贊比亞伊謙比(Ichimpe)銅鈷礦床地質特征及成因探討

吳德文, 王如濤, 張 恒, 朱谷昌, 張道俊

(1.有色金屬礦產地質調查中心,北京 100012;2.中色地科礦產勘查股份有限公司,北京 100012;3.中輝礦業贊比亞有限公司,北京 100025)

0 引言

伊謙比(Ichimpe)銅鈷礦位于贊比亞銅帶省基特韋市北西方向約12 km處,北鄰謙比希東南礦(Chambishi SE),南抵明多拉礦(Mindola),是近年探獲的一處大型銅(鈷)礦床(圖1)。20世紀70—90年代,前人在伊謙比礦區北部相繼進行過地質調查和初步勘查,對該區的地質特征及礦化規律有了基本的認識,并大致圈定銅、鈷礦(化)體的分布范圍[1]。而對伊謙比礦區的全面勘查工作始于2008年,歷經預查—普查—詳查—補充詳查的勘查過程。由于該礦埋藏深度大,前期預查以物探工作為主要手段,包括地面高精度磁測、激電中梯剖面測量和Eh4測深剖面測量等,初步確定基底和含礦層位的空間展布特征,并對物探異常區進行深部鉆探驗證,證實銅鈷礦體的存在。隨后在該區相繼開展普查和詳查,基本查明勘查區礦體的規模、形態、產狀、厚度、品位以及礦體圍巖和夾石等特征。2010年提交Ichimpe銅鈷礦區地質詳查報告①,探獲的銅、鈷資源量均達到大型規模。2020—2022年又對伊謙比礦區進行補充詳查,主要是在原詳查區實施加密工程,在外圍新擴區進行地質詳查。本次勘查提交的銅、鈷資源量分別增加60%以上,礦產資源量及其可靠程度得到顯著提升②。本文利用礦區各勘查階段獲取的勘查資料,總結和分析該礦床的地質特征,并參考前人的區域地質研究成果,對礦床成因進行探討。

1 區域地質概況

伊謙比礦區地處贊比亞銅礦帶,該帶在大地構造上位于盧菲利安(Lufilian)構造帶中帶的東端(圖1)。新元古代早期,中非剛果克拉通開始裂解并持續擴張[2],形成介于北部班格烏盧(Bangweulu)地塊與南部贊比亞地塊之間的裂谷帶,在裂谷中沉積一套濱海相、淺海相沉積巖系。元古代未期發生橫跨非洲大陸的盧菲利安造山運動(泛非構造運動后期),該運動除南北相向擠壓之外,還伴有北盤向北東斜移,南盤向南西斜移,使裂谷帶內沉積地層褶皺回返,形成盧菲利安弧形構造帶[3],以及其中的中非銅礦帶(包含贊比亞銅礦帶和剛果的沙巴銅礦帶)[4-5]。經盧菲利安造山運動之后,在弧形構造帶的中部形成贊比亞銅礦帶的主要構造—卡富埃(Kafue)背斜,背斜軸走向NW,其東北翼為穆富利拉(Mufulira)向斜,而西南翼形成恩昌加(Nchanga)盆地、謙比希(Chambishi)盆地和盧安夏(Luanshya)盆地3個由北西向南東側列的次級向斜盆地。背斜兩翼構成2個次級成礦帶[8-9],其中西南翼為贊比亞銅礦帶主體,已知銅礦床均產于盆地邊部,伊謙比銅鈷礦位于謙比希盆地的北東緣。

圖1 贊比亞銅礦帶構造位置(a)與區域地質簡圖(b)(據文獻[6-7]修編)

贊比亞銅礦帶地層主要由基底雜巖和沉積蓋層2套地層組成?；纂s巖包括新太古代盧富布群(Lufubu)片巖、片麻巖、石英巖、花崗質混合巖和中元古代穆瓦群(Muva)石英巖、片巖。盧富布群是該區出露的時代最老、分布較廣的巖層,原巖年齡約為2 650 Ma[10]。穆瓦群不整合于盧富布群之上,各地厚度不一,有些地段缺失,原巖年齡為1 400～1 200 Ma[11]。蓋層為加丹加超群(Katangan),原巖形成于距今880～570 Ma的新元古代[12-13],與下伏的基底雜巖呈不整合接觸。加丹加超群自下而上劃分為3個巖組,即羅安組(Roan)、木瓦夏組(Mwashia)和孔德龍古組(Kundelungu),羅安組又分為下羅安組(Lower Roan)和上羅安組(Upper Roan),各組地層之間呈整合接觸。下羅安組以碎屑巖為主,由下部的陸相粗粒碎屑巖向上變為濱海相的泥質巖、白云質灰巖和砂巖,其中含礦頁巖段出現藻類化石、硫酸鹽和碳酸鹽礦物,該組是本區最主要的銅鈷礦賦礦層位。上羅安組以白云巖為主,夾細碎屑巖,含硫酸鹽礦物,該組頂部或中上部侵入有輝長巖巖床、巖脈[14]。木瓦夏組主要由頁巖和白云巖互層組成?？椎慢埞沤M以底部廣泛出露的冰磧礫巖層為標志,上部為灰巖和板巖。

區域主要構造為卡富埃復式背斜,背斜核部出露大面積基底雜巖和花崗巖,使發育在其東北翼的深槽狀穆富利拉向斜和發育在其西南翼的3個淺槽狀向斜盆地等分隔開來。區內褶皺構造形態復雜,主要表現為蓋層地層原始沉積受到基底潛山的影響,形成早期的同生褶皺,后期構造運動使盆地內蓋層發生構造疊加,地層進一步褶皺,時有倒轉、拖曳現象。區內斷層主要為走向滑動斷層和逆斷層,穹窿區內走向滑動斷層主要發育在基底內部,常形成剪切帶;逆斷層發育在穹窿區與復向斜交界部位,多為小型斷層,對礦層影響程度較小。

區域巖漿活動主要為花崗巖和輝長巖的侵入。早期花崗巖侵入到基底盧富布群和穆瓦群中,構成基底巖系的一部分,主要分布在謙比希盆地周邊。根據前人研究,花崗巖漿侵入活動集中在2 050～1 850 Ma[15],基底花崗巖為礦床的沉積提供了物質來源[16]。晚期輝長巖巖床普遍發育在上羅安組中,侵入時代約為(760±5)Ma[17]。

區域內地層普遍遭受區域性變質作用。加丹加超群的區域變質作用發生在盧菲利安造山運動期間,主要為淺變質綠片巖相,變質礦物為石英、黑云母、綠泥石、電氣石、絹云母和微斜長石、白云石、硬石膏;部分地區變質程度較高,達到中-淺變質綠簾-角閃巖相[18],其特征礦物為透閃石、黑云母、綠簾石、陽起石和方柱石、斜黝簾石?；纂s巖遭受變質作用程度高于加丹加超群,在盧菲利安造山運動期間經歷退變質作用。盧富布群變質礦物主要為黑云母和絹云母,見少量石榴子石、綠簾石、斜黝簾石和藍晶石;穆瓦群變質作用程度低于盧富布群,主要變質礦物為絹云母、綠泥石。

2 礦區地質

2.1 礦區地層

礦區地層與區域地層基本一致,由基底和蓋層組成(圖2)。圖3為根據鉆孔編錄資料確立的地層層序,主要對下羅安組和上羅安組的各巖性段進行劃分和厘定。

基底出露于礦區東部,鉆孔中見于礦區深部。從鉆孔揭露情況看,基底主要是盧富布群,巖性為花崗片麻巖夾片巖,局部地段見石英巖;穆瓦群在大部分地段缺失,僅局部可見,巖性主要為石英云母片巖。

蓋層在礦區由北東向南西(由盆地邊部向盆地內部)依次出露下羅安組、上羅安組、木瓦夏組和孔德龍古組,上羅安組中大部分地段有輝長巖床或巖脈侵入。

下羅安組由下至上大體可劃分為9個巖性段:①底礫巖;②下部石英巖夾長石石英砂巖;③中(粗)礫巖;④下盤石英(砂)巖;⑤下盤礫巖;⑥礦化板巖(無礦化地段相變為白云巖);⑦上盤石英巖夾泥巖;⑧砂質泥巖、石英(砂)巖互層;⑨上部石英巖。局部夾有白云巖和少量絹云母石英片巖。巖層間呈整合接觸,各巖性段厚度不等,局部有缺失。下羅安組與下伏基底呈角度不整合接觸,與上覆上羅安組整合接觸。下羅安組有3個重要的巖性段:

(1)上部石英巖(LUQ),呈白色、灰白色,部分略顯淺肉紅色,中細粒變晶結構,中厚層狀構造,主要由石英(約占90%)、長石(約占5%)組成,含少量黑云母、泥質礦物及白云質礦物,夾少量泥質條帶和砂質泥巖薄層,偶見浸染狀黃鐵礦化。該巖性段厚10～15 m,作為劃分上、下羅安組的標志層。

(2)礦化板巖(LQS),為礦區賦礦層位,詳述見3.1節。

(3)下盤礫巖(LFQ),呈灰白色-青灰色,局部地段出現鉀化而呈肉紅色,礫石成分較復雜,主要有石英巖、砂巖、泥質巖、黑云母片巖和花崗片麻巖,少量硬石膏、燧石等,礫石含量30%～70%,多呈次圓狀-次凌角狀,礫徑0.5～6 cm,一般1～2 cm,泥質、鈣質、硅質膠結。巖石普遍硅化,見弱綠泥石化,金屬礦化不明顯,偶見浸染狀、星點狀黃鐵礦化。該巖性段厚2～5 m,作為鉆孔穿過主礦層的標志層。

上羅安組分布廣,厚度大。根據巖性(組合)特征,大致可劃分為5個巖性段,自下而上分別為:①泥質砂巖、石英(砂)巖、白云巖互層;②燧石白云巖;③含硬石膏砂巖、鐵染砂巖、泥巖夾白云巖;④含礫砂巖、互層狀砂巖、白云巖;⑤石英砂巖、互層狀白云質泥巖、白云巖。上部巖層中侵入有輝長巖。各巖性段厚度不等,巖相變化較大。

木瓦夏組和孔德龍古組分布于礦區的西側,前者巖性主要為頁巖、泥巖,后者主要為冰川沉積的冰磧礫巖等。

礦區內地層走向整體為NW—SE向,傾向SW,但在深部基底出現的隆起和凹陷部位,地層傾向將發生轉折。地層傾角一般為20°～80°,盆地邊部較陡,內部較緩。

從沉積環境分析,蓋層地層為陸緣淺海相沉積,平面上表現為帶狀分布。下羅安組直接與基底呈不整合接觸,從下往上大體呈現粗礫巖→砂巖→礫巖→泥巖→砂泥互層的巖性變化特征,為一套多韻律組合的海進層序,表明下羅安組形成在加丹加海孕育初期,其沉積環境從早到晚可能經歷陸緣→濱?！鸀I淺?！鷾\海的變化,海水逐漸變深;之后的沉積環境趨于穩定,沉積的上羅安組為一套以碳酸鹽巖與細碎屑巖互層為主的沉積建造,其中出現大量的蒸發鹽礦物(硬石膏和石膏),代表典型的咸化瀉湖環境,表明加丹加海發展到了成熟期;之后的加丹加海進一步擴張,木瓦夏組發生沉積;木瓦夏組沉積后,出現全球范圍內的“前寒武紀晚期大冰期”,形成孔德龍古組底部的冰磧巖。

圖3 伊謙比礦區綜合地層柱狀圖

2.2 礦區構造

礦區構造以褶皺構造為主,斷裂構造不發育。主體構造為受基底地形控制的同生褶皺,后期構造運動又使盆地內蓋層發生進一步褶曲,強烈部位常形成疊瓦狀褶皺,發生在含礦層位則往往導致礦層的疊置,使礦層厚度增大、品位增富。此外,由于層間滑動,部分軟弱巖層產生強烈的揉皺現象。斷裂構造主要是層間滑動斷裂,滑動距離較小,對礦體基本上不構成影響。

從勘探線剖面圖和礦區縱剖面圖(圖4)可以看到,基底地形起伏,形成一系列次級隆起和凹陷,控制礦區的褶皺構造形態。在走向上,巖層波狀起伏,整體上構成一復式向斜,核部處在礦區中部的次級凹陷處(圖4b中IC2101鉆孔穿礦部位),巖層往北西和南東方向逐漸上揚;在傾向上,礦區北部沿盆地邊緣存在一條基底凹陷帶,其上覆地層形成較為緊閉的次級向斜,兩翼巖層產狀較陡,傾角50°～80°,往盆地內逐漸平緩。

圖4 伊謙比礦區65勘探線剖面圖(a)和中、南段縱剖面圖(b)

2.3 巖漿巖

礦區巖漿巖僅見侵入于上羅安組上部的(變質)輝長巖(圖5),呈巖脈或巖床產出。輝長巖呈灰綠色-灰黑色,中、細粒結構,致密塊狀構造,主要成分為輝石和斜長石,次為黑云母、角閃石等,見有少量的黃鐵礦晶粒,呈星點狀分布。蝕變主要有綠泥石化、硅化、碳酸鹽化、絹云母化、方柱石化等。巖石裂隙發育,沿裂隙充填有重晶石、碳酸鹽和石英脈,主要為重晶石脈,局部含有砂巖捕擄體。

2.4 圍巖蝕變

礦區近礦圍巖主要為砂巖、泥沙質板巖、石英巖、礫巖等。圍巖蝕變主要有硅化、綠泥石化、硬石膏化、碳酸鹽化、黑云母化、絹云母化、鈉長石化、鉀長石化等。根據巖(礦)芯觀察可以發現,硅化、硬石膏化明顯有利于礦化富集,表現為礦化層中金屬硫化物與硬石膏(細脈、結核等)緊密共生;石英脈中集聚含銅、鈷硫化物礦物集合體。

3 礦體特征

3.1 賦礦層位及其巖性特征

礦體賦存于下羅安組的礦化板巖段,根據其巖性、礦化特征和礦化程度等的變化,該巖性段可大致劃分為下盤礦化板巖和上盤礦化板巖(圖6),前者為銅鈷共生礦體的主要賦存部位,是礦區內最具有經濟價值的含礦層;后者下段可圈出工業鈷礦體(伴生低品位銅),為礦區鈷礦體賦存的重要部位。下盤礦化板巖和上盤礦化板巖之間沒有明顯的界限,呈漸變過渡關系,礦化連續,圈定的礦體亦上下相連。在無礦地段,該層位相變為白云巖,主要是覆蓋于基底古潛山之上的生物礁白云巖。

下盤礦化板巖的巖性主要為泥質板巖和砂質板巖,其次為長石石英砂巖,底部常見有白云質砂巖、白云質砂質板巖和云母石英片巖等,偶見白云巖。巖石多呈灰白色-深灰色,少量灰黑色,變余泥質、中細粒砂質結構,條帶狀、薄-中厚層板狀構造。礦物成分主要為長石、石英及少量黑云母、白云質和泥質,局部含有薄層狀、團塊狀硬石膏和眼球狀硬石膏結核,蝕變主要為硅化、綠泥石化、絹云母化和高嶺土化,局部見有裂隙充填的方解石脈。

圖6 上盤礦化板巖(a)與下盤礦化板巖(b)典型巖心照片

上盤礦化板巖的巖性主要為長石石英砂巖和泥砂質板巖,含淺紫色硬石膏結核和少量硬石膏夾層。巖石主要呈灰白色-青灰色,中細粒砂質結構,中厚層狀、條帶狀構造。礦物成分主要為石英、長石及少量黑云母和泥質等,結構均勻致密,具硅化和弱綠泥石化。結核含量5%～10%,呈次圓-圓狀,長徑多為0.2～3 cm,長徑順層理面定向排列。

上、下盤礦化板巖之間的顯著區別在于:①上盤的硬石膏結核含量高,下盤含量較少;②上盤條帶狀構造不甚顯著,而下盤灰、白相間的條帶狀、薄層狀構造顯著;③上盤礦化較弱,主要為硬石膏結核邊部的黃鐵礦-黃銅礦化,其次為浸染狀黃鐵礦化,而下盤礦化強,發育星點狀、細脈狀、網脈狀、團塊狀黃鐵礦化和黃銅礦化,金屬礦物中見少量斑銅礦和磁黃鐵礦,偶見輝銅礦和黝銅礦。兩者在巖性和礦化程度上均呈漸變過渡,中間過渡段的硬石膏結核含量逐漸減少,但礦化逐漸增強,并出現細脈狀礦化。

3.2 礦體空間分布及規模

礦區鉆探控制范圍為NW—SE向的長條狀區域,其北西向長5 700 m,北東向寬2 800 m?？辈閰^僅發現1個含礦層,即下羅安組的礦化板巖段,按照w(Cu)≥0.5%、w(Co)≥0.03%的指標圈定礦體,可圈出1層銅鈷礦體及其上部鈷礦體和下部鈷礦體(圖7),銅鈷礦體中銅共(伴)生鈷,鈷礦體伴生銅。銅礦體與上、下部鈷礦體基本連為一體,它們之間沒有明顯的界限,呈漸變過渡,僅僅是根據品位人為劃分開來。其整體形態、產狀也基本一致,但平面上的分布范圍存在一定的差異?？刂频你~鈷礦體水平投影長約5 300 m,寬150～2 900 m不等,水平投影面積約5.54 km2。礦體連續性較好,按照邊界品位銅當量CuEq*≥0.8%(1 CuEq*=1 Cu+4 Co)圈定礦體,沒有出現無礦天窗,也沒有連片的夾石,僅在局部地段因銅品位達不到開采要求而可能出現可采礦體的間斷。

由鉆孔揭露的含礦層及其礦化情況可見,礦化體呈連續穩定的層狀,NE—SW向展布,礦化范圍由北向南逐漸變窄直至尖滅,圈定的礦體亦大體如此。在勘查區北側中部存在無礦地段(為生物礁白云巖帶),礦體呈“V”字形分支向北西和北東延伸至勘查區外。礦體北部向東側(盆地邊部)上揚尖滅,西側尚未完全控邊,但向盆地內部存在明顯變薄、變貧的趨勢。

圖7 伊謙比礦區銅、鈷礦體水平投影圖

3.3 礦體形態與產狀

本礦區僅存在1個主礦體(按品級可劃分為銅鈷礦體及其上、下部鈷礦體),賦存于下羅安組的含礦板巖中,呈層狀產出,與圍巖整合接觸?？氐V構造主要為受基底地形控制的同生褶皺,礦體與圍巖一起經受褶皺,其產狀完全受控于賦礦層位的產狀變化。從整體上看,礦體形似一喇叭狀,呈NW—SE向展布;礦層呈波狀起伏,一般在盆地邊部產狀較陡,在盆地內部或次級盆地間隆起部位產狀較平緩(圖4、圖7)。

3.4 礦體埋深、厚度及品位變化

對礦區穿礦鉆孔的單工程礦體埋深、厚度、平均品位進行統計(表1)。從各統計項的變化系數看,礦體厚度較穩定,銅、鈷品位分布均勻,它們在空間上存在如下變化規律:

(1)礦區揭露礦體最大埋深約1 339 m,處于礦區中部的基底凹陷部位,最小埋深約435 m,處于礦區北側。從最大埋深處沿走向往NW和SE方向,礦體上揚,埋深逐漸變淺。在礦區北側中部存在1處基底古潛山,其上礦體尖滅,為無礦地段,而環繞古潛山邊部的礦體埋深最淺。在傾向上,往盆地邊部礦體上揚逐漸尖滅,向盆地內部延伸時,礦體埋深隨基底地形的起伏發生相應變化。

表1 單工程礦體埋深、厚度、品位統計

(2)等值線平面圖(圖8和圖9)顯示礦體的厚度大小和品位高低在平面上的變化趨勢是基本一致的,反映出它們之間的相關性。根據統計結果,在平面空間上,銅礦體厚度與鈷礦體厚度(單工程垂直厚度)之間、銅品位與鈷品位(單工程平均品位)之間、礦體厚度與品位之間均存在一定的線性正相關關系,其中銅、鈷礦體厚度之間表現得最為明顯。

(3)礦區內的富厚礦體主要分布于中部的基底凹陷部位和北側的基底古潛山周邊地帶,前者埋深大,后者埋深淺。另外,在北部鉆孔揭露到局部厚層礦體,但銅品位相對較低,根據巖心觀察和編錄資料推測,是礦層因褶皺作用發生疊置的結果。

(4)沿走向由北向南,礦化范圍逐漸變窄;向東側的盆地邊部礦體上揚尖滅,往西側的盆地內部礦化逐漸減弱,礦體厚度變小,品位變貧,直至尖滅。

(5)上部鈷礦體較下部鈷礦體的厚度大、品位低。礦區南部基本上無工業鈷礦體存在。

(6)用單樣品數據進行統計,則發現銅、鈷品位之間基本上不存在相關性。反映出礦化體中Fe-Co-Cu硫化物具有一定的垂直分帶性,黃銅礦、斑銅礦主要在礦化板巖的下部富集,而黃鐵礦作為鈷的載體礦物,與鈷品位密切相關,黃鐵礦化較強的地段,鈷的含量往往較高,如上盤礦化板巖中黃鐵礦化普遍,其下部常形成鈷礦體。

(7)礦體底板與圍巖之間界限清楚,肉眼可判別,銅、鈷品位從圍巖進入礦體底板呈現突變;礦體頂板與圍巖則呈漸變過渡,界線不清,肉眼難以辨別,需要通過取樣分析來劃分。圖10比較清楚地反映出這一特征。

4 礦石特征

4.1 礦石礦物組成

根據物相分析(表2),礦石中金屬礦物主要為黃銅礦、黃鐵礦,少量磁黃鐵礦、硫鈷礦、斑銅礦,微量硫銅鈷礦、輝銅礦、輝鉬礦、赤鐵礦、褐鐵礦、磁鐵礦、鋯石、菱鐵礦、銅藍等。硫化銅中黃銅礦占銅礦物總量的85.40%,其他銅礦物占13.48%,另有1.12%的銅以類質同象形式存在于硫鈷礦中。

非金屬礦物主要為白云石、金云母,其次為白云母、石英,少量鉀長石、方解石、鈉長石、綠泥石,微量金紅石、石膏、磷灰石、滑石、透輝石、蛇紋石等。

4.2 礦石的結構、構造

通過鉆孔巖心觀察可以看到,本礦區礦石中Cu-Fe-Co硫化物的產出形式多樣(圖11),主要呈細脈狀、網脈狀、不規則膨大脈狀等沿層理面和裂隙面充填,其次為星散浸染狀、稀疏-中等浸染狀順層理面分布,局部呈團塊狀嵌布于裂隙中,或呈團塊狀、條帶狀產出于硬石膏夾層、硬石膏團塊和石英-方解石脈中,少量呈星點狀、環帶狀圍繞硬石膏結核邊部分布,偶見分布于白云巖孔隙中。細脈脈幅一般為1～5 mm,最大的可達5 cm,團塊的長徑多在3～5 cm之間?？偟膩砜?銅鈷礦石以細脈狀、團塊狀、斑狀構造為主,鈷礦石以浸染狀、微細脈狀、環帶狀構造為主。

在顯微鏡下觀察,根據礦石中礦物集合體形態、大小及其空間結合關系等特征,礦石的構造類型主要為團塊狀構造、細脈狀構造、條紋-條帶狀構造,其次是斑雜狀構造、條痕狀構造、星點狀構造、星散-稠密浸染狀構造等。礦石的結構比較復雜,礦石礦物主要呈他形粒狀及不規則狀結構,其次呈自形-半自形粒狀結構,并可見交代結構、固溶體分離結構、包含狀結構和共結邊結構等(圖12)。

4.3 銅和鈷元素的賦存狀態

銅主要以獨立礦物的形式存在,含銅礦物主要為黃銅礦,其次是斑銅礦、輝銅礦、黝銅礦。此外,硫鈷礦和硫銅鈷礦也是重要的含銅礦物。黃銅礦的粒度相對較粗,除少量黃銅礦與硫鈷礦緊密共生之外,與黃鐵礦、磁黃鐵礦的共生關系則比較簡單;而斑銅礦、輝銅礦、黝銅礦的礦物含量比較低。

圖8 銅礦體垂直厚度(a)和銅品位(b)等值線平面圖

圖9 鈷礦體垂直厚度(a)和鈷品位(b)等值線平面圖

圖10 幾個代表性鉆孔的銅、鈷品位變化曲線

表2 礦石中礦物組成及含量

礦石中鈷大部分以獨立礦物的形式存在,其次是以類質同象替代的形式賦存在載體礦物中,硫鈷礦、硫銅鈷礦為鈷的獨立礦物,黃鐵礦為鈷的載體礦物。硫鈷礦主要與磁黃鐵礦、黃銅礦和硫銅鈷礦共生,常見硫鈷礦與磁黃鐵礦所組成的固溶體分離結構,少量硫鈷礦獨立嵌布在脈石礦物中。從總體上看,硫鈷礦的粒度細,而黃鐵礦在礦石中的粒度不均勻,但與黃銅礦的共生關系相對比較簡單。

4.4 主要金屬礦物的嵌布特征

黃銅礦(CuFeS2):黃銅礦是礦石中礦物含量最高的銅礦物。黃銅礦在礦石中的嵌布特征比較復雜,主要呈不規則狀或半自形晶粒狀嵌布于脈石礦物中,少數黃銅礦的嵌布粒度比較粗,多數嵌布粒度中等,部分呈微細粒狀被包裹在脈石礦物中;常見黃銅礦與硫鈷礦、磁黃鐵礦、黃鐵礦等連生,另外有部分黃銅礦以單體形式產出,粗粒黃銅礦中?？梢姷搅蜮挼V的包裹體。

圖11 不同礦化形式的巖(礦)心照片

斑銅礦(Cu5FeS4)、輝銅礦(Cu2S)和黝銅礦(Cu12Sb4S13):斑銅礦在礦石中的含量較少,輝銅礦和黝銅礦均微量。斑銅礦主要以不規則狀嵌布在脈石礦物中,部分與黃銅礦、輝銅礦、硫鈷礦等連生。輝銅礦主要嵌布在脈石礦物中,部分與斑銅礦連生,另可見與硫鈷礦連生。黝銅礦主要嵌布在脈石礦物中。它們的嵌布粒度多在0.01～0.3 mm之間。

硫鈷礦(Co3S4)、硫銅鈷礦(CuCo2S4):硫鈷礦是礦石中主要的獨立鈷礦物,且普遍含有銅,少量含有鐵。硫鈷礦常與磁黃鐵礦、黃鐵礦、黃銅礦緊密共生,還可見硫鈷礦被包裹在斑銅礦中,偶見硫鈷礦獨立嵌布在脈石礦物中。礦石中硫鈷礦嵌布粒度比較細,多數粒度分布在0.01～0.06 mm之間,最大粒度0.25 mm。硫銅鈷礦是礦石中重要的獨立鈷礦物,常與黃銅礦、硫鈷礦、斑銅礦連生。

黃鐵礦(FeS2):黃鐵礦是礦石中主要的硫化物礦物,也是礦石中鈷的重要載體礦物。對黃鐵礦進行掃描電鏡能譜分析,在96個測點中,有68個測點含鈷,鈷含量為0.04%～10.91%,平均含量4.09%,說明礦石中黃鐵礦普遍含鈷,并且鈷的含量變化較大。黃鐵礦主要以不規則狀、半自形晶粒狀嵌布在脈石礦物中,少量與黃銅礦、硫鈷礦等連生,另外有部分黃鐵礦以單體形式產出。黃鐵礦的嵌布粒度分布不均勻,多數分布在0.02～0.2 mm之間。

磁黃鐵礦(Fe1-xS):磁黃鐵礦主要以不規則狀嵌布在脈石礦物中,部分與黃銅礦連生,少量與硫鈷礦連生。另外,有部分磁黃鐵礦以細粒單體形式產出。

圖12 主要金屬礦物的嵌布特征(反光鏡下)

根據掃描電鏡能譜數據,磁黃鐵礦中硫和鐵的含量較穩定,不含鈷。礦石中磁黃鐵礦的粒度多數分布在0.02～0.25 mm 之間。

5 礦床成因探討

根據上述礦床地質特征分析可知:

(1)該礦床具有典型的同生沉積特征,主要表現在:①礦床嚴格受層位控制,礦體與圍巖之間呈整合接觸關系,兩者同時經受褶皺,產狀一致,且連續性較好;②礦石多呈層狀、條帶狀,并且發育薄層沖刷結構,銅、鈷含量在大范圍內保持穩定;③不同類型的礦化,如浸染狀、細脈狀、團塊狀礦化等,其金屬礦物(集合體)均有沿層理面分布的特點,具礦化的硬石膏結核同樣沿層理面定向排列;④含礦建造中,礦化板巖的巖性、礦物組成與頂、底板圍巖呈漸變規律,說明含礦層位初始沉積環境在長時期內較穩定;⑤礦床具有明顯的垂向和水平分帶性,在剖面上,下羅安組礦化板巖中的黃銅礦、斑銅礦含量隨深度的增加而增加,在平面上,由北西向南東隨著基底的隆起,礦化逐漸減弱,并呈現黃銅礦、斑銅礦→黃銅礦、黃鐵礦→貧礦帶的分帶趨勢,這種分帶性與沉積環境有密切關系,在海進過程中,成巖-成礦環境經歷半氧化→還原的變化,硫化物和含礦地層集中沉淀在淺海、低動能、還原條件下。此外,有研究表明,中非銅礦帶中大量的成礦金屬最有可能源自加丹加超群之前的陸殼巖石[19-20],特別是剛果班格烏盧(Bangweulu)地塊中古元古代低品位斑巖銅礦以及津巴布韋(Zimbabwe)克拉通太古代巖石中的銅-鈷-鎳礦床/礦化體[21],并且已有地質工作在贊比亞境內發現多處基底花崗巖、片麻巖中發育明顯的銅礦化[22-23]。這些低品位礦床和礦化體共同賦予加丹加超群沉積型礦床的特殊元素組合(Cu,Co,Ni,U,Cr,Au,Ag,PGE),地表徑流攜帶大量呈溶解離子狀態或附著在懸浮的黏土顆粒上的陸源成礦金屬元素進入盆地[24],通過碎屑或化學沉積成礦。

(2)該礦床明顯經歷成巖后期和變質作用的改造,主要表現在:①礦石的顯微結構可見顯著的交代、固溶體分離特征,表明礦化具有典型的變質熱液作用;②礦化板巖中?？梢娛⒚},脈體中還含碳酸鹽、硬石膏和硫化物等礦物,金屬硫化物主要為黃銅礦和斑銅礦集合體,呈團塊狀、斑塊狀或星點狀產出,局部地段可見脈狀輝鉬礦化,這種現象為后期熱液作用的結果;③礦區地層普遍經受區域變質作用,變質程度達到綠片巖相,變質作用提供熱液流體,使原巖和原生礦物發生重結晶,并促使含礦地層中含銅、鈷硫化物的進一步富集。此外,近年來礦相學、硫化物S同位素、Re-Os年代學、瀝青鈾礦U-Pb年代學等方面的研究也越來越清楚地表明[25-30],中非銅礦帶中的礦床具有長時間多期次的成礦過程,絕大數礦床中金屬硫化物與含礦巖石是同時形成的,少量硫化物形成于后期變質作用時期。如Mcgowan等[31]應用原位微區S同位素,揭示某些同類礦床(如恩昌加銅礦)中共生的硫化物之間具有明顯差異的、不平衡的S同位素組成,反映礦床中硫化物的形成具有多期次特征,以及存在不同性質含礦流體的混合作用。

綜上所述,認為伊謙比礦為沉積-改造型銅鈷礦床。

6 結論

根據伊謙比銅鈷礦床的地質特征,并依據一些學者對中非銅礦帶成礦物質來源的研究以及對贊比亞銅礦帶某些銅礦床中硫化物S同位素的測定與分析,認為該礦床的初始成礦作用發生在早期成巖階段,成礦物質主要來源于同生沉積,成巖后期經多期次含礦流體的改造,特別是變質作用熱液流體的改造,使含礦地層中含銅、鈷硫化物進一步富集,因此屬于沉積改造型銅鈷礦床。

結合區域成礦地質背景分析,伊謙比銅鈷礦床的控礦地質因素為“盆、層、構”三位一體,其中“盆”是指成礦的聚礦盆地,卡富埃背斜南西翼存在三大盆地,即恩昌加盆地、謙比西盆地和盧安夏盆地,礦化帶主要分布于盆地邊緣向盆地中心延伸的1～2 km范圍內,伊謙比礦位于謙比希盆地的北東緣;“層”是指礦區含礦層位—下羅安組;“構”是指有利于礦質富集的次級向斜盆地或基底凹陷。這也是整個贊比亞銅礦帶沉積型銅(鈷)礦床的成礦模式,依據巖相古地理條件的變化,不同礦區的含礦層的層數、厚度和穩定性及巖性都有差異,特別是古地理穹起帶的凸凹風化剝蝕面與淺海濱古海底的平坦起伏變化程度影響礦層的厚度和穩定性。

注釋：

① 吳德文,王如濤,邢斌,等．2011．贊比亞銅帶省ICHIMPE銅鈷礦區地質詳查報告[R]．北京:中色地科礦產勘查股份有限公司,2011.

② 吳德文,張恒,楊香奴,等．贊比亞銅帶省伊謙比銅鈷礦補充詳查報告[R]．北京:中色地科礦產勘查股份有限公司,2022.