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，张　静，陈　良，李　雷，苏蔷薇，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　100083；2.五矿勘查开发有限公司，北京　100010)



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，王琦崧1

(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，北京100083；2.五矿勘查开发有限公司，北京100010)

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(CO2型)、W型(NaCl-H2O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210～390 ℃、180～300 ℃、120～220 ℃，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CO2向贫CO2演化，流体沸腾使CO2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148～371 MPa、108～383 MPa，对应的成矿深度为5～14 km。

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

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]、萤石脉型[12]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:1 850 Ma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(2.95～2.20 Ga)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(1.80～1.73 Ga)为一套厚达7 600 m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(1.28～1.14 Ga)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(1.30～0.80 Ga)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(1.30～0.80 Ga)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。

图1　豫西熊耳山地区地质矿产图(据Deng et al.[19], 2014修改)Fig.1　Geological map of the Xiong’ershan region (modified after Deng et al.[19], 2014)MF. 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. 吉家洼；28. 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；38. 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

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。

自纸房钼矿床发现以来[14]，在外方山地区相继发现诸多石英脉型钼矿床(点)，包括凡台沟、香椿沟、前范岭、八道沟、大西沟、毛沟、土岭村、石梯上、康家沟、上道回等(图2)，均产于熊耳群鸡蛋坪组，具相似的矿床地质特征，探明钼资源量约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[4,20]。

2　矿区地质

矿区出露地层主要为熊耳群鸡蛋坪组上段(Chj3)，岩性以灰绿色—深灰色斑状安山岩为主，局部夹灰黑色流纹斑岩、英安岩及流纹质火山角砾岩和集块岩；矿区南部及东北部出露少量马家河组下段(Chm1)，岩性为灰绿色杏仁状玄武安山岩夹多层紫色凝灰岩、灰紫色石英粗安岩；第四系全新统主要是沿冲沟分布的洪积、冲积的砾石、砂砾石、粗砂，厚度不大(图3)。

矿区构造以北东向F10、F2断裂为主(图3)，为马超营断裂带的次级构造。F10在区内长约4.5 km，宽度5～20 m，总体走向60°～70°，倾向北西，倾角70°～89°。构造带内，岩性以构造角砾岩为主，角砾成分为英安岩。矿区内未见大规模岩浆侵入活动，零星发育少量小规模的闪长斑岩脉(图3)。

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.2013:129-130.

图2　外方山石英脉型钼矿田地质简图(据胡海珠等[4]，2013修改)Fig.2　Simplified geological map of the Waifangshan Mo orefield (modified after Hu et al.[4], 2013)

图3　上道回钼矿区地质略图(据邓军等①，2013修改)Fig.3　Geological sketch map of the Shangdaohui Mo deposit (modified after Deng et al.①, 2013)

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(0.4～1.0 m)，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0.05～0.5 mm。

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CO2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，密度根据刘斌等[22]的公式计算获得；对于CO2包裹体，盐度根据Collins[23]的公式计算，密度使用FLINCOR软件[24]计算所得；对于S型包裹体，盐度根据卢焕章[25]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完成，仪器为英国Renishaw inVia型激光拉曼光谱仪，光源为514.5 nm的Ar原子激光器，计数时间为10～30 s，每1 cm-1(波数)计数一次，100～4 000 cm-1全波段一次取峰，激光束斑最小直径约1 μm，激光功率20 mW，光谱分辨率1～2 cm-1。

图4　上道回钼矿野外地质和矿化特征Fig.4　Geological and mineralization characteristics of the Shangdaohui Mo depositA.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Fig.5　Mineral assemblages of the Shangdaohui Mo deposit A.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

4.2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3～28 μm。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-H2O型(W型)、含CO2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CO2(V)+CO2(L)+H2O(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CO2(L)+H2O(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8～28 μm，气液比18%～75%；此类包裹体的气泡中可检测到显著CO2双峰(拉曼峰谱在1 280、1 385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5～20 μm，气液比变化于5%～40%，其气泡中除检测到H2O外，还含一定的CO2(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CO2多相包裹体，表明早阶段的成矿流体为富CO2、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10～20 μm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5～15 μm，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CO2双峰值显著(特征拉曼峰谱在1 227、1 387附近)(图7D)。气液两相包裹体的液相为H2O，气相为CO2及少量N2(图7E)，表明中阶段流体成分也是含CO2的水溶液，但含少量N2。

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3～15 μm，气液比5%～28%。拉曼分析显示，晚阶段W型包裹体的成分以H2O为主(图7F)，偶见含CO2。

综上，早、中阶段矿物的流体包裹体成分均为富CO2的水溶液，晚阶段为水溶液，成矿流体系统由富CO2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(Tm,ice)为-9.5～-0.6 ℃，对应的盐度为1.0%～13.4%NaCl eqv.(下同)；包裹体向液相或气相均一，均一温度(Th)为141～438 ℃。C型包裹体笼合物熔化温度(Tm,cla)为2.9～8.6 ℃，对应盐度为2.7%～12.0%；CO2部分均一温度(Th,CO2)为18.3～30.1 ℃，均一到液相或气相；完全均一温度(Th)为150～348 ℃，包裹体完全均一为液相或气相，该阶段C型包裹体CO2的密度集中在0.24～0.35 g/cm3和0.55～0.89 g/cm3两个区间。S型包裹体的子晶熔化温度(Tm,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)。

图6　不同阶段样品中流体包裹体岩相学特征Fig.6　Microphotographs of representative fluid inclusions in different stage samplesA.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CO2三相包裹体；C.早阶段石英中含子晶、富CO2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CO2三相包裹体；F.中阶段石英中含子晶、富CO2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

图7　上道回钼矿流体包裹体激光拉曼光谱分析Fig.7　Laser-Raman spectrum of fluid inclusions of the Shangdaohui Mo depositA.早阶段石英中富CO2三相包裹体气相中的CO2和H2O；B.早阶段石英中包裹体的CO2；C.早阶段石英中富CO2三相包裹体气相中的H2O；D.中阶段石英中气液两相包裹体气相中的CO2和H2O；E.中阶段石英中包裹体成分为CO2和N2；F.晚阶段气液两相包裹体液相中的H2O

中阶段石英中，C型包裹体的笼合物熔化温度(Tm,cla)为4.0～8.9 ℃，对应的盐度为2.2%～10.4%；CO2相部分均一温度(Th,CO2)为17.9～30.8 ℃，均一成液相或气相，完全均一温度(Th)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CO2的密度为0.21～0.39 g/cm3和0.59～0.80 g/cm3。W型包裹体的冰点温度(Tm,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(Th)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(Tm,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(Th)为126～317 ℃，晚阶段W型包裹体获得的密度为0.72～1.03 g/cm3(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 MPa，对应的静岩深度为5.5～13.8 km；中阶段捕获压力为108～383 MPa，对应的静岩深度为4.0～14.2 km；晚阶段压力为10～26 MPa，对应的静岩深度为0.3～1.0 km(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，CO2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、中阶段的静岩压力应代表成矿过程中的成矿压力，表明成矿深度为5～14 km。

5　讨　论

5.1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型水溶液包裹体；即早、中阶段流体成分主要为CO2和H2O，晚阶段以H2O为主。(2)从成矿早阶段到晚阶段，流体包裹体的均一温度从210～390 ℃、180～300 ℃降低至120～220 ℃。(3)盐度从早阶段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%。(4)早、中阶段流体包裹体CO2密度分为高、低两组，即早阶段0.24～0.35 g/cm3和0.55～0.89 g/cm3，中阶段0.21～0.39 g/cm3和0.59～0.80 g/cm3。(5)成矿压力早、中阶段为148～371 MPa和108～383 MPa，成矿深度为5～14 km，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CO2-H2O-NaCl体系向NaCl-H2O体系演化，流体来源由富CO2、中高温、中高盐度、低密度的变质流体向中低温、低盐度、贫CO2的大气降水演化；这一特征与造山型矿床流体性质类似[9,12-14]。

5.2流体沸腾与成矿物质沉淀

流体沸腾是热液矿床成矿物质沉淀的重要机制[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。

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

注：Tm,CO2为固相CO2熔化温度；Tm,cla为笼合物熔化温度；Th,CO2为CO2部分均一温度；Tm,ice为冰点温度；Tm,s为子晶熔化温度；Th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

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2.75 g/cm3时计算所得。

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　Histograms of homogenization temperatures and salinities of fluid inclusions of the Shangdaohui Mo deposit

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-H2O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)CO2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0.24～0.35 g/cm3和0.55～0.89 g/cm3，中阶段0.21～0.39 g/cm3和0.59～0.80 g/cm3。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CO2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]。CO2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CO2、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，CO2逃逸，富CO2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体到大气降水的混合流体体系，伴随流体热液混合完成，最终变成低温、低盐度、低密度的大气降水热液。

6　结　论

(1)上道回钼矿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，其热液成矿过程从早到晚可划分为石英-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。

(2)上道回钼矿床发育3类流体包裹体：CO2-H2O型(C型)、NaCl-H2O型(W型)及含子晶型(S型)。早、中阶段发育富C型和S型包裹体，晚阶段只发育W型包裹体，表明成矿流体由CO2-H2O-NaCl体系向NaCl-H2O体系演化，与造山型矿床的流体系统一致。

(3)从成矿早阶段到晚阶段，流体包裹体均一温度分别为210～390 ℃、180～300 ℃和120～220 ℃。盐度为早阶段1.0%～13.4%和27.2%～33.2%，中阶段0.3%～14.1%和27.3%～28.5%，到晚阶段0.1%～14.2%；成矿压力为早、中阶段148～371 MPa和108～383 MPa，对应的成矿深度为5.5～13.8 km和4.0～14.2 km，表明成矿深度为5～14 km。

致谢：研究工作得到了邓军教授、龚庆杰教授、王长明副教授的指导和帮助，野外工作得到了五鑫矿业有限公司的大力支持，室内鉴定及流体包裹体实验得到陈华老师、刘丽老师的指导，在此表示感谢。

[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)：186-198.

[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)：1439-1452.

[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)：1518-1535.

[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)：549-565.

[5]CHEN Y J, LI C, ZHANG J, et al. Sr and O isotopic characte-ristics of porphyries in the Qinling molybdenum deposit belt and their implication to genetic mechanism and type [J]. Science in China (Series D), 2000, 43(Supp 1): 82-94.

[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): 26-33.

[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)：2575-2587.

[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)：2563-2574.

[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)：2550-2562.

[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)：1968-1984.

[11]XU C, KYNICKY J, CHAKHMOURADIAN A R, et al. A unique Mo deposit associated with carbonatites in the Qinling orogenic belt, central China [J]. Lithos, 2010, 118(s 1/2): 50-60.

[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)：2537-2549.

[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)：1181-1196.

[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)：2133-2148.

[15]陈衍景，富士谷.豫西金矿成矿规律[M].北京：地震出版社，1992：1-234.

[16]CHEN Y J, ZHAO Y C. Geochemical characteristics and evolution of REE in the early precambrian sediments: Evidence from the southern margin of the North China Craton [J]. Episods, 1997, 20(2): 109-116.

[17]CHEN Y J, PIRAJNO F, SUI Y H. Isotope geochemistry of the Tieluping silver-lead deposit, Henan, China: A case study of orogenic silver-dominated deposits and related tectonic setting [J]. Mineralium Deposita, 2004, 39(5): 560-575.

[18]CHEN Y J, PIRAJNO F, QI J P. The Shanggong gold deposit, eastern Qinling orogen, China: Isotope geochemistry and implications for ore genes [J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2008, 33(s3/4): 252-266.

[19]DENG J, GONG Q J, WANG C M, et al. Sequence of Late Jurassic-Early Cretaceous magmatic-hydrothermal events in the Xiong’ershan region, Central China: An overview with new zircon U-Pb geochronology data on quartz porphyries[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2014, 79(Part A): 161-172.

[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. Revised equation and table for determining the freeing point depression of H2O-NaCl solutions [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1993, 57(3): 683-684.

[22]刘斌，段光贤. NaCl-H2O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)：345-352.

[23]COLLINS P L F. Gas hydrates in CO2-bearing fluid inclusions and use of freezing data for estimation of salinity [J]. Economic Geology, 1979, 74(6): 1435-1444.

[24]BROWN P E, LAMB W M.P-V-Tproperties of fluids in the system H2O±CO2±NaCl: New graphical presentations and implications for fluid inclusion studies [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1989, 53(6): 1209-1221.

[25]卢焕章，范宏瑞，倪培，等.流体包裹体[M].北京：科学出版社，2004：1-487.

[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)：55-64.

[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)：2085-2108.

[28]HAGEMANN S G, LUDERS V.P-T-Xconditions of hydrothermal fluids and precipitation mechanism of stibnite-gold mineralization at the Wiluna lode-gold deposits, Western Australia: conventional and infrared microthermometric constraints [J]. Mineralium Deposita, 2003, 38(8): 936-952.

[29]ROMBOZ C, PICHAVANT M, WEISBROD A. Fluid immiscibi-lity in natural processes: Use and misuse of fluid inclusion data: II. Interpretation of fluid inclusion data in terms of immiscibility[J]. Chemical Geology, 1982, 37(1/2): 29-48.

[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)：2119-2130.

[31]ZHENG Y, ZHANG L, CHEN H Y, et al. CO2-rich fluid from metamorphic devolatilization of the Triassic Orogeny: an example from the Qiaxia copper deposit in Altay, NW China [J]. Geolo-gical Journal, 2014, 49(6): 617-634.

[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.

[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)：1359-1364.

[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)：2551-2560.

[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)：2207-2216.

[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)：2058-2068.

[37]CHEN H Y, CHEN Y J, BAKER M. Evolution of ore-forming fluids in the Sawayaerdun gold deposit in the Southwestern Chinese Tianshan metallogenic belt, Northwest China[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2012, 49(3): 131-144.

[38]ZHOU Z J, CHEN Y J, JIANG S Y, et al. Geology, geochemistry and ore genesis of the Wenyu gold deposit, Xiaoqinling gold field, Qinling Orogen, southern margin of North China Craton [J]. Ore Geology Reviews, 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)：2217-2226.

[40]CHEN Y J, PIRAJNO F, QI J P, et al. Ore geology, fluid geochemistry and genesis of the Shanggong gold deposit, eastern Qinling orogen, China[J]. Resource Geology, 2006, 56(2): 99-116.

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；责任编辑：楼亚儿。

国家自然科学基金项目(41030423)；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(2652013017)。

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。

Email: wangwenbo05@163.com。

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。Email: zhangjing@cugb.edu.cn。

P618.65

A

1000-8527(2016)02-0328-13