小秦岭成矿省大湖、灵湖和金渠金(钼)矿床地质特征和硫同位素组成异同及其控制因素*

刘钊 杨林 孙盼飞 李华健 董超一 刘子葳

华北克拉通南缘小秦岭金矿省为我国最重要的金成矿带之一，超过1200条石英脉矿体，已探明金资源储量超过800t，为我国第二大石英脉型金矿集区(Deng and Wang，2016；
Jianetal.，2022)。由于巨大的经济价值，前人对其已开展了大量研究，主要聚焦在成矿时代(Lietal.，2011，2012a，b，2022b)、构造背景(Lietal.，2020b；
Xuetal.，2021)、流体组成(Lietal.，2012b；
Jianetal.，2015；
Changetal.，2022)和物质来源(Bietal.，2011；
Nietal.，2012；
Zhaoetal.，2021)等多个方面。小秦岭金矿省金(钼)成矿年代学研究表明金和钼成矿主要集中于中生代(Lietal.，2012a, b, 2022b；
Jianetal.，2015)，金和钼成矿构造背景可能为中生代三叠纪华南板块向华北克拉通俯冲碰撞造山运动或晚侏罗-早白垩世华北克拉通大规模破坏有关(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)。含矿石英脉流体包裹体研究显示金和钼成矿流体均为一套NaCI-H2O-CO2流体体系(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钼成矿物质可能来源于前寒武太华群变质基底(Zhouetal.，2015；
Changetal.，2022)、燕山期花岗岩(Liuetal.，2022b)、富集岩石圈地幔(Zhaoetal.，2022a，b)、壳幔混合源区(Zhaoetal.，2018；
Zengetal.，2020)。

虽然这些研究已取得重要进展，但对矿床成因不同环节均产生一定的争议，其中区域金和钼成矿异同一直是广泛争议的焦点之一。一些学者认为金和钼成矿为独立成矿事件(Lietal.，2011)，也有学者认为在发育金(钼)矿化基础上叠加后期金成矿事件(Zhaoetal.，2021；
Jianetal.，2022；
Lietal.，2022a)。金(钼)矿脉构造-蚀变-矿化网络结构和同位素的系统对比是解决上述争议的关键，目前研究较为薄弱。由于金和钼均为亲硫元素，因此S同位素组成是精确刻画成矿过程(Ohmoto，1972；
Rye and Ohmoto，1974；
Yangetal.，2021)和揭示矿床成因的重要手段(Nietal.，2012；
Pokrovskietal.，2015)。目前，研究区已有δ34S数据揭示金(钼)矿床成矿过程和流体来源的解释仍然存在很大争议，部分原因可能为传统S同位素稀释法测试获得混合硫同位素信息，原位S同位素数据可以精细刻画单个矿床成矿流体演化和成矿过程，反演区域成矿规律(Lietal.，2012b；
Zhouetal.，2014，2015；
Zengetal.，2020；
Changetal.，2022；
Wangetal.，2022b；
Zhaoetal.，2022a, b)。此外，不同构造背景和成矿机制，如水岩反应和水力破裂等，如何控制硫同位素组成变化尚不明确。本文应用原位S同位素分析准确测定各阶段硫化物精细变化，可有效避免样品制备过程不同成因硫化物的混合，从而为流体演化、来源和成矿过程提供关键信息。

为查明小秦岭地区金和钼矿化关系、成矿过程和区域成矿规律，我们选取了区内大湖金(钼)矿、灵湖金矿和金渠金矿为研究对象。首先，我们开展矿区大比例尺填图，查明上述矿床构造-蚀变-矿化网络结构；
其次室内开展精细的岩相学研究辅助划分成矿期和成矿阶段，同时结合激光剥蚀-多接收电感耦合等离子体质谱法(LA-MC-ICP-MS)对不同成矿期(阶段)的黄铁矿进行原位硫同位素测试。通过对比区域典型地质体和原位δ34S组成，进而阐述小秦岭金和钼成矿关系、硫同位素组成及其控制因素。

小秦岭金矿省位于华北克拉通南缘，紧邻秦岭-大别造山带(图1a)。小秦岭地区构造经历了中生代-新生代的韧脆性变形，构成了秦岭-大别造山带的一部分(翟明国等，2003；
朱赖民等，2008；
Dong and Santosh，2016)。区内与成矿相关构造主要与早三叠世扬子板块与华北克拉通碰撞有关，随后白垩纪受古太平洋板块斜向俯冲导致小秦岭地区构造再次发生活化(陈衍景等，2009；
陈衍景，2010；
Chen and Santosh，2014；
Lietal.，2020b)。小秦岭构造框架主要为一系列近E-W向展布的褶皱和断裂组成，以北部的太要断裂和南部的小河断裂为界夹于两断裂之间(图1b)。从北到南依次由五里村背斜、漆树坪向斜、老鸦岔背斜、庙沟向斜和上阳寨背斜组成了一个近E-W向的复式背斜(图1b)。大量的金矿赋存于褶皱翼部及其派生的次级断裂，从北到南依次构成三条成矿带：北矿带、中矿带和南矿带(图1b)。

图1 小秦岭地区大地构造位置(a, 据Deng et al.，2020a，b修改)及区域地质简图(b, 据Li et al.，2012a修改)

小秦岭金矿省主要由前寒武太华群变质基底组成，岩性主要为角闪斜长片麻岩、黑云母斜长岩、角闪岩、混合岩、石英岩以及大理岩(Jiaetal.，2019；
Wangetal.，2021a)。LA-ICP-MS和SHRIMP 锆石U-Pb测试结果显示太华群形成于2.36～2.3Ga(Jiaetal.，2019；
Wangetal.，2021a)，晚期又被太古代和中生代花岗质岩体侵入(Zhaoetal.，2012，2018；
Xuetal.，2021)。区内第四系沉积物分布广泛。

小秦岭矿省内岩浆岩发育广泛，从西向东出露有华山、文峪和娘娘山花岗质侵入体(图1b)。其中华山复式杂岩体侵位于晚三叠世～205Ma (Huetal.，2012)和早白垩世144～131Ma(Huetal.，2012；
Wenetal.，2020)；
文峪岩体侵位于141～122Ma(Zhaoetal.，2012；
Wenetal.，2020)；
娘娘山黑云母二长花岗岩侵位于142～129Ma(Zhaoetal.，2012；
Xuetal.，2021)。位于南缘的太古代桂家峪黑云母角闪花岗岩侵位时间为1745Ma，中太古小河岩体侵位时间为1463Ma (Xuetal.，2022)。此外，该地区大量的脉岩和伟晶岩侵入时代分别为1.9～1.8Ga、218～209Ma和140～125Ma(毕诗健等，2011；
Lietal.，2012b，2022a)。

2.1 大湖金(钼)矿

大湖金(钼)矿位于小秦岭矿省北矿带五里村背斜北翼。矿区地层主要为前寒武太华群斜长角闪片麻岩，构造为一系列近NW和NW以及NE向断裂控制(图2a、图3a)。F5为区内最大控矿断裂，该断裂带控制的矿体不仅发育石英-辉钼矿脉，同时也发育石英-黄铁矿(金)脉(图4a, b)。此外，从南到北还依次发育有F35、F7、F8以及F1断裂，其中F35断裂带发育辉钼矿脉，其余断裂几乎均为石英-含金黄铁矿脉。区内基性脉岩大多被矿化石英脉切穿。大湖金(钼)矿石英脉矿体主体倾向NE，倾角38°～50°，部分矿体近乎直立产出。

图2 大湖(a)、灵湖(b)和金渠(c)矿区地质图(据Jian et al.，2015；
Chang et al.，2022；
Zeng et al.，2020修改)

图3 大湖(a)、灵湖(b)和金渠(c)矿体剖面图(据Jian et al.，2015；
Chang et al.，2022；
Zeng et al.，2020修改)

在大湖金(钼)共生矿床中，钼矿与金矿体呈现出明显空间叠加关系，在单一矿脉空间位置上构成了上金下钼的矿化特征(图3a)。与成矿相关热液蚀变主要有钾化、绢英岩化、硅化以及碳酸盐化。其中钾化与钼矿体在空间上密切相关，即钾化与辉钼矿相伴而生(图4a, b)，钼矿化期矿石矿物主要为辉钼矿和黄铁矿，少见其他贱金属(图4a、图5a、图6a)。而金矿化与绢英岩化蚀变关系密切，含金石英脉发育的地方，绢英岩化发育较为强烈，钾化极少在金矿化带发育。可见早期钾化被后期绢英岩化切穿(图5a)。根据野外地质穿插关系及矿物共生组合，成矿分为1期钼矿化，即石英-钾长石-辉钼矿期(Ⅰ)；
2期金矿化期，分别为石英-黄铁矿-多金属硫化物阶段(Ⅱ)和石英-碳酸盐(黄铁矿)阶段(Ⅲ)(图7)。

图5 大湖(a、b)、金渠(c、d)和灵湖(e、f)金矿蚀变特征(正交偏光下)

图6 大湖(a、b)、金渠(c、d)和灵湖(e、f)金矿矿化特征显微照片

图7 大湖、灵湖、金渠金矿床矿物共生组合及生成顺序

2.2 灵湖金矿

灵湖金矿位于大湖金(钼)矿东3km处。与大湖矿床受到相同构造断裂-五里村背斜控制。矿区出露地层主要为前寒武太华群，其被一系列辉绿岩和花岗斑岩侵入(图2b)。辉绿岩总体走向为NW，倾向NE，次有NE走向。矿区内构造主要为NW，NE以及N-S向构造。其中F5为区内最大控矿构造，控制该矿床主要矿脉产出，长约2000m，宽约20～50m，倾向NE，倾角约为10°～28°(图4c, d)。矿区大多数矿体主要呈脉状和透镜状分布(图2b、图3b)，受NW和NE向断裂控制，与大湖矿床控矿样式具有一致性。

灵湖金矿与成矿相关热液蚀变有钾化、绢英岩化、硅化以及晚期碳酸盐化蚀变(图5c, d)，绢英岩化蚀变与金矿化最为密切。金矿脉发育有大量的贱金属(黄铜矿、方铅矿，闪锌矿)、碲化物(图6c, d)，而金主要以碲化物形式出现。在灵湖金矿可以观察到钾化石英脉，但是在该矿床钾化石英脉金矿化较微弱并未见钼矿化，与大湖矿床钾化带钼矿化特征截然不同 (图4d)。根据野外地质现象和矿物共生组合我们将热液成矿划分为三阶段：早期乳白色石英-黄铁矿阶段(Ⅰ)；
烟灰色石英-含金黄铁矿-多金属硫化物阶段(Ⅱ)；
石英-碳酸盐阶段(Ⅲ)(图7)。

2.3 金渠金矿

金渠金矿位于小秦岭矿省中部，距大湖金(钼)矿南5km，矿体受漆树坪向斜构造控制，赋矿围岩为太华群变质基底(图2c)。沿漆树坪向斜南翼发育一系列不同走向次级断裂，主要有近EW、NEE和NWW向断裂。主控矿断裂走向为0°左右，倾角为18°～52°。区内发育众多辉绿岩和花岗质侵入体，多被矿体切穿。矿体严格受构造带控制，与构造产状近乎一致(图4e, f)。

金渠金矿在该矿床内与矿化最为密切主要蚀变类型为强绢英岩化(图5e, f)，沿矿体两侧发育(图4e)。与成矿相关金属矿物主要为黄铁矿、方铅矿，此外发育少量黄铜矿、闪锌矿和碲化物，金主要以复杂的碲化物包裹于黄铁矿内部(图6e, f)。除钾化蚀变不发育，其余蚀变类型和矿物组合与区内金矿化特征一致。按照野外现象及其矿物共生组合可以将成矿划分为三个阶段：石英-黄铁矿阶段(Ⅰ)；
石英-含金黄铁矿-碲化物-多金属硫化物阶段(Ⅱ)；
石英-碳酸盐-黄铁矿阶段(Ⅲ)(图7)。

本次共采集大湖样品3件、灵湖5件、金渠6件，所有样品均采集于井下且均与成矿相关。首先我们对所有样品进行详细观察描述(表1)，磨制探针片进而在显微镜下观察其矿物共生组合及其相关蚀变特征。选出具有代表性的含金黄铁矿进行定位拍照。在中国地质科学院地质研究所深地动力学重点实验室进行扫描电镜分析。详尽观察所选黄铁矿有无环带结构及其包裹体，微裂隙等，在尽量避免人为误差因素的状况下获得更为精确的数值。待所有准备工作结束后，对具有代表性的黄铁矿进行LA-MC-ICP-MS原位S同位素测试。其中大湖为金-钼共生矿，所以我们选择了一件辉钼矿-黄铁矿共生样品(DH2-20-12)进行测试；
其余均为金成矿期黄铁矿-石英脉样品(DH20-2、DH20-5)。灵湖(LH2-1、LH20-5、LH2-7、LH2-22)均为石英-黄铁矿脉金成矿期样品，LH20-11脉内夹杂有围岩的成分。金渠(JQ20-1、JQ20-6、JQ20-7、JQ20-8、JQ20-9、JQ20-13)均为石英-黄铁矿脉金成矿期样品。

表1 大湖、灵湖、金渠金(钼)矿床样品描述

本次研究在天津市科荟分析科技有限责任公司进行LA-MC-ICP-MS原位S同位素测试分析。Thermo Scientific公司生产的Neptune Plus多接收等离子体质谱仪和与之连用的RESOlution S155 193nm激光剥蚀系统。根据提前选择的样品照片点位进行利用激光剥蚀系统对硫化物进行剥蚀。剥蚀采用点剥蚀，剥蚀直径在24μm，能量密度为4J/cm2，频率为6Hz。

采用高纯He作为载气，吹出剥蚀产生的气溶胶，送入MC-ICP-MS进行质谱测试。32S和34S用法拉第杯静态同时接收，采用的积分时间为0.131s，共采集200组数据，共需时约27s。正式测试前，以硫化物标样HN、JX和ZX对仪器参数进行调试，使之达到最佳状态。为减小基质效应对测试结果的影响，分析过程中分别用与样品基质相似的硫化物为标样，并用标准-样品-标准交叉法进行质量歧视校正。

4.1 黄铁矿岩相学特征

所有矿床含矿石英脉中，黄铁矿特征具有部分相似性。大湖金(钼)矿早期钼成矿期黄铁矿Py1主要呈现半自形-他形结构，颗粒普遍较大。而在金主成矿期黄铁矿Py2多为半自形-他形晶形，Py3黄铁矿往往呈自形-半自形颗粒(图6a, b)。在灵湖金矿中，早阶段黄铁矿Py1多为自形，中阶段为自形-半自形，与黄铜矿，方铅矿共生，晚阶段黄铁矿Py3为他形结构(图6c-d)。金渠金矿中早阶段黄铁矿Py1为自形结构，中阶段Py2为自形-半自形，常与黄铜矿，方铅矿共生，晚阶段Py3为他形颗粒(图6e, f)。所有的样品在BSE照片中均未显示出环带结构(图6)。

4.2 黄铁矿S同位素测试结果

本次大湖、灵湖和金渠矿床的14件黄铁矿38个点的同位素数据见表2。对于大湖金(钼)矿，δ34S值变化范围相对较窄-3.43‰～3.33‰，平均值为-0.95‰。Py1为钼成矿期，δ34S为-1.9‰～3.33‰，平均值为-1.9‰；
Py2阶段δ34S值变化范围为-2.76‰～-1.56‰，平均值为-1.9‰；
Py3阶段δ34S值变化范围为-0.12‰～0.38‰，平均值为0.16‰。灵湖金矿黄铁矿δ34S范围-8.47‰～8.19‰，Py1为-7.03‰～8.19‰，平均值为-0.04‰；
Py2变化范围为-7.77‰～1.46‰，平均值为-5.81‰；
Py3变化范围为-7.44‰～0.05‰，平均值为-3.77‰。金渠金矿黄铁矿δ34S范围-3.85‰～8.9‰。Py1阶段为4.05‰～8.9‰，平均值为6.85‰；
Py2阶段为8.85‰；
Py3阶段为-3.51‰～3.7‰，平均值为-0.33‰。大湖、灵湖和金渠金矿黄铁矿δ34S值受控矿构造变化范围：大湖近EW向钼矿体样品δ34S值-1.9‰～+3.33‰；
大湖近EW向金矿体中δ34S值-2.76‰～+0.38‰。灵湖金矿中样品除一件NW矿体样品δ34S值为-7.44‰，其余均为近EW向金矿体δ34S值为-8.47‰～+8.19‰。金渠金矿脉近EW和NW向矿脉中黄铁矿δ34S值范围分别+0.7‰～+8.9‰和-3.9‰～-3.5‰，其中陡倾矿脉黄铁矿δ34S值较负(-3.9‰～+3.7‰)，而缓倾矿脉δ34S值较正(+4.1‰～+8.9‰)。

表2 大湖、灵湖、金渠金矿床原位S同位素分析结果

5.1 小秦岭成矿省金(钼)成矿异同

本次基础地质特征和硫同位素研究和已发表年代学、流体组成特征显示小秦岭金和钼成矿具有诸多异同。这些异同包括：1)小秦岭金矿省金(钼)矿体都为石英脉型，受控于同一构造体系(F5)控制，但是钼矿体以石英-碳酸盐-黄铁矿脉为主，金矿体以石英-黄铁矿-多金属硫化物-碲化物为主。钼矿体与钾化蚀变紧密相关，可见钾化蚀变被后期绢英岩化及硅化切穿(图5a)；
金矿体内广泛发育绢英岩化和硅化蚀变。2)小秦岭成矿省钼矿脉中黄铁矿δ34S值范围为-3.34‰～3.33‰，金矿脉黄铁矿δ34S值范围为-8.47‰～8.9‰。可见金矿体δ34S值为-8.47‰～8.9‰相较于钼矿体δ34S值-3.34‰～3.33‰相对较宽(图8、表2)。3)区内成矿特征具有显著差异：北(中)部以金(钼)成矿为特征，南部以发育独立金矿为特征(Lietal.，2012a，b；
Zhaoetal.，2021；
Liuetal.，2022a)。4)辉钼矿Re-Os年代学指示钼矿化形成时间主要集中于204～233Ma(Lietal.，2011；
Jianetal.，2015；
Li and Pirajno，2017)。金矿床(枪马、文峪、杨砦峪、樊岔等)绢云母Ar-Ar 和热液金红石U-Pb年龄约束金矿年龄为120～135Ma(Lietal.，2012a，b；
Zhaoetal.，2022b)。5)大湖、红土岭，秦南等矿床钼矿体流体包裹体研究表明，矿化早-中期流体属于中高温(200～400℃)、中高盐度(10%～40% NaCleqv)、富含CO2的H2O-CO2-NaCI体系，该成矿期可见子晶矿物(辉钼矿，石盐)。随着成矿作用进行，流体温度和盐度逐渐降低，成矿演化晚期流体温度降温至～200℃，低盐度(<10% NaCleqv)的H2O-NaCI体系(Li and Pirajno，2017；
Zhaoetal.，2021)；
而金矿中流体包裹体研究表明流体属于一套中低温(100～300℃)，低盐度(<15% NaCleqv)的CO2-H2O-NaCI体系，不含子晶矿物(Lietal.，2012b；
Zhouetal.，2014，2015；
Jianetal.，2015；
Zengetal.，2020；
郭云成等，2021；
Changetal.，2022；
王鹏飞等，2022)。这些研究表明小秦岭金和钼成矿异同可能受差异的流体来源或者成矿过程控制(Zhaoetal.，2021；
Changetal.，2022；
Lietal.，2022b；
Liuetal.，2022a)。

图8 大湖、灵湖和金渠金矿不同期次黄铁矿原位δ34S组成及区带不同矿床黄铁矿δ34S对比

5.2 矿床硫同位素演化及其控制因素

本次研究所选择大湖和灵湖矿床样品主要受近EW向断裂控制矿脉，而金渠金矿所分析样品既有近EW向矿脉，也有近NW向矿脉，因此下文重点聚焦矿床尺度相同构造方位和不同构造方位下金矿脉黄铁矿硫同位素组成演化及其控制因素。

大湖矿床钼矿化期黄铁矿δ34S值范围相对较窄-3.43‰～3.33‰(图8、表2)。但单颗黄铁矿核部到边部差异较大(表2)，由于石英脉型钼矿体及围岩钾化蚀变较强，指示钼矿化期流体与围岩发生强烈反应(图4a)。金矿化期所选样品为石英多金属硫化物阶段和石英-碳酸盐-黄铁矿阶段黄铁矿，δ34S值相对较窄(-2.44‰～0.38‰)，且黄铁矿颗粒核部到边部δ34S值总体较为均一，表明流体组分相对稳定。由于早期金成矿处于封闭体系且流体氧逸度较高，导致δ34S总体偏负(Ohmoto, 1972；
Jianetal., 2015；
郭云成等，2021)。但Py3的δ34S值相对Py2偏高，可能指示流体在演化过程中逐渐降温导致fo2逐渐降低(Cooke and McPhail，2001；
Jianetal.，2015；
Lietal.，2020b)。故而引起大湖金钼矿床中δ34S值变化原因主要为水岩反应及流体降温。灵湖金矿所测样品同样来自受近EW向断裂构造控制矿体，样品中未见硫酸盐发育，包裹体研究表明流体在成矿时含有大量的CO2和CH4流体，表明成矿流体处于相对还原环境(Canfield，2001；
Yinetal.，2019；
Zengetal.，2020)。早期与钾化相关石英脉中黄铁矿Py1的δ34S值变化较大-7.03‰～8.19‰；
黄铁矿核部主要为正值，边部为负值(表2)。可能表明流体局部物理化学条件发生改变(Ohmoto, 1972，Zhouetal., 2015)。野外地质显示灵湖金矿早期钾化蚀变且局部发生蚀变的围岩角砾包裹于钾化石英脉，指示出流体与围岩发生强烈水岩反应局部导致流体物理化学条件发生改变(Yangetal.，2021；
图4d)。石英多金属硫化物阶段Py2的δ34S值为-7.77‰～-5.97‰，其中个别黄铁矿δ34S值为1.46‰；
石英-碳酸盐-黄铁矿阶段黄铁矿Py3的δ34S值为-7.44‰～-0.05‰。Py2和Py3范围较窄表明在成矿过程中物理化学条件持续稳定变化(Hutchisonetal.，2020)。从早阶段到晚阶段δ34S值不断升高主要是由于流体温度逐渐降低导致fO2降低。这与大湖金钼矿化期流体δ34S值演化特征具有一致性。

本次研究选择大湖和灵湖(钼)金矿样品主要为近EW向构造控制，两者除了在矿化类型上表现出不同差异外。其他成矿特征均具有高度相似性：主控矿断裂为F5；
与金矿化相关绢英岩化蚀变主矿脉成矿流体δ34S值演化趋势表现出一定相似性。相似构造背景下主要由于水岩反应引起δ34S值发生波动(Yangetal.，2022a)。金渠金矿脉近EW和NW向矿脉中黄铁矿δ34S值范围分别+0.7‰～+8.9‰和-3.9‰～-3.5‰，其中陡倾矿脉黄铁矿δ34S值较负(-3.9‰～+3.7‰)，平均值为-0.33‰，而缓倾矿脉δ34S值较正(+4.1‰～+8.9‰)平均值为+7.18‰，表明不同性质构造控制矿体产出及δ34S规律性值变化(图9、表2)，可能指示黄铁矿S同位素值与流体物理化学条件发生变化，在空间上受到断裂构造控制的潜在关系(Coxetal.，1995，2001；
Hodkiewiczetal.，2009；
Weatherley and Henley，2013)。包裹体研究表明金渠金矿中气相包裹体和富液包裹体共存证明流体发生不混溶作用 (Changetal.，2022)。因而压力被认为是控制流体沿构造流动形成相关矿化最主要驱动力(Wilkinson and Johnston，1996；
Coxetal.，2001；
Lietal.，2020a；
Changetal.，2022)。由于华北克拉通受到古太平板块俯冲远程效应影响，小秦岭地区先前构造发生活化并处于伸展环境，为成矿流体的运移提供上升通道(Wuetal.，2005；
Zhuetal.，2017)。由于金矿化具有瞬时性，大规模流体在早期的高压状态下超过上覆静岩压力岩石发生瞬间破裂，流体沿破裂面及其派生的次级断裂运移，压力瞬间释放导致成矿物质发生沉淀(Sibsonetal.，1988；
Peterson and Mavrogenes，2014；
Millsetal.，2015；
Yangetal.，2021)。早期流体沿先前断裂活化，流体运移至NW向构造扩容带与围岩反应，指示流体与围岩发生强烈水岩反应引起氧逸度变化，导致δ34S值较高(Yangetal.，2021)。NW向矿体中含有不同大小围岩角砾也验证这一观点(图4d)。而近EW向脉体由于压力骤然释放和流体降温快速充填成矿，压力变化引起流体不混溶性导致H2S分馏进入气相，流体fO2和pH值变大，因而晚阶段黄铁矿δ34S出现降低趋势(Naden and Shepherd，1989；
Cooke and McPhail, 2001；
Hutchisonetal.，2020)。这些显著差异的δ34S组成表明不同构造背景控制差异的氧逸度等物理化学条件，进而影响矿物同位素组成(Hodkiewiczetal.，2009)。例如，在Victory-Defiance矿床中，构造角度对S同位素也具有明显的控制作用，两种不同的构造体制反映出成矿过程流体就位的差异性(Hodkiewiczetal.，2009；
Hutchisonetal.，2020)。

图9 金渠金矿体空间分布与不同产状矿体黄铁矿原位δ34S组成关系图

5.3 金和钼矿化成矿流体性质

热液矿床中硫化物硫同位素组成不仅取决于其源区物质δ34S值，而且与成矿流体演化过程中物理化学条件(fO2，pH，温度)密切相关(Ohmoto，1972；
Rye and Ohmoto，1974；
Seal II，2006；
Marinietal.，2011)。本次研究发现钼矿脉中未发育硫酸盐，因此可以认为硫化物与成矿流体呈同位素平衡，可以近似代表含钼流体同位素数值。在大湖、金渠和灵湖金矿脉中金属矿物以黄铁矿为主，此外还发育方铅矿、闪锌矿和黄铜矿等，未发现硫酸盐矿物和磁铁矿等氧化矿物，表明成矿体系总体处于还原状态，因而S主要以HS-和S2-形式赋存(Ohmoto，1972；
Pokrovskietal.，2015)。小秦岭区内金成矿温度约为250℃(Lietal.，2012b；
Jianetal.，2015；
Deng and Wang，2016；
Changetal.，2022)，该温度下还原性流体中沉淀的硫化物δ34S分异较小，因而黄铁矿δ34S值可近似代表热液流体同位素数值(Ohmoto，1972；
Yangetal.，2021，2022a)。

前人和上述研究表明黄铁矿硫同位素组成受源区属性、流体路径、水岩反应和水力破裂等成矿机制综合控制(Hodkiewiczetal.，2009；
Weatherley and Henley，2013；
Yangetal.，2018，2022b)，因此本次研究的成矿流体硫同位素组成仅代表沉淀不同硫化物和金组成流体硫同位素，而不能反应初始成矿流体和源区属性。大湖、灵湖、金渠金(钼)矿床金矿化流体δ34S分别为-2.76‰～0.38‰；
-8.47‰～8.19‰；
-3.85‰～8.9‰，其中大湖钼矿化流体δ34S 为3.43‰～3.33‰。金矿体与同期基性脉岩产出，且金矿脉中含有大量碲化物。这些特征指示金成矿物质可能具有幔源属性(Cook and Ciobanu，2004；
Cepedaletal.，2006；
Ciobanuetal.，2010)。钼矿体Pb同位素指示成矿物质来源于前寒武地壳基底熔融相关岩浆(Simon and Ripley, 2011；
Li and Pirajno，2017；

Zhaoetal.，2021)；
金矿体Pb同位素指示成矿物质具有幔源属性(Lietal., 2012b, 2022b；
Zengetal., 2020；
Changetal.，2022；
Zhaoetal.，2022a, b)。钼矿体H-O同位素指示出成矿流体来源于深部岩浆流体和变质水混合(Li and Pirajno，2017)；
金矿体H-O同位素指示出成矿流体为具有混合来源：变质水、岩浆水、以及大气降水(Lietal.，2012b；
Zhouetal.，2014，2015；
Jianetal.，2015；
Zengetal.，2020；
Changetal.，2022)。小秦岭地区赋矿围岩中含有极低Au含量，并且赋矿围岩在金矿化前2.0Ga时已发生变质脱水作用，它们只是在空间上展示出密切相关(Wangetal.，2021b；
Zhaoetal.，2022a)，因而，可以排除变质基底岩石作为金矿床的主要物质来源，但太华群变质岩钼元素丰度为1.00×10-6～6.9×10-6(胡志宏等，1986)，可作为钼成矿主要物质来源(Li and Pirajno，2017)。金矿化与花岗质岩体侵入年龄接近，但空间位置上金矿床均远离岩体5～10km，矿区内也几乎不可见花岗岩出露。因而很难用区内现有花岗岩作为该区金矿化物质来源(Zengetal.，2020；
Zhaoetal.，2022a)。通过对小秦岭典型矿床地质结构、流体组分、物质来源等方面分析，区内金钼成矿表现出两种完全不同地质特征，众多证据表明在小秦岭区内金钼成矿为独立成矿事件。钼成矿可能为岩浆底侵作用导致太华群变质基底熔融形成富钼岩浆；
而金成矿物质可能来源于地幔流体。上述物质来源仍需结合精确的成矿年代学、多元同位素体系进一步探讨和验证。

5.4 区域成矿规律与硫同位素分布

小秦岭金矿省位于华北克拉通南缘与秦岭造山带交汇部位，早三叠世华南板块和华北克拉通碰撞和早白垩世古太平洋板块俯冲多期构造复合叠加导致小秦岭形成众多金(钼)矿床(Maoetal.，2002；
陈衍景等，2009；
陈衍景，2010；
Chen and Santosh，2014；
Lietal.，2020b)。复合造山带成矿物质来源复杂，多期构造驱动以及巨量金属汇集是形成大型成矿省重要机制(邓军等，2020；
Dengetal.，2021，2022)。小秦岭北矿带钼矿床与中矿带钼矿床地质特征和成矿年代学具有一定相似性，硫酸盐和硫化物分馏可以较好的解释局部硫同位素差异(Zhaoetal.，2021)，推测小秦岭范围内钼矿化受同一成矿系统控制(Li and Pirajno，2017)。根据各成矿区带所处构造位置分析，北矿带金成矿δ34S为-8.47‰～8.19‰，平均值-2.63‰；
中矿带金成矿-6.23‰～8.9‰，平均值-0.34‰；
而南部矿带δ34S值为-7.5‰～5.8‰，平均值1.81‰(Zhaoetal.，2021，2022a，b；
Changetal.，2022；
Lietal.，2022b；
Liuetal.，2022a)。虽然从北矿带到南矿带含金黄铁矿δ34S值具有偏正趋势，但不同带内金矿δ34S值范围高度重叠，且金主成矿阶段黄铁矿δ34S均值大多位于0值附近(图8)。区域相似的赋矿围岩、控矿构造、年代学及矿床地球化学等方面一致性指示小秦岭不同矿带金矿脉可能受相似的源-运-储成矿系统控制，本次所研究大湖、灵湖和金渠金(钼)矿床硫同位素组成变化指示矿床内局部同位素偏差和波动受成矿末端的水岩反应和水力破裂等因素影响。这种现象在全球多个矿床，如大坪金矿已得到证实(Zhouetal.，2015；
Yangetal.，2018，2022b；
Wangetal.，2020；
Changetal.，2022；
Lietal.，2022b)。因此，在发育多期成矿事件的复合造山带内，需详细解剖各期次成矿特征，开展精细矿物学工作并与原位测试分析结合，系统对比矿脉几何学和构造背景，分析矿床主控要素，据此追溯矿床物质来源、总结成矿规律，为区域找矿勘探提供有效理论依据。

(1)大湖、灵湖和金渠(钼)金矿床构造-蚀变-矿化研究表明金钼矿体均呈石英脉状，受近EW向为主的断裂体系控制。钼矿体发育钾化和硅化蚀变，矿石矿物组合主要为辉钼矿和黄铁矿，而金矿体以绢英岩化蚀变为主，矿石矿物组合主要为黄铁矿、多金属硫化物和碲化物。

(2)大湖和灵湖相似构造方向剪切带控矿构造方位控制的金矿脉中黄铁矿硫同位素组成差异受差异水力破裂和水岩反应控制，而金渠金矿脉不同构造方向矿脉中黄铁矿硫同位素组成差异可归因于不同构造背景控制差异的氧逸度等物理化学条件。

(3)本次研究论证了小秦岭金(钼)矿床黄铁矿硫同位素组成受水岩反应和构造环境等多种因素控制，需在精细划分成矿期次、详细刻画构造控矿样式和综合考虑不同成矿过程的基础上追溯矿床物质来源，总结区域成矿规律。

致谢两位审稿人对论文提出了宝贵的意见，野外工作得到了河南金源黄金矿业有限公司各级工作人员大力支持，在此一并致谢。