黑龙江省东部洋灰洞子铜矿床成矿机理：矿化蚀变、流体包裹体和稳定

祝浚泉,孙景贵,门兰静,古阿雷,陈延峻,明珠,赵世峰,闫佳.2016.黑龙江省东部洋灰洞子铜矿床成矿机理: 矿化蚀变、流体包裹体和稳定同位素示踪[J].矿床地质,35(2):365~380 ZHU JunQuan,SUN JingGui,MEN LanJing,GU ALei,CHEN YanJun,MING Zhu,ZHAO ShiFeng,YAN Jia.2016.Metallogenic mechanism of Yanghuidongzi copper deposit in eastern Heilongjiang Province: Mineralization-alteration, fluid inclusions and stable isotope tracing[J].Mineral Deposits35(2):365~380

DOi:10.16111/j.0258_7106.2016.02.010

祝浚泉¹，孙景贵^1**，门兰静²，古阿雷¹，陈延峻¹，明珠¹，赵世峰1，闫佳¹

（1 吉林大学地球科学学院，吉林长春130061； 2 长春工程学院，吉林长春13002 1）

本文得到国家自然科学基金（编号：41390443；41172072）资助
第一作者简介祝浚泉，男， 1988年生，硕士研究生，矿床学专业。 Email: zhujunqu an24@163.com
**通讯作者孙景贵，男， 1961年生，教授，从事金属矿床研究与教学工作。 Email: sunjinggui@jlu.edu.cn

收稿日期2015_06_10

改回日期2016_01_15

摘要:洋灰洞子铜矿床位于延边_东宁成矿带，兴凯_延边岩浆构造带北端。矿床发育在花岗闪长斑岩与三叠系黄松群阎王殿组浅变质岩系接触带内侧的角砾岩带内，矿体多呈透镜状和脉状产出。矿床地质和岩相学特征研究表明：围岩蚀变主要是黑云母化、绢云母化、硅化、绿泥石化、绿帘石化及碳酸盐化；蚀变分带特征明显，以岩体为中心向外依次发育钾硅酸盐化带、绢英岩化带和青磐岩化带。矿石矿物主要是黄铜矿、黄铁矿和磁黄铁矿，其次是毒砂、辉钼矿、闪锌矿、方铅矿等。成矿过程可初步划分为4个阶段，从早到晚依次为：（Ⅰ）石英_黄铁矿_毒砂阶段；（Ⅱ）石英_磁黄铁矿_辉钼矿阶段；（Ⅲ）石英_多金属硫化物阶段和（Ⅳ）石英_碳酸盐阶段。流体包裹体类型有富液相（WL）、富气相（WV）、纯液相（L）和纯气相（V）以及含子晶三相（S）包裹体；其中Ⅰ阶段发育富液相包裹体；Ⅱ 阶段发育富液相和含子矿物三相包裹体；Ⅲ阶段发育气液两相、纯液相和纯气相以及少量含子晶三相包裹体，呈孤立和群体分布；Ⅳ阶段主要是富液相和纯液相包裹体。流体包裹体均一温度分别为380～417℃、304～368℃、171～310℃和116～189℃，与划分的4个成矿阶段相对应。Ⅰ、Ⅱ阶段包裹体的w（NaCl_eq）分别为4.63%～14.52%和5.09%～14 .63%；Ⅲ阶段包裹体的w（NaCl_eq）分布在1.73%～10.37%和13.44%～15 .35 %两个区间；Ⅳ阶段包裹体的w（NaCl_eq）为0.87%～9.08%。早阶段包裹体气相成分主要为H₂O，含少量CO₂；主成矿阶段以H₂O为主，含少量CH₄；晚阶段只有 H₂O；指示伴随着温度降低，成矿过程由含CO₂的水盐体系逐渐演化为含CH₄的水盐体系。结合与成矿密切相关的花岗闪长斑岩的斑晶石英和各不同成矿阶段硫化物石英脉的石英H_O同位素及矿石矿物Pb同位素特征，认为成矿流体来源于花岗质岩浆作用或是出溶流体，成矿物质来源于深部岩浆。成岩成矿过程经历了花岗质岩浆上升侵位→ 流体出溶与含矿流体形成→隐爆作用→成矿流体与大气水混合等过程，并先后形成以黄铁矿化为主的蚀变岩和以铜为主的多金属硫化物石英脉、石英_碳酸盐脉。综合研究认为洋灰洞子铜矿床属于斑岩型铜矿床。

关键词: 地球化学；流体包裹体；稳定同位素；矿床成因；洋灰洞子；铜矿床；黑龙江省东部

文章编号： 0258_7106 (2016) 02_0365_16 中图分类号： P618.41 文献标志码：A

Metallogenic mechanism of Yanghuidongzi copper deposit in eastern Heilongjiang
Province: Mineralization_alteration, fluid inclusions and stable isotope tracing

ZHU JunQuan¹, SUN JingGui¹, MEN LanJing², GU ALei¹, CHEN YanJun¹, MING Zhu¹,
ZHAO ShiFeng¹ and YAN Jia¹

(1 College of Earth Sciences, Jilin University, Changchun 130061, Jilin, China; 2 Changchun Institute of Technology,
Changchun 130021, Jilin, China)

Abstract:The Yanghuidongzi copper deposit is located in the Yanbian_Dongning metallogenic belt along the northern part of Xingkai_Yanbian magmatic_tectonic zone. The ore bodies are mainly hosted in breccia zone of the inner contact zone between grano dioritic porphyry and Triassic metamorphic rocks of Yanwangdian Formation in Hua ngsong Group , which are mainly lenticular and veinlike in shape. Detailed studi es of geological features of ore deposit geology and petrography indicate that t he wall_rock alterations include mainly biotitization, sericitization, silicific ation, chloritization, epidotization and carbonation, and the alteration zoning from the lithosome to the wall rock is in order of potassium silicate zone, phyl lic zone and propylitization zone. The ore minerals are mainly chalcopyrite, pyr ite and pyrrhotite, subordinately arsenopyrite, molybdenite, sphalerite and gale na. The ore_forming process can be divided into four stages: (Ⅰ) quartz_pyrite_ arsenopyrite stage; (Ⅱ) quartz_pyrrhotite_molybdenite stage; (Ⅲ) quartz_polyme tallic sulfides stage; and (Ⅳ) quartz_carbonate stage. The fluid inclusions in the Yanghuidongzi copper deposit are mainly liquid_rich inclusion (WL_type), vap or_rich inclusion (WV_type), pure liquid inclusion (L_type), pure vapor inclusio n (V_type) and daughter_minerals bearing three_phase inclusion (S_type). The Ⅰs tage quartz contains WL_type fluid inclusions, the Ⅱ stage quartz contains WL_t ype and very small S_type fluid inclusions; the Ⅲ stage quartz contains WL_type , WV_type, L_type, V_type and S_type fluid inclusions, which occurs in isolated form or in group; and the Ⅳ stage quartz contains WL_type and L_type fluid incl usions. The homogeneous temperature of the fluid inclusions from Ⅰ to Ⅳ stage are 380～417℃, 304～368℃, 171～310℃ and 116～189℃, respectively, which corre spond to the four ore_forming stages. The w（NaCl_eq） of fluid inc lusions from Ⅰ and Ⅱ stage are 4.63%～14.5% and 5.09%～14.63%; the w （NaCl_eq） of fluid inclusions from Ⅲ stage could be divided into two g roups: 1.73%～10.37% and 13.44%～1 5.35%; the w（NaCl_eq） of Ⅳ stage is 0.87%～9.08%. Laser Rama n spectroscopic ana lysis indicates that the gas components of fluid inclusions at the early stage i s dominated by H₂O and a little CO₂, while the gas components of fluid inclu sion s from the main ore_forming stage is dominated by H₂O and a little CH₄; the comp onent of fluid inclusions from the late stage is only H₂O, suggesting that the o re_forming process evolved from the CO₂_bearing salt_water system to CH₄_bea ring salt_water system gradually with decreasing temperature. The study of H_O isoto pe of quartz from phenocrysts of granodioritic porphyry and from sulfide quartz veins of every ore_forming stage and Pb isotope of sulfides show that the primar y ore_forming fluid was mainly derived from granodioritic magma or was probably the product of exsolved fluid, and ore material was derived from deep magma. The ore_forming process experienced the emplacement of granitoid magmas, fluid exso lution, the formation of ore_bearing fluid, cryptoexplosion and the mixing of or e_forming fluid and meteoric water, which resulted in the formation of pyritizat ion_dominated altered rock, copper_dominated sulfide quartz vein and quartz_carb onate vein in succession. Comparative studies suggest that the Yanghuidongzi cop per deposit belongs to the porphyry copper type.

Key words: geochemistry， fluid inclusion， stable isotope， ore genesis， Yanghuidongzi, copper deposit， eastern Heilongjiang Province

洋灰洞子铜矿床位于敦密断裂东侧延边_东宁成矿带的东宁矿集区东北部，毗邻于俄罗斯远东边界。该矿床于20世纪80年代由黑龙江省有色金属地质勘查局七O二队发现和勘探，当时勘探铜金属量约5.6万吨，铜平均品位0.54%～0.74%（孟兆贤，2012），近期的地质勘探表明，铜储量可达大型以上，该矿床是一具有较大找矿潜力和经济价值的铜矿床。
该矿床自发现以来，曾有学者对它的矿床地质特征、地球化学、年代学、流体包裹体等方面进行过研究，并提出该矿床为中高温热液交代型铜矿床（孟兆贤，2012）或为斑岩型铜矿床（王秀芝等， 2004；杨增武等， 2005；吕俊超等， 2014）。为了进一步确定其成因，为矿产勘查提供理论依据，作者在从事东北地区内生金属成矿规律研究的过程中，对该矿床开展了矿床地质、流体包裹体和稳定同位素等方面的工作，以确定其成因。研究结果表明该矿床应属于斑岩型铜矿床。

1 区域地质概况

区域地质研究表明，洋灰洞子铜矿床地处中国东北部陆缘、兴蒙造山带东端，兴凯_延边岩浆构造带北部（图1a），是一个经历了古亚洲洋演化、中生代古太平洋板块俯冲以及新生代超壳断裂作用叠加的复合构造区（孙景贵等，2009）（图1a）。区内发育的

图 1构造位置图（a，据孙景贵等，2009）和洋灰洞子地区区域地质图（b，据吕俊超，2014）

1—全新统； 2—船底山组； 3—绥芬河组； 4—双桥子组； 5—阎王殿组； 6—杨木组； 7—燕山早期流纹斑岩； 8—燕山期早花岗斑岩； 9—燕山早期花岗闪长斑岩； 10—燕山早期花岗闪长岩； 11—印支晚期花岗闪长岩； 12—印支晚期二长花岗岩； 13—张广才岭期花岗闪长岩；14—地质界线； 15—实测断层； 16—推测断层； 17—背斜轴线； 18—向斜轴线； 19—国界线； 20—洋灰洞子矿区； 21—居民点； 22—洋灰洞子铜矿床断裂：F1—西拉木伦_长春断裂； F2—敦化_密山断裂； F3—伊通_依兰断裂； F4— 牡丹江断裂； F5—贺根山_黑河断裂； F6—塔源_嘉桂图断裂

Fig. 1Tectonic location map (a， modified after Sun et al., 2009）and simplifi ed geological map of the Yanghuidongzi

area (b， modified after Lü, 2014）

1—Holocene; 2—Chuandishan Formation; 3—Suifenhe Formation ; 4—Shuangziqiao F ormation; 5—Yanwangdian Formation； 6—Yangmu Formation; 7—Rhyolite_porphyry o f Early Yanshanian period; 8—Granite_porphyry of Early Yanshanian period; 9—Gr anodioritic_porphyry of Early Yan_shanian period; 10—Granodiorite of Ea rly Yansh anian period; 11—Granodiorite of Late Indo_Chinese epoch; 12—Adamellite of Lat e Indo_Chineseepoch； 13—Granodiorite of Zhangguangcailingian period; 14—Geol ogical boundary； 15—Measured fault; 16—Inferred fault; 17—Anticline axis; 18—Syncline axis; 19—National boundaries; 20—Yanghuidongzi mining area; 21—Residential points; 22—Yanghuidongzi copper deposit Faults: F1—Xilamulun_Changchun Fault; F2—Dunhua_Mishan Fault; F3—Yitong_Yilan Fault; F4—Mudanjiang Fault; F5—Hegenshan_Heihe Fault; F6—Tayuan_Xiguitu Fa ult

地层主要为黄松群杨木组和阎王殿组浅变质的火山_沉积岩系，该群原定为新元古代地层（黑龙江省地质矿产局，1993），最新年代学研究结果显示其为三叠纪地层（郝文丽等，2015）；下二叠统双桥子组为滨浅海相或海陆交互相泥质岩_碎屑岩及中酸性火山岩建造（吕俊超等，2014；杨钦等，2014）；中生代地层主要为下侏罗统绥芬河组中基性熔岩_火山碎屑岩建造和新生界船底山组基性火山岩（吕俊超等，2014）。区内侵入岩主要为中.晚三叠世（201～227 Ma，Wu et al., 2011；鲁颖淮等，2009；赵院冬等，2009）和早侏罗世（179～200 Ma，Wu et al., 2011；孟兆贤，2012；吕长禄等，2012）中酸性侵入岩。构造主要是双桥子复式向斜和阎王殿复式背斜以及NE_NNE向、NW向、近SN向和EW向断裂，并以NE_NNE向如二道河_绥阳断裂和共和_双桥子断裂最为发育。洋灰洞子铜矿床则发育NE_NNE向断裂体系或阎王殿背斜中段轴部（图1b）。

2 矿床地质特征

        矿区出露的地层主要为黄松群阎王殿组浅变质岩系，主要岩性为碳质绢云母千枚岩、绢云黑云石英片岩和钠长阳起片岩等。侵入岩主要为印支晚期—燕山期花岗闪长岩、花岗闪长斑岩以及煌斑岩等，前者呈岩株状产出在矿区东侧，花岗闪长斑岩呈小岩脉群产出在矿区西南侧，与矿化密切相关（图2a）。
        此外，矿区发育少量角砾岩，分为隐爆角砾岩和构造角砾岩两类；前者在成矿过程中由隐爆作用形成，角砾成分主要为绢云母千枚岩、花岗闪长斑岩和早期形成的石英脉，主要分布在花岗闪长斑岩体与围岩接触部位（图2b）；后者在断层等构造作用过程中形成，角砾成分主要为绢云母千枚岩，主要分布在蚀变千枚岩围岩中（图2b）。构造除北东阎王殿复式背斜外，还发育NE向断裂，明显切割阎王殿复式背斜，两者的交汇部位是含矿花岗闪长斑岩体的定位部位（王秀芝等，2004）。
        地质勘探工作揭示，该矿床由16条矿体组成，多赋存在花岗闪长斑岩与黄松群阎王殿组浅变质系之间接触带内侧的角砾岩带内，呈透镜状和脉状产出（图2b），矿体主要特征详见表1 。
        矿石多呈团块状和浸染状构造，其次为稀疏浸染状及角砾状构造（图3a～f）；发育他形_半自形粒状结构、交代残余结构、固溶体分离结构、骸晶结构等（图3g～i）。金属矿物主要是黄铜矿、黄铁矿和磁黄铁矿，其次为毒砂、辉钼矿、闪锌矿、方铅矿等；脉石矿物主要有石英、黑云母、斜长石、绢(白)云母和碳酸盐矿物等。围岩蚀变主要为黑云母化、绢云母化、硅化、绿泥石化、绿帘石化及碳酸盐化，并以岩体为中心向外依次发育钾硅酸盐化带、绢英岩化带和青磐岩化带(图2a)。根据矿脉穿插关系、矿石构造和结构及矿物共生关系，将洋灰洞子铜矿床内生成矿过程分为4个成矿阶段：石英_黄铁矿_毒砂阶段（Ⅰ）、石英_磁黄铁矿_辉钼矿阶段（Ⅱ）、石英_多金属硫化物阶段（Ⅲ）和石英_碳酸盐阶段（Ⅳ）。早阶段主要形成浅灰白色粗粒他形粒状石英和少量中粗粒自形_半自形黄铁矿和毒砂；第二阶段发育大量乳白色玉髓状石英和呈稀疏浸染状分布磁黄铁矿、辉钼矿等；主成矿阶段形成了大量的黄铜矿、闪锌矿和方铅矿等，呈团块状和浸染状分布，并伴有大量烟灰色石英形成；成矿晚阶段主要形成石英和碳酸盐，少量黄铁矿等硫化物。

3 流体包裹体研究

3.1 实验样品和方法

流体包裹体实验样品采集自洋灰洞子铜矿床中

图 2洋灰洞子铜矿床地质图(a)和13号线剖面图（b）（据吕俊超等，2014）

1—阎王殿组绢云母千枚岩； 2—花岗闪长岩； 3—花岗闪长斑岩； 4—云斜煌斑岩； 5— 黑云母—石英—绢云母化带（含角砾）； 6—石英—绢云母化带； 7—青磐岩化带； 8—铜矿体； 9—铜矿化体； 10—蚀变带界线； 11—断裂； 12—钻孔及编号； 13—剖面线； 1 4—竖井
Fig. 2Geological map of the Yanghuidongzi Cu deposits (a) and geological secti on along No. 13 exploration line of the Yanghuidongzi Cu deposit（modified aft er Lü et al., 2014）

1—Yanwangdian Formation sericite.phyllite; 2—Granodiorite; 3—Granodioritic p orphyry; 4—Mica—plagioclase lamprophyre; 5—Biotite_quartz_sericitization belt ; 6—Quartz_sericitization belt; 7—Propylitization belt; 8—Copper orebody; 9— Copper mineralization body; 10—Boundry of al_teration zone; 11—Fractur e; 12—Drill hole and its serial number; 13—Section line; 14—Shaft

表 1洋灰洞子铜矿床矿体的规模、产状及地质特征（据孟兆贤，2012修改）

Table 1Size, attitude and geological characteristics of orebodies in the Yangh uidongzi Cu deposit（modified after Meng, 2012）
注： “-"为无资料。

浅部中段不同成矿阶段的矿石和矿化样品（图3a～f）。包裹体显微测温在北京核工业地质分析测试研究中心流体包裹体实验室完成，流体包裹体的研究方法参考卢焕章等（2004）。测试所使用仪器为Linkanthms_600型。
冷热台（-196～600℃）。单个流体包裹体的拉曼成分测试于中国科学院地质与地球物理研究所拉曼实验室，测试使用仪器为LABHR_VIS LabRAM HR800型显微激光拉曼光谱仪，实验条件为：波长532 nm，Yag晶体倍频，固体激光器，激光束斑≥1 μm，扫描时间为5 s，扫描2次。

3.2 流体包裹体显微岩相学特征

根据室温条件下包裹体的岩相学特征、加热过程中包裹体的相变特征（卢焕章等，2004），将洋灰洞

图 3洋灰洞子铜矿床矿石矿相学特征

a. 第Ⅰ阶段含毒砂浅灰白色石英脉； b. 第Ⅱ阶段含辉钼矿乳白色石英脉； c. 第Ⅲ阶段多金属硫化物矿石； d. 第Ⅲ阶段灰白色多金属硫化物石英脉; e. 第Ⅲ阶段灰白色多金属硫化物石英脉包裹Ⅱ阶段含辉钼矿乳白色石英脉; f. 隐爆角砾岩; g. 早期自形黄铁矿被黄铜矿交代呈交代残留结构，闪锌矿在黄铜矿中呈固溶体分离结构；h. 黄铜矿与辉钼矿共生，早阶段毒砂呈骸晶结构；i. 黄铁矿充填在破碎石英裂隙中呈网脉状QⅠ—Ⅰ阶段石英； QⅡ—Ⅱ阶段石英； QⅢ—Ⅲ阶段石英； QⅣ—Ⅳ阶段石英； Cpy—黄铜矿； Cv—铜蓝； Mo—辉钼矿； Py—黄铁矿； Sp—闪锌矿； Apy—毒砂； Ser—绢云母
Fig. 3Photographs showing ore petrography of the Yanghuidongzi Cu deposit

a. Ⅰstage grayish white quartz vein containing arsenopyrite; b. Ⅱstage milky q uartz vein containing molybdenite; c. Ⅲ stage sulfides ore; d. Ⅲ stage gray su lfides ore; e. Ⅲ stage gray sulfides wrapping Ⅱstage milky quartz vein contain ing molybdenite; f. Hydrothermal breccias; g. Early_stage euhedral pyrite replac ed by chalcopyrite showing metasomatic relict texture; sphalerite showing durati on of exsolution texture in chalcopyrite; h. Chalcopyrite geneti cally coexisting with molybdenite, arsenopyrite showing skeleton texture; i. Pyrite filling brok en quartz crack showing net view QⅠ—Quartz of Ⅰ stage; QⅡ—Quartz of Ⅱ stage; QⅢ—Quartz of Ⅲ stage; QⅣ—Quartz of Ⅳ stage; Cpy—Chalcopyrite; Cv—Covellite; Mo—Molybdenite; Py—Pyr ite; Sp—Sphalerite; Apy—Arsenopyrite; Ser—Sericite

子铜矿床流体包裹体划分为4个类型：
        （1）气液两相包裹体（W型）：该类包裹体最为发育，室温下呈两相（V+L），分散或成群出现。根据其气相分数和均一方式进一步分为2个亚型：①富液相包裹体（WL亚型）：室温下呈两相（V+L），气相分数一般在5%～35%之间。呈近圆形、椭圆形、长柱形或不规则状，长轴长一般在6～14μm，最长可达20μm，加热均一到液相，多成群出现，少数呈孤立状（图4a, b, g, i～k）；②富气相包裹体（WV亚型）：室温下呈两相（V+L），气相分数在5 0%～90%之间，呈椭圆形或短柱状，大小一般在5～11μm，加热均一到气相，成群或孤立状出现（图4d, j, k）。
        （2）纯气相包裹体（V型）：灰黑色_黑色，呈近圆形或椭圆形，大小一般在3～9 μm之间，成群或孤立状出现（图4f, k）。
        （3）含子晶多相包裹体（S型）：该类包裹体含量较少，室温下呈三相（V+L+H），气相分数在15%～35%之间，多呈椭圆形或不规则状，大小为5～13 μm。子晶矿物分透明和不透明2 类： ① 透明子矿物，大小为2～4 μm，呈椭圆状，主要为钾盐（图4e）；②不透明矿物，黑色，大小在1 μm左右，呈柱状或椭圆状，推测为黄铜矿等（图4c）。
        （4）纯液相包裹体（L型）：淡色调，呈长椭圆形、圆形、柱状或不规则状，大小一般在 2～11 μm，个别可达16μm（图4h, j, k）。
        不同成矿阶段石英中发育不同类型的包裹体。其中Ⅰ阶段发育富液相包裹体（图4a）； Ⅱ阶段发育富液相和极少量含子矿物三相包裹体（图4b, c）； Ⅲ阶段发育气液两相、纯液相、纯气相和少量含子晶三相包裹体（图4d～g, j, k）； Ⅳ阶段发育富液相和纯液相包裹体。值得指出的是，在Ⅲ阶段同一石英颗粒内， V型纯气相包裹体与不同气相分数的 W型气液两相包裹体共存，构成了沸腾包裹体群（图4j、k）。

图 4洋灰洞子铜矿床流体包裹体显微照片

a. 第Ⅰ阶段富液相包裹体； b. 第Ⅱ阶段富液相包裹体； c. 第Ⅱ阶段含子晶多相包裹体； d. 第Ⅲ阶段富气相包裹体； e. 第Ⅲ阶段含子晶三相包裹体； f. 第Ⅲ阶段纯气相包裹体； g. 第Ⅲ阶段富液相包裹体； h. 第Ⅳ阶段纯液相包裹体； i. 第Ⅳ阶段富液相包裹体； j. 第Ⅲ阶段不同气相分数的气液两相包裹体共存； k. 第Ⅲ阶段一个视域下不同气相分数的气液两相包裹体与纯气相包裹体共存，显示沸腾包裹体群特征LH₂O—液相水； VH₂O—气相水； VH₂O+CO₂—气相； S—钾盐子晶； H—金属矿物子晶

Fig. 4Microphotographs of fluid inclusions in the Yanghuidongzi Cu deposit

a. Ⅰstage liquid_rich fluid inclusion; b. Ⅱstage liquid_rich fluid inclusion; c. Ⅱstage daughter_minerals bearing three_phase fluid inclusion; d. Ⅲ stage ga s_rich fluid inclusion; e_Ⅲstage daughter_minerals bearing three_phase fluid in clusion; f. Ⅲ stage pure gas fluid inclusion; g. Ⅲstage liquid_rich fluid incl usion; h. Ⅳstage pure liquid fluid inclusion; i. Ⅳstage liquid_rich fluid incl usion; j. Ⅲ stage coexisting liquid_gas with different gas_liquid ratio s; k. Ⅲ stage coexisting liquid_gas with different gas_liquid ratios, pure gas inclusio ns in one optic field, indicating fluid boiling LH₂O—Liquid H₂O; VH₂O—Vapor H₂O； VCO₂+H₂O—Vapo r; S—Potassium salt daughter mineral; H—Metallic daughter mineral

表 2洋灰洞子铜矿床流体包裹体特征及参数

Table 2Characteristics and parameters of the fluid inclusions in the Yanghuido ngzi Cu deposit

3.3流体包裹体显微测温

在完成各成矿阶段石英中流体包裹体显微测温的基础上，应用Potter（1978）、刘斌等（19 87）及Hall等（1988）经验公式计算包裹体的盐度、密度；测温结果见表2、图5和图6。
所获得的193个流体包裹体测温数据，均一温度介于116～417℃，w(NaCl_eq)介于 0.87%～15.35%。其中，早阶段(Ⅰ)包裹体的冰点温度介于 -2.8～-10.5℃，对应的w(NaCl_eq)为4.63%～14.52%，密度为0.56 ～0.74 g/cm³，均一温度为380～417℃，均一至液相；第Ⅱ阶段包裹体冰点温度介于-3.1～-10 .6℃之间，对应的w(NaCl_eq)为5.09%～14.63%，密度为0.58～0.82 g/ cm³，均一温度介于304～368℃之间，均一至液相；第Ⅲ阶段富液相包裹体冰点温度介于 -1.0～-11.3℃之间，对应的w(NaCl_eq)为1.73%～15.35%，密度为0.72 ～

图 5洋灰洞子铜矿床流体包裹体均一温度和盐度直方图

Fig. 5Histogram of homogenization temperatures and salinity for fluid inclusio ns of different ore_forming stages in the Yanghuidongzi Cu deposit

图 6均一温度_盐度分布图（底图据Bodnar, 1983）

Fig. 6Homogenization temperatures versus salinity in the Yanghuidongzi Cu depo sit (after Bodnar, 1983)

[HJ2.1mm〗 0.97 g/cm³，均一温度介于171～310℃，均一至液相，富气相包裹体冰点温度介于 -1.4～-3.8℃之间，对应的w(NaCl_eq)为2.40%～6.14%，密度为0.77～0.9 4 g/cm³，均一温度介于173～275℃，均一至液相；晚阶段(Ⅳ)富液相包裹体冰点温度介于-0.5 ～- 5.9℃之间，对应的w(NaCl_eq)为0.87%～9.08%，密度为0.91～0.98 g/cm 3，均一温度介于116～189℃，均一至液相。 3.4流体包裹体激光拉曼光谱分析

不同矿化阶段具有代表性的包裹体激光拉曼光谱成分分析结果揭示：成矿早阶段（Ⅰ ）WL亚型包裹体的气体成分主要为H₂O，同时含少量CO₂，其特征峰分别为3401.9 cm -1和1388.4 cm^-1（图7a）；主成矿阶段（Ⅲ）WL亚型和WV亚型流体包裹体的气相成分是以H₂O为主，含少量CH₄，其特征峰分别为3410.0 cm^-1、3350.0 cm -1和2918.4 cm^-1、2918.6 cm^-1（图7b,c）；而晚阶段（Ⅳ）WL亚型流体包裹体的气相成分几乎为H₂O，具有宽泛的特征峰值（图7d）。显示了成矿流体从早阶段以H₂O主，同时含少量CO₂；随着成矿作用的进行，CO₂逐渐减少，CH₄增多；到成矿晚阶段主要为H₂O的演化过程。

4 稳定同位素

4.1 氢_氧同位素

为了揭示成矿流体与岩浆作用的关系，本文对与成矿密切的花岗闪长斑岩的斑晶石英和Ⅰ阶段灰白色石英脉、Ⅲ阶段团块状黄铜矿石英脉和Ⅳ阶段石英脉中的石英进行了氢、氧同位素测试，实验于中国地质科学院矿产资源研究所完成。样品分离是首先对挑选的野外采集样品中的石英大颗粒进行粉碎，经干燥处理后挑选纯度大于99%的石英。实验过程的δ¹⁸O 分析采用BrF₅法（Clayton et al., 1963）进行的石英矿物实验，分析精度为±0.2‰， δD测试则采用爆裂法取水、锌还原法制氢的方法进行。实验仪器为Finnigan_MAT253质谱仪，分析精度优于±0.2‰；实验数据列于表3。鉴于所测δ¹⁸O为石英矿物的同位素值，因此从化学平衡角度出发，依据不同矿阶段的均一温度，采用流体_矿物同位素分馏公式对其对其进行流体包裹体的δ¹⁸OH₂O换算（1000 α_{石英_水}=3.38×10 ⁶/T²－3.4，Clayton et al., 1972），换算结果详见表3和图8。
从表3可知，蚀变花岗闪长岩斑晶石英的¹⁸O_SMOW值为10.35‰，δD V_SMOW值为-76.65‰，δ¹⁸OH₂O值为6.22‰；不同矿化阶段石英的δD_{V_SMOW} 值为-92.38‰～-81.80‰，极差为10.70‰，平均为-88.30‰，δ¹⁸O SM OW值为11.73‰～12.20‰，极差为0.50‰，δ¹⁸OH₂O值为-4.22‰～6 .28‰，极差为10.50‰，平均为1.20‰。

4.2铅同位素

样品为主成矿期团块状黄铜矿矿石和硫化物石英脉中的黄铁矿和黄铜矿（图3b、c）。实验在北京核工业地质分析测试研究中心完成，所用仪器为 MAT_261质谱仪，实验流程详见文献（冷成彪等，

图 7洋灰洞子铜矿床流体包裹体的激光拉曼图谱
Fig. 7Laser Raman spectorgrams of fluid inclusions in the Yanghuidongzi Cu dep osit

表 3洋灰洞子铜矿床氢、氧同位素实验分析结果

Table 3Hydrogen and oxygen isotopic data of the Yanghuidongzi Cu deposit

图 8洋灰洞子铜矿床δD_δ¹⁸O图解（据Hedenquist et al., 1994）

Fig. 8δD versus δ¹⁸O diagram of the Yanghuidongzi Cu deposit (after Hedenquist et al., 1994)

2008）。对1 μg的²⁰⁸Pb/²⁰⁶Pb测量精度≤0.005%；或用多接收器等离子体质谱法（MC2ICPMS）测定，所用仪器为英国Nu Plasma HR ，仪器的质量分馏以Tl同位素外标校正，样品中Tl的加入量约为铅含量的1/2；NBS 981长期测定的统计结果： ²⁰⁸Pb/²⁰⁶Pb =2.1674±0.0005，²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb=0.91486 ±0.00025， ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=16.9397± 0.0111，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=15.4974±0.0089，²⁰⁸Pb/ 204Pb=36.7147±0.0262（±2σ），实验结果见表4和图9。
结果表明，矿石矿物²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb值介于18.2796～18.3274， ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb值介于15.5045～15.5468，²⁰⁸Pb/ ²⁰⁴Pb值介于37.9808～38.1128，Pb同位素比值变化均很小，显示其具有正常铅同位素的特征。其中，黄铜矿的²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb值为18 .3224和18.3274，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb 值为15.5371 和15.5468，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb

表 4洋灰洞子铜矿矿石硫化物铅同位素特征
Table 4Lead isotopic data of the Yanghuidongzi Cu deposit

图 9洋灰洞子铜矿矿石硫化物铅同位素构造环境判别图（据Zartman et al., 1981）

Fig. 9²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb versus ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb d iagram (a) and ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb versus ²⁰⁶Pb/20 4Pb diagram (b) of sulfides from the Yanghuidongzi Cu deposit (after Zartman et al., 1981)

值为38.0583和38.1128。黄铁矿的²⁰⁶Pb/ ²⁰⁴Pb、²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb和²⁰⁸Pb/ 204Pb值分别为18.2796、15.5045和37.9808。

5 讨论

5.1 成矿物质来源

铅同位素作为一种非常有用的地球化学示踪体系，不仅能指示地壳演化，而且可以指示成矿物质来源（Zartman et al., 2009; 张乾等，2000）。洋灰洞子铜矿矿石硫化物铅同位素相对均一，变化范围不大，表明在成矿作用过程中矿物质来源相对单一和比较稳定。在铅同位素构造模式图中，成分点均落在地幔演化线与造山带演化线之间并向造山带演化线靠近（图 9a），表明矿床铅的来源主要为幔源，混有少量壳源铅；在铅同位素构造环境判别图中，成分点分别落在MORB区或MORB与年轻下地壳分界区域（图9b），指示成矿物质与大洋性质的岩石圈地幔和年轻的下地壳有关，活化于造山带环境。杨增武等（2005）对洋灰洞子铜矿床矿石硫同位素研究显示，硫化物δ³⁴S值分布在-3.8‰～-1.1‰之间，平均为-3.0‰ ，变化范围狭窄，暗示硫的来源可能相对单一；且矿石硫化物δ³⁴S值与幔源硫（0± 3‰，Ohmoto et al., 1997; Hoefs, 1997）相近，表明成矿热液中硫的来源主要是幔源硫或岩浆硫。此外，鉴于成矿发生在晚三叠世晚期，成矿属中国东北部中生代大陆边缘环境，可进一步推测成矿物质活化可能与俯冲大洋板片或大洋性质的富集地幔有关，成矿元素以部分熔融的岩浆、超临界流体等形式被携带到地壳浅部（Sillitoe, 1997）。
综合上述研究认为，成矿物质主要来自于深部岩浆，这种岩浆可能主要起源于俯冲洋壳板片的部分熔融并受到少量地壳物质的混染。

5.2 成矿流体性质、起源

        大量的研究表明，热液矿床的成矿流体性质十分复杂。就热液型铜矿而言：通常情况下早阶段成矿流体多为中高温、酸性、氧化、中等盐度或高盐度流体，对应蚀变主要是钾长石化、黑云母化及硅化，矿化主要是黄铁矿、磁铁矿、磁黄铁矿、毒砂、辉钼矿以及硫酸盐矿物等；而成矿阶段为中温、碱性、还原、中等盐度或低盐度和高盐度共生的流体，对应蚀变主要是绢英岩化、硅化，矿化主要为黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿、方铅矿等；而成矿晚阶段转化为低温、弱酸性、弱还原流体（张德会，1997）。因此，热液铜矿床的早阶段成矿流体普遍具有岩浆流体性质。
        洋灰洞子铜矿床地质特征和流体包裹体研究表明：早阶段（Ⅰ、Ⅱ）的蚀变类型主要是黑云母化、硅化，矿化主要为黄铁矿、毒砂和磁黄铁矿、辉钼矿，反映早阶段流体呈现高温、碱性、中强还原性质；主成矿阶段（Ⅲ）主要是绢英岩化、硅化，矿化为黄铜矿、闪锌矿和方铅矿等，揭示流体性质为中温、中酸性、强还原流体性质；而晚阶段（Ⅳ）为硅化、碳酸盐化和少量黄铁矿化，反映成矿流体为低温、弱酸性、弱还原流体属性。
        从流体包裹体的研究结果来看：成矿早期（Ⅰ、Ⅱ）流体性质相似（图6），均一温度在 304～417℃之间、w(NaCl_eq)为4.63%～14.63%、密度为0.56～0.82 g/c m 3，气相成分以H₂O为主，同时含少量CO₂和微量CH₄，说明该阶段流体属于高温、中低盐度、还原的CO₂_NaCl_H₂O体系；主成矿阶段（Ⅲ）的均一温度在171～310℃之间， w(NaCl_eq)分布在1.73%～10.37%和13.44%～15.35%两个区间、密度为0.72～0 .97 g/cm³，与早阶段相比CO₂含量明显降低、CH₄含量增加（石英霞等，2009）（图 7a～c），并含钾盐和黄铜矿子晶矿物，说明该阶段成矿流体为中温、强还原、中低盐度共存的（Na+K）Cl_H₂O_CH₄不混溶体系；晚阶段（Ⅳ）均一温度介于116～189℃、w (NaCl_eq)为0.87%～9.08%，密度为0.91～0.98 g/cm³，气相成分只检测出 H₂O，属低温、低盐度、高密度NaCl_H₂O体系。
        氢_氧同位素地球化学特征揭示，早阶段（Ⅰ）石英与矿区花岗闪长斑岩斑晶石英的H_O同位素均显示岩浆水特点（Ohmoto, 1986; Sheppard, 1986）；主成矿阶段（Ⅲ）和成矿晚阶段（Ⅳ）呈现岩浆水与大气降水混合特征，即发生了明显的“氧漂移”，暗示大气降水的不断加入（图9）。
        综上所述，洋灰洞子铜矿床的成矿流体来自矿区与成矿密切的花岗闪长斑岩，目前虽没发现熔融包裹体或出溶包裹体；但从已有分析可知成矿过程至少经历：（Ⅰ）高温、酸性、氧化流体出溶与聚集、上升作用阶段；（Ⅱ）高温、碱性、中强还原流体作用阶段；（Ⅲ）中温、中酸性、强还原流体不混溶作用阶段和（Ⅳ）低温、弱酸性流体作用阶段。整个成矿过程以降温、减压、CO₂逐渐逸出、氧化_还原和大气水不断的加入实现整个矿床的成矿元素卸载与富集。

5.3 成矿元素迁移、卸载机理与成矿地质过程

        前人大量的研究表明，在高温条件下，铜在流体中主要以氯络合物(［CuCl₂］-等)CuCl -₂等）形式运移，且Cl-含量越高，Cu溶解度越大；在低温、低盐度或富S的条件下，Cu易与S形成络合物而优先富集于气相中（孟祥金等，2005；芮宗瑶等，2003；Heinric h, 2007）。导致Cu从流体中沉淀出来的因素主要为温度、压力、pH值、氧逸度、流体中Cl - 的浓度等（Reed et al., 2006; Hezarkhani et al., 1999），而温度降低是Cu从流体中沉淀的主要因素（Liu et al., 2005; Hezarkhani et al., 1999）。当成矿流体处于较高的温压条件下，特别是处于临界_超临界状态时，铜的络合物相对具有较高的稳定性，但是随着温度降低和流体的减压沸腾，络合物的稳定性会遭受破坏，从而促使金属硫化物的淀积( 芮宗瑶等，1984)。因此，造成金属沉淀的主要机制为：降温冷却、减压沸腾、围岩交代和流体混合等。
        洋灰洞子铜矿流体包裹体岩相学及显微测温研究显示：在Ⅲ阶段同一石英颗粒内，V型纯气相包裹体与气相分数连续变化的W型气液两相包裹体共存（图4j、k），且不同气相分数（15 %～80%）的WV亚型和WL亚型包裹体的均一温度相近，然而盐度相差较大（图6），且均一方式不同；表明成矿流体在主成矿阶段发生了一定程度的不混溶或沸腾作用（Roedder, 1984 ；卢焕章等，2004；褚少雄等，2010）。但本阶段w(NaCl_eq)不高（1.73%～15 .35%），与流体沸腾的特征不同，可能是由于较高温成矿流体与冷的大气降水相遇，受温度和压力瞬间变化的影响而发生沸腾，捕获的包裹体只保存了富气相或富液相包裹体，缺少S型高盐度包裹体(刘斌等，1999；邱楠生等，2001)。这与前述氢_氧同位素研究结果一致，即早阶段高温成矿流体演化到主成矿阶段时与冷的古大气降水发生混合作用。
        在成矿地质过程方面，鉴于花岗闪长斑岩与成矿具有密切的空间关系（图3）、成矿早阶段流体包裹体性质和氢_氧同位素等特征与花岗闪长斑岩具有明显的同源性；结合成岩成矿时代，其成岩成矿作用过程可划分： ① 花岗质岩浆上侵位； ② 花岗闪长斑岩发生流体出溶与含矿流体形成； ③ 当成矿流体库内压大于外压的情况下，发生流体库破裂，在黄松群接触内带发生强烈隐爆作用； ④ 在相对开放状态下，伴随着成矿流体逐渐降温与大气水的不断加入，先后发生以交代作用为主的矿化蚀变、伴随着流体弱不混溶作用的充填为主的以铜为主的多金属成矿作用，最后以晚阶段石英_碳酸盐的形成结束成矿全部过程。

5.4 矿床成因类型

        洋灰洞子铜矿床自发现以来，已有学者对其成因类型进行论证，主要有2种观点：斑岩型(王秀芝等，2004；杨增武等，2005；吕俊超等，2014)和中高温热液交代型（孟兆贤，2012）。前人对该矿床成因的判断多建立在矿床地质特征的基础上，而缺乏系统的成矿流体来源、性质和成矿物质来源等方面的对比研究。本文通过详实的矿床地质、流体包裹体和稳定同位素等方面研究，同时综合对比国内外同类矿床的研究成果（表5），认为洋灰洞子铜矿床应属于斑岩型铜矿床，主要依据如下：
        （1）与成矿密切相关的花岗闪长斑岩形成于(201.2±1.7) Ma ～(204.4±2.8) Ma（吕俊超等，2014），具有钙碱性埃达克质特征，形成于与环太平洋板块俯冲有关的活动大陆边缘环境。
        （2）围岩蚀变主要为黑云母化、硅化、绢云母化、绿泥石化、绿帘石化和碳酸盐化等，面状蚀变分带特征明显，以岩体为中心向外依次发育钾硅酸盐化带、绢英岩化带和青磐岩化带；矿石构造以团块状和浸染状为主，与典型斑岩型铜矿蚀变及矿化特征（Lowell et al., 1 970; Sillitoe, 1973）一致；
        （3）洋灰洞子铜矿主要发育气液两相、纯液相和纯气相包裹体，可见少量含硫化物或钾盐子晶多相包裹体。均一温度介于116～417℃，w(NaCl_eq)为4.63%～15.35%，包裹体气相成分主要为H₂O，含少量CO₂和CH₄。与典型斑岩型铜矿床相比，缺乏高盐度含石盐子晶多相包裹体，主要原因有2个： ① 成矿流体在较高温度下与冷的大气降水相遇，受温度和压力瞬间变化的影响而发生沸腾，使得捕获的包裹体只保存了富气相或富液相包裹体，缺少高盐度含石盐子晶多相包裹体； ② 受目前开采程度所限，本文测试样品采自浅部团块状矿石，不排除深部存在高盐度流体的可能性。总的来说，洋灰洞子铜矿成矿流体特征与典型斑岩型铜矿床基本一致，至于究竟是何种原因导致矿床缺乏高盐度含子晶包裹体，还有待进一步研究。
        （4）成矿物质来源于深部岩浆；成矿流体来源于花岗质岩浆或出溶流体，成矿中晚阶段有大气降水的混入，与典型斑岩型铜矿床一致。

表 5洋灰洞子铜矿床与典型斑岩型铜矿床特征一览表

Table 5Characteristics of the Yanghuidongzi copper deposit and typical porphyr y copper deposit

综上所述，洋灰洞子铜矿床为斑岩型铜矿床。

6 结论

        （1）洋灰洞子铜矿床发育在花岗闪长斑岩与黄松群阎王殿组浅变质岩系之间接触带内侧的角砾岩带内，矿体多呈透镜状和脉状产出。矿化过程初步划分为4个阶段：（Ⅰ）石英_黄铁矿_毒砂阶段、（Ⅱ）石英_磁黄铁矿_辉钼矿阶段、（Ⅲ）石英_多金属硫化物阶段和（Ⅳ）石英_碳酸盐阶段。
        （2）流体包裹体研究表明，洋灰洞子铜矿流体包裹体类型有富液相（WL）、富气相（WV）、纯液相（L）和纯气相（V）以及含子晶三相（S）包裹体。4个成矿阶段的均一温度分别为 380～417℃、304～368℃、171～310℃和116～189℃。其中，Ⅰ、Ⅱ阶段包裹体w(NaCl _eq) 分别为4.63%～14.52%和5.09%～14.63%，Ⅲ阶段w(NaCl_eq)分布在1.73%～1 0.37%和13.44%～15.35%两个区间；Ⅳ阶段w(NaCl_eq)为0.87%～9.08%。
        （3）矿物H、O、S和Pb同位素研究表明，成矿流体来源于花岗闪长质岩浆或是出溶流体的结果，成矿物质来源于深部岩浆。成岩成矿过程经历了花岗质岩浆上升侵位→流体出溶与含矿流体形成→隐爆作用→成矿流体与大气水混合等过程，并先后形成以黄铁矿化为主的蚀变岩、以铜为主的多金属硫化物石英脉和石英_碳酸盐脉。
        （4）洋灰洞子铜矿床地质特征、流体包裹体地球化学、稳定同位素和成矿构造背景等方面与斑岩型铜矿床基本一致，指示洋灰洞子铜矿床属于斑岩型铜矿床。
        志谢在流体包裹体及铅同位素测试过程中得到了北京核工业地质分析测试研究中心给予的支持和帮助；在氢、氧同位素测试方面得到了中国地质科学院矿产资源研究所给予的支持和帮助；审稿专家和编辑部老师对文章的修改提出了宝贵意见，在此一并志以诚挚的感谢！

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