类型特征

气质类型及其主要特征~

（一）概况
陆相砂页岩型铜矿床泛指产于中新生代以红色、灰色砂岩、粉砂岩、页岩、砾岩为主的杂色碎屑沉积岩中的层状（层控）铜矿床，含矿岩石还可能包括少量碳酸盐岩、硅质岩和火山碎屑岩，含铜建造的下部常为含煤建造，上部常为红色膏盐建造，铜矿体主要产于红层中的浅色层内，一般又称为“红层铜矿床”。此外，在兰坪-思茅盆地西部澜沧江断裂东侧的陆相砂页岩中，分布有大量受断裂构造控制的脉状铜矿床（点）、铜矿化，其成因和矿体产状明显不同于层状铜矿，我们认为它们是在陆相环境下热水沉积形成的，并称之为陆相热水沉积矿床。
砂页岩铜矿床广泛分布于我国南方的中新生代陆相盆地中，重要的有云南滇中盆地、四川会理盆地、湖南衡阳盆地和沅麻盆地。此外，在广东、广西、江西、贵州、安徽、西藏等省（区）的中、新生代盆地中也有众多的小型砂页岩铜矿床（矿点）产出。
（二）成矿地质构造背景
含铜盆地大多位于含铜背景高的古陆之中或边缘。如滇中和会理盆地位于康滇古陆之中，该古陆中除产有元古宙的细碧角斑岩型（大红山-拉拉型）铜铁矿和白云岩型（东川-易门型）铜矿及海西期的岩浆型硫化铜镍矿外，整个基底岩系都含有较高的铜，如昆阳群变质岩一般含铜0.02%～0.03%（云南省冶金地质勘探公司，1977）；湖南衡阳盆地中的砂岩型铜矿均发育在盆地东南部，邻近的耒阳-临武古生代基底地层中，铜的丰度值较高，并有中生代的花岗岩型铜矿产出，如宝山铜矿、水口山铅、锌、铜矿等。这些含铜背景高的古陆岩系为砂页岩铜矿床的形成提供了重要的铜源。砂页岩铜矿的形成与陆内裂谷作用或断陷作用密切相关。含铜建造主要沉积于裂谷（断陷）盆地发展的中晚期。
滇中盆地与四川会理盆地形成于康滇大陆裂谷中（潘杏南等，1987；肖荣吾，1988）。其裂谷盆地的演化经历了断陷、坳陷、萎缩期3个发展阶段。
（1）断陷期裂谷期盆地形成于晚三叠纪，断陷时期由于强烈下切，为一非补偿性的盆地，汇水条件不完备，出现谷底的局部沼泽化，形成了一套陆相砂页岩及含煤建造。
（2）坳陷期侏罗纪至早白垩世为裂谷盆地发育的坳陷期，在经过初始裂谷阶段扩充堆积的盆地沉积区不断加大的基础上，发生区域性沉降而进入坳陷期。由于控制盆地边界的同生沉降断裂的活动，导致盆地一方面沉降，另一方面是大量来自裂谷旁侧陆源碎屑物质向盆地补给，形成一套岩相单一、厚度巨大的补偿性陆相碎屑岩系。该时期是裂谷盆地发育的非矿沉积期。
（3）萎缩期晚白垩世开始盆地发展进入萎缩阶段，这是盆地矿产的主要形成时期，沉积了红色碎屑岩建造夹含铜建造和含膏盐建造。
湖南衡阳盆地的车江、柏坊、金鸡岭等铜矿床也是形成于湘东裂谷中，成矿时代也主要为裂谷盆地发展的萎缩阶段（晚白垩世至新第三纪）。
裂谷（断陷）作用有利于铜矿源岩（层）的形成，裂谷层序中的幔源岩浆岩和红层是两个最重要的矿源体。裂谷早期（成穹期和破裂期）地壳破裂和深大断裂的活动导致地幔物质上涌，带来了丰富的铜质，如康滇裂谷中的峨眉山玄武岩含铜（100～400）×10-6（沈定华，1993）；衡阳盆地南缘的水口山燕山期花岗闪长岩和火山岩，属幔源型花岗岩，平均铜含量为125×10-6，并有与花岗岩有关的铜铅锌矿产出。裂谷的断陷期和坳陷期，由于裂谷盆地的快速沉降，形成强烈的地貌反差，有利于富铜古陆岩石的风化，这些富铜岩石经风化、红土化及河流搬运、沉积形成富铜的红色岩系——矿源层（涂光炽等，1984），如滇中盆地的侏罗系、白垩系各组地层中，铜的平均含量绝大多数都在100×10-6以上，并且具有从老到新降低的趋势（冉崇英，1990）说明裂谷早、中期沉积有利于铜的富集和矿源层的形成。
裂谷盆地或断陷盆地发育深大断裂，铜矿床的形成受这些深大断裂的控制并主要沿其附近分布。滇中盆地的铜矿床主要分布于元谋-绿汁江断裂附近，四川会理和西昌一带的铜矿床则主要沿安宁河深大断裂带分布（图8-1）。湖南衡阳盆地的车江、柏坊、金鸡岭等铜矿沿盆地南缘的湘江壳断裂分布。深大断裂产生了高的热流值，并且这种断裂切割的盆地易于出现封闭环境，形成蒸发岩建造。高热流和蒸发岩的存在，有利于地下卤水淋滤岩石并形成富铜的地下热水溶液，蒸发岩中的硫酸盐为铜矿物的沉淀提供了重要的硫源。这些深大断裂也常为同沉积断裂，为含铜热液的运移提供了良好的通道。
（三）含铜岩系特征
我国南方陆相砂页岩铜矿床含矿层的时代主要为中生代和老第三纪，其中绝大部分具工业价值的矿床均在白垩纪和老第三纪地层中。
含铜岩系主要是由砾岩、砂岩、粉砂岩和页岩组成的杂色岩系，含铜建造的下部为含煤建造，上部为含盐建造。铜矿体主要产于红色岩层的浅色夹层内，或更确切地说产于浅紫交互带的浅色岩一侧。
含铜岩系的沉积环境主要为河湖三角洲相、滨湖相、河床-河漫滩相与潮坪环境。
衡阳盆地车江铜矿的含矿岩系为河流相沉积，矿体产于滨湖三角洲的支流口沙洲亚相中。沅麻盆地含铜岩系主要由浅湖相（紫色泥岩）和河湖三角洲相（含矿浅色层）交互组成，含铜砂岩为网状河流水上三角洲相，最有利的成矿地段是三角洲相砂体前缘变窄部分（李石锦，1992）。四川会理盆地含铜岩系的沉积相为山前河流洪冲积相，以浅滩亚相最利于成矿（四川冶金地勘601队，1974）。滇中盆地从边缘至湖心，可划分为5个岩相带：①洪积砾岩、砂岩相；②山区河流砂砾岩相；③滨湖、浅湖砂砾岩-河湖交替相；④早期河流相、晚期滨湖浅湖砂泥岩相；⑤滨湖、浅湖相为主的河湖交替相。砂页岩铜矿多分布在滨湖、浅湖-河湖交替相中（图8-2）。湖相沉积由于含泥质多、渗透性差，易形成隔水层。河湖沉积则含泥质少，渗透性好，而有利于含铜流体的流动，是成矿的有利场所。

图8-1　川滇地区砂页岩铜矿床分布图

1.中型铜矿床；2.小型铜矿床；3.铜矿点；4.深大断裂

图8-2　滇中红盆白垩世马头山期岩相古地理及铜矿分布图（据沈苏等，1987）

1.古陆边缘线；2.等厚线（m）;3.物源搬运方向；4.水流方向；5～6.铜矿床；7.洪积砾岩砂岩相；8.山区河流砂砾岩相；9.滨湖浅湖砂砾岩－河湖交替相；10.早期河流相、晚期滨湖、浅湖砂泥岩相；11.滨湖、浅湖相为主的河流交替泥砂岩相；12.岩相线；13.元谋古陆
矿化受一定岩性的控制，一般限于浅色岩石，如浅灰、灰白、青灰、绿灰等色岩石，而紫红色岩石一般都不含矿。浅色层在纵向上与紫色层交替，在横向上与紫色层互变，其边缘常呈云雾状、港湾状，边界附近常有断裂、节理或裂隙；浅色层常斜穿层理，这些特征表明浅色层的形成主要与沉积改造阶段有机质的作用有关（杨蔚华等，1983），成岩和改造阶段有机质的菌解或热降解产生各种烃类和还原性气体，如CH4、H2S等，使紫色层中Fe3+还原为Fe2+，使其退色而形成灰色色调。无矿紫色层与含矿浅色层在岩性及矿物组成上（主要是胶结物）具有较明显的的差异（表8-1）。这些差异归根结底即主要表现在含矿浅色岩石的孔隙度、渗透率及易溶矿物的含量大于无矿紫色岩层，当含铜热水溶液在岩石中流动并与化学反应（矿物溶解和沉淀）动力学发生非线性耦合时，这种岩石差异性使浅色岩层成为成矿动力系统的高孔隙度扰动区和化学扰动区，从而导致了成矿流体在浅色层中的汇聚和成矿作用的发生。

表8-1　砂页岩铜矿中含矿浅色层与无矿紫色层的主要差别

（四）矿体形态和赋存特征
我国陆相砂页岩铜矿中矿体形态多种多样，变化复杂，可呈层状、似层状、透镜状、带状和脉状产出，单个矿体的长宽常为n×100m～n×1000m，厚度由不到1m～n×10m。根据在平面和剖面上的展布特征可划分以下4个亚类。
（1）层状面型矿体呈两向延伸，长、短轴相近，矿体长度和宽度均在1000m以上。矿体面积可达nkm2。矿体产状与围岩一致。矿体厚度较小，一般0.5～1m，品位贫到中富，但品位与厚度变化较稳定。页岩铜矿床一般均属于层状面型，如滇中盆地的大村页岩铜矿（图8-3）、三台厂页岩铜矿属于该类。

图8-3　云南大村铜矿104线剖面图（据云南冶金地质勘探公司，1977）

1.白垩系江底河组；2.白垩系马头山组大村段；3.白垩系六苴组；4.砂质泥岩；5.页岩；6.铜矿体；7.地层界线
（2）层状带型在平面上矿体呈一向延伸，长度显著大于宽度，呈长带状分布，延伸长度在2000m以上至大于10000m，宽度则为n×10m～n×100m，长宽比可达30倍以上。在剖面上呈层状或似层状，产状与围岩基本一致。矿体厚度较大，达几米至30多m。大姚铜矿、凹地苴铜矿、郝家河铜矿均属此类。如大姚铜矿的上部铜矿体，剖面上受一定层位控制，呈似层状（图8-4），宽度300～400m，最大厚度36m。凹地苴铜矿的Ⅰ号和Ⅱ号两个主要矿体，长n×1000m，宽n×10m～n×100m，一般厚几米，最厚近20m。

图8-4　大姚铜矿65线地质剖面图（据大姚铜矿资料编制）

1.江底河组；2.马头山组大村段；3.马头山组六苴上亚段；4.六苴中亚段；5.六苴下亚段；6.普昌河组；7.紫色砂岩；8.浅色砂岩；9.铜矿体；10.富银铜矿床；11.断层
（3）透镜体群矿体受一定层位控制，整个含矿层呈层状、似层状，但其中矿化不连续，有多个矿化富集中心，形成若干个小透镜体、扁豆体矿体，呈雁行状、鱼贯状排列，形成矿体群。四川会理大铜厂铜矿，主要有6～7个矿体，均是透镜状，长n×10m至n×100m，宽n×10m至200m左右，沿长轴方向作莲藕状产出，各个透镜状矿体之间，矿体变得很窄，如同藕节；在剖面上，由西往东，矿体逐渐抬升，呈叠瓦状或雁行状排列（图8-5）。湖南衡阳盆地车江铜矿、沅麻盆地中铜矿及滇中郝家河、老青山、格依乍等，矿体均呈透镜体群产出。
（4）不规则复杂型在平面上和剖面上的形态均较复杂，长度、宽度和厚度均小，且变化大，可呈豆荚状、囊状、饼状、球团状等复杂形态。长、宽多为nm～n×10m，规模小，多为小矿点。
砂页岩铜矿中（特别是滇中）还发育一种著名的“大头矿”，即矿体一侧厚度很大，称为“大头”，向着紫色层；小头厚度小，并常呈分叉状，朝向浅色层中（图8-6）。与“大头矿”的分叉相对应，含矿品位在剖面上的变化也是“大头”高，小头低，其品位等值线在小头也是呈分枝形。

图8-5　四川大铜厂东部南矿段各层矿体分布示意图（①～⑥为矿体编号）


图8-6　大姚六苴铜矿40线矿体分叉特征（据云南省冶金勘探公司，1977）

1—江底河组大村段；2—马头山组六苴上亚段；3—马头山组六苴下亚段浅色层；4—矿体；5—马头山组六苴上亚段；6—马头山组六苴下亚段紫色层；7—普昌河组；8—钻孔
矿体一般赋存于杂色岩系的浅色岩中，特别是红（紫）色岩石向浅色岩石过渡地带的浅色岩石是矿体赋存的主要部位。矿体的形态、产状及规模大小均受到浅、紫色岩石的控制。如果紫色岩系中的浅色岩石夹层厚度大并且稳定，则其矿体形态简单、规模大、厚度变化也小，多呈似层状、层状产出，如滇中大姚铜矿的主矿体（见图8-4）。当浅紫色岩石呈薄层、多层状频繁交替时，则矿体也呈薄层、多层状，形态复杂，矿化连续性差，规模较小，常呈透镜状矿体群出现（见图8-5）。湖南沅麻盆地九曲湾砂岩铜矿床中，浅色层多达135层，厚度一般1～4m，个别为5～7m，其中含矿的浅色层有50个，具工业价值的有37个，但矿体的厚度均较小；一般为ncm～2m，平均厚度1.82m。
（五）矿物组成与结构、构造
1.矿物组成
我国陆相砂页岩铜矿中，原生金属矿物以辉铜矿为主，其次为黄铜矿、斑铜矿和黄铁矿。此外还普遍含有一些亚稳定相的铜矿物，如低辉铜矿、蓝辉铜矿、留色铜蓝等。
在所有的辉铜矿系列矿物中，都含有少量的铁，尤其是蓝辉铜矿中一般含Fe为3%～6.6%，它是辉铜矿向斑铜矿转化的过渡相；留色铜蓝是从正常铜蓝向辉铜矿还原过程中形成的准稳定过渡相（Rickard,1982）.
砂岩碎屑矿物以石英为主，占65%左右；次为长石，约占13%，包括微斜长石、正长石、条纹长石等。石英和长石均见次生加大现象。
胶结物矿物由方解石、粘土矿物、绢云母、玉髓、蛋白石、绿泥石、赤铁矿等组成。红色砂岩中胶结物含赤铁矿较多；而浅色含铜砂岩中胶结物以钙质、硅质为主，不含赤铁矿。
2.矿石结构
砂岩铜矿床矿石中的主要结构有结晶粒状结构、交代结构和共生-分离结构。
（1）结晶粒状结构　该类结构中主要为它形粒状结构，这是各种铜矿物中最普遍的结构，矿物形态复杂，矿物边界具分形特征，其分维值D=1.15～1.32，这种复杂的形态是由于矿物结晶过程中生长反应前锋的形态不稳定造成的，矿物的沉淀结晶过程为非线性动力学过程。此外在早期沉淀的黄铁矿中可见到自形—半自形晶粒结构。
（2）交代结构　交代结构是所有砂页岩铜矿中的一个重要结构特征之一，广泛见到黄铜矿、斑铜矿等铜矿物交代早期浸染状黄铁矿，并呈黄铁矿假象，还可见到辉铜矿等交代生物残骸或有机质细脉体。
（3）共生-分离结构　两种以上矿物共生在一起，常见的有：①黄铜矿颗粒与斑铜矿颗粒共生形成粒状共生结构；②留色铜蓝与铜蓝呈条痕状分布于辉铜矿之中形成文象结构；③蓝辉铜矿与辉铜矿共生形成环带状结构；④辉铜矿围绕石英生长形成环状结构。
3.矿石构造
矿石构造主要有浸染状构造、条带状构造和核状构造。
（1）浸染状构造　铜矿物呈细粒浸染状分散于碎屑岩的胶结物中，这是砂岩铜矿中最重要而最普遍的构造之一。这种浸染状构造的发育说明成矿作用主要或（部分）发生于成岩期（Brown,1981）。
（2）条带状构造　条带状构造分两种：①由矿物粒度不同形成的显微粒序条带构造，这种不同粒度的相间排列而形成的粒序条带构造，它是由于成矿过程中存在的Ostwald成熟作用而形成的；②不同矿物成分的分异及相间排列而形成的条带状构造。
（3）环带状结核构造　在钙质、泥质结核中，铜矿物密集成环带分布而形成环带结核构造。
（六）矿床分带
我国南方的砂岩铜矿床中，原生金属矿物在空间的分布均具有比较明显的分带性（表8-2）。一般在平面上由紫色岩向浅色岩的分带顺序为：无矿带（赤铁矿带）—辉铜矿带—斑铜矿带—黄铜矿带—黄铁矿带，其中以辉铜矿带宽度最大，斑铜矿带和黄铜矿带的宽度较小，因而常形成斑铜矿、黄铜矿混合带。上述这种分带特征与世界各地著名的砂页岩铜矿床的分带性一致（Custafson et al.,1981）。
不同的矿区或同一矿区不同的矿体，由于其成矿规模不同，其分带特征也不完全一致。一般在浅色层厚度及矿体厚度比较大的矿床中，其矿物的分带现象明显；而在浅色层及矿体厚度较薄的矿床中，矿物的分带现象不明显，各带之间往往重叠或缺失某些带。
滇中大姚铜矿原生金属矿物在水平方向上从紫色到浅色岩石可分为4个带（图8-7）：

表8-2　砂岩铜矿床矿物分带特征

（1）赤铁矿带　即紫色无矿带，主要矿物为赤铁矿，少量赤铜矿。
（2）辉铜矿带　以辉铜矿为主，含少量赤铁矿，不同部位两者比例发生变化，靠紫色岩一侧的辉铜矿/赤铁矿比值约为1:1；中部的辉铜矿/赤铁矿比值约为5:1；靠浅色岩一侧的辉铜矿/赤铁矿比值约为10:1。
（3）斑铜矿＋黄铜矿混合带　矿物组合为斑铜矿和黄铜矿为主，两种矿物的比例各处不一。
（4）黄铁矿带　与上述铜矿物的分带相对应，银矿物也发生分带性，在辉铜矿中银矿物以辉银矿为主，而在斑铜矿、黄铜矿混合带中，银矿物则以硫铜银矿为主。
矿物的分带性不但是一种重要的找矿标志，而且对成矿过程的动力学研究也具有重要的意义。矿物的分带性是由于在远离平衡的开放体系条件下，含矿流体流动与矿物沉淀、溶解化学反应发生耦合和非线性反馈，并在空间和时间上形成化学波（即不同矿物沉淀反应前锋）的差速传播而形成的（Ortoleva et al.,1986）。
（七）伴生组分
我国陆相砂岩铜矿床中有用伴生组分主要有Ag、Pb、Zn、Mo、Se、U等。其中Ag是最普遍的，几乎所有铜矿床中均具有综合利用的价值。
大姚铜矿中Ag平均品位达67.5g/t,Ag金属储量为××××t；大铜厂铜矿平均含Ag 51.5g/t,Ag储量为××××t；衡阳盆地柏坊铜矿也是一个富银矿床，Ag一般为7400g/t，最高达8000g/t；金鸡岭铜矿中含Ag为440～3560g/t。Ag主要以细粒包体及类质同相的形式赋存在辉铜矿等含铜硫化物中，占60%～80%不等，其次是以自然银、辉银矿、硫铜银矿等独立矿物形式存在。在各种硫化物矿物中以辉铜矿（特别是低辉铜矿）中Ag含量最高，可达n×1000g/t，其次为斑铜矿（黝铜矿）、黄铜矿，黄铁矿中Ag含量一般较低，为n×10到100多g/t。
大姚铜矿在20世纪50～60年代勘探工程测定银平均品位11.4g/t，但矿山在探采过程中发现有银的富集带，遂于80年代后开展了银的补勘及研究工作（丁俊华等，1992）。主要的银矿物（含银矿物）有：①自然银，主要分布于氧化带中；②辉银矿，最重要的银矿物之一，多分布于原生矿的辉铜矿带中；③硫砷铜银矿；④银辉铜矿，与辉铜矿共生，在反光镜下与辉铜矿的区别是比辉铜矿的反射率高一些，反射颜色偏黄一些；⑤硫铜银矿；⑥硫铁铜银矿；⑦银砷黝铜矿⑧角银矿，仅见于氧化带中。
矿床中存在两种不同成因的高银富集带：原生高银富集带和次生高银富集带。
原生高银带主要分布于铜矿体的东侧（图8-4），其富集中心位于黄铜矿带，而铜的富集中心在辉铜矿带，两者相距约80m。在剖面上，银一般富集在铜矿层下部。
此外，目前还在黄铁矿带和矿石夹层中发现了少量贫铜的高银富集带，这些贫铜高银富集带也应引起足够的重视。
其他伴生组分Mo、Pb、Zn、U、Se等成分的分布具有地区性。目前U只在衡阳柏坊铜矿发现富集。Mo主要分布于滇中盆地广通一带，如格衣乍铜矿中含Mo为0.5%～0.2%，常以辉钼矿、钼钙矿、铁钼华等独立矿物形式存在，铜钼矿体往往重叠，Mo与Cu含量之间具有正相关关系。Se主要分布于会理盆地与滇中盆地东部，如大铜厂铜矿，含Se较高，少数样品Se含量可达1%左右，含Se矿物主要有硒铜矿、红硒铜矿、硒铜银矿、硒铅矿等。Au在各个铜矿床中含量都比较低，一般为（n～n×10）×g/t，仅滇中大村铜矿中Au含量达0.5～0.8g/t。

图8-7　大姚铜矿原生矿物分带平面图（据大姚铜矿）

（一）矿床地质概况

目前，已知我国西南地区古元古代典型的海相火山岩型铜矿床有大红山矿床、拉拉矿床和岔河矿床。在大地构造上，这些矿床位于扬子克拉通“康滇地轴”西缘的中南段和“康滇地轴”南端。拉拉铜矿床赋存于会理群河口组上部浅变质的火山岩段中，岩石类型为富钠质的中酸性火山岩。大红山铜矿床赋存于大红山群曼岗河组中上部，岩石由一套浅—中变质的局部可达深变质的海相火山-沉积岩系组成，属于优地槽型富铁质、碱质的细碧-角斑岩、绿泥角闪片岩、石榴角闪片岩及混杂大理岩（表5-1）。岔河铜矿床则位于“康滇地铀”南端岔河变质岩系中，在成因上属于与中酸性火山岩有关的沉积变质矿床。

表5-1　大红山群岩性变化特征及含矿层位

（二）造岩元素地球化学

表5-2列出了大红山矿床、拉拉矿床、岔河矿床不同岩石和矿石样品的分析结果。大红山矿床岩石成分与拉拉矿床基本相似，都具有TFe、Na₂O、Al₂O₃含量较高，MgO、K₂O较低的特点，CaO变化大，除个别岩石钾稍高外，绝大多数样品Na₂O＞K₂O。此外，TiO₂普遍较高，w（SiO₂）为25.72%～67.63%,K₂O为0.06%～3.67%,MnO为0.02%～1.46%，表现出跳跃式的变化，这种特征可能与火山作用影响的多变性有关。

岔河矿床与上述两矿床有明显的差别，由于地层中基性火山岩相对较少，岩石或矿石相对富SiO₂、Al₂O₃、K₂O，贫TFe、MnO,CaO变化大。

上述矿床各自的矿石与岩石在常量元素的组成上并没有明显的差异，说明矿石与围岩具有相近似或相同的形成条件与环境。

在表5-2岩石、矿石化学成分的基础上，采用岩石化学类比法，利用谢缅年科（1996）提出的A-C-FM图解，将上述矿床各类岩石与典型岩石成分进行对比，讨论含矿岩系的岩石化学特征，并进一步判别原岩的成因类型。

A+C+FM=100，利用氧化物计算（w_B/%)：

中国铜矿主要类型特征及其成矿远景

从图5-1中可见，大红山矿床含矿建造岩石主要分布在铝土－镁－铁硅质岩区，其次为铁－硅质岩和正变质的镁质超基性岩区，小部分落在铁镁铝硅酸岩和碱土－钙质碳酸盐岩区。因此，根据岩石化学成分和样品点的分布，大红山铜矿岩系属于富钠质－铁镁质古海相细碧－角斑岩类。拉拉矿床变质岩系与大红山矿床含矿建造极为相似，主要分布在铝土-镁-铁硅质岩区和镁铁铝硅酸岩区。岔河铜矿床变质岩主要落在铝硅酸岩区。

（三）稀土元素地球化学

表5-3列出大红山铜矿床、岔河铜矿床岩石和矿石的稀土含量及某些特征参数值。

1.岩石稀土元素特征

大红山矿床岩石稀土含量变化较大，大理岩和强碳酸盐化的角闪斜长岩REE为（44.481～39.757）×10^-6，其他岩石REE为（143.927～254.4）×10^-6。铈族稀土相对富集，∑Ce/∑Y为1.15～2.95；轻稀土大于重稀土，LREE/HREE为2.82～6.93。多数样品属于铕亏损型。岩石稀土曲线模式见图5-2。

2.矿石稀土元素特征

大红山矿床矿石稀土含量为（59.51～149.68）×10^-6，比岩石偏低。铈族稀土相对富集，∑Ce/ΣY为1.02～2.69，轻稀土大于重稀土，LREE/HREE为2.67～6.50，均属铕富集型。矿石、岩石稀土曲线相似，轻稀土曲线相对较陡，重稀土曲线则较平坦，表明它们的稀土元素具有相似性和继承性的发展演化关系。矿石稀土曲线模式见图5-3。

3.岔河矿床岩石、矿石稀土特征

表5-2　岩石、矿石化学成分（w_B/%）及某些参数

①烧失量：②对应于岩石化学分析结果中的序号；1～12和37～42为本书资料，13～22引用Hu Aiqing et al.（1991）资料，23～36引用四川地矿局403队资料（1975）。

图5-1　A-C-FM图解

1.大红山矿床；2.岔河矿床；3.拉拉矿床。Ⅰ.铝硅酸岩亚组；Ⅱ.铁镁铝硅酸岩亚组；Ⅲ.正变质的碱土-铝硅酸岩亚组；Ⅳ.钙铝硅酸岩亚组；Ⅴ.铝土-镁铁硅质岩亚组；Ⅵ.铁-硅质岩亚组；Ⅶ.正变质的镁质超基性岩亚组；Ⅷ.正变质的碱土-少铝土质超基性岩亚组；Ⅸ.正变质碱土-铝土质基性岩亚组；Ⅹ.碱土-钙质系列的钙质-碳酸岩亚组；Ⅺ.碱土-钙质系列的铝土-钙质岩亚组

图5-2　大红山矿床岩石稀土曲线模式（样品号同表5-3）

表5-3　岩石、矿石稀土元素含量（w_B/10^-6）及某些特征参数

①序号同稀土元素含量栏中的。

图5-3　大红山矿床矿石稀土曲线模式（样品号同表5-3）

与大红山矿床有一定的差别，∑Ce/∑Y、LREE/HREE、（La/Yb）_N、（Ce/Yb）_N比值要高于大红山矿床，说明岔河矿床更富轻稀土或铈族稀土。该矿床矿石稀土比岩石（尤其是比泥质片岩类）明显偏低，在这一点上又与大红山矿床相似（张苗云等，1996）。除玄武岩和大理岩外，其他岩石属于铕明显亏损型。矿石、岩石稀土曲线模式见图5-4。

4.在反映成矿物质来源的图解中，岔河矿床富轻稀土，其次是拉拉矿床，再次是大红山矿床（图5-5）。大红山矿床Y相对富集，岔河矿床Ce相对富集，拉拉矿床La相对富集。上述特征表明，大红山矿床成岩成矿物质以海相火山岩占优势；岔河矿床成岩成矿物质以陆源碎屑为主，含部分火山岩；拉拉矿床介于二者之间（图5-6），这与地质情况和岩石特征相一致。

（四）稳定同位素地球化学

1.铅同位素组成

表5-4列出大红山铜矿床、拉拉铜矿床和岔河铜矿床黄铜矿及某些岩石铅同位素组成，其特征如下：

（1）铅同位素组成变化大，样品均富集放射成因铅，尤其是²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb比值较正常铅要高得多，与东川铜矿、金沙厂铅锌矿的铅同位素组成相似（图5-7A）。

（2）在（²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb）-（²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb）坐标图上（图5-7A），大红山样品投影点均远离正常铅增长线。在铅等时线与铅增长线上（图5-7B），大红山与拉拉矿床样品大部分位于增长线与零等时线交点右边，如果按正常铅演化模式计算年龄，绝大多数为负值。

图5-4　岔河矿床岩石矿石稀土曲线模式（样品号同表5-3）

（3）各样品铅同位素组成明显地富集铀Pb和钍Pb，而且这种高铀钍异常Pb是一个古老的富U、Th地层被改造的结果。例如，岔河变质岩系具有较高的U、Th丰度，Pt₁ch_1-4铀钍平均值为：w（U）=6.06×10^-6,w（Th）=22.4×10^-6。由于高U、Th产生高热，为区域成矿提供了能量，所以黄铜矿有如此高的异常Pb，与它产生在这样的地质环境有关。上述特征表明，黄铜矿的微量异常Pb可能来自富铀钍源区，而且可能属于两个或两个以上的不同μ值源区的多阶段铅。

2.硫同位素组成

大红山矿床、拉拉矿床、岔河矿床部分黄铁矿、斑铜矿和黄铁矿硫同位素组成列于表5-5中，有如下特征：

（1）大红山矿床硫同位素组成变化较大，δ³⁴S为—0.3‰～＋13.04‰，极差值为13.34‰，平均值为7.77‰。硫同位素组成明显地富集重硫，说明含矿岩系形成于相对较封闭的环境，离海岸线较远，是一个海水硫酸盐供给不充分的水盆，硫主要来自地层，属于沉积成因，是海水硫酸盐被细菌还原的产物，但也有明显的岩浆硫影响的痕迹。

图5-5　LREE-HREE图解

A.海相火山岩区；B.陆源碎屑岩区

1.大红山铜矿床；2.岔河铜矿床；3.拉拉铜矿床

图5-6　La-Ce-Y图解

A.海相火山岩区；B.陆源碎屑岩区

1.大红山铜矿床；2.岔河铜矿床；3.拉拉铜矿床

表5-4　不同矿床铅同位素组成

图5-7　高铀钍异常铅同位素组成及演化

图A:1.东川铜矿床；2.金沙厂铅锌矿床；3.大红山铜矿床

图B:1.大红山铜矿床；2.拉拉铜矿床

表5-5　不同矿床硫同位素组成

（2）岔河矿床δ³⁴S为较大的负值，δ³⁴S为—5.32‰～—12.4‰，平均值δ³⁴S＝—8.96‰，说明岔河变质岩系形成于相对较“开放”的环境，是海水硫酸盐供给较充分的水盆，其中可能存在大量的来自地层本身的生物成因硫。

（3）拉拉矿床硫同位素组成与上述两矿床有明显的差异，δ³⁴S为较小的正值，具有明显的岩浆硫的特点，硫源主要来自上地幔，可能还有还原的海水硫酸盐参与成矿作用。

（五）成岩成矿时代讨论

该区古元古代会理群河口组、大红山群、岔河变质岩系由于含有较丰富的铜铁等矿产资源，多年来许多地质学家对它做了大量的地质地球化学及成矿年代学研究。

Hu Aiqin et al.（1991）对大红山群红山组变钠质熔岩中锆石样品进行了U-Pb年龄测定，获得锆石的U-Pb等时线年龄为1665Ma，它反映了大红山群变钠质熔岩的成岩年龄。同时，还对曼岗河组和红山组四个全岩样品和一个角闪石样品进行了Sm-Nd年龄测定，Sm-Nd等时线年龄为1657Ma±82Ma，这一结果与锆石年龄极为吻合，较为可靠的反映了海相火山喷发-沉积作用形成的大红山群的时间。岔河变质岩系下部斜长变粒岩的Rb-Sr等时线年龄为1777.01Ma（袁富，1992）。会理群主要表现为1700Ma的火山活动与沉积年龄（孙燕等，1990）。另外，Hu Aiqin et al.（1991）对大红山群采取更常用的亏损地幔Sm-Nd演化模式计算获得1900～2000Ma的模式年龄。

上述资料可以认为，本区火山喷发作用引起壳、幔分异和大红山群形成的上限约在1900～2000Ma左右。早期火山-沉积成矿大约在1600～1700Ma期间，长期持续的海底火山喷发携带的大量硫化物和成矿元素，在本区的特定的环境和物理化学条件下逐渐演化、富集，形成了一套含铜铁的火山-沉积建造。

图5-8　拉拉矿床黄铜矿Pb-Pb等时线图

大红山矿床、拉拉矿床、岔河矿床的黄铜矿铅同位素组成非常相似，它们均以放射成因的异常铅含量高为特征。陈好寿和冉崇英（1992）计算得到的拉拉铜矿床Pb-Pb等时线年龄为888Ma±53Ma，我们根据孙燕等（1990）的黄铜矿铅同位素分析数据计算了拉拉铜矿床黄铜矿的Pb-Pb等时线年龄为869.4Ma（图5-8）。张玉学等（1995）用最小二乘法对岔河铜矿床黄铜矿铅同位素分析数据做回归处理，得到异常铅生长线回归方程，y=14.569+0.07078x，生长斜率为0.07078，样品间相关系数r=0.9992，黄铜矿的Pb-Pb等时线年龄为951Ma士36Ma（图5-9）。

图5-9　岔河矿床黄铜矿Pb-Pb等时线图

大红山铜矿床未做出黄铜矿的Pb-Pb等时线年龄，而采用Steley-krames二阶段模式计算的模式年龄也偏低（790Ma），这主要是由于大红山地区铅在不同μ和ω值的环境中演化，在不同时期形成混合铅的缘故。段锦荪（1987）所做的大红山群红山组变质熔岩的Rb-Sr等时线年龄为897Ma，与拉拉矿床和岔河矿床黄铜矿Pb-Pb等时线年龄基本一致，代表晋宁事件蚀变成矿年龄，并伴随强烈的构造运动和变质作用。

上述年龄资料表明，（869.4～951）Ma±36Ma代表该地区铜矿床变质改造成矿以及大量U、Th放射成因铅混染时间，是扬子克拉通西缘古元古代地层中具有普遍意义的铜成矿时代。

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