西秦岭地区脉岩成因与金成矿关系——来自李坝金矿年代学、地球化学及Nd-Hf-S同位素的约束*

柯昌辉，王晓霞，杨 阳，田永飞，李金宝，聂政融，吕星球，王顺安，龚明权

（1中国地质科学院矿产资源研究所自然资源部成矿作用与资源评价重点实验室，北京 100037；2长安大学地球科学与资源学院，陕西西安 710054；3河南新路桥集团高速公路管理有限公司，河南郑州 450000；4湖南省有色地质勘查局二一四队，湖南株洲 412007；5中交第四航务工程勘察设计院有限公司，广东广州 510230；6山西大同大学历史与旅游文化学院，山西大同 037009）

煌斑岩和花岗岩等脉岩与金矿床具有密切的时空关系，在世界范围内许多大型-超大型金矿床中均有实例，如西澳大利亚Norseman-Wihuna金矿带（Golding et al.，1989），阳山超大型金矿（杨贵才等，2007），胶东玲珑金矿田（梁亚运等，2014）等，显示出巨大的矿床学研究价值。因此，煌斑岩和花岗岩等脉岩的成因、构造环境及其与成矿关系等问题，一直是岩石学家和矿床学家关注的热点。目前对各类脉岩与金成矿作用的关系存在不同认识：①矿区的中基性脉岩和金矿化在空间上相依，时间上相近，成岩成矿来源具有深部同源性，提供了部分成矿物质或成矿流体（刘辅臣等，1984；Rock et al.，1988a；1988b；Kerrich et al.,1990;季海章等，1990；涂怀奎，2000；申玉科等，2005；毛景文等，2005；韩海涛，2008；雷时斌等，2010；殷勇等，2006；殷勇2011；梁亚运等，2014；Chen et al.，2014；Ding et al.，2016；Wu et al.，2018）；②部分脉岩如煌斑岩，具有较强的还原性，是良好的金沉淀的地球化学屏障（季海章等，1990；1992）；③煌斑岩为金矿成矿流体向上运移提供了构造通道（李绪俊等，2012；龚庆杰等，2012）；④煌斑岩与共生的金矿在物源上没有成因联系（王安建，1990；李献华等，1995；孙丰月等，1995）。

西秦岭地区（图1）位于秦岭造山带西段，是中国重要的金矿集区，蕴藏着丰富的金矿资源（Mao et al.，2002），在该区已发现阳山（陈衍景等，2004；陈衍景2010）、寨上（刘必政等，2011；刘新会等，2010；岳连雄等，2013）、大桥（Wu et al.，2018；2019）等大型-特大型金矿床，鹿儿坝、金山大型金矿床和马泉、寺沟、张皮沟、竹园沟等中小型金矿床（点）。大量的矿床地质特征显示，各金矿化富集区都毫无例外地伴生有各类脉岩，且与金矿化在时间和空间上存在着密切的关系，如阳山金矿区的花岗闪长斑岩、细粒黑云母二长花岗岩、细晶花岗岩、霏细斑岩等脉岩，部分脉岩破碎蚀变强烈，部分脉岩则直接构成矿体（李志宏等，2007）。因此，脉岩与金矿化关系密切，且其成因有助于理解相关金矿的成矿过程，但由于脉岩出露较少，规模较小，且易于风化和受后期热液蚀变，长期以来难以采集到新鲜可靠的样品，使得脉岩的成因及其与金成矿作用的关系研究受到很大限制。

甘肃省李坝金矿床位于西秦岭北成矿亚带礼岷金矿带东部，近年来，随着勘查工作的进一步深入，李坝地区金资源储量有望突破200 t，规模达到超大型（蒲访成，2018）。地质调查显示，李坝金矿区发育大量的花岗斑岩、煌斑岩、闪长玢岩、细晶闪长岩等脉岩（黄杰等，2000；鲁挑建等，2010），它们在空间上与矿体伴生产出。但受到研究取样和金矿床精确定年测试技术的制约，脉岩与金矿化关系的研究受到限制，到底哪一类脉岩与金成矿关系密切，它们具有怎样的时空关系？不同种类、不同期次脉岩在金矿形成过程中分别起到了什么作用？脉岩为金矿化提供了成矿物质来源，流体来源亦或是为成矿热液的运移和沉淀提供了通道和场所？这些问题都值得进一步探索。目前该矿区正处在勘查开采阶段，脉岩揭露情况较好，能够直接观察到脉岩与金矿体的产出关系，可以采集到新鲜可靠的煌斑岩和花岗岩样品，为研究脉岩的成因及其岩浆演化对金成矿作用制约关系提供了很好条件。鉴于此，本文选择西秦岭李坝金矿床和矿区内发育的各类脉岩为研究对象，通过系统的矿床地质特征和脉岩地质与岩石学特征研究，应用原位微区锆石U-Pb法精确测定成岩时代，结合前人测定的成矿时代，理清脉岩与金矿床的时空关系，开展不同种类脉岩的元素地球化学和同位素地球化学示踪，并同中川岩体南侧的金山-马泉金矿区脉岩展开对比研究，查明成矿物质来源与脉岩的关系，揭示脉岩对金成矿的制约作用，为该区域开展进一步的找矿预测提供新的理论依据，同时为丰富热液型金矿床的成矿理论，区域性壳幔演化及其相互作用研究提供新的资料。

图1 秦岭造山带构造格架（a）及西秦岭早中生代花岗岩类与矿床分布图（b）（据毛景文等，2012改编）Fig.1 The tectonic sketch map of Qinling Orogen(a)and distribution of the granitoids and deposits,with emphasis on the Early Mesozoic granitoids inWest Qinling(b)(modified after Mao et al.，2012)

1 地质概况

李坝金矿位于中川岩体北侧（图1），区域上早中生代岩浆活动活跃，分布有著名的“五朵金花”岩体群，其岩石种类主要为二长花岗岩、花岗闪长岩和闪长岩，以印支期为主，年龄在245～205 Ma之间（张成立等，2008；Wang et al.，2013），其中还包括少量的晚古生代花岗质侵入岩，与整个秦岭造山带发育大量的中生代侵入岩相吻合。区域上出露的主要地层由基底和盖层两部分组成，其中基底岩石为前寒武纪地层，如新太古界和元古宇。盖层为显生宙沉积地层，从奥陶纪至新近纪均有记录，且以泥盆纪、石炭纪、二叠纪和三叠纪沉积地层为主（冯益民等，2003），此外，白垩系、古近系和第四系在本区也有分布。西秦岭地区矿产资源丰富，尤其是金矿、铅锌矿广泛分布，金矿沿北西向脆韧性剪切构造带分布，而铅锌矿集中出现在西成（西和-成县）和凤太（凤县-太白）两大矿集区，这些矿床形成于碰撞造山环境或后碰撞环境，并以前者为主（毛景文等，2012）。

李坝金矿区（图2）内出露的地层主要为中泥盆统李坝群(D2Lb)，为一套滨—浅海相泥质细碎屑岩，属滨浅海环境的类复理石建造，自下而上可划分为3层，互为整合接触：①D2Lb1：灰色-灰白色板岩夹灰白色-浅灰色砂岩、粉砂岩；②D2Lb2：下部为灰色-灰褐色中-厚层变质石英砂岩夹薄层板岩及斑点板岩，中部为灰色-灰绿色板岩及斑点板岩夹少量变质石英砂岩、粉砂岩，上部为中厚层石英砂岩夹绿泥绢云母千枚岩，该层为李坝金矿的主要赋矿层位；③D2Lb3：下部以灰色-灰黑色板岩为主，上部以灰色-灰黑色砂岩、粉砂岩为主，靠近中川岩体角岩化十分强烈，有金矿床及矿化点形成。该地层总体走向NW向，表现为单斜构造，倾向SW，倾角30°～70°。此外，矿田内还出露新近系陆相盆地沉积碎屑岩，以及第四系砾石、砂砾层及黄土，为砂金矿的主要赋存层位。矿区内断裂构造极为发育，按其产状可分NW向和NWW向2组，隶属于石家河坝复式向斜及其两侧的深大断裂礼县-罗坝-锁龙口断裂和礼县-洮坪-苇子坝断裂的三级褶皱-断裂构造系。矿区位于中川岩体北东约2 km处，区内脉岩极其发育。

李坝金矿区从北至南依次划分为炭窑沟、赵沟、麻地沟、瓦屋沟、杜沟、马沟、王河、李坝5号等矿（化）段（图2）。矿体主要为似层状、透镜状，局部膨大收缩、分枝复合及尖灭再现现象明显，其产出严格受断裂构造控制。矿石类型主要为硫化物微细浸染型金矿石。矿石构造以浸染状、细脉状、网脉状构造为主，矿石结构以粒状、柱状、鳞片状、叶片状、砂状、溶蚀结构为主。金属矿物主要为黄铁矿，次为毒砂、黄铜矿、闪锌矿、方铅矿等，非金属矿物主要为石英、绢云母。载金矿物主要为黄铁矿、毒砂、石英，金的赋存方式主要有吸附金、包体金、裂隙金、粒间金等4种，其中包体金约占66.9%，主要发育于黄铁矿和毒砂晶体内部，少量位于石英晶体内部（贺登平，2018）。

矿体围岩蚀变具有典型的热液矿物组合特征，由中心向两侧可划分为黄铁矿-绢云母化带、绢云母-石英化带、绿泥石-黑云母化带。蚀变带沿断裂破碎带分布，规模、产状基本与后者相同。蚀变强弱与矿化程度成正相关，蚀变程度由中心向两侧逐渐减弱，因而其矿化程度也逐渐降低。

2 脉岩地质概况

2.1 脉岩地质特征

李坝金矿区内脉岩极其发育，岩性有斜闪煌斑岩、云斜煌斑岩、闪长（玢）岩、细晶闪长岩、石英闪长岩、花岗（斑）岩、花岗细晶岩等。脉岩规模较小，长数米至数十米，宽度不足1 m至数米，主要呈近EW向、NE向、NW向3个方向产出，脉岩呈不规则脉状与金矿（化）体相伴产出。

煌斑岩脉与金矿体产出的关系可分为平行关系和切穿关系。李坝金矿床5号、6号矿带中煌斑岩脉发育，而赵沟、炭窑沟、三人沟矿段花岗斑岩脉发育。局部金矿（化）体与脉岩的空间分布具有很好的一致性，部分煌斑岩（脉）与金矿（化）体产于同一条断裂带内，煌斑岩脉宽1～10 m，长度10～100 m，延深一般为10～80 m，呈层状、似层状或透镜状，矿体严格分布在煌斑岩脉旁侧或两侧，有金矿（化）体的部位必有煌斑岩（脉）的出现，脉岩数目增加部位矿体规模亦增大或矿化增强，上述特征反映出脉岩与矿化规模、矿化强度在空间上的一致性。

图2 西秦岭李坝金矿床地质简图（改自王殿贵等，2011）1—第四系；2—第三系；3—中泥盆统李坝群；4—断裂破碎带；5—似斑状黑云母二长花岗岩；6—煌斑岩脉；7—闪长岩脉；8—花岗细晶岩脉；9—花岗斑岩脉；10—低品位金矿体；11—金矿体；12—实测及推测断层；13—采样位置及编号：1.LB01-1B；2.LB01/4B；3.LB02/2B；4.LB03/1B；5.LB03/2B；6.LB04/5B；7.LB15-01/2B；8.LB15-02/1B；9.LB15-02/2B；10.LB15-03/1B；11.LB15-03/2B；12.LB15-04/1B；13.LB03/5B；14.LB04/1B；15.LB05/2BFig.2 Geological sketch map of the Liba gold deposit in West Qinling(modified after Wang et al.，2011)1—Quaternary;2—Tertiary;3— Middle Devonian Liba Group;4—Fracture zone;5—Porphyry biotite monzogranite;6—Lamprophyre dyke;7—Diorite dyke;8—Aplitic granite dyke;9—Porphyry granite dyke;10— Low grade gold orebody;11—Gold orebody;12—Measured and inferred faults;13—Sampling location and its serial number:1.LB01-1B;2.LB01/4B;3.LB02/2B;4.LB03/1B;5.LB03/2B;6.LB04/5B;7.LB15-01/2B;8.LB15-02/1B;9.LB15-02/2B;10.LB15-03/1B;11.LB15-03/2B;12.LB15-04/1B;13.LB03/5B;14.LB04/1B;15.LB05/2B

根据脉岩与热液脉状金矿化的穿切关系，脉岩与金矿体的空间关系可以划分为以下3种。

（1）成矿前脉岩：主要包括闪长（玢）岩脉及部分花岗（斑）岩脉，其与金矿化密切伴生，矿体常赋存于脉岩一侧。矿体与脉岩走向一致，部分脉岩与矿体在延长方向上同时尖灭（图3a），矿体有的沿脉岩的内部裂隙充填，构成分枝矿体（图3b），矿体中有时可见到脉岩的破碎角砾或残留体，脉岩普遍发生蚀变，可见浸染状和细脉状黄铁矿化。

（2）成矿期脉岩：各类脉岩均有，与金矿体相互穿切，在成矿过程中均有活动，部分略早于矿体的脉岩发生蚀变，部分脉岩穿切矿体（图3c）。

（3）成矿后脉岩：多数为酸性脉岩、辉绿岩脉及部分煌斑岩脉。它们既穿切了矿体，也切穿了早期脉岩，该类型脉岩中可见到微弱的蚀变。

图3 李坝金矿床勘探线地质剖面图和中段地质平面图（据韩海涛，2008）a.32线地质剖面图；b.6号金矿体1850中段平面图；c.6号金矿体1924中段平面图Fig.3 Geological section and geological plan view of the mining level of the Liba gold deposit(after Han,2008)a.Geological section along No.32 line;b.Geological plan view of 1850 mining level of No.6 orebody;c.Geological plan view of 1924 mining level of No.6 orebody

2.2 脉岩岩相学特征

（1）花岗（斑）岩：呈脉状侵入到李坝群斑点状板岩中（图4a），呈灰白色，斑状结构，基质细粒结构，块状构造。斑晶含量约15%，主要由石英（7%±）、钾长石（5%±）和斜长石（3%）组成，粒径在0.4～2 mm之间，其中钾长石发生黏土化，斜长石发生绢云母化（图4c）。基质为细粒结构，主要由石英、钾长石、斜长石和少量云母组成。

（2）斜闪煌斑岩：呈脉状侵入到李坝群斑点状板岩中（图4b），风化面呈灰褐色，新鲜面呈灰黑色，煌斑状结构，斑晶矿物主要为角闪石（40%～45%）、斜长石（35%～40%）、黑云母（约5%），粒径均在0.1～0.5 mm之间，其中斜长石发生绢云母化，角闪石蚀变为阳起石、黑云母或绿泥石（图4d、f）；基质含量约20%，细粒结构，主要矿物为斜长石、角闪石、黑云母等。

（3）云斜煌斑岩：风化面呈灰褐色，新鲜面呈深灰色，煌斑状结构，斑晶矿物主要为斜长石（55%～60%）、黑云母（约5%），粒径均在0.1～0.3 mm之间，其中斜长石发生绢云母化，黑云母发生绿泥石化（图4e）；基质含量约35%，细粒结构，主要矿物为斜长石、角闪石、黑云母等。

3 样品采集与测试方法

图4 李坝金矿区脉岩产状和显微矿物组合特征a.花岗斑岩脉侵入斑点板岩；b.含矿煌斑岩脉的野外露头；c.花岗斑岩中的绢云母化蚀变；d.斜闪煌斑岩中的煌斑结构；e.云斜煌斑岩中的自形斜长石斑晶；f.闪斜煌斑岩中的煌斑结构Kfs—钾长石；Pl—斜长石；Bi—黑云母；Q—石英；Hbl—角闪石Fig.4 Modes of occurrence and microscopic characteristics of the dykes from the Liba gold deposita.Granite-porphyry dyke intruding into the spotted slate;b.Outcrops of the gold-bearing lamprophyre dyke;c.Sericitic alteration in granite-porphyry dykes;d.Lamprophyric texture in the camptovogesite;e.Euhedral plagioclase in mica-plagioclase lamprophyre;f.Lamprophyric texture in spessartite Kfs—Feldspar;Pl—Plagioclase;Bi—Biotite;Q—Quartz;Hbl—Hornblende

本次研究对李坝金矿区不同矿段的脉岩和矿石进行了系统采样，其中用于锆石U-Pb定年和Hf同位素分析的花岗斑岩脉样品（编号LB01-1B）采自赵沟矿段26号金矿带内，地理坐标为N 34°22′08.8″，E 105°03′38.0″。用于元素地球化学分析、黄铁矿硫同位素分析和全岩Sm-Nd同位素测定的14件样品，分别采自李坝金矿区不同矿段的不同矿体，详细采样位置见图2。

锆石分选、阴极发光图像和锆石的U-Pb同位素组成分析分别在中国地质科学院廊坊物化探研究所、南京宏创地质勘查技术服务有限公司和西北大学大陆动力学国家重点实验室完成和测定的，测试结果通过Glitter软件处理，获得的数据采用Andersen（2002）的方法进行同位素比值的校正，并采用Isoplot3.23v进行最终的年龄计算和图表的绘制，分析点的同位素比值和同位素年龄的误差（标准偏差）为1σ，206Pb/238U加权平均年龄按95%的置信度给出，详细分析过程参见文献Yuan等（2004）。

主量元素、微量元素测试分析在加拿大温哥华Acme分析实验室进行，除了Fe2O3之外，分别由电感耦合等离子光谱分析（ICP-AES）和电感耦合等离子质谱仪（ICP-MS）完成。主量元素测试：先把粉末样品在石墨坩埚中与助熔剂LiBO2/Li2B4O7混合，放在马弗炉中熔化后用硝酸稀释溶解，然后选取0.2 g进行ICP-MS分析，烧失量在1000℃时测定。微量元素分析包括两部分，稀土元素和难溶元素的测定选取粉末样品在石墨坩埚中与助熔剂LiBO2/Li2B4O7混合，放在马弗炉中熔化用硝酸稀释溶解后，再进行ICP-MS分析；另外单独选取0.5 g样品经王水溶解后进行ICP-MS分析贵金属的含量。

锆石Hf同位素原位分析测试是在中国地质科学院矿产资源研究所同位素实验室完成的，使用仪器为Finnigan Neptune型多接收等离子质谱仪，采用Newwave UP213激光剥蚀系统，分析时激光束斑直径为40µm，激光剥蚀时间为27 s，测定是采用锆石GJ-1和TEM做外标，176Hf/177Hf比值分别为 0.282 013±0.000 019（2σ）（Elhlou et al.，2006）和0.282 680±0.000 031（2σ）（Wu et al.，2006）。仪器的运行条件、详细的分析流程、数据矫正方法及锆石标准参考值详见侯可军等（2007）。

Sm-Nd元素含量以及同位素比值测定均在南京大学现代分析中心由英国制造的VG354多接收质谱计上完成。实验对美国La Jolla Nd同位素标准样中143Nd/144Nd的测定值为0.511 863±0.000 006（2σ，n=8），标准化值采用146Nd/144Nd=0.7219校正。Nd的全流程本低为6×10-11g，计算εNd(t)过程中 ，(143Nd/144Nd)CHUR=0.512 638，(147Sm/144Nd)CHUR=0.1967。样品147Sm/144Nd和143Nd/144Nd比值误差分别为0.2%和0.005%（王银喜等，2007）。

硫同位素测试在中国地质科学院矿产资源研究所同位素实验室进行，挑选出新鲜纯净的黄铁矿单矿物样品，其纯度达99%以上。硫化物样品以Cu2O作为氧化剂制样，使用释放出的SO2进行硫同位素测试。测试仪器为MAT253EM型质谱计。硫以VCDT为标准，测试精密度为±0.2‰。

4 测试结果

4.1 花岗斑岩脉锆石U-Pb年龄

李坝金矿区花岗斑岩脉（LB01-1B）中的锆石呈长柱状，粒径70～120 μm，长宽比2∶1～3∶1，自形，具有清晰的岩浆振荡环带（图5）。锆石w(U)为479×10-6～2248×10-6，w(Th)为130×10-6～760×10-6，Th/U比值为0.24～0.63，平均值为0.38（表1）。以上特征表明这些锆石均为岩浆锆石。

本次测试共获得16个有效数据点，数据点沿水平方向不同程度地偏离谐和线，这主要与锆石中207Pb丰度较低难以测准或普通铅的丢失有关。由于锆石放射性成因207Pb/206Pb丰度差，通常采用206Pb/238U年龄代表相对年轻（＜1.0 Ga）岩石的成岩年龄（Black et al.,2003），206Pb/238U年龄更能准确地反映成岩年龄，206Pb/238U表面年龄值为207～212 Ma，变化幅度较小，具有非常好的表面一致年龄，其年龄加权平均值为（210±1）Ma，MSWD=0.15（图6），可以准确地代表样品的形成年龄。该岩脉的成岩年龄与中川岩体的形成时代一致（柯昌辉等，2019），表明李坝金矿区花岗斑岩脉和中川岩体同属于晚三叠世岩浆活动的产物。

4.2 脉岩地球化学特征

李坝金矿区脉岩的元素地球化学数据列于表2。

4.2.1 主量元素

李坝金矿区出露的脉岩主要为花岗(斑)岩脉和煌斑岩脉。花岗(斑)岩的w(SiO2)较高，为73.34%，w(Na2O+K2O)为7.62%，K2O/Na2O比值为1.61，A/CNK为1.27，属于过铝质、高钾钙碱性系列（图7a、b）；煌斑岩脉的w(SiO2)较低，为49.31%～55.09%，w(Fe2O3T)、w(MgO)、w(CaO)较 高 ，分 别 为 7.3%～8.94%、7.07%～8.62%和4.61%～6.75%，基本上为准铝质、高钾钙碱性系列（图7a）。

图5 李坝金矿区花岗斑岩脉锆石阴极发光图像（年龄下括号内的数字为锆石εHf(t)值）Fig.5 Zircon CL images of the granitic porphyry dyke from the Liba gold deposit

4.2.2 微量和稀土元素

图6 李坝金矿区花岗斑岩脉锆石U-Pb谐和图Fig.6 Zircon U-Pb concordia diagram of granite dyke from the Liba gold deposit

李坝金矿区花岗斑岩稀土元素总量（ΣREE）稍高，ΣREE为118.21×10-6，(La/Yb)N为25.44，显示出轻重稀土元素的分馏明显，富集轻稀土元素，亏损重稀土元素，稀土元素球粒陨石标准化配分曲线呈右倾型（图8a），Eu异常明显（δEu=0.63）。煌斑岩脉稀土元素组成基本一致，稀土元素总量较低，质量分数为 102×10-6～141×10-6，(La/Yb)N为 9.71～15.41，稀土元素总体分馏较弱，相对富集轻稀土元素，亏损重稀土元素，稀土元素配分曲线与花岗质岩石的类似（图8a）。

李坝金矿区花岗斑岩在微量元素蛛网图上，显示明显的Ta、Nb、Sr、P和Ti元素负异常，弱的U、La、Ce、Sm元素正异常，轻稀土元素和大离子亲石元素比重稀土元素含量高，整体曲线形态呈右倾型（图8b）。煌斑岩显示出较明显的Ta、Nb负异常，弱的Ba、P和Ti负异常，弱的Th、U、La、Ce、Sm正异常，曲线形态与花岗斑岩不同（图8b）。

4.3 锆石Hf同位素

对李坝金矿区花岗斑岩脉（样品LB01/1B）中的锆石开展U-Pb定年后进行了Hf同位素组成测定（表3）。所有分析点的176Lu/177Hf比值均低于0.002，表明绝大多数锆石形成后的放射性成因Hf积累十分有限，因此，所测定的176Lu/177Hf比值能较好地反映其形成过程中Hf同位素的组成特征（Patchett et al.，1981；Knudsen et al.，2001；Kinny et al.，2003；吴福元等，2007）。

对李坝金矿区花岗斑岩脉进行了20个点的分析，测得176Hf/177Hf比值为0.282 477～0.282 700，由该岩石的形成年龄（t=209 Ma）计算得到的Hf同位素初始比值(176Hf/177Hf)i为 0.282 464～0.282 684，εHf(t)变化于-6.30～1.47，两阶段模式年龄TDMC=1.15～1.65 Ga。

表2 李坝金矿区脉岩的主量元素(w(B)/%)和微量元素(w(B)/10-6)Table 2 Major elements(w(B)/%)and trace elements(w(B)/10-6)of the dyke rocks from the Liba gold deposits

4.4 Sm-Nd同位素组成

本文对李坝金矿区花岗斑岩进行了Sm-Nd同位素组成测定，同时收集了“五朵金花”岩体和金山-马泉金矿区脉岩的Sm-Nd同位素结果，见表4。

图8 李坝金矿区和金山-马泉金矿区脉岩的稀土元素球粒陨石标准化配分曲线（a）及微量元素原始地幔标准化蛛网图（b）（球粒陨石、原始地幔数据取自Sun et al.，1989）数据来源：LB01/4B、LB02/2B、LB03/1B、LB03/2B、LB04/5B数据来源于本文，其他数据来源于王晓霞等，2016Fig.8 Chondrite-normalized REE patterns(a)and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams(b)of the dykes from the Liba and Maquan-Jinshan gold deposits(after Sun et al.,1989)date source:primitive mantle and chondrite after Sun et al.,1989;LB01/4B,LB02/2B,LB03/1B,LB03/2B,LB04/5B data after this paper,others after Wang et al.,2016

表3 李坝金矿区斑岩脉锆石Hf同位素分析结果Table 3 Zircon Lu-Hf isotopic data of the granitic porphyry dyke from the Liba gold deposit

李坝金矿区花岗斑岩脉的143Nd/144Nd比值为0.512 084±0.000 007，147Sm/143Nd比值为0.0903，εNd(t)为-7.98，Nd同位素亏损地幔模式年龄TDM2为1.64 Ga。

4.5 载金黄铁矿硫同位素

李坝金矿床9件黄铁矿样品以及收集的中川岩体外围两个矿区的硫化物硫同位素测试结果列于表5。结果显示，李坝金矿床中的黄铁矿δ34S值变化于4.3‰～11.6‰，除张姚代等（2001）所测的55号样品为22.2‰外，其余样品的平均值为8.45‰。

表4 “五朵金花”岩体和矿区脉岩的Sm-Nd同位素组成Table 4 Sm-Nd isotope compositions of“five golden flowers”granitic pluton group and dykes from the gold deposit

表5 李坝金矿床硫化物硫同位素组成Table 5 Sulfur isotope compositions of sulfides from the Liba gold deposit

5 讨论

5.1 脉岩与金矿化的时空关系

5.1.1 脉岩的形成时代

李坝矿区位于中川岩体北东约2 km处，区内脉岩极其发育。中川岩体呈同心环状产出，从边缘向内出露的岩性分别为似斑状黑云二长花岗岩、含斑黑云二长花岗岩、细粒黑云二长花岗岩，局部可见细粒花岗岩脉，LA-ICPMS锆石U-Pb定年结果显示其成岩时代分别为（221±1）Ma、（220±1）Ma、（217±1）Ma和（207±1）Ma（柯昌辉等，2019）。本文通过详细的野外地质调查，分别选取了煌斑岩脉、闪长玢岩脉和花岗斑岩脉开展了定年工作，但煌斑岩脉和闪长玢岩脉因测试效果较差，未能获得准确的形成时代。而测试获得花岗斑岩脉的LA-ICP-MS锆石U-Pb加权平均年龄为（210±1）Ma（MSWD=0.15），与中川岩体同属晚三叠世构造岩浆活动的产物。

5.1.2 矿床成矿时代

李坝金矿床的成矿时代是解决其矿床成因的关键问题之一。自李坝金矿床发现以来，前人运用不同测试方法测定金矿床的形成时代。王相等（1996）通过测定获得矿体中黄铁矿包裹体的Rb-Sr等时线年龄为171.6 Ma；黄杰等（2000）通过测定获得矿体中方铅矿的Pb-Pb年龄为184 Ma；冯建忠等（2003）通过对李坝金矿5号矿体中石英开展Ar-Ar法年龄测定，获得Ar-Ar坪年龄为（210.6±1.3）Ma，等时线年龄为（205.0±3.5）Ma；Zeng等（2012）通过系统测定李坝金矿区蚀变闪长岩脉的SHRIMP锆石U-Pb年龄以及白云母和黑云母的Ar-Ar年龄，认为矿区岩浆活动、金矿化和广泛的热液蚀变为同一构造岩浆活动的产物，均形成于216 Ma。

综上所述，笔者认为李坝金矿成矿可能是在频繁的构造岩浆活动过程中形成的，多期次脉岩普遍发育，它们严格受相同的构造系统控制，含金矿脉的形成既以脉岩的侵入为先导，又以脉岩的形成而终止，每期脉岩都伴有热液活动。矿区内的岩浆活动、广泛的热液蚀变作用和主成矿作用发生在晚三叠世（216～205 Ma），矿区内花岗岩脉、闪长岩脉应为成矿期脉岩。

5.2 脉岩的源区物质来源对金成矿的制约

5.2.1 脉岩的源区物质来源

图9 西秦岭李坝和金山-马泉金矿区脉岩εNd(t)-t（a）和εHf(t)-t（b）判别图解（数据来源：李坝金矿区Nd-Hf同位素数据来源于本文，其他数据来源于王晓霞等，2016）Fig.9 εNd(t)-t(a)and εHf(t)-t(b)diagrams of the dyke rocks from the Liba and Maquan-Jinshan gold deposits(Libar gold deposit data after this paper,others after Wang et al.,2016)

李坝和金山-马泉矿区花岗质岩脉在成因类型上与西秦岭“五朵金花”岩体基本一致，为I型花岗岩，部分具有I-A过渡型花岗岩的特征（杨阳等，2015；王顺安，2016；王顺安等2016；柯昌辉等，2019；王晓霞等，2016）。这些花岗质岩石的Eu呈现中等到弱的负异常，具有Ba、Nb、Sr、P和Ti的亏损，总体上表现出壳源特征。煌斑岩脉的重稀土元素含量比花岗质岩脉的重稀土元素含量高，Sr、P和Ti的亏损不太明显，显示非壳源的特征。

李坝金矿区的花岗质岩脉εNd(t)为-7.98，Nd同位素亏损地幔模式年龄TDM2为1.64 Ga，εHf(t)=-6.30～+1.47，TDMc为1.65～1.15Ga。在εNd(t)-t和εHf(t)-t相关图（图9）中，花岗质岩石位于中元古代地壳演化附近和球粒陨石演化线之下，显示了源区主要为古老下地壳物质。值得注意的是花岗质岩脉的εHf(t)值变化范围较大，表明其源岩不是单一源区，以古老的壳源物质为主，还可能有年轻物质的加入。对于煌斑岩脉而言，其Nd-Hf同位素存在解耦现象，煌斑岩的Nd同位素为正值，推测可能是煌斑岩脉上升过程中捕获了围岩或同期花岗岩中的锆石，因此，对于煌斑岩脉而言，其Nd同位素组成特征可能更能代表其源区信息，因此，煌斑岩脉的Nd同位素组成暗示其源区应该来自地幔。

5.2.2 成矿物质来源

研究表明，热液系统中含硫化合物的同位素组成受成矿系统温度、碱金属离子强度、全硫平均同位素组成、酸碱度、氧逸度等因素的制约，热液中全硫平均同位素组成应根据同位素平衡条件下实验测定、计算的温度值、离子强度等参数分析而得到（Ohmoto et al.，1979；尹观等，2009）。由于李坝和金山马泉金矿中的主要载金矿物为黄铁矿或毒砂，其与金成矿关系密切，且矿床中未见其他硫化物和硫酸盐，结合成矿的物理化学条件分析认为，黄铁矿或毒砂的δ34S值基本能够代表成矿热液中的硫同位素组成。

地球上的硫主要有3种来源：①地幔硫或岩浆硫，δ34S值接近0，并且变化范围较小(0±3‰)；② 沉积硫(或还原硫)，δ34S值一般以较大的负值为特征；③海水硫，地质历史时期的海水硫同位素组成，随时间发生变化，但普遍表现为δ34S值为较大的正值(尹观等，2009；韩吟文等，2003；张瑜等，2010；陕亮等，2009；杨贵才等，2007)。矿床中的硫可以是单一来源，也可以是多种不同来源硫的混合。

李坝金矿床中硫化物样品的δ34S测试结果显示，除张姚代等（2001）所测的55号样品δ34S为22.2‰外，李坝金矿床中黄铁矿δ34S值变化于4.3‰～11.6‰，平均值为8.45‰。与西秦岭其他金矿床相比，李坝和金山-马泉金矿床的硫同位素组成与西秦岭造山型金矿床非常相近，硫同位素组成类似于石英闪长岩，而不同于围岩中的硫同位素值(-2.1‰～-6.6‰)（毛景文等，2001），与大桥金矿（Wu et al.，2018）和阳山金矿（杨贵才等，2007）的硫同位素组成有一定的差异（图10）。以上结果表明，李坝、金山-马泉金矿与西秦岭造山型金矿具有相似的硫源，具有深源特点。

图10 西秦岭李坝金矿床和金山-马泉金矿床硫同位素组成图（数据来源：i据Ohmoto，1972;Taylor，1986;Chaussidon et al.，1990；ii据毛景文，2001；iii据Wu et al.，2018；iv据杨贵才等，2007）Fig.10Sulfur isotopic composition of the sulfides in the Liba deposit and Jinshan-Maquan deposit（data source:i after Ohmoto，1972;Taylor,1986;Chaussidon et al.,1990;ii after Mao,2001;iii after Wu et al.,2018;iv after Yang et al.,2007）

5.2.3 成岩成矿物源关系

为进一步探讨脉岩与金矿的成因关系，本次研究对不同岩体和不同岩性岩石的Au、Sb含量进行了统计分析和对比研究，结果发现，同“五朵金花”岩体相比，西秦岭东段金矿区的脉岩中Au、Sb含量具有明显的异常（图11）。此外，在同一个岩体中，似斑状花岗岩、岩浆暗色包体中Au、Sb含量较高，暗示了金（锑）矿化与岩浆混合作用关系密切，它们可能来源于深部，例如在具有明显岩浆混合的中川岩体和教场坝岩外围分布了很多金矿，如李坝、金山、马泉、吴家庄、华坪、酒店等金矿。无独有偶，殷勇（2011）也曾对比了西秦岭地区15个矿床的脉岩金含量与地层中的金背景值，结果显示脉岩中金的含量明显高于地层中金的含量，金矿主成矿元素的源区是与脉岩有关的深部岩浆源区。

图11 西秦岭“五朵金花”岩体和矿区脉岩的Au、Sb含量图解（数据来源于王晓霞等，2016）Fig.11 The content of Au and Sb of“five golden flowers”granitic pluton group and dykes from the gold deposits,West Qinling（data after Wang et al.,2016）

综上所述，笔者认为李坝金矿及区内脉岩不仅在时空上密切伴生，而且物质成分上具有相同来源和继承演化的成因联系，成矿同期的煌斑岩脉与金矿化应该有着相似的物质源区，具有明显的幔源特征，这与前人研究的观点相似：中基性脉岩与金矿化具有深部同源性，可以提供部分成矿物质或成矿流体（刘辅臣等，1984；季海章等，1990；涂怀奎，2000；申玉科等，2005；毛景文等，2005；韩海涛等，2008；雷时斌等，2010；殷勇等，2006；2011；梁亚运等，2014；Chen et al.，2014；Ding et al.，2016；Wu et al.，2018）。

6 结论

（1）李坝金矿区内区脉岩与金矿（化）密切共生，脉岩的岩石类型主要有斜闪煌斑岩、云斜煌斑岩、闪长（玢）岩、细晶闪长岩、石英闪长岩、花岗（斑）岩、花岗细晶岩等，根据其相互穿切关系可划分为成矿前脉岩、成矿期脉岩和成矿后脉岩3类。

（2）LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果显示，李坝金矿区花岗斑岩脉的形成年龄为（210±1）Ma（MSWD=0.15），与中川岩体同属于晚三叠世构造岩浆活动的产物。矿区内的岩浆活动、广泛的热液蚀变作用和主成矿作用发生在晚三叠世（216～205 Ma），矿区内的花岗岩脉、闪长岩脉为成矿期脉岩。

（3）元素地球化学和Nd-Hf同位素示踪显示，矿区内花岗质岩脉的源区可能为多来源，以古老的壳源物质为主，有年轻物质的加入，煌斑岩脉源区应该具有亏损地幔源区特征；而S同位素和矿床地球化学组成显示，李坝金矿中的成矿硫源具有深源特点，金矿成矿物质来源于与脉岩有关的深部岩浆。综上，认为矿区内脉岩与金矿化具有深部同源性，成矿同期煌斑岩可能为金矿化提供部分成矿物质或成矿流体。

致 谢野外工作得到了甘肃省有色地质勘查局天水总队任新红高级工程师等的帮助和支持，两位审稿人提出了宝贵的修改建议，在此致以诚挚的感谢!