2013, Vol. 29
2. 中国地质科学院矿产资源研究所，北京 100037;
3. 青海省地质调查院，西宁 810012
, YANG ZhuSen2, TIAN ShiHong2, SONG YuCai1, LI YuLong3, LU ShiYin3, ZHAO ZhiYi3, HOU ZengQian1
2. Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China;
3. Qinghai Institute of Geological Survey, Xi’ning 810012, China
(变质)沉积岩(下文统一简称为“沉积岩”)容矿贱金属脉状矿床在造山带背景下广泛发育，自20世纪70年代以来，在美洲的科迪勒拉造山带(Einaudi, 1977; Beaudoin and Sangster, 1992)、欧洲的华力西造山带(Beaudoin and Sangster, 1992; Germann et al., 2003)和阿尔卑斯造山带(Polliand and Moritz, 1999)等世界著名造山带内都相继发表了对该类矿床的详细报道。研究认为，这类矿床以(低级变质的)碎屑岩或碳酸盐岩为围岩，具有Cu-Zn-Pb(-Ag-Au-Bi)的金属组合，矿化活动在时间和空间上多同钙碱性岩浆活动(Bendezú et al., 2003; Baumgartner et al., 2008)、造山带各构造演化阶段相关裂隙和地壳尺度断层等因素相关(Beaudoin and Sangster, 1992)。在成因上，虽然有学者认为这类矿床的形成同岩浆作用无关(Laznicka, 1985)，但更多的观点则认为这是一套发育在岩浆热液体系远端的浅成热液矿床(Baumgartner et al., 2008)，在时间上，它比同一成矿体系的斑岩型矿化、矽卡岩型矿化、高硫作用浅成热液贵金属矿化都晚，在空间上，则较浅成热液贵金属矿化更远离岩体，因此，一些未见岩体的矿区被认为是有隐伏岩体的存在(Beaudoin and Sangster, 1992)。具体到国内，秦岭造山带以其独特的地质地理位置和丰富的矿产资源而广受关注，其内沉积岩容矿贱金属脉状矿床也多被研究，但在其成因上却存在海底喷流沉积(-变质)型(肖荣阁等, 2000)、斑岩型(聂凤军等, 2004)和造山型(陈衍景, 2006)等多种认识。相比而言，国内另一大造山带--世界上正在进行的、最年轻、最壮观的喜马拉雅-青藏高原碰撞造山带内(Yin and Harrison, 2000; 许志琴等, 2011)，这类矿床却鲜有介绍，因而，这一巨大造山带内是否存在沉积岩容矿脉状矿床逐渐成为国内矿床学家关注的问题。近年来，一些总结性研究提出，在青藏高原东、北缘三江造山带南段的兰坪盆地内，沉积岩容矿Cu、Cu-Co、Zn-Pb(-Ag) 等脉状矿床其实大量存在，其资源储量巨大，是国内金属矿产的重要来源(He et al., 2009; 宋玉财等, 2011)，其中，脉状铜矿发育更是广泛，金满、科澄涧、水泄、小格拉等脉状铜矿床被认为具有相似的矿化特征和相同的成因类型(季宏兵和李朝阳, 1998; He et al., 2009; 张锦让和温汉捷, 2012)。近年研究表明，三江造山带内发育着一条上千千米的碳酸盐岩容矿类MVT 铅锌矿带(侯增谦等, 2008)，从南部滇西兰坪盆地起，经中部藏东昌都和青南玉树地区向北到达沱沱河地区(图 1)，带内主要区块的碳酸盐岩容矿铅锌矿床都具有极强对比性(刘英超等, 2009; 宋玉财等, 2009; 王安建等, 2009; Liu et al., 2011; 刘英超等, 2013)。那么，三江南段广泛发育的沉积岩容矿脉状铜矿床在三江地区是否能同类MVT 铅锌矿床一样可延伸成带呢？近年来，笔者所在团队在对青藏高原地区相关研究项目实施过程中发现，在三江中段玉树和昌都地区、北段沱沱河地区的确都有脉状铜矿的发育，其成矿特征和南段兰坪盆地内的脉状铜矿极为相似，反映了三江带内脉状铜矿床从南部向中北部的延伸，一条具有重要成矿潜力的沉积岩容矿脉状铜矿带有望形成。基于此，本文选择了三江中段玉树地区脉状铜矿中成矿特征最为清晰的吉龙铜矿作为研究实例，对其矿化特征和矿床成因进行了详细介绍，以期为三江带内该类矿床的成因和其区域成矿规律提供新的资料和认识。
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图 1 “三江”喜马拉雅期沉积岩容矿贱金属矿床分布区域地质简图(a，据Yin and Harrison, 2000修改；b据宋玉财等, 2011)和玉树地区区域构造及矿点分布图(c，据侯增谦等, 2008) Fig. 1 Simplified geological map of the ‘Sanjiang’ region showing the distribution of sediment-hosted Himalayan base metal deposits (a, modified after Yin and Harrison, 2000; b, after Song et al., 2011) and the map of regional structure in Yushu area showing the distribution of deposits (c, after Hou et al., 2008) |
吉龙铜矿位于青海省玉树藏族自治州杂多县境内，在大地构造位置上属青藏高原碰撞造山带三江构造岩浆带的羌塘地体(图 1a)。夹持于金沙江缝合带和班公湖-怒江缝合带之间的三江构造岩浆带沿青藏高原东、北缘延伸千余千米，其主体由南部的兰坪盆地、中部的昌都地区和玉树地区以及北部的沱沱河地区组成(图 1b)，带内以发育晚古生代至新生代盆地沉积为主，地层主要出露石炭纪以来的沉积岩和火山岩，从早到晚表现为石炭系-二叠系的海相沉积，三叠系-侏罗系的海相、海-陆交互相沉积，以及白垩系至新近系的陆相沉积。三江带构造演化历史复杂，到中新生代时碰撞造山活动异常强烈，并在新生代发育了特征显著的逆冲推覆构造和走滑构造系统(侯增谦等, 2008)。其中，逆冲推覆构造系统在整个带内都表现出了“对冲”趋势(唐菊兴等, 2006; He et al., 2009)，其自东、西(或北东、南西)两侧向中部逆冲，从而构成了区域整体构造格架和方向，逆冲通常显示多期次特征(Spurlin et al., 2005; 李亚林等, 2006)，在其间歇期，一般发育走滑活动，形成相关的走滑构造系统。伴随以上两种构造活动的进行，区域上形成多个古新世-中新世盆地，盆地规模一般不大，多呈狭长带状，其边界往往为逆冲断层和走滑断层，其内部则充填陆相红色碎屑岩和膏岩建造等(牟传龙等, 1999; 王世锋等, 2002; 周江羽等, 2002, 2011; 李忠雄等, 2004)；同时，钾质岩浆活动活跃，在以上盆地内广泛发育钾质火山岩(及次火山岩)(邓万明等, 2001; 朱丽等, 2005)，在区域上则有多个富钾斑岩体的存在(赵欣等, 2004; 杨志明等, 2008)。三江带内沉积岩容矿贱金属矿床发育，但由于自然条件所限，早年研究多集中在南部兰坪盆地，总结性工作表明，在盆地东侧发育由东至岩、下区五、燕子洞、三山、金顶等矿床(点)构成的类MVT 铅锌矿带，其矿化发育在区域逆冲断层两侧，赋矿围岩一般为碳酸盐岩(侯增谦等, 2008; He et al., 2009; 宋玉财等, 2011)，后期研究则表明该种矿化可在带内向西北延伸，和昌都区内的赵发勇类MVT铅锌矿集区(李华等, 2009; 刘英超等, 2013)、玉树区内的东莫扎抓-莫海拉亨类MVT铅锌矿集区(田世洪等, 2009; 刘英超等, 2010; 王进寿等, 2011)以及沱沱河区内的查曲帕茶类MVT 铅锌矿集区(宋玉财等, 2009)相连，构成一条长达1000余千米的类MVT铅锌矿带(图 1b)；在兰坪盆地西侧发育金满、小格拉、科登涧、水泄等矿床(点)构成的脉状Cu(-Ag)矿带，其矿化或赋存在和区域逆冲断层相关的次级断裂中，或赋存在和区域深大断裂相关的褶皱构造中，赋矿围岩一般为碎屑岩(侯增谦等, 2008; He et al., 2009; 宋玉财等, 2011)，该种矿化是否可在带内向中北部延伸尚未见报道。
3 矿床地质特征吉龙矿区地层出露简单(图 2)，仅见下石炭统杂多群上段地层，其从底到顶发育下部的碎屑岩组(互层的紫红色安山质角砾岩、灰绿色-紫红色长石石英砂岩、灰绿色-紫红色千枚岩化泥岩)和上部的灰岩组(角砾化、大理岩化灰岩)。矿区以F1、F2逆断层构造和大型复背斜构造(图 2)(属区域上的贝动沙改-扎何日麻复背斜(青海省地质局, 1982①))为主要构造，其中，逆断层为近东西走向、南至南西西倾向，在断层两侧，岩石发生破碎并形成小的褶曲，有较宽挤压破碎带和黄褐色蚀变带出现，可见孔雀石化、铜蓝化现象，受挤压作用的影响，其附近地层形成小的倒转褶皱；大型复背斜轴部为碎屑岩组地层，地层近于直立，背斜轴北西向倾伏，两翼为灰岩组地层，地层倾角60°左右，其内发育多个近平行次级褶皱。
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图 2 吉龙铜矿地质简图 Fig. 2 Geological sketch map of Jilong Cu deposit |
①青海省地质局. 1982. 1：20万杂多县幅区域地质调查报告(地质部分). 1-239
矿区目前圈定铜矿体8条，均赋存在复背斜两翼灰岩组的灰岩与轴部碎屑岩组的岩性接触带内(图 2)，初步估算铜资源量3.07万吨(青海省地质调查院, 2008②)。矿体以脉状形式产出(图 2、图 3a)，除M3-M6号外，其他矿体都具SE-SW倾向，倾角从24°到86°不等(图 2)。矿体规模差距较大，最大的M8号矿体长约1000m，宽约15m，最小的M3-M6号矿体长仅150m左右，宽则小于10m。矿物组合简单，矿石矿物为黄铜矿、斑铜矿、(锌)砷黝铜矿、辉铜矿、孔雀石和铜蓝等铜矿物，脉石矿物为黄铁矿、石英、方解石、铁白云石、绢云母等。根据不同矿石中铜矿物的富集程度，可分为黄铜矿矿石(图 3b)，黝铜矿矿石(图 3c)、斑铜矿-黄铜矿-辉铜矿矿石(图 3d)等3种。矿石结构见他形晶粒状(图 4a)和交代(图 4b, c)结构等，矿石构造主要为脉状(图 3)。根据手标本及显微镜下所见矿物之间的穿插关系，成矿过程可划分为4个阶段(图 5)，各阶段矿物共生组合特征具体如下。
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图 3 吉龙铜矿矿石产状与类型 (a)-矿石脉状产出；(b)-黄铜矿矿石；(c)-黝铜矿矿石；(d)-斑铜矿、黄铜矿、辉铜矿矿石 Fig. 3 The occurrence and types of ores in Jilong Cu tdeposit (a)-ores formed as vein; (b)-chalcopyrite ore; (c)-tennantite ore; (d)-bornite, chalcopyrite and chalcocite ore |
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图 4 吉龙铜矿典型矿物及矿石结构构造 Ⅰ-Ⅴ指成矿阶段；照片解释参见正文 Fig. 4 Minerals, textures and structures in ore rocks of Jilong Cu deposit Ⅰ-Ⅴ indicate ore stages and consult the text for explanation of these photos |
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图 5 吉龙铜矿矿物共生组合顺序 Fig. 5 Paragenetic sequence of minerals in Jilong Cu deposit |
②青海省地质调查院. 2008. 然者涌-东莫扎抓铜多金属矿评价项目2008年工作方案. 1-142
(1) 硅化阶段(Ⅰ)：该阶段有大量脉状石英生成，其石英颗粒一般较大，多在0.1~0.5mm之间，石英表面浑浊(图 4d)，与之共生的是粒度大小相当的半自形黄铁矿(图 4d, e)。从露头尺度上来看，硅化带(脉状石英)都发育在矿体及矿体周围，从手标本及显微尺度来看，铜矿物多发育在石英脉内粗粒石英粒间(图 2)。
(2) 黄铜矿-斑铜矿化阶段(Ⅱ)：为主要矿化阶段，矿物组合为黄铜矿+斑铜矿+石英+绢云母+方解石+铁白云石。该阶段矿物或以他形粒状集合体的形式呈不规则状分布在Ⅰ阶段矿物粒间(图 4a, c, f)，或呈脉状集合体穿插Ⅰ阶段矿物(图 4g)。镜下可见本阶段小颗粒石英蚀变Ⅰ阶段大颗粒石英边部(图 4f)，小颗粒石英和黄铜矿发育在Ⅰ阶段大颗粒石英粒间(图 4h, i)及黄铜矿呈不规则状交代Ⅰ阶段黄铁矿(图 4e)现象。
(3) 黝铜矿化阶段(Ⅲ)：仅可判断产出黝铜矿，电子探针分析其部分为锌砷黝铜矿，主要以交代铜硫化物的形式叠加在Ⅰ、Ⅱ阶段之上(图 4b)。
(4) 绿帘石+绿泥石化阶段(Ⅳ)：这一阶段产出的绿帘石脉和绿泥石脉在矿区岩石中广泛分布，且明显穿插了矿化阶段的相关矿物(图 4j, k)，难以判断其与铜矿化的关系，仅可判断这一热液活动发生在氧化阶段之前(图 4j)。
(5) 氧化阶段(Ⅴ)：在该阶段进行时，原生硫化物被氧化发生重结晶，在次生富集带产出辉铜矿(图 4c, l)，在地表产出褐铁矿、孔雀石和铜蓝(图 3d、图 4j, l)。
4 成矿流体特征由于Ⅰ阶段石英表面非常浑浊，Ⅱ阶段石英颗粒又较为细小，导致两阶段石英中都未找到适于进行显微测温的流体包裹体，因此本次显微测温工作仅通过Ⅱ阶段方解石获得了有限的几个宝贵数据。测温工作在中国地质科学院地质研究所完成，所用冷热台为THSMG-600(测温范围-200~600℃)，数据精度±0.1°。对1件方解石样品进行了流体包裹体群体成分分析，测试工作在中国地质科学院矿产资源研究所进行，气、液相成分分别由Shimadzu GC2010气相色谱仪和Shimadzu HICSP Super离子色谱仪完成，实验条件及方法参见杨丹等(2007) 。
4.1 流体包裹体岩相学特征及群体成分组成显微观察发现，Ⅰ、Ⅱ阶段石英中都难以找到流体包裹体，推测可能因包裹体过小而在显微镜下难以被发现。Ⅱ阶段方解石内可见两种产状包裹体发育，分别为孤立生长(图 6a)和沿方解石解理面群状生长(图 6b)，形状以四边形、圆形和不规则状为主，孤立生长的包裹体体积稍大，长轴长度5~20μm，群状生长的则一般较小，长轴长度都在5μm左右。两种产状流体包裹体都为以液相为主的气液两相盐水包裹体(LV包裹体)，气相充填度介于2%~8%之间。流体包裹体群体成分分析表明，其气相成分主要由H2O(75.94%)、CO2(11.21%)和N2(10.99%)三种气体组成，液相成分阳离子以Ca2+、K+、Na+为主，阴离子以SO42-、Cl-为主。
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图 6 吉龙铜矿Ⅱ阶段方解石内流体包裹体显微照片 (a)-孤立产出LV流体包裹体；(b)-群状生长LV流体包裹体 Fig. 6 Microscope photos of fluid inclusion in calcite formed in Stage Ⅱ from Jilong Cu deposit (a)-single liquid fluid inclusion; (b)-multitudinous liquid fluid inclusion |
本次工作在Ⅱ阶段方解石中获得5个均一温度，范围为158.5~248.1℃；获得7个冰点温度，范围为-5~-0.7℃，计算(据Bodnar, 1993)所得的流体盐度范围为1.23%~7.86% NaCleqv(表 1)，综合峰值温度来看(图 7)，吉龙铜矿Ⅱ阶段成矿流体温度应在230~250℃居于优势，流体盐度应在3%~6% NaCleqv居于优势，属于中温度、低盐度流体。
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表 1 吉龙铜矿Ⅱ阶段方解石中流体包裹体显微测温结果 Table 1 Microthermometric data of fluid inclusion in calcite in Stage Ⅱ of Jilong Cu ore deposit |
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图 7 吉龙铜矿Ⅱ阶段流体包裹体均一温度(a)和盐度(b)直方图 Fig. 7 Histograms of homogenization temperature (a) and salinity (b) for Stage Ⅱ in Jilong Cu deposit |
由于未能获得Ⅰ、Ⅲ阶段成矿流体的温度数据，因此不能够对以上两阶段流体的氢氧同位素数据进行计算和讨论，所以本次氢氧同位素工作仅针对主成矿阶段(Ⅱ阶段)的样品进行了测试。测试工作针对性地选择了Ⅱ阶段6件方解石和4件石英样品进行，具体实验在国土资源部同位素地质重点实验室MAT-251EM型质谱计上完成，采用方法为400℃爆裂法取水，锌法制H2，分析精度(2σ)为±2‰。测试结果表明(表 2)，10件样品中流体包裹体所圈闭成矿流体的δDV-SMOW值变化较大，分布在-154‰到-80‰之间，结合矿物O同位素及显微测温结果计算获得的流体δ18OV-SMOW值变化范围较小，为7.72‰~10.30‰。
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表 2 吉龙铜矿热液矿物氢氧同位素组成 Table 2 H and O isotope composition of hydrothermal minerals from Jilong Cu deposit |
本次工作选择了主要成矿阶段沉淀的硫化物(Ⅱ阶段5件黄铜矿和Ⅲ阶段1件黝铜矿)进行了S同位素分析，具体实验在国土资源部同位素地质重点实验室MAT-251EM型质谱计上完成，样品以Cu2O为氧化剂制备SO2进行S同位素测试，分析精度(2σ)为±0.2‰。分析结果表明(表 3)，Ⅱ、Ⅲ两阶段硫化物S同位素组成均为正值，其中Ⅱ阶段黄铜矿δ34S值介于3.4‰~11.6‰，Ⅲ阶段黝铜矿δ34S值(3.4‰)也同样落在该区间内。
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表 3 吉龙铜矿硫化物S同位素组成 Table 3 S isotope composition of sulfide from Jilong Cu deposit |
本次工作尝试选择了Ⅱ阶段2件矿石矿物(黄铜矿)和2件脉石矿物(方解石)进行了Pb同位素测试，并对矿区内石炭系未蚀变的2件泥岩和2件灰岩样品进行了Pb同位素背景值分析。测试工作在国土资源部同位素地质重点实验室的Nu Plasma HR等离子质谱仪上完成，实验方法及参数参见何学贤等(2005) 。
Ⅱ阶段黄铜矿及方解石的Pb同位素组成并无区别(表 4)，206Pb/204Pb、207Pb/204Pb和208Pb/204Pb比值分别为18.668~18.707、15.657~15.792和38.645~38.873。矿区石炭系未蚀变赋矿地层和热液矿物Pb同位素比值则存在较大差别，泥岩和灰岩206Pb/204Pb、207Pb/204Pb和208Pb/204Pb比值分别为18.243~18.245和18.367~18.374、15.455~15.458和15.397~15.401、38.204~38.221、38.385~38.477。
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表 4 吉龙铜矿区Ⅱ阶段黄铜矿和方解石及赋矿地层Pb同位素组成 Table 4 Pb isotope composition of chalcopyrite and calcite formed in Stage Ⅱ and of carboniferous strata in Jilong Cu deposit |
笔者在野外和显微镜下观察中都曾在主要硫化物沉淀阶段(Ⅱ阶段)发现了绢云母的存在，但是由于绢云母颗粒极为细小，多次尝试也未能挑选出足够的测试样品。而在近几年对三江地区类MVT铅锌矿床定年方法探索时，笔者所在的研究团队同南京大学现代分析中心合作，通过应用方解石Sm-Nd同位素等时线定年方法获得了大批可信的年龄数据(田世洪等, 2009, 2011c; 王晓虎等, 2011)，为国内沉积岩容矿矿床定年开辟了新的途径。因此，鉴于吉龙矿区成矿阶段方解石较为发育且易于挑选，此次工作选择了Ⅱ阶段4件方解石样品，尝试对其进行了Sm-Nd同位素等时线定年工作。
测试所用样品均为采自地表的同黄铜矿共生的方解石(图 4f)，为确保测试数据的准确性，在选样和样品处理过程中都尽量最优化处理，包括：①选择与围岩有明显界限、未与围岩有物质交换的样品；②采集新鲜的、没有受后期影响的、保持矿物初始同位素体系封闭的样品；③选择颗粒相对较大的、不曾在快速结晶过程中包裹其他杂质的样品； ④测试过程中矿物研磨至200目，尽量除去裂隙中次生包裹体的干扰。具体实验流程为：将手标本粉碎到40~80目，在双目镜下挑选出纯度达99%以上的方解石单矿物；随后用蒸馏水清洗，低温蒸干，然后将纯净的单矿物样品在玛瑙研钵内研磨至200目左右待测；同位素组成采用高压密闭熔样和阳离子交换技术分离和提纯，然后用VG354质谱仪测定，测定方法参见Fang et al.(2002) 。测定用的美国La Jolla Nd 同位素标准为0.511864±3，Sm、Nd含量的分析误差优于0.5%，143Nd/144Nd值用146Nd/144Nd=0.7219进行校正，147Sm/144Nd的分析误差(2σ)为±0.2%。等时线年龄用ISOPLOT(Ludwing, 1998)程序计算。
6.2 测试结果吉龙矿区Ⅱ阶段方解石Sm、Nd 同位素组成测定结果见表 5，得到的147Sm/144Nd-143Nd/144Nd图解见图 8，其数据结果表现出了很好的线性关系。利用ISOPLOT软件包计算出Sm-Nd等时线年龄t=34.01±0.12Ma，初始锶同位素组成为ISr=0.51225570±0.00000056，MSWD=8.5。
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表 5 吉龙铜矿方解石Sm-Nd同位素组成 Table 5 Sm-Nd isotopic analyses for calcite from Jilong Cu deposit |
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图 8 吉龙铜矿Ⅱ阶段方解石Sm-Nd等时线图解 Fig. 8 Sm-Nd isochron age of calcite from Jilong Cu deposit |
沉积岩容矿中低温热液矿床的方解石Sm-Nd等时线定年方法是近年来为解决这种矿床中缺少传统的放射性同位素定年矿物而发展起来的一种新方法。作为稀土元素，在热液体系中，Sm、Nd易于和OH-、F-、CO32-、SO42-、HPO42-、HCO3-等结合成络合物进行迁移，并在含钙矿物沉淀时置换Ca2+进入矿物晶体(赵振华, 1997)，两种元素变化同步且不易被改造，母体衰变而来的子体更是易于保存在矿物晶格中(刘建明等, 1998)。研究表明，Sm、Nd所属的稀土族元素在进入方解石晶体后，除晶体溶解之外，其它过程破坏方解石稀土配分模式的机率很小(Zhong and Mucci, 1995)，因此方解石的Sm-Nd等时线定年是一种很有潜力的低温热液矿床定年手段。自21世纪初Peng et al. (2002) 成功利用热液方解石对湘中锡矿山锑矿床进行了Sm-Nd等时线定年以来， 国内外地质学者多次应用该种方法对中低温热液床进行定年尝试，并普遍取得了和地质事实相符的结果(Li et al., 2007; Tonguç Uysal et al., 2007; 田世洪等, 2009; 王晓虎等, 2011)，显示了这种方法的可信性。本次定年工作从样品采集到实验前处理整个过程都严格遵照最优方式进行，数据测试上完全按照多次尝试之后的最优方案实施，从而保证了数据结果的可靠性。因此，本次获得的方解石Sm-Nd等时线结果34.01Ma应该确实代表了方解石从热液中的沉淀时代，也即吉龙铜矿区铜硫化物沉淀的主要阶段--Ⅱ阶段的形成时代，大体可代表吉龙铜矿的成矿时代。
从新生代以来印-亚大陆碰撞演化历史来看，吉龙铜矿发育在青藏高原碰撞造山的晚碰撞阶段(40~26Ma)，该阶段主要发育陆内转换造山活动，成矿受大规模走滑-推覆-剪切作用控制，与软流圈上涌导致的幔源或壳/幔岩浆活动密切相关(侯增谦等, 2006)。具体到区域大地构造背景上，三江地区在该段时间内大型幕式逆冲推覆构造发育，各幕之间以走滑作用相隔(Spurlin et al., 2005; 李亚林等, 2006; 唐菊兴等, 2006)，其中玉树地区的第一次区域逆冲推覆活动在(早于)50~37Ma发生，第二次在23~5Ma发生，两次挤压之间至少发育2期走滑活动(Spurlin et al., 2005)。由此看来，吉龙铜矿成矿时代同玉树地区两期逆冲之间的走滑活动时间一致，反映了其形成时的区域上走滑性质动力学背景。实际上，我国学者很早就注意到，在青藏高原东、北部地区，受新生代大规模走滑断裂系统控制，沿哀牢山-金沙江构造带以西向北广泛发育高钾质岩浆活动(张玉泉等, 1987)，著名的金沙江-红河富碱侵入岩带和钾质火山岩带即由此提出，带内钾质岩浆岩同位素年龄多在41~27Ma (Zhang and Xie, 1997; Chung et al., 1998; Wang et al., 2001; 侯增谦等, 2006)，其北段玉树-囊谦地区则进一步集中到40~33Ma(朱丽等, 2006)，与吉龙铜矿形成时代一致，反映了其形成时的区域岩浆活动背景。同区域主要矿化活动相比，吉龙铜矿的形成和与逆冲推覆活动紧密相关的沉积岩容矿类MVT铅锌矿床基本同期(田世洪等, 2009)，比其邻近的受控于走滑作用相关富钾斑岩的斑岩铜钼矿床(纳日贡玛和玉龙铜钼矿床)稍晚(Hou et al., 2006; 王召林等, 2008)。
7.2 成矿流体性质及来源虽然由于客观原因，流体包裹体实际工作进行较少，但是各项测试结果仍然为本次研究提供了重要信息。流体包裹体群体成分分析结果表明，吉龙铜矿主要铜硫化物沉淀阶段(Ⅱ阶段)流体属于Ca2+-K+-Na+-SO42--Cl-体系，其气相成分以H2O为主，有少量CO2和N2的存在；流体包裹体显微测温结果则表明吉龙铜矿(Ⅱ阶段)成矿流体具有中温度(230~250℃)、低盐度(3%~6%NaCleqv)的性质。对比可以发现，吉龙铜矿这种流体性质在玉树地区并不多见，它和区域上类MVT铅锌矿床富Mg2+、富F-、低温度、高盐度的卤水热液体系(刘英超等, 2010, 2013)明显不同，和富碱斑岩相关铜钼矿床的贫SO42-、高温度、高盐度的岩浆热液体系(南征兵等, 2005; 谢玉玲等, 2005; 卞雄飞, 2012)也有较大差别(图 9a)。
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图 9 吉龙铜矿流体包裹体均一温度-盐度(a)和成矿流体δD-δ18Ofluid(b)相关图解 图 9a中三江地区斑岩铜钼矿流体范围南征兵等(2005) ，卞雄飞(2012) ，谢玉玲等(2005) ；类MVT铅锌矿流体范围引自Xue et al. (2007) ，刘英超等(2010, 2013)；脉状铜矿流体范围引自He et al. (2009) 和Song et al. (2013) .图 9b中海水位置据Sheppard (1986) ；原生岩浆水范围据Taylor (1974) ；变质水范围据Giggenbach (1992) ；西藏大气降水范围据王军等(2000) Fig. 9 Diagrams of salinity vs. homogenization temperature (a) and δDV-SMOW vs. δ18Ofluid (b) of ore-forming fluid in Jilong Cu deposit In Fig. 9a, fields of salinity and homogenization temperature in ‘Sanjiang’ belt for porphyry copper deposits from Nan et al. (2005) , Bian (2012) and Xie et al. (2005) , for MVT-like deposits from Xue et al. (2007) , Liu et al.(2010, 2013), and for sediment-hosted vein-type Cu deposits from He et al. (2009) and Song et al. (2013) . In Fig. 9b, seawater isotopic composition refers to SNOW from Sheppard (1986) ; fields of primary magmatic, metamorphic and meteoric water in Tibet region from Taylor (1974) , Giggenbach (1992) and Wang et al. (2000) , respectively |
对H-O同位素分析发现(图 9b)，吉龙铜矿Ⅱ阶段成矿流体H、O同位素组成明显表现出从原生岩浆水向δD值减小方向演化的趋势，但是δO值变化却不大。显然，这种同位素变化特征远不能被大气水和盆地卤水来源的流体所支持，而且，也难以确定变质水在成矿流体形成中是否发挥了作用。但是，这种同位素变化特征却明显表现出了残余岩浆水(去气原生岩浆水)的特征。在岩浆体系去气脱水过程中，D同位素和18O同位素随去气作用离开岩浆热液，由于D︰H质量比值相差100%，而 18O︰16O质量比值仅相差12.5%，在分馏过程中二者的分馏系数相差极大，表现为H同位素较O同位素分馏极为显著，δDV-SMOW值较δ18OV-SMOW的变化大的多的特征(Shmulovich et al., 1999)。实验工作表明(Hedenquist et al., 1998; Shmulovich et al., 1999; Harris and Golding, 2002)，在350~600℃的封闭体系下，形成斑岩铜矿床的岩浆水因去气作用发生气、液相分离，在液相+气相+石盐曲线上最大可以产生气相和残余液相之间的28%的D/H(V-L)和2%的18O/16O分馏，而在温度更低的开放体系下，去气作用(瑞利分馏)能够产生更大的δD分馏(Shmulovich et al., 1999)。分析吉龙铜矿成矿流体δD变化趋势可以发现(图 9b)，至少需要~80%的D/H(V-L)分馏才能够匹配现有分析结果，而如此大的δD分馏通过在封闭体系下岩浆热液的去气作用是难以实现的。但是，鉴于在开放体系去气作用中，δD亏损至少可以达到50%~80% (Taylor, 1986)的事实，笔者认为，吉龙铜矿成矿流体H-O同位素组成所指示的流体来源最有可能是在开放体系下发生过去气作用的残余岩浆水。
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图 10 吉龙铜矿硫化物S同位素直方图(a)及与自然体系硫同位素组成对比(b) 图 10b自然物质中S同位素组成据Hoefs (1980) ，自然过程中S同位素组成据Emery and Robinson (1993) ，三江类MVT铅锌矿床S同位素组成据田世洪等(2011a, b )，三江斑岩铜钼矿床硫同位素组成据芮宗瑶等(1984) 、周伟等(2007) ，三江南段沉积岩容矿脉状铜矿硫同位素组成据He et al. (2009) 、张锦让和温汉捷(2012) Fig. 10 Sulfur isotope composition of sulfide in Jilong Cu deposit (a) and comparability with sulfur in nature system (b) In Fig. 10b, fields of sulfur isotope composition for materials in the nature, for processes in the nature, for MVT-like deposits, porphyry copper deposits and sediment-hosted vein copper deposits in southern ‘Sanjiang’ belt from Hoefs (1980) , Emery and Roinson (1993) , Tian et al.(2011a, b), Rui et al. (1984) and Zhou et al. (2007) , and He et al. (2009) and Zhang and Wen (2012) , respectively |
硫是吉龙铜矿矿石矿物的主要组成元素之一，其同位素特征对判断成矿物质来源具有重要作用。从热液体系中所沉淀矿物的硫同位素一般反映的是体系总硫发生分馏之后的结果，因此在进行硫同位素讨论之前往往需要对成矿热液的总硫进行判断。吉龙铜矿矿物组合简单，未见硫酸盐矿物的出现，在这种情况下，一般认为δ34S硫化物≈δ34S∑S(Ohmoto, 1972)，因此我们可以近似认为吉龙铜矿成矿热液的硫同位素组成和本次所测得的硫化物硫同位素组成大体一致。对测试结果进行分析可以发现，矿区硫化物沉淀的2个阶段(Ⅱ、Ⅲ阶段)热液硫同位素组成一致(图 10a)，均为正值，δ34S值大体表现出~8‰的分馏特征。一般而言，当热液硫同位素δ34S值表现出0附近的正值时往往需要考虑是否为岩浆来源，但时，通常具体到某一个矿床时，岩浆来源硫都会较为集中，分馏非常之小，当其表现出较大分馏时常是因为其它硫源参与的结果(如图 10b中玉龙和纳日贡玛斑岩铜钼矿床)。具体到本次获得数据，吉龙铜矿硫同位素组成较区域上富钾斑岩形成的斑岩铜钼矿床岩浆硫分馏明显较大(图 10b)，显然不能够简单的用岩浆流来源进行解释。结合矿区地质情况来看，铜矿体一般赋存在灰岩和碎屑岩岩性接触面上，也即需要热液与灰岩发生接触后硫化物才会沉淀，所以灰岩应该为硫化物沉淀提供了某些必需物质。玉树地区石炭系灰岩地层中富封存硫酸盐，区域上类MVT铅锌矿床成矿过程中的部分硫就来自于此(Liu et al., 2011)，而灰岩地层中封存的硫酸盐经过有机质热还原作用后恰好可以获得与吉龙铜矿相吻合的硫同位素组成(图 10b)，因此，笔者认为吉龙铜矿中的还原硫应该来自石炭系海相灰岩地层中封存硫酸盐的有机质热还原作用。进一步分析区域上三江南段地区沉积岩容矿脉状铜矿硫同位素组成可以发现，其出现负值且正负分馏极大(图 10b)，远不能用岩浆来源来解释，但其赋矿围岩--侏罗系碎屑岩中的大量石膏(谭富文等, 2001)则可以通过生物还原作用来提供这种同位素特征的还原硫(图 10b)。所以，综合起来，笔者认为区域上的沉积岩容矿脉状铜矿中的还原硫可能并非来自岩浆，它们都具有沉积岩中硫酸盐发生还原作用后的硫同位素特征，也即它们来自沉积岩中的硫酸盐，这也是这套类型的矿床一般都出现在富石膏的碎屑岩或富地层封存硫酸盐的灰岩附近的原因。
铅普遍存在于硫化物中，且其同位素组成不易随环境发生变化，因此被广泛应用在热液矿床成矿物质来源示踪中。吉龙铜矿Ⅱ阶段热液铅同位素组成明显不同于赋矿围岩地层的铅同位素组成，甚至和区域上石炭系到三叠系地层的铅同位素组成也完全没有交集(图 11、图 12)，明确表明成矿热液中的金属物质并非来自区域地层。对成矿热液铅同位素组成与同时代地幔的相对偏差Δβ和Δγ(朱炳泉等, 1998)进行分析可以发现(图 11)，吉龙铜矿铅同位素完全落入上地壳与地幔混合的俯冲带岩浆作用铅范围，表明金属物质可能来自岩浆热液。由上文讨论可知，在吉龙铜矿发生成矿作用时，区域上钾质岩浆活动活跃，广泛发育了富钾斑岩和与之伴生的钾质火山岩。而实际上，通过和区域钾质岩浆岩铅同位素对比可以发现(图 12)，吉龙铜矿矿石矿物和脉石矿物的铅同位素组成基本都落入了区域钾质岩浆岩的范围，从而反映出吉龙铜矿金属物质最可能的来源是区域上的钾质岩浆热液。对比三江南段沉积岩容矿脉状铜矿铅同位素组成发现(图 12)，其和吉龙铜矿相似，也基本落入了区域钾质岩浆岩范围，推测其成矿金属也有可能来自区域钾质岩浆作用，但是不同学者根据不同研究也曾提出包括金属物质来自区域同时代的花岗质岩浆(Song et al., 2013)或上地壳地层等多种看法(张锦让和温汉捷, 2012)。
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图 11 吉龙铜矿黄铜矿、方解石及未蚀变地层岩石铅同位素Δβ-Δγ成因分类图解(底图据朱炳泉等, 1998) 玉树地区石炭系-三叠系沉积岩地层田世洪等(2011b) Fig. 11 Δβ-Δγ genetic classification diagram of lead isotope for chalcopyrite, calcite and unaltered strata in Carboniferous from Jilong Cu copper deposit (base map after Zhu et al., 1998) Strata from Carboniferous to Triassic in Yushu area from Tian et al. (2011b) |
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图 12 吉龙铜矿黄铜矿、方解石及未蚀变地层岩石铅同位素构造模式图(底图据Zartman and Doe, 1981) 三江地区新生代钾质火山岩范围综合自朱炳泉等(1992) ，张玉泉等(2000) ，邓万明等(2001) 和赵欣等(2004) ；三江地区新生代富钾斑岩综合自张玉泉等(1998) ，杨志明等(2008) 和郝金华等(2011) ；玉树地区石炭系-三叠系沉积岩地层田世洪等(2011b)；三江南段沉积岩容矿脉状铜矿引自He et al. (2009) Fig. 12 Pb isotope diagram of chalcopyrite, calcite and unaltered strata in Carboniferous from Jilong Cu deposit (base diagram after Zartman and Doe, 1981) The field of Cenozoic potassic volcanic rocks, potassium-rich porphyries, strata from Carboniferous to Triassic in Yushu area, and sediment-hosted vein copper deposits in southern ‘Sanjiang’ belt from Zhu et al. (1992) , Zhang et al. (2000) , Deng et al. (2001) and Zhao et al. (2004) , Zhang et al. (1998) , Yang et al. (2008) and Hao et al. (2011) , Tian et al. (2011b), and He et al. (2009) |
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图 13 吉龙沉积岩容矿脉状铜矿成矿模式 Fig. 13 A sketch model showing metallogenesis of Jilong sediment-hosted vein type Cu deposit |
沉积岩容矿脉状铜矿在三江南段兰坪盆地内广泛分布，将发育在三江中段的吉龙铜矿与之对比可以发现，二者在多个方面表现出极大相似性：
(1) 在成矿地质背景上，二者都发育在区域逆冲推覆带内。虽然就目前研究程度来看，三江南段沉积岩容矿脉状铜矿可能是发育在区域逆冲推覆活动近同时(王光辉等, 2009)，但是在矿化产状上，硫化物石英脉却都表现为张性脉充填方式(Song et al., 2013)。而吉龙矿区内虽未见走滑断层，但是其矿化时间却和区域上的走滑活动时间完全一致(Spurlin et al., 2005)，矿化产状也同样表现为张性脉充填。因此，总体来讲，二者都是发育在区域逆冲推覆大地构造背景下的(走滑)张(剪)性环境。
(2) 在矿床地质特征上，二者矿石矿物组合都为黄铜矿+斑铜矿+黝铜矿，脉石矿物则以石英+方解石为主，矿体均为脉状，赋矿围岩则都为富硫酸盐的沉积岩(He et al., 2009)。
(3) 在成矿流体性质及来源上，二者都表现出了中温、低盐度的流体特征，流体H-O同位素演化趋势一致，都表现出了经过开放体系去气后的残余岩浆热液的特征(Song et al., 2013)。
(4) 在成矿物质来源上，吉龙铜矿还原硫可能来自沉积岩地层中封存硫酸盐的有机质热还原，金属物质可能来自区域上的钾质岩浆；三江南段脉状铜矿还原硫则可能来自沉积地层中硫酸盐的生物还原(张锦让和温汉捷, 2012)，金属物质来源则有同时代花岗质岩浆作用(Song et al., 2013)，区域上地壳地层(张锦让和温汉捷, 2012)或区域钾质岩浆热液等多个可能性。
根据以上讨论可以发现，吉龙铜矿确实应该是三江南段沉积岩容矿脉状铜矿带在区域上向三江中北段的延伸，和类MVT矿带相似，三江带自南东向北西也有望形成一条上千千米的沉积岩容矿脉状铜矿带(图 1b)。在三江中段，吉龙铜矿的成矿模式大体可以解释如下(图 13)：
(1) 伴随区域逆冲挤压及随后的走滑张剪性活动，区域上大范围发生钾质岩浆作用。
(2) 部分钾质岩浆侵入地层形成富钾斑岩侵入体，在侵入体内发育斑岩铜(钼)矿床；部分钾质岩浆活动喷出地表形成钾质火山岩；部分则在上升过程中发生去气作用，形成的富含金属物质的残余岩浆热液沿走滑断裂和逆冲断裂向岩浆活动远端运移。
(3) 当上述去气后的钾质岩浆热液运移到达渗透性存在差异的碎屑岩和灰岩岩性分界面、且和富地层封存硫酸盐的灰岩发生接触时，岩浆热液发生汇聚，其带来的热量催化地层中的有机质对硫酸盐进行还原，产生还原硫，同时还原硫和岩浆热液带来的金属物质结合发生硫化物沉淀而成矿。
8 结论(1) 三江中段玉树地区吉龙沉积岩容矿脉状铜矿化产出在石炭系灰岩与碎屑岩岩性分界面上，以黄铜矿、斑铜矿、黝铜矿为主要矿石矿物，以石英-碳酸盐-硫化物脉为主要矿化形式。
(2) 吉龙铜矿矿化发生在~34Ma，区域上产于走滑断裂和钾质岩浆活动活跃的大地构造背景下。
(3) 吉龙铜矿成矿流体主要发育富液相的LV流体包裹体，表现出中温度、低盐度特征，H-O同位素特征表明其来自于在开放体系发生去气作用后的残余岩浆热液。
(4) 吉龙铜矿成矿热液δ34S为正值且分馏较大，反映成矿还原硫主要来自石炭系灰岩地层封存硫酸盐的有机质热还原作用；铅同位素组成与区域新生代钾质岩浆岩一致，反映金属物质可能来自区域钾质岩浆作用。
(5) 吉龙铜矿化与三江南段沉积岩容矿脉状铜矿矿化特征相似，反映出二者可北西-南东向相连成带，三江地区存在一条与类MVT铅锌矿带近于平行的沉积岩容矿脉状铜矿带。其中，三江中段吉龙沉积岩容矿脉状铜矿成矿模式可简单归纳为：走滑断裂→钾质岩浆活动，岩浆去气→富金属热液形成，热液运移→与富硫酸盐地层相遇，硫酸盐有机质热还原→还原硫产生，还原硫与金属物质结合→硫化物沉淀。
致谢 野外工作得到了青海省地质调查研究院吉龙矿区全体工作人员的大力支持；国土资源部同位素地质重点实验室和南京大学现代分析中心相关老师帮助完成了同位素分析和测年工作；审稿专家提出了宝贵意见；在此一并表示感谢。| [] | Baumgartner R, Fontboté L, Vennemann T. 2008. Mineral zoning and geochemistry of epithermal polymetallic Zn-Pb-Ag-Cu-Bi mineralization at Cerro de Pasco, Peru. : 493-537. |
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