云南易门铜厂铜矿床C、O同位素组成及其地质意义

肖术安，李 峰，王 蓉，余 璨，吕俊男

(昆明理工大学国土资源工程学院， 云南昆明 650093)



云南易门铜厂铜矿床C、O同位素组成及其地质意义

肖术安，李 峰，王 蓉，余 璨，吕俊男

(昆明理工大学国土资源工程学院， 云南昆明 650093)

易门铜厂矿床是滇中易门铜矿带中的Cu品位较低的大型矿床，是矿带中的一种代表性矿床。矿区发育沉积-成岩型铜矿(铜厂式)和热液脉状铜矿(大尖山式)两种矿(化)体，成矿地质作用较特殊。本文系统分析两类矿体和赋矿碳酸盐地层的C、O同位素组成。结果表明，铜厂式矿石中白云石的δ13CPDB=-3.7‰～1.4‰，平均值-0.1‰，δ18OSMOW=19.7‰～21.7‰，平均值20.8‰，与赋矿碳酸盐地层(落雪组)中的白云石C、O同位素组成一致，均在正常海相沉积碳酸盐岩的范围，且受成岩期后作用的影响小，具有典型的沉积-成岩成因标志。尖山式矿体的脉石矿物方解石的δ13CPDB=-3.7‰～0.1‰ (均值为-1.5‰)，δ18OSMOW=11.9‰～17.0‰(均值为14.1‰)，与沉积-成岩型矿体和赋矿碳酸盐地层的C、O同位素组成明显不同，在δ13CPDB-δ18OSMOW图上集中于岩浆碳酸岩与海相碳酸盐岩之间的狭小范围内，指示其成矿流体与幔源或深部岩浆活动有关，为壳-幔混合流体。其中壳源组分可能主要由矿区碳酸盐地层提供，而幔源组分则可能与晋宁-澄江期基性岩浆活动过程中的去气作用有关。C、O同位素组成证据说明，铜厂矿区层状铜矿和脉状铜矿的成矿作用类型不同，成矿流体也不具同源性，是典型的沉积-成岩型+热液叠加型矿床。

C、O同位素组成 成矿流体 成因类型 易门铜厂

0 引 言

易门铜矿带位于南北向易门断裂与绿汁江断裂夹持的地段中(图1)，矿体产于元古界昆阳群中，可分东、西两个矿带(孙家骢，1995)。东部矿带包括狮子山、里士、铜厂和七步郎等矿床。西部矿带以狮山和凤山铜矿床最为典型。前人对易门铜矿带做了大量研究工作，但对典型矿床的研究主要集中在狮子山、三家厂、凤山等矿床。铜厂矿区是东矿带的重要矿床之一，资源规模达大型，因矿体的铜品位偏低，对其研究程度一直较薄弱，相关研究文献极少。关于铜厂矿床的成因，主要有层控中温热液矿床(吴礼锟，1983)、沉积-改造型矿床(涂光炽，1984)、沉积-成岩改造矿床(冉崇英等，1981，1993，2015)、海相沉积(变质)型矿床(王之田等，1988)等观点。虽然前人对矿床成因的归类有些差异，但在矿体产出及矿石组构等宏观特征方面，已均注意到铜厂矿区层状矿与脉状矿共存的基本事实，而且倾向性认为层状矿主要形成于沉积-成岩期，脉状矿形成于成岩期-成岩期后，均强调层状矿与脉状矿的成矿物质来自赋矿层和下伏因民组紫色层，具有近源性和同源性。然而，由于缺乏应有的矿床地球化学资料数据的支持，层状矿与脉状矿的成因及其物质来源是否相同等问题，一直未解决。本文在对铜厂矿床成矿地质特征详细分析研究的基础上，通过系统采集两种矿石样品进行C、O同位素测定，为两种矿体的成矿物质来源及矿床成因提供新的证据。

图1 易门铜厂区域地质略图(据冉崇英等，1993)Fig.1 Geological map of the Tongchang mining area ofYimen (after Ran et al.,1993) Ptk1-下昆阳亚群；Ptk2j-军哨组；Ptk2l-绿汁江组；J-K-侏罗系-白垩系；V-火山岩；1-花岗岩；2-不整合面；3-地层界线；4-压性断裂；5-扭性断裂；6-性质不明断裂；7-背、向斜轴；8-铜产地Ptk1-Sub-Kunyang Group; Ptk2j-Junshao Formation; Ptk2l-Lvzhijiang Formation; J-K-Jurassic-Cretaceous; V-volcanics; 1-granite; 2-unconformity surface; 3-geological boundary; 4-compressional fracture; 5-shear fracture; 6-unknown nature fracture; 7-anticlinal (synclinal) axis; 8-copper producing area

1 矿床地质特征

易门铜厂铜矿区位于云南省易门县以西26km处，出露的地层由老到新有昆阳群大龙口组(Pt2d)、美党组(Pt2m)、因民组(Pt2y)、落雪组(Pt2l)和鹅头厂组(Pt2e)。其中，落雪组(Pt2l)为矿区的主要含矿层位，含矿层岩性以白云岩为主，部分为板岩。NE向铜厂向斜为矿区主体构造，向斜南东翼发育F1、F2纵向断层，矿体沿铜厂向斜南东翼及F1、F2断续分布。除NE向主干构造外，矿区还发育较多的次级NW向断层，它们多切割含矿层或矿体，但错距总体较小(图2)。根据矿化类型及其空间分布特征，由北向南，可分为大尖山-新庄矿段、铜厂矿段和小马山矿段。其中，铜厂矿段矿体主要沿落雪组二段(Pt2l2)白云岩分布，沉积-成岩成因标志清楚，层控性典型。大尖山-新庄矿段和小马山矿段的矿体主要沿断裂带分布，热液充填成因标志清楚，穿层性显著。

详细调研表明，铜厂矿区两种不同成因类型铜矿的地质特征差异显著：

(1)沉积-成岩型铜矿 矿体主要沿落雪组二段灰白色白云岩中分布，成层性好，严格受层位(Pt2l2)及岩性控制，沿走向及倾向的延伸较稳定。主要矿石矿物为斑铜矿，黄铜矿稀少，斑铜矿呈微细粒(Φ=0.05mm～0.5mm)沿白云岩中微细层理面和缝合线分布，或呈微粒浸染状充填于白云石粒间空隙中，构成典型的纹层状构造、缝合线构造、韵律条带状和浸染状构造等。矿体的Cu品位总体偏低，一般在0.1%～0.5%之间，但规模较大，连续性较好，构成矿区的主要成矿类型。矿石中除白云石变质重结晶外，其它蚀变微弱，同生矿化特征典型。

(2)热液脉状铜矿 矿体沿F1、F2及其旁侧裂隙带断续分布，可见于因民组、落雪组和鹅头厂组等不同地层岩性中。在主断层带中，可形成由密集细(薄)-网脉带构成的厚大富矿体。如新庄南西矿体，受F1断裂破碎带控制，产于鹅头厂组炭质板岩与白云岩接触部位，走向长420m～500m，厚1.50m～11.28m，平均品位0.73%。在主断层旁侧节理裂隙带，则形成稀疏分布的细-网脉状矿化带，如铜厂矿段ZK10-2 和ZK10-3等钻孔，深部由落雪组一段至落雪组二段，均可见后期黄铜矿-方解石(重晶石)脉和黄铜矿-石英细脉叠加于层状矿体中，脉幅宽度0.5cm～10cm不等，并穿切斑铜矿纹层。本类型铜的成矿作用，即可形成独立的厚大富矿体(如大尖山、新庄和小马山等)，也可在沉积-成岩型铜矿体中叠加细-网脉状矿化带(如铜厂矿段)，是贫矿带中的富矿体。黄铜矿为主要的矿石矿物，脉石矿物有石英、方解石和白云石等。与矿石矿物共生的方解石均一温度主要在100℃～220℃之间，属中低温范围。

在空间分布上，沉积-成岩型矿化主要集中在铜厂矿段16线～19线之间，沿铜厂向斜东翼落雪组二段稳定分布，该类成矿作用形成的矿体厚8m～128m，Cu品位0.3%，本文将其称为铜厂式矿体。热液脉状矿化主要沿铜厂向斜东翼的纵向F1断裂带分布，在铜厂向斜东翼北段的大尖山-新庄-铜厂30号勘探线一带形成断续分布的脉状-透镜状的陡倾矿体。如大尖山矿段最为典型，该类矿体厚度可达30m，延长约500m，Cu平均品位0.6%，可称大尖山式矿体。铜厂向斜南段的小马山矿段，热液脉状矿化也较明显。据已有勘探资料分析，小马山0线、4线、8线等揭露到Cu品位0.8%、厚约10m的脉状矿体。

由上可见，铜厂矿区除发育沉积-成岩型铜矿外，热液脉状也是重要的成矿作用类型。根据二者在空间上的叠合程度不同，可将铜厂矿区矿化类型区分为热液脉状矿为主的区段(大尖山-铜厂30线、小马山矿段)、沉积-成岩型与热液脉状矿显著叠加区段(铜厂20线～10线)、沉积-成岩型矿化为主的区段(铜厂10线～19线及西部层状矿体延深区)。今后在该区实施地质找矿工作时，应高度注意此问题，有针对性地顺层或沿构造带部署找矿工程。

2 样品采集及分析测试结果

2.1 样品来源

本文研究所用的测试样品采集于铜厂矿区铜厂矿段和尖山矿段，取自钻孔岩芯和坑道，其中：无矿地段地层岩性(白云岩)样品32件，主要取自落雪组(Pt2l)一段至三段白云岩，少量取自鹅头厂组(Pt2e)和因民组(Pt2y)白云岩夹层；沉积-成岩型矿石(含斑铜矿白云岩型矿石)样品18件，取自落雪组(Pt2l)主要含矿岩性段；热液脉状矿石样品13件，取自大尖山矿段和铜厂矿段的黄铜矿-(石英)-方解石脉。

2.2 分析测试方法

沉积-成岩型和热液脉型样品前处理过程不同，沉积-成岩型样品取新鲜块体，将适量样品细碎至200目以下粉末；热液脉型样品主要从中挑取纯净的方解石矿物颗粒，用离子水清洗，晾干，再用玛瑙研钵粉磨至200目以下粉末，称量一部分粉末样品用足量的HAc(醋酸)溶解，反应完全后，保留未溶解的残渣，清洗烘干称重，后计算样品碳酸盐的含量。

样品的C-O同位素分析测试在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室连续流质谱仪实验室进行，分析仪器为MAT252。采用的方法是磷酸分解法，该方法的原理是将样品在恒温下与纯磷酸反应生成CO2气体，用MAT252对气体进行碳-氧同位素测定，分析精度为±0.2‰ (2σ)。碳同位素标准为PDB，氧同位素标准为PDB。其中沉积-成岩型碳酸盐矿物的δ18OV-SMOW(‰)用δ18OV-SMOW(‰)=1.03091×δ18OV-PDB(‰)+30.91公式进行换算。

2.3 碳、氧同位素测定结果

63件样品 C、O同位素组成分析测试结果见表1和表2。不同矿石及围岩中白云石或方解石的碳、氧同位素组成差异较显著。

表1 易门铜厂矿区沉积-成岩型矿石及围岩C、O同位素组成Table1 C-O isotopic compositions of sedimentary-diagenetic ore and wall rock in Yimen Tongchang mine

续表1

表2 易门铜厂矿区热液脉状矿石C、O同位素组成Table 2 C-O isotopic compositions of hydrothermal vein-type ore in Yimen Tongchang mine

沉积-成岩型矿石中白云石(表1中1号～18号样)的δ18OSMOW值从19.7‰～21.7‰，极差2‰，集中区间为20‰～22‰(图3b)，平均值20.8‰；δ13CPDB值从-3.7‰～1.4‰，极差5.1‰，集中区间为-1‰～1‰(图3a)，平均值-0.1‰。

无矿白云岩(围岩)中白云石(表1中19号～50号样)的δ18OSMOW值从16.7‰～21.6‰，极差4.9‰，集中区间20‰～22‰(图3b)，平均值20.2‰；δ13CPDB值从-1.9‰～1‰，极差2.9‰，集中区间-1‰～1‰(图3a)，平均值-0.01‰。

热液脉状矿石中方解石(表2)的δ18OSMOW值从11.9‰～17.0‰，极差5.1‰，集中区间13‰～15‰(图4b)，平均值为14.1‰；δ13CPDB值从-3.7‰～0.1‰，极差3.8‰，集中区间-4‰～0‰(图4a)，平均值为-1.5‰。

图3 沉积-成岩型矿石及其围岩C、O同位素组成直方图Fig.3 Histograms of the C-O isotopic compositions of sedimentary-diagenetic ore and wall rock

图4 热液脉状型矿石C、O同位素组成直方图Fig.4 Histograms of The C-O isotopic compositions of hydrothermal vein-type ore deposit in Yimen area a-沉积-成岩型矿石及其围岩；b-热液脉状矿石a-sedimentary-diagenetic ore and wall rock; b-hydrothermal vein-type ore

3 不同矿石C、O同位素组成及地质意义讨论

3.1 沉积-成岩型矿石及其围岩的C、O同位素组成

对测试结果综合分析显示，沉积-成岩型矿石与无矿白云岩(围岩)中白云石的C、O同位素组成的变化范围、平均值等均相似，既与Veizer(1974)提出的正常海相沉积碳酸盐岩的δ13CPDB值(0‰)接近，又与前寒武纪沉积碳酸盐岩δ18OSMOW平均值(20±4‰)基本一致(李兆龙等,1986)。在δ13CPDB-δ18OSMOW的相关图上，二者的投点区集中在海相碳酸盐岩区及其附近(图5)。

前人研究表明，海相碳酸盐的δ13CPDB值接近于0‰，而且稳定性较好，不随地质时代而发生较大变化，基本保留原生碳酸盐的碳同位素组成，能够准确反映当时的沉积环境(华仁民等，1988；王宏伟等，2013)。铜厂矿区沉积-成岩型矿石及围岩的C同位素组成不仅在数值上总体表现海相碳酸盐岩的特征，在C、O同位素组成随层位变化曲线图上，δ13CPDB值虽略有变小趋势，但变幅仅在-1‰～1‰之间(图6)，也体现稳定较均一的特点。尤其在落雪组主含矿层范围内，无论矿石还是围岩，δ13CPDB总体稳定在0‰附近。δ13CPDB变化小指示沉积环境变化小(关平等，2009)。δ13CPDB值变化略大的部位在落雪组一段(Pt2l1)与因民组(Pt2y)过渡带及落雪组三段(Pt2l3)与鹅头厂组(Pt2e1)过渡带，应与地层岩性由紫色层(Pt2y)→灰紫色泥质白云岩(Pt2l1)→灰白色白云岩(Pt2l2)→青灰色白云岩(Pt2l3)→灰黑色炭质层(Pt2e1)反映的沉积期氧化-还原条件变化有关。δ18OSMOW随层位变化也具类似特征，基本保持20‰～22‰之间，稳定较好。上述现象表明，沉积-成岩型矿石其无矿围岩的C、O同位素组成分布区间和变化趋势相同，在较大范围内保持其稳定性，具有明显的海相沉积成因特征。由此，我们认为，铜厂式矿体应属典型的沉积-成岩作用产物，成矿物质来自含矿层。

一般来讲，碳酸盐岩在沉积之后，受成岩、变质和热液蚀变作用等因素的影响，均会使碳、氧同位素发生变化(Verizeretal.，1976；陈衍景等，2000；祁进平等，2005；刘德良等，2006；王安甲等，2008)。这种现象在矿区白云岩中有所表现，但以氧同位素组成变化相对较明显。表1中13JS-5、ZK30-4-1、ZK30-4-2、ZK30-4-4样品的δ18OSMOW为 16.7‰～18.0‰之间，相对沉积-成岩型矿石和无矿围岩，δ18OSMOW值明显偏小，介于热液方解石与沉积-成岩白云石之间。在δ13CPDB-δ18OSMOW图中(图5)，部分沉积-成岩型矿石和无矿围岩的投点落在海相碳酸盐岩区外，有向原生碳酸岩区漂移的特点。仔细甄别表明，13JS-5、ZK30-4-1、ZK30-4-2、ZK30-4-4样品取自热液脉状矿为主的区段(大尖山-铜厂30线)，图5中向原生碳酸岩区漂移的样点基本来自主含矿层(Pt2l2)之下的落雪组一段(Pt2l1)，它们均来自热液活动的中心地带或相对深部。说明受成岩后热液及变质等作用的影响，矿区沉积-成岩型矿石及碳酸盐岩的碳、氧同位素组成，除在热液活动较强的地段或深部层位发生局部变化外，并未产生重大影响，总体保留原生组成特征，具较好的地质成因指示意义。

3.2 热液脉状矿石的碳、氧同位素组成特征

尖山式铜矿(化)体的13件热液方解石的C、O同位素组成无论在变化范围、平均值等方面，均与沉积-成岩型矿石及无矿围岩有显著差别(表2)。其中，δ18OSMOW平均值比围岩小6.0‰，为14.1‰，位于火成岩(5‰～15‰) 的范围内(陈骏等，2004)；δ13CPDB平均值显著偏离0值(-1.5‰)。在图5上，投点集中于岩浆碳酸岩与海相碳酸盐岩之间的狭小范围内，明显靠近原生碳酸岩区。根据O’Neiletal.(1969) 的方解石-水体系平衡分馏方程(1000lnα方解石-水= 2.78×106/T2-3.39)，求得所对应的成矿流体δ18OSMOW值为-3.1‰～6.0‰，具有郑永飞等(2000)提出的正常岩浆水( 约5.5‰～9.0‰)的特征。

国内外许多研究资料表明，在空间上与海相碳酸盐岩有关、含δ18OSMOW又偏低的碳酸盐矿物可能与火成活动有成因联系(华仁民等，1988)。例如：云南鹤庆老厂大型银多金属矿床中近矿围岩(火成侵入体方向)的δ18OSMOW低于远矿碳酸盐岩 (王宏伟等，2013)；华仁民等(1988)在研究东川铜矿床时，也得出两类碳、氧同位素数值，受热液影响的δ18OSMOW平均值为(13.18‰)，明显低于其他未受强烈变形和热变质形成的碳酸盐岩(20.41‰)值。与国内外一些矿区的碳酸盐围岩与岩浆热液方解石氧同位素组成对比(表3)，也显示铜厂矿区热液方解石的O同位素组成基本落在岩浆热液成因方解石范围，指示本区脉状矿石中的方解石不是碳酸盐地层淋滤的产物。

图5 易门铜厂铜矿床图Fig.deposit in Yimen area 1-沉积-成岩型矿石及其围岩；2-热液脉状矿石.1-sedimentary-diagenetic ore and wall rock; 2-hydrothermal veintype ore

图6 ZK10-2 孔的C、O同位素组成的垂向变化Fig.6 Vertical variation of carbon-oxygen isotope composition in drilling borehole ZK10-2 1-砂质板岩；2-黑色炭质板岩；3-青灰色白云岩；4-灰白色硅质白云岩；5-紫红色含泥质条带白云岩；6-紫红 色钙质板岩；7-沉积-成岩型铜矿体(化)；8-热液脉状铜矿体(化)1-silt-slate; 2-black carbonaceous slate; 3-cinerous dolomite; 4-hoary siliceous dolomite; 5-hoary amaranth argillaceous banded contains dolomite; 6-hoary amaranth calcareous slate; 7-sedimentary-diagenetic type copper orebody; 8-hydrothermal vein-type copper orebody

表3 一些矿区碳酸盐岩围岩与热液方解石的δ18OSMOW(‰)值(据华仁民等，1988)Table 3 Comparison of δ18OSMOW(‰) in carbonate host rocks and hydrothermalcalcite from selected areas(after Hua et al.,1988)

陈思尧等(2013)在研究羊拉铜矿时，曾对成矿热液中碳的来源做过研究和总结，指出其来源主要有3种：①地幔射气或岩浆来源的δ13CPDB值为-5‰～-2‰(Tayloretal.，1986)；②有机碳来源，δ13CPDB为-30‰～-15‰(Hoef，1997)；③海相碳酸盐来源的δ13CPDB值为0±4‰(Veizeretal.，1976)。易门铜厂热液脉状方解石的δ13CPDB为-3.7‰～0.1‰，可排除有机质为方解石提供主要碳的可能性。根据Bottinga(1968)的方解石-CO2的分馏方程〔1000lnαCO2-方解石=δ13CCO2-δ13CCaCO3=-2.4612+(7.6663×103/T)-(2.9880×106/T2) 〕，计算得出成矿流体中CO2的δ13C 值为-6.24‰～-0.35‰(平均-3.0‰)。将脉状矿石中方解石的C同位素组成与其他有关物质碳同位素组成作对比，可以看出易门铜厂方解石的δ13CPDB值位于地幔源与海相碳酸盐岩区之间(图7)。此外，在图5中，矿区热液脉状方解石C、O同位素组成分布点还具趋势②的分布特征，这种现象被证明是碳源与岩浆去气作用有关(黄智龙等，2004)。由此，我们认为，易门铜厂热液脉状方解石的碳应为深源岩浆碳和部分地层碳的混合。

总体看，矿区热液脉状方解石中的碳、氧同位素显示较明显的幔源或岩浆源特征，与沉积-成岩型矿石及无矿围岩中碳酸盐的碳、氧来源不同，指示尖山式矿体的成因应与深部岩浆活动有关。从区域地质条件看，易门铜矿带中昆阳群内普遍有晋宁-澄江期辉绿岩脉侵入，伴随深源岩浆活动，地幔流体参与脉状铜矿的成矿作用是可能的。

4 结 论

众所周知，C、O同位素组成是成矿流体来源示踪的有效方法，是分析成矿作用及矿床成因的重要地球化学依据。本文研究获得以下主要结论：

(1)易门铜厂矿区铜厂式矿体和大尖山式矿体中碳酸盐矿物的C、O同位素组成截然不同。结合两类矿体的地质特征，可以确认，铜厂矿区从落雪组沉积期至昆阳群褶皱隆升过程中，存在两期铜的成矿作用，即早期具同生特征的沉积-成岩型层状矿体和晚期具后生特征的脉状矿体，铜厂矿区铜矿应为沉积-成岩成因+深源热液成因的叠加型矿床。二者的C、O同位素组成清晰地反映它们在成矿作用和成矿流体来源上显著不同。

图7 不同物质碳同位素组成对比图(图中数据和底图据毛景文等，2003)Fig.7 Comparison of carbon isotope composition of di-fferent material(modified after Mao et al.,2003)

(2)沉积-成岩型矿石与无矿围岩的C、O同位素组成均显示正常的海相沉积环境特征，在较大范围内保持其稳定，受成岩后的地质作用影响较小。层状矿的成矿物质源自矿区含矿层及附近碳酸盐地层，属典型的沉积-成岩成因。

(3)脉状矿的C、O同位素组成指示其成矿流体与幔源或深部岩浆活动有关，为壳-幔混合流体，属典型的岩浆热液成因。其中壳源组分可能主要由矿区碳酸盐地层提供，而幔源组分则可能与晋宁-澄江期区域基性岩浆活动过程中的去气作用有关。

[注释]

① 云南省有色地质局地质地球物理化学勘查院.2011.云南省易门县铜厂铜矿区及外围综合预查报告[R].

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Carbon and Oxygen Isotopic Compositions in the Tongchang Copper Deposit in Yimen,Yunnan and Their Geological Implications

XIAO Shu-an，LI Feng，WANG Rong，YU Can，LV Jun-nan

(DepartmentofLandResourcesEngineering,KunmingUniversityofScienceandTechnology,Kunming,Yunnan650093)

The Tongchang copper deposit in Yimen county, a large one of low grade in within the Yimen copper ore belt in middle Yunnan Province, is a representative deposit. Two kinds of ore bodies (or mineralized bodies)-sedimentary-diagenetic copper ore (Tongchang type) and hydrothermal vein-like copper ore (Dajianshan type) are present in the ore district with special geological metallogenesis. This paper analyzes these two bodies as well as isotopic composition of carbon and oxygen in their ore-bearing carbonate strata. The results suggest that dolomite in Tongchang-type ore shows δ13CPDB=-3.7‰～1.4‰ with an average value of -0.1‰ and δ18OSMOW=19.7‰～21.7‰ with an average value of 20.8‰, which is consistent with carbon and oxygen isotope composition of dolomite in the ore-bearing carbonate formation (Luoxue Formation). Both of them are within the range of normal marine sedimentary carbonatite, and little influenced by the process after the diagenetic period, showing a characteristic sedimentary-diagentic origin sign. Calcite as a gangue mineral in the Jianshan-type ore body displays δ13CPDB=-3.7‰～0.1‰ (a mean value of -1.5‰) and δ18OSMOW=11.9‰～17.0‰ (a mean value of 14.1‰), which is obviously different from the carbon and oxygen isotope composition of sedimentary-diagentic ore body and ore-bearing carbonate formation. On the δ13CPDB-δ18OSMOWdiagram, these data are gathered within a narrow scope between magmatic carbonatite and marine carbonatite, indicating the metallogenic fluids related with mantle source or deep magma activity are crust-mantle mixed fluids. Therefore, crust-derived components may be mainly provided by carbonate formation in the ore area; while mantle-derived constitutes are probably associated with degasification in the process of basic magma action during Jinning-Chengjiang stage. Such evidence as isotopic composition of carbon and oxygen shows that the Tongchang mineral deposit is typically sedimentary-diagenetic type + hydrothermal-superimposing type for that stratiform and veined copper ores are produced by different metallogenetic processes in the Tongchang orefield, and ore-forming fluids are not derived from a same source.

C-O isotopic compositions, ore-forming fluids, genetic types, Yimen Tongchang

2015-04-15；

2016-01-26；[责任编辑]陈伟军。

国家危机矿山接替资源勘查项目(编号20089943)及云南铜业(集团)股份有限公司重点科技项目资助。

肖术安(1990年-)，男，硕士研究生，研究方向为矿床学。E-mail:411455068@qq.com。

李 峰(1957年-)，男，教授，主要从事成矿学的教学与研究工作。E-mail:lifeng@kmust.edu.cn。

P618.41

A

0495-5331(2016)02-0228-11

Xiao Shu-an, Li Feng, Wang Rong, Yu Can, Lv Jun-nan. Carbon and oxygen isotopic compositions in the Tongchang copper deposit of Yimen, Yunnan and their geological implications [J]. Geology and Exploration, 2016, 52(2):0228-0238