王 龍，廖香俊,2

（1.中國(guó)地質(zhì)大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院，武漢 430074；2.海南省地質(zhì)局，?？?570206）

海南島地處華南板塊南部，礦產(chǎn)資源十分豐富，是我國(guó)傳統(tǒng)上重要的金礦和高品位鐵礦產(chǎn)地。隨著勘查工作的深入開展和1:5萬地球化學(xué)填圖的順利進(jìn)行，在海南省瓊?？h、瓊中縣、保亭縣和樂東縣相繼發(fā)現(xiàn)了梅嶺（小型）、高通嶺（小型）、石門山（中型）、新村（中型）和羅葵洞（大型）等一批具有工業(yè)價(jià)值的鉬礦床（圖1）。到目前為止，僅有少量研究資料涉及這些礦床[1-4]，有關(guān)這些鉬礦的研究尚處于起步階段。

新村鉬礦位于三亞市以北33 km的保亭縣境內(nèi)。本礦床于2001年海南省地質(zhì)綜合勘察院對(duì)新村-六羅地區(qū)進(jìn)行的1:5萬水系沉積物調(diào)查中發(fā)現(xiàn)。2006年至今，海南省地質(zhì)綜合勘察院對(duì)礦區(qū)進(jìn)行詳細(xì)的地質(zhì)普查工作。通過槽、坑、鉆等探礦手段對(duì)該礦區(qū)進(jìn)行了控制，新村鉬礦床業(yè)已達(dá)中型規(guī)模。本文在前人工作的基礎(chǔ)上，通過野外調(diào)查及樣品測(cè)試，對(duì)新村鉬礦區(qū)的地質(zhì)背景、礦床特征及成因等方面進(jìn)行研究。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

海南島位于歐亞大陸東南緣，隸屬華夏板塊（圖1）。以王五-文教和九所-陵水深大斷裂為界可將海南島劃分為三個(gè)大地構(gòu)造單元:雷瓊新生代斷陷帶、五指山加里東褶皺帶和三亞地塊。新村鉬礦區(qū)位于九所-陵水?dāng)嗔褞暇墶?/p>

海南島地層單元大致由4個(gè)構(gòu)造地層單元組成，分別為中-新元古界變質(zhì)結(jié)晶基底、寒武系-二疊系淺海相-陸相沉積蓋層、白堊系陸相碎屑沉積和火山巖以及新生代基性熔巖。地質(zhì)歷史上曾經(jīng)歷兩次大的構(gòu)造抬升，因而無泥盆系和中三疊系-侏羅系的沉積記錄。巖漿活動(dòng)在本區(qū)較為劇烈，侵入巖出露面積約占海南島陸地總面積的46.6%。根據(jù)前人的研究成果及大量的同位素測(cè)年數(shù)據(jù)，顯示海南島主要的構(gòu)造巖漿活動(dòng)時(shí)間為299～233 Ma和112～82 Ma，為海西-印支期和燕山晚期。海西-印支期和燕山晚期的侵入巖分別占海南島陸地總面積的35%和10.3%。海西-印支期侵入巖由石英閃長(zhǎng)巖、英云閃長(zhǎng)巖、花崗閃長(zhǎng)巖和鉀長(zhǎng)花崗巖組成，燕山晚期花崗巖由花崗閃長(zhǎng)巖、二長(zhǎng)花崗巖、鉀長(zhǎng)花崗巖和花崗斑巖組成，它們分別與I型、S型和I型花崗巖具有親和性。區(qū)域上除了發(fā)育近E-W向的王五-文教斷裂和九所-陵水?dāng)嗔淹?，E-W向的昌江-瓊海和尖峰-萬寧斷裂也較為明顯。NE向、N-S向、NW向小斷裂十分發(fā)育，韌性剪切活動(dòng)也較為顯著，其中NNE走向的戈枕韌性剪切帶對(duì)海南島金礦床的分布具有重要的控制意義。

圖1 海南島地質(zhì)圖（a）及其大地構(gòu)造位置圖（b）（據(jù)文獻(xiàn)[3,5-6]修改）Fig.1 Simplified geological map of Hainan island(a)and tectonic units in South China Block

同安嶺火山巖盆地除了賦存有新村鉬礦和羅葵洞鉬礦外，尚有六羅金礦、南改金礦、摩天嶺銅礦、嶺殼銅礦產(chǎn)出，為一典型的“聚寶盆”，這些礦床在時(shí)空分布上均與白堊系陸相火山巖沉積地層和白堊紀(jì)侵入巖漿活動(dòng)有關(guān)。

2 礦區(qū)地質(zhì)

礦區(qū)位于同安嶺白堊系火山巖盆地東緣，與東部的保城巖體相接（圖2），地質(zhì)歷史上曾經(jīng)歷了早白堊世陸相火山噴發(fā)和燕山晚期酸性侵入體侵位兩期巖漿熱事件。

2.1 地層

礦區(qū)出露的地層主要由下白堊統(tǒng)嶺殼村組（K1lk）陸相火山巖及以石英二長(zhǎng)斑巖-花崗斑巖-斑狀二長(zhǎng)花崗巖為主的次火山巖序列構(gòu)成。

嶺殼村組火山巖地層位于同安嶺火山巖盆頂部，屬第二旋回火山噴發(fā)的產(chǎn)物。該組為一套中酸性、酸性火山巖系，以流紋質(zhì)火山熔巖及火山碎屑巖為主，夾數(shù)層英安質(zhì)火山巖，底部以流紋質(zhì)含礫凝灰?guī)r為主。該組火山巖與下伏湯他大嶺組火山巖呈噴發(fā)不整合接觸。

什堆礦段的鉆探以及中南部地區(qū)的鉆孔資料（亞洪ZK0001）均顯示，嶺殼村組火山巖層?xùn)|部發(fā)育一套自下而上的由石英二長(zhǎng)斑巖-花崗斑巖-斑狀二長(zhǎng)花崗巖為主的中酸性斑狀巖性組合。本次以約140 m的ZK201號(hào)鉆孔為例進(jìn)行研究，其特征如下:

斑狀二長(zhǎng)花崗巖:位于鉆孔頂部，厚約27 m，部分巖性段夾雜肉紅色細(xì)晶巖和花崗斑巖。深灰色，不等粒結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造。造巖礦物主要由石英（15%）、斜長(zhǎng)石（55%）、條紋長(zhǎng)石（20%）、角閃石（3%）、黑云母（4%）組成，粒徑 0.5～3 mm；石英溶蝕現(xiàn)象較為明顯。發(fā)育不同程度的構(gòu)造裂隙，沿裂隙通?？梢娸^為明顯的金屬礦化。

花崗斑巖:位于鉆孔中段，以鉀長(zhǎng)花崗斑巖為主，厚約20.4 m?；壹t色-肉紅色，斑狀結(jié)構(gòu)。造巖礦物主要由石英（10%～29%）、斜長(zhǎng)石（3%～15%）、正長(zhǎng)石（15% ～20%）、條紋長(zhǎng)石（45% ～64%）、黑云母（3% ～4%）組成；斑晶由零散分布的具聚片雙晶的更長(zhǎng)石、已綠泥石化的黑云母、它形金屬礦物和均勻分布的它形條紋長(zhǎng)石組成，粒徑0.5～5 mm；基質(zhì)由零散分布于斑晶間隙的的石英、正長(zhǎng)石以及微細(xì)粒的斜長(zhǎng)石組成，粒徑0.05～0.4 mm?？梢娒黠@的石英溶蝕結(jié)構(gòu)，石英脈和破碎帶較為發(fā)育，常見輝鉬礦、黃鐵礦、綠泥石化、綠簾石化及碳酸鹽巖。

石英二長(zhǎng)斑巖:位于鉆孔深部，厚約56.6 m。淡紅色，斑狀結(jié)構(gòu)。造巖礦物主要由石英（10%～15%）、斜長(zhǎng)石（10% ～20%）、正長(zhǎng)石（7% ～25%）、條紋長(zhǎng)石（44% ～60%）、黑云母（3% ～4%）組成；斑晶由它形金屬礦物、綠泥石化的黑云母、具聚片雙晶和表面絹云母化的更長(zhǎng)石以及零散分布的條紋長(zhǎng)石組成，粒徑1～4 mm；基質(zhì)由分布在斑晶間隙的它形石英、正長(zhǎng)石及斜長(zhǎng)石組成，粒徑0.1～0.8 mm。發(fā)育不同程度的構(gòu)造破碎和綠簾石化、綠泥石化，黃鐵礦、輝鉬礦常見。

脈巖:來自亞洪ZK0001孔，厚約9 m，頂?shù)捉佑|巖性均為石英二長(zhǎng)斑巖。深灰色，基質(zhì)具交織結(jié)構(gòu)。造巖礦物主要由斜長(zhǎng)石（70%）、鐵礦（10%）、方解石（5%）、玻璃質(zhì)轉(zhuǎn)化的綠泥石斑晶（15%）；斑晶由少量斜長(zhǎng)石組成，粒徑0.5～0.8 mm；基質(zhì)由含鐵礦物、斜長(zhǎng)石、方解石組成，粒徑0.2～0.3 mm?；|(zhì)和斑晶中斜長(zhǎng)石聚片雙晶均不明顯。綜合定名為斜長(zhǎng)安山巖。

上述三類花崗巖之間為漸變關(guān)系，呈現(xiàn)出明顯的似層狀展布特征，其巖性、結(jié)構(gòu)構(gòu)造可與嶺殼村組火山巖相對(duì)比。結(jié)合其產(chǎn)出部位、區(qū)域巖石對(duì)比、淺成-超淺成形成特點(diǎn)以及脈巖的穿插等特征判定該系列巖石組合為次火山巖組合。鉆孔資料顯示，次火山巖帶整體上呈現(xiàn)西厚東薄的特點(diǎn)，與底部及東部的灰白色二長(zhǎng)花崗巖呈侵入接觸。通常次火山巖與火山巖源自同一巖漿房，其活動(dòng)時(shí)代相近。結(jié)合同位素資料①，推測(cè)該次火山巖侵位時(shí)間大致為122～107 Ma。

圖2 海南島新村鉬礦礦區(qū)地質(zhì)圖Fig.2 Geological map of Xincun Mo deposit in Hainan island

2.2 侵入巖

在ZK201孔石英二長(zhǎng)斑巖底部及東部發(fā)育一套淺灰白色斑狀二長(zhǎng)花崗巖（見圖2），造巖礦物主要由石英（20%）、斜長(zhǎng)石（55%）、正長(zhǎng)石（20%），黑云母（3%）組成。以大顆粒的鉀長(zhǎng)石斑晶為主要特點(diǎn)，個(gè)別斑晶可達(dá)1.2 cm×2.6 cm，除顏色外，該特征為侵入體與次火山巖的顯著區(qū)分標(biāo)志。該套侵入體為后期侵位的保城巖體的一部分，其侵位時(shí)代大致為96Ma左右[7]。

2.3 構(gòu)造

與礦區(qū)成礦作用有關(guān)的主要構(gòu)造為NEE走向的九所-陵水?dāng)嗔?，該斷裂間接控制著礦區(qū)及其外圍的Mo-Cu-Au礦化。礦區(qū)還發(fā)育有不同方向的小斷裂，如NE向、NW向、N-S向及近E-W向，其中NW向斷裂（如F1、F2）與礦區(qū)的鉬礦化具有重要的聯(lián)系。

3 礦床地質(zhì)特征

新村鉬礦主礦體位于礦區(qū)的東北緣，什堆村一帶?，F(xiàn)共圈出有工業(yè)價(jià)值的鉬礦脈39條，礦脈走向NWW、傾向NE，沿走向長(zhǎng)200～700 m，深5～600 m，礦體厚度介于0.97～22.87 m之間，品位0.03%～0.1%，最高可達(dá)0.885%。礦（化）體多呈平行的脈狀密集展布(圖3)，與主要的構(gòu)造線方向一致。目前在次火山巖帶和晚期的侵入體（保城巖體）中，均發(fā)現(xiàn)有工業(yè)價(jià)值的鉬礦脈(圖3)。

礦石類型主要為石英脈型和細(xì)脈浸染型，少量礦石產(chǎn)出于碳酸鹽脈中。石英脈型礦石:輝鉬礦以自形-半自形粒狀、葉片狀、團(tuán)塊狀賦存于石英脈中及石英脈的兩壁，石英脈脈寬多介于1～3 cm，個(gè)別可達(dá)10 cm。細(xì)脈浸染型礦石:輝鉬礦主要以細(xì)脈-侵染狀產(chǎn)出，其產(chǎn)出方式有:①呈侵染狀分布于脈石礦物中；②沿礦脈的兩壁及圍巖的節(jié)理裂隙呈幾乎純輝鉬礦薄膜產(chǎn)出；③沿巖石的微裂隙充填。

鉬礦石均為原生礦石，在部分露頭上可見鉬華。金屬礦物主要為黃鐵礦和輝鉬礦，含少量黃銅礦、方鉛礦、褐鐵礦、金銀礦、赤鐵礦、磁鐵礦及輝鉍礦；非金屬礦物主要為石英、正長(zhǎng)石、斜長(zhǎng)石，含少量黑云母、白云母、碳酸鹽、綠泥石和綠簾石。礦石具有自形-半自形結(jié)構(gòu)，薄膜狀、細(xì)脈狀、角礫巖狀和侵染狀構(gòu)造。

圖3 新村鉬礦4號(hào)線勘探剖面圖Fig.3 Geological cross-section of No.4 exploration line from the Xincun Mo deposit

圍巖蝕變?cè)诘V區(qū)較為發(fā)育，主要的蝕變類型有:鉀長(zhǎng)石化、碳酸鹽化、高嶺土化、硅化、青磐巖化及黃鐵礦化等。

4 地球化學(xué)特征

4.1 同位素年齡

輝鉬礦Re-Os體系具有封閉溫度高，富集Re的同時(shí)基本不含普通Os，在金屬礦床中廣泛分布的特點(diǎn)。相對(duì)于傳統(tǒng)的Rb-Sr法和K-Ar法，Re-Os同位素定年更能準(zhǔn)確反映金屬硫化物礦床的礦化年齡，因而輝鉬礦Re-Os同位素定年是目前金屬硫化物礦床年代學(xué)研究的最有效工具。

鑒于礦石分石英脈型和細(xì)脈浸染型，因而在礦區(qū)分別對(duì)兩種礦石類型分別采樣分析。采集石英脈型礦石4件，細(xì)脈浸染型礦石2件（樣品位置見表1、圖2），其中礦石樣品XC-12來自后期灰白色二長(zhǎng)花崗巖。樣品測(cè)試在中國(guó)科學(xué)研廣州地球化學(xué)研究所同位素地質(zhì)年代學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。儀器型號(hào)為X7型質(zhì)譜儀，分析流程參見Sun等（2010）[8]。

分析結(jié)果見表2。石英脈型礦石與細(xì)脈浸染型礦石同位素年齡相近。5件輝鉬礦樣品(除XC-5)獲得 Re-Os模式年齡介于95.6±0.89～97.8±0.5 Ma，等時(shí)線年齡為 97.7±1.3 Ma（MSWD=1.03），加權(quán)平均年齡為 97.2±0.5 Ma（MSWD=0.99）（見圖 4）；1 件輝鉬礦樣品（XC-5）獲得112.3±4.2 Ma的模式年齡(見表2)。由于Re-Os體系較為穩(wěn)定，后期的疊加礦化、流體活動(dòng)及熱變質(zhì)作用均不能改變體系的穩(wěn)定性[10-13]，因而該單點(diǎn)年齡仍有地質(zhì)意義。明顯的，礦化年齡分為97.15 Ma和112.3 Ma兩群，兩者之間相差15 Ma，暗示礦區(qū)經(jīng)歷兩期礦化事件。研究顯示，大規(guī)模成礦時(shí)間與構(gòu)造熱事件的時(shí)間相近或略晚，而本次測(cè)試所獲得的112.3 Ma的成礦時(shí)間遠(yuǎn)大于后期保城巖體的侵位時(shí)間（96 Ma），說明該礦化年齡可能與122～107 Ma的火山巖漿作用有關(guān)。95.6±0.9～97.8±0.5 Ma的礦化事件可能與保城巖體侵位關(guān)系密切。

表1 樣品描述Table 1 Description of the samples

表2 新村鉬礦床輝鉬礦Re-Os同位素分析結(jié)果Table 2 Results of Re-Os isotopic analyses of molybdenite from Xincun Mo deposit.

圖4 新村鉬礦Re-Os等時(shí)線圖（左圖）和加權(quán)平均圖（右圖）Fig 4 Re-Os isochron(left)and weighted average(right)age of molybdenites from Xincun deposit

4.2 硫同位素特征

礦石主要的金屬硫化物為輝鉬礦和黃鐵礦，黃銅礦及其它金屬硫化物少見，本次硫同位素測(cè)試主要針對(duì)輝鉬礦和黃鐵礦進(jìn)行，共采集硫同位素樣品5組，共8件同位素金屬硫化物樣品（其中XC-S-2、XC-S-3 號(hào)，XC-S-4、XC-S-5 號(hào)，XC-S-6、XCS-7號(hào)樣品分別來自2、3、4號(hào)母樣，XC-S-11來自6號(hào)母樣，XC-S-13來自12號(hào)母樣），樣品位置見（表1、圖2）。S同位素樣品測(cè)試在中國(guó)地質(zhì)大學(xué)（武漢）地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室用MAT251同位素質(zhì)譜儀測(cè)定完成，分析結(jié)果見表3。

測(cè)定結(jié)果顯示，整體上輝鉬礦的δ34S大于黃鐵礦的 δ34S 值，同一礦脈樣品（如 X C-S-2、3，XC-S-4、5，XC-S-6、7）也顯示出同樣的變化規(guī)律。4 件輝鉬礦樣品的δ34S值為5.94‰～9.34‰，平均值為7.28‰。4件黃鐵礦樣品的δ34S值為-0.24‰ ～5.43‰，平均值為2.48‰。一般情況下，在S同位素分餾達(dá)到平衡條件下，共生硫化物的δ34S值顯示硫酸鹽＞＞輝鉬礦＞黃鐵礦＞閃鋅礦＞磁黃鐵礦＞黃銅礦＞方鉛礦＞輝銅礦＞輝鉍礦＞辰砂順序遞減的規(guī)律[14]。新村礦區(qū)不論是同一樣品還是整體上，硫化物的δ34S值顯示輝鉬礦＞黃鐵礦的特征，表明在成礦過程中共生的硫同位素分餾達(dá)到了平衡。

表3 新村鉬礦硫同位素組成Table 3 Sulfur isotopic composition of sulfides from Xincun molybdenum deposit,southern Hainan island

研究區(qū)礦石樣品中的δ34S值變化于-0.24‰～9.34‰，變化范圍較寬，顯示沉淀的硫化物硫源較為復(fù)雜。在判斷硫來源時(shí)，必須依據(jù)硫化物沉淀期間熱液的總硫同位素組成（δ34S∑）。在新村礦區(qū)，礦石礦物主要以輝鉬礦和黃鐵礦為主，無硫酸鹽礦物出現(xiàn)，顯示成礦熱液為以H2S為主的還原性熱液，那么在平衡條件下可以根據(jù)黃鐵礦的S同位素組成來近似代表整個(gè)熱液體系的總硫[15]。因而，新村鉬礦的礦化熱液的δ34S∑近似為2.48‰。天然成礦熱液的總硫同位素組成（δ34S∑）一般可分為4組，即0‰、5‰ ～15‰、約20‰及較大的負(fù)值。接近0值的礦床其S同位素為火成來源，包括巖漿釋放的硫和從火成巖硫化物中淋濾的硫；總硫近于20‰的礦床，硫來自于大洋水和海水蒸發(fā)巖；總硫具中間值的礦床，硫來源較為復(fù)雜，可能來自圍巖中侵染狀硫化物（無機(jī)還原成因）或其它更老的礦床；總硫同位素組成為較大負(fù)值的則表明硫來源于開放沉積條件下的細(xì)菌還原成因硫[16]。本研究區(qū)的總硫值接近于0，說明成礦流體中的硫主要來源于巖漿熱液。

4.3 氫氧同位素特征

為了揭示成礦熱液的來源問題，本次還對(duì)三件含礦石英樣品進(jìn)行了H、O同位素測(cè)試。XC-HO-1、XC-HO-6來自1號(hào)和6號(hào)母樣，礦物組合為Q+Mo；XC-HO-4來自4號(hào)母樣，源自構(gòu)造裂隙帶，礦物組合為Q+Mo+Py+Cpy。具體采樣位置見（表1）。樣品測(cè)試在中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所同位素實(shí)驗(yàn)室完成，測(cè)試儀器為MAT253EM質(zhì)譜儀，測(cè)試精密度為±0.2‰。分析結(jié)果見表4。

三件樣品的δDV-SMOW值介于-55‰ ～-85‰之間，均值為-69‰；δ18OV-SMOW 值介于 9.2‰ ～13‰，均值為10.6‰。由于樣品及圍巖中無代表高溫的鉀化蝕變也無代表低溫的碳酸鹽礦物出現(xiàn)，主要礦物組合為石英+金屬硫化物，因而根據(jù)300℃的平衡溫度對(duì)δ18OH2O做出估計(jì)，采用石英-水分餾方程 1000Inα石英-水=3.38×106T-2-3.4[14]，計(jì)算出石英的δ18OH2O值介于2.3‰ ～6.1‰之間，均值為3.7‰。在δD-δ18OH2O圖解上顯示(圖5)，成礦流體應(yīng)為巖漿流體和大氣降水流體的混和流體。

5 礦床成因探討

5.1 區(qū)域成礦時(shí)間對(duì)比

海南島燕山晚期（112～82 Ma）是繼海西印支期（299～233 Ma）發(fā)生大規(guī)模巖漿作用的又一關(guān)鍵時(shí)期?，F(xiàn)有的礦床同位素定年資料表明，海南島大量的鉬礦床形成均介于103～80 Ma之間，成礦與成巖時(shí)間一致。高精度的Re-Os地質(zhì)年代學(xué)研究顯示，高通嶺鉬礦的礦化年齡為98.4±2.5 Ma[3]；羅葵洞鉬礦的Re-Os模式年99.6±0.5 M、99.8±1.1 Ma和100.1±1.3 Ma；石門山 Mo-Pb-Zn礦獲得80.2±0.6 Ma和 88.6±1.0 Ma的模式年齡；文且鉬礦獲得模式年齡103.9±1.0Ma②。本文研究顯示，新村鉬礦主要的礦化發(fā)生在97.2±0.5 Ma（在112Ma左右可能還經(jīng)歷一期礦化作用）。表明燕山晚期是海南島發(fā)生大規(guī)模鉬礦化的關(guān)鍵時(shí)期。

表4 新村鉬礦床H、O同位素分析結(jié)果Table 4 Hydrogen and oxygen isotopic data of the Xincun Mo deposit

華南地區(qū)中生代的金屬礦化時(shí)間大致劃分為三期[17-19]，它們分別為晚三疊紀(jì)（230～210 Ma）、中-晚侏羅紀(jì)（170～150 Ma）和早-中白堊紀(jì)（110～80 Ma）。顯然，與整個(gè)華南大區(qū)大規(guī)模成礦時(shí)限相比，海南島鉬礦床的成礦作用與華南地區(qū)第三階段成礦作用可在時(shí)間上對(duì)比。新村鉬礦床的形成恰是這種大規(guī)模成礦時(shí)間的重要例證。

圖5 新村鉬礦床成礦流體的δD-δ18OH2O圖解Fig 5 δD versus δ18OH2Odiagram of Xincun Mo deposit

5.2 成礦地質(zhì)條件

礦區(qū)發(fā)育一套次火山巖組合，其巖性序列（自下而上）為石英二長(zhǎng)斑巖-花崗斑巖-斑狀二長(zhǎng)花崗巖。該斑狀巖性組合的形成時(shí)間大致與西部同安嶺火山巖漿活動(dòng)時(shí)間相近?，F(xiàn)有資料顯示，鉬礦脈主要賦存于該套次火山中。根據(jù)礦脈在巖石單元中的穿插關(guān)系確認(rèn)97.2±0.5 Ma的礦石時(shí)間為礦區(qū)的主礦化期，該結(jié)果與保城巖體96 Ma（Rb-Sr法）的侵位時(shí)間在同位素誤差范圍內(nèi)一致，與次火山巖結(jié)晶年齡（122～107 Ma）相差較大，說明次火山巖帶為主要的賦礦單元。另外，本次還獲得了一個(gè)112 Ma的礦化年齡，暗示在火山巖結(jié)晶過程中亦有礦化出現(xiàn)，這與前人統(tǒng)計(jì)出的火山巖中有高的Mo元素背景含量③的結(jié)論較為一致。

侵入巖漿活動(dòng)是礦區(qū)成礦的的重要因素，它為新村礦區(qū)礦床的形成提供熱動(dòng)力條件，還為礦體的形成提供物質(zhì)和流體來源。1件賦存于灰白色斑狀二長(zhǎng)花崗巖破碎帶中的輝鉬礦（XC-12）礦化年齡顯示97.2±0.6 Ma，與保城巖體的結(jié)晶年齡相近，指示它們之間有成因聯(lián)系。S同位素測(cè)定結(jié)果顯示，硫源主要起源于該期侵入體。前人的統(tǒng)計(jì)材料③顯示在燕山晚期的侵入體普遍具有較高的Mo元素含量，間接說明Mo也是來自侵入體的。

NEE向九所-陵水深大斷裂是控制礦區(qū)及外圍Mo-Cu-Au成礦最重要的構(gòu)造條件。另外在礦區(qū)還發(fā)育有NW向、近N-S向、NE向及近E-W向四組斷裂，而且斷裂中均有不同程度的輝鉬礦、黃鐵礦化，其中NW向斷裂對(duì)礦體的控制較為顯著。如F1和F2斷裂，在圖2中該兩組斷裂均垂直勘探線，在圖3中ZK401恰處于兩斷裂之間；F1斷裂產(chǎn)狀和 F2斷裂產(chǎn)狀分別為（30°～ 32°）∠（42°～ 60°）和（35°～ 50°）∠（42°～ 55°），主要的礦脈產(chǎn)狀為 25°∠（20°～60°），在產(chǎn)狀上兩者較為一致。在空間上斷裂與礦體直接相關(guān)，產(chǎn)狀上高度一致，可見斷裂構(gòu)造直接控制著新村礦區(qū)礦床的形成。

5.3 礦床成因

總結(jié)上述分析，認(rèn)為新村鉬礦床屬受斷裂構(gòu)造控制的脈型鉬礦床，早期火山活動(dòng)有一定礦化作用，成礦物質(zhì)主要來源于后期巖漿熱液的熱液脈型礦床，其主礦化時(shí)代為 97.2±0.9 Ma～97.8±0.5 Ma。礦床成因模式如圖6所示。

圖6 海南島新村鉬礦床成因模式圖Fig.6 Metallogenic model of Xincun Mo deposit,Hainan island

6 結(jié)論

本文在研究新村鉬礦床的地質(zhì)特征、地球化學(xué)特征的基礎(chǔ)上，結(jié)合前人的研究成果，得出以下認(rèn)識(shí):

（1）新村鉬礦床屬脈型鉬礦，其成因上與海南島燕山晚期酸性侵入體有關(guān)。鉬礦體主要賦存于早白堊紀(jì)次火山巖帶，主要的礦石類型有石英脈型和細(xì)脈-浸染型。

（2）通過精確的Re-Os同位素體系精確定年，獲得 95.6±0.9～97.8±0.5Ma和 112.3±4.2Ma兩組年齡值，表明新村鉬礦床可能經(jīng)歷兩期礦化事件。根據(jù)斷裂和礦體在巖石單元中的穿插關(guān)系，確認(rèn)前者為主成礦期。

（3）穩(wěn)定同位素研究顯示，硫源為晚期巖漿源，成礦流體來源為巖漿流體與大氣降水流體的混合流體。

（4）新村鉬礦床的礦床成因?yàn)榇位鹕綆r容礦（含礦），含礦熱液沿構(gòu)造裂隙充填交代的熱液脈型鉬礦床。

注釋:

①宜昌地質(zhì)礦產(chǎn)研究所,海南省地質(zhì)調(diào)查院.海南島樂東、陵水幅1:25萬區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報(bào)告.2004.

②廣州地球化學(xué)研究所,海南省地質(zhì)調(diào)查院.海南島構(gòu)造演化特征及鉬（銅）成礦作用專題研究工作報(bào)告.2010.

③海南省地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局.海南省成礦系列及成礦預(yù)測(cè)研究.2001.

[1]龍文國(guó),林起玉,范慶賀,等.海南瓊海煙塘梅嶺銅鉬礦床地質(zhì)特征[J].華南地質(zhì)與礦產(chǎn),2003,(3):30-36.

[2]陳沐龍,李孫雄,曾雁玲,等.海南島白堊紀(jì)千家?guī)r體巖石地球化學(xué)特征及其成礦作用分析 [J].礦產(chǎn)與地質(zhì),2008,22(1):36-41.

[3]廖香俊,王平安,覃海燦,等.海南屯昌地區(qū)高通嶺鉬礦床的地質(zhì)、地球化學(xué)特征及成礦時(shí)代[J].地質(zhì)通報(bào),2008,27(4):560-570.

[4]王國(guó)君,劉君,曹玉蓮,等.海南羅葵洞斑巖型鉬礦地質(zhì)特征及礦床成因[J].礦產(chǎn)勘查,2010,1(5):453-457.

[5]萬天豐.中國(guó)大地構(gòu)造學(xué)綱要[M].北京:地質(zhì)出版社,2004.

[6]王清晨,蔡立國(guó).中國(guó)南方顯生宙大地構(gòu)造演化簡(jiǎn)史[J].地質(zhì)學(xué)報(bào),2007,81(8):1025-1040.

[7]汪嘯風(fēng),馬大銓,蔣大海.海南島地質(zhì)—巖漿巖[M].北京:地質(zhì)出版社,1991.

[8]Sun Y L,Xu P,Li J,et al.A practical method for determination of molybdenite Re-Os age by inductively coupled plasma-mass spectrometry combined with Carius tube-HNO3 digestion[J].Anal.Methods,2010,2:575-581.

[9]Smoliar M.L,Walker R J,Morgan J W.Re-Os ages of groupⅡA,ⅢA,ⅣA andⅥB iron meteorites[J].Science,1996,271:1099-1102.

[10]Selby D,Creaser R A.Re-Os geochronology and systematics in molybdenite from the Endako porphyry molybdenum deposit,British Columbia,Canada[J].Econ.Geol.,2001,96:197-204.

[11]Selby D,Creaser R A.Late and Mid Cretaceous mineralization in the Northern Cordillera:Constraints from Re-Os molybdenite dates[J].Econ.Geol.,2001,96:1461-1467.

[12]Selby D,Creaser R A.Macroscale NTIMS and microscale LA-MC-ICP-MS Re-Os isotopic analysis of molybdenite:Testing spatial restrictions for reliable Re-Os age determinations,and implications for the decoupling of Re and Os within molybdenite[J].Geochimica et Cosmochimica,2004,19:3897-3908.

[13]Stein H J,Markey R J,Morgan J W,et al.The remarkable Re-Os chronometer in molybdenite:how and why it works[J].Terra Nova,2001,13:479-486.

[14]韓吟文,馬振東.地球化學(xué) [M].北京:地質(zhì)出版社,2003,254-258.

[15]宋生瓊,胡瑞忠,畢獻(xiàn)武,等.贛南崇義淘錫坑鎢礦床氫、氧、硫同位素地球化學(xué)研究[J].礦床地質(zhì),2011,30(1),1-10.

[16]張生,李統(tǒng)錦,王連魁.廣東長(zhǎng)坑金銀礦床的成礦地球化學(xué)—硫同位素研究[J].地球化學(xué),1997,26(4):78-85

[17]毛景文,謝桂青,程彥博,等.華南地區(qū)中生代主要金屬礦床模型.地質(zhì)評(píng)述[J].2009,55(3):347-354.

[18]毛景文,謝桂青,郭春麗,等.華南地區(qū)中生代主要金屬礦床時(shí)空分布規(guī)律和成礦環(huán)境[J].高校地質(zhì)學(xué)報(bào),2008,14(4):510-526.

[19]毛景文,謝桂青,李曉峰,等.華南地區(qū)中生代大規(guī)模成礦作用與巖石圈多階段伸展 [J].地學(xué)前緣,2004,11(1):45-55.