川西錦屏山地區(qū)廟頂Cu-Au 礦床地球化學(xué)特征與成礦機(jī)制探討*

丁曉平，張輝善，馮永來，代鴻章，安國堡，朱海洋，杜建軍

（1 四川省核工業(yè)地質(zhì)局二八二大隊，四川德陽 618000；2 自然資源部巖漿作用成礦與找礦重點實驗室，中國地質(zhì)調(diào)查局西安地質(zhì)調(diào)查中心，陜西西安 710054；3 中國科學(xué)技術(shù)大學(xué)地球和空間科學(xué)學(xué)院，安徽合肥 230026；4 中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所自然資源部成礦作用與資源評價重點實驗室，北京 100037）

廟頂銅金礦床是近年來在四川省冕寧縣錦屏山地區(qū)新發(fā)現(xiàn)的中型銅金礦床，其大地構(gòu)造位置處于揚子克拉通西緣NNE 向錦屏山深大斷裂與近SN向箐河-程海斷裂交匯部位所夾的銳角區(qū)域內(nèi)。錦屏山地區(qū)產(chǎn)出大量的金礦床或金礦點，還產(chǎn)有大量的稀土元素礦床，經(jīng)濟(jì)戰(zhàn)略意義重大。譚洪旗等（2015）根據(jù)礦集區(qū)的概念和特征將冕寧錦屏山地區(qū)命名為錦屏山金礦集區(qū)，其具有特殊的大地構(gòu)造背景和復(fù)雜的巖漿與構(gòu)造演化歷程，使該礦集區(qū)具有優(yōu)越的成礦地質(zhì)條件，以含有豐富的稀土元素、金屬礦產(chǎn)資源而備受國內(nèi)外地質(zhì)界的廣泛關(guān)注。

雖然錦屏山地區(qū)自20 世紀(jì)90 年代就陸續(xù)發(fā)現(xiàn)大量的銅金礦床，但對該地區(qū)銅金礦床地球化學(xué)特征和成礦機(jī)制的研究成果相對較少，且研究成果主要集中在對部分礦床的基礎(chǔ)礦床地質(zhì)特征的描述、礦床成因的淺析和找礦方向或前景的探討，只有少部分學(xué)者對該地區(qū)礦床進(jìn)行過成礦物質(zhì)的來源和礦床成因的研究，他們認(rèn)為錦屏山金礦集區(qū)金礦成礦物質(zhì)來源于地幔，可能有少量外來物質(zhì)的加入，先經(jīng)過多次初步富集形成原始礦源層，再經(jīng)過后期熱液的大規(guī)模活化富集形成具有工業(yè)價值的礦床或礦點（黃振華等，1990; 李生，2001; 李曉峰等，2005; 羅光興等，2013;張志斌等，2013;譚洪旗等，2016）。在四川省地勘基金的資助下，經(jīng)過三年多的勘查工作，在廟頂銅金礦區(qū)共圈出2 個銅礦體、3 個銅金礦體以及8個礦化體，使該地區(qū)的勘探和找礦工作取得了較大的突破。從目前工程所控制的情況來看，初步確定該礦床為中型破碎帶蝕變巖型銅金礦床，廟頂銅金礦床與區(qū)域上其他金礦床相比，具有明顯不同的特點，就是產(chǎn)出有重要工業(yè)價值的銅礦石。筆者以廟頂銅金礦勘查期間獲取的野外地質(zhì)資料為基礎(chǔ)（安國堡等，2016），通過對該礦床開展C、H、O、S 穩(wěn)定同位素地球化學(xué)和流體包裹體研究工作，并結(jié)合前人有關(guān)錦屏山地區(qū)金礦床的研究，系統(tǒng)總結(jié)和探討了該礦床的地質(zhì)特征、穩(wěn)定同位素地球化學(xué)特征和成礦機(jī)制，為該礦集區(qū)金礦床的區(qū)域成礦作用研究提供新的地質(zhì)信息，以期指導(dǎo)錦屏山地區(qū)的礦產(chǎn)勘查工作。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

錦屏山地區(qū)或礦集區(qū)位于揚子板塊西緣松潘-甘孜造山帶與康滇斷隆帶所夾持的鹽源-麗江拗陷帶北段小金河-中甸斷裂和箐河-程海斷裂向北收斂變窄的狹長區(qū)域（圖1）。區(qū)域地層由古到新主要有泥盆系、二疊系、三疊系和第四系。區(qū)域上以錦屏山斷層為界，北西部為巴顏喀喇-昆侖區(qū)的馬爾康分區(qū)之雅江小區(qū)，南東部為揚子區(qū)的鹽源-麗江分區(qū)。雅江小區(qū)地層主要為下二疊統(tǒng)和中三疊統(tǒng)，鹽源麗江分區(qū)地層是研究區(qū)內(nèi)主要出露的地層，自南東馬頭山到北西窩堡鄉(xiāng)，地層依次出露泥盆系中-下統(tǒng)、二疊系下統(tǒng)和三疊系中統(tǒng)（圖2）。區(qū)域內(nèi)斷裂和褶皺發(fā)育，與研究區(qū)有關(guān)的主要斷裂有北北東向小金河-中甸斷裂(研究區(qū)內(nèi)為錦屏山斷層）、青納斷層和箐河-程海斷裂（研究區(qū)內(nèi)為馬頭山斷層），主要的褶皺構(gòu)造有司依諾背斜、馬路塘向斜和牦牛坪背斜，次級構(gòu)造也極為發(fā)育。區(qū)域內(nèi)巖漿活動強(qiáng)烈，表現(xiàn)為侵入相的花崗巖和有關(guān)的混合巖、溢出-噴發(fā)相的霏細(xì)巖-流紋巖、噴發(fā)相的玄武巖及與各期巖漿活動有關(guān)的派生脈巖。二疊紀(jì)和三疊紀(jì)火山巖分布廣泛，區(qū)域東南部馬頭山一帶分布有侵入相的黑云母花崗巖（圖2）。

區(qū)域上產(chǎn)出大量的稀土元素礦床和金礦床，稀土元素礦床主要有牦牛坪超大型礦床、大陸槽大型礦床、木落寨中型礦床和里莊小型礦床，金礦床主要有張家坪子大型金礦床、長地兒中型金礦床和小寶頂、大川豪、馬絲螺溝、羊窩子、青納、冕寧、大溝、緬薩洼等小型金礦床（李小渝，2005;肖曉林，2005; 侯增謙等，2008; 謝玉玲等，2008; 魯文華等，2010; 蘭青，2013; 張志斌等，2013; Liu et al., 2015; 楊佩，2016; 李德良等，2018; 付浩邦等，2019; Guoet al., 2019），還產(chǎn)出一系列稀土元素和其他金屬礦點和礦化點，具有很好的找礦前景。

圖2 研究區(qū)區(qū)域地質(zhì)圖（據(jù)安國堡等，2016改編）注：區(qū)域上以錦屏山斷層為界，北西部為馬爾康分區(qū)-雅江小區(qū)，南東部為鹽源-麗江分區(qū)1—第四系；2—上三疊統(tǒng)白果灣組；3—中三疊統(tǒng)白山組；4—中三疊統(tǒng)鹽塘組上段；5—中三疊統(tǒng)鹽塘組下段；6—上二疊統(tǒng)峨眉山玄武巖下段；7—下二疊統(tǒng)；8—中上石炭統(tǒng)；9—中下泥盆統(tǒng)；10—燕山期鉀長花崗巖；11—燕山期黑云母花崗巖；12—印支期花崗巖；13—印支期石英閃長巖；14—石英脈；15—霏細(xì)巖脈；16—輝綠巖脈；17—云煌巖脈；18—超基性巖脈；19—地質(zhì)界線；20—正斷層；21—逆斷層；22—性質(zhì)不明斷層；23—平推斷層；24—鉛鋅/鉛礦化點及編號；25—銅/多金屬礦化點及編號；26—鉬礦點/礦床及編號；27—銅金/金礦化點及編號；28—張家坪子金礦區(qū)；29—廟頂銅金礦區(qū)Fig.2 Regional geological map of the study area(modified after An et al.,2016)Note:Bounded by the regional-scale Jinpinshan Fault，the study area is divided into the Yajiang subarea of the Maerkang area in the northwest and the Yanyuan-Lijiang area in the southeast 1—Quaternary strata;2—The Baiguowan Formation of Upper Triassic strata;3—The Baishan Formation of Middle Triassic strata;4—The Upper Member of the Yantang Formation of Middle Triassic strata;5—The Lower Member of the Yantang Formation of Middle Triassic strata;6—The Lower Member of Late Permian Emeishan Basalt;7—Early Permian strata;8—Middle to Upper Carboniferous strata;9—Lower to Middle Devonian strata;10—Yanshanian potassium granite; 11—Yanshanian biotite granite; 12—Indosinian granite; 13—Indosinian quartz diorite; 14—Quartz veins; 15—Felsite dikes;16—Dolerite dikes;17—Minette dikes;18—Ultramafic dikes;19—Geological boundary;20—Normal faults;21—Reverse faults;22—Undefined faults;23—Strike-slip faults;24—Lead-zinc or lead-only ore spots and serial numbers;25—Copper or polymetallicore spots and serial numbers;26—Molybdenum ore spots or deposits and serial numbers;27—Copper-gold or gold ore spots and serial numbers;28—Zhangjiapingzi gold mining area;29—Miaoding copper-gold mining area

2 礦床地質(zhì)特征

廟頂銅金礦床位于錦屏山礦集區(qū)的最北端，目前的勘探工作揭露礦體產(chǎn)出在錦屏山斷層南東部鹽源-麗江分區(qū)。礦區(qū)以馬頭山斷層為界，南東部出露泥盆系中下統(tǒng)（D1-2），北西部出露二疊系（P1、P2β1）和中三疊統(tǒng)鹽塘組（T2y），地層走向為NNE 向（圖3）。礦區(qū)內(nèi)構(gòu)造發(fā)育，構(gòu)造線主要呈NNE 向，少數(shù)呈NW-NNW 向。NNE向構(gòu)造規(guī)模大，基本控制了礦區(qū)內(nèi)地層的展布方向和分布范圍，同時也控制了主要礦體的空間展布；NW-NNW 向構(gòu)造規(guī)模較為小，常常切斷NNE 向構(gòu)造，也是重要的控礦構(gòu)造。礦區(qū)內(nèi)褶皺軸向為NNE 向，自北西向南東分別是司依諾背斜和馬路塘向斜。斷裂構(gòu)造主要發(fā)育有馬頭山斷層（F1）、錦屏山斷層（F2）、青納斷層（F3）、F4、F5、F6和F8斷層，其中與成礦關(guān)系密切的是F4、F5、F6和F8斷層（圖3）。

礦區(qū)內(nèi)巖漿巖分布廣泛，主要是上二疊統(tǒng)峨眉山玄武巖，局部分布有較少量的基性侵入巖。巖石不同程度地遭受到弱—強(qiáng)烈的區(qū)域變質(zhì)作用，玄武巖發(fā)生片理化形成綠簾綠泥石片巖、原巖黏土巖變質(zhì)成板巖和千枚巖，碳酸鹽巖變質(zhì)成大理巖等。

礦區(qū)自北向南劃分為Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ三個礦段，Ⅰ礦段共圈出3 個礦體，分別為Ⅰ-1CuAu 礦體、Ⅰ-2Cu-Au 礦體和Ⅰ-9Cu 礦體，Ⅲ礦段共圈出2 個礦體，分別為Ⅲ-1Cu 礦體和Ⅲ-3CuAg 礦體，Ⅰ、Ⅲ礦段還圈出了數(shù)十個礦化體，目前在Ⅱ礦段僅發(fā)現(xiàn)一處具良好找礦潛力的銅銀隱伏礦化體，地表有礦化巖石出露，根據(jù)地表追索，物化探異常查證、樣品化學(xué)分析和巖礦鑒定結(jié)果推斷，應(yīng)存在1 個NNE 向延伸的銀銅礦化體，暫將其編號為Ⅱ-1AgCu 礦化體。Ⅰ礦段Ⅰ-1CuAu 礦體和Ⅰ-2CuAu 礦體賦存于峨眉山玄武巖與板巖夾砂巖的巖性接觸界面附近的NNE 向斷裂破碎帶（F5）中，以脈狀、似層狀的形式產(chǎn)出，為傾向SEE的陡傾斜礦體，礦體目前控制長度分別為80 m和535 m，（真）厚度分別為1.35 m 和4.86 m，控制最大斜深242 m 和403 m；Au 平均品位分別為1.06×10-6和0.63×10-6，Cu 平 均 品 位 分 別 為0.88% 和0.64%，單個樣品Ag 品位高達(dá)77.8 g/t。礦體受地層和構(gòu)造雙重控制，產(chǎn)狀與地層一致。Ⅰ-9Cu 礦體賦存在峨眉山玄武巖NNE 向斷層F4中。Ⅲ礦段Ⅲ-1Cu 礦體和Ⅲ-3CuAg 礦體也分別受NNW 向F6斷層和NNE 向F8斷層控制，礦體呈似層狀或脈狀產(chǎn)出。

根據(jù)巖礦鑒定和樣品的X 射線衍射分析，礦石中金屬礦物有磁鐵礦、黃鐵礦、磁黃鐵礦、黃銅礦、斑銅礦、黝銅礦、方鉛礦、銅藍(lán)、輝銅礦等；脈石礦物有石英、玉髓、綠泥石、絹云母、白云母、方解石、白云石等。金主要有明金和顯微金，以裂隙金、粒間金和包裹金的形式存在。裂隙金主要分布在磁鐵礦、黃鐵礦的裂隙中，少量分布在石英、方解石、重晶石等礦物的裂隙中；粒間金主要分布在磁鐵礦、黃鐵礦、黃銅礦和其他礦物粒間；包裹金常以可見金的形式產(chǎn)于其他礦物顆粒中。礦石結(jié)構(gòu)可分為變晶結(jié)構(gòu)、交代結(jié)構(gòu)和變余結(jié)構(gòu)。礦石構(gòu)造主要有浸染狀、脈狀、網(wǎng)脈狀、塊狀、片狀、板狀，其次有變余層狀、弱片狀、千枚狀、皺紋狀、多孔狀、粉末狀等（圖4、圖5）。圍巖蝕變包括廣泛發(fā)育于火山巖和板巖中的面型蝕變和沿構(gòu)造破碎帶發(fā)育的線型蝕變2 種。區(qū)域性面型熱液蝕變主要有綠泥石化、綠簾石化、硅化（次生石英巖化）、碳酸鹽化、鈉長石化、磁鐵礦化等。線型蝕變多沿構(gòu)造破碎帶發(fā)育，主要見于礦體及其兩側(cè)近礦蝕變圍巖中，在礦體及其外圍形成帶狀分布的褪色蝕變帶。

根據(jù)不同礦脈之間的穿插關(guān)系和礦物共生組合特點，結(jié)合野外地質(zhì)調(diào)查、巖礦鑒定和礦相學(xué)研究，將廟頂銅金礦床的形成劃分為3個成礦期（表1）。

圖4 廟頂銅金礦床典型礦石手標(biāo)本照片a.次生石英巖型黃銅礦礦石；b.黃銅礦黃鐵礦化碳酸鹽化硅化含碳質(zhì)硬綠泥石片巖；c.輝銅礦化磁鐵礦化構(gòu)造角礫巖；d.黃鐵礦化黃銅礦化構(gòu)造角礫巖；e.含重晶石銅硫化物礦石；f.含孔雀石藍(lán)銅礦碳酸鹽脈Py—黃鐵礦；Cp—黃銅礦；Az—藍(lán)銅礦；Mal—孔雀石Fig.4 Hand specimen images of the typical ores in the Miaoding copper-gold deposita.Chalcopyrite ore in the secondary quartzite;b.Chalcopyrite and pyrite mineralization in the carbonaceous chloritoid schist which suffered from silicification and carbonation;c.Chalcocite and magnetite mineralization in the tectonic breccia;d.Pyrite and chalcopyrite mineralization in the tectonic breccia;e.Barite-bearing copper sulfide ore;f.Malachite-and azurite-bearing carbonate vein Abbreviation:Py—Pyrite;Cp—Chalcopyrite;Az—Azurite;Mal—Malachite

（1）變質(zhì)期：變質(zhì)作用主要發(fā)生在印支期，板塊碰撞使本區(qū)地層發(fā)生了強(qiáng)烈的區(qū)域變質(zhì)變形作用和動力變質(zhì)作用。區(qū)域變質(zhì)作用使礦區(qū)含Cu、Au較高的峨眉山玄武巖和沉積巖等各類巖石經(jīng)受強(qiáng)烈的改造，巖石發(fā)生變質(zhì)重結(jié)晶作用，形成了片理化程度較高的綠泥石片巖、千枚巖和板巖等淺變質(zhì)巖石，形成的主要礦物包括綠簾石、黝簾石、黑云母、絹云母、白云母、（硬）綠泥石等變質(zhì)礦物，同時也形成了較多的磁鐵礦。

（2）熱液期：熱液期是廟頂銅金礦床的主成礦期，該期劃分為早期鈉長石-白云母-黃鐵礦階段和晚期石英-方解石-黃銅礦階段2 個成礦階段。早期鈉長石-白云母-黃鐵礦階段形成于中高溫條件下，主要形成了鈉長石+白云母+黃鐵礦+黃銅礦+磁黃鐵礦組合，該階段是金成礦的主要階段。晚期石英-方解石-黃銅礦階段形成于中低溫?zé)嵋簵l件下，在斷層破碎帶中心，大量石英和碳酸鹽礦物充填在構(gòu)造角礫巖中，早期形成的黃鐵礦被黃銅礦、斑銅礦、黝銅礦、磁黃鐵礦和方鉛礦等交代，同時伴隨有大量石英、方解石和絹云母的形成，該階段是銅成礦的主要階段。

（3）表生期：金屬硫化物的表生變化階段形成了次生硫化物銅藍(lán)、藍(lán)輝銅礦和次生氧化物孔雀石、藍(lán)銅礦、自然銅、赤銅礦等，它們疊加和局部富集。

圖5 廟頂銅金礦床典型礦石鏡下特征a.碳酸鹽脈中的方解石；b.黑云母、綠簾石和綠泥石圍繞石英生長；c.碳酸鹽礦物和石英組成的脈；d.黃銅礦集合體包嵌黃鐵礦；e.磁黃鐵礦包圍半自形的黃鐵礦生長；f.黃銅礦與斑銅礦平直連生和呈固溶體分離結(jié)構(gòu)；g.黃鐵礦早于黃銅礦形成；h.產(chǎn)于石英脈中的自然金和黝銅礦；i.黃鐵礦包嵌自然金和毒砂。a～c均為透射單偏光，d～i均為反射光Py—黃鐵礦；Ccp—黃銅礦；Bn—斑銅礦；Po—磁黃鐵礦；Ars—毒砂；Thr—黝銅礦；Au—自然金；Bt—黑云母；Ep—綠簾石；Chl—綠泥石；Qz—石英；Cal—方解石；Cb—碳酸鹽礦物Fig.5 Photomicrographs of the representative ores in the Miaoding copper-gold deposita.Calcite in carbonate veins;b.Quartz surrounded and replaced by biotite，epidote and chlorite;c.Carbonate veins consisting of quartz and calcite;d.Pyrite surrounded by chalcopyrite aggregations;e.Subhedral pyrite surrounded by pyrrhotite.f.Chalcopyrite and bornite intergrown,and chalcopyrite existent as solid solution within bornite.g.Pyrite predating chalcopyrite.h.Free gold and tetrahedrite in quartz veins;i.Native gold and arsenopyrite in pyrite.Photomicrographs a～c and d～i are under transmitted plainlight and reflected light,respectively Abbreviation:Py—Pyrite;Ccp—Chalcopyrite;Bn—Bornite;Po—Pyrrhotite;Ars—Arsenopyrite;Thr—Tetrahedrite;Au—Native gold;Bt—Biotite;Ep—Epidote;Chl—Chlorite;Qz—Quartz;Cal—Calcite;Cb—Carbonate

3 樣品分析方法與實驗結(jié)果

3.1 樣品分析方法

3.1.1 硫同位素

對廟頂銅金礦床的10 件采自Ⅰ-2、Ⅲ-1 礦體、Ⅰ-1、Ⅲ-3 礦化體和Ⅱ礦段韓家村礦化點的樣品在核工業(yè)北京地質(zhì)研究所進(jìn)行了硫同位素測試，代表性樣品手標(biāo)本和鏡下顯微特征如圖4a、b、d、e 和圖5b、d、e、g所示。樣品經(jīng)破碎后在雙目鏡下分別挑選出1 g 以上純度大于99%，粒度40～60 目的單礦物，研磨到200 目以下，以Cu2O 和V2O5作為混合氧化劑，在高溫真空條件下與黃鐵礦樣品反應(yīng)，以將S 氧化成SO2。硫酸鹽礦物先經(jīng)艾氏卡試劑熔樣提純?yōu)榧儍舻腂aSO4，再用V2O5氧化劑制備SO2，而硫化物樣品直接以Cu2O 作氧化劑制備SO2。硫同位素測試程序為，選取黃鐵礦等礦物粉末樣50 mg，將樣品和Cu2O 按1∶10 比例混合均勻并研磨至200目左右，在真空度達(dá)到（2.0%）Pa狀態(tài)下加熱，進(jìn)行氧化反應(yīng)，反應(yīng)溫度為980°C，生成SO2氣體。在真空條件下，用冷凍法收集SO2氣體，使用MAT-253 氣體同位素質(zhì)譜計分析硫同位素組成。測試結(jié)果以CDT為標(biāo)準(zhǔn)，計為δ34SV-CDT，分析精度優(yōu)于±0.2‰。硫同位素參考標(biāo)準(zhǔn)為GBW-04414、GBW-04415硫化銀標(biāo)準(zhǔn)，其δ34S分別為（-0.07±0.13）‰和（22.15±0.14）‰。

表1 廟頂銅金礦床礦物共生組合及生成順序表Table 1 Paragenetic sequence of alteration and mineralization at the Miaoding Cu-Au deposit

3.1.2 碳、氧同位素

對廟頂銅金礦床的2 件采自Ⅰ-1CuAu 和Ⅲ-3AgCu 礦化體蝕變白云石的樣品（圖4d、f，圖5c）在核工業(yè)北京地質(zhì)研究所進(jìn)行了C、O 同位素組成測試。樣品經(jīng)破碎篩選后，在雙目鏡下分別挑選出7 g以上純度大于99%，粒度40～80 目的白云石單礦物進(jìn)行測試分析。分析采用MAT-251EM 氣體同位素質(zhì)譜計，首先將不同的碳酸鹽礦物與100%的H3PO4在不同的溫度下反應(yīng)生成H2O 和CO2氣體，并通過恒溫震蕩使之達(dá)到氧同位素平衡，收集CO2氣體。C和O 相對標(biāo)準(zhǔn)分別為V-PDB 和V-SMOW。樣品的δ18OV-PDB和13CV-PDB直接從CO2氣體測得，分析精度均為±0.2‰。計算白云石的δ18OV-SMOW時，采用δ18OV-SMOW=1.03086×δ18OV-PDB+30.86（Friedman et al.，1977；耿新霞等，2010）。

3.1.3 氫、氧同位素

對廟頂銅金礦床的3 件采自Ⅰ-2CuAu 礦體和Ⅰ-1CuAu 礦化體的石英單礦物（圖4a、c；圖5a）在核工業(yè)北京地質(zhì)研究所進(jìn)行了H、O 同位素組成測試。樣品經(jīng)破碎篩選后，在雙目鏡下分別挑選出7 g以上純度大于99%，粒度40～80 目的單礦物進(jìn)行測試分析，分析儀器為MAT-253 氣體同位素質(zhì)譜儀。氫同位素分析針對石英中的流體包裹體，采用爆裂法。首先選取40～60 目的包裹體樣品5～10 mg，在105°C恒溫烘箱中燒烤4 小時以上，用潔凈干燥的錫杯包好備用。用高純氦氣沖洗Flash EA 元素分析儀里面的空氣，以降低H2本底。當(dāng)溫度升高到1400°C，本底降到50 mv 以下時，可進(jìn)行樣品測試。將選取的樣品在裝有玻璃碳的陶瓷管里爆裂，釋放出H2O、H2等含氫氣體，H2O 和其他可能存在的有機(jī)物在高溫下與碳發(fā)生還原反應(yīng)，將含氫氣體還原成H2，H2在高純氦氣流的帶動下進(jìn)入MAT-253 質(zhì)譜儀，按連續(xù)流方式進(jìn)行分析。測試結(jié)果以V-SMOW 為標(biāo)準(zhǔn)，記為δDV-SMOW，分析精度優(yōu)于±1‰。氫同位素參考標(biāo)準(zhǔn)為北大標(biāo)準(zhǔn)水（δDV-SMOW=-64.8‰）及蘭州標(biāo)準(zhǔn)水（δDV-SMOW=-84.55‰）。

氧同位素分析針對石英礦物，測試方法應(yīng)用BrF5法（Clayton et al.,1972），具體測試程序為：在制樣裝置達(dá)到10-3Pa 的真空條件下，將選取的樣品與純凈的BrF5在500～680°C 恒溫條件下反應(yīng)14 小時，釋放出O2和雜質(zhì)組分，將SiF4、BrF3等雜質(zhì)組分用冷凍法分離出去后，純凈的O2在700°C 且有鉑催化劑的條件下，與石墨恒溫反應(yīng)生成CO2，用冷凍法收集CO2，在MAT253 氣體同位素質(zhì)譜儀上分析樣品的O同位素組成，測試結(jié)果以SMOW 為標(biāo)準(zhǔn)，記為δ18OV-SMOW，分析精度優(yōu)于±0.2‰。氧同位素參考標(biāo)準(zhǔn)為GBW-04409、GBW-04410 石英標(biāo)準(zhǔn)，其δ18O 值分別為（11.11±0.06）‰和（-1.75±0.08）‰。

3.2 實驗結(jié)果

3.2.1 硫同位素

廟頂銅金礦床10 件樣品的硫同位素測試分析結(jié)果見表2。由表2 可知，廟頂?shù)V床硫化物δ34S 值變化范圍較大（-13.1‰～19.0‰），其中銅硫化物的δ34S值分布于1.9‰～7.1‰之間，為較集中分布的低正值，而黃鐵礦的δ34S 值介于-13.1‰～19.0‰之間，極差達(dá)32.1‰，正負(fù)值分布較分散，δ34S 較大負(fù)值和正值均出現(xiàn)在Ⅰ礦段鉆孔中。

表2 廟頂銅金礦床硫同位素組成Table 2 The sulfur isotopic composition of the Miaoding Cu-Au deposit

表3 廟頂Au-Cu礦床的δ13C值、δ18O值及主要碳儲庫的δ13C值Table 3 The δ13C and δ18O values of the Miaoding Cu-Au deposit and primary carbon reservoirs

3.2.2 碳、氫、氧同位素

廟頂銅金礦床2 件樣品的碳、氧同位素測試分析結(jié)果見表3。由表3 可知，2 件白云石樣品的氧同位素δ18O 值分別為25.86‰和19.36‰，碳同位素δ13C 值分別為1.7‰和-5.3‰。而張家坪子金礦的δ13C 值為-7.4‰～-3.4‰。巖漿流體的δ13C 值一般在-5‰，海相沉積碳酸鹽巖的δ13C 值一般在0±3‰左右（表3）。

廟頂銅金礦床3 件樣品的氫、氧同位素組成測試結(jié)果見表4，成礦流體δD 值變化范圍集中在-65.2‰～-55.9‰ 之 間，δ18OH2O值 在-0.34‰～4.00‰之間。在δD-δ18O 圖解（圖6a）中，3 件樣品投點落在正常巖漿水的左側(cè)，介于巖漿水與大氣降水線之間。

3.2.3 流體包裹體

礦石包裹體片鏡下觀察發(fā)現(xiàn)石英和重晶石內(nèi)含有大量流體包裹體，包裹體成群分布，形態(tài)有圓狀、次圓狀、方形、不規(guī)則形等。根據(jù)室溫條件下流體包裹體呈現(xiàn)的相態(tài)和充填度等特征，分出原生氣液包裹體和次生包裹體。各主礦物中的原生氣液包裹體氣相分?jǐn)?shù)均大于5%，其中，石英中包裹體介于1～10 μm，以3～6 μm 為主，重晶石中包裹體相對較小，主要為1 μm，達(dá)到了氣液包裹體測溫的基本要求（圖7）。通過加熱，氣泡體積逐漸縮小，最后都均一到液相，獲得均一溫度及鹽度（表5）。

表4 廟頂銅金礦床碳、氫、氧同位素組成Table 4 The C，H and O isotopic compositions of the Miaoding Cu-Au deposit

圖6 廟頂銅金礦床石英δD-δ18O圖解（a，底圖據(jù)Taylor,1974;Craig,1961）和碳酸鹽δ13C-δ18O圖解（b，底圖據(jù)劉建明等，1997；里伍銅礦床δD和δ18O值范圍據(jù)李良波，2016）Fig.6 δD versus δ18O diagram of quartz(a,base map after Taylor,1974;Craig,1961)and δ13C versus δ18O diagram of carbonate(b,base map after Liu et al.,1997)in the Miaoding Cu-Au deposit(the range of δD and δ18O values of the Liwu copper deposit after Li,2016)

由于富CO2的三相包裹體（Ⅱ型）及含子礦物多相包裹體（Ⅲ型）的數(shù)量少，不具有統(tǒng)計意義，因此，氣液兩相包裹體（Ⅰ型）是研究的主要對象。冰點測定時，選擇體積較大且相界線清晰的包裹體進(jìn)行測定。所測包裹體均一溫度變化范圍為108.2～490.1℃，平均193.5℃（表5、圖8a）。

表5 廟頂銅金礦床流體包裹體參數(shù)和顯微測溫結(jié)果Table 5 Various parameters and microthermometric results for fluid inclusion from the Miaoding Cu-Au deposit

圖7 廟頂銅金礦床流體包裹體顯微照片a、b為石英中流體包裹體；c、d為重晶石中流體包裹體Fig.7 Photomicrographs of the fluid inclusions from the Miaoding copper-gold deposita and b are fluid inclusions in quartz;c and d are fluid inclusions in barite

在顯微測溫基礎(chǔ)上，根據(jù)NaCl-H2O 體系氣液兩相包裹體水溶液的冰點（冰點溫度tm），選擇冰點-鹽度公式w=0.00+1.78tm-0.0442tm2+0.000557tm3（Hall et al., 1988; 池國祥等，2009; 王祥東等，2014），來估算成礦流體的鹽度。成礦流體的鹽度介于在3.39%～23.83%之間，平均11.6%，統(tǒng)計峰值為14%（表5，圖8b），顯示出成礦流體具有中等鹽度特征。在獲得氣液兩相包裹體均一溫度和鹽度的前提下，進(jìn)而根據(jù)劉斌等（1987）提出的經(jīng)驗公式：ρ=A+B×th+C×th2計算流體密度。式中，ρ 為鹽水溶液密度（g/cm3），th為均一溫度（°C），A、B、C 為無量綱參數(shù)，體系鹽度為1%～30%，不同鹽度（w）的流體對應(yīng)不同的值：A=0.993531 + 8.72147 × 10-3w - 2.43975 × 10-5w2；B=7.11652×10-5-5.2208×10-5w +1.26656×10-6w2；C=-3.4997×10-6+2.12124×10-7w-4.52318×10-9w2（劉清泉等，2014）。計算的成礦流體密度變化于0.52～1.08 g/cm3，平均0.93 g/cm3（表5），總體上顯示出成礦流體屬于中等密度流體。

4 討 論

4.1 成礦流體來源

成礦流體的氫、氧同位素組成是區(qū)分不同來源水的重要示蹤劑。廟頂銅金礦床3 件樣品的δD 值變化范圍集中在-65.2‰～-55.9‰之間，位于正常巖漿水范圍內(nèi)（Taylor，1978；鄭永飛等，2000）；δ18O值在-0.34‰～4.00‰之間，較巖漿水低（Ohmoto，1972；Sheppard，1986）。在δD-δ18O 圖解（圖6a）中，3件樣品投點落在正常巖漿水的左側(cè)，介于巖漿水與大氣降水線之間，結(jié)合流體包裹體計算結(jié)果顯示的中等密度的特征，表明成礦流體主要是巖漿水，后期有大氣降水的混合。

礦石熱液白云石中的C、O同位素組成是示蹤成礦流體來源的有效手段。通常，成礦熱液中的碳有幔源巖漿、海相碳酸鹽巖、沉積物中的有機(jī)碳三大主要來源（Taylor et al.,1967；Veizer et al.,1976;劉建明等，1997；Hoefs，2018）。廟頂銅金礦床2件白云石樣品的δ18O 值分別為25.86‰和19.36‰，δ13C 值分別為1.7‰和-5.3‰，在δ13C-δ18O 關(guān)系圖解（圖6b）中，樣品ZK0101-B05 中蝕變白云石δ13C 值投點位于海相碳酸鹽巖與巖漿-地幔之間，暗示Ⅰ-1AuCu 礦體的碳很可能來自巖漿熱液，這一結(jié)論與鄰區(qū)張家坪子金礦床研究結(jié)果大體一致，張家坪子金礦床30 件不同礦體樣品，不同深度蝕變交代白云巖δ13C 值變化范圍為-3.44‰～-7.40‰，平均值為-5.30‰（表6），同時與Hoefs (2018)界定的地幔來源碳同位素（-5‰±2‰）十分接近，顯示出地幔碳來源特征；δ18O值變化范圍9.40‰～18.81‰，平均值為16.06‰。在δ13CV-PDB-δ18OV-SMOW圖解（圖6b）中，樣品投點均落在巖漿-地幔與海相碳酸鹽之間，更靠近巖漿-地幔端員，表明張家坪子金礦的碳主要來自巖漿地幔，后期受到低溫蝕變作用和海相碳酸鹽溶解作用的影響。

圖8 廟頂銅金礦床流體包裹體均一溫度（a）和鹽度直方圖（b）Fig.8 Homogenization temperature(a)and salinity(b)for fluid inclusions from the Miaoding Cu-Au deposit

表6 廟頂Au-Cu礦床和張家坪子Au礦床碳、氧同位素組成對比Table 6 Comparison of carbon and oxygen isotopes of the Miaoding Au-Cu deposit and the Zhangjiapingzi gold deposit

在δ13CV-PDB-δ18OV-SMOW關(guān)系圖解（圖6b）中，樣品B62 蝕變白云石δ13C 值投點仍位于海相碳酸鹽巖區(qū)域內(nèi)，與區(qū)域內(nèi)的里伍銅礦床中成礦流體特征較為接近（李良波，2016），表明Ⅲ-3AgCu 礦體中的碳來自其圍巖即泥盆系泥晶-微晶灰?guī)r，這與礦體產(chǎn)出的地質(zhì)環(huán)境高度吻合。樣品B62 的δ13C 值較高，表明形成于碳酸鹽巖區(qū)的Ⅲ-3AgCu 礦體脈石礦物白云石的δ13C 值高于形成于玄武巖區(qū)的Ⅰ-1AuCu 礦體脈石礦物白云石的δ13C 值，可能是巖漿熱液流經(jīng)碳酸鹽巖地層，并且與地層發(fā)生水巖作用而導(dǎo)致δ13C值升高，或是碳酸鹽巖變質(zhì)脫水后形成的流體與巖漿水混合后導(dǎo)致δ13C 值升高，反映了在成礦過程中，來自地幔或巖漿的流體與周圍的碳酸鹽巖發(fā)生同位素交換反應(yīng)，進(jìn)而使δ13C 值向增高的方向漂移（楊富全等，2005）。

總之，與張家坪子金礦相似，廟頂Au-Cu 礦床的碳主要來自地幔，同時后期受到低溫蝕變作用和海相碳酸鹽溶解作用的影響。

4.2 成礦物質(zhì)來源

由于硫可以出現(xiàn)于地質(zhì)上所能跨越的所有溫度范圍內(nèi)，因此它在穩(wěn)定同位素地球化學(xué)中占有重要的位置（Hoefs,2018）。不同的地質(zhì)儲庫中具有不同的δ34S 值范圍，因此硫同位素組成可以有效示蹤成礦物質(zhì)中硫的來源。廟頂銅金礦床來自熱液早期黃鐵礦黃銅礦化次生石英巖樣品中的黃鐵礦和黃銅礦的δ34S 值分別為3.60‰和1.90‰，代表黃鐵礦和黃銅礦達(dá)到了硫同位素平衡（陳華勇等，2008;李艷軍等，2015），它們具有深源硫同位素的特征，指示成礦流體是深部巖漿熱液來源。來自熱液晚期黃鐵礦、黃銅礦構(gòu)造角礫巖樣品中的黃鐵礦和黃銅礦的δ34S值分別為-4.60‰和2.90‰，兩者可能不同期或未達(dá)到硫同位素平衡。來自黝銅礦黃鐵礦含重晶石銅硫化物礦石樣品中的黃鐵礦、黝銅礦和重晶石，δ34S值分別為8.40‰、7.10‰和35.00‰，其值明顯偏高，初步認(rèn)為是當(dāng)成礦流體進(jìn)入淺表環(huán)境時，由于氧化作用而使流體產(chǎn)生從而使流體呈酸性生成石膏等硫酸鹽類礦物（Ruan et al.,1991）。

來自Ⅰ礦段鉆孔中的2 個黃鐵礦樣品分別產(chǎn)生了較大負(fù)值和正值的δ34S 值，其值分別為-13.10‰和19.00‰，以及來自鉆孔ZK2101 中黃銅礦黃鐵礦化碳酸鹽巖化硅化硬綠泥石片巖的黃鐵礦δ34S為-1.20‰。結(jié)合硫化物產(chǎn)狀和包裹體的鹽度，筆者認(rèn)為具有較大δ34S 負(fù)值的樣品來自含碳質(zhì)硬綠泥石片巖，碳質(zhì)可能對硫具有還原作用，而具有較大δ34S正值的硫可能受富34S 海相硫酸鹽的影響，亦即地層中的膏鹽層，硫酸鹽通過熱化學(xué)還原作用時可以轉(zhuǎn)化為H2S，當(dāng)含礦流體與其相遇，在有利的空間中便沉淀成礦（Huang et al.,2013；朱永峰等，2010，曹勇華等，2011，甄世民等，2013）。在廟頂銅金礦區(qū)南部野外地表泥盆系砂板巖裂隙空洞中可以見到有短柱狀乳黃色石膏晶體，表明礦區(qū)地層中富含膏鹽，因此進(jìn)一步證實了較大δ34S正值是受到了海相硫酸鹽的影響。

根據(jù)穩(wěn)定同位素地球化學(xué)特征，并結(jié)合區(qū)域相似礦床的成礦流體特點，筆者認(rèn)為廟頂銅金礦床的成礦流體應(yīng)為巖漿熱液來源，野外可見蝕變帶中的玄武巖比遠(yuǎn)離蝕變帶的新鮮玄武巖的顏色明顯變淺，礦區(qū)內(nèi)5 件新鮮的玄武巖樣品元素分析結(jié)果顯示，Au、Ag、Cu 的豐度值分別為6.27×10-9、136×10-9和182.26×10-6，具有提供成礦物質(zhì)的潛力。流體在運移過程中與圍巖發(fā)生了一定程度的水巖反應(yīng)，導(dǎo)致玄武巖中的Au、Cu等成礦元素遭受淋濾而進(jìn)入成礦流體（劉英俊等，1991；黃誠等，2013；Pitcairn et al.,2015a；2015b），這些溶解在成礦流體中的成礦元素在減壓的斷裂系統(tǒng)中沉淀成礦。Au、Cu等成礦元素是否部分來源于巖漿熱液，還需要進(jìn)一步的研究工作證實。

4.3 成礦機(jī)制

在成礦前變質(zhì)期，中三疊世末期開始的板塊碰撞使研究區(qū)地層發(fā)生了強(qiáng)烈的褶皺和變質(zhì)。在褶皺隆起初期，研究區(qū)地層發(fā)生了較強(qiáng)的區(qū)域變質(zhì)作用，泥質(zhì)巖石變質(zhì)為板巖、黑云母片巖，灰?guī)r部分變?yōu)榇罄韼r，玄武巖部分變?yōu)楦鞣N片巖，如硬綠泥石片巖等。該期形成的磁鐵礦礦區(qū)Ⅰ礦段玄武巖、片巖和板巖地層中廣泛存在。巖礦鑒定結(jié)果表明，磁鐵礦的來源與區(qū)內(nèi)大面積分布的基性火山巖——玄武巖有關(guān)。變質(zhì)作用使原巖的結(jié)構(gòu)和構(gòu)造遭到完全的破壞，初始礦源層產(chǎn)生新的巖石組合，礦物成分也發(fā)生了變化，其中銅、金等有用金屬元素被釋放出來，形成溫度較高的含礦變質(zhì)溶液，為后期礦化提供了成礦物質(zhì)和熱液來源。

在早期鈉長石-白云母-黃鐵礦階段，研究區(qū)構(gòu)造作用由區(qū)域變質(zhì)作用轉(zhuǎn)變?yōu)閯恿ψ冑|(zhì)作用，并伴隨著熱液成礦作用，形成含揮發(fā)分和礦化劑的白云母綠泥石片巖（Ⅰ礦段）和鈉長石巖脈（韓家村剝土B6、Ⅲ礦段）。該階段的鈉長石、白云母、石英、黃鐵礦等礦物形成于中高溫條件下，伴隨磁鐵礦被黃鐵礦交代而形成了礦區(qū)主要的金礦化和少量的銅礦化。在晚期石英-方解石-黃銅礦階段，隨著成礦流體溫度的降低，在斷層破碎帶中化學(xué)性質(zhì)較活潑的片巖（Ⅰ礦段）、石灰?guī)r（韓家村剝土B6、Ⅲ礦段）和板巖（Ⅰ、Ⅲ礦段、韓家村剝土B6）等巖石發(fā)生熱液蝕變而形成綠泥石、絹云母、碳酸鹽（包括方解石、菱鐵礦）等中低溫蝕變礦物，在破碎帶的中心，大量石英和碳酸鹽充填在構(gòu)造角礫巖中，同時，黃鐵礦被黃銅礦、黝銅礦、磁黃鐵礦和方鉛礦等交代，形成了礦區(qū)重要的銅礦化。當(dāng)成礦流體進(jìn)入地表環(huán)境時，由于氧氣滲入而使流體氧化產(chǎn)生，使溶液呈酸性，生成硫酸鹽類礦物重晶石。由于δ34S 值出現(xiàn)了較大負(fù)值和正值，加之在礦區(qū)南部地表泥盆系砂板巖裂隙空洞中見到有短柱狀乳黃色石膏析出，筆者認(rèn)為硫既受到了礦石圍巖含碳質(zhì)硬綠泥石片巖中硫的還原作用的影響，又受到了富34S 海相硫酸鹽（膏鹽層）的影響。在表生成礦期間，礦床硫化物的表生變化階段形成了次生硫化物銅藍(lán)、藍(lán)輝銅礦和次生氧化物孔雀石、藍(lán)銅礦、自然銅、赤銅礦等，它們疊加和局部富集。據(jù)此初步判定礦床的形成經(jīng)歷了高溫到中溫最后到低溫的變化過程，礦床應(yīng)歸屬為巖漿熱液交代礦床。

5 結(jié) 論

（1）廟頂銅金礦床的形成經(jīng)歷了3個成礦期，即變質(zhì)期、熱液期和表生期，變質(zhì)期為后期礦化提供礦質(zhì)和熱液來源；主成礦期為熱液期，又分為早期鈉長石-白云母-黃鐵礦階段和晚期石英-方解石-黃銅礦階段；表生期形成了鐵的氧化物、銅的次生硫化物及次生氧化物等的疊加和局部富集，礦床的形成經(jīng)歷了高溫到中溫，最后到低溫的變化過程。

（2）廟頂銅金礦床樣品的硫同位素組成復(fù)雜，δ34S值變化范圍較大，在Ⅰ礦段鉆孔中出現(xiàn)了δ34S較大負(fù)值和正值，初步認(rèn)為硫既受到了礦石圍巖——含碳質(zhì)硬綠泥石片巖中硫的還原作用的影響，同時又受到了富34S海相硫酸鹽（膏鹽層）的影響。

（3）白云石的C、O 同位素組成研究表明，與區(qū)域張家坪子金礦相似，廟頂銅金礦床的碳主要來自地幔，后期受到低溫蝕變作用和海相碳酸鹽溶解作用的影響。石英的H、O同位素組成研究表明成礦流體主要為巖漿熱液，在后期伴隨有大氣降水的混合。

（4）與區(qū)域上其他金礦床相比，廟頂銅金礦床具有明顯不同的特點，產(chǎn)出有重要工業(yè)價值的銅礦石，成因類型屬于巖漿熱液交代礦床，從而對錦屏山地區(qū)銅金礦床的找礦預(yù)測具有重要的指示意義。

致 謝穩(wěn)定同位素和流體包裹體測試工作得到了核工業(yè)北京地質(zhì)研究院測試中心的大力幫助，稿件撰寫過程中得到了中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所王登紅研究員的指導(dǎo)和幫助，審稿專家和編輯提出的寶貴意見對稿件的質(zhì)量有了極大的提高，在此致以崇高的謝意。