德兴斑岩铜矿成矿流体来源及其演化的氧同位素证据.pdf

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第22卷第4期西安工程学院学报Vol.22No.42000年12月JOURNALOFXI?

ANENGINEERINGUNIVERSITYDec.2000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在纵向上存在着3个特征区段:

?

中段（标高080m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。

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TC224分别采自矿区外围2km和4km,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18mg（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、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18O5,6。

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UtahBingham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）10-33,4,6）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?

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?

07.08.1780425?

1-44.07.49T110?

035.56.8980428?

1-50.19.93T309?

024.58.1780430H1-64.48.38TC16?

01258.62TC78?

31159.88TC216?

11407.15TC83?

31206.47TC217?

11407.02TC70H21507.49TC68?

31257.75TC72H21558.21TC64?

31357.68TC74H0-10.05TC15?

31257.70TC224H0-9.75TC81?

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080m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0m以下深部未/弱蚀变斑岩样品的?

18O值均一,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180-60m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13050m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/数据来源TCBi斑岩体中伟晶岩脉黑云母5.46+6.49?

320本研究TC61Bi花岗闪长斑岩中的斑晶黑云母5.43+6.46?

320（1999）TC61Q花岗闪长斑岩中的斑晶石英7.33+1.12?

320T115Q弱蚀变花岗闪长斑岩石英7.45+1.24?

320D3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8.9+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）TCH1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-0.94-4.86200注:

?

以黑云母水氧同位素分馏方程（1000ln=0.41106/T2-3.10）（BatchelderJ,1974）计算得;?

以石英水氧同位素分馏方程（1000ln=3.38106/T2-3.40）（ClaytonR.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/R300）、低水/岩比（W/R1.0）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13050m）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”（isotopicaging）。

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:

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（1）alteredgranodioriteporphyriesat0+80mlevelwhichexhibitcloseto?

normal?

18Ocharacteristics,

（2）rocksbelow0mwhichgenerallyexhibit18Odepletion（?

18O=（6.80.5）10-3）,and（3）rocksabove+80mwhichexhibitinsomecase18Oenrichmentandinothercase18Odepletion（?

18O=（5.4313.1）10-3）,relativetoprimarymagmatic?

18O=8.3610-3.Thecomplexityof?

18Ovaluesofrocksathigherandlowerlevelsisaresultofdifferentalterationenvironmentswhichdependontemperature,water/rockratiosandthehistoryofthreeexchanginghydrothermalfluidsincludingmagmaticfluid,deepscattednonmagmaticfluidandmeteoricwater.KeywordsOxygenisotopicaging;Magmaticfluid;Deepscattednonmagmaticfluid;Meteoricwater32西安工程学院学报22卷