２０１２年８月 Ａｕｇｕｓｔ，２０１２ 矿床地质 第３１卷第４期 ＭＩＮＥＲＡＬ ＤＥ１Ｋ）ＳＩＴＳ ３１（４）：８５０－－８６０ 文章编号：０２５８—７１０６（２０１２）０４—０８５０—１１ 德 兴铜厂 斑岩铜（钼金）矿床蚀变一矿化系统 流体演化：Ｈ—Ｏ同位素制约 潘小菲 ，宋玉财 ，李振清２，胡保根３，朱小云３，王增科３， 杨 丹２，张天福 ，－，李岩 ，４ （１中国地质科学地质研究所，北京 １０００３７；２中国地质科学院矿产资源研究所，北京 １０００３７； ３江西铜业股份有限公司德兴铜矿，江西德兴摘要３３４２２４；４中国地质大学，北京１０００８３） 江西铜厂斑岩铜（钼金）矿床是德兴斑岩矿集区最大的矿床。文章根据铜厂矿床发育的钾硅酸盐化、 绢英岩化、青磐岩化蚀变组合特征，和已厘定的铜厂矿床脉体类型，选取代表不同蚀变一矿化阶段的石英、黑云母、绢 云母及绿泥石等，进行单矿物的Ｈ、０同位素测试。石英和黑云母单矿物Ｏ同位素，与石英、黑云母平衡流体的８馏Ｏ 值和８Ｄ值联合示踪结果显示，铜厂矿床早期Ａ脉（不规则疙瘩状Ａ１脉、石英一黑云母Ａ２脉和石英一磁铁矿Ａ４脉）和 中期Ｂ脉（矿物组合为石英一黄铁矿＋黄铜矿±辉钼矿±斑铜矿）形成时，成矿热液均为岩浆流体来源，但Ｂ脉可能混 入了少量大气降水；晚期低温Ｄ脉和碳酸岩脉（１８０～２００℃）的成矿热液全部为大气降水来源。斑晶黑云母平衡水 的８ Ｏ和８Ｄ值变化范围较大表明，黑云母形成时的热液系统主要为岩浆水，局部受区域变质水和大气降水的混 染，也可能与少量黑云母斑晶受到后期绿泥石化、水云母化蚀变有关。绿泥石蚀变主要由岩浆流体作用形成，但混 入了一些大气降水，导致其艿墙Ｏ值少量降低。绢云母平衡的水的８招Ｏ值和 值（４．６‰和一１９．４‰）表明，绢云母 是大气降水与千枚岩共同作用的结果。总体来说，铜厂矿床钾硅酸盐化、绿泥石化蚀变，以及钾硅酸盐化阶段形成 的Ａ脉和Ｂ脉，均由岩浆流体作用引起，大气降水在绿泥石化阶段进入蚀变一矿化系统，而绢云母化、晚期低温Ｉ］脉 和碳酸盐脉均是大气降水作用的产物。 关键词地球化学；Ｈ－Ｏ同位素；成矿热液；斑岩铜（钼金）矿床；铜厂 文献标志码：Ａ 中图分类号：Ｐ６１８．４１；Ｐ５９７ Ｒｅｓｔｒｉｃｔｉｏｎ ｏｆ Ｈ－Ｏ ｉｓｏｔｏｐｅｓ ｆｏｒ ａｌｔｅｒａｔｉｏｎ ａｎｄ ｍｉｎｅｒａｌｉｚａｔｉｏｎ ｓｙｓｔｅｍ ｏｆ Ｔｏｎｇｃｈａｎｇ Ｃｕ（－Ｍｏ—Ａｕ）ｐｏｒｐｈｙｒｉｃ ｄｅｐｏｓｉｔ，Ｊｉａｎｇｘｉ Ｐｒｏｖｉｎｃｅ ＰＡＮ ＸｉａｏＦｅｉ ， Ｇ ＹｕＣａｉ ，ＬＩ ＺｈｅｎＱｉｎｇ２，ＨＵ ＢａｏＧｅｎ３，ＺＨＵ ＸｉａｏＹｕｎ３，ＷＡＮＧ ＺｅｎｇＫｅ３， ＹＡＮＧ Ｄａｎ２ＺＨＡＮＧ ＴｉａｎＦｕ ， ａｎｄ ＬＩ Ｙａｎ ， ，（１ Ｉｎｓｔｉｔｕｔｅ ｏｆ Ｇｅｏｌｏｇｙ，ＣＡＧＳ，Ｂｅｉｊｉｎｇ １０００３７，Ｃｈｉｎａ；２ Ｉｎｓｔｉｔｕｔｅ ｏｆ Ｍｉｎｅｒａｌ Ｒｅｓｏｕｒｃｅｓ，ＣＡＧＳ，Ｂｅｉｊｉｎｇ １０００３７，Ｃｈｉｎａ； ３ Ｄｅｘｉｎｇ Ｃｏｐｐｅｒ Ｍｉｎｅ，Ｊｉａｎｇｘｉ Ｃｏｐｐｅｒ Ｃｏ．Ｌｔｄ．，Ｄｅｘｉｎｇ ３３４２００，Ｊｉａｎｇｘｉ，Ｃｈｉｎａ；４ Ｃｈｉｎａ Ｕｎｉｖｅｒｓｉｔｙ ｏｆ Ｇｅｏｓｃｉｅｎｃｅｓ， Ｂｅｉｊｉｎｇ １０００８３，Ｃｈｉｎａ） Ａｂｓｔｒａｃｔ Ｔｏｎｇｃｈａｎｇ ｉｓ ｔｈｅ ｂｉｇｇｅｓｔ ｐｏｒｐｈｙｒｙ Ｃｕ（Ｍｏ，Ａｕ）ｄｅｐｏｓｉｔ ｉｎ ｔｈｅ Ｄｅｘｉｎｇ ｍｅｔａｌｌｏｇｅｎｉｃ ｏｒｅ ｃｏｎｃｅｎｔａｔｉｏｎ ａｒｅａ． Ｆｏｒ ｔｒａｃｉｎｇ ｔｈｅ ｏｒｉｇｉｎ ｏｆ ｏｒｅ—ｆｏｒｍｉｎｇ ｆｌｕｉｄ ｄｕｒｉｎｇ ｃｏｍｐｌｉｃａｔｅｄ ｍｉｎｅｒａｌｉｚａｔｉｏｎ ａｎｄ ａｌｔｅｒａｔｉｏｎ ｐｒｏｃｅｓｓ ｏｆ ｔｈｅ 本文由国家科技支撑计划项目“安吉一德兴铜钼多金属矿带成矿规律及勘查模型”（编号：２０１１ＢＡＢ０４Ｂ０２）、国土资源部公益性行业科研 专项课题“环境斑岩铜金矿床成因模型研究”（编号：２０１０１１０１１—２）及国家自然科学基金重点项目（编号：４０７３０４１９）资助完成 第一作者简介潘小菲，女，１９７７年生，副研究员，主要从事矿床成因研究。Ｅｍａｉｌ：ｐａｎ—ｓｍｉｌｅ０５５１＠ｓｉｎａ ｃｏｍ 收稿日期２０１２ ０４—２６；改回日期２０１２—０６—１０。张绮玲编辑。 第３１卷第４期 潘小菲等：德兴铜厂斑岩铜（钼金）矿床蚀变一矿化系统流体演化：Ｈ－Ｏ同位素制约８５１ Ｔｏｎｇｃｈａｎｇ ｐｏｒｐｈｙｒｙ Ｃｕ（一Ｍｏ－Ａｕ）ｄｅｐｏｓｉｔ，ｔｈｅ ｗｏｒｋ ｈａｓ ｂｅｅｎ ｍｏｓｔｌｙ ｄｅｖｏｔｅｄ ｔｏ ｏｘｙｇｅｎ ｉｓｏｔｏｐｅｓ ｏｆ ｒｏｃｋｓ ｏｒ ｓｐａｔｉａｌ ａｎｏｍａｌｙ ｄｅｌｉｎｅａｔｉｏｎ ｏｆ ｏｘｙｇｅｎ ｉｓｏｔｏｐｅｓ ｏｆ ｗｈｏｌｅ ｒｏｃｋ，ｗｈｅｒｅａｓ ｒｅｓｅａｒｃｈｅｓ ｏｎ ｃｏｍｂｉｎｅｄ ｈｙｄｒｏｇｅｎ ａｎｄ ｏｘｙ— ｇｅｎ ｉｓｏｔｏｐｅｓ ｏｆ ｓｉｎｇｌｅ ｍｉｎｅｒａｌｓ ｉｎｃｌｕｄｉｎｇ ａｌｔｅｒｅｄ ｍｉｎｅｒａｌｓ ａｎｄ ｇａｕｇｅ ｍｉｎｅｒａｌｓ ａｒｅ ｖｅｒｙ ｉｎｓｕｆｆｉｃｉｅｎｔ．Ａｃｃｏｒｄｉｎｇ ｔｏ ｄｅｔａｉｌｅｄ ｃｌａｓｓｉｆｉｃａｔｉｏｎ ｏｆ ｄｉｆｆｅｒｅｎｔ ａｌｔｅｒａｔｉｏｎ ａｎｄ ｍｉｎｅｒａｌｉｚａｔｉｏｎ ａｓｓｅｍｂｌａｇｅｓ，ｔｈｅ ａｕｔｈｏｒｓ ａｎａｌｙｚｅｄ Ｈ ａｎｄ Ｏ ｉｏ—ｓ ｔｏｐｅｓ ｏｆ ｑｕａｒｔｚ，ｂｉｏｔｉｔｅ，ｃｈｌｏｒｉｔｅ ａｎｄ ｓｅｒｉｃｉｔｅ ｏｆ ｄｉｆｆｅｒｅｎｔ ｓｔａｇｅｓ ｉｎ Ｔｏｎｇｃｈａｎｇ ｐｏｒｐｈｙｒｙ Ｃｕ（Ｍｏ，Ａｕ）ｄｅｐｏｓｉｔ ｔＯ ｅｖａｌｕａｔｅ ｔｈｅ ｓｏｕｒｃｅ ａｎｄ ｅｖｏｌｕｔｉｏｎ ｏｆ ｔｈｅ ｏｒｅ—ｆｏｒｍｉｎｇ ｆｌｕｉｄ．占 Ｏ ａｎｄ ３Ｄ ｖａｌｕｅｓ ｏｆ ｗａｔｅｒ ｂａｌａｎｃｅｄ ｗｉｔｈ ｑｕａｒｔｚ ａｎｄ ｂｉｏｔｉｔｅ ｆｒｏｍ ｒｅｇｕｌａｒ ｂａｒｒｅｎ ｑｕａｒｔｚ ｖｅｉｎｓ ｉｎ ｐｈｙｌｌｉｔｅ（Ａ１），ｑｕａｒｔｚ—ｂｉｏｔｉｔｅ ｖｅｉｎｓ（Ａ２），ｑｕａｒｔｚ—ｍａｇｎｅｔｉｔｅ ｖｅｉｎｓ （Ａ４）ａｎｄ ｑｕａｒｔｚ—ｐｙｒｉｔｅ±ｃｈａｌｏｐｙｒｉｅｔｅ ｖｅｉｎｓ（Ｂ）ｓｈｏｗ ｔｈａｔ ａｌｌ ｔｈｅ ｏｒｅ—ｆｏｒｍｉｎｇ ｆｌｕｉｄｓ ｗｅｒｅ ｄｅｒｉｖｅｄ ｆｒｏｍ ｍａｇｍａ ｅｘｃｅｐｔ ｆｏｒ ｐａｒｔｉａｌ ｃｏｎｔａｍｉｎａｔｉｏｎ ｏｆ Ｂ—ｖｅｉｎｓ ｂｙ ａ ｌｉｔｔｌｅ ｍｅｔｅｏｒｉｃ ｗａｔｅｒ． Ｏ ａｎｄ ３Ｄ ｖａｌｕｅｓ ｏｆ ｑｕａｒｔｚ ｆｒｏｍ ｔｈｅ ｌａｓｔ ｌｏｗ—－ｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ Ｄ—－ｖｅｉｎｓ ａｎｄ ｃａｒｂｏｎａｔｅ ｖｅｉｎｓ ｌｙｉｎｇ ａｔ ｔｈｅ ｅｎｄ ｏｆ ｔｈｅ ｍｅｔｅｏｒｉｃ ｗａｔｅｒ—ｇｒａｎｏｄｉｏｒｉｔｅ ｐｏｒｐｈｙｒｙ ｌｉｎｅ ｉｎｄｉｃａｔｅ ｔｈａｔ ｔｈｅ ｏｒｅ—ｆｏｒｍｉｎｇ ｆｌｕｉｄ ｄｕｒｉｎｇ ｔｈｅ ｌａｓｔ ｌＯＷ—ｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ ｓｔａｇｅｓ（１８０～２００℃）ｗｅｒｅ ｔｏｔａｌｌｙ ｄｅｒｉｖｅｄ ｆｒｏｍ ｍｅｔｅｏｒｉｃ ｗａｔｅｒ．Ｃｏｎｓｉｄｅｒａｂｌｅ ｖａｒｉａｔｉｏｎｓ ｏｆ占 Ｏ ａｎｄ ａ１３ ｖａｌｕｅｓ ｏｆ ｂｉｏｔｉｔｅ ｐｈｅｎｏｃｒｙｓｔｓ ｆｒｏｍ ｆｒｅｓｈ ａｎｄ ｃｈｌｏｒｉ— ｄｉｅ—ｈｙｄｒｏｍｉｃａｚａｔｉｏｎ ｏｒｐｈｙｒｙ ｓｕｇｇｅｓｔｐ ｔｈａｔ ｍｉｎｏｒ ａｍｏｕｎｔｓ ｏｆ ｍｅｔｅｏｒｉｃ ｗａｔｅｒ ａｎｄ ｒｅｇｉｏｎａｌ ｍｅｔａｍｏｒｐｈｉｃ ｗａｔｅｒ ｗｅｒｅ ｐａｒｔｉａｌｌｙ ｉｎｖｏｌｖｅｄ ｉｎ ｔｈｅ ｍａｇｍａｔｉｃ ｗａｔｅｒ ｄｕｒｉｎｇ ｂｉｏｔｉｔｅ ｐｈｅｎｏｃｒｙｓｔ ｃｒｙｓｔａｌｌｉｚａｔｉｏｎ，ｏｒ ｌａｔｅ ｗｅａｋ ｃｈｌｏｒｉｔｉｚａ— ｔｉｏｎ－ｈｙｄｒｏｍｉｃａｚａｔｉｏｎ ｈａｄ ａｌｒｅａｄｙ ａｌｔｅｒｅｄ ｇｒａｎｏｄｉｏｒｉｔｅ ｐｏｒｐｈｙｒｙ．Ｃｈｌｏｒｉｔｉｚａｔｉｏｎ ｗａｓ ｃａｕｓｅｄ ｂｙ ｍａｇｍａｔｉｃ ｗａｔｅｒ ｂｅｓｉｄｅｓ ｍｉｎｏｒ ｍｅｔｅｏｒｉｃ ｗａｔｅｒ，ｗｈｉｌｅ ｔｈｅ ｓｅｒｉｃｉｔｉｚａｔｉｏｎ ｗａｓ ｔｒｉｇｇｅｒｅｄ ｂｙ ｔｈｅ ｒｅａｃｔｉｏｎ ｏｆ ｍｅｔｅｏｒｉｃ ｗａｔｅｒ ｗｉｔｈ ｐｈｙｌ— ｌｉｔｅ．Ｉｎ ｇｅｎｅｒａｌ，ｐｏｔａｓｓｉｕｍ—ｓｉｌｉｃａｔｅ ａｌｔｅｒａｔｉｏｎ，ｃｈｌｏｒｉｔｉｚａｔｉｏｎ，Ａ－ｖｅｉｎｓ ａｎｄ Ｂ—ｖｅｉｎｓ ｗｅｒｅ ｆｏｒｍｅｄ ｂｙ ｔｈｅ ａｃｔｉｏｎ ｏｆ ｍａｇｍａｔｉｅ ｆｌｕｉｄ，ａｎｄ ｍｅｔｅｏｒｉｃ ｗａｔｅｒ ｅｎｔｅｒｅｄ ｔｈｅ ａｌｔｅｒａｔｉｏｎ—ｍｉｎｅｒａｌｉｚａｔｉｏｎ ｓｙｓｔｅｍ ｄｕｒｉｎｇ ｃｈｌｏｒｉｔｉｚａｔｉｏｎ．Ｈｏｗｅｖｅｒ， ｓｅｒｌ。ｃｌ‘ｔｌ‘ｚｔｌ。ｏｎ，ｌａｔｅ ｌｏｗ—ｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ Ｄ—ｖｅｉｎｓ ａｎｄ ｃａｒｂｏｎａｔｅ ｖｅｉｎｓ ｏｆ ｔｈｅ Ｔｏｎｇｃｈａｎｇ ｄｅｐｏｓｉｔ ｗｅｒｅ ｆｏｒｍｅｄ ｂｙ ｍｅｔｅ— ｏｒｉｃ ｗａｔｅｒ． Ｋｅｙ ｗｏｒｄｓ：ｇｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙｒ，ｈｙｄｒｏｇｅｎ ａｎｄ ｏｘｙｇｅｎ ｉｏｔｓｏｐｅｓ，ｏｒｅ－ｆｏｒｍｉｎｇ ｈｙｄｒｏｔｈｅｒｍａｌ ｆｌｕｉｄ，Ｃｕ（一Ｍｏ—Ａｕ） ｏｒｐｐｈｙｒｙ ｄｅｐｏｓｉｔ，Ｔｏｎｇｃｈａｎｇ 德兴斑岩铜（钼金）矿集区是中国东部环境 矿热液；朱训等（１９８３）指出德兴斑岩铜矿是由岩浆 最具代表性的大型斑岩型矿集区，成矿规模达到世 晚期一期后热液流体多次成矿作用叠加而形成的浅 界级（朱训等，１９８３；芮宗瑶等，１９８４），该矿集区主要 成热液铜矿床，成矿流体活动具有“正岩浆模式”与 由朱砂红、铜厂及富家坞３个矿床组成。其中的铜 “（地下水）对流模式”复合的特征，有早期岩浆水和 厂矿床，矿体规模最大，且以铜为主，自上世纪六七 晚期地下水的双重来源；芮宗瑶等（１９８４）也有类似 十年代起，就已有露天开采至今已有３０多年的历 的结论；叶德隆等（１９９７）认为成矿早期热液流体主 史。德兴矿床的地质特征、形成条件、成矿时代、动 要来自深部的岩浆水，至成矿后期，地下热水在成矿 力学背景研究程度相对较高，并取得了大量的成果 流体中可能起着更重要的作用。但是一些研究者也 （朱训等，１９８３；芮宗瑶等，１９８４；叶德隆等，１９９７；王 强调其中的地下水才是成矿流体的主要来源，季克 强等，２００４；Ｗａｎｇ ｅｔ ａ１．，２００６；毛景文等，２０００；Ｚｈａｏ 俭等（１９８９）根据德兴斑岩铜矿田外围铜的地球化学 ｅｔ ａ１．，１９９８；Ｃｈｅｎ ｅｔ ａ１．，２００２；Ｌｉ ｅｔ ａ１．，２００３；侯增 场提出围岩为成矿作用提供了铜源，间接证明地下 谦等，２００７）。关于德兴矿床的成矿流体来源研究也 水在成矿过程中的重要意义；梁祥济（１９９５）的实验 不少，从８０年代初开始，许多学者在德兴铜矿的研 研究也得出类似的结果；张理刚等（１９９６）则认为铜 究过程中不同程度地采用（氢）氧同位素方法对成矿 厂斑岩铜矿成矿流体是由大气降水渗入到深部被加 流体的来源进行判别，对德兴斑岩矿床成矿流体的 热，在３００￣（２以及Ｗ／Ｒ＝０．５左右条件下与千枚岩、 来源包括以大气降水为主、以岩浆水为主、或者两者 花岗闪长斑岩发生水一岩交换而形成的。郭新生等 共同作用结果等３种认识。岩浆一地下水混合来源 （１９９９）研究了德兴铜厂花岗闪长斑岩的氧同位素组 模式至今仍然占主导：周耀华等（１９８１）认为德兴斑 成特征在垂直方向上的变化规律，及蚀变作用对花 岩铜矿的成矿流体有部分水来自于深源的花岗闪长 岗闪长斑岩全岩和单矿物氧同位素组成的影响，认 质岩浆，又有地下水渗入与岩浆气液混合而形成含 为大气降水演化为成矿热液是可能的。另一些研究 ８５２ 矿 床 地 质 ２０１２笠 者（金章东等，２０００；华仁民等，２０００；朱金初等， 况，认为德兴铜厂矿床的蚀变具有特征的、以接触带 ２００２；钱鹏等，２００３）￣ｍ］提出了以岩浆水为主的观点， 为中心的蚀变分带模式，以石英一绢云母化和绿泥石一 他们在对铜厂矿床进行地质、蚀变矿物组合、流体包 伊利石一水云母化为主，早期的钾硅酸盐化岩体内部 裹体及Ｈ、Ｏ等同位素研究后，提出铜厂体系成矿金 发育（图２，朱训等，１９８３；Ｈｅ ｅｔ ａ１．，１９９９），形成弱的 属物质的“正岩浆来源”，认为成矿流体主要由岩浆 磁铁矿、黄铜矿、黄铁矿和辉钼矿化。最主要的Ｃｕ 出溶的３种不混溶岩浆水构成的，然而在成矿晚阶 Ｍ Ａｕ矿体主要产于围岩之中，形成于石英一绢云母 段有大气降水的加入。 化和绿泥石。伊利石一水云母化阶段。高风志（１９９２） 上述大部分数据为赋矿岩体和围岩全岩的 侣Ｏ 按照斜长石斑晶环带保留、蚀变和暗色矿物（角闪石 值，少部分为斑岩体石英斑晶、长石、黑云母和绢云 母等单矿物的６幅Ｏ值，个别为石英、黑云母单矿物 的ａＤ值。而经历了岩浆侵位、岩浆流体出溶、大气 降水（包括地下水、雨水）及封存水对流、区域热液蚀 变和大规模金属沉淀等一系列复杂成矿过程的德兴 斑岩矿床，其蚀变一矿化系统非常复杂，成矿热液的 来源肯定具有多元性和阶段性，上述全岩、单矿物 Ｈ—Ｏ同位素数据，是无法从成矿期次上详细示踪成 矿作用动态过程中蚀变一矿化热液来源。作者通过 系统的野外观测、详细的岩芯编录和全面的岩相学 研究，厘定了铜厂矿床的脉体类型和形成顺序，已识 别出德兴矿床４组脉体类型（成矿早期Ａ脉、Ｂ脉、 晚期Ｄ脉及成矿后期碳酸盐脉等）（潘小菲等， ２００９）。针对铜厂矿床岩浆结晶（黑云母斑晶）、钾硅 酸盐化（黑云母脉、磁铁矿脉）以及同期生成的热液 脉（Ａ脉和Ｂ脉），将记录了岩浆阶段及向热液过渡 阶段的黑云母、石英、绢云母及绿泥石单矿物颗粒进 行分选挑纯，测试其Ｈ—ｏ同位素组成，并将结果联合 投图，对比示踪铜厂斑岩矿床不同蚀变一矿化过程种 热液流体的来源及演化。 地质背景及矿床地质特征 德兴斑岩铜矿集区地处江西怀玉山的官帽山西 麓，矿区南部出露大面积大茅山花岗岩，构造上处于 由扬子陆块与华夏陆块碰撞拼合而成的华南板块内 部（图ｌａ），属于扬子地块东南缘，赣东北深断裂旁 （图ｌａ），是中国东部最大的斑岩型铜矿床（刘嫣群 等，１９８４）。铜厂斑岩铜（钼金）矿床是德兴斑岩铜矿 集区３个矿床中储量最大的矿床，与朱砂红、富家坞 矿床呈北西向线性排列，间距小于５ ｋｍ，多数学者 将三者作为一个矿床（图ｌｂ）。邵克忠（１９７９）、朱训 等（１９８３）及刘骺群等（１９８４）根据岩芯编录结果，详 细研究了铜厂斑岩铜矿的蚀变矿物和蚀变分带情 和黑云母等）保存程度等，认为从外围向矿体中心方 向基本可以分为绿泥石一云母黏土化和绿泥石一黑云 母一钾长石化花岗闪长斑岩带、石英一绿泥石一绢云母 和绿泥石一碳酸盐一绢云母化花岗闪长斑岩带、石英绢 云母化花岗闪长斑岩和石英绢云母岩带，而围岩主 要是浅变质的泥质岩、沉凝灰岩和少量火山熔岩，以 及与火山旋迥相应的脉岩。到了本世纪初，对斑岩 型矿床的蚀变一矿化研究已经从最初的描述性认识 转变到半定量分析上，朱金初等（２００２）根据铜厂存 在的热液成因伊利石进行了热液活动范围估算，认 为铜厂矿床的热液流体活动在空间上分布在离接触 带不到２ ｋｍ的范围内。 近两年来，本课题组通过对铜厂矿区的部分平 台（～１０ ｍ、５ Ｉｎ、２０ １ＴＩ、３５ Ｉｎ、５０ ｍ、６５ ＩＴＩ及８０ Ｆｎ等 几个正在开采的平台）进行了详细的大比例尺蚀变一 矿化填图，结果表明铜厂矿床与典型斑岩矿床经典 的蚀变类型（钾硅酸盐化、石英～绢云母化、泥化及青 磐岩化）（Ｌｏｗｅｌｌ ｅｔ ａ１．，１９７０）相比，具有一定的可比 性：铜厂矿床存在多个蚀变一矿化阶段，分别为早期 的钾硅酸盐化蚀变和早期的Ａ脉和Ｂ脉，中期绢云 母石英蚀变和绿泥石一伊利石±绿帘石蚀变和Ｄ 脉，晚期的碳酸盐一硫酸盐埠ｅ化物蚀变和赤铁矿脉， 偶见泥化蚀变（高岭土一伊利石蚀变）（潘小菲等， ２００９）。钾硅酸盐化蚀变，在矿区内发育极不均匀， 主要在矿区东部一东北部花岗闪长斑岩体与围岩接 触带附近呈补片状或零星状产出；在矿区西南部，斑 岩大部分与围岩直接接触而少见钾化，仅在斑岩与 围岩接触带内０．１０－－２．０ ＩＴＩ发生类似于烘烤边的角 岩化，发生角岩化的斑岩、板岩呈黑色，密度增大，少 数具有较强的磁性。钾硅酸盐化蚀变主要为钾长石 化、黑云母化和磁铁矿化，常形成钾长石团块、钾长 石一石英脉、钾长石一石英一黑云母脉或石英一磁铁矿脉 等（图３ｂ、３ｃ、３ｄ），在这些脉体偶见少量黄铜矿、斑铜 矿，为弱蚀变一矿化期。 第３１卷第４期 潘小菲等：德兴铜厂斑岩铜（钼金）矿床蚀变一矿化系统流体演化：Ｈ－Ｏ同位素制约８５３ 函ｌ囝２函３圆４圃５日６囤７ 图ｌ德兴斑岩铜（钼金）矿床大地构造背景图（据王强等修改，２００４） Ｐｔ２ ３一元古代双桥山群浅变质岩；Ｚ—Ｅ－一震旦系～寒武系火山一沉积岩；１一中生代花岗闪长岩；２一中生代英安斑岩；３－－上侏罗统火山岩； ４一侏罗系一白垩系火山岩；５一背斜轴；６一断裂；７一斑岩矿床 Ｆｉｇ．１ Ｒｅｇｉｏｎａｌ ｓｔｒｕｃｔｕｒａｌ ｓｅｔｔｉｎｇ ｏｆ ｔｈｅ Ｄｅｘｉｎｇ ｃｏｐｐｅｒ—ｇｏｌｄ ｄｅｌｍｓｉｔ（ａｆｔｅｒ Ｗａｎｇ ｅｔ ａ１．，２００４） Ｐｔ２３－－Ｐｒｏｔｅｒｏｚｏｉｃ Ｓｈｕａｎｇｑｉａｏｓｈａｎ Ｇｒｏｕｐ ｍｅｔａｍｏｒｐｈｏｓｅｄ ｒｏｃｋ；Ｚ—Ｅ—Ｓｉｎｉａｎ—Ｃａｍｂｒｉａｎ ｖｏｌｃａｎｉｃ ｓｅｄｉｍｅｎｔａｒｙ ｒｏｃｋ；ｌ－－Ｍｅｓｏｚｏｉｃ ｇｒａｎｏｄｉｒｉｔｅ； ２－－Ｍｅｓｏｚｏｉｃ ｄａｃｉｔｅ ｐｏｒｐｈｙｒｙ：３一一Ｌａｔｅ Ｊｕｒａｓｓｉｃ ｖｏｌｃａｎｉｃ ｒｏｃｋ；４－－Ｊｕｒａｓｓｉｃ ａｎｄ Ｃｒｅｔａｃｅｏｕｓ ｖｏｌｃａｎｉｃ ｒｏｃｋ；５一Ａｎｔｉｃ１ｉｎｅ ａｘｉｓ；６一Ｆａｕｌｔ： ７一Ｐ０ｒｐ｝１ｙｒｙ ｄｅｐｏｓｉｔ ２样品特征和Ｈ、ｏ同位素测试方法 体侵位时岩浆流体出溶沉淀和引起钾硅酸盐化蚀变 的直接产物。而且Ａ１脉代表了钾硅酸盐化早期岩 浆出溶流体进入围岩内所沉淀下来的产物，Ａ２和 所有样品均采自铜厂矿区。黑云母斑晶样品采 Ａ４脉代表了钾硅酸盐化中期的蚀变产物。共采集 自较新鲜的花岗闪长斑岩，黑云母斑晶自形，大小 了１０个Ｂ脉的石英样品（图３ｅ、３ｆ），这１０个Ｂ脉样 ０．１－－０．５ ｃｍ。绢云母样品采自绢云母一石英盐化的 品代表了在顶部岩体坍塌形成裂隙时岩浆流体进入 角岩化花岗闪长斑岩。绿泥石样品采自绿泥石一伊 裂隙内因压力降低沉淀的产物，可能因裂隙开放而 利石化花岗闪长斑岩。５个黑云母斑晶样品、１个绿 受到外界围岩和大气降水的混染作用。 泥石脉样品和１个绢云母样品分别代表花岗闪长斑 在进行单矿物石英、黑云母和磁铁矿挑选前，先 岩未蚀变、发生绿泥石化和绢云母化蚀变的产物。 将石英一黑云母大脉、围岩中疙瘩状石英脉、Ｂ脉及石 根据潘小菲等（２００９）确定的脉体类型，本次共采集 英磁铁矿脉周围斑岩和围岩用切割机全部剔除，仅 了６个围岩中不规则疙瘩状Ａ脉的石英样品（图 剩余干净、高纯度的脉体；挑选黑云母斑晶时将其他 ３ａ），石英一黑云母大脉的４个石英样品和１个黑云母 脉体全部切除。然后将切割下来的纯脉体和斑岩块 （图３ｂ），石英一磁铁矿脉的９个石英样品和７个磁铁 碎至４０－－６０目，通过磁选一重液分选一稀ＨＣＩ煮沸 矿样品（图３ｃ、３ｄ）。围岩中疙瘩状石英脉、石英一黑 溶蚀一立体显微镜下精选等步骤分选出单矿物。其 云母脉及石英一磁铁矿脉分别为Ａ１、Ａ２和Ａ４脉，它 中石英和磁铁矿纯度高达９９．９％，黑云母、绿泥石和 们在钾硅酸盐化过程中形成，代表了花岗闪长斑岩 绢云母的纯度达９５％。 ８５６ 矿 床 地 质 ２０１２年 ＤＴ３５一Ａ ９．３ ９．９ １０．７ １０．０ ９．６ ８．１ ～６５ ７８ ７３ ６６ ８７ 围岩中疙瘩状石英脉（Ａ１） ８００ ８００ Ｉ ’６５—１７ ＤＴ６５—２０ ８．７ ９．５ ８．８ ８．４ ～围岩中疙瘩状石英脉（Ａ１） 围岩中疙瘩状石英脉（Ａ１） 围岩中疙瘩状石英脉（Ａ１） 围岩中疙瘩状石英脉（Ａ１） 围岩中疙瘩状石英脉（Ａ１） ～８００ ８００ ８００ 【 ’６５—３２ ＤＴ１２５—１９ ～～ＤＴＩ２５—３７ ９．３ ８．１ —６７ ８００ 注：上二角标ａ．８ Ｏ和６Ｄ均为相对于国际标准Ｖ－ＳＭＯＷ之值；ｂ平衡水的８ Ｏ根据石英的８ Ｏ值以及分馏方程式１Ｏ。ｌｎａ 英－水＝４．４８× １０ Ｔ 一４．７７×１０ ／Ｔ＋１．７１（郑永飞等，２０００）ｉ￣算而得；ｃ．平衡ＨｚＯ的８ Ｏ值由石英的８ Ｏ测定值和分馏方程式１０ １ｎ 英冰＝３．０５× １０ 丁 一２．Ｏ９计算而得；ｄ．温度见潘小菲等，２００９。 铜厂矿床花岗闪长斑岩黑云母斑晶、蚀变斑岩 云母一水之问的直接分馏方程式由伊利石一水之间的 的绿泥石和绢云母的Ｈ、Ｏ同位素测试结果见表２。 氧同位素平衡分馏方程式替代进行计算和绢云母平 较新鲜斑岩的５个黑云母斑晶样品的８ １８Ｏ值为 衡水的 Ｏ值。利用石英一绢云母平衡对方程式 ｎ∞ 英一绢云母＝２．２０×１０。Ｔ一 一０．６，Ｂｏｔｔｉｎｇａ， ２．６‰～４．９％ｏ， 值为一５４％ｏ～一７９％ｏ。１个绢云 （１０ ｌ母化斑岩内的绢云母６ Ｏ和８Ｄ值为６．１％。和 １９７３）与石英一水平衡方程式联合推算的绢云母一水平 ｎａ石菲＿ ｋ＝２．２８×１０ Ｔ 一４．７７ ５３％。。一个石英一黑云母大脉中黑云母的６ Ｏ和 衡分馏方程式（１００ｌ值为２．８％。和一７２％。。根据铜厂矿床Ａ脉测得均 ×１０ ／丁＋２．３）所计算的结果一致。与黑云母和绢 一温度６００～８（）【）℃，推测花岗闪长斑岩斑晶结晶温 云母平衡的水的，３Ｄ值则运用表２注释中的方程式 度为８００℃。取Ｄ脉包裹体测定的最高温度３７５℃ 分别计算出。计算结果列于表２。 （均一温度３５０ ３７５℃，潘小菲等，２００９）代替绿泥石 化和绢云母化蚀变温度。运用郑永飞等（２０００）创建 的黑云母一水之间的氧同位素平衡分馏方程式及绿 泥石一水之问的氧同位素平衡分馏方程式（表２），分 别计算出与黑云母、绿泥石平衡的水的６珀Ｏ值。绢 测试分析结果表明，Ａ１、Ａ２脉和Ａ４脉石英的 Ｏ值（分别为９．３％。～１０．７％。、９．１％。～１０．３％。和 ４讨论 第３１卷第４期 潘小菲等：德兴铜厂斑岩铜（钼金）矿床蚀变一矿化系统流体演化：Ｈ－Ｏ同位素制约８５７ 表２铜厂矿床黑云母、绿泥石及绢云母Ｈ、ｏ同位素特征 Ｔａｂｌｅ ２ Ｈｙｄｒｏｇｅｎ ａｎｄ ｏｘｙｇｅｎ ｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎｓ ｏｆ ｂｉｏｔｉｔｅ，ｃｈｌｏｒｉｔｅ ｎｄ ａｓｅｒｉｅｉｔｅ ｏｆ ｔｈｅ Ｔｏｎｇｃｈａｎｇ Ｃｕ（・Ｍｏ－Ａｕ）ｐｏｒｐｈｙｒｉｃ ｄｅｐｏｓｉｔ 注：上角标ａ．８ Ｏ和 均为相对于国际标准＂７－ＳＭＯＷ之值。 ｂ．平衡水的８”Ｏ根据黑云母的８ Ｏ值以及分馏方程式１００１ｎ ｉ ＿水＝３．８４×１０ Ｔ～一８．７６Ｘ１００／Ｔ＋２．４６、绿泥石一水之间的氧同 位素平衡分馏方程式１０。ｌｎｃｔ￣泥再水＝３．９７×１０ Ｔ 一８．１９Ｘ １０ ／Ｔ＋２．３６，和伊利石一水之间的氧同位素平衡分馏方程式１０ ｌ“ 利石冰＝ ４．１４×１０ Ｔ ０ ７．３６×１０３／丁＋２２１，（郑永飞等，２Ｏ００）计算而得。其中绢云母以伊利石一水代替。 Ｃ．平衡水的 根据黑云母的占Ｉ］值以及分馏方程式１００ｌｎ 母＿水＝一２１．３ｘ１０。ＴＩ２—２．８（Ｓｕｚｕｏｋｉ ｅｔ ａ１．，１９７６）；和白云母水之间的 ．Ｈ同位素平衡分馏方程式１０ ｌｎｃｌＲ ． ＝一２２．１×１０ Ｔ 一２．８（Ｓｕｚｕｏｋｉ ｅｔ ａ１．，１９７６）计算而得。其中绢云母以白云母一水代替。 ｄ．数据来朱金初等，２００２。 ８．７％。～９．５％ｏ，平均值分另０为９．８％ｏ、９．６％ｏ和 此，本次测试的三类Ａ（Ａ１、Ａ２和Ａ４）脉基本代表了 ９．０％）随着时间演化，呈略微降低的趋势，但是降低 与花岗闪长斑岩体原生石英形成的流体来源，即Ａ 幅度小于１％。。总体来说，本次测得的所有脉体石英 脉为原始岩浆流体出溶的结果。 单矿物的 。值，与郭新生等（８．４％。～９．８‰，平均 Ｂ脉石英６ Ｏ值非常集中，９．０％。～１０．５％。，与 值９．１％。，２９９９）、朱金初等（７．３３％ｏ－－９．９９％。，平均值 Ａ１脉石英的６ 。值近乎一致。按分馏方程式计算 ８．７７％。，２００２）和刘女舌群等（１９８４）、朱训等（１９８３） 出４５０℃条件下平衡水的 埔Ｏ值为５．３％。～７．０‰， （８．２％。～１０．０％。，平均值９．５％。，１９８３）测得的花岗闪 平均值６．３‰。将该平衡水 坞。值与测定的８Ｄ值 一长斑岩中石英单矿物（斑晶和基质）的 Ｏ值基本 联合投图结果显示，Ｂ脉也完全落入了岩浆水区域。 致。利用Ａ脉测定的流体包裹体均一温度值（８ＯＯ 与Ａ１、Ａ２和Ａ４脉相比，流体包裹体的 值类似，但 ６００℃，取８００℃）和。同位素分馏方程式计算出 平衡水的８坞。值却降低了约１．４％。，也低于围岩千枚 ～与石英平衡水的Ｏ同位素６ Ｏ值分别为７．２９０＇０～ 岩和赋矿岩体的８埘。值，表明该值不可能与围岩或 ８．６％０、７．０‰～８．２‰和６．６％。～７．４‰，平均值分别 岩体单元发生。同位素交换作用，只有低于原始岩浆 为７．７％叭７．５‰和６．９％，也具有随着时问演化平衡 水 蝎。值的大气降水等的混入，才能使Ｂ脉的占 Ｏ 水的Ｓ墙。值呈略微降低的趋势。相比之下，三类脉 值有所降低，可能指示了成矿热液主要为岩浆流体， 体的８Ｄ值（一６５％。～一８７％ 一６０％ｏ～一７３％ｏ和 仅混入了极少量大气降水的混合来源。 ６９％。～一７８％。）变化幅度较大（８．６％ｏ），没有依次 将刘嫣群等（１９８４）、朱训等（１９８３）和张理刚等 降低的趋势，平均值分别为：一７２．７‰、一６６％ｏ和 （１９９６）Ｉ￣ｆＪ定的６个金属硫化物脉体石英发育包裹体 ７４．６‰。将计算所得平衡水的６墙Ｏ值与测试所 的８Ｄ值与计算的平衡水６ Ｏ值投入 Ｏ－ＳＤ图 得８１３值联合投图后发现，除了一个石英一黑云母脉 解，所有数据点均落人了大气降水一侧（图４），其计 体的数据落入了围岩地层蚀变千枚岩的区域，三类 算时所采用的温度也非常低（２０５℃），与笔者测定的 脉体平衡水的６ Ｏ值与８Ｄ值基本落入了岩浆水的 Ｄ脉晚期峰值温度（１８０～２００℃）非常一致，他们所 范围；与Ａ脉石英共生的一个黑云母样品的 Ｏ值 测试的样品可能为Ｄ脉和含金属硫化物碳酸盐脉 与８Ｄ值也落人了岩浆水区域，而且所有与石英和黑 体。相应地，其Ｈ、Ｏ同位素值指示了铜厂矿床晚阶 云母平衡水与张理刚等（１９９６）确定的初始岩浆水非 段Ｄ脉和碳酸盐脉体形成时的成矿流体来源，即为 常接近，仅 。值发生了＜１．５％。的偏离（图４）。因 大气降水。８５８ 矿 床 地 质 ２０１２拒 图４铜厂矿床成矿流体组成及水一岩交换 氢氧同位素演化关系 测试值均来自本文和朱金初等（２００２）。ＭＲＬ为大气降水线。水／ 岩演化线引自张理刚等（１９９６），其中１和２实线为大气降水和花 岗闪长斑岩在３００℃和４５０℃条件下以不同Ｗ／Ｒ比值的大气降水 演化线；３和４为大气降水和千枚岩在２５Ｏ℃和３００℃条件下以不 同Ｗ／Ｒ比值大气降水演化线；５和６虚线为岩浆水与花岗闪长斑 岩在３【）（】℃和４５Ｏ℃条件下以不同Ｗ／Ｒ比值岩浆水演化线。初始 岩浆水８ Ｏ值取８．０‰，３Ｄ值取一７０％；中生代大气降水６ ａ值 取８．５‰，３Ｄ值取一６０‰ Ｆｉｇ．４ Ｈ ａｎｄ Ｏ ｉｓｏｔｏｐｉｃ ｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎｓ ｏｆ ｏｒｅ－ｆｏｒｍｉｎｇ ｆｌｕｉｄ ａｎｄ ｔｈｅｉｒ ｅｖｏｌｕｔｉｏｎａｌ ｒｅｌａｔｉｏｎ ｉｎ ｗａｔｅｒ－ｒｏｃｋ ｅｘｃｈａｎｇｅ ｓｙｓｔｅｍ ｆｏｒ Ｔｏｎｇｃｈａｎｇ Ｃｕ（Ｍｏ－Ａｕ）ｐｏｒｐｈｙｒｙ ｄｅｌｍｓｉｔ Ａｌｌ ｄａｔａ ａｒｅ ｆｒｏｍ ｔｈｉｓ ｔｅｘｔ ａｎｄ Ｚｈｕ ｅｔ ａ１．（２００２）．ＭＲＬ ｉｓ ｍｅｔｅｏｒｉｃ ｗａｔｅｒ ｌｉｎｅ．Ｗａｔｅｒ／ｒｏｃｋ ｅｖｏｌｕｔｉｏｎ ｌｉｎｅ ｉｓ ｆｒｏｍ Ｚｈａｎｇ ｅｔ ａ１．（１９９６）． Ｏｆｔｈｅｍ。ｒｅａｌｌｉｎｅ１ ａｎｄ２＆ｒｅ ｅｖｏｌｖｅｄｍｅｔｅｏｒｉｃｗａｔｅｒｌｉｎｅｆｏｒｍｅｔｅｏｒｉｃ ｗａｔｅｒ ｗｉｔｈ ｇｒａｎｏｄｉｏｒｉｔｅ ｐｏｒｐｈｙｒｙ ａｔ ３００℃ａｎｄ ４５０℃．ｒｅｓｐｅｃｔｉｖｅｌｙ； ｄａｓｈｅｄ ｌｉｎｅｓ ３ ａｎｄ ４ ａｒｅ ｅｖｏｌｖｅｄ ｍｅｔｏｅｒｉｃ ｗａｔｅｒ ｌｉｎｅｓ ｏｆ ｍａｇｍａｔｉｃ ｗａ— ｔｅｒ ｆｏｒ ｍｅｔｅｏｒｉｃ ｗａｔｅｒ ｗｉｔｈ ｐｈｙｌｌｉｔｅ ａｔ ２５０℃ａｎｄ ３００℃．ｒｅｓｐｅｃｔｉｖｅ— ｌｙ；ｄｏｔｔｅｄｌｉｎｅｓ５ａｎｄ ６ ａｒｅ ｅｖｏｌｖｅｄｍａｇｍａｔｉｃｗａｔｅｒｌｉｎｅｓｆｏｒｍａｇｍａｔｉｃ ｗａｔｅｒ ｗｉｔｈ ｇｒａｎｏｄｉｏｒｉｔｅ ｐ０ｒｐｈｙｒｙ ａｔ ３００℃ａｎｄ ４５０℃，ｒｅｓｐｅｃｔｉｖｅｌｙ． ６ Ｏａｎｄ ８Ｄ ｖａｌｕｅｓ ｏｆｉｎｉｔｉａｌｍａｇｍａｔｉｃｗａｔｅｒ＆ｒｅ ８．０％０ ａｎｄ一７Ｏ‰： ｎａｄ ８１ Ｏ ａｎｄ ８１）ｖａｌｕｅｓ ｏｆＭｅｓｏｚｏｉｃｍｅｔｅｏｒｉｃｗａｔｅｒ＆ｒｅ一８．５‰ａｎｄ ６０‰ 本文测试５个黑云母斑晶样品的 １８０值为 ２．６％。－４．９１％０，类似于朱金初等（２００２）测得的黑云 母斑晶的６ Ｏ值（５．４３‰）和斑岩体伟晶岩脉黑云 母值（５．４６％。），但与石英斑晶的 螺Ｏ值（８．２％。～ １０％。，数据来源于郭新生等，１９９９；朱金初等，２００２； 刘嫣群等，１９８４；朱训等，１９８３）相比，差了２～３．８ 倍。尽管高温条件下黑云母和石英对 Ｏ的分馏差 异性使石英中富集相对多的 Ｏ，但是如此大的差异 性很可能指示了黑云母受到了更多外界低埔Ｏ单元 的影响，比如大气降水。事实上，黑云母与石英相 比，矿物一水表面反应的氧同位素交换速率前者比后 者高了近３个数量级，而矿物一水反应对中，重氧偏 向于进人流体（郑永飞等，２０００）。因此，较低黑云母 氧同位素值可能预示了黑云母接受了少量低侣。单 元如大气降水的氧同位素交换作用。根据平衡分馏 方程计算出７个包裹体水的６ Ｏ值为５．１％。～ ８．０％。。黑云母的８Ｄ值变化幅度较大，一５４‰～ ８２％，与黑云母斑晶平衡的水的泐计算值为 ３２．７％ｏ～一６０．７％ｏ。通过３１３—６ ０图解显示，７个 黑云母斑晶样品跨度非常大，从千枚岩、岩浆水一直 向上延伸进入变质水区域，但大部分落入岩浆水区 域，表明黑云母斑晶形成时的热液系统主要为岩浆 水，局部受区域变质水和大气降水的混染（图４），也 可能与少量黑云母斑晶受到后期绿泥石化、水云母 化蚀变有关。 将１个绿泥石脉样品和１个绢云母样品计算所 得平衡水的３Ｄ和６ ０值投点至３Ｄ－３ ０图解（图 ４），与绿泥石平衡的水的６埔Ｏ值在岩浆水边缘，向 大气降水区域发生轻度偏离，类似低６ Ｏ值的黑云 母斑晶，可能指示绿泥石化蚀变主体由岩浆水引起， 但是混染了少量大气降水；而绢云母样品的 侣。值 极低，进入非岩浆水和变质水区域，恰好落在２５０Ｃ 温度下大气降水一千枚岩的演化曲线上，指示该绢云 母形成时流体内羟基中的Ｈ为大气降水与千枚岩共 同来源，这与该样品原岩为斑岩与板岩接触带形成 的角岩一致。事实上，关于斑岩矿床绢英岩化蚀变 热液来源一直是人们争论的焦点（Ｆｏｒｄ ｅｔ ａ１．，１９７７； Ｅａｓｔｏｅ，１９７８）。由于经典的蚀变一矿化模式得到广泛 认同，加之很多斑岩铜矿内从钾化向绢英岩化转换 时确实发现成矿流体的性质发生了较大的转变 （Ｂｅａｎｅ ｅｔ ａ１．，１９９５），人们广泛地接受绢英岩化是大 气降水稀释了岩浆流体形成的观点（Ｈｅｎｌｅｙ ｅｔ ａ１．， １９７８）。然而，Ｓｈｉｎｏｈａｒａ等（１９９７）提出了另外一个 设想，认为岩浆房出溶的岩浆流体直接冷凝通过钾 交代作用形成了绢英岩化（Ｈｅｄｅｎｑｕｉｓｔ ｅｔ ａ１．，１９９８）。 只测得了１个绢云母样品，但是其６博Ｏ和３Ｄ值 （６．１‰和一５３９００）与经典的蚀变一矿化模式所认为绢 英岩化由大气降水作用引起的结果一致，而与近年 来其他研究者（Ｈａｒｒｉｓ ｅｔ ａ１．，２００２；Ｋｕｓａｋａｂｅ ｅｔ ａ１．， １９９０；Ｈｅｄｅｎｑｕｉｓｔ ｅｔ ａ１．，１９９８；Ｒｉｃｈａｒｄｓ ｅｔ ａ１．， 第３１卷第４期 潘小菲等：德兴铜厂斑岩铜（钼金）矿床蚀变一矿化系统流体演化：Ｈ－Ｏ同位素制约８５９ １９９８）认为绢英岩化由岩浆水在温度衰减下形成的 研究结果并不一致，此结果可能有２个原因，一是德 兴铜厂斑岩矿床的绢英岩化蚀变由大气降水渗透进 入蚀变系统的结果，另一方面，也可能是本次测试所 选绢云母样品并非绢英岩化蚀变阶段形成，而是后 高风志．１９９２．德兴铜厂斑岩型铜钼矿床的围岩蚀变研究［Ｊ］．上海 地质，４２（２）：２４．３４． 期大气降水渗透进入蚀变系统的结果。 ５结论 （１）钾硅酸盐阶段的早期Ａ脉（Ａ１、Ａ２和Ａ４ 脉）和晚期Ｂ脉单矿物石英、黑云母的Ｈ、ｏ同位素 结果显示，蚀变和成矿热液均为岩浆流体来源，但Ｂ 脉稍低的 。可能混入了少量大气降水的作用。 低温（１８０－－２００℃）晚期Ｄ脉和碳酸岩脉的６ Ｏ值 和泐值指示了其全部为大气降水来源。 （２）与斑晶黑云母平衡水的 Ｏ和泐值表 明，黑云母形成时的热液系统主要为岩浆水，局部受 区域变质水和大气降水的混染（图４），也可能与少量 黑云母斑晶受到后期绿泥石化、水云母化蚀变有关。 绿泥石蚀变主要由岩浆流体作用引起，但是还是混 入了一些大气降水的原因导致其 埔Ｏ值发生了少 量降低。与绢云母平衡水的８ Ｏ值和８Ｄ值（６．５％ｏ 和一１９．４‰）表明，绢云母化蚀变由大气降水与千枚 岩共同作用形成的产物。 （３）蚀变一矿化系统流体演化特征。铜厂矿床钾 硅酸盐化、绿泥石化蚀变以及所形成的Ａ脉和Ｂ脉， 均由岩浆流体作用引起，大气降水仅在绿泥石化阶 段开始进入蚀变一矿化系统，绢云母化、晚期低温Ｄ 脉和碳酸盐脉均是大气降水作用的产物。虽然未对 中高温（３５０～３７５℃）Ｄ脉进行Ｈ、ｏ同位素测试，但 是根据经典的斑岩型矿床成矿模式（Ｌｏｗｅｌｌ ｅｔ ａ１．， １９７０），以及测得的绿泥石化（主要为岩浆水，混入少 量大气降水），可以推测它是大气降水和岩浆水的混 合对流作用的产物。关于不同的Ｄ脉形成时岩浆水 和大气降水所占比例不能确定。 志谢野外期间得到了江西铜业股份有限公 司德兴铜矿地测中心全体工作人员的大力帮助；Ｈ— ｏ同位素测试分析过程中得到了中国地质科学院矿 产资源研究所田世洪研究员、罗旭荣研究员的指导 和帮助；侯增谦研究员、审稿人和编辑对文章的撰写 提出了非常有建设性的修改建议和意见，在此表示 最真挚的感谢。 郭新生，季克俭，黄耀生，陈江峰．１９９９．德兴斑岩铜矿成矿热液来源 及其演化——花岗闪长斑岩的氧同位素制约［Ｊ］．高校地质学 报，５（３）：２６０，２６８． 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ｉｎ Ｃｈｉｎａ，４５： ７５５．７６８． ＣｌａｙｔｏｎＲＮａｎｄＭａｙｅｄａＴＫ．１９６３．Ｔｈｅ ｕＳｅ ｏｆ ｂｒｏｍｉｎｅｐｅｎｔａｆｌｕｏｒｉｄｅ ｉｎ ｔｈｅ ｅｘｔｒａｃｔｉｏｎ ｏｆ ｏｘｙｇｅｎ ｆｒｏｍ ｏｘｉｄｅｓ ａｎｄ ｓｉｌｉｃａｔｅｓ ｆｏｒ ｉｏｓｔｏｐｉｃ ｎａａｌｙｓｉｓ［Ｊ］．Ｇｅｏｃｈｉｍ．Ｃｏｓｍｏｃｈｉｍ．Ａｃｔａ，２７（１）：４３—５２． Ｅａｓｔｏｅ Ｃ Ｊ．１９７８．Ａ ｆｌｕｉｄ ｉｎｃｌｕｓｉｏｎ ｓｔｕｄｙ ｏｆ ｔｈｅ Ｐａｎｇｕｎａ ｐｏｒｐｈｙｒｙ ｃｏｐ— ｐｅｒ ｄｅｐｏｓｉｔ，Ｂｏｕｇａｉｎｖｉｌｌｅ，Ｐａｐｕａ Ｎｅｗ Ｇｕｉｎｅａ［Ｊ］．Ｅｃｏｎ．Ｇｅｏ１．， ７３：７２１．７４８． Ｆｏｒｄ ＪＨａｎｄＧｒｅｅｎＤＣ．１９７７．Ａｎ ｏｘｙｇｅｎａｎｄ ｈｙｄｒｏｇｅｎｉｓｏｔｏｐｅ ｓｔｕｄｙ ｏｆ ｔｈｅ Ｐａｎｇｕｎａ ｐｏｒｐｈｙｒｙ ｃｏｐｐｅｒ ｄｅｐｏｓｉｔ，Ｂｏｕｇａｉｎｖｉｌｌｅ［Ｊ］．Ｇｅｏｌｇｏｉ— ｃａｌ Ｓｏｃｉｅｔｙ ｏｆ Ａｕｓｔｒａｌｉａ Ｊｏｕｒｎａ１．２４：６３—８０． ＨＲＩＴｉｓ Ａ Ｃ ａｎｄ Ｇｏｌｄｉｎｇ Ｓ Ｄ．２００２．Ｎｅｗ ｅｖｉｄｅｎｃｅ ｏｆ ｒｎａｇｍａｔｉｃ—ｆｌｕｉｄ—ｒｅ— ｌａｔｅｄ ｐｈｙｌｌｉｃ ａｌｔｅｒａｔｉｏｎ：Ｉｍｐｌｉｃａｔｉｏｎｓ ｆｏｒ ｔｈｅ ｇｅｎｅｓｉｓ ｏｆ ｐｏｒｐｈｙｒｙ Ｃｕ ｄｅｏｐｓｉｔｓ［Ｊ］．Ｇｅｏｌｏｇｙ，３０：３３５—３３８． ＨｅＷＷ，ＢａｏＺＹａｎｄ ＬｉＴ Ｐ．１９９９．Ｏｎｅ ｄｉｍｅｎｓｉｏｎａｌ ｒｅａｃｔｉｖｅｔｒｎａｓ— ｏｐｒｔ ｍｏｄｅｌｓ ｏｆ ａｌｔｅｒａｔｉｏｎ ｉｎ ｔｈｅ Ｔｏｎｇｃｈａｎｇ ｏｐｒｐｈｙｒｙ ｃｏｐｐｅｒ ｄｅｐｏｓｉｔ， Ｄｅｘｉｎｇ ｄｉｓｔｉｒｃｔ，Ｊｉｎａｇｘｉ Ｐｒｏｖｉｎｃｅ，Ｃｈｉｎａ［Ｊ］．Ｅｃｏｎ．Ｇｅｏ１．，９４（３）： ３０７—３２３． Ｈｅｄｅｎｑｕｉｓｔ Ｊ Ｗ，Ａｒｒｉｂａ Ａ Ｊ ａｎｄ Ｒｅｙｎｏｌｄｓ Ｔ Ｊ．１９９８．Ｅｖｏｌｕｔｉｏｎ ｏｆ ａｎ ｉｎｔｒｕｓｉｏｎ－ｃｅｎｔｅｒｅｄ ｈｙｄｍｔｈｅｒｍａｌ ｓｙｓｔｅｍ： Ｆａｒ Ｓｏｕｔｈｅａｓｔ—Ｌｅｐａｎｔｏ ｏｐｒｐｈｙｒｙ ａｎｄ ｅｐｉｔｈｅｒｍａｌ Ｃｕ—Ａｕ ｄｅｐｏｓｉｔｓ，Ｐｈｉｌｉｐｐｉｎｅｓ［Ｊ］．Ｅｃｏｎ． Ｇｅｏ１．，９３：３７３—４０４． Ｈｅｎｌｅｙ Ｒ Ｗ ａｎｄ ＭｃＮａｂｂ Ａ．１９７８．Ｍａｇｍａｔｉｃ ｖａｐｏｒ ｐｌｕｍｅｓ ｎａｄ ｇｒｏｕｎｄ— ｗａｔｅｒ ｉｎｔｅｒａｃｔｉｏｎｓ ｉｎ ｐｏｒｐｈｙｒｙ ｃｏｐｐｅｒ ｅｍｐｌａｃｅｍｅｎｔ［Ｊ］．Ｅｃｏｎ． Ｇｅｏ１．．７３：１—２０． Ｋｕｓａｋａｂｅ Ｍ，Ｈｏｒｔ Ｍ ａｎｄ Ｍａｔｓｕｈｉｓａ Ｙ．１９９０．Ｐｒｉｍａｒｙ ｍｉｎｅｒａｌｉｚａｔｉｏｎ— ａｌｔｅｒａｔｉｏｎ ｏｆ ｔｈｅ Ｅ１ Ｔｅｎｉｅｎｔｅ ａｎｄ Ｒｉｏ Ｂｌｎａｃｏ ｐｏｒｐｈｙｒｙ ｃｏｐｐｅｒ ｄｅ— ｐｏｓｉｔｓ Ｃｈｉｌｅ．Ｓｔａｂｌｅ ｉｏｓｔｏｐｅｓ，ｆｌｕｉｄ ｉｎｃｌｕｓｉｏｎｓ ａｎｄ Ｍ ／Ｆｅ２ ／ＩＣｅ３ ｒａｔｉｏｓ ｏｆ ｈｙｄｒｏｔｈｅｒｍａｌ ｂｉｏｔｉｔｅ［Ａ］．Ｉｎ：Ｈｅｒｂｅｒｔ Ｈ Ｋ ａｎｄ Ｈｏ Ｓ Ｅ， ｅｄｓ．Ｓｔａｂｌｅ ｉｏｓｔｏｐｅｓ ａｎｄ ｆｌｕｉｄ ｐｒｏｃｅｓｓｅｓ ｉｎ ｍｉｎｅｒａｌｉｚａｔｉｏｎ［Ｍ］．Ｕｎｉ— ｖｅｒｓｉｔｙ ｏｆ Ｗｅｓｔｅｒｎ Ａｕｓｔｒｌａｉａ Ｇｅｏｌｏｇｙ Ｄｅｐａｒｔｍｅｎｔ ａｎｄ Ｅｘｔｅｎｓｉｏｎ Ｓｅｔ— ｖｉｃｅｓ Ｐｕｂｌｉｃａｔｉｏｎ．２３：２２６．２４３． Ｒｉｃｈａｒｄｓ Ｊ Ｐ，Ｒｏｎａｃｈｅｒ Ｅ ａｎｄ Ｊｏｈｎｓｔｏｎ Ｍ．１９９８．Ｎｅｗ ｍｉｎｅｒａｌｉａｚｔｉｏｎ ｓｔｙｌｓｅ ａｔ ｔｈｅ Ｐｏｒｇｅｒａ ｇｏｌｄ ｄｅｐｏｓｉｔ，Ｐａｐｕａ Ｎｅｗ Ｇｕｉｎｅａ［Ｒ］Ｇｅｏｌｏｇｉ— ｃａｌ Ｓｏｃｉｅｔｙ ｏｆ Ａｍｅｒｉａｃ Ａｂｓｔｒａｃｔｓ ｗｉｔｈ Ｐｒｏｇｒａｍｓ，３０（７）：３０２． Ｓｈｉｎｏｈａｒａ Ｈ ａｎｄ Ｈｅｄｅｎｑｕｉｓｔ Ｊ Ｗ．１９９７．Ｃｏｎｓｔｒａｉｎｔｓ ｏｎ ｍａｇｍａ ｄｅ ｇａｓｓｉｎｇ ｂｅｎｅａｔｈ ｔｈｅ Ｆａｒ Ｓｏｕｔｈｅａｓｔ ｐｏｒｐｈｙｒｙ Ｃｕ—Ａｕ ｄｅｐｏｓｉｔ，Ｐｈｉｌｉｐ— ｐｉｎｅｓ［Ｊ］．Ｊｏｕｍａｌ ｏｆ Ｐｅｔｒｏｌｇｏｙ，３８：１７４１—１７５２． Ｓｕｚｕｏｋｉ Ｔ ａｎｄ Ｅｐｓｔｅｉｎ Ｓ．１９７６．Ｈｙｄｒｏｇｅｎ ｉｏｓｔｏｐｅ ｆｒａｃｔｉｏｎａｔｉｏｎ ｂｅｔｗｅｅｎ ＯＨ－ｂｅａｒｉｎｇ ｍｉｎｅｒａｌｓ ａｎｄ ｗａｔｅｒ［Ｊ］．Ｇｅ￣ｈｉｍ．Ｃｏｓｍｏｃｈｉｍ．Ａｃｔａ， ４０：１２２９—１２４０． Ｗａｎｇ Ｑ，Ｘｕ Ｊ Ｆ，Ｊｉｎａ Ｐ，Ｂａｏ Ｚ Ｗ，Ｌｉ Ｃ Ｆ，Ｘｉｏｎｇ Ｘ Ｌ ａｎｄ Ｍａ Ｊ Ｌ ２００６．Ｐｅｔｍｇｅｎｅｓｉｓ ｏｆ ａｄａｋｉｔｉｃ ｐｏｒｐｈ３ ｒｉｓｅ ｉｎ ａｎ ｅｘｔｅｎｓｉｏｎａｌ ｔｅｃｔｏｎｉｃ ｓｅｔｔｉｎｇ，Ｄｅｘｉｇｎ，Ｓｏｕｔｈ Ｃｈｉｎａ：Ｉｍｐｌｉｃａｔｉｏｎｓ ｆｏｒ ｔｈｅ ｇｅｎｅｓｉｓ ｏｆ ｐｏｒ— ｐｈｙｒｙ ｃｏｐｐｅｒ ｍｉｎｅｒａｌｉｚａｔｉｏｎ［Ｊ］．Ｊｏｕｒｎａｌ ｏｆ Ｐｅｔｒｏｌｏｇｙ，４７：１１９— １４４． Ｚｈａｏ ＺＨ，ＢａｏＺＷａｎｄ ＺｈａｎｇＢＹ．１９９８．Ｇｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙ ｏｆｔｈｅＭｅｓｏ— ｚｏｉｃ ｂａｓａｌｔｉｃ ｒｏｃｋｓ ｉｎ ｓｏｕｔｈｅｒｎ Ｈｕｎａｎ Ｐｒｏｖｉｎｃｅ［Ｊ］．Ｓｃｉｅｎｃｅ ｉｎ Ｃｈｉ— ｎａ．４１：１０２—１１Ｏ．
