川西锦屏山地区庙顶Cu-Au 矿床地球化学特征与成矿机制探讨*

丁晓平，张辉善，冯永来，代鸿章，安国堡，朱海洋，杜建军

（1 四川省核工业地质局二八二大队，四川德阳 618000；2 自然资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室，中国地质调查局西安地质调查中心，陕西西安 710054；3 中国科学技术大学地球和空间科学学院，安徽合肥 230026；4 中国地质科学院矿产资源研究所自然资源部成矿作用与资源评价重点实验室，北京 100037）

庙顶铜金矿床是近年来在四川省冕宁县锦屏山地区新发现的中型铜金矿床，其大地构造位置处于扬子克拉通西缘NNE 向锦屏山深大断裂与近SN向箐河-程海断裂交汇部位所夹的锐角区域内。锦屏山地区产出大量的金矿床或金矿点，还产有大量的稀土元素矿床，经济战略意义重大。谭洪旗等（2015）根据矿集区的概念和特征将冕宁锦屏山地区命名为锦屏山金矿集区，其具有特殊的大地构造背景和复杂的岩浆与构造演化历程，使该矿集区具有优越的成矿地质条件，以含有丰富的稀土元素、金属矿产资源而备受国内外地质界的广泛关注。

虽然锦屏山地区自20 世纪90 年代就陆续发现大量的铜金矿床，但对该地区铜金矿床地球化学特征和成矿机制的研究成果相对较少，且研究成果主要集中在对部分矿床的基础矿床地质特征的描述、矿床成因的浅析和找矿方向或前景的探讨，只有少部分学者对该地区矿床进行过成矿物质的来源和矿床成因的研究，他们认为锦屏山金矿集区金矿成矿物质来源于地幔，可能有少量外来物质的加入，先经过多次初步富集形成原始矿源层，再经过后期热液的大规模活化富集形成具有工业价值的矿床或矿点（黄振华等，1990; 李生，2001; 李晓峰等，2005; 罗光兴等，2013;张志斌等，2013;谭洪旗等，2016）。在四川省地勘基金的资助下，经过三年多的勘查工作，在庙顶铜金矿区共圈出2 个铜矿体、3 个铜金矿体以及8个矿化体，使该地区的勘探和找矿工作取得了较大的突破。从目前工程所控制的情况来看，初步确定该矿床为中型破碎带蚀变岩型铜金矿床，庙顶铜金矿床与区域上其他金矿床相比，具有明显不同的特点，就是产出有重要工业价值的铜矿石。笔者以庙顶铜金矿勘查期间获取的野外地质资料为基础（安国堡等，2016），通过对该矿床开展C、H、O、S 稳定同位素地球化学和流体包裹体研究工作，并结合前人有关锦屏山地区金矿床的研究，系统总结和探讨了该矿床的地质特征、稳定同位素地球化学特征和成矿机制，为该矿集区金矿床的区域成矿作用研究提供新的地质信息，以期指导锦屏山地区的矿产勘查工作。

1 区域地质背景

锦屏山地区或矿集区位于扬子板块西缘松潘-甘孜造山带与康滇断隆带所夹持的盐源-丽江拗陷带北段小金河-中甸断裂和箐河-程海断裂向北收敛变窄的狭长区域（图1）。区域地层由古到新主要有泥盆系、二叠系、三叠系和第四系。区域上以锦屏山断层为界，北西部为巴颜喀喇-昆仑区的马尔康分区之雅江小区，南东部为扬子区的盐源-丽江分区。雅江小区地层主要为下二叠统和中三叠统，盐源丽江分区地层是研究区内主要出露的地层，自南东马头山到北西窝堡乡，地层依次出露泥盆系中-下统、二叠系下统和三叠系中统（图2）。区域内断裂和褶皱发育，与研究区有关的主要断裂有北北东向小金河-中甸断裂(研究区内为锦屏山断层）、青纳断层和箐河-程海断裂（研究区内为马头山断层），主要的褶皱构造有司依诺背斜、马路塘向斜和牦牛坪背斜，次级构造也极为发育。区域内岩浆活动强烈，表现为侵入相的花岗岩和有关的混合岩、溢出-喷发相的霏细岩-流纹岩、喷发相的玄武岩及与各期岩浆活动有关的派生脉岩。二叠纪和三叠纪火山岩分布广泛，区域东南部马头山一带分布有侵入相的黑云母花岗岩（图2）。

区域上产出大量的稀土元素矿床和金矿床，稀土元素矿床主要有牦牛坪超大型矿床、大陆槽大型矿床、木落寨中型矿床和里庄小型矿床，金矿床主要有张家坪子大型金矿床、长地儿中型金矿床和小宝顶、大川豪、马丝螺沟、羊窝子、青纳、冕宁、大沟、缅萨洼等小型金矿床（李小渝，2005;肖晓林，2005; 侯增谦等，2008; 谢玉玲等，2008; 鲁文华等，2010; 兰青，2013; 张志斌等，2013; Liu et al., 2015; 杨佩，2016; 李德良等，2018; 付浩邦等，2019; Guoet al., 2019），还产出一系列稀土元素和其他金属矿点和矿化点，具有很好的找矿前景。

图2 研究区区域地质图（据安国堡等，2016改编）注：区域上以锦屏山断层为界，北西部为马尔康分区-雅江小区，南东部为盐源-丽江分区1—第四系；2—上三叠统白果湾组；3—中三叠统白山组；4—中三叠统盐塘组上段；5—中三叠统盐塘组下段；6—上二叠统峨眉山玄武岩下段；7—下二叠统；8—中上石炭统；9—中下泥盆统；10—燕山期钾长花岗岩；11—燕山期黑云母花岗岩；12—印支期花岗岩；13—印支期石英闪长岩；14—石英脉；15—霏细岩脉；16—辉绿岩脉；17—云煌岩脉；18—超基性岩脉；19—地质界线；20—正断层；21—逆断层；22—性质不明断层；23—平推断层；24—铅锌/铅矿化点及编号；25—铜/多金属矿化点及编号；26—钼矿点/矿床及编号；27—铜金/金矿化点及编号；28—张家坪子金矿区；29—庙顶铜金矿区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 矿床地质特征

庙顶铜金矿床位于锦屏山矿集区的最北端，目前的勘探工作揭露矿体产出在锦屏山断层南东部盐源-丽江分区。矿区以马头山断层为界，南东部出露泥盆系中下统（D1-2），北西部出露二叠系（P1、P2β1）和中三叠统盐塘组（T2y），地层走向为NNE 向（图3）。矿区内构造发育，构造线主要呈NNE 向，少数呈NW-NNW 向。NNE向构造规模大，基本控制了矿区内地层的展布方向和分布范围，同时也控制了主要矿体的空间展布；NW-NNW 向构造规模较为小，常常切断NNE 向构造，也是重要的控矿构造。矿区内褶皱轴向为NNE 向，自北西向南东分别是司依诺背斜和马路塘向斜。断裂构造主要发育有马头山断层（F1）、锦屏山断层（F2）、青纳断层（F3）、F4、F5、F6和F8断层，其中与成矿关系密切的是F4、F5、F6和F8断层（图3）。

矿区内岩浆岩分布广泛，主要是上二叠统峨眉山玄武岩，局部分布有较少量的基性侵入岩。岩石不同程度地遭受到弱—强烈的区域变质作用，玄武岩发生片理化形成绿帘绿泥石片岩、原岩黏土岩变质成板岩和千枚岩，碳酸盐岩变质成大理岩等。

矿区自北向南划分为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ三个矿段，Ⅰ矿段共圈出3 个矿体，分别为Ⅰ-1CuAu 矿体、Ⅰ-2Cu-Au 矿体和Ⅰ-9Cu 矿体，Ⅲ矿段共圈出2 个矿体，分别为Ⅲ-1Cu 矿体和Ⅲ-3CuAg 矿体，Ⅰ、Ⅲ矿段还圈出了数十个矿化体，目前在Ⅱ矿段仅发现一处具良好找矿潜力的铜银隐伏矿化体，地表有矿化岩石出露，根据地表追索，物化探异常查证、样品化学分析和岩矿鉴定结果推断，应存在1 个NNE 向延伸的银铜矿化体，暂将其编号为Ⅱ-1AgCu 矿化体。Ⅰ矿段Ⅰ-1CuAu 矿体和Ⅰ-2CuAu 矿体赋存于峨眉山玄武岩与板岩夹砂岩的岩性接触界面附近的NNE 向断裂破碎带（F5）中，以脉状、似层状的形式产出，为倾向SEE的陡倾斜矿体，矿体目前控制长度分别为80 m和535 m，（真）厚度分别为1.35 m 和4.86 m，控制最大斜深242 m 和403 m；Au 平均品位分别为1.06×10-6和0.63×10-6，Cu 平 均 品 位 分 别 为0.88% 和0.64%，单个样品Ag 品位高达77.8 g/t。矿体受地层和构造双重控制，产状与地层一致。Ⅰ-9Cu 矿体赋存在峨眉山玄武岩NNE 向断层F4中。Ⅲ矿段Ⅲ-1Cu 矿体和Ⅲ-3CuAg 矿体也分别受NNW 向F6断层和NNE 向F8断层控制，矿体呈似层状或脉状产出。

根据岩矿鉴定和样品的X 射线衍射分析，矿石中金属矿物有磁铁矿、黄铁矿、磁黄铁矿、黄铜矿、斑铜矿、黝铜矿、方铅矿、铜蓝、辉铜矿等；脉石矿物有石英、玉髓、绿泥石、绢云母、白云母、方解石、白云石等。金主要有明金和显微金，以裂隙金、粒间金和包裹金的形式存在。裂隙金主要分布在磁铁矿、黄铁矿的裂隙中，少量分布在石英、方解石、重晶石等矿物的裂隙中；粒间金主要分布在磁铁矿、黄铁矿、黄铜矿和其他矿物粒间；包裹金常以可见金的形式产于其他矿物颗粒中。矿石结构可分为变晶结构、交代结构和变余结构。矿石构造主要有浸染状、脉状、网脉状、块状、片状、板状，其次有变余层状、弱片状、千枚状、皱纹状、多孔状、粉末状等（图4、图5）。围岩蚀变包括广泛发育于火山岩和板岩中的面型蚀变和沿构造破碎带发育的线型蚀变2 种。区域性面型热液蚀变主要有绿泥石化、绿帘石化、硅化（次生石英岩化）、碳酸盐化、钠长石化、磁铁矿化等。线型蚀变多沿构造破碎带发育，主要见于矿体及其两侧近矿蚀变围岩中，在矿体及其外围形成带状分布的褪色蚀变带。

根据不同矿脉之间的穿插关系和矿物共生组合特点，结合野外地质调查、岩矿鉴定和矿相学研究，将庙顶铜金矿床的形成划分为3个成矿期（表1）。

图4 庙顶铜金矿床典型矿石手标本照片a.次生石英岩型黄铜矿矿石；b.黄铜矿黄铁矿化碳酸盐化硅化含碳质硬绿泥石片岩；c.辉铜矿化磁铁矿化构造角砾岩；d.黄铁矿化黄铜矿化构造角砾岩；e.含重晶石铜硫化物矿石；f.含孔雀石蓝铜矿碳酸盐脉Py—黄铁矿；Cp—黄铜矿；Az—蓝铜矿；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）变质期：变质作用主要发生在印支期，板块碰撞使本区地层发生了强烈的区域变质变形作用和动力变质作用。区域变质作用使矿区含Cu、Au较高的峨眉山玄武岩和沉积岩等各类岩石经受强烈的改造，岩石发生变质重结晶作用，形成了片理化程度较高的绿泥石片岩、千枚岩和板岩等浅变质岩石，形成的主要矿物包括绿帘石、黝帘石、黑云母、绢云母、白云母、（硬）绿泥石等变质矿物，同时也形成了较多的磁铁矿。

（2）热液期：热液期是庙顶铜金矿床的主成矿期，该期划分为早期钠长石-白云母-黄铁矿阶段和晚期石英-方解石-黄铜矿阶段2 个成矿阶段。早期钠长石-白云母-黄铁矿阶段形成于中高温条件下，主要形成了钠长石+白云母+黄铁矿+黄铜矿+磁黄铁矿组合，该阶段是金成矿的主要阶段。晚期石英-方解石-黄铜矿阶段形成于中低温热液条件下，在断层破碎带中心，大量石英和碳酸盐矿物充填在构造角砾岩中，早期形成的黄铁矿被黄铜矿、斑铜矿、黝铜矿、磁黄铁矿和方铅矿等交代，同时伴随有大量石英、方解石和绢云母的形成，该阶段是铜成矿的主要阶段。

（3）表生期：金属硫化物的表生变化阶段形成了次生硫化物铜蓝、蓝辉铜矿和次生氧化物孔雀石、蓝铜矿、自然铜、赤铜矿等，它们叠加和局部富集。

图5 庙顶铜金矿床典型矿石镜下特征a.碳酸盐脉中的方解石；b.黑云母、绿帘石和绿泥石围绕石英生长；c.碳酸盐矿物和石英组成的脉；d.黄铜矿集合体包嵌黄铁矿；e.磁黄铁矿包围半自形的黄铁矿生长；f.黄铜矿与斑铜矿平直连生和呈固溶体分离结构；g.黄铁矿早于黄铜矿形成；h.产于石英脉中的自然金和黝铜矿；i.黄铁矿包嵌自然金和毒砂。a～c均为透射单偏光，d～i均为反射光Py—黄铁矿；Ccp—黄铜矿；Bn—斑铜矿；Po—磁黄铁矿；Ars—毒砂；Thr—黝铜矿；Au—自然金；Bt—黑云母；Ep—绿帘石；Chl—绿泥石；Qz—石英；Cal—方解石；Cb—碳酸盐矿物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 样品分析方法与实验结果

3.1 样品分析方法

3.1.1 硫同位素

对庙顶铜金矿床的10 件采自Ⅰ-2、Ⅲ-1 矿体、Ⅰ-1、Ⅲ-3 矿化体和Ⅱ矿段韩家村矿化点的样品在核工业北京地质研究所进行了硫同位素测试，代表性样品手标本和镜下显微特征如图4a、b、d、e 和图5b、d、e、g所示。样品经破碎后在双目镜下分别挑选出1 g 以上纯度大于99%，粒度40～60 目的单矿物，研磨到200 目以下，以Cu2O 和V2O5作为混合氧化剂，在高温真空条件下与黄铁矿样品反应，以将S 氧化成SO2。硫酸盐矿物先经艾氏卡试剂熔样提纯为纯净的BaSO4，再用V2O5氧化剂制备SO2，而硫化物样品直接以Cu2O 作氧化剂制备SO2。硫同位素测试程序为，选取黄铁矿等矿物粉末样50 mg，将样品和Cu2O 按1∶10 比例混合均匀并研磨至200目左右，在真空度达到（2.0%）Pa状态下加热，进行氧化反应，反应温度为980°C，生成SO2气体。在真空条件下，用冷冻法收集SO2气体，使用MAT-253 气体同位素质谱计分析硫同位素组成。测试结果以CDT为标准，计为δ34SV-CDT，分析精度优于±0.2‰。硫同位素参考标准为GBW-04414、GBW-04415硫化银标准，其δ34S分别为（-0.07±0.13）‰和（22.15±0.14）‰。

表1 庙顶铜金矿床矿物共生组合及生成顺序表Table 1 Paragenetic sequence of alteration and mineralization at the Miaoding Cu-Au deposit

3.1.2 碳、氧同位素

对庙顶铜金矿床的2 件采自Ⅰ-1CuAu 和Ⅲ-3AgCu 矿化体蚀变白云石的样品（图4d、f，图5c）在核工业北京地质研究所进行了C、O 同位素组成测试。样品经破碎筛选后，在双目镜下分别挑选出7 g以上纯度大于99%，粒度40～80 目的白云石单矿物进行测试分析。分析采用MAT-251EM 气体同位素质谱计，首先将不同的碳酸盐矿物与100%的H3PO4在不同的温度下反应生成H2O 和CO2气体，并通过恒温震荡使之达到氧同位素平衡，收集CO2气体。C和O 相对标准分别为V-PDB 和V-SMOW。样品的δ18OV-PDB和13CV-PDB直接从CO2气体测得，分析精度均为±0.2‰。计算白云石的δ18OV-SMOW时，采用δ18OV-SMOW=1.03086×δ18OV-PDB+30.86（Friedman et al.，1977；耿新霞等，2010）。

3.1.3 氢、氧同位素

对庙顶铜金矿床的3 件采自Ⅰ-2CuAu 矿体和Ⅰ-1CuAu 矿化体的石英单矿物（图4a、c；图5a）在核工业北京地质研究所进行了H、O 同位素组成测试。样品经破碎筛选后，在双目镜下分别挑选出7 g以上纯度大于99%，粒度40～80 目的单矿物进行测试分析，分析仪器为MAT-253 气体同位素质谱仪。氢同位素分析针对石英中的流体包裹体，采用爆裂法。首先选取40～60 目的包裹体样品5～10 mg，在105°C恒温烘箱中烧烤4 小时以上，用洁净干燥的锡杯包好备用。用高纯氦气冲洗Flash EA 元素分析仪里面的空气，以降低H2本底。当温度升高到1400°C，本底降到50 mv 以下时，可进行样品测试。将选取的样品在装有玻璃碳的陶瓷管里爆裂，释放出H2O、H2等含氢气体，H2O 和其他可能存在的有机物在高温下与碳发生还原反应，将含氢气体还原成H2，H2在高纯氦气流的带动下进入MAT-253 质谱仪，按连续流方式进行分析。测试结果以V-SMOW 为标准，记为δDV-SMOW，分析精度优于±1‰。氢同位素参考标准为北大标准水（δDV-SMOW=-64.8‰）及兰州标准水（δDV-SMOW=-84.55‰）。

氧同位素分析针对石英矿物，测试方法应用BrF5法（Clayton et al.,1972），具体测试程序为：在制样装置达到10-3Pa 的真空条件下，将选取的样品与纯净的BrF5在500～680°C 恒温条件下反应14 小时，释放出O2和杂质组分，将SiF4、BrF3等杂质组分用冷冻法分离出去后，纯净的O2在700°C 且有铂催化剂的条件下，与石墨恒温反应生成CO2，用冷冻法收集CO2，在MAT253 气体同位素质谱仪上分析样品的O同位素组成，测试结果以SMOW 为标准，记为δ18OV-SMOW，分析精度优于±0.2‰。氧同位素参考标准为GBW-04409、GBW-04410 石英标准，其δ18O 值分别为（11.11±0.06）‰和（-1.75±0.08）‰。

3.2 实验结果

3.2.1 硫同位素

庙顶铜金矿床10 件样品的硫同位素测试分析结果见表2。由表2 可知，庙顶矿床硫化物δ34S 值变化范围较大（-13.1‰～19.0‰），其中铜硫化物的δ34S值分布于1.9‰～7.1‰之间，为较集中分布的低正值，而黄铁矿的δ34S 值介于-13.1‰～19.0‰之间，极差达32.1‰，正负值分布较分散，δ34S 较大负值和正值均出现在Ⅰ矿段钻孔中。

表2 庙顶铜金矿床硫同位素组成Table 2 The sulfur isotopic composition of the Miaoding Cu-Au deposit

表3 庙顶Au-Cu矿床的δ13C值、δ18O值及主要碳储库的δ13C值Table 3 The δ13C and δ18O values of the Miaoding Cu-Au deposit and primary carbon reservoirs

3.2.2 碳、氢、氧同位素

庙顶铜金矿床2 件样品的碳、氧同位素测试分析结果见表3。由表3 可知，2 件白云石样品的氧同位素δ18O 值分别为25.86‰和19.36‰，碳同位素δ13C 值分别为1.7‰和-5.3‰。而张家坪子金矿的δ13C 值为-7.4‰～-3.4‰。岩浆流体的δ13C 值一般在-5‰，海相沉积碳酸盐岩的δ13C 值一般在0±3‰左右（表3）。

庙顶铜金矿床3 件样品的氢、氧同位素组成测试结果见表4，成矿流体δD 值变化范围集中在-65.2‰～-55.9‰ 之 间，δ18OH2O值 在-0.34‰～4.00‰之间。在δD-δ18O 图解（图6a）中，3 件样品投点落在正常岩浆水的左侧，介于岩浆水与大气降水线之间。

3.2.3 流体包裹体

矿石包裹体片镜下观察发现石英和重晶石内含有大量流体包裹体，包裹体成群分布，形态有圆状、次圆状、方形、不规则形等。根据室温条件下流体包裹体呈现的相态和充填度等特征，分出原生气液包裹体和次生包裹体。各主矿物中的原生气液包裹体气相分数均大于5%，其中，石英中包裹体介于1～10 μm，以3～6 μm 为主，重晶石中包裹体相对较小，主要为1 μm，达到了气液包裹体测温的基本要求（图7）。通过加热，气泡体积逐渐缩小，最后都均一到液相，获得均一温度及盐度（表5）。

表4 庙顶铜金矿床碳、氢、氧同位素组成Table 4 The C，H and O isotopic compositions of the Miaoding Cu-Au deposit

图6 庙顶铜金矿床石英δD-δ18O图解（a，底图据Taylor,1974;Craig,1961）和碳酸盐δ13C-δ18O图解（b，底图据刘建明等，1997；里伍铜矿床δD和δ18O值范围据李良波，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的三相包裹体（Ⅱ型）及含子矿物多相包裹体（Ⅲ型）的数量少，不具有统计意义，因此，气液两相包裹体（Ⅰ型）是研究的主要对象。冰点测定时，选择体积较大且相界线清晰的包裹体进行测定。所测包裹体均一温度变化范围为108.2～490.1℃，平均193.5℃（表5、图8a）。

表5 庙顶铜金矿床流体包裹体参数和显微测温结果Table 5 Various parameters and microthermometric results for fluid inclusion from the Miaoding Cu-Au deposit

图7 庙顶铜金矿床流体包裹体显微照片a、b为石英中流体包裹体；c、d为重晶石中流体包裹体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

在显微测温基础上，根据NaCl-H2O 体系气液两相包裹体水溶液的冰点（冰点温度tm），选择冰点-盐度公式w=0.00+1.78tm-0.0442tm2+0.000557tm3（Hall et al., 1988; 池国祥等，2009; 王祥东等，2014），来估算成矿流体的盐度。成矿流体的盐度介于在3.39%～23.83%之间，平均11.6%，统计峰值为14%（表5，图8b），显示出成矿流体具有中等盐度特征。在获得气液两相包裹体均一温度和盐度的前提下，进而根据刘斌等（1987）提出的经验公式：ρ=A+B×th+C×th2计算流体密度。式中，ρ 为盐水溶液密度（g/cm3），th为均一温度（°C），A、B、C 为无量纲参数，体系盐度为1%～30%，不同盐度（w）的流体对应不同的值：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（刘清泉等，2014）。计算的成矿流体密度变化于0.52～1.08 g/cm3，平均0.93 g/cm3（表5），总体上显示出成矿流体属于中等密度流体。

4 讨 论

4.1 成矿流体来源

成矿流体的氢、氧同位素组成是区分不同来源水的重要示踪剂。庙顶铜金矿床3 件样品的δD 值变化范围集中在-65.2‰～-55.9‰之间，位于正常岩浆水范围内（Taylor，1978；郑永飞等，2000）；δ18O值在-0.34‰～4.00‰之间，较岩浆水低（Ohmoto，1972；Sheppard，1986）。在δD-δ18O 图解（图6a）中，3件样品投点落在正常岩浆水的左侧，介于岩浆水与大气降水线之间，结合流体包裹体计算结果显示的中等密度的特征，表明成矿流体主要是岩浆水，后期有大气降水的混合。

矿石热液白云石中的C、O同位素组成是示踪成矿流体来源的有效手段。通常，成矿热液中的碳有幔源岩浆、海相碳酸盐岩、沉积物中的有机碳三大主要来源（Taylor et al.,1967；Veizer et al.,1976;刘建明等，1997；Hoefs，2018）。庙顶铜金矿床2件白云石样品的δ18O 值分别为25.86‰和19.36‰，δ13C 值分别为1.7‰和-5.3‰，在δ13C-δ18O 关系图解（图6b）中，样品ZK0101-B05 中蚀变白云石δ13C 值投点位于海相碳酸盐岩与岩浆-地幔之间，暗示Ⅰ-1AuCu 矿体的碳很可能来自岩浆热液，这一结论与邻区张家坪子金矿床研究结果大体一致，张家坪子金矿床30 件不同矿体样品，不同深度蚀变交代白云岩δ13C 值变化范围为-3.44‰～-7.40‰，平均值为-5.30‰（表6），同时与Hoefs (2018)界定的地幔来源碳同位素（-5‰±2‰）十分接近，显示出地幔碳来源特征；δ18O值变化范围9.40‰～18.81‰，平均值为16.06‰。在δ13CV-PDB-δ18OV-SMOW图解（图6b）中，样品投点均落在岩浆-地幔与海相碳酸盐之间，更靠近岩浆-地幔端员，表明张家坪子金矿的碳主要来自岩浆地幔，后期受到低温蚀变作用和海相碳酸盐溶解作用的影响。

图8 庙顶铜金矿床流体包裹体均一温度（a）和盐度直方图（b）Fig.8 Homogenization temperature(a)and salinity(b)for fluid inclusions from the Miaoding Cu-Au deposit

表6 庙顶Au-Cu矿床和张家坪子Au矿床碳、氧同位素组成对比Table 6 Comparison of carbon and oxygen isotopes of the Miaoding Au-Cu deposit and the Zhangjiapingzi gold deposit

在δ13CV-PDB-δ18OV-SMOW关系图解（图6b）中，样品B62 蚀变白云石δ13C 值投点仍位于海相碳酸盐岩区域内，与区域内的里伍铜矿床中成矿流体特征较为接近（李良波，2016），表明Ⅲ-3AgCu 矿体中的碳来自其围岩即泥盆系泥晶-微晶灰岩，这与矿体产出的地质环境高度吻合。样品B62 的δ13C 值较高，表明形成于碳酸盐岩区的Ⅲ-3AgCu 矿体脉石矿物白云石的δ13C 值高于形成于玄武岩区的Ⅰ-1AuCu 矿体脉石矿物白云石的δ13C 值，可能是岩浆热液流经碳酸盐岩地层，并且与地层发生水岩作用而导致δ13C值升高，或是碳酸盐岩变质脱水后形成的流体与岩浆水混合后导致δ13C 值升高，反映了在成矿过程中，来自地幔或岩浆的流体与周围的碳酸盐岩发生同位素交换反应，进而使δ13C 值向增高的方向漂移（杨富全等，2005）。

总之，与张家坪子金矿相似，庙顶Au-Cu 矿床的碳主要来自地幔，同时后期受到低温蚀变作用和海相碳酸盐溶解作用的影响。

4.2 成矿物质来源

由于硫可以出现于地质上所能跨越的所有温度范围内，因此它在稳定同位素地球化学中占有重要的位置（Hoefs,2018）。不同的地质储库中具有不同的δ34S 值范围，因此硫同位素组成可以有效示踪成矿物质中硫的来源。庙顶铜金矿床来自热液早期黄铁矿黄铜矿化次生石英岩样品中的黄铁矿和黄铜矿的δ34S 值分别为3.60‰和1.90‰，代表黄铁矿和黄铜矿达到了硫同位素平衡（陈华勇等，2008;李艳军等，2015），它们具有深源硫同位素的特征，指示成矿流体是深部岩浆热液来源。来自热液晚期黄铁矿、黄铜矿构造角砾岩样品中的黄铁矿和黄铜矿的δ34S值分别为-4.60‰和2.90‰，两者可能不同期或未达到硫同位素平衡。来自黝铜矿黄铁矿含重晶石铜硫化物矿石样品中的黄铁矿、黝铜矿和重晶石，δ34S值分别为8.40‰、7.10‰和35.00‰，其值明显偏高，初步认为是当成矿流体进入浅表环境时，由于氧化作用而使流体产生从而使流体呈酸性生成石膏等硫酸盐类矿物（Ruan et al.,1991）。

来自Ⅰ矿段钻孔中的2 个黄铁矿样品分别产生了较大负值和正值的δ34S 值，其值分别为-13.10‰和19.00‰，以及来自钻孔ZK2101 中黄铜矿黄铁矿化碳酸盐岩化硅化硬绿泥石片岩的黄铁矿δ34S为-1.20‰。结合硫化物产状和包裹体的盐度，笔者认为具有较大δ34S 负值的样品来自含碳质硬绿泥石片岩，碳质可能对硫具有还原作用，而具有较大δ34S正值的硫可能受富34S 海相硫酸盐的影响，亦即地层中的膏盐层，硫酸盐通过热化学还原作用时可以转化为H2S，当含矿流体与其相遇，在有利的空间中便沉淀成矿（Huang et al.,2013；朱永峰等，2010，曹勇华等，2011，甄世民等，2013）。在庙顶铜金矿区南部野外地表泥盆系砂板岩裂隙空洞中可以见到有短柱状乳黄色石膏晶体，表明矿区地层中富含膏盐，因此进一步证实了较大δ34S正值是受到了海相硫酸盐的影响。

根据稳定同位素地球化学特征，并结合区域相似矿床的成矿流体特点，笔者认为庙顶铜金矿床的成矿流体应为岩浆热液来源，野外可见蚀变带中的玄武岩比远离蚀变带的新鲜玄武岩的颜色明显变浅，矿区内5 件新鲜的玄武岩样品元素分析结果显示，Au、Ag、Cu 的丰度值分别为6.27×10-9、136×10-9和182.26×10-6，具有提供成矿物质的潜力。流体在运移过程中与围岩发生了一定程度的水岩反应，导致玄武岩中的Au、Cu等成矿元素遭受淋滤而进入成矿流体（刘英俊等，1991；黄诚等，2013；Pitcairn et al.,2015a；2015b），这些溶解在成矿流体中的成矿元素在减压的断裂系统中沉淀成矿。Au、Cu等成矿元素是否部分来源于岩浆热液，还需要进一步的研究工作证实。

4.3 成矿机制

在成矿前变质期，中三叠世末期开始的板块碰撞使研究区地层发生了强烈的褶皱和变质。在褶皱隆起初期，研究区地层发生了较强的区域变质作用，泥质岩石变质为板岩、黑云母片岩，灰岩部分变为大理岩，玄武岩部分变为各种片岩，如硬绿泥石片岩等。该期形成的磁铁矿矿区Ⅰ矿段玄武岩、片岩和板岩地层中广泛存在。岩矿鉴定结果表明，磁铁矿的来源与区内大面积分布的基性火山岩——玄武岩有关。变质作用使原岩的结构和构造遭到完全的破坏，初始矿源层产生新的岩石组合，矿物成分也发生了变化，其中铜、金等有用金属元素被释放出来，形成温度较高的含矿变质溶液，为后期矿化提供了成矿物质和热液来源。

在早期钠长石-白云母-黄铁矿阶段，研究区构造作用由区域变质作用转变为动力变质作用，并伴随着热液成矿作用，形成含挥发分和矿化剂的白云母绿泥石片岩（Ⅰ矿段）和钠长石岩脉（韩家村剥土B6、Ⅲ矿段）。该阶段的钠长石、白云母、石英、黄铁矿等矿物形成于中高温条件下，伴随磁铁矿被黄铁矿交代而形成了矿区主要的金矿化和少量的铜矿化。在晚期石英-方解石-黄铜矿阶段，随着成矿流体温度的降低，在断层破碎带中化学性质较活泼的片岩（Ⅰ矿段）、石灰岩（韩家村剥土B6、Ⅲ矿段）和板岩（Ⅰ、Ⅲ矿段、韩家村剥土B6）等岩石发生热液蚀变而形成绿泥石、绢云母、碳酸盐（包括方解石、菱铁矿）等中低温蚀变矿物，在破碎带的中心，大量石英和碳酸盐充填在构造角砾岩中，同时，黄铁矿被黄铜矿、黝铜矿、磁黄铁矿和方铅矿等交代，形成了矿区重要的铜矿化。当成矿流体进入地表环境时，由于氧气渗入而使流体氧化产生，使溶液呈酸性，生成硫酸盐类矿物重晶石。由于δ34S 值出现了较大负值和正值，加之在矿区南部地表泥盆系砂板岩裂隙空洞中见到有短柱状乳黄色石膏析出，笔者认为硫既受到了矿石围岩含碳质硬绿泥石片岩中硫的还原作用的影响，又受到了富34S 海相硫酸盐（膏盐层）的影响。在表生成矿期间，矿床硫化物的表生变化阶段形成了次生硫化物铜蓝、蓝辉铜矿和次生氧化物孔雀石、蓝铜矿、自然铜、赤铜矿等，它们叠加和局部富集。据此初步判定矿床的形成经历了高温到中温最后到低温的变化过程，矿床应归属为岩浆热液交代矿床。

5 结 论

（1）庙顶铜金矿床的形成经历了3个成矿期，即变质期、热液期和表生期，变质期为后期矿化提供矿质和热液来源；主成矿期为热液期，又分为早期钠长石-白云母-黄铁矿阶段和晚期石英-方解石-黄铜矿阶段；表生期形成了铁的氧化物、铜的次生硫化物及次生氧化物等的叠加和局部富集，矿床的形成经历了高温到中温，最后到低温的变化过程。

（2）庙顶铜金矿床样品的硫同位素组成复杂，δ34S值变化范围较大，在Ⅰ矿段钻孔中出现了δ34S较大负值和正值，初步认为硫既受到了矿石围岩——含碳质硬绿泥石片岩中硫的还原作用的影响，同时又受到了富34S海相硫酸盐（膏盐层）的影响。

（3）白云石的C、O 同位素组成研究表明，与区域张家坪子金矿相似，庙顶铜金矿床的碳主要来自地幔，后期受到低温蚀变作用和海相碳酸盐溶解作用的影响。石英的H、O同位素组成研究表明成矿流体主要为岩浆热液，在后期伴随有大气降水的混合。

（4）与区域上其他金矿床相比，庙顶铜金矿床具有明显不同的特点，产出有重要工业价值的铜矿石，成因类型属于岩浆热液交代矿床，从而对锦屏山地区铜金矿床的找矿预测具有重要的指示意义。

致 谢稳定同位素和流体包裹体测试工作得到了核工业北京地质研究院测试中心的大力帮助，稿件撰写过程中得到了中国地质科学院矿产资源研究所王登红研究员的指导和帮助，审稿专家和编辑提出的宝贵意见对稿件的质量有了极大的提高，在此致以崇高的谢意。