赞比亚伊谦比(Ichimpe)铜钴矿床地质特征及成因探讨

吴德文, 王如涛, 张 恒, 朱谷昌, 张道俊

(1.有色金属矿产地质调查中心,北京 100012;2.中色地科矿产勘查股份有限公司,北京 100012;3.中辉矿业赞比亚有限公司,北京 100025)

0 引言

伊谦比(Ichimpe)铜钴矿位于赞比亚铜带省基特韦市北西方向约12 km处,北邻谦比希东南矿(Chambishi SE),南抵明多拉矿(Mindola),是近年探获的一处大型铜(钴)矿床(图1)。20世纪70—90年代,前人在伊谦比矿区北部相继进行过地质调查和初步勘查,对该区的地质特征及矿化规律有了基本的认识,并大致圈定铜、钴矿(化)体的分布范围[1]。而对伊谦比矿区的全面勘查工作始于2008年,历经预查—普查—详查—补充详查的勘查过程。由于该矿埋藏深度大,前期预查以物探工作为主要手段,包括地面高精度磁测、激电中梯剖面测量和Eh4测深剖面测量等,初步确定基底和含矿层位的空间展布特征,并对物探异常区进行深部钻探验证,证实铜钴矿体的存在。随后在该区相继开展普查和详查,基本查明勘查区矿体的规模、形态、产状、厚度、品位以及矿体围岩和夹石等特征。2010年提交Ichimpe铜钴矿区地质详查报告①,探获的铜、钴资源量均达到大型规模。2020—2022年又对伊谦比矿区进行补充详查,主要是在原详查区实施加密工程,在外围新扩区进行地质详查。本次勘查提交的铜、钴资源量分别增加60%以上,矿产资源量及其可靠程度得到显著提升②。本文利用矿区各勘查阶段获取的勘查资料,总结和分析该矿床的地质特征,并参考前人的区域地质研究成果,对矿床成因进行探讨。

1 区域地质概况

伊谦比矿区地处赞比亚铜矿带,该带在大地构造上位于卢菲利安(Lufilian)构造带中带的东端(图1)。新元古代早期,中非刚果克拉通开始裂解并持续扩张[2],形成介于北部班格乌卢(Bangweulu)地块与南部赞比亚地块之间的裂谷带,在裂谷中沉积一套滨海相、浅海相沉积岩系。元古代未期发生横跨非洲大陆的卢菲利安造山运动(泛非构造运动后期),该运动除南北相向挤压之外,还伴有北盘向北东斜移,南盘向南西斜移,使裂谷带内沉积地层褶皱回返,形成卢菲利安弧形构造带[3],以及其中的中非铜矿带(包含赞比亚铜矿带和刚果的沙巴铜矿带)[4-5]。经卢菲利安造山运动之后,在弧形构造带的中部形成赞比亚铜矿带的主要构造—卡富埃(Kafue)背斜,背斜轴走向NW,其东北翼为穆富利拉(Mufulira)向斜,而西南翼形成恩昌加(Nchanga)盆地、谦比希(Chambishi)盆地和卢安夏(Luanshya)盆地3个由北西向南东侧列的次级向斜盆地。背斜两翼构成2个次级成矿带[8-9],其中西南翼为赞比亚铜矿带主体,已知铜矿床均产于盆地边部,伊谦比铜钴矿位于谦比希盆地的北东缘。

图1 赞比亚铜矿带构造位置(a)与区域地质简图(b)(据文献[6-7]修编)

赞比亚铜矿带地层主要由基底杂岩和沉积盖层2套地层组成。基底杂岩包括新太古代卢富布群(Lufubu)片岩、片麻岩、石英岩、花岗质混合岩和中元古代穆瓦群(Muva)石英岩、片岩。卢富布群是该区出露的时代最老、分布较广的岩层,原岩年龄约为2 650 Ma[10]。穆瓦群不整合于卢富布群之上,各地厚度不一,有些地段缺失,原岩年龄为1 400～1 200 Ma[11]。盖层为加丹加超群(Katangan),原岩形成于距今880～570 Ma的新元古代[12-13],与下伏的基底杂岩呈不整合接触。加丹加超群自下而上划分为3个岩组,即罗安组(Roan)、木瓦夏组(Mwashia)和孔德龙古组(Kundelungu),罗安组又分为下罗安组(Lower Roan)和上罗安组(Upper Roan),各组地层之间呈整合接触。下罗安组以碎屑岩为主,由下部的陆相粗粒碎屑岩向上变为滨海相的泥质岩、白云质灰岩和砂岩,其中含矿页岩段出现藻类化石、硫酸盐和碳酸盐矿物,该组是本区最主要的铜钴矿赋矿层位。上罗安组以白云岩为主,夹细碎屑岩,含硫酸盐矿物,该组顶部或中上部侵入有辉长岩岩床、岩脉[14]。木瓦夏组主要由页岩和白云岩互层组成。孔德龙古组以底部广泛出露的冰碛砾岩层为标志,上部为灰岩和板岩。

区域主要构造为卡富埃复式背斜,背斜核部出露大面积基底杂岩和花岗岩,使发育在其东北翼的深槽状穆富利拉向斜和发育在其西南翼的3个浅槽状向斜盆地等分隔开来。区内褶皱构造形态复杂,主要表现为盖层地层原始沉积受到基底潜山的影响,形成早期的同生褶皱,后期构造运动使盆地内盖层发生构造叠加,地层进一步褶皱,时有倒转、拖曳现象。区内断层主要为走向滑动断层和逆断层,穹窿区内走向滑动断层主要发育在基底内部,常形成剪切带;逆断层发育在穹窿区与复向斜交界部位,多为小型断层,对矿层影响程度较小。

区域岩浆活动主要为花岗岩和辉长岩的侵入。早期花岗岩侵入到基底卢富布群和穆瓦群中,构成基底岩系的一部分,主要分布在谦比希盆地周边。根据前人研究,花岗岩浆侵入活动集中在2 050～1 850 Ma[15],基底花岗岩为矿床的沉积提供了物质来源[16]。晚期辉长岩岩床普遍发育在上罗安组中,侵入时代约为(760±5)Ma[17]。

区域内地层普遍遭受区域性变质作用。加丹加超群的区域变质作用发生在卢菲利安造山运动期间,主要为浅变质绿片岩相,变质矿物为石英、黑云母、绿泥石、电气石、绢云母和微斜长石、白云石、硬石膏;部分地区变质程度较高,达到中-浅变质绿帘-角闪岩相[18],其特征矿物为透闪石、黑云母、绿帘石、阳起石和方柱石、斜黝帘石。基底杂岩遭受变质作用程度高于加丹加超群,在卢菲利安造山运动期间经历退变质作用。卢富布群变质矿物主要为黑云母和绢云母,见少量石榴子石、绿帘石、斜黝帘石和蓝晶石;穆瓦群变质作用程度低于卢富布群,主要变质矿物为绢云母、绿泥石。

2 矿区地质

2.1 矿区地层

矿区地层与区域地层基本一致,由基底和盖层组成(图2)。图3为根据钻孔编录资料确立的地层层序,主要对下罗安组和上罗安组的各岩性段进行划分和厘定。

基底出露于矿区东部,钻孔中见于矿区深部。从钻孔揭露情况看,基底主要是卢富布群,岩性为花岗片麻岩夹片岩,局部地段见石英岩;穆瓦群在大部分地段缺失,仅局部可见,岩性主要为石英云母片岩。

盖层在矿区由北东向南西(由盆地边部向盆地内部)依次出露下罗安组、上罗安组、木瓦夏组和孔德龙古组,上罗安组中大部分地段有辉长岩床或岩脉侵入。

下罗安组由下至上大体可划分为9个岩性段:①底砾岩;②下部石英岩夹长石石英砂岩;③中(粗)砾岩;④下盘石英(砂)岩;⑤下盘砾岩;⑥矿化板岩(无矿化地段相变为白云岩);⑦上盘石英岩夹泥岩;⑧砂质泥岩、石英(砂)岩互层;⑨上部石英岩。局部夹有白云岩和少量绢云母石英片岩。岩层间呈整合接触,各岩性段厚度不等,局部有缺失。下罗安组与下伏基底呈角度不整合接触,与上覆上罗安组整合接触。下罗安组有3个重要的岩性段:

(1)上部石英岩(LUQ),呈白色、灰白色,部分略显浅肉红色,中细粒变晶结构,中厚层状构造,主要由石英(约占90%)、长石(约占5%)组成,含少量黑云母、泥质矿物及白云质矿物,夹少量泥质条带和砂质泥岩薄层,偶见浸染状黄铁矿化。该岩性段厚10～15 m,作为划分上、下罗安组的标志层。

(2)矿化板岩(LQS),为矿区赋矿层位,详述见3.1节。

(3)下盘砾岩(LFQ),呈灰白色-青灰色,局部地段出现钾化而呈肉红色,砾石成分较复杂,主要有石英岩、砂岩、泥质岩、黑云母片岩和花岗片麻岩,少量硬石膏、燧石等,砾石含量30%～70%,多呈次圆状-次凌角状,砾径0.5～6 cm,一般1～2 cm,泥质、钙质、硅质胶结。岩石普遍硅化,见弱绿泥石化,金属矿化不明显,偶见浸染状、星点状黄铁矿化。该岩性段厚2～5 m,作为钻孔穿过主矿层的标志层。

上罗安组分布广,厚度大。根据岩性(组合)特征,大致可划分为5个岩性段,自下而上分别为:①泥质砂岩、石英(砂)岩、白云岩互层;②燧石白云岩;③含硬石膏砂岩、铁染砂岩、泥岩夹白云岩;④含砾砂岩、互层状砂岩、白云岩;⑤石英砂岩、互层状白云质泥岩、白云岩。上部岩层中侵入有辉长岩。各岩性段厚度不等,岩相变化较大。

木瓦夏组和孔德龙古组分布于矿区的西侧,前者岩性主要为页岩、泥岩,后者主要为冰川沉积的冰碛砾岩等。

矿区内地层走向整体为NW—SE向,倾向SW,但在深部基底出现的隆起和凹陷部位,地层倾向将发生转折。地层倾角一般为20°～80°,盆地边部较陡,内部较缓。

从沉积环境分析,盖层地层为陆缘浅海相沉积,平面上表现为带状分布。下罗安组直接与基底呈不整合接触,从下往上大体呈现粗砾岩→砂岩→砾岩→泥岩→砂泥互层的岩性变化特征,为一套多韵律组合的海进层序,表明下罗安组形成在加丹加海孕育初期,其沉积环境从早到晚可能经历陆缘→滨海→滨浅海→浅海的变化,海水逐渐变深;之后的沉积环境趋于稳定,沉积的上罗安组为一套以碳酸盐岩与细碎屑岩互层为主的沉积建造,其中出现大量的蒸发盐矿物(硬石膏和石膏),代表典型的咸化泻湖环境,表明加丹加海发展到了成熟期;之后的加丹加海进一步扩张,木瓦夏组发生沉积;木瓦夏组沉积后,出现全球范围内的“前寒武纪晚期大冰期”,形成孔德龙古组底部的冰碛岩。

图3 伊谦比矿区综合地层柱状图

2.2 矿区构造

矿区构造以褶皱构造为主,断裂构造不发育。主体构造为受基底地形控制的同生褶皱,后期构造运动又使盆地内盖层发生进一步褶曲,强烈部位常形成叠瓦状褶皱,发生在含矿层位则往往导致矿层的叠置,使矿层厚度增大、品位增富。此外,由于层间滑动,部分软弱岩层产生强烈的揉皱现象。断裂构造主要是层间滑动断裂,滑动距离较小,对矿体基本上不构成影响。

从勘探线剖面图和矿区纵剖面图(图4)可以看到,基底地形起伏,形成一系列次级隆起和凹陷,控制矿区的褶皱构造形态。在走向上,岩层波状起伏,整体上构成一复式向斜,核部处在矿区中部的次级凹陷处(图4b中IC2101钻孔穿矿部位),岩层往北西和南东方向逐渐上扬;在倾向上,矿区北部沿盆地边缘存在一条基底凹陷带,其上覆地层形成较为紧闭的次级向斜,两翼岩层产状较陡,倾角50°～80°,往盆地内逐渐平缓。

图4 伊谦比矿区65勘探线剖面图(a)和中、南段纵剖面图(b)

2.3 岩浆岩

矿区岩浆岩仅见侵入于上罗安组上部的(变质)辉长岩(图5),呈岩脉或岩床产出。辉长岩呈灰绿色-灰黑色,中、细粒结构,致密块状构造,主要成分为辉石和斜长石,次为黑云母、角闪石等,见有少量的黄铁矿晶粒,呈星点状分布。蚀变主要有绿泥石化、硅化、碳酸盐化、绢云母化、方柱石化等。岩石裂隙发育,沿裂隙充填有重晶石、碳酸盐和石英脉,主要为重晶石脉,局部含有砂岩捕掳体。

2.4 围岩蚀变

矿区近矿围岩主要为砂岩、泥沙质板岩、石英岩、砾岩等。围岩蚀变主要有硅化、绿泥石化、硬石膏化、碳酸盐化、黑云母化、绢云母化、钠长石化、钾长石化等。根据岩(矿)芯观察可以发现,硅化、硬石膏化明显有利于矿化富集,表现为矿化层中金属硫化物与硬石膏(细脉、结核等)紧密共生;石英脉中集聚含铜、钴硫化物矿物集合体。

3 矿体特征

3.1 赋矿层位及其岩性特征

矿体赋存于下罗安组的矿化板岩段,根据其岩性、矿化特征和矿化程度等的变化,该岩性段可大致划分为下盘矿化板岩和上盘矿化板岩(图6),前者为铜钴共生矿体的主要赋存部位,是矿区内最具有经济价值的含矿层;后者下段可圈出工业钴矿体(伴生低品位铜),为矿区钴矿体赋存的重要部位。下盘矿化板岩和上盘矿化板岩之间没有明显的界限,呈渐变过渡关系,矿化连续,圈定的矿体亦上下相连。在无矿地段,该层位相变为白云岩,主要是覆盖于基底古潜山之上的生物礁白云岩。

下盘矿化板岩的岩性主要为泥质板岩和砂质板岩,其次为长石石英砂岩,底部常见有白云质砂岩、白云质砂质板岩和云母石英片岩等,偶见白云岩。岩石多呈灰白色-深灰色,少量灰黑色,变余泥质、中细粒砂质结构,条带状、薄-中厚层板状构造。矿物成分主要为长石、石英及少量黑云母、白云质和泥质,局部含有薄层状、团块状硬石膏和眼球状硬石膏结核,蚀变主要为硅化、绿泥石化、绢云母化和高岭土化,局部见有裂隙充填的方解石脉。

图6 上盘矿化板岩(a)与下盘矿化板岩(b)典型岩心照片

上盘矿化板岩的岩性主要为长石石英砂岩和泥砂质板岩,含浅紫色硬石膏结核和少量硬石膏夹层。岩石主要呈灰白色-青灰色,中细粒砂质结构,中厚层状、条带状构造。矿物成分主要为石英、长石及少量黑云母和泥质等,结构均匀致密,具硅化和弱绿泥石化。结核含量5%～10%,呈次圆-圆状,长径多为0.2～3 cm,长径顺层理面定向排列。

上、下盘矿化板岩之间的显著区别在于:①上盘的硬石膏结核含量高,下盘含量较少;②上盘条带状构造不甚显著,而下盘灰、白相间的条带状、薄层状构造显著;③上盘矿化较弱,主要为硬石膏结核边部的黄铁矿-黄铜矿化,其次为浸染状黄铁矿化,而下盘矿化强,发育星点状、细脉状、网脉状、团块状黄铁矿化和黄铜矿化,金属矿物中见少量斑铜矿和磁黄铁矿,偶见辉铜矿和黝铜矿。两者在岩性和矿化程度上均呈渐变过渡,中间过渡段的硬石膏结核含量逐渐减少,但矿化逐渐增强,并出现细脉状矿化。

3.2 矿体空间分布及规模

矿区钻探控制范围为NW—SE向的长条状区域,其北西向长5 700 m,北东向宽2 800 m。勘查区仅发现1个含矿层,即下罗安组的矿化板岩段,按照w(Cu)≥0.5%、w(Co)≥0.03%的指标圈定矿体,可圈出1层铜钴矿体及其上部钴矿体和下部钴矿体(图7),铜钴矿体中铜共(伴)生钴,钴矿体伴生铜。铜矿体与上、下部钴矿体基本连为一体,它们之间没有明显的界限,呈渐变过渡,仅仅是根据品位人为划分开来。其整体形态、产状也基本一致,但平面上的分布范围存在一定的差异。控制的铜钴矿体水平投影长约5 300 m,宽150～2 900 m不等,水平投影面积约5.54 km2。矿体连续性较好,按照边界品位铜当量CuEq*≥0.8%(1 CuEq*=1 Cu+4 Co)圈定矿体,没有出现无矿天窗,也没有连片的夹石,仅在局部地段因铜品位达不到开采要求而可能出现可采矿体的间断。

由钻孔揭露的含矿层及其矿化情况可见,矿化体呈连续稳定的层状,NE—SW向展布,矿化范围由北向南逐渐变窄直至尖灭,圈定的矿体亦大体如此。在勘查区北侧中部存在无矿地段(为生物礁白云岩带),矿体呈“V”字形分支向北西和北东延伸至勘查区外。矿体北部向东侧(盆地边部)上扬尖灭,西侧尚未完全控边,但向盆地内部存在明显变薄、变贫的趋势。

图7 伊谦比矿区铜、钴矿体水平投影图

3.3 矿体形态与产状

本矿区仅存在1个主矿体(按品级可划分为铜钴矿体及其上、下部钴矿体),赋存于下罗安组的含矿板岩中,呈层状产出,与围岩整合接触。控矿构造主要为受基底地形控制的同生褶皱,矿体与围岩一起经受褶皱,其产状完全受控于赋矿层位的产状变化。从整体上看,矿体形似一喇叭状,呈NW—SE向展布;矿层呈波状起伏,一般在盆地边部产状较陡,在盆地内部或次级盆地间隆起部位产状较平缓(图4、图7)。

3.4 矿体埋深、厚度及品位变化

对矿区穿矿钻孔的单工程矿体埋深、厚度、平均品位进行统计(表1)。从各统计项的变化系数看,矿体厚度较稳定,铜、钴品位分布均匀,它们在空间上存在如下变化规律:

(1)矿区揭露矿体最大埋深约1 339 m,处于矿区中部的基底凹陷部位,最小埋深约435 m,处于矿区北侧。从最大埋深处沿走向往NW和SE方向,矿体上扬,埋深逐渐变浅。在矿区北侧中部存在1处基底古潜山,其上矿体尖灭,为无矿地段,而环绕古潜山边部的矿体埋深最浅。在倾向上,往盆地边部矿体上扬逐渐尖灭,向盆地内部延伸时,矿体埋深随基底地形的起伏发生相应变化。

表1 单工程矿体埋深、厚度、品位统计

(2)等值线平面图(图8和图9)显示矿体的厚度大小和品位高低在平面上的变化趋势是基本一致的,反映出它们之间的相关性。根据统计结果,在平面空间上,铜矿体厚度与钴矿体厚度(单工程垂直厚度)之间、铜品位与钴品位(单工程平均品位)之间、矿体厚度与品位之间均存在一定的线性正相关关系,其中铜、钴矿体厚度之间表现得最为明显。

(3)矿区内的富厚矿体主要分布于中部的基底凹陷部位和北侧的基底古潜山周边地带,前者埋深大,后者埋深浅。另外,在北部钻孔揭露到局部厚层矿体,但铜品位相对较低,根据岩心观察和编录资料推测,是矿层因褶皱作用发生叠置的结果。

(4)沿走向由北向南,矿化范围逐渐变窄;向东侧的盆地边部矿体上扬尖灭,往西侧的盆地内部矿化逐渐减弱,矿体厚度变小,品位变贫,直至尖灭。

(5)上部钴矿体较下部钴矿体的厚度大、品位低。矿区南部基本上无工业钴矿体存在。

(6)用单样品数据进行统计,则发现铜、钴品位之间基本上不存在相关性。反映出矿化体中Fe-Co-Cu硫化物具有一定的垂直分带性,黄铜矿、斑铜矿主要在矿化板岩的下部富集,而黄铁矿作为钴的载体矿物,与钴品位密切相关,黄铁矿化较强的地段,钴的含量往往较高,如上盘矿化板岩中黄铁矿化普遍,其下部常形成钴矿体。

(7)矿体底板与围岩之间界限清楚,肉眼可判别,铜、钴品位从围岩进入矿体底板呈现突变;矿体顶板与围岩则呈渐变过渡,界线不清,肉眼难以辨别,需要通过取样分析来划分。图10比较清楚地反映出这一特征。

4 矿石特征

4.1 矿石矿物组成

根据物相分析(表2),矿石中金属矿物主要为黄铜矿、黄铁矿,少量磁黄铁矿、硫钴矿、斑铜矿,微量硫铜钴矿、辉铜矿、辉钼矿、赤铁矿、褐铁矿、磁铁矿、锆石、菱铁矿、铜蓝等。硫化铜中黄铜矿占铜矿物总量的85.40%,其他铜矿物占13.48%,另有1.12%的铜以类质同象形式存在于硫钴矿中。

非金属矿物主要为白云石、金云母,其次为白云母、石英,少量钾长石、方解石、钠长石、绿泥石,微量金红石、石膏、磷灰石、滑石、透辉石、蛇纹石等。

4.2 矿石的结构、构造

通过钻孔岩心观察可以看到,本矿区矿石中Cu-Fe-Co硫化物的产出形式多样(图11),主要呈细脉状、网脉状、不规则膨大脉状等沿层理面和裂隙面充填,其次为星散浸染状、稀疏-中等浸染状顺层理面分布,局部呈团块状嵌布于裂隙中,或呈团块状、条带状产出于硬石膏夹层、硬石膏团块和石英-方解石脉中,少量呈星点状、环带状围绕硬石膏结核边部分布,偶见分布于白云岩孔隙中。细脉脉幅一般为1～5 mm,最大的可达5 cm,团块的长径多在3～5 cm之间。总的来看,铜钴矿石以细脉状、团块状、斑状构造为主,钴矿石以浸染状、微细脉状、环带状构造为主。

在显微镜下观察,根据矿石中矿物集合体形态、大小及其空间结合关系等特征,矿石的构造类型主要为团块状构造、细脉状构造、条纹-条带状构造,其次是斑杂状构造、条痕状构造、星点状构造、星散-稠密浸染状构造等。矿石的结构比较复杂,矿石矿物主要呈他形粒状及不规则状结构,其次呈自形-半自形粒状结构,并可见交代结构、固溶体分离结构、包含状结构和共结边结构等(图12)。

4.3 铜和钴元素的赋存状态

铜主要以独立矿物的形式存在,含铜矿物主要为黄铜矿,其次是斑铜矿、辉铜矿、黝铜矿。此外,硫钴矿和硫铜钴矿也是重要的含铜矿物。黄铜矿的粒度相对较粗,除少量黄铜矿与硫钴矿紧密共生之外,与黄铁矿、磁黄铁矿的共生关系则比较简单;而斑铜矿、辉铜矿、黝铜矿的矿物含量比较低。

图8 铜矿体垂直厚度(a)和铜品位(b)等值线平面图

图9 钴矿体垂直厚度(a)和钴品位(b)等值线平面图

图10 几个代表性钻孔的铜、钴品位变化曲线

表2 矿石中矿物组成及含量

矿石中钴大部分以独立矿物的形式存在,其次是以类质同象替代的形式赋存在载体矿物中,硫钴矿、硫铜钴矿为钴的独立矿物,黄铁矿为钴的载体矿物。硫钴矿主要与磁黄铁矿、黄铜矿和硫铜钴矿共生,常见硫钴矿与磁黄铁矿所组成的固溶体分离结构,少量硫钴矿独立嵌布在脉石矿物中。从总体上看,硫钴矿的粒度细,而黄铁矿在矿石中的粒度不均匀,但与黄铜矿的共生关系相对比较简单。

4.4 主要金属矿物的嵌布特征

黄铜矿(CuFeS2):黄铜矿是矿石中矿物含量最高的铜矿物。黄铜矿在矿石中的嵌布特征比较复杂,主要呈不规则状或半自形晶粒状嵌布于脉石矿物中,少数黄铜矿的嵌布粒度比较粗,多数嵌布粒度中等,部分呈微细粒状被包裹在脉石矿物中;常见黄铜矿与硫钴矿、磁黄铁矿、黄铁矿等连生,另外有部分黄铜矿以单体形式产出,粗粒黄铜矿中常可见到硫钴矿的包裹体。

图11 不同矿化形式的岩(矿)心照片

斑铜矿(Cu5FeS4)、辉铜矿(Cu2S)和黝铜矿(Cu12Sb4S13):斑铜矿在矿石中的含量较少,辉铜矿和黝铜矿均微量。斑铜矿主要以不规则状嵌布在脉石矿物中,部分与黄铜矿、辉铜矿、硫钴矿等连生。辉铜矿主要嵌布在脉石矿物中,部分与斑铜矿连生,另可见与硫钴矿连生。黝铜矿主要嵌布在脉石矿物中。它们的嵌布粒度多在0.01～0.3 mm之间。

硫钴矿(Co3S4)、硫铜钴矿(CuCo2S4):硫钴矿是矿石中主要的独立钴矿物,且普遍含有铜,少量含有铁。硫钴矿常与磁黄铁矿、黄铁矿、黄铜矿紧密共生,还可见硫钴矿被包裹在斑铜矿中,偶见硫钴矿独立嵌布在脉石矿物中。矿石中硫钴矿嵌布粒度比较细,多数粒度分布在0.01～0.06 mm之间,最大粒度0.25 mm。硫铜钴矿是矿石中重要的独立钴矿物,常与黄铜矿、硫钴矿、斑铜矿连生。

黄铁矿(FeS2):黄铁矿是矿石中主要的硫化物矿物,也是矿石中钴的重要载体矿物。对黄铁矿进行扫描电镜能谱分析,在96个测点中,有68个测点含钴,钴含量为0.04%～10.91%,平均含量4.09%,说明矿石中黄铁矿普遍含钴,并且钴的含量变化较大。黄铁矿主要以不规则状、半自形晶粒状嵌布在脉石矿物中,少量与黄铜矿、硫钴矿等连生,另外有部分黄铁矿以单体形式产出。黄铁矿的嵌布粒度分布不均匀,多数分布在0.02～0.2 mm之间。

磁黄铁矿(Fe1-xS):磁黄铁矿主要以不规则状嵌布在脉石矿物中,部分与黄铜矿连生,少量与硫钴矿连生。另外,有部分磁黄铁矿以细粒单体形式产出。

图12 主要金属矿物的嵌布特征(反光镜下)

根据扫描电镜能谱数据,磁黄铁矿中硫和铁的含量较稳定,不含钴。矿石中磁黄铁矿的粒度多数分布在0.02～0.25 mm 之间。

5 矿床成因探讨

根据上述矿床地质特征分析可知:

(1)该矿床具有典型的同生沉积特征,主要表现在:①矿床严格受层位控制,矿体与围岩之间呈整合接触关系,两者同时经受褶皱,产状一致,且连续性较好;②矿石多呈层状、条带状,并且发育薄层冲刷结构,铜、钴含量在大范围内保持稳定;③不同类型的矿化,如浸染状、细脉状、团块状矿化等,其金属矿物(集合体)均有沿层理面分布的特点,具矿化的硬石膏结核同样沿层理面定向排列;④含矿建造中,矿化板岩的岩性、矿物组成与顶、底板围岩呈渐变规律,说明含矿层位初始沉积环境在长时期内较稳定;⑤矿床具有明显的垂向和水平分带性,在剖面上,下罗安组矿化板岩中的黄铜矿、斑铜矿含量随深度的增加而增加,在平面上,由北西向南东随着基底的隆起,矿化逐渐减弱,并呈现黄铜矿、斑铜矿→黄铜矿、黄铁矿→贫矿带的分带趋势,这种分带性与沉积环境有密切关系,在海进过程中,成岩-成矿环境经历半氧化→还原的变化,硫化物和含矿地层集中沉淀在浅海、低动能、还原条件下。此外,有研究表明,中非铜矿带中大量的成矿金属最有可能源自加丹加超群之前的陆壳岩石[19-20],特别是刚果班格乌卢(Bangweulu)地块中古元古代低品位斑岩铜矿以及津巴布韦(Zimbabwe)克拉通太古代岩石中的铜-钴-镍矿床/矿化体[21],并且已有地质工作在赞比亚境内发现多处基底花岗岩、片麻岩中发育明显的铜矿化[22-23]。这些低品位矿床和矿化体共同赋予加丹加超群沉积型矿床的特殊元素组合(Cu,Co,Ni,U,Cr,Au,Ag,PGE),地表径流携带大量呈溶解离子状态或附着在悬浮的黏土颗粒上的陆源成矿金属元素进入盆地[24],通过碎屑或化学沉积成矿。

(2)该矿床明显经历成岩后期和变质作用的改造,主要表现在:①矿石的显微结构可见显著的交代、固溶体分离特征,表明矿化具有典型的变质热液作用;②矿化板岩中常可见石英脉,脉体中还含碳酸盐、硬石膏和硫化物等矿物,金属硫化物主要为黄铜矿和斑铜矿集合体,呈团块状、斑块状或星点状产出,局部地段可见脉状辉钼矿化,这种现象为后期热液作用的结果;③矿区地层普遍经受区域变质作用,变质程度达到绿片岩相,变质作用提供热液流体,使原岩和原生矿物发生重结晶,并促使含矿地层中含铜、钴硫化物的进一步富集。此外,近年来矿相学、硫化物S同位素、Re-Os年代学、沥青铀矿U-Pb年代学等方面的研究也越来越清楚地表明[25-30],中非铜矿带中的矿床具有长时间多期次的成矿过程,绝大数矿床中金属硫化物与含矿岩石是同时形成的,少量硫化物形成于后期变质作用时期。如Mcgowan等[31]应用原位微区S同位素,揭示某些同类矿床(如恩昌加铜矿)中共生的硫化物之间具有明显差异的、不平衡的S同位素组成,反映矿床中硫化物的形成具有多期次特征,以及存在不同性质含矿流体的混合作用。

综上所述,认为伊谦比矿为沉积-改造型铜钴矿床。

6 结论

根据伊谦比铜钴矿床的地质特征,并依据一些学者对中非铜矿带成矿物质来源的研究以及对赞比亚铜矿带某些铜矿床中硫化物S同位素的测定与分析,认为该矿床的初始成矿作用发生在早期成岩阶段,成矿物质主要来源于同生沉积,成岩后期经多期次含矿流体的改造,特别是变质作用热液流体的改造,使含矿地层中含铜、钴硫化物进一步富集,因此属于沉积改造型铜钴矿床。

结合区域成矿地质背景分析,伊谦比铜钴矿床的控矿地质因素为“盆、层、构”三位一体,其中“盆”是指成矿的聚矿盆地,卡富埃背斜南西翼存在三大盆地,即恩昌加盆地、谦比西盆地和卢安夏盆地,矿化带主要分布于盆地边缘向盆地中心延伸的1～2 km范围内,伊谦比矿位于谦比希盆地的北东缘;“层”是指矿区含矿层位—下罗安组;“构”是指有利于矿质富集的次级向斜盆地或基底凹陷。这也是整个赞比亚铜矿带沉积型铜(钴)矿床的成矿模式,依据岩相古地理条件的变化,不同矿区的含矿层的层数、厚度和稳定性及岩性都有差异,特别是古地理穹起带的凸凹风化剥蚀面与浅海滨古海底的平坦起伏变化程度影响矿层的厚度和稳定性。

注释：

① 吴德文,王如涛,邢斌,等．2011．赞比亚铜带省ICHIMPE铜钴矿区地质详查报告[R]．北京:中色地科矿产勘查股份有限公司,2011.

② 吴德文,张恒,杨香奴,等．赞比亚铜带省伊谦比铜钴矿补充详查报告[R]．北京:中色地科矿产勘查股份有限公司,2022.