廣西貴港新民銅多金屬礦床成礦機制研究*

陳 港，陳懋弘**，李楊林，王 昱，吳啟強

（1 中國地質科學院礦產資源研究所自然資源部成礦作用與評價重點實驗室，北京 100037；2 昆明理工大學國土資源工程學院，云南昆明 650093；3 廣西壯族自治區第六地質隊，廣西貴港 537100）

一般而言，巖漿侵入活動可以形成一套互相關聯的巖漿熱液成礦系統，具有由高溫到低溫的成礦元素和蝕變分帶（Silltoe,1990;2010;Sinclair,2007）。這些不同類型礦床之間存在著成因聯系,其產出的礦產資源儲量之大，是大多數學者共同關注的科學問題。巖漿熱液系統規模較大的主要表現為相關的外圍礦床眾多，包括矽卡巖型銅礦床、交代(Manto)型鋅、鉛、銀、金礦床以及各種類型的賤、貴金屬脈狀礦床和角礫巖型礦床（Sinclair,2007），例如美國猶他州的Bingham 礦床和亞利桑那州的Mineral Park 礦床、老撾的Sepon 金礦等（Babcock et al.,1995；James et al.,1988；Smith et al.,2005），國內如德興銅礦系統（Mao et al.,2011）、雙尖子山銀礦成礦系統（Zhai et al.,2020）、江西鳳山銅金成礦系統（Xie et al.,2019）等。這類系統最高可圍繞巖體在半徑8 km、面積100 km2的范圍內展布（Singer et al.,2008）。根據上述理論，國內外學者建立大量的礦床模型（Seedorff et al.,2004；Mao et al.,2011），并有效地指導了在已知礦床外圍找礦。Cooke 等（2014）將巖漿熱液成礦系統的指示元素按照從近巖體中心的鉀化帶向遠端擴散，創造了近端銅-鉬-金被遠端鋅-鉛-銀-釩-砷-銻包裹的地球化學分帶模式，這種分帶模式已在該成礦系統勘探中使用了幾十年（Halley et al.,2015）。因此，長期以來巖漿熱液成礦系統一直是礦床學的重點研究方向之一。

新民銅多金屬礦床位于廣西壯族自治區貴港市境內，處于大平天山巖體的南東邊緣，是一個近年新評價的矽卡巖-熱液脈型銅多金屬礦床。前人研究表明（韋子任等,2013；陳懋弘等,2016；陳港等,2020），圍繞大平天山巖體具有良好的礦化分帶：內帶為高溫型的火山巖型-次火山巖型龍頭山金礦（陳富文等,2008；王成輝,2011；段瑞春等,2011；曾南石等,2011；葛銳,2019；Qian et al.,2019a）；中帶發育一系列中（高）溫的矽卡巖型-熱液脈型Ag-Pb-Zn礦，如白沙銀鉛鋅礦，砷礦溝鉛鋅礦（葛銳,2019；陳港等,2021）；外帶往北東部發育一系列遠端低溫熱液脈型金礦，如山花金礦、六梅金礦等（賀戰朋,2010；陳港等,2020）。因此，該區是研究巖漿熱液成礦系統的良好對象。該系統的中、外帶的典型礦床發現較早，前人進行過相關研究，為大平天山巖漿熱液成礦系統的構建積累了一定的資料，但內帶的高溫礦床較少，對成礦系統高溫礦床成礦流體性質、來源、演化特征及礦質沉淀機理等方面尚缺乏比較系統的研究，在很大程度上制約了成礦系統的構建工作。

為此，本文在詳細的野外地質觀察、巖相學研究和礦化階段劃分的基礎上，通過對新民銅多金屬礦床不同礦化階段流體包裹體進行詳細的研究以及系統的H-O-S 同位素分析，旨在揭示成礦流體的性質及演化，探討成礦物質來源和礦質沉淀機制，建立成礦模式，進而為完善大平天山巖漿熱液成礦系統提供更多的依據。

1 區域地質背景

廣西大瑤山地區位于欽杭成礦帶的南西段（圖1a），一直以來是廣西重要的金銀銅鉛鋅礦產區（廣西壯族自治區地質礦產局；1985；楊明桂等,1997；陳開禮,2000；韋子任等,2003；盛志華,2005；毛景文等,2011；Mao et al.,2013；周永章等,2015;2017）。

大瑤山地區大面積出露寒武系，次為震旦系，南部出現少量奧陶系和志留系。這套地層屬于陸棚-斜坡相的復理石建造，由多個具濁流沉積特征的含礫不等粒砂巖-長石石英砂巖-粉砂巖-泥巖旋回組成。此外，近年來還在南部寒武系黃洞口組中斷續發現了一套灰巖夾層，厚50～100 m 不等，為矽卡巖型礦床的形成提供了必要條件（陳懋弘等,2019;2020）。

由于受廣西運動（加里東運動）影響，大瑤山地區以一系列東西向、北東東向緊密的線狀復式褶皺為特色。區域性的北東-北東東向憑祥-大黎大斷裂是一條長期活動的斷層，也是大瑤山地區的主要控巖控礦構造；次為北北西向斷層，主要分布在西部，切割近東西向斷裂和褶皺，多被燕山期巖脈和礦體充填。

大瑤山地區巖漿活動強烈，成礦作用明顯。最近陳懋弘等（2015;2020）提出大瑤山存在4 期較明顯的巖漿活動和成礦作用，分別為加里東期（430～470 Ma）、海西期—印支期（240～270 Ma）、燕山早期（150～170 Ma）和燕山晚期（90～110 Ma），其中以加里東期和燕山期成礦事件尤為顯著。而燕山晚期成礦事件以大瑤山最西南部的大平天山巖體及其成礦作用最為典型(王成輝,2011;Qian et al.,2019a;2019b)。

大平天山地區位于大瑤山隆起南西段的龍山鼻狀背斜西南傾伏端（圖1a）。龍山鼻狀背斜總體走向北東東，軸長35 km，寬6～16 km，核部地層為寒武系，強烈褶皺；翼部地層為泥盆系，不整合于寒武系之上。斷裂、節理構造發育，主要為北北西向，部分被礦體和花崗質脈巖充填，少數為北東向和近東西向。大平天山巖體以黑云母花崗巖為主體，核部出露花崗閃長巖，總面積29 km2，是一個燕山晚期（96 Ma）的巖株（黃民智等，1999）。西南部為龍頭山次火山巖體，呈巖筒狀侵入寒武系和泥盆系中，面積0.46 km2，也是一個燕山晚期（92 Ma）的巖體（陳富文等,2008;Qian et al.,2019a;葛銳，2019）。巖筒自邊緣向中心巖性依次為隱爆角礫巖、流紋斑巖和二長花崗斑巖且大致呈環狀分布。大平天山和龍頭山巖體外圍巖脈發育，主要有石英斑巖、花崗斑巖、霏細斑巖、鈉長斑巖和石英電氣石巖脈等。巖脈走向與近南北向或北北西向斷裂一致，脈寬2～30 m，長幾十至數百米，局部有礦化。在巖體及巖脈的內、外接觸帶發育強烈的熱液蝕變作用。

2 礦床地質

新民銅多金屬礦床位于欽杭成礦帶的南西段大瑤山隆起區的南西部（圖1），大平天山巖體的南東接觸部位。礦區從老到新依次出露地層有泥盆系的蓮花山組（D1l）、那高嶺組（D1n）、郁江組（D1y）四排組-應堂組（D1s-D2i）及第四系（Q）。除郁江組（D1y)和那高嶺組（D1n）出露全，劃分較細外，其余地層出露不全（廣西第六地質隊，2011）。蓮花山組（D1l）分布于礦區西北邊部及外緣，主要可分為3 段，由下往上砂巖粒度由粗變細；那高嶺組（D1n）主要出露在礦區的西北部，下部為泥巖、泥質粉砂巖，多具矽卡巖化或角巖化，上部為透鏡狀灰巖、泥巖（局部含鈣質）,常蝕變為砂卡巖，大理巖及角巖。郁江組（D1y)大面積分布于礦區中部，根據巖性和3 層不穩定石英砂巖可分為下、中、上3 段，其中段夾泥質粉砂巖、泥巖及少量透鏡狀灰巖。四排～應堂組（D1s-D2i）分布于礦區東南部，主要是一套化學沉積的碳酸鹽巖。第四系（Q）主要分布于礦區南部，為沖積、殘坡積礫石，砂土層，厚0～30 m，與下覆地層呈不整合接觸。

圖1 研究區區域位置圖（a）及其周圍礦床分布示意圖（b）（據韋子任等，2013；陳懋弘等，2015修改）1—第四系；2—石炭系—三疊系灰巖、硅質巖和砂泥巖；3—泥盆系礫巖、砂巖和灰巖；4—寒武系黃洞口組下段；5—寒武系黃洞口組中段；6—寒武系黃洞口組上段；7—燕山期花崗巖；8—燕山期花崗閃長巖；9—燕山期花崗斑巖脈；10—燕山期霏細斑巖脈；11—燕山期流紋斑巖；12—地質界線；13—地層不整合界線；14—巖相界線；15—斷層；16—產狀；17—金礦床/點/化；18—銀鉛鋅礦床/點；19—銀銅鉛鋅礦床/點；20—Cu、Au元素分帶；21—Ag、Pb、Zn元素分帶；22—Au、Sb元素分帶Fig.1 Regional location map of study area(a)and its surrounding mineral deposits(b)(modified after Wei et al.,2013;Chen et al.,2015）1—Quaternary;2—Carboniferous—Triassic limestone,siliceous rock and sand-mudstone;3—Devonian conglomerate,sandstone and limestone;4—Lower member of Huangdongkou Formation Cambrian;5—Middle section of Huangdongkou Formation Cambrian;6—Upper member of Huangdongkou Formation Cambrian;7—Yanshanian granites;8—Yanshanian granodiorite;9—Yanshanian granitic porphyry dikes;10—Yanshanian fine porphyry dikes;11—Yanshanian rhyolite porphyry;12—Geological boundaries;13—Stratigraphic unconformity boundary;14—Lithofacies boundary;15—Fault;16—Occurrence;17—Gold deposit/Spot/Occurrence;18—Ag-Pb-Zn deposit/spot;19—Ag-Cu-Pb-Zn deposit/spot;20—Cu,Au,Mo-mineralization zoning;21—Ag,Pb,Zn mineralization zoning;22—Au,Sb mineralization zoning

礦區位于蓮花山復背斜南西傾末端的南東側，次級褶皺構造不發育，地層以單斜為主。斷裂構造以北東東(或近東西)、南北向2 組斷裂構造最發育，構成本區構造基本格架，斷裂是本區主要的控礦容礦構造。北東東向斷裂構造包括分布于礦區東南部的斷裂及礦區中部巖體與那高嶺組接觸帶上接觸構造破碎帶以及區內一些層間破碎帶。礦區內南北向斷裂較發育，多見于礦區西部，成群出現，斷裂中常有花崗斑巖脈和含銅銀硫化物石英電氣石脈充填。

礦區發育的巖漿巖主要為礦區北部的大平天山巖體以及一些巖脈，與泥盆系呈侵入或斷層接觸。巖性為黑云母花崗閃長巖，呈灰色-淺灰色，具細?；◢徑Y構及似斑狀結構。主要礦物成分為斜長石、鉀長石、石英、黑云母以及角閃石。前人獲得該巖體的鋯石SHRIMP U-Pb年齡為（96.5±0.7）Ma(MSWD=0.7)，為燕山晚期，屬于高鉀鈣堿性系列；富集Rb、K、Ba、Th等元素，相對虧損Nb、Sr、P、Ti元素；輕稀土元素相對富集且分餾相對明顯，重稀土元素相對虧損且分餾不顯著，具有相對明顯的負銪異常（葛銳，2019）。巖體與圍巖接觸帶常見電氣石化、大理巖化、矽卡巖化、黃鐵礦化、絹云母化、角巖化、硅化等蝕變。沿斷裂帶產出的花崗斑巖脈或含礦電氣石脈屬同期晚階段的派生產物。

礦體產出形態主要分為2 種，一種主要分布在巖體外接觸帶泥盆系灰巖夾層中，形成矽卡巖型層狀礦（圖2b）；礦體主要以近東西向展布與地層走向近乎一致。礦體呈似層狀或者透鏡狀產出，礦體長約100 m，厚度0.77～22 m，平均厚10 m。品位：Cu：1.5%、Ag：201 g/t、Pb：1.04%、Zn：0.86%；另一種為沿近南北向斷裂破碎帶充填的礦體，其產狀嚴格受破碎帶控制（圖3），該類型是礦區的主要礦體。礦體呈脈狀，近南北向，傾向265°～285°，傾角65°～85°，局部有分枝復合現象?？刂频V體長度可達540 m，最小厚度0.15 m，最大厚度4.62 m，平均厚度1.40 m，地表露頭處會淋濾為氧化礦，近期勘探表明越往深部礦體厚度會逐漸變大。品位：Cu：3%、Pb：0.83%、Zn：0.94%、Ag：96g/t?？偟膩碚f，礦床可達中型規模。

圖2 新民銅礦床地質圖（a）和8號勘探線剖面圖（b）（據廣西第六地質隊，2011）1—第四系沖積物；2—泥盆系四排組；3—泥盆系郁江組上段；4—泥盆系郁江組中段；5-泥盆系郁江組下段；6—泥盆系那高嶺組；7—泥盆系蓮花山組中段；8—泥盆系蓮花山組上段；9—花崗閃長巖；10—花崗斑巖巖脈；11—灰巖；12—泥巖；13—砂巖；14—賦礦斷裂；15—礦體；16—矽卡巖化；17—含硫化物電氣石脈；18—勘探線及編號；19—鉆孔及其編號；20—坑道在地表的投影Fig.2 Simplified geological map(a)and geological cross-section along the No.8 exploration line(b)of the Xinmin copper-polymetallic deposit(after No.6 Geological Team of Guangxi,2011)1—Quaternary alluvium;2—Sipai Formation of Devonian;3—Upper of Yujiang Formation of Devonian;4—Middle of Yujiang Formation of Devonian;5—Lower of Yujiang Formation of Devonian;6—Nagaoling Formation of Devonian;7—Middle of Lianhuashan Formation of Devonian;8—Upper of Lianhuashan Formation of Devonian;9—Granodiorite;10—Granitic porphyry dikes;11—Limestone;12—Mudstone;13—Sandstone;14—Ore-hosting fault;15—Ore body;16—Skarn;17—Sulfide tourmaline veins;18—Exploration line and number;19—Boreholes and its serial numbers;20—The projection of gallery on the surface

圖3 新民銅礦1號勘探線剖面圖（據廣西第六地質隊，2011）1—泥盆系郁江組上段泥質頁巖；2—泥盆系郁江組中段泥巖；3—泥盆系郁江組下段粉砂巖；4—斷裂；5—礦體；6—鉆孔及其編號；7—取樣位置Fig.3 Geological cross-section along the No.1 exploration line of the Xinmin copper deposit(after No.6 Geological Team of Guangxi,2011)1—Argillaceous shale in the Upper Member of Yujiang Formation;2—Mudstone in the Middle of Yujiang Formation;3—Siltstone of the Lower Member of Yujiang Formation;4—Fault;5—Ore body;6—Boreholes and its serial numbers;7—Sample position

礦石礦物主要為黃銅礦、黃鐵礦、閃鋅礦、方鉛礦、毒砂、磁黃鐵礦以及斑銅礦。脈石礦物主要為電氣石、石英、方解石、石榴子石、透輝石、陽起石、透閃石、綠泥石。礦石主要以塊狀構造、脈狀構造、網脈狀構造以及角礫狀構造為主（圖4）。

根據詳細的野外觀察及室內顯微鏡下觀察，筆者將新民銅多金屬礦床的形成過程劃分為4 個階段：矽卡巖階段（Ⅰ階段）、早期金屬硫化物階段（Ⅱ階段）、晚期金屬硫化物階段（Ⅲ階段）、方解石-石英脈階段（Ⅳ階段）（圖5）。矽卡巖（圖4a、b）主要含石榴子石和輝石，礦化不明顯，偶見少量黃鐵礦（圖4g）；早期金屬硫化物階段（圖4c、d）是該區重要的礦化階段，礦石礦物主要為黃鐵礦、磁黃鐵礦、黃銅礦，脈石礦物主要為石英；晚期金屬硫化物階段（圖4e、f、g）也是該區重要的礦化階段，礦石礦物主要為黃鐵礦、閃鋅礦、方鉛礦，脈石礦物主要為石英；方解石-石英脈階段（圖4h、i）的礦石礦物主要為少量閃鋅礦和方鉛礦，脈石礦物主要為方解石和石英。

圖4 新民礦床典型礦體、礦石和鏡下照片a.順層矽卡巖化；b.矽卡巖中的透閃石和黃鐵礦（單偏光）；c.早期金屬硫化物脈；d.早期金屬硫化物階段，按照磁黃鐵礦-黃銅礦-斑銅礦的順序生成，被晚期的方鉛礦交代（反射光）；e.晚期金屬硫化物脈；f.晚期閃鋅礦切割早期黃銅礦（反射光）；g.黃鐵礦交代晚期金屬硫化物階段的閃鋅礦和方鉛礦（反射光）；h.石英-方解石脈切割早期金屬硫化物脈；i.石英-方解石階段的石英脈（Qtz-Ⅳ）切割晚期金屬硫化物階段（閃鋅礦中含有黃銅礦“病毒”）的石英（Qtz-Ⅲ）（反射光）SK—矽卡巖化；Tr—透閃石；Ccp—黃銅礦；Bn—斑銅礦；Py—黃鐵礦；Apy—毒砂；Po—磁黃鐵礦Gn—方鉛礦；Sp—閃鋅礦；Qtz—石英；Cal—方解石Fig.4 Hand specimens of representative ore bodies,ores and photomicrographs of ores from Xinmin deposita.Bedding skarn mineralization;b.Tremolite and pyrite in skarn(polarized light);c.Early metal sulfide veins;d.Early metal sulfide stage is formed in a sequence of pyrrhotite,chalcopyrite and bornite,replaced by late galena(reflected light);e.Late metal sulfide veins；f.Late sphalerite cut early chalcopyrite(reflected light);g.Pyrite replacement of sphalerite and galena in the late metal sulfide stage(reflected light);h.Quartz-calcite veins cut early metal sulfide veins;i.Quartz vein(Qtz-Ⅳ)of quartz-calcite stage cutting quartz vein(Qtz-Ⅲ)of late metal sulfide stage(chalcopyrite virus in sphalerite)(reflected light)SK—Skarn;Tr—Tremolite;Ccp—Chalcopyrite;Bn—Bornite;Py—Pyrite;Apy—Arsenopyrite;Po—Pyrrhotite;Gn—Galena;Sp—Sphalerite;Qtz—Quartz;Cal—Calcite

圖5 新民銅礦床成礦期次劃分及礦物生成順序Fig.5 Mineral sequence and ore-forming stages of the Xinmin copper deposit

3 樣品采集和分析方法

3.1 包裹體采集和分析方法

本次研究在新民銅多金屬礦床的0、-70 和-140中段（圖3）內系統采集了層狀礦體、石英脈狀礦體以及部分矽卡巖化的典型樣品，并在成礦階段劃分的基礎上，開展了流體包裹體測溫和激光拉曼光譜分析。

包裹體測溫工作在北京核工業地質分析測試研究中心完成，儀器為LINKAM THMS600 型冷熱臺（編號7035），可測溫度為-196～+600℃，精度為±0.1℃。系統在-56.6℃、0℃和374.1℃時，用人造包裹體進行了校正。

激光拉曼光譜分析在中國地質科學院礦床資源研究所完成，分析儀器為LABHR-VIS，型號為LabRAMHR800 研究級顯微激光拉曼光譜儀，使用Yag 晶體倍頻固體激光器，波長為532 nm，掃描范圍為100～4200 cm-1。

3.2 石英H-O同位素樣品采集和分析方法

在完成流體包裹體巖相學與顯微測溫的基礎上，選取成礦期石英的6件代表性樣品進行H和O同位素分析。單礦物挑選提純工作由河北拓軒巖礦檢測服務有限公司負責，獲得純凈的單礦物后并將樣品磨制實驗要求的目數送交測試。同位素分析在中國地質科學院礦產資源研究所穩定同位素實驗室和核工業北京地質研究院完成。

H-O 同位素所用質譜儀型號為Finnegan MAT253，分析精度：氫同位素±2‰、氧同位素為±0.2‰，分析結果均以SMOW 為標準。流體δ18OH2O值據礦物中流體包裹體的均一溫度和礦物-水氧同位素分餾方程計算求得，石英與水之間氧同位素分餾方程采用1000lnα石英-水=3.38×106/T2-3.4（Clayton et al.,1972），方解石與水之間氧同位素分餾方程采用1000lnα方解石-水=2.78 × 106/T2-2.89（O'Neil et al.,1969），T=273+t，t為均一溫度，本次研究采用的均一溫度為顯微測溫對應成礦階段的溫度。

3.3 硫化物原位S同位素分析方法

硫同位素分析在中國地質科學院礦產資源研究所自然資源部成礦作用與資源評價重點實驗室完成。激光剝蝕系統由瑞索公司制造，型號為RESOlution S-155。ArF 準分子激光發生器產生193 nm深紫外光束，經勻化光路聚焦于硫化物表面。激光束斑直徑一般選擇為33 μm，剝蝕頻率10 Hz，剝蝕40s，高純氦氣作為載氣與氬氣和氮氣混合后進入質譜儀。多接收等離子體質譜儀由Nu儀器公司制造，型號為Nu Plasma Ⅱ。直接測試獲得標樣和樣品點的34S/32S 比值，采用外標校正法（SSB 法）計算獲得δ34SCDT值。所用的標樣有國際硫化物標樣NBS-123閃鋅礦和實驗室內部標樣WS-1 黃鐵礦。其中，NBS-123 閃鋅礦國際推薦值為δ34S=+17.1‰，WS-1黃鐵礦通過氣體質譜儀測得的δ34S=+0.9‰，通過離子探針測得的δ34S=+1.1‰±0.2‰。利用WS-1 作為標準校正測得NBS-123 的δ34S=+17.0‰±0.5‰，指示不同硫化物間的基體效應并不明顯。本次測試中，閃鋅礦樣品采用NBS -123 作為標樣進行校正，其他硫化物樣品采用WS-1 作為標樣進行校正，2σ的分析精度為±0.3‰。

4 分析結果

4.1 流體包裹體巖相學

本次研究的包裹體主要發育在石英、方解石、閃鋅礦中。根據Roedder（1984）和Goldstein（2003）的標準，將流體包裹體分為原生、次生和假次生。研究的流體包裹體多為原生和假次生，分布在礦物內部裂縫中（圖6a、b、d）。假次生包裹體主要存在于橫跨礦物晶體的微小裂隙中（圖6c）。

分布在石英內部裂縫中石英礦物中包裹體主要為成帶分布，其次為成群分布。包裹體大小主要分布在3～25 μm。主要為呈無色-灰色的富液相包裹體和呈無色透明的純液相包裹體，局部視域見成群分布呈深灰色的氣體包裹體。方解石礦物中包裹體數量較少，主要成群分布，包裹體大小多分布在2～11 μm。閃鋅礦中包裹體數量較少，主要為成帶分布，包裹體大小主要分布在2～12 μm。

新民銅多金屬礦床的流體包裹體巖相學觀察及激光拉曼分析表明，該礦床流體包裹體類型比較單一，根據Roedder (1984)、盧煥章等(2004) 提出的流體包裹體分類方法，可將包裹體分為以下5 類：純液相包裹體（Ⅰ型）、富氣兩相包裹體（Ⅱa 型）、富液兩相包裹體（Ⅱb 型）、富CO2的富氣兩相包裹體（Ⅱc型）和含NaCl子晶的三相包裹體（Ⅲ型）。

純液相包裹體（Ⅰ型）：主要出現在石英-方解石脈階段，在室溫下為純液相，包裹體主要呈橢圓形和不規則形，孤立分布，該類包裹體數量較少（圖6a）。

氣液兩相包裹體（Ⅱ型）：在室溫狀態下，氣液兩相包裹體由液相和氣相兩相組成，又可細分為Ⅱa和Ⅱb 兩種。氣液兩相包裹體廣泛分布于各階段礦物中，但主要集中在早期和晚期金屬硫化物階段，是礦床內最主要的包裹體類型。其中，Ⅱa 型包裹體（以氣相為主）氣相分數50%～70%，加熱后均一到氣相。此類包裹體多呈集群分布，形狀為橢圓形、渾圓形、不規則形和長條形，大小2～26 μm均有（圖6b）。

圖6 不同成礦階段中流體包裹體鏡下照片a.石英-方解石脈階段中石英中的Ⅰ型包裹體；b.早期金屬硫化物階段石英中的Ⅱa型包裹體；c.早期金屬硫化物階段石英中的Ⅱb型包裹體；d.晚期金屬硫化物階段閃鋅礦中的Ⅱb型包裹體；e.早期金屬硫化物階段石英中的Ⅱc型包裹體；f.矽卡巖階段石英中的Ⅲ型包裹體V—氣相；L—液相；S—子晶；V（CO2）—富CO2氣相Fig.6 Photomicrographs of the fluid inclusions from different mineralization stagesa.Ⅰ-type fluid inclusions of the quartz calcite-quartz stage;b.Ⅱa-type fluid inclusions of the quartz in early metal sulfide stage;c.Ⅱb-type fluid inclusion assemblages in the early metal sulfide stage;d.Ⅱb-type fluid inclusions of sphalerite in the late metal sulfide stage;e.Ⅱc-type fluid inclusions of quartz in the early metal sulfide stage;f.Ⅲ-type fluid inclusion assemblages of quartz in the skarnV—Vapor;L—Liquid;S—Solid;V（CO2）—Rich-CO2 vapor

富液兩相包裹體（Ⅱb型）：此類包裹體以液相為主，氣相分數5%～40%，加熱后均一到液相，包裹體發育廣泛，主要為成群分布，包裹體大小在2～22μm。該類包裹體是最常見的包裹體類型，廣泛存在于各個階段的礦物中，在方解石、石英、閃鋅礦中均發育。（圖6c、d）。

富CO2的富氣兩相包裹體（Ⅱc型）：早期和晚期金屬硫化物階段都有出現。大部分包裹體呈橢圓形、扁圓形以及長條狀孤立或束狀分布，大小為6～25 μm，該類型包裹體鏡下顏色較深，表明富集氣相成分含有較多CO2（圖6e）。

含NaCl 子晶的三相包裹體（Ⅲ型）：該類包裹體由1 個或者多個子礦物、液相成分和氣泡組成。子晶礦物推測為NaCl 和KCl，NaCl 晶體呈立方體狀，KCl 晶體呈近圓形，在升溫過程中會熔化。該類包裹體數量較少，矽卡巖階段子晶主要為KCl，金屬硫化物階段子晶主要為NaCl。其中，矽卡巖階段礦物中含子晶多相包裹體在升溫過程中KCl 子晶消失，加熱到600℃未均一；而金屬硫化物階段螢石中含子晶多相包裹體在升溫過程中，NaCl 子晶先熔化，而后加熱到一定溫度氣泡消失（圖6f）。

4.2 均一溫度和鹽度

新民銅多金屬礦床各個階段的流體包裹體的顯微測溫結果見表1。其中，Ⅱ型水溶液包裹體的鹽度利用冰點-鹽度關系表（Bodnar，1985;1993）獲得。含子晶多相包裹體的鹽度利用Hall 等（1988）給出的公式計算獲得。矽卡巖階段：石英中的流體包裹體主要為Ⅲ和Ⅱb 型包裹體，偶見Ⅱa 型和Ⅱb 型包裹體，這幾類包裹體具有較高的均一溫度。Ⅲ和Ⅱb型包裹體的氣相分數分別為5%～40% 和50%～60%，均一溫度范圍為398～286℃，冰點溫度范圍為-6.5～-21.1℃，據冰點溫度計算得到成礦流體的鹽度范圍w(NaCleq)=13.0%～8.6%。Ⅲ型包裹體在升溫過程中，NaCl 子晶開始熔化的溫度在270℃，繼續升溫到600℃未均一，根據NaCl 熔化溫度計算獲得鹽度w(NaCleq)=23.0%～25.0%。

表1 新民銅多金屬礦床流體包裹體的均一溫度、冰點及鹽度數據表Table 1 The homogenization temperature,freezing temperature and salinity of the fluid inclusions of the Xinmin copper polymetallic deposit

早期金屬硫化物階段：石英中包裹體類型主要有Ⅱa型包裹體、Ⅱb 型包裹體和Ⅱc型包裹體。其中Ⅱa 型氣相分數為10%～40%，Ⅱa 型氣相分數為50%～70%，Ⅱ型包裹體均一溫度范圍為374～163℃，冰點溫度范圍為-2.2～-15.3℃，根據冰點溫度計算得到成礦流體鹽度w(NaCleq)為9.3%～4.3%。

晚期金屬硫化物階段：石英和閃鋅礦中包裹體主要為Ⅱa 型包裹體、Ⅱb 型包裹體和Ⅱc 型包裹體。Ⅱa 型包裹體的氣相分數約為10%～50%，均一溫度范圍為340～151℃，冰點溫度范圍為-14.5～-2.2℃，據冰點溫度計算得到成礦流體的鹽度w(NaCleq)為8.0%～2.6%。其中閃鋅礦中Ⅱb 型包裹體均一溫度為212～271℃。在測溫過程中，CO2-H2O包裹體與水溶液包裹體的均一化溫度范圍沒有顯著的差別，富CO2包裹體的鹽度近乎為零。

石英-方解石脈階段：方解石和石英包裹體主要為Ⅰ型和Ⅱa型包裹體。Ⅱa型包裹體的氣相分數為5%～35%，均一溫度范圍為298～150℃，冰點溫度范圍在-0.4～-4.2℃之間，據流體包裹體冷凍法冰點與鹽度關系表可知，鹽度w(NaCleq)分布在5.4%～1.6%。該階段的流體包裹體的均一溫度和鹽度明顯低于前3個階段礦物中的包裹體。

將各階段均一溫度-鹽度的數據繪制相應的頻率直方圖可知（圖7a～h），不同階段流體的溫度和鹽度變化很大，且隨著成礦作用的進行，相應的均一溫度和鹽度有降低的趨勢。

圖7 新民銅多金屬礦床流體包裹體均一溫度（a、c、e、g）和鹽度直方圖（b、d、f、h）Fig.7 Histogram showing homogenization temperature（a、c、e、g）and salinity（b、d、f、h）of fluid inclusions in the Xinmin copper polymetallic deposit

4.3 流體包裹體激光拉曼分析

流體包裹體巖相學研究表明成礦流體主要為NaCl-H2O 體系，以含少量的NaCl、KCl 子晶為特征。激光拉曼光譜分析顯示，在早期和晚期金屬硫化物階段和石英-方解石脈階段的石英中Ⅱc 型包裹體氣相含CO2、N2（圖8a、b）。因此，新民礦床成礦流體為H2O-NaCl(±KCl)-(±CO2)-(±N2)體系。

圖8 新民銅多金屬礦床石英中流體包裹體的激光拉曼光譜圖a.早期金屬硫化物階段石英中的氣相及液相成分拉曼光譜圖；b.石英-方解石脈階段石英中的氣相成分拉曼光譜圖Fig.8 Laser Raman spectra of fluid inclusion in the Xinmin copper polymetallic deposita.Laser Raman spectra of gas and liquid phase of the quartz fluid inclusions in the metal sulfides stage;b.Laser Raman spectra of gas phase of the quartz fluid inclusions in the quartz-calcite stage

4.4 H-O同位素

H-O同位素分析結果見表2。結果顯示，新民銅多金屬礦床成礦流體的δD值介于-86‰～-64‰。根據1000lnα石英-水=3.38（106T-2）-3.40、1000lnα石英-水≈δ18OSiO2-δ18OH2O（Clayton，1972）和1000lnα石英-水≈δ18O方解石-δ18OH2O（O’Neil et al.,1969），可求得3 個階段的成礦流體δ18OH2O值介于0.33‰～7.47‰，計算過程中所需要的溫度數據取自這3 個階段流體包裹體的均一溫度的峰值溫度的算術平均值（256℃、240℃和220℃）。在δD-δ18O 圖解（圖9）上，H-O 同位素投影點主要落在巖漿水以及巖漿水與大氣降水的過渡帶上。值得注意的是，在本文分析的7 個樣品中，早期金屬硫化物階段、晚期金屬硫化物階段、石英-方解石脈階段從早到晚，基本呈現出δ18OH2O值從大到小的趨勢。因此，可以推斷出成礦早期成礦流體主要為巖漿水，隨著成礦作用的進行，大氣降水的混入比例顯著增大。

表2 新民銅多金屬礦床成礦流體的H、O同位素組成Table 2 H and O isotopic compositions of the ore-forming fluids of the Xinmin copper polymetallic deposit

4.5 S同位素

對新民銅多金屬礦床金屬硫化物（黃銅礦、閃鋅礦、黃鐵礦等）共計44個點位進行硫同位素測試。

S 同位素相應的分析結果見表3，本礦床黃鐵礦的δ34S 介于-1.3‰～2.5‰，均值為1.4‰；黃銅礦介于-1.4‰～0.9‰，均值為0.1‰；閃鋅礦介于1.5‰～2.6‰，均值為1.9‰。結果表明，新民銅多金屬礦床的硫同位素變化范圍較小，集中在-1.4‰～2.6‰，平均值為1.3‰，符合塔式分布。

5 討論

5.1 成礦流體

氫氧同位素示蹤成礦流體來源作為熱液礦床地球化學研究的主要方法之一，能夠將不同源區的流體區分開來（Hoefs,1997;鄭永飛等,2000；Pirajno,2009）。本次研究工作著重對新民銅礦熱液脈型礦體系統采樣進行H-O 同位素測定分析，并依據包裹體測溫數據對分析結果進行處理并繪制H-O 同位素圖解（圖9）。

筆者對新民銅多金屬礦床H-O 同位素分析發現，不同階段成礦流體的H 和O 同位素存在一定差異，在δD-δ18O 圖解（圖9）上，矽卡巖階段成礦流體δD 和δ18O 值投影點大部分落在巖漿水區域，金屬硫化物階段和石英-方解石脈階段成礦流體δD 和δ18O值投影點落入巖漿水區域與大氣降水線之間。從早到晚，隨著成礦作用的進行，流體δ18O值進一步向大氣降水線接近，指示成礦早期以巖漿水為主，在向低溫階段演化的過程中大氣降水混入比例越來越大。流體包裹體鹽度-溫度雙變量協和圖顯示（圖10），二者從早階段到晚階段呈現明顯的線性演化趨勢，從高溫高鹽度向低溫低鹽度方向演化，暗示成礦過程中流體發生了大規模的混合作用。結合H-O 同位素表明，后期有大氣降水的加入。綜上所述，流體混合為早期的巖漿熱液加上晚期的大氣降水。同時，流體包裹體中含子晶礦物與兩相包裹體同生的現象，且Ⅱa與Ⅱb型包裹體的均一溫度相近，暗示沸騰作用存在（Bodnar et al.,1985;White,1995;Simmons et al.,2005;Prokofiev et al.,2010;Moncada et al.,2017），此外，隱爆角礫巖的存在也是流體沸騰的證據。流體沸騰改變溫度和壓力；大氣降水的加入改變流體的氧逸度和pH 值。因此，流體混合和流體沸騰是本礦床礦質沉淀的主要機制。

圖9 新民銅礦床流體的δ18O-δD組成圖解（據Taylor,1974）Fig.9 The δ18O-δD plot of ore-forming fluid in the Xinmin copper deposit(after Taylor,1974)

圖10 新民銅多金屬礦床流體包裹體均一溫度-鹽度雙變量圖Fig.10 The double variable figure of the homogenization temperature and salinity of the fluid inclusions in the Xinmin copper polymetallic deposit

5.2 成礦物質

硫在各種金屬礦床中廣泛存在，是不同成因類型礦床硫化物礦石的主要組成元素之一，通過硫同位素組成的研究，可以幫助了解和判斷成礦物質來源（Ohmoto,1972；Ohmoto et al.,1979）。硫化物中硫同位素的變化是分餾作用所導致，主要受溫度或者氧化還原反應影響，因此，通過對比不同地質體中硫化物的硫同位素，能有效示蹤成礦物質來源。

各硫化物的S 同位素頻率直方圖見圖11a，分布范圍見圖11b。硫同位素組成為-1.4‰～2.6‰，相對比較集中，表明具有相對恒定的物理化學條件（Seal,2006）?？傮w來說，新民銅多金屬礦床硫源主要來源于巖漿巖。在平衡條件下，δ34S黃鐵礦＞δ34S閃鋅礦＞δ34S黃銅礦（沈渭洲,1987），由表3 和圖11a 可知，Ⅱ階段的δ34S黃鐵礦＞δ34S黃銅礦，但是Ⅲ階段的δ34S黃鐵礦與Ⅲ階段的δ34S閃鋅礦相近，表明新民銅礦硫同位素分餾是不平衡的，閃鋅礦相對而言富集δ34S，很可能是受當時的溫度、氧化還原條件?(O2)和pH 值的變化(Ohmoto,1972)。

表3 新民銅礦硫化物LA-MC-ICP-MS原位S同位素組成Table 3 In situ S isotopes of LA-MC-ICP-MS compositions of sulfides from Xinmin copper deposit

圖11 新民銅多金屬礦床S同位素組成直方圖（a）和分布圖（b）（資料來源王成輝,2011;韋子任等,2013;葛銳,2019；陳港等,2020）Fig.11 Histogram of sulfur isotope compositions of pyrites from the Xinmin copper polymetallic deposit(a)and distribution of sulfur isotopic compositions(b)(data are from Wang,2011;Wei et al.,2013;Ge,2019;Chen et al.,2020)

大平天山巖漿熱液系統中其他礦床的硫同位素組成也具有類似特點。例如內帶中與火山-次火山有關的龍頭山金礦的δ34S 為-2.7‰～5.5‰（王成輝，2011）；中溫帶的頭閘銀鉛鋅礦床的δ34S 為0.98‰～3.00‰（葛銳，2019），外帶的六梅金礦的δ34S為-0.8‰～0.5‰（陳港等，2020），均暗示成礦物質均來源于巖漿（圖11b）。

結合區域地質情況來看，上述礦床均與晚白堊世的大平天山巖漿活動有關，屬于同一成礦系統。

5.3 成礦模型

白堊紀晚期，受太平洋俯沖方向轉變的影響，華南地區形成一系列北東向的線性構造，并發育一系列巖漿活動（畢詩健等,2015；Mao et al.,2013）。在大平天山地區，受區域構造活動影響，巖漿活動主要以巖株的形式產出，少量侵位于近南北向的斷裂中。巖漿期后發育大量中高溫、中高鹽度的初始巖漿熱液。早期，成礦流體與接觸帶附近的碳酸鹽巖夾層發生交代反應，形成矽卡巖。成礦流體均一溫度和鹽度w(NaCleq)最高，分別為398～286℃，13.0%～6.2%。隨著溫度降低和大氣降水的加入，均一溫度和鹽度w(NaCleq)呈現逐漸降低的趨勢，均一溫度和鹽度從Ⅱ階段的374～163℃、9.3%～4.3%降低到Ⅲ階段的340～151℃、8.0%～2.6%。由于在這兩個階段發現了不同類型的流體包裹體共生現象，表明有明顯的流體沸騰作用發生。流體沸騰可以使圍巖形成大規模的裂隙（Pirajno,2009），在新民銅礦，具體表現為使熱液上升通道中（早期斷層）的裂隙變大，熱液通道變大變寬。再者，流體沸騰可以打開熱液流體與大氣降水混合的通道，使得兩者構成一個循環體，繼而促使礦質不斷沉淀。巖漿熱液活動后期，隨著大氣降水比例的加大，流體均一溫度和鹽度w(NaCleq)分別為298～150℃、5.4%～1.6%，形成大量石英-方解石脈，且包裹體類型趨于簡單。

綜上所述，新民銅多金屬礦床是一個與巖漿熱液有關的中高溫接觸交代-充填礦床（圖12）。成礦流體屬于中高溫、中鹽度NaCl-H2O-CO2±N2體系，流體混合和沸騰是礦質沉淀的主要原因。

5.4 大平天山巖漿熱液成礦系統

近年來的研究表明，大平天山地區可能存在一個統一的巖漿熱液成礦系統（韋子任等，2013；陳懋弘等，2016；2019；陳港等，2020），表現為以大平天山巖體為中心，由內向外依次分布高溫的龍頭山金礦和新民銅多金屬礦、中溫的頭閘和白沙銀鉛鋅礦，以及低溫的山花、六梅等大中型礦床。

大平天山巖體及其周圍脈巖均形成于中晚白堊世早期（～96 Ma）（王成輝，2011；葛銳，2019）。由于富含大量的揮發分（如B、F 等元素），常常形成隱爆角礫巖，發育明顯的電氣石化，包括巖體附近的熱液石英脈也含電氣石，并發育強烈的圍巖蝕變（Qian et al.,2019b；張明記，2019）。

富含揮發分和成礦物質的巖漿熱液沿著次級斷裂交代和充填，在巖體及其邊緣形成高溫銅金礦床，以龍頭山金礦和新民銅多金屬礦床為代表，其中，龍頭山巖體內的龍頭山金礦具有斑巖型礦床的基本特征，成礦元素以Au-Cu為主。礦物組合為黃鐵礦+黃銅礦+毒砂+磁黃鐵礦+自然金，硫化物以粗大的粒狀毒砂為主，表現為明顯的高溫礦物組合，蝕變主要以硅化、電氣石化、鉀化、絹云母化為主，礦體呈浸染狀、細脈狀展布，剪節理兩側熱液蝕變暈發育。均一溫度彼此接近（338～228℃）（謝掄司等，1993），巖漿流體在上升過程中經歷沸騰作用和不混溶作用，從而促進黃銅礦、黃鐵礦、毒砂礦等礦石礦物在主成礦階段的沉淀（王成輝，2011）。近期在龍頭山金礦南部新探明的銅礦也具有類似特征（王成輝，2011；廣西壯族自治區二七三地質隊，2021）。

中溫礦化帶以寒武系和泥盆系中的脈狀-層狀銀鉛鋅礦化為主（如砷礦溝、白沙等礦床），硅化強烈，以石英脈型為主。礦物組合為方鉛礦+閃鋅礦+黃鐵礦等，也常見高溫（毒砂）或者低溫（輝銻礦）礦物。伴隨巖漿的侵位，一系列北北西向的斷層和節理同時形成。巖漿期后形成的含礦熱液沿北北西向斷層和節理上升和向外遷移，當遇到灰巖夾層時發生側向遷移、交代層狀矽卡巖型礦體，同時也充填于斷層和節理中，形成脈狀礦體。斷層多具有分帶性，中間為硅化礦化斷層角礫巖和碎裂巖，兩側常常有劈理化、透鏡體化現象，指示斷層的長期活動性。礦化蝕變以硅化、矽卡巖化、大理巖化為主，為典型的熱液脈狀-矽卡巖型礦床（葛銳，2019）。通過對砷礦溝礦床的樣品觀察發現，礦物組合具有分帶性（靠近巖體為磁黃鐵礦，中間為黃鐵礦和閃鋅礦，往外依次為毒砂，最外為（輝）硫銻鉛礦，暗示結晶溫度越來越低并且存在低溫針狀毒砂。砷礦溝礦床的中高溫中高鹽度成礦流體主要來自巖漿水；碳的來源介于巖漿和海相碳酸鹽，可能是巖漿熱液與地層的混合。主成礦階段流體包裹體均一溫度峰值270～370℃，中高鹽度w(NaCleq)=2.9%～22.2%；綜合流體包裹體和穩定同位素研究表明，成礦流體和物質來源于巖漿熱液，體現了礦體與巖體的相關性（葛銳，2019）。與典型的斑巖銅礦成礦系統有諸多相似之處（Sillitoe，1990;2010；Sinclair et al.,2007）

最外圍成礦流體主要沿斷層充填形成低溫金銻熱液脈狀礦床，典型礦點如六梅金礦、山花金礦等。礦物組合以黃鐵礦-毒砂-輝銻礦為主，少量重晶石和菱鐵礦。以出現針狀毒砂為特色。低溫礦化帶以銻金礦化為主，細粒針狀毒砂發育，金以不可見金的形式賦存，主要賦存在黃鐵礦和針狀、矛狀毒砂晶格中，石英-白云石-方解石脈發育，礦物組合為輝銻礦+針狀毒砂+閃鋅礦+黃鐵礦+石英+方解石等低溫礦物組合。蝕變主要以硅化、綠泥石化為主。其主成礦階段平均均一溫度為181℃，平均鹽度w(NaCleq)為9.4%。前人研究表明，六梅金礦成礦流體具有中低溫、低鹽度和低密度的特點，流體主要來源于巖漿熱液；成礦物質來源于巖漿巖，說明六梅金礦屬于與巖漿活動有關的遠端低溫熱液礦床（韋子任等，2013；陳港等，2020）。

通過對大平天山地區的龍頭山金礦、新民銅礦、砷礦溝銀鉛鋅礦、白沙銀鉛鋅礦、六梅金礦等礦床進行的流體包裹體研究統計表明，圍繞巖體向外成礦流體依次呈現高溫、中溫、低溫的變化，成礦溫度逐漸降低，這與同一巖漿成礦系統熱液礦床的成礦溫度一般從巖體往外逐漸降低是一致的（張健等，2019）。此外，王成輝等（2012）對平天山鉬礦中的輝鉬礦進行Re-Os 測年，結果為（96.08±1.90）Ma（MSWD=0.48），進一步佐證區內礦床的形成時代與各巖體的形成時代有較好的對應關系，其他礦床的精確成礦年代正在開展中。

因此，大平天山礦田的礦床均為與燕山晚期巖漿熱液系統有關的礦床。最主要的控礦因素為巖漿巖和斷裂構造。礦床硫源均來自深源巖漿，成礦流體主要來自巖漿，大氣降水沿斷裂破碎帶下滲過程中，與巖漿熱液混合參與巖漿熱液活動。平面上圍繞巖體，總體顯示出由高溫到低溫的分帶特點。因此，筆者提出大平天山礦床分帶模型：（次火山巖）斑巖型金銅礦-中溫熱液型-矽卡巖型銀鉛鋅礦-低溫熱液型金礦模型（圖1b、表4、圖12）。

圖12 大平天山巖漿熱液成礦系統模式圖（據陳港等，2020）1—泥盆系；2—寒武系；3—花崗閃長巖；4—花崗巖；5—灰巖；6—金礦體；7—銅礦體；8—鉛鋅礦體；9—不整合面；10—斷裂；11—巖漿熱液；12—大氣降水Fig.12 Model diagram of Dapingtianshan magmatic-hydrothermal metallogenic system(after Chen et al.，2020)1—Devonian;2—Cambrian;3—Granodiorite;4—Granite;5—Limestone;6—Gold orebody;7—Copper body;8—Pb-Zn orebody;9—Unconformity surface;10—Fracture;11—Magmatic hydrothermal fluid;12—Meteoric water

表4 大平天山巖漿熱液成礦系統典型礦床特征對比表Table 4 Comparison in Dapingtianshan area of typical deposit charactenistic of magmatic-hydrothermal mineral systems

6 結論

（1）新民銅多金屬礦床主成礦流體為中高溫、中鹽度的NaCl-H2O-CO2-(±N2)體系，流體沸騰和流體混合是誘發礦質沉淀的原因。

（2）新民銅多金屬礦床的H-O 同位素顯示成礦流體來源主要為巖漿水，后期有大氣降水的加入；硫同位素表明成礦物質主要來源于巖漿熱液。

（3）新民銅多金屬礦床為高中溫巖漿熱液充填-交代礦床，與鄰區的礦床一起構成了大平天山巖漿熱液成礦系統。

致 謝中國地質科學院礦產資源研究所朱喬喬副研究員對硫化物S 同位素分析過程中提供了指導和幫助；野外工作期間得到了廣西壯族自治區第六地質隊、廣西壯族自治區二七三地質隊以及各礦業公司的大力支持，在此表示誠摯地感謝；審稿專家提出的建設性意見；在此一并表示感謝！