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长江中下游成矿带是我国重要的铁、铜、硫多金属矿成矿带。其中庐枞和宁芜矿集区位于断陷型火山盆地内（断凹区），以玢岩型铁矿化为主; 铜陵、安庆-贵池、九瑞和宁镇矿集区位于隆起区（断隆区），以矽卡岩-斑岩型铜金矿化为主; 鄂东南矿集区则具有断隆区和断凹区的过渡性质，以矽卡岩型铁、铜、金矿化为主（Zhai Yusheng et al.，1992; Li Shuguang et al.，2001; Sun et al.，2007，2010，2011; Xie Jiancheng et al.，2008; Zhou Taofa et al.，2011; Chang Yinfo et al.，2012）（图1）。繁昌盆地位于铜陵矿集区与宁芜矿集区之间，是在中三叠世—中侏罗世沉积盆地基底上发展形成的，不同于宁芜盆地产出的陆相火山岩型铁矿，其以矽卡岩铁矿等为主要的成矿类型。成矿岩体以燕山期的花岗岩系为主，赋矿围岩主要为前陆盆地台地相-滨浅海泥质碳酸盐岩建造，如二叠纪栖霞组灰岩，晚石炭世黄龙组白云岩-灰岩和船山组灰岩，早三叠世南陵湖组、和龙山组灰岩等（杜建国等，2017; 周存亭等，2017）（图2）。繁昌盆地构造主要受区域性断裂和基底深部构造控制，对该区的控矿作用明显。
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繁昌地区的金属矿产以铁矿、锌矿为主，但除桃冲铁矿达中型外，其余均为小型铁矿或矿点，具有埋藏浅、品位高的特点（Wang Yulin et al.，2007; 杜建国等，2017），其中铁矿以桃冲矽卡岩型铁矿和白马山引爆角砾岩型铁矿为代表; 硫铁矿以松园矽卡岩型硫铁矿为代表; 锌矿以随山热液型铅锌矿和小阳冲矽卡岩型锌铁矿为代表（表1）。
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图1 长江中下游构造及矿集区分布图（底图据Mao Jingwen et al.，2012修改）
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Fig.1 The map of geological structures and ore clustered areas in the Middle-Lower Yangtze metallogenic belt (modified from Mao Jingwen et al., 2012)
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目前对繁昌地区及周边典型矿床的矿床学和矿床地球化学研究主要集中于桃冲铁矿（Liu Lingsheng et al.，2010; Cao et al.，2012; Ren Guangli et al.，2012），对该区矽卡岩型铁矿典型矿床的研究和总结并不全面和深入。本文选取该区在矿种、成矿岩体、控矿层位等方面具有代表性的小阳冲矽卡岩型锌铁矿和松园硫铁矿矿床为研究对象，开展了以下几个方面的工作:① 对矿床中重要的脉石矿物石榴子石及矿石矿物磁铁矿开展电子探针测试，深入了解石榴子石主要类型及相应的成矿流体物理化学条件，对磁铁矿的成因进行分类; ② 选取主要成矿阶段的矿石标本进行流体包裹体测试，限定成矿温压条件等; ③ 以主成矿阶段的脉石矿物石榴子石、石英及方解石为对象，开展H、O稳定同位素测试工作，此外，对矿石矿物黄铁矿开展S同位素测试; ④ 对小阳冲锌铁矿成矿期的黄铁矿进行Re-Os测年。而后，综合分析探讨繁昌地区矽卡岩型铁矿的成矿流体特征、成矿流体及成矿物质来源、以及成矿年龄等。
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1 地质特征
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1.1 区域地质背景
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繁昌盆地是下扬子地区沿江火山盆地之一，基底主要由志留系坟头组、茅山组，二叠系栖霞组、孤峰组，下三叠统殷坑组、和龙山组、南陵湖组，下侏罗统钟山组，中侏罗统罗岭组等碳酸盐岩或沉积碎屑岩地层组成。上覆火山岩建造具有介于高钾钙碱性系列和橄榄安粗岩系列的特点，为一套壳幔混合源型火山岩组合，由中分村、赤沙、蝌蚪山三个火山喷发旋回和多个喷发韵律组成（Yan Jun et al.，2005，2009; Yuan Feng et al.，2010; Liu Chun et al.，2012; 杜建国等，2017）。
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图2 繁昌地区区域地质矿点图（据安徽省地质矿产局，1989❶修改）
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Fig.2 Regional intrusive rocks distribution and ore occurrences of Fanchang region (modified after Anhui Geology Survey, 1989❶)
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1 —闪长玢岩; 2—石英闪长岩或石英闪长玢岩; 3—石英二长岩或黑云母石英二长岩; 4—花岗闪长岩; 5—二长花岗岩; 6—花岗岩; 7—花岗斑岩; 8—钾长花岗岩; 9—隐伏岩体; 10—正常背斜; 11—倒转背斜; 12—隐伏正常背斜; 13—正常向斜; 14—隐伏向斜; 15—断裂-性质不明; 16—隐伏断裂; 17—正断层; 18—逆断层; 19—平移断层; 20—第四纪沉积层（Q）; 21—侏罗系中上统凝灰岩、流纹岩、粗面岩、熔角砾岩等（J2、J3），白垩系下统玄武岩、安山岩、流纹岩等（K1），白垩系中统钙质砾岩、泥质粉砂岩（K2）; 22—二叠系中统（P2）、三叠系下统（T1）灰岩; 23—志留纪（S）细砂岩或粉砂岩、五通群（D3C1W）石英细砂岩或石英砾岩、二叠系上统（P3）粉砂岩或硅质页岩、三叠纪中统（T2）砂岩、粉砂岩或小面积出露的夹膏溶角砾白云岩等; 24—磁铁矿、赤铁矿矿点; 25—锌铁矿矿点; 26—硫铁矿矿点; 27—锌矿矿点; 28—铁铜矿点。矿点名称:（1）—三山铜铁矿;（2）—大公山铁矿;（3）—浮城墩铁矿;（4）—小磕山铁矿;（5）—矶山头铁矿;（6）—包子山铁矿;（7）—顺风山铁矿;（8）—桃冲铁矿;（9）—小阳冲锌铁矿;（10）—松园硫铁矿;（11）—大山铁矿;（12）—白马山铁矿;（13）—佛子岭锌多金属矿;（14）—随山锌矿;（15）—滴水岭锌矿;（16）—小桃冲铁矿;（17）—紫山岭铜矿;（18）—羊山铁矿;（19）—分界山铁矿
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1 —Diorite porphyrite; 2—quartz diorite or quartz diorite porphyrite; 3—adamellite or biotite adamellite; 4—granodiorite; 5—mozonitic granite; 6—granite; 7—granite prophyrite; 8—moyite; 9—concealed intrusive rock; 10—normal anticline; 11—inverted anticline; 12—concealed normal anticline; 13—normal syncline; 14—concealed syncline; 15—fault-unclear; 16—concealed fault; 17—normal fault; 18—reversed fault; 19—wrenched fault; 20—Quaternary sediments; 21—Middle and Upper Jurassic: tuff, rhyolite, trachyte, fused breccia, etc. (J2, J3) , Lower Cretaceous: basalt, andesite, rhyolite, etc. (K1) , Middle Cretaceous: calcareous conglomerate, argillaceous siltstone (K2) ; 22—Middle Permian (P2) , Lower Triassic limestone (T1) ; 23—Silurian fine sandstone or siltstone (S) , Wutong Group's quartz fine sandstone or quartz conglomerate (D3C1W) , Upper Permian siltstone or siliceous shale (P3) , Middle Triassic sandstone, siltstone or dolomite with dissolved gypseous breccia (T2) ; 24—magnet or hematite mine point; 25—zinc and iron mine point; 26—pyrite mine point; 27—zinc mine point; 28—iron-copper mine point. Names of mine points: (1) —Sanshan (copper-iron) ; (2) —Dagongshan (iron) ; (3) —Fuchengdun (iron) ; (4) —Xiaokeshan (iron) ; (5) —Jitoushan (iron) ; (6) —Baozishan (iron) ; (7) —Shunfengshan (iron) ; (8) —Taochong (iron) ; (9) —Xiaoyangchong (zinc-iron) ; (10) —Songyuan (pyrite) ; (11) —Dashan (iron) ; (12) —Baimashan (iron) ; (13) —Foziling (zinc) ; (14) —Suishan (zinc) ; (15) —Dishuiling (zinc) ; (16) —Xiaotaochong (iron) ; (17) —Zishanling (copper) ; (18) —Yangshan (iron) ; (19) —Fenjieshan (iron)
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在盆地内及其以东和以北相邻地区发育各种形态的侵入岩体40多个，其中规模较大的为板石岭岩体、浮山岩体、滨江岩体、诸侯岭岩体及象形地岩体（图2）。繁昌地区侵入岩以高钾钙碱性—钾玄岩系列为主，岩性主要为二长岩、石英闪长岩、花岗岩及正长岩。繁昌地区侵入岩富Rb、Th、U、Ce、Pb、Nd、Sm、Gd，贫Ba、Nb、Ta、Sr、P、Ti，呈轻稀土富集，重稀土分布较平坦的右倾特征，微量元素丰度模式与地壳及长江中下游A型花岗岩基本一致。繁昌地区中生代侵入岩的成岩年龄主要集中于128~121 Ma期间，与长江中下游A型花岗岩成岩时限基本一致（Yan Jun et al.，2012; Yan et al.，2015; Pang Zhenshan et al.，2017）。
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基底褶皱以印支期褶皱为主，繁昌盆地基底褶皱属于铜陵-繁昌复向斜，由次一级的滨江复式向斜、寨山背斜、桃冲向斜、红花尖背斜、繁昌复式向斜和板石岭背斜等组成。盆地断裂构造十分发育，北东向、北北东向、南北向、东西向、北西向、北北西向和环状、弧状、放射状断裂纵横交错，北东向断裂为主控构造。几条规模较大的断裂带控制了火山盆地的发育，对火山喷发、火山机体的空间展布、侵入岩时空演化、控矿构造等都有十分重要的控制作用（安徽省地质矿产局，1989❶; Song Chuanzhong et al.，2012）。
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1.2 矿区及矿床地质特征
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1.2.1 小阳冲锌铁矿
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小阳冲锌铁矿矿区内出露的地层有志留系下统坟头组、中下统茅山组，泥盆系—石炭系五通组，石炭系黄龙组、船山组，二叠系中统栖霞组、孤峰组及第四系（图3）。
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小阳冲锌铁矿矿区位于红花山背斜的南翼，由于经历了多期构造作用和岩浆侵入所导致的上拱挤压作用，区内构造较复杂，表现为二次倒转的构造形式，其褶曲发育程度较弱，褶曲幅度小且平缓。层间断裂和纵横向断裂较发育，均为成矿前构造，它们分别控制了岩浆岩及锌铁矿的空间分布（华东冶金地勘公司803队，1988❸）。
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本区侵入岩主要属燕山期，出露有闪长岩、正长斑岩及闪长玢岩。闪长岩呈岩枝状，受层间破碎带及构造裂隙控制; 正长斑岩常呈岩脉状充填在NW向断层中; 闪长玢岩出露规模较小，产状陡，在深部有分枝现象，与本区锌铁矿的形成关系密切。
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图3 繁昌地区小阳冲矿区地质图
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Fig.3 Geological map of Xiaoyangchong zinc-iron ore deposit in Fanchang area
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1 —第四系沉积层; 2—三叠系微晶灰岩; 3—二叠系上统大隆组硅质页岩; 4—二叠系中上统龙潭组粉砂岩; 5—二叠系中统孤峰组含燧石灰岩; 6—二叠系中统栖霞组灰岩; 7—石炭系灰岩; 8—泥盆系-石炭系五通群粗砂岩; 9—志留系中下统茅山组细砂岩; 10—志留系下统坟头组砂页岩; 11—闪长玢岩; 12—正长斑岩; 13—矽卡岩; 14—地质界线; 15—实测断层; 16—实测、推测逆断层; 17—岩层产状
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1 —Quaternary sediments; 2—Triassic microcrystalline limestone; 3—Siliceous shale of Upper Permian Dalong Formation; 4—Siltstone of Middle and Upper Permian Longtan Formation; 5—chert limestone of Middle Permian Gufeng Formation; 6—limestone of the Middle Permian Qixia Formation; 7—Carboniferous limestone; 8—coarse sandstone of Upper Devonian Wutong Group; 9—fine sandstone of the Lower and Middle Devonian Maoshan Formation; 10—sand shale of the Lower Silurian Fentou Formation; 11—diorite porphyrite; 12—orthophyre; 13—skarn; 14—geological boundaries; 15—measured faults; 16—measured and inferred inversed faults; 17—stratum occurrence
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在岩浆岩内主要有碳酸盐化、绿泥石化、钠长石化、硅化和绿帘石化等，在灰岩中主要为矽卡岩化、大理岩化、白云岩化和萤石化。矽卡岩化与锌铁矿化有着密切的关系，蚀变强，矿化就强，蚀变弱，则矿化弱，无蚀变则无矿化。
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矿体产出于石炭系上统船山组—二叠系中统栖霞组层位中或赋存在灰岩与闪长玢岩接触带中，主要由锌矿、磁铁矿和弱磁铁矿层构成。各矿体的大小、形态、产状及规模受区内构造因素、围岩条件及接触带所控制。锌、铁矿体在走向上呈似层状、在倾向上呈透镜状，总体走向85°，倾向NNW，倾角约70°左右。
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累计查明该矿床锌金属量91962 t，平均品位6.70%; 铁矿矿石量2898×104 t，TFe37.97%（华东冶金地质勘查研究院，2009❹）。各矿体的内部结构较复杂，基本上都由数个矿层组成。区内锌、铁矿体（层）明显受红花山背斜转弧端压扭性的控制，矿体的产状、形态与层间滑脱裂隙及闪长玢岩枝状侵入构造形态一致，呈雁行排列。各矿体的产状及形态详见表2（华东冶金地勘公司803队，1988❸）。
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图4 繁昌地区小阳冲锌铁矿床矿物组成与成矿期次图
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Fig.4 Mineral compositions and mineralization stages of Xiaoyangchong zinc-iron deposit
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通过对样品手标本的观察和相应光薄片的鉴定，小阳冲铅锌矿的赋矿岩石类型主要为石榴子石矽卡岩，其中脉石矿物主要包括石榴子石、黝帘石、透闪石、方解石、石英、硅灰石、磷灰石、绿泥石、白云母; 矿石矿物主要包括磁铁矿、闪锌矿、方铅矿、黄铁矿、黄铜矿（图4）。
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1.2.2 松园硫铁矿
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松园硫铁矿矿区出露地层有三叠系下统南陵湖组微晶灰岩、中统黄马青组粉砂岩、第四系坡积和冲积层（图5）。矿区出露的岩浆岩主要有闪长玢岩、正长斑岩等，均呈岩脉或岩墙产出。矿区内褶皱为一背斜，背斜由南陵湖组组成。矿区局部可见小型破碎带，长100~200 m，走向北西。
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钻孔ZK01孔深854.18 m（图5），局部见黄铁矿矿体，共圈定矿体5段，岩性均为强黄铁矿化石榴子石矽卡岩。545.47 m以上以石榴子石矽卡岩为主，局部夹硅化灰岩或泥灰岩; 545.47~757.95 m仍以矽卡岩为主，但岩性明显由石榴子石矽卡岩向透辉石、透闪石、阳起石、绿帘石、石榴子石、绿泥石等多矿物组合的矽卡岩转变; 757.95~854.18 m基本为钾长花岗岩（图6）（安徽省地质调查院，2015❷）。
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钻孔中均可见黄铁矿，多呈浸染状分布于石榴子石矽卡岩中，黄铁矿呈细粒—微细粒状，晶形较好。在花岗岩体中，黄铁矿的矿化较弱。此外，镜铁矿化局部产出于矽卡岩，主要有两种类型，一种产出在方解石细脉中，伴生关系十分明显，另一种零星产出于石榴子石矽卡岩中，含量较低。黄铜矿局部以浸染状分布为主，含量很少，均产出于石榴子石矽卡岩中，与黄铁矿相伴生（安徽省地质调查院，2015❷）。
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图5 繁昌地区松园矿区地质图
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Fig.5 Geological map of Songyuan pyrite mine in Fanchang area
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1 —第四系沉积层; 2—三叠系下统南陵湖组上段厚层微晶灰岩; 3—三叠系下统南陵湖组下段中薄层微晶灰岩; 4—三叠系下统和龙山组微晶灰岩; 5—三叠系下统殷坑组泥页岩夹薄层泥灰岩; 6—石英闪长玢岩; 7—正长斑岩; 8—花岗斑岩; 9—花岗岩; 10—闪长玢岩岩脉; 11—铁帽; 12—矽卡岩化; 13—大理岩化; 14—实测、推测断层; 15—地质界限; 16—地层产状; 17—勘探线; 18—钻孔
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1 —Quaternary sediments; 2—thick layer of microcrystalline limestone in the upper member of Nanlinghu Formation of Lower Triassic; 3—meso-thin microcrystalline limestone of the lower member of Nanlinghu Formation in the Lower Triassic; 4—Lower Triassic microcrystalline limestone of Helongshan Formation; 5—the mud shale interbedded with thin layer marl of the lower Triassic Yinkeng Formation; 6—quartz diorite porphyrite; 7—orthophyre; 8—granite porphyry; 9—granite; 10—diorite porphyrite dikes; 11—gossan; 12—skarnization; 13—marmarization; 14—measured and inferred faults; 15—geological boundaries; 16—stratum occurrence; 17—location of exploration line; 18—drilling
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松园硫铁矿基本矿物组合为钙铁榴石、钙铝榴石、绿帘石、方解石、石英、透闪石及黄铁矿、镜铁矿等。其中黄铁矿有两个世代:早期黄铁矿呈他形粒状，分布于石榴子石之间，局部可见黄铁矿内包含石榴子石残留体; 晚期黄铁矿呈自形—半自形粒状，方解石细脉穿插其间。镜铁矿产出于方解石细脉中，伴生关系十分明显，应该形成于矽卡岩成岩阶段的后期或矽卡岩形成之后。根据上述特征可见，黄铁矿形成于钙铁榴石之后; 镜铁矿与方解石同期，形成于黄铁矿之后。成矿阶段和成矿期次见图7。
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2 样品特征
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小阳冲锌铁矿样品来自竖井井口，松园硫铁矿样品来自钻孔ZK01，本文挑选了主要成岩成矿期次的典型标本，样品新鲜，未见明显风化。以上样品用于制作各成矿期次的光薄片及包裹体片，并挑选其相应的脉石矿物与矿石矿物，如黄铁矿、磁铁矿、石榴子石、方解石和石英，进行稳定同位素和Re-Os同位素测试。
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小阳冲矿区内闪长玢岩呈斑状结构，块状构造（图8a、b）。斑晶主要矿物为斜长石（13%）、石英（1%），基质矿物为斜长石（49%）、石英（5%），隐晶长英质矿物（5%），暗色矿物（5%）。斑晶中斜长石呈半自形板状，粒径0.6~1.6 mm，具有聚片双晶和卡钠复合双晶，部分简单双晶，无明显环带结构，石英斑晶呈不规则他形粒状，粒径0.6~1.6 mm，正常消光。基质主要是细粒板状斜长石（粒径0.1~0.5 mm）及他形粒状石英（粒径0.02~0.5 mm）、蚀变后的暗色矿物。岩石副矿物为锆石、磷灰石、磁铁矿及黄铁矿等。
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小阳冲矿区内矽卡岩主要由石榴子石组成，含少量褐帘石及石英和方解石，含磁（褐）铁矿，具不等粒粒状变晶结构，块状构造。多数样品石榴子石粒径0.04~2.0 mm，含量约85%（图8c、d）。部分矽卡岩成分较为复杂，绿泥石、石英、方解石等矿物发育，磁铁矿化较强（图8e、f）。其锌铁矿矿石呈自形—半自形粒状结构，磁铁矿（30%），黄铁矿（5%），闪锌矿（3%），黄铜矿（＜1%）; 闪锌矿的反射色为灰色微棕，反射率Ⅴ级，中硬度，均质性，无双反射和反射多色性，有褐黄色的内反射色，大小0.5 mm左右，交代磁铁矿和黄铁矿。矿物生成顺序:磁铁矿—黄铁矿—闪锌矿—黄铜矿（图8g、h）。
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松园硫铁矿矿床中主要岩性为钙铁榴石矽卡岩（图8i~n），局部可见钙铝榴石（图8m、n）。钙铁榴石呈他形粒状，多为交代残留，钙铁榴石镜下显淡黄褐色，粒径0.2~2 mm，含量约为60%~70%，可见环带，正交偏光下显黑十字异常消光，环带发育，常见连晶。钙铝榴石呈自形-半自形粒状，粒径1~2 mm左右，含量5%~10%，以脉状分布为主，异常消光及环带发育，突起稍低于钙铁榴石。透辉石呈柱粒状，呈斑块状分布，阳起石呈针柱状，在石榴子石内形成交代穿孔，透闪石呈纤状、斑块状交代石榴子石，石英充填于石榴子石粒间，方解石部分充填于石榴子石粒间，多数呈网纹状交代石榴子石，形成交代网纹结构。
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图6 松园硫铁矿矿床勘探线剖面图及ZK01钻孔柱状图（据安徽省地质调查院，2015❷）
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Fig.6 Profile of exploration line of Songyuan pyrite deposit and bar diagram of ZK01 (after Geological Survey of Anhui Province, 2015❷)
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图7 繁昌地区松园硫铁矿床矿物组成与成矿期次图
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Fig.7 Mineral compositions and mineralization stages of Songyuan pyrite deposit
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松园硫铁矿矿床中硫铁矿石中黄铁矿可达30%~40%，多数呈他形粒状，粒径0.01~0.05 mm，呈网纹状分布于石榴子石多矿物粒间（图8o、p）; 晚期的黄铁矿呈自形—半自形粒状，粒径0.5~1.2 mm，呈斑杂状、块状分布，为方解石细脉穿插。其他矿物有褐铁矿、针铁矿及黄铜矿，含量较少。
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3 分析方法
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3.1 电子探针
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小阳冲锌铁矿中磁铁矿等矿物的探针测试分析在合肥工业大学电子探针（EPMA）实验室完成，仪器型号为JEOL JXA-8230，测试条件为:加速电压15 kV，探针电流为8~40 nA，束斑尺寸为3~5 μm。松园硫铁矿中石榴子石电子探针测试在中国科技大学壳幔物质与环境实验室完成，电子探针型号为EPMA-1600，实验条件为:15 kV和10 nA，电子斑束为3~5 μm。分析结果的精确度优于1.0%。测试数据由ZAF3程序校正。
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3.2 流体包裹体测温与拉曼光谱
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包裹体测温工作是在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室进行。首先，在配备IJinkanrTHM6S00型冷热台的LEICA岩相显微镜上，对包裹体片进行包裹体岩相学观察，并选取一定数量的包裹体进行分析测定。其升温步骤为:首先将包裹体片快速降温至-70℃以下，以5℃/min的速度升温至-23℃，然后以0.5℃/min的速度缓慢升温至0℃，观察包裹体的冰点温度Tm; 再以5℃/min的速度缓慢升温至300℃，观察包裹体的均一温度Th。冰点和均一温度测定误差分别为±0.2℃和±2℃。在接近相变温度时，为避免包裹体过热，先降低1℃，再以0.5℃/min的间隔递增。对同一包裹体进行两次以上测定，以确保测温的准确及包裹体未曾发生泄露。
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随后，使用配备iLnkamTHMS6G00型冷热台的英国产RenishawRM2000型激光拉曼探针在不同温度下采集包裹体的激光拉曼光谱:使用eLica50x长工作距离物镜; 调节激光波长为514 nm的风冷式氢离子激光器（最大输出功率100 mW）稳定输出功率为60 mW; 冷热台的温度测定范围为-196~+600℃，使用液态N2降温冷冻包裹体，用纯CO2体系（三相点温度-56.6℃）和纯水体系（冰点0.0℃）人工合成包裹体校正冷热台; 在设定的温度，以605积分时间，2次扫描次数的条件采集拉曼光谱。
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图8 繁昌地区小阳冲锌铁矿与松园硫铁矿的岩矿石样品及光薄片图
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Fig.8 Samples photos and photomicrographs of Xiaoyangchong skarn-type zincite deposit and Songyuan skarn-type pyrite deposit
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小阳冲锌铁矿:（a）—闪长玢岩手标本，闪长玢岩岩脉穿插于大理岩;（b）—小阳冲闪长玢岩显微照片（正交偏光）;（c）—小阳冲矽卡岩手标本;（d）—小阳冲矽卡岩显微照片（单偏光）;（e）—小阳冲磁铁矿矿石手标本;（f）—小阳冲磁铁矿矿石显微照片（正交偏光）;（g）—小阳冲闪锌矿矿石手标本;（h）—小阳冲闪锌矿矿石显微照片（反射光）。松园硫铁矿:（i）—松园矽卡岩岩芯手标本;（j）—松园矽卡岩显微照片（正交偏光）;（k）—松园矽卡岩岩芯手标本（竖截面）;（l）—松园矽卡岩显微照片（正交偏光）;（m）—松园矽卡岩岩芯手标本（横截面）;（n）—松园矽卡岩显微照片（正交偏光）;（o）—松园硫铁矿矿石手标本（横截面）;（p）—松园硫铁矿矿石显微照片（正交偏光）。Anr—钙铁榴石; Cal—方解石; Chl—绿泥石; Cp—黄铜矿; Ep—绿帘石; Gr—石榴子石; Gro—钙铝榴石; Lg—镜铁矿; Mt—磁铁矿; Py—黄铁矿; Q—石英; Pl—斜长石; Sp—闪锌矿
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Xiaoyangchong zinc-iron deposit: (a) —diorite porphyrite: diorite porphyrite vein interspersed in marble; (b) —micrograph of diorite porphyrite (CPL) ; (c) —skarn; (d) —micrograph of skarn (PPL) ; (e) —magnetite ore; (f) —micrograph of magnetite ore (CPL) ; (g) —sphalerite ore; (h) —micrograph of sphalerite ore (reflected light) . Songyuan pyrite deposit: (i) —skarn in core; (j) —micrograph of skarn (CPL) ; (k) —skarn (vertical section of core) ; (l) —micrograph of skarn (vertical section of core) (CPL) ; (m) —skarn (cross section of core) ; (n) —micrograph of (CPL) ; (o) —pyrite ore (cross section) ; (p) —micrograph of pyrite ore (CPL) . Anr—andradite; Cal—calcite; Chl—chlorite; Cp—chalcopyrite; Ep—epidote; Gr—garnet; Gro—grossularite; Lg—specularite; Mt—magnetite; Py—pyrite; Q—quartz; Pl—plagioclase; Sp—sphalerite
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3.3 稳定同位素
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稳定同位素的分析由核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成。其中硫化物中硫同位素组成的测定方法:硫化物单矿物和氧化亚铜按一定比例（视不同的矿物反应完全而定）研磨至200目左右，并混合均匀，在真空达2.0×10-2Pa状态下加热，进行氧化反应，反应温度为980℃，生成二氧化硫气体。真空条件下，用冷冻法收集二氧化硫气体，并用Delta Ⅴ Plus气体同位素质谱分析硫同位素组成。测量结果以CDT为标准，记为δ34SV-CDT。分析精度优于±0.2‰。硫化物参考标准为GBW04414、GBW04415 硫化银标准，其δ34S分别是-0.07‰±0.13‰ 和22.15‰±0.14‰。当测定δ33SV-CDT时，分析精度优于±0.2‰。硫化物参考标准为GBW04414、GBW04415硫化银标准，其δ33S分别是-0.02‰±0.11‰和11.36‰±0.14‰。
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硅酸盐及氧化物矿物中氧同位素组成:硅酸盐或氧化物矿物及岩石全岩样品在制样装置达到10-3Pa真空条件下，与纯净的五氟化溴在500~680℃恒温条件下反应14 h，释放出O2和杂质组分，将SiF4、BrF3等杂质组分用冷冻法分离出去后，纯净O2在700℃且有铂催化剂的条件下，与石墨恒温反应生成CO2，用冷冻法收集CO2，在MAT253气体同位素质谱分析样品的O同位素组成。测量结果以SMOW为标准，记为δ18OV-SMOW。分析精度优于±0.2‰。氧同位素标准参考标准为GBW04409、GBW04410石英标准，其δ18O分别是11.11‰±0.06‰和-1.75‰±0.08‰。
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石英包裹体D同位素连续流分析测试:称取40~60目石英包裹体样品5~10 mg，在105℃恒温烘箱中烘4 h以上，用洁净干燥的锡杯包好备用。先用高纯氦气冲洗置换元素分析仪Flash EA里面的空气，以降低H2本底。当温度升高到1400℃，本底降到50 mV以下时，可进行样品测试。石英包裹体样品在装有玻璃碳的陶瓷管里爆裂，释放出H2O、H2等含H气体，H2O及其他可能存在的有机物在高温下与玻璃碳发生还原反应，将含H气体还原成H2，H2在高纯氦气流的带动下进入MAT253气体同位素质谱仪进行分析。测量结果以SMOW为标准，记为δDV-SMOW，分析精度优于±1‰。氢同位素参考标准为国家标准物质北京大学标准水，其δDV-SMOW=-64.8‰，兰州标准水，其δDV-SMOW=-84.55‰。
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3.4 Re-Os同位素定年
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选取小阳冲矽卡岩锌铁矿主要成矿期次样品进行黄铁矿单矿物的分离，选出5件进行Re-Os同位素测试。
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本项分析测试工作在国家地质实验测试中心完成，采用Carius管封闭溶样分解样品，样品分解以及Re和Os的分离等化学处理过程参见Mao Jingwen et al.（2002）。分别采用美国TJA公司生产的TJAPQ EXCell ICP-S（电感耦合等离子体质谱仪）和Finigan公司生产的 HR-ICP-MS测定Re同位素和Os同位素比值，测试详细流程参考Yang Gang et al.（2005）。
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4 分析结果
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4.1 单矿物特征
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本文挑选两个矿床中发育较好的石榴子石，以及小阳冲矿床的磁铁矿进行了电子探针测试。从石榴子石端元成分投影图（图9），两个矿床中石榴子石以钙铁榴石为主，钙铝榴石次之，指示其形成于偏氧化及偏碱性的环境（Ai Yongfu et al.，1981; Misra，2000; Jamtveit et al.，1993，1994; Liang Xiangji et al.，2000; Wang Wei et al.，2016）。
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图9 小阳冲锌铁矿矿床中石榴子石端元成分投影图
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Fig.9 Projection plot of end members of garnets in Xiaoyangchong zinc-iron deposit
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And—钙铁榴石; Gro—钙铝榴石; Spe—锰铝榴石; Pyr—镁铝榴石; Alm—铁铝榴石
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And—Andradite; Gro—grossularite; Spe—spessartite; Pyr—pyrope; Alm—almandite
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本次工作选取了部分环带发育较好的石榴子石进行了趋势分析（图10、11），结果表明两个矿床石榴子石环带上FeO、SiO2、CaO、Al2O3的成分变化并不明显，MnO、MgO、TiO2、Cr2O3含量从石榴子石内带向外带呈较明显的震荡，但未呈现上升或下降趋势，说明石榴子石形成时的物理化学条件存在震荡变化。而松园矿床石榴子石中MnO含量从石榴子石内带向外带呈较明显的下降趋势，这种变化趋势也指示了偏氧化环境（Newberry et al.，1981）。此外，TiO2与Cr2O3的含量（实际是Ti与Cr含量）明显的相反变化，说明Ti和Cr在石榴子石中主要呈Ti3+和Cr3+，两者在石榴子石晶格中存在相互替代的现象。
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图10 小阳冲矿床中石榴子石环带成分图（左列为背散射照片）
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Fig.10 Zonal composition diagram of garnets in Xiaoyangchong zinc-iron deposit (left as backscattered images)
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此外，对松园钻孔中同一样品中石榴子石各点的结果进行算术平均计算，以得到平均值为横坐标，然后以各样品的深度为纵坐标，得到石榴子石主要成分随深度变化的趋势（图12）。各成分在纵向上无渐高或渐低的变化趋势，仅具有相对稳定的数值变化区间，但局部变化明显，如190.93 m（b11处）与500.02 m（b34处）。推断可能有三个方面的原因:① 与局部的成矿流体沸腾作用有关，根据钻孔编录资料，这种流体的局部变化可能与断裂构造活动相关; ② 热液演化过程中因为热液不断的补给造成的Fe2O3和Al2O3浓度的动态调整; ③ 沉积原岩中各成分的局部差异（Wang Wei et al.，2016）。此外，可看到类质同象所引起的FeO（或Fe2O3）与Al2O3之间呈负相关关系; 因为相对富Al的石榴子石会更加富集高场强元素（Stowell，1996），Al2O3与TiO2之间正相关关系明显。
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从图13可以看出，小阳冲磁铁矿的主要成因类型为接触交代型或矽卡岩型，与实际地质情况一致; 还有部分磁铁矿投影点落入沉积变质型的区间内（如XYC-T4、XYC-T6），指示矿石的形成可能受到沉积变质热液的影响。
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4.2 均一温度、盐度、组分
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小阳冲锌铁矿床仅方解石脉中包裹体普遍发育，个体大小不一，一般4~20 μm，包裹体多呈椭圆形、不规则形; 此外在石英中可见少量的包裹体。根据流体包裹体在室温下相态的分类标准，小阳冲锌铁矿床中的原生包裹体可分为三种类型（图14）:
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图11 松园铁硫矿床中石榴子石电子探针环带成分图（左列为正交偏光照片）
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Fig.11 Zonal composition diagram of garnets in Songyuan pyrite deposit (left as orthogonal polarization images)
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Ⅰ.含子晶包裹体:室温下以含有一个固体子矿物为特征，此外还含有一个气泡和水溶液相，子矿物通常呈立方体形或长方体形，可能为NaCl子晶（图14a）。该类包裹体数量少，呈不规则状，大小一般20 μm，零星分布于方解石中。
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Ⅱ.气液两相包裹体:室温下主要由气相和液相组成，广泛分布于方解石中，是本矿床最主要的包裹体类型，个体相差不大，2~10 μm不等，气泡充填度一般5%~30%（图14b、d~f）。包裹体形态多呈椭圆形、不规则形，呈孤立状或小规模集群分布。此外，石英中的包裹体少，一般4~20 μm，其气泡充填度多集中于5%~10%，包裹体呈孤立状或集群分布（图14c）。
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图12 松园矿床钻孔ZK01柱状图及石榴子石成分纵向变化图
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Fig.12 Histogram of ZK01 and longitudinal variation diagram of garnet composition in Songyuan deposit
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图13 小阳冲矿床磁铁矿成因分类图解（底图据Lin Shizheng，1982）
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Fig.13 Genetic classification diagram of magnetites of Xiaoyangchong deposit (on the basis of Lin Shizheng, 1982)
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Ⅰ—副矿物型; Ⅱ—岩浆型; Ⅲ—火山岩型; Ⅳ—接触交代型; Ⅴ—矽卡岩型; Ⅵ—沉积变质型
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Ⅰ—Accessory mineral type; Ⅱ—magma type; Ⅲ—volcanic type; Ⅳ—contact metasomatic type; Ⅴ—skarn type; Ⅵ—sedimentary metamorphic type
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Ⅲ.纯液相包裹体:室温下为单相液体包裹体，多呈椭圆形、负晶形、不规则形，大小2~8 μm，主要零星分布于方解石中（图14b），少量分布于石英中（图14c）。
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松园矿床石英中流体包裹体也普遍发育，但个体大小不一，一般2~200 μm，包裹体多呈椭圆形、不规则形，少数呈负晶形产出。根据流体包裹体在室温下相态的分类标准，松园矿床的原生包裹体可以分为以下两种类型:
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Ⅰ.气液两相包裹体:室温下主要由气相和液相组成，广泛分布于石英或方解石中，是本矿床最主要的包裹体类型，个体相差较大，10~20 μm不等，气泡充填度一般5%~30%（图14h~i）。
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Ⅱ.纯液相包裹体:室温下为单相液体包裹体，多呈椭圆形、负晶形、不规则形，大小2~6 μm，广泛分布于石英中，呈零星或线状分布（图14i）。此外，在石榴子石中偶尔可见纯液相包裹体，分布很少，多呈椭圆形、负晶形、不规则形，大小2~4 μm。
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拉曼图谱中仅显示流体包裹体中含液态水、主矿物石英和方解石，说明成矿流体包裹体成分较为简单（图15）。
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本次工作基于含子晶包裹体仅零星发育的实际，在显微温度测定过程中并未涉及。主要选择气液两相包裹体进行了均一法和冷冻法的显微测温研究，并在此基础上计算了流体包裹体盐度。对于气液两相流体包裹体，根据冰点温度（Tm）采用NaCl-H2O体系盐度-冰点公式求得流体盐度（Hall et al.，1988）:
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式中，W为NaCl的质量百分数，Tm为冰点下降温度（℃）。
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两个矿床石英硫化物阶段的流体包裹体均一温度频率直方图见图16a，盐度频率直方图见图16b。结果显示，小阳冲矿床石英-硫化物阶段均一温度变化范围为153~378℃，集中于175~250℃，平均237℃; 盐度介于3.6%~17.5%NaCleq，集中于5.0%~10.0%NaCleq，平均8.51%NaCleq。松园矿床石英-硫化物阶段均一温度变化范围为198~357℃，平均257℃; 盐度介于10.86%~21.19%NaCleq，集中于13.00%~18.00%NaCleq，平均15.70% NaCleq。
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图14 小阳冲矿床（a）和松园矿床（b）流体包裹体岩相学特征图
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Fig.14 Graph of fluid inclusion petrography in Xiaoyangchong deposit (a) and Songyuan deposit (b)
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（a）—小阳冲矿床方解石中含子晶包裹体;（b）—小阳冲矿床方解石中纯液相和气液两相包裹体;（c）—小阳冲矿床石英中纯液相和气液两相包裹体;（d）~（f）—小阳冲矿床方解石中气液两相包裹体;（g）—松园矿床中石榴子石中纯液相包裹体;（h），（i）—松园矿床中石英中气液两相包裹体
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(a) —Fluid inclusion with daughter minerals in calcite of Xiaoyangchong deposit; (b) —liquid-phase and gas-liquid two-phase inclusions in calcite of Xiaoyangchong deposit; (c) —liquid and gas-liquid two-phase inclusions in quartz of Xiaoyangchong deposit; (d) ~ (f) —gas-liquid two-phase inclusions in calcite of Xiaoyangchong deposit; (g) —pure liquid inclusions in garnet of Songyuan deposit; (h) , (i) —gas-liquid two-phase inclusions in quartz of Songyuan deposit
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图15 小阳冲矿床（a）和松园矿床（b）流体包裹体拉曼图谱
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Fig.15 Image of Raman spectrums of fluid inclusions in Xiaoyangchong deposit (a) and Songyuan deposit (b)
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4.3 成矿流体压力和深度估算
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流体密度可用均一温度Th（℃）和盐度（%NaCleq）投影到T-w-ρ图中求出，利用该图解（图17）估算得到小阳冲矿床流体包裹体的密度为0.70~1.00 g/cm3，松园矿床流体包裹体的密度为0.75~1.00 g/cm3。
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图16 小阳冲矿床和松园矿床流体包裹体（石英-硫化物阶段）频数直方图
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Fig.16 Frequency histograms of fluid inclusions (Quartz-sulfide stage) in Xiaoyangchong deposit (a) and Songyuan deposit (b)
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（a）—均一温度;（b）—盐度;（c）—溶液密度;（d）—流体压力
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(a) —Homogenization temperature; (b) —salinity; (c) —density; (d) —fluid pressure
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图17 小阳冲和松园矿床NaCl-H2O体系溶液密度图解（数值为等密度线的密度值（g/cm3））（底图据Ahmad et al.，1980）
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Fig.17 Solution density diagram of NaCl-H2O system of fluid inclusions in Xiaoyangchong and Songyuan deposits (the numbers are the density values of isopensity lines (g/cm3) ) (after Ahmad et al., 1980)
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I—高温高盐度流体向低温低盐度流体的演化; II—低温高盐度流体的加入
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I—The evolution from high-temperature and high-salinity fluid to low-temperature and low-salinity fluid; II—participation of low-temperature and high-salinity fluid
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流体压力根据Shao Jielian（1986）提出的经验公式（2）求得，计算结果见图16d:小阳冲矿床石英-硫化物阶段成矿压力变化范围为12.8~47.9 MPa，平均值为23.0 MPa; 松园矿床石英-硫化物阶段成矿压力变化范围为22.1~40.3 MPa，平均值为31.1 MPa。
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式中，T0为成矿溶液形成时的初始温度（K）; Th为流体包裹体的均一温度（K）; P0为成矿溶液形成时的初始压力（MPa）; P1为成矿时的压力（MPa）; S为流体包裹体溶液的盐度。
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成矿深度用H 1=P 1/25计算。式中，P 1为成矿时的压力（105Pa）; H 1为成矿深度（成矿深度按照地压梯度（25 MPa/km）计算）。小阳冲矿床石英-硫化物阶段成矿深度变化范围为0.51~1.92 km，平均值为0.92 km。松园矿床石英-硫化物阶段成矿深度变化范围为0.89~1.61 km，平均值为1.24 km（图16d）。
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4.4 稳定同位素
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因为样品的限制，本文仅得到了石英-硫化物阶段的温度（图16a），但可以根据前人的研究成果和邻区同类型矿床的研究成果对矽卡岩阶段的温度进行限定。根据Liang Xiangji（1994）的矽卡岩实验结果，钙铝—钙铁系列石榴子石随温度变化的特征是: 450~600℃，以钙铁榴石为特征; 500~700℃，钙铝榴石占优势。邻区桃冲铁矿床为同类型的矽卡岩型铁矿，主矿体产于黄龙组与栖霞组灰岩之间，矽卡岩矿物主要为钙铁榴石、钙铁辉石。Cao（2012）对该矿床矽卡岩各成矿阶段的流体包裹体进行了系统研究，在计算流体稳定同位素时，将矽卡岩阶段的温度设置为530℃左右，石英硫化物阶段300~320℃。
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由上可知，可以将矽卡岩阶段的温度设定为530~600℃。小阳冲矿床中磁铁矿的形成介于石榴子石矽卡岩阶段与石英硫化物阶段之间，形成温度约为300~400℃，而石英-硫化物阶段的温度设置为各样品通过流体包裹体计算所得的温度平均值200~284℃。松园矿床石英-硫化物阶段的温度设置为通过流体包裹体计算所得的温度平均值（257℃）。流体H、O同位素的计算结果见表3。
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此外，本次工作对两个矿床及周边地区矽卡岩型及热液型矿点的金属硫化物矿物进行了S同位素测试分析，结果见表4。
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注:δ18Owater使用Geothermometer 软件计算（Xiong Xianfeng et al.，2013）。
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4.5 黄铁矿Re-Os成矿年龄
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根据矿物组成和成矿期次（图4），小阳冲矽卡岩型锌铁矿床中黄铁矿是一种主要的矿石矿物，其形成时间略晚于磁铁矿，略早于方铅矿和闪锌矿，因此其Re-Os年龄可以代表该矿床的成矿年龄。本次工作测试该矿床中不同类型样品中的黄铁矿Re-Os同位素共计5组，其结果见表5，通过两种等时线投图，均无法获得良好的等时线年龄，所以仅计算模式年龄。
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尽管黄铁矿中普通Os含量可能很低，但普通Os相对于放射性Os仍不能忽略，这就导致直接获得的模式年龄并不准确（Stein et al.，2000），需要校正，具体的校正方法参照Li Chao et al.（2012）对于含有普通Os的Re-Os同位素定年研究。校正后的模式年龄中，由于 XYC-B6和XYC-B8-5的模式年龄不确定度高，且其值明显与区域内成矿岩体的成岩年龄差距极大，因此应予以排除; 而不确定程度较低的XYC-B8-1、XYC-B8-5、XYC-B10所对应的模式年龄仍然差别较大，分别是125.7 Ma、79.0 Ma以及150.0 Ma。其原因可能在于单个样品中所测定的普Os含量可能存在误差。三个样品中，XYC-B8-1中188Os含量为0.0007 ng/g，在计算过程中对初始187Os的误差扰动远小于其余两个样品; 且187Re/188Os值为32200，远大于其余两个样品。因此可以认为，XYC-B8-1的模式年龄较为准确，125.7 Ma可以代表小阳冲锌铁矿矿床的成矿年龄。
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5 讨论
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5.1 成矿流体特征与来源
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虽然本次工作未获得小阳冲矿床矽卡岩阶段流体包裹体的温度与盐度数据，但是根据桃冲矿床矽卡岩阶段流体包裹体的性质和当前的普遍认识，可以认为小阳冲矿床矽卡岩阶段的流体主要为岩浆成因:① 相邻桃冲矿床矽卡岩阶段的流体具有高温、高盐度特征（450~530℃; 34%~49%NaCleq），更倾向于岩浆成因（Zhao Bin et al.，2017）。② 当前普遍认为矽卡岩阶段的高温高盐度流体不太可能来自于循环的地表水，该阶段普遍缺少原生气体包裹体也指示其直接来源于硅酸盐熔体中分离的岩浆卤水，而非地表水和岩浆水的混溶。这也可以从该阶段基本不存在方解石这一现象来解释，因为地表水和岩浆水混溶所引起的沸腾会导致CO2的逸散，进而造成方解石沉淀结晶（Roedder，1978; Cline et al.，1994; Brathwaite et al.，2002; Cao et al.，2012）。以上可知，石榴子石形成代表的矽卡岩阶段的流体性质可以代表初始岩浆水。
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本文获得了两个矿床石榴子石O同位素数据，虽未获得δDV-SMOW的数据，但可以参考一般岩浆水（陈道公等，2009）、长江中下游地区的初生岩浆水数据（Zhou Taofa et al.，2000）以及桃冲矿床的研究数据（Cao et al.，2012），将δDV-SMOW的范围设定为-40‰~-80‰。
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经计算，小阳冲矽卡岩阶段相应流体的δ18Owater的范围为7.91‰~9.5‰（图18），与长江中下游燕山期中酸性侵入岩有关的成矿系列基本一致（Zhou Taofa et al.，2000）; 石英硫化物阶段的δ18Owater介于-2.28‰~4.02‰之间（均值0.82‰），δDV-SMOW数据范围较窄（-93.3‰~-74.4‰）。由表3可知，磁铁矿代表的湿矽卡岩阶段的δ18Owater在-0.73‰~3.05‰之间，介于矽卡岩阶段与石英-硫化物阶段之间，与形成期次情况一致，说明了数据的可靠性。从图18可以看出，矽卡岩阶段流体向石英-硫化物阶段流体的演变过程中，除了岩浆水和地表水的混合之外，还有卤水（大气降水深循环形成的热卤水或封存的热卤水）的存在（Zhou Taofa et al.，2000）。图17中显示了在小阳冲矿床的石英硫化物阶段，除存在高温高盐度流体向低温低盐度流体的演化趋势外，后期可能还有低温高盐度流体的加入，也印证了这一点。
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从表3和图18中可以看到，松园矿床石英硫化物阶段的δ18Owater介于-6.39‰~1.41‰之间（均值-2.45‰），δDV-SMOW数据范围较窄（-79.5‰~-64.9‰）。矽卡岩阶段流体向石英-硫化物阶段流体的演变过程中，岩浆水和地表水的混合作用十分明显。
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此外，松园矿床矽卡岩阶段相应流体的δ18Owater的范围为1.91‰~3.7‰，与长江中下游燕山期中酸性侵入岩有关的成矿系列及小阳冲、桃冲铁矿存在明显的差异（普遍5.0‰~10.0‰）（图18）。其原因可能有三个方面:① 岩浆演化后期的δ18O低; ② 岩浆演化或矽卡岩阶段同化了低δ18O的围岩; ③ 侵入后与大气降水发生了高温同位素交换。笔者更倾向于岩浆演化后期较低的δ18O。首先，该矿床及与成矿密切相关的岩体的围岩以石灰岩地层为主，以及少量碎屑岩。石灰岩是从水溶液中沉淀的碳酸盐，其δ18O为22‰~36‰，石英为主的碎屑岩的δ18O大致在8‰~15‰（陈道公等，2009），明显不属于低δ18O的围岩。其次，矽卡岩阶段的石榴子石中未见明显的流体包裹体，而该阶段普遍缺少原生气体包裹体也指示该阶段成矿流体直接来源于硅酸盐熔体中分离的岩浆卤水，而非地表水和岩浆水的混溶，说明侵入后与大气降水发生了高温同位素交换的可能性很低。因此，岩浆演化后期的δ18O低的原因在于侵入岩早期没有磁铁矿形成，因而残余岩浆富集铁而贫δ18O（Taylor et al.，1963）。这可以从石榴子石中的Fe含量来佐证:松园石榴子石探针结果显示，松园矿床中石榴子石FeO平均含量为24.4%，相比较而言，小阳冲矿床中石榴子石中FeO平均含量为19.5%。
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图18 流体包裹体δ18Owater-δD 图
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Fig.18 δ18O water vs.δD plot of the isotopic composition of fluid inclusions
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桃冲矿床数据来自Cao et al.，2012; 长江中下游中生代大气降水区域范围来自张理刚，1985; Zhou Taofa et al.，1996; 流体沸腾趋势线来自Shmulovich et al.，1999
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Data of Taochong deposit from Cao et al., 2012; the range of Mesozoic meteoric water in the Middle-Lower Yangtze metallogenic belt from Zhang Ligang, 1985; Zhou Taofa et al., 1996; the fluid boiling trend being from Shmulovich et al., 1999
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5.2 成矿物质来源
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结合矿床矿物共生组合特点及成矿物理化学条件可知，两个矿床的金属硫化物的硫同位素组成近似于成矿热液体系的总硫同位素组成，原因在于:① 矿床中仅见黄铁矿、闪锌矿、方铅矿、黄铜矿等金属硫化物，未见硫酸盐矿物，说明热液体系中H2S较SO42-占绝对优势，因此成矿热液的可以近似代表热液体系的硫同位素组成（Rye et al.，1974）; ② 由表4可知，区域上矽卡岩或热液型矿床中金属硫化物矿物的硫同位素组成范围很窄。
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从区域上的岩浆岩期次及成矿类型来看，两个矿床明显属于与燕山期中酸性侵入岩有关的成矿系列，在成矿阶段受到的深卤水影响可能来源于三叠系含膏盐地层（如三叠系周冲村组T1-2zh膏溶角砾岩、砾屑白云岩等）。表4和图19显示，小阳冲矿床中黄铁矿的δ34SV-CDT=5.7‰~7‰，在长江中下游与燕山期中酸性侵入岩有关的成矿系列的范围内。该系列可能硫源的硫同位素组成（δ34S）分别为: 岩浆岩0.09‰~7.87‰，平均值为3.50‰; 沉积碎屑岩-16.7‰~-31.1‰，平均值-24.0‰，三叠系含膏盐地层25.3‰~34.4‰，平均值30‰（Zhou Taofa et al.，1996，2000）。
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图19 小阳冲矿床、松园矿床及燕山期成矿系列的 δ34S范围分布图（底图据Zhou Taofa et al.，2000）
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Fig.19 The range of δ34S from Xiaoyangchong deposit, Songyuan deposit and Yanshanian series in the Middle-Lower Yangtze metallogenic belt (after Zhou Taofa et al., 2000)
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小阳冲矿床石英-硫化物阶段的成矿深度为0.51~1.92 km，根据区域地层表（安徽省地质矿产局❶，1989），矿床形成时的上覆地层中有周冲村组含膏盐碳酸盐地层。含膏盐地层可能以两种路径参与成矿流体的演化，首先是岩浆热液（δ34S=3.5‰）为主的热液流体与含膏盐碳酸盐岩地层在250~600℃温度内发生硫同位素交换作用，形成的成矿热液的为3.0‰~17.0‰（图20）; 其次是地表水与含膏盐地层相互作用后进入成矿热液系统（路径可以是纵向也可以是侧向），三叠系含膏盐地层δ34S=25.3‰~34.4‰，导致成矿热液的值升高。综上所述，该矿床热液体系中的硫同位素也在一定程度上指示了含膏盐碳酸盐岩地层对于成矿热液的影响。
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图20 岩浆热液和含膏盐碳酸盐岩地层发生水岩作用后成矿流体的组成（据Zhou Taofa et al.，1996）
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Fig.20 Sulfur isotope evolutional curves for fluid system formed by interaction between magmatic water and carbonate rocks that contain gypsum (salt) beds (after Zhou Taofa et al., 1996)
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实线、虚线、点线分别代表600℃、400℃、250℃岩浆水的δ34S=3.5‰，含膏盐碳酸盐岩地层的δ34S=30‰
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The solid line, broken line and dotted line represent δ34S=3.5‰ for magmatic water at 600℃, 400℃ and 250℃, respectively, and δ34S=30‰ for carbonate strata containing gypsum (salt)
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松园矿床中黄铁矿硫同位素的组成对含高盐地层的指示更加明显。首先，松园矿床黄铁矿的δ34S=11.1‰~19.2‰，明显属于长江中下游地区与燕山期中酸性侵入岩有关的成矿系列的高值区间（图20），而已有研究表明，与其具有相似δ34S特征的程潮、刘家畈、余华寺等矿床在成因上均与含膏盐地层相关（Gao Guangli et al.，1983; Xia Jinlong et al.，2009; Zhu Qiaoqiao et al.，2018）。其次，流体包裹体特征显示该矿石英-硫化物阶段的成矿深度变化范围为0.89~1.61 km。其侵位围岩主要为三叠系南陵湖组（T1n）微晶灰岩，而其上覆地层即为含膏盐碳酸盐岩地层周冲村组（T1-2zh），说明岩浆水与含膏盐地层相互作用的可能性很大。这也从图17中得到印证，松园矿床矽卡岩阶段的成矿流体盐度明显比小阳冲矿床高。
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此外，松园矿床的赋矿岩石类型主要为石榴子石矽卡岩，退蚀变阶段的岩石占比很少，说明成矿期的水/岩比值偏小。由图20可知，在200~350℃的区间内，水/岩比值小的情况下，岩浆水与含膏盐层地层相互作用形成的热液中的δ34S值普遍在5‰~12‰的区间，比实际情况中SY-B5、SY-B6中的黄铁矿δ34S值偏低。原因可能在于SH-5、SH-B6受到次级断裂的影响:其虽然更加靠近岩体，但矿物组合却明显变化，透辉石、透闪石、阳起石、绿帘石、石榴子石、绿泥石等矽卡岩矿物均有出现，退蚀变特征明显。因此推测较高温（400~600℃）的岩浆热液与上覆的含膏盐地层作用后沿次级断裂运移至该块段，导致成矿热液的δ34S值较其他块段高，而后随着温度的降低，又发生较为明显的退蚀变作用。
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总而言之，前人认为该区域矽卡岩的成矿流体由岩浆水和大气降水混合而成，但以岩浆水为主; 同时，随着成矿作用的进行大气降水的含量逐渐增加（Cao et al.，2012）。通过分析，笔者认为繁昌地区的矽卡岩型矿床的成矿流体，除岩浆水和地表水以外，还受到膏盐层卤水的影响。膏岩层中含有丰富的CaSO4、MgSO4以及丰富的 Cl-，有利于铁质的萃取以及迁移搬运（Jamtveit et al.，1994），但矿体与膏盐层之间的空间关系、构造情况等导致不同矿体受膏盐层影响的程度不同（图21）。
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5.3 与宁芜盆地玢岩型铁矿的对比
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宁芜盆地位于繁昌盆地北东侧，两者在铁矿的成矿类型、产出规模等方面差异明显。繁昌盆地与成矿有关的岩浆岩以A型花岗岩类为主，个别可能为I型花岗岩类，属于高钾钙碱性—钾玄岩系列。宁芜盆地与成矿有关的岩体以火山-潜火山-浅成侵入岩为主，属于富钾富碱的橄榄安粗岩系列。就岩体的围岩性质而言，繁昌盆地主要以石炭纪和早三叠世的碳酸盐岩地层为主，宁芜盆地则以晚三叠世和侏罗纪的沉积碎屑岩为主。
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5.3.1 成矿类型
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繁昌地区主要成矿类型为矽卡岩型、热液型及隐爆角砾岩型的铁、铅锌矿（表1），中生代侵入岩对矿体的产出位置有明显的控制作用，其中矽卡岩型及隐爆角砾岩矿床中矿体的产出受岩浆岩与碳酸盐岩接触带的制约，或受岩体内裂隙的控制，而热液型矿床主要产出于岩体裂隙带或岩体附近的碳酸盐岩地层的层间断裂、破碎带或裂隙。特征矿物组合为钙铁榴石+透辉石+石英+方解石，矿石矿物主要为镜铁矿、赤铁矿、磁铁矿、闪锌矿等（安徽省地质矿产局❶，1989）。
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宁芜盆地玢岩型铁矿主要与大王山喷发旋回末期的高碱富钠潜火山岩相辉长闪长（玢）岩有成因联系，这些潜火山岩体大多是形成深度1.5 km以内的超浅成侵入体，围绕这些岩体形成一套从晚期岩浆开始（部分为矿浆贯入），经过伟晶气成、中低温热液等阶段。矿床局部特征与晚期岩浆矿床有联系，但有的与接触交代矿床相似，还有的与伟晶气成矿床吻合。矿石富含钒钛，特征矿石组合为透辉石（阳起石）+磷灰石+磁铁矿+硬石膏，矿石矿物以磁铁矿为主，常被假象赤铁矿替代（宁芜研究项目编写小组，1978; Chang Yinfo et al.，2012）。
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图21 繁昌地区区域成矿模式图
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Fig.21 Schematic figure of regional metallogenic model in Fanchang area
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1 —三叠纪周冲村组膏盐层; 2—早三叠纪碳酸盐岩; 3—中二叠纪碳酸盐岩; 4—石炭纪碳酸盐岩; 5—泥盆纪—石炭纪泥质石英砂岩; 6—闪长玢岩; 7—花岗闪长岩; 8—花岗岩; 9—矽卡岩; 10—断层; 11—磁铁矿或赤铁矿矿体; 12—锌矿矿体; 13—硫铁矿矿体; 14—流体运移方向
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1 —Gypsum-salt layer of the Triassic Zhouchongcun Formation; 2—Early Triassic carbonate rocks; 3—Middle Permian carbonate rocks; 4—Carboniferous carbonate rocks; 5—Devonian-Carboniferous argillaceous quartz sandstone; 6—diorite porphyrite; 7—granodiorite; 8—granite; 9—skarn; 10—fault; 11— magnetite or hematite orebody; 12—zinc ore body; 13—pyrite orebody; 14—direction of fluid migration
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5.3.2 成矿流体
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如前文所述，对石榴子石种类的判定以及流体包裹体的测试结果表明，繁昌地区铁矿主要为矽卡岩型，矽卡岩阶段的温度在450~600℃之间，盐度为34%~49%NaCleq，石英-硫化物阶段的温度在200~350℃之间，盐度4%~22%NaCleq。本区磁铁矿的形成温度约为300~400℃，成矿深度0.5~2.0 km。而宁芜地区玢岩型铁矿中对与磁铁矿共生的磷灰石中的包裹体及透辉石成分的研究表明，磁铁矿的形成温度既可以大于700℃，也可以在300~500°之间变化，明显高于繁昌地区矽卡岩中的磁铁矿的形成温度; 成矿的早期流体盐度高于矽卡岩早期阶段的流体盐度（宁芜研究项目编写小组，1978; Ma Fang et al.，2006）。
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在成矿流体来源方面，宁芜盆地中盆地卤水进入玢岩型铁矿成矿系统更为明确。一般认为宁芜地区玢岩型铁矿的成矿流体的演化过程为:早期的初始岩浆（水）与蒸发盆地卤水或大气降水发生混合，晚期则可能有较多的大气降水加入（宁芜研究项目编写小组，1978; Ma Fang et al.，2006; Zhou Taofa et al.，2008）。Lu Bing et al.（1990）提出宁芜盆地中的盆地卤水可能下渗进入成矿热液环流。Hu Wenxuan et al.（1991）认为，在晚侏罗世至早白垩世时期，宁芜盆地一方面作为火山岩盆地存在，另一方面作为蒸发岩盆地演化，并在火山作用间歇期，在一些较大的火山构造洼地中，汇集浓缩了高盐度卤水，在局部形成硬石膏沉积。Xiu Shiyin（1993）还从赋矿地层、含矿层序等方面论证了宁芜地区火山岩地层中硬石膏与硫铁矿的成因关系。
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5.3.3 成矿年龄
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近年来的高精度年代学揭示出宁芜盆地内玢岩铁矿在约130 Ma集中爆发成矿，宁芜盆地潜火山岩体的成岩年龄，与区域内玢岩铁矿的成岩年龄一致（Zhao Xinfu et al.，2020）。Fan Yu et al.（2011）选择与磁铁矿密切共生的金云母为研究对象，利用40Ar-39Ar阶段加热同位素定年方法，确定了宁芜盆地内主要玢岩型铁矿床陶村、白象山和和睦山矿床的成矿时代分别为129.3±1.1 Ma、130.7±1.1 Ma和129.1±0.9 Ma。Xu Yilong et al.（2019）获得凹山铁矿床的黄铁矿Re-Os 同位素等时线年龄为 127.7±2.6 Ma。
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繁昌地区与矽卡岩成矿密切相关的侵入岩的成岩年龄集中于128~121 Ma（Yan Jun et al.，2012; Yan et al.，2015; Pang Zhenshan et al.，2017），本次获得的小阳冲锌铁矿的成矿年龄为125.7 Ma，晚于宁芜地区玢岩型铁矿的成矿年龄。
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6 结论
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本文对繁昌盆地内小阳冲矽卡岩型锌铁矿和松园矽卡岩型硫铁矿进行了成矿流体和成矿年龄研究，结合前人成果，探讨了繁昌地区矽卡岩型矿床成矿流体特征与来源，并与宁芜盆地玢岩型铁矿进行了对比，得出结论如下:
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（1）对小阳冲和松园矿床流体包裹体岩相学显微观察和研究表明，矿石中的石英、方解石等透明矿物中主要发育气液两相包裹体。石英-硫化物阶段均一温度变化范围为150~380℃，盐度介于3.6%~22.0%NaCleq，流体包裹体的密度为0.70~1.00 g/cm3，成矿深度变化范围为0.50~2.00 km。
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（2）两个矿床中石榴子石的组分特征（钙铁榴石为主，钙铝榴石次之）指示其偏氧化及偏碱性的环境，此外，小松园钙铁榴石环带上MnO的变化趋势也指示其形成于偏氧化条件。
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（3）综合磁铁矿的多成因类型、成矿流体演化特征以及H、O、S稳定同位素，认为成矿流体由矽卡岩阶段向石英-硫化物阶段流体的演变过程中，除了岩浆水和地表水的混合之外，还有深卤水（大气降水深循环形成的热卤水或封存的热卤水）的参与。
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（4）与宁芜盆地不同，繁昌地区矽卡岩中磁铁矿的形成温度范围较窄且偏低; 本次获得的繁昌地区小阳冲锌铁矿的成矿年龄为125.7 Ma，晚于宁芜地区玢岩型铁矿的成矿年龄。
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致谢: 南京大学丁俊英老师在流体包裹体测试、合肥工业大学王娟老师在电子探针测试提供了必要的帮助，张赞赞在稳定同位素计算和讨论方面提出了宝贵的建议，在此一并致以特别感谢。
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注释
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❶ 安徽省地质矿产局.1989. 区域地质调查报告:1/5万横山桥、芜湖市、繁昌县、黄墓渡幅.1~249.
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❷ 安徽省地质调查院.2015. 安徽省芜湖火龙岗地区铁铜多金属矿远景调查报告.100~150.
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❸ 华东冶金地勘公司803队.1988. 安徽省繁昌县小阳冲锌、铁矿床详查地质报告: 20~50.
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❹ 华东冶金地质勘查研究院.2009. 安徽省繁昌小阳冲锌铁矿核查矿区资源储量利用现状核查报告: 1~10.
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摘要
繁昌地区位于长江中下游成矿带,与邻区宁芜盆地不同,其以矽卡岩型铁矿与锌矿为主要成矿类型,已发现的矿床规模较小,对该区矽卡岩型矿床的深入研究和总结对深入认识长江中下游地区中生代成岩成矿作用有重要意义。本文对小阳冲矽卡岩型锌铁矿和松园矽卡岩型硫铁矿进行了成矿流体和成矿年代学研究,在此基础上探讨繁昌地区矽卡岩型矿床成矿流体特征与来源,并与宁芜盆地玢岩型铁矿进行了对比,结论如下:① 流体包裹体测试表明,两个矿床矿石中的石英、方解石等透明矿物中主要发育气液两相的包裹体。石英-硫化物阶段,两个矿床流体包裹体均一温度变化范围为150~380℃,盐度介于3.6%~22.0%NaCleq,密度为0.70~1.00 g/cm3,成矿深度变化范围为0.50~2.00 km。② 电子探针分析测试结果显示,两个矿床中石榴子石的组分特征(钙铁榴石为主,钙铝榴石次之)以及微量元素在环带上的变化趋势指示其形成于偏氧化及偏碱性的环境。③ 通过对H、O、S同位素的综合分析和讨论,结合磁铁矿的多成因类型,认为矽卡岩阶段流体向石英-硫化物阶段流体的演变过程中,除了岩浆水和地表水的混合之外,还有膏盐层卤水参与成矿过程。④ 与宁芜盆地玢岩型铁矿相比,繁昌地区矽卡岩中的磁铁矿的形成温度的范围较窄且偏低。通过普通Os校正后获得的小阳冲锌铁矿主要成矿阶段的黄铁矿Re-Os年龄为125.7 Ma,稍晚于宁芜地区玢岩型铁矿的成矿年龄。
Abstract
The Fanchang area is located in the Middle-Lower Yangtze metallogenic belt, where the skarn type iron ore and zinc ore are the main metallogenic types. These deposits are relatively small in scale and different from the neighboring Ningwu basin.It is therefore important to obtain insights into the Mesozoic diagenesis and mineralization in the Middle-Lower Yangtze metallogenic belt. In this study, ore-forming fluid and ore-forming age of the Xiaoyangchong skarn-type zinc-iron deposit and the Songyuan skarn-type pyrite deposit have been investigated. The source of ore-forming fluid of the skarn type deposit in the Fanchang area has been discussed, then the comparison with the porphyrite-type iron ore in the Ningwu basin has been illustrated. First of all, results of fluid inclusion experiments show that the transparent minerals, such as quartz and calcite in the two deposits, comprise mainly gas-liquid two-phase inclusions. In the quartz-sulfide stage, the homogenization temperature of fluid inclusions varies from 150~380℃, and the salinity is 3.6%~22.0%NaCleq, density from 0.70~1.00 g/cm3 leading to the mineralization depth of 0.50~2.00 km, reflecting the characteristics of epithermal mineralization. Secondly, results of electron probe analysis show that andradite is dominant while grossularite is secondary in both the deposits. Combining with the variation trend of trace elements in the garnet composition belt, it indicates that the garnet has formed in an oxidizing and alkaline environment. Thirdly, based on the comprehensive analysis and discussion of H, O, S isotopes, as well as the multi-genetic types of magnetite, it is concluded that not only the mixing of magmatic water and surface water, but also deep brine would also have been involved in the mineralization process during the evolution process from skarn stage to quartz-sulfide stage. Finally, compared with porphyrite type iron ore in the Ningwu basin, the formation temperature range of magnetite in skarn in the Fanchang area is narrower and lower. Additionally, the Re-Os age of pyrites in the main mineralization stage of the Xiaoyangchong zinc-iron deposit is 125.7 Ma, obtained by general Os correction, later than that of porphyrite type iron ore in the Ningwu area.
