王宇昊 杜志偉 焦學(xué)堯 馬錦龍**

1. 蘭州大學(xué)地質(zhì)科學(xué)與礦產(chǎn)資源學(xué)院，蘭州 730000 2. 甘肅省地質(zhì)調(diào)查院，蘭州 730000

秦嶺造山帶為一復(fù)合型大陸造山帶，是中國卡林-類卡林型金礦的重要成礦省之一(張國偉等，1996；陳衍景等，2004)。寨上金礦是“十·五”期間由武警黃金第五支隊在該地帶發(fā)現(xiàn)的又一特大型金礦床。通過化探異常查證并結(jié)合鉆探工程驗證了金異常在深部存在有價值的工業(yè)礦體，現(xiàn)已探明儲量127t、推斷金資源量198t，隨著勘探工作的進一步開展，金礦資源量有望繼續(xù)擴大(路彥明等，2006b；Liuetal.，2015)。

研究金屬礦床的成礦時代及成礦物質(zhì)來源，對正確認識礦床成因、控礦因素、總結(jié)成礦規(guī)律并指導(dǎo)找礦勘探都具有重要的意義(陳毓川等，1994；鄭偉等，2013；Zhengetal.，2016)。前人對寨上金礦開展了成礦年代學(xué)(李文良等，2006；路彥明等，2006a；余超，2015；喻萬強，2015；孟五一，2017)、成礦物質(zhì)來源(于嵐，2004；路彥明等，2006b；胡建民等，2008；劉光智等，2009；劉家軍等，2010c；喻萬強等，2014；呂喜旺等，2017)、成礦期次(劉家軍等，2008；余超，2015；楊瀚文等，2021)及成礦流體來源、成礦機制等相關(guān)研究，并取得了許多成果。然而，現(xiàn)階段的研究在成礦年代、成礦物質(zhì)來源等多個方面仍存在較大分歧。前人(李文良等，2006；路彥明等，2006a；余超，2015；喻萬強，2015；孟五一，2017)通過40Ar/39Ar法、Sm-Nd法及U-Pb法測得寨上金礦成礦時代小于300Ma、Au礦化年齡主要分布于140～120Ma之間、W礦化時代為220Ma左右，但這些測年方法和對象存在一定的問題，如40Ar/39Ar法中石英K含量極低，普遍含有液相、氣相或固相包體，而包體中常含有KCl組分，可造成過剩Ar和Cl對年齡測定的干擾(王松山，1992；魯觀清和盧煥章，1993；桑海清等，1993)；云母等含鉀礦物的Ar-Ar法測定的年齡可能代表巖漿結(jié)晶結(jié)束的年齡或后期多期次熱事件的年齡，測年受溫度和流體的影響較大(Zhuetal.，2006；張健等，2019)；通過對寨上金礦含金石英脈中捕獲的圍巖鋯石(李文良等，2006)與礦區(qū)輝綠玢巖鋯石(孟五一，2017)進行U-Pb年齡測試，對含金方解石脈進行Sm-Nd同位素測年(余超，2015)，以上方法所測數(shù)據(jù)是成礦年齡的間接反映，僅可大體反應(yīng)其年齡范圍。因此，寨上金礦床的精確成礦年齡仍需要進一步的研究。

Re和Os都是高度親鐵和親銅元素，硫化物Re-Os同位素體系已成為研究金屬硫化物礦床成礦時代和成礦物質(zhì)來源示蹤最直接和最有效的方法(靳新娣等，2010)，且測試對象已從傳統(tǒng)的輝鉬礦擴展到了磁黃鐵礦、黃鐵礦等低Re、Os含量及同位素組成的礦物(付山嶺等，2016)。近年的研究表明Re-Os同位素體系已能夠?qū)ΦV床中低Re、Os含量的硫化物礦物進行準確的年齡測定(Steinetal.，2000；Selby and Creaser，2005；Wangetal.，2008；Liuetal.，2012，2020；Vernonetal.，2014；Yingetal.，2014；Chenetal.，2015；Huangetal.，2015；付山嶺等，2016；Sunetal.，2021；Zangetal.，2021)，Re-Os同位素體系在金屬礦床直接精確定年方面發(fā)揮著越來越重要的作用(蔣少涌等，2000)。黃鐵礦是寨上金礦最常見的載金礦物之一。研究表明，黃鐵礦的化學(xué)組成與其形成環(huán)境密切相關(guān)，通過黃鐵礦微量元素組成能夠有效的判斷成礦物質(zhì)來源(Largeetal.，2009)。黃鐵礦中富含各種微量元素(Basorietal.，2018)，這些元素主要以類質(zhì)同象或者亞顯微包裹體的形式存在于黃鐵礦中(Cook and Chryssoulis，1990；Fleetetal.，1993；Barkeretal.，2009；Largeetal.，2009；Sungetal.，2009；Koglinetal.，2010；Ulrichetal.，2011；Duranetal.，2019；Chenetal.，2020)。隨著測試技術(shù)的提高，目前已經(jīng)能夠高效、準確的分析硫化物中的微量元素。近年來已經(jīng)有大量學(xué)者對不同類型黃鐵礦進行微量元素分析和成因研究，如造山帶卡林型金礦床(Largeetal.，2009；Sungetal.，2009；Zhang and Li，2014)。

本文通過對寨上金礦中主要載金礦物黃鐵礦進行Rb-Sr、Re-Os、S同位素及微量元素測試，以期進一步精確厘定礦床成礦年齡及成礦物質(zhì)來源，并探討成礦作用及對找礦的指示意義。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

秦嶺造山帶位于華北克拉通與揚子克拉通之間，自北向南依次為華北克拉通南緣、商丹縫合帶、秦嶺微地塊、勉略縫合帶、揚子克拉通北緣(張國偉等，1996，1997)。秦嶺造山帶中寶成線以西的秦嶺地區(qū)為西秦嶺造山帶，以臨潭-岷縣-宕昌-鳳縣斷裂為界，將其劃分為北亞帶和南亞帶(喻萬強，2015)。寨上金礦位于西秦嶺造山帶北亞帶的岷-禮金成礦帶中(圖1)。

圖1 寨上礦區(qū)地質(zhì)簡圖(據(jù)張國偉等，2001；Liu et al.，2015修改)Fig.1 Regional geological map of Zhaishang gold deposit (modified after Zhang et al., 2001; Liu et al., 2015)

西秦嶺造山帶內(nèi)的臨潭-岷縣-宕昌-鳳縣斷裂和漳縣-武山斷裂對該帶金礦床的分布具有明顯的控制作用(Maoetal., 2002；Chen and Santosh，2014；喻萬強，2015)。上述兩條斷裂可能是區(qū)域中最重要的控礦斷裂構(gòu)造，寨上金礦位于兩條斷裂之間。區(qū)域內(nèi)，早期晚華力西-早印支期的熱隆伸展作用受到晚印支期的陸內(nèi)擠壓造山運動的疊加改造和抬升(楊軍祿和馮益民1999；于嵐，2004；喻萬強，2015)，晚印支期的構(gòu)造運動與寨上金礦的成礦事件相關(guān)，而位于岷禮盆地的吳家山隆起的隆升延展作用對流體及成礦物質(zhì)的運移和富集提供了很好的動力條件(楊軍祿和馮益民，1999)。

2 礦區(qū)地質(zhì)特征

2.1 地層特征

寨上礦區(qū)出露地層為：中泥盆統(tǒng)，主要出露于礦區(qū)的中部，呈北西-南東向展布。中泥盆統(tǒng)下段出露于礦區(qū)的中東部卓落堡-國營牛場背斜的核部，巖性以板巖及石英砂巖為主；中泥盆統(tǒng)中段出露于礦區(qū)中部卓落堡-東路溝一帶，處于背斜的核部，巖性以鈣質(zhì)板巖與灰?guī)r為主；上泥盆統(tǒng)大草灘群B組巖石出露于礦區(qū)的南部，以粉砂質(zhì)板巖、粉砂巖等組成；上泥盆統(tǒng)大草灘群A組出露于礦區(qū)的中部，由石英砂巖、粉砂巖、板巖等組成；下二疊統(tǒng)分布于礦區(qū)的北東部及南西部，巖性由含炭板巖、砂巖、泥質(zhì)板巖等組成；古近系礫巖，主要出露于礦區(qū)的中部及南部，零散分布，多由厚層礫巖、中粗粒砂巖等組成。寨上礦區(qū)個別鉆孔和平峒中發(fā)現(xiàn)碳酸鹽化閃長玢巖脈，含有砂巖捕擄體，脈巖厚2～4m，多順層侵入于地層中，圍巖為碳質(zhì)硅板巖。閃長玢巖中可見少量黃鐵礦與黃銅礦等金屬礦物，局部穿插有方解石脈與石英脈(余超，2015；喻萬強，2015；呂喜旺等，2017)，與成礦關(guān)系較為密切，巖脈平行于礦脈(喻萬強，2015；孟五一，2017)。

2.2 構(gòu)造特征

卓洛堡-國營牛場反S型背斜為寨上礦區(qū)的基本構(gòu)造格架，該背斜對寨上金礦有明顯的控制作用，沿背斜核部及斷層兩翼有多條礦脈分布(圖1)。礦區(qū)斷裂構(gòu)造發(fā)育，礦帶兩側(cè)斷裂存在金、鎢礦化，但含金性較差(劉綱等，2010；廖延福，2013)。主干斷裂F3、F5位于礦區(qū)背斜北翼，有多條金礦脈分布其中，受控于該組斷裂(余超，2015)。

2.3 礦體特征

按照礦脈的空間分布與賦礦地層特征，寨上金礦分為南礦帶和北礦帶。北礦帶位于卓落-國營牛場背斜北翼的F5斷裂以北，長約7200m，寬800～1000m，圍巖為碳質(zhì)板巖、砂巖等。帶內(nèi)有已探明礦脈15條，礦脈間距在30～300m，近平行展布。在單個鉆孔中有多層礦化，礦體長度為300～1100m，厚度為1.07～19.74m，金品位1.04～16.4g/t。該礦段的主要礦化脈為9號脈，其中9-2號脈礦體長約600m，透鏡狀，沿走向與傾向有多條平行礦體，有膨縮現(xiàn)象，深部未圈閉。礦體傾向0°～20°，傾角30°～45°，最大斜深為275m，平均厚度為5.73m，平均品位為6.15g/t。南礦帶位于背斜南翼的30號脈和2號脈之間，有6條礦脈，延伸穩(wěn)定，礦帶寬約1200m、長約4200m，礦脈間距為100～200m，寬度為0.5～5m。單條礦體長度414～1030m，厚度為0.43～8.23m，金品位1.03～31.70g/t。賦礦圍巖巖性主要為鈣質(zhì)板巖、灰?guī)r等。該礦段的主要礦化脈體為31號脈，其中31-2號礦體長約1030m，似板狀，傾向20°，傾角55°～85°，最大斜深為165m，平均厚度為3.49m，平均品位為7.39g/t(王偉峰等，2008；廖延福，2013；喻萬強，2015)。

礦區(qū)同時圈出15條鎢礦體，平均厚度為2.37m，WO3的平均品位為0.524%。鎢礦體主要位于北礦帶，大多分布在19與21號礦脈群中。其余分布在南礦帶，分布在31與41號礦脈群內(nèi)。鎢礦體多呈透鏡狀或似板狀產(chǎn)出，充填于破碎帶中，鎢礦物以白鎢礦為主，另有極少量的黑鎢礦。所圈出的鎢礦體部分與金礦體重合，部分在金礦體范圍之外(劉家軍等，2008；鄭衛(wèi)軍等，2010)。

2.4 礦石特征

寨上金礦原生礦石以蝕變碎裂巖化炭質(zhì)板巖型、蝕變碎裂巖化粉砂質(zhì)及泥質(zhì)板巖型為主，次之為斷層泥型、蝕變灰?guī)r型、強硅化蝕變角礫巖型及鈣質(zhì)板巖型等。氧化礦石主要產(chǎn)于地表，多呈黃褐色、棕褐色及紅褐色。礦石中主要礦物為金屬硫化物，其次為氧化物、硅酸鹽、硫酸鹽、碳酸鹽等(劉家軍等，2010b；喻萬強，2015)。金屬硫化物包括黃鐵礦、黃銅礦、毒砂、輝銻礦等。金主要以次顯微金形式賦存于載金礦物中，最主要的載金礦物為黃鐵礦、石英及白鎢礦等，其中黃鐵礦的金含量與砷的含量存在相關(guān)性(劉新會等，2009；劉家軍等，2010a)。顯微可見金以裂隙金、粒間金、表面吸附金、包體金等形式產(chǎn)出，載金礦物有石英及粘土礦物等(劉家軍等，2010a；劉新會等，2010)。礦石中礦物種類多、組成復(fù)雜及存在顯微自然金是寨上金礦床的特色(劉家軍等，2010c)。

寨上金礦的形成分為3個主成礦期(劉家軍等，2008；馬星華等，2008)：沉積-成巖期、中低溫?zé)嵋撼傻V期及表生氧化期。沉積-成巖期是成礦物質(zhì)的富集階段，熱液成礦期是主要成礦事件發(fā)生時期，表生氧化期使得原生礦山出露于地表被風(fēng)化、剝蝕及氧化(余超，2015)。Liuetal.(2015)、余超(2015)依據(jù)礦脈穿切關(guān)系、礦物共生組合、共生序列及礦石構(gòu)造的關(guān)系，將中低溫?zé)嵋撼傻V期劃分為5個成礦階段：I期為低硫化物-石英階段，金礦化較弱，金品位為0.01～0.1g/t；II期為砷黃鐵礦-毒砂-石英階段，該階段金礦化較強，金品位1～5g/t，部分在10g/t以上；Ⅲ期為多金屬硫化物-白鎢礦-石英-碳酸鹽階段，自然金與白鎢礦較多存在于該階段中，也是金礦化最強的階段，金的品位平均為5g/t，個別強礦化部位金為50g/t；Ⅳ期為低硫化物-碲化物-石英-碳酸鹽階段，礦石中Au品位一般高于3g/t；Ⅴ期為碳酸鹽巖晚階段，為熱液成礦的最后階段，金礦化弱，往往低于工業(yè)品位。

3 樣品采集與分析測試

黃鐵礦是寨上金礦礦石中最主要的載金礦物之一。所采樣品為寨上金礦10號礦脈中的金礦石，巖性為灰白-灰黑色變質(zhì)長石石英砂巖，巖石中主要金屬礦物為黃鐵礦，沿裂隙呈平行脈狀分布。同位素和微量元素的測試對象為黃鐵礦，同時對黃鐵礦賦礦全巖中的微量元素也進行了測試。

樣品預(yù)處理 將原樣磨碎至40～200目，用蒸餾水清洗其中的吸附物質(zhì)。然后將樣品放置在烘干箱中烘干，溫度為45～60℃，時間為10～12h。最后從中挑選出40～60目黃鐵礦樣品，純度在98%以上，待測試。

樣品分析測試 黃鐵礦樣品的Re-Os同位素測試在中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所同位素地球化學(xué)國家重點實驗室完成，以Carius管溶樣法作為樣品的分解方法，采用CCl4萃取法和HBr反萃取法分離Re和Os，Re和Os的富集和純化分別利用AG1X8陰離子樹脂法和微蒸餾法來完成。實驗室具有超低的Re和Os全流程空白，Re和Os的全流程空白水平分別為4～9pg和0.1～0.5pg，完全可以滿足超低Re-Os含量地質(zhì)樣品的實驗要求。

黃鐵礦樣品的Rb-Sr、S同位素測試在核工業(yè)北京地質(zhì)研究院完成。Rb-Sr同位素測試方法為EJ/T692—1992《巖石礦物銣鍶等時年齡測定》，測試儀器為PHOENIX型熱電離質(zhì)譜儀，誤差以2σ計。S同位素測試采用DZ/T0184.14—1997《硫化物中硫同位素組成的測定》，標準物質(zhì)常規(guī)分析精度優(yōu)于±0.2‰。

微量元素的測試在甘肅省西部礦產(chǎn)資源重點實驗室完成。測試樣品除黃鐵礦外，還包括賦存所測試黃鐵礦的全巖樣品。黃鐵礦的預(yù)處理方法見張紅雨(2012)對硫化物礦物痕量及貴金屬元素豐度ICP-MS測定方法研究，測試儀器為Agilent 7500a型電感耦合等離子質(zhì)譜儀。

4 測試結(jié)果

4.1 黃鐵礦Rb-Sr同位素

寨上金礦6件黃鐵礦樣品的Rb、Sr同位素測試結(jié)果見表1。由表可知，Rb的含量為3.5×10-6～8.58×10-6，均值為6.97×10-6；Sr為10.2×10-6～66.5×10-6，均值為37×10-6；87Rb/86Sr值介于0.3289～1.0727，均值為0.6964；87Sr/86Sr值介于0.71204～0.714602，均值為0.712933。

表1 寨上金礦黃鐵礦Rb-Sr同位素測試結(jié)果

表2 寨上金礦黃鐵礦Re-Os同位素測試結(jié)果

Rb、Sr的化學(xué)性質(zhì)較為活潑，其同位素體系容易受熱液活動的影響，較大的MSWD值可能是黃鐵礦成礦后受到了后期熱液活動影響，使Rb、Sr同位素體系受到擾動。利用ISOPLOT軟件(Ludwig，2003)對擬合度最好的3個數(shù)據(jù)做等時線擬合，得到的等時線年齡為273±10Ma (MSWD=1.2)，87Sr/86Sr初始值為0.710735±0.000098(圖2)。

圖2 寨上金礦黃鐵礦Rb-Sr等時線圖Fig.2 Rb-Sr isochron map of pyrite in Zhaishang gold deposit

4.2 黃鐵礦Re-Os同位素

由于Rb-Sr等時線年齡有效數(shù)據(jù)點較少，為了進一步厘定寨上金礦的成礦年齡，對相同的5件樣品做了黃鐵礦Re-Os同位素測試。Re-Os同位素體系可以精確確定礦床的形成時間(鄭偉等，2017)。黃鐵礦Re-Os同位素測試結(jié)果見表2，5件樣品Re、Os含量分別為2569×10-12～4639×10-12和32.14×10-12～98.06×10-12，變化范圍較大，有利于Re-Os等時線的擬合。

對5個測試數(shù)據(jù)做回歸分析，得到的Re-Os等時線年齡為273±22Ma (MSWD=6.4，圖3)。187Os/188Os初始值為0.79±0.19，該年齡與3個黃鐵礦樣品擬合出的Rb-Sr等時線年齡基本一致，該數(shù)據(jù)能夠較好地反映寨上金礦的成礦年齡。

圖3 寨上金礦黃鐵礦Re-Os等時線圖Fig.3 Re-Os isochron map of pyrite in Zhaishang gold deposit

4.3 微量元素

寨上金礦黃鐵礦及變質(zhì)長石石英砂巖微量元素測試結(jié)果見表3。由表3可知黃鐵礦ZS-Y-02樣品中不含Au，其它樣品Au含量為3138×10-6～39717×10-6，Au含量普遍較高，說明黃鐵礦與Au有密切的關(guān)系。全巖樣品中ZS-YY-02號樣品中不含Au，其它樣品Au含量為61×10-6～13480×10-6，變化范圍較大，成礦過程中可能發(fā)生了流體的沸騰作用，引起溶液中H2O、CO2及H2S等氣體的逃逸，增加了流體中成礦物質(zhì)的濃度及流體的鹽度，最終導(dǎo)致礦物質(zhì)過飽和從而發(fā)生沉淀(劉家軍等，2010b，2020)。

表3 寨上金礦微量元素與稀土元素測試結(jié)果(×10-6)

表4 寨上金礦硫同位素δ34S值

4.4 稀土元素

黃鐵礦及變質(zhì)長石石英砂巖(全巖)樣品稀土元素測試結(jié)果見表3。黃鐵礦與全巖樣品中，∑REE含量分別為30.88×10-6～40.70×10-6和39.66×10-6～202.8×10-6。相對于全巖，黃鐵礦中∑REE較低，礦化過程中形成的黃鐵礦的稀土元素含量較低(張曉東等，2011)。黃鐵礦樣品的LREE/HREE值為1.53～5.52，全巖樣品為2.28～5.38，兩者輕重稀土分餾都不明顯。全巖及黃鐵礦樣品中稀土元素的δEu值分別為0.49～0.62、0.46～0.54，表現(xiàn)為Eu的負異常。δCe值分別為0.99～1.05、0.97～1.04，近似于1，表現(xiàn)為Ce無異常，表明是還原環(huán)境，與黃鐵礦的生成環(huán)境相一致。作為寨上金礦的主要載金礦物，黃鐵礦的大量生成為金的沉淀與富集提供了有利的條件。

4.5 S同位素δ34S

劉光智等(2009)認為析出于熱液中的硫化物的硫同位素與總硫的硫同位素組成相近，且當(dāng)?shù)V物組合較簡單時，δ34S∑S值可以用黃鐵礦的δ34S平均值替代(Ohmoto and Rey，1979)，即δ34S∑S≈δ34S。因而成礦物質(zhì)中的S源可用礦石中硫化物(黃鐵礦)的δ34S值進行示蹤(Dejongheetal.，1989；Seal II，2006)。寨上金礦黃鐵礦樣品S同位素測試結(jié)果見表4。由表可知，本次測試的6件黃鐵礦樣品中δ34S值介于-3‰～1.2‰之間，均值為-0.47‰。δ34S值的變化范圍小，接近于0‰，表明S可能來自深源。

5 討論

5.1 成礦年齡及成礦期次

成礦時代是礦床成因研究的核心內(nèi)容之一，為此，前人已對寨上礦區(qū)做過一些成礦年代學(xué)研究。路彥明等(2006a)對寨上金礦床的含金石英及蝕變絹云母進行了40Ar/39Ar測年，得到石英的40Ar/39Ar坪年齡及等時線年齡分別為130.62±1.38Ma和129.24±1.23Ma，蝕變絹云母為125.28±1.26Ma和125.56±1.20Ma。李文良等(2006)對寨上金礦含金石英脈中鋯石(皆為圍巖鋯石)進行了SHRMP法U-Pb測年，認為該金礦的成礦作用晚于300Ma。余超(2015)通過Sm-Nd同位素等時線結(jié)果顯示白鎢礦的成礦年齡為222.6±9.8Ma，為三疊紀，晚于秦嶺造山帶主造山期242±21Ma；而方解石的Sm-Nd年齡是144.1±3.5Ma，為侏羅紀。喻萬強(2015)對鉆孔中的脈巖進行全巖40Ar/39Ar定年，結(jié)果分別為221.5Ma和221.6Ma，認為寨上礦床可能存在212～221Ma和125～130Ma兩期成礦事件。孟五一(2017)對礦區(qū)輝綠玢巖中的鋯石進行U-Pb年齡測試，得出200～230Ma可能為區(qū)內(nèi)輝綠玢巖脈形成的年齡。呂喜旺等(2017)與楊瀚文等(2021)總結(jié)前人成果并對前人測年數(shù)據(jù)進行二次開發(fā)利用，認為寨上礦區(qū)至少存在早期鎢礦化(220Ma)和晚期金礦化(140～120Ma)兩期成礦作用。后期的金礦化疊加在早期鎢礦化之上，并導(dǎo)致鎢、金礦體的重合或分離。并認為鎢礦在時空和成因上與同時代富鎢的閃長玢巖脈(220～210Ma)關(guān)系密切，而金礦化與閃長玢巖脈沒有時空關(guān)聯(lián)，成礦時代屬于早白堊世(140～120Ma)，與西秦嶺地區(qū)的燕山期構(gòu)造巖漿活動具有一致性。陳衍景等(2004)研究得出秦嶺卡林-類卡林型金礦主要分布在碰撞造山構(gòu)造變形強烈的縫合帶、前陸沖斷帶及秦嶺微板塊內(nèi)部，成礦同位素年齡位于220～100Ma之間，以170Ma為高峰，在成礦時間和空間上與碰撞造山作用非常吻合。而寨上金礦后期鎢及金成礦作用位于秦嶺卡林-類卡林型金礦的主要成礦時間內(nèi)。

用金屬礦物進行同位素測年可以直接獲得成礦年齡，隨著分析測試技術(shù)的快速發(fā)展正逐漸成為成礦年代學(xué)研究的趨勢(Yuanetal.，2008；鄭偉等，2013，2017)。本文在對黃鐵礦及全巖樣品的微量元素測試中，金的最高含量分別可達39.72×10-9和13.48×10-9，因此所采樣品與成礦過程密切相關(guān)。作為寨上金礦的主要載金礦物，直接對黃鐵礦進行同位素測年，是確定該礦床成礦年齡的有效手段。本文所測黃鐵礦樣品Rb-Sr等時線年齡為273±10Ma(MSWD=1.2)，Re-Os等時線年齡為273±22Ma(MSWD=6.4)。Re和Os都是高度親鐵及親硫元素，地球形成的早期分異過程中，趨向于集中分配在地核以及硫化物中，對比其它定年方法，Re-Os同位素技術(shù)是金屬硫化物最好的測年手段(李晶等，2010；靳新娣等，2010)。由于Re-Os同位素體系封閉性較好，受后期構(gòu)造熱事件的改造較弱，可以直接準確測定成礦年齡(Steinetal.，1998)。近年來該應(yīng)用越來越廣泛，通過測定載金黃鐵礦Re-Os同位素組成從而確定金成礦時代方面取得了較大成功。寨上金礦床金主要以次顯微金形式賦存于載金礦物中，最主要的載金金屬礦物為黃鐵礦，黃鐵礦中Au含量為3138×10-6～39717×10-6，黃鐵礦與金含量呈明顯的正相關(guān)。與常用的U-Pb法或者Ar-Ar法不同，Re-Os法的測定對象是金屬硫化物，而黃鐵礦更是寨上金礦Au的主要賦存礦物之一，故從載金礦物角度分析，含金黃鐵礦是寨上金礦床最佳測年對象。因此，黃鐵礦Re-Os法定年對于直接確定該金礦成礦年齡具有十分重要的意義。結(jié)合Rb-Sr及Re-Os等時線年齡，273Ma可以代表黃鐵礦的結(jié)晶年齡，也就是Au富集的時間，即寨上金礦10號礦脈的成礦年齡。

結(jié)合前人研究成果，推測寨上金礦可能存在至少三期成礦事件，第一期金礦成礦年齡為273Ma左右，屬于二疊紀，該成礦年齡在西秦嶺已探明的金礦床中尚無報道，這也為該區(qū)域?qū)ふ医鸬V床拓寬了時間軸；第二期鎢礦形成于220～210Ma，為晚三疊世；第三期金礦形成于140～120Ma，為早白堊世。

5.2 成礦物質(zhì)來源

5.2.1 S同位素制約

圖4 寨上金礦床S同位素組成分布圖Fig.4 Sulfur isotope distribution in Zhaishang gold deposit

圖5 寨上金礦黃鐵礦(87Sr/86Sr)i投點圖(據(jù)韓吟文等，2003)Fig.5 The initial 87Sr/86Sr of pyrite in Zhaishang gold deposit(after Han et al., 2003)

S是絕大多數(shù)金屬礦床中最重要的成礦元素之一，因而判斷S的來源可以為解決成礦物質(zhì)來源及礦床成因等問題提供重要的依據(jù)。一般認為S有3種儲庫(Rollison，1993)：幔源或深源硫(δ34S=0±3‰)、海水硫(δ34S=+20‰)及地殼硫。地殼硫來源較為復(fù)雜，S同位素值變化大，以較大的負值為主要特征。本次黃鐵礦樣品δ34S值的變化范圍接近于0‰，表明S可能來自深源。前人得出寨上金礦S的來源有經(jīng)過生物還原作用的地層硫(于嵐，2004)、幔源硫與殼源硫的混合(路彥明等，2006b)、地層硫和巖漿硫的混合(胡建民等，2008)，毛光劍(2009)、喻萬強(2015)所測得的黃鐵礦樣品δ34S值均為正值，且變化范圍較大。寨上金礦硫同位素組成(表4、圖4)顯示，δ34S的值在-3.4‰～32.37‰之間，極差為35.77‰，平均值6.47‰，塔狀分布不明顯。除兩個沉積-成巖黃鐵礦樣品的δ34S值(27.75‰，32.37‰)較高外，其它硫化物樣品的δ34S值在-3.4‰～11.6‰之間，變化范圍相對較小。各礦物δ34S值分別為：黃鐵礦-3.4‰～11.6‰，輝銻礦3.0‰～7.41‰，方鉛礦0.2‰～10.24‰，黝銅礦1.35‰～2.23‰，閃鋅礦2.32‰，重晶石13.23‰，石膏0.55‰。寨上金礦床δ34S的組成特點可能反映了硫為巖漿硫和地層硫的混合，也可能與寨上金礦的多期次成礦有關(guān)。

5.2.2 Sr、Os同位素制約

在礦床研究中，87Sr/86Sr初始值是判斷成巖成礦物質(zhì)來源的重要指標，常利用(87Sr/86Sr)i示蹤成礦物質(zhì)來源及深源流體的殼?；烊咀饔?侯明蘭等，2006；張哲銘等，2019)。本次測試樣品中黃鐵礦(87Sr/86Sr)i為0.7107，Sr同位素(87Sr/86Sr)i在地幔、地殼Sr同位素演化(圖5)中的投點位于大陸殼增長線和玄武巖源區(qū)之間，表明寨上金礦成礦物質(zhì)來源為深源與殼源的混合。

圖6 寨上金礦黃鐵礦與全巖上陸殼標準化微量元素蛛網(wǎng)圖(a,標準化值據(jù)Taylor and McLennan, 1985)和球粒隕石標準化稀土元素配分圖(b，標準化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)Fig.6 Upper crust-normalized trace element spider diagrams (a, normalization values after Taylor and McLennan, 1985) and chondrite-normalized REE patterns (b, normalization values after Sun and McDonough, 1989) of pyrite and whole rock in Zhaishang gold deposit

Re-Os同位素體系既可以示蹤成礦物質(zhì)來源并指示成礦過程中不同來源物質(zhì)混入的程度，還可能區(qū)分出“源區(qū)富集”與“地殼混染”這兩種地質(zhì)過程的貢獻(周金城等，2006；鄭偉等，2017)。(187Os/188Os)i值可用于判斷成礦物質(zhì)的來源，原始上地幔的187Os/188Os初始值為0.129，平均大陸地殼的值為3.63(Palmer and Turekian，1986；Meiseletal.，1996；蔣少涌等，2000)。本文(187Os/188Os)i為0.79±0.19，介于原始上地幔與平均大陸地殼值之間，表明成礦物質(zhì)為深源與殼源物質(zhì)的混合。

由于地殼相對富集Re，混入越多地殼物質(zhì)產(chǎn)生的放射性187Os含量越高，相應(yīng)的187Os/188Os初始值也發(fā)生變化。γOs是指示地殼物質(zhì)加入成礦體系的一個重要參數(shù)(Walkeretal.，1989，1994)，γOs(t)用來表示樣品Os同位素組成在某一特定時間t相對于當(dāng)時球粒隕石平均值的Os同位素組成差異。地殼的Re/Os比值高，因而地殼組分加入巖漿體系或成礦體系越多，γOs(t)值越表現(xiàn)為較大的正值，而Re的虧損導(dǎo)致γOs(t)為負值。γOs(t)值用于判斷成礦物質(zhì)的來源，原始上地幔的γOs(t)值為1.6，平均大陸地殼的值為+2758(Palmer and Turekian，1986；Meiseletal.，1996；蔣少涌等，2000)。本文Re-Os同位素γOs(t)值為531±151.7，介于原始上地幔與平均大陸地殼值之間，表明成礦物質(zhì)為深源與殼源物質(zhì)的混合。

5.2.3 微量及稀土元素制約

作為巖漿巖源區(qū)物質(zhì)成分部分熔融和分離結(jié)晶的重要參數(shù)，微量元素是示蹤成礦物質(zhì)來源的重要依據(jù)之一。由上陸殼標準化微量元素蛛網(wǎng)圖(圖6a)可以看出，黃鐵礦中的微量元素在整體上表現(xiàn)為較明顯的富集或虧損，黃鐵礦與賦礦全巖樣品的曲線配分模式具有較好的一致性，表明黃鐵礦的成礦物質(zhì)對全巖有較好的繼承性。

將前人對該區(qū)微量元素的研究成果標準化得到上陸殼標準化蛛網(wǎng)圖(圖7)。寨上礦區(qū)地層中As的含量低于區(qū)域地層，且As在金礦石、斷裂帶中礦化巖石及含金性好的變質(zhì)長石石英砂巖中強富集。表明寨上礦區(qū)地層中的As受到成礦流體的淋濾，并在斷裂帶、金礦石以及含金較好的變質(zhì)長石石英砂巖中卸載富集，即礦區(qū)地層中的As參與了Au的成礦作用。同時礦區(qū)地層中Au的含量高于區(qū)域地層，礦區(qū)地層可看作Au成礦的部分物質(zhì)來源。斷裂帶中礦化巖石與礦區(qū)地層在Cu、Pb、Zn上存在明顯差異，而在其它元素的配分上又表現(xiàn)出較好的一致性。金礦石、變長石石英砂巖相對于礦區(qū)地層也表現(xiàn)出一致性與差異性并存的特征，表明寨上金礦的成礦物質(zhì)來源于礦區(qū)地層及深源。

稀土元素分餾能靈敏地反映地質(zhì)作用的過程，具有很好的示蹤作用，能揭示金礦床的成礦物質(zhì)來源。從寨上金礦黃鐵礦與全巖球粒隕石標準化稀土元素配分圖(圖6b)可知，除ZS-Y-05黃鐵礦樣品外，其余黃鐵礦及全巖樣品均為右傾型，重稀土曲線平緩。為輕稀土富集型，重稀土相對虧損。黃鐵礦與全巖樣品的稀土元素配分模式表現(xiàn)出較強的一致性，表明黃鐵礦對其賦礦全巖具有很好的繼承性，有殼源物質(zhì)參與。ZS-Y-05號黃鐵礦樣品的輕重稀土元素分餾較小(LREE/HREE值為1.53)，重稀土分餾不明顯，與其它黃鐵礦樣品的稀土元素配分模式有一定差異，具有一定程度上的深源特征，該樣品的金含量在所有測試樣品中為最高值，表明寨上金礦中成礦物質(zhì)可能有深源物質(zhì)的參與。

寨上金礦的黃鐵礦、金礦石、蝕變巖、全巖以及地層在REE的各項特征值上具有較強的一致性(圖8)?？傮w上表現(xiàn)為輕稀土元素的富集，以及輕重稀土元素內(nèi)部的明顯分餾，δEu的負異常以及δCe無異常。脈巖具有更高的LREE/HREE值，輕重稀土元素分異程度更加明顯。δEu值的負異常不明顯，與上述其它研究對象在成礦及演化過程中存在明顯的環(huán)境差異，說明礦區(qū)的脈巖與金成礦沒有直接的關(guān)系。

綜上所述，通過Sr、Os同位素、微量元素、稀土元素及S同位素討論分析并結(jié)合前人研究成果，得出寨上金礦成礦物質(zhì)來源為深源物質(zhì)與殼源物質(zhì)的混合。

5.3 礦床成因

綜上，研究得出寨上金礦的第一期成礦年齡為273Ma，為早二疊世向中二疊世的過渡期，此時勉略洋殼沿微秦嶺地塊南緣向北俯沖引起了地幔的熱對流，同時微秦嶺地塊北緣沿商丹斷裂向華北克拉通南緣碰撞俯沖而產(chǎn)生反彈，兩者的共同作用使得秦嶺微地塊處于板內(nèi)延伸。秦嶺微地塊向華北克拉通俯沖的過程中，商丹斷裂以北的沖斷造山帶也向南迎沖，造成晚古生代微秦嶺北緣地殼負載撓曲，在吳家山東西一線形成前隆構(gòu)造(范效仁，2001；張東旭和程彧，2002；馮益民等，2003)。寨上金礦位于吳家山前隆向西延伸的北側(cè)，產(chǎn)于隆起前陸盆地中的卓洛堡-扎麻樹-國營牛場-申都牧場背斜北西段，其所在構(gòu)造區(qū)域?qū)儆卺憾Y前陸盆地。該前陸盆地在海西期受到自南向北的逆沖推覆和區(qū)域內(nèi)斷裂左行走滑剪切的共同作用，形成了一系列的斷裂和褶皺(于嵐，2004；喻萬強，2015)，為礦床的形成提供了有利的導(dǎo)礦通道及容礦構(gòu)造。二疊紀沿吳家山隆起的隆升延展作用為流體及成礦物質(zhì)的運移和富集提供了必要的動力條件(楊軍祿和馮益民，1999)。前人研究得出西秦嶺江里溝巖體LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年為264.0±1.4Ma，中川花崗閃長巖年齡為264.0±1.3Ma(高婷，2011；孫小攀等，2013)，在誤差范圍內(nèi)與本文得出的寨上金礦第一期成礦(273Ma±10Ma、273±22Ma)具有時空上的一致性，說明至少在中二疊世晚期存在構(gòu)造巖漿活動。礦床所在的岷-禮盆地其沉積地層有較高的金背景值(毛光劍，2009)，巖漿活動使該帶地殼深部物質(zhì)重熔，攜帶有利元素沿構(gòu)造裂隙侵位并使地層中的Au元素活化，當(dāng)Au超過溶解度極限時析出，在成礦有利部位富集成礦，形成第一期金礦床。

寨上金礦鎢成礦時代是晚三疊世(220Ma左右)，晚于秦嶺造山帶主造山期(242±21Ma)，為三疊紀華北板塊與華南板塊的碰撞造山期，區(qū)內(nèi)由擠壓向伸展轉(zhuǎn)變，地殼減薄，巖漿熱液攜帶W等元素侵入，并在構(gòu)造有利部位富集成礦。該期成礦在時空和成因上與同時代富鎢的閃長玢巖脈(220～210Ma)關(guān)系密切，也與西秦嶺地區(qū)主要的構(gòu)造-巖漿事件相對應(yīng)，屬于晚三疊世鎢、鉬、銅成礦系列(余超，2015；呂喜旺等，2017；楊瀚文等，2021)。

秦嶺造山帶從印支-燕山早期廣泛的后造山伸展垮塌轉(zhuǎn)為中-晚燕山期強烈的北緣隆升陸內(nèi)造山及形成巨大的盆地的過程，也即構(gòu)造體制大轉(zhuǎn)折和秦嶺巖石圈地幔流變減薄所引發(fā)的殼幔強烈作用(鄭德文等，2004)。在南北擠壓和拉張應(yīng)力作用下，產(chǎn)生了褶皺隆起、逆沖推覆、韌脆性剪切及伸展拉張等構(gòu)造活動。構(gòu)造變形為成礦提供了動力及良好的空間。構(gòu)造熱效應(yīng)與地?zé)崽荻闰?qū)動流體活化遷移，侵入金背景值高的泥盆系和二疊系，流體與圍巖發(fā)生物質(zhì)交換，圍巖中的碳酸鐵溶解并釋放鐵，溶解后的鐵被硫化，隨后運移到裂隙發(fā)育部位，隨著含金流體與圍巖的混合及壓力突然下降，引起流體沸騰，導(dǎo)致寨上金礦床中自然金的沉淀，在構(gòu)造有利部位富集成礦，形成寨上金礦第三期成礦(140～120Ma)。晚期成礦疊加在前兩期礦床之上并進行改造。該地區(qū)構(gòu)造演化的多期多階段性造成不同成礦事件共享一套有利的賦礦構(gòu)造體系，寨上金礦是多期成礦事件與西秦嶺造山帶及巖漿事件同步演化的結(jié)果(馬星華等，2008；劉家軍等，2010c；穆新華和劉光智，2010；Liuetal., 2015；呂喜旺等，2017；楊瀚文等，2021)。

5.4 找礦指示意義

西秦嶺地區(qū)從早泥盆世晚期或中泥盆世開始板內(nèi)伸展裂陷形成裂陷盆地，到中二疊世末，位于西秦嶺、東昆侖造山帶和揚子地塊之間的阿尼瑪卿小洋盆的關(guān)閉使得西秦嶺北部發(fā)生擠壓隆起，為該帶地殼深部物質(zhì)重熔提供了動力學(xué)條件與巖漿活動的空間。因而在中、晚二疊世有花崗質(zhì)巖漿侵入，到了晚二疊世西秦嶺再次發(fā)生伸展裂陷(高婷，2011)。孫廷貴(2004)通過苦海-賽什塘蛇綠構(gòu)造混雜巖帶內(nèi)的構(gòu)造片巖(269Ma，全巖Rb-Sr)、纖閃石單礦物40Ar-39Ar變質(zhì)年齡(278Ma)及不同部位片理化變砂巖(274Ma、269Ma)的同位素年代學(xué)研究，得出該年齡值是西秦嶺與東昆侖發(fā)生銜接轉(zhuǎn)換的一個非常重要的時期，即共和坳拉谷俯沖碰撞的時間。前人(高婷，2011；李婷等，2012；孫小攀等，2013；徐學(xué)義等，2014)利用LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年法得出西秦嶺江里溝二長花崗巖、中川二長花崗巖及花崗閃長巖的諧和年齡分別為264.0±1.4Ma(MSWD=0.69)、264.8±2.0Ma(MSWD=0.38)及264.4±1.3Ma (MSWD=0.43)，即它們形成于晚二疊世，而巖石地球化學(xué)成分顯示江里溝與中川巖體為喜馬拉雅型花崗巖，即該巖體與加厚的活動陸緣環(huán)境有關(guān)。到了中二疊世末，隨著南部阿尼瑪卿洋盆閉合及共和坳拉谷俯沖碰撞的遠程效應(yīng)的影響，導(dǎo)致地殼增厚溫度升高，為該區(qū)域深部物質(zhì)重熔侵位提供了動力與巖漿活動空間，也為礦物質(zhì)的運移與沉淀提供了空間(孫小攀等，2013)。

寨上金礦第一期金成礦年齡為273Ma左右，在時空上與區(qū)域內(nèi)阿尼瑪卿洋盆閉合、共和坳拉谷俯沖碰撞、江里溝及中川喜馬拉雅型巖體的發(fā)生時間有較高的一致性，雖然目前還未有直接證據(jù)表明該期金礦與同時代的巖體有著直接的成因關(guān)系，但該結(jié)論也從側(cè)面驗證了前人(殷勇和殷先明，2009；張旗等，2009；高婷，2011；徐學(xué)義等，2012，2014)提出的“地殼加厚有利于形成金礦床及喜馬拉雅型花崗巖與金礦關(guān)系密切”等結(jié)論。研究發(fā)現(xiàn)，美國許多卡林-類卡林型金礦區(qū)既有脈巖，也有侵入巖和火山巖發(fā)育，且部分是喜馬拉雅型的，有些礦區(qū)雖無侵入巖露頭出現(xiàn)，但推測在深部有隱伏巖體(Ressel and Henry，2006)。西秦嶺卡林型金礦大部分與埃達克巖或喜馬拉雅型花崗巖在時空上具有相關(guān)性(張旗等，2008)，因而今后在西秦嶺開展找礦工作，要突破傳統(tǒng)的時空限制。通過本次研究發(fā)現(xiàn)西秦嶺地區(qū)至少在二疊紀晚期就有金成礦事件，早于原先得出的印支晚期-燕山期成礦(張復(fù)新等，2001；陳衍景等，2004)。喜馬拉雅型花崗巖與金關(guān)系密切，是找金礦的一個重要標志，應(yīng)在圍繞巖體找礦的基礎(chǔ)上向外擴大找礦范圍，二疊紀巖體出露較少，可能由于該區(qū)域推覆構(gòu)造發(fā)育，部分巖體被掩蓋。綜上所述，該區(qū)域從構(gòu)造、巖漿巖條件或者理論層面都有著形成金礦床的巨大潛力。

6 結(jié)論

通過對寨上金礦主要載金礦物黃鐵礦中Rb-Sr、Re-Os同位素體系、S同位素及微量元素特征研究，獲得以下認識：

(1)結(jié)合前人研究結(jié)果表明，寨上金礦至少存在三期成礦事件，其中第一期金成礦的Rb-Sr、Re-Os等時線年齡為273Ma左右，該年齡在西秦嶺已探明的金礦床中尚無報道，為該區(qū)域?qū)ふ医鸬V床拓寬了時間軸；

(2)同位素和微量元素研究表明，寨上金礦成礦物質(zhì)來源為深源物質(zhì)與殼源物質(zhì)的混合；

(3)寨上金礦可能的成礦模式為：在構(gòu)造作用下，二疊紀巖漿熱液沿斷裂通道上升到有較高金背景值盆地中的褶皺帶，使地層中的金活化，于構(gòu)造有利部位卸載成礦，形成早期金礦床，后期鎢礦化及金礦化疊加在早期金礦床之上；

(4)寨上金礦第一期金成礦事件年代在時空上與區(qū)域內(nèi)阿尼瑪卿洋盆閉合、共和坳拉谷俯沖碰撞、江里溝及中川喜馬拉雅型巖體的發(fā)生時間基本吻合，符合“地殼加厚有利于形成金礦床及喜馬拉雅型花崗巖與金礦關(guān)系密切”的結(jié)論，對在該區(qū)域?qū)ふ彝瑫r代金礦具有一定的指示意義。

致謝感謝編輯部老師及兩位審稿專家的細致審稿并提出了寶貴的修改意見，使得本文能夠進一步完善，同時也提高了作者的寫作和學(xué)術(shù)水平。