南秦岭宁陕地区新铺钼矿地质特征、辉钼矿Re-Os年龄及地质意义*

代军治 鱼康平 王瑞廷 袁海潮 王磊 张西社 李剑斌

DAI JunZhi1，2，YU KangPing3，WANG RuiTing1，2，YUAN HaiChao3，WANG Lei3，ZHANG XiShe4 and LI JianBin4

1. 西北有色地质勘查局地质勘查院，西安 710054

2. 陕西省矿产资源综合利用工程技术研究中心，西安 710054

3. 西北有色地质勘查局七一二总队，咸阳 712000

4. 西北有色地质勘查局七一三总队，商洛 726000

1. Institute of Geology ＆ Exploration，Northwest Bureau of Mining and Geology for Nonferrous Metals，Xi’an 710054，China

2. Engineering ＆ Technology Center for Comprehensive Utilization of Mineral Resource in Shaanxi Province，Xi’an 710054，China

3. 712 Team，Northwest Bureau of Mining and Geology for Nonferrous Metals，Xianyang 712000，China

4. 713 Team，Northwest Bureau of Mining and Geology for Nonferrous Metals，Shangluo 726000，China

2014-01-01 收稿，2014-10-09 改回.

秦岭地区自元古宙以来，经历了新元古代基底形成阶段，晚元古代-中三叠世板块构造演化阶段和中-新生代陆内造山三个重要的构造岩浆热事件演化后，形成了现今“三块两缝”的构造格局，即华北板块南缘、秦岭微板块、扬子板块北缘和商丹缝合带、勉略缝合带(张国伟等，1997，2001)。中生代强烈的构造和岩浆事件在秦岭地区形成了巨量的花岗岩岩体。其中早中生代的花岗岩岩体大多以复式大岩体/基为主，晚中生代的花岗岩体以小岩体为主，并伴随大规模的钼、金、铅锌成矿作用。

以往秦岭地区内生金属矿床找矿多集中于与花岗质小岩体有关的钼成矿作用，近年来在东秦岭造山带内的合峪、太山庙、老君山等大岩体/基中相继发现了鱼池岭(周珂等，2009)、竹园沟(张云政等，2010)、扫帚坡(孟芳等，2012)等钼矿床。因此，富矿大斑岩体也成为找矿研究的热点。新铺钼矿即是近年来在东江口花岗质大岩体内NE 向断裂构造中发现的一大型钼矿床，全矿床钼平均品位0.12%，钼金属量超过1.2 万吨。自20 世纪60 ～90 年代先后有多家地勘单位在东江口地区进行区域地质调查和地物化综合矿产普查等工作，但均以寻找金、钒、铁、铅、锌为主，对钼矿重视程度不够。21 世纪初，在地表含金石英脉探矿过程中发现了数条石英辉钼矿矿脉，才逐渐引起人们重视。到目前为主，新铺钼矿尚未开展过系统的综合性研究工作，钼矿的形成是否与东江口花岗质大岩体有关，以及区域内大岩体是否具有形成钼矿的潜力，均值得进一步深入研究。为此，本文旨在对新铺钼矿床地质特征、含矿围岩岩石地球化学、成岩-成矿年龄及成矿作用等方面进行综合研究，以为该区区域找矿提供依据。

1 区域地质背景

新铺钼矿位于商丹缝合带南侧东江口岩体内(图1)。区域出露地层为中新元古界-上古生界。北部为中新元古界秦岭岩群片麻岩、变粒岩，下古生界丹凤岩群斜长角闪岩、斜长角闪片麻岩、变长石石英砂岩和下古生界罗汉寺岩组绢云母板岩、粉砂岩、泥灰岩、板岩;中部为上古生界泥盆系刘岭岩群黑云母石英片岩、结晶灰岩和大理岩，局部为绢云母石英片岩夹变质砂岩;南部为寒武-奥陶系泥板岩、白云质结晶灰岩、白云岩。

图1 新铺钼矿区域地质图(据崔建堂等，1999 修改)Fig.1 Regional geological map of Xinpu molybdenum deposit (modified after Cui et al.，1999)

区域上，近EW 向和NE 向断裂构造发育，NE 向将EW向断裂所切割。如矿区内的前门坎-沙坪断裂、东江口-沙沟断裂(图1)。其中，前门坎-沙坪断裂具左行走滑性质，长数十千米，宽数米，断裂连续切割震旦-泥盆系和东江口岩体，并使断裂东、西两侧岩层产生明显的水平位移。该断裂对本区的成矿具一定的控制作用。

区域岩浆活动强烈，以新元古代迷魂阵中-基性岩浆岩和印支期东江口、柞水、曹坪、沙河湾等中-酸性岩浆岩为代表。这些花岗质岩类均呈岩基状产出，面积约100 ～370km2不等。东江口岩体是区域上主要侵入岩，形成时代为晚三叠世(215 ～225Ma;Qin et al.，2010;杨恺等，2009)。按照岩石组合和接触关系，由外向内可分为以下5 个岩相单元(崔建堂等，1999):①中细粒石英二长岩;②中粒少斑状二长花岗岩;③中粗粒似斑状二长花岗岩、花岗闪长岩;④粗粒似斑状二长花岗岩;⑤粗粒多斑状二长花岗岩(图1)。东江口主岩体侵入到中上泥盆统刘岭岩群中，岩体东北缘侵入到早古生代罗汉寺岩组和丹凤群中。新铺钼矿即位于崔建堂等(1999)划分的中粗粒似斑状二长花岗岩、花岗闪长岩单元内。

2 矿区地质特征

2.1 矿床地质特征

矿区内岩浆岩大面积出露，主要为东江口花岗闪长岩(图2)，其次是一些规模较小的闪长岩脉和辉绿岩脉。在矿区钻孔深部(1000m 标高位置)有二长花岗岩，与花岗闪长岩为相变过渡关系。

区内构造以NE 向为主，NW 向次之。NE 向断裂带既是本区的导矿构造，又是容矿构造，倾向NW，倾角一般为45°～55°，一般长200 ～1000m，宽0.5m 至5m，局部膨大(图2)。断裂中充填有石英脉，局部有闪长岩脉或辉绿岩脉充填。NE 向断裂具多期次压扭性构造活动特征。断裂带内石英脉多被挤压，断续分布于断裂带中。在断层破碎带中常见有辉钼矿化、黄铁矿化。区内所发现的三条矿化带均处于NE 向构造带中(图2)。NW 向断裂规模较小，走向320°，倾向NE，倾角60°，多为成矿后断裂，破坏了矿体的连续性。

矿区花岗闪长岩与石英闪长岩在矿区内均表现为灰白色、浅肉红色，中细粒结构、似斑状结构，块状构造，两者常呈过渡关系。主要矿物有斜长石(40% ～50%)、钾长石(15%～25%)、石英(15% ～25%)、黑云母(5%)、角闪石(2% ～10%)，副矿物有榍石、锆石、磷灰石及磁铁矿。花岗闪长岩中多见闪长岩包体(图3a)，大小5 ～20cm×2 ～10cm，多呈纺锤状、鱼形、浑圆状产出，与花岗闪长岩接触界线清晰。在靠近NE 向构造带和石英脉两侧的花岗闪长岩常见有钾化、绢云母化、绿泥石化、绿帘石化及黄铁矿化、黄铜矿化(图3c，g)。

图2 新铺钼矿矿区地质图Fig.2 Geological map of of Xinpu molybdenum deposit

2.2 矿化带及矿体特征

矿区内已圈出三条钼矿化带，由南向北分为Ⅲ、Ⅰ、Ⅱ矿化带，其中Ⅰ矿化带中为主矿体(图2)。矿化带均赋存于东江口花岗闪长岩中的NE 向断裂中，走向NE，倾向NW，倾角40° ～80°，呈似层状、透镜状。矿化带产状变化较大，倾角在40° ～80°，矿化带延伸稳定，但矿体宽度变化较大，在0.5 ～4.2m，局部可达15m。矿体与围岩接触面清晰，围岩蚀变弱，以钾化、硅化、绢云母化、绿帘石化、绿泥石化等为主，蚀变特征为线型蚀变。

2.3 矿石特征及类型

新铺钼矿矿石的矿物组分较简单。金属矿物以辉钼矿、黄铁矿、黄铜矿为主，次为磁铁矿、钛铁矿、褐铁矿;脉石矿物以石英、斜长石、钾长石、白云母为主，次为绿泥石、绢云母等。

矿石构造以脉状(图3c-e)、网脉状为主，部分呈团块浸染状、细粒浸染状(图3g);矿石结构主要为鳞片状结构、放射状结构、自形-半自形粒状结构。辉钼矿呈鳞片状、放射状分布于石英脉壁两侧、脉体中，或是分布于钾长石节理或裂隙中(图3d);黄铁矿、黄铜矿多呈自形-半自形粒状结构。

矿石类型分为石英脉型、碎裂岩型和钾长石-石英脉型(图3c-f)，以石英脉型和碎裂岩型为主要矿石。石英脉型是新铺钼矿的主要矿石类型，由分布于花岗闪长岩中的含钼石英脉组成，呈脉状、透镜状产出，局部地段膨胀狭缩现象明显，沿石英脉脉壁两侧多见辉钼矿产出;碎裂岩型为构造带内含矿石英脉、含矿钾长-石英石脉、花岗闪长岩、蚀变岩等岩石挤压破碎而成，碎裂岩中多见含矿石英(-钾长石)脉小透镜体;钾长石-石英脉型为石英脉型一种，钾长石多见，钾长石、辉钼矿多呈团块状、浸染状分布于石英脉两侧，颗粒粗大，结晶程度好，此类矿石较富。

图3 新铺钼矿赋矿围岩及矿体特征照片(a)花岗闪长岩中闪长岩包体;(b)似斑状花岗闪长岩;(c)石英细脉型矿石，石英细脉旁侧发生钾化和绿帘石化;(d)钾长石-石英脉型矿石;(e)石英大脉型矿石，含少量钾长石;(f)碎裂岩型矿石;(g)花岗闪长岩中侵染状黄铜矿;(h)强烈钾化-硅化花岗闪长岩. Q-石英;Kf-钾长石;Mo-辉钼矿;Cp-黄铜矿Fig.3 Characteristics of host rock and ore-body of Xinpu Mo deposit(a)granodiorite in diorite enclaves;(b)porphyritic granodiorite;(c)fine quartz vein type ore，potassic alteration and epidotization occur besides the fine quartz veinlets;(d)feldspar-quartz vein ore;(e)large quartz vein ore，with a small amount of feldspar;(f)cracked rock type ore;(g)disseminated chalcopyrite in granodiorite;(h)intensely potassic-silicified granodiorite. Q-quartz;Kf-feldspar;Mo-molybdenite;Cp-chalcopyrite

3 岩石地球化学分析

本文对矿区5 件赋矿围岩样品花岗闪长岩和石英闪长岩进行岩石地球化学分析。其中XP2-1 号样品采自Ⅱ号矿体旁侧蚀变花岗闪长岩中，岩石发生弱辉钼矿化、硅化和绿泥石化;XP2-2 和XP2-4 号样品为远离Ⅱ号矿体上下盘的花岗闪长岩和石英闪长岩，样品发生微弱绿帘石化、绿泥石化;XP2-3 和XP1-6 号样品为远离矿体花岗闪长岩，岩石新鲜，无矿化和蚀变。岩石地球化学分析样品采用无污染法破碎、磨碎(＞200 目)制成分析样品，测试工作在国家测试中心(北京)进行。岩石主量元素测试采用X 荧光光谱仪(PW4400)分析，F 元素采用离子选择性电极分析，Au 元素测试采用等离子质谱(ICP-MS)分析，其他微量元素测试采用等离子质谱(X-series)分析。全分析分析相对标准偏差(RSD)=2%～8%，REE 及微量元素RSD =5% ～10%;误差RE =30%，检测限Au ＜0.01 ×10-9，REE 及其他微量元素＜0.05 ×10-6。结合Jiang et al. (2010)对区域上岩体的地球化学分析数据，系统总结见表1。岩石地球化学数据处理及作图采用路远发的Geokit 软件(路远发，2004)。

主量元素分析表明，靠近矿体的花岗闪长岩、石英闪长岩样品(XP2-1、XP2-2、XP2-4)由于受矿化蚀变影响，相对贫硅(SiO2= 56.14% ～57.63%)、低铝(Al2O3= 14.34% ～14.64%)、低碱(Na2O +K2O =5.35% ～6.65%)、高铁(FeT=6.41% ～6.95%)、高钙(CaO = 3.93% ～5.78%)、高钾(K2O/Na2O=0.71 ～1.97)值，挥发性组分相对高;远离矿化蚀变的花岗闪长岩样品(XP2-3、XP1-6)则相对高硅(62.72%～65.45%)、高铝(15.02% ～15.19%)、富碱(Na2O+K2O=6.40% ～7.02%)、富铁(FeT=4.81% ～6.28%)、低钾K2O/Na2O ＜1。赋矿围岩总体相对贫硅、富铝、高铁、高镁(Mg#=55 ～64)、富碱、高钙、低钾高钠，K2O/Na2O 比值基本小于1，属于高钾钙碱性和钙碱性系列，A/CNK 比值为0.73 ～0.92，属于准铝质(图4)。这与东秦岭地区含钼斑岩所具有的高硅、富碱、贫镁、低钙和K2O/Na2O ＞1 等显著特征(卢欣祥等，2002)明显不同。围岩中的Al2O3、CaO、MgO、TiO2、P2O5等氧化物随着SiO2含量的增加而减小，Na2O +K2O 含量随着SiO2含量的增加而增加，反映了围岩由基性向酸性演化的特征。

表1 新铺钼矿赋矿围岩岩石主量(wt%)、微量及稀土(×10 -6)元素地球化学分析结果及特征值Table 1 Geochemistry analysis results of host rocks in Xinpu Mo deposit (major elements:wt%;trace elements:×10 -6)

新铺钼矿赋矿花岗闪长岩稀土总量较低(ΣREE =65.55×10-6～149.9 ×10-6)，平均121.2 ×10-6;轻、重稀土分异较大((La/Yb)N=13.1 ～18.7)，轻稀土富集(LREE/HREE=9.08 ～12.1)，分异明显((La/Sm)N=3.36 ～4.08);重稀土相对亏损，分异不明显((Gd/Yb)N=2.3 ～2.68);稀土配分模式属右倾斜型，Eu 显示弱负异常(0.81 ～0.94)，δCe 基本无异常(0.87 ～1.04;图5)。这些事实表明，岩浆的分异程度相对较高。与上地壳(Taylor and McLennan，1985)相比，新铺钼矿赋矿花岗闪长岩稀土元素配分模式与上地壳相似程度较高，表明该矿床花岗闪长岩在形成过程中可能有上地壳物质成分的参与。

图4 新铺钼矿赋矿岩石K2O-SiO2 及A/NK-A/CNK 图Fig.4 Plots of K2O vs. SiO2 and A/NK vs. A/CNK of wall rocks，Xinpu molybdenum deposit

图5 新铺钼赋矿围岩球粒陨石标准化稀土元素配分图及原始地幔标准化微量元素蛛网图(据Sun and McDonough，1989)Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized trace element patterns of wall rocks，Xinpu molybdenum deposit (normalization values after Sun and McDonough，1989)

微量元素分析结果表明，新铺钼矿床蚀变花岗闪长岩中Mo、W、Cu、Pb、Zn、Au 等元素含量较高;花岗闪长岩总体具有富集K、Rb、Ba、Th、U 等大离子亲石元素且亏损Ta、Nb、Ti 等高场强元素的特征(图5)。壳源型花岗岩类Ba、Sr 含量低，而幔源型或壳幔同熔型花岗岩Ba、Sr 含量高，Rb 含量低(Barbarin，1999)。新铺钼矿花岗闪长岩中Ba 含量高达1030 ×10-6～1151 ×10-6，Sr 含量919 ×10-6～960 ×10-6，Rb 含量81.2 ×10-6～304 ×10-6，表现出壳幔同熔型花岗岩特征。研究认为地壳与地幔物质La/Nb 比值分别为1.5 ～2.2 和0.98 ～1(Hofmann，1997)。新铺钼矿花岗闪长岩La/Nb 比值为1.4 ～3.7，明显高于原始地幔而与地壳接近，这说明该花岗闪长岩在形成过程其岩浆遭受到了地壳物质的混染。在微量元素Nb-Y 判别图解指示，新铺钼矿区花岗质岩石分析样品均落入火山弧+ 同碰撞型花岗岩区域内(图6a);Ta-Yb 判别图解表明，除蚀变岩石样品落入同碰撞型花岗岩区域内，其它样品均落入火山弧花岗岩区域内(图6b)。

4 辉钼矿Re-Os 测年

为了准确厘定新铺钼矿的成矿时代，我们选取了Ⅰ-1 矿体1300 中段和1200 中段中辉钼矿石英脉型(XP1-1、XP1-2)、辉钼矿钾长石石英脉型(图3d，XP1-3)和碎裂岩型(XP1-4、XP1-5)三种类型矿石的5 件矿石进行了辉钼矿Re-Os 同位素测年。其中，XP1-1、XP1-2、XP1-3、XP1-4 取自1300 中段，XP1-2 号样取自图3e 位置，XP1-5 取自1200 中段图3f 位置。辉钼矿矿石经样品粉碎、粗选和双目显微镜下仔细挑选，筛选出纯度均大于98%(杂质为石英，对测年基本无影响)的单矿物进行测试分析。辉钼矿Re-Os 同位素测试工作在国家地质实验测试中心Re-Os 同位素实验室完成。分析方法及程序详见Shirey and Walker(1995)、Du et al.(2004)。测试结果见表2。

5 件辉钼矿样品的Re 含量较低，为1.98 ×10-6～14.43×10-6，平均9.30 ×10-6。187Os 含量为4.05 ×10-9～29.8 ×10-9，平均19.18 ×10-9。由Re 衰败而来的普Os 含量为0.02 ×10-9～0.06 ×10-9，接近0，这表明所获得的模式年龄可代表辉钼矿结晶年龄。5 件辉钼矿样品获得的Re-Os 模式年龄非常接近，为195.3 ～196.9Ma，模式年龄加权平均值为196.4 ±1.3Ma(MSWD=0.21，图7 左)。Re-Os 同位素分析数据采用Ludwig(2001)计算机软件进行处理，获得同位素等时线年龄为197.0 ±1.6Ma(MSWD=0.113)(图7 右)。

图6 新铺钼矿赋矿围岩微量元素大地构造环境判别图解(据Pearce et al.，1984)ORG-大洋脊花岗岩;WPG-板内花岗岩;VAG-火山弧花岗岩;syn-COLG-同碰撞花岗岩;虚线代表异常洋脊残片洋脊的上部成分边界Fig.6 Tectonic discrimination by the trace elements from Xinpu molybdenum deposit (after Pearce et al.，1984)ORG-oceanic granite;WPG-granite within plate;VAG-volcanic are granite;syn-COLG-syn-collision granite;The dashed line represents the upper compositional boundary for ORG from anomalous ridge segments

表2 新铺钼矿床辉钼矿Re-Os 同位素测试结果Table 2 Analysis result of Re-Os isotopic of molybdenite from Xinpu molybdenum deposit

图7 新铺钼矿床辉钼矿Re-Os 同位素模式年龄加权平均值及等时线年龄图Fig.7 Re-Os isotopic model age and isochron diagram of molybdenite from Xinpu Mo deposit

5 讨论

5.1 岩石成因及构造背景

5.1.1 岩石成因

由于赋矿围岩受到矿化和蚀变影响，导致岩石中活性组分，如主量元素Si、Al、K、Na、Ca、P 等和Rb、Sr、Ba 等大离子亲石元素的含量发生改变，影响岩石成因的判断(赵振华，1997)。因此，在岩石成因讨论中我们将对象放在未受蚀变的新鲜岩石和蚀变岩石中不活泼元素、稀土元素和高场强元素中。

新铺钼矿未蚀变花岗闪长岩的SiO2含量(62.72% ～65.45%)明显大于56%，Al2O3含量(15.02% ～15.59%)＞15%，Na2O 含量(3.99% ～4.4%)＞3.5%，Sr 含量(540 ×10-6～960 ×10-6)＞400 ×10-6，Y 含量(8.46 ×10-6～12.3×10-6)＜18 ×10-6，Sr/Y 比值(78.1 ～109)＞20，La/Yb 比值(19.5 ～26.1)基本大于20，且Eu 呈现弱负异常(图5)。这些特征表明，新铺钼矿赋矿花岗闪长岩与俯冲洋壳熔融形成的埃达克岩或与埃达克岩有关的斑岩型铜钼矿床赋矿岩石(Defant and Kepezhinskas，2001;Richards and Kerrich，2007)相类似，进一步表明这些岩石可能是由玄武质岩石在高压条件下发生部分熔融作用下形成的，且岩石的源区残留相主要为角闪石±石榴石，缺失斜长石(Rapp and Watson，1995)。然而，东江口花岗岩类Sr、Nd、Hf 同位素分析表明，他们的87Sr/86Sr 比值(0.7050 ～0.7056)、143Nd/144Nd 比值(0.512167 ～0.512302)、绝大部分显示负数的εHf(t)值(-5～-2)，以及较老的两阶段Hf 模式年龄(1069 ～1545Ma)特征，均表明东江口花岗岩的源区可能受到了上覆地幔楔和元古代基性陆壳物质同化混染(Qin et al.，2010)，并非新生代岛弧环境下形成的埃达克质岩石。新铺赋矿花岗闪长岩作为东江口花岗岩的一部分，岩石地球化学特征支持其与东江口花岗岩具有相同成因，也是由残余洋壳熔融和受到上覆地幔楔及元古代陆壳物质混染而成的埃达克质岩浆形成，属于壳幔同熔型花岗岩。

5.1.2 构造背景

秦岭造山带中段(陕西秦岭地区)大面积出露三叠纪花岗岩类，自东而西分别是沙河湾、曹坪、柞水、东江口、懒板凳、四海坪、胭脂坝、老城-五龙-华阳、光头山、西坝、宝鸡等大岩体(基)，岩石类型复杂，有中钾钙碱性到高钾钙碱性系列岩、碱性花岗岩、似奥长环斑花岗岩和碳酸岩脉类。以往，对于这些三叠纪花岗岩的形成背景，因岩石年龄阶段划分过于笼统，加之判断岩浆成因和形成背景的同位素资料欠缺，不同阶段的学者对此持有不同的观点。主要有洋-陆俯冲环境(Yin and Nie，1996;Jiang et al.，2010;陈衍景，2010)、陆-陆碰撞造山环境(Li et al.，1996;张国伟等，2001;Zhu et al.，2009)、同碰撞到后碰撞伸展背景(卢欣祥等，1999;张本仁等，2002;Wang et al.，2007;张成立等，2008;弓虎军等，2009a，b;Dong et al.，2011a，b)以及洋-陆俯冲体制向陆-陆碰撞体制转变时期(陈衍景，2010)等。近年来大量精细的锆石U-Pb 定年揭示，这些花岗岩主要形成于三叠世-早侏罗世(248 ～190Ma)。依据岩浆活动的频次，可细分为248～218Ma、218 ～201Ma 和200 ～190Ma 三个时段(Sun et al.，2002;弓虎军等，2009a，b;Zhu et al.，2009;Jiang et al.，2010;Qin et al.，2010;刘树文等，2011)。结合不同阶段花岗岩的岩石地球化学特征、Sr-Nd-Hf 等同位素特征及岩体空间分布位置，这些不同阶段的花岗岩对应了不同的演化背景:248 ～218Ma，为秦岭古特提斯洋消减、闭合时期，扬子板块及其北缘向华北板块南缘俯冲，在商丹缝合带南侧形成了近EW 向展布的花岗岩带，这些花岗岩具多期次复式侵入特征，岩石类以二长花岗岩、花岗岩为主，其次为石英闪长岩、石英二长岩、花岗岩闪长岩，常含闪长岩等暗色包体，具有壳幔混源岩浆特征，对应的构造背景为洋陆俯冲环境到同碰撞造山阶段;218 ～201Ma，随着古特提斯洋的闭合，区域构造背景进入陆陆碰撞造山到碰撞后伸展阶段，形成了以壳源岩浆占主导地位的似斑状二长花岗岩、黑云母花岗岩;200 ～190Ma，为陆陆碰撞造山之后的地壳拆沉演化阶段，形成了壳幔混合质的细粒二长花岗岩和石英闪长岩(Jiang et al.，2010;Dong et al.，2011a，b;刘树文等，2011)。

前已述及东江口花岗岩的形成时代为225 ～215Ma(Qin et al.，2010;杨恺等，2009)，表明形成于三叠纪花岗岩的第一阶段，指示新铺钼矿赋矿花岗岩也形成于该阶段。岩石地球化学研究亦表明，新铺钼矿赋矿花岗闪长岩具有似埃达克岩的地球化学特征，微量元素构造环境判别图(图6)指示这些花岗岩形成于火山弧环境。因此，我们认为新铺花岗闪长岩形成的构造背景与扬子板块及其北缘向华北板块南缘俯冲碰撞作用有关，形成于洋陆俯冲体制向陆陆碰撞体制转变时期。

5.2 成矿事件与成矿动力学背景

辉钼矿Re-Os 同位素分析表明，新铺钼矿的成矿时代为197.0±1.6Ma，成矿作用发生于早侏罗世。这与东秦岭地区大规模钼成矿特征及形成背景有所不同。东秦岭地区钼矿床主要分布于铁炉子-三腰-栾川断裂以北，成矿与赋矿围岩多为酸性小斑岩体，成岩年龄和成矿时代几乎一致，主要集中在中侏罗-早白垩世，多受区域内NNE 向、NWW 向构造控制，形成背景为陆-陆碰撞过程的挤压向伸展转变期(李诺等，2007)。新铺地区位于南秦岭近EW 向的三叠纪岩浆岩带和宁陕-柞水NE 向构造岩浆岩带交汇部位，新铺钼矿矿体呈脉状产于花岗闪长岩中的NE 向断裂带中，围岩蚀变表现为硅化、钾长石化、绿帘石化、绿泥石化等线性蚀变，与斑岩型钼矿明显不同。岩石地球化学研究指示，赋矿花岗闪长岩为低硅、贫钾、高镁岩浆岩岩系，花岗闪长岩内Mo 含量仅2×10-6～3 ×10-6，同与钼矿有关的酸性花岗岩类所具有的高硅、富钾、钙碱性特征明显不同。同时，成岩和成矿年代学研究指示，成矿时代明显晚于成岩年龄10 ～30Ma。因此，我们认为新铺钼矿与花岗闪长岩可能没有直接的成因联系，成矿物质可能不是由花岗闪长岩提供，是早侏罗世高硅、高钾、富钼的深部流体沿着花岗闪长岩内的NE 向断裂系统灌入成矿。在成矿时代上，新铺钼矿与宁陕地区新发现的月河坪、大西沟等斑岩-矽卡岩型钼矿成矿年龄一致。月河坪钼矿辉钼矿Re-Os 等时线年龄为193.6 ±3.5Ma(李双庆等，2010)，大西沟钼矿辉钼矿Re-Os 模式年龄193.3 ±3.0Ma(待刊数据)。这表明陕西南秦岭地区早侏罗世的确存在一期钼成矿事件。

近年来，随着找矿勘查工作的进一步深入，在南秦岭地区东江口、四海坪、懒板凳、曹坪等大岩体(岩基)内部及其边缘相继发现多处石英脉型、矽卡岩型、斑岩-矽卡岩型钼矿床(点)，如新铺、月河坪、大西沟、深潭沟、杨泗、梨园堂、石南沟等十多处钼矿床(点)，可谓南秦岭钼矿带。这些矿床基本呈NE 向分布，矿体多受NE 向或NNE 向构造控制，与之有关的赋矿岩体多为花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长斑岩，成岩时代在晚三叠-早侏罗世，与区域上近EW 向展布的高Mg#壳幔混源型花岗岩大岩基不同，而与区域上宁陕-柞水NE 向构造岩浆岩带关系密切。

Meng et al.(2005)提出早三叠-早白垩世南秦岭地区受扬子板块及其北缘以顺时针旋转方式向北俯冲和松潘-甘孜地体向东碰撞的影响，在三叠世中-晚期于商丹缝合带南侧形成了近EW 向展布的俯冲碰撞型花岗岩，在晚三叠-早白垩世形成了NE 向的青川-宁陕左行走滑断裂及与之平行的次级断裂带和岩浆岩带。近年来，对秦岭造山带中段小比例尺(1∶100 万、1∶50 万)的地球物理构造解译在宁陕-柞水地区也识别出NE 向的构造岩浆岩带，如宁陕-柞水断裂(祝新友等，2011;张云峰待刊资料)。基于以上认识，我们认为区域近EW 向构造控制了南秦岭中段三叠纪中酸性花岗质大岩体的展布，NE 向构造控制了南秦岭中段钼钨多金属矿及与之有关的酸性岩体的分布。其形成过程可解释为:晚三叠世(225 ～215Ma)，受扬子板块及其北缘顺时针旋转方式向华北板块南缘俯冲的影响，古特提斯洋残余洋壳向北俯冲发生部分熔融形成埃达克质熔体，这些埃达克质熔体在上升过程中和上覆地幔楔以及古老基性陆壳物质发生同化混染，形成了东江口二长花岗岩、花岗闪长岩;晚三叠世-早白垩世，受扬子板块向北持续碰撞和松潘-甘孜地体向东碰撞的影响，秦岭地区进入陆陆碰撞造山到后碰撞后伸展阶段，强烈的挤压碰撞使得壳源物质发生重熔，形成壳源深熔型花岗岩的同时，在南秦岭中段形成了一系列NE 向左行走滑断裂带;早白垩世，秦岭地区进入碰撞后伸展阶段，碰撞造山所造成的加厚地壳使得岩石圈物质发生拆沉形成壳幔混合质岩浆和富钼、富钾偏碱性的含矿流体，这些富钼、富钾的含矿流体沿着NE 向的构造岩浆通道上升至近地表，在与区域NE向构造平行的次级断裂带中灌入形成新铺等脉型钼矿，在晚三叠-早侏罗世岩体与围岩外接触带末端港湾位置交代形成月河坪矽卡岩型钼矿，在岩体与围岩内接触带形成大西沟-深潭沟、杨泗等斑岩-矽卡岩型钼矿。

6 成矿预测

南秦岭地区1∶5 万化探测量显示，区域Mo、W 地球化学异常强度高、规模大，并与已发现的钼钨矿床(点)套合性好，指示该区具有成矿前景好。新铺、月河坪、大西沟等钼矿床的发现，表明宁陕地区找矿潜力大。根据前述研究，我们提出今后南秦岭地区，特别是宁陕地区的钼矿找矿勘查可分两种类型:一种为钾长石-辉钼矿-石英脉型;一种为斑岩-矽卡岩型。这两类矿床均与壳源深熔型岩浆有关，成矿时代集中于早侏罗世，虽然规模小，多在1 万吨左右，但不容忽视。脉型钼矿多与区域上NE 向或NNE 向构造关系密切，目前已在东江口岩体内NE 向或NNE 向构造中发现了桃子坪沟、香子坪、付家沟等多处钾长石-辉钼矿-石英脉型钼矿点，围岩蚀变主要是钾化、硅化和绿帘石化。区域上NE 向、NNE 向断裂构造发育，为含矿热液的上升、运移、沉淀、富集提供了导矿和容矿作用。因此，区域上NE 向、NNE 向断裂构造内的石英脉、钾长石-石英脉可作为找矿标志。斑岩-矽卡岩型钼矿多与晚三叠-早侏罗世酸性岩浆热液有关。区域晚三叠-早侏罗世酸性岩体规模大，与碳酸盐接触面积广，具有寻找斑岩-矽卡岩型矿床的潜力。现已在懒板凳岩体、四海坪黑云母花岗岩、黑云母二长花岗岩与碳酸盐的接触部位发现了桂林沟、大橡沟、松树坡等多处斑岩-矽卡岩型钼矿(床)点，围岩蚀变主要有硅化、钾化、矽卡岩化、绿帘石化、绢云母化等。因此，晚三叠-早侏罗世酸性岩体与碳酸盐接触部位可作为寻找斑岩-矽卡岩型钼矿的有利找矿地段，矽卡岩化、硅化、钾化、绿帘石化是有利的蚀变标志。在勘查过程中，对以上找矿标志的有效结合可以达到事半功倍的效果。

7 结论

(1)新铺钼矿矿体主要呈脉状、透镜状分布产于东江口花岗质岩体内的NE 向断裂中，矿石类型以石英脉型和碎裂岩型为主，少量钾长石-石英脉型，矿床成因为石英脉型钼矿。辉钼矿Re-Os 测年表明，成矿时代为197.0 ±1.6Ma，明显滞后于赋矿岩石成岩年龄10 ～30Ma，指示矿床的形成与赋矿围岩没有直接成因联系。

(2)岩石地球化学和年代学研究显示，新铺矿区花岗岩类属于准铝质、高钾钙碱性和钙碱性系列，是由受到上覆地幔楔和元古代基性陆壳物质同化混染的埃达克质岩浆形成，对应的构造背景为晚三叠世洋陆俯冲环境向陆陆碰撞体制转变阶段。结合辉钼矿成矿时代，认为新铺钼矿形成于晚三叠-早白垩世的陆陆碰撞造山转换到碰撞后伸展阶段。

(3)综合区域范围内钼矿床地质特征，我们认为今后南秦岭地区，特别是宁陕地区的钼矿找矿工作应关注于区域NE 向构造岩浆带，找矿类型为脉型或斑岩-矽卡岩型。

致谢 野外工作期间得到了宁陕县潼鑫矿业有限责任公司王灿宏经理的大力支持;室内岩石地球化学分析和辉钼矿Re-Os 同位素分析得到国家测试中心邓月金老师、李超博士等的热心帮助;闫臻研究员、陈雷博士认真审阅论文初稿，提出了较好的建设性修改意见;在此一并表示谢意。

Barbarin B. 1999. A review of the relationships between granitoid types，their origins and their geodynamic environments. Lithos，46(3):605 -626

Chen YJ. 2010. Indosinian tectonic setting， magmatism and metallogenesis in Qinling orogen，central China. Geology in China，37(4):854 -865 (in Chinese with English abstract)

Cui JT，Zhao CY and Wang JC. 1999. The rock-lineage units classification and evolution of Dongjiangkou and Zhashui rock bodies in southern Qinling. Geology of Shaanxi，17(2):7 - 15 (in Chinese with English abstract)

Defant MJ and Kepezhinskas P. 2001. Evidence suggests slab melting in arc magmas. EOS，Transactions American Geophysical Union，82(6):65 -69

Dong YP，Zhang GW，Neubauer F，Liu XM，Genser J and Hauzenberger C. 2011a. Tectonic evolution of the Qinling orogen，China:Review and synthesis. Journal of Asian Earth Sciences，41(3):213 -237

Dong YP，Zhang GW，Hauzenberger C，Neubauer F，Yang Z and Liu XM. 2011b. Palaeozoic tectonics and evolutionary history of the Qinling orogen，evidence from geochemistry and geochronology of ophiolite and related volcanic rocks. Lithos，122(1 -2):39 -56

Du AD，Wu SQ，Sun DZ，Wang SX，Qu WJ，Stein HJ，Morgan J and Malinovskiy D. 2004. Preparation and certification of Re-Os dating reference materials:Molybdenites HLP and JDC. Geostandards and Geoanalytical Research，28(1):41 -52

Gong HJ，Zhu LM，Sun BY，Li B，Guo B and Wang JQ. 2009a. Zircon U-Pb ages and Hf isotopic composition of the Dongjiangkou granitic pluton and its mafic enclaves in the South Qinling terrain. Acta Petrologica Sinica，25(11):3029 -3045 (in Chinese with English abstract)Gong HJ，Zhu LM，Sun BY，Li B and Guo B. 2009b. Zircon U-Pb ages and Hf isotope characteristics and their geological significance of the Shahewan，Caoping and Zhashui granitic plutons in the South Qinling orogen. Acta Petrologica Sinica，25(2):248 - 264 (in Chinese with English abstract)

Hofmann AW. 1997. Mantle geochemistry:The message from oceanic volcanism. Nature，385(6613):219 -229

Jiang YH，Jin GD，Liao SY，Zhou Q and Zhao P. 2010. Geochemical and Sr-Nd-Hf isotopic constraints on the origin of Late Triassic granitoids from the Qinling orogen，central China:Implications for a continental arc to continent-continent collision. Lithos，117(1 -4):183 -197

Li N，Chen YJ，Zhang H，Zhao TP，Deng XH，Wang Y and Ni ZY.2007. Molybdenum deposits in East Qinling. Earth Science Frontiers，14(5):186 -198 (in Chinese with English abstract)

Li SG，Sun WD，Zhang GW et al. 1996. Chronology and geochemistry of metavolcanic rocks from Heiguoxia Valley in the Mian-Lue tectonic zone，South Qinling:Evidence for a Paleozoic oceanic basin and its close time. Science in China (Series D)，39:300 -310

Li SQ，Yang XY，Qu WJ，Chen FK and Sun WD. 2010. Molybdenite Re-Os age and metallogeny of the Yueheping skarn molybdenum deposit in Ningshan，southern Qinling. Acta Petrologica Sinica，26(5):1479 -1486 (in Chinese with English abstract)

Liu SW，Yang PT，Li QG，Wang ZQ，Zhang WY and Wang W. 2011.Indosinian granitoids and orogenic processes in the middle segment of the Qinling orogen，China. Journal of Jilin University(Earth Science Edition)，41(6):1928 -1943 (in Chinese with English abstract)

Lu XX，Wei XD，Xiao QH，Zhang ZQ，Li HM and Wang W. 1999.Geochronological studies of rapakivi granites in Qinling and its geological implications. Geological Journal of China Universities，5(4):372 -377 (in Chinese with English abstract)

Lu XX，Yu ZP，Feng YL，Wang YT，Ma WF and Cui HF. 2002.Mineralization and tectonic setting of deep-hypabyssal granites in East Qinling Mountain. Mineral Deposits，21(2):168 -178 (in Chinese with English abstract)

Lu YF. 2004. GeoKit:A geochemical toolkit for Microsoft Excel.Geochimica，33(5):459 -464 (in Chinese with English abstract)

Ludwig KR. 2001. Isoplot/Ex，Version 3. 0:A Geochronological Tool Kit for Microsoft Excel. Berkeley:Berkeley Geochronology Center Special Publication，43

Meng F，Ye HS，Zhou K and Gao YL. 2012. Geological characteristics and molybdenite Re-Os isotopic dating of Mo deposits in Laojunshan area，western Henan. Mineral Deposits，31(3):480 - 492 (in Chinese with English abstract)

Meng QR，Wang EC and Hu JM. 2005. Mesozoic sedimentary evolution of the Northwest Sichuan basin:Implication for continued clockwise rotation of the South China block. GSA Bulletin，117(3 -4):396-410

Pearce JA， Harris NBW and Tindle AG. 1984. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology，25(4):956 -983

Qin JF，Lai SC，Grapes R，Diwu CR，Ju YJ and Li YF. 2010. Origin of LateTriassic high-Mg adakitic granitoid rocks from the Dongjiangkou area，Qinling orogen，central China:Implications for subduction of continental crust. Lithos，120(3 -4):347 -367

Rapp RP and Watson EB. 1995. Dehydration melting of metabasalt at 8～32kbar:Implications for continental growth and crust-mantle recycling. Journal of Petrology，36(4):891 -931

Richards JP and Kerrich R. 2007. Special paper:Adakite-like rocks:Their diverse origins and questionable role in metallogenesis.Economic Geology，102(4):537 -576

Shirey SB and Walker RJ. 1995. Carius tube digestion for low-blank rhenium-osmium analysis. Anal. Chem.，67(13):2136 -2141

Smoliar MI，Walker RJ and Morgan JW. 1996. Re-Os ages of group ⅡA，ⅢB，ⅣA，ⅣB iron meteorites. Science，271(5252):1099-1102

Sun SS and McDonough WF. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts:Implications for mantle composition and processes.In:Saunders AD and Norry MJ (eds.). Magmatism in the Oceanic Basins. Geological Society，London，Special Publication，42(1):313 -345

Sun WD，Li SG，Chen YD and Li YJ. 2002. Timing of synorogenic granitoids in the South Qinling，central China:Constraints on the evolution of the Qinling-Dabie orogenic belt. The Journal of Geology，110(4):457 -468

Taylor SR and McLennan SM. 1985. The Continental Crust:Its Composition and Evolution. Oxford: Blackwell Scientific Publications，1 -312

Wang XX，Wang T，Jahn BM，Hu NG and Chen W. 2007. Tectonic significance of Late Triassic post-collisional lamprophyre dykes from the Qinling Mountains (China). Geological Magazine，144(5):837 -848

Yang K，Liu SW，Li QG，Wang ZQ，Han YG，Wu FH and Zhang F.2009. LA-ICP-MS Zircon U-Pb geochronology and geological significance of Zhashui granitoids and Dongjiangkou granitoids from Qinling，central China. Acta Scientiarum Naturalium Universitatis Pekinensis，45(5):841 -846 (in Chinese with English abstract)

Yin A and Nie S. 1996. A Phanerozoic palinspastic reconstruction of China and its neighboring regions. In:Yin A and Harrison M(eds.). The Tectonic Evolution of Asia. Cambridge:Cambridge University Press，442 -485

Zhang BR，Gao S，Zhang HF and Han JW. 2002. Geochemistry of the Qinling Orogenic Belt. Beijing:Science Press，1 -187 (in Chinese with English abstract)

Zhang CL，Wang T and Wang XX. 2008. Origin and tectonic setting of the Early Mesozoic granitoids in Qinling orogenic belt. Geological Journal of China Universities，14(3):304 -316 (in Chinese with English abstract)

Zhang GW，Dong YP and Yao AP. 1997. The crustal compositions，structures and tectonic evolution of the Qinling orogenic belt.Geology of Shaanxi，15(2):1 - 14 (in Chinese with English abstract)

Zhang GW，Zhang BR，Yuan XC and Xiao QH. 2001. Qinling Orogenic Belt and Continental Dynamics. Beijing:Science Press，1 -855 (in Chinese)

Zhang YZ，Weng JC，Chen L，Li HF，Lü WQ and Ma HY. 2010.Geological characteristic and ore prospecting for Zhuyuangou molybdenum deposit in Ruyang County，Henan Province. Geological Survey and Research，33(1):12 -18 (in Chinese with English abstract)

Zhao ZH. 1997. The Principles of Trace Element Geochemistry. Beijing:Science Press，1 -219 (in Chinese)

Zhou K，Ye HS，Mao JW，Qu WJ，Zhou SF，Meng F and Gao YL.2009. Geological characteristics and molybdenite Re-Os isotopic dating of Yuchiling porphyry Mo deposit in western Henan Province.Mineral Deposits，28(2):170 - 184 (in Chinese with English abstract)

Zhu LM，Ding ZJ，Yao SZ，Zhang GW，Song SG，Qu WJ，Guo B and Lee B. 2009. Ore-forming event and geodynamic setting of molybdenum deposit at Wenquan in Gansu Province，western Qinling. Chinese Science Bulletin，54(13):2309 -2324

Zhu XY，Wang RT，Wang DB，Chen EH，Qiu XP and Li JB. 2011.Pb，Zn，Au，Cu and Ag Deposits Metallogenic Model Research，and Prospecting Prediction in West Qinling Orogenic Belt. Beijing:Geological Publishing House，10 - 42 (in Chinese with English abstract)

附中文参考文献

陈衍景. 2010. 秦岭印支期构造背景、岩浆活动及成矿作用. 中国地质，37(4):854 -865

崔建堂，赵长缨，王炬川. 1999. 南秦岭东江口、柞水岩体岩石谱系单位划分及演化. 陕西地质，17(2):7 -15

弓虎军，朱赖民，孙博亚，李犇，郭波，王建其. 2009a. 南秦岭地体东江口花岗岩及其基性包体的锆石U-Pb 年龄和Hf 同位素组成. 岩石学报，25(11):3029 -3045

弓虎军，朱赖民，孙博亚，李犇，郭波. 2009b. 南秦岭沙河湾、曹坪和柞水岩体锆石U-Pb 年龄、Hf 同位素特征及其地质意义. 岩石学报，25(2):248 -264

李诺，陈衍景，张辉，赵太平，邓小华，王运，倪智勇. 2007. 东秦岭斑岩钼矿带的地质特征和成矿构造背景. 地学前缘，14(5):186 -198

李双庆，杨晓勇，屈文俊，陈福坤，孙卫东. 2010. 南秦岭宁陕地区月河坪夕卡岩型钼矿Re-Os 年龄和矿床学特征. 岩石学报，26(5):1479 -1486

刘树文，杨鹏涛，李秋根，王宗起，张万益，王伟. 2011. 秦岭中段印支期花岗质岩浆作用与造山过程. 吉林大学学报(地球科学版)，41(6):1928 -1943

卢欣祥，尉向东，肖庆辉，张宗清，李惠民，王卫. 1999. 秦岭环斑花岗岩的年代学研究及其意义. 高校地质学报，5(4):373-377

卢欣祥，于在平，冯有利，王义天，马维峰，崔海峰. 2002. 东秦岭深源浅成型花岗岩的成矿作用及其地质构造背景. 矿床地质，21(2):168 -178

路远发. 2004. GeoKit:一个用VBA 构建的地球化学工具软件包. 地球化学，33(5):459 -464

孟芳，叶会寿，周珂，高亚龙. 2012. 豫西老君山地区钼矿地质特征及辉钼矿Re-Os 同位素年龄. 矿床地质，31(3):480 -492

杨恺，刘树文，李秋根，王宗起，韩以贵，吴峰辉，张帆. 2009. 秦岭柞水岩体和东江口岩体的锆石U-Pb 年代学及其意义. 北京大学学报(自然科学版)，45(5):841 -846

张本仁，高山，张宏飞，韩吟文. 2002. 秦岭造山带地球化学. 北京:科学出版社，1 -187

张成立，王涛，王晓霞. 2008. 秦岭造山带早中生代花岗岩成因及其构造环境. 高校地质学报，14(3):304 -316

张国伟，董云鹏，姚安平. 1997. 秦岭造山带基本组成与结构及其构造演化. 陕西地质，15(2):1 -14

张国伟，张本仁，袁学城，肖庆辉. 2001. 秦岭造山带与大陆动力学. 北京:科学出版社，1 -855

张云政，瓮纪昌，陈雷，李红法，吕伟庆，马红义. 2010. 汝阳竹园沟钼矿床地质特征及找矿方向. 地质调查与研究，33(1):12-18

赵振华. 1997. 微量元素地球化学原理. 北京:科学出版社，1 -219

周珂，叶会寿，毛景文，屈文俊，周树峰，孟芳，高亚龙. 2009. 豫西鱼池岭斑岩型钼矿床地质特征及其辉钼矿铼-锇同位素年龄. 矿床地质，28(2):170 -184

祝新友，王瑞廷，汪东波，陈二虎，邱小平，李剑斌. 2011. 西秦岭铅锌金铜银矿床成矿模式研究及找矿预测. 北京:地质出版社，10 -42