2013, Vol. 29
2. 中国地质科学院矿产资源研究所国土资源部成矿作用与资源评价重点开放实验室，北京 100037;
3. 中国地质科学院，北京 100037;
4. 河南省灵宝市金源矿业有限责任公司，灵宝 472500
2. Key Laboratory of Metallogeny and Mineral Assessment, Ministry of Land and Resources, Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China;
3. Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China;
4. Henan Lingbao Jinyuan Mining Limited Liability Company, Lingbao 472500, China
东秦岭钼矿带北以三宝断裂为界，南至商丹断裂，西起陕西省洛南县的金堆城矿床，东至河南省镇平县的秋树湾矿床。目前已发现金堆城、南泥湖、三道庄、上房沟、夜长坪、鱼池岭、东沟7个超大型钼(钨) 矿床和黄龙铺、石家湾、雷门沟3个大型钼矿床以及秋树湾等10余个中型铜钼矿床(图 1)，钼金属储量已达5×106吨以上，超过美国西部的Climax-Henderson斑岩钼矿带，成为世界第一大钼矿带(李诺等, 2007; Mao et al., 2008, 2011)。前人对东秦岭钼矿的矿床类型、成岩成矿时代、岩石成因及成岩成矿动力学背景进行了广泛的研究，共识钼矿床类型有斑岩型、斑岩-矽卡岩型、矽卡岩型、碳酸岩脉型、热液脉型，以前两者为主(胡受奚等, 1988; 陈毓川等, 1994; 陈衍景等, 2000; 李永峰等, 2005; Chen et al., 2007; 李诺等, 2007; 李厚民等, 2008; 黄典豪等, 2009; 毛景文等, 2009)。矿床的成矿时代可以划分为：(1) 古元古代晚期-中元古代早期(1875~1686Ma)、(2) 加里东期(约429Ma)、(3) 印支期(233~210Ma)、(4) 燕山早期(156~132Ma，即侏罗纪-白垩纪之交) 和(5) 燕山中晚期(128~107Ma，即早白垩世中晚期) 等5个时期(李诺等, 2007; Mao et al., 2008, 2011; Li et al., 2011及其文中的参考文献)，但大型、超大型矿床均形成于燕山期。成矿岩体时代集中于158~136Ma (毛景文等, 2005; 付治国等, 2007; 朱赖民等, 2008; 包志伟等, 2009; 焦建刚等, 2009; 赵海杰等, 2010; Li et al., 2012a, b) 和115~110Ma (叶会寿等, 2006, 2008; 付治国等, 2007; 戴宝章等, 2009; 黄凡等, 2009; 杨晓勇等, 2010)。
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图 1 东秦岭钼矿带地质、矿产略图(据李诺等，2007; Deng et al., 2012资料修改) 矿床编号：1-八里坡；2-金堆城；3-石家湾；4-黄龙铺；5-木龙沟；6-大湖；7-夜长坪；8-银家沟；9-寨凹；10-龙门店；11-沙坡岭；12-上房沟；13-南泥湖；14-三道庄；15-马圈；16-竹园沟；17-石瑶沟；18-黄水庵；19-雷门沟；20-纸房；21-鱼池岭；22-东沟；23-土门；24-南沟；25-石宝沟；26-石门沟；27-太平镇；28-银洞沟；29-秋树湾 Fig. 1 Sketch geological map of the East Qinling Mo belt, showing locations and ore-forming ages of major Mo deposits (modified after Li et al., 2007; Deng et al., 2012) Names of numbered deposits: 1-Balipo; 2-Jinduicheng; 3-Shijiawan; 4-Huanglongpu; 5-Mulonggou; 6-Dahu; 7-Yechangping; 8-Yinjiagou; 9-Zhaiwa; 10-Longmendian; 11-Shapoling; 12-Shangfanggou; 13-Nannihu; 14-Sandaozhuang; 15-Majuan; 16-Zhuyuangou; 17-Shiyaogou; 18-Huangshui'an; 19-Leimengou; 20-Zhifang; 21-Yuchiling; 22-Donggou; 23-Tumen; 24-Nangou; 25-Shibaogou; 26-Shimengou; 27-Taipingzhen; 28-Yindonggou; 29-Qiushuwan |
尽管东秦岭地区地质研究程度总体较高，但对中生代含矿斑岩成因、源区性质及成岩成矿构造背景仍存在较大争议。关于岩体成因及源区，存在如下3种观点：(1) 区内深源浅成岩体(李胜荣, 1994; 魏庆国等, 2009)(2) 源区可能为秦岭造山带基底物质(陈衍景和郭抗衡, 1993)；(3)包志伟等(2009)通过对南泥湖-上房沟成矿花岗斑岩的研究认为其源区为扬子克拉通北缘中生代向华北克拉通A型俯冲的地壳物质。关于成岩成矿的构造背景，主要有3种观点：(1) 成岩成矿作用发生于大陆内部的挤压环境，含矿岩体为同熔型花岗岩(胡受奚等, 1998)；(2) 成矿岩体主要为A型俯冲产生的陆壳重熔型或碰撞型花岗岩，成岩成矿作用发生在碰撞造山过程的挤压-伸展转变期，并伴随岩石圈拆沉、减薄、造山带垮塌和断陷盆地发育等地质事件(陈衍景和富士谷, 1992; 陈衍景等, 2000; Li et al., 2001; Chen et al., 2004, 2009; 李诺等, 2007)；(3) 成岩成矿作用发生在造山作用后的构造体制大转折晚期和岩石圈大规模快速减薄阶段(毛景文等, 2005; 李永峰等, 2005)。
银家沟矿床位于河南省西部，是东秦岭钼矿带典型矿床之一，也是河南省最大的硫铁多金属矿床。该矿床以硫铁储量巨大、及共/伴生元素复杂区别于区内其他以钼为主的矿床。但长期以来，该矿床的研究一直未得到应有的重视，除少量的矿床地质特征描述及矿床成因分析外(徐国凤, 1985; 陈衍景和郭抗衡, 1993; 颜正信等, 2007; 张孝民等, 2008)，尚未开展系统的研究工作。鉴于此，本文选取银家沟矿床的成矿母岩──银家沟杂岩体为研究对象，对其开展了系统的岩石地球化学、SHRIMP锆石U-Pb定年和Sr、Nd、Pb同位素研究，目的是查明银家沟杂岩体侵位时代、岩石成因和源区性质，探讨其形成的地球动力学背景，为东秦岭钼矿带中生代岩体成因和成岩成矿构造背景提供新的约束。
1 区域地质背景银家沟杂岩体位于银家沟-夜长坪构造-岩浆岩带的北端，属东秦岭崤山山脉。区域上出露的地层有中元古界熊耳群、中-新元古界官道口群、栾川群和陶湾群及新生界沉积物(魏庆国等, 2009)。熊耳群中基性-中酸性火山岩分布在研究区东北部，构成华熊地块早期次活动型盖层；官道口群广泛分布于研究区西部和南部，为滨海相碎屑岩-碳酸盐岩建造，属于典型的华北地台盖层沉积；栾川群和陶湾群零星分布于研究区南部和西南部，为泥质、白云质胶结的冰碛砾岩、泥硅质冰碛砾岩及含冰碛砾石的砂质页岩夹粉砂岩；新生代沉积物主要分布于卢氏盆地内(图 2)。
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图 2 银家沟地区区域地质图(据河南省地质矿产厅第一地质大队，1996①资料改编) 褶皱编号：①-柳关向斜；②-将军山背斜；③-鸟桥背斜；④-中黄叶向斜 Fig. 2 Geological map of the Yinjiagou area Folds number: ①-Liuguan syncline; ②-Jiangjunshan anticline; ③-Niaoqiao anticline; ④-Zhonghuangye syncline |
① 河南省地质矿产厅第一地质大队. 1996.河南省灵宝市银家沟矿区Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ号矿体硫铁矿勘探地质报告. 1-171
区域褶皱构造以近EW向和NWW向为主，自北而南分别为杜关向斜、将军山背斜、鸟桥背斜和中黄叶向斜。断裂构造以NWW向构造为主，并叠加NE-NNE向构造(黄典豪等, 1994)。NWW向的栾川断裂从研究区外围南部通过，是华北克拉通与秦岭造山带的分界断裂；NWW向的马超营断裂横贯研究区，该断裂是华北克拉通内部的一条长期活动的区域性断裂，对区内钼、铅锌矿床具有重要的控制作用(图 1c和图 2)。NE-NNE向断裂主要是银家沟-夜长坪断裂和后瑶峪-八宝山断裂。
区内岩浆活动主要为印支-燕山期，以酸性侵入岩及次火山岩为主。除少量深成岩体外(如，蒲陈沟闪长岩体)，多数为浅成、超浅成岩体，如银家沟、圪老湾、夜长坪、八宝山岩体等，部分岩体具有隐爆特征，如，秦池、柳关岩体。其中，燕山期深源浅成斑岩体与本区钼多金属矿化关系最为密切。
2 银家沟矿床和岩体地质特征银家沟矿床位于河南省灵宝市南40km处的银家沟地区，是一个以硫铁矿为主的多金属矿床，共、伴生有铁、铜、钼、金、铅锌、银等多种矿产。其中，硫铁矿储量4880.9万吨，平均品位20.32%，达大型规模；褐铁矿1169万吨，平均品位35.43%；磁铁矿184万吨，平均品位32.28%；菱铁矿187.9万吨，平均品位31.33%；铜储量12.2万吨，平均品位0.46%；钼储量5363吨，平均品位0.096%；铅1.4万吨，平均品位0.59%；锌5.9万吨，平均品位1.94%；伴生原生金2.0吨，平均品位0.67g/t，氧化带金2.9吨，品位高于硫铁矿中的伴生金，最高品位为8.74g/t；银33.5吨，平均品位12.7g/t (河南省地质矿产厅第一地质大队, 1996)。地表除了出露少量的铅锌矿脉和铁帽外(图 3a)，主要矿体均产于地表 100m以下，为一隐伏矿床。在平面上，钼矿体呈近等轴状产于钾长花岗斑岩体的中心，硫矿体、铁矿体(主要分布于750m标高以上，图 3b中未见)、铜锌矿体构成环绕母岩的空心环带，铅锌矿体则主要产于白云岩地层中(图 3b)。矿化类型有3种：(1) 斑岩型：产于杂岩体内部，以钼矿化为主；(2) 矽卡岩型：产于杂岩体与白云岩地层接触带及其附近，以硫铁矿化、磁铁矿化、铜锌矿化为主；(3) 热液脉型：产于白云岩地层中，以铅锌矿化为主。
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图 3 银家沟矿床地质图(a) 及600m标高矿体分布图(b)(据河南省地质矿产厅第一地质大队，1996资料改编) Fig. 3 Geological maps of the Yinjiagou deposit at surface (a) and at level of 600m elevation (b) |
银家沟杂岩体为银家沟矿床的成矿母岩，呈近等轴状产出，出露面积约0.6km2。该杂岩体主要岩石类型为二长花岗斑岩、钾长花岗斑岩和石英闪长斑岩，此外尚见花岗闪长斑岩脉和闪长玢岩脉(图 3a)。其中，闪长玢岩脉产出于花岗闪长斑岩脉的两侧，宽约1~2m，与花岗闪长斑岩脉共生同一岩脉中，为其边缘相。因其规模小，图 3a中未显示。
二长花岗斑岩主要分布于矿区西部。岩石呈斑状结构，斑晶为斜长石、钾长石、石英和少量黑云母，斑晶含量占岩石总量的56%(图 4a)。斜长石自形-半自形板状，大小0.4×1.2mm~1.5×3mm，含量约12%，几乎全部绢云母化，隐约可见聚片双晶；钾长石他形粒状，大小0.5~2.5mm，最大可达4mm，含量约20%，表面微弱粘土化、绢云母化及碳酸盐化，见钾长石包含自形斜长石现象；石英他形粒状，大小多为0.8~3mm，含量约23%，部分颗粒具熔蚀现象(图 4a)；黑云母半自形-自形片状，大小0.2~1.2mm，含量约1%，周围因蚀变析出铁质矿物。基质具隐晶质结构，主要由长英质矿物组成，含量约42%，绢云母化现象普遍。副矿物为榍石和锆石，含量约2%。
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图 4 银家沟杂岩体显微照片 (a)-二长花岗斑岩，斜长石斑晶绢云母化，石英斑晶呈港湾状；(b)-钾长花岗斑岩，见石英和透长石斑晶；(c)-石英闪长斑岩，见石英和黑云母斑晶，石英斑晶溶蚀呈港湾状，黑云母白云母化并析出磁铁矿；(d)-花岗闪长斑岩，见黑云母斑晶破碎并被扭折.Bi-黑云母；Mt-磁铁矿；Mu-白云母；Pl-斜长石；Q-石英；Sa-透长石 Fig. 4 Photomicrographs showing the petrology of the Yinjiagou complex (polarized light) (a)-monzogranite porphyry, showing plagioclase and quartz phenocrysts replaced by sericite; (b)-K-feldspar granite porphyry, showing sanidine and quartz phenocrysts; (c)-quartz diorite porphyry, showing harbor-shaped quartz phenocrysts, and biotite pehenocrysts replaced by muscovite and magnetite; (d)-granodiorite porphyry, showing broken and kinked biotite phenocryst. Bi-biotite; Mt-magnetite; Mu-muscovite; Pl-plagioclase; Q-quartz; Sa-sanidine |
钾长花岗斑岩银家沟杂岩体的主体，分布于矿区中部。岩石呈斑状结构，斑晶主要为钾长石和石英(图 4b)，并有少量斜长石和黑云母，斑晶含量约占岩石总量的40%。钾长石主要为透长石，呈自形-半自形板状，大小0.2×0.4mm~1.2×2mm，含量约25%；斜长石半自形板状，大小0.4×0.6mm~0.8×2mm，含量5%，大多绢云母化，隐约可见聚片双晶；石英他形粒状，大小0.4~2mm，含量约9%，熔蚀现象明显；黑云母半自形-自形片状，大小0.1~0.4mm，含量约1%，多发生白云母化，并伴随铁质矿物的析出。基质具隐晶质结构，主要由长英质矿物组成，含量约60%(图 4b)。副矿物主要为金红石和锆石，其次为榍石和磷灰石。
石英闪长斑岩分布于矿区北部、东部和东南部边缘。岩石呈斑状结构，斑晶主要为斜长石和石英，并有少量钾长石、黑云母和角闪石(图 4c)，斑晶含量约占岩石总量的54%。斜长石自形-半自形板状，大小0.2×0.4mm~2×4mm，最大者5×9mm，含量约38%，大多发生微弱的绢云母化、碳酸盐化，聚片双晶清晰可见，裂纹也较发育；钾长石斑晶最大可达7mm，可包含自形斜长石，含量3%；石英他形粒状，大小多为0.4~1.6mm，含量约6%，具熔蚀和嵌晶结构；黑云母半自形-自形片状，大小0.2~0.8mm，含量约5%，多发生白云母化，并析出铁质；角闪石半自形长柱状，大小0.4~0.9mm，含量约2%(图 4c)。基质具隐晶质结构，主要由长英质矿物组成，含量约45%。副矿物为金红石、锆石、榍石和磷灰石。
花岗闪长斑岩呈岩脉产出，走向NNE，在其两侧逐渐过渡为闪长玢岩。岩石具斑状结构，斑晶主要为石英、斜长石、钾长石、黑云母及少量角闪石，斑晶含量约占岩石总量的32%。斜长石斑晶呈他形-半自形板状，大小0.3~1.6mm，个别达到3mm，含量约占矿物总量的14%，具聚片双晶和环带状构造，大部分晶体裂纹发育，并被绢云母细脉充填；钾长石他形-半自形板状，大小0.8~2mm，个别可达3.5×7mm，含量约占矿物总量的5%，表面干净；石英他形粒状-浑圆状，表面干净，大小多为1.2~2.0mm，占矿物总量的8%，裂纹发育，并被绢云母细脉充填；黑云母半自形-自形片状，大小0.4~1.8mm，含量约占矿物总量的5%左右，浅黄色-褐绿色，完全解理，平行消光，部分颗粒破碎，发育扭折现象(图 4d)。基质隐晶-显微晶质结构，主要为长英质组分，含量约65%，绢云母化现象普遍，局部可见碳酸盐化。
3 样品和分析方法本次对来自银家沟杂岩体不同岩性的30件样品进行了主量、稀土和微量元素分析，并对其中的15件样品进行了全岩Sr、Nd同位素分析，12件样品进行了钾长石Pb同位素分析。对1件二长花岗斑岩样品(样品LY3-11)、1件钾长花岗斑岩样品(样品LY6-8) 和1件花岗闪长斑岩样品(样品LH1-2) 进行了锆石SHRIMP U-Pb定年。
主量、稀土和微量元素测试由国土资源部廊坊地球物理地球化学勘查研究所完成。其中全岩主量元素采用XRF分析，稀土和微量元素采用ICP-MS分析。主量元素分析精度优于3%，稀土和微量元素分析精度优于5%。
Sr、Nd同位素在中国科学院广州地球化学研究所超净实验室进行前处理，Sr和REE分离采用AG50-8X离子交换柱，分别收集Sr和REE解析液；REE的分离采用HDEHP交换柱，收集Nd解析液。测试在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成，所用实验仪器为VG Axiom HR-MC-ICP-MS，Sr和Nd同位素比值用86Sr/88Sr=0.1194和146Nd/144Nd=0.7219作质量分馏校正。实验室对Sr标样NIST SRM 987测定结果为87Sr/86Sr=0.710255±15(2σ)，对Nd标样Shin-Etsu JNdi-1测定结果为143Nd/144Nd=0.512121±9(2σ)。87Rb/86Sr和143Nd/144Nd的测试精度优于2%和0.5%。
Pb同位素测试在核工业北京地质研究院分析测试中心完成。首先称取适量样品放入聚四氟乙烯坩埚中，加入氢氟酸中溶样。样品分解后，将其蒸干，再加入盐酸溶解，蒸干，加入0.5N HBr溶液溶解样品进行铅的分离。然后将溶解的样品溶液倒入预先处理好的强碱性阴离子交换树脂中进行铅的分离，用0.5N HBr溶液淋洗树脂，再用2N HCl溶液淋洗树脂，最后用6N HCl溶液解脱，将解脱溶液蒸干备质谱测定。最后用热表面电离质谱法进行铅同位素测量，仪器型号为ISOPROBE-T，该仪器对1μg的208Pb/206Pb测量精度优于0.005%。
锆石由廊坊诚信地质服务公司通过常规的重液和磁选进行初选，然后在双目镜下挑出晶形和透明度较好的锆石，将锆石置于环氧树脂中，磨制约一半大小，使锆石内部暴露，用于阴极发光和SHRIMP U-Pb分析。锆石阴极发光在中国地质科学院地质研究所电子探针研究室完成，锆石SHRIMP U-Pb定年在中国地质科学院地质研究所SHRIMPⅡ上完成，样品分析流程及原理参见Williams (1998)。应用RSES参考锆石TEM (417Ma) 进行元素间的分馏校正，应用SL13(年龄为572Ma，U含量238×10-6) 标定样品的U、Th和Pb含量。数据处理采用Ludwig SQUID 1.0及ISOPLT 3.0程序(Ludwig, 2001)。应用实测204Pb校正锆石中的普通铅，采用年龄为206Pb/238U年龄。
4 SHRIMP锆石U-Pb年龄在双目镜下观察，二长花岗岩样品LY3-11中锆石呈淡黄色，透明，少数含包体，柱状，大小100~200μm，长宽比1.5~2，个别达4，部分晶体锥面发育；钾长花岗岩样品LY6-8中锆石呈淡黄色，透明，无包体，柱状，柱体发育，大小60~150μm，长宽比2~4，多数晶体锥面发育；花岗闪长斑岩样品LH1-2中锆石呈无色，透明，少数含包体，柱状，柱体发育，大小130~240μm，长宽比2~4，部分晶体锥面发育。上述3件样品的阴极发光图像都显示出典型的岩浆韵律环带和明暗相间的条带结构(图 5a-c)，属于岩浆结晶的产物。
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图 5 银家沟杂岩体锆石的形态及分析点位图 Fig. 5 Representative cathodoluminescence (CL) images of zircons from the Yinjiagou complex, showing U-Pb analytical spots and corresponding ages |
银家沟杂岩体3件样品的锆石SHRIMP分析结果见表 1。样品LY3-11、LY6-8和LH1-2的锆石Th/U比值分别介于0.12~1.81、0.46~0.89和0.27~0.52之间，与典型的岩浆成因锆石的Th/U比值一致(Williams et al., 1996)。结合其CL图像特征，认为这些锆石均为岩浆成因。在一致曲线图(图 6a) 中，样品LY3-11的12个数据点全部落在谐和线上，除了2个点外(点LY3-11-7和LY3-11-8，为捕获锆石)，其他点集中分布(图 6a)，进一步剔除2个年龄较小的点(点LY3-11-3和LY3-11-6)，剩余8粒锆石的206Pb/238U加权平均年龄为147.5±2.1Ma，MSWD=1.16(图 6b)，代表了二长花岗斑岩的结晶年龄。在一致曲线图(图 6c) 中，样品LY6-8的12个分析点集中分布，剔除1个年龄较小的点(点LY6-8-10)，剩余11粒锆石的206Pb/238U加权平均年龄为147.8±1.6Ma，MSWD=1.19(图 6d)，该年龄代表了银家沟钾长花岗斑岩的结晶年龄。在一致曲线图(图 6e) 中，花岗闪长斑岩样品LH1-2的12个分析点较为集中，进一步剔除2个年龄较大的点(点LH1-2-3和LH1-2-4，为捕获锆石) 和2个年龄较小的点(点LH1-2-5和LH1-2-12)，剩余8粒锆石的206Pb/238U加权平均年龄为142.0±2.0Ma，MSWD=1.14(图 6f)，该年龄代表了银家沟花岗闪长斑岩的结晶年龄。
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表 1 银家沟杂岩体锆石SHRIMP U-Pb分析结果 Table 1 Zircon SHRIMP U-Pb dating results of the Yinjiagou complex |
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图 6 银家沟杂岩体锆石的SHRIMP U-Pb年龄谐和图 Fig. 6 U-Pb concordia diagrams for the Yinjiagou complex |
银家沟杂岩体的锆石SHRIMP U-Pb定年结果表明，二长花岗斑岩和钾长花岗斑岩的形成年龄在误差范围内一致，均形成于约148Ma，而呈脉状产出的花岗闪长斑岩略晚于上述岩体，形成于142Ma期间。总之，银家沟杂岩体形成于晚侏罗世末期-早白垩世初期。
5 元素地球化学特征银家沟杂岩体主量、微量和稀土元素分析结果见表 2。尽管取样中尽量选取新鲜、蚀变微弱的岩石，但该杂岩体普遍存在绢云母化、白云母化、粘土化，导致主量元素分析结果中烧失量较高。
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表 2 银家沟杂岩体主量(wt%)、稀土和微量元素(×10-6) 分析结果 Table 2 Contents of oxides (wt%) and REE and trace elements (×10-6) of the Yinjiagou complex |
二长花岗斑岩样品的SiO2含量为69.26%~73.94%，Al2O3含量为13.53%~15.34%，Fe2O3含量(0.85%~3.71%) 高于FeO含量(0.02%~0.68%)，岩石具有低的MgO (0.24%~1.15%，多数小于1.0%)、CaO (0.08%~1.98%，多数小于0.2%) 和Na2O含量(0.24%~1.86%，多数小于1.0%)，而具有非常高的K2O含量(5.03%~8.96%，多数大于6.0%)，其Na2O/K2O值低(0.03~0.37)，Mg#值变化较大(19~50)，铝指数(ASI) 为1.24~2.04，全部大于1.1，应为热液蚀变引起。
钾长花岗斑岩样品的SiO2含量为65.17%~73.48%，Al2O3含量为13.73%~15.96%，Fe2O3含量(0.82%~3.57%) 高于FeO含量(0.09%~1.62%)，岩石具有低的MgO (0.23%~1.47%，多数小于1.0%)、CaO (0.22%~0.34%) 和Na2O含量(0.40%~0.63%)，而具有非常高的K2O含量(6.03%~9.89%)，其Na2O/K2O值低(0.05~0.08)，Mg#值变化较大(13~49)，铝指数(ASI) 为1.18~1.99。
花岗闪长斑岩样品的SiO2含量为66.29%~68.98%，Al2O3含量为14.50%~14.90%，Fe2O3含量(1.56%~2.16%) 高于FeO含量(1.07%~1.57%)，MgO含量为0.94%~1.38%，CaO含量为2.53%~3.63%，Na2O含量为1.68%~2.65%，K2O含量为3.91%~5.20%，Na2O/K2O值为0.32~0.62，Mg#值为38~44，铝指数(ASI) 为0.96~1.13，绝大多数样品小于1.1。
在R1-R2分类图解中，二长花岗斑岩样品主要落入二长花岗岩与正长花岗岩区域，极个别点投入花岗闪长岩、碱性花岗岩区域；钾长花岗斑岩全部投入正长花岗岩区域；花岗闪长斑岩样品全部落入花岗闪长岩区域(图 7)。
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图 7 银家沟杂岩体的R1-R2分类图解(底图据De la Roche et al., 1980) Fig. 7 R1-R2 Diagram for the Yinjiagou complex, showing petrographic classification (after De la Roche et al., 1980) |
由表 2可知，二长花岗斑岩稀土元素总量介于144.1×10-6~243.6×10-6；Yb含量低，为0.90×10-6~1.55×10-6。在球粒陨石标准化的稀土元素配分图解中可见，样品普遍具有轻稀土富集、重稀土亏损的特征，其(La/Yb)N为16.1~24.9；Eu负异常中等-微弱(δEu=0.57~0.83)(图 8a)。
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图 8 银家沟杂岩体稀土元素配分曲线(a、c和e) 和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b、d和f)(标准化值分别采用Boynton, 1984；McDonough et al., 1992) Fig. 8 Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized trance element partterns for the Yinjiagou complex (Data of chondrite and primitive mantle after Boynton (1984) and McDonough et al. (1992), respectively) |
钾长花岗斑岩的稀土总量为71.38×10-6~276.4×10-6，Yb含量低，为1.09×10-6~1.94×10-6。球粒陨石标准化的稀土元素配分曲线为轻稀土富集的右倾式，轻、重稀土分异较强，其(La/Yb)N为6.9~30.1；样品具有弱的Eu负异常(δEu=0.66~0.88)(图 8c)。
花岗闪长斑岩的稀土总量为155.4×10-6~222.5×10-6之间，Yb含量较低，为1.56×10-6~2.10×10-6。球粒陨石标准化的稀土元素配分曲线为轻稀土富集的右倾式，其(La/Yb)N介于13.2~17.6之间，Eu异常微弱(δEu=0.78~0.86)(图 8e)。
5.3 微量元素特征据表 2可知，二长花岗斑岩具有较低的Sr含量(104×10-6~264×10-6)，Y含量为7.3×10-6~15.7×10-6，Sr/Y值为6.86~24.44之间，绝大多数大于10。Cr、Ni含量较低(分别为6.00×10-6~20.2×10-6和1.5×10-6~3.0×10-6)。在原始地幔标准化的微量元素蜘蛛网图上(图 8b)，样品富集Rb、Ba、Th、U、K、La、Ce、Nd、Hf、Zr，强烈亏损Sr、P、Ti等，具有弱的Nb、Ta亏损。
钾长花岗斑岩具有较低的Sr含量(135×10-6~241×10-6)，Y含量为9.1×10-6~19.9×10-6，Sr/Y值为9.48~21.37。Cr、Ni含量较低(分别为4.86×10-6~11.5×10-6和1.8×10-6~17.2×10-6)。在原始地幔标准化的微量元素蜘蛛网图上(图 8d)，样品富集Rb、Ba、Th、U、K、La、Ce、Nd、Hf、Zr等，强烈亏损Nb、Ta、Sr、P、Ti等。
花岗闪长斑岩的Sr含量为309×10-6~461×10-6，Y含量为13.9×10-6~20.0×10-6，Sr/Y值为18.14~29.06之间，Cr含量为8.38×10-6~12.4×10-6，Ni含量为2.3×10-6~2.8×10-6。在原始地幔标准化的微量元素蜘蛛网图上(图 8f)，样品富集Rb、Ba、Th、U、K、La、Ce、Nd、Hf、Zr，强烈亏损Sr、P、Ti，而Nb、Ta弱亏损。
6 同位素地球化学特征 6.1 锶、钕同位素特征银家沟杂岩体Sr-Nd同位素分析结果列于表 3。
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表 3 银家沟杂岩体Sr-Nd同位素分析结果 Table 3 Sr-Nd isotopic data of the Yinjiagou complex |
二长花岗斑岩的87Sr/86Sr初始值(ISr) 为0.706876~0.708821，多数小于0.708500；εNd(t) 为-12.95~-10.57，相应的单阶段Nd模式年龄为1.41~1.58Ga，两阶段Nd模式年龄为1.51~1.67Ga。
钾长花岗斑岩的ISr为0.707433~0.708270；εNd(t) 为-11.64~-10.57，相应的单阶段Nd模式年龄为1.41~1.65Ga，两阶段Nd模式年龄为1.51~1.59Ga。
花岗闪长斑岩的ISr为0.708618~0.709068；εNd(t) 为-14.99~-14.32，相应的单阶段Nd模式年龄为1.73~1.76Ga，两阶段Nd模式年龄为1.76~1.81Ga。
总体上，银家沟杂岩体具有较高的Sr初始值，εNd(t) 均小于-10，普遍具有中元古代的Nd模式年龄。其中，二长花岗斑岩和钾长花岗斑岩二者具有相似的Sr-Nd同位素组成，而花岗闪长斑岩具有较前两者更高的ISr和两阶段Nd模式年龄、更低的εNd(t)。
6.2 铅同位素特征一般来说，钾长石中U和Th含量甚微，形成后由U和Th衰变产生的放射成因铅可忽略不计，因此可采用钾长石的铅同位素组成代表成岩时的铅同位素组成。本文对银家沟杂岩体的12件钾长石样品进行了铅同位素测试，结果见表 4。
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表 4 银家沟杂岩体钾长石Pb同位素分析结果 Table 4 Pb isotopic data of the Yinjiagou complex |
6件二长花岗斑岩样品的206Pb/204Pb为17.493~17.591，207Pb/204Pb为15.469~15.502，208Pb/204Pb为37.955~38.008，μ为9.32~9.39，ω为38.29~38.92。
5件钾长花岗斑岩样品的206Pb/204Pb为17.537~17.628，207Pb/204Pb为15.477~15.491，208Pb/204Pb为38.001~38.090，μ为9.32~9.35，ω为38.40~38.60。
一件花岗闪长斑岩样品的206Pb/204Pb为17.376，207Pb/204Pb为15.455，208Pb/204Pb为37.867，μ为9.31，ω为38.78。
总体上，银家沟杂岩体具有较高的放射成因铅组分，而非放射成因204Pb含量较低。
7 讨论 7.1 成岩构造背景银家沟杂岩体主要岩石类型为二长花岗斑岩、钾长花岗斑岩，属高钾钙碱性岩系，野外和镜下均未见到原生白云母，与后碰撞阶段形成的富钾钙碱性花岗岩类(KCG) 岩石组合(Liégeois et al., 1998; Sylvester, 1998) 相一致，也与前人总结的东秦岭钼矿带含钼岩体的总体特征(陈衍景等, 2000; Li et al., 2001; Chen et al., 2007) 相一致。杂岩体亏损重稀土元素，Yb含量偏低，而稀土分馏程度偏高，明显区别于典型岛弧、山弧环境下的中酸性火成岩(岛弧英安岩的平均Yb含量为4.4×10-6，Martin et al., 2005)，而与泛非期后碰撞花岗岩(Liégeois et al., 1998) 相似。微量元素汤氏蛛网图上岩石明显富集LILE，亏损Nb、Ta、Sr、P和Ti等元素，显示后碰撞高钾钙碱性I型花岗岩微量元素特征(Küster and Harms, 1998)。在花岗岩类的微量元素Sr-Yb判别图(图 9a) 中，样品投影点基本上都落入低Sr、低Yb型花岗岩区(Ⅱ区)，与张旗等(2008)的喜马拉雅型花岗岩特征一致，暗示岩石形成于较深的环境。前人对东秦岭地区地球物理探测及对晚侏罗世-早白垩世深源浅成斑岩体中深源基性包体的温度压力条件计算证明，这些深源浅成花岗岩形成深度>30km (王晓霞等, 1986)，而东秦岭莫霍面的最小深度为39km (胡受奚等, 1988; 陈衍景和富士谷, 1992; 卢欣祥等, 2002)，因此可以推断，岩浆形成深度位于下地壳，这与我们认为银家沟杂岩体形成于较深环境相一致。在Rb-Yb+Ta判别图(图 9b) 中，样品投影点全部落入post-COLG区，即后碰撞花岗岩区，暗示岩石形成于挤压体制向伸展体制转换背景。
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图 9 银家沟杂岩体Sr-Yb (a, 底图据张旗等, 2008) 和Rb-Y+Nb (b, 底图据Pearce, 1996) 判别图 Ⅰ-高Sr低Yb型花岗岩(埃达克型)；Ⅱ-低Sr低Yb型花岗岩(喜马拉雅型花岗岩)；Ⅲ-高Sr高Yb型花岗岩；Ⅳ-低Sr高Yb型花岗岩(闽浙型花岗岩)；Ⅴ-非常低Sr高Yb型花岗岩(南岭型花岗岩).ORG-洋中脊花岗岩；post-COLG-后碰撞花岗岩；syn-COLG-同碰撞花岗岩；VAG-火山弧花岗岩；WPG-板内花岗岩 Fig. 9 Diagrams of Sr versus Yb (a, after Zhang et al., 2008) and Rb versus Y+Nb (b, after Pearce, 1996) for the Yinjiagou complex Ⅰ-high-Sr and low-Yb granites (adakite); Ⅱ-low-Sr and low-Yb granites (Himalayan-type granites); Ⅲ-high-Sr and high-Yb granites; Ⅳ-low-Sr and high-Yb granites (Minzhe-type granites); Ⅴ-very low-Sr and high-Yb granites (Nanling-type granites). ORG-oceanic ridge granites; post-COLG-post-collisional granites; syn-COLG-syn-collisional granites; VAG-volcanic arc granites; WPG-within-plate granites |
总之，银家沟杂岩体的源区位于下地壳。侏罗纪-白垩纪之交，中国东部发生了构造体制的大转换，由近EW向构造体制转换为受古太平洋板块向欧亚板块之下俯冲控制的NE-NNE向构造体制，正是这次构造体制转换，使东秦岭地区处于减压环境，减压引起下地壳物质的部分熔融，形成了银家沟杂岩体。
7.2 成岩物质来源和岩石成因一些研究者认为东秦岭钼矿带深源浅成岩体来自太华群的部分熔融，并有少量地幔物质参与(李胜荣, 1994; 魏庆国等, 2009)；但陈衍景和郭抗衡(1993)认为这些成矿岩体的源区可能来自秦岭造山带基底物质；包志伟等(2009)认为南泥湖-上房沟成矿花岗斑岩的源区物质为扬子克拉通北缘中生代向华北克拉通A型俯冲的地壳物质在后碰撞伸展构造环境下部分熔融的产物。
本文获得银家沟杂岩体的87Sr/86Sr初始值(ISr) 为0.706876~0.709068，绝大多数样品的ISr值小于0.708500；εNd(t) 为-14.99~-10.57，相应的两阶段Nd模式年龄为1.51~1.81Ga；其206Pb/204Pb为17.376~17.628，207Pb/204Pb为15.455~15.502，208Pb/204Pb为37.867~38.090。二长花岗斑岩和钾长花岗斑岩的Sr-Nd-Pb同位素组成基本一致，但花岗闪长斑岩较前两者具有更高的ISr值和更大的两阶段Nd模式年龄，而其εNd(t) 和Pb同位素组成明显降低。
纵观银家沟及其邻区，可能作为物源区的地质体包括：太华群、熊耳群、栾川-官道口群、秦岭群、宽坪群、二郎坪群及下伏地幔。
我们利用已有太华群(栾世伟等, 1985; 倪智勇等, 2009; Huang et al., 2010, 2012)、熊耳群(赵太平, 2000; He et al., 2010; Wang et al., 2010)、栾川-官道口群(祁进平等, 2006; 张宗清等, 2006)、秦岭群(张宗清等, 1994)、宽坪群(张宗清等, 2006; 闫全人等, 2008) 和二郎坪群(孙卫东等, 1996; 张宗清等, 2006; 徐勇航等, 2009) 的Sr-Nd同位素数据，选取其中87Rb/86Sr低比值样品进行反算(87Rb/86Sr比值大的样品在测试过程中的微小误差将会引起87Sr/86Sr比值的较大变化，Han et al., 1997; Jahn et al., 2000; Wu et al., 2002；另外，反算年龄的误差对87Rb/86Sr低比值样品初始Sr值影响不大，但高87Sr/86Sr比值的样品，回归误差较大，参考性较低，吴福元等, 1999)，发现当t=145Ma时(银家沟杂岩体侵位时代)，6件太华群样品的ISr变化于0.70721~0.73305，平均值为0.71894，30件样品的εNd(t) 变化于-44.5~-13.7，平均为-28.4；18件熊耳群样品的ISr变化于0.71167~0.72882，平均值为0.71739，34件样品的εNd(t) 变化于-28.7~-21.7，平均为-25.0；3件栾川-官道口群样品的ISr变化于0.71163~0.71779，平均值为0.71383，2件样品的εNd(t) 变化于-26.2~-25.6，平均为-25.9；10件秦岭群样品的ISr变化于0.70755~0.72099，平均值为0.71205，13件样品的εNd(t) 变化于-6.6~5.6，平均为-0.7；22件宽坪群样品的ISr变化于0.70115~0.70808，平均值为0.70440，17件样品的εNd(t) 变化于-1.2~6.7，平均为3.9；27件二郎坪群样品的ISr变化于0.70053~0.70978，平均值为0.70617，61件样品的εNd(t) 变化于-3.8~6.2，平均为0.8。由此可见，太华群、熊耳群、栾川-官道口群的ISr值远高于银家沟杂岩体，而其εNd(t) 值又远低于银家沟杂岩体；秦岭群的ISr和εNd(t) 值均高于银家沟杂岩；宽坪群和二郎坪群的ISr值低于银家沟杂岩体，而其εNd(t) 值又远高于银家沟杂岩体(图 10)。因此，太华群、熊耳群、栾川-官道口群、秦岭群、宽坪群和二郎坪群均无法单独满足银家沟杂岩的Sr-Nd同位素组成。银家沟杂岩体主要由酸性的二长花岗斑岩和钾长花岗斑岩组成，具有低的εNd(t) 值，且矿区未见基性-超基性岩，地幔作为杂岩体潜在源区的可能性亦可以排除。在Zartman and Doe (1981)的铅同位素组成相关图解中(图 11)，太华群(李英和任崔锁, 1990; 邵克忠和王宝德, 1992; 范宏瑞等, 1994; Ni et al., 2012)、熊耳群(罗铭玖等, 1992; 赵太平, 2000; 张本仁等, 2002)、地幔的Pb同位素组成明显低于银家沟杂岩，而秦岭群(胡鹏云和徐汉民, 1989; 张理刚等, 1995)、宽坪群和二郎坪群(张宗清等, 2006) 的Pb同位素组成明显高于银家沟杂岩。Pb同位素组成亦表明，上述单元均无法单独作为银家沟杂岩体的潜在源区。因此，银家沟杂岩的源区只能由具较高的ISr和较低的εNd(t) 及放射成因Pb同位素组成的太华群、熊耳群、栾川-官道口群与具较低的ISr和较高的εNd(t) 及放射成因Pb同位素组成的宽坪群、二郎坪群中的任何两者或多者混合和/或混染而成。鉴于银家沟杂岩体的主体二长花岗斑岩与钾长花岗斑岩具有较为一致的同位素组成，暗示岩浆混染作用微弱，混合作用应发生在岩浆源区。银家沟杂岩体的Pb同位素组成投影点位于下地壳与造山带Pb演化线之间，远离上地壳Pb演化线(图 11)，且其μ值(=9.31~9.39) 亦低于上地壳的μ值(9.58，Doe and Zartman, 1979)，表明Pb主要来自下地壳。因此，可以排除处于地壳浅层次的熊耳群、栾川-官道口群作为混合端元的可能性。如此，银家沟杂岩最可能由宽坪群、二郎坪群与太华群混合源区的部分熔融形成。
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图 10 银家沟杂岩体Sr-Nd同位素关系图解 (a)-εNd(t) vs. ISr关系图；(b)-εNd(t) vs. t关系图.DM、EM1、EM2、HIMU、BSE和原始地幔为Hart (1984)与Zindler and Hart (1986)定义的地幔端元.图中同时呈现了太华群(6件Sr、30件Nd同位素数据)、熊耳群(18件Sr、34件Nd同位素数据)、栾川-官道口群(3件Sr、2件Nd同位素数据)、秦岭群(10件Sr、13件Nd同位素数据)、宽坪群(22件Sr、17件Nd同位素数据) 和二郎坪群(27件Sr、61件Nd同位素数据) Sr-Nd同位素各自的平均值位置，其ISr和εNd(t) 值计算采用t=145Ma.太华群Sr同位素数据栾世伟等(1985)和倪智勇等(2009)，Nd同位素数据倪智勇等(2009)和Huang et al.(2010, 2012)；熊耳群Sr-Nd同位素数据赵太平(2000)、He et al. (2010)和Wang et al. (2010)；栾川-官道口群Sr同位素数据祁进平等(2006)，Nd同位素数据张宗清等(2006)；秦岭群Sr-Nd同位素数据张宗清等(1994)；宽坪群Sr-Nd同位素数据张宗清等(2006)和闫全人等(2008)；二郎坪群Sr同位素数据孙卫东等(1996)和张宗清等(2006)，Nd同位素数据孙卫东等(1996)，张宗清等(2006)和徐勇航等(2009) Fig. 10 Sr-Nd correlation diagrams of the Yinjiagou complex (a)-diagram of εNd(t) vs. ISr; (b)-diagram of εNd(t) vs. t. DM, DM, EM I, EM II, HIMU, BSE and primary mantale are mantle endmembers defined by Hart (1984), Zindler and Hart (1986). The figure also showing average values of Sr and Nd isotopes for Taihua, Xiong'er, Luanchuan-Guandaokou, Qinling, Kuanping and Erlangping groups. Age calculating values of ISr and εNd(t) uses 145Ma. Taihua Group data after Luan et al. (1985), Ni et al. (2009) and Huang et al.(2010, 2012); Xiong'er Group data after Zhao (2000), He et al. (2010) and Wang et al. (2010); Luanchuan-Gandaokou Group data after Qi et al. (2006) and Zhang et al. (2006); Qinling Group data after Zhang et al. (1994); Kuanping Group data after Zhang et al. (2006) and Yan et al. (2008); Erlangping Group data after Sun et al. (1996), Zhang et al. (2006) and Xu et al. (2009) |
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图 11 银家沟杂岩体铅同位素组成相关图解(底图据Zartman and Doe, 1981) 图中同时呈现了太华群、熊耳群、秦岭群、宽坪群和二郎坪群铅同位素组成.太华群数据李英和任崔锁(1990)、邵克忠和王宝德(1992)、范宏瑞等(1994)和Ni et al.(2012)；熊耳群数据罗铭玖等(1992)、赵太平(2000)和张本仁等(2002)；秦岭群数据胡鹏云和徐汉民(1989)和张理刚(1995)；宽坪群和二郎坪群数据张宗清等(2006) Fig. 11 Diagrams of 207Pb/204Pb vs. 206Pb/204Pb (a) and 208Pb/204Pb vs. 206Pb/204Pb (b) of the Yinjiagou complex (base map after Zartman and Doe, 1981) The figure also shows Pb isotopic compositions of the Taihua, Xiong'er, Qinling, Kuanping and Erlangping groups. Data resource: the Taihua Group after Li and Cui (1990), Shao and Wang (1992), Fan et al. (1994) and Ni et al. (2012); the Xiong'er Group after Luo et al. (1992), Zhao (2000) and Zhang et al. (2002); the Qinling Group after Hu and Xu (1989) and Zhang (1995); and the Kuanping and Erlangping Groups after Zhang et al. (2006) |
综上，提出下述成岩作用模型：中生代期间，东秦岭发生A型俯冲(胡受奚等, 1988; 陈衍景和富士谷, 1992; 陈衍景等, 2000; Li et al., 2001; 张国伟等, 2001)，北秦岭地体(包括宽坪群、二郎坪群) 向北俯冲于华北克拉通南缘之下。在晚侏罗世-早白垩世构造体制转换过程中，由宽坪群、二郎坪群和太华群组成的下地壳一起发生减压熔融，形成了银家沟杂岩体主体，稍晚形成的花岗闪长斑岩脉受到了熊耳群和/或官道口群的混染，导致其ISr升高、εNd(t) 值降低、Nd模式年龄变大、放射成因Pb组分减少。
8 结论(1) 银家沟杂岩体主要由二长花岗斑岩、钾长花岗斑岩组成，并有少量的石英闪长斑岩、花岗闪长斑岩和闪长玢岩。二长花岗斑岩、钾长花岗斑岩形成于147.8±1.6Ma~147.5±2.1Ma期间；花岗闪长斑岩形成于142.0±2.0Ma。
(2) 银家沟杂岩体的源区成分最可能是宽坪群、二郎坪群与太华群组成的混合物质。
(3) 晚侏罗世-早白垩世期间的EW向构造体制向NNE向构造体制转换过程中，引起下地壳的减压熔融，形成了深源浅成的银家沟杂岩体。
致谢 野外工作期间得到河南省灵宝市金源矿业有限责任公司银家沟硫铁矿李满旺矿长的大力支持；银家沟硫铁矿周广权工程师、中国科学院地质与地球物理研究所的朱明田博士参加了部分野外工作；金源矿业有限责任公司实验室张晓丽和中国科学院广州地球化学研究所的解洪晶博士生参加了部分室内研究工作；SHRIMP锆石U-Pb定年得到了中国地质科学院地质研究所离子探针中心石玉若博士的帮助；两位审稿人指出了文中的不足，并提出了很好的修改意见及建议；在此一并致以诚挚的感谢。| [] | Bao ZW, Zeng QS, Zhao TP, Yuan ZL. 2009. Geochemistry and petrogenesis of the ore-related Nannihu and Shangfanggou granite porphyries from East Qinling belt and their constraints on the molybdenum mineralization. Acta Petrologica Sinica, 25(10): 2523–2536. |
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