资源勘查工程学年论文

1、哈尔滨师范大学学年论文题 目浅谈新疆西天山白山铝矿床成因及其流体包裹体研究学生刘丽英指导教师孟杰讲师年级2010级专业资源环境与城乡规划管理系别资源勘查工程学院地理科学学院哈尔滨师范大学2013年6月论文提要 白山钼矿床位于东天山觉罗塔格构造带的东部，赋矿围岩为下石炭统干墩组的黑云母长英 质角岩，矿化石英网脉发育。矿床地质特征和地球化学特征指示白山钼矿床是斑岩型矿床 推测成矿物质主要来自于矿体下部的矿化花岗（斑）岩体。本文探讨了白山钼矿床的成矿背 景，认为矿床形成于挤压的构造环境，是受到同时代古特提斯洋闭合的陆内远程效应影响 而产生的成岩成矿作用。根据矿物共生组合和脉体穿插关系，脉体发育顺序依

2、次为：早期石 英-钾长石脉、石英-钾长石-辉钼矿脉、石英-辉钼矿脉、石英-多金属硫化物脉和晚期 石英-碳酸盐-萤石脉。论文提纲地质特征1.1区域地质特征1.2矿床地质特征矿床氢、氧同位素地球化学特征矿床成矿年代学特征流体包裹体研究4.1流体包裹体岩相学4.2流体包裹体显微测温学4.3激光拉曼显微探针分析5讨论5.1成矿流体5.2成矿年代5.3矿床成因及成矿背景6总结浅谈新疆西天山白山铝矿床成因及其流体包裹体研究刘丽英摘要：白山钼矿位于东天山觉罗塔格成矿带东段，是新疆极具代表性的大型-超大型斑岩 钼矿。赋矿围岩为下石炭统干墩组的黑云母长英质角岩，矿化石英网脉发育。矿床地质特征 和地球化学特征指示

3、白山钼矿床是斑岩型矿床，推测成矿物质主要来自于矿体下部的矿化 花岗（斑）岩体。此外，作者还探讨了白山钼矿床的成矿背景，认为矿床形成于挤压的构造 环境，是受到同时代古特提斯洋闭合的陆内远程效应影响而产生的成岩成矿作用。关键词：东天山 钼矿床 流体包裹体北疆东天山地区在晚古生代经历了后碰撞构造演化阶段，三叠纪时进入了板内演化阶段。 有研究认为北疆地区三叠纪的构造热事件及地壳变动与古特提斯洋的闭合产生的陆内远程 效应有关。因此，该矿床确切的成矿时代及矿床成因等都有待进一步确定。开展白山钼矿成 矿年代和矿床成因的研究将为东天山觉罗塔格地区构造演化及成岩成矿的格架的建立提供 重要依据。对该矿床进行了详细

4、的地质工作，采集典型样品进行了岩矿鉴定、氢氧同位素分 析和Re-Os精确成矿年代测试,进一步确定该矿床的成矿年代和矿床成因。并结合区域演化特 点，对白山钼矿床的形成背景及其与觉罗塔格地区构造演化的关系进行了分析探讨。、地质特征1.1区域地质特征白山钼矿床是康古尔-黄山成矿带的东延部分,区域上隶属于塔里木板块北缘觉罗塔格石 炭纪岛弧带区内出露的地层有上古生界泥盆系大南湖组、下石炭统干墩组以及第四系冲积 层。构造上具有多期性特征，褶皱发育，如白山北向斜。断裂以近东西向、北东东向为主，自 北向南主要有大草滩断裂、康古尔-黄山-镜儿泉深大断裂、雅满苏断裂等。岩浆岩出露广泛， 以酸性花岗岩类为主，主要分

5、布在康古尔-黄山深大断裂和干墩大断裂间;次为基性-超基性 岩体，一般规模较小,区内脉岩发育，主要分布在韧性剪切带和侵入岩体的周围。白山矿区内出露的地层主要为下石炭统干墩组（C1g）可分为南、北2部分（图2）:南部是深 海-半深海相的碳硅质碎屑岩建造，主要岩性为含碳黑云母微晶片岩（C1g1）、绿帘石化片岩 （C1g2）等;北部是海底喷溢相细碧岩-石英角斑岩建造，主要岩性有黑云斜长角岩（C1g3）、二 云母石英微晶片岩（C1g4）等;另可见有少量绿帘石化长英质角岩、黑云母长英质角岩等出露 于矿区中部。白山矿区构造格局总体上受北部EW向干墩大断裂控制，其派生的次级断裂发育, 走向NEE向，是区内的主

6、导构造。白山矿区内岩浆岩发育，主要为花岗岩类。自西向东出露有白山西、狼井和红柳沟等岩体 （图2b），且在矿区的南部和东部均发育有大量的花岗斑岩脉（图2a）。白山西岩体为黑云母二 长花岗岩，出露于矿床西南侧约12km处；狼井岩体为中细粒结构的花岗岩，位于矿床南 侧约5km处，岩体中有基性岩脉穿插;红柳沟岩体为黑云母花岗岩，位于矿床东侧约10km处。 花岗斑岩脉或岩墙穿切干墩组下部地层，一般脉宽为34 m,延伸数十米。这些岩体或岩脉 均与石炭纪干墩组（C1g ）地层侵入接触，界线清楚。值得注意的是,在矿区的钻孔（编号 ZK15-1）约580m深度处见团斑状、巨斑状的钾化蚀变岩,为花岗（斑）岩的蚀变

7、产物，指示了矿 体深部存在花岗（斑）岩体（Zhang et al. , 2005）。白山地区花岗岩中成矿元素Mo含量 高于花岗岩的克拉克值78倍，显示了区内岩体富钼的特点（邓刚等，2003）。矿区中的 岩石蚀变类型复杂多样，与钼矿化关系比较密切的蚀变为硅化、钾化、黄铁矿化、碳酸盐化， 其次为高岭石化、绢云母化、绿泥石化、绿帘石化、沸石化等 其中以硅化蚀变最为强烈。 围岩普遍具有热液接触变质现象，形成了黑云母长英质角岩。2.矿床地质特征矿床赋存于下石炭统干墩组第二岩性段黑云微晶片岩及黑云母长英质角岩内，呈近东西向 展布，长约3 km,宽100700 m（图2）。矿化带内尤其在矿体产出部位石英网脉

8、密集，多出 现含辉钼矿的石英大脉，以钼矿体为中心向两侧，石英脉渐变稀疏以至消失。共圈出钼矿体 17个，其中P4、P5为主矿体，总体走向为近东西向，倾向北，倾角63 65b,其次为小矿 体，走向NWW,倾向NNE,倾角55 70b,矿体形态简单，主要呈透镜状，产状与围岩基本一 致或者小角度相交，延伸稳定，最大厚度为123. 9 m。钻探资料表明，矿化和蚀变的强度随 深度增加而增强，而且在其深部发现了黄铜矿。矿区内矿化脉的矿物组合类型包括：黄铜矿 -辉钼矿-石英脉（图3a、3b）、辉钼矿-黄铁矿-斜长石-石英脉（图3c）、辉钼矿-黄 铁矿-石英脉（图3e）等，也可见少量细小（宽度 5 mm）的辉钼

9、矿单矿物脉体。各种矿化 脉相互交切穿插呈网脉状，普遍被后期发育的碳酸盐脉穿切（图3d）。矿石结构有叶片状结 构、他形粒状结构、自形半自形粒状结构、共结边结构、穿插交代结构、包含结构等矿 石构造以脉状构造、浸染状构造为主，也可见斑杂状构造、角砾状构造等，根据结构构造特 征可将其归为细脉-浸染状矿石。矿石矿物主要赋存于石英脉中，有辉钼矿、黄铜矿、闪锌 矿、磁黄铁矿、黄铁矿及少量的钛铁矿、磁铁矿、方铅矿和白铁矿。脉石矿物有长石、石英、黑云母、绿泥石、绿帘石、绢 云母、方解石及少量榍石、锆石、磷灰石等。矿石主要有用组分为Mo,品位变化范围为0. 030% 0. 106%,平均品位0. 06%（邓刚等，

10、2004），伴生元素组分中硫、铢含量较高，其 中，铢品位在0. 7 10- 61. 9 10- 6,平均1. 4 10- 6 （ Zhang et al. , 2005）。 矿床的成矿元素具有内带为Mo、Cu、Zn,中间为W、Sn,外带为Pb、Bi、Ag等的分带富集特 征（贺静等，2002）。矿化蚀变以钾长石-石英网脉带为中心，向外依次为黑云母-钾长石 化带、石英-绢云母-黄铁矿化带、青磐岩化带，其中，硅化和钾化蚀变作用与成矿关系密 切，具有斑岩型矿床蚀变分带特征。后期的碳酸盐化（图3d）广泛发育，地表风化作用强 烈。二、矿床氢、氧同位素地球化学特征为了探讨白山钼矿床的成矿流体来源，笔者进行了

11、氢、氧同位素测试，测试样品采自白山钼 矿床北部（图2）。含矿石脉的类型有：石英-辉钼矿-黄铁矿-黄铜矿脉、石英-辉钼矿- 黄铜矿脉、黄铁矿-石英-辉钼矿-斜长石脉、石英-辉钼矿-黄铁矿脉等，地质特征表明 这4种矿物组合的含矿石英脉是同一个热液成矿阶段的产物。H、O同位素测试工作在中国 地质科学院矿产资源研究所同位素实验室完成，分析方法为：包裹体中的H用爆裂法取水， 锌法制氢；氧同位素的分析方法采用BrF5法，采用的国际标准为SMOW;质谱计是 MAT253EM,DD和D18O的分析精度分别为2 j和01 2j。白山钼矿床的氢、氧同位素的分析 结果见表1。测得石英包裹体的D18OSMOW值为91

12、 1j 101 0j ,平均为91425 j ; DDSM OW 为-105 j - 69%,平均为-891 25 j。周济元等（1996）测得白山钼矿床含矿石英脉的 成矿温度为330340 e左右，本文取335 e作为石英-水分馏方程的测算温度。根据石英- 水同位素的分馏方程(Taylor, 1979),计算得到与石英相平衡的水的D18OHO为31357 j 41 257j ,平均为31 682j ,在氢、氧同位素组成图(图4)上，所测得样品数据点均落在岩浆 水与大气降水的氢、氧同位素组成的范围之间，偏向于岩浆水一侧。三、矿床成矿年代学特征选取含辉钼矿的石英脉样品(图3a、3c、3e)送至河

13、北省廊坊区调研究所实验室进行辉钼矿 单矿物分选提纯，再在双目镜下对分选出的辉钼矿单矿物手工进一步提纯，获得了7件足量 用于Re-Os同位素测年分析的辉钼矿单矿物(0. 1g)样品，测年工作在国家地质实验测试 中心Re-Os同位素实验室完成。分析方法采用杜安道等( 2001; 2004)和屈文俊等( 2003) 所报道的方法，简述如下：首先分解样品，蒸馏分离出OsO4，再对蒸馏残液萃取分离Re;然 后对分离出的样品用ICP-MS(等离子体质谱仪)进行同位素比值测定。采用美国TJA公司生 产的T JA X- series ICPMS测定同位素比值。对于Re:选择质量数185、1 87,用190监测

14、 Os。对于Os:选择质量数为186、1 87、188、189、190、192,用185监测Re。本次实验标 准物质GBW04435 ( HLP),测定结果Re: 28318 ? 61 2(证书标准值28316 ? 61 2) ; 187Os: 6591 0 ? 14(证书标准值65910 ? 14)，同时测定Re 与Os 全 流程空白水平分别为010275 ng和010001ngo 7件辉钼矿样品的Re-Os数据及等时线年龄如 表2和图5所示。所测样品均具有较高的Re浓度(139 303 Lg/ g )和较低的普Os浓度 (01007 01 686 ng/ g) , 187 R在871 56

15、 19016 Lg / g, 187Os在3291 0 6561 6 ng/ g之间。7件样品数据所拟的等时线具有很好的线性关系，并测定其年龄为( 22717?413)Ma, (MSWD= 0132),初始Os比值为187Os ( ng/ g) -410 ? 81 8; Re-Os模式年龄加权平均 值年龄为(2251 8 ? 112), Ma( MSWD= 01 27),置信度为95%。四。、流体包裹体研究1流体包裹体岩相学测试矿物石英、碳酸盐和萤石中的原生包裹体随机孤立或成群分布，亦有大量定向排列的假 次生、次生包裹体，呈现热液多期次活动的特点。根据流体包裹体成分及其在室温和冷却升 温过程中

16、的相变特征(陈衍景等，2007)，将其分为如下4种：纯碳质包裹体(PC型)：在早期石英-钾长石脉中发育，室温下主要为CH4液相包裹体，在 冷冻过程中出现CH4气泡，与CH4-H2O型包裹体共生，数量较少，呈椭圆形、不规则形和长 条形，长轴长59rm。富碳质包裹体(C型)：按其含碳相成分不同，分为两个亚类：C1亚类为CH4-H2O型包裹 体，是早期石英-钾长石脉中主要发育的流体包裹体类型之一，多呈椭圆形、长条形和不规 则形，长轴长度一般为512um，室温下表现为两相(VCH4 + LH2O或LCH4 + VH2O)，CH4 相颜色较深(图5a)，其所占体积比例变化于在30%80%，冷冻过程中可见

17、CH4呈现两相 (VCH4 + LCH4) ; C2亚类为CO2-H2O包裹体，在石英-辉钼矿脉和石英-多金属硫化物脉中 发育，多为椭圆形、水滴形和不规则形，长轴长716um，室温下部分可见典型的“双眼 皮”现象(图5b)，即VCO2 + LCO2 + LH2O，CO2相(VCO2 + LH2O)所占比例在 10% 30% 之 间，少数室温下呈两相，即LCO2 +LH2O或VCO2 + LH2O，冷冻过程中CO2呈现两相(VCO2 + LCO2)。水溶液包裹体(W型)：室温下多表现为气、液两相(图5g-i)，气液比一般在5%20% 之间，少量可达50%85%，在各类脉体广泛发育，多呈不规则型、

18、椭圆形和负晶型孤立或 成群分布，长轴长度为414rm。含子矿物多相包裹体（S型）：主要于石英-钾长石-辉钼矿脉、石英-辉钼矿脉和石英多金 属硫化物脉中，钾长石-石英脉中仅见两例；呈随机孤立分布，多为椭圆形、不规则形和负 晶形，长轴长度一般为510umo按气相成分又可以分为含子矿物的水溶液包裹体（SW型） 和含子矿物的碳质包裹体（SC型）。子矿物包括不透明子矿物（图5e-g）和透明子矿物 （图5c，d）;透明子矿物呈菱形、圆形、针状；不透明子矿物一般呈黑色小圆点，经激光 拉曼显微探针分析（见后）表明其为为黄铜矿。2流体包裹体显微测温学本文对白山斑岩钼矿不同成矿阶段的代表样品中的流体包裹体进行了详

19、细的显微测温分析， 获得数据799件，结果列于表1和图6,分述如下。（1）早期石英-钾长石脉的石英中原生包裹体以W型和C1型为主，可见少量纯CH4的PC型 包裹体和S型包裹体（仅见两例，测温过程中未测到）。纯CH4包裹体常温下呈液相，冷冻 至一90C左右出现气相CH4，回温过程中测得其部分均一温度为一86. 7一85C。C1型包裹体中CH4所占体积比 例一般较大，集中在50%80%之间；其在一83一87C时部分均一，冰点温度为一5. 5一2. 0C;升温至319526C时，多数包裹体完全均一到气相。W型包裹体长轴长度一般为58um，气液比 在10%80%之间；冰点温度范围为一5. 7一1. 2

20、C，对应的盐度变化于1. 98%8. 79%NaCleqv;均一温度为173527C，主要集中在360380C之间；密度为0. 520. 94g /cm3。（2）石英-钾长石-辉钼矿脉的石英中发育W型包裹体和少量S型包裹体。W型流体包裹体 气相体积比集中在5%30%之间，冰点温度变化于一5. 6一0. 9C，对应的盐度为1. 49%8. 65% NaCleqv；升温至122464C之间皆完全均一到液相，低温部分可能是后 期叠加的结果；密度0. 470. 98g/cm3。S型包裹体仅测得一例SW型包裹体，其冰点温 度为一3. 8C，盐度6. 08% NaCleqv，黑色金属矿物子矿物加热过程中不

21、熔，至207。时包 裹体均一到液相。（3）石英-辉钼矿脉的石英中主要发育W型包裹体、少量SW型包裹体和C2型包裹体。将C2 型包裹体完全冷冻后回温，固态CO2至一56. 7C初熔，继续升温至7. 8C笼合物融化，计 算得其盐度为4. 26% NaCleqv； CO2相在29C时部分均一到气相，包裹体完全均一温度为 375C；密度为0. 81g/cm3。W型包裹体气液比主要集中在10%30%，冰点温度变化于一2一1. 3C之间，相应盐度值为2. 14%8. 10%NaCleqv；均一温度变化于107395C，全部均一到液相；密度为0. 601. 05g/cm3。 SW型包裹体多孤立分布，子矿物有

22、黑色金属矿物、半透明矿物和菱形透明矿物，升温过程 中均未见熔化，测得冰点温度介于一4. 2一2. 4C，相应盐度为4. 07%5. 78% NaCleqv；包裹体气液比较小，皆均一到液相，均一温度变化于在90294C，少数的低温包裹体可能是后期叠加的结果。（4）石英-多金属硫化物脉的包裹体主要为W型，其次为C2型和S型。C2型包裹体在此脉30%冷冻后升温，CO2固相的初熔温度变化于一56. 9体中较为发育，CO2相体积占10% 56. 6C，部分略低于纯CO2 的三相点（一56. 6C），暗示其中可能还含有其他组分，但含量过低致未达到激光拉曼检 测限；笼合物消失的温度为710C，相应得其盐度为

23、2. 96%5. 68% NaCleqv; CO2 相的部分均一温度在2730. 9C之间，多均一到气相；完全均一温度变化于135341C， 全部均一到液相；密度介于0. 911. 01g/cm3之间。W型包裹体的长轴长度为814 rm，少数可达37um，冰点温度一5. 2一0. 2C，对应的盐度变化范围较大，为0. 33%10. 22% NaCleqv;完全均一温度介于30%冷冻后升温，CO2固相的初熔温度变化于一56. 9600. 99g /cm3。S型包裹体包含黑色黄铜矿子矿物以及其他半透明和透明子矿物，升 温都未见熔化；其中SC型流体包裹体数量较少，CO2固相初熔温度为一56. 9一5

24、6. 6C，CO2相在3030. 1C部分均一到气相，笼合物在7. 18. 4C消失，相应的盐度 为3. 14%5. 51%NaCleqv；完全均一温度为138203C，均一到液相；SW型流体包裹 体冰点温度范围在一4. 6一1. 7C之间，对应的盐度范围为2. 79%7. 25% NaCleqv； 完全均一温度为90290C，变化范围较大，均一到液相，可能受到了后期叠加的影响。（5）晚期发育的石英-碳酸盐-萤石脉中的方解石和萤石中仅含可型包裹体，气相体积比例 约为5%15%，少数可达30%。方解石中包裹体多呈不规则和椭圆形，测其冰点温度为一2.6一0. 1C，对应盐度为0. 17%4. 86

25、% NaCleqv；完全均一到液相的温度范围在 113178C之间；密度为0. 910. 98g /cm3。萤石中包裹体多孤立分布，冰点温度 为一2. 2一0. 1C，对应盐度为0. 17%4. 07% NaCleqv；在80230C完全均一 至液相；密度为0. 861. 00g /cm3。4. 3激光拉曼显微探针分析激光拉曼显微探针分析结果显示：各类型包裹体液相成分多以H2O为主，显示出宽缓的H2O 峰（图7a）。早期石英-钾长石脉中的C1型包裹体中含有气相的CH4（特征峰为2916cm 1） （图7b）；石英-辉钼矿脉和石英-多金属硫化物脉中的C2型包裹体液相除了H2O,还有含有 少量液相

26、CO2（特征峰为1382cm 1 ）（图7c） ； S型包裹体中不透明子矿物显示292 cm 1的特征峰（图7d），表明其为黄铜矿。另有其他不透明子矿物和透明子矿物由于粒度 太小无法测试或显示拉曼惰性无法鉴定。由以上激光拉曼测试结果可知：早期石英-钾长石 脉体阶段为NaCl-H2O-CH4体系，主成矿阶段为NaCl-H2O-CO2体系，晚期石英-碳酸盐-萤石脉 体阶段则演变为NaCl-H2O体系。4. 4成矿压力和深度估计根据早期石英-钾长石脉中共生的纯CH4包裹体和水溶液包裹体的均一温度，石英-多金属硫 化物脉中发育的CO2-H2O包裹体的完全均一温度和CO2的部分均一温度、均一方式及其所占

27、 比例，通过流体包裹体数据处理Flincor程序（Brown， 1989），采用等容线交切的方法， 得到早期石英-钾长石脉中包裹体的捕获压力约为105221MPa，石英-多金属硫化物脉包 裹体的均一压力约为15285MPa。白山钼矿区围岩以片岩和角岩为主，设岩石密度为2. 7g /cm3。由于斑岩成矿流体系统具有多次流体沸腾、水压破裂和沉淀愈合的特点，早期流体所 处环境一般属于超静岩或静岩压力系统，若用静岩压力计算，则石英-钾长石脉形成 深度不浅于3. 98. 2km；成矿阶段的石英多金属硫化物脉压力系统则转变为超静岩或静 岩压力与静水压力相互转换交替的状态，若最高压力端元对应静岩压力，最低压

28、力端元对应 静水压力，其石英-多金属硫化物脉形成深度则约为1. 510. 6km。值得说明的是，由于 流体压力要导致围岩破裂，石英-钾长石脉和石英-多金属硫化物脉阶段最高压力端元往往代 表超静岩压力，故用最高压力端元计算的深度偏大，不代表实际深度。因此，我们采用石英-钾长石脉和石英-多金属硫化物脉最低压力端元进行 深度计算，则白山钼矿床最小的成矿深度约为1. 53. 9km。五、讨论5.1成矿流体成矿流体的氢、氧同位素组成既取决于原始介质水的氢、氧同位素组成和不同介质水的混合 比例，又受介质水演化过程中与流经岩石间的氢、氧同位素交换作用的温度及水-岩比值 （W/R）的影响（周涛发等，2005）

29、。水-岩交换同位素理论模型能有效地提供有关成矿流 体可能来源、水-岩相互作用的温度范围及水/岩比高低等重要的成矿信息（魏春生等， 1996）。依据本文对矿床含矿石英脉的石英流体包裹体氢、氧同位素分析结果（表1）以及 周济元等（ 1996）测得的2个数据（图4）,获得白山钼矿床的D18OH2O在3. 36j 5. 33j之 间,平均为4. 05j ; DDSMOW在-105 j - 69j之间，平均为-89. 25 j。根据中生代大 气降水、岩浆水及花岗岩类岩石的H、O同位素特征，新疆地区大气降水的DD值和D18O值 可分别取为-120 j和-16. 2 j （张理刚等，1985）;岩体的氢、氧

30、同位素数据近似地以 邻区的阿尔泰多拉钠萨依金矿地区同时代的未蚀变花岗岩的氢、氧同位素代替其DD和 D18O平均值分别为59j和10. 0j （魏春生等，1996）。根据上述数据，分别取t = 200e、 300e和335e时，算得不同水岩比值（W/ R）的大气降水的氢氧同位素的交换曲线，如图4 中虚线所示。白山钼矿床的氢氧同位素数据点落在200- 300 e的范围之内，完全偏离该矿床 在成矿温度为335e时的演化曲线（图4）,因而认为，矿床成矿流体不是发生水岩反应的 大气降水（演化大气降水），应为岩浆水和大气降水混合的产物。从图4可以看出，岩浆水 的H、O同位素值（MGR）与初始岩浆水值（MC

31、W）在岩浆水组成范围内一致，表明岩浆水受 水岩反应影响较小，可不考虑演化岩浆水的存在。故结合成矿地质背景，白山钼矿床的成矿 流体的组成应为以下2种方式:岩浆水与大气降水简单混合；岩浆水与演化的大气降水混 合。其中，岩浆水与大气降水简单混合的H、O同位素组成区间如图4中虚线区域所示，据H、O同位素测试数据分析，有2个样品DDSMOW值明 显较低（分别为-100j和-105 j ）,不在该区域之内，表明成矿流体不完全由岩浆水与 大气降水简单混合而成，白山钼矿床的成矿流体不符合演化方式| ；岩浆水和演化大气降 水的混合热液H、O同位素组成如图4中粗实线区域所示，同位素数据全部落于该区域之内， 指示了

32、白山钼矿床的成矿流体符合方式 ,是岩浆水与演化的大气降水不同比例混合的成 矿热液。白山钼矿虽然赋存在下石炭统干墩组地层中，但据报道（Zhang et al. , 2005）, 生产单位钻探时在白山钼矿床的矿体深部约580m处发现花岗（斑）岩体。上述氢、氧同位 素特征指示了白山钼矿床的成矿流体是岩浆水和演化大气降水的混合流体，有明显的岩浆 水贡献，这些岩浆水应来自深部的花岗（斑）岩体。2成矿年代前人也曾对白山钼矿床的成矿年代开展了研究工作（周济元等，1996;李华芹等，2005;2006; Zhang et al. , 2005）。周济元等（1996）根据含矿石英脉样品中的Pb同位素，用 内插法

33、得其成矿年龄为314326 Ma,认为矿床形成于石炭纪，成矿时代属于晚古生代； Zhang等（2005）测得了矿石中黄铁矿和辉钼矿的Re-Os年龄分别为（225 ? 12） Ma和 （22418 ?415） Ma,认为白山钼矿床形成于三叠世；李华芹等（2005;2006）对白山钼矿床 含矿石英脉中石英进行了Rb- Sr等时线、4 0Ar- 39Ar坪年龄Re-Os等时线年龄测定，认 为该钼矿床具有两期成矿作用的特点，分别对应于中三叠世1 （ 229 ? 2） Ma2和早侏罗世 （180 194 Ma）。可见，已有研究资料认为白山 钼矿床的成矿年龄数据在石炭纪）侏罗纪之间，差异很大；成矿期次也有

34、一期成矿（周济 元等，1996; Zhang et al. , 2005）和两期成矿（李华芹等，2006）的争议，因而，白山 钼矿床的成矿年龄有待进一步确定。本文对白山钼矿床含矿脉体中辉钼矿进行的Re-Os年代 学分析数据显示，7件辉钼矿样品等时线年龄为（22717 ?413） Ma, MSWD= 0132,初始Os比 值为187Os（ ng/ g ） - 41 0 ?818; Re-O模式年龄加权平均值为（22518 ? 11 2） Ma（ MSWD = 0127）,置信度为95%,等时线的线性关系很好。本文测试结果不同于周济元等（ 1996）的 测试结果；与Zhang等（ 2005）测得的

35、黄铁矿和辉钼矿Re-Os等时线年龄值相比，本文7个 辉钼矿测年样品数多于前者，等时线线性关系也更好，所得年龄值更为可信。另外，李华芹 等（ 2005; 2006）提出的两期成矿作用暂无地质证据的支持。因此，本次测得的辉钼矿Re-Os 等时线年龄（ 2271 7? 413） Ma可代表该矿床的成矿年龄，指示了白山钼矿床形成于中三叠 世。限于无法采得样品的原因，白山钼矿床深部与矿化直接相关的花岗（斑）岩体的年龄尚 未测得，但也可以通过矿区周围发育的花岗岩体（脉）来探索成岩与成矿的关系。白山矿区 内发育有白山西、狼井和红柳沟等花岗岩体，另有大量花岗岩脉分布在矿床附近（图2）, 这些花岗岩体（脉）年代

36、学的分析如表3所示。周涛发等（待刊）以锆石LA- ICP-MS法测 得位于白山矿区南侧的狼井花岗岩体成岩年龄为（28415 ?415）Ma,李华芹等（ 2005; 2006） 用锆石SHRIMP法测得白山西岩体和红柳沟岩体的年龄值分别为（181 ? 3） Ma和（ 239 ?8）Ma,并以T IMS锆石U- Pb法测得矿区南侧的花岗斑岩脉的年龄为235 245 Ma。上述花 岗岩体（脉）的年代学特征表明，白山矿区内中酸性岩浆活动分布于早二叠世 早侏罗世 之间，指示了白山地区在二叠纪）侏罗纪时中酸性岩浆活动频繁。白山钼矿床周围的红柳沟 岩体及矿床南部的花岗岩脉年龄值显示了白山地区存在有与钼矿化同

37、期的岩浆活动，很可 能与矿床深部的花岗（斑）岩体形成时代相近，当然，这有待下一步勘探和测年工作的进 一步证实。5. 3矿床成因及成矿背景白山钼矿床的地质特征显示，矿床中含矿石英脉发育，矿化特征及围岩蚀变特征与斑岩型 钼矿床（王志良等，2006）很相似，虽然矿床赋存于干墩组地层中，矿床附近却无与矿化 直接相关的花岗岩体，但钻探资料表明矿床底部存在花岗斑岩体。白山钼矿床的氢、氧同位 素特征（表1和图4）显示含矿流体是岩浆水和演化大气降水的混合流体，因此，白山钼矿 床的成矿应与矿床深部的花岗（斑）岩体有关。矿床地质和流体特征都指示了白山钼矿床是 一个斑岩型钼矿床，成岩成矿年龄的测试结果也间接支持了这一结论。矿床深部应有较好的 找矿前景。综上，白山钼矿床的形成应是深源富Mo的酸性岩浆沿通道上升形成浅成花岗（斑）岩体演 化的结果。含矿花岗岩浆在分离结晶的过程中，使得残留的硅酸盐熔浆中成矿物质与挥发分 在岩体顶