小秦嶺成礦省大湖、靈湖和金渠金(鉬)礦床地質(zhì)特征和硫同位素組成異同及其控制因素*

劉釗 楊林 孫盼飛 李華健 董超一 劉子葳

華北克拉通南緣小秦嶺金礦省為我國最重要的金成礦帶之一，超過1200條石英脈礦體，已探明金資源儲(chǔ)量超過800t，為我國第二大石英脈型金礦集區(qū)(Deng and Wang，2016；Jianetal.，2022)。由于巨大的經(jīng)濟(jì)價(jià)值，前人對(duì)其已開展了大量研究，主要聚焦在成礦時(shí)代(Lietal.，2011，2012a，b，2022b)、構(gòu)造背景(Lietal.，2020b；Xuetal.，2021)、流體組成(Lietal.，2012b；Jianetal.，2015；Changetal.，2022)和物質(zhì)來源(Bietal.，2011；Nietal.，2012；Zhaoetal.，2021)等多個(gè)方面。小秦嶺金礦省金(鉬)成礦年代學(xué)研究表明金和鉬成礦主要集中于中生代(Lietal.，2012a, b, 2022b；Jianetal.，2015)，金和鉬成礦構(gòu)造背景可能為中生代三疊紀(jì)華南板塊向華北克拉通俯沖碰撞造山運(yùn)動(dòng)或晚侏羅-早白堊世華北克拉通大規(guī)模破壞有關(guān)(Lietal.，2011，2012a, b, 2022a, b；Chen and Santosh，2014；Deng and Wang，2016；Dong and Santosh，2016；Gao and Zhao，2017；Jianetal.，2022；Wangetal.，2022a，b)。含礦石英脈流體包裹體研究顯示金和鉬成礦流體均為一套NaCI-H2O-CO2流體體系(Zhouetal.，2014，2015；Jianetal.，2015；Zengetal.，2020；Zhaoetal.，2021；Changetal.，2022)。C-H-O-S-Pb多元同位素研究表明金和鉬成礦物質(zhì)可能來源于前寒武太華群變質(zhì)基底(Zhouetal.，2015；Changetal.，2022)、燕山期花崗巖(Liuetal.，2022b)、富集巖石圈地幔(Zhaoetal.，2022a，b)、殼?；旌显磪^(qū)(Zhaoetal.，2018；Zengetal.，2020)。

雖然這些研究已取得重要進(jìn)展，但對(duì)礦床成因不同環(huán)節(jié)均產(chǎn)生一定的爭議，其中區(qū)域金和鉬成礦異同一直是廣泛爭議的焦點(diǎn)之一。一些學(xué)者認(rèn)為金和鉬成礦為獨(dú)立成礦事件(Lietal.，2011)，也有學(xué)者認(rèn)為在發(fā)育金(鉬)礦化基礎(chǔ)上疊加后期金成礦事件(Zhaoetal.，2021；Jianetal.，2022；Lietal.，2022a)。金(鉬)礦脈構(gòu)造-蝕變-礦化網(wǎng)絡(luò)結(jié)構(gòu)和同位素的系統(tǒng)對(duì)比是解決上述爭議的關(guān)鍵，目前研究較為薄弱。由于金和鉬均為親硫元素，因此S同位素組成是精確刻畫成礦過程(Ohmoto，1972；Rye and Ohmoto，1974；Yangetal.，2021)和揭示礦床成因的重要手段(Nietal.，2012；Pokrovskietal.，2015)。目前，研究區(qū)已有δ34S數(shù)據(jù)揭示金(鉬)礦床成礦過程和流體來源的解釋仍然存在很大爭議，部分原因可能為傳統(tǒng)S同位素稀釋法測試獲得混合硫同位素信息，原位S同位素?cái)?shù)據(jù)可以精細(xì)刻畫單個(gè)礦床成礦流體演化和成礦過程，反演區(qū)域成礦規(guī)律(Lietal.，2012b；Zhouetal.，2014，2015；Zengetal.，2020；Changetal.，2022；Wangetal.，2022b；Zhaoetal.，2022a, b)。此外，不同構(gòu)造背景和成礦機(jī)制，如水巖反應(yīng)和水力破裂等，如何控制硫同位素組成變化尚不明確。本文應(yīng)用原位S同位素分析準(zhǔn)確測定各階段硫化物精細(xì)變化，可有效避免樣品制備過程不同成因硫化物的混合，從而為流體演化、來源和成礦過程提供關(guān)鍵信息。

為查明小秦嶺地區(qū)金和鉬礦化關(guān)系、成礦過程和區(qū)域成礦規(guī)律，我們選取了區(qū)內(nèi)大湖金(鉬)礦、靈湖金礦和金渠金礦為研究對(duì)象。首先，我們開展礦區(qū)大比例尺填圖，查明上述礦床構(gòu)造-蝕變-礦化網(wǎng)絡(luò)結(jié)構(gòu)；其次室內(nèi)開展精細(xì)的巖相學(xué)研究輔助劃分成礦期和成礦階段，同時(shí)結(jié)合激光剝蝕-多接收電感耦合等離子體質(zhì)譜法(LA-MC-ICP-MS)對(duì)不同成礦期(階段)的黃鐵礦進(jìn)行原位硫同位素測試。通過對(duì)比區(qū)域典型地質(zhì)體和原位δ34S組成，進(jìn)而闡述小秦嶺金和鉬成礦關(guān)系、硫同位素組成及其控制因素。

1 區(qū)域地質(zhì)

小秦嶺金礦省位于華北克拉通南緣，緊鄰秦嶺-大別造山帶(圖1a)。小秦嶺地區(qū)構(gòu)造經(jīng)歷了中生代-新生代的韌脆性變形，構(gòu)成了秦嶺-大別造山帶的一部分(翟明國等，2003；朱賴民等，2008；Dong and Santosh，2016)。區(qū)內(nèi)與成礦相關(guān)構(gòu)造主要與早三疊世揚(yáng)子板塊與華北克拉通碰撞有關(guān)，隨后白堊紀(jì)受古太平洋板塊斜向俯沖導(dǎo)致小秦嶺地區(qū)構(gòu)造再次發(fā)生活化(陳衍景等，2009；陳衍景，2010；Chen and Santosh，2014；Lietal.，2020b)。小秦嶺構(gòu)造框架主要為一系列近E-W向展布的褶皺和斷裂組成，以北部的太要斷裂和南部的小河斷裂為界夾于兩斷裂之間(圖1b)。從北到南依次由五里村背斜、漆樹坪向斜、老鴉岔背斜、廟溝向斜和上陽寨背斜組成了一個(gè)近E-W向的復(fù)式背斜(圖1b)。大量的金礦賦存于褶皺翼部及其派生的次級(jí)斷裂，從北到南依次構(gòu)成三條成礦帶：北礦帶、中礦帶和南礦帶(圖1b)。

圖1 小秦嶺地區(qū)大地構(gòu)造位置(a, 據(jù)Deng et al.，2020a，b修改)及區(qū)域地質(zhì)簡圖(b, 據(jù)Li et al.，2012a修改)

小秦嶺金礦省主要由前寒武太華群變質(zhì)基底組成，巖性主要為角閃斜長片麻巖、黑云母斜長巖、角閃巖、混合巖、石英巖以及大理巖(Jiaetal.，2019；Wangetal.，2021a)。LA-ICP-MS和SHRIMP 鋯石U-Pb測試結(jié)果顯示太華群形成于2.36～2.3Ga(Jiaetal.，2019；Wangetal.，2021a)，晚期又被太古代和中生代花崗質(zhì)巖體侵入(Zhaoetal.，2012，2018；Xuetal.，2021)。區(qū)內(nèi)第四系沉積物分布廣泛。

小秦嶺礦省內(nèi)巖漿巖發(fā)育廣泛，從西向東出露有華山、文峪和娘娘山花崗質(zhì)侵入體(圖1b)。其中華山復(fù)式雜巖體侵位于晚三疊世～205Ma (Huetal.，2012)和早白堊世144～131Ma(Huetal.，2012；Wenetal.，2020)；文峪巖體侵位于141～122Ma(Zhaoetal.，2012；Wenetal.，2020)；娘娘山黑云母二長花崗巖侵位于142～129Ma(Zhaoetal.，2012；Xuetal.，2021)。位于南緣的太古代桂家峪黑云母角閃花崗巖侵位時(shí)間為1745Ma，中太古小河巖體侵位時(shí)間為1463Ma (Xuetal.，2022)。此外，該地區(qū)大量的脈巖和偉晶巖侵入時(shí)代分別為1.9～1.8Ga、218～209Ma和140～125Ma(畢詩健等，2011；Lietal.，2012b，2022a)。

2 礦床地質(zhì)

2.1 大湖金(鉬)礦

大湖金(鉬)礦位于小秦嶺礦省北礦帶五里村背斜北翼。礦區(qū)地層主要為前寒武太華群斜長角閃片麻巖，構(gòu)造為一系列近NW和NW以及NE向斷裂控制(圖2a、圖3a)。F5為區(qū)內(nèi)最大控礦斷裂，該斷裂帶控制的礦體不僅發(fā)育石英-輝鉬礦脈，同時(shí)也發(fā)育石英-黃鐵礦(金)脈(圖4a, b)。此外，從南到北還依次發(fā)育有F35、F7、F8以及F1斷裂，其中F35斷裂帶發(fā)育輝鉬礦脈，其余斷裂幾乎均為石英-含金黃鐵礦脈。區(qū)內(nèi)基性脈巖大多被礦化石英脈切穿。大湖金(鉬)礦石英脈礦體主體傾向NE，傾角38°～50°，部分礦體近乎直立產(chǎn)出。

圖2 大湖(a)、靈湖(b)和金渠(c)礦區(qū)地質(zhì)圖(據(jù)Jian et al.，2015；Chang et al.，2022；Zeng et al.，2020修改)

圖3 大湖(a)、靈湖(b)和金渠(c)礦體剖面圖(據(jù)Jian et al.，2015；Chang et al.，2022；Zeng et al.，2020修改)

在大湖金(鉬)共生礦床中，鉬礦與金礦體呈現(xiàn)出明顯空間疊加關(guān)系，在單一礦脈空間位置上構(gòu)成了上金下鉬的礦化特征(圖3a)。與成礦相關(guān)熱液蝕變主要有鉀化、絹英巖化、硅化以及碳酸鹽化。其中鉀化與鉬礦體在空間上密切相關(guān)，即鉀化與輝鉬礦相伴而生(圖4a, b)，鉬礦化期礦石礦物主要為輝鉬礦和黃鐵礦，少見其他賤金屬(圖4a、圖5a、圖6a)。而金礦化與絹英巖化蝕變關(guān)系密切，含金石英脈發(fā)育的地方，絹英巖化發(fā)育較為強(qiáng)烈，鉀化極少在金礦化帶發(fā)育?？梢娫缙阝浕缓笃诮佊r化切穿(圖5a)。根據(jù)野外地質(zhì)穿插關(guān)系及礦物共生組合，成礦分為1期鉬礦化，即石英-鉀長石-輝鉬礦期(Ⅰ)；2期金礦化期，分別為石英-黃鐵礦-多金屬硫化物階段(Ⅱ)和石英-碳酸鹽(黃鐵礦)階段(Ⅲ)(圖7)。

圖5 大湖(a、b)、金渠(c、d)和靈湖(e、f)金礦蝕變特征(正交偏光下)

圖6 大湖(a、b)、金渠(c、d)和靈湖(e、f)金礦礦化特征顯微照片

圖7 大湖、靈湖、金渠金礦床礦物共生組合及生成順序

2.2 靈湖金礦

靈湖金礦位于大湖金(鉬)礦東3km處。與大湖礦床受到相同構(gòu)造斷裂-五里村背斜控制。礦區(qū)出露地層主要為前寒武太華群，其被一系列輝綠巖和花崗斑巖侵入(圖2b)。輝綠巖總體走向?yàn)镹W，傾向NE，次有NE走向。礦區(qū)內(nèi)構(gòu)造主要為NW，NE以及N-S向構(gòu)造。其中F5為區(qū)內(nèi)最大控礦構(gòu)造，控制該礦床主要礦脈產(chǎn)出，長約2000m，寬約20～50m，傾向NE，傾角約為10°～28°(圖4c, d)。礦區(qū)大多數(shù)礦體主要呈脈狀和透鏡狀分布(圖2b、圖3b)，受NW和NE向斷裂控制，與大湖礦床控礦樣式具有一致性。

靈湖金礦與成礦相關(guān)熱液蝕變有鉀化、絹英巖化、硅化以及晚期碳酸鹽化蝕變(圖5c, d)，絹英巖化蝕變與金礦化最為密切。金礦脈發(fā)育有大量的賤金屬(黃銅礦、方鉛礦，閃鋅礦)、碲化物(圖6c, d)，而金主要以碲化物形式出現(xiàn)。在靈湖金礦可以觀察到鉀化石英脈，但是在該礦床鉀化石英脈金礦化較微弱并未見鉬礦化，與大湖礦床鉀化帶鉬礦化特征截然不同 (圖4d)。根據(jù)野外地質(zhì)現(xiàn)象和礦物共生組合我們將熱液成礦劃分為三階段：早期乳白色石英-黃鐵礦階段(Ⅰ)；煙灰色石英-含金黃鐵礦-多金屬硫化物階段(Ⅱ)；石英-碳酸鹽階段(Ⅲ)(圖7)。

2.3 金渠金礦

金渠金礦位于小秦嶺礦省中部，距大湖金(鉬)礦南5km，礦體受漆樹坪向斜構(gòu)造控制，賦礦圍巖為太華群變質(zhì)基底(圖2c)。沿漆樹坪向斜南翼發(fā)育一系列不同走向次級(jí)斷裂，主要有近EW、NEE和NWW向斷裂。主控礦斷裂走向?yàn)?°左右，傾角為18°～52°。區(qū)內(nèi)發(fā)育眾多輝綠巖和花崗質(zhì)侵入體，多被礦體切穿。礦體嚴(yán)格受構(gòu)造帶控制，與構(gòu)造產(chǎn)狀近乎一致(圖4e, f)。

金渠金礦在該礦床內(nèi)與礦化最為密切主要蝕變類型為強(qiáng)絹英巖化(圖5e, f)，沿礦體兩側(cè)發(fā)育(圖4e)。與成礦相關(guān)金屬礦物主要為黃鐵礦、方鉛礦，此外發(fā)育少量黃銅礦、閃鋅礦和碲化物，金主要以復(fù)雜的碲化物包裹于黃鐵礦內(nèi)部(圖6e, f)。除鉀化蝕變不發(fā)育，其余蝕變類型和礦物組合與區(qū)內(nèi)金礦化特征一致。按照野外現(xiàn)象及其礦物共生組合可以將成礦劃分為三個(gè)階段：石英-黃鐵礦階段(Ⅰ)；石英-含金黃鐵礦-碲化物-多金屬硫化物階段(Ⅱ)；石英-碳酸鹽-黃鐵礦階段(Ⅲ)(圖7)。

3 樣品采集和分析方法

本次共采集大湖樣品3件、靈湖5件、金渠6件，所有樣品均采集于井下且均與成礦相關(guān)。首先我們對(duì)所有樣品進(jìn)行詳細(xì)觀察描述(表1)，磨制探針片進(jìn)而在顯微鏡下觀察其礦物共生組合及其相關(guān)蝕變特征。選出具有代表性的含金黃鐵礦進(jìn)行定位拍照。在中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所深地動(dòng)力學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室進(jìn)行掃描電鏡分析。詳盡觀察所選黃鐵礦有無環(huán)帶結(jié)構(gòu)及其包裹體，微裂隙等，在盡量避免人為誤差因素的狀況下獲得更為精確的數(shù)值。待所有準(zhǔn)備工作結(jié)束后，對(duì)具有代表性的黃鐵礦進(jìn)行LA-MC-ICP-MS原位S同位素測試。其中大湖為金-鉬共生礦，所以我們選擇了一件輝鉬礦-黃鐵礦共生樣品(DH2-20-12)進(jìn)行測試；其余均為金成礦期黃鐵礦-石英脈樣品(DH20-2、DH20-5)。靈湖(LH2-1、LH20-5、LH2-7、LH2-22)均為石英-黃鐵礦脈金成礦期樣品，LH20-11脈內(nèi)夾雜有圍巖的成分。金渠(JQ20-1、JQ20-6、JQ20-7、JQ20-8、JQ20-9、JQ20-13)均為石英-黃鐵礦脈金成礦期樣品。

表1 大湖、靈湖、金渠金(鉬)礦床樣品描述

本次研究在天津市科薈分析科技有限責(zé)任公司進(jìn)行LA-MC-ICP-MS原位S同位素測試分析。Thermo Scientific公司生產(chǎn)的Neptune Plus多接收等離子體質(zhì)譜儀和與之連用的RESOlution S155 193nm激光剝蝕系統(tǒng)。根據(jù)提前選擇的樣品照片點(diǎn)位進(jìn)行利用激光剝蝕系統(tǒng)對(duì)硫化物進(jìn)行剝蝕。剝蝕采用點(diǎn)剝蝕，剝蝕直徑在24μm，能量密度為4J/cm2，頻率為6Hz。 采用高純He作為載氣，吹出剝蝕產(chǎn)生的氣溶膠，送入MC-ICP-MS進(jìn)行質(zhì)譜測試。32S和34S用法拉第杯靜態(tài)同時(shí)接收，采用的積分時(shí)間為0.131s，共采集200組數(shù)據(jù)，共需時(shí)約27s。正式測試前，以硫化物標(biāo)樣HN、JX和ZX對(duì)儀器參數(shù)進(jìn)行調(diào)試，使之達(dá)到最佳狀態(tài)。為減小基質(zhì)效應(yīng)對(duì)測試結(jié)果的影響，分析過程中分別用與樣品基質(zhì)相似的硫化物為標(biāo)樣，并用標(biāo)準(zhǔn)-樣品-標(biāo)準(zhǔn)交叉法進(jìn)行質(zhì)量歧視校正。

4 測試結(jié)果

4.1 黃鐵礦巖相學(xué)特征

所有礦床含礦石英脈中，黃鐵礦特征具有部分相似性。大湖金(鉬)礦早期鉬成礦期黃鐵礦Py1主要呈現(xiàn)半自形-他形結(jié)構(gòu)，顆粒普遍較大。而在金主成礦期黃鐵礦Py2多為半自形-他形晶形，Py3黃鐵礦往往呈自形-半自形顆粒(圖6a, b)。在靈湖金礦中，早階段黃鐵礦Py1多為自形，中階段為自形-半自形，與黃銅礦，方鉛礦共生，晚階段黃鐵礦Py3為他形結(jié)構(gòu)(圖6c-d)。金渠金礦中早階段黃鐵礦Py1為自形結(jié)構(gòu)，中階段Py2為自形-半自形，常與黃銅礦，方鉛礦共生，晚階段Py3為他形顆粒(圖6e, f)。所有的樣品在BSE照片中均未顯示出環(huán)帶結(jié)構(gòu)(圖6)。

4.2 黃鐵礦S同位素測試結(jié)果

本次大湖、靈湖和金渠礦床的14件黃鐵礦38個(gè)點(diǎn)的同位素?cái)?shù)據(jù)見表2。對(duì)于大湖金(鉬)礦，δ34S值變化范圍相對(duì)較窄-3.43‰～3.33‰，平均值為-0.95‰。Py1為鉬成礦期，δ34S為-1.9‰～3.33‰，平均值為-1.9‰；Py2階段δ34S值變化范圍為-2.76‰～-1.56‰，平均值為-1.9‰；Py3階段δ34S值變化范圍為-0.12‰～0.38‰，平均值為0.16‰。靈湖金礦黃鐵礦δ34S范圍-8.47‰～8.19‰，Py1為-7.03‰～8.19‰，平均值為-0.04‰；Py2變化范圍為-7.77‰～1.46‰，平均值為-5.81‰；Py3變化范圍為-7.44‰～0.05‰，平均值為-3.77‰。金渠金礦黃鐵礦δ34S范圍-3.85‰～8.9‰。Py1階段為4.05‰～8.9‰，平均值為6.85‰；Py2階段為8.85‰；Py3階段為-3.51‰～3.7‰，平均值為-0.33‰。大湖、靈湖和金渠金礦黃鐵礦δ34S值受控礦構(gòu)造變化范圍：大湖近EW向鉬礦體樣品δ34S值-1.9‰～+3.33‰；大湖近EW向金礦體中δ34S值-2.76‰～+0.38‰。靈湖金礦中樣品除一件NW礦體樣品δ34S值為-7.44‰，其余均為近EW向金礦體δ34S值為-8.47‰～+8.19‰。金渠金礦脈近EW和NW向礦脈中黃鐵礦δ34S值范圍分別+0.7‰～+8.9‰和-3.9‰～-3.5‰，其中陡傾礦脈黃鐵礦δ34S值較負(fù)(-3.9‰～+3.7‰)，而緩傾礦脈δ34S值較正(+4.1‰～+8.9‰)。

表2 大湖、靈湖、金渠金礦床原位S同位素分析結(jié)果

5 討論

5.1 小秦嶺成礦省金(鉬)成礦異同

本次基礎(chǔ)地質(zhì)特征和硫同位素研究和已發(fā)表年代學(xué)、流體組成特征顯示小秦嶺金和鉬成礦具有諸多異同。這些異同包括：1)小秦嶺金礦省金(鉬)礦體都為石英脈型，受控于同一構(gòu)造體系(F5)控制，但是鉬礦體以石英-碳酸鹽-黃鐵礦脈為主，金礦體以石英-黃鐵礦-多金屬硫化物-碲化物為主。鉬礦體與鉀化蝕變緊密相關(guān)，可見鉀化蝕變被后期絹英巖化及硅化切穿(圖5a)；金礦體內(nèi)廣泛發(fā)育絹英巖化和硅化蝕變。2)小秦嶺成礦省鉬礦脈中黃鐵礦δ34S值范圍為-3.34‰～3.33‰，金礦脈黃鐵礦δ34S值范圍為-8.47‰～8.9‰。可見金礦體δ34S值為-8.47‰～8.9‰相較于鉬礦體δ34S值-3.34‰～3.33‰相對(duì)較寬(圖8、表2)。3)區(qū)內(nèi)成礦特征具有顯著差異：北(中)部以金(鉬)成礦為特征，南部以發(fā)育獨(dú)立金礦為特征(Lietal.，2012a，b；Zhaoetal.，2021；Liuetal.，2022a)。4)輝鉬礦Re-Os年代學(xué)指示鉬礦化形成時(shí)間主要集中于204～233Ma(Lietal.，2011；Jianetal.，2015；Li and Pirajno，2017)。金礦床(槍馬、文峪、楊砦峪、樊岔等)絹云母Ar-Ar 和熱液金紅石U-Pb年齡約束金礦年齡為120～135Ma(Lietal.，2012a，b；Zhaoetal.，2022b)。5)大湖、紅土嶺，秦南等礦床鉬礦體流體包裹體研究表明，礦化早-中期流體屬于中高溫(200～400℃)、中高鹽度(10%～40% NaCleqv)、富含CO2的H2O-CO2-NaCI體系，該成礦期可見子晶礦物(輝鉬礦，石鹽)。隨著成礦作用進(jìn)行，流體溫度和鹽度逐漸降低，成礦演化晚期流體溫度降溫至～200℃，低鹽度(<10% NaCleqv)的H2O-NaCI體系(Li and Pirajno，2017；Zhaoetal.，2021)；而金礦中流體包裹體研究表明流體屬于一套中低溫(100～300℃)，低鹽度(<15% NaCleqv)的CO2-H2O-NaCI體系，不含子晶礦物(Lietal.，2012b；Zhouetal.，2014，2015；Jianetal.，2015；Zengetal.，2020；郭云成等，2021；Changetal.，2022；王鵬飛等，2022)。這些研究表明小秦嶺金和鉬成礦異同可能受差異的流體來源或者成礦過程控制(Zhaoetal.，2021；Changetal.，2022；Lietal.，2022b；Liuetal.，2022a)。

圖8 大湖、靈湖和金渠金礦不同期次黃鐵礦原位δ34S組成及區(qū)帶不同礦床黃鐵礦δ34S對(duì)比

5.2 礦床硫同位素演化及其控制因素

本次研究所選擇大湖和靈湖礦床樣品主要受近EW向斷裂控制礦脈，而金渠金礦所分析樣品既有近EW向礦脈，也有近NW向礦脈，因此下文重點(diǎn)聚焦礦床尺度相同構(gòu)造方位和不同構(gòu)造方位下金礦脈黃鐵礦硫同位素組成演化及其控制因素。

大湖礦床鉬礦化期黃鐵礦δ34S值范圍相對(duì)較窄-3.43‰～3.33‰(圖8、表2)。但單顆黃鐵礦核部到邊部差異較大(表2)，由于石英脈型鉬礦體及圍巖鉀化蝕變較強(qiáng)，指示鉬礦化期流體與圍巖發(fā)生強(qiáng)烈反應(yīng)(圖4a)。金礦化期所選樣品為石英多金屬硫化物階段和石英-碳酸鹽-黃鐵礦階段黃鐵礦，δ34S值相對(duì)較窄(-2.44‰～0.38‰)，且黃鐵礦顆粒核部到邊部δ34S值總體較為均一，表明流體組分相對(duì)穩(wěn)定。由于早期金成礦處于封閉體系且流體氧逸度較高，導(dǎo)致δ34S總體偏負(fù)(Ohmoto, 1972；Jianetal., 2015；郭云成等，2021)。但Py3的δ34S值相對(duì)Py2偏高，可能指示流體在演化過程中逐漸降溫導(dǎo)致fo2逐漸降低(Cooke and McPhail，2001；Jianetal.，2015；Lietal.，2020b)。故而引起大湖金鉬礦床中δ34S值變化原因主要為水巖反應(yīng)及流體降溫。靈湖金礦所測樣品同樣來自受近EW向斷裂構(gòu)造控制礦體，樣品中未見硫酸鹽發(fā)育，包裹體研究表明流體在成礦時(shí)含有大量的CO2和CH4流體，表明成礦流體處于相對(duì)還原環(huán)境(Canfield，2001；Yinetal.，2019；Zengetal.，2020)。早期與鉀化相關(guān)石英脈中黃鐵礦Py1的δ34S值變化較大-7.03‰～8.19‰；黃鐵礦核部主要為正值，邊部為負(fù)值(表2)。可能表明流體局部物理化學(xué)條件發(fā)生改變(Ohmoto, 1972，Zhouetal., 2015)。野外地質(zhì)顯示靈湖金礦早期鉀化蝕變且局部發(fā)生蝕變的圍巖角礫包裹于鉀化石英脈，指示出流體與圍巖發(fā)生強(qiáng)烈水巖反應(yīng)局部導(dǎo)致流體物理化學(xué)條件發(fā)生改變(Yangetal.，2021；圖4d)。石英多金屬硫化物階段Py2的δ34S值為-7.77‰～-5.97‰，其中個(gè)別黃鐵礦δ34S值為1.46‰；石英-碳酸鹽-黃鐵礦階段黃鐵礦Py3的δ34S值為-7.44‰～-0.05‰。Py2和Py3范圍較窄表明在成礦過程中物理化學(xué)條件持續(xù)穩(wěn)定變化(Hutchisonetal.，2020)。從早階段到晚階段δ34S值不斷升高主要是由于流體溫度逐漸降低導(dǎo)致fO2降低。這與大湖金鉬礦化期流體δ34S值演化特征具有一致性。

本次研究選擇大湖和靈湖(鉬)金礦樣品主要為近EW向構(gòu)造控制，兩者除了在礦化類型上表現(xiàn)出不同差異外。其他成礦特征均具有高度相似性：主控礦斷裂為F5；與金礦化相關(guān)絹英巖化蝕變主礦脈成礦流體δ34S值演化趨勢表現(xiàn)出一定相似性。相似構(gòu)造背景下主要由于水巖反應(yīng)引起δ34S值發(fā)生波動(dòng)(Yangetal.，2022a)。金渠金礦脈近EW和NW向礦脈中黃鐵礦δ34S值范圍分別+0.7‰～+8.9‰和-3.9‰～-3.5‰，其中陡傾礦脈黃鐵礦δ34S值較負(fù)(-3.9‰～+3.7‰)，平均值為-0.33‰，而緩傾礦脈δ34S值較正(+4.1‰～+8.9‰)平均值為+7.18‰，表明不同性質(zhì)構(gòu)造控制礦體產(chǎn)出及δ34S規(guī)律性值變化(圖9、表2)，可能指示黃鐵礦S同位素值與流體物理化學(xué)條件發(fā)生變化，在空間上受到斷裂構(gòu)造控制的潛在關(guān)系(Coxetal.，1995，2001；Hodkiewiczetal.，2009；Weatherley and Henley，2013)。包裹體研究表明金渠金礦中氣相包裹體和富液包裹體共存證明流體發(fā)生不混溶作用 (Changetal.，2022)。因而壓力被認(rèn)為是控制流體沿構(gòu)造流動(dòng)形成相關(guān)礦化最主要驅(qū)動(dòng)力(Wilkinson and Johnston，1996；Coxetal.，2001；Lietal.，2020a；Changetal.，2022)。由于華北克拉通受到古太平板塊俯沖遠(yuǎn)程效應(yīng)影響，小秦嶺地區(qū)先前構(gòu)造發(fā)生活化并處于伸展環(huán)境，為成礦流體的運(yùn)移提供上升通道(Wuetal.，2005；Zhuetal.，2017)。由于金礦化具有瞬時(shí)性，大規(guī)模流體在早期的高壓狀態(tài)下超過上覆靜巖壓力巖石發(fā)生瞬間破裂，流體沿破裂面及其派生的次級(jí)斷裂運(yùn)移，壓力瞬間釋放導(dǎo)致成礦物質(zhì)發(fā)生沉淀(Sibsonetal.，1988；Peterson and Mavrogenes，2014；Millsetal.，2015；Yangetal.，2021)。早期流體沿先前斷裂活化，流體運(yùn)移至NW向構(gòu)造擴(kuò)容帶與圍巖反應(yīng)，指示流體與圍巖發(fā)生強(qiáng)烈水巖反應(yīng)引起氧逸度變化，導(dǎo)致δ34S值較高(Yangetal.，2021)。NW向礦體中含有不同大小圍巖角礫也驗(yàn)證這一觀點(diǎn)(圖4d)。而近EW向脈體由于壓力驟然釋放和流體降溫快速充填成礦，壓力變化引起流體不混溶性導(dǎo)致H2S分餾進(jìn)入氣相，流體fO2和pH值變大，因而晚階段黃鐵礦δ34S出現(xiàn)降低趨勢(Naden and Shepherd，1989；Cooke and McPhail, 2001；Hutchisonetal.，2020)。這些顯著差異的δ34S組成表明不同構(gòu)造背景控制差異的氧逸度等物理化學(xué)條件，進(jìn)而影響礦物同位素組成(Hodkiewiczetal.，2009)。例如，在Victory-Defiance礦床中，構(gòu)造角度對(duì)S同位素也具有明顯的控制作用，兩種不同的構(gòu)造體制反映出成礦過程流體就位的差異性(Hodkiewiczetal.，2009；Hutchisonetal.，2020)。

圖9 金渠金礦體空間分布與不同產(chǎn)狀礦體黃鐵礦原位δ34S組成關(guān)系圖

5.3 金和鉬礦化成礦流體性質(zhì)

熱液礦床中硫化物硫同位素組成不僅取決于其源區(qū)物質(zhì)δ34S值，而且與成礦流體演化過程中物理化學(xué)條件(fO2，pH，溫度)密切相關(guān)(Ohmoto，1972；Rye and Ohmoto，1974；Seal II，2006；Marinietal.，2011)。本次研究發(fā)現(xiàn)鉬礦脈中未發(fā)育硫酸鹽，因此可以認(rèn)為硫化物與成礦流體呈同位素平衡，可以近似代表含鉬流體同位素?cái)?shù)值。在大湖、金渠和靈湖金礦脈中金屬礦物以黃鐵礦為主，此外還發(fā)育方鉛礦、閃鋅礦和黃銅礦等，未發(fā)現(xiàn)硫酸鹽礦物和磁鐵礦等氧化礦物，表明成礦體系總體處于還原狀態(tài)，因而S主要以HS-和S2-形式賦存(Ohmoto，1972；Pokrovskietal.，2015)。小秦嶺區(qū)內(nèi)金成礦溫度約為250℃(Lietal.，2012b；Jianetal.，2015；Deng and Wang，2016；Changetal.，2022)，該溫度下還原性流體中沉淀的硫化物δ34S分異較小，因而黃鐵礦δ34S值可近似代表熱液流體同位素?cái)?shù)值(Ohmoto，1972；Yangetal.，2021，2022a)。

前人和上述研究表明黃鐵礦硫同位素組成受源區(qū)屬性、流體路徑、水巖反應(yīng)和水力破裂等成礦機(jī)制綜合控制(Hodkiewiczetal.，2009；Weatherley and Henley，2013；Yangetal.，2018，2022b)，因此本次研究的成礦流體硫同位素組成僅代表沉淀不同硫化物和金組成流體硫同位素，而不能反應(yīng)初始成礦流體和源區(qū)屬性。大湖、靈湖、金渠金(鉬)礦床金礦化流體δ34S分別為-2.76‰～0.38‰；-8.47‰～8.19‰；-3.85‰～8.9‰，其中大湖鉬礦化流體δ34S 為3.43‰～3.33‰。金礦體與同期基性脈巖產(chǎn)出，且金礦脈中含有大量碲化物。這些特征指示金成礦物質(zhì)可能具有幔源屬性(Cook and Ciobanu，2004；Cepedaletal.，2006；Ciobanuetal.，2010)。鉬礦體Pb同位素指示成礦物質(zhì)來源于前寒武地殼基底熔融相關(guān)巖漿(Simon and Ripley, 2011；Li and Pirajno，2017； Zhaoetal.，2021)；金礦體Pb同位素指示成礦物質(zhì)具有幔源屬性(Lietal., 2012b, 2022b；Zengetal., 2020；Changetal.，2022；Zhaoetal.，2022a, b)。鉬礦體H-O同位素指示出成礦流體來源于深部巖漿流體和變質(zhì)水混合(Li and Pirajno，2017)；金礦體H-O同位素指示出成礦流體為具有混合來源：變質(zhì)水、巖漿水、以及大氣降水(Lietal.，2012b；Zhouetal.，2014，2015；Jianetal.，2015；Zengetal.，2020；Changetal.，2022)。小秦嶺地區(qū)賦礦圍巖中含有極低Au含量，并且賦礦圍巖在金礦化前2.0Ga時(shí)已發(fā)生變質(zhì)脫水作用，它們只是在空間上展示出密切相關(guān)(Wangetal.，2021b；Zhaoetal.，2022a)，因而，可以排除變質(zhì)基底巖石作為金礦床的主要物質(zhì)來源，但太華群變質(zhì)巖鉬元素豐度為1.00×10-6～6.9×10-6(胡志宏等，1986)，可作為鉬成礦主要物質(zhì)來源(Li and Pirajno，2017)。金礦化與花崗質(zhì)巖體侵入年齡接近，但空間位置上金礦床均遠(yuǎn)離巖體5～10km，礦區(qū)內(nèi)也幾乎不可見花崗巖出露。因而很難用區(qū)內(nèi)現(xiàn)有花崗巖作為該區(qū)金礦化物質(zhì)來源(Zengetal.，2020；Zhaoetal.，2022a)。通過對(duì)小秦嶺典型礦床地質(zhì)結(jié)構(gòu)、流體組分、物質(zhì)來源等方面分析，區(qū)內(nèi)金鉬成礦表現(xiàn)出兩種完全不同地質(zhì)特征，眾多證據(jù)表明在小秦嶺區(qū)內(nèi)金鉬成礦為獨(dú)立成礦事件。鉬成礦可能為巖漿底侵作用導(dǎo)致太華群變質(zhì)基底熔融形成富鉬巖漿；而金成礦物質(zhì)可能來源于地幔流體。上述物質(zhì)來源仍需結(jié)合精確的成礦年代學(xué)、多元同位素體系進(jìn)一步探討和驗(yàn)證。

5.4 區(qū)域成礦規(guī)律與硫同位素分布

小秦嶺金礦省位于華北克拉通南緣與秦嶺造山帶交匯部位，早三疊世華南板塊和華北克拉通碰撞和早白堊世古太平洋板塊俯沖多期構(gòu)造復(fù)合疊加導(dǎo)致小秦嶺形成眾多金(鉬)礦床(Maoetal.，2002；陳衍景等，2009；陳衍景，2010；Chen and Santosh，2014；Lietal.，2020b)。復(fù)合造山帶成礦物質(zhì)來源復(fù)雜，多期構(gòu)造驅(qū)動(dòng)以及巨量金屬匯集是形成大型成礦省重要機(jī)制(鄧軍等，2020；Dengetal.，2021，2022)。小秦嶺北礦帶鉬礦床與中礦帶鉬礦床地質(zhì)特征和成礦年代學(xué)具有一定相似性，硫酸鹽和硫化物分餾可以較好的解釋局部硫同位素差異(Zhaoetal.，2021)，推測小秦嶺范圍內(nèi)鉬礦化受同一成礦系統(tǒng)控制(Li and Pirajno，2017)。根據(jù)各成礦區(qū)帶所處構(gòu)造位置分析，北礦帶金成礦δ34S為-8.47‰～8.19‰，平均值-2.63‰；中礦帶金成礦-6.23‰～8.9‰，平均值-0.34‰；而南部礦帶δ34S值為-7.5‰～5.8‰，平均值1.81‰(Zhaoetal.，2021，2022a，b；Changetal.，2022；Lietal.，2022b；Liuetal.，2022a)。雖然從北礦帶到南礦帶含金黃鐵礦δ34S值具有偏正趨勢，但不同帶內(nèi)金礦δ34S值范圍高度重疊，且金主成礦階段黃鐵礦δ34S均值大多位于0值附近(圖8)。區(qū)域相似的賦礦圍巖、控礦構(gòu)造、年代學(xué)及礦床地球化學(xué)等方面一致性指示小秦嶺不同礦帶金礦脈可能受相似的源-運(yùn)-儲(chǔ)成礦系統(tǒng)控制，本次所研究大湖、靈湖和金渠金(鉬)礦床硫同位素組成變化指示礦床內(nèi)局部同位素偏差和波動(dòng)受成礦末端的水巖反應(yīng)和水力破裂等因素影響。這種現(xiàn)象在全球多個(gè)礦床，如大坪金礦已得到證實(shí)(Zhouetal.，2015；Yangetal.，2018，2022b；Wangetal.，2020；Changetal.，2022；Lietal.，2022b)。因此，在發(fā)育多期成礦事件的復(fù)合造山帶內(nèi)，需詳細(xì)解剖各期次成礦特征，開展精細(xì)礦物學(xué)工作并與原位測試分析結(jié)合，系統(tǒng)對(duì)比礦脈幾何學(xué)和構(gòu)造背景，分析礦床主控要素，據(jù)此追溯礦床物質(zhì)來源、總結(jié)成礦規(guī)律，為區(qū)域找礦勘探提供有效理論依據(jù)。

6 結(jié)論

(1)大湖、靈湖和金渠(鉬)金礦床構(gòu)造-蝕變-礦化研究表明金鉬礦體均呈石英脈狀，受近EW向?yàn)橹鞯臄嗔洋w系控制。鉬礦體發(fā)育鉀化和硅化蝕變，礦石礦物組合主要為輝鉬礦和黃鐵礦，而金礦體以絹英巖化蝕變?yōu)橹鳎V石礦物組合主要為黃鐵礦、多金屬硫化物和碲化物。

(2)大湖和靈湖相似構(gòu)造方向剪切帶控礦構(gòu)造方位控制的金礦脈中黃鐵礦硫同位素組成差異受差異水力破裂和水巖反應(yīng)控制，而金渠金礦脈不同構(gòu)造方向礦脈中黃鐵礦硫同位素組成差異可歸因于不同構(gòu)造背景控制差異的氧逸度等物理化學(xué)條件。

(3)本次研究論證了小秦嶺金(鉬)礦床黃鐵礦硫同位素組成受水巖反應(yīng)和構(gòu)造環(huán)境等多種因素控制，需在精細(xì)劃分成礦期次、詳細(xì)刻畫構(gòu)造控礦樣式和綜合考慮不同成礦過程的基礎(chǔ)上追溯礦床物質(zhì)來源，總結(jié)區(qū)域成礦規(guī)律。

致謝兩位審稿人對(duì)論文提出了寶貴的意見，野外工作得到了河南金源黃金礦業(yè)有限公司各級(jí)工作人員大力支持，在此一并致謝。