东川式铜矿的成矿作用及后期叠加改造：来自硫化物原位硫同位素的制约*

殷学清，林海涛，苏治坤，赵新福

（中国地质大学资源学院，湖北武汉 430074）

沉积岩型层状铜矿床（Sedimentary rock-hosted Stratiform Copper; SSC 型矿床）是一种全球范围内重要的铜矿床类型，目前关于它们的成因还存在着较大的争议，一种观点认为成矿作用主要集中在成岩期，同时有后期成矿作用的叠加改造（Hitzman et al., 2005; 2010; 2017; Selley et al., 2005; Dewaele et al., 2006; Muchez et al., 2008; 2015; 2017; El Desouky et al., 2009; 2010; Zhao et al., 2012; Huang et al.,2013）；另一种观点则认为其是与成岩后盆地闭合和造山作用有关的成矿事件（Sillitoe et al., 2010;2015;2017a;2017b;Perelló et al.,2015;2017;2019）。因此，正确认识成矿作用的时限及成矿物质和流体的来源对深入理解SSC 型矿床的成因具有重要的意义。

康滇地区位于扬子板块西缘，是中国重要的铁铜成矿带，产出有数十个铁氧化物铜金矿床（IOCG型矿床）和SSC型矿床（图1）。区域内SSC型矿床以东川式铜矿而著称（龚琳等,1996），包括因民、落雪、汤丹和滥泥坪等中-大型矿床，矿体主要以层控的形式产出在晚古元古界东川群岩石中，总储量预估在世界SSC 型矿床储量中排名第四，仅次于中非铜矿带和欧洲Kupferschiefer 铜矿区的储量，可能与哈萨克斯坦Dzhezkazgan 铜矿区的储量相当（Zhao et al.,2012），目前对它们的形成时代、成矿期次和矿床成因仍存在着较大的争议，包括沉积-改造成矿（龚琳等, 1981; 华仁民, 1989; 冉崇英, 1989; 华仁民等,1993）、火山-喷流沉积成矿（龚琳等, 1996; 刘继顺等, 1996）、新元古代岩浆热液交代成矿（邱华宁等,1997;2002）及成岩期成矿（Ruan et al.,1991;Zhao et al.,2012;2013;Huang et al.,2013）等观点。

硫化物硫同位素组成在揭示矿床成因方面发挥着重要的作用（Ohmoto,1972）。虽然前人对东川铜矿区内铜矿床的硫化物进行过硫同位素组成研究，但均采用的是传统的硫同位素组成分析方法，不能识别单颗粒硫化物中不同阶段矿化的硫同位素组成特征，通常也没有考虑不同产状矿体可能的成因差异，同时缺乏将东川铜矿区内的SSC 型矿床作为一个整体进行系统的研究和比较。近年来，激光剥蚀多接收杯电感耦合等离子体质谱（LA-MC-ICP-MS）原位同位素分析技术已经广泛地应用于示踪成矿物质的来源和揭示成矿作用的机理，具有空间分辨率高、检测限低和分析速度快等优点（Bendall et al.,2006; Mason et al., 2006; Craddock et al., 2008; Fu et al., 2016; 范宏瑞等, 2018），本次研究利用LA-MCICP-MS 对东川铜矿区内因民、汤丹和滥泥坪3 个铜矿床的层状矿体和脉状矿体硫化物进行了系统的原位硫同位素组成分析，以期限定东川式铜矿成矿物质硫的来源和形成机制，探讨区域典型SSC 型矿床的成因，这对于其他地区SSC 型矿床的成因也具有重要的指示意义。

图1 康滇铁铜成矿带大地构造位置图(a)和区域地质图(b)(据Zhao et al.,2011修改)Fig.1 Simplified tectonic map showing the location of the Kangdian iron-copper metallogenic belt in the Yangtze Block(a)and geological map showing the distribution of Paleoproterozoic and Mesoproterozoic strata,Neoproterozoic intrusions and Fe-Cu and Cu deposits in the western margin of the Yangtze Block(b)(modified after Zhao et al.,2011)

1 区域地质背景

康滇地区位于扬子板块西缘，广泛出露有大红山群、河口群、东川群、昆阳群和会理群等古-中元古界地层，主要是一套火山-沉积序列，都经历了不同程度的变形和变质改造作用，在区域上分布在绿汁江断裂以东地区，并被一系列NS-NNE 向断裂错开（图1）。大红山群、河口群和东川群是康滇铁铜成矿带的赋矿地层，分别产出有大红山铁铜矿床、拉拉铜矿床和东川式铜矿床等典型矿床（图1）。已有的研究表明，康滇地区出露的大红山群、河口群和东川群虽然分布在区域内的不同位置，但它们在形成时代、物源组成、沉积相演化等方面均可进行类比（Greentree et al., 2006; 2008; Zhao et al., 2010; Chen et al.,2013; Wang et al., 2014a, 2014b; 王伟等, 2019）。这些地层都形成于陆内裂谷环境（吴懋德等,1990;龚琳等,1996;Zhao et al.,2010;2017;2019;Chen et al.,2013;Wang et al.,2014a;2014b;Zhou et al.,2014;王伟等, 2019），最近，Lu 等（2020）根据区域内出露的镁铁质岩浆岩的地质年代学和地球化学特征提出该陆内裂谷环境是西伯利亚板块Timpton 地幔柱远场伸展效应的响应。

东川群是东川式铜矿的赋矿地层，断续地分布在一个长达300 多km、宽不足35km 的狭长带中，自下而上分别由因民组、落雪组、鹅头厂组和绿汁江组构成，这些岩石经历了低绿片岩相变质作用。因民组主要由紫红色含赤铁矿的变砂岩、粉砂岩和板岩组成，夹有少量的火山角砾岩、中-基性条带状凝灰岩和沉凝灰岩，其中凝灰岩的锆石U-Pb 年龄为（1742±13）Ma（Zhao et al.,2010），而侵入因民组中的辉长岩的锆石U-Pb 年龄介于1728～1676 Ma（Zhao et al., 2010; 朱华平等, 2011; 郭阳等, 2014），限定了因民组形成时代为～1.70 Ga。因民组中发育有石盐和硬石膏假晶，表明原先存在有蒸发岩，因此被认为是扬子板块中最古老的陆相红层序列（华仁民, 1989; 1990; 吴懋德等, 1990; Zhao et al., 2010），其底部发育的因民角砾岩也可能与盐底辟作用有关（吴懋德等, 1990; Ruan et al., 1991; Zhao et al.,2012）。因民组顶部地层由板岩和弱变质的白云岩互层组成，向上截然过渡到落雪组白云岩，但因民组和落雪组之间仍然呈现整合接触关系，表明二者之间存在着一个快速的海进过程（Zhao et al., 2012）。落雪组岩性为青灰色-灰白色-肉红色厚层-块状含藻白云岩，夹有硅质白云岩和泥砂质白云岩，含有大量的叠层石。白云岩的Pb-Pb 等时线年龄为（1716±56）Ma（常向阳等,1997）。鹅头厂组主要为一套黑色碳质板岩，夹有少量白云岩、粉砂岩和凝灰质火山岩，凝灰质火山岩的锆石SHRIMP U-Pb 年龄为（1503±17）Ma（孙志明等, 2009）和（1500±17）Ma（李怀坤等,2013）。绿汁江组下部主要为碳质白云岩和粉砂岩互层，上部主要为叠层石白云岩。因此，东川群整体年龄框架形成于古元古代晚期—中元古代早期，下部的因民组和落雪组形成于～1.7 Ga，而上部的鹅头厂组和绿汁江组形成于～1.5 Ga，如此大的形成时间跨度可能表明东川群内部存在着假整合接触关系（Zhao et al.,2012）。

扬子板块西缘康滇地区古元古代晚期—中元古代早期岩浆岩分布较为零星，但新元古代（～860～740 Ma）岩浆活动十分强烈，它们由花岗岩、闪长岩和辉长岩组成，目前对其成因和形成时的大地构造背景还存在着颇多的争议，一种观点认为是与洋壳俯冲作用有关的岛弧岩浆岩（Zhou et al.,2002;Zhao et al.,2008），另一种观点则认为是与Rodinia 超大陆裂解时的地幔柱有关（Li X H et al., 2003; Li Z X et al.,2003）。新元古代岩浆活动对区域内的地层、构造、岩浆岩和矿产都产生了明显的影响，比如大量的40Ar-39Ar 年龄早期被解释为区域铁铜矿床或铜矿床的成矿年龄（孙克祥等, 1991; 邱华宁等, 1997;2002;叶霖等,2004），但近年来的研究表明其记录的是新元古代区域岩浆热变质事件（Zhou et al.,2014;Zhao et al.,2019）。

2 矿床地质特征

东川铜矿田内主要出露有东川群因民组、落雪组和黑山组（对应区域上的鹅头厂组）地层，这些地层在东川地区分布广泛，厚度变化较大（图2）。因民组下部是一套复杂的角砾岩，在野外能够看到角砾岩中包裹有早期角砾岩的碎屑，表明经历了多期角砾岩化作用，角砾多为邻近的因民组，也有极少量的上覆地层，胶结类型主要为基质支撑，局部为碎屑支撑，角砾和基质都经历了强烈的热液交代蚀变作用，中部是紫红色砂岩、粉砂岩和板岩，赋存有铁铜矿体，上部是砂泥质白云岩夹有紫红色的板岩和砂岩，矿区内层厚为30～1000 m。落雪组整合地上覆于因民组之上，主要由白云岩组成，中部含有大量的叠层石，顶部白云岩含有碳质和泥质成分，矿区内出露厚度为50～540 m。黑山组在因民黑山沟发育最为完整，中下部岩性是夹有灰岩和凝灰质砂岩的板岩，上部是黑色板岩，含有灰岩夹层，矿区内层厚为500～1796 m，其在汤丹和滥泥坪等地产出有大量黑色页岩、碳泥质条带和碳泥质白云岩。矿区内断裂构造十分发育，以NS向和EW向2组主干断裂为主，基本控制了整个矿区的构造格局，次级断裂构造较发育，部分控制了岩石的分布和矿体的产状。矿区范围内岩浆活动相对较弱，分布相对局限，但持续时间较长。

因民、汤丹和滥泥坪矿床是东川式铜矿的典型代表（图2），产出有层状矿体和脉状矿体，野外地质关系表明脉状矿体穿切层状矿体。层状矿体通常赋存在落雪组白云岩中，矿石构造为顺层浸染状和细脉状构造，产状近似地平行于地层层理。部分层状矿体还产出在叠层石中，形成了东川铜矿著名的“马尾丝”矿石（龚琳等,1996）。脉状矿石主要以铜硫化物、石英和碳酸盐脉的形式产出在落雪组白云岩和黑山组碳质板岩的裂隙、节理、断层和剪切带中。需要指出的是，在因民和滥泥坪矿床铜矿体的下部发育有铁铜矿体，前人称其为“稀矿山”式铁铜矿床（龚琳等,1996），目前经过详细的野外地质观察和室内光薄片鉴定，结合蚀变矿物组合和矿石特征已经确认这些铁铜矿体是比上部层状铜矿体稍晚期叠加的IOCG 矿 体（Zhao, 2010; Zhao et al., 2012; 2013;2019; Zhou et al., 2014; Su et al., 2019），本文只讨论这些矿床中发育的SSC型矿体。

图2 东川铜矿田简略地质图（据Zhao et al.,2012修改）Fig.2 Simplified geological map showing the distribution of copper deposits in the Dongchuan ore district（modified after Zhao et al.,2012）

因民、汤丹和滥泥坪矿床虽然在空间上分布于不同的位置，矿体形态和局部地质特征存在一定的差异，但它们的热液蚀变和矿化特征基本一致，都由2 种不同产状的矿体组成，金属矿物主要都是铜硫化物，包括黄铜矿、斑铜矿和辉铜矿，局部亦有少量的黄铁矿、硫铜钴矿、辉砷钴矿、闪锌矿、方铅矿、蓝辉铜矿、铜蓝和孔雀石，脉石矿物都包含有铁白云石、钠长石、钾长石、方解石、石英、磷灰石和电气石等。

层状矿石主要呈灰色，一些白云岩由于受到热液蚀变的影响发生前人所称的“褪色作用”而呈白色。金属硫化物主要呈平行于沉积层理的层状，部分呈浸染状和细脉状分布在白云岩中，本次研究根据矿石的特点将叠层石状矿石也归类为层状矿石，原因是叠层石状矿石是成矿流体流入地层中时，沿着叠层石的生长纹理沉淀形成的（图3a～c）。层状矿石金属硫化物较为简单，主要是黄铜矿、斑铜矿、黄铁矿、辉铜矿和蓝辉铜矿等。黄铜矿是主要的金属矿物之一，多以集合体的形式呈层状分布于白云岩中，集合体中黄铜矿呈不规则的粒状，粒径0.05～0.8 mm，常见其被斑铜矿包裹的现象，也可见二者呈共生关系（图3d～h）。黄铁矿呈自形-半自形粒状结构，粒径约为0.05～0.1 mm，局部可见其组成粒状集合体呈层状分布于脉石矿物中，部分黄铁矿颗粒中包裹有钾长石和铁白云石矿物小颗粒，部分黄铁矿还具有核边结构，亦可被黄铜矿包裹，形成包含结构（图3d、e）。斑铜矿也是主要的金属硫化物之一，常呈不规则粒状分布，粒径约为0.5～1 mm，局部可见其包裹有硫铜钴矿，也常被辉铜矿交代形成孤岛状和港湾状，少量斑铜矿中还有呈叶片状或格状的黄铜矿固溶体出溶物（图3g～j）。辉铜矿主要与斑铜矿呈交代关系，未见辉铜矿单独形成（图3j）。蓝辉铜矿在矿石中的含量较少，主要分布在黄铜矿的边缘，可能是后期表生成矿作用形成的（图3f、h、i）。

脉状矿石中金属硫化物沿切层的裂隙或断裂穿切早期的层状硫化物或沉积层理。脉状矿石中不同金属硫化物脉的粗细相差较大，较粗的硫化物脉宽度达4～8 cm，而较细的硫化物脉宽度与层状硫化物脉相似，但脉状矿石的品位普遍高于层状矿石（图4a～c）。脉状矿石金属硫化物主要是黄铜矿、斑铜矿、黄铁矿和辉铜矿（图4d、e）。黄铜矿是脉状金属硫化物主要的金属矿物之一，基本上呈不规则粒状或他形粒状分布。脉状矿石中的黄铜矿存在2 种形貌：①表面较多坑，有较多的麻点，比较“脏”；②表面比较光亮，比较“干净”。后者围绕较“脏”的黄铜矿生长，或是穿插前者（图4e～g）。黄铁矿是脉状矿石中含量较多的金属矿物，晶型较为自形，也存在着与脉状黄铜矿一样的形貌差异（图4h～j）。斑铜矿也是脉状矿石的主要金属矿物之一，局部与辉铜矿共生或被辉铜矿交代（图4e、k）。脉状矿石中的辉铜矿与层状矿石相似，主要以交代斑铜矿的形式存在，含量较少（图4k）。

东川铜矿区内的地层和岩石明显受到了热液蚀变作用的影响，蚀变类型包括钠长石化、钾长石化、碳酸盐化、硅化、绿泥石化和绢云母化等。钠长石化主要形成少量的小颗粒钠长石（图5a），与钠长石化基本同时或略晚发生的蚀变作用是铁白云石化，其主要发育在因民组和落雪组内，表现为大量铁白云石的形成（图5a），部分层状矿石中的黄铁矿和黄铜矿包裹有铁白云石（图3e）。钾长石化表现为钾长石（图5b）和少量黑云母的形成，局部也可见层状矿石中黄铁矿包裹有钾长石（图3e）。硅化相当强烈，在矿区范围内的赋矿地层中都有分布，与层状和脉状矿化关系非常密切，光学显微镜下可见石英与黄铜矿和斑铜矿呈共生关系（图5a～c），还伴随有强烈的碳酸盐化作用，主要出现方解石和少量的菱铁矿（图5a～d）。绿泥石化和绢云母化常与硅化伴生（图5d）。此外，还有相对较多的晚期石英和方解石脉穿切早期形成的层状和脉状矿石，晚期脉中偶见黄铜矿和斑铜矿。

3 样品及分析方法

本研究在对东川铜矿区内的铜矿床进行详细的野外地表露头、采矿巷道、矿石堆和勘探钻孔观察的基础上，对因民、汤丹、滥泥坪3 个典型矿床进行了系统的采样，并将3 个矿床所采集的矿石样品按地质产状分为层状硫化物矿石和脉状硫化物矿石，具体特征详见表1。将这2 种产状的矿石样品磨制成探针片和激光片后，利用光学显微镜进行详细的岩相学和矿相学观察，并对含有黄铁矿和黄铜矿的典型样品激光片进行扫描电镜-能谱（SEM-EDS）观察，以查清其是否具有潜在环带特征，最后在查明矿物的组成、结构和共生关系的基础上，对不同产状的硫化物（黄铁矿、黄铜矿、斑铜矿和辉铜矿）进行原位硫同位素成分分析。

图3 层状矿石手标本及镜下特征a.白云岩中的顺层浸染状斑铜矿，围岩受热液蚀变影响强烈发生褪色作用呈白色；b.白云岩中的顺层浸染状和条带状斑铜矿和黄铜矿，围岩受热液蚀变影响相对较弱呈灰色；c.叠层石状矿石，黄铜矿沿其生长纹理呈环带分布；d.层状矿石中的黄铁矿和黄铜矿，沿着白云岩的层理分布，有大量的石英和方解石与黄铁矿和黄铜矿同时产出；e.层状矿石中的黄铁矿和黄铜矿，黄铁矿具有明显的环带特征，核部较脏，包裹有铁白云石和钾长石矿物小颗粒，边部较干净，边缘有极小颗粒的黄铜矿与黄铁矿共生；f.白云岩中沿层理产出的层状黄铜矿和斑铜矿，斑铜矿边缘产出有少量蓝辉铜矿；g.层状矿石中共生的黄铜矿、斑铜矿和硫铜钴矿；h.层状矿石中的黄铜矿与斑铜矿共生，少量的蓝辉铜矿分布在斑铜矿的边缘；i.层状矿石中的黄铜矿固溶体出溶物呈叶片状或格状结构分布在斑铜矿中，斑铜矿被蓝辉铜矿交代；j.层状矿石中的斑铜矿和辉铜矿与石英共生。d～j均为反射光。Py—黄铁矿（C-Py：表面干净的黄铁矿；D-Py：表面较脏的黄铁矿）；Ca—硫铜钴矿；Ccp—黄铜矿；Bn—斑铜矿；Cc—辉铜矿；Dig—蓝辉铜矿；Ank—铁白云石；Dol—白云石；Kfs—钾长石；Qtz—石英；Cal—方解石Fig.3 Hand specimen images and photomicrographs of the stratiform oresa.Stratiform disseminated bornite along beds in bleached dolostone which suffered from intense hydrothermal alteration;b.Bedding-parallel disseminated and banded bornite and chalcopyrite along beds in grey dolostone which underwent relatively weak hydrothermal alteration;c.Chalcopyrite is widespread in stromatolitic dolostone along the growth textures;d.Stratiform pyrite and chalcopyrite as well as abundant quartz and calcite along beds in dolostone;e.Zoned pyrite contains dirty and porous core containing fine ankerite and potassium feldspar,surrounded by relatively clean rim consisting of particular tiny intergrown chalcopyrite and pyrite;f.Chalcopyrite and bornite are parallel to beds in the host dolostone;bornite is marginally replaced by digenite;g.Chalcopyrite associated with bornite and carrollite;h.Chalcopyrite coexistent with bornite surrounded by digenite;i.Chalcopyrite solid solution as foliated and grating texture within bornite marginally replaced by digenite;j.Bornite and chalcocite associated intimately with quartz.Photomicrographs d-j under reflected light Py—Pyrite（C-Py,Pyrite with clean appearance;D-Py,Pyrite with dirty and porous one）;Ca—Carrollite;Ccp—Chalcopyrite;Bn—Bornite;Cc—Chalcocite;Dig—Digenite;Ank—Ankerite;Dol—Dolomite;Kfs—Potassium feldspar;Qtz—Quartz;Cal—Calcite

表1 硫化物原位硫同位素组成分析的实验样品特征Table 1 Characteristics of samples for in situ sulfur isotopic compositions of sulfide minerals

本次实验在中国地质大学（武汉）地质过程与矿产资源国家重点实验室完成，所使用仪器为Neptune Plus 多接收杯电感耦合等离子体质谱仪（MCICP-MS）与193 nm ArF 准分子激光剥蚀系统（Geo-Las 2005）联用。硫同位素分析的激光束斑直径为32 μm，激光频率为3 Hz，能量为3.5 kJ/cm2，静态模式中等分辨率接收。氦气作为载气将剥蚀物质以0.7 L/min的速率运至MC-ICP-MS，额外的4 mL/min的氮气也被添加进中心载气流以提高同位素分析的灵敏度和稳定性（Fu et al.,2016）。样品剥蚀时间为52 s，前18 s 用于采集空白背景信号，后34 s 用于采集样品剥蚀信号。仪器漂移和基体效应校正采用标准-样品交叉法，每2 组标样中穿插5 个未知样品，采用线性内插校正。 所有硫同位素值基于（34S/32S）V-CDT=0.044163计算。校正标样为黄铁矿国际标样PPP-1（δ34S= 5.3‰），国际标样P-S-1（硫化银）和P-04414（压饼）为监控标样，不同硫化物间无明显硫同位素基体效应。整个分析过程中黄铁矿32S 信号强度为12～16 eV；黄铜矿为1～3 eV；斑铜矿为2 eV。单点内部精度为0.02‰～0.1‰（2sd），外部精度优于0.45‰（2sd），具体的实验步骤和分析流程参见Fu等（2016）。

4 硫同位素组成分析结果

4.1 因民矿床

选取5 个样品进行了硫化物的原位硫同位素分析，其中4 个层状矿石样品，1 个层状和脉状共生矿石样品。19 个层状硫化物点的δ34S 值分布于4.7‰～22.1‰，平均值为10.3‰，明显聚集在5.0‰～6.2‰、11.9‰～15.6‰和17.6‰～22.1‰三个区间范围内。6个脉状硫化物点的δ34S 值分布于21.0‰～30.7‰，平均值为27.4‰。

4.2 汤丹矿床

选取3 个样品进行了硫化物的原位硫同位素分析，其中1 个层状矿石样品，2 个脉状矿石样品。2 个层状硫化物点的δ34S 值分别为3.0‰和3.1‰，平均值为3.05‰。5 个脉状硫化物点的δ34S 值分布于-10.4‰～2.2‰，平均值为-5.3‰，明显聚集在-10.4‰～-9.7‰和1.9‰～2.2‰两个小的区间范围内。

4.3 滥泥坪矿床

图4 脉状矿石手标本及镜下特征a、b.白云岩中的脉状硫化物矿石，斑铜矿呈粗脉状分布在蚀变白云岩中；c.黑山组碳质板岩中的高品位黄铜矿+斑铜矿+石英脉，黄铜矿和斑铜矿矿石中还保留有有机质碎屑；d、e.硫化物细脉穿切层状矿化，层状矿化沿着白云岩的层理分布，脉状矿化横切白云岩层理和层状矿化，矿石矿物主要都是黄铜矿和斑铜矿，但是颗粒大小存在明显的差别；f.脉状矿石中表面干净的黄铜矿包裹表面较脏的黄铜矿；g.滥泥坪矿床中表面较脏和干净的脉状黄铜矿；h.因民矿床中的脉状黄铁矿和黄铜矿；i.滥泥坪矿床中的脉状黄铁矿和黄铜矿（δ34S=3.05‰为两颗黄铁矿硫同位素组成的平均值）；j.滥泥坪矿床中表面较脏和干净的脉状黄铁矿；k.脉状矿石中共生的斑铜矿和辉铜矿。e～k均为反射光。Py—黄铁矿（C-Py：表面干净的黄铁矿；D-Py：表面较脏的黄铁矿）；Ccp—黄铜矿（C-Ccp：表面干净的黄铜矿；D-Ccp：表面较脏的黄铜矿）；Bn—斑铜矿；Cc—辉铜矿；Dol—白云石；Qtz—石英；Cal—方解石；OM—有机质Fig.4 Hand specimen images and photomicrographs of the vein-type oresa,b.Vein-type ores with coarse-grained bornite in the altered dolostone;c.Vein-type ores mainly consisting of chalcopyrite,bornite and quartz in carbonaceous slate of the Heishan Formation.The organic matter enclosed in chalcopyrite and bornite veins;d,e.Sulfide veins cutting stratiform ores along beds in dolostone.Note ore minerals for the two types of ores are mainly chalcopyrite and bornite,yet there exists a significant difference in size for stratiform and vein-type ores;f.Chalcopyrite with dirty and porous appearance surrounded by one with clean appearance;g.The dirty and clean chalcopyrite from the Lanniping deposit;h.Pyrite and chalcopyrite from the Yinmin deposit;i.Pyrite and chalcopyrite from the Lanniping deposit（δ34S being equal to 3.05‰,represents the average value of two pyrite grains）;j.Pyrite with dirty and clean appearance from the Lanniping deposit;k.Bornite associated with chalcocite.Photomicrographs e-k under reflected light Py—Pyrite（C-Py,Pyrite with clean appearance;D-Py,Pyrite with dirty and porous one）;Ccp—Chalcopyrite（C-Ccp,Chalcopyrite with clean appearance;D-Ccp,Chalcopyrite with dirty one）;Bn—Bornite;Cc—Chalcocite;Dol—dolomite;Qtz—Quartz;Cal—Calcite;OM—Organic matter

图5 落雪组白云岩中热液蚀变的典型镜下照片a.钠长石化和铁白云石化作用形成的钠长石和铁白云石；b.钾长石化作用形成的钾长石，具有明显的卡斯巴双晶；c.强烈的硅化和碳酸盐化作用，形成大量的石英和方解石，它们与金属硫化物共生；d.绿泥石化作用形成绿泥石，主要分布在方解石间隙中。a～c均为透射正交光，d为透射单偏光。Ab—钠长石；Ank—铁白云石；Kfs—钾长石；Qtz—石英；Cal—方解石；Chl—绿泥石；Ccp—黄铜矿Fig.5 Photomicrographs of typical hydrothermal alteration in the dolostone of the Luoxue Formationa.Albite and ankerite resulted from albitization and dolomitization,respectively;b.Potassium feldspar with characteristic simple twin generated by potassic alteration;c.Abundant quartz and calcite formed by intense silicification and carbonation.Note silicification closely associated with sulfide minerals;d.Chlorite produced by chloritization is mainly dispersed in interval within calcites（Photomicrographs a-c under transmitted crossed-polarized light;Photomicrograph d under transmitted plane-polarized light）Ab—Albite;Ank—Ankerite;Kfs—Potassium feldspar;Qtz—Quartz;Cal—Calcite;Chl—Chlorite;Ccp—Chalcopyrite

选取3 个样品进行了硫化物的原位硫同位素分析，其中1 个层状矿石样品，2 个脉状矿石样品。4 个层状硫化物点的δ34S 值分布于-3.3‰～-0.7‰，平均值为-1.9‰。13 个脉状硫化物点的δ34S值分布于-19.4‰～3.5‰，平均值为-12.7‰，明显聚集在-19.4‰～-17.9‰、-14.3‰～-9.3‰和3.4‰～3.5‰三个较小的区间范围内。

5 讨 论

5.1 硫的来源

前人对东川铜矿区内铜矿床的硫化物进行过传统的硫同位素组成研究，王可南（1978）报道了东川铜矿区落雪组中铜矿体的硫化物δ34S 值分布范围为-0.5‰～14.5‰；Zhao 等（2012）对汤丹矿床原生硫化物的硫同位素进行研究时，指出汤丹矿床中黄铜矿和斑铜矿的δ34S 值分布范围为-12.7‰～9.3‰，主要集中在-3‰～5‰之间；Huang 等（2013）根据铜矿体的产状对汤丹矿床的层状矿石和脉状矿石分别进行了硫同位素组成研究，研究发现黄铜矿、斑铜矿和辉铜矿有相似的δ34S 值（-14.7‰～9.3‰），其中大部分层状矿石的δ34S 值分布范围为-3‰～10‰，脉状矿石的δ34S 值分布范围为-15‰～-8‰，这些传统的硫同位素数据未能完整地反映硫化物的产状和结构信息，同时缺少不同矿床之间硫化物硫同位素组成的对比研究，阻碍了对区域SSC 型矿床成因的认识。本文利用LA-MC-ICP-MS对硫化物硫同位素组成进行了精细的原位分析，实验结果显示东川铜矿区铜矿床的硫化物δ34S 值分布范围较广（-19.4‰～30.7‰），且层状矿体和脉状矿体的硫化物硫同位素组成分布不同，同时发现因民矿床的硫化物δ34S 值总体高于汤丹和滥泥坪2个矿床的硫化物δ34S值，而同一矿床中相同产状的硫化物δ34S 值也存在着较大的差异（表2，图6、7）。

5.1.1 层状矿体

层状矿体的矿物组合主要为黄铁矿+黄铜矿+斑铜矿±辉铜矿±硫铜钴矿，蚀变矿物组合为石英+方解石±绿泥石，同时缺少氧化物和硫酸盐矿物，表明成矿流体中的硫以还原硫（H2S）的形式存在（Ohmoto et al.,1997）。根据层状矿石流体包裹体均一温度平均值（169℃, 冉崇英, 1989）和硫化物与H2S 之间的分馏系数（Sakai, 1968; Li et al., 2006），计算得到因民矿床成矿流体的δ34S值为4.7‰～21.0‰，汤丹和滥泥坪矿床成矿流体的δ34S 值为-3.6‰～2.8‰（表2），其与因民矿床层状硫化物（4.7‰～22.1‰）、汤丹和滥泥坪矿床层状硫化物（-3.3‰～3.1‰）之间分馏很小，因此硫化物的δ34S值可以代表成矿流体的δ34S值。

因民矿床层状硫化物的δ34S值总体偏高（4.7‰～22.1‰），明显超出了岩浆硫的硫同位素组成范围（-3‰～3‰,Hoefs,2018），因此这些明显偏高的正值表明成矿所需的硫只可能来自海水或海相蒸发岩。现代海水硫酸盐的δ34S 值为20‰，而古-中元古代海水硫酸盐的δ34S 值可能更低（Seal, 2006），Canfield（2004）描绘的δ34S 地质历史曲线中1.5～1.7 Ga 时海水硫酸盐的δ34S 值大概仅为16‰，由这样的海水硫酸盐热化学还原形成的HS-应该具有较低的δ34S值（大约-6‰＜δ34S＜6‰, Hoefs, 2018），而因民矿床层状矿石中硫化物的δ34S 值最高可达22.1‰，因此说明成矿流体中硫的来源含有海相蒸发岩（膏岩层）。根据因民组中发育的石盐和硬石膏假晶以及溶蚀空洞，前人认为地层中原先存在有蒸发岩，提出底部发育的因民角砾岩是由于膏岩层发生溶解形成的（吴懋德等, 1990; Ruan et al., 1991; Zhao et al.,2012）。苏治坤等（2015）对东川地区的电气石硼同位素进行研究后，发现电气石具有极高的δ11B 值，为因民地区地层中古海相蒸发岩（膏岩层）的存在提供了进一步的证实。这些证据都表明海相蒸发岩在盆地流体循环过程中发生过溶解，因此可以为成矿流体提供充足的硫源。此外，因民矿床中层状矿石硫化物的硫同位素组成存在着明显的差异：平行于灰色白云岩层理的硫化物δ34S 值为11.9‰～22.1‰，而叠层石状硫化物δ34S 值为5.0‰～6.2‰，白云岩中浸染状矿石的2颗斑铜矿δ34S值分别为4.7‰和6.4‰，显示出层状矿石中的硫化物是海相硫酸盐不同程度热化学还原的产物（Kiyosu et al., 1990;Machel et al., 1995; Hoefs, 2018）或者局部可能有生物还原硫加入。

表2 硫化物原位δ34S值的分布特征和计算的硫化物δ34Sfluid值Table 2 In situ sulfur isotopic data of the SSC deposits and the calculated δ34Sfluid values for sulfide minerals

图6 层状矿石和脉状矿石硫化物的原位硫同位素组成分析结果示意图（浅灰色为层状铜矿石；深灰色为脉状铜矿石；蓝色为层状硫化物的δ34S值；红色为脉状硫化物的δ34S值；数值单位均为‰）Fig.6 Schematic illustrations showing the in situ δ34S values of sulfide minerals from stratiform and vein-type ores（light and dark grey patterns represent the stratiform and vein-trpe ores,respectively;Blue and red fonts represent the δ34S values for sulfide minerals from statiform and vein-type ores,respectively;all values are per mil）

图7 层状矿石和脉状矿石硫化物的δ34S值分布图a.因民矿床层状和脉状硫化物原位δ34S值分布图；b.汤丹和滥泥坪矿床层状和脉状硫化物原位δ34S值分布图；c.汤丹矿床层状和脉状硫化物δ34S值分布图（数据来源于Zhao et al.,2012和Huang et al.,2013）Fig.7 Histogram of sulfur isotope of sulfides from stratiform and vein-type oresa.Histogram of in situ sulfur isotope compositions of sulfide minerals at the Yinmin deposit.b.Histogram of in situ sulfur isotope compositions of sulfide minerals at Tangdan and Lanniping deposits.c.Sulfur isotope data for sulfides at the Tangdan deposit(data after Zhao et al.,2012 and Huang et al.,2013)

汤丹和滥泥坪矿床层状硫化物（成矿流体）的δ34S 值位于0 附近，明显低于因民矿床层状硫化物（成矿流体）的δ34S 值，同时考虑到层状矿体的成矿温度（169°C,冉崇英,1989），硫的来源可能存在2 种情况：①岩浆硫；②海相硫酸盐的热化学还原（Ohmoto et al., 1997; McGowan et al., 2003; Hoefs,2018）。就汤丹矿床而言，其赋矿地层主要是一套浅海-深海相沉积碳酸盐岩，矿区范围内没有同时代的岩浆活动，虽然在黑山组发育辉长岩，但这些辉长岩都切穿破坏了矿体，其侵位时间（（1047±3）Ma,Zhao et al., 2012）明显晚于脉状矿体的形成时间（～1.43 Ga,Huang et al.,2013），因此可以排除同时期岩浆硫来源的可能性。虽然本次研究对汤丹矿床层状矿石进行的原位硫同位素分析结果集中在3.0‰～3.1‰，但是Zhao 等（2012）报道的层状矿石硫化物的部分δ34S 值集中在9.3‰～10.2‰，更有甚者高达26.7‰（图7c），说明汤丹矿床层状矿体的形成也与海相硫酸盐不同程度的热化学还原作用有关，但目前的实验结果不能完全排除其他岩浆成因硫或生物还原硫对矿床中较低的δ34S值的贡献。

滥泥坪矿床层状硫化物的范围和趋势大致与汤丹矿床一致（图7b、c），2个矿床空间位置相距也很近，因此笔者认为滥泥坪矿床层状硫化物硫的来源与汤丹矿床一致，即硫主要来源于循环热卤水中的海相硫酸盐热化学还原作用。值得注意的是，滥泥坪矿床层状矿石的δ34S平均值相比汤丹矿床层状矿石低～5‰，这个发现与McGowan 等（2003）关于赞比亚铜矿带中SSC型矿床的不同层位矿体的研究一致，即上部矿体比下部矿体更亏损34S，这种现象被认为是在一个相对封闭的成矿体系中成矿流体连续还原导致的。

总而言之，东川铜矿区内形成层状矿体所需的硫的来源一致，主要都是来自循环热卤水中的海相硫酸盐的热化学还原作用。虽然在不同矿床甚至是同一矿床中，海相硫酸盐发生热化学还原作用的程度有所不同，但可以肯定的是层状矿体的形成是一期区域性的成矿事件，结合层状矿石的地质产状以及因民和汤丹矿床层状矿石的地质年代学研究成果（～1.70 Ga, Zhao et al., 2013），笔者认为层状矿体形成于沉积成岩作用时期，成矿作用受相对封闭成矿体系中海相硫酸盐的连续还原控制。

5.1.2 脉状矿体

因民矿床脉状硫化物的δ34S 值异常高（21.0‰～30.7‰），由于硫化物与成矿流体（δ34S= 20.8‰～30.3‰）的分馏很小，因此硫化物的δ34S 值可以代表沉淀硫化物时流体的δ34S 值。脉状硫化物的δ34S 值明显超过了现代海水硫酸盐值（20‰），表明成矿流体源区异常富集重硫，如前所述，因民地区地层中确实有古海相蒸发岩（膏岩层）的存在，因此硫的来源只可能是矿区地层中的海相蒸发岩（膏岩层）。

汤丹和滥泥坪矿床脉状硫化物δ34S 值相对较大的范围和变化趋势基本一致，但比同一矿床的层状硫化物具有更负的硫同位素组成，如此低的负δ34S值可能由下面几种情况造成：①微生物代谢作用；②共生矿物对分馏；③硫来源于一个强烈富集32S的储库。由于缺少生物结构构造以及共生硫化物分馏，因此只可能是脉状矿石具有不同的硫的源区。结合汤丹和滥泥坪矿床地质特征来看，层状矿体主要赋存在落雪组二段底部，主要赋矿岩石是硅质、含泥砂质白云岩，而脉状矿体主要赋存在各种张性、张剪性裂隙中，主要产于落雪组二段中上部和黑山组富碳泥质白云岩及碳质板岩附近（龚琳等, 1996）。在野外地质调查过程中也见到大量产出在碳质板岩中的硫化物粗脉（图4c），这些碳质板岩中的有机质在成岩过程中会发生热成熟作用，类似于成煤或成藏作用，进而会发生微生物代谢生物硫歧化反应，形成强烈亏损34S 特征的H2S（Bontognali et al.,2012），因此可以认为黑山组碳质板岩、碳泥质白云岩实际上是一个低硫的储库。这些碳质板岩和碳泥质白云岩不仅构成了氧化还原界面，而且还提供了大量生物成因的还原硫，即在后期成矿流体循环过程中为成矿作用提供硫的来源，这也就能很容易地解释脉状矿体主要产出在落雪组中上部并且具有强烈亏损34S的特征。

值得一提的是，滥泥坪矿床脉状硫化物的δ34S值分布在3 个相对集中的区间范围内，即-19.4‰～-17.9‰、-14.3‰～-9.3‰和3.4‰～3.5‰。在样品LNP15-24 中发现黄铁矿（Py）呈自形粒状包裹于表面较脏的多孔状黄铜矿（D-Ccp）中，多孔状黄铜矿（D-Ccp）同时又具有干净且无孔的黄铜矿（C-Ccp）边，通过使用SEM-EDS 发现多孔状黄铜矿（D-Ccp）孔内主要是白云石和钾长石矿物小颗粒（图4f、g）。在样品LNP15-22 中也发现黄铁矿有类似的分带现象，即表面较脏的多孔状黄铁矿（D-Py）被干净且无孔的黄铁矿（C-Py）包裹（图4j）。从硫同位素组成特征来看，包裹在多孔状黄铜矿（D-Ccp）中的自形粒状黄铁矿（Py）硫同位素组成（3.4‰～3.5‰）与层状硫化物的变化范围相似，结合样品地质特征，笔者认为这些黄铁矿是早期形成的层状硫化物，因民和汤丹矿床也有类似的硫化物产出；多孔状硫化物（D-Py 和D-Ccp）的δ34S值（-19.4‰～-13.9‰）比干净且无孔硫化物（C-Py 和C-Ccp）的δ34S 值（-14.3‰～-9.3‰）具有明显亏损34S 的特征，这些硫的来源都是地层中的生物还原硫，硫同位素组成表现出的差异可能是流体演化的结果，即这些硫化物形成于同一成矿期的不同阶段。

综上所述，东川铜矿区形成脉状矿体所需硫的来源受控于赋矿围岩。通过对比3 个矿床脉状矿体硫化物的硫的来源可以看出，因民矿床的脉状硫化物表现出明显的高正值特征，指示硫的来源是海相蒸发岩，而汤丹和滥泥坪矿床则表现出强烈亏损34S的特征，表明硫的来源是富含生物还原硫的碳质板岩。根据脉状矿石的地质产状和前人的同位素地球化学研究成果，笔者认为矿区范围内的热液活动使成矿地层中的还原硫进入成矿流体进而促使金属元素发生沉淀形成脉状矿体。

5.2 多期成矿作用

从因民、汤丹、滥泥坪3 个矿床层状矿体与脉状矿体的野外地质关系来看，层状矿体多顺层分布，脉状矿体一般切穿层状矿体，同位素地质年代学结果表明因民矿床层状矿体的形成时间为～1.70 Ga（Zhao et al.,2013），汤丹矿床脉状矿体硫化物的Re-Os 同位素年龄（～1.43 Ga）明显晚于层状矿体的形成时间（Huang et al., 2013），因此，脉状矿体的形成明显晚于层状矿体。

冉崇英（1989）对落雪-因民矿床两类矿石石英中的流体包裹体开展了测温研究，其结果表明层状矿石中流体的均一温度为109～209℃，平均为169℃，而脉状矿石中流体的均一温度为131～290℃，平均为230℃。Ruan 等（1991）对东川铜矿区内铜矿床进行流体包裹体测温研究，也得出类似的流体均一温度，其范围为200～280℃。总体来看，层状矿石和脉状矿石的流体包裹体均一温度存在着明显的差异（层状矿石比脉状矿石平均低60℃），反映层状矿体和脉状矿体的成矿温度存在着差异。

通过对因民、汤丹、滥泥坪3 个矿床层状矿体与脉状矿体硫化物的原位硫同位素组成进行系统的分析和讨论后，笔者认为形成层状矿体的硫主要来源于循环热卤水中的海相硫酸盐的热化学还原作用，而形成脉状矿体的硫则来源于赋矿地层，具体来说，因民矿床是地层中的海相蒸发岩，汤丹和滥泥坪矿床是富含生物还原硫的碳质板岩。Huang等（2013）对汤丹矿床层状矿体和脉状矿体硫化物进行了系统的Re-Os 同位素分析，实验结果表明层状矿石的w(Re)（～0.6×10-9～14×10-9）明显低于脉状矿石的w(Re)（～122×10-9～293×10-9），他们认为层状矿石和脉状矿石硫化物中Re 的来源不同，层状硫化物中的Re 来自下伏的因民组地层，而脉状硫化物中的Re 来自黑山组的碳质板岩，这些证据说明层状矿体和脉状矿体的成矿物质来源存在差异。

龚琳等（1981;1996）提出脉状矿体形成于层状矿体的后期变质活化改造作用。虽然区域变质作用可能导致硫化物发生再平衡作用，使硫同位素组成趋于均一化，但东川铜矿区内的变质程度特别低，最多可达低绿片岩相变质作用，以及3 个典型矿床之间、层状和脉状矿体之间硫化物硫同位素组成所表现出的明显的差异，都表明区域变质作用对东川铜矿区的影响几乎可以忽略。此外，在变质作用过程中，硫化物的重结晶作用不会引起明显的硫同位素分馏（Hoefs, 2018），所以笔者认为脉状矿体不是由层状矿体发生后期变质活化改造形成的。结合华仁民等（1993）提出东川式铜矿中的脉状矿体主要是由断裂构造活动促使层状矿体的成矿物质在局部范围内重新调整分配形成的，这是可以导致硫化物硫同位素发生明显变化的（Hoefs, 2018），因此认为脉状矿体代表的是一期局部构造热成矿事件。

结合东川式铜矿的野外地质关系、成矿物质硫的来源、同位素地球化学数据、流体包裹体测温资料和地质年代学研究成果，笔者认为东川铜矿区的层状矿体形成于成岩阶段或稍晚的盆地卤水交代作用，当盆地卤水循环将来自因民组地层中的成矿物质运移至落雪组底部时，海相硫酸盐在相对封闭的环境中发生热化学还原作用形成还原硫，它们与金属元素结合发生沉淀形成层状矿体；脉状矿体形成于后期独立的局部构造热成矿事件，当成矿流体运移至适宜的场所时，赋矿岩石提供的还原硫进入成矿流体与金属元素结合发生沉淀形成脉状矿体（Zhao et al., 2012; 2013; Huang et al., 2013），因此它们是2 期完全独立的成矿事件（图8）。

5.3 对SSC型矿床成因的启示

国际上著名的中非铜矿带也有类似于东川式铜矿的层状矿体和脉状矿体广泛产出，但是中非铜矿带经历了强烈的Lufilian 碰撞造山运动，目前对这些矿床成因激烈的争论聚焦在成矿作用主要集中在成岩期，但有后期成矿作用的叠加还是与盆地闭合和造山作用有关的一期主成矿事件。根据目前对东川铜矿区内层状矿体和脉状矿体成因的研究结果，作者认为SSC 型矿床的成矿作用主要发生在成岩期，但普遍遭受后期热液活动的叠加，并且在不同的成矿期中还可能存在着多阶段的成矿作用。

6 结 论

本文对东川铜矿田内因民、汤丹和滥泥坪3 个典型矿床的层状矿体和脉状矿体硫化物进行了LAMC-ICP-MS 硫同位素组成分析，通过对不同矿床的层状矿体和脉状矿体硫化物原位硫同位素组成进行对比研究，取得的一些认识和结论如下。

（1）东川铜矿田SSC型矿床的硫化物原位硫同位素组成分布范围较广，层状矿体和脉状矿体的硫化物硫同位素组成分布明显不同，因民矿床层状硫化物的δ34S值分布于4.7‰～22.1‰，汤丹和滥泥坪矿床层状硫化物的δ34S 值分布于-3.3‰～3.1‰；因民矿床脉状硫化物的δ34S值分布于21.0‰～30.7‰，汤丹和滥泥坪矿床脉状硫化物的δ34S值分布于-19.4‰～3.5‰。

（2）层状矿体和脉状矿体的成矿物质硫的来源不同。层状矿体硫来源于循环盆地热卤水中溶解的海相蒸发岩，但在不同矿床甚至是同一矿床中，海相硫酸盐发生热化学还原作用的程度有所不同；脉状矿体硫来源于赋矿地层，因民矿床硫的来源为地层中的海相蒸发岩，汤丹和滥泥坪矿床硫的来源为富含生物还原硫的碳质板岩。

（3）层状矿体形成于成岩作用时期，脉状矿体形成于后期独立的局部构造热成矿事件，它们是两期完全独立的成矿事件，也即SSC 型矿床的成矿作用主要发生在成岩期，但普遍遭受后期热液活动的叠加，并且在不同的成矿期中还可能存在着多阶段的成矿作用。

图8 东川式铜矿成矿模式图a.成岩成矿事件；b.后期叠加改造事件Fig.8 Genetic model for the formation of Dongchuan-type copper depositsa.Cartoon representing diagenetic mineralization event;b.Cartoon showing subsequent overprint event

致 谢感谢东川铜矿区因民、汤丹和滥泥坪矿床王永昌、张华、冷春强、刘文剑、敖燕飞和王同荣等相关负责人和地质工程师在野外工作的慷慨相助。扫描电镜-能谱和原位硫同位素组成分析实验分别得到武汉理工大学杨梅君老师和聂晓蕾老师以及中国地质大学（武汉）胡兆初老师的大力帮助，初稿撰写过程中得到博士研究生苏建辉的指导和帮助，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，在此一并表示衷心的感谢。