第 2 期王文博等 : 豫西熊耳山地区上道回钼矿床地质及流体包裹体研究 ,withsalinityof1 0% -13 4% and27 2% -33 2%.Themiddle stagehomogenizationtemperatureis 180 to300,withsalini

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婉顶赵
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1 现代地质 GEOSCIENCE 第 30 卷第 2 期 2016 年 4 月 Vol 30 No 2 Apr 2016 豫西熊耳山地区上道回钼矿床地质及流体包裹体研究王文博 1, 张静 1, 陈良 2, 李雷 1, 苏蔷薇 1 1, 王琦崧 (1 中国地质大学 ( 北京 ) 地质过程与矿产资源国家重点实验室, 北京 ;2 五矿勘查开发有限公司, 北京 ) 摘要 : 上道回钼矿床位于华北克拉通南缘豫西熊耳山外方山地区, 受控于马超营断裂的次级断裂, 赋矿地层为中元古界熊耳群中酸性火山岩, 矿体呈多组脉状产出金属矿物以辉钼矿黄铁矿为主, 热液蚀变为硅化钾长石化碳酸盐化热液成矿过程从早到晚为石英 - 黄铁矿阶段石英 - 辉钼矿 - 多金属硫化物阶段石英 - 方解石阶段包裹体类型为 C 型 (CO 2 型 ) W 型 (NaCl H 2 O 型 ) S 型 ( 子晶型 ) 早阶段发育 W 型 C 型和少量 S 型包裹体, 中阶段发育 C 型 W 型 S 型包裹体, 晚阶段发育 W 型包裹体包裹体均一温度为 210~ ~ ~ 220, 盐度由早阶段 1 0% ~13 4% 和 27 2% ~33 2%, 经中阶段 0 3% ~14 1% 和 27 3% ~28 5%, 到晚阶段 0 1% ~14 2% 成矿流体由富 CO 2 向贫 CO 2 演化, 流体沸腾使 CO 2 等挥发分逃逸, 造成流体 ph 值升高氧化性降低, 从而导致辉钼矿等硫化物沉淀早中阶段 C 型包裹体的捕获压力为 148~371MPa 108~383MPa, 对应的成矿深度为 5~ 14km 关键词 : 上道回钼矿 ; 钾长石 - 石英脉型 ; 地质特征 ; 流体包裹体 ; 熊耳山地区 ; 豫西中图分类号 :P 文献标志码 :A 文章编号 : (2016) CharacteristicsofOreGeologyandFluidInclusionsoftheShangdaohui MoDepositintheXiong ershanregion,westernhenan WANGWenbo 1,ZHANGJing 1,CHENLiang 2,LILei 1,SUQiangwei 1,WANGQisong 1 (1 StateKeyLaboratoryofGeologicalProcesesandMineralResources,ChinaUniversityofGeosciences,Beijing ,China; 2 MinmetalsExploration&DevelopmentCo,Ltd,Beijing ,China) Abstract:TheShangdaohuiModepositislocatedintheXiong ershan Waifangshanregionwhichisinthe southernmarginofthenorthchinacraton.theorebodies,controledbythesecondaryfaultofthemachaoying fault,occurasveinsandarehostedbythemesoproterozoicintermediatetofelsicvolcanicrocksofthexiong er Group.Themajormetalicmineralsaremolybdeniteandpyrite.Thesilicification,K felsparizationandcarbona tizationarethemainhydrothermalalterationtypes.thehydrothermalore formingprocescanbedividedinto threestages,quartz+pyritestage(earlystage),quartz+molybdenite+polymetalicsulfidestage(middle stage)andquartz+calcitestage(latestage).threetypesoffluidinclusionscanbeidentifiedintheshangdao huimodeposit,includingaqueous(w type),co 2 rich(c type),daughtermineral bearing(s type)fluidin clusions.theearlystagequartzcontainsmostlyw type,c typeandminors typefluidinclusions,themiddle stagequartzcontainsc type,w typeands typefluidinclusions,andthelatestagecalciteonlycontainsthe W typefluidinclusions.thehomogenizationtemperaturesofearly stagefluidinclusionsrangefrom210 to 收稿日期 : ; 改回日期 : ; 责任编辑 : 楼亚儿基金项目 : 国家自然科学基金项目 ( ); 五矿勘查开发有限公司科技找矿项目 ; 中央高校基本科研业务费专项资金项目 ( ) 作者简介 : 王文博, 男, 硕士研究生,1990 年出生, 地质工程专业, 主要从事矿床学及矿床地球化学研究 wangwenbo05@163 com 通信作者 : 张静, 女, 副教授, 博士生导师,1977 年出生, 矿物学岩石学矿床学专业, 主要从事矿床地球化学研究 zhangjing@cugb edu cn

2 第 2 期王文博等 : 豫西熊耳山地区上道回钼矿床地质及流体包裹体研究 ,withsalinityof1 0% -13 4% and27 2% -33 2%.Themiddle stagehomogenizationtemperatureis 180 to300,withsalinityof0 3% -14 1% and27 3% -28 5%,andthelast stagehomogenization temperaturerangesfrom120 to220,withsalinity0 1% -14 2%.Theore formingfluidevolvedfrom carbonictoaqueousfromearlytolatemineralizationstage.fluidboilingoccuredinbothearlyandmiddlesta ges,andresultedinreleaseofco 2,whichcausedtheprecipitationoftheMoS 2 andothersulfides.trapping presuresestimatedaccordingtothec typefluidinclusionsare mpaand mpaintheearly andmiddlestages,corespondingtometalogenicdepthof5-14km. Keywords:ShangdaohuiModeposit;K feldspar quartzveintype;geologicalcharacteristics;fluidinclusion; Xiong ershanregion;westernhenan 0 引言东秦岭钼成矿省为中国第一大钼矿带, 已探明钼金属储量超过 600 万吨 [1-4] 区内钼矿床类型多样, 已发现有斑岩型 [1,3,5] 斑岩矽卡岩型 [7-9] 碳酸岩脉型 [10-11] [12] 萤石脉型以及石英脉型 [6,13-14] 其中, 斑岩型钼矿床以其巨大的规模和可观的经济效益成为以往矿产勘查研究的主要对象, 而脉状钼矿床因其矿产储量小经济价值较低, 因而研究薄弱近年来, 随着东秦岭地区众多具有工业价值的石英脉型钼矿床的不断发现 [14], 该类型矿床开始引起广泛关注有研究表明仅嵩县南部外方山钼矿田的石英脉型钼矿床, 钼资源量达 15 万吨 [4], 显示了区内同类型矿床的巨大找矿潜力上道回钾长石石英脉型钼矿位于东秦岭钼矿带东部的外方山成矿带, 矿床发现晚, 研究程度低作者在详细研究该矿床特征围岩蚀变和矿石特征的基础上, 开展了不同成矿阶段流体包裹体显微测温和激光拉曼光谱分析, 讨论了成矿流体的性质及演化, 为探讨成矿过程和矿床模型构建奠定了基础 1 区域地质东秦岭钼成矿带位于华北克拉通南缘的华熊地块和北秦岭增生带, 该钼矿带北以三宝 ( 三门峡宝丰 ) 断裂为界, 南至商丹 ( 商南丹凤 ) 断裂 [1-2,6,8] 华北克拉通南缘的早前寒武纪基底由华熊地块中条地块和嵩箕地块构成华熊地块东侧以三宝断裂为界, 与嵩箕地块相邻 ; 南侧以栾川断裂为界, 紧邻北秦岭造山带, 是华北克拉通南缘太古宇基底隆起区之一 ; 西侧以三潼 ( 三门峡潼关 ) 断裂为界, 与中条地块毗邻 ( 图 1A) 华熊地块的结晶基底由新太古界古元古界太华群黑云斜长片麻岩斜长角闪片麻岩组成, 盖层为中元古界熊耳群及其上的中上元古界官道口群栾川群等 [15] 华熊地块的构造演化经历了 3 个巨型旋回 :1850Ma 以前的早前寒武纪结晶基底形成 [16], 中元古代到古生代的大陆边缘增生, 中生代华北与扬子板块的碰撞及碰撞后构造作用 [17-18] 熊耳山外方山地区为东秦岭钼成矿带的主要组成部分之一, 位于洛宁卢氏断陷盆地以东, 北界沿三宝断裂推覆到嵩箕地块的中元古界三叠系盖层之上, 南界是马超营断裂带区内主要出露变质基底太华群和盖层熊耳群 ( 图 1) 太华群 (2 95~2 20Ga) 发育于新太古代古元古代, 为一套以片麻岩为主的深变质岩系 [6,16] 熊耳群 (1 80~1 73Ga) 为一套厚达 7600m 的中基性中酸性火山岩建造, 是华熊地块乃至整个华北克拉通最下部的盖层, 自下而上划分为大古石组许山组鸡蛋坪组和马家河组汝阳群 (1 28~ 1 14Ga) 呈角度不整合覆于熊耳群之上, 中下部为碎屑岩, 上部为碳酸盐岩官道口群 (1 30~ 0 80Ga) 为滨海相碎屑岩碳酸盐岩建造, 属典型的华北地台盖层沉积栾川群 (1 30~0 80Ga) 发育于晚元古代, 为一套陆源碎屑碳酸盐岩碱性火山岩沉积组合马超营断裂是熊耳山外方山地区近东西向的区域性大断裂, 切割了区内太华群及熊耳群所有地层, 并且控制了花岗岩体的产出研究区内断裂构造以 NE 向为主, 总体属于马超营断裂的次级构造, 大多经历了印支期压剪燕山期张剪和喜山期压剪作用 [18], 呈近等距排列 ( 图 1) 研究区内发育大量燕山期花岗岩, 如花山五丈山合峪等花岗岩基

现３３０代地质２０１６年图１豫西熊耳山地区地质矿产图据Ｄ１９２０１４修改Ｆ１ＧｍｐＸｍｄｄＤ１９２０１４ＭＦ马超营断裂ＳＸＦ嵩坪沟秀才岭断裂ＳＴＦ三门铁炉坪断裂ＫＱＦ康山七里坪断裂ＨＱＦ红庄青岗坪断裂ＴＭＦ陶村马元断裂ＪＭＦ旧县蛮峪断裂矿床名称

3 现３３０代地质２０１６年图１豫西熊耳山地区地质矿产图据Ｄ１９２０１４修改Ｆ１ＧｍｐＸｍｄｄＤ１９２０１４ＭＦ马超营断裂ＳＸＦ嵩坪沟秀才岭断裂ＳＴＦ三门铁炉坪断裂ＫＱＦ康山七里坪断裂ＨＱＦ红庄青岗坪断裂ＴＭＦ陶村马元断裂ＪＭＦ旧县蛮峪断裂矿床名称１七亩地沟２槐树坪３瑶沟４东湾５九丈沟６小南沟通峪沟７庙岭８下蒿坪９店房１０前河１１祁雨沟１２公峪小公峪１３高都川１４栗子沟１５柿树底１６松里沟１７黄沟１８北岭１９红庄２０元岭２１康山２２上宫２３青岗坪２４小池沟２５虎沟２６金家湾２７吉家８桐树沟２９上道回３０前范岭３１纸房３２雷门沟３３大石门沟３４黄水庵３５安沟３６鱼池岭３７罗村洼２３８三道庄３９南泥湖４０上房沟４１石瑶沟４２龙门店４３寨凹４４铁炉坪４５嵩坪沟４６沙沟自纸房钼矿床发现以来１４在外方山地区相砾岩和集块岩矿区南部及东北部出露少量马家１继发现诸多石英脉型钼矿床点包括凡台沟河组下段Ｃｍ岩性为灰绿色杏仁状玄武安山香椿沟前范岭八道沟大西沟毛沟土岭岩夹多层紫色凝灰岩灰紫色石英粗安岩第四村石梯上康家沟上道回等图２均产于系全新统主要是沿冲沟分布的洪积冲积的砾石熊耳群鸡蛋坪组具相似的矿床地质特征探明砂砾石粗砂厚度不大图３钼资源量约１５万吨伴生铅资源量约３０万吨潜在储量预计可达超大型规模４２０２矿区地质矿区出露地层主要为熊耳群鸡蛋坪组上段３矿区构造以北东向Ｆ１０Ｆ２断裂为主图３为马超营断裂带的次级构造Ｆ１０在区内长约４５ｋｍ宽度５２０ｍ总体走向６０７０倾向北西倾角７０８９构造带内岩性以构造角砾岩为主角砾成分为英安岩矿区内未见大规模Ｃｊ岩性以灰绿色深灰色斑状安山岩为主岩浆侵入活动零星发育少量小规模的闪长斑岩局部夹灰黑色流纹斑岩英安岩及流纹质火山角脉图３

4 第２期王文博等豫西熊耳山地区上道回钼矿床地质及流体包裹体研究图２外方山石英脉型钼矿田地质简图据胡海珠等４２０１３修改Ｆ２ＳｍｐｄｍｐＷＭｄｍｄｄＨ４２０１３图３上道回钼矿区地质略图据邓军等 ① ２０１３修改Ｆ３ＧｋｍｐＳｄＭｄｐｍｄｄＤ ① ２０１３０１３１２９１３０ ① 邓军龚庆杰王长明等河南嵩县金多金属矿集区成矿规律研究及找矿预测阶段成果报告２３３１

5 332 现代地质 2016 年 3 矿床地质 3 1 矿化及蚀变矿区西北部已探明多条含钼石英脉 ( 图 3, 图 4A), 辉钼矿石英脉厚度不一, 一般为几厘米至几十厘米, 矿脉整体呈缓倾层状似层状板状产出, 倾向多变, 倾角为 10 ~35, 在地表出露呈环状产出, 在纵向上多层近平行产出钾化蚀变岩带在地表出露明显, 呈鲜红色, 厚度较稳定 (0 4~1 0m), 产状平缓, 倾向多变, 倾角为 15 ~30 ; 该蚀变带中可见黄铁矿化, 但钼矿化较弱 ( 图 4B) 矿区内热液蚀变类型以硅化钾长石化碳酸盐化为主硅化蚀变作用普遍发育在石英脉两侧 ; 钾长石化为较早出现的蚀变矿物, 一般沿石英脉充填于蚀变围岩中或与辉钼矿黄铁矿等共生 ( 图 4D I); 碳酸盐化主要是方解石化 ( 图 4H), 出现在成矿晚阶段矿区内的围岩蚀变显示一定的分带性, 钾化带通常发育在石英 - 硫化物脉两侧的围岩中 ( 图 4A I) 3 2 矿石及矿物组合上道回钼矿的主要矿石类型以石英脉型为主, 伴随少量蚀变岩型 ( 图 4C D) 金属矿物以辉钼矿占主导, 少量黄铁矿方铅矿闪锌矿黄铜矿等 ; 非金属矿物以石英钾长石为主辉钼矿多分布于石英脉上下接触带及近脉蚀变围岩中, 呈云雾状浸染状或沿石英裂隙面呈薄膜状充填 ( 图 4A D F) 辉钼矿在矿相学显微镜下呈灰白色, 灰白灰带淡蓝色, 非均质性, 呈片状板状集合体或它形粒状产出 ( 图 5A B C D), 粒度一般为 0 05~0 5mm 常见的矿石构造有脉状 - 网脉状浸染状 ( 图 4A D F) 面状块状( 图 4E) 条带状等, 矿石结构主要有自形 - 半自形 - 它形结构 ( 图 5A B) 碎裂结构 ( 图 5C) 交代残余结构 ( 图 5D E) 包含结构( 图 5F) 等 3 3 成矿阶段上道回钼矿的成矿过程分为热液期和表生氧化期, 其中热液期为主成矿期根据矿脉切穿关系矿物生成顺序及矿物共生组合等特征, 热液成矿过程可分为早中晚 3 个阶段早阶段 : 石英 - 黄铁矿阶段, 主要形成黄铁矿 - 石英脉或纯净石英脉, 该阶段基本不含辉钼矿, 石英颗粒较大, 受后期构造应力作用, 内部形成大量微裂隙 ( 图 4E F), 并可见钾长石与石英共生黄铁矿多呈晶形较好的立方体, 可见立方体黄铁矿被后期辉钼矿脉切过而发生破碎 ( 图 4G) 中阶段 : 石英 - 辉钼矿 - 多金属硫化物阶段, 主要形成辉钼矿 - 石英脉, 以辉钼矿产出为特征, 为主成矿阶段, 还可见黄铁矿黄铜矿方铅矿闪锌矿磁铁矿等辉钼矿几乎全部为细粒产出, 有时呈云雾状面状分布于石英脉中, 有时交代围岩形成浸染状 ( 图 4D) 此阶段黄铁矿相比第一阶段黄铁矿晶形较差 ( 图 4H) 晚阶段 : 石英 - 方解石阶段, 形成石英 - 方解石脉或方解石脉, 基本不含辉钼矿成矿后由于地壳抬升, 矿体出露地表或处于近地表时, 钼矿体进入次生改造作用的表生期, 表生期的矿物组合以褐铁矿铜蓝钼华 ( 图 5B) 等表生矿物为特征 4 流体包裹体研究 4 1 样品及测试选择不同矿脉不同成矿阶段的有代表性样品, 将样品磨制成双面抛光的薄片, 观察流体包裹体岩相学特征, 在此基础上, 选取有代表性的 15 件样品进行包裹体热力学和成分分析流体包裹体显微测温分析在中国地质大学 ( 北京 ) 资源勘查实验室流体包裹体室完成显微测温采用的仪器为英国 Linkam 公司的 MDSG600 型冷热台, 温度控制范围为 -196~600, 冷冻和加热可控速率范围为 0 1~30 /min, 测试精度为 ±0 1 测温过程中, 升温或降温速度控制在 0 2~10 /min, 在其相转变温度附近升温速率降低为 0 2 /min 对于 W 型包裹体在降温至 -100 全冻后, 回温过程测得其冰点温度, 继续加热测量其完全均一温度 ;C 型包裹体降温至 -120 全冻后, 回温过程测得其络合物初融温度及笼合物熔化温度, 进一步回温, 测量 CO 2 部分均一温度及包裹体完全均一温度对于盐水溶液包裹体, 其盐度根据 Bodnar [21] 的公式计算, 密度根据刘斌 [22] 等的公式计算获得 ; 对于 CO 2 包裹体, 盐度根据 Colins [23] 的公式计算, 密度使用 FLINCOR 软 [24] 件计算所得 ; 对于 S 型包裹体, 盐度根据卢焕 [25] 章的公式计算获得流体包裹体成分的原位激光拉曼光谱分析在中国地质大学 ( 北京 ) 资源勘查实验室激光拉曼室

早阶段立方体黄铁矿被后期辉钼矿脉切过而发生破碎Ｈ晚阶段方解石脉切穿中阶段石英辉钼矿黄铁矿脉Ｉ硅化钾长石化及围岩的分带情况图５上道回钼矿常见矿物和矿石结构Ｆ５ＭｍｂＳｄ

6 第２期王文博等豫西熊耳山地区上道回钼矿床地质及流体包裹体研究图４上道回钼矿野外地质和矿化特征Ｆ４ＧｄｍｚＳｄＭｄｐＡ安山岩中发育的石英脉围岩伴随强烈钾长石化Ｂ安山岩中发育的钾化蚀变带Ｃ石英脉型矿石Ｄ蚀变岩型矿石Ｅ早阶段粗大的黄铁矿颗粒与石英共生Ｆ中阶段辉钼矿石英细脉切穿早阶段无矿石英脉Ｇ中阶段辉钼矿细脉切穿早阶段石英黄铁矿脉早阶段立方体黄铁矿被后期辉钼矿脉切过而发生破碎Ｈ晚阶段方解石脉切穿中阶段石英辉钼矿黄铁矿脉Ｉ硅化钾长石化及围岩的分带情况图５上道回钼矿常见矿物和矿石结构Ｆ５ＭｍｂＳｄＭｄｐＡ它形片状辉钼矿Ｂ板状集合体辉钼矿及氧化物钼华Ｃ黄铁矿黄铜矿及辉钼矿多金属黄铁矿碎裂结构Ｄ辉钼矿闪锌矿交代黄铁矿黄铜矿Ｅ方铅矿闪锌矿交代黄铁矿Ｆ黄铁矿包含方铅矿３３３

7 334 现代地质 2016 年完成, 仪器为英国 RenishawinVia 型激光拉曼光谱仪, 光源为 514 5nm 的 Ar 原子激光器, 计数时间为 10~30s, 每 1cm -1 ( 波数 ) 计数一次,100~ 4000cm -1 全波段一次取峰, 激光束斑最小直径约 1μm, 激光功率 20mW, 光谱分辨率 1~2cm 岩相学及包裹体成分石英样品中广泛发育流体包裹体, 以原生包裹体和假次生包裹体为主, 少数为次生包裹体 ; 包裹体大小多为 3~28μm 根据在室温下(25 ) 流体包裹体的相态以及降温过程中出现的相变特征 [25], 可将其分为 NaCl H 2 O 型 (W 型 ) 含 CO 2 型 (C 型 ) 含子晶型 (S 型 ) 三大类其中 C 型包裹体又可分为 C1 型 C2 型两个亚类,C1 型包裹体在室温下为三相, 即 CO 2(V) +CO 2(L) +H 2 O (L), 具有双眼皮特征 ( 图 6C E, 图 7);C2 型包裹体在室温下为两相, 即 CO 2(L) +H 2 O (L), 此类型在降温过程中可转变成 C1 型 ( 图 6B F),C2 型包裹体是上道回钼矿 C 型包裹体的主要类型早阶段石英中的流体包裹体主要为 C 型和 W 型, 少量 S 型 ( 图 6A B C) 其中 C 型包裹体, 以 C2 型为主, 多呈椭圆形不规则形, 孤立分布, 大小 8~28μm, 气液比 18% ~75%; 此类包裹体的气泡中可检测到显著 CO 2 双峰 ( 拉曼峰谱在附近 )( 图 7A B), 液相显示很强的水峰 ( 图 7C) W 型包裹体呈孤立分布, 为椭圆和不规则状, 大小集中在 5~20μm, 气液比变化于 5% ~40%, 其气泡中除检测到 H 2 O 外, 还含一定的 CO 2 ( 图 7A) S 型包裹体的子晶为不规则状椭圆状及立方体形, 主要为盐类矿物 ; 同时, 可见到含子晶的富 CO 2 多相包裹体, 表明早阶段的成矿流体为富 CO 2 高盐度的水溶液中阶段石英中的包裹体主要为 C 型 W 型及 S 型 ( 图 6D G) 其中 C 型包裹体以 10~20μm 为主, 气液比 14% ~70%,C1 和 C2 型包裹体数量相当 W 型包裹体多为 5~15μm, 气液比为 5% ~35%, 呈独立分布 S 型包裹体的子晶为不规则状立方体形, 多为钾盐或钠盐中阶段 C 型包裹体中的 CO 2 双峰值显著 ( 特征拉曼峰谱在附近 )( 图 7D) 气液两相包裹体的液相为 H 2 O, 气相为 CO 2 及少量 N 2 ( 图 7E), 表明中阶段流体成分也是含 CO 2 的水溶液, 但含少量 N 2 晚阶段的矿物流体包裹体较少, 发育 W 型包裹体 ( 图 6H), 形态以椭圆状不规则状为主, 大小为 3~15μm, 气液比 5% ~28% 拉曼分析显示, 晚阶段 W 型包裹体的成分以 H 2 O 为主 ( 图 7F), 偶见含 CO 2 综上, 早中阶段矿物的流体包裹体成分均为富 CO 2 的水溶液, 晚阶段为水溶液, 成矿流体系统由富 CO 2 的盐水体系演化为晚阶段的水溶液体系 4 3 流体包裹体的热力学特征不同成矿阶段不同类型的流体包裹体的测温及计算结果见表 1 表 2 和图 8 早阶段石英中, W 型包裹体的冰点温度 (T m,ice ) 为 -9 5~-0 6, 对应的盐度为 1 0% ~13 4%NaCleqv ( 下同 ); 包裹体向液相或气相均一, 均一温度 (T h ) 为 141~438 C 型包裹体笼合物熔化温度 (T m,cla ) 为 2 9~8 6, 对应盐度为 2 7% ~12 0%;CO 2 部分均一温度 (T h,co2 ) 为 18 3~30 1, 均一到液相或气相 ; 完全均一温度 (T h ) 为 150~348, 包裹体完全均一为液相或气相, 该阶段 C 型包裹体 CO 2 的密度集中在 0 24 ~0 35g/cm 3 和 0 55~0 89g/cm 3 两个区间 S 型包裹体的子晶熔化温度 (T m,s ) 为 77 2~224, 对应盐度为 27 2% ~33 2%; 包裹体多均一成液相, 均一温度为 136~356 ( 图 8A D 和表 1 表 2) 中阶段石英中,C 型包裹体的笼合物熔化温度 (T m,cla ) 为 4 0~8 9, 对应的盐度为 2 2% ~ 10 4%;CO 2 相部分均一温度 (T h,co2 ) 为 17 9~ 30 8, 均一成液相或气相, 完全均一温度 (T h ) 为 121~434, 均一方式为气相或液相均一 ; 个别包裹体在 500 以上仍不均一 ; 该阶段 C 型包裹体 CO 2 的密度为 0 21~0 39g/cm 3 和 0 59~ 0 80g/cm 3 W 型包裹体的冰点温度 (T m,ice ) 为 -10 2~-0 2, 对应盐度为 0 3% ~14 1%; 包裹体均一为液相或气相, 均一温度 (T h ) 为 128~ 391 S 型包裹体子晶消失和均一温度分别为 66 7~120 和 157~351, 显示不饱和溶液, 盐度为 27 3% ~28 5%( 图 8B E 和表 1 表 2) 晚阶段方解石中 W 型包裹体的冰点温度 (T m,ice ) 为 -10 3~-0 1, 对应盐度为 0 1% ~ 14 2%, 属于低盐度流体 ; 包裹体向液相或气相均一, 均一温度 (T h ) 为 126~317, 晚阶段 W 型包裹体获得的密度为 0 72~1 03g/cm 3 ( 图 8C F 和表 1 表 2) 4 4 成矿压力及深度计算获得的流体包裹体的捕获压力及对应的成矿深度见表 2 早阶段捕获压力为 148~371

第 2 期王文博等 : 豫西熊耳山地区上道回钼矿床地质及流体包裹体研究 335 图 6 不同阶段样品中流体包裹体岩相学特征 Fig 6 Microphotographsofrepresentativefluidinclusionsindiferentstagesamples A 早阶段石英中气液比差异较大的包裹体群 ;B 早阶段石英中富 CO 2 三相包裹体 ;C 早阶段石英中含子晶富 CO

8 第 2 期王文博等 : 豫西熊耳山地区上道回钼矿床地质及流体包裹体研究 335 图 6 不同阶段样品中流体包裹体岩相学特征 Fig 6 Microphotographsofrepresentativefluidinclusionsindiferentstagesamples A 早阶段石英中气液比差异较大的包裹体群 ;B 早阶段石英中富 CO 2 三相包裹体 ;C 早阶段石英中含子晶富 CO 2 多相包裹体 ;D 中阶段 C 型 W 型单相包裹体共存及不同气液比的包裹体群 ;E 中阶段石英中富 CO 2 三相包裹体 ;F 中阶段石英中含子晶富 CO 2 多相包裹体共生 ;G 中阶段气液两相水溶液包裹体 ; H 晚阶段的水溶液包裹体 MPa, 对应的静岩深度为 5 5~13 8km; 中阶段捕获压力为 108~383MPa, 对应的静岩深度为 4 0~14 2km; 晚阶段压力为 10~26MPa, 对应的静岩深度为 0 3~1 0km( 静水深度为 0 9~2 7 km) 早中阶段捕获压力及静岩深度相近, 到晚阶段压力迅速降低, 成矿深度迅速变浅, 结合中阶段流体沸腾的特点, 反映出流体由静岩压力突变为静水压力时发生了减压沸腾现象,CO 2 等气相成分散失带走热量, 使成矿温度迅速降低, 从而发生成矿物质的快速沉淀因此, 早中阶段的

现３３６代地质２０１６年图７上道回钼矿流体包裹体激光拉曼光谱分析Ｆ７ＬＲｍｐｍｄＳｄＭｄｐＡ早阶段石英中富ＣＯ２三相包裹体气相中的ＣＯ２和Ｈ２ＯＢ早阶段石英中包裹体的ＣＯ２Ｃ早阶段石英中富ＣＯ２三相包裹体气相中的Ｈ２ＯＤ中阶段石英中气液两相包裹体气相中的ＣＯ２和Ｈ２ＯＥ中阶段石英中包裹体成分为ＣＯ２和Ｎ２Ｆ

9 现３３６代地质２０１６年图７上道回钼矿流体包裹体激光拉曼光谱分析Ｆ７ＬＲｍｐｍｄＳｄＭｄｐＡ早阶段石英中富ＣＯ２三相包裹体气相中的ＣＯ２和Ｈ２ＯＢ早阶段石英中包裹体的ＣＯ２Ｃ早阶段石英中富ＣＯ２三相包裹体气相中的Ｈ２ＯＤ中阶段石英中气液两相包裹体气相中的ＣＯ２和Ｈ２ＯＥ中阶段石英中包裹体成分为ＣＯ２和Ｎ２Ｆ晚阶段气液两相包裹体液相中的Ｈ２Ｏ１１４２４早中阶段流体包裹体ＣＯ２静岩压力应代表成矿过程中的成矿压力表明成０矿深度为５１４ｋｍ５讨密度分为高低两组即早阶段０２４０３５ｍ３和０５５０８９ｍ３中阶段０２１０３９论ｍ３和０５９０８０ｍ３５成矿压力早中５１成矿流体性质及演化从前文分析可以看出上道回钼矿的流体包裹体具有如下特征和演化趋势１早中阶段发育富ＣＯ２的Ｃ型包裹体而晚阶段仅发育Ｗ型水阶段为１４８３７１ＭＰ和１０８３８３ＭＰ成矿深度为５１４ｋｍ从早到晚由静岩压力系统转变为静水压力系统成矿流体成分从早到晚由ＣＯ２Ｈ２ＯＮＣ体系ＣＨ２Ｏ体系演化流体来源由富ＣＯ２中高溶液包裹体即早中阶段流体成分主要为ＣＯ２向Ｎ和ＨＯ晚阶段以ＨＯ为主２从成矿早阶段温中高盐度低密度的变质流体向中低温低２２０３９０盐度贫ＣＯ２的大气降水演化这一特征与造山到晚阶段流体包裹体的均一温度从２１９１２１４１８０３００降低至１２０２２０３盐度从型矿床流体性质类似２流体沸腾与成矿物质沉淀早阶段１０１３４和２７２３３２经中阶５３１４１和２７３２８５到晚阶段段０流体沸腾是热液矿床成矿物质沉淀的重要机

10 第 2 期王文博等 : 豫西熊耳山地区上道回钼矿床地质及流体包裹体研究 337 表 1 上道回钼矿流体包裹体显微测温及相关参数计算结果 Table1 MicrothermometricandsalinitydataoffluidinclusionsoftheShangdaohuiModeposit 成矿阶段类型数量 T m,co2 / T m,cla / T h,co2 / T m,ice / T m,s / T h / 盐度 /%NaCleqv 早阶段中阶段 C ~ ~ ~30 1(L) 18 3~30 1(V) W ~ ~325(L) 239~349(V) 141~389(L) 198~438(V) S ~ ~356(L) C ~ ~ ~30 2(L) 24 8~30 8(V) W ~ ~293(V) 186~348(L) 121~434(V) 156~391(L) 128~375(V) S ~ ~351(L) 晚阶段 W ~ ~267(V) 126~317(L) 131~286(V) 2 7~ ~ ~ ~ ~ ~ ~14 2 注 :T m,co2 为固相 CO 2 熔化温度 ;T m,cla 为笼合物熔化温度 ;T h,co2 为 CO 2 部分均一温度 ;T m,ice 为冰点温度 ;T m,s 为子晶熔化温度 ; T h 为完全均一温度表 2 上道回钼矿流体包裹体盐度密度压力及估算深度 Table2 Salinity,density,presureandestimateddepthoffluidinclusionsoftheShangdaohuiModeposit 成矿阶段类型盐度 /%NaCleqv CO 2 / 水溶液密度 /(g/cm 3 ) 压力 /MPa 静岩深度 /km 静水深度 /km 早阶段 C 2 7~ ~0 35,0 55~0 89/1 01~ ~ ~13 8 中阶段 C 2 2~ ~0 39,0 59~0 80/1 01~ ~ ~14 2 晚阶段 W 0 1~ ~ ~26 0 3~ ~2 7 注 : 表 2 计算所用数据来自表 1; 静岩深度为假设岩石密度为 2 75g/cm 3 时计算所得制 [26-28], 沸腾包裹体群的出现是确定流体沸腾的重要标志, 即出现高低密度流体同时被捕获据前人研究 [29], 沸腾包裹体群的判定需要同时满足 3 个条件 : 存在不同气液比的包裹体不同气液比包裹体的均一温度相近气液比不同包裹体的均一方式不同上道回钼矿流体包裹体特征显示, 在中阶段石英中 :(1)C 型包裹体 S 型包裹体 W 型包裹体密切共生, 均一方式各异, 均一温度相近, NaCl H 2 O 型包裹体又有纯气相和纯液相包裹体共生 ( 图 6D F);(2) 气液比相差悬殊的水溶液包裹体异相均一, 均一温度相近, 与中阶段均一温度 180~300 一致 ;(3)CO 2 包裹体部分均一方式不同, 完全均一温度相近 ( 图 6D);(4) 早中阶段流体包裹体按密度分为高低两组, 即早阶段 0 24~0 35g/cm 3 和 0 55~0 89g/cm 3, 中阶段 0 21~0 39g/cm 3 和 0 59~0 80g/cm 3 这些现象是流体沸腾作用的典型特征 [25-26,30-31] 这些特征表明流体包裹体是从非均匀流体中捕获的, 代表了振荡性压力变化和流体沸腾流体沸腾在上道回钼矿形成过程中非常强烈和广泛, 沸腾现象以大量 CO 2 等挥发分逃逸为特征流体沸腾作用导致围岩破裂 [32], 为大气降水的混入提供通道, 使中阶段流体与大气降水混合与上道回钼矿流体沸腾特征相似, 我国大多数造山型矿床都有流体沸腾现象, 流体沸腾作用是导致成矿物质沉淀的重要机制 [14,33-39] CO 2 等挥发分大量逃逸, 造成流体 ph 值升高氧化性降低或还原性增强 [18,40], 促使钼等成矿物质以辉钼矿的形式得以沉淀总之, 上道回钼矿在主成矿阶段发生流体沸腾是导致成矿物质沉淀的主要机制综上, 上道回钼矿的流体演化及成矿物质沉淀过程为 : 早阶段初始流体是以富 CO 2 中高盐度低密度为特征的变质热液经中阶段流体减压沸腾,CO 2 逃逸, 富 CO 2 流体包裹体伴随着流体沸腾导致热液中的钼等成矿物质沉淀, 并分异出高盐度的 S 型包裹体从而使低盐度 W 型包裹体 C 型包裹体,S 型包裹体同时被捕获成矿发生在地壳隆升过程, 由静岩压力向静水压力转变晚阶段大气降水进入, 成矿流体逐渐变成由变质流

11 338 现代地质 2016 年图 8 上道回钼矿不同阶段流体包裹体均一温度和盐度直方图 Fig 8 HistogramsofhomogenizationtemperaturesandsalinitiesoffluidinclusionsoftheShangdaohuiModeposit 体到大气降水的混合流体体系, 伴随流体热液混 H 2 O NaCl 体系向 NaCl H 2 O 体系演化, 与造山型合完成, 最终变成低温低盐度低密度的大气矿床的流体系统一致降水热液 (3) 从成矿早阶段到晚阶段, 流体包裹体均一 6 结论温度分别为 210~ ~300 和 120~220 盐度为早阶段 1 0% ~13 4% 和 27 2% ~ (1) 上道回钼矿位于华北克拉通南缘豫西熊耳 33 2%, 中阶段 0 3% ~14 1% 和 27 3% ~ 山外方山地区, 受控于马超营断裂的次级断裂, 28 5%, 到晚阶段 0 1% ~14 2%; 成矿压力为其热液成矿过程从早到晚可划分为石英 - 黄铁矿早中阶段 148~371MPa 和 108~383MPa, 对应阶段石英 - 辉钼矿 - 多金属硫化物阶段石英的成矿深度为 5 5~13 8km 和 4 0~14 2km, 表 - 方解石阶段明成矿深度为 5~14km (2) 上道回钼矿床发育 3 类流体包裹体 :CO 2 致谢 : 研究工作得到了邓军教授龚庆杰教 H 2 O 型 (C 型 ) NaCl H 2 O 型 (W 型 ) 及含子晶型授王长明副教授的指导和帮助, 野外工作得到 (S 型 ) 早中阶段发育富 C 型和 S 型包裹体, 了五鑫矿业有限公司的大力支持, 室内鉴定及流晚阶段只发育 W 型包裹体, 表明成矿流体由 CO 2 体包裹体实验得到陈华老师刘丽老师的指导,

12 第 2 期王文博等 : 豫西熊耳山地区上道回钼矿床地质及流体包裹体研究 339 在此表示感谢参考文献 : [1] 李诺, 陈衍景, 张辉, 等. 东秦岭斑岩钼矿带的地质特征和成矿构造背景 [J]. 地学前缘,2007,14(5): [2] 邓小华, 姚军明, 李晶, 等. 河南省西峡县石门沟钼矿床流体包裹体特征和成矿时代研究 [J]. 岩石学报,2011, 27(5): [3] 卢欣祥, 罗照华, 黄凡, 等. 秦岭大别山地区钼矿类型与矿化组合特征 [J]. 中国地质,2011,38(6): [4] 胡海珠, 李诺, 邓小华, 等. 秦岭地区印支期钼矿化特征及找矿前景 [J]. 中国地质,2013,40(2): [5] CHENYJ,LIC,ZHANGJ,etal.SrandOisotopiccharacte risticsofporphyriesintheqinlingmolybdenum depositbeltand theirimplicationtogeneticmechanismandtype[j].sciencein China(SeriesD),2000,43(Supp1): [6] 白凤军, 赵太平, 肖荣阁, 等. 河南嵩县钾长石石英脉型钼矿成矿流体地球化学 [J]. 现代地质,2010,24(1): [7] 石英霞, 李诺, 杨艳. 河南省栾川县三道庄钼钨矿床地质和流体包裹体研究 [J]. 岩石学报,2009,25(10): [8] 杨艳, 张静, 杨永飞, 等. 栾川上房沟钼矿床流体包裹体特征及其地质意义 [J]. 岩石学报,2009,25(10): [9] 杨永飞, 李诺, 杨艳. 河南省栾川南泥湖斑岩型钼钨矿床流体包裹体研究 [J]. 岩石学报,2009,25(10): [10] 黄典豪, 侯增谦, 杨志明, 等. 东秦岭钼矿带内碳酸岩脉型钼 ( 铅 ) 矿床地质 - 地球化学特征成矿机制及成矿构造背景 [J]. 地质学报,2009,83(12): [11] XU C,KYNICKY J,CHAKHMOURADIAN A R,etal.A uniquemodepositasociatedwithcarbonatitesintheqinlingoro genicbelt,centralchina[j].lithos,2010,118(s1/2): [12] 邓小华, 糜梅, 姚军明. 河南土门萤石脉型钼矿床流体包裹体研究及成因探讨 [J]. 岩石学报,2009,25(10): [13] 陈衍景. 造山型矿床成矿模式及找矿潜力 [J]. 中国地质,2006,33(6): [14] 邓小华, 李文博, 李诺, 等. 河南嵩县纸房钼矿床流体包裹体研究及矿床成因 [J]. 岩石学报,2008,24(9): [15] 陈衍景, 富士谷. 豫西金矿成矿规律 [M]. 北京 : 地震出版社,1992: [16] CHENYJ,ZHAOYC.Geochemicalcharacteristicsandevolu tionofreeintheearlyprecambriansediments:evidencefrom thesouthernmarginofthenorthchinacraton[j].episods, 1997,20(2): [17] CHENYJ,PIRAJNOF,SUIYH.Isotopegeochemistryofthe Tielupingsilver leaddeposit,henan,china:acasestudyoforo genicsilver dominateddepositsandrelatedtectonicseting[j]. MineraliumDeposita,2004,39(5): [18] CHENYJ,PIRAJNOF,QIJP.TheShanggonggolddeposit, easternqinlingorogen,china:isotopegeochemistryandimplica tionsfororegenes[j].journalofasianearthsciences,2008, 33(s3/4): [19] DENGJ,GONGQJ,WANGCM,etal.SequenceofLate Jurasic EarlyCretaceousmagmatic hydrothermaleventsinthe Xiong ershanregion,centralchina:anoverviewwithnewzircon U Pbgeochronologydataonquartzporphyries[J].Journalof AsianEarthSciences,2014,79(PartA): [20] 肖荣阁, 白凤军, 原振雷, 等. 东秦岭钼金多金属矿区域成矿系统与成矿预测 [J]. 现代地质,2010,24(1):1-10. [21] BODNAR R J.Revisedequationandtablefordeterminingthe freeingpointdepresionofh 2 O NaClsolutions[J].Geochimica etcosmochimicaacta,1993,57(3): [22] 刘斌, 段光贤.NaCl H 2 O 溶液包裹体的密度式和等容式及其应用 [J]. 矿物学报,1987,7(4): [23] COLLINSPLF.GashydratesinCO 2 bearingfluidinclusions anduseoffreezingdataforestimationofsalinity[j].economic Geology,1979,74(6): [24] BROWNPE,LAMBW M.P V Tpropertiesoffluidsinthesys temh 2 O±CO 2 ±NaCl:Newgraphicalpresentationsandimpli cationsforfluidinclusionstudies[j].geochimicaetcosmo chimicaacta,1989,53(6): [25] 卢焕章, 范宏瑞, 倪培, 等. 流体包裹体 [M]. 北京 : 科学出版社,2004: [26] 张静, 陈衍景, 李国平, 等. 河南内乡县银洞沟银矿地质和流体包裹体特征及成因类型 [J]. 矿物岩石,2004,24 (3): [27] 陈衍景, 倪培, 范宏瑞, 等. 不同类型热液金矿系统的流体包裹体特征 [J]. 岩石学报,2007,23(9): [28] HAGEMANNSG,LUDERSV.P T Xconditionsofhydrother malfluidsandprecipitationmechanismofstibnite goldmineraliza tionatthewilunalode golddeposits,westernaustralia:conven tionalandinfraredmicrothermometricconstraints[j].minerali umdeposita,2003,38(8): [29] ROMBOZC,PICHAVANTM,WEISBRODA.Fluidimmiscibi lityinnaturalproceses:useandmisuseoffluidinclusiondata: I.Interpretationoffluidinclusiondataintermsofimmiscibility [J].ChemicalGeology,1982,37(1/2): [30] 祁进平, 陈衍景, 倪培, 等. 河南冷水北沟铅锌银矿床流体包裹体研究及矿床成因 [J]. 岩石学报,2007,23(9): [31] ZHENGY,ZHANGL,CHENHY,etal.CO 2 richfluidfrom metamorphicdevolatilizationofthetriasicorogeny:anexample fromtheqiaxiacopperdepositinaltay,nw China[J].Geolo gicaljournal,2014,49(6): [32] 陈衍景. 大陆碰撞成矿理论的创建及应用 [J]. 岩石学报, 2013,29(1):1-17.

13 340 现代地质 2016 年 [33] 张静, 燕光谱, 叶霖, 等. 河南内乡县银洞沟银多金属矿床碳 - 氢 - 氧同位素地球化学 [J]. 岩石学报,2005,21 (5): [34] 张静, 陈衍景, 陈华勇, 等. 河南省桐柏县银洞坡金矿床同位素地球化学 [J]. 岩石学报,2006,22(10): [35] 张祖青, 赖勇, 陈衍景. 山东玲珑金矿流体包裹体地球化学特征 [J]. 岩石学报,2007,23(9): [36] 倪智勇, 李诺, 管申进, 等. 河南小秦岭金矿田大湖金 - 钼矿床流体包裹体特征及矿床成因 [J]. 岩石学报,2008, 24(9): [37] CHENH Y,CHENYJ,BAKERM.Evolutionofore forming fluidsinthesawayaerdungolddepositinthesouthwesternchi nesetianshanmetalogenicbelt,northwestchina[j].journal ofasianearthsciences,2012,49(3): [38] ZHOUZJ,CHENYJ,JIANGSY,etal.Geology,geochemis tryandoregenesisofthewenyugolddeposit,xiaoqinlinggold field,qinlingorogen,southernmarginofnorthchinacraton [J].OreGeologyReviews,2014,59(6):1-20. [39] 张静, 祁进平, 仇建军, 等. 河南省内乡县银洞沟银矿床流体成分研究 [J]. 岩石学报,2007,23(9): [40] CHENYJ,PIRAJNOF,QIJP,etal.Oregeology,fluidgeo chemistryandgenesisoftheshanggonggolddeposit,easternqin lingorogen,china[j].resourcegeology,2006,56(2): 檾檾檾檾檾檾檾檾檾檾檾檾檾檾檾檾檾檾檾檾檾檾檾檾檾檾檾檾檾檾檾檾檾檾檾檾檾檾檾檾檾檾檾檾檾 ( 上接第 302 页 ) 2011,38(4): GeophysicalMonography100.WashingtonDC:AmericanGeo [47] DEPAOLO D J. Neodymium isotopesinthecoloradofront physicalunion,1997: Rangeandcrust mantleevolutionintheproterozoic[j].na [49] 刘飞, 杨经绥, 陈松永, 等. 雅鲁藏布江缝合带西段基性岩 ture,1981,291: 地球化学和 Sr Nd Pb 同位素特征 : 新特提斯洋内俯冲的证 [48] LASSITERJC,DEPAOLODJ.Plume/lithosphereinterationin 据 [J]. 中国地质,2013,40(3): thegenerationofcontinetalandoceanicfloodbasalts chemicaland [50] 雷敏, 赵志丹, 侯青叶, 等. 新疆达拉布特蛇绿岩带玄武岩 isotopicconstraints[m] //MAHONEY J.LargeIgneousPro 地球化学特征 : 古亚洲洋与特提斯洋的对比 [J]. 岩石学 vinces:continental,oceanic,andplanetaryfloodvolcanism. 报,2008,24(4):

第５期周栋等豫西瑶沟金矿床辉钼矿ＲｅＯｓ年龄及其地质意义１６３图１瑶沟矿区地质图改自文献１８Ｆｉｇ１ＧｅｏｌｏｇｉｃａｌｍａｐｏｆＹａｏｇｏｕｇｏｌｄｄｅｐｏｓｉｔ向及东西向瑶沟矿区出露的喷出岩主要为中元古界熊耳群陆相火山岩区域内大规模侵入岩不太

第５期周栋等豫西瑶沟金矿床辉钼矿ＲｅＯｓ年龄及其地质意义１６３图１瑶沟矿区地质图改自文献１８Ｆｉｇ１ＧｅｏｌｏｇｉｃａｌｍａｐｏｆＹａｏｇｏｕｇｏｌｄｄｅｐｏｓｉｔ向及东西向瑶沟矿区出露的喷出岩主要为中元古界熊耳群陆相火山岩区域内大规模侵入岩不太 37 5 2018 9 GeologicalScienceandTechnologyInformation Vol.37 No.5 Sep. 2018 doi:10.19509/j.cnki.dzkq.2018.0522,,,. Re-Os [J].,2018,37(5):162-167. Re-Os 1, 2, 3 1, (1., 710054;2., 510640;3., 710016) :,

第 2 期 王文博等 : 豫西熊耳山地区上道回钼矿床地质及流体包裹体研究 ,withsalinityof1 0% -13 4% and27 2% -33 2%.Themiddle stagehomogenizationtemperatureis 180 to300,withsalini

第 2 期王文博等 : 豫西熊耳山地区上道回钼矿床地质及流体包裹体研究 ,withsalinityof1 0% -13 4% and27 2% -33 2%.Themiddle stagehomogenizationtemperatureis 180 to300,withsalini