云南羊拉铜矿含矿岩系稀土元素特征及其意义

尹光候，朱 俊，尹 静

(1.云南省地质调查局，云南 昆明，650051；2.昆明理工大学，云南 昆明 650093；3. 云南省地质调查院，云南 昆明 650051)

羊拉铜矿位于江达—维西陆缘火山弧(李定谋等，2002；王立全等，1999)[1、2]加仁岩体的北倾覆端。矿区由里农、路农、江边3个矿段组成，其铜资源量达大型，且品位富，伴生金、钼等。是一个具有巨大找矿潜力的沉积—矽卡岩—大脉型/斑岩型叠加矿床，已引起国内外众多学者的关注。有关矿床产出环境、含矿地层、矿床地质特征、矿床的成因、成矿机制、成矿学等方面已有较多的报道(刘增乾等，1993；何龙清，1998；魏君奇等，2000，1998，1997；路远发等，2000，1998；李光军，1997；何龙清等，1998)[3-11]。笔者仅通过所承担的“羊拉铜多金属矿集区叠加成矿及资源利用研究”课题研究，提供矿床的广义含矿岩系的稀土元素地球化学成果，为矿床的叠加成因进一步研究提供依据。

1 矿区及外围地质概况

羊拉铜矿区及外围主要出露有泥盆纪(D)、石炭纪—二叠纪(C-P)、三叠纪(T)地层等(朱俊等，2009)等[12]，为一套中—基性火山岩和火山碎屑岩、砂泥岩质岩及碳酸盐岩类构成的类复理石建造。其中，泥盆系为主要赋矿层位，并与花岗闪长岩接触带和伸入围岩中发育(顺层层状)矽卡岩或矽卡岩化、角岩化等，及不同程度的矽卡岩型铜矿，或矽卡岩型铜、铅锌矿化(图1)。

区内岩浆活动有海西期、印支晚期(T3)，燕山期及喜马拉雅期。其中，海西期以火山活动为主，形成玄武岩、角闪安山岩等，属于(大洋)岛弧玄武岩(李定谋等，2002；魏君奇等，1999)[2、7]。印支晚期—燕山早期仅为中酸岩的侵入活动，发育有花岗闪长岩、斜长花岗岩、石英闪长岩、二长花岗岩及花岗斑岩等，并显示由中性到酸性演化的趋势，形成了受金沙江断带控制与沿其展布的加仁花岗岩带(刘增乾等，1993)[4]及其相关的成矿作用，围绕该岩带具有众多的矿床、矿点及化探异常分布。该岩带中的江边矿段(图1)花岗闪长岩Rb-Sr年龄227.08±1.38Ma(课题组)；加仁村的花岗闪长岩、石英闪长岩的Rb-Sr年龄208.25±5.245Ma(魏君奇等，1997；路远发等，2000；魏君奇等，1997)[6、8]，属印支晚期。里农矿段西部爆破角砾岩筒花岗斑岩(图1)，全岩Rb-Sr等时线年龄202Ma(潘家永等，2000)[13]，属燕山早期。据岩石学及岩石地球化学特征分析，源区具有壳幔混合特征，属同熔型花岗岩(魏君奇等，1997，1999)[7、8]

该区SN向延伸的羊拉和金沙江断裂是控制全区沉积和变质作用、岩浆活动和相关的成矿构造，NE向次级断裂与派生的“入”字型断层为控矿断裂，并切错了早期SN向断裂及褶皱构造(图1.F4)。

图 1 羊拉铜矿区地质略图

2 含矿岩系特征及其意义

羊拉矿区赋矿地层，或矿体围岩为一套火山—沉积岩系，由火山岩、砂岩和粉砂岩、板岩、硅质岩、碳酸盐岩类等组成。1∶20万得荣幅(四川区调队，1977)依据层序地层方法命名为二叠纪嘎金雪山群上亚群(Pgj)。课题依据含矿岩系上部层位中发现中晚泥盆世牙形石(朱俊等，2009)[12]，以及上覆与成矿无关的贝吾组(C1b)裂谷洋盆玄武岩中锆石U-Pb年龄361±8.5Ma、296.1Ma(魏君奇等，1999)[7]，及下伏有志留系出露等，将其划归为早泥盆世江边组(D1j)，分三段，及中、晚泥盆世里农组(D2+3l)，分二段(图1、2)。此外，含矿或成矿有关的岩石为前述印支期—燕山期花岗闪长岩、花岗斑岩、隐爆角砾岩筒(斑岩)，及其围岩接触带形成的层状矽卡岩、块状矽卡岩等。

图2 羊拉铜矿含矿岩系综合柱状图

综合矿区含矿岩石、矿体围岩，成矿有关的各类岩石，含矿岩系的主要岩石类型有绿泥石板岩类、砂质板岩类和硅质岩、碳酸盐类及火山碎屑岩、矽卡岩类，部分变质基性火山岩及斑岩类。

2.1 主要岩石类型及其特征

变质基性火山岩：分布于中晚泥盆世里农组中，常以<1m厚的层状，夹持于碳酸盐岩和砂板岩中，辉绿结构的特征明显，见有杏仁状和气孔状构造。基质中辉石约35%自形板状培长石约60%。蚀变主要有次闪石化和透辉石化、绿泥石化与黄铜矿及黄铁矿化物等。

变质砂岩、板岩：具层(板)状构造，局部显示流动状凝灰构造，表明岩石中含有火山质特点。岩石具有较强的绢云母化，可构成绢云母(微晶)片岩，并不均匀的微细粒石英分布。

绿泥板岩：分布于泥盆系中，含有较多的绿泥石，颜色较深，恢复原岩为火山碎屑沉积物岩，属中基性火山碎屑物质经海解变质而成，具变余凝灰质、泥质结构，块状构造。

绢云板岩、砂质板岩：主要由绢云母组成，少量石英组成。岩石色浅，为原砂质、粉砂质、泥质岩石经绢云母化变质而成，岩石中可见绢云母集合体呈揉皱状等。

花岗闪长岩、花岗(斑)岩类：属于印支晚期加仁花岗岩带北段部分。据岩石特征和相变关系等，此类岩石(体)为岩浆的多次活动产物，侵入泥盆系中，与围岩接触带，乃至延伸到外围顺层均有强度不同的(层状)矽卡岩化与角岩化。边部见围岩顶垂体及捕虏体。属钙碱性岩石系列。

石英二长花岗斑岩：出露于里农矿段泥盆系大理岩块体内，呈一椭圆形小岩株，岩石类型为石英二长花岗斑岩，斑晶主要为石英、斜长石、钾长石，另外还含有少量黑云母斑晶。斑晶为自形—半自形晶，一般为0.1～1cm，基质为隐晶—微晶结构的长英质矿物，与斑晶成分差异不大。矿化发育在斑岩内及其边部相关的岩石中，主要为铜、铅锌银多金属矿化。

爆破角砾岩：呈不规则筒状分布里农岩体西部。角砾成分为石英黑云母花岗斑岩，其次为板岩、碳酸盐岩等。围岩角砾不规则，多呈棱角状、次棱角状。其中大理岩的角砾最大，可大于5m。长英质胶结，并被后期热液交代而发生绿泥石化、硅化、绢云母化、方解石化、黄铁矿化等。尤其是发生矿化的角砾岩，胶结物中以硫化矿物为主。属于岩浆上侵演化晚期隐爆角砾岩及形成的角砾岩筒。

矽卡岩：由透辉石、石榴石，及透闪石、阳起石、绿泥石、绿帘石、绢云母、钾长石等组成。其中分布硫化物主要有黄铜矿、黄铁矿及磁黄铁矿，氧化物为磁铁矿，少量赤铁矿，以及方解石为主，白云石次之，少量菱铁矿的碳酸盐岩类。通常矿体、近矿围岩中矽卡岩化较为强烈，而矿体与矿体之间的矽卡岩化较为弱，多层大理岩中仅有热变质现象。部分中基性火山碎屑岩也受到矽卡岩化作用发生透闪石化、透辉石化、绢云母化，可能为气水溶液交代中基性火山碎屑岩中的钙质胶结物所致。

硅质岩：矿区中晚泥盆世里农组中至少有7层，多层硅质岩产出的部位正是矿床的重要赋矿层位，与里农矿段的KT2-KT5矿体在空间上有密切的关系，硅质岩附近均有矿体产出。硅质岩多呈透镜状、层状，和周围的产状较为一致。硅质岩的厚度一般不大，通常小于3m，但产状稳定，延伸很远，通常达数百米。硅质岩的主要成分为石英，含量>70%，有少量自形粒状黄铁矿、云母、碳质、分布，偶见重晶石，石英以不规则粒状为主，多数颗粒小于0.1mm，大小不等，具明显条纹条带状构造。

2.2 稀土元素特征及其指示意义

(1)花岗岩类，采贝吾岩体1件、路农岩体3件、江边岩体和里农岩体各4件进行了分析(鉴于篇幅，测试成果和稀土曲线图等略)，结果表明稀土元素总量为118.66×10-6～271.43×10-6，平均158.15×10-6；ΣCe/ΣY为3.23～10.67，(La/Yb)N为8.68～48.04，显示轻重稀土具有明显分馏，GdN/YbN值为1.12～2.38，平均1.72，重稀土部分分馏微弱。多数样品的Eu0.67～0.94，少数Eu1～1.05，在稀土元素球粒陨石标准化配分曲线图显示轻稀土富集的右倾平滑曲线型，其中里农岩体Eu弱异常，而路农、贝吾和江边岩体无明显Eu异常。与中国广泛出露的壳源型中酸性岩类的δEu一般<0.6、华南的壳源型花岗岩类平均值0.46(黎彤，倪守斌，1990；潘家永等，2000)[13、14]的特征显著不同。具有同碰撞壳幔混合物源特征。

结合微量元素Nb、Ta、Rb的相关的判别图解3中，样品的投影集中分布在火山弧与同碰撞花岗岩区的界线附近，总体形成于金沙江洋印支晚期向西俯冲期配套的火山弧环境，具有消减I型花岗岩特征。

图3 羊拉矿区花岗岩类构造环境判别图

(2)石英二长花岗斑岩，主要分布于里农矿段，为石英二长花岗斑岩，与斑岩相伴产出一角砾岩筒。采斑岩样2件、角砾岩筒中隐爆角砾岩2件进行分析测试。

两件斑岩的稀土总量分别为140×10-6和142×10-6，与矿区酸性岩体相似(平均158.15)，比世界平均花岗岩ΣREE低，轻重稀土元素比值ΣCe/ΣY分别为3.78和4.58、δEu分别为0.73和0.77，具有强富集轻稀土，Eu中等负异常的特点。岩石Sm/Nd平均0.18，低于陆壳岩石平均值0.3，反映壳源特征。

两件斑岩的稀土总量分别为111×10-6和66.4×10-6，低于矿区其它侵入岩，轻重稀土元素比值ΣCe/ΣY分别为2.77和10.16，强富集轻稀土。δEu分别为0.87和0.29，Eu中—强负异常。Sm/Nd分别为0.54和0.31，高于陆壳岩石平均值0.3，具壳源型特征。

(3)大理岩，6件样品均采自里农矿段。大理岩稀土元素总量3.01×10-6～12.92×10-6(表1)，平均6.89×10-6，仅为世界典型碳酸盐岩的1/1000。LiN1稀土元素总量相对PD3590-1等样品稀土总量偏高，为12.92×10-6，轻重稀土比值为2.6。PD3590-1等5件大理岩样品稀土总量相对较低，为3.01×10-6～8.22×10-6，平均为5.68×10-6，轻重稀土比值平均为2.76。从图4可以看出，6件大理岩样品轻、重稀土比值大体相当，说明其稀土具大体相同的分馏特征。Sm/Nd为2.41～4.55，平均为3.67，均大于球粒陨石0.333(陈德潜等. 1990)[15]为轻稀土亏损型。表明其形成于氧化的环境，原岩为正常化学沉积岩。

(4)硅质岩，采自里农矿段3个硅质岩样品，稀土元素含量与特征见表1。稀土总量偏高：50×10-6～104×10-6，介于矿区砂质板岩与大理岩之间，而高于其它环境下形成的硅质岩。用球粒陨石标准化配分模式为右倾曲线，显示出轻重稀土明显的分异，表明与洋盆—大陆边缘过渡的硅质岩接近。δEu 0.42～0.61，平均0.53，δCe弱负异常(0.75～0.84，平均0.80)，是形成时受到了海水的影响。用Haskin[16]北美的页岩组合样品(NASC)作为标准化，3个硅质岩其标准化配分模式图5，接近平坦型，重稀土略有富集。类似于热水成因的金属沉积[17]，不同于重稀土亏损的非热水沉积成因的金属沉积。对比Murray等[18]的研究，本文3个硅质岩样品的δCe值 0.75～0.84，平均0.80，低于平均为1.09的大陆边缘之硅质岩，而高于0.50～0.76，平均0.6的深海平原硅质岩。远高于0.22～0.38，平均0.3的洋脊附近硅质岩。结合地质演化，该硅质岩形成与热水活动有关，产于陆内裂谷向洋盆转化过渡阶段快速裂陷的海盆环境。

表1 里农矿段大理岩、硅质岩稀土元素分析结果(×10-6)

(5)绿泥板岩、绿泥石岩、变火山碎屑岩，矿区规模最大的层状—似层状矿体产于其中。稀土元素分析结果见表2。绿泥板岩与绿泥石岩具有相同的稀土元素组成特征，稀土总量比矿区花岗岩类略低，为106×10-6～159×10-6，轻重稀土比值为4.3～6.9，LaN/YbN达3.8～10.5，显示岩石分馏明显，δEu值为0.7～0.9，与矿区岩系中其它非矿岩石一致，球粒陨石标准化δCe无明显异常，表明与正常海洋沉积物有一定差异，含有一定量的火山碎屑物质。变火山碎屑岩的稀土元素组成与以上两类岩石接近，其中两个样品显得更富集轻稀土，重稀土元素的组成与前两类岩石几乎无区别。在稀土配分曲线图6中，所有样品的配分曲线均呈右倾型。

表2 里农矿段绿泥板岩、绿泥石岩、变火山碎屑岩稀土元素分析结果(×10-6)

利用绿泥板岩、绿泥石岩元素分析数据对岩石进行原岩恢复，在ΣREE-La/Yb图解图7中，岩石落入沉积岩与火山岩的分界附近，结合镜下观察结果，可以得出绿泥石岩、绿泥板岩的形成非化学沉积的结果，其形成既有火山作用的属性，又有沉积作用的特征，应为火山凝灰岩、凝灰质流纹岩经强绿泥石化的产物，显示了泥盆纪有火山喷发与成矿作用的存在。

(6)矽卡岩，主要为钙矽卡岩，按矽卡岩产出的空间位置大致可分为接触带块状矽卡岩和远离接触带层状矽卡岩。块状矽卡岩主要矿物组成有石榴石，透辉石—钙铁辉石、透闪石、磁铁矿、阳起石、绢云母等，呈中—粗粒结构，层状矽卡岩通常呈层状、似层状顺层展布，岩石中石榴石较少，矿化较普遍，细粒结构，呈致密块状。采集了3件无矿(块状、层状)矽卡岩，1件含矿(层状)矽卡岩。稀土元素分析结果列于表3中，稀土元素含量及参数可以分为Ⅰ、Ⅱ两类。第Ⅰ类样品为无矿矽卡岩，包括PD3590-6、LiNKT1-1、PD3590-7，稀土总量4.03～8.48×10-6，平均为7.96×10-6，(La/Yb)N为0.02～0.12，较低，平均为0.06，轻重稀土比值0.5～2.13，平均1.1，具弱的δEu负异常(0.32～1.54)及弱的δCe异常(0.57～0.79)。在球粒陨石标准化图(图8)中，重稀土相对轻稀土富集，与前述含矿岩系中各类岩石有着显著差异。在北美页岩标准化图(图8)中，样品轻稀土相对亏损。第Ⅱ类样品为含矿矽卡岩(LiN08)稀土总量相对较高，为13.32×10-6，(La/Yb)N=0.51×10-6，轻重稀土比值4.34×10-6，与第Ⅰ类样品不同的是具弱的δEu正异常，δCe呈弱的负异常。在球粒陨石标准化图(图8)中，曲线呈缓右倾分布模式。在北美页岩标准化图(图8)中，曲线近于平坦型。

表3 矽卡岩稀土元素分析结果(×10-6)

图8 里农矿段矿石稀土元素配分模式(1-无矿矽卡岩，2-含矿矽卡岩)

无矽卡岩稀土元素组成受到原岩、流体成分及物理化学条件的影响，对比大理岩、花岗岩稀土配分模式，相对亏损重稀土，且出现较低的(La/Yb)N值，且较花岗岩稀土总量较低，但明显高于大理岩。与含矿岩系中其它岩石右倾曲线形式明显不同，但接近大理岩。矽卡岩具明显Eu负异常。矽卡岩Y/Ho值为30.49～37.99，平均为34.72，接近球粒陨石28的比值，Y/Ho值在矿区不同类型火成岩、硅酸盐碎屑沉积岩中没有明显的变化，表明Y、Ho在热液蚀变过程中没有明显分离。含矿矽卡岩表现为右倾分配曲线型式、Eu的正异常，为含矿矽卡岩与大理岩、花岗闪长岩均有成因联系，但交代热液性质与非矿矽卡岩形成的热液性质存在差异。表明含矿矽卡岩和非矿矽卡岩的形成继承了大理岩和花岗岩的某些特征，但形成于不同阶段、多种不同性质热液交代结果。

3 结 论

(1)羊拉铜矿含矿岩系为变质基性火山岩，变质砂岩、板岩、绿泥板岩、绢云板岩、砂质板岩，花岗闪长岩、花岗(斑)岩类、石英二长花岗斑岩、爆破角砾岩(筒)，大理岩、硅质岩，及矽卡岩。

(2)绿泥板岩、绿泥石岩与成矿和矿体关系极为密切，其稀土元素特征表明是火山作用和沉积作用形成的火山凝灰岩、凝灰质流纹岩经变质和强绿泥石化的产物，与变质基性火山(碎屑)岩类显示泥盆纪有火山喷发及其成矿作用的存在。

(3)硅质岩也与成矿和矿体关系密切，其稀土元素特征表明硅质岩的形成与泥盆纪火山作用(绿泥板岩)相关的热水活动有关，产于陆内裂谷向洋盆转化过渡阶段快速裂陷的海盆环境。

(4)中酸性侵入岩类形成于与金沙江洋印支晚期俯冲期配套的岛弧环境，属同碰撞消减I型花岗岩，并(叠加)形成矽卡岩和矽卡岩型矿体的成矿类型。

(5)含矿矽卡岩和非矿矽卡岩的形成继承了大理岩和花岗岩的某些特征，但形成于不同阶段、不同性质热液交代。

综上所述，羊拉铜矿至少经历了泥盆纪火山—沉积及印支晚期矽卡岩叠加之两期成矿作用。

参 考 文 献

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