钼矿作为中生代在福建省广泛分布的优势矿种之一，具有较大的找矿前景。近年来上杭罗卜 岭铜(钼)矿床、永定山口钼矿床、清流行洛坑钨钼矿床、连城铜坑钼矿床、马坑钼矿床、漳 平北坑场钼矿床等矿床的相继发现，使得闽西南坳陷成为福建省钼矿较为 集中的地区。同时，闽东火山坳陷带和闽西北隆带也相继发现一批小_中型钼矿床， 已报道并经过研究的钼矿床包括霞浦大湾钼铍矿床（赵芝等，2012）、周宁咸格钼矿床（王 登红等，2010）、坪地钼矿床、上西坑钼矿床（王翠芝等，2013）等，说明福建省具有较大 的钼矿找矿潜力。前人对上述钼矿床进行了成岩成矿年龄、成矿物质来源、成矿动力学背景 等方面的研究（张家箐等，2008；罗锦昌等，2009；张达等，2010；张承帅等，2012；梁清 玲等，2013；王翠芝等，2013；王少怀等，2015），综合已有的研究成果，认为钼矿床(点) 多沿着中生代火山断陷盆地边缘分布，辉钼矿成矿与中酸性(偏碱性)岩浆活动关系密切（雷 广文，2010），大多分布于中生代花岗闪长岩、花岗闪长斑岩、二长花岗岩、碱长花岗斑岩 、花岗斑岩、石英斑岩和花岗岩岩株等内外接触带中，呈网脉状、细脉_浸染状、条带状、 团块状、透镜状及似层状等产出（福建省地质矿产勘查开发局，1998）。除早侏罗世火山岩 中产出的永定山口钼矿外，福建中生代火山岩区中型以上规模的钼矿床鲜有报道，且赋存于 晚白垩世石帽山群火山岩中的钼矿床在福建乃至华南地区也较为少见。
         包围山钼矿床主要位于上杭_云霄构造岩浆岩带（陶奎元等，1998）东南段早白垩世晚阶 段石帽山群火山岩中，为层控_热液叠加改造型钼多金属矿床（沈荣泉，2012；王献忠，201 4），且有望达到大_中型规模。由于该矿床成矿时代及与之相关的成矿围岩及岩体时代尚不 明了，制约了对该矿床成因及其形成背景的认识，且一定程度上限制了火山岩区钼矿找矿工 作的深化。在野外调查的基础上，本文对平和包围山钼矿床容矿围岩和深部花岗斑岩进行锆 石LAICPMS U_Pb定年研究，结合矿区辉钼矿Re_Os同位素年龄的测试，获得了包围山钼 矿 床成岩成矿年龄，并在此基础上分析了矿床成因和成矿物质来源。通过对比分析早白垩世晚 期（约125 Ma）以来上杭_云霄成矿带平和火山盆地大小矾山_包围山地区与上杭火山盆地紫 金山矿田铜、钼等多金属矿床的岩浆_成矿活动时空规律和动力学背景，进而探讨了包围山 钼矿床形成的动力学背景及地质意义。
        华南地区中生代以来发生了多期次的构造岩浆活动，其中，中生代以来的火山_侵入岩活动 尤其明显，形成了NE向的浙闽粤火山断陷带以及以NW向上杭_云霄断裂带为代表的火山_侵入 岩带（图1a）。NW走向的火山岩带由3个中生代火山盆地组成，其中，上杭地区紫金山火山 盆地中铜金矿田产出了一套典型的高硫浅成低温热液型_斑岩型成矿系统（张德全等，2001 ；黄仁生，2008；邱小平等，2010）。上杭_云霄构造岩浆岩带的永定地区以及平和地区还 存在2个规模较大的中生代火山岩出露区，并伴随有一定规模的铜（钼）多金属矿床及矿化 ，是寻找“紫金山式"矿床的重要区域（林东燕等，2011；王森等，2016）。上杭_云霄成矿 带作为福建省重要多金属成矿带之一，中生代广泛分布有铜、金、铁、钼等金属矿产及其他 多金属异常和矿化，且各类型矿床或矿点基本分布于上杭紫金山、永定以及平和3大火山盆 地中（图1b）。
        早白垩世沿上杭_云霄断裂带北西段的上杭地区发育NW走向的上叠式火山盆地，覆盖在华力 西期—印支期坳陷盆地的地层之上。该火山盆地北东侧，晚侏罗世花岗岩及早白垩世中 深成侵入岩_斑岩_潜火山岩与火山岩组合成一套完整的晚中生代火山_侵入岩浆系统， 构 成紫金山_罗卜岭金银铜（钼）矿集区（或称紫金山矿田）的地质背景。已发现的矿床类型 包括高硫浅成低温热液型铜金矿床，中低温热液型铜、金（银）矿床和斑岩型铜（钼）矿床 等。永定火山盆地位于上杭_云霄构造岩浆岩带的中部，为早侏罗世火山盆地，铜、钼 矿床主要分布于早侏罗世火山盆地内或边缘一带，受火山构造与区域构 造控制，成因类型为火山_次火山热液型或斑岩型。
以永定山口钼（铜）矿、永定上下湖铜 （钼）小型矿床最具代 表性。平和火山盆地位于上杭_云霄构造岩浆岩带的南东段，矿化分布明显受火山_侵入岩活 动及火山构造、区域性线性构造的控制。主要矿床类型有斑岩型铜（钼）矿（钟腾式）、火 山_次火山热液型铜、金多金属矿（紫金山式）、层控_热液叠加改造型钼矿床（包围山式） 等。
        包围山钼矿床位于东南部的平和县火山盆地内，构造上位于华夏板块闽东燕山期陆内造山带 西南缘，福安_南靖（NE向）深断裂与上杭_云霄（NW向）深断裂交汇部位（图1a）。矿床所 在的平和凹陷区处于崎坑复合式火山机构环状组合体之中（图1b）。区域上出露地层由古至 新有中生界侏罗系下统梨山组、侏罗系上统南园组、白垩系下统石帽山群下组、上组。区域 与成矿相关的侵入岩浆组合主要包括晚侏罗世与钨、锡、铅锌、稀土元素相关的花 岗闪长岩_花 岗岩_花岗斑岩（石英正长斑岩）组合；早白垩世与铜、钼矿相关的闪长岩_花岗闪长岩_二 长花岗岩_花岗岩_花岗斑岩（石英正长斑岩）组合（沈荣泉，2012）。
      包围山矿区出露地层主要为下白垩统石帽山群陆相碎屑沉积_火山喷发建造，以及第四系冲 洪积层。石帽山群按岩性和喷发旋回可分为2组3段：下组下段仅出露于矿区北东部，主要由 紫红色砂砾岩等岩石组成；下组上段在矿区大面积出露，由流纹质含角砾凝灰岩、流纹岩和 英安质晶屑凝灰熔岩等岩石组成；上组下段主要出露在包围山西部，主要岩性为灰色粉砂岩 及细砂岩夹泥岩。上述岩性层位的产状以包围山南麓为中心，向四周倾斜，构成一火山穹窿 构造（图2）。
        包围山火山穹窿构造位于北西向、近东西向及近南北向断裂构造复合部位，其主要标志包括 ： ① 凝灰质粉砂岩及火山岩呈环状外倾；② 发育环状、放射状断裂；③ 隐爆角砾岩 的存 在；④ 绢英岩化蚀变呈椭圆状，自中心向外减弱；⑤ 磁异常呈环状，激电、土壤测量异常 呈椭圆状，元素浓集中心与穹窿核部基本一致；⑥ 钼矿体与穹窿核部相一致，矿化体范围 与穹窿范围大体吻合（沈荣泉，2012）。地表构造裂隙带发育，其中以北西向为主，次为近 东西向裂隙，少量走向北东。局部近南北向裂隙也较发育（图2）。火山穹窿构造裂隙带为 矿区主要的导矿和储矿构造，钻孔中所揭露的几条高角度裂隙均含辉钼矿和黄铁矿。
        燕山晚期研究区侵入岩浆活动强烈，石英正长斑岩及花岗斑岩等中酸性岩呈小岩墙、岩脉状 产出。其中，石英正长斑岩出露于矿区的东北部，为NW向展布；花岗斑岩出露在矿区的中西 部 及包围山火山穹窿深部，主要在尖岽火山口附近呈岩脉状产出；石英斑岩呈脉状出露于矿区 西北部。
        包围山矿床主要矿体位于氧化带中，其次为混合过渡带。原生矿体明显变薄，品位亦变低。 区内初步圈定4个钼矿体10层矿及3个低品位钼矿体8层矿，主要由钻孔ZK1和ZK2控制（图3） ，已探明钼金属量1408万吨，可达大型规模（王献忠，2014）。其中，ZK1圈出表外矿17 层 ，总厚度10513 m，钼平均品位0028%；ZK2共圈出表外矿19层，总厚度12730 m，钼品 均 品位0031%。各矿体具有共同的特点：钼矿体赋存于石帽山群下组上段火山穹隆构造裂隙 带的 凝灰岩、角砾凝灰熔岩等岩石中，呈环状分布；矿体顶底板的岩性基本相同，无明显的岩性 标志层；矿体形态呈透镜状、似层状，产状较平缓。
        根据肉眼识辨及物相分析，包围山矿区矿石的自然类型主要为氧化矿石、混合矿石和硫化矿 石3类。金属矿物以黄铁矿为主，次为辉钼矿等；次生矿物主要有褐铁矿和赤铁矿等（王献 忠，2014）。
        矿区内地表风化强烈，钼矿化肉眼难以辨别；钻孔中钼矿化也少见，仅在 少量孔段的石英脉侧、闪长玢岩脉中见有辉钼矿呈细脉浸染状、细脉状分布。 矿石结构以显微鳞片结构为主；矿石构造以细脉条带状构造为主，细脉浸染状构造次之，少 量斑杂_浸染状构造。脉石矿物以石英、斜长石、钾长石、萤石为主，次为绢云母、绿 泥石等。 矿区热液蚀变发育，以绢英岩化为主，蚀变带围绕包围山火山穹窿呈哑铃状分布，垂向上自 下而上分为硅化带、绢云母化带、绿泥石及绿帘石化带（王献忠，2014）。绢英岩脉主要充 填于火山口断裂面及次生密集裂隙带中。绢英岩化带由次生石英及绢云母组成，主要位于深 部斑岩体外围，且自内向外逐渐减弱，过渡为黄铁矿化、绿泥石化、钠长石化带，并转为绢 云母化带和硅化带，局部还可见绿帘石化、高岭土化等蚀变。黄铁矿化、绢英岩化、钠长石 化等与钼矿化关系密切，且蚀变越强，矿化越好，矿化主要沿裂隙两侧的围岩分布。
        锆石选自包围山ZK702中孔深约219 m处的花岗斑岩（ZK702_b1），以及石帽山群下组上 段底部与花岗斑岩接触带附近的英安质晶屑凝灰熔岩（ZK2701_b1），在ZK2701中孔深约417 2 m。对这2种岩性作描述如下。
     （1） 花岗斑岩： 浅肉红色，斑状结构，块状构造；斑晶含量约8%～10%，主要为钾长石 （<5%），石英（<3%）及斜长石（<2%）， 斑晶粒径在01～12 mm
     之间；基质与斑晶成分一致，主要为钾长石（50％）、石英（<20％）、斜长石（<10％）， 少量白云母（<2％）；副矿物主要为黄铁矿（<2％）。受热液蚀变作用影响，少数石英、钾 长石发生膨凸重结晶作用（纪沫等，2008），呈似斑状结构，斑晶边缘被基质矿物穿插，或 斑晶裂隙发育，被细粒石英、方解石充填。钾长石蚀变较强，多发生黏土化，个别交代斜长 石呈半包含结构。斜长石半自行宽板状，发育聚片双晶、卡钠复合双晶，晶面上见次生绢云 母 ，常被石英交代（图4a、b）。白云母鳞片状，干涉色鲜艳，沿长英质矿物边部分布。
        （2） 英安质晶屑凝灰熔岩：浅灰色、浅肉红色，英安质晶屑凝灰熔岩结构，块状构造；主 要由晶屑（15％）、火山灰（85％），以及少量岩屑等（<1％）组成（图4c、d） ；副矿物为主要 为黄铁矿（<2％）。火山碎屑物粒度在01～2 mm之间，呈棱角_尖棱角状。晶屑成分 主要 为斜长石，其次为钾长石、少量石英，岩屑为凝灰岩。其中，斜长石板柱状，发育卡钠复合 双晶，已绢云母 化呈交代残余；钾长石已高岭土化，表面污浊。镜下裂隙发育，被细粒石英、方解石充填（ 图 4d），脉宽05～1 mm，辉钼矿、黄铁矿发育，少数脉宽在1 mm以上的硅化脉或萤石脉中的 辉钼矿沿其两侧与围岩接触带分布，说明后者主要受高温热蚀变的影响(图4c、e、f)。
         钻孔中选取1件辉钼矿样品进行Re_Os同位素模式年龄研究，辉钼矿呈铅灰色，半自形叶片 状或不规则粒状集合体，粒径一般在05～15 mm之间，辉钼矿在硅化脉、萤石脉中或两 侧呈细脉浸染状、细脉状分布，基本与硅化脉、萤石岩脉同时或稍晚晶出(图4c、e、f)。 锆石与辉钼矿的分选由河北省廊坊市地科勘探技术服务有限公司完成，锆石的挑选、制靶和 阴极发光(CL)成像由北京锆石领航科技有限公司实验室完成。
        锆石U_Pb测年分析由天津矿产 研究所实验室利用LAICPMS方法完成，具体测试原理及仪器配置和实验流程详见Anderse n（2002）和李怀坤等（2010）。采用Andersen（2002）方法对普通Pb进行校正。由于地 球样品自～08 Ga以来放射性衰变引起的207Pb/235U比值的增幅较 小，年轻锆石的207Pb丰度较低而难以测量，并且该类锆石中常含有低的不等 量的普通Pb，使得年轻锆石在常规的206Pb/238U_207 Pb/235U谐和曲线上经常出现偏离谐和线的情况（Yuan et al., 2004），且 目 前LAICPMS方法尚无法准确获得204Pb的含量，故对无法获得 206Pb/238U谐和年龄的样品，采用Tera_Wasserburg谐和图解（Tera et al. , 19 72）处理，即238U/206Pb_207Pb/206 Pb谐和线，将所有测试结果不进行普通Pb扣除而直接投图，形成一条不一致线，不一 致线与谐和线的下交点代表样品的形成年龄，而上交点则为地球的年龄。采用TE_MORA作为 外部锆石年龄标准，数据处理采用ICP_MS Data Cal 43程序（Liu et al., 2008），Tera _ Wasserburg图解的生成及处理采用Isoplot软件完成（Ludwig, 2001）。利用NIST61 2玻璃标样作为外标计算锆石样品的Pb、U、Th含量。测试结果见表1。
        凝灰熔岩样品（ZK2701_b1）中分选出的锆石多为半自形自形，短柱状晶体，粒径一般 在50～100 μm之间，长宽比为1∶1～2∶1（图5a）；花岗斑岩样品（ZK702_b1）锆石呈自 形 长柱状或短柱状，裂纹发育，粒径一般在60～200 μm之间，长宽比在15∶1～4∶1之间（ 图 5b）。CL图像可见两类锆石大部分内部具有较清晰的韵律环带和条带结构，锆石Th/U比值均 变化于040～113（Th/U≥04），为典型的岩浆锆石（Hoskin et al.，2003）。火山 岩样 品锆石中部分颗粒中见有不规则的内核，表明为继承锆石。 在分析过程中，选择两者环带发育、晶型好的锆石 边部打点，分别挑选出17颗及21颗锆石，其U、Th、Pb
     同位素成分数据及谐和年龄见表1。 锆石LAICPMS U_Pb同位素测年结果显示，花岗斑岩样品中21个锆石分析点206 Pb/ 238U的年龄范围为（98±1） Ma～（115±1） Ma，凝灰熔岩样品中17个锆石分 析点 的206Pb/238U年龄范围为（104±1） Ma～（114±1） Ma。考虑 到2种岩石形成的时代较新，且锆石样品中常含有低的、 不等量的普通Pb，受到继承铅、铅丢失以及多期构造热事件等因素的影响，因此谐和图解 （图5c）中 常出现偏离谐和线较远的206Pb/238U年龄，而少量大于110 Ma的 锆石年龄可能为岩石在结晶过程中的捕获锆石。凝灰熔岩中挑选出的17个锆石数据点在锆 石U_Pb谐和图解中给出了（1046±12） Ma（MSWD=16）下交点年龄，这与该年龄与具 谐和U_Pb同位素组成锆石的206Pb/238U比值年龄（（1045±1 1） Ma）在分析误差范围内相同。因此，（1046±12） Ma被解释为凝灰熔 岩（ZK20701_b1）的形成年龄。样品（ZK702_b1）21个锆石数据点在Tera_Wasserburg图解 （图5d）中给出了（988±11） Ma（MSWD=17）的下交点年龄，该年龄则代表了包围 山花岗斑岩的结晶年龄。
        辉钼矿Re_Os同位素年龄测试由中国地质科学 院国家地质实验测试中心完成，采用电感耦合等离 子质谱仪TJA X_erie ICP_MS进行测量，样品的化学处理流程和分析方法见文献（屈文 俊等，2004），模式年龄t按以下式计算：
    t=1λln(187Os187Re+1 )其中，λ=(187Re衰变常数)=1666×10-11a-1。
        辉钼矿（ZK701_b3）Re_Os同位素测试结果表明辉钼矿模式年龄为（952±15） Ma(表2) ， 求得的辉钼矿中的Os初始值接近于0，表明其完全由Re衰变而成，符合Re_Os同位素体系模式 年龄的计算条件（蒋少涌等，2000），显示了数据的可靠性。
         辉钼矿封闭温度较高（约500℃），且不易受到后期蚀变事件、较慢的冷却速度和构造事件 的影响（Suzuki et al., 1996），因此，对矿石中分离出的辉钼矿进行Re_Os同位素定年是 目前确定成矿时代的最好方法，辉钼矿的Re_Os同位素定年结果也是精确厘定矿床成矿时代 的最好证据（Stein et al., 2001；Seiby et al., 2002）。本文首次开展辉钼矿Re_Os同 位素定年研究，获得辉钼矿Re_Os同位素模式年龄为（952±15） Ma，该年龄代表了包 围山 钼矿床的成矿作用时间。同时，本文首次获得包围山花岗斑岩的锆石U_Pb年龄为（988±1  1） Ma，该年龄代表了包围山火山穹窿构造中心花岗斑岩的侵位时间；石帽山群含矿围岩底 部 的英安质晶屑凝灰熔岩中的锆石U_Pb年龄为（1046±11） Ma，该年龄较为准确的厘定 了包 围山钼矿区石帽山群下组上段底部火山岩的形成时代，有效指示了包围山钼矿的成矿年龄的 下限。
        上述研究成果表明，包围山钼矿床成矿年龄与含矿围岩下限年龄相差约9 Ma，与包围山 火山机构中心的花岗斑岩时差约3 Ma，暗示包围山火山岩形成后，以壳幔混源型为特征花岗 斑岩（沈荣泉等，2012）为大型钼矿成矿提供了充足的热和流体来源，热液活动时限较长（ 约3 Ma），长时间的热液活动可能是形成包围山大型钼矿床的重要因素之一。         Re_Os同位素体系不但可以精确测定硫化物矿床的成矿时代，且辉钼矿Re含量对成矿物质来 源有一定的示踪作用（Foster et al., 1996）。Mao等（2003）通过对中国各种成因类型钼 矿床中辉钼矿Re含量统计与分析后指出，从幔源到壳幔混源再到壳源，辉钼矿中的Re含量从 （n×10～103）×10-6→（n×10）×10-6→n×10-6呈 数量级逐次降低；陈衍景等（2012） 等通过对中国东北等地区钼矿床的辉钼矿w（Re）统计与分析后指出，辉钼矿w （Re）越高，幔源物质参与成矿作用越多，或者地壳成熟度较低；Zhong等（2017）通 过对华南各种成因类型钼矿床中辉钼矿Re含量统计与分析后也指出，该区域单Mo矿床或W_Mo 矿床辉钼矿中的w（Re）小于（10×10）×10-6，多数小于（5×10）×10 -6，指示壳幔混源岩浆主要参与了该类矿床的成矿作用。此次测得的包围山钼矿床中辉 钼矿w（187Re）为（2755±030）×10-6，相当于壳幔混源 岩浆矿床的Re含量，暗示了成矿来源与壳幔物质混合或幔源物质进一步演化有关。
        平和大小矾山_包围山地区与上杭紫金山矿田同处于上杭_云霄NW向铜、钼多金属成矿带上， 矾山地区还与紫金山矿田存在相似的陆相火山机构，其中，石英_明矾石化蚀变分带相当于 紫金山铜金矿床的外带。特别是矾山地区早白垩世时期花岗岩及次火山岩的侵入时代、地球 化学特征及Hf同位素特征与紫金山矿区非常相似（梁清玲等，2013；王森等，2016），说明 该时期该地区与紫金山铜金矿区可能具有相似源区和动力学背景，因此将本区与紫金山地区 成岩成矿时代对比具有重要的找矿意义。
        研究资料表明，约125 Ma以后中国东南部转入了古太平洋板块正向俯冲构造体系，其中太平 洋板块俯冲过程中俯冲方向、速率、角度的变化或回撤效应等也被用来解释东南沿海地区能 形成晚中生代宽广火山_侵入岩带的重要动力学原因（王强等，2005；张岳桥等，2009；Zho u et al., 2006；Wang et al., 2011；Sun et al., 2012；刘磊，2015）。该时期紫金山 地区受到古太平洋构造域作用影响而处于伸展作用环境（Jiang et al., 2013；Zhong et a l., 2014；张振杰等，2015），表现为4期较大规模早白垩世火山喷发与岩浆超浅层就位。 从早白垩世第1期火山喷发与岩浆就位开始（125～118 Ma），到第2期四方岩体的侵入及火 山 _次火山岩的形成（115～103 Ma），再到第3期石帽山群火山岩的喷出，罗卜岭_紫金山似斑 状花岗闪长（斑）岩的浅成侵位以及石英闪长玢岩等次火山岩脉的形成（103～100 Ma）， 最 终早白垩世晚期（第4期）罗卜岭斑岩的晚期就位、石帽山群火山岩的晚期喷发以及大岩花 岗斑岩、石英斑岩及正长斑等成矿后期无矿脉岩的形成（100～92 Ma）（于波等，2013）， 其Sr_Nd_Hf同位素特征显示，随着源区岩浆的演化，其幔源物质逐渐减少（毛建仁等，2002 ；赵希林，2008；梁清玲等，2013；武丽艳等，2013；Jiang et al., 2013；Zhong et al ., 2014；Li et al., 2014；Duan et al., 2016），源区的变化指示了白垩世紫金山地区 很可能在古洋壳俯冲作用下地球动力学系统发生了变化，导致100～92 Ma岩浆源区中壳源组 分的增多。造成这种现象的原因有可能正是125 Ma以来古洋壳俯冲作用强度变化引起 的，亦或是回撤效应、俯冲方向、角度或速率的改变造成的（梁清玲等，2013）。
        早白垩世晚期（125～92 Ma），紫金山及平和包围山_大小矾山地区受古太平洋板块俯冲机 制 影响而处于伸展作用环境，这两个地区较大规模的陆相火山喷发和岩浆_成矿活动主要受向 上杭_云霄深断裂的控制（张德全等，2001；黄仁生等，2008；王少怀，2009；陈静等，201 1；王森等，2016；潘天望等，2016）。该时期应力的松弛作用可能导致了上杭_云霄成矿带 下部地壳发生减薄及张裂，为减薄的下地壳或上地幔的减压熔融提供了条件，诱发了NW向上 杭_云霄成矿带中普遍发生较大规模的岩浆_热液_成矿事件。具体表现为NW向上杭_云霄深断 裂广泛分布的基性岩墙群，说明该断裂深切至地幔，甚至有可能达到了软流圈地幔，并且为 早 白垩世晚期大规模的岩浆_成矿活动提供通道，为此沿深断裂多期次侵入的新生钙碱性花岗 闪长岩_花岗闪长斑岩或喷出的火山_次火山岩不但多数具有弧火山的性质（武丽艳等，2013 ；Jiang et al., 2013），而且可能继承了早先形成的与俯冲或和碰撞有关的幔源物质，幔 源组分贡献比例增大，且受该期区域伸展构造背景的影响增强（张振杰等，2015）。随后又 在92 Ma左右东南大陆岩石圈在古太平洋俯冲作用体系影响下进入伸展_地壳减薄阶段（陈润 生等，2008；王少怀等，2015）。该时期以紫金山地区为代表的岩浆源区壳源组分贡献比例 增大，幔源组分减少，直至消失。该地区在该时期伸展作用表现为较大规模的陆相火山再次 喷发（于波等，2013），形成的次火山岩含幔源物质较少且以壳源型为主（李斌等，2013； Li et al., 2014），而多期次的次火山岩脉侵入，不但为成矿提供了充足的热源、流体来 源 ，而且为成矿元素的活化迁移提供了充足的动力来源，形成了以悦洋低硫型银多金属矿床（ 辉钼矿Re_Os等时线年龄为（915±04）Ma，刘晓东等，2005）为代表的受火山机构控制 的 低硫浅成低温热液型银、金、铜矿床，同时形成了以石英正长斑岩、花岗斑岩及正长（斑） 岩脉等为代表的无矿次火山岩脉（92～99 Ma）（于波等，2013；武丽艳等，2013；Li et a l., 2014）。
        矾山地区花岗岩及花岗闪长岩的侵位年龄（110～112 Ma）与紫金山地区四方花岗闪长岩体 的 侵位时间（109～112 Ma）非常接近，而且具有近乎一致的Hf同位素二阶段年龄（矾山地区 花 岗岩二阶段模式年龄在10～16 Ga之间，四方岩体Hf二阶段年龄在11～16 Ga之间） （梁清 玲等，2013；王森等，2016），表明2个地区具有相似的源区及演化特征，并可能经历了相 似的成岩成矿过程。包围山地区与矾山地区同处于早白垩世崎坑复合式火山机构环状组合体 之中，2个地区岩浆_成矿活动主要受该组合体控制，而该组合体的展布受NW向上杭_云霄深 断裂的控制，由此认为包围地区与矾山及紫金山地区一样很可能也经历了相似的成岩成矿过 程。包围山花岗斑岩（（981±11） Ma）脉与紫金山石英正长斑岩（95～99 Ma）、花 岗斑岩（（93±2） Ma）及正长斑岩（（927±10） Ma）脉等无矿次火山岩脉的侵入年 龄在误差范围内一致，并且包围山钼矿床（辉钼矿Re_Os模式年龄为（952±15） M a）与同样受早白垩世晚期火山岩地层控制的悦洋低硫型银多金属矿床（冰长石的 3 9Ar_40Ar等时线年龄为（947±23） Ma，林全胜，2006）成矿年龄近 乎一致。不仅如此，包围山石帽山群含矿 围岩底部的英安质晶屑凝灰熔岩的锆石U_Pb年龄为（1046±11） Ma，该年龄与紫金山 石帽山群流纹质晶屑凝灰岩的成岩年龄也近乎一致（锆石U_Pb年龄为（105±01） Ma，Ji ang et al, 2013）。以上研究表明，NW向上杭_云霄成矿带上包围山地区与紫金山地区岩 脉侵位时间非常接近，均发育了相近年龄的石帽山群火山岩，也具有相近的成矿年龄，说明 2个地区很可能在上杭_云霄深部断裂控制下经历了相同的成岩成矿地质演化阶段，并因该深 断裂下地壳或上地幔部分熔融岩诱发2个地区发生了相似的岩浆_热液_成矿事件。 综上所述，本文认为包围山钼矿床的形成可能与125～92 Ma古太平洋板块的俯冲作用机制 有关。受该期区域伸展构造背景的影响，上杭_云霄成矿带 下地壳或上地幔部分熔融诱发了平和包围山一带岩浆_热液_成矿事件。          (1) 锆石LAICPMS U_Pb定年结果表明，包围山深部花岗斑岩结晶年龄为（981±11 ） Ma，容矿围岩_石帽山群地层底部凝灰熔岩成岩年龄为（1046±11） Ma；通过对矿 体中辉钼矿的Re_Os同位素分析，获得其模式年龄为（952±15） Ma，与花岗斑岩成岩 时差约3 Ma。指示含矿热液活动时限较长，长时间的热液活动可能是形成包围山大型钼矿床 的重要因素。辉钼矿中Re的含量指示成矿来源与壳幔物质混合或幔源物质进一步演化有关。
         (2) 结合已有的研究成果，认为包围山钼矿床的形成可能与125～92 Ma古太平洋板块的俯 冲作用机制有关。受该期区域伸展构造背景的影响，上杭_云 霄成矿带下地壳或上地幔部分熔融诱发了平和包围山一带岩浆_热液_成矿事件的形成。
         志谢野外工作得到了福建省闽西地质大队沈荣泉、王献忠高级工程师等的大力 支持；辉 钼矿样品测试的到了国家地质测试中心屈文俊研究员和李超博士的帮助；锆石U_Pb测年实验 得到了天津矿产研究所袁海帆老师的热情帮助；匿名审稿人的建设性意见对完善本文很有价 值，在此作者表示感谢。