皖东五河—凤阳地区钱台子金矿床黄铁矿标型特征及S-Pb同位素组成

宗 雯，康丛轩，杨献忠

(1.江苏省地质调查研究院，江苏 南京 210018；2.中国地质调查局南京地质调查中心，江苏 南京 210016；3.河海大学地球科学与工程学院，江苏 南京 211100)

0 引 言

钱台子金矿床隶属五河—凤阳金成矿带。石英脉蚀变岩型金矿为该区最为发育的一种金矿类型，主要分布在皖北五河—凤阳、张八岭、宿松、北淮阳等地区。其中五河—凤阳地区先后发现了一批金矿床和矿化点，如大巩山、毛山、钱台子、朱顶等金矿床(涂荫玖等，1991,1993；孟宪刚等，1996；曹达旺，1998；李建设等，2001；万仁虎，2004；孔广林等，2007；刘青，2007；康丛轩等，2021；肖福权等，2021；张建明等，2021)。前人在该区的区域地质构造及成矿作用方面进行了较多研究。部分研究认为，金矿均赋存于西崮堆组岩石中(涂荫玖等，1992a)，因其含金量高以及与金矿关系密切被认为是该地区金矿的矿源层(刘青，2007)。脆性-韧性剪切带较发育，与金矿的关系较密切(涂荫玖等，1991，1992b)，近南北向的韧(脆)性剪切带控制了金矿(体)的规模和总体展布(涂荫玖等，1992b,1993；刘青，2007)，郯庐断裂带附近及其次级断裂是重要的含矿带。东西向褶皱与近南北向剪切带复合部位对成矿有利(涂荫玖等，1992b，1993；曹达旺，1998；万仁虎，2004；刘青，2007)，钱台子、毛山、大巩山、朱顶等金矿床均处于这样的构造结合部位。大巩山、钱台子等金矿成矿热流体与岩浆热液有密切关系，成矿温度为中等偏高(孟宪刚等，1996；李建设等，2001)。

前人对钱台子金矿床成因的探讨还不够系统。从钱台子金矿床中载金矿物黄铁矿的显微特征入手，通过电子探针分析和金属硫化物的S、Pb同位素研究，为深入讨论矿床成矿机制提供资料，为该区金矿的找矿方向研究提供思路。

1 区域地质背景

图1 钱台子金矿床大地构造位置图(a)和区域地质简图(b)(据安徽省地质矿产勘查局312地质队，2016修编)1-丰乐镇组；2-戚咀组；3-新庄组四段；4-新庄组三段；5-新庄组二段；6-新庄组一段；7-五河群；8-石英二长斑岩；9-花岗闪长斑岩；10-石英正长斑岩；11-闪长斑岩；12-花岗斑岩；13-石英脉；14-金矿点；15-断裂破碎带；16-推测/隐伏断层；17-正断层；18-研究区位置Fig. 1 Tectonic location map (a) and regional geological map (b) of the Qiantaizi gold deposit(after No.312 Geological Team of Bureau of Geology and Mineral Exploration of Anhui Province,2016)

研究区大地构造位置处于华北板块东南缘，区内金矿主要赋矿地层为太古界五河群(图1)，该赋矿地层为1套以片麻岩、斜长角闪岩、大理岩、浅粒岩为主的中深变质岩系。五河群(Ar3Wh)西崮堆组的锆石U-Pb年龄为2 650 Ma(涂荫玖等，1992a，1993),庄子里组黑云母的K-Ar年龄为1 952.4 Ma,峰山李组和小张庄组黑云母的K-Ar年龄分别为1 767.1、1 810.3 Ma(安徽省地质矿产勘查局312地质队，2013)。岩组间均以韧性剪切带接触，西崮堆组为金矿赋存的最主要层位。

受郯庐深断裂影响，研究区含金石英脉受北北东、近南北、北西西和北东向断裂控制。区内岩浆活动以燕山晚期中酸性-碱性小岩体为主，岩脉局部出露，另有少量古元古代侵入体分布于怀远、蚌埠、凤阳—五河一带，呈东西向带状侵入五河群(康丛轩等，2021)。古元古代侵入体主要为壳源型片麻状花岗岩组合，出露庄子里岩体和磨盘山岩体，其U-Pb年龄分别为(2 104±20)Ma、(2 196±190)Ma(杨德彬等，2009)。燕山期侵入岩包括燕山早期荆山—涂山岩体(160～165 Ma)(邱瑞龙等，1999；杨德彬等，2006；李印等，2010)和燕山晚期东芦山、西芦山、燕山、锥子山及曹山等岩体(114～121 Ma)(宋利宏等，2016；Kang et al.,2017；康丛轩等，2018a,2018b,2019)。燕山期岩浆期后热液及岩浆期后同源花岗岩与石英脉-蚀变岩型金矿密切相关。

2 矿床地质特征

钱台子金矿位于蚌埠隆起区东端，安徽五河—凤阳金矿成矿带北端。区内第四系和新近系自东向西逐渐增厚，赋矿地层为五河群西崮堆组，分上下2个岩性部分,下部以黑云斜长片麻岩、角闪斜长片麻岩、浅粒岩为主，上部以黑云斜长片麻岩、斜长角闪岩为主。前人于西崮堆组中获得了晚太古代的锆石U-Pb年龄，确定其属晚太古代变质岩建造。

该区断裂以北北东和近南北向为主，印支—燕山早期的断裂活动伴随着含金富多金属硫化物的热水溶液活动，燕山晚期—喜山早期北东向断裂活动为成矿后断裂。

区内除发育少量基性-超基性和中酸性脉体外未发现大的岩体产出。主要围岩蚀变类型为碳酸盐化、硅化、绢英岩化及黄铁矿化。早期黄铁矿化有金富集构成金矿体，晚期金矿化很弱。

近矿围岩蚀变大体可分为3个带：由绿帘石化、绿泥石化及蛇纹石化组成的外带；由绢英岩化及少量黄铁绢英岩化组成的中带；在中带的基础上进一步发育硅化、碳酸盐化的内带，表现形式为含硫化物的石英细脉及石英-碳酸盐细脉，内含金，局部富集可形成金矿体。

钱台子金矿床由东西I号及Ⅱ号矿带组成，含金石英脉和金矿化体赋存于绢英岩、绢英岩化斜长片麻岩中(图2)。I-1、I-2、Ⅱ-1矿体为主矿体，其中I-1矿体规模最大。矿体主要分布在韧性断裂带内，矿体的形态、产状也受其控制，韧性断裂带与郯庐断裂近似平行，说明与郯庐断裂基本属同期构造，后者为成矿提供了物质通道，韧性剪切带是重要的容矿构造。

图2 钱台子金矿床基岩地质简图(据安徽省地质矿产勘查局312地质队，2013修编)1-西崮堆组黑云斜长片麻岩段；2-西崮堆组片麻岩段；3-镁铁质、超镁铁质段；4-变粒岩段；5-金矿体；6-实测断层；7-推测/隐伏断层；8-地质界线；9-剖面位置及编号Fig. 2 Schematic diagram of bedrock geology of the Qiantaizi gold deposit(modified from No.312 Geological Team of Bureau of Geology and Mineral Exploration of Anhui Province,2013)

矿石结构主要为他形晶粒状结构、交代结构，矿石构造主要有致密块状、浸染状等构造。矿石中金属矿物主要有自然金、方铅矿、黄铁矿，次要矿物有磁铁矿、斑铜矿、磁黄铁矿等；主要脉石矿物为石英、云母、长石等。

钱台子金矿床的成矿作用可分为4个成矿阶段：黄铁矿-石英阶段(Ⅰ)、石英-黄铁矿阶段(Ⅱ)、石英-多金属硫化物阶段(Ⅲ)及石英-碳酸盐阶段(Ⅳ)(涂荫玖等，1992b)。黄铁矿-石英阶段仅生成极少量黄铁矿，金矿化极微弱；石英-黄铁矿阶段出现大量细粒他形黄铁矿，交代于石英裂隙中，该阶段为矿床主要成矿阶段之一；石英-多金属硫化物阶段以形成较多的方铅矿、黄铜矿、闪锌矿为特征，为矿床最主要的成矿阶段；石英-碳酸盐阶段金矿化微弱(涂荫玖等，1992b；安徽省地质矿产勘查局312地质队，2013)。

3 样品采集与分析方法

在野外进行样品观察、分类、镜下鉴定和矿物分析，分别采取各成矿阶段样品进行单矿物挑选。

黄铁矿分析仪器为Shimadzu EPMA-1720H型及JE0L JXA-8230型电子探针显微分析仪，工作参数：加速电压为15 kV，探针电流为200 A，束斑直径为5、3 μm。

在S、Pb同位素分析中，挑选石英-多金属硫化物阶段的矿石进行粉碎，使用双目显微镜挑选黄铁矿、方铅矿单矿物，纯度>99%。在超声波清洗掉矿物表面黏附粉尘后，用玛瑙砵研磨至0.075 mm(200目)后送实验室测试。S同位素使用S-ISTP01方法，元素分析仪配套S同位素质谱仪测定δ34S；Pb同位素采用Pb-IRM01方法，使用Phoenix热表面电离质谱仪，测试精度为±0.2‰。

4 分析结果

4.1 黄铁矿成分标型

黄铁矿的化学式为FeS2，理论上，w(Fe)=46.55%、w(S)=53.45%，S/Fe的摩尔数比=2。根据钱台子金矿床黄铁矿电子探针分析结果(表1)，18个测点的w(Fe)为44.23%～47.80%，平均值为45.93%；w(S)为50.34%～55.28%，平均值为53.82%，绝大多数测点在标准值左右。样品总体表现出Fe、S均亏损(表1)，与焦家、小秦岭等处相似，说明其形成可能与岩浆期后热液有关(涂荫玖等，1993)，与五河地区金矿床的黄铁矿主成分平均值相比富集S和Fe。

黄铁矿中的微量元素一是以类质同象形式进入黄铁矿晶格，如替代Fe的Co、Ni元素和替代S的As、Se、Te等元素；二是以机械混入物形式存在于黄铁矿中，如Au、Ag、Cu、Pb、Zn等(Murowchick et al.,1987；张瑞忠等，2016)。不同成矿阶段黄铁矿中的微量元素含量有明显差异(表1)：As含量在Ⅱ和Ⅲ阶段明显高于Ⅰ和Ⅳ阶段；Co和Ni含量在成矿早期和晚期富集，中期相对减少；Co/Ni含量比也有明显差异，Ⅱ阶段(4.40)>Ⅰ阶段(2.50)>Ⅲ阶段(1.99)>Ⅳ阶段(1.30)，平均值为2.53。

4.2 S同位素

与前人的研究成果对比(表2)显示，钱台子金矿床硫化物δ34S值在-2.3‰～7.1‰之间，平均值为3.2‰。其中，黄铁矿δ34S为2.5‰～7.1‰，平均值为5.4‰，方铅矿δ34S为-2.3‰～6.4‰，平均值为2.0‰。综合数据显示，钱台子金矿床δ34S的值δ34SPy>δ34SGn，表明在成矿过程中硫化物结晶时，溶液中结晶硫化物之间的S同位素已达到平衡分馏(Ohmoto,1972；Ohmoto et al.,1979；张理刚，1985；沈渭洲等，1987；郝立波等，2004；王允，2020)。

4.3 Pb同位素

对矿石中的黄铁矿和方铅矿进行Pb同位素分析(表2)，并结合前人的研究成果发现，206Pb/204Pb比值在16.841～17.391之间，207Pb/204Pb比值在15.362～15.825之间，208Pb/204Pb比值在37.265～37.877之间，变化范围较小。根据Pb同位素Δβ-Δγ图解(图3a)，钱台子金矿床Pb同位素在造山带Pb范围，1个测点的黄铁矿落在上地壳Pb范围；结合206Pb/204Pb-207Pb/204Pb图解(图3b)，暗示钱台子金矿床的Pb来自于下地壳。一般化学沉积岩和花岗岩富铀铅(206Pb/204Pb>18、207Pb/204Pb>15.3)、贫钍铅(208Pb/204Pb<39)，变质岩Pb同位素贫铀铅(Chen et al.,2000,张乾等，2002)。从钱台子金矿床Pb同位素贫铀铅推测，其Pb源可能与变质岩关系较为密切。

表1 钱台子金矿床不同成矿阶段黄铁矿电子探针分析结果Table 1 Electron probe analysis results of pyrite at different mineralization stages in the Qiantaizi gold deposit

表2 钱台子金矿床金属硫化物S、Pb同位素特征Table 2 S and Pb isotopic characteristics of metal sulfide in the Qiantaizi gold deposit

图3 钱台子金矿矿石矿物Pb同位素Δβ-Δγ图解(a)及Pb同位素206Pb/204Pb-207Pb/204Pb构造环境判别图(b)(图a据朱炳泉等，1998；图b据Zartman et al.,1981)1-地幔源Pb；2-上地壳Pb；3-上地壳与地幔混合的俯冲带Pb(3a-岩浆作用，3b-沉积作用)；4-化学沉积型Pb；5-海底热水作用Pb；6-中深变质作用Pb；7-深变质下地壳Pb；8-造山带Pb；9-古老页岩上地壳Pb；10-退变质PbLC-下地壳；UC-上地壳；OIV-洋岛火山岩；OR-造山带；A、B、C、D分别为各区域中样品相对集中区Fig. 3 Diagram of Δβ-Δγ of Pb isotopes (a) and discriminant diagram of Pb isotopes 206Pb/204Pb-207Pb/204Pb tectonic environment (b) of the Qiantaizi gold deposit(Figure a is after Zhu et al.,1998;Figure b is after Zartman et al.,1981)

5 讨 论

5.1 成矿物质来源

5.1.1 成矿热液温度 钱台子金矿床黄铁矿电子探针数据显示，Co/Ni含量比平均值为2.53且总体介于1～5之间，Co含量在300～3 100 g/t之间，说明成矿热液具有中高温性质。包裹体测温结果显示，钱台子矿区成矿期均一温度为330～343 ℃，平均值为337.9 ℃(安徽省地质矿产勘查局312地质队，2013)，表明成矿热液温度较高。

5.1.2 硫化物S同位素 硫化物的S同位素可以示踪金矿床的成矿物质来源(沈渭洲等，1987)。S的来源有3种类型：①δ34S值为近于0的不大的正值，该类矿床可能与花岗岩类侵入体有关，S可能来源于侵入体；②δ34S在20‰左右，与海水特征相似的硫矿床可能与海水以及海相蒸发岩有关；③δ34S为5‰～15‰的矿床，S的来源可能为围岩或混合源(沈渭洲等，1987；郝立波等，2004)。钱台子金矿床硫化物的δ34S介于1.3‰～6.8‰之间，平均值为4.4‰，正向偏离陨石硫。

5.1.3 硫化物Pb同位素 钱台子金矿床Pb同位素贫铀铅μ值为9.22～10.10，平均值为9.41，位于地幔(8.92)和造山带(10.87)(Doe et al.,1979)值之间,结合Pb同位素Δβ-Δγ图解(图3)，矿石中的Pb来源于深部地壳或者上地幔，成矿作用与岩浆活动有关。ω值为38.55～45.79，平均值为40.24(表2)，成矿物质具壳幔混源特征。矿石与围岩样品中的Pb具同源性(图4a、b)，花岗岩类样品主要取自涂山—荆山二长花岗岩、陶山二长花岗岩、毛山花岗质岩脉及磨盘山片麻状二长花岗岩(安徽省地质矿产勘查局312地质队，2013)，与二者也有相似性。207Pb/204Pb-206Pb/204Pb图解(图4a)显示，围岩Pb和矿石Pb投影范围较大，多数集中在地幔与造山带之间，部分围岩和花岗质岩类投影点靠近下地壳，反映该区Pb的多源性；208Pb/204Pb-206Pb/204Pb图解(图4b)显示，几乎所有的点都落在下地壳和地幔之间，说明矿石Pb和围岩Pb具有深源性特点，在成矿过程中成矿物质可能来源于下地壳和地幔(安徽省地质矿产勘查局312地质队，2013)。

图4 钱台子金矿床围岩、岩体及矿石Pb同位素增长曲线(据Zartman et al.,1981)Fig. 4 Pb isotopes growth curves of surrounding rock, rock mass and ore in the Qiantaizi gold deposit(after Zartman et al.,1981)

5.2 成矿机制

自三叠纪末期扬子陆块与华北陆块碰撞、拼接以来，五河—凤阳地区经历了复杂的构造变形，产生了一系列的岩浆作用(童劲松等，2008；任纪舜等，2016；Kang et al.,2017;康丛轩等，2018)。早白垩世期间(112～132 Ma)，含有俯冲板片物质的软流圈热流上涌，对岩石圈地幔底部进行交代、侵蚀和熔融，形成的岩浆升至地壳底部发生底侵，引发地壳底部岩石部分熔融，此时中生代岩石圈减薄达到峰期(许文良等，2004；王冬艳等，2005)。对钱台子金矿床5个矿石样品中的绢云母进行Rb-Sr法同位素测年，结果为109.03 Ma，显示主成矿期为燕山晚期(安徽省地质矿产勘查局312地质队，2013)，此时的华北克拉通岩石圈持续减薄，区域壳幔作用强烈。

钱台子金矿床赋矿地层为五河群西崮堆组，研究发现西崮堆组岩石的Au含量显著高于其他岩组的岩石(孔广林等，2007)，同位素示踪也显示金矿石Pb、S等与围岩西崮堆组主要岩石具有同源性。化学扩散总是从高浓度区向低浓度区发展，成矿流体和岩浆不能从围岩中萃取成矿金属(罗照华等，2009)，因此深变质岩是含矿流体中成矿元素向围岩迁移导致围岩中成矿金属丰度增加的圈闭介质。

成矿流体活动与岩浆活动密切相关。早白垩世晚期岩体与钱台子金矿床的主成矿期时间上的一致性暗示着二者关系密切，Au丰度较高的变质基底地层(五河群)的部分熔融和幔源物质的加入，为金矿床的形成奠定了充实的物质基础。虽然钱台子金矿主体矿脉主要分布在东西2个南北向韧脆性剪切带中(涂荫玖，1992b)(钻孔揭示金矿化最好的石英脉均为韧性剪切带中的破碎石英脉)，但是韧脆性剪切带仅促使Au在强应变域明显富集且利于成矿热液运移和沉淀，是与相关岩体同源的下地壳物质部分熔融，经底侵作用加入幔源物质，从而形成初始含矿岩浆。综合矿床的成矿背景、构造环境、成矿时代等特征，对比中国北方典型的造山型金矿(陈衍景，2006；陈衍景等，2007；蒋少涌等，2009)，认为钱台子金矿床形成于扬子克拉通沿北西方向俯冲于华北克拉通之下造山期后的持续伸展背景下。

6 结 论

(1)钱台子金矿床黄铁矿Co/Ni含量比平均值为2.53，表明钱台子金矿床的黄铁矿以岩浆热液成因为主；Co含量为300～3 100 g/t，说明成矿热液具有中高温性质。

(2)钱台子金矿床硫化物δ34S在1.3‰～6.8‰之间，正向偏离陨石硫，S同位素变化较大，显示多源的特征；Pb同位素μ值为9.22～10.10，平均值为9.41，说明矿石Pb来源于深部地壳或者上地幔。成矿作用与岩浆活动有关，矿石Pb和围岩Pb具有深源性的特点，在成矿过程中成矿物质可能来源于下地壳和地幔。