兰坪_思茅盆地砂页岩中铜矿床成矿物质来源研究_刘家军

[收稿日期]2000-01-02;[修定日期]2000-02-21;[责任编辑]曲丽莉[基金项目]国家重点基础研究发展规划(G1999043208)、中国科学院 云南省科技攻关合作和中国科学院 百人计划 资助项目。

兰坪 思茅盆地砂页岩中铜矿床成矿物质来源研究刘家军,李朝阳,潘家永,刘显凡,张乾,刘玉平(中国科学院地球化学研究所矿床地球化学开放研究实验室,贵阳 550002)[摘 要]兰坪 思茅中、新生代盆地砂页岩中铜矿床的微量元素特征、稀土配分型式以及硫、铅、碳、氧、氢、硅等同位素组成等表明,成矿金属物质、硫和碳,既有来自赋矿岩石(包括火山岩),又有来自基底岩石,同时还有深部物质的参与。

成矿溶液主要来自大气降水,矿化和蚀变作用是在水/岩比值较低的体系中进行的。

[关键词]砂页岩 铜矿床 成矿物质来源 兰坪 思茅盆地 云南[中图分类号]P618.41,P588.21+2.3 [文献标识码]A [文章编号]0495-5331(2000)04-0016-04在云南兰坪 思茅盆地中、新生代砂页岩中的铜矿床,有许多矿体呈脉状、网脉状产出,且品位高、分布广,具典型热液成矿特征。

在成矿过程中,成矿物质来自地层,抑或来自岩体、岩脉等,成为众多研究者争论的焦点[1~7]。

作者拟从以下几方面对铜矿床的物质来源问题进行必要的剖析。

1 原岩、矿石和热液矿物的聚类分析为揭示含矿地层中原岩、矿石或热液矿物间在成分上的联系,作者重点选择金满和科登涧两个矿区36件岩石、蚀变岩石、矿石和热液矿物为聚类样品,选其中子活化分析结果中的21个元素含量进行聚类分析。

由聚类分析可知: 当距离系数为0.0238时,所有热液石英聚为一类,且当距离系数为0.2431时,所有石英与部分硫化物、方解石和蚀变岩石聚为一类,显示成矿金属物质来源并不复杂,或以其中某一种来源为主; 当距离系数小于0.4168时,所有热液矿物、矿石、蚀变岩石及赋矿岩石(硅质岩、板岩和砂岩)聚为一类,而与玄武岩分群,说明盆地中成矿物质来源与玄武岩无关; 当距离系数为0.1222和0.3146时,分别有1件板岩与安山岩、3件板岩与1件安山岩聚为一类,而与其它沉积岩、蚀变岩石、矿石和热液矿物明显分群,表明安山岩并非成矿物质的主要提供者; 当距离系数为0.3054时,除1件黝铜矿外,所有矿石、蚀变岩石、热液矿物与沉积岩及1件安山岩聚为一类,说明沉积岩是成矿金属物质的主要提供者; 当距离系数为0.4112时,1件黝铜矿与其它矿石、蚀变岩石、热液矿物和沉积岩、安山岩聚成一类,说明成矿物质除主要由沉积岩和部分安山岩提供外,可能还有少量其它物质的加入。

2 稀土元素组成作者及其他研究者[3,4]利用中子活化分析方法测定了95件岩石、蚀变岩石、矿石及热液矿物中稀土元素含量。

具有代表性样品稀土配分见图1。

图1 金满铜矿床岩石、蚀变岩石、矿石和热液矿物稀土配分模式(a) 代表性原岩与蚀变岩石样品的稀土配分模型;(b) 代表性热液矿物样品的3种稀土配分模型蚀变岩石与矿石的稀土元素总量与原岩接近,铕亏损较明显,而铈亏损不明显甚至出现正异常,轻、重稀土的分馏程度也与原岩类似(图1(a))。

说明在成矿或岩石蚀变过程中稀土元素的活动性相对不明显或轻、重稀土的变化具有协调性。

第36卷 第4期2000年7月 地质与勘探GE OLOGY AND PROSPEC TINGVol.36 No.4July,2000热液矿物中的稀土元素含量大都较低(小于50 10-6)。

根据稀土配分特征可将样品分为3组(图1(b))。

第1组明显富集轻稀土元素,铕亏损,而铈异常不明显,轻稀土分馏程度明显强于重稀土。

此特征与岩石、蚀变岩石及矿石类似,反映稀土元素部分来自围岩。

第2组富集中族稀土元素,铈亏损,铕为正异常,轻稀土分馏程度弱于重稀土的分馏程度。

此特征可能与赋矿岩石及下伏岩石中膏盐层的溶解有关。

因为膏盐属含钙矿物,而钙矿物中钙的离子半径与REE 系列的中部离子半径相当,致使其主要富集REE 系列中部元素[8]。

第3组为平坦或近于平坦型,铈出现亏损至无异常,铕为正异常。

轻、重稀土分馏程度相当。

具有此种特征的矿物中的稀土元素,可能具有深源性质。

3 硫同位素组成作者及其他研究者分析了各铜矿床中101件硫化物和5件重晶石的硫同位素组成。

结果表明, 34S 值变化范围(-36.8 ~+16.75 )宽(图2),极差(53.55 )大,且相对富32S,似乎具生物成因硫的同位素组成。

但其又具塔式分布特征,说明硫来自深部。

由此得到的结论似乎矛盾。

但深入分析这一 矛盾 现象时发现,这种硫同位素组成特点正是成矿流体化学性质的改变以及硫的多来源所致。

图2 兰坪 思茅盆地铜矿床硫同位素组成分布图(图中部分原始资料据文献[1~5])矿床中硫化物的 34S 值具有 34S Py > 34S Cp > 34S Bn > 34S Cc 以及黄铜矿与斑铜矿、黝铜矿及少量黄铁矿共生在一起,说明硫同位素组成的均值符合硫同位素平衡分馏。

同时,矿床中也存在黄铜矿交代黄铁矿、斑铜矿交代黄铜矿等现象,即它们的生成顺序大致为:Py-Cp-Bn(tt)-Cc,故矿床中 34S 值变化很大可能与矿物形成的时间有关。

至于 34S 值显塔式分布特征,且主丰值为0,又说明成硫环境可能是一种半封闭环境[9],或硫来自盆地内中基性火山岩,或有深源火山硫的补充。

此外,在金满铜矿床中存在大量生物结构[10],故矿床 34S 值变化大也可能与生物作用有关。

4 铅同位素组成岩石和热液矿物铅同位素组成(部分数据引自文献[2~5])在206Pb/204Pb-207Pb/204Pb 坐标图上(图3)显示,57件样品的线性关系尽管不很理想,但还是具有两条明显线性趋势线。

其中第1条为热液矿物组成的线性趋势线( ),直线斜率为0.2741,截距为10.5234,相关系数r =0.6325。

第2条为赋矿砂页岩和部分火山岩组成的线性趋势线( ),直线斜率为0.0590,截距为14.4955,相关系数r =0.7806。

沉积岩铅同位素组成的投点落于两条线性趋势线交汇处附近。

由此说明,铜矿床中铅的来源有3个端元:一是赋矿沉积岩(硅质岩、砂岩和板岩);二是赋矿火山岩(安山岩、玄武岩);三是可能为深部及基底岩石。

很明显,砂页岩铜矿床热液矿物中的铅可能主要来自赋矿沉积岩与基底岩石的混合;而以火山岩为赋矿岩石的科登涧矿点,其热液矿物中的铅则主要来自沉积岩与火山岩的混合。

图3 兰坪 思茅盆地铜矿床206Pb/204Pb-207Pb/204Pb 图解(图中部分原始资料据文献[2-5])5 碳同位素组成铜矿床中14件铁白云石、方解石的 13C 值(-7.44 ~+0.85 ,部分数据引自文献[2~5])与11件石英包裹体中CO 2的 13C 值(-10.76 ~-3.08[5])十分接近,而3件碳质物、干沥青的 13C值(-23.74 ~-22.40 )与7件石英包裹体中C H 4的 13C 值(-32.11 ~-22.24[5])接近。

因矿床中未见石墨与碳酸盐矿物共生,且包裹体中CO 2含量远高于C O 和C H 4含量,即热液系统中CO 2为主要的含碳组分,故可以假定 13C 流体= 13C CO 2[11]。

因此流体中 13C 流体=- 5.66 左右。

另外,矿床中13C 值绝大部分集中于-8 ~-3 之间,说明各第4期 刘家军:兰坪 思茅盆地砂页岩中铜矿床成矿物质来源研究铜矿床成矿流体中碳的来源基本一致。

矿床流体包裹体中C O2的 13C值与国内外各种成因C O2的 13C值[12]相比较,得知盆地内铜矿床中C O2主要有两种成因:一是碳酸盐热解成因;二是内生无机成因。

而流体包裹体中C H4的 13C值与国内外许多地热区C H4的值相近,而不同于岩浆岩的封闭空隙和洞穴、岩浆岩游离气以及天然气生物成因与实验室发酵生物成因CH4的值。

说明盆地中C H4可能主要属内生无机成因。

考虑到共生矿物的CO2-C H4间的碳同位素分馏在温度100 ~280 范围时, C O2-C H4=48.9~26.3 [13],而实际检测到的 C O2-CH4=18.88~24.83 ,小于同位素平衡分馏理论值。

该特点不能排除成矿流体中的C H4来源于C O2或/和CO与H2的反应(沉积岩中碳酸盐脱气及含盐卤水与泥质岩的水岩相互作用)生成C H4的可能性。

6 硅同位素组成铜矿床中3件成矿期石英脉的 30Si值(表1)为-0.3 ~+0.1 ,与赋矿硅质岩的 30Si值相近,但小于砂岩及玄武岩的 30Si值。

说明成矿石英与硅质岩的形成具有某种内在联系。

同时石英脉中的 30Si值从地下深处至地表具有逐渐增高的趋势,说明石英中 30Si值的变化主要受硅同位素动力学分馏的控制。

因为首先沉淀的硅,其 30Si值最低,随着沉淀所占份额的增加,沉淀硅的 30Si值不断升高,最后沉淀硅的 30Si值为一大的正值[14]。

Clay-ton(1986)[15]研究还表明,热水从围岩中淋滤SiO2时,一般不会发生硅同位素的分馏,但当热水中沉淀出SiO2时,则在沉淀和残留在热水中的SiO2之间会发生程度不等的 30Si分馏。

如热水温度较高,SiO2快速并较完全沉淀时,此种分馏就不明显,反之,当温度较低,SiO2缓慢并小比例沉淀时,则SiO2出现低 30Si值。

由于铜矿床形成温度变化较大,故石英 30Si值说明砂岩和火山岩均可能为成矿提供了硅质。

表1 铜矿床中岩石及石英脉的 30Si值 样 号样品名称 30Si-NBS-28jm-16硅质岩-0.397jm2硅质岩-0.297jm1石 英-0.3s-12石 英+0.197j m25石 英+0.0K18砂 岩+0.3K20玄武岩+0.2中国地质科学院矿床地质研究所同位素室分析。

7 氢、氧同位素组成及性质对与矿化关系密切的石英、方解石、重晶石进行的氢、氧同位素测定及计算(部分数据引自文献[2~5])表明,矿石中石英包裹体水的 18O=+1.34 ~ +8.41 , D=-135.6 ~-30.3 ,变化较大。

方解石包裹体水的 18O=-10.41 ~-0.75 , D=-102.9 ~-62.5 。

重晶石包裹体水的 18O=-5.7 ~+2.94 , D=-96.7 ~-74.4 。

显然,从石英、重晶石到方解石,成矿流体的 18O值逐渐降低, D值变化较大。

在氢、氧同位素组成图解上,除3件石英外,其它样品的投点均落入岩浆水、变质水之外,表明成矿流体主要为大气降水补给的地下水。

图4 成矿阶段水 岩氢氧同位素交换演化曲线(图中部分原始资料据文献[2~5])假设条件:围岩初始 18O i岩石=+16.0 , D i岩石=-60.0 ;大气降水 D i水=-120.0 , 18O i水=-16.25 ;岩浆水 18O i水=+7.5 ,D i水=-70.0 。