沙坪沟钼矿区橄榄角闪石岩岩石成因——矿物学特征约束

王 莹，谢玉玲，吴皓然，钟日晨，梁 培，王爱国

(1. 北京科技大学 土木与资源工程学院， 北京 100083； 2. 南京地质矿产研究所， 江苏 南京 210016)

秦岭-大别造山带是世界著名的斑岩钼矿带(李诺等， 2007； 李俊平等， 2011； 李毅等， 2013)，该造山带经历了扬子板块与华北板块强烈的陆-陆碰撞造山过程，形成了早白垩世强烈的岩浆活动记录(Maoetal., 2011)。沙坪沟超大型钼矿即形成于早白垩世强烈的岩浆背景。沙坪沟钼矿是目前探明钼金属量最大的钼矿床(237.96×104t)(张怀东等， 2012)，仅次于美国Climax钼矿床，为世界第二大钼矿床。前人对沙坪沟钼矿进行了大量研究，包括岩浆岩成岩年代学(徐晓春等， 2009； 黄凡等， 2011； 张红等， 2011； 孟祥金等， 2012； 陈红瑾等， 2013)、岩石地球化学(王波华等， 2007; 陈红瑾等， 2013； 徐刚等， 2012)、成矿年代学(黄凡等， 2011； 张红等， 2011； 孟祥金等， 2012)、矿床地质特征(张怀东等， 2012； 阳珊等， 2013； 任志等， 2015)和成矿流体特征(Nietal., 2005； 于文等， 2013； Gaoetal., 2015)等。但上述研究多集中于赋矿斑岩体的年代学和岩石地球化学的研究。超大型矿床的形成并非单一控制因素而成，往往与地球深部活动密切相关，而与超大斑岩型矿床有密切的时空共生关系的超基性-基性岩成为了解斑岩形成过程中地球深部信息的重要“岩石探针”，如中国东部兴蒙造山带小兴安岭-张广才岭钼矿区(杨言辰等， 2012； 谭红艳等， 2012)、大别造山带西冲钼矿区等(谢玉玲等， 2015)，这些钼资源富集区都发育有成矿同期基性-超基性侵入的现象，这些地质事实表明中国东部燕山期大规模成矿事件与幔源岩浆活动有关。基性岩可能为酸性岩浆房的演化提供了挥发分、S(可能还有Mo)(Westra and Keith, 1981; Keithetal., 1993； Cartenetal., 1993; Audétat, 2010)。野外地质调查发现在沙坪沟超大型钼矿的西部、北部出露同期超基性岩和基性脉岩，目前对该超基性岩体矿物学特征的研究工作很是薄弱。通过对这些基性-超基性岩中造岩矿物学特征进行分析研究，有助于探讨岩浆结晶分异、同化混染等岩浆演化的过程(张招崇等， 2003)。为此本文在系统的野外地质调查基础上，主要利用电子探针原位分析，对大别造山带沙坪沟斑岩钼矿区超基性岩橄榄角闪石岩的主要造岩矿物橄榄石、辉石、角闪石、云母成分进行系统的矿物学研究，旨在厘定该超基性岩类矿物形成的物理化学条件，深化对沙坪沟钼矿区超基性岩岩浆演化的认识，探讨其岩石成因及形成的构造环境，以期为解析大别造山带中生代壳幔演化、构造-岩浆活动提供矿物学尺度的约束。

1 区域地质

研究区大地构造位置处于秦岭-大别造山带，大别造山带是中国中央造山带的重要组成部分, 是扬子板块与华北板块经历了洋壳俯冲、弧岩浆活动、弧陆碰撞、陆陆碰撞等地质过程而形成的(邓晋福等， 2000； 谢才富等， 2001)(图1)。

区域出露的地层主要是： 新太古界-古元古界的大别-桐柏变质核杂岩，岩性以二长花岗质片麻岩、英云闪长质片麻岩和黑云斜长片麻岩为主(王运等， 2009； 李毅等， 2013)；中元古界的庐镇关岩群主要岩石类型有黑云变粒岩、浅粒岩、斜长角闪岩、大理岩、云母片岩等，是一套变中基性火山-沉积岩组合(彭智等， 2015)；新元古界-早古生界的佛子岭岩群为一套中浅变质岩系, 主要由板岩、千枚岩和云母石英片岩等组成(戴圣潜等， 1992； 陈跃志等， 1995)；秦岭群变质杂岩、二郎坪群浅变质火山-沉积岩系，被绢云石英片岩及炭质石英片岩覆盖；红安岩群为一套浅中变质的片岩及片麻岩(Renetal., 2018)。

大别造山带发育了不同时期、不同规模、不同方向的断裂构造系统，该区断裂构造十分复杂。区域内以两个方向的断裂构造最为发育：一是与造山带平行的NW向断裂，主要有明港-六安断裂、龟山-梅山断裂、晓天-磨子潭断裂、襄樊-广济断裂等；二是一组NE向断裂，主要有商城-麻城断裂、郯庐断裂等(邓晋福等， 2000)。它们总体构成了NW向和NE向的网格状构造(图1)。

大别造山带岩浆活动频繁，各个地质时期均有不同程度的表现，以燕山期最为强烈。主要发育燕山期中酸性花岗(斑)岩、陆相火山岩；晋宁期中酸性侵入岩、基性-超基性岩。燕山期火山岩包括两个火山旋回：第一旋回以形成于陆内挤压构造环境的安山岩-粗安岩-粗面岩组合为主，属高钾钙碱性岩石系列；第二旋回为形成于陆壳减薄拉张环境的一套玄武岩-碱性粗面岩-假白榴石响岩组合(杜建国， 2000)。

图 1 大别造山带地质简图(据杨泽强，2007修绘)Fig. 1 Geological sketch map of the Dabie orogenic belt (after Yang Zeqiang, 2007)1—中新生代地层； 2—二郎坪群； 3—秦岭群； 4—信阳群； 5—苏家河群； 6—红安群； 7—宿松群； 8—庐镇关群； 9—佛子岭群； 10—梅山群； 11—大别-桐柏变质杂岩； 12—燕山期火山岩； 13—燕山期花岗岩； 14—超铁镁质岩； 15—断裂； 16—矿床1—Mesozoic sedimentary rocks and Cenozoic sediments； 2—Erlangping Group； 3—Qinling Group； 4—Xinyang Group； 5—Sujiahe Group； 6—Hong’an Group； 7—Susong Group； 8—Luzhenguan Group； 9—Foziling Group； 10—Meishan Group； 11—Dabie-Tongbai complex； 12—Yanshanian volcanic rocks； 13—Yanshanian granites； 14—mafic rocks； 15—fault； 16—deposit

2 沙坪沟钼矿区地质概况

沙坪沟钼矿位于安徽省金寨县，大地构造位置处于大别造山带东段，晓天-磨子潭断裂与商麻断裂交汇处的东北侧(张怀东等， 2012)(图1)。

该区出露地层主要是中元古界庐镇关岩群的变火山-沉积岩。在沙坪沟矿区，由于强烈的岩浆侵入作用，变质地层呈残留体产出，主要岩性为角闪斜长片麻岩和花岗片麻岩(安徽省地质矿产勘查局313地质队， 2011❶安徽省地质矿产勘查局313地质队. 2011. 安徽省金寨县沙坪沟钼矿普查地质报告(内部资料)[R]. 1～18.； 孟祥金等， 2012)(图2)。

矿区内断裂构造发育，晓天-磨子潭区域性深大断裂从该区南部穿过，并发育一系列的次级断裂，次级断裂以NE向、NW向断裂为主，次为近SN向、近EW向断裂(安徽省地质矿产勘查局313地质队，2011❶安徽省地质矿产勘查局313地质队. 2011. 安徽省金寨县沙坪沟钼矿普查地质报告(内部资料)[R]. 1～18.； 张红等， 2011； 张怀东等， 2012)(图2)。

矿区内中生代侵入岩发育广泛，岩性从超基性岩-酸性岩-偏碱性岩均有分布，以中酸性为主。矿区中酸性侵入岩包括花岗闪长岩、正长岩、花岗岩、石英正长斑岩、花岗斑岩等(任志等， 2015)。花岗闪长岩成岩时代为127.5 ± 2.9 Ma(任志等， 2015)，深绿色，中粒结构，块状构造，主要出露于矿区北部洪家大山、银山畈地区，沙坪沟地区有局部出露，出露面积约10 km2，呈岩株状产出。正长岩成岩时代为117.2 ± 1.2 Ma(任志等， 2015)，肉红色，中-细粒结构，块状构造，出露于该区域中部银山-盖井地区。矿区南部主要出露花岗岩，浅肉色，粗-中粒花岗结构，块状构造。花岗斑岩为矿区中部隐伏岩体，呈小岩株状产出，围岩主要为二长花岗岩和石英正长岩。石英正长斑岩为矿区中部隐伏岩体，仅在钻孔中呈小岩脉状产出，围岩主要为二长花岗岩和石英正长岩。

图 2 安徽金寨沙坪沟钼矿区地质图(据张怀东， 2012修绘)Fig. 2 Geological sketch map of the Shapinggou molybdenum ore district (after Zhang Huaidong, 2012)

基性-超基性岩主要分布在矿区的北部和西部，其中超基性岩橄榄角闪石岩成岩时代132.9±5. 8 Ma(另文发表)，位于盖井西侧，沙坪沟钼矿床北西1.5 km处，岩体出露面积约为0.2 km2，北东向延伸。斜长角闪石岩成岩时代为133.7 Ma(王萍， 2013)，分布于盖井北西2 km处，面积约为0.5 km2，岩体呈不规则岩枝状产出，近椭圆形向北东延伸，围岩为二长花岗岩和庐镇关岩群变火山-沉积岩。辉石岩成岩时代为128.5 Ma(王萍， 2013)，分布于盖井西800 m处，面积约为0.9 km2，呈不规则岩枝状，围岩为二长花岗岩和角闪岩。矿区蚀变普遍发育，围岩蚀变主要有钾硅化、黄铁矿化、绢云母化、绿泥石化等。

3 样品特征与测试方法

3.1 样品特征

本次测试岩石样品采自沙坪沟矿区西北部，其岩性为橄榄角闪石岩，具体采样位置地理坐标为N31°33′27.86″ E115°28′11.55″(图2)。为保证数据的可靠性，采集的样品手标本新鲜，未受蚀变影响，显微镜观察显示样品新鲜。该超基性岩呈黑色或暗绿色，块状构造，具中-粗粒等粒粒状结构(图3a)。

岩矿相及SEM/EDS 结果表明其主要矿物为橄榄石(20%左右，体积分数)和角闪石(65%～70%)，少量辉石(5%左右)、金云母(5%左右)、绢云母、尖晶石，副矿物有磷灰石、铬铁矿、黄铁矿、磁黄铁矿、镍黄铁矿等(图3c)。

橄榄石多呈浑圆粒状，粒径变化在0.3～2.5 mm，表面裂理普遍发育，沿裂理及边缘发生不同程度的蛇纹石化,包于角闪石中或分布于角闪石间，被蛇纹石交代(图3b)。角闪石为褐色的普通角闪石，粒度可达3 ～ 5 mm，多呈他形充填于橄榄石和辉石间隙或呈镶嵌状包裹橄榄石，有的已经绿泥石化。辉石以单斜辉石为主, 呈不规则粒状, 无色透明，粒径在0.2～1.5 mm，多呈他形充填于橄榄石间隙，常发生闪石化、绿泥石化。金云母呈红褐色不规则鳞片状，粒径在0.8～2.5 mm，常交代单斜辉石和角闪石。磷灰石为自形晶或浑圆状，粒径80～600 μm左右不等，包含于金云母中(图3d)。

3.2 测试方法

通过岩相学观察及扫描电镜分析，圈定新鲜的橄榄石、角闪石、辉石、金云母用于矿物成分的电子探针成分分析。探针片喷碳与样品测试工作均在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成。分析仪器为日本电子JOEL公司生产的JXA-8100电子探针分析仪。工作条件为: 加速电压为20 kV，电流为1×10-8A，分析束斑直径为3 μm。分析的主量元素包括SiO2、Al2O3、Na2O、K2O、FeO、MgO、MnO、TiO2、CaO等，检出限为0.01%。

4 矿物成分特征

4.1 橄榄石

橄榄角闪石岩中的橄榄石颗粒电子探针分析及计算的端员分子结果如表1。橄榄石的端员组分Fo值介于76.23～80.15，均值78.32。橄榄石的Fo值越大，形成深度和熔融程度越高(刘飞等， 2013)。自橄榄石中心到边部采集数据，结果显示无明显差异，说明成分较均一，且未见环带特征，均属贵橄榄石(路凤香等， 2001)。橄榄石Ni含量变化范围为986.71×10-6～1 745.71×10-6。NiO含量变化范围0.11%～0.23%，均值为0.17%，而Cr2O3含量相对较少为0.05%～0.1%，反映母岩熔融程度较高。CaO含量为0.01% ～ 0. 05%，均值为0.02%。本文橄榄角闪石岩的橄榄石与地幔橄榄石中主要氧化物含量的变化范围一致(Thompsonetal.， 2007)。

4.2 角闪石

角闪石电子探针分析测试结果如表2。依据Powell等(1998)提出的计算方法，计算角闪石的Fe2+和Fe3+值，基于23个氧原子为单位计算角闪石的阳离子数及相关参数。数据显示该角闪石具有如下特征: 富镁(MgO=14.56%～17.57%)、贫铁(FeO=8.20%～8.85%)、富钙(CaO=11.43%～12.19%)、贫钾(K2O=0.55%～1.13%)、富钠(Na2O=2. 46%～2. 85%)，属于富镁贫铁的角闪石。角闪石阳离子特征为CaB=1.74～1.92，( Na + K)A=0. 61～0. 95。按照Leak(1997)提出的分类，角闪石CaB≥1.5，(Na+K)A≥0.5，该角闪石为钙质角闪石。又按照钙质角闪石的分类，沙坪沟超基性岩橄榄角闪石岩中角闪石Si4+=6.11～6.70，Mg/(Mg+Fe2+)=0.75～0.91，投影到Si-Mg/(Mg+Fe2+)图解上为韭闪石、镁绿钙闪石(图4)。

4.3 辉石

沙坪沟橄榄角闪石岩的辉石主要为单斜辉石。样品中单斜辉石电子探针分析结果如表3。单斜辉石主要氧化物含量变化范围为SiO2(51.30%～51.88%) 、MgO (15.09% ～15.68%) 、Al2O3(2.53%～3.29%) 、CaO(22.40%～22.95%) 、FeO(5.59%～6.01%) 。单斜辉石的En变化范围为43.38～44.69, Wo变化范围为46.11～47.42, 在Wo-En-Fs三端员图解中投影在透辉石范围内(图5)。

4.4 云母

橄榄角闪石岩中的云母电子探针分析测试结果如表4。结果显示该橄榄角闪石岩云母具有高镁(MgO= 22.17% ～ 24.88%)、低铝(Al2O3=10.44%～15.67%)、低铁(FeOT=5.71%～6. 68%)的特征。在云母的Mg-(AlⅥ+Fe3++Ti)-(Fe2++Mn) 分类图解中(Foster， 1960)，沙坪沟橄榄角闪石岩的云母成分投点均在金云母区域(图6)。

表 2 沙坪沟橄榄角闪石岩角闪石的主要氧化物成分 wB/%Table 2 Major oxide content of hornblende in olivine hornblende from Shapinggou

图 4 沙坪沟橄榄角闪石岩的角闪石分类与命名(据Leake， 1997)Fig. 4 Classification of the hornblende of ovlivine horblende in Shapinggou ( after Leake， 1997)

表 3 沙坪沟橄榄角闪石岩辉石主要氧化物成分 wB/%Table 3 Major oxide content of clinopyroxene in olivine hornblende from Shapinggou

图 5 沙坪沟橄榄角闪石岩辉石En-Fs-Wo判别图Fig. 5 En-Fs-Wo diagrams of pyroxene of ovlivine hornblende in Shapinggou

图 6 沙坪沟橄榄角闪石岩云母Mg-(AlⅥ+Fe3++Ti)-(Fe2++Mn)分类图解(据Foster， 1960)Fig. 6 Mg-(AlⅥ+Fe3++Ti)-(Fe2++Mn) diagram of phlogopite in olivine hornblende in Shapinggou (after Foster， 1960)

5 讨论

5.1 矿物结晶物理化学条件

岩浆成岩时因结晶分异、同化混染、新岩浆注入而使物理化学条件(温度、压力、氧逸度)发生变化，矿物成分和岩相分异因物理化学条件的改变而受影响(薛君治等， 1986)。因此物理化学条件这些参数的特征及变化对探讨岩石成因和岩浆演化具有重要指示意义。

5.1.1 温度和压力估算

根据岩石相平衡原理可以推算矿物形成温度。玄武质岩浆中结晶最早的主要造岩矿物有橄榄石，其结晶温度可近似代表岩浆结晶的初始温度(徐义刚， 1993)。橄榄石的结晶温度根据公式(1)计算(邱家骧等， 1991)：

t(℃)=1 056.6+17.3 MgO±26

(1)

其中MgO为母岩浆中镁的质量分数。依据橄榄石-熔体平衡原理，母岩浆中的MgO含量利用堆晶相岩石中橄榄石最高Fo值以及全岩组分可以计算得出(Irvine，1977)，计算公式为(张招崇等，2003)：

MgO=0.56Kd·Fo·FeO/(1-Fo)

(2)

其中Kd为橄榄石与熔浆间Fe-Mg分配系数；Fo为橄榄石的镁橄榄石值；FeO为母岩浆中铁的质量分数。根据Roeder等(1970)的研究，橄榄石与熔浆间Fe-Mg分配系数Kd是定值在0.3～0.34之间。Fo值最高的橄榄石组分可能更接近于液相线橄榄石的组成(徐向珍等， 2011)，本文橄榄石最高Fo值为80.15，可以推算其共存熔体的MgO/FeO=0.67(取Kd=0.3)。与沙坪沟橄榄角闪石岩橄榄石最高Fo值对应全岩样品的FeO含量FeO=14.39%(另文发表)，代入上述公式MgO/FeO=0.67，计算得出与其平衡熔体的MgO=9.64%。计算得到橄榄石结晶温度约为1 223.3±26℃，该温度值可以代表沙坪沟橄榄角闪石岩岩浆结晶的初始温度。

通过Ca/(Ca+Na+K)数值得出角闪石结晶温度的公式(邓晋福， 1983)：

t(℃)=[1.067 4-Ca/(Ca+Na+K)]/

0.000 365 344

(3)

其中Ca、Na、K分别为以23个氧原子数为标准计算的阳离子数。依据公式(3)计算角闪石结晶温度为1 065～1 147℃，均值为1 111.64℃。另利用沙坪沟橄榄角闪石岩中角闪石的化学成分，根据角闪石结晶温度的公式(Ridolfietal.， 2010):

t(℃)= -151.487 Si*+2 041

(4)

Si*=Si+AlⅣ/15-2 Ti-Al/2+Ti/1.8+Fe3+/

9+Fe2+/3.3+Mg/26+CaB/5+NaB/1.3-NaA/15+

KA/2.3

(5)

其中上述阳离子为分别以23个氧原子数为标准计算的阳离子数；CaB、NaB分别为B配位上所占据的Ca、Na阳离子数；NaA、KA分别为A配位上所占据的Na、K阳离子数。计算得出角闪石结晶温度为921～1 047℃，均值为1 008.20℃。

Ca单斜辉石经验温度计方程式为(马鸿文，1985)：

+11 Al2O3

(6)

其中Ca、Mg、Fe2+为分别以6个氧原子数为标准计算的阳离子数。利用上述公式计算得出单斜辉石的结晶温度为1 140.50～1 149.36℃，均值为1 144.61℃。由岩相学镜下观察可知主要造岩矿物结晶顺序为橄榄石-辉石-角闪石，与上述温度计算结果相一致。

依据Hammarstrom等(1986)总结的钙角闪石全铝压力计公式：

phz86(MPa)=100(-3.92+5.03 AlT)

(8)

Hollister等(1987) 总结的钙角闪石全铝压力计公式：

pH87(MPa)=100(-4.76+5.64 AlT)

(9)

Schmidt(1992) 总结的钙角闪石全铝压力计公式：

pS92(MPa)=100(-3.01+4.76 AlT)

(10)

其中AlT为以4个共价键与氧相连的铝原子数。按照公式(8)、(9)、(10)计算得出角闪石结晶压力分别为350～ 690 MPa、360～740 MPa、400～720 MPa，可近似代表岩浆结晶的压力。按100 MPa≈3.3 km推算结晶深度约12～24 km，可知造岩矿物在地壳中结晶。

5.1.2 氧逸度

影响岩浆演化过程的因素除温度和压力等物理化学性质外，岩浆的氧逸度也是最重要的因素(Richards， 2003)。角闪石和金云母中均含有变价元素Fe，其Fe3+/Fe2+比值是影响氧逸度(fO2)变化的敏感因素。

利用角闪石分子式计算其结晶时的氧逸度。根据公式(Ridolfietal.， 2010)：

ΔNNO=1.644 Mg*-4.01

(11)

Mg*=Mg+Si/47-AlⅥ/9-1.3 TiⅥ+Fe3+/3.7+ Fe2+/5.2-CaB/20-NaA/2.8+KA/9.5

(12)

其中上述阳离子为分别以23个氧原子数为标准计算的阳离子数； CaB为B配位上所占据的Ca阳离子数；NaA、KA分别为A配位上所占据的Na、K阳离子数。计算出角闪石结晶时氧逸度变化范围在NNO+0.59到NNO+2.27之间，均值为NNO +1.26，显示高氧逸度特征(Ridolfietal.， 2010)。

另依据金云母Fe3+-Fe2+-Mg三元图解，数据投点大多处于Ni-NiO出溶线之上(图7)，说明金云母结晶时的氧逸度与角闪石利用公式计算得出的氧逸度相吻合。通过分析角闪石和金云母两种矿物的氧逸度变化范围，表明橄榄角闪石岩形成于较高的氧逸度环境。

图 7 沙坪沟橄榄角闪石岩金云母Fe3+-Fe2+-Mg三元图解( 据Wones and Eugster， 1965)Fig. 7 Fe3+-Fe2+-Mg ternary diagram of olivine hornblende in Shapinggou (after Wones and Eugster, 1965)

5.2 岩石成因

5.2.1 角闪石、金云母成因

显微镜下角闪石为嵌晶状结构，并且显示均一干涉色，表明其角闪石是岩浆成因，而非后期热液蚀变产物(Luanetal.， 2014)。将角闪石Al2O3和TiO2数据投到钙质角闪石的TiO2-Al2O3分类图解(图8a)上，全部数据点落在幔源岩浆角闪石范围内。Al-(Na+K)图解(图8b)也显示角闪石来源于地幔。由此可知橄榄角闪石岩中角闪石具有幔源岩浆角闪石的特征。将金云母的数据投点在FeOT/(MgO+FeOT) -MgO图上，主要落在幔源岩浆区域(图8c，周作侠， 1986， 1988)，表明其金云母的形成与幔源岩浆作用有关。综上所述橄榄角闪石岩其角闪石和金云母均是与幔源岩浆作用相关的原生矿物。

5.2.2 母岩浆性质

单斜辉石的主量元素成分可以反映母岩浆特征(Leterrieretal., 1982； 邱家骧等， 1987)。单斜辉石数据投于SiO2-Al2O3图解都落于亚碱性系列(图9a)，而Al-Ti 图解中几乎全部数据落于钙碱性玄武岩范围内，反映出岩体的母岩浆属亚碱性系列，具有钙碱性玄武岩特征。

判定是否为结晶分异作用形成的原始玄武岩浆可依据橄榄石中NiO含量(Sato，1977)。原始的玄武质岩浆因结晶分异作用，橄榄石中NiO含量会骤然降低(倪志耀，1991)。沙坪沟橄榄角闪石岩中橄榄石的NiO含量为0.11%～0.22%，均值为0.16%，低于与地幔岩平衡的原始玄武质岩浆结晶的橄榄石NiO含量(0.4%)(倪志耀，1991)，从而可以说明原始玄武质岩浆因结晶分异作用导致NiO亏损，其母岩浆为其派生岩浆。

橄榄石的NiO、Cr2O3等组分能够反映母岩浆熔融程度(冯宏业等， 2014)。本文橄榄石富NiO(0.11%～0.22%)，而Cr2O3含量相对较少(0.05%～0.1%)反映母岩浆熔融程度较高。

图 8 沙坪沟橄榄角闪石岩角闪石和金云母成因判别图解Fig. 8 Binary plots of hornblende and phlogopite a—角闪石TiO2-Al2O3图解(据姜常义等， 1984)； b—角闪石AlⅣ-(Na+K)判别图(据Kay et al., 1983)； c—金云母FeOT/(FeOT+MgO)-MgO图解(据周作侠， 1988) a—TiO2-Al2O3 diagram of hornblende (after Jiang Changyi et al.， 1984)； b—AlⅣ-(Na+K) diagram of hornblende (after Kay et al., 1983) ； c—FeOT /(FeOT+MgO)-MgO diagram of phlogopite (after Zhou Zuoxia, 1988)

图 9 沙坪沟橄榄角闪石岩单斜辉石岩石系列判别图(据Leterrier et al., 1982)Fig. 9 Discrimination diagrams of clinopyroxenes of olivine hornblende in Shapinggou (after Leterrier et al., 1982)

另根据Niu(1997)提出的经验公式可以推算其部分熔融程度：

F=0.03 249 MgOmelt-0.234

(13)

其中F表示部分熔融程度；MgOmelt表示母岩浆中MgO的质量分数。如前所述，利用橄榄石最高Fo值以及全岩组分分析计算，可得其母岩浆中MgO含量为9.64%，代入公式(13)得出岩体母岩浆是地幔经过7.92%的部分熔融形成的。

综上，沙坪沟橄榄角闪石岩母岩浆为地幔源区发生7.92%部分熔融的玄武质岩浆经结晶分异作用形成的派生岩浆。

5.2.3 构造意义

前人研究已经证实大别造山带中生代经历了3个阶段演化过程： 超高压岩石变质阶段(230 Ma以前)(Cong, 1996； Hackeretal., 2000； 王清晨等， 2002)；同碰撞折返阶段(230～170 Ma)(江来利等， 1999； Hackeretal., 2000； 李曙光， 2004)和伸展阶段(140～85 Ma)(Ratschbacheretal.， 2000)。同位素年代学研究表明，沙坪沟钼矿所形成形成于113～ 110 Ma(黄凡等， 2011； 孟祥金等， 2012； 张红等， 2011)，正值大别造山带造山伸展阶段，此时(140～85 Ma)大别造山带岩石圈发生了强烈的伸展，出现了“山根”的主体拆沉作用使北大别造山带快速隆升(何永胜， 2011； 李曙光等， 2013)，并形成以罗田穹窿为核心的大型穹窿构造(洪大卫等， 2003)。热穹窿的形成代表着强烈伸展作用的发生，是大别地区岩石圈开始减薄的地表响应(洪大卫等， 2003； Chiaraetal., 2014)。沙坪沟斑岩型钼矿床中橄榄角闪石岩U-Pb定年为132.9±5.8 Ma(另文发表),表明了其侵位时间为早白垩世，与大别造山带中生代地壳减薄时间耦合，因而其正是形成于大陆岩石圈伸展与减薄背景。

大量的地球物理研究也表明，在130～120 Ma期间，减薄后的大陆岩石圈发生大规模克拉通破坏(郑永飞等， 2018)，从而引发加厚镁铁质下地壳的拆沉，岩石圈地幔发生部分熔融，同时伴随地幔上涌，达到7.92%的部分熔融程度的幔源岩浆底侵下地壳。地幔岩浆底侵，导致加厚镁铁质下地壳中下部地热梯度急剧升高(赵子福等， 2009)，可能导致镁铁质下地壳物质加入。

通常认为酸性岩浆比基性岩浆更富Mo，地球的Mo主要来自地壳(Wallaceetal., 1978； Chenetal., 2000； Sinclair, 2007)。从钼矿床附近发育基性岩的现象(杨言辰等， 2012； 谭红艳等， 2012； 谢玉玲等， 2015)，表明基性岩浆在Mo的形成过程中扮演着一定角色。正如Stein等(1985)在研究Henderson 矿床与成矿有关的侵入岩时，提出金属来源于深部岩浆而不是上地壳。也有研究表明基性岩可能为酸性岩浆房的演化提供了挥发分、S、可能还有Mo(Westra and Keith, 1981； Cartenetal., 1993； Keithetal., 1993； Audétat, 2010)。而沙坪沟钼矿区北部、西部出露的超基性岩橄榄角闪石岩，其形成时代与沙坪沟钼矿成矿时代都是燕山期早白垩世，二者都形成于大别造山带地壳减薄的大地构造背景之下。如前所述橄榄角闪石岩形成于较高的氧逸度环境，指示岩浆高氧逸度特征，较高的氧逸度也有利于Mo 在残余熔体中富集(Candela, 1989)，可以为酸性岩浆在演化过程中Mo的富集提供条件。

综上，在伸展构造背景下，岩石圈减薄，下地壳拆沉，岩石圈地幔熔融形成的幔源岩浆底侵大别造山带下地壳，形成沙坪沟钼矿区超基性岩橄榄角闪石岩。

6 结论

(1) 沙坪沟橄榄角闪石岩主要造岩矿物橄榄石为贵橄榄石，角闪石为韭闪石，辉石为透辉石，其结晶顺序为橄榄石→辉石→角闪石，结晶温度为1 111.64～1 223.30℃。形成压力为350～740 MPa，岩浆房深度距地表约12～24 km。角闪石和金云母结晶时的氧逸度为NNO+0.59 到NNO+2.27间，均值为NNO+1.26，具有高氧逸度特征。

(2) 沙坪沟橄榄角闪石岩的原始岩浆来源于地幔, 是地幔源区发生7.92%部分熔融的玄武质岩浆经结晶分异作用形成的派生岩浆。

(3) 在伸展构造背景下，岩石圈地幔的部分熔融，形成的幔源岩浆底侵大别造山带下地壳过程中加入了部分下地壳物质，从而形成沙坪沟钼矿区超基性岩橄榄角闪石岩。

致谢本文电子探针测试工作得到了核工业北京地质研究院分析测试研究中心葛老师、邰老师的支持和帮助，同时评审专家对本文提出了宝贵的修改意见，在此一并致以诚挚的谢意!