南秦岭桂林沟斑岩型钼矿Re-Os 同位素年代学及其构造意义研究*

张红 陈丹玲 翟明国 张复新 宫相宽 孙卫东

1.大陆动力学国家重点实验室，西北大学地质系，西安 710069

2.中国科学院矿产资源研究重点实验室，中国科学院地质与地球物理研究所，北京 100029

3.中国科学院矿物学与成矿学重点实验室，中国科学院广州地球化学研究所，广州 510640

4.中国科学院青藏高原地球科学卓越创新中心，北京 100101

1 引言

钼资源分布具有不均一性，全球80%以上探明储量分布在秦岭钼矿带、Climax 钼矿带和美洲西海岸斑岩铜金钼矿带中(Mao et al.，2011;Li et al.，2012;陈衍景，2010)。其中，秦岭钼矿带是全球最大的钼矿带之一，探明储量约800万吨。长期以来，国内矿床学家对秦岭钼矿带开展了大量的研究，认为其中65%的钼矿发育于与东秦岭有关的岩浆活动，同时在西秦岭也有部分钼矿发育(Zhang et al.，2014;朱赖民等，2008a，2009;张怀东等，2010)。近期研究表明，南秦岭除了具有典型的Pb-Zn-Ag 多金属矿床出露外，也有小型钼矿陆续被发现，例如发育于南秦岭的月河坪夕卡岩型钼矿和本文中的桂林沟钼矿(李双庆等，2010;王娅娅等，2013)。

在空间上，秦岭钼矿带与华北克拉通和秦岭造山带有着密切的联系，超过90%的钼矿分布在东秦岭和西大别，特别是华北克拉通南缘的小秦岭也是主要的成矿区，在大地构造位置上集中分布于二郎坪-信阳弧后盆的区域。东秦岭成矿区主要位于克拉通边缘，形成于陆内碰撞造山之后的伸展环境，与成矿有关的岩体都为花岗斑岩小岩体，具有小岩体成大矿的特点(陈衍景，2010;魏庆国等，2009;张元厚等，2010)。这些钼矿多数发育于秦岭北麓，而在秦岭南麓发育较少(图1)。在时间上，秦岭钼矿带成矿期次被划分为3 个阶段，其中第一期以前范岭、大湖、黄龙铺、温泉等钼矿为主分布于东秦岭北麓及小秦岭地区，形成时代为印支期(～220Ma);第二期形成于燕山早期早白垩世(126～145Ma);第三期则可能与东部岩石圈大规模减薄、拆沉有关(～115Ma)(Li et al.，2012;Mao et al.，2011)。目前构造地质学家的主流观点是秦岭是华北-华南陆陆碰撞的产物，最后一次碰撞发生在三叠纪，由碰撞向伸展转换发生在印支期，约230～200Ma (陈衍景，2010;刘树文等，2011;骆金诚等，2010;魏庆国等，2009;张元厚等，2010)。秦岭经历了漫长而又复杂的地质历史演化，其东秦岭的印支期成矿主要是与秦岭的主碰撞有关，位于碰撞的主断裂带上，与成矿有关的岩体出露面积均较小，岩浆侵位较浅(魏庆国等，2009;张元厚等，2010;陈衍景，2010)，并且华北克拉通南缘及小秦岭地区的太古代地层太华群和古元古代熊耳群，其可能为钼的富集成矿提供主要物质来源(Li et al.，2011)。而南秦岭花岗岩体群相对来讲，并没有富钼的古老克拉通基底，缺乏明显的成矿物质来源;但大量研究表明，南秦岭发育的大量印支期花岗岩体群(230～195Ma)，也被认为位于秦岭陆内碰撞造山之后的伸展环境(孙卫东等，2000;弓虎军等，2009;陈衍景，2010)，而该环境被认为是有利于钼的成矿，本文拟通过对胭脂坝岩体周缘发育的桂林沟钼矿做进一步研究，为南秦岭钼矿的勘探提供新的方向。

南秦岭发育一条多金属成矿带，主要由锡铜沟和银硐子等大型Sedex 型铅锌银矿组成(齐文和侯满堂，2005;朱赖民等，2008a;王瑞廷等，2010)，这些矿床多数沿着构造线分布(图1)。然而在商丹缝合带以南地区，钼矿基本没有报道。研究区镇安县杨泗乡桂林沟钼矿属于该条大型多金属矿床的周边工作区范围，有关该矿床的地质特征和成矿时代研究较少(王娅娅等，2013)。本次研究拟通过对该矿床含矿花岗岩的锆石U-Pb 年龄和辉钼矿Re-Os 年龄测定，并对秦岭钼矿带典型矿床年龄资料归纳和分析，试图寻找该矿床与秦岭大规模成矿事件在成矿时代和成因上的关系，为进一步探讨南秦岭地区成矿阶段和成矿事件提供有利依据。

图1 秦岭多金属矿床分布图(据Li et al.，2012;朱赖民等，2008a 修改)Fig.1 The distribution map of Qinling polymetallic deposit (modified after Li et al.，2012;Zhu et al.，2008a)

图2 桂林沟地区岩浆岩及矿床分布地质略图1-早-中元古代秦岭杂岩;2-晚元古代陶湾群碳酸盐岩;3-寒武-奥陶纪石英片岩-火山碎屑岩;4-中泥盆统沉积岩;5-二叠纪石盒子组碳酸盐岩-碎屑岩;6-印支期花岗岩;7-采样点;8-深大断裂Fig.2 Geological sketch map of igneous rocks and molybdenium deposit in Guilingou area1-Qinling complex of the Paleo-Meso Proterozoic;2-Taowan Group carbonate rock of the Late Proterozoic;3-quartz schist and pyroclastic rock of the Cambrian，Ordovician;4-sedimentary rocks of the Middle Devonian;5-Shihezi Formation carbonate and clastic rocks of the Permian;6-granitic rocks of the Indosinian;7-sample locality;8-large faults

2 区域地质概况

秦岭构造带地处中国中部，呈东西向展布，是华北板块与扬子板块之间的汇聚带(Zhang et al.，1996a，b;张本仁等，2002;张国伟等，2003)，区内主要发育两条大型断裂带，即商丹和勉略缝合带。以这两条断裂为界，秦岭大致分为三个主要构造单元，北秦岭构造带、南秦岭构造带和扬子地块北缘构造带，其中南秦岭构造带位于商丹和勉略两断裂带之间，具有扬子地块的双层前寒武基底。以徽成盆地为界划分为东、西秦岭，其中徽成盆地以东至南阳盆地以西区间的秦岭地块为东秦岭。

东秦岭是秦岭钼矿带大部分矿床集中区，这些矿床主要位于东秦岭的北侧，即华北板块的南缘和秦岭造山带的接合带。东秦岭钼矿带共有金堆城、东沟、南泥湖、三道庄和上房沟5 个超大型，雷门沟、秋树湾等5 个大型斑岩钼矿和黄水庵、木龙沟等数十个中小型钼矿(付治国等，2005，2010;李诺等，2007，2008;毛景文等，2009;李永峰等，2003，2004，2006;罗正传等，2011;杨晓勇等，2010;杨泽强等，2008;叶会寿等，2006;朱赖民等，2008a，b)。近年来，东秦岭地区的钼矿找矿工作又取得了重大进展，先后发现和探明了东沟超大型斑岩钼矿(付治国等，2005，2010;叶会寿等，2006)、鱼池岭超大型斑岩钼矿和大别造山带西段的沙坪沟超大型斑岩钼矿和汤家坪大型斑岩钼矿(Zhang et al.，2014;杨泽强等，2008;张怀东等，2010)，以及正在勘探的大石门沟钼矿等。这些钼矿的成矿期次和成矿机理研究为秦岭钼矿的进一步勘探提供了宝贵经验(Chen et al.，2000;Li et al.，2012;毛景文等，2009)。相对东秦岭钼矿的分布范围广、储量大，南秦岭几乎没有任何大型钼矿的报道，仅在懒板凳岩体发育有月河坪夕卡岩型钼矿(李双庆等，2010)，该矿床在区域地质上和桂林沟斑岩钼矿属于同一成矿带，都发育在胭脂坝花岗岩体的接触带上(图2)。

南秦岭三大中生代花岗岩体群，该花岗岩群从东向西依次为:东江口岩体群、五龙岩体群(包括胭脂坝、老城、西岔河、五龙和华阳岩体)、光头山岩体群(王娟等，2008a，b;严阵，1985;杨恺等，2009;张成立等，2005)。这些岩体以岩基的形式侵入到古生代地层中，形成时代集中分布于230～195Ma 之间，是一期呈东西展布的印支期花岗岩带(图1)，这一系列侵入岩中尚未发现超大型-大型钼矿。

胭脂坝岩体归属于五龙岩体群，该岩体出露于南秦岭构造带宁陕-镇安一带，岀露面积约560km2，呈不规则岩基状产出，北东向展布。区域上该岩体侵入于晚元古界陶湾群—下古生界泥盆纪地层中。胭脂坝岩体形成时代为200 ±4Ma(骆金诚等，2010)，晚于南秦岭同造山花岗岩带的时代206～223Ma (Jiang et al.，2010，2012;Sun et al.，2002;秦江锋，2010;张成立等，2005)，并明显晚于邻近的五龙、西岔河岩体的形成年龄225 ±4Ma，对应于主碰撞期后约10～20Myr 的伸展构造环境。

图3 桂林沟钼矿床矿体空间展布示意图Fig.3 A schematic diagram of the ore body distribution

桂林沟钼矿区呈岩株状分布于胭脂坝岩体的东北部(图2)，在大地构造位置上处于近东西向古生代弧盆体系与北东向中生代后造山岩浆岩带的叠加复合部位(王娅娅等，2013)。该矿区出露地层主要有晚元古代陶湾群碳酸盐岩、寒武-奥陶纪石英片岩-火山碎屑岩、泥盆纪浅-中深海相沉积的碳酸盐岩和二叠纪浅海-湖泊相形成的细碎屑岩等地层。具有工业价值的钼矿体主要赋存在蚀变的白云母粗粒蚀变花岗岩、钾长花岗岩和中泥盆统地层中(图3)。该地区钼矿成矿规模一般，储量不大，目前也仅在胭脂坝岩体周围出露。

3 岩相和矿相学特征

胭脂坝岩体属于高钾钙碱性系列，为准铝-弱过铝质壳源S 型花岗岩(骆金诚等，2010)，主要由似斑状黑云母二长花岗岩和二云母花岗岩组成。岩体中分布有少量椭圆状、不规则状暗色闪长岩包体，多与岩体呈截然接触关系，中粒到粗粒的半自形粒状结构、似斑状结构，斑晶为钾长石。主要矿物组合为石英、钾长石、斜长石(奥长石)、黑云母、白云母、角闪石，副矿物为榍石、锆石以及磁铁矿等。

蚀变粗粒似斑状花岗岩主要矿物组成:奥长石(30%)呈半自形不等粒粒状-板状，中轻度白云母化(图4a)，多被后期微斜长石交代呈净边结构(图4b)。微斜长石(37%)他形-半自形不等粒粒状，石英(17%)他形细粒φ = 0.05～0.5mm。黑云母(4%)片状，部分发生绿泥石化，另含少量副矿物锆石和磷灰石。

桂林沟钼矿成矿类型为斑岩型，局部发育石英脉型。按照成矿元素组合类型，桂林沟钼矿属于Mo-W 型，Re 相对于地壳成因含量高出近10 倍，无Cu 和Au 的富集。

矿化蚀变以钾长石化、云英岩化和硅化为主，晚期蚀变出现碳酸盐化。蚀变矿脉中，白(绢)云母呈片状、鳞片状集合体，与辉钼矿共生。辉钼矿呈鳞片状集合体(图4a，c，d，f)。此外有少量的磁黄铁矿(图4d)和黄铜矿(图4e)。

矿石矿物主要为辉钼矿、黄铁矿、黄铜矿和斑铜矿(图4d，e)，含少量磁黄铁矿、白钨矿等;脉石矿物主要为石英、白云母、黑云母、钾长石、微斜长石、白云石等。

矿化类型主要有三种:蚀变粗粒似斑状花岗岩型钼矿化，辉钼矿呈浸染状、细脉浸染状和集块状分布，伴有绿泥石化;钾长花岗岩型钼矿化，辉钼矿呈细脉浸染状分布，粒径也较小，分布范围为0.2～1mm，含有钛铁矿、磁铁矿等;石英脉型钼矿化，辉钼矿呈集块状分布，粒径达到3～5mm，富含大量片状白云母，并伴生有萤石、黄铁矿、黄铜矿等;细晶花岗岩中也有零星分布。

4 分析方法

4.1 辉钼矿Re-Os 年龄

本文对6 件辉钼矿样品进行了Re-Os 同位素年代学分析，其中样品11GL-13、11GL-14、11GL-15 为黑云母花岗岩，11GL-16 为蚀变的似斑状花岗岩，11GL-21 来源于白云母石英脉型含矿花岗岩。每个样品粉碎至～2mm，在双目镜下挑选出大于100mg 的纯净辉钼矿颗粒准备测试。样品前处理工作在中科院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室完成。辉钼矿Re-Os 同位素定年方法目前非常成熟。根据辉钼矿的组成，用浓HNO3代替逆王水分解样品，在样品溶解的同时，使Mo 转换成MoO3不溶物，从而达到了分析物与基体元素的分离，大大简化了Re 的化学分离过程(Sun et al.，2010;李晶等，2010)。样品经过一系列分离、蒸干和加压溶解之后，在ICP-MS 上进行测试。Re、Os 的本底分别为2.8pg 和0.7pg。其中11GL-21-1 和11GL-21-2 来源于同一个样品作为重复样，区别是1 号样品粒度大分选时纯度高，2 号样品粒度小纯度低。

4.2 锆石LA-ICPMS 定年

本文分别挑选出该矿区3 个不同结构特征花岗岩样品进行锆石分选，其中GL-12 为细粒花岗岩，GL-11 为钾长花岗岩，GL-10 为含白云母蚀变的粗粒似斑状花岗岩。将超过5kg 的样品粉碎至60 目，之后通过浮选、磁选和重液等方法，挑选出大于1000 粒的纯净锆石。将分选的锆石放入环氧树脂中固结制靶，并抛光至1/3 处进行反射光、透射光和阴极发光拍照。挑选出相对环带清晰，破碎边少、晶型较好的锆石进行LA-ICPMS 分析。锆石LA-ICPMS 分析在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。该LA-ICPMS 实验采用德国Lambda Physik AG 公司生产的GeoLas 激光剥蚀系统和Agilent 7700x 型的ICP-MS 联机。分别使用91500、GJ-1 和Nist610 做为年龄和微量元素测试标样。测试时使用Ar 和He 作为载气，激光能量为40mJ，剥蚀斑束直径使用31μm，频率为6Hz，有效信号采集时间50s。数据处理使用ICPMSDataCal 来进行校正(Liu et al.，2010)，相关图件使用isoplot 进行绘图。

图4 桂林沟钼矿岩石和矿物显微照片及矿化特征(a)蚀变花岗岩型的格子状微斜长石化、白云母化和钾化;(b)奥长石的净边结构;(c)辉钼矿的片状集合体;(d)片状辉钼矿与磁黄铁矿共生;(e)黄铜矿化;(f)含辉钼矿和石英脉的蚀变花岗岩.Qtz-石英;Mi-微斜长石;Ms-白云母;Olg-奥长石;Pl-斜长石;Mo-辉钼矿;pyr-磁黄铁矿;Cha-黄铜矿Fig.4 Rock and mineral petrological micrographs and mineralization characteristics of the Guilingou Mo deposit(a)lattice microcline alteration，muscovitization，potassic alteration of altered granite;(b)metasomatic edulcoration border texture of oligoclase;(c)bundle aggregation of molybnenite;(d)flake molybdenite symbiotic with pyrrhotite;(e)chalcopyrite mineralization;(f)quartz vein with molybnenite in altered granite

5 结果

5.1 辉钼矿Re-Os 年龄

通常来说，非放射性成因Os 在辉钼矿中含量几乎为零，几乎所有的Os 都是由Re 衰变而成，可以通过公式t =5(1/λ)ln(1 +187Os/187Re)来计算模式年龄，其中187Re 衰变常数λ=1.666 ×10-11a-1(Smoliar et al.，1996)。对6 件辉钼矿样品分别测定了Re 和Os 的含量(表1)。187Re 含量显示较大的变化范围，从58 ×10-6到121 ×10-6，表现出上地幔特点，但混有部分地壳组分(Mao et al.，1999;Stein et al.，1997)。Os 的变化范围为192 ×10-9～401 ×10-9。Re-Os 模式年龄从195.9Ma 到198.5Ma(图5、表1)。对6 个样品进行Isoplot等时线投点计算出的谐和年龄为195.5 ± 5.0Ma (2σ，MSWD=3.1)，加权平均年龄为197.2 ±1.3Ma。3 种不同岩性6 个样品的钼矿年龄误差范围内变化一致。

图5 桂林沟钼矿辉钼矿Re-Os 同位素等时线年龄图Fig.5 Re-Os isochron plot for molybdenite samples from the Guilingou Mo deposit

5.2 锆石的LA-ICPMS U-Pb 定年

3 件样品的锆石外形基本相似，都呈长柱状，破碎较明显，无色透明，粒度分布在50～350μm，锆石内部包裹体发育。所测锆石CL 图像呈现两种不同的形态:一种具有明显的核边结构，环带发育，核部颜色为白色至浅灰色，外部为暗色增生边(图6)，测试点位集中在白色区域，其稀土总量相对比较低，∑REE 变化范围为131 ×10-6～1140 ×10-6，U 含量的变化范围较大(35 ×10-6～2427 ×10-6)，而Th 的含量为15 ×10-6～440 ×10-6(表2、表3);另一种完全无环带，在阴极发光下几乎呈全黑状态，具有较高的U、Th 含量和稀土总量，其∑REE 变化范围为1118 ×10-6～8989 ×10-6，U 含量的变化范围也较大(87 ×10-6～15446 ×10-6)，而Th 的含量为58 ×10-6～1420 ×10-6(表3)，其CL 图像及宽泛的稀土元素变化特征及U、Th 含量表明其属于典型的高温热液型锆石。其中，来源于细粒花岗岩的32 粒锆石(GL-12)剔除不谐和点位，相对谐和年龄较少，获得了18 粒谐和锆石，其206Pb/238U 的加权平均年龄为199 ±1.4Ma(图7a);而钾长花岗岩(GL-11)共测试28 粒锆石，仅16 粒谐和，其206Pb/238U加权平均年龄为201 ±3.1Ma(图7b);而经受蚀变的白云母粗粒花岗岩(GL-10)锆石则具有明显的继承核，共测试31 个点，锆石多数沿着Pb 丢失不一致线分布，选取较为谐和的25粒做分布直方图，获得峰值年龄为201Ma，获得下交点年龄198 ±11Ma(图7c)。3 件样品的锆石明显的受到了成矿时的热液及其流体的干扰，微量和稀土元素含量变化程度也较大，这个过程导致锆石年龄谐和度较差，并伴有Pb 的丢失。同时，这3 件花岗岩样品基本取得了较为一致的年龄分布范围，与辉钼矿的Re-Os 年龄也基本一致。

图6 桂林沟钼矿化带花岗岩锆石CL 图像Fig.6 Zircon CL images from Guilingou three Mo-bearing granites

表2 花岗岩锆石U-Pb 年龄Table 2 Zircons U-Pb age from Guilingou three Mo-bearing granites

表3 锆石稀土元素含量(×10 -6)Table 3 Zircon rare earth element contents from Guilingou Mo-bearing porphyries (×10 -6)

图7 不同类型花岗岩的锆石U-Pb 年龄图(a-c)及稀土元素配分模式图(d)Fig.7 Zircon U-Pb age diagrams (a-c)and REE partition diagram (d)from the Guilingou Mo-bearing granites

桂林沟钼矿的锆石球粒陨石标准化图解显示普遍轻稀土元素(LREE)亏损而重稀土元素(HREE)富集(图7d)。曲线变化范围较为宽泛，Ce 有明显正异常，Eu 负异常不明显，轻稀土曲线稍显杂乱，重稀土富集，两种不同CL 图像锆石呈现出明显的差异性，全黑区域具有更高的稀土总量。

6 讨论

6.1 成岩和成矿年代学

6 件辉钼矿Re-Os 同位素年龄在195.9～198.5Ma 之间，其加权平均年龄为197.2 ±1.3Ma，该年龄限定了桂林沟钼矿成矿时间为早侏罗世。Re-Os 同位素体系不仅用于同位素定年，而且可以有效地示踪成矿物质来源(Mao et al.，1999;Stein et al.，1997)。综合分析中国各种类型钼矿床中辉钼矿的铼含量，从地壳来源到壳幔混源再到地幔来源，辉钼矿中铼含量成倍地增加(Mao et al.，1999)。桂林沟钼矿的辉钼矿Re 的含量分布范围为92 ×10-6～193 ×10-6，平均143 ×10-6，总体落在上地幔范围内。桂林沟钼矿发育于胭脂坝岩体的边缘，该岩体的Nb/Ta 和Zr/Hf 比值位于地壳和地幔平均值之间，也表明有幔源物质的加入(骆金诚等，2010)。

其不同来源花岗岩锆石U-Pb 年龄分别获得了199 ±1.4Ma、201 ±3.1Ma 和198 ±11Ma，代表了胭脂坝岩体形成时代为198～201Ma，该年龄稍微早于桂林沟辉钼矿Re-Os同位素年龄，在误差范围内认为成矿和成岩时间一致。并且在样品GL-10 锆石中包含了大量较老的继承核，这些年龄虽不谐和，但是多数沿着不一致线分布，代表了有大量古生代甚至是元古代古老地层的岩浆锆石被捕获，与该地区出露的晚元古代陶湾群、奥陶-寒武及泥盆纪地层一致。而南秦岭印支期花岗岩，尤其是沙河湾、曹坪和柞水岩体等形成于225～212Ma 被认为属于同碰撞型(图1)(孙卫东等，2000;张国伟等，2003;周滨等，2008;杨恺等，2009)，形成于挤压向伸展转变期或陆陆碰撞的初期(张本仁等，2002;弓虎军等，2009)，考虑到秦岭中生代花岗岩类发育存在200～170Ma 间歇期，胭脂坝岩体201～198Ma 应该属于南秦岭印支期花岗岩体群最后的闭合时间。该时段是南岭造山带主碰撞造山结束和后构造演化的开始，造山体制已进入陆陆碰撞演化阶段。

表4 秦岭钼矿带典型矿床Re-Os 年龄分布表Table 4 Re-Os ages from the classic molybdenum deposits in the Qinling ore deposit belt

6.2 200～190Ma 成矿期

图8 秦岭钼矿三期次分布图Fig.8 Three periods distribution diagram from Qinling molybdenum deposit

秦岭钼矿带的成矿期次多，构造活动剧烈，岩浆来源较为复杂，与钼成矿有关的岩浆活动和成矿作用主要发生在三个时间段:238～213Ma、145～126Ma 和116～110Ma (Li et al.，2012;毛景文等，2009)(表4、图8)，主成矿期为晚印支期和晚燕山期。其中，第一期成矿时代与华南大规模碰撞挤压造山时代一致(Ding et al.，2006，2015)，也与南秦岭洋的闭合时代一致(Li et al.，1996;Sun et al.，2002;骆金诚等，2010;张成立等，2008)，代表性矿床有黄龙铺、温泉、大湖、前范岭钼矿等(图1)(李诺等，2008;许成等，2009;朱赖民等，2009;高阳等，2010)。关于后两期成矿作用机制，目前还存在争议。其中，Mao et al.(2008)认为145Ma 的晚侏罗世-早白垩世成矿期，是伊泽纳吉板块或古太平洋板块向欧亚大陆俯冲造成的弧后拉张导致大规模的岩浆事件有关，Li et al.(2012)则认为145Ma 钼矿与同时期发生的长江中下游大规模岩浆活动和成矿作用可能都是受洋脊俯冲的结果(Ling et al.，2009)。而115Ma 成矿期则与东部岩石圈大规模减薄、拆沉有关或与俯冲的太平洋板块转向或后撤有关(Sun et al.，2007;Mao et al.，2008;Li et al.，2012)。本次研究结果表明桂林沟钼矿岩体形成时间为:196～199Ma，和南秦岭胭脂坝-老城-五龙-华阳-西坝一系列花岗岩体的195Ma、207Ma 和213Ma 的三期成岩年龄相近，属于印支晚期-燕山早期的过渡阶段;成矿时期197.2 ±1.3Ma 区别于秦岭成矿三阶段中的第一阶段，晚于东秦岭的晚三叠世的超大型-大型钼矿成矿时间段(238～213Ma)。

从构造演化的角度，190～200Ma 属于秦岭由碰撞挤压向伸展转折的时期，被认为是成矿的有利时期，但是该时间段的矿床鲜有报道，目前可见的主要有西秦岭小沟里石英脉型金矿(193.2Ma)和南秦岭月河坪夕卡岩型钼矿(193.6Ma)主要分布在该时间范围之内(冯建忠等，2002;李双庆等，2010)。这2 个矿化区都是中小规模钼矿，并未引起过多的关注。随着月河坪和桂林沟钼矿的辉钼矿的Re-Os 精确定年，以及宁陕县江口地区东至镇安县金川地区，长达70km 的多金属成矿带的发现，这期年龄不再被认为是简单的偶然性，190～200Ma 成矿时代有可能会成为新的一期钼矿成矿阶段，对于秦岭成矿带钼矿的找矿工作具有一定的意义。

综上所述，南秦岭地区的镇安桂林沟斑岩型钼矿的成矿作用属于中国北部燕山期大规模成矿活动的早期阶段，成矿时代较早，在190～200Ma 之间。这一期钼矿床的成因可能与扬子板块与华北板块拼合期间的后碰撞造山作用过程有关。该时段恰好处于最后一次陆内碰撞造山向伸展转变的转折期。早燕山期成矿事件在秦岭地区较少被发现，可能是印支晚期剧烈的岩浆活动改造和破坏所致，由于造山带碰撞后的垮塌，导致软流圈上涌，导致壳-幔相互作用，引起上地幔部分熔融形成富含Mo 的岩浆热液流体，当岩浆沿着构造薄弱带上升到地壳浅部遭遇中泥盆统大面积的浅海相沉积物，冷凝分异出成矿流体，充填和交代该区侵入岩使成矿元素富集成矿。

7 结论

(1)桂林沟斑岩型钼矿的6 件辉钼矿Re-Os 同位素年龄限定了其成矿年龄为早侏罗世，其年龄在195.9～198.5Ma之间，其加权平均年龄为197.2 ±1.3Ma。同时，获得围岩细粒花岗岩、钾长花岗岩和粗粒蚀变花岗岩的锆石U-Pb 年龄分别为199 ±1.4Ma、201 ±3.1Ma 和198 ±11Ma，表明其成岩和成矿年龄基本一致。

(2)桂林沟钼矿床的形成年龄不同于已报导的秦岭钼矿的三个主要成矿期，即238～213Ma、145～126Ma 和116～110Ma，190～200Ma 成矿期稍晚于第一成矿期。该期钼矿形成于秦岭印支期碰撞之后，是由造山带垮塌引起的岩浆-热液成矿。该期可能代表了秦岭成矿带一期尚未认识的重要成矿事件，对于南秦岭找矿具有重要意义。

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