2017, Vol. 33
2. 云南澜沧铅矿有限公司, 澜沧 665601
2. Lancang Lead Mine of Yunnan, Lancang 665601, China
滇西老厂矿床是西南三江成矿带上代表性矿床之一，以其富而大的Pb-Zn-Ag块状硫化物矿体而闻名。长久以来，老厂矿床的研究工作主要针对这些VMS成因的块状硫化物进行，系统而细致地质与地球化学工作收获了瞩目的研究成果(欧阳成甫等, 1993; Yang and Mo, 1993; 杨开辉和莫宣学, 1993; 陈百友等, 2000; 龙汉生等, 2007; Wang et al., 2010; 邓军等, 2012, 2013; Li et al., 2015a)。
20世纪90年代初，老厂矿区深部钻探工程首次揭示了隐伏花岗斑岩体、矽卡岩和伴随的钼矿化(欧阳成甫等, 1993)，已有的工作侧重于花岗斑岩元素地球化学和锆石U-Pb年代学研究，研究结果表明岩体为Ⅰ型花岗岩，侵位于~45Ma(龙汉生等, 2007; 李峰等, 2009; 陈珲等, 2010; 陈觅等, 2010)。直接的斑岩内辉钼矿、矽卡岩内黄铁矿Re-Os定年结果也均为~44Ma(李峰等, 2009; Deng et al., 2016)，表明成矿作用与同期岩体密切关联。
然而，目前关于老厂斑岩-矽卡岩型钼矿床的控矿地质要素、矿化空间分布和成矿物理化学过程等依然报导较少(杨帆等, 2012; 赵晓勇等, 2012)，制约着对成矿作用的深入认识。本文在老厂斑岩-矽卡岩型钼矿床野外地质、岩相学和矿相学研究的基础上，对岩体和矽卡岩带内多种矿物进行电子探针分析、对代表性矿石硫化物进行硫同位素组成研究，藉此总结了矿化空间结构，探讨了成矿物理化学过程和物质来源。
1 区域地质背景滇西老厂矿床位于昌宁-孟连缝合带的南端，该缝合带是三江特提斯构造带西南部主要的古特提斯缝合带及成矿带(图 1a, b)(Metcalfe, 2011; Wang et al., 2014b; Deng et al., 2014a, b, 2017; 邓军等, 2011, 2016)。区域上经历了古特提斯的开启(~400Ma)、俯冲消减(~300Ma)和闭合(~235Ma)(Ueno et al., 2003; Sone and Metcalfe, 2008; Deng et al., 2014b; Deng and Wang, 2016; Li et al., 2015b; Wang et al., 2016)，又经历新生代印度-欧亚陆陆碰撞作用(Wang et al., 2014a)。地层由老至新出露中上泥盆统碎屑岩夹硅质岩，下石炭统依柳组火山岩系，中上石炭统-下二叠统碳酸盐，侏罗系白垩系紫红色砂页岩夹石英砂岩和第四系残积物。花岗斑岩形成于始新世(53~42Ma)，主要侵位于依柳组的基性、中基性的火山岩及火山碎屑岩中，和二叠纪灰岩、白云岩中(图 1c)(徐楚明和欧阳成甫, 1991; 欧阳成甫等, 1993)。
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图 1 老厂斑岩-矽卡岩型钼矿床大地构造位置及区域地质(据龙汉生等, 2007; 李峰等, 2009; Deng et al., 2014b; Li et al., 2015a修改) (a)大地构造简图；(b)昌宁孟连缝合带南段大地构造、火山沉积地层及花岗岩；(c)老厂多金属矿床地质简图 Fig. 1 Tectonic position and reginal geology of Laochang porphyry-skarn deposite (after Long et al., 2007; Li et al., 2009; Deng et al., 2014b; Li et al., 2015a) (a) geological sketch map of tectonics; (b) geological sketch map of the southern Changning-Menglian suture; (c) geological sketch map of Laochang polymetallic deposits |
该地区褶皱和断裂大量发育：褶皱形态宽缓，轴迹以东西走向为主，如老厂背斜、睡狮山向斜；断层以产状近乎直立的南北向深大断裂为主，如F1、F3、F8和F11，夹有少量东西向断裂(图 1c)。
早石炭世(~320Ma)该地区形成了大规模的OIB型火山岩和相关VMS型矿床，如Pb-Zn-Ag块状硫化物矿床(Feng, 2002; Fang and Niu, 2003; 赖绍聪等, 2010; Li et al., 2015a)。大型近NS向(现代方向)同火山期断裂构造为老厂块状矿体的形成提供了热液运移通道，控制了块状矿体的形态和矿体群空间展布(李峰等, 2009)。新生代(~45Ma)欧亚与印度板块碰撞大陆东西向挤压在老厂矿区形成了轴迹近EW向的褶皱、逆冲推覆，和近EW走向的走滑断裂，形成相应的隐伏斑岩-矽卡岩钼矿床，诱发老厂Ⅰ型花岗岩侵位(李峰等, 2009; 陈珲等, 2010)。原VMS型矿床的同火山期断裂(现代方向近NS向)也发生活化，为新生代花岗斑岩和相关矿化的就位提供了有利空间(邓军等, 2012)。
2 矿床地质特征岩芯揭露隐伏斑岩-矽卡岩型钼矿体在F3断裂以东沿F1断层分布。斑岩潜伏标高大致在902~1530m，呈网脉状，北高南低，总体受老厂背斜核部、F1断层及F4断层控制。斑岩与灰岩的接触部分外接触带发生青磐岩化(图 2-1a)，围岩发生矽卡岩化(图 2-1b)，斑岩及其围岩普遍发生硅化、黄铁矿化、辉钼矿化及绿帘石化等。部分钻井如ZK14830中辉钼矿可达到工业品位：矿化带总厚度869.40m，其中Mo≥0.03%矿体厚度达378.87m，平均品位0.047%；Mo≥0.06%矿体厚度达125.54m，平均品位0.077%(欧阳成甫等, 1993)。
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图 2 老厂斑岩-矽卡岩矿化矿物组合与结构特征 (1-a)青磐岩化；(1-b)残留鲕粒灰岩矽卡岩化；(1-c)黄铁矿溶蚀并形成磁黄铁矿；(2-a)石榴石矽卡岩裂隙绿泥石化；(2-b)绿泥石化及黑云母；(2-c)与绿泥石共生黄铁矿；(3-a)二长斑岩；(3-b)浸染状辉钼矿；(3-c)长石内部的矿物假象；(4-a)二长斑岩与钼矿细脉；(4-b)方解石石英脉与辉钼矿；(4-c)浸染状辉钼矿. Bi-黑云母；Chl-绿泥石；Kf-钾长石；Or-正长石；Py-黄铁矿；Pyr-磁黄铁矿；Qz-石英；Ser-绢云母；Mo-辉钼矿 Fig. 2 Metallization mineral assemblages and structures of Laochang porphyry-skarn (1-a) propylitization; (1-b) skarnized oolite residue; (1-c) pyrite-pyrrhotite corrosion; (2-a) garnet skarn chloritization in fissure; (2-b) chloritization and biotite; (2-c) chloritization with pyrite; (3-a) porphyry; (3-b) disseminated molybdenite; (3-c) unknown pseudomorph in feldspar; (4-a) porphyry and molybdenite veins; (4-b) calcites-quartz vein and molybdenite; (4-c) disseminated molybdenite. Bi-biotite; Chl-chlorite; Kf-K-feldspar; Or-orthoclase; Py-pyrite; Pyr-pyrrhotite; Qz-quartz; Ser-sericite; Mo-molybdenite |
矽卡岩为近层状石榴石-透辉石矽卡岩。金属矿物为细脉浸染状黄铁矿、磁黄铁矿、辉钼矿、白钨矿(图 2-1c)。沿裂隙有退化蚀变形成的绿帘石、绿泥石、绢云母、硅灰石等，其中绿帘石呈黄绿色，束状结构，黄绿色-淡绿色弱多色性，交代早期石榴子石。绿泥石呈浅绿色，自形-半自形细粒结构(图 2-2a-c)，集合体沿方解石脉分布。
黑云母二长花岗斑岩主要由正长石、斜长石、石英和黑云母组成(图 2-3a)，金属矿物为细脉浸染状辉钼矿、黄铜矿，或以黄铁矿-辉钼矿-石英粗脉形式存在(图 2-3b)。正长石斑晶呈灰白色，粒度5~15mm，有明显的卡式双晶。斜长石斑晶呈白色，板状，粒度2~20mm不均，有密集的聚片双晶；石英斑晶呈浅灰色，自形程度差；黑云母解理明显较为新鲜，断面有玻璃光泽。岩体内穿插有晚期石英-方解石脉(图 2-4a-c)，伴随绢云母化和硅化。
老厂隐伏斑岩-矽卡岩型矿床垂向上具有斑岩型矿床和矽卡岩型矿床双重结构(图 3)。
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图 3 老厂ZK915、ZK15501与ZK14830柱状图 Fig. 3 ZK915, ZK15501 and ZK14830 bore histogram of Laochang |
横向及空间上老厂斑岩-矽卡岩型矿床的分布受区域地质与构造裂隙影响。黑云母二长花岗斑岩侵位于下石炭统火山-沉积岩中，岩性包括安山质、玄武质凝灰岩和碳酸盐岩。斑岩与凝灰岩围岩侵入接触关系明显。石榴石-透辉石矽卡岩沿深大断裂和火山岩旋回层间横向发育。由深至浅成矿类型为：(1) 斑岩型钼矿化；(2) 矽卡岩型铁矿化；(3) 低温热液网脉型矿化(图 4)。
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图 4 老厂多金属矿床矿体空间分布模式图(李峰等, 2009; 梁坤, 2014; Li et al., 2015b) Fig. 4 Spatial distribution model of Laochang polymetallic deposits (after Li et al., 2009; Liang, 2014; Li et al., 2015b) |
结合矿化空间结构，岩石学和矿物学特征，老厂的斑岩-矽卡岩矿化类型可划分斑岩型、矽卡岩型与低温热液型。岩相学及矿物学研究显示低温热液成矿作用较斑岩-矽卡岩成矿作用发生较晚，但对先存斑岩-矽卡岩型矿体均有改造。
(1) 斑岩型
成岩期：角闪石、黑云母与斜长石依次结晶，少量浸染状辉钼矿在长石周边及内部生长。
钾化期：黑云母继续结晶，斜长石钾化后大量生成钾长石，出现细脉浸染状辉钼矿。
硅化期：石英和边界模糊的石英脉形成，黄铁矿析出。黑云母仍有少量结晶，与钾长石、斜长石硅化、破碎，分布在硅化条带中。
(2) 矽卡岩型
进矽卡岩期：此阶段无金属硫化物沉淀，主要为石榴石透辉石矽卡岩的成岩过程。
早退矽卡岩期：发生绿帘石化，生成浸染状黄铁矿与磁黄铁矿团块。
晚退矽卡岩期：即硫化物期。发生绿泥石化，并生成石英与云母，金属硫化物主要以细脉或团块状黄铁矿、磁黄铁矿与黄铜矿方式出现。未出现氧化物和硫酸盐。
(3) 低温热液型
粗大的石英-方解石-硅质条带延构造裂隙穿插整个矽卡岩与斑岩体系，溶解之前含浸染状黄铁矿、辉钼矿的岩体，大量黄铁矿和辉钼矿沿粗脉两壁沉积(图 5)。
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图 5 老厂斑岩型-矽卡岩型矿床矿物生成顺序及矿化期次划分 Fig. 5 Mineral paragenesis and metallization stages diagram of Laochang porphyry-skarn deposite |
本文对ZK14830、ZK15501、ZK915岩芯进行了岩相学鉴定后，将矿化岩石样品磨制为0.03mm厚的探针片，进行电子探针成分分析。
电子探针实验在中国地质大学(北京)电子探针实验室完成，所用仪器为EPMA-1600型电子探针仪器，加速电压25kV，电流4.5nA，电子束束斑直径小于1μm，标样为天然矿物或者国家标准合成金属，分析误差小于0.01%(尹京武等, 2000)。
金属硫化物S同位素的分析测试在中国地质大学(北京)稳定同位素实验室完成，测试仪器为连续硫同位素质谱仪CF-IRMS(EA-IsoPrime，型号为Euro3000，GV instruments)，测试状态为室温23℃，湿度20%。首先将黄铁矿样品粉碎至60目，在双目镜下挑至纯度在95%以上，再磨至200目以下。测定数据采用以国际硫同位素CDT标准标定的国家硫同位素标准(Ag2S)GBW-4414(δ34S=-0.07‰)和GBW-4415(δ34S=22.15‰)校正，测量误差±0.2‰(Li et al., 2013)。
4 分析结果 4.1 矿物电子探针数据分析对岩体和矽卡岩带内多种矿物进行电子探针分析，结果如下。
(1) 石榴子石
石榴子石探针数共计完成了3点位，分析结果见表 1。石榴子石端员组分判定为端员组分属钙铁榴石(And)(99%)，钙铬榴石(Ura)、有一定含量镁铝榴石(Pr)(图 6a)。
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表 1 石榴子石电子探针分析结果(wt%) Table 1 Eelectron microprobe analyses of garnets (wt%) |
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图 6 老厂斑岩-矽卡岩矿床矿物电子探针分析 Adr-钙铁榴石；Tre-透闪石；Di-透辉石；Byt-培长石；Or-正长石；A-Bi：深部无矿化花岗斑岩内黑云母；B-Bi：富Mo花岗斑岩岩体黑云母；C-Bi：Fe-Mo石英脉中定向黑云母；Ep-绿帘石；Ccp-黄铜矿；Py-黄铁矿；Pyr-磁黄铁矿；Sch-白钨矿 Fig. 6 Mineral EPMA analysis of Laochang porphyry-skarn deposit Adr-andradite; Tre-tremolite; Di-diopside; Byt-Bytownite; Or-orthoclase; A-Bi: biotite from porphyry without sulfide; B-Bi: biotite from porphyry with molybdenite; C-Bi: biotite from quartz veins with molybdenite and pyrite; Ep-epidote; Ccp-chalcopyrite; Py-pyrite; Pyr-pyrrhotite; Sch-scheelite |
(2) 透闪石
矽卡岩内有少量透闪石的残存(图 6b)，SiO2变化范围为48.2%~52.9%；Al2O3变化范围为1.25%~5.18；FeOT变化范围为12.25%~13.74%；CaO变化范围为12.21%~12.65%。为典型的透闪石(表 2)。
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表 2 角闪石电子探针分析结果(wt%) Table 2 Representative electron microprobe analyses of hornblend (wt%) |
(3) 辉石
辉石(图 6c)共计11个分析点位，主要成分SiO2变化范围为51.09%~53.03%；Al2O3变化范围为0.17%~0.50%；
FeOT变化范围为4.62%~10.08%；MnO变化范围为0.09%~0.84%；MgO变化范围为11.94%~15.97%；CaO变化范围为24.32%~25.27%，辉石端员组分计算结果中透辉石居多(表 3、图 7a)。
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表 3 辉石电子探针分析结果(wt%) Table 3 Electron microprobe analyses of pyroxene (wt%) |
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图 7 老厂斑岩-矽卡岩岩体辉石(a)和长石(b)端员组分图解(底图据Klein and Hurlbut Jr, 1993) Jo-锰钙辉石；Di-透辉石；Hd钙铁辉石；Or-正长石；Ab-钠长石；An-钙长石 Fig. 7 Compositions of pyroxene (a) and feldspar (b) from the Laochang porphyry-skarn (base map after Klein and Hurlburt Jr, 1993) Jo-johannsenite; Di-diopside; Hd-hedenbergite; Or-orthoclase; Ab-albite; An-anorthite |
(4) 长石
长石(图 6d, e)共计8个分析点位，电子探针数据显示斜长石SiO2变化范围为47.47%~62.52%，Al2O3变化范围为22.81%~32.69%CaO变化范围为4.73%~17.63%，Na2O变化范围为1.96%~9.01%，K2O变化范围为0.14%~0.50%，属于典型的斜长石。正长石也有出现：Al2O3变化范围为18.22%~18.51%，CaO变化范围为0%~0.06%，Na2O变化范围为1.18%~2.22%，K2O变化范围为14.16%~15.65%(表 4、图 7b)。
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表 4 长石电子探针数据分析(wt%) Table 4 Electron microprobe analyses of plagioclase and feldspar (wt%) |
(5) 黑云母
分析点位有9个，详细数据见表 5。黑云母根据粒度和共生关系可分为三类：A为深部无矿化花岗斑岩黑云母；B为富Mo花岗斑岩黑云母；C为Fe-Mo石英脉中定向黑云母。这三类云母均保存良好可用于矿物温度计计算温度(图 6f-h)。
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表 5 云母电子探针数据分析(wt%) Table 5 Electron microprobe analyses of mica (wt%) |
(6) 绿帘石、绿泥石
绿帘石分析点位3个、绿泥石点位1个(图 6d, i)。电子探针数据显示SiO2变化范围为36.91%~45.35%，CaO变化范围为16.7%~22.75%，Al2O3变化范围为20.64%~31.62%，FeOT变化范围为0.65%~14.71%。绿泥石由Fe2+/R2+-Si原子数判定为铁镁绿泥石(表 6)。
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表 6 绿帘石、绿泥石电子探针分析结果(wt%) Table 6 Electron microprobe analyses of epidote and chlorite (wt%) |
(7) 硫化物
主要选取斑岩及矽卡岩内的的细脉-浸染状黄铁矿、磁黄铁矿和辉钼矿，斑岩内的浸染状辉钼矿和黄铜矿作为测试对象(图 6j, k)。其中浸染状黄铁矿和磁黄铁矿分散在石榴石矽卡岩中，粒度在0.05~1mm。磁黄铁矿Fe原子百分含量为59.35%，分子式为Fe0.86S(表 7)。本文中磁黄铁矿分子式为Fe0.86S，属于单斜磁黄铁矿。
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表 7 硫化物电子探针数据分析(wt%) Table 7 Electron microprobe analyses of sulfide (wt%) |
(8) 其它矿物
除了典型的辉钼矿、黄铜矿，本文还检测到无水钨酸岩-白钨矿的存在(图 6l)。FeO含量0.02%~0.06%，CaO为19.69%~20.3%，Wo含量77.44%~79.13%(表 8)。
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表 8 白云石、白钨矿探针数据分析(wt%) Table 8 Electron microprobe analyses of dolomite and scheelite (wt%) |
本次测试共20件样品, 其中10件取自ZK14830与ZK15501斑岩内，金属硫化物主要以浸染状黄铁矿、辉钼矿、黄铜矿和磁黄铁矿形式存在。另10件取自ZK915矽卡岩内，硫化物主要以浸染状辉钼矿和黄铜矿形式存在。δ34S组成分析结果见表 9。
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表 9 金属硫化物同位素(‰) Table 9 Sulfur isotopic compositions (‰) |
所有金属硫化物δ34S集中分布在在-1.96‰~+1.99‰之间，δ34S值平均值为+0.28‰。矽卡岩系统硫化物δ34S值平均值为+0.51‰，数据分布较为集中，单峰值在+1.00‰~+2.00‰之间。斑岩系统金属硫化物δ34S值平均值为-0.05‰，数据离散，峰值在-1.00‰~-2.00‰之间且不明显。
5 讨论 5.1 成岩成矿物理化学条件(1) 角闪石结晶温度
本文利用Ridolfi et al. (2010)提出的角闪石Al-Ti温度计(表 10)，计算斑岩中最早的角闪石序列结晶温度在730~790℃。
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表 10 老厂斑岩内角闪石结晶温度计算 Table 10 Hornblende thermometer of Laochang porphyry |
(2) 黑云母结晶温度
本文使用Henry et al. (2005)提出的4~6kpar黑云母的Ti-Mg/(Mg+Fe)进行温度估计，根据三类黑云母来分组数据，结果如图 8。
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图 8 黑云母Ti-Mg/(Mg+Fe)温度计(据Henry et al., 2005) A：深部花无矿化岗斑岩体中黑云母；B：富Mo花岗斑岩岩体中黑云母；C：石英Mo-Fe矿脉中定向黑云母 Fig. 8 Ti vs. Mg/(Mg+Fe) thermometer of biotite (after Henry et al., 2005) A: biotite from porphyry without sulfide; B: biotite from porphyry with molybdenite; C: biotite from quartz veins with molybdenite and pyrite |
A：深部无矿化花岗斑岩体中黑云母。集中于650~700℃，斑岩斑晶主要为粒度15~20mm的正长石，共生的金属矿物极少，含水量低。代表花岗斑岩侵位早期时的结晶温度。
B：富Mo花岗斑岩岩体黑云母。分散于500~600℃，斑岩斑晶主要为粒度15~20mm的钾石和正长石，含大量浸染状辉钼矿。代表斑岩成矿作用金属析出高峰期的岩体温度。
C：Fe-Mo石英脉中定向黑云母。结晶温度小于500℃，在花岗斑岩内石英脉两壁上顺石英脉定向排列，同时伴生着大量辉钼矿和黄铁矿。代表斑岩成矿作用晚期中高温热液作用影响下的温度。
(3) 硫化物对成矿温度的指示
ZK15501-14-1、15-2黄铁矿取自透辉石矽卡岩中，与白钨矿共生粒度为0.5~1mm，结晶程度良好。其电子探针显示类质同象的As、Co、Ni含量很低，这反映了矽卡岩成矿早期结晶环境稳定且降温缓慢，为As、Co、Ni的排出提供了良好环境。
ZK15501-29-2黄铜矿取自石榴石矽卡岩，与浸染状状黄铁矿共生。前人研究表明结晶缓慢、氧逸度较低时且Cu2+离子溶解度降低，可使得得Cu2+以沉淀形成黄铜矿(Elliot and Watling, 2011)。
ZK15501-16-1、26-4磁黄铁矿、镍黄铁矿取自透辉石矽卡岩中，以粒度0.1~0.5mm的细粒黄铁矿-磁黄铁矿-镍黄铁矿集合体分布在矽卡岩岩体中，且与白钨矿共生。研究表明在岩体快速降温过程会导致黄铁矿结晶发生晶格缺陷，大量S2-、Ni进入晶格空隙就位，表现为磁黄铁矿围绕黄铁矿颗粒结晶(图 9)(Arnold, 1962; Kissin and Scott, 1982; 顾连兴等, 1995)。
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图 9 Fe-S系统矿物相平衡简图(据Arnold, 1962; Kissin and Scott, 1982; 顾连兴等, 1995) 黄色区域为本次测试磁黄铁矿原子比 Fig. 9 Equilibrium diagram of the Fe-S mineral phase system (after Arnold, 1962; Kissin and Scott, 1982; Gu et al., 1995) |
矽卡岩内与浸染状黄铁矿共生硫化物依次为白钨矿、黄铜矿、磁黄铁矿，反应了金属析出时降温速率先慢后快的特点。
(4) 氧逸度
估算岩浆形成时的氧逸度能为认识成岩成矿及金属就位动力提供帮助。
Ridolfi et al. (2008)得出了根据角闪石分子式计算其结晶时氧逸度的公式，适用于花岗岩-斑岩及钙碱性火山岩系列的氧逸度估算。Ridolfi et al. (2010)对公式进行了校正。
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其中
计算结果如图 10a。透闪石的的氧逸度在NNO+1.6~NNO+2.5之间，加上磁黄铁矿的大量共生、硫酸盐氧化物的缺失，可认为金属就位时处于较为还原的状态中。
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图 10 氧逸度估算 (a)透闪石log fO2-T曲线图(Wones and Eugster, 1965)；实线代表氧缓冲剂，阴影区域代表老厂矽卡岩透闪石结晶时的温度及氧逸度；(b)黑云母Fe/(Fe+Mg)-AlT图解(Anderson et al., 2008) Fig. 10 Probable oxygen fugacity of minerals from Laochang intrusion (a) plots of temperature vs. log fO2 of hornblende; Solid represents oxygen buffer (Wones and Eugster, 1965). Gray represents the temperature and oxygen fugacity when hornblende of the intrusion crystallized; (b) Fe/(Fe+Mg)-AlT diagram of biotite from Laochang intrusion (Anderson et al., 2008) |
黑云母的Fe/(Fe+Mg)-AlT图解(Anderson et al., 2008)可以用来估算岩体初始结晶的氧逸度大约为QMF+1.9~2.0，之氧逸度逐渐升高至QMF+2.5(图 10b)。
5.2 成矿过程结合老厂斑岩-矽卡岩矿床的成矿类型、期次划分、矿物结晶温度和氧逸度，可以大致将成矿过程分为三个阶段：
(1) 成矿物质就位阶段
包括斑岩型矿床的成岩期与矽卡岩型矿床的进矽卡岩期。
老厂斑岩初始岩浆于~45Ma侵位，初始氧逸度为NNO+1.6~2.5，略呈还原性。角闪石在790℃结晶，A类高温黑云母和斜长石依次在650~700℃结晶，斜长石周边及内部有少量结晶程度很差的微粒辉钼矿。
斑岩岩浆与围岩接触反应发生矽卡岩化，进矽卡岩期主要是石榴石与透辉石的结晶过程，没有金属硫化物析出。
(2) 金属沉淀阶段
包括斑岩型矿床的钾化和硅化期，以及矽卡岩型矿床的早退矽卡岩期和晚退硫化物期。
由B类黑云母可以估算，岩体由600℃向500℃缓慢降温，氧逸度由QMF+1.9开始上升。斑岩内先存的斜长石被钾化，其内部的微粒辉钼矿和Mo离子大量释放富集，形成辉钼矿-钾长石组合与细脉浸染状辉钼矿。
绿帘石交代进矽卡岩期矿物，形成大量黄铁矿和磁黄铁矿。
岩体继续降温至450℃，氧逸度上升至QMF+2.5。斑岩发生硅化，生成他形石英与边界模糊的石英脉。值得注意的是，这些石英内不仅含有晶型良好的黄铁矿与辉钼矿，也含有斜长石、钾长石残晶和微粒辉钼矿，表明金属硫化物析出的同时，钾长石内的辉钼矿被再次富集。
矽卡岩绿泥石化，形成大量黄铁矿、黄铜矿和少量磁黄铁矿。
(3) 金属活化与再集聚阶段
即低温热液成矿期。
可能的区域构造活动诱发低温热液生成，蚀变斑岩-矽卡岩矿床，形成石英-绢云母网脉。含硫化物的石英被溶解蚀变，释放金属硫化物，顺石英-绢云母网脉分布在整个矿床。
在成矿物质就位与金属沉淀阶段，老厂钼矿床经历了温度迅速下降与氧逸度升高；金属活化与再聚集阶段又经历了低温热液的改造。
5.3 成矿物质来源通常情况下，岩浆岩体中含有一定量的原生SO42-，导致花岗岩全岩具有较高的δ34S值。岩浆演化末期，发生岩浆-流体分离作用，岩浆热液基本继承原岩硫同位素组成(δ34S=+8.00‰~+13.00‰)。在成矿过程中硫同位素发生分馏，形成贫δ34S的金属硫化物(δ34S=-3.00‰~+1.00‰)(Hoefs, 2009)与富δ34S的高价硫的矿物, 例如独立硫酸盐硬石膏、硫酸钡等，或者以类质同像形式存在于其他矿物如磷灰石中。部分斑岩钼矿的金属硫化物δ34S值可达-6.80‰(Carten et al., 1993; Cooke et al., 2005; Deng et al., 2015)。
老厂矽卡岩矿体的金属硫化物δ34S值分布较为集中，在-1.96‰~+1.99‰之间，平均值为+0.28‰(图 11)。赵晓勇等(2012)研究显示斑岩内金属硫化物δ34S介于-3.99‰~+1.80‰，平均值为-1.32‰；斑岩全岩δ34S介于+3.00‰~+10.06‰，平均值为+5.42‰。花岗斑岩全岩样品δ34S值明显高于斑岩与矽卡岩中硫化物的δ34S，符合目前已知的大多数斑岩热液矿床分异模式所造成的硫同位素分馏结果。因此老厂斑岩-矽卡岩型矿床中成矿物质主要继承于花岗斑岩初始岩浆。
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图 11 老厂斑岩-矽卡岩矿体及硫化物S同位素直方图 Fig. 11 Ore body and sulfite S-isotope histogram of Laochang porphyry-skarn deposite |
但老厂矿床的金属硫化物相对于斑岩全岩的硫同位素的分异程度，远不及大规模氧化型斑岩矿床的分异程度明显(+8.00‰~+13.00‰)(Cooke et al., 2005; Shen et al., 2015)，老厂矿床金属硫化物δ34S值与还原型斑岩矿床，如新疆包古图(Cao et al., 2014)(-2.00‰~+1.00‰)，更为接近。老厂较为还原的岩浆和成矿环境，双向抑制了硫化物和SO42-的形成，硫同位素分异程度较低，成矿规模不大。
6 结论(1) 老厂斑岩矿床成矿过程包括成岩期、钾化期与硅化期；矽卡岩型成矿过程包括进矽卡岩期、早退矽卡岩期和晚退矽卡岩期；两种类型均在被低温热液被改造。
(2) 矿床金属成矿元素的就位和富集与温度下降和氧逸度升高有关，同时也与低温热液改造关系密切。
(3) 含矿斑岩全岩δ34S与无矿化斑岩全岩δ34S一致，成矿物质主要继承于斑岩岩浆；金属硫化物δ34S与含矿斑岩相差较小，符合低氧逸度成矿过程的硫同位素分异模式。
致谢 本次研究的野外工作得到了云南省地质调查局及澜沧铅矿有限公司的支持与帮助；实验测试分析得到了中国地质大学(北京)电子探针实验室和稳定同位素实验室的协助；舒启海老师对论文提出了许多建设性的意见与指导；陈福川博士在论文实验过程中给予了热情的帮助；李华健硕士、于华之硕士在分析测试和资料收集给予了重要的协作；在此一并感谢。| [] | Anderson JL, Barth AP, Wooden JL, Mazdab F. 2008. Thermometers and thermobarometers in Granitic Systems. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 69(1): 121–142. DOI:10.2138/rmg.2008.69.4 |
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