胶东邢家山矽卡岩型钼矿床成矿流体与成矿机制*

祝佳萱 张端 王长明** 陈奇 杜斌 杨立飞 石康兴

1. 中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室，北京 1000832. 中国地质大学(北京)地球科学与资源学院，北京 1000831.

胶东地区是我国重要的矿产集中区之一，前人关于胶东地区中生代成矿的研究主要集中于金矿(Dengetal., 2000, 2003, 2019; 邓军等, 2005; Goldfarb and Santosh, 2014; 杨立强等, 2014)，因金与其他多金属矿床在时间与空间上的特征，胶东中生代成矿被认为与华南、华北板块碰撞和太平洋俯冲作用过程有关，可能具有成因上的联系，但缺乏足够的证据(邓军等, 2006; 张田和张岳桥, 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)。

图1 胶东地区区域地质简图及多金属矿区分布图(据丁正江等, 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)

矽卡岩中特征矿物与岩浆流体密切相关，不同阶段特征矿物的流体包裹体研究可反应流体特征(Xuetal., 2016; 赵一鸣等, 2017; Chenetal., 2007, 2017)。稳定同位素中氢和氧同位素指示流体来源，碳、氢、氧和硫指示物质来源，是研究矿床成因的重要方法(Taylor, 1974; Ohmoto and Rye, 1979; 郑永飞, 2001; 郭保健等, 2005; White, 2013; Wangetal., 2018b)。邢家山矿床是胶东地区迄今为止发现的大型矽卡岩型钼矿床，前人对矿床地质特征和成矿年龄等方面进行了研究(刘善宝等, 2011; 丁正江等, 2012, 2015a; 薛玉山等, 2014; 文博杰等, 2015)，然缺乏对成矿流体的详细研究和对成矿机制的解析。本次通过流体包裹体和稳定同位素的研究，解析成矿流体、物质来源和形成机制。

1 区域地质

胶东半岛位于华北板块东部边缘，由北部的胶北隆起、中部的胶莱盆地以及南部的苏鲁超高压变质带组成(图1; Tanetal., 2012; 丁正江等, 2012; 薛玉山等, 2014; Dengetal., 2015; 潘素珍等, 2015; Songetal., 2017)。华北板块以太古代至早古生代变质岩为基底(Chengetal., 2017)，自中生代以来，受到太平洋板块俯冲的影响(Pirajno and Zhou, 2015; 丁正江等, 2015b)，经历了明显的岩石圈减薄(Wuetal., 2005; Zhuetal., 2012; Zhai, 2014)，岩浆活动和地壳变形(孙丰月等, 2011; Yang and Santosh, 2015; Daietal., 2016; Zhaoetal., 2016)。

图2 邢家山钼矿床矿区地质图(据丁正江等, 2015a修改)Fig.2 Geological map of the Xingjiashan Mo deposit (modified after Ding et al., 2015a)

图3 邢家山钼矿71勘探线地质剖面图 (据丁正江等, 2012修改)1-透闪透辉变粒岩；2-透辉矽卡岩；3-斑状中细粒含黑云二长花岗岩(幸福山岩体)；4-石英闪长玢岩脉；5-钼矿化；6-矽卡岩型矿体；7-蚀变斑状花岗岩型矿体；8-地质界线；9-花岗岩与地层界线；10-钻孔Fig.3 Geological section of the 71 exploration line of the Xingjiashan Mo deposit (modified after Ding et al., 2012)

研究区内地层主要为早元古代粉子山群和晚元古代震旦系蓬莱群，粉子山群为中级变质岩系碎屑岩和碳酸岩的组合，蓬莱群为浅变质岩系碎屑岩和碳酸岩组合。构造以褶皱和断裂为主，断裂常叠加于早期褶皱之上，褶皱构造主要有无角山背斜、蟹子顶向斜、河西背斜、张格庄向斜等，断裂构造主要为下官乐沟断裂、吴阳泉断裂和门楼-福山断裂等。研究区内侵入岩发育，幸福山岩体和王家庄岩体与成矿关系密切，幸福山岩体岩性为中细粒二长花岗岩，王家庄岩体岩性为石英闪长玢岩。胶东地区中生代大规模成矿(Zhou and Lü, 2000; 丁正江等, 2015b; Dengetal., 2019)，金矿储量达到4500t，分布区域广泛，矿化类型多样(Dengetal., 2003, 2015; 邓军等, 2006; Goldfarb and Santosh, 2014; 张炳林等, 2017)。 胶东已发现邢家山矽卡岩型钼矿、香夼矽卡岩型铜铅锌矿、王家庄热液脉型铜锌矿、冷家斑岩型钼矿、尚家庄斑岩钼矿和热液脉型银铅锌矿等多种类型多金属矿床(李杰等, 2013; 成少博等, 2014; 杨立强等, 2014; 丁正江等, 2015b; Songetal., 2017)。

2 矿床地质

邢家山矿床位于胶东半岛中部福山地区，属于北部隆起区。矿床辉钼矿Re-Os年龄为158.70±2.06Ma，形成于燕山早期(丁正江等, 2012)。地层为早元古代粉子山群张格庄组和巨屯组，以大理岩、变粒岩、透闪岩和片岩等低变质岩为主。区内岩浆活动主要集中于中生代形成的幸福山和王家庄岩体，幸福山岩体侵入年龄为157Ma，与邢家山矿床在时间和空间上联系紧密，为其成矿母岩(刘善宝等, 2011; 丁正江等, 2015a)。构造发育，以东西向褶皱和压扭性断裂为主，其中蟹子顶向斜和钟家庄断裂为矿床主要的控矿构造(图2; 柳振江等, 2010; 薛玉山等, 2014)。

邢家山矿床赋存于早元古代粉子山群张格庄组，以大理岩、白云石大理岩和透闪岩为主，据岩石组合分为三段：下段白云石大理岩，以层厚、裂隙少、结构致密且透气性差为特征；中段透闪岩、变粒岩和大理岩，是主要赋矿岩层；上段以白云石大理岩为主，分布广泛(薛玉山等, 2014; 丁正江等, 2015a)。

矿区东南侧幸福山-无角山一带出露营盘单元幸福山岩体，为钼矿成矿母岩。处于东西向和北东向两个构造体系的复合部位，岩枝和岩脉发育。岩性为二长花岗岩，似斑状结构，块状构造，斑晶由石英、斜长石、钾长石及少量角闪石组成，基质由钾长石、石英、斜长石和黑云母组成。通过锆石U-Pb测得年龄157Ma左右，为晚侏罗世岩浆活动的产物(丁正江等, 2015a)。

矿区内断裂及褶皱构造发育。上夼背斜、老沙山倒转背斜、老官庄倒转向斜和钟家庄倒转背斜受南北向水平挤压。幸福山短轴背斜位于矿区东南部，东北向，长约4km，宽约2km，背斜中心部位有幸福山岩体沿其横向张裂隙侵入。蟹子顶向斜东北向，长约4.8km，属横跨褶曲，是矿床的主要控矿构造之一。钟家庄断裂位于幸福山背斜与蟹子顶向斜之间，为北东向压扭性断裂。区内构造具有多期次活动的特点，且常有断裂横跨叠加与褶皱之上，共同控制矿体的形成(图2; 薛玉山等, 2014)。

3 矿体地质

3.1 矿体与矿石特征

矿体产于幸福山岩体内部及外接触带中。已探明钼矿体17个，多为隐伏矿体，埋藏较浅。矿体多呈似层状，产状与地层基本一致(图3)。矿体以老官庄断裂为界分为南矿段和北矿段，北矿段的9号和西矿段6号为主要钼矿体。9号钼矿体呈似层状，赋存于张格庄组中段和上段地层中，受构造影响产状变化较大，矿体平均品位0.11%。6号钼矿体呈透镜状，赋存于张格庄组上段地层中，平均品位0.28%。矿体形态受到幸福山褶皱、钟家庄断裂和蟹子顶向斜的影响(丁正江等, 2012, 2015a; 薛玉山等, 2014)。

邢家山矿床的矿石矿物为辉钼矿、黄铁矿、黄铜矿、磁黄铁矿和白钨矿等(图4、图5)。脉石矿物主要为透辉石、透闪石、石榴石、石英和方解石。可见块状斑铜矿、黄铜矿和黄铁矿(图5i)，浸染状黄铁矿。辉钼矿是矿区内最主要的金属硫化物，沿透辉石和石榴石等脉石矿物的晶粒间隙呈浸染状分布，属于矽卡岩阶段(Ⅰ+Ⅱ阶段)形成(图4a)，或沿岩石裂隙呈脉状填充，多为片状构造，多呈单矿物脉，在主成矿期大量出现(图5e)，或产于石英脉边部或填充在石英间隙中(图4e-h、图5f)。

图4 邢家山钼矿床不同阶段矿物组合(a)辉钼矿、石榴石、透辉石共生产出；(b)石榴石、透辉石共生，可见钙铁榴石环带，被晚期方解石交代；(c)方解石、符山石与透辉石矿物共生；(d)白钨矿、辉钼矿共生产出于透辉石矽卡岩中；(e-g)石英、辉钼矿脉状共生产出，脉体边缘为方解石；(h)石英-方解石呈脉状切穿石英-辉钼矿脉；(i)透辉石、白钨矿共生；(j)白云母化与绿泥石化蚀变.Grt-石榴石；Di-透辉石；Mot-辉钼矿；Adr-钙铁榴石；Cal-方解石；Ves-符山石；Sch-白钨矿；Qtz-石英；Ms-白云母；Chl-绿泥石化Fig.4 Mineral assemblages of different stages in the Xingjiashan Mo deposit

图5 邢家山矿床矿石组构(a、b)矽卡岩中发育块状辉钼矿；(c)黄铁矿与辉钼矿接触产出；(d)辉钼矿脉穿过矽卡岩；(e)辉钼矿脉穿过围岩；(f)石英-方解石脉穿过石英-辉钼矿脉；(h)褶皱状辉钼矿；(i)石英-斑铜-黄铜-黄铁矿脉；(j)石英-黄铁-辉钼矿脉.Py-黄铁矿；Bn-斑铜矿；Ccp-黄铜矿Fig.5 Ore fabrics in the Xingjiashan Mo deposit

围岩蚀变强烈，类型多样。从岩体中心向外，蚀变具有分带性。主要为矽卡岩化、钾化和硅化。接触带发育矽卡岩化，早期发育透辉石化和硅灰石化，晚期发育绿泥石化、绿帘石化和绢云母化等(图4j)。各蚀变带关系较为模糊，呈现出内矽卡岩化-矽卡岩化-碳酸盐化和硅化的规律。

3.2 成矿期次

根据矿物共生组合特征和野外观察，成矿过程分为4个阶段。早矽卡岩阶段(Ⅰ阶段)主要为石榴子石和透辉石无水硅酸盐矿物。晚矽卡岩阶段(Ⅱ阶段)为自形-半自形含水类硅酸盐矿物透闪石、符山石等(图4c、图5a, b)。矽卡岩阶段(Ⅰ+Ⅱ阶段)主要为白钨矿化、黄铁矿化及少量辉钼矿化(图4d)。石英-硫化物阶段(Ⅲ)是主成矿阶段，有大量石英、辉钼矿、黄铁矿和黄铜矿等矿物沉淀(图5e, f)。石英-碳酸盐阶段(Ⅳ阶段)见碳酸盐脉，切穿石英-硫化物脉和围岩(图4h)。

4 样品和分析方法

本次研究的测试样品采自邢家山地表和坑道，制成薄片、探针片和包裹体片。

包裹体成分分析通过中国地质科学院矿产资源研究所Renishaw System-2000显微共焦激光拉曼光谱仪，完成对邢家山矿床各成矿阶段单个包裹体的成分分析。仪器激发激光波长514.53nm，激光功率20mW，激光束斑最小直径1μm，光谱分辨率1～2cm-1。

流体包裹体测温实验在中国地质科学院矿产资源研究所国家重点实验室流体包裹体室完成，英产LinkamTHMSG600显微冷热台，最低-196℃，最高+600℃，精度达±0.1℃，本次测温范围-100℃～+600℃。对邢家山矿床不同阶段具有代表性的样品中的各类流体包裹体进行详细的显微测温分析，根据流体的均一温度、冰点及子矿物的熔化温度通过Steele-MacInnisetal. (2012)发表的软件中算出其盐度和密度(Roedder and Bodnar, 1980; Steele-MacInnisetal., 2012; Li and Li, 2013; Lietal.,, 2014)。

在中国科学院地质与地球物理研究所稳定同位素地球化学实验室进行了石榴子石和石英的氢氧同位素分析、方解石碳氧同位素分析和辉钼矿、黄铜矿、黄铁矿硫同位素分析。氢氧同位素测定使用质谱型号为：MAT-252，所报数据为国际标准V-SMOW，分析误差在0.2‰以内；碳氧同位素测定使用质谱型号为MAT-253所报数据均为相对国际标准VPDB之值，内部标准监测显示δ13C和δ18O的标准偏差分别优于0.15‰和0.20‰；硫同位素测定使用质谱型号为Delta-S，数据为相对国际标准CDT值，分析误差在0.2‰以内(李铁军, 2013; Fengetal., 2014; Wangetal., 2018a)。

5 结果

5.1 流体包裹体

5.1.1 流体包裹体岩相学特征

根据显微镜下岩相学观察，流体包裹体形态一般呈菱形、椭圆形、长条形及不规则形，偶可见负晶型包裹体。包裹体大小差异较大，较大包裹体直径可达20μm，较小包裹体直径小于1μm，大部分集中在4～10μm。包裹体中气液比变化较大，透闪石和石榴子石相比集中在10%～70%之间，透闪石中发育含子矿物包裹体，在升温过程中，子矿物有早于和晚于包裹体气相和液相均一。石英中包裹体相比集中在5%～55%之间，在含子矿物包裹体中，子矿物晚于气泡消失。方解石相比集中在5%～40%之间。

室温下的相态和包裹体成分，划分为富液体包裹体(L型)、富气体包裹体(V型)和含子矿物包裹体(S型)(图6; Qiuetal., 2017)。L型包裹体在各阶段特征矿物中普遍发育，V型包裹体在透辉石、石榴子石和透闪石中普遍发育，S型包裹体石榴子石和透闪石中普遍发育，石英中少量发育。

5.1.2 流体包裹体均一温度、盐度和密度

Ⅰ阶段寄主矿物为透辉石(L和V型)和石榴子石(L、V和S型)。均一温度范围在273.7～532.6℃之间，主要集中在375～450℃之间，平均为399.6℃。冰点温度在-3.4～-17.0℃之间。盐度范围在6.01%～20.22% NaCleqv之间，平均为13.55%。密度范围在0.40～1.06g/cm3之间(图7)。

图7 邢家山钼矿成矿流体均一温度和盐度直方图Fig.7 Histograms showing homogenization temperature and salinity in the Xingjiashan Mo deposit

Ⅱ阶段寄主矿物为透闪石(L、V和S型)。均一温度范围在191.3～495.1℃之间，主要集中在375～425℃之间，平均为373.8℃。冰点温度范围在-2.7～-21.6℃之间，子矿物熔化温度为270.2℃、502.0℃、494.8℃、512.8℃、157.0℃、495.7℃。盐度范围在4.49%～61.51% NaCleqv之间，平均为15.52% NaCleqv。密度范围在0.48～1.25g/cm3之间，平均为0.77g/cm3(图7)。

Ⅲ阶段寄主矿物石英(L和V型)中包裹体显示完全均一温度范围在154.1～443.2℃之间，主要集中在225～400℃之间，平均为293.5℃。冰点温度范围在-0.7～-18.0℃之间，子矿物熔化温度为426.1℃。盐度范围在1.22%～31.04% NaCleqv之间，平均为10.69% NaCleqv。密度范围在0.58～1.00g/cm3之间(图7)。

Ⅳ阶段寄主矿物石英和方解石中的L和V型包裹体显示均一温度范围在73.4～267.3℃之间，主要集中在150～200℃之间，平均为178.4℃。 冰点温度范围在-0.7～-18.0℃之间，子矿物熔化温度为426.1℃。盐度范围在1.74%～9.98% NaCleqv之间，平均为4.49% NaCleqv，密度范围0.80～1.01g/cm3之间(图7)。

图8 邢家山钼矿包裹体激光拉曼探针分析谱图Fig.8 Laser Raman spectrum of fluid inclusions in the Xingjiashan Mo deposit

5.1.3 流体包裹体成分分析

根据显微激光拉曼光谱分析，早矽卡岩阶段透辉石中L型包裹体成分峰值显示H2O和H2S，晚矽卡岩阶段透闪石中L型包裹体成分峰值显示H2O和HS-，石英-硫化物阶段L型包裹体主要成分为H2O，石英-碳酸盐阶段方解石中流体包裹体H2O峰值较宽泛，其他成分峰值不明显(图8)。流体早期可能属于H2O-NaCl-H2S流体体系，晚期演化至成分较单一的H2O-NaCl流体体系。

5.2 稳定同位素

5.2.1 氢氧同位素

邢家山钼矿床矽卡岩阶段3件石榴石样品δD值位于-50.3‰～-58.3‰之间，δ18O的值位于6.4‰～7.3‰之间。石英-硫化物阶段2件石英样品δD的值为-54.4‰和-58.0‰，δ18O的值为12.1‰和13.2‰。石英-碳酸盐阶段1件石英样品δD和δ18O值分别为-55.5‰和13.1‰。根据热液矿物-水体系的氧同位素分馏方程(Claytonetal., 1972; 郑永飞, 2001)：

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

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

结合流体包裹体显微测温结果， 矽卡岩阶段3件石榴石样品δ18OH2O值的变化范围在7.00‰～8.18‰之间，石英硫化物2件石英中流体包裹体的δ18OH2O值分别为4.87‰和5.90‰，石英-碳酸盐阶段1件石英中流体包裹体的δ18OH2O值为0.04‰(表1)。

5.2.2 碳氧同位素

邢家山2件石英-硫化物阶段样品δ13CV-PDB为-1.18‰和-1.16‰，δ18OV-SMOW为6.70‰和7.75‰。7件石英-碳酸盐阶段样品δ13CV-PDB范围在-3.35‰～-0.73‰之间，δ18OV-SMOW范围在5.93‰～8.42‰之间(表2)。

表1 邢家山钼矿氢氧同位素测试结果

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

样品号成矿阶段δDV-SMOW (‰)δ18Osilicate (‰)δ18OH2O(‰)T (℃)单矿物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 邢家山钼矿碳氧同位素测试结果

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

样品号成矿阶段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 邢家山钼矿硫同位素测试结果

Table 3 The S isotopic compositions in the Xingjiashan Mo deposit

样品号成矿阶段δ34S(‰)单矿物XJS17D01B1Ⅱ7.6辉钼矿XJS17D01B2Ⅱ6.5辉钼矿XJS17D01B3Ⅱ7.4辉钼矿XJS17D03B5Ⅱ7.4辉钼矿XJS17D03B7Ⅱ8.2辉钼矿XJS17D01B4Ⅲ9.6黄铁矿XJS17D01B5Ⅲ10.8黄铁矿XJS17D01B5Ⅲ8.5黄铜矿XJS17D03B1Ⅲ7.8辉钼矿XJS17D03B2Ⅲ7.1辉钼矿XJS17D03B3Ⅲ7.9辉钼矿XJS17D03B6Ⅲ8.5辉钼矿XJS17D03B6Ⅲ6.8黄铁矿XJS17D04B2Ⅲ9.5黄铜矿

图9 邢家山钼矿包裹体Ⅱ阶段盐度-均一温度图(底图据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

矽卡岩阶段中6件辉钼矿矿石硫化物的δ34S变化范围为6.5‰～8.2‰，平均值7.5‰。石英-硫化物阶段9件样品，矿石硫化物变化范围为7.1‰～10.8‰，其中3件黄铁矿δ34S范围为 6.8‰～10.8‰，平均值9.1‰。2件黄铜矿δ34S为8.5‰和9.5‰，4件辉钼矿为7.1‰～8.5‰，平均值7.8‰(表3)。

图10 邢家山钼矿氢氧同位素图解(底图据Wang et al., 2015)Fig.10 δD vs. δ18OH2O diagram of the Xingjiashan Mo deposit (after Wang et al., 2015)

图11 邢家山钼矿硫同位素组成Fig.11 Histogram of δ34S of sulfides from the Xingjiashan Mo deposit

6 讨论

6.1 成矿流体特征

邢家山矿床流体包裹体类型单一，主要为气液两相包裹体，偶见含子矿物包裹体，成矿流体属于NaCl-H2O体系，流体早期及成矿阶段出现H2S还原性气体，晚期流体趋向于单一H2O组成。各阶段包裹体中同时形成的不同相比的包裹体几乎同时均一。晚矽卡岩阶段流体均一温度相似的情况下盐度相差较多，均一温度350～450℃之间的包裹体盐度范围10%～70% NaCleqv(图9)。辉钼矿产状多样。这一系列现象反映了流体的沸腾(卢焕章和单强, 2015; Wangetal., 2014a; Guoetal., 2019)。

早矽卡岩阶段中流体包裹体显示早期流体中高温、高盐度、低密度的特征(375～450℃；14% NaCleqv；0.7g/cm3)，晚矽卡岩阶段流体的温度有所降低，盐度变化不明显(15% NaCleqv)。随着流体演化过程的进行在石英-硫化物阶段显示出中高温、中低盐度、中低密度的特征(225～400℃；10% NaCleqv；0.8g/cm3)，此阶段温度的变化范围较大，盐度快速下降。在Ⅳ阶段流体包裹体表现出成矿作用后的特征，流体成分简单，表现出低温、低盐度、密度接近于1g/cm3的特征。

对不同阶段特征矿物进行H-O同位素分析，δD和δ18OH2O范围分别为-58.32‰～-50.32‰和0.04‰～8.18‰，δ18OH2O值从矽卡岩阶段到石英-碳酸盐阶段有明显降低的趋势。H-O同位素图解主要显示岩浆水特征，成矿早期至晚期逐渐向大气降水线偏移(图10; Driesner and Seward, 2000; Wangetal., 2016a; Liuetal., 2018; Zhangetal., 2018)，反应了流体可能早期主要为岩浆水，随着成矿作用的进行不断演化，流体上升接近地表，有大气降水的混入。同时流体包裹体在石英-碳酸盐阶段显示温度178.4℃、盐度4.9% NaCleqv、密度0.921g/cm3和成分单一，符合晚期混有大气降水的特征。

6.2 成矿物质来源

硫同位素有三个不同的储库(Rollinson, 1993; Hoefs, 2009; White, 2013; Wangetal., 2018a)：岩浆来源δ34S值约为0‰，主要为还原态S；海水来源，δ34S值约为20‰，主要SO42-；显示为负值的强还原沉积硫，前两种比较稳定。根据前人研究，总结大量金属矿床的硫同位素组成发现绝大多数δ34S集中-4‰～+10‰之间，接近幔源硫的特征，主要来源于岩浆热液(周涛发等, 2017; Zhangetal., 2018, 2019)。邢家山矿床多金属硫化物δ34S变化范围为6.5‰～10.8‰，呈现较明显的塔式分布(图11; White, 2013; Maetal., 2019)，不同金属矿物中硫无明显差别，可能具有相似的硫来源，同阶段辉钼矿、黄铁矿和黄铜矿之间δ34S值变化不大，未显示出一定规律，可能有一定的分馏现象。对比硫同位素储库，邢家山矿床δ34S总体范围接近于岩浆硫，硫源主要来源于岩浆。

邢家山Ⅲ、Ⅳ阶段9件方解石样品δ13CV-PDB值为-3.35‰～-0.73‰，变化范围较小，表明碳可能来自深部地幔(图12; Ohmoto and Rye, 1979; Rayetal., 2000; Wangetal., 2015; Liuetal., 2015; Liu and Hou, 2017; Dingetal., 2018; Gaoetal., 2018)。方解石样品δ13CV-PDB变化范围窄，且大于有机质的碳同位素组成，可排除有机质为方解石提供碳的途径。δ18OV-SMOW值为5.93‰～8.50‰，变化范围较小。碳氧同位素组成投点位于火成碳酸盐和幔源包体及花岗岩碳的范围内，说明成矿流体的碳质主要来源于岩浆。结合前人大理岩样品数据，投点接近于海相碳酸盐区域，指示大理岩与成矿碳质来源不同，大理岩中碳质主要来源于碳酸盐地层。综上所述，流体中碳质应主要来源于深部岩浆。

图12 邢家山钼矿碳氧同位素图解(底图据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 成矿机制

矽卡岩型矿床是我国主要的矿床类型之一，已知矿种有铜、铁、铅锌、钨、锡和钼等，大部分分布在中国东部，是环太平洋成矿带的重要组成部分，形成时代从元古宙至新生代，主要集中在中生代侏罗纪(徐志刚等, 2008; 赵一鸣等, 2017; 毛景文等, 2018; Dengetal., 2018; Shietal., 2019)，其形成于中酸性岩体的侵入密切相关(Meinertetal., 2005)。根据已有的大量有关成矿流体特征及来源的研究，物质来源对于不同类型矿床物质来源存在岩浆、岩浆地层混合或只来源于地层的争议，一般根据C-O、S-Pb及非传统同位素指示(Gemmelletal., 1992; Ishiharaetal., 2000; Zhaoetal., 2003; Zhangetal., 2013; 田坎等, 2018; Wangetal., 2018a)。矽卡岩型矿床矿物中同位素组成及捕获的流体包裹体能够很好地反应成矿过程中流体的特征(池国祥和赖健清, 2009; 卢焕章等, 2018)，氢同位素大部分低于岩浆热液氢同位素组成，其影响因素一般为大气降水等(Taylor, 1974; 向君峰等, 2012; Roedder and Bodnar, 1980; 赵一鸣等, 2017; 刘畅等, 2018; 邓明国等, 2018)。本次研究主要针对成矿流体，成矿流体主要为岩浆水，后期有大气降水的加入，表现出高温高盐度的特征，符合矽卡岩型矿床的典型流体特征。

邢家山矿床的形成与中生代幸福山岩体有关，受蟹子顶向斜和钟家庄断裂的控制成矿，岩浆上涌与围岩接触发生反应，形成矽卡岩。早期成矿流体氢同位素显示岩浆流体的特征，流体包裹体显示中高温中高盐度的特征，含有还原性气体，此时期大量成矿；随后流体不断运移，有大气降水的加入，温度和盐度不断降低，流体演变为低温低盐度，流体包裹体类型趋向单一的H2O-NaCl组成。

影响邢家山矿床的矿质聚集因素包含多方面(Woodland and Koch, 2003; Selbyetal., 2000; 邓军等, 2012; Wangetal., 2014b, 2016a, b)。流体早期氢氧同位素(-58.35‰～-50.32‰)显示主要为岩浆水；流体沸腾是引起成矿物质沉淀的重要因素之一(Bodnar, 1983; Taylor, 1974; Canetetal., 2011; Goldfarb and Groves, 2015; Zhangetal., 2016)，高温高压条件下，尤其临界-超临界条件下，金属离子以稳定的络合物形式存在，在温度压力突然变化下会发生流体的沸腾，从而促使金属元素沉淀富集(Yaoetal., 2018; Korgesetal., 2017; 邓明国等, 2018; 柏中杰等, 2019)。邢家山矿床包裹体类型多样，同一阶段相近温度下盐度变化范围大，矽卡岩阶段单相包裹体与两相包裹体共存，含子晶包裹体与液相包裹体共存(图4a, d, e)，在晚矽卡岩阶段，相近的均一温度下盐度差距较大，符合流体沸腾的特征；成矿期包裹体实验显示，流体早期至晚期温度逐渐降低，压力逐渐减小，由含强还原性气体流体向单一流体转变也显示了与大气水的混合。流体沸腾是邢家山矿质沉淀的重要影响因素，流体混合、物理条件变化和氧化还原性质改变等也为邢家山矿床矿物沉淀提供了条件。

7 结论

(1)邢家山矿床成矿阶段划分为四个阶段：Ⅰ早矽卡岩阶段、Ⅱ晚矽卡岩阶段，Ⅲ石英-硫化物阶段和Ⅳ石英-碳酸盐阶段。主成矿阶段为石英-硫化物阶段。

(2)邢家山矿床成矿流体气体成分含有还原性H2S。成矿流体总体属于H2O-NaCl流体体系，气体包裹体、液体包裹体和含子矿物包裹体大量共存，相近温度下盐度变化较大，流体沸腾现象较明显，流体的沸腾作用应为该矿床矿物沉淀的主要原因。

(3)邢家山矿床属于典型的矽卡岩型矿床，从Ⅰ阶段到Ⅳ阶段，成矿流体具有由中高温中高盐度向低温低盐度方向演化的趋势。

(4)C-H-O同位素结果显示成矿流体以岩浆水为主，后期有大气降水的加入。硫同位素δ34S值为6.5‰～10.8‰，显示了成矿物质岩浆来源的特征。

致谢 谨以此文恭祝翟裕生院士九十华诞，感谢翟老师多年来给予的悉心教导。实验过程中得到中国地质科学院矿产资源研究所和中国科学院地质与地球物理研究所老师的支持和帮助，感谢评审专家们提出的宝贵意见。