孫思辰 楊立強 張良 王久懿 韓松昊, 2 李智琪 張福 藺福強

1. 中國地質(zhì)大學地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室，北京 1000832. 新華聯(lián)礦業(yè)有限公司，北京 1011163. 醴陵市正沖金礦開采有限公司，醴陵 4122001.

熱液脈狀金礦床是世界范圍內(nèi)金資源儲量最多的金礦床類型(Weatherley and Henley, 2013)，可賦存于各個時代的變質(zhì)地體中(Grovesetal., 1998; Goldfarbetal., 2005; Yangetal., 2014; Zhangetal., 2020a)，其成礦流體特征與金沉淀機制研究較多，已取得較好的認識或達成共識(楊立強等，2014, 2020; Yangetal., 2017; Dengetal., 2018, 2020a; Qiuetal., 2019, 2020; Zuetal., 2019)，然而其成礦物質(zhì)和流體來源仍具爭議。因脈狀金礦床成礦過程與構(gòu)造、巖漿、變質(zhì)等地質(zhì)事件關系的認識差異，產(chǎn)生不同成礦物質(zhì)與流體的來源模型：變質(zhì)脫流體模型認為成礦物質(zhì)來源于造山過程中綠片巖相變質(zhì)作用向角閃巖相變質(zhì)作用轉(zhuǎn)變時，含碳與水的綠片巖脫揮發(fā)份時產(chǎn)生的H2O、CO2、S與Au(Phillips and Powell, 2010; Tomkins, 2010)；許多學者認為金成礦作用與俯沖洋殼大洋沉積物或交代富集地幔脫水、脫二氧化碳與脫硫化作用相關(Dengetal., 2020b; Grovesetal., 2020a, b)；無獨有偶，F(xiàn)u and Touret(2014)認為地幔脫水作用能夠為脈狀金礦提供大量的富二氧化碳流體；少量學者認為脈狀金礦床的形成與堿性侵入巖的母巖漿產(chǎn)生的深部巖漿熱液流體有關(Muelleretal., 2008)；淺部地表水或大氣降水與深部變質(zhì)-巖漿流體的相互作用組成的混合/多源模型(Hagemannetal., 1994)；鑒于大多數(shù)礦床成礦后經(jīng)歷了復雜的隆升、剝蝕與改造歷史，次生流體包裹體發(fā)育，大氣降水混合模型沒有普適性(Goldfarb and Groves, 2015)。

金在脈狀金礦床中多以含硫氫根絡合物形式在流體中運移，并且流體中存在大量的HS-與S2-，硫化物的δ34S值在一定程度上與流體的δ34S值相似(Ohmoto and Goldhaber, 1997; Yangetal., 2016a)。此外，鉛同位素在礦物質(zhì)運移、沉淀過程中不會因物化條件的作用而發(fā)生變化。黃鐵礦、毒砂作為該類型金礦床中的重要載金礦物，礦物內(nèi)不含U、Th等放射性元素，鉛同位素的比值更為穩(wěn)定(Dengetal., 2003; 張靜等，2009; 張良等，2014)。Goldfarb and Groves(2015)認為脈石礦物H-O同位素數(shù)據(jù)無法排除次生流體包裹體的影響，從而導致結(jié)果的可靠性存疑。因此，更精細的單礦物挑選與硫化物硫、鉛同位素方法共同使用，有助于更有效地示蹤礦床成礦物質(zhì)來源(Qiuetal., 2016, 2017; Yangetal., 2016b; Dengetal., 2017)。

長沙-平江(長-平)金成礦帶位于我國第三大金礦集區(qū)——江南造山帶中段(圖1)，金資源儲量高達250余噸。區(qū)內(nèi)金礦床均賦存于新元古界冷家溪群地層內(nèi)，是典型的變質(zhì)沉積巖容礦的熱液脈狀金礦床，其巨量金來源與礦床成因是令人關注的關鍵科學問題。長-平帶內(nèi)賦礦圍巖金豐度可達19.3×10-9～62.9×10-9，被眾多學者認為是成礦物質(zhì)的直接礦源層(羅獻林，1988；葉傳慶等，1988；Liuetal., 2019)；但石英脈的3He/4He高值特征指示區(qū)內(nèi)萬古脈狀金礦床的形成與地幔巖石減壓部分脫氣造成動力學分餾有關，成礦流體的δD值也證明成礦流體具有巖漿或深部來源特征(毛景文等，1997)。這與Xuetal.(2017)總結(jié)江南造山帶金礦床硫同位素值分布得出的結(jié)果相似，即金礦床硫主要為變質(zhì)來源，并混有少量巖漿出溶的硫。Zhangetal.(2018)通過與金共生熱液絹云母氫同位素與石英氧同位素，黃鐵礦、毒砂硫、鉛同位素分析，判斷黃金洞金礦床成礦流體來源于變質(zhì)流體，成礦物質(zhì)來源于比新元古界冷家溪群變質(zhì)級別更高的變質(zhì)巖或某一時期大洋俯沖板片沉積物。可見前人針對成礦物質(zhì)來源研究并未達成共識。為此，本文在詳細劃分成礦階段的前提下，排除細粒多金屬硫化物包體對實驗結(jié)果的干擾，通過自形載金毒砂與黃鐵礦S-Pb同位素分析，對比前人區(qū)域內(nèi)脈狀金礦床、斑巖型銅-多金屬礦床、賦礦變質(zhì)沉積巖系與花崗巖體同位素研究成果，綜合探討正沖金礦床成礦物質(zhì)來源，并進一步查明礦床成因。

1 區(qū)域與礦床地質(zhì)

1.1 區(qū)域地質(zhì)

江南造山帶位于揚子板塊與華夏板塊之間(圖1a)，其經(jīng)歷了早新元古代古南海板塊向華夏板塊的俯沖，以及隨后發(fā)生的揚子板塊與華夏板塊的大陸碰撞(Wangetal., 2010; Deng and Wang, 2016)；晚新元古代時期陸內(nèi)發(fā)生后造山拉伸作用，造山帶內(nèi)發(fā)生穩(wěn)定的沉積(周金城等，2008；王自強等，2012)；揚子板塊與華夏板塊在早古生代再次發(fā)生匯聚、陸內(nèi)碰撞作用(舒良樹，2006; Faureetal., 2009)；早中生代由于華南板塊與華北板塊大陸碰撞影響，造山帶內(nèi)發(fā)育一系列褶皺、推覆斷層(Wangetal., 2005)；晚中生代，盆-嶺結(jié)構(gòu)在特提斯洋向古太平洋板塊轉(zhuǎn)化后初步形成(張岳橋等，2012)。復雜與漫長的增生、造山運動使得江南造山帶內(nèi)發(fā)育有大量的金-多金屬礦床，其中40個金礦床沿NE-NNE向深大斷裂分散于造山帶內(nèi)，金資源總量可達970余噸(Xuetal., 2017)。

江南造山帶中段長-平金成礦帶以NE-NNE向新寧-灰湯(新-灰)、長-平、醴陵-衡東深大斷裂與NEE-近E-W-向韌性剪切帶為構(gòu)造格架(圖1b)。地層發(fā)育有震旦系-志留系礫巖、頁巖和板巖，泥盆系-三疊系灰?guī)r、砂巖、泥巖和粉砂巖，白堊系砂巖和泥巖與第四系紅層，賦礦圍巖新元古界冷家溪群板巖與板溪群礫巖、砂巖、凝灰?guī)r和板巖。燕山期、印支期、加里東期和新元古代巖漿巖在長-平金成礦內(nèi)均有出露，但與區(qū)域內(nèi)的三大金礦田——黃金洞金礦田(金資源量80t)、萬古金礦田(金資源量85t)與醴陵金礦田(金資源量約80t)的分布并無明顯的空間關系。金礦床分布于長-平斷裂或新-灰斷裂與北東東向至近東西向韌性剪切帶交匯處，并都位于深大斷裂下盤的新元古界淺變質(zhì)巖系中，受次級斷裂控制(孫思辰等，2018; Zhangetal., 2019, 2020b)。銅-多金屬硫化物礦床在該區(qū)域內(nèi)分布廣泛，多與白堊紀-晚侏羅世七寶山、連云山、望湘、幕阜山巖體具有空間聯(lián)系(圖1b)。

1.2 礦床地質(zhì)特征

正沖金礦床是醴陵金礦田內(nèi)近年來新發(fā)現(xiàn)的金礦床，金資源儲量為19t。該礦床賦礦圍巖主要是新元古代淺變質(zhì)巖系：黃滸洞組下段雜砂巖和泥質(zhì)板巖、黃滸洞組上段砂巖、泥巖和板巖與小木坪組下段砂巖和泥質(zhì)板巖。金礦體受NE-NNE向右行斷層和NW逆斷層嚴格控制(圖2a)。NE-NNE向礦體走向延伸達數(shù)百米，厚度較薄，僅為10～30cm，具有典型的剪切脈特征，主要發(fā)育有V16-1、V16-2、V18與V24礦體。NW向V79、V80、V81與V82蝕變帶厚度較大，最厚處可達為200m，但沿傾角變陡，礦體減薄，具有逆斷裂控礦的特征。礦區(qū)內(nèi)北東至近東西向F2與F6為成礦后活動的正斷裂，傾角分別為65°～75°與31°～82°，傾向北東，切錯兩組方向礦體。礦區(qū)內(nèi)發(fā)育有成礦前花崗巖脈(株)，蝕變程度較強，局部具有黃鐵礦、毒砂等礦化特征，被金礦體切穿(圖2b)。

正沖金礦床礦石類型以石英-硫化物脈型、黃鐵毒砂絹英巖型與石英包裹板巖角礫巖型礦石為主(圖3、圖4)。根據(jù)野外宏觀尺度與鏡下微觀尺度觀察，正沖金礦床內(nèi)礦石礦物的形成階段如圖5，主要有金、黃鐵礦、毒砂、黃銅礦、閃鋅礦、方鉛礦與少量黝銻銅礦和磁黃鐵礦；脈石礦物主要為石英，絹云母，少量綠泥石與方解石等。金在礦床中以自然金與不可見金兩種方式賦存于毒砂與黃鐵礦中，據(jù)選廠統(tǒng)計，不可見金所占比例達60%。成礦早階段，礦床內(nèi)發(fā)育有粗粒乳白色石英脈，脈中可見大量細粒的白云母，但未見有明顯的礦化(圖3a、圖4a)。成礦主階段，乳白色石英脈發(fā)生構(gòu)造破碎并充填石英-白云母-黃鐵礦-毒砂細脈與少量的綠泥石(圖3a、圖4b, c)。細脈中的黃鐵礦、毒砂裂隙與礦化圍巖內(nèi)的壓力影構(gòu)造中均發(fā)育有方鉛礦、閃鋅礦、黃銅礦、黝銻銅礦和磁黃鐵礦等多金屬硫化物，與自然金共生(圖4d, e)。此外，礦床內(nèi)還發(fā)育有大量浸染狀的自形黃鐵礦、毒砂，被認為是成礦主階段不可見金的重要載金礦物(圖4f-h；Sunetal., 2020)。成礦晚階段，石英-硫化物細脈被晚階段石英-方解石脈切穿(圖4i)。

2 分析方法與結(jié)果

2.1 樣品選擇與測試分析方法

本次測試分析實驗主要選取正沖金礦床290m與180m中段NE-NNE向與NW向礦體的黃鐵礦-毒砂絹英巖礦石、石英-(自然金)-多金屬硫化物礦石和石英包裹板巖角礫巖型礦石，通過顯微鏡下觀察確定黃鐵礦、毒砂和石英與金共生組合關系，盡可能挑選較為自形的單個黃鐵礦、毒砂顆粒，防止裂隙中充填的其他多金屬硫化物對實驗結(jié)果干擾，最終挑選ZC17D01B1、ZC17D04B1、ZC17D05B1-1、ZC17D08B1、ZC17D08B2、ZC17D10B1和ZC17D10B2-2，共7塊樣品。將樣品進行碎樣處理，并逐級過篩，在雙目鏡下分選黃鐵礦、毒砂和石英單礦物，保證每個樣品所挑選的單礦物顆粒小于200目，純度達99%。載金黃鐵礦、毒砂硫與鉛同位素分析在核工業(yè)北京地質(zhì)研究所進行。硫同位素分析在980℃、2×10-2Pa條件下與O2反應，產(chǎn)生的SO2利用Giesemannetal. (1994)的方法通過Delta V質(zhì)譜儀進行分析。并采用CDT標準，用δ34S來表示，測試精度可達±0.2‰。Pb同位素分析首先將樣品中混入的Tl元素排除，使用國際Tl同位素標樣對分析儀器的質(zhì)量分餾進行校對，再對樣品進行酸溶解，通過陰離子交換樹脂提取Pb，干燥后用1%的HNO3稀釋，并在測試中用標樣NBS-981對鉛同位素值進行校正。

圖1 江南造山帶區(qū)域位置(a)及長-平金成礦帶區(qū)域地質(zhì)圖與金成礦分布特征(b，據(jù)Xu et al., 2017修編)Fig.1 Location of Jiangnan Orogen (a) and regional geologic map and the distributions of gold deposits in the Changsha-Pingjiang metallogenic belt (b, modified after Xu et al., 2017)

圖2 正沖金礦床地質(zhì)圖(a)及82號鉆孔勘探線剖面圖(b)(據(jù)Sun et al., 2020修編)Fig.2 Geological map of the Zhengchong gold deposit (a) and drill section (line 82) in the Zhengchong gold deposit (b) (modified after Sun et al., 2020)

圖3 正沖金礦床礦石類型(a)石英-硫化物型礦石；(b)黃鐵毒砂絹英巖型；(c)石英包裹板巖角礫巖型礦石Fig.3 Mineralization styles in the Zhengchong gold deposit(a) quartz-sulfide vein；(b) pyrite- arsenopyrite- sericite- quartz altered slate；(c) slate breccia within hydrothermal quartz

圖4 正沖金礦床礦物顯微照片(a)成礦早階段貧礦石英脈與白云母；(b)貧礦石英脈裂隙中充填有石英-白云母-黃鐵礦-毒砂細脈；(c)成礦主階段內(nèi)發(fā)育有少量綠泥石脈；(d)在黃鐵礦裂隙中發(fā)育有自然金、方鉛礦、黃銅礦、閃鋅礦、磁黃鐵礦與少量的金紅石；(e)黃鐵礦壓力影構(gòu)造中發(fā)育黃銅礦、閃鋅礦、黝銻銅礦；(f)黃鐵礦、毒砂呈浸染狀發(fā)育于礦化板巖內(nèi)；(g)自形毒砂顆粒；(h)自形黃鐵礦顆粒；(i)成礦晚階段石英-方解石脈切割石英-硫化物脈. Apy-毒砂; Au-金; Cal-方解石; Ccp-黃銅礦; Chl-綠泥石; Mus-白云母; Po-磁黃鐵礦; Py-黃鐵礦; Qtz-石英; Rt-金紅石; Sp-閃鋅礦; Tet-黝銻銅礦Fig.4 Photomicrography of ore minerals at the Zhengchong gold deposit(a) barren quartz vein and muscovite from early ore-stage; (b) fine quartz-muscovite-pyrite-arsenopyrite vein filled in the fracture of barren quartz vein; (c) minor chlorite occurs in the main ore-stage; (d) gold formed with galena, chalcopyrite, sphalerite, pyrrhotite and minor rutile in the fractures of pyrite; (e) chalcopyrite, sphalerite and tetrahedrite occur in the pressure shadow of the pyrite; (f) disseminated euhedral to sub-hedral pyrite and arsenopyrite in mineralized slate; (g) euhedral arsenopyrite; (h) euhedral pyrite; (i) quartz-sulfide vein is cut cross by calcite -quartz vein. Apy-arsenopyrite; Au-gold; Cal-calcite; Ccp-chalcopyrite; Chl-chlorite; Mus-muscovite; Po-pyrrhotite; Py-pyrite; Qtz-quartz; Rt-rutile; Sp-sphalerite; Tet-tetrahedrite

圖5 正沖金礦床熱液礦物生成順序圖Fig.5 Paragenetic assemblage and sequence of mineral at the Zhengchong gold deposit

圖6 正沖金礦床成礦階段載金黃鐵礦logfO2-pH-δ34S圖(據(jù)Ohmoto, 1972)1表示為δ34S等值線，( )中的數(shù)值代表δ34S∑S=0時黃鐵礦的δ34S值；2表示為Fe-S-O礦物相線(∑S=0.01mol/kg)Fig.6 Diagram of logfO2-pH-δ34S in the main ore stages ore-bearing pyrite at the Zhengchong gold deposit (after Ohmoto, 1972)1 means δ34S contours. Values in ( ) are for pyrite at δ34S∑S=0; 2 means Fe-S-O mineral boundaries at ∑S=0.1mol/kg H2O. Barite soluble/insoluble boundary at m(Ba2+)+m(∑S)=10-3

2.2 硫同位素

正沖金礦床主成礦階段7件樣品中，除ZC17D04B1由于樣品內(nèi)毒砂含量較低，只進行黃鐵礦硫同位素測試外，其它樣品均同時進行黃鐵礦與毒砂硫同位素分析(表1)。本次研究實驗數(shù)據(jù)顯示6件毒砂樣品、7件黃鐵礦樣品δ34S值均為負值。毒砂δ34S變化幅度較小為-4.7‰～-0.9‰，均值為-3.0%，且高于黃鐵礦δ34S值，為-9.1‰～-1.1‰，均值為-4.4‰。結(jié)合Liuetal. (2019)對正沖金礦床9件礦石樣品中挑選出的4件毒砂與8件黃鐵礦單礦物硫同位素值(毒砂δ34S為-2.1‰～-0.1‰，黃鐵礦δ34S為-8.9‰～-1.7‰)(表1)。

2.3 鉛同位素

正沖金礦床5件毒砂樣品與7件黃鐵礦樣品進行鉛同位素分析(表1)。毒砂鉛同位素數(shù)據(jù)208Pb/204Pb、207Pb/204Pb與206Pb/204Pb分別為37.867～38.285、15.555～15.663與17.743～18.073，略高于黃鐵礦鉛同位素37.774～38.268、15.547～15.660與17.670～18.021。Liuetal. (2019)所測得4件毒砂樣品與7件黃鐵礦樣品鉛同位素數(shù)據(jù)均略高于本次實驗結(jié)果(表1)，其測得花崗巖208Pb/204Pb、207Pb/204Pb與206Pb/204Pb組分分別為38.972～40.342、15.692～15.763和18.569～19.614(Liuetal., 2019)。

3 討論

3.1 成礦物理化學條件

硫同位素作為重要的成礦物質(zhì)來源示蹤方法，在脈狀金礦床的研究中得到了較為廣泛的運用(Yangetal., 2016c; Zuetal., 2020)。硫同位素的組成受熱液流體氧逸度、pH值與礦物形成溫度的影響(Hoefs， 2009)。礦石與脈石礦物組合與成礦流體富CO2、低鹽度的特征(Liuetal., 2019)均指示正沖金礦床流體為弱酸性至中性，pH值約為6～7(葉傳慶等，1988；劉英俊等，1993；劉育等，2017)，含礦流體中的硫以S2-和HS-形式運移，因而黃鐵礦、毒砂的硫同位素組成能夠代表成礦流體的硫同位素值(Ohmoto and Goldhaber, 1997; Yangetal., 2016d)。正沖金礦床成礦階段載金黃鐵礦δ34S值為-9.1‰～-1.1‰，均值為-4.4‰，毒砂δ34S為-4.7‰～-0.9‰，均值為-3.0%，即δ34S毒砂>δ34S黃鐵礦，說明成礦期硫同位素平衡分餾且封閉體系內(nèi)質(zhì)量基本平衡。金成礦作用與大規(guī)模的硅化、絹云母化、硫化與少量的綠泥石化密切相關，指示金成礦作用主體發(fā)生于250～400℃溫度條件下，與Sunetal.(2019)使用礦物溫度計手段測得正沖金礦床載金毒砂形成溫度為322～397℃的認識一致。本研究分析測試選取的黃鐵礦晶型較好、且未發(fā)生明顯后期破碎變形，其形成溫度略低于同階段形成的毒砂，約為350℃(Largeetal., 2012; Finch and Tomkins, 2017)。利用上述黃鐵礦硫同位素組成、形成溫度和pH值，在Ohmoto(1972)logfO2-pH-δ34S圖中獲得成礦時氧逸度約10-30.7(圖6)。

表1 正沖金礦床毒砂與黃鐵礦硫、鉛同位素數(shù)據(jù)

3.2 成礦物質(zhì)來源

不少學者應用載金硫化物硫同位素研究長-平帶金礦床成礦物質(zhì)來源，但由于δ34S值分布較廣，具有混合硫的來源特征(董國軍等，2008；夏浩東等, 2017)，為了排除數(shù)據(jù)中極端值的干擾，本次研究選用箱線圖進行δ34S數(shù)據(jù)統(tǒng)計與處理(圖7)。長-平帶內(nèi)礦物硫同位素箱線圖顯示，正沖金礦床黃鐵礦與毒砂δ34S值較窄，分別集中于-7.0‰～-2.6‰和-3.7‰～-0.9‰，與黃金洞金礦田(黃鐵礦、毒砂分別為-9.7‰～-6.0‰與-7.5‰～-5.2‰)、肖家山金礦床和雁林寺金礦床(黃鐵礦、毒砂分別為-4.3‰～-1.1‰與-1.5‰～-0.4‰)具有一定的重疊，均位于負值區(qū)域。許多學者認為長-平帶內(nèi)金礦床的硫來源于圍巖冷家溪群地層(葉傳慶等，1988；羅獻林，1988；Liuetal., 2019)，結(jié)合前人對該套地層中黃鐵礦的硫同位素分析結(jié)果，5個δ34S值顯示相對該地層具有更還原的硫，集中于-13.1‰～-10.4‰?yún)^(qū)間，-6.3‰為異常值(劉亮明等，1999)，低于長-平帶內(nèi)各金礦床的硫化物硫同位素值(表2)。

除脈狀金礦床在長-平成礦帶內(nèi)廣泛分布外，該區(qū)域內(nèi)還發(fā)育有斑巖型銅-鈷、銅-鉬等礦床，其分布與晚侏羅世-白堊紀巖體具有明顯的空間聯(lián)系。在該類型礦床中，當物理化學條件平衡狀態(tài)下，各硫化物中的硫元素的富集順序具有差異：BiS3

正沖金礦床與長-平帶內(nèi)斑巖型礦床中硫化物與各巖體鉛同位素均具有較寬的208Pb/204Pb特征，但208Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖解顯示長-平帶內(nèi)斑巖型礦床中硫化物與各巖體鉛同位素具有一定的重疊，反映兩者的鉛具有相似的來源。本次鉛同位素數(shù)據(jù)顯示正沖金礦床與斑巖型礦床中硫化物與各巖體鉛同位素具有顯著的差異，投影點主要位于造山帶演化曲線與上地殼之間(圖8a)，構(gòu)造環(huán)境判別圖也顯示礦床黃鐵礦、毒砂鉛同位素組成位于地殼與造山帶環(huán)境中(圖8b)，表明鉛來源可能是造山帶內(nèi)變質(zhì)沉積地層(表3)。并且，發(fā)育在正沖金礦床內(nèi)的花崗巖全巖樣品具有較寬的206Pb/204Pb分布區(qū)間(Liuetal., 2019)，與礦區(qū)內(nèi)硫化物鉛同位素特征不同，排除了礦區(qū)內(nèi)早期存在的巖漿巖對成礦階段鉛的貢獻。

表2 長-平帶內(nèi)礦床、沉積地層與花崗巖的δ34S值

圖7 長-平帶巖石、礦物硫同位素分布規(guī)律(a)正沖金礦床載金硫化物與毒砂δ34S箱線圖解，長-平帶內(nèi)脈型金礦床中黃鐵礦、毒砂δ34S與斑巖型礦床內(nèi)黃鐵礦、冷家溪群板巖中黃鐵礦、正沖金礦床內(nèi)花崗巖數(shù)據(jù)來自表2；(b)世界范圍內(nèi)賦存于變質(zhì)沉積巖的造山型金礦δ34S值隨時間變化曲線與海水中硫酸鹽曲線對比(據(jù)Goldfarb et al., 1997; Chang et al., 2008)Fig.7 Sulfur isotopic distribution of rocks and minerals in the Chang-Ping metallogenic belt(a) the ‘box and whisker’ plots of ore-bearing pyrite and arsenopyrite from Zhengchong gold deposit, and all the data of the pyrite and arsenopyrite from vein-type gold deposit, pyrite from porphyry-type deposits, pyrite from Lengjiaxi Group in Chang-Ping metallogenic belt and granitoids from Zhengchong deposit are listed in Table 2; (b) variation in sulfur isotopic compositions of sulfides in global sediment-hosted orogenic gold deposits through geologic time compared to the time-dependent marine sulfate curve (after Goldfarb et al., 1997; Chang et al., 2008)

通過對比正沖金礦床與長-平帶內(nèi)其余脈狀金礦床載金硫化物與賦礦圍巖冷家溪群地層、區(qū)域內(nèi)花崗巖體δ34S值和鉛同位素分布特征，正沖金礦床中的硫、鉛具有變質(zhì)來源的特征。然而正沖金礦床乃至醴陵金礦田內(nèi)冷家溪群地層變質(zhì)程度較低，不能直接提供成礦物質(zhì)。在變質(zhì)脫揮發(fā)份模型中，深部礦源巖發(fā)生綠片巖相至角閃巖相變質(zhì)作用轉(zhuǎn)換過程中釋放的含金流體向上運移，并在中上地殼綠片巖相地層中形成脈狀金礦床(Phillips and Powell, 2010; Tomkins, 2010; Dengetal., 2015)，但礦床形成時間要略晚于區(qū)域變質(zhì)事件的峰值年齡(Grovesetal., 2020a)。因此，正沖金礦床成礦物質(zhì)可能來源于深部，比冷家溪群更深、更高變質(zhì)程度的沉積巖，與區(qū)域內(nèi)黃金洞金礦田具有相似的成礦物質(zhì)與流體來源(Zhangetal., 2018)。

表3 長-平帶內(nèi)礦床、沉積地層與花崗巖的鉛同位素值

續(xù)表3

續(xù)表3

圖8 長-平金成礦帶主要地質(zhì)體208Pb/204Pb-206Pb/204Pb模式圖(a)及構(gòu)造環(huán)境判別圖(b)(底圖據(jù)Zartman and Doe, 1981)數(shù)據(jù)列于表3；A, B, C, D為各區(qū)域中樣品相對集中區(qū)Fig.8 208Pb/204Pb vs. 206Pb/204Pb plot (a) and the tectonic and environment discriminant diagram (b) for the main geological body from the Chang-Ping metallogenic belt (base map after Zartman and Doe, 1981)Data sources are listed in Table 3. A, B, C, D represent the centralized areas

3.3 礦床成因

NE-NNE向長-平帶內(nèi)多期次的構(gòu)造-巖漿-成礦事件導致區(qū)域內(nèi)發(fā)育有富饒的金、銅、鈷等多金屬礦床(圖1)。正沖金礦床礦體均賦存于NW向與NNE向次級斷裂構(gòu)造中，以脈狀形式產(chǎn)出。金礦化伴隨有強烈的硅化、硫化和絹云母化等蝕變，自然金與不可見金在礦床中均有分布，成礦流體具有富CO2、低鹽度特征(Liuetal., 2019)，與造山型金礦床成礦流體具有相似性(Goldfarbetal., 2005)。正沖金礦床、黃金洞金礦田和萬古金礦床的賦礦地層均為新元古界淺變質(zhì)巖系，礦體主要受構(gòu)造控制，礦床中載金礦物硫、鉛同位素組成與該套地層同位素組成具有顯著的差異，無法指示新元古界地層與脈狀金礦床具有成因聯(lián)系。正沖金礦床成礦物質(zhì)也不具巖漿來源特征。正沖金礦床黃鐵礦、毒砂δ34S集中于-5.2‰～-2.0‰之間，與世界范圍內(nèi)三疊紀或早白堊世形成的沉積巖容礦的造山型金礦δ34S值一致(圖7b)。與此同時，筆者尚未發(fā)表的主成礦階段白云母40Ar-39Ar年齡數(shù)據(jù)指示正沖金礦床成礦年齡為220Ma左右。因此，該金礦床形成于早三疊世華南與華北板塊的碰撞作用過程中(Zhangetal., 2019)。

綜合上述地質(zhì)、地球化學與地質(zhì)年代學數(shù)據(jù)，早三疊世碰撞造山作用過程中，區(qū)內(nèi)深部含水、含碳地層經(jīng)歷了綠片巖相向角閃巖相變質(zhì)作用轉(zhuǎn)換，脫揮發(fā)份，釋放大量的水、二氧化碳與金，沿一級長-平深大斷裂向上運移，并在中淺地殼次級斷裂系統(tǒng)內(nèi)聚集沉淀，形成正沖造山型金礦床(Grovesetal., 1998; Goldfarbetal., 2005)。

4 結(jié)論

(1)正沖金礦床成礦作用可分為乳白色貧礦石英-白云母、石英-白云母-黃鐵礦-毒砂-多金屬硫化物-少量綠泥石和石英-方解石三個階段；毒砂與黃鐵礦是自然金與不可見金的重要載體。

(2)正沖金礦床自形載金黃鐵礦與毒砂δ34S值較窄，分別為-9.1‰～-1.1‰與-4.7‰～-0.9‰，成礦流體氧逸度約10-30.7，均低于長-平帶斑巖型礦床黃鐵礦與正沖礦區(qū)內(nèi)花崗巖全巖δ34S值，且明顯區(qū)別于區(qū)域內(nèi)賦礦地層δ34S值；鉛同位素組成反映載金礦物中鉛來源于上地殼或造山帶。以上指示區(qū)內(nèi)巖漿與賦礦沉積變質(zhì)圍巖并不是金礦床成礦物質(zhì)的主要來源，成礦物質(zhì)可能來源于比冷家溪群變質(zhì)程度更高的、沉積位置更深的變質(zhì)沉積巖。

(3)正沖金礦床礦體受北北東與北西向兩組方向斷裂控制，賦存于低變質(zhì)程度的板巖中，成礦流體具有富CO2，低鹽度特征。礦床形成于約220Ma華南與華北碰撞造山過程中，金礦床中載金黃鐵礦、毒砂與世界范圍內(nèi)同時期變質(zhì)沉積巖容礦的造山型金礦具有相似的δ34S值特征；以上證據(jù)共同表明正沖金礦屬造山型金礦床。

致謝研究工作得到了中國地質(zhì)大學(北京)鄧軍教授、邱昆峰副教授和和文言副教授，西澳大學David I. Groves教授，科羅拉多礦業(yè)學院Richard J. Goldfarb教授與莫納什大學Roberto F. Weinberg教授的指導和幫助；野外工作得到了正沖金礦床與湖南省有色地質(zhì)勘查局214隊文亭院長等相關工作人員的幫助與支持；硫、鉛同位素測試得到了核工業(yè)北京地質(zhì)研究所實驗人員的幫助；兩位匿名審稿人提供了寶貴的審稿意見；謹此致謝。