河北省涞源县龙门斑岩型钼矿床锆石U-Pb 和辉钼矿Re-Os 年龄及其地质意义*

张志远，王志敏，丁照月，王文浩，陈志宽，安跃辉，谢桂青

（1 河北地质大学河北省战略性关键矿产资源重点实验室，河北石家庄 050031；2 河北省地质工程勘查院，河北保定 071051；3 中国地质大学科学研究院，北京 100083）

中国是钼储量最大的国家，约占世界钼储量的54%，在中国各种类型的钼矿床中，斑岩型钼矿床是储量最大的矿床类型（曹冲等，2018）。因此，斑岩型钼矿床的研究对保障钼金属资源具有重要的意义。空间上，全球斑岩钼矿床主要分布在北美科罗拉多钼矿带、秦岭-大别山钼矿带以及中亚造山带（Ludington et al.,2009a;Mao et al.,2011;Zhong et al.,2017）。不同学者从不同的角度对斑岩钼矿床进行了分类，目前，众多学者普遍接受的是根据大地构造背景将斑岩型钼矿床划分为形成于与俯冲有关的弧后扩张环境的Climax 型钼矿床、产于陆缘弧环境下的Endako 型钼矿床和产出于大陆碰撞环境下的碰撞型斑岩钼矿，对其成矿机制的研究取得了重要进展（Ludington et al., 2009a; 2009b; Taylor et al.,2012;Chen et al.,2017）。在世界范围内，石英-辉钼矿网脉是斑岩型钼矿最常见的矿化方式，脉宽度多小于5 cm，辉钼矿在石英脉中形成不连续的层，富集于石英脉的脉壁，或位于石英颗粒中（简伟等，2010）；或者是以石英-辉钼矿大脉的形式产出，矿化脉宽度较大，最宽能达到数米，如加拿大的Boss Mountain 钼矿床（Soregaroli, 1975）；此外，还有少量斑岩型钼矿中的辉钼矿赋存于隐爆角砾岩中，辉钼矿分布于角砾岩基质或岩屑中，如中国鱼池岭钼矿床（周珂等，2009）和美国Questa 钼矿床（Ross et al.,2002）。目前,对于产于隐爆角砾岩中的斑岩型钼矿床的成矿机制研究还相对薄弱。

太行山北段成矿带位于中国东部华北克拉通中部造山带北端，受克拉通构造演化及中生代板块活动影响的控制。中生代古太平洋板块的俯冲诱发了华北克拉通东部整体的裂解，在上涌的软流圈的作用下，富集的岩石圈地幔发生部分熔融形成了规模巨大的中生代岩浆活动（徐义刚，2006；Chen et al.,2009），同时,发育大量的晚侏罗世—早白垩世斑岩-矽卡岩型铜钼和钼矿床，显示太行山北段是中国东部重要的成矿单元组成（Zhu et al., 2011; Mao et al.,2014），具有较大的找矿潜力。

龙门钼矿床是太行山北段中部独山城成矿带内的典型矿床，20 世纪50 年代以来，华北地质局224队、原河北第八地质大队、河北地矿局第六地质大队等先后在该地区开展物探及地质找矿工作。河北省保定地质工程勘查院于2006 年~2011 年在该地区开展普查工作，圈定了83 个钼矿体，1 个铜矿体，2012年提交了普查报告，获得钼金属量15.6 万t，平均品位0.075%，达到大型钼矿床的规模，资源潜力巨大。前人对该矿床的矿床地质特征开展了部分研究（马金虎等，2011；韩志宏等，2013；代琦等，2017），但是成岩成矿时代研究尚属空白。龙门钼矿床的矿石以角砾岩型矿石为主，与典型的斑岩型钼矿床中网脉状石英-辉钼矿脉的矿化方式存在差异。因此，本文在总结前人研究工作的基础上，对龙门矿区内的闪长岩、花岗斑岩和主要辉钼矿矿石分别开展高精度的LA-ICP-MS 锆石U-Pb 同位素和辉钼矿Re-Os 同位素年代学分析，明确了该矿床的成岩、成矿时限和物质来源，试图为进一步找矿勘查提供理论依据和方向。

1 区域地质

华北克拉通是全球最古老的克拉通之一，经历了多阶段的构造演化和强烈的变质改造，多数研究认为克拉通的东西板块沿中部造山带拼合于1.85 Ga左右，完成克拉通化（Zhao et al.,2001;2012）。在1.85~1.7 Ga 期间进入伸展构造体制，内部及边部发生了拉张、抬升等地质事件，对应于古元古代末—中元古代初Columbia 全球性的非造山岩浆活动，是一次超大陆裂解事件（Zhai et al., 2003; Peng et al.,2007）。此后华北克拉通进入盖层沉积阶段，大部分地区一直稳定到早中生代（Xu, 2001; Gao et al.,2002;Yang et al., 2003）。晚中生代以来，大规模的伸展作用使华北克拉通中部造山带发生强烈的构造岩浆活动，形成了NNE 向展布的太行山构造岩浆岩带（段超等，2016）。

研究表明，太行山北段的构造演化大致经历了3个主要阶段，分别为太古宙变质基底形成阶段、元古宙至古生代稳定发展阶段和中生代活化阶段（邓晋福等，1994）。阜平杂岩是华北克拉通太古宙变质结晶基底的一部分，现今表现为NE向展布的穹隆状构造，主要岩性为黑云斜长片麻岩、角闪斜长片麻岩、浅粒岩夹斜长角闪岩，该套岩石地层单元普遍遭受强烈区域变质及混合岩化作用。除了阜平杂岩以外，还发育一系列元古宙—侏罗纪沉积地层。

太行山北段的中生代岩浆活动形成了髫髻山组火山岩及其之后发育的次火山岩（闪长玢岩）、以中酸性岩为主的王安镇杂岩体和大河南杂岩体、赤瓦屋岩体、麻棚岩体，以及少量中基性岩体等岩浆岩（Chen et al., 2009; Dong et al., 2013; Gao et al., 2013; Li et al.,2013；图1），其展布受东、西两侧分布的NNE 向紫荆关断裂和乌龙沟断裂带控制（喻学惠等，1996）。

2 矿床地质

图1 太行山北段1∶200 000地质简图（改自河北省地质工程勘查院，2018）Fig.1 1∶200 000 geological map of northern Taihang Mountain(modified after Hebei Geological Engineering Exploration Institute,2018)

图2 太行山北段龙门钼矿床地质简图（改自河北省地质工程勘查院，2012）Fig.2 Sketch geological map of the Longmen molybdenum deposit in Northern Taihang Mountain(modified after Hebei Geological Engineering Exploration Institute,2012)

龙门钼矿床位于太行山北段北东向岩浆岩带的中部，区内出露地层为新太古代片麻岩及第四系（图2），其中，新太古代片麻岩为一套中深变质火山-沉积岩组合，岩性主要为黑云变粒岩、角闪变粒岩、含角闪石磁铁石英岩（韩志宏等，2013）。矿区内断裂以 NEE 向F1断裂为主（图 2），倾向 NW，倾角 30°~65°，区域上延伸20 km，断裂破碎带宽10~100 m，具有多次活动的特征，是主要的控岩（矿）断裂（马金虎等，2011；韩志宏等，2013）。

研究区岩浆岩主要为燕山期侵入体，岩性包括闪长岩和花岗斑岩，晚期伴有隐蔽爆破作用，形成隐爆角砾岩（图2，图3）。闪长岩分布于矿区东北部，总体出露面积8 km2，局部残留蛇纹石化大理岩捕虏体（图2）。岩石呈灰色，半自形细-中粒结构，主要矿物为斜长石、黑云母、钾长石和普通角闪石（图4b）。岩石局部发育黄铁矿化、磁铁矿化、钼矿化（马金虎等，2011）。

花岗斑岩分布于矿区南部，总体呈等轴状，与闪长岩呈侵入接触（图2）。岩石呈浅肉红色，斑状结构（图4c、d）。斑晶由斜长石、钾长石、石英组成，斑晶大小0.3~2.0 mm，零散分布，部分呈聚斑或连斑状，斜长石以半自形板状为主，钾长石为正条纹长石和正长石，半自形板状-他形粒状，石英呈半自形粒状（图4d）。基质由斜长石、钾长石、石英组成，呈微晶状（图4d）。岩石普遍发育钾化、硅化、绢云母化、伴生有黄铁矿化、辉钼矿化（马金虎等，2011；代琦等，2017）。隐爆角砾岩为与斑岩侵入有关的隐爆角砾岩，似环形状分布于花岗斑岩周围接触带及顶部，地表宽200~500 m（图2），角砾岩控制厚度450 m（图3），岩石呈角砾状构造。角砾成分主要有变粒岩、闪长岩、花岗斑岩等，角砾呈棱角状，大小不等，大者近2 m，小者仅1 cm，大角砾间充填小角砾，角砾岩外侧岩石具碎裂结构，为钼矿主要赋矿围岩之一（图5b、d）。岩石普遍硅化、绢云母化、绿泥石化，发育的金属矿物主要为辉钼矿和黄铁矿（马金虎等，2011）。

龙门矿区内钼矿体主要产于花岗斑岩、闪长岩和新太古代片麻岩及其围岩蚀变带中，目前控制矿化范围NE向长约2000 m，NW向宽约1500 m。矿体赋存标高700~-330 m，矿体呈似层状、透镜状、不规则囊状，矿体走向NE，略向NW 倾，整体近水平。区内共圈定钼矿体219 个，钼矿体编号为Mo-1~Mo-219，其中主矿体12 个。Mo-1 为矿区内最大的隐伏矿体，矿体走向NE，略向NW 倾，矿体走向长度1214 m，倾向延伸1310 m。矿体形态为不规则的厚大透镜体，具有分支复合现象。矿体厚1.2~67.11 m，平均厚20.07 m。厚度变化系数91.10%，钼品位0.03%~0.51%，平均品位0.089%，品位变化系数101.58%，钼金属量56867 t，占龙门钼矿钼资源量的36%。

龙门钼矿床脉体和蚀变发育，在详细地野外观察基础上，根据脉体的穿切关系和矿物蚀变组合，将龙门钼矿床由早到晚分为3 个阶段：①石英-黄铁矿细脉阶段，细脉呈网脉状分布，脉体中辉钼矿基本不发育，脉两侧蚀变不明显（图5a）；②钾长石化阶段，该阶段主要发育角砾岩型钼矿石，脉石矿物有石英、斜长石、钾长石、绢云母等，矿石矿物主要为辉钼矿，辉钼矿呈浸染状或斑点状分布于脉石矿物中，或沿石英脉的两壁呈几乎纯净辉钼矿薄膜产出，在岩石的微细裂隙中形成微细的辉钼矿脉（图5e），该阶段是主要的成矿阶段；③石英-黄铁矿-辉钼矿阶段，主要发育石英脉型矿石，矿石矿物主要为石英，辉钼矿呈半自形片状，呈星散较状较均匀地分布于脉石矿物中（图5f~h）。黄铁矿呈自形-他形粒状，粒度大小不一，一般为0.50~0.05 mm，部分黄铁矿被褐铁矿交代。第三阶段石英、黄铁矿、辉钼矿脉切穿第一、二阶段石英硫化物细脉和角砾岩（图5c、d）。

3 样品采集与测试方法

本次研究的闪长岩（LM3-1）和花岗斑岩（LM2-2）样品均采集于龙门矿区地表（图2），锆石的前处理工作在河北省廊坊市拓轩岩矿检测服务有限公司完成。将闪长岩和花岗斑岩样品人工破碎至60~80目，经过淘洗后用重选的方法选出重矿物，再在双目镜下挑选出锆石颗粒。从锆石颗粒中挑选出晶型完好和透明度较高的锆石，然后用环氧树脂制靶、抛光，之后对树脂靶中的锆石进行透射光、反射光和阴极发光照相，最后根据这些照片选出环带明显、干净、透明的点位，为LA-ICP-MS 锆石U-Pb 同位素定年分析做好准备。

用于Re-Os同位素定年的6件辉钼矿样品采自龙门矿区地表和钻孔ZK701、ZK702和ZK704中（图2、图3），主要矿石矿物为辉钼矿。辉钼矿呈细脉浸染状、薄膜状分布于角砾岩和石英辉钼矿脉中（图5e~h）。辉钼矿单矿物样品分离在河北省廊坊市拓轩岩矿检测服务有限公司完成。矿石样品经粉碎、分离、粗选和精选，获得了纯度＞99%的辉钼矿单矿物。辉钼矿颗粒细小，单颗粒粒径为0.03~0.10 mm，这样可以避免大颗粒辉钼矿由于Re、Os失耦而引起的测年误差。单矿物晶体新鲜、无氧化、无污染符合测试要求。

本次测试锆石U-Pb 同位素定年是在北京燕都中实测试技术有限公司完成的，LA-ICP-MS 中激光剥蚀系统为NWR193（Elemental Scientific Lasers LLC），ICP-MS 为德国Analytikjena M90。激光剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气为补偿气以调节灵敏度，二者在进入ICP 之前通过一个Y 型接头混合。每个时间分辨分析数据包括大约20~30 s 的空白信号和50 s 的样品信号。对分析数据的离线处理（包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Th-Pb 同位素比值和年龄计算），本次测试91500 及Plesovice 标样均符合推荐值（Wiedenbeck et al.,1995; Slama et al., 2008）采用软件ZSkits完成。U-Pb同位素定年中采用锆石标准91500作外标进行同位素分馏校正，每分析5~10 个样品点，分析 2 次 91500，并对 Plesovice 分析 1 次作为监控。锆石样品的U-Pb 年龄谐和图绘制和年龄权重平均计算均采用Isoplot/Ex_ver3（Ludwig, 2003）完成，普通铅校正使用Andersen（2002）方法完成。本次测试剥蚀直径根据实际情况选择30 μm。

图5 龙门钼矿床不同阶段石英脉体及典型矿物组合照片a.第一阶段石英硫化物细脉赋存于闪长岩和花岗斑岩中；b.第二阶段角砾岩型钼矿石；c.第一阶段石英硫化物细脉被第三阶段石英、黄铁矿、辉钼矿脉切穿；d.第三阶段石英、黄铁矿、辉钼矿脉切穿第二阶段角砾岩型钼矿石和变粒岩角砾；e、f.典型钼矿石手标本照片；g.典型钼矿石显微照片（反射光）；h.典型钼矿石显微照片（正交偏光）Mol—辉钼矿；Ms—白云母；Py—黄铁矿；Lm—褐铁矿Fig.5 Photographs of quartz veins of different stages and typical assemblage in the Longmen molybdenum deposita.The first stage quartz sulfides veinlets occurring in diorites and granitic porphyries;b.Breccia type molybdenum ore in the second stage;c.The first stage quartz sulfide veinlet cut through by the third stage quartz pyrite hematite vein;d.The third stage quartz pyrite hematite vein cutting through the second stage breccia-type molybdenum ore and granulite breccia;e~f.Typical specimen photographs of molybdenum ore;g.Typical specimen photomicrographs of molybdenum ore(reflected light);h.Typical specimen photomicrographs of molybdenum ore(crossed nicols)Mol—Molybdenum;Ms—Muscovite;Py—Pyrite;Lm—Limonite

辉钼矿的Re-Os 同位素分析测试工作在国家地质测试中心Re-Os同位素实验室完成，采用Carius管封闭溶样分解样品。Re-Os 同位素分析原理及详细分析流程参考前人文献（屈文俊等，2003；杜安道等，2009；李超等，2010）。采用美国 TJA 公司生产的TJAX-series电感耦合等离子体质谱仪测定同位素比值。对于Re，选择质量数185、187，用质量数190 监测 Os；对于Os，选择质量数186、187、188、189、190、192，用质量分数 185 监测 Re。TJAX-se-ries ICP-MS测得Re-Os 和187Os 含量（质量分数，下同）空白值分别为0.0024 ng（不确定度0.0003）、0.00036 ng（不确定度0.00005）和0.00002 ng（不确定度0.00002），远小于所测样品和标样中Re、Os含量，因此，对实验结果的影响可忽略不计。最后，所获Re-Os同位素分析数据采用Isoplot软件（Ludwig,2009）进行187Re-187Os等时线拟合，获得同位素等时线年龄，模式年龄计算所用公式为：t=1/λ[ln（1+187Os/187Re）]，其中，衰变常数λ=1.666×10-11a-1（Smoliar et al.,1996）。

4 测试结果

龙门矿区闪长岩样品中的锆石均为短柱或长柱状，阴极发光图像显示，锆石具有明显的韵律环带（图6a），是典型的岩浆成因锆石（Corfu et al.,2003）。本次研究在15 颗锆石颗粒上进行了LA-ICP-MS UPb 同位素年代学分析，挑选测试点具有很好的震荡环带结构，并且没有矿物和流体包裹体的干扰，分析结果见表1。锆石的Th/U 比值可以指示锆石的成因，岩浆锆石的Th/U 比值一般大于0.5，而变质成因锆石的Th/U 比值小于0.01（Hoskin et al.,2003）。龙门矿区闪长岩中锆石的Th/U 比值为0.69~1.43（表1），具有岩浆锆石的特点（Hoskin et al., 2003）。 闪 长 岩207Pb /235U 比 值 为 0.1378~0.1631，206Pb/238U 比值为 0.0211~0.0221（表 1），得到207Pb/235U-206Pb/238U 谐和年龄为（138.1±0.6）Ma（MSWD=0.61，n=21；图7a）。

龙门矿区花岗斑岩样品中的锆石均为短柱或长柱状，阴极发光图像（图6b）显示，锆石具有明显的韵律环带，也是典型的岩浆成因锆石（Corfu et al.,2003）。本次研究在14 颗锆石颗粒上进行了LAICP-MS U-Pb 同位素年代学分析，挑选测试点具有很好的震荡环带结构，并且没有矿物和流体包裹体的干扰，分析结果见表2。龙门矿区花岗斑岩中锆石的Th/U 比值为0.67~2.04（表2），同样具有岩浆锆石的特点（Hoskin et al.,2003）。花岗斑岩207Pb/235U 比值为 0.1384~0.1568，206Pb/238U 比值为 0.0210~0.0222（表2），得到207Pb/235U-206Pb/238U 谐和年龄为（137.0±0.7）Ma（MSWD=1.03，n=17；图7b）。

龙门钼矿床辉钼矿样品Re-Os 同位素测试结果见表3，本次测得的辉钼矿中的普Os含量很低，接近于零（表3），表明辉钼矿形成时几乎不含187Os，其中，187Os由187Re β衰变而来，说明获得的模式年龄能准确的反映矿化年龄。6 件辉钼矿样品的w（Re）为13.1×10-6~59.3×10-6，平均为32.8×10-6（表3）。辉钼矿模式年龄介于135.8~136.7 Ma，模式年龄加权平均值为（136.4±0.8）Ma（MSWD=0.12，n=6；图8b），得到的等时线年龄为（136.5±1.5）Ma（MSWD=0.29，n=6；图8a）。

表1 龙门钼矿床闪长岩锆石LA-ICP-MS U-Pb分析数据Table 1 Zircon LA-ICP-MS U-Pb data for diorite in the Longmen molybdenum deposit

表2 龙门钼矿床花岗斑岩锆石LA-ICP-MS U-Pb分析数据Table 2 Zircon LA-ICP-MS U-Pb data for granite porphyry in the Longmen molybdenum deposit

表3 龙门钼矿床辉钼矿Re-Os同位素组成Table 3 Re-Os isotopic composition of molybdenite in the Longmen molybdenum deposit

5 讨 论

5.1 成岩成矿时代约束

辉钼矿封闭温度较高（约500℃），因此不易受到后期蚀变事件和构造事件的影响（Suzuki et al.,1996）。Re和Os元素均为亲铁元素，在硫化物中相对富集。辉钼矿富集Re（10-6级），而普Os含量极低，即辉钼矿中的Os 被认为是放射成因的187Os。辉钼矿Re-Os同位素体系是目前认为最合适的用于金属矿床直接定年的方法（Stein et al.,2001;Seiby et al.,2002），因此，应用Re-Os同位素体系测定辉钼矿形成年龄能为相关矿床的形成时代，以及区域成矿作用提供高精度的年代学制约。本文首次开展龙门钼矿床辉钼矿Re-Os同位素定年研究，获得辉钼矿Re-Os同位素模式年龄加权平均值（（136.4±0.8）Ma）与等时线年龄（（136.5±1.5）Ma）在误差范围内一致，表明辉钼矿的Re-Os 等时线年龄可以代表辉钼矿的形成年龄。由于本次用于Re-Os 同位素测年的样品均来自该矿床的主要矿石类型（图5e~h），因而辉钼矿的Re-Os 同位素等时线年龄（（136.5±1.5）Ma）可以直接代表该矿床的形成年龄，限定龙门钼矿床的成矿时代为早白垩世。

本文获得的龙门矿区闪长岩的锆石U-Pb 谐和年龄为（138.1±0.6）Ma，花岗斑岩的锆石U-Pb 谐和年龄为（137.0±0.7）Ma，二者之间存在一定的形成时代的差异。区域地质图（图1）和龙门矿床的地质剖面图（图3）都显示花岗斑岩的形成要晚于闪长岩。本文认为，闪长岩形成后，花岗斑岩为龙门大型钼矿床的成矿提供了充足的流体来源和热源，含矿热液沿着裂隙贯入到闪长岩中。龙门矿区内辉钼矿化主要类型为浸染状、薄膜状、细脉状，发育钾长石化、硅化、绢云母化、黄铁矿化蚀变，具有典型的斑岩型矿床的矿化和蚀变特征。

5.2 成矿物质来源

研究表明Re-Os 同位素体系是硫化物形成的强有力的示踪剂和成矿过程中地壳物质混入程度高度灵敏的指示剂（Foster et al.,1996）。从幔源到壳幔混源再到壳源，辉钼矿中Re 的含量呈数量级逐次降低（Mao et al., 2003）。前人（Mao et al., 1999; 李文昌等，2012）通过综合分析辉钼矿中Re 含量数据，得到以下物源示踪规律：①成矿物质源自地幔或以地幔物质为主，其辉钼矿的w（Re）多在（n×10~103）×10-6；②成矿物质是壳幔混源的矿床，其辉钼矿的w（Re）范围（n×10）×10-6；③ 成矿物质完全来自于地壳，其辉钼矿的w（Re）明显偏低，为（1~10）×10-6。

由表3 可知，龙门钼矿床中辉钼矿的w（Re）为13.1×10-6~59.3×10-6，低于木吉村斑岩铜钼矿床和安妥岭钼矿床中辉钼矿的w（Re）（37.5×10-6~252×10-6，50.4×10-6~105×10-6；高永丰等，2011；者萌等2014），可见龙门钼矿床成矿物质来源以壳源为主，并混入少量幔源物质，具有壳幔混合的特征。壳幔相互作用可能对成矿带大规模的花岗质岩浆活动和斑岩型钼矿床的爆发式成矿作用具有重要贡献，地幔不仅为成岩成矿事件提供了主要的热动力来源，而且为成岩成矿作用贡献了部分幔源物质。

5.3 对找矿勘查的指示

图6 龙门钼矿床闪长岩(a)和花岗斑岩(b)锆石阴极发光(CL)图像及测点位置Fig.6 Cathodoluminescence(CL)images of zircons and their measuring positions in the diorite(a)and granite porphyry(b)in the Longmen molybdenum deposit

图7 龙门钼矿床闪长岩(a)和花岗斑岩(b)锆石U-Pb年龄谐和图及加权平均年龄Fig.7 The concordia age and weighed average age of zircon U-Pb dating of the diorite(a)and granite porphyry(b)in the Longmen molybdenum deposit

图8 龙门钼矿床辉钼矿Re-Os同位素等时线年龄(a)和加权平均年龄(b)Fig.8 Re-Os isotopic isochron age(a)and weighted mean age(b)of molybdenite in the Longmen molybdenum deposit

高精度成岩成矿年龄数据的积累，对认识重大成岩成矿事件以及指导找矿勘查非常重要。前人研究表明，太行山北段成矿带的东北部主要为形成于晚侏罗世斑岩铜钼多金属矿床（图1），如木吉村大型斑岩型铜钼矿床（140.3~143.8 Ma；高永丰等，2011；陈超等，2013；Dong et al.,2013），安妥岭大型斑岩型钼矿床（147.3~147.8 Ma；梁涛等，2010；者萌等，2014）和大湾中型矽卡岩型锌钼矿床（（144.4±7.4）Ma；黄典豪等，1996）。综合太行山北段的成岩成矿时代，笔者认为太行山北段在晚侏罗世—早白垩世存在1期以斑岩-矽卡岩型矿床的形成为特征的成矿事件，是华北克拉通岩石圈大规模减薄背景下的产物（毛景文等，2005；徐义刚，2006；Li et al., 2014）。龙门钼矿床形成于早白垩世，是太行山北段早白垩世成矿的典型代表。龙门矿区内隐爆角砾岩体中发育浸染状、薄膜状和微细脉状辉钼矿，角砾岩体外接触带中发育脉状辉钼矿，因此，龙门矿区环形隐爆角砾岩体及其与片麻岩接触部位应为找矿勘查的重要靶区。矿区的西南部，斑岩体硅化、钾化强烈，显示深部可能还有大的斑岩体存在，该地区应为下一步找矿勘查的首选地段。

太行山北段成矿带内除龙门钼矿床之外，安妥岭钼矿床中矿体围绕岩体呈桶状产出，在岩体与地层接触部位和接触带附近，是主矿体的空间分布位置。矿区东部岩体与地层接触部位的隐爆角砾岩，是矿体富集的有利部位（王纪昆等，2017）。目前，白石台银多金属矿床中的银达到中型规模，矿体边部及深部尚未控制，矿区内发育的隐爆角砾岩为斑岩体的前缘，矿区边部呈现热液脉型银铅锌矿化，向深部铜钼矿化有加强的趋势，控制矿体为斑岩型矿体的分支及上部，深部主矿体尚未控制，找矿潜力巨大（赵伟明，2018）。综上所述，太行山北段广泛发育的隐爆角砾岩区域应为下一步找矿勘查的重点地区。同时，还应在该区域内寻找更多的隐爆角砾岩体，以期寻找更多的找矿靶区。

6 结 论

（1）龙门钼矿床内的花岗斑岩（（137.0±0.7）Ma）和辉钼矿（（136.5±1.5）Ma）的成岩成矿时代在误差范围内一致，显示龙门钼矿床形成于早白垩世，龙门钼矿床为与区内的花岗斑岩及其中的隐爆角砾岩体具有密切成因联系的斑岩型钼矿床。

（2）龙门钼矿床中辉钼矿的w（Re）为13.1×10-6~59.3×10-6，表明其成矿物质来源以壳源为主，并混入少量幔源物质，具有壳幔混合的特征。

（3）龙门矿区西南部的环形隐爆角砾岩体及其与片麻岩接触部位应为找矿勘查的重要目标，太行山北段成矿带内的隐爆角砾岩带是下一步找矿勘查的方向。

致 谢野外工作得到河北省地质矿产勘查开发局河北省地质工程勘查院孟思源和李天琦工程师的帮助和支持；锆石U-Pb 同位素分析得到北京燕都中实测试技术有限公司张晗工程师的帮助，辉钼矿Re-Os 同位素分析得到国家地质实验测试中心李超博士和李欣尉老师的帮助与指导；两位审稿专家提出了宝贵的修改意见，让本文质量有了很大提高；在此一并表示衷心的感谢！

附中文参考文献

曹冲, 申萍. 2018. 斑岩型钼矿床研究进展与问题[J].地质论评, 64(2):477-497.

陈超,王宝德,牛树银,马国玺,张建珍,孙爱群,马宝军,陈志宽,张福祥,王自力.2013.河北木吉村铜（钼）矿床辉钼矿Re-Os 年龄及成矿流体特征[J].中国地质,40(6):1889-1901.

代琦,李天琦,齐皓,孟思源,李博.2017.河北省涞源县七亩地南沟钼矿成矿地质特征及找矿标志[J].世界有色金属,18:98-100.

邓晋福,莫宣学,赵海玲,罗照华,杜杨松.1994.中国东部岩石圈根/去根作用与大陆“活化”——东亚型大陆动力学模式研究计划[J].现代地质,8(3):349-356.

杜安道,屈文俊,李超,杨刚.2009.铼-锇同位素定年方法及分析测试技术的进展[J].岩矿测试,28(3):288-304.

段超,毛景文,谢桂青,陈志宽,马国玺,王志敏,陈焘,李伟.2016.太行山北段木吉村髫髻山组安山岩锆石U-Pb年龄和Hf同位素特征及其对区域成岩成矿规律的指示[J].地质学报, 90(2): 250-266.

高永丰,魏瑞华,侯增谦,马国玺,赵荣升,陈志宽,吴金乱,彭玉旋,高明.2011.木吉村斑岩铜矿成矿作用:华北克拉通中生代岩石圈减薄的响应[J].矿床地质,30(5):890-902.

韩志宏,马国玺,周玉谋,刘春艳,马玉伟,陈立景,祁春娜,马晓凤,丁媛媛.2013.涞源县龙门钼矿地质特征[J].河北地质,3:16-19.

河北省地质工程勘查院.2012.河北省涞源县独山城矿区诚信铁钼多金属矿普查地质报告[R].

河北省地质工程勘查院.2018.太行山中北段斑岩型矿床找矿靶区优选成果报告[R].

黄典豪,杜安道,吴澄宇,刘兰笙,孙亚莉,邹晓秋.1996.华北地台钼（铜）矿床成矿年代学研究——辉钼矿铼-锇年龄及其地质意义[J].矿床地质,15(4):365-373.

简伟,柳维,石黎红.2010.斑岩型钼矿床研究进展[J].矿床地质,29(2):308-316.

李超,屈文俊,周利敏,杜安道.2010.Carius 管直接蒸馏快速分离锇方法研究[J].岩矿测试,29(1):14-16.

李文昌,余海军,尹光侯,曹晓民,黄定柱,董涛.2012.滇西北铜厂沟钼多金属矿床辉钼矿Re-Os 同位素年龄及其成矿环境[J].矿床地质,31(2):282-292.

梁涛,肖成东,罗照华,樊秉鸿,卢仁,孙亚莉,徐鹏.2010.北太行安妥岭斑岩钼矿的辉钼矿Re-Os 同位素定年[J].矿床地质, 29(S1):470-471.

马金虎,韩志宏,席立永,葛子凡.2011.涞源县龙门钼矿地质特征及勘查方向[J].河北地质,4:22-23.

毛景文,谢桂青,张作衡,李晓峰,王义天,张长青,李永峰.2005.中国北方中生代大规模成矿作用的期次及其地球动力学背景[J].岩石学报,31(1):169-188.

屈文俊,杜安道.2003.高温密闭溶样电感耦合等离子体质谱准确测定辉钼矿铼-锇地质年龄[J].岩矿测试,22(4):254-262.

王纪昆,宋蓓蓓,胡瑞刚.2017.河北安妥岭钼矿床地质特征及找矿方向[J].黄金科学技术,25(4):18-25.

徐义刚.2006.太行山重力梯度带的形成与华北岩石圈减薄的时空差异性有关[J].地球科学,31:14-22.

喻学惠,任建业,张俊霞.1996.太行山中段铜-金成矿条件及找矿方向[M].北京:地质出版社.1-120.

赵伟明.2018.河北阜平白石台银多金属矿床特征及矿化富集规律研究（硕士学位论文）[D].导师:王力,刘田.长春:吉林大学.61页.

者萌,胡建中,周伟,丁海洋.2014.河北省安妥岭钼矿床地质特征及辉钼矿Re-Os同位素年龄[J].现代地质,28(2):339-347.

周珂,叶会寿,毛景文,屈文俊,周树峰,孟芳,高亚龙.2009.豫西鱼池岭斑岩型钼矿床地质特征及其辉钼矿铼-锇同位素年龄[J].矿床地质,28(2):170-184.