湖南雪峰山弧形构造带是我国重要的金成矿带之一（王成辉等，2014；刘清泉，2018），发育沃溪、瓦子坪、铲子坪和漠滨等中大型金矿（何谷先，1989；罗献林，1991；彭建堂等，2017）。前人对该金矿带内的金矿床地质特征（苏康明等，2007）、成矿时代（张景荣等，1989；刘继顺，1996；彭建堂等，1998；罗献林，1990）、成矿物质来源与流体来源（毛景文等，1997；鲍振襄等，1999；陈柏林，2002；彭渤等，2006）以及矿床成因（何谷先，1989；罗献林，1991；彭建堂等，2017）等开展了系统研究，认为前寒武系冷家溪群、板溪群及南华系底部为金矿的矿源层，金矿主要受区域变质作用的控制。但是近年来高精度的成岩、成矿时代分析表明，金矿形成时代主要集中在古生代—中生代，且加里东期运动以来的构造—岩浆演化为成矿提供了动力与流体（张景荣等，1989；刘继顺，1996；彭建堂等，1998；罗献林，1990；毛景文等，1997；鲍振襄等，1999；陈柏林，2002；彭渤等，2006）。多个矿床均显示了显著的同成矿期的岩浆热液成矿作用或通过物探工作揭示了矿床深部存在隐伏岩体（何谷先，1989；罗献林，1991；彭建堂等，2017），进一步证实了金成矿带成矿作用与成矿流体来源的复杂性，而是否有岩浆热液叠加成矿作用成为雪峰山金成矿研究亟需解决的问题。

通道地区位于金矿带的西南端，靖州—溆浦断裂与通道—江口断裂之间，发育有茶溪、金坑和黄垢3个金矿床，矿床类型为石英脉型与蚀变岩型（刘晓敏等，2017）。虽然研究区尚未发现中新生代岩浆活动，同位素年代学数据显示靖州—溆浦断裂以东的金锑矿床主要为印支—燕山期成矿作用，指示成矿受到了岩浆热液作用的叠加，如大坪、铲子坪和渣滓溪金矿床等（张景荣等，1989；刘继顺，1996；彭建堂等，1998；罗献林，1990）。野外地质调查也发现矿脉受断裂控制，且具有复杂的矿物组合与元素分带。流体包裹体与同位素地球化学研究为揭示成矿流体特征与成矿物质来源提供了一个有效手段，本文采用岩矿鉴定、流体包裹体显微测温与同位素分析等微区分析技术，开展了通道地区茶溪金矿、金坑金矿和黄垢金矿的矿床地质特征、矿石石英流体包裹体显微测温以及H-O-S同位素组成等系统分析，获得成矿流体特征，并探讨成矿物质来源，为矿床成因与成矿模型的建立提供依据。

湘西南地区处于扬子准地台和华南加里东褶皱系的过渡区域，亦属雪峰弧形构造隆起区（贾宝华，1994；杨冲，2012）［图1（a）］。区域内发育有新元古界板溪群、震旦系、寒武系、奥陶系、泥盆系、石炭系、二叠系及少量侏罗系、白垩系。板溪群和震旦系为本区最主要的地层，板溪群漠滨组和震旦系江口组是主要的赋金层位。通道地区位于雪峰山剪切变形带西南端，在地质历史时期经历了多次地壳构造运动，地质构造复杂。该地区岩浆活动稀少，仅出露少量超基性岩脉。区内主要有2条NE向大断裂通过，即靖县—溆浦大断裂以及通道—江口大断裂，区内构造线方向主要为NE向，发育一系列复式褶皱以及次级断裂，并发育有EW、NE、NNE和SN向构造［图1（b）］。区内矿产资源丰富，以金、铜、铁、锑矿为主，已探明的矿床（点）有铜厂界铜矿、太平山—寨脚赤铁矿、画笔矿床、茶溪金矿、平茶金矿、黄柏锑矿、陇城铜钴矿以及多个中小型矿床。区内金矿多沿区域断裂呈NE、NNE向分布，如寨牙、金坑和平茶断裂等区域性断层，这些断层两侧派生的次级小断层是主要的赋金断裂。

通道地区的金坑、黄垢和茶溪矿区的矿脉主要产于前寒武系浅变质岩（板溪群）中，矿区内变质程度较低，为低绿片岩相。金坑和黄垢矿区的矿脉均为NE向，与区域大断裂及构造线方向一致（图2）。

金坑矿区位于通道县金坑村［（图2（a）］，主要出露地层为前寒武系，包括高涧群和下震旦统长安组。矿区位于鹅公岭背斜核部附近，矿脉主要发育在F₁和F₂断层之间［（图2（a）］，已发现7条含金构造破碎带，出露长250~4 000 m不等，宽0.6~25.0 m不等，走向为NE20°~30°，倾向为NW，倾角为58°~89°。矿体均受破碎带控制，破碎带宏观上表现为石英复脉带、石英单脉和密集片理化带，具有韧—脆性剪切带的特征。其中，V1号脉矿化最好，ZK601揭露砂砾岩为主要含金层位，以蚀变岩型矿体为主（刘晓敏等，2017）。矿石结构有半自形—自形粒状、交代溶蚀、包含和斑状压碎结构等，矿石构造有斑杂状、浸染状、斑点状和网脉状构造；矿石金属矿物有黄铁矿、毒砂、闪锌矿、黄铜矿和针铁矿等。根据矿物种类及其组合，可以将矿石自然类型划分为石英—自然金矿石、毒砂—自然金矿石、黄铁矿—自然金矿石和褐铁矿—自然金矿石。

矿区石英脉可划分为3期：第一期为受到强烈变形的石英脉，在V1矿脉剖面处可见到石香肠构造图［3（a）］，是区域变质过程中形成的石英脉，为纯白色；第二期石英脉为主成矿期，规则石英脉沿节理裂隙充填，未发生明显变形，顺层［图3（b）］或切层分布［图3（c）］，石英粒径较大，具有油脂光泽；第三期为成矿后形成的石英脉，为乳白色，颗粒较小［图3（d）］，其中第二期石英脉与矿化关系密切，发育有黄铁矿化、毒砂化、绢云母化和绿泥石化，蚀变强度与金品位呈正相关。

矿区位于平架复式背斜右翼，寨牙断层的北西侧［图2（b）］，共发现含金构造破碎带6条，破碎带走向呈NNE-NE向，倾向SE［图3（e），3（f），3（g）］，倾角为35°~65°，破碎带出露长度为0.7~1.5 km，宽度为3~5 m，最宽可达15 m（熊建忠，2017）。矿脉受破碎带控制，矿体主要为石英细脉型，另有少量蚀变岩型［图3（h）］（熊建忠，2017）。矿石结构有半自形—自形粒状、交代溶蚀及反应边、斑状压碎、骸晶或假象结构；矿石构造有细脉状、浸染状、斑点状和网脉状构造等。矿石矿物主要为自然金，脉石矿物以石英为主，其次为黄铁矿、磁铁矿、绿泥石、绢云母和金红石等。自然金一般呈星点状，沿破碎带裂隙充填在石英中，粒径大小为0.1~3.0 mm。矿区范围内围岩蚀变不强，主要为黄铁矿化和硅化，其次为绢云母化。

矿区位于菁芜洲背斜北西翼，总体为一单斜构造，但次级揉皱发育，由小背斜和小向斜组成（熊建忠，2017）。NNE向压扭性断裂是控矿构造，NW-NWW向横向断裂为容矿构造［图2（c）］，走向延长50~300 m，裂隙被含矿石英脉充填。矿区北段含矿性较好，分布有3条主要矿脉（V40、V50、V51）（伍式崇，2014）。矿脉总体倾向210°~230°，倾角为45°~60°，矿脉厚度为0.21~1.80 m，最厚为4.28 m，最薄为0.15 m，主要为石英脉型矿石［图3（i），3（j），3（k），3（l）］。含金石英脉近于平行分布，呈雁行式排列，单个矿体规模较小，具尖灭再现的特点。

矿石结构有半自形粒状、包含、不等粒镶嵌和碎裂结构；矿石构造有细脉状、浸染状、条带状、角砾状和网脉状构造。矿石金属矿物主要为自然金、黝铜矿、赤铁矿、黄铁矿、黄铜矿和自然银，自然金多呈浸染状、细粒状和不规则状分布于石英脉中，或沿裂隙产出，粒径分布在0.15~1.00 mm之间。矿脉两侧围岩发育不同程度的硅化、绿泥石化、绢云母化及碳酸盐化。

基于3个矿床的野外地质调查结果，可将通道地区的金成矿过程划分为2个阶段：第一阶段主要为富含硫化物的矿石，矿物组合为石英+黄铁矿+毒砂+绢云母+自然金，发育强烈的绢云母化与硅化，局部发育绿泥石化，矿脉两壁发育褪色化；第二阶段主要为不含硫化物或含微量硫化物的矿石，矿物组合主要为石英+绢云母+少量自然金，发育弱的绢云母化、硅化和绿泥石化。

本次对通道地区的金坑、黄垢和茶溪3个矿区的主成矿期2个阶段的石英流体包裹体特征进行研究，通过显微测温法得到流体的温度和盐度，确定成矿物理化学环境，并结合石英的H、O同位素组成探讨成矿流体来源。

此次包裹体测温试验的研究样品采自通道地区金坑、黄垢和茶溪3个矿区的主成矿期2个阶段石英脉（共20件），主要矿物组合为石英+黄铁矿±毒砂与石英±少量黄铁矿（图4），并伴随着不同程度的绿泥石化和绢云母化，详细的样品信息见表1。

石英中流体包裹体的显微热分析在中南大学有色金属重点实验室完成。分析仪器为LINKAM THMSG 600加热/冷冻系统（温度范围为-196~600 ℃），温度在0 ℃以下时，显微冷热台测试精度为±0.1 ℃；在0~30 ℃范围内的测试精度为±0.1 ℃；在30~350 ℃范围内，测试精度为1 ℃；高于350 ℃时测试误差约为±2 ℃。测试过程中水溶液包裹体相变点附近的升温速率为0.2 ℃/min。根据冰点温度（T_m）和Bodnar（1993）的方程计算流体盐度（W）（W=1.78T_m+0.0442T_m²+0.000557T_m³）。

石英中流体包裹体的H、O同位素组成由中国地质科学研究院矿产资源研究所国土资源部成矿作用与资源评价重实验室完成，使用仪器为美国 Thermo Fisher Scientific 生产的Flash 2000 HT元素分析仪与MAT253质谱仪。O同位素组成采用常规BrF₅法测定，H同位素组成通过铬还原法测定。O同位素测试精度为±0.2‰，H同位素测试精度为±2‰。

原位S同位素在中国地质大学地质过程和矿产资源国家重点实验室完成。使用193 nm ArF Analyte Excite激光烧蚀系统和Agilent 7700x质谱仪进行激光烧蚀，激光束光斑直径为33 μm，烧蚀频率为10 Hz。高纯氦气作为载气，与氩气和氮气混合。多接收器等离子体质谱仪由Nu Instrument 公司生产，型号为Nu Plasma Ⅱ。通过直接测试获得标准样品和样品点的³⁴S/³²S比，并通过外标校准（SSB方法）计算δ³⁴S_CDT值。使用的标准是国际硫化物标准NBS.123-闪锌矿和实验室内部标准WS.1-黄铁矿，2σ的分析精度约为±0.3‰。

通道地区金矿床的石英中发育大量原生流体包裹体，根据它们在室温下的状态，可划分为2种类型：1）两相含水流体包裹体VH2O+LH2O（Ⅰ型）；2）一相纯H₂O流体包裹体LH2O（Ⅱ型）。其中，以两相含水流体包裹体为主（图5）。

茶溪矿区的流体包裹体主要为Ⅰ型流体包裹体［图5（a）］，一般呈椭圆状或不规则状，粒径大小为5~20 μm，气液比为15%~25%，为孤立的原生包裹体。另见大量的沿裂隙呈线状分布的微小的（2~5 μm）流体包裹体，为次生流体包裹体（表2）。

金坑矿区的流体包裹体主要为I型流体包裹体［图5（b）］，一般呈椭圆状或不规则状，粒径大小为5~15 μm，偶见20 μm，气液比为10%~20%，少数气泡较大，气液比达30%，为原生包裹体。另见少量沿裂隙呈线状分布的次生包裹体［图5（c）］，呈椭圆形，粒径较小，一般为2~5 μm（表2）。

黄垢矿区第一阶段石英中流体包裹体较为发育，主要为Ⅰ型流体包裹体［图5（d），5（e）］，粒径最大（15~30 μm），含少量的Ⅱ型流体包裹体［图5（f）］，一般呈椭圆形或不规则状，粒径一般在2~8 μm之间，有时可达30 μm，气液比为15%~30%，主要为原生流体包裹体（表2）。

通道地区金矿床的石英中流体包裹体测温结果列于表2。

茶溪矿区第一阶段石英包裹体均一温度为155~297 ℃，主要集中在210~220 ℃［图6（a）］，冰点温度为-8.0~-3.0 ℃，对应的盐度［w（NaCl），以下同］为4.9%~11.7%，主要集中在6%~7%［图7（a）］；第二阶段石英包裹体均一温度为135~233 ℃，主要集中在160~170 ℃［图6（a）］，冰点温度为-6.4~ 2.0 ℃，对应的盐度为3.3%~9.7%，主要集中在5%~6%［图7（a）］。

金坑矿区第一阶段石英包裹体均一温度为202~261 ℃，主要集中在210~220 ℃［图6（b）］，冰点温度为-6.7~-3.4 ℃，对应的盐度为5.6%~10.1%，主要集中在7%~8%［图7（b）］；第二阶段石英包裹体均一温度为134~203 ℃，主要集中在150~160 ℃［图6（b）］，冰点温度为-2.3~-0.8 ℃，对应的盐度为3.8%~8.8%，主要集中在6%~7%［图7（b）］。

黄垢矿区第一阶段石英包裹体均一温度为176~319 ℃，主要集中在220~240 ℃［图6（c）］，冰点温度为-8.0~-3.1 ℃，对应的盐度为5.1%~11.7%，主要集中在8%~10%［图7（c）］，第二阶段石英脉中石英流体包裹体较小（<3 μm），无法进行测温。

以上数据显示，通道地区茶溪矿区与金坑矿区流体包裹体具有相似的均一温度与盐度，第一阶段峰值温度为210~220 ℃（图6），峰值盐度为6%~8%（图7），第二阶段峰值温度为150~170 ℃（图6），峰值盐度为5%~7%（图7），而黄垢矿区流体包裹体具有更高的均一温度与盐度，峰值温度为220~240 ℃（图6），峰值盐度为8%~10%（图7）。

本次对通道地区的茶溪、金坑与黄垢矿区进行石英的H-O同位素分析，结果列于表3。成矿流体中的δ¹⁸O_fluid同位素组成是根据矿物、水体系的O同位素分馏方程（Clayton et al.，1972）计算所得，计算式为

式中：T为流体包裹体均一温度的峰值。

茶溪矿区第一阶段石英的δ¹⁸O_quartz值为+16.2‰~ +17.1‰，平均值为+16.7‰，对应成矿流体的δ¹⁸O_fluid值为+5.70‰~+6.60‰，平均值为+6.20‰，δD值为 -65‰~-51‰，平均值为-60.5‰。

金坑矿区第一阶段石英的δ¹⁸O_quartz值为+16.2‰~ +16.3‰，平均值为+16.3‰，对应成矿流体的δ¹⁸O_fluid值为+5.70‰~+5.80‰，平均值为+5.80‰，δD值为 -83‰~-44‰，平均值为-63.5‰；第二阶段石英的δ¹⁸O_quartz值为+15.7‰，对应成矿流体的δ¹⁸O_fluid值为 +1.08‰，δD值为-71‰。

黄垢矿区第一阶段石英的δ¹⁸O_quartz值为+14.9‰~ +16.9‰，平均值为+15.5‰，对应的成矿流体的δ¹⁸O_fluid值为+4.95‰~+6.95‰，平均值为+5.55‰，δD值为-71‰~-33‰，平均值为-56.4‰；第二阶段石英的δ¹⁸O_quartz值为+16.0‰，对应成矿流体的δ¹⁸O_fluid值为+1.38‰，δD值为-71‰。

本次主要对通道地区金坑、黄垢和茶溪3个矿区主成矿期第一阶段不同类型的黄铁矿、毒砂等金属硫化物（图8）样品进行了S同位素测定；茶溪矿区黄铁矿粒径较小，因此选用与其共生的黝铜矿进行了S同位素测定［图8（e），8（f）］，测试结果见表4。

试验结果显示，通道3个矿区的58件硫化物样品的δ³⁴S值分布存在显著差异（图9）。黄垢矿区31个黄铁矿样品中的δ³⁴S值分布范围较广，为-15.79‰~ +3.88‰，石英脉中的黄铁矿δ³⁴S值分布在 -12.16‰~+3.88‰之间，集中于-6.68‰~-3.25‰，而变质砂岩中的沉积型黄铁矿δ³⁴S值变化较小，范围为-15.79‰~+3.54‰之间，集中于-15.79‰~ -10.01‰。金坑矿区石英脉中的硫化物δ³⁴S值较为集中，为-5.02‰~+0.74‰；茶溪矿区的6个黝铜矿样品均表现为正值，为+4.18‰~7.37‰。

3个矿床的硫化物原位S同位素组成差异较大，其中金坑矿区地表石英脉中的硫化物δ³⁴S值较为集中，为-5.02‰~+0.74‰；茶溪矿区所采集的6个黝铜矿的样品均表现为正值，为4.18‰~7.37‰。黄垢矿区矿石中和围岩中的黄铁矿S同位素组成差异明显，表明成因不同，地层中的黄铁矿δ³⁴S值明显偏负值，而矿石中的黄铁矿S同位素组成与金坑矿区一致。

茶溪矿区与金坑矿区流体包裹体具有相似的均一温度与盐度，第一阶段峰值温度为210~220 ℃（图6），峰值盐度为6%~8%（图7），第二阶段峰值温度为150~170 ℃（图6），峰值盐度为5%~7%（图7），而黄垢矿区流体包裹体具有更高的均一温度与盐度，峰值温度为220~240 ℃（图6），峰值盐度为8%~10%（图7），3个矿区成矿流体整体上为中温中低盐度流体。区域上雪峰山中段铲子坪金矿的石英流体包裹体的均一温度变化于89~320 ℃，且以200~230 ℃为主，盐度分布在9%~12%，为中温中低盐度环境（魏道芳，1993）。龙王江金矿的石英流体包裹体的均一温度变化于82~300 ℃，以200 ℃为主，盐度分布在0.4%~22.0%，矿床形成于中温中低盐度环境。符竹溪金锑矿流体包裹体均一温度变化在105%~300%，主要集中在200 ℃，盐度分布在0.4%~12.0%（马小双，2016）。沃溪金矿的流体包裹体均一温度分布在123~288 ℃，盐度分布在0.3%~11.1%（易升星，2012；彭南海，2017）。因此雪峰山西南端通道地区与中段沃溪、铲子坪地区成矿流体具有相似的成矿温度与盐度，均为中温中低盐度流体，证实了其可能为同一区域构造带控制下的金成矿。

均一温度—盐度关系图（图10）显示通道地区3个金矿床具有相似的流体演化趋势，随着温度的逐渐降低盐度亦逐渐降低，都具有高温高盐度流体与低温低盐度流体混合特征，显示二者流体演化趋势具有相似性。另外，3个矿床中成矿流体的H-O同位素组成也证实了成矿流体具有不同来源的特征（图11），成矿流体的δ¹⁸O_fluid变化较小，第一阶段δ¹⁸O_fluid分布在+4.95‰~+6.95‰，第二阶段δ¹⁸O_fluid分布在+1.08‰~+1.38‰，而δD值变化较大，分布在 -83‰~-33‰，指示了存在不同来源流体的混合。第一阶段绝大多数投点落入岩浆水与变质水重叠区域，个别投点落入变质水区域，少数投点落入岩浆水范围；第二阶段投点落入岩浆水与大气降水线之间，证实3个矿区具有相似的流体混合特征，其初始流体以变质流体为主，存在岩浆热液的叠加现象，晚阶段可能有大气降水的混入。位于雪峰山中段的铲子坪金矿的成矿流体δ¹⁸O_fluid变化也较小，分布在6.80‰~+8.62‰，而δD值变化较大，分布在 -70.1‰~-54.7‰（魏道芳，1993），沃溪金矿的成矿流体δ¹⁸O_fluid变化较小，分布在15.3‰~+21.7‰，而δD值变化较大，分布在-48.7‰~-81.0‰（鲍振襄等，1999），均指示雪峰山中段金的成矿流体以变质流体为主，存在岩浆热液的混合。另外铲子坪金矿与白马山岩体密切的时空关系也进一步证实了岩体可能为金成矿提供了热源与部分成矿流体与成矿物质（骆学全，1996），沃溪金矿往深部锑矿化变弱，钨矿化增强且白钨矿中富含Mo元素均指示深部可能存在隐伏花岗岩体（彭渤等，2008；彭渤等，2003）。

不同类型硫化物中S同位素的组成特征差异较大，可以用来示踪成矿物质来源，其中与岩浆热液有关的硫化物δ³⁴S值集中在零值附近，且呈塔式分布，沉积或生物有关的硫化物δ³⁴S值变化范围广，常为较大负值（Ohmoto，1972；Ohmoto et al.，1979）。

本次分析的黄垢矿区矿石中热液型黄铁矿δ³⁴S值集中于-6.68‰~-3.25‰，变质砂岩中沉积型黄铁矿δ³⁴S值集中于-15.79‰~-10.01‰，金坑矿区矿石中硫化物δ³⁴S值集中在-5.02‰~+0.74‰，而茶溪矿区矿石中黝铜矿δ³⁴S值分布在+4.18‰~+7.37‰，整体上δ³⁴S值极差较大且偏离零值（图9）。黄垢和金坑矿区分析的金属硫化物主要为黄铁矿和毒砂，未见到硫酸盐矿物，因此可以认为成矿热液中S元素主要以S^2-和HS^-离子形式存在，成矿热液总硫的同位素组成近似等于金属硫化物的S同位素组成（δ³⁴S∑S≈δ³⁴S），另外毒砂的δ³⁴S值大于黄铁矿δ³⁴S值，表明S同位素已经达到了分馏平衡，硫化物中δ³⁴S值可近似代表成矿流体中δ³⁴S∑S值。因此金坑与黄垢矿区与矿化密切相关的流体中的δ³⁴S∑S值集中在-6.68‰~0.74‰，与区域上板溪群马底驿组灰色板岩中沉积型硫化物的δ³⁴S值是相近的（-6.3~-5.5）（罗献林，1991），但是更靠近零值，指示了成矿硫为混合源，既有地层硫也有深部岩浆硫。特别是黄垢地区变质砂岩中的沉积型黄铁矿δ³⁴S值基本低于石英脉中热液型黄铁矿的δ³⁴S值，反映了沉积成因或生物成因的特征。另外区域资料显示赋矿地层、矿层和蚀变岩中有机碳的含量比较高（0.01‰~0.478%），因此有机质也可能参与了成矿作用（鲍振襄等，1999）。

电子探针数据显示黄垢和金坑石英脉中热液型黄铁矿中金含量较高而变质砂岩中沉积型黄铁矿金含量较低，表明石英脉中热液型黄铁矿为载金矿物。根据显微鉴定，金主要发育在黄铁矿裂隙中，为黄铁矿等载金硫化物同期或同期稍晚的产物。因此不含金或含微量金的硫化物来源于地层硫，富含金的硫化物中硫可能主要是受到了S同位素均一化程度较高的深部岩浆硫的叠加作用，致使金富集成矿，这与矿区石英的H-O同位素所揭示的成矿流体有岩浆水的混入是一致的。

前人研究也认为雪峰山富含金硫化物主要以轻S同位素为主，表现为负值，且与金含量有较好的相关性（骆学全，1996）。例如雪峰山北段符竹溪金矿金属硫化物S（δ³⁴S）同位素为-5.0‰~2.0‰，沃溪金矿金属硫化物S（δ³⁴S）同位素为-5.1‰~2.1‰（罗献林，1991）；中段铲子坪金矿中热液型黄铁矿的S（δ³⁴S）同位素为-5.38‰~0.32‰，板溪群中沉积型黄铁矿的S同位素为-4.18‰，毒砂与方铅矿的δ³⁴S值范围为-7.58‰~-6.01‰，因此雪峰山富含金硫化物S同位素均接近零值且有弱的负异常。区域上板溪群马底驿组灰色板岩中黄铁矿与辉铜矿的δ³⁴S值与含金黄铁矿部分重叠，可能为负值硫的来源（罗献林，1991），而零值或弱的正值硫可能是由于深部岩浆热液的叠加作用。另外板溪群变质岩系中金含量高于上部大陆地壳平均值1.7倍，尤其是马底驿组最为显著（7.9倍），且赋存了沃溪金矿、符竹溪锑金矿等中大型金矿，是成矿带上最重要的赋矿层位与成矿矿源层（鲍振襄等，1999）。因此位于雪峰山南段通道地区的金坑、黄垢和茶溪3个金矿床的成矿物质来源与雪峰山中段与北段金矿床具有一定的相似性，不含金或含微量金的硫化物的硫来源于地层硫，后期可能受到不同程度深部岩浆热液的叠加改造作用富集成矿。

（1）金坑矿区的石英脉按产出状态可划分为3个期次：第一期为受到强烈变形的石英脉，见石香肠构造；第二期为成矿期石英脉，石英颗粒较大，具有油脂光泽，石英与黄铁矿、毒砂等硫化物共生，伴随有不同程度的绿泥石化；第三期为成矿后形成的石英脉，颗粒较小，颜色为乳白色。成矿过程可划分为2个阶段，即石英+黄铁矿+毒砂+绢云母+金阶段（Ⅰ）和石英+绢云母+少量金阶段（Ⅱ）。

（2）通过对金坑、黄垢和茶溪3个矿区石英流体包裹体进行的测温分析可知，该区域内的金矿床成矿流体为中温中低盐度的流体，矿床类型为中温热液型金矿床。石英H-O同位素组成反映第一阶段成矿流体以变质流体为主，可能存在岩浆热液的叠加，第二阶段成矿流体有大气降水的加入。

（3）S同位素特征表明与金矿化密切的硫化物的δ³⁴S值集中在-6.68‰~0.74‰，与板溪群马底驿组中硫化物的S同位素组成相似，而靠近零值的载金矿物δ³⁴S值表明矿区深部可能存在岩浆热源。结合前期的黄铁矿电子探针分析，载金硫化物硫源（δ³⁴S值接近零值）主要为岩浆硫，而不含金或含微量金的硫化物（δ³⁴S值为负值）来源于地层硫。