小秦岭东桐峪金矿Q8501脉锆石U-Pb年龄及其地质意义

张国瑞,徐九华,林龙华, ,魏 浩,吴晓贵,惠德锋

(1.北京科技大学 资源工程系,北京 100083;2.中国五矿集团公司,北京 100010;3.潼关中金黄金矿业有限责任公司,陕西 潼关714300)

0 引言

华北陆块南缘的小秦岭金矿田,赋矿围岩主要是太华群变质岩系。过去多数文献将太华群归入新太古界(王亨治,1987;林宝钦等,1989;晁援和卫旭晨,1989;黎世美等,1996),但近年来的锆石 U-Pb定年结果表明太华群可分为新太古界和古元古界两部分,太华群黑云斜长片麻岩中的锆石特征及U-Pb年龄分析结果显示,小秦岭地区的太华群在~1.91 Ga经历了一期重要的变质热事件(时毓等,2011)。小秦岭地区花岗片麻岩、花岗伟晶岩中锆石及含金石英脉中残留锆石U-Pb年龄分别为2462 Ma、1955 Ma和 1995 Ma,代表了第一期和第二期变质作用的年龄(李厚民等,2007a)。空间上与金成矿有关的二长花岗岩体中岩浆锆石的U-Pb年龄为135 Ma(文峪岩体)和139 Ma(娘娘山岩体)(高昕宇等,2012)。

小秦岭地区金矿床属陆陆(华北与扬子板块)碰撞造山过程中形成的造山型金矿(陈衍景,2006;蒋少涌等,2009),金成矿时代是关注的热题。李华芹等(1993)获得脉石英包裹体Rb-Sr等时线年龄161 Ma;徐启东等(1998)获得东闯金矿V507的I阶段石英脉旁绢云母 Ar-Ar年龄 132 Ma;王义天等(2002)得到Q875矿化糜棱岩黑云母的40Ar-39Ar年龄126~128 Ma。但是,薛良伟等(1999)得到铜沟 303号脉包裹体Rb-Sr、40Ar-39Ar年龄为 2005~2382 Ma;卢欣祥等(2004)获得金洞岔9号脉锆石U-Pb年龄1812 Ma、661 Ma、511 Ma,认为不是成矿年龄。在辉钼矿Re-Os同位素定年方面,主要进展有大湖金(钼)矿床S35号脉辉钼矿Re-Os模式年龄223.0~232.9 Ma及泉家峪金钼矿 129.1~130.8 Ma(李厚民等,2007b)、S35号脉的另一组数据 215.4~255.6 Ma(李诺等,2008)、马家洼金钼矿等时线年龄232 Ma(王义天等,2010)。强山峰等(2013)应用LA-ICP-MS方法获得秦南金矿床13颗热液独居石的U-Th-Pb加权平均年龄分别为120.9 Ma和122.6 Ma。这些数据表明小秦岭地区金矿存在多期的成矿作用,主要发生在燕山期和印支期。至于更早期的成矿作用是否存在,仍然是一个争议的论题。

东桐峪金矿 Q8501石英脉样品中存在大量锆石,本文对其进行了锆石微区U-Pb定年研究和微量元素特征分析,探讨了锆石的成因和U-Pb年龄的地质意义。

1 地质概况

小秦岭金矿田是我国仅次于胶东半岛的金成矿省,位于华北克拉通古元古代中部造山带的南端(Yu et al.,2013)。矿田南北以小河断裂(山后边界断裂)和太要断裂(山前边界断裂)为界,构成轴向东西的狭长地带(图1)。已发现含金石英脉1000余条,金储量超过500吨(Mao et al.,2002;毕诗健等,2011)。区内出露地层主要是太华群,位于小秦岭古老隆起中心部位。太华群下部原岩为镁铁质火山熔岩,主要由斜长角闪岩和角闪斜长片麻岩组成,顶部有少量黑云变粒岩呈层状、条带状和透镜状分布,该层是含金石英脉分布的最主要层位,东桐峪、文峪、东闯、杨砦峪和金铜岔等著名金矿均产于其中。中生代侵入岩自西至东依次为华山、文峪和娘娘山黑云母二长花岗岩体,其出露面积分别为130 km2、65 km2和33 km2。矿田内绝大部分金矿床围绕文峪岩体分布,燕山期岩浆活动对金成矿有重要控制作用。

图1 小秦岭金矿田区域地质及主要金矿分布略图(据王亨治,1987;黎世美等,1996综合修编)Fig.1 Sketch geologic map and distribution of the gold deposits of the Xiaoqinling area

东桐峪金矿位于陕西省潼关县境内,是小秦岭矿田内主要的大型金矿之一。矿区内断裂构造发育,控制着含金石英脉的分布。区内发现金品位大于1.0×10–6矿脉近 40条,绝大多数为东西向和北东向构造。主矿脉 Q8号矿脉走向 60°~90°,倾向南,长度为4430 m;Q12号矿脉走向50°,倾向SE,长度为1546 m。Q12与Q8在矿区中部呈“X”相交。Q8501(Q10)号脉走向东西,倾向南,长约2000 m。矿脉内相间出现石英脉和糜棱岩,石英脉在构造带内断续分布,长7~280 m,厚0.05~3.0 m。在含矿构造带内,金矿体走向和倾向上具有膨胀、收缩、尖灭再现和矿化中心有等距分布特点。Q8脉矿体还有明显侧伏规律。

矿脉两侧围岩蚀变的主要类型有:绢云母化、硅化、黄铁矿化、碳酸盐化(包括铁白云石化和方解石化)、绿泥石化、绿帘石化、黝帘石化和黑云母化。按剪切带构造岩发育程度和蚀变岩矿物组合特点可分出以下几带:(1)原岩带(0带):包括斜长角闪岩/斜长角闪片麻岩等(A 类)和混合岩/黑云斜长片麻岩等(B类);(2)弱蚀变带(Ⅰ带):该带 A类岩石中的角闪石,开始被绿帘石、绿泥石交代,斜长石出现黝帘石化。B类岩石中,更长石开始被绢云母交代,黑云母被绿泥石交代;(3)强蚀变带(Ⅱ带):该带出现强烈的碳酸盐化,主要为铁白云石化,次为方解石化。在强烈挤压地段,表现为绿泥石化、绿帘石化糜棱岩、糜棱片岩,残留斜长石或微斜长石碎斑。绢云母化、硅化、黄铁矿化大量发育。局部地段角闪石产生黑云母化,继而为绿泥石化取代;(4)黄铁绢英岩带(Ⅲ带):最靠近断裂带(韧性剪切带)。其特征可分两种情况:①在强烈挤压地段,糜棱岩发育,热液蚀变叠加在构造形变之上。表现为碎基的强烈绢云母化、细粒石英化、碳酸盐化及眼球状石英透镜体内微裂缝的动力重结晶。与Ⅱ带中的糜棱岩比较,黑云母、绿泥石、铁白云石等中期蚀变矿物减少乃至消失,斜长石、微斜长石碎斑不复存在;②在构造活动较弱地段,常发育黄铁绢英岩,碳酸盐、绿泥石等矿物逐渐消失,为绢云母、石英、黄铁矿组合代替。该带的共同特征是黄铁绢英岩化强烈。

与文峪–东闯金矿相似(Xu et al.,1998),东桐峪金矿的热液成矿期可分四个构造–成矿阶段:Ⅰ.黄铁矿–白色石英阶段:在压扭性断裂的引张地段形成乳白色石英 Q,含少量浸染状黄铁矿(图2a、2b);Ⅱ.金–灰色石英–黄铁矿阶段:主要形成粗–细粒黄铁矿(PyⅡ),充填在石英脉内再次张开的裂隙中,呈单矿物条带沿石英脉顶、底板或脉中再次张开裂隙分布(图2b、2c),或直接充填在糜棱岩带中,有少量灰白色石英伴生。本阶段含金较富,为金的主矿化阶段之一。Ⅲ.金–石英–多金属硫化物阶段:形成较多的黄铜矿、闪锌矿、方铅矿等硫化物,在其富集地段常见早阶段白色石英呈角砾被胶结(图2d)。晚期亦生成透明度较好的石英,有时在晶洞中呈晶簇出现。本阶段也是重要的金矿化阶段。Ⅳ.石英–碳酸盐阶段:主要形成细粒石英和方解石,呈细脉状穿插早期矿物组合,基本不含矿。

2 样品特征和实验方法

2.1 样品特征

研究样品 TY054采自东桐峪金矿 Q8501号脉1300 m 标高,地理坐标 N34°26′19.5″,E110°21′31.6″。Q8501号脉是东桐峪金矿的主矿脉之一,总体呈近EW 向分布,倾向 170°~185°,倾角 35°~63°。矿脉延长1200 m,延深大于650 m,厚度0.5~4.3 m,富金石英脉多分布在西侧偏上部,贫金石英脉多分布在东侧偏下部位。Q8501号脉的Ⅱ、Ⅲ阶段硫化物都较发育,井下常见黄铜矿、闪锌矿呈单矿物细脉充填于早期白色石英脉中。Q8501脉含金石英脉的近矿围岩为太华群大月坪组变质岩系,主要岩性为角闪斜长片麻岩和混合岩。样品TY054为出露地表的褐铁矿化石英脉(图2a),厚30 cm左右,褐铁矿为Ⅱ阶段黄铁矿细脉氧化后的产物,呈细脉–网脉状分布于第Ⅰ阶段形成的白色石英脉中。上下盘围岩为硅化的斜长片麻岩。镜下观察表明,主要矿物有斜长石、微斜长石、角闪石和石英等。斜长石表面绢云母化、黝帘石化强,但聚片双晶可见,An=27%~28%,属更长石,含量约50%;微斜长石格状双晶发育,含量 20%;角闪石多已蚀变,闪石式解理仍可见,含量18%;石英为热液蚀变产物,不规则状、穿孔状交代斜长石、微斜长石和角闪石等矿物;副矿物主要为锆石,多产于斜长石的边缘或粒间(图3a),或被包围于热液石英内(图3b),或产于已蚀变的角闪石粒间(图3c)。石英脉和近矿蚀变围岩中的锆石,形态多为浑圆粒状、椭圆粒状、长圆粒状或不规则状(图3d、3e、3f),与岩浆锆石的四方双锥或复四方双锥锥面、柱面发育的特点不同,无分带结构现象。均表现为变质成因的典型特征(简平等,2001;吴元保和郑永飞,2004),石英脉样品中没有发现热液锆石,锆石中常见固体包裹体和次生的流体包裹体,可能是从围岩中捕获的(图3f、3g)。

图2 东桐峪金矿床构造–成矿阶段野外特征Fig.2 Characteristics of structure-mineralizing stages in the Dongtongyu gold deposit

2.2 实验方法

锆石的挑选由河北省区域地质矿产调查研究院完成。首先在双目显微镜挑选锆石颗粒,将其粘在双面胶上,用环氧树脂和固化剂配制的胶固定,高度抛光至锆石颗粒大约一半的厚度。为了区分锆石类型和分析锆石内部结构,在西北大学扫描电子显微镜实验室进行锆石阴极发光图像照相(CL)。根据CL图像,并结合锆石的反射光和透射光图像,避开其内部的裂隙和包裹体,选择用于锆石微区定年的锆石颗粒和位置。

图3 Q8501脉旁蚀变片麻岩及热液石英中的锆石特征Fig.3 Characteristics of zircons in the altered gneiss and hydrothermal quartz near to vein Q8501

LA-ICP-MS 锆石U-Pb同位素测年在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。锆石 U-Pb 定年所用仪器及具体参数见柳小明等(2007)和 Yuan et al.(2008)。年龄测定时的激光束斑直径控制在30 μm,激光剥蚀深度控制在 20~40 μm,采用标准锆石91500作为标样,锆石中微量元素含量分析以 Si作为内标元素,以 NIST610作为标准参考物质,每测定5个样品点测定一个锆石91500 和一个NIST610。数据处理采用 GLITTER (ver 4.0)程序,采用Andersen (2002)方法对处理结果进行普通铅校正,样品的加权平均年龄计算及谐和图的绘制采用ISOPLOT ver 3.7(Ludwig,2008)。分析及计算误差均为 1σ。

3 测试结果与年代学研究

3.1 锆石CL图像特征

样品TY054中的锆石CL图像显示,大多数锆石颗粒呈半自形–它形(图4)。且大多数锆石具有均一的深色区域(图4a中18号、22号锆石);图4b中1号、20号锆石具有深色和浅色两种区域,可能是由于锆石在变质作用过程中 U含量不同所导致(李长民,2009);锆石明显不同于岩浆成因的柱状+锥形的紧闭振荡环带构造(时毓等,2009,2011)。有的锆石颗粒虽具柱状、长柱状外形,但其晶棱已变得圆滑,这些锆石可能是在长柱状岩浆锆石的基础上形成的重结晶或增生的变质锆石(Buick et al.,1995;Rizvanova et al.,2000;Geisler et al.,2001),表明它们是在变质作用过程中形成的(吴元保和郑永飞,2004)。而变质重结晶锆石常为自形到半自形,外形与原岩岩浆锆石环带形状相似(李长民,2009),图4中有些变质锆石边部均匀切割原岩锆石,核部隐约可见振荡环带残留(如图4a中5,22等),因此,从锆石的形态看,图4中大部分可能为变质重结晶锆石,而一些干净无分带的锆石可能为变质新生锆石(如图4c中2,3等)。

3.2 锆石稀土元素特征

根据207Pb/206Pb表观年龄结果,Q8501脉石英中锆石可分为4组。锆石的稀土元素分析结果见表1。ΣREE=106.44~1568.47 μg/g;重 稀 土 明 显 富 集(LREE/HREE=0.02~0.14,图5);具明显的Ce正异常(δCe=5.6~96.3),和 Eu 负异常(δEu=0.04~0.77)。锆石的稀土元素配分模式图与 Rubatto (2002)描述的深熔变质锆石和变质石英脉中锆石的稀土元素组成特征非常相似,详见后面讨论。

3.3 锆石U-Pb年龄

本次实验共对22粒锆石进行了U-Pb微区定年,测试结果见表2。根据207Pb/206Pb表观年龄可分为4组:第1组10颗锆石207Pb/206Pb=1776~1877 Ma,加权平均年龄为1810±17 Ma,MSWD=0.57;第2组6颗锆石207Pb/206Pb=1899~1922 Ma,加权平均年龄为1910±11 Ma,MSWD=0.52)。这些测点都分布在U-Pb年龄谐和曲线上或其附近(图6),其显示了很好的谐和性(图6)。第 3组和第 4组锆石的年龄明显比第 1、2组的年龄大,其范围为分别为2008~2071 Ma(第 3组4颗锆石);2196~2250 Ma(第4组2颗锆石)。

4 讨论

4.1 锆石成因

确定含金石英脉中捕获的锆石成因,对于解释锆石U-Pb年龄的地质意义至关重要。上述锆石的岩相学和 CL图像特征表明,Q8501脉中单矿物锆石具有 HREE相对亏损和明显 Eu负异常的特征(Whitehouse and Platt,2003;吴元保和郑永飞,2004)。但在角闪岩相变质条件下,石榴石不能稳定存在,而长石类矿物可稳定存在,使角闪岩相变质增生锆石具有HREE相对富集和Eu负异常明显的特征(Hermann et al.,2001;吴元保和郑永飞,2004)。就热液锆石而言,稀土元素特征具有 ΣREE高、但LREE相对富集、弱的Ce正异常等特征(Hanchar and Westrenen,2007)。从Q8501脉锆石的稀土元素组成总体特征看,可以排除热液和岩浆成因,第 1、2组可能为变质锆石,而第3、4组可能为继承锆石。

图4 Q8501脉石英中锆石CL图像Fig.4 CL images of zircons from the quartz vein Q8501

?

图5 Q8501脉石英中锆石稀土元素球粒陨石标准化配分模式图(样品号TY054)Fig.5 Chondrite–normalized REE patterns of zircons in the quartz vein Q8501

表2 Q8501脉石英中LA-ICP-MS锆石微区定年U-Pb年龄分析结果Table 2 LA-ICP-MS zircon U-Pb results for the quartz vein Q8501

图6 Q8501脉石英中LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄谐和图Fig.6 Concordia diagrams of zircons from the quartz vein Q8501

Th/U比值可作为区分岩浆锆石与变质锆石的依据之一,低于麻粒岩相变质条件下形成的锆石具有很低的Th/U比值(Hirdes and Davis,2002)。上述第1组锆石的Th/U比值范围0.12~0.56(表3),平均0.30;第 2组 0.28~2.44,平均 0.87;第 3、4组0.71~1.32。一般认为,岩浆锆石的Th、U含量较高,Th/U 比值较大(一般>0.4),但通常 Th/U 比值接近 1(Geisler et al.,2001,2003)。变质锆石的Th、U含量低,Th/U比值小(一般<0.1)(Hermann et al.,2001;李长民,2009),Q8501石英脉中,特别是第1组的锆石Th/U比值较小,符合变质锆石的特点。

表3 Q8501石英脉中锆石的普通铅含量(%)及Th/U、Nb/Ta比值Table 3 Common lead concentrations of zircons from the gold-bearing vein Q8501

Nb、Ta含量及Nb/Ta 比值也是区分岩浆锆石与变质锆石的很好指标,变质锆石的 Nb、Ta含量及Nb/Ta比值均低于岩浆锆石。例如,大别山地区岩浆锆石的Nb/Ta比值1.0~4.6,变质锆石的Nb/Ta比值0.3~1.3(李长民,2009)。本文研究的四组锆石Nb/Ta比值分别为0.08~0.18,0.06~0.31,0.21~0.25和0.19~0.24(表3),均很低,反映了变质锆石特点。

另外,锆石的普通铅含量可作为锆石区分的重要依据之一,热液锆石往往富集普通铅(Watson et al.,1997;李秋立等,2004;毕诗健等,2008),如胶东乳山金矿中热液锆石206Pb含量为2.0%~15.3% (胡芳芳等,2004)。本次获得22粒锆石微区的206Pb含量较低(表 3),第 1组 10颗锆石中2颗为 0.0%,其余8颗为1.27%~6.53%,其他3组的206Pb含量均为0.0%,不具有热液锆石普通铅含量较高的特点。

综上所述,Q8501脉中的锆石Th/U变化大,δCe高和 HREE富集等特征,说明大部分锆石为变质锆石,可能为变质重结晶成因(吴元保和郑永飞 2004;李长民,2009),是石英脉形成时从脉侧蚀变片麻岩中捕获的。

4.2 锆石U-Pb年龄地质意义

小秦岭地区经历了三次大规模的深源物质贯入,其中前两次为区域变质–重熔混合岩化作用(黎世美等,1996)。

第一期为新太古代花岗–绿岩带形成时期(阜平期),代表性的年龄数据有:太华岩群的锆石 U-Pb年龄2411 Ma(胡受奚等,1989),角闪斜长片麻岩的Rb-Sr等时线年龄 2549 Ma(黎世美等,1996)或2500~2217 Ma(胡受奚等,1989),角闪斜长片麻岩的角闪石40Ar/39Ar坪年龄2372 Ma和等时线年龄2349 Ma (倪志耀等,2003),以及花岗片麻岩中锆石的变质成因“幔”的SHRIMP U-Pb年龄2400~2600 Ma(李厚民等,2007a)。最近Yu et al.(2013)的LA-ICP-MS研究获得太华群花岗质片麻岩中锆石 U-Pb年龄2346±28 Ma和侵入太华群的小河花岗岩锆石 U-Pb年龄 2328±14 Ma。

第二期变质事件大约为五台–中岳期(黎世美等,1996),小秦岭边界韧性剪切带在此时期形成。该时期主要的年龄数据有:遭受混合岩化的角闪斜长片麻岩Rb-Sr等时线年龄2030~1935 Ma和伟晶岩的锆石U-Pb年龄1975 Ma(胡受奚等,1989),花岗伟晶岩中岩浆锆石的U-Pb年龄1955 Ma(李厚民等,2007a),太华群黑云斜长片麻岩中的锆石207Pb/206Pb年龄加权平均值1909 Ma(时毓等,2011)。这些数据表明,在2030~1900 Ma左右小秦岭地区又经历了一期重要的变质热事件,这一事件与 Columbia 超大陆拼合时的全球性碰撞造山事件(2100~1800 Ma)有关。本次对东桐峪金矿Q8501脉早阶段石英中捕获的变质锆石研究获得第 2组207Pb/206Pb表观年龄为 1899~1922 Ma,加权平均年龄为 1910±11 Ma,与时毓等(2011)的数据一致。李厚民等(2007a)也获得大湖金矿S35号含金石英脉中残留锆石U-Pb年龄1995 Ma,并认为该脉没有大量热液锆石的形成,其年龄代表了小秦岭地区第二期变质作用的年龄。因此,本文得到的东桐峪金矿Q8501脉中捕获的第2组变质锆石也反映了古元古代末的一次区域变质事件。

本文得到的Q8501脉第1组207Pb/206Pb表观年龄1776~1877 Ma,加权平均年龄1810±17 Ma,其很可能是石英脉捕获了代表华北克拉通中部造山带与碰撞后伸展作用有关的变质锆石。小秦岭金洞岔、枪马峪等地侵位于太华群变质岩中的4件辉绿岩墙样品的 SHRIMP锆石 U-Pb谐和年龄分别 1827、1848、1851和1839 Ma(王团华等,2008),侵位于燕山期文峪花岗岩中的斜闪煌岩的锆石207Pb/206Pb年龄也在1805~1860 Ma(15颗锆石),作者认为这些锆石为继承锆石。毕诗健等(2011)获得东闯金矿基性脉岩中锆石 U-Pb年龄的207Pb/206Pb表观年龄 1811~1839 Ma(6颗锆石),加权平均年龄为 1822±16 Ma,从论文的描述看可能也是变质继承锆石。小秦岭地区大量产出的这类基性脉岩多被含金石英脉穿插,所以基性岩脉中 1811~1839 Ma的继承锆石也可被石英脉捕获。

本文获得的第3组和第4组锆石的U-Pb年龄分别为2008~2071 Ma(4颗锆石)和2196~2250 Ma,这些锆石推测可能为捕获自太华群地层中更老的继承锆石。

虽然在含金石英脉中没有找到热液锆石,无法确定 Q8501脉形成的确切年代,但可以借鉴近年来Re-Os、Ar-Ar年龄等研究成果来说明含金石英脉的形成演化历史。目前,关于成矿年龄的40Ar-39Ar年龄数据主要有东闯V507的Ⅱ阶段蚀变岩绢云母132 Ma(徐启东等,1998)、文峪岩体东南Q875矿化糜棱岩黑云母 126~128 Ma(王义天等,2002),以及东闯V507号脉Ⅰ阶段石英Ar-Ar坪年龄142.9±2.9 Ma、Ⅱ阶段绢云母 Ar-Ar坪年龄 132.2±2.6 Ma、Ⅲ阶段石英Ar-Ar坪年龄128.3±6.2 Ma(李强之等,2002)。辉钼矿 Re-Os年龄相对大一些,包括大湖金(钼)矿床 S35号脉 223.0~232.9 Ma(李厚民等,2007b)和215.4~255.6 Ma(李诺等,2008)、马家洼 232 Ma(王义天等,2010),但也有较年轻的,如泉家峪金钼矿129.1~130.8 Ma(李厚民等,2007b)。根据辉钼矿常呈薄膜状、团块状等产于脉石英裂隙中的特点,可认为钼矿化是晚于石英脉主体形成的热液事件。石英脉作为矿化的载体,至少在 256 Ma前已经形成了。陆松年等(转引自卢欣祥等,2004)曾在1997年对金洞岔 9号脉石英中锆石进行了 U-Pb年龄研究,其中2颗锆石的年龄为661±17 Ma和511.1±1.2 Ma。由于石英脉穿切了 U-Pb年龄为498.7±7.5 Ma的辉长辉绿岩脉,所以石英脉中锆石年龄不能看做成矿年龄,所以早阶段白色石英脉形成年龄应该在498.7 Ma之后。小秦岭含金石英脉的形成可能跨越了很长的地质年代,金(钼)矿化主要发生在中生代,而载体石英脉有些可能在古生代就形成了。

5 结论

(1) Q8501脉石英中锆石的岩相学、CL图像特征表明,其类型应该为变质成因。这些锆石具有很低的 LREE/HREE(0.02~0.14),表现为陡直的重稀土富集模型;显著的Ce正异常(δCe=5.6~96.3)和Eu负异常(δEu=0.04~0.77);大部分锆石的Th/U比值较小,特别是第1组的Th/U为0.14~0.56,平均0.30;Nb/Ta比值很小(0.06~0.31),普通铅含量也很低。因此,锆石的形态、内部结构和微量元素特征均表明其成因属变质锆石,是石英脉形成过程从脉侧蚀变片麻岩中捕获的。

(2) LA-ICP-MS锆石微区定年U-Pb年龄分析表明,Q8501脉第1组锆石207Pb/206Pb表观年龄1776~ 1877 Ma,U-Pb加权平均年龄1810±17 Ma,其地质意义是石英脉中捕获了代表华北克拉通中部造山带与碰撞后伸展作用有关的变质锆石;第 2组锆石207Pb/206Pb表观年龄 1899~1922 Ma,加权平均年龄为1910±11 Ma,这些锆石纪录了小秦岭地区相当于五台–中岳期的第二期区域变质事件。而含金石英脉的形成可能跨越了很长的地质年代,金(钼)矿化主要发生在中生代,载体石英脉有些可能在古生代就形成了。

致谢:野外工作得到东桐峪金矿地质技术人员的支持,锆石U-Pb年龄测试得到西北大学柳小明、弓化栋的协助,审稿专家和责任编辑提出了十分宝贵的意见,在此一并表示衷心感谢！

毕诗健,李建威,李占轲.2011.华北克拉通南缘小秦岭金矿区基性脉岩时代及地质意义.地球科学——中国地质大学学报,36(1):17–32.

毕诗健,李建威,赵新福.2008.热液锆石U-Pb定年与石英脉型金矿成矿时代:评述与展望.地质科技情报,27(1):69–76.

晁援,卫旭晨.1989.陕西小秦岭金矿控矿条件及脉体评价标志 // 中国金矿主要类型区域成矿条件文集(3).北京:地质出版社:87–140.

陈衍景.2006.造山型矿床、成矿模式及找矿潜力.中国地质,33(6):1181–1196.

高昕宇,赵太平,高剑峰,薛良伟,原振雷.2012.华北陆块南缘小秦岭地区早白垩世埃达克质花岗岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄、Hf同位素和元素地球化学特征.地球化学,41(4):303–325.

胡芳芳,范宏瑞,杨进辉,万渝生,刘敦一,翟明国,金成伟.2004.胶东乳山含金石英脉型金矿的成矿年龄:热液锆石SHRIMP 法U-Pb 测定.科学通报,49(12):1191–1198.

胡受奚,郭继春,卢欣祥.1989.东秦岭与华南加里东褶皱带原地–准原地改造型花岗岩特征.岩石学报,2(1):49–58.

简平,程裕淇,刘敦一.2001.变质锆石成因的岩相学研究–高级变质岩U-Pb年龄解释的基本依据.地学前缘,8(3):183–191.

蒋少涌,戴宝章,姜耀辉,赵海香,候明兰.2009.胶东和小秦岭:两类不同构造环境中的造山型金矿省.岩石学报,25(21):2727–2738.

李长民.2009.锆石成因矿物学与锆石微区定年综述.地质调查与研究,33(3):161–173.

李厚民,陈毓川,王登红,叶会寿,王彦斌,张长青,代军治.2007a.小秦岭变质岩及脉体锆石SHRIMP U-Pb年龄及其地质意义.岩石学报,23(10):2504–2512.

李厚民,叶会寿,毛景文,王登红,陈毓川,屈文俊,杜安道.2007b.小秦岭金(钼)矿床辉钼矿铼–锇定年及其地质意义.矿床地质,26(4):417–424.

李华芹,刘家齐,魏林.1993.热液金矿床流体包裹体年

代学研究和地质应用.北京:地质出版社:92–105.李诺,孙亚莉,李晶,薛良伟,李文博.2008.小秦岭大湖金钼矿床辉钼矿铼锇同位素年龄及印支期成矿事件.岩石学报,24(4):810–816.

李强之,陈衍景,钟增球,李文良,李绍影,郭晓东,金宝义.2002.小秦岭东闯金矿成矿作用的40Ar/39Ar年代学研究.地质论评,48(s):122–126.

李秋立,李曙光,侯振辉,洪吉安,杨蔚.2004.青龙山榴辉岩高压变质新生锆石SHRIMP U-Pb定年、微量元素及矿物包裹体研究.科学通报,49(22):2329–2334.

黎世美,瞿伦全,苏振邦,黄建军,王小生,岳铮.1996.小秦岭金矿地质和成矿预测.北京:地质出版社:39–53.

林宝钦,陶铁镛,李广远,柏青,张哲.1989.豫陕小秦岭地区太古宙主要含金地层地质特征研究 // 中国金矿主要类型区域成矿条件文集.北京:地质出版社:1–46.

柳小明,高山,第五春容,袁洪林,胡兆初.2007.单颗粒锆石的20 μm小斑束原位微区LA-ICP-MS U-Pb年龄和微量元素的同时测定.科学通报,52(2):228–235.

卢欣祥,尉向东,董有,于在平,常秋玲,张冠山,刘树林,叶安旺,索天元,晋建平.2004.小秦岭–熊耳山地区金矿特征与地幔流体.北京:地质出版社:9–16,106–119.

倪志耀,王仁民,童英,杨淳,戴潼谟.2003.河南洛宁太华岩群斜长角闪岩的锆石207Pb/206Pb和角闪石40Ar/39Ar年龄.地质论评,49(4):361–366.

强山峰,毕诗健,邓晓东,郭连巧,李建威.2013.豫西小秦岭地区秦南金矿床热液独居石U-Th-Pb定年及其地质意义.地球科学——中国地质大学学报,38(1):43–56.

时毓,于津海,徐夕生,邱检生,陈立辉.2009.秦岭造山带东段秦岭岩群的年代学和地球化学研究.岩石学报,25( 10):2651–2670.

时毓,于津海,徐夕生,唐红峰,邱检生,陈立辉.2011.陕西小秦岭地区太华群的锆石U-Pb年龄和Hf 同位素组成.岩石学报,27( 10):3095–3108.

王亨治.1987.小秦岭金矿田地质特征及矿床成因.矿床地质,6(1):57–67.

王团华,毛景文,王彦斌.2008.熊耳山地区岩墙锆石SHRIMP年代学研究——秦岭造山带岩石圈拆沉的证据.岩石学报,24(6):1273–1287.

王义天,毛景文,卢欣祥,叶安旺.2002.河南小秦岭金矿区Q875脉中深部矿化蚀变岩的40Ar-39Ar年龄及其意义.科学通报,47(18):1427–1431.

王义天,叶会寿,叶安旺,李永革,帅勇,张长青,代军治.2010.小秦岭北缘马家洼石英脉型金钼矿床的辉钼矿Re-Os年龄及其意义.地学前缘,17(2):140–145.

吴元保,郑永飞.2004.锆石成因矿物学研究及其对U-Pb年龄解释的制约.科学通报,49(16):1589–1604.

徐启东,钟增球,周汉文,杨发城,唐学超.1998.豫西小秦岭金矿区的一组40Ar/39Ar定年数据.地质论评,44(3):323–327.

薛良伟,庞继群,王祥国,周长命.1999.小秦岭303号石英脉流体包裹体Rb-Sr、40Ar-39Ar成矿年龄测定.地球化学,28(5):473–478.

Andersen T.2002.Correction of common lead in U-Pb analyses that do not report204Pb.Chemical Geology,192:59–79.

Buick R,Thornett J R,Naughton N J,Smith J B,Barley M E and Savage M.1995.Record of emergent continental crust similar to 3.5 billion years ago in the Pilbara craton of Australia.Nature,375:574–575.

Geisler T,Rashwan A A and Rahn M K W.2003.Low-temperature hydrothermal alteration of natural metamict zircons from the Eastern Desert,Egypt.Mineralogical Magazine,67(3):485–507.

Geisler T,Ulonska M,Schleicher H,Pidgeon R T and Bronswijk W.2001.Leaching and differential recrystallization of metamict zircon under experimental hydrothermal conditions.Contributions to Mineralogy and Petrology,141:53–65.

Hanchar J M and Westrenen W V.2007.Rare earth element behavior in zircon-melt systems.Elements,3(1):37–42.

Hermann J,Rubatto D and Korsakov A.2001.Multiple zircon growth during fast exhumation of diamondiferous,deeply subducted continental crust (Kokchetav Massif,Kazakhstan).Contributions to Mineralogy and Petrology,141:66–82.

Hirdes W and Davis D W.2002.U-Pb zircon and rutile metamorphic ages of Dahomeyan garnet-hornblende gneiss in southeastern Ghana,West Africa.Journal of African Earth Sciences,35:445–449.

Ludwig K R.2008.User’s manual for Isoplot 3.70.Berkeley Geochrology Center Special Publication:4:1–76.

Mao J W,Goldfarb R J,Zhang Z W,Xu W X,Qiu Y M and Deng J.2002.Gold depsosits in the Xiaoqinling-Xiong’ershan region,Qinling Mountains,Central China.Mineralium Deposita,37(3–4):306–325.

Rizvanova N G,Lenchenkov O A,Belous A E,Bezmen N I,Maslenikov A V,Komarov A N,Makeev A F and Levskiy L K.2000.Zircon reaction and stability of the U-Pb isotope system during the interaction with carbonate fluid:Experimental hydrothermal study.Contributions to Mineralogy and Petrology,139:101–134.

Rubatto D.2002.Zircon trace element geochemistry:Partitioning with garnet and the link between U-Pb ages and metamorphism.Chemical Geology,184:123–138.

Taylor S R and Mclennan S M.1985.The continental crust:Its composition and evolution.London:Blackwell:57–72.

Watson E B,Chemiak D J,Hanchar J M,Harrison T M and Wark D A.1997.The incorporation of Pb into zircon.Chemical Geology,141(1–2):19–31.

Whitehouse M J and Platt J P.2003.Dating high-grade metamorphismconstraints from rare-earth elements in zircon and garnet.Contributions to Mineralogy and Petrology,145:61–74.

Xu J H,Xie Y L,Jiang N and Bie F L.1998.Minerological,fluid inclusions,and stable isotope study of Wenyu-Dongchuang gold deposits in the Xiaoqinling Mt.area,west Henan,China.Exploration and Minning Geology,7(4):321–332.

Yu X Q,Liu J L,Li C L,Chen S Q and Dai Y P.2013.Zircon U-Pb dating and Hf isotope analysis on the Taihua Complex:Constraints on the formation and evolution of the Trans-North China Orogen.Precambrian Research,230:31–44.

Yuan H L,Gao S,Dai M N,Zong C L,Güntherc D,Fontainec G H,Liu X M and Diwu C R.2008.Simultaneous determinations of U-Pb age,Hf isotopes and trace element compositions of zircon by excimer laser-ablation quadrupole and multiple-collector ICP-MS.Chemical Geology,247:100–117.