張紅 陳丹玲 翟明國 張復(fù)新 宮相寬 孫衛(wèi)東

1.大陸動力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，西北大學(xué)地質(zhì)系，西安 710069

2.中國科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所，北京 100029

3.中國科學(xué)院礦物學(xué)與成礦學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所，廣州 510640

4.中國科學(xué)院青藏高原地球科學(xué)卓越創(chuàng)新中心，北京 100101

1 引言

鉬資源分布具有不均一性，全球80%以上探明儲量分布在秦嶺鉬礦帶、Climax 鉬礦帶和美洲西海岸斑巖銅金鉬礦帶中(Mao et al.，2011;Li et al.，2012;陳衍景，2010)。其中，秦嶺鉬礦帶是全球最大的鉬礦帶之一，探明儲量約800萬噸。長期以來，國內(nèi)礦床學(xué)家對秦嶺鉬礦帶開展了大量的研究，認(rèn)為其中65%的鉬礦發(fā)育于與東秦嶺有關(guān)的巖漿活動，同時(shí)在西秦嶺也有部分鉬礦發(fā)育(Zhang et al.，2014;朱賴民等，2008a，2009;張懷東等，2010)。近期研究表明，南秦嶺除了具有典型的Pb-Zn-Ag 多金屬礦床出露外，也有小型鉬礦陸續(xù)被發(fā)現(xiàn)，例如發(fā)育于南秦嶺的月河坪夕卡巖型鉬礦和本文中的桂林溝鉬礦(李雙慶等，2010;王婭婭等，2013)。

在空間上，秦嶺鉬礦帶與華北克拉通和秦嶺造山帶有著密切的聯(lián)系，超過90%的鉬礦分布在東秦嶺和西大別，特別是華北克拉通南緣的小秦嶺也是主要的成礦區(qū)，在大地構(gòu)造位置上集中分布于二郎坪-信陽弧后盆的區(qū)域。東秦嶺成礦區(qū)主要位于克拉通邊緣，形成于陸內(nèi)碰撞造山之后的伸展環(huán)境，與成礦有關(guān)的巖體都為花崗斑巖小巖體，具有小巖體成大礦的特點(diǎn)(陳衍景，2010;魏慶國等，2009;張?jiān)竦龋?010)。這些鉬礦多數(shù)發(fā)育于秦嶺北麓，而在秦嶺南麓發(fā)育較少(圖1)。在時(shí)間上，秦嶺鉬礦帶成礦期次被劃分為3 個(gè)階段，其中第一期以前范嶺、大湖、黃龍鋪、溫泉等鉬礦為主分布于東秦嶺北麓及小秦嶺地區(qū)，形成時(shí)代為印支期(～220Ma);第二期形成于燕山早期早白堊世(126～145Ma);第三期則可能與東部巖石圈大規(guī)模減薄、拆沉有關(guān)(～115Ma)(Li et al.，2012;Mao et al.，2011)。目前構(gòu)造地質(zhì)學(xué)家的主流觀點(diǎn)是秦嶺是華北-華南陸陸碰撞的產(chǎn)物，最后一次碰撞發(fā)生在三疊紀(jì)，由碰撞向伸展轉(zhuǎn)換發(fā)生在印支期，約230～200Ma (陳衍景，2010;劉樹文等，2011;駱金誠等，2010;魏慶國等，2009;張?jiān)竦龋?010)。秦嶺經(jīng)歷了漫長而又復(fù)雜的地質(zhì)歷史演化，其東秦嶺的印支期成礦主要是與秦嶺的主碰撞有關(guān)，位于碰撞的主斷裂帶上，與成礦有關(guān)的巖體出露面積均較小，巖漿侵位較淺(魏慶國等，2009;張?jiān)竦龋?010;陳衍景，2010)，并且華北克拉通南緣及小秦嶺地區(qū)的太古代地層太華群和古元古代熊耳群，其可能為鉬的富集成礦提供主要物質(zhì)來源(Li et al.，2011)。而南秦嶺花崗巖體群相對來講，并沒有富鉬的古老克拉通基底，缺乏明顯的成礦物質(zhì)來源;但大量研究表明，南秦嶺發(fā)育的大量印支期花崗巖體群(230～195Ma)，也被認(rèn)為位于秦嶺陸內(nèi)碰撞造山之后的伸展環(huán)境(孫衛(wèi)東等，2000;弓虎軍等，2009;陳衍景，2010)，而該環(huán)境被認(rèn)為是有利于鉬的成礦，本文擬通過對胭脂壩巖體周緣發(fā)育的桂林溝鉬礦做進(jìn)一步研究，為南秦嶺鉬礦的勘探提供新的方向。

南秦嶺發(fā)育一條多金屬成礦帶，主要由錫銅溝和銀硐子等大型Sedex 型鉛鋅銀礦組成(齊文和侯滿堂，2005;朱賴民等，2008a;王瑞廷等，2010)，這些礦床多數(shù)沿著構(gòu)造線分布(圖1)。然而在商丹縫合帶以南地區(qū)，鉬礦基本沒有報(bào)道。研究區(qū)鎮(zhèn)安縣楊泗鄉(xiāng)桂林溝鉬礦屬于該條大型多金屬礦床的周邊工作區(qū)范圍，有關(guān)該礦床的地質(zhì)特征和成礦時(shí)代研究較少(王婭婭等，2013)。本次研究擬通過對該礦床含礦花崗巖的鋯石U-Pb 年齡和輝鉬礦Re-Os 年齡測定，并對秦嶺鉬礦帶典型礦床年齡資料歸納和分析，試圖尋找該礦床與秦嶺大規(guī)模成礦事件在成礦時(shí)代和成因上的關(guān)系，為進(jìn)一步探討南秦嶺地區(qū)成礦階段和成礦事件提供有利依據(jù)。

圖1 秦嶺多金屬礦床分布圖(據(jù)Li et al.，2012;朱賴民等，2008a 修改)Fig.1 The distribution map of Qinling polymetallic deposit (modified after Li et al.，2012;Zhu et al.，2008a)

圖2 桂林溝地區(qū)巖漿巖及礦床分布地質(zhì)略圖1-早-中元古代秦嶺雜巖;2-晚元古代陶灣群碳酸鹽巖;3-寒武-奧陶紀(jì)石英片巖-火山碎屑巖;4-中泥盆統(tǒng)沉積巖;5-二疊紀(jì)石盒子組碳酸鹽巖-碎屑巖;6-印支期花崗巖;7-采樣點(diǎn);8-深大斷裂Fig.2 Geological sketch map of igneous rocks and molybdenium deposit in Guilingou area1-Qinling complex of the Paleo-Meso Proterozoic;2-Taowan Group carbonate rock of the Late Proterozoic;3-quartz schist and pyroclastic rock of the Cambrian，Ordovician;4-sedimentary rocks of the Middle Devonian;5-Shihezi Formation carbonate and clastic rocks of the Permian;6-granitic rocks of the Indosinian;7-sample locality;8-large faults

2 區(qū)域地質(zhì)概況

秦嶺構(gòu)造帶地處中國中部，呈東西向展布，是華北板塊與揚(yáng)子板塊之間的匯聚帶(Zhang et al.，1996a，b;張本仁等，2002;張國偉等，2003)，區(qū)內(nèi)主要發(fā)育兩條大型斷裂帶，即商丹和勉略縫合帶。以這兩條斷裂為界，秦嶺大致分為三個(gè)主要構(gòu)造單元，北秦嶺構(gòu)造帶、南秦嶺構(gòu)造帶和揚(yáng)子地塊北緣構(gòu)造帶，其中南秦嶺構(gòu)造帶位于商丹和勉略兩斷裂帶之間，具有揚(yáng)子地塊的雙層前寒武基底。以徽成盆地為界劃分為東、西秦嶺，其中徽成盆地以東至南陽盆地以西區(qū)間的秦嶺地塊為東秦嶺。

東秦嶺是秦嶺鉬礦帶大部分礦床集中區(qū)，這些礦床主要位于東秦嶺的北側(cè)，即華北板塊的南緣和秦嶺造山帶的接合帶。東秦嶺鉬礦帶共有金堆城、東溝、南泥湖、三道莊和上房溝5 個(gè)超大型，雷門溝、秋樹灣等5 個(gè)大型斑巖鉬礦和黃水庵、木龍溝等數(shù)十個(gè)中小型鉬礦(付治國等，2005，2010;李諾等，2007，2008;毛景文等，2009;李永峰等，2003，2004，2006;羅正傳等，2011;楊曉勇等，2010;楊澤強(qiáng)等，2008;葉會壽等，2006;朱賴民等，2008a，b)。近年來，東秦嶺地區(qū)的鉬礦找礦工作又取得了重大進(jìn)展，先后發(fā)現(xiàn)和探明了東溝超大型斑巖鉬礦(付治國等，2005，2010;葉會壽等，2006)、魚池嶺超大型斑巖鉬礦和大別造山帶西段的沙坪溝超大型斑巖鉬礦和湯家坪大型斑巖鉬礦(Zhang et al.，2014;楊澤強(qiáng)等，2008;張懷東等，2010)，以及正在勘探的大石門溝鉬礦等。這些鉬礦的成礦期次和成礦機(jī)理研究為秦嶺鉬礦的進(jìn)一步勘探提供了寶貴經(jīng)驗(yàn)(Chen et al.，2000;Li et al.，2012;毛景文等，2009)。相對東秦嶺鉬礦的分布范圍廣、儲量大，南秦嶺幾乎沒有任何大型鉬礦的報(bào)道，僅在懶板凳巖體發(fā)育有月河坪夕卡巖型鉬礦(李雙慶等，2010)，該礦床在區(qū)域地質(zhì)上和桂林溝斑巖鉬礦屬于同一成礦帶，都發(fā)育在胭脂壩花崗巖體的接觸帶上(圖2)。

南秦嶺三大中生代花崗巖體群，該花崗巖群從東向西依次為:東江口巖體群、五龍巖體群(包括胭脂壩、老城、西岔河、五龍和華陽巖體)、光頭山巖體群(王娟等，2008a，b;嚴(yán)陣，1985;楊愷等，2009;張成立等，2005)。這些巖體以巖基的形式侵入到古生代地層中，形成時(shí)代集中分布于230～195Ma 之間，是一期呈東西展布的印支期花崗巖帶(圖1)，這一系列侵入巖中尚未發(fā)現(xiàn)超大型-大型鉬礦。

胭脂壩巖體歸屬于五龍巖體群，該巖體出露于南秦嶺構(gòu)造帶寧陜-鎮(zhèn)安一帶，岀露面積約560km2，呈不規(guī)則巖基狀產(chǎn)出，北東向展布。區(qū)域上該巖體侵入于晚元古界陶灣群—下古生界泥盆紀(jì)地層中。胭脂壩巖體形成時(shí)代為200 ±4Ma(駱金誠等，2010)，晚于南秦嶺同造山花崗巖帶的時(shí)代206～223Ma (Jiang et al.，2010，2012;Sun et al.，2002;秦江鋒，2010;張成立等，2005)，并明顯晚于鄰近的五龍、西岔河巖體的形成年齡225 ±4Ma，對應(yīng)于主碰撞期后約10～20Myr 的伸展構(gòu)造環(huán)境。

圖3 桂林溝鉬礦床礦體空間展布示意圖Fig.3 A schematic diagram of the ore body distribution

桂林溝鉬礦區(qū)呈巖株?duì)罘植加陔僦瑝螏r體的東北部(圖2)，在大地構(gòu)造位置上處于近東西向古生代弧盆體系與北東向中生代后造山巖漿巖帶的疊加復(fù)合部位(王婭婭等，2013)。該礦區(qū)出露地層主要有晚元古代陶灣群碳酸鹽巖、寒武-奧陶紀(jì)石英片巖-火山碎屑巖、泥盆紀(jì)淺-中深海相沉積的碳酸鹽巖和二疊紀(jì)淺海-湖泊相形成的細(xì)碎屑巖等地層。具有工業(yè)價(jià)值的鉬礦體主要賦存在蝕變的白云母粗粒蝕變花崗巖、鉀長花崗巖和中泥盆統(tǒng)地層中(圖3)。該地區(qū)鉬礦成礦規(guī)模一般，儲量不大，目前也僅在胭脂壩巖體周圍出露。

3 巖相和礦相學(xué)特征

胭脂壩巖體屬于高鉀鈣堿性系列，為準(zhǔn)鋁-弱過鋁質(zhì)殼源S 型花崗巖(駱金誠等，2010)，主要由似斑狀黑云母二長花崗巖和二云母花崗巖組成。巖體中分布有少量橢圓狀、不規(guī)則狀暗色閃長巖包體，多與巖體呈截然接觸關(guān)系，中粒到粗粒的半自形粒狀結(jié)構(gòu)、似斑狀結(jié)構(gòu)，斑晶為鉀長石。主要礦物組合為石英、鉀長石、斜長石(奧長石)、黑云母、白云母、角閃石，副礦物為榍石、鋯石以及磁鐵礦等。

蝕變粗粒似斑狀花崗巖主要礦物組成:奧長石(30%)呈半自形不等粒粒狀-板狀，中輕度白云母化(圖4a)，多被后期微斜長石交代呈凈邊結(jié)構(gòu)(圖4b)。微斜長石(37%)他形-半自形不等粒粒狀，石英(17%)他形細(xì)粒φ = 0.05～0.5mm。黑云母(4%)片狀，部分發(fā)生綠泥石化，另含少量副礦物鋯石和磷灰石。

桂林溝鉬礦成礦類型為斑巖型，局部發(fā)育石英脈型。按照成礦元素組合類型，桂林溝鉬礦屬于Mo-W 型，Re 相對于地殼成因含量高出近10 倍，無Cu 和Au 的富集。

礦化蝕變以鉀長石化、云英巖化和硅化為主，晚期蝕變出現(xiàn)碳酸鹽化。蝕變礦脈中，白(絹)云母呈片狀、鱗片狀集合體，與輝鉬礦共生。輝鉬礦呈鱗片狀集合體(圖4a，c，d，f)。此外有少量的磁黃鐵礦(圖4d)和黃銅礦(圖4e)。

礦石礦物主要為輝鉬礦、黃鐵礦、黃銅礦和斑銅礦(圖4d，e)，含少量磁黃鐵礦、白鎢礦等;脈石礦物主要為石英、白云母、黑云母、鉀長石、微斜長石、白云石等。

礦化類型主要有三種:蝕變粗粒似斑狀花崗巖型鉬礦化，輝鉬礦呈浸染狀、細(xì)脈浸染狀和集塊狀分布，伴有綠泥石化;鉀長花崗巖型鉬礦化，輝鉬礦呈細(xì)脈浸染狀分布，粒徑也較小，分布范圍為0.2～1mm，含有鈦鐵礦、磁鐵礦等;石英脈型鉬礦化，輝鉬礦呈集塊狀分布，粒徑達(dá)到3～5mm，富含大量片狀白云母，并伴生有螢石、黃鐵礦、黃銅礦等;細(xì)晶花崗巖中也有零星分布。

4 分析方法

4.1 輝鉬礦Re-Os 年齡

本文對6 件輝鉬礦樣品進(jìn)行了Re-Os 同位素年代學(xué)分析，其中樣品11GL-13、11GL-14、11GL-15 為黑云母花崗巖，11GL-16 為蝕變的似斑狀花崗巖，11GL-21 來源于白云母石英脈型含礦花崗巖。每個(gè)樣品粉碎至～2mm，在雙目鏡下挑選出大于100mg 的純凈輝鉬礦顆粒準(zhǔn)備測試。樣品前處理工作在中科院廣州地球化學(xué)研究所同位素地球化學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。輝鉬礦Re-Os 同位素定年方法目前非常成熟。根據(jù)輝鉬礦的組成，用濃HNO3代替逆王水分解樣品，在樣品溶解的同時(shí)，使Mo 轉(zhuǎn)換成MoO3不溶物，從而達(dá)到了分析物與基體元素的分離，大大簡化了Re 的化學(xué)分離過程(Sun et al.，2010;李晶等，2010)。樣品經(jīng)過一系列分離、蒸干和加壓溶解之后，在ICP-MS 上進(jìn)行測試。Re、Os 的本底分別為2.8pg 和0.7pg。其中11GL-21-1 和11GL-21-2 來源于同一個(gè)樣品作為重復(fù)樣，區(qū)別是1 號樣品粒度大分選時(shí)純度高，2 號樣品粒度小純度低。

4.2 鋯石LA-ICPMS 定年

本文分別挑選出該礦區(qū)3 個(gè)不同結(jié)構(gòu)特征花崗巖樣品進(jìn)行鋯石分選，其中GL-12 為細(xì)粒花崗巖，GL-11 為鉀長花崗巖，GL-10 為含白云母蝕變的粗粒似斑狀花崗巖。將超過5kg 的樣品粉碎至60 目，之后通過浮選、磁選和重液等方法，挑選出大于1000 粒的純凈鋯石。將分選的鋯石放入環(huán)氧樹脂中固結(jié)制靶，并拋光至1/3 處進(jìn)行反射光、透射光和陰極發(fā)光拍照。挑選出相對環(huán)帶清晰，破碎邊少、晶型較好的鋯石進(jìn)行LA-ICPMS 分析。鋯石LA-ICPMS 分析在西北大學(xué)大陸動力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。該LA-ICPMS 實(shí)驗(yàn)采用德國Lambda Physik AG 公司生產(chǎn)的GeoLas 激光剝蝕系統(tǒng)和Agilent 7700x 型的ICP-MS 聯(lián)機(jī)。分別使用91500、GJ-1 和Nist610 做為年齡和微量元素測試標(biāo)樣。測試時(shí)使用Ar 和He 作為載氣，激光能量為40mJ，剝蝕斑束直徑使用31μm，頻率為6Hz，有效信號采集時(shí)間50s。數(shù)據(jù)處理使用ICPMSDataCal 來進(jìn)行校正(Liu et al.，2010)，相關(guān)圖件使用isoplot 進(jìn)行繪圖。

圖4 桂林溝鉬礦巖石和礦物顯微照片及礦化特征(a)蝕變花崗巖型的格子狀微斜長石化、白云母化和鉀化;(b)奧長石的凈邊結(jié)構(gòu);(c)輝鉬礦的片狀集合體;(d)片狀輝鉬礦與磁黃鐵礦共生;(e)黃銅礦化;(f)含輝鉬礦和石英脈的蝕變花崗巖.Qtz-石英;Mi-微斜長石;Ms-白云母;Olg-奧長石;Pl-斜長石;Mo-輝鉬礦;pyr-磁黃鐵礦;Cha-黃銅礦Fig.4 Rock and mineral petrological micrographs and mineralization characteristics of the Guilingou Mo deposit(a)lattice microcline alteration，muscovitization，potassic alteration of altered granite;(b)metasomatic edulcoration border texture of oligoclase;(c)bundle aggregation of molybnenite;(d)flake molybdenite symbiotic with pyrrhotite;(e)chalcopyrite mineralization;(f)quartz vein with molybnenite in altered granite

5 結(jié)果

5.1 輝鉬礦Re-Os 年齡

通常來說，非放射性成因Os 在輝鉬礦中含量幾乎為零，幾乎所有的Os 都是由Re 衰變而成，可以通過公式t =5(1/λ)ln(1 +187Os/187Re)來計(jì)算模式年齡，其中187Re 衰變常數(shù)λ=1.666 ×10-11a-1(Smoliar et al.，1996)。對6 件輝鉬礦樣品分別測定了Re 和Os 的含量(表1)。187Re 含量顯示較大的變化范圍，從58 ×10-6到121 ×10-6，表現(xiàn)出上地幔特點(diǎn)，但混有部分地殼組分(Mao et al.，1999;Stein et al.，1997)。Os 的變化范圍為192 ×10-9～401 ×10-9。Re-Os 模式年齡從195.9Ma 到198.5Ma(圖5、表1)。對6 個(gè)樣品進(jìn)行Isoplot等時(shí)線投點(diǎn)計(jì)算出的諧和年齡為195.5 ± 5.0Ma (2σ，MSWD=3.1)，加權(quán)平均年齡為197.2 ±1.3Ma。3 種不同巖性6 個(gè)樣品的鉬礦年齡誤差范圍內(nèi)變化一致。

圖5 桂林溝鉬礦輝鉬礦Re-Os 同位素等時(shí)線年齡圖Fig.5 Re-Os isochron plot for molybdenite samples from the Guilingou Mo deposit

5.2 鋯石的LA-ICPMS U-Pb 定年

3 件樣品的鋯石外形基本相似，都呈長柱狀，破碎較明顯，無色透明，粒度分布在50～350μm，鋯石內(nèi)部包裹體發(fā)育。所測鋯石CL 圖像呈現(xiàn)兩種不同的形態(tài):一種具有明顯的核邊結(jié)構(gòu)，環(huán)帶發(fā)育，核部顏色為白色至淺灰色，外部為暗色增生邊(圖6)，測試點(diǎn)位集中在白色區(qū)域，其稀土總量相對比較低，∑REE 變化范圍為131 ×10-6～1140 ×10-6，U 含量的變化范圍較大(35 ×10-6～2427 ×10-6)，而Th 的含量為15 ×10-6～440 ×10-6(表2、表3);另一種完全無環(huán)帶，在陰極發(fā)光下幾乎呈全黑狀態(tài)，具有較高的U、Th 含量和稀土總量，其∑REE 變化范圍為1118 ×10-6～8989 ×10-6，U 含量的變化范圍也較大(87 ×10-6～15446 ×10-6)，而Th 的含量為58 ×10-6～1420 ×10-6(表3)，其CL 圖像及寬泛的稀土元素變化特征及U、Th 含量表明其屬于典型的高溫?zé)嵋盒弯喪?。其中，來源于?xì)?；◢弾r的32 粒鋯石(GL-12)剔除不諧和點(diǎn)位，相對諧和年齡較少，獲得了18 粒諧和鋯石，其206Pb/238U 的加權(quán)平均年齡為199 ±1.4Ma(圖7a);而鉀長花崗巖(GL-11)共測試28 粒鋯石，僅16 粒諧和，其206Pb/238U加權(quán)平均年齡為201 ±3.1Ma(圖7b);而經(jīng)受蝕變的白云母粗粒花崗巖(GL-10)鋯石則具有明顯的繼承核，共測試31 個(gè)點(diǎn)，鋯石多數(shù)沿著Pb 丟失不一致線分布，選取較為諧和的25粒做分布直方圖，獲得峰值年齡為201Ma，獲得下交點(diǎn)年齡198 ±11Ma(圖7c)。3 件樣品的鋯石明顯的受到了成礦時(shí)的熱液及其流體的干擾，微量和稀土元素含量變化程度也較大，這個(gè)過程導(dǎo)致鋯石年齡諧和度較差，并伴有Pb 的丟失。同時(shí)，這3 件花崗巖樣品基本取得了較為一致的年齡分布范圍，與輝鉬礦的Re-Os 年齡也基本一致。

圖6 桂林溝鉬礦化帶花崗巖鋯石CL 圖像Fig.6 Zircon CL images from Guilingou three Mo-bearing granites

表2 花崗巖鋯石U-Pb 年齡Table 2 Zircons U-Pb age from Guilingou three Mo-bearing granites

表3 鋯石稀土元素含量(×10 -6)Table 3 Zircon rare earth element contents from Guilingou Mo-bearing porphyries (×10 -6)

圖7 不同類型花崗巖的鋯石U-Pb 年齡圖(a-c)及稀土元素配分模式圖(d)Fig.7 Zircon U-Pb age diagrams (a-c)and REE partition diagram (d)from the Guilingou Mo-bearing granites

桂林溝鉬礦的鋯石球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化圖解顯示普遍輕稀土元素(LREE)虧損而重稀土元素(HREE)富集(圖7d)。曲線變化范圍較為寬泛，Ce 有明顯正異常，Eu 負(fù)異常不明顯，輕稀土曲線稍顯雜亂，重稀土富集，兩種不同CL 圖像鋯石呈現(xiàn)出明顯的差異性，全黑區(qū)域具有更高的稀土總量。

6 討論

6.1 成巖和成礦年代學(xué)

6 件輝鉬礦Re-Os 同位素年齡在195.9～198.5Ma 之間，其加權(quán)平均年齡為197.2 ±1.3Ma，該年齡限定了桂林溝鉬礦成礦時(shí)間為早侏羅世。Re-Os 同位素體系不僅用于同位素定年，而且可以有效地示蹤成礦物質(zhì)來源(Mao et al.，1999;Stein et al.，1997)。綜合分析中國各種類型鉬礦床中輝鉬礦的錸含量，從地殼來源到殼?；煸丛俚降蒯碓?，輝鉬礦中錸含量成倍地增加(Mao et al.，1999)。桂林溝鉬礦的輝鉬礦Re 的含量分布范圍為92 ×10-6～193 ×10-6，平均143 ×10-6，總體落在上地幔范圍內(nèi)。桂林溝鉬礦發(fā)育于胭脂壩巖體的邊緣，該巖體的Nb/Ta 和Zr/Hf 比值位于地殼和地幔平均值之間，也表明有幔源物質(zhì)的加入(駱金誠等，2010)。

其不同來源花崗巖鋯石U-Pb 年齡分別獲得了199 ±1.4Ma、201 ±3.1Ma 和198 ±11Ma，代表了胭脂壩巖體形成時(shí)代為198～201Ma，該年齡稍微早于桂林溝輝鉬礦Re-Os同位素年齡，在誤差范圍內(nèi)認(rèn)為成礦和成巖時(shí)間一致。并且在樣品GL-10 鋯石中包含了大量較老的繼承核，這些年齡雖不諧和，但是多數(shù)沿著不一致線分布，代表了有大量古生代甚至是元古代古老地層的巖漿鋯石被捕獲，與該地區(qū)出露的晚元古代陶灣群、奧陶-寒武及泥盆紀(jì)地層一致。而南秦嶺印支期花崗巖，尤其是沙河灣、曹坪和柞水巖體等形成于225～212Ma 被認(rèn)為屬于同碰撞型(圖1)(孫衛(wèi)東等，2000;張國偉等，2003;周濱等，2008;楊愷等，2009)，形成于擠壓向伸展轉(zhuǎn)變期或陸陸碰撞的初期(張本仁等，2002;弓虎軍等，2009)，考慮到秦嶺中生代花崗巖類發(fā)育存在200～170Ma 間歇期，胭脂壩巖體201～198Ma 應(yīng)該屬于南秦嶺印支期花崗巖體群最后的閉合時(shí)間。該時(shí)段是南嶺造山帶主碰撞造山結(jié)束和后構(gòu)造演化的開始，造山體制已進(jìn)入陸陸碰撞演化階段。

表4 秦嶺鉬礦帶典型礦床Re-Os 年齡分布表Table 4 Re-Os ages from the classic molybdenum deposits in the Qinling ore deposit belt

6.2 200～190Ma 成礦期

圖8 秦嶺鉬礦三期次分布圖Fig.8 Three periods distribution diagram from Qinling molybdenum deposit

秦嶺鉬礦帶的成礦期次多，構(gòu)造活動劇烈，巖漿來源較為復(fù)雜，與鉬成礦有關(guān)的巖漿活動和成礦作用主要發(fā)生在三個(gè)時(shí)間段:238～213Ma、145～126Ma 和116～110Ma (Li et al.，2012;毛景文等，2009)(表4、圖8)，主成礦期為晚印支期和晚燕山期。其中，第一期成礦時(shí)代與華南大規(guī)模碰撞擠壓造山時(shí)代一致(Ding et al.，2006，2015)，也與南秦嶺洋的閉合時(shí)代一致(Li et al.，1996;Sun et al.，2002;駱金誠等，2010;張成立等，2008)，代表性礦床有黃龍鋪、溫泉、大湖、前范嶺鉬礦等(圖1)(李諾等，2008;許成等，2009;朱賴民等，2009;高陽等，2010)。關(guān)于后兩期成礦作用機(jī)制，目前還存在爭議。其中，Mao et al.(2008)認(rèn)為145Ma 的晚侏羅世-早白堊世成礦期，是伊澤納吉板塊或古太平洋板塊向歐亞大陸俯沖造成的弧后拉張導(dǎo)致大規(guī)模的巖漿事件有關(guān)，Li et al.(2012)則認(rèn)為145Ma 鉬礦與同時(shí)期發(fā)生的長江中下游大規(guī)模巖漿活動和成礦作用可能都是受洋脊俯沖的結(jié)果(Ling et al.，2009)。而115Ma 成礦期則與東部巖石圈大規(guī)模減薄、拆沉有關(guān)或與俯沖的太平洋板塊轉(zhuǎn)向或后撤有關(guān)(Sun et al.，2007;Mao et al.，2008;Li et al.，2012)。本次研究結(jié)果表明桂林溝鉬礦巖體形成時(shí)間為:196～199Ma，和南秦嶺胭脂壩-老城-五龍-華陽-西壩一系列花崗巖體的195Ma、207Ma 和213Ma 的三期成巖年齡相近，屬于印支晚期-燕山早期的過渡階段;成礦時(shí)期197.2 ±1.3Ma 區(qū)別于秦嶺成礦三階段中的第一階段，晚于東秦嶺的晚三疊世的超大型-大型鉬礦成礦時(shí)間段(238～213Ma)。

從構(gòu)造演化的角度，190～200Ma 屬于秦嶺由碰撞擠壓向伸展轉(zhuǎn)折的時(shí)期，被認(rèn)為是成礦的有利時(shí)期，但是該時(shí)間段的礦床鮮有報(bào)道，目前可見的主要有西秦嶺小溝里石英脈型金礦(193.2Ma)和南秦嶺月河坪夕卡巖型鉬礦(193.6Ma)主要分布在該時(shí)間范圍之內(nèi)(馮建忠等，2002;李雙慶等，2010)。這2 個(gè)礦化區(qū)都是中小規(guī)模鉬礦，并未引起過多的關(guān)注。隨著月河坪和桂林溝鉬礦的輝鉬礦的Re-Os 精確定年，以及寧陜縣江口地區(qū)東至鎮(zhèn)安縣金川地區(qū)，長達(dá)70km 的多金屬成礦帶的發(fā)現(xiàn)，這期年齡不再被認(rèn)為是簡單的偶然性，190～200Ma 成礦時(shí)代有可能會成為新的一期鉬礦成礦階段，對于秦嶺成礦帶鉬礦的找礦工作具有一定的意義。

綜上所述，南秦嶺地區(qū)的鎮(zhèn)安桂林溝斑巖型鉬礦的成礦作用屬于中國北部燕山期大規(guī)模成礦活動的早期階段，成礦時(shí)代較早，在190～200Ma 之間。這一期鉬礦床的成因可能與揚(yáng)子板塊與華北板塊拼合期間的后碰撞造山作用過程有關(guān)。該時(shí)段恰好處于最后一次陸內(nèi)碰撞造山向伸展轉(zhuǎn)變的轉(zhuǎn)折期。早燕山期成礦事件在秦嶺地區(qū)較少被發(fā)現(xiàn)，可能是印支晚期劇烈的巖漿活動改造和破壞所致，由于造山帶碰撞后的垮塌，導(dǎo)致軟流圈上涌，導(dǎo)致殼-幔相互作用，引起上地幔部分熔融形成富含Mo 的巖漿熱液流體，當(dāng)巖漿沿著構(gòu)造薄弱帶上升到地殼淺部遭遇中泥盆統(tǒng)大面積的淺海相沉積物，冷凝分異出成礦流體，充填和交代該區(qū)侵入巖使成礦元素富集成礦。

7 結(jié)論

(1)桂林溝斑巖型鉬礦的6 件輝鉬礦Re-Os 同位素年齡限定了其成礦年齡為早侏羅世，其年齡在195.9～198.5Ma之間，其加權(quán)平均年齡為197.2 ±1.3Ma。同時(shí)，獲得圍巖細(xì)?；◢弾r、鉀長花崗巖和粗粒蝕變花崗巖的鋯石U-Pb 年齡分別為199 ±1.4Ma、201 ±3.1Ma 和198 ±11Ma，表明其成巖和成礦年齡基本一致。

(2)桂林溝鉬礦床的形成年齡不同于已報(bào)導(dǎo)的秦嶺鉬礦的三個(gè)主要成礦期，即238～213Ma、145～126Ma 和116～110Ma，190～200Ma 成礦期稍晚于第一成礦期。該期鉬礦形成于秦嶺印支期碰撞之后，是由造山帶垮塌引起的巖漿-熱液成礦。該期可能代表了秦嶺成礦帶一期尚未認(rèn)識的重要成礦事件，對于南秦嶺找礦具有重要意義。

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