小秦岭大湖金钼矿床地质特征及成矿流体

2021-02-16郭云成刘家军郭梦需

现代地质 2021年6期

郭云成,刘家军,尹超,郭梦需

(1.中国地质调查局烟台海岸带地质调查中心，山东烟台 264000；2.中国地质大学(北京)地球科学与资源学院，北京 100083；3.中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室，北京 100083)

0 引言

小秦岭地区位于秦岭造山带东北部，是我国著名的金成矿区带，赋存许多大型-超大型的金矿床[1]。大湖金钼矿床是小秦岭地区典型大型金矿床之一，最初仅作为金矿开采，金储量38 t，平均品位6.8 g/t[2]。近年来，在大湖金矿深部发现了石英脉型钼矿，钼金属量超10万t，平均品位0.24%，属中型钼矿床[3-4]。迄今已有很多学者对其矿床地质特征、成矿物质来源、成矿年龄、构造环境、矿床成因分类等进行深入探讨并取得了大量重要成果，但在金和钼是否同期形成、成矿物质来源和矿床类型等方面存在不同观点[5-15]。本文通过系统收集区域地质资料，地表路线调查和矿井下观察围岩蚀变和矿脉地质特征，选取典型岩石样品，进行室内岩相学观察、流体包裹体和氢氧同位素研究，查明大湖金钼矿床的成矿阶段和成矿流体特征，探讨矿床类型。

1 区域地质背景

小秦岭金矿田大地构造属华北地台的南部边缘华雄地块，为秦岭碰撞造山带的北缘组成部分(图1)。小秦岭金矿田地层包括基底太华群深变质岩和浅变质的盖层，太华群为主要的赋矿围岩。目前对太华群地层划分和时代归属上仍然存在较大争议，熊耳山地区内的太华群斜长角闪岩中的锆石 U-Pb年龄为2.7 Ga[17]，张宗清等[18]获得斜长角闪岩Sm-Nd 同位素年龄为 2.9 Ga，李厚民等[19]对小秦岭地区花岗片麻岩进行锆石SHRIMP定年，得到其形成年龄为2.6～2.4 Ga。上述数据说明该区太华群形成年龄可能在 2.9～2.4 Ga之间，介于新太古代和古元古代之间。

图1 小秦岭金矿区地质简图(据陈衍景[16]修改)Fig.1 Geologic map of the Xiaoqinling gold field (modified after Chen[16])

受秦岭中生代碰撞造山的影响，区域上的主要构造为近东西向的褶皱和断裂，南北边界断裂均为逆冲推覆带[20]。大型断裂被认为形成于250～210 Ma(印支期)的地体增生时期[21]，构造控矿作用明显[22]。

小秦岭金矿田内岩浆活动频繁，自太古宙、元古宙到中生代皆有表现，燕山期岩浆活动最为强烈，代表性岩体有华山岩体、文峪岩体和娘娘山岩体。文峪岩体和娘娘山岩体锆石SHRIMP U-Pb年龄结果分别为(138±3)Ma和(142±3)Ma[23]，锆石U-Pb定年数据分别为(131±1)Ma和(134±1)Ma[11]，表明大规模酸性岩浆活动时限集中于早白垩世。基性岩脉在本区广泛发育，形成时代主要为加里东期和燕山期，产出状态多样，可侵位于太华群、中生代花岗岩，也可穿切矿化石英脉或被矿化石英脉所穿切。

小秦岭地区已发现大型金矿5个，中型10个，小型20余个，包括文峪、大湖、杨砦峪、桐峪、枪马等典型大中型矿床。石英脉型金矿是本区最主要的矿床类型，含金石英脉成群成带密集分布，从北到南可分为三个主要矿脉密集带，即中矿带、北中矿带、北矿带。此外，还有钼矿、蛭石、石墨等矿产[24]。大湖金钼矿区位于阳平镇大湖峪口附近，属于小秦岭金矿田的北矿带。

2 大湖金钼矿床地质特征

2.1 矿体特征

大湖金钼矿体与一系列断裂有关，区域内从北向南依次分布有F1、F8、F7、F35、F5和F6等断裂(图2)，野外露头测量的产状多为北倾。F5是含矿体最多的赋矿断裂，断裂带中石英脉和蚀变构造岩多被角砾化并重新胶结。钼矿化主要发育于F5、F7和F35构造带中(图2)。辉钼矿呈浸染状、放射状集合体产于未变形的石英脉和钾长石化蚀变围岩中，或者呈薄膜状或细脉状分布在角砾岩或者破碎的石英脉团块中。

图2 大湖金钼矿床地质简图及采样位置示意图(底图据孙卫志等[4]修改)Fig.2 Geologic map of the Dahu Au-Mo deposit and sketch map of the sampling locations (modified from Sun et al.[4])

大湖矿区内有金矿体25个，其中16个赋存于F5断裂带内，19、22、21和2号为主要矿体，19号矿体是矿区内最大的金矿体，矿体形态为不规则大型脉状体(图3)，平均品位5.48 g/t[4，25]。金矿体严格受断裂带控制，在构造的转折部位，金比较富集。矿区共有钼矿体10条，主要产于F5、F35、F7断裂中(图3)，矿体形态较复杂，多为厚层状、透镜状，与金矿体共生、伴生，F35矿脉中的厚大石英脉中钼矿化比较强，且品位高，厚度大[4，25]。井下观测中发现钼矿体与断裂带顶底板发育大规模的钾长石化关系密切，钾长石化位于石英脉两侧，钾长石呈肉红色，格子双晶发育，交代斜长石形成大的变晶及集合体。钼矿体严格受构造蚀变带控制，矿脉中钾化较强的部位钼含量比较高。

图3 大湖金钼矿床第0勘探线剖面图及采样位置示意图(底图据孙卫志等[4]修改)Fig.3 Profile of No.0 Exploration Line in the Dahu Au-Mo deposit,and sketch map of the sampling locations (modified from Sun et al.[4])

2.2 矿石特征

2.2.1 矿石分类

大湖金钼矿以石英脉型矿石为主，深部及矿体边缘多数为构造蚀变岩型矿石，黄铁矿化与金矿关系十分密切。根据氧化程度，大湖矿区的矿石可分为原生矿石与氧化矿石两类，以原生矿石为主(图4(a)—(e))，氧化矿石仅分布于近地表部位(图4(f))。典型矿石有钾长石石英脉型钼矿石(图4(a)和(b))、黄铁矿石英脉型金矿石(图4(c)和(d))、多金属硫化物石英脉型金铅矿石(图4(e))等。

图4 大湖金钼矿床矿石手标本特征Fig.4 Characteristics of ore hand-specimen from the Dahu Au-Mo deposit(a)早阶段石英、钾长石和辉钼矿共生；(b)早阶段立方体状黄铁矿和辉钼矿共生；(c)中阶段条带状黄铁矿和石英共生；(d)中阶段致密团块状黄铁矿和石英共生；(e)烟灰色石英和黄铁矿、方铅矿共生；(f)表生期矿石发生褐铁矿化、孔雀石化。Py.黄铁矿；Qtz.石英；Mo.辉钼矿；Gn.方铅矿；Kfs.钾长石；Mal.孔雀石；Lm.褐铁矿

2.2.2 矿物组合和结构

矿石光薄片镜下常见矿物有石英、黄铁矿、方铅矿、黄铜矿、闪锌矿、辉钼矿、方解石、自然金以及磁铁矿、赤铁矿等矿物，金矿物主要为自然金，钼矿物主要为辉钼矿。此外，还报道有蓝铜矿、独居石[26]和白钨矿[5]以及大量的碲化物和铋化物，如碲金矿、银金矿、碲铅矿、碲铋矿、辉碲铋矿、针碲银矿、针硫铋铅矿、硬硫铋铅铜矿和重硫铋铜铅矿等[5,13-14]，新矿物灵宝矿(化学式为AgTe3)也发现于此[27]。

自然金、石英以及与金矿化密切相关的各种金属硫化物特征描述如下：

(1)自然金：金大多呈自然金形式产出，自然金主要呈细微粒包体分布在黄铁矿、石英中或沿矿物裂隙充填发育(图5(a)和(d))，少量分布在黄铜矿、方铅矿内。

(2)黄铁矿：黄铁矿赋存于各个成矿阶段，自形晶体呈立方体和聚形，矿物粒度为巨粒、粗粒、中粒和细粒(图5(a)、(c)—(f)、(h))。成矿早阶段黄铁矿晶形完好，以自形立方体为主，粒度较粗，中阶段黄铁矿多为半自形立方体状，粒度细，晚阶段晶形以它形-半自形为主，但与成矿早阶段相比，其粒度变小(图5(h))。中阶段较大的黄铁矿颗粒破碎强烈，裂纹较多，被辉钼矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿及脉石矿物充填胶结，形成网格状构造。黄铁矿中见包裹金产出，在黄铁矿裂缝处也常有自然金分布(图5(d))。

(3)黄铜矿：黄铜矿主要以它形粒状在石英孔隙中产出，或沿黄铁矿裂纹充填，并交代黄铁矿，形成反应边结构(图5(e))。

(4)方铅矿：方铅矿主要为自形-半自形晶赋存于黄铁矿、黄铜矿中，矿脉中局部可见方铅矿呈致密块状或脉状产出，少量呈它形分布在石英或孔隙中。方铅矿交代黄铁矿或沿黄铁矿裂隙及晶面进行充填，常与闪锌矿伴生(图6(h))。

(5)闪锌矿：闪锌矿多呈不规则粒状，局部呈团块或团斑状产出，沿黄铁矿裂纹充填，并交代早期黄铁矿(图6(h))。

(6)石英：石英赋存于各个成矿阶段(图5)，早阶段石英呈乳白色-灰白色，粗粒、块状，半透明，与钾长石和自形立方体状黄铁矿共生。中阶段石英为烟灰色，透明-半透明，粒径变化较大，与多金属硫化物共生，并可见烟灰色石英内有颗粒金发育(图5(a))，晚阶段石英呈灰白色，透明度较差，粒径小于0.1 mm，常与碳酸盐共生形成细脉，并穿切早期矿物和矿脉或充填于早期的裂隙中(图5(h))。

图5 大湖金钼矿床矿物组成特征(单偏光)Fig.5 Characteristics of mineral compositions from the Dahu Au-Mo deposit(a)Ⅰ阶段石英颗粒边部自然金；(b)Ⅰ阶段辉钼矿放射状集合体；(c)Ⅰ阶段自形立方体状黄铁矿；(d)Ⅱ阶段黄铁矿中的自然金颗粒；(e)Ⅲ阶段黄铜矿交代黄铁矿；(f)Ⅲ阶段方铅矿交代黄铁矿；(g)赤铁矿胶结早期石英角砾；(h)Ⅳ阶段石英、方解石脉中的黄铁矿。Py.黄铁矿；Au.自然金；Qtz.石英；Mo.辉钼矿；Ccp.黄铜矿；Gn.方铅矿；Hem.赤铁矿；Cal.方解石

大湖金钼矿床常见的蚀变矿化类型有黄铁绢英岩化(图6(a))、钾长石化(图6(b))、黄铁矿化(图6(c)和(d))、绢云母化、硅化、碳酸盐化，少量黑云母化等。蚀变岩石分布在矿化石英脉两侧或裂隙中，钾长石化蚀变在F5矿脉的中部及其深部较为明显。

图6 大湖金钼矿床矿物结构和围岩蚀变特征((a)和(b)为正交偏光，其余为单偏光)Fig.6 Characteristics of mineral texture and wallrock alteration in the Dahu Au-Mo deposit(a)斜长石表面发生绢云母化；(b)Ⅰ阶段中的微斜长石具格子双晶；(c)Ⅱ阶段黄铁矿和辉钼矿共生；(d)Ⅱ阶段黄铁矿和辉钼矿共生；(e)Ⅱ阶段辉钼矿沿石英裂隙发育；(f)Ⅱ阶段黄铁矿的碎裂结构；(g)Ⅲ阶段方铅矿的揉皱结构；(h)Ⅲ阶段黄铁矿、黄铜矿、方铅矿和闪锌矿共生。Pl.斜长石；Mi.微斜长石；Qtz.石英；Mo.辉钼矿；Py.黄铁矿；Ccp.黄铜矿；Gn.方铅矿；Sp.闪锌矿

2.3 成矿阶段

根据野外地质特征，结合室内镜下光薄片观察(图6)，将金-钼成矿过程划分为热液期和表生期，热液期可进一步划分为4个成矿阶段：石英-钾长石-辉钼矿阶段(Ⅰ)、石英-辉钼矿-黄铁矿-自然金阶段(Ⅱ)、石英-铜铅硫化物-自然金阶段(Ⅲ)和石英-碳酸盐阶段(Ⅳ)，钼主要在Ⅰ、Ⅱ阶段沉淀，金主要在Ⅱ、Ⅲ阶段沉淀。表生氧化期主要以氧化作用和次生硫化物富集作用为主，在地表水及大气氧化作用下，早期形成的磁铁矿、黄铁矿被氧化成褐铁矿，黄铜矿被氧化成铜蓝、孔雀石等，次生氧化作用有助于金元素进一步富集。

由于辉钼矿可以用来精确定年，其与含金黄铁矿的关系值得注意，本次工作重点观察金、钼成矿关系。宏观上，钼矿化与金矿化发生在相同的断裂系统中，第Ⅰ阶段辉钼矿化和钾长石化关系密切，而第Ⅱ阶段可见细粒辉钼矿集合体既被包裹于黄铁矿中，又充填于黄铁矿粒间裂隙中，表明两者为共生、伴生关系(图6(c)和(d))，因此，至少存在两个阶段辉钼矿化；两者是否为同一时代形成有待进一步分析。

3 流体包裹体特征

本次研究样品采自F5矿脉地表采矿坑和井下505中段、330中段、295中段东沿以及 260 中段CD3穿脉，F7矿脉井下505中段、330中段和295中段以及F35矿脉井下260中段。共采集87件样品，包括地表太华群围岩岩石样品10件、各成矿阶段含矿石英脉矿石样品72件和钾长石化蚀变围岩样品5件。

3.1 样品采集和实验方法

在成矿阶段划分研究基础上，选取不同阶段和不同位置的24件代表性样品制作流体包裹体片，显微镜下观察包裹体岩相学特征，标记典型包裹体位置。选取11件典型样品进行测温实验和激光拉曼光谱分析，部分典型样品描述见表1。

表1 大湖金钼矿流体包裹体测温试验样品特征Table 1 Characteristics of fluid inclusions samples for microthermometric analysis from the Dahu Au-Mo deposit

流体包裹体显微测温实验和激光拉曼光谱分析研究在中国地质大学(北京)资源勘查实验室完成。测温时，首先将温度降至-120 ℃，将石英中C型包裹体完全冷冻，回温过程中，记录初熔温度、笼合物熔化温度、部分均一温度和完全均一温度。单个流体包裹体的激光拉曼光谱分析仪器为Renishaw RM2000型激光拉曼光谱仪，波数范围为1 000～4 000 cm-1，温度23 ℃，包裹体扫描时间为30 s，扫描次数1次。

通过CO2笼合物熔化温度[28]和H2O冰点温度计算盐度。CO2(CH4)-H2O-NaCl体系盐度(S，%)的计算根据下式：

S=15.52022-1.02342×T-0.05286×T2

(1)

式中：T为Tm-cla(笼合物熔化温度)，单位为℃。

H2O-NaCl体系盐度的计算根据下式：

S=0.00+1.78×T-0.0442×

T2+0.000557×T3

(2)

式中：T为-Tm，ice(冰点下降温度)，单位为℃。

选取不同成矿阶段的11件石英单矿物样品，进行H、O同位素地球化学测试。矿石经逐级破碎过筛后，在双目镜下挑选石英单矿物，纯度大于99%，无明显后期蚀变现象。氢、氧同位素质谱测试在中国地质科学院矿产资源研究所成矿作用与资源评价实验室完成，石英氧同位素、包裹体氢同位素采用MAT253EM型质谱仪测试，具体实验方法参考文献[29]。

根据氢氧同位素石英-水之间的氧同位素平衡分馏方程[30]，将流体包裹体实测的均一温度平均值带入下式计算。分馏系数由下式计算：

1000lnα石英-水=3.38×106/T2-3.40

(3)

式中：T为包裹体均一温度，单位为℃。

3.2 流体包裹体特征

通过岩相学特征、测温时多相包裹体变化现象以及激光拉曼光谱成分分析，将大湖金钼矿床各阶段矿物中的包裹体分为三种类型，包括CO2-H2O包裹体型(C型)、水溶液包裹体型(W型)和纯CO2包裹体型(PC型)(图7)，详细描述如下：

(1)C型：H2O-CO2流体包裹体。在样品中最为常见，室温下表现为两相或三相(液相H2O+液相CO2±气相CO2)，形状多样，多为椭圆形和长方形，偶见规则的负晶形(图7(a)—(g))。大小集中于5～20 μm，少量可达15 μm×30 μm。CO2相(液相CO2+气相CO2)体积含量变化极大，比例在20%～80%之间变化(图7(a)—(g))。

图7 大湖金钼矿床典型流体包裹体显微照片Fig.7 Micrographs of typical fluid inclusions in quartz from the Dahu Au-Mo deposit(a)石英中负晶形C型两相包裹体；(b)石英中C型三相包裹体；(c)石英中相邻C型包裹体气液比差异明显；(d)石英中C型两相包裹体；(e)—(f)石英中C型两相包裹体，相邻包裹体中CO2相含量差异明显；(g)石英中PC型包裹体、C型三相包裹体；(h)石英中W型两相包裹体

(2)W型：H2O气液两相流体包裹体。此类流体包裹体在室温下表现为两相(液相H2O+气相H2O)，颜色多为白色或无色透明，与灰黑色CO2相颜色差异明显。气相体积含量多小于20%，同C型包裹体相比，气相比例显著变小。形状呈不规则状、扁平状，多小于10 μm(图7(h))。通过镜下观察，W型原生成因包裹体产状多孤立分布，包裹体较大，次生成因包裹体沿石英颗粒边部或裂隙呈线状分布，包裹体较小。本次测温实验均选取形状规则，孤立产出的W型包裹体。

(3)PC型：纯CO2包裹体。显微镜下呈灰黑色，多孤立状分布，大小一般在 10～20 μm。形态为椭圆形或不规则状，主要在早、中阶段石英颗粒中产出(图7(c)和(g))。室温下表现为单相或两相，前者冷冻过程中出现气相CO2，表明其成分为液相CO2。

流体包裹体激光拉曼光谱特征表明，C型包裹体中可见明显H2O(特征峰3 645～3 750 cm-1)和CO2(特征峰1 386～1 390 cm-1和1 284 cm-1)光谱特征峰(图8(a)和(b))，PC型包裹体中见明显的CO2峰(特征峰1 386～1 390 cm-1和1 284 cm-1)(图8(c))，W型包裹体中可见明显H2O(特征峰3 645～3 750 cm-1)(图8(d))。气相成分除CO2外，可能还含有一定量的CH4和N2[10]，但本次实验未见明显CH4和N2特征峰。

图8 大湖金钼矿床流体包裹体成分分析激光拉曼图谱Fig.8 Laser Raman spectroscopy of fluid inclusion composition analysis for the Dahu Au-Mo deposit(a)C型三相包裹体中的CO2和H2O峰；(b)C型两相包裹体中的CO2峰；(c)PC型包裹体中的CO2峰；(d)W型包裹体中的H2O峰

3.3 流体包裹体测温

对大湖金钼矿床成矿4个阶段的石英中流体包裹体进行了详细的岩相学观察和显微测温，共测试样品11件，获得115个流体包裹体测试数据，测温数据见表2，盐度及估算压力见表3，现分述如下。

表2 大湖金钼矿床流体包裹体显微测温结果Table 2 Microthermometric data of fluid inclusions for the Dahu Au-Mo deposit

表3 大湖金钼矿床成矿流体盐度及估算压力统计Table 3 Statistics of ore-fluid salinity and pressure estimation for the Dahu Au-Mo deposit

石英-钾长石-辉钼矿阶段(Ⅰ)：选取3件Ⅰ阶段样品(16DH-49、16DH-53和16DH-61)，共取得25个C型包裹体温度数据。C型包裹体固态CO2初熔温度为-64.7～-56.6 ℃，多数低于CO2的三相点(-56.6 ℃)，表明可能含CH4、N2等组分。笼合物熔化温度范围为-1.5～7.8 ℃，据此计算得到包裹体中流体盐度为4.3%～16.9%，平均盐度为11.2%。CO2部分均一温度为8.3～31.1 ℃，气相CO2消失，均一至液相，加热至275.3～350.0 ℃时，包裹体达到完全均一，包括气相均一和液相均一两种方式，平均均一温度为313.9 ℃，对应捕获压力为82.9～186.3 MPa。

石英-黄铁矿-自然金阶段(Ⅱ)：选取6件II阶段样品(16DH-26、16DH-56、16DH-57、16DH-58、16DH-65和16DH-72)，共取得49个C型，1个PC型和8个W型包裹体温度数据。C型包裹体固态CO2初熔温度为-64.5～-56.6 ℃。笼合物熔化温度为-2.2～8.9 ℃，盐度范围为2.2%～17.5%，平均盐度为9.5%。CO2部分均一温度为11.0～29.5 ℃，气相CO2消失，均一至液相，加热至260.0～312.7 ℃时，包裹体完全均一，包括液相均一和气相均一两种方式，平均温度为289.3 ℃，对应捕获压力为63.6～196.3 MPa。

石英-铜铅硫化物-自然金阶段(Ⅲ)：选取2件Ⅲ阶段样品(16DH-37和16DH-40)，共取得16个C型和2个PC型包裹体温度数据。C型包裹体固态CO2初熔温度为-61.8～-56.6 ℃,笼合物熔化温度范围为3.5～8.9 ℃，流体盐度为2.2%～11.3%，平均盐度为8.2%。CO2部分均一温度为13.7～29.2 ℃，气相CO2消失，均一至液相，加热至245.3～287.6 ℃时，包裹体达到完全均一，包括气相均一和液相均一两种方式，平均温度为258.3 ℃，对应捕获压力为105.0～172.0 MPa。

PC型包裹体的固态CO2初熔温度为-60.8 ℃，CO2部分均一温度为13.7～15.0 ℃，气相CO2消失，均一至液相，据此推算的盐度范围为6.6%～9.3%。

石英-碳酸盐阶段(Ⅳ)：石英中仅见W型包裹体，对2件样品(16DH-53和16DH-65中的晚期石英脉)中14个 W型的H2O流体包裹体进行了显微测温研究，冰点温度范围为-11.6～-8.5 ℃，对应盐度 9.2%～15.6%，平均为12.0%，以气泡消失为均一方式，均一温度为200.0～251.0 ℃，平均温度为237.0 ℃。

3.4 氢氧同位素特征

大湖金钼矿床的氢氧同位素组成数据详见表4。从表4中可以看出，石英的δ18O值集中在10.7‰～12.3‰之间，平均为11.6‰，富集18O同位素，同典型造山型金矿范围(>10‰)一致[31]。根据石英-水之间的氧同位素平衡分馏方程[30]，将流体包裹体实测的均一温度平均值带入该方程，计算得到与石英达到分馏平衡的流体δ18O水值，其数据范围为3.0‰～6.4‰，平均4.2‰。测试获得包裹体中水的δD值为-90‰～-44‰，平均-69‰。将H-O同位素数据投影到δ18O水-δD组成图解(图9)中，投点落入变质水和岩浆水范围的左侧和下方，表明流体可能具有混合成因[32]。

表4 大湖金钼矿床石英氢、氧同位素数据Table 4 Hydrogen and oxygen isotope compositions of quartz from the Dahu Au-Mo deposit

图9 大湖金钼矿床成矿流体δ18O水-δDSMOW组成图解(底图据Taylor[32])Fig.9 δ18Owater vs.δDSMOW plot for the ore-forming fluid of the Dahu Au-Mo deposit (modified from Taylor[32])

4 讨论

4.1 成矿阶段划分

大湖金、钼矿体均受相同的构造蚀变带控制，断裂的多期次构造演化对金矿多阶段成矿起着控制作用[33-35]。金、钼矿化是否同期形成存在两种观点：(1)简伟[10]、赵海香[11]通过镜下观察，认为辉钼矿和含金黄铁矿属共生关系，两者为同期成矿；(2)孙保花等[12]研究了大湖矿体原生晕特征，钼与金元素的相关系数为0.29，二者不相关，认为金矿与钼矿可能是不同成矿期的产物；孙卫志和王振强[4]认为钼矿体与金矿体围岩蚀变带组成不同，钼矿体与金矿体在矿床稀土元素组成和H、O同位素的差异表明大湖矿区钼矿体与金矿体可能形成于不同的成矿期。

关于大湖金钼矿床成矿时代，近年来开展了大量年代学工作，根据已经取得的辉钼矿Re-Os定年研究，其成矿年龄分别为232～223 Ma和256～215 Ma，并认为成矿时代为印支期[7-8]，但也存在印支期和燕山期两期成矿的观点，Li 等[26]利用SHRIMP U-Th-Pb定年方法对成矿阶段热液独居石进行定年研究，得到两期矿化年龄：印支期(216±5)Ma和燕山期125 Ma，认为大湖金钼矿床存在两期成矿。区域上燕山期金钼矿化也有报道，小秦岭金矿Q875脉金矿脉中黑云母及绢云母的Ar-Ar年龄为(126.9±0.3)～(132.16±2.64)Ma[36]，燕山期存在大量的岩浆活动，也存在一期钼矿化，车仓峪钼矿辉钼矿的Re-Os模式年龄为(133.8±4.3)Ma和(132.7±2.2)Ma[24]，泉家峪钼矿辉钼矿的Re-Os模式年龄为129～131 Ma[7]。

金、钼成矿的多阶段特征为判断金钼成矿时代增添了变数，金、钼成矿的关系和异同有必要进一步研究。大湖金钼矿床可能存在印支期和燕山期两期成矿作用。本次工作发现至少存在两期钼矿化，可能分别对应印支期和燕山期两个成矿阶段，成矿阶段可进一步细化为印支期石英-钾长石-辉钼矿阶段(Ⅰ)、燕山期石英-辉钼矿-黄铁矿-自然金阶段(Ⅱ)、燕山期石英-铜铅硫化物-自然金阶段(Ⅲ)和燕山期石英-碳酸盐阶段(Ⅳ)4个阶段。

4.2 成矿流体特征与演化

成矿流体的来源对于判定矿床类型具有重要意义，成矿流体来源的已有观点主要包括：(1)岩浆水演化为大气降水[4,37-38]；(2)变质水演化为大气降水[1,9,39]。本次大湖金钼矿床流体包裹体工作中未发现典型的含石盐子晶的包裹体，已经获得的包裹体盐度多低于13%，富含CO2，这是变质热液矿床的标志性特征，这种特征与岩浆热液矿床的包裹体特征截然不同，后者富含多种子晶矿物包裹体、盐度高(>25%)[31,40]，CO2组分不太可能来源于大气降水，很可能来自深部的变质流体。Ⅳ阶段盐水溶液的盐度较高，可能是沸腾作用使流体中的CO2气体组分逸出，剩余流体的浓缩导致盐度增高；陈莉[6]的数据中也有这种现象存在。这也从侧面反映了成矿流体沸腾的原因是断裂构造的开合，而不是大量大气降水的混入，否则盐度会大幅度降低。

大湖金钼矿床的流体包裹体从Ⅰ阶段到Ⅳ阶段，其流体成分和物理化学条件的演化具有一定的规律性：(1)成矿流体从CO2-H2O-NaCl体系演变到H2O-NaCl体系，挥发性成分(CO2)含量逐渐下降至消失；(2)流体包裹体均一温度从早到晚降低趋势明显，Ⅰ阶段的平均温度为313.9 ℃，Ⅱ阶段平均温度为289.3 ℃，Ⅲ阶段平均温度为258.3 ℃，Ⅳ阶段平均温度244.0 ℃(图10)；(3)Ⅰ阶段平均盐度为11.2%，Ⅱ阶段平均盐度为9.5%，Ⅲ阶段平均盐度为8.2%，Ⅳ段平均盐度为13.9%。从Ⅰ阶段→Ⅲ阶段盐度逐渐降低，Ⅳ阶段盐水溶液的盐度较高(图10)；(4)Ⅰ阶段平均深度为5.1 km，Ⅱ阶段平均深度为5.0 km，Ⅲ阶段平均深度为4.9 km，Ⅳ阶段平均深度为2.1 km；(5)H-O同位素组成投点落入变质水和岩浆水范围的左侧和下方，Ⅱ、Ⅲ阶段较Ⅰ阶段整体向左偏移，表明流体可能具有混合成因。大湖金钼矿床的初始流体为中高温富CO2的变质流体，伴随着CO2等挥发分的挥发、降温和减压形成中温含CO2的流体，最终形成贫CO2、中低盐度和低温的流体，沸腾作用使成矿流体中有用金属沉淀，并在局部富集成矿。

图10 大湖金钼矿床流体包裹体均一温度和盐度演化直方图Fig.10 Evolution histograms of homogenization temperature and salinity of fluid inclusions from the Dahu Au-Mo deposit

4.3 大湖金钼矿床成矿类型

大湖金钼矿床的成因类型目前还存在分歧：(1)金成矿时代为燕山期，与花岗岩岩浆活动密切相关[41]；(2)大湖金矿属于造山型金矿，金矿和钼矿成矿时代为印支期，金矿床与秦岭造山带大规模的挤压构造有空间上的联系[9,42-43]。

造山型金矿床是全球重要的金矿类型，这类金矿床具有相似的地质、地球化学特征，并且都与造山作用过程有关。因此，Groves 等[44-45]建议将该类金矿床称作“造山型金矿床(Orogenic gold deposits)”，目前已提出两种造山型金矿的成矿模式，分别为洋陆俯冲成矿模式[44-45]和陆陆碰撞成矿模式[16]。陈衍景[16]在Groves等[44-45]工作的基础上，系统总结了造山型金矿特征，并强调造山型金矿的实质就是变质热液矿床，成矿流体源于俯冲板片的变质脱水并以低盐度、富CO2为特征，无论是增生型还是碰撞型造山作用，都可产生造山型金矿床。蒋少涌等[9]认为国内目前已知的造山型金矿发育于两类构造环境，即增生型造山带(胶东金矿床)和大陆碰撞造山带(小秦岭金矿床)。

大湖金钼矿床具有以下主要特征：(1)矿床属于典型的断控脉状矿床；(2)钾长石化、黄铁矿化、绢云母化、硅化、碳酸盐化等蚀变为大湖金矿区主要的蚀变类型，矿脉中主要矿物组合为石英-黄铁矿等；(3)流体包裹体研究表明早、中阶段成矿流体以富CO2、低盐度(10.6%)为特征，最大成矿压力为196 MPa，对应的成矿深度为7.1 km，具有变质流体的特点，主成矿阶段流体发生沸腾现象，流体性质剧烈变化易导致成矿物质沉淀；(4)氢、氧同位素数据和投图表明成矿流体为变质流体，水岩反应导致同位素迁移平衡。这些特征与典型的造山型金矿特征相符，表明大湖金钼矿床为造山型金矿床。