康滇地軸中段西緣黎溪式銅礦床流體包裹體研究

胡 杰,王兆成*,周福篯,史少飛,余旭輝

(1.四川省地質礦產勘查開發(fā)局區(qū)域地質調查隊; 2.四川省容大礦業(yè)集團有限公司)

引 言

康滇地軸中段西緣會理(四川)—東川(云南)地區(qū)前震旦系地層發(fā)育,區(qū)內賦存豐富的銅、鐵、鎳等礦產資源,產出的銅金屬量占四川和云南兩省總量的60 %以上[1-2],是中國重要的銅成礦帶。以安寧河斷裂為界,該成礦帶東側主要產出以東川銅礦床為代表的沉積巖型層狀銅礦床(SSC型礦床)[3-4],西側除有以會理拉拉銅礦床為代表的鐵氧化物-銅-金型礦床(IOCG)[5-6]外,黎溪至通安一帶白云石大理巖中順層產出的黎溪式銅礦床[7-8]也分布較廣。

近年來,隨著地質勘查工作的投入,黑菁、汪家灣、中廠、老棚灣、南沖等中小型黎溪式銅礦床陸續(xù)被發(fā)現(xiàn),為提高礦床研究程度創(chuàng)造了條件。前人對該地區(qū)內黎溪式銅礦床的研究多集中于礦床成礦規(guī)律、控礦因素及找礦方向等方面[9-13],缺乏對黎溪式銅礦床成礦流體各階段物理化學條件及組成的研究。本文通過對流體包裹體的研究,能夠獲得成礦流體的成分、鹽度、溫度和壓力等參數[14-15],了解其成礦流體性質、沉淀模式并闡明成礦機制[16-17],是判別礦床成因類型的關鍵依據。通過對多個典型黎溪式銅礦床流體包裹體進行研究,探討其礦床成因,為下一步找礦工作提供指導。

1 區(qū)域地質背景

研究區(qū)位于揚子地塊西南端,西側為三江造山帶(見圖1-A)。區(qū)域內前震旦系地層分布廣泛,形成了揚子地塊的基底巖系?；讕r系又進一步分為結晶基底和褶皺基底,結晶基底以康定群和大紅山群的深變質巖為代表,褶皺基底則以會理群、通安組(通安組劃分及時代歸屬目前爭議較大,本文采用耿元生等[18]劃分建議,將通安組從會理群中單獨劃分出來)、昆陽群等淺變質地層為代表[19-22]。震旦系之后的沉積巖系不整合接觸于基底地層之上,形成區(qū)內的沉積蓋層。區(qū)域內斷裂發(fā)育,南北向和東西向斷裂將褶皺基底地層分為多個斷塊[23](見圖1-B)。區(qū)域內的巖漿巖活動較為發(fā)育,火山巖有中元古代早期陸殼分裂背景下形成的河口群海相火山巖—細碧角斑巖[1]、中元古代中期被動陸緣下拉張環(huán)境形成的東川群黑山組凝灰?guī)r、新元古代裂谷—碰撞造山環(huán)境形成的天寶山組玄武安山巖-流紋巖組合[24-25]。侵入巖主要為晚古生代閃長巖、輝綠巖、輝長巖等,這些侵入巖可能為會理—東川地區(qū)銅礦床的形成提供了物源和熱源[26]。褶皺基底內各地層礦產豐富,除兩類銅礦床外,還有會理群力馬河組超基性巖中產出的銅鎳礦床、天寶山組產出的岔河錫礦床等[27-28]。

1—新元界期及以上蓋層 2—中元古界河口群 3—古—中元古界湯丹群 4—花崗閃長巖 5—中元古界會理群 6—中元古界東川群 7—混合片麻巖 8—花崗巖 9—中元古界通安組 10—斷裂 11—汪家灣銅礦床圖1 康滇地軸中段大地構造位置圖(A)及區(qū)域地質簡圖(B)(據文獻[18]修改)

2 研究區(qū)地質特征

研究區(qū)出露地層有前震旦系河口群長沖巖組(Pt2cc)、通安組(Pt2t),三疊系上統(tǒng)白果灣組(T3bg)及第四系(Q)(見圖2)。其中,長沖巖組巖性主要為二云片巖、鈉長淺粒巖、碳質千枚巖夾白云石大理巖。通安組可細分為3段,一段主要為二云片巖、絹云千枚巖、變質砂巖夾白云石大理巖,局部見石榴石白云片巖;二段為黎溪式銅礦床含礦地層,上部為條帶狀白云石大理巖夾少量碳質板巖、絹云碳質千枚巖,下部為砂質、硅質白云石大理巖夾及少量的碳質千枚巖,局部可見銅礦化;三段巖性以千枚巖、板巖、凝灰質變質砂巖為主,夾極少量白云石大理巖。白果灣組為雜色粉砂質頁巖、粉砂巖、砂礫巖及礫巖,不整合接觸于前震旦系地層之上。

1—第四系 2—三疊系上統(tǒng)白果灣組 3—中元古界通安組三段 4—中元古界通安組二段 5—中元古界通安組一段 6—中元古界長沖巖組 7—晚古生代黑云閃長巖 8—晚古生代輝長巖 9—斷裂 10—典型銅礦床及采樣位置圖2 研究區(qū)地質簡圖

研究區(qū)位于河口復式背斜北東翼,從南向北依次為黑箐向斜、老棚灣背斜、楊合伍向斜及蓮塘背斜,褶皺軸線呈北西向展布。斷裂有北西向和近南北向2組,由于受到后期不同方向構造擠壓的疊加作用,沿地層走向產生疊加褶皺,形成裙邊構造。巖漿巖主要為晚中生代正長巖、輝長巖、黑云母閃長巖等侵入巖。

黎溪式銅礦床礦體多呈似層狀、透鏡狀及脈狀產出,礦石構造多為不連續(xù)的條帶狀構造和細脈狀構造(見圖3-a、b)。礦石礦物主要為黃銅礦、輝銅礦、黃鐵礦,少量藍輝銅礦、斑銅礦及赤鐵礦。脈石礦物主要為白云石、石英、絹云母等。根據礦石結構和礦物穿插關系(見圖3-c、d),成礦過程可分為黃鐵礦-黃銅礦-輝銅礦階段(Ⅰ階段)和黃鐵礦-赤鐵礦-斑銅礦-藍輝銅礦階段(Ⅱ階段)。

圖3 黎溪式銅礦床典型礦石及顯微鏡下照片

3 流體包裹體特征

3.1 采樣與測試方法

本次樣品采集于汪家灣、南沖及黑菁3個銅礦床,汪家灣銅礦床樣品取自鉆孔中礦體附近的石英大理巖,編號B1-X;南沖、黑菁銅礦床樣品均采自坑道內礦體附近的石英白云石大理巖,分別編號B2-X、B3-X。

流體包裹體顯微測溫工作在自然資源部西南礦產資源檢測中心流體包裹體實驗室完成。流體包裹體測溫儀器為英國Linkman公司生產的 THM600型冷熱臺,測溫為-190 ℃～500 ℃,完全均一溫度重現(xiàn)誤差小于2 ℃,冰點溫度重現(xiàn)誤差小于0.2 ℃。測溫過程中,一般溫度變化速率控制在0.5～5.0 ℃/min,相變點速率一般為0.1～0.5 ℃/min。流體包裹體激光拉曼成分測試采用雷尼紹inVia Reflex顯微激光拉曼光譜儀,波長514 nm,功率 20 MW,曝光時間為10～15 s 疊加1次,光譜分辯率±1 cm-1,光譜重復性≤0.1 cm-1。

3.2 巖相學特征

本次樣品中流體包裹體發(fā)育,包裹體粒度(長軸粒徑多小于1 μm)較小,類型多(見圖4)。包裹體多沿愈合微裂隙成群分布,少量沿晶體生長面或隨機獨立分布。根據包裹體的物理狀態(tài),將研究區(qū)內包裹體分為氣液兩相包裹體(Ⅰ類)、含子礦物包裹體(Ⅱ類)、含液體CO2包裹體(Ⅲ類)、純液體包裹體(Ⅳ類)及純氣體包裹體(Ⅴ類)等5類。

圖4 黎溪式銅礦床流體包裹體顯微照片

Ⅰ類包裹體最為發(fā)育,多成群、成串分布,少量獨立分布,形態(tài)以不規(guī)則形為主,少量近橢圓形,包裹體長軸粒徑多小于1 μm,部分為4～9 μm,極少量大于10 μm。包裹體氣液比為5 %～40 %,絕大部分為10 %～20 %。Ⅱ類包裹體發(fā)育程度次之,子礦物多為透明礦物,少量為不透明礦物。透明礦物為立方體,加熱至183.5 ℃～389.5 ℃溶解,證明為石鹽子晶;不透明礦物經激光拉曼成分測試,顯示為方解石或黃銅礦。Ⅲ類包裹體較少,加熱后均一到氣相,為不規(guī)則形,氣液比為30 %～50 %,包裹體長軸5～10 μm。Ⅳ類包裹體約占10 %,多獨立分布,呈橢圓狀、長柱狀、不規(guī)則狀,包裹體長軸粒徑多小于1 μm,部分為2～4 μm。V類包裹體偶見,氣相成分以CH4、CO2為主,也可見純氣態(tài)CO2包裹體。

3.3 顯微測溫結果

共對149個主要流體包裹體進行了均一法和冷凍法測試,Ⅰ類和Ⅱ類包裹體的鹽度分別采用前人提出的H2O-NaCl體系鹽度-冰點公式及石鹽熔化溫度和鹽度的關系式進行計算;Ⅲ類包裹體利用籠合物的熔化溫度來確定鹽度[29]。

黎溪式銅礦床流體包裹體顯微測溫結果見表1。從測溫結果來看,可以將成礦階段劃分為Ⅰ階段(沉積成礦期) 和Ⅱ階段(熱液改造期)。沉積成礦期Ⅰ類包裹體完全均一溫度125.00 ℃～362.00 ℃,主要集中在151.00 ℃～230.00 ℃,平均值191.42 ℃,鹽度0.18 %～21.33 %,平均值12.27 %(見圖5),密度0.70～1.08 g/cm3,平均值0.97 g/cm3;Ⅱ類包裹體完全均一溫度126.00 ℃～265.00 ℃,平均值170.33 ℃,子晶或籠合物分解溫度183.50 ℃～398.30 ℃,平均值297.63 ℃,鹽度2.07 %～47.26 %,平均值38.28 %,密度0.79～1.13 g/cm3,平均值1.09 g/cm3;Ⅲ類包裹體完全均一溫度147.00 ℃～238.00 ℃,平均值189.50 ℃,鹽度13.82 %～14.53 %,平均值14.21 %,密度0.81～0.93 g/cm3,平均值0.87 g/cm3;Ⅰ階段的成礦流體為中低溫、中高鹽度、中等密度流體。熱液改造期Ⅰ類包裹體完全均一溫度319.00 ℃～425.00 ℃,平均值384.15 ℃,鹽度8.14 %～16.05 %,平均值12.33 %,密度0.58～0.86 g/cm3,平均值0.71 g/cm3;Ⅱ類含子礦物包裹體完全均一溫度147.00 ℃～218.00 ℃,平均值184.81 ℃,子晶或籠合物分解溫度246.50 ℃～365.40 ℃,平均值307.45 ℃,鹽度34.46 %～43.87 %,平均值39.25 %,密度1.07～1.09 g/cm3,平均值1.08 g/cm3;Ⅱ階段的成礦流體為中高溫、中高鹽度、中等密度流體。

表1 黎溪式銅礦床流體包裹體顯微測溫結果

圖5 黎溪式銅礦床流體包裹體完全均一溫度和鹽度直方圖

3.4 激光拉曼成分測試

對研究區(qū)內38個流體包裹體進行激光拉曼成分測試,結果顯示,絕大部分為氣液兩相包裹體,氣相成分主要為CH4、H2O、CO2、N2,液相成分為H2O;純氣相包裹體有CH4、CO2包裹體和純CO2包裹體(見圖6);Ⅱ類包裹體的子礦物主要有石鹽、方解石和黃銅礦。

圖6 黎溪式銅礦床流體包裹體激光拉曼成分測試成果

4 討 論

4.1 成礦流體特征

流體包裹體顯微測溫結果顯示,黎溪式銅礦床沉積成礦期成礦流體具有中低溫、中高鹽度、中等密度的特點,熱液改造期則為中高溫、中高鹽度、中等密度流體。激光拉曼成分測試結果顯示,沉積成礦期和熱液改造期的成礦流體成分基本一致,即氣液兩相包裹體中氣相大量發(fā)育CH4,其次為CO2和H2O,可見少量N2。單一氣相包裹體成分多為CH4和H2O包裹體,偶見純氣相CO2包裹體。因此,黎溪式銅礦床成礦流體為一套具有還原性的H2O-NaCl- CH4-CO2±N2流體。從流體包裹體完全均一溫度-鹽度流體來源辨別圖解(見圖7)來看,沉積成礦期的成礦流體多為盆地鹵水,熱液改造期主要為變質流體,反映出黎溪式銅礦床沉積-改造的特點。

圖7 黎溪式銅礦床流體包裹體完全均一溫度-鹽度流體來源辨別圖解

4.2 成礦流體沉淀機制

前人研究認為,河口群地層中銅礦化鹵水向上運移至通安組二段,由于該段白云石大理巖、硅化白云石大理巖中大量疊層石藻類殘體[30]降解形成了還原性氣體CH4,且通安組二段碳酸鹽巖和泥質巖滲透性的差異使得銅礦化鹵水的硫化物更易于富集[8,10,12],在100 ℃以上時,CH4通過熱化學反應還原硫酸鹽形成H2S從而沉淀硫化物[31]。

通過對黎溪式銅礦床流體包裹體的研究,發(fā)現(xiàn)不同類型流體包裹體完全均一溫度基本一致,而鹽度(0.18 %～47.26 %)差別較大,含子礦物包裹體鹽度大于30 %,富液相包裹體鹽度中等,富液相或含子礦物包裹體最終均一為液相,這些特征證明包裹體曾經發(fā)生過沸騰作用[32-33]。沸騰包裹體的完全均一溫度可認為是成礦溫度,根據完全均一溫度和密度關系[34],可獲得其成礦壓力,再根據成礦壓力估算成礦深度[32]。經計算,成礦深度為0.06～4.34 km,主要分布在0.28～1.35 km,平均值為0.83 km,這與通安組二段形成時區(qū)域構造環(huán)境為碳酸鹽巖臺地相的古地理環(huán)境分析結果吻合?，F(xiàn)代海底熱液系統(tǒng)證實,當海水深度小于1.5 km時,流體就會發(fā)生沸騰作用[35],隨著沸騰作用的發(fā)生,部分氣體進入氣相或者直接逸出,從而增加了成礦流體的濃度,使得成礦流體過飽和,進而沉淀成礦[36-37]。成礦流體的沸騰作用應為黎溪式銅礦床沉淀成礦的主要原因。

4.3 包裹體中黃銅礦子礦物來源

通過流體包裹體激光拉曼成分測試,發(fā)現(xiàn)包裹體內子礦物有黃銅礦,黃銅礦呈點狀分布于包裹體邊緣,完全均一溫度為134.00 ℃～ 265.00 ℃,平均值195.30 ℃。對于包裹體內黃銅礦的來源,一部分學者認為是捕獲前期已經形成的金屬礦物[38],另一部分則認為包裹體內金屬子礦物是被捕獲的流體包裹體結晶形成的[39-40]。根據黃銅礦在包裹體內賦存位置及粒徑,初步推斷是流體發(fā)生沸騰作用時被捕獲,之后隨著成礦流體濃度增加結晶形成的。

4.4 與東川銅礦床包裹體的對比

5 結 論

1)黎溪式銅礦床沉積成礦期成礦流體屬中低溫、中高鹽度、中等密度流體;熱液改造期成礦流體屬中高溫、中高鹽度、中等密度流體,均屬具有還原性的H2O-NaCl-CH4-CO2±N2流體。熱液改造期完全均一溫度平均值384.10 ℃,明顯高于沉積成礦期完全均一溫度,熱液改造作用明顯,為典型的沉積-改造型礦床。

2)黎溪式銅礦床在沉積成礦階段流體包裹體發(fā)生過沸騰作用,成礦流體的沸騰作用是黎溪式銅礦床沉淀的重要原因。