湘东北正冲金矿床成矿物质来源的S-Pb同位素示踪

孙思辰 杨立强 张良 王久懿 韩松昊, 2 李智琪 张福 蔺福强

1. 中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室，北京 1000832. 新华联矿业有限公司，北京 1011163. 醴陵市正冲金矿开采有限公司，醴陵 4122001.

热液脉状金矿床是世界范围内金资源储量最多的金矿床类型(Weatherley and Henley, 2013)，可赋存于各个时代的变质地体中(Grovesetal., 1998; Goldfarbetal., 2005; Yangetal., 2014; Zhangetal., 2020a)，其成矿流体特征与金沉淀机制研究较多，已取得较好的认识或达成共识(杨立强等，2014, 2020; Yangetal., 2017; Dengetal., 2018, 2020a; Qiuetal., 2019, 2020; Zuetal., 2019)，然而其成矿物质和流体来源仍具争议。因脉状金矿床成矿过程与构造、岩浆、变质等地质事件关系的认识差异，产生不同成矿物质与流体的来源模型：变质脱流体模型认为成矿物质来源于造山过程中绿片岩相变质作用向角闪岩相变质作用转变时，含碳与水的绿片岩脱挥发份时产生的H2O、CO2、S与Au(Phillips and Powell, 2010; Tomkins, 2010)；许多学者认为金成矿作用与俯冲洋壳大洋沉积物或交代富集地幔脱水、脱二氧化碳与脱硫化作用相关(Dengetal., 2020b; Grovesetal., 2020a, b)；无独有偶，Fu and Touret(2014)认为地幔脱水作用能够为脉状金矿提供大量的富二氧化碳流体；少量学者认为脉状金矿床的形成与碱性侵入岩的母岩浆产生的深部岩浆热液流体有关(Muelleretal., 2008)；浅部地表水或大气降水与深部变质-岩浆流体的相互作用组成的混合/多源模型(Hagemannetal., 1994)；鉴于大多数矿床成矿后经历了复杂的隆升、剥蚀与改造历史，次生流体包裹体发育，大气降水混合模型没有普适性(Goldfarb and Groves, 2015)。

金在脉状金矿床中多以含硫氢根络合物形式在流体中运移，并且流体中存在大量的HS-与S2-，硫化物的δ34S值在一定程度上与流体的δ34S值相似(Ohmoto and Goldhaber, 1997; Yangetal., 2016a)。此外，铅同位素在矿物质运移、沉淀过程中不会因物化条件的作用而发生变化。黄铁矿、毒砂作为该类型金矿床中的重要载金矿物，矿物内不含U、Th等放射性元素，铅同位素的比值更为稳定(Dengetal., 2003; 张静等，2009; 张良等，2014)。Goldfarb and Groves(2015)认为脉石矿物H-O同位素数据无法排除次生流体包裹体的影响，从而导致结果的可靠性存疑。因此，更精细的单矿物挑选与硫化物硫、铅同位素方法共同使用，有助于更有效地示踪矿床成矿物质来源(Qiuetal., 2016, 2017; Yangetal., 2016b; Dengetal., 2017)。

长沙-平江(长-平)金成矿带位于我国第三大金矿集区——江南造山带中段(图1)，金资源储量高达250余吨。区内金矿床均赋存于新元古界冷家溪群地层内，是典型的变质沉积岩容矿的热液脉状金矿床，其巨量金来源与矿床成因是令人关注的关键科学问题。长-平带内赋矿围岩金丰度可达19.3×10-9～62.9×10-9，被众多学者认为是成矿物质的直接矿源层(罗献林，1988；叶传庆等，1988；Liuetal., 2019)；但石英脉的3He/4He高值特征指示区内万古脉状金矿床的形成与地幔岩石减压部分脱气造成动力学分馏有关，成矿流体的δD值也证明成矿流体具有岩浆或深部来源特征(毛景文等，1997)。这与Xuetal.(2017)总结江南造山带金矿床硫同位素值分布得出的结果相似，即金矿床硫主要为变质来源，并混有少量岩浆出溶的硫。Zhangetal.(2018)通过与金共生热液绢云母氢同位素与石英氧同位素，黄铁矿、毒砂硫、铅同位素分析，判断黄金洞金矿床成矿流体来源于变质流体，成矿物质来源于比新元古界冷家溪群变质级别更高的变质岩或某一时期大洋俯冲板片沉积物。可见前人针对成矿物质来源研究并未达成共识。为此，本文在详细划分成矿阶段的前提下，排除细粒多金属硫化物包体对实验结果的干扰，通过自形载金毒砂与黄铁矿S-Pb同位素分析，对比前人区域内脉状金矿床、斑岩型铜-多金属矿床、赋矿变质沉积岩系与花岗岩体同位素研究成果，综合探讨正冲金矿床成矿物质来源，并进一步查明矿床成因。

1 区域与矿床地质

1.1 区域地质

江南造山带位于扬子板块与华夏板块之间(图1a)，其经历了早新元古代古南海板块向华夏板块的俯冲，以及随后发生的扬子板块与华夏板块的大陆碰撞(Wangetal., 2010; Deng and Wang, 2016)；晚新元古代时期陆内发生后造山拉伸作用，造山带内发生稳定的沉积(周金城等，2008；王自强等，2012)；扬子板块与华夏板块在早古生代再次发生汇聚、陆内碰撞作用(舒良树，2006; Faureetal., 2009)；早中生代由于华南板块与华北板块大陆碰撞影响，造山带内发育一系列褶皱、推覆断层(Wangetal., 2005)；晚中生代，盆-岭结构在特提斯洋向古太平洋板块转化后初步形成(张岳桥等，2012)。复杂与漫长的增生、造山运动使得江南造山带内发育有大量的金-多金属矿床，其中40个金矿床沿NE-NNE向深大断裂分散于造山带内，金资源总量可达970余吨(Xuetal., 2017)。

江南造山带中段长-平金成矿带以NE-NNE向新宁-灰汤(新-灰)、长-平、醴陵-衡东深大断裂与NEE-近E-W-向韧性剪切带为构造格架(图1b)。地层发育有震旦系-志留系砾岩、页岩和板岩，泥盆系-三叠系灰岩、砂岩、泥岩和粉砂岩，白垩系砂岩和泥岩与第四系红层，赋矿围岩新元古界冷家溪群板岩与板溪群砾岩、砂岩、凝灰岩和板岩。燕山期、印支期、加里东期和新元古代岩浆岩在长-平金成矿内均有出露，但与区域内的三大金矿田——黄金洞金矿田(金资源量80t)、万古金矿田(金资源量85t)与醴陵金矿田(金资源量约80t)的分布并无明显的空间关系。金矿床分布于长-平断裂或新-灰断裂与北东东向至近东西向韧性剪切带交汇处，并都位于深大断裂下盘的新元古界浅变质岩系中，受次级断裂控制(孙思辰等，2018; Zhangetal., 2019, 2020b)。铜-多金属硫化物矿床在该区域内分布广泛，多与白垩纪-晚侏罗世七宝山、连云山、望湘、幕阜山岩体具有空间联系(图1b)。

1.2 矿床地质特征

正冲金矿床是醴陵金矿田内近年来新发现的金矿床，金资源储量为19t。该矿床赋矿围岩主要是新元古代浅变质岩系：黄浒洞组下段杂砂岩和泥质板岩、黄浒洞组上段砂岩、泥岩和板岩与小木坪组下段砂岩和泥质板岩。金矿体受NE-NNE向右行断层和NW逆断层严格控制(图2a)。NE-NNE向矿体走向延伸达数百米，厚度较薄，仅为10～30cm，具有典型的剪切脉特征，主要发育有V16-1、V16-2、V18与V24矿体。NW向V79、V80、V81与V82蚀变带厚度较大，最厚处可达为200m，但沿倾角变陡，矿体减薄，具有逆断裂控矿的特征。矿区内北东至近东西向F2与F6为成矿后活动的正断裂，倾角分别为65°～75°与31°～82°，倾向北东，切错两组方向矿体。矿区内发育有成矿前花岗岩脉(株)，蚀变程度较强，局部具有黄铁矿、毒砂等矿化特征，被金矿体切穿(图2b)。

正冲金矿床矿石类型以石英-硫化物脉型、黄铁毒砂绢英岩型与石英包裹板岩角砾岩型矿石为主(图3、图4)。根据野外宏观尺度与镜下微观尺度观察，正冲金矿床内矿石矿物的形成阶段如图5，主要有金、黄铁矿、毒砂、黄铜矿、闪锌矿、方铅矿与少量黝锑铜矿和磁黄铁矿；脉石矿物主要为石英，绢云母，少量绿泥石与方解石等。金在矿床中以自然金与不可见金两种方式赋存于毒砂与黄铁矿中，据选厂统计，不可见金所占比例达60%。成矿早阶段，矿床内发育有粗粒乳白色石英脉，脉中可见大量细粒的白云母，但未见有明显的矿化(图3a、图4a)。成矿主阶段，乳白色石英脉发生构造破碎并充填石英-白云母-黄铁矿-毒砂细脉与少量的绿泥石(图3a、图4b, c)。细脉中的黄铁矿、毒砂裂隙与矿化围岩内的压力影构造中均发育有方铅矿、闪锌矿、黄铜矿、黝锑铜矿和磁黄铁矿等多金属硫化物，与自然金共生(图4d, e)。此外，矿床内还发育有大量浸染状的自形黄铁矿、毒砂，被认为是成矿主阶段不可见金的重要载金矿物(图4f-h；Sunetal., 2020)。成矿晚阶段，石英-硫化物细脉被晚阶段石英-方解石脉切穿(图4i)。

2 分析方法与结果

2.1 样品选择与测试分析方法

本次测试分析实验主要选取正冲金矿床290m与180m中段NE-NNE向与NW向矿体的黄铁矿-毒砂绢英岩矿石、石英-(自然金)-多金属硫化物矿石和石英包裹板岩角砾岩型矿石，通过显微镜下观察确定黄铁矿、毒砂和石英与金共生组合关系，尽可能挑选较为自形的单个黄铁矿、毒砂颗粒，防止裂隙中充填的其他多金属硫化物对实验结果干扰，最终挑选ZC17D01B1、ZC17D04B1、ZC17D05B1-1、ZC17D08B1、ZC17D08B2、ZC17D10B1和ZC17D10B2-2，共7块样品。将样品进行碎样处理，并逐级过筛，在双目镜下分选黄铁矿、毒砂和石英单矿物，保证每个样品所挑选的单矿物颗粒小于200目，纯度达99%。载金黄铁矿、毒砂硫与铅同位素分析在核工业北京地质研究所进行。硫同位素分析在980℃、2×10-2Pa条件下与O2反应，产生的SO2利用Giesemannetal. (1994)的方法通过Delta V质谱仪进行分析。并采用CDT标准，用δ34S来表示，测试精度可达±0.2‰。Pb同位素分析首先将样品中混入的Tl元素排除，使用国际Tl同位素标样对分析仪器的质量分馏进行校对，再对样品进行酸溶解，通过阴离子交换树脂提取Pb，干燥后用1%的HNO3稀释，并在测试中用标样NBS-981对铅同位素值进行校正。

图1 江南造山带区域位置(a)及长-平金成矿带区域地质图与金成矿分布特征(b，据Xu et al., 2017修编)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)

图2 正冲金矿床地质图(a)及82号钻孔勘探线剖面图(b)(据Sun et al., 2020修编)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)

图3 正冲金矿床矿石类型(a)石英-硫化物型矿石；(b)黄铁毒砂绢英岩型；(c)石英包裹板岩角砾岩型矿石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

图4 正冲金矿床矿物显微照片(a)成矿早阶段贫矿石英脉与白云母；(b)贫矿石英脉裂隙中充填有石英-白云母-黄铁矿-毒砂细脉；(c)成矿主阶段内发育有少量绿泥石脉；(d)在黄铁矿裂隙中发育有自然金、方铅矿、黄铜矿、闪锌矿、磁黄铁矿与少量的金红石；(e)黄铁矿压力影构造中发育黄铜矿、闪锌矿、黝锑铜矿；(f)黄铁矿、毒砂呈浸染状发育于矿化板岩内；(g)自形毒砂颗粒；(h)自形黄铁矿颗粒；(i)成矿晚阶段石英-方解石脉切割石英-硫化物脉. Apy-毒砂; Au-金; Cal-方解石; Ccp-黄铜矿; Chl-绿泥石; Mus-白云母; Po-磁黄铁矿; Py-黄铁矿; Qtz-石英; Rt-金红石; Sp-闪锌矿; Tet-黝锑铜矿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

图5 正冲金矿床热液矿物生成顺序图Fig.5 Paragenetic assemblage and sequence of mineral at the Zhengchong gold deposit

图6 正冲金矿床成矿阶段载金黄铁矿logfO2-pH-δ34S图(据Ohmoto, 1972)1表示为δ34S等值线，( )中的数值代表δ34S∑S=0时黄铁矿的δ34S值；2表示为Fe-S-O矿物相线(∑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

正冲金矿床主成矿阶段7件样品中，除ZC17D04B1由于样品内毒砂含量较低，只进行黄铁矿硫同位素测试外，其它样品均同时进行黄铁矿与毒砂硫同位素分析(表1)。本次研究实验数据显示6件毒砂样品、7件黄铁矿样品δ34S值均为负值。毒砂δ34S变化幅度较小为-4.7‰～-0.9‰，均值为-3.0%，且高于黄铁矿δ34S值，为-9.1‰～-1.1‰，均值为-4.4‰。结合Liuetal. (2019)对正冲金矿床9件矿石样品中挑选出的4件毒砂与8件黄铁矿单矿物硫同位素值(毒砂δ34S为-2.1‰～-0.1‰，黄铁矿δ34S为-8.9‰～-1.7‰)(表1)。

2.3 铅同位素

正冲金矿床5件毒砂样品与7件黄铁矿样品进行铅同位素分析(表1)。毒砂铅同位素数据208Pb/204Pb、207Pb/204Pb与206Pb/204Pb分别为37.867～38.285、15.555～15.663与17.743～18.073，略高于黄铁矿铅同位素37.774～38.268、15.547～15.660与17.670～18.021。Liuetal. (2019)所测得4件毒砂样品与7件黄铁矿样品铅同位素数据均略高于本次实验结果(表1)，其测得花岗岩208Pb/204Pb、207Pb/204Pb与206Pb/204Pb组分分别为38.972～40.342、15.692～15.763和18.569～19.614(Liuetal., 2019)。

3 讨论

3.1 成矿物理化学条件

硫同位素作为重要的成矿物质来源示踪方法，在脉状金矿床的研究中得到了较为广泛的运用(Yangetal., 2016c; Zuetal., 2020)。硫同位素的组成受热液流体氧逸度、pH值与矿物形成温度的影响(Hoefs， 2009)。矿石与脉石矿物组合与成矿流体富CO2、低盐度的特征(Liuetal., 2019)均指示正冲金矿床流体为弱酸性至中性，pH值约为6～7(叶传庆等，1988；刘英俊等，1993；刘育等，2017)，含矿流体中的硫以S2-和HS-形式运移，因而黄铁矿、毒砂的硫同位素组成能够代表成矿流体的硫同位素值(Ohmoto and Goldhaber, 1997; Yangetal., 2016d)。正冲金矿床成矿阶段载金黄铁矿δ34S值为-9.1‰～-1.1‰，均值为-4.4‰，毒砂δ34S为-4.7‰～-0.9‰，均值为-3.0%，即δ34S毒砂>δ34S黄铁矿，说明成矿期硫同位素平衡分馏且封闭体系内质量基本平衡。金成矿作用与大规模的硅化、绢云母化、硫化与少量的绿泥石化密切相关，指示金成矿作用主体发生于250～400℃温度条件下，与Sunetal.(2019)使用矿物温度计手段测得正冲金矿床载金毒砂形成温度为322～397℃的认识一致。本研究分析测试选取的黄铁矿晶型较好、且未发生明显后期破碎变形，其形成温度略低于同阶段形成的毒砂，约为350℃(Largeetal., 2012; Finch and Tomkins, 2017)。利用上述黄铁矿硫同位素组成、形成温度和pH值，在Ohmoto(1972)logfO2-pH-δ34S图中获得成矿时氧逸度约10-30.7(图6)。

表1 正冲金矿床毒砂与黄铁矿硫、铅同位素数据

3.2 成矿物质来源

不少学者应用载金硫化物硫同位素研究长-平带金矿床成矿物质来源，但由于δ34S值分布较广，具有混合硫的来源特征(董国军等，2008；夏浩东等, 2017)，为了排除数据中极端值的干扰，本次研究选用箱线图进行δ34S数据统计与处理(图7)。长-平带内矿物硫同位素箱线图显示，正冲金矿床黄铁矿与毒砂δ34S值较窄，分别集中于-7.0‰～-2.6‰和-3.7‰～-0.9‰，与黄金洞金矿田(黄铁矿、毒砂分别为-9.7‰～-6.0‰与-7.5‰～-5.2‰)、肖家山金矿床和雁林寺金矿床(黄铁矿、毒砂分别为-4.3‰～-1.1‰与-1.5‰～-0.4‰)具有一定的重叠，均位于负值区域。许多学者认为长-平带内金矿床的硫来源于围岩冷家溪群地层(叶传庆等，1988；罗献林，1988；Liuetal., 2019)，结合前人对该套地层中黄铁矿的硫同位素分析结果，5个δ34S值显示相对该地层具有更还原的硫，集中于-13.1‰～-10.4‰区间，-6.3‰为异常值(刘亮明等，1999)，低于长-平带内各金矿床的硫化物硫同位素值(表2)。

除脉状金矿床在长-平成矿带内广泛分布外，该区域内还发育有斑岩型铜-钴、铜-钼等矿床，其分布与晚侏罗世-白垩纪岩体具有明显的空间联系。在该类型矿床中，当物理化学条件平衡状态下，各硫化物中的硫元素的富集顺序具有差异：BiS3

正冲金矿床与长-平带内斑岩型矿床中硫化物与各岩体铅同位素均具有较宽的208Pb/204Pb特征，但208Pb/204Pb-206Pb/204Pb图解显示长-平带内斑岩型矿床中硫化物与各岩体铅同位素具有一定的重叠，反映两者的铅具有相似的来源。本次铅同位素数据显示正冲金矿床与斑岩型矿床中硫化物与各岩体铅同位素具有显著的差异，投影点主要位于造山带演化曲线与上地壳之间(图8a)，构造环境判别图也显示矿床黄铁矿、毒砂铅同位素组成位于地壳与造山带环境中(图8b)，表明铅来源可能是造山带内变质沉积地层(表3)。并且，发育在正冲金矿床内的花岗岩全岩样品具有较宽的206Pb/204Pb分布区间(Liuetal., 2019)，与矿区内硫化物铅同位素特征不同，排除了矿区内早期存在的岩浆岩对成矿阶段铅的贡献。

表2 长-平带内矿床、沉积地层与花岗岩的δ34S值

图7 长-平带岩石、矿物硫同位素分布规律(a)正冲金矿床载金硫化物与毒砂δ34S箱线图解，长-平带内脉型金矿床中黄铁矿、毒砂δ34S与斑岩型矿床内黄铁矿、冷家溪群板岩中黄铁矿、正冲金矿床内花岗岩数据来自表2；(b)世界范围内赋存于变质沉积岩的造山型金矿δ34S值随时间变化曲线与海水中硫酸盐曲线对比(据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)

通过对比正冲金矿床与长-平带内其余脉状金矿床载金硫化物与赋矿围岩冷家溪群地层、区域内花岗岩体δ34S值和铅同位素分布特征，正冲金矿床中的硫、铅具有变质来源的特征。然而正冲金矿床乃至醴陵金矿田内冷家溪群地层变质程度较低，不能直接提供成矿物质。在变质脱挥发份模型中，深部矿源岩发生绿片岩相至角闪岩相变质作用转换过程中释放的含金流体向上运移，并在中上地壳绿片岩相地层中形成脉状金矿床(Phillips and Powell, 2010; Tomkins, 2010; Dengetal., 2015)，但矿床形成时间要略晚于区域变质事件的峰值年龄(Grovesetal., 2020a)。因此，正冲金矿床成矿物质可能来源于深部，比冷家溪群更深、更高变质程度的沉积岩，与区域内黄金洞金矿田具有相似的成矿物质与流体来源(Zhangetal., 2018)。

表3 长-平带内矿床、沉积地层与花岗岩的铅同位素值

续表3

续表3

图8 长-平金成矿带主要地质体208Pb/204Pb-206Pb/204Pb模式图(a)及构造环境判别图(b)(底图据Zartman and Doe, 1981)数据列于表3；A, B, C, D为各区域中样品相对集中区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 矿床成因

NE-NNE向长-平带内多期次的构造-岩浆-成矿事件导致区域内发育有富饶的金、铜、钴等多金属矿床(图1)。正冲金矿床矿体均赋存于NW向与NNE向次级断裂构造中，以脉状形式产出。金矿化伴随有强烈的硅化、硫化和绢云母化等蚀变，自然金与不可见金在矿床中均有分布，成矿流体具有富CO2、低盐度特征(Liuetal., 2019)，与造山型金矿床成矿流体具有相似性(Goldfarbetal., 2005)。正冲金矿床、黄金洞金矿田和万古金矿床的赋矿地层均为新元古界浅变质岩系，矿体主要受构造控制，矿床中载金矿物硫、铅同位素组成与该套地层同位素组成具有显著的差异，无法指示新元古界地层与脉状金矿床具有成因联系。正冲金矿床成矿物质也不具岩浆来源特征。正冲金矿床黄铁矿、毒砂δ34S集中于-5.2‰～-2.0‰之间，与世界范围内三叠纪或早白垩世形成的沉积岩容矿的造山型金矿δ34S值一致(图7b)。与此同时，笔者尚未发表的主成矿阶段白云母40Ar-39Ar年龄数据指示正冲金矿床成矿年龄为220Ma左右。因此，该金矿床形成于早三叠世华南与华北板块的碰撞作用过程中(Zhangetal., 2019)。

综合上述地质、地球化学与地质年代学数据，早三叠世碰撞造山作用过程中，区内深部含水、含碳地层经历了绿片岩相向角闪岩相变质作用转换，脱挥发份，释放大量的水、二氧化碳与金，沿一级长-平深大断裂向上运移，并在中浅地壳次级断裂系统内聚集沉淀，形成正冲造山型金矿床(Grovesetal., 1998; Goldfarbetal., 2005)。

4 结论

(1)正冲金矿床成矿作用可分为乳白色贫矿石英-白云母、石英-白云母-黄铁矿-毒砂-多金属硫化物-少量绿泥石和石英-方解石三个阶段；毒砂与黄铁矿是自然金与不可见金的重要载体。

(2)正冲金矿床自形载金黄铁矿与毒砂δ34S值较窄，分别为-9.1‰～-1.1‰与-4.7‰～-0.9‰，成矿流体氧逸度约10-30.7，均低于长-平带斑岩型矿床黄铁矿与正冲矿区内花岗岩全岩δ34S值，且明显区别于区域内赋矿地层δ34S值；铅同位素组成反映载金矿物中铅来源于上地壳或造山带。以上指示区内岩浆与赋矿沉积变质围岩并不是金矿床成矿物质的主要来源，成矿物质可能来源于比冷家溪群变质程度更高的、沉积位置更深的变质沉积岩。

(3)正冲金矿床矿体受北北东与北西向两组方向断裂控制，赋存于低变质程度的板岩中，成矿流体具有富CO2，低盐度特征。矿床形成于约220Ma华南与华北碰撞造山过程中，金矿床中载金黄铁矿、毒砂与世界范围内同时期变质沉积岩容矿的造山型金矿具有相似的δ34S值特征；以上证据共同表明正冲金矿属造山型金矿床。

致谢研究工作得到了中国地质大学(北京)邓军教授、邱昆峰副教授和和文言副教授，西澳大学David I. Groves教授，科罗拉多矿业学院Richard J. Goldfarb教授与莫纳什大学Roberto F. Weinberg教授的指导和帮助；野外工作得到了正冲金矿床与湖南省有色地质勘查局214队文亭院长等相关工作人员的帮助与支持；硫、铅同位素测试得到了核工业北京地质研究所实验人员的帮助；两位匿名审稿人提供了宝贵的审稿意见；谨此致谢。