云南九顶山斑岩-矽卡岩型铜钼矿床成矿机制研究

2021-11-23范佳，郭虎，赖勇，吕鑫

岩石矿物学杂志 2021年6期

范佳，郭虎，赖勇，吕鑫

(造山带与地壳演化教育部重点实验室，北京大学地球与空间科学学院，北京 100871)

斑岩型矿床体系是与具斑状结构的花岗质侵入体密切相关，自侵入体中心向外包括斑岩型矿床、矽卡岩型矿床的复合型矿床(Sillitoe， 2010)。据Misra(2000)统计，世界上绝大多数产于碳酸盐地层中的斑岩矿床都伴生一定程度的矽卡岩成矿作用；二者具有时空及成因上的联系，共同组成斑岩成矿体系，并互为找矿标志(翟裕生， 1983；肖波等， 2011)。国内外多位学者对此类复合型矿床的产出背景及矿化机理做了综述，认为矿床中岩株侵位较浅并受应力反复作用出现明显破碎，有利于热液渗流，围岩以碳酸盐岩为主，且与泥质岩层构成利于交代的封闭环境(Einaudietal., 1981；翟裕生， 1983； Misra， 2000)。我国西藏冈底斯驱龙铜钼矿床及青海江里沟Cu-W-Mo矿床都属于典型的斑岩-矽卡岩复合型矿床(肖波等， 2011；张涛等， 2015)。

“三江”-特提斯地区经历了古生代与中生代原、古、新特提斯洋俯冲和闭合相关的增生造山过程，新生代以来又叠加了印度-欧亚板块汇聚的碰撞造山作用(吴元保等， 2004；张洪瑞等， 2010；邓军等， 2011， 2020；杜斌， 2020)。长期复杂的造山作用使得该地区壳幔结构复杂，深部的岩石圈地幔改造和浅部的变质变形相互促进，致使大量的成矿物质上涌，形成了诸如增生造山海底喷流型Cu-Pb-Zn-Ag、增生-碰撞造山岩浆热液型Cu-Mo-Sn-W、碰撞造山盆地卤水-岩浆热液型Pb-Zn-Ag-Cu和碰撞造山斑岩-矽卡岩型Au-Cu-Mo及造山型金矿等多个复合成矿系统(邓军等， 2020)。其中， “三江”-特提斯成矿带中段发育了多个新生代大型斑岩-矽卡岩型矿床，主要包括北衙Au、九顶山(马场箐)Cu-Mo和哈播Cu-Mo矿床，上述斑岩-矽卡岩矿床成矿时代集中在～35 Ma(李勇等， 2011；郭晓东等， 2012；孟中能等， 2019)。

九顶山斑岩-矽卡岩型铜钼矿床中，核部斑岩型主要为Mo(Cu)矿化,而接触带矽卡岩型为Cu(Mo-Au)矿化及外围Pb-Zn矿化(王冬冬， 2013； Guoetal., 2020)。虽然学者提出不同岩浆热液系统具有不同的成矿元素分带(邓军等， 2016)，同一矿床内的成矿元素分带通常与流体连续沉淀有关，系统的流体包裹体及热液矿物研究可以构建矿床空间尺度的流体演化过程(Theodoreetal., 1986； Audetatetal., 2000； Sharpe and Gemmell, 2000；宋雨春， 2006；王长明等， 2006； Clark and Gemmell， 2018)。对九顶山矿床而言，现有的研究还缺乏对铜、钼成矿作用差异的精细刻画和对比，没有厘清斑岩-矽卡岩成矿系统铜、钼成矿作用的解耦机理。作为斑岩-矽卡岩矿床中常见的副矿物，锆石和石榴石可以详细地记录岩浆和成矿流体的温度、氧逸度信息(辛洪波等， 2008； Trailetal., 2012； Tianetal., 2019； Jiangetal., 2020)，准确还原岩浆-热液系统的流体演化特征，约束不同成矿阶段的金属沉淀机制。本文在详细的野外观察基础上，对九顶山矿区成矿岩体中的锆石及矽卡岩中的热液石榴石进行了原位(主)微量元素分析，结合不同类型矿石的成矿元素特征，试图对岩浆热液系统及矽卡岩系统中的流体特征及成矿元素行为进行一定的限定，为区域内该类型矿床找矿提供理论依据。

1 区域地质背景

九顶山斑岩-矽卡岩型铜钼矿床位于“三江”-特提斯成矿域(藏东-滇西)内金沙江-哀牢山构造带中段(图1a)。“三江”-特提斯成矿域在新生代的成矿作用主要与印度、欧亚板块的碰撞有关(Linetal., 2005)，该碰撞可分为主碰撞(65～41 Ma，侯增谦等， 2006c)、晚碰撞(40～26 Ma，侯增谦等， 2006a)和后碰撞(25～0 Ma，侯增谦等， 2006b)3个阶段，分别以汇聚挤压、走滑剪切和拉张伸展为特征(邓军等， 2011)。在晚碰撞至后碰撞阶段， “三江”地区发生了重要的构造转换，形成了大规模的走滑断裂，这对于金沙江-哀牢山构造带的成岩成矿起到了明显的控制作用(侯增谦等， 2006c)。金沙江-哀牢山构造带于～42 Ma开始发生右旋走滑剪切(Hou， 2003)， 35～26 Ma又开始发生大规模的左旋走滑剪切，这一转变过程中诱发了地幔的部分熔融(张连生等， 1996)，形成了大量的富碱含矿斑岩侵入体，其中以藏东玉龙斑岩成矿带最具代表性，滇西地区姚安、北衙及哈播等大型斑岩矿床的形成亦与其相关。玉龙斑岩成矿带(图1b)长约300 km，由玉龙(超大型)、马拉松多(大型)、多霞松多(大型)等斑岩铜矿床及多个含矿斑岩体组成，含矿岩体多为二长花岗斑岩和碱长花岗斑岩，时代集中在41～37 Ma之间，属于钾玄质岩石系列，同时具有埃达克岩特征，源区为富集岩石圈地幔的部分熔融(张玉泉等， 1998； Houetal., 2003；姜耀辉等， 2006)。滇西地区发育姚安、北衙、马厂箐及哈播等多个与新生代富碱斑岩侵入体相关的大型斑岩矿床，该地区富碱斑岩侵入体成岩年代与玉龙斑岩成矿带相近，集中于40～32 Ma之间(李勇等， 2011)，地球化学分析显示这些侵入体具新元古代下地壳及EM Ⅱ型地幔混合源区的特征(Luetal., 2013；赵阳刚， 2016；孟中能等， 2019； Guoetal., 2020)，前人普遍认为，印度板块与欧亚板块65～41 Ma间的碰撞过程使金沙江构造带附近的大陆岩石圈地幔(continental lithospheric mantle， CLM)加厚， 37～35 Ma之间，过厚的CLM发生拆沉，导致软流圈上涌，诱发残余岩石圈地幔熔融形成基性岩浆，基性岩浆又使下地壳角闪岩部分熔融形成长英质岩浆并与其混合，最终形成滇西地区壳幔混源的富碱斑岩侵入体(Turneretal., 1996； Luetal., 2013； Guoetal., 2020)。

图1 “三江”-特提斯成矿域地质简图(据邓军等， 2010修改)

区域内各个时代地层出露完整，主要有奥陶系砂岩、泥盆系灰岩和白云岩、石炭系与三叠系灰岩、侏罗系和白垩系泥岩及第四系沉积物等(1)西南冶金地质勘探公司310地质队. 1981. 祥云马厂箐铜钼矿床成矿规律图1∶5 000.；由于经历了多期的构造活动，区内褶皱和断裂较为发育，整个研究区位于NE向展布的向阳复式背斜之中，并夹持于洱海-红河断裂(NW向)和程海-宾川断裂(NE向)之间(毕献武等， 1999)；从晚古生代至新生代，区内岩浆活动亦十分频繁，海西早期主要形成有巨厚的玄武岩，分布在向阳复背斜东侧；海西晚期以基性-超基性岩侵入为主，多为辉长/辉绿岩脉；而印支-燕山期岩浆活动较弱，仅有部分脉岩出露；进入喜马拉雅期，岩浆活动强烈，岩石类型较多，但以碱性杂岩体为主，与成矿关系十分密切(王冬冬， 2013)。

2 矿床地质特征

九顶山矿床位于云南省弥渡县境内，赋存在马厂箐杂岩体之中。矿区内主要出露地层有下奥陶统向阳组(O1x)和下泥盆统康郎组(D1k)(图2a)。其中，向阳组在本区出露的是第三段(O1x3)和第四段(O1x4)地层。第三段由石英砂岩组成，并夹杂有少量页岩，分布于矿区北部。第四段可分为2个亚段，上亚段(O1x4-1)上部为细砂岩与灰岩互层，中下部为粉砂岩和泥质细砂岩，构成岩体的外接触带，为铜矿体的主要赋存部位；而下亚段(O1x4-2)为粗粒或细粒互层状砂岩。康郎组主要由白云质灰岩或白云岩组成，分布范围较广。此外，在山顶与沟谷地区还分布有少量的第四系沉积物。除两大主要断裂(洱海-红河断裂、程海-宾川断裂)外，矿区中还发育有诸多的次级断裂，如近EW向基底断裂(F1)、NE向响水断裂(F2)、NEE向乱硐山断裂(F3)和NE向九顶山-梯子水断裂(F4)(图2a)等(姜华等， 2013)，其中NE向断裂为矿区最重要的控岩和控矿构造。

图2 九顶山铜钼矿床矿区地质图(据俞广钧， 1988； Lu et al., 2013修改)

马厂箐杂岩体以新生代花岗质侵入岩为主体，多呈岩株、岩脉或岩床产出，可被晚期的煌斑岩墙或辉绿岩脉所穿切(图2a)。自西向东依次分布有双马槽、宝兴厂、乱硐山、人头箐和金厂箐5个矿段，九顶山铜钼矿位于宝兴厂东北方向，与成矿有关的侵入岩为二长花岗斑岩和似斑状花岗岩。二长花岗斑岩具有典型的斑状结构，斑晶通常为斜长石、石英或黑云母，粒径介于0.5～3.0 mm之间(图3a， 3e)；似斑状花岗岩主要矿物组成有钾长石(40%～45%)、斜长石(25%～30%)、石英(20%～25%)和黑云母(5%)，副矿物有磷灰石、磁铁矿、锆石等，粒径大小不一，大小介于0.02～0.08 mm之间(图3b， 3d)。

野外地质调查发现，岩体与围岩均发生强烈热液蚀变，不同蚀变分带伴随不同类型矿化及金属矿物组合。其中酸性侵入岩普遍发育钾化、硅化及微弱绢云母化蚀变(图3i， 3j)，典型热液矿物包括石英、钾长石及少量黑云母；岩体与碳酸盐围岩接触带矽卡岩化明显，发育透辉石、石榴石等矽卡岩矿物(图3f， 3g)，被晚期硫化物脉体充填；远离岩体的二叠系向阳组砂泥岩局部强烈角岩化，发育绢云母蚀变(图3h)。矿区存在与岩体和蚀变相关的成矿元素分带，其中核部岩体钾化-硅化带主要以Mo-(Cu)矿化为主，钼矿体主要产于钾化带，呈网脉状、浸染状或条带状(图3c)，受构造裂隙产状控制明显，辉钼矿多呈鳞片状集合体(图3k)，粒径在1～10 mm不等。围岩与侵入体的接触带部位发育有矽卡岩化蚀变，大量石榴石与Cu-(Mo)矿化同时出现，铜矿体多呈块状、网脉状或细脉浸染状产出，受接触带形状控制明显，黄铜矿多为半自形粒状(图3l)，粒径大小为0.1～2 mm，鲜与辉钼矿伴生。角岩化围岩中可见零星黄铁矿，于构造破碎带状可见微弱铅锌矿化发育。总体而言，九顶山Cu-Mo矿床呈现出典型的内钼外铜特征，钼矿体主要见于含矿岩体，接触带强烈发育铜矿化，伴生微弱钼矿化，远端地层发育微弱Pb-Zn矿化(图2b)，蚀变和矿化类型显示由高温向低温演化的趋势，与成矿流体在距离岩体越远的位置温度越低的特点相符(郭晓东等， 2009；姜华等， 2013； Luetal., 2013)。

图3 九顶山铜钼矿床岩石手标本及显微照片

3 样品特征及测试方法

对采自九顶山矿床钻孔ZK1102的二长花岗斑岩(Z1102)及钻孔ZK1601的似斑状花岗岩(Z16)共2个样品进行全岩微量元素及锆石微量元素分析；对采自九顶山矿床矽卡岩化岩体(Z16-30)中的石榴石进行电子探针分析及微量元素分析；根据岩体与矿体间的穿插关系，采集九顶山矿床井下及露头的多期岩体和矿体共31个样品进行成矿元素分析。

全岩微量元素分析在武汉上谱分析科技有限责任公司完成，采用Agilent 7700型等离子体质谱仪(ICP-MS)分析，测试精度高于5%。

二长花岗斑岩(Z1102)和似斑状花岗岩(Z16)样品经过碎样后使用磁法分选，于双目显微镜下挑选锆石并制作环氧树脂靶。元素分析前使用MIRA3型场发射扫描电镜对锆石进行CL成像分析以规避锆石内部包裹体及裂隙，扫描电压为7 kV，扫描时间2 min。选取典型矽卡岩阶段样品(Z16-30)薄片进行观察，筛选具有典型环带特征的石榴石薄片进行原位成分分析，点位与电子探针主量分析基本一致。微量元素分析在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成，分析仪器为Agilent 7500 CE/CS激光烧蚀等离子质谱仪(LA-ICP-MS)，激光频率5 Hz，能量密度20 J/cm2，束斑32 μm。该仪器使用气体He作为载体，单次分析包括约20 s空白采样及40 s剥蚀采样时间，使用NIST610作为元素分析标样， NIST612及614作为监控标样，29Si为锆石元素内标，电子探针Ca含量为石榴石元素内标。数据处理使用GLITTER 4.4软件(Griffin， 2008)。

石榴石主量元素电子探针分析在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成。仪器型号为JEOL JXA-8100，加速电压15 kV，电流10 nA，束斑2 μm，标样为美国SPI公司的53种矿物，使用PRZ方法进行修正，详细分析方法及检测限参考(Shuetal., 2013)。

对采自矿区井下和露头的31个含矿样品及岩体进行成矿元素分析，实验在河北省区域地质矿产调查研究所完成。其中Ag 采用光谱半定量法检测； Cu、Pb、Zn、Mo、W、Ti、Sn采用电感耦合等离子体原子发射光谱法检测； As、Sb、Bi采用原子荧光法检测。

4 测试结果

4.1 锆石微量元素特征

九顶山铜钼矿床二长花岗斑岩(Z1102)及似斑状花岗岩(Z16)微量元素及锆石微量元素测试结果见表1。二长花岗斑岩和似斑状花岗岩的锆石晶型完好，多为自形，发育典型的岩浆锆石震荡环带。二长花岗斑岩中锆石的∑REE值范围为330×10-6～999×10-6，平均628×10-6，似斑状花岗岩中锆石的∑REE值范围为523×10-6～921×10-6，平均693×10-6，稀土球粒陨石标准化图解中两者均呈现轻稀土元素亏损、重稀土元素富集的左倾形态，具明显Ce正异常及轻微Eu负异常(图4)。二长花岗斑岩中锆石δEu值为0.63～0.75，平均值为0.69，似斑状花岗岩中锆石δEu值为0.66～0.82，平均值为0.73。二长花岗斑岩和似斑状花岗岩锆石均显示较高的Th/U值(0.39～1.46)，结合其震荡环带特征，可以确定两者均为岩浆锆石(Rubatto and Gebauer, 2000；吴元保等， 2004)。

表1 九顶山铜钼矿床二长花岗斑岩及似斑状花岗岩微量元素及锆石微量元素组成 wB/10-6

续表1 Continued Table 1

图4 九顶山铜钼矿床岩体锆石稀土元素配分图(球粒陨石标准化值据Sun and McDonough, 1989)

4.2 石榴石主量、微量元素特征

石榴石化学通式为A3B2[SiO4]3，其中A位置主要为Mg2+、Fe2+、Mn2+、Ca2+等二价阳离子， B位置则是 Al3+、Fe3+、Cr3+等三价阳离子。由于B位置三价阳离子可以彼此发生类质同像替代，但A位置Ca2+相较于Mg2+、Fe2+、Mn2+等离子具有更大的离子半径，很难与这些离子形成类质同像，所以依照A位置离子成分将石榴石族矿物划分为2个系列(常丽华等， 2006；王徽枢， 2015)： ① 铝质石榴石系列，包括镁铝榴石(Mg3Al2[SiO4]3)、铁铝榴石(Fe3Al2[SiO4]3)及锰铝榴石(Mn3Al2[SiO4]3)，其A位置为Mg-Fe-Mn类质同像替代， B位置为Al3+； ②钙质石榴石系列，包括钙铝榴石(Ca3Al2[SiO4]3)、钙铁榴石(Ca3Fe2[SiO4]3)及钙铬榴石(Ca3Cr2[SiO4]3)，其A位置为Ca2+， B位置存在Al-Fe-Cr类质同像替代。只含单一组分的石榴石很少见(姚远等， 2013)，大多发育成分环带。

镜下可见九顶山矿区矽卡岩中的石榴石环带结构发育，局部可见石榴石双晶(图3g)，正交偏光下异常消光现象显著，暗部为富Fe端员，亮部为富Al端员，通常石榴石核部较暗，边部较亮，也可见部分暗色生长边，表明其生长过程中存在物理化学条件波动或周期性的物质供给。选取典型石榴石进行电子探针分析，其点位分布如图3g，分析时避开矿物包体及裂隙，尽量等间距(约25 μm)分析。以8个阳离子总数对石榴石探针分析结果进行标准矿物计算，其结果见表2(36点)。除暗色边外，石榴石核部至边部SiO2(35.23%～37.70%)、CaO(34.80%～36.20%)及MnO(0.30%～0.78%)含量无明显变化(图5)， Al2O3含量明显增加(核部0.35%，边部8.58%)， FeO*含量显著降低(核部28.61%，边部18.18%)， TiO2降低(核部0.92%，边部0.01%)。暗色边具有类似核部的元素组成(图5b)。根据标准矿物分子式电荷平衡计算所得石榴石中的铁均为三价铁。石榴石由核至边逐渐过渡为高Al低Fe特征， FeO*与Al2O3含量成线性负相关关系，表明控制九顶山矽卡岩阶段石榴石类质同像替换的主要方式为Fe3+↔ Al3+。依据的石榴石分类标准计算得出不同成分比例。石榴石核部主要为钙铁榴石，由核至边，钙铁榴石的比例降低，钙铝榴石的含量增加；尽管石榴石边部相对核部有微弱的MnO含量升高，锰铝榴石并不占据石榴石主要成分(图5c)。

表2 九顶山铜钼矿床石榴石电子探针分析结果 wB/%

续表2 Continued Table 2

图5 九顶山铜钼矿床矽卡岩石榴石成分图解(a～c)及不同矽卡岩矿床石榴石成分特征(d，据Meinert et al., 2005修改)

石榴石微量元素分析结果见表3，石榴石边部相对核部亏损轻稀土元素，核部轻稀土元素含量可达95.48×10-6，边部最低约31.86×10-6，石榴石重稀土元素分布均匀，平均为17.89×10-6(图6)。相对核部，不同石榴石颗粒边部普遍富集Eu，石榴石δEu由核部最低0.27提高至边部最高3.29。石榴石边部相对核部还富集变价元素Th、U及成矿元素Cu，相对亏损Mo、W、Bi， Pb、Zn含量变化不明显。

表3 九顶山铜钼矿床石榴石微量元素含量表 wB/10-6

续表3 Continued Table 3

图6 九顶山铜钼矿床石榴石球粒陨石标准化稀土元素配分图(球粒陨石标准化值据Sun and McDonough, 1989)

4.3 成矿元素特征

选取矿区早于侵入体侵位的二长斑岩，正长斑岩以及与成矿同期的(二长)花岗斑岩、似斑状花岗岩、矿化脉体、矽卡岩及穿切花岗岩的煌斑岩样品进行了成矿元素Ag-Sn-Cu-Pb-Zn-Mo-W-Ti-As-Sb 的元素分析，详细结果见表4。不同成矿元素的富集趋势呈现显著差异。Cu、Ag主要富集于矽卡岩及黑云母煌斑岩中(Cu：730×10-6～13 700×10-6、平均4 127×10-6； Ag： 0.44×10-6～17.57×10-6、平均3.25×10-6)； W富集于似斑状花岗岩及矽卡岩中(52×10-6～1 500×10-6、平均279×10-6)； Mo在各个岩体及蚀变带中含量差异不显著，仅在似斑状花岗岩中含量偏高(437×10-6)； Pb、Zn在岩体中的富集程度较低(Pb：平均9.8×10-6； Zn：平均14.1×10-6)，在含矿脉体、矽卡岩及蚀变带中略高(Pb平均38.4×10-6； Zn平均80.0×10-6)； Sn主要富集于矽卡岩中(17.59×10-6～30.93×10-6、平均25.25×10-6)； As-Bi在岩体中的含量比较平均，在蚀变带中有显著富集(As平均11.9×10-6； Bi平均101×10-6)； Ti、Sb等元素分布未有显著的空间差异。整体而言，九顶山矿床呈现出似斑状花岗岩及二长花岗斑岩高Mo/Cu值、矽卡岩带低Mo/Cu值的特征， Pb、Zn主要分布于蚀变带外侧， Ag、Sn主要富集于矽卡岩中的元素分带特征。

表4 九顶山铜钼矿床含矿样品成矿元素含量表 wB/10-6

5 讨论

5.1 岩体氧逸度特征

式中Ui为利用锆石U-Pb年龄校正后的初始U含量，校正年龄为34.7 Ma(郭虎， 2021)。此方法误差范围小， △FMQ误差在0.6以内，不受结晶温度、压力及熔体成分的影响，且与角闪石等矿物成分计算得到的结果相吻合(Loucksetal., 2020)。岩浆结晶的温度可利用锆石中的Ti温度计进行计算(Ferry and Watson， 2007； Ferrissetal., 2008)，详细结果亦列于表1。可以看出，二长花岗斑岩△FMQ为+1.2～+2.5， lgfO2为-17.8 ～-13.6；似斑状花岗岩△FMQ为+1.2～+2.8， lgfO2为-17.7～-13.2。在lgfO2-t图解中，所有的样品均介于FMQ和HM缓冲线之间(图7)，也表明含矿岩体具有较高的氧逸度，与第一种计算方法结论一致。前人研究认为九顶山矿区新生代花岗质侵入体(34.9～34.7 Ma)源区为扬子西缘下地壳，经历了高角闪岩相的部分熔融并有幔源组分的混入(郭晓东等， 2012； Guoetal., 2020)。上述幔源组分经历了俯冲流体/熔体的交代，因此造就了含矿岩浆的高氧逸度特征。正是在这种高氧化性的条件下，深部岩浆趋于硫不饱和，大量的金属Cu和Mo随着岩浆上涌携带至地表，为该地区铜钼矿化提供了可能。

图7 九顶山矿区似斑状花岗岩与二长花岗斑岩的lgfO2-t图解(据Frost， 1991)

5.2 石榴石对矽卡岩矿化的指示

石榴石是干矽卡岩阶段的典型特征矿物之一(应立娟等， 2012)，其形成有利于裂隙发育、含矿流体运移，并能为矿化提供容矿空间(高雪等， 2014)。同时，石榴石的种类及环带特征与其生长过程中物理化学条件的变化相关(Zhaietal., 2014； Feietal., 2019)，不同成分之间的过渡可以还原成矿流体的演化过程(Jamtveitetal., 1993)。

图8 九顶山矿区石榴石环带微量元素图解

而基于实验和热力学模拟(Sweeney， 1980； Baghbanetal., 2016)，矽卡岩中CO2对钙铁榴石-钙铝榴石类质同像替换影响较大。在t-xCO2图解中(图9)，典型的矽卡岩热液流体中的CO2摩尔分数一般为0.2～0.5(Einaudietal., 1981)，对于钙铝榴石摩尔分数含量为2.64%～38.70 %的九顶山矿区石榴石而言，其形成温度可能为480～589℃，明显低于岩体形成温度。然而，单纯的体系温度降低将导致石榴石中钙铁榴石的含量增加，这也解释了诸多矽卡岩石榴石逐渐富Fe的原因(姚晓峰等， 2014)，却并不适用于本矿床石榴石逐渐富Al的事实。值得注意的是，流体中CO2的含量对钙铁榴石-钙铝榴石替换的控制非常明显，热液中大量的CO2释放或外来流体的混合可以显著降低体系CO2含量，促进钙铁榴石在有限的温度范围内过渡为富Al石榴石。胡瑞忠等(1997)通过对九顶山矿区黄铁矿流体包裹体进行He-Ar同位素分析，获得成矿流体是岩浆流体和大气水混合形成的结果。本文对石榴石成分特征(图5b)进行研究后发现石榴石边部并不完全贫Fe，由内至外铁铝含量呈锯齿状，局部可见富Fe成分端员，暗示在石榴石生长过程中存在周期性的流体波动和间歇性的富Fe组分供给。以上事实充分说明九顶山矿床矽卡岩阶段流体属于氧化性岩浆热液流体与大气水充分混合的产物，与前人研究所得出结论一致(胡瑞忠等， 1997)。由此，石榴石成分环带表明九顶山矽卡岩热液系统继承了高温岩浆热液的氧化性特点，岩浆热液与大气水的混合是流体的主要来源形式，流体演化后期氧逸度降低， Mo与W同硅酸盐矿物共同沉淀， Cu进一步富集于流体中，在更晚期以硫化物的形式沉淀，充填于早期硅酸盐矿物间。

图9 钙铁榴石-钙铝榴石固溶体t-xCO2热力平衡图解(据Sweeney， 1980修改)

5.3 元素分带与成矿

基于岩体微量元素特征及矿石成矿元素分析结果(表4)，不同金属元素间的相关程度差异明显，其中Cu主要与Ag、W存在较强关联，产于矽卡岩及蚀变煌斑岩中，三者在不同矿化阶段的富集特征具有一致性； Mo与其他元素无明显相关性，产出位置与Cu亦存在差异。上述分析与野外观察一致，矿区核部斑岩矿化系统以Mo为主、接触带矽卡岩矿化以Cu为主，外侧蚀变带发育一定程度的Pb-Zn矿化。图5d展示了不同类型矿床中石榴石的主要元素含量，可以看到九顶山矽卡岩中的石榴石完全符合Cu-Mo-Au矽卡岩系统特点。由图5d可知， W-Zn-Sn矽卡岩热液系统中普遍含有一定量的锰铝榴石、铁铝榴石、镁铝榴石组分，这与上述成矿热液系统Mn(Ⅱ)、Fe(Ⅱ)、Mg的高溶解度有关(Reed and Palandri, 2006； Liu and Xiao, 2020)，与九顶山矿床流体氧化性特征不符。石榴石核部至边部成矿元素Mo、Cu、W含量存在显著差异(图10)，相对富Mo、W的石榴石核部继承了岩浆流体的成分特征，由核部至边部， Mo、W含量显著降低，表明上述两类金属元素伴随硅酸盐矿物结晶发生卸载，沉淀于矽卡岩热液系统早阶段，并未富集于后期流体中；相比Mo、W， Cu主要富集于石榴石边部，暗示硅酸盐矿物的沉淀过程并未导致含铜硫化物沉淀， Cu与Mo、W具有不一致的沉淀行为。

图10 钙铁榴石-钙铝榴石成矿金属元素图解(a～c)及矽卡岩石榴石微量元素相关性分布图(d)(据Jiang et al., 2020)

不同类型矿床石榴石具有显著差异的微量元素特征，收集前人对不同矽卡岩矿床中石榴石的REE、Y、U、Zr、Hf分析进行元素因子分析。利用SPSS软件对元素含量对数结果进行简单因子分析，采用适用于多元统计分析的KMO球形度检验方法，提取3个主要相关性因子FA1、FA2、FA3，进行回归性分析，详细过程参见Jiang等(2020)。相关性因子FA1-FA3对比结果显示，九顶山矿区石榴石微量元素具备矽卡岩Cu-Mo矿至矽卡岩Cu矿过渡的特征，少部分石榴石成分点与矽卡岩Cu-Mo矿床类似，大部分则与矽卡岩Cu矿床石榴石一致(图10d)。石榴石的成矿元素空间分布特征很好的指示了九顶山矽卡岩系统流体与典型矽卡岩铜矿床一致，铜矿体的形成与矽卡岩系统密切相关。

基于岩体和矽卡岩阶段的物理化学条件分析可以解释Cu和Mo在九顶山矿床中的富集与非一致性。由于Mo在流体中主要以钼酸根或含氯络合物的形式存在(Williams-Jones and Migdisov, 2014)， Mo更倾向于进入高温高盐度高氧逸度流体中，温度、压力及氧逸度的降低都可能导致Mo的沉淀(Cao， 1989； Klemmetal., 2008； Rusketal., 2008)； Cu在酸性流体中以氯络合物的形式存在(Akinfiev and Zotor, 2010)，适当的氧逸度降低和降压并不会显著抑制其迁移(Liu and Mcphail， 2005)。郭虎(未发表数据)研究表明，斑岩矿化早中阶段存在明显的沸腾流体包裹体组合，而这种沸腾作用可能是由于减压造成的，恰好对应辉钼矿的主沉淀期；矽卡岩系统流体演化早期以高温高盐度的岩浆流体为主，少量未在斑岩系统中沉淀的Mo、W金属离子在高温氧化性流体向低温还原性酸性流体演化过程中与石榴石发生共沉淀，流体经大气水混染温度进一步降低，促进铜在后期流体中以硫化物形式析出。综上，氧化性的岩浆可以从深部携带大量的Cu和Mo，经历流体沸腾作用大量的Mo从热液中沉淀并富集于斑岩系统中， Cu在矽卡岩系统中的沉淀由体系温度降低及流体混合作用所致，而Pb和Zn可以在更低的温度和氧逸度范围内迁移(Akinfiev and Tagirov， 2014)，因此见于九顶山矿区外侧。