率结果(图 4)。在此基础上，选取典型矿化样品进行金属矿物鉴定，探讨金属矿物与成岩自生矿物、孔隙类型之间的空间关系和演化。

六苴铜矿床主要容矿层为上白垩统马头山组(K₂ml)中细粒砂岩层，局部见泥岩夹层。由图 4可以看出，自下而上各岩性段依次为：含砾的中粒、细粒长石石英砂岩(K₂ml¹)、钙质粉砂岩—泥质粉砂岩互层(K₂ml²)、粉砂质泥岩(K₂ml³)、含砾的炭质灰质泥岩(K₂md)；马头山组的下部、上部分别与紫红色泥岩(K₁p)、紫色斑点状膏质泥岩(K₂j)相接。沉积相环境属湖泊相—河流相—湖泊相交替沉积环境^[16]，铜矿化主要发生于成熟期河床亚相边滩微相区，其次位于洪泛平原决口扇微相区(图 4)。

由表 1可以看出，K₁p地层为黏土含量高达55%的泥岩层，K₂ml³、K₂md、K₂j各层亦为泥质含量大于25%的砂质、钙质或炭质泥岩层。据研究，泥质胶结物在成岩过程中易转变为蒙皂石、高岭石、伊利石等矿物，将明显降低砂岩渗透率，含9%的蒙皂石几乎可把渗透率降为零^[17]。因此，这几个岩性段均不利于流体的迁移和沉淀。而在K₂ml¹、K₂ml²砂岩岩性段中，碎屑颗粒均以石英为主，含少量长石(含砾层除外)，属长石石英砂岩，碎屑颗粒含量较高(77.88%~87.29%)，具有较高的颗粒基质含量比(3.52~6.87)，并以接触式、孔隙式为主要胶结类型；这种较高粒基比值的颗粒支撑方式使得这两个岩性段具有良好的孔隙骨架结构^[18]。

从颗粒分选性来看，K₂ml¹、K₂ml²两个砂岩段分选性较好，分选系数介于1.96~2.77之间。其中K₂ml¹段的“中粒砂岩层”、“细粒砂岩层”这两层具有最好的分选性，分选系数最小，平均值分别为1.45、1.47。利用如下经验公式进一步获得未固结砂岩初始孔隙度^[19]：

由式(1)可获得K₂ml¹、K₂ml²各层孔隙式或接触式胶结砂岩的初始孔隙度。结果表明：K₂ml¹、K₂ml²这两个岩性段初始孔隙度介于29.19%~36.76%，其中的中、细粒砂岩层最高，分别为36.52%、36.76%。

通过代表样品所获得实测孔隙度结果也显示，K₂ml¹、K₂ml²这两个岩性段具有相对较高的孔隙度(8.32%~11.56%)和渗透率(0.84×10^-3 μm²~4.2×10^-3 μm²)，其中，中、细粒砂岩层仍具有最高的实测孔隙度(分别为9.02%、11.56%)和实测渗透率(分别为1.2×10^-3 μm²、4.2×10^-3 μm²)。实测渗透率结果表明：K₂ml¹、K₂ml²具有远比其它段更高的渗透率。可见尽管经过成岩过程的压实、胶结、溶蚀及自生矿物结晶等过程，孔隙度普遍减少20%以上后，K₂ml¹、K₂ml²这两个岩性段，特别是K₂ml¹中的中、细粒砂岩层仍是上白垩统马头山组(K₂m)碎屑岩中孔隙度最高、最有效的流体迁移通道。

如图 4所示的K₂ml¹紫色砂岩层中，含有一个浅灰色夹层，浅色层前端的浅紫过渡带产出铜矿体，矿化呈浸染状发育于砂岩孔隙中。由表 1统计结果表明，紫色砂岩、浅紫过渡矿化砂岩、浅灰色砂岩中各统计项(如碎屑矿物含量、胶结方式、分选性、孔隙度、渗透率等)均差别甚微；差异主要体现在胶结物类型上，铁质含量最高的为紫色砂岩，钙质含量最高的则属浅紫过渡矿化砂岩，浅灰色砂岩则以硅质胶结占多数。由此可见，胶结物物相是容矿砂岩层中三类砂岩主要差异所在。

由各岩性层物性差异分析表明，K₂ml¹、K₂ml²的细—中粒、高碎屑含量、接触式胶结、高分选性的长石石英砂岩具有较高的孔隙度与渗透率，最有利含矿成岩流体在其中迁移及沉淀。因此，选取容矿的K₂ml¹砂岩层为代表层，研究其中浅、紫色砂岩胶结物差异成为探讨浅紫过渡带控矿特征的关键。通过综合鉴定，发现K₂ml¹砂岩层主要存在以下六类自生胶结矿物。

(1) 铁质胶结物：该类胶结物以含不定量水的氢氧化铁凝胶及部分隐晶质褐铁矿、赤铁矿集合体为主。前者不构成矿物相态，不具结晶矿物光性特点，呈尘土状或絮状，具有明显的沉积特征，现代河、湖沉积物及土壤中均可发育，为氧相对自由流通的同生沉积物^[20]；后者常为隐晶质微细粒集合体，常在与浅色砂岩过渡带的灰紫色砂岩中发育。本文中，该铁质胶结带即通常所说的“赤铁矿带”，以代号“Fe”表示，主要在紫色砂岩以基质形式出现，单偏光下为灰褐色不透明浑浊状集合体(图 5A)。

图 5 六苴铜矿床浅/紫各带砂岩矿物组合显微照片 A.紫色砂质泥岩以灰褐色粉尘状铁质为胶结物(单偏)；B.浅紫过渡砂岩以含铁方解石为胶结物，偶见鳞片状伊利石(染色+正交)；C.浅紫过渡砂岩以含铁方解石、含铁白云石为胶结物(染色+正交)；D.浅紫过渡砂岩以碳酸盐矿物胶结，旁侧见不透明金属矿物(正交)；E，F.浅紫过渡砂岩(靠浅色一侧)见二次胶结，早为自生石英，晚为碳酸盐矿物，并见自生白云母(正交)；G.浅色砂岩以硅质胶结为主，见枝状分叉石英产于碎屑颗粒间隙，偶见细碎黏土矿物，与不透明金属矿物相伴(正交)；H.浅色砂岩以硅质胶结为主，次生加大石英绕碎屑石英生长(正交)；I.全浅色砂岩呈致密硅质胶结状，部分碎屑及自生石英被溶蚀呈蜂窝状，并被不透明金属矿物充填(正交)。代号：Fe.铁质胶结物，Cly.黏土矿物，Ili.伊利石，Ms. 白云母，Q(c).碎屑石英，Q(a).自生石英，Cb.碳酸盐矿物，Cal.方解石，Dol.白云石，Me. 金属矿物，Ab.钠长石。 Fig. 5 Micrograghs showing the mineral assemblage in each zone of the purple or grey sandstone

图选项

(2) 碳酸盐矿物：该类结矿物以方解石、含铁方解石为主，并含少量白云石、含铁白云石；常见于紫色砂岩特别是浅紫过渡带砂岩中。利用茜素红复合染色剂辅助薄片下碳酸盐胶结物的区分，红—紫色为含铁方解石，暗蓝色为含铁白云石；观察表明浅紫过渡矿化带中砂岩常含1%~10%不等的含铁方解石以及少量含铁白云石(图 5B~F)。

(3) 成岩自生石英：有两种表现形式，一是沿石英碎屑周围共轴生长、光性方位与碎屑不同的次生加大石英；二是呈不规则状、分支状充填于颗粒间隙的小颗粒重结晶石英(图 5F~I)。自生石英胶结普遍发育于浅色砂岩中，在石英碎屑含量较高、石英呈点式或线式接触的砂岩中最为常见，缝合线接触较少见，表明压溶作用较弱，硅质来源以外来迁入为主。

(4) 金属硫化物：在浅紫过渡带中，还发育一种特殊的胶结物，常呈他形的浸染状、斑点状分布于碎屑颗粒间隙中，主要包括辉铜矿、斑铜矿、黄铜矿、黄铁矿等(图 7F~I)，有时可见金属硫化物呈平行线状充填于砂岩微层理中。黄铁矿除了分布于浅紫过渡带外，还呈微晶状广泛分布与浅色砂岩中，为还原环境标志矿物。

(5) 黏土矿物：常呈微细鳞片状、蜂窝状、微粒状、土状集合体出现；如图 5B,G，有多种分布形态，一是呈团聚状并保留颗粒假象，推测为长石水解转变而来，为成岩蚀变矿物；其类型有高岭石、蒙皂石、伊利石等，浅色砂岩中含高岭石较为丰富，紫色和浅紫过渡砂岩则以蒙皂石和伊利石为主。二是呈胶结状分布于碎屑颗粒间隙，或以附着物形式紧贴于碎屑颗粒旁形成薄膜状环边，为成岩自生矿物。

(6) 伊利石、绿泥石：这两种胶结物较为少见，呈绿、淡黄等不同混合色调的极细微土状、鳞片状集合体出现，前人常将其归入黏土矿物大类^{[21, 22]}，笔者鉴定发现二者常出现在浅紫过渡靠近浅色一侧的砂岩中，并与金属矿物同时出现(图 7D,E)。

由以上分析可以看出，由紫色砂岩向浅色砂岩的过渡中，K₂ml¹砂岩层存在明显的胶结物分带特征：紫色砂岩胶结物以铁质胶结为主，全浅色砂岩则以石英和微晶黄铁矿胶结，而浅紫过渡带为碳酸盐胶结、自生石英胶结和金属硫化物胶结共存的复合胶结带。由紫到浅，这一复合胶结带存在细微的差别：靠近紫色一侧为方解石、白云石混合胶结，靠近浅色一侧则为“先硅质胶结、后方解石交代硅质胶结”的钙硅混合胶结。复合胶结带上叠加少量金属硫化物胶结，以此作为矿床的矿化方式，由紫到浅具有辉铜矿→斑铜矿→黄铜矿→黄铁矿的渐变过渡的分带，且品位逐渐降低(图 6)。K₂ml¹砂岩层由紫到浅存在铁质胶结、钙镁质胶结、钙硅质胶结、硅质胶结的分带，并夹于上、下两个泥质岩隔水层之间。该隔水—透水—隔水的岩性组合形成了砂岩型铜矿床的岩性/岩相结构面，制约着矿化的产出层位^[23]。从实测孔隙度来看，紫色带砂岩、浅色带砂岩、过渡带砂岩分别具有最高、中等、最低的孔隙度，实测渗透率具有同样特征。现今实测孔、渗值最低的浅紫过渡带砂岩中铜的矿化最强，表现出其与铜的矿化程度呈反相关关系。浅色带砂岩的孔隙度、渗透率降低可能与硅质胶结导致孔隙堵塞有关，而浅紫过渡带砂岩的降低则与碳酸盐胶结、金属硫化物沉淀有关。

图 6 主含矿层胶结物分带与矿化关系示意图(左图据文献[21]改绘) 1.紫色砂质泥岩；2.紫色泥岩；3.铁质胶结砂岩；4.钙镁质胶结砂岩；5.钙硅质胶结砂岩；6.硅质胶结砂岩；7.胶结分带界线；8.矿体(虚线及数字代表铜品位，单位：%)；9.断层；10.钻孔；11.剖面位置 Fig. 6 Schematic diagram of cement zonation and its spatial relationship with mineralization zone in ore-bearing sandstone layer

图选项

图 7 浅紫过渡带内砂岩胶结物与金属硫化物分布显微照片 A.砂岩发生二次胶结，早期为石英次生加大，晚为方解石胶结(染色+正交)；B.砂岩早期以自生石英发生胶结，其中包裹细粒多边形不透明矿物，推测为黄铁矿，晚期发生碳酸盐矿物胶结，并见两组平行解理(正交)；C.砂岩发生自生石英胶结后，局部被绿泥石、伊利石及金属矿物溶蚀、交代而呈蜂窝状(正交)；D.砂岩发生硅质胶结后，先后被伊利石、绿泥石分别交代呈港湾状，并充填金属矿物(正交)；E.砂岩发生硅质胶结后，局部被伊利石及金属矿物溶蚀、交代而呈港湾状(正交)；F.不规则状他形辉铜矿溶蚀交代碎屑石英颗粒，旁侧共生菱形解理矿物，推测为碳酸盐矿物(光片)；G.不规则状斑铜矿充填于碎屑颗粒间隙(光片)；H.不规则状黄铜矿充填于碎屑颗粒间隙(光片)；I.细粒黄铁矿绕碎屑颗粒边缘分布(光片)。代号：Q(c).碎屑石英，Q(a).自生石英，Cb.碳酸盐矿物，Cal.含铁方解石，Ili.伊利石，Chl.绿泥石，Me.金属矿物，Cc.辉铜矿，Bn.斑铜矿，Cp.黄铜矿，Py.黄铁矿。 Fig. 7 Micrograghs of cement and metallic mineral distribution at the interface of purple and grey sandstone

图选项

砂岩成岩过程中，流体的性质是控制砂岩中胶结物生成、孔隙特征和矿质沉淀等微观进程的主要因素。砂岩孔隙成因的研究主要运用于油气方面，油气的生成、储运与砂岩孔隙的类型和分布息息相关。研究表明，全部砂岩孔隙中至少有三分之一是次生溶蚀成因的孔隙，甚至多于沉积原生余孔，这是上世纪七十年代以来碎屑岩储层研究获得的最主要进展^[4]，为大深度碎屑岩储层寻找油气提供了方向和理论指导。

由图 5和图 7可以看出，K₂ml¹砂岩层明显存在两类孔隙：一是分布于碎屑周围的不规则状粒间孔隙，二是分布于石英碎屑颗粒和石英胶结物中的港湾状次生溶蚀孔洞。粒间孔隙在铁质胶结的紫色砂岩和碳酸盐矿物胶结的浅紫过渡砂岩较多(图 7A,B)，浅色硅化砂岩的粒间孔隙因石英次生加大和石英重结晶已所剩无几(图 5I、图 6C)。而在浅紫过渡带的硅化砂岩中，却发育港湾状溶蚀孔洞，并被碳酸盐矿物、伊利石、绿泥石等(图 7 B,D,E)充填。分布于浅紫过渡带内的金属矿化也主要以粒间孔隙式充填(图 7G,H,I)和次生溶蚀—交代式充填(图 7F)。

从胶结物生成世代上看，浅紫过渡带砂岩中可以直接观察到的胶结至少有两次，第一次是普遍的硅质胶结和石英次生加大(图 5I、图 6C)；第二次为含铁碳酸盐矿物、伊利石、绿泥石及金属硫化物等溶蚀硅质，并呈港湾状在其中充填(图 7B,D,E)。考虑到石英发生硅质胶结为砂岩成岩作用较晚的时期，硅质胶结之前的沉积—早期成岩必然还存在着一次胶结作用，因受后两次胶结物充填、改造已难以直接观察到。可从楚雄盆地白垩纪炎热—干燥的沉积环境^[24]及上下相似岩性段成分可判断成岩早期为泥晶碳酸钙、铁质、硫酸盐、黏土等。最早的该次胶结对砂岩起到支撑作用，减弱压实程度，并为后来的流体溶蚀、形成次生孔隙预留空间。因此，浅紫过渡带砂岩经历了三次胶结：即成岩早期的泥晶碳酸钙、铁质、硫酸盐、黏土质胶结；成岩中期的硅质胶结；成岩晚期的含铁碳酸盐矿物、伊利石、绿泥石及金属硫化物胶结。

沉积与成岩作用矿物稳定环境范围研究表明，铁氧化物、石膏及方解石等均位于碱性—氧化性区域，而石英、黄铁矿、泥炭类有机质等均位于酸性—还原性区域^[25]。对应胶结物充填世代可以看出：紫色砂岩(铁质胶结并含石膏，见图 5A)为碱性—氧化流体环境产物；浅灰色砂岩(硅质胶结，石英胶结物及次生加大边内含细粒自形黄铁矿，见图 7B)是酸性—还原流体作用产物；浅紫过渡砂岩(钙质、硅质混合胶结，局部先硅质后钙质胶结，见图 7B)则为先酸性—还原流体、后碱性—氧化流体的两次作用结果。

大量的研究表明，碎屑岩的酸性成岩环境主要是地层有机质演化形成的，是砂岩成岩过程中有机—无机反应中最活跃的时期^[4]。白垩系有机碳平均含量为0.16%，局部高达7.98%，是一套较好的烃源岩^[26]。酸性成岩环境来源于早成岩阶段埋藏有机质腐烂分解形成的有机酸，以及中成岩阶段有机质成熟发生干酪根降解而释放出的有机酸和碳酸。在具备了充足有机酸和碳酸来源、一定量的可溶组分(早期泥晶碳酸钙、铁质胶结物、硫酸盐、部分易酸解黏土等胶结物)、供酸性流体运移的通道(K₁ml¹高成熟度、高孔渗率的砂岩层)这三个条件后^[27]，酸性—还原流体便可以在生烃、产CO₂所形成的压力梯度作用下发生运移。

当富含有机质的酸性流体与紫色砂岩接触时，可与其中的方解石、铁质、石膏、黏土等胶结物分别发生反应：

以上四个反应，特别是(2)，使早成岩阶段形成的胶结物发生溶蚀，形成次生粒间孔隙，为金属矿物沉淀提供主要的孔隙空间。反应(3)、(4)分别形成还原性二价铁离子、还原硫，造成紫色砂岩褪色、提供成矿物质S，并提供H⁺，使流体维持较低的pH值^[2]；两个反应协同发生、互为促进^[28]。式(5)为蒙皂石转变成高岭石的反应^[27]，为砂岩在该酸性条件下形成硅质胶结提供SiO₂。

随着蒙皂石转变成高岭石形成SiO₂(部分来源于长石分解、石英压溶)，SiO₂在酸性环境溶解度较低，易过饱和而沉淀，形成几乎全部为石英胶结的致密砂岩(图 5I)和硅质胶结砂岩带(图 6)。酸性流体内部发生硅化、高岭石化等各种成岩反应，消耗掉大量SiO₂和K⁺、Na⁺、Al³⁺等，使酸性流体前端越来越富集Ca²⁺、Mg²⁺、Fe²⁺。流体界面pH值较高，利于碳酸根离子与Ca²⁺、Mg²⁺结合沉淀，结晶过程中Fe²⁺极易进入晶格，从而形成含铁方解石、含铁白云石胶结物(图 5B,C)和钙镁质胶结带(图 6)。

当烃源岩演化至晚期，其生成烃类气体、排出CO₂的能力降低，驱动酸性—还原流体运移的压差减小，由紫色砂岩向浅色砂岩流动的碱性—氧化流体重新成为主导，甚至越过稳定对流的平衡界面，作用于已发生硅质胶结的浅色砂岩。在温度较高的条件下，溶液pH值升高，碱金属离子浓度增大，石英溶解速率越大，往往随这几个参数以指数性递增^[29]。因此，富含膏盐的碱性—氧化流体对石英的溶蚀效果是显著的，除了造成紫色砂岩石英颗粒溶蚀呈棱角分明(图 5A)，还在浅紫过渡砂岩中形成大量的蜂窝状或港湾状次生溶蚀孔洞(图 5I、图 7C,D,E)，充填碳酸盐矿物，形成钙硅质胶结带(图 6)，并为金属沉淀再次提供空间。主要受中等酸碱度控制的伊利石和绿泥石也在这一过渡带中出现，成为与金属矿物共生的指示矿物^[30]。

前人论证了六苴铜矿区马头山组地层成岩演化至中成岩阶段A期^[16]。在早成岩阶段，该组地层继承了陆相沉积、盐湖环境的特点，形成碱性—氧化流体环境^[24]。除发生压实、孔隙水排出外，形成早期的泥晶碳酸盐矿物胶结和铁质、黏土质胶结，保存了砂岩粒间孔隙，为后期酸性流体溶蚀作用预备了运移孔隙通道^[31]。

地层演化至中成岩A期，有机质演化至生烃高峰期，排出的烃类气体和CO₂急剧增加^[32]，在压力梯度作用下开始发生运移。有机质脱羧作用形成的富含有机酸和碳酸的酸性流体进入砂岩层，溶蚀长石、铁质胶结物、早期方解石胶结物及部分黏土、石膏等^[1]，形成次生粒间溶蚀孔隙，为流体界面附近的晚期矿质沉淀提供空间。若胶结物均匀分布，溶蚀后可能生成浸染状矿石；若较多地顺微层理分布，则生成纹层状矿石；酸性流体在砂岩透水层流动并溶蚀胶结物时，流体前锋、上侧、下侧的“鱼头状”溶蚀形态与流体内部硅质胶结同时进行，将形成“鱼头—燕尾状”形态的高孔隙空间(图 4)，由此控制矿质沉淀后的总体形态。在酸性—还原流体扩张运移的同时，紫色砂岩中碱性—氧化性的盆地卤水携带铜质^[33]，在盆地中心的沉积—压实向四周排泄作用下向其流动，在烃源岩生烃稳定时期，两类流体可形成稳定对流的平衡界面^[34]。界面附近，酸性—还原流体开拓容矿空间、生成还原硫，碱性—氧化流体带来铜离子，二者发生结合与沉淀；同时受不同位置酸碱度和氧化还原电位控制，形成辉铜矿—斑铜矿—黄铜矿—黄铁矿的矿物分带^[35]。可见，酸性流体对胶结物溶解所形成的次生粒间孔隙是氧化还原反应的先导，为矿质沉淀创造条件并提供物质来源。酸性—还原流体在透水砂岩层中的渗流、溶解、扩容作用与铜硫化物在该流体前锋的沉淀共同控制着矿石品位的高低分布。从紫色砂岩到浅色砂岩品位逐渐降低，且品位等值线形态与浅紫过渡带、胶结物分带极为相似，局部甚至重合(图 6)，这三者均受控于酸性—还原流体的迁移、溶蚀作用及与之伴随的孔隙演化过程。

其后，地层有机质随着烃类、有机酸、二氧化碳等溶蚀反应的持续而消耗殆尽，有机酸、碳酸等酸性—还原流体逐渐减弱、收缩。碱性—氧化流体重新成为主导性成岩流体，越过平衡界面，进而使辉铜矿—斑铜矿—黄铜矿—黄铁矿这一金属矿物分带上发生前者依次交代后者的情况，并见金属硫化物交代石英碎屑和硅质胶结物(图 7F)。

(1) 经物性特征分析，K₂ml¹、K₂ml²主体岩性为具高碎屑含量、低分选系数的中细粒长石石英砂岩(K₂ml¹顶、底部砾岩层除外)，具有较高的初始孔隙度(31.49%~36.76%)、实测孔隙度(8.77%~11.56%)、实测渗透率(1.2×10^-3 μm²~4.2×10^-3 μm²)，为各岩性段中最有效的流体迁移通道。

(2) 紫色砂岩带、浅紫过渡带、浅色砂岩带之间的差异主要体现在胶结物类型及含量上，由紫到浅存在铁质胶结、钙镁质胶结、钙硅质胶结、硅质胶结的分带，并夹于上、下两个泥质岩之间。

(3) 浅紫过渡带砂岩存在两类孔隙：粒间孔隙和溶蚀孔洞；经历三次胶结：早期的铁质、泥晶碳酸盐及少量石膏、黏土胶结；中期的硅质胶结；晚期的亮晶方解石、白云石及少量伊利石、绿泥石胶结。

(4) 紫色砂岩、浅色砂岩分别处于碱性—氧化、酸性—还原的成岩流体环境下，过渡带的砂岩依次经历：沉积—早成岩阶段形成铁质、泥晶碳酸盐等胶结；中成岩阶段A期的酸性—还原的富有机质流体形成并扩张运移，在砂岩层中溶解早期胶结物，形成溶蚀粒间孔隙，为矿质沉淀提供空间及硫源；在烃源岩生烃稳定时期，该流体与碱性—氧化的含铜流体形成稳定对流，在氧化还原—酸碱界面上发生亮晶碳酸盐化胶结与铜的硫化物沉淀。富有机质流体演化至晚期，碱性—氧化流体重新向浅色砂岩流动，发生碳酸盐溶蚀—交代硅质胶结的砂岩与金属硫化物的依次交代作用(辉铜矿→斑铜矿→黄铜矿→黄铁矿)。

致谢 本文孔、渗样品的钻切得到云南锡业股份有限公司生产技术部熊玉旺高级工程师的热情帮助；样品测试中，昆明理工大学国土资源工程学院温兴平教授给予了指导和帮助；审稿专家提出若干宝贵意见，使本文得到进一步完善；在此一并表示诚挚的谢意！