摘要
井冲铜钴矿床是湘东北矿集区的一个典型热液脉型铜钴多金属矿床，目前对其关键控矿因素仍存在较大争议。本文基于构造-地球化学剖面测量和容矿断裂下盘花岗质糜棱岩的锆石U-Pb定年及Hf同位素测试，深入探讨岩浆岩和断裂构造的控矿贡献。结果显示，井冲铜钴矿床成矿时间晚于连云山花岗岩体的就位，且连云山岩体为S型花岗岩，岩浆为中等氧化-还原性状态，不具备成铜钴矿床的能力，因此连云山花岗岩体不是该矿床的关键控矿因素。经过矿区的长平断裂带是一个多期活动的大型断裂带，其早白垩世张性活动时间与井冲矿床的成矿时间一致，且铜钴矿体产出受长平断裂张性活动派生的次级共轭裂隙控制，因此长平断裂带是井冲铜钴矿床的关键控矿因素。上述结果表明，井冲铜钴矿床是一个受长平断裂带控制的热液脉型矿床，成矿与连云山花岗岩体无成因联系，成矿物质可能来自连云山岩群结晶基底，下一步找矿工作需要更加关注断裂带内的反倾裂隙。
Abstract
The Jingchong copper-cobalt deposit represents a typical hydrothermal vein-type polymetallic deposit within the mineralization concentration area of northeast Hunan Province, China. The identification of key orecontrolling factors remains contentious. This study conducts detailed geological investigations and zircon U-Pb dating and Hf isotope analysis of granitic mylonite from the footwall of the ore-bearing fault. Based on these analyses, this paper identifies the contributions of magmatic rocks and fault structures to mineralization. The results suggestthat the mineralization of the Jingchong copper-cobalt deposit postdates the emplacement of the Lianyunshan granite massif. Furthermore, the Lianyunshan granite massif is classified as an S-type granite, with its magma exhibiting a moderately oxidizing-reducing state, which lacks the potential to form copper-cobalt deposits. Consequently, the Lianyunshan granite massif is not a critical ore-controlling factor for this deposit. Conversely, the Changping fault zone, which traverses the mining area, is identified as a large, multi-phase active fault zone. Its Early Cretaceous extensional activity period aligns with the mineralization age of the Jingchong deposit. The ore-hosting fractures are secondary conjugate fractures derived from the extensional activity phase of the Changping fault. Therefore, the Changping fault zone is the critical factor controlling the Jingchong Cu-Co deposit. These findings demonstrate that the Jingchong Cu-Co deposit is a hydrothermal vein-type deposit controlled by the Changping fault zone. The mineralization process shows no genetic relationship with the Lianyunshan granite massif. Instead, the ore-forming materials may originate from the crystalline basement of the Lianyunshan Group. The next exploration work should pay more attention to the anti-dip fissure in the fault zone.
0 引言
湘东北矿集区位于江南造山带中段，是华南重要的金、铅锌、铜、钴等多金属矿床的聚集地之一 （图1），其成矿作用与燕山期构造和岩浆活动密切相关（陈剑锋等，2023；阳镇东等，2023）。该矿集区断裂构造发育，将矿集区分割为若干个相邻的隆起和盆地，其中长沙—平江断裂带内产出有井冲铜钴矿床、横洞钴矿床和金塘钴多金属矿点等，均属于热液脉型矿床（周怡湘和程巨能，1999；易祖水等， 2010；周岳强等，2019；王智琳等，2020；宁钧陶等， 2023）。由于长平断裂带也是连云山花岗岩体的西部边界断裂，而井冲、横洞等铜钴矿床在空间上正好位于连云山花岗岩体西缘（图1），由此导致针对这些矿床的关键控矿因素存在较多争议，主要集中在连云山岩体是否为这些矿床的关键控矿因素之一。早期有学者基于地质特征认为井冲铜钴矿床为与连云山花岗岩有关的中温热液裂隙充填交代型矿床（易祖水等，2010），这得到了矿石 S、He、Pb 等同位素研究的支持（Wang et al.，2017；陕亮等， 2019），也有学者进一步指出铜钴矿床的成矿流体为连云山岩体的岩浆期后流体，与岩浆活动早期驱动的富金流体共同形成围绕连云山花岗岩体分布的带状金属矿床（许德如等，2017）。然而，连云山岩体作为 S型花岗岩，本身的铜、钴含量极低（Wang et al.，2016；许德如等，2017；张鲲等，2019），因此有学者提出铜钴成矿物质可能来自深源流体对基底地层的萃取（王智琳等，2020，2023）。对于断裂构造控矿因素，虽然已经普遍认为井冲等矿床的形成与长平断裂的活动密切相关（张文山，1991；周怡湘和程巨能，1999；周岳强等，2019），但具体的构造控矿机制，如容矿裂隙的成因，目前尚不完全清楚。
本研究针对上述争议，以井冲铜钴矿床为研究对象，系统开展各矿体的产状测量统计，并选择典型坑道开展构造-地球化学剖面测量，以及针对长平断裂下盘由连云山岩体花岗岩变形形成的糜棱岩进行岩体锆石 U-Pb 定年及 Hf 同位素测试，以期在这些工作基础上，进一步查明该矿床的关键控矿因素及控矿机制，为矿床成因类型的判定和下一步找矿方向的明确提供可靠依据。
1 成矿地质背景
江南造山带分布于扬子地块和华夏地块之间，长度约1500 km，宽度约200 km，是一条NEE走向的前寒武纪地质单元，由一套强变形的中—新元古代浅变质巨厚沉积-火山岩系及同时代侵入体所构成的地质构造单元组成（Zhao et al.，2011；王孝磊等， 2017）。湘东北矿集区位于江南造山带中段，构造格局以一系列 NE向相邻分布的断隆和断陷为基本特征，从北至南依次为汨罗断陷盆地、幕阜山—望湘断隆、长沙—平江断陷盆地、浏阳—衡东断隆和醴陵—攸县断陷盆地5个次级构造单元（许德如等， 2009），形成“两隆三盆”型雁列式盆—岭构造格局 （许德如等，2017）（图1）。这些断隆和断陷以一系列 NNE 向深断裂带为边界，如新宁—灰汤断裂、长沙—平江断裂、浏阳—醴陵—衡东断裂等，均具有多期活动历史。其中长沙—平江断裂（长平断裂） 是一条区域性大断裂，向南可延伸至湘中地区的衡阳盆地。该断裂经历了多期活动，其中在晚中生代为张性构造活动（张文山，1991；周岳强等，2019），与井冲、横洞等铜钴矿床的形成关系密切（周怡湘和程巨能，1999）。
I—汨罗断陷盆地； II—幕府山—望湘断隆； III—长沙—平江断陷盆地；IV—浏阳—衡东断隆；V—醴陵—攸县断陷盆地
湘东北矿集区出露的基底地层中最为古老的是太古宇—古元古界结晶基底，以连云山大岩地区分布的连云山岩群为代表，为一套角闪岩相的沉积碎屑岩夹中基性火山岩，岩性为斜长片（麻）岩−斜长角闪岩−浅粒岩组合（贾宝华和彭和求，2005）。区内出露面积最大的基底地层为新元古界冷家溪群，岩性为一套低绿片岩相的灰色、灰绿色粉砂质板岩、绢云母泥质板岩、岩屑杂砂岩，局部夹火山岩，原岩具有复理石建造或类复理石建造特征（高林志等，2011；杨雪等，2020）。新元古界板溪群为一套浅变质的碎屑岩、黏土岩、碳酸盐岩及少量火山碎屑，岩性为砂质板岩、石英砂岩、凝灰质板岩等。泥盆系和石炭系为一套碎屑岩夹碳酸盐岩透镜体组成，白垩系主要分布于断陷盆地内，主要为一套山麓相、河床相、滨湖相沉积的砂岩、砾岩和杂砂岩，构成红盆沉积，与下伏地层呈断层接触或角度不整合接触（宁钧陶等，2023）。湘东北矿集区内岩浆活动频繁，具有多次成岩的特点，以酸性岩为主，中酸性、基性岩次之，产出形态为岩基、岩株、岩脉等，经历了元古宙、加里东期、印支期、燕山期的多期次岩体侵位。在规模上，以燕山期岩浆活动最为强烈，形成了以幕阜山、望湘、金井、连云山等岩体为代表的众多燕山期侵入体。已有研究表明区内燕山期岩体的年龄主要为155~127 Ma，总体属于壳源成因的 S 型花岗岩（许德如等，2009，2017； Wang et al.，2016；Ji et al.，2017；张鲲等，2019）。受强烈的构造和岩浆活动控制，湘东北矿集区燕山期成矿作用极为发育，形成钨、铜、钴、铅锌、金、稀有金属等多个矿种，矿床类型有斑岩型、矽卡岩型、热液脉型、伟晶岩型等多个类型（Deng et al.，2017，2020；Xu et al.，2017，2020；Yu et al.，2020，2021； Wen et al.，2021；郑涛等，2021；Madayipu et al.， 2023a，2023b；陈剑锋等，2023；阳镇东等，2023；刘鹤群等，2024）。
2 矿床地质特征
井冲铜钴矿床位于连云山花岗岩体的西南角 （图1），长平断裂经过矿区，主断裂面在矿区称为F2 断裂，是直接的容矿断裂（图2）。矿区出露地层为冷家溪群、泥盆系、白垩系及第四系。冷家溪群为一套灰绿色板岩夹变质砂岩，主要分布于矿区东部。因受剧烈构造、岩浆作用，矿区靠近连云山岩体的冷家溪群岩石发生强烈混合岩化，形成出露宽16~240 m 的混合岩带（Hi）。但该混合岩带岩性较为复杂，除了冷家溪群岩石外，还包括连云山花岗岩形成的糜棱岩等。矿区内的泥盆系包括跳马涧组（D2t）、棋子桥组（D2q）、佘田桥组（D3s）。跳马涧组（D2t）为一套砂质页岩、砾岩、板岩，经强烈的构造热液蚀变作用形成F2断裂面下盘的热液蚀变构造角砾岩带（GS），由硅质构造角砾岩、绿泥石化硅质岩、绿泥石岩等组成。该蚀变带在矿区外围的 F2 断裂面下盘也可看到，说明这种大规模硅化和绿泥石化是断裂带活动的本身产物。棋子桥组（D2q）由灰黑色板岩夹灰岩透镜体组成，其下部变成碎裂板岩或板岩质角砾岩构成的构造挤压破碎带（Bd）。佘田桥组（D3s）第一岩性段（D3s1 ）为板岩夹砂岩透镜体，第二岩性段 （D3s 2）为板岩。上白垩统戴家坪组（K2d）分布于矿区西部，为一套紫红色厚层砂岩、砂砾岩及砾岩（图2）。矿区岩浆岩主要为连云山花岗岩岩体，主要出露于矿区东南侧，侵入于冷家溪群中，岩性有中细粒二长花岗岩、中细粒黑云母花岗岩、花岗斑岩等。
矿区构造以断裂构造为主，主要断裂有F1、F2、 F3、F4、F5 共 5 条，呈 NNE 向大致平行展布（图2）。 F1为红层盆地边界断裂，沿泥盆系与白垩系之间产出。F2为长平断裂带主干断裂，走向NE，总体倾向 NW，倾角 23°~45°，纵贯矿区，是主要的控岩控矿构造。F2断裂上盘岩层形成构造挤压破碎带（Bd），出露宽度 50~160 m，带内岩石片理化、糜棱岩化以及构造透镜体极为发育；断裂下盘岩石形成构造热液蚀变岩带（Gs），厚度达 60~130 m，是矿区铜多金属矿体主要赋存部位（图3）。F3断裂地表断裂形迹不明显。F4、F5断裂与 F2断裂近乎平行展布，发育于泥盆系地层之中。在井冲矿区 F2 断裂下盘构造热液蚀变带（GS）的底部，普遍可见糜棱岩化的花岗岩，定向变形强烈，且遭受了较为强烈的蚀变（图4a~d），湖南省地质矿产勘查开发局 402 队（2008）① 统一划分为混合岩带（Hi）。该糜棱岩的矿物组成主要为石英、钾长石、斜长石等（图4b~d），明显为花岗岩经糜棱岩化形成。
井冲铜钴矿床的矿体按矿种可分为 2 种，分别为铜钴矿体和铅锌矿体，以前者为主，后者规模较小，均产于 F2 断裂带内下盘的构造热液蚀变岩带内，矿区其他断裂内未见明显矿化蚀变。矿区内共圈出铜钴矿体 4 个，它们彼此平行排列，相距较近，自上至下，编号依次为 9、8、7、6号矿体，其中 3个主矿体（9、8、7号）占据总储量的85%左右。所有矿体向SW方向侧伏，侧伏角20°左右，在侧伏方向上，呈尖灭再现或尖灭侧现分布。主矿体地表出露走向长度 162~232 m，侧伏总长 2380~2530 m，平均厚度 3~9 m。铅锌矿体规模较小，在空间上主要靠近地表产出，矿体走向上不连续、规模小、下延短（图3）。矿石构造主要为脉状、块状、浸染状、角砾状等，矿石结构以自形、半自形、他形粒状结构和各种交代结构为主，其次有乳滴结构、鳞片变晶结构等。
图2浏阳井冲铜钴矿床矿区地质简图
图3浏阳井冲铜钴矿床32线剖面图
井冲铜钴的基本矿化特征为石英-硫化物脉叠加在早期形成的硅化蚀变带和绿泥石化蚀变带上，经过多次蚀变交代作用形成矿体（图4e）。基于脉体穿插关系，可以将井冲铜钴矿床的热液成矿期划分为3个成矿阶段，依次为：绿泥石-石英-黄铁矿阶段、黄铁矿-辉砷钴矿-石英阶段、碳酸盐-多金属石英阶段。第一阶段主要表现为石英-粗粒黄铁矿组合及绿泥石化，含少量毒砂，形成矿区黄铁矿的主体，但未发生明显的铜钴成矿作用。第二阶段为钴的成矿阶段，以形成大量石英、富钴黄铁矿和辉砷钴矿为特征，第三阶段为铜的成矿阶段，常表现为石英-黄铜矿-黄铁矿细脉叠加在前2个阶段形成的石英-硫化物之上，导致早阶段形成的石英-硫化物呈角砾状产出（图4f）。
3 样品及分析方法
本研究过程中对井冲铜钴矿床所有开拓的坑道进行了系统的调查，对所有坑道内的断裂构造和多个矿体，进行了系统的产状测量统计，然后重点选择 200 m 中段的一段代表性坑道开展了构造-地球化学剖面测量，进行了剖面编录及样品采集。在矿区北东角盘山公路上，对公路旁边揭露的硅化蚀变带下盘的花岗质糜棱岩（图4a），进行了样品采集。花岗质糜棱岩样品在廊坊诚信地质服务有限公司进行了锆石分选，依次采用破碎、重选、磁选、精淘、提纯程序完成。
构造-地球化学剖面测量采集的矿化样品，在广州澳实矿物实验室进行了金属矿石主微量元素分析，其中Na元素利用ME-ICP61 四酸消解法电感耦合等离子体发射光谱测定，仪器型号为马来西亚生产的 Agilent5110 型电感耦合等离子体发射光谱仪，精密度相对偏差和准确度相对误差均小于 10%；其余元素利用ME-XRF15b X射线荧光光谱仪熔融法测定，仪器型号为荷兰生产的 PANalytical Axios Max X 射线荧光光谱仪，精密度相对偏差和准确度相对误差均小于7.5%。
锆石阴极发光图像（CL）拍摄、U-Pb 同位素定年和微量元素分析、锆石Hf同位素分析在武汉上谱分析科技有限责任公司完成。CL 仪器为高真空扫描电子显微镜（JSM-IT100），配备有GATAN MINICL 系统。锆石定年采用LA-ICP-MS分析，详细的仪器参数和分析流程见文献（Zong et al.，2017）。Geolas‐ Pro 激光剥蚀系统由 COMPexPro 102 ArF193 nm 准分子激光器和MicroLas光学系统组成，ICP-MS型号为Agilent 7700e。本次分析的激光束斑和频率分别为 32 µm 和 5 Hz。U-Pb 同位素定年和微量元素含量处理中采用锆石标准 91500 和玻璃标准物质 NIST610作外标分别进行同位素和微量元素分馏校正。每个时间分辨分析数据包括 20~30 s空白信号和50 s样品信号。对分析数据的离线处理采用软件 ICPMSDataCal（Liu et al.，2008）完成。锆石样品的 U-Pb 年龄谐和图绘制和年龄加权平均计算采用 Isoplot online（Vermeesch，2018）完成。锆石 Hf 同位素测试利用激光剥蚀多接收杯等离子体质谱（LAMC-ICP-MS）完成，激光剥蚀系统为 Geolas HD， MC-ICP-MS 为 Neptune Plus，斑束固定为 44 µm，详细仪器操作条件和分析方法可参照文献（Hu et al.， 2014）。分析数据的离线处理采用软件 ICPMSData‐ Cal（Liu et al.，2008）完成。计算锆石εHf（t）时采用的衰变常数λ176Lu=1.867×10-11（Söderlund et al.，2004），球粒陨石176Lu/177Hf=0.0336，176Hf/177Hf=0.0282785 （Bouvier et al.，2008）；计算模式年龄时，采用的亏损地幔176Lu/177Hf=0.0384，176Hf/177Hf=0.28325（Griffin et al.，2000），平均地壳176Lu/177Hf=0.015（Griffin et al.， 2002）。
4 分析结果
4.1 坑道构造-地球化学剖面测量及构造产状统计
对井冲铜钴矿床坑道内的 F2 断裂和不同的矿体进行了系统的产状测量，结果绘制于极射赤平投影图中（图5）。F2断裂产状倾向范围为300°~321°，倾角范围为 40°~51°。矿体产状包括 2 组，其中 9 号、8 号、7 号矿体的产状为 NW 倾向，倾向范围为 279°~339°，倾角范围为 27°~61°，6 号矿体为 SE 倾向，倾向为 135°~144°，倾角为 67°~69°，可见东南倾向的 6 号矿体倾角明显大于北西倾向的矿体倾角。总体来看，矿体走向较为稳定，总体范围为 NE16°~69 °，且主体范围与F2断裂走向基本一致。
图4浏阳井冲铜钴矿床糜棱岩及矿体特征
a—矿区F2断裂下盘的硅化蚀变带（即热液蚀变构造角砾岩带GS）与花岗质糜棱岩（即混合岩带Hi）的接触界线，指示糜棱岩带位于硅化蚀变带底部；b—花岗质糜棱岩的矿物定向分布；c—花岗质糜棱岩镜下特征，指示定向变形（单偏光）；d—花岗质糜棱岩镜下特征，指示矿物定向变形（正交光）；e—典型宏观矿化特征，由石英-硫化物脉沿裂隙叠加在早期硅化蚀变带上形成，早期硅化蚀变带破碎成硅化角砾岩；f—典型矿石特征，指示热液期第3阶段石英-黄铜矿脉叠加早阶段石英-硫化物阶段之上，导致早阶段石英-硫化物呈角砾状产出；Qtz—石英；Pl—斜长石；Ser—绢云母；Chl—绿泥石；Ccp—黄铜矿
代表性坑道剖面的构造-地球化学测量结果如图6所示，由剖面编录结果和矿化样品的成分含量折线构成，样品的化学分析结果列于表1中。本次坑编录的坑道为横跨 8号主矿体的穿脉，自 F2断裂上盘的构造破碎带（Bd）开始，穿过8号矿体，结束于不含矿的热液蚀变构造角砾岩带（GS）内（图6）。样品的主微量元素折线图显示，整个蚀变带的 SiO2含量为 73.4%~92.3%，宽度超过 100 m，说明硅化蚀变极为强烈，这也是GS蚀变带的基本特征。在矿体范围，SiO2 含量相对下降，而 CuO、CoO、As2O3、PbO、 ZnO、TFe2O3、SO3等含量则相对升高。
图5井冲铜钴矿床坑道内矿体和F2断裂产状测量统计
图6井冲铜钴矿床PM200典型剖面构造-地球化学测量结果
（图中黑色三角及数字分别代表采样位置及样品顺序号）
表1浏阳井冲铜钴矿床PM200构造-地球化学剖面样品分析结果（%）
4.2 糜棱岩锆石U-Pb定年及Hf同位素分析
花岗质糜棱岩的锆石形态总体较为自形（图7），呈现出长宽比为 1∶2~1∶3，粒径为 100 μm 左右。锆石环带发育，反映明显的岩浆锆石特征，且部分锆石发育典型的核边结构，表现为浅色的核部被深色的边部环绕。总计对24颗锆石进行了分析，并且对核边结构明显的锆石分别分析了核部和边部，分析位置如图7所示；U-Pb 同位素比值结果列于表2中，微量元素结果列于表3中，Lu-Hf同位素列于表4中。
24 颗锆石的大部分 Th/U 比值大于 0.1，结合其环带特征，说明为岩浆成因锆石。对于小于 1000 Ma 的分析点，本文采用206Pb/238U 年龄，对于大于 1000 Ma 的分析点，为了消除铅丢失影响，本文采用207Pb/206Pb年龄。在锆石年龄谐和曲线图上，可以看出年龄分布范围较大，其中 21 个最年轻的206Pb/238U 年龄集中在 152.9~144.6 Ma，其加权年龄为（148±1） Ma（MSWD=1.1），可代表花岗岩的形成年龄（图8）。8个古老锆石年龄大致可分为 3组，其中 4 个206Pb/238U 年龄为 850.8~733.2 Ma，1 个207Pb/206Pb 年龄为 1320.4 Ma，其余 3 个207Pb/206Pb 年龄为 1698.5~1531.5 Ma。这些古老锆石年龄均对应锆石浅色核部，说明均为捕获的继承锆石。
图7井冲铜钴矿床花岗质糜棱岩锆石CL图像
（图中内圈代表年龄分析点，外圈代表Hf同位素分析点，数值为年龄值（Ma）和εHf（t）值）
表2浏阳井冲铜钴矿床糜棱岩锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素分析结果
图8井冲花岗质糜棱岩锆石U-Pb年龄谐和曲线图
锆石 Lu-Hf 同位素分析结果显示 29 个分析点的176Lu/177Hf 比值为 0.000111~0.001605，176Yb/177Hf 比值为 0.00298~0.037594（表4），总体均较低，说明来自176Lu 和176Yb 的干扰较小。基于锆石年龄计算后，21 个最年轻的锆石的176Hf/177Hf 初始比值为 0.282184~0.282658，εHf（t）值为-0.7~-17.6，两阶段 Hf 模式年龄为 2296~1245 Ma；8 个继承锆石分析点的176Hf/177Hf 初始比值为 0.281949~0.282418，εHf（t）值为-1.4~14.8，两阶段 Hf模式年龄为 1919~1363 Ma。为了便于对比，将前人发表的冷家溪群碎屑锆石的 U-Pb 年龄和 Hf 同位素组成及模式年龄（Wang et al.，2016）和本文获得数据投在一起，可以看出井冲花岗质糜棱岩的岩浆期锆石模式年龄范围明显小于冷家溪群碎屑锆石的范围（图9）。
图9井冲铜钴矿床花岗质糜棱岩锆石Hf同位素组成（a）及二阶段模式年龄分布（b）
（冷家溪群碎屑锆石数据引自Wang et al.，2016）
4.3 锆石氧逸度计算
基于锆石微量元素，利用 Loucks et al（.2020）构建的氧逸度计算方法，计算了连云山岩体的氧逸度，结果显示包含继承锆石在内所有锆石的氧逸度为 ΔFMQ+4.02~ΔFMQ-5.43，主体范围为 ΔFMQ+ 1.62~ΔFMQ-3.62，平均值为 ΔFMQ-0.48，而岩浆期锆石的氧逸度为 ΔFMQ+1.34~ΔFMQ-5.43，主体范围为 ΔFMQ+1.34~ΔFMQ-2.42，平均值为 ΔFMQ0.65（表3，图10）。
5 讨论
5.1 岩浆岩与成矿的关系
连云山花岗岩体的年龄目前已经有多位学者进行报道：Wang et al（.2016）对连云山岩体花岗岩进行了系统的锆石 U-Pb 年龄测定，得到该岩体第一阶段岩浆活动的二云母二长花岗岩和黑云母二长花岗岩的年龄分别为（152.9±2.5） Ma 和（150.2± 1.6） Ma，第二阶段活动的白云母二长花岗岩和二云母正长花岗岩的年龄分别为（139.6±1.0） Ma 和 （140.5±1.1） Ma；许德如等（2017）报道的连云山岩体的二云母二长花岗岩的锆石 U-Pb 年龄为（145± 1） Ma；Deng et al（.2017）报道的连云山岩体北端的花岗岩锆石 U-Pb 年龄为（142±2） Ma；张鲲等 （2019）对井冲矿区外围周洛风景区的未变形的连云山岩体细粒二云母二长花岗岩进行了锆石 U-Pb 定年，得到年龄为（149.4±1.1） Ma。本研究针对矿区 F2 断裂下盘由连云山岩体花岗岩经动力变质形成的糜棱岩进行了锆石 U-Pb 定年，得到的年龄为 （148±1） Ma，与 Wang et al（.2016）报道的连云山岩体第一阶段年龄和张鲲等（2019）在矿区外围获得的未变形的二云母二长花岗岩年龄基本一致，均代表晚侏罗世岩浆活动。
图10井冲花岗质糜棱岩锆石氧逸度特征
表3浏阳井冲铜钴矿床糜棱岩锆石LA-ICP-MS U-Pb微量元素分析结果（10-6）及计算的氧逸度
对于井冲矿床的成矿年龄，Peng et al（.2023）报道了井冲铜钴矿床的白云母40Ar-39Ar 坪年龄为 （121.1±2） Ma，陕亮等（2024）报道了黄铁矿 Rb-Sr 等时线年龄为（128.3±2.7） Ma，临近的横洞钴矿床的白云母40Ar-39Ar坪年龄为125 Ma左右（Zou et al.， 2018），说明这些矿床的形成时间范围为 130~120 Ma。这些成矿年龄明显晚于连云山岩体的锆石 UPb年龄，说明成矿作用发生在岩体侵位之后。从地质依据来看，井冲铜钴矿床的矿体产于F2断裂下盘的构造热液蚀变带内，而蚀变带的底部为花岗质糜棱岩（图4a），这说明岩体侵位后，先经韧性变形形成糜棱岩，而后在糜棱岩顶部经历构造热液活动形成规模庞大的构造热液蚀变带，之后蚀变带再次破裂而叠加石英-硫化物脉而发生成矿作用（图4e），该地质过程说明成矿作用发生在岩体完全固结之后。
表4浏阳井冲铜钴矿床糜棱岩锆石LA-MC-ICP-MS Lu-Hf同位素分析结果
对于连云山岩体花岗岩的类型和成因，多位学者开展了岩石地球化学研究，指出该岩体属于强过铝质 S 型花岗岩，来自下地壳的部分熔融（许德如等，2009，2017；Wang et al.，2016；张鲲等，2019），这与本文分析所获得的花岗质糜棱岩较多继承锆石及负 εHf（t）值所反映的信息一致（图8，图9a）。对于其具体源区特征，许德如等（2009，2017）认为连云山岩体花岗岩来自华南元古宙地壳物质的重熔，源区物质可能为贫黏土的碎屑岩和富泥质岩石。 Wang et al（.2016）对比了连云山岩体花岗岩和冷家溪群碎屑锆石的Hf同位素模式年龄，指出两者差异明显，因而连云山岩体花岗岩的源区可能是比冷家溪群更为古老的地层。本研究获得的岩浆期锆石 Hf同位素模式年龄组成也与冷家溪群的锆石 Hf同位素模式年龄差异明显（图9b），说明矿区附近花岗岩同样不是来自冷家溪群的部分熔融。但是本文锆石定年获得的继承锆石的年龄和 Hf 同位素组成基本位于冷家溪群的范围（图9a），说明这些继承锆石可能为岩浆上升过程中捕获自冷家溪群。
对于碎屑岩源区的 S 型花岗岩，从成矿专属性角度来说，往往更利于形成钨、锡、钼、铀等矿床，如华南地区的晚中生代钨锡矿床，成矿岩体源区均为壳幔作用下地壳的重熔，因为这些元素倾向于在地壳中富集（Mao et al.，2019；隋清霖等，2020；祝红丽等，2020）。而铜元素在地壳中的含量并不高，相反在地幔和洋壳中的含量较高，因此俯冲环境下来源于洋壳重熔的埃达克岩最有利于形成斑岩型铜矿床（孙卫东等，2010），同时，这些岩浆也具有富水和高氧化性特征，是铜元素运移的必要条件（Sun et al.，2015）。对于钴元素来说，作为典型的地幔相容元素，在地壳中的含量极低，因此成矿往往与基性超基性岩密切相关（Williams-Jones and Vasyukova， 2022；苏本勋等，2023；付浩等，2024）。连云山岩体花岗岩实测的 Cu 含量为 2.55×10-6~3.37×10-6，Co 含量为1.47×10-6~3.71×10-6 （许德如等，2017，2019），均低于地壳平均值（分别为 28×10-6 和 17.3×10-6；Rud‐nick and Gao，2003），因此该岩体难以提供铜钴成矿的物质来源。此外，对于铜钴成矿来说，高氧化性环境均有利于元素的溶解和迁移（Sun et al.，2015； Vasyukova and Williams-Jones，2022），而锆石氧逸度计算指示连云山岩体的岩浆期锆石氧逸度为 ΔFMQ+1.34~ΔFMQ-2.42，平均值为 ΔFMQ-0.65（图10），说明连云山岩体侵位时岩浆为中等氧化到还原性状态，这并不满足铜钴在岩浆流体中迁移所需的高氧化性条件（Sun et al.，2015）。
综上，基于时间关系、物质供应关系、岩浆氧化还原条件等多个方面的分析，笔者认为连云山岩体的花岗岩与井冲铜钴矿床的形成无直接关联，因此连云山岩体不是该矿床的关键控矿因素。然而，井冲铜钴矿床硫化物硫同位素等地球化学信息显示出明确的岩浆硫特征，如黄铁矿 δ34SV-CDT为-5.0‰~0‰（Wang et al.，2017；陕亮等，2019），这说明成矿物源区仍可能存在大量岩浆岩物质，而硫化物的铅同位素组成则与连云山岩群高度一致（Wang et al.， 2017）。对此，王智琳等（2020，2023）研究指出湘东北地区铜钴矿床的成矿物质来源可能来自连云山岩群，长平断裂带的活动可能导致了深源流体从连云山岩群结晶基底中活化萃取了成矿元素。由于连云山岩群富含中—基性火山岩，其 Cu 和 Co 含量分别为 254×10-6~546×10-6 和 30.4×10-6~72.3×10-6 （贾宝华和彭和求，2005），明显高于连云山岩体和地壳平均值，说明连云山岩群具备提供成矿物源的能力，且连云山岩群作为成矿物源也可以较为合理解释硫化物的硫、铅同位素组成特征。
5.2 断裂构造与成矿的关系
井冲矿区容矿断裂 F2 是区域性长平断裂的主干断裂，而在更大尺度上，长平断裂又是衡山断裂的一部分，后者向南延伸可至湘中地区的衡阳盆地 （陈剑锋等，2023）。针对衡阳断裂的活动时间，Li et al（.2013）利用同构造活动的岩体和云母矿物进行定年，结果显示该低角度正断层的活动时间为136~97 Ma。因此，从时间来看，井冲铜钴矿床的成矿时间正好位于平江断裂带的张性活动时间范围内，两者具有时间上的一致性。
已有研究表明长平断裂经历了多期活动，而成矿与断裂带的活动密切相关。张文山（1991）认为该断裂带的主要活动时期为中生代燕山运动和新生代喜马拉雅运动的时期，经历了剪切→拉张→挤压的 3 个主要演化阶段，其中剪切阶段为三叠纪以前的左行剪切，拉张阶段为早白垩世之后，挤压阶段为新生代发生，规模较小；断裂带的蚀变成矿作用形成于断裂活动的拉张阶段，是因为断裂的抬升过程中大量的含铁的硅质流体从变质岩带中逃逸出来，在断裂带内形成了巨大的硅化带。周怡湘和程巨能（1999）认为长平断裂是湘东北连云山变质核杂岩构造系统的一条剥离断层，断层下盘或东南侧的连云山岩体为变质核杂岩，在断层下盘的顶部发育了主要由糜棱岩带和糜棱岩化岩石带组成的韧性剪切带，韧性剪切带顶部因上升折离作用发育了一套由糜棱岩退化变质、变形与构造分异作用产生的一套超碎裂岩带、硅化角砾岩带和硅化带，蚀变成矿作用与剥离断层的剥露作用有关。周岳强等（2019）认为长平断裂带的活动经历了左行剪切 →正断层→右行逆断层3个期次。第一期次为韧性变形，以发育苍溪岩群中的石香肠和连云山花岗岩中的糜棱岩面理和挤压褶皱为特征，第二期次为拆离断层性质，以长平断裂带硅化构造角砾岩带为特征，第三期次以长平断裂带中的逆断层为特征，发生于地表抬升剥蚀之后，规模较小；井冲铜钴矿床的成矿作用为第二期次拆离断层活动阶段产物。
本研究开展的系统矿床地质调查及构造-地球化学剖面测量表明，井冲铜钴矿床的成矿作用晚于 F2断裂下盘的大规模绿泥石化和硅化蚀变作用，成矿为石英-硫化物脉体叠加在强绿泥石化蚀变岩或硅化蚀变岩之上形成（图4e）。井冲铜钴矿床的 8 号、7号、6号矿体均产于规模强大的硅化蚀变带中，矿体两侧的蚀变带 SiO2含量可超过 90%，基本由石英构成，质地坚硬，矿体范围的 SiO2含量最低也为 70% 以上。针对矿体的产状测量表明，9 号、8 号、7 号矿体的产状与 F2断裂带产状基本一致，但 6号矿体为倾向 SE，与 F2断裂及其他矿体倾向相反，且倾角更大（图5）。这说明在大规模绿泥石化和硅化蚀变带形成之后，在其内部又形成了两组走向一致、倾向相反的次级裂隙，为成矿物质的卸载提供了空间。由于不同矿体在空间上分离，无法直接进行匹配分析，但在规模最大的 8 号矿体内部可见一组倾向相反的共轭含矿裂隙，裂隙面平直稳定，反映其为压扭性裂隙（图11a）。这两组含矿裂隙的产状分别为310°∠47°和128°∠72°，前者产状与9号、8号、7 号矿体产状一致，后者与 6 号矿体产状接近。利用这两组共轭裂隙的产状开展应力恢复，获得其主压应力σ1方位为301°∠77°（图11b），说明成矿期控制两组反倾容矿裂隙形成的主压应力来自 NWW 方向，近于垂直向下。
该主压应力及所导致的两组反倾容矿裂隙的成因正好可以用 F2 断裂的张性活动来解释，如图12所示。在 F2 断裂带经历糜棱岩为标志的韧性剪切活动之后，发生抬升剥露，在该过程中可能由退化变质作用导致断裂下盘形成宽度超过百米的厚大绿泥石化和硅化蚀变带（张文山，1991；周岳强等，2019）。在早白垩世，该断裂开始以拆离断层性质的张性活动，上盘相对下降，在该过程中，派生出的近于垂直向下的主压应力σ1，由此在绿泥石化和硅化蚀变带内部产生两组共轭剪切裂隙S1和S2。其中S1与主断裂面产状近于一致，规模最为发育，控制了井冲矿床的9号、8号、7号矿体的就位，而S2倾向与主断裂面相反，发育程度远弱于 S1，控制了 6 号矿体的产出。该应力机制的匹配，也从构造控矿角度说明井冲铜钴矿床的形成正好对应于长平断裂带的张性活动过程，与同位素年代学上的对应性一致。
图11浏阳井冲铜钴矿床8号矿体内的共轭含矿裂隙（a）及应力恢复结果（b）
图12井冲铜钴矿床两组共轭容矿裂隙成因示意图
上述分析表明，井冲铜钴矿床的矿体就位严格受 F2 断裂带的活动控制，具体则与 F2 断裂带早白垩世的张性活动密切相关，容矿裂隙为断裂带张性活动背景下的次级共轭剪切裂隙，因此，长平断裂是井冲铜钴矿床的关键控矿因素。该认识为井冲铜钴矿床的进一步找矿工作指明方向，即F2断裂张性活动过程中，派生出的叠加于绿泥石化和硅化蚀变带上的次级裂隙，是找矿工作关注的重点。当前已经发现的矿体产状主要与 S1 剪切裂隙产状近于一致，而 S2 剪切裂隙控制的矿体仅发现了 6 号矿体，且规模较小，说明后续找矿工作中应该更加关注S2剪切裂隙所控制的反倾矿体。
6 结论
（1）井冲铜钴矿床成矿作用发生在连云山花岗岩经历糜棱岩化之后，岩体的侵位年龄早于成矿年龄，且该岩体为壳源成因的S型花岗岩，本身铜钴含量极低，氧逸度为中等氧化到还原性状态，均指示该岩体不具备形成铜钴矿床的能力。因此，连云山岩体的花岗岩不是井冲铜钴矿床的关键控矿因素。
（2）井冲铜钴矿床的矿体产于长平断裂下盘的绿泥石化和硅化蚀变带内，容矿裂隙为长平断裂张性活动过程中派生出的近于垂直向下的主压应力导致的次级共轭裂隙，说明长平断裂是井冲铜钴矿床的关键控矿因素，下一步找矿工作除了关注与主断裂面倾向一致的容矿裂隙外，还应关注与主断裂面倾向相反的容矿裂隙。
注释
① 湖南省地质矿产勘查开发局 402 队 .2008. 湖南省浏阳市井冲矿区潭玲钴铜多金属矿详查报告[R].
