祝佳萱 張端 王長明** 陳奇 杜斌 楊立飛 石康興

1. 中國地質(zhì)大學(xué)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 1000832. 中國地質(zhì)大學(xué)(北京)地球科學(xué)與資源學(xué)院，北京 1000831.

膠東地區(qū)是我國重要的礦產(chǎn)集中區(qū)之一，前人關(guān)于膠東地區(qū)中生代成礦的研究主要集中于金礦(Dengetal., 2000, 2003, 2019; 鄧軍等, 2005; Goldfarb and Santosh, 2014; 楊立強(qiáng)等, 2014)，因金與其他多金屬礦床在時間與空間上的特征，膠東中生代成礦被認(rèn)為與華南、華北板塊碰撞和太平洋俯沖作用過程有關(guān)，可能具有成因上的聯(lián)系，但缺乏足夠的證據(jù)(鄧軍等, 2006; 張?zhí)锖蛷堅(jiān)罉? 2007; 宋明春等, 2015; Pirajno and Zhou, 2015; 丁正江等, 2015b; Yang and Santosh, 2015; Daietal., 2016; Zhaoetal., 2016; Wangetal., 2018a, 2019)。

圖1 膠東地區(qū)區(qū)域地質(zhì)簡圖及多金屬礦區(qū)分布圖(據(jù)丁正江等, 2015b; Deng and Wang, 2016修改)Fig.1 Geological sketch map showing major polymetallic deposits in the Jiaodong Peninsula (modified after Ding et al., 2015b; Deng and Wang, 2016)

矽卡巖中特征礦物與巖漿流體密切相關(guān)，不同階段特征礦物的流體包裹體研究可反應(yīng)流體特征(Xuetal., 2016; 趙一鳴等, 2017; Chenetal., 2007, 2017)。穩(wěn)定同位素中氫和氧同位素指示流體來源，碳、氫、氧和硫指示物質(zhì)來源，是研究礦床成因的重要方法(Taylor, 1974; Ohmoto and Rye, 1979; 鄭永飛, 2001; 郭保健等, 2005; White, 2013; Wangetal., 2018b)。邢家山礦床是膠東地區(qū)迄今為止發(fā)現(xiàn)的大型矽卡巖型鉬礦床，前人對礦床地質(zhì)特征和成礦年齡等方面進(jìn)行了研究(劉善寶等, 2011; 丁正江等, 2012, 2015a; 薛玉山等, 2014; 文博杰等, 2015)，然缺乏對成礦流體的詳細(xì)研究和對成礦機(jī)制的解析。本次通過流體包裹體和穩(wěn)定同位素的研究，解析成礦流體、物質(zhì)來源和形成機(jī)制。

1 區(qū)域地質(zhì)

膠東半島位于華北板塊東部邊緣，由北部的膠北隆起、中部的膠萊盆地以及南部的蘇魯超高壓變質(zhì)帶組成(圖1; Tanetal., 2012; 丁正江等, 2012; 薛玉山等, 2014; Dengetal., 2015; 潘素珍等, 2015; Songetal., 2017)。華北板塊以太古代至早古生代變質(zhì)巖為基底(Chengetal., 2017)，自中生代以來，受到太平洋板塊俯沖的影響(Pirajno and Zhou, 2015; 丁正江等, 2015b)，經(jīng)歷了明顯的巖石圈減薄(Wuetal., 2005; Zhuetal., 2012; Zhai, 2014)，巖漿活動和地殼變形(孫豐月等, 2011; Yang and Santosh, 2015; Daietal., 2016; Zhaoetal., 2016)。

圖2 邢家山鉬礦床礦區(qū)地質(zhì)圖(據(jù)丁正江等, 2015a修改)Fig.2 Geological map of the Xingjiashan Mo deposit (modified after Ding et al., 2015a)

圖3 邢家山鉬礦71勘探線地質(zhì)剖面圖 (據(jù)丁正江等, 2012修改)1-透閃透輝變粒巖；2-透輝矽卡巖；3-斑狀中細(xì)粒含黑云二長花崗巖(幸福山巖體)；4-石英閃長玢巖脈；5-鉬礦化；6-矽卡巖型礦體；7-蝕變斑狀花崗巖型礦體；8-地質(zhì)界線；9-花崗巖與地層界線；10-鉆孔Fig.3 Geological section of the 71 exploration line of the Xingjiashan Mo deposit (modified after Ding et al., 2012)

研究區(qū)內(nèi)地層主要為早元古代粉子山群和晚元古代震旦系蓬萊群，粉子山群為中級變質(zhì)巖系碎屑巖和碳酸巖的組合，蓬萊群為淺變質(zhì)巖系碎屑巖和碳酸巖組合。構(gòu)造以褶皺和斷裂為主，斷裂常疊加于早期褶皺之上，褶皺構(gòu)造主要有無角山背斜、蟹子頂向斜、河西背斜、張格莊向斜等，斷裂構(gòu)造主要為下官樂溝斷裂、吳陽泉斷裂和門樓-福山斷裂等。研究區(qū)內(nèi)侵入巖發(fā)育，幸福山巖體和王家莊巖體與成礦關(guān)系密切，幸福山巖體巖性為中細(xì)粒二長花崗巖，王家莊巖體巖性為石英閃長玢巖。膠東地區(qū)中生代大規(guī)模成礦(Zhou and Lü, 2000; 丁正江等, 2015b; Dengetal., 2019)，金礦儲量達(dá)到4500t，分布區(qū)域廣泛，礦化類型多樣(Dengetal., 2003, 2015; 鄧軍等, 2006; Goldfarb and Santosh, 2014; 張炳林等, 2017)。 膠東已發(fā)現(xiàn)邢家山矽卡巖型鉬礦、香夼矽卡巖型銅鉛鋅礦、王家莊熱液脈型銅鋅礦、冷家斑巖型鉬礦、尚家莊斑巖鉬礦和熱液脈型銀鉛鋅礦等多種類型多金屬礦床(李杰等, 2013; 成少博等, 2014; 楊立強(qiáng)等, 2014; 丁正江等, 2015b; Songetal., 2017)。

2 礦床地質(zhì)

邢家山礦床位于膠東半島中部福山地區(qū)，屬于北部隆起區(qū)。礦床輝鉬礦Re-Os年齡為158.70±2.06Ma，形成于燕山早期(丁正江等, 2012)。地層為早元古代粉子山群張格莊組和巨屯組，以大理巖、變粒巖、透閃巖和片巖等低變質(zhì)巖為主。區(qū)內(nèi)巖漿活動主要集中于中生代形成的幸福山和王家莊巖體，幸福山巖體侵入年齡為157Ma，與邢家山礦床在時間和空間上聯(lián)系緊密，為其成礦母巖(劉善寶等, 2011; 丁正江等, 2015a)。構(gòu)造發(fā)育，以東西向褶皺和壓扭性斷裂為主，其中蟹子頂向斜和鐘家莊斷裂為礦床主要的控礦構(gòu)造(圖2; 柳振江等, 2010; 薛玉山等, 2014)。

邢家山礦床賦存于早元古代粉子山群張格莊組，以大理巖、白云石大理巖和透閃巖為主，據(jù)巖石組合分為三段：下段白云石大理巖，以層厚、裂隙少、結(jié)構(gòu)致密且透氣性差為特征；中段透閃巖、變粒巖和大理巖，是主要賦礦巖層；上段以白云石大理巖為主，分布廣泛(薛玉山等, 2014; 丁正江等, 2015a)。

礦區(qū)東南側(cè)幸福山-無角山一帶出露營盤單元幸福山巖體，為鉬礦成礦母巖。處于東西向和北東向兩個構(gòu)造體系的復(fù)合部位，巖枝和巖脈發(fā)育。巖性為二長花崗巖，似斑狀結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造，斑晶由石英、斜長石、鉀長石及少量角閃石組成，基質(zhì)由鉀長石、石英、斜長石和黑云母組成。通過鋯石U-Pb測得年齡157Ma左右，為晚侏羅世巖漿活動的產(chǎn)物(丁正江等, 2015a)。

礦區(qū)內(nèi)斷裂及褶皺構(gòu)造發(fā)育。上夼背斜、老沙山倒轉(zhuǎn)背斜、老官莊倒轉(zhuǎn)向斜和鐘家莊倒轉(zhuǎn)背斜受南北向水平擠壓。幸福山短軸背斜位于礦區(qū)東南部，東北向，長約4km，寬約2km，背斜中心部位有幸福山巖體沿其橫向張裂隙侵入。蟹子頂向斜東北向，長約4.8km，屬橫跨褶曲，是礦床的主要控礦構(gòu)造之一。鐘家莊斷裂位于幸福山背斜與蟹子頂向斜之間，為北東向壓扭性斷裂。區(qū)內(nèi)構(gòu)造具有多期次活動的特點(diǎn)，且常有斷裂橫跨疊加與褶皺之上，共同控制礦體的形成(圖2; 薛玉山等, 2014)。

3 礦體地質(zhì)

3.1 礦體與礦石特征

礦體產(chǎn)于幸福山巖體內(nèi)部及外接觸帶中。已探明鉬礦體17個，多為隱伏礦體，埋藏較淺。礦體多呈似層狀，產(chǎn)狀與地層基本一致(圖3)。礦體以老官莊斷裂為界分為南礦段和北礦段，北礦段的9號和西礦段6號為主要鉬礦體。9號鉬礦體呈似層狀，賦存于張格莊組中段和上段地層中，受構(gòu)造影響產(chǎn)狀變化較大，礦體平均品位0.11%。6號鉬礦體呈透鏡狀，賦存于張格莊組上段地層中，平均品位0.28%。礦體形態(tài)受到幸福山褶皺、鐘家莊斷裂和蟹子頂向斜的影響(丁正江等, 2012, 2015a; 薛玉山等, 2014)。

邢家山礦床的礦石礦物為輝鉬礦、黃鐵礦、黃銅礦、磁黃鐵礦和白鎢礦等(圖4、圖5)。脈石礦物主要為透輝石、透閃石、石榴石、石英和方解石?？梢妷K狀斑銅礦、黃銅礦和黃鐵礦(圖5i)，浸染狀黃鐵礦。輝鉬礦是礦區(qū)內(nèi)最主要的金屬硫化物，沿透輝石和石榴石等脈石礦物的晶粒間隙呈浸染狀分布，屬于矽卡巖階段(Ⅰ+Ⅱ階段)形成(圖4a)，或沿巖石裂隙呈脈狀填充，多為片狀構(gòu)造，多呈單礦物脈，在主成礦期大量出現(xiàn)(圖5e)，或產(chǎn)于石英脈邊部或填充在石英間隙中(圖4e-h、圖5f)。

圖4 邢家山鉬礦床不同階段礦物組合(a)輝鉬礦、石榴石、透輝石共生產(chǎn)出；(b)石榴石、透輝石共生，可見鈣鐵榴石環(huán)帶，被晚期方解石交代；(c)方解石、符山石與透輝石礦物共生；(d)白鎢礦、輝鉬礦共生產(chǎn)出于透輝石矽卡巖中；(e-g)石英、輝鉬礦脈狀共生產(chǎn)出，脈體邊緣為方解石；(h)石英-方解石呈脈狀切穿石英-輝鉬礦脈；(i)透輝石、白鎢礦共生；(j)白云母化與綠泥石化蝕變.Grt-石榴石；Di-透輝石；Mot-輝鉬礦；Adr-鈣鐵榴石；Cal-方解石；Ves-符山石；Sch-白鎢礦；Qtz-石英；Ms-白云母；Chl-綠泥石化Fig.4 Mineral assemblages of different stages in the Xingjiashan Mo deposit

圖5 邢家山礦床礦石組構(gòu)(a、b)矽卡巖中發(fā)育塊狀輝鉬礦；(c)黃鐵礦與輝鉬礦接觸產(chǎn)出；(d)輝鉬礦脈穿過矽卡巖；(e)輝鉬礦脈穿過圍巖；(f)石英-方解石脈穿過石英-輝鉬礦脈；(h)褶皺狀輝鉬礦；(i)石英-斑銅-黃銅-黃鐵礦脈；(j)石英-黃鐵-輝鉬礦脈.Py-黃鐵礦；Bn-斑銅礦；Ccp-黃銅礦Fig.5 Ore fabrics in the Xingjiashan Mo deposit

圍巖蝕變強(qiáng)烈，類型多樣。從巖體中心向外，蝕變具有分帶性。主要為矽卡巖化、鉀化和硅化。接觸帶發(fā)育矽卡巖化，早期發(fā)育透輝石化和硅灰石化，晚期發(fā)育綠泥石化、綠簾石化和絹云母化等(圖4j)。各蝕變帶關(guān)系較為模糊，呈現(xiàn)出內(nèi)矽卡巖化-矽卡巖化-碳酸鹽化和硅化的規(guī)律。

3.2 成礦期次

根據(jù)礦物共生組合特征和野外觀察，成礦過程分為4個階段。早矽卡巖階段(Ⅰ階段)主要為石榴子石和透輝石無水硅酸鹽礦物。晚矽卡巖階段(Ⅱ階段)為自形-半自形含水類硅酸鹽礦物透閃石、符山石等(圖4c、圖5a, b)。矽卡巖階段(Ⅰ+Ⅱ階段)主要為白鎢礦化、黃鐵礦化及少量輝鉬礦化(圖4d)。石英-硫化物階段(Ⅲ)是主成礦階段，有大量石英、輝鉬礦、黃鐵礦和黃銅礦等礦物沉淀(圖5e, f)。石英-碳酸鹽階段(Ⅳ階段)見碳酸鹽脈，切穿石英-硫化物脈和圍巖(圖4h)。

4 樣品和分析方法

本次研究的測試樣品采自邢家山地表和坑道，制成薄片、探針片和包裹體片。

包裹體成分分析通過中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所Renishaw System-2000顯微共焦激光拉曼光譜儀，完成對邢家山礦床各成礦階段單個包裹體的成分分析。儀器激發(fā)激光波長514.53nm，激光功率20mW，激光束斑最小直徑1μm，光譜分辨率1～2cm-1。

流體包裹體測溫實(shí)驗(yàn)在中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室流體包裹體室完成，英產(chǎn)LinkamTHMSG600顯微冷熱臺，最低-196℃，最高+600℃，精度達(dá)±0.1℃，本次測溫范圍-100℃～+600℃。對邢家山礦床不同階段具有代表性的樣品中的各類流體包裹體進(jìn)行詳細(xì)的顯微測溫分析，根據(jù)流體的均一溫度、冰點(diǎn)及子礦物的熔化溫度通過Steele-MacInnisetal. (2012)發(fā)表的軟件中算出其鹽度和密度(Roedder and Bodnar, 1980; Steele-MacInnisetal., 2012; Li and Li, 2013; Lietal.,, 2014)。

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(shí)驗(yàn)室進(jìn)行了石榴子石和石英的氫氧同位素分析、方解石碳氧同位素分析和輝鉬礦、黃銅礦、黃鐵礦硫同位素分析。氫氧同位素測定使用質(zhì)譜型號為：MAT-252，所報(bào)數(shù)據(jù)為國際標(biāo)準(zhǔn)V-SMOW，分析誤差在0.2‰以內(nèi)；碳氧同位素測定使用質(zhì)譜型號為MAT-253所報(bào)數(shù)據(jù)均為相對國際標(biāo)準(zhǔn)VPDB之值，內(nèi)部標(biāo)準(zhǔn)監(jiān)測顯示δ13C和δ18O的標(biāo)準(zhǔn)偏差分別優(yōu)于0.15‰和0.20‰；硫同位素測定使用質(zhì)譜型號為Delta-S，數(shù)據(jù)為相對國際標(biāo)準(zhǔn)CDT值，分析誤差在0.2‰以內(nèi)(李鐵軍, 2013; Fengetal., 2014; Wangetal., 2018a)。

5 結(jié)果

5.1 流體包裹體

5.1.1 流體包裹體巖相學(xué)特征

根據(jù)顯微鏡下巖相學(xué)觀察，流體包裹體形態(tài)一般呈菱形、橢圓形、長條形及不規(guī)則形，偶可見負(fù)晶型包裹體。包裹體大小差異較大，較大包裹體直徑可達(dá)20μm，較小包裹體直徑小于1μm，大部分集中在4～10μm。包裹體中氣液比變化較大，透閃石和石榴子石相比集中在10%～70%之間，透閃石中發(fā)育含子礦物包裹體，在升溫過程中，子礦物有早于和晚于包裹體氣相和液相均一。石英中包裹體相比集中在5%～55%之間，在含子礦物包裹體中，子礦物晚于氣泡消失。方解石相比集中在5%～40%之間。

室溫下的相態(tài)和包裹體成分，劃分為富液體包裹體(L型)、富氣體包裹體(V型)和含子礦物包裹體(S型)(圖6; Qiuetal., 2017)。L型包裹體在各階段特征礦物中普遍發(fā)育，V型包裹體在透輝石、石榴子石和透閃石中普遍發(fā)育，S型包裹體石榴子石和透閃石中普遍發(fā)育，石英中少量發(fā)育。

5.1.2 流體包裹體均一溫度、鹽度和密度

Ⅰ階段寄主礦物為透輝石(L和V型)和石榴子石(L、V和S型)。均一溫度范圍在273.7～532.6℃之間，主要集中在375～450℃之間，平均為399.6℃。冰點(diǎn)溫度在-3.4～-17.0℃之間。鹽度范圍在6.01%～20.22% NaCleqv之間，平均為13.55%。密度范圍在0.40～1.06g/cm3之間(圖7)。

圖7 邢家山鉬礦成礦流體均一溫度和鹽度直方圖Fig.7 Histograms showing homogenization temperature and salinity in the Xingjiashan Mo deposit

Ⅱ階段寄主礦物為透閃石(L、V和S型)。均一溫度范圍在191.3～495.1℃之間，主要集中在375～425℃之間，平均為373.8℃。冰點(diǎn)溫度范圍在-2.7～-21.6℃之間，子礦物熔化溫度為270.2℃、502.0℃、494.8℃、512.8℃、157.0℃、495.7℃。鹽度范圍在4.49%～61.51% NaCleqv之間，平均為15.52% NaCleqv。密度范圍在0.48～1.25g/cm3之間，平均為0.77g/cm3(圖7)。

Ⅲ階段寄主礦物石英(L和V型)中包裹體顯示完全均一溫度范圍在154.1～443.2℃之間，主要集中在225～400℃之間，平均為293.5℃。冰點(diǎn)溫度范圍在-0.7～-18.0℃之間，子礦物熔化溫度為426.1℃。鹽度范圍在1.22%～31.04% NaCleqv之間，平均為10.69% NaCleqv。密度范圍在0.58～1.00g/cm3之間(圖7)。

Ⅳ階段寄主礦物石英和方解石中的L和V型包裹體顯示均一溫度范圍在73.4～267.3℃之間，主要集中在150～200℃之間，平均為178.4℃。 冰點(diǎn)溫度范圍在-0.7～-18.0℃之間，子礦物熔化溫度為426.1℃。鹽度范圍在1.74%～9.98% NaCleqv之間，平均為4.49% NaCleqv，密度范圍0.80～1.01g/cm3之間(圖7)。

圖8 邢家山鉬礦包裹體激光拉曼探針分析譜圖Fig.8 Laser Raman spectrum of fluid inclusions in the Xingjiashan Mo deposit

5.1.3 流體包裹體成分分析

根據(jù)顯微激光拉曼光譜分析，早矽卡巖階段透輝石中L型包裹體成分峰值顯示H2O和H2S，晚矽卡巖階段透閃石中L型包裹體成分峰值顯示H2O和HS-，石英-硫化物階段L型包裹體主要成分為H2O，石英-碳酸鹽階段方解石中流體包裹體H2O峰值較寬泛，其他成分峰值不明顯(圖8)。流體早期可能屬于H2O-NaCl-H2S流體體系，晚期演化至成分較單一的H2O-NaCl流體體系。

5.2 穩(wěn)定同位素

5.2.1 氫氧同位素

邢家山鉬礦床矽卡巖階段3件石榴石樣品δD值位于-50.3‰～-58.3‰之間，δ18O的值位于6.4‰～7.3‰之間。石英-硫化物階段2件石英樣品δD的值為-54.4‰和-58.0‰，δ18O的值為12.1‰和13.2‰。石英-碳酸鹽階段1件石英樣品δD和δ18O值分別為-55.5‰和13.1‰。根據(jù)熱液礦物-水體系的氧同位素分餾方程(Claytonetal., 1972; 鄭永飛, 2001)：

δ18OH2O‰=δ18OGrt‰-1.27×(1000000/T2)+3.65

δ18OH2O‰=δ18OQtz‰-3.38×(1000000/T2)+3.40

結(jié)合流體包裹體顯微測溫結(jié)果， 矽卡巖階段3件石榴石樣品δ18OH2O值的變化范圍在7.00‰～8.18‰之間，石英硫化物2件石英中流體包裹體的δ18OH2O值分別為4.87‰和5.90‰，石英-碳酸鹽階段1件石英中流體包裹體的δ18OH2O值為0.04‰(表1)。

5.2.2 碳氧同位素

邢家山2件石英-硫化物階段樣品δ13CV-PDB為-1.18‰和-1.16‰，δ18OV-SMOW為6.70‰和7.75‰。7件石英-碳酸鹽階段樣品δ13CV-PDB范圍在-3.35‰～-0.73‰之間，δ18OV-SMOW范圍在5.93‰～8.42‰之間(表2)。

表1 邢家山鉬礦氫氧同位素測試結(jié)果

Table 1 The H-O isotopic compositions in the Xingjiashan Mo deposit

樣品號成礦階段δDV-SMOW (‰)δ18Osilicate (‰)δ18OH2O(‰)T (℃)單礦物XJS17D06B1Ⅰ-50.37.38.18400石榴石XJS17D06B2Ⅰ-58.47.28.05400石榴石XJS17D04B1Ⅱ-57.36.47.00370石榴石XJS17D01B5Ⅲ-58.012.14.87290石英XJS17D04B2Ⅲ-54.313.25.90290石英XJS17D05B1Ⅳ-55.513.10.04180石英

表2 邢家山鉬礦碳氧同位素測試結(jié)果

Table 2 The C-O isotopic compositions in the Xingjiashan Mo deposit

樣品號成礦階段δ13CVPDB(‰)δ18OVPDB(‰)δ18OSMOW(‰)XJS17D03B4-1Ⅲ-1.81-23.486.70XJS17D03B5-3Ⅲ-1.16-22.477.75XJS17D01B4-2Ⅳ-0.73-22.048.19XJS17D03B4-2Ⅳ-1.71-21.828.42XJS17D03B5-1Ⅳ-1.01-22.497.72XJS17D03B5-2Ⅳ-1.87-23.666.52XJS17D03B6-1Ⅳ-2.32-22.987.22XJS17D04B3Ⅳ-3.35-21.748.50XJS17D05B2Ⅳ-0.82-24.235.93

表3 邢家山鉬礦硫同位素測試結(jié)果

Table 3 The S isotopic compositions in the Xingjiashan Mo deposit

樣品號成礦階段δ34S(‰)單礦物XJS17D01B1Ⅱ7.6輝鉬礦XJS17D01B2Ⅱ6.5輝鉬礦XJS17D01B3Ⅱ7.4輝鉬礦XJS17D03B5Ⅱ7.4輝鉬礦XJS17D03B7Ⅱ8.2輝鉬礦XJS17D01B4Ⅲ9.6黃鐵礦XJS17D01B5Ⅲ10.8黃鐵礦XJS17D01B5Ⅲ8.5黃銅礦XJS17D03B1Ⅲ7.8輝鉬礦XJS17D03B2Ⅲ7.1輝鉬礦XJS17D03B3Ⅲ7.9輝鉬礦XJS17D03B6Ⅲ8.5輝鉬礦XJS17D03B6Ⅲ6.8黃鐵礦XJS17D04B2Ⅲ9.5黃銅礦

圖9 邢家山鉬礦包裹體Ⅱ階段鹽度-均一溫度圖(底圖據(jù)Canet et al., 2011)Fig.9 Salinity and homogenization temperature of fluid inclusion of Ⅱ stage in the Xingjiashan Mo deposit (after Canet et al., 2011)

5.2.3 硫同位素

矽卡巖階段中6件輝鉬礦礦石硫化物的δ34S變化范圍為6.5‰～8.2‰，平均值7.5‰。石英-硫化物階段9件樣品，礦石硫化物變化范圍為7.1‰～10.8‰，其中3件黃鐵礦δ34S范圍為 6.8‰～10.8‰，平均值9.1‰。2件黃銅礦δ34S為8.5‰和9.5‰，4件輝鉬礦為7.1‰～8.5‰，平均值7.8‰(表3)。

圖10 邢家山鉬礦氫氧同位素圖解(底圖據(jù)Wang et al., 2015)Fig.10 δD vs. δ18OH2O diagram of the Xingjiashan Mo deposit (after Wang et al., 2015)

圖11 邢家山鉬礦硫同位素組成Fig.11 Histogram of δ34S of sulfides from the Xingjiashan Mo deposit

6 討論

6.1 成礦流體特征

邢家山礦床流體包裹體類型單一，主要為氣液兩相包裹體，偶見含子礦物包裹體，成礦流體屬于NaCl-H2O體系，流體早期及成礦階段出現(xiàn)H2S還原性氣體，晚期流體趨向于單一H2O組成。各階段包裹體中同時形成的不同相比的包裹體幾乎同時均一。晚矽卡巖階段流體均一溫度相似的情況下鹽度相差較多，均一溫度350～450℃之間的包裹體鹽度范圍10%～70% NaCleqv(圖9)。輝鉬礦產(chǎn)狀多樣。這一系列現(xiàn)象反映了流體的沸騰(盧煥章和單強(qiáng), 2015; Wangetal., 2014a; Guoetal., 2019)。

早矽卡巖階段中流體包裹體顯示早期流體中高溫、高鹽度、低密度的特征(375～450℃；14% NaCleqv；0.7g/cm3)，晚矽卡巖階段流體的溫度有所降低，鹽度變化不明顯(15% NaCleqv)。隨著流體演化過程的進(jìn)行在石英-硫化物階段顯示出中高溫、中低鹽度、中低密度的特征(225～400℃；10% NaCleqv；0.8g/cm3)，此階段溫度的變化范圍較大，鹽度快速下降。在Ⅳ階段流體包裹體表現(xiàn)出成礦作用后的特征，流體成分簡單，表現(xiàn)出低溫、低鹽度、密度接近于1g/cm3的特征。

對不同階段特征礦物進(jìn)行H-O同位素分析，δD和δ18OH2O范圍分別為-58.32‰～-50.32‰和0.04‰～8.18‰，δ18OH2O值從矽卡巖階段到石英-碳酸鹽階段有明顯降低的趨勢。H-O同位素圖解主要顯示巖漿水特征，成礦早期至晚期逐漸向大氣降水線偏移(圖10; Driesner and Seward, 2000; Wangetal., 2016a; Liuetal., 2018; Zhangetal., 2018)，反應(yīng)了流體可能早期主要為巖漿水，隨著成礦作用的進(jìn)行不斷演化，流體上升接近地表，有大氣降水的混入。同時流體包裹體在石英-碳酸鹽階段顯示溫度178.4℃、鹽度4.9% NaCleqv、密度0.921g/cm3和成分單一，符合晚期混有大氣降水的特征。

6.2 成礦物質(zhì)來源

硫同位素有三個不同的儲庫(Rollinson, 1993; Hoefs, 2009; White, 2013; Wangetal., 2018a)：巖漿來源δ34S值約為0‰，主要為還原態(tài)S；海水來源，δ34S值約為20‰，主要SO42-；顯示為負(fù)值的強(qiáng)還原沉積硫，前兩種比較穩(wěn)定。根據(jù)前人研究，總結(jié)大量金屬礦床的硫同位素組成發(fā)現(xiàn)絕大多數(shù)δ34S集中-4‰～+10‰之間，接近幔源硫的特征，主要來源于巖漿熱液(周濤發(fā)等, 2017; Zhangetal., 2018, 2019)。邢家山礦床多金屬硫化物δ34S變化范圍為6.5‰～10.8‰，呈現(xiàn)較明顯的塔式分布(圖11; White, 2013; Maetal., 2019)，不同金屬礦物中硫無明顯差別，可能具有相似的硫來源，同階段輝鉬礦、黃鐵礦和黃銅礦之間δ34S值變化不大，未顯示出一定規(guī)律，可能有一定的分餾現(xiàn)象。對比硫同位素儲庫，邢家山礦床δ34S總體范圍接近于巖漿硫，硫源主要來源于巖漿。

邢家山Ⅲ、Ⅳ階段9件方解石樣品δ13CV-PDB值為-3.35‰～-0.73‰，變化范圍較小，表明碳可能來自深部地幔(圖12; Ohmoto and Rye, 1979; Rayetal., 2000; Wangetal., 2015; Liuetal., 2015; Liu and Hou, 2017; Dingetal., 2018; Gaoetal., 2018)。方解石樣品δ13CV-PDB變化范圍窄，且大于有機(jī)質(zhì)的碳同位素組成，可排除有機(jī)質(zhì)為方解石提供碳的途徑。δ18OV-SMOW值為5.93‰～8.50‰，變化范圍較小。碳氧同位素組成投點(diǎn)位于火成碳酸鹽和幔源包體及花崗巖碳的范圍內(nèi)，說明成礦流體的碳質(zhì)主要來源于巖漿。結(jié)合前人大理巖樣品數(shù)據(jù)，投點(diǎn)接近于海相碳酸鹽區(qū)域，指示大理巖與成礦碳質(zhì)來源不同，大理巖中碳質(zhì)主要來源于碳酸鹽地層。綜上所述，流體中碳質(zhì)應(yīng)主要來源于深部巖漿。

圖12 邢家山鉬礦碳氧同位素圖解(底圖據(jù)Ray et al., 2000; Wang et al., 2014b)Fig.12 δC vs. δ18OH2O diagram of the Xingjiashan Mo deposit (after Ray et al., 2000; Wang et al., 2014b)

6.3 成礦機(jī)制

矽卡巖型礦床是我國主要的礦床類型之一，已知礦種有銅、鐵、鉛鋅、鎢、錫和鉬等，大部分分布在中國東部，是環(huán)太平洋成礦帶的重要組成部分，形成時代從元古宙至新生代，主要集中在中生代侏羅紀(jì)(徐志剛等, 2008; 趙一鳴等, 2017; 毛景文等, 2018; Dengetal., 2018; Shietal., 2019)，其形成于中酸性巖體的侵入密切相關(guān)(Meinertetal., 2005)。根據(jù)已有的大量有關(guān)成礦流體特征及來源的研究，物質(zhì)來源對于不同類型礦床物質(zhì)來源存在巖漿、巖漿地層混合或只來源于地層的爭議，一般根據(jù)C-O、S-Pb及非傳統(tǒng)同位素指示(Gemmelletal., 1992; Ishiharaetal., 2000; Zhaoetal., 2003; Zhangetal., 2013; 田坎等, 2018; Wangetal., 2018a)。矽卡巖型礦床礦物中同位素組成及捕獲的流體包裹體能夠很好地反應(yīng)成礦過程中流體的特征(池國祥和賴健清, 2009; 盧煥章等, 2018)，氫同位素大部分低于巖漿熱液氫同位素組成，其影響因素一般為大氣降水等(Taylor, 1974; 向君峰等, 2012; Roedder and Bodnar, 1980; 趙一鳴等, 2017; 劉暢等, 2018; 鄧明國等, 2018)。本次研究主要針對成礦流體，成礦流體主要為巖漿水，后期有大氣降水的加入，表現(xiàn)出高溫高鹽度的特征，符合矽卡巖型礦床的典型流體特征。

邢家山礦床的形成與中生代幸福山巖體有關(guān)，受蟹子頂向斜和鐘家莊斷裂的控制成礦，巖漿上涌與圍巖接觸發(fā)生反應(yīng)，形成矽卡巖。早期成礦流體氫同位素顯示巖漿流體的特征，流體包裹體顯示中高溫中高鹽度的特征，含有還原性氣體，此時期大量成礦；隨后流體不斷運(yùn)移，有大氣降水的加入，溫度和鹽度不斷降低，流體演變?yōu)榈蜏氐望}度，流體包裹體類型趨向單一的H2O-NaCl組成。

影響邢家山礦床的礦質(zhì)聚集因素包含多方面(Woodland and Koch, 2003; Selbyetal., 2000; 鄧軍等, 2012; Wangetal., 2014b, 2016a, b)。流體早期氫氧同位素(-58.35‰～-50.32‰)顯示主要為巖漿水；流體沸騰是引起成礦物質(zhì)沉淀的重要因素之一(Bodnar, 1983; Taylor, 1974; Canetetal., 2011; Goldfarb and Groves, 2015; Zhangetal., 2016)，高溫高壓條件下，尤其臨界-超臨界條件下，金屬離子以穩(wěn)定的絡(luò)合物形式存在，在溫度壓力突然變化下會發(fā)生流體的沸騰，從而促使金屬元素沉淀富集(Yaoetal., 2018; Korgesetal., 2017; 鄧明國等, 2018; 柏中杰等, 2019)。邢家山礦床包裹體類型多樣，同一階段相近溫度下鹽度變化范圍大，矽卡巖階段單相包裹體與兩相包裹體共存，含子晶包裹體與液相包裹體共存(圖4a, d, e)，在晚矽卡巖階段，相近的均一溫度下鹽度差距較大，符合流體沸騰的特征；成礦期包裹體實(shí)驗(yàn)顯示，流體早期至晚期溫度逐漸降低，壓力逐漸減小，由含強(qiáng)還原性氣體流體向單一流體轉(zhuǎn)變也顯示了與大氣水的混合。流體沸騰是邢家山礦質(zhì)沉淀的重要影響因素，流體混合、物理?xiàng)l件變化和氧化還原性質(zhì)改變等也為邢家山礦床礦物沉淀提供了條件。

7 結(jié)論

(1)邢家山礦床成礦階段劃分為四個階段：Ⅰ早矽卡巖階段、Ⅱ晚矽卡巖階段，Ⅲ石英-硫化物階段和Ⅳ石英-碳酸鹽階段。主成礦階段為石英-硫化物階段。

(2)邢家山礦床成礦流體氣體成分含有還原性H2S。成礦流體總體屬于H2O-NaCl流體體系，氣體包裹體、液體包裹體和含子礦物包裹體大量共存，相近溫度下鹽度變化較大，流體沸騰現(xiàn)象較明顯，流體的沸騰作用應(yīng)為該礦床礦物沉淀的主要原因。

(3)邢家山礦床屬于典型的矽卡巖型礦床，從Ⅰ階段到Ⅳ階段，成礦流體具有由中高溫中高鹽度向低溫低鹽度方向演化的趨勢。

(4)C-H-O同位素結(jié)果顯示成礦流體以巖漿水為主，后期有大氣降水的加入。硫同位素δ34S值為6.5‰～10.8‰，顯示了成礦物質(zhì)巖漿來源的特征。

致謝 謹(jǐn)以此文恭祝翟裕生院士九十華誕，感謝翟老師多年來給予的悉心教導(dǎo)。實(shí)驗(yàn)過程中得到中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所和中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所老師的支持和幫助，感謝評審專家們提出的寶貴意見。