广西贵港新民铜多金属矿床成矿机制研究*

陈 港，陈懋弘**，李杨林，王 昱，吴启强

（1 中国地质科学院矿产资源研究所自然资源部成矿作用与评价重点实验室，北京 100037；2 昆明理工大学国土资源工程学院，云南昆明 650093；3 广西壮族自治区第六地质队，广西贵港 537100）

一般而言，岩浆侵入活动可以形成一套互相关联的岩浆热液成矿系统，具有由高温到低温的成矿元素和蚀变分带（Silltoe,1990;2010;Sinclair,2007）。这些不同类型矿床之间存在着成因联系,其产出的矿产资源储量之大，是大多数学者共同关注的科学问题。岩浆热液系统规模较大的主要表现为相关的外围矿床众多，包括矽卡岩型铜矿床、交代(Manto)型锌、铅、银、金矿床以及各种类型的贱、贵金属脉状矿床和角砾岩型矿床（Sinclair,2007），例如美国犹他州的Bingham 矿床和亚利桑那州的Mineral Park 矿床、老挝的Sepon 金矿等（Babcock et al.,1995；James et al.,1988；Smith et al.,2005），国内如德兴铜矿系统（Mao et al.,2011）、双尖子山银矿成矿系统（Zhai et al.,2020）、江西凤山铜金成矿系统（Xie et al.,2019）等。这类系统最高可围绕岩体在半径8 km、面积100 km2的范围内展布（Singer et al.,2008）。根据上述理论，国内外学者建立大量的矿床模型（Seedorff et al.,2004；Mao et al.,2011），并有效地指导了在已知矿床外围找矿。Cooke 等（2014）将岩浆热液成矿系统的指示元素按照从近岩体中心的钾化带向远端扩散，创造了近端铜-钼-金被远端锌-铅-银-钒-砷-锑包裹的地球化学分带模式，这种分带模式已在该成矿系统勘探中使用了几十年（Halley et al.,2015）。因此，长期以来岩浆热液成矿系统一直是矿床学的重点研究方向之一。

新民铜多金属矿床位于广西壮族自治区贵港市境内，处于大平天山岩体的南东边缘，是一个近年新评价的矽卡岩-热液脉型铜多金属矿床。前人研究表明（韦子任等,2013；陈懋弘等,2016；陈港等,2020），围绕大平天山岩体具有良好的矿化分带：内带为高温型的火山岩型-次火山岩型龙头山金矿（陈富文等,2008；王成辉,2011；段瑞春等,2011；曾南石等,2011；葛锐,2019；Qian et al.,2019a）；中带发育一系列中（高）温的矽卡岩型-热液脉型Ag-Pb-Zn矿，如白沙银铅锌矿，砷矿沟铅锌矿（葛锐,2019；陈港等,2021）；外带往北东部发育一系列远端低温热液脉型金矿，如山花金矿、六梅金矿等（贺战朋,2010；陈港等,2020）。因此，该区是研究岩浆热液成矿系统的良好对象。该系统的中、外带的典型矿床发现较早，前人进行过相关研究，为大平天山岩浆热液成矿系统的构建积累了一定的资料，但内带的高温矿床较少，对成矿系统高温矿床成矿流体性质、来源、演化特征及矿质沉淀机理等方面尚缺乏比较系统的研究，在很大程度上制约了成矿系统的构建工作。

为此，本文在详细的野外地质观察、岩相学研究和矿化阶段划分的基础上，通过对新民铜多金属矿床不同矿化阶段流体包裹体进行详细的研究以及系统的H-O-S 同位素分析，旨在揭示成矿流体的性质及演化，探讨成矿物质来源和矿质沉淀机制，建立成矿模式，进而为完善大平天山岩浆热液成矿系统提供更多的依据。

1 区域地质背景

广西大瑶山地区位于钦杭成矿带的南西段（图1a），一直以来是广西重要的金银铜铅锌矿产区（广西壮族自治区地质矿产局；1985；杨明桂等,1997；陈开礼,2000；韦子任等,2003；盛志华,2005；毛景文等,2011；Mao et al.,2013；周永章等,2015;2017）。

大瑶山地区大面积出露寒武系，次为震旦系，南部出现少量奥陶系和志留系。这套地层属于陆棚-斜坡相的复理石建造，由多个具浊流沉积特征的含砾不等粒砂岩-长石石英砂岩-粉砂岩-泥岩旋回组成。此外，近年来还在南部寒武系黄洞口组中断续发现了一套灰岩夹层，厚50～100 m 不等，为矽卡岩型矿床的形成提供了必要条件（陈懋弘等,2019;2020）。

由于受广西运动（加里东运动）影响，大瑶山地区以一系列东西向、北东东向紧密的线状复式褶皱为特色。区域性的北东-北东东向凭祥-大黎大断裂是一条长期活动的断层，也是大瑶山地区的主要控岩控矿构造；次为北北西向断层，主要分布在西部，切割近东西向断裂和褶皱，多被燕山期岩脉和矿体充填。

大瑶山地区岩浆活动强烈，成矿作用明显。最近陈懋弘等（2015;2020）提出大瑶山存在4 期较明显的岩浆活动和成矿作用，分别为加里东期（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），其中以加里东期和燕山期成矿事件尤为显著。而燕山晚期成矿事件以大瑶山最西南部的大平天山岩体及其成矿作用最为典型(王成辉,2011;Qian et al.,2019a;2019b)。

大平天山地区位于大瑶山隆起南西段的龙山鼻状背斜西南倾伏端（图1a）。龙山鼻状背斜总体走向北东东，轴长35 km，宽6～16 km，核部地层为寒武系，强烈褶皱；翼部地层为泥盆系，不整合于寒武系之上。断裂、节理构造发育，主要为北北西向，部分被矿体和花岗质脉岩充填，少数为北东向和近东西向。大平天山岩体以黑云母花岗岩为主体，核部出露花岗闪长岩，总面积29 km2，是一个燕山晚期（96 Ma）的岩株（黄民智等，1999）。西南部为龙头山次火山岩体，呈岩筒状侵入寒武系和泥盆系中，面积0.46 km2，也是一个燕山晚期（92 Ma）的岩体（陈富文等,2008;Qian et al.,2019a;葛锐，2019）。岩筒自边缘向中心岩性依次为隐爆角砾岩、流纹斑岩和二长花岗斑岩且大致呈环状分布。大平天山和龙头山岩体外围岩脉发育，主要有石英斑岩、花岗斑岩、霏细斑岩、钠长斑岩和石英电气石岩脉等。岩脉走向与近南北向或北北西向断裂一致，脉宽2～30 m，长几十至数百米，局部有矿化。在岩体及岩脉的内、外接触带发育强烈的热液蚀变作用。

2 矿床地质

新民铜多金属矿床位于钦杭成矿带的南西段大瑶山隆起区的南西部（图1），大平天山岩体的南东接触部位。矿区从老到新依次出露地层有泥盆系的莲花山组（D1l）、那高岭组（D1n）、郁江组（D1y）四排组-应堂组（D1s-D2i）及第四系（Q）。除郁江组（D1y)和那高岭组（D1n）出露全，划分较细外，其余地层出露不全（广西第六地质队，2011）。莲花山组（D1l）分布于矿区西北边部及外缘，主要可分为3 段，由下往上砂岩粒度由粗变细；那高岭组（D1n）主要出露在矿区的西北部，下部为泥岩、泥质粉砂岩，多具矽卡岩化或角岩化，上部为透镜状灰岩、泥岩（局部含钙质）,常蚀变为砂卡岩，大理岩及角岩。郁江组（D1y)大面积分布于矿区中部，根据岩性和3 层不稳定石英砂岩可分为下、中、上3 段，其中段夹泥质粉砂岩、泥岩及少量透镜状灰岩。四排～应堂组（D1s-D2i）分布于矿区东南部，主要是一套化学沉积的碳酸盐岩。第四系（Q）主要分布于矿区南部，为冲积、残坡积砾石，砂土层，厚0～30 m，与下覆地层呈不整合接触。

图1 研究区区域位置图（a）及其周围矿床分布示意图（b）（据韦子任等，2013；陈懋弘等，2015修改）1—第四系；2—石炭系—三叠系灰岩、硅质岩和砂泥岩；3—泥盆系砾岩、砂岩和灰岩；4—寒武系黄洞口组下段；5—寒武系黄洞口组中段；6—寒武系黄洞口组上段；7—燕山期花岗岩；8—燕山期花岗闪长岩；9—燕山期花岗斑岩脉；10—燕山期霏细斑岩脉；11—燕山期流纹斑岩；12—地质界线；13—地层不整合界线；14—岩相界线；15—断层；16—产状；17—金矿床/点/化；18—银铅锌矿床/点；19—银铜铅锌矿床/点；20—Cu、Au元素分带；21—Ag、Pb、Zn元素分带；22—Au、Sb元素分带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

矿区位于莲花山复背斜南西倾末端的南东侧，次级褶皱构造不发育，地层以单斜为主。断裂构造以北东东(或近东西)、南北向2 组断裂构造最发育，构成本区构造基本格架，断裂是本区主要的控矿容矿构造。北东东向断裂构造包括分布于矿区东南部的断裂及矿区中部岩体与那高岭组接触带上接触构造破碎带以及区内一些层间破碎带。矿区内南北向断裂较发育，多见于矿区西部，成群出现，断裂中常有花岗斑岩脉和含铜银硫化物石英电气石脉充填。

矿区发育的岩浆岩主要为矿区北部的大平天山岩体以及一些岩脉，与泥盆系呈侵入或断层接触。岩性为黑云母花岗闪长岩，呈灰色-浅灰色，具细粒花岗结构及似斑状结构。主要矿物成分为斜长石、钾长石、石英、黑云母以及角闪石。前人获得该岩体的锆石SHRIMP U-Pb年龄为（96.5±0.7）Ma(MSWD=0.7)，为燕山晚期，属于高钾钙碱性系列；富集Rb、K、Ba、Th等元素，相对亏损Nb、Sr、P、Ti元素；轻稀土元素相对富集且分馏相对明显，重稀土元素相对亏损且分馏不显著，具有相对明显的负铕异常（葛锐，2019）。岩体与围岩接触带常见电气石化、大理岩化、矽卡岩化、黄铁矿化、绢云母化、角岩化、硅化等蚀变。沿断裂带产出的花岗斑岩脉或含矿电气石脉属同期晚阶段的派生产物。

矿体产出形态主要分为2 种，一种主要分布在岩体外接触带泥盆系灰岩夹层中，形成矽卡岩型层状矿（图2b）；矿体主要以近东西向展布与地层走向近乎一致。矿体呈似层状或者透镜状产出，矿体长约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%；另一种为沿近南北向断裂破碎带充填的矿体，其产状严格受破碎带控制（图3），该类型是矿区的主要矿体。矿体呈脉状，近南北向，倾向265°～285°，倾角65°～85°，局部有分枝复合现象。控制矿体长度可达540 m，最小厚度0.15 m，最大厚度4.62 m，平均厚度1.40 m，地表露头处会淋滤为氧化矿，近期勘探表明越往深部矿体厚度会逐渐变大。品位：Cu：3%、Pb：0.83%、Zn：0.94%、Ag：96g/t。总的来说，矿床可达中型规模。

图2 新民铜矿床地质图（a）和8号勘探线剖面图（b）（据广西第六地质队，2011）1—第四系冲积物；2—泥盆系四排组；3—泥盆系郁江组上段；4—泥盆系郁江组中段；5-泥盆系郁江组下段；6—泥盆系那高岭组；7—泥盆系莲花山组中段；8—泥盆系莲花山组上段；9—花岗闪长岩；10—花岗斑岩岩脉；11—灰岩；12—泥岩；13—砂岩；14—赋矿断裂；15—矿体；16—矽卡岩化；17—含硫化物电气石脉；18—勘探线及编号；19—钻孔及其编号；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

图3 新民铜矿1号勘探线剖面图（据广西第六地质队，2011）1—泥盆系郁江组上段泥质页岩；2—泥盆系郁江组中段泥岩；3—泥盆系郁江组下段粉砂岩；4—断裂；5—矿体；6—钻孔及其编号；7—取样位置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

矿石矿物主要为黄铜矿、黄铁矿、闪锌矿、方铅矿、毒砂、磁黄铁矿以及斑铜矿。脉石矿物主要为电气石、石英、方解石、石榴子石、透辉石、阳起石、透闪石、绿泥石。矿石主要以块状构造、脉状构造、网脉状构造以及角砾状构造为主（图4）。

根据详细的野外观察及室内显微镜下观察，笔者将新民铜多金属矿床的形成过程划分为4 个阶段：矽卡岩阶段（Ⅰ阶段）、早期金属硫化物阶段（Ⅱ阶段）、晚期金属硫化物阶段（Ⅲ阶段）、方解石-石英脉阶段（Ⅳ阶段）（图5）。矽卡岩（图4a、b）主要含石榴子石和辉石，矿化不明显，偶见少量黄铁矿（图4g）；早期金属硫化物阶段（图4c、d）是该区重要的矿化阶段，矿石矿物主要为黄铁矿、磁黄铁矿、黄铜矿，脉石矿物主要为石英；晚期金属硫化物阶段（图4e、f、g）也是该区重要的矿化阶段，矿石矿物主要为黄铁矿、闪锌矿、方铅矿，脉石矿物主要为石英；方解石-石英脉阶段（图4h、i）的矿石矿物主要为少量闪锌矿和方铅矿，脉石矿物主要为方解石和石英。

图4 新民矿床典型矿体、矿石和镜下照片a.顺层矽卡岩化；b.矽卡岩中的透闪石和黄铁矿（单偏光）；c.早期金属硫化物脉；d.早期金属硫化物阶段，按照磁黄铁矿-黄铜矿-斑铜矿的顺序生成，被晚期的方铅矿交代（反射光）；e.晚期金属硫化物脉；f.晚期闪锌矿切割早期黄铜矿（反射光）；g.黄铁矿交代晚期金属硫化物阶段的闪锌矿和方铅矿（反射光）；h.石英-方解石脉切割早期金属硫化物脉；i.石英-方解石阶段的石英脉（Qtz-Ⅳ）切割晚期金属硫化物阶段（闪锌矿中含有黄铜矿“病毒”）的石英（Qtz-Ⅲ）（反射光）SK—矽卡岩化；Tr—透闪石；Ccp—黄铜矿；Bn—斑铜矿；Py—黄铁矿；Apy—毒砂；Po—磁黄铁矿Gn—方铅矿；Sp—闪锌矿；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

图5 新民铜矿床成矿期次划分及矿物生成顺序Fig.5 Mineral sequence and ore-forming stages of the Xinmin copper deposit

3 样品采集和分析方法

3.1 包裹体采集和分析方法

本次研究在新民铜多金属矿床的0、-70 和-140中段（图3）内系统采集了层状矿体、石英脉状矿体以及部分矽卡岩化的典型样品，并在成矿阶段划分的基础上，开展了流体包裹体测温和激光拉曼光谱分析。

包裹体测温工作在北京核工业地质分析测试研究中心完成，仪器为LINKAM THMS600 型冷热台（编号7035），可测温度为-196～+600℃，精度为±0.1℃。系统在-56.6℃、0℃和374.1℃时，用人造包裹体进行了校正。

激光拉曼光谱分析在中国地质科学院矿床资源研究所完成，分析仪器为LABHR-VIS，型号为LabRAMHR800 研究级显微激光拉曼光谱仪，使用Yag 晶体倍频固体激光器，波长为532 nm，扫描范围为100～4200 cm-1。

3.2 石英H-O同位素样品采集和分析方法

在完成流体包裹体岩相学与显微测温的基础上，选取成矿期石英的6件代表性样品进行H和O同位素分析。单矿物挑选提纯工作由河北拓轩岩矿检测服务有限公司负责，获得纯净的单矿物后并将样品磨制实验要求的目数送交测试。同位素分析在中国地质科学院矿产资源研究所稳定同位素实验室和核工业北京地质研究院完成。

H-O 同位素所用质谱仪型号为Finnegan MAT253，分析精度：氢同位素±2‰、氧同位素为±0.2‰，分析结果均以SMOW 为标准。流体δ18OH2O值据矿物中流体包裹体的均一温度和矿物-水氧同位素分馏方程计算求得，石英与水之间氧同位素分馏方程采用1000lnα石英-水=3.38×106/T2-3.4（Clayton et al.,1972），方解石与水之间氧同位素分馏方程采用1000lnα方解石-水=2.78 × 106/T2-2.89（O'Neil et al.,1969），T=273+t，t为均一温度，本次研究采用的均一温度为显微测温对应成矿阶段的温度。

3.3 硫化物原位S同位素分析方法

硫同位素分析在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完成。激光剥蚀系统由瑞索公司制造，型号为RESOlution S-155。ArF 准分子激光发生器产生193 nm深紫外光束，经匀化光路聚焦于硫化物表面。激光束斑直径一般选择为33 μm，剥蚀频率10 Hz，剥蚀40s，高纯氦气作为载气与氩气和氮气混合后进入质谱仪。多接收等离子体质谱仪由Nu仪器公司制造，型号为Nu Plasma Ⅱ。直接测试获得标样和样品点的34S/32S 比值，采用外标校正法（SSB 法）计算获得δ34SCDT值。所用的标样有国际硫化物标样NBS-123闪锌矿和实验室内部标样WS-1 黄铁矿。其中，NBS-123 闪锌矿国际推荐值为δ34S=+17.1‰，WS-1黄铁矿通过气体质谱仪测得的δ34S=+0.9‰，通过离子探针测得的δ34S=+1.1‰±0.2‰。利用WS-1 作为标准校正测得NBS-123 的δ34S=+17.0‰±0.5‰，指示不同硫化物间的基体效应并不明显。本次测试中，闪锌矿样品采用NBS -123 作为标样进行校正，其他硫化物样品采用WS-1 作为标样进行校正，2σ的分析精度为±0.3‰。

4 分析结果

4.1 流体包裹体岩相学

本次研究的包裹体主要发育在石英、方解石、闪锌矿中。根据Roedder（1984）和Goldstein（2003）的标准，将流体包裹体分为原生、次生和假次生。研究的流体包裹体多为原生和假次生，分布在矿物内部裂缝中（图6a、b、d）。假次生包裹体主要存在于横跨矿物晶体的微小裂隙中（图6c）。

分布在石英内部裂缝中石英矿物中包裹体主要为成带分布，其次为成群分布。包裹体大小主要分布在3～25 μm。主要为呈无色-灰色的富液相包裹体和呈无色透明的纯液相包裹体，局部视域见成群分布呈深灰色的气体包裹体。方解石矿物中包裹体数量较少，主要成群分布，包裹体大小多分布在2～11 μm。闪锌矿中包裹体数量较少，主要为成带分布，包裹体大小主要分布在2～12 μm。

新民铜多金属矿床的流体包裹体岩相学观察及激光拉曼分析表明，该矿床流体包裹体类型比较单一，根据Roedder (1984)、卢焕章等(2004) 提出的流体包裹体分类方法，可将包裹体分为以下5 类：纯液相包裹体（Ⅰ型）、富气两相包裹体（Ⅱa 型）、富液两相包裹体（Ⅱb 型）、富CO2的富气两相包裹体（Ⅱc型）和含NaCl子晶的三相包裹体（Ⅲ型）。

纯液相包裹体（Ⅰ型）：主要出现在石英-方解石脉阶段，在室温下为纯液相，包裹体主要呈椭圆形和不规则形，孤立分布，该类包裹体数量较少（图6a）。

气液两相包裹体（Ⅱ型）：在室温状态下，气液两相包裹体由液相和气相两相组成，又可细分为Ⅱa和Ⅱb 两种。气液两相包裹体广泛分布于各阶段矿物中，但主要集中在早期和晚期金属硫化物阶段，是矿床内最主要的包裹体类型。其中，Ⅱa 型包裹体（以气相为主）气相分数50%～70%，加热后均一到气相。此类包裹体多呈集群分布，形状为椭圆形、浑圆形、不规则形和长条形，大小2～26 μm均有（图6b）。

图6 不同成矿阶段中流体包裹体镜下照片a.石英-方解石脉阶段中石英中的Ⅰ型包裹体；b.早期金属硫化物阶段石英中的Ⅱa型包裹体；c.早期金属硫化物阶段石英中的Ⅱb型包裹体；d.晚期金属硫化物阶段闪锌矿中的Ⅱb型包裹体；e.早期金属硫化物阶段石英中的Ⅱc型包裹体；f.矽卡岩阶段石英中的Ⅲ型包裹体V—气相；L—液相；S—子晶；V（CO2）—富CO2气相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

富液两相包裹体（Ⅱb型）：此类包裹体以液相为主，气相分数5%～40%，加热后均一到液相，包裹体发育广泛，主要为成群分布，包裹体大小在2～22μm。该类包裹体是最常见的包裹体类型，广泛存在于各个阶段的矿物中，在方解石、石英、闪锌矿中均发育。（图6c、d）。

富CO2的富气两相包裹体（Ⅱc型）：早期和晚期金属硫化物阶段都有出现。大部分包裹体呈椭圆形、扁圆形以及长条状孤立或束状分布，大小为6～25 μm，该类型包裹体镜下颜色较深，表明富集气相成分含有较多CO2（图6e）。

含NaCl 子晶的三相包裹体（Ⅲ型）：该类包裹体由1 个或者多个子矿物、液相成分和气泡组成。子晶矿物推测为NaCl 和KCl，NaCl 晶体呈立方体状，KCl 晶体呈近圆形，在升温过程中会熔化。该类包裹体数量较少，矽卡岩阶段子晶主要为KCl，金属硫化物阶段子晶主要为NaCl。其中，矽卡岩阶段矿物中含子晶多相包裹体在升温过程中KCl 子晶消失，加热到600℃未均一；而金属硫化物阶段萤石中含子晶多相包裹体在升温过程中，NaCl 子晶先熔化，而后加热到一定温度气泡消失（图6f）。

4.2 均一温度和盐度

新民铜多金属矿床各个阶段的流体包裹体的显微测温结果见表1。其中，Ⅱ型水溶液包裹体的盐度利用冰点-盐度关系表（Bodnar，1985;1993）获得。含子晶多相包裹体的盐度利用Hall 等（1988）给出的公式计算获得。矽卡岩阶段：石英中的流体包裹体主要为Ⅲ和Ⅱb 型包裹体，偶见Ⅱa 型和Ⅱb 型包裹体，这几类包裹体具有较高的均一温度。Ⅲ和Ⅱb型包裹体的气相分数分别为5%～40% 和50%～60%，均一温度范围为398～286℃，冰点温度范围为-6.5～-21.1℃，据冰点温度计算得到成矿流体的盐度范围w(NaCleq)=13.0%～8.6%。Ⅲ型包裹体在升温过程中，NaCl 子晶开始熔化的温度在270℃，继续升温到600℃未均一，根据NaCl 熔化温度计算获得盐度w(NaCleq)=23.0%～25.0%。

表1 新民铜多金属矿床流体包裹体的均一温度、冰点及盐度数据表Table 1 The homogenization temperature,freezing temperature and salinity of the fluid inclusions of the Xinmin copper polymetallic deposit

早期金属硫化物阶段：石英中包裹体类型主要有Ⅱa型包裹体、Ⅱb 型包裹体和Ⅱc型包裹体。其中Ⅱa 型气相分数为10%～40%，Ⅱa 型气相分数为50%～70%，Ⅱ型包裹体均一温度范围为374～163℃，冰点温度范围为-2.2～-15.3℃，根据冰点温度计算得到成矿流体盐度w(NaCleq)为9.3%～4.3%。

晚期金属硫化物阶段：石英和闪锌矿中包裹体主要为Ⅱa 型包裹体、Ⅱb 型包裹体和Ⅱc 型包裹体。Ⅱa 型包裹体的气相分数约为10%～50%，均一温度范围为340～151℃，冰点温度范围为-14.5～-2.2℃，据冰点温度计算得到成矿流体的盐度w(NaCleq)为8.0%～2.6%。其中闪锌矿中Ⅱb 型包裹体均一温度为212～271℃。在测温过程中，CO2-H2O包裹体与水溶液包裹体的均一化温度范围没有显著的差别，富CO2包裹体的盐度近乎为零。

石英-方解石脉阶段：方解石和石英包裹体主要为Ⅰ型和Ⅱa型包裹体。Ⅱa型包裹体的气相分数为5%～35%，均一温度范围为298～150℃，冰点温度范围在-0.4～-4.2℃之间，据流体包裹体冷冻法冰点与盐度关系表可知，盐度w(NaCleq)分布在5.4%～1.6%。该阶段的流体包裹体的均一温度和盐度明显低于前3个阶段矿物中的包裹体。

将各阶段均一温度-盐度的数据绘制相应的频率直方图可知（图7a～h），不同阶段流体的温度和盐度变化很大，且随着成矿作用的进行，相应的均一温度和盐度有降低的趋势。

图7 新民铜多金属矿床流体包裹体均一温度（a、c、e、g）和盐度直方图（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 流体包裹体激光拉曼分析

流体包裹体岩相学研究表明成矿流体主要为NaCl-H2O 体系，以含少量的NaCl、KCl 子晶为特征。激光拉曼光谱分析显示，在早期和晚期金属硫化物阶段和石英-方解石脉阶段的石英中Ⅱc 型包裹体气相含CO2、N2（图8a、b）。因此，新民矿床成矿流体为H2O-NaCl(±KCl)-(±CO2)-(±N2)体系。

图8 新民铜多金属矿床石英中流体包裹体的激光拉曼光谱图a.早期金属硫化物阶段石英中的气相及液相成分拉曼光谱图；b.石英-方解石脉阶段石英中的气相成分拉曼光谱图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同位素分析结果见表2。结果显示，新民铜多金属矿床成矿流体的δD值介于-86‰～-64‰。根据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 个阶段的成矿流体δ18OH2O值介于0.33‰～7.47‰，计算过程中所需要的温度数据取自这3 个阶段流体包裹体的均一温度的峰值温度的算术平均值（256℃、240℃和220℃）。在δD-δ18O 图解（图9）上，H-O 同位素投影点主要落在岩浆水以及岩浆水与大气降水的过渡带上。值得注意的是，在本文分析的7 个样品中，早期金属硫化物阶段、晚期金属硫化物阶段、石英-方解石脉阶段从早到晚，基本呈现出δ18OH2O值从大到小的趋势。因此，可以推断出成矿早期成矿流体主要为岩浆水，随着成矿作用的进行，大气降水的混入比例显著增大。

表2 新民铜多金属矿床成矿流体的H、O同位素组成Table 2 H and O isotopic compositions of the ore-forming fluids of the Xinmin copper polymetallic deposit

4.5 S同位素

对新民铜多金属矿床金属硫化物（黄铜矿、闪锌矿、黄铁矿等）共计44个点位进行硫同位素测试。

S 同位素相应的分析结果见表3，本矿床黄铁矿的δ34S 介于-1.3‰～2.5‰，均值为1.4‰；黄铜矿介于-1.4‰～0.9‰，均值为0.1‰；闪锌矿介于1.5‰～2.6‰，均值为1.9‰。结果表明，新民铜多金属矿床的硫同位素变化范围较小，集中在-1.4‰～2.6‰，平均值为1.3‰，符合塔式分布。

5 讨论

5.1 成矿流体

氢氧同位素示踪成矿流体来源作为热液矿床地球化学研究的主要方法之一，能够将不同源区的流体区分开来（Hoefs,1997;郑永飞等,2000；Pirajno,2009）。本次研究工作着重对新民铜矿热液脉型矿体系统采样进行H-O 同位素测定分析，并依据包裹体测温数据对分析结果进行处理并绘制H-O 同位素图解（图9）。

笔者对新民铜多金属矿床H-O 同位素分析发现，不同阶段成矿流体的H 和O 同位素存在一定差异，在δD-δ18O 图解（图9）上，矽卡岩阶段成矿流体δD 和δ18O 值投影点大部分落在岩浆水区域，金属硫化物阶段和石英-方解石脉阶段成矿流体δD 和δ18O值投影点落入岩浆水区域与大气降水线之间。从早到晚，随着成矿作用的进行，流体δ18O值进一步向大气降水线接近，指示成矿早期以岩浆水为主，在向低温阶段演化的过程中大气降水混入比例越来越大。流体包裹体盐度-温度双变量协和图显示（图10），二者从早阶段到晚阶段呈现明显的线性演化趋势，从高温高盐度向低温低盐度方向演化，暗示成矿过程中流体发生了大规模的混合作用。结合H-O 同位素表明，后期有大气降水的加入。综上所述，流体混合为早期的岩浆热液加上晚期的大气降水。同时，流体包裹体中含子晶矿物与两相包裹体同生的现象，且Ⅱa与Ⅱb型包裹体的均一温度相近，暗示沸腾作用存在（Bodnar et al.,1985;White,1995;Simmons et al.,2005;Prokofiev et al.,2010;Moncada et al.,2017），此外，隐爆角砾岩的存在也是流体沸腾的证据。流体沸腾改变温度和压力；大气降水的加入改变流体的氧逸度和pH 值。因此，流体混合和流体沸腾是本矿床矿质沉淀的主要机制。

图9 新民铜矿床流体的δ18O-δD组成图解（据Taylor,1974）Fig.9 The δ18O-δD plot of ore-forming fluid in the Xinmin copper deposit(after Taylor,1974)

图10 新民铜多金属矿床流体包裹体均一温度-盐度双变量图Fig.10 The double variable figure of the homogenization temperature and salinity of the fluid inclusions in the Xinmin copper polymetallic deposit

5.2 成矿物质

硫在各种金属矿床中广泛存在，是不同成因类型矿床硫化物矿石的主要组成元素之一，通过硫同位素组成的研究，可以帮助了解和判断成矿物质来源（Ohmoto,1972；Ohmoto et al.,1979）。硫化物中硫同位素的变化是分馏作用所导致，主要受温度或者氧化还原反应影响，因此，通过对比不同地质体中硫化物的硫同位素，能有效示踪成矿物质来源。

各硫化物的S 同位素频率直方图见图11a，分布范围见图11b。硫同位素组成为-1.4‰～2.6‰，相对比较集中，表明具有相对恒定的物理化学条件（Seal,2006）。总体来说，新民铜多金属矿床硫源主要来源于岩浆岩。在平衡条件下，δ34S黄铁矿＞δ34S闪锌矿＞δ34S黄铜矿（沈渭洲,1987），由表3 和图11a 可知，Ⅱ阶段的δ34S黄铁矿＞δ34S黄铜矿，但是Ⅲ阶段的δ34S黄铁矿与Ⅲ阶段的δ34S闪锌矿相近，表明新民铜矿硫同位素分馏是不平衡的，闪锌矿相对而言富集δ34S，很可能是受当时的温度、氧化还原条件ƒ(O2)和pH 值的变化(Ohmoto,1972)。

表3 新民铜矿硫化物LA-MC-ICP-MS原位S同位素组成Table 3 In situ S isotopes of LA-MC-ICP-MS compositions of sulfides from Xinmin copper deposit

图11 新民铜多金属矿床S同位素组成直方图（a）和分布图（b）（资料来源王成辉,2011;韦子任等,2013;葛锐,2019；陈港等,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)

大平天山岩浆热液系统中其他矿床的硫同位素组成也具有类似特点。例如内带中与火山-次火山有关的龙头山金矿的δ34S 为-2.7‰～5.5‰（王成辉，2011）；中温带的头闸银铅锌矿床的δ34S 为0.98‰～3.00‰（葛锐，2019），外带的六梅金矿的δ34S为-0.8‰～0.5‰（陈港等，2020），均暗示成矿物质均来源于岩浆（图11b）。

结合区域地质情况来看，上述矿床均与晚白垩世的大平天山岩浆活动有关，属于同一成矿系统。

5.3 成矿模型

白垩纪晚期，受太平洋俯冲方向转变的影响，华南地区形成一系列北东向的线性构造，并发育一系列岩浆活动（毕诗健等,2015；Mao et al.,2013）。在大平天山地区，受区域构造活动影响，岩浆活动主要以岩株的形式产出，少量侵位于近南北向的断裂中。岩浆期后发育大量中高温、中高盐度的初始岩浆热液。早期，成矿流体与接触带附近的碳酸盐岩夹层发生交代反应，形成矽卡岩。成矿流体均一温度和盐度w(NaCleq)最高，分别为398～286℃，13.0%～6.2%。随着温度降低和大气降水的加入，均一温度和盐度w(NaCleq)呈现逐渐降低的趋势，均一温度和盐度从Ⅱ阶段的374～163℃、9.3%～4.3%降低到Ⅲ阶段的340～151℃、8.0%～2.6%。由于在这两个阶段发现了不同类型的流体包裹体共生现象，表明有明显的流体沸腾作用发生。流体沸腾可以使围岩形成大规模的裂隙（Pirajno,2009），在新民铜矿，具体表现为使热液上升通道中（早期断层）的裂隙变大，热液通道变大变宽。再者，流体沸腾可以打开热液流体与大气降水混合的通道，使得两者构成一个循环体，继而促使矿质不断沉淀。岩浆热液活动后期，随着大气降水比例的加大，流体均一温度和盐度w(NaCleq)分别为298～150℃、5.4%～1.6%，形成大量石英-方解石脉，且包裹体类型趋于简单。

综上所述，新民铜多金属矿床是一个与岩浆热液有关的中高温接触交代-充填矿床（图12）。成矿流体属于中高温、中盐度NaCl-H2O-CO2±N2体系，流体混合和沸腾是矿质沉淀的主要原因。

5.4 大平天山岩浆热液成矿系统

近年来的研究表明，大平天山地区可能存在一个统一的岩浆热液成矿系统（韦子任等，2013；陈懋弘等，2016；2019；陈港等，2020），表现为以大平天山岩体为中心，由内向外依次分布高温的龙头山金矿和新民铜多金属矿、中温的头闸和白沙银铅锌矿，以及低温的山花、六梅等大中型矿床。

大平天山岩体及其周围脉岩均形成于中晚白垩世早期（～96 Ma）（王成辉，2011；葛锐，2019）。由于富含大量的挥发分（如B、F 等元素），常常形成隐爆角砾岩，发育明显的电气石化，包括岩体附近的热液石英脉也含电气石，并发育强烈的围岩蚀变（Qian et al.,2019b；张明记，2019）。

富含挥发分和成矿物质的岩浆热液沿着次级断裂交代和充填，在岩体及其边缘形成高温铜金矿床，以龙头山金矿和新民铜多金属矿床为代表，其中，龙头山岩体内的龙头山金矿具有斑岩型矿床的基本特征，成矿元素以Au-Cu为主。矿物组合为黄铁矿+黄铜矿+毒砂+磁黄铁矿+自然金，硫化物以粗大的粒状毒砂为主，表现为明显的高温矿物组合，蚀变主要以硅化、电气石化、钾化、绢云母化为主，矿体呈浸染状、细脉状展布，剪节理两侧热液蚀变晕发育。均一温度彼此接近（338～228℃）（谢抡司等，1993），岩浆流体在上升过程中经历沸腾作用和不混溶作用，从而促进黄铜矿、黄铁矿、毒砂矿等矿石矿物在主成矿阶段的沉淀（王成辉，2011）。近期在龙头山金矿南部新探明的铜矿也具有类似特征（王成辉，2011；广西壮族自治区二七三地质队，2021）。

中温矿化带以寒武系和泥盆系中的脉状-层状银铅锌矿化为主（如砷矿沟、白沙等矿床），硅化强烈，以石英脉型为主。矿物组合为方铅矿+闪锌矿+黄铁矿等，也常见高温（毒砂）或者低温（辉锑矿）矿物。伴随岩浆的侵位，一系列北北西向的断层和节理同时形成。岩浆期后形成的含矿热液沿北北西向断层和节理上升和向外迁移，当遇到灰岩夹层时发生侧向迁移、交代层状矽卡岩型矿体，同时也充填于断层和节理中，形成脉状矿体。断层多具有分带性，中间为硅化矿化断层角砾岩和碎裂岩，两侧常常有劈理化、透镜体化现象，指示断层的长期活动性。矿化蚀变以硅化、矽卡岩化、大理岩化为主，为典型的热液脉状-矽卡岩型矿床（葛锐，2019）。通过对砷矿沟矿床的样品观察发现，矿物组合具有分带性（靠近岩体为磁黄铁矿，中间为黄铁矿和闪锌矿，往外依次为毒砂，最外为（辉）硫锑铅矿，暗示结晶温度越来越低并且存在低温针状毒砂。砷矿沟矿床的中高温中高盐度成矿流体主要来自岩浆水；碳的来源介于岩浆和海相碳酸盐，可能是岩浆热液与地层的混合。主成矿阶段流体包裹体均一温度峰值270～370℃，中高盐度w(NaCleq)=2.9%～22.2%；综合流体包裹体和稳定同位素研究表明，成矿流体和物质来源于岩浆热液，体现了矿体与岩体的相关性（葛锐，2019）。与典型的斑岩铜矿成矿系统有诸多相似之处（Sillitoe，1990;2010；Sinclair et al.,2007）

最外围成矿流体主要沿断层充填形成低温金锑热液脉状矿床，典型矿点如六梅金矿、山花金矿等。矿物组合以黄铁矿-毒砂-辉锑矿为主，少量重晶石和菱铁矿。以出现针状毒砂为特色。低温矿化带以锑金矿化为主，细粒针状毒砂发育，金以不可见金的形式赋存，主要赋存在黄铁矿和针状、矛状毒砂晶格中，石英-白云石-方解石脉发育，矿物组合为辉锑矿+针状毒砂+闪锌矿+黄铁矿+石英+方解石等低温矿物组合。蚀变主要以硅化、绿泥石化为主。其主成矿阶段平均均一温度为181℃，平均盐度w(NaCleq)为9.4%。前人研究表明，六梅金矿成矿流体具有中低温、低盐度和低密度的特点，流体主要来源于岩浆热液；成矿物质来源于岩浆岩，说明六梅金矿属于与岩浆活动有关的远端低温热液矿床（韦子任等，2013；陈港等，2020）。

通过对大平天山地区的龙头山金矿、新民铜矿、砷矿沟银铅锌矿、白沙银铅锌矿、六梅金矿等矿床进行的流体包裹体研究统计表明，围绕岩体向外成矿流体依次呈现高温、中温、低温的变化，成矿温度逐渐降低，这与同一岩浆成矿系统热液矿床的成矿温度一般从岩体往外逐渐降低是一致的（张健等，2019）。此外，王成辉等（2012）对平天山钼矿中的辉钼矿进行Re-Os 测年，结果为（96.08±1.90）Ma（MSWD=0.48），进一步佐证区内矿床的形成时代与各岩体的形成时代有较好的对应关系，其他矿床的精确成矿年代正在开展中。

因此，大平天山矿田的矿床均为与燕山晚期岩浆热液系统有关的矿床。最主要的控矿因素为岩浆岩和断裂构造。矿床硫源均来自深源岩浆，成矿流体主要来自岩浆，大气降水沿断裂破碎带下渗过程中，与岩浆热液混合参与岩浆热液活动。平面上围绕岩体，总体显示出由高温到低温的分带特点。因此，笔者提出大平天山矿床分带模型：（次火山岩）斑岩型金铜矿-中温热液型-矽卡岩型银铅锌矿-低温热液型金矿模型（图1b、表4、图12）。

图12 大平天山岩浆热液成矿系统模式图（据陈港等，2020）1—泥盆系；2—寒武系；3—花岗闪长岩；4—花岗岩；5—灰岩；6—金矿体；7—铜矿体；8—铅锌矿体；9—不整合面；10—断裂；11—岩浆热液；12—大气降水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 大平天山岩浆热液成矿系统典型矿床特征对比表Table 4 Comparison in Dapingtianshan area of typical deposit charactenistic of magmatic-hydrothermal mineral systems

6 结论

（1）新民铜多金属矿床主成矿流体为中高温、中盐度的NaCl-H2O-CO2-(±N2)体系，流体沸腾和流体混合是诱发矿质沉淀的原因。

（2）新民铜多金属矿床的H-O 同位素显示成矿流体来源主要为岩浆水，后期有大气降水的加入；硫同位素表明成矿物质主要来源于岩浆热液。

（3）新民铜多金属矿床为高中温岩浆热液充填-交代矿床，与邻区的矿床一起构成了大平天山岩浆热液成矿系统。

致 谢中国地质科学院矿产资源研究所朱乔乔副研究员对硫化物S 同位素分析过程中提供了指导和帮助；野外工作期间得到了广西壮族自治区第六地质队、广西壮族自治区二七三地质队以及各矿业公司的大力支持，在此表示诚挚地感谢；审稿专家提出的建设性意见；在此一并表示感谢！