殷學(xué)清，林海濤，蘇治坤，趙新福

（中國地質(zhì)大學(xué)資源學(xué)院，湖北武漢 430074）

沉積巖型層狀銅礦床（Sedimentary rock-hosted Stratiform Copper; SSC 型礦床）是一種全球范圍內(nèi)重要的銅礦床類型，目前關(guān)于它們的成因還存在著較大的爭議，一種觀點認為成礦作用主要集中在成巖期，同時有后期成礦作用的疊加改造（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）；另一種觀點則認為其是與成巖后盆地閉合和造山作用有關(guān)的成礦事件（Sillitoe et al., 2010;2015;2017a;2017b;Perelló et al.,2015;2017;2019）。因此，正確認識成礦作用的時限及成礦物質(zhì)和流體的來源對深入理解SSC 型礦床的成因具有重要的意義。

康滇地區(qū)位于揚子板塊西緣，是中國重要的鐵銅成礦帶，產(chǎn)出有數(shù)十個鐵氧化物銅金礦床（IOCG型礦床）和SSC型礦床（圖1）。區(qū)域內(nèi)SSC型礦床以東川式銅礦而著稱（龔琳等,1996），包括因民、落雪、湯丹和濫泥坪等中-大型礦床，礦體主要以層控的形式產(chǎn)出在晚古元古界東川群巖石中，總儲量預(yù)估在世界SSC 型礦床儲量中排名第四，僅次于中非銅礦帶和歐洲Kupferschiefer 銅礦區(qū)的儲量，可能與哈薩克斯坦Dzhezkazgan 銅礦區(qū)的儲量相當(dāng)（Zhao et al.,2012），目前對它們的形成時代、成礦期次和礦床成因仍存在著較大的爭議，包括沉積-改造成礦（龔琳等, 1981; 華仁民, 1989; 冉崇英, 1989; 華仁民等,1993）、火山-噴流沉積成礦（龔琳等, 1996; 劉繼順等, 1996）、新元古代巖漿熱液交代成礦（邱華寧等,1997;2002）及成巖期成礦（Ruan et al.,1991;Zhao et al.,2012;2013;Huang et al.,2013）等觀點。

硫化物硫同位素組成在揭示礦床成因方面發(fā)揮著重要的作用（Ohmoto,1972）。雖然前人對東川銅礦區(qū)內(nèi)銅礦床的硫化物進行過硫同位素組成研究，但均采用的是傳統(tǒng)的硫同位素組成分析方法，不能識別單顆粒硫化物中不同階段礦化的硫同位素組成特征，通常也沒有考慮不同產(chǎn)狀礦體可能的成因差異，同時缺乏將東川銅礦區(qū)內(nèi)的SSC 型礦床作為一個整體進行系統(tǒng)的研究和比較。近年來，激光剝蝕多接收杯電感耦合等離子體質(zhì)譜（LA-MC-ICP-MS）原位同位素分析技術(shù)已經(jīng)廣泛地應(yīng)用于示蹤成礦物質(zhì)的來源和揭示成礦作用的機理，具有空間分辨率高、檢測限低和分析速度快等優(yōu)點（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 對東川銅礦區(qū)內(nèi)因民、湯丹和濫泥坪3 個銅礦床的層狀礦體和脈狀礦體硫化物進行了系統(tǒng)的原位硫同位素組成分析，以期限定東川式銅礦成礦物質(zhì)硫的來源和形成機制，探討區(qū)域典型SSC 型礦床的成因，這對于其他地區(qū)SSC 型礦床的成因也具有重要的指示意義。

圖1 康滇鐵銅成礦帶大地構(gòu)造位置圖(a)和區(qū)域地質(zhì)圖(b)(據(jù)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 區(qū)域地質(zhì)背景

康滇地區(qū)位于揚子板塊西緣，廣泛出露有大紅山群、河口群、東川群、昆陽群和會理群等古-中元古界地層，主要是一套火山-沉積序列，都經(jīng)歷了不同程度的變形和變質(zhì)改造作用，在區(qū)域上分布在綠汁江斷裂以東地區(qū)，并被一系列NS-NNE 向斷裂錯開（圖1）。大紅山群、河口群和東川群是康滇鐵銅成礦帶的賦礦地層，分別產(chǎn)出有大紅山鐵銅礦床、拉拉銅礦床和東川式銅礦床等典型礦床（圖1）。已有的研究表明，康滇地區(qū)出露的大紅山群、河口群和東川群雖然分布在區(qū)域內(nèi)的不同位置，但它們在形成時代、物源組成、沉積相演化等方面均可進行類比（Greentree et al., 2006; 2008; Zhao et al., 2010; Chen et al.,2013; Wang et al., 2014a, 2014b; 王偉等, 2019）。這些地層都形成于陸內(nèi)裂谷環(huán)境（吳懋德等,1990;龔琳等,1996;Zhao et al.,2010;2017;2019;Chen et al.,2013;Wang et al.,2014a;2014b;Zhou et al.,2014;王偉等, 2019），最近，Lu 等（2020）根據(jù)區(qū)域內(nèi)出露的鎂鐵質(zhì)巖漿巖的地質(zhì)年代學(xué)和地球化學(xué)特征提出該陸內(nèi)裂谷環(huán)境是西伯利亞板塊Timpton 地幔柱遠場伸展效應(yīng)的響應(yīng)。

東川群是東川式銅礦的賦礦地層，斷續(xù)地分布在一個長達300 多km、寬不足35km 的狹長帶中，自下而上分別由因民組、落雪組、鵝頭廠組和綠汁江組構(gòu)成，這些巖石經(jīng)歷了低綠片巖相變質(zhì)作用。因民組主要由紫紅色含赤鐵礦的變砂巖、粉砂巖和板巖組成，夾有少量的火山角礫巖、中-基性條帶狀凝灰?guī)r和沉凝灰?guī)r，其中凝灰?guī)r的鋯石U-Pb 年齡為（1742±13）Ma（Zhao et al.,2010），而侵入因民組中的輝長巖的鋯石U-Pb 年齡介于1728～1676 Ma（Zhao et al., 2010; 朱華平等, 2011; 郭陽等, 2014），限定了因民組形成時代為～1.70 Ga。因民組中發(fā)育有石鹽和硬石膏假晶，表明原先存在有蒸發(fā)巖，因此被認為是揚子板塊中最古老的陸相紅層序列（華仁民, 1989; 1990; 吳懋德等, 1990; Zhao et al., 2010），其底部發(fā)育的因民角礫巖也可能與鹽底辟作用有關(guān)（吳懋德等, 1990; Ruan et al., 1991; Zhao et al.,2012）。因民組頂部地層由板巖和弱變質(zhì)的白云巖互層組成，向上截然過渡到落雪組白云巖，但因民組和落雪組之間仍然呈現(xiàn)整合接觸關(guān)系，表明二者之間存在著一個快速的海進過程（Zhao et al., 2012）。落雪組巖性為青灰色-灰白色-肉紅色厚層-塊狀含藻白云巖，夾有硅質(zhì)白云巖和泥砂質(zhì)白云巖，含有大量的疊層石。白云巖的Pb-Pb 等時線年齡為（1716±56）Ma（常向陽等,1997）。鵝頭廠組主要為一套黑色碳質(zhì)板巖，夾有少量白云巖、粉砂巖和凝灰質(zhì)火山巖，凝灰質(zhì)火山巖的鋯石SHRIMP U-Pb 年齡為（1503±17）Ma（孫志明等, 2009）和（1500±17）Ma（李懷坤等,2013）。綠汁江組下部主要為碳質(zhì)白云巖和粉砂巖互層，上部主要為疊層石白云巖。因此，東川群整體年齡框架形成于古元古代晚期—中元古代早期，下部的因民組和落雪組形成于～1.7 Ga，而上部的鵝頭廠組和綠汁江組形成于～1.5 Ga，如此大的形成時間跨度可能表明東川群內(nèi)部存在著假整合接觸關(guān)系（Zhao et al.,2012）。

揚子板塊西緣康滇地區(qū)古元古代晚期—中元古代早期巖漿巖分布較為零星，但新元古代（～860～740 Ma）巖漿活動十分強烈，它們由花崗巖、閃長巖和輝長巖組成，目前對其成因和形成時的大地構(gòu)造背景還存在著頗多的爭議，一種觀點認為是與洋殼俯沖作用有關(guān)的島弧巖漿巖（Zhou et al.,2002;Zhao et al.,2008），另一種觀點則認為是與Rodinia 超大陸裂解時的地幔柱有關(guān)（Li X H et al., 2003; Li Z X et al.,2003）。新元古代巖漿活動對區(qū)域內(nèi)的地層、構(gòu)造、巖漿巖和礦產(chǎn)都產(chǎn)生了明顯的影響，比如大量的40Ar-39Ar 年齡早期被解釋為區(qū)域鐵銅礦床或銅礦床的成礦年齡（孫克祥等, 1991; 邱華寧等, 1997;2002;葉霖等,2004），但近年來的研究表明其記錄的是新元古代區(qū)域巖漿熱變質(zhì)事件（Zhou et al.,2014;Zhao et al.,2019）。

2 礦床地質(zhì)特征

東川銅礦田內(nèi)主要出露有東川群因民組、落雪組和黑山組（對應(yīng)區(qū)域上的鵝頭廠組）地層，這些地層在東川地區(qū)分布廣泛，厚度變化較大（圖2）。因民組下部是一套復(fù)雜的角礫巖，在野外能夠看到角礫巖中包裹有早期角礫巖的碎屑，表明經(jīng)歷了多期角礫巖化作用，角礫多為鄰近的因民組，也有極少量的上覆地層，膠結(jié)類型主要為基質(zhì)支撐，局部為碎屑支撐，角礫和基質(zhì)都經(jīng)歷了強烈的熱液交代蝕變作用，中部是紫紅色砂巖、粉砂巖和板巖，賦存有鐵銅礦體，上部是砂泥質(zhì)白云巖夾有紫紅色的板巖和砂巖，礦區(qū)內(nèi)層厚為30～1000 m。落雪組整合地上覆于因民組之上，主要由白云巖組成，中部含有大量的疊層石，頂部白云巖含有碳質(zhì)和泥質(zhì)成分，礦區(qū)內(nèi)出露厚度為50～540 m。黑山組在因民黑山溝發(fā)育最為完整，中下部巖性是夾有灰?guī)r和凝灰質(zhì)砂巖的板巖，上部是黑色板巖，含有灰?guī)r夾層，礦區(qū)內(nèi)層厚為500～1796 m，其在湯丹和濫泥坪等地產(chǎn)出有大量黑色頁巖、碳泥質(zhì)條帶和碳泥質(zhì)白云巖。礦區(qū)內(nèi)斷裂構(gòu)造十分發(fā)育，以NS向和EW向2組主干斷裂為主，基本控制了整個礦區(qū)的構(gòu)造格局，次級斷裂構(gòu)造較發(fā)育，部分控制了巖石的分布和礦體的產(chǎn)狀。礦區(qū)范圍內(nèi)巖漿活動相對較弱，分布相對局限，但持續(xù)時間較長。

因民、湯丹和濫泥坪礦床是東川式銅礦的典型代表（圖2），產(chǎn)出有層狀礦體和脈狀礦體，野外地質(zhì)關(guān)系表明脈狀礦體穿切層狀礦體。層狀礦體通常賦存在落雪組白云巖中，礦石構(gòu)造為順層浸染狀和細脈狀構(gòu)造，產(chǎn)狀近似地平行于地層層理。部分層狀礦體還產(chǎn)出在疊層石中，形成了東川銅礦著名的“馬尾絲”礦石（龔琳等,1996）。脈狀礦石主要以銅硫化物、石英和碳酸鹽脈的形式產(chǎn)出在落雪組白云巖和黑山組碳質(zhì)板巖的裂隙、節(jié)理、斷層和剪切帶中。需要指出的是，在因民和濫泥坪礦床銅礦體的下部發(fā)育有鐵銅礦體，前人稱其為“稀礦山”式鐵銅礦床（龔琳等,1996），目前經(jīng)過詳細的野外地質(zhì)觀察和室內(nèi)光薄片鑒定，結(jié)合蝕變礦物組合和礦石特征已經(jīng)確認這些鐵銅礦體是比上部層狀銅礦體稍晚期疊加的IOCG 礦 體（Zhao, 2010; Zhao et al., 2012; 2013;2019; Zhou et al., 2014; Su et al., 2019），本文只討論這些礦床中發(fā)育的SSC型礦體。

圖2 東川銅礦田簡略地質(zhì)圖（據(jù)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、湯丹和濫泥坪礦床雖然在空間上分布于不同的位置，礦體形態(tài)和局部地質(zhì)特征存在一定的差異，但它們的熱液蝕變和礦化特征基本一致，都由2 種不同產(chǎn)狀的礦體組成，金屬礦物主要都是銅硫化物，包括黃銅礦、斑銅礦和輝銅礦，局部亦有少量的黃鐵礦、硫銅鈷礦、輝砷鈷礦、閃鋅礦、方鉛礦、藍輝銅礦、銅藍和孔雀石，脈石礦物都包含有鐵白云石、鈉長石、鉀長石、方解石、石英、磷灰石和電氣石等。

層狀礦石主要呈灰色，一些白云巖由于受到熱液蝕變的影響發(fā)生前人所稱的“褪色作用”而呈白色。金屬硫化物主要呈平行于沉積層理的層狀，部分呈浸染狀和細脈狀分布在白云巖中，本次研究根據(jù)礦石的特點將疊層石狀礦石也歸類為層狀礦石，原因是疊層石狀礦石是成礦流體流入地層中時，沿著疊層石的生長紋理沉淀形成的（圖3a～c）。層狀礦石金屬硫化物較為簡單，主要是黃銅礦、斑銅礦、黃鐵礦、輝銅礦和藍輝銅礦等。黃銅礦是主要的金屬礦物之一，多以集合體的形式呈層狀分布于白云巖中，集合體中黃銅礦呈不規(guī)則的粒狀，粒徑0.05～0.8 mm，常見其被斑銅礦包裹的現(xiàn)象，也可見二者呈共生關(guān)系（圖3d～h）。黃鐵礦呈自形-半自形粒狀結(jié)構(gòu)，粒徑約為0.05～0.1 mm，局部可見其組成粒狀集合體呈層狀分布于脈石礦物中，部分黃鐵礦顆粒中包裹有鉀長石和鐵白云石礦物小顆粒，部分黃鐵礦還具有核邊結(jié)構(gòu)，亦可被黃銅礦包裹，形成包含結(jié)構(gòu)（圖3d、e）。斑銅礦也是主要的金屬硫化物之一，常呈不規(guī)則粒狀分布，粒徑約為0.5～1 mm，局部可見其包裹有硫銅鈷礦，也常被輝銅礦交代形成孤島狀和港灣狀，少量斑銅礦中還有呈葉片狀或格狀的黃銅礦固溶體出溶物（圖3g～j）。輝銅礦主要與斑銅礦呈交代關(guān)系，未見輝銅礦單獨形成（圖3j）。藍輝銅礦在礦石中的含量較少，主要分布在黃銅礦的邊緣，可能是后期表生成礦作用形成的（圖3f、h、i）。

脈狀礦石中金屬硫化物沿切層的裂隙或斷裂穿切早期的層狀硫化物或沉積層理。脈狀礦石中不同金屬硫化物脈的粗細相差較大，較粗的硫化物脈寬度達4～8 cm，而較細的硫化物脈寬度與層狀硫化物脈相似，但脈狀礦石的品位普遍高于層狀礦石（圖4a～c）。脈狀礦石金屬硫化物主要是黃銅礦、斑銅礦、黃鐵礦和輝銅礦（圖4d、e）。黃銅礦是脈狀金屬硫化物主要的金屬礦物之一，基本上呈不規(guī)則粒狀或他形粒狀分布。脈狀礦石中的黃銅礦存在2 種形貌：①表面較多坑，有較多的麻點，比較“臟”；②表面比較光亮，比較“干凈”。后者圍繞較“臟”的黃銅礦生長，或是穿插前者（圖4e～g）。黃鐵礦是脈狀礦石中含量較多的金屬礦物，晶型較為自形，也存在著與脈狀黃銅礦一樣的形貌差異（圖4h～j）。斑銅礦也是脈狀礦石的主要金屬礦物之一，局部與輝銅礦共生或被輝銅礦交代（圖4e、k）。脈狀礦石中的輝銅礦與層狀礦石相似，主要以交代斑銅礦的形式存在，含量較少（圖4k）。

東川銅礦區(qū)內(nèi)的地層和巖石明顯受到了熱液蝕變作用的影響，蝕變類型包括鈉長石化、鉀長石化、碳酸鹽化、硅化、綠泥石化和絹云母化等。鈉長石化主要形成少量的小顆粒鈉長石（圖5a），與鈉長石化基本同時或略晚發(fā)生的蝕變作用是鐵白云石化，其主要發(fā)育在因民組和落雪組內(nèi)，表現(xiàn)為大量鐵白云石的形成（圖5a），部分層狀礦石中的黃鐵礦和黃銅礦包裹有鐵白云石（圖3e）。鉀長石化表現(xiàn)為鉀長石（圖5b）和少量黑云母的形成，局部也可見層狀礦石中黃鐵礦包裹有鉀長石（圖3e）。硅化相當(dāng)強烈，在礦區(qū)范圍內(nèi)的賦礦地層中都有分布，與層狀和脈狀礦化關(guān)系非常密切，光學(xué)顯微鏡下可見石英與黃銅礦和斑銅礦呈共生關(guān)系（圖5a～c），還伴隨有強烈的碳酸鹽化作用，主要出現(xiàn)方解石和少量的菱鐵礦（圖5a～d）。綠泥石化和絹云母化常與硅化伴生（圖5d）。此外，還有相對較多的晚期石英和方解石脈穿切早期形成的層狀和脈狀礦石，晚期脈中偶見黃銅礦和斑銅礦。

3 樣品及分析方法

本研究在對東川銅礦區(qū)內(nèi)的銅礦床進行詳細的野外地表露頭、采礦巷道、礦石堆和勘探鉆孔觀察的基礎(chǔ)上，對因民、湯丹、濫泥坪3 個典型礦床進行了系統(tǒng)的采樣，并將3 個礦床所采集的礦石樣品按地質(zhì)產(chǎn)狀分為層狀硫化物礦石和脈狀硫化物礦石，具體特征詳見表1。將這2 種產(chǎn)狀的礦石樣品磨制成探針片和激光片后，利用光學(xué)顯微鏡進行詳細的巖相學(xué)和礦相學(xué)觀察，并對含有黃鐵礦和黃銅礦的典型樣品激光片進行掃描電鏡-能譜（SEM-EDS）觀察，以查清其是否具有潛在環(huán)帶特征，最后在查明礦物的組成、結(jié)構(gòu)和共生關(guān)系的基礎(chǔ)上，對不同產(chǎn)狀的硫化物（黃鐵礦、黃銅礦、斑銅礦和輝銅礦）進行原位硫同位素成分分析。

圖3 層狀礦石手標(biāo)本及鏡下特征a.白云巖中的順層浸染狀斑銅礦，圍巖受熱液蝕變影響強烈發(fā)生褪色作用呈白色；b.白云巖中的順層浸染狀和條帶狀斑銅礦和黃銅礦，圍巖受熱液蝕變影響相對較弱呈灰色；c.疊層石狀礦石，黃銅礦沿其生長紋理呈環(huán)帶分布；d.層狀礦石中的黃鐵礦和黃銅礦，沿著白云巖的層理分布，有大量的石英和方解石與黃鐵礦和黃銅礦同時產(chǎn)出；e.層狀礦石中的黃鐵礦和黃銅礦，黃鐵礦具有明顯的環(huán)帶特征，核部較臟，包裹有鐵白云石和鉀長石礦物小顆粒，邊部較干凈，邊緣有極小顆粒的黃銅礦與黃鐵礦共生；f.白云巖中沿層理產(chǎn)出的層狀黃銅礦和斑銅礦，斑銅礦邊緣產(chǎn)出有少量藍輝銅礦；g.層狀礦石中共生的黃銅礦、斑銅礦和硫銅鈷礦；h.層狀礦石中的黃銅礦與斑銅礦共生，少量的藍輝銅礦分布在斑銅礦的邊緣；i.層狀礦石中的黃銅礦固溶體出溶物呈葉片狀或格狀結(jié)構(gòu)分布在斑銅礦中，斑銅礦被藍輝銅礦交代；j.層狀礦石中的斑銅礦和輝銅礦與石英共生。d～j均為反射光。Py—黃鐵礦（C-Py：表面干凈的黃鐵礦；D-Py：表面較臟的黃鐵礦）；Ca—硫銅鈷礦；Ccp—黃銅礦；Bn—斑銅礦；Cc—輝銅礦；Dig—藍輝銅礦；Ank—鐵白云石；Dol—白云石；Kfs—鉀長石；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組成分析的實驗樣品特征Table 1 Characteristics of samples for in situ sulfur isotopic compositions of sulfide minerals

本次實驗在中國地質(zhì)大學(xué)（武漢）地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室完成，所使用儀器為Neptune Plus 多接收杯電感耦合等離子體質(zhì)譜儀（MCICP-MS）與193 nm ArF 準(zhǔn)分子激光剝蝕系統(tǒng)（Geo-Las 2005）聯(lián)用。硫同位素分析的激光束斑直徑為32 μm，激光頻率為3 Hz，能量為3.5 kJ/cm2，靜態(tài)模式中等分辨率接收。氦氣作為載氣將剝蝕物質(zhì)以0.7 L/min的速率運至MC-ICP-MS，額外的4 mL/min的氮氣也被添加進中心載氣流以提高同位素分析的靈敏度和穩(wěn)定性（Fu et al.,2016）。樣品剝蝕時間為52 s，前18 s 用于采集空白背景信號，后34 s 用于采集樣品剝蝕信號。儀器漂移和基體效應(yīng)校正采用標(biāo)準(zhǔn)-樣品交叉法，每2 組標(biāo)樣中穿插5 個未知樣品，采用線性內(nèi)插校正。 所有硫同位素值基于（34S/32S）V-CDT=0.044163計算。校正標(biāo)樣為黃鐵礦國際標(biāo)樣PPP-1（δ34S= 5.3‰），國際標(biāo)樣P-S-1（硫化銀）和P-04414（壓餅）為監(jiān)控標(biāo)樣，不同硫化物間無明顯硫同位素基體效應(yīng)。整個分析過程中黃鐵礦32S 信號強度為12～16 eV；黃銅礦為1～3 eV；斑銅礦為2 eV。單點內(nèi)部精度為0.02‰～0.1‰（2sd），外部精度優(yōu)于0.45‰（2sd），具體的實驗步驟和分析流程參見Fu等（2016）。

4 硫同位素組成分析結(jié)果

4.1 因民礦床

選取5 個樣品進行了硫化物的原位硫同位素分析，其中4 個層狀礦石樣品，1 個層狀和脈狀共生礦石樣品。19 個層狀硫化物點的δ34S 值分布于4.7‰～22.1‰，平均值為10.3‰，明顯聚集在5.0‰～6.2‰、11.9‰～15.6‰和17.6‰～22.1‰三個區(qū)間范圍內(nèi)。6個脈狀硫化物點的δ34S 值分布于21.0‰～30.7‰，平均值為27.4‰。

4.2 湯丹礦床

選取3 個樣品進行了硫化物的原位硫同位素分析，其中1 個層狀礦石樣品，2 個脈狀礦石樣品。2 個層狀硫化物點的δ34S 值分別為3.0‰和3.1‰，平均值為3.05‰。5 個脈狀硫化物點的δ34S 值分布于-10.4‰～2.2‰，平均值為-5.3‰，明顯聚集在-10.4‰～-9.7‰和1.9‰～2.2‰兩個小的區(qū)間范圍內(nèi)。

4.3 濫泥坪礦床

圖4 脈狀礦石手標(biāo)本及鏡下特征a、b.白云巖中的脈狀硫化物礦石，斑銅礦呈粗脈狀分布在蝕變白云巖中；c.黑山組碳質(zhì)板巖中的高品位黃銅礦+斑銅礦+石英脈，黃銅礦和斑銅礦礦石中還保留有有機質(zhì)碎屑；d、e.硫化物細脈穿切層狀礦化，層狀礦化沿著白云巖的層理分布，脈狀礦化橫切白云巖層理和層狀礦化，礦石礦物主要都是黃銅礦和斑銅礦，但是顆粒大小存在明顯的差別；f.脈狀礦石中表面干凈的黃銅礦包裹表面較臟的黃銅礦；g.濫泥坪礦床中表面較臟和干凈的脈狀黃銅礦；h.因民礦床中的脈狀黃鐵礦和黃銅礦；i.濫泥坪礦床中的脈狀黃鐵礦和黃銅礦（δ34S=3.05‰為兩顆黃鐵礦硫同位素組成的平均值）；j.濫泥坪礦床中表面較臟和干凈的脈狀黃鐵礦；k.脈狀礦石中共生的斑銅礦和輝銅礦。e～k均為反射光。Py—黃鐵礦（C-Py：表面干凈的黃鐵礦；D-Py：表面較臟的黃鐵礦）；Ccp—黃銅礦（C-Ccp：表面干凈的黃銅礦；D-Ccp：表面較臟的黃銅礦）；Bn—斑銅礦；Cc—輝銅礦；Dol—白云石；Qtz—石英；Cal—方解石；OM—有機質(zhì)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

圖5 落雪組白云巖中熱液蝕變的典型鏡下照片a.鈉長石化和鐵白云石化作用形成的鈉長石和鐵白云石；b.鉀長石化作用形成的鉀長石，具有明顯的卡斯巴雙晶；c.強烈的硅化和碳酸鹽化作用，形成大量的石英和方解石，它們與金屬硫化物共生；d.綠泥石化作用形成綠泥石，主要分布在方解石間隙中。a～c均為透射正交光，d為透射單偏光。Ab—鈉長石；Ank—鐵白云石；Kfs—鉀長石；Qtz—石英；Cal—方解石；Chl—綠泥石；Ccp—黃銅礦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

選取3 個樣品進行了硫化物的原位硫同位素分析，其中1 個層狀礦石樣品，2 個脈狀礦石樣品。4 個層狀硫化物點的δ34S 值分布于-3.3‰～-0.7‰，平均值為-1.9‰。13 個脈狀硫化物點的δ34S值分布于-19.4‰～3.5‰，平均值為-12.7‰，明顯聚集在-19.4‰～-17.9‰、-14.3‰～-9.3‰和3.4‰～3.5‰三個較小的區(qū)間范圍內(nèi)。

5 討 論

5.1 硫的來源

前人對東川銅礦區(qū)內(nèi)銅礦床的硫化物進行過傳統(tǒng)的硫同位素組成研究，王可南（1978）報道了東川銅礦區(qū)落雪組中銅礦體的硫化物δ34S 值分布范圍為-0.5‰～14.5‰；Zhao 等（2012）對湯丹礦床原生硫化物的硫同位素進行研究時，指出湯丹礦床中黃銅礦和斑銅礦的δ34S 值分布范圍為-12.7‰～9.3‰，主要集中在-3‰～5‰之間；Huang 等（2013）根據(jù)銅礦體的產(chǎn)狀對湯丹礦床的層狀礦石和脈狀礦石分別進行了硫同位素組成研究，研究發(fā)現(xiàn)黃銅礦、斑銅礦和輝銅礦有相似的δ34S 值（-14.7‰～9.3‰），其中大部分層狀礦石的δ34S 值分布范圍為-3‰～10‰，脈狀礦石的δ34S 值分布范圍為-15‰～-8‰，這些傳統(tǒng)的硫同位素數(shù)據(jù)未能完整地反映硫化物的產(chǎn)狀和結(jié)構(gòu)信息，同時缺少不同礦床之間硫化物硫同位素組成的對比研究，阻礙了對區(qū)域SSC 型礦床成因的認識。本文利用LA-MC-ICP-MS對硫化物硫同位素組成進行了精細的原位分析，實驗結(jié)果顯示東川銅礦區(qū)銅礦床的硫化物δ34S 值分布范圍較廣（-19.4‰～30.7‰），且層狀礦體和脈狀礦體的硫化物硫同位素組成分布不同，同時發(fā)現(xiàn)因民礦床的硫化物δ34S 值總體高于湯丹和濫泥坪2個礦床的硫化物δ34S值，而同一礦床中相同產(chǎn)狀的硫化物δ34S 值也存在著較大的差異（表2，圖6、7）。

5.1.1 層狀礦體

層狀礦體的礦物組合主要為黃鐵礦+黃銅礦+斑銅礦±輝銅礦±硫銅鈷礦，蝕變礦物組合為石英+方解石±綠泥石，同時缺少氧化物和硫酸鹽礦物，表明成礦流體中的硫以還原硫（H2S）的形式存在（Ohmoto et al.,1997）。根據(jù)層狀礦石流體包裹體均一溫度平均值（169℃, 冉崇英, 1989）和硫化物與H2S 之間的分餾系數(shù)（Sakai, 1968; Li et al., 2006），計算得到因民礦床成礦流體的δ34S值為4.7‰～21.0‰，湯丹和濫泥坪礦床成礦流體的δ34S 值為-3.6‰～2.8‰（表2），其與因民礦床層狀硫化物（4.7‰～22.1‰）、湯丹和濫泥坪礦床層狀硫化物（-3.3‰～3.1‰）之間分餾很小，因此硫化物的δ34S值可以代表成礦流體的δ34S值。

因民礦床層狀硫化物的δ34S值總體偏高（4.7‰～22.1‰），明顯超出了巖漿硫的硫同位素組成范圍（-3‰～3‰,Hoefs,2018），因此這些明顯偏高的正值表明成礦所需的硫只可能來自海水或海相蒸發(fā)巖?，F(xiàn)代海水硫酸鹽的δ34S 值為20‰，而古-中元古代海水硫酸鹽的δ34S 值可能更低（Seal, 2006），Canfield（2004）描繪的δ34S 地質(zhì)歷史曲線中1.5～1.7 Ga 時海水硫酸鹽的δ34S 值大概僅為16‰，由這樣的海水硫酸鹽熱化學(xué)還原形成的HS-應(yīng)該具有較低的δ34S值（大約-6‰＜δ34S＜6‰, Hoefs, 2018），而因民礦床層狀礦石中硫化物的δ34S 值最高可達22.1‰，因此說明成礦流體中硫的來源含有海相蒸發(fā)巖（膏巖層）。根據(jù)因民組中發(fā)育的石鹽和硬石膏假晶以及溶蝕空洞，前人認為地層中原先存在有蒸發(fā)巖，提出底部發(fā)育的因民角礫巖是由于膏巖層發(fā)生溶解形成的（吳懋德等, 1990; Ruan et al., 1991; Zhao et al.,2012）。蘇治坤等（2015）對東川地區(qū)的電氣石硼同位素進行研究后，發(fā)現(xiàn)電氣石具有極高的δ11B 值，為因民地區(qū)地層中古海相蒸發(fā)巖（膏巖層）的存在提供了進一步的證實。這些證據(jù)都表明海相蒸發(fā)巖在盆地流體循環(huán)過程中發(fā)生過溶解，因此可以為成礦流體提供充足的硫源。此外，因民礦床中層狀礦石硫化物的硫同位素組成存在著明顯的差異：平行于灰色白云巖層理的硫化物δ34S 值為11.9‰～22.1‰，而疊層石狀硫化物δ34S 值為5.0‰～6.2‰，白云巖中浸染狀礦石的2顆斑銅礦δ34S值分別為4.7‰和6.4‰，顯示出層狀礦石中的硫化物是海相硫酸鹽不同程度熱化學(xué)還原的產(chǎn)物（Kiyosu et al., 1990;Machel et al., 1995; Hoefs, 2018）或者局部可能有生物還原硫加入。

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

圖6 層狀礦石和脈狀礦石硫化物的原位硫同位素組成分析結(jié)果示意圖（淺灰色為層狀銅礦石；深灰色為脈狀銅礦石；藍色為層狀硫化物的δ34S值；紅色為脈狀硫化物的δ34S值；數(shù)值單位均為‰）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）

圖7 層狀礦石和脈狀礦石硫化物的δ34S值分布圖a.因民礦床層狀和脈狀硫化物原位δ34S值分布圖；b.湯丹和濫泥坪礦床層狀和脈狀硫化物原位δ34S值分布圖；c.湯丹礦床層狀和脈狀硫化物δ34S值分布圖（數(shù)據(jù)來源于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)

湯丹和濫泥坪礦床層狀硫化物（成礦流體）的δ34S 值位于0 附近，明顯低于因民礦床層狀硫化物（成礦流體）的δ34S 值，同時考慮到層狀礦體的成礦溫度（169°C,冉崇英,1989），硫的來源可能存在2 種情況：①巖漿硫；②海相硫酸鹽的熱化學(xué)還原（Ohmoto et al., 1997; McGowan et al., 2003; Hoefs,2018）。就湯丹礦床而言，其賦礦地層主要是一套淺海-深海相沉積碳酸鹽巖，礦區(qū)范圍內(nèi)沒有同時代的巖漿活動，雖然在黑山組發(fā)育輝長巖，但這些輝長巖都切穿破壞了礦體，其侵位時間（（1047±3）Ma,Zhao et al., 2012）明顯晚于脈狀礦體的形成時間（～1.43 Ga,Huang et al.,2013），因此可以排除同時期巖漿硫來源的可能性。雖然本次研究對湯丹礦床層狀礦石進行的原位硫同位素分析結(jié)果集中在3.0‰～3.1‰，但是Zhao 等（2012）報道的層狀礦石硫化物的部分δ34S 值集中在9.3‰～10.2‰，更有甚者高達26.7‰（圖7c），說明湯丹礦床層狀礦體的形成也與海相硫酸鹽不同程度的熱化學(xué)還原作用有關(guān)，但目前的實驗結(jié)果不能完全排除其他巖漿成因硫或生物還原硫?qū)ΦV床中較低的δ34S值的貢獻。

濫泥坪礦床層狀硫化物的范圍和趨勢大致與湯丹礦床一致（圖7b、c），2個礦床空間位置相距也很近，因此筆者認為濫泥坪礦床層狀硫化物硫的來源與湯丹礦床一致，即硫主要來源于循環(huán)熱鹵水中的海相硫酸鹽熱化學(xué)還原作用。值得注意的是，濫泥坪礦床層狀礦石的δ34S平均值相比湯丹礦床層狀礦石低～5‰，這個發(fā)現(xiàn)與McGowan 等（2003）關(guān)于贊比亞銅礦帶中SSC型礦床的不同層位礦體的研究一致，即上部礦體比下部礦體更虧損34S，這種現(xiàn)象被認為是在一個相對封閉的成礦體系中成礦流體連續(xù)還原導(dǎo)致的。

總而言之，東川銅礦區(qū)內(nèi)形成層狀礦體所需的硫的來源一致，主要都是來自循環(huán)熱鹵水中的海相硫酸鹽的熱化學(xué)還原作用。雖然在不同礦床甚至是同一礦床中，海相硫酸鹽發(fā)生熱化學(xué)還原作用的程度有所不同，但可以肯定的是層狀礦體的形成是一期區(qū)域性的成礦事件，結(jié)合層狀礦石的地質(zhì)產(chǎn)狀以及因民和湯丹礦床層狀礦石的地質(zhì)年代學(xué)研究成果（～1.70 Ga, Zhao et al., 2013），筆者認為層狀礦體形成于沉積成巖作用時期，成礦作用受相對封閉成礦體系中海相硫酸鹽的連續(xù)還原控制。

5.1.2 脈狀礦體

因民礦床脈狀硫化物的δ34S 值異常高（21.0‰～30.7‰），由于硫化物與成礦流體（δ34S= 20.8‰～30.3‰）的分餾很小，因此硫化物的δ34S 值可以代表沉淀硫化物時流體的δ34S 值。脈狀硫化物的δ34S 值明顯超過了現(xiàn)代海水硫酸鹽值（20‰），表明成礦流體源區(qū)異常富集重硫，如前所述，因民地區(qū)地層中確實有古海相蒸發(fā)巖（膏巖層）的存在，因此硫的來源只可能是礦區(qū)地層中的海相蒸發(fā)巖（膏巖層）。

湯丹和濫泥坪礦床脈狀硫化物δ34S 值相對較大的范圍和變化趨勢基本一致，但比同一礦床的層狀硫化物具有更負的硫同位素組成，如此低的負δ34S值可能由下面幾種情況造成：①微生物代謝作用；②共生礦物對分餾；③硫來源于一個強烈富集32S的儲庫。由于缺少生物結(jié)構(gòu)構(gòu)造以及共生硫化物分餾，因此只可能是脈狀礦石具有不同的硫的源區(qū)。結(jié)合湯丹和濫泥坪礦床地質(zhì)特征來看，層狀礦體主要賦存在落雪組二段底部，主要賦礦巖石是硅質(zhì)、含泥砂質(zhì)白云巖，而脈狀礦體主要賦存在各種張性、張剪性裂隙中，主要產(chǎn)于落雪組二段中上部和黑山組富碳泥質(zhì)白云巖及碳質(zhì)板巖附近（龔琳等, 1996）。在野外地質(zhì)調(diào)查過程中也見到大量產(chǎn)出在碳質(zhì)板巖中的硫化物粗脈（圖4c），這些碳質(zhì)板巖中的有機質(zhì)在成巖過程中會發(fā)生熱成熟作用，類似于成煤或成藏作用，進而會發(fā)生微生物代謝生物硫歧化反應(yīng)，形成強烈虧損34S 特征的H2S（Bontognali et al.,2012），因此可以認為黑山組碳質(zhì)板巖、碳泥質(zhì)白云巖實際上是一個低硫的儲庫。這些碳質(zhì)板巖和碳泥質(zhì)白云巖不僅構(gòu)成了氧化還原界面，而且還提供了大量生物成因的還原硫，即在后期成礦流體循環(huán)過程中為成礦作用提供硫的來源，這也就能很容易地解釋脈狀礦體主要產(chǎn)出在落雪組中上部并且具有強烈虧損34S的特征。

值得一提的是，濫泥坪礦床脈狀硫化物的δ34S值分布在3 個相對集中的區(qū)間范圍內(nèi)，即-19.4‰～-17.9‰、-14.3‰～-9.3‰和3.4‰～3.5‰。在樣品LNP15-24 中發(fā)現(xiàn)黃鐵礦（Py）呈自形粒狀包裹于表面較臟的多孔狀黃銅礦（D-Ccp）中，多孔狀黃銅礦（D-Ccp）同時又具有干凈且無孔的黃銅礦（C-Ccp）邊，通過使用SEM-EDS 發(fā)現(xiàn)多孔狀黃銅礦（D-Ccp）孔內(nèi)主要是白云石和鉀長石礦物小顆粒（圖4f、g）。在樣品LNP15-22 中也發(fā)現(xiàn)黃鐵礦有類似的分帶現(xiàn)象，即表面較臟的多孔狀黃鐵礦（D-Py）被干凈且無孔的黃鐵礦（C-Py）包裹（圖4j）。從硫同位素組成特征來看，包裹在多孔狀黃銅礦（D-Ccp）中的自形粒狀黃鐵礦（Py）硫同位素組成（3.4‰～3.5‰）與層狀硫化物的變化范圍相似，結(jié)合樣品地質(zhì)特征，筆者認為這些黃鐵礦是早期形成的層狀硫化物，因民和湯丹礦床也有類似的硫化物產(chǎn)出；多孔狀硫化物（D-Py 和D-Ccp）的δ34S值（-19.4‰～-13.9‰）比干凈且無孔硫化物（C-Py 和C-Ccp）的δ34S 值（-14.3‰～-9.3‰）具有明顯虧損34S 的特征，這些硫的來源都是地層中的生物還原硫，硫同位素組成表現(xiàn)出的差異可能是流體演化的結(jié)果，即這些硫化物形成于同一成礦期的不同階段。

綜上所述，東川銅礦區(qū)形成脈狀礦體所需硫的來源受控于賦礦圍巖。通過對比3 個礦床脈狀礦體硫化物的硫的來源可以看出，因民礦床的脈狀硫化物表現(xiàn)出明顯的高正值特征，指示硫的來源是海相蒸發(fā)巖，而湯丹和濫泥坪礦床則表現(xiàn)出強烈虧損34S的特征，表明硫的來源是富含生物還原硫的碳質(zhì)板巖。根據(jù)脈狀礦石的地質(zhì)產(chǎn)狀和前人的同位素地球化學(xué)研究成果，筆者認為礦區(qū)范圍內(nèi)的熱液活動使成礦地層中的還原硫進入成礦流體進而促使金屬元素發(fā)生沉淀形成脈狀礦體。

5.2 多期成礦作用

從因民、湯丹、濫泥坪3 個礦床層狀礦體與脈狀礦體的野外地質(zhì)關(guān)系來看，層狀礦體多順層分布，脈狀礦體一般切穿層狀礦體，同位素地質(zhì)年代學(xué)結(jié)果表明因民礦床層狀礦體的形成時間為～1.70 Ga（Zhao et al.,2013），湯丹礦床脈狀礦體硫化物的Re-Os 同位素年齡（～1.43 Ga）明顯晚于層狀礦體的形成時間（Huang et al., 2013），因此，脈狀礦體的形成明顯晚于層狀礦體。

冉崇英（1989）對落雪-因民礦床兩類礦石石英中的流體包裹體開展了測溫研究，其結(jié)果表明層狀礦石中流體的均一溫度為109～209℃，平均為169℃，而脈狀礦石中流體的均一溫度為131～290℃，平均為230℃。Ruan 等（1991）對東川銅礦區(qū)內(nèi)銅礦床進行流體包裹體測溫研究，也得出類似的流體均一溫度，其范圍為200～280℃?？傮w來看，層狀礦石和脈狀礦石的流體包裹體均一溫度存在著明顯的差異（層狀礦石比脈狀礦石平均低60℃），反映層狀礦體和脈狀礦體的成礦溫度存在著差異。

通過對因民、湯丹、濫泥坪3 個礦床層狀礦體與脈狀礦體硫化物的原位硫同位素組成進行系統(tǒng)的分析和討論后，筆者認為形成層狀礦體的硫主要來源于循環(huán)熱鹵水中的海相硫酸鹽的熱化學(xué)還原作用，而形成脈狀礦體的硫則來源于賦礦地層，具體來說，因民礦床是地層中的海相蒸發(fā)巖，湯丹和濫泥坪礦床是富含生物還原硫的碳質(zhì)板巖。Huang等（2013）對湯丹礦床層狀礦體和脈狀礦體硫化物進行了系統(tǒng)的Re-Os 同位素分析，實驗結(jié)果表明層狀礦石的w(Re)（～0.6×10-9～14×10-9）明顯低于脈狀礦石的w(Re)（～122×10-9～293×10-9），他們認為層狀礦石和脈狀礦石硫化物中Re 的來源不同，層狀硫化物中的Re 來自下伏的因民組地層，而脈狀硫化物中的Re 來自黑山組的碳質(zhì)板巖，這些證據(jù)說明層狀礦體和脈狀礦體的成礦物質(zhì)來源存在差異。

龔琳等（1981;1996）提出脈狀礦體形成于層狀礦體的后期變質(zhì)活化改造作用。雖然區(qū)域變質(zhì)作用可能導(dǎo)致硫化物發(fā)生再平衡作用，使硫同位素組成趨于均一化，但東川銅礦區(qū)內(nèi)的變質(zhì)程度特別低，最多可達低綠片巖相變質(zhì)作用，以及3 個典型礦床之間、層狀和脈狀礦體之間硫化物硫同位素組成所表現(xiàn)出的明顯的差異，都表明區(qū)域變質(zhì)作用對東川銅礦區(qū)的影響幾乎可以忽略。此外，在變質(zhì)作用過程中，硫化物的重結(jié)晶作用不會引起明顯的硫同位素分餾（Hoefs, 2018），所以筆者認為脈狀礦體不是由層狀礦體發(fā)生后期變質(zhì)活化改造形成的。結(jié)合華仁民等（1993）提出東川式銅礦中的脈狀礦體主要是由斷裂構(gòu)造活動促使層狀礦體的成礦物質(zhì)在局部范圍內(nèi)重新調(diào)整分配形成的，這是可以導(dǎo)致硫化物硫同位素發(fā)生明顯變化的（Hoefs, 2018），因此認為脈狀礦體代表的是一期局部構(gòu)造熱成礦事件。

結(jié)合東川式銅礦的野外地質(zhì)關(guān)系、成礦物質(zhì)硫的來源、同位素地球化學(xué)數(shù)據(jù)、流體包裹體測溫資料和地質(zhì)年代學(xué)研究成果，筆者認為東川銅礦區(qū)的層狀礦體形成于成巖階段或稍晚的盆地鹵水交代作用，當(dāng)盆地鹵水循環(huán)將來自因民組地層中的成礦物質(zhì)運移至落雪組底部時，海相硫酸鹽在相對封閉的環(huán)境中發(fā)生熱化學(xué)還原作用形成還原硫，它們與金屬元素結(jié)合發(fā)生沉淀形成層狀礦體；脈狀礦體形成于后期獨立的局部構(gòu)造熱成礦事件，當(dāng)成礦流體運移至適宜的場所時，賦礦巖石提供的還原硫進入成礦流體與金屬元素結(jié)合發(fā)生沉淀形成脈狀礦體（Zhao et al., 2012; 2013; Huang et al., 2013），因此它們是2 期完全獨立的成礦事件（圖8）。

5.3 對SSC型礦床成因的啟示

國際上著名的中非銅礦帶也有類似于東川式銅礦的層狀礦體和脈狀礦體廣泛產(chǎn)出，但是中非銅礦帶經(jīng)歷了強烈的Lufilian 碰撞造山運動，目前對這些礦床成因激烈的爭論聚焦在成礦作用主要集中在成巖期，但有后期成礦作用的疊加還是與盆地閉合和造山作用有關(guān)的一期主成礦事件。根據(jù)目前對東川銅礦區(qū)內(nèi)層狀礦體和脈狀礦體成因的研究結(jié)果，作者認為SSC 型礦床的成礦作用主要發(fā)生在成巖期，但普遍遭受后期熱液活動的疊加，并且在不同的成礦期中還可能存在著多階段的成礦作用。

6 結(jié) 論

本文對東川銅礦田內(nèi)因民、湯丹和濫泥坪3 個典型礦床的層狀礦體和脈狀礦體硫化物進行了LAMC-ICP-MS 硫同位素組成分析，通過對不同礦床的層狀礦體和脈狀礦體硫化物原位硫同位素組成進行對比研究，取得的一些認識和結(jié)論如下。

（1）東川銅礦田SSC型礦床的硫化物原位硫同位素組成分布范圍較廣，層狀礦體和脈狀礦體的硫化物硫同位素組成分布明顯不同，因民礦床層狀硫化物的δ34S值分布于4.7‰～22.1‰，湯丹和濫泥坪礦床層狀硫化物的δ34S 值分布于-3.3‰～3.1‰；因民礦床脈狀硫化物的δ34S值分布于21.0‰～30.7‰，湯丹和濫泥坪礦床脈狀硫化物的δ34S值分布于-19.4‰～3.5‰。

（2）層狀礦體和脈狀礦體的成礦物質(zhì)硫的來源不同。層狀礦體硫來源于循環(huán)盆地?zé)猁u水中溶解的海相蒸發(fā)巖，但在不同礦床甚至是同一礦床中，海相硫酸鹽發(fā)生熱化學(xué)還原作用的程度有所不同；脈狀礦體硫來源于賦礦地層，因民礦床硫的來源為地層中的海相蒸發(fā)巖，湯丹和濫泥坪礦床硫的來源為富含生物還原硫的碳質(zhì)板巖。

（3）層狀礦體形成于成巖作用時期，脈狀礦體形成于后期獨立的局部構(gòu)造熱成礦事件，它們是兩期完全獨立的成礦事件，也即SSC 型礦床的成礦作用主要發(fā)生在成巖期，但普遍遭受后期熱液活動的疊加，并且在不同的成礦期中還可能存在著多階段的成礦作用。

圖8 東川式銅礦成礦模式圖a.成巖成礦事件；b.后期疊加改造事件Fig.8 Genetic model for the formation of Dongchuan-type copper depositsa.Cartoon representing diagenetic mineralization event;b.Cartoon showing subsequent overprint event

致 謝感謝東川銅礦區(qū)因民、湯丹和濫泥坪礦床王永昌、張華、冷春強、劉文劍、敖燕飛和王同榮等相關(guān)負責(zé)人和地質(zhì)工程師在野外工作的慷慨相助。掃描電鏡-能譜和原位硫同位素組成分析實驗分別得到武漢理工大學(xué)楊梅君老師和聶曉蕾老師以及中國地質(zhì)大學(xué)（武漢）胡兆初老師的大力幫助，初稿撰寫過程中得到博士研究生蘇建輝的指導(dǎo)和幫助，審稿專家和編輯提出的寶貴意見對稿件的質(zhì)量有了極大的提高，在此一并表示衷心的感謝。