大别山造山带新县二长花岗岩体地球化学与岩石成因

2020-05-07杨春玥杨一增陈福坤

高校地质学报 2020年2期

杨春玥，何俊，杨一增，陈福坤

中国科学技术大学地球和空间科学学院，合肥230026

大别造山带形成于三叠纪华南和华北板块俯冲碰撞作用，为典型的陆—陆碰撞造山带（Cong,1996;Liet al.,1999）。因高压—超高压变质岩大面积出露且保存良好，使得大别造山带具有重要的科研价值。伴随这些高压—超高压变质岩石折返的岩浆活动也尤为强烈，因此，研究岩浆岩和岩浆活动对于了解构造热事件成因机制具有重要意义。

大别造山带晚中生代大规模、频繁的岩浆活动使其三分之一的面积被岩浆岩所覆盖。燕山期岩浆活动最为强烈（闫峻等,2005;Ying et al.,2006;Zhang et al.,2008），发育深成岩体、浅成—超浅成岩体和爆发角砾岩体，构成了以燕山期中酸性侵入岩为主的岩浆岩带（图1）。早白垩世岩浆岩主要为花岗质岩石，并含有少量镁铁质—超镁铁质岩（如辉石岩、角闪石岩、辉长岩）（Jahn et al.,1999;Zhao et al.,2005,2011;Huang et al.,2007;Xu et al.,2007;Dai et al.,2012;He et al.,2013）；同时可见大量近同期的中酸性、基性脉岩穿插岩体。早白垩世岩浆岩可分为三期（Zheng et al.,2005;Zhao and Zheng,2009）：143～130 Ma岩体存在不同程度的变形，具有埃达克岩特征（马昌前等,2003;Zhao et al.,2005;Wang et al.,2007;Xu et al.,2007;Huang et al.,2008）；130～125 Ma显示弱的或缺乏构造变形，较第一期Sr/Y比值较低（刘晓强,2018）；125～112 Ma岩体更为酸性，以花岗斑岩为主，与大型Mo矿床成矿有密切关系。更多的研究发现，岩浆活动高峰期（134～125 Ma）后出现小规模的类似A型花岗岩的碱性岩（谢智等,2004;Chen et al.,2009;张红等,2011;陈红瑾等,2013）。由于在130 Ma前后，北大别地区岩浆岩的地球化学性质存在明显的差异（马昌前等,2003;何永胜,2010），很多学者将130 Ma作为划分中生代岩浆岩的界线，因此，研究该阶段岩浆岩对理解大别造山带晚中生代岩浆活动及内部动力学过程具有重要研究意义。

图1 大别造山带燕山期花岗岩分布图（修改自Chen et al.,2017）Fig.1 Distribution map of the Yanshanian granites in Dabie orogenic belt(modified after Chen et al.,2017）

大别造山带同时也是重要的钼矿带，分布有大银尖、千鹅冲、姚冲、汤家坪、沙坪沟等多个中大型钼矿床，其中千鹅冲、大银尖、宝安寨和姚冲矿床位于新县岩体周围。目前大量研究成果着眼于赋矿花岗斑岩的地球化学特征、矿床地质特征和矿床类型、成矿年龄和期次、流体演化和成矿元素富集等方面（Mao et al.,2008;魏庆国等,2010;徐兆文等,2013;Gao et al.,2016;Ni et al.,2015;Chen et al.,2017），但鲜有讨论赋矿岩体与周围大型岩基成因关系的研究报道。

多位学者报道了新县花岗岩体的锆石U-Pb年龄，如125.5±1.5 Ma（陈伟等,2013）、134.3±1.4 Ma（周红升等,2013）、153.4±1.1～131.6±1.8 Ma（刘清泉等，2016）。同位素组成表明，源岩很可能来源于扬子北缘下地壳，成分类似新元古代TTG岩石（陈伟等,2013;刘清泉等,2016）。虽然关于大别造山带晚中生代岩浆岩的研究成果丰硕，但对新县花岗岩的研究相对薄弱。前人的研究结果显示，岩体的中部和西北部的锆石U-Pb年龄相差10～28 Ma，其同位素组成特征也存在较大的差异（陈伟等,2013;刘清泉等,2016）。其次，在构造位置和成岩年龄方面，新县岩体与邻区钼矿床，如大银尖和千鹅冲钼矿的赋矿岩浆岩相似，而对它们的地质和地球化学组成特征的对比研究较薄弱，与钼成矿作用的成因联系更是鲜有涉及。因此，本文在详细的野外地质调查基础上，采集新县岩体不同位置的样品，利用高精度地球化学测试，揭示其地球化学特征，阐明其成因、岩浆演化和构造背景，并进一步与大银尖钼矿床的岩浆岩进行对比研究，探寻其成因关系。

1 地质背景

大别造山带西起河南桐柏山，向东被郯庐断裂截断，中部被商麻断裂分割为东、西两部分；南北分别以襄樊—广济断裂和栾川—固始断裂为界线与扬子、华北板块相邻。前人根据变质温压条件和断裂带位置，将大别造山带从北向南分为五个岩石构造单元（Zheng et al.,2005）：（1）北淮阳低温—低压绿片岩相变质带、（2）北大别高温—超高压麻粒岩相变质带、（3）中大别中温—超高压榴辉岩相变质带、（4）南大别低温—超高压榴辉岩相变质带、（5）宿松低温—高压蓝片岩相变质带。

新县花岗岩体位于河南省新县县城西部，是西大别地区出露规模巨大的花岗岩基之一，围岩主要为太古代大别岩群变质表壳岩、元古界大别片麻杂岩及第四系（陈丽娟和陈鹏,2011）。出露地层主要由一套区域变质岩——下元古界卡房组、新县组、七角山组，中元古界浒湾组所组成，以及震旦至奥陶系肖家庙组，泥盆系南湾组；白垩系下统陈棚组火山碎屑岩和第四系沉积岩。卡房组岩性主要为白云二长片麻岩；新县组与卡房组整合接触，岩性主要为白云斜长片麻岩、白云母片岩、浅粒岩等；七角山组与新县组整合接触，主要岩性为片麻岩类岩石，如角闪石斜长片麻岩、眼球状片麻岩等；浒湾组岩性分为上、下两段，与七角山组呈断层接触；肖家庙组与浒湾组呈断层接触，岩性以白云钠长片岩、绢云片岩、石英片岩为主；南湾组与肖家庙组呈断层接触，是一套陆源碎屑岩；陈棚组与南湾组不整合接触，主要由凝灰质火山岩组成，断裂构造发育（陈伟等,2013;何孝良,2014;刘清泉等,2016）。区内岩浆活动比较强烈，致使火成岩出露面积广泛，不仅形成了具有代表性的灵山、新县、商城、天堂寨等大型岩基，同样也有大银尖、千鹅冲与姚冲等赋矿的小型岩体。

2 地质特征

新县岩体所在的北大别变质带经历了高温超高压麻粒岩相变质作用，岩体出露面积约200 km2（周红升等,2013;刘清泉等,2016），长轴呈北北西向展布（图2）。通过野外地质调查与室内岩相学观察，再结合岩石结晶粒度及相互之间接触关系将其分为三个单元，分别是：细粒二长花岗岩、中粒二长花岗岩与粗粒二长花岗岩。岩石主要矿物组成为钾长石、斜长石、石英、黑云母，地表存在不同程度的风化，有时可见少量辉钼矿。

图2 新县岩体地质简图（据陈伟等，2013修改）Fig.2 Geological sketch of the Xinxian batholith

样品BHY1632采自细粒二长花岗岩单元，采样点位于新县岩体内部偏南东方向，岩石呈浅肉红色，块状构造，细粒花岗结构，钾长石为40%左右，斜长石约30%，石英约25%，黑云母、不透明矿物等约5%（图3a，b）。其中钾长石呈半自形—他形粒状，多为条纹长石，干涉色为一级灰白；斜长石呈自形—半自形的柱—板状，发育聚片双晶，一级灰白干涉色；石英呈他形，常充填于其他矿物间隙中，可见波状消光，干涉色为一级灰—黄白。黑云母呈片状，一组平行的完全解理发育，单偏光下观察黑云母呈绿—褐色，有明显多色性和吸收性，正交偏光下其干涉色较为鲜艳。

样品BHY1627-BHY1631采自中粒二长花岗岩单元，采样点位于新县岩体中心及北部。岩石呈浅肉红色、灰白色，钾长石为30%～40%，斜长石为30%～40%，石英约30%，黑云母、不透明矿物等小于4%（图3c，d）。钾长石多为条纹长石，半自形—他形；斜长石呈半自形板状，聚片双晶发育，风化较强；石英为他形粒状结构，波状消光；黑云母一组完全解理发育，并观察到绿泥石化（靛蓝色干涉色）。BHY1630手标本中见有少量辉钼矿。

BHY1626样品采自粗粒二长花岗岩单元，采样点位于新县岩体北部，岩石呈灰白色，钾长石为40%左右，斜长石约30%，石英为25%～30%，黑云母、不透明矿物等约2%（图3e，f）。钾长石多为条纹长石，颗粒较大，常包裹其他矿物如斜长石、石英等（图3g，h）；斜长石呈板状，聚片双晶发育；石英他形粒状，波状消光，填隙结构。

3 分析方法

在廊坊市宏信地质勘查技术服务有限公司完成样品薄片磨制和全岩粉末的制备。样品的挑选遵循新鲜无蚀变、无包裹体、无脉体的原则，斑晶较大的样品碎样的岩石体积足够大，以保证对全岩的代表性。所制备的样品粉末粒度大于200目，用于主、微量元素及同位素分析测试，并完成锆石分选工作。

图3 新县岩体手标本及显微照片Fig.3 Field pictures and microphotographs of the Xinxian batholith

样品的主量元素分析在广州澳实矿物实验室有限公司进行，利用X射线荧光光谱仪（XRF）进行全岩主量元素测试，分析误差一般小于5%。在中国科学技术大学采用电感耦合等离子质谱仪（ICP-MS）完成全岩微量元素测试，精度在5%以内。

锆石阴极发光（CL）图像在中国科学技术大学扫描电子显微镜实验室完成，并利用激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪（LA-ICP-MS）进行U-Pb同位素定年。分析测试过程中锆石样品与国际标样（91500）按照4:1交替轮换测定，激光剥蚀束斑直径24～32μm。

Sr-Nd-Pb同位素测试在中国科学技术大学的放射成因同位素地球化学实验室完成。首先将样品烘干，然后称取粉末样品置入干净的Teflon杯中，加入少量HClO4，1 mL HF、3 mL HNO3溶解，120℃加热7 d左右，确保样品充分溶解。采用80μl AG1x8（100～200目）阴离子交换柱分离纯化Pb，AG50Wx12（200～400目）阳离子交换树脂分离纯化Sr与稀土元素，最后在装有1.7 mL Teflon粉末的石英交换柱内分离纯化Nd。Sr和Pb同位素比值测定在中国科学技术大学的多接收电感耦合等离子体质谱仪上完成，期间采用国际标样NBS987、NBS981进行监测，所测标样结果分别为86Sr/87Sr=0.710250±0.000012（2σ，n=7）、206Pb/204Pb=16.9358、207Pb/204Pb=15.4893、208Pb/204Pb=36.7011。Nd同位素比值的测定在MAT262固体热电离质谱仪上完成，利用国际标样Jndi进行监测，143Nd/144Nd=0.512106±0.000010（2σ，n=10），同位素比值测量精度优于0.003%。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb同位素年龄

分别选取新县花岗岩体三个单元样品（BHY1626、BHY1630、BHY1632）进行锆石U-Pb定年分析，其锆石无色透明，呈短柱—长柱状，晶形较好，长度为100～300μm，长宽比为1:1～3:1。在阴极发光图像中大多数锆石韵律环带清晰，个别锆石环带较宽且相邻环带对比度不明显（图4）。

图4 新县岩体锆石CL阴极发光图像及U-Pb年龄谐和图Fig.4 CL images and U-Pb concordia diagrams of zircons from the Xinxian batholith

细粒二长花岗岩样品BHY1632选出11个有效分析点，206Pb/238U年龄较为集中，为131～137 Ma，加权平均年龄为133.2±1.7 Ma，样品中有一颗古元古代继承锆石，207Pb/235U年龄为1922 Ma。中粒二长花岗岩样品BHY1630选出12个有效分析点，206Pb/238U年龄较为集中，为129～132 Ma，一颗锆石年龄稍早，为142 Ma，加权平均年龄为131.5±1.9 Ma。粗粒二长花岗岩样品BHY1626挑选出9个数据精度合适、偏差较小的有效分析点，它们的206Pb/238U年龄较为集中，为131～137 Ma，加权平均年龄为129.4±3.6 Ma，分析数据列于表1中。

4.2 主量元素地球化学组成

新县花岗岩体的主量、微量元素含量测试结果见表2（BHY1630样品，因风化严重导致数据不具代表性），SiO2含量偏高，为73.85%～76.08%，在TAS图中样品均集中于花岗岩区域（图5a）；其Al2O3含量为13.61%～14.48%，Na2O含量为3.87%～4.19%，K2O含量为4.39%～4.60%，CaO含量较低，为0.40%～0.73%；铝饱和指数（A/CNK）为1.08～1.12，属于过铝质—弱过铝质岩石（图5b）。在SiO2-K2O关系图中，样品落在高钾钙碱性系列区域（图5c）。

表1 新县岩体锆石LA-ICP-MS U-Pb定年结果Table 1 Zircon LA-ICP-MS U-Pb dating results of the Xinxian batholith

表2 新县岩体主量元素分析结果（%）Table 2 Whole-rock major element contents of the Xinxian batholith(%)

图5 新县岩体SiO2-(Na2O+K2O)(a,底图据Le Maitre et al.,1989)；A/NK-A/CNK图解(b,底图据Maniar and Piccoli,1989)；SiO2-K2O图解(c，底图据Peccerillo and Taylor,1976)Fig.5 TAS diagram(a,the base map is after Le Maitre et al.,1989),A/NK-A/CNK diagram(b,the base map is after Maniar and Piccoli,1989)and SiO2-K2O plot(c,the base map is after Peccerillo and Taylor,1976)of the Xinxian batholith

4.3 微量和稀土元素地球化学组成

微量元素和稀土元素含量测试结果详见表3。在微量元素蛛网图中（图6a），新县花岗岩体呈现出亏损Ba（除样品BHY1631和BHY1632亏损不强烈外）、Sr等大离子亲石元素和P、Ti等高场强元素，Nb、Ta轻微或无亏损，Sr/Y比值为5.33～17.86。稀土元素分析结果表明（图6b），样品稀土总量为 61×10-6～107×10-6，(La/Yb)N比值为 12～14，(Ho/Yb)N比值为0.57～0.94，具明显的Eu负异常（δEu=0.43～0.70），表现出轻稀土元素强烈富集、中稀土元素亏损，重稀土元素弱富集特征，呈海鸥型稀土元素配分模式。

4.4 Sr-Nd-Pb同位素组成特征

全岩Sr-Nd-Pb同位素测试结果见表4。新县花岗岩87Rb/86Sr比值为 0.06～20.86，87Sr/86Sr比值为0.7091～0.7411，(87Sr/86Sr)t为0.702～0.709，数值较为离散（图7b），原因是3个样品具有较高的Rb/Sr比值，影响初始值的准确计算；其εNd(t)值为-18.4～-20.8，两阶段 Nd模式年龄 TDM2为2.43～2.61 Ga。在图7a中，新县岩体样品主要落入北大别混杂岩与扬子下地壳岩石叠合区。根据平均侵位年龄(130 Ma)和全岩U、Th、Pb元素含量，计算获得Pb同位素初始比值如下：(206Pb/204Pb)t=16.30～16.60、(207Pb/204Pb)t=15.25～15.32、(208Pb/204Pb)t=37.50～37.81。Pb同位素比值变化范围小，分布均一（图8）。

表3 新县岩体全岩微量元素分析结果(×10-6)Table 3 Whole-rock trace element concentrations of the Xinxian batholith(×10-6)

图6 (a)新县岩体原始地幔标准化微量元素蛛网图；(b)球粒陨石标准化稀土元素分布模式；(c)千鹅冲、宝安寨矿床岩浆岩原始地幔标准化微量元素蛛网图；(d)球粒陨石标准化稀土元素分布模式（千鹅冲、宝安寨数据引自杨梅珍等,2010;高阳,2014）；原始地幔和球粒陨石标准化值据引自Sun and McDonough,1989和McDonough and Sun,1995Fig.6 Primitive mantle-normalized spidergrams of trace elements(a)and chondrite-normalized REE patterns(b)of the Xinxian batholith;Primitive mantle-normalized spidergrams of trace elements(c)and chondrite-normalized REE patterns(d)for magmatic rock of the Qian’echong and Bao’anzhaideposit;the primitive mantle values are from Sun and McDonough,1989;the chondrite values are from McDonough and Sun,1995

图7 新县岩体(87Sr/86Sr)t-εNd(t)同位素图解（千鹅冲、宝安寨数据引自杨梅珍等,2010；高阳,2014；图a底图引自Chen et al.,2017）Fig.7 The(87Sr/86Sr)t-εNd(t)diagram for the Xinxian batholith(The base map for Fig.a is after Chen et al.,2017)

5 讨论

5.1 成岩时代及岩浆演化

新县花岗岩体三个岩石单元的成岩年龄相近，由粗粒到细粒单元成岩年龄分别为129.4±3.6 Ma、131.5±1.9 Ma、133.2±1.7 Ma，并与前人报道的锆石U-Pb年龄相近：（131.6±1.8）Ma～（153.4±1.1）Ma（刘清泉等,2016）、125.5±1.5 Ma（陈伟等,2013）、134.3±1.4 Ma（周红升等，2013）；属于早白垩世花岗岩。

表4 新县岩体全岩Sr-Nd-Pb同位素测试结果Table 4 Whole-rock Sr-Nd-Pb isotopic compositions of the Xinxian batholith

图8 新县岩体Pb同位素组成图解（千鹅冲和大银尖岩体数据及底图均引自Chen et al.,2017）Fig.8 Pb-isotopic composition plotsofthe Xinxian batholith(Data of the Qian’echong and Dayinjian pltuons,and base mapsare from Chen etal.,2017)

大别造山带经历的构造运动复杂，中生代岩浆岩十分发育，前人根据年代学、岩石地球化学特征、成矿特性等因素将区域内中生代岩浆岩大致分为三个阶段（Zheng et al.,2005;Zhao and Zheng,2009）。第一阶段岩浆岩成岩年龄约143～130 Ma，主要由商城、天堂寨、团岭、大同等岩体为代表的高钾钙碱性二长花岗岩以及主簿源（中性端元）、岳西等岩体等为代表的高钾钙碱性石英二长岩组成。该阶段大多数岩体具有高Sr低Y的埃达克岩特质，是加厚下地壳部分熔融的产物，并存在不同程度的变形（马昌前等,2003;Zhao et al.,2005;Wang et al.,2007;Xu et al.,2007;Huang et al.,2008）。第二阶段岩浆岩成岩年龄约130～125 Ma，发育中酸性—基性侵入岩与火山岩，大岩基多以高钾钙碱性的二长花岗岩、钾长花岗岩为主，与第一阶段相比具有稍低的Sr/Y，具有正常厚度下地壳部分熔融产物的特征；基性侵入岩以祝家铺、椒子岩等岩体为代表，分布范围与第一阶段中性岩体大致相同（刘晓强,2018）。火山岩主要分布于北淮阳构造单元（Wang et al.,2002;Zhao and Zheng,2009）。第三阶段岩浆岩成岩年龄约125～112 Ma，岩性以花岗斑岩为主，较一、二阶段更为酸性，具有A型花岗岩特征（谢智等,2004;Chen et al.,2009;张红等,2011;陈红瑾等,2013），集中分布于北淮阳构造单元，与沙坪沟、汤家坪大型钼矿床成矿有密切关系。

前人观察到，在岳西地区大于130 Ma岩浆岩主要含有古元古代的继承锆石，而130 Ma之后岩浆岩的继承锆石多为160～140 Ma，存在原岩性质的差异（刘晓强,2014），因此，130 Ma左右是大别造山带的构造转折期，两阶段岩浆岩的成岩构造背景由加厚下地壳部分熔融转变为正常厚度地壳部分熔融。新县花岗岩的成岩年龄在130 Ma左右，地球化学组成特征表现为高硅、富碱，铝弱过饱和，较低的Sr/Y比值，不具有典型埃达克质岩石特征，而与第二阶段中酸性岩浆岩性质相似。前人结合岩石类型判别图解认为，新县岩体是高分异的I型花岗岩（陈伟等,2013;刘清泉等,2016），属于区域第二阶段成岩作用。

新县花岗岩的MgO和Fe2O3含量随SiO2增加而降低，表明存在镁铁质矿物的结晶分异；Eu负异常明显，CaO和δEu随SiO2增加而降低（图9），表明存在斜长石结晶分异作用，而各个岩石单元中P2O5含量较低，但没有明显的变化，表明未出现磷灰石结晶分异；轻稀土元素强烈富集、中稀土元素亏损、重稀土元素弱富集，(Ho/Yb)N较低，代表源区可能为角闪石稳定区（刘文斌等,2003），而非石榴石稳定区域。这一特征表明新县岩体的岩浆起源深度不大，可能派生于正常厚度地壳部分熔融而并非加厚地壳。在SiO2-εNd(t)中，数据并未显示出相关性，表明岩浆上升过程中没有显著的围岩混染，主要体现分离结晶作用，在Yb-La/Yb和1/Nd×1000-εNd(t)判别图中（图10），也可观察到相应规律。

图9 新县岩体哈克图解Fig.9 Harker diagrams of the Xinxian batholith

图10 (a)新县岩体1/Nd×1000-εNd(t)；(b)Yb-La/Yb 图解Fig.10 1/Nd×1000-εNd(t)(a)and Yb-La/Yb(b)plots of the Xinxian batholith

5.2 岩浆源区及成岩动力学背景

对大别造山带中生代中酸性岩石的成因有以下两种观点：（1）与幔源岩浆有关。加厚陆壳受来自地幔的基性岩浆侵入造成花岗质岩浆出熔，并与之混合(Chen et al.,2002)；或在幔源岩浆上升过程中受围岩同化混染影响消耗热能，导致分离结晶，后又在分离结晶的作用下为岩浆补充热能（AFC模式）（马昌前等,2003）。（2）与幔源基性岩浆无关，与俯冲陆壳板片的部分熔融有关（赵子福和郑永飞,2009）。俯冲陆壳中的基性及中性成分脱水熔融，在上升过程中经历分离结晶作用产生中酸性岩浆，而根据花岗岩均一的地球化学组成，认为源岩是北大别TTG片麻岩中性地壳（赵子福等，2004）。

新县岩体保存了古元古代继承锆石，结合其两阶段Nd同位素模式年龄（2.6～2.4 Ga）和Hf模式年龄（2.9～2.4 Ga）（陈伟等,2013;刘清泉等,2016），指示源岩为古元古代—太古代古老岩石，类似于崆岭群或陡岭群岩石（刘晓强等,2017;邱啸飞等,2019）。新县花岗岩的微量、稀土元素和Nd-Hf同位素特征都显示具有壳源特征，并指示岩浆岩为正常厚度的地壳受软流圈物质影响发生部分熔融形成。在(87Sr/86Sr)t-εNd(t)判别图中，有效数据点落于北大别变质杂岩与扬子下地壳重合部分，暗示了早白垩世花岗岩是大别杂岩或与北大别变质杂岩相似的陆壳部分熔融产物（Ma et al.,1998;Zhang et al.,2002）。

如前所述，新县岩体的岩浆形成于正常厚度的大陆地壳中，而非加厚地壳环境，与之对应的构造背景是在130 Ma前后加厚下地壳减薄至正常厚度地壳。前人关于造成这种构造体制变化的动力学原因解释不一：（1）华南板块向华北板块俯冲后陆陆碰撞导致地壳加厚，随后因俯冲板片后撤、断离、折返至地壳深度（王国灿和杨巍然,1998;许长海等,2001;李曙光等,2001,2005），导致加厚下地壳发生拆沉作用，地壳由挤压状态逐渐转变为伸展状态，地壳减薄至正常厚度；（2）华南和华北板块陆陆碰撞导致地壳加厚后受古太平洋板块向西俯冲的影响，使内陆地区的构造体制由南北方向挤压转变为东西向挤压、南北向拉张，致使地壳大规模伸展（毛景文等,2003）。

5.3 与千鹅冲等赋矿花岗岩体对比

斑岩型矿床的岩浆活动往往是多期次的，在成矿前期、中期和后期中均有发育。例如Bajo de la Alumbrera中发育7期侵入岩（Proffett,2003），在Yerington发育5期侵入岩（Proffett,2009）。新县岩体外围发育有千鹅冲、宝安寨、大银尖等多个钼矿床，其中姚冲矿床位于新县岩体北东侧，千鹅冲、宝安寨和大银尖钼矿床位于新县岩体北西侧，千鹅冲和宝安寨矿床赋矿岩体主要为花岗斑岩和二长花岗岩，成岩年龄分别为129±2 Ma和130±2 Ma，且在花岗斑岩中发现锆石U-Pb年龄为1943±37 Ma的继承锆石，属于I型花岗岩（高阳等,2014）。这些赋矿岩体与新县岩体的成因关系尚待进一步讨论。

千鹅冲和宝安寨矿床赋矿岩体地球化学组成与新县岩体相近：均表现为富硅（二长花岗岩类SiO2为71.82%～73.34%，花岗斑岩SiO2为71.56%～74.93%）、富钠钾、贫钙（Na2O含量为3.25%～4.03%；K2O含量为4.39%～5.42%；CaO含量低约1%）。微量元素和稀土元素特征与新县岩体比较相似（图6c，d），亏损大离子亲石元素Ba、Sr和高场强元素P、Ti，但是Nb相对新县岩体更亏损；稀土元素均表现为轻稀土强烈富集、中稀土亏损，重稀土弱富集的展布形式，其中Eu表现出负异常。

在(87Sr/86Sr)t-εNd(t)和Pb同位素图解中（图7，8），新县岩体与千鹅冲、宝安寨赋矿岩体具有相似的同位素组成特征。前人对千鹅冲矿床赋矿岩体和新县岩体的锆石Hf同位素研究表明（陈伟等,2013;高阳等,2014;刘清泉等,2016），千鹅冲矿床花岗斑岩和二长花岗岩具有富集的Hf同位素组成，εHf(t)值集中于-24.5～-11.3，暗示千鹅冲和宝安寨赋矿花岗岩体与新县岩体具有极为相似的岩浆物源，属于同源岩浆不同演化阶段的产物，均是区域第二阶段岩浆作用的产物。

新县岩体成岩年龄比千鹅冲赋矿花岗岩稍早一些，二者主量元素特征较为相似，均表现为高硅、富钾和富钠等特征，但千鹅冲赋矿岩体具有更高的稀土元素总量（96×10-6～203×10-6）和更明显的轻、重稀土分异(La/Yb)N（23～32）（高阳,2014），指示千鹅冲赋矿花岗岩是比新县岩体演化至更晚期的产物。