張錦讓, 溫漢捷

(1. 中國科學院 地球化學研究所 礦床地球化學國家重點實驗室, 貴州 貴陽 550002; 2. 中國科學院 研究生院, 北京100049)

0 引 言

蘭坪盆地是一個典型的中新生代陸內(nèi)盆地, 地處歐亞板塊和印度板塊的結(jié)合部位, 阿爾卑斯-喜馬拉雅巨型構(gòu)造帶東段弧形轉(zhuǎn)彎處, 是我國著名三江構(gòu)造帶中的一個重要組成部分。盆地內(nèi)礦產(chǎn)十分豐富, 主要有Pb、Zn、Cu、Ag、Hg、As、Sb、Au以及石膏、石鹽等礦產(chǎn), 構(gòu)成我國西部一個重要的鉛鋅銅多金屬大型礦集區(qū)。在這一礦集區(qū)中, 比較重要的礦床有儲量位居全國首位的金頂鉛鋅礦床及其周緣礦床、河西-三山銅銀鈷多金屬礦化區(qū), 盆地西緣的銅多金屬礦化帶以及盆地東緣的銻汞砷礦化帶等[1]。由于蘭坪盆地構(gòu)造位置特殊, 因而是研究陸-陸碰撞后陸內(nèi)成礦效應的良好實例。

對盆地內(nèi)大型、超大型多金屬礦床的成礦作用研究始于20世紀80年代, 數(shù)十年來一直是成礦學和地球化學研究的熱點, 其中尤以對金頂、金滿、白秧坪等礦床的研究較多且深入。先后提出了“中低溫非巖漿熱液成礦”、“同生沉積-疊加成礦”、“噴氣(熱液)沉積成礦”、“巖溶成礦”、“沉積-改造成礦”、“陸相熱水沉積成因”等成因模式; 近幾年來, 隨著研究的不斷深入, 又提出了“地幔柱成礦”和“殼幔流體混合機制”等模式[2–10]。

本次研究的盆地西緣銅礦帶的銅礦床, 其研究程度均較低, 對其中的主要礦床(金滿、水泄、科登澗、連城等)的成因認識也存在很大爭議。前人根據(jù)礦床地質(zhì)和地球化學特征先后提出了陸相噴流沉積成因[11–12]、改造成因[13–14]和殼?；旌铣梢騕8]等觀點。上述多種觀點的共同點是認為這類礦床不同于通常的陸相砂頁巖型銅礦床, 成礦物質(zhì)(溶液)不是全部來自容礦地層, 而是或多或少來自深部, 因此可能是一種新的銅礦類型。

本文擬在前人研究的基礎上進行系統(tǒng)的同位素地球化學研究, 以期揭示區(qū)域成礦流體的特征和來源, 探討盆地西緣銅礦帶成礦流體共性, 為區(qū)域內(nèi)成礦模式的認識提供新的資料。

1 成礦地質(zhì)背景和礦床地質(zhì)

蘭坪盆地位于三江構(gòu)造成礦帶的中段, 是在海西褶皺帶基底上發(fā)育起來的中新生代沉積盆地。蘭坪盆地處于藏滇板塊與揚子陸塊之間, 夾持于金沙江-哀牢山斷裂帶與瀾滄江斷裂帶之間, 向北趨于尖滅, 向南與思茅盆地相接(圖1)。在古特提斯基礎上先后沉積了海相、陸相碳酸鹽巖、火山巖和碎屑巖建造, 地層中存在多個陸相含膏鹽層位, 區(qū)內(nèi)地熱活動相當強烈, 表明地史時期本區(qū)地殼淺部有較高的熱狀態(tài), 有利于盆地內(nèi)銅多金屬礦床的形成[11]。以盆地東西邊緣金沙江-哀牢山斷裂和瀾滄江斷裂及盤地中軸斷裂為主的盆地斷裂系統(tǒng)控制了盆地的構(gòu)造演化[15]。

圖1 三江地區(qū)大地構(gòu)造略圖(據(jù)王勇等[1]修改)Fig.1 Sketch map showing tectonic divisions of Nujiang-Lancangjiang-Jinshajiang area (modified after Wang et al.[1])

蘭坪盆地的新生代巖漿巖多分布于盆地的邊緣,盆地內(nèi)只在南部永平一帶出露有水云巖體、卓潘巖體、蓮花山等巖體, 這些巖體的成巖年齡分別為46.5 Ma、36.7 Ma和38.8 Ma[16], 盆地中北部有關巖漿活動的報道極少, 僅在白洋廠東發(fā)現(xiàn)有煌斑巖脈, 成巖年齡為(43.6±0.6) Ma[17], 很好地印證了前人對蘭坪盆地中北部可能存在有隱伏巖體的推測[16–18];沿中央斷裂帶在無量山發(fā)育熱變質(zhì), 變質(zhì)作用特點指示它是深大斷裂活動和沿斷裂深部熱液上涌的綜合產(chǎn)物[8,15], 該變質(zhì)巖年齡是31～24 Ma[8], 相當于漸新世, 這與本區(qū)喜馬拉雅期多金屬礦床成礦作用、喜馬拉雅期堿性巖漿活動在時空分布上顯示出一定內(nèi)在聯(lián)系[16]。推測蘭坪盆地喜馬拉雅期巖漿活動、地幔流體活動、成礦作用、熱變質(zhì)作用應為密切相關的同一地質(zhì)過程的不同表現(xiàn)。

圖2 蘭坪-思茅盆地脈狀銅礦床分布圖(據(jù)趙海濱[17]修改)Fig.2 Sketch map of the distribution of vein-type copper deposits in the Lanping-Simao Basin (modified after Zhao[17])

由于礦集區(qū)東、西兩側(cè)礦床形成機制、儲礦構(gòu)造及含礦巖石類型的差異, 導致該礦集區(qū)礦產(chǎn)的空間分布出現(xiàn)明顯分帶性。根據(jù)成礦元素的組合、控礦巖石構(gòu)造條件的不同, 以及礦床展布的空間位置等, 可分為三個成礦帶: (1) 西緣成礦帶以銅的礦化為特色, 受瀾滄江斷裂控制, 該成礦帶北起石登, 經(jīng)營盤、永平一直延伸到思茅盆地(圖2), 自北向南有小格拉、科登澗、連城、金滿、水泄等銅(多金屬)礦床和礦化點; (2) 中軸成礦帶以鉛鋅銀多金屬礦化為主, 以分布在河西-黑山-金頂一線的鉛、鋅、銅、銀礦床為代表; (3) 東部成礦帶主要為金銻汞礦化為主, 以扎村金礦和巍山銻礦為代表。不同類型礦床在空間上分布具有分帶性, 暗示不同類型礦床的成礦流體來源、運移、定位等方面的內(nèi)在聯(lián)系。

研究區(qū)內(nèi)出露地層主要為下二疊統(tǒng)至第三系,脈狀銅礦床(點)基本上沿斷裂帶分布, 銅礦化多賦存于主干斷裂旁側(cè)的次級裂隙中, 礦化無明顯的層位, 從三疊系火山巖到侏羅系碎屑巖均有礦床產(chǎn)出,如科登澗銅礦床主要賦存于三疊系火山巖中, 金滿、連城銅多金屬礦床主要賦存于侏羅系花開佐組的雜色碎屑巖、砂巖、泥巖、泥灰?guī)r等沉積巖中, 水泄銅礦床則主要賦存于上三疊統(tǒng)麥初箐組中細粒砂巖、泥巖中, 小部分礦脈賦存于花開佐組雜色碎屑巖、砂巖、泥巖、泥灰?guī)r中。圍巖蝕變以中低溫蝕變類型為主, 主要有硅化、碳酸鹽化(如方解石、白云石、菱鐵礦化)、重晶石化和干瀝青化等。各個礦床(點)常見有重晶石與菱鐵礦等礦物組合, 部分礦床含有有機質(zhì)與干瀝青等物質(zhì)。同時部分礦床在主干斷裂中可見到古熱泉沉積物和熱水角礫巖,顯示其具有熱鹵水成礦的典型特征。銅礦體大多為呈脈狀、浸染狀、網(wǎng)脈狀, 亦有層狀礦石(表1)。礦石結(jié)構(gòu)以半自形-他形粒狀結(jié)構(gòu)、溶蝕結(jié)構(gòu)和交代結(jié)構(gòu)為主, 部分礦床還出現(xiàn)生物結(jié)構(gòu), 如金滿銅礦床存在有黃鐵礦、黃銅礦和斑銅礦的草莓結(jié)構(gòu)和木質(zhì)結(jié)構(gòu)[19–21]。

礦石礦物有黝銅礦、黃銅礦、斑銅礦和藍銅等。脈石礦物有石英、重晶石、菱鐵礦、鐵白云石、方解石等(圖3)。根據(jù)礦脈的穿插關系和礦物共生組合特點, 金滿銅礦床的熱液成礦作用可分為早、晚兩個階段, 即石英-硫化物階段和石英-碳酸鹽階段。早階段以黃銅礦、斑銅礦、黝銅礦、砷黝銅礦、黃鐵礦、石英、絹云母為主, 晚階段發(fā)育黃鐵礦、石英和方解石等?？频菨俱~礦床共生礦物組合與金滿礦床大致相同, 也可分為早期石英-硫化物階段和晚期石英-碳酸鹽階段。連城銅多金屬礦床成礦作用可分為3個階段: 早期為石英-輝鉬礦階段; 中期為含銅硫化物石英脈±方解石/菱鐵礦階段; 晚期主要為方解石礦脈或菱鐵礦脈。水泄銅礦床成礦作用可分為 3個階段, 即石英-黃鐵礦階段, 硫化物-重晶石-菱鐵礦主礦化階段和細粒重晶石-黃鐵礦-砷黝銅礦階段[13,19-21]。

前人對盆地西緣脈狀銅多金屬礦床成礦年代學的研究表明, 研究區(qū)各礦床主要形成于喜馬拉雅早期。如李小明[22]獲得金滿礦床磷灰石裂變徑跡年齡為 58.7 Ma、石英流體包裹體 Rb-Sr等時線年齡為66.8 Ma, 并提出成礦發(fā)生于燕山晚期至喜馬拉雅期弧后前陸盆地向走滑拉分盆地轉(zhuǎn)換階段; 劉家軍等[23]用石英流體包裹體40Ar/39Ar快中子活化法測出的金滿礦床的成礦年齡為(58.05±0.54) Ma, 認為成礦與喜馬拉雅早期構(gòu)造-巖漿熱事件有關, 徐曉春等[24]用同樣方法得到金滿和水泄銅礦床的成礦年齡分別為(56.7±1.0) Ma 和(59.2 ±0.8) Ma; 畢先梅等[25]采用極低級變質(zhì)礦物(從成巖作用向低級變質(zhì)作用轉(zhuǎn)變的過程中形成的) 伊利石 K-Ar法定年得到金滿礦化年齡為(46.71±0.68) Ma, 采用同樣方法,趙海濱等[17]獲得的成礦年齡為47.17～35.41 Ma; 王光輝[26]獲得連城銅礦床輝鉬礦Re-Os等時線年齡為(49.0±1.3) Ma。

表1 蘭坪盆地西緣脈狀銅礦床特征對比Table 1 The characteristics of vein-type Cu deposits on the western border of the Lanping Basin

圖3 蘭坪盆地西緣脈狀銅多金屬礦床礦石礦物組合及產(chǎn)狀Fig.3 Ore mineral assemblages and output status of the vein-type Cu-polymetallic deposits occurring on the western border of the Lanping Basin

2 硫、鉛同位素組成

2.1 硫同位素組成

前人曾對蘭坪盆地西緣脈狀銅礦床的硫同位素組成進行過大量的研究, 特別是對金滿銅礦床積累了大量的數(shù)據(jù)[12,13,19,20,27–29]; 但前人對硫同位素組成的地質(zhì)解釋卻存在很大分歧。

本次研究, 筆者在充分收集前人成果的基礎上,重點補充分析了金滿、水泄、連城、科登澗礦床92個硫化物樣品和重晶石的硫同位素組成。硫同位素測試工作在中國科學院地球化學研究所環(huán)境地球化學國家重點實驗室完成。采用MAT251質(zhì)譜儀測定,δ34S以CDT為標準, 分析精度為±0.2‰。

本次分析結(jié)果及部分前人的數(shù)據(jù)見表 2。綜合本次分析結(jié)果及前人硫同位素數(shù)據(jù), 并分礦床繪制成硫化物的δ34S值頻率直方圖(圖4)。從圖 4可知,金滿銅礦床硫化物 δ34S值變化范圍最大, 為–17.9‰～16.3‰, 呈現(xiàn)出零值附近的塔式分布; 水泄銅礦床硫化物 δ34S值變化范圍最小, 在零值附近波動(–0.1‰～5.7‰), 同樣具有塔式分布的特點; 連城銅多金屬礦床硫化物δ34S值變化明顯呈現(xiàn)出6.1‰～12.2‰和–9.6‰～ –1.5‰兩個峰區(qū); 科登澗銅礦床硫化物 δ34S 值則顯示較低的負值(–23.5‰～ –9.4‰)。根據(jù)鄭永飛等[30]關于硫化物硫同位素在溶液中平衡結(jié)晶的理論, 硫化物的 δ34S值應按下列次序排列:MoS2＞FeS2＞CuFeS2＞Cu5FeS4＞Cu2S。顯然各礦床均未達到同位素平衡。

蘭坪盆地西緣水泄銅礦床中重晶石的 δ34S值為12.3‰～19.8‰, 與盆地中沉積巖中的石膏的δ34S值(10.8‰～15.7‰)相近。由于石膏與沉淀它的溶液之間的硫同位素分餾很小, 僅1.65‰±0.12‰, 可用石膏的 δ34S值來近似作為海水的 δ34S值[30]。筆者推測海水硫酸鹽可能為盆地西緣脈狀銅礦提供豐富的硫源。

表2 蘭坪盆地西緣脈狀銅礦硫同位素組成Table 2 The S isotopic compositions of copper deposits on the western border of the Lanping Basin

(續(xù)表 2)

圖4 蘭坪盆地西緣脈狀銅礦硫同位素組成分布圖Fig.4 The distribution chart of sulfur isotope of copper deposits on the western border of the Lanping Basin

Ohmoto[31]指出, 熱液礦床中硫化物的硫同位素組成是成礦溶液中總硫同位素組成、氧逸度、pH值、離子強度和溫度的函數(shù)。因此, 熱液硫化物的硫同位素組成, 不僅取決于其源區(qū)物質(zhì)的硫同位素組成,還取決與成礦流體演化的物理化學條件, 不能簡單地用硫化物的 δ34S值直接指示成礦流體硫的來源,而應用成礦熱液總硫同位素組成(δ34SΣS)來指示成礦流體的來源。Ohmoto et al.[32]通過對世界上一些著名的熱液礦床的硫同位素研究, 對成礦熱液的總硫同位素組成進行了大致的歸納: (1) δ34SΣS= 0, 這類礦床的硫源為地幔硫; (2) δ34SΣS= +20‰左右, 硫來源于大洋水和海水蒸發(fā)巖; (3) δ34SΣS= +5‰～+15‰,介于前兩種之間, 硫來源則相對復雜; (4) δ34SΣS為較大負值的礦床的硫來源, 則是開放的沉積條件下的有機(細菌)還原成因硫。下面分別討論盆地西緣各典型礦床硫同位素特征及其可能的地質(zhì)意義。

(1) 水泄礦床: 根據(jù)礦床礦物共生組合(出現(xiàn)大量重晶石), 并結(jié)合前人對該礦床流體包裹體成分的研究,成礦流體具有較高的氧逸度和較高的pH值[8,27,33]。在此條件下, 根據(jù)大本(即 Ohmoto)模式[31], 重晶石的δ34S值應大致相當于或略大于熱液的δ34S值, 而硫化物的 δ34S值則明顯低于熱液的 δ34S值[30–32]。據(jù)此, 推測水泄礦床成礦流體的硫同位素組成應在15‰左右。綜上所述, 筆者推測水泄礦床成礦熱液的硫主要源于盆地中蒸發(fā)巖層。

(2) 金滿銅礦: 前人對金滿礦床的 δ34S值變化很大、但具有在零值附近的塔式分布特征的地質(zhì)解釋存在很大的分歧, 目前主要有三種觀點: ①認為是深部地幔來源[17,19,28,33–34]; ②認為是地層硫酸鹽還原硫來源[27]; ③認為是多種硫源的混合[12,19]。

筆者認為要合理討論金滿銅礦床成圖礦熱液硫的來源, 必須結(jié)合礦床中硫化物的硫同位素組成特征、礦床地質(zhì)特征、礦物共生組合和成礦溶液物理化學條件等多方面因素進行綜合考慮。李峰等[13]和趙海濱[17]都曾指出金滿銅礦中存在重晶石與黝銅礦、黃鐵礦共生的現(xiàn)象, 趙海濱[17]通過計算得到金滿銅礦pH平均值為6.3, 成礦流體均一溫度的平均值為221 ℃。這些特征表明成礦流體pH平均值略高于中性水在200 ℃時的pH值(5.69)。綜上所述, 金滿銅礦成礦流體具有較高的氧逸度和較高的 pH值,在此條件下, 根據(jù)大本模式, 硫化物的 δ34S值應明顯低于熱液的 δ34SΣS值[31–32]。據(jù)此, 推測金滿銅礦成礦流體的總硫同位素組成應在18‰左右。Ohmoto et al.[32]指出, 在溫度大于50 ℃時, 通過有機質(zhì)熱分解, 有可能使δ34S值接近海水硫酸鹽(+20‰)的源巖還原形成的硫化物具有 0‰±5‰的塔式硫同位素分布特征。前人研究也表明, 在蘭坪盆地脈狀銅礦的形成過程中有機質(zhì)發(fā)揮了積極作用。Ji et al.[35]指出金滿礦床礦石的有機碳含量非常高; 劉家軍等[19]發(fā)現(xiàn)金滿銅礦中存在由黃鐵礦、黃銅礦和斑銅礦組成的木質(zhì)結(jié)構(gòu), 并指出, 這些木質(zhì)結(jié)構(gòu)表明有機質(zhì)對金滿銅礦的形成起了相當重要的作用。綜上所述,筆者認為金滿銅礦成礦流體的硫主要源于成礦流體萃取的圍巖地層中的硫酸鹽, 通過有機質(zhì)熱分解作用形成還原硫。當然, 也不能排除金滿銅礦這種硫同位素組成特點是由于成礦流體化學性質(zhì)的改變以及硫的多來源特點所致。

(3) 連城銅鉬多金屬礦床: 連城銅多金屬礦床硫化物 δ34S 值明顯呈現(xiàn)出 6.1‰～12.2‰和–9.6‰～–1.5‰兩個峰區(qū), 其中砂巖、粉砂巖中無石英相伴生的硫化物的 δ34S值都落在較正的區(qū)域, 與石英脈共生的硫化物的δ34S值則落在較負的區(qū)域。這表明連城銅鉬多金屬礦床應至少存在兩種硫源, 對連城銅鉬多金屬礦床的硫源應分開討論。

其中, 砂巖、粉砂巖中無石英相伴生硫化物(δ34S值顯示較大正值)的硫主要源于圍巖地層中的硫酸鹽。對于石英脈共生硫化物的硫源(δ34S值顯示較小負值)則應結(jié)合礦床中硫化物的硫同位素組成特征、礦物共生組合和成礦溶液物理化學條件等多方面因素進行綜合考慮。李峰等[13]曾指出連城銅鉬多金屬礦床中存在重晶石與黝銅礦共生的現(xiàn)象, 筆者通過電子探針實驗也發(fā)現(xiàn)本礦床礦化石英脈中存在少量重晶石(圖3), 趙海濱[17]通過計算得到連城銅鉬多金屬礦床pH值平均為5.8, Eh值平均為1.2, 這些都表明連城銅鉬多金屬礦床成礦流體具有弱堿性、相對氧化的特點。在此條件下, 根據(jù)大本模式,熱液的 δ34SΣS值應高于硫化物的 δ34S值, 而等于或略小于重晶石的 δ34S值。但是, 由于本區(qū)重晶石多呈微顆粒存在于石英脈中, 本次研究無法得到本礦床重晶石的δ34S值。不過可以確定的是成礦流體的δ34SΣS值應高于硫化物的 δ34S 值, 大致集中在0‰±5‰。另外, 本礦床早期黃鐵礦的δ34S值(–10.0‰)及早階段輝鉬礦的δ34S值(–4.1‰～ –9.0‰)明顯低于晚期硫化物的 δ34S 值(–1.5‰ ～ 9.1‰)。綜上所述, 筆者推測連城銅鉬多金屬礦床成礦流體的硫主要來自深部, 晚期有盆地圍巖地層硫(富34S)的加入, 從而使晚階段硫化物相對富集34S。

(4) 科登澗銅礦床: 前人的研究顯示, 在較還原條件下, 礦石硫化物的 δ34S值與成礦流體的δ34SΣS值基本一致[31]。從科登澗銅礦的礦石礦物組成看, 其原生礦石主要由石英和黃銅礦、斑銅礦組成, 未見硫酸鹽礦物, 流體還原系數(shù)R值約為0.84～1.40, 顯示成礦是在較還原的環(huán)境下進行的[21,28],因此硫化物的δ34S值基本可以代表成礦流體的總硫同位素組成(δ34SΣS)。表2可見石英脈中黃銅礦、斑銅礦的 δ34S值顯示較低的負值, 且變化相對較大,明顯不同于賦礦圍巖(安山巖)的δ34S值(11.6)。推測成礦所需要的還原性硫(H2S)主要來自于有機質(zhì)參與的熱化學還原作用及生物還原作用。其中生物還原作用要求溫度較低(50～70), 熱化學還原作用要求溫度較高, 達到150 以上[36]?？频菨俱~礦床已知的流體包裹體均一溫度集中在200 ℃[21], 說明成礦峰期的流體溫度較高, 其硫酸鹽還原的主要機制應為有機質(zhì)參與的熱化學還原作用, 但是 δ34S值分布較廣的特征指示了生物還原在硫酸鹽的還原作用中起到了不可或缺的作用。綜上推斷科登澗銅礦床主要的硫源為海相硫酸鹽, 而硫酸鹽還原機制則包括了熱化學及生物作用兩種。

2.2 鉛同位素組成

前人曾對蘭坪盆地西緣脈狀銅多金屬礦床的鉛同位素組成進行過大量的研究, 特別是對金滿銅礦床, 積累了大量的數(shù)據(jù)[8,12,13,17,27–29]。但前人對蘭坪盆地西緣脈狀銅多金屬礦床的鉛同位素組成的地質(zhì)解釋卻存在極大分歧。闕梅英等[8]認為鉛的來源主要與本區(qū)新生代堿性巖漿巖活動有關; 王江海等[33]認為鉛的來源為殼-幔混合來源; 李峰等[13]則認為銅礦床的鉛主要來自紅層, 部分來自基底巖系; 而劉家軍等[12]則指出蘭坪盆地西緣脈狀銅多金屬礦床的鉛有三大來源: (1) 賦礦硅質(zhì)巖、砂巖及板巖等沉積圍巖; (2) 盆地中火山巖安山巖和玄武巖; (3) 基底地層及深部來源。張乾等[37]則提出, 確定蘭坪盆地西緣脈狀銅礦床的鉛同位素來源的關鍵在于如何確定蘭坪盆地上地幔的鉛同位素組成及上地殼沉積巖的鉛同位素組成。

鑒于前人還沒有專門針對蘭坪盆地西緣脈狀銅礦床的鉛同位素組成的系統(tǒng)研究, 筆者系統(tǒng)地總結(jié)了前人對本地區(qū)的研究數(shù)據(jù)(表 3)并與張乾等[37]確定的蘭坪盆地上地幔的鉛同位素組成及上地殼沉積巖的鉛同位素組成進行了系統(tǒng)的對比研究。

從表3中可以看出三個礦床中鉛同位素比值變化較小,206Pb/204Pb 為 18.078～19.539,207Pb/204Pb 為15.517～15.702,208Pb/204Pb 為 38.213～39.240。三個礦床鉛同位素組成均相似, 反映出明顯的同源性。礦物鉛同位素的模式年齡可大致分兩組: 一組19～95 Ma; 另一組 102～223 Ma (與中生代沉積時間一致)。其中第一組應代表本區(qū)熱液成礦年齡, 第二組應代表物源年齡。礦石鉛可能是成礦流體在流經(jīng)盆地中生代巖層時萃取而來的。

Zartman et al.[39]在研究各類型礦床鉛同位素的基礎上提出了鉛的構(gòu)造模式圖。該模式圖給出了不同源區(qū)鉛同位素組成隨時間演化的趨勢和范圍。張乾等[37]指出滇西蘭坪盆地由于中生代以來經(jīng)歷了古特提斯和新特提斯及大陸碰撞等復雜的構(gòu)造活動,滇西地區(qū)鉛同位素組成超出了 Zartman et al.厘定的各源區(qū)鉛同位素組成的范圍, 并大致厘定出了滇西地區(qū)上地幔鉛及蘭坪盆地上地殼沉積巖系的鉛同位素組成范圍。筆者將本地區(qū)各礦床鉛同位素數(shù)據(jù)與張乾等[37]確定的滇西上地幔和上地殼兩個端元的鉛同位素組成進行對比。如圖5所示, 不同礦床具有大致相同的鉛同位素組成, 且與蘭坪多金屬礦集區(qū)地層的鉛同位素組成一致, 說明這些礦床的鉛主要來源于蘭坪盆地上地殼沉積巖。其中, 金滿銅礦床部分樣品具有較低的鉛同位素比值, 它們均位于蘭坪盆地上地殼沉積巖鉛同位素范圍的左側(cè), 指示金滿銅礦床可能有部分深源鉛的加入; 連城銅礦床的鉛主要來自上地殼沉積巖, 并與地幔鉛不同程度地混合。

3 討 論

對蘭坪盆地脈狀銅多金屬礦床流體包裹體研究表明, 成礦流體主要集中在 100～300 ℃范圍內(nèi), 鹽度多集中5.9%～17.7%之間, 屬中低溫、中低鹽度成礦流體、貧CO2流體[5,6,17,33,40–43], 表明蘭坪盆地成礦流體主要來源于大氣降水的盆地鹵水。然而, 近年的研究表明, 金滿銅礦床、連城銅鉬多金屬礦床存在大量富 CO2包裹體[17], 包裹體中碳同位素組成為δ13C = –3.4‰ ～ –8.1‰[29], 接近地幔碳同位素組成(δ13C = –3‰ ～ –7‰)。指示金滿銅礦床、連城銅鉬多金屬礦床成礦流體可能存在深部流體的混入。

各礦床較為均一的礦石鉛同位素組成和鉛的模式年齡, 均表明這些礦床的鉛主要來源于圍巖中生界地層。大氣降水起源的盆地熱鹵水, 當其在盆地內(nèi)滲透、流動時, 不斷地淋濾出各巖層中的金屬元素。各礦床中礦石鉛同位素組成的差異及模式年齡的差異則可能表明各礦床鉛的來源存在一定差異,這可能主要與各礦床賦礦圍巖的差異有關。金滿、連城礦床可能同時存在部分深源鉛。

與鉛同位素組成類似, 各礦床的硫同位素組成也表現(xiàn)出很大差異。在金滿礦床, 礦石硫同位素組成變化最大, 硫的來源除有機還原盆地地層硫外,可能還有深源硫、有機硫的加入; 連城銅鉬多金屬礦床硫主要來源于深源硫與盆地地層硫的混合; 水泄礦床硫來源于盆地地層硫; 從科登澗銅礦的礦石礦物硫同位素組成顯示較低的負值, 且變化相對較大, 顯示其成礦流體中的硫可能主要來自細菌還原成因硫。各礦床硫同位素變化范圍除可能反映各礦床源區(qū)硫同位素組成的差異外, 可能還主要受成礦時不同的物理化學條件(溫度、氧逸度、pH值和離子強度等)的影響。

表3 蘭坪盆地西緣脈狀銅礦鉛同位素組成Table 3 The Pb isotopic compositions of copper deposits on the western border of the Lanping Basin

圖5 蘭坪盆地西緣脈狀銅礦鉛同位素組成分布圖(底圖據(jù)Zartman et al.[39])Fig.5 The distribution chart of Pb isotope of copper deposits on the western border of the Lanping Basin (modified after Zartman[39])

筆者在野外調(diào)研的基礎上, 通過對蘭坪盆地西緣脈狀銅多金屬礦床硫、鉛同位素組成的研究并結(jié)合前人對諸礦床地質(zhì)、地球化學的研究成果, 認為盆地西緣脈狀銅多金屬礦床整體上應為陸相熱水沉積-改造型礦床。

蘭坪盆地西緣脈狀銅多金屬礦床的“層控”特點明顯, 礦床多與三疊系麥初箐組、侏羅系花開佐組地層有密切關系; 對礦床的研究表明礦床晚期又有被改造的特點[13,17,20]。早期的熱水沉積作用可能使盆地內(nèi)形成初始礦源層; 古新世以來, 以盆地熱鹵水為主的成礦流體的改造形成現(xiàn)在的礦床規(guī)模。其中金滿-連城礦床熱液改造成礦期的成礦作用中可能有部分深部流體、深源物質(zhì)的參與。

4 結(jié) 論

(1) 蘭坪盆地西緣脈狀銅多金屬礦床較為均一的礦石鉛同位素組成和鉛的模式年齡, 均表明這些礦床的鉛主要來源于圍巖中生界地層。各礦床中礦石鉛同位素組成的差異及模式年齡的差異則可能表明各礦床鉛的來源存在一定差異, 這可能主要與各礦床賦礦圍巖的差異有關。金滿、連城礦床可能同時存在部分深源鉛。

(2) 蘭坪盆地西緣脈狀銅多金屬礦床的硫同位素組成表現(xiàn)出很大差異。在金滿礦床, 礦石硫同位素組成變化最大, 硫的來源除盆地地層硫外, 可能還有深源硫的加入; 連城銅鉬多金屬礦床硫主要來源于深源硫與盆地地層硫的混合; 水泄礦床硫來源于盆地地層硫; 科登澗銅礦硫可能主要來源于海相硫酸鹽, 而硫酸鹽還原機制則包括了熱化學及生物作用兩種。各礦床硫同位素組成變化范圍除可能反映各礦床源區(qū)硫同位素組成的差異外, 可能還主要受成礦時不同的物理化學條件(溫度、氧逸度、pH值和離子強度等)的影響。

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