滇西北羊拉铜矿床稳定特征及地质意义

1、滇西北羊拉铜矿床稳定特征及地质意义 金沙江洋在晚泥盆世已具洋壳雏形，在早石炭世强烈扩张，形成初始洋盆，中-晚石炭世至早二叠世早期，洋盆快速扩张形成成熟大洋，于早二叠世末开始向西俯冲，至中二叠世末至早三叠世闭合碰撞。前人(何龙清，1998)提出金沙江构造带的弧后盆地演化模式，并认为其为金沙江洋弧后盆地消亡、闭合的产物。进入晚三叠世后，金沙江碰撞造山带地壳减薄并强烈伸展，形成了伸展裂陷盆地甚至伸展裂谷盆地，在这种构造背景由挤压环境到伸展环境的转折期形成了羊拉大型铜矿床(王立全等，1999，2000，2001;杨喜安等，2011)。 矿区地质概况：羊拉铜矿床由里农、路农、江边、贝吾等7个矿段组成，其

2、中，以里农矿段矿体规模最大，是矿区正在开采以及目前研究的重要矿段(图1)。区内出露地层主要为泥盆系大理岩、变质石英砂岩以及板岩。赋矿地层主要为中-上泥盆统里农组一段(d2+3l1)角岩化变质石英砂岩夹透辉石、石榴石夕卡岩。围岩蚀变以夕卡岩化为主，其次为硅化、角岩化及绢云母化等。矿区构造活动强烈，断层十分发育。区内除了区域性的金沙江断裂(f1)以外，还发育不同时期、不同性质的断层。南北向的羊拉断裂和金沙江断裂在印支期为俯冲挤压型，到喜马拉雅期时已转变为走滑型，并派生出走向北东倾向北西，长数公里、宽数米的次级断裂带，斜穿里农、路农矿段的北东向断层(f4)，其早期为挤压推覆断层，后期转变为张扭性正断

3、层，并破坏了矿体向南延伸的部分(杨喜安等，2011)。此外还有大量由于构造活动或岩体侵入等影响所形成的层间裂隙及斜交层理裂隙。区内十分发育的断层、破碎带以及裂隙，一方面为含矿流体的运移提供了良好的流动通道;另一方面，这些断层，特别是南北向逆冲断层，为成矿提供了较好的空间，成为主要的容矿构造，造成大量矿体呈近南北走向产于这些逆冲断层中。矿区内岩浆活动活跃，由南向北依次分布有路农、里农、江边以及贝吾等侵入体，主要岩性为花岗闪长岩，并可能具有相同的岩浆源区，四个岩体呈线性分布于金沙江西岸，构成一条北北东向延伸并与区域构造线方向一致的花岗岩带(战明国等，1998;朱经经等，2011)，同时，该岩带显示

4、出由南向北年龄由老到新的侵位序列(年龄分别为路农、里农岩体238239ma;江边岩体228ma;贝吾岩体214ma)，表明羊拉铜矿床花岗闪长岩体是三叠纪时期的花岗质岩浆多次涌动侵入形成的，岩浆活动持续时间约25ma(王彦斌等，2010)。其中，位于矿区中部的里农岩体，南北长约2km，东西宽约1.5km，呈椭圆状岩株产出，出露面积约2.6km2，是羊拉矿区最重要的岩体，产于其与围岩外接触带上的里农铜矿体，主要呈层状、似层状产出，且明显受层间破碎带和滑脱带控制(曲晓明等，2004)，是本次研究的对象。此外，矿区还分布少量的英安斑岩、花岗斑岩以及花岗细晶岩等。 矿床地质特征：里农矿段25号矿体，呈层

5、状、似层状(图2a)产出于一系列呈叠瓦状、舒缓波状分布的逆冲断层内，矿体总体走向近南北，倾向西，浅部倾角20度40度，深部约50度;615号矿体赋存于陡倾的断层内(图2b)，矿体倾向北西，倾角60度80度(杨喜安，2011)。矿体顶、底板为大理岩、变质石英砂岩及绢云板岩等(图3a-c)。按含矿岩石可以将矿石类型分为:夕卡岩型(图3d)、构造角砾岩型、角岩型、二长花岗岩型、花岗闪长岩型等铜矿石，其中，夕卡岩型矿石分布最广。矿石中金属矿物主要有磁铁矿、黄铜矿、黄铁矿、磁黄铁矿等，方铅矿、斑铜矿、闪锌矿、辉钼矿等次之;非金属矿物主要有石榴石、透辉石、绿帘石、阳起石、绿泥石、石英、方解石、角闪石、云母

6、、长石等;次生氧化矿物有孔雀石、蓝铜矿、褐铁矿等。矿石主要有自形-半自形粒状、他形粒状、交代残余、骸晶、共结边、压碎等结构;以及块状、团块状、浸染状、脉状-网脉状、条带状、角砾状等构造。 羊拉铜矿床的夕卡岩型矿石中矿物共生组合关系显示其成矿作用具有明显的多阶段特征，具体来说可以划分为4个阶段:-干夕卡岩阶段，代表矿物为石榴石、辉石，石榴石多为黑褐色，主要为钙铁榴石，是夕卡岩中分布最多的矿物，多呈菱形十二面体或四角三八面体的自形-半自形粒状结构，粒径一般小于5mm，少部分可达10mm以上，并常具环带结构(图3e，f);辉石主要为透辉石-钙铁辉石，是夕卡岩中次发育的矿物，其自形程度明显低于石榴石，

7、主要以他形粒状形式产出。石榴石和辉石普遍被后期矿物交代，显示各种交代结构(图3e-g);-湿夕卡岩-磁铁矿阶段，代表矿物为绿帘石和磁铁矿，绿帘石为浅绿色，多呈他形充填于阶段矿物颗粒间或裂隙中，磁铁矿则多呈自形-半自形粒状结构，以致密块状或浸染状产出，粒径一般小于0.2mm，部分可达1mm以上，镜下可见磁铁矿交代阶段石榴石呈骸晶结构(图3h)，也可见其被后期金属硫化物所交代;-石英-硫化物阶段，是羊拉铜矿床最重要的成矿阶段，主要矿物为黄铜矿、黄铁矿、磁黄铁矿，次为闪锌矿、方铅矿、斑铜矿和辉钼矿等。磁黄铁矿是矿石中分布最多的金属矿物，常常构成硫化物的主体，多呈他形粒状，在硫化物中结晶最早，常被其他

8、硫化物交代(图3i)。黄铁矿分布较广，呈自形-半自形-他形粒状(图3j)，并常以浸染状或脉状产出，粒径一般小于1mm，部分可达3mm以上。黄铜矿作为铜的最主要的载体，多呈半自形-他形粒状并以浸染状或斑点状产出，常交代磁黄铁矿、黄铁矿，说明其形成相对较晚。闪锌矿与方铅矿多以浸染状产出，粒径极小(图3k，l)。-方解石-硫化物阶段，方解石与硫化物多呈脉状充填于矿体或围岩的裂隙中，硫化物主要为黄铁矿、闪锌矿及方铅矿，代表了晚期的热液作用。 稳定同位素地球化学 样品采集和分析方法：本文中用于同位素分析的样品主要采自羊拉铜矿床里农矿段2号、4号以及5号矿体坑道内，部分采自岩芯，采样时尽量选取了不同成矿阶

9、段的代表性样品并兼顾了空间上的变化。氧、氢、碳同位素分析在中国地质科学院矿产资源研究所稳定同位素实验室完成，所用仪器为finniganmat253型质谱仪。包裹体水的氢同位素分析采用爆裂法取水、锌法制氢，爆裂温度为550;矿物的氧同位素分析采用brf5法(claytonandmayeda，1963)。氢、氧同位素分析精度分别为±2‰和±0.2‰，分析结果均以smow为标准。碳酸盐的碳、氧同位素组成通过测定co2得到。在真空系统中，将样品与100%的磷酸在25恒温条件下反应4h以上，用冷冻法分离生成的水，即可收集到纯净的co2气体。测定结果

10、分别以v-pdb和v-smow为标准，分析精度优于±0.2‰。硫同位素分析在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成。硫同位素样品是将样品(硫化物单矿物)与氧化亚铜按一定比例研磨、混合均匀后，进行氧化反应，生成so2并用冷冻法收集，然后用mat251气体同位素质谱仪分析硫同位素组成，测量结果以v-cdt为标准，分析精度优于±0.2‰。#p#分页标题#e# 氢、氧同位素组成特征：矿区主成矿期热液矿物石英的氢、氧同位素组成见表1，石英中δ18oh2o是根据公式1000lnα石英-水=3.42x106/t22.86(张理

11、刚，1985)计算得出的。矿区6件石英样品中包裹体水的δd值变化范围为112‰77‰，平均91.67‰，极差35‰计算得出与石英平衡的包裹体水的δ18oh2o值变化范围为2.42‰4.85‰，平均1.27‰，极差7.27‰。从石英的氢氧同位素δd-δoh2o图解(图4)中可以看出，6号样品投点非常接近正常岩浆水(δdh2o:80‰40‰δ18oh2o:5.5‰9.0&pe

12、rmil;taylor，1974)的范围，显示出正常岩浆水的特征。2、3、4、5号样品位于正常岩浆水左下方，其δd、δ18oh2o值均低于正常岩浆水，靠近张理刚(1985)所提出的初始混合岩浆水，表明此时成矿流体可能混入了低δd、δ18oh2o值的大气降水，使其δd、δ18oh2o值降低。1号样品δ18oh2o值较其他样品更低，接近大气降水线，很可能是大气降水大量加入的产物。由于不同来源的流体具有不同的氢氧同位素组成特征(张理刚，1985)，因此可根据热液矿物流体包裹体中水的氢氧同位素组成来判别成矿热液体系中水

13、的来源(郑永飞等，2000)。从表1和图4可以看出，羊拉铜矿床主成矿期成矿流体为岩浆水和大气降水的混合溶液，早期成矿流体以岩浆水为主，石英的氢氧同位素组成非常接近正常岩浆水的范围;随着成矿作用的进行，大气降水不断加入，石英的氢氧同位素组成δd、δ18oh2o也不断降低，δ18oh2o有较明显的向大气图4羊拉铜矿床石英的δd-δ18o图解fig4δdversusδ18odiagramofquartzesfromtheyanglacopperdeposit降水线漂移的趋势。 碳、氧同位素组成特征：矿区1件石榴石氧同

14、位素，四件热液方解石和三件大理岩的碳、氧同位素组成见表2。石榴石夕卡岩型矿石是矿区最主要的矿石类型，由于石榴石是稳定性最好、氧扩散速率最慢的造岩矿物之一，其氧同位素组成很难被正常的热液蚀变所改变(吴元保等，2005)，因此可以有效地指示其结晶介质的氧同位素组成(王守旭等，2008)。由表2可知，石榴石的氧同位素组成δ18osmow为6.7‰，符合正常花岗岩的氧同位素组成范围(δ18osmow:6.0‰10.0‰，郑永飞和陈江峰，2000)，暗示了矿区夕卡岩可能直接继承了酸性岩体(花岗闪长岩)的氧同位素组成。3件大理岩样品采自同一

15、钻孔并按其与矿体由近到远编号为5、6、7，其δ13cpdb值为3.6‰5.0‰，平均4.5‰δ18osmow值为21.2‰25.4‰，平均23.3‰，基本符合典型海相碳酸盐碳、氧同位素组成(δ13c=0±4‰，δ18o=20‰24‰，veizerandhoefs，1976;hoefs，1997)。说明大理岩是由海相碳酸盐经重结晶作用形成的，并且在形成过程中，其碳、氧同位素组成没有发生明显改变。从各类天然碳储库

16、的δ18o-δ13c关系图解中(图5)可以看出，随着大理岩与矿体距离的减小(图中为序号765)，大理岩的δ13c、δ18o值都有不断降低的趋势，δ18o的变化较δ13c更为明显。该特征表明，在成矿流体交代大理岩围岩的过程中，低δ13c、δ18o值的流体不断与大理岩发生同位素交换，从而使大理岩的δ13c、δ18o值降低，且距离矿体越近，同位素交换越强烈。通常，热液矿床中碳酸盐矿物的碳、氧同位素组成，可以反映其在结晶沉淀时的物理化学条件下，成矿流体中co2的碳同位素组成和h2o的

17、氧同位素组成(刘建明等，2003)。一般认为成矿热液中碳的来源主要有3种:地幔射气或岩浆来源，此来源的碳同位素组成δ13cpdb值为5‰2‰或9‰3‰(taylor，1986);有机碳来源，各类岩石中有机碳δ13cpdb值组成较低，为30‰15‰，平均22‰(hoef，1997);海相碳酸盐来源，其δ13cpdb值大多在零值附近，为0±4‰(veizerandhoefs，1976)。从表2、图5可以看出，四件方解石样品的δ

18、13cpdb值变化范围较窄，为5.2‰1.7‰，可排除有机质为方解石提供主要碳的可能性，碳可能来自于地幔或岩浆或者碳酸盐的溶解作用。另根据bottinga(1968)提出的方解石-co2体系的碳同位素分馏方程:1000lnαco2-方解石=δ13cco2δ13ccaco3=2.4612+(7.6663x103/t)(2.9880x106/t2)，计算得出成矿流体中co2的δ13c值为5.28‰1.77‰(平均4.10‰)。因矿区碳酸盐矿物主要为方解石，且并未见石墨与其共生，所以

19、可近似地将其看作是成矿流体的δ13c∑c值。由此可见，矿区碳是岩浆碳与碳酸盐围岩碳的混合碳，其可能为携带深源碳的高温流体与碳酸盐围岩发生接触交代作用并与其发生了同位素交换，大理岩的碳同位素组成特征同样印证了这点，但大理岩的δ13c变化不大(表2、图5)，说明大理岩可能不是矿区碳的主要提供者，矿区碳可能主要为岩浆碳。矿区方解石样品的δ18osmow值变化相对较大，为12.7‰20.1‰。根据oneiletal(1969)的方解石-水体系平衡分馏方程:1000lnα方解石-水=2.78x106/t23.39可求得所

20、对应的成矿流体δ18osmow值为1.53‰8.21‰。该值与正常岩浆水(约5.5‰9.0‰，郑永飞和陈江峰，2000)基本吻合，而远高于该地区中生代的大气降水。结合本文氢氧同位素数据，认为方解石-硫化物阶段成矿流体可能为岩浆水与大气降水的混合溶液。 硫同位素组成特征：本次测试分析了矿区7件矿石硫化物的硫同位素，其中有一件采于方解石脉中的黄铜矿样品，其硫同位素组成δ34s值为28.5‰，它很有可能是后期受到了地层硫的影响，富集32s，不能反映成矿流体的硫同位素组成。现将本次测试分析的数据与收集的文献中

21、报道的数据列于表3。11件黄铜矿的δ34s值为4.2‰1.2‰，平均值为1.3‰11件黄铁矿的δ34s值为1.9‰2.5‰，平均值为0.2‰12件磁黄铁矿的δ34s值为6.9‰0.5‰，平均值为1.7‰1件方铅矿的δ34s值为0.3‰。关于矿床中硫源的讨论，必须根据硫化物沉淀期间热液中的总硫同位素组成(δ34s∑s)来判断。研究表明羊拉铜矿床不含硫酸盐矿物且含硫矿物组合简单，硫化物以磁黄铁

22、矿、黄铜矿及黄铁矿等为主，硫的溶解类型主要以h2s为主，成矿流体为还原性，其ph6。这些特征表明硫化物的δ34s平均值，特别是黄铁矿的δ34s值可以大致代表热液中的总硫同位素组成δ34s∑s(ohmoto，1972)。矿区矿石硫化物的δ34s值分布比较集中，为6.9‰2.5‰，极差9.4‰，平均值为1.0‰。从硫同位素组成直方图中(图6)可以看出，δ34s值主要分布在零值附近，峰值分布在2.0‰1.0‰之间，具有塔式分布的特征，反映了岩浆硫的特

23、点(ohmotoandrye，1979)。#p#分页标题#e# 矿床成因分析 目前，对于羊拉铜矿床的成因仍然存在着一些分歧，主要观点有喷流-沉积成因、热水沉积叠加岩浆热液改造成因以及夕卡岩成因。作者通过对羊拉铜矿床的野外地质勘查和室内实验分析，认为羊拉铜矿床是一个典型的夕卡岩型矿床。前人(路远发等，1998)认为羊拉铜矿床层状、似层状产出的矿体与其下部网脉状产出的矿体在空间组合上符合喷流-沉积型矿床典型的上层下脉沉积模式。作者认为矿区矿体虽然多呈层状、似层状产出，但矿体明显受层间破碎带和滑脱带控制，围岩构造裂隙发育的破碎带往往是矿体发育部位，有时矿体相对围岩更为破碎，矿体中也常包含有围岩(大理

24、岩、变质石英砂岩等)透镜体(图3a)。矿体的产出并非受地层控制，产于一定的层位中，而是受岩体-构造-围岩三位一体控制。矿体顶、底板围岩明显不一致，围岩也没有固定的岩性，可以为大理岩、变质石英砂岩或板岩等，并且矿体与围岩接触关系通常比较清楚(图3b，c)。显然，羊拉铜矿床上述矿体特征并不符合喷流-沉积型矿床的特点。矿区矿石类型多种多样，基本上各种岩石都能构成矿石，而且每一个矿体都由两种或两种以上的矿石类型组成，它们与围岩既有相似性也有差异性(曲晓明等，2004)，显然，成矿作用是在矿区各类岩石形成以后叠加上去的。同时，也并未发现前人(战明国等，1998;潘家永等，2001)提出的同生沉积矿化类型

25、。石 榴石夕卡岩型矿石是矿区最主要的矿石类型，主要分布在里农矿段，构成层状、似层状夕卡岩主矿体，作者发现其中一些浸染状石榴石夕卡岩型矿石中，石榴石具有明显的自形堆积特征，并且石榴石晶形好、粒径大(图3d)，说明石榴石是在自由空间中生长，且在重力作用和岩浆对流作用下运移和堆积。石榴石氧同位素组成δ18osmow为6.7‰，符合正常花岗岩的氧同位素组成范围，暗示夕卡岩可能直接继承了酸性岩体(花岗闪长岩)的氧同位素组成。矿区赋矿夕卡岩与酸性岩浆密切的关系，表明夕卡岩是酸性岩浆与碳酸盐围岩反应所形成的，而非喷流-沉积形成。又如上文所述，矿相学研究(图3e-h)显示铜矿化应晚于

26、夕卡岩化，这也充分说明成矿作用发生于酸性岩体侵入(230.0±2.0ma，朱经经等，2011)以后。矿区稳定同位素地球化学特征也显示了成矿作用与酸性岩浆密切的关系:石榴石氧同位素组成特征暗示了夕卡岩可能直接继承了酸性岩体的氧同位素组成;主成矿阶段石英的氢、氧同位素组成特征表明，成矿流体主要为岩浆水与大气降水的混合溶液，且早期以岩浆水为主，并随成矿作用的进行，大气降水含量不断增加;成矿晚期的热液方解石的碳可能主要为岩浆碳，部分来源于大理岩;矿石硫化物硫同位素组成δ34s值主要分布在零值附近，具有塔式分布的特征，反映了硫可能来源于岩浆。近年来，多位学者对羊拉铜矿床花岗闪长

27、岩体年代学以及矿床成矿时代进行了细致的研究(朱经经等，2011;王彦斌等，2010;杨喜安等，2011)，结果表明成矿作用与花岗闪长岩体关系密切，岩体年龄与成矿时代在误差范围内一致，这也足以说明羊拉铜矿床并非喷流-沉积成因，而是一个典型的夕卡岩矿床。金沙江洋盆于中-晚三叠世向西俯冲闭合-碰撞造山，在这种碰撞晚期或后碰撞的动力学背景下，底侵幔源基性岩浆及其诱发的中下地壳长英质岩浆在深部岩浆房混合，经一定程度的分离结晶作用形成了矿区里农、路农等酸性岩体(朱经经等，2011)。岩体侵入到上覆泥盆系大理岩、变质石英砂岩、板岩及片岩中。成矿作用早期，酸性岩浆与大理岩发生交代作用，在岩体与大理岩外接触带(

28、里农矿段)形成层状、似层状夕卡岩，使夕卡岩中主要矿物石榴石具自形堆积以及δ18osmow符合正常花岗岩的氧同位素组成范围的特征。之后少量大气降水加入到成矿流体中，成矿流体因压力的释放发生沸腾，并交代早期形成的夕卡岩矿物，此时sio2不再与ca、fe、al等组分结合形成夕卡岩矿物，而是独立地形成石英，成矿作用进入石英-硫化物阶段。 与此同时，成矿流体的沸腾作用导致流体中的挥发份，如co2、h2o、h2s等大量散逸，ph值升高，流体盐度升高，温度降低，破坏了原有体系的物理化学平衡，导致成矿流体中金属硫化物(磁黄铁矿、黄铜矿、黄铁矿等)的沉淀，并在有利的构造环境富集成矿。随着成矿流体中大气降水更多的加入，热液中析出大量方解石以及少量黄铁矿、闪锌矿及方铅矿等金属硫化物，成矿作用基本结束。 结论 (1)根据羊