西秦岭温泉钼矿床地质—地球化学特征与成矿过程探讨

王 飞，朱赖民，郭 波，杨 涛，罗增智

(1.西北大学地质学系，大陆动力学国家重点实验室，陕西西安 710069; 2.陕西省地质矿产勘查开发局西安地质矿产勘查开发院，陕西西安 710100; 3.甘肃工业职业技术学院，甘肃天水 741020)

西秦岭造山带位于中国大陆构造的主要地块与造山带聚集交接的转换部位(图1)，处于古亚洲、特提斯和环太平洋三大构造动力学体系三面围限这一特殊的格局下(张国伟等，2004)，致使西秦岭地区成矿地质条件优越、地质背景复杂、印支期花岗岩发育、矿化类型多样且密集，可能是我国未来金、铜、钼等多金属矿床找矿取得重大突破的地区之一(姚书振等，2002;Mao et al.，2008;陈衍景等，2010)。西秦岭存在大量印支期花岗岩(李先梓等，1993;张宏飞等，2005;卢欣祥等，2008)，因此西秦岭印支期花岗岩的含矿性评价对指导今后找矿勘探具有重要实际意义。西秦岭甘肃温泉钼矿床已获得了可靠的印支期成岩、成矿年代学数据(朱赖民等，2009;Cao et al.，2010;Zhu et al.，2011)，但矿床地质－地球化学研究比较薄弱。作为少数产出于西秦岭造山带中的温泉钼矿床，其成矿动力学背景明显不同于东秦岭燕山期的钼矿床(朱赖民等，2009;Zhu et al.，2011)。因此，西秦岭温泉钼矿床的矿床地质－地球化学与成矿机制的系统综合研究，成为揭示东、西秦岭钼矿床和成矿岩体产出的构造环境差异以及全面认识东、西秦岭区域成矿动力学背景异同的关键;同时对揭示印支期成矿对秦岭造山带碰撞造山事件的响应，以及全面认识秦岭造山带的形成演化也具有重要理论意义。本文在前人对该矿床地质研究的基础上(韩海涛等，2008;梁亚忠等，2008;任新红等，2009;周俊烈等，2010)，通过进一步的矿床地质－地球化学的综合研究，探讨了温泉钼矿床的矿床成因和成矿过程。

图1 西秦岭构造略图(据张宏飞等，2005)Fig.1 Simplified geological map of the West Qinling Orogenic Belt(modified after Zhang et al.，2005)NCB－华北地块;QOB－秦岭造山带;SCB－华南地块;SGT－松潘—甘孜地体;QT－羌塘地体;LT－拉萨地体;Tarim－塔里木地块;QB－柴达木盆地;1－第四系;2－侏罗系－白垩系;3－三叠系;4－二叠系;5－石炭系;6－泥盆系;7－寒武系－志留系;8－太古宙片麻岩;9－花岗岩;10－超镁铁质岩;11－断裂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 矿床地质特征

1.1 矿区构造

温泉钼矿床北部以武山－天水－宝鸡深大断裂带与祁连褶皱系为邻，南以武山－娘娘坝深大断裂带与海西褶皱带相邻。矿区构造发育，断裂规模大、切割深、活动性强。温泉钼矿区的构造主要由断裂构造和节理裂隙组成，它们共同控制了钼矿体的产出(韩海涛等，2008;梁亚忠等，2008;任新红等，2009;周俊烈等，2010)。

中坝－耍子沟－焦家沟断裂带(F20)为矿区的主要控矿构造(马玉明等，2009)，为南北走向，主要由一系列平行的断裂构成，在其两侧发育许多北北西向的次级断裂。在该断裂带、断裂带两侧及与其他断裂带的交汇部位发育了温泉钼矿、小南岔、黄家沟、银洞沟等一系列矿床或矿化点(图2)。温泉—赵家庄断裂带(F12)近南北走向，东倾，控制着汤峪沟钼矿点、蔡家河钼矿点和温泉热水矿床等矿化点和矿床(图2)。矿区的另一条重要断裂带为滩子下－陈家大湾－马长庄断裂带(F32)，其东部与中坝－耍子沟－焦家沟断裂带交汇，交汇部形成了温泉钼矿床，西部与温泉－赵家庄断裂带交汇，交汇部发育有蔡家河、汤峪沟等钼矿点(图2)。

矿区主要断裂还有温泉钼矿床西侧的物妥里断裂(F15)、养儿沟－虎头山－甘石沟断裂(F16)、松树湾－瓦房下断裂(F23)、杜家沟－中同里断裂(F33)等(图2)。这些断裂构造主要由一系列平行的断裂和次级断裂构成，它们既是导矿构造又是容矿构造。断裂带及其两侧的岩石破碎强烈，断层泥中有微细鳞片状、细粉末状的辉钼矿，由于断层泥中的辉钼矿品位较富致使断层泥呈现黑－灰黑色。

图2 温泉钼矿床地质简图(据梁亚忠，2008改编)Fig.2 Simplified geological map of the Wenquan Mo deposit(modified after Liang et al.，2008)1－中－粗粒似斑状花岗岩;2－中－细粒含斑黑云母花岗岩;3－中－粗粒黑云母花岗岩;4－灰白色细粒黑云母花岗岩;5－细粒黑云母二长花岗岩;6－不等粒似斑状角闪二长黑云母花岗岩;7－中－细粒似斑状角闪花岗岩;8－矿化点;9－实测断层及断层编号;10－实测断层产状;11－推测断层;12－地层产状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

温泉钼矿床主要赋存于温泉花岗岩基内的细粒黑云母二长花岗斑岩和中粒似斑状二长花岗岩内(图2，3)。温泉含矿岩体的节理裂隙构造发育，各向节理呈连通性切错交汇在形成网络状集合体(图4a)，节理越密集矿化越强烈。大部分节理为剪节理，少数为张节理，节理平直，延伸较远。大多数节理内充填富含辉钼矿的烟灰色－深灰黑色细石英脉，少数节理紧闭，辉钼矿薄膜充填其内。温泉钼矿床含矿岩体中的原生节理主要有四组组成，其中第一组(走向为350°～10°，近东西倾向，倾角为45°～80°)和第二组节理(走向为30°～60°，北西倾向，倾角为45°～75°)最为发育，其内充填烟灰色－灰黑色的含辉钼矿细石英脉(任新红等，2009;周俊烈等，2010)。当几组节理同时发育且相互交切时辉钼矿矿化最为强烈。

1.2 矿体特征

目前钻探和坑探工程初步查明温泉钼矿床有4个矿化带、34条矿体，矿体Mo品位在0.030×10－2～3.99×10－2，平均品位0.053×10－2。2007年6月探获钼矿石量7805万吨(0.053×10－2)，矿床外围260 km2的温泉岩体内发现有42处钼矿(化)点，显示了温泉钼矿床具有大型以上钼矿床的勘查潜力(刘一平等，2009)。矿体的地表矿化较分散、不连续、规模小且品位低，上部主要被黄土、残坡积物和无矿岩石盖层所覆盖，仅能圈出个别矿体，深部沿走向和倾向有较大延伸并连成一体，矿化明显增强(图3)。矿体形态呈似层状、不规则脉状，走向大致为340°～355°，倾角为30°～75°(任新红等，2009)。矿脉的形态产状特点明显受岩石中构造破裂裂隙的控制(图4a)。含矿石英脉主要充填于各向原生节理、破碎蚀变带和裂隙中(韩海涛，2009;朱赖民等，2009)，具有典型的裂隙充填特征(图4，a)。钼矿化主要以细脉状、星点浸染状化、薄膜状化形式产出(图4，c)。矿体与围岩的界线关系目前尚不清楚。

图3 8线地质剖面图(甘肃有色地勘局天水总队实测)Fig.3 Geological profile along prospecting line No.8(after Tianshiu Team of Gansu Bureau of Non－ferrous Metal Geology)1－第四系黄土及残坡堆积物;2－中粒似斑状二长花岗岩;3－细粒黑云母二长花岗斑岩;4－钼矿体;5－钻孔位置及编号; 6－坑道位置及编号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 矿石特征

1.3.1 矿石矿物组成与结构构造

矿石中主要矿石矿物为辉钼矿、黄铁矿和黄铜矿，以及少量的磁黄铁矿、闪锌矿、斑铜矿、黝铜矿、白钨矿、毒砂和方铅矿、褐铁矿、钛铁矿、铜蓝等。

脉石矿物主要为石英、钾长石和斜长石等。石英主呈他形、粒状、不规则状，粒度不均一，主要充填于钾长石、斜长石颗粒间。钾长石主要呈他形－半自形、粒状、板条状，粒径差别较大，常与石英、斜长石紧密共生。部分中粒钾长石中可见石英包裹体，钾长石多发生高岭土化。石英和钾长石、斜长石等往往形成不等粒结构。斜长石呈他形、粒状、不规则状，和石英、钾长石共生，部分斜长石发生了绢云母化和绿帘石化。

辉钼矿呈半自形－自形片状、鳞片状、聚片状、板条状等形式分布于脉石矿物中(图4，e，f，h)，在部分石英脉体中及脉体两侧也可见到辉钼矿，其呈细小鳞片状、星散状分布于岩石之中，有时可见其呈团状集合体或放射状集合体等。

矿石构造主要为细脉状、网脉状和浸染状3种构造，主要是指金属硫化物沿着石英脉的两壁分布形成细脉状构造(图4，i)和由相互穿插的含金属硫化物的石英细脉交织形成网脉状构造(图4，c)，细粒黄铁矿、黄铜矿呈星点状弥散分布于脉石矿物中形成浸染状构造。

1.3.2 成矿期次和成矿阶段

温泉钼矿床的钼矿化经历了高温气成热液期的石英－钾长石阶段、中温热液成矿期的石英－硫化物阶段和硫化物－碳酸盐阶段，其中热液成矿期的石英－硫化物阶段是其主要的成矿阶段(Cao et al.，2011)。

(1)气成热液期:主要表现为石英呈面状交代蚕蚀斜长石、交代穿孔正长石，钾长石交代斜长石。按矿物的生成顺序及共生组合又可以将该成矿期细分为黑云母－钾长石阶段和石英－钾长石两个阶段，其中在石英—钾长石阶段的金属硫化物组合主要为黄铁矿、黄铜矿，该阶段已经有少量的辉钼矿矿化发生。气成热液成矿期蚀变发生于成矿期早期的高温阶段。

(2)热液成矿期:根据蚀变围岩的结构构造和矿物组合可以将该成矿期划分为石英－硫化物阶段、硫化物－碳酸盐阶段两个成矿阶段。石英－硫化物阶段的金属硫化物组合为辉钼矿、黄铁矿和黄铜矿，其中辉钼矿和黄铁矿占大多数，黄铜矿较少。硫化物－碳酸盐阶段的金属硫化物组合为黄铜矿、黄铁矿和辉钼矿，黄铜矿最多，黄铁矿次之，辉钼矿最少。热液成矿期还是方铅矿、闪锌矿、斑铜矿和黝铜矿等其他金属硫化物的主要形成阶段。

(3)表生期:风化作用较弱，形成了辉铜矿、铜蓝、褐铁矿和孔雀石等表生矿物。

1.4 围岩蚀变

温泉钼矿床围岩蚀变强烈，主要为钾化、硅化，其次为红色泥化、沸石化、绢云母化、高岭土化、绿泥石化、绿帘石化、孔雀石化、黄铁绢英岩化和碳酸盐化等，其中硅化、红色泥化和沸石化最为发育，钾化较弱。钾硅化、硅化、沸石化、红色泥化、黄铁矿化和孔雀石化等是主要的找矿标志。

2 矿床地球化学特征

2.1 成岩成矿年龄

温泉岩体中发育暗色闪长质微粒包体，该岩体由寄主二长花岗岩所代表的长英质岩浆端元与镁铁质岩浆端元发生混合作用而成。印支晚期(晚三叠世)构造应力由挤压向伸展转变，造山带处于减压增温的特殊构造体制，致使构造减压引起软流圈上涌诱发富集岩石圈地幔物质部分熔融形成镁铁质岩浆，镁铁质岩浆底侵至造山带底部产生的热异常致使下地壳发生部分熔融形成富含钼等元素的花岗质岩浆(Zhu et al.，2011)。温泉钼矿床辉钼矿的Re－Os同位素模式年龄的加权平均值为214.1± 1.1Ma，等时线年龄为214.4±7.1Ma，中粒似斑状二长花岗岩和细粒黑云母二长花岗斑岩含矿岩体的锆石U－Pb年龄分别为216.2±1.7Ma和217.2± 2.0Ma(朱赖民等，2009;Zhu et al.，2011)。成岩与成矿年龄在误差范围内与一致，成岩、成矿事件均发生于晚三叠世，但成矿年龄偏晚，反映钼的矿化主要发生在岩浆侵入—成岩的晚期阶段，即印支期岩浆侵位晚期的冷却成岩阶段。

2.2 成矿岩体含矿性分析

矿区外围和矿区的含矿主岩、暗色包体以及矿区石英脉中的Mo和Cu含量列于表1，矿区3件石英脉样品的钼和铜的平均含量分别是秦岭造山带花岗岩中Mo和 Cu平均含量(0.45×10－6和6.30× 10－6，史长义等，2005)的878倍和364倍，是中国花岗岩类Mo和Cu的平均含量(0.49×10－6和5.00 ×10－6，史长义等，2005)的806倍和459倍。矿区石英脉中的钼和铜元素的平均含量远远高于含矿花岗岩体和暗色包体中Mo和Cu的含量，这与辉钼矿和黄铜矿的矿化主要发生在热液成矿期的石英－硫化物阶段、辉钼矿和黄铜矿往往与石英共生这一地质特征相吻合。

图4 温泉钼矿床矿化地质、矿石显微组构及矿物组成特征Fig.4 Photos showing mineralization characteristics，ore microscopic fabric and mineral composition of the Wenquan Mo deposita－近垂直的两组节理，含辉钼矿的石英脉沿裂隙充填;b－石英脉中发育的辉钼矿;c－细粒黑云母二长花岗岩中的含矿细石英网脉相互交切;d－细粒黑云母二长花岗斑岩和中粒似斑状二长花岗岩的接触界线;e－片状的辉钼矿(光片);f－黄铜矿与辉钼矿共生，辉钼矿呈扭曲的细长片状(光片);g－黄铁矿与黄铜矿共生(光片);h－黄铜矿交代辉钼矿，黄铜矿沿辉钼矿的裂隙分布(光片);i－黄铁矿和黄铜矿沿细石英脉的两壁分布(光片);Mo－辉钼矿;Cp－黄铜矿;Py－黄铁矿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

矿区外围两件暗色包体样品中Mo和Cu的含量分别是秦岭造山带花岗岩中Mo和Cu平均含量的6倍和9倍，是中国花岗岩类Mo和Cu平均含量的5倍和11倍;矿区两件暗色包体中Mo和Cu的平均含量分别是秦岭造山带花岗岩中Mo和Cu平均含量的30倍和48倍，是中国花岗岩类Mo和Cu的平均含量的27倍和60倍。从矿区外围到矿区，暗色包体中的Mo和Cu的含量明显升高。

离矿区较远外围的5件花岗岩样品中 Mo和Cu的平均含量分别是秦岭造山带花岗岩中钼和铜平均含量的8倍和3倍，是中国花岗岩类Mo和Cu的平均含量的7倍和4倍;矿区11件花岗岩样品中Mo和Cu的平均含量分别是秦岭造山带花岗岩中钼和铜平均含量的394倍和56倍，是中国花岗岩类Mo和Cu的平均含量的362倍和71倍。从矿区外围到矿区，花岗岩中Mo和Cu的含量明显升高(图5)。

表1 温泉钼矿床矿区外围和矿区岩石的钼和铜元素含量Table 1 Contents of Mo and Cu from granites in the Wenquan Mo deposit and its peripheral areas

2.3 稀土元素地球化学特征

鉴于稀土元素属于不活泼元素，在热液体系中，稀土元素地球化学可以十分有效地示踪成矿流体的来源和水－岩相互作用(Henderson，1984)，本文对温泉钼矿床矿化石英脉、方解石脉样品的稀土元素进行了分析测试，分析工作在中国科学院地球化学研究所完成，样品用氢氟酸全溶进行前期处理，后用ICP－MS分析，分析流程详见文献Qi et al.(2000)其含量及其特征值列于表2，其球粒陨石标准化配分曲线见图6。温泉钼矿床中矿化石英的∑REE值很低(∑REE=2.34～43.30 μg/g)，具有较高的LREE/HREE和(La/Yb)N值(LREE/HREE=11.30～17.05，(La/Yb)N=17.01～19.08)，表明轻稀土元素富集，轻重稀土分馏程度较高，在稀土元素对球粒陨石标准化配分曲线图上显示出向右倾斜的特点(图6，b)，具有中等的负 Eu异常(δEu=0.53～0.86);方解石脉具有很高的∑REE含量(∑REE= 316.45～326.44μg/g)，较高的 LREE/HREE和(La/Yb)N值(LREE/HREE=18.16～18.54，(La/ Yb)N=40.29～41.51)，显示出较强烈的轻重稀土分馏模式，在稀土元素对球粒陨石标准化配分曲线图上显示出向右倾斜的特点(图6，b)，具有负Eu异常(δEu=0.72～0.73)。

图5 温泉钼矿床外围及矿区花岗岩中钼元素(a)和铜元素(b)的富集系数Fig.5 Enrichment factors for Mo(a)and Cu elements(b)of the granites from the Wenquan Mo deposit and its adjacent areas钼(铜)的富集系数=(温泉样品中钼(铜)元素含量/秦岭造山带花岗岩中钼(铜)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，稀土元素主要通过 Ca2+与REE3+之间的置换形式进入热液方解石，由于LREE3+的离子半径比 HREE3+的离子半径更接近于Ca2+，从而使LREE比HREE更容易置换晶格中的Ca2+而进入方解石，稀土元素在方解石－流体中的分配系数是随着稀土元素的原子序数增加而减小的(Rimstidt et al.，1998;Wood，1990;Zhang et al.，1995)。因此，从热液体系中沉淀出的方解石应该是富 LREE的。温泉钼矿床中方解石的 LREE/ HREE、(La/Yb)N、(La/Sm)N值明显高于含矿花岗岩和矿化石英脉，可能主要是由于以上原因引起的。虽然方解石相对于含矿花岗岩来说较富集LREE，但方解石的稀土配分曲线和特征参数与含矿花岗岩具明显的相似性(图6，表2)，继承了花岗岩的稀土元素特征。

硅与稀土元素在离子半径(Si4+半径为0.4× 10－10m，REE3+的离子半径为1.03×10－10～0.86× 10－10m(韩吟文等，2003))和配位数方面(Si4+主要为4次配位数，而REE3+从6次到12次配位，甚至具有更高的配位数(韩吟文等，2003))差别较大，致使REE不可能以类质同像现象进入到石英的晶格中。因此，石英对稀土元素没有选择性，在其沉淀或流体交代过程中，石英本身不会赋存稀土元素(李厚民等，2003)，故矿化石英脉中的REE含量明显较低。前人研究表明热液矿床中石英的稀土元素主要赋存于流体包裹体中，流体包裹体中的稀土元素决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矿流体的稀土元素特征及形成环境(范建国等，2000;凌其聪等，2001)。矿化石英脉样品的稀土配分曲线和特征参数与含矿花岗岩具明显的相似性，但它们的稀土含量差别较大(图6，表2)，可能是由于三件石英脉形成于不同的成矿期次造成的。三件矿化石英脉样品中Mo的含量分别为56.4、190.0和939.0μg/g，Cu的含量分别为60.2、5610.0和1210.0μg/g，含量差别很大，也体现出不同成矿期次的矿化特征，这与矿床多期石英脉相互穿插切割形成密集的石英网脉(图4，c)、成矿过程具有长期性和多期次性的地质特征相吻合。

综上所述，方解石和矿化石英脉中的稀土配分曲线和特征参数与含矿花岗岩具明显的相似性，继承了花岗岩的稀土元素特征，表明矿化石英脉和方解石脉的REE配分模式受花岗岩岩浆结晶分异出的热液流体性质控制。

2.4 同位素地球化学特征

2.4.1 铅同位素

铅同位素由于其质量大，同位素间的相对质量差较小，外界条件的变化对其组成的影响很小，故铅同位素对指示物质的来源组成具有明显的“指纹特征”，被证明是一种指示成矿物质来源的有效方法(Ohmoto，1972，1986;Kelly et al.，1979;Zartman et al.，1981)。Zhu et al.(2011)对温泉钼矿床的含矿岩体、矿化石英脉、黄铁矿和辉钼矿中的铅同位素组成研究表明，其与南秦岭花岗岩中的铅同位素组成相似(图7)，为造山带和地壳的混合来源。矿床(矿化石英脉、黄铁矿和辉钼矿)中的铅主要来自三叠纪花岗岩结晶过程中产生的岩浆热液。部分热液石英脉和辉钼矿样品的铅同位素组成比钾长石高(图7)，可能与成矿热液运移过程中地壳放射性成因铅的加入有关。

表2 温泉钼矿床中方解石脉和矿化石英脉的稀土分析测试结果(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

温泉钼矿床的热液矿物主要为辉钼矿、黄铁矿、黄铜矿、石英和方解石等，缺少重晶石、石膏等硫酸盐矿物及赤铁矿，表明成矿流体为还原性，流体中的硫主要以HS－和S2－形式存在，则本区热液矿物硫化物的 δ34SCDT值应于整个流体的 δ34SCDT值近似，其δ34SCDT值可代表流体的 δ34SCDT值(Ohmoto，1972)。硫同位素研究是一种指示成矿物质来源的有效方法(Ohmoto and Goldhaber，1997)。前人研究认为岩浆热液流体中δ34S组成与花岗岩岩浆平衡值(δ34S组成=0.0‰)为 5.0‰ 左右(Ohmoto and Rye，1979)，而温泉钼矿床流体中δ34S的平均值(δ34S= 5.02‰ ～5.66‰，平均值为5.51‰(Zhu et al.，2011))与该值接近。另外，美国典型的Climax型斑岩钼矿床的岩浆热液流体系统中的δ34S的范围为0.8‰～6.8‰(Carten et al.，1993)，温泉钼矿床的δ34S变化范围与该范围一致。由此可见，温泉钼矿床中硫主要来自三叠纪花岗岩质岩浆在结晶分异过程中产生的岩浆热液。

2.4.3 碳同位素

成矿热液中的碳主要有3种可能来源，一是深源地幔射气或岩浆来源，其碳同位素组成δ13CPDB变化范围为 －4‰ ～－8‰，平均值 －5‰(Taylor et al.，1986);二是沉积岩中碳酸盐岩的脱气或含盐卤水与泥质岩相互作用，这种来源的碳同位素组成具有重碳同位素的特征，其δ13CPDB的变化范围为－2‰～3‰，海相碳酸盐δ13CPDB大多稳定在0‰ 左右(Veizer et al.，1980);三是各种岩石中的有机碳，有机碳一般富集12C，因而碳同位素组成很低，其 δ13CPDB变化范围为－30‰～－15‰，平均为－22‰(Ohmoto，1972)。本研究对矿石中的2件热液方解石在中国科学院地球化学研究所环境地球化学国家重点实验进行了碳同位素分析测试，样品经过逐级破碎、过筛、挑选，并研磨至200目以下以备测试。分析方法及过程为:采用100%磷酸法，在25℃时，样品与磷酸发生反应，将反应释放出来的CO2在Isoprime－GC连续流质谱仪上进行碳同位素测定。温泉钼矿床中2件方解石的δ13CPDB变化范围为－8.28‰～－7.92‰，平均值为－8.1‰，其变化范围与深源碳同位素组成变化范围基本吻合，指示成矿流体中的碳主要来自深部岩浆热液。

2.4.4 氢－氧同位素

前人研究表明(任新红，2009)，与辉钼矿伴生的石英脉中δ18DSMOW和δ18OSMOW值的变化范围分别为 －68‰～－96‰和8.0‰～9.5‰，用Clayton et al.(1972)的石英—水同位素分馏方程计算得到δ18OH2O值的变化范围为－0.9‰～0.6‰。石英脉中的氢、氧同位素组成在δ18D－δ18OH2O图解上位于岩浆水与大气降水之间，更接近岩浆水区域，说明成矿热液水主要为岩浆水，并有部分大气降水参与。

2.5 成矿流体地球化学特征

流体包裹体是矿物形成时所捕获的成矿介质，是研究原始成矿溶液最直接的代表。前人对温泉钼矿床流体包裹体研究表明(韩海涛等，2009)，含矿石英中的流体包裹体以液体包裹体为主，大小多为5～10μm，气液比一般为5% ～10%，不含子矿物;成矿流体盐度变化范围在0.2～11.8(NaCl)%之间，主要区间为3.25～5.5(NaCl)%;成矿温度变化范围集中，多为170～290℃，平均值为236℃。

图8 温泉钼矿床硫同位素组成直方图(Zhu et al.，2011)Fig.8 δ34S histogram for the Wenquan Mo deposit(Zhu et al.，2011)

为进一步了解温泉钼矿矿床的成矿流体性质，本次重点研究了矿化石英脉和方解石脉中的流体包裹体化学组成。研究所用的石英和方解石样品先在双目镜下挑纯，后研磨至0.25 mm～0.5 mm。群体包裹体成分分析在宜昌地质矿产研究所检测中心完成，具体的实验方法见文献李桃叶等(2000)。

温泉钼矿床中石英和方解石中包裹体的成份见表3。气相成份以H2O、CO2为主，H2O和CO2的总含量为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－、为主，可见少量的 Li+、Br－和I－。近年来研究表明，形成于不同环境中(如大陆内部或岛弧环境)的岩浆热液矿床的岩浆—流体成矿系统具有不同的物质背景，其流体包裹体的成份组成特征也有所不同，岩浆热液矿床的流体包裹体成份研究对于确定矿床的形成环境具有重要作用(陈衍景等，2009)。陈衍景等(2009)对中国大陆内部近60个岩浆热液矿床的流体包裹体成份进行了统计，研究发现中国陆内岩浆热液矿床的流体包裹体液相成份以 F－、Cl－、SO42+、K+、Na+和 Ca2+为主，可含少量HCO3－、Mg2+等，其中以富 K+、F－为其主要特征;流体包裹体气相成份以H2O和CO2为主，可含一定量的CH4、H2、CO、N2、H2S等;富CO2、富K+、富F－可作为中国大陆内部岩浆热液矿床区别于岩浆弧区同类矿床的标志性成矿流体特征。温泉钼矿床石英和方解石的流体包裹体成份也显示上述特征(表3)。流体包裹体成份的F－/Cl－Ca2+/ Mg2+、F－/Cl－K+/Na+和 CO2/H2O－CH4/H2图解(图9，a，b)显示，温泉钼矿床流体包裹体成份点位于中国大陆内部浆控热液矿床范围内，显示其具有中国大陆内部浆控热液矿床的成矿流体特点，指示其为陆内环境下形成的岩浆热液矿床。

表3 温泉钼矿床石英和方解石中流体包裹体成份分析结果Table 3 Composition of fluid inclusions in quartz and calcite veins in the Wenquan Mo deposit

图9 温泉钼矿床与中国大陆内部浆控热液矿床流体包裹体成份的F－/Cl－－K+/Na+、F－/Cl—Ca2+/Mg2+图解(中国大陆内部浆控热液矿床流体包裹体成份数据引自陈衍景等，2009及其参考文献)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)

图10 温泉钼矿床与中国大陆内部浆控热液矿床流体包裹体成份的CO2/H2O－CH4/H2图解(中国大陆内部浆控热液矿床流体包裹体数据引自陈衍景等，2009及其参考文献)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 成矿过程与矿床成因

秦岭造山带是在晚太古－中元古代洋陆间杂构造基础上，于晚元古代－中三叠世经历现代板块构造体制的主造山期的华北－秦岭－华南三板块依次沿商丹和勉略两条缝合带由南向北俯冲碰撞造山，从而奠定了秦岭造山带基本构造格局，并由于后造山期强烈的陆内造山作用的叠加改造终成的复合造山带(张国伟等，2001，2004)。目前的研究认为秦岭造山带沿南秦岭勉略带－大别山的碰撞主要发生在印支期，形成南秦岭造山带，并最终完成华南与华北板块的全面碰撞。造山作用演化的P－T－t轨迹表明一个完整的碰撞造山事件应包括挤压、挤压向伸展转变和伸展三个阶段，在挤压向伸展转变阶段造山带处于减压增温的特殊构造体制，应力由挤压向伸展转变过程中会引起物质的熔融和流体产生，从而导致强烈的流体活动和岩浆作用，是发生成岩成矿作用的有利阶段(陈衍景，2006)。温泉钼矿床含矿岩体的锆石U－Pb年龄 (216.2±1.7～217.2±2.0 Ma)与矿石辉钼矿Re－Os年龄(214.4 ±7.1 Ma.)在误差范围内基本一致 (Zhu et al.，2010，2011)。华北与扬子板块的碰撞主要发生在254～220 Ma，碰撞峰期年龄可能为235～238 Ma左右(李曙光等，1996;张国伟等，2004;Zheng，2008)，说明温泉钼矿床形成于同碰撞到后碰撞的转折期，即印支期末期岩浆侵位晚期的冷却成岩阶段。前述矿床地球化学研究表明温泉钼矿床的成矿主要来自三叠纪花岗岩质岩浆在结晶分异过程中产生的岩浆热液。Zhu et al.(2011)对温泉寄主二花岗岩和暗色微粒镁铁质包体中锆石的Hf同位素组成及岩石地球化学的研究表明，温泉寄主二长花岗岩可能起源于中新元古代下地壳在三叠纪的部分熔融，而MMEs可能起源于新元古代裂解形成的富集岩石圈地幔在三叠纪重熔作用而产生的镁铁质岩浆。因此，温泉钼矿床的成矿过程可概括为:早三叠世华南—秦岭—华北三板块依次沿商丹和勉略两条缝合带由南向北俯冲碰撞造山，最终华北和华南发生大规模陆—陆碰撞导致地壳明显增厚。印支晚期(晚三叠世)构造应力由挤压向伸展转变，造山带处于减压增温的特殊构造体制，致使构造减压引起软流圈上涌诱发富集岩石圈地幔物质部分熔融形成镁铁质岩浆，镁铁质岩浆底侵至造山带底部产生的热异常致使扬子下地壳发生部分熔融形成富含钼等元素的花岗质岩浆。岩浆作用的后期，岩浆冷凝分异出的成矿流体沿岩石的破碎节理裂隙渗流、运移并经充填和交代作用富集成。因此，温泉钼矿床属于岩浆热液型矿床。

4 结论

(1)温泉钼矿床产于于温泉花岗质岩体内，含钼石英脉主要充填于各向原生节理和裂隙中。温泉钼矿床矿化特征、矿石结构构造、成矿期次及矿物共生组合和围岩蚀变等地质特征显示，温泉钼矿床具备岩浆热液型矿床的基本地质特征。

(2)温泉钼矿床的铅－硫－碳同位素、稀土元素地球化学、钼和铜元素含量变化的综合研究表明，成矿物质来源于花岗岩浆气水热液，成矿与印支晚期花岗质岩浆结晶分异过程中产生的岩浆热液活动密切相关。

(3)西秦岭温泉钼矿床是印支期大陆碰撞造山事件的产物，晚三叠世秦岭造山带发生了构造应力由挤压向伸展转变的构造体制转换，造山带处于减压增温的特殊构造体制，由于构造减压引起软流圈上涌并诱发富集岩石圈地幔物质发生部分熔融形成镁铁质岩浆，镁铁质岩浆底侵至造山带底部产生的热异常致使下地壳发生熔融形成富含Mo的花岗质岩浆，岩浆在结晶过程中冷凝分异出的成矿流体沿岩石的破碎节理裂隙渗流、运移，并经充填和交代作用沉淀成矿。

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