欧阳学财，狄永军，王长明，张达，杨秋，吴彬， 王乔，罗政铜和硫同位素联合约束,[J].矿床地质,36 (1)： 250～264OUYANG XueCai, DI YongJun, WANG ChangMing, ZHANG Da, YANG Qiu, WU Bin, WANG Qiao and LUO Zheng,Genesis of Dongxiang copper deposit in Jiangxi Province: Constraints from copper and sulfur isotopes ,[J].Mineral Deposits,36 (1)： 250～264
DOi:10.16111/j.0258_7106.2017.01.016
江西东乡铜矿床成因 铜和硫同位素联合约束
（1 中国地质大学地球科学与资源学院， 北京100083； 2 江西省核工业地质局266大队 ， 江西 南昌330038； 3 西澳大利亚大学CET研究中心， 珀斯 澳大利亚6009）
第一作者简介欧阳学财， 男， 1989年生， 硕士， 助理工程师， 从事矿床地球化学研 究。 Email: 512867851@qq.com
**通讯作者狄永军， 男， 1965年生， 副教授， 硕士生导师， 岩石学专业。 Emai： d iyongjun@cugb.edu.cn
收稿日期2016_01_11
本文得到中国地质调查局南京地质调查中心项目北武夷成矿带东乡浩家岭_上饶梨子坑铜 多金属成矿规律及找矿方向研究（编号：1212011220557）资助
摘要:东乡铜矿床的赋矿岩石以石炭系砂岩和燕山期花岗斑岩为主。文章对 东乡铜矿床同 位素地球化学进行了研究，探讨了成矿物质来源及矿床成因。东乡矿区块状矿石和花岗斑岩 的黄铁矿δ34S 值（0.3‰～1.2‰）非常接近深部地幔硫的值，其δ34S值 呈现明显的塔式分 布, 分布范围较窄，表明矿石中的硫主要来自深源岩浆。δ65Cu值分布范围较窄（-2 .10‰～ 0.17‰），整体接近于零附近，明显不同于块状硫化物矿床(δ65Cu=-0.98‰～3 .14‰）、矽卡岩型矿床(δ65Cu=-1.29‰～2.98‰）和热液脉型矿床中δ 65 Cu值（-3.70‰～0 .44‰）的分布范围，其δ65Cu 值变化范围大于岩浆矿床的δ65Cu值（-0.6 2‰～0.40‰），更 接近于斑岩型矿床的δ65Cu值（-1.16‰～0.81‰），表明东乡铜矿与岩浆热液 作用 具有密切的成因联系。因此，推断东乡铜矿为岩浆热液型矿床。
关键词:
地球化学；成因；铜_硫同位素；物质来源；东乡铜矿
文章编号： 0258_7106 (2017) 01_0250_15 中图分类号： 618.41 文献标志码：A
Genesis of Dongxiang copper deposit in Jiangxi Province: Constraints from
copper and sulfur isotopes
copper and sulfur isotopes
(1 China University of Geosciences，Beijing 100083, China; 2 No. 266 Geological Party, Jiangxi Bureau of Nuclear Industry Geology, Nanchang 330038, Jiangxi, China; 3 CET at the University of Western Australia, Perth 6009, Australia)
2016_01_11
Abstract:The Dongxiang copper deposit is mainly hosted in the Carboniferous sandstone and Yanshanian granite porphyry. In this paper, the authors investigated the ore_fo rming materials sources and deposit genesis based on its isotope geochemistry. T he values of δ34S（0.3‰～1.2‰） from massive ore and pyrite in granit e porphyr y in the Dongxiang mine are very close to the values of δ34S in deep mantle，wh ereas the δ34S values from sulfides exhibit tower distribution type and h ave a narrow distribution range, indicating that the δ34S was derived from deep sourc e magma. The δ65Cu values of chalcopyrite have a narrow distribution rang e and are overall close to zero, which are distinctly different from the δ65Cu values of chalcopyrite in massive sulfide deposits（-0.98‰～3.14‰）, skarn type de pos its（-1.29‰～2.98‰） and hydrothermal vein type deposits（-3.70‰～0.44‰ ）, but are similar to the δ65Cu values of chalcopyrite in magmatic deposits an d porp hyry deposits. The values of δ65Cu of the Dongxiang copper deposit（ -2.10‰～0.1 7‰）are larger than the δ65Cu values of magma deposits（-0.62‰ ～0.40‰），but are close to the δ65Cu values of porphyry deposits（-1.16‰～0.81‰ ）, suggestin g that the Dongxiang copper deposit had close genetic relationship with magmatis m. Therefore, according to the isotope analytical results of the Dongxiang coppe r deposit, it can be concluded that the Dongxiang copper deposit is a magmatic h ydrothermal type deposit.
Key words:
geochemistry, genesis, Cu_S isotopes, metal source, Dongxiang copper deposit
东乡铜矿床位于江南地体与华夏地体的复合部位，在江西赣东北成矿带之内（图1）。前人 对东乡铜矿床开展了矿床地质（张祖廉等，1979；徐跃通，1997；薛纪越等，2000；张国 林 等，2002；付守会等，2003；朱筱婷，2005；刘家春等，2007；陈小惠等，2008；李得春， 2010；黄苏锦，2011；王川等，2013）、矿田构造（张学书，1997；张国林，2001；张建明 ，2004）、沉积硅质岩（徐跃通，1997）、火山岩（张祖廉等，1979；朱金初等，1981; 王 德滋等，1991）、伴生金属（艾霞等，1993）、含铜硫化物（薛纪越等，2000）、地质流体 （蔡逸涛等，2009；2011）、成矿规律及控矿因素（张国林，2001；李得春，2010；王川等 ，2013）等许多方面的研究工作。顾连兴等（1986）和徐克勤等（1996）等提出东乡铜矿床 为海西期—印支期断裂拗陷带的块状硫化物矿床，李得春（2010）和王川等（2013）等认为 东 乡铜矿床为海底火山喷流沉积_后期热液改造型。但对矿区内同位素地球化学的研究及成矿 物质来源的分析较薄弱，而且关于东乡铜矿的成矿期次、阶段的划分也缺少足够的研究，这 就造成对东乡铜矿床的成因仍然存在较大的争议。
近年来，多接收电感耦合等离子质谱仪(MC_ICP_MS) 的引入，使得Cu 同位素的高精度测量 成为现实（Marechal et al.,1999 ；Zhu et al., 2000；2002）。目前，铜同位素被国内 外研究者广泛地应用于矿床学领域，并直接示踪铜的成矿作用（蒋少涌等，2001；王跃等， 2010；Mason et al., 2005）。本文结合东乡铜矿矿床地质特征 ，对东乡铜矿S、Cu同位素进行详细的研究，分析其成矿物质的来源，并探讨了矿床成因。
区域岩浆活动强烈频繁、多期次活动、持续时间较长，自晋宁期、加里东期、海西期、印支 期至燕山期均有岩浆活动（付守会等，2003）。火山喷发和岩浆侵入以中生代最为强烈，中 生代火山活动以白垩纪为主，分为打鼓顶、鹅湖岭、石溪和茅店4个火山喷发旋回（徐庆 胜等，2014），因此形成了该区较多的中生代火山岩盆地（图1），东乡火山盆地的火山岩 主要发育打鼓顶和鹅湖岭旋回。中生代岩浆侵入活动在燕山中_晚期非常强烈，形成以酸性 侵入岩为主，少量中基性岩石，燕山期是该区域内非常重要的成矿阶段。
矿区所处位置构造活动频繁，近EW向的萍乡_广丰深大断裂从东乡矿区南侧通过，近NE向的 赣东北深断裂由东乡矿区东南缘穿过（图1）。区域断裂构造发育，具有壳幔深大断裂，该 类断裂具有切割深度大（超壳型）、延长远（数百米至上千米）、宽度大（几十米至十几千 米）活动时间长等特点，它们控制着地层和岩体的展布，往往成为大的构造分界线，如作为 江南地体与华夏地体分界线的萍乡_广丰深断裂，其他还有赣东北大断裂、乐安江大断裂等 （王长明等，2010）。
东乡矿区内断裂构造非常发育,其形态、规模 及方向也较为复杂。断裂构造在地表出露。在矿井下也能 看到较多的断裂构造，矿井下岩层非常破碎， 经常能看到岩层错断而出现的擦痕。该区的断层规 模大小悬殊, 大的沿走向3000余米，小的仅几米。
根据断裂走向大致可分为NE_NE E组、近SN组、NW组3组。其中，NE_NEE 组为东乡铜矿床最主要的控岩控矿断裂，其余2组除 对铜矿的次生富集有一定影响外，主要是破坏矿体。
东乡矿区内出露的主要侵入岩为燕山期花岗斑岩，其形态多不规则，主要为椭圆状、脉状、 透镜状，野外勘查发现花岗斑岩多侵入于梓山组中细粒砂岩、灰白色石英砂岩和长石石英 砂岩中（图3），在接触部位的围岩具有强烈的蚀变，在砂岩和侵入岩的接触带中可见经 过热接触变质作用而形成的石英岩。花岗斑岩中可见绢云母化、泥化、高岭土化、褐铁矿化 、孔雀石化等蚀变，另可见星点状或浸染状黄铁矿化。斑岩型矿化分布在花岗斑岩的内部及 其周围，受花岗斑岩控制。
砂岩中的矿石矿物主要为黄铁矿，黄铜矿、胶黄铁矿、褐铁矿、闪锌矿、方铅矿、铜蓝，矿 化主要是呈团块状、角砾状、脉状和浸染状构造产出，矿石结构主要为交代结构、压碎结构 、重结晶结构和共生边结构。砂岩蚀变类型主要有硅化、褐铁矿化、绢云母化、方解石化、钾长石化。
花岗斑岩的矿石矿物主要为黄铁矿、黄铜矿、辉铜矿、斑铜矿、闪锌矿、辉钼矿，矿化主要 是呈细脉状、浸染状及星点状状构造产出。矿石结构主要是固溶体分离结构及半自形_他形 粒状结构。花岗斑岩蚀变类型主要有绢云母化、高岭土化、泥化、褐铁矿化、绿泥石化、孔 雀石化。
热液成矿期为矿床的主要成矿期，又可划分为3个成矿阶段：
铁铜硫化物阶段：主要是黄铁矿化（图5a、b）、黄铜矿化、辉铜矿化、斑铜矿化、方铅矿 化和闪锌矿化，它们呈稠密浸染状、团块状、星点状、环带状等分布，矿物常见相互交代产 出。可见黄铜矿分布在黄铁矿的裂隙中或黄铜矿包含黄铁矿在其四周生长（图5c、d），黄 铜矿、辉铜矿和斑铜矿交代黄铁矿产生（图5e）。也可见闪锌矿交代黄铜矿产生和闪锌矿围 绕方铅矿四周生长（图5h、i）。另可见方铅矿交代黄铜矿和方铅矿包含黄铁矿，围绕在黄 铁矿四周生长（图5g、f）。
石英_硫化物阶段：主要以石英_黄铁矿脉为主，多呈脉状、细脉状、网格状和条带状，可见 石英_黄铁矿脉切穿铁铜硫化物阶段的团块状黄铁矿（图5l）或切穿石英_黄铁矿_黄铜矿脉 （图5m）。
石英_碳酸盐阶段：多为无矿石英脉或方解石脉，常见无矿石英脉或方解石脉切穿铁铜硫化 物阶段的团块状黄铁矿或黄铜矿（图5n、o），另可见无矿石英脉切穿石英_黄铁矿脉（图5j 、o）。
表生期可见赤铁矿、铜蓝（图4k）及高岭土。
进行Cu同位素分析的7件样品，采自东乡铜矿床的花岗斑岩、石英砂岩和块状矿石。选取2 件花岗斑岩、2件石英砂岩及3件黄铜矿样品，目的是用岩体、赋矿围岩的铜同位素和 矿体的铜同位素进行对比分析。实验采用阴离 子交换层析法进行Cu与其他元素的分离。
砂岩和硅化石英岩的矿化是由岩浆热液作用而形成，为后期矿化，矿化砂岩和硅化石英岩中 的δ34S 值（-3.1‰～1.9‰）变化范围与块状矿石和花岗斑岩中的δ34S 值变化范围接近。 由于地层沉积岩中的δ34S值为-50‰～50‰（Rollins on., 19 93），所以该矿区在岩浆热液作用过程中，部分硫可能来自围岩地层硫，这种情况通常被认 为可能与大气降水淋滤有关，由于在温度和压力梯度变小的环境中导致的（于津生等，1997 ）。这也得到了前人的验证，蔡逸涛等（2009）提出了成矿流体的循环过程中有大气降水的 混入。
东乡矿区位于扬子板块与华夏板块的碰撞拼接带内，该区域的典型矿床较多。前人研究表 明，江西德兴铜矿、银山铜多金属矿、永平铜矿都属于岩浆热液成因矿床，而且燕山期的岩 浆 活动对该区域的成矿起着最关键的作用。江西德兴斑岩型铜矿 (毛景文等，2010；Mao et a l., 2011; Li et al., 2013; Hou et al., 2013）、银山浅成热液型铜多金属矿（张德 会等，2003；刘敏等，2002）、永平斑岩型_矽卡岩型铜矿（丁昕等, 2005；朱碧等，2008 ），这些矿床的硫同位素分布范围较窄，都暗示硫可能来自岩浆（刘志远等，2005；田金辉 等，2001；何国朝等，1992）。通过对比该区域内的相邻矿床，发现东乡铜矿与江 西德兴铜矿、永平铜矿、银山铜多金属矿的δ34S值分布范围相似（图7），表明 东乡铜矿 床的硫来源和这些矿床的硫来源总体一致，该区域内典型矿床的硫同位素都来自深源岩浆。
传统的C、H、O、S等同位素是间接研究成矿物质的来源和集聚过程，而Cu同位素能直接指示 铜的成矿作用。Cu同位素能够用来说明源区变化、成矿温度、流体出熔过程、矿化过程和次 生富集过程等与成矿作用相关的信息（王跃等，2010；Zhu et al., 2000；2002）。
东乡铜矿Cu同位素分布特征显示（图8）：① 东乡铜矿不同样品的Cu同位素值具有较大的变 化范围，但其δ65Cu平均值组成差别不大。δ65Cu 值从-2.10‰～0.17 ‰范围内变化，δ65Cu 平均值为-0.36‰；② 东乡铜矿中的δ65Cu 值变化范围及平均值 与前人所报道的斑岩型矿床、岩浆矿床的Cu同位素变 化范围及平均值类似（图9），很接近整体硅酸盐地球的平 均Cu同位素组成δ65Cu≈０（王跃等，2010）；③ 不同岩性、空间位置样品（花岗 斑岩→ 石英砂岩→黄铜矿）的δ65Cu组成展现出空间分带特 征，反映为从岩体→赋矿围岩→矿石，随着距离岩体
越来越远，黄铜矿的Cu同位素组成逐渐变重。反映了在硫化物的沉 淀进程 中，Cu的重同位素率先在流体中富集，而轻同位素在沉淀中富集，随着岩浆热液流体的迁移 ，进入围岩裂隙中伴随硫化物沉淀的进行，残余热液流体会逐渐富集Cu的重同位素。
前人对不同类型矿床中含铜矿物开展了大量的铜同位素研究工作，发现各类型矿床具有不同 的Cu 同位素组成（图9），岩浆矿床δ65Cu值为-0.62‰～0.40‰；矽卡岩型矿床δ 65Cu值为-1.29‰～ 2.98‰；斑岩型矿床δ65Cu值 为-1.16‰～0.81‰；热液脉型矿床δ 65Cu值为-3.7 0‰～0.44‰；块状硫化物矿床δ65Cu值-0.98‰～3.14‰；沉积矿床δ65 Cu值为-2.05‰～ -0. 66‰（王跃等，2010；聂龙敏等，2012；Zhu et al., 2000； Lars on et al., 2003; Graham, 2004; Rouxel et al., 2004; Dan et al., 2007；2009）。
东乡铜矿样品的δ65Cu 值在-2.10‰～0.17‰范围内变化，明显不同于块 状硫化物矿床、 矽卡岩型矿床和热液脉型矿床中δ65Cu值的分布范围，但与斑岩型矿床、岩浆矿床中 δ65Cu 值的分布范围类似。东乡铜矿床δ65Cu 值（-2.10‰～0.17 ‰）的变化范围，大 于岩浆矿床 的δ65Cu值（-0.62‰～0.40‰），更接近于斑岩型矿床的的δ65Cu值（-1 .29‰～2.98‰），表明东乡铜矿与岩浆热液活动具有密切的成因联系。
根据野外详细勘察发现东乡矿区构造及层间破碎带为该矿体的储存空间。东乡矿区砂岩 中的矿体呈似层状_透镜状产出，明显受断裂构造、层间破碎带控制（Wang et al., 2014） 。斑岩型矿化受到花岗斑岩的控制，矿体顶部的花岗斑岩有少量矿化，矿体底部的花岗斑岩 内部具有较好的矿化现象。
东乡矿区块状矿石和花岗斑岩的黄铁矿δ34S 值（0.3‰～1.2‰）非常接近深部地 幔的硫值 ，表明矿床硫化物中的硫来自岩浆。矿化砂岩和硅化石英岩的矿化是由岩浆热液作用而形成 ，为后期矿化，而砂岩和硅化石英岩的δ34S 值（-3.1‰～1.9‰）变化范围与块 状矿石和花 岗斑岩的黄铁矿δ34S 值接近，表明由于岩浆热液作用过程中混入了一部分围岩地层 硫。东 乡矿区的δ65Cu值为-2.10‰～0.17‰，分布范围较窄，比岩浆矿床的δ65C u值大，更接近于 斑岩型矿床的的δ65Cu值，表明东乡铜矿与岩浆热液作用具有密切的成因联系，岩浆 热液活动为该矿区带来了大量的成矿物质。
综上，东乡铜矿是岩浆热液成因矿床，该区的花岗斑岩侵入带来了大量的成矿物质，该矿区 存在2种矿化类型。砂岩中的矿体是岩浆热液作用过程中，岩浆不断演化和分异形成的，受 断裂构造、层间破碎带的控制。斑岩型矿化分布在花岗斑岩的内部及其周围，受花岗斑岩控 制，该矿体主要分布在斑岩体内和斑岩与围岩的接触带中。这与毛景文（2010；2011）把东 乡铜矿划分为斑岩型_热液脉型铜矿床的观点类似。
（2） 东乡铜矿床为岩浆热液型成因矿床。花岗斑岩的侵入不仅带来了大量的成矿物质，还 为成矿提供了充足的热动力。该矿床可见两种矿化类型，砂岩中矿体呈似层状_透镜状产出 ，受层间断裂带控制。斑岩型矿化分布在花岗斑岩的内部及其周围，受花岗斑岩控制。
志谢在野外工作期间得到了江西省地矿局912大队的帮助，实验分析得到核工 业北京地 质研究院分析测试研究中心和中国地质调查局天津地质调查中心的帮助，资料收集和数据分 析过程中得到了同门师兄弟的帮助，在此一并表示由衷的感谢！
近年来，多接收电感耦合等离子质谱仪(MC_ICP_MS) 的引入，使得Cu 同位素的高精度测量 成为现实（Marechal et al.,1999 ；Zhu et al., 2000；2002）。目前，铜同位素被国内 外研究者广泛地应用于矿床学领域，并直接示踪铜的成矿作用（蒋少涌等，2001；王跃等， 2010；Mason et al., 2005）。本文结合东乡铜矿矿床地质特征 ，对东乡铜矿S、Cu同位素进行详细的研究，分析其成矿物质的来源，并探讨了矿床成因。
1成矿地质背景
东乡铜矿位于华南地区东北部，属于江西赣东北成矿带（图1），赣东北地区是中国最重要 的铜（金）多金属矿化密集区之一（杨明桂等，1997；毛景文等，2011）。区域岩浆活动强烈频繁、多期次活动、持续时间较长，自晋宁期、加里东期、海西期、印支 期至燕山期均有岩浆活动（付守会等，2003）。火山喷发和岩浆侵入以中生代最为强烈，中 生代火山活动以白垩纪为主，分为打鼓顶、鹅湖岭、石溪和茅店4个火山喷发旋回（徐庆 胜等，2014），因此形成了该区较多的中生代火山岩盆地（图1），东乡火山盆地的火山岩 主要发育打鼓顶和鹅湖岭旋回。中生代岩浆侵入活动在燕山中_晚期非常强烈，形成以酸性 侵入岩为主，少量中基性岩石，燕山期是该区域内非常重要的成矿阶段。
矿区所处位置构造活动频繁，近EW向的萍乡_广丰深大断裂从东乡矿区南侧通过，近NE向的 赣东北深断裂由东乡矿区东南缘穿过（图1）。区域断裂构造发育，具有壳幔深大断裂，该 类断裂具有切割深度大（超壳型）、延长远（数百米至上千米）、宽度大（几十米至十几千 米）活动时间长等特点，它们控制着地层和岩体的展布，往往成为大的构造分界线，如作为 江南地体与华夏地体分界线的萍乡_广丰深断裂，其他还有赣东北大断裂、乐安江大断裂等 （王长明等，2010）。
2矿区地质特征
东乡矿区出露的基底地层为新元古代的双桥山群，其上不整合覆盖石炭系、白垩系和第四系 ，石炭系梓山组为赋矿地层。矿区内地层出露较简单，从老到新分别为新 元古代双桥山群的将军组和牛头岭组浅变质岩，石炭系华山岭组和梓山组的长石石英砂岩、 石英砂岩和少量硅化石英岩，白垩系的周田组和茅店组的砂岩、砂砾岩、含砾长石石英砂岩 、泥岩。其中，石炭系梓山组砂岩为赋矿围岩，砂岩中矿体呈似层状_透镜状产出，受层间 断裂带的控制。东乡矿区内断裂构造非常发育,其形态、规模 及方向也较为复杂。断裂构造在地表出露。在矿井下也能 看到较多的断裂构造，矿井下岩层非常破碎， 经常能看到岩层错断而出现的擦痕。该区的断层规 模大小悬殊, 大的沿走向3000余米，小的仅几米。
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图 1赣东北地区综合地质图（据王长明等，2010修改） 1—元古宙变质岩； 2—古生代陆内裂陷带； 3—中生代火山岩； 4—燕山期花岗岩； 5—断裂及编号； 6—矿床； 7—省界 断裂：① 北武夷隐伏基底断裂； ② 萍乡_广丰断裂带； ③ 赣东北断裂带； ④ 乐安江断 裂带； ⑤ 宜丰_景德镇断裂带； ⑥ 景德镇复背斜； ⑦ 万年_德兴复背斜； ⑧ 怀玉山 复背斜； ⑨ 北武夷山复背斜； ⑩ 障公山复背斜 Fig. 1Tectonic sketch map of northeastern Jiangxi (modified after Wang et al., 2010) 1—Archean metamorphic rock; 2—Paleozoic intercontinental basin; 3—Mesozoic vo lcanic rocks; 4—Yanshanian granite; 5—Fault and it number; 6—Ore deposit； 7—Province boundary Fault: ① North Wuyishan basement rift; ② Pingxiang_Guangfeng fault zone; ③ N ortheastern Jiangxi fault zone; ④ Lean river fault zone; ⑤ Yifeng_Jingdezhen f ault zone; ⑥ Jingdezhen anticlinorium; ⑦ Wannian_Dexing anticlinorium; ⑧ Huai yushan anticlinorium; ⑨ North Wuyishan anticlinorium; ⑩ Zhanggongshan anticlinorium |
东乡矿区内出露的主要侵入岩为燕山期花岗斑岩，其形态多不规则，主要为椭圆状、脉状、 透镜状，野外勘查发现花岗斑岩多侵入于梓山组中细粒砂岩、灰白色石英砂岩和长石石英 砂岩中（图3），在接触部位的围岩具有强烈的蚀变，在砂岩和侵入岩的接触带中可见经 过热接触变质作用而形成的石英岩。花岗斑岩中可见绢云母化、泥化、高岭土化、褐铁矿化 、孔雀石化等蚀变，另可见星点状或浸染状黄铁矿化。斑岩型矿化分布在花岗斑岩的内部及 其周围，受花岗斑岩控制。
3矿床地质
3.1矿体特征
东乡铜矿体以Ⅰ、Ⅴ、Ⅶ号矿体为主，三者占矿床总储量的95%以上。Ⅰ号矿体似层状产于 梓山组的层间破碎带中，矿化围岩以砂岩为主，少量花岗斑岩和构造角砾岩，长1200 m，矿 体倾角30～40°，深部比浅部稍陡，矿体厚度2～10 m，最大20余 m，平均5.35 m，沿走向 稳 定，见分枝复合，尖灭再现。Ⅴ号矿体似层状产于梓山组上段中部，矿化围岩以花岗斑岩居 多，分布于矿区中部受两条断裂破碎带控制，长1200 m，矿体倾角40～45°，矿体厚度一般 1 0～30 m，最大62 m，平均14.7 m，沿倾向见尖灭再现。Ⅶ号矿体呈厚大的透镜状产于梓山 组 上段上部的断裂破碎带中，分布于花岗斑岩与砂岩接触带中，矿体走向NE，沿走向宽380 m ，沿倾向宽560 m，埋藏标高200 m，平均厚20 m，最厚87.84 m（图2）。
3.2矿石特征
东乡铜矿的矿石矿物主要有（图4a～l）：黄铁矿、胶黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿、 辉铜矿、斑铜矿、辉钼矿、赤铁矿等；脉石矿物主要为石英、方解石、绿 泥石、高岭石、菱铁矿等。砂岩中的矿石矿物主要为黄铁矿，黄铜矿、胶黄铁矿、褐铁矿、闪锌矿、方铅矿、铜蓝，矿 化主要是呈团块状、角砾状、脉状和浸染状构造产出，矿石结构主要为交代结构、压碎结构 、重结晶结构和共生边结构。砂岩蚀变类型主要有硅化、褐铁矿化、绢云母化、方解石化、钾长石化。
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图 2东乡铜矿区地质图(据张国林，2001修改） 1—第四系； 2—上白垩统周田组细砂岩 3—上白垩统茅店组砂砾岩； 4—石炭系梓山组石 英砂岩； 5—下石炭统华山岭组长石石英砂岩； 6—新元古界双桥山群千枚岩； 7—花 岗斑岩； 8—断裂； 9—地质界线； 10—矿体编号及矿体平面投影图 Fig. 2Geological map of the Dongxiang copper orefield (modified after Zhang et al., 2001） 1—Quaternary； 2—Upper Cretaceous Zhoutian Formation fine sandstone； 3—Upper Cretaceous Maodian Formation glutenite； 4—Cretaceous Zishan Formation quartz sandstone； 5—Lower Cretaceous Huashanling Formation feldspar_quartz sandstone ； 6—Neoproterozoic Shuangqiaoshan Group phyllite； 7—Granite porphyry ； 8—Fault； 9—Geological boundary; 10—Serial number and planar projection of orebody |
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图 3东乡铜矿0号勘探线剖面图（据花友仁等，1980修改） 1—第四系； 2—白垩系南雄群； 3—石炭系梓山组； 4—石炭系华山岭组； 5—双桥山群 ； 6—花岗斑岩； 7—铜矿体； 8—断层； 9—地质界线； 10—钻孔 Fig. 3Geological section along No. 0 exploration line of the Dongxiang copper deposit (modified after Hua et al., 1980) 1—Quaternary; 2—Cretaceous Nanxiong Group; 3—Carboniferous Zishan Formation; 4—Carboniferous Huashanling Formation; 5—Shuangqiaoshan Group; 6—Granite porphyry; 7—Copper orebody; 8—Fault; 9—Geological boundary; 10—Drill hole |
3.3成矿期次划分
本文根据对东乡铜矿的野外地质现象的详细观察，并通过对东乡铜矿床矿石特征的分析（图 4）及详细的镜下鉴定（图5），将东乡铜矿床的成矿期次分为热液成矿期和表生期2期（表1 ）。热液成矿期为矿床的主要成矿期，又可划分为3个成矿阶段：
铁铜硫化物阶段：主要是黄铁矿化（图5a、b）、黄铜矿化、辉铜矿化、斑铜矿化、方铅矿 化和闪锌矿化，它们呈稠密浸染状、团块状、星点状、环带状等分布，矿物常见相互交代产 出。可见黄铜矿分布在黄铁矿的裂隙中或黄铜矿包含黄铁矿在其四周生长（图5c、d），黄 铜矿、辉铜矿和斑铜矿交代黄铁矿产生（图5e）。也可见闪锌矿交代黄铜矿产生和闪锌矿围 绕方铅矿四周生长（图5h、i）。另可见方铅矿交代黄铜矿和方铅矿包含黄铁矿，围绕在黄 铁矿四周生长（图5g、f）。
石英_硫化物阶段：主要以石英_黄铁矿脉为主，多呈脉状、细脉状、网格状和条带状，可见 石英_黄铁矿脉切穿铁铜硫化物阶段的团块状黄铁矿（图5l）或切穿石英_黄铁矿_黄铜矿脉 （图5m）。
石英_碳酸盐阶段：多为无矿石英脉或方解石脉，常见无矿石英脉或方解石脉切穿铁铜硫化 物阶段的团块状黄铁矿或黄铜矿（图5n、o），另可见无矿石英脉切穿石英_黄铁矿脉（图5j 、o）。
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图 4东乡铜矿床矿石特征 a. 块状矿石，黄铁矿呈半自形_他形粒状结构； b. 块状矿石，团块状黄铜矿； c. 团块状 方铅矿，分布在石英晶簇中； d. 团块状闪锌矿，分布在蚀变岩中； e. 浸染状辉钼矿，产 在花岗斑岩中； f. 块状矿石，稠密浸染状黄铁矿； g. 角砾状矿石，蚀变岩角砾（组合为 黄铁矿+石英）； h. 星点状黄铁矿，产在花岗斑岩中； i. 块状矿石，可见石英脉和方解 石脉穿插其中； j.石英_黄铁矿脉，显示石英_黄铁矿_黄铜矿细脉切穿石英_ 黄铁 矿脉； k. 矿石中的铜蓝； l. 石英_黄铁矿脉，产在花岗斑岩中 Fig. 4Characteristics of copper ores in the Dongxiang copper deposit a. Massive ore, pyrite existent as hypautomorphic_xenomorphic granular texture; b. Massive ore, massive chalcopyrite; c. Massive galena, distributed in quartz d ruse; d. Massive sphalerite, distributed in altered rock; e. Disseminated molyb denite, distributed in granite porphyry; f. Massive ore, dense disseminated pyri te; g. Brecciated ore, altered rock (pyrite+quartz); h. Star_like pyrite, distri buted in granite porphyry; i. Mas_ sive ore, cut by（quartz +calcite）vei n； j. Qu artz_ pyrite vein, with quartz_ pyrite_chalcopyrite string vein cutting through quartz_ pyrite vein； k. Covellite in ore; l. Quartz_ pyrite vein, distr ibuted in granite porphyry |
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图 5东乡铜矿床矿石组构特征 a. 半自形_他形粒状黄铁矿; b. 半自形_他形粒状黄铁矿具有压碎结构; c. 黄铜矿充填在 黄铁矿裂隙中; d. 黄铜矿围绕黄铁矿四周生长; e. 辉铜矿、斑铜矿及黄铁矿相互 交代共生 ; f. 方铅矿交代黄铁矿; g. 方铅矿交代黄铜矿; h. 闪锌矿、黄铜矿及黄铁矿交代共生; i . 闪锌 矿交代方铅矿; j. 石英脉切割黄铁矿脉; k. 石英_黄铁矿脉切割黄铁矿; l. 石英_黄铁矿 脉 切割团块状黄铁矿; m. 石英_黄铁矿脉切割石英_黄 铁矿_黄铜矿脉; n. 石英脉切 割团块状黄铁矿、黄铜矿; o. 方解石脉切割石英_黄铁矿脉 Py—黄铁矿； Ccp—黄铜矿； Cc—辉铜矿； Bn—斑铜矿； Gn—方铅矿； Sp—闪锌矿 Fig. 5Texture characteristics of ores in the Dongxiang copper deposit a. Subhedral_anhedral granular pyrite; b. Subhedral_anhedral granular pyrite exh ibiting crush texture; c. Chalcopyrite filling pyrite fractures; d. Chalcopyrite growth surrounding pyrite; e. Chalcocite, bornite and pyrite showing mutual rep lacement and association; f. Galena replacing pyrite； g. Galena replacing chalc o pyrite; h. Sphalerite, chalcopyrite and pyrite showing mutual replacement and as sociation; i. Sphalerite replacing galena; j. Quartz vein cutting through pyrite vein; k. Quartz_pyrite vein cutting through pyrite; l. Quartz_pyrite vein cutti ng through massive pyrite; m. Quartz_pyrite vein cutting through quartz_pyrite_c halcopyrite vein; n. Quartz vein cutting through massive pyrite and chalcopyrite ; o. Calcite vein cutting through quartz_pyrite vein Py—Pyrite; Ccp—Chalcopyrite; Cc—Chalcocite; Bn—Bornite; Gn—Galena; Sp—Spha lerite |
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表 1东乡铜矿床成矿期次及主要矿物 Table 1 Metallogenic stages and dominate minerals of the Dongxiang copper deposi t |
4样品及分析方法
本次研究共采集16件硫化物样品，进行S同位素分析。样品分别采自东乡铜矿矿段的235 m中 段、-2 35 m中段、81线-116.9 m分段、-280 m中段和-135 m中段的块状矿石、矿化砂岩和含矿花 岗斑岩，以及钻孔ZK1592和钻孔ZK1910采集的岩芯样品矿化砂岩和硅化石英岩。进行Cu同位素分析的7件样品，采自东乡铜矿床的花岗斑岩、石英砂岩和块状矿石。选取2 件花岗斑岩、2件石英砂岩及3件黄铜矿样品，目的是用岩体、赋矿围岩的铜同位素和 矿体的铜同位素进行对比分析。实验采用阴离 子交换层析法进行Cu与其他元素的分离。
4.1硫同位素测试方法
16件样品测试分析在北京核工业地质研究院测试中心完成。硫同位素分析：首先将岩石粉碎 ，从中挑取硫化物单矿物，其硫化物单矿物纯度达 99％以上，粒度0.2～0.4 mm，质量大 于 0.12 g。拿Cu2O做氧化剂制备测试样品，仪器型号为Finnigan MAT_251型质谱仪，根据 气体 同位素质谱仪 MAT_251 分析硫同位素 δ34S 组成。分析结果采用国际标准CDT，分 析精度优于±0.2‰。
4.2铜同位素测试方法
7件样品测试分析在中国地质大学（北京）矿产资源国家重点实验室完成。Cu同位素的 测试分析在实验室的Nu Plasma HR型多接收器电感耦合等离子体质谱仪（MC_ICP_MS）上进 行的，实验所需要的器皿均经过了严格的清洗，实验用1∶1的HNO3和1∶1 HCL， 然后 再用去离子水洗净器皿，保证器皿干净无污染。仪器在低分辨模式下运行，采用标准-样 品交叉法对仪器的质量分馏进行校正。数据采用Win7操作系统的控制软件进行自动采集，每 个样品采集数据3遍，每次时间为3 min。每采集一遍数据都伴随用一个 标样进行相同的操作进行数据采集，用来检验误差。实验室测试分析采用的标样是铜同位素 分析的国际岩石标样BCR_2和GSP_2，标准值分别为+（0.22±0.04）‰ 、+（0.30±0.04）‰（Liu et al., 2014），本次分析值分别为+（0.27±0.05）‰ 、+（ 0.31±0.04）‰，分析结果都在误差之内，具有较高的可信度。Cu同位素的测定结果用样 品 相对于国际标准物质（NIST 976）的千分偏差来表示，即：δ65Cu（‰）＝［（ 65Cu／63Cu）sample／（65Cu／63Cu） NIST976-1］×1000在95％的可信度内（王跃等，2014）。
5分析结果
5.1硫同位素
硫同位素分析结果见表2。本次主要采用黄铁矿单矿物进行S同位素分析,由于该矿区黄铁矿 非常发育，故采用了14件黄铁矿单矿物、1件方铅矿和1件闪锌矿单矿物进行S同位素分析 。硫化物中的δ34S值总体在-3.1‰ ～1.9‰范 围内变化，平均值为0.29‰，其中方铅矿的δ34S值为-1.6‰，闪锌矿的δ34 S值为-3.1‰，黄铁矿的δ34S值在-0.3‰～1.9‰范围内变化。
5.2铜同位素
铜同位素分析结果见表3，δ65Cu 值从-2.10‰～0.17‰范围内变化，δ6 5C u 平均值为-0.36‰，整体接近于零值。其中一个花岗斑岩样品的δ65Cu 值显示较 大 的负值，可能是热液蚀变或氧化作用引起的，因为蚀变能导致铜同位素值变轻。黄铜矿单矿 物的δ65Cu值为0.02‰～0.17‰。
6讨论
6.1硫、铜同位素特征
根据表 2做硫同位素分布直方图（图6）, 显示所有硫化物的δ34S值呈现一个从-3. 1‰到1 .9‰的塔式分布, 其峰值出现在0.5‰附近，分布范围较窄。该矿区的块状矿石和花岗斑 岩的黄铁矿δ34S 值0.3‰～1.2‰，分布在一个较小的范围内，表明两者 黄铁矿的δ34S 值来源一致，非常接近深部地幔硫的值，表明矿石的硫可能 来自深源岩浆。蔡逸涛等（2011）进行的东乡铜矿主成矿阶段流体的H_O同位素研究 ，显示流 体具有岩浆水特征，东乡铜矿的成矿热液为岩浆热液，这也符合本次硫同位素的分析结果。
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表 2东乡铜矿硫同位素组成 Table 2Sulfur isotope composition of the Dongxiang copper deposit |
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表 3东乡铜矿铜同位素组成 Table 3Copper isotope composition of the Dongxiang copper deposit |
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图 6东乡铜矿床硫同位素分布直方图 Fig. 6Histogram of sulfur isotopes of the Dongxiang copper deposit |
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图 7江西东部典型矿床硫同位素分布特征图（底图引自Rollison，1993；陨石、玄武岩 、花岗岩、海水引自邓华波，2012；德兴铜矿引自刘志远等，2005；永平铜矿引自 田金辉 等，2001；银山引自何国朝等，1992） Fig. 7S isotope compositions of typical deposits in eastern Jiangxi (a fter Rol lison，1993；other data from Deng, 2012; Liu et al.,2005; Tian et al.,20 01; He et al.,1992) |
东乡矿区位于扬子板块与华夏板块的碰撞拼接带内，该区域的典型矿床较多。前人研究表 明，江西德兴铜矿、银山铜多金属矿、永平铜矿都属于岩浆热液成因矿床，而且燕山期的岩 浆 活动对该区域的成矿起着最关键的作用。江西德兴斑岩型铜矿 (毛景文等，2010；Mao et a l., 2011; Li et al., 2013; Hou et al., 2013）、银山浅成热液型铜多金属矿（张德 会等，2003；刘敏等，2002）、永平斑岩型_矽卡岩型铜矿（丁昕等, 2005；朱碧等，2008 ），这些矿床的硫同位素分布范围较窄，都暗示硫可能来自岩浆（刘志远等，2005；田金辉 等，2001；何国朝等，1992）。通过对比该区域内的相邻矿床，发现东乡铜矿与江 西德兴铜矿、永平铜矿、银山铜多金属矿的δ34S值分布范围相似（图7），表明 东乡铜矿 床的硫来源和这些矿床的硫来源总体一致，该区域内典型矿床的硫同位素都来自深源岩浆。
传统的C、H、O、S等同位素是间接研究成矿物质的来源和集聚过程，而Cu同位素能直接指示 铜的成矿作用。Cu同位素能够用来说明源区变化、成矿温度、流体出熔过程、矿化过程和次 生富集过程等与成矿作用相关的信息（王跃等，2010；Zhu et al., 2000；2002）。
东乡铜矿Cu同位素分布特征显示（图8）：① 东乡铜矿不同样品的Cu同位素值具有较大的变 化范围，但其δ65Cu平均值组成差别不大。δ65Cu 值从-2.10‰～0.17 ‰范围内变化，δ65Cu 平均值为-0.36‰；② 东乡铜矿中的δ65Cu 值变化范围及平均值 与前人所报道的斑岩型矿床、岩浆矿床的Cu同位素变 化范围及平均值类似（图9），很接近整体硅酸盐地球的平 均Cu同位素组成δ65Cu≈０（王跃等，2010）；③ 不同岩性、空间位置样品（花岗 斑岩→ 石英砂岩→黄铜矿）的δ65Cu组成展现出空间分带特 征，反映为从岩体→赋矿围岩→矿石，随着距离岩体
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图 8东乡铜矿铜同位素分布特征 Fig. 8Cu isotope distribution characteristics of the Dongxiang copper deposi t |
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图 9各种类型矿床中的铜同位素组成特征 （据王跃等，2010） 竖线为平均值 Fig.9Cu isotope compositions in different types of deposit (modified from W ang et al., 2010) |
前人对不同类型矿床中含铜矿物开展了大量的铜同位素研究工作，发现各类型矿床具有不同 的Cu 同位素组成（图9），岩浆矿床δ65Cu值为-0.62‰～0.40‰；矽卡岩型矿床δ 65Cu值为-1.29‰～ 2.98‰；斑岩型矿床δ65Cu值 为-1.16‰～0.81‰；热液脉型矿床δ 65Cu值为-3.7 0‰～0.44‰；块状硫化物矿床δ65Cu值-0.98‰～3.14‰；沉积矿床δ65 Cu值为-2.05‰～ -0. 66‰（王跃等，2010；聂龙敏等，2012；Zhu et al., 2000； Lars on et al., 2003; Graham, 2004; Rouxel et al., 2004; Dan et al., 2007；2009）。
东乡铜矿样品的δ65Cu 值在-2.10‰～0.17‰范围内变化，明显不同于块 状硫化物矿床、 矽卡岩型矿床和热液脉型矿床中δ65Cu值的分布范围，但与斑岩型矿床、岩浆矿床中 δ65Cu 值的分布范围类似。东乡铜矿床δ65Cu 值（-2.10‰～0.17 ‰）的变化范围，大 于岩浆矿床 的δ65Cu值（-0.62‰～0.40‰），更接近于斑岩型矿床的的δ65Cu值（-1 .29‰～2.98‰），表明东乡铜矿与岩浆热液活动具有密切的成因联系。
6.2矿床成因探讨
由于对矿区内成岩成矿年龄以及同位素地球化学的研究证据不足，关于东乡铜矿床的成因一 直存在争论，一部分研究者认为它是喷流沉积型块状硫化物矿床（花友仁等，1980；顾连兴 等，1986；徐克勤等，1996），也有很多研究者认为它是海底火山喷流沉积_后期热液改造 型（朱金初等，1981；朱筱婷，2005；李得春，2010；王川等，2013）。根据野外详细勘察发现东乡矿区构造及层间破碎带为该矿体的储存空间。东乡矿区砂岩 中的矿体呈似层状_透镜状产出，明显受断裂构造、层间破碎带控制（Wang et al., 2014） 。斑岩型矿化受到花岗斑岩的控制，矿体顶部的花岗斑岩有少量矿化，矿体底部的花岗斑岩 内部具有较好的矿化现象。
东乡矿区块状矿石和花岗斑岩的黄铁矿δ34S 值（0.3‰～1.2‰）非常接近深部地 幔的硫值 ，表明矿床硫化物中的硫来自岩浆。矿化砂岩和硅化石英岩的矿化是由岩浆热液作用而形成 ，为后期矿化，而砂岩和硅化石英岩的δ34S 值（-3.1‰～1.9‰）变化范围与块 状矿石和花 岗斑岩的黄铁矿δ34S 值接近，表明由于岩浆热液作用过程中混入了一部分围岩地层 硫。东 乡矿区的δ65Cu值为-2.10‰～0.17‰，分布范围较窄，比岩浆矿床的δ65C u值大，更接近于 斑岩型矿床的的δ65Cu值，表明东乡铜矿与岩浆热液作用具有密切的成因联系，岩浆 热液活动为该矿区带来了大量的成矿物质。
综上，东乡铜矿是岩浆热液成因矿床，该区的花岗斑岩侵入带来了大量的成矿物质，该矿区 存在2种矿化类型。砂岩中的矿体是岩浆热液作用过程中，岩浆不断演化和分异形成的，受 断裂构造、层间破碎带的控制。斑岩型矿化分布在花岗斑岩的内部及其周围，受花岗斑岩控 制，该矿体主要分布在斑岩体内和斑岩与围岩的接触带中。这与毛景文（2010；2011）把东 乡铜矿划分为斑岩型_热液脉型铜矿床的观点类似。
7结论
（1） 东乡矿区硫同位素分析表明，块状矿石和花岗斑岩的黄铁矿δ34S 值（0.3‰ ～1.2‰） 非常接近深部地幔硫的值，表明矿床硫化物中的δ34S来自岩浆。而后期矿化的砂岩 和硅化 石英岩的δ34S值（-3.1‰～1.9‰）变化范围与块状矿石和花岗斑岩的黄铁矿δ 34S 值接近 ，表明东乡铜矿在后期岩浆热液的循环过程中，可能混入了少量围岩地层硫。铜同位素分析 表明，东乡矿区的δ65Cu值（-2.10‰～0.17 ‰）分布范围较窄，平均值接近于零 ，接近于斑岩型矿床的的δ65Cu值，表明东乡铜矿与岩浆热液作用具有密切的成因联 系。（2） 东乡铜矿床为岩浆热液型成因矿床。花岗斑岩的侵入不仅带来了大量的成矿物质，还 为成矿提供了充足的热动力。该矿床可见两种矿化类型，砂岩中矿体呈似层状_透镜状产出 ，受层间断裂带控制。斑岩型矿化分布在花岗斑岩的内部及其周围，受花岗斑岩控制。
志谢在野外工作期间得到了江西省地矿局912大队的帮助，实验分析得到核工 业北京地 质研究院分析测试研究中心和中国地质调查局天津地质调查中心的帮助，资料收集和数据分 析过程中得到了同门师兄弟的帮助，在此一并表示由衷的感谢！
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