西秦嶺溫泉鉬礦床地質(zhì)—地球化學(xué)特征與成礦過程探討

王 飛，朱賴民，郭 波，楊 濤，羅增智

(1.西北大學(xué)地質(zhì)學(xué)系，大陸動力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，陜西西安 710069; 2.陜西省地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局西安地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)院，陜西西安 710100; 3.甘肅工業(yè)職業(yè)技術(shù)學(xué)院，甘肅天水 741020)

西秦嶺造山帶位于中國大陸構(gòu)造的主要地塊與造山帶聚集交接的轉(zhuǎn)換部位(圖1)，處于古亞洲、特提斯和環(huán)太平洋三大構(gòu)造動力學(xué)體系三面圍限這一特殊的格局下(張國偉等，2004)，致使西秦嶺地區(qū)成礦地質(zhì)條件優(yōu)越、地質(zhì)背景復(fù)雜、印支期花崗巖發(fā)育、礦化類型多樣且密集，可能是我國未來金、銅、鉬等多金屬礦床找礦取得重大突破的地區(qū)之一(姚書振等，2002;Mao et al.，2008;陳衍景等，2010)。西秦嶺存在大量印支期花崗巖(李先梓等，1993;張宏飛等，2005;盧欣祥等，2008)，因此西秦嶺印支期花崗巖的含礦性評價對指導(dǎo)今后找礦勘探具有重要實(shí)際意義。西秦嶺甘肅溫泉鉬礦床已獲得了可靠的印支期成巖、成礦年代學(xué)數(shù)據(jù)(朱賴民等，2009;Cao et al.，2010;Zhu et al.，2011)，但礦床地質(zhì)－地球化學(xué)研究比較薄弱。作為少數(shù)產(chǎn)出于西秦嶺造山帶中的溫泉鉬礦床，其成礦動力學(xué)背景明顯不同于東秦嶺燕山期的鉬礦床(朱賴民等，2009;Zhu et al.，2011)。因此，西秦嶺溫泉鉬礦床的礦床地質(zhì)－地球化學(xué)與成礦機(jī)制的系統(tǒng)綜合研究，成為揭示東、西秦嶺鉬礦床和成礦巖體產(chǎn)出的構(gòu)造環(huán)境差異以及全面認(rèn)識東、西秦嶺區(qū)域成礦動力學(xué)背景異同的關(guān)鍵;同時對揭示印支期成礦對秦嶺造山帶碰撞造山事件的響應(yīng)，以及全面認(rèn)識秦嶺造山帶的形成演化也具有重要理論意義。本文在前人對該礦床地質(zhì)研究的基礎(chǔ)上(韓海濤等，2008;梁亞忠等，2008;任新紅等，2009;周俊烈等，2010)，通過進(jìn)一步的礦床地質(zhì)－地球化學(xué)的綜合研究，探討了溫泉鉬礦床的礦床成因和成礦過程。

圖1 西秦嶺構(gòu)造略圖(據(jù)張宏飛等，2005)Fig.1 Simplified geological map of the West Qinling Orogenic Belt(modified after Zhang et al.，2005)NCB－華北地塊;QOB－秦嶺造山帶;SCB－華南地塊;SGT－松潘—甘孜地體;QT－羌塘地體;LT－拉薩地體;Tarim－塔里木地塊;QB－柴達(dá)木盆地;1－第四系;2－侏羅系－白堊系;3－三疊系;4－二疊系;5－石炭系;6－泥盆系;7－寒武系－志留系;8－太古宙片麻巖;9－花崗巖;10－超鎂鐵質(zhì)巖;11－斷裂NCB－North China Block;QOB－Qinling orogenic belt;SCB－South China Block;SGT－Songpan－Ganzi terran;QB－Qaidam Basin;QTQiangtang terrane;LT－Lhasa terrane;1－Quaternary sediment;2－Jurassic－Cretaceous;3－Triassic;4－Permian;5－Carbonic; 6－Devonian;7－Cambrian－Silurian;8－Archean;9－granitoids;10－ultramafic rocks;11－fault

1 礦床地質(zhì)特征

1.1 礦區(qū)構(gòu)造

溫泉鉬礦床北部以武山－天水－寶雞深大斷裂帶與祁連褶皺系為鄰，南以武山－娘娘壩深大斷裂帶與海西褶皺帶相鄰。礦區(qū)構(gòu)造發(fā)育，斷裂規(guī)模大、切割深、活動性強(qiáng)。溫泉鉬礦區(qū)的構(gòu)造主要由斷裂構(gòu)造和節(jié)理裂隙組成，它們共同控制了鉬礦體的產(chǎn)出(韓海濤等，2008;梁亞忠等，2008;任新紅等，2009;周俊烈等，2010)。

中壩－耍子溝－焦家溝斷裂帶(F20)為礦區(qū)的主要控礦構(gòu)造(馬玉明等，2009)，為南北走向，主要由一系列平行的斷裂構(gòu)成，在其兩側(cè)發(fā)育許多北北西向的次級斷裂。在該斷裂帶、斷裂帶兩側(cè)及與其他斷裂帶的交匯部位發(fā)育了溫泉鉬礦、小南岔、黃家溝、銀洞溝等一系列礦床或礦化點(diǎn)(圖2)。溫泉—趙家莊斷裂帶(F12)近南北走向，東傾，控制著湯峪溝鉬礦點(diǎn)、蔡家河鉬礦點(diǎn)和溫泉熱水礦床等礦化點(diǎn)和礦床(圖2)。礦區(qū)的另一條重要斷裂帶為灘子下－陳家大灣－馬長莊斷裂帶(F32)，其東部與中壩－耍子溝－焦家溝斷裂帶交匯，交匯部形成了溫泉鉬礦床，西部與溫泉－趙家莊斷裂帶交匯，交匯部發(fā)育有蔡家河、湯峪溝等鉬礦點(diǎn)(圖2)。

礦區(qū)主要斷裂還有溫泉鉬礦床西側(cè)的物妥里斷裂(F15)、養(yǎng)兒溝－虎頭山－甘石溝斷裂(F16)、松樹灣－瓦房下斷裂(F23)、杜家溝－中同里斷裂(F33)等(圖2)。這些斷裂構(gòu)造主要由一系列平行的斷裂和次級斷裂構(gòu)成，它們既是導(dǎo)礦構(gòu)造又是容礦構(gòu)造。斷裂帶及其兩側(cè)的巖石破碎強(qiáng)烈，斷層泥中有微細(xì)鱗片狀、細(xì)粉末狀的輝鉬礦，由于斷層泥中的輝鉬礦品位較富致使斷層泥呈現(xiàn)黑－灰黑色。

圖2 溫泉鉬礦床地質(zhì)簡圖(據(jù)梁亞忠，2008改編)Fig.2 Simplified geological map of the Wenquan Mo deposit(modified after Liang et al.，2008)1－中－粗粒似斑狀花崗巖;2－中－細(xì)粒含斑黑云母花崗巖;3－中－粗粒黑云母花崗巖;4－灰白色細(xì)粒黑云母花崗巖;5－細(xì)粒黑云母二長花崗巖;6－不等粒似斑狀角閃二長黑云母花崗巖;7－中－細(xì)粒似斑狀角閃花崗巖;8－礦化點(diǎn);9－實(shí)測斷層及斷層編號;10－實(shí)測斷層產(chǎn)狀;11－推測斷層;12－地層產(chǎn)狀1－medium－to coarse－grained biotite porphyry－like granite;2－medium－to fine－grained biotite granite with phenocrysts;3－mediumto coarse－grained biotite granite;4－gray fine－grained biotite granite;5－fine－grained biotite monzonitic porphyry;6－inequigranular porphyry－like hornblende biotite monzonitic granite;7－medium－to fine－grained porphyry－like hornblende granite;8－mineralized site;9－measured fault and its number;10－measured fault occurrence;11－predicted fault;12－the stratigraphic occurrence

溫泉鉬礦床主要賦存于溫泉花崗巖基內(nèi)的細(xì)粒黑云母二長花崗斑巖和中粒似斑狀二長花崗巖內(nèi)(圖2，3)。溫泉含礦巖體的節(jié)理裂隙構(gòu)造發(fā)育，各向節(jié)理呈連通性切錯交匯在形成網(wǎng)絡(luò)狀集合體(圖4a)，節(jié)理越密集礦化越強(qiáng)烈。大部分節(jié)理為剪節(jié)理，少數(shù)為張節(jié)理，節(jié)理平直，延伸較遠(yuǎn)。大多數(shù)節(jié)理內(nèi)充填富含輝鉬礦的煙灰色－深灰黑色細(xì)石英脈，少數(shù)節(jié)理緊閉，輝鉬礦薄膜充填其內(nèi)。溫泉鉬礦床含礦巖體中的原生節(jié)理主要有四組組成，其中第一組(走向?yàn)?50°～10°，近東西傾向，傾角為45°～80°)和第二組節(jié)理(走向?yàn)?0°～60°，北西傾向，傾角為45°～75°)最為發(fā)育，其內(nèi)充填煙灰色－灰黑色的含輝鉬礦細(xì)石英脈(任新紅等，2009;周俊烈等，2010)。當(dāng)幾組節(jié)理同時發(fā)育且相互交切時輝鉬礦礦化最為強(qiáng)烈。

1.2 礦體特征

目前鉆探和坑探工程初步查明溫泉鉬礦床有4個礦化帶、34條礦體，礦體Mo品位在0.030×10－2～3.99×10－2，平均品位0.053×10－2。2007年6月探獲鉬礦石量7805萬噸(0.053×10－2)，礦床外圍260 km2的溫泉巖體內(nèi)發(fā)現(xiàn)有42處鉬礦(化)點(diǎn)，顯示了溫泉鉬礦床具有大型以上鉬礦床的勘查潛力(劉一平等，2009)。礦體的地表礦化較分散、不連續(xù)、規(guī)模小且品位低，上部主要被黃土、殘坡積物和無礦巖石蓋層所覆蓋，僅能圈出個別礦體，深部沿走向和傾向有較大延伸并連成一體，礦化明顯增強(qiáng)(圖3)。礦體形態(tài)呈似層狀、不規(guī)則脈狀，走向大致為340°～355°，傾角為30°～75°(任新紅等，2009)。礦脈的形態(tài)產(chǎn)狀特點(diǎn)明顯受巖石中構(gòu)造破裂裂隙的控制(圖4a)。含礦石英脈主要充填于各向原生節(jié)理、破碎蝕變帶和裂隙中(韓海濤，2009;朱賴民等，2009)，具有典型的裂隙充填特征(圖4，a)。鉬礦化主要以細(xì)脈狀、星點(diǎn)浸染狀化、薄膜狀化形式產(chǎn)出(圖4，c)。礦體與圍巖的界線關(guān)系目前尚不清楚。

圖3 8線地質(zhì)剖面圖(甘肅有色地勘局天水總隊實(shí)測)Fig.3 Geological profile along prospecting line No.8(after Tianshiu Team of Gansu Bureau of Non－ferrous Metal Geology)1－第四系黃土及殘坡堆積物;2－中粒似斑狀二長花崗巖;3－細(xì)粒黑云母二長花崗斑巖;4－鉬礦體;5－鉆孔位置及編號; 6－坑道位置及編號1－Quaternary sediments;2－porphyritic monzonitic granite;3－granitic porphyry;4－orebody;5－drilling hole and its number; 6－gallery and its number

1.3 礦石特征

1.3.1 礦石礦物組成與結(jié)構(gòu)構(gòu)造

礦石中主要礦石礦物為輝鉬礦、黃鐵礦和黃銅礦，以及少量的磁黃鐵礦、閃鋅礦、斑銅礦、黝銅礦、白鎢礦、毒砂和方鉛礦、褐鐵礦、鈦鐵礦、銅藍(lán)等。

脈石礦物主要為石英、鉀長石和斜長石等。石英主呈他形、粒狀、不規(guī)則狀，粒度不均一，主要充填于鉀長石、斜長石顆粒間。鉀長石主要呈他形－半自形、粒狀、板條狀，粒徑差別較大，常與石英、斜長石緊密共生。部分中粒鉀長石中可見石英包裹體，鉀長石多發(fā)生高嶺土化。石英和鉀長石、斜長石等往往形成不等粒結(jié)構(gòu)。斜長石呈他形、粒狀、不規(guī)則狀，和石英、鉀長石共生，部分斜長石發(fā)生了絹云母化和綠簾石化。

輝鉬礦呈半自形－自形片狀、鱗片狀、聚片狀、板條狀等形式分布于脈石礦物中(圖4，e，f，h)，在部分石英脈體中及脈體兩側(cè)也可見到輝鉬礦，其呈細(xì)小鱗片狀、星散狀分布于巖石之中，有時可見其呈團(tuán)狀集合體或放射狀集合體等。

礦石構(gòu)造主要為細(xì)脈狀、網(wǎng)脈狀和浸染狀3種構(gòu)造，主要是指金屬硫化物沿著石英脈的兩壁分布形成細(xì)脈狀構(gòu)造(圖4，i)和由相互穿插的含金屬硫化物的石英細(xì)脈交織形成網(wǎng)脈狀構(gòu)造(圖4，c)，細(xì)粒黃鐵礦、黃銅礦呈星點(diǎn)狀彌散分布于脈石礦物中形成浸染狀構(gòu)造。

1.3.2 成礦期次和成礦階段

溫泉鉬礦床的鉬礦化經(jīng)歷了高溫氣成熱液期的石英－鉀長石階段、中溫?zé)嵋撼傻V期的石英－硫化物階段和硫化物－碳酸鹽階段，其中熱液成礦期的石英－硫化物階段是其主要的成礦階段(Cao et al.，2011)。

(1)氣成熱液期:主要表現(xiàn)為石英呈面狀交代蠶蝕斜長石、交代穿孔正長石，鉀長石交代斜長石。按礦物的生成順序及共生組合又可以將該成礦期細(xì)分為黑云母－鉀長石階段和石英－鉀長石兩個階段，其中在石英—鉀長石階段的金屬硫化物組合主要為黃鐵礦、黃銅礦，該階段已經(jīng)有少量的輝鉬礦礦化發(fā)生。氣成熱液成礦期蝕變發(fā)生于成礦期早期的高溫階段。

(2)熱液成礦期:根據(jù)蝕變圍巖的結(jié)構(gòu)構(gòu)造和礦物組合可以將該成礦期劃分為石英－硫化物階段、硫化物－碳酸鹽階段兩個成礦階段。石英－硫化物階段的金屬硫化物組合為輝鉬礦、黃鐵礦和黃銅礦，其中輝鉬礦和黃鐵礦占大多數(shù)，黃銅礦較少。硫化物－碳酸鹽階段的金屬硫化物組合為黃銅礦、黃鐵礦和輝鉬礦，黃銅礦最多，黃鐵礦次之，輝鉬礦最少。熱液成礦期還是方鉛礦、閃鋅礦、斑銅礦和黝銅礦等其他金屬硫化物的主要形成階段。

(3)表生期:風(fēng)化作用較弱，形成了輝銅礦、銅藍(lán)、褐鐵礦和孔雀石等表生礦物。

1.4 圍巖蝕變

溫泉鉬礦床圍巖蝕變強(qiáng)烈，主要為鉀化、硅化，其次為紅色泥化、沸石化、絹云母化、高嶺土化、綠泥石化、綠簾石化、孔雀石化、黃鐵絹英巖化和碳酸鹽化等，其中硅化、紅色泥化和沸石化最為發(fā)育，鉀化較弱。鉀硅化、硅化、沸石化、紅色泥化、黃鐵礦化和孔雀石化等是主要的找礦標(biāo)志。

2 礦床地球化學(xué)特征

2.1 成巖成礦年齡

溫泉巖體中發(fā)育暗色閃長質(zhì)微粒包體，該巖體由寄主二長花崗巖所代表的長英質(zhì)巖漿端元與鎂鐵質(zhì)巖漿端元發(fā)生混合作用而成。印支晚期(晚三疊世)構(gòu)造應(yīng)力由擠壓向伸展轉(zhuǎn)變，造山帶處于減壓增溫的特殊構(gòu)造體制，致使構(gòu)造減壓引起軟流圈上涌誘發(fā)富集巖石圈地幔物質(zhì)部分熔融形成鎂鐵質(zhì)巖漿，鎂鐵質(zhì)巖漿底侵至造山帶底部產(chǎn)生的熱異常致使下地殼發(fā)生部分熔融形成富含鉬等元素的花崗質(zhì)巖漿(Zhu et al.，2011)。溫泉鉬礦床輝鉬礦的Re－Os同位素模式年齡的加權(quán)平均值為214.1± 1.1Ma，等時線年齡為214.4±7.1Ma，中粒似斑狀二長花崗巖和細(xì)粒黑云母二長花崗斑巖含礦巖體的鋯石U－Pb年齡分別為216.2±1.7Ma和217.2± 2.0Ma(朱賴民等，2009;Zhu et al.，2011)。成巖與成礦年齡在誤差范圍內(nèi)與一致，成巖、成礦事件均發(fā)生于晚三疊世，但成礦年齡偏晚，反映鉬的礦化主要發(fā)生在巖漿侵入—成巖的晚期階段，即印支期巖漿侵位晚期的冷卻成巖階段。

2.2 成礦巖體含礦性分析

礦區(qū)外圍和礦區(qū)的含礦主巖、暗色包體以及礦區(qū)石英脈中的Mo和Cu含量列于表1，礦區(qū)3件石英脈樣品的鉬和銅的平均含量分別是秦嶺造山帶花崗巖中Mo和 Cu平均含量(0.45×10－6和6.30× 10－6，史長義等，2005)的878倍和364倍，是中國花崗巖類Mo和Cu的平均含量(0.49×10－6和5.00 ×10－6，史長義等，2005)的806倍和459倍。礦區(qū)石英脈中的鉬和銅元素的平均含量遠(yuǎn)遠(yuǎn)高于含礦花崗巖體和暗色包體中Mo和Cu的含量，這與輝鉬礦和黃銅礦的礦化主要發(fā)生在熱液成礦期的石英－硫化物階段、輝鉬礦和黃銅礦往往與石英共生這一地質(zhì)特征相吻合。

圖4 溫泉鉬礦床礦化地質(zhì)、礦石顯微組構(gòu)及礦物組成特征Fig.4 Photos showing mineralization characteristics，ore microscopic fabric and mineral composition of the Wenquan Mo deposita－近垂直的兩組節(jié)理，含輝鉬礦的石英脈沿裂隙充填;b－石英脈中發(fā)育的輝鉬礦;c－細(xì)粒黑云母二長花崗巖中的含礦細(xì)石英網(wǎng)脈相互交切;d－細(xì)粒黑云母二長花崗斑巖和中粒似斑狀二長花崗巖的接觸界線;e－片狀的輝鉬礦(光片);f－黃銅礦與輝鉬礦共生，輝鉬礦呈扭曲的細(xì)長片狀(光片);g－黃鐵礦與黃銅礦共生(光片);h－黃銅礦交代輝鉬礦，黃銅礦沿輝鉬礦的裂隙分布(光片);i－黃鐵礦和黃銅礦沿細(xì)石英脈的兩壁分布(光片);Mo－輝鉬礦;Cp－黃銅礦;Py－黃鐵礦a－ore－forming quartz veins filling in the approximately orthogonal fissures of the Wenquan granite;b－molybdenite in quartz veins;c－the Mobearing stockwork and veinlet auriferous quartz veins in the fine－grained biotite monzogranite;d－the contact line between the fine－grained porphyritic biotite monzogranite and medium－grained porphyry－like monzogranite;e－schistose molybdenite(refleeted light);f－chalcopyrite and curved molybdenite(reflected light);g－pyrite and chalcopyrite(refleeted light);h－chalcopyrite and molybdenite，molybdenite replaced by chalcopyrite (refleeted light);i－pyrite and chalcopyrite on the both sides of quartz veins(refleeted light);Momolybdenite;Cp－chalcopyrite;Py－pyrite

礦區(qū)外圍兩件暗色包體樣品中Mo和Cu的含量分別是秦嶺造山帶花崗巖中Mo和Cu平均含量的6倍和9倍，是中國花崗巖類Mo和Cu平均含量的5倍和11倍;礦區(qū)兩件暗色包體中Mo和Cu的平均含量分別是秦嶺造山帶花崗巖中Mo和Cu平均含量的30倍和48倍，是中國花崗巖類Mo和Cu的平均含量的27倍和60倍。從礦區(qū)外圍到礦區(qū)，暗色包體中的Mo和Cu的含量明顯升高。

離礦區(qū)較遠(yuǎn)外圍的5件花崗巖樣品中 Mo和Cu的平均含量分別是秦嶺造山帶花崗巖中鉬和銅平均含量的8倍和3倍，是中國花崗巖類Mo和Cu的平均含量的7倍和4倍;礦區(qū)11件花崗巖樣品中Mo和Cu的平均含量分別是秦嶺造山帶花崗巖中鉬和銅平均含量的394倍和56倍，是中國花崗巖類Mo和Cu的平均含量的362倍和71倍。從礦區(qū)外圍到礦區(qū)，花崗巖中Mo和Cu的含量明顯升高(圖5)。

表1 溫泉鉬礦床礦區(qū)外圍和礦區(qū)巖石的鉬和銅元素含量Table 1 Contents of Mo and Cu from granites in the Wenquan Mo deposit and its peripheral areas

2.3 稀土元素地球化學(xué)特征

鑒于稀土元素屬于不活潑元素，在熱液體系中，稀土元素地球化學(xué)可以十分有效地示蹤成礦流體的來源和水－巖相互作用(Henderson，1984)，本文對溫泉鉬礦床礦化石英脈、方解石脈樣品的稀土元素進(jìn)行了分析測試，分析工作在中國科學(xué)院地球化學(xué)研究所完成，樣品用氫氟酸全溶進(jìn)行前期處理，后用ICP－MS分析，分析流程詳見文獻(xiàn)Qi et al.(2000)其含量及其特征值列于表2，其球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分曲線見圖6。溫泉鉬礦床中礦化石英的∑REE值很低(∑REE=2.34～43.30 μg/g)，具有較高的LREE/HREE和(La/Yb)N值(LREE/HREE=11.30～17.05，(La/Yb)N=17.01～19.08)，表明輕稀土元素富集，輕重稀土分餾程度較高，在稀土元素對球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分曲線圖上顯示出向右傾斜的特點(diǎn)(圖6，b)，具有中等的負(fù) Eu異常(δEu=0.53～0.86);方解石脈具有很高的∑REE含量(∑REE= 316.45～326.44μg/g)，較高的 LREE/HREE和(La/Yb)N值(LREE/HREE=18.16～18.54，(La/ Yb)N=40.29～41.51)，顯示出較強(qiáng)烈的輕重稀土分餾模式，在稀土元素對球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分曲線圖上顯示出向右傾斜的特點(diǎn)(圖6，b)，具有負(fù)Eu異常(δEu=0.72～0.73)。

圖5 溫泉鉬礦床外圍及礦區(qū)花崗巖中鉬元素(a)和銅元素(b)的富集系數(shù)Fig.5 Enrichment factors for Mo(a)and Cu elements(b)of the granites from the Wenquan Mo deposit and its adjacent areas鉬(銅)的富集系數(shù)=(溫泉樣品中鉬(銅)元素含量/秦嶺造山帶花崗巖中鉬(銅)平均含量)Enrichment factor for Mo(Cu)element=(the content of Mo(Cu)element in sample/the average content of Mo(Cu) element in granites from the Qinling Orogenic Belt)

已有研究表明，稀土元素主要通過 Ca2+與REE3+之間的置換形式進(jìn)入熱液方解石，由于LREE3+的離子半徑比 HREE3+的離子半徑更接近于Ca2+，從而使LREE比HREE更容易置換晶格中的Ca2+而進(jìn)入方解石，稀土元素在方解石－流體中的分配系數(shù)是隨著稀土元素的原子序數(shù)增加而減小的(Rimstidt et al.，1998;Wood，1990;Zhang et al.，1995)。因此，從熱液體系中沉淀出的方解石應(yīng)該是富 LREE的。溫泉鉬礦床中方解石的 LREE/ HREE、(La/Yb)N、(La/Sm)N值明顯高于含礦花崗巖和礦化石英脈，可能主要是由于以上原因引起的。雖然方解石相對于含礦花崗巖來說較富集LREE，但方解石的稀土配分曲線和特征參數(shù)與含礦花崗巖具明顯的相似性(圖6，表2)，繼承了花崗巖的稀土元素特征。

硅與稀土元素在離子半徑(Si4+半徑為0.4× 10－10m，REE3+的離子半徑為1.03×10－10～0.86× 10－10m(韓吟文等，2003))和配位數(shù)方面(Si4+主要為4次配位數(shù)，而REE3+從6次到12次配位，甚至具有更高的配位數(shù)(韓吟文等，2003))差別較大，致使REE不可能以類質(zhì)同像現(xiàn)象進(jìn)入到石英的晶格中。因此，石英對稀土元素沒有選擇性，在其沉淀或流體交代過程中，石英本身不會賦存稀土元素(李厚民等，2003)，故礦化石英脈中的REE含量明顯較低。前人研究表明熱液礦床中石英的稀土元素主要賦存于流體包裹體中，流體包裹體中的稀土元素決定了石英的稀土元素配分模式，石英的稀土元素特征反映成礦流體的稀土元素特征及形成環(huán)境(范建國等，2000;凌其聰?shù)龋?001)。礦化石英脈樣品的稀土配分曲線和特征參數(shù)與含礦花崗巖具明顯的相似性，但它們的稀土含量差別較大(圖6，表2)，可能是由于三件石英脈形成于不同的成礦期次造成的。三件礦化石英脈樣品中Mo的含量分別為56.4、190.0和939.0μg/g，Cu的含量分別為60.2、5610.0和1210.0μg/g，含量差別很大，也體現(xiàn)出不同成礦期次的礦化特征，這與礦床多期石英脈相互穿插切割形成密集的石英網(wǎng)脈(圖4，c)、成礦過程具有長期性和多期次性的地質(zhì)特征相吻合。

綜上所述，方解石和礦化石英脈中的稀土配分曲線和特征參數(shù)與含礦花崗巖具明顯的相似性，繼承了花崗巖的稀土元素特征，表明礦化石英脈和方解石脈的REE配分模式受花崗巖巖漿結(jié)晶分異出的熱液流體性質(zhì)控制。

2.4 同位素地球化學(xué)特征

2.4.1 鉛同位素

鉛同位素由于其質(zhì)量大，同位素間的相對質(zhì)量差較小，外界條件的變化對其組成的影響很小，故鉛同位素對指示物質(zhì)的來源組成具有明顯的“指紋特征”，被證明是一種指示成礦物質(zhì)來源的有效方法(Ohmoto，1972，1986;Kelly et al.，1979;Zartman et al.，1981)。Zhu et al.(2011)對溫泉鉬礦床的含礦巖體、礦化石英脈、黃鐵礦和輝鉬礦中的鉛同位素組成研究表明，其與南秦嶺花崗巖中的鉛同位素組成相似(圖7)，為造山帶和地殼的混合來源。礦床(礦化石英脈、黃鐵礦和輝鉬礦)中的鉛主要來自三疊紀(jì)花崗巖結(jié)晶過程中產(chǎn)生的巖漿熱液。部分熱液石英脈和輝鉬礦樣品的鉛同位素組成比鉀長石高(圖7)，可能與成礦熱液運(yùn)移過程中地殼放射性成因鉛的加入有關(guān)。

表2 溫泉鉬礦床中方解石脈和礦化石英脈的稀土分析測試結(jié)果(10－6)Table 2 REE contents of calcite and ore－bearing quartz veins in the Wenquan Mo deposit(10－6)

2.4.2 硫同位素

溫泉鉬礦床的熱液礦物主要為輝鉬礦、黃鐵礦、黃銅礦、石英和方解石等，缺少重晶石、石膏等硫酸鹽礦物及赤鐵礦，表明成礦流體為還原性，流體中的硫主要以HS－和S2－形式存在，則本區(qū)熱液礦物硫化物的 δ34SCDT值應(yīng)于整個流體的 δ34SCDT值近似，其δ34SCDT值可代表流體的 δ34SCDT值(Ohmoto，1972)。硫同位素研究是一種指示成礦物質(zhì)來源的有效方法(Ohmoto and Goldhaber，1997)。前人研究認(rèn)為巖漿熱液流體中δ34S組成與花崗巖巖漿平衡值(δ34S組成=0.0‰)為 5.0‰ 左右(Ohmoto and Rye，1979)，而溫泉鉬礦床流體中δ34S的平均值(δ34S= 5.02‰ ～5.66‰，平均值為5.51‰(Zhu et al.，2011))與該值接近。另外，美國典型的Climax型斑巖鉬礦床的巖漿熱液流體系統(tǒng)中的δ34S的范圍為0.8‰～6.8‰(Carten et al.，1993)，溫泉鉬礦床的δ34S變化范圍與該范圍一致。由此可見，溫泉鉬礦床中硫主要來自三疊紀(jì)花崗巖質(zhì)巖漿在結(jié)晶分異過程中產(chǎn)生的巖漿熱液。

2.4.3 碳同位素

成礦熱液中的碳主要有3種可能來源，一是深源地幔射氣或巖漿來源，其碳同位素組成δ13CPDB變化范圍為 －4‰ ～－8‰，平均值 －5‰(Taylor et al.，1986);二是沉積巖中碳酸鹽巖的脫氣或含鹽鹵水與泥質(zhì)巖相互作用，這種來源的碳同位素組成具有重碳同位素的特征，其δ13CPDB的變化范圍為－2‰～3‰，海相碳酸鹽δ13CPDB大多穩(wěn)定在0‰ 左右(Veizer et al.，1980);三是各種巖石中的有機(jī)碳，有機(jī)碳一般富集12C，因而碳同位素組成很低，其 δ13CPDB變化范圍為－30‰～－15‰，平均為－22‰(Ohmoto，1972)。本研究對礦石中的2件熱液方解石在中國科學(xué)院地球化學(xué)研究所環(huán)境地球化學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)進(jìn)行了碳同位素分析測試，樣品經(jīng)過逐級破碎、過篩、挑選，并研磨至200目以下以備測試。分析方法及過程為:采用100%磷酸法，在25℃時，樣品與磷酸發(fā)生反應(yīng)，將反應(yīng)釋放出來的CO2在Isoprime－GC連續(xù)流質(zhì)譜儀上進(jìn)行碳同位素測定。溫泉鉬礦床中2件方解石的δ13CPDB變化范圍為－8.28‰～－7.92‰，平均值為－8.1‰，其變化范圍與深源碳同位素組成變化范圍基本吻合，指示成礦流體中的碳主要來自深部巖漿熱液。

2.4.4 氫－氧同位素

前人研究表明(任新紅，2009)，與輝鉬礦伴生的石英脈中δ18DSMOW和δ18OSMOW值的變化范圍分別為 －68‰～－96‰和8.0‰～9.5‰，用Clayton et al.(1972)的石英—水同位素分餾方程計算得到δ18OH2O值的變化范圍為－0.9‰～0.6‰。石英脈中的氫、氧同位素組成在δ18D－δ18OH2O圖解上位于巖漿水與大氣降水之間，更接近巖漿水區(qū)域，說明成礦熱液水主要為巖漿水，并有部分大氣降水參與。

2.5 成礦流體地球化學(xué)特征

流體包裹體是礦物形成時所捕獲的成礦介質(zhì)，是研究原始成礦溶液最直接的代表。前人對溫泉鉬礦床流體包裹體研究表明(韓海濤等，2009)，含礦石英中的流體包裹體以液體包裹體為主，大小多為5～10μm，氣液比一般為5% ～10%，不含子礦物;成礦流體鹽度變化范圍在0.2～11.8(NaCl)%之間，主要區(qū)間為3.25～5.5(NaCl)%;成礦溫度變化范圍集中，多為170～290℃，平均值為236℃。

圖8 溫泉鉬礦床硫同位素組成直方圖(Zhu et al.，2011)Fig.8 δ34S histogram for the Wenquan Mo deposit(Zhu et al.，2011)

為進(jìn)一步了解溫泉鉬礦礦床的成礦流體性質(zhì)，本次重點(diǎn)研究了礦化石英脈和方解石脈中的流體包裹體化學(xué)組成。研究所用的石英和方解石樣品先在雙目鏡下挑純，后研磨至0.25 mm～0.5 mm。群體包裹體成分分析在宜昌地質(zhì)礦產(chǎn)研究所檢測中心完成，具體的實(shí)驗(yàn)方法見文獻(xiàn)李桃葉等(2000)。

溫泉鉬礦床中石英和方解石中包裹體的成份見表3。氣相成份以H2O、CO2為主，H2O和CO2的總含量為99.85(mol)%，可含一定量的CH4、H2以及少量的CO。液相成份以K+、Na+、Ca2+、Mg2+、F－、Cl－、為主，可見少量的 Li+、Br－和I－。近年來研究表明，形成于不同環(huán)境中(如大陸內(nèi)部或島弧環(huán)境)的巖漿熱液礦床的巖漿—流體成礦系統(tǒng)具有不同的物質(zhì)背景，其流體包裹體的成份組成特征也有所不同，巖漿熱液礦床的流體包裹體成份研究對于確定礦床的形成環(huán)境具有重要作用(陳衍景等，2009)。陳衍景等(2009)對中國大陸內(nèi)部近60個巖漿熱液礦床的流體包裹體成份進(jìn)行了統(tǒng)計，研究發(fā)現(xiàn)中國陸內(nèi)巖漿熱液礦床的流體包裹體液相成份以 F－、Cl－、SO42+、K+、Na+和 Ca2+為主，可含少量HCO3－、Mg2+等，其中以富 K+、F－為其主要特征;流體包裹體氣相成份以H2O和CO2為主，可含一定量的CH4、H2、CO、N2、H2S等;富CO2、富K+、富F－可作為中國大陸內(nèi)部巖漿熱液礦床區(qū)別于巖漿弧區(qū)同類礦床的標(biāo)志性成礦流體特征。溫泉鉬礦床石英和方解石的流體包裹體成份也顯示上述特征(表3)。流體包裹體成份的F－/Cl－Ca2+/ Mg2+、F－/Cl－K+/Na+和 CO2/H2O－CH4/H2圖解(圖9，a，b)顯示，溫泉鉬礦床流體包裹體成份點(diǎn)位于中國大陸內(nèi)部漿控?zé)嵋旱V床范圍內(nèi)，顯示其具有中國大陸內(nèi)部漿控?zé)嵋旱V床的成礦流體特點(diǎn)，指示其為陸內(nèi)環(huán)境下形成的巖漿熱液礦床。

表3 溫泉鉬礦床石英和方解石中流體包裹體成份分析結(jié)果Table 3 Composition of fluid inclusions in quartz and calcite veins in the Wenquan Mo deposit

圖9 溫泉鉬礦床與中國大陸內(nèi)部漿控?zé)嵋旱V床流體包裹體成份的F－/Cl－－K+/Na+、F－/Cl—Ca2+/Mg2+圖解(中國大陸內(nèi)部漿控?zé)嵋旱V床流體包裹體成份數(shù)據(jù)引自陳衍景等，2009及其參考文獻(xiàn))Fig.9 F－/Cl－－K+/Na+and F－/Cl－－Ca2+/Mg2+diagrams showing fluid inclusions in the Wenquan Mo deposit and some intrusion－related hyplthermal deposits in China(composition of liquid inclusions in some intrusion－related hyplthermal deposits in China are from Chen et al.，2009 and references therein)

圖10 溫泉鉬礦床與中國大陸內(nèi)部漿控?zé)嵋旱V床流體包裹體成份的CO2/H2O－CH4/H2圖解(中國大陸內(nèi)部漿控?zé)嵋旱V床流體包裹體數(shù)據(jù)引自陳衍景等，2009及其參考文獻(xiàn))Fig.10 CO2/H2O－CH4/H2diagram showing gas composition of fluid inclusions in the Wenquan Mo deposit and some intrusion－related hydrothermal deposits in China(composition of fluid inclusions in some intrusion－related hydrothermal deposits in China quote from Chen et al.，2009 and references therein)

3 成礦過程與礦床成因

秦嶺造山帶是在晚太古－中元古代洋陸間雜構(gòu)造基礎(chǔ)上，于晚元古代－中三疊世經(jīng)歷現(xiàn)代板塊構(gòu)造體制的主造山期的華北－秦嶺－華南三板塊依次沿商丹和勉略兩條縫合帶由南向北俯沖碰撞造山，從而奠定了秦嶺造山帶基本構(gòu)造格局，并由于后造山期強(qiáng)烈的陸內(nèi)造山作用的疊加改造終成的復(fù)合造山帶(張國偉等，2001，2004)。目前的研究認(rèn)為秦嶺造山帶沿南秦嶺勉略帶－大別山的碰撞主要發(fā)生在印支期，形成南秦嶺造山帶，并最終完成華南與華北板塊的全面碰撞。造山作用演化的P－T－t軌跡表明一個完整的碰撞造山事件應(yīng)包括擠壓、擠壓向伸展轉(zhuǎn)變和伸展三個階段，在擠壓向伸展轉(zhuǎn)變階段造山帶處于減壓增溫的特殊構(gòu)造體制，應(yīng)力由擠壓向伸展轉(zhuǎn)變過程中會引起物質(zhì)的熔融和流體產(chǎn)生，從而導(dǎo)致強(qiáng)烈的流體活動和巖漿作用，是發(fā)生成巖成礦作用的有利階段(陳衍景，2006)。溫泉鉬礦床含礦巖體的鋯石U－Pb年齡 (216.2±1.7～217.2±2.0 Ma)與礦石輝鉬礦Re－Os年齡(214.4 ±7.1 Ma.)在誤差范圍內(nèi)基本一致 (Zhu et al.，2010，2011)。華北與揚(yáng)子板塊的碰撞主要發(fā)生在254～220 Ma，碰撞峰期年齡可能為235～238 Ma左右(李曙光等，1996;張國偉等，2004;Zheng，2008)，說明溫泉鉬礦床形成于同碰撞到后碰撞的轉(zhuǎn)折期，即印支期末期巖漿侵位晚期的冷卻成巖階段。前述礦床地球化學(xué)研究表明溫泉鉬礦床的成礦主要來自三疊紀(jì)花崗巖質(zhì)巖漿在結(jié)晶分異過程中產(chǎn)生的巖漿熱液。Zhu et al.(2011)對溫泉寄主二花崗巖和暗色微粒鎂鐵質(zhì)包體中鋯石的Hf同位素組成及巖石地球化學(xué)的研究表明，溫泉寄主二長花崗巖可能起源于中新元古代下地殼在三疊紀(jì)的部分熔融，而MMEs可能起源于新元古代裂解形成的富集巖石圈地幔在三疊紀(jì)重熔作用而產(chǎn)生的鎂鐵質(zhì)巖漿。因此，溫泉鉬礦床的成礦過程可概括為:早三疊世華南—秦嶺—華北三板塊依次沿商丹和勉略兩條縫合帶由南向北俯沖碰撞造山，最終華北和華南發(fā)生大規(guī)模陸—陸碰撞導(dǎo)致地殼明顯增厚。印支晚期(晚三疊世)構(gòu)造應(yīng)力由擠壓向伸展轉(zhuǎn)變，造山帶處于減壓增溫的特殊構(gòu)造體制，致使構(gòu)造減壓引起軟流圈上涌誘發(fā)富集巖石圈地幔物質(zhì)部分熔融形成鎂鐵質(zhì)巖漿，鎂鐵質(zhì)巖漿底侵至造山帶底部產(chǎn)生的熱異常致使揚(yáng)子下地殼發(fā)生部分熔融形成富含鉬等元素的花崗質(zhì)巖漿。巖漿作用的后期，巖漿冷凝分異出的成礦流體沿巖石的破碎節(jié)理裂隙滲流、運(yùn)移并經(jīng)充填和交代作用富集成。因此，溫泉鉬礦床屬于巖漿熱液型礦床。

4 結(jié)論

(1)溫泉鉬礦床產(chǎn)于于溫泉花崗質(zhì)巖體內(nèi)，含鉬石英脈主要充填于各向原生節(jié)理和裂隙中。溫泉鉬礦床礦化特征、礦石結(jié)構(gòu)構(gòu)造、成礦期次及礦物共生組合和圍巖蝕變等地質(zhì)特征顯示，溫泉鉬礦床具備巖漿熱液型礦床的基本地質(zhì)特征。

(2)溫泉鉬礦床的鉛－硫－碳同位素、稀土元素地球化學(xué)、鉬和銅元素含量變化的綜合研究表明，成礦物質(zhì)來源于花崗巖漿氣水熱液，成礦與印支晚期花崗質(zhì)巖漿結(jié)晶分異過程中產(chǎn)生的巖漿熱液活動密切相關(guān)。

(3)西秦嶺溫泉鉬礦床是印支期大陸碰撞造山事件的產(chǎn)物，晚三疊世秦嶺造山帶發(fā)生了構(gòu)造應(yīng)力由擠壓向伸展轉(zhuǎn)變的構(gòu)造體制轉(zhuǎn)換，造山帶處于減壓增溫的特殊構(gòu)造體制，由于構(gòu)造減壓引起軟流圈上涌并誘發(fā)富集巖石圈地幔物質(zhì)發(fā)生部分熔融形成鎂鐵質(zhì)巖漿，鎂鐵質(zhì)巖漿底侵至造山帶底部產(chǎn)生的熱異常致使下地殼發(fā)生熔融形成富含Mo的花崗質(zhì)巖漿，巖漿在結(jié)晶過程中冷凝分異出的成礦流體沿巖石的破碎節(jié)理裂隙滲流、運(yùn)移，并經(jīng)充填和交代作用沉淀成礦。

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