Geochronology, Geochemistry and Geological Significance of the Syeno-Granite Porphyry from Yinshuisi Pb-Zn Deposit, Dabie Orogenic Belt
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摘要: 银水寺铅锌矿床位于大别造山带北缘，是大别山地区最大的矽卡岩型矿床.目前对矿区岩浆作用时限、岩石地球化学、岩石形成环境等方面的研究较为薄弱，在一定程度上制约了对该区铅锌成矿规律的认识.在详细野外地质调查的基础上，对矿区出露的正长花岗斑岩脉的岩石学、成岩年代学、岩石化学和同位素地球化学进行了系统研究.结果表明，银水寺矿区正长花岗斑岩脉锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄为125.4±0.4 Ma，表明其形成时代为早白垩世.全岩地球化学分析显示，正长花岗斑岩脉表现为高硅（SiO2=71.43%~72.71%）、高钾（K2O=4.62%~4.88%）、富碱（7.47%~7.81%）、弱过铝质（A/CNK=1.03~1.06）、富Fe低Ca，贫Sr、Ba、Ti、P，轻稀土富集、重稀土亏损，具Eu负异常，Ce异常不明显，稀土配分图呈典型的右倾型，显示出A型花岗岩的特征.岩石具有富集的Sr-Nd-Hf同位素组成：全岩（87Sr/86Sr）i值为0.710 21~0.710 53，εNd（t）值在-20.0~-19.2之间；锆石εHf（t）值为-26.7~-23.8，位于地幔演化线之下；TDM2值变化于2 663~2 845 Ma之间，指示其起源于大别杂岩与扬子板块北缘的古老下地壳物质的混合.结合区域地质背景，认为矿区正长花岗斑岩脉形成于扬子克拉通与华北克拉通碰撞造山后的大规模伸展环境，软流圈地幔上涌作用于减薄的岩石圈，与西向俯冲的古太平洋板片俯冲角度改变造成的强烈弧后拉张有关.Abstract: The Yinshuisi Zn-Pb deposit,located in the north border of Dabie Orogen Belt,Jinzhai County,Anhui Province,is the largest skarn deposit in the Dabieshan region. Previous studies on chronology,geochemistry and petrogenesis of intrusions are few,which has restricted the understanding of lead-zinc metallogenic regularity. Detailed geochronology,geochemistry,and isotopic data for ore-related syeno-granite were analyzed in this study.LA-ICP-MS U-Pb dating of zircon from Yinshuisi syeno-granite porphyry yields age of 125.4±0.4 Ma,suggesting that it resulted from Early Cretaceous magmatism.According to the geochemical analysis,Yinshuisi syeno-granite porphyry has high SiO2 (71.43%-72.71%),K2O (4.62%-4.88%) and ALK (K2O+Na2O=7.47%-7.81%),but weakly peraluminous (A/CNK=1.03-1.06). The rock is enriched in Fe,Rb,Th,U and LREE,depleted in Ca,Sr,Ba,Ti,P and HREE with negative Eu anomalies,which indicates that Yinshuisi syeno-granite porphyry belongs to aluminous A-type granite.The Yinshuisi syeno-granite porphyry has highly enriched Sr-Nd-Hf isotopic compositions: (87Sr/86Sr)i=0.710 21-0.710 53,εNd(t)=-20.0—-19.2. The εHf(t) value ranges from -26.7 to -23.8,lying below the depleted mantle line.The TDM2 value ranges from 2 663 Ma to 2 845 Ma,which indicates that the syeno-granite porphyry derived from dominantly the mixing of Yangtze's lower crust with the Dabie Complex. Yinshuisi syeno-granite porphyry was emplaced after the major collisional period of the North China Block and Yangtze Block,in a post-collisional or intracontinental extensional setting under the regional extension mechanism,which has the capacity to cause the regional upwelling of the asthenospheric mantle. The thinned lithospheric mantle was exposed to the upwelling asthenopsheric mantle,leading to intensive magmatism,which was related to the rollback of westward subducting Paleo-Pacific Plate beneath the Asian continent.
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0. 引言
大别造山带横跨中国大陆中东部, 是秦岭造山带的东延、中央造山带的最东段, 由中生代华北克拉通与扬子克拉通之间强烈碰撞作用形成(Hacker et al., 1998).大别造山带北缘即北淮阳地区晚中生代岩浆岩广泛分布, 主要受NE向和NW向构造控制, 常在断裂交汇部位形成巨大复式中酸性侵入杂岩体, 并相伴产出大面积的火山岩.前人对大别山地区晚中生代岩浆岩开展了大量岩石学、年代学和岩石地球化学等方面的研究(Zhao and Zheng, 2009;黄丹峰等, 2010;黄皓和薛怀民, 2012;Xu et al., 2012;周伟伟等, 2014;朱江等, 2018), 为探讨碰撞造山带构造演化过程和深部地球动力机制提供了宝贵依据.同时, 该区广泛发育大量与岩浆活动相关的金属矿产, 包括钼、钨、铅、锌、银、金、稀土等.铅锌多金属矿产作为该区重要的矿产资源, 主要分布于桐柏-桐城断裂以及信阳-舒城断裂两侧, 现已发现十几个铅锌矿床和矿化点(彭智等, 2005), 例如汞洞冲矿床、银水寺矿床、银山矿床等.但是关于该区铅锌矿床中出露的岩浆岩的相关研究还比较薄弱, 在很大程度上制约了对该区成岩成矿规律的认识及找矿工作.
银水寺矿床地处东大别山北麓, 南紧邻信阳舒城区域性断裂带, 已探明铅、锌金属储量分别为9 798 t和13 128 t, 平均品位铅2.13%、锌2.42%（杜建国，2000）, 是大别山地区最具代表性的矽卡岩型铅锌矿床.前人仅对银水寺铅锌矿床的地质特征进行了少量的研究(陆三明等, 2002;彭智等, 2005), 强调成矿受层间断层和浅成侵入体控制, 与(超)浅成岩浆活动有关.但该矿区岩浆作用时限、岩石地球化学、岩石形成环境等方面的研究程度较低, 在一定程度上制约了对其成矿时代、成矿构造背景、矿床成因以及找矿勘查等方面的认识.本文在详细的野外地质调查的基础上, 对银水寺矿床与成矿关系密切的正长花岗斑岩脉进行了精确的LA-ICP-MS锆石U-Pb定年、Sr-Nd-Hf同位素及岩石地球化学分析, 限定了岩浆作用时限, 同时结合区域构造演化和成矿事件探讨了岩石成因和成矿构造背景, 为进一步研究北淮阳地区岩浆作用提供新的依据, 对大别造山带东段铅锌矿床成矿机理研究和进一步找矿勘查工作具有重要的参考价值.
1. 区域地质和矿床地质
1.1 区域地质背景
大别造山带主体由原岩性质不同的各类变质岩和侵入其中的中生代花岗岩类及镁铁质岩类组成(图 1).自太古宙起, 该区经历了多阶段、多期次的碰撞、扩张、聚合等演化过程(Wu and Zheng, 2013).晚三叠世后, 华北和扬子克拉通拼合, 大别造山带进入陆内演化阶段, 先后经历了超高压变质岩折返过程中的伸展作用和燕山早期穹隆构造作用(李曙光等, 2005).早白垩世起, 受古太平洋构造域的影响, 中国中东部进入以NNE-SW向构造为主的动力体制大转换时期, 发生了造山带地壳加厚、下地壳垮塌拆沉、大规模幔源岩浆上涌和岩石圈大规模伸展减薄, 伴随强烈的岩浆活动发育了多期成矿事件和不同成因类型的多金属矿床(李厚民等, 2008;陈伟等, 2013; Wu and Zheng, 2013).根据断裂构造及岩性的差异，通常将大别造山带划分为5个单元, 从北至南依次为北淮阳低温低压绿片岩相带、北大别高温超高压构造带、中大别中温超高压榴辉岩相带、南大别低温超高压榴辉岩相带以及宿松低温高压蓝片岩相带(Wu and Zheng, 2013).整体构成核部为中深变质杂岩体、南北两侧分布有浅变质岩及未变质盖层的分布格局.各个单元内的变质岩原岩大多为新元古代(700~800 Ma)时期的火成岩(Zheng et al., 2006).
图 1 大别造山带地质简图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.桐柏-大别变质杂岩; 12.燕山期火山岩; 13.燕山期花岗岩; 14.超镁铁质岩; 15.断裂; 16.矿床. XSF.信阳-舒城断裂；TTF.桐柏-桐城断裂.据杨泽强(2007)修改Fig. 1. Geological sketch map of the Dabie Orogenic Belt北淮阳低温低压绿片岩相带(又称北淮阳构造带)位于大别造山带最北缘, 以桐柏-桐城断裂为界与北大别高温超高压构造带相隔(图 1)，通常以商麻断裂为界分为东段(安徽段)和西段(河南段).自下而上可划分为4个构造层：新元古界庐镇关群(苏家河群)、早古生界佛子岭群(信阳群)、晚古生界梅山群和中新生界陆相盆地沉积(彭智等, 2005).北淮阳东段庐镇关群和佛子岭群呈带状出露于金寨县船板冲、油店和霍山县小溪河、祥云寨、诸佛庵、潘家岭至舒城县七里河、河棚一带, 主要由一套绿片岩相的变质岩组成, 基本属于总体有序、局部无序的变质地层(江来利和胡召齐, 2014), 向西可与北淮阳西段的苏家河群和信阳群相对应.庐镇关岩群和佛子岭群各组中Mo、W、Pb、Ag、Cu均存在不同程度的富集(柴广路等, 2018), 其被认为是该区的矿源层位(彭智, 2005;吴皓然等, 2018).
大别造山带内构造发育, 以NW向和NNE至近NS向断裂为主(图 1).NW-NWW向为区域性大断裂, 往往控制该区矿床的分布, 例如信阳-舒城断裂、桐柏-桐城断裂等; NNE-NS向断裂以郯庐断裂带为代表, 主要受燕山中晚期古太平洋构造域的影响, 同早期NW-EW向断裂一起截切大别造山带使其呈棋盘格子状, 共同控制该区不同沉积建造、变质相带、岩浆岩带的展布.
本区岩浆活动集中在燕山期, 包括零星分布的基性岩和大面积出露的中酸性侵入岩, 形成时代主要集中在早白垩世(143~110 Ma)(Wang et al., 2007;Xu et al., 2007, 2012；Zhao et al., 2008).特别在北淮阳构造带的金寨-霍山-舒城一带, 晚中生代侵入岩和火山岩密布, 呈NWW向大面积出露, 其中中酸性小岩体明显受NWW向和近SN向断裂交织构成的网格状断裂体系控制, 具有成群成带、等间距分布的特点, 与斑岩型钼成矿关系密切, 构成世界著名东秦岭-大别斑岩钼多金属成矿带的东段(Chen et al., 2017).
1.2 矿床地质概况
银水寺地区的铅锌矿主要分布于五峰尖向斜的两翼和转折端, 西翼有庙冲、龙井沟、潘家楼、黄冲铅锌矿，东翼转至银水寺、银湾, 矿化带断续长数千米(图 2).其中银水寺铅锌矿区中心坐标为115°50’25"E、31°43’38"N.矿区地层主要有新元古代庐镇关岩群的郑堂子组、仙人冲组, 早古生代佛子岭岩群祥云寨组、诸佛庵组以及中生代火山碎屑岩(图 3a).地层总体走向呈NW-SE向, 倾向SW, 倾角为35°~50°.其中郑堂子组出露于银水寺-潘家楼一带, 主要岩性为云母石英片岩和千枚岩; 仙人冲组主要分布在银水寺-龙井沟一带, 岩性以大理岩和结晶灰岩为主, 下部含长英质糜棱岩、黑云母变粒岩、石榴石斜长角闪岩夹层, 为碳酸盐夹泥质、砂质组成的沉积建造, 与下伏郑堂子组呈韧性剪切带接触; 祥云寨组分布在金寨县梅山水库两侧及五峰尖的周围, 岩性组合主要为白云石英片岩、石英片岩夹中厚层石英岩, 代表了砂质、砂泥质和泥砂质沉积建造, 顺层剪切变形强烈, 与下伏仙人冲岩组为断层接触; 诸佛庵组仅出露于五峰尖顶部, 主要岩性为灰绿色薄层钙质绿泥石英片岩、绿泥石英片岩夹长石石英片岩; 侏罗系分布于金寨县北部, 以砂岩、砾岩为主, 整体呈超覆盖层不整合于基底佛子岭岩群之上(江来利和胡召齐, 2014).
图 2 银水寺区域地质简图1.第四系; 2.金刚台组; 3.三尖铺组; 4.凤凰台组; 5.胡油坊组; 6.佛子岭岩群; 7.庐镇关岩群; 8.梅山单元正长花岗岩; 9.老猫洞单元黑云母正长花岗斑岩; 10.草房单元角闪石英二长岩; 11.花岗斑岩; 12.逆掩断层; 13.平移断层; 14.矿床.据杜建国（2000）修改Fig. 2. Geological sketch map of the Yinshuisi district矿区断裂发育, 主要为NW向和NE向的两组共轭断裂.其中NW向断裂主要沿五峰尖向斜NE翼与侏罗系红色砂砾岩的接触部位呈NW-SE向展布，是重要的导矿构造，其间与NE向断裂的交汇部位可见正长花岗斑岩和铅锌矿体.此外, 受金寨断裂长期持续的NNE-NE向逆冲推覆挤压作用的影响, 矿区内不同岩性差异面间常形成一系列NNW向层间破碎带和层间滑脱带, 也构成了矿区重要的导矿和容矿构造.
矿区内侵入岩出露较少, 主要为一套中酸性岩, 呈岩脉或角砾状产出, 岩性主要为正长花岗斑岩和正长岩.正长花岗斑岩呈岩脉状侵入矿区新元古界-早古生界变质地层中(图 3b), 规模较小, 长几十米至数百米, 宽1~20 m, 倾向SW，整体蚀变较强, 被NNE向平移断层切割.岩脉两侧分布有含铅锌矿的矽卡岩蚀变带，且其中可见稀疏浸染状铅锌矿, 与成矿关系密切.正长岩呈角砾岩状见于矿区南部, 和正长花岗斑岩属同源关系.角砾多呈棱角状, 主要为强钠长石化的正长岩, 少数为泥岩、石英岩地层角砾和矽卡岩角砾；胶结物主要由石英、钠长石、萤石、碳酸盐以及少量金属硫化物组成.此外银水寺矿区外围出露面积较大的岩体有南部梅山花岗岩体(123±5 Ma；商力, 2012)和北部草房二长岩体(132±2 Ma；商力, 2012)(图 2), 均为早白垩世岩浆活动的产物.
图 3 银水寺铅锌矿床地质简图(a)和3号勘探线地质剖面图(b)据杜建国（2000）修改Fig. 3. Geological sketch map (a) and geological profile for prospecting line No.3 (b) of the Yinshuisi Pb-Zn deposit2. 样品及分析方法
实验样品采自矿区内与矽卡岩关系密切的正长花岗斑岩脉(图 4a), 岩石呈脉状、柱状产出, 与矿化蚀变在空间上密切伴生, 靠近矽卡岩一侧常发育硅化、绿帘石化、绿泥石化, 地表风化较强.主要岩相学特征如下:正长花岗斑岩脉岩石呈浅灰色和灰白色, 斑状结构(图 4b), 块状构造, 主要由斑晶(±40%)和基质(±60%)组成, 斑晶主要为碱性长石、石英及少量黑云母.其中：钾长石(±65%)呈自形-半自形板状, 粒度主要为0.5 mm×1.0 mm~1.0 mm×2.0 mm, 部分发生绿帘石化; 石英(±30%)呈他形粒状, 粒径主要为0.25~0.50 mm; 黑云母(±5%)呈长片状, 粒径主要为0.5~ 0.8 mm, 常发生绿泥石化; 基质由微晶碱性长石、斜长石、石英组成, 副矿物有磁铁矿、磷灰石、锆石等.
图 4 银水寺正长花岗斑岩脉手标本照片（a）及镜下特征（b）Qz.石英; Kfs.钾长石Fig. 4. Hand specimen photo (a) and microscopic characteristics (b) of syeno-granite porphyry from Yinshuisi Pb-Zn deposit锆石分选在廊坊峰泽源实验室完成, 原岩样品经常规粉碎、摇床、淘洗、电磁分选及重液分选等步骤后分离出锆石单矿物, 然后在双目镜下经人工挑选出纯度在99%以上的锆石.在双目镜下对锆石进行分类, 挑选透明、晶形完好、无裂隙、未蚀变的锆石颗粒制成环氧树脂样品座, 打磨和抛光至锆石核部出露, 再清洗、抛光, 对抛光后的锆石进行反射光、透射光电子像(BSE)和阴极发光(CL)显微照相(图 5).选择样品靶中锆石内部无包裹体、无裂纹、阴极发光图像生长环带规则部位, 进行原位U-Pb年龄测定.锆石制靶、阴极发光照相(CL)、锆石激光原位U-Pb同位素分析和Hf同位素测试均在北京锆年领航科技有限公司完成.
图 5 银水寺正长花岗斑岩脉的锆石阴极发光(CL)图像Fig. 5. Cathodoluminescence (CL) images for zircons of syeno-granite porphyry from Yinshuisi Pb-Zn deposit锆石微区原位U-Pb同位素定年分析所用仪器为德国AnalytikJena公司的PlasmaQuant MS Elite电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS), 激光剥蚀系统为ESINWR 193nm, 激光剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气为补偿气以调节灵敏度, 二者在进入ICP之前通过一个Y型接头混合.每个时间分辨分析数据包括15~20 s的空白信号和45 s的样品信号.U-Pb同位素定年采用国际标准锆石GJ-1作外标进行同位素分馏校正, 每分析5~10个样品点分析2次GJ-1.对于与分析时间有关的U-Th-Pb同位素比值漂移, 利用GJ-1的变化采用线性内插的方式进行校正(Liu et al., 2010).对分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U- Th-Pb同位素比值和年龄计算)采用ICPMSDataCal软件完成(Liu et al., 2010).
锆石的微区原位Lu-Hf同位素分析所用仪器为德国ThermoFisher Scientific公司的Neptune Plus型多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS), 激光剥蚀系统为NWR 213nm固体激光器.激光斑束直径为50 μm, 能量密度为7~ 8 J/cm2, 激光脉冲频率为10 Hz.根据已测定过年龄的锆石颗粒相关部位的大小, 选择相同或相近区域进行Hf同位素测试, 仪器状态监控和样品外部校正采用国际标准锆石GJ-1(176Hf/177Hf = 0.282 012 ± 0. 000 016).
主量元素和微量元素分析工作在中国核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成, 测试依据GB/T 14506.28-2010硅酸盐岩石化学分析方法进行, 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公司的ElementⅠ型电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)完成, 分析精度小于3%.
全岩Sr、Nd同位素分析在中国核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成, 测试仪器采用MicroMass ISOPROBE型多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS), 具体流程如下:准确称取0.1~0.2 g烘干粉末样品置于低压密闭溶样罐中, 加入稀释剂, 并用混合酸(氢氟酸+硝酸+高氯酸)溶解24 h；待样品完全溶解后蒸干, 加入6 mol/L的盐酸转化为氯化物, 并再次蒸干；用0.5 mol/L的盐酸溶液溶解, 溶解后的清液加入阳离子交换柱(φ0.5 cm×15 cm, AG50W×8(H+)100~200目), 用1.75 mol/L和2.5 mol/L的盐酸溶液淋洗锶蒸干；用4 mol/L的盐酸溶液淋洗稀土元素，蒸干；钐钕用P507萃淋树脂分离，蒸干后转为硝酸盐；最后完成质谱分析.分析温度20 ℃, 相对湿度30%.测试过程中Sr、Nd同位素分别用86Sr/88Sr=0.119 4和146Nd/144Nd=0.721 9进行分馏校正.Sr、Nd同位素标准测量结果分别为：NBS987=0.710 250±7, JMC=143Nd/144Nd= 0.512 109±3.
3. 分析结果
3.1 锆石U-Pb同位素测年
所测锆石样品无色透明, 自形程度较高, 呈短柱状或长柱状.颗粒大小基本在50~150 μm之间, 长宽比为1:1~3:1.阴极发光图像(图 5)显示, 锆石结晶良好, 内部结构较为清晰, 具有明显的生长震荡环带.锆石中的Th、U含量和Th/U比值可以指示锆石的成因, 岩浆锆石的Th、U含量较高，Th/U比值一般 > 0.1;而变质锆石的Th、U含量低，Th/U比值一般 < 0.1(Belousova et al., 2002).所测锆石样品中Th含量为177×10-6~507×10-6, U含量为122×10-6~308×10-6, Th/U比值在1.01~1.87之间, 均远大于0.1, 指示典型的岩浆成因.银水寺正长花岗斑岩脉(YSS1008)样品测试23颗锆石(附表 1), 测年的测点位置主要选择在锆石边部环带(图 5), 并尽量选择在没有内含物和表面裂隙的部位；测试中除去谐和度较低的锆石(7个, 包括信号不好或Pb丢失), 有效的测试数据为16个, 数据点均位于U-Pb谐和线上或其附近(图 6), 表明这些锆石在形成后，其U-Pb同位素体系是封闭的, 基本没有U或Pb同位素的丢失或加入.正长花岗斑岩脉的206Pb/238U表面年龄分布在122.0±1.6~128.8±1.7 Ma；LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄比较集中, 谐和度较高, 加权平均年龄为125.4 ±0.4 Ma(n=16, MSWD =1.17) (图 6)，能代表正长花岗斑岩脉的形成年龄, 时代为早白垩世, 属燕山晚期岩浆岩.
表 1 金寨地区近年来高精度岩浆岩测年结果Table Supplementary Table Dating results of magmatic rock in Jinzhai district from recent years地区 岩性 测年方法 年龄（Ma） 资料来源 响洪甸 霞石正长岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 135.1±0.7 黄皓和薛怀民, 2012 响洪甸 似斑状正长岩 SHRIMP锆石U-Pb法 125±1 周伟伟等, 2014 响洪甸 细晶正长岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 128.1±1.5 詹建华, 2015 响洪甸 正长斑岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 126~130 詹建华, 2015 响洪甸 响岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 131.8±2.1 刘晓强, 2014 鲜花岭 石英闪长岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 129.1±1.2 刘晓强, 2014 鲜花岭 闪长玢岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 129.1±1.3 刘晓强, 2014 鲜花岭 石英正长斑岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 128.4±1.3 刘晓强等, 2018 鲜花岭 石英正长斑岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 129.2±1.2 刘晓强等, 2018 鲜花岭 闪长玢岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 129±3 陈芳等, 2016 古碑 花岗闪长岩 SHRIMP锆石U-Pb法 125±3 赵新福, 2007 金寨 钾长花岗岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 129.7±1.5 陈芳等, 2016 金刚台 黑云母粗面岩 SHRIMP锆石U-Pb法 128.4±3.6 黄丹峰等, 2010 金刚台 闪长玢岩 SHRIMP锆石U-Pb法 129.1±2.2 黄丹峰等, 2010 金刚台 粗安岩 SHRIMP锆石U-Pb法 129±2 黄丹峰等, 2010 金刚台 正长斑岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 129.2±0.7 黄皓和薛怀民, 2012 金刚台 熔结凝灰岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 128.8±0.7 黄皓和薛怀民, 2012 金刚台 粗面安山岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 127.6±0.5 黄皓和薛怀民, 2012 金刚台 流纹英安岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 127.5±0.6 李鑫浩等, 2015 金刚台 英安岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 124.8±2.3 李鑫浩等, 2015 金刚台 熔结凝灰岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 123.3±0.7 李鑫浩等, 2015 沙坪沟 中粒二长花岗岩 黑云母Ar-Ar坪年龄 136.8±1.6 徐晓春等, 2009 沙坪沟 细粒二长花岗岩 黑云母Ar-Ar坪年龄 130.4±1.2 徐晓春等, 2009 沙坪沟 细晶闪长岩 角闪石Ar-Ar坪年龄 125.4±1.0 徐晓春等, 2009 沙坪沟 花岗斑岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 111.5±1.5 张红等, 2011 沙坪沟 石英正长岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 111.7±1.9 张红等, 2011 沙坪沟 细粒石英正长岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 122.51±0.81 孟祥金等, 2012 沙坪沟 中粒石英正长岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 121.5±1.3 孟祥金等, 2012 沙坪沟 正长斑岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 120.7±1.1 孟祥金等, 2012 沙坪沟 爆破角砾岩角砾 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 131.6±2.6 陈红瑾等, 2013 沙坪沟 爆破角砾岩基质 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 112.9±1.2 陈红瑾等, 2013 沙坪沟 石英正长斑岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 116.1±2.2 陈红瑾等, 2013 沙坪沟 斜长角闪石岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 133.7±1.7 王萍, 2013 沙坪沟 二长花岗岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 133±1.2 王萍, 2013 沙坪沟 花岗岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 129.6±1.2 王萍, 2013 沙坪沟 花岗岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 126±1.7 王萍, 2013 沙坪沟 花岗闪长岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 129.2±1.6 王萍, 2013 沙坪沟 闪长岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 127.4±1.7 王萍, 2013 沙坪沟 含斜长辉石岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 128.5±1.5 王萍, 2013 沙坪沟 石英正长岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 115.9±1.3 王萍, 2013 沙坪沟 花岗斑岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 109.3±1.9 王萍, 2013 沙坪沟 石英二长岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 134±2 Wang et al., 2014 沙坪沟 正长花岗岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 132±1 Wang et al., 2014 沙坪沟 花岗斑岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 138±8 Wang et al., 2014 沙坪沟 石英二长斑岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 135±3 Wang et al., 2014 沙坪沟 二长花岗岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 135±1 Wang et al., 2014 沙坪沟 黑云母闪长岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 128±2 Wang et al., 2014 沙坪沟 黑云母二长岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 129±2 Wang et al., 2014 沙坪沟 石英正长岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 116±2 Wang et al., 2014 沙坪沟 花岗斑岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 114±1 Wang et al., 2014 沙坪沟 二长花岗岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 136.3±1.6 任志等, 2014 沙坪沟 花岗闪长岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 127.5±2.9 任志等, 2014 沙坪沟 正长岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 117.2±1.2 任志等, 2014 沙坪沟 钾长花岗岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 112.2±1.2 任志等, 2014 沙坪沟 正长岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 111.3±1.2 He et al., 2016 沙坪沟 花岗斑岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 115.6±2.3 刘晓强等, 2017 沙坪沟 花岗斑岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 116.3±2.1 刘晓强等, 2017 沙坪沟 花岗斑岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 116.2±2.7 刘晓强等, 2017 沙坪沟 花岗斑岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 115.5±1.8 刘晓强等, 2017 沙坪沟 细粒花岗岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 115.6±1.6 刘晓强等, 2017 沙坪沟 正长花岗岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 116.8±1.4 刘晓强等, 2017 沙坪沟 隐爆角砾岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 113.8±1.6 刘晓强等, 2017 沙坪沟 绢英岩化细粒花岗岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 134.1±1.7 刘晓强等, 2017 银山畈 辉长岩 SHRIMP锆石U-Pb法 125.8±2.7 王世明等, 2010 银山畈 辉绿岩 SHRIMP锆石U-Pb法 126±3 Xu et al., 2012 银水寺 正长花岗斑岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 125.4 ±0.4 本文 
图 6 银水寺正长花岗斑岩脉的锆石U-Pb年龄谐和图Fig. 6. Zircon concordia diagram of syeno-granite porphyry from Yinshuisi Pb-Zn deposit3.2 岩石地球化学
5个正长花岗斑岩脉样品的主量和微量元素的分析结果列于附表2.样品主量元素具高硅(SiO2 = 71.43%~72.71%, 平均值72.1%)、高钾(K2O= 4.62%~4.88%, 平均值4.72%）、弱过铝质(A/CNK=1.03~1.06)的特征.Al2O3含量为13.52~13.64, 全碱含量为7.47%~7.81%, K2O/Na2O比值为1.61~1.67, 均大于1, 属钾质系列.样品具有低含量的TiO2(0.274%~0.310%)、MgO(0.695%~0.915%)、CaO(1.43%~1.88%)和P2O5(0.079%~0.096%), Mg#为44.6~46.2, 碱度率AR范围为2.87~3.17.整体特征与大别地区成矿花岗岩相似（图 7）.
图 7 银水寺正长花岗斑岩脉的TAS图解(a)、AR-SiO2图解(b)、SiO2-K2O图解(c)和A/CNK-A/NK图解(d)图a据Middlemost (1994)；图b据Wright (1969)；图c据Peccerillo and Taylor (1976)；图d据Maniar and Piccoli (1989). 1.橄榄辉长岩; 2a.碱性辉长岩，2b.亚碱性辉长岩; 3.辉长闪长岩; 4.闪长岩; 5.花岗闪长岩; 6.花岗岩; 7.硅英岩; 8.二长辉长岩; 9.二长闪长岩; 10.二长岩; 11.石英二长岩; 12.正长岩; 13.副长石辉长岩; 14.副长石二长闪长岩; 15.副长石二长正长岩; 16.副长正长岩; 17.副长深长岩; 18.霓方钠岩、磷霞岩、粗白榴岩.大别成矿花岗岩数据引自Chen et al.(2017)Fig. 7. TAS (a), AR-SiO2 (b), SiO2-K2O (c) and A/CNK-A/NK (d) diagrams of syeno-granite porphyry from Yinshuisi Pb-Zn deposit在TAS图解上样品点全部落入花岗岩系列(图 7a), 在SiO2-AR图解中主要落入碱性岩区(图 7b), 在K2O-SiO2关系图上主要落在高钾钙碱性系列(图 7c), 在A/NK-A/CNK铝饱和度判别图解上样品点落在过铝质岩区(图 7d).在正长花岗斑岩脉的Harker图解上(图 8), SiO2与CaO、MgO、（Fe2O3）T、TiO2、P2O5之间具有较明显的负相关性, 可能与角闪石、Ti-Fe氧化物和磷灰石、榍石等矿物的分离结晶有关; SiO2与Al2O3的线性关系不明显, 表明长石在岩浆演化过程中的结晶分异作用不显著; SiO2与Na2O和K2O的相关性不太明显, 这可能和后期Na、K元素的活动性强有关.
图 8 银水寺正长花岗斑岩脉的Harker图解Fig. 8. Harker diagrams of syeno-granite porphyry from Yinshuisi Pb-Zn deposit稀土元素总量中等(ΣREE = 150.07×10-6~161.97×10-6), 配分曲线整体右倾(图 9a), 轻稀土富集, 重稀土平坦, 具有较高的(La/Yb)N值(20.51~24.86)和LREE/HREE值(15.21~17.63), 负Eu异常中等(δEu = 0.68~0.74, 平均值0.72).Sr含量在279×10-6~312×10-6之间, Y含量低, 在10.6×10-6~12.1×10-6之间, Sr/Y值在23.45~28.62之间.微量元素蛛网图中富集Rb、Ba、Th、U、K、Zr和Hf, 相对亏损Nb、Ta、Sr、P、Ti、Yb和Y(图 9b)；曲线整体呈锯齿状向右倾斜, 走势与Pearce et al.(1984)建立的后碰撞花岗岩的分布形式相同.
图 9 银水寺正长花岗斑岩脉球粒陨石标准化稀土元素配分曲线（a）及原始地幔标准化微量元素蛛网图（b）球粒陨石和原始地幔标准化值据Sun and McDonough (1989)Fig. 9. Chondrite-normalized rare earth elements pattern (a) and primitive mantle-normalized trace elements spider diagram (b) of syeno-granite porphyry from Yinshuisi Pb-Zn deposit3.3 全岩Sr、Nd同位素特征
银水寺正长花岗斑岩脉Sr、Nd同位素分析结果见附表3.样品的Rb含量为155×10-6~180×10-6, Sr含量为301×10-6~317×10-6, Rb/Sr比值为0.51~0.60.扣除其形成后积累的放射性成因Sr, (87Sr/86Sr)i值在0.710 21~0.710 53之间, 平均为0.710 36, 数据较为集中.样品的Sm含量为2.75×10-6~3.17×10-6, Nd含量为18.7×10-6~21.2×10-6, Sm/Nd比值为0.15.扣除其形成后积累的放射性成因Nd, εNd(t)值在-20.0~-19.2之间, 平均-19.5；二阶段Nd模式年龄TDM2为2 475~ 2 544 Ma, 平均2 499 Ma.
3.4 锆石Hf同位素地球化学特征
在正长花岗斑岩脉单颗粒锆石LA-ICP-MS定年的基础上, 对10个相同颗粒锆石进行了原位Hf同位素分析(附表4), 测点的位置及编号与锆石U-Pb定年一致(图 5).银水寺矿区正长花岗斑岩脉的锆石176Hf /177Hf分布在0.281 952~0.282 036之间, 176Lu/177Hf变化于0.000 754~0.001 315之间. 176Lu/177Hf值均小于0.002, 说明锆石在形成后具有极低的放射性成因Hf积累.根据对应锆石206Pb/238U年龄计算的εHf(t)值变化于-26.7~ -23.8, 平均-25.4;单阶段模式年龄TDM集中在1 726~1 816 Ma, 二阶段模式年龄TDM2集中在2 663~2 845 Ma之间.正长花岗斑岩脉的fLu/Hf值为-0.98~-0.96, 平均值为-0.97, 明显小于镁铁质地壳和硅铝质地壳的fLu/Hf(分别为-0.34和-0.72;Amelin et al., 2000), 因此二阶段模式年龄更能反映源区物质从亏损地幔被抽取的时间.
4. 讨论
4.1 岩石类型
A型花岗岩为富硅、富碱、贫水的花岗岩类, 地球化学上以贫Al、Ba、Sr、Eu、Ti、P为特征, 形成于低压高温条件, 对源区没有选择(Whalen et al., 1987).岩石地球化学分析结果显示, 银水寺矿区正长花岗斑岩脉具高硅、高钾、富碱、富Fe低Ca和贫Sr、Ba、Ti、P的特点, 同时轻稀土富集、重稀土亏损, 具Eu负异常, Ce异常不明显, 稀土配分图呈典型的右倾型, 整体显示出A型花岗岩的地球化学特征.在K2O-Na2O图解中样品点也全部落入A型花岗岩区域(图 10).由于A型花岗岩存在许多不同组分特征的变体, 因此在A型花岗岩的成因、分类等方面尚有很大争议.通常根据Al和Na+K的原子数关系将A型花岗岩分为3类：当Al与Na+K接近时为铝质A型花岗岩, Al明显小于Na+K时为碱性A型花岗岩，Al明显大于Na+K时为过铝质A型花岗岩.矿区正长花岗斑岩脉为铝质A型花岗岩.
图 10 银水寺正长花岗斑岩脉的K2O-Na2O岩石类型判别图解Fig. 10. The K2O-Na2O diagram of syeno-granite porphyry from Yinshuisi Pb-Zn depositA型花岗岩与高分异Ⅰ型花岗岩在矿物学和岩石地球化学方面具有很大的相似性, 在对岩体进行分类时很容易混淆.高分异Ⅰ花岗岩的(Fe2O3)T通常小于1%, 常具有更高的Rb含量, 一般大于270×10-6；而A型花岗岩的(Fe2O3)T往往大于1%(王强等, 2000).矿区正长花岗斑岩脉的(Fe2O3)T为1.92%~2.55%, 均大于1%；Rb含量为150×10-6~163×10-6, 与A型花岗岩的特征相符.此外Ⅰ型花岗岩REE含量较低(小于114.71×10-6), 且几乎没有Eu谷(吴锁平等，2007), 这也与矿区正长花岗斑岩脉明显不同.A型花岗岩大多形成于高温条件下, 温度高于高分异的Ⅰ型花岗岩(均值764 ℃；King et al., 1997).王强等(2000)曾对桐柏-大别地区7个典型A型花岗岩体进行研究, 结果显示它们的Zr饱和温度为845~880 ℃.此外在大别山地区早白垩世晚期与钼铅锌成矿有关的A型花岗岩也显示出类似的高温特征, 如沙坪沟钼矿钾长花岗斑岩(755~852 ℃)和正长岩(927~929 ℃)(任志等, 2014)；西冲钼矿细粒花岗岩(787~852 ℃；谢玉玲等, 2015).根据Watson and Harrison(1983)的计算公式, 得出银水寺矿床正长花岗斑岩脉Zr饱和温度为809~823 ℃, 均值818 ℃；与上述A型花岗岩的形成温度相似, 而明显高于福建南镇、大层山、三沙、大京岩体(730~779 ℃；邱检生等, 2008)和东秦岭金山庙岩体(718~777 ℃；肖娥等, 2012)等典型高分异Ⅰ型花岗岩的形成温度, 因此矿区正长花岗斑岩脉属于高温A型花岗岩.
4.2 岩浆成因
A型花岗岩在成因上主要有以下观点: (1)下地壳源岩的部分熔融(Collins et al., 1982)，(2)地幔碱性玄武岩的分离结晶作用(Mushkin et al., 2003)，(3)幔源熔体与深熔形成的壳源岩浆的混合与交代作用(Mingram et al., 2000)；即壳源、幔源、壳幔混源三类成因模式.Rapp et al. (1999)的研究结果表明, 由下地壳岩石部分熔融形成的熔体, 其Mg#一般小于45, 而曾经发生熔体/地幔橄榄岩反应的熔体Mg#较高.矿区正长花岗斑岩脉Mg#为44.6~46.2, 指示以壳源成因为主.此外矿区正长花岗斑岩脉的Nb/Ta值为10~10.75, 低于原始地幔值(17.5±2; Sun and McDonough, 1989), 更接近于大陆地壳平均值(11; Green, 1995).
矿区正长花岗斑岩脉的地球化学特征与King et al.(1997)定义的铝质A型花岗岩相似, 这类A型花岗岩多以低Al、Ca、Sr和Eu为特征, 随着分异程度的增加, 铝质A型花岗岩的Zr含量会发生明显下降.源区形成压力的增加(> 400 MPa)会抑制斜长石的熔融, 且Al2O3、CaO、Sr和Eu逐渐增加, 直至形成压力 > 800 MPa, 岩石不再显示A型花岗岩的地球化学特征(Patiño Douce, 1997).矿区正长花岗斑岩脉贫Sr, 负Eu异常明显, 说明残留相中存在富Ca的斜长石, 表明其形成压力为400~800 MPa(14~26 km).岩石轻、重稀土分馏作用明显, 且亏损HREE和Y, HREE具平坦型的分布, HoN < YbN(即MREE亏损), 暗示角闪石可能是重要的源区残留相.由于角闪石具有高的Nb/Ta值(> 17.3；Foley et al., 2002), 当它在源区残留时, 会使得相应熔体的Nb/Ta值降低.Nb、Ta和Ti的亏损可能与富集它们的矿物相(榍石、钛铁矿)的分离结晶或源区残留关系密切(Villaseca et al., 2007).亏损高场强元素P、Ti, 暗示岩浆源区曾受到地壳物质的混染和交代(Fitton et al., 1991).上述特征表明正长花岗斑岩脉的物质源区以斜长石和角闪石为主, 起源于古老地壳的部分熔融.
全岩Sr、Nd同位素分析结果显示, 正长花岗斑岩脉具有较高的(87Sr/86Sr)i值(0.710 21~0.710 53)和较低的εNd(t)值(-20.0~-19.2), TDM2(Nd)= 2 475~2 544 Ma.在ISr-εNd(t)图解中主要落入大别片麻岩和榴辉岩的范围(图 11).锆石εHf(t)值集中于-26.7~-23.8, 平均-25.4；锆石Hf模式年龄TDM2 =2 663~2 845 Ma, 与全岩Nd模式年龄相近, 分布于亏损地幔和球粒陨石Hf同位素演化线之下(图 12), 这些特征表明岩浆起源于古老地壳物质的部分熔融.对于大别造山带深部地壳和岩石圈地幔是否存在华北克拉通的物质尚有争议(Huang et al., 2008), 但近年来越来越多地球物理和岩石学等方面的资料都表明, 在大别造山带北部广泛出露的大别杂岩体(超高压榴辉岩和片麻岩等组成)与华北克拉通差异明显而与扬子克拉通的成分更为接近(Zhao and Zheng, 2009; Zhao et al., 2011;陈伟等, 2013).银水寺正长花岗斑岩与大别早白垩世花岗岩的εNd(t)值(-30~-15)和TDM2(Nd)（1.9~ 3.0 Ga）(续海金等, 2008;陈伟等, 2013)相近, 暗示它们具有相同的来源.前人对比了大别早白垩世花岗岩和造山带地表出露的原岩为新元古代双峰式火成岩的高压-超高压变质岩(包括大别片麻岩和榴辉岩), 发现二者具有相似的地球化学特征(Zheng et al., 2006;He et al., 2011)；且在图 11中大别早白垩世花岗岩类基本落入大别片麻岩的分布范围, 加上在这些花岗岩中发现有新元古代和三叠纪的锆石核年龄(Bryant et al., 2004; Xu et al., 2007)；说明早白垩世花岗岩类与三叠纪高压变质火成岩具有相同的源岩, 因此它们的岩浆源区物质是俯冲再循环的扬子克拉通.但银水寺正长花岗斑岩Nd二阶段模式年龄TDM2 (2 475~2 544 Ma)要比大别片麻岩(700~800 Ma)老得多(Hacker et al., 1998).北大别片麻岩的锆石εHf(t)值主要分布范围为-7.6~-1.5和-4.2~14.5(Zhao et al., 2008)；南大别片麻岩的锆石εHf(t)值在-13.9~5.3之间(Zheng et al., 2006).按照平均地壳Lu/Hf值演化至125 Ma时两者的锆石εHf(t)值都大于-20(图 12), 表明银水寺正长花岗斑岩不可能仅通过大别片麻岩的重熔产生, 需要更为古老的地壳物质的参与(Zhao et al., 2011; Ren et al., 2018).综合考虑区域的古老基底物质, 崆岭群加入源区可以形成这样的Hf同位素组成特征.
图 11 银水寺正长花岗斑岩脉的(87Sr/86Sr)i-εNd(t)图解数据来源：崆岭群(Ames et al., 1996; Jahn et al., 1999; Ma et al., 2000)；大别片麻岩、大别榴辉岩和大别早白垩世花岗岩(Zhao and Zheng, 2009)Fig. 11. (87Sr/86Sr)i-εNd(t) diagram for syeno-granite porphyry from Yinshuisi Pb-Zn deposit崆岭群杂岩由TTG片麻岩和混合岩组成, 是扬子克拉通北缘出露的唯一太古宙古老陆核, 其TTG岩浆作用主要发生在太古代2.65~2.95 Ga, 部分3.2 Ga(Zhang et al., 2006；Jiao et al., 2009；邱啸飞等, 2019）.侵入其中的变形A型花岗岩具有古元古代的锆石U-Pb年龄(~1.85 Ga；Xiong et al., 2008; Peng et al., 2012), 暗示在古元古代曾发生过太古宙地壳再造事件.如图 12所示, 早白垩世后碰撞花岗岩εHf(t)值分布范围较宽, 表明其物质来源组成变化较大, 于其中发现的新元古代(~750 Ma)和三叠纪(~230 Ma)的残余锆石年龄(Bryant et al., 2004; Xu et al., 2007)分别与大别造山带杂岩体的原岩和变质期年龄相对应; 古元古代(~1.85 Ga)和太古宙(~2.8 Ga)的残余锆石年龄(Wang et al., 2007; He et al., 2011)则与崆岭群A型花岗岩侵位年龄以及TTG片麻岩/混合岩原岩年龄相一致.矿区正长花岗斑岩脉的锆石εHf(t)值符合大别新元古代片麻岩和崆岭群锆石εHf(t)按照平均地壳Lu/Hf值(176Lu/177Hf=0.015；Amelin et al., 1999)演化至125 Ma的中间过渡值, 表明二者对矿区岩浆岩的形成都有贡献.扬子克拉通周边在新元古代早期是Rodinia聚合所形成的弧陆碰撞造山带, 笔者推测由于Rodinia裂解使弧陆碰撞造山带发生构造跨塌, 引起裂谷岩浆活动(Zhao and Zheng, 2009), 此时双峰式火成岩侵入至围岩崆岭群内, 最终于中生代俯冲至大别造山带深部, 共同组成大别后碰撞花岗岩的物质来源.
图 12 银水寺正长花岗斑岩脉的t-εHf(t)图解数据来源:崆岭群花岗岩(Xiong et al., 2008;Peng et al., 2012);崆岭群片麻岩/混合岩(Zhang et al., 2006; Jiao et al., 2009);北大别片麻岩(Zhao et al., 2008);中南大别片麻岩(Zheng et al., 2006; Xia et al., 2009);大别早白垩世花岗岩(续海金等, 2008; Zhao et al., 2011)Fig. 12. t-εHf(t) diagram for syeno-granite porphyry from Yinshuisi Pb-Zn deposit4.3 成岩成矿时代
矿区正长花岗斑岩脉参与有效年龄计算的16颗锆石的206Pb/238U年龄值比较集中, 在122.0±1.6~128.8±1.7 Ma之间, 由此得到的成岩年龄为125.4 ±0.4 Ma, 表明其形成于燕山晚期, 是早白垩世岩浆活动的产物.早白垩世岩浆-成矿事件是大别成矿带规模最大的一次构造热事件, 与中国东部该时期的动力大转换相关.区域内该时期成矿时间范围为140~105 Ma, 矿床类型有斑岩-矽卡岩型钼多金属矿床、与火山-次火山作用有关的金银矿床和岩浆-热液型铅锌多金属矿床等.
金寨地区部分岩浆岩的高精度同位素年龄如表 1所示, 结合大别造山带早白垩世岩浆岩的研究结果, 可以看出金寨地区岩浆岩普遍侵位于早白垩世中期(137~130 Ma)和早白垩世晚期(130~ 109 Ma)2个阶段, 与大别山地区早白垩世岩浆岩分布时限高度一致:大别早阶段(143~130 Ma)，岩石类型以高钾钙碱性花岗闪长岩-二长花岗岩为主, 主要分布在大别造山带西部和南部, 大多具有不明显Eu异常和高Sr低Y低重稀土的埃达克质岩的地球化学特征, 多以大岩基形式产出, 如商城岩体、天堂寨岩体等, 部分发育有弱定向变形痕迹, 多数研究者认为该阶段岩浆岩起源于加厚/拆沉下地壳的部分熔融(He et al., 2011; Xu et al., 2012;陈伟等, 2018);晚阶段(130~109 Ma)岩石类型以高钾钙碱性-碱性中酸性岩为主, 常以岩株或小型侵入体及脉岩形式在大别造山带的中东部产出, 该阶段岩浆岩常表现为中稀土略亏损、较为明显的Eu负异常, 海鸥型稀土配分模式, 不具有高Sr低Y的地球化学特征, 常伴随有幔源基性岩脉/墙、基性火山岩岩浆活动以及A型花岗岩, 被认为是陆壳强烈伸展作用的结果(赵新福, 2007; Zhao et al., 2011;谢玉玲等, 2015).北淮阳地区Mo-Pb-Zn的成矿过程与晚阶段岩浆活动关系密切, 是大别造山带大规模伸展作用的产物.银水寺矿区正长花岗斑岩脉侵位于125.4±0.4 Ma, 属于晚阶段岩浆活动, 与区域岩浆作用及矿化时限一致.
由于铅锌矿床定年难度较大, 目前关于大别地区铅锌矿床的年龄报道十分匮乏, 仅陆三明等(2016)对沙坪沟外围不同铅锌矿床的8件闪锌矿样品测了Rb-Sr同位素等时线年龄(120±2 Ma).该年龄结果在沙坪沟岩浆岩侵位年龄范围内(表 1), 与任志等(2014)对沙坪沟划分的第二阶段岩浆活动(124~112 Ma)相关, 同成钼的岩浆活动一致.以往的研究结果表明大别地区铅锌成矿作用与斑岩钼矿一样, 均与早白垩世的岩浆活动有关(陆三明等, 2002, 2016;彭智等, 2005;刘晓强等, 2018;吴皓然等, 2018).这种斑岩型钼矿床与热液型铅锌矿床在空间上相伴产出的现象在秦岭-大别造山带、兴蒙造山带、华南等地区均有报道, 不少学者认为Mo和Pb-Zn是同一套岩浆成矿系统的产物(李厚民等, 2008;毛景文等, 2009;任志等, 2014), 与含矿岩浆热液的远程迁移有关(毛景文等, 2009).毛景文等(2003)通过对华北克拉通及其邻区中生代大规模成矿年代的详细总结和讨论, 提出200~160 Ma、~140 Ma和130~110 Ma三个成矿阶段；结合本文与成矿关系密切的正长花岗斑岩脉U-Pb年龄结果, 笔者推测银水寺矿床成矿作用与成岩时代基本一致或略晚于成岩期, 对应于华北克拉通及其邻区的第三个金属成矿阶段.
4.4 成岩成矿构造背景
大别地区的陆-陆碰撞始于晚二叠世(Wu and Zheng, 2013), 在三叠纪(250~200 Ma)扬子克拉通向北深俯冲至华北克拉通之下，并发生超高压变质作用(李曙光等, 2005; Zheng et al., 2006).扬子克拉通与华北克拉通的碰撞挤压一直持续到晚侏罗世, 后于早白垩世发生挤压向伸展的转变(Xu et al., 2007; He et al., 2011).与此同时, 自侏罗世(~170 Ma)以来, 古太平洋板块持续向亚洲大陆低角度俯冲(Kiminami and Imaoka, 2013), 中国东部受其影响构造体制发生转变, 从近EW向构造系统转变为NE-NNE向构造系统, 部分深大断裂(如商麻断裂；Wang et al., 2008)甚至切穿至地幔深度, 从而引起地幔岩浆的上侵.最新的地球物理、地质学资料表明古太平洋板块的俯冲方向于早白垩世发生转折, 在亚洲大陆边缘地区发育大量走滑断裂和拉张盆地(Tejada et al., 2016), 与我国东部华北克拉通减薄/破坏以及岩浆活动有着密切联系(Zhu et al., 2012;朱光等, 2016).这种大规模的构造-岩浆-成矿事件不仅表现在大别造山带内, 在中国东北部兴蒙造山带、华北克拉通内部、长江中下游、钦杭结合带东段、华南等地区均有发育.
大别造山带于~130 Ma发生减薄并进入全面伸展时期(Wang et al., 2007;Xu et al., 2007, 2012；He et al., 2011;陈伟等, 2013), 加厚下地壳起源的埃达克质岩类被伸展环境下的A型花岗岩或碱性-过碱性岩浆作用取代(谢玉玲等, 2015; Ren et al., 2018), 标志着碰撞造山作用的结束和伸展塌陷的出现, 表明大别造山带经历了岩石圈减薄、下地壳拆沉和大陆岩石圈重熔的过程.矿区正长花岗岩Sr/Y比值为23.45~28.62, 负Eu异常, 其微量元素地球化学特征不同于早阶段加厚下地壳重熔产生的岩浆, 而与晚期伸展环境下的岩浆岩相似.在图 13中, 样品均投影于后碰撞花岗岩区和后碰撞与同碰撞花岗岩分界处, 反映其形成于碰撞后的板块伸展阶段初期.结合区域地质和年代学数据, 笔者认为矿区正长花岗斑岩脉形成于大别造山带加厚下地壳减薄后、强热伸展阶段初期.
图 13 银水寺正长花岗斑岩脉的构造环境判别图解Fig. 13. Discrimination diagrams of tectonic environment for syeno-granite porphyry from Yinshuisi Pb-Zn deposit目前来看，大别地区的这种构造体制大转变很可能隶属于中国东部更大范围的岩石圈伸展事件的一部分, 主要受控于古太平洋板块的西向俯冲, 而与造山带本身的碰撞造山旋回已无关系, 或者说造山带下地壳的拆沉过程很可能是古太平洋板片俯冲过程的局部响应(Zhu et al., 2012).受中生代西南太平洋超级地幔柱活动的影响, 该时期板块之间的扩张速率显著增大；同时古太平洋板块的漂移方向以顺时针旋转, 俯冲角度也发生了相应改变, 这种变化与根据郯庐断裂带及沉积盆地所推断的同期华北克拉通东部应力场顺时针变化基本一致(朱光等, 2016).大别造山带130~ 110 Ma广泛的岩浆作用与华北克拉通破坏的峰期时间一致(Zhu et al., 2012), 这种同步性表明143~130 Ma古太平板片呈SSW向俯冲, 对中国长江中下游地区的地质构造影响逐渐加强, 对大别地区产生远程效应, 导致大别造山带断裂构造再活动, 加厚的下地壳发生部分熔融, 形成埃达克质花岗岩.而在130~110 Ma，古太平洋板片呈NW向俯冲, 俯冲速度慢、俯冲角度大, 导致岩石圈拆沉, 幔源岩浆底侵活动强烈, 发生岩石圈减薄；这一时期的岩浆作用不仅广泛发生在大别造山带, 也发生在中国东部大陆边缘, 是高热流作用于减薄后岩石圈的结果, 与大洋板片俯冲角度改变造成的强烈弧后拉张、软流圈地幔上涌有关.
5. 结论
(1) 银水寺矿区正长花岗斑岩脉的化学成分具超酸高硅(SiO2=71.43%~72.71%)、高钾(K2O= 4.62%~4.88%）、过铝质(A/CNK=1.03~1.06)的特征, 属高钾钙碱性、弱过铝质花岗岩系列岩浆岩.贫Sr、Ba、Ti、P, 轻稀土富集、重稀土亏损, 具Eu负异常, Ce异常不明显, 分配图呈典型的右倾型, 显示出A型花岗岩的特征.
(2) 利用LA-ICP-MS锆石U-Pb定年, 测得矿区正长花岗斑岩脉的206Pb/238U加权平均年龄为125.4 ±0.4 Ma, 为早白垩世岩浆活动的产物.
(3) 矿区正长花岗斑岩脉起源于古老地壳组分的部分熔融, 物质来源除大别杂岩外, 还混入了扬子板块北缘的太古宙崆岭群物质.
(4) 矿区正长花岗斑岩脉形成的地球动力学背景为早白垩世构造体制转换后的强热伸展阶段初期, 其形成与大洋板片俯冲角度改变造成的强烈弧后拉张、软流圈地幔上涌有关.
致谢: 本文野外地质调研和资料收集过程得到了安徽省地质矿产勘查局311地质队和南京地质矿产研究所的大力协助.感谢两位审稿专家对本文提出的建设性意见! -
图 1 大别造山带地质简图
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.桐柏-大别变质杂岩; 12.燕山期火山岩; 13.燕山期花岗岩; 14.超镁铁质岩; 15.断裂; 16.矿床. XSF.信阳-舒城断裂；TTF.桐柏-桐城断裂.据杨泽强(2007)修改
Fig. 1. Geological sketch map of the Dabie Orogenic Belt
图 2 银水寺区域地质简图
1.第四系; 2.金刚台组; 3.三尖铺组; 4.凤凰台组; 5.胡油坊组; 6.佛子岭岩群; 7.庐镇关岩群; 8.梅山单元正长花岗岩; 9.老猫洞单元黑云母正长花岗斑岩; 10.草房单元角闪石英二长岩; 11.花岗斑岩; 12.逆掩断层; 13.平移断层; 14.矿床.据杜建国（2000）修改
Fig. 2. Geological sketch map of the Yinshuisi district
图 3 银水寺铅锌矿床地质简图(a)和3号勘探线地质剖面图(b)
据杜建国（2000）修改
Fig. 3. Geological sketch map (a) and geological profile for prospecting line No.3 (b) of the Yinshuisi Pb-Zn deposit
图 4 银水寺正长花岗斑岩脉手标本照片（a）及镜下特征（b）
Qz.石英; Kfs.钾长石
Fig. 4. Hand specimen photo (a) and microscopic characteristics (b) of syeno-granite porphyry from Yinshuisi Pb-Zn deposit
图 5 银水寺正长花岗斑岩脉的锆石阴极发光(CL)图像
Fig. 5. Cathodoluminescence (CL) images for zircons of syeno-granite porphyry from Yinshuisi Pb-Zn deposit
图 6 银水寺正长花岗斑岩脉的锆石U-Pb年龄谐和图
Fig. 6. Zircon concordia diagram of syeno-granite porphyry from Yinshuisi Pb-Zn deposit
图 7 银水寺正长花岗斑岩脉的TAS图解(a)、AR-SiO2图解(b)、SiO2-K2O图解(c)和A/CNK-A/NK图解(d)
图a据Middlemost (1994)；图b据Wright (1969)；图c据Peccerillo and Taylor (1976)；图d据Maniar and Piccoli (1989). 1.橄榄辉长岩; 2a.碱性辉长岩，2b.亚碱性辉长岩; 3.辉长闪长岩; 4.闪长岩; 5.花岗闪长岩; 6.花岗岩; 7.硅英岩; 8.二长辉长岩; 9.二长闪长岩; 10.二长岩; 11.石英二长岩; 12.正长岩; 13.副长石辉长岩; 14.副长石二长闪长岩; 15.副长石二长正长岩; 16.副长正长岩; 17.副长深长岩; 18.霓方钠岩、磷霞岩、粗白榴岩.大别成矿花岗岩数据引自Chen et al.(2017)
Fig. 7. TAS (a), AR-SiO2 (b), SiO2-K2O (c) and A/CNK-A/NK (d) diagrams of syeno-granite porphyry from Yinshuisi Pb-Zn deposit
图 8 银水寺正长花岗斑岩脉的Harker图解
Fig. 8. Harker diagrams of syeno-granite porphyry from Yinshuisi Pb-Zn deposit
图 9 银水寺正长花岗斑岩脉球粒陨石标准化稀土元素配分曲线（a）及原始地幔标准化微量元素蛛网图（b）
球粒陨石和原始地幔标准化值据Sun and McDonough (1989)
Fig. 9. Chondrite-normalized rare earth elements pattern (a) and primitive mantle-normalized trace elements spider diagram (b) of syeno-granite porphyry from Yinshuisi Pb-Zn deposit
图 10 银水寺正长花岗斑岩脉的K2O-Na2O岩石类型判别图解
Fig. 10. The K2O-Na2O diagram of syeno-granite porphyry from Yinshuisi Pb-Zn deposit
图 11 银水寺正长花岗斑岩脉的(87Sr/86Sr)i-εNd(t)图解
数据来源：崆岭群(Ames et al., 1996; Jahn et al., 1999; Ma et al., 2000)；大别片麻岩、大别榴辉岩和大别早白垩世花岗岩(Zhao and Zheng, 2009)
Fig. 11. (87Sr/86Sr)i-εNd(t) diagram for syeno-granite porphyry from Yinshuisi Pb-Zn deposit
图 12 银水寺正长花岗斑岩脉的t-εHf(t)图解
数据来源:崆岭群花岗岩(Xiong et al., 2008;Peng et al., 2012);崆岭群片麻岩/混合岩(Zhang et al., 2006; Jiao et al., 2009);北大别片麻岩(Zhao et al., 2008);中南大别片麻岩(Zheng et al., 2006; Xia et al., 2009);大别早白垩世花岗岩(续海金等, 2008; Zhao et al., 2011)
Fig. 12. t-εHf(t) diagram for syeno-granite porphyry from Yinshuisi Pb-Zn deposit
图 13 银水寺正长花岗斑岩脉的构造环境判别图解
图a据Pearce et al. (1984);图b据Harris et al.(1986)
Fig. 13. Discrimination diagrams of tectonic environment for syeno-granite porphyry from Yinshuisi Pb-Zn deposit
表 1 金寨地区近年来高精度岩浆岩测年结果
Table 1. Dating results of magmatic rock in Jinzhai district from recent years
地区 岩性 测年方法 年龄（Ma） 资料来源 响洪甸 霞石正长岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 135.1±0.7 黄皓和薛怀民, 2012 响洪甸 似斑状正长岩 SHRIMP锆石U-Pb法 125±1 周伟伟等, 2014 响洪甸 细晶正长岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 128.1±1.5 詹建华, 2015 响洪甸 正长斑岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 126~130 詹建华, 2015 响洪甸 响岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 131.8±2.1 刘晓强, 2014 鲜花岭 石英闪长岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 129.1±1.2 刘晓强, 2014 鲜花岭 闪长玢岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 129.1±1.3 刘晓强, 2014 鲜花岭 石英正长斑岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 128.4±1.3 刘晓强等, 2018 鲜花岭 石英正长斑岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 129.2±1.2 刘晓强等, 2018 鲜花岭 闪长玢岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 129±3 陈芳等, 2016 古碑 花岗闪长岩 SHRIMP锆石U-Pb法 125±3 赵新福, 2007 金寨 钾长花岗岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 129.7±1.5 陈芳等, 2016 金刚台 黑云母粗面岩 SHRIMP锆石U-Pb法 128.4±3.6 黄丹峰等, 2010 金刚台 闪长玢岩 SHRIMP锆石U-Pb法 129.1±2.2 黄丹峰等, 2010 金刚台 粗安岩 SHRIMP锆石U-Pb法 129±2 黄丹峰等, 2010 金刚台 正长斑岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 129.2±0.7 黄皓和薛怀民, 2012 金刚台 熔结凝灰岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 128.8±0.7 黄皓和薛怀民, 2012 金刚台 粗面安山岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 127.6±0.5 黄皓和薛怀民, 2012 金刚台 流纹英安岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 127.5±0.6 李鑫浩等, 2015 金刚台 英安岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 124.8±2.3 李鑫浩等, 2015 金刚台 熔结凝灰岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 123.3±0.7 李鑫浩等, 2015 沙坪沟 中粒二长花岗岩 黑云母Ar-Ar坪年龄 136.8±1.6 徐晓春等, 2009 沙坪沟 细粒二长花岗岩 黑云母Ar-Ar坪年龄 130.4±1.2 徐晓春等, 2009 沙坪沟 细晶闪长岩 角闪石Ar-Ar坪年龄 125.4±1.0 徐晓春等, 2009 沙坪沟 花岗斑岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 111.5±1.5 张红等, 2011 沙坪沟 石英正长岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 111.7±1.9 张红等, 2011 沙坪沟 细粒石英正长岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 122.51±0.81 孟祥金等, 2012 沙坪沟 中粒石英正长岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 121.5±1.3 孟祥金等, 2012 沙坪沟 正长斑岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 120.7±1.1 孟祥金等, 2012 沙坪沟 爆破角砾岩角砾 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 131.6±2.6 陈红瑾等, 2013 沙坪沟 爆破角砾岩基质 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 112.9±1.2 陈红瑾等, 2013 沙坪沟 石英正长斑岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 116.1±2.2 陈红瑾等, 2013 沙坪沟 斜长角闪石岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 133.7±1.7 王萍, 2013 沙坪沟 二长花岗岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 133±1.2 王萍, 2013 沙坪沟 花岗岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 129.6±1.2 王萍, 2013 沙坪沟 花岗岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 126±1.7 王萍, 2013 沙坪沟 花岗闪长岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 129.2±1.6 王萍, 2013 沙坪沟 闪长岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 127.4±1.7 王萍, 2013 沙坪沟 含斜长辉石岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 128.5±1.5 王萍, 2013 沙坪沟 石英正长岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 115.9±1.3 王萍, 2013 沙坪沟 花岗斑岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 109.3±1.9 王萍, 2013 沙坪沟 石英二长岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 134±2 Wang et al., 2014 沙坪沟 正长花岗岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 132±1 Wang et al., 2014 沙坪沟 花岗斑岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 138±8 Wang et al., 2014 沙坪沟 石英二长斑岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 135±3 Wang et al., 2014 沙坪沟 二长花岗岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 135±1 Wang et al., 2014 沙坪沟 黑云母闪长岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 128±2 Wang et al., 2014 沙坪沟 黑云母二长岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 129±2 Wang et al., 2014 沙坪沟 石英正长岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 116±2 Wang et al., 2014 沙坪沟 花岗斑岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 114±1 Wang et al., 2014 沙坪沟 二长花岗岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 136.3±1.6 任志等, 2014 沙坪沟 花岗闪长岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 127.5±2.9 任志等, 2014 沙坪沟 正长岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 117.2±1.2 任志等, 2014 沙坪沟 钾长花岗岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 112.2±1.2 任志等, 2014 沙坪沟 正长岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 111.3±1.2 He et al., 2016 沙坪沟 花岗斑岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 115.6±2.3 刘晓强等, 2017 沙坪沟 花岗斑岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 116.3±2.1 刘晓强等, 2017 沙坪沟 花岗斑岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 116.2±2.7 刘晓强等, 2017 沙坪沟 花岗斑岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 115.5±1.8 刘晓强等, 2017 沙坪沟 细粒花岗岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 115.6±1.6 刘晓强等, 2017 沙坪沟 正长花岗岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 116.8±1.4 刘晓强等, 2017 沙坪沟 隐爆角砾岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 113.8±1.6 刘晓强等, 2017 沙坪沟 绢英岩化细粒花岗岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 134.1±1.7 刘晓强等, 2017 银山畈 辉长岩 SHRIMP锆石U-Pb法 125.8±2.7 王世明等, 2010 银山畈 辉绿岩 SHRIMP锆石U-Pb法 126±3 Xu et al., 2012 银水寺 正长花岗斑岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb法 125.4 ±0.4 本文 
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