北淮阳沙坪沟钼矿床成矿斑岩体特征与成因

刘晓强,闫峻,王爱国.2017.北淮阳沙坪沟钼矿床成矿斑岩体特征与成因[J].矿床地质,36(4):837~865
LIU XiaoQiang,YAN Jun,WANG AiGuo.2017.Characteristics and petrogenesis of Shapinggou ore-bearing porphyry in northern Huaiyang belt[J].Mineral Deposits36(4):837~865

DOi:10.16111/j.0258_7106.2017.04.004

北淮阳沙坪沟钼矿床成矿斑岩体特征与成因

刘晓强¹，闫峻^1**，王爱国²

（1 合肥工业大学资源与环境工程学院，安徽合肥230009； 2 中国地质调查局南京地质矿产研究所，江苏南京210016）

第一作者简介刘晓强, 男, 1987年生, 博士研究生, 矿物学、岩石学、矿床学专业。 Ema il： xiaoqliu2011@163.com
**通讯作者闫峻, 男, 1966年生, 博士, 教授, 主要从事地球化学研究。 Email： jun yan@hfut.edu.cn

收稿日期2016_03_10

本文为国家自然科学基金资助项目(编号: 41272074)和中国地质调查局地质矿产调查评价专项(编号: 12120113067800)联合资助的成果

摘要:沙坪沟钼矿床位于大别山北麓的北淮阳构造带，是近年来新发现的特大型斑岩钼矿床。区内燕山期岩浆岩广布，岩性有二长花岗岩、花岗闪长岩、闪长岩、石英正长岩、花岗斑岩、正长花岗岩、隐爆角砾岩等，钼矿床与最晚期的石英正长岩_花岗斑岩成因有关。对最晚期的花岗斑岩体系进行了LA_ICPMS锆石U_Pb定年，结合前人已发表的年代学数据，将区内岩浆岩划分为3个阶段：第一阶段141～133 Ma，主要发育二长花岗岩，具有高Sr、低Y的地球化学特征，形成于加厚下地壳的部分熔融；第二阶段132～125 Ma，包括中基性的含斜长石辉石岩、斜长角闪石岩、闪长岩和酸性的花岗岩、花岗闪长岩等，中基性岩的出现表明地幔物质参与了该阶段岩浆岩的形成，可能与加厚地壳拆沉、软流圈物质上涌有关；第三阶段120～110 Ma，主要发育石英正长（斑）岩和花岗斑岩，为壳源成因。第一阶段岩浆岩的ε_Hf(t)介于-28. 3～-22 .5，与大别造山带大范围分布的中生代岩浆岩一致，结合前人研究分析表明，沙坪沟第一阶段岩浆岩为类似南秦岭陡岭群片麻岩源区构成的加厚下地壳部分熔融的产物。相比第一阶段岩浆岩，第三阶段石英正长岩、正长花岗岩脉、隐爆角砾岩和花岗斑岩的ε_Hf (t)非常一致，介于-18.4～-13.3之间，与北淮阳千鹅冲钼矿成矿花岗斑岩及汤家坪钼矿成矿花岗斑岩一致，其ε_Hf(t)明显偏高，应为较浅岩浆源区熔融的结果。华南板块广泛分布的古生代富Mo黑色页岩具有和北淮阳成钼矿岩浆岩具有一致的模式年龄，是形成北淮阳钼矿岩浆岩的理想层位。

关键词: 地球化学；锆石U_Pb年龄；Hf同位素；含矿斑岩；沙坪沟钼矿；北淮阳

文章编号： 0258_7106 (2017) 04_0837_29 中国分类号： P618.65 文献标志码：A

Characteristics and petrogenesis of Shapinggou ore_bearing porphyry
in nor thern Huaiyang belt

LIU XiaoQiang¹, YAN Jun¹ and WANG AiGuo²

（1 School of Resource and Environmental Engineering, Hefei University of Techno logy, Hefei 230009, Anhui, China; 2 Nanjing Institute of Geology and Mineral R esources, China Geological Survey, Nanjing 210016, Jiangsu, China）

Abstract:The Shapinggou Mo deposit, located in northern Huaiyang belt of northern Dabie M ountain, is a superlarge porphyric Mo deposit found recently. Yanshanian magmati c rocks are widespread here, which include monzogranite, granodiorite, diorite, quartz syenite, granite porphyry, K_feldspar granite and cryptoexplosive breccia , among which the quartz syenite and granitic porphyry system were last formed a nd are considered to have had a genetic link to the Mo mineralization. According to LA_ICPMS zircon U_Pb dating for the granitic porphyry system and geochronol ogical data published by previous researchers, the magmatic rocks in the Shaping gou Mo district can be divided into three periods. The first period (141～133 Ma ) mainly consists of monzogranite, which is featured by high Sr and low Y geochem ical signatures and considered to have been formed from partial melting of thick ened lower crust; the second period (132～125 Ma) includes intermediate_mafic ro c ks such as plagioclase_bearing pyroxenite, plagioclase hornblendite and diorite and acid rocks such as granite and granodiorite with appearence of intermedi ate_ mafic rocks, which indicates a contribution of mantle_derived material in the fo rmation of these rocks, and its formation might have been the results of delamin ation of thickened lower crust and upwelling of asthenosphere; the third period (120～110 Ma) mainly consists of quartz syenite (porphyry) and granite porphyry, and has a crustal genesis. Zircon ε_Hf(t) of the first period magm atic rocks ranges from -28.3 to -22.5, similar to that of widespread Mesoz oic magmatic rocks in Dabie orogen, Comprehensive analysis of these data and previou s studies show t hat the first period rocks were most likely formed by partial melting thickened lower crust similar to things of Douling Group located in South Qinling orogen, whereas the third period magmatic rocks, which include quartz syenite, K_feldspa r granite, cryptoexplosive breccia and granite porphyry, have a zircon ε Hf(t) from -18.4 to -13.3, similar to that of the ore_bearing granite porphyry of Qianechong and Tangjiaping Mo deposit, obviously higher than that o f the first period magmatic rocks, indicating a shallower source. The Paleozoic black shale widespread in South China block are the beneficial source region of ore_forming magmatic rocks of Mo deposits in North Huaiyang belt.

Key words: geochemistry， zircon U_Pb dating， Hf isotope， ore_bearing porphyry， Shapinggou Mo deposit， northern Huaiyang belt

         大别造山带位于秦岭_桐柏_红安_大别造山带东部，形成于华北和扬子地块的三叠纪碰撞造山作用。该造山带矿产资源丰富，21世纪初随着东秦岭东沟等超大型钼矿床和一些重要钼矿床的发现，使其超过了美国Climax，成为世界第一大钼矿带（李诺等，2007；陈衍景等，2009 ）。继东秦岭和东北钼矿带之后，大别造山带北麓的北淮阳地区近年来发现多个大、中型钼矿床，如天目山、肖畈、母山、陡坡、大银尖、千鹅冲、姚冲、汤家坪、沙坪沟等钼矿床（点）。尤其是千鹅冲、汤家坪和沙坪沟大型_超大型钼矿床的发现，使得大别造山带北部的北淮阳地区成为中国又一个重要的钼矿带，受到地学界的广泛关注（杨泽强，2007; 2009；杨艳等，2008；王运等，2009；魏庆国等，2010；杨梅珍等，2010；李法岭，2011；Chen et al., 2011；Yang et al., 2013；高阳等，2014）。
        沙坪沟钼矿位于大别造山带安徽段，探明矿石量达17亿吨，钼金属量237万吨，平均品位0.1 4%（张怀东等，2012），是中国已探明的最大钼矿床。前人对沙坪沟钼矿的矿床地质特征、围岩蚀变、成岩成矿时代、岩浆岩的地球化学及矿床成因进行了相关探讨（徐晓春等，20 09；张怀东等，2010a；2010b；2010c；2012；张红等，2011；黄凡等，2011；孟祥金等，2 012；Xu et al., 2011；陈红瑾等，2013；阳姗等，2014；Wang et al., 2014），取得了丰硕的认识和成果。沙坪沟钼矿区中生代岩浆岩非常发育，前人依据矿体位于硅化花岗斑岩体顶部，介于花岗斑岩体与围岩石英正长岩之间，辉钼矿Re_Os年龄与石英正长岩和斑岩体年龄接近等方面的观察和研究，将沙坪沟钼矿的成矿岩体厘定为花岗斑岩。显然，该花岗斑岩体具有重要的成矿意义，但是截至目前，关于该花岗斑岩体的成因，尤其是与大范围分布的矿床围岩——石英正长岩之间物质或成因上的联系等问题依然模糊。区域上，类似沙坪沟的花岗斑岩体几乎没有出露或被发现，而石英正长岩较为常见。因此，确定该花岗斑岩体的特征与成因，进而探讨其与石英正长岩之间的物质或成因上的关系，对区域找矿具有重要意义。
        本文在野外地质调查和钻孔观察的基础上，选择沙坪沟钼矿区与成矿有关的硅化花岗斑岩，开展锆石U_Pb定年和原位Hf同位素分析，结合前人资料，以期对富硅斑岩体的特征与成因进行制约。

1区域地质概况

桐柏_红安_大别造山带位于华北板块与华南板块之间，形成于三叠纪华南板块向华北板块俯冲的碰撞造山带（Xu 1992; Li et al., 1993; 2000）。该造山带是秦岭造山带的东延部分，西部隔南阳盆地与秦岭造山带相望，东为郯庐断裂带所切割，北部边界六安_明港断裂被合肥盆地覆盖，南以襄樊_广济断裂为界同扬子地块接壤，总体呈“西窄东宽”的喇叭口状（图1a）。造山带以近南北向的大悟断裂和商城_麻城断裂为界，进一步细分为西部的桐柏造山带（TBO）、中部的红安造山带（HAO）和东部的大别造山带（DBO）。大别造山带自北向南依次被晓天_磨子潭断裂、五河_水吼断裂、花凉亭_弥陀断裂和太湖_马庙断裂分为北淮阳低温/低压绿片岩带、北大别高温高压变质带、中大别中温/超高压榴辉岩带、南大别低温/超高压榴辉岩带和宿松低温/高压蓝片岩带五部分(Zheng et al., 2003; 2005a)。其中，北大别、中大别和南大别属陆壳俯冲和折返形成的高压_超高压变质带。
北淮阳构造带地处大别造山带北缘，东起郯庐断裂带，西至南阳盆地，绵延500 km，宽约50 km（陆三明等，2005）。该带以商麻断裂为界分为东、西2段。东段地层主要包括新元古界庐镇关岩群、新元古界到古生界佛子岭岩群和中生代以来的陆相火山_碎屑岩。其中，庐镇关群由花岗片麻岩、斜长角闪岩等构成（石永红等，2014），被认为是陆壳俯冲早期被刮削、折返的华南俯冲陆壳（吴元宝等，2004）；佛子岭岩群主体由片岩、石英岩和变质砂岩构成（石永红等，2014），属复理石沉积（Xu et al., 1994; 2005; Li et al., 2001）。

图 1桐柏_红安_大别造山带构造位置图（a）和大别造山带地质简图（b）（修改自Dai et al., 2012）
     NCB—华北板块； SCB—华南板块； QLO—秦岭造山带； TBO—桐柏造山带； HAO—红安造山带； DBO—大别造山带； LT/LP—低温/低压变质带； HT/UHP—高温/超高压变质带； MT/UHP —中温/超高压变质带； LT/UHP—低温/超高压变质带； LT/HP—低温/高压变质带； NHY—北淮阳绿片岩带； NDB—北大别高温高压变质带； CDB—中大别中温/超高压带；南大别低温/超高压榴辉岩带； SS—宿松蓝片岩带
    Fig. 1Tectonic location of the Tongbai_Hongan_Dabie orogen （a） and simplifi ed geological map of Dabie orogen showing
     the distribution of deposits （b） (mo dified after Dai et al., 2012)
     NCB—North China Block; SCB_South China Block; QLO—Qinling orogen; TBO—Tongbai orogen; HAO—Hongan orogen; DBO—Dabie orogen; LT/LP—Low_t/low_p meta morphic zone; HT/UHP—High_t/ultrahigh_p metamorphic zone; MT/UHP—Mediu m_t/ultrahigh_pmetamorphic zone; LT/UHP—Low_t/ultrahigh_p met amorphic zone; LT/HP—Low_t/high_p metamorphic zone; NHY—North Huaiyang greenschist zone; NDB—North Dabie high_t/high_p metamorphic zone; CDB —Central Dabie medium_t/ultrahigh_p metamorphic zone; SDB—South Dabie
    low_t eclogite zone; SS—Susong blueschist zone

区内中生代岩浆岩非常发育，包括侵入岩和火山岩。侵入岩常呈复式岩体产出，岩性有石英闪长岩、石英二长闪长岩、石英二长岩、二长花岗岩、碱长花岗岩和石英正长岩，形成时代介于141～110 Ma之间（赵新福等，2007；何永胜，2011；张红等，2011；高昕宇等，2013 ）。火山岩主要呈近东西向带状断续沿金寨断裂和晓天_磨子潭断裂分布（杜建国等，1999）。自西向东依次出露金寨火山隆起构造、霍山_舒城盆地和晓天盆地等几个次级的独立火山构造单元（张鹏，1998）。火山岩锆石年龄表明其形成时代介于134～127 Ma（夏群科等，2003；黄丹峰等，2010；黄皓等，2012；杨梅珍等，2012）。这些岩浆岩表现出自早到晚由钙碱性_高钾钙碱性向碱性岩转变的趋势（Fan et al., 2004）。
北淮阳构造带是大别造山带矿产最为发育的构造单元。商麻断裂以东的北淮阳构造带安徽段发育东溪、南关岭、隆兴等中小型金矿床，汞洞冲、银水寺、银山等中大型铅锌矿床和沙坪沟、汤家坪等特大型钼矿床等（图1b），构成了著名的北淮阳金_银_铅锌_钼多金属成矿带（陆三明等，2005；彭智等，2005；徐晓春等，2009）。

2矿床地质特征

        沙坪沟钼矿位于大别造山带的北淮阳构造单元，具体位置为NWW向晓天_磨子潭深大断裂与NE 向商麻断裂的次级断裂——银山_泗河断裂交汇部位的北东侧。仅见少量新元古界庐镇关岩群出露于矿区的西部和北部，早白垩世强烈的岩浆侵入作用使该套地层被肢解呈残留体产出（张怀东等，2010a；2012），岩性为浅粒岩、白云石英片岩、黑云斜长片麻岩、角闪斜长片麻岩、斜长角闪（片）岩、黑云（角闪）变粒岩、大理岩等。矿区内断裂构造较发育，多为压性及压扭性，按走向分为3组，以NNE向张扭性为主，次为压扭性NW向断裂和 SN向断裂（张怀东等，2010a）。
        矿区位于商城岩体的东南缘，区内岩浆岩广布（图2）。岩性以中酸性岩为主，包括花岗闪长岩、二长花岗岩、石英正长（斑）岩、富硅（花岗）斑岩、隐爆角砾岩，少量中基性岩，如闪长岩、橄榄辉石岩、斜长角闪石岩等。其中，二长花岗岩为区内的主要岩石类型，属商城岩体的南东延部分。花岗闪长岩、闪长岩主要分布在矿区北部洪家大山和银沙畈等地，多呈北东向不规则状岩脉、岩墙产出，围岩为二长花岗岩。石英正长（斑）岩主要出露在矿区中部，是钼矿床的主要赋矿围岩，与隐爆角砾岩一起构成银山复式岩体。隐爆角砾岩分布在银山复式岩体的北西部盖井一带，岩筒状较发育，集中出露4～5个。花岗斑岩主要呈隐伏状分布在石英正长（斑）岩的深部，也是钼矿床的核心位置。在矿区内见有稍晚侵入的正长花岗岩脉(图3a)，围岩为角砾正长岩（图3b）。基性侵入体规模较小，面积0.1～0.3 km²，常呈不规则岩枝状分布在矿区的北侧和西侧。
        沙坪沟钼矿床为隐伏矿床，矿体呈椭球状赋存于隐伏的花岗斑岩体顶部和石英正长（斑）岩接触带上、下范围内（图4），主体呈细脉浸染状产于花岗斑岩顶部，为斑岩型矿床。矿石矿物主要为辉钼矿和黄铁矿，少量钛铁矿和磁铁矿等，含微量的方铅矿等。脉石矿物有钾长石、石英和斜长石，次为绢云母和黑云母，少量白云母、萤石、石膏和方解石等。矿石结构主要为自形_半自形_他形粒状结构、交代残余结构、显微鳞片变晶结构等。矿石构造以细脉浸染状为主，细粒浸染状较少。在沙坪沟矿区西部的盖井隐爆角砾岩中也有矿化，其地表矿化较弱，向深部增强，辉钼矿主要呈针点状或斑点状赋存于隐爆角砾岩的胶结物中（徐晓春等，2009）。

图 2北淮阳沙坪沟钼矿区地质简图（修改自王萍，2013；图中A_B位置为图4剖面图所在位置)
     1—第四系沉积物； 2—早白垩世花岗斑岩； 3—早白垩世隐爆角砾岩； 4—早白垩世石英正长岩； 5—早白垩世花岗闪长岩； 6—早白垩世闪长岩； 7—早白垩世基性_超基性岩； 8— 早白垩世细粒花岗岩； 9—早白垩世二长花岗岩； 10—新元古界卢镇关群； 11—铅锌矿体； 1 2—实
    测断层； 13—推测断层； 14—采样点； 15—钻孔
    Fig. 2Geological map of the Shapinggou Mo deposit, north Huaiyang belt (modifi ed after Wang, 2013； Line A_B is the
    cross_section shown in Fig. 4)
     1—Quaternary sediments; 2—Early Cretaceous granite porphyry; 3—Cryptoexplosiv e breccia; 4—Early Cretaceous quartz syenite; 5—Early
    Cretaceous granodiorit e; 6—Early Cretaceous diorite; 7—Early Cretaceous mafic_ultramafic rocks; 8—Ea rly Cretaceous fine_grained granites;
    9—Early Cretaceous monzogranite; 10—N eo proterzoic Luzhenguan Group; 11—Lead_zinc orebody; 12—Measured fault; 13—Inf erred fault;
    14—Sampling location; 15—Drill hole

围岩蚀变具斑岩铜钼矿的特征，即自斑岩体向外，大致呈现钾化、黄绢英岩化、硅化、绿泥石化的分带。钾化呈面型广泛分布，表现为钾长石边部的重新生长，边部的钾长石颜色较浅，为浅肉红色，到中心部位颜色为深肉红色（图3c、d）；黄铁绢英岩化分布于含矿岩体顶部，呈面状分布（图4）；硅化广泛分布于斑岩体及其外接触带围岩中，表现为网脉状石英（图3e）及石英斑晶的次生加大（图5a）；绿泥石化主要分布于外接触带中。局部发育钠长石化，表现为钾长石边部蚀变为钠长石（图5a），或斜长石沿钾长石斑晶内裂隙生长（图5b）。石英正长岩中偶见近水平的疏状石英（图3c），是硅质流体出溶的直接证据。花岗斑岩局部见有直径超过10 cm的石英团块（图3d）和方解石团块（图3e），表明体系具有较好的封闭性。钼矿化主要发生在钾化带中，其次为黄铁绢英岩化带，硅化和绿泥石化带中矿化较弱。

图 3沙坪沟钼矿区岩浆岩野外照片
     a. 盖井隐爆角砾岩筒边部正长花岗岩脉，图中方框为图3b位置； b. 正长花岗岩脉围岩中角砾； c. ZK32，深200 m，钾硅化石英正长岩，具有近水平的石英条带，指示硅质出溶； d. ZK32，深210 m左右，原生钾长石呈肉红色，边部生长有颜色较浅的次生钾长石； e. ZK32，深15 m
    左右，绢英岩化细粒花岗岩； f. ZK02，深96 0 m左右，硅化花岗斑岩； g. ZK32，深650 m，方解石团块； h. ZK02，深820 m，石英团块
     Fig. 3Field photos of magmatic rocks in the Shapinggou Mo deposit
     a. Syenogranite veins cutting through Gaijing breccia body, the box stand for th e location of Fig. 3b; b. Breccias of wall rocks; c. Banded quartz structure of quartz syenite in drill hole ZK32, 200 m in depth, evidence of silicious ex solution; d. Two kinds of K_feldspar, a color of fresh pink potash feldspar surr ounded by a color of light red one, drill hole ZK32, 210 m in depth; e. Sericite _quartz alteration fine_grained granites, 15 m in depth in drill hole ZK32; f. Weakly altered quartz syenite, 960 m in depth in drill hole ZK02; g. Ca lcite lumps in drill hole ZK32, 650 m in depth; h. Quartz
    gobbets in dr ill hole ZK02, 820 m in depth

  图 4沙坪沟钼矿床岩浆岩_钼矿体剖面图
    （据张怀东等，2012改绘）
     1—花岗斑岩； 2—石英正长岩； 3—细粒花岗岩；
    4—二长花岗岩； 5—钼矿体
     Fig. 4Geological section showing magmatic rocks and
    orebody of the Shapinggo u Mo deposit (modified after
    Zhang et al., 2012)
     1—Granite porphyry; 2—Quartz syenite; 3—Fine_grained granite;
    4—Monzograni te; 5—Molybdenum orebody

3样品与分析方法

3.1样品

本次工作的样品采自沙坪沟钼矿区内ZK32钻孔（样品编号： ZK32_001、ZK32_013、ZK32_01 7、ZK32_029）和ZK02钻孔（样品编号： ZK02_003、ZK02_006）的岩芯以及盖井隐爆角砾岩（样品编号： 13SPG002_3）和隐爆角砾岩边部发育的正长花岗岩脉（样品编号： 13SPG003 _2A ），共计8件。其中，地表采样位置见图2，钻孔采样位置见图6。在岩相学研究的基础上，开展了锆石U_Pb定年和锆石原位Hf同位素分析。除隐爆角砾岩样品外，还进行了全岩主量元素分析。主要样品的岩相学特征见图5和表1。

3.2分析方法

        岩石样品粉碎在河北省诚信地质服务有限公司进行。主量元素分析采用X荧光光谱法（XRF），在澳实分析检测（广州）有限公司进行。将按要求制备的样品（0.2 g）加入到0.90 g Li₂B₄O₇溶剂中混合均匀，在铂金坩埚中加热熔化。冷却后制成的溶片用XRF分析。分析精度： w（SiO₂）为1.0%；w（Al₂O₃）为0.5%；w（Fe₂O₃ ）为0.4%；w（MgO）为0.4%；w（CaO）为0.6%；w（Na₂O）为0.3%；w（K₂O）为0.4%；w（MnO）为0.7%；w（TiO₂）为0.9%；w（P₂O₅）为0.8%。
        锆石单矿物分离在河北省诚信地质服务有限公司进行，样品4～5 kg经人工破碎后，按常规的重力和磁选方法分选出锆石。锆石制靶在合肥工业大学LA_ICPMS实验室进行，在双目镜下将待测样品锆石用双面胶粘于载玻片上，放置PVC环，注入经充分混合的环氧树脂和固化剂，待充分固化后，对样品进行剖光处理，用于阴极发光照相、LA_ICPMS U_Pb同位素及锆石原位LA_MC_ICPMS Hf同位素分析。
        锆石阴极发光照相（CL）在北京锆年领航科技有限公司进行。锆石激光原位U_Pb同位素分析在合肥工业大学资源与环境工程学院质谱实验室开展，使用激光_电感耦合等离子质谱仪（L A_ICPMS）完成。激光器为GEOLAS，剥蚀系统波长193 nm，测试质谱仪为Agilent 7500a。详细的分析方法同Yan等 (2015)。采用NIST610玻璃作为元素外标，锆石标样91500进行同位素分馏校正，锆石标样Mud Tank作为同位素监控样，本实验测定的锆石标样的结果与误差与推荐值一致。数据处理采用中国地质大学（武汉）开发的ICPMSDataCal软件（Liu et al., 20 10）完成，采用Isoplot软件绘制谐和图并计算加权平均年龄。

表 1沙坪沟地区中生代岩浆岩岩相学特征
Table 1Petrographic features of Mesozoic magmatic rocks in the Shapinggou Mo d eposit

锆石原位Hf同位素测试在中国地质大学（武汉）地质过程与矿产资源国家重点实验室进行。测试仪器为激光剥蚀多接收杯等离子体质谱（LA_MC_ICP_MS）。剥蚀系统采用GeoLas 2005 （Lambda Physik，德国），MC_ICP_MS为Neptune Plus（Thermo Fisher Scientific，德国）。激光输出能量能量密度为5.3 J/cm²。采用单点剥蚀模式，斑束直径44 μm。详细仪器操作条件、分析方法及数据处理方法参照Hu等（2012）。

4分析结果

4.1锆石U_Pb定年

典型锆石的CL图像和分析点位置见图7。锆石样品的CL图像显示，大多数样品的锆石具有典型岩浆锆石的韵律环带，反映其岩浆成因；部分花岗斑岩的锆石发黑，环带不清或者不发育，或者在环带边部发育无环带的暗边，指示其形成过程中可能经历了热液作用。隐爆角砾岩样品（13SPG003_2_3）中锆石表现出3种特征： ① 具有锆石增生边，应为捕获锆石或继承锆石； ② 自形的具有典型岩浆锆石生长环带的锆石，呈短柱状，长宽比约2∶1～3∶1； ③ 自形的不具韵律环带的锆石，常呈粒状。
所有8个样品的锆石LA_ICPMS U_Pb同位素定年数据见表2，表中所列单个数据点的标准误差均为1σ。年龄计算采用isoplot软件进行，相关图解见图8、图9和图10。鉴于大多数样品的年龄结果小于1000 Ma，这里取²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄作为岩体的形成年龄；对于少数年龄大于1000 Ma的继承锆石，笔者采用的是²⁰⁷Pb/ 206Pb年龄。
8个样品中4个为花岗斑岩，样品号分别是ZK32_001、ZK32_013、ZK02_003、ZK02_006。样品 ZK32_001共有27个测点，Th/U比值介于0.34～2.23，3个测点谐和度较低，1个测点给出（ 860.4±20） Ma的年龄，其余23个测点年龄介于（126.0±3.0） Ma～（104.7±2.5） Ma，加权平均值（115.6±2.3） Ma（图8a）。样品ZK32_013共有29个测点，Th/U比值介于0.32～3.33，6个测点的谐和度小于80%，年龄介于（133.7±3.1） Ma～（113.7±2 .9） Ma，不参与加权平均年龄计算，其余23个测点的年龄介于（126.4±3.2） Ma～（1 05.8±3.0） Ma，加权平均值为（116.3±2.1） Ma（图8b）。样品ZK02_003共有25个测点，Th/U比值介于0.16～1.30，其中2个测点的谐和度低于80%（Th/U比值分别为1.01 和0. 21），年龄分别为（113.2±2.6） Ma和（119.9±2.7） Ma，不参与加权平均年龄计算，6个测点偏离其他数据较远，其余17个点年龄介于（125.3±2.9） Ma～（105.3±2.4 ） Ma，加权平均值为（116.2±2.7） Ma（图8c）。样品ZK02_006共有29个测点，Th/U比值介于0.11～0.92，其中2个点谐和度较低，Th/U比值为0.82和0.11，年龄为（116.2 ±2.8） Ma和（8.662±0.2） Ma， 5个点偏离其他数据较远，其余22个点的年龄介于（ 122.7±2.8） Ma～（108.0±2.4） Ma，加权平均值为（115.5±1.8） Ma（图8d）。绢英岩化细粒花岗岩样品（ZK32_017）共有29个测点，其Th/U比值介于0.82～2.64，4个测点的谐和度较低，不参与加权平均年龄计算，1个测点的年龄偏老，其余24个测点的年龄介于（122.2±3.1） Ma～（107.8±3.4） Ma，加权平均值为（115.6±1.6） Ma（图8e）。盖井正长花岗岩脉（13SPG003_2A）共有25个测点，除2个测点具有较低的Th/U比值（0.28，（88.31±4.2） Ma；0.18，(324.9±8.1) Ma）外，其余23个测点的Th/U比值介于0.89～2.81之间，这23个测点中的3个谐和度较低（31%，（120.5±3.3） Ma；7 3%，（114.0±3.5） Ma；79%，（115.6±2.8） Ma），除1个新元古代年龄（839.5±19） Ma ）的继承或捕获锆石和1个偏离其他数据较远的年龄（（131.3±3.0） Ma）外，其余18个测点的加权平均年龄为（116.8±1.4） Ma（图8f）。

图 5沙坪沟矿区岩浆岩显微照片
    a. 花岗斑岩体（ZK02_003）中斜长石斑晶的钾长石化； b. 花岗斑岩体（ZK02_006）的钠长石化，斜长石微晶围绕钾长石生长或沿钾长石内裂隙生长； c. 花岗斑岩（ZK32_013）中条纹长石斑晶； d. 细粒花岗岩（ZK32 _017）中的白云母； e. 细粒花岗岩（ZK32_017）中的绢英岩化；
    f. 盖井正长花岗岩脉（13SPG003_2A）中钾长石的纹象结构； g. 近地表绢英岩化花岗岩（ZK32_029）； h. 隐爆角砾岩（13SPG002_3）中的角砾
    Q—石英； Kf—碱性长石； Pl—斜长石； Ser—绢云母； Ms—白云母； Bi—黑云母
    Fig. 5Microscopic photos of magmatic rocks, Shapinggou Mo deposit
     a. Potash feldspathization of plagioclase phenocryst in granite porphyry (ZK02_0 03); b. Albitization in granite porphyry (ZK02_006), plagioclase crystallite gro w around or in the crack of a K_feldspar phenocryst; c. Perthite phenocryst in g ranite porphyry (ZK32_013); d. Muscovite in fine_
    grained granite (ZK32_0 17); e. Sericite_quartz alteration in fine_grained granite (ZK32_017); f. Graphic textur e in syenogranite (13SPG003_2A)
    vine; g. Sericite_quartz alteration fine _grained granite (ZK32_029) of near_surface; h. cryptoexplosive breccia (13SPG002_3)
    Q—Quartz； Kf—K_feldspar； Pl—Plagioclase； Ser—Sericite； Ms—Muscovite； B i—Biotite

图 6钻孔采样位置图
    1—花岗斑岩； 2—石英正长岩； 3—细粒花岗岩； 4—二长花岗岩；
    5—硅化； 6—钾化：7黄铁矿化； 8—绢云母化； 9—钻孔深度；
    10—采样点位置及编号
    Fig. 6Sampling location in the drill hole
     1—Granite porphyry; 2—Quartz syenite; 3—Fine_grained granite; 4—Monzogranite ; 5—Silicification; 6—Potassic alteration; 7—Pyritization; 8—Sericitization; 9—Depth of the drill hole; 10—Sampling
    location and its serial numbe r

近地表绢英岩化细粒花岗岩样品（ZK32_029）共有24个测点，Th/U比值为1.07～4.11，1 个测点给出（675.9±19） Ma的年龄，除去1个年龄为（147.2±4.0） Ma的偏离其他测点年龄较远的样品，其余22个测点年龄的加权平均值为（134.1±1.7） Ma（图9）。
盖井隐爆角砾岩样品（13SPG002_3）共有39个测点，不同种类的锆石给出了不同的年龄范围（图10a）：具有锆石增生边的继承锆石或捕获锆石测点有10个，其中9个测点年龄集中在（ 2257±70） Ma～（1983±72） Ma，加权平均值（2068±65） Ma（图10b），1个测点给出了（735±16） Ma的新元古代年龄；环带清晰的短柱状锆石测点有10个，Th/U比值为0.38 ～1.71，除1个测点年龄为（155.9±5.7） Ma偏离其他数据较远外，其余9个测点的加权平均年龄为（131.7±3.2） Ma（图10c）；环带不清晰的粒状锆石测点共18个，Th/U比值为0.58～2.23，年龄介于（121.0±3.3） Ma～（92.0±2.3） Ma，较集中的14个点的加权平均值为（113.8±1.6） Ma（图10d）。

图 7沙坪沟钼矿区岩浆岩锆石CL图像
     图中大小圆圈分别为锆石U_Pb定年及原位Hf同位素分析位置，邻近数字为相应的分析结果
     Fig. 7Cathodoluminescence images of zircons from magmatic rocks in the Shaping gou Mo deposit
     Large and small circles represent the locations of U_Pb dating and in suit Hf is otope respectively
    and the numbers adjacent to them are analytical results

图 8沙坪沟矿区第三阶段岩浆岩锆石U_Pb谐和图解
     a. 花岗斑岩（ZK32_001）； b. 花岗斑岩（ZK32_013）； c. 花岗斑岩（ZK02_003）； d. 花岗斑岩（ZK02_006）； e. 细粒花岗岩（ZK32_017）；
    f. 正长花岗岩(13SPG003_2A )
     Fig. 8Zircon U_Pb concordia diagram of the third period of magmatic rocks in t he Shapinggou Mo deposit
     a. Granite porphyry (ZK32_001); b. Granite porphyry (ZK32_013); c. Granite porph yry (ZK02_003); d. Granite porphyry (ZK02_006);
    e. Fine_grained granite (ZK32_ 017); f. K_feldspar granite (13SPG003_2A)

图 9细粒花岗岩（ZK32_029）锆石U_Pb谐和图解
Fig. 9Zircon U_Pb concordia diagram of fine grained
granite (ZK32_029) in th e Shapinggou Mo deposit

前2个年龄应该为隐爆角砾岩中围岩角砾的形成年龄，第三个年龄解释为隐爆角砾岩的形成年龄。
8个样品都是岩浆岩样品，其年龄可以分为2组，即134 Ma和117～114 Ma，2组样品具有不同的Th/U比值。ZK32近地表绢英岩化细粒花岗岩（ZK32_029）的Th/U比值（1.07～4.11，仅考虑参与年龄计算的锆石，下同）明显高于其余样品（0.34～2.23，ZK32_001；0.32～3 .32，K32_013；0.82～2.01，ZK32_017；0.16～1.30，ZK02_003；0.20～0.92，ZK0 2_006；0.68～2.23，13SPG002_3；0.92～2.20，13SPG003_2A），暗示两者的源区组成不同。在117～114 Ma年龄组样品中，ZK02_003和ZK02_006的Th/U比值较低，结合部分测点给出的非常年轻的年龄及明显发黑或不显环带的锆石CL图像，认为它们可能与后期热液影响有关。

图 10隐爆角砾岩（13SPG002_3）锆石U_Pb谐和图解
     a. 所有测点锆石； b. 古元古代锆石； c. 早白垩世锆石1（～114 Ma）； d. 早白垩世锆石2（～132 Ma）
     Fig. 10Zircon U_Pb concordia diagram of explosive breccia in the Shapinggou Mo deposit
     a. All measured zircon spot; b. Zircon of Paleoproterozoic age; c. Zircon of Ear ly Cretaceous age (～114 Ma);
    d. Zircon of Early Cretaceous age (～132 Ma)

表 2沙坪沟矿区岩浆岩LA_ICPMS锆石U_Pb定年数据表
Table 2LA_ICPMS zircon U_Pb dating data of the Shapinggou Mo deposit

续表2_1
Continued Table2_1

续表2_2
Continued Table2_2

续表2_3
Continued Table2_3

表 3沙坪沟钼矿区岩浆岩全岩主量元素分析结果
Table 3Major elements of whole rock, the Shapinggou Mo deposit

4.2全岩主量元素

样品的全岩主量元素分析结果见表3。所有样品都具有较高的w（SiO₂）（75.99 %～79.48%），这与薄片中观察到的岩石较高程度的硅化一致。其中，近地表细粒花岗岩样品（ZK32_029）具有较高的w（TiO₂）（3.93%）、w（FeO*）（3.0 0%）和较低的w（CaO）（0.01%）、w（Na₂O）（0.10%）、w（ K₂O）（3.76%），其较低的CaO和Na₂O含量可能与样品遭受较强的后期蚀变有关。其余样品具有较为一致的岩石化学组成： w（TiO₂）为0.06%～1.22%，w （Al₂O₃）为10.81%～12.74%，w（MgO）为0.03%～0.07%，w（ CaO）为0.16%～0.64%，w（Na₂O）为1.37%～4.17%，w（K₂O）为4.71%～6.45%，表现出高Si、富K的特征。

4.3锆石原位Hf同位素

        对已经测年的部分锆石样品进行了锆石原位Hf同位素分析，分析结果见表4。部分锆石的CL 图像及其锆石年龄和锆石原位Hf同位素初始值（ε_Hf(t)）测点位置见图7。采用实测年龄计算锆石Hf同位素初始组成及ε_Hf(t)，少数年龄分析失败的样品点采用该样品的加权平均年龄计算。
        花岗斑岩样品共进行了4件样品的Hf同位素测试，分别是ZK32_001、ZK32_013、ZK02_003、Z K02_006。样品ZK32_001共进行6个点的Hf同位素测试，其¹⁷⁶Hf/177 Hf比值介于0.282 192～0.282 272，ε_Hf(t)介于-18.1 ～-15 .2；样品ZK32_013共进行10个点的Hf同位素测试，其¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf 比值介于0.282 189～0.282 256，ε_Hf(t)介于-17.8～- 15.8；样品ZK02_003共进行8个点的Hf同位素分析，除一个点的¹⁷⁶Hf/ 177 Hf值为0.281 779，ε_Hf(t)值为-32.6以外，其余7个点的 ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf比值介于0.282 219～0.282 297，ε H f(t)介于-17.8～-14.5；花岗斑岩样品ZK02_006的共进行9个点的Hf同位素分析，其¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf比值介于0.282 212～0.282 278， ε_Hf(t)介于-18.4～-15.0。
花岗斑岩与石英正长岩之间的细粒花岗岩样品（ZK32_017）共进行5个点分析，其 176Hf/¹⁷⁷Hf比值介于0.282 249～0.282 284，εHf (t)介于-16.1～-14.7。绢英岩化细粒花岗岩样品ZK32_029共分析9个点， 1颗表面年龄为（675.9±19） Ma，继承锆石的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf比值为0.282 512，ε_Hf(t)值为4.9，其余8个测点的¹⁷⁶ Hf/¹⁷⁷Hf比值介于0.281 893～0.282 057，ε_Hf(t )介于-28.4～-22.6。
        盖井隐爆角砾岩（13SPG002_3）的锆石U_Pb年龄集中在3组，加权平均年龄分别为（2068±6 5） Ma、（131.7±3.2） Ma和（113.8±1.6） Ma。8个Hf同位素数据可以分为以下几类：2颗具有古元古代测点年龄的锆石给出¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf比值为0.281 526和0.281 627，对应的ε_Hf(t)为0.7和2.5；1 颗新元古代继承锆石的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf比值为0.282 198， ε_Hf(t)为-5.0；2颗属于132 Ma年龄组的锆石给出的¹⁷⁶Hf/ ¹⁷⁷Hf比值为0.281 958和0.282 003，相应的ε_Hf(t) 分别为-26.2和-24.6；3颗属于114 Ma年龄组锆石给出的¹⁷⁶Hf/ ¹⁷⁷Hf比值介于0.282 290～0.282 306，ε_Hf(t )介于-14.7～-13.9。
盖井正长花岗岩样品（13SPG003_2A）的5个测点中，1颗年龄为839.5 M a的继承锆石的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf值为0.282 488，εHf (t)值为7.9，其余4颗锆石的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf比值介于0.2 82 185～0.282 327，ε_Hf(t)介于-18.2～-13.3。

表 4沙坪沟钼矿区岩浆岩锆石原位Hf同位素测试结果
Table 4 Zircon in situ Hf isotope analysis data of igneous rocks in the Shapingg ou Mo deposit

注： T_DM1=(1/λ)*ln［1+((¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf)_DM-( ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf)Z)/(¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf)_DM-( ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf)Z)］； T_DM2=T_DM-(T DM -t)*［(fC-fZ)/(fC-f_DM)］; f_Lu/Hf=( ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf/¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf)_CHUR-1； f C, fZ和f_DM分别代表大陆地壳、锆石样品和亏损地幔的fLu/ Hf值；下标Z表示锆石样品，CHUR表示球粒陨石均一库，DM为亏损地幔，t为锆石 U_Pb年龄；¹⁷⁶Lu的衰变常数为1.867*10^-11/年（Sderlund et al., 2 004）；(¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf)_DM=0.283 25, (¹⁷⁶L u/¹⁷⁷Hf)_DM=0.0384 (Griffin et al., 2000); (¹⁷⁶ Hf/¹⁷⁷Hf)_CHUR(0)=0.282 772; (¹⁷⁶Lu/177 Hf)_CHUR(0)=0.0332 (Blichert_Toft, 1997)；第一阶段采用平均地壳 ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf比值（0.015，Amelin et al., 1999）、第三阶段样品采用上地壳¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf比值（0.0093，Amelin et al., 1 999）计算。分析测试由第一作者完成。
Note: T_DM1=(1/λ)*ln［1+((¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf)_DM -(¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf)Z)/(¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf) _DM-(¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf)Z)］; T_DM2=T DM-(T_DM-t)*［(fC-fZ)/(fC-f_DM)］; f _Lu/Hf=(¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf/¹⁷⁶Lu/177 Hf)_CHUR-1; fC, fZ, and f_DM are the fLu/H f values of the continental crust, zircon sample, the depleted mantle. Subscript Z stand for analyzed zircon sample, CHUR means chondritic uniform reservoir, and DM ref er to depleted mantle, t is zircon U_Pb age. λ=1.867′10^-11 year -1 , decay constant of ¹⁷⁶Lu (Sderlund et al., 2004); (17 6Hf/¹⁷⁷Hf)_DM=0.283 25, (¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷H f)_DM=0.0384 (Griffin et al., 2000); present_day (¹⁷⁶Hf/ ¹⁷⁷Hf)_CHUR(0)=0.282 772; (¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf)_CHUR(0)=0.0332 (Blichert_Toft, 19 97); the average crust (¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf) value (0.015, Amel in et al., 1999) for the first period rock were used, while the upper crust ( ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf) value (0.0093, Amelin et al., 1999) for t he third period rocks. The analyses were completed by the first author.

5讨论

5.1岩浆岩年代学格架

        前人对沙坪沟钼矿区中生代岩浆岩进行过大量年代学研究。徐晓春等（2009）获得沙坪沟矿区北部银山地区中粒二长花岗岩中黑云母的³⁹Ar_⁴⁰Ar坪年龄为（1 36.8±1.6） Ma，细粒二长花岗岩的黑云母³⁹Ar_⁴⁰Ar坪年龄为（130.4±1.2） Ma，细晶闪长岩的角闪石³⁹Ar_⁴⁰Ar坪年龄为（125.4±1.0） Ma；张红等（2011）报道了钻孔岩芯中含矿花岗斑岩的锆石U_Pb年龄为（111.5±1.5） Ma，围岩石英正长岩锆石U_Pb年龄为（111.7±1.9） Ma；孟祥金等（2012）报道了地表细粒石英正长岩与中粒石英正长岩分别形成于（122.5±0.8） Ma 和（121.5±1.3） Ma，正长斑岩形成于（120.7±1.1） Ma；陈红瑾等（2013）测定的石英正长斑岩和爆破角砾岩中锆石U_Pb年龄分别为（116.1±2.2） Ma和（112.9±1.2 ） Ma；王萍（2013）给出矿区侵入岩的LA_ICPMS锆石U_Pb同位素地质年龄分别为：斜长角闪石岩（133.7±1.7） Ma、二长花岗岩（133.0±1.2） Ma、花岗岩（129.6±1.3） Ma和（126.0±1.7） Ma、花岗闪长岩（129.2±1.6） Ma、闪长岩（127.4±1.7） Ma、含斜长辉石岩（128.5±1.5） Ma、石英正长岩（115.9±1.3） Ma、花岗斑岩（1 09.3±1.9） Ma；任志等（2014）对区内的二长花岗岩、花岗闪长岩、正长岩和正长花岗斑岩分别进行了LA_ICPMS锆石U_Pb定年，结果分别为别为（136.3±1.6） Ma、（127.5 ±2.9） Ma、（117.2±1.2） Ma和（112.2±1.2） Ma。本文获得的花岗斑岩、隐爆角砾岩和正长花岗岩脉的LA_ICPMS锆石U_Pb年龄接近，均介于（117～113） Ma之间，与前人报道的石英正长岩的年龄基本一致；绢英岩化细粒花岗岩的年龄为（134.1±1 .7） Ma，与徐晓春等(2009)，王萍（2013）和任志等（2014）的二长花岗岩结果在误差范围内一致。
        综合前人和本文的年龄结果，考虑岩石类型、地球化学特征和成矿属性，初步可以构建出沙坪沟地区中生代岩浆岩的三阶段年代学格架：第一阶段为141～133 Ma，主要发育二长花岗岩，具有高Sr、低Y的地球化学性质，被认为形成于加厚下地壳的部分熔融，即所谓的的“C型埃达克岩”（潘国强等，2001；何永胜，2011；高昕宇等，2013）；第二阶段为133～126 Ma ，发育中基性岩，如含斜长石辉石岩、斜长角闪石岩、闪长岩，以及酸性岩，如花岗岩、花岗闪长岩，指示该阶段岩浆作用有幔源物质的参与，可能起源于富集性质的岩石圈地幔（赵新福等，2007）；第三阶段为120～110 Ma，主要发育石英正长（斑）岩和花岗斑岩，其中后者与大规模钼成矿成因相关，主要为壳源成因（任志等，2014）。值得指出的是，关于石英正长岩的形成时代，除孟祥金等（2012）报道的120 Ma左右的年龄外，其余报道多介于117～1 12 Ma，成矿花岗斑岩的形成时代约在117～110 Ma，两者在误差范围内一致，而后者稍晚。
        徐晓春等（2009）获得隐爆角砾岩中心附近石英正长斑岩内2件辉钼矿Re_Os模式年龄分别为（112.6±1.3） Ma和（113.5±1.3） Ma；张红等（2011）测定了花岗斑岩中辉钼矿的 Re_O s年龄等时线年龄为（111.1±1.2） Ma；黄凡等（2011）报道的矿区辉钼矿Re_Os模式年龄为（113.18±0.54） Ma、等时线年龄为（113.21±0.53） Ma；孟祥金等（2012）报道了该矿区辉钼矿Re_Os模式年龄为（113.6±1.7） Ma～(100±1.8） Ma。上述研究给出了较为一致的成矿年龄，说明沙坪沟钼矿床形成于114～110 Ma之间，该年龄与区内第三阶段岩浆岩的侵位年龄较为一致，进一步指示了成矿与该阶段岩浆岩的密切成因关系。

5.2第三阶段岩浆岩特征

5.2.1时空关系

沙坪沟第三阶段岩浆岩包括地表的石英正长岩、隐爆角砾岩、切割隐爆角砾岩的正长花岗岩和隐伏于石英正长岩内部的花岗斑岩。空间上，花岗斑岩呈“隐伏状”位于石英正长岩的内部，与石英正长岩、隐爆角砾岩构成银山复式岩体，该复式岩体与围岩（主要是二长花岗岩、花岗闪长岩）呈侵入接触关系；钻孔观察显示，花岗斑岩与石英正长岩并非简单的侵入接触关系，而是在两者之间存在强烈硅化和绢云母化细粒花岗岩的“渐变层”（图5）。花岗斑岩与石英正长岩在形成时代上一致，在年龄数据统计上，前者稍晚。位于“渐变层”的细粒花岗岩也给出与两者一致的年龄；地表的隐爆角砾岩以及切割角砾正长岩的正长花岗岩脉的年龄和花岗斑岩也一致。综合野外关系和锆石定年，第三阶段岩浆岩的形成时序应该为：石英正长（斑）岩→隐爆角砾岩→花岗斑岩→正长花岗岩。

5.2.2岩石矿物学特征

石英正长岩、花岗斑岩体、两者之间的细粒花岗岩及正长花岗岩脉均由碱性长石、斜长石、石英和少量黑云母组成。相比而言，花岗斑岩具明显的钾长石化和硅化。硅化表现为网脉状石英及部分石英斑晶的次生加大（图6a）。钾化表现为钾长石边部的再生长（图6a），边部的钾长石颜色为浅肉红色，中心部位颜色为深肉红色（图3c、d），部分斜长石斑晶也有明显的钾长石化。局部发育钠长石化（图6b），表现为钾长石边部蚀变为钠长石，或钠长石沿钾长石中的裂隙生长。阳姗等（2014）对矿区内正长斑岩、花岗斑岩和二长花岗斑岩中的黑云母、斜长石和碱性长石进行了电子探针分析。结果显示3种岩性中的黑云母化学成分非常一致，均为铁质黑云母；斑晶和基质中斜长石的成分相近，端员组分中分w(Ab)为8 9.88%～99.35%，平均95.89%，表现为钠长石。碱性长石则以透长石为主。本课题组对富硅斑岩的碱性长石和斜长石的电子探针分析结果也给出了相似的结果（另文发表）。这些特征都表明，含矿花岗斑岩与围岩石英正长岩和“渐变层”细粒花岗岩具有物质上的密切联系，或者为同源岩浆的产物，或者为石英正长岩钾硅化蚀变的产物。

5.2.3Hf同位素特征

本次工作测定的沙坪沟地区燕山期岩浆岩中锆石原位Hf同位素组成明显可分为2组：属于第一阶段细粒花岗岩和隐爆角砾岩的部分角砾中锆石具有较低的ε_Hf(t)值（- 28.3～-22.5）和较高的二阶段模式年龄（T_DM2，2967～2605 Ma）；属于第三阶段的石英正长岩、花岗斑岩、正长花岗岩以及隐爆角砾岩中114 Ma年龄组的锆石具有较高的ε_Hf(t)（-18.3～-13.3）和偏低的T_DM2（1898～1646 Ma），这些岩石的锆石Hf同位素组成也很接近，指示了具有相似的岩浆源区。上述岩浆锆石Hf同位素组成特征确切地指示了第一阶段岩浆岩主要起源于加厚太古代下地壳的部分熔融，而与成矿作用密切相关的第三阶段岩浆岩主要起源于中元古代地壳的深熔。第三阶段岩石不具有高Sr、低Y的特征，指示其岩浆岩源区没有石榴子石或金红石的残留（Xiong et al., 2005），可能位于中_上地壳深度。

5.3区域岩浆岩同位素特征与岩浆起源

大量的高精度年代学数据显示晓天_磨子潭断裂以南的大别腹地早白垩世岩浆岩可以分为3 个阶段（刘晓强等，2016），第一阶段岩浆岩（143～130 Ma）岩石类型以花岗闪长岩_二长花岗岩为主，主要分布在大别造山带中西部和南部，多数岩石具有高Sr、低Y的地球化学特征，部分发育弱定向变形，主流观点认为是起源于加厚基底下地壳的部分熔融（Ma et al., 200 4; Wang et al., 2007; Xu et al., 2007; 2012; He et al., 2011），其锆石ε Hf(t)值介于-33.8～-11.5（续海金等，2008；张超等，2008；Xu et al., 20 12），绝大部分在-20以下（图11a、b）；第二阶段岩浆岩（129～125 Ma）岩石类型以二长花岗岩_ 钾长花岗岩为主，也包括辉长岩_辉石岩_角闪石岩等基性侵入体以及安山质火山岩，常以大岩基产出于大别造山带的中东部，该阶段岩浆岩不具有高Sr、低Y的地球化学特征，未变形，被认为形成于拆沉后岩石圈地幔和中_下地壳的部分熔融（Ma et al., 2004; Wang et al., 20 07; Xu et al., 2007; 2012; He et al., 2011; Dai et al., 2012），其中中酸性岩石的锆石ε_Hf(t)值介于-34.5～-9.3（Xie et al., 2006; 续海金等，2008 ；Zhao et al., 2011），同样绝大部分在-20以下（图11a、b）；第三阶段岩浆岩（120～1 19 M a）分布规模非常有限，主要为具有A型花岗岩特征的小型侵入体（白鸭山岩体，Chen et al ., 2009）或脉岩（谢智等，2004），认为是形成于拉张环境中_下地壳的深熔作用，其锆石Hf同位素未见报道，但是Sr_Nd同位素（Chen et al., 2009）表现出和北大别新元古代片麻岩高度的一致，指示两者具有成因联系。

图 11大别造山带及沙坪沟钼矿区中生代岩浆岩锆石U_Pb年龄_ε_Hf(t)图解(a)和大别造山带及邻区古老岩石的锆石
    U_Pb年龄_ε_Hf(t)图解（b）
     数据来源：千鹅冲和汤家坪成钼矿岩浆岩据魏庆国等，2010；高阳等，2014。商城岩体据高昕宇等，2013。大别腹地第一阶段岩浆岩据续海金等，2008；张超等，2008；Xu et al.，2 012。大别腹地第二阶段岩浆岩据Xie et al.，2006；续海金等，2008；Zhao et al.，2011 。崆岭群据文献Zhang et al.，2006；Guo et al.，2014。陡岭群据Hu et al.，2013。北大别片麻岩据Zhao et al.，2008。中南大别片麻岩据Zheng et al.，2005b；
    2006
    Fig. 11Zircon U_Pb age versus ε_Hf(t) diagram of Mesozoi c ma gmatic rocks from Dabie orogen and Shapinggou
    Mo deposit （a） and Zircon U_Pb age versus ε_Hf(t) diagram of old rocks from Dabie orogen and adjacent regions （b）
     Data sources: Data of Qianechong and Tangjiaping Mo_bearing rocks are from Wei et al.，2010；Gao et al.，2014; data of Shangcheng pluton are from Gao et al.，2 013; data of the first period rocks in Dabie hinterland are from Xu et al.，2008 ; 2012；Zhang et al.，2008; data of the second period rocks in Dabie hinterland are from Xie et al.，2006; Zhao et al.，2011；Xu et al.，2008；Data of Kunling g roup are from Zhang et al.，2006；Guo et al.，2014; data of Douling group are fr om Hu J et al.，2013; data of gneiss in north Dabie unit are from Zhao et al.，2 008；data of gneiss in central
    and south Dabie unit are from Zheng et al .，2005b; 2006

沙坪沟矿区岩浆岩整体表现为非常富集的锆石Hf同位素组成，第一阶段细粒花岗岩（ZK32_0 29）作为商城岩体的南延部分，其ε_Hf(t)（-28.4～-22.6）与矿区北部商城岩体锆石ε_Hf(t)值基本一致（图11a，-30.0～-15.4，高昕宇等，20 13）。沙坪沟早阶段岩浆岩与商城岩体均具有类似大别腹地早阶段岩浆岩的高Sr/Y比值地球化学特征（高昕宇等，2013; Wang et al., 2014），指示两者具有相似的成因。这种高Sr/ Y 比值特征在大别腹地早阶段岩浆岩一致，而后者被认为是古老的加厚基底下地壳部分熔融的结果（Ma et al., 2004; Wang et al., 2007; Xu et al., 2007; 2012; He et al., 2011 ）。造山带内北大别新元古代片麻岩的锆石ε_Hf(t)值主要分布于2个峰值，分别为-7.6～-1.5和-4.2～14.5（Zhao et al., 2008）；中、南大别构造单元片麻岩的锆石ε_Hf(t)值介于-13.9～5.3，（图11b，Zheng et al., 2005 b; 2006）。两者的锆石ε_Hf(t)值按照平均地壳Lu/Hf比值演化至130 Ma时的ε_Hf(t)值都大于-20，远高于沙坪沟早阶段岩浆岩测试数据，表明沙坪沟早阶段岩浆岩并非起源于北大别新元古代片麻岩或中、南大别片麻岩，至少需要更为古老的地壳物质的加入。目前，下扬子地区出露最古老的基底为崆岭群，包括太古代片麻岩、混合岩（3.4～2.7 Ga）和古元古代变形花岗岩（2.20～1.65 Ga），两者的Hf同位素两阶段模式年龄相近，介于4.35～2.90 Ga (Zhang et al., 2006; Guo et al., 2014)，其锆石 ε_Hf(t)值按照平均地壳的Lu/Hf比值演化至130 Ma时在-30以下(图11a 、b)，远低于沙坪沟早阶段岩浆岩测试数据，表明沙坪沟早阶段岩浆岩并非直接起源于崆岭群。南秦岭造山带陡岭群中片麻状闪长质片麻岩_花岗质片麻岩的锆石两阶段模式年龄为3.5～2.7 Ga（图11b，Hu et al., 2013），其锆石ε_Hf(t)值按照平均地壳的Lu/ Hf比值计算到130 Ma时，与大别造山带大范围分布的不成矿岩浆岩（大别腹地岩浆岩、沙坪沟第一阶段岩浆岩）的ε_Hf(t)值有较大范围的重合（图11a、b）。考虑到大别造山带早白垩世岩浆岩没有老于陡岭群的模式年龄的样品存在，因而包括沙坪沟第一阶段岩浆岩在内的中生代岩浆岩可能直接由类似陡岭群的古老物质部分熔融产生，不需要或者仅有少量崆岭群物质的参与。
本文获得的沙坪沟所有第三阶段岩浆岩（ZK32_013、ZK32_017、ZK32_001、ZK02_003、ZK02 _006、13SPG003_2A）锆石Hf同位素组成非常集中，其ε_Hf(t)介于-18 .4～ -13.4；隐爆角砾岩中114 Ma年龄组锆石也给出了第三阶段岩浆岩一致的Hf同位素组成（ ε_Hf(t)介于-18.2～-13.3）。第三阶段岩浆岩具有截然不同于第一阶段岩石的锆石Hf同位素组成，相比第一阶段岩浆岩，其ε_Hf(t)值显著偏高，指示其源区物质更为年轻。除沙坪沟钼矿床外，北淮阳还发育有大量钼矿床。千鹅冲和汤家坪钼矿是近年来新发现的2个大型_超大型钼矿床。千鹅冲钼矿床的成矿岩体为隐伏花岗斑岩，其锆石ε_Hf(t)介于-18.9～-11.2（图11a，高阳等，2014）；汤家坪钼矿床的成矿也与区内花岗斑岩有关，锆石ε_Hf(t)介于-17.6～-10.4（图1 1a，魏庆国等，2010）。两者与沙坪沟最晚阶段的石英正长岩_花岗斑岩高度一致。上述特征表明，北淮阳构造带内与钼矿有关的岩浆岩具有相似且较为均一的源区。北大别构造单元片麻岩和中、南大别构造单元片麻岩的锆石ε_Hf(t)值按照上地壳Lu/Hf比值演化至11 5 Ma时与沙坪沟第三阶段岩浆岩的锆石ε_Hf(t)值都吻合，也和千鹅冲和汤家坪钼矿成矿岩浆岩的ε_Hf(t)值非常一致（图11a、b），表明单从Hf 同位素来讲，北大别和中、南大别构造单元的部分熔融都能能够形成北淮阳钼矿成矿岩浆岩。但是Pb 同位素的证据表明北大别构造单元不可能是形成沙坪沟钼矿区第三阶段岩浆岩的源区，因为北大别构造单元和中、南大别超高压单元的Pb同位素存在明显差异，前者相对馈送放射性成因Pb同位素而后者相对富集放射性成因Pb同位素，前人已有的研究指出，这种Pb同位素差异可以用中、南大别岩片为俯冲上地壳而北大别岩片为俯冲中下地壳来解释（Zhang et al., 2002）。沙坪沟第三阶段石英正长岩具有高放射性成因Pb同位素特征（王萍，2013），与中、南大别构造单元相似（Zhang et al., 2002），而与北大别构造单元明显不同。

5.4成矿意义

北淮阳地区与钼矿有关的岩浆岩具有中元古代晚期—古元古代早期（1.9～1.5 Ga）的锆石两阶段Hf模式年龄，指示中元古代—古元古代（1.9～1.5 Ga）年龄的地壳物质更有利于成矿，该套地壳物质在造山带内类似于中、南大别构造单元。Mo作为中等不相容元素，简单的岩浆过程很难直接成矿，一个富钼的岩浆源区是形成沙坪沟钼矿必需的。在大别造山带以南的扬子地块广泛发育的早古生代黑色页岩系，这些黑色页岩的Nd同位素两阶段模式年龄集中在古元古代（～1.8 Ga，Bai et al., 2011），与北淮阳与钼矿有关岩浆岩的锆石Hf模式年龄一致。特别的，这些黑色页岩的包括Mo在内的成矿物质非常丰富（王立社等，2012），这些早古生代黑色页岩是北淮阳钼矿成矿岩浆岩的理想源区。一方面，中、南大别构造单元是俯冲中_上地壳的组成部分，其主体“上覆”于俯冲中_下地壳的北大别构造单元之上，其形成时代应晚于北大别构造单元，后者主要由新元古代片麻岩组成，即中、南大别构造单元的形成时代不早于新元古代；另一方面，大别造山带形成于印支期华南板块向华北板块的俯冲、碰撞、折返等复杂过程，其地壳物质主体来源于印支期深俯冲之前的华南板块。华南黑色页岩的沉积时代正好介于新元古代和印支期深俯冲时限之间。
钼的成矿主要通过两阶段富集过程来实现孙卫东等（2015）：一是与风化、沉积有关的表生过程，二是与板块俯冲或深埋熔融有关的岩浆过程。在地表风化过程中，Mo容易被氧化成 MoO^2-₄而溶解于水，随地表径流运移，在还原条件下被固定，进入富含有机质的还原性沉积物中。Mo元素氧化成MoO^2-₄离子主要受控于氧化环境，高大气氧含量及高化学风化速率有利于 Mo的氧化。在寒武纪以后，由于大气氧含量的显著升高，使得富含有机质的沉积物中钼的含量达到其地壳丰度的数百倍（Kump, 2008; Scott et al., 2008）。通常降雨量大的热带地区是化学风化速率最高的气候带（Ma et al., 2007）。而还原性水体是Mo沉淀的主要控制因素，封闭、半封闭型水域往往会形成还原性水体，可以还原、吸收水体中的钼等变价元素，形成富钼黑色页岩等沉积物（岩）。经过表生过程形成的这些本来位于地表的富钼沉积物（岩），在印支期华南陆块向华北地块的深俯冲，被带到大别造山带北缘（北淮阳）的地壳深部，这一地壳深度比大别造山带中生代早阶段岩浆岩的源区要浅，可能位于地壳中上部。在经历先期增厚下地壳部分熔融、下地壳拆沉、软流圈上涌等复杂过程，最终使得这些位于地壳中上部的富钼岩石发生部分熔融，形成北淮阳地区的成钼矿岩浆岩。

6结论

        沙坪沟矿区中生代岩浆岩发育划分为3个阶段：141～133 Ma，主要发育二长花岗岩，属商城岩体的南延，具有高Sr、低Y的地球化学特征，形成于加厚下地壳的部分熔融；131～125 Ma ，以中酸性岩为主，少量基性岩，中基性岩的出现表明地幔物质参与了该阶段岩浆岩的形成，可能与加厚地壳拆沉、软流圈物质上涌有关；120～110 Ma，岩石类型主要为石英正长（斑）岩、富硅花岗斑岩体，包括地表的正长花岗岩脉和隐爆角砾岩，岩石主要是壳源。沙坪沟矿区岩浆岩自早到晚，由壳源到壳幔混合再到壳源为主，指示了一个由加厚下地壳部分熔融、下地壳拆沉引发的软流圈物质上涌到地壳浅部部分熔融的过程。
        第一阶段岩浆岩的ε_Hf(t)介于-28.3～-22.5，与大别造山带大范围分布的中生代岩浆岩一致，为类似南秦岭陡岭群片麻岩源区构成的加厚下地壳部分熔融的产物。第三阶段石英正长岩、正长花岗岩脉、隐爆角砾岩和花岗斑岩的ε_Hf(t)非常一致（-18.4～-13 .3），相比第一阶段岩浆岩，第三阶段岩石的ε_Hf(t)明显偏高，应为较浅岩浆源区熔融的结果。
        沙坪沟矿区第三阶段岩浆岩与北淮阳汤家坪钼矿成矿花岗斑岩和千鹅冲钼矿成矿花岗斑岩相比，成岩时代稍晚，但却具有非常一致的Hf同位素组成，均为中元古代—古元古代（1.9～ 1 .5 Ga）中_上地壳的深熔作用形成。华南板块广泛分布的古生代富Mo黑色页岩具有和北淮阳成钼矿岩浆岩具有一致的模式年龄，是形成北淮阳钼矿岩浆岩的理想层位。
        志谢野外工作得到安徽省地矿局313地质队的大力支持；锆石Hf同位素分析过程中得到中国地质大学（武汉）地质过程与矿产资源国家重点实验室蔺洁博士的协助；审稿专家对文章的修改提出了宝贵意见，在此一并表示诚挚的谢意。

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