德兴斑岩铜矿成矿流体来源及其演化的氧同位素证据.pdf

1、第22卷第4期西安工程学院学报Vol.22No.42000 年1 2月JOURNAL OF XI?AN ENGINEERING UNIVERSITY Dec.2 0 0 0德兴斑岩铜矿成矿流体来源及其演化的氧同位素证据金章东1,2,朱金初2,李福春2,卢新卫2,3,黄耀生2(1.中国科学院南京地理与湖泊研究所 湖泊沉积与环境开放研究实验室,江苏 南京 210008;2.南京大学 地球科学系,南京大学 内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室,江苏 南京 210093;3.中国科学院 地理研究所,北京 100101)摘要 与原始岩浆组成(?18O=8.3610-3)相比,铜厂花岗闪长斑岩的氧同位素

2、在纵向上存在着 3个特征区段:?中段(标高 080 m 之间)样品接近原始岩浆18O 值;?上段:在此之上的样品?18O 值变化区间很大(5.4310.86)10-3,有富集18O的,也有亏损18O的;下段:标高在 0m以下深部未/弱蚀变斑岩样品的?18O值均一,亏损18O,集中在(6.80.5)10-3范围内。研究表明,这种现象是岩浆流体、深部非岩浆流体和浅部大气降水等 3 种不同来源的热液流体在不同温度、水/岩比环境下发生水 岩交换综合形成的。关键词氧同位素老化;岩浆流体;深部非岩浆流体;大气降水 中图分类号P595 文献标识码A 文章编号10079955(2000)04002706 作者

3、简介金章东(1971),男,博士,现从事同位素地球化学研究工作。收稿日期 20000225 基金项目 国家自然科学基金资助项目(49733120)和中国博士后基金资助项目虽然斑岩型矿床与侵入斑岩体之间的同源性已被广泛接受,但是近年来才逐渐认识到,斑岩铜矿床并不是含异常高金属元素的小岩体侵入后简单结晶的产物,而是只有在地壳浅部斑岩岩浆内能产生的大量热液流体并发生对流循环作用,将岩浆中的铜聚集起来,最后才形成斑岩铜矿床的 1,2。因此,认识与斑岩铜矿床有关的流体作用及演化已经成为研究斑岩型矿床成因的关键。而氧同位素是了解热液流体来源、演化途径和热液蚀变过程中同位素交换的一种非常有用的示踪方法 3,

4、4。有关铜厂斑岩铜矿床内氧同位素的研究主要局限于地表、上部及一般特征,而缺少系统的、纵向的对比研究,从而可能未全面地反映出该斑岩体系流体特征及其演化 3,5。笔者以江西德兴铜厂特大型斑岩铜矿床为对象,从氧同位素方面对其不同来源热液流体及其演化作了进一步的探讨和研究。1样品制备与测试图 1德兴铜厂斑岩体形态及本研究样品分布Pt.中元古代双桥山群浅变质岩系;?25.燕山期花岗闪长斑岩;1.钻孔采样点;2.地表斑岩采样点;3.地表围岩采样点;4.斑岩体与围岩界线;5.勘探线及编号根据蚀变岩石的矿物组合及其空间产状(图1)选取了 45 个样品进行全岩18O/16O 比值测定。在双目镜下挑选了 4 个单

5、矿物样品(黑云母和石英各 2个)用于18O/16O 比值测定,其中石英纯度近 100%,黑云母纯度在 98%以上。TC74 和 T C224 分别采自矿区外围 2 km 和 4 km,用以代表无矿化围岩组成。其余样品为未蚀变、各种蚀变类型的斑岩和浅变质千枚岩。全岩和矿物样品质谱分析样品的制备采用BrF5法。首先在真空条件下从 18 mg(黑云母 15mg)样品中转换出 O2,然后将得到的 O2与热碳棒反应生成 CO2,在 MAT252 质谱仪上测定18O/16O同位素比值,结果换算为?18OSMOW,单位 10-3,测试精度为(1!)0.0210-3。2全岩氧同位素组成对于斑岩铜矿的成矿流体氢

6、、氧同位素研究表明,早阶段、高温钾化蚀变是由岩浆流体作用的结果,而晚阶段、低温绿泥石化 泥化则是由大气降水参与的热液流体引起的 3,6。不同性质热液流体与围岩发生同位素交换作用,结果使流体相对富集或亏损18O 5,6。根据两种流体的偏重,有正岩浆模式和地下水对流模式两种观点。但是这种“两源论”的观点可能简单化了 7。BowmanJ.R 等(1987)8在对Utah Bingham 斑岩铜矿成矿流体研究过程中,发现成矿流体含有高 中等盐度岩浆流体和构造层间水组分,德兴铜厂斑岩铜矿形成时兼有这两种流体作用 9,10。除了含角闪石的 T110 样品(?18O 值为6.8910-3)外,其余 4 个新

7、鲜的未/微弱蚀变斑岩样品(?0)全岩?18OSMOW平均值为(8.360.22)10-3(表 1)。这与前人取得的结论 10十分接近。因此,8.3610-3可用来代表铜厂花岗闪长斑岩原始岩浆?18OSMOW值。对于蚀变花岗闪长斑岩来说,大部分在典型的钙 碱性岩浆同位素组成(610)10-3 3,4,6)范围内。而轻微偏离原始岩浆组成可能与下列 4 个因素有关:(1)矿物类型。铜厂花岗闪长斑岩的主要矿物成分是长石、石英和铁镁矿物(如角闪石、黑云母等)。斑岩 长石和石英 铁镁两矿物对的同位素交换能力相差极大:前者在低温度(约 200)条件下也易与水发生氧同位素交换反应 3,5;后者则不易较大地改变

8、氧同位素组成,显示稳定性(表 2)。郭新生等(1999)11证明在铜厂体系的温度和水岩比条件下,蚀变斑岩中长石的?18O 值明显降低(见表 2)。另一方面,石英与岩浆流体间的同位素分馏系数很小,同位素交换是十分缓慢的 12。蚀变斑岩中石英的?18O 变化区间较大(7.3310.1)10-3,表明石英与流体间氧同位素交换未达到平衡。并且在绢云母化过程中有次生石英的加入(选矿物时不可避免次生石英的混入),而次生石英具有较高的?18O表 1铜厂斑岩铜矿蚀变岩石氧同位素组成样号岩性代号标高/m?18OSMOW/10-3样号岩性代号标高/m?18OSMOW/10-32117?2128.46.108042

9、?1183.46.6321119?2120.17.178045?3162.56.6721121?293.67.098049H3144.64.8621116?279.37.9580410?2138.99.0821113?269.08.1580412H2128.66.5721123?150.810.8680413H2103.17.1421112?140.98.3980416?187.37.262112?132.28.0980419?166.09.072116?117.88.8980421H240.77.7821110?08.08.4980424H1-12.89.442119?07.08.17804

10、25?1-44.07.49T110?035.56.8980428?1-50.19.93T309?024.58.1780430H1-64.48.38T C16?01258.62T C78?31159.88TC216?11407.15T C83?31206.47TC217?11407.02T C70H21507.49T C68?31257.75T C72H21558.21T C64?31357.68T C74H0-10.05T C15?31257.70T C224H0-9.75T C81?31258.09注:?为花岗闪长斑岩,H 为千枚岩。下标 0、1、2、3 分别代表未/微弱蚀变的、弱蚀变的、中

11、等蚀变的和强蚀变的;氧同位素分析在南京大学成矿作用国家重点实验室质谱实验室完成(1999)。28西安工程学院学报22 卷值 11,13。因此,无法根据石英 水之间氧同位素分馏方程计算得到同位素温度值。(2)蚀变类型与强度。虽然绢云母化斑岩的?18O值接近于原始岩浆同位素组成,但是由于晚期蚀变的叠加,斑岩的?18O 值呈降低趋势,最大可低于原始岩浆组成 2.410-3(见表 1,图 2)。而核部钾长石黑云母化斑岩则比接触带附近的绢云母化 硅化斑岩亏损18O,有较低?18O 值。从而表明,接触带附近强烈蚀变岩石可能因水/岩比较大(W/R=0.51.0),且经历过多次与流体间的相互作用,因而可能达到

12、水 岩间氧同位素交换平衡 13。但是同样受流体影响的(87Sr/86Sr)i并没有存在和?18O 简单的对应关系(见图 2),表明了铜厂成矿体系热液流体的多样性和流体与岩石在不同温度下发生同位素交换的复杂性。纵向上,与原始岩浆氧同位素组成(?18O=8.3610-3)相比,斑岩样品的全岩18O 值可分为 3 个不同的区段(图 3A):?中段(标高080 m 之间)样品接近原始岩浆18O 值;?在此之上,经受不同阶段蚀变的斑岩?18O 值变化区间很大(5.4310.86)10-3。与原始岩浆相比,既有富集18O 的,也有亏损18O的;标高在 0 m 以下深部未/弱蚀变斑岩样品的?18O 值均一,

13、相对原始岩浆组成均亏损18O,集中在(6.80.5)10-3范围内。单一钻孔内由深部向浅部(在 180-60 m 之间),蚀变岩石的?18O 值呈降低趋势,降低幅度可达(34)10-3,并且靠近接触带样品(SC804)的?18O 值又要比斑岩体核部斑岩(SC211)低约为(13)10-3。在矿化最强的13050 m 区段?18O 值较原始组成小且均一。除 21123外,其他氧同位素组成均接近原始岩浆?18O 值(图3B)。上述蚀变斑岩?18O 的空间变化特征实质上与温度、水 岩作用过程有关。表 2铜厂矿区中单矿物的氧同位素组成样号样 品 产 状样 品?18O/10-3?18OH2O/10-3t

14、/数据来源T CBi斑岩体中伟晶岩脉黑云母5.46+6.49?320 本研究T C61Bi花岗闪长斑岩中的斑晶黑云母5.43+6.46?320(1999)T C61Q花岗闪长斑岩中的斑晶石英7.33+1.12?320 T115Q弱蚀变花岗闪长斑岩石英7.45+1.24?320 D3强烈蚀变花岗闪长斑岩石英9.3+2.4300郭新生D8弱蚀变花岗闪长斑岩石英8.7+1.8300(1999)D10花岗闪长斑岩石英8.4+6.1500D13花岗闪长斑岩石英8.8+6.5500D15弱蚀变花岗闪长斑岩石英9.3+7.0500D17弱蚀变花岗闪长斑岩石英9.8+7.5500D8弱蚀变花岗闪长斑岩长石8.

15、9+3.0300D10花岗闪长斑岩长石7.5+6.0500D13花岗闪长斑岩长石6.5+5.0500D15弱蚀变花岗闪长斑岩长石7.1+5.6500Cu062含铜硫化物石英脉石英8.7-1.1240张理刚等Cu032含铜硫化物石英脉石英9.4-2.5200(1996)Cu9316含铜硫化物石英脉石英10.1-1.8200Cu046晚期无矿石英脉石英8.4-3.4205T11071蚀变斑岩中石英硫化物脉石英9.2-0.6240朱训等T1251蚀变斑岩中石英硫化物脉石英4.7-4.7240(1983)T CH1蚀变千枚岩中石英硫化物脉石英11.81.9240德 10蚀变千枚岩内绿泥石-0.94-4

16、.86200注:?以黑云母 水氧同位素分馏方程(1 000 ln=0.41106/T2-3.10)(Batchelder J,1974)计算得;?以石英 水氧同位素分馏方程(1 000 ln=3.38106/T2-3.40)(Clayton R.N,1972)计算得;假定黑云母斑晶和石英斑晶同时结晶,所取为石英斑晶中流体包裹体最低均一温度294 期金章东等:德兴斑岩铜矿成矿流体来源及其演化的氧同位素证据图 3铜厂蚀变岩石氧同位素与深度关系变化趋势图(3)结晶温度。不论蚀变类型与强弱,浅部花岗闪长斑岩?18O 值比深部高(见图 3A)的空间变化趋势可能由两种机制产生:一为不同温度下流体蚀变发生同

17、位素交换所造成;二为岩浆结晶分异的结果。然而,岩浆结晶分异作用往往只造成斑岩?18O 值较小幅度的变化,一般 300)斑岩-流体之间发生的氧同位素交换使花岗闪长斑岩相对亏损18O,即#300)条件下沿亚固相线进行的热液蚀变是以 W/R 300)、低水/岩比(W/R 1.0)环境下的同位素交换,使岩石氧同位素普遍降低到 6.810-3的同时,这种非岩浆流体本身的?18O 值可以增大到(29)10-3。从表 2可知,深部未/弱蚀变花岗闪长斑岩中石英的?18OH2O值为(5.07.5)10-3,可能就是反映了这种交换后热液流体的同位素特征。当交换后的非岩浆流体与岩浆热液一起向上迁移时,这种富18O

18、的混合热液流体在相对低温(10)条件下与岩石和围岩发生反应将形成强烈的绢云母化和硅化以及高?18O 的蚀变岩,最高可达 13.110-3。此时#8.36。围岩中也有样品?18O 高于新鲜浅变质千枚岩(?18O=12.310-3)的。反应后,流体本身的?18O 值却降低:蚀变斑岩中石英的?18O 可降低到 1.110-3左右,而矿化石英脉中的?18OH2O值更低,为(-3.2-0.6)10-3(见表 2)9,10。在低温条件下,W/R 值越高,交换后岩石的?18O值应越大。但是从钻孔中蚀变岩石的?18O 值变化特征却发现(见图 3B),靠近高渗透率接触带钻孔(SC804)中的蚀变岩石的?18O

19、值却比斑岩体核部斑岩(SC211)的低。这与高18O 流体和火成岩同位素交换原理相悖。这种反常现象与岩浆侵入后大气降水的参与有关。在浅部,雨水和岩浆水之间存在的?18O 明显差异(1520)10-3势必造成水 岩反应后的岩石亏损18O。接触带上因岩石破碎具有高渗透性,使热液流体和大气降水都在此聚集,形成高 W/R 比的环境。在此环境中的蚀变岩石具有最强的矿化、蚀变和18O 效应。这种异常大的18O 效应在火成岩体造成的破碎带及与围岩的接触带附近是十分常见的 5,6。从而造成靠近接触带样品(SC804)的?18O 值比斑岩体核部斑岩(SC211)的低(13)10-3及矿化蚀变最强(标高 1305

20、0 m)区段?18O 值均一的反常现象(见图 3B)。这反映矿化最强部位就是热液流体强烈活动的空间,它不但有利于发生同位素交换,并且可能已达到了同位素交换平衡。另一方面,大气降水的混入将改变混合热液流体的物理 化学性质(包括T、pH、fO2及化学成分等),促使矿物质就地进一步沉淀成矿。普遍叠加在早期蚀变带上的绿泥石化-碳酸盐化是大气参与的混合热液流体蚀变的产物。因此浅部蚀变斑岩?18O 值存在较大的变化区间(5.4313.1)10-3),它是多种交换反应后的综合反映,即所谓的“同位素老化”(isotopic aging)。靠近斑岩体蚀变围岩?18O 的大幅度降低就是受岩浆热能驱动大气降水参与浅

21、部热液循环与围岩反应的结果。综上所述,铜厂成矿体系在演化过程中至少存在 3 种不同来源的热液流体,包括高温岩浆流体、来自深部围岩的非岩浆流体和大气降水。铜厂水 岩体系内观察到的花岗闪长斑岩18O富集、18O亏损共存的现象就是这 3 种不同来源的热液流体在不同温度、水/岩比环境下与岩石发生水 岩交换反应而改变流体氧同位素组成综合造成的。314 期金章东等:德兴斑岩铜矿成矿流体来源及其演化的氧同位素证据 参考文献 1 Keith J D and Shanks W C.Chemical evolution and volatilefugacities of the Pine Grove porphy

22、ry Molybdenum and ashflow tuff system,Southwestern U tah J.Canadian M in andMetal,1988(39):402423.2 Lowenstern J B.Evidence for a copperbearing fluid inmagma erupted at the Valley of Ten Thousand Smokes,Alaska J.Contrib Mineral Petrol,1993(114):409421.3 Taylor H P Jr.Oxygen and hydrogen isotope rela

23、tionships inhydrothermal mineral deposits.In:Barnes HL,ed.,Geochemistry of hydrothermal ore depositsM.New York,John Wiley Intersci,1979.236277.4 Taylor H P Jr.T he oxyg en isotope geochemistry of igneousrocks J.Contrib.Mineral Petrol,1968(19):171.5 Dilles J H,Solomon J C,Taylor Jr H P et al.Ox ygen

24、andhydrogen characteristics hydrothermal alteration at the Ann-Mason porphyry copper deposit,Yerington,Nevada J .Econ.Geol,1992(87):4463.6 Taylor H P Jr and Forester R W.An oxygen and hydrogenisotope study of the Skaergaard intrusion and its countryrocks:A description of a55-m.y.old fossil hydrother

25、malsystem.J J.Petrol.1979(20):355419.7 Norman D K,Parry W T and Bowman J R.Petrology andgeochemistry of porphylitic alteration at Southwest T intic,UtahJ.Econ.Geol,1991(86):1328.8 Bowman J R,Parry W T,Kropp W P et al.Chemical andisotopic evolution of hydrothermal solutions at Bingham,Utah J.Econ.Geo

26、l,1987(82):395428.9 朱训,黄崇轲,芮宗瑶,等.德兴斑岩铜矿M.北京:地质出版社,1983.1336.10 张理刚,刘敬秀,陈振胜,等.江西德兴铜厂铜矿水 岩体系氢氧同位素演化 J.地质科学,1996,31(3):250263.11 郭新生,季克俭,黄耀生,等.德兴铜厂斑岩铜矿成矿热液的来源及其演化花岗闪长斑岩的氧同位素制约J.高校地质学报,1999,5(3):260268.12 T aylor H P Jr.The application of oxygen and hydrogenisotope studied to the problems of hydrotherma

27、l alterationand ore deposition J.Econ.Geol,1974(69):843883.13Botting a Y and Javoy H.Comments on oxygen isotopegeothermomertryJ.Earth Planet Science Lett,1973(20):250265.14 季克俭,吴学汉,张国柄.热液矿床的矿源水源和热源及矿床分布规律 M.北京:北京科学技术出版社,1989.322.15 Cole D R,Ohmoto H and Jacobs G K.Isotope exchange inmineralfluid sys

28、tem:.Rates and mechanisms of oxygenisotope exchange in the system graniteH2ONaClKCl athydrothermal conditions J.Geochim Cosmochim.Acta,1992(74):445466.16 张理刚.稳定同位素在地质科学中的应用 M .西安:陕西科学技术出版社,1985.1265.OXYGEN ISOTOPE IMPLICATION FOR SOURCE ANDEVOLUTION OF OREFORMI NG FLUIDS IN DEXINGPPRPHYRY COPPER DEP

29、OSIT,JIANGXI PROVINCEJIN Zhangdong1,2,ZHU Jinchu2,LI Fuchun2,LU Xinwei2,3,HUANG Yaosheng2(1.Nanjing Institute of Geography and Limnology,Lake Sediment and Environment Laboratory,A cademia Sinica,Nanjing 210008,China;2.Dept.of Earth Sciences,State K ey Laboratory f orResearch of Mineral Dep osits,Nan

30、jing University,Nanjing 210093,China;3.Instituteof Geograp hy,A cademia Sinica,Beijing 100101,China)Abstract Three general categories of the oxygen isotopic syetematics are observed in the Tongchang porphyry body:(1)altered granodiorite porphyries at 0+80 m level which exhibit close to?normal?18O ch

31、aracteristics,(2)rocks below0mwhich generally exhibit18Odepletion(?18O=(6.80.5)10-3),and(3)rocks above+80m which exhibit in somecase18Oenrichment and in other case18Odepletion(?18O=(5.4313.1)10-3),relative to primary magmatic?18O=8.36 10-3.The complexity of?18O values of rocks at higher and lower le

32、vels is a result of different alterationenvironments which depend on temperature,water/rock ratios and the history of three exchanging hydrothermal fluidsincluding magmatic fluid,deep scatted nonmagmatic fluid and meteoric water.KeywordsOxygen isotopic aging;Magmatic fluid;Deep scatted nonmagmatic fluid;Meteoric water32西安工程学院学报22 卷