云南兰坪盆地西缘脉状铜多金属矿床硫、铅同位素组成及成矿示踪

张锦让, 温汉捷

(1. 中国科学院 地球化学研究所 矿床地球化学国家重点实验室, 贵州 贵阳 550002; 2. 中国科学院 研究生院, 北京100049)

0 引 言

兰坪盆地是一个典型的中新生代陆内盆地, 地处欧亚板块和印度板块的结合部位, 阿尔卑斯-喜马拉雅巨型构造带东段弧形转弯处, 是我国著名三江构造带中的一个重要组成部分。盆地内矿产十分丰富, 主要有Pb、Zn、Cu、Ag、Hg、As、Sb、Au以及石膏、石盐等矿产, 构成我国西部一个重要的铅锌铜多金属大型矿集区。在这一矿集区中, 比较重要的矿床有储量位居全国首位的金顶铅锌矿床及其周缘矿床、河西-三山铜银钴多金属矿化区, 盆地西缘的铜多金属矿化带以及盆地东缘的锑汞砷矿化带等[1]。由于兰坪盆地构造位置特殊, 因而是研究陆-陆碰撞后陆内成矿效应的良好实例。

对盆地内大型、超大型多金属矿床的成矿作用研究始于20世纪80年代, 数十年来一直是成矿学和地球化学研究的热点, 其中尤以对金顶、金满、白秧坪等矿床的研究较多且深入。先后提出了“中低温非岩浆热液成矿”、“同生沉积-叠加成矿”、“喷气(热液)沉积成矿”、“岩溶成矿”、“沉积-改造成矿”、“陆相热水沉积成因”等成因模式; 近几年来, 随着研究的不断深入, 又提出了“地幔柱成矿”和“壳幔流体混合机制”等模式[2–10]。

本次研究的盆地西缘铜矿带的铜矿床, 其研究程度均较低, 对其中的主要矿床(金满、水泄、科登涧、连城等)的成因认识也存在很大争议。前人根据矿床地质和地球化学特征先后提出了陆相喷流沉积成因[11–12]、改造成因[13–14]和壳幔混合成因[8]等观点。上述多种观点的共同点是认为这类矿床不同于通常的陆相砂页岩型铜矿床, 成矿物质(溶液)不是全部来自容矿地层, 而是或多或少来自深部, 因此可能是一种新的铜矿类型。

本文拟在前人研究的基础上进行系统的同位素地球化学研究, 以期揭示区域成矿流体的特征和来源, 探讨盆地西缘铜矿带成矿流体共性, 为区域内成矿模式的认识提供新的资料。

1 成矿地质背景和矿床地质

兰坪盆地位于三江构造成矿带的中段, 是在海西褶皱带基底上发育起来的中新生代沉积盆地。兰坪盆地处于藏滇板块与扬子陆块之间, 夹持于金沙江-哀牢山断裂带与澜沧江断裂带之间, 向北趋于尖灭, 向南与思茅盆地相接(图1)。在古特提斯基础上先后沉积了海相、陆相碳酸盐岩、火山岩和碎屑岩建造, 地层中存在多个陆相含膏盐层位, 区内地热活动相当强烈, 表明地史时期本区地壳浅部有较高的热状态, 有利于盆地内铜多金属矿床的形成[11]。以盆地东西边缘金沙江-哀牢山断裂和澜沧江断裂及盘地中轴断裂为主的盆地断裂系统控制了盆地的构造演化[15]。

图1 三江地区大地构造略图(据王勇等[1]修改)Fig.1 Sketch map showing tectonic divisions of Nujiang-Lancangjiang-Jinshajiang area (modified after Wang et al.[1])

兰坪盆地的新生代岩浆岩多分布于盆地的边缘,盆地内只在南部永平一带出露有水云岩体、卓潘岩体、莲花山等岩体, 这些岩体的成岩年龄分别为46.5 Ma、36.7 Ma和38.8 Ma[16], 盆地中北部有关岩浆活动的报道极少, 仅在白洋厂东发现有煌斑岩脉, 成岩年龄为(43.6±0.6) Ma[17], 很好地印证了前人对兰坪盆地中北部可能存在有隐伏岩体的推测[16–18];沿中央断裂带在无量山发育热变质, 变质作用特点指示它是深大断裂活动和沿断裂深部热液上涌的综合产物[8,15], 该变质岩年龄是31～24 Ma[8], 相当于渐新世, 这与本区喜马拉雅期多金属矿床成矿作用、喜马拉雅期碱性岩浆活动在时空分布上显示出一定内在联系[16]。推测兰坪盆地喜马拉雅期岩浆活动、地幔流体活动、成矿作用、热变质作用应为密切相关的同一地质过程的不同表现。

图2 兰坪-思茅盆地脉状铜矿床分布图(据赵海滨[17]修改)Fig.2 Sketch map of the distribution of vein-type copper deposits in the Lanping-Simao Basin (modified after Zhao[17])

由于矿集区东、西两侧矿床形成机制、储矿构造及含矿岩石类型的差异, 导致该矿集区矿产的空间分布出现明显分带性。根据成矿元素的组合、控矿岩石构造条件的不同, 以及矿床展布的空间位置等, 可分为三个成矿带: (1) 西缘成矿带以铜的矿化为特色, 受澜沧江断裂控制, 该成矿带北起石登, 经营盘、永平一直延伸到思茅盆地(图2), 自北向南有小格拉、科登涧、连城、金满、水泄等铜(多金属)矿床和矿化点; (2) 中轴成矿带以铅锌银多金属矿化为主, 以分布在河西-黑山-金顶一线的铅、锌、铜、银矿床为代表; (3) 东部成矿带主要为金锑汞矿化为主, 以扎村金矿和巍山锑矿为代表。不同类型矿床在空间上分布具有分带性, 暗示不同类型矿床的成矿流体来源、运移、定位等方面的内在联系。

研究区内出露地层主要为下二叠统至第三系,脉状铜矿床(点)基本上沿断裂带分布, 铜矿化多赋存于主干断裂旁侧的次级裂隙中, 矿化无明显的层位, 从三叠系火山岩到侏罗系碎屑岩均有矿床产出,如科登涧铜矿床主要赋存于三叠系火山岩中, 金满、连城铜多金属矿床主要赋存于侏罗系花开佐组的杂色碎屑岩、砂岩、泥岩、泥灰岩等沉积岩中, 水泄铜矿床则主要赋存于上三叠统麦初箐组中细粒砂岩、泥岩中, 小部分矿脉赋存于花开佐组杂色碎屑岩、砂岩、泥岩、泥灰岩中。围岩蚀变以中低温蚀变类型为主, 主要有硅化、碳酸盐化(如方解石、白云石、菱铁矿化)、重晶石化和干沥青化等。各个矿床(点)常见有重晶石与菱铁矿等矿物组合, 部分矿床含有有机质与干沥青等物质。同时部分矿床在主干断裂中可见到古热泉沉积物和热水角砾岩,显示其具有热卤水成矿的典型特征。铜矿体大多为呈脉状、浸染状、网脉状, 亦有层状矿石(表1)。矿石结构以半自形-他形粒状结构、溶蚀结构和交代结构为主, 部分矿床还出现生物结构, 如金满铜矿床存在有黄铁矿、黄铜矿和斑铜矿的草莓结构和木质结构[19–21]。

矿石矿物有黝铜矿、黄铜矿、斑铜矿和蓝铜等。脉石矿物有石英、重晶石、菱铁矿、铁白云石、方解石等(图3)。根据矿脉的穿插关系和矿物共生组合特点, 金满铜矿床的热液成矿作用可分为早、晚两个阶段, 即石英-硫化物阶段和石英-碳酸盐阶段。早阶段以黄铜矿、斑铜矿、黝铜矿、砷黝铜矿、黄铁矿、石英、绢云母为主, 晚阶段发育黄铁矿、石英和方解石等。科登涧铜矿床共生矿物组合与金满矿床大致相同, 也可分为早期石英-硫化物阶段和晚期石英-碳酸盐阶段。连城铜多金属矿床成矿作用可分为3个阶段: 早期为石英-辉钼矿阶段; 中期为含铜硫化物石英脉±方解石/菱铁矿阶段; 晚期主要为方解石矿脉或菱铁矿脉。水泄铜矿床成矿作用可分为 3个阶段, 即石英-黄铁矿阶段, 硫化物-重晶石-菱铁矿主矿化阶段和细粒重晶石-黄铁矿-砷黝铜矿阶段[13,19-21]。

前人对盆地西缘脉状铜多金属矿床成矿年代学的研究表明, 研究区各矿床主要形成于喜马拉雅早期。如李小明[22]获得金满矿床磷灰石裂变径迹年龄为 58.7 Ma、石英流体包裹体 Rb-Sr等时线年龄为66.8 Ma, 并提出成矿发生于燕山晚期至喜马拉雅期弧后前陆盆地向走滑拉分盆地转换阶段; 刘家军等[23]用石英流体包裹体40Ar/39Ar快中子活化法测出的金满矿床的成矿年龄为(58.05±0.54) Ma, 认为成矿与喜马拉雅早期构造-岩浆热事件有关, 徐晓春等[24]用同样方法得到金满和水泄铜矿床的成矿年龄分别为(56.7±1.0) Ma 和(59.2 ±0.8) Ma; 毕先梅等[25]采用极低级变质矿物(从成岩作用向低级变质作用转变的过程中形成的) 伊利石 K-Ar法定年得到金满矿化年龄为(46.71±0.68) Ma, 采用同样方法,赵海滨等[17]获得的成矿年龄为47.17～35.41 Ma; 王光辉[26]获得连城铜矿床辉钼矿Re-Os等时线年龄为(49.0±1.3) Ma。

表1 兰坪盆地西缘脉状铜矿床特征对比Table 1 The characteristics of vein-type Cu deposits on the western border of the Lanping Basin

图3 兰坪盆地西缘脉状铜多金属矿床矿石矿物组合及产状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、铅同位素组成

2.1 硫同位素组成

前人曾对兰坪盆地西缘脉状铜矿床的硫同位素组成进行过大量的研究, 特别是对金满铜矿床积累了大量的数据[12,13,19,20,27–29]; 但前人对硫同位素组成的地质解释却存在很大分歧。

本次研究, 笔者在充分收集前人成果的基础上,重点补充分析了金满、水泄、连城、科登涧矿床92个硫化物样品和重晶石的硫同位素组成。硫同位素测试工作在中国科学院地球化学研究所环境地球化学国家重点实验室完成。采用MAT251质谱仪测定,δ34S以CDT为标准, 分析精度为±0.2‰。

本次分析结果及部分前人的数据见表 2。综合本次分析结果及前人硫同位素数据, 并分矿床绘制成硫化物的δ34S值频率直方图(图4)。从图 4可知,金满铜矿床硫化物 δ34S值变化范围最大, 为–17.9‰～16.3‰, 呈现出零值附近的塔式分布; 水泄铜矿床硫化物 δ34S值变化范围最小, 在零值附近波动(–0.1‰～5.7‰), 同样具有塔式分布的特点; 连城铜多金属矿床硫化物δ34S值变化明显呈现出6.1‰～12.2‰和–9.6‰～ –1.5‰两个峰区; 科登涧铜矿床硫化物 δ34S 值则显示较低的负值(–23.5‰～ –9.4‰)。根据郑永飞等[30]关于硫化物硫同位素在溶液中平衡结晶的理论, 硫化物的 δ34S值应按下列次序排列:MoS2＞FeS2＞CuFeS2＞Cu5FeS4＞Cu2S。显然各矿床均未达到同位素平衡。

兰坪盆地西缘水泄铜矿床中重晶石的 δ34S值为12.3‰～19.8‰, 与盆地中沉积岩中的石膏的δ34S值(10.8‰～15.7‰)相近。由于石膏与沉淀它的溶液之间的硫同位素分馏很小, 仅1.65‰±0.12‰, 可用石膏的 δ34S值来近似作为海水的 δ34S值[30]。笔者推测海水硫酸盐可能为盆地西缘脉状铜矿提供丰富的硫源。

表2 兰坪盆地西缘脉状铜矿硫同位素组成Table 2 The S isotopic compositions of copper deposits on the western border of the Lanping Basin

(续表 2)

图4 兰坪盆地西缘脉状铜矿硫同位素组成分布图Fig.4 The distribution chart of sulfur isotope of copper deposits on the western border of the Lanping Basin

Ohmoto[31]指出, 热液矿床中硫化物的硫同位素组成是成矿溶液中总硫同位素组成、氧逸度、pH值、离子强度和温度的函数。因此, 热液硫化物的硫同位素组成, 不仅取决于其源区物质的硫同位素组成,还取决与成矿流体演化的物理化学条件, 不能简单地用硫化物的 δ34S值直接指示成矿流体硫的来源,而应用成矿热液总硫同位素组成(δ34SΣS)来指示成矿流体的来源。Ohmoto et al.[32]通过对世界上一些著名的热液矿床的硫同位素研究, 对成矿热液的总硫同位素组成进行了大致的归纳: (1) δ34SΣS= 0, 这类矿床的硫源为地幔硫; (2) δ34SΣS= +20‰左右, 硫来源于大洋水和海水蒸发岩; (3) δ34SΣS= +5‰～+15‰,介于前两种之间, 硫来源则相对复杂; (4) δ34SΣS为较大负值的矿床的硫来源, 则是开放的沉积条件下的有机(细菌)还原成因硫。下面分别讨论盆地西缘各典型矿床硫同位素特征及其可能的地质意义。

(1) 水泄矿床: 根据矿床矿物共生组合(出现大量重晶石), 并结合前人对该矿床流体包裹体成分的研究,成矿流体具有较高的氧逸度和较高的pH值[8,27,33]。在此条件下, 根据大本(即 Ohmoto)模式[31], 重晶石的δ34S值应大致相当于或略大于热液的δ34S值, 而硫化物的 δ34S值则明显低于热液的 δ34S值[30–32]。据此, 推测水泄矿床成矿流体的硫同位素组成应在15‰左右。综上所述, 笔者推测水泄矿床成矿热液的硫主要源于盆地中蒸发岩层。

(2) 金满铜矿: 前人对金满矿床的 δ34S值变化很大、但具有在零值附近的塔式分布特征的地质解释存在很大的分歧, 目前主要有三种观点: ①认为是深部地幔来源[17,19,28,33–34]; ②认为是地层硫酸盐还原硫来源[27]; ③认为是多种硫源的混合[12,19]。

笔者认为要合理讨论金满铜矿床成图矿热液硫的来源, 必须结合矿床中硫化物的硫同位素组成特征、矿床地质特征、矿物共生组合和成矿溶液物理化学条件等多方面因素进行综合考虑。李峰等[13]和赵海滨[17]都曾指出金满铜矿中存在重晶石与黝铜矿、黄铁矿共生的现象, 赵海滨[17]通过计算得到金满铜矿pH平均值为6.3, 成矿流体均一温度的平均值为221 ℃。这些特征表明成矿流体pH平均值略高于中性水在200 ℃时的pH值(5.69)。综上所述, 金满铜矿成矿流体具有较高的氧逸度和较高的 pH值,在此条件下, 根据大本模式, 硫化物的 δ34S值应明显低于热液的 δ34SΣS值[31–32]。据此, 推测金满铜矿成矿流体的总硫同位素组成应在18‰左右。Ohmoto et al.[32]指出, 在温度大于50 ℃时, 通过有机质热分解, 有可能使δ34S值接近海水硫酸盐(+20‰)的源岩还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, 在兰坪盆地脉状铜矿的形成过程中有机质发挥了积极作用。Ji et al.[35]指出金满矿床矿石的有机碳含量非常高; 刘家军等[19]发现金满铜矿中存在由黄铁矿、黄铜矿和斑铜矿组成的木质结构, 并指出, 这些木质结构表明有机质对金满铜矿的形成起了相当重要的作用。综上所述,笔者认为金满铜矿成矿流体的硫主要源于成矿流体萃取的围岩地层中的硫酸盐, 通过有机质热分解作用形成还原硫。当然, 也不能排除金满铜矿这种硫同位素组成特点是由于成矿流体化学性质的改变以及硫的多来源特点所致。

(3) 连城铜钼多金属矿床: 连城铜多金属矿床硫化物 δ34S 值明显呈现出 6.1‰～12.2‰和–9.6‰～–1.5‰两个峰区, 其中砂岩、粉砂岩中无石英相伴生的硫化物的 δ34S值都落在较正的区域, 与石英脉共生的硫化物的δ34S值则落在较负的区域。这表明连城铜钼多金属矿床应至少存在两种硫源, 对连城铜钼多金属矿床的硫源应分开讨论。

其中, 砂岩、粉砂岩中无石英相伴生硫化物(δ34S值显示较大正值)的硫主要源于围岩地层中的硫酸盐。对于石英脉共生硫化物的硫源(δ34S值显示较小负值)则应结合矿床中硫化物的硫同位素组成特征、矿物共生组合和成矿溶液物理化学条件等多方面因素进行综合考虑。李峰等[13]曾指出连城铜钼多金属矿床中存在重晶石与黝铜矿共生的现象, 笔者通过电子探针实验也发现本矿床矿化石英脉中存在少量重晶石(图3), 赵海滨[17]通过计算得到连城铜钼多金属矿床pH值平均为5.8, Eh值平均为1.2, 这些都表明连城铜钼多金属矿床成矿流体具有弱碱性、相对氧化的特点。在此条件下, 根据大本模式,热液的 δ34SΣS值应高于硫化物的 δ34S值, 而等于或略小于重晶石的 δ34S值。但是, 由于本区重晶石多呈微颗粒存在于石英脉中, 本次研究无法得到本矿床重晶石的δ34S值。不过可以确定的是成矿流体的δ34SΣS值应高于硫化物的 δ34S 值, 大致集中在0‰±5‰。另外, 本矿床早期黄铁矿的δ34S值(–10.0‰)及早阶段辉钼矿的δ34S值(–4.1‰～ –9.0‰)明显低于晚期硫化物的 δ34S 值(–1.5‰ ～ 9.1‰)。综上所述, 笔者推测连城铜钼多金属矿床成矿流体的硫主要来自深部, 晚期有盆地围岩地层硫(富34S)的加入, 从而使晚阶段硫化物相对富集34S。

(4) 科登涧铜矿床: 前人的研究显示, 在较还原条件下, 矿石硫化物的 δ34S值与成矿流体的δ34SΣS值基本一致[31]。从科登涧铜矿的矿石矿物组成看, 其原生矿石主要由石英和黄铜矿、斑铜矿组成, 未见硫酸盐矿物, 流体还原系数R值约为0.84～1.40, 显示成矿是在较还原的环境下进行的[21,28],因此硫化物的δ34S值基本可以代表成矿流体的总硫同位素组成(δ34SΣS)。表2可见石英脉中黄铜矿、斑铜矿的 δ34S值显示较低的负值, 且变化相对较大,明显不同于赋矿围岩(安山岩)的δ34S值(11.6)。推测成矿所需要的还原性硫(H2S)主要来自于有机质参与的热化学还原作用及生物还原作用。其中生物还原作用要求温度较低(50～70), 热化学还原作用要求温度较高, 达到150 以上[36]。科登涧铜矿床已知的流体包裹体均一温度集中在200 ℃[21], 说明成矿峰期的流体温度较高, 其硫酸盐还原的主要机制应为有机质参与的热化学还原作用, 但是 δ34S值分布较广的特征指示了生物还原在硫酸盐的还原作用中起到了不可或缺的作用。综上推断科登涧铜矿床主要的硫源为海相硫酸盐, 而硫酸盐还原机制则包括了热化学及生物作用两种。

2.2 铅同位素组成

前人曾对兰坪盆地西缘脉状铜多金属矿床的铅同位素组成进行过大量的研究, 特别是对金满铜矿床, 积累了大量的数据[8,12,13,17,27–29]。但前人对兰坪盆地西缘脉状铜多金属矿床的铅同位素组成的地质解释却存在极大分歧。阙梅英等[8]认为铅的来源主要与本区新生代碱性岩浆岩活动有关; 王江海等[33]认为铅的来源为壳-幔混合来源; 李峰等[13]则认为铜矿床的铅主要来自红层, 部分来自基底岩系; 而刘家军等[12]则指出兰坪盆地西缘脉状铜多金属矿床的铅有三大来源: (1) 赋矿硅质岩、砂岩及板岩等沉积围岩; (2) 盆地中火山岩安山岩和玄武岩; (3) 基底地层及深部来源。张乾等[37]则提出, 确定兰坪盆地西缘脉状铜矿床的铅同位素来源的关键在于如何确定兰坪盆地上地幔的铅同位素组成及上地壳沉积岩的铅同位素组成。

鉴于前人还没有专门针对兰坪盆地西缘脉状铜矿床的铅同位素组成的系统研究, 笔者系统地总结了前人对本地区的研究数据(表 3)并与张乾等[37]确定的兰坪盆地上地幔的铅同位素组成及上地壳沉积岩的铅同位素组成进行了系统的对比研究。

从表3中可以看出三个矿床中铅同位素比值变化较小,206Pb/204Pb 为 18.078～19.539,207Pb/204Pb 为15.517～15.702,208Pb/204Pb 为 38.213～39.240。三个矿床铅同位素组成均相似, 反映出明显的同源性。矿物铅同位素的模式年龄可大致分两组: 一组19～95 Ma; 另一组 102～223 Ma (与中生代沉积时间一致)。其中第一组应代表本区热液成矿年龄, 第二组应代表物源年龄。矿石铅可能是成矿流体在流经盆地中生代岩层时萃取而来的。

Zartman et al.[39]在研究各类型矿床铅同位素的基础上提出了铅的构造模式图。该模式图给出了不同源区铅同位素组成随时间演化的趋势和范围。张乾等[37]指出滇西兰坪盆地由于中生代以来经历了古特提斯和新特提斯及大陆碰撞等复杂的构造活动,滇西地区铅同位素组成超出了 Zartman et al.厘定的各源区铅同位素组成的范围, 并大致厘定出了滇西地区上地幔铅及兰坪盆地上地壳沉积岩系的铅同位素组成范围。笔者将本地区各矿床铅同位素数据与张乾等[37]确定的滇西上地幔和上地壳两个端元的铅同位素组成进行对比。如图5所示, 不同矿床具有大致相同的铅同位素组成, 且与兰坪多金属矿集区地层的铅同位素组成一致, 说明这些矿床的铅主要来源于兰坪盆地上地壳沉积岩。其中, 金满铜矿床部分样品具有较低的铅同位素比值, 它们均位于兰坪盆地上地壳沉积岩铅同位素范围的左侧, 指示金满铜矿床可能有部分深源铅的加入; 连城铜矿床的铅主要来自上地壳沉积岩, 并与地幔铅不同程度地混合。

3 讨 论

对兰坪盆地脉状铜多金属矿床流体包裹体研究表明, 成矿流体主要集中在 100～300 ℃范围内, 盐度多集中5.9%～17.7%之间, 属中低温、中低盐度成矿流体、贫CO2流体[5,6,17,33,40–43], 表明兰坪盆地成矿流体主要来源于大气降水的盆地卤水。然而, 近年的研究表明, 金满铜矿床、连城铜钼多金属矿床存在大量富 CO2包裹体[17], 包裹体中碳同位素组成为δ13C = –3.4‰ ～ –8.1‰[29], 接近地幔碳同位素组成(δ13C = –3‰ ～ –7‰)。指示金满铜矿床、连城铜钼多金属矿床成矿流体可能存在深部流体的混入。

各矿床较为均一的矿石铅同位素组成和铅的模式年龄, 均表明这些矿床的铅主要来源于围岩中生界地层。大气降水起源的盆地热卤水, 当其在盆地内渗透、流动时, 不断地淋滤出各岩层中的金属元素。各矿床中矿石铅同位素组成的差异及模式年龄的差异则可能表明各矿床铅的来源存在一定差异,这可能主要与各矿床赋矿围岩的差异有关。金满、连城矿床可能同时存在部分深源铅。

与铅同位素组成类似, 各矿床的硫同位素组成也表现出很大差异。在金满矿床, 矿石硫同位素组成变化最大, 硫的来源除有机还原盆地地层硫外,可能还有深源硫、有机硫的加入; 连城铜钼多金属矿床硫主要来源于深源硫与盆地地层硫的混合; 水泄矿床硫来源于盆地地层硫; 从科登涧铜矿的矿石矿物硫同位素组成显示较低的负值, 且变化相对较大, 显示其成矿流体中的硫可能主要来自细菌还原成因硫。各矿床硫同位素变化范围除可能反映各矿床源区硫同位素组成的差异外, 可能还主要受成矿时不同的物理化学条件(温度、氧逸度、pH值和离子强度等)的影响。

表3 兰坪盆地西缘脉状铜矿铅同位素组成Table 3 The Pb isotopic compositions of copper deposits on the western border of the Lanping Basin

图5 兰坪盆地西缘脉状铜矿铅同位素组成分布图(底图据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])

笔者在野外调研的基础上, 通过对兰坪盆地西缘脉状铜多金属矿床硫、铅同位素组成的研究并结合前人对诸矿床地质、地球化学的研究成果, 认为盆地西缘脉状铜多金属矿床整体上应为陆相热水沉积-改造型矿床。

兰坪盆地西缘脉状铜多金属矿床的“层控”特点明显, 矿床多与三叠系麦初箐组、侏罗系花开佐组地层有密切关系; 对矿床的研究表明矿床晚期又有被改造的特点[13,17,20]。早期的热水沉积作用可能使盆地内形成初始矿源层; 古新世以来, 以盆地热卤水为主的成矿流体的改造形成现在的矿床规模。其中金满-连城矿床热液改造成矿期的成矿作用中可能有部分深部流体、深源物质的参与。

4 结 论

(1) 兰坪盆地西缘脉状铜多金属矿床较为均一的矿石铅同位素组成和铅的模式年龄, 均表明这些矿床的铅主要来源于围岩中生界地层。各矿床中矿石铅同位素组成的差异及模式年龄的差异则可能表明各矿床铅的来源存在一定差异, 这可能主要与各矿床赋矿围岩的差异有关。金满、连城矿床可能同时存在部分深源铅。

(2) 兰坪盆地西缘脉状铜多金属矿床的硫同位素组成表现出很大差异。在金满矿床, 矿石硫同位素组成变化最大, 硫的来源除盆地地层硫外, 可能还有深源硫的加入; 连城铜钼多金属矿床硫主要来源于深源硫与盆地地层硫的混合; 水泄矿床硫来源于盆地地层硫; 科登涧铜矿硫可能主要来源于海相硫酸盐, 而硫酸盐还原机制则包括了热化学及生物作用两种。各矿床硫同位素组成变化范围除可能反映各矿床源区硫同位素组成的差异外, 可能还主要受成矿时不同的物理化学条件(温度、氧逸度、pH值和离子强度等)的影响。

:

[1] 王勇, 侯增谦, 莫宣学, 董方浏, 毕先梅, 曾普胜. 云南巍山—永平碰撞造山带走滑拉分盆地铜金多金属矿成矿流体系统: 稳定同位素特征及热液来源[J]. 矿床地质, 2006,25(1): 60–70.Wang Yong, Hou Zeng-qian, Mo Xuan-xue, Dong Fang-liu, Bi Xian-mei, Zeng Pu-sheng. Stable isotope characteristics and origin of ore-forming fluids in copper-gold polymetallic deposits within strike-slip pull-apart basin of Weishan-Yongping continental collision orogenic belt, Yunnan Province, China[J]. Mineral Deposit, 2006, 25(1): 60–70 (in Chinese with English abstract).

[2] 施加辛, 易凤煌, 錞文启 . 兰坪金顶铅锌矿床的岩矿特征及成因[J]. 云南地质, 1983, 2(3): 179–185.Shi Jia-xin, Yi Feng-huang, Wen Qi-chun. Rock and mineral characteristics and genesis of Jinding super-large lead-zinc deposit [J]. Yunnan Geol, 1983, 2(3): 179–185 (in Chinese with English abstract).

[3] 王京彬, 李朝阳, 陈晓钟. 金顶超大型铅锌矿喷流沉积证据及成矿物质来源[M]. 兰州: 兰州大学出版社, 1990:120–122.Wang Jing-bin, Li Chao-yang, Chen Xiao-zhong. Evidence of Exhalative Sedimentary Genesis of the Jinding Super-Large Lead-Zinc Deposit and Ore Sources [M]. Lanzhou: Lanzhou University Press, 1990: 120–122 (in Chinese).

[4] 张乾. 云南金顶超大型铅锌矿床的铅同位素组成及铅的来源探讨[J]. 地质与勘探, 1993, 29(5): 21–28.Zhang Qian. Pb isotopic composition of Jinding super-large Pb-Zn deposit in Yunnan Province and discussion on the source of lead [J]. Geol Prospect, 1993, 29(5): 21–28 (in Chinese with English abstract).

[5] 叶庆同, 胡云中, 杨岳清. 三江地区区域地球化学背景和金银铅锌成矿作用[M]. 北京: 地质出版社, 1992: 217–246.Ye Qing-tong, Hu Yun-zhong, Yang Yue-qing. The Regional Geochemical Background of Gold-Silver-Lead-Zinc Mineralization of Sanjiang Region [M]. Beijing: Geological Publishing House, 1992: 217–246 (in Chinese).

[6] 罗君烈, 杨荆舟. 滇西特提斯的演化及主要金属矿产成矿作用[M]. 北京: 地质出版社, 1994: 149–239.Luo Jun-lie, Yang Jing-zhou. Tethyan Evolution of West Yunnan and the Major Metallogenesis [M]. Beijing: Geological Publishing House, 1994: 149–239 (in Chinese).

[7] 胡瑞忠, 钟宏, 叶造军, 毕献武, Turner G, Burnard P G. 金顶超大型铅-锌矿床氦、氩同位素地球化学[J]. 中国科学(D辑), 1998, 28(3): 208–213.Hu Ruizhong, Turner G, Burnard P G, Zhong Hong, Ye Zaojun,Bi Xianwu. Helium and argon isotopic geochemistry of Jinding superlarge Pb-Zn deposit [J]. Sci China (D), 1998, 41(4):442–448.

[8] 阙梅英, 程敦摸, 张立生, 夏文杰, 朱创业. 兰坪-思茅盆地铜矿床[M]. 北京: 地质出版社, 1998: 1–20, 37–46.Que Mei-ying, Cheng Dun-mo, Zhang Li-sheng, Xia Wen-jie,Zhu Chuang-ye. Copper Deposits in Lanping-Simao Basin[M]. Beijing: Geological Publishing House, 1998: 1–20,37–46 (in Chinese).

[9] 薛春纪, 陈毓川, 王登红, 杨建民, 杨伟光, 曾荣. 滇西北金顶和白秧坪矿床: 地质和He, Ne, Xe同位素组成及成矿时代[J]. 中国科学(D), 2003, 33(4): 315–322.Xue Chunji, Chen Yuchuan, Wang Denghong, Yang Jianmin,Yang Weiguang, Zeng Rong. Geology and isotopic composition of helium, neon, xenon and metallogenic age of the Jinding and Baiyangping ore deposits, northwest Yunnan, China [J].Sci China (D), 2003, 46(8): 789–800.

[10] 黄朋, 唐菊兴, 顾雪祥. 地幔柱构造与成矿作用—— 以兰坪盆地为例[J]. 云南地质, 1997, 18(4): 425–430.Huang Peng, Tang Ju-xing, Gu Xue-xiang. On the plume tectonics and metallogenesis—Taking Lanping basin as an example [J]. Yunnan Geol, 1997, 18(4): 425–430 (in Chinese with English abstract).

[11] 颜文, 李朝阳. 一种新类型铜矿床的地球化学特征及其热水沉积成因[J]. 地球化学, 1997, 26(1): 54–63.Yan Wen, Li Chao-yang. Geochemical characteristics and their hydrothermal sedimentary genesis of a new type copper deposit [J]. Geochimica, 1997, 26(1): 54–63 (in Chinese with English abstract).

[12] 刘家军, 李朝阳, 潘家永, 胡瑞忠, 刘显凡, 张乾. 兰坪-思茅盆地砂页岩中铜矿床同位素地球化学[J]. 矿床地质,2000, 19(3): 223–234.Liu Jia-jun, Li Chao-yang, Pan Jia-yong, Hu Rui-zhong, Liu Xian-fan, Zhang Qian. Isotopic geochemistry of copper deposits from sandstone and shale of Lanping-Simao Basin,western Yunnan [J]. Mineral Deposit, 2000, 19(3): 223–234(in Chinese with English abstract).

[13] 李峰, 甫为民. 滇西红层铜矿地质[M]. 昆明: 云南大学出版社, 2000: 16–60.Li Feng, Fu Wei-min. Geology of Red Bed Copper Deposits in Western Yunnan [M]. Kunming: Yunnan University Press,2000: 16–60 (in Chinese).

[14] 何明勤, 宋焕斌, 冉崇英, 严键. 云南兰坪金满铜矿床改造成因的证据[J]. 地质与勘探, 1998, 34(2): 13–15, 18.He Ming-qin, Song Huan-bin, Ran Chong-ying, Yan Jian. Evidence for transformed genesis of Jinman copper deposit in Lanping [J]. Geol Prospect, 1998, 34(2): 13–15, 18 (in Chinese with English abstract).

[15] 薛春纪, 陈毓川, 杨建民, 王登红, 杨伟光, 杨清标. 滇西兰坪盆地构造体制和成矿背景分析[J]. 矿床地质, 2002,21(1): 36–44.Xue Chun-ji, Chen Yu-chuan, Yang Jian-min, Wang Deng-hong, Yang Wei-guang, Yang Qing-biao. Analysis of ore-forming background and tectonic system of Lanping basin,western Yunnan Province [J]. Mineral Deposits, 2002, 21(1):36–44 (in Chinese with English abstract).

[16] 张成江, 倪师军, 滕彦国, 彭秀红, 刘家铎. 兰坪盆地喜马拉雅期构造-岩浆活动与流体成矿的关系[J]. 矿物岩石,2000, 20(2): 35–39.Zhang Cheng-jiang, Ni Shi-jun, Teng Yan-guo, Peng Xiu-hong,Liu Jia-duo. Relationship between Himalayan tectonic-magmatic movement and mineralization in Lanping basin, Yunnan Province[J]. Mineral Petrol, 2000, 20(2): 35–39 (in Chinese with English abstract).

[17] 赵海滨. 滇西兰坪盆地中北部铜多金属矿床成矿地质特征及地质条件[D]. 北京: 中国地质大学, 2006.Zhao Hai-bin. Study on the characteristics and metallogenic conditions of copper-polymetallic deposits in middle-northern Lanping basin, western Yunnan [D]. Beijing: China University of Geosciences, 2006 (in Chinese with English abstract).

[18] 李文昌, 莫宣学. 西南“三江”地区新生代构造及其成矿作用[J]. 云南地质, 2001, 20(4): 333–346.Li Wen-chang, Mo Xuan-xue. The Cenozoic tectonics and metallogenesis in “Three-River” area of Southwest China [J].Yunnan Geol, 2001, 20(4): 333–346 (in Chinese with English abstract).

[19] 刘家军, 李朝阳, 张乾, 潘家永, 刘玉平, 刘显凡, 刘世荣,杨伟光. 滇西金满铜矿床中木质结构及其成因意义[J]. 中国科学(D辑), 2001, 31(2): 89–95.Liu Jiajun, Li Chaoyang, Zhang Qian, Pan Jiayong, Liu Yuping, Liu Xianfan, Liu Shirong, Yang Weiguang. Wood textures in Jinman copper deposit in western Yunnan and their genetic implications [J]. Sci China (D), 2001, 44(6): 545–554.

[20] 李峰, 黄敦义, 甫为民. 永平水泄铜矿床地质特征及其成因[J]. 云南地质, 1994, 13(4): 341–349.Li Feng, Huang Dun-yi, Fu Wei-min. On the geological characteristics and genesis of Shuixie copper deposit in Yongping[J]. Yunnan Geol, 1994, 13(4): 341–349 (in Chinese with English abstract).

[21] 徐晓春, 谢巧勤, 陆三明, 陈天虎, 黄震, 岳书仓. 滇西兰坪盆地西缘铜矿床矿物流体包裹体研究[J]. 矿物学报,2005, 25(2): 170–176.Xu Xiao-chun, Xie Qiao-qin, Lu San-ming, Chen Tian-hu,Huang Zhen, Yue Shu-Chang. Fluid inclusion characteristics of copper deposits on the western border of Lanping basin,Yunnan Province [J]. Acta Mineral Sinica, 2005, 25(2):170–176 (in Chinese with English abstract).

[22] 李小明. 滇西金满铜矿床成矿年龄测定[J]. 现代地质, 2001,15(4): 405–408.Li Xiao-ming. Metallogenic age of Jinman copper deposits in western Yunnan Province, China [J]. Geoscience, 2001, 15(4):405–408(in Chinese with English abstract).

[23] 刘家军, 李志明, 刘玉平, 李朝阳, 张乾, 何明勤, 杨伟光,杨爱平, 桑海清. 滇西金满脉状铜矿床成矿年龄讨论[J].现代地质, 2003, 17(1): 34–39.Liu Jia-jun, Li Zhi-ming, Liu Yu-ping, Li Chao-yang, Zhang Qian, He Ming-qin, Yang Wei-guang, Yang Ai-ping, San Hai-qing. The metallogenic age of Jinman vein copper deposits, western Yunnan [J]. Geoscience, 2003, 17(1): 34–39 (in Chinese with English abstract).

[24] 徐晓春, 黄震, 谢巧勤, 岳书仓, 刘因. 云南金满、水泄铜多金属矿床的 Ar-Ar同位素年代学及其地质意义[J]. 高校地质学报, 2004, 10(2): 157–164.Xu Xiao-chun, Huang Zhen, Xie Qiao-qin, Yue Shu-chang,Liu Yin. Ar-Ar isotopic ages of Jinman and Shuixie copper polymetallic deposits in Yunnan Province, and their geological implications [J]. Geol J China Univ, 2004, 10(2): 157–164 (in Chinese with English abstract).

[25] 毕先梅, 莫宣学. 成岩—极低级变质—低级变质作用及有关矿产[J]. 地学前缘, 2004, 11(1): 287–294.Bi Xian-mei, Mo Xuan-xue. Transition from diagenesis to low-grade metamorphism and related minerals and energy resources [J]. Earth Sci Front, 2004, 11(1): 287–294 (in Chinese with English abstract).

[26] 王光辉. 滇西兰坪盆地金满-连城脉状铜矿床成因研究[D].昆明: 昆明理工大学, 2006.Wang Guang-hui. Genesis of Liancheng-Jinman vein copper deposits in Lanping basin, western Yunnan [D]. Kunming:Kunming University of Science and Technology, 2006 (in Chinese with English abstract).

[27] 吴南平, 蒋少涌, 廖启林, 潘家永, 戴宝章. 云南兰坪-思茅盆地脉状铜矿床铅、硫同位素地球化学与成矿物质来源研究[J]. 岩石学报, 2003, 19(4): 799–807.Wu Nan-ping, Jiang Shao-yong, Liao Qi-lin, Pan Jia-yong,Dai Bao-zhang. Lead and sulfur isotope geochemistry and the ore sources of the vein-type copper deposits in Lanping-Simao basin, Yunnan province [J]. Acta Petrol Sinica, 2003, 19(4):799–807 (in Chinese with English abstract).

[28] 李永森. 云南澜沧江中南段目铜(多金属)矿床地球化学研究[D]. 合肥: 合肥工业大学, 2002.Li Yong-sen. The geochemical studies on copper polymetallic deposits of middle-southern part of Lancangjiang, Yunnan Province, China [D]. Hefei: Hefei University of Technology,2002 (in Chinese with English abstract).

[29] 肖荣阁, 陈卉泉, 袁见齐. 云南中新生代地质与矿产[M].北京: 海洋出版社, 1993: 98–118.Xiao Rong-ge, Chen Hui-quan, Yuan Jian-qi. Geology and Mineral Deposits of Mesozoic in Yunnan Province [M]. Beijing: Ocean Press, 1993: 98–118 (in Chinese).

[30] 郑永飞, 陈江峰. 稳定同位素地球化学[M]. 北京: 科学出版社, 2000: 1–316.Zheng Yong-fei, Chen Jiang-feng. Stable Isotope Geochemistry[M]. Beijing: Science Press, 2000: 1–316 (in Chinese with English abstract).

[31] Ohmoto H. Systematics of sulfur and carbon isotopes in hydrothermal ore deposits [J]. Econ Geol, 1972, 67(5):551–578.

[32] Ohmoto H, Rye R O. Isotope of sulfur and carbon. Barnes H L.Geochemistry of Hydrothermal Ore Deposits [M]. New York:John Wiley, 1979: 509–567.

[33] 王江海, 颜文, 常向阳. 陆相热水沉积作用——以云南地区为例[M]. 北京: 地质出版社, 1998: 1–132.Wang Jiang-hai, Yan Wen, Chang Xiang-yang. Continental Hydrothermal Sedimentation: A Case Study of the Yunnan Area, China [M]. Beijing: Geological Publishing House, 1998:1–132 (in Chinese).

[34] 季宏兵, 李朝阳. 滇西金满铜矿床成矿流体地球化学特征及来源[J]. 矿物学报, 1998, 18(1): 28–37.Ji Hong-bing, Li Chao-yang. Geochemical characteristics and source of ore-forming fluid for Jinman copper deposit in western Yunnan Province, China [J]. Acta Mineral Sinica,1998, 18(1): 28–37 (in Chinese with English abstract).

[35] Ji Hongbing, Li Chaoyang. Geochemistry of Jinman copper vein deposit, West Yunnan Province, China─Ⅱ. Fluid inclusion and stable isotope geochemical characteristics [J]. Chinese J Geochemy, 1998, 17(1): 81–90.

[36] Orr W L. Rate and Mechanism of Non Microbial Sulfate Reduction [M]. Boulder: Geological Society of America, 1982:1–580.

[37] 张乾, 邵树勋, 刘家军, 刘志浩. 兰坪盆地大型矿集区多金属矿床的铅同位素组成及铅的来源[J]. 矿物学报, 2002,22(2): 147–155.Zhang Qian, Shao Shu-xun, Liu Jia-jun, Liu Zhi-hao. Lead isotopic composition and lead source of polymetallic deposits in the large ore-assembly district in the Lanping Basin [J].Acta Mineral Sinica, 2002, 22(2): 147–155 (in Chinese with English abstract).

[38] 徐启东, 周炼. 云南兰坪北部铜多金属矿化区成矿流体流动与矿化分带—— 矿石铅同位素和特征元素组成依据[J].矿床地质, 2004, 23(4): 452–463.Xu Qi-dong, Zhou Lian. Ore-forming fluid migration in relation to mineralization zoning in Cu-polymetallic minralization district of northern Lanping, Yunnan: Evidence from lead isotope and mineral chemistry of ores [J]. Mineral Deposit,2004, 23(4): 452–463 (in Chinese with English abstract).

[39] Zartman R E, Doe B R. Plumbotectonics—The model [J].Tectonophysics, 1981, 75(1/2): 135–162.

[40] 苏祺. 云南兰坪白秧坪银多金属矿流体与成矿关系—— 流体包裹体的研究[D]. 北京: 中国地质大学(北京), 2002.Su Qi. The relationship between the fluid and mineralization in the Baiyangping polymetallic mineralization district of Lanping, Yunnan—A study of fluid inclusions [D]. Beijing:China University of Geosciences, 2002 (in Chinese with English abstract).

[41] 温春齐, 蔡建明, 刘文周, 覃功炯, 陈式房. 金顶铅锌矿床流体包裹体地球化学特征[J]. 矿物岩石, 1995, 15(4): 78–84.Wen Chun-qi, Cai Jian-ming, Liu Wen-zhou, Qin Gong-jiong,Chen Shi-fang. Geochemical characteristics of fluid inclusion in the Jinding lead-zinc deposit, Yunnan, China [J]. Mineral Petrol, 1995, 15(4): 78–84 (in Chinese with English abstract).

[42] 薛春纪, 陈毓川, 杨建民, 王登红, 徐珏. 滇西北兰坪铅锌银铜矿田含烃富CO2成矿流体及其地质意义[J]. 地质学报,2002, 76(2): 244–253.Xue Chu-ji, Chen Yu-chuan, Yang Jian-min, Wang Deng-hong,Xu-jue. The CO2-rich and hydrocarbon-bearing ore-forming fluid and their metallogenic role in the Lanping Pb-Zn-Ag-Cu ore field, north-western Yunnan [J]. Acta Geol Sinica, 2002,76(2): 244–253 (in Chinese with English abstract).

[43] 杨伟光, 喻学惠, 李文昌, 董方浏, 莫宣学. 云南白秧坪银多金属矿集区成矿流体特征及成矿机制[J]. 现代地质,2003, 17(1): 27–32.Yang Wei-guang, Yu Xue-hui, Li Wen-chang, Dong Fang-liu,Mo Xuan-xue. The characteristics of metallogenic fluids and metallogenic mechanism in Baiyangping silver and polymetallic mineralization concentration area in Yunnan Province [J]. Geoscience, 2003, 17(1): 27–32 (in Chinese with English abstract).