陜西西溝鉬礦床輝鉬礦Re-Os 年代學和同位素地球化學特征及其地質意義*

杜芷葳，葉會壽，毛景文，孟 芳，曹 晶，王 鵬，魏 征，丁建華

（1中國地質大學地球科學與資源學院，北京 100083；2中國地質科學院礦產資源研究所自然資源部成礦作用與資源評價重點實驗室，北京 100037；3中國地質大學珠寶學院，北京 100083）

東秦嶺地區是中國主要的鉬礦化集中區，已查明的鉬礦資源儲量達900萬噸以上，為中國乃至全球最大的鉬礦帶（Mao et al.,2011）。迄今為止發現了許多大中型鉬礦床，主要有金堆城鉬礦、黃龍鋪鉬礦、大石溝鉬礦、石家灣鉬礦、雷門溝鉬礦、東溝鉬礦、南泥湖鉬礦、石寶溝鉬礦、魚池嶺鉬礦等（朱廣彬等，2005；李永峰等，2006；焦建剛等，2009；2010a；2010b；陳衍景，2010；張娟等，2013；李金寶等，2013；葉會壽等，2006a；2006b）。東秦嶺地區鉬礦床的成礦時代大致可以分為三疊世（230～210 Ma）、晚侏羅世—早白堊世（145～140 Ma）、早白堊世（132～110 Ma）3期，其中,三疊紀鉬礦床以石英方解石碳酸巖型脈狀礦床為主，侏羅紀—白堊紀鉬礦床以斑巖和矽卡巖型鉬礦床為主。

陜西黃龍鋪地區發育有黃龍鋪碳酸巖型鉬礦床、金堆城和石家灣斑巖型鉬礦床等，已對它們開展了礦床地質特征、礦床地球化學、成礦背景、礦床成因等研究，取得了一系列的成果（許成等,2009；宋文磊等,2009；趙海杰等，2010；李洪英等，2016），對找礦勘查起到了重要的指導作用。近年來，黃龍鋪地區找礦取得了重大進展，勘探發現了西溝中型鉬礦床和華陽川特大型鈾鈮礦床。對西溝鉬礦床開展了礦床地質、控礦因素及成礦潛力的研究（焦建剛等,2007；王勇茗等,2006；袁海潮等，2014；代軍治等，2018），取得了初步成果，但在礦床類型、成礦時代、成礦物質來源、礦床成因、區域成礦規律等方面存在爭議。本次工作在野外礦床地質調查研究基礎上，應用輝鉬礦Re-Os同位素測年法對西溝鉬礦床的成礦年齡進行精確測定，并運用同位素地球化學方法對西溝鉬礦床的成礦物質來源進行示蹤，然后與東秦嶺地區黃龍鋪鉬（鉛）礦床和黃水庵鉬（鉛）礦床等碳酸巖型鉬礦床進行對比，從而確定礦床類型、成礦時代、成礦物質來源和礦床成因，為今后尋找同類型的礦床提供有益借鑒。

1 區域地質概況

黃龍鋪地區位于東秦嶺鉬礦帶的西段，地處華北陸塊南緣。區域上，華北陸塊南緣分布于近EW向黑溝-欒川區域性斷裂帶以北地區，出露的地層主要有新太古界太華群、中元古界熊耳群與官道口群、新元古界陶灣群等，其中，西溝鉬礦出露于新太華群片麻巖中。

區域構造主要有近EW向和NNE向2組，呈格子狀產出，在2組斷裂構造的交匯處控制了侏羅紀—白堊紀中酸性小巖體分布。區內巖漿活動強烈，發育的巖體主要有中生代老牛山、華山、娘娘山等花崗巖基，金堆城、石家灣等晚侏羅世—早白堊世花崗斑巖體，此外還有眾多的巖脈，成礦地質條件優越。

2 礦床地質

西溝鉬礦床位于老牛山巖體與華山巖體所夾持的EW向長廊中，出露的地層主要為新太古界太華群角閃黑云斜長片麻巖，呈單斜構造，多為北傾；出露的巖體主要有山神廟黑云二長花崗巖巖體，雪花溝花崗斑巖巖體等。區內斷裂構造發育，以近EW向為主，其次為NE向和NW向。其中，近EW向構造主要有3條剪切帶，即王溝-廟上剪切帶（F1）、冰冷溝-蒼家坪剪切帶（F2）以及陰司臺-南臺剪切帶（F3），為區內主要的控礦構造帶，控制了區內巖體和部分石英方解石碳酸巖脈的分布（圖2）。

圖1 秦嶺造山帶構造簡圖（a）和西溝鉬礦區域地質略圖（b）（據Mao et al.,2009）1—第四系沉積物；2—寒武系碳酸鹽巖；3—新元古界陶灣群大理巖；4—中-新元古界寬坪群綠片巖；5—中元古界官道口群大理巖；6—中元古界熊耳群火山巖；7—古元古界秦嶺群變質巖；8—太古界太華群片麻巖；9—中生代花崗巖；10—斷裂或地質界線；11—碳酸巖型礦床；12—石英脈型礦床；13—斑巖型礦床Fig.1 Structural map of the Qinling orogenic belt(a)and schematic geological map of the Xigou molybdenum deposit(b)(after Mao et al.,2009)1—Quaternary sediments;2—Cambrian carbonate rock;3—Marble of Taowan Group in Neoproterozoic;4—Greenschist of Kuanping Group in the Middle-Neoproterozoic;5—Marble of Guandaokou Group in Middle Proterozoic;6—Volcanic rocks of Xiong'er Group in Mesoproterozoic;7—Lower Proterozoic metamorphic rocks of Qinling Group;8—Gneiss of Taihua Group,Archean;9—Mesozoic granite;10—Fault or geological boundaries;11—Carbonate type deposit;12—Quartz vein type deposit;13—Porphyry deposit

西溝鉬礦床在南、北礦帶中圈出了礦化帶4條，含工業礦體 59條，其中，以Mo-Ⅰ、Mo-Ⅱ、Mo-Ⅶ、Mo-Ⅸ礦體為主。Mo-Ⅸ礦體嚴格受近NW向斷裂構造控制，產狀總體與構造一致，但局部也可見脈體相互交錯的現象（圖3）。礦體長2800 m，厚度為3.50～13.82 m，鉬品位為 0.077%～0.171%。伴生組分主要有硫、鉛、銀等。礦體主要由石英脈型、長石-石英脈型、石英-方解石脈型和蝕變片麻巖型輝鉬礦礦石組成，含礦脈體一般呈扁豆狀產出，具有明顯的分支復合、尖滅側現、尖滅再現現象。礦石礦物主要為輝鉬礦、黃鐵礦，其次為方鉛礦、磁鐵礦，還有少量黃銅礦等。輝鉬礦主要呈他形-半自形晶結構，主要有細脈狀浸染狀、團塊狀構造、薄膜狀構造。方鉛礦主要呈半自形-自形晶粒狀結構，主要有團塊狀構造、脈狀構造。賦礦圍巖為角閃斜長片麻巖，近礦圍巖蝕變主要有硅化、綠簾石化、鉀長石化、碳酸鹽化、絹云母化等，其中，硅化、鉀長石化與鉬礦化關系密切。

根據礦脈穿切關系和礦物共生組合等特征，將熱液成礦期劃分為4個階段，即鉀長石-石英階段（Ⅰ）、石英-碳酸巖階段（Ⅱ）、硫化物階段（Ⅲ）和硫酸鹽階段（Ⅳ）。

圖2 西溝鉬礦床礦區地質圖（據袁海潮等，2014）1—新太古界太華群片麻巖；2—花崗斑巖；3—黑云二長花崗巖；4—實測及推測剪切帶；5—礦帶及編號；6—地名Fig.2 Geological map of the Xigou molybdenum deposit(after Yuan et al.，2014)1—Gneiss of Taihua Group,Neoarchean;2—Granite porphyry;3—Biotite monzonitic monzogranite;4—Measured shear zone and inferred shear zone;5—Ore zone and its serial number;6—Place name

鉀長石-石英階段（Ⅰ）：主要形成含黃鐵礦、重晶石、鉀長石的石英脈。金屬礦物為黃鐵礦，脈石礦物主要為石英，其次為重晶石、鉀長石。石英呈乳白色，顆粒較大。黃鐵礦多呈自形的立方體，粒徑大者可達1 cm以上，可見立方體黃鐵礦被后期輝鉬礦脈切過而發生破碎。重晶石顏色為淡綠色，多呈團塊狀或不規則狀。

石英-碳酸巖階段（Ⅱ）：主要形成石英方解石脈及含重晶石方解石脈。幾乎不含金屬礦物，脈石礦物主要有石英、方解石，其次為重晶石。石英呈煙灰色，方解石呈肉粉色，重晶石呈淡綠色。

硫化物階段（Ⅲ）：為主成礦階段，主要形成輝鉬礦脈及黃鐵礦細脈，金屬礦物以黃鐵礦和輝鉬礦為主，少量的方鉛礦、閃鋅礦等。輝鉬礦呈浸染狀、薄膜狀或團塊狀產出，黃鐵礦呈團塊狀、細脈狀或浸染狀產出，方鉛礦分布于方解石粒間或沿方解石裂縫充填。

硫酸鹽階段（Ⅳ）：為成礦晚階段，出現沸石和硬石膏等。

3 樣品采集及分析測試

3.1 Re-Os同位素年代學

用于Re-Os同位素測年的6件輝鉬礦樣品均采自西溝鉬礦床Mo-Ⅸ礦帶的PD1608坑道Ⅻ-4和Ⅻ-5主鉬礦體，輝鉬礦呈細脈浸染狀、薄膜狀分布于含重晶石石英方解石脈裂隙中。輝鉬礦單礦物樣品分離在河北省廊坊市誠信地質服務有限公司完成。礦石樣品經粉碎、分離、粗選和精選，獲得了純度＞98%的輝鉬礦單礦物。輝鉬礦顆粒細小，單顆粒粒徑為0.03～0.10 mm，這樣可以避免大顆粒輝鉬礦由于Re、Os失偶而引起的測年誤差。單礦物晶體新鮮、無氧化、無污染，符合測試要求。

圖3 西溝鉬礦床N40勘探線剖面（據袁海潮等，2014）1—角閃斜長片麻巖；2—長石石英脈；3—鉬礦體位置及編號；4—蝕變帶；5—產狀；6—鉆孔位置、編號及孔深；7—坑道位置及編號Fig.3 Geological section along No.40 exploration line of the Xigou molybdenum deposit(after Yuan et al.,2014)1—Hornblende-plagioclase gneiss;2—Feldspar quartz vein;3—Molybdenum ore location and serial number;4—Alteration belt;5—Attitude;6—Drill hole location,serial number and depth;7—Tunnel location and serial number

輝鉬礦的Re-Os同位素分析測試工作在國家地質測試中心Re-Os同位素實驗室完成，采用Carius管封閉溶樣分解樣品。Re-Os同位素分析原理及詳細分析流程參考文獻（杜安道等，1994；2009；2012；屈文俊等，2003；2008；2009；李超等，2009a；2009b；2010）。采用美國TJA公司生產的TJAX-series電感耦合等離子體質譜儀（美國Thermo公司）測定同位素比值。對于Re，選擇質量數185、187，用質量數190 監測 Os；對于 Os，選擇質量數 186、187、188、189、190、192，用質量分數 185 監測 Re。TJAX-series ICP-MS測得Re-Os和187Os含量（質量分數，下同）空白值分別為0.0024 ng（不確定度0.0003）、0.000 36 ng（不確定度0.000 05）和0.000 02 ng（不確定度0.000 02），遠小于所測樣品和標樣中Re、Os含量，因此對實驗結果的影響可忽略不計。

3.2 同位素地球化學分析

用于S同位素分析測試的22個樣品（含輝鉬礦8件，黃鐵礦9件，方鉛礦3件，重晶石2件）采自于西溝鉬礦床PD1608坑道Ⅻ-4和Ⅻ-5主礦體中。單礦物樣品分離在河北省廊坊市誠信地質服務有限公司完成。測試在中國地質科學院礦產資源研究所完成，所使用的儀器型號為MAT 251，儀器編號3708，檢測方法參考《硫化物中硫同位素組成的測定》。

圖4 西溝鉬礦床不同礦化階段礦物組合a.第一階段乳白色石英脈；b.第二階段含重晶石方解石脈；c.第三階段輝鉬礦細脈切穿第二階段方解石脈；d.第三階段葉片狀輝鉬礦；e.第三階段黃鐵礦、輝鉬礦共生；f.第三階段硫化物特征Q—石英；Brt—重晶石；Cal—方解石；Py—黃鐵礦；Mo—輝鉬礦；Mag—磁鐵礦；Gn—方鉛礦Fig.4 Mineral assemblages in different mineralization stages of the Xigou molybdenum deposita.The firststage milky quartz vein;b.Barite calcite veins in the second stage;c.The third stage molybdenite vein cutting through the calcite vein of the second stage;d.Leaf molybdenite of the third stage;e.Intergrowth of pyrite and molybdenite in the third stage;f.Third-stage sulfide characteristics Q—Quartz;Brt—Barite;Cal—Calcite;Py—Pyrite;Mo—Molybdenite;Mag—Magnetite;Gn—Galena

用于Sr-Nd同位素分析的5件方解石，1件重晶石樣品采自西溝鉬礦床的PD1608坑道主礦體，測試在核工業北京地質研究院完成，Sm-Nd測試所使用的儀器型號為ISOPROBE-T，儀器編號為7734，檢測方法參考《巖石中鉛、鍶、釹同位素測定方法》；Rb-Sr測試所使用的儀器型號為PHOENIX，儀器編號為9444，檢測方法參考《巖石礦物銣鍶等時年齡測定》。

用于C-O同位素分析的5件方解石樣品來自西溝鉬礦床的PD1608坑道的主礦體，測試在中國地質科學院礦產資源研究所完成，采用100%磷酸法，所使用的儀器型號為MAT 253，儀器編號為8633，檢測方法參考《碳酸鹽礦物或巖石中碳、氧同位素組成的磷酸法測定》。

4 測試結果

4.1 Re-Os同位素年代學

西溝鉬礦床輝鉬礦樣品Re-Os同位素測試結果見表1，本次測得的輝鉬礦中的普Os含量很低，接近于零，表明輝鉬礦形成時幾乎不含187Os，其中，187Os由187Reβ衰變而來，說明所獲得的模式年齡能準確的反映礦化年齡。模式年齡計算所用公式為：t=1/λ[ln（1+187Os/187Re）]，其中，衰變常數 λ=1.666×10-11a-1（Smoliar et al.，1996）。

6件樣品的模式年齡介于（222.3±3.4）Ma～（226.6±3.7）Ma；加權平均年齡為（225.1±1.4）Ma（MSWD=0.82)（圖5b）。利用Isoplot軟件（Ludwig,2009）對6組數據進行187Re-187Os等時線擬合，線性關系很好，獲得等時線年齡為（224.6±9.1）Ma（MSWD=1.4)（圖5a）。

4.2 S同位素組成

西溝鉬礦床22件樣品硫同位素分析結果見表2和圖6。其中，黃鐵礦的δ34S值變化于-8.4‰～-6.8‰，平均值-7.4‰，輝鉬礦的δ34S值變化于-8.1‰～-6.7‰，平均值-7.4‰，方鉛礦的δ34S值變化于-12‰～-6.8‰，平均值-9.1‰，重晶石的δ34S值變化于+4.4‰～+5.1‰，平均值+4.75‰。

張理剛（1985）認為,共生硫化物的δ34S值按硫酸鹽、輝鉬礦、黃鐵礦、磁黃鐵礦和閃鋅礦、黃銅礦、方鉛礦的順序依次遞減，而在西溝鉬礦床中，δ34S硫酸鹽＞δ34S輝鉬礦＞δ34S黃鐵礦＞δ34S方鉛礦，說明該礦床的主要硫化物沉淀于同一物理化學條件體系之中，且不同礦物之間的硫同位素分餾基本達到了平衡。

4.3 Sr-Nd同位素組成

西溝鉬礦Rb、Sr含量，87Rb/86Sr、87Sr/86Sr比值結果見表3。西溝鉬礦Rb、Sr含量變化范圍較大，w(Rb)為 0.038～1.890 μg/g，w(Sr)為 7403～129 949 μg/g。87Rb/86Sr比值0～0.0007。87Sr/86Sr比值變化較小，分布在0.705 36～0.705 46。

將 西 溝 鉬 礦 Sm、Nd 含 量 ，147Sm/144Nd、143Nd/144Nd、（143Nd/144Nd）0比值和tDM（Ga）、εNd（t）、εNd（0）數據和黃水庵、華陽川、黃龍鋪碳酸巖型礦床的Sr-Nd同位素數據一并列入表3。西溝鉬礦Sm、Nd含量變化范圍較大，w(Sm)分布在0.31～61.90 μg/g，w(Nb)分布在6.0～151.0 μg/g。147Sm/144Nd比值分布在 0.0307～0.2477，（143Nd/144Nd）0比值分布在0.511 81～0.512 03，tDM（Ga）分布在-3.68～48.24、εNd（t）在-10.5～-6.2、εNd（0）值分布在-15.3129～-5.8911。

4.4 C-O同位素組成

西溝鉬礦床的5件方解石樣品C-O同位素分析結果及黃龍鋪鉬（鉛）礦、黃水庵鉬（鉛）礦的C-O同位素分析結果一并列入表4。西溝鉬礦床的全部樣品中，方解石的 δ13CPDB值為-6.6‰～-6‰，δ18OSMOW值為+7.7‰～+7.9‰，變化范圍較小。

黃龍鋪鉬（鉛）礦床中方解石的C-O同位素組成比較穩定，δ13CPDB值為-7‰～-6.6‰，平均值-6.7‰，δ18OSMOW值為+8.5‰～+9.5‰，平均值約+9.0‰。黃水庵鉬（鉛）礦床所分析樣品表現出變化范圍非常窄的δ13CPDB值（-5.3‰～-4.7‰）和δ18OSMOW值（+7.1‰～+8.2‰）。

表1 西溝鉬礦床輝鉬礦Re-Os同位素組成Table 1 Re-Os isotopic composition of molybdenite in the Xigoumolybdenum deposit

圖5 西溝鉬礦床輝鉬礦Re-Os同位素等時線年齡(a)和加權平均年齡(b)Fig.5 Re-Os isotopic isochron age(a)and weighted mean age(b)of molybdenite in the Xigou molybdenum deposit

表2 西溝鉬礦床S同位素組成Table 2 S isotopic compositions of the Xigou molybdenum deposit

5 討 論

5.1 成礦時代

輝鉬礦Re-Os同位素體系是目前認為最合適的用于金屬礦床直接定年的方法（Stein et al.,2001），因為輝鉬礦富集Re（10-6級），而普Os含量極低（接近于零），即輝鉬礦中的Os完全是放射成因的187Os。國內外已有很多成功的案例（Mao et al.,2008）。因此，應用Re-Os同位素體系測定輝鉬礦形成年齡能為相關礦床的形成時代，以及區域成礦作用和構造演化提供高精度的年代學制約。

圖6 西溝鉬礦床硫同位素分布直方圖Fig.6 Histogram of sulfur isotopic compositions in the Xigou molybdenum deposit

本次分析的西溝鉬礦床中輝鉬礦的w(普Os)很低，變化范圍為（0.0188±0.0211）×10-9～（0.0823±0.0423）×10-9，而w(Re)高，變化范圍介于（57 882±638）×10-6～（88 417±793）×10-6，Re-Os模式年齡為(222.3±3.4)Ma～(228.2±3.4)Ma，其加權平均年齡（（225.1±1.4）Ma）與等時線年齡（（224.6±9.1）Ma）在誤差范圍內一致，表明輝鉬礦的Re-Os等時線年齡可以代表輝鉬礦的形成年齡。由于本次用于Re-Os同位素測年的樣品均為該礦床的主要礦石類型，因而輝鉬礦的Re-Os等時線年齡（（224.6±9.1）Ma）可以直接代表該礦床的形成年齡。

根據本次研究所測數據，限定西溝鉬礦床的形成年齡為225 Ma左右，成礦時代為晚三疊世。

Mao等（2008)根據15個鉬礦床的成礦年齡數據，并與相應的構造事件對應，提出在東秦嶺-大別地區存在3個鉬成礦作用峰期，即印支期的242～215 Ma和燕山期的 148～138 Ma以及131～112 Ma。后2期鉬礦化主要與侏羅紀—白堊紀中酸性花崗斑巖體有密切的時空聯系（盧欣祥等,2002；Mao et al.,2011），屬斑巖型鉬礦床，是東秦嶺-大別地區最為重要的大規模成礦事件。近些年來，陸續發現一些三疊紀礦床，如小秦嶺大湖輝鉬礦床Re-Os年齡為215.4～255.6 Ma（李厚民等,2007；李諾等,2008）、馬家洼金（鉬）礦床Re-Os年齡為232.5～268.4 Ma（王義天等，2010）、黃龍鋪鉬（鉛）礦床（輝鉬礦Re-Os等時線年齡為221 Ma（黃典豪等,1984；Stein et al.,1997）；以及近期發現的西溝鉬礦床(（222.3±3.4）Ma～(228.2±3.4)Ma）和華陽川鈾鉛礦床：熊耳山地區黃水庵鉬（鉛）礦床輝鉬礦Re-Os等時線年齡為(208.4±3.6)Ma（曹晶，2018）和嵩縣南部13個石英脈型鉬礦床，輝鉬礦Re-Os年齡為230～242 Ma（高陽，2011），因此，東秦嶺三疊紀鉬具有尋找大型鉬礦床的潛力。

表3 西溝鉬礦床、華陽川礦床、黃龍鋪鉬（鉛）礦床及黃水庵鉬（鉛）礦床Sr-Nd同位素組成Table 3 Sr-Nd isotopic compositions in the Xigou molybdenum deposit,the Huayangchuan deposit,the Huanglongpu molybdenum(lead)deposit and the Huangshuian molybdenum(lead)deposit

表4 西溝鉬礦床、黃龍鋪鉬（鉛）礦床及黃水庵鉬（鉛）礦床C-O同位素組成Table 4 C-O isotopic compositions in the Xigou molybdenum deposit,the Huanglongpu molybdenum(lead)deposit and the Huangshuian molybdenum(lead)deposit

5.2 同位素組成特征及成礦物質來源

硫是絕大多數礦床中最重要的成礦元素之一，因而判斷硫的來源可以為解決成礦物質來源及礦床成因等問題提供重要依據。一般認為硫的儲庫有3種（Rollinson,1993）：即幔源或深源硫（δ34S=0±3‰)、海水硫（δ34S=+20‰）、地殼硫；地殼硫來源復雜，同位素值變化大，主要以較大的負值為特征（圖7）。

各種礦物從成礦熱液中沉淀是由于溶液本身的物理化學條件發生了變化所引起，由于同位素分餾效應，含硫熱液礦物中的硫同位素組成不僅取決于熱液中原始硫同位素組成，還受到沉淀時溫度、壓力、pH值、氧逸度等因素的控制（Ohmoto,1972）。因此，為了研究硫的來源，不能簡單地將熱液礦物硫同位素組成的分布特點與硫源相聯系，而應依據硫化物沉淀期間熱液的總硫同位素組成來判斷。

西溝鉬礦床中的硫化物明顯富集32S而具有負的δ34S值（-12‰～-6.6‰），硫酸鹽相對富集34S，具有正的δ34S值（+4.4‰～+5.1‰）。硫化物和硫酸鹽的值均偏離了地幔的硫同位素值（+1‰，Ohmoto et al.,1979）。Pinckney等（1972）提出，在一定溫度條件下，從成礦熱液中同時沉淀出的礦物與剩余溶液之間處于同位素平衡時，礦物的硫同位素組成可看作成礦溫度和總硫同位素組成的函數。如果有2個以上礦物對是從化學成分和同位素組成均一而溫度變化的熱液中晶出，相關樣品的△34SA-B-δ34SA與δ34SB的關系圖上應構成一條直線，該直線在δ34S軸上的截距為沉淀出這些礦物的成礦熱液的總硫同位素組成。這種方法的原理是依據同位素數據本身進行判斷，前提是體系處于封閉狀態。封閉體系條件下的熱力學交換，共生礦物的△34S值對應平衡分餾。

根據以上理論，現選擇實驗測得的共生的重晶石和黃鐵礦的硫同位素組成作圖（圖8），斜率大小指示體系中硫酸鹽與硫化物的相對比例。獲得熱液總硫同位素組成約為+1‰，所以推測西溝鉬礦床的成礦物質來源可能是地幔。

圖7 S同位素分布規律（黃龍鋪鉬(鉛)礦床數據引自黃典豪等，1984；黃水庵鉬(鉛)礦床數據引自曹晶，2018）Fig.7 Distribution of sulfur isotopes(Huanglongpu molybdenum(lead)deposit data after Huang et al.,1984；Huangshui'an molybdenum(lead)deposit data after Cao,2018)

大量研究表明，C-O同位素組成是示蹤成礦流體中C來源的有效方法之一（王華云,1993；毛健全等,1998；張啟厚等,1999；毛德明,2000；周家喜等,2012；Zhou et al.,2013a;2013b）。從表4可以看出，該區域的西溝鉬礦床、黃龍鋪鉬（鉛）礦床及黃水庵鉬（鉛）礦床的δ13C值組成較為均一，介于-7‰～-4.7‰，由于區域內礦床中基本上未見碳酸鹽礦物與石墨共生，因此，其碳酸巖的碳同位素組成可近似看作是成礦流體的總碳同位素組成（盧欣祥等，2002）。在δ13CPDB-δ18OSMOW圖解（圖9）中，西溝鉬礦床及黃龍鋪鉬（鉛）礦床、黃水庵鉬（鉛）礦床的方解石C-O同位素組成均落在初始火成碳酸巖的碳（-8‰～-4‰）、氧同位素（6‰～10‰）組成范圍內。由此可見，這些礦床方解石的C和O同位素組成特點反映了它們具有相同的來源及δ13C值與碳酸巖方解石的相一致。所以，成礦流體的C-O同位素組成特征指示西溝鉬礦床的成礦物質與黃龍鋪、黃水庵鉬（鉛）礦床的成礦物質一樣均來自于地幔。

Sr-Nd同位素作為成巖成礦過程中重要指標，在礦床地質研究中常利用其來示蹤成礦物質來源(De-Paolo et al.,1979)。由表3可知，西溝鉬礦床、華陽川和黃龍鋪巖體的εNd（t）值集中在-10.1～-4.6，具有明顯的負值特征，但比揚子陸塊下地殼、華北陸塊上下地殼的初始Nd要高，顯示其巖漿來源有幔源物質的加入。東秦嶺地區三疊紀碳酸巖中的方解石C、O同位素非常穩定，均落在“初始火成碳酸巖”范圍之內，說明未受到次生過程的影響（許成等，2009）。而西溝及華陽川、黃龍鋪巖體的Sr-Nd同位素都緊靠EMⅠ地幔端員（圖10），這個特征表明華北板塊南緣在三疊紀就已經出現了EMⅠ富集地幔的特征。經過前人多年的研究總結，富集地幔EMⅠ的起源可能有以下4個方面：①來自于幔源物質（巖石圈地?；蛘哕浟魅Γ┑臒崆治g；②洋殼物質的俯沖交代；③造山階段地殼物質的俯沖混合；④造山后的下地殼拆層作用（Rollison，1993）。本區三疊紀的碳酸巖型鉬礦有相似的Sr-Nd同位素組成和較低的εNd（t）值，表明其可能具有相同的源區，源區物質主要來自于幔源物質的熱侵蝕。

圖8 西溝鉬礦床黃鐵礦和重晶石的△34S-δ34S關系圖Fig.8 Diagram of△34S-δ34S for pyrite and barite in the Xigou molybdenum deposit

圖9 西溝鉬礦樣品δ13CPDBvs.δ18OSMOW圖解（底圖引自劉建明等,1997；黃龍鋪鉬(鉛)礦床數據引自許成等，2009；黃水庵鉬(鉛)礦床數據引自曹晶，2018）Fig.9 δ13CPDBvs.δ18OSMOWdiagram of the Xigou molybdenum sample(base map modified after Liu et al.,1997)(Huanglongpu molybdenum(lead)deposit data after Xu et al.,1984；Huangshui'an molybdenum(lead)deposit data after Cao,2018)

圖10 西溝鉬礦床εNd（t）-87Sr/86Sr圖（DM、HIMU、EM1、EM2地幔端員值據DePaolo，1979）Fig.10εNd（t）-87Sr/86Sr diagram of the Xigou molybdenum deposit(end element values of DM,HIMU,EM1 and EM2 after DePaol.,1979)

綜上所述，西溝鉬礦的S、C-O及Sr-Nd同位素組成均指示西溝鉬礦床的成礦物質來源是地幔。

5.3 成礦作用與成礦機制

經對比可知，西溝鉬礦床與黃龍鋪、黃水庵鉬（鉛）礦床等礦床的礦化類型相似，成礦時代均為晚三疊世，成礦物質均來自于地幔（表5），因此，可以將西溝鉬礦床劃為碳酸巖型脈狀鉬礦床。

秦嶺造山帶是揚子板塊與華北板塊經歷了長期復雜的構造演化，于三疊紀中晚期全面碰撞對接拼合，并由此轉入陸內構造演化階段（李曙光等,1990；Ames et al.,1993；張 國 偉 等 ,2001；Zhang et al.,2002；Xie et al.,2004）。前人通過大別超高壓變質帶的年代學研究,證明了三疊紀碰撞造山的峰期大致在242～227 Ma之間（Ames et al.,1993；Chavagnac et al.,1996；Hacker et al.,1998；Zheng et al.,2007）。弓虎軍等（2009）在研究了南秦嶺地體東江口花崗巖之后提出，秦嶺造山帶由擠壓向伸展的構造體制轉變發生在220 Ma左右。因此,可基本確定在220 Ma以前秦嶺地區的碰撞造山作用已經結束，并轉入后碰撞的伸展環境。

表5 西溝與黃龍鋪、黃水庵礦床特征對比Table 5 Comparisons of characteristics between Xigou,Huanglongpu and Huangshuian deposits

關于秦嶺造山帶三疊紀巖石圈地幔的性質，張成立等（2007）在研究了南秦嶺基性巖脈后認為，秦嶺造山帶巖石圈地幔從新元古代到早古生代一直保持著相對虧損的特征；秦江峰（2010）在研究了秦嶺造山帶晚三疊世花崗巖后提出，該帶在晚三疊世時期具有富集地幔的特征，并將秦嶺地區巖石圈地幔發生明顯交代富集的時間限定在晚古生代到三疊紀這段時間內，并認為這種富集地幔的形成是由于勉-略洋殼在晚古生代—中生代早期向北俯沖過程中，源于玄武質洋殼和大洋沉積物的流體與上覆的地幔楔橄欖巖發生了富集反應。

本文測得的西溝鉬礦床的成礦年齡為(222.3±3.4)Ma～(226.6±3.7)Ma，結合前人研究成果認為，該礦床形成于揚子板塊與華北板塊碰撞造山的后碰撞伸展階段，軟流圈上涌誘發了上覆富集巖石圈地幔發生低程度部分熔融，形成了碳酸質流體，碳酸巖流體富含揮發分、低粘度、低密度的特性（楊學明等,1998），使其能夠不受周圍物質混染而快速遷移至地表形成了碳酸巖脈。

西溝鉬礦床的成礦過程可概括如下：在成巖-成礦過程中，首先是鉀長石-石英階段，形成含黃鐵礦、重晶石、鉀長石的石英脈，是一種氧逸度較高的酸性環境。然后是石英-碳酸巖階段，主要形成石英碳酸巖脈，此階段幾乎不形成金屬礦物。接著是硫化物階段，主要形成輝鉬礦脈及黃鐵礦細脈，在成礦流體沸騰、硫逸度較高的條件下，黃鐵礦、方鉛礦和輝鉬礦等相繼形成，黃鐵礦呈團塊狀或浸染狀產出，方鉛礦分布于方解石粒間或沿方解石裂縫充填，輝鉬礦呈浸染狀、薄膜狀或團塊狀產出，或充填于方解石、石英的不規則裂縫內。隨后在硫酸鹽階段，隨著硫逸度和溫度降低，氧逸度增高，硬石膏、沸石的出現，標志著內生礦化作用終止。

6 結論

（1）西溝鉬礦床形成年齡為225 Ma左右，成礦時代為晚三疊世。

（2）西溝鉬礦的S、C-O及Sr-Nd同位素組成均指示西溝鉬礦床的成礦物質來源于地幔。

（3）西溝鉬礦床的礦床類型應與黃龍鋪鉬（鉛）礦床、黃水庵鉬（鉛）礦床一樣均為碳酸巖型脈狀礦床?？赡艿某傻V機制為秦嶺造山帶發生走滑作用導致軟流圈物質上涌，誘發了上覆富集巖石圈地幔發生低程度部分熔融，所形成的碳酸巖流體攜帶成礦物質上升，在合適的地段沉淀、富集，最終形成了西溝鉬礦床。