鲁西铜石金矿床浅成低温热液成矿作用：流体包裹体及H-O-S同位素约束

Epithermal Mineralization of the Tongshi Gold Deposit inWestern Shandong： Constraints from Fluid Inclusions and H-O-S Isotopes

摘要

鲁西地区位于华北克拉通东缘郯庐断裂带西侧增生域，是我国重要的金矿富集区。铜石金矿床作为该区东南缘新探明的金矿床，地处燕甘断裂构造带北段西侧，与中生代铜石次火山杂岩体西南接触带呈紧密空间耦合。矿化蚀变过程经历热液成矿期和表生期，前者包括4个成矿阶段：贫硫化物石英阶段（Ⅰ阶段）、黄铁矿-石英阶段（Ⅱ阶段）、多金属硫化物-石英-萤石阶段（Ⅲ阶段）及贫硫化物石英-萤石-方解石阶段（Ⅳ阶段）。其中Ⅲ阶段为主成矿阶段，自然金与黄铁矿密切共生，并伴随绢云母化及冰长石化蚀变。为深入探讨铜石金矿床的成矿流体演化、成矿物质来源及矿床成因等关键问题，本研究开展了详细的岩相学和矿相学观察、流体包裹体及H-O-S同位素等分析。结果表明，铜石金矿床热液脉体发育富液两相（L1型）、富气两相（L2型）、含子矿物三相（S型）、纯液相（PL型）流体包裹体，少见熔体包裹体（M型）。Ⅰ阶段中包裹体以L1型为主导（> 90%，n = 10/11），均一温度为201 ~ 331 ℃，盐度为2.24 ~ 11.7 wt.% NaCl_eqv.；Ⅱ阶段中包裹体组合与I阶段相似（L1型占比 > 93%，n = 28/30），均一温度为153 ~ 282 ℃，盐度为0.35 ~ 19.3 wt.% NaCl_eqv.；Ⅲ阶段中包裹体类型复杂（L1型、L2型及S型），可见沸腾包裹体群，均一温度降低至100 ~ 230 ℃，盐度集中于6 ~ 12 wt.% NaCl_eqv.；Ⅳ阶段中包裹体类型单一（L1型占比 > 96%，n = 75/78），均一温度和盐度集中于110 ~ 150 ℃、2.0 ~ 8.0 wt.% NaCl_eqv.。结合拉曼分析结果、矿物共生组合，揭示主成矿阶段流体为中低温、中低盐度、富氟、近中性pH、低氧逸度的H₂O-NaCl体系。各阶段热液脉体中石英和萤石的δ¹⁸O_H₂O值范围为-3.9‰ ~ 6.62‰，δD值范围为-87.1‰ ~ -52.9‰，表明成矿流体源于岩浆热液与大气降水的混合。Ⅱ阶段中黄铁矿δ³⁴S_v-CDT值为-1.1‰ ~ 2.5‰，Ⅲ阶段中黄铁矿δ³⁴S_v-CDT值为-3.4‰ ~ 1.9‰，表明成矿物质中的硫主要来自深源岩浆，但主成矿阶段硫同位素组成的相对亏损可能与流体沸腾过程中温度骤降及大气降水混入并稀释有关。综合研究表明，铜石金矿床具有低硫型浅成低温热液矿床成因，流体沸腾（主）与水岩反应（辅）共同控制金沉淀过程。

Abstract

Located along the eastern margin of the North China Craton， within the accretionary prism west of the Tan-Lu Fault Belt， Western Shandong is one of China’s most important gold-producing regions. The newly discovered Tongshi gold deposit is closely associated with the Yan’gan Fault and the southwestern contact zone of a Mesozoic subvolcanic complex. Mineralization and alteration at Tongshi involved an initial hydrothermal stage followed by supergene modification. The hydrothermal event can be subdivided into four stages： （1） an early quartz stage poor in sulfides （Stage 1）， （2） a pyrite-quartz stage （Stage 2）， （3） a polymetallic sulfide-quartz-fluorite stage （Stage 3）， and （4） a late quartz-fluorite-calcite stage that is likewise sulfide-poor （Stage 4）. Stage 3 represents the main ore-forming episode， during which gold occurs intergrown with pyrite and is accompanied by sericitic and adularia alteration. To constrain the evolution， sources， and metallogenic processes of the Tongshi gold deposit， this study integrates petrographic observations， fluid inclusion microthermometry， and H-O-S isotope analyses. The results identify several types of fluid inclusions in hydrothermal veins， including liquid-rich two-phase （L1）， vapor-rich two-phase （L2）， daughter-mineral-bearing three-phase （S）， pure-liquid （PL）， and rare melt （M） inclusions. Stage 1 is dominated by L1-type inclusions （> 90%， n = 10/11）， with homogenization temperatures （Th） ranging from 201 to 331 ℃ and salinities of 2.24-11.7 wt.% NaCl_eqv. Stage 2 exhibits a similar inclusion assemblage （L1-type > 93%， n = 28/30）， with Th values of 153-282 ℃ and salinities of 0.35-19.3 wt.% NaCl_eqv. In contrast， Stage 3 is characterized by complex assemblages of L1， L2， and S-type inclusions， indicating fluid boiling； homogenization temperatures decrease to 100-230 ℃， with salinities clustering between 6 and 12 wt.% NaCl_eqv. Stage 4 contains almost exclusively L1-type inclusions （96%， n = 75/78）， with Th values of 110-150 ℃ and salinities of 2.0-8.0 wt.% NaCl_eqv. Integrated Raman spectroscopy combined with mineral paragenetic relationships indicates that the ore-forming fluids during Stage 3 constituted a moderately acidic to near-neutral H₂O-NaCl system， characterized by low to moderate temperatures and salinities， fluorine enrichment， and low oxygen fugacity. Quartz and fluorite yield calculated δ¹⁸{\mathrm{O}}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}} values ranging from -3.9‰ to 6.62‰ and δD values from -87.1‰ to -52.9‰， pointing to a mixed fluid source involving both magmatic and meteoric components. Pyrite displays δ³⁴ S_v-CDT values of -1.1‰ to 2.5‰ in Stage 2 and -3.4‰ to 1.9‰ in Stage 3， consistent with sulfur being derived predominantly from a magmatic source. The relative depletion in δ³⁴S observed during the main ore-forming stage （Stage 3） is most plausibly attributed to fluid cooling and dilution by meteoric water associated with boiling. Taken together， the available evidence suggests that the Tongshi deposit represents a low-sulfidation epithermal system， in which gold precipitation was controlled primarily by fluid boiling， with fluid-rock interaction playing a subordinate role.

Graphical abstract

关键词

成矿流体性质 / 成矿物质来源 / 浅成低温热液型金矿床 / 流体沸腾 / 成矿深度 / 铜石 / 鲁西

Key words

fluid characteristics / source of ore-forming materials / epithermal gold deposit / fluid boiling / mineralization depth / Tongshi / Western Shandong

0 引 言

鲁西地区位于华北克拉通东缘郯庐断裂带西侧增生域。中生代时期，该区受古太平洋板块俯冲-回撤驱动，发生“挤压-伸展”构造转换^{［1 - 3］}。这一动力学过程导致大规模深源岩浆底侵，在铜石地区形成以铜石碱性杂岩体（锆石U-Pb年龄189 ~ 175 Ma）^{［1，4 - 7］}为核心的岩浆-热液体系，并对区域上浅成低温热液型、隐爆角砾岩型和矽卡岩型金矿的形成和分布起关键控制作用^{［1，4 - 7］}。现阶段，鲁西铜石地区已探明金资源量超过50 t^［8］，包含大型矿床1处（归来庄）、中型2处（卓家庄和磨坊沟）、小型矿床3处及矿点10余处，均集中分布于铜石杂岩体外接触带，显示优越的金成矿地质背景和资源潜力。针对上述大中型金矿床及铜石杂岩体，前人已开展了详细且系统的年代学、地球化学、流体包裹体测温等研究^{［8 - 14］}，揭示了壳-幔混合流体的多阶段演化特征，并建立了“深部岩浆房-中间构造通道-浅部蚀变圈闭”一体多型的成矿模式，为认识该区金成矿作用和成矿机制提供了丰富理论基础。然而，在成矿流体来源及演化、成矿物质来源等方面，现有研究仍存在较大争议。例如，沈昆等^［8］和索晓晶等^［15］认为，该区成矿流体具有多期次、多阶段特点，主要源于大气降水与原生岩浆水的混合，并在后期运移过程中混入了变质水；而胡华斌^［10］则提出，该区金成矿系统中流体最初来源于地幔，在成矿过程中与建造水发生了混合。关于成矿物质来源，部分学者基于区域上泰山岩群高的金丰度值（5.9 × 10^-9 ~ 8.2 × 10^-9），认为变质基底是潜在金源^{［16 - 17］}。然而，司荣军等^［16］认为，金元素更可能来源于深部碱性玄武岩浆，并强调深源岩浆在成矿过程中的重要作用。此外，由于该区金矿床中普遍存在宽泛的硫同位素组成，导致硫的来源也存在幔源硫、海水硫酸盐、沉积碳酸盐岩等多种源区观点^{［15，17］}。因此，亟需进一步研究以补充新的证据，完善该区金成矿作用理论。

近三年来，山东能源集团南美有限公司通过大比例尺地球化学勘查、地球物理探测及系统性地质填图，在归来庄金矿以西、卓家庄金矿以南、磨坊沟金矿以东地区新发现铜石金矿床。尽管目前该矿床处于详查阶段，估算金金属量2.45 t，为小型规模，但考虑到其具有与磨坊沟金矿相似的成矿地质条件及矿化特征，成矿潜力较大。此外，该矿床的发现不仅拓展了区域找矿空间，更为解析鲁西铜石地区中生代金成矿系统中流体运移机制与物质来源等关键科学问题提供了新的研究对象。基于此，本次研究在系统野外地质调查的基础上，综合运用流体包裹体显微测温技术、激光拉曼光谱分析及H-O-S同位素示踪方法，分析铜石金矿床基础地质、矿化特征及围岩蚀变组合，探讨成矿流体性质、来源及演化，示踪成矿物质来源，系统揭示鲁西铜石地区金成矿作用。

1 区域地质背景

铜石地区位于华北克拉通东缘、郯庐断裂带西侧，地处鲁西地块南部（图1（a）和（b））。区内基底主要由新太古代泰山岩群山草峪组花岗片麻岩、黑云变粒岩和云母片岩组成，呈大透镜体状残留于新太古代侵入体中，上覆寒武系—奥陶系碳酸盐岩、石炭系—二叠系陆相碎屑岩以及中生代火山-沉积岩系不整合盖层（图1（c））。其中，寒武系—奥陶系碳酸盐岩建造构成区域上重要的含金地层建造^［18］。铜石地区记录了鲁西地块多期构造行迹，尤以中生代燕山期最为典型，发育有以燕甘断裂为代表的NW向断裂系统（图1（c）），是郯庐断裂带受古太平洋板块俯冲而发生大规模左行走滑作用的产物^［19］，也是区域上重要的导矿-容矿构造。区内岩浆岩分布广泛，且呈现多期次特征，主要集中于新太古代和中生代燕山期。前者主要形成小范围花岗闪长岩和石英闪长岩侵入体，后者则形成了系列中小规模中酸性、基性侵入岩及中偏碱性次火山杂岩体，且多分布于燕甘深大断裂两侧（图1（c））。其中，中生代燕山期中偏碱性次火山杂岩体（如铜石岩体）与金矿化在空间上具有密切的成因联系^［20］。研究表明，该区金矿床的空间分布分明显受燕甘断裂的次级NE、NW及近EW向构造蚀变带控制，普遍发育石英、方解石及萤石细脉（含或不含硫化物），共同构成浅成低温热液成矿系统。年代学研究指出，铜石地区金成矿作用时间较为集中，主要为早侏罗世（186 ~ 170 Ma）^{［16 - 17］}，这种成矿时代相对集中的特征，反映了特定的构造-岩浆事件对区域成矿作用的控制^［21］。

2 矿床地质特征

2.1 矿区地质

铜石金矿床位于铜石地区中部，燕甘断裂西侧（图1（c））。矿区构造格局以断裂体系为主导，按走向可划分为NW向、近EW向和NE向三组（图2（a）），伴随浅火山穹窿构造及环状、放射状构造。其中近EW向断裂具有多期次构造活动特征，是区域上燕甘断裂系统的重要组成部分，也是矿区内重要的容矿地段。矿区地层组成较为简单，出露的新太古代泰山岩群山草峪组集中分布在研究区东北侧，可见黑云变粒岩及云母片岩，而寒武系长清群碎屑岩夹碳酸盐岩建造、九龙群碳酸盐岩为主夹页岩建造以及新生代第四系沉积盖层主要分布在研究区南侧及西侧（图2（a））。其中，长清群是矿区主体地层单元，分布广泛，自下而上可分为朱砂洞组及馒头组，整体产状平缓，北或北东倾，倾角一般5 ~ 15 °。朱砂洞组丁家庄段白云质灰岩夹中厚层白云岩是区内重要的赋矿围岩（图2（c））。矿区内岩浆活动主要体现为中生代铜石次火山杂岩体的侵位（图2（a）），其由二长闪长玢岩、正长斑岩及隐爆角砾岩三期岩相构成^［13］。值得注意的是，第二期正长斑岩（189 ~ 175 Ma）^［7，22］与区内金（图2（b））及多金属矿床在时空分布和成因上均表现出显著相关性。

2.2 矿体特征

铜石金矿床中金矿化分布在以营子洼断裂为界的南北两个矿段内（图2（a））。经系统勘查，南矿段圈定金矿体共4个，其中Ⅰ-S1、Ⅰ-S2、Ⅰ-S3号矿体以微裂隙浸染型金矿化为主，赋存于朱砂洞组丁家庄岩段碳酸盐岩层内，Ⅱ-1号矿体为构造角砾岩型，定位于营子洼断裂角砾带中。Ⅰ-S2号矿体作为南矿段主控矿体，规模最大，呈似层状近东西向展布，倾向北，倾角约8° ~ 10°。矿体沿走向延伸约670 m，沿倾向延伸约920 m，厚度0.97 ~ 4.98 m，平均金品位1.12 g/t。北矿段圈定金矿体共5 个，其中Ⅰ-N1至Ⅰ-N4号矿体为碳酸盐岩微裂隙浸染型，位于朱砂洞组丁家庄段顶部碳酸盐岩层；Ⅲ-1矿体发育于铜石正长斑岩构造裂隙中。北矿段中以Ⅰ-N2、Ⅰ-N4矿体规模较大，二者与南矿段Ⅰ-S2号矿体具有相似形态及产状（图2（b）），其中Ⅰ-N2号矿体平均金品位1.26 g/t，Ⅰ-N4号矿体平均金品位1.50 g/t。

矿区内金矿化均伴随不同程度硅化、黄铁矿化、绢云母化、冰长石化、萤石化、绿泥石化及碳酸盐化等围岩蚀变（图3和4），但未表现出规律性分带特征，且蚀变分布范围有限，普遍不超过矿体边缘2 ~ 3 cm范围。

2.3 矿石特征

铜石金矿床中矿石构造主要表现为细脉状、网脉状、浸染状、细脉‒浸染状构造（图3），其次为薄膜状、团斑（块）状和晶洞状构造等。岩相学及矿相学研究揭示矿石中矿石矿物组合为黄铁矿、黄铜矿、磁黄铁矿、碲金矿、银金矿、方铅矿、闪锌矿、针铁矿和褐铁矿等（图4（a）-（f）），其中黄铁矿是主要的载金矿物（图4（c））；脉石矿物主要由斜长石、钾长石、方解石、白云石、石英和萤石组成（图4（g）-（h））。显微结构分析显示不同矿物之间形成填隙结构、交代残余结构、尖角交代结构、交代环边结构及包含结构等（图4）。

2.4 成矿期次

基于矿体分布特征、脉体穿切关系、矿石结构构造、矿物共生组合及世代演化分析，本研究将铜石金成矿过程划分为热液期和表生期（图5）。热液期可进一步划分为四个成矿阶段，分别为贫硫化物石英阶段（Ⅰ阶段）：该阶段主要形成无硫化物的乳白色石英脉或网脉，宽约1 ~ 3 cm，多分布于碳酸盐岩或铜石正长斑岩裂隙中（图3（a）），矿化和围岩蚀变不发育（图3（g））。黄铁矿-石英阶段（Ⅱ阶段）：以发育含自形-半自形黄铁矿的灰白色陡窄石英细脉（宽0.3 ~ 0.6 cm）为特征（图3（b）和（c）），伴随有弱绿泥石化和弱绢云母化蚀变，但金矿化不明显。多金属硫化物-石英-萤石阶段（Ⅲ阶段）：为主成矿阶段，形成较多硫化物，以黄铁矿、黄铜矿、自然金、磁黄铁矿为主，与烟灰色石英、深紫色萤石共同构成0.3 ~ 1.0 cm相对宽缓脉体（图3（d）和（e））。自然金主要分布在黄铁矿裂隙或边缘，黄铁矿表面较为干净，无环带特征，不发育麻点（图4（c））。矿区内可见该阶段多条脉体平行出露，切穿Ⅱ阶段含黄铁矿石英脉的同时，自身又被Ⅳ阶段石英-方解石脉切割（图3（h））。此外，该阶段还形成多种围岩蚀变，包括绢云母化、冰长石化、萤石化等。贫硫化物石英-萤石-方解石阶段（Ⅳ阶段）：为成矿晚阶段，含矿性较差，形成大量石英、萤石及方解石的单一或组合脉体，少见硫化物，未见明显蚀变矿物。表生期表现为原生金属硫化物发生次生氧化，形成赤铁矿和褐铁矿等表生矿物组合（图4（d）和（e））。

3 样品采集及分析方法

本次研究的流体包裹体样品均采集自钻孔岩心，涵盖了铜石金矿床四个成矿阶段的石英、萤石及方解石。共制备71件流体包裹体片用于岩相学观察，从中选取20件包裹体较发育的样品进行显微测温分析，并对各阶段石英中的典型流体包裹体开展激光拉曼光谱分析。此外，选取不同成矿阶段代表性样品共10件进行石英和萤石的H-O同位素测定，并对含黄铁矿石英脉（Ⅱ阶段）和主成矿阶段（Ⅲ阶段）中黄铁矿开展原位硫同位素分析。采样位置及样品信息见图2及表1-3。具体分析方法如下：

流体包裹体岩相学与显微测温实验在新疆大学中亚造山带大陆动力学与成矿预测自治区重点实验室采用Carl Zeiss Axiolab偏光显微镜及Linkam THMSG 600 冷热台完成。冷热台工作温度范围为-196 ~ +600 ℃。实验过程中加热/冷却速率控制在2 ℃/min，当接近相变临界点时，升温速率调整为0.5 ~ 1.0 ℃/min，降温速率调整为0.1 ~0.5 ℃/min。流体包裹体盐度及密度利用Bodnar和Bethke^［23］公式计算。激光拉曼光谱测定在中国地质大学（武汉）天然气水合物评价实验室完成，采用JY/Horiba LabRam HR800系统进行，激发波长为532.06 nm，最大输出功率为45 nW，测试时间为30 s，光谱范围为100 ~ 4000 cm^-1。

H-O同位素测试在武汉上谱分析有限责任公司完成。氧同位素分析采用BrF₅化学萃取法：将样品与BrF₅反应密封静置15 h萃取氧，随后将分离出的氧送入CO₂转化系统，最后利用MAT-252EM气体同位素质谱仪进行测定。氢同位素分析采用阶段式爆裂法，通过梯度加热依次破裂流体包裹体以释放挥发组分，随后通过锌还原反应生成H₂气体，经液氮冷阱收集后使用FinninganMAT-251EM质谱仪测试。全部测定结果以V-SMOW标准进行报告，分析精度分别为δ¹⁸O ± 0.2‰和δD ± 2‰。

铜石金矿床中不同成矿阶段黄铁矿原位硫同位素测试在武汉上谱分析科技有限责任公司通过激光剥蚀多接收器电感耦合等离子体质谱系统（LA-MC-ICP-MS）完成。实验以单点模式进行样品剥蚀，采用氦气作为载气传输剥蚀产物。激光束斑直径为44 μm，脉冲频率为2 Hz^［24］。为消除硫同位素质量分馏效应，采用标准样品校正法（SSB），并采用PPP-1黄铁矿标准物质进行基体效应校正。原始数据通过“Iso-Compass”同位素数据软件完成解析与计算^［25］。

4 分析结果

4.1 流体包裹体特征

4.1.1 流体包裹体岩相学

室温（27 ℃）显微岩相学观察显示，铜石金矿床热液期四个成矿阶段中萤石、石英、方解石内广泛发育数量丰富、大小不一的流体包裹体。这些包裹体在空间上主要呈线状、串珠状以及孤立状分布。形态方面，原生包裹体具有多样性，包括长条状、椭圆状、亚椭圆状、纺锤状及不规则状等，偶见三角状特殊形态。

根据包裹体相态组成特征，研究区流体包裹体可系统分类为：①纯液相包裹体（PL型），②气液两相包裹体（L型），③含子矿物三相包裹体（S型）以及④熔体包裹体（M型）（图6（a）—（i））。

PL型包裹体普遍发育于热液期各阶段石英、萤石及方解石中，呈团簇状或独立分布（图6（b）—（f）和（i）—（l）），由纯液相水（{\mathrm{L}}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}}）构成。原生包裹体多呈长条状、椭圆状及不规则状，长轴7 ~ 12 μm，短轴2 ~ 5 μm。

L型包裹体作为热液期优势类型，由液相和气相水（L{}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}} + V{}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}}）组成。根据气液比（V{}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}}/L{}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}}）不同，L型包裹体进一步细分为L1亚型（富液两相包裹体，气液比5% ~ 25%）和L2亚型（富气两相包裹体，气液比40% ~ 60%）。该类包裹体多为椭圆形、菱形及不规则状，尺寸3 ~ 30 μm，空间分布呈现孤立状、面状、线状或团簇状组合特征（图6（a）-（f）和（i）-（l））。

S型流体包裹体主要赋存于Ⅲ阶段主成矿期石英和萤石内，数量有限，由气相水、液相水及子矿物（L{}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}} + V{}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}} + S）三个相态构成，气液比5% ~15%，并特征性发育球形/立方体子矿物，推测为NaCl/KCl晶体（图6（b），（g），（h），（j）和（k））。

M型包裹体仅在阶段2形成的含粗粒黄铁矿-石英脉中被观察到，含量占比 < 1%，呈多边形态孤立分布，由体积占比10%的气泡相与无色透明玻璃质相组成（图6（i））。

4.1.2 流体包裹体测温结果

基于四个成矿阶段20件代表性样品的显微测温分析，本次研究共获得311组有效数据（表1），并采用Bodnar和Bethke^［23］、刘斌和段光贤^［26］及卢焕章等^［27］提出的热力学参数计算模型，系统揭示各阶段流体的盐度-密度特征（图7）。

（1）Ⅰ阶段（N = 11）：该阶段石英主要发育L1型包裹体（占比 > 90%，n = 10/11，表1），其均一温度介于201 ~ 331 ℃，峰值230 ~ 290 ℃，平均254 ℃。盐度分布范围为2.24 ~ 11.7 wt.% NaCl_eqv.，集中于6.0 ~ 12.0 wt.% NaCl_eqv.，密度变化于0.67 ~ 0.92 g/cm³，均值0.86 g/cm³（图7（a）和（b））。

（2）Ⅱ阶段（N = 30）：该阶段石英中普遍发育L1型包裹体（占比 > 93%，n = 28/30，表1），局部伴生L2型包裹体（占比 < 7%，n = 2/30）。以L1型包裹体为主导的均一温度为153~282 ℃，集中于210 ~ 270 ℃，平均229 ℃，略低于I阶段。盐度整体较为分散，为0.35 ~ 19.3 wt.% NaCl_eqv.，密度分布于0.80 ~ 1.01 g/cm³，均值0.93 g/cm³（图7（c）和（d））。

（3）Ⅲ阶段（N = 192）：该阶段石英、萤石及方解石中均发育L1和L2型包裹体（L1型占比约72%，n = 140/192；L2型占比约27%，n = 51/192，表1），偶见S型包裹体（占比 < 1%，n = 1/192）。其中，石英中L1型包裹体均一温度为100 ~230 ℃，盐度为0.53 ~ 20.3 wt.% NaCl_eqv.，密度为0.84 ~ 1.10 g/cm³；L2型包裹体均一温度为103 ~209 ℃，盐度为1.05 ~ 18.6 wt.% NaCl_eqv.，密度为0.90 ~ 1.06 g/cm³；仅1个S型包裹体给出均一温度229 ℃，盐度26.3 wt.% NaCl_eqv.。萤石中L1型包裹体均一温度为100 ~ 200 ℃，盐度集中于5.41 ~16.6 wt.% NaCl_eqv.；L2型包裹体均一温度为103 ~180 ℃，盐度为1.05 ~ 18.6 wt.% NaCl_eqv.。方解石中主要发育L2型包裹体，均一温度为120 ~ 202 ℃，盐度集中于4.03 ~ 12.7 wt.% NaCl_eqv.。从图7（e）和（f）中可以看出，该阶段成矿流体温度集中分布在110 ~ 170 ℃区间，盐度分布在4.0 ~ 12.0 wt.% NaCl_eqv.范围，表现出中低温、中盐度流体特征。

（4）Ⅳ阶段（N = 78）：该阶段石英中流体包裹体以L1型为主，占比 > 96%（n = 75/78，表1），局部观察到L2和S型包裹体，占比 < 4%（n = 3/78）。均一温度和盐度主要集中在110 ~ 150 ℃和2.0 ~8.0 wt.% NaCl_eqv.范围，密度分布范围为0.94 ~1.05 g/cm³，平均值为0.99 g/cm³（图7（g）和（h））。

4.1.3 流体包裹体激光拉曼成分特征

铜石金矿床不同成矿阶段L型流体包裹体激光拉曼分析结果如图8所示，其气、液相成分均一性较高。Ⅰ阶段石英中L1型包裹体的气、液相成分主要为H₂O，含微量CO₂和N₂（图8（a））。然而，由于CO₂和N₂含量极低，且未在显微镜下观察到含CO₂的三相包裹体，本次研究认为激光拉曼分析结果中的CO₂和N₂很可能为大气污染所致，不能代表原始流体成分；Ⅱ阶段石英中L1型包裹体气、液相成分与I阶段基本保持一致（图8（b））；Ⅲ阶段石英中L1型和L2型包裹体的气、液相成分均为H₂O（图8（c）和（d））。上述特征表明，铜石金矿床L型包裹体成分普遍为H₂O，暗示成矿流体属于H₂O-NaCl体系。

4.2 H-O同位素特征

铜石金矿床热液期四个成矿阶段中石英与萤石的H-O同位素组成测定结果见表2。基于Clayton等^［28］同位素分馏方程，结合各成矿阶段流体包裹体均一温度，计算获得石英的δ¹⁸O{}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}}值。萤石因其晶体化学结构（［Ca²⁺］［F⁻］₈）中不含与氧键合的网络结构，与水之间的氧同位素分馏效应极弱，导致其H-O元素保存能力较差^［29］，因而其同位素组成可有效记录成矿流体原生特征。测试数据显示：Ⅰ阶段石英样品δ¹⁸O{}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}}值为3.0‰ ~ 4.7 ‰，δD值为-86.7‰ ~ -61.3‰；Ⅱ阶段石英样品的δ¹⁸O{}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}}（4.2‰ ~ 6.6‰）较Ⅰ阶段稍有上升，δD值保持-85.8‰ ~ -79.7 ‰范围；Ⅲ阶段石英和萤石样品的δ¹⁸O{}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}}值显著降低至-3.4‰ ~ 0.9‰，而δD值（-87.1‰ ~ -52.9‰）仍与前述阶段基本保持一致；Ⅳ阶段萤石样品的δ¹⁸O{}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}}进一步降至-3.9‰，δD值为-82.8‰ ~ -56.5‰。整体来看，成矿流体的δ¹⁸O{}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}}值分布较宽泛，为-3.9‰ ~ +6.6‰，均值+0.5‰。而δD值整体分布在-87.1‰ ~ -52.9‰范围内，平均值为-71.4‰，未表现出不同成矿阶段间的明显差异。

4.3 S同位素特征

铜石金矿床Ⅱ阶段和Ⅲ阶段中黄铁矿原位硫同位素组成见表3。测试结果显示，Ⅱ阶段中黄铁矿4个测点给出的δ³⁴S值分布较为集中，为-1.1‰ ~2.5‰（均值1.0‰）；Ⅲ阶段中黄铁矿11个测点给出δ³⁴S值范围较Ⅱ阶段稍低，为-3.4‰ ~ 1.9‰（均值-0.6‰），整体上与岩浆硫同位素组成相近。

5 讨 论

5.1 成矿流体性质、演化与来源

综合铜石金矿床中矿化蚀变特征、矿物共生组合、流体包裹体岩相学及显微测温结果，发现研究区不同成矿阶段内成矿流体显示出不同性质及演化过程。Ⅰ阶段石英中均一温度主体分布在中高温范围（201 ~ 331 ℃），在250 ~ 270 ℃区间内出现明显峰值，流体盐度介于2.24 ~ 11.7 wt.% NaCl_eqv.之间，集中在6.0 ~ 8.0 wt.% NaCl_eqv.范围（图7（a）和（b））。流体密度为0.67 ~ 0.92 g/cm³，表明成矿早阶段成矿流体具有中高温、中低盐度和中低密度的特征。结合该阶段流体包裹体主要发育L1型包裹体（占比 > 90%，n = 10/11，表1），且L1型包裹体气、液相成分均以H₂O为主（图8（a）），暗示该阶段流体应为H₂O-NaCl体系。

Ⅱ阶段石英中L1型（占比 > 93%）及L2型（占比 < 7%）流体包裹体显示均一温度为153 ~ 282 ℃，集中于230 ~ 250 ℃，稍低于I阶段。盐度整体分布较Ⅰ阶段分散，为0.35 ~ 19.3 wt.% NaCl_eqv.，显示弱双峰式趋势，峰值分别为4.0 ~ 8.0 wt.% NaCl_eqv.和14.0 ~ 16.0 wt.% NaCl_eqv.（图7（c）和（d）），密度为0.8 ~ 1.01 g/cm³，均值0.93 g/cm³。基于该阶段L1型包裹体中气相（以H₂O为主，图8（b））的体积百分数连续变化于5% ~ 30%，并与L2型包裹体（气液比连续分布在50% ~ 55%范围）共存，且显示出相似的均一温度（220 ~ 231 ℃），可能暗示该阶段流体发生了不混溶作用（或沸腾作用）。但鉴于L2型包裹体数量很少（n = 2，盐度 = 9.73 ~ 14.57 wt.% NaCl_eqv.，表1），表明不混溶过程强度较低，仅在局部地段发生，进而导致流体盐度呈现离散性变化。因此，该阶段成矿流体整体表现出中温、中盐度和中密度特征，较I阶段显示出温度降低，但盐度和密度略有上升的趋势。结合该阶段出现黄铁矿，且无伴生硫酸盐矿物，指示成矿流体为偏还原特征。

Ⅲ阶段作为主成矿阶段，在与硫化物共生的石英、萤石及方解石内发育大量L1型（占比约72%）和L2型（占比约27%）包裹体及少量S型包裹体（占比 < 1%），给出均一温度范围为100 ~ 230 ℃，集中在130 ~ 170 ℃（图7（e）），较Ⅰ阶段和Ⅱ阶段明显降低，进入中低温区间。盐度整体范围与Ⅱ阶段保持一致，但无双峰趋势，呈现正态分布特征，峰值为6 ~ 12 wt.% NaCl_eqv.（图7（f））。此外，石英样品5001-17B、5001-20B及3807-1B，萤石样品3807-1B中普遍可见L1和L2型包裹体共存现象（图6（i）），两类包裹体具有相似的均一温度（L1型：101 ~ 230 ℃；L2型：140 ~ 209 ℃），但在盐度上大多表现出L1型包裹体（7.67 ~ 10.9 wt.% NaCl_eqv.，平均9.72 wt.% NaCl_eqv.）稍高于L2型包裹体（3.55 ~ 11.6 wt.% NaCl_eqv.，平均8.10 wt.% NaCl_eqv.）特征，表明该阶段流体经历不混溶过程，形成沸腾包裹体群。该观点进一步被石英样品5001-5-2B中L1型包裹体与S型包裹体共生（图6（j）和（k））且具有相似均一温度（~ 228 ℃，表1）所支持。此外，在盐度-均一温度图解中（图9（a）），从I阶段到Ⅲ阶段，随成矿流体温度逐渐降低，盐度呈现逐渐上升趋势，该趋势与Bodnar和Bethke^［23］提出的流体沸腾趋势线保持一致^［30］（图9（a））。宏观方面，矿区北部发育有角砾岩型金矿化（角砾呈现热液爆破成因，具棱角状、多成分、粒径差异大特征，胶结物质则为硫化物-石英-萤石组合，图3（e）和图4（i））、矿区中部水峪村西平硐内观察到硫化物矿脉附近发育叶片状方解石，均可作为流体减压沸腾的岩相学、矿相学证据。由此可知，主成矿阶段热液为中低温，中高盐度和中高密度还原性流体，并经历了沸腾过程。结合该阶段脉体中普遍发育萤石化，绢云母化及冰长石化，不仅反映主成矿阶段流体相对Ⅰ阶段和Ⅱ阶段具有富氟特征，还暗示主成矿阶段流体pH近中性。

Ⅳ阶段石英及方解石中包裹体以L1型为主导（占比 > 96%），普遍具有低温低盐度特征，显示均一温度和盐度集中在110 ~ 130 ℃和4.0 ~ 6.0 wt.% NaCl_eqv.（图7（g）和（h））。尽管镜下观察到个别L2型（n = 2）和S型（n = 1）包裹体，但其均为离散型单独出现，未与L1型包裹体在同一视域内共存，且测得均一温度也并不统一（L2型：124 ℃和153 ℃；S型：148 ℃，表1），结合岩相学特征并未记录沸腾作用相关现象，排除了流体不混溶的可能。但在（图9（a））中，包裹体均一温度与盐度表现出显著正相关关系，与流体稀释演化线^［23］保持一致，即流体盐度随温度的降低而减小，暗示成矿晚阶段体系内有冷的低盐度流体混入，并对成矿流体进行持续稀释和冷却，可能为大气降水。

成矿流体来源方面，铜石金矿床10件样品的δ¹⁸O_H2O值为-3.9‰ ~ 6.6‰，除1件样品（NZK5001-16）外，均低于岩浆水范围（5.5‰ ~ 9.5‰）^［31］，δD值为-87.1‰ ~ -52.9‰，与岩浆水范围（-80‰ ~ -40‰）^［31］相近。在δD-δ¹⁸O_H2O图解（图10）中，1件样品分布在岩浆水下方，剩余样品分布在原始岩浆水左侧，位于大气降水线和岩浆水之间，暗示铜石成矿体系中成矿流体应有大气降水和岩浆水参与。该分布模式与区域上祈雨沟金矿^［32］和归来庄金矿^{［32 - 33］}H-O同位素组成保持一致，这两个矿床中成矿流体被认为是岩浆水和大气降水的混合。需要注意的是，研究区从Ⅰ阶段至Ⅳ阶段，尽管石英或萤石样品的δD值未表现出明显差异，但δ¹⁸O{}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}}值显示出逐渐降低并远离岩浆水的趋势，这一现象表明在不同成矿阶段，成矿流体的主要来源可能存在变化，这也与前述各成矿阶段中流体性质具有差异性保持统一。

对于Ⅰ阶段和Ⅱ阶段，测得石英中δ¹⁸O{}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}}值分别为3.0 ~ 4.7‰和4.2 ~ 6.6‰，结合流体包裹体测温结果，指示成矿流体具有典型中高温中盐度岩浆热液特征^［34］。此外，在Ⅱ阶段石英中除观察到气液两相包裹体（以L1型为主导）外，还有2个熔体包裹体（M型，图6（i）），暗示热液系统与岩浆过程有关。热液流体从岩浆中分异的过程可认为是岩浆熔体与流体之间的不混溶过程，易形成熔体-流体包裹体^{［23，27］}，代表该过程体系的不均一性。尽管熔体-流体包裹体在本次研究中未被观察到，但M型包裹体的出现，并与230 ~ 250 ℃的L1型包裹体共存，更可能代表水溶液出溶后的捕获相，而非正出溶时与岩浆共存的捕获相^［23］，反映该阶段热液体系很可能仍与岩浆房保持连通，进一步支持Ⅰ阶段和Ⅱ阶段成矿热液来源以岩浆水为主的观点。对于主成矿阶段Ⅲ阶段，石英和萤石的δ¹⁸O{}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}}值明显降低（图10），为-3.4‰ ~ 0.9‰，可能与前述流体沸腾作用有关，因为沸腾导致气相（富轻同位素）逃逸，会造成残余液相δ¹⁸O呈下降趋势^［27］。结合萤石δD值（-87.1‰ ~ -63.5‰）较石英（-57.9‰ ~ -52.9‰）更偏负，证实沸腾过程产生的负压效应会引起大气降水的加速混入^{［35 - 37］}。这一观点与该阶段流体包裹体显示明显降低的均一温度（集中在130 ~ 170 ℃，图7（e））特征吻合，也与H-O同位素图解中样品点向大气降水方向偏移行为保持一致。Ⅳ阶段中萤石δ¹⁸O{}_{{\mathrm{H}}_{\mathrm{2}}\mathrm{O}}值持续降低（-3.88‰），结合包裹体类型回归L1型为主导，对应流体显示低温低盐度特征（图7（g）和（h））且具有稀释演化线趋势（图9（a）），暗示成矿系统进入热液衰退期，流体很可能已转变为以大气降水为主导的混合体系。

综上所述，铜石金矿床成矿流体为简单的H₂O-NaCl体系，但经历较为复杂的三个演化过程，包括①岩浆水主导过程（Ⅰ阶段和Ⅱ阶段）：对应中高温、中盐度、高δ¹⁸O的还原性岩浆热液。②沸腾-混合过程（Ⅲ阶段）：成矿流体来源于岩浆水与大气降水的混合，具有中低温中低盐度、富氟、pH中性和低氧逸度特征，因热液体系中物化条件的改变引发沸腾作用，并造成更多大气降水的混入。③大气降水主导过程（Ⅳ阶段）：成矿系统完全开放，热液体系被大气降水取代，具有低温低盐度特征。

5.2 成矿压力及深度

成矿压力与深度的厘定是研究成矿作用的重要环节之一。根据前述分析，铜石金矿床中成矿流体属于简单的NaCl-H₂O体系，因此可采用T-W-ρ相图投影方法^［38］进行成矿压力估算。通过将各成矿阶段流体包裹体均一温度及密度数据投影到NaCl-H₂O体系T-W-ρ相图（图11），获得主成矿阶段包裹体群的压力范围为1.21 ~ 25.6 bar（即0.12 ~ 2.56 MPa）。在流体压力低于40 MPa的条件下，通常采用静水压力模型（P = ρgh）计算成矿深度，其简化表达式为y = x/10（x为压力，MPa；y为深度，km）。计算结果显示，研究区主成矿阶段成矿深度为10 ~ 260 m，属于典型浅成成矿环境（< 1 km）。需要说明的是，在满足等容假设和单相区捕获的前提下，T-W-ρ相图投影方法估算的压力应为均一压力，通常低于实际捕获压力^［35］，故对应成矿深度可能小于实际值。

值得关注的是，主成矿阶段沸腾包裹体群的发现为进一步精确限定成矿压力和深度提供了关键依据。沸腾条件下捕获的包裹体对应均一温度通过饱和蒸气压计算得到的均一压力可近似表征捕获压力^［36］。主成矿阶段石英样品（5001-17B、5001-20B及3807-1B）和萤石样品（3807-1B）中由L1和L2型包裹体构成的沸腾包裹体群，显示均一（捕获）温度为140 ~ 209 ℃，经Fulids软件^［39］计算对应NaCl-H₂O体系的均一（捕获）压力为0.48 ~ 1.76 MPa，成矿深度为50 ~ 180 m，与T-W-ρ相图投影方法结合静水压力模型计算结果相似。尽管该参数显著低于区域上大型归来庄金矿床（成矿压力为33.2 ~ 52.9 MPa，成矿深度300 ~ 1500 m）^［11］，但与铜石金矿床主成矿阶段中低温特征相符，也与矿体赋存标高具有良好的一致性：铜石金矿床矿体分布于+150 ~ +300 m标高（图2（b）），而归来庄金矿床矿体赋存于-540 ~ -917 m标高^［15］。这种成矿深度的显著差异主要归因于区域构造位置的差异：铜石金矿床位于该区穹隆构造中心，而归来庄金矿床处于构造边部^［10］。

综上所述，铜石金矿床形成于浅成低压环境（< 3 MPa），成矿深度较小。

5.3 成矿物质来源

低氧逸度热液系统中，尽管单硫化物的δ³⁴S组成与成矿流体的δ³⁴S组成不完全一致，但当磁黄铁矿作为稳定硫化物存在时，表明在低于500 ℃时的温度下，H₂S是主要的硫形态，此时二者的δ³⁴S值相近^［37］。铜石金矿床各成矿阶段均未观察到原生硫酸盐（如石膏、重晶石）等热液矿物，矿石中的含硫矿物均为硫化物，且在主成矿阶段形成了磁黄铁矿，成矿温度低于300 ℃，表明成矿流体氧逸度较低，因此本文分析的不同成矿阶段黄铁矿δ³⁴S值可以代表成矿流体的δ³⁴S组成。

铜石金矿床中，Ⅱ阶段黄铁矿δ³⁴S值为-1.1‰ ~ 2.5‰（均值1.0‰，n = 4），Ⅲ阶段黄铁矿δ³⁴S值为-3.4‰ ~ 1.9‰（均值-0.6‰，n = 11），整体变化范围有限（图12），暗示硫源单一，与幔源硫范围（0 ± 3‰）^［40］和岩浆热液系统硫范围（-3‰ ~ 1‰）^［41］保持一致，表明铜石金矿床成矿物质中的硫主要来自深源岩浆，这与区域大型岩浆热液系统中硫的来源特征一致^［42］。此外，铜石金矿床黄铁矿δ³⁴S值与区域上归来庄、磨坊沟及伊东林场床金矿床的硫化物δ³⁴S组成相似（图12），这些矿床中硫均来自深源岩浆^{［33，43 - 44］}。结合矿区铜石杂岩体中正长斑岩（锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄为189 ~ 175 Ma^［7，22］）与金矿化空间关系密切，且正长斑岩被认为与归来庄、磨坊沟等地区金成矿作用具有成因联系^［10］，推断铜石金矿床中硫可能来自正长斑岩类热液作用。

值得注意的是，尽管两个成矿阶段流体中硫具有相同来源，但Ⅲ阶段中黄铁矿δ³⁴S值低于Ⅱ阶段。这一差异可能源于不同成矿阶段黄铁矿结晶时硫同位素的动态分馏效应和物理化学条件（如温度、pH值和氧逸度等）的变化^［34］。已有研究表明，流体pH值升高会导致硫化物δ³⁴S值增大，而氧逸度上升和温度下降则会引起硫化物δ³⁴S值降低^［41］。此外，脉体产状特征也可能影响硫化物δ³⁴S组成，如贺兰山北段牛头沟金矿及Yilgarn克拉通西部金成矿省中，低缓型矿脉的δ³⁴S值显著低于陡窄型矿脉，且金品位相对较高^［45］，这一现象被归因于流体沸腾引起的压力突降和氧逸度升高。在铜石金矿床中，Ⅱ阶段脉体多呈陡窄形态，金矿化弱，而Ⅲ阶段脉体产状较缓、金品位较高（图3（g）和（h）），与上述牛头沟金矿和Yilgarn克拉通西部金成矿省报道特征相似。此外，研究区Ⅲ阶段流体发生了沸腾作用。尽管封闭条件下，沸腾作用往往促进轻硫同位素（δ³²S）优先以气相形式逸出，造成残余液相中重硫同位素（δ³⁴S）相对富集^［10］，但本研究显示，Ⅲ阶段流体沸腾过程并非在封闭体系中进行。如前所述，Ⅲ阶段流体沸腾促进了大气降水的加速混入，这一过程会导致流体中总硫库被贫δ³⁴S的大气降水所稀释。同时，流体温度由Ⅱ阶段的229℃下降至Ⅲ阶段的150°，依据Ohmoto和Rye^［37］提出的分馏方程（Δ³⁴S ≈ 0.40 × 10⁶ / T²），温度下降可使研究区硫同位素分馏程度增加约0.65‰，进一步促进了δ³⁴S值的降低。因此，铜石金矿床Ⅲ阶段黄铁矿δ³⁴S值的下降是成矿流体沸腾过程中温度骤降及大气降水混入共同作用的结果。需要指出的是，尽管大气降水混入会引起流体pH值升高，但该阶段黄铁矿δ³⁴S值仍低于Ⅱ阶段中黄铁矿δ³⁴S值，暗示pH值对铜石金矿床中硫化物δ³⁴S组成的影响可能有限。

5.4 矿床成因及成矿过程

铜石金矿床受控于构造裂隙，矿石发育角砾状、梳状及晶洞状构造（图3），成矿压力 < 3 MPa（图11），成矿深度 < 300 m，指示研究区金成矿作用发生于浅成环境。矿石矿物组合以黄铁矿-黄铜矿-磁黄铁矿等硫化物（图4）为主，表明成矿系统具有低氧逸度、低硫化态特征。流体包裹体及H-O同位素组成揭示成矿热液具有岩浆水与大气降水混合来源（图10），为低温（< 300 ℃）、中低盐度、近中性pH的H₂O-NaCl体系（图7和8），与浅成低温热液矿床成矿流体特征一致^［52］（图9（b））。因此，结合矿区Ⅲ阶段多金属硫化物-石英-萤石脉普遍伴生硅化、绢云母化及冰长石化等蚀变组合，本次研究认为铜石金矿床具有低硫型浅成低温热液矿床成因，与归来庄及磨坊沟金矿床成因类型^［10］保持一致。

低硫型浅成低温热液成矿系统中，金通常以Au（HS）^2-络合物的形式迁移，其沉淀受温度、压力、pH值及HS^-浓度等物理化学条件变化的控制^［53］。流体沸腾、流体混合、水岩反应及冷却作用等是引起成矿物理化学条件改变的关键机制^{［54 - 56］}。针对铜石金矿床，本研究获得的流体包裹体数据为成矿机制提供了直接约束。主成矿阶段（Ⅲ阶段）识别出L1、L2及S型包裹体共存，均一温度显著降至100 ~ 230 ℃，指示了广泛的流体沸腾作用。该过程不仅造成成矿压力发生突降，同时促使H₂O、HCl、H₂S等酸性挥发组分逃逸，导致残余流体相温度降低、pH值升高及HS^-浓度降低^［57］。由此引发Au（HS）^2-络合物失稳，促使金在有限空间内快速沉淀富集，并与黄铁矿、黄铜矿及磁黄铁矿共生形成多金属硫化物-石英-萤石脉。因此，本次研究认为流体沸腾是铜石金矿床中金沉淀的核心机制。另一方面，Ⅲ阶段矿脉周围蚀变较发育，鉴于水岩反应通常会消耗流体中H⁺使pH值升高^［55］，暗示该过程对成矿系统内金的沉淀也有贡献^［58］。冰长石-绢云母蚀变与金矿化空间耦合进一步佐证了水岩反应在金沉淀过程中的辅助作用。

基于铜石金矿床矿化特征、成矿流体演化及物质来源研究、结合区域构造-岩浆背景，本次研究建立了铜石金矿床成矿模式（图13）：燕山运动早期（189 ~ 175 Ma）^［7，22］，受古太平洋伊泽奈奇（Izanagi） 板块北西向俯冲-回撤影响，鲁西地区处于后碰撞伸展环境^{［59 - 60］}，形成或活化了区域上NE、NW及近EW向构造体系，同时诱发大规模火山-次火山活动，形成铜石杂岩体。火山-次火山活动晚期，持续析出中高温、中盐度、高δ¹⁸O的还原性岩浆热液，其在有利的导矿-容矿构造中进行沉淀结晶：相继形成Ⅰ阶段贫硫化物石英脉和Ⅱ阶段含黄铁矿石英脉，但整体矿化强度弱。随着热液沿断裂向浅部运移并且不断与循环大气降水发生混合，逐渐演化为中低温、中低盐度、富氟、近中性pH、低氧逸度的成矿流体。当成矿流体进入开放体系时，压力骤降（< 3 Mpa）触发流体沸腾，促使热液体系中Au（HS）^2-络合物分解及及金属硫化物（黄铁矿、黄铜矿和磁黄铁矿等）沉淀，在铜石正长斑岩及寒武系长清群朱砂洞组丁家庄段碳酸盐构造裂隙中形成Ⅲ阶段含多金属硫化物-石英-萤石矿脉（成矿深度< 300 m）。同时，含金热液在沿构造裂隙运移过程中与围岩发生水岩反应，在矿体两侧形成蚀变带（尽管较窄，2 ~ 3 cm），蚀变类型包括硅化、绢云母还及冰长石化等。随后，成矿系统完全开放，热液体系被大气降水取代，流体温度及盐度持续降低，形成Ⅳ阶段大量贫硫化物石英-方解石-萤石脉体及晶洞构造，标志着浅成低温热液成矿作用的结束。成矿体系中硫由深源岩浆提供。

6 结 论

（1）铜石金矿床成矿流体源于岩浆热液与大气降水的混合，主成矿阶段（Ⅲ阶段）流体为中低温-中低盐度-富氟-近中性pH-低氧逸度的H₂O-NaCl体系，并经历沸腾过程。

（2）矿床硫同位素组成指示成矿物质中硫具单一深源岩浆来源，Ⅲ阶段黄铁矿δ³⁴S组成较Ⅱ阶段相对亏损。

（3）铜石金矿床具低硫型浅成低温热液矿床成因，金沉淀过程受流体沸腾（主）与水岩反应（辅）共同控制。

参考文献

[1] 李胜荣， 郭谱， 曾勇杰， 等. 山东郯庐断裂两侧金巨量富集的背景、过程与评价［M］. 北京： 地质出版社， 2021： 30 - 32.

[2] 李世勇， 李杰， 蒋雷， 等. 鲁西归来庄金矿床矿化闪长玢岩锆石U-Pb年龄［J］. 中国地质， 2021， 48（1）： 334 - 336.

[3] 李亚东， 马明， 蔡文艳， 等. 鲁西地区沂南金矿床成因： 硫化物矿石与围岩稀土和微量元素的制约［J］. 地质通报， 2024， 43（6）： 896 - 913.

[4] 谭东娟， 林景仟， 许文良， 等. 铜石杂岩体⁴⁰Ar/³⁹Ar 年龄， 兼论归来庄金矿成矿时代［J］. 山东地质， 1993， 9（2）： 68 - 72.

[5] 林景仟， 谭东娟， 金烨. 鲁西地区中生代火成活动的⁴⁰Ar/³⁹Ar年龄［J］. 岩石矿物学杂志， 1996， 15（3）： 213 - 220.

[6] 胡华斌， 毛景文， 刘敦一， 等. 鲁西铜石岩体的锆石SHRIMPU-Pb年龄及其地质意义［J］. 地质学报， 2005， 79（4）： 575.

[7] LAN T G， FAN H R， SANTOSH M， et al. Early Jurassic high-K calc-alkaline and shoshonitic rocks from the Tongshi intrusive complex， eastern North China Craton： Implication for crust-mantle interaction and post-collisional magmatism［J］. Lithos， 2012， 140/141： 183 - 199.

[8] 沈昆， 倪培， 林景仟. 鲁西南归来庄金矿成矿流体特征和演化［J］. 地质科学， 2001， 36（1）： 1 - 13.

[9] 王海芹， 梁东. 平邑磨坊沟金矿床矿物包裹体特征及与成矿阶段的关系［J］. 山东地质， 2002， 18（1）： 32 - 35， 49.

[10] 胡华斌. 鲁西平邑地区浅成低温热液金矿床成矿流体及成矿作用［D］. 北京： 中国地质大学（北京）， 2005.

[11] 朱金. 山东省平邑县归来庄隐爆角砾岩型金矿成矿年代、成因模式与找矿研究［D］. 北京： 中国地质大学（北京）， 2014.

[12] 张国权. 山东省平邑归来庄金矿深部矿床特征及成矿规律研究［J］. 山东国土资源， 2017， 33（9）： 7 - 13.

[13] 孙雨沁， 于学峰， 单伟， 等. 鲁西铜石地区碲型金矿床中碲化物特征及其成矿机制研究［J］. 矿物岩石地球化学通报， 2019， 38（2）： 361 - 373.

[14] 张英梅， 冯玺平， 孟祥伟， 等. 鲁西铜石金矿田构造-岩浆-成矿格架： 来自综合地球物理探测的认识［J］. 地球学报， 2025， 46（4）： 841 - 851.

[15] 索晓晶， 刘顺好， 李胜荣， 等. 山东归来庄金矿床地质特征及成矿模型［J］. 世界地质， 2020， 39（3）： 544 - 556.

[16] 司荣军， 顾雪祥， 高鹏， 等. 铜石金矿田金元素来源新认识［J］. 地质与勘探， 2004， 40（6）： 16 - 19.

[17] 张英梅， 安茂国， 孟祥伟， 等. 鲁西铜石金矿田找矿成果及成矿机制探讨［J］. 山东国土资源， 2021， 37（7）： 1 - 9.

[18] 陈霞飞. 鲁西地块NW向断层与郯庐断裂带关系［D］. 东营： 中国石油大学（华东）， 2018.

[19] 何心月. 鲁西地块凸起边界断层的发育及其演化［D］. 东营： 中国石油大学（华东）， 2020.

[20] 刘乾. 鲁西地区金矿床成矿规律浅析［J］. 世界有色金属， 2018（24）： 70， 72.

[21] 陈港， 陈懋弘， 葛锐， 等. 广西镇龙山岩浆热液成矿系统——来自成矿流体、成矿物质的证据［J］. 地质通报， 2023， 42（11）： 1854 - 1874.

[22] XU W G， FAN H R， HU F F， et al. Geochronology of the Guilaizhuang gold deposit， Luxi Block， eastern North China Craton： Constraints from zircon U-Pb and fluorite-calcite Sm-Nd dating［J］. Ore Geology Reviews， 2015， 65： 390 - 399.

[23] BODNAR R J， BETHKE P M. Systematics of stretching of fluid inclusions； I， Fluorite and sphalerite at 1 atmosphere confining pressure［J］. Economic Geology， 1984， 79（1）： 141 - 161.

[24] FU R R， WEISS B P， LIMA E A， et al. Evaluating the paleomagnetic potential of single zircon crystals using the Bishop Tuff［J］. Earth and Planetary Science Letters， 2017， 458： 1 - 13.

[25] ZHANG W， HU Z C， LIU Y S. Iso-Compass： New freeware software for isotopic data reduction of LA-MC-ICP-MS［J］. Journal of Analytical Atomic Spectrometry， 2020， 35（6）： 1087 - 1096.

[26] 刘斌， 段光贤. NaCl—H₂O溶液包裹体的密度式和等容式及其应用［J］. 矿物学报， 1987， 7（4）： 345 - 352.

[27] 卢焕章， 范宏瑞， 倪培， 等. 流体包裹体［M］. 北京： 科学出版社， 2004.

[28] CLAYTON R N， O’NEIL J R， MAYEDA T K. Oxygen isotope exchange between quartz and water［J］. Journal of Geophysical Research， 1972， 77（17）： 3057 - 3067.

[29] ZHENG Y F. Calculation of oxygen isotope fractionation in anhydrous silicate minerals［J］. Geochimica et Cosmochimica Acta， 1993， 57（5）： 1079 - 1091.

[30] 张龙啸， 杨立强， 杨伟， 等. 成矿流体运移与就位及其构造控制机理：以胶东焦家金矿带为例［J］. 现代地质， 2024， 38（4）： 873 - 891.

[31] MAGARITZ M， TAYLOR H P. Oxygen and hydrogen isotope studies of serpentinization in the Troodos ophiolite complex， Cyprus［J］. Earth and Planetary Science Letters， 1974， 23（1）： 8 - 14.

[32] 胡华斌， 毛景文， 牛树银， 等. 鲁西平邑归来庄金矿床成矿流体研究［J］. 矿物岩石， 2005， 25（1）： 38 - 44.

[33] 胡华斌， 毛景文， 牛树银， 等. 鲁西平邑地区磨坊沟金矿床的流体包裹体研究［J］. 现代地质， 2004， 18（4）： 529 - 536.

[34] 杨富全， 张汉清， 张志欣， 等. 新疆东准噶尔蕴都卡拉金铜钴矿成矿作用： 来自流体包裹体和H-O-S同位素证据［J］. 大地构造与成矿学， 2024， 48（6）： 1258 - 1273.

[35] HEDENQUIST J W， ARRIBAS A， GONZALEZ-URIEN E. Exploration for Epithermal Gold Deposits［J］. Reviews in Economic Geology， 2000， 1（1）： 245 - 277.

[36] BODNAR J R. Fluid Inclusions［J］. Earth and Planetary Sciences， 2017， 25（3）： 1 - 5.

[37] OHMOTO H. Systematics of sulfur and carbon isotopes in hydrothermal ore deposits［J］. Economic Geology， 2016， 67： 551 - 578.

[38] BISCHOFF J L. Densities of liquids and vapors in boiling NaCl-H 2 O solutions； a PVTx summary from 300 degrees to 500 degrees C［J］. American Journal of Science， 1991， 291（4）： 309 - 338.

[39] 兰春元， 张立飞， 陶仁彪， 等. 基于DEW模型的地球深部流体组成与水岩相互作用计算方法综述［J］. 地学前缘， 2024， 31（1）： 64 - 76.

[40] HOEFS J. Stable Isotope Geochemistry.3rd Edition［J］. Berlin： Springer-Verlag， 1997： 1 - 250.

[41] HOEFS J. Stable Isotope Geochemistry.9th Edition［J］. Berlin： Springer Verlag， 2021： 528.

[42] 王绍波， 郭运康， 张维权， 等. 滇西北衙超大型斑岩-矽卡岩-浅成低温热液成矿系统关键金属及其成因分析［J］. 地质与勘探， 2023， 59（03）： 465 - 480.

[43] 冯玺平， 宋月梅. 平邑归来庄金矿床地球化学特征及成因机制分析［J］. 世界有色金属， 2021（4）： 83 - 84.

[44] 赵忠海， 程斌彬， 尹业长， 等. 小兴安岭东南部伊东林场金矿床成因探讨： 来自流体包裹体和H-O-S-Pb同位素的证据［J］. 大地构造与成矿学， 2024， 48（5）： 1000 - 1016.

[45] 张道涵， 魏俊浩， 付乐兵， 等. 贺兰山北段牛头沟金矿床成矿流体和成矿物质来源： 来自H-O-S-Pb同位素的证据［J］. 大地构造与成矿学， 2017， 41（2）： 325 - 337.

[46] FIELD C， FIFAREK R. Light stable-isotopes systematics in the epithermal environment［J］. Reviews in Economic Geology， 1985， （2）： 99 - 128.

[47] 马健， 吕新彪， 但荣飞， 等. 西秦岭左家庄金矿成因研究： 来自黄铁矿微量元素及多元同位素地球化学的制约［J］. 地学前缘， 2019， 26（5）： 146 - 162.

[48] 蔡报元， 黄志斌， 张彦伟， 等. 江西众埠街大型铅锌矿床Rb-Sr同位素年龄及成矿流体特征［J］. 地质通报， 2023， 42（9）： 1453-1466.

[49] 张江. 紫金山铜金矿床地质地球化学特征［J］. 地质与勘探， 2001， 37（2）： 17 - 22.

[50] 冯浩东， 邹少浩， 许德如， 等. 东昆仑驼路沟钴金矿床中黄铁矿的结构和成分特征及其对钴成矿作用的启示［J］. 东华理工大学学报（自然科学版）， 2024， 47（2）： 131-145.

[51] 袁琛晖. 冀北东坪金矿矿床地质特征及成因探讨［D］. 北京： 中国地质大学（北京）， 2018.

[52] 吴皓然， 李怀彬， 谢玉玲， 等. 内蒙古东乌旗沙麦钨矿床成矿机制：来自流体包裹体及稳定同位素的证据［J］. 地质与勘探， 2024， 60（4）： 685 - 699.

[53] BENNING L G， SEWARD T M. Hydrosulphide complexing of Au （I） in hydrothermal solutions from 150–400℃ and 500–1500 bar［J］. Geochimica et Cosmochimica Acta， 1996， 60（11）： 1849 - 1871.

[54] 王志强， 周美娟， 黎训飞， 等. 高硅花岗岩流体出溶作用的识别和意义［J］. 华东地质， 2024， 45（1）： 26-48.

[55] 刘亚洲. 三山岛金矿床成矿流体特征与水-岩反应热力学模拟［D］. 北京： 中国地质大学（北京）， 2019.

[56] 寇少磊， 刘基， 王占彬， 等. 后龙门山构造带辛家咀金矿床成矿流体特征及其演化：来自流体包裹体与H-O同位素的证据［J］.现代地质， 2025， 39（5）： 1193 - 1208.

[57] DRUMMOND S E， OHMOTO H. Chemical evolution and mineral deposition in boiling hydrothermal systems［J］. Economic Geology， 1985， 80（1）： 126 - 147.

[58] 杨立强， 杨伟， 张良， 等. 热液成矿系统构造控矿理论［J］. 地学前缘， 2024， 31（1）： 239 - 266.

[59] 朱文杰. 鲁西归来庄地区金矿成矿规律研究与找矿预测［D］. 长春： 吉林大学， 2016.

[60] 曾普胜， 刘斯文， 邱小平. 中国东部燕山期构造圈热侵蚀的原因及其成矿效应［J］. 矿床地质， 2025， 44（1）： 110 - 123.

基金资助

新疆维吾尔自治区重点人才计划“天山英才”培养计划青年托举人才项目(2024TSYCQNTJ0005)

新疆维吾尔自治区大学生创新训练计划项目(S202510755018)