豫西熊耳山礦集區(qū)金銀多金屬礦床地球化學(xué)特征及地質(zhì)意義

劉文毅，劉繼順，何美香，丁云河，李永峰

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豫西熊耳山礦集區(qū)金銀多金屬礦床地球化學(xué)特征及地質(zhì)意義

劉文毅1,2,3，劉繼順1, 2，何美香3，丁云河3，李永峰4

(1. 中南大學(xué) 有色金屬成礦預(yù)測(cè)與地質(zhì)環(huán)境監(jiān)測(cè)教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，長(zhǎng)沙 410083； 2. 中南大學(xué) 地球科學(xué)與信息物理學(xué)院，長(zhǎng)沙 410083； 3. 河南省有色金屬地質(zhì)礦產(chǎn)局第七地質(zhì)大隊(duì)，鄭州 450016； 4. 河南省有色金屬礦產(chǎn)探測(cè)工程技術(shù)研究中心，鄭州 450016)

研究區(qū)位于河南省西部，大地構(gòu)造位置位于華北陸塊南緣，屬于小秦嶺?崤山?熊耳山金銀多金屬成礦帶。出露基底巖性為太華群變質(zhì)巖，蓋層為熊耳群火山巖，巖漿巖以花崗巖類(lèi)為主。通過(guò)對(duì)典型礦床C?H?O?S?Pb同位素和流體包裹體研究，以及對(duì)區(qū)內(nèi)金銀多金屬礦的成礦地質(zhì)背景、成礦物質(zhì)來(lái)源及控礦規(guī)律的綜合分析，建立了研究區(qū)成礦模式。研究結(jié)果表明：熊耳山礦集區(qū)金銀多金屬礦成礦流體和成礦物質(zhì)具有殼?；旌咸卣?，主要來(lái)源于地幔；成礦階段分為石英?黃鐵礦階段(I)、石英?多金屬硫化物階段(Ⅱ)及石英?碳酸鹽階段(Ⅲ)；熊耳山礦集區(qū)成礦高峰期集中在220 Ma?140 Ma?120 Ma等3個(gè)時(shí)間段，成礦時(shí)代以燕山期為主，其次為印支期。

熊耳山；金銀多金屬礦；地球化學(xué)特征；地質(zhì)意義

熊耳山礦集區(qū)位于河南省西部，大地構(gòu)造位置位于華北古陸南緣，秦嶺地槽東端北側(cè)，東西長(zhǎng)約80 km，南北寬4~15 km，出露面積約2000 km2，北以洛寧斷裂為界，南以馬超營(yíng)斷裂為界，西接崤山，東接外方山，隸屬于小秦嶺?崤山?熊耳山金銀多金屬成礦帶，為豫西繼小秦嶺之后又一重要的金銀多金屬礦集區(qū)，區(qū)內(nèi)分布著100多個(gè)大、中、小型礦床及礦(化)點(diǎn)，主要包括：上宮金礦、祁雨溝金礦、沙溝銀鉛礦、鐵爐坪銀鉛礦、蒿坪溝銀鉛礦、雷門(mén)溝鉬礦、大石門(mén)溝鉬礦等。礦床的分布具有明顯的規(guī)律性，具有較大的找礦潛力。

多年來(lái)，國(guó)內(nèi)科技工作者對(duì)熊耳山礦集區(qū)開(kāi)展了大量研究工作，取得了一系列成果。但是對(duì)于熊耳山礦集區(qū)金銀多金屬礦床的成礦物質(zhì)來(lái)源[1?6]、成礦熱液流體來(lái)源[6?11]、成礦階段劃分[3, 6, 11?14]、金屬礦床主要成礦時(shí)代[15?21]、成礦規(guī)律及控礦模式[22?25]等問(wèn)題的研究尚存在爭(zhēng)議。本文作者通過(guò)對(duì)熊耳山礦集區(qū)典型礦床的礦床地質(zhì)特征、同位素地球化學(xué)特征以及流體包裹體特征進(jìn)行研究，探討熊耳山礦集區(qū)金銀多金屬礦成礦地質(zhì)特征與控礦規(guī)律。

1 成礦地質(zhì)背景

熊耳山礦集區(qū)位于秦嶺造山帶的華北陸塊南緣次級(jí)構(gòu)造單元上，華北陸塊南緣構(gòu)造帶北以三門(mén)峽?魯山斷裂為界與華北陸塊相鄰，南以欒川斷裂為界與北秦嶺構(gòu)造帶相連(見(jiàn)圖1)。

區(qū)內(nèi)出露的地層主要為太華群、熊耳群及官道口群。太華群地層變質(zhì)程度深，屬中深變質(zhì)的角閃巖相，局部達(dá)麻粒巖相，巖石組成主要為各種片麻巖、混合巖、斜長(zhǎng)角閃巖、變粒巖、淺粒巖以及大理巖等。熊耳群不整合覆蓋于太華群之上，為一套中基性?中酸性火山巖，主要巖性為紫紅色?灰黑色玄武安山巖、安山(玢)巖、英安巖、流紋(斑)巖、火山角礫巖和火山碎屑巖。官道口群為一套碎屑巖?碳酸鹽巖組合，主要巖性有砂巖、頁(yè)巖、白云巖、砂泥礫巖和泥板巖等。

區(qū)內(nèi)構(gòu)造發(fā)育，基本構(gòu)造骨架為近東西向的拆離?變質(zhì)核雜巖構(gòu)造。華北地塊南緣在經(jīng)歷印支期強(qiáng)烈的碰撞造山進(jìn)入燕山期之后，由于應(yīng)力的松馳釋放，區(qū)域處于一個(gè)新的構(gòu)造演化階段，即以拆離?變質(zhì)核雜巖和斷陷盆地為特征的伸展構(gòu)造演化階段，形成了區(qū)域小秦嶺、崤山、熊耳山等拆離?變質(zhì)核雜巖構(gòu)造。熊耳山礦集區(qū)在區(qū)域上受熊耳山拆離?變質(zhì)核雜巖構(gòu)造控制。變質(zhì)核雜巖呈北東東向長(zhǎng)垣狀分布于熊耳山北坡，其變質(zhì)核(結(jié)晶基底)由太華群片麻巖系、混合巖等組成；蓋層主要為熊耳群火山巖系。結(jié)晶基底與蓋層之間為拆離斷層接觸，可分為北部、南部、西部和東部拆離斷層。由于地形切割關(guān)系在平面上拆離斷層呈彎曲狀展布，其下盤(pán)為太華群混合巖化、鉀化較為強(qiáng)烈的角閃斜長(zhǎng)片麻巖，蓋層為熊耳群安山巖類(lèi)。拆離帶一般寬1~10 m，由硅化蝕變破碎帶組成，局部可見(jiàn)到糜棱巖化的片麻巖及綠泥石片理化帶，產(chǎn)狀平緩穩(wěn)定，傾角15°~30°，局部稍有變化。另外在拆離帶上下盤(pán)還發(fā)育NE?NNE向等壓剪性斷裂和次級(jí)緩傾破碎帶，這些構(gòu)造也成為區(qū)內(nèi)部分金、銀鉛、鉬礦脈的容礦構(gòu)造。

圖1 礦集區(qū)大地構(gòu)造位置示意圖

熊耳山地體整體為一長(zhǎng)垣狀背斜組成的變質(zhì)核雜巖構(gòu)造，即前人所稱(chēng)的花山?龍脖背斜。背斜核部為太華群古老變質(zhì)巖系，呈啞鈴狀分布；兩翼蓋層由中元古界熊耳群火山巖組成，與核部太華群的接觸關(guān)系均為拆離斷層。次級(jí)褶皺主要有草溝?段溝背斜、龍脖復(fù)向斜、寬坪溝?全寶山復(fù)向斜。

區(qū)內(nèi)斷裂構(gòu)造發(fā)育，按展布方向可分為近EW(馬超營(yíng)斷裂)、NE?NNE、NW、近SN向4組。其中，NE?NNE向斷裂是區(qū)內(nèi)最發(fā)育和最主要的控礦、容礦斷裂構(gòu)造，往往迭加在南北、東西向二組斷裂形跡之上，密集成帶分布。斷裂規(guī)模大小不等，長(zhǎng)幾百米至上千米，寬幾十厘米至幾十米。斷裂傾角較陡，表現(xiàn)形式為先壓性后張性的斷裂特點(diǎn)，斷裂內(nèi)常發(fā)育擠壓片理化帶和蝕變帶，局部見(jiàn)糜棱巖化。蝕變帶具有一定的分帶性，由外向內(nèi)可分出綠泥石化帶、黃鐵絹英巖化帶、硅化帶。而兩側(cè)圍巖也多發(fā)生褪色蝕變，可見(jiàn)褐鐵礦化。斷裂帶沿走向礦化不連續(xù)，有膨大狹縮現(xiàn)象，礦化部位常出現(xiàn)張性角礫。

區(qū)內(nèi)巖漿活動(dòng)主要集中在太古代、中元古代和中生代。太古代主要表現(xiàn)為廣泛的基性、中基性?酸性火山巖的噴發(fā)以及超基性巖的侵入活動(dòng)；中元古代以熊耳群火山巖大面積裂谷式噴發(fā)為主，形成巨厚的熊耳群為特征；中生代則表現(xiàn)為花崗質(zhì)巖石大面積侵入活動(dòng)，按巖體大小和巖相分為兩類(lèi)：深成相花崗巖巖基(花山和五丈山巖體等)和淺成相花崗斑巖?隱爆角礫巖類(lèi)小巖體(雷門(mén)溝和蒿坪溝小斑巖體等)，該期巖漿活動(dòng)與區(qū)內(nèi)礦產(chǎn)形成關(guān)系密切。

2 典型礦床地質(zhì)特征

熊耳山礦集區(qū)是河南省重要的有色貴金屬礦化集中區(qū)，區(qū)內(nèi)礦產(chǎn)主要有金礦、銀鉛礦、鉬礦等(見(jiàn)圖2)。其中，金礦主要分布于熊耳山東段，礦床類(lèi)型主要為構(gòu)造蝕變巖型，其次為爆破角礫巖型，石英脈型較少。構(gòu)造蝕變巖型金礦主要分布于花山巖體外圍及熊耳山南部的馬超營(yíng)斷裂帶附近，代表性礦床為上宮大型金礦；爆破角礫巖型金礦分布于花山巖體東南部的祁雨溝一帶，代表性礦床為祁雨溝大型金礦。銀鉛礦床主要分布于熊耳山西段沙溝?鐵爐坪一帶，礦床類(lèi)型為構(gòu)造蝕變巖型，屬典型的高品位薄脈型中低溫?zé)嵋盒偷V床。代表性礦床有沙溝大型銀鉛礦、鐵爐坪大型銀鉛礦、蒿坪溝中型銀鉛礦。鉬礦床主要分布于花山巖體東南部的雷門(mén)溝?大石門(mén)溝一帶，以斑巖?爆破角礫巖型為主，代表性礦床有雷門(mén)溝大型鉬礦、大石門(mén)溝大型鉬礦。典型礦床地質(zhì)特征見(jiàn)表1。

礦集區(qū)各類(lèi)型礦床的賦礦圍巖主要為太華群變質(zhì)巖、熊耳群火山巖，NE?NNE斷裂構(gòu)造是區(qū)內(nèi)最主要的容礦構(gòu)造，礦體產(chǎn)狀嚴(yán)格受構(gòu)造控制，與礦體有關(guān)的構(gòu)造蝕變帶以及斑巖?爆破角礫巖體多產(chǎn)于NE?NNE斷裂與其他方向斷裂的交匯部位及其附近，區(qū)內(nèi)巖漿巖主要為燕山期中酸性花崗質(zhì)巖漿，礦石礦物組合以金(銀、鉬) ?多金屬硫化物為主，礦石結(jié)構(gòu)包括：自形、半自形、它形粒狀結(jié)構(gòu)、充填交代結(jié)構(gòu)、膠狀結(jié)構(gòu)、填隙結(jié)構(gòu)、交代殘余結(jié)構(gòu)等，礦石構(gòu)造以脈狀構(gòu)造為主，浸染狀構(gòu)造、角礫狀構(gòu)造、塊狀構(gòu)造、條帶狀構(gòu)造次之。圍巖蝕變具有相似性，以硅化、鉀化、黃鐵礦化、絹云母化、碳酸鹽化為主。

3 樣品采集及分析方法

本次用于C?H?O、S、Pb以及流體包裹體分析測(cè)試研究樣品采自石英?多金屬硫化物階段礦石樣品。其中，C?H?O、S、Pb同位素測(cè)試工作在核工業(yè)北京地質(zhì)研究院地質(zhì)分析測(cè)試研究中心完成。

C、O同位素測(cè)試儀器為MAT?253型穩(wěn)定同位素質(zhì)譜儀。首先將方解石(白云石)樣品表面清洗晾干后，粉碎至250~380 μm，經(jīng)淘洗和低溫烘干，然后在雙目鏡下挑選樣品，純度達(dá)99%以上；將挑純后的單礦物樣品研磨至75 μm以下，供C、O同位素測(cè)試。C、O同位素測(cè)試采用的國(guó)際標(biāo)準(zhǔn)為PDB，分析精度為±0.2×10?3。

圖2 熊耳山礦集區(qū)主要礦床分布圖(底圖據(jù)文獻(xiàn)[22]修改)

表1 熊耳山礦集區(qū)典型礦床地質(zhì)特征

H、O同位素測(cè)試儀器為MAT?253質(zhì)譜儀。首先將所有的礦石樣品進(jìn)行粉碎、粗選、清洗，在顯微鏡下選取250~380 μm的石英單礦物，使其純度達(dá)到99%以上。H同位素分析采用鋅還原法測(cè)定，在低溫下烘干去除吸附水和次生包裹體，然后加熱至600 ℃從樣品中提取原生流體包裹體的水，然后用Zn置換出水中的H并對(duì)H2進(jìn)行質(zhì)譜分析；O同位素采用五氟化溴法測(cè)定，在500~680 ℃的真空條件下使BrF5與石英反應(yīng)，對(duì)產(chǎn)生的O2進(jìn)行質(zhì)譜分析。H同位素的分析精度為±1×10?3，O同位素的分析精度為±0.2×10?3。

用于S、Pb同位素測(cè)試的礦石樣品經(jīng)破碎、過(guò)篩，在雙目鏡下挑選250~380 μm、純度大于99%的金屬硫化物單礦物，并磨至0.076 mm以下。S同位素用OMAT?251EM質(zhì)譜儀測(cè)定，采用VCDT國(guó)際標(biāo)準(zhǔn)，分析精度好于±0.2×10?3。Pb同位素用熱表面電離質(zhì)譜法測(cè)量，儀器型號(hào)為ISO?PROBE?T熱電離質(zhì)譜計(jì)，測(cè)量精度為≤0.005%。

流體包裹體顯微測(cè)溫分析工作在中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京)地球化學(xué)實(shí)驗(yàn)室完成，使用儀器為L(zhǎng)inkam THMSG?600型冷熱臺(tái)，溫度控制范圍為?196~600 ℃，精度為±0. 1 ℃。

包裹體氣液相成分分析測(cè)試工作在中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。制樣過(guò)程為：將礦石手標(biāo)本碎樣至250 μm過(guò)篩，從中挑選石英、方解石和白云石單礦物，保證礦物純度在98%以上。其中包裹體液相分析儀器為Shimadzu HIC?SP Super離子色譜儀，爆裂溫度為500 ℃，陽(yáng)離子最低檢出限為1×10?6，陰離子最低檢出限為1×10?9。包裹體氣相分析儀器為GC2010氣相色譜儀，載氣為 He，包裹體爆裂取樣溫度為 100~500 ℃。

4 礦床地球化學(xué)特征

4.1 C?H?O同位素

4.1.1 C?O同位素特征

根據(jù)熊耳山礦集區(qū)上宮金礦3件(來(lái)自文獻(xiàn)[11])、祁雨溝金礦7件、沙溝銀鉛礦7件、鐵爐坪銀鉛礦6件、蒿坪溝銀鉛礦5件、雷門(mén)溝鉬礦6件(來(lái)自文獻(xiàn)[7])及大石門(mén)溝鉬礦5件(來(lái)自文獻(xiàn)[26])C?O同位素分析結(jié)果可知：上宮金礦床白云石δ13CPDB介于?2.1×10?3~?1.0×10?3，δ18OSMOW為11.2×10?3~11.9×10?3；祁雨溝金礦床的方解石δ13CPDB介于?5.3×10?3~ ?1.1×10?3，δ18OSMOW為8.0×10?3~12.9×10?3；沙溝銀鉛礦床的方解石(白云石)δ13CPDB為?3.7×10?3~ ?0.9×10?3，δ18OSMOW為8.6×10?3~14.0×10?3；鐵爐坪銀鉛礦床的方解石(白云石)δ13CPDB介于?2.5×10?3~0.4×10?3，δ18OSMOW為10.6×10?3~14.1×10?3；蒿坪溝銀鉛鋅礦床的方解石δ13CPDB為?2.4×10?3~?0.8×10?3，δ18OSMOW為8.2×10?3~11.9×10?3；雷門(mén)溝鉬礦床的方解石δ13CPDB為?3.2×10?3~?2.0×10?3，δ18OSMOW為1.5×10?3~9.2×10?3；大石門(mén)溝鉬礦床的方解石δ13CPDB為?5.6×10?3~?5.3×10?3，δ18OSMOW為7.7×10?3~8.2×10?3。

在δ13CPDB?δ18OSMOW圖上(見(jiàn)圖3)，各礦床的樣品投點(diǎn)主要分布在巖漿?地幔區(qū)域及其附近。其中，上宮金礦、祁雨溝金礦樣品點(diǎn)都落于巖漿巖及其右側(cè)附近；沙溝銀鉛礦、鐵爐坪銀鉛礦、蒿坪溝銀鉛礦樣品點(diǎn)基本位于巖漿巖右側(cè)，有向低溫蝕變方向演化趨勢(shì)；雷門(mén)溝鉬礦樣品點(diǎn)主要分布在巖漿水和地幔包體的過(guò)渡區(qū)域，表明流體中碳可能來(lái)自于深部，由于水?巖反應(yīng)，成礦晚階段向大氣降水方向漂移；大石門(mén)溝鉬礦樣品點(diǎn)都落于地幔包體?地幔多相體系。

C?O同位素特征表明研究區(qū)金、銀鉛、鉬礦具有復(fù)雜的成礦流體來(lái)源，成礦流體的碳主要來(lái)自深部(地幔)巖漿，在成礦過(guò)程中，來(lái)自(地幔)巖漿流體的碳與圍巖(主要為太華群)發(fā)生了水?巖反應(yīng)和同位素交換作用，成礦后期隨著低溫蝕變作用以及大氣降水的加入，使δ18OSMOW偏離巖漿?地幔區(qū)域，向低溫蝕變和大氣降水方向漂移。

圖3 熊耳山礦集區(qū)δ13CPDB?δ18OSMOW圖(底圖據(jù)文獻(xiàn)[6])

4.1.2 H?O同位素特征

根據(jù)研究區(qū)礦脈間的相互穿插關(guān)系、礦石的結(jié)構(gòu)構(gòu)造、礦物共生組合等，將區(qū)內(nèi)金銀多金屬礦床成礦階段分為石英?黃鐵礦階段(I)、石英?多金屬硫化物階段(Ⅱ)及石英?碳酸鹽階段(Ⅲ)，其中主成礦階段為第Ⅱ階段。區(qū)內(nèi)典型金、銀鉛、鉬礦床氫氧同位素組成見(jiàn)表2。

由表2可知，上宮金礦主成礦階段(II)δ18OH2O變化范圍為2.50×10?3~4.10×10?3，δD 變化范圍為?86.7×10?3~?80.0×10?3，δ18O 變化范圍為11.5×10?3~13.1×10?3；祁雨溝金礦主成礦階段(II)δ18OH2O 變化范圍為1.51 × 10?3~5.40 × 10?3 ， δD 變化范圍?74.0×10?3~?65.0×10?3，δ18O 變化范圍為9.1×10?3~10.7×10?3；沙溝銀鉛礦主成礦階段(II)δ18OH2O 變化范圍為0.31 × 10?3~4.65 × 10?3 ， δD 變化范圍?109.2×10?3~?72.0×10?3，δ18O 變化范圍為14.0×10?3~16.0×10?3；鐵爐坪銀鉛礦主成礦階段(II)δ18OH2O變化范圍為0.96×10?3~5.72×10?3，δD 變化范圍?97.3×10?3~?77.2×10?3，δ18O 變化范圍為14.3×10?3~17.0×10?3；蒿坪溝銀鉛礦主成礦階段(II)δ18OH2O變化范圍為0.40×10?3~3.78×10?3，δD 變化范圍?82.6×10?3~?75.4×10?3，δ18O 變化范圍為10.4×10?3~13.6×10?3；雷門(mén)溝鉬礦主成礦階段(II)δ18OH2O 變化范圍為0.58 × 10?3~1.98 × 10?3 ， δD 變化范圍?82.0×10?3~?71.0×10?3，δ18O 變化范圍為7.2×10?3~8.6×10?3；大石門(mén)溝鉬礦主成礦階段(II)δ18OH2O變化范圍為?1.00×10?3~5.23×10?3，δD 變化范圍?83.0×10?3~?72.0×10?3，δ18O 變化范圍為8.7×10?3~12.8×10?3。

表2 熊耳山礦集區(qū)氫氧同位素組成

(To be continued)

Continued from Table 2

Ore district areaSample No.StageMineralt/℃δ18Osmow/10?3δD/10?3δ18OH2O/10?3Data source Haopinggouyc-17-340-5ⅡQuartz22910.4?79.10.40This work yc-17-340-6ⅡQuartz24111.7?82.42.31 yc-17-340-8ⅡQuartz23311.9?76.22.10 yc-510-M5-2ⅢQuartz12112.1?80.4?6.26 yc-510-M5-3ⅡQuartz22712.4?75.42.29 yc-510-M5-5ⅡQuartz21013.3?77.92.24 yc-570-H13-3ⅢQuartz15413.1?80.1?2.01 yc-570-H13-4ⅡQuartz22411.9?82.21.65 yc-570-H13-6ⅡQuartz23313.6?82.63.78 yc-570-H13-11ⅡQuartz19512.7?79.10.68 yc-570-H13-12ⅡQuartz22213.3?81.52.94 Leimengou090811-8ⅡQuartz3078.5?82.01.88Ref.[7] 090812-25ⅡQuartz3078.4?74.01.78 090810-3ⅡQuartz3078.3?77.01.68 LMGB-21ⅡQuartz3078.6?77.01.98 LMGB-3ⅡQuartz3077.2?71.00.58 DashimengouDB003ⅡQuartz12.8?82.05.23Ref.[5] DB004ⅡQuartz9.8?76.00.50 DB006ⅡQuartz10.1?77.01.14 HZK0202-9ⅡQuartz8.7?83.0?1.00 ZK0903-30ⅡQuartz8.9?72.03.07

從δD?δ18OH2O圖(見(jiàn)圖4)可看出，除了上宮金礦、祁雨溝金礦部分樣品投影點(diǎn)靠近變質(zhì)水區(qū)域外，區(qū)內(nèi)金、銀鉛、鉬礦床的投影點(diǎn)主要位于巖漿水區(qū)域的左下方及下方(少數(shù)點(diǎn)位于巖漿水區(qū)域)，并向雨水線靠近，反映成礦流體主要來(lái)源于深部(巖漿)。δD和δ18OH2O發(fā)生偏移的原因可能是大氣降水沿構(gòu)造裂隙下滲，與上升的深部(巖漿)成礦熱液發(fā)生混合，因此，隨著成礦熱液的演化，大氣降水也可能參與了成礦。

4.2 S同位素

上宮礦區(qū)8件(來(lái)自文獻(xiàn)[11])、祁雨溝礦區(qū)30件、沙溝礦區(qū)21件、鐵爐坪礦區(qū)13件、蒿坪溝礦區(qū)14件、雷門(mén)溝礦區(qū)10件(來(lái)自文獻(xiàn)[7])、大石門(mén)溝礦區(qū)5件(來(lái)自文獻(xiàn)[5])S同位素分析測(cè)試結(jié)果表明：上宮金礦硫化物的δ34S值?16.80×10?3~?10.80×10?3，集中于?14×10?3~?10×10?3；祁雨溝金礦硫化物δ34S值?1.42×10?3~2.35×10?3，集中于?2×10?3~+2×10?3；沙溝銀鉛礦硫化物的δ34S值介于?1.00×10?3~6.30×10?3，集中于?2×10?3~+6×10?3；鐵爐坪銀鉛礦硫化物δ34S值?7.30×10?3~?1.70×10?3，集中于?6×10?3~?4×10?3；蒿坪溝銀鉛礦硫化物的δ34S值?3.10×10?3~4.30×10?3，集中于?2×10?3~+2×10?3；雷門(mén)溝鉬礦硫化物δ34S值?1.80×10?3~2.60×10?3，集中于0~+4×10?3；大石門(mén)溝鉬礦硫化物δ34S值 ?17.30×10?3~?5.00，集中于?8×10?3~?4×10?3。

圖4 熊耳山礦集區(qū)δD?δ18OH2O圖(底圖據(jù)文獻(xiàn)[30])

結(jié)合硫同位素直方圖(見(jiàn)圖5)可知，祁雨溝金礦、雷門(mén)溝鉬礦硫化物δ34S變化范圍小，集中在0附近，反應(yīng)了礦床的硫主要具有幔源特征；而沙溝、鐵爐坪、蒿坪溝銀鉛礦δ34S變化范圍在?7.30×10?3~6.30×10?3，反應(yīng)了礦床的硫具有殼?；煸?，以地幔為主的特征；上宮金礦、大石門(mén)溝鉬礦均富集輕硫，是成礦過(guò)程中物理化學(xué)條件的變化引起硫同位素發(fā)生分餾引起的，可能與巖漿熱液上升過(guò)程中混入大氣降水有關(guān)[11, 31]。因此，研究區(qū)礦床硫的來(lái)源較復(fù)雜，具有殼幔混源特征。

圖5 研究區(qū)內(nèi)礦床δ34S直方圖

4.3 Pb同位素

研究區(qū)上宮4件(來(lái)自文獻(xiàn)[11])、祁雨溝26件、沙溝7件、鐵爐坪15件(4件來(lái)自本項(xiàng)目，11件來(lái)自文獻(xiàn)[31])、蒿坪溝7件、雷門(mén)溝3件、大石門(mén)溝5件(來(lái)自文獻(xiàn)[5])、太華群地層7件(來(lái)自文獻(xiàn)[2])、熊耳群地層4件(來(lái)自文獻(xiàn)[2])、花山巖體5件(來(lái)自文獻(xiàn)[32])、蒿坪溝花崗斑巖5件(來(lái)自文獻(xiàn)[33])、蒿坪溝輝綠巖脈1件(來(lái)自文獻(xiàn)[3])樣品鉛同位素分析結(jié)果顯示：上宮金礦Pb同位素206Pb/204Pb值變化于17.071~17.193，平均為17.141，207Pb/204Pb值變化于15.466~15.504，平均為15.487，208Pb/204Pb值變化于37.545~37.936，平均為37.771；祁雨溝金礦的Pb同位素206Pb/204Pb值變化于17.191~17.817，平均為17.309，207Pb/204Pb值變化于15.372~15.464，平均為15.418，208Pb/204Pb值變化于37.396~37.934，平均為37.645。區(qū)內(nèi)金礦床的Pb同位素組成比較集中，其值也比較接近，反映其成礦物質(zhì)來(lái)源基本一致。

沙溝銀鉛礦Pb同位素206Pb/204Pb值變化于17.768~17.926，平均為17.830，207Pb/204Pb值變化于15.485~15.578，平均為15.526，208Pb/204Pb值變化于38.462~38.695，平均為38.575；鐵爐坪銀鉛礦Pb同位素206Pb/204Pb值變化于17.541~17.987，平均為17.778，207Pb/204Pb值變化于15.412~15.630，平均為15.496，208Pb/204Pb值變化于37.767~38.300，平均為38.093；蒿坪溝銀鉛礦Pb同位素206Pb/204Pb值變化于17.610~17.784，平均為17.708，207Pb/204Pb值變化于15.487~15.531，平均為15.511，208Pb/204Pb值變化于38.309~38.457，平均為38.386。區(qū)內(nèi)銀鉛礦床的Pb同位素組成比較集中，其值也比較接近，反映其成礦物質(zhì)來(lái)源基本一致。

雷門(mén)溝鉬礦的Pb同位素206Pb/204Pb值變化于17.141~17.501，平均為17.359；207Pb/204Pb值變化于15.446~15.469，平均為15.456；208Pb/204Pb值變化于37.699~37.918，平均為37.825；大石門(mén)溝鉬礦的Pb同位素206Pb/204Pb值變化于17.161~17.387，平均為17.234；207Pb/204Pb值變化于15.433~15.450，平均為15.441；208Pb/204Pb值變化于37.420~37.470，平均為37.438。區(qū)內(nèi)鉬礦床的Pb同位素組成比較集中，其值也比較接近，反映其成礦物質(zhì)來(lái)源基本一致。

太華群地層的Pb同位素206Pb/204Pb值變化于15.406~17.609，平均為17.109，207Pb/204Pb值變化于15.188~15.547，平均為15.383，208Pb/204Pb值變化于37.526~42.558，平均為38.595；熊耳群地層的Pb同位素206Pb/204Pb值變化于16.439~19.428，平均為17.355，207Pb/204Pb值變化于15.271~15.667，平均為15.415，208Pb/204Pb值變化于36.346~41.260，平均為37.743；花山巖體的Pb同位素206Pb/204Pb值變化于17.150~17.473，平均為17.323，207Pb/204Pb值變化于15.318~15.456，平均為15.400，208Pb/204Pb值變化于37.240~37.886，平均為37.600；蒿坪溝花崗斑巖的Pb同位素206Pb/204Pb值變化于17.938~18.362，平均為18.129，207Pb/204Pb值變化于15.417~15.620，平均為15.543，208Pb/204Pb值變化于38.100~38.892，平均為38.469；蒿坪溝輝綠巖脈的Pb同位素206Pb/204Pb值為17.995，207Pb/204Pb值為15.555，208Pb/204Pb值為38.773。

區(qū)內(nèi)金、銀鉛、鉬礦床的Pb同位素組成與太華群、熊耳群地層的Pb同位素組成相差較大，銀鉛礦床與輝綠巖脈最為接近，其次為蒿坪溝花崗斑巖，而金、鉬礦床與花山巖體最為接近，表明區(qū)內(nèi)金、銀鉛、鉬礦床的Pb同位素主要來(lái)源于深部地幔。

在鉛構(gòu)造模式中(見(jiàn)圖6(a))，沙溝銀鉛礦、蒿坪溝銀鉛礦Pb同位素組成主要位于地幔鉛與造山帶鉛演化線之間，鐵爐坪銀鉛礦Pb同位素組成主要位于下地殼、地幔鉛與造山帶鉛演化線之間，區(qū)內(nèi)銀鉛礦與熊耳群地層的Pb同位素組成投影點(diǎn)相距較遠(yuǎn)，與輝綠巖脈的Pb同位素組成投影點(diǎn)最為接近，其次為蒿坪溝花崗斑巖和太華群地層。在鉛構(gòu)造模式中(見(jiàn)圖6(b))，上宮金礦、雷門(mén)溝鉬礦、大石門(mén)溝鉬礦Pb同位素組成主要位于地幔鉛與造山帶鉛演化線之間，祁雨溝金礦Pb同位素組成主要位于下地殼、地幔鉛與造山帶鉛演化線之間，區(qū)內(nèi)金礦、鉬礦與花山巖體的Pb同位素組成投影點(diǎn)最為接近，其次為太華群地層。由于造山帶常常與深部作用過(guò)程有關(guān)，殼幔作用強(qiáng)烈，地?；顒?dòng)起了很大作用，因此，區(qū)內(nèi)金礦、銀鉛礦、鉬礦床的Pb應(yīng)主要為地幔鉛，同時(shí)受到殼源鉛(太華群)不同程度的混合，反映區(qū)內(nèi)金礦、銀鉛礦、鉬礦成礦作用與區(qū)域造山作用有關(guān)，成礦物質(zhì)來(lái)源于造山過(guò)程中殼??；旌显?，并以地幔為主。

圖6 熊耳山地區(qū)礦床鉛構(gòu)造模式圖(底圖據(jù)文獻(xiàn)[34])

4.4 流體包裹體

4.4.1 金礦床流體包裹體

1) 流體包裹體顯微測(cè)溫及鹽度特征

通過(guò)對(duì)熊耳山礦集區(qū)典型金礦床上宮金礦(數(shù)據(jù)來(lái)自文獻(xiàn)[12])和祁雨溝金礦(數(shù)據(jù)來(lái)自文獻(xiàn)[35])流體包裹體研究發(fā)現(xiàn)：流體包裹體分成早(I)、中(II、III)和晚(Ⅳ)等3個(gè)階段。上宮金礦早期為富 CO2三相包裹體、中期為富液兩相包裹體、晚期為純液相包裹體；祁雨溝金礦早期(Ⅰ)以富液兩相流體包裹體(L+V型)以及含子礦物多相(S型)的包裹體為主、中期(II、III)、晚期(Ⅳ)以富液兩相流體包裹體(L+V)型為主。

上宮金礦[12]顯微測(cè)溫?cái)?shù)據(jù)表明：早階段流體包裹體的均一溫度范圍為210~390 ℃(平均271 ℃)；中階段均一溫度變化范圍為170~270 ℃(平均216 ℃)；晚階段均一溫度范圍為110~190 ℃(平均151 ℃)，呈現(xiàn)出逐漸降低的趨勢(shì)。早、中、晚階段成礦流體的鹽度NaCleq分別為1.4%~4.2%、5.6%~9.6%、6.9%~9.7%。早階段成礦流體鹽度較低，而中、晚階段成礦流體鹽度相對(duì)較高。

祁雨溝金礦[38]顯微測(cè)溫?cái)?shù)據(jù)表明：從第Ⅰ階段到第Ⅳ階段，流體包裹體的均一溫度范圍依次為409.3~506.3 ℃(平均446.9 ℃)、303.6~442.8℃(平均370.0 ℃)、251.6~344.0 ℃(平均291.9 ℃)、121.8~254.6 ℃ (平均192.3 ℃)，呈現(xiàn)出逐漸降低的趨勢(shì)；成礦流體的鹽度NaCleq范圍依次為17.08%~20.89%(平均18.63%)、6.16%~20.07%(平均12.24%)、1.4%~17.17% (平均10.48%)、1.4%~12.85%(平均5.04%)，同樣呈現(xiàn)出逐漸降低的趨勢(shì)。

2) 流體包裹體成分分析

上宮金礦[12]成礦流體氣相成分主要為H2O 和CO2，其次為少量的CO和微量的CH4、C2H2、C2H4和C2H6等還原性氣體，早階段成礦流體中的CO2含量相對(duì)較高。液相成分中陽(yáng)離子主要為Na+、K+，其次為少量的Ca2+和Mg2+，陰離子主要為Cl?和SO42?，其次為少量的NO3?、F?和Br?。不同成礦階段的流體成分差異較為明顯，早階段成礦流體中K+和SO42?含量較高，而中、晚階段成礦流體中的Na+和Cl?含量相對(duì)較高。

祁雨溝金礦成礦流體氣相成分以H2O和CO2為主，少量CH4、CO、H2和N2。從表3可看出，祁雨溝金礦早期成礦溶液的K+、Na+、Ca2+、Mg2+等離子濃度明顯高于主成礦期和晚期溶液；K/Na、(K2O+Na2O)/(MgO+CaO)及F/Cl比值較低，與斑巖型礦床一致，顯示出深源特征。主礦化期溶液的K+、Na+、Mg2+、Cl?等高于晚期，低于早期，表明成礦溶液的數(shù)量和性質(zhì)與早期有所不同；晚期溶液的各離子濃度及礦化度、鹽度都非常低，對(duì)礦化不利，與晚期礦化巖石金含量低的事實(shí)相吻合。

因此，流體包裹體成分特征表明：區(qū)內(nèi)金礦成礦流體為中溫中低鹽度的CO2?H2O?NaCl體系。

表3 祁雨溝金礦石英包裹體液相成分(10?6)

4.4.2 銀鉛礦床流體包裹體

1) 流體包裹體顯微測(cè)溫及鹽度特征

通過(guò)對(duì)熊耳山礦集區(qū)沙溝、鐵爐坪(數(shù)據(jù)來(lái)自文獻(xiàn)[19])、蒿坪溝(數(shù)據(jù)來(lái)自文獻(xiàn)[31])銀鉛礦床進(jìn)行流體包裹體顯微測(cè)溫鏡下發(fā)現(xiàn)，這些礦床各成礦階段具有不同的流體包裹體組合，可將流體包裹體分成早(I)、中(II1、II2)和晚(III)等3個(gè)階段。早階段包裹體組合為氣液兩相(LV)、含子晶多相包裹體(S)和富氣或純氣體包裹體(V型)，在該階段不同類(lèi)型石英中包裹體組合不同；中階段為L(zhǎng)V和CO2包裹體(C型)，但常見(jiàn)的為L(zhǎng)V型；晚階段為L(zhǎng)V型。

沙溝早(I)、中(II1、II2)和晚(III)等3個(gè)階段流體包裹體均一溫度依次為108~246 ℃(平均157 ℃)、185~357 ℃(平均240 ℃)、145~288 ℃(平均194 ℃)、129~208 ℃(平均165 ℃)。早、中、晚階段成礦流體的鹽度NaCleq分別為30.06%~37.40%(平均33.25%)、4.65%~10.11%(平均7.77%)、1.91%~10.86%(平均6.38%)、1.40%~4.03%(平均2.52%)。

鐵爐坪[19]早(I)、中(II1、II2)和晚(III)3個(gè)階段流體包裹體均一溫度依次為216~395 ℃(平均287 ℃)、217~295 ℃(平均255 ℃)、147~271 ℃(平均203 ℃)、174~190 ℃(平均181 ℃)。早、中、晚階段成礦流體的鹽度NaCleq分別為5.26%~10.49%、8.95%~10.24%、8.00%~11.81%、6.45%~7.59%。

蒿坪溝[31]早(I)、中(II)和晚(III)等3個(gè)階段流體包裹體均一溫度依次為192~239 ℃(平均218 ℃)、252~300 ℃(平均273 ℃)、196~250 ℃(平均236 ℃)。早、中、晚階段成礦流體的鹽度NaCleq分別為2.50%~4.70%、4.09%~7.50%、3.81%~6.80%。

2) 流體包裹體成分分析

沙溝、鐵爐坪、蒿坪溝銀鉛礦床流體包裹體成分分析結(jié)果表明：銀鉛礦成礦流體液相成分中陽(yáng)離子主要為Na+、K+、Ca2+，而Mg2+含量很低。陰離子以Cl?、SO42?為主，含F(xiàn)?、NO3?少。成礦流體氣相成分以H2O和CO2為主，少量CH4、H2、N2、CO。

總體看來(lái)，區(qū)內(nèi)銀鉛礦床成礦流體為中溫低鹽度含CO2的H2O?NaCl體系。

4.4.3 鉬礦床流體包裹體

1) 流體包裹體顯微測(cè)溫及鹽度特征

通過(guò)對(duì)熊耳山礦集區(qū)典型鉬礦床雷門(mén)溝鉬礦(數(shù)據(jù)來(lái)自文獻(xiàn)[7])和大石門(mén)溝鉬礦(數(shù)據(jù)來(lái)自文獻(xiàn)[5])流體包裹體研究發(fā)現(xiàn)：鉬礦床流體包裹體分成礦前(早)、主成礦(中)和成礦后(晚)等3個(gè)階段。雷門(mén)溝鉬礦早期為富H2O包裹體，中期為貧氣相富H2O包裹體和富氣相的含CO2包裹體，晚期為富H2O包裹體；大石門(mén)溝鉬礦早階段為含CO2氣液二相包裹體(LCO2型)、LCO2+ S 型、少量氣相包裹體(VCO2型)，中期為氣液包裹體(V?L 型)、氣液含子晶礦物包裹體(V?L+S型)，晚期為V?L型包裹體。

雷門(mén)溝鉬礦[7]顯微測(cè)溫?cái)?shù)據(jù)表明：早階段流體包裹體的均一溫度范圍為238~476 ℃(平均346 ℃)；中階段均一溫度變化范圍為205~418 ℃(平均300 ℃)；晚階段均一溫度范圍為 148~246 ℃(平均188 ℃)，呈現(xiàn)出逐漸降低的趨勢(shì)。早、中、晚階段成礦流體的鹽度NaCleq分別為4.34%~13.07%、1.74%~40.61%和1.74%~7.86%。

大石門(mén)溝鉬礦[5]顯微測(cè)溫?cái)?shù)據(jù)表明：3個(gè)階段流體包裹體均一溫度分別集中在247~468 ℃、111~372 ℃、110~272 ℃。成礦流體的鹽度NaCleq分別對(duì)應(yīng)于11.64%、6.75%、6.12 %，隨均一溫度的降低而降低。

2) 流體包裹體成分分析

雷門(mén)溝鉬礦[7]、大石門(mén)溝鉬礦[5]流體包裹體成分分析結(jié)果表明：成礦流體液相成分中陽(yáng)離子主要為Na+、K+、Ca2+，陰離子以Cl?、SO42?為主。成礦流體氣相成分以H2O和CO2為主，少量N2、CH4、C2H6、H2S。還原參數(shù)[(CH4+C2H6+H2S)/CO2]成礦早階段較低，晚階段有增高的趨勢(shì)，揭示出成礦過(guò)程伴隨著流體由相對(duì)氧化的環(huán)境向相對(duì)還原的環(huán)境轉(zhuǎn)變。

流體包裹體研究表明，區(qū)內(nèi)鉬礦床成礦流體屬于中高溫、中低鹽度的H2O?CO2?NaCl體系。

5 討論

5.1 成礦流體及成礦物質(zhì)來(lái)源

C?H?O同位素特征表明，區(qū)內(nèi)成礦流體來(lái)源復(fù)雜，初始來(lái)源以(地幔)巖漿流體為主，隨著成礦作用的進(jìn)行，來(lái)自地殼的流體逐漸加入。在成礦過(guò)程中，來(lái)自(地幔)巖漿流體的C與圍巖(主要為太華群)發(fā)生了水?巖反應(yīng)和同位素交換作用，成礦晚期，大氣降水沿構(gòu)造裂隙下滲，與上升的深部(巖漿)成礦熱液發(fā)生混合。因此，成礦流體早期以巖漿水為主，晚期為巖漿水與大氣降水的混合，說(shuō)明成礦流體與巖漿作用有關(guān)。C?H?O同位素組成顯示殼?幔相互作用所導(dǎo)致的多源流體混合是成礦流體演化的主要機(jī)制，區(qū)內(nèi)金礦、銀鉛礦、鉬礦床成礦流體具有殼幔混合特點(diǎn)。

流體包裹體特征表明，區(qū)內(nèi)金礦成礦流體屬于中溫中低鹽度的CO2?H2O?NaCl體系；銀鉛礦成礦流體屬于中溫低鹽度H2O?CO2?NaCl體系；鉬礦成礦流體屬于中高溫、中低鹽度的H2O?CO2?NaCl體系。成礦流體氣相成分以H2O和CO2為主，含有少量的CH4、N2、H2、CO等，在流體的搬運(yùn)過(guò)程中，CO2起緩沖劑的作用[36]，使得成礦流體以某種絡(luò)合物方式穩(wěn)定存在。隨著成礦作用的進(jìn)行，流體由相對(duì)氧化的環(huán)境向相對(duì)還原的環(huán)境轉(zhuǎn)變，隨著溫度持續(xù)降低以及大氣降水參與增加，成礦流體成分以石英?碳酸鹽為主則代表成礦過(guò)程結(jié)束[37]。

地幔流體的氣相組分以CO2、H2O為主，少量H2、CO、SO2、H2S和CH4等[38]。另外，地幔流體具有提供大量K、Na等堿金屬和Si的潛力[39]。而鉀化、鈉化等堿交代作用和硅化是許多大型?超大型礦床極為普遍的蝕變作用，其發(fā)育指示了地幔流體組分的存在。熊耳山地區(qū)金礦、銀鉛礦、鉬礦床同樣普遍發(fā)育鉀長(zhǎng)石化、硅化和黃鐵絹英巖化，也同樣指示了在本區(qū)的流體成礦系統(tǒng)中可能存在來(lái)自幔源的堿質(zhì)和硅質(zhì)。因此，熊耳山地區(qū)成礦流體的氣相組分特征顯示出與幔源流體氣相組分的相似性。

S同位素組成顯示，祁雨溝金礦、雷門(mén)溝鉬礦的S主要具有幔源特征；沙溝、鐵爐坪、蒿坪溝銀鉛礦的S具有殼?；煸矗缘蒯橹鞯奶卣?；上宮金礦、大石門(mén)溝鉬礦均富集輕硫，是成礦過(guò)程中物理化學(xué)條件的變化引起S同位素發(fā)生分餾引起的，可能與巖漿熱液上升過(guò)程中混入大氣降水有關(guān)。因此，研究區(qū)礦床S的來(lái)源較復(fù)雜，具有殼?；煸刺卣?。

Pb同位素組成顯示，上宮金礦、沙溝銀鉛礦、蒿坪溝銀鉛礦、雷門(mén)溝鉬礦、大石門(mén)溝鉬礦的Pb位于地幔鉛與造山帶鉛演化線之間；祁雨溝金礦、鐵爐坪銀鉛礦Pb同位素組成主要位于下地殼、地幔鉛與造山帶鉛演化線之間。由于造山帶常常與深部作用過(guò)程有關(guān)，殼幔作用強(qiáng)烈，地?；顒?dòng)起了很大作用，因此，區(qū)內(nèi)金礦、銀鉛礦、鉬礦床的鉛應(yīng)主要為地幔鉛，同時(shí)受到殼源鉛(太華群)不同程度的混合，反映區(qū)內(nèi)金礦、銀鉛礦、鉬礦成礦作用與區(qū)域造山作用有關(guān)，成礦物質(zhì)來(lái)源于造山過(guò)程中殼?幔混合源，并以地幔 為主。

綜上所述，熊耳山礦集區(qū)金銀多金屬礦成礦物質(zhì)及成礦流體具有殼幔混合特征，主要來(lái)源于地幔。

5.2 成礦時(shí)代及成礦階段

熊耳山礦集區(qū)內(nèi)金礦年齡在120~240 Ma之 間[15?16]，多數(shù)集中于120 Ma左右，銀鉛礦年齡在130~150 Ma之間[17?19]，鉬礦年齡在120~220 Ma之 間[20?21]。

熊耳山地區(qū)成礦作用自古元古代就已開(kāi)始，但規(guī)模較小，多形成一些鉬礦(化)點(diǎn)。進(jìn)入印支期后(220 Ma左右)，有一期規(guī)模較大的鉬成礦作用(如大石門(mén)溝鉬礦)，局部伴有金成礦作用(如上宮金礦)。燕山期，包括熊耳山地區(qū)在內(nèi)的東秦嶺?大別金屬成礦作用達(dá)到高峰，在140 Ma左右發(fā)生了一期大規(guī)模的鉬成礦作用和銀鉛成礦作用，雷門(mén)溝等大型鉬礦、沙溝、鐵爐坪、蒿坪溝等大?中型銀鉛礦均為這一期所形成；在120 Ma左右的早白堊世，又發(fā)生了一期大規(guī)模的金成礦作用，形成了祁雨溝等大型金礦。因此，熊耳山地區(qū)大規(guī)模成礦時(shí)期應(yīng)為燕山期。

根據(jù)研究區(qū)礦脈間的相互穿插關(guān)系、礦石的結(jié)構(gòu)構(gòu)造、礦物共生組合等，結(jié)合流體包裹體研究結(jié)果，將區(qū)內(nèi)金銀多金屬礦床成礦階段分為石英?黃鐵礦階段(I)、石英?多金屬硫化物階段(Ⅱ)及石英?碳酸鹽階段(Ⅲ)。

5.3 控礦因素

礦集區(qū)各類(lèi)型礦床的賦礦圍巖主要為太華群變質(zhì)巖、熊耳群火山巖。太華群地層主要巖石類(lèi)型為黑云斜長(zhǎng)片麻巖、角閃斜長(zhǎng)片麻巖、斜長(zhǎng)角閃巖、角閃巖、片巖等，一般硬且脆，在后期構(gòu)造應(yīng)力的剪切、擠壓、張扭作用下，易產(chǎn)生斷裂構(gòu)造，這些構(gòu)造為后期成礦熱液的運(yùn)移和充填提供空間。熊耳群的形成與展布明顯受到構(gòu)造的控制，尤其受到深斷裂的控制。這些控制熊耳群的形成與展布的古老深斷裂對(duì)造山過(guò)程和造山期后的構(gòu)造演化、斷裂發(fā)育和運(yùn)動(dòng)特征及巖漿活動(dòng)都起有十分重要的制約作用。

研究區(qū)礦床最直接、最重要的找礦標(biāo)志是斷裂破碎帶，其中NE?NNE向陡傾斜斷裂破碎帶是區(qū)內(nèi)最主要的控礦和賦礦構(gòu)造，區(qū)內(nèi)幾乎所有脈型礦床的主要礦體均賦存于NE?NNE向斷裂破碎帶，礦體多產(chǎn)于斷裂破碎帶的中央、局部擴(kuò)容、拐折、分枝復(fù)合、斷裂交匯部位。區(qū)內(nèi)拆離斷層帶及近東西向斷裂破碎帶，宏觀上起到控巖控礦作用，控制著區(qū)內(nèi)礦田的空間分布，部分礦體賦存于其伴生的次級(jí)構(gòu)造中。

區(qū)內(nèi)巖體在侵位時(shí)，其周?chē)蝽敳啃纬傻臄嗔哑扑閹樯畈砍傻V流體和物質(zhì)的運(yùn)移和富集提供了通道和空間，是脈型礦床(體)形成的有利部位。熊耳山東段花山巖體外圍斷裂破碎帶發(fā)育，為成礦流體和物質(zhì)富集提供了良好的空間，形成了構(gòu)造蝕變巖型金礦床，成環(huán)狀分布于花山巖體外圍，構(gòu)成“礦環(huán)”；熊耳山西段寨凹隱伏巖體頂部及周?chē)鷶嗔哑扑閹Оl(fā)育，也為成礦流體和物質(zhì)富集提供了良好的空間，形成了構(gòu)造蝕變巖型銀鉛礦，構(gòu)成“礦帽”。斑巖?爆破角礫巖型礦床則定位于斑巖?爆破角礫巖體及其內(nèi)外接觸帶中。

5.4 成礦模式

熊耳山地區(qū)處于華北地臺(tái)南緣和北秦嶺造山帶的銜接過(guò)渡帶上。在印支期，華北與揚(yáng)子古板塊實(shí)現(xiàn)了完全碰撞，從此熊耳山地區(qū)便進(jìn)入了陸內(nèi)推覆造山與伸展作用交替進(jìn)行的新階段。燕山期頻繁的構(gòu)造?巖漿活動(dòng)為陸內(nèi)成礦提供物質(zhì)和熱源，晚期該區(qū)發(fā)生火山活動(dòng)，巖石圈減薄，地幔高溫物質(zhì)上涌[40]。由于地幔物質(zhì)的上涌可為地殼重熔提供足量的熱量[41]，加上殼幔的相互作用使成巖成礦呈現(xiàn)出不均衡階段性爆發(fā)的特征，在中生代(220~120 Ma)，熊耳山地區(qū)先后發(fā)生了3期重要的成巖成礦事件。

在印支晚期(220 Ma)，兩大板塊碰撞造成巖石圈受擠壓而急劇增厚，進(jìn)而引發(fā)下部巖石圈發(fā)生拆沉作用，誘發(fā)殼、幔巖漿作用，產(chǎn)生富含Mo 的殼?；煸戳黧w。在大石門(mén)溝鉬礦區(qū)，含礦流體沿北西西向與北東向構(gòu)造交叉的薄弱部位上升并發(fā)生隱爆作用，熱液持續(xù)進(jìn)入角礫巖體間和外圍裂隙帶中并和太華群變質(zhì)巖發(fā)生物質(zhì)交換，從而使Mo在角礫巖膠結(jié)物或裂隙成礦富集，具有典型的爆破角礫巖型鉬礦床特征。而在熊耳山中部上宮金礦區(qū)，這一重大構(gòu)造?熱事件使上地幔和地殼發(fā)生強(qiáng)烈的物質(zhì)和能量交換，并驅(qū)動(dòng)地幔流體向地殼運(yùn)移，在其上升的過(guò)程中不斷萃取地幔和地殼中的成礦物質(zhì)(Au)?；◢弾r作為熱源之一，產(chǎn)生的熱力作用使Au元素活化、集中，并在地殼淺部太華群、熊耳群NE向陡傾斜斷裂破碎帶部位快速沉淀富集成礦，具有典型的構(gòu)造蝕變巖型金礦床特征。

在燕山期(140 Ma)，大規(guī)模巖漿活動(dòng)爆發(fā)，寨凹隱伏花崗巖體上升侵位，使破碎帶局部擴(kuò)容，隨著造山作用持續(xù)進(jìn)行，地幔流體攜帶成礦物質(zhì)Ag、Pb元素沿著深大斷裂向上運(yùn)移和富集，并大量萃取地層中的Ag、Pb元素，在地殼淺部沙溝、鐵爐坪、蒿坪溝銀鉛礦區(qū)太華群、熊耳群NNE?NE 向陡傾斜斷裂破碎帶部位快速沉淀富集成礦，具有典型的構(gòu)造蝕變巖型銀鉛礦床特征。而在熊耳山東段的雷門(mén)溝鉬礦區(qū)，由于巖石圈減薄，軟流圈物質(zhì)上涌，這種殼?；旌系牧黧w攜帶Mo元素沿著構(gòu)造上侵定位，形成雷門(mén)溝斑巖體，成礦流體與太華群發(fā)生水?巖反應(yīng)，流體沸騰，pH 值降低，氧逸度降低，圍巖發(fā)生絹云母化和硅化，流體處于中?偏酸性的還原環(huán)境，在斑巖體的內(nèi)外接觸帶 Mo 金屬大量沉淀，具有典型的斑巖型鉬礦床特征。

圖7 熊耳山礦集區(qū)金銀多金屬礦床成礦模式圖

在燕山晚期(120 Ma)，板塊碰撞熔融產(chǎn)生具高氧逸度的含金屬元素(Au)巖漿，為祁雨溝金礦形成提供了物質(zhì)基礎(chǔ)。區(qū)內(nèi)的斷裂構(gòu)造為原始巖漿侵入提供了通道，高氧化態(tài)巖漿在上升過(guò)程中混合上地殼物質(zhì)，侵入太華群和熊耳群。幔源成礦流體向上運(yùn)移的過(guò)程中大量萃取地層中的金屬元素(Au)，大量揮發(fā)份聚集在封閉的巖漿房?jī)?nèi)，使得巖漿房的壓力增加，內(nèi)壓大于外壓，發(fā)生隱爆作用，形成角礫巖體及其外圍和頂部的裂隙帶。角礫巖筒形成后，成礦物質(zhì)和成礦流體沿著角礫巖體邊緣和裂隙充填，并和圍巖發(fā)生物質(zhì)交換，使成礦物質(zhì)(Au)進(jìn)一步富集，具有典型的爆破角礫巖型金礦床特征。區(qū)域成礦模式圖如圖7所示。

6 結(jié)論

1) 熊耳山礦集區(qū)各礦床的地質(zhì)特征盡管有差異，但仍表現(xiàn)出許多共性，礦石礦物以硫化物為主，脈石礦物則以石英、云母、碳酸鹽類(lèi)礦物為主，發(fā)育硅化、鉀化、絹云母化等圍巖蝕變。

2) 通過(guò)對(duì)區(qū)內(nèi)金銀多金屬礦的C?H?O、S、Pb同位素組成及流體包裹體的研究，認(rèn)為區(qū)內(nèi)成礦流體和成礦物質(zhì)具有殼?；旌咸卣鳎饕獊?lái)源于地幔。

3) 熊耳山礦集區(qū)成礦高峰期集中在220 Ma?140 Ma?120 Ma等3個(gè)時(shí)間段。主成礦時(shí)代為燕山期，其次為印支期。區(qū)內(nèi)金銀多金屬礦床成礦階段分為石英?黃鐵礦階段(I)、石英?多金屬硫化物階段(Ⅱ)及石英?碳酸鹽階段(Ⅲ)。

4) 熊耳山礦集區(qū)太華群變質(zhì)巖、熊耳群火山巖為有利的賦礦圍巖；NE?NNE向陡傾斜斷裂破碎帶是區(qū)內(nèi)最主要的控礦和賦礦構(gòu)造；巖漿巖侵位時(shí)，其周?chē)蝽敳啃纬傻臄嗔哑扑閹樯畈砍傻V流體和物質(zhì)的運(yùn)移和富集提供了通道和空間，是脈型礦床(體)形成的有利部位，區(qū)內(nèi)金屬礦床(點(diǎn))主要分布于花山巖體和寨凹隱伏巖體兩大巖漿侵入中心的外圍或頂部，形成“礦環(huán)”或“礦帽”。

5) 根據(jù)熊耳山礦集區(qū)金銀多金屬礦的成礦流體及物質(zhì)來(lái)源、成礦時(shí)代等特征，結(jié)合該地區(qū)的地層、構(gòu)造、巖漿巖等要素，探討了熊耳山礦集區(qū)金銀多金屬礦床成因，建立了熊耳山礦集區(qū)金銀多金屬礦床成礦模型。

致謝：感謝河南省有色金屬地質(zhì)礦產(chǎn)局野外工作人員對(duì)本項(xiàng)目的支持，感謝丁云河教授和李永峰教授在本文完成前給予的幫助和對(duì)相關(guān)問(wèn)題的討論，感謝兩位匿名審稿專(zhuān)家和編輯部給予寶貴的修改意見(jiàn)。

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Geochemical features of Au-Ag polymetallic deposits in Xiong’ershan ore district of western Henan and their geological significances

LIU Wen-yi1, 2, 3, LIU Ji-shun1, 2, HE Mei-xiang3, DING Yun-he3, LI Yong-feng4

(1. Key Laboratory of Metallogenic Prediction of Nonferrous Metals and Geological Environment Monitor, Ministry of Education, Central South University, Changsha 410083, China? 2. School of Geosciences and Info physics, Central South University, Changsha 410083, China? 3. No. 7 Geological Team, Bureau of Nonferrous Metals Geology and Mineral Resources of Henan Province, Zhengzhou 450016, China; 4. Non-Ferrous Mineral Exploration Engineering Research Center of Henan Province, Zhengzhou 450016, China)

The study area is located in the west of Henan Province, tectonically located in the southern margin of North China block, belonging to Xiaoqinling?Xiaoshan?Xiong’ershan Au-Ag polymetallic metallogenic belt. The exposed basement lithology is metamorphic rocks of Taihua Group, and the cover is the Xiong'er Group volcano rock. The main magmatic rock is granite. Through the research on C?H?O?S?Pb isotope and fluid inclusion, and comprehensive analysis on the metallogenic geological background, metallogenic material source and ore controlling regularity of Au-Ag polymetallic deposits in this area, the metallogenic model of the study area is established. The results show that the ore-forming fluids and ore-forming materials, with crust mantle mixing characteristics, mainly derived from the mantle; the metallogenic process is divided into quartz-pyrite stage (I), quartz-polymetallic sulfide stage (II) and quartz-carbonate stage (III); the peak period of mineralization is concentrated in 220 Ma?140 Ma?120 Ma, and the metallogenic epoch is mainly in Yanshan period, followed by Indosinian.

Xiong’ershan; Au-Ag polymetallic deposit; geochemical characteristics; geological significance

Project(201111007-2) supported by Nonprofit Industry Research Project of Ministry of Land and Resources, China

2017-05-02;

2017-07-10

LIU Ji-shun; Tel:+86- 13607489990; E-mail: jsliu@csu.edu.cn

10.19476/j.ysxb.1004.0609.2018.07.16

1004-0609(2018)-07-1401-17

P597

A

國(guó)土資源部公益性行業(yè)科研專(zhuān)項(xiàng)項(xiàng)目(201111007-2)

2017-05-02；

2017-07-10

劉繼順，教授，博士；電話(huà)：13607489990；E-mail：jsliu@csu.edu.cn

(編輯 王 超)