豫西盧氏八寶山鐵銅多金屬礦床黃鐵礦成分研究

周 棟 ,包志偉姚軍明曾令君 ,趙太平

(1.中國科學院 廣州地球化學研究所 礦物學與成礦學重點實驗室,廣東 廣州 510640;2.中國科學院大學,北京 100049)

0 引 言

豫西盧氏地區(qū)位于華北克拉通南緣,屬于東秦嶺鉬多金屬成礦帶。最近幾十年來,在東秦嶺地區(qū)發(fā)現(xiàn)了一大批斑巖–矽卡巖型鉬礦床,并在其外圍探明了大量脈狀鉛鋅銀礦以及少量的鐵銅多金屬礦床。其中盧氏八寶山斑巖–矽卡巖型鐵銅多金屬礦床(王長明等,2005;馬桂霞和李維明,2006;劉家齊和曾貽善,2001;肖中軍和孫衛(wèi)志,2007)是東秦嶺鉬礦帶中重要的鐵銅多金屬礦床。八寶山礦床是盧氏地區(qū)與燕山期中酸性斑巖有關的礦床,它以鐵礦化為主并伴有少量的銅、鉬和鉛鋅礦化。尋找這些與燕山期中酸性斑巖體有關的內生礦床是本區(qū)的重要找礦方向(馬桂霞和李維明,2006)。

熱液在斑巖成礦體系中發(fā)揮著重要作用(袁見齊等,1985)。劉家齊和曾貽善(2001)對八寶山礦床的流體包裹體進行了研究,獲得了成巖、成礦階段和成礦后期熱液階段流體包裹體形成的溫壓地球化學特征。但對引起八寶山礦化的因素(巖漿演化過程中氧逸度的變化、硫化物沉淀機制等特征)沒有作出相關報道。Sun et al.(2013)指出巖漿源區(qū)的氧化作用能使親銅元素進入巖漿,氧化性巖漿演化過程中硫化物是不飽和的,所以親銅元素含量升高,只有最后的還原作用使溶解在巖漿中的 Cu以硫化物的形式沉淀而形成斑巖銅礦。Redmond et al.(2004)認為,研究硫化物的沉淀機制即是了解成礦過程中成分的變化對成礦作用的控制。

由于黃鐵礦是熱液活動的產(chǎn)物,能反映熱液的成分、所處的環(huán)境以及流體的活動規(guī)律(Deditius et al.,2009b)。對黃鐵礦的研究有助于認識金屬元素的遷移并指示熱液系統(tǒng)中流體的變化(Reich et al.,2012)。Cu、As等元素的精細測定以及Cu,As,S,Fe原子百分比相關性研究,有利于理解礦物形成過程中的元素分配機理和元素的遷移富集機制(Deditius et al.,2009a;Deditius et al.,2011;Reich et al.,2012)。因此,本文在詳細野外地質工作基礎上,對八寶山礦區(qū)礦床廣泛發(fā)育的黃鐵礦進行了光學顯微鏡觀察和電子探針微區(qū)分析,在此基礎上探討了八寶山礦區(qū)形成黃鐵礦的流體的成分和性質,并約束八寶山礦區(qū)熱液的氧逸度(fo2)變化的環(huán)境以及黃鐵礦的沉淀機制,然后根據(jù)熱液流體的這些特征,評價八寶山礦區(qū)的成礦潛力,為八寶山礦床的深部和外圍找礦提供依據(jù)。

1 區(qū)域地質背景

華北克拉通南緣結晶基底為太古宇太華群深變質巖系(2841～2806 Ma;Kr?ner et al.,1988),蓋層主要為古元古界熊耳群火山巖系(1800～1750 Ma;Zhao et al.,2004)、中元古界官道口群和欒川群屬濱海相碎屑巖–碳酸鹽巖沉積建造,下寒武統(tǒng)為海相碳酸鹽巖沉積,上奧陶統(tǒng)至下石炭統(tǒng)缺失,局部出現(xiàn)二疊系、三疊系和侏羅系–白堊系陸相碎屑沉積巖(劉家齊和曾貽善,2001)。

區(qū)內構造主要表現(xiàn)為一系列近EW向斷裂系統(tǒng)和與之平行的復式褶皺,以及一系列NNE向斷裂。近EW向斷裂與NNE向斷裂交匯部位常控制著區(qū)內燕山期中酸性小侵入體的分布(圖1)。自東向西形成了郭家河閃長巖帶、后瑤峪(斜長花崗斑巖)–柳關–八寶山(鉀長花崗斑巖)巖帶、銀家溝(鉀長花崗巖和閃長玢巖)–秦池(二長花崗斑巖)–圪老灣–夜長坪(鉀長花崗斑巖)巖帶以及蒲陳溝閃長巖巖帶(顏正信等,2007)。巖漿活動嚴格受構造控制,巖漿巖的空間展布明顯具方向性、等距性及分帶性規(guī)律。圍繞小侵入巖體已發(fā)現(xiàn)大中型多金屬礦床數(shù)處,包括業(yè)已探明的夜長坪大型斑巖–矽卡巖型鎢鉬礦床(肖中軍和孫衛(wèi)志,2007;毛冰等,2011)、銀家溝大型多金屬硫鐵礦床(顏正信等,2007)、曲里小型鐵鋅銅礦床(楊德彬等,2004)、后瑤峪小型鐵鉛鋅礦床(印修章和胡愛珍,2004)及八寶山小型鐵銅礦床(圖1、2)。它們的共同特點為:(1)成礦與鉀長花崗斑巖關系密切;(2)圍巖為白云巖及大理巖;(3)礦產(chǎn)為中高溫熱液接觸交代型–矽卡巖礦床;(4)均為多金屬礦床。

2 礦床地質特征

2.1 礦區(qū)地質

八寶山鐵銅礦區(qū)內出露的地層主要有中元古界官道口群,以硅質條帶、條紋白云巖為主,其次為千枚巖及碳質千枚巖、薄層石英巖。由老至新依次為杜關組、巡檢司組、龍家園組。其中杜關組分布于礦區(qū)中部以南,巡檢司組分布于礦區(qū)中部以北,龍家園組分布于礦區(qū)最北部,但出露很少。

八寶山巖體在地表的出露形態(tài)頗似一條頭東尾西的魚形,長2 km,面積1.05 km2(圖2)。600 m標高以上,巖體與圍巖接觸帶內傾呈喇叭形,600 m標高以下接觸帶陡直呈筒狀。巖體明顯地分為兩個相,中心相為黑云母二長花崗斑巖,邊緣相為鉀長花崗斑巖。巖體的形成時代～146 Ma(曾令君等,2013)。

圖1 八寶山區(qū)域地質圖(據(jù)李鐵剛等,2013)Fig.1 Geological sketch map of the Babaoshan area

圖2 八寶山礦區(qū)地質圖(據(jù)河南省盧氏縣地質勘查研究所,2011)Fig.2 Geological map of the Babaoshan mining area

2.2 礦體特征

礦區(qū)內鐵銅礦體主要產(chǎn)于巖體與圍巖的接觸帶上。鐵礦石總量達2280余萬噸,礦石主要以磁鐵礦和褐鐵礦為主,這兩種礦石占鐵礦石總量的 78%,而褐鐵礦占鐵礦石總量的 70%(河南省地質局地質四隊,1977)。據(jù)其自然產(chǎn)出部位,可劃為南、北、西三個礦帶。其中,南、北礦帶規(guī)模較大,構成礦床的主體。由于后期斷層的破壞,上述三個礦帶并不連續(xù),南礦帶最長達 1250 m,占八寶山鐵礦石總儲量的 25%,礦石礦物主要為磁鐵礦,鐵礦體的內側見有銅礦及黃鐵礦的礦化;北礦帶居次,占鐵礦石總儲量的 68%,礦石礦物主要為褐鐵礦,巖體內側為藍銅礦、孔雀石和輝銅礦石;西礦帶最短約600余米,僅占鐵礦石總量的7%,礦石礦物主要為褐鐵礦。

礦體傾向延伸略小于走向,一般700～800 m。三個礦帶的礦體均向巖體中心傾斜,在深部呈喇叭狀,礦體呈似層狀或大的連續(xù)透鏡體。產(chǎn)于主接觸帶的鐵礦體一般厚度 7.38～10.47 m,各礦帶的礦體厚度與礦石總量成正比。北礦帶厚度最大,單個礦體最大厚度達到49.40 m,平均10.47～14.09 m(圖3);南礦帶居次,平均 3.87～7.38 m;西礦帶最薄,平均2.94 m。北礦帶巖體內側的斑巖銅礦石是巖體中細脈浸染型銅礦化經(jīng)氧化淋濾而次生富集形成,長500余米,垂向延深不足百米,銅金屬總量13000余噸。礦區(qū)鐵礦石平均品位FeT:42.12%,礦石品位較富。其中富礦占 41%,平均品位 FeT:48.67%～49.82%,南礦帶和北礦帶的銅品位分別為0.61%和0.67%。整體上北、西礦帶的礦體形成于近地表,南礦帶礦體形成于400～700 m的標高上(河南省地質局地質四隊,1977)。

圖3 八寶山鐵銅礦區(qū)南礦帶第16勘探線剖面圖(據(jù)河南省盧氏縣地質勘查研究所,2011)Fig.3 Geological profile of the 16th exploratory line in the southern part of the Babaoshan mining area

2.3 礦石特征

2.3.1 礦石礦物組成

礦石礦物主要以磁鐵礦、赤鐵礦為主,伴生的金屬礦物以黃鐵礦最為常見,黃銅礦次之,銅藍、閃鋅礦、方鉛礦、磁黃鐵礦較少。氧化礦物還有孔雀石、藍銅礦。

2.3.2 黃鐵礦組構特征

礦區(qū)中黃鐵礦礦石種類較多,主要類型有團塊狀、斑點狀、星散狀、脈狀。其中,自形程度高的黃鐵礦多為斑點狀、星散狀,而自形程度低的黃鐵礦則多為團塊狀、脈狀。

金屬硫化物占礦區(qū)礦石總儲量的 15%,黃鐵礦占總儲量的 5%左右。黃鐵礦存在兩種結構:自形–半自形和他形。其中,自形–半自形的黃鐵礦晶粒為早期形成,多遭受后期碳酸鹽的疊加改造(圖4a、b),有的以脈狀(圖4c)方式穿切碳酸鹽,有的則以浸染狀(圖4d)方式與碳酸鹽共生,其粒徑一般0.2～2 mm;而他形的黃鐵礦為晚期形成,結晶程度較差,呈細粒狀、細脈狀以及團塊狀(圖4e),粒徑0.02～0.2 mm。兩種類型的黃鐵礦均廣泛發(fā)育,其表面均不光滑,發(fā)育裂隙及孔洞,也都明顯受后期熱液改造(圖4f)。

2.3.3 蝕變特征及分帶

脈石礦物以蛇紋石為主,并伴有鉀長石、石英、絹云母、綠泥石、白云石、方解石。其中蛇紋石是早期矽卡巖階段形成磁鐵礦石時的主要脈石礦物;鉀長石與斑巖銅礦化以及鉬礦化緊密共生,是斑巖銅礦化和鉬礦化的脈石礦物;石英、絹云母是早期的黃鐵礦化的脈石礦物;而后期的綠泥石、石英脈、方解石是晚期黃鐵礦化和鉛鋅礦化的脈石礦物。

礦床淺部及北、西礦帶的中深部均遭強烈的氧化,原生蝕變的特點多被掩蓋,只能根據(jù)南礦帶的蝕變加以描述。礦區(qū)圍巖蝕變主要有:矽卡巖化、蛇紋石化、鉀長石化、綠泥石化、碳酸鹽化、絹英巖化、高嶺石化、硅化。與早期少量自形黃鐵礦有關的蝕變是石英–絹云母化,該蝕變主要分布于巖體邊緣相中,與黃鐵礦化伴生;晚期大量黃鐵礦化與綠泥石化密切相關,該蝕變分布于接觸帶及內側。

3 樣品及分析方法

為了探求八寶山礦區(qū)熱液成分在空間上的變化規(guī)律,我們對礦區(qū)水平方向和垂直方向均進行了采樣。本文用于電子探針測試的黃鐵礦樣品,均來源于八寶山不同的礦帶和不同的深度,共有 8件樣品,其編號和采樣位置如下:LSB-16、LSB-17、LSB-18采于南礦帶538 m標高,LSB-28采于南礦帶588 m標高,LSB-66、LSB-69采于西礦帶744斜井595 m標高,LSB-72、LSB-73采于西礦帶744斜井645 m標高。

電子探針定量分析在南京大學內生金屬礦床成礦機制研究國家重點實驗室完成,使用的儀器是JXA8100M(JEOL)電子探針。工作條件為:加速電壓15 kV,電子束電流 2×10-8A;束斑直徑＜1 μm 。分析檢測限為0.01%。標樣為:黃鐵礦(Fe Kα,S Kα)。采用 ZAF修正法對元素百分含量進行修正(張步升和袁偉,1994)。

4 測試結果

黃鐵礦 EMPA測試結果見表1。LSB17-01、LSB28-01、LSB28-03、LSB69-05、LSB69-11 是自形–半自形黃鐵礦的探針測點。

在所有的分析元素中,S和Fe的含量最高,兩者之和均在90%以上。其次是As和Cu,Cu的含量從低于檢測限到 0.11%,As的含量從低于檢測限到2.95%。Cu含量的變化范圍較小,而As的含量變化范圍較大。同時高濃度的 As主要出現(xiàn)在深部(LSB-17、LSB-72、LSB-66、LSB-69),低濃度的 As主要出現(xiàn)在礦區(qū)礦床的淺部(LSB-28、LSB-73、LSB-69)。下面依次從深到淺描述各個樣品的元素含量變化情況。

LSB-16樣品共分析了6個測點,As的含量范圍為0～0.02%,Cu的含量從低于檢測限到0.05%。

LSB-17樣品共分析了 5個測點,除LSB-17-05的As含量達到2.95%外,其余4個分析點含量范圍在低于檢測限到1.58%,Cu的含量從低于檢測限到0.1%。

LSB-18樣品共分析了5個測點,As的含量從低于檢測限到 0.04%,Cu的含量從低于檢測限到0.08%。

LSB-28樣品共分析了3個測點,As的含量從低于檢測限到 0.17%,Cu的含量從 0～0.01%變化。對LSB-66樣品共分析了8個測點,As的含量從低于檢測限到0.19%,Cu的含量從低于檢測限到0.05%。

LSB-66樣品共分析了8個測點,As的含量從低于檢測限到 0.19%,Cu的含量從低于檢測限到0.05%。

LSB-69樣品共分析了11個測點,As的含量從0～0.04%,Cu的含量從低于檢測限到0.06%。

LSB-72樣品共分析了 3個測點,As的含量在0～1.28%,Cu的含量從低于檢測限到0.11%。

LSB-73樣品共分析了7個測點,As的含量從低于檢測限到0.94%,Cu的含量從0～0.04%。

總結黃鐵礦的成分特征,我們認為八寶山礦區(qū)的黃鐵礦在成分上可分為兩種:含 As的黃鐵礦(As含量高于檢測限)和不含 As的黃鐵礦(As含量低于檢測限)。盡管部分黃鐵礦含Cu,但Cu的含量均較低,最低為 0.01%,最高為 0.11%。富 As的黃鐵礦As的含量最高達到了2.95%。Cu和As含量具有突變的特征,Cu的豐度與Fe的含量呈反相關而與S的含量變化無關(圖5a);Cu和As之間沒有相關性(圖5b);As和S是負相關的(圖5c);As和Fe之間也表現(xiàn)出一定的負相關性(圖5d)。

表1 八寶山鐵銅多金屬礦床黃鐵礦EMPA測試結果(%)Table1 EMPA results (%)of pyrites from the Babaoshan iron and copper polymetallic ore deposit

圖5 八寶山礦床黃鐵礦主要元素與次要元素的相關圖Fig.5 Covariation diagrams of the major and minor elements in the pyrites from the Babaoshan deposit

為了更好地表明 Cu、As元素在黃鐵礦中的分布情況,我們作出了As和Cu分配的柱狀圖(圖6)(圖中剔除了 8個 Cu、As含量在檢測限以下的測點數(shù)據(jù)(在進行Cu/(Cu+As)比值計算時,我們把低于檢測限的含量近似為0%)。圖6表明Cu和As的分配具有雙峰分配特征。

圖6 As和Cu分配的雙峰模式柱狀圖Fig.6 Bimodal pattern of As and Cu distribution in pyrites

5 討 論

5.1 As在黃鐵礦中的賦存狀態(tài)及對氧逸度變化的指示

斑巖型銅礦床通常與高氧逸度的巖漿有關(Ballard et al.,2002;Sillitoe,2010)。其氧逸度高于Δ FMQ 兩個數(shù)量級,達到Δ FMQ+2(Mungall,2002)。高氧逸度使巖漿中的低價硫轉化為硫酸鹽從而有利于Cu進入巖漿中,而斑巖Cu的最終礦化是由還原態(tài)的S2–控制的(Liang et al.,2009;Sun et al.,2004)。還原態(tài)S2–的形成需要硫酸鹽的還原,還原過程主要是氧化性原始巖漿中的硫酸鹽變?yōu)榱蚧?S2–:H2S/HS–/S2–)或多硫化物(例如而上述還原過程是在礦物沉淀的過程中發(fā)生的(Sun et al.,2013)。所以,流體氧逸度在Cu礦化前期的升高以及Cu礦化過程中的降低應該是形成斑巖銅礦的有利條件。正因此,我們用 As在黃鐵礦中價態(tài)的變化來定性地探討八寶山鐵銅多金屬礦巖漿流體的氧化還原狀態(tài),以期對八寶山礦床的成礦潛力作出評價。

As是黃鐵礦中最豐富最重要的元素之一(Cline,2001;Deditius et al.,2008;Emsbo et al.,2003;Morey et al.,2008)。存在于黃鐵礦中的As有三種形式:As1–,As3+和As0。其中As0是以非晶質的Fe-As-S納米顆粒形式存在的,直徑約為 50 nm(Deditius et al.,2009a)。As1–和As3+分別賦存在還原環(huán)境形成的黃鐵礦和氧化環(huán)境形成的黃鐵礦中(Deditius et al.,2008;Simon et al.,1999)。在還原的地質環(huán)境中,As主要以As1–賦存在黃鐵礦/白鐵礦的同質異像體以及毒砂和砷化物(如FeAs2)之中(Savage et al.,2000)。而在氧化環(huán)境下,As主要以As3+替代Fe離子(Deditius et al.,2008)。所以,As元素價態(tài)的變化能反映成礦流體所處環(huán)境的氧化–還原狀態(tài)的變化。因為含 As鐵硫化物從熱水溶液中沉淀出來時,它們會吸收大量的微量元素(n×103μg/g),特別是 Au(Palenik et al.,2004;Reich et al.,2005),所以黃鐵礦和毒砂等含As的鐵硫化物的出現(xiàn)對金礦床的尋找也有一定指示意義。

黃鐵礦中As元素的價態(tài)能通過As與S,As與Fe間的替代關系來反映。在還原條件下,As會以還原價態(tài)As1–替代黃鐵礦結構中的S,顯示出As和S原子百分比的負相關(Deditius et al.,2008;Fleet and Mumin,1997)。而在氧化條件下,As會以氧化價態(tài)As3+替代黃鐵礦結構中的Fe,顯示出As與Fe原子百分比的負相關(Deditius et al.,2008)。在八寶山鐵銅多金屬礦床的黃鐵礦中,As主要替代黃鐵礦中的S和 Fe,表現(xiàn)出與被替代的元素呈負相關(圖5c、5d)。八寶山礦床中黃鐵礦電子探針分析數(shù)據(jù)表明:(1)在黃鐵礦中 As主要以 As1–和 As3+形式存在;(2)As和Cu之間不存在替代關系(圖5b);Cu和Fe的負相關性(圖5a)很可能是Cu替代了Fe在八面體中的位置(Shimazaki and Clark,1970;Schmid-Beurmann and Bente,1995)。因此,八寶山礦床黃鐵礦中的As主要以 As1–和 As3+兩種價態(tài)存在,顯示成礦流體曾經(jīng)歷了氧化與還原兩種環(huán)境。由于黃鐵礦通常在還原狀態(tài)下結晶,因此成礦流體很可能經(jīng)歷了先氧化后還原的環(huán)境,而這種氧逸度發(fā)生改變的環(huán)境正是斑巖銅礦形成的最有利條件。

5.2 黃鐵礦中 Cu、As含量的分布特征對其沉淀機制的制約

Deditius et al.(2009b)認為,引起成礦流體的成分改變可以有以下幾種機制:流體的混合、流體中礦物的沉淀及與圍巖的反應、沸騰作用、元素替代。

八寶山礦床黃鐵礦中 Cu、As含量的突變以及Cu、As的雙峰態(tài)分布(圖6),表明成礦流體中As和Cu的含量在黃鐵礦沉淀的過程中發(fā)生了變化。

第一,大量的研究表明As、Cu、Co、Ni、Pb、Sb以及 Au大部分沉淀在同樣的生長域,并不會單獨地形成富集某一元素的區(qū)域(Deditius et al.,2008;Reich et al.,2005)。元素替代需要正在生長的黃鐵礦晶體表面結構只允許As或Cu的分別替代,不能是As和Cu的同時替代。形成八寶山貧 Cu、As的黃鐵礦(圖6),需要黃鐵礦的表面有第三個結構形式來排除As和Cu以及其他微量元素(如Co、Ni、Pb、Sb、Au)。由于第三種結構形式的出現(xiàn)基本上是不可能的(Deditius et al.,2009b)。因此,元素替代不是形成八寶山礦床黃鐵礦流體的活動機制。

第二,熱液系統(tǒng)中沸騰作用可能使一種流體分離成兩種不同的流體(一種富氣相流體,一種富液相流體)而使成分發(fā)生改變,這樣As和Cu便從一種流體中分配到另一種流體中(Heinrich,2005;Williams-Jones and Heinrich,2005),即相分離所產(chǎn)生的化學效應。然而從成分的角度來看,沸騰作用是一個重要的單向過程,這個過程使原始成礦流體缺失一些進入蒸汽中的元素,但原始成礦流體通過一次沸騰事件缺失一種元素(可能是 As),再通過下一次的沸騰事件缺失另一種元素(可能是 Cu)的可能性很小。而成礦流體中礦物的沉淀只是引起流體成分發(fā)生漸變的機制(Deditius et al.,2009b)。因此,盡管沸騰作用可能在八寶山流體系統(tǒng)演化中扮演了重要角色(劉家齊和曾貽善,2001),但并不會直接引起黃鐵礦中Cu、As含量的突變,相分離的化學效應沒有引起黃鐵礦的沉淀。

第三,與圍巖發(fā)生化學反應引起的黃鐵礦沉淀,只能使黃鐵礦的成分產(chǎn)生漸變,不會使其成分引起突變(Deditius et al.,2009b)。所以,八寶山礦區(qū)礦床黃鐵礦 As和 Cu有突變,并不是圍巖反應引起的沉淀。

排除了以上三種可能性,我們認為流體的混合作用是形成八寶山黃鐵礦最主要的成礦機制。當巖漿分離出的富氣相流體上升時,與形成黃鐵礦的富液相流體發(fā)生混合(Deditius et al.,2009b)而導致了八寶山礦區(qū)黃鐵礦的沉淀。As和Cu是以蒸汽柱或相關濃縮物的形式運移的(Brimhall and Ghiorso,1983)。而這種蒸汽柱和相關濃縮物是巖漿流體遇到裂隙減壓形成的(Kesler et al.,1981;Turner,1997)。蒸汽可直接從母巖漿中分離或是由巖漿流體的演化形成,形成的蒸汽既可以保持單相,也可以溶于富水和鹽的鹵水中,這種作用在蒸汽向上運移過程中可以發(fā)生多次(Heinrich,2005)。八寶山礦區(qū)成礦流體是運移過程中的蒸汽與富液流體相遇混合形成的。

因此,流體的混合作用很好地解釋了八寶山礦區(qū)成礦流體中 As和 Cu的含量存在明顯突變的現(xiàn)象。八寶山礦區(qū)礦床黃鐵礦中微量元素As和Cu的含量這種明顯突變的現(xiàn)象是富氣相流體與富液相流體混合的結果。因此,流體混合作用在八寶山礦區(qū)黃鐵礦的形成中扮演了重要的角色。

6 黃鐵礦成因對找礦的指示意義

八寶山巖體在上升侵位過程中,由于巖漿演化導致超臨界流體的分離,當冷卻至臨界點以下就變成了熱液。熱液不斷向周圍運移,遇到裂隙時會產(chǎn)生減壓沸騰作用,結果是使單相熱液分離成蒸汽相和液體相,這個過程使Cu和As發(fā)生了分離。隨著兩種熱液相的繼續(xù)演化,含Cu的流體與正在上升的含As蒸汽發(fā)生混合,而這次混合使黃鐵礦發(fā)生了沉淀。因此流體中的成礦物質主要來自巖漿熔體,圍巖的貢獻或很少。

黃鐵礦中As的賦存形式為As3+和As1–,顯示流體的演化經(jīng)歷了先氧化后還原的環(huán)境。高氧逸度使巖漿中的低價硫轉化為硫酸鹽從而有利于 Cu進入巖漿中,而斑巖Cu礦的最終礦化是由還原態(tài)的S2–控制的(Liang et al.,2009;Sun et al.,2004)。還原態(tài)S2–的形成需要硫酸鹽的還原,還原過程主要是具有氧化性質原始巖漿中的硫酸鹽變?yōu)榱蚧?S2–:H2S/HS–/S2–)或多硫化物(例如 S22-,S3-)(Sun et al.,2013)。在八寶山成礦的相對氧化階段即 As3+存在時,Cu會優(yōu)先進入巖漿中;而在八寶山成礦的相對還原階段即As1–存在時,Cu便以硫化物或多硫化物的形式沉淀。因此,八寶山地區(qū)有形成斑巖銅礦床的潛力,現(xiàn)有礦體的深部可能是斑巖型銅礦的找礦有利部位。

致謝:野外工作得到了盧氏縣北方礦業(yè)有限公司劉金水工程師以及盧氏縣地質勘查研究所李保國高級工程師的大力支持,黃鐵礦電子探針分析得到南京大學內生金屬礦床成礦機制研究國家重點實驗室張文蘭教授的支持。感謝南京大學張文蘭教授和另一名審稿專家對本文提出的寶貴的修改意見,感謝編輯部老師的熱心幫助。他們的諸多建設性意見使本文質量得以提高。

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