王文博，張　靜，陳　良，李　雷，蘇薔薇，王琦崧

(1.中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京　100083；2.五礦勘查開發(fā)有限公司，北京　100010)

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豫西熊耳山地區(qū)上道回鉬礦床地質(zhì)及流體包裹體研究

王文博1，張靜1，陳良2，李雷1，蘇薔薇1，王琦崧1

(1.中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京100083；2.五礦勘查開發(fā)有限公司，北京100010)

上道回鉬礦床位于華北克拉通南緣豫西熊耳山—外方山地區(qū)，受控于馬超營(yíng)斷裂的次級(jí)斷裂，賦礦地層為中元古界熊耳群中酸性火山巖，礦體呈多組脈狀產(chǎn)出。金屬礦物以輝鉬礦、黃鐵礦為主，熱液蝕變?yōu)楣杌?、鉀長(zhǎng)石化、碳酸鹽化。熱液成礦過程從早到晚為石英-黃鐵礦階段、石英-輝鉬礦-多金屬硫化物階段、石英-方解石階段。包裹體類型為C型(CO2型)、W型(NaCl-H2O型)、S型(子晶型)。早階段發(fā)育W型、C型和少量S型包裹體，中階段發(fā)育C型、W型、S型包裹體，晚階段發(fā)育W型包裹體。包裹體均一溫度為210～390 ℃、180～300 ℃、120～220 ℃，鹽度由早階段1.0%～13.4%和27.2%～33.2%，經(jīng)中階段0.3%～14.1%和27.3%～28.5%，到晚階段0.1%～14.2%。成礦流體由富CO2向貧CO2演化，流體沸騰使CO2等揮發(fā)分逃逸，造成流體pH值升高、氧化性降低，從而導(dǎo)致輝鉬礦等硫化物沉淀。早、中階段C型包裹體的捕獲壓力為148～371 MPa、108～383 MPa，對(duì)應(yīng)的成礦深度為5～14 km。

上道回鉬礦；鉀長(zhǎng)石-石英脈型；地質(zhì)特征；流體包裹體；熊耳山地區(qū)；豫西

0　引　言

東秦嶺鉬成礦省為中國(guó)第一大鉬礦帶，已探明鉬金屬儲(chǔ)量超過600萬噸[1-4]。區(qū)內(nèi)鉬礦床類型多樣，已發(fā)現(xiàn)有斑巖型[1,3,5]、斑巖—矽卡巖型[7-9]、碳酸巖脈型[10-11]、螢石脈型[12]以及石英脈型[6,13-14]。其中，斑巖型鉬礦床以其巨大的規(guī)模和可觀的經(jīng)濟(jì)效益成為以往礦產(chǎn)勘查、研究的主要對(duì)象，而脈狀鉬礦床因其礦產(chǎn)儲(chǔ)量小、經(jīng)濟(jì)價(jià)值較低，因而研究薄弱。近年來，隨著東秦嶺地區(qū)眾多具有工業(yè)價(jià)值的石英脈型鉬礦床的不斷發(fā)現(xiàn)[14]，該類型礦床開始引起廣泛關(guān)注。有研究表明僅嵩縣南部外方山鉬礦田的石英脈型鉬礦床，鉬資源量達(dá)15萬噸[4]，顯示了區(qū)內(nèi)同類型礦床的巨大找礦潛力。

上道回鉀長(zhǎng)石—石英脈型鉬礦位于東秦嶺鉬礦帶東部的外方山成礦帶，礦床發(fā)現(xiàn)晚，研究程度低。作者在詳細(xì)研究該礦床特征、圍巖蝕變和礦石特征的基礎(chǔ)上，開展了不同成礦階段流體包裹體顯微測(cè)溫和激光拉曼光譜分析，討論了成礦流體的性質(zhì)及演化，為探討成礦過程和礦床模型構(gòu)建奠定了基礎(chǔ)。

1　區(qū)域地質(zhì)

東秦嶺鉬成礦帶位于華北克拉通南緣的華熊地塊和北秦嶺增生帶，該鉬礦帶北以三寶(三門峽—寶豐)斷裂為界，南至商丹(商南—丹鳳)斷裂[1-2,6,8]。華北克拉通南緣的早前寒武紀(jì)基底由華熊地塊、中條地塊和嵩箕地塊構(gòu)成。華熊地塊東側(cè)以三寶斷裂為界，與嵩箕地塊相鄰；南側(cè)以欒川斷裂為界，緊鄰北秦嶺造山帶，是華北克拉通南緣太古宇基底隆起區(qū)之一；西側(cè)以三潼(三門峽—潼關(guān))斷裂為界，與中條地塊毗鄰(圖1A)。華熊地塊的結(jié)晶基底由新太古界—古元古界太華群黑云斜長(zhǎng)片麻巖、斜長(zhǎng)角閃片麻巖組成，蓋層為中元古界熊耳群及其上的中—上元古界官道口群、欒川群等[15]。華熊地塊的構(gòu)造演化經(jīng)歷了3個(gè)巨型旋回:1 850 Ma以前的早前寒武紀(jì)結(jié)晶基底形成[16]，中元古代到古生代的大陸邊緣增生，中生代華北與揚(yáng)子板塊的碰撞及碰撞后構(gòu)造作用[17-18]。

熊耳山—外方山地區(qū)為東秦嶺鉬成礦帶的主要組成部分之一，位于洛寧—盧氏斷陷盆地以東，北界沿三寶斷裂推覆到嵩箕地塊的中元古界—三疊系蓋層之上，南界是馬超營(yíng)斷裂帶。區(qū)內(nèi)主要出露變質(zhì)基底太華群和蓋層熊耳群(圖1)。太華群(2.95～2.20 Ga)發(fā)育于新太古代—古元古代，為一套以片麻巖為主的深變質(zhì)巖系[6,16]。熊耳群(1.80～1.73 Ga)為一套厚達(dá)7 600 m的中基性—中酸性火山巖建造，是華熊地塊乃至整個(gè)華北克拉通最下部的蓋層，自下而上劃分為大古石組、許山組、雞蛋坪組和馬家河組。汝陽群(1.28～1.14 Ga)呈角度不整合覆于熊耳群之上，中下部為碎屑巖，上部為碳酸鹽巖。官道口群(1.30～0.80 Ga)為濱海相碎屑巖—碳酸鹽巖建造，屬典型的華北地臺(tái)蓋層沉積。欒川群(1.30～0.80 Ga)發(fā)育于晚元古代，為一套陸源碎屑—碳酸鹽巖—堿性火山巖沉積組合。

圖1　豫西熊耳山地區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)圖(據(jù)Deng et al.[19], 2014修改)Fig.1　Geological map of the Xiong’ershan region (modified after Deng et al.[19], 2014)MF. 馬超營(yíng)斷裂；SXF. 嵩坪溝—秀才嶺斷裂；STF. 三門—鐵爐坪斷裂；KQF. 康山—七里坪斷裂；HQF. 紅莊—青崗坪斷裂；TMF. 陶村—馬元斷裂；JMF. 舊縣—蠻峪斷裂。礦床名稱：1. 七畝地溝；2. 槐樹坪；3. 瑤溝；4. 東灣；5. 九丈溝；6. 小南溝-通峪溝；7. 廟嶺；8. 下蒿坪；9. 店房；10. 前河；11. 祁雨溝；12. 公峪-小公峪；13. 高都川；14. 栗子溝；15. 柿樹底；16. 松里溝；17. 黃溝；18. 北嶺；19. 紅莊；20. 元嶺；21. 康山；22. 上宮；23. 青崗坪；24. 小池溝；25. 虎溝；26. 金家灣；27. 吉家洼；28. 桐樹溝；29. 上道回；30. 前范嶺；31. 紙房；32. 雷門溝；33. 大石門溝；34. 黃水庵；35. 安溝；36. 魚池嶺；37. 羅村；38. 三道莊；39. 南泥湖；40. 上房溝；41. 石瑤溝；42. 龍門店；43. 寨凹；44. 鐵爐坪；45. 嵩坪溝；46. 沙溝

馬超營(yíng)斷裂是熊耳山—外方山地區(qū)近東西向的區(qū)域性大斷裂，切割了區(qū)內(nèi)太華群及熊耳群所有地層，并且控制了花崗巖體的產(chǎn)出。研究區(qū)內(nèi)斷裂構(gòu)造以NE向?yàn)橹?，總體屬于馬超營(yíng)斷裂的次級(jí)構(gòu)造，大多經(jīng)歷了印支期壓剪、燕山期張剪和喜山期壓剪作用[18]，呈近等距排列(圖1)。研究區(qū)內(nèi)發(fā)育大量燕山期花崗巖，如花山、五丈山、合峪等花崗巖基。

自紙房鉬礦床發(fā)現(xiàn)以來[14]，在外方山地區(qū)相繼發(fā)現(xiàn)諸多石英脈型鉬礦床(點(diǎn))，包括凡臺(tái)溝、香椿溝、前范嶺、八道溝、大西溝、毛溝、土嶺村、石梯上、康家溝、上道回等(圖2)，均產(chǎn)于熊耳群雞蛋坪組，具相似的礦床地質(zhì)特征，探明鉬資源量約15萬噸，伴生鉛資源量約30萬噸，潛在儲(chǔ)量預(yù)計(jì)可達(dá)超大型規(guī)模[4,20]。

2　礦區(qū)地質(zhì)

礦區(qū)出露地層主要為熊耳群雞蛋坪組上段(Chj3)，巖性以灰綠色—深灰色斑狀安山巖為主，局部夾灰黑色流紋斑巖、英安巖及流紋質(zhì)火山角礫巖和集塊巖；礦區(qū)南部及東北部出露少量馬家河組下段(Chm1)，巖性為灰綠色杏仁狀玄武安山巖夾多層紫色凝灰?guī)r、灰紫色石英粗安巖；第四系全新統(tǒng)主要是沿沖溝分布的洪積、沖積的礫石、砂礫石、粗砂，厚度不大(圖3)。

礦區(qū)構(gòu)造以北東向F10、F2斷裂為主(圖3)，為馬超營(yíng)斷裂帶的次級(jí)構(gòu)造。F10在區(qū)內(nèi)長(zhǎng)約4.5 km，寬度5～20 m，總體走向60°～70°，傾向北西，傾角70°～89°。構(gòu)造帶內(nèi)，巖性以構(gòu)造角礫巖為主，角礫成分為英安巖。礦區(qū)內(nèi)未見大規(guī)模巖漿侵入活動(dòng)，零星發(fā)育少量小規(guī)模的閃長(zhǎng)斑巖脈(圖3)。

① 鄧軍，龔慶杰，王長(zhǎng)明，等.河南嵩縣金多金屬礦集區(qū)成礦規(guī)律研究及找礦預(yù)測(cè)階段成果報(bào)告.2013:129-130.

圖2　外方山石英脈型鉬礦田地質(zhì)簡(jiǎn)圖(據(jù)胡海珠等[4]，2013修改)Fig.2　Simplified geological map of the Waifangshan Mo orefield (modified after Hu et al.[4], 2013)

圖3　上道回鉬礦區(qū)地質(zhì)略圖(據(jù)鄧軍等①，2013修改)Fig.3　Geological sketch map of the Shangdaohui Mo deposit (modified after Deng et al.①, 2013)

3　礦床地質(zhì)

3.1礦化及蝕變

礦區(qū)西北部已探明多條含鉬石英脈(圖3，圖4A)，輝鉬礦—石英脈厚度不一，一般為幾厘米至幾十厘米，礦脈整體呈緩傾層狀、似層狀、板狀產(chǎn)出，傾向多變，傾角為10°～35°，在地表出露呈環(huán)狀產(chǎn)出，在縱向上多層近平行產(chǎn)出。鉀化蝕變巖帶在地表出露明顯，呈鮮紅色，厚度較穩(wěn)定(0.4～1.0 m)，產(chǎn)狀平緩，傾向多變，傾角為15°～30°；該蝕變帶中可見黃鐵礦化，但鉬礦化較弱(圖4B)。

礦區(qū)內(nèi)熱液蝕變類型以硅化、鉀長(zhǎng)石化、碳酸鹽化為主。硅化蝕變作用普遍發(fā)育在石英脈兩側(cè)；鉀長(zhǎng)石化為較早出現(xiàn)的蝕變礦物，一般沿石英脈充填于蝕變圍巖中或與輝鉬礦、黃鐵礦等共生(圖4D、I)；碳酸鹽化主要是方解石化(圖4H)，出現(xiàn)在成礦晚階段。礦區(qū)內(nèi)的圍巖蝕變顯示一定的分帶性，鉀化帶通常發(fā)育在石英-硫化物脈兩側(cè)的圍巖中(圖4A、I)。

3.2礦石及礦物組合

上道回鉬礦的主要礦石類型以石英脈型為主，伴隨少量蝕變巖型(圖4C、D)。金屬礦物以輝鉬礦占主導(dǎo)，少量黃鐵礦、方鉛礦、閃鋅礦、黃銅礦等；非金屬礦物以石英、鉀長(zhǎng)石為主。輝鉬礦多分布于石英脈上下接觸帶及近脈蝕變圍巖中，呈云霧狀、浸染狀或沿石英裂隙面呈薄膜狀充填(圖4A、D、F)。輝鉬礦在礦相學(xué)顯微鏡下呈灰白色，灰白—灰?guī)У{(lán)色，非均質(zhì)性，呈片狀、板狀集合體或它形粒狀產(chǎn)出(圖5A、B、C、D),粒度一般為0.05～0.5 mm。

常見的礦石構(gòu)造有脈狀-網(wǎng)脈狀、浸染狀(圖4A、D、F)、面狀、塊狀(圖4E)、條帶狀等，礦石結(jié)構(gòu)主要有自形-半自形-它形結(jié)構(gòu)(圖5A、B)、碎裂結(jié)構(gòu)(圖5C)、交代殘余結(jié)構(gòu)(圖5D、E)、包含結(jié)構(gòu)(圖5F)等。

3.3成礦階段

上道回鉬礦的成礦過程分為熱液期和表生氧化期，其中熱液期為主成礦期。根據(jù)礦脈切穿關(guān)系、礦物生成順序及礦物共生組合等特征，熱液成礦過程可分為早、中、晚3個(gè)階段。

早階段：石英-黃鐵礦階段，主要形成黃鐵礦-石英脈或純凈石英脈，該階段基本不含輝鉬礦，石英顆粒較大，受后期構(gòu)造應(yīng)力作用，內(nèi)部形成大量微裂隙(圖4E、F)，并可見鉀長(zhǎng)石與石英共生。黃鐵礦多呈晶形較好的立方體，可見立方體黃鐵礦被后期輝鉬礦脈切過而發(fā)生破碎(圖4G)。

中階段：石英-輝鉬礦-多金屬硫化物階段，主要形成輝鉬礦-石英脈，以輝鉬礦產(chǎn)出為特征，為主成礦階段，還可見黃鐵礦、黃銅礦、方鉛礦、閃鋅礦、磁鐵礦等。輝鉬礦幾乎全部為細(xì)粒產(chǎn)出，有時(shí)呈云霧狀、面狀分布于石英脈中，有時(shí)交代圍巖形成浸染狀(圖4D)。此階段黃鐵礦相比第一階段黃鐵礦晶形較差(圖4H)。

晚階段：石英-方解石階段，形成石英-方解石脈或方解石脈，基本不含輝鉬礦。

成礦后由于地殼抬升，礦體出露地表或處于近地表時(shí)，鉬礦體進(jìn)入次生改造作用的表生期，表生期的礦物組合以褐鐵礦、銅藍(lán)、鉬華(圖5B)等表生礦物為特征。

4　流體包裹體研究

4.1樣品及測(cè)試

選擇不同礦脈、不同成礦階段的有代表性樣品，將樣品磨制成雙面拋光的薄片，觀察流體包裹體巖相學(xué)特征，在此基礎(chǔ)上，選取有代表性的15件樣品進(jìn)行包裹體熱力學(xué)和成分分析。

流體包裹體顯微測(cè)溫分析在中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京)資源勘查實(shí)驗(yàn)室流體包裹體室完成。顯微測(cè)溫采用的儀器為英國(guó)Linkam公司的MDSG600型冷熱臺(tái)，溫度控制范圍為-196～600 ℃，冷凍和加熱可控速率范圍為0.1～30 ℃/min，測(cè)試精度為±0.1 ℃。測(cè)溫過程中，升溫或降溫速度控制在0.2～10 ℃/min，在其相轉(zhuǎn)變溫度附近升溫速率降低為0.2 ℃/min。對(duì)于W型包裹體在降溫至-100 ℃全凍后，回溫過程測(cè)得其冰點(diǎn)溫度，繼續(xù)加熱測(cè)量其完全均一溫度；C型包裹體降溫至-120 ℃全凍后，回溫過程測(cè)得其絡(luò)合物初融溫度及籠合物熔化溫度，進(jìn)一步回溫，測(cè)量CO2部分均一溫度及包裹體完全均一溫度。對(duì)于鹽水溶液包裹體，其鹽度根據(jù)Bodnar[21]的公式計(jì)算，密度根據(jù)劉斌等[22]的公式計(jì)算獲得；對(duì)于CO2包裹體，鹽度根據(jù)Collins[23]的公式計(jì)算，密度使用FLINCOR軟件[24]計(jì)算所得；對(duì)于S型包裹體，鹽度根據(jù)盧煥章[25]的公式計(jì)算獲得。

流體包裹體成分的原位激光拉曼光譜分析在中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京)資源勘查實(shí)驗(yàn)室激光拉曼室完成，儀器為英國(guó)Renishaw inVia型激光拉曼光譜儀，光源為514.5 nm的Ar原子激光器，計(jì)數(shù)時(shí)間為10～30 s，每1 cm-1(波數(shù))計(jì)數(shù)一次，100～4 000 cm-1全波段一次取峰，激光束斑最小直徑約1 μm，激光功率20 mW，光譜分辨率1～2 cm-1。

圖4　上道回鉬礦野外地質(zhì)和礦化特征Fig.4　Geological and mineralization characteristics of the Shangdaohui Mo depositA.安山巖中發(fā)育的石英脈，圍巖伴隨強(qiáng)烈鉀長(zhǎng)石化；B.安山巖中發(fā)育的鉀化蝕變帶；C.石英脈型礦石；D.蝕變巖型礦石；E.早階段粗大的黃鐵礦顆粒與石英共生；F.中階段輝鉬礦-石英細(xì)脈切穿早階段無礦石英脈；G.中階段輝鉬礦細(xì)脈切穿早階段石英-黃鐵礦脈，早階段立方體黃鐵礦被后期輝鉬礦脈切過而發(fā)生破碎；H.晚階段方解石脈切穿中階段石英-輝鉬礦-黃鐵礦脈；I.硅化、鉀長(zhǎng)石化及圍巖的分帶情況

圖5　上道回鉬礦常見礦物和礦石結(jié)構(gòu)Fig.5　Mineral assemblages of the Shangdaohui Mo deposit A.它形片狀輝鉬礦；B.板狀集合體輝鉬礦及氧化物鉬華；C.黃鐵礦、黃銅礦及輝鉬礦多金屬，黃鐵礦碎裂結(jié)構(gòu)；D.輝鉬礦、閃鋅礦交代黃鐵礦、黃銅礦；E.方鉛礦、閃鋅礦交代黃鐵礦；F.黃鐵礦包含方鉛礦

4.2巖相學(xué)及包裹體成分

石英樣品中廣泛發(fā)育流體包裹體，以原生包裹體和假次生包裹體為主，少數(shù)為次生包裹體；包裹體大小多為3～28 μm。根據(jù)在室溫下(25 ℃)流體包裹體的相態(tài)以及降溫過程中出現(xiàn)的相變特征[25]，可將其分為NaCl-H2O型(W型)、含CO2型(C型)、含子晶型(S型)三大類。其中C型包裹體又可分為C1型、C2型兩個(gè)亞類，C1型包裹體在室溫下為三相，即CO2(V)+CO2(L)+H2O(L)，具有“雙眼皮”特征(圖6C、E，圖7)；C2型包裹體在室溫下為兩相，即CO2(L)+H2O(L)，此類型在降溫過程中可轉(zhuǎn)變成C1型(圖6B、F)，C2型包裹體是上道回鉬礦C型包裹體的主要類型。

早階段石英中的流體包裹體主要為C型和W型，少量S型(圖6A、B、C)。其中C型包裹體，以C2型為主，多呈橢圓形、不規(guī)則形，孤立分布，大小8～28 μm，氣液比18%～75%；此類包裹體的氣泡中可檢測(cè)到顯著CO2雙峰(拉曼峰譜在1 280、1 385附近)(圖7A、B)，液相顯示很強(qiáng)的水峰(圖7C)。W型包裹體呈孤立分布，為橢圓和不規(guī)則狀，大小集中在5～20 μm，氣液比變化于5%～40%，其氣泡中除檢測(cè)到H2O外，還含一定的CO2(圖7A)。S型包裹體的子晶為不規(guī)則狀、橢圓狀及立方體形，主要為鹽類礦物；同時(shí)，可見到含子晶的富CO2多相包裹體，表明早階段的成礦流體為富CO2、高鹽度的水溶液。

中階段石英中的包裹體主要為C型、W型及S型(圖6D—G)。其中C型包裹體以10～20 μm為主，氣液比14%～70%，C1和C2型包裹體數(shù)量相當(dāng)。W型包裹體多為5～15 μm，氣液比為5%～35%，呈獨(dú)立分布。S型包裹體的子晶為不規(guī)則狀、立方體形，多為鉀鹽或鈉鹽。中階段C型包裹體中的CO2雙峰值顯著(特征拉曼峰譜在1 227、1 387附近)(圖7D)。氣液兩相包裹體的液相為H2O，氣相為CO2及少量N2(圖7E)，表明中階段流體成分也是含CO2的水溶液，但含少量N2。

晚階段的礦物流體包裹體較少，發(fā)育W型包裹體(圖6H)，形態(tài)以橢圓狀、不規(guī)則狀為主，大小為3～15 μm，氣液比5%～28%。拉曼分析顯示，晚階段W型包裹體的成分以H2O為主(圖7F)，偶見含CO2。

綜上，早、中階段礦物的流體包裹體成分均為富CO2的水溶液，晚階段為水溶液，成礦流體系統(tǒng)由富CO2的鹽水體系演化為晚階段的水溶液體系。

4.3流體包裹體的熱力學(xué)特征

不同成礦階段、不同類型的流體包裹體的測(cè)溫及計(jì)算結(jié)果見表1、表2和圖8。

早階段石英中，W型包裹體的冰點(diǎn)溫度(Tm,ice)為-9.5～-0.6 ℃，對(duì)應(yīng)的鹽度為1.0%～13.4%NaCl eqv.(下同)；包裹體向液相或氣相均一，均一溫度(Th)為141～438 ℃。C型包裹體籠合物熔化溫度(Tm,cla)為2.9～8.6 ℃，對(duì)應(yīng)鹽度為2.7%～12.0%；CO2部分均一溫度(Th,CO2)為18.3～30.1 ℃，均一到液相或氣相；完全均一溫度(Th)為150～348 ℃，包裹體完全均一為液相或氣相，該階段C型包裹體CO2的密度集中在0.24～0.35 g/cm3和0.55～0.89 g/cm3兩個(gè)區(qū)間。S型包裹體的子晶熔化溫度(Tm,s)為77.2～224 ℃，對(duì)應(yīng)鹽度為27.2%～33.2%；包裹體多均一成液相，均一溫度為136～356 ℃(圖8A、D和表1、表2)。

圖6　不同階段樣品中流體包裹體巖相學(xué)特征Fig.6　Microphotographs of representative fluid inclusions in different stage samplesA.早階段石英中氣液比差異較大的包裹體群；B.早階段石英中富CO2三相包裹體；C.早階段石英中含子晶、富CO2多相包裹體；D.中階段C型、W型、單相包裹體共存及不同氣液比的包裹體群；E.中階段石英中富CO2三相包裹體；F.中階段石英中含子晶、富CO2多相包裹體共生；G.中階段氣液兩相水溶液包裹體；H.晚階段的水溶液包裹體

圖7　上道回鉬礦流體包裹體激光拉曼光譜分析Fig.7　Laser-Raman spectrum of fluid inclusions of the Shangdaohui Mo depositA.早階段石英中富CO2三相包裹體氣相中的CO2和H2O；B.早階段石英中包裹體的CO2；C.早階段石英中富CO2三相包裹體氣相中的H2O；D.中階段石英中氣液兩相包裹體氣相中的CO2和H2O；E.中階段石英中包裹體成分為CO2和N2；F.晚階段氣液兩相包裹體液相中的H2O

中階段石英中，C型包裹體的籠合物熔化溫度(Tm,cla)為4.0～8.9 ℃，對(duì)應(yīng)的鹽度為2.2%～10.4%；CO2相部分均一溫度(Th,CO2)為17.9～30.8 ℃，均一成液相或氣相，完全均一溫度(Th)為121～434 ℃，均一方式為氣相或液相均一；個(gè)別包裹體在500 ℃以上仍不均一；該階段C型包裹體CO2的密度為0.21～0.39 g/cm3和0.59～0.80 g/cm3。W型包裹體的冰點(diǎn)溫度(Tm,ice)為-10.2～-0.2 ℃，對(duì)應(yīng)鹽度為0.3%～14.1%；包裹體均一為液相或氣相，均一溫度(Th)為128～391 ℃。S型包裹體子晶消失和均一溫度分別為66.7～120 ℃和157～351 ℃，顯示不飽和溶液，鹽度為27.3%～28.5%(圖8B、E和表1、表2)。

晚階段方解石中W型包裹體的冰點(diǎn)溫度(Tm,ice)為-10.3～-0.1 ℃，對(duì)應(yīng)鹽度為0.1%～14.2%，屬于低鹽度流體；包裹體向液相或氣相均一，均一溫度(Th)為126～317 ℃，晚階段W型包裹體獲得的密度為0.72～1.03 g/cm3(圖8C、F和表1、表2)。

4.4成礦壓力及深度

計(jì)算獲得的流體包裹體的捕獲壓力及對(duì)應(yīng)的成礦深度見表2。早階段捕獲壓力為148～371 MPa，對(duì)應(yīng)的靜巖深度為5.5～13.8 km；中階段捕獲壓力為108～383 MPa，對(duì)應(yīng)的靜巖深度為4.0～14.2 km；晚階段壓力為10～26 MPa，對(duì)應(yīng)的靜巖深度為0.3～1.0 km(靜水深度為0.9～2.7 km)。早、中階段捕獲壓力及靜巖深度相近，到晚階段壓力迅速降低，成礦深度迅速變淺，結(jié)合中階段流體沸騰的特點(diǎn)，反映出流體由靜巖壓力突變?yōu)殪o水壓力時(shí)發(fā)生了減壓沸騰現(xiàn)象，CO2等氣相成分散失帶走熱量，使成礦溫度迅速降低，從而發(fā)生成礦物質(zhì)的快速沉淀。因此，早、中階段的靜巖壓力應(yīng)代表成礦過程中的成礦壓力，表明成礦深度為5～14 km。

5　討　論

5.1成礦流體性質(zhì)及演化

從前文分析可以看出，上道回鉬礦的流體包裹體具有如下特征和演化趨勢(shì)：(1)早、中階段發(fā)育富CO2的C型包裹體，而晚階段僅發(fā)育W型水溶液包裹體；即早、中階段流體成分主要為CO2和H2O，晚階段以H2O為主。(2)從成礦早階段到晚階段，流體包裹體的均一溫度從210～390 ℃、180～300 ℃降低至120～220 ℃。(3)鹽度從早階段1.0%～13.4%和27.2%～33.2%，經(jīng)中階段0.3%～14.1%和27.3%～28.5%，到晚階段0.1%～14.2%。(4)早、中階段流體包裹體CO2密度分為高、低兩組，即早階段0.24～0.35 g/cm3和0.55～0.89 g/cm3，中階段0.21～0.39 g/cm3和0.59～0.80 g/cm3。(5)成礦壓力早、中階段為148～371 MPa和108～383 MPa，成礦深度為5～14 km，從早到晚由靜巖壓力系統(tǒng)轉(zhuǎn)變?yōu)殪o水壓力系統(tǒng)。

成礦流體成分從早到晚由CO2-H2O-NaCl體系向NaCl-H2O體系演化，流體來源由富CO2、中高溫、中高鹽度、低密度的變質(zhì)流體向中低溫、低鹽度、貧CO2的大氣降水演化；這一特征與造山型礦床流體性質(zhì)類似[9,12-14]。

5.2流體沸騰與成礦物質(zhì)沉淀

流體沸騰是熱液礦床成礦物質(zhì)沉淀的重要機(jī)制[26-28]，沸騰包裹體群的出現(xiàn)是確定流體沸騰的重要標(biāo)志，即出現(xiàn)高、低密度流體同時(shí)被捕獲。據(jù)前人研究[29]，沸騰包裹體群的判定需要同時(shí)滿足3個(gè)條件：存在不同氣液比的包裹體、不同氣液比包裹體的均一溫度相近、氣液比不同包裹體的均一方式不同。

表1　上道回鉬礦流體包裹體顯微測(cè)溫及相關(guān)參數(shù)計(jì)算結(jié)果

注：Tm,CO2為固相CO2熔化溫度；Tm,cla為籠合物熔化溫度；Th,CO2為CO2部分均一溫度；Tm,ice為冰點(diǎn)溫度；Tm,s為子晶熔化溫度；Th為完全均一溫度。

表2　上道回鉬礦流體包裹體鹽度、密度、壓力及估算深度

注：表2計(jì)算所用數(shù)據(jù)來自表1；靜巖深度為假設(shè)巖石密度為2.75 g/cm3時(shí)計(jì)算所得。

圖8　上道回鉬礦不同階段流體包裹體均一溫度和鹽度直方圖Fig.8　Histograms of homogenization temperatures and salinities of fluid inclusions of the Shangdaohui Mo deposit

上道回鉬礦流體包裹體特征顯示，在中階段石英中：(1)C型包裹體、S型包裹體、W型包裹體密切共生，均一方式各異，均一溫度相近，NaCl-H2O型包裹體又有純氣相和純液相包裹體共生(圖6D—F)；(2)氣液比相差懸殊的水溶液包裹體異相均一，均一溫度相近，與中階段均一溫度180～300 ℃一致；(3)CO2包裹體部分均一方式不同，完全均一溫度相近(圖6D)；(4)早、中階段流體包裹體按密度分為高、低兩組，即早階段0.24～0.35 g/cm3和0.55～0.89 g/cm3，中階段0.21～0.39 g/cm3和0.59～0.80 g/cm3。這些現(xiàn)象是流體沸騰作用的典型特征[25-26,30-31]。

這些特征表明流體包裹體是從非均勻流體中捕獲的，代表了振蕩性壓力變化和流體沸騰。流體沸騰在上道回鉬礦形成過程中非常強(qiáng)烈和廣泛，沸騰現(xiàn)象以大量CO2等揮發(fā)分逃逸為特征。流體沸騰作用導(dǎo)致圍巖破裂[32]，為大氣降水的混入提供通道，使中階段流體與大氣降水混合。與上道回鉬礦流體沸騰特征相似，我國(guó)大多數(shù)造山型礦床都有流體沸騰現(xiàn)象，流體沸騰作用是導(dǎo)致成礦物質(zhì)沉淀的重要機(jī)制[14,33-39]。CO2等揮發(fā)分大量逃逸，造成流體pH值升高、氧化性降低或還原性增強(qiáng)[18,40]，促使鉬等成礦物質(zhì)以輝鉬礦的形式得以沉淀?？傊?，上道回鉬礦在主成礦階段發(fā)生流體沸騰是導(dǎo)致成礦物質(zhì)沉淀的主要機(jī)制。

綜上，上道回鉬礦的流體演化及成礦物質(zhì)沉淀過程為：早階段初始流體是以富CO2、中高鹽度、低密度為特征的變質(zhì)熱液。經(jīng)中階段流體減壓沸騰，CO2逃逸，富CO2流體包裹體伴隨著流體沸騰導(dǎo)致熱液中的鉬等成礦物質(zhì)沉淀，并分異出高鹽度的S型包裹體。從而使低鹽度W型包裹體、C型包裹體，S型包裹體同時(shí)被捕獲。成礦發(fā)生在地殼隆升過程，由靜巖壓力向靜水壓力轉(zhuǎn)變。晚階段大氣降水進(jìn)入，成礦流體逐漸變成由變質(zhì)流體到大氣降水的混合流體體系，伴隨流體熱液混合完成，最終變成低溫、低鹽度、低密度的大氣降水熱液。

6　結(jié)　論

(1)上道回鉬礦位于華北克拉通南緣豫西熊耳山—外方山地區(qū)，受控于馬超營(yíng)斷裂的次級(jí)斷裂，其熱液成礦過程從早到晚可劃分為石英-黃鐵礦階段、石英-輝鉬礦-多金屬硫化物階段、石英-方解石階段。

(2)上道回鉬礦床發(fā)育3類流體包裹體：CO2-H2O型(C型)、NaCl-H2O型(W型)及含子晶型(S型)。早、中階段發(fā)育富C型和S型包裹體，晚階段只發(fā)育W型包裹體，表明成礦流體由CO2-H2O-NaCl體系向NaCl-H2O體系演化，與造山型礦床的流體系統(tǒng)一致。

(3)從成礦早階段到晚階段，流體包裹體均一溫度分別為210～390 ℃、180～300 ℃和120～220 ℃。鹽度為早階段1.0%～13.4%和27.2%～33.2%，中階段0.3%～14.1%和27.3%～28.5%，到晚階段0.1%～14.2%；成礦壓力為早、中階段148～371 MPa和108～383 MPa，對(duì)應(yīng)的成礦深度為5.5～13.8 km和4.0～14.2 km，表明成礦深度為5～14 km。

致謝：研究工作得到了鄧軍教授、龔慶杰教授、王長(zhǎng)明副教授的指導(dǎo)和幫助，野外工作得到了五鑫礦業(yè)有限公司的大力支持，室內(nèi)鑒定及流體包裹體實(shí)驗(yàn)得到陳華老師、劉麗老師的指導(dǎo)，在此表示感謝。

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Characteristics of Ore Geology and Fluid Inclusions of the Shangdaohui Mo Deposit in the Xiong’ershan Region, Western Henan

WANG Wenbo1, ZHANG Jing1, CHEN Liang2, LI Lei1, SU Qiangwei1, WANG Qisong1

(1.StateKeyLaboratoryofGeologicalProcessesandMineralResources,ChinaUniversityofGeosciences,Beijing100083,China;2.MinmetalsExploration&DevelopmentCo.,Ltd.,Beijing100010,China)

The Shangdaohui Mo deposit is located in the Xiong’ershan-Waifangshan region which is in the southern margin of the North China Craton. The orebodies, controlled by the secondary fault of the Machaoying fault, occur as veins and are hosted by the Mesoproterozoic intermediate to felsic volcanic rocks of the Xiong’er Group. The major metallic minerals are molybdenite and pyrite. The silicification, K-felsparization and carbona-tization are the main hydrothermal alteration types. The hydrothermal ore-forming process can be divided into three stages, quartz+pyrite stage (early stage), quartz+molybdenite+polymetallic sulfide stage (middle stage) and quartz+calcite stage (late stage). Three types of fluid inclusions can be identified in the Shangdaohui Mo deposit, including aqueous (W-type), CO2-rich (C-type), daughter mineral-bearing (S-type) fluid inclusions. The early stage quartz contains mostly W-type, C-type and minor S-type fluid inclusions, the middle stage quartz contains C-type, W-type and S-type fluid inclusions, and the late stage calcite only contains the W-type fluid inclusions. The homogenization temperatures of early-stage fluid inclusions range from 210 ℃ to 390 ℃, with salinity of 1.0%-13.4% and 27.2%-33.2%. The middle-stage homogenization temperature is 180 ℃ to 300 ℃, with salinity of 0.3%-14.1% and 27.3%-28.5%, and the last-stage homogenization temperature ranges from 120 ℃ to 220 ℃, with salinity 0.1%-14.2%. The ore-forming fluid evolved from carbonic to aqueous from early to late mineralization stage. Fluid boiling occurred in both early and middle stages, and resulted in release of CO2, which caused the precipitation of the MoS2and other sulfides. Trapping pressures estimated according to the C-type fluid inclusions are 148-371 MPa and 108-383 MPa in the early and middle stages, corresponding to metallogenic depth of 5-14 km.

Shangdaohui Mo deposit; K-feldspar-quartz vein type; geological characteristics; fluid inclusion; Xiong’ershan region; western Henan

2015-09-18；改回日期：2015-12-18；責(zé)任編輯：樓亞兒。

國(guó)家自然科學(xué)基金項(xiàng)目(41030423)；五礦勘查開發(fā)有限公司科技找礦項(xiàng)目；中央高?；究蒲袠I(yè)務(wù)費(fèi)專項(xiàng)資金項(xiàng)目(2652013017)。

王文博，男，碩士研究生，1990年出生，地質(zhì)工程專業(yè)，主要從事礦床學(xué)及礦床地球化學(xué)研究。

Email: wangwenbo05@163.com。

張靜，女，副教授，博士生導(dǎo)師，1977年出生，礦物學(xué)、巖石學(xué)、礦床學(xué)專業(yè)，主要從事礦床地球化學(xué)研究。Email: zhangjing@cugb.edu.cn。

P618.65

A

1000-8527(2016)02-0328-13