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通过研究矿床地质、构造、岩浆岩等地质特征、成矿地质条件、矿床形成的构造环境和成因机制等建立成矿模式，对提高研究者认识矿床成因、特征以及指导找矿预测和勘查工作具有重要的意义（朱裕生等, 1995；张德会, 1997；陈衍景, 2006；Li et al., 2022a）。火山岩赋矿块状硫化物矿床（VHMS）作为海底热液块状硫化物矿床的一部分，通常形成于与洋中脊、弧后盆地、洋弧和大陆边缘弧演化有关的海底裂谷中（Franklin et al., 1981；2005），具有规模大、品位高、分布广泛、成群成带产出的特征，是Zn、Cu、Pb、Au等金属的重要来源（侯增谦等，2003；Hou et al., 2008）；伴随着现代海底热液矿床研究的不断深入，为VHMS型矿床的成因模式和成矿机理研究提供了新的思路及证据，对VHMS矿床成矿地质要素的研究起到了积极的指导作用（孙华山等, 2011；Piercey et al., 2014；Piercey, 2015；Sharman et al., 2015；Basori et al., 2021；吴小雷等, 2022）。目前普遍认为这些矿床的形成通常与遭受热液蚀变的海底火山岩中沥滤出的金属有关，同时，在海底火山活动期间下伏热液系统的岩浆挥发相也对成矿流体和成矿元素有所贡献（Xiao et al., 2024）；但也有部分研究者认为成矿物质主要来自富含挥发分及铜多金属成矿元素的次火山热液，少部分来自流经的先形成的中基性火山岩，少部分来自海水从上覆中酸性火山碎屑岩中渗滤萃取出来的成矿元素(Zaw et al., 1996；Tuysuz, 2000；Dubé et al., 2007；Glasby et al., 2008；Tornos et al., 2015)。近年来新发现了热液置换全部或部分海底地层形成的VHMS矿床，由于其有效地防止了成矿元素分散和硫化物氧化，可能比火山热液喷流沉积具有更高的沉淀效率；因此，部分研究者认为海底置换过程可能是形成大吨位和/或高品位VHMS矿床的关键因素（Galley et al., 1995；Doyle et al., 2003；Piercey et al., 2014；Piercey, 2015；Nozaki et al., 2021；Xiao et al., 2024）。赋矿火山岩、侵入岩的岩石地球化学和岩相学特征及其与成矿潜力之间的关系也是近年来研究的焦点：①承载块状硫化物矿床的岩性多样性允许人们通过特定的岩石化学特征讨论矿化形成的特定地球动力学环境，例如赋存VHMS型块状硫化物矿床的基性火山岩形成于受大陆地壳影响很小的早期环境中（弧前断裂或弧后扩张；Swinden, 1991；Piercey et al., 1997；Bédard et al., 1998；Galley et al., 2007；Piercey, 2010），而赋存VHMS型块状硫化物矿床的长英质火山岩则主要来自大陆地壳或大陆地壳衍生岩石的部分熔融（地壳裂解和地幔上涌；Barrie et al., 1997；Franklin et al., 2005；Barrett et al., 2008；Piercey et al., 2008；Piercey, 2010；Yamada et al., 2011）。据统计，80%以上的矿床赋存于岛弧扩张环境中的长英质火山岩内（Gibson et al., 2000；Allen et al., 2002；Hannington et al., 2005）；②通过对比研究与VHMS型铜多金属矿床形成有关的岩石成因并进一步预测成矿潜力（Lesher et al., 1986；Hart et al., 2004；Piercey, 2010；2011），例如，有利于成矿的火山岩具有独特的全岩地球化学特征（即高HFSE、REE、Th、εHf-Nd和锆石饱和温度；Lesher et al., 1986；Hannington et al., 2005；Piercey, 2010；Ryoichi et al., 2011；Manor et al., 2024）；③确定可能形成VHMS矿床群的大规模热液蚀变系统（Hannington et al. 2005；Galley et al., 2007）。日益成熟的锆石微量元素和同位素分析技术也为研究VHMS矿床成矿母岩和非成矿岩石中原始岩浆的形成环境和成矿潜力提供了新视角（例如，成矿母岩内的锆石具较大的长宽比、Th/U>1、Zr/Hf>80、Tzr>780℃、εHf>-7；Rosa et al., 2009；Zhu et al., 2017；Codeço et al., 2018；Manor et al., 2024）。
白银厂VHMS型铜多金属矿田位于北祁连造山带东部，是国内外著名的铜多金属矿产地，自20世纪50年代以来，相继勘查探明工业矿床7个（大型2个、中型2个、小型3个），主要受俯冲板片上方的火山机构、同生断裂构造、火山喷发方式及岩浆演化特征等因素的控制（赵国斌等, 2016；Turner et al., 2016；董凯, 2018；Turner et al., 2022；Zhao et al., 2022；Duan et al., 2022；郭小刚等, 2022）；而关于白银厂铜多金属矿田内火山岩岩性、岩相的划分和岩石地球化学特征的研究也贯穿了白银厂铜多金属矿的整个勘探过程，地质科研工作者在不断总结完善成矿模式的基础上对成矿物质来源、成矿流体演化特征、矿床成因、成矿模式及找矿潜力等问题进行了大量的讨论和研究，取得了一定的认识和成果，极大地促进了白银厂铜多金属矿田的勘探和开发（彭礼贵, 1982；向鼎璞等,1985；边千韬, 1989；彭礼贵等, 1995；1998；李向民等, 2002；李文渊, 2004；杜泽忠, 2014；傅鹏, 2016；傅鹏等, 2016；董凯, 2018）。但是，白银厂VHMS型铜多金属矿床作为伴随俯冲带上方岩浆弧爆炸性火山活动形成的铜、铅锌、金和其他有较高经济价值的巨大金属矿床（Laurence et al., 2021；Ague et al., 2022；Zhao et al., 2022；Loader et al., 2022），其矿田东、西部的小铁山、四方山和折腰山、火焰山矿床具有明显不同的矿石成分组成、矿石结构、构造以及矿化空间结构特征，表明其具有不同的矿床成因和成矿模式；而前人对火山岩浆的形成与成矿之间的耦合性、岩浆演化过程与成矿元素活化-迁移-富集之间的联系、成因机制和矿体就位规律等问题的研究还不够深入。本文通过详细收集整理近年来研究者在矿田内形成的大量全岩微量元素、稀土元素、同位素地球化学以及矿石组构、流体包裹体、同位素年龄等数据，对矿床成因和成矿模式进行了深入研究，为认识白银厂VHMS型铜多金属矿矿床成因、找矿前景以及指示进一步找矿工作提供了重要的理论及现实意义。
1矿床地质特征北西西走向的祁连造山带是秦岭-祁连-昆仑造山系的一部分（Wu et al., 2011；Song et al., 2013；Donget al., 2021）。由北向南进一步划分为北祁连造山带、中祁连地块和南祁连造山带（图1a）。甘肃白银厂铜多金属硫化物矿田位于北祁连造山带东部，由于前期研究者对矿田内地层的时代关系、火山岩岩性-岩相的厘定意见不统一，造成对火山岩的构造背景长期存在大陆裂谷（夏祖春等，1995；彭礼贵等, 1995；夏林圻等，1996；1998a）、岛弧（郭原生等，2001b；2003；王金荣等，2003a；2003b；李莹等，2009）、岛弧裂谷（李向民等，2009）、陆缘弧（王焰等，2001a；杜泽忠, 2014；傅鹏等，2016）、岛弧裂谷向弧后盆地过渡（董凯, 2018；计波等，2024）等多种不同的认识；近年来，随着原特提斯洋扩张-俯冲消减-闭合与造山构造演化过程及时限研究水平的提高，基本可以确定白银厂矿田处于北祁连奥陶纪（445~486 Ma）沟-弧-盆体系永登石灰沟岛弧的东部（夏林圻等, 2016；李向民等，2018；董云鹏等，2022；Xu et al., 2024）；因此，矿田北部、西部及南部大面积分布的寒武纪基性火山岩形成于陆内裂谷环境，而矿田中部的奥陶纪中-酸性火山岩则形成于岛弧裂谷向弧后盆地过渡的环境。同时，在矿田内局部可见少量热水成因的含铁锰硅质岩、变质砂岩、大理岩等（图1b）（杜泽忠, 2014；董凯；2018）。依据地球物理、地球化学成果资料厘定出5个火山喷发中心、11个中心喷发口；已知的7个工业矿床均位于火山喷发中心内、各火山中心喷发口的结合部。因多阶段不同性质的构造运动叠加使得矿田内构造可识别性较差，结合地球物理、地球化学场分布特征，认为区内断裂构造以北西西向为主，其次还发育有规模较大的北东向、北北东向、北西向3组断裂，其中主要的控矿构造为末期形成的北西向次级断裂（郭小刚等，2022；窦小雨等，2022）。
矿田东西部矿床具有不同的矿体特征，其中西部的折腰山、火焰山矿床矿体形态多样，呈厚板状、下大上小的筒柱状、不规则瘤状及脉状、网脉状等形态，整体上矿体产状具有向南西陡倾或近直立的特征；在垂直方向上矿体自深部往上具有不规则瘤状、脉状、网脉状复合呈柱状-筒状，直至浅部呈现板状、脉状的分带特征；原生金属矿物主要有黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿、方铅矿；矿石中主要金属元素有Cu、Fe、Pb、Zn，非金属S；伴生贵重和分散元素可达20~30余种，相对集中的有Au、Ag、Se、Te、Ga、In、Cd、Ge、Bi、Hg、Sb、As、V等十多种，且含少量铂族元素。东部的小铁山、四方山、四个圈、拉牌沟等矿床矿体形态呈似层状、脉状和透镜状，矿体多成群成带产出，虽连续性较好，但形态较复杂；主要金属矿物有黄铁矿、闪锌矿、方铅矿、黄铜矿等；矿石主要有用组分为Cu、Pb、Zn、S，伴生元素有Au、Ag、Cd、Ga、In、Ge、Te等。各矿床围岩蚀变具有相似性，根据蚀变矿物组合及其与矿体的关系可分为2大类：①距离矿体中心相对较远的绢云母化-绿泥石化-黄铁矿化围岩蚀变矿物组合；②距离矿体中心较近的绿泥石化-黄铁矿化-绢云母化围岩蚀变矿物组合。其中，绿泥石化强度与矿化强度具有正相关性，主要的网脉状和浸染状矿体均产于强绿泥石化带内。
2微量元素、同位素地球化学研究进展2.1微量元素特征宋学信等（1993）对比研究发现白银厂矿田各类型矿石的赋矿围岩与日本黑矿矿石以及马里亚纳弧后主岩具有相似的Pb/ Zn比值，而与大西洋洋中脊等现代海底火山岩具有相似的w(Se)及S/Se比值。
矿田内酸性火山岩总体上富集Ba、K、Pb、Th、U等大离子亲石元素，相对亏损Ti、Nb、Ta、P等高场强元素（图2b、c），与钙碱性岛弧火山岩相似；Ba、Th的富集可能主要来源于地壳物质的混染（Turner et al., 2016; 2022）；其中，折腰山及小铁山地区的石英角斑岩和酸性凝灰质千枚岩亏损Nb、Ta和Ti，而铜厂沟和小铁山地区的石英角斑岩略亏损Eu、Nb、Ta、Ti和Nd。
矿田外围的基性火山岩整体上具有大离子亲石元素Ba、K、U、Th、Pb等相对富集，而高场强元素Ti、Ta、Nb等明显亏损的特征，尤其是Ti含量与板片俯冲环境中的基性岩类似，说明其与板片俯冲作用具有直接的联系（郭原生等, 2001a）。董凯等（2018）通过对比矿田内折腰山、小铁山、铜厂沟的细碧岩，发现折腰山、小铁山细碧岩具有大离子亲石元素Rb、Sr、Ba、Th、U、K相对富集，Ti等高场强元素相对亏损的特征；而铜厂沟细碧岩具有大离子亲石元素Rb、Ba、U、K和Th元素相对富集，Ta和Nb强烈亏损的特征（图2a）；火焰山南部的辉绿岩与基性火山岩在元素丰度和比值上略有差异，在微量元素总体分布上相似，两者可能为同源岩浆产物。
中性岩（角斑岩）微量元素蛛网图显示折腰山地区角斑岩相对富集大离子亲石元素Ba、Rb、K、Th等，相对亏损Nb、Ta、P、Ti；小铁山角斑岩则显示Nb、Ta、Ti负异常(图2d)。
2.2稀土元素特征矿田内酸性火山岩（分析石英角斑凝灰岩、石英角斑岩及酸性集块岩）的稀土元素分布型式表现为2种模式：一种为轻稀土元素较富集的右倾模式，分布于折腰山—火焰山一带，稀土元素总量范围变化较大，ΣREE在17.51×10-6~334×10-6之间，平均值为106.49×10-6，ΣLREE介于14.35×10-6~314.1×10-6，ΣHREE介于2.51×10-6~29.1×10-6，LREE/HREE在4.54~16.17之间，δEu=0.27~0.97，具较明显的负Eu异常，δCe=0.67~1.24，Ce异常不明显，(La/Sm)N=2.14~5.82，平均值在4.25左右，(Gd/Yb)N=0.78~2.60，平均值在1.24左右，显示轻稀土元素相对富集，重稀土元素相对比较平坦（图3a）；另一种表现为较平坦的分布型式（图3b），在小铁山—铜厂沟一带，稀土元素总量（ΣREE）介于38.17×10-6~106.8×10-6，平均值为72.81×10-6，ΣLREE介于23.31×10-6~75.08×10-6，ΣHREE介于8.34×10-6~40.35×10-6，LREE/HREE在1.00~8.63之间，δEu=0.46~1.13，表现为弱负Eu异常，δCe=0.77~1.79，(La/Sm)N=1.14~3.67，平均值在1.63左右，(Gd/Yb)N=0.63~1.61，平均值为0.93，轻重稀土元素分异不明显，与幔源岩浆分异的M型火山岩类似，并具岛弧火山岩的特征，与折-火地区的酸性火山岩有明显区别。结合微量元素特征认为折-火地区酸性岩与岛弧玄武岩类似，而小铁山和铜厂沟地区的酸性岩微量元素和稀土元素组分则与过渡型洋脊玄武岩（E-MORB）类似。
区内基性岩（分析细碧岩、辉绿岩、基性集块岩）的稀土元素总量（∑REE）较低，变化范围为36.72×10-6~145.36×10-6，平均为77.11×10-6，LREE/HREE比值变化范围为1.71~8.97。在稀土元素配分型式图中，除铜厂沟细碧岩外，其余整体表现为较平缓的右倾模式，（La/Sm）N变化范围在1.5~3.7之间，轻稀土元素较富集，但具弱的Eu负异常，δCe值变化范围为0.91~1.07，Ce异常不明显；铜厂沟细碧岩LREE/HREE比值在1.71~1.78，(La/Sm）N变化范围在0.96~0.98之间，轻重稀土元素分异不明显，表现为平坦型分布型式，δEu值0.8，表现为弱的负铕异常，δCe值变化范围为0.96~1.02，Ce异常不明显（图3c）。折腰山、小铁山细碧岩的微量元素和稀土元素组成特征与岛弧玄武岩(OIB)类似，推测由板片俯冲致使消减板片之上的地幔楔部分熔融产生。而铜厂沟细碧岩微量元素和稀土元素特征与正常型洋脊玄武岩（N-MORB）类似，推测由软流圈地幔发生部分重熔，且有部分地壳组分加入（董凯, 2018）。
通过对区内中性岩（角斑岩）的分析，笔者发现折腰山角斑岩的稀土元素总量（∑REE）49.86×10-6~103.55×10-6，LREE/HREE比值变化范围2.10~7.43，(La/Sm)N变化范围为1.13~6.45，在稀土元素配分型式图上表现出2种模式（图3d）：一种为右倾模式，轻稀土元素较富集，重稀土元素较平坦；另一种则相对比较平坦，轻重稀土元素分馏不明显。小铁山角斑岩的稀土元素总量（∑REE）为65.68×10-6~75.84×10-6，LREE/HREE比值变化范围为1.96~2.36，(La/Sm)N变化范围为1.28~1.53，稀土元素分布较为平坦，轻重稀土元素分馏不明显，角斑岩均显示出负铕异常；综合微量元素特征认为中性岩与各地区对应的酸性岩具有相同的构造环境。
夏林圻等（1995；1998b；2003）认为，北祁连奥陶纪弧后盆地（445~486 Ma）火山岩同时具有岛弧和洋中脊岩浆岩地球化学特征，火山岩浆源自岛弧或弧后盆地之下尖晶石二辉橄榄岩稳定区部分熔融的地幔楔，稀土元素配分模式呈平坦型。而小铁山-铜厂沟地区的酸性岩和铜厂沟细碧岩稀土元素配分模式均呈平坦型，结合构造环境判别图，发现矿田内基性火山岩样品在Th-Hf/3-Ta图解(图4a)中，均落于岛弧玄武岩区域；在Zr/4-2Nb-Y图解（图4b）中，折腰山基性火山岩位于板内钙碱性系列玄武岩；小铁山、铜厂沟基性火山岩位于火山岛弧玄武岩区域，接近MORB玄武岩区域。在Nb-Y图解（图4c）中，折腰山、火焰山、小铁山和铜厂沟的酸性火山岩大部分落入火山弧+同碰撞区域，少量位于洋中脊区域。在Th/Yb-Nb/Yb图解（图4d）中，折腰山、火焰山的酸性火山岩落于大陆弧火山岩，而小铁山、铜厂沟大部分落于大洋岛弧火山岩内。综上所述，表明在该时期北祁连东段由俯冲后岛弧挤压向弧后伸张转化，矿田内火山岩构造环境具有从岛弧裂谷环境向弧后盆地环境过渡的特点（董凯，2018）。
矿田内折腰山、火焰山、小铁山、铜厂沟4个矿床矿石的稀土元素分布型式基本一致（图5），但各类矿石之间、各矿床之间还具有较明显差异。其中，折腰山矿床的矿石呈现较低的Eu值和较强的Eu亏损，轻重稀土元素分馏较明显，网脉状、浸染状矿石较块状矿石具有更明显的重稀土元素亏损特征，可能与成矿流体演化和热液蚀变过程中的轻重稀土元素分馏有关；火焰山浸染状和块状块石具有更强烈的Eu亏损，但条带状矿石与小铁山矿床的矿石Eu异常不明显，轻稀土元素均轻微富集，证明在成岩成矿过程中稀土元素分馏作用不明显。轻重稀土元素分馏作用的强度与含矿热液的迁移距离和外部流体的混入有直接关系，分馏越明显，说明流体迁移的距离更远且无外部流体的稀释和改造，更偏向于含矿热液仅在上部洋壳内发生交代成矿的内生环境；而轻重稀土元素分馏不明显，则偏向于流体迁移距离较近且无外部流体混入的近火山通道内生成矿和迁移距离较远但受变质海水等外部流体的混入和改造的外生成矿环境。矿田内的大部分矿石无明显的Ce异常，表明成岩成矿具有相似的成矿物质来源。矿石与上述各岩石稀土元素特征相比较，矿石稀土元素丰度低于岩石的稀土元素丰度，这可能与矿石本身很少含有富集稀土元素的铝硅酸盐矿物有关（图5a）；结合杜泽忠（2014）对白银矿田内金属硫化物中稀土元素的研究，小铁山矿床矿石稀土元素标准化模式图呈现轻稀土元素相对富集，重稀土元素较平坦的右倾分布型式，Eu大多数呈负异常，少数呈正异常，部分特征与该地区石英角斑岩系相似，表明具有相似的来源，推测由板片俯冲致使消减板片之上的地幔楔部分熔融产生（图5b）。折腰山-火焰山矿床矿石稀土元素有2种分布型式：一种为轻稀土元素较富集的右倾模式；另一种为平坦型分布模式，轻重稀土元素分馏不明显。整体Eu见明显的负异常，与该矿区酸性岩稀土元素分布特征相似，暗示成矿物质与火山岩成因及来源相同，推测由软流圈地幔发生部分重熔，且有部分地壳组分加入。
2.3 S-Pb同位素特征前人对白银厂矿田内各矿床中不同类型矿石、围岩的硫同位素进行了系统的研究，各矿物的δ34S分馏明显，在构成和比值上的差异表明其形成具有多期次性（宋志高，1982）。其中黄铜矿δ34S值介于2.4‰~6.7‰，均值为4.11‰（n=16），黄铁矿δ34S值介于0.2‰~6.3 ‰，均值为4.03‰（n=24），闪锌矿δ34S值介于-0.1‰~4.8 ‰，均值为2.23‰（n=6），方铅矿δ34S值介于-1.5‰~-0.5‰，均值为-1‰（n=2）（图6a）。白银矿田内各矿床δ34S分布范围为-1.5‰~6.7‰，与大部分VHMS型矿床的δ34S值相似（Huston, 1999）（图6b），含矿火山岩的δ34S∑S值（＋3.68‰）略高于幔源硫和含矿火山岩原生硫化物δ34S的值，但远小于大陆壳和海水中δ34S的值（李双文等, 2004），说明其硫主要来源于幔源岩浆，在演化过程中受陆壳硫的加入（赵胜金等，2024），而矿体和围岩中硫同位素的分布特征说明成矿阶段热液萃取了围岩内的硫（郭凯凤等, 2018）。杜泽忠（2014）对比分析了热液包裹体及围岩内金属硫化物的硫同位素分布特征，显示代表岩浆硫的围岩中金属硫化物的δ34S值（平均为2.3‰），与热液中的总硫δ34S（4.0‰）较为接近，表明成矿溶液中硫与岩浆硫有直接联系；并推测矿床的硫主要为深源岩浆流，可能主要由火山喷气带出。矿床的重晶石和石膏δ34S值介于21.8‰~25.7‰，平均值为24.29‰（n=7）（图6a），据Claypool等（1980）分析早古生代的海水S同位素值较高，说明其硫主要来自于海水。
对于铅同位素的组成和来源具有较统一的认识：既有地幔铅的加入又有地壳铅的混入，说明其岩浆主要来源于地幔的部分熔融，在上升演化过程中受到了地壳物质的混染和改造（李双文等, 2004;杜泽忠, 2014）（图7a）；根据钍铅变化及钍铅同位素与铀铅同位素的相互关系（朱炳泉等, 1998），也再次佐证了矿田内铅为混合来源，尤其是来自俯冲带的混合铅，显示与该区火山岩有相同的物质来源（图7b）。
3矿石组构、成矿期次与矿物地球化学特征3.1矿石矿物组合白银厂矿田内矿石的主要金属矿物有黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿、方铅矿，次要矿物有磁黄铁矿、黝铜矿、辉银矿、硫金银矿，此外尚有少量的毒砂、斑铜矿、辉铜矿、白铁矿、自然金、磁铁矿、赤铁矿、褐铁矿、砷黝铜矿、铜蓝、金红石等（边千韬, 1989；任秉琛等, 1992；邬介人等, 1994；彭礼贵等, 1995；杜泽忠, 2014）。
西部折腰山、火焰山矿床以黄铜矿、闪锌矿为主，其次为方铅矿、（砷）黝铜矿和少量磁铁矿、磁黄铁矿；小铁山等东部矿床则以闪锌矿、方铅矿为主，黄铜矿、砷黝铜矿次之，磁铁矿少见，仅在小铁山矿床上盘绿泥石岩中见含钛磁铁矿，自上而下其丰度和钛含量逐渐降低。脉石矿物有石英、绿泥石、绢云母、绿帘石、钠长石、方解石、重晶石、石膏、硅质玉髓和铁白云石等（杜泽忠, 2014）。
3.2矿石组构及成因意义矿石组构作为成矿作用的结果和成矿物理化学条件的直接反映，对矿床成因的研究具有重要的意义（肖渊甫等, 2010；吴益平等, 2021）。白银厂矿田内矿石常见的结构有自形-半自形晶粒结构、他形晶粒结构，胶状结构、固溶体分离结构、浸（溶）蚀结构、交代残余结构、压碎结构、草莓状结构及共结边结构等（甄世军, 2015；傅鹏, 2016）；根据组成矿物集合体的特征，包括集合体的形态、空间关系及相对大小，将矿田内矿石构造归纳为以下几种：块状构造、浸染状构造、网脉状构造、条带状构造、团块状构造、角砾状构造、纹层状构造、晶洞状构造、揉皱状构造等（杜泽忠, 2014；甄世军, 2015；傅鹏, 2016）。
矿田内黄铁矿呈现不同结构，主要有粒径为0.001~0.002 mm的晶粒状黄铁矿集合体、不同类型的含铁矿物及脉石矿物组成的金属条带以及自形-半自形晶粒状黄铁矿等（任秉琛等, 1992；邬介人 等, 1994），黄铁矿的结构特征反映其至少经历了3个不同的演化阶段（杜泽忠, 2014）。赵娟（2009）结合小铁山矿石矿物组构和各金属矿物之间的关系，将热液成矿期划分为5期（黄铁矿-黄铜矿、黄铜矿-闪锌矿-钠铁矿、黄铜矿-闪锌矿-方铅矿、闪锌矿-方铅矿、黄铜矿-方铅矿-石英），主成矿期为火山热液活动的早期和末期；丁国玺（2017）综合矿石组构和标型矿物研究，提出四方山铜多金属矿床至少经历了5期矿化（黄铁矿-石英、闪锌矿-黄铜矿-黄铁矿、黄铜矿-黝铜矿、方铅矿、黄铜矿-石英脉），尤以块状矿石表现为特征；黄铁矿较为普遍地发育在热液成矿作用的前4个阶段，与其伴生的有黄铜矿、方铅矿和闪锌矿，与早期形成的金属硫化物往往呈交代包含结构。通过研究白银矿田各矿床矿石与脉石间的穿插和矿物组合关系，认为白银厂铜多金属矿床经历了多期热液叠加成矿作用。
3.3金属矿物微量元素特征及对矿床成因的指示（1） 黄铜矿
董凯（2018）对折腰山、小铁山、铜厂沟浸染状、致密块状铅锌铜矿石、致密块状铜锌矿石进行了黄铜矿矿物LA-ICP-MS原位分析，发现折腰山致密块状铜锌矿中黄铜矿的w(Fe)介于10.82%~23.41%，w(Cu)介于12.82%~27.62%，Fe/Cu比值分布较集中，介于0.81~0.89；浸染状铜锌矿中黄铜矿的w(Fe)介于3.61%~24.34%，Fe/Cu比值分布较分散，介于0.15~0.89（9件样品平均值0.73）。小铁山浸染状铅锌铜矿石中的w(Fe)小于0.2%，w(Cu)介于66.43%~664.27%，Fe/Cu比值小于0.003；致密块状铅锌铜矿石中黄铜矿的w(Fe)介于21.56%~38.40%，Fe/Cu比值分布较分散，介于0.181~2.77（7件样品平均值1.32）。铜厂沟致密块状铅锌铜矿石中黄铜矿的w(Fe)介于0.37%~9.81 %，w(Cu)介于0.40%~0.66%，Fe/Cu比值分布较分散，介于0.92~14.93（2件样品）；整体上块状矿石中黄铜矿的Fe/Cu比值大于浸染状矿石，且小铁山块状矿石的Fe/Cu比值远大于浸染状矿石，证明块状矿石比浸染状矿石形成于还原性更强的流体环境内，且小铁山块状矿石的形成环境具有更强的还原性（李响等, 2022）。
（2） 闪锌矿
闪锌矿作为硫化物矿床中非常重要的标型矿物，已有研究表明其微量元素及比值分布特征可以有效地用于判别矿床成因类型和形成温度（周卫宁等, 1989;韩照信, 1994; Cook et al., 2009a;叶霖等, 2012; Lin et al., 2011）。
据董凯（2018）研究揭示，白银厂矿田内闪锌矿w(Mn)为0~301.00×10-6，均值43.54×10-6；w(Fe)为0%~50.36%，均值2.05%；w(In)为0~184.72×10-6，均值31.56×10-6；w(Cd)为0%~2.59%，均值0.30%；w(Ga)为0~35.20×10-6，均值1.95×10-6；w(Ge)为0~58.83×10-6，均值1.51×10-6；w(Se)为0~2234.25×10-6，均值90.41×10-6；w(Te)为0~2234.25×10-6，均值90.41×10-6；w(Sn)为0~180.80×10-6，均值12.98×10-6。其中，折腰山浸染状矿石、小铁山及铜厂沟块状矿石中w(Mn)均值为61.10×10-6，明显高于小铁山及铜厂沟浸染状矿石（均值为0.13 ×10-6）。折腰山、小铁山、铜厂沟浸染状矿石中w(Fe)为0%~0.51，均值为0.18%，明显低于小铁山及铜厂沟块状矿石（w(Fe)为0~50.36%，均值为4.98%），但均远远小于高温环境中形成的铁闪锌矿的w(Fe)（10%）（李相材等，2022），其成矿温度应该属中低温；Ga、Ge、Cd、In、Se、Sn等元素具有相似的分布特征。折腰山、小铁山部分浸染状矿石和小铁山、铜厂沟块状矿石Ga（0~35.20×10-6，均值3.28×10-6）、Ge（0~58.83×10-6，均值2.54×10-6）、Cd（0~2.59%，均值0.43%）、In（0~184.72×10-6，均值45.70 ×10-6）、Se（0~2234.45×10-6，均值141.83×10-6）、Sn（0~180.80×10-6，均值19.00×10-6）含量较高，而在部分小铁山及铜厂沟浸染状矿石中Ga、Ge、Cd、In、Se、Te等元素含量较低，绝大部分低于检出限。另外，矿田内浸染状矿石的Zn/Fe>100（介于131.38~271.77，均值228.07），Zn/Cd值分布较集中，Zn/Cd＜500（介于87.11~188.59，均值160.62），而块状矿石的Zn/Fe、Zn/Cd值变化较大，介于1.05~1168.14、18.39~3345.59；除小铁山2个块状矿石样品In/Ge＜10外，其他各类型矿石的In/Ge值>10，矿田内各类型矿石的In/Ga>1、In/Cd>0.0n。
综上所述，矿田内各矿床硫化物中的闪锌矿整体上相对富集Mn、Sn、In、Se、Cd，且In/Ga>1、In/Ge>10、In/Cd>0.0n、Zn/Cd<250，说明矿床成因类型主要为岩浆热液型或火山热液型矿床（Zhang, 1987；Cook et al., 2009a；Ye et al., 2011；Belissont et al., 2014；刘斌等, 2021），lnGa-lnIn图解中投在岩浆热液型矿床，均反映出白银厂矿田典型矿床的成因与火山热液型矿床和岩浆热液型矿床类似（图5a）。折腰山、小铁山、铜厂沟浸染状矿石相对较低的w(Fe)（＜10%）及Zn/Fe>100，Zn/Cd＜500，表明其形成于中低温环境，而小铁山及铜厂沟块状矿石分布较分散的w(Fe)（0~50.36%）及Zn/Fe（1.05~1168.14），Zn/Cd（18.39~3345.59），表明其形成环境温度变化范围较大，也进一步说明块状矿体可形成于中高温近火山通道相和远离火山口的中低温斜坡相、洼地相环境（Keith et al., 2014；李相材等, 2022；吴纯能等, 2022）。
（3） 黄铁矿
黄铁矿中微量元素特征也可以有效地反映其成因类型；其中，Co、Ni和Fe以及Se和S元素因其相近的地球化学性质导致Co、Ni和Se能以Fe和S的化学计量晶格元素替代物的形式存在，而其替代的量与黄铁矿形成时的物理化学条件具有密切的关系。因此，可以利用黄铁矿中Co、Ni、Se、S含量和Co/Ni、S/Se值判断矿石成因类型（Cook et al., 2009b；周涛发等, 2010；李相材等, 2022）；研究者发现产于VHMS型矿床、现代海底热液区以及烟囱内硫化物中的黄铁矿Cu、Co、Se、Fe等元素含量相对较高，一般情况下，Co/Ni值＞1、S/Se值＜1.5×104、S/Fe（原子数）＜2，表明其成矿流体偏向于岩浆热液成因（高温、还原、酸性），而沉积环境下形成的黄铁矿具有Ni、S含量相对较高的特征，其Co/Ni值＜1、S/Se值＞1.5×104、S/Fe（原子数）＞2（彭晓彤等, 2005；刘斌等, 2021）。
白银厂矿田黄铁矿Co、Ni含量变化较大（0~1899.67×10-6、0~304×10-6），Se、S、Fe含量相对较集中（0~966.24×10-6、46.16%~82.38%、22.68%~53.54%）；进一步按各矿床不同矿石类型统计发现：折腰山块状矿石的Co、Ni、Se、As、S、Fe含量较集中（0~238.00×10-6、0~11.16×10-6、44.47×10-6~305.89×10-6、4.01×10-6~1675.08×10-6、46.16%~82.38%、22.68%~53.54%），Co/Ni值介于0.22~282.31（平均值为38.97）、S/Se值介于1.62×103~1.20×105（大部分介于1.88~9.08×103）、S/Fe（原子数）介于1.77~2.17（大部分介于1.77~1.93），表明折腰山块状矿石以火山热液、岩浆热液成因为主；浸染状矿石的Co、Ni、Se、As、S、Fe含量较集中（0.2×10-6~333.00×10-6、7.55×10-6~43.93×10-6、3.63×10-6~4.08×10-6、11.33×10-6~286.14×10-6、48.76%~51.72%、47.68%~50.95 %），Co/Ni值介于0~13.06（大部分介于0.06~0.20）、S/Se值介于1.20×104~1.42×105、S/Fe（原子数）介于1.67~1.89，表明折腰山浸染状矿石以沉积成因为主；脉状矿石的Co、Ni、Se、As、S、Fe含量较集中（0.25×10-6~110.64×10-6、1.02×10-6~183.85×10-6、0~966.20×10-6、96.31×10-6~565.25×10-6、50.25%~55.43%、44.20%~49.57%），Co/Ni值介于0.18~46.69（一般介于0.18~0.83、1.31~46.69）、S/Se值介于5.50×102~5.81×105（大部分介于5.50×102~1.36×104）、S/Fe（原子数）介于1.77~2.18（一般介于1.77~1.98、2.01~2.18），表明折腰山脉状矿石具有岩浆热液和沉积成因的双重特征（图8b~d）。小铁山块状矿石的Co、Ni、Se、As、S、Fe含量变化较小（0~212.00×10-6、0~22.00×10-6、0~257.00×10-6、7.05×10-6~958.05×10-6、50.69%~56.10 %、43.62%~49.06%），Co/Ni值介于0.85~132.57（平均值为37.42）、S/Se值介于2.14×103~7.02×104（一般介于2.14~9.85×103、3.57~7.02×104）、S/Fe（原子数）介于1.80~2.24（一般介于1.80~1.99、2.02~2.24），表明小铁山块状矿石具有岩浆热液和沉积成因的双重特征；浸染状矿石的Co、Ni、Se、As、S、Fe含量变化较小（0.24×10-6~44.10×10-6、1.50×10-6~48.63×10-6、0~7.76×10-6、1.18×10-6~25.06×10-6、51.97%~60.27 %、39.40%~47.71%），Co/Ni值介于0.03~11.05（一般介于0.03~0.88、1.33~11.05）、S/Se值介于6.70×104~2.91×105、S/Fe（原子数）介于1.90~2.66（大部分介于2.23~2.66），表明小铁山浸染状矿石以沉积成因为主并伴有岩浆热液或火山热液成因（图8b~d）。铜厂沟矿床内硫化物中黄铁矿的微量元素分布与折腰山矿床具有相似性，说明其具有相似的矿石成因（图8b~d）。
4成矿流体特征与空间演化关系4.1流体包裹体岩相学及气液相成分综合前人对折腰山矿床近矿围岩蚀变带、上盘块状矿体、下盘脉状矿体的含矿石英脉和小铁山矿床下盘网脉状、脉状、块状矿体的含矿石英脉、含矿重晶石及火焰山含黄铁矿石英脉、含铜石英脉和块状铅锌矿包裹体的研究成果，按照卢焕章等（2004）的原生流体包裹体分类依据，大致分为5大类：Ⅰ类为液体包裹体、Ⅱ类为气体包裹体、Ⅲ类为纯气体包裹体、Ⅳ类为含CO2三相包裹体、Ⅴ类为纯CO2包裏体（侯增谦等, 2003；Hou et al., 2008；杜泽忠, 2014；甄世军, 2015；梁婉娟等, 2016）。
流体包裹体气相主要为H2O、CO2、CH4、SO2，含少量C2H6、N2、Ar、H2S、H2；液相以H2O、CO2为主，其次为CH4、SO2和H2S；溶液中离子主要为Na+、Cl-、SO42-、F-、K+、Mg2+、Ca2+（刘斌, 1982；陈兰桂, 1983；彭礼贵等, 1995；侯增谦等, 2003；Hou et al., 2008；杜泽忠, 2014；梁婉娟等, 2016）。整体上，折腰山、小铁山矿床下盘脉状、网脉状矿体内流体包裹体为富Cl-、SO42-、含Na+、K+、贫F-的H2O-NaCl-CO2-CH4体系，而块状矿体内的流体包裹体为富CH4、N2、H2S等还原性气体含量明显增高的Cl-和S2-的H2O-NaCl-CO2-CH4体系，表明随着热液上涌与冷海水发生混合，流体成分发生转变，可能与不同时期不同流体端员含量不同有关（Matjuschkin et al., 2016；Xu et al., 2022）。
4.2流体包裹体均一温度-盐度特征刘斌（1982）在近矿围岩蚀变带内发现以高盐度高密度的多相包裹体（w(NaCleq)=45%~51%、0.97~1.03 g/cm3、280~340℃）、低盐度、低密度多相包裹体（w(NaCleq)=1%~3%、0.8~0.89 g/cm3、小于120℃）和低盐度纯液相包裹体为主，其中高盐度、高密度的高温流体可能来源于原始岩浆，低盐度、低密度的低温流体特征与海水相当，流体的演化与热液沸腾和变质海水的混入有关；侯增谦等（2003）结合流体演化过程认为折腰山下盘网脉状、脉状矿带中的高温高盐度流体（200~400℃、w(NaCleq)=6.1%~38%）来源于岩浆流体，高温富气流体（350~487℃、w(NaCleq)=11.9%~16.1%）是岩浆去气过程中形成的独立气流，块状含铜黄铁矿体内的低温卤水流体（62~163℃、w(NaCleq) 14.7%~23.0%）代表封存于火山岩及破碎带内的卤水池受到了海水注入影响，各主要矿带内广泛存在的低温低盐度流体（116~222℃、w(NaCleq)=1.6%~5.9%）与变质海水相当，而各主要矿带内广泛存在的中温低盐度流体（＜260℃、w(NaCleq)=6%）可能是正常的海水受浅部岩浆房烘烤加热所致（Hou et al., 2008）；杜泽忠（2014）发现折腰山矿床下盘脉状矿体含矿石英脉中的液体、气体及含CO2三相包裹体的均一温度和盐度体现出成矿流体在运移过程中总体具有中高温、中低盐度的特点。
杜泽忠（2014）、梁婉娟等（2016）在小铁山下盘的脉状、网脉状矿体内也发现了高温高盐度流体（174~375℃、w(NaCleq)=0.71%~9.86%）和高温富气流体（211~452℃、w(NaCleq)=0.71%~10.73%），在块状矿石内发现了中温低盐度流体（178~296℃、w(NaCleq)= 1.91%~14.46%），与Kosaka矿区、Shakanai矿区石英中流体包裹体同样具有大致一致的温度、盐度变化范围和温度随流体演化逐渐减低而盐度逐渐升高的特征。
甘肃省有色地质调查院对火焰山矿床含黄铁矿石英脉、含铜石英脉和块状铅锌矿的流体包裹体均一温度、盐度研究显示，流体包裹体均一温度范围较大（100~400℃），盐度较低（w(NaCleq)=0~10%），在火焰山块状铅锌矿中，与黄铁矿、方铅矿等共生的闪锌矿中富液相包裹体的均一温度为109~270.6℃，盐度w(NaCleq)为1.74%~8.55%，密度为0.782~0.992 g/cm3，盐度随均一温度升高有降低趋势；在折腰山、小铁山矿床蚀变围岩和含矿石英脉中发现有含子矿物的多相包裹体，围岩石英斑晶中也见富钠岩浆包裹体与高盐度流体包裹体连生，结合流体较高的δ18O值（3.1‰~5.12‰），说明有部分高温高盐度的岩浆流体参与成矿（牛广德等，2018）。
4.3同位素特征流体包裹体氢氧同位素研究结果显示，δDv-SMOW=-71‰~-153.2‰，δ18OH2O=-1.14‰~+10.40‰，成矿流体具有岩浆热液和大气降水（或与变质水的混合水）双重性质。其中小铁山脉状、网脉状矿体内流体包裹体中δDv-SMOW=-134.9‰~-153. 2 ‰，δ18OH2O=2.03‰~4.68‰；折腰山δDv-SMOW=-75.0‰~-152.9‰，δ18OH2O=0.9‰~5.2‰；而小铁山块状矿体内流体包裹体中δDv-SMOW=-88.0‰，δ18OH2O=-1.14 ‰；折腰山δDv-SMOW=-71.0‰~-95.0 ‰，δ18OH2O=-2.06‰~5.12‰（李双文等, 2004；杜泽忠, 2014；甄世军, 2015；梁婉娟等, 2016）；在δD-δ18OH2O图解中，块状矿体内的流体包裹体数据位于大气降水和岩浆水之间，而脉状、网脉状矿体内的数据位于岩浆水下方和大气降水线左侧，相比之下脉状、网脉状矿石具有大气降水性质的来源，考虑到矿田内成矿作用形成于800~1000 m深度的海底（邬介人, 1992），其流体可能来源于发生去气作用后的岩浆流体（郑永飞等, 2000; Bindeman et al., 2022），而块状矿体则受后期变质海水的混入；同时，矿田东西部两个典型矿床相似的氢氧同位素分布特征表明其成矿流体来源相同。
折腰山矿床硫化物中流体包裹体3He/4He平均值为0.00128 Ra，40Ar/36Ar平均值为360.10，小铁山矿床硫化物中流体包裹体3He/4He平均值为0.00181 Ra，40Ar/36Ar平均值为373.82；块状矿石的3He/4He比值大于脉状、浸染状矿石，但均小于0.1 Ra，具有壳源流体的特征；而40Ar/36Ar比值普遍略大于其在大气中的比值（295.5），折腰山矿石的40Ar/36Ar比值大于脉状矿石，小铁山浸染状矿石的40Ar/39Ar比值大于脉状、块状矿石，放射成因的40Ar*的含量与40Ar/36Ar比值具有相似的分布特征，大气40Ar贡献平均值大于80.7%，说明成矿过程中有海水的参与且在各矿床不同类型的矿石中参与程度不同。
4.4成矿流体性质及流体来源
对白银矿田折腰山矿床、小铁山矿床、火焰山矿床的流体包裹体成分、温度-盐度、氢-氧-氦-氩同位素特征等方面综合分析显示，折腰山矿床和小铁山矿床下盘脉状、网脉状矿体的包裹体内存在大量的CO2、CH4纯气相等包裹体，气体包裹体含有大量的CO2、CH4、SO2、C2H6、N2、H2S、H2等气体成分，表明其均一温度很高且流体中极度富气，证明岩浆流体发生去气作用产生的高温、中高盐度富气流体参与了成矿作用；块状矿体内的包裹体含大量的CH4、N2、H2S等还原性气体，Na+、K+、Cl-和S2-的含量明显增高，均一温度范围62~222℃，低温中低盐度的流体来源于岩浆水、大气降水、变质水的混合；成矿流体整体属于H2O-NaCl-CO2-CH4体系。氢-氧-氦-氩同位素研究表明成矿流体具有岩浆热液和大气降水（或与变质水的混合水）双重性质，而下盘的脉状、网脉状矿体的成矿流体主要来自于经历了去气作用的岩浆热液（Li et al., 2022b），矿田内的流体来源大致相同，但各种成分流体端员的演化和混合过程具有各自明显的特征。
5成矿成岩时代厘定白银厂铜多金属矿田内火山岩的形成时代对探讨矿床成因、成矿模式及大地构造演化规律十分重要（郭原生等, 2001a；赵国斌等, 2016）。大量学者通过Sm-Nd、Rb-Sr同位素、锆石U-Pb同位素测年对白银厂矿田的基性岩和酸性岩进行了定年研究。
1989年，边千韬测定折腰山矿区次石英角斑岩的Rb-Sr同位素等时线年龄为468.3 Ma；1990年，加拿大地调所专家确定了矿田内石英角斑凝灰岩的锆石U-Pb同位素年龄为446 Ma；2001年，郭原生等报道了白银矿田次石英角斑岩Sm-Nd模式年龄分别为（520±19）Ma、（399±4）Ma，表明并非同期形成，其成岩时代有2期；何世平等（2006）、李向民等（2009）分别给出了白银矿田变酸性火山岩、变基性火山岩锆石LA-ICP-MS定年结果是（467±2.5）Ma、（465.0±3.7）Ma；彭秀红（2007）测得火焰山、小铁山石英角斑凝灰岩的锆石U-Pb同位素年龄为440 Ma和446 Ma，小铁山晚期次石英角斑岩的锆石U-Pb同位素年龄为353 Ma；杜泽忠（2014）测得折腰山石英角斑凝灰熔岩锆石U-Pb年龄为（468.1±1.8）Ma，次石英角斑岩锆石U-Pb年龄为（471.1±2.1）Ma，石英角斑岩为（468.8±2.8）Ma，石英角斑质凝灰岩为（472.6±1.8）Ma；甘肃有色地调院研究得到白银矿田东部折腰山、火焰山矿床及其附近的中变基性火山岩与变酸性火山岩的年龄分别介于（455.3±6.9）Ma~（458.6±4.9）Ma和（458.3±2.8）Ma~（464.9±3.6）Ma之间，前者较后者略晚，但两者年龄值在误差范围内一致，表明二者的形成时间近于同时（牛广德等，2018）。
综上所述，研究区内酸性火山岩和基性火山岩的成岩年龄集中在465~458 Ma、459~455 Ma之间的中-晚奥陶世。白银厂矿田内的各矿床作为典型的VHMS型铜多金属矿床受陆缘弧环境中火山机构及其同生断裂控制，其成矿时代与成岩时代具有一致性；因此，中-晚奥陶纪陆缘岛弧（445~486 Ma）与弧后盆地（454~469 Ma）火山岩浆活动阶段为该矿田内的重要的成矿时期（图9）。
6矿床成因及成矿模式探讨本文依据前人研究资料（杜泽忠, 2014；董凯；2018）和对近几年勘探成果的解剖分析，重新厘定了白银厂矿田矿床成因和成矿模式。可以将白银矿田的成矿作用过程归结为如下3个阶段：
（1） 中-晚寒武世成矿前阶段：伴随着古陆壳进一步被拉张裂解，形成了规模宏大的横贯北祁连南侧的陆内裂陷槽-裂谷-微洋盆并存的构造格局，发育大量的裂谷性火山岩（赵国斌等, 2016；郭小刚等, 2022）。其中，中寒武世黑刺沟组火山岩演化具有酸性岩和基性岩共生的双峰式火山岩性质，而玄武岩具拉斑系列和碱性系列特征，为裂谷火山岩的典型代表。大规模的基性火山岩浆喷发促进海水形成巨大的热液流体循环系统，低温热液喷出海底，生成重晶石等硫酸盐矿物和低温石英、赤铁矿等铁锰矿物；石英、赤铁矿等组成的硅质岩作为隔水层使热液在下部集聚，当静水压力超过一定限度，硅质岩破碎，并被后期石英等胶结；同时，沿着同生断裂系统萃取围岩及海底沉积物中的S、Pb等成矿元素，为主成矿阶段的成矿作用奠定了物质基础（杜泽忠, 2014；赵正等, 2022）。
（2） 奥陶纪主成矿阶段：早古生代北祁连板内裂解作用逐渐减弱，开始向中祁连和华北板块发生双向俯冲碰撞作用。早奥陶世向下俯冲消减的洋壳熔融产生岛弧型岩浆沿基底断裂喷出地表，随着火山岩浆喷发和演化在岛弧中后侧发生拉张。中奥陶世岛弧裂谷早期阶段，火山岩浆上升过程的去气作用可以释放大量的挥发分到成矿系统中，富含挥发分（H2O、S、Cl等）且具有高氧逸度特征的玄武质成矿母岩浆与流体（相较于熔体，流体更加富集S）极大地增加了硫化物与硬石膏的溶解度，在抑制硫化物饱和的同时还具有极高的运移S的能力（Kokh et al., 2017；Xu et al., 2022；Urann et al., 2022；Alex et al., 2022）；火山岩浆上升过程中挥发分含量持续增加使得流体压力和温度逐渐升高，富含金属元素的流体沿火山通道旁侧的次级断裂和裂隙、孔隙向上迁移萃取围岩中的有用金属元素并与封存在火山岩中的变异海水混合造成金属元素的富集和沉淀，形成脉状、网脉状矿带；该阶段的流体以高氧逸度、酸性、富气、中高温、中低盐度且富S2O42-、Cl-为特征。火山喷发规模的持续增强和脉冲式活动(Wang et al., 2022)以及母岩浆与含矿流体向上迁移使得含矿流体和围岩的压力差增大，促进了海水的对流和循环并形成初期的对流循环系统。海水的混合使得流体温度降低，Na2O和CaO等组分淋滤带出和Fe、S元素进入，流体逐渐演化为中性-弱碱性、低氧逸度（Ludden et al., 1984;李向民等, 2002；Li et al., 2022b），大量的金属硫化物开始堆积形成浸染状、层状（块状）矿带；该阶段的流体以低氧逸度、弱碱性、富气、中低温、中高盐度且富S2-、Cl-为特征。
随着板块的持续俯冲，携带的大量海水在地幔深处与上升的岩浆融合，加热并驱动海水形成大规模的循环热液流体；这种化学变异海水(热液体)上升的同时萃取围岩中的矿物质并排泄到火山喷口附近，形成海底黑烟囱和块状硫化物，同时，在前期形成的矿物输送通道内反复作用形成具有多期次成矿特征的折腰山、火焰山“黄矿型”矿床；该阶段的流体以低氧逸度、碱性、富气、中低温、中低盐度且富S2-、Cl-为特征（夏祖春等, 1995；侯增谦等，1996；Holley et al., 2016；2017）。在各个酸性火山岩浆喷发的亚旋回晚期，次火山岩上侵携带大量的含矿热液流体循环萃取喷流系统周围火山岩中的成矿物质，并在同生断裂裂隙系统内再次富集成矿，伴随着与围岩产生物质交换形成围岩蚀变。奥陶纪中-晚期，火山岩构造环境从岛弧裂谷向弧后盆地过渡，软流圈地幔发生部分熔融并与上地壳组分发生混染，形成不同于折-火地区的弧后盆地型火山岩浆，随着岩浆喷出地表，形成小铁山、铜厂沟及拉牌沟等“黑矿型”VHMS矿床。火山岩浆源区、成矿物质来源、流体端员组分、成矿条件的差异性造成了矿田东西部不同的矿石组分及矿化空间结构特征。
（3） 志留纪—泥盆纪成矿后阶段：火山活动结束后，区域发生褶皱变形、断裂活动及变质作用，导致矿体发生位移或破坏。同时，变质热液形成大面积碳酸盐化蚀变，尤其在古火山沉积洼地中更为强烈，并形成后期方解石脉、石英脉等次生矿物组合。
7结 论本文通过对白银厂铜多金属矿田内已有的大量全岩微量元素、稀土元素、同位素地球化学以及矿石组构、流体包裹体、同位素年龄等数据进行深入的分析和总结，探讨了矿床成因、成矿物质来源、成矿流体演化、成矿时代等研究现状及进展，同时结合新的认识重新梳理了矿床成因和成矿模式，得到以下几点结论：
（1） 区内酸性岩大离子亲石元素（LILE）富集、高场强元素（HFSE）亏损，其中折-火地区稀土元素配分模式为右倾型，具较明显的负Eu异常，显示与岛弧玄武岩类似；而小铁山-铜厂沟地区稀土元素配分模式为平坦型，表现为弱负Eu异常，既有岛弧火山岩的特征，又有弧后盆地型火山岩的特征；硫、铅主要来源于幔源岩浆，在演化过程中受陆壳硫和铅的加入，与火山岩同样来源于软流圈地幔发生部分重熔和部分地壳组分加入；中、基性火山岩与对应的酸性岩具有相同的构造环境，整体表现为从岛弧裂谷向弧后盆地的过渡环境。
（2） 白银厂铜多金属矿矿石具多组合类型，矿石结构具复杂多变多期的特点；黄铜矿Fe/Cu比值表明矿田内的矿石形成于还原环境，且块状矿石比浸染状矿石具有更强的还原性；各矿床硫化物中的闪锌矿整体上相对富集Mn、Sn、In、Se、Cd，且In/Ga>1、In/Ge>10、In/Cd>0.0n、Zn/Cd<250，黄铁矿中Co、Ni含量变化较大，Se、S、Fe含量相对集中，说明矿床为岩浆热液型或火山热液型矿床，且浸染状矿石形成于中低温环境，块状矿体形成于中高温近火山通道相和远离火山口的中低温斜坡相、洼地相环境，各矿床相同类型的矿石成因可能不同。
（3） 含矿流体包裹体大致分为5大类，从脉状矿化带的石英-重晶石-块状矿化带具有均一温度逐渐降低，盐度先降低后逐渐升高的趋势，成矿流体主要为H2O-NaCl-CO2-CH4体系，与热液上涌混入冷海水而成分发生转变具有密切关系；下盘脉状、网脉状矿体的成矿流体主要来自于发生去气作用的岩浆热液，上盘的块状和浸染状矿体成矿流体来源于岩浆热液与海水的混合。
（4） 各矿床受陆缘弧环境中的火山机构控制，其成矿时代与成岩时代基本一致；成岩年龄集中在465~458 Ma、459~455 Ma之间的中-晚奥陶世，矿床应形成于北祁连构造带奥陶纪陆缘岛弧（445~486 Ma）和弧后盆地（454~469 Ma）火山活动阶段。
（5） 依据前人研究资料和近几年勘探成果，将白银矿田的成矿作用划分为3个阶段：①中-晚寒武世时期成矿前阶段：古陆壳进一步拉张裂解，发育大量的裂谷性火山岩，火山岩浆喷发促进海水形成巨大的热液流体循环系统，为主成矿阶段提供物质来源；②奥陶纪主成矿阶段：早奥陶世北祁连向中祁连和华北板块发生双向俯冲碰撞作用，向下俯冲消减的洋壳熔融产生富含挥发分（H2O、S、Cl等）且具有高氧逸度特征的岛弧型岩浆沿基底断裂喷出地表，富矿流体与变异海水混合造成金属元素的富集和沉淀；中奥陶世随着火山喷发规模的持续增大，高热岩浆反复不断加热并驱动海水形成大规模的循环热液流体与围岩反应并从中萃取成矿物质，形成具有多期次成矿作用的折腰山、火焰山“黄矿型”矿床；晚奥陶世从岛弧裂谷向弧后盆地环境过渡，软流圈地幔发生部分熔融并与上地壳组分发生混染，岩浆喷出地表形成“黑矿型”VHMS矿床；上地壳组分混入数量的多少可能是造成矿田东西部各矿床不同矿石组分特征的主要原因；③志留纪—泥盆纪成矿后阶段的褶皱变形、断裂以及区域性变质热液改造作用使矿体空间位置发生位移或破坏。
致谢甘肃省有色金属地质勘查局周俊烈教授级高级工程师、方春家教授级高级工程师、周宏高级工程师在研究工作中给予帮助和指导，在此一并致以衷心的谢意。论文参考了大量前人资料,但限于作者学识和论文篇幅所限，无法对前人的工作逐一引用和列举,谨此表示谢忱和歉意。
图1甘肃白银厂铜多金属矿田大地构造位置图（a,据邬介人，1992修改）和地质简图（b,据郭小刚等，2022修改）
Fig. 1 Tectonic Location Map (a. modified after Wu, 1992) and geological sketch map (b. modified after Guo et al., 2022) of the Baiyinchang copper polymetallic ore field in Gansu Province
图2白银厂矿田火山岩微量元素原始地幔标准化蛛网图（标准化值据McDonough et al., 1991；数据来自杜泽忠, 2014；傅鹏, 2016；傅鹏等, 2016；覃伟等, 2018；董凯, 2018）a.基性火山岩；b.折-火地区酸性火山岩；c.小铁-铜厂地区酸性火山岩；d.角斑岩
Fig. 2 Primitive mantle-normalized trace element spider diagram of volcanie rocks in the Baiyinchang ore field (normalized values after McDonoughet al., 1991; datas quoted from Du, 2014; Fu, 2016; Fu et al., 2016; Qin et al., 2018; Dong, 2018) a. Basic volcanic rocks; b. Acid volcanic rocks in Zheyaoshan-Huoyanshan area; c. Acid volcanic rocks in Xiaotieshan-Tongchanggou area;d. Keratophyres
图3白银厂地区岩体稀土元素球粒陨石化标准模式图（标准化值据Sun et al., 1989；OIB、N-MORB、E-MORB参考Xia et al., 2019；数据来自杜泽忠, 2014；傅鹏, 2016；傅鹏等, 2016；覃伟等, 2018；董凯, 2018） a.折腰山-火焰山地区酸性岩，b.小铁山-铜厂沟地区酸性岩，c.细碧岩，d.角斑岩
Fig. 3 Chondrite-normalized REE patterns of plutons from Baiyinchang area(normalized values after Sun et al., 1989; OIB,N-MORB, E-MORB from Xia et al., 2019; data quoted from Du, 2014; Fu, 2016; Fu et al., 2016; Qin et al., 2018; Dong, 2014) a. Acid volcanic rocks in Zheyaoshan-Huoyanshan area; b. Acid volcanic rocks in Xiaotieshan-Tongchanggou area; c. Spilites; d. Keratophyres
图4白银厂矿田火山岩构造环境判别图 a.基性火山岩Th-Hf/3-Ta构造判别图解（据Wood et al., 1979）；b.基性火山岩Zr-Nb-Y构造判别图解（据Meschede, 1986）；c.酸性火山岩Nb-Y构造判别图解（据Pearce et al., 1984）；d.Th/Yb-Nb/Y(据Pearce et al., 2021)
Fig. 4 Tectonic environment discrimination diagram of volcanic rocks in Baiyinchang ore field a. Th-Hf/3-Ta tectonic discrimination diagram for mafic volcanic rocks (after Wood et al., 1979); b. Zr-Nb-Y tectonic discrimination diagram for mafic volcanic rocks (after Meschede, 1986); c. Nb-Y tectonic discrimination diagram for felsic volcanic rocks (after Pearce et al., 1984); d. Th/Yb-Nb/Y tectonic discrimination diagram (after Pearce et al., 2021)
图5白银厂不同类型矿石球粒陨石标准化稀土元素配分模式图（数据引自黄文耀等，1991；蒋心明等, 1986；宋学信等, 1993；杜泽忠, 2014）a.折腰山-火焰山矿床；b.小铁山矿床
Fig. 5 Chondrite-normalized REE patterns of differents ores from Baiyinchang (datas quoted fromHuang et al.,1991; Jiang et al., 1986; Song et al.,1993; Du, 2014) a. Zhenyaoshan-Huoyanshan deposit; b. Xiaotieshan deposit
图6白银矿田硫同位素直方图（a）及硫值对比图（b，底图据Hofes, 2009）
Fig. 6 Sulfur isotope histogram (a) and sulfur value comparison chart (b) for Baiyin ore field (base map after Hofes, 2009)
图7白银矿田铅同位素207Pb/204Pb-206Pb/204Pb图解（a，底图据Zartman et al., 1981）及铅同位素△γ-△β图（b，底图据朱炳泉等, 1998）（数据来源王焰等, 2001b；杜泽忠, 2014）
Fig. 7 Plots of207Pb/204Pb-206Pb/204Pb (a, base map after Zartman et al., 1981) and plots of△γ-△β (b, base map after Zhu et al., 1998) for the Baiyin ore field（data quoted from Wang et al., 2001; Du , 2014）
图8闪锌矿lnGa-lnIn图解（a,底图据张乾, 1987；数据引自董凯, 2018）、黄铁矿Co-Ni关系图解（b，底图据赵振华, 1997；数据引自边千韬, 1989；邬介人等, 1994；董凯, 2018；杜泽忠, 2014）及黄铁矿As-(Fe+S)(c)和黄铁矿Co-Ni-As成因判别图（d，底图据李洪梁等, 2019修改；数据引自董凯, 2018）
Fig. 8 Sphalerite lnGa-lnIn diagram（a, base map after Zhang, 1987; data quoted from Dong, 2014）, diagram of Co-Ni corelationship of pyrite（b, base map after Zhao, 1997; data quoted from Bian, 1989; Wu et al., 1994; Dong, 2014; Du, 2018）, genetic discrimination diagrams of AS-(Fe+S) (c) and Co-Ni-As (d, base map after Li et al., 2019., data quoted from Dong 2014)
图9白银厂地区成岩成矿年龄箱型图（数据引自黄文耀等，1991；邬介人，1992；尹观等, 1998；郭原生等, 2001a；闫秋实等, 2004；何世平等, 2006；李向民等；2009；杜泽忠, 2014；牛广德等，2018）
Fig. 9 Box diagrams of rock and ore-forming ages in the Baiyinchang area（Data quoted from Huang et al., 1991; Wu, 1992; Yin et al., 1998; Guo et al., 2001a; Yan et al., 2004; He et al., 2006; Li et al., 2009; Du, 2014; Niu et al., 2018）
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参考文献
摘要
矿床成因及成矿模式研究对于指导已知大型矿床深部找矿工作具有重要意义，白银厂铜多金属矿田作为中国最大且最为典型的海相火山岩赋矿块状硫化物（VHMS）矿集区，为北祁连铜多金属矿床的勘探和研究提供了重要依据。为了提高找矿精度、破解制约找矿突破的关键基础地质问题，文章系统地收集和整理了前人在矿田内开展的全岩微量元素、稀土元素、同位素地球化学以及矿石组构、流体包裹体、同位素年龄等数据，基于现代海底热液矿床研究的新认识，重新梳理了矿床成因和成矿模式。白银厂铜多金属矿田西、东部火山岩构造环境具有从岛弧裂谷向弧后盆地过渡的特点，矿石与酸性火山岩具有相同的成因和来源，推测由软流圈地幔发生部分重熔，且有部分地壳组分加入。成矿过程具有多期次的特点，与火山热液、岩浆热液具有密切的关系，局部则表现出沉积改造成因的特性。脉状矿体热液流体主要来自经历了去气作用的岩浆热液，而块状矿体热液流体主要是岩浆热液与海水的混合热液。奥陶纪岛弧裂谷（445~486 Ma）火山岩和中晚奥陶世（454~469 Ma）弧后盆地火山岩活动阶段是成矿的重要时期，据此，将白银厂矿田的成矿作用过程归结为3个阶段：①中-晚寒武世成矿前阶段：低温热液携带S、Pb等部分成矿元素喷出海底为成矿作用奠定了物质基础；②奥陶纪主成矿阶段：随着岩浆中水含量不断增加，富含挥发分（H2O、S、Cl等）且具有高氧逸度特征的玄武质成矿母岩浆与流体携带大量的金属成矿物质向上迁移，随着氧逸度、pH值、挥发分含量、温度、盐度及压力等物理化学条件的变化形成适合脉状、浸染状、块状矿体就位的物理化学障，造就了白银厂下部脉状矿体-中部浸染状矿体-上部块状矿体的特殊矿化空间结构；上地壳组分混入数量的多少及流体端员组分、成矿条件的差异可能是造成矿田东西部各矿床不同矿石组分特征的主要原因；③志留纪—泥盆纪成矿后阶段：褶皱变形、断裂以及区域性变质热液改造作用使矿体空间位置发生位移或破坏。文章为矿化空间结构特征研究和下一步找矿工作部署提供了科学的指导思路。
Abstract
The research on the genesis and metallogenic model of ore deposits is significant for guiding the ore prospecting in the deep edge of known large deposits. As the largest and most typical marine volcanic-hosted massive sulfide (VHMS) ore district in China, the Baiyinchang Cu polymetallic district provides an important basis for exploring and researching the Cu polymetallic deposits in North Qilian. To improve the precision of ore prospecting and solve the key basic geological problems that restrict the breakthrough of ore prospecting, combined with field investigation, this research systematically collected and sorted out the data of whole-rock trace, rare earth, isotopic geochemistry, ore fabric, fluid inclusions, isotopic age dating and other achievements carried out by predecessors in the ore field. The genesis and metallogenic model of the deposit have been reorganized on the basis of new insight on the modern sea floor hydrothermal deposits. As a typical concentrated area of VHMS-type copper-polymetallic deposits, the tectonic environment of volcanic rocks in the west and east of the Baiyinchang ore field has a transition from the island-arc rift environment to the back-arc basin environment. It is speculated that the ore and acid volcanic rocks have the same genesis and source, and it is assumed that partial remelting of the asthenosphere occurred and some crustal components were added. The ore-forming process has the feature of multistages and closely related with magmatic and volcanic hydrothermals, locally showing the characristics of sedimentary reworking. The hydrothermal fluid of vein-like ore body is mainly from the magmatic hydrothermal fluid that has undergone degassing, while the hydrothermal fluid of massive ore body is mainly magmatic hydrothermal fluid mixed with seawater; the forming stage of Ordovician continental margin island arc (445~486 Ma) volcanic rocks and the middle-late Ordovician (454~469 Ma) back-arc basin volcanic rocks are important periods of mineralization, thus the mineralization process can be summed up in three stages:①The pre-mineralization stage in Middle-Late Cambrian period: low-temperature hydrothermal fluids carring some metallogenic elements such as S and Pb erupted at the seafloor, which laid the material foundation for mineralization;②Ordovician main metallogenic stage: with the continuous increase of water content in the magma, the basaltic ore-forming parent magma and fluid are rich in volatiles (H2O, S, Cl, etc.) and characterized by high oxygen fugacity, which carry a large amount of metal ore-forming material and migrate upward, and with the changes of physical-chemical conditions such as oxygen fugacity, pH value, volatile content, temperature, salinity and pressure, a physical-chemical barrier suitable for the placement of vein-like, disseminated and massive ore bodies is formed, resulted in the formation of a special mineralization spatial structure: the vein-like ore body in the lower part, the disseminated ore body in the middle part, and the massive ore body in the upper part of the deposit;③The post-mineralization stage in Silurian-Devonian period: the fold deformation, fault and regional metamorphic hydrothermal reformation resulted in the displacement or destruction of the spatial position of the ore bodies. This paper may provide scientific guidance for the study of mineralization spatial structure characteristics and the deployment of next step prospecting program.
