鐘世華 申萍 潘鴻迪 鄭國平 鄢瑜宏 李晶

ZHONG ShiHua1，2，SHEN Ping1＊＊，PAN HongDi3，ZHENG GuoPing4，YAN YuHong1，2 and LI Jing5

1. 中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所，北京 100029

2. 中國科學(xué)院大學(xué)，北京 100049

3. 長安大學(xué)地質(zhì)科學(xué)與資源學(xué)院，西安 710054

4. 新疆維吾爾自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局第一區(qū)域地質(zhì)調(diào)查大隊，烏魯木齊 830000

5. 河北聯(lián)合大學(xué)，唐山 063000

1. Institute of Geology and Geophysics，Chinese Academy of Sciences，Beijing 100029，China

2. University of Chinese Academy of Sciences，Beijing 100049，China

3. College of Earth Sciences，Chang’an University，Xi’an 710054，China

4. No.1 Regional Geological Survey Party，Xinjiang Bureau of Geology and Mineral Exploration and Development，Urumqi 830000，China

5. Hebei United University，Tangshan 063000，China

2014-06-03 收稿，2014-09-18 改回.

斑巖型礦床是世界上金屬鉬的主要來源，其在世界范圍內(nèi)的產(chǎn)量和儲量接近95%(Hart，2007;Sillitoe，2010;張壽庭和趙鵬大，2011;Lerchbaumer and Audétat，2013)。中亞成礦域因其巨量的金屬和非金屬礦產(chǎn)聞名于世，其中斑巖型礦床是該成礦域內(nèi)最重要的礦床類型之一(涂光熾，1999;李明等，2007;陳宣華等，2010)。新疆西準(zhǔn)噶爾位于中亞成礦域腹地，是中亞造山帶的重要組成部分(李光明等，2008)(圖1a)。西鄰的哈薩克斯坦環(huán)巴爾喀什地區(qū)是世界著名的斑巖型礦床成礦帶，分布有科翁臘德、阿克斗卡等大型-超大型斑巖型Cu-Mo 礦床(陳宣華等，2010)。新疆西準(zhǔn)噶爾成礦帶被認(rèn)為是環(huán)巴爾喀什成礦帶的東延部分(何國琦和朱永峰，2006;張銳等，2006;朱永峰等，2007;陳宣華等，2011)，有可能成為與環(huán)巴爾喀什成礦帶相媲美的斑巖型銅-鉬-金成礦帶(董連慧等，2009;申萍等，2010a;楊富全等，2010;陳宣華等，2011)。近些年來，在西準(zhǔn)噶爾地區(qū)發(fā)現(xiàn)了一批斑巖型礦床和礦點，如包古圖Cu 礦(張銳等，2006;申萍等，2009)、宏遠Mo-Cu 礦(李永軍等，2012;鄢瑜宏等，2014)、吐克吐克Cu 礦(李永軍等，2012;鄢瑜宏等，2014)以及加曼鐵列克得Cu 礦點等(Shen et al.，2013b)。但是目前對西準(zhǔn)噶爾地區(qū)斑巖型礦床的研究工作主要集中在達拉布特斷裂兩側(cè)(安芳和朱永峰，2009;唐功建等，2009;申萍等，2010b;陳石和郭召杰，2010)，而對西準(zhǔn)噶爾巴爾魯克山地區(qū)的斑巖型礦床研究很少。

蘇云河鉬礦床位于新疆裕民縣西南方約96km 處，地理坐標(biāo)為東經(jīng)82°26′00″～82°32′15″，北緯45°46′15″～45°48′15″(圖2)，緊鄰境外環(huán)巴爾喀什成礦帶，目前已探明鉬金屬量約56 萬噸(新疆地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局第一區(qū)域地質(zhì)調(diào)查大隊，2014①新疆地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局第一區(qū)域地質(zhì)調(diào)查大隊.2014. 新疆裕民縣蘇云河鉬礦詳查報告)。Shen et al. (2013a)曾報道過蘇云河鉬礦床1號巖體的輝鉬礦Re-Os 年齡，而對2 號和3 號巖體的成礦年齡前人尚未研究。此外，也尚未有公開發(fā)表的文章對蘇云河鉬礦床與流體相關(guān)的成礦過程進行研究。本文從流體包裹體顯微測溫、包裹體成分分析、石英氫氧同位素以及輝鉬礦Re-Os 年齡等幾個方面對蘇云河鉬礦床進行了研究，希望為巴爾魯克山地區(qū)今后的斑巖型礦床研究和勘探提供借鑒。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

巴爾魯克山地區(qū)出露中泥盆統(tǒng)巴爾魯克組、上泥盆統(tǒng)鐵列克組、下石炭統(tǒng)姜巴斯套組等地層。巴爾魯克組在區(qū)域上分布最為廣泛，巖層走向為近南北向，總體上為一套碎屑及陸緣細碎屑沉積建造，巖性為凝灰質(zhì)細砂巖、凝灰質(zhì)粉砂巖、凝灰?guī)r夾生物碎屑灰?guī)r、碧玉巖、中粒砂巖以及砂礫巖(新疆地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局第一區(qū)域地質(zhì)調(diào)查大隊，2009②新疆地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局第一區(qū)域地質(zhì)調(diào)查大隊.2009. 新疆裕民縣巴爾魯克山西段鎢鉬金礦普查報告)。

區(qū)內(nèi)構(gòu)造復(fù)雜，褶皺、斷裂發(fā)育。巴爾魯克斷裂為一條大型左行走滑斷裂，是該地區(qū)最為重要的構(gòu)造斷裂帶，沿巴爾魯克山主脊向北東延伸，與達拉布特斷裂、瑪伊勒斷裂共同構(gòu)成西準(zhǔn)噶爾成礦帶“多字形”構(gòu)造體系(圖2;陳宣華等，2011)，其中蘇云河鉬礦床即位于巴爾魯克斷裂以西地區(qū)(圖1b)。

侵入巖主要為石炭紀(jì)和二疊紀(jì)巖漿巖，前者主要由巖墻狀、巖株狀的橄欖巖、輝長巖、閃長巖及石英閃長巖組成;后者由閃長巖、石英閃長巖及二長花崗巖等組成(陳曄等，2006)。石炭紀(jì)的巖漿活動與該地Cu、Mo 等金屬礦床的形成密切相關(guān)(新疆地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局第一區(qū)域地質(zhì)調(diào)查大隊，2009)。

2 礦床地質(zhì)特征

蘇云河鉬礦床出露地層簡單，由中泥盆統(tǒng)巴爾魯克組組成(圖2)。巴爾魯克組主要由凝灰?guī)r、安山質(zhì)凝灰?guī)r以及安山質(zhì)含角礫凝灰?guī)r等組成。地層產(chǎn)狀較穩(wěn)定，為315°∠45°。礦區(qū)內(nèi)斷裂構(gòu)造發(fā)育，主要為北東向和近東西向，少量為近南北向，控制了礦區(qū)內(nèi)巖脈以及節(jié)理的發(fā)育。

礦區(qū)內(nèi)出露3 個小斑巖體(1 號、2 號和3 號巖體)，巖體形成時代均為晚石炭世(鐘世華等，2015)。3 個巖體的出露面積分別為0.06km2、0.07km2和0.03km2，均小于0.1km2;巖性基本相同，淺部主要為肉紅色二長花崗斑巖(圖3a)，深部逐漸過渡為具中細粒結(jié)構(gòu)或似斑狀結(jié)構(gòu)的二長花崗巖(圖3b)，二長花崗斑巖和二長花崗巖均含礦。二長花崗斑巖的斑晶主要由石英、鉀長石、斜長石和黑云母組成，斑晶通常在1 ～3mm 之間，最大可達8mm，基質(zhì)主要為呈隱晶-細晶狀的長石和石英，斜長石斑晶大部分已發(fā)生鉀化(圖3c)和絹云母化。礦區(qū)內(nèi)巖脈發(fā)育，走向為北東和北西向，巖性主要為二長花崗巖、閃長(玢)巖以及霏細巖等。

礦體圍繞含礦斑巖呈環(huán)帶狀展布，主要賦存于巖體與圍巖的外接觸帶。有104 個鉆探工程對其進行了控制，圈出10個盲礦體，編號為L1-L10，鉬金屬量約56 萬噸(新疆地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局第一區(qū)域地質(zhì)調(diào)查大隊，2014)。L1 ～L6 礦體分布于1 號巖體的外接觸帶，平均品位在0.053% ～0.094%之間，鉬金屬量為19.4 萬噸;L7 礦體分布于2 號巖體內(nèi)接觸帶及頂部凝灰?guī)r地層中，平均品位為0.084%，鉬金屬量為35.3 萬噸;L8 ～L9 礦體分布于3 號巖體外接觸帶中，平均品位為0.058% ～0.094%，鉬金屬量為1.4 萬噸。礦體呈水平-緩傾的巨厚層狀或似層狀。L1 和L7 為礦區(qū)內(nèi)的主礦體，L1 礦體長約1200m，寬度平均為920m，厚度平均為66.44m，礦體平均品位為0.059%，鉬金屬量為18.5 萬噸，占總資源儲量的32.97%;L7 礦體呈近等軸方形，長軸約1000m，寬度為760 ～1000m，厚度平均為221.83m，平均品位為0.084%，鉬金屬量占總資源儲量的62.9%。

礦化類型以脈狀和網(wǎng)脈狀為主(圖3d)，有少量為浸染狀，常見的脈體從早到晚依次是:鉀長石脈(圖4a)、石英-鉀長石脈(圖4b)、石英-鉀長石-(黑云母)-多金屬硫化物脈(圖4c)、石英-(鉀長石)-(黃鐵礦)-黑云母脈(圖4d)、石英-輝鉬礦脈(圖4e，f，i)、石英-輝鉬礦-黃鐵礦脈、石英-黃鐵礦脈、石英-螢石-輝鉬礦脈以及石英-(螢石)-碳酸鹽脈(圖4g)，無礦石英脈在早階段和晚階段都大量出現(xiàn)(圖4h，i)，晚階段脈體切穿早階段脈體的現(xiàn)象明顯(圖4e，h，i)。礦石礦物主要為輝鉬礦、黃鐵礦、白鎢礦，有少量的黃銅礦。輝鉬礦呈結(jié)晶片狀、鱗片狀、束狀、花瓣狀或花瓣狀集合體，主要產(chǎn)出在石英等脈石礦物的粒間(圖3d)，少量分布在黃鐵礦與脈石的粒間，或呈薄脈狀分布于含礦巖石的裂隙面。脈石礦物由石英、長石、絹云母及少量的方解石、螢石、黑云母組成。礦石結(jié)構(gòu)主要有鱗片-片狀自形結(jié)構(gòu)、殘余結(jié)構(gòu)和交代溶蝕結(jié)構(gòu);礦石構(gòu)造有浸染狀、放射狀和脈狀構(gòu)造。蝕變類型主要為硅化、鉀化、絹云母化、綠泥石化、綠簾石化、碳酸鹽化、高嶺土化和黑云母化。鑒于礦區(qū)目前仍處于鉆探階段，蝕變分帶尚不能確定，但具有以鉀長石-石英網(wǎng)脈帶為中心，向外依次發(fā)育石英-(鉀長石)-黑云母化帶、石英-絹云母化帶的現(xiàn)象。

圖2 蘇云河鉬礦地質(zhì)圖(據(jù)新疆地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局第一區(qū)域地質(zhì)調(diào)查大隊，2014)Fig.2 Geological map of the Suyunhe Mo deposit

圖3 蘇云河鉬礦床典型顯微照片(a)二長花崗斑巖，正交偏光;(b)中細粒二長花崗巖，正交偏光;(c)鉀長石交代斜長石，正交偏光;(d)石英中的輝鉬礦，反射光. Pl-斜長石;Kfs-鉀長石;Qz-石英;Bi-黑云母;Mo-輝鉬礦Fig.3 Typical microphotographs of the Suyunhe Mo deposit(a)monzogranitic porphyry，under cross-polarized light;(b)medium-fine grained monzogranite，under cross-polarized light;(c)plagioclase altered by K-feldspar，under cross-polarized light;(d)molybdenite in quartz，under reflected light. Pl-plagioclase;Kfs-Kfeldspar;Qz-quartz;Bi-biotite;Mo-molybdenite

根據(jù)礦物共生組合、礦石組構(gòu)和脈體穿插關(guān)系，可以把蘇云河鉬礦成礦過程分為3 個階段:(1)早階段主要發(fā)育石英-鉀長石脈、石英-鉀長石-(黃鐵礦)-輝鉬礦脈、鉀長石脈以及無礦石英脈，脈寬2 ～10cm，多數(shù)＞5cm。主要礦物組合為石英、鉀長石、黑云母、黃鐵礦，含少量的輝鉬礦。硫化物呈浸染狀分布，黃鐵礦自形程度很高，呈立方體狀，以中粗粒為主。(2)中階段是成礦的主階段，脈體以石英-輝鉬礦-黃鐵礦脈、石英-輝鉬礦脈、石英-黃鐵礦脈為主，脈體寬窄不等，從0.1 ～10cm 均有分布，但含礦脈體通常＜6cm，以0.5 ～2cm最為常見。礦物組合復(fù)雜，常見石英、絹云母、輝鉬礦、黃鐵礦，局部可見少量螢石、鉀長石、黃銅礦、白鎢礦等。鉬礦化呈浸染狀、網(wǎng)脈狀以及網(wǎng)脈浸染狀，主要出現(xiàn)在石英-絹云母蝕變帶中。(3)晚階段以發(fā)育石英-碳酸鹽脈、石英-黃鐵礦脈和無礦石英脈為特征，可見少量的石英-(螢石)-輝鉬礦-黃鐵礦脈沿裂隙充填，切穿早階段脈體，脈體通常＜5cm。主要礦物組合為石英、方解石、螢石、黃鐵礦，含少量的輝鉬礦。

圖4 蘇云河鉬礦床不同成礦階段脈體照片(a)凝灰?guī)r中早階段鉀長石脈;(b)凝灰?guī)r中早階段石英-鉀長石脈;(c)凝灰?guī)r中早階段石英-鉀長石-輝鉬礦脈;(d)凝灰?guī)r中早階段石英-黑云母脈;(e)凝灰?guī)r中中階段石英-輝鉬礦脈切穿早階段鉀長石脈;(f)凝灰?guī)r中中階段石英-輝鉬礦脈;(g)凝灰?guī)r中晚階段石英-方解石脈;(h)鉀化的二長花崗斑巖中中階段石英脈切穿早階段石英脈，同時又被晚階段石英脈切穿;(i)二長花崗斑巖中中階段石英-輝鉬礦脈被晚階段的無礦石英脈切穿Fig.4 Pictures of different ore-forming stages of the Suyunhe Mo deposit(a)K-feldspar vein of the early stage，in tuff;(b)quartz-K-feldspar vein of the early stage，in tuff;(c)quartz-K-feldspar-molybdenite vein of the early stage，in tuff;(d)quartz-biotite vein of the early stage，in tuff;(e)K-feldspar vein of the early stage cut by a quartz-molybdenite vein of the middle stage，in tuff;(f)quartz-molybdenite vein of the middle stage，in tuff;(g)quartz-calcite vein of the late stage，in tuff;(h)quartz vein of the middle stage cut by a quartz vein of the late stage，but cutting another quartz vein of the early stage，in monzogranitic porphyry with K-feldspar alteration;(i)quartz-molybdenite vein of the middle stage cut by a barren quartz vein of the late stage，in monzogranitic porphyry

3 流體包裹體研究

3.1 樣品來源及分析方法

所測試的樣品分布于含礦斑巖和蝕變圍巖中，涵蓋了所有成礦階段，包括早階段的石英±黃鐵礦±輝鉬礦-鉀長石脈、石英-黃鐵礦-輝鉬礦脈和無礦石英脈，中階段的石英±輝鉬礦±黃鐵礦脈，晚階段的石英-黃鐵礦脈、石英-螢石脈和無礦石英脈。選取了其中18 件含石英脈的樣品(其中1 號巖體7 件，2 號巖體6 件，3 號巖體5 件)進行了顯微測溫，33 件樣品(其中1 號巖體10 件，2 號巖體13 件，3 號巖體10 件)進行了激光拉曼光譜分析，6 件樣品(其中1 號巖體2 件，2號巖體2 件，3 號巖體2 件)進行了群體包裹體成分分析。顯微測溫、激光拉曼光譜分析、群體包裹體成分分析均是在中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所流體包裹體實驗室測試完成。

顯微測溫分析 首先在顯微鏡下鑒定不同成礦階段的包裹體特征及劃分包裹體類型，然后在Linkam THMS600 型冷熱臺上進行顯微測溫。冷熱臺溫度控制范圍為-196 ～600℃。測定均一溫度時在相變點附近升溫速率控制在2 ～3℃·min-1，測定冰點溫度時，最后冰晶消失時的升溫速率一般控制在0.1 ～0.2℃·min-1。盡可能地對同一包裹體進行加熱和冷凍雙重測定。

圖5 蘇云河鉬礦床典型流體包裹體顯微照片(a)晚階段富液相(I 型)包裹體;(b)中階段富氣相(Ⅱ型)包裹體;(c)早階段含子晶多相(Ⅲ型)包裹體;(d)早階段含子晶多相(Ⅲ型)包裹體;(e)中階段沸騰包裹體群. V-氣相;L-液相;S1-未知子礦物;S2-石鹽子礦物Fig.5 Microphotographs of representative fluid inclusions of the Suyunhe Mo deposit(a)liquid rich (typeⅠ)fluid inclusions of the late stage;(b)vapor-rich (typeⅡ)fluid inclusions of the middle stage;(c)daughter mineralbearing polyphase fluid inclusions of the early stage;(d)daughter mineral-bearing polyphase fluid inclusions of the early stage;(e)boiling fluid inclusion assemblage. V-vapor phase;L-liquid phase;S1-unknown daughter mineral;S2-halite

表1 蘇云河鉬礦流體包裹體特征Table 1 Characteristics of the fluid inclusions of the Suyunhe Mo deposit

激光拉曼光譜分析 使用法國HORIBA Scientific 生產(chǎn)的LabRam HR800 激光共焦顯微拉曼光譜儀完成，該儀器使用Ar+離子激光器，波長532nm，輸出功率為44mV，所測光譜的計數(shù)時間為3s，每1cm-1(波數(shù))計數(shù)一次，100 ～4000cm-1全波段一次取峰，激光束斑大小約為1μm，光譜分辨率≤0.65cm-1。

群體包裹體成分分析 將樣品粉碎至40 ～60 目，經(jīng)篩分、清洗晾干、磁選后，在雙目鏡下挑選，得到純度大于99%的石英單礦物樣品，分別用于氣相和液相成分分析。氣相成分分析由Prisma TM QMS200 型四極質(zhì)譜儀完成，液相成分分析采用離子質(zhì)譜法，具體的操作方法和流程參見朱和平等(2003)和張作倫等(2010)。

3.2 研究結(jié)果

3.2.1 包裹體巖相學(xué)特征

通過顯微鏡觀察，發(fā)現(xiàn)不同成礦階段的石英中流體包裹體類型豐富，形態(tài)多樣。根據(jù)流體包裹體在室溫條件下的分布特征，可將其分為原生包裹體和次生包裹體兩大類。次生包裹體主要為富液相包裹體，氣液比以5% ～10%為主，切穿寄主礦物顆粒邊界沿裂隙定向分布。原生包裹體多以孤立狀分布，也有成群隨機展布。少數(shù)原生包裹體呈定向分布，但這種類型包裹體通常比較大，氣液比高，并且未切穿寄主礦物(石英)顆粒，區(qū)別于次生包裹體(Roedder，1984)。根據(jù)室溫條件下包裹體的相態(tài)特征，結(jié)合測溫數(shù)據(jù)以及激光拉曼光譜特征，可以將原生包裹體分為以下3 種類型(圖5、表1)。

Ⅰ型包裹體(圖5a):富液相包裹體，室溫條件下為兩相(V+L)，由液體和少量的氣體組成，氣液比集中于10% ～40%，形狀以負晶形、橢圓狀、長條狀以及不規(guī)則狀為主。長軸范圍為3 ～20μm，主要集中在4 ～10μm。這種類型的包裹體升溫后均一至液相，是成礦中階段和晚階段最常見的包裹體類型。

圖6 蘇云河鉬礦床3 個巖體不同成礦階段流體包裹體的均一溫度直方圖(a-1，2，3)分別表示1 號巖體早階段、中階段和晚階段流體包裹體的均一溫度;(b-1，2，3)分別表示2 號巖體早階段、中階段和晚階段流體包裹體的均一溫度;(c-1，2，3)分別表示3 號巖體早階段、中階段和晚階段流體包裹體的均一溫度Fig.6 Histograms of homogenization temperature for fluid inclusions of different ore-forming stages in 3 stocks of the Suyunhe Mo deposit(a-1，2，3)showing the Stock 1 homogenization temperatures of the early，middle and late stages，respectively;(b-1，2，3)showing the Stock 2 homogenization temperatures of the early，middle and late stages，respectively;(c-1，2，3)showing the Stock 3 homogenization temperatures of the early，middle and late stages，respectively

Ⅱ型包裹體(圖5b):富氣相包裹體，室溫條件下為兩相(V+L)，氣體含量大于液體，氣液比以50% ～70%為主，形狀以橢圓狀和不規(guī)則狀為主。長軸范圍為4 ～15μm，尤以5～7μm 居多。這種類型的包裹體升溫后均一至氣相，主要出現(xiàn)在成礦中階段。

Ⅲ型包裹體(圖5c，d):含子晶多相包裹體，室溫條件下為三相(V+L+S)，氣液比為10% ～30%，長軸范圍為4 ～15μm，尤以6 ～10μm 居多。含子礦物數(shù)量不等，多數(shù)含1 ～2 個子晶，少數(shù)含3 個及以上子晶。子晶礦物均透明，形狀有立方體狀、橢圓狀和長板狀。呈立方體狀的為石鹽子晶(圖5d)，呈橢圓狀的子晶可能為方解石(圖5c)。

3.2.2 包裹體測溫結(jié)果

本次顯微測溫工作結(jié)果見表2。表中Ⅰ型、Ⅱ型包裹體的含鹽度是根據(jù)流體包裹體冷凍法冰點與鹽度經(jīng)驗公式計算得到(Hall et al.，1988)。Ⅲ型含子晶包裹體的含鹽度是根據(jù)石鹽熔化溫度和鹽度的關(guān)系式計算得到(Hall et al.，1988)。各類型包裹體的密度分別根據(jù)劉斌和段光賢(1987)以及劉斌(2001)經(jīng)驗公式計算得到。共對670 個石英脈中的包裹體進行了顯微測溫，其中1 號巖體196 個，2 號巖體270 個，3 號巖體204 個。結(jié)果顯示3 個巖體熱液石英脈中流體包裹體的均一溫度均集中于3 個區(qū)間，即＞491℃、240～443℃和153 ～239℃，表明3 個巖體的成礦過程類似，均具有3 階段特征(表2、圖6、圖7)。

早階段石英脈中3 種類型的包裹體均發(fā)育，但以Ⅲ型包裹體為主。Ⅰ型包裹體的均一溫度為495 ～496℃，鹽度為6.0% ～8.9% NaCleqv，密度為0.46 ～0.47g/cm3。Ⅱ型包裹體的均一溫度＞492℃，鹽度為5.6% ～10.0% NaCleqv，密度為0.43 ～0.48g/cm3。Ⅲ型包裹體的均一溫度與前兩種類型的包裹體類似，一般＞491℃;均一方式均為氣泡先消失，子晶后消失，當(dāng)溫度高于530℃時，有些Ⅲ型包裹體發(fā)生爆裂，但子晶仍未消失。但與Ⅰ型、Ⅱ型包裹體低鹽度、低密度特征不同，Ⅳ型包裹體具高鹽度和高密度，鹽度＞58.6%NaCleqv，密度為1.15 ～1.26g/cm3。此外，在顯微鏡同一視域下可以觀察到少量的Ⅰ型和Ⅱ型包裹體與Ⅲ型包裹體共存，雖然它們的均一方式不同，但是均一溫度卻十分接近。

果結(jié)溫測微顯體裹包體流床礦鉬河云蘇2 表Microthermometricdataofthefluid inclusionsoftheSuyunheModeposit Table2 度密3）體流（g/cm值NaCleqv）均平）（%數(shù)度（個鹽圍范）（℃）數(shù)度溫（個點圍冰范值均）平（℃度）溫數(shù)一（個均圍范體裹型包類 物礦主型類體/脈號品樣段階礦成體巖0.46 ～0.47 0.45 ～0.48 1.15 ～1.26 0.53 ～0.99 0.60 ～0.66 0.81 ～0.92 0.43 ～0.48 1.15 ～1.26 0.67 ～1.03 0.68 ～0.77 0.85 ～0.94 0.46 0.44 ～0.48 1.15 ～1.26 7.5 7.9＞61.0 8.0 6.3 6.3 8.1＞62.1 7.4 6.5 5.2 6.8 7.5＞62.1 6.0 ～8.9（2）7.0 ～8.8（3）＞63.9（9）＞63.2 58.6 ～3.4 ～17.1（45）3.1 ～7.9（14）3.2 ～9.6（43）5.6 ～10.0（4）＞63.9（13） 59.8 ～4.0 ～17.1（31）5.0 ～9.1（11）1.7 ～9.1（115）6.8（1）6.0 ～8.9（2）61.1 ～3.7 ～5.8（2）4.4 ～5.7（3）—2.0 ～13.2（45）1.8 ～5.0（14）1.9 ～6.3（43）3.4 ～6.6（4）—2.4 ～13.2（31）3.0 ～5.9（11）1.0 ～5.9（115）4.2（1）3.7 ～5.8（2）—496 498＞520 299 332 205 510＞525 292 318 211 495 504＞521 495 ～496（2）492 ～505（3）＞530（9）＞520（4）＞525（5）491 ～240 ～443（87）285 ～369（17）153 ～237（75）495 ～＞530（13）500 ～240 ～397（48）281 ～391（10）158 ～239（181）495（1）492 ～515（2）510 ～!"#!"!"#!"!!"#英石鐵礦-黃鐵脈英-黃礦、zk0802-153/石礦、zk5211-鉬鉬脈-輝脈英-輝脈英礦石英石礦長-鉀鐵-黃脈英英石脈長英-鉀石、zk5211-400-3/石礦礦、zk0809-223/石脈、s2d2-1/石、zk5211-400-1/無脈脈鐵礦脈脈礦鉬英、zk9235-2/石-黃鐵英英、s1m4-1/無石脈-黃石石-輝英英礦礦脈英礦石zk0809-141/石英英脈石礦礦礦鉬-輝礦zk0809-57/石脈zk0802-100/無zk5211-381/無400-2/無zk5211-499/石zk5211-400-4/無zk9235-1/無段段段段段段段階階階階階階階早中晚早中晚早1 號 2 號 3 號0.43 ～0.79 0.38 ～0.74 5.4 6.8 1.7 ～21.0（74）1.7 ～9.2（6）1.0 ～18（74）1.0 ～6.0（6）308 315 248 ～411（85）280 ～430（12）!"鐵-黃礦鉬-輝英、zk9235-179/石脈礦鐵-黃英zk9235-153/石脈礦段階中0.81 ～0.91 4.2 1.2 ～9.2（70）0.7 ～6.0（70）216 156 ～238（94）!脈石-螢英zk9235-265/石段階晚

表3 蘇云河鉬礦床石英中群體包裹體氣相成分(mol%)和液相成分(×10 -6)Table 3 Molecule (mol%)and ion (×10 -6)contents in fluid inclusions of quartz from the Suyunhe Mo deposit

中階段的石英脈中僅發(fā)育Ⅰ型和Ⅱ型包裹體，不見Ⅲ型包裹體。Ⅰ型包裹體的均一溫度為240 ～443℃，鹽度為1.7% ～21.0% NaCleqv，密度為0.43 ～1.03g/cm3。Ⅱ型包裹體的均一溫度與Ⅰ型包裹體類似，為280 ～430℃，但鹽度較Ⅰ型包裹體低，為1.7% ～9.2% NaCleqv，密度為0.38 ～0.77g/cm3。在顯微鏡的同一視域下，兩種不同類型包裹體共存的現(xiàn)象十分普遍，并且它們的均一溫度接近。

晚階段的石英脈中僅發(fā)育Ⅰ型包裹體。與前兩個成礦階段相比，這一階段的包裹體均一溫度顯著降低，鹽度也較低，分別為153 ～239℃和1.2% ～9.6% NaCleqv，密度為0.81 ～0.94g/cm3。

3.2.3 包裹體激光拉曼成分

蘇云河鉬礦石英脈中典型流體包裹體激光拉曼分析結(jié)果見圖8。

結(jié)果表明，不同巖體同種類型的流體包裹體成分具有相似性。流體包裹體均顯示出很強的水峰，峰值為3534cm-1和3593cm-1(圖8a)，表明包裹體成分均以H2O 為主。有些Ⅰ型和Ⅱ型包裹體的氣相成分除H2O 外，還含有一定的CH4(峰值為2917cm-1，圖8b，c)、CO2(峰 值為1285cm-1和1388cm-1，圖8b，d)和N2(峰值為2331cm-1，圖8c)。由于石英峰(1159 ～1160cm-1)的疊加，使得SO2的峰(1142 ～1162cm-1)不容易分辨出來，因此無法判斷SO2是否存在(陳偉軍等，2010)。Ⅲ型包裹體橢圓狀子晶的激光拉曼峰值為1084cm-1，表明其為CaCO3(圖8f)。此外，在2 號和3號巖體中階段的脈體中發(fā)現(xiàn)少量包裹體在2917cm-1附近具有極其強烈的峰值(圖8e)，說明可能存在少量富CH4的包裹體。

圖7 蘇云河鉬礦床3 個巖體不同成礦階段流體包裹體的鹽度直方圖(a-1，2，3)分別表示1 號巖體早階段、中階段和晚階段流體包裹體的鹽度;(b-1，2，3)分別表示2 號巖體早階段、中階段和晚階段流體包裹體的鹽度;(c-1，2，3)分別表示3 號巖體早階段、中階段和晚階段流體包裹體的鹽度Fig.7 Histograms of salinity for fluid inclusions of different ore-forming stages in 3 stocks of the Suyunhe Mo deposit(a-1，2，3)showing the Stock 1 salinities of the early，middle and late stages，respectively;(b-1，2，3)showing the Stock 2 salinities of the early，middle and late stages，respectively;(c-1，2，3)showing the Stock 3 salinities of the early，middle and late stages，respectively

3.2.4 群體包裹體成分

蘇云河鉬礦床群體包裹體成分分析結(jié)果見表3。

群體包裹體氣相成分分析結(jié)果顯示3 個巖體流體包裹體氣相成分均以H2O 為主，摩爾分?jǐn)?shù)＞90.360%，這與激光拉曼對單個包裹體成分分析結(jié)果一致;次為CO2，摩爾分?jǐn)?shù)為1.049% ～8.968%;CH4含量也較高，為0.043% ～0.793%，并且2 號和3 號巖體CH4的摩爾分?jǐn)?shù)(＞0.2%)明顯高于1 號巖體(＜0.1%)。其余氣相成分為N2、C2H6以及Ar，N2+ C2H6+ Ar 通常＜0.1%;H2O/CO2為10.076 ～94.004，平均為55.041;CO2+ CH4含量為1.273% ～9.278%，平均為3.360%。此外，2 號巖體的CO2摩爾分?jǐn)?shù)＞3.981%，顯著高于1 號和3 號巖體(＜1.532%)。群體包裹體液相成分分析結(jié)果顯示3 個巖體成礦流體的陰離子均以Cl-和SO42-為主，陽離子以Na+和Ca2+為主，不含F(xiàn)-和K+。與早階段相比，中階段包裹體的H2O 含量低，而CH4含量和CO2+CH4含量均較高。從早階段到中階段，包裹體中離子總量(Cl-+SO42-+Na++Ca2+)從＞6 ×10-6下降到＜4 ×10-6，但不同巖體同一成礦階段的包裹體中離子含量基本相同。

4 氫氧同位素分析

4.1 樣品來源及分析方法

從3 個巖體共選取了7 件含石英脈的樣品(其中1 號巖體3 件，2 號巖體2 件，3 號巖體2 件)進行了氫氧同位素分析。氫氧同位素測試在中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所穩(wěn)定同位素地球化學(xué)實驗室完成。

首先將樣品粉碎至20 ～40 目或40 ～60 目，經(jīng)篩分、清洗晾干、磁選后，在雙目鏡下挑選，得到純度大于99%的石英單礦物。用于H 同位素分析的石英粒度最好在40 ～60 目，用于O 同位素分析的石英則需進一步粉碎至200 目。H 同位素分析采用熱爆法，首先從石英樣品中提取包裹體H2O，使之與金屬鉻在800℃條件下反應(yīng)生成H2，然后用質(zhì)譜儀進行H 同位素測定。O 同位素分析采用BrF5法，將石英在550～700℃條件下與BrF5反應(yīng)生成O2，再使O2與碳棒反應(yīng)生成CO2，然后用質(zhì)譜儀測定其中的O 同位素。H、O 同位素分析采用的質(zhì)譜儀型號均為MAT-252，所報數(shù)據(jù)均為相對國際標(biāo)準(zhǔn)V-SMOW 之值，可重現(xiàn)性優(yōu)于0.2‰。

圖8 蘇云河鉬礦床石英脈中流體包裹體的激光拉曼光譜各拉曼光譜圖右上角的照片分別為分析的包裹體. (a)Ⅰ型包裹體，具有強烈的水峰，來自2 號巖體早階段;(b)Ⅱ型包裹體，含CH4 和CO2，來自3 號巖體中階段;(c)Ⅰ型包裹體，含CH4 和N2，來自3 號巖體中階段;(d)Ⅱ型包裹體，具有強烈的CO2 峰，來自3 號巖體中階段;(e)Ⅰ型包裹體，具有強烈的CH4 峰，來自3 號巖體中階段;(f)Ⅲ型包裹體，具有強烈的CaCO3 峰，來自2 號巖體早階段Fig.8 Laser Raman spectra of the fluid inclusions of quartz veins from the Suyunhe Mo depositThe pictures in the top right corner represent the analysed inclusions. (a)Ⅰtype fluid inclusion with intense peak of water，taken from the early stage of the Stock 2;(b)Ⅱtype fluid inclusion containing CH4 and CO2，taken from the middle stage of the Stock 3;(c)Ⅰtype fluid inclusion containg CH4 and N2，taken from the middle stage of the Stock 3;(d)Ⅱtype fluid inclusion with intense peak of CO2，taken from the middle stage of the Stock 3;(e)Ⅰtype fluid inclusion with intense peak of CH4，taken from the middle stage of the Stock 3;(f)Ⅲtype fluid inclusion with intense peak of CaCO3，taken from the early stage of the Stock 2

4.2 氫氧同位素特征

不同巖體各成礦階段流體氫氧同位素特征見表4。表4中各成礦階段計算溫度采用相應(yīng)成礦階段包裹體的均一溫度平均值。表中值系根據(jù)公式1000lnα石英-水=3.38 ×106T-2-3.40(Clayton et al.，1972)計算獲得。

早階段流體δ18OH2O=4.40‰～8.14‰，δD= -100.63‰～-94.54‰;中階段流體δ18OH2O=3.83‰ ～4.19‰，δD =-119.12‰～-101.67‰;晚階段流體δ18OH2O=0.11‰ ～0.33‰，δD= -97.71‰ ～-95.22‰。在δD-δ18OH2O關(guān)系圖上(圖9)可以看出從早階段到晚階段δ18OH2O值逐漸降低，而δD 值除中階段的一個樣品點外，總體上變化不大?？偟膩砜矗瑥脑珉A段到晚階段流體由靠近巖漿水一側(cè)向大氣降水一側(cè)過渡。

表4 蘇云河鉬礦床石英包裹體中水的氫氧同位素組成Table 4 Hydrogen and oxygen isotopic compositions in quartz of the Suyunhe Mo deposit

圖9 蘇云河鉬礦床成礦流體δD-δ18 OH2O 同位素組成圖解(底圖據(jù)Taylor，1974;盧煥章等，2004)Fig.9 δD-δ18OH2O diagram of the fluid inclusions in quartz of the Suyunhe Mo deposit (after Taylor，1974;Lu et al.，2004)

5 成礦時代研究

5.1 樣品來源及分析方法

在不同巖體的鉆孔和坑道中共采集了7 件輝鉬礦礦石樣品用于Re-Os 同位素年齡測定。樣品由中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所巖礦制樣與分析實驗室負責(zé)挑選，保證了挑選出來的每件輝鉬礦樣品的純度(體積分?jǐn)?shù))均大于98%。輝鉬礦的Re-Os 同位素分析在國家地質(zhì)實驗測試中心Re-Os 同位素年代學(xué)實驗室進行，采用同位素稀釋ICP-MS質(zhì)譜法完成，使用的儀器為美國TJA 公司生產(chǎn)的電感耦合等離子體質(zhì)譜儀TJA X-series，詳細的處理和測試流程參見杜安道等(1994，2001)、屈文俊和杜安道(2003)。等時線年齡圖和加權(quán)平均年齡圖的繪制利用ISOPLOT 軟件，模式年齡的計算依據(jù)杜安道等(2001)研究結(jié)果進行。

5.2 Re-Os 同位素結(jié)果

輝鉬礦的Re、Os 同位素結(jié)果見表5。其中，普通Os 是根據(jù)原子量表和同位素豐度表，通過192Os/190Os 測量比計算得出，187Os 是187Os 同位素總量。Re、Os 含量的不確定度包括樣品和稀釋劑的稱量誤差、稀釋劑的標(biāo)定誤差、質(zhì)譜測量的分餾校正誤差和待分析樣品同位素比值測量誤差，置信水平95%。計算模式年齡采用的衰變常數(shù)為λ(187Re)=1.666×10-11yr-1，模式年齡的不確定度還包括衰變常數(shù)的不確定度(1.02%)，置信水平為95%。

圖10 蘇云河鉬礦床輝鉬礦Re-Os 等時線年齡Fig.10 The Re-Os isochron age of molybdenite from the Suyunhe Mo deposit

圖11 蘇云河鉬礦床輝鉬礦Re-Os 加權(quán)平均年齡Fig.11 The Re-Os weighted average age of molydenite from the Suyunhe Mo deposit

從表5 中可以看出，7 件輝鉬礦樣品Re 含量的變化范圍為8.94 ×10-6～97.41 ×10-6之間，普Os 含量為9.5 ×10-12～38.6 ×10-12?？鄢誒s 后，給出的1 號巖體的5 件樣品模式年齡介于293.3 ±4.0Ma ～295.5 ±4.1Ma 之間，2 號巖體的1 件樣品模式年齡為295.3 ±4.3Ma，3 號巖體的1 件樣品模式年齡為296.8 ±4.3Ma。可以看出3 個巖體的模式年齡在誤差范圍內(nèi)基本一致，表明它們在同一時代成礦。由于7 件樣品滿足構(gòu)成等時線的條件，在187Os-187Re 圖上將7 件樣品的結(jié)果進行等時線加權(quán)擬合，可以回歸成一條相關(guān)性很好的等時線(圖10)，求得等時線年齡為294.4 ±1.7Ma，等時線年齡初始值187Os(×10-9)=0.17 ±0.32，平均權(quán)重方差MSWD=0.30。此外，可以計算獲得7 個樣品的加權(quán)平均年齡為295.0 ±1.5Ma，平均權(quán)重方差MSWD=0.26(圖11)，在誤差范圍內(nèi)與等時線年齡基本一致，因此蘇云河鉬礦床的成礦時代為早二疊世。

表5 蘇云河鉬礦床輝鉬礦的Re-Os 同位素分析結(jié)果Table 5 Re-Os isotopic analyses of the molybdenite separated from the Suyunhe Mo deposit

6 討論

6.1 成礦物理化學(xué)條件

本次研究結(jié)果表明，蘇云河鉬礦3 個巖體的流體具有相似的特征，成礦過程可以分為早、中、晚三個階段。早階段流體包裹體以Ⅲ型包裹體為主，均一溫度＞491℃，鹽度＞58.6% NaCleqv，密度＞1.15g/cm3，具有高溫、高鹽度、高密度的特征。此外，在該階段存在少量低鹽度的Ⅰ型、Ⅱ型包裹體與Ⅲ型包裹體共存，它們的均一溫度相近，指示這一階段已經(jīng)存在流體沸騰作用(盧煥章等，2004)。由于這種現(xiàn)象并不常見，說明早階段流體沸騰作用還不十分強烈，僅在局部出現(xiàn)。這一階段流體中陰離子主要為Cl-和SO42-，陽離子主要為Na+和Ca2+，氣體組分含量很少，以CO2居多，次為CH4，屬NaCl-CO2-H2O 體系。中階段發(fā)育Ⅰ型和Ⅱ型包裹體，均一溫度為240 ～443℃，鹽度為1.7% ～21.0%NaCleqv，密度為0.38 ～1.03g/cm3，為中高溫、中低鹽度、中低密度流體。同一視域下均一到氣相及均一到液相的氣液比不同的包裹體均一溫度相同的現(xiàn)象十分常見，證明這一階段流體發(fā)生沸騰，并且沸騰作用強烈。這一階段流體中陰離子亦主要為Cl-和SO42-，陽離子主要為Na+和Ca2+，氣體組分以CO2和CH4為主，并且含量較高，尤其在2 號巖體中CO2+CH4的摩爾分?jǐn)?shù)接近10%，屬NaCl-CO2-CH4-H2O 體系。但成礦中階段流體中離子總量明顯降低，指示這一階段發(fā)生了大規(guī)模的成礦物質(zhì)沉淀，因此是成礦的主要階段。晚階段僅發(fā)育Ⅰ型包裹體，均一溫度為153 ～239℃，鹽度＜9.6%NaCleqv，密度為0.81 ～0.94g/cm3，為中低溫、低鹽度、中低密度流體。與前兩個階段相比，這一階段流體包裹體的均一溫度顯著降低，鹽度也低，代表了大量成礦物質(zhì)沉淀以后的中低溫-低鹽度熱液環(huán)境(陳偉軍等，2010)。雖然未對這一階段群體包裹體的成分進行分析，但是根據(jù)氫氧同位素特征可知這一階段流體以巖漿水與大氣降水的混合水為主，與外界基本處于開放體系，氣體組分大量逃逸，流體應(yīng)屬NaCl-H2O 體系。此外，根據(jù)邵潔璉計算成礦壓力和深度的經(jīng)驗公式(楊志強等，2012)，獲得早、中、晚階段成礦壓力分別為～143.1MPa、77.3 ～81.3MPa、55.8 ～56.9MPa，相應(yīng)的成礦深度分別為～4.8km、～2.6km、～1.9km?？梢钥闯鎏K云河鉬礦床總體上為淺成中高溫?zé)嵋旱V床，并且從早階段到晚階段成礦溫度-鹽度逐漸降低，深度逐漸變淺。

6.2 成礦流體和成礦物質(zhì)來源

流體包裹體中水的氫氧同位素結(jié)果表明，早階段流體δ18OH2O值位于巖漿水范圍內(nèi)，δD 值則略低于巖漿水;中階段和晚階段的δ18OH2O、δD 值均低于巖漿水，而落于巖漿水與大氣水混合的范圍內(nèi)。在δD-δ18OH2O關(guān)系圖上(圖9)，從早階段到晚階段成礦流體由靠近巖漿水的一側(cè)向靠近大氣水的一側(cè)演化，說明蘇云河鉬礦床的成礦流體總體上為巖漿水和大氣降水的混合流體，并且早階段以巖漿水為主，隨著流體演化大氣降水所占的比例逐漸升高。流體包裹體成分分析表明，蘇云河鉬礦床流體中含有CH4。關(guān)于斑巖型礦床中CH4的來源，許多學(xué)者提出了不同的觀點，主要有:(1)含碳圍巖混染造成(Rowins，2000;Shen et al.，2010;Shen and Pan，2013;潘鴻迪和申萍，2014);(2)巖漿脫硫作用形成(Smith et al.，2012);(3)I 型花崗巖受到鄰近S 型花崗巖的混染作用形成(徐文剛等，2011);(4)由深部鐵鎂質(zhì)熔體帶來(徐文剛等，2011;劉江濤等，2013;Cao et al.，2014);(5)地幔脫氣形成(申萍等，2010b;徐文剛等，2011)。其中，含碳圍巖混染被大多數(shù)學(xué)者所認(rèn)可(Smith et al.，2012;項楠等，2013;Shen and Pan，2013;鄢瑜宏等，2014)，但在蘇云河鉬礦區(qū)尚未發(fā)現(xiàn)含碳質(zhì)地層，說明地層混染可能不是蘇云河鉬礦床成礦流體中CH4的來源，至少不是唯一來源。蘇云河鉬礦床CH4的產(chǎn)生機制，還需要進一步的研究。

輝鉬礦的Re-Os 同位素可以用來指示成礦物質(zhì)來源(Mao et al.，1999;Lambert et al.，1999;Stein et al.，2001)。由與地幔、基性超基性巖熔融相關(guān)的底侵作用、變質(zhì)作用等形成的礦床可能具有較高的Re 含量，而由與地殼或者不含有機物的沉積序列等形成的礦床則具有較低的Re 含量(Stein et al.，2001)。Mao et al.(1999)指出，輝鉬礦的Re 含量從幔源、殼?；旌显吹綒ぴ幢憩F(xiàn)出呈數(shù)量級遞減的趨勢，Os 從n×10-4→n×10-5→n×10-6。Berzina et al. (2005)指出相對于斑巖型Cu-Mo 礦床，斑巖型Mo-Cu 礦床中的Re 含量較低，一般為n×10-5。他同時指出Re 的含量還與成礦流體的性質(zhì)有關(guān)，隨著流體還原性的增強，流體攜帶Re 的能力減弱，即還原性較強的流體通常Re 含量較低。來自蘇云河鉬礦床3 個巖體的輝鉬礦樣品Re 含量為8.94 ×10-6～97.41×10-6，如果Mao et al. (1999)和Stein et al. (2001)等人的認(rèn)識是正確的話，蘇云河鉬礦床的輝鉬礦應(yīng)為殼?；旌蟻碓?。相對于1 號巖體的5 件輝鉬礦樣品(Re 含量為69.95×10-6～97.41 ×10-6)，蘇云河鉬礦床2 號和3 號巖體的2件輝鉬礦樣品Re 含量明顯較低，僅為8.94 ×10-6～10.31 ×10-6，根據(jù)Berzina et al.(2005)的觀點，這可能是由于不同巖體的成礦流體性質(zhì)之間存在差異造成的。激光拉曼光譜以及群體包裹體成分特征表明2 號和3 號巖體的成礦流體CH4含量高于1 號巖體，表明它們具有更高的還原性，證實了上述推斷。但是筆者認(rèn)識到用Re 含量指示成礦物質(zhì)來源是粗略的和不全面的，還存在很大的爭議(楊宗鋒等，2011)，成礦物質(zhì)的確切源區(qū)還需要其他同位素證據(jù)的佐證。

6.3 成礦機理

大量的研究結(jié)果表明，流體沸騰作用和混合作用在斑巖型礦床的形成過程中具有重要意義(華仁民，1994;張德會，1997;Sinclair，2007)。沸騰作用和混合作用均可以使流體的溫度、pH 值、氧逸度等發(fā)生變化，造成礦質(zhì)沉淀。流體包裹體巖相學(xué)和顯微測溫表明，蘇云河鉬礦床早階段發(fā)育少量的沸騰包裹體群，而中階段沸騰包裹體群分布范圍廣、面積大，十分常見，晚階段不見沸騰包裹體群。這說明沸騰作用在早階段就已經(jīng)開始，產(chǎn)生一定規(guī)模的輝鉬礦化，在中期階段沸騰作用變得十分強烈，導(dǎo)致大量的輝鉬礦沉淀，而晚階段沒有發(fā)生沸騰作用，輝鉬礦化不發(fā)育。根據(jù)前文討論可知蘇云河鉬礦床成礦中階段流體發(fā)生強烈的混合，大量的天水及淺源地層物質(zhì)的加入致使流體的溫度、鹽度、氧逸度、pH值等物理化學(xué)性質(zhì)發(fā)生改變，亦有利于發(fā)生大規(guī)模的礦質(zhì)沉淀。在野外觀察到輝鉬礦主要分布在早階段石英-(鉀長石)-輝鉬礦脈以及中階段石英-(黃鐵礦)-輝鉬礦脈中證實了上述推斷，表明沸騰作用和混合作用是蘇云河鉬礦礦質(zhì)沉淀的最重要的因素之一。此外，芮宗瑤等(2003)指出斑巖型礦床中輝鉬礦的沉淀溫度集中在250 ～420℃之間，而蘇云河鉬礦床中階段包裹體均一溫度分布在240 ～443℃之間，進一步證明中階段的環(huán)境有利于輝鉬礦沉淀。

6.4 成礦年齡意義

與傳統(tǒng)的Rb-Sr、K-Ar 及Ar-Ar 定年方法相比，輝鉬礦Re-Os 體系不易受到后期熱事件的擾動，被認(rèn)為能精確地代表輝鉬礦的形成時代(Watanabe and Stein，2000;Stein et al.，2001)。輝鉬礦Re-Os 年齡的重現(xiàn)性和精確度與礦物顆粒大小以及樣品量密切相關(guān)，這是由于Re 和187Os 在輝鉬礦單個晶體中有失耦現(xiàn)象(Stein et al.，2001)。本次用于測試的7 件輝鉬礦樣品均為細粒，經(jīng)過粉碎、挑純，最終用于測試的粒度小于0.2mm，同時單個樣品的樣品量＞0.5g，因此失偶效應(yīng)基本可以忽略(Stein et al.，2001)，確保了本次測得的年齡真實可靠。7 件樣品的Re-Os 模式年齡相近，為293.3 ± 4.0Ma ～295.5 ± 4.1Ma，等時線年齡為294.4 ±1.7Ma，加權(quán)平均年齡為295.0 ±1.5Ma，二者在誤差范圍內(nèi)一致，表明3 個巖體礦化發(fā)生于同一時代，均為早二疊世。

西準(zhǔn)噶爾發(fā)育包古圖斑巖銅礦、宏遠鉬礦等斑巖礦床，宋會俠等(2007)獲得包古圖斑巖銅礦區(qū)Ⅴ號巖體的輝鉬礦Re-Os 年齡為310Ma，為晚石炭世成礦。李永軍等(2012)和鄢瑜宏等(2014)分別獲得宏遠鉬礦床輝鉬礦Re-Os 年齡為294.6Ma 和313.5Ma，為晚石炭世-早二疊世。本文獲得蘇云河鉬礦床的輝鉬礦等時線年齡為294.4 ±1.7Ma，加權(quán)平均年齡為295.0 ±1.5Ma，成礦時代屬早二疊世，表明西準(zhǔn)噶爾成礦帶在晚石炭世-早二疊世發(fā)生了大規(guī)模的礦質(zhì)沉淀和富集。陳宣華等(2010)對西準(zhǔn)噶爾鄰區(qū)巴爾喀什成礦帶的博爾雷大型斑巖銅(鉬)礦床和東科翁臘德、扎涅特、阿克沙套石英脈-云英巖型鎢鉬礦床的輝鉬礦樣品進行了Re-Os 同位素分析，得到輝鉬礦Re-Os 模式年齡為289.3 ～315.9Ma，成礦時代同樣為晚石炭世-早二疊世。這表明巴爾喀什成礦帶可能經(jīng)巴爾魯克山，向東延伸至達拉布特斷裂附近，并在晚石炭世-早二疊世發(fā)生了大規(guī)模斑巖型礦床和石英脈-云英巖型礦床成礦作用。

7 結(jié)論

(1)蘇云河鉬礦成礦過程可以劃分為3 個階段。早階段發(fā)育石英-鉀長石脈、石英-鉀長石-(黃鐵礦)-輝鉬礦脈、鉀長石脈和無礦石英脈，中階段發(fā)育石英-輝鉬礦-黃鐵礦脈、石英-輝鉬礦脈和石英-黃鐵礦脈，晚階段主要發(fā)育石英-碳酸鹽脈、石英-黃鐵礦脈和無礦石英脈。中階段是成礦的主階段，其次為早階段，晚階段脈體中幾乎沒有礦化。

(2)蘇云河鉬礦床包裹體類型豐富，發(fā)育富液相包裹體(Ⅰ型)、富氣相包裹體(Ⅱ型)和含子晶多相包裹體(Ⅲ型)。早階段三種類型包裹體均發(fā)育;中階段發(fā)育富液相包裹體和富氣相包裹體，晚階段僅發(fā)育富液相包裹體。

(3)蘇云河鉬礦床3 個巖體的成礦流體類似，早階段流體以巖漿水為主，具有高溫、高鹽度、高密度的特征，屬NaCl-CO2-H2O 體系;中階段流體以巖漿水和大氣水的混合水為主，屬NaCl-CO2-CH4-H2O 體系，具有中高溫、中低鹽度、中低密度的特征;晚階段流體亦為巖漿水和大氣水的混合水，但大氣水所占的比例較前一階段高，為中低溫、低鹽度、中低密度流體，屬NaCl-H2O 體系。

(4)沸騰作用和混合作用是引起蘇云河鉬礦床礦質(zhì)沉淀的主要因素。

(5)蘇云河鉬礦床的輝鉬礦Re-Os 模式年齡為293.3 ±4.0Ma ～295.5 ±4.1Ma;等時線年齡為294.4 ±1.7Ma，加權(quán)平均年齡為295.0 ±1.5Ma，二者在誤差范圍內(nèi)一致，表明礦化發(fā)生于早二疊世。

致謝 野外工作得到了新疆地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局第一區(qū)域地質(zhì)調(diào)查大隊的支持和幫助;流體包裹體研究得到了中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所流體包裹體實驗室、穩(wěn)定同位素地球化學(xué)實驗室的幫助;輝鉬礦年代學(xué)研究得到了國家地質(zhì)實驗測試中心Re-Os 同位素年代學(xué)實驗室的幫助;審稿專家對本文提出了寶貴的修改意見;在此一并表示感謝!

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