宁镇地区发育着丰富的铁、铜、铅、锌、金等矿产资源，其中以栖霞山铅锌矿床和安基山铜 矿床为代表（常印佛等，1991；翟裕生等，1992）。前人对宁镇地区的侵入岩做过大量的岩 石 学和地球化学研究工作，并认为宁镇地区的侵入岩与该区的成矿作用密切相关（宁仁祖等， 1989；夏嘉生，2000；许继峰等，2001；Wang et al., 2014）。曾键年等（2013）、王小 龙等（2014）和Wang 等（2014）测得宁镇地区与成矿有关的侵入岩锆石U_Pb年龄介于100～ 109 Ma之间，代表着长江中下游成矿带最晚一期的成岩成矿作用。仑山金矿床是宁镇矿集区 新发现的金矿床，金品位较低，规模属小型，对该矿床的矿床地质研究较为薄弱，缺乏流体 包裹体、稳定同位素和成矿年代学资料，致使矿床成因不清楚，制约了对该矿床成矿规律和 控矿因素的深入研究。本文对仑山金矿床的地质特征进行了详细介绍， 对矿床热液 Ⅰ阶段和Ⅱ阶段石英、方解石和萤石进行了流体包裹体研究，对沉积成矿期和热液Ⅰ阶段黄 铁矿进行了 硫同位素研究，对热液Ⅰ阶段和Ⅱ阶段石英、方解石进行了氢、氧同位素研究，开展了热液 Ⅱ阶段萤石年代学研究，探讨了矿床的成矿流体特征、成矿物质来源和成因机制，为今后的 矿床勘查提供了资料，同时也为区域成矿规律研究和深部、边部找矿提供了科学数据。
        宁镇地区位于长江中下游成矿带最东端，该成矿带NW向与郯庐深大断裂、华北克拉通以及秦 岭_大别造山带相毗邻，SE向边界为常州_阳新断裂（图1a）。宁镇地区基底为中元古代变质 岩，原岩主要为中基性火山岩，形成于大陆边缘火山岛弧环境（张永康等，1996）。基底之 上叠加了2套盖层，一套为震旦纪—早三叠世的地层，岩性为浅海相、海陆交互相沉积的碳 酸盐岩和碎屑岩系；另一套为中三叠世—白垩纪地层，岩性由巨厚的陆源红色碎屑岩系和陆 相火山侵入岩系构成（王小龙等，2014）。
        宁镇地区发育一系列近EW向褶皱，由北向南依次为龙潭_仓头复背斜（Ⅰ）、范家塘复向 斜（Ⅱ）、宝华山_巢凤山_石头岗复背斜（Ⅲ）、桦墅_亭子复向斜（Ⅳ）和汤山_仑山复背 斜（Ⅴ），仑山金矿床处于汤山_仑山复背斜东段（图1b）。区内断裂以NE向、NW向以及近 EW向为主，其中近EW向断裂发育最晚，切穿NE向、NW向断裂。区内岩浆岩主要为燕山期 高Sr/Y值花岗质岩石，与区内铜、铅、锌等多金属矿床具密切成因关系，其锆石U_P b年龄介于100～109 Ma之间（曾键年等，2013；王小龙等，2014；Wanget al., 2014）。截止目前，宁 镇地区发现不同规模的矿床（点）40余处，其中铜钼金矿床、矿（化）点17处；铅锌及以铅 锌为主要多金属矿（化）点4处；铁矿床、矿（化）点19处；小型金矿2处（郑会俊，2014 ），这些表明宁镇矿集区具有良好的找矿前景。
        仑山金矿床位于镇江市西南约24 km处。矿区出露震旦系灯影组（Z₂dn） 、寒武系观音台组（∈₃g）、奥陶系仑山组（O₁l）和红花园组（O₁h） 、志留系高家边组（S₁g）和坟头组（S₂f）、泥盆系五通组（D₃w）、 石炭系和州组（C₁h）、二叠系孤峰组（P₁g）、三叠系青龙组（T₁q） 和薛家村组（T₂x）、侏罗系象山群（J1-2xn）、白垩系杨冲组（K₁ y）和上党组（K₁s）以及第四系(Q)（图2）。震旦系灯影组至侏罗系象山群岩性 为碎屑岩_碳酸盐岩，白垩系杨冲组岩性为泥质粉砂 岩、碳质泥岩，上党组岩性为安山岩、石英安山质凝灰 岩、火山角砾岩，第四系由残坡积碎石、黏土组成。其中，白垩系杨冲组泥质粉砂岩、碳质 泥岩为仑山金矿床主要的容矿围岩。
矿区褶皱构造为仑山背斜，位于区域性汤山_仑山复背斜最东端，属于汤山_仑山复背斜组成 部分，仑山背斜呈NE向展布，背斜核部为震旦系灯影组和寒武系观音台组，背斜两翼由奥陶 系至白垩系组成，仑山金矿床位于背斜轴部西南转折端（图2）。矿区断裂构造包括NE向、N W向和近NS向断裂。NW向断裂切穿仑山背斜核部和两翼地层。NW向F2、F3、F4断裂（断裂破 碎带和硅化带）为主要控矿构造。NS向断裂为左行平移断裂，切穿NE向和NW向断裂，如NS向 断裂（F1）切割NE向和NW向断裂（图2）。
        矿区岩浆岩主要出现在仑山背斜的中部和北部，主要为燕山期中酸性侵入岩，岩性为石英闪 长玢岩、闪长玢岩等。另外，白垩系上党组岩性主要由安山质_英安质火山角砾岩组成。
        仑山金矿床矿体呈透镜状、似层状分布于仑山背斜轴部西南转折端杨冲组中，赋矿围岩为白 垩系杨冲组（K₁y）的泥质粉砂岩、碳质泥岩，矿体顶板围岩为白垩系上党组（K₁ s）火山角砾岩，矿体底板围岩为奥陶系红花园组（O₁h）碳酸盐岩（图3）。最 大的金矿体为1号矿体 ，东西长约730 m，南北宽约70～230 m，走向为NW，倾向为SW，倾角约25°～35°。矿体沿 走向 和倾向多有分支现象，厚度总体表现为由中间向两边逐渐缩小的趋势，平均品位为1.89×1 0^-6。
        仑山金矿床矿石类型主要为黄铁矿矿石，矿石构造主要为浸染状构造、层纹状构造和胶状构 造。矿石结构以自形粒状、半自形粒状结构为主，其次为环带状结构。金属矿物以黄铁矿为 主，少量黄铜矿、方铅矿和闪锌矿。显微镜下可见黄铜矿与黄铁矿共生，方铅矿、闪锌矿与 脉石矿物共生。非金属矿物主要为石英、方解石、绢云母、萤石等。载金矿物主要为黄 铁矿，陆邦成等（2016）通过扫描电子显微镜和电子探针分析发现仑山金矿床的金主要以显 微 自然金和不可见金的形式存在，其中显微自然金分布在碳质泥岩碎屑石英颗粒中或不同石英 颗粒之间，不可见金以纳米级自然金和固溶体金的形式赋存于黄铁矿中。
        根据矿床产出特征、围岩蚀变及脉体穿插关系等，将仑山金矿床划分为以下几个成矿期/阶 段：
        （1） 沉积成矿期。以载金矿物黄铁矿呈层纹状顺着围岩层理分布为特点（图4a），该期基 本没有形成任何热液脉。围岩主要为白垩系杨冲组（K₁y）的碳质泥岩和泥质粉砂 岩，金属矿物主要为黄铁矿。围岩因富含大量有机质而呈黑色，显微镜下可观察到大量草莓 状黄铁 矿和沥青共生（图4b），围岩中有机质含量高的地方金矿化较好。
        （2） 热液成矿期。据热液石英、方解石、萤石脉与围岩的穿插关系以及含金矿物黄铁矿的 分布规律，将热液成矿期进一步划为热液Ⅰ和热液Ⅱ两个阶段。热液Ⅰ阶段形成石英、方解 石和 黄铁矿等矿物，表现为石英细网脉、方解石细网脉穿插围岩（图4a、c、d）或方解石_黄铁 矿脉穿插围岩（图4e），镜下可见到绢云母化、高岭土化等矿化蚀变（图4f）以及少量与黄 铁矿共生的黄铜矿（图4g），此外，少量方铅矿和闪锌矿等金属矿物也在该阶段形成。热液 Ⅱ阶段属于成矿最晚的阶段，该阶段以形成萤石_方解石_石英_（黄铁矿）脉为标志（图4h ），但是该阶段的黄铁矿在野外不常见，仅在镜下偶尔能见有少量黄铁矿与萤石、石英共生 （图4i）。电子探针分析表明，该阶段的黄铁矿仍含有少量金（陆邦成等，2016）。热液Ⅱ 阶段仅形成极少量的黄铁矿，因此，热液Ⅱ阶段不是主要成矿阶段，仑山金矿床成矿作用以 沉积成矿期和热液 Ⅰ 阶段为主。各期/阶段矿物生成顺序见陆邦成等（2016），为了避免 重复，本文不再赘述。
        仑山金矿床围岩蚀变主要分布在白垩系杨冲组中，蚀变类型为硅化、黄铁矿化、碳酸盐化、 绢云母化等，其中硅化和黄铁矿化与矿化密切相关。硅化表现为石英呈细网脉状穿插围岩， 少量与黄铁矿共生顺着围岩层理分布。黄铁矿化遍布整个成矿过程，其中沉积成矿期黄铁矿 呈层纹状顺着泥岩层理分布； 热液Ⅰ阶段形成黄铁矿_方解石脉穿插 围 岩，同时还有少量绢云母形成； 热液Ⅱ阶段黄铁矿则与萤石、方解石、石英共生，但黄铁 矿较少，仅在薄片中能观测到。
        由于沉积成矿期基本没有形成热液脉，沉积成矿期无法进行流体包裹体的研究，有待今后进 一步工作。本次研究主要选取热液Ⅰ阶段和热液Ⅱ阶段 形成的石英、方解石和萤石等非金属矿物中的流体 包裹体作为研究对象，了解仑 山金矿床的成矿流体特征。流体包裹 体研究的15件样品均采自仑山金矿床钻孔中。每件样品的地质特征描述见表1。
        流体包裹体显微测温实验是在中国地质大学（北京）地球化学实验室进行，实验仪器为Link am THMSG_600型显微冷热台，仪器测定的温度范围为-196～+600℃，在10℃以下加热速率为 0.1～1℃/min，在10～30℃之间加热速率为3～5℃/min 测试精度为±0.1℃。在>100℃时加热速率为5～10℃/min，测试精度为 ±2℃。H₂O_NaCl包裹体的盐度是用测定的 冰点通过Bodnar（1993）的方程计算而得，然后再根据刘斌等（1999）提出的密度式和等容 式，利用流体包裹体均一温度和盐度计算成矿流体的密度，计算结果列于表2。
        总体来看，热液Ⅰ阶段形成的石英和方解石中流体包裹体较为发育，大小（长轴）一般在3 ～17 μm之间，形状有圆状、椭圆状和不规则状。热液Ⅱ阶段形成的石英、方解石和萤石中的包裹体也比较发育，包裹体多呈面状或线状沿晶面生长方向 分布，包裹体长轴一般在3～18 μm之间，少数达到30 μm以上，形状有圆状、椭圆状和规则状等。根据流体包裹体的大小 、气相分数，以及加热过程中的均一方式，流体包裹体分为以下3种类型：
        （1） 气相单相包裹体：该类型包裹体主要发育在热液Ⅰ阶段形成的石英中，几乎全部由气 相组 成（图5a），约占包裹体总量的2%。包裹体多呈椭圆状、不规则状，包裹体大小不等，一般 为几个微米。
        （2） 气液两相包裹体：该类型包裹体在本区最为发育，在热液Ⅰ和热液Ⅱ阶段的石英、方 解 石和萤石的细脉或网脉中均有分布（图5b～h），约占包裹体总数的90%以上。包裹体由气、 液两相组成，热液Ⅰ阶段石英和方解石中的气相分数为5%～25%，热液Ⅱ阶段石英、方解石 和 萤石中的气相分数为5%～20%，个别达40%。此类包裹体多呈圆状、椭圆状、规则状和不 规则状。
        （3） 含子晶三相包裹体：该类型包裹体数量较少，主要分布于热液Ⅱ阶段形成的石英脉中 ，包裹体由气相、水溶液和子晶矿物三相组成（图5i），子晶矿物暂未能测出，包裹体大小 （长轴）一般在5 μm左右，气相分数为5%，多呈不规则状。
        热液Ⅰ阶段石英中的气液两相流体包裹体均一温度变化于296～366℃，多集中在330～366℃ （表2，图6a）。盐度w(NaCl_eq)变化于4.96%～6.74%之间（表2，图6b），流 体密度为0.65～0.78 g/cm³。热液Ⅰ阶段方解石中气液两相流体包裹体均一温度 变化于142～274℃，多集中在150～240℃（表2，图6a）。盐度w(NaCl_eq)变化于 0.71%～9.80%之间(表2，图6b)，流体密度介于0.65～0.98 g/cm³之间。
        热液Ⅱ阶段萤石中的气液两相流体包裹体均一温度变化于134～243℃，多集中在134～170℃ （表2，图6c）。盐度w(NaCl_eq)变化于2.90%～10.98%之间(表2，图6d)，流体 密度为0.92～0.97 g/cm³。热液Ⅱ阶段石英中的气液两相流体包裹 体均一温度变 化于133～244℃，多集 中在160～190℃（表2，图6c）。盐度w(NaCl_eq)变化于2.90%～7.02%之间(表2 ，图6d)，流体密度为0.86～0.96 g/cm³。热液Ⅱ阶段方解石中的气液两相流体 包裹体均一温度变化于124～260℃，多集中在150～210℃（表2，图6c）。盐度w(NaCl _eq)变化于0.71%～6.88%之间(表2，图6d)，流体密度介于0.83～0.96 g/cm³之 间。热液Ⅱ阶段三相流体包裹体数量较少，仅在石英中发现一个，气液两相均一温度为221 ℃（表2）。
        在详细的显微镜薄片观察和流体包裹体研究的基础上，挑选出15个黄铁矿样品进行硫同位素 分析，包括8个沉积成矿期形成的和7个热液Ⅰ阶段形成的黄铁矿样品，样品 地质特征见表3。流体包裹体的氢、氧同位素分析样品共挑出13个单矿物石英或方解石）样品，其中4个是热液Ⅰ阶段形成的，9个是热液Ⅱ阶段形成的，样品地质特征 见表1。首先将选出 的样品粉碎到40～60目，经筛分、清洗晾干和磁选后，再到双目镜下进一步挑选，得到纯度 为99%的单矿物样品。
硫和氢、氧同位素测试在核工业北京地质研究所实验测试中心完成。硫同位素测试流程为： 称取一定量挑好的黄铁矿样品，再采用Cu₂O作为氧化剂，在真空系统和高温条件 下使硫化物和Cu₂O反应，硫全部转化为纯净的SO₂气体，然后再用Finnigan MAT_253型 质谱仪测定其δ³⁴S值。测试结果采用国际标准为V_CDT，分析精度为±0.2 ‰。氢同 位素的测试流程为：首先加热石英、方解石包裹体样品使其爆裂，释放出挥发分，提取蒸馏 水，然后在40 0℃的条件下使水与锌发生还原反应产生氢气，再使用液氮冷冻，收集到有活性碳的样瓶中 ，最后再Finnigan MAT_253质谱仪上分析其氢同位素组成。氢同位素采用的国际标准为V_SM OW，分析精度为±2‰。
        石英的氧同位素测试流程为：首先在制样装置达到10^-3Pa真空条件下，将样品与纯净 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、BrF ₃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Finnigan MAT_253气体同位素质谱分析样品的氧同 位素。
        方解石的氧同位素测试流程为：首先在烘箱105℃温度烘烤样品2 h，去除吸附 水，在75℃下烘烤在Gasbench线制样设备的样品管，烘干后将0.1 mg左右样品放入样品管 中并封盖，并用高纯氦气将样品管中的空气排出，然后再用酸泵酸针向样品管中加过量的10 0%磷酸，磷酸与碳酸盐样品反应产生CO₂气体，再用高纯氦气将生成的CO₂气体带入Finn igan MAT_253质谱仪测试氧同位素组成。氧同位素采用的国际标准为V_SMOW，分析精度为± 0.2‰。
        硫同位素分析结果见表3。沉积成矿期形成的黄铁矿δ³⁴S值分布在2个端员，一个端 员的4个样品δ³⁴S值变化于9.4‰～17.2‰之间，平均值为13.9‰，显示重硫特征 ；另一端员的4个样品δ³⁴S值变化于-7.2‰～-15.3‰之间，平均值为为 -11.4‰，显示轻硫特征（表3，图7）。热液Ⅰ阶段形成的黄铁矿δ³⁴S值变化范围较广，变 化于-10.4‰～13.7‰之间，平均为2.9‰。
        由于样品量不足的原因，能同时满足氢、氧同位素分析的样品只有5件，分别为LS_14_14、L S_14_15、LS_14_36、LS_14_76、LS_14_103，其他样品数量仅能提供氧同位素测试。氢、氧 同位素样品地质特征见表1，测试分析结果见表4。热液Ⅰ阶段4件方解石样品δD分布在-25 ‰～-57.2‰之间；δ¹⁸O_矿物分布在16.2‰～17.8‰之间，使用样品均一 温度平均值，采用公式1000 lnα_{方解石_水}=2.78×10⁶T^-2-3.39 （ONeil et al., 1969），计算得到δ¹⁸O水值分布在7.8‰～9.5‰之间，属 岩浆 水范畴（表4，图8）。热液Ⅱ阶段一个石英样品（LS_14_76）δD值为-82.1‰，所有 石英的δ¹⁸O_矿物分布在10.2‰～16.6‰之间（表4）。结合样品的均一温度 平均 值，采用公式1000 lnα_{石英_水}=3.38×10⁶T^-2-3.40（Clayton et a l., 1972），计算得到该阶段热液的δ¹⁸O水分布在-3.1‰～3.3‰之间， 显示有大气降水的加入。热液Ⅱ阶段方解石δ¹⁸O_矿物分布在17.4‰～19.3 ‰之间，计算得到δ¹⁸O水分布在9.2‰～10.6‰之间。
Sm和Nd都是稀土元素，它们的地球化学性质相似，在外界作用过程中Sm和Nd的迁移对Sm_Nd 体系的分馏影响很小，即Sm_Nd体系具有很强的封 闭性，由于它们的这种特性，目前Sm_Nd测年已成为矿床年代学研究中的一种有效方法（王银喜等，1991；张家菁等，2012）。 本次Sm_Nd测年分析的样品主要来源于热液Ⅱ阶段形成的萤石，Sm、Nd同位素分析在中国科 学院南京土壤研究所技术服务中心完成，Sm、Nd的同位素稀释法定量测定和Nd同位素比值测 定均在英国VG354同位素质谱仪上进行。
        萤石Sm_Nd测年分析结果见表5。萤石的w(Sm)为0.0734×10^-6～0.3025×1 0^-6，w(Nd)为0.1468×10^-6～0.5307×10^-6，¹⁴⁷ Sm/¹⁴⁴Nd和¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd变化范围分别为0.0842～ 1.257和0.511 959～0.512 665。利用Isoplot软件，求 得6件萤石样品等时线年龄t=（93.7±3.1） Ma，（¹⁴³Nd/144 Nd）i为0.511 897，MSWD为11.3（图9）。如图9所示，所有的萤石样品数据均 排列 在一条直线上，表现出明显的线性特征，且样品分布均匀。在镜下可 见到仑山金矿床热液Ⅱ阶段黄铁矿与萤石、石英共生，电子探针分析表明该阶段黄铁矿中同 样含有少量金（陆邦成 等，2016），表明热液Ⅱ阶段成矿作用仍在进行。此次测定的萤石Sm_Nd等时线年龄（93.7 ±3.1） Ma应代表成矿晚阶段（热液Ⅱ阶段）的年龄。
        仑山金矿床发育丰富的原生流体包裹体，热液Ⅰ阶段石英中的气液两相流体包裹体均一温度 变化于296～366℃，多集中在330～366℃，盐度w(NaCl_eq)变化于4.96%～6.74 %之间（表2，图6b）。热液Ⅰ阶段方解石中气液两相流体包裹体均一温度变化于142～274℃ ，多集中在150～240℃，盐度w(NaCl_eq)变化于0.71%～9.80%之间 (表2，图6b)。
         热液Ⅰ阶段方解石δ¹⁸O水分布在7.8‰～9.5‰之间，均落于岩浆流体范围内（5 .5‰～9.5‰，Taylor，1986），指示其成矿流体来源于岩浆。热液Ⅰ阶段方解石成矿流 体δD值为-25‰～-57.2‰，2个样品（LS_14_14、LS_14_103）基本上位于岩浆流体 范围内（-80‰～-40‰，Taylor，1986）。宁镇矿集区区域地质背景表明，燕山期未经历任 何区域变质作用，仑山金矿形成时和形 成之后均未遭受到区域变质作用，流体不可能为变质流体，在图8中位于变质流体范围的原 因有待进一步研究。总体来看，流体包裹体和氢、氧同位素表明，热液Ⅰ阶段为中高温低盐 度的岩浆 流体。另外，热液Ⅰ阶段石英流体包裹体均一温度明显比方解石高，考虑到方解石均一温度 与热液Ⅱ阶段矿物均一温度相近，笔者推断热液Ⅰ阶段方解石的形成比石英稍晚，具体原因 仍需要更多的资料来说明，仍需要进一步工作。
        热液Ⅱ阶段萤石、石英和方解石中的流体包裹体均一温度变化于124～260℃（图6c），盐度 w(NaCl_eq)大多变化于1%～8%之间（图6d）。热液Ⅱ阶段一个样品（LS_14_76） δD值为-82.1‰，超出岩浆水范围，但该样品δ¹⁸O水=0.5‰证实了成矿流体有 大气降水加入（表4和图8）。热液Ⅱ阶段脉石矿物石英和方解石δ¹⁸O水值明显分 成2组，样品LS_14_9、LS_14_74、LS_14_110中方解石δ¹⁸O水值分别为9.2‰、1 0.6‰、8.7‰（表4），似乎以岩浆流体占主导，但不排除大气降水的存在，其他样品中 石英δ¹⁸O水值变化于-3.1‰～3.3‰之间（表4） ，指示成矿流体有大气降水的加入。热液Ⅱ阶段为中低温低盐度流体，成矿流体以大气降 水占主导，但仍有少量岩浆流体参与。
        沉积成矿期形成的黄铁矿δ³⁴S值分布在2个端员，一个端员的4个样品δ³⁴S值 变化于9.4‰～17.2‰之间，平均值为13.9‰，显示重硫特征（图7）。长江中下游成矿 带三叠系青龙群由周冲村组和青龙组组成（徐学思，1997），青龙群中发育沉积成因的石膏 ，其δ³⁴S值变化范围为28.0‰～28.8‰（陈锦石等，1986），以富集重硫为特征 ，说明仑山金矿沉积成岩阶段的黄铁矿中部分硫可能来自于膏盐层，也就是说，杨冲组下伏 的 老地层（最可能为青龙群）为成矿提供了部分硫。另一个端员的4个样品δ³⁴S值变化 于-7.2‰～-15.3‰之间，平均值为-11.4‰，显示轻硫特征（图7），低达-15.3‰ 的硫同位素暗示沉积成岩阶段有机质参与了黄铁矿的形成。前人研究表明，宁镇地区白垩系 沉积物形成环境主要为湖泊相环境 （张明超，2015），本文研究表明杨冲组碳质泥岩、粉砂岩中赋存有大量的有机质，草莓状 黄铁矿与沥青共存（图4b），杨冲组成岩环境为还原环境，说明有机质完全有可能参与了 沉积成矿期金矿的形成，同时也使得一部分重硫被还原成氢硫。
        热液Ⅰ阶段形成的黄铁矿δ³⁴S值变化范围较广，变化于-10.4‰～13.7‰之间（图 7）。样品LS_14_31和LS_14_107黄铁矿δ³⁴S值分别为11.6‰和13.7‰，样品LS_14 _104黄铁矿δ³⁴S值为-10.4‰（表3），这3个黄铁矿样品δ³⁴S值保留有沉 积成岩阶段黄铁矿δ³⁴S值的特点，说明热液Ⅰ阶段黄铁矿的形成部分可能来源于沉 积成岩阶段黄铁矿的活化迁移和富集。热液Ⅰ阶段其余样品黄铁矿δ³⁴S值变化于 -3.9‰～7.5‰之间（表3，图7），基本上位于岩浆流体（-3‰～+7‰, Ohmoto et al., 1997）范围，说明热液Ⅰ阶段成矿物质硫部分可能来源于深部岩浆，与前述的热液Ⅰ 阶段成矿流体为岩浆流体的特点相一致。
        总之，仑山金矿的成矿物质硫是多源的，沉积成矿期黄铁矿中的硫来自于下伏三叠系青龙群 膏盐 层，有机质参与了沉积成岩阶段黄铁矿的形成。热液Ⅰ阶段黄铁矿除来源于沉积成岩阶段成 矿物质活化迁移和富集外，不排除有部分硫来源于深部岩浆。仑山金矿成矿作用比较复杂。
        长江中下游成矿带中的矿床分成3种类型：第一种类型为斑岩_矽卡岩_层控Cu_Au_Mo_Fe矿床 （ 唐永成等，1998；Mao et al., 2006；2011），形成于隆起区，成矿作用与富钾钙碱性闪长 岩、石英闪长岩、花岗闪长岩和花岗闪长斑岩有关（137～156 Ma）；第二种类型为磁铁矿_ 磷灰石矿床或玢岩铁矿床（唐永成等，1998；Mao et al., 2006；2011；Yu et al., 2011; Z hou et al., 2013），形成于凹陷区，成矿作用与橄榄安粗岩系火山_次火山岩有关（127～ 1 35 Ma）；第三种类型为中小型金矿床和小型铀矿床，形成于隆起区和凹陷区，与A型花岗岩 有关 （125～127 Ma），岩石类型包括石英正长岩、正长岩、石英二长岩和碱性花岗岩（范裕等 ，2008）。这个矿床类型的划分并未考虑宁镇矿集区中的矿床。
        宁镇地区与成矿有关的侵入岩Sr/Y比值高（Wang et al., 2014），侵入岩放射性成因Pb同 位素比值低，与典型古老下地壳Pb同位素值相似（Xu et al., 2002；徐继峰等，2011；Wan g et al., 2014）。与成矿有关的侵入岩由拆沉下地壳的部分熔融作用所形成（Xu et al., 2002），或由富集地幔部分熔融形成的岩浆与古老下地壳混和作用所形成（Wang et al., 2014）。宁镇地区与成矿有关的侵入岩锆石U_Pb年龄介于100～109 Ma之间（曾键年等，201 3；王小龙等，2014；Wang et al., 2014），宁镇矿集区代表着长江中下游成矿带最晚期的 成矿作用，本文报道的仑山金矿萤石Sm_Nd等时线年龄为（93.7±3.1） Ma，也支持 宁镇 矿集区成矿作用最晚，其成矿动力学背景对应中国东部晚中生代岩石圈拆沉与减薄事件，与 晚中生代太平洋板块向欧亚大陆俯冲有关，晚中生代俯冲板块发生了反转（Wang et al., 2 014; Yang et al., 2014）。
        陆邦成等（2016）对仑山金矿金的赋存状态进行了研究，下白垩统杨冲组沉积成岩作用造成 了金的局部预富集，扫描电镜观测到碳质泥岩碎屑石英中的显微自然金，沉积成 矿期形成的黄铁矿金含量较高（电子探针分析），沉积成矿期形成的石英颗粒太细，无法进 行包裹体观察，沉积成矿期流体性质仍不清楚。杨冲组碳质泥岩和粉砂岩形成于还原环境， 有机质参与了沉积成矿期黄铁矿的形成，另一部分硫来源于下伏三叠系青龙群 膏盐层。
        早白垩世最晚期（100～109 Ma），宁镇地区有大量的花岗质岩石侵入（图1），矿区可见 石英闪长玢岩和闪长玢岩的侵入（图2），这些花岗质岩石的侵入就位除提供成矿物质外， 当岩浆分异作用形成的成矿流体萃取沉积成岩阶段黄铁矿等成矿物质，成矿流体向构造薄弱 地带（仑山 背斜轴部西南转折端）迁移富集，由于温度压力下降，导致仑山金矿床热液Ⅰ阶段方解石_ 黄 铁矿细脉、黄铁矿细脉和石英_（黄铁矿）细脉的形成。在成矿最晚的热液Ⅱ阶段，大量大 气水加入岩浆_流体系统，导致热液Ⅱ阶段萤石_石英_方解石_（黄铁矿）细脉_网脉的形成 。
        （1） 仑山金矿床矿化蚀变与硅化和黄铁矿化密切相关，金属矿物主要为黄铁矿，极少量为 黄铜矿、闪锌矿和方铅矿等，非金属矿物为石英、方解石、萤石和绢云母等，矿石结构为粒 状、环带状结构，矿石构造为浸染状、层纹状和胶状构造，矿体呈透镜状、似层状赋存于白 垩系杨冲组的泥质粉砂岩和碳质泥岩中，仑山金矿床的形成分为沉积成矿期和热液成矿期， 热液成矿期进一步划分为热液Ⅰ阶段和热液Ⅱ阶段，成矿作用以沉积成矿期和热液I阶段为 主。
        （2） 热液Ⅰ阶段为中高温低盐度的岩浆流体，热液Ⅱ阶段以中低温低盐度的大气降水为主 ，但不排除有少量岩浆流体。
        （3） 沉积成矿期硫来源于三叠系青龙群膏盐层，有机质也参与了仑山金矿沉积成矿期金矿 的形成。热液Ⅰ阶段硫来源于沉积成岩阶段黄铁矿的活化迁移和富集，岩浆也提供了硫。
        （4） 热液Ⅱ阶段萤石Sm_Nd等时线年龄为（93.7±3.1） Ma，代表着仑山金矿床最年轻 年龄，推断主成矿阶段年龄为晚白垩世。仑山金矿床代表着长江中下游成矿带最晚期的成矿 作用（110～90 Ma）。   
        志谢野外工作期间得到江苏省地质矿产勘查局第三地质大队的大力支持和帮助 ，室内测 试得到中国地质大学（北京）诸惠燕老师的帮助，审稿专家对本文提出了许多富贵的修改意 见，大大提高了本文的质量，在此一并表示衷心感谢！