云南加當根斑巖型銅礦床成礦流體特征及氫氧同位素研究

云南加當根斑巖型銅礦床成礦流體特征及氫氧同位素研究

近年來，在青海東昆侖地區(qū)發(fā)現(xiàn)并確認了許多斑巖礦床（點），如烏蘭烏珠爾（shengyun等人，2007）、鴨子溝（李世進等人，2008a）、卡其色a區(qū)（李世進等人，2008b）、托克圖（李東生，2001）、嘉當根等。加當根斑巖型銅礦床位于青海省共和縣南西的加當根地區(qū),地處青藏高原鄂拉山中段北坡,大地構造位置位于東昆侖造山帶之祁漫塔格-都蘭造山亞帶的東端(圖1)。青海東部鄂拉山地區(qū)是是中國重要的斑巖-矽卡巖成礦帶(吳健輝等,2010),礦帶呈北西-南東向展布,礦化往往和矽卡巖伴生,其為找礦的重要標志,如賽什塘銅礦、索拉溝多金屬礦、尕科合含銅銀砷礦和什多龍鉛鋅礦(宋治杰等,1995)。目前,正在進行的礦產(chǎn)勘查工作顯示,其進一步的找礦潛力較大。由于交通和自然條件因素限制,該礦床的研究程度較低。本文在對加當根礦床野外調(diào)研和地質(zhì)特征描述的基礎上,通過開展含礦斑巖、石英脈和絹英巖中石英流體包裹體的巖相學,顯微測溫,氫、氧同位素組成等研究,探討了其成礦流體形成的物理化學條件及其演化趨勢。1鄂拉山晚三疊世火山巖青海鄂拉山地區(qū)位于南秦嶺印支地槽西端海南三疊紀次級沉積盆地西緣,分割柴達木與共和2個盆地以及東昆侖、西秦嶺2個近EW向造山帶,是東昆侖與西秦嶺2個造山帶的銜接轉(zhuǎn)換部位(孫延貴,1999;孫延貴等,2004)。西與柴達木地臺哇洪山斷裂鄰接,截切地臺邊緣的近EW向構造。研究表明,鄂拉山構造巖漿活動帶在晚古生代(石炭紀—二疊紀)時期,在碰撞后伸展背景下形成裂陷盆地或小洋盆,構成了布青山-阿尼瑪卿古特提斯洋的分支洋(張智勇等,2004),接受了5000至萬余米厚的砂巖、板巖組成的類復理石沉積,并向南與阿尼瑪卿裂陷連通形成三叉裂谷在中晚二疊世閉合在鄂拉山地區(qū),下三疊統(tǒng)隆務河群和中三疊統(tǒng)最厚逾20000m,含多層滑塌堆積和外來灰?guī)r塊,并在中三疊統(tǒng)上部出現(xiàn)火山-沉積巖,下段為變質(zhì)基性凝灰?guī)r、凝灰質(zhì)砂巖,夾細碧巖,上段為流紋質(zhì)火山角礫凝灰?guī)r、凝灰質(zhì)砂板巖夾流紋巖,構成雙峰式火山巖系(宋治杰等,1995)。鄂拉山地區(qū)上三疊統(tǒng)中下部(虎達組和德赫龍組)為造山帶型陸相中心式噴發(fā)為主的石英安山巖、流紋巖組成的火山巖系,上部(在日溝組)以流紋質(zhì)粗碎屑沉積巖為主,反映山體持續(xù)隆升時出現(xiàn)的近緣山麓堆積。鄂拉山地區(qū)在晚三疊世期間還有大量花崗巖類侵入,主要包括石英閃長巖、花崗閃長巖-花崗巖2套巖石組合。晚三疊世火山巖和花崗巖類為陸相高鉀鈣堿性-鉀玄巖質(zhì)或強過鋁質(zhì)火成巖,它們是碰撞造山的產(chǎn)物(莫宣學等,2007)。海南三疊紀盆地應經(jīng)歷了2次造山作用,在盆地內(nèi)部,特別是盆地西緣鄂拉山地區(qū)的陸殼明顯地向南逆沖,使前緣(賽什塘-日龍溝)地帶甚至早元古代基底巖系翻轉(zhuǎn)在中三疊統(tǒng)之上,形成巨大的推覆巖席,晚三疊世火山巖和花崗巖類侵入體反映了地殼俯沖-滑脫作用誘發(fā)深部物質(zhì)融熔形成的巖漿活動(宋治杰等,1995)。區(qū)內(nèi)主體發(fā)育鄂拉山斷裂帶,其為NNW向右旋走滑活動斷裂帶,控制了鄂拉山的隆升和構造變形(袁道陽等,2004)。2斷裂構造及巖漿活動礦區(qū)出露地層簡單,僅有古元古界達肯大坂巖群片麻巖組(Pt1d)、三疊系鄂拉山組火山巖段(T3e3)和第四系(圖1)。其中,以三疊系鄂拉山組陸相火山巖夾海陸交互相碎屑巖為主,總體走向NW-NNW向,傾向隨褶皺構造的變化而改變,巖性包括流紋巖、凝灰?guī)r夾硅質(zhì)巖及細砂巖。礦區(qū)斷裂構造發(fā)育,主要表現(xiàn)為NW向壓扭性斷層、NE向平移斷層、近EW向壓扭性斷層。早期NW向斷裂控制著含礦斑巖體的分布近向和向斷裂破碎帶及裂隙為礦質(zhì)沉淀提供了有利空間,已知銅礦體即產(chǎn)于其中,近SN向和NE向平移斷層為成礦后斷裂。侵入巖漿活動十分強烈,礦區(qū)內(nèi)產(chǎn)有似斑狀二長花崗巖、花崗閃長斑巖、石英閃長巖等,具有淺成-超淺成和高侵位等特點,通過深部鉆孔揭露,可見花崗閃長斑巖體普遍發(fā)育黃鐵礦化和絹云母化,并呈現(xiàn)自礦體中心向外的面狀蝕變分帶特點,即中部為鉀化和硅化,外側(cè)為黃鐵絹英巖化。斑巖型銅礦化與花崗閃長斑巖密切相關,目前在斑巖體內(nèi)及其接觸帶和NW向破碎帶中經(jīng)槽探、鉆探工程揭露,圈定銅礦體3個、銅礦化體7個、鉬礦體7個、鉬礦化體7個(均為盲礦體),礦體主要呈脈狀產(chǎn)出,礦石構造主要為細脈-浸染狀,金屬礦物有黃銅礦、黃鐵礦和輝鉬礦等。3關于液體包體的研究3.1流體包裹體檢測此次實驗主要針對加當根含礦斑巖體和石英脈,用于包裹體測溫的包裹體寄主礦物均為石英,而且不同樣品中的石英反映了不同的熱液地質(zhì)環(huán)境。其中,斑晶石英反映了巖漿熱液冷凝時的溫度,脈石英反映了巖漿熱液演化晚期殘余流體相的溫度,而絹英巖化蝕變石英反映了流體與巖體之間的相互作用。樣品特征見表1。流體包裹體測溫在中國地質(zhì)大學(北京)流體包裹體實驗室進行,使用儀器為英國產(chǎn)的LinkamTHM600冷熱臺,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℃。測冰點時,采用液氮對包裹體迅速降溫至過冷卻,使流體相全部凝固,在溫度下降過程中觀察包裹體變化,當溫度降至-120℃,緩慢升溫,直至最后一塊冰晶融化,從而測得冰點溫度(tm)(劉斌等,1999)。根據(jù)Bodnar(1993)總結的鹽度-冰點關系表,可查得單一液相和單一氣相包裹體鹽度的近似值(盧煥章等,2004)。而含子晶包裹體鹽度根據(jù)NaCl-H2O體系和KCl-NaCl-H2O體系查表或計算求得(劉斌等,1999)。測定均一溫度時,開始的升溫速度為10℃/min。當相態(tài)接近均一時,降低升溫速度,并及時記錄均一溫度。利用均一溫度和鹽度,根據(jù)公式計算包裹體的密度。3.2流體不透明子礦物的種類有以下幾種加當根斑巖銅礦中,斑晶石英、脈石英和硅化絹英巖中石英的流體包裹體均較發(fā)育。尤其是斑晶石英和早期硅化形成的脈石英,流體包裹體最為豐富,種類最為多樣,而以斑晶石英中含子晶包裹體最為發(fā)育,并且可見含不透明子礦物包裹體,其次為絹英巖化蝕變石英,而含礦石英脈中的流體包裹體相對較少,并且含子晶包裹體很少見(圖2)。本次研究以原生包裹體為主,包裹體形態(tài)多樣,有負晶型、橢圓形、菱形、正方形、矩形、梯形、三角形和各種不規(guī)則形狀。個體大小變化較大,以5~20μm為主。從相態(tài)看,有氣相、液相和含子礦物多相包裹體等。根據(jù)室溫條件下包裹體出現(xiàn)的相態(tài)以及透明子礦物種類(一些難以確定的不透明子礦物未作為分類依據(jù))(Wilkinson,2001),可將本礦區(qū)流體包裹體分為7種類型:(1)V型,為氣相包裹體(圖2e、g),由氣液兩相組成,但以氣相為主,有時還含有一個不透明子礦物,氣相分數(shù)達到60%以上,加熱時向氣相均一。不透明子礦物的出現(xiàn),也說明了氣相包裹體是由氣液不混溶形成的(Bodnaretal.,1993)。(2)L型,為液相包裹體(圖2d、l),由氣液兩相組成,氣相分數(shù)在50%以下,加熱時向液相均一,有時可觀察到包裹體含一個不透明子礦物。(3)VHa型,為含子礦物氣相包裹體(圖2i),氣相分數(shù)在60%以上,含有一個透明子礦物。透明子礦物為立方體,應為石鹽。加熱時鹽晶先消失,最后向氣相均一。該類包裹體較特殊,系在高溫下-臨界等容線處捕獲的(Wilkinson,2001)。(4)LHa型,為氣相+液相+石鹽±赤鐵礦±其他不透明子礦物組成(圖2p、q),氣相分數(shù)小于30%,加熱時向液相均一,一般鹽晶先消失,少數(shù)氣泡先消失。只有很少量包裹體中含有赤鐵礦和不透明子礦物,且加熱時不能均一。(5)LHaOth型,為氣相+液相+石鹽+其他透明子礦物(圖2f),氣相分數(shù)小于30%,加熱時向液相均一,一般石鹽先消失,部分透明子礦物加熱到560℃時未見消失,只有少部分會均一。(6)LHaSy型,為氣相+液相+石鹽+鉀鹽±赤鐵礦±其他不透明子礦物(圖2a、b、c)。加熱時,一般是鉀鹽先消失,然后是石鹽和氣泡,但有些包裹體是氣泡先消失,然后是鉀鹽,最后是石鹽。(7)LHaSyOth型,為氣相+液相+石鹽+鉀鹽±其他透明子礦物±赤鐵礦±其他不透明子礦物組成(圖2h、m、n、o)。包裹體含有多個子礦物,除石鹽、鉀鹽外,還含有一個或多個其他透明子礦物,種類難以確定。以上包裹體中,以V型、L型最為常見,其次為LHa型、LHaSy型,而VHa、LHaOth、LHaSyOth型最少。最常見透明子礦物為石鹽和鉀鹽,其次為一些其他透明子礦物,如石膏等。石膏的出現(xiàn)暗示著流體處于氧化環(huán)境。含子晶的包裹體經(jīng)常和低密度的氣相包裹體共存(圖2k),這種組合被認為是氣液分離的結果,也是巖漿熱液演化固有的一部分(Henleyetal.,1978)。然而該組合也有可能是從原始巖漿中直接出溶形成(Bodnar,1995)。不透明子礦物主要為赤鐵礦、黃鐵礦和黃銅礦,鏡下還觀察到一些六邊形暗色不透明礦物(圖2j),赤鐵礦這種不透明子礦物的出現(xiàn)證明了流體氧逸度較高,溶解Fe的能力較強。而且更多證據(jù)表明Fe是這種溶液的主要成分,經(jīng)常與K、Na和少量Ca共存于溶液中(Rankinetal.,1992;Wilkinsonetal.,1994)。雖然高鹽度鹵水被認為是金屬運移的主要相態(tài),但對于一些特殊的金屬在低密度流體中運移也是可能的。Ulrich等(1999)使用激光燒蝕ICP-MS技術,顯示了Au和Cu等金屬元素在氣液兩相體系中優(yōu)先選擇進入氣相,這也是這些金屬元素分流和優(yōu)先進入上覆淺成低溫熱液區(qū)的機理。3.3流體包裹體熱液行為特征流體包裹體顯微測溫結果表表明加當根斑巖銅礦包裹體均一溫度變化范圍大,介于120~560℃(560℃為儀器測溫上限)及高于560℃(圖3a),大致集中在180~280℃、280~340℃、340~420℃和420~560℃及高于560℃,各區(qū)間峰值分別為220℃、300℃、360℃、>560℃,顯示出熱液活動具有多階段的特點。不同產(chǎn)狀石英中包裹體的均一溫度變化較大(圖3b、c、d),斑晶石英集中在320~440℃、440~560℃和>560℃;脈石英集中在180~280℃、280~440℃;絹英巖化蝕變石英均一溫度集中在240~340℃、420～480℃。3.4流體包裹體及儲層該礦床含子礦物包裹體均含有石鹽子晶,同時部分含有鉀鹽子晶和其他透明子礦物,其他透明子礦物主要為紅鉀鐵鹽、石膏等,說明流體可能屬于NaCl-KCl-CaSO4-H2O多組分體系,但主要成分為NaCl和KCl。由于缺乏成熟的NaCl-KCl-CaSO4-H2O多組分體系鹽度估計方法,因此,在進行鹽度和壓力計算時,仍然采用NaCl-H2O和NaCl-KCl-H2O體系資料處理。對于NaCl-KCl-H2O體系鹽度根據(jù)石鹽和鉀鹽的溶解溫度計算獲得(Roedder,1970;Sterneretal.,1988)。對于未見到鉀鹽的NaCl-H2O體系包裹體鹽度,通過查表(劉斌等,1999)獲得。計算結果見表2和圖4。圖4a顯示,全部流體包裹體w(NaCleq)變化范圍在1.06%~82.00%之間。其中,石英斑晶內(nèi)包裹體的w(NaCleq)最高,分布范圍最大,介于1.06%~82%,集中在30%~50%和>50%(圖4b);絹英巖化蝕變石英的包裹體w(NaCleq)分布較分散,主要集中在30%~40%和45%~60%(圖4d);脈石英包裹體w(NaCleq)集中于0~20%(圖4c)。含石鹽不含鉀鹽的包裹體w(NaCleq)在30.35%~66.4%之間,而按NaCl-KCl-H2O體系測得的既含石鹽又含鉀鹽的包裹體w(NaCleq)值較高(58%~82%),其中,NaCl的w(NaCleq)在27%~51%之間,KCl的w(NaCleq)在15%~35%之間。從NaCl-KCl-H2O體系三角圖解(圖5)可見,鉀鹽的最高溶解溫度達到430℃,這么高的鉀鹽溶解溫度與Endeavour26North斑巖Cu-Au礦床(Heithersayetal.,1995)以及西藏多不雜斑巖Cu-Au礦床(李光明等,2007)相似,這些極端的值指示出真實的流體溫度,說明這些多相包裹體是在巖漿階段捕獲的。結合脈石英和絹英巖化蝕變石英流體鹽度和均一溫度(峰值分別為360℃和440℃),可以推測引起蝕變的流體在向外運移時,與低鹽度的天水混合,導致流體溫度降低,成礦物質(zhì)沉淀。世界上大多數(shù)斑巖銅礦的主要成礦溫度區(qū)間一般認為是300~400℃,加當根銅礦流體溫度集中在280~480℃,表明脈石英和絹英巖化階段是成礦物質(zhì)沉淀的主要階段。3.5流體包裹體壓力根據(jù)成礦流體溫度及鹽度在NaCl溶液密度表(李兆麟,1988)中求出成礦流體的密度(表3)。斑晶石英的密度介于3峰值為3V—Vapor;L—Liquid;Ha—Halite;Sy—Sylvite;Oth—Unknowntransparentminerals0.9g/cm3和1.1g/cm3;脈石英密度介于0.62~1.20g/cm3,峰值為0.7g/cm3和1.0g/cm3,絹英巖化蝕變石英密度介于0.6~1.12g/cm3,峰值為0.7g/cm3和1.0g/cm3(圖6)。對于斑巖型礦床,如給定沸騰包裹體組合的溫度及鹽度數(shù)據(jù),礦床形成時的壓力可精確估計(Roedderetal.,1980)。但是本次研究未見到大量沸騰包裹體現(xiàn)象不過前人的研究發(fā)現(xiàn)呈臨界或假臨界均一的包裹體,其形成常被限定在較小的溫壓范圍內(nèi),包裹體被捕獲時的壓力也可近似估計(Clineetal.,1994)。本次測壓包裹體均屬于NaClH2O體系,因此,壓力估算時參考了NaCl-H2O體系實驗數(shù)據(jù)(Driesneretal.,2007)。在NaCl-H2O體系p-t和p-x圖解(圖7)上,求得的脈石英包裹體最低捕獲壓力為5~36.7MPa,若采用27MPa/km的靜巖壓力,則對應的捕獲時的古深度約為185~1359m,若采用10MPa/km的靜水壓力,則捕獲時的古深度為500~3670m,而斑晶石英中包裹體最低捕獲壓力為12.5~74.2MPa,對應的靜巖壓力捕獲深度為463~2748m,靜水壓力捕獲深度為1250~7420m。4d18o飄移與加當根斑巖型礦床的對比分析加當根斑巖型礦床氫、氧同位素測試結果見表4。含礦石英脈中,δDV-SMOW值介于-116‰~-126‰(平均-122‰),δ18O石英介于2.6‰~6.7‰(平均5.0‰);黃鐵礦化硅化花崗閃長斑巖中石英的δDV-SMOW值為-132‰~-145‰(平均-137‰),δ18O石英為0.9‰~4.7‰(平均2.8‰)。在成礦流體δD-δ18OH2O關系圖(圖8)上,數(shù)據(jù)點全部落在δD=-117‰~-145‰、δ18OH2O=-9.40‰~-1.66‰?yún)^(qū)間內(nèi),遠離變質(zhì)水及巖漿水區(qū)域,更加靠近大氣降水范圍。氧同位素變化較大,具明顯的“δ18O飄移”現(xiàn)象,反映出其為大氣降水與巖石中的氧同位素發(fā)生不同程度交換的結果尹觀等據(jù)Taylor(1974)研究,斑巖型銅鉬礦床的成礦溶液大多數(shù)同時并存2種熱液系統(tǒng),礦床中心以巖漿熱液為主,往外大氣降水熱液占主導地位。在巖漿結晶作用晚期,斑巖株頂部形成了巖漿熱液系統(tǒng),與此同時,巖株外部的地下水或地層鹵水受巖株熱的影響發(fā)生對流循環(huán),從而形成了雨水熱液系統(tǒng)。隨著時間的推移,巖株逐漸冷卻,內(nèi)部巖漿熱液系統(tǒng)逐漸消失,外部對流循環(huán)的雨水熱液系統(tǒng)漸漸朝內(nèi)推進,并疊加到內(nèi)部熱液系統(tǒng)的蝕變巖石上,造成局部泥化帶或黃鐵絹英巖化帶超覆在新鮮的侵入體之上,導致18O虧損。正如玉龍和加當根礦化蝕變巖體內(nèi)石英一樣,表現(xiàn)出明顯的18O虧損。通過對比國內(nèi)驅(qū)龍、玉龍、德興、土屋大型銅(鉬)斑巖礦床含礦石英脈中的氫、氧同位素組成,總體上與加當根斑巖型礦床具有相似的特征,都顯示出與大氣降水混合導致“δ18O飄移”現(xiàn)象,但加當根礦床的數(shù)據(jù)點要比其他礦床的數(shù)據(jù)點更加靠近雨水線,δ18O偏移量較大。這可能與巖漿演化晚期,熱液系統(tǒng)以雨水熱液系統(tǒng)為主從而導致蝕變巖體和礦化石英脈內(nèi)均顯示出較大的δ18O偏移量。5成礦物質(zhì)富集和沉積相的可能在NaCl-H2O體系均一溫度(th)和鹽度雙變量圖解(圖9)上可見,含石鹽子晶包裹體沿氯化鈉飽和線分布,部分跨越了氯化鈉飽和線,富氣相和富液相包裹體主要分布在中-低鹽度靠近臨界曲線區(qū)域。投影點分為明顯的高溫、高鹽度流體和中-高溫、低鹽度流體2個組分單元。高溫、高鹽度流體為主要成礦流體,其形成溫度>440℃,w(NaCleq)為30%~82%,平均達到47.3%~67.5%。對于高溫、高鹽度流體的成因有很多解釋(Roedderetal.,1980;Clineetal.,1994;Zhangetal.,2007),其產(chǎn)生的機理可能有3種:(1)直接在巖漿高溫下產(chǎn)生;(2)通過液相不混溶作用形成(沸騰作用);(3)在巖漿結晶的最后階段從淺部巖漿直接出溶(Bodnar,1994)。本次的研究結果更偏向于第3種情況,因為出溶水的鹽度是隨著巖漿結晶進行時的壓力以及結晶進程而變化的。在200MPa壓力下,自巖漿中出溶的流體初始w(NaCleq)相當于40%,隨結晶作用的進行,流體鹽度降低;而在50MPa壓力下,最初出溶的流體鹽度最低,隨結晶作用的進行,在巖漿結晶結束時鹽的質(zhì)量分數(shù)高達50%~60%(Clineetal.,1994;張德會等,2001)。通過計算,加當根高溫、高鹽度流體最低捕獲壓力最大值為60MPa,而出溶流體無法達到這么高的鹽度,因此高溫、高鹽度流體是在巖漿演化晚期分異出的。中高溫、低鹽度流體主要來源于天水或天水與晚期巖漿熱液的混合,溫度主要集中在220~360℃,w(NaCleq)<20%。加當根巖體斑晶石英中液相包裹體非常豐富(>20%),說明在巖漿結晶早期階段,巖漿體已達到水飽和狀態(tài),從而大量成礦元素進入熔體相而相對富集,而非進入結晶相中趨于分散。隨著達到水飽和的熔體從深部上升,壓力降低,導致水溶液的出溶(Giggenbach,1997),從而形成熔體相、結晶相和流體相。成礦元素是否在熱液中富集,取決于它們在這3個相中的分配系數(shù)。巖漿中氯的含量決定了銅在流-熔體系中的分配系數(shù),因此,出溶水溶液的鹽度越高,其攜帶成礦金屬元素的能力就越強。所以,從殘余熔體相中出溶的高溫、高鹽度流體是主成礦流體。加當根斑巖型礦床金屬元素沉淀機制復雜,溫度降低、壓力降低、水巖反應和流體混合等因素都可能起作用,但是主要影響因素還應是溫度降低和流體混合,其機理都是使成礦流體溫度迅速降低,導致成礦物質(zhì)的溶解度降低而沉淀(盧煥章等,2004),至于壓力降低和水巖反應影響不是很大。壓力降低導致原始均勻流體減壓沸騰,造成大量酸性組分氣體逸出,從而使流體pH值增大,有利于成礦物質(zhì)沉淀(Skinner,1979)。通過對本礦床的研究,加當根斑巖體顯示有流體沸騰作用的發(fā)生,而流體沸騰作用最容易發(fā)生在封閉系統(tǒng)(靜巖壓力)向開放系統(tǒng)(靜水壓力)轉(zhuǎn)換時的壓力下降地段,從而導致CO2等酸性氣體含量急劇降低。此外,如果相分離是等焓過程而不是等溫過程,則有利于液相溫度降低而使成礦物質(zhì)過飽和而沉淀富集(Drummondetal.,1985)。流體與圍巖之間的水巖反應的特點是流體跨越水臨界態(tài)(374℃、22MPa),同時也會經(jīng)過低濃度NaClH2O流體的臨界態(tài)。實際觀測到的大多數(shù)熱液礦床,都是在跨越NaCl溶液臨界線,在水的臨界點附近產(chǎn)生礦石沉淀。從圖7a中可以看出,包裹體沿w(NaCleq)為5%溶液臨界等容線分布,在w(NaCleq)為0的流體臨界點附近處礦石沉淀。多數(shù)研究認為,大多數(shù)熱液礦床形成于地殼上部5km范圍內(nèi),流體壓力為靜水壓力,而含礦巖漿侵位的深度一般限定了礦床總深度的下限(張德會等,2011)。Seedorff等(2005)總結了斑巖礦床的成礦深度一般為1~6km,最大形成深度達9km(美國B