ISSN 1005-2518
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Gold Science and Technology >

2026 , Vol. 34 >Issue 3: 610 - 627

DOI: https://doi.org/10.11872/j.issn.1005-2518.2026.03.284

Mineral Exploration and Resource Evaluation

Research on the Differential Alteration and Controlling Mechanisms of Pyrr-hotite in the Erdaodianzi Gold Deposit and the Hongqiling Cu-Ni Sulfide Deposit in Jilin Province

  • Sitong CHEN , 1 ,
  • Qun YANG , 1 ,
  • Qingqing SHANG 1, 2 ,
  • Xiaolei PENG 1 ,
  • Yaoheng FANG 1 ,
  • Bin WANG 1, 2 ,
  • Wentan XU 3 ,
  • Chan LI 1 ,
  • Haozhe LI 1
Expand
  • 1. College of Earth Sciences, Jilin University, Changchun 130061, Jilin, China
  • 2. Ministry of Natural Resources Technology Innovation Center for Deep Gold Resources Exploration and Mining, No. 6 Geological Team of Shandong Provincial Bureau of Geology and Mineral Resources, Weihai 264209, Shandong, China
  • 3. Institute of Disaster Prevention, Langfang 065201, Hebei, China

Received date: 2025-09-30

  Revised date: 2026-01-23

  Online published: 2026-07-10

Copyright

© Editorial Department of Gold Science and Technology （CC BY-NC-ND）
Fold

Abstract

The differential alteration of pyrrhotite serves as a crucial indicator for elucidating the evolution of the physicochemical conditions of ore-forming fluids. To discern the internal（crystal structure） and external（physicochemical conditions） factors influencing its alteration behavior, this study focused on the Hongqiling Cu-Ni sulfide deposit （characterized by magmatic segregation with unaltered pyrrhotite） and the Erdaodianzi gold deposit（a mesothermal magmatic-hydrothermal type with significantly altered pyrrhotite） in Jilin Province. Employing a comprehensive suite of methodologies, including the magnetic colloid method, electron probe microanalysis（EPMA）, scanning electron microscopy（SEM）, and thermodynamic modeling, we conducted a comparative analysis of the alteration characteristics and controlling factors of pyrrhotite in these two deposits. The findings indicate that pyrrhotite in both deposits is predominantly monoclinic and exhibits similar major and trace elements compositions, thereby excluding differences in crystal structure as the primary factor governing the observed alteration divergence. Thermodynamic modeling indicates that temperature and sulfur fugacity（ f S 2） are the primary factors influencing alteration behavior. The Hongqiling deposit was formed under high-temperature （300~500 ℃） and high sulfur fugacity （lg f S 2≈-21.2 to -13.9） conditions, which inhibited the transformation of pyrrhotite to pyrite/marcasite. Conversely, the Erdaodianzi deposit developed under medium to low temperature（210~350 ℃） and low sulfur fugacity（lg f S 2≈-24.4 to -18.7） conditions, which facilitated the alteration of pyrrhotite. Additionally, multiple stages of hydrothermal overprinting and supergene oxidation in the Erdaodianzi deposit further intensified the alteration process. This study confirms that physicochemical conditions and post-ore modifications, rather than crystal structure, are the primary determinants of differential pyrrhotite alteration. Furthermore, this alteration process modifies the chemical properties of the hydrothermal fluid, thereby creating favorable conditions for the precipitation and enrichment of gold in the Erdaodianzi gold deposit.

Key words： Hongqiling Cu-Ni sulfide deposit; Erdaodianzi gold deposit; pyrrhotite; alteration mechanism; controlling factors

Cite this article

Sitong CHEN , Qun YANG , Qingqing SHANG , Xiaolei PENG , Yaoheng FANG , Bin WANG , Wentan XU , Chan LI , Haozhe LI . Research on the Differential Alteration and Controlling Mechanisms of Pyrr-hotite in the Erdaodianzi Gold Deposit and the Hongqiling Cu-Ni Sulfide Deposit in Jilin Province[J]. Gold Science and Technology, 2026 , 34(3) : 610 -627 . DOI: 10.11872/j.issn.1005-2518.2026.03.284

磁黄铁矿作为常见的硫化物矿物，因其特殊的晶体结构和化学组分而广泛分布于各类内生矿床中，尤其是在铜镍硫化物矿床（如岩浆熔离型矿床）和火山成因块状硫化物矿床（VMS）中（张小普，2021）。磁黄铁矿常与磁铁矿、黄铜矿和镍黄铁矿等矿物构成特征性矿物组合（梁学谦，1984；王晓，2017），这种共生关系为理解矿床成因和成矿流体演化提供了关键矿物学证据。磁黄铁矿的Fe/S比值变化（0.80~0.95）及其结构缺陷特征使其对物理化学条件变化极为敏感，成为研究矿床形成过程、热液叠加改造及表生蚀变效应的理想对象（梁冬云等，1997；洪秋阳等，2011；沈洪涛等，2022）。近年来，随着高精度分析测试技术（如LA-ICP-MS等）的发展和矿产资源绿色开发需求的提升，磁黄铁矿的蚀变行为及其对金属元素富集的影响成为矿床学和矿物学研究的前沿课题。然而，现有研究多局限于单一类型矿床，对不同成因矿床中磁黄铁矿蚀变行为的系统性对比及主控机制的甄别仍显薄弱（Kolahdoozan et al，1996；Becker et al，2010；白丽梅等，2015；Tang et al，2022），特别是关于蚀变究竟受控于晶体结构还是物理化学条件等主控因素存在争议，严重制约了对磁黄铁矿形成过程的完整理解。
吉林二道甸子金矿床（中温热液型）（Li et al，2025；Shang et al，2025）和红旗岭铜镍硫化物矿床（岩浆熔离型）（袁顺达等，2012；Han et al，2014；Zhao et al，2018；Xu et al，2023；Chen et al，2024）作为华北克拉通北缘重要的多金属成矿系统，具有典型的地质对比意义。二道甸子金矿床中的磁黄铁矿主要赋存于含金石英脉中，其演化过程受到多期次热液活动和区域变质作用的复合影响；红旗岭矿床中磁黄铁矿则主要受高温岩浆热液交代作用控制，后期中低温构造热液叠加改造较弱。2个矿床虽均发育磁黄铁矿，但因矿床类型、地质背景和成矿过程的差异，磁黄铁矿的特征及演化规律存在显著差异，为探究控制磁黄铁矿蚀变的核心因素（内在晶体结构或外部物理化学环境）提供了理想的对比对象。
本文选择红旗岭铜镍硫化物矿床和二道甸子金矿床中的磁黄铁矿样品作为研究对象，通过磁性胶体法、电子探针试验、扫描电镜试验和热力学图解法多技术手段的综合对比，旨在明确2个矿床磁黄铁矿蚀变行为差异的主控机制；阐明物理化学条件对蚀变过程的具体控制方式；探讨磁黄铁矿蚀变与金成矿作用之间的成因联系，从而为硫化物蚀变研究与成矿过程分析提供新的矿物学视角与理论依据。

1 研究背景

1.1 矿床地质背景

二道甸子金矿床位于华北克拉通北缘东段［图1（a）］，隶属夹皮沟—海沟金矿带西北段［图1（b）］（鲍继文等，2007；孙英华等，2016），成因类型为中温岩浆热液石英脉型金矿（张文启等，1996；Miao et al，2005；杨群，2016，2020；Li et al，2025）。矿石主要呈脉状［图2（a）］、网脉状、浸染状［图2（b）］和团块状［图2（c）］构造，主要金属矿物有毒砂、黄铁矿、黄铜矿、磁黄铁矿、白铁矿、方铅矿、闪锌矿、自然金和银金矿等［图2（d）~2（l）］。金属矿物多呈自形—半自形晶粒状［图2（d）］、交代［图2（i）］和固溶体分离结构。围岩蚀变发育硅化、绢云母化和绿泥石化，其中硅化和绢云母化与金矿化关系密切。根据脉体穿切关系、矿物组合、矿物交生关系及围岩蚀变特征，将二道甸子金矿床成矿作用初步划分为3个期次和4个成矿阶段［图2（a）~2（c）］。早期热液期（Ⅰ期）［图2（a）］：石英—粗粒毒砂—黄铁矿阶段，形成于成矿早期，为金的预富集阶段，此阶段尚未出现磁黄铁矿。主成矿期（Ⅱ期）［图2（b）］：可划分为2个阶段，Ⅱ₁阶段形成石英—磁黄铁矿—黄铜矿组合，磁黄铁矿开始大量出现，部分参与金的吸附与富集；Ⅱ₂阶段发育石英—磁黄铁矿—自然金—方铅矿—闪锌矿组合，为金的主要沉淀阶段，磁黄铁矿发生初步蚀变。晚期热液期（Ⅲ期）［图2（c）］：形成石英—方解石—黄铁矿（白铁矿）组合，磁黄铁矿进一步蚀变为白铁矿，金未发生明显富集。第Ⅱ阶段是二道甸子金矿床的主要成矿阶段，该阶段的磁黄铁矿蚀变特征显著［图2（h）~2（j）］，多呈粒状集合体、脉状及包裹体形态产出，与自然金、硫化物矿物及脉石矿物形成紧密共生关系，Au元素空间分布具强烈非均匀性。
图1 东北地区大地构造分区图（a）和吉林中南部地区地质简图（b）（修改自Shang et al，2025）

F1-伊通—依兰断裂；F2-敦化—密山断裂；F3-富尔河—古洞河断裂；F4-夹皮沟—松江河断裂；1.新生代玄武岩；2.中生代火山岩；3.古生界地层；4.元古界地层；5.太古界地层；6.中生代花岗岩；7.中生代基性—超基性岩；8.古生代花岗岩；9.断裂；10.韧性剪切带；11.古生代变质岩系中的脉状金矿床

Fig. 1 Tectonic division map of Northeast China（a） and geological sketch map of Southern Central Jilin Province（b） （modified after Shang et al，2025）

图2 二道甸子金矿床典型矿石结构特征及磁黄铁矿蚀变程度

（a）Ⅰ阶段粗粒毒砂与黄铁矿；（b）Ⅱ1阶段毒砂—黄铁矿—黄铜矿—磁黄铁矿—自然金—石英脉Ⅱ2阶段黄铁矿—黄铜矿—方铅矿—闪锌矿—银金矿—白铁矿—石英脉穿切；（c）Ⅲ阶段石英—黄铁矿—方解石；（d）Ⅰ阶段粗粒毒砂与黄铁矿（反光镜下）；（e）Ⅱ阶段自然金赋存于毒砂内部（反光镜下）；（f）Ⅱ阶段自然金赋存于黄铜矿裂隙（反光镜下）；（g）Ⅱ阶段自然金赋存于黄铁矿裂隙中（反光镜下）；（h）~（j）磁黄铁矿蚀变为黄铁矿和白铁矿（反光镜下）；（k）自然金与银金矿赋存于方铅矿颗粒中（反光镜下）；（l）银金矿赋存于闪锌矿中（反光镜下）；Py-黄铁矿；Apy-毒砂；Au-金；Po-磁黄铁矿；Ccp-黄铜矿；Mrc-白铁矿；Gn-方铅矿；Sp-闪锌矿；Elt-银金矿

Fig. 2 Typical ore structure characteristics and pyrrhotite alteration degrees in the Erdaodianzi gold deposit

红旗岭铜镍硫化物矿床位于兴蒙造山带（XMOB）南缘与华北克拉通（NCC）北缘的构造交汇处［图1（a）］，与二道甸子金矿床相距约35 km，位于其东南侧［图1（b）］，属典型岩浆熔离成因的铜镍硫化物矿床（袁顺达等，2012；Han et al，2014；刘默等，2017；Xu et al，2023；Chen et al，2024）。矿石结构以海绵陨铁［图3（a）、3（b）］、交代溶蚀和包含结构为特征，构造类型以浸染状和斑点状为主，局部发育致密块状构造（刘默，2005；郗爱华等，2006）（图3）。金属矿物包括磁黄铁矿、镍黄铁矿、黄铁矿和黄铜矿等（凌锦兰，2014）（图3），其中磁黄铁矿多呈他形粒状集合体，与镍黄铁矿、黄铜矿密切共生，常富集于硫化物斑点核部（郗爱华等，2006），赋存状态受岩体类型及岩相分异制约，且未发生明显后期蚀变［图3（c）、3（d）］。脉石矿物主要为斜长石、辉石和橄榄石等，局部发育少量碳酸盐矿物。
图3 红旗岭铜镍硫化物矿床典型矿石结构特征及磁黄铁矿蚀变程度

（a、b）细粒状镍黄铁矿与黄铜矿分布于自形的脉石矿物晶间，组成海绵陨铁结构（反光镜下）；（c）黄铜矿局部聚集与磁黄铁矿形成明显的共生组合（反光镜下）；（d）磁黄铁矿裂纹发育，与黄铜矿共生（反光镜下）；Po-磁黄铁矿；Ccp-黄铜矿；Pn-镍黄铁矿

Fig. 3 Typical ore structure characteristics and pyrrhotite alteration degrees in the Hongqiling Cu-Ni sulfide deposit

1.2 磁黄铁矿蚀变特征

二道甸子金矿床中的磁黄铁矿主要赋存于含金石英脉和围岩（古生代变质岩）的裂隙中，呈脉状、透镜状或浸染状分布［图2（h）~2（j）］。部分磁黄铁矿集合体因强烈蚀变呈松散状，沿石英脉裂隙分布，与自然金、黄铁矿和方铅矿等共生，局部可见白铁矿呈细脉状穿插于磁黄铁矿中［图2（h）］。偏光显微镜下，二道甸子矿床磁黄铁矿多呈半自形—他形粒状，粒度为0.05~1.00 mm，部分呈细脉状［图2（h）~2（j）］。
红旗岭铜镍硫化物矿床中的磁黄铁矿主要赋存于辉长岩和橄榄岩等基性—超基性岩体中，呈浸染状、斑点状或块状分布（袁顺达等，2012；Han et al，2014；刘默等，2017；Zhao et al，2018；Xu et al，2023；Chen et al，2024）。偏光显微镜下，红旗岭矿床磁黄铁矿多呈他形粒状，部分为半自形粒状，粒度一般为0.1~2.0 mm，集合体粒度可达5 mm以上［图3（c）、3（d）］。因未受后期明显改造，磁黄铁矿多保持原生形态，与镍黄铁矿、黄铜矿呈共生关系，镍黄铁矿常以乳滴状和叶片状包裹于磁黄铁矿中，黄铜矿则多沿磁黄铁矿粒间或裂隙分布，无交代溶蚀结构，也无白铁矿和褐铁矿等次生矿物生成，局部可见因岩体冷凝收缩形成的细小裂纹，表明其自形成后未发生明显蚀变［图3（c）、3（d）］。

2 研究方法

由于不同多型磁黄铁矿的磁性、铁原子摩尔分数及晶胞参数存在差异，本文通过多技术手段联合分析。采用磁性胶体法测定磁黄铁矿的磁性特征，从而确定磁黄铁矿的结构分型（顾连兴，1989）；通过电子探针分析磁黄铁矿的化学成分，测定铁和硫的摩尔分数占比；利用扫描电子显微镜揭示磁黄铁矿的形态和共生组合特征，明确元素比值变化规律；借助热力学相关图解实验计算lgfo2和lgfs2，分析磁黄铁矿蚀变的形成条件，预测磁黄铁矿在不同环境下的蚀变产物，厘清磁黄铁矿蚀变机制。

2.1 磁性胶体试验

铬酸盐饱和液浸蚀法是矿物磁性胶体分析中广泛采用的标准试验方法。该胶体体系本质特征为含有黑色铁磁性微粒的稳定胶体溶液（van Ewijk et al，1999；任会学等，2017）。研究表明，单斜晶系磁黄铁矿相较于其六方晶系变体表现出更强的磁性。当进行胶体浸润处理时，单斜相可吸附更大量的胶粒（赵冠飞，2022），从而导致其光反射率衰减幅度显著高于六方相（陈殿芬，1995）。显微观测显示在滴加磁性胶体后，胶体微粒选择性地在单斜相表面快速富集，由此产生的显著形态学反差使晶体边界清晰可辨（顾连兴，1989），从而为磁黄铁矿多型鉴定提供有效手段。试验在吉林大学矿相实验室完成，磁性胶体制备工艺流程可参考任会学等（2017），制得的黑褐色磁性胶体在常规储存条件下可保持长期稳定性。

2.2 扫描电子显微镜试验

SEM-EDS测试工作在吉林大学南区显微分析实验室完成，选用背散射电子成像（BED-C）模式。二道甸子矿区样品测试参数设定如下：加速电压为10.00 kV，工作距离为13.5 mm，放大倍率65倍；红旗岭矿区样品采用5.0 kV加速电压，工作距离为11.4 mm，放大倍率为43倍。试验均在标准真空条件下进行，以确保测试系统的稳定性和检测精度。

2.3 电子探针试验

电子探针试验在防灾科技学院河北省地震动力学重点实验室完成（王卓一，2023）。试验流程包括：制备探针薄片，经无水乙醇超声清洗后定位目标矿物，采用JEOLJEE-420型设备实施碳膜镀覆以增强导电性。测试使用JEOLJXA-8230型电子探针仪，工作参数设定为加速电压15 kV，束流20 nA，分析束斑直径1~5 μm（反应边矿物采用1 μm微区定位），确保分析误差低于1%（王卓一，2023）。采用国际SPI标准样品与国内标准物质联合校准，元素特征峰与背景值采集时间分别设定为10 s和5 s。所有测试数据均通过ZAF法进行基体效应校正，以保障分析结果的精确度。

2.4 热力学相关图解试验

热力学平衡图解是定量研究矿物相平衡与元素地球化学行为的重要手段（林传仙等，1985）。在热液成矿系统中，亲硫元素在熔体—热液相间的分配差异制约金属富集，强亲硫元素优先进入富硫热液的选择性迁移，是金属矿床形成的关键（张德会，1997；周云等，2013）。通过分析矿物组合对元素活动的物理化学制约，可追溯成矿环境，明确成矿溶液的化学平衡与氧化还原动态变化（饶纪龙，1979）。分析流程如下：构建含体系成分与矿物构成的化学反应方程，输入实测数据计算吉布斯自由能变化值，通过方程ΔGΘ R，T =-2.303RTlg∏f i ci计算体系的硫逸度，最终绘制参数状态图，具体方法详见文献（张艳等，2014；温守钦等，2020）。

3 试验结果

3.1 磁性胶体试验

将磁性胶体滴于红旗岭铜镍硫化物矿床光片样品上［图4（a）］，镜下观察发现磁性颗粒表现出显著的聚集行为差异：磁性胶体呈现2种聚集特征，部分区域胶粒大量富集、光反射率显著降低，对应单斜磁黄铁矿（Mpo），另一部分区域胶粒富集较少、反射率较高，对应六方磁黄铁矿（Hpo），2种晶系磁黄铁矿的形貌和分布界限清晰可辨［图4（b）］。将磁性胶体滴于二道甸子金矿床光片样品后［图4（c）］，镜下观察到其磁性颗粒呈现出与红旗岭矿床样品一致的聚集行为特征，且2种晶系磁黄铁矿的形貌和分布界限同样清晰可辨［图4（d）］。
图4 红旗岭铜镍硫化物矿床和二道甸子金矿床中磁黄铁矿磁性胶体试验结果

（a）红旗岭铜镍硫化物矿床样品磁黄铁矿胶体试验前；（b）红旗岭铜镍硫化物矿床样品磁黄铁矿胶体试验后；（c）二道甸子金矿样品胶体试验前；（d）二道甸子金矿样品胶体试验后；Po-磁黄铁矿；Mpo-单斜磁黄铁矿；Hpo-六方磁黄铁矿

Fig. 4 Experimental results of magnetic colloids of pyrrhotite in the Hongqiling Cu-Ni sulfide deposit and Erdaodianzi gold deposit

3.2 扫描电子显微镜试验

通过磁性胶体法从红旗岭和二道甸子矿床样品中各选定一块光片进行扫描电镜测试。2个矿区的光片均包括2种不同晶系的磁黄铁矿。其中，红旗岭矿床的磁黄铁矿无明显蚀变，而二道甸子矿床的磁黄铁矿蚀变现象明显（磁黄铁矿蚀变为白铁矿）。采用JEPS-IT200对圈定区域磁黄铁矿进行面扫描，同时在红旗岭磁黄铁矿中选定了8个点，在二道甸子磁黄铁矿中选定了20个点进行点扫描。
试验结果显示（图5），红旗岭矿床和二道甸子矿床六方和单斜晶系的磁黄铁矿元素组成无显著差异。对磁黄铁矿开展扫描电镜分析，对于红旗岭铜镍硫化物矿床磁黄铁矿的打点位置［图6（a）］，从其能谱检测结果［图6（b）］可以看出红旗岭矿床中磁黄铁矿的主要组成元素为Fe和S，同时检出Co、Ni、Cu、Zn、As和Au等微量元素；对于二道甸子金矿床磁黄铁矿的打点位置［图6（c）］，其能谱检测结果［图6（d）］显示二道甸子金矿床中磁黄铁矿的主量元素同样为Fe和S，并检出与红旗岭磁黄铁矿相同的微量元素，仅部分蚀变区域S含量略高，推测该现象与白铁矿的形成有关。
图5 红旗岭铜镍硫化物矿床和二道甸子金矿床样品的偏光显微镜和扫描电镜图像对比

（a）红旗岭铜镍硫化物矿床磁黄铁矿偏光显微镜下特征图像（滴磁性胶体后）；（b）红旗岭铜镍硫化物矿床磁黄铁矿扫描电镜图像；（c）二道甸子金矿床磁黄铁矿偏光显微镜下特征图像（滴磁性胶体后）；（d）二道甸子金矿床磁黄铁矿扫描电镜图像；Po-磁黄铁矿

Fig. 5 Comparison of polarizing microscope and scanning electron microscope images of samples from the Hongqiling Cu-Ni sulfide deposit and Erdaodianzi gold deposit

图6 红旗岭铜镍硫化物矿床和二道甸子金矿床样品打点图及扫描电镜面扫图谱

（a）红旗岭铜镍硫化物矿床磁黄铁矿扫描电镜打点图；（b）红旗岭铜镍硫化物矿床磁黄铁矿典型波谱图；（c）二道甸子金矿床磁黄铁矿扫描电镜打点图；（d）二道甸子金矿床磁黄铁矿典型波谱图

Fig. 6 Spotting diagrams and scanning electron microscope surface scanning spectra of samples from the Hongqiling Cu-Ni sulfide deposit and Erdaodianzi gold deposit

3.3 电子探针试验

在本次EPMA试验中，对二道甸子金矿床样品中的磁黄铁矿进行了14个点分析，对红旗岭铜镍硫化物矿床的磁黄铁矿进行了16个点分析。磁黄铁矿的主要元素含量见表1。试验结果表明，不同晶系的磁黄铁矿具有相似的主要元素组成。二道甸子金矿中磁黄铁矿硫含量为38.33%~39.16%（平均值为38.76%），铁含量为59.80%~61.38%（平均值为60.45%）。红旗岭铜镍硫化物矿床磁黄铁矿中硫含量为38.69%~39.94%（平均值为39.30%），铁含量为60.26%~61.36%（平均值为60.76%）。
表1 二道甸子金矿床和红旗岭铜镍硫化物矿床中磁黄铁矿电子探针数据

Table 1 Electron probe data of pyrrhotite from the Erdaodianzi gold deposit and Hongqiling Cu-Ni sulfide deposit（%）

矿床名称 分析点号 S Pb Sb Ag As Zn Fe Co Ni Cu Au 合计
二道甸子金矿床 ED-5-1 38.41 - 0.01 0.04 - 0.03 61.38 0.04 - 0.04 0.01 99.95
ED-5-2 38.79 - - - - 0.01 60.84 0.07 - - 0.02 99.73
ED-5-3 38.79 0.01 - 0.04 - - 60.58 0.12 - - 0.02 99.56
ED-5-4 38.38 - 0.07 - 0.01 0.01 60.44 0.09 - 0.05 0.03 99.08
ED-5-5 38.44 - - - - 0.03 61.00 0.12 - - - 99.60
ED-5-6 38.72 0.07 0.01 0.06 - 0.10 60.72 0.09 - 0.05 0.04 99.86
ED-5-7 38.33 - 0.01 0.03 - - 61.09 0.09 0.01 0.06 0.02 99.65
ED-5-8 38.82 - - 0.01 0.02 - 59.96 0.11 - - 0.05 98.97
ED-5-9 39.13 0.02 0.02 0.01 - - 60.33 0.12 0.01 - - 99.63
ED-5-10 39.15 - - 0.02 - 0.01 59.81 0.07 0.01 - - 99.07
ED-5-11 39.16 0.19 - 0.01 - - 59.79 0.13 - - - 99.27
ED-5-12 38.74 - 0.01 0.06 - 0.04 60.42 0.10 0.01 0.02 0.06 99.46
ED-5-13 38.89 0.01 0.02 - - 0.01 60.08 0.09 - 0.06 0.01 99.17
ED-5-14 38.82 - 0.06 0.05 - - 59.80 0.12 0.03 - 0.02 98.90
红旗岭铜镍硫化物矿床 HQL-1-1 39.14 - 0.04 - 0.01 - 61.17 0.11 - - 0.03 100.50
HQL-1-2 38.99 - - 0.02 - - 60.70 0.10 - 0.04 - 99.84
HQL-1-3 38.77 - - 0.02 - 0.06 60.95 0.13 - 0.01 - 99.94
HQL-1-4 39.41 - - - - - 61.36 0.13 - - - 100.90
HQL-1-5 39.16 - 0.03 0.02 0.01 - 60.73 0.10 - - 0.04 100.09
HQL-1-6 39.14 0.02 0.07 - 0.01 0.03 60.97 0.09 - 0.03 0.02 100.38
HQL-1-7 38.69 - 0.01 0.03 0.03 - 61.10 0.11 - - - 99.97
HQL-1-8 39.59 - - - - 0.03 60.59 0.13 0.03 - - 100.36
HQL-1-9 39.64 0.05 - - 0.01 - 60.83 0.10 - - - 100.63
HQL-1-10 38.95 0.06 0.02 - - 0.02 60.52 0.11 - 0.05 - 99.72
HQL-1-11 39.94 - - - - - 60.63 0.12 - - 0.04 100.74
HQL-1-12 39.89 - - - - 0.01 60.48 0.10 - - - 100.49
HQL-1-13 39.52 0.05 - 0.05 - 0.01 60.60 0.09 - - - 100.32
HQL-1-14 39.05 - 0.05 - - - 60.26 0.11 - - - 99.47
HQL-1-15 39.32 0.02 - - - - 60.64 0.12 - - - 100.10
HQL-1-16 39.58 - - 0.02 0.01 0.02 60.64 0.09 0.01 - - 100.34

注：“-”表示含量低于检测限

3.4 热力学相关图解试验

二道甸子金矿床第Ⅰ阶段包裹体均一温度为300~340 ℃；第Ⅱ阶段包裹体均一温度为230~290 ℃，盐度［w（NaCl）］为3.69%~37.48%；第Ⅲ阶段包裹体均一温度为150~160 ℃，盐度［w（NaCl）］为1.39%~3.05%（未发表数据）。根据流体包裹体的均一温度和盐度，利用计算包裹体的流体压力和流体深度的经验公式（李建源等，2017）：
P = P 0 × T / T 0   ( × 10 5 P a )
H = P × 1 / 300 × 10 5   ( k m )
式中：P为成矿压力；P 0为初始压力，P 0=219+2 620×W（105×Pa）；T为均一温度；T 0为初始温度，T 0=374+920×W；H为成矿深度；H 0为初始深度，H 0=P 0×1/300×105（km）。
计算得出二道甸子矿床成矿深度为1.38~1.50 km，对应的成矿压力范围为38~41 MPa。红旗岭铜镍硫化物矿床的成矿温度集中在300~500 ℃，成矿深度大于0.60 km，据此推算其成矿压力小于14.65 MPa（李宝林等，2017）。基于此，本研究在热力学模拟过程中作出如下设定：鉴于压力对纯固相和气相反应的动力学影响可忽略，将温度作为主要控制变量，选取200~500 ℃作为研究区间，按60 ℃的间隔设置温度节点，并依据开尔文温标转换公式（K=℃+273.15）进行参数换算（张艳等，2013，2014；温守钦等，2020）。在数据获取过程中发现，仅提供整数温度节点的吉布斯自由能参数，难以满足本研究对特定温度点的计算需求。为解决这一技术难题，采用拉格朗日插值算法对非整数温度节点的热力学参数进行估算。通过该方法获得的热力学参数数据集、反应平衡方程及计算结果见表2和表3。
表2 不同温度下物质热力学参数（数据来源于林传仙等，1985）

Table 2 Thermodynamic parameters of substances at different temperatures （Data from Lin et al，1985）

物质 ∆G（298.15 K） ∆G（473.15 K） ∆G（533.15 K） ∆G（593.15 K） ∆G（653.15 K） ∆G（713.15 K） ∆G（773.15 K）
Fe2O3（赤铁矿） -742.4 -695.0 -679.1 -663.3 -647.8 -632.5 -617.5
Fe3O4（磁铁矿） -1 012.6 -953.6 -933.8 -914.1 -895.0 -875.9 -857.0
FeS（磁黄铁矿） -101.3 -101.8 -102.2 -102.5 -103.0 -103.5 -103.8
FeS2（黄铁矿） -160.2 -152.1 -148.6 -144.8 -140.9 -137.2 -133.6
S2 79.5 52.6 44.2 36.1 28.3 20.6 13.0
S8 48.8 24.4 18.9 14.3 10.5 7.4 4.9
表3 不同温度下磁黄铁矿相关矿物lgfo2-lgfs2方程式及计算结果

Table 3 lgfo2-lgfs2 equation and calculation results of pyrrhotite related minerals at different temperatures

元素 序号 化学方程式 473.15 K 533.15 K 593.15 K 653.15 K 713.15 K 773.15 K
lgfo2 lgfs2 lgfo2 lgfs2 lgfo2 lgfs2 lgfo2 lgfs2 lgfo2 lgfs2 lgfo2 lgfs2
Fe （1） 3Fe+2O2=Fe3O4 -52.6 -45.7 -40.3 -35.8 -32.0 -28.9
（2） 2Fe3O4+1/2O2=3Fe2O3 -39.3 -33.3 -28.5 -24.5 -20.7 -17.9
（3） Fe+1/2S2=FeS -28.3 -24.4 -21.2 -18.7 -16.5 -13.9
（4） FeS+1/2S2=FeS2 -16.9 -13.4 -10.6 -8.3 -6.0 -4.6
S （5） 4S2=S8 -5.1 -3.9 -2.9 -2.1 -1.5 -1.0

4 讨论

4.1 磁黄铁矿分型

在地质作用的复杂进程中，磁黄铁矿因其独特的晶体结构和化学性质，成为探究矿床成因与演化的关键矿物之一。其中，单斜晶系磁黄铁矿和六方晶系磁黄铁矿在形成条件、磁性特征和化学组成上存在显著差异（梁冬云等，1997；洪秋阳等，2011）。磁黄铁矿的晶体结构和化学组成与其形成温度存在紧密关联，这一特性使其在地质研究中常被用作温度指示矿物（杨镇等，2014；芮会超等，2017；李文广等，2018；杨阳等，2020；邱红信等，2021）。通常，六方晶系磁黄铁矿形成于相对较高的温度环境，其铁原子百分数x（Fe）的取值范围为47.0%~47.8%；单斜晶系磁黄铁矿的形成温度则相对较低，对应的x（Fe）值集中在46.5%~47.0%（王濮，1982；卢静文等，2010；Zhao et al，2015；沈洪涛等，2022）。
在磁性胶体试验中，铁磁颗粒在红旗岭铜镍矿床和二道甸子金矿床的磁黄铁矿上均发生2种不同的聚集现象，说明2个矿床中均有六方和单斜2种晶系的磁黄铁矿。根据本次胶体试验，红旗岭和二道甸子矿床中的磁黄铁矿均以单斜磁黄铁矿为主，但红旗岭矿床中磁黄铁矿单斜相与六方相的比例低于二道甸子金矿床（郭维民等，2011）。
磁黄铁矿的电子探针成分分析结果进一步论证了磁性胶体试验结论的准确性。其中，二道甸子金矿床样品ED-5-1至ED-5-8测试点的磁黄铁矿成分范围在Fe11S12，计算得出Fe原子摩尔分数占比为47.2%~47.8%，为六方磁黄铁矿；样品ED-5-9至ED-5-14测试点的磁黄铁矿化学式接近Fe7S8，Fe原子摩尔分数占比为46.6%~46.9%，为单斜磁黄铁矿。通过计算得到红旗岭铜镍硫化物矿床样品HQL-1-1至HQL-1-7中磁黄铁矿的Fe原子摩尔分数为47.09%~47.49%，为六方磁黄铁矿；样品HQL-1-8至HQL-1-16中磁黄铁矿的Fe原子摩尔分数为46.4%~46.95%，为单斜磁黄铁矿。另外，二道甸子金矿床样品测试点的磁黄铁矿Fe/S比值为0.877~0.917，平均值为0.896；红旗岭铜镍硫化物矿床样品测试点的磁黄铁矿Fe/S比值为0.871~0.907，平均值为0.888，2个矿床的Fe/S比值相差不大。传统观点常将磁黄铁矿的蚀变行为与其晶体结构分型（单斜或六方）直接关联。然而，本研究的关键发现是，尽管红旗岭与二道甸子矿床的磁黄铁矿均存在2种晶系的磁黄铁矿，但蚀变程度却截然不同。这直接证明晶体结构并非是控制磁黄铁矿蚀变差异的首要因素。在缓慢冷却过程中，高温结晶的六方磁黄铁矿会发生黄铁矿出溶现象，其自身成分也将沿阿诺德溶线向左下方偏移；当体系温度降至254 ℃以下时，还可能伴随单斜磁黄铁矿的出溶（图7）。二道甸子金矿床与红旗岭铜镍硫化物矿床中磁黄铁矿的铁原子百分数x（Fe）测试结果，证实2个矿床中均存在六方与单斜2种晶系的磁黄铁矿。已有研究表明，磁黄铁矿的铁含量与形成温度呈线性相关，张术根等（2011）基于磁黄铁矿的Fe摩尔百分数xFe（mol%）与形成温度（T/℃）拟合得出定量关系式：T=-201.22xFe（mol%）+9 854.32。将红旗岭矿床磁黄铁矿的xFe（mol%）=47.49代入该公式，计算得出T≈300 ℃，表明该矿床中磁黄铁矿的结晶温度高于319 ℃；而代入二道甸子矿床磁黄铁矿的xFe（mol%）=47.8后，得到T≈240 ℃，指示其结晶温度高于240 ℃。
图7 磁黄铁矿铁原子摩尔百分数与温度关系图解（修改自张怀峰等，2025）

Hpo-六方磁黄铁矿；Mpo-单斜磁黄铁矿；Py-黄铁矿；Tro-陨硫铁

Fig. 7 Diagram of relationship between mole percentage of iron atoms in pyrrhotite and temperature（modified after Zhang et al，2025）

4.2 温度与硫逸度对磁黄铁矿蚀变的影响

磁黄铁矿的成矿过程本质上是Fe-S-O多组分体系中元素耦合作用的物理化学响应。试验研究表明，该体系的矿物相平衡受控于硫逸度（fs2）与氧逸度（fo2）协同调控的多相化学平衡体系：当体系处于还原环境时，Fe元素优先与S结合形成FeS（Fe+1/2S2→FeS）；而在氧化条件下则趋向生成Fe3O4（3Fe+2O2→Fe3O4）（张艳等，2013，2014；温守钦等，2020）。针对该多组分反应体系，基于吉布斯—杜哈姆方程可推导出两相平衡线交点连线的斜率，进而构建不同温压条件下的lgfo2-lgfs2热力学参数图解（图8）。
图8 不同温度下磁黄铁矿相关矿物lgfo2-lgfs2参数状态图（底图修改自温守钦等，2020）

注：（1）3Fe+2O2=Fe3O4；（2）2Fe3O4+1/2O2=3Fe2O3；（3）Fe+1/2S2=FeS；（4）FeS+1/2S2=FeS2；（5）4S2=S8

Fig. 8 lgfo₂-lgfs₂ parameter state diagrams of pyrrhotite related minerals at different temperatures （base map modified after Wen et al，2020）

氧逸度（fo2）与硫逸度（fs2）的数值可作为判断磁黄铁矿氧化还原程度的有效指标（图8），其数值越高，则磁黄铁矿的氧化还原程度越高（Reed，2006；温守钦等，2020）。热力学模拟结果表明，温度与硫逸度是控制磁黄铁矿蚀变的核心因素（图8和图9）。红旗岭矿床成矿温度较高（300~500 ℃），对应的硫逸度为-21.2~-13.9，处于高硫逸度区间。高硫逸度指示富硫流体环境，可抑制磁黄铁矿与硫的进一步反应（FeS+1/2S₂→FeS2），同时高温环境下磁黄铁矿的晶体结构较为稳定，不易发生解离，因此自形成后未发生明显蚀变。二道甸子矿床成矿温度较低（210~350 ℃）（Shang et al，2025），对应的硫逸度为-24.4~-18.7，处于低硫逸度区间。低硫逸度环境下，磁黄铁矿的晶体结构稳定性降低，Fe-S键易发生断裂，同时热液流体中硫的活度较低，促使磁黄铁矿通过“溶解—再沉淀”机制转变为白铁矿（FeS2）或黄铁矿［图2（h）~2（j）］。此外，温度降低会导致热液流体中Au（HS）2 -等金配合物失稳（Benning et al，1996；Stefánsson et al，2004；Williams-Jones et al，2009），进一步加速其蚀变（Mikucki，1998；Widler et al，2002；Reich et al，2005；Yan et al，2024）。
图9 不同温度下磁黄铁矿所需最低lgfs2趋势图（底图修改自温守钦等，2020）

Fig. 9 Trend diagram of the lowest lgfs2 pyrrhotite at different temperatures （base map modified after Wen et al，2020）

4.3 热液活动叠加与表生氧化的影响

红旗岭铜镍硫化物矿床和二道甸子金矿床中磁黄铁矿蚀变程度的差异，可能与二者的地质背景、成矿环境、流体性质及后期地质作用等因素有关（吴尚全，1995；刘默，2005；郗爱华等，2006；鲍继文等，2007；吕林素等，2017；Chen et al，2024）。
二道甸子金矿床经历了多期次热液活动（早期—主成矿期—晚期），主成矿期（Ⅱ期）热液流体富含CO2和H2S等挥发性组分，与磁黄铁矿发生水解反应（FeS+H2O→Fe（OH）2+H2S），生成的Fe（OH）2进一步与H2S反应生成黄铁矿或白铁矿（Chen et al，2024），后期热液流体pH值升高（偏碱性），加剧了磁黄铁矿的交代作用，形成大量白铁矿［图2（h）~2（j）］，且二道甸子矿床位于浅地表（成矿深度1.38~1.5 km），表生环境下大气降水渗透至矿床内部，与磁黄铁矿发生氧化反应（4FeS+7O2+2H2O→4FeOOH+4S），生成褐铁矿（FeOOH），褐铁矿进一步覆盖于磁黄铁矿表面，形成氧化薄膜，同时促进磁黄铁矿向白铁矿的转化（宋梦莹等，2019）。
红旗岭矿床成矿深度大于0.6 km，但因赋存于基性—超基性岩体中，围岩透水性较差，大气降水难以渗透，且后期无强烈热液活动叠加，因此磁黄铁矿未受表生氧化影响，保持原生状态。
综上所述，红旗岭铜镍硫化物矿床和二道甸子金矿床中磁黄铁矿的差异性蚀变现象与磁黄铁矿晶体内部结构无关，而物理化学条件的改变是磁黄铁矿蚀变的主要机制。

4.4 二道甸子磁黄铁矿蚀变对金的物质沉淀富集影响

金的迁移过程包括金的迁移介质、迁移驱动力及沉淀机制等。变质岩系中脉状金矿床的成矿流体为H-C-S体系，氧逸度偏低，呈中性或弱碱性，金最适合以Au（HS）2 -络合离子形式迁移（Ridley et al，2000；Phillips et al，2010；胡庆成等，2012；柯坤家等，2018）。变质岩区脉状金矿床的形成普遍受多因素耦合控制。经典成矿模型认为，流体沸腾、相分离、水岩反应及溶解—再沉淀作用是金沉淀的主要机制（陈衍景等，2007；Williams-Jones，2009；王洪等，2019；张亮等，2024）。
二道甸子金矿床是热液成因矿床，热液流体的地球化学性质会影响金的迁移和再分配行为，随着含矿流体pH值降低，Au等金属元素的溶解度增加，流体中较低的pH值可能加速金等金属的流动性和迁移行为（Reed，2006）。相反，热液体系中 f S 2、 f O 2和pH值的增加，则促进了磁黄铁矿、毒砂和黄铁矿等硫化物间的交代反应以及相关微量元素在矿物间的再分配和富集（Rottier et al，2016）。因此，早期形成的磁黄铁矿和毒砂等硫化物在后期热液交代作用下，经溶解—再沉淀机制被黄铁矿或白铁矿交代所形成的交代结构［图2（h）~2（j）］可定性地示踪成矿物理化学条件的变化。关于金以固溶体的形式存在于磁黄铁矿中，前人认为可能是Au+以类质同象的形式替代Fe2+而存在于磁黄铁矿中（贾建业，1996；林枭举等，2020）。但在二道甸子金矿床中，铁和金的浓度相对分散，二者之间没有明显的相关性，因此这种解释不太准确。
在二道甸子金矿床的成矿过程中，磁黄铁矿的蚀变行为与金的富集沉淀存在清晰的阶段性耦合关系。早期热液期（Ⅰ期），磁黄铁矿尚未出现，金在流体中以Au（HS）2 -形式迁移，未发生大规模沉淀。进入主成矿期（Ⅱ期），情况发生根本性转变：在Ⅱ1阶段，磁黄铁矿开始大量晶出，但蚀变微弱；至Ⅱ2阶段（金主沉淀期），磁黄铁矿发生显著蚀变（FeS+H2O→Fe2++OH-+H2S，随后Fe2+与H2S反应生成FeS2）［图2（h）~2（j）］，这一过程消耗流体中的H2S并释放OH-，导致局部硫逸度（ f S 2）降低和pH值升高，从而破坏了Au（HS）2 -络合物的稳定性，触发了金的还原与初始沉淀（Benning et al，1996；Williams-Jones et al，2009）。然而，可见金并非赋存于蚀变的磁黄铁矿中，而是主要富集在同期结晶的黄铁矿、毒砂和闪锌矿内。这是因为蚀变中的磁黄铁矿（Fe1- x S）结构不稳定，无法有效固定金，而新形成的黄铁矿（FeS）与毒砂（FeAsS）等矿物具有稳定的晶格，能够有效捕获并包裹从流体中析出或从反应界面释放的金纳米颗粒，使其成长为可见金（Reich et al，2005）［图2（e）~2（g），2（k），2（l）］。晚期热液期（Ⅲ期），磁黄铁矿已蚀变殆尽，流体中金浓度极低，仅形成贫金的黄铁矿。因此，磁黄铁矿蚀变是驱动金沉淀的关键地球化学引擎，而金在毒砂［图2（e）］、黄铜矿［图2（f）］、黄铁矿［图2（g）］、方铅矿［图2（k）］和闪锌矿［图2（l）］等稳定硫化物中的富集则是这一过程在矿物学上的必然结果，二者在空间上紧密共生。

5 结论

（1）红旗岭和二道甸子矿床中的磁黄铁矿均以单斜晶系为主，且化学组成高度相似，表明晶体结构并非控制二者蚀变差异性的内在主因。
（2）热力学分析表明，温度与硫逸度是主导磁黄铁矿稳定性的关键外部参数。二道甸子金矿床的中低温、低硫逸度成矿环境有效地促进了磁黄铁矿的蚀变；而红旗岭矿床的高温、高硫逸度条件则抑制了蚀变的发生。
（3）二道甸子金矿床主成矿期磁黄铁矿的蚀变过程，伴随着流体温度下降、硫逸度降低及pH值变化，不仅自身发生转变，更通过产生晶格缺陷和增加表面活性，有效促进了载金络合物的分解与金的吸附沉淀，揭示了矿物蚀变与金属富集的内在联动机制。

http://www.goldsci.ac.cn/CN/10.11872/j.issn.1005-2518.2026.03.284

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