个旧西凹铜-锡多金属矿床地球化学特征及地质意义

廖时理 , 陈守余 , 姚 涛, 赵江南 , 邓小虎 , 李 培

(1.国家海洋局第二海洋研究所, 浙江 杭州 310012; 2.地质过程与矿产资源国家重点实验室, 湖北 武汉430074; 3.中国地质大学(武汉) 资源学院, 湖北 武汉 430074; 4.江西省地矿资源勘查开发中心, 江西 南昌330030; 5.中国国土资源经济研究院, 北京 101149)

大多数与侵入体有关的岩浆热液矿床产于岩浆弧环境, 空间上与俯冲相关的钙碱性岩浆岩关系密切(Sillitoe, 1972, 2010; Cooke et al., 2005),前人对这类矿床进行了大量的研究, 并建立了许多经典的成矿模式。研究表明, 碰撞造山带(包括主碰撞与后碰撞伸展环境)也是与侵入体有关的岩浆热液矿床的重要产出环境(Groves et al., 2005;Chen et al., 2007; 陈衍景和李诺, 2009; 秦建华等,2010; Hou et al., 2011)。陈衍景和富士谷(1992)提出了碰撞造山带的碰撞造山成岩作用-流体作用-成矿作用的 CMF模式, 侯增谦(2010)对大陆碰撞带成矿系统和大型矿床的成矿动力背景、深部作用过程和形成机制做了探讨。然而, 相对于前者,现阶段对产于碰撞造山构造背景下的矿床的研究还相当有限(陈衍景, 2013)。

个旧超大型锡-铜多金属矿床及相关的花岗岩体形成于后碰撞的伸展环境中(王永磊等, 2007;Cheng and Mao, 2010), 前人对其进行了大量研究并取得了较大进展(彭程电, 1985; 庄永秋等, 1996; 周建平等, 1999; 秦德先等, 2006)。然而, 随着矿山勘探的不断深入, 新的矿化类型和矿体不断被发现。近来在老卡岩体西部凹陷带岩体边缘内侧的蚀变带中发现了新的铜-锡多金属矿床, 岩体与大理岩接触带上矽卡岩发育较差, 成矿强度、矿体规模明显受蚀变花岗岩的空间分布控制, 成矿温度较高, 可能是新的矿床类型。对该类矿床成矿机制及成矿条件的研究, 有利于总结该区矿床类型, 并对岩体内部找矿评价和未来接替资源找矿具有重要的意义。本文对西凹铜-锡多金属矿床的地球化学特征进行了研究, 并在此基础上对其成矿物质来源和成矿构造背景进行了探讨。

1 地质背景

个旧超大型锡-铜多金属矿床位于扬子准地台、华南褶皱系和兰坪-思茅褶皱系的汇聚地带(图 1),是滇东南锡多金属成矿带的重要组成部分(庄永秋等, 1996)。区内主要出露三叠系碳酸盐岩类及砂、页岩, 其中个旧组灰岩、白云岩是主要的赋矿层位。断裂构造主要有NNE向的龙岔河断裂、轿顶山断裂和杨家田大断裂以及NW向的白沙冲断裂和陡岩断裂, 褶皱构造主要有NNE向的五子山复背斜和贾沙复向斜。印支期形成的基性火山岩系呈层状产于个旧组下部, 主要分布在卡房、麒麟山、老厂等地(秦德先和黎应书, 2008)。燕山期侵入大量的辉长岩、霞石正长岩、碱长花岗岩、碱性花岗岩、斑状黑云母花岗岩、等粒状黑云母花岗岩等(庄永秋等, 1996)。西区大面积出露, 东区多隐伏于地下, 仅在白沙冲、北炮台、卡房等地小面积出露, 该期岩浆作用的时限为 76~85 Ma, 属燕山晚期伸展构造背景的产物(Cheng and Mao, 2010)。

图1 云南个旧地区大地构造位置及矿区地质简图(据Cheng and Mao, 2010修改)Fig.1 Geotectonic location and geological sketch map of the Gejiu area

2 矿床地质特征

西凹铜-锡多金属矿床位于老厂矿田西部, 其南部为卡房矿田。区内出露地层为个旧组碳酸盐类沉积岩。褶皱构造主要为五子山复背斜的次一级背斜, 包括黄茅山背斜和湾子街背斜。断裂构造主要有 NW 向的黄茅山断裂、NE向的坳头山断裂和近EW向的背阴山断裂, 均与成矿作用密切相关。

岩浆岩为老卡岩体的北段延伸部分, 岩性主要为中细粒黑云母花岗岩, 隐伏于地下 200~1800 m,属壳源重熔型的钙碱性花岗岩, 富硅、富碱, 铝过饱和, 锡、铜等金属含量高于正常花岗岩, 形成于个旧花岗岩演化的晚阶段, 历经高度分异和演化(李家和,1985; Cheng and Mao, 2010)。其LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为 85±0.85 Ma (Cheng and Mao, 2010), 为燕山期晚白垩世的产物。

岩体与大理岩接触带上矽卡岩发育较差, 岩体发生强烈蚀变, 包括钾长石化、电气石化、硅化、萤石化、黄铁矿化、绿帘石化、绿泥石化、绢云母化及碳酸盐化等。与矿化关系最为密切的是钾长石化、萤石化和黄铁矿化。由于蚀变分带界线不明显,常见多种蚀变类型叠加, 因此根据最主要的蚀变类型和钻孔岩心的实际观察记录, 将蚀变带分为钾化带和绿帘石-绿泥石化带等两个大的蚀变带。其中钾化带也为矿化带, 蚀变类型包括钾长石化、萤石化、电气石化和黄铁矿化等, 钾长石一般较为新鲜, 表明后期流体改造较弱。

矿体位于花岗岩凸起内侧边缘的蚀变带中, 见矿深度位于地表以下约1000 m。矿体总体呈近SN走向, 倾向西, 倾角约 45°, 形态简单, 呈透镜状、似层状平行排列, 内部无夹石, 基本无分支(图 2),最厚处达40余米。位于岩体最边缘的一号矿脉规模最大, 形态为透镜状, 长250 m左右。矿石品位高,铜、锡、钨均达到工业品位, 其中含铜 0.3%~3.0%,平均品位约为1.058%, 含锡0.2%~1.34%, 平均品位为0.807%, WO3局部高达0.7%。

矿石构造主要为浸染状、条带状以及细脉状构造, 矿石矿物主要以星点状、斑点状或裂隙网脉状分布于花岗岩中。矿石结构以交代结构为主, 常见黄铜矿沿早期黄铁矿、锡石等矿物的边缘、裂隙等部位交代。通过野外观察、室内光薄片鉴定以及电子探针、扫描电镜分析等, 主要矿石矿物有黄铁矿、毒砂、黄铜矿, 次为黝铜矿、硫砷铜矿、黄锡矿、锡石、辉铋矿、砷黝铜矿、闪锌矿、白钨矿等,再次为斑铜矿、磁黄铁矿、铜蓝、辉铜矿、方铅矿等。脉石矿物主要有长石、石英, 其次有萤石、电气石、云母、绿帘石、绿泥石以及微量磷灰石、锆石等。

图2 西凹164勘探线矿产地质图(据陈守余等, 2011)Fig.2 Geological profile of the Xi’ao 164 exploration line

根据矿石组构、矿物共生组合及交代穿插关系,可将成矿过程划分为: (1) 矽卡岩阶段: 主要形成石榴子石和透辉石等矿物(图 3a), 发育较差, 仅见于岩体和大理岩接触带的部分区域; (2) 锡石-石英阶段: 是锡石的主要形成阶段, 棕黄色粗粒自形-半自形锡石呈浸染状分布于蚀变花岗岩中(图 3b)或与黄铁矿、毒砂在石英脉中共生; (3) 石英-硫化物阶段:形成大量的黄铜矿、黄铁矿、黄锡矿、锡石、黝铜矿、硫砷铜矿、闪锌矿、银金矿等, 黄锡矿交代早阶段锡石并在其边缘形成环绕边, 或被黄铜矿、黝铜矿等交代, 或在黄铜矿中形成固溶体(图3b-d), 黄铜矿与闪锌矿、萤石、石英等矿物呈浸染状或脉状分布, 或呈固溶体分布在闪锌矿中(图3e); (4) 碳酸盐岩期: 在裂隙中充填大量的方解石脉(图 3f), 伴随有少量的黄铁矿和毒砂生成, 标志着成矿流体活动的减弱及结束。

3 样品采集及分析方法

图3 个旧西凹铜-锡多金属矿床显微照片Fig.3 Microphotographs of the Xi’ao Cu-Sn polymetallic deposit, Gejiu

图4 钻孔岩心蚀变分带及采样位置Fig.4 Map showing the alteration and sampling locations of the drill cores

本次研究样品XAK-82采自1700 m中段南北穿向北约 100 m处, 其余样品均采自钻孔岩心, 采样位置见表1和图4, 钻孔位置见图1。采样前先对岩心进行详细观察编录并根据岩性和蚀变等特征进行分层, 然后按照从上到下的原则系统连续捡块,分层较宽时在层内采集多个样品, 以保证样品的代表性。所采集的样品岩性主要为大理岩和花岗岩以及少量矽卡岩。钾化花岗岩的主要矿物为钾长石,含量达 75%~80%, 一般较为新鲜, 少数发生轻度-中度的泥状帘石、绢云母化; 石英含量一般约 2%,萤石颗粒较大, 颜色透明偏紫, 含量约 1%~5%; 黄铜矿矿化明显, 伴生有黄铁矿, 二者含量有时可达10%~15%。绿帘石-绿泥石化花岗岩中钾长石含量约20%~40%, 斜长石占25%~40%, 石英约占 20%~30%, 黑云母仅少量残留, 大多数被绿泥石、白云母等矿物交代, 仅见少量黄铁矿化。

主量、微量和稀土元素测试在中国地质科学院地球物理地球化学勘查研究所完成。由于花岗岩均发生不同程度的蚀变, 因此采用弱蚀变花岗岩代替未蚀变花岗岩。选择新鲜的岩块作为测试对象, 样品加工前先切掉氧化或蚀变膜。主量元素采用X荧光光谱仪测定, 插入约 10%重复样, 检验质量合格率为100%。微量元素采用等离子体质谱法(ICP-MS)测定, 分析过程中用一级标样做质量监控, 分析质量合格率为100%。主量、稀土元素分析结果及特征值列于表 1, 微量元素共测试了 86件样品, 由于版面所限, 仅列出其统计信息(表2)。

硫、铅同位素在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室测定。样品均采自钻孔岩心花岗岩矿石, 测试时挑选新鲜纯净的矿化期黄铁矿单矿物样品, 纯度达 99%以上, 研磨至 200目以下。硫同位素利用 EA-Isoprime同位素质谱仪分析,分析精度≤0.2‰。铅同位素测试在MAT261质谱仪上完成, 实验过程中采用国际标样NBS-981校正。

表1 西凹铜-锡多金属矿床主量、稀土元素及主要成矿元素分析结果Table 1 Major, rare earth element and ore metal contents of the rocks and ores from the Xi’ao Cu-Sn polymetallic deposit

表2 西凹铜-锡多金属矿床微量元素统计信息表Table 2 Trace element contents of the rocks and ores from the Xi’ao Cu-Sn polymetallic deposit

4 分析结果

4.1 花岗岩主量、微量及稀土元素特征

4.1.1 主量元素

未蚀变花岗岩分析了两个样品, 其 SiO2质量分数范围为 74.16%~74.73%; 全碱质量分数范围7.67%~8.38%, K2O高于Na2O, K2O/Na2O值为1.51~1.69, 具有富钾的特征, 属高钾钙碱性系列(王永磊等, 2007); MgO、TiO2和P2O5的质量分数明显较低,其范围分别为0.14%~0.34%、0.07%~0.11%、0.02%~0.03%, 王永磊等(2007), Cheng et al. (2012)认为该特征反应了岩浆可能源于地壳浅部。钾化花岗岩矿石具有富钾、富碱、低SiO2的特征, K2O/Na2O值为8.97~60.33, 平均 26.07, K2O+Na2O质量分数介于5.52%~11.44%之间, 平均 8.52%; Al2O3质量分数范围为 11.45%~13.84%, Fe2O3/(FeO+Fe2O3)的范围为0.53~0.77。主量元素总量一般为 90%左右, 与样品中含有大量的黄铜矿、黄铁矿及萤石等矿物有关。绿帘石-绿泥石化花岗岩样品的 SiO2含量远高于钾化花岗岩矿石;富钾度则明显较低, 样品的K2O/Na2O值一般位于1~2之间; Fe2O3/(FeO+Fe2O3)值范围为 0.14~0.40, 低于钾化花岗岩, 表明晚期流体还原性更强, 但二者均低于中国黑云母花岗岩平均值(0.44)及世界花岗岩平均值(0.47)(庄永秋等,1996), 表明岩浆还原性较强。

4.1.2 微量元素

钾化花岗岩中W、Sn、Cu强烈富集, Bi、Pb、Zn略微富集, 高出大理岩、矽卡岩、绿帘石-绿泥石化花岗岩、老厂花岗岩体和南岭地区燕山期花岗岩的丰度数十倍(表2), 表明这些元素在时间和空间上均具有密切的联系。对其中的59个花岗岩样品微量元素进行聚类分析, 以相关系数 0.65为界, 可将Sn、Cu、Zn、Ag、Sb、Bi 聚为一类, Co、Ni、Pb聚为一类, 而 W、Mo与其他元素的相关性较差(图5)。Cu、Zn强烈相关, 与镜下常见的黄铜矿和闪锌矿共生现象相对应。Sn、Bi为高温热液元素, 而Ag、Sb属中低温热液元素, 二者在钾化带中均发生富集且相关性较强表明可能经历了多个成矿阶段。Mo与其他元素的相关性都不高, 说明 Mo的富集与其他元素在空间上明显地分离。

图5 西凹铜-锡多金属矿床微量元素聚类分析图Fig.5 Trace element cluster diagram of the Xi’ao Cu-Sn polymetallic deposit

4.1.3 稀土元素

未蚀变花岗岩样品的稀土总量范围 247.52×10-6~263.74×10-6, 配分模式右倾(图 6a), 轻稀土富集。LREE/HREE=2.41~2.44, (La/Yb)N=5.59~5.97; (Gd/Yb)N=1.24~1.26; (La/Sm)N=2.81~2.92; 轻稀土分馏程度高于重稀土。δCe=0.94~0.96; δEu=0.08~0.09。

钾化花岗岩矿石的稀土总量较高, 范围为292.53×10-6~463.74×10-6, 其配分模式右倾(图 6b),表现出轻稀土富集的特点。LREE/HREE=1.45~1.73,(La/Yb)N=3.90~4.56; (Gd/Yb)N=0.90~1.00; (La/Sm)N=3.01~3.59; 轻稀土分馏程度高于重稀土。δCe=0.89~0.93; δEu=0.10~0.14。

图 6 花岗岩稀土元素球粒陨石标准化配分模式图(标准化值据Taylor and McLennan, 1985)Fig.6 Chondrite normalized REE patterns of the granites

绿帘石-绿泥石化花岗岩的∑REE为 200.44×10-6~252.90×10-6, 低于钾化花岗岩, 其配分模式右倾(图 6c), 表现出轻稀土富集的特征。LREE/HREE=1.20~1.66, (La/Yb)N=2.49~3.48; (Gd/Yb)N=0.95~1.05;(La/Sm)N=1.91~2.27; δCe=0.88~0.93; δEu= 0.06~0.08。

总体而言, 西凹铜-锡多金属矿床钾化花岗岩矿石及绿帘石-绿泥石化花岗岩的稀土配分模式具轻稀土富集, 明显发育Eu负异常的特征, 与未蚀变花岗岩的配分模式接近(王永磊等, 2007; Cheng and Mao, 2010), 也接近于华南大多数陆壳重熔型花岗岩(Chen et al., 1992), 暗示次生钾长石等矿物形成于岩浆期后热液(廖时理等, 2014), 也说明矿化与花岗岩岩浆期后热液关系密切。

4.2 黄铁矿硫、铅同位素特征

4.2.1 硫同位素

西凹铜-锡多金属矿床8件含矿花岗岩中黄铁矿的δ34S值范围为4.26‰~6.53‰(表3), 均值为5.40‰。研究表明, 低氧逸度和低 pH值环境下硫化物的δ34S值接近于热液总硫组成(Hoers, 1997; 杨宗喜等,2010), 野外和室内研究均未在西凹铜-锡多金属矿床发现石膏、重晶石等硫酸盐矿物, 也没有发现赤铁矿、磁铁矿等铁氧化物, 表明该矿床可能形成于还原环境中, 因此可用硫化物的δ34S值近似代表含矿热液的总硫组成。本次试验获得的成矿流体的δ34S值明显高于花岗岩和矽卡岩矿石低于个旧组地层, 而与变玄武岩接近, 也与矿区南部紧邻的卡房铜矿的似层状变玄武岩铜矿体接近(图 7), 暗示玄武岩可能为成矿提供了物质来源。

表3 西凹铜-锡多金属矿床黄铁矿的δ34S(‰)测试结果Table 3 Sulfur isotopic features of the pyrites from the Xi’ao Cu-Sn polymetallic deposit

图7 西凹铜-锡多金属矿床硫同位素组成图解Fig.7 δ34S features of the rocks and ores from the Xi’ao Cu-Sn polymetallic deposit

4.2.2 铅同位素

4件黄铁矿单矿物的铅同位素(表 4)208Pb/204Pb范围为38.345~38.967,207Pb/204Pb为15.603~15.713,206Pb/204Pb为 18.197~18.581, 将其连同前人数据一起投于铅同位素构造模式图中(图 8)。总体来看, 4个数据均位于上地壳演化线和造山带演化线的上方,暗示矿床的铅来源具有混合铅的特征。3件黄铁矿样品的铅同位素组成位于个旧花岗岩的铅同位素增长线上方, 与卡房接触带铜矿体、接触带锡矿和层间锡矿相接近, 1件则较靠近似层状矿体与玄武岩,表明岩体内部矿的铅源较复杂, 可能为花岗岩及玄武岩的混合结果。值得注意的是黄铁矿的208Pb含量偏高, 两件样品的208Pb/204Pb值超过 38.96, 除与花岗岩具有较高的Th含量有关外, 可能暗示成矿物质还有深融花岗岩之外的成矿物质的混入(汪志芬,1983)。

表4 西凹铜-锡多金属矿床铅同位素组成Table 4 Pb isotopic compositions of the pyrites from the Xi’ao Cu-Sn polymetallic deposit

图8 西凹铜-锡多金属矿床铅同位素图解Fig.8 Lead isotopic plots for the rocks and ores from the Xi’ao Cu-Sn polymetallic deposit

5 讨 论

5.1 成矿流体的性质

西凹铜-锡多金属矿床的矿化带仅发育于钾化花岗岩中, 因此, 可用钾化蚀变流体代表成矿流体的性质。研究表明, 由于Y和Ho的价态和离子半径相近, 常具有相同的地球化学性质, 流体中 F的存在可以导致Y、Ho发生分馏。钾化花岗岩La/Ho与Y/Ho的相关性较差, 而绿帘石-绿泥石化花岗岩则相关性较强(图9), 表明钾化花岗岩中发生了Y、Ho的分馏。同时, 流体中 F的存在还可以使得样品的Y/Ho比值大于球粒陨石的 28, 而重碳酸盐络合物的存在则使得Y/Ho比值则小于28(Bau and Dulski,1995)。钾化花岗岩和绿帘石-绿泥石化花岗岩的Y/Ho范围分别为34.25~38.91和29.70~31.08, 高于球粒陨石。这些特征暗示钾化蚀变流体强烈富F, 而随着矿化过程中萤石等矿物的沉淀, 绿帘石-绿泥石化蚀变流体中 F的含量已明显降低。此外, 钾化花岗岩的稀土总量明显高于未蚀变花岗岩(表1), 而岩浆后期热液形成的次生钾长石的稀土总量高于原生钾长石(Bi et al., 2002), 表明钾化过程中形成了大量的次生钾长石, 即早期成矿流体中富K。同时, 广泛分布的钾化蚀变和大量发育的萤石也直接指示了成矿流体具有富钾、富氟的特征。

图9 未蚀变与蚀变花岗岩的La/Ho-Y/Ho图解Fig.9 La/Ho vs Y/Ho plot for the unaltered and altered granites

热液中Eu正异常的形成与温度关系密切, 在较高温度下(>250 ℃), 热液中的 Eu在相对氧化的环境主要以 Eu2+的形式存在(Sverjensky, 1984; Bau,1991)。在水岩反应中, 与热液达到平衡的矿物中的Eu以Eu2+的形式进入流体而与其他稀土元素相分离,从而出现Eu的亏损; 成矿流体中则发生Eu的富集(Ehya, 2012)。因此如果次生矿物具有Eu的正异常,则表明形成这种矿物的流体较为富集Eu。钾化花岗岩(δEu=0.10~0.14)与未蚀变花岗岩(δEu=0.08~0.09)相比显示Eu的略微富集, 表明钾化蚀变过程中形成的次生钾长石继承了蚀变流体富集Eu的特点, 暗示成矿流体具高温的特征。同时, 结合流体包裹体研究, 石英-硫化物期可见大量的 H2O-CO2三相包裹体, 矿质主要沉淀于 300~400 ℃之间, 可见石盐和钾盐等子矿物(Liao et al., 2014)。因此成矿流体具高温及富CO2、富钾、富氟的特点。

5.2 成矿物质来源

研究表明, 与花岗岩伴生的矿床类型同岩浆的氧逸度相关, 铜和钼矿床与氧化的花岗岩伴生, 锡与钨矿床与还原的花岗岩伴生, 即还原性岩浆不利于铜矿床的形成(Burnham and Ohmoto, 1980)。个旧花岗岩具较低的氧逸度(李家和, 1985), 本次研究也发现西凹铜-锡多金属矿床矿区蚀变花岗岩的Fe2O3/(FeO+Fe2O3)值低于中国黑云母花岗岩及世界花岗岩平均值, 表明花岗岩的还原性较强。同时, 由于Cu属于相容元素, 在高度分异演化的花岗岩体中优先进入黑云母等铁镁质矿物(Candela and Holland,1986; Simon et al., 2006), 从而不利于Cu的富集成矿。与西凹铜-锡多金属矿床有关的老卡黑云母花岗岩体形成于个旧花岗岩演化的晚期, 历经高度的分异和演化(李家和, 1985; Cheng and Mao, 2010), 因此该矿床中铜的主要来源可能不是花岗岩。

硫同位素研究表明, 矿石中黄铁矿的 δ34S值明显不同于花岗岩的负值组成, 而与个旧地区玄武岩相近, 也与矿区南部紧邻的卡房铜矿似层状变玄武岩铜矿体接近(图7), 暗示个旧地区玄武岩可能提供了西凹铜-锡多金属矿床的部分物质来源。据报道,在该矿床所处的老厂矿田西部湾子街和塘子凹地区的井下已揭露到数层玄武岩, 单层厚度最大可达30 m以上(黎应书等, 2007), 表明玄武岩具有提供成矿物质来源的可能。同时, 前人研究也表明个旧地区铜矿的主要来源可能为玄武岩(黎应书等, 2006b;杨宗喜等, 2010; 张娟等, 2012)。另一方面, 西凹铜-锡多金属矿床以铜矿化为主, 矿体空间上产于花岗岩岩体内, 其元素地球化学特征与隐伏花岗岩体具有明显的亲缘性和继承性, 显示了成矿与岩体密切相关。矿石中黄铁矿单矿物的铅同位素组成具有花岗岩与玄武岩的混合铅的特征, 表明岩体也提供了一定的物源。综上, 该矿床的Cu源可能具有混合来源的特征。

5.3 成矿构造背景

滇东南地区是我国重要的钨锡多金属产区之一,其成矿构造背景一直以来都是矿床学研究的热点。有观点认为该区中生代时处于与古太平洋板块向欧亚大陆俯冲有关的活动大陆边缘(Charvet et al.,1994; Li and Li, 2007; 李晓峰等, 2008; 方维萱等,2011; 方维萱和贾润幸, 2011), 也有观点认为滇东南地区在燕山晚期处于后碰撞的伸展构造背景(毛景文等, 2004; 华仁民等, 2010)。研究表明, 碰撞造山带中的岩浆热液矿床多产于后碰撞相对伸展的构造环境中, 主碰撞阶段不成矿(Kerrich et al., 2000;Hou and Cook, 2009; Hou et al., 2011), 该类岩浆热液矿床的成矿流体常具高盐度、富CO2、富F、富K的特点, 并普遍发育钾长石化、绿帘石化、萤石化、碳酸盐岩化等相对贫水的围岩蚀变, 成矿流体属NaCl-H2O-CO2体系, 常见纯CO2包裹体和CO2-H2O包裹体(陈衍景和李诺, 2009; Chen and Wang, 2011;陈衍景, 2013); 而产于岩浆弧(陆缘弧/岛弧)环境同类矿床的成矿流体属 NaCl-H2O体系, 少见含CO2-H2O包裹体, 围岩蚀变主要为绢云母化、绿泥石化、黑云母化等富水蚀变, 钾长石化、萤石化和碳酸盐岩化等较弱(Cline and Bodnar, 1991; Phillips and Zhou, 1999)。

最近研究表明, 老卡花岗岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb 年龄为 85±0.85 Ma(Cheng and Mao, 2010), 卡房矽卡岩型铜(锡)矿中辉钼矿的 Re-Os等时线年龄为83.4±2.1 Ma, 老厂细脉带型锡矿中白云母40Ar-39Ar的等时线年龄为 82.7±0.7 Ma(杨宗喜等, 2008, 2009),显示二者是与老卡岩体有关的同一成矿系统的产物,与华南地区 100~80 Ma 伸展动力背景下的大规模成矿事件相对应(毛景文等, 2004, 2008)。西凹铜-锡多金属矿床的矿体赋存于钾化花岗岩中, 围岩蚀变以钾长石化、萤石化和绿帘石化等为主, 蚀变岩的带状分布特征表明是由热液交代充填黑云母花岗岩而成, 具明显的岩浆热液矿床特征。元素地球化学特征具明显的花岗岩亲和性, 绿帘石-绿泥石化蚀变花岗岩和钾化花岗岩矿石的稀土元素特征明显与未蚀变花岗岩相似, 铅同位素特征也表明部分成矿物质源于岩浆, 因此该矿床应属于老卡花岗岩岩浆热液成矿系统的组成部分。前文已述, 西凹铜-锡多金属矿床成矿流体具高温及富 CO2、富钾、富氟的特点, 因此该矿床具后碰撞伸展环境岩浆热液矿床的特征, 可能形成于后碰撞的伸展环境中。

6 结 论

(1) 西凹铜-锡多金属矿床矿体赋存于钾化花岗岩中, W、Bi、Sn、Cu、Zn、Ag具有共同成矿的特征, 表明成矿可能经历了多个阶段。钾化花岗岩矿石及绿帘石-绿泥石化花岗岩的稀土元素特征与未蚀变花岗岩类似, 表明成矿与花岗岩关系密切。

(2) 硫同位素特征暗示Cu的主要来源可能为玄武岩; 铅同位素组成表明成矿物质具有混合源的特征, 表明花岗岩也为成矿提供了部分来源。

(3) 西凹铜-锡多金属矿床成矿流体具高温及富 CO2、富钾、富氟的特点, 具典型的岩浆热液矿床的特征, 可能形成于后碰撞的伸展环境。

致谢: 两位匿名审稿人为本文的修改提出了许多建设性的意见, 在此表示感谢！

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