滇西维西县铜厂箐铜矿床C-O-H同位素特征及其成因探讨

沙建泽，王 涛，徐 荣，邓明国，孙 涛，燕利军

(1.云南省地质调查院，云南昆明 650216；2.自然资源部三江成矿作用及资源利用重点实验室，云南昆明 650051；3.昆明理工大学国土资源工程学院，云南昆明 650093；4.云南大学地球科学学院，云南昆明 650500)

0 引言

兰坪中-新生代盆地为滇西重要的多金属成矿区，夹持于澜沧江断裂与金沙江-哀牢山断裂带之间(图1a)，是三江成矿带的重要组成部分(何龙清等，2004；Deng et al.，2014，2017)。盆地内矿床星罗棋布(图1b)，已成为世界级巨型矿集区，且矿化分带明显：沿盆地中轴线主要发育铅锌矿化，以白秧坪、金顶、菜子地、白洋厂等铅锌矿床为代表(薛春纪等，2002；张乾等，2002；张锦让等，2015；Deng et al.，2017)；盆地西缘则发育铜矿化，以科登涧、连城、金满、水泄等铜矿床为代表(何明勤等，1998；李峰等，2000；刘家军等，2000；吴南平等，2003；张锦让等，2015)。巨量金属的集中富集和颇具特色的矿化分带吸引了大批学者的关注和研究，并取得了丰硕的研究成果(薛春纪等，2002；Deng et al.，2017；Wang et al.，2018)。其中铅锌矿化研究程度较高，普遍认为矿床类型为MVT型，具有储量大、品位高等特征；而铜矿化主要呈似层状、脉状产出，虽然品位高，但由于探明规模小，相关研究则较为薄弱，对其成矿流体来源尚存分歧，主要有两种观点：(1)浅部盆地流体(李峰和甫为民，2000；刘家军等，2000；吴南平等，2003)；(2)与深部作用(隐伏岩浆活动、深部变质作用、甚至幔源流体活动)有关的流体(Ji and Li，1998；阙梅英等，1998；Chi and Xue，2011)，进而导致对矿床成因的认识亦存在争议，如“改造成因矿床”(何明勤等，1998；李峰和甫为民，2000)、“喷流(热水)沉积矿床”(刘家军等，2000)和“造山型铜矿床”(侯增谦等，2008)等。本文通过对兰坪盆地西缘具代表性的铜厂箐铜矿床开展C-O-H同位素研究，示踪成矿流体的来源，探讨矿床成因类型，为兰坪盆地进一步找矿勘查工作提供基础资料。

1 区域地质背景

兰坪盆地是一个典型的中-新生代陆内盆地，在大地构造上属东特提斯构造域，是我国著名三江构造-成矿带中的一个重要组成部分(张锦让等，2015)(图1a)。盆地呈南北向展布，盆地内依次出露二叠系上统碎屑岩夹中基性火山岩、三叠系中酸性-中基性火山岩夹(火山)碎屑岩、侏罗系-白垩系红色陆源碎屑岩夹碳酸盐岩等中、新生界沉积岩和火山岩。岩浆活动主要发育在盆地边缘及周边地区，盆地中心维西-兰坪一带为多金属矿床集中分布区，很少出露岩浆岩(张乾等，2002)。新生代受印度-欧亚大陆碰撞影响，盆地内发生强烈挤压变形和走滑剪切(Zhang et al.，2010)；同时，受澜沧江深大断裂及雪龙山断裂长期活动、岩浆活动及热变质作用等影响，盆地内发育多类型成矿作用(Hou et al.，2009)，如金满、科登涧、山加等卤水热液型脉状铜矿床(表1)、金顶后生热液-层控超大型铅锌矿床、水泄沉积-改造型铜(钴)矿床、茅草坪变质热液脉状铜矿床等(图1b)。矿床形成时代集中于两个高峰期：～56 Ma(如金满、白秧坪)和～30 Ma(如金顶)。两个成矿峰期分别对应印度板块和欧亚板块主碰撞阶段和后碰撞挤压褶皱阶段，表明兰坪盆地内多金属矿床的形成可能与印度-欧亚板块碰撞有关(李志明，2003；Deng et al.，2017)。

图1 兰坪盆地大地构造位置图(a,据李文昌等，2010)及矿床分布图(b，据张乾等，2002)Fig.1 Map showing tectonic setting(a，after Li et al.,2010)of the Lanping Basin and the distribution of deposits(b，Zhang et al.，2002)I-扬子陆块；VI-维西-绿春复合弧；VII-兰坪-思茅盆地；VIII-澜沧江结合带；IX-临沧-景洪复合弧；X-昌宁-孟连结合带；XI-宝山地块；XII-腾冲弧；1-第四系；2-新生界；3-中生界；4-三叠纪流纹岩；5-三叠纪玄武安山岩；6-富碱花岗岩；7-剪切变形的中生代花岗岩；8-新生代花岗岩；9-糜棱岩化千枚岩；10-糜棱岩化花岗岩与片麻岩互层；11-片麻岩；12-断层；13-城镇；14-河流；15-脉状铜矿 体；16-沉积岩容矿层状铜矿；17-铅锌矿床；18-铅锌(铜银)矿床；19-铜钴(铅锌)矿床I-Yangtze Block；VI-Weixi-Lvchun composite arc；VII-Lanping-Simao Basin；VIII-Lancang River junction zone；IX-Lincang-Jinghong composite arc；X-Changning-Menglian junction zone；XI-Baoshan Block；XII-Tengchong arc;1-Quaternary；2-Cenozoic；3-Mesozoic；4-Triassic rhyolite；5-Triassic basaltic andesite；6-alkali-rich granite；7-Mesozoic granite with shear deformation；8-Cenozoic granite；9-mylonitized phyllite；10-mylonitized granite and gneiss interbed；11-gneiss；12-fault；13-town；14-river；15-vein copper orebody；16-layered copper deposit hosted by sedimentary rock；17-lead-zinc deposit；18-lead-zinc (copper-silver) deposit；19-copper-cobalt (lead-zinc) deposit

表1 兰坪地区主要矿床特征表

2 矿床地质特征

铜厂箐铜矿床位于兰坪盆地北端。区内分布有三叠系中酸性-中基性火山岩夹(火山)碎屑岩和侏罗系红色陆源碎屑岩夹碳酸盐岩。出露地层(图2)主要有二叠系下统吉东龙组(P1j)，岩性为灰岩；沙木组一段(P1sm1)，岩性为砂岩、板岩；三叠系上统小定西组二段(T3xd2)，岩性为安山质(沉)火山角砾岩、安山岩、玄武安山岩、凝灰岩、熔结凝灰岩夹沉凝灰岩、含凝灰质绢云板岩；侏罗系中统花开佐组一段(J2h1)，岩性为岩屑石英砂岩、薄层状泥质粉砂岩、粉砂岩和粉砂质页岩，底部为块状复成份砾岩，与下伏小定西组二段(T3xd2)呈不整合接触；花开佐组二段(J2h2)，岩性为杂色粉砂质泥岩、粉砂岩夹泥灰岩，介壳灰岩，局部地段夹砂岩，是主要赋矿层位；侏罗系上统坝注路组(J3b)，岩性为薄层泥质钙质粉砂岩、粉砂质泥岩、泥岩、中厚层状岩屑石英砂岩。区内发育近南北向的加禾断裂和咪哩断裂，均被后期近东西向的菖蒲塘断裂和存仁场断裂错断。加禾断裂派生的次级断裂是本区的主要控矿构造。西侧有小定西组火山岩、火山碎屑岩分布。矿区西侧分布有基性火山岩，与铜矿体在平面上有一定的距离，目前调查尚未发现与矿化存在相互关系。

图2 铜厂箐铜矿床地质简图①Fig.2 Geologic map of the Tongchangqing Cu deposit①1-坝注路组；2-花开佐组二段；3-花开佐组一段；4-小定西组二段；5-沙木组一段；6-吉东龙组；7-实测断层；8-推断断层；9-地层界 线；10-角度不整合界线；11-产状；12-矿体1-Bazhulu Formation；2-second member of Huakaizuo Formation；3-first member of Huakaizuo Formation；4-second member of Xiaodingxi Formation；5-first member of Shamu Formation；6-Jidonglong Formation；7-measured fault；8-inferred fault；9-stratigraphic boundary；10-angular unconformity；11-occurrence；12-orebody

该矿床已探明矿体3条(KT1、KT2、KT3)，矿体均赋存于中侏罗统花开佐组二段的北北西向次级构造裂隙中，呈脉状、似层状产出，3条矿体呈北北西向近平行产出，倾向南西，倾角60°～70°。其中KT1矿体受断层控制明显，含矿岩性为角砾岩、石英砂岩，矿体产状为253°∠65°。矿体长度大于290 m，厚度1.72～4.07 m，单工程铜品位4.21%～5.29%；KT2矿体产于断层破碎带中，受断层控制明显，呈脉状、似层状产出，含矿岩性为碎裂石英砂岩，矿体产状为248°∠60°，矿体长度大于200 m，厚度1.43～2.22 m，单工程铜品位1.91%～2.01%；KT3矿体产于断层破碎带中，矿体受断层控制明显，地表主要为褐铁矿化，局部可见经氧化淋滤残留的辉铜矿，矿体产状为256°∠70°，长度大于200 m，厚度为0.80～1.92 m，单工程铜品位0.53%～2.82%。矿石矿物主要为辉铜矿、斑铜矿，少量黝铜矿、黄铜矿、黄铁矿、孔雀石、褐铁矿，脉石矿物主要为石英、方解石、绿泥石等。矿石结构较简单，辉铜矿、斑铜矿呈自形-半自形沿构造裂隙充填呈稠密浸染状、网脉状(图3a、c)，见有石英与方解石呈团块分布，呈半自形-它形沿裂隙充填呈细脉状(图3d)，见有斑铜矿主要以它形-半自形粒状或呈集合体交代辉铜矿，形成网脉状结构(图3e)，或呈块状和浸染状沿破碎带包裹充填(图3f)，同时见有后期石英脉的穿插现象。矿石构造以浸染状、网脉状(图3a、c)构造为主，斑杂状、角砾状(图3b)、假角砾状构造次之，少量不规则细脉状、条纹(层纹)状和块状构造。

图3 铜厂箐矿床矿石标本及镜下照片Fig.3 Photographs and micrographs of ore samples from the Tongchangqing deposita-浸染(块)状铜矿石；b-角砾状铜矿石；c-浸染状、网脉状铜矿石；d-辉铜矿、斑铜矿沿裂隙充填呈脉状构造；e-斑铜矿被辉铜矿穿插交代，形成残余、次文象及网状等交代结构；f-辉铜矿、斑铜矿沿围岩的孔隙、细微裂隙充填交代呈星点状分布，构成浸染状构造；见辉铜矿交 代斑铜矿迹象；Cc-辉铜矿；Bn-斑铜矿a-disseminated (massive) Cu ore；b-brecciated Cu ore；c-disseminated /stockwork Cu ore；d-veined chalcocite and bornite filling along fissure；e-bornite intruded and replaced by chalcocite；f-scattered chalcocite and bornite filling along fissure of wall rock，bornite replaced by chalcocite; Cc-chalcocite;Bn-bornite

3 样品采集与测试

本次在铜厂箐铜矿床PD6中系统采集了不同矿体、不同位置主成矿阶段的代表性样品，选取的5件方解石样品和7件石英样品均与金属硫化物具有密切的共生关系。首先利用玛瑙研钵和杵将岩(矿)石破碎至40～60目，清洗、烘干后在双目镜下挑选方解石和石英，其纯度达到99%以上。将挑选出来的方解石和石英样品(每件样品数量不少于1g)，以备C-H-O同位素测定。

C-O同位素测试在昆明理工大学国土资源工程学院完成，分析方法采用传统100%磷酸法，在25℃时，方解石样品与磷酸发生反应，用冷冻法分离生成的H2O，将反应释放出来的CO2带入质谱仪进行C-O同位素组成测试。测量结果以PDB为标准，记为δ13CV-PDB和δ18OV-PDB，分析精度为±0.2‰。

H-O同位素测试在北京科荟测试技术有限公司采用气体同位素质谱仪MAT 253plus进行H-O同位素定量测试。其中，H来自石英中流体包裹体封存的挥发分流体，O是石英本身氧。由于流体与石英本身的O存在同位素交换，因此需要将所测得石英的O同位素值基于流体温度进行换算。包裹体水的H同位素组成用Zn还原法，O同位素组成用 BrF5法(Coleman et al.，1982)获得，具体分析步骤见(Mao et al.，2008)。测量结果以SMOW作为标准，记为δ18OV-SMOW及δDV-SMOW，分析精度分别为±0.2‰和±1‰。

4 测试结果

4.1 方解石C-O同位素组成

铜厂箐铜矿床主成矿阶段方解石的C-O同位素组成结果见表2。5件方解石的δ13CV-PDB值变化较小，介于-6.93‰～-6.16‰，平均为-6.69‰，与金满铜多金属矿床方解石的δ13CV-PDB值(-7.4‰～-4.8‰；李志明等，2004)接近，δ18OV-PDB值介于-19.38‰～-17.26‰，平均值为-18.32‰；若采用公式δ18OV-SMOW= 1.03086 ×δ18OV-PDB+ 30.86(Friedman and O’Neil，1997)计算，δ18OV-SMOW值介于10.88‰～13.07‰之间，平均值为11.98‰，δ18OV-SMOW值呈线性分布，低于金满铜多金属矿床方解石的δ18OV-SMOW值(14.2‰～15.9‰；李志明等，2004)。

表2 铜厂箐铜矿床中方解石C-O同位素组成

4.2 石英H-O同位素组成

铜厂箐铜矿床主成矿阶段石英中包裹体的H-O同位素组成见表3。7件石英的δ18OV-SMOW值集中在14.22‰～16.88‰，显示主成矿阶段成矿流体的H-O同位素组成相对稳定。利用石英-水之间的氧同位素平衡分馏方程103lnα石英-水=δ18O石英-δ18OH2O= 4.48×106/T2-4.77×103/T+1.71 (0～1200℃，Zheng，1991)，计算时采用离矿区较近的科登涧铜矿床早成矿阶段流体包裹体均一温度的平均值(徐晓春等，2005)。计算得到与石英达到分馏平衡的流体δ18OH2O值介于4.88‰～7.88‰范围，均值为6.59‰。

表3 铜厂箐铜矿床成矿流体的H-O同位素组成

5 讨论

5.1 成矿流体来源

铜厂箐铜矿床成矿流体的H-O同位素组成相对稳定。主成矿阶段石英的δ18OV-SMOW值集中在14.22‰～16.88‰，明显高于金满铜多金属矿床主成矿流体的δ18OV-SMOW值(-10.3‰～9.8‰；李志明等，2004)；δ18OH2O值介于5.25‰～7.91‰，均值为6.96‰，在岩浆水范围内(5.5‰～9.5‰；Sheppard，1986)；δDV-SMOW值介于-87.0‰～-61.7‰，均值为-75.99‰，较金满铜多金属矿床主成矿流体的δDV-SMOW值(-107.0‰～-30.3‰；李志明等，2004)分布范围窄，落于岩浆水范围(-80.0‰～-40.0‰；Sheppard，1986)。在δD-δ18OH2O图解中(图4)，矿床主成矿阶段石英样品的投点落在原生岩浆水区及其附近，表明岩浆水是初始成矿流体，可能后期有大气降水的混入。

图4 铜厂箐铜矿床石英δD-δ18OH2O图解(底图据 Taylor，1986)Fig.4 δD-δ18OH2O diagram of quartz from the Tongchang- qing deposit (base diagram from Taylor，1986)

矿床方解石的δ13CV-PDB值介于-6.93‰～-6.16‰，明显高于有机成因碳(平均-27‰；Schidlowski，1998)、淡水中的碳(-9‰～-20‰；Hoefs，1997)和大气碳(-11‰～-7‰；Hoefs，1997)，低于海相碳酸盐(-3‰～2‰；Hoefs，1997)，与岩浆成因碳的同位素值(-9‰～-3‰；Toylor，1986)较接近。这表明矿床中成矿流体的碳主要来源于岩浆水，可能后期有大气降水的混入。地壳流体中的CO2主要有3个来源，即有机物质、海相碳酸盐岩、岩浆-地幔(刘建明等，1997)。铜厂箐铜矿床主成矿阶段方解石在δ18OV-SMOW-δ13CV-PDB图解中投点主要落在花岗岩源区附近，指示成矿流体中的碳主要来源于中酸性岩浆流体。同时，方解石的δ13C值基本稳定，而δ18O值呈线性沿低温蚀变方向分布(图5)。前人研究表明造成这种趋势的原因有两种：一为流体的沸腾作用，即由于H2O的蒸发导致氧同位素发生分馏，二为流体的混合作用(Richardson et al.，1988；Zheng，1991；Scheele and Hoefs，1992；黄华，2014；Chen et al.，2017，2018)。因此，造成C-O同位素的这种变化趋势是受流体混合作用的影响。综上所述，铜厂箐铜矿床成矿流体起源于岩浆水，后期演化过程中有少量大气水混入。

图5 铜厂箐铜矿床中方解石的δ18OV-SMOW-δ13CV-PDB图解(底图据刘建明等，1997；刘家军等，2004；Chen et al.，2018；陈 伟，2019)Fig.5 δ18OV-SMOW-δ13CV-PDB diagram of calcite from the Tongchangqing deposit (base diagram after Liu et al.,1997; Liu et al.,2004；Chen et al.，2018；Chen，2019)

5.2 矿床成因

铜厂箐铜矿床的C-O-H同位素组成表明，成矿流体中的CO2主要源自岩浆水，岩浆水在上升运移过程中可能有大气水的混入。主成矿阶段含矿石英脉中石英的δ18OH2O值为5.25‰～7.91‰，其氧同位素组成具有原生岩浆水的特征，对应的δD值跨度较小(-87.0‰～-61.7‰)。在δD-δ18OH2O关系图上，矿床的数据点都位于原生岩浆水区域及其附近，指示成矿热液主要来源于岩浆水，可能有部分大气降水的参与。岩浆活动在喜马拉雅期主要限于盆地边缘及周边地区(张乾等，2002)，表明成矿作用与隐伏岩浆活动有关。张锦让等(2015)对兰坪盆地西缘脉状铜矿床金满、连城的流体来源进行了研究，2个矿床不同样品流体包裹体中3He/4He比值与壳源氦的3He/4He特征值极其一致；这进一步表明盆地西缘脉状铜矿床的成矿流体来源于壳源岩浆流体。虽然铜厂箐矿区未见新生代岩浆岩出露，但区域航磁、重力和遥感资料显示兰坪盆地中北部沿兰坪-思茅断裂有一巨大的隐伏岩浆系统(张成江等，2000)。综合分析铜厂箐铜矿床成矿构造背景、矿床地质特征和C-H-O同位素组成，认为该矿床为一个明显受断裂构造控制，与隐伏岩体有关的岩浆热液型脉状铜矿床。

6 结论

(1)铜厂箐铜矿床呈脉状产于中侏罗统花开佐组二段粉砂质泥岩、粉砂岩夹泥灰岩断裂构造中，主成矿阶段方解石样品的δ13CV-PDB值变化于-6.93‰～-6.16‰，δ18OV-SMOW值变化于10.88‰～13.07‰；石英样品的δ18OV-SMOW值变化于14.22‰～16.88‰，δDV-SMOW值介于-87.0‰～-61.7‰，表明铜厂箐矿床成矿流体主要来源于岩浆水，后期演化过程中有少量大气水混入。

(2)综合研究认为，铜厂箐铜矿的形成可能是喜马拉雅期在印度-欧亚大陆碰撞背景下，受断裂构造控制明显，与隐伏岩体有关的岩浆热液型脉状铜矿床。

致谢：野外采样及室内分析均得到滇西应用大学陈伟的帮助，论文撰写得到中国地质大学陈福川博士的指导，在此表示衷心的感谢！

[注 释]

①云南省地质调查院．2010．云南省维登幅(G47E006013)矿产远景调查说明书[R]．