甘肃岷县寨上金矿成矿年代及矿床成因探讨*

2022-05-13王宇昊杜志伟焦学尧马锦龙

岩石学报 2022年4期

王宇昊杜志伟焦学尧马锦龙**

1. 兰州大学地质科学与矿产资源学院，兰州 730000 2. 甘肃省地质调查院，兰州 730000

秦岭造山带为一复合型大陆造山带，是中国卡林-类卡林型金矿的重要成矿省之一(张国伟等，1996；陈衍景等，2004)。寨上金矿是“十·五”期间由武警黄金第五支队在该地带发现的又一特大型金矿床。通过化探异常查证并结合钻探工程验证了金异常在深部存在有价值的工业矿体，现已探明储量127t、推断金资源量198t，随着勘探工作的进一步开展，金矿资源量有望继续扩大(路彦明等，2006b；Liuetal.，2015)。

研究金属矿床的成矿时代及成矿物质来源，对正确认识矿床成因、控矿因素、总结成矿规律并指导找矿勘探都具有重要的意义(陈毓川等，1994；郑伟等，2013；Zhengetal.，2016)。前人对寨上金矿开展了成矿年代学(李文良等，2006；路彦明等，2006a；余超，2015；喻万强，2015；孟五一，2017)、成矿物质来源(于岚，2004；路彦明等，2006b；胡建民等，2008；刘光智等，2009；刘家军等，2010c；喻万强等，2014；吕喜旺等，2017)、成矿期次(刘家军等，2008；余超，2015；杨瀚文等，2021)及成矿流体来源、成矿机制等相关研究，并取得了许多成果。然而，现阶段的研究在成矿年代、成矿物质来源等多个方面仍存在较大分歧。前人(李文良等，2006；路彦明等，2006a；余超，2015；喻万强，2015；孟五一，2017)通过40Ar/39Ar法、Sm-Nd法及U-Pb法测得寨上金矿成矿时代小于300Ma、Au矿化年龄主要分布于140～120Ma之间、W矿化时代为220Ma左右，但这些测年方法和对象存在一定的问题，如40Ar/39Ar法中石英K含量极低，普遍含有液相、气相或固相包体，而包体中常含有KCl组分，可造成过剩Ar和Cl对年龄测定的干扰(王松山，1992；鲁观清和卢焕章，1993；桑海清等，1993)；云母等含钾矿物的Ar-Ar法测定的年龄可能代表岩浆结晶结束的年龄或后期多期次热事件的年龄，测年受温度和流体的影响较大(Zhuetal.，2006；张健等，2019)；通过对寨上金矿含金石英脉中捕获的围岩锆石(李文良等，2006)与矿区辉绿玢岩锆石(孟五一，2017)进行U-Pb年龄测试，对含金方解石脉进行Sm-Nd同位素测年(余超，2015)，以上方法所测数据是成矿年龄的间接反映，仅可大体反应其年龄范围。因此，寨上金矿床的精确成矿年龄仍需要进一步的研究。

Re和Os都是高度亲铁和亲铜元素，硫化物Re-Os同位素体系已成为研究金属硫化物矿床成矿时代和成矿物质来源示踪最直接和最有效的方法(靳新娣等，2010)，且测试对象已从传统的辉钼矿扩展到了磁黄铁矿、黄铁矿等低Re、Os含量及同位素组成的矿物(付山岭等，2016)。近年的研究表明Re-Os同位素体系已能够对矿床中低Re、Os含量的硫化物矿物进行准确的年龄测定(Steinetal.，2000；Selby and Creaser，2005；Wangetal.，2008；Liuetal.，2012，2020；Vernonetal.，2014；Yingetal.，2014；Chenetal.，2015；Huangetal.，2015；付山岭等，2016；Sunetal.，2021；Zangetal.，2021)，Re-Os同位素体系在金属矿床直接精确定年方面发挥着越来越重要的作用(蒋少涌等，2000)。黄铁矿是寨上金矿最常见的载金矿物之一。研究表明，黄铁矿的化学组成与其形成环境密切相关，通过黄铁矿微量元素组成能够有效的判断成矿物质来源(Largeetal.，2009)。黄铁矿中富含各种微量元素(Basorietal.，2018)，这些元素主要以类质同象或者亚显微包裹体的形式存在于黄铁矿中(Cook and Chryssoulis，1990；Fleetetal.，1993；Barkeretal.，2009；Largeetal.，2009；Sungetal.，2009；Koglinetal.，2010；Ulrichetal.，2011；Duranetal.，2019；Chenetal.，2020)。随着测试技术的提高，目前已经能够高效、准确的分析硫化物中的微量元素。近年来已经有大量学者对不同类型黄铁矿进行微量元素分析和成因研究，如造山带卡林型金矿床(Largeetal.，2009；Sungetal.，2009；Zhang and Li，2014)。

本文通过对寨上金矿中主要载金矿物黄铁矿进行Rb-Sr、Re-Os、S同位素及微量元素测试，以期进一步精确厘定矿床成矿年龄及成矿物质来源，并探讨成矿作用及对找矿的指示意义。

1 区域地质背景

秦岭造山带位于华北克拉通与扬子克拉通之间，自北向南依次为华北克拉通南缘、商丹缝合带、秦岭微地块、勉略缝合带、扬子克拉通北缘(张国伟等，1996，1997)。秦岭造山带中宝成线以西的秦岭地区为西秦岭造山带，以临潭-岷县-宕昌-凤县断裂为界，将其划分为北亚带和南亚带(喻万强，2015)。寨上金矿位于西秦岭造山带北亚带的岷-礼金成矿带中(图1)。

图1 寨上矿区地质简图(据张国伟等，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)

西秦岭造山带内的临潭-岷县-宕昌-凤县断裂和漳县-武山断裂对该带金矿床的分布具有明显的控制作用(Maoetal., 2002；Chen and Santosh，2014；喻万强，2015)。上述两条断裂可能是区域中最重要的控矿断裂构造，寨上金矿位于两条断裂之间。区域内，早期晚华力西-早印支期的热隆伸展作用受到晚印支期的陆内挤压造山运动的叠加改造和抬升(杨军禄和冯益民1999；于岚，2004；喻万强，2015)，晚印支期的构造运动与寨上金矿的成矿事件相关，而位于岷礼盆地的吴家山隆起的隆升延展作用对流体及成矿物质的运移和富集提供了很好的动力条件(杨军禄和冯益民，1999)。

2 矿区地质特征

2.1 地层特征

寨上矿区出露地层为：中泥盆统，主要出露于矿区的中部，呈北西-南东向展布。中泥盆统下段出露于矿区的中东部卓落堡-国营牛场背斜的核部，岩性以板岩及石英砂岩为主；中泥盆统中段出露于矿区中部卓落堡-东路沟一带，处于背斜的核部，岩性以钙质板岩与灰岩为主；上泥盆统大草滩群B组岩石出露于矿区的南部，以粉砂质板岩、粉砂岩等组成；上泥盆统大草滩群A组出露于矿区的中部，由石英砂岩、粉砂岩、板岩等组成；下二叠统分布于矿区的北东部及南西部，岩性由含炭板岩、砂岩、泥质板岩等组成；古近系砾岩，主要出露于矿区的中部及南部，零散分布，多由厚层砾岩、中粗粒砂岩等组成。寨上矿区个别钻孔和平峒中发现碳酸盐化闪长玢岩脉，含有砂岩捕掳体，脉岩厚2～4m，多顺层侵入于地层中，围岩为碳质硅板岩。闪长玢岩中可见少量黄铁矿与黄铜矿等金属矿物，局部穿插有方解石脉与石英脉(余超，2015；喻万强，2015；吕喜旺等，2017)，与成矿关系较为密切，岩脉平行于矿脉(喻万强，2015；孟五一，2017)。

2.2 构造特征

卓洛堡-国营牛场反S型背斜为寨上矿区的基本构造格架，该背斜对寨上金矿有明显的控制作用，沿背斜核部及断层两翼有多条矿脉分布(图1)。矿区断裂构造发育，矿带两侧断裂存在金、钨矿化，但含金性较差(刘纲等，2010；廖延福，2013)。主干断裂F3、F5位于矿区背斜北翼，有多条金矿脉分布其中，受控于该组断裂(余超，2015)。

2.3 矿体特征

按照矿脉的空间分布与赋矿地层特征，寨上金矿分为南矿带和北矿带。北矿带位于卓落-国营牛场背斜北翼的F5断裂以北，长约7200m，宽800～1000m，围岩为碳质板岩、砂岩等。带内有已探明矿脉15条，矿脉间距在30～300m，近平行展布。在单个钻孔中有多层矿化，矿体长度为300～1100m，厚度为1.07～19.74m，金品位1.04～16.4g/t。该矿段的主要矿化脉为9号脉，其中9-2号脉矿体长约600m，透镜状，沿走向与倾向有多条平行矿体，有膨缩现象，深部未圈闭。矿体倾向0°～20°，倾角30°～45°，最大斜深为275m，平均厚度为5.73m，平均品位为6.15g/t。南矿带位于背斜南翼的30号脉和2号脉之间，有6条矿脉，延伸稳定，矿带宽约1200m、长约4200m，矿脉间距为100～200m，宽度为0.5～5m。单条矿体长度414～1030m，厚度为0.43～8.23m，金品位1.03～31.70g/t。赋矿围岩岩性主要为钙质板岩、灰岩等。该矿段的主要矿化脉体为31号脉，其中31-2号矿体长约1030m，似板状，倾向20°，倾角55°～85°，最大斜深为165m，平均厚度为3.49m，平均品位为7.39g/t(王伟峰等，2008；廖延福，2013；喻万强，2015)。

矿区同时圈出15条钨矿体，平均厚度为2.37m，WO3的平均品位为0.524%。钨矿体主要位于北矿带，大多分布在19与21号矿脉群中。其余分布在南矿带，分布在31与41号矿脉群内。钨矿体多呈透镜状或似板状产出，充填于破碎带中，钨矿物以白钨矿为主，另有极少量的黑钨矿。所圈出的钨矿体部分与金矿体重合，部分在金矿体范围之外(刘家军等，2008；郑卫军等，2010)。

2.4 矿石特征

寨上金矿原生矿石以蚀变碎裂岩化炭质板岩型、蚀变碎裂岩化粉砂质及泥质板岩型为主，次之为断层泥型、蚀变灰岩型、强硅化蚀变角砾岩型及钙质板岩型等。氧化矿石主要产于地表，多呈黄褐色、棕褐色及红褐色。矿石中主要矿物为金属硫化物，其次为氧化物、硅酸盐、硫酸盐、碳酸盐等(刘家军等，2010b；喻万强，2015)。金属硫化物包括黄铁矿、黄铜矿、毒砂、辉锑矿等。金主要以次显微金形式赋存于载金矿物中，最主要的载金矿物为黄铁矿、石英及白钨矿等，其中黄铁矿的金含量与砷的含量存在相关性(刘新会等，2009；刘家军等，2010a)。显微可见金以裂隙金、粒间金、表面吸附金、包体金等形式产出，载金矿物有石英及粘土矿物等(刘家军等，2010a；刘新会等，2010)。矿石中矿物种类多、组成复杂及存在显微自然金是寨上金矿床的特色(刘家军等，2010c)。

寨上金矿的形成分为3个主成矿期(刘家军等，2008；马星华等，2008)：沉积-成岩期、中低温热液成矿期及表生氧化期。沉积-成岩期是成矿物质的富集阶段，热液成矿期是主要成矿事件发生时期，表生氧化期使得原生矿山出露于地表被风化、剥蚀及氧化(余超，2015)。Liuetal.(2015)、余超(2015)依据矿脉穿切关系、矿物共生组合、共生序列及矿石构造的关系，将中低温热液成矿期划分为5个成矿阶段：I期为低硫化物-石英阶段，金矿化较弱，金品位为0.01～0.1g/t；II期为砷黄铁矿-毒砂-石英阶段，该阶段金矿化较强，金品位1～5g/t，部分在10g/t以上；Ⅲ期为多金属硫化物-白钨矿-石英-碳酸盐阶段，自然金与白钨矿较多存在于该阶段中，也是金矿化最强的阶段，金的品位平均为5g/t，个别强矿化部位金为50g/t；Ⅳ期为低硫化物-碲化物-石英-碳酸盐阶段，矿石中Au品位一般高于3g/t；Ⅴ期为碳酸盐岩晚阶段，为热液成矿的最后阶段，金矿化弱，往往低于工业品位。

3 样品采集与分析测试

黄铁矿是寨上金矿矿石中最主要的载金矿物之一。所采样品为寨上金矿10号矿脉中的金矿石，岩性为灰白-灰黑色变质长石石英砂岩，岩石中主要金属矿物为黄铁矿，沿裂隙呈平行脉状分布。同位素和微量元素的测试对象为黄铁矿，同时对黄铁矿赋矿全岩中的微量元素也进行了测试。

样品预处理将原样磨碎至40～200目，用蒸馏水清洗其中的吸附物质。然后将样品放置在烘干箱中烘干，温度为45～60℃，时间为10～12h。最后从中挑选出40～60目黄铁矿样品，纯度在98%以上，待测试。

样品分析测试黄铁矿样品的Re-Os同位素测试在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室完成，以Carius管溶样法作为样品的分解方法，采用CCl4萃取法和HBr反萃取法分离Re和Os，Re和Os的富集和纯化分别利用AG1X8阴离子树脂法和微蒸馏法来完成。实验室具有超低的Re和Os全流程空白，Re和Os的全流程空白水平分别为4～9pg和0.1～0.5pg，完全可以满足超低Re-Os含量地质样品的实验要求。

黄铁矿样品的Rb-Sr、S同位素测试在核工业北京地质研究院完成。Rb-Sr同位素测试方法为EJ/T692—1992《岩石矿物铷锶等时年龄测定》，测试仪器为PHOENIX型热电离质谱仪，误差以2σ计。S同位素测试采用DZ/T0184.14—1997《硫化物中硫同位素组成的测定》，标准物质常规分析精度优于±0.2‰。

微量元素的测试在甘肃省西部矿产资源重点实验室完成。测试样品除黄铁矿外，还包括赋存所测试黄铁矿的全岩样品。黄铁矿的预处理方法见张红雨(2012)对硫化物矿物痕量及贵金属元素丰度ICP-MS测定方法研究，测试仪器为Agilent 7500a型电感耦合等离子质谱仪。

4 测试结果

4.1 黄铁矿Rb-Sr同位素

寨上金矿6件黄铁矿样品的Rb、Sr同位素测试结果见表1。由表可知，Rb的含量为3.5×10-6～8.58×10-6，均值为6.97×10-6；Sr为10.2×10-6～66.5×10-6，均值为37×10-6；87Rb/86Sr值介于0.3289～1.0727，均值为0.6964；87Sr/86Sr值介于0.71204～0.714602，均值为0.712933。

表1 寨上金矿黄铁矿Rb-Sr同位素测试结果

表2 寨上金矿黄铁矿Re-Os同位素测试结果

Rb、Sr的化学性质较为活泼，其同位素体系容易受热液活动的影响，较大的MSWD值可能是黄铁矿成矿后受到了后期热液活动影响，使Rb、Sr同位素体系受到扰动。利用ISOPLOT软件(Ludwig，2003)对拟合度最好的3个数据做等时线拟合，得到的等时线年龄为273±10Ma (MSWD=1.2)，87Sr/86Sr初始值为0.710735±0.000098(图2)。

图2 寨上金矿黄铁矿Rb-Sr等时线图Fig.2 Rb-Sr isochron map of pyrite in Zhaishang gold deposit

4.2 黄铁矿Re-Os同位素

由于Rb-Sr等时线年龄有效数据点较少，为了进一步厘定寨上金矿的成矿年龄，对相同的5件样品做了黄铁矿Re-Os同位素测试。Re-Os同位素体系可以精确确定矿床的形成时间(郑伟等，2017)。黄铁矿Re-Os同位素测试结果见表2，5件样品Re、Os含量分别为2569×10-12～4639×10-12和32.14×10-12～98.06×10-12，变化范围较大，有利于Re-Os等时线的拟合。

对5个测试数据做回归分析，得到的Re-Os等时线年龄为273±22Ma (MSWD=6.4，图3)。187Os/188Os初始值为0.79±0.19，该年龄与3个黄铁矿样品拟合出的Rb-Sr等时线年龄基本一致，该数据能够较好地反映寨上金矿的成矿年龄。

图3 寨上金矿黄铁矿Re-Os等时线图Fig.3 Re-Os isochron map of pyrite in Zhaishang gold deposit

4.3 微量元素

寨上金矿黄铁矿及变质长石石英砂岩微量元素测试结果见表3。由表3可知黄铁矿ZS-Y-02样品中不含Au，其它样品Au含量为3138×10-6～39717×10-6，Au含量普遍较高，说明黄铁矿与Au有密切的关系。全岩样品中ZS-YY-02号样品中不含Au，其它样品Au含量为61×10-6～13480×10-6，变化范围较大，成矿过程中可能发生了流体的沸腾作用，引起溶液中H2O、CO2及H2S等气体的逃逸，增加了流体中成矿物质的浓度及流体的盐度，最终导致矿物质过饱和从而发生沉淀(刘家军等，2010b，2020)。

表3 寨上金矿微量元素与稀土元素测试结果(×10-6)

表4 寨上金矿硫同位素δ34S值

4.4 稀土元素

黄铁矿及变质长石石英砂岩(全岩)样品稀土元素测试结果见表3。黄铁矿与全岩样品中，∑REE含量分别为30.88×10-6～40.70×10-6和39.66×10-6～202.8×10-6。相对于全岩，黄铁矿中∑REE较低，矿化过程中形成的黄铁矿的稀土元素含量较低(张晓东等，2011)。黄铁矿样品的LREE/HREE值为1.53～5.52，全岩样品为2.28～5.38，两者轻重稀土分馏都不明显。全岩及黄铁矿样品中稀土元素的δEu值分别为0.49～0.62、0.46～0.54，表现为Eu的负异常。δCe值分别为0.99～1.05、0.97～1.04，近似于1，表现为Ce无异常，表明是还原环境，与黄铁矿的生成环境相一致。作为寨上金矿的主要载金矿物，黄铁矿的大量生成为金的沉淀与富集提供了有利的条件。

4.5 S同位素δ34S

刘光智等(2009)认为析出于热液中的硫化物的硫同位素与总硫的硫同位素组成相近，且当矿物组合较简单时，δ34S∑S值可以用黄铁矿的δ34S平均值替代(Ohmoto and Rey，1979)，即δ34S∑S≈δ34S。因而成矿物质中的S源可用矿石中硫化物(黄铁矿)的δ34S值进行示踪(Dejongheetal.，1989；Seal II，2006)。寨上金矿黄铁矿样品S同位素测试结果见表4。由表可知，本次测试的6件黄铁矿样品中δ34S值介于-3‰～1.2‰之间，均值为-0.47‰。δ34S值的变化范围小，接近于0‰，表明S可能来自深源。

5 讨论

5.1 成矿年龄及成矿期次

成矿时代是矿床成因研究的核心内容之一，为此，前人已对寨上矿区做过一些成矿年代学研究。路彦明等(2006a)对寨上金矿床的含金石英及蚀变绢云母进行了40Ar/39Ar测年，得到石英的40Ar/39Ar坪年龄及等时线年龄分别为130.62±1.38Ma和129.24±1.23Ma，蚀变绢云母为125.28±1.26Ma和125.56±1.20Ma。李文良等(2006)对寨上金矿含金石英脉中锆石(皆为围岩锆石)进行了SHRMP法U-Pb测年，认为该金矿的成矿作用晚于300Ma。余超(2015)通过Sm-Nd同位素等时线结果显示白钨矿的成矿年龄为222.6±9.8Ma，为三叠纪，晚于秦岭造山带主造山期242±21Ma；而方解石的Sm-Nd年龄是144.1±3.5Ma，为侏罗纪。喻万强(2015)对钻孔中的脉岩进行全岩40Ar/39Ar定年，结果分别为221.5Ma和221.6Ma，认为寨上矿床可能存在212～221Ma和125～130Ma两期成矿事件。孟五一(2017)对矿区辉绿玢岩中的锆石进行U-Pb年龄测试，得出200～230Ma可能为区内辉绿玢岩脉形成的年龄。吕喜旺等(2017)与杨瀚文等(2021)总结前人成果并对前人测年数据进行二次开发利用，认为寨上矿区至少存在早期钨矿化(220Ma)和晚期金矿化(140～120Ma)两期成矿作用。后期的金矿化叠加在早期钨矿化之上，并导致钨、金矿体的重合或分离。并认为钨矿在时空和成因上与同时代富钨的闪长玢岩脉(220～210Ma)关系密切，而金矿化与闪长玢岩脉没有时空关联，成矿时代属于早白垩世(140～120Ma)，与西秦岭地区的燕山期构造岩浆活动具有一致性。陈衍景等(2004)研究得出秦岭卡林-类卡林型金矿主要分布在碰撞造山构造变形强烈的缝合带、前陆冲断带及秦岭微板块内部，成矿同位素年龄位于220～100Ma之间，以170Ma为高峰，在成矿时间和空间上与碰撞造山作用非常吻合。而寨上金矿后期钨及金成矿作用位于秦岭卡林-类卡林型金矿的主要成矿时间内。

用金属矿物进行同位素测年可以直接获得成矿年龄，随着分析测试技术的快速发展正逐渐成为成矿年代学研究的趋势(Yuanetal.，2008；郑伟等，2013，2017)。本文在对黄铁矿及全岩样品的微量元素测试中，金的最高含量分别可达39.72×10-9和13.48×10-9，因此所采样品与成矿过程密切相关。作为寨上金矿的主要载金矿物，直接对黄铁矿进行同位素测年，是确定该矿床成矿年龄的有效手段。本文所测黄铁矿样品Rb-Sr等时线年龄为273±10Ma(MSWD=1.2)，Re-Os等时线年龄为273±22Ma(MSWD=6.4)。Re和Os都是高度亲铁及亲硫元素，地球形成的早期分异过程中，趋向于集中分配在地核以及硫化物中，对比其它定年方法，Re-Os同位素技术是金属硫化物最好的测年手段(李晶等，2010；靳新娣等，2010)。由于Re-Os同位素体系封闭性较好，受后期构造热事件的改造较弱，可以直接准确测定成矿年龄(Steinetal.，1998)。近年来该应用越来越广泛，通过测定载金黄铁矿Re-Os同位素组成从而确定金成矿时代方面取得了较大成功。寨上金矿床金主要以次显微金形式赋存于载金矿物中，最主要的载金金属矿物为黄铁矿，黄铁矿中Au含量为3138×10-6～39717×10-6，黄铁矿与金含量呈明显的正相关。与常用的U-Pb法或者Ar-Ar法不同，Re-Os法的测定对象是金属硫化物，而黄铁矿更是寨上金矿Au的主要赋存矿物之一，故从载金矿物角度分析，含金黄铁矿是寨上金矿床最佳测年对象。因此，黄铁矿Re-Os法定年对于直接确定该金矿成矿年龄具有十分重要的意义。结合Rb-Sr及Re-Os等时线年龄，273Ma可以代表黄铁矿的结晶年龄，也就是Au富集的时间，即寨上金矿10号矿脉的成矿年龄。

结合前人研究成果，推测寨上金矿可能存在至少三期成矿事件，第一期金矿成矿年龄为273Ma左右，属于二叠纪，该成矿年龄在西秦岭已探明的金矿床中尚无报道，这也为该区域寻找金矿床拓宽了时间轴；第二期钨矿形成于220～210Ma，为晚三叠世；第三期金矿形成于140～120Ma，为早白垩世。

5.2 成矿物质来源

5.2.1 S同位素制约

图4 寨上金矿床S同位素组成分布图Fig.4 Sulfur isotope distribution in Zhaishang gold deposit

图5 寨上金矿黄铁矿(87Sr/86Sr)i投点图(据韩吟文等，2003)Fig.5 The initial 87Sr/86Sr of pyrite in Zhaishang gold deposit(after Han et al., 2003)

S是绝大多数金属矿床中最重要的成矿元素之一，因而判断S的来源可以为解决成矿物质来源及矿床成因等问题提供重要的依据。一般认为S有3种储库(Rollison，1993)：幔源或深源硫(δ34S=0±3‰)、海水硫(δ34S=+20‰)及地壳硫。地壳硫来源较为复杂，S同位素值变化大，以较大的负值为主要特征。本次黄铁矿样品δ34S值的变化范围接近于0‰，表明S可能来自深源。前人得出寨上金矿S的来源有经过生物还原作用的地层硫(于岚，2004)、幔源硫与壳源硫的混合(路彦明等，2006b)、地层硫和岩浆硫的混合(胡建民等，2008)，毛光剑(2009)、喻万强(2015)所测得的黄铁矿样品δ34S值均为正值，且变化范围较大。寨上金矿硫同位素组成(表4、图4)显示，δ34S的值在-3.4‰～32.37‰之间，极差为35.77‰，平均值6.47‰，塔状分布不明显。除两个沉积-成岩黄铁矿样品的δ34S值(27.75‰，32.37‰)较高外，其它硫化物样品的δ34S值在-3.4‰～11.6‰之间，变化范围相对较小。各矿物δ34S值分别为：黄铁矿-3.4‰～11.6‰，辉锑矿3.0‰～7.41‰，方铅矿0.2‰～10.24‰，黝铜矿1.35‰～2.23‰，闪锌矿2.32‰，重晶石13.23‰，石膏0.55‰。寨上金矿床δ34S的组成特点可能反映了硫为岩浆硫和地层硫的混合，也可能与寨上金矿的多期次成矿有关。

5.2.2 Sr、Os同位素制约

在矿床研究中，87Sr/86Sr初始值是判断成岩成矿物质来源的重要指标，常利用(87Sr/86Sr)i示踪成矿物质来源及深源流体的壳幔混染作用(侯明兰等，2006；张哲铭等，2019)。本次测试样品中黄铁矿(87Sr/86Sr)i为0.7107，Sr同位素(87Sr/86Sr)i在地幔、地壳Sr同位素演化(图5)中的投点位于大陆壳增长线和玄武岩源区之间，表明寨上金矿成矿物质来源为深源与壳源的混合。

图6 寨上金矿黄铁矿与全岩上陆壳标准化微量元素蛛网图(a,标准化值据Taylor and McLennan, 1985)和球粒陨石标准化稀土元素配分图(b，标准化值据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同位素体系既可以示踪成矿物质来源并指示成矿过程中不同来源物质混入的程度，还可能区分出“源区富集”与“地壳混染”这两种地质过程的贡献(周金城等，2006；郑伟等，2017)。(187Os/188Os)i值可用于判断成矿物质的来源，原始上地幔的187Os/188Os初始值为0.129，平均大陆地壳的值为3.63(Palmer and Turekian，1986；Meiseletal.，1996；蒋少涌等，2000)。本文(187Os/188Os)i为0.79±0.19，介于原始上地幔与平均大陆地壳值之间，表明成矿物质为深源与壳源物质的混合。

由于地壳相对富集Re，混入越多地壳物质产生的放射性187Os含量越高，相应的187Os/188Os初始值也发生变化。γOs是指示地壳物质加入成矿体系的一个重要参数(Walkeretal.，1989，1994)，γOs(t)用来表示样品Os同位素组成在某一特定时间t相对于当时球粒陨石平均值的Os同位素组成差异。地壳的Re/Os比值高，因而地壳组分加入岩浆体系或成矿体系越多，γOs(t)值越表现为较大的正值，而Re的亏损导致γOs(t)为负值。γOs(t)值用于判断成矿物质的来源，原始上地幔的γOs(t)值为1.6，平均大陆地壳的值为+2758(Palmer and Turekian，1986；Meiseletal.，1996；蒋少涌等，2000)。本文Re-Os同位素γOs(t)值为531±151.7，介于原始上地幔与平均大陆地壳值之间，表明成矿物质为深源与壳源物质的混合。

5.2.3 微量及稀土元素制约

作为岩浆岩源区物质成分部分熔融和分离结晶的重要参数，微量元素是示踪成矿物质来源的重要依据之一。由上陆壳标准化微量元素蛛网图(图6a)可以看出，黄铁矿中的微量元素在整体上表现为较明显的富集或亏损，黄铁矿与赋矿全岩样品的曲线配分模式具有较好的一致性，表明黄铁矿的成矿物质对全岩有较好的继承性。

将前人对该区微量元素的研究成果标准化得到上陆壳标准化蛛网图(图7)。寨上矿区地层中As的含量低于区域地层，且As在金矿石、断裂带中矿化岩石及含金性好的变质长石石英砂岩中强富集。表明寨上矿区地层中的As受到成矿流体的淋滤，并在断裂带、金矿石以及含金较好的变质长石石英砂岩中卸载富集，即矿区地层中的As参与了Au的成矿作用。同时矿区地层中Au的含量高于区域地层，矿区地层可看作Au成矿的部分物质来源。断裂带中矿化岩石与矿区地层在Cu、Pb、Zn上存在明显差异，而在其它元素的配分上又表现出较好的一致性。金矿石、变长石石英砂岩相对于矿区地层也表现出一致性与差异性并存的特征，表明寨上金矿的成矿物质来源于矿区地层及深源。

稀土元素分馏能灵敏地反映地质作用的过程，具有很好的示踪作用，能揭示金矿床的成矿物质来源。从寨上金矿黄铁矿与全岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(图6b)可知，除ZS-Y-05黄铁矿样品外，其余黄铁矿及全岩样品均为右倾型，重稀土曲线平缓。为轻稀土富集型，重稀土相对亏损。黄铁矿与全岩样品的稀土元素配分模式表现出较强的一致性，表明黄铁矿对其赋矿全岩具有很好的继承性，有壳源物质参与。ZS-Y-05号黄铁矿样品的轻重稀土元素分馏较小(LREE/HREE值为1.53)，重稀土分馏不明显，与其它黄铁矿样品的稀土元素配分模式有一定差异，具有一定程度上的深源特征，该样品的金含量在所有测试样品中为最高值，表明寨上金矿中成矿物质可能有深源物质的参与。

寨上金矿的黄铁矿、金矿石、蚀变岩、全岩以及地层在REE的各项特征值上具有较强的一致性(图8)。总体上表现为轻稀土元素的富集，以及轻重稀土元素内部的明显分馏，δEu的负异常以及δCe无异常。脉岩具有更高的LREE/HREE值，轻重稀土元素分异程度更加明显。δEu值的负异常不明显，与上述其它研究对象在成矿及演化过程中存在明显的环境差异，说明矿区的脉岩与金成矿没有直接的关系。

综上所述，通过Sr、Os同位素、微量元素、稀土元素及S同位素讨论分析并结合前人研究成果，得出寨上金矿成矿物质来源为深源物质与壳源物质的混合。

5.3 矿床成因

综上，研究得出寨上金矿的第一期成矿年龄为273Ma，为早二叠世向中二叠世的过渡期，此时勉略洋壳沿微秦岭地块南缘向北俯冲引起了地幔的热对流，同时微秦岭地块北缘沿商丹断裂向华北克拉通南缘碰撞俯冲而产生反弹，两者的共同作用使得秦岭微地块处于板内延伸。秦岭微地块向华北克拉通俯冲的过程中，商丹断裂以北的冲断造山带也向南迎冲，造成晚古生代微秦岭北缘地壳负载挠曲，在吴家山东西一线形成前隆构造(范效仁，2001；张东旭和程彧，2002；冯益民等，2003)。寨上金矿位于吴家山前隆向西延伸的北侧，产于隆起前陆盆地中的卓洛堡-扎麻树-国营牛场-申都牧场背斜北西段，其所在构造区域属于岷礼前陆盆地。该前陆盆地在海西期受到自南向北的逆冲推覆和区域内断裂左行走滑剪切的共同作用，形成了一系列的断裂和褶皱(于岚，2004；喻万强，2015)，为矿床的形成提供了有利的导矿通道及容矿构造。二叠纪沿吴家山隆起的隆升延展作用为流体及成矿物质的运移和富集提供了必要的动力条件(杨军禄和冯益民，1999)。前人研究得出西秦岭江里沟岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb定年为264.0±1.4Ma，中川花岗闪长岩年龄为264.0±1.3Ma(高婷，2011；孙小攀等，2013)，在误差范围内与本文得出的寨上金矿第一期成矿(273Ma±10Ma、273±22Ma)具有时空上的一致性，说明至少在中二叠世晚期存在构造岩浆活动。矿床所在的岷-礼盆地其沉积地层有较高的金背景值(毛光剑，2009)，岩浆活动使该带地壳深部物质重熔，携带有利元素沿构造裂隙侵位并使地层中的Au元素活化，当Au超过溶解度极限时析出，在成矿有利部位富集成矿，形成第一期金矿床。

寨上金矿钨成矿时代是晚三叠世(220Ma左右)，晚于秦岭造山带主造山期(242±21Ma)，为三叠纪华北板块与华南板块的碰撞造山期，区内由挤压向伸展转变，地壳减薄，岩浆热液携带W等元素侵入，并在构造有利部位富集成矿。该期成矿在时空和成因上与同时代富钨的闪长玢岩脉(220～210Ma)关系密切，也与西秦岭地区主要的构造-岩浆事件相对应，属于晚三叠世钨、钼、铜成矿系列(余超，2015；吕喜旺等，2017；杨瀚文等，2021)。

秦岭造山带从印支-燕山早期广泛的后造山伸展垮塌转为中-晚燕山期强烈的北缘隆升陆内造山及形成巨大的盆地的过程，也即构造体制大转折和秦岭岩石圈地幔流变减薄所引发的壳幔强烈作用(郑德文等，2004)。在南北挤压和拉张应力作用下，产生了褶皱隆起、逆冲推覆、韧脆性剪切及伸展拉张等构造活动。构造变形为成矿提供了动力及良好的空间。构造热效应与地热梯度驱动流体活化迁移，侵入金背景值高的泥盆系和二叠系，流体与围岩发生物质交换，围岩中的碳酸铁溶解并释放铁，溶解后的铁被硫化，随后运移到裂隙发育部位，随着含金流体与围岩的混合及压力突然下降，引起流体沸腾，导致寨上金矿床中自然金的沉淀，在构造有利部位富集成矿，形成寨上金矿第三期成矿(140～120Ma)。晚期成矿叠加在前两期矿床之上并进行改造。该地区构造演化的多期多阶段性造成不同成矿事件共享一套有利的赋矿构造体系，寨上金矿是多期成矿事件与西秦岭造山带及岩浆事件同步演化的结果(马星华等，2008；刘家军等，2010c；穆新华和刘光智，2010；Liuetal., 2015；吕喜旺等，2017；杨瀚文等，2021)。

5.4 找矿指示意义

西秦岭地区从早泥盆世晚期或中泥盆世开始板内伸展裂陷形成裂陷盆地，到中二叠世末，位于西秦岭、东昆仑造山带和扬子地块之间的阿尼玛卿小洋盆的关闭使得西秦岭北部发生挤压隆起，为该带地壳深部物质重熔提供了动力学条件与岩浆活动的空间。因而在中、晚二叠世有花岗质岩浆侵入，到了晚二叠世西秦岭再次发生伸展裂陷(高婷，2011)。孙廷贵(2004)通过苦海-赛什塘蛇绿构造混杂岩带内的构造片岩(269Ma，全岩Rb-Sr)、纤闪石单矿物40Ar-39Ar变质年龄(278Ma)及不同部位片理化变砂岩(274Ma、269Ma)的同位素年代学研究，得出该年龄值是西秦岭与东昆仑发生衔接转换的一个非常重要的时期，即共和坳拉谷俯冲碰撞的时间。前人(高婷，2011；李婷等，2012；孙小攀等，2013；徐学义等，2014)利用LA-ICP-MS锆石U-Pb测年法得出西秦岭江里沟二长花岗岩、中川二长花岗岩及花岗闪长岩的谐和年龄分别为264.0±1.4Ma(MSWD=0.69)、264.8±2.0Ma(MSWD=0.38)及264.4±1.3Ma (MSWD=0.43)，即它们形成于晚二叠世，而岩石地球化学成分显示江里沟与中川岩体为喜马拉雅型花岗岩，即该岩体与加厚的活动陆缘环境有关。到了中二叠世末，随着南部阿尼玛卿洋盆闭合及共和坳拉谷俯冲碰撞的远程效应的影响，导致地壳增厚温度升高，为该区域深部物质重熔侵位提供了动力与岩浆活动空间，也为矿物质的运移与沉淀提供了空间(孙小攀等，2013)。

寨上金矿第一期金成矿年龄为273Ma左右，在时空上与区域内阿尼玛卿洋盆闭合、共和坳拉谷俯冲碰撞、江里沟及中川喜马拉雅型岩体的发生时间有较高的一致性，虽然目前还未有直接证据表明该期金矿与同时代的岩体有着直接的成因关系，但该结论也从侧面验证了前人(殷勇和殷先明，2009；张旗等，2009；高婷，2011；徐学义等，2012，2014)提出的“地壳加厚有利于形成金矿床及喜马拉雅型花岗岩与金矿关系密切”等结论。研究发现，美国许多卡林-类卡林型金矿区既有脉岩，也有侵入岩和火山岩发育，且部分是喜马拉雅型的，有些矿区虽无侵入岩露头出现，但推测在深部有隐伏岩体(Ressel and Henry，2006)。西秦岭卡林型金矿大部分与埃达克岩或喜马拉雅型花岗岩在时空上具有相关性(张旗等，2008)，因而今后在西秦岭开展找矿工作，要突破传统的时空限制。通过本次研究发现西秦岭地区至少在二叠纪晚期就有金成矿事件，早于原先得出的印支晚期-燕山期成矿(张复新等，2001；陈衍景等，2004)。喜马拉雅型花岗岩与金关系密切，是找金矿的一个重要标志，应在围绕岩体找矿的基础上向外扩大找矿范围，二叠纪岩体出露较少，可能由于该区域推覆构造发育，部分岩体被掩盖。综上所述，该区域从构造、岩浆岩条件或者理论层面都有着形成金矿床的巨大潜力。