安徽新橋礦床礦相學與Fe同位素特征及其對礦床成因的制約

王 躍，朱祥坤，程彥博，李志紅

1.中國地質科學院地質研究所／國土資源部同位素地質重點實驗室／大陸構造與動力學國家重點實驗室，北京 100037

2.中國地質科學院礦產資源研究所／國土資源部成礦作用與資源評價重點實驗室，北京 100037

0 前言

長江中下游成礦帶是我國一個重要的Cu-Fe-Au-Mo多金屬成礦帶。其中，早白堊世斑巖-矽卡巖型Cu-Fe-Au-Mo礦床主要集中在鄂東南、九瑞、安慶-貴池、銅陵和寧鎮5個大型礦集區，在礦床規模和成礦復雜性等方面以銅陵礦集區為代表。新橋大型Cu-Au-Fe-S礦床為銅陵礦集區內的重要礦床之一，前人已對新橋礦床的地質特征、成礦作用過程和控礦構造等方面開展了大量研究[1-18]，然而對該礦床的成因仍存在包括“海西期海底噴流沉積成礦作用的產物[4-11]”、“與燕山期花崗質巖石有關的矽卡巖-熱液型礦床[12-17]”、“燕山期熱液活動對海西期沉積礦胚層疊加改造的結果[2-3，18]”等不同認識。存在上述爭議的主要原因在于新橋礦床以膠狀黃鐵礦為主的主礦體和棲霞組底部的菱鐵礦礦體呈層狀、似層狀產出，呈現出某些同生沉積的特點。關于“礦胚層”，學者們認為新橋礦床主礦體中的膠狀黃鐵礦和棲霞組底部發育的菱鐵礦為早期沉積形成的，磁鐵礦為燕山期熱液對礦胚層中的膠狀黃鐵礦或菱鐵礦改造而形成[2，18]。因此，膠狀黃鐵礦是否為早期沉積形成，磁鐵礦是否為膠狀黃鐵礦或菱鐵礦改造后的產物是準確判別新橋礦床成因的關鍵所在。

隨著Fe同位素高精度測試技術的發展，國內外部分學者對Fe同位素在礦床學領域的應用進行了探索性研究，Fe同位素地球化學循環的基本輪廓已基本建立，Fe同位素在示蹤成礦物質來源和流體出溶、流體演化、表生蝕變等重要成礦作用過程方面顯示出了相當的優越性[19-37]。作為直接參與成礦的元素，Fe同位素地球化學為成礦作用的直接示蹤提供了新的途徑。

為了解決新橋礦床層狀硫化物礦體到底是巖漿熱液成礦（與燕山期巖漿活動有關）、沉積成礦（海西期火山噴流沉積）還是疊加成礦（熱液活動改造礦胚層）這一基本問題，在大量野外地質觀察基礎上，開展了礦相學和Fe同位素研究，以期為新橋礦床層狀硫化物礦體的成因研究提供新的資料。

1 區域地質概況

安徽新橋礦床位于貴池-馬鞍山斷褶帶中部的舒家店背斜與大成山背斜、盛沖向斜的疊加交匯部位。除第四系外，礦區內出露的地層主要有上泥盆統五通組石英砂巖和砂頁巖，上石炭統黃龍組白云巖和灰巖、船山組灰巖，下二疊統棲霞組灰巖和孤峰組硅質巖。在礦區西北部還有上二疊統龍潭組含煤砂頁巖、大隆組硅質灰巖和硅質巖以及下三疊統鈣質頁巖和灰巖分布[1，3]。礦區內最主要的構造是沿上泥盆統五通組砂巖和上石炭統黃龍組白云巖段之間發育的層間滑脫構造（圖1）。這一構造始生于印支期，在燕山期強烈的塊斷-褶皺變動中受到強化和改造，特別是近盛沖向斜核部，該滑脫構造帶已波及下二疊統棲霞組，從而構成了巨大的層間（滑脫）破碎帶[20]，為區內巖漿巖體的侵位及與之有關的熱（氣）液成礦活動提供了空間。區內出露巖漿巖多為中酸性巖株、巖枝及不同巖性的巖脈，其中與成礦有關的侵入巖為新橋石英二長閃長巖體（磯頭巖體），其主體沿盛沖向斜核部侵位于上古生代地層中，地表形態近橢圓形，長軸呈NE向，面積約0.5km2；其主要巖性為石英二長閃長巖，屬高鉀鈣堿性系列巖石[16-17，21]。前人對新橋石英二長閃長巖體中的鋯石進行了SHRIMP精確定年研究[22]，獲得的鋯石206Pb／238U年齡為（140.4±2.2）Ma，屬燕山期。

2 礦床地質特征

新橋礦床由層狀-似層狀硫化物礦體、菱鐵礦礦體以及矽卡巖型和熱液脈型含銅硫化物礦體組成。層狀、似層狀礦體是新橋礦床的主礦體，占總儲量的90%[16]。沿上泥盆統五通組砂巖與二疊統黃龍組灰巖之間的層間滑脫構造帶穩定延伸，沿走向長約2560m，傾斜方向最寬約1810m，平均厚約20m，主要由含銅黃鐵礦石、含銅磁鐵礦和黃鐵礦礦石及褐鐵礦石等組成。礦石主要呈粒狀結構、膠狀結構和變余膠狀結構，致密塊狀、膠狀、網脈狀和浸染狀構造等。金屬礦物主要為磁鐵礦、粒狀黃鐵礦、膠狀黃鐵礦、黃銅礦、菱鐵礦等，以及少量方鉛礦、閃鋅礦、赤鐵礦及金銀類礦物等；非金屬礦物為方解石、白云石、綠泥石、石英，其次為長石、絹云母等。

菱鐵礦礦體主要發育在二疊系棲霞組底部，礦體厚3～31m，延伸50～200m，呈似層狀、透鏡狀產出。菱鐵礦礦石主要為晶粒結構，層紋狀構造。粒度很細，呈微晶狀至泥晶狀。礦物組成主要為米黃色的菱鐵礦，伴生礦物有黃鐵礦、方鉛礦和閃鋅礦。

矽卡巖型和熱液脈型礦體主要位于礦區中部，產于磯頭巖體與棲霞組、黃龍組以及船山組灰巖的接觸帶。礦體呈透鏡狀或不規則狀。金屬礦物主要為磁鐵礦、黃鐵礦、黃銅礦等。非金屬礦物有石榴石、透輝石、石英和方解石。礦石類型以磁鐵礦為主，次為黃鐵礦礦石，以塊狀、浸染狀和脈狀構造為特征[18]。有的學者認為，礦石中有的磁鐵礦是經由中生代構造巖漿活動改造了部分菱鐵礦礦體而形成的[18]。

與礦體密切相關的蝕變作用主要是伴隨巖漿熱液活動而產生的矽卡巖化、硅化和綠泥石化等。矽卡巖化主要發育在巖體與棲霞組灰巖接觸帶，形成透輝石-石榴石矽卡巖、透輝石-硅灰石-石榴石矽卡巖和矽卡巖化大理巖等，部分矽卡巖中有浸染狀黃鐵礦、黃銅礦，構成矽卡巖銅礦石；硅化和綠泥石化主要伴隨熱液硫化物沉淀而發育，分布廣泛。此外，還發育有石英-碳酸鹽化，分布亦較為廣泛[3]。

3 礦相學

新橋礦床層狀主礦體的含鐵金屬礦物主要由鐵的氧化物（磁鐵礦）和硫化物（黃鐵礦、黃銅礦）組成，且以硫化物為主。據野外觀察，黃鐵礦可分為膠狀黃鐵礦、細粒黃鐵礦和粗晶黃鐵礦3種類型。在空間上，隨著遠離侵入體，黃鐵礦呈現逐漸變粗、自形程度逐漸增高的規律，細粒黃鐵礦出現在靠近接觸帶的位置，遠離侵入體轉變為粗晶黃鐵礦。膠狀黃鐵礦通常與粒狀黃鐵礦和黃銅礦共生，共同穿插交代磁鐵礦集合體（圖2a、b）；在塊狀構造的膠狀黃鐵礦、粒狀黃鐵礦礦石中，往往可以見到磁鐵礦集合體呈殘塊狀產出（圖2c、d，圖3a），說明磁鐵礦早于黃鐵礦、黃銅礦形成。

上述主要含鐵金屬礦物的礦相學研究表明，細粒黃鐵礦往往呈自形-半自形粒狀，手標本和鏡下均可見細粒黃鐵礦穿插交代磁鐵礦集合體，說明其晚于磁鐵礦形成 （圖3b、c）。同時可見細粒黃鐵礦穿插交代膠狀黃鐵礦，說明細粒黃鐵礦晚于膠狀黃鐵礦形成 （圖3d、e）；黃銅礦往往呈他形或半自形產出，交代了膠狀黃鐵礦和細粒黃鐵礦，說明其形成晚于膠狀黃鐵礦和細粒黃鐵礦 （圖3f、g）。粗晶黃鐵礦往往高度自形，與黃銅礦共生，說明二者形成時間近于相同 （圖3h）。

結合手標本和鏡下礦相學研究結果，可以厘定新橋礦床主要金屬礦物的生成順序為：磁鐵礦→膠狀黃鐵礦→細粒黃鐵礦→黃銅礦＋粗晶黃鐵礦。

4 Fe同位素

4.1 分析方法

本次研究選取新橋礦床和鳳凰山礦床的8件菱鐵礦樣品，樣品采自新橋礦床露天采場和鳳凰山礦床露天采場。

稱取質量約1mg的菱鐵礦單礦物樣品并將其放入Teflon溶樣瓶中，加入2mL濃度為6mol／L的HCl，放置在125℃ 的電熱板上加熱至樣品完全溶解。完全溶解的樣品蒸干后以1.2mL濃度為6 mol／L的HCl定容溶解，并加入0.001%的H2O2以確保樣品中的Fe全部被氧化成Fe3＋后，采用離子交換層析法進行Fe與其他元素的分離[23]。樣品的化學處理在國土資源部同位素重點實驗室的超凈實驗室完成。實驗所需要的器皿均經過了嚴格的清洗，實驗所用的H2O經Elga系統純化，電阻為18.2 MΩ，HCl為優級純試劑在超凈室經二次亞沸蒸餾純化得到，H2O2為優級純試劑。

圖1 新橋礦床地質圖（據文獻[19]修編）Fig.1 Geological map of Xinqiao deposit（modified from reference[19]）

圖2 新橋礦床磁鐵礦與膠狀黃鐵礦穿插關系Fig.2 Photographs of magnetite and colloidal pyrite from the Xinqiao deposit

圖3 新橋礦床典型礦石的礦物組成和結構構造Fig.3 Photographs and photomicrographs of selected mineral assemblages from the Xinqiao deposit

Fe同位素的測定在本實驗室的Nu Plasma HR型多接收器電感耦合等離子體質譜儀（MC-ICPMS）上進行，儀器在高分辨模式下運行，采用標準-樣品交叉法對儀器的質量分餾進行校正[24]。化學分離后的樣品溶入0.1mol／L HNO3介質中，通過自動進樣器和膜去溶DSN-100進入等離子體火炬離子化，進樣質量分數為5×10-6，樣品和標準樣品之間分別用10%和1%的HNO3清洗3min和2min。Fe同位素信號在靜態模式下用3個法拉第杯同時接收。數據采用牛津大學Belshaw博士提供的基于Unix操作系統的控制軟件進行自動采集，每組數據采集10個數據點，每個數據點的積分時間為10s，每組數據采集之前進行20s的背景測定。Fe同位素的測定結果以樣品相對于國際標準物質（IRMM-014）的千分偏差表示，即：δ57FeIRMM-014（‰）＝[（57Fe／54Fe）樣品／（57Fe／54Fe）IRMM-014-1]×1000。

在95%的可信度內，Fe同位素比值測定的長期重現性優于0.04‰每質量數。Fe同位素測試結果見表1。

表1 新橋和鳳凰山礦床Fe同位素組成測試結果Table1 Fe isotope compositions of Xinqiao and Fenghuangshan deposits

4.2 分析結果

新橋礦床和鳳凰山礦床的8件菱鐵礦樣品δ57Fe的總體分布范圍為-1.04‰～-0.14‰（表1）。其中：新橋礦床菱鐵礦樣品的δ57Fe變化范圍為-0.68‰～-0.49‰，平均值為-0.61‰；鳳凰山礦床的菱鐵礦樣品δ57Fe變化范圍為-1.04‰～-0.14‰，平均值為-0.62‰。所獲結果顯示以下特征：1）相對于整體硅酸鹽地球平均Fe同位素組成[25-45]，新橋礦床和鳳凰山礦床的菱鐵礦均呈現出鐵的輕同位素富集的特征；2）與前人所報道的低溫熱液脈型礦床中菱鐵礦（δ57Fe變化范圍為-2.01‰～-1.04‰，平均值為-1.34‰[39]）和宣龍式沉積鐵礦床中的菱鐵礦（δ57Fe變化范圍為-1.06‰～-0.98‰，平均值為-1.03‰[29]）相比，新橋礦床的菱鐵礦相對整體硅酸鹽地球鐵的輕同位素富集程度較低，并且新橋礦床的菱鐵礦與鳳凰山礦床矽卡巖型礦體中菱鐵礦具有相近的平均Fe同位素組成，前者的δ57Fe平均值為-0.61‰，后者的δ57Fe平均值-0.62‰（表1）；3）新橋礦床的賦礦圍巖為二疊系灰巖，其δ57Fe變化范圍為-0.13‰～0.41‰，平均值為0.07‰[38]，菱鐵礦比二疊系灰巖更為富集鐵的輕同位素。可以認為，二疊系灰巖全巖的平均Fe同位素組成代表了當時海水的平均Fe同位素組成。根據前人所預測的菱鐵礦 與 Fe（II）溶液之間的平衡分餾系數（α56Fe菱鐵礦-Fe（II）溶液＝0.99952）[40]，可以計算出自二疊紀海水中沉淀出來的菱鐵礦理論平均值應該為δ57Fe＝-0.65‰，本次研究所獲得的新橋礦床菱鐵礦平均Fe同位素組成（δ57Fe＝-0.61‰）與這一預測值接近。

5 討論

目前，對于新橋礦床的成因主要觀點有：1）海西期海底噴流沉積礦床[4-11]；2）燕山期層控矽卡巖-熱液型礦床[12-17]；3）海西期噴流沉積成礦和燕山期熱液成礦的疊加改造型礦床[2-3，18]。上述觀點中，爭議的焦點在于以似層狀產出的膠狀黃鐵礦是否為海西期噴流沉積的產物，以及矽卡巖型礦體中的磁鐵礦等礦物是否為早期膠狀黃鐵礦礦胚層經熱液疊加改造形成的。下面將結合礦相學和Fe同位素特征，對磁鐵礦成因、膠狀黃鐵礦與粒狀黃鐵礦的演化關系以及鐵的物質來源3個方面進行討論。

5.1 磁鐵礦成因

在沉積-熱液疊加改造型礦床的觀點中，新橋礦床被認為是海西期沉積礦胚層被燕山期熱液活動疊加改造的結果[2-3，18]。該認識主要基于主礦體中的膠狀黃鐵礦和棲霞組底部發育的菱鐵礦為早期沉積形成的礦胚層，矽卡巖型礦體中的磁鐵礦等礦物是早期沉積的膠狀黃鐵礦或菱鐵礦礦胚層受燕山期熱液疊加改造形成的，礦胚層提供部分成礦物質。

本次野外觀察和礦相學研究結果顯示，膠狀黃鐵礦與磁鐵礦兩者之間具有直接的穿插關系，磁鐵礦集合體或呈殘留體產出在膠狀黃鐵礦礦石中，或被膠狀黃鐵礦、粒狀黃鐵礦、黃銅礦網脈穿插交代（圖2、圖3a），磁鐵礦未見殘留膠狀黃鐵礦的變余結構（圖3c）。這些特征說明，磁鐵礦不是由膠狀黃鐵礦改造轉變形成的，其形成早于膠狀黃鐵礦。

對新橋礦床中磁鐵礦、膠狀黃鐵礦和菱鐵礦Fe同位素組成的研究顯示，磁鐵礦的Fe同位素組成與膠狀黃鐵礦和菱鐵礦具有較大差別（表1）。首先，新橋礦床矽卡巖型磁鐵礦的δ57Fe變化范圍為-0.54‰～0.20‰，平均值為-0.11‰，膠狀黃鐵礦的δ57Fe變化范圍為-1.22‰～0.15‰，平均值為-0.41‰，磁鐵礦相對膠狀黃鐵礦富集鐵的重同位素。結合流體出溶過程中出溶流體富集鐵的輕同位素組成的特征[32]，如果磁鐵礦是膠狀黃鐵礦經后期熱液改造而形成的，那么，磁鐵礦應該繼承原礦物膠狀黃鐵礦的Fe同位素組成特征，或相對于膠狀黃鐵礦富集鐵的輕同位素。磁鐵礦相對于膠狀黃鐵礦富集鐵的重同位素的特征表明，磁鐵礦不是由膠狀黃鐵礦改造而成的，這與上述地質觀察和礦相學研究結果相吻合。其次，新橋礦床菱鐵礦的δ57Fe變化范圍為-0.68‰～-0.49‰，平均值為-0.61‰，相對于磁鐵礦明顯富集鐵的輕同位素。同樣，結合流體出溶過程中出溶流體富集鐵的輕同位素組成的特征，如果磁鐵礦是菱鐵礦經后期熱液改造而形成的，那么，磁鐵礦應該繼承原礦物菱鐵礦的Fe同位素組成，或相對于菱鐵礦富集鐵的輕同位素。磁鐵礦相對于菱鐵礦富集鐵的重同位素的特征表明，磁鐵礦并非通過熱液改造菱鐵礦而形成。

礦相學和Fe同位素的研究結果一致表明，新橋礦床矽卡巖型礦體中的磁鐵礦不是由膠狀黃鐵礦或菱鐵礦礦胚層改造形成的。

5.2 不同形態黃鐵礦間的演化關系

新橋礦床發育膠狀、細粒和粗晶3種形態的黃鐵礦。其中，膠狀黃鐵礦是組成新橋礦床層狀硫化物礦體的主要礦物。由于此類黃鐵礦呈膠狀結構，一些學者認為其具有沉積特征，為同生沉積成因，而細粒黃鐵礦為膠狀黃鐵礦受熱液疊加改造形成。

本次研究結果顯示，細粒黃鐵礦往往呈自形-半自形粒狀結構，穿插交代膠狀黃鐵礦，細粒黃鐵礦中未見膠狀黃鐵礦殘留體（圖3d、e）。同時，膠狀黃鐵礦往往與粒狀黃鐵礦組合，共同交代磁鐵礦集合體（圖2，圖3a）。這些特征說明，粒狀黃鐵礦不是膠狀黃鐵礦改造形成的，膠狀黃鐵礦晚于矽卡巖型磁鐵礦而早于細粒黃鐵礦形成。

對新橋礦床不同形態黃鐵礦的Fe同位素組成對比研究顯示，膠狀黃鐵礦、細粒黃鐵礦、粗晶黃鐵礦的Fe同位素組成具有連續演化的趨勢（表1，圖4）。首先，在時間上，最早形成的膠狀黃鐵礦最為富集鐵的輕同位素，之后形成的細粒黃鐵礦相對于膠狀黃鐵礦富集鐵的重同位素，而最后形成的粗粒黃鐵礦具有最重的Fe同位素組成，呈現出從早期到晚期，黃鐵礦的Fe同位素組成逐漸變重的時間分帶特征（圖4）；其次，在空間上，從浸染狀分布在近巖體矽卡巖中的粒狀黃鐵礦，到礦體中的粒狀黃鐵礦，再到近圍巖矽卡巖中的粒狀黃鐵礦，Fe同位素組成具逐漸變重的空間分帶特征（表1，圖5）。不同形態黃鐵礦之間的Fe同位素組成時空演化規律符合同位素分餾的基本理論。前人[41]實驗研究表明，相對于Fe（II）溶液，硫化物（FeS）沉淀優先攝取鐵的輕同位素。那么，根據瑞利分餾（Rayleigh fractionation）模式，隨著黃鐵礦沉淀的進行，殘余熱液流體會逐漸富集鐵的重同位素，從而形成所觀測到的Fe同位素時空演化特征（圖4、圖5）。這說明膠狀黃鐵礦與細粒黃鐵礦、粗晶黃鐵礦是同一流體體系演化的產物，具有相同成因。

礦相學和Fe同位素的研究結果一致表明，上述不同形態產出的黃鐵礦為同一成礦流體體系演化的產物。

5.3 鐵的物質來源

在層狀硫化物礦床的眾多成因觀點中，鐵的物質來源是最為關鍵的問題。前人運用了大量的地球化學方法來解決這個問題，比如微量元素、稀土元素、Pb同位 素 和 S 同 位 素 等[3，18，42-46]。但 這 些 傳 統的方法并沒有對成礦金屬的來源進行直接約束。Fe作為新橋礦床直接參與成礦的元素，為解決這一問題提供了新的途徑。

圖4 新橋礦床不同生成順序礦物的鐵同位素時間分帶特征Fig.4 Temporal variations of iron isotope compositions of selected minerals in Xinqiao deposit

圖5 新橋礦床不同位置粒狀黃鐵礦的鐵同位素空間分帶特征Fig.5 Spatial variations of iron isotope compositions of granular pyrites in Xinqiao deposit

對新橋礦床層狀硫化物礦體和矽卡巖型礦床中含礦巖體、賦礦圍巖以及不同含鐵礦物的Fe同位素組成研究顯示，熱液流體交代產物（矽卡巖）和最早從含礦流體中沉淀出來的金屬礦物（磁鐵礦）均比新橋石英二長閃長巖富集鐵的輕同位素。相對于近巖體矽卡巖和磁鐵礦，圍巖（碳酸鹽巖）富集鐵的重同位素。根據近巖體矽卡巖和磁鐵礦富集鐵的輕同位素組成的特征，結合前人的理論和實驗研究[47-48]，認為初始的含礦流體富集鐵的輕同位素；由于圍巖比矽卡巖和磁鐵礦富集鐵的重同位素，也就是說，這種流體富集鐵的輕同位素組成的特征無法通過圍巖組分的混合加入來解釋，而是流體從巖漿中出溶的過程中分餾導致。這表明，初始流體中的Fe來自火成巖體；另外一個需要探討的問題是在流體出溶后的礦化過程中是否有其他Fe質來源的加入。Fe同位素研究表明，不同生成順序、不同空間位置的含鐵礦物呈現出從氧化物到硫化物，硫化物從早期到晚期，Fe同位素組成先變輕再變重的時間分帶現象（圖4）以及自巖體向外，硫化物的Fe同位素組成逐漸變重的空間分帶現象（圖5）。由于圍巖Fe同位素組成的最重端元（0.41‰）遠比硫化物Fe同位素組成的最重端元（0.73‰）富集鐵的輕同位素，因此，即使圍巖貢獻百分之百的Fe，也無法形成硫化物Fe同位素的最重端元。也就是說，Fe同位素組成的時空變化規律并不是由于礦化作用過程中圍巖中Fe的加入所導致的。根據前人的理論和實驗研究結果[41，47-48]認為，這種變化規律是在礦化過程中，隨著礦物的結晶沉淀，流體的Fe同位素組成隨著時間發生演化導致的，并且其演化趨勢與理論預測和實驗研究結果相吻合。這表明新橋礦床是同一流體體系演化的產物，礦化作用過程中沉淀的Fe主要來自一個單一來源，即初始流體Fe的物質來源（巖漿源），其他來源的Fe的貢獻可以忽略不計。

礦相學和Fe同位素特征共同表明，新橋礦床矽卡巖型礦體中的磁鐵礦不是由膠狀黃鐵礦或菱鐵礦礦胚層改造形成的，層狀硫化物礦體中的膠狀黃鐵礦與磁鐵礦和粒狀黃鐵礦為同一成礦流體體系連續演化的產物，具有相同的物質來源，Fe主要來自巖漿。以膠狀黃鐵礦為主的層狀硫化物礦體與矽卡巖型礦體為同一流體體系的產物，與燕山期巖漿熱液具有明顯的成因關系，而不是早期沉積作用的產物。這一認識與以膠狀黃鐵礦為主的層狀硫化物礦體直接產于泥盆紀五通組砂巖和二疊紀黃龍組灰巖之間不整合面上的地質事實相符合[16]。

6 結論

新橋Cu-S-Fe-Au礦床中膠狀黃鐵礦與磁鐵礦、粒狀黃鐵礦之間具有明顯的穿插關系表明，粒狀黃鐵礦和磁鐵礦不是由膠狀黃鐵礦改造形成的，膠狀黃鐵礦早于粒狀黃鐵礦而晚于磁鐵礦形成。同時，磁鐵礦相對膠狀黃鐵礦和菱鐵礦均富集鐵的重同位素，表明新橋礦床矽卡巖型礦體中的磁鐵礦不是通過熱液改造膠狀黃鐵礦或菱鐵礦礦胚層而形成；不同形態的黃鐵礦之間Fe同位素組成具有連續演化的趨勢，表明膠狀黃鐵礦、細粒黃鐵礦、粗粒黃鐵礦形成于同一流體體系，具有相同成因；層狀硫化物礦體和矽卡巖型礦體中不同含鐵礦物、巖體和圍巖的Fe同位素組成特征與流體出溶、流體演化規律相一致，并且符合同位素分餾基本理論，表明新橋礦床層狀硫化物礦體和矽卡巖型礦體為同一流體體系演化的產物，具有相同的物質來源，Fe主要來自巖漿。新橋礦床以膠狀黃鐵礦為主的層狀硫化物礦體為燕山期熱液成礦作用的產物。

本次研究工作一直得到毛景文研究員的指導和幫助，野外工作得到了銅陵有色集團、新橋礦業集團有限公司、安徽地質礦產局321地質隊的熱情幫助和大力支持，在此致以衷心的感謝。

（References）：

[1]常印佛，劉湘培，吳言昌.長江中下游鐵銅礦成礦帶[M].北京：地質出版社，1991：1-359.Chang Yinfo，Liu Xiangpei， Wu Yanchang.The Copper-Iron Belt of the Lower and Middle Reaches of the Changjiang River [M ].Beijing： Geological Publishing House，1991：1-359.

[2]翟裕生，姚書振，林新多，等.長江中下游地區鐵、銅等成礦規律研究[J].礦床地質，1992，11（1）：1-12.Zhai Yusheng，Yao Shuzhen，Lin Xinduo，et al.Metallogeny of Iron and Copper Deposits in the Middle-Lower Yangtze River Region[J].Mineral Deposits，1992，11（1）：1-12.

[3]唐永成，吳昌言，儲國正，等.安徽沿江地區銅多金屬礦床地質[M].北京：地質出版社，1998：1-351.Tang Yongcheng，Wu Changyan，Chu Guozheng，et al.Geology of Copper-Gold Polymetallic Deposits in the Along-Changjiang area of Anhui Province[M].Beijing：Geological Publishing House，1998：1-351.

[4]富士谷，閻學義，袁成祥，等.長江中下游成礦帶石炭紀海底火山噴發-沉積黃鐵礦型銅礦床的地質特征[J].南京大學學報：自然科學版，1977（1）：43-62.Fu Shigu，Yan Xueyi，Yuan Chengxiang，et al.Geological Characteristics of the Copper Deposits of the Submarine Eruption-Sedimentary Type in Middle Carboniferous in the Middle-Lower Yangtze River Metallogenic Belt[J].Journal of Nanjing University：Natural Sciences，1977（1）：43-62.

[5]顧連興，徐克勤.論長江中、下游中石炭世海底塊狀硫化物礦床[J].地質學報，1986，60（22）：176-186.Gu Lianxing，Xu Keqin.On the Middle Carboniferous Submarine Massive Sulfide Deposits in the Middle-Lower Yangtze River Region[J].Acta Geologica Sinica，1986，60（22）：176-186.

[6]顧連興，富士谷.下揚子威寧期斷裂拗陷、火山活動及塊狀硫化物成礦作用[J].高校地質學報，1999，5（2）：228-231.Gu Lianxing，Fu Shigu.Fault-Induced Depressing，Volcanism and Massive Sulphide Formation of the Lower Yangtze Region at the Weinian Stage：A Reply[J].Geological Journal of China Universities，1999，5（2）：228-231.

[7]Xu G，Zhou J.The Xinqiao Cu-S-Fe-Au Deposit in the Tongling Mineral District， China： Synorogenetic Remobilization of a Stratiform Sulfide Deposit[J].Ore Geology Reviews，2001，18：77-94.

[8]岳文浙，業治錚.長江中下游威寧期沉積地質與塊狀硫化物礦床[M].北京：地質出版社，1993：9-29，82-126.Yue Wenzhe，Ye Zhizheng.Sedimentary Geology and Stratiform Massive Deposits of Late Carboniferous Age in the Middle and Lower Yangtze Reachers[M].Beijing：Geological Publishing House，1993：9-29，82-126.

[9]曾普勝，楊竹森，蒙義峰，等.安徽銅陵礦集區燕山期巖漿流體系統時空結構與成礦[J].礦床地質，2004，23（3）：298-319.Zeng Pusheng，Yang Zhusen，Meng Yifeng，et al.Temporal-Spatial Configuration and Mineralization of Yanshanian Magmatic Fluid Systems in Tongling Ore Concentration Area，Anhui Province[J].Mineral Deposit，2004，23（3）：298-319.

[10]曾普勝，裴榮富，侯增謙，等.安徽銅陵礦集區冬瓜山礦床：一個疊加改造型銅礦[J].地質學報，2005，79（1）：106-113.Zeng Pusheng，Pei Rongfu，Hou Zengqian.The Dongguashan Deposit in the Tongling Mineralization Cluster Area， Anhui： A Large-Sized Superimposition-Type Copper Deposit[J].Acta Geologica Sinica，2005，79（1）：106-113.

[11]楊竹森，侯增謙，蒙義峰，等.安徽銅陵礦集區海西期噴流沉積流體體系時空結構[J].礦床地質，2004，23（3）：281-297.Yang Zhusen，Hou Zengqian，Meng Yifeng，et al.Spatial-Temporal Structures of Hercynian Exhalitive-Sedimentary Fluid System in Tongling Ore Concentration Area，Anhui Province[J].Mineral Deposit，2004，23（3）：281-297.

[12]孟良義.長江中、下游銅礦床的成礦模式[J].中國科學：D輯，1996，26（1）：21-25.Meng Liangyi.Mineral Deposit Model for Copper Deposits in Middle-Lower Yangtze Valley Metallogenic Belt[J].Science in China：Series D，1996，26（1）：21-25.

[13]黃志誠.安徽銅陵新橋黃龍組沉積期海底火山噴發-沉積質疑[J].高校地質學報，1999，5（1）：110-112.Huang Zhicheng.Do There Exist Sea-Floor Bolcanic Eruptive Sediments in the Huanglong Formation，Tongling Xinqiao Area， Anhui Province？ [J].Geological Journal of China Universities，1999，5（1）：110-112.

[14]Pan Y，Dong P.The Lower Changjiang（Yangzi／Yangtze River） Metallogenic Belt，East China：Intrusion-and Wall Rock-Hosted Cu-Fe-Au，Mo，Zn，Pb，Ag Deposit[J].Ore Geology Riviews，1999，15：177-242.

[15]毛景文，胡瑞忠，陳毓川，等.大規模成礦作用與大型礦集區[M].北京：地質出版社，2006：278-391.Mao Jingwen，Hu Ruizhong，Chen Yuchuan，et al.Large Scale Mineralzationa and Giant Ore Clusters[M].Beijing：Geological Publishing House，2006：278-391.

[16]毛景文，邵擁軍，謝桂青，等.長江中下游成礦帶銅陵礦集區銅多金屬礦床模型[J].礦床地質，2009，28（2）：109-119.Mao Jingwen，Shao Yongjun，Xie Guiqing，et al.Mineral Deposit Model for Porphyry-Skarn Polymetallic Copper Deposits in Tongling Ore Dense District of Middle-Lower Yangtze Valley Metallogenic Belt[J].Mineral Deposits，2009，28（2）：109-119.

[17]Mao J W，Xie G Q，Duan C，et al.A Tectono-Genetic Model for Porphyry-Skarn-Stratabound Cu-Au-Mo-Fe and Magnetite-Apatite Deposit Along the Middle-Lower Yangtze River Valley，Eastern China[J].Ore Geology Reviews，2011，43（1）：294-314.

[18]臧文拴，吳淦國，張達，等.銅陵新橋鐵礦田地質地球化學特征及成因淺析[J].大地構造與成礦學，2004，28（2）：187-193.Zang Wenshuan，Wu Ganguo，Zhang Da，et al.Xinqiao Iron-Deposit Field in Tongling，Anhui-Geologic and Geochemical Characteristics and Genesis[J].Geotectonica et Metallogenia，2004，28（2）：187-193.

[19]安徽省地質礦產局.安徽區域地質志[M].北京：地質出版社，1987：1-121.Bureau of Geology and Mineral Exploration of Anhui Province.Geological Memoirs of Anhui Province[M].Beijing：Geological Publishing House，1987：1-121.

[20]劉文燦，高德臻，儲國正.安徽銅陵地區構造變形分析及成礦預測[M].北京：地質出版社，1996：1-133.Liu Wencan，Gao Dezhen，Chu Guozheng.Tectonic Deformation Analysis and Prospect Predication of the Tongling District，Anhui Province[M].Beijing：Geological Publishing House，1996：1-133.

[21]周濤發，范裕，袁峰.長江中下游成礦帶成巖成礦作用研究進展[J].巖石學報，2008，24（8）：1665-1678.Zhou Taofa，Fan Yu，Yuan Feng.Advances on Petrogensis and Metallogeny Study of the Mineralization Belt of the Middle and Lower Reaches of the Yangtze River Area[J].Acta Petrologica Sinica，2008，24（8）：1665-1678.

[22]王彥斌，劉敦一，曾普勝，等.安徽銅陵新橋銅-硫-鐵-金礦床中石英閃長巖和輝綠巖鋯石SHRIMP年代學及其意義[J].中國地質，2004，31（2）：169-173.Wang Yanbin，Liu Dunyi，Zeng Pusheng，et al.SHRIMP U-Pb Geochronology of the Xinqiao Cu-SFe-Au Deposit in the Tongling Ore District，Anhui[J].Geology in China，2004，31（2）：169-173.

[23]唐索寒，朱祥坤，蔡俊軍，等.用于多接收器等離子體質譜銅鐵鋅同位素測定的離子交換分離方法[J].巖礦測試，2006，25（1）：5-8.Tang Suohan，Zhu Xiangkun，Cai Junjun，et al.Chromatographic Separation of Cu，Fe and Zn Using AG MP-1Anion Exchange Resin for Isotope Determination by MC-ICPMS[J].Rock and Mineral Analysis，2006，25（1）：5-8.

[24]朱祥坤，李志紅，趙新苗，等.鐵同位素的 MC-ICP-MS測定方法與地質標準物質的鐵同位素組成[J].巖石礦物學雜志，2008，27（4）：263-272.Zhu Xiangkun，Li Zhihong，Zhao Xinmiao，et al.High-Precision Measurements of Fe Isotopes Using MC ICP-MS and Fe Isotope Compositions of Geological Reference Materials[J].Acta Petrologica et Mineralogica，2008，27（4）：263-272.

[25]Johnson C M，Beard B L，Beukes N J，et al.Ancient Geochemical Cycling in the Earth as Inferred from Fe Isotope Studies of Banded Iron Formations from the Transvaal Craton[J].Contrib Mineral Petrol，2003，144：523-547.

[26]Dauphas N，Van Zuilen M，Wadhwa M，et al.Clues from Fe Isotope Variations on the Origin of Early Archean BIFs from Greenland[J].Science，2004，306：2077-2080.

[27]Whitehouse M J，Fedo C M.Microscale Heterogeneity of Fe Isotopes in＞3.71Ga Banded Formation from the Isua Greenstone Belt，Southwest Greenland[J].Geology，2007，35：719-722.

[28]李志紅，朱祥坤，唐索寒.鞍山-本溪地區條帶狀鐵建造的Fe同位素與稀土元素特征及其對成礦物質來源的指示[J].巖石礦物學雜志，2008，27（4）：285-290.Li Zhihong， Zhu Xiangkun， Tang Suohan.Characters of Fe Isotopes and Rare Earth Elements of Banded Iron Formations from Anshan-Benxi Area：Implications for Fe Source[J].Acta Petrologica et Mineralogica，2008，27（4）：285-290.

[29]李志紅，朱祥坤.河北省宣龍式鐵礦的地球化學特征及其地質意義[J].巖石學報，2012，28（9）：2903-2911.Li Zhihong，Zhu Xiangkun.Geochemical Features of Xuanlong Type Iron Ore Deposit in Hebei Province and Their Geological Significances [J].Acta Petrologica Sinica，2012，28（9）：2903-2911.

[30]閆斌，朱祥坤，唐索寒，等.廣西新元古代BIF的Fe同位素特征及其地質意義[J].地質學報，2010，84（7）：1080-1086.Yan Bin，Zhu Xiangkun，Tang Suohan，et al.Fe Isotopic Characteristics of the Neoproterozoic BIF in Guangxi Province and Its Implications[J].Acta Geologica Sinica，2010，84（7）：1080-1086.

[31]朱祥坤，李志紅，唐索寒，等.早前寒武紀硫鐵礦礦床Fe同位素特征及其地質意義：以山東石河莊和河北大川為例[J].巖石礦物學雜志，2008，27（5）：429-434.Zhu Xiangkun，Li Zhihong，Tang Suohan，et al.Fe Isotope Characteristics of Early Precambrian Pyrite Deposits and Their Geological Significance：Examples from Shandong and Hebei Provinces[J].Acta Petrologica et Mineralogica，2008，27（5）：429-434.

[32]Bekker A，Barley M E，Fiorentini M L，et al.Atmospheric Sulfur in Archean Komattite-Hosted Nickel Deposit[J].Science，2009，326：1086-1089.

[33]Hofmann A，Bekker A，Rouxel O，et al.Multiple Sulphur and Iron Isotope Composition of Detrital Pyrite in Archaean Sedimentary Rocks：A New Tool for Provenance Analysis[J].Earth Planet Sci Lett，2009，286：436-445.

[34]Sharma M，Polizzotto M，Anbar A D.Iron Isotopes in Hot Springs Along the Juan de Fuca Ridge[J].Earth Planet Sci Lett，2001，194：39-51.

[35]Rouxel O，Fouquet Y，Ludden J N.Surface Processes at the Lucky Strike Hydrothermal Field，Mid-Atlantic Ridge：Evidence from Sulfur，Selenium，and Iron Isotopes[J].Geochim Cosmochim Acta，2004，68：2295-2311.

[36]Rouxel O，Shanks W C，Bach W，et al.Integrated Fe and S Isotope Study of Seafloor Hydrothermal Vents at East Pacific Rise 9-10N[J].Chem Geol，2008，252：214-227.

[37]Graham S，Pearson S，Jackson S，et al.Tracing Cu and Fe from Source to Porphyry：In Situ Determination of Cu and Fe Isotope Ratios in Sulfides from the Grasberg Cu-Au Deposit[J].Chem Geol，2004，207：147-169.

[38]Wang Y，Zhu X K，Mao J W，et al.Iron Isotope Fractionation During Skarn-Type Metallogeny：A Case Study of Xinqiao Cu-S-Fe-Au Deposit in the Middle-Lower Yangtze Valley[J].Ore Geology Reviews，2011，43：194-202.

[39]Markl G，Von Blanckenburg F，Wagner T.Iron Isotope Fractionation During Hydrothermal Ore Deposition and Alteration[J].Geochim Cosmochim Acta，2006，70：3011-3030.

[40]Wiesli R A，Beard B L，Johnson C M.Experimental Determination of Fe Isotope Fractionation Between Aqueous Fe（II），Siderite and “Green Rust”in Abiotic Systems[J].Chem Geol，2004，211（3／4）：343-362.

[41]Butler B I，Archer C，Vance D，et al.Fe Isotope Fractionation on FeS Formation in Ambient Aqueous Solution[J].Earth Planet Sci Lett，2005，236：430-442.

[42]臧文拴，劉愛華，陳永拴，等.新橋硫化物礦床構造特征及其控礦規律[J].有色礦山，2001，30（2）：1-4.Zang Wenshuan，Liu Aihua，Chen Yongshuan，et al.The Structure Characters of Xinqiao Sulphide Depositand Its Ore-Controlling Regularities[J].Nonferrous Mines，2001，30（2）：1-4.

[43]臧文拴，吳淦國，張達，等.淺析安徽省新橋S-Fe礦田的成因[J].礦床地質，2007，26（4）：464-474.Zang Wenshuan，Wu Ganguo，Zhang Da，et al.A Preliminary Discussion on Genesis of Xinqiao S-Fe Orefield[J].Mineral Deposits，2007，26（4）：464-474.

[44]李紅陽，李英杰，侯增謙，等.安徽新橋塊狀硫化物礦床地球化學特征[J].地質科學，2005，40（3）：337-345.Li Hongyang，Li Yingjie，Hou Zengqian，et al.Geochemical Features of the Xinqiao Massive Sulfide Deposit in Anhui Province[J].Chinese Journal of Geology，2005，40（3）：337-345.

[45]徐九華，謝玉玲，楊竹森，等.安徽銅陵礦集區海底噴流沉積體系的流體包裹體微量元素對比[J].礦床地質，2004，23（3）：344-352.Xu Jiuhua，Xie Yuling，Yang Zhusen，et al.Trace Elements in Fluid Inclusions of Submarine Exhalation-Sedimentation System in Tongling Metallogenic Province[J].Mineral Deposit，2004，23（3）：344-352.

[46]陳彬.新橋硫-多金屬礦床含硫磁鐵礦體地質特征及成因探討[J].化工礦產地質，2003，25（3）：173-178.Chen Bin.Geological Features and Genetic Study of the Containing Sulfur-Magnatite Orebody of Xinqiao Deposit[J].Geology of Chemical Minerals，2003，25（3）：173-178.

[47]Anbar A D，Jarzecki A A，Spiro T G.Theoretical Investigation of Iron Isotope Fractionation Between Fe（H2O）3＋6and Fe（H2O）2＋6：Implications for Iron Stable Isotope Geochemistry[J].Geochimica et Cosmochimica Acta，2005，69：825-837.

[48]Johnson C M，Skulan J L，Beard B L，et al.Isotopic Fractionation Between Fe（III）and Fe（II）in Aqueous Solutions[J].Earth Planet Sci Lett，2002，195：141-153.