安徽西冲钼矿床细粒花岗岩的岩石定年、岩石化学及与成矿的关系研究*

谢玉玲 李腊梅 郭翔 MEFFRE Sebastien CHANG ZhaoShan 张健 姚羽 王爱国

1.北京科技大学土木与环境工程学院，北京 100083

2.CODES ARC Centre of Excellence in Ore Deposits，University of Tasmania，TAS7001，Australia

3.Economic Geology Research Center (EGRU)，James Cook University，Townsville，QLD 4811，Australia

4.中国地质科学院南京地质矿产研究所，南京 210016

1 引言

西冲钼矿床位于安徽省岳西县境内，成矿区带上属大别钼多金属成矿带。区内构造和岩浆活动强烈，成矿地质条件有利，是我国重要的钼多金属成矿带。近年来，在该成矿带的找矿取得了重大突破，发现了一批具有重要经济意义的大、中型矿床，包括斑岩型钼矿床(如沙坪沟钼矿、汤家坪钼矿、千鹅冲钼矿、姚冲钼矿等)(图1)、热液型铅锌矿(如汞洞冲铅锌矿)、石英脉型金矿(如东溪金矿、老湾金矿)，其中沙坪沟钼矿是目前已知的亚洲第一大钼矿床。这些矿床的发现显示了该成矿带巨大的找矿潜力。前人对大别成矿带的大地构造演化(张国伟等，2001;匡少平等，2002)、区域地质背景、典型矿床的地质、地球化学、成岩成矿年代学、成矿流体特征、成矿动力学背景等方面进行了大量的工作(孟祥金等，2012;张红等，2011;杨梅珍，2011a，b;李法岭，2011;杨泽强等，2007;Wang et al.，2014)，积累了丰富的资料。相对于该成矿带的其它斑岩型矿床来说，西冲钼矿的研究相对薄弱，对该矿床形成的构造背景、成矿岩浆类型、矿床成因等尚未进行系统的工作。

图1 西冲钼矿大地构造位置简图(据Meng and Zhang，1999 修改)SSZ-商丹缝合带;MSZ-勉略逢合带;DUHP-大别超高压变质地体;1-西冲钼矿;2-沙坪沟钼矿;3-汤家坪钼矿;4-千鹅冲钼矿;5-姚冲钼矿Fig.1 Tectonic setting of Xichong Mo deposit (after Meng and Zhang，1999)SSZ-Shangdan suite zone;MSZ-Mianlue suite zone;DUHP-Dabie ultra-high pressure metamorphic terrane;1-Xichong Mo deposit;2-Shapinggou Mo deposit;3-Tangjiaping Mo deposit;4-Qian’echong Mo deposit;5-Yaochong Mo deposit

西冲钼矿床位于大别成矿带东缘，目前已完成的普查工作共圈定出钼矿体16 个，钨矿体4 个，铜矿体1 个，探明资源量Mo 310.48t，Cu 98.21t，WO344.69t，矿化呈细脉和细脉浸染状，为一斑岩型钼(钨、铜)矿床(安徽省地质矿产勘查局311 地质队，2008①安徽省地质矿产勘查局311 地质队.2008.安徽省岳西县西冲矿区钼(铜)矿普查地质报告，1-83(内部资料))。斑岩-矽卡岩型钼钨-多金属矿床已成为我国最重要的矿床类型之一，其不仅具有重要的钼资源潜力，同时其钨、铜、铅、锌、银资源也具有重要的经济意义。近二十年来，随着我国地质找矿工作投入的加大，先后在秦岭-大别成矿带、钦杭成矿带东段、长江中下游成矿带等相继发现了一批燕山期成矿的斑岩型-矽卡岩型钼钨-多金属矿床，如东秦岭成矿带的南泥湖斑岩型钼钨矿床(杨永飞等，2009)、三道庄矽卡岩型钼钨矿床(瓮纪昌等，2010)、夜长坪斑岩-矽卡岩型钼钨矿床(毛冰等，2010)，钦杭成矿带东段的浙江省安吉县朗村斑岩型钨钼-多金属矿床(浙江省第一地质大队，未发表资料)、安徽宁国竹溪岭矽卡岩型钨钼(银)矿床(安徽省地质矿产勘查局332 地质队，2013②安徽省地质矿产勘查局332 地质队.2013.安徽省宁国市竹溪岭钨银(钼)多金属矿普查地质报告，1-185(内部资料))、安徽逍遥矽卡岩型钼钨-多金属矿床(杜玉雕等，2013)，长江中下游成矿带的安徽池州地区的马头斑岩型钼铜矿床(艾金彪等，2013)、百丈岩矽卡岩-斑岩型钨钼矿床(秦燕等，2010)等。但相对于斑岩铜金系统，对斑岩型钼钨-多金属矿床的研究尚相对薄弱，对与成矿有关的岩浆岩类型、岩浆起源与演化、成矿过程等尚未达成一致的见解。西冲钼(钨、铜)矿床做为大别成矿带东段典型的钼(钨、铜)矿床，对该矿床详细的地质、地球化学研究，特别是与成矿有关的岩浆岩类型、岩石化学特征及成岩成矿年代学研究，不仅对指导大别成矿带的区域找矿勘查具有重要意义，同时也丰富了我国斑岩-矽卡岩型钼-钨-多金属矿床研究成果。

本文在前人研究基础上，通过详细的野外地质调研、矿区主要矿石和蚀变岩石的岩相学、矿相学、SEM/EDS(扫描电镜/能谱分析)、锆石U-Pb 年代学、岩石化学等，详细厘定了矿区出露的岩石类型、侵位顺序、矿区蚀变特征和蚀变矿物组成。结果表明，矿区主要侵入岩从早到晚分别为石英二长岩、细粒花岗岩和双峰式脉岩组合，其均为燕山期岩浆活动产物，其中燕山期侵位的细粒花岗岩与成矿关系最为密切，是区域大规模伸展阶段、岩石圈减薄的产物。矿区蚀变和矿化具有斑岩型矿床特征，矿床应属斑岩型钼(钨)-多金属矿床。

2 区域地质和矿区地质概况

2.1 区域地质背景

图2 西冲矿区地质图(据安徽省地质矿产勘查局311 地质队，2008 修绘;红色虚线框为勘查范围)Fig.2 Geological map of Xichong Mo deposit (red rectangle is the exploration area)

大别造山带与西部的秦岭造山带统称为秦岭-大别造山带，是华北与扬子地块的接合带(图1)，也是中国最重要的造山带之一，其经历了洋壳俯冲、弧岩浆活动、弧陆碰撞、陆陆碰撞等复杂的地质过程(Wu and Zheng，2013)。前人对该造山带的构造演化进行了大量的工作(李曙光等，2001;Meng and Zhang，1999;Wu and Zheng，2013;杨巍然等，1999;董树文等，2002;索书田等，2001;Mattauer et al.，1985;Zhang et al.，1995，1996;Leech et al.，2001)，对其构造演化有了一定的认识，但对其缝合带的位置、碰撞时限、演化过程等还存在争议(Meng and Zhang，1999，2000)。

随着多学科的深入研究(Xu et al.，2000;Li et al.，1993;Hacker and Wang，1995;Meng and Zhang，1999，2000)，大别山作为早中生代的大陆碰撞造山带得到了普遍认同，这一造山带先后经历了超高压变质以及深俯冲作用(从柏林和王清晨，1994;Xu et al.，2000;李曙光，1998;李曙光等，1998;董树文等，2002)及随后的强烈构造揭顶-伸展塌陷和岩石圈拆离(索书田等，2001;李曙光等，2001)，导致了晚中生代强烈的岩浆作用(马昌前等，1999;Ma et al.，2003;周泰禧等，1995;魏春景等，2000;王强等，2000;邱检生等，2002)。尽管曾有人认为大别山可能有山根残留(徐佩芬等，2000)，但新的研究认为，该造山带地壳深部并无与超高压变质有关的地壳根存在(Schmid et al.，2001)，显然已经历了较为彻底的重力均衡等作用，因此是塌陷造山带的代表，经历过从碰撞挤压阶段向伸展塌陷阶段转换的完整过程(Leech et al.，2001)。在碰撞和地壳加厚之后的时间发生的伸展和隆升，为地壳熔融和岩浆作用提供了合适的构造环境(Waight et al.，1998)，该区的侵入岩浆活动也记录下了不同的热源和物源对岩浆作用的贡献。

大别造山带表现为以断裂构造所围限的东宽西窄的地质块体，其北南两侧分别与华北陆块和扬子陆块相邻;向西逾南阳盆地与秦岭造山带相连，其东部因郯庐断裂带巨大的平移运动所影响，形成与大别山遥相对应的苏鲁造山带。与秦岭造山带的商丹、勉略两条缝合带对应，大别山造山带表现为北缘的信阳-舒城断裂和南缘的襄樊-广济断裂(张国伟等，2001)。大别造山带内部发育的一系列NWW 向断裂，将大别造山带划分为若干个次级构造单元，由北向南依次为二朗坪单元、刘岭复理石单元、陡岭低级变质单元、三叠纪超高压变质单元、三叠纪高压榴辉岩带、三叠纪高压蓝片岩带(Wu and Zheng，2013)。西冲钼矿即位于大别造山带东端，大别超高压变质地体内三叠纪超高压变质榴辉岩带内，郯庐断裂带西侧。

2.2 矿床地质特征

2.2.1 矿区地质概况

矿区除局部有第四系覆盖外，大面积出露石英二长岩，是区域上侵位于大别变质杂岩体中的响肠岩体的一部分，另外还发现有细粒花岗岩小岩株、岩脉及石英正长斑岩脉、煌斑岩脉侵入其中。石英正长斑岩脉和煌斑岩脉常相伴出现，显示了双峰式脉岩的特征。细粒花岗岩多呈NE 向延伸的小岩枝或岩脉，主要分布于矿区中部和东南部，单个岩脉(岩枝)走向NE，总体分布显示了NW 向延伸的趋势(图2)。

矿区位于郯庐断裂的次级断裂桐城-菖蒲断裂带上，矿区内构造主要表现为断裂构造。矿区发育的规模最大的断裂出露于矿区北西和南东两侧，呈NE 走向(图2)，野外表现为强绿泥石化的断裂破碎带或强绿泥石化的碎裂石英二长岩带。除NE 向主体构造外，矿区还发现一系列NW、近EW和近NS 向断裂，其间常被煌斑岩脉或石英正长斑岩脉侵位。

野外和显微镜下观察表明，矿区出露的主要侵入岩包括石英二长岩、细粒花岗岩和双峰式脉岩组合，其中双峰式脉岩包括石英正长斑岩和煌斑岩。各侵入岩单元的产状和岩石学特征如下:

(1)石英二长岩:在矿区大面积出露，出露面积占矿区总面积的百分之六十以上。岩体中发育大量浑圆状闪长质暗色包体(图3a)和少数棱角状分明的围岩捕虏体。岩石呈等粒-似斑状结构，块状构造，主要矿物组成为:斜长石，钾长石，角闪石，黑云母，石英，副矿物有锆石、磷灰石、磁铁矿等。

(2)细粒花岗岩:细粒花岗岩呈肉红色，细粒-似斑状结构，斑晶为钾长石和石英，块状构造，侵位于石英二长岩中，与围岩界线一般较为清楚，局部界线不清。主要矿物组成为石英、钾长石，少量斜长石和黑云母，副矿物为锆石、磷灰石和磁铁矿。岩石粒度较细，局部可达细晶岩，其中可见石英-钾长石囊团和不规则状石英团块。细粒花岗岩中可见裂隙状铜矿化(图3b)及绿帘石-石英脉、绿帘石-碳酸盐脉。

图3 矿区主要侵入岩的野外照片(a)石英二长岩，其中含暗色包体和石英-绿帘石脉;(b)细粒花岗岩及裂隙面上的孔雀石化;(c)石英正长斑岩;(d)煌斑岩与石英二长岩接触带.Mz-石英二长岩;D-闪长质包体;Ep-石英-绿帘石脉;Cu-孔雀石;FG-细粒花岗岩;;QP-石英正长斑岩;Lmp-煌斑岩Fig.3 The field photo of main intrusive rocks(a)quartz monzonite，which contains enclaves and quartz-epidote veins;(b)fine grained granite and malachite on fracture surface;(c) quartz syenite porphyry;(d) lamprophyre and quartz monzonite.D-dioritic enclaves;Mz-quartz monzonite;Ep-quartzepidote veins;Cu-malachite;FG-fine-grained granite;QP-quartz syenite porphyry;Lmp-lamprophyre

(3)石英正长斑岩:石英正长斑岩在矿区主要以岩脉、岩墙形式侵入于石英二长岩中，在矿区普遍发育，多与煌斑岩相伴产出。岩脉与围岩的边界平直，产状稳定，走向多为NE，其次为NW 和近EW，沿走向延伸较远，最长可达5km 以上，脉宽多在0.5～1m，局部可达4m。岩石呈斑状结构(图3c)、块状构造，斑晶为钾长石和石英，主要矿物组成为石英、钾长石，并含少量斜长石和黑云母。

(4)煌斑岩:煌斑岩为黑色、灰黑色脉岩，多呈岩墙、岩脉侵位于石英二长岩中(图3d)，走向多为NE、其次为NW 和近EW，常与石英正长斑岩相伴产出，沿走向延伸较远。岩石呈隐晶-细晶结构、块状构造，主要矿物组成为斜长石、角闪石、黑云母、磁铁矿等。

2.2.2 矿区蚀变及矿化特征

矿区蚀变普遍发育，主要有钾硅化、石英绢云母化、青磐岩化和泥化。不同蚀变类型的野外表现和空间分布特征如下:

(1)钾硅酸盐化:在矿区普遍发育，主要表现为石英二长岩和细粒花岗岩中的石英-钾长石囊团(图4a，b)、石英钾长石脉(图4c)、石英脉及石英二长岩中浸染状黑云母化、磁铁矿化等。

(2)石英-绢云母化:在细粒花岗岩中较为发育，与铜矿化关系密切，主要表现细粒花岗岩中不规则脉状的石英-绢云母-硫化物和石英二长岩中斜长石的绢云母化、石英-绢云母细脉;

(3)石英-绿帘石化:是矿区最为常见的蚀变类型之一，与铜钼矿化关系密切，主要表现为矿区大面积发育的石英-绿帘石-硫化物脉(有时可见含赤铁矿和磁铁矿)、石英-绿帘石-绿泥石脉，可见石英-绿帘石脉切穿石英-钾长石脉现象(图4c)。辉钼矿化和黄铜矿化与石英-绿帘石化关系密切，可见绿帘石-辉钼矿脉(图4d)。

(4)石英-绿泥石-碳酸盐化:是矿区最为常见的蚀变类型之一，在矿区南北两侧的断层破碎带中最为发育，主要表现为绿泥石脉、绿泥石-碳酸盐脉、绿泥石胶结的碎裂石英二长岩(图4e);另外可见与绿帘石共生的绿泥石和石英二长岩中暗色矿物的绿泥石化。

(5)泥化:矿区地表样品中粘土矿化普遍发育，包括高岭土化和伊利石化。高岭土化主要发育于地表或沿裂隙发育，为石英二长岩中长石风化产物，而伊利石化常表现为脉状。野外可见与泥化共生的张性石英脉(常见石英晶簇和晶洞)切穿早期的石英-绿帘石脉(图4f)，表现为晚期蚀变的特征。

矿区目前尚未进行开采，地表和钻孔揭露的矿石类型相对单一，主要为脉状铜-钼矿石、细脉状钼矿石、网脉状铜钼(钨)矿石等。目前矿化主要发现于石英二长岩和细粒花岗岩中，双峰式脉岩中未见铜钼(钨)矿化。矿区多为隐伏矿体，地表仅出现部分矿体露头(图2)。

图4 矿区主要蚀变类型的野外照片(a)石英二长岩中钾长石-石英囊团;(b)钾长石-石英囊团中含片沸石;(c)石英二长岩中的石英-绿帘石脉切穿石英-钾长石脉;(d)石英二长岩中含辉钼矿的石英-绿帘石脉;(e)构造破碎带中绿泥石胶结的碎裂石英二长岩;(f)晚期张性石英脉切穿石英绿帘石脉.Q-石英;Ksp-钾长石;Ep-绿帘石;Chl-绿泥石;Mt-磁铁矿;Zo-片沸石;Mo-辉钼矿;Mz-石英二长岩Fig.4 The field photo of main alteration types(a)K-feldspar-quartz nodule in quartz monzonite;(b)heulandite in feldspar-quartz nodule;(c)quartz-epidote veins cutting through quartz-K-feldspar veins;(d)molybdenite bearing quartz-epidote veins in quartz monzonite;(e)the brecciated quartz monzonite with chlorite as cement;(f)late quartz veins cutting through quartzepidote veins.Q-quartz;Ksp-K-feldspar;Ep-epidote;Chl-chlorite;Mt-magnetite;Zo-heulandite;Mo-molybdenite;Mz-quartz monzonite

镜下观察表明，矿石结构类型包括半自形-他形晶粒状结构、鳞片状结构、交代结构、交代残余结构、填隙结构、包含结构等。矿石构造类型包括细脉状、脉状-网脉状、细脉-浸染状，局部为浸染型。其中，辉钼矿化多成细脉状、浸染状，常与绿帘石化密切相关(图4d)，少数呈浸染状产于长英质细脉中。岩矿相及SEM/EDS 结果表明，矿区主要金属矿物包括黄铁矿、黄铜矿、辉钼矿、磁铁矿、赤铁矿、辉铜矿、铜蓝等，脉石矿物主要为石英、钾长石、绢云母、绿泥石、绿帘石、方解石、伊利石、高岭石等。另外在石英二长岩的钾长石-石英伟晶岩囊团中还发现有片沸石。

2.2.3 成矿阶段划分和各成矿阶段的矿物组成特征

根据野外脉体的穿插关系及矿区主要岩矿石的岩矿相、SEM/EDS 鉴定结果，矿区经历了5 个热液成矿阶段，按各阶段形成的主要矿物组成分别命名为:I 钾长石-石英-磁铁矿阶段;II 石英-绢云母(白云母)阶段;III 石英-绿帘石阶段;IV 石英-方解石-绿泥石阶段;V 伊利石阶段。各成矿阶段的矿物组成如下:

图5 西冲矿区铜钼矿化的显微镜下照片(a)石英二长岩中与绿帘石化共生的磁铁矿和辉钼矿(反光，单偏光);(b)石英二长岩中与绿帘石化共生的黄铜矿、黄铁矿、辉钼矿(透光，正交偏光);(c)图5b 相对应的的反光镜下照片(单偏光);(d)细粒花岗岩中石英-伊利石化及铜矿化(透光，正交偏光);(e)图5b 相对应的反光镜下照片;(f)石英-绢云母细脉中石英晶间的黄铜矿，黄铜矿边部被辉铜矿和铜蓝交代(反光，单偏光).Cp-黄铜矿、Py-黄铁矿、Mo-辉钼矿;Ep-绿帘石;Chl-绿泥石;Q-石英;Mt-磁铁矿;Hem-赤铁矿;Cc-辉铜矿;Cv-铜蓝;Bn-斑铜矿Fig.5 Micrographs of Cu-Mo mineralization in Xichong deposit(a)magnetite and molybdenite in epidotized quartz monzonite;(b)chalcopyrite，pyrite，molybdenite in epidotized quartz monzonite;(c)reflective light photo of figure 5b;(d)copper mineralization in argillized fine-granite;(e)reflective light photo of figure 5d;(f)chalcopyrite in quartz-sericite veinlet (reflective light photo).Cpchalcopyrite;Py-pyrite;Mo-molybdenite;Ep-epidote;Chl-chlorite;Q-quartz; Mt-magnetite; Hem-hematite; Cc-chalcocite; Cvcovelline;Bn-bornite;Cly-clay mineral

I 钾长石-石英-磁铁矿阶段:主要矿物组成为石英、钾长石、磁铁矿、黑云母等。

II 石英-绢云母(白云母)阶段:该阶段主要发育于细粒花岗岩中，主要表现为细粒花岗岩中的石英、绢云母(白云母)细脉和浸染状白云母、石英及斜长石的绢云母化，主要矿物组合为石英、白云母(绢云母)。

III 石英-绿帘石阶段:主要表现为石英二长岩和细粒花岗岩中的石英-绿帘石脉，其主要矿物组合为石英、磁铁矿、赤铁矿(图5a)、绿帘石、黄铜矿、辉钼矿(图5b，c)、含铁碳酸盐等。

IV 石英-方解石-绿泥石阶段:主要矿物组成为石英、绿泥石、方解石、黄铁矿等;

V 伊利石阶段:主要形成一套粘土矿物组合，并可见少量石英。矿区细粒花岗中的铜矿化主要与该成矿阶段有关，主要矿石矿物组成为黄铜矿、斑铜矿(图5d，e)和伊利石，地表样品中常见黄铜矿、斑铜矿被辉铜矿、铜蓝交代(图5f)。

3 矿区细粒花岗岩的岩石定年和岩石化学

3.1 样品及测试方法

本次测试岩石样品采自矿区出露的细粒花岗岩小岩株和岩脉。锆石单矿物挑选在河北廊坊区调研究所实验室利用标准技术分选完成。本次锆石的U-Pb 年龄测定在澳大利亚塔斯马尼亚大学优秀矿床研究中心(CODES)完成，使用仪器为Agilent 7500cs 激光剥蚀四极杆电感耦合等离子质谱(LA-ICP-MS)。测试采用Ar 作为剥蚀物质的载气，激光波长193 nm，样品测试采用的激光束斑直径为32～33μm。同位素分馏校正采用91500 为标准锆石(参见Wiedenbeck et al.，1995)，元素含量校正以Si 作为内标元素，以美国国家标准技术研究院人工合成硅酸盐玻璃NIST 610 为标准参考物质。

全岩的岩石化学分析在北京市核工业北京地质研究院实验室完成，测试依据GB/T 14506.28—93 硅酸盐岩石化学分析方法和DZ/T 0223—2001 电感耦合等离子体质谱(ICPMS)方法通则进行，主量元素分析使用Philips PW2404 型X荧光光谱仪(XRF)完成，分析精度优于1%;微量元素分析使用Finnigan MAT Element Ⅰ型电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)完成，分析精度多小于3%。

3.2 细粒花岗岩的岩石定年结果

本次测试共获得细粒花岗岩数据17 个点(表1)，其中有11 个点数据分布在最年轻的不谐和线上，该线指示非放射性铅存在。此线与协和线的交点年龄，即普通铅校正过的206Pb/238U 加权平均年龄为130.8 ±1.1Ma(MSWD =0.95，n=11)(图6)。另有4 个点年龄较老，判断为岩浆捕获的老锆石。另有1 个点在最年轻不谐和线的右方，判断另有铅丢失。

3.3 岩石化学结果

3.3.1 主量元素分析结果

图6 细粒花岗岩U-Pb 年龄谐和图Fig.6 U-Pb concordia diagram of fine-grained granite

表1 细粒花岗岩锆石U-Pb 定年结果Table 1 Zircon U-Pb datingt results of fine-grained granite

细粒花岗岩的岩石化学结果表明(表2)，其SiO2含量变化于74.55%～75.61%之间，平均为75.02%;K2O+Na2O=7.94～8.66%，均值8.32%，K2O/Na2O =1.09～1.60，均值1.35，在TAS 图解中落入亚碱性花岗岩区域(图7)，在SiO2-K2O 图解中落入高钾钙碱性区域，个别落入钾玄岩区域(图8a)。铝饱和指数A/CNK 介于0.98～1.03 之间，A/NK 介于1.08～1.14，属于准铝质向过铝质过渡的岩石(图8b)，在SiO2-Al2O3图解和R1-R2 图解中细粒花岗岩落入后造山花岗岩区域，而在K2O-Na2O 图解中均落入A 型花岗岩区域(图9)。

3.3.2 稀土和微量元素分析结果

细粒花岗岩稀土和微量元素分析结果见表2。结果表明，细粒花岗岩稀土元素总量为25.91 × 10-6～61.71 ×10-6，均值41.48 ×10-6，∑LREE/∑HREE =16.5～28.4，平均21.5，(La/Yb)N=5.89～10.9，平均8.12，δEu =0.65～1.01，显示轻稀土相对富集和弱的负Eu 异常。球粒陨石标准化稀土配分曲线呈“W”型配分形式(图10a)，即轻稀土内部分异明显，且富集相对轻的稀土元素，而重稀土内部分异较弱，相对富集较重的稀土元素。微量元素原始地幔标准化蛛网图总体呈右倾的配分形式(图10b)，显示相对富集大离子亲石元素(Rb、Th、U、K、Hf)和Pb，明显亏损高场强元素P、Ti、Nb、Ta 及Sr 和Ba。与矿区的响肠岩体相比，其稀土配分模式和微量元素分布不同，较响肠岩体显示了稀土总量低、且相对亏损Eu，微量元素相对富集U、K、Rb，相对亏损Ba、P、Ti。

图7 细粒花岗岩TSA 图解(底图据Middlemost，1994)Fig.7 The TSA diagram of fine-grained granite (base map after Middlemost，1994)

4 讨论

4.1 细粒花岗岩与成矿的关系

图8 细粒花岗岩SiO2-K2O 判别图解(a)和A/CNK-A/NK 图解(b)Fig.8 The SiO2-K2O (a)and A/CNK-A/NK (b)diagrams of fine-grained granite

图9 细粒花岗岩的K2O-Na2O 岩石类型判别图解(底图据Collins et al.，1982)Fig.9 The K2O-Na2O diagram of fine-grained granite(base map after Collins et al.，1982)

矿区已知矿化均发育于石英二长岩和细粒花岗岩中，而双峰式脉岩中未见铜、钼矿化。细粒花岗岩的岩石化学结果显示，细粒花岗岩中Mo 含量为17.5 ×10-6～89.7 ×10-6，平均50.27 ×10-6，是大陆地壳平均值(1.1 ×10-6，Wedepohl，1995)的15.9～81.5 倍，是原始地幔(0.065 ×10-6，White，1997)的269～1380 倍，是大别地区区域地壳丰度(0.68～5.56，郭福生等，1998)的9～74 倍。而铜(19.2 ×10-6～117×10-6，平均47.45 ×10-6)是原始地幔(30 ×10-6，White，1997)的0.67～3.9 倍，平均值高于原始地幔，表明该岩体钼、铜含量高，具有提供成矿物质的潜力。

从矿区已知矿化的空间分布看，矿区铜、钼矿化主要分布于矿区中部及矿区的SE，主要发育在细粒花岗岩体内或其周边的石英二长岩中。从矿区Cu、Mo 化探异常的分布(图11a，b)可以看出，Cu、Mo 高异常区总体呈NW 向展布，与矿区细粒花岗岩的总体分布吻合，进一步证实了细粒花岗岩与成矿的关系。从矿区蚀变的空间分布上，矿区南北两侧主要为青盤岩化，而中部主要为钾硅化和石英绢云母化，钾硅化分布范围较大，而石英绢云母化的分布与细粒花岗岩密切相关。矿区泥化主要发育在细粒花岗岩中，并叠加在早期蚀变之上。矿区已知矿化、蚀变及Cu、Mo 化探异常的空间分布显示，区内铜钼矿化与细粒花岗岩的关系最为密切。

前人研究表明，中国东部于燕山期160～110Ma 左右，出现了一次大规模或大爆发成矿事件(毛景文和王志良，2000)，在大别造山带也存在燕山期成矿大爆发(张红等，2011;李法岭，2011;罗正传等，2010;杨泽强，2007;杨艳等，2008)。细粒花岗岩定年结果表明，西冲矿区成矿事件也是中国东部和大别造山带成矿大爆发事件的产物。西冲钼矿处于大别造山带东缘，紧邻长江中下游成矿带，从其成矿年龄看，其与长江中下游断凹区成矿事件年龄(135～127Ma，周涛发等，2008a，2012)相当。

4.2 成矿构造背景

野外岩体的侵位关系、蚀变特征及岩石定年结果表明，矿区侵入岩的侵位顺序从早到晚依次为:石英二长岩、细粒花岗岩(130.8 ±1.1Ma)、双峰式脉岩(包括石英正长斑岩131.9 ±1.4Ma 和煌斑岩131.3 ±1.6Ma，谢玉玲等，未发表资料)，均为燕山期岩浆活动产物。

前人研究表明，在许多造山带广泛出露了高压甚至超高压的区域变质岩，一般被当作是板块碰撞地壳加厚的标志。碰撞后大规模高钾钙碱性或少数钾玄岩与沿剪切断裂的大规模移动有关，其源区富集K、Rb、Th、U 和Ta，仅有少量古老地壳熔融的贡献(Liegeois et al.，1998)。在随后的碰撞后环境中，会伴随着高压变质岩的剥露，大规模走滑和伸展断裂的发生(Sylvester，1998)，出现高钾钙碱性花岗岩类岩浆的侵入活动，这种碰撞后的岩浆作用一般持续较短的时间，就会被造山后的A 型花岗岩类或碱性或过碱性岩浆作用所取代，从而标志着碰撞造山作用的结束和伸展塌陷的出现(Bea et al.，1999;Liegeois et al.，1998)。

图10 细粒花岗岩与响肠岩体球粒陨石标准化稀土元素配分图(a，标准化值据Mcdonough and Sun，1995)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b，标准化值据Sun and McDonough，1989)响肠岩体数据引自金成伟和郑祥身(1998)Fig.10 Chondrite-normalized REE distribution patterns (a，normalization values after Mcdonough and Sun，1995)and primitive mantle normalized trace elements spider diagram (b，normalization values after Sun and McDonough，1989)of fine-grained granite and Xiangchang batholithData of Xiangchang batholith based on Jin and Zheng (1998)

大别造山带是扬子板块在大约244～245Ma 向华北板块之下俯冲然后碰撞造山的产物，该俯冲碰撞大约在200Ma 左右停止(李曙光等，1989)。从矿区主要岩石单元的变形特征可以看出，石英二长岩、细粒花岗岩和双峰式脉岩组合均未见明显的韧性变形和强烈挤压变形的痕迹，表明其侵位后未发生强烈的挤压变形。从矿区不同期次岩浆岩的规模、产状和侵位特征看，矿区石英二长岩显示了底劈式上侵的特点，双峰式脉岩显示了岩墙式扩展侵位的特点，而细粒花岗岩介于两间之间，表明燕山期区内经历了持续的抬升过程。上述特征均表明该带大范围出露的燕山期岩浆岩不是碰撞造山期的产物，而是华北与扬子板片碰撞拼合后的产物。有学者认为，这一时期是大别造山带伸展阶段的开始(杜建国，2000)。一般认为双峰式脉岩的出现代表大别造山带进入伸展阶段的高潮时期，细粒花岗岩与双峰式脉岩的U-Pb 锆石年龄在误差范围内一致，因此成矿应是大别造山带大规模伸展阶段开始的产物。野外观察表明，细粒花岗岩与石英二长岩虽有较为清楚的界线，但界线常呈不规则状，有时呈渐变关系，且在细粒花岗岩与石英二长岩接触部位常发育不规则石英团块。另外，矿区发育的石英-钾长石囊团即可发育于石英二长岩中，也可见于细粒花岗岩中，显示细粒花岗岩为石英二长岩浆演化晚期产物，从石英二长岩到双峰式脉岩显示了矿区从挤压向伸展背景的转化的过程。

西冲钼矿处于大别造山带东缘，紧邻长江中下游成矿带，其成矿事件是整个中国东部大规模岩石圈减薄和成矿事件在该地区的响应。细粒花岗岩在岩石化学上与长江中下游的A 型花岗岩(周涛发等，2008a;范裕等，2008)具有相似的稀土和微量元素组成特征，但其年龄与长江中下游庐枞火山岩盆地的双庙组火山岩年龄(周涛发等，2008b)相当，明显老于长江中下游的A 型花岗岩(126～124Ma，范裕等，2008)，显示其与长江中下游在构造演化具有一定的时间差异。

细粒花岗岩在Rb-Y+Nb 构造环境判别图解(图12)中，其投影点落在同碰撞花岗岩与火山弧花岗岩之间，而响肠岩体(石英二长闪长岩和花岗闪长岩，金成伟和郑祥身，1998))落在火山弧花岗岩区域，表明其源区可能有重熔的底垫弧火山岩的贡献。区域热年代和差异冷却特性也表明，140～85Ma 大别造山带进入热窿伸展作用时期，由此引发基底广泛熔融、北淮阳剧烈火山喷溢以及合肥盆地断陷等过程，此次热窿事件包括强热伸展阶段(140～105Ma)和晚期衰退阶段(105～85Ma)(许长海等，2001)。结合矿区主要侵入岩的锆石定年结果，其成矿作用应发生在大别造山带强热伸展阶段初期。

4.3 含矿岩浆起源及演化

岩石化学结果表明，细粒花岗属高钾钙碱性-钾玄岩系列，具有高的钾、钠含量，相对富集大离子亲石元素(Rb、Th、U、K、Hf)和Pb，明显亏损高场强元素P、Ti、Nb、Ta 及Sr 和Ba。在K2O-Na2O 图解中均落入A 型花岗岩区域。

Ma et al.(1998)在大别高压、超高压变质带发现三组中生代钾玄岩-高钾钙碱性侵入岩，分别为三叠纪(～220Ma)与板块断离有关的侵入岩、中侏罗-早白垩(160～120Ma)与岩浆底侵有关的侵入岩和白垩系(125～95Ma)与热穹窿事件有关的侵入岩，其各自的岩体产状和岩石主、微量地球化学显示出一定的差异性，但具有相似的Sr、Nd 同位素组成，其代表了同源、不同侵位深度的产物。西冲矿区细粒花岗岩从产状和岩石化学特征上与Ma et al.(1998)报导的与热穹窿事件有关的侵入岩具有相似之处，其可能与大别杂岩体深熔作用有关，且在上侵过程中经过了高度演化。响肠岩体的岩石化学特征与Ma et al.(1998)报导的与岩浆底侵有关的侵入岩相当，表明矿区石英二长岩与细粒花岗岩其可能为同源演化的结果，具有壳幔混源特征。矿区石英二长岩中大量闪长质暗色包体的发现也表明其具有深源物质的贡献，而细粒花岗岩为其进一步演化的结果。岩浆演化过程中磷灰石、钛铁矿的分离结晶作用可以造成演化岩浆的P、Ti 负异常(李献华等，2001)，而Sr、Ba 的亏损和Eu 的负异常可能由还原条件下斜长石的结晶分异引起。另外，基性岩浆与酸性岩浆的不混溶也可造成P、Ti、Sr、Ba 的亏损。与细粒花岗岩时间近乎同时(但稍晚)的双峰式脉岩可能代表了不混溶的基性和酸性单元，是源区岩浆发生不混溶的产物。细粒花岗岩与石英正长斑岩的侵位年龄在误差范围内一致，应为同期稍早产物，P、Ti、Sr、Ba 的亏损可能是由于源区基性单元低程度不混溶造成的。

图11 西冲矿区铜(a)和钼(b)化探异常等值线图(据安徽省地质矿产勘查局311 地质队，2008;图面范围如图2 中红色虚线所示)Fig.11 Cu (a)and Mo (b)geochemical anomaly isogram of Xichong deposit (the area is shown in Fig.2 with red dot line)

图12 细粒花岗岩的Y +Nb-Rb 构造环境判别图解(底图据Pearce et al.，1984)VAG-火山弧花岗岩;syn-COLG-同碰撞花岗岩;WPG-板内花岗岩;ORG-洋脊花岗岩Fig.12 The Y + Nb-Rb diagrams of fine-grained granite(after Pearce et al.，1984)VAG-volcanic arc granite;syn-COLG-syn-collisional granite;WPGintraplate granite;ORG-ocean ridge granite

5 结论

(1)矿区主要矿化表现为脉状、网脉状和细脉-浸染状，发育在石英二长岩和细粒花岗岩中;矿区蚀变类型主要有钾硅酸盐化、石英-白云母(绢云母)化、石英-绿帘石化、绿泥石-碳酸盐化和泥化，其中石英-绿帘石化、泥化与矿化关系最为密切。

(2)矿区的蚀变、矿化及铜钼化探异常的空间分布与细粒花岗岩关系密切，岩石化学分析结果也显示细粒花岗岩中Mo 含量远大于大陆地壳平均值，表明细粒花岗岩具有提供成矿物质的潜力。

(3)矿区岩浆岩侵位次序分别为:石英二长岩、细粒花岗岩(130.8 ±1.1Ma)、双峰式脉岩(石英正长斑岩和煌斑岩)，其均为燕山期岩浆活动产物。与成矿关系密切的细粒花岗岩具有高K、Na 的A 型花岗岩特征，岩石化学属高钾钙碱性并向钾玄岩过渡的准铝质-过铝质花岗岩，为大别造山带大规模伸展阶段早期的产物。

致谢 野外地质调研和资料收集过程中得到安徽省地质矿产勘查局311 地质队、南京地质矿产研究所的大力协助;参加野外工作的还有唐燕文、李应栩、王蕾、周俊杰、吴浩然、李怀斌、安卫军;在此一并致谢。

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