曹晶,叶会寿,陈小丹,李正远,张兴康,贺文.2016.豫西雷门沟钼矿区花岗斑岩年代学、地球化学和Sr-Nd-Hf同位素研究[J].矿床地质,35(4):677~695
CAO Jing,YE HuiShou,CHEN XiaoDan,LI ZhengYuan,ZHANG XingKang,HE Wen.2016.Geochronology, geochemistry and Sr-Nd-Hf isotopic compositions of granite porphyry in Leimengou Mo deposit, western Henan Province[J].Mineral Deposits35(4):677~695

DOi:10.16111/j.0258_7106.2016.04.004
豫西雷门沟钼矿区花岗斑岩年代学、地球代学和Sr_Nd_Hf同位素研究
曹晶1， 叶会寿2**， 陈小丹2，李正远1， 张兴康1， 贺文1

（1 中国地质大学地球科学与资源学院, 北京100083； 2 中国地质科学院矿产资源研究 所 国土资源部成矿作用 与资源评价重点实验室, 北京100037）

通讯作者：叶会寿

投稿时间：2015_09_12

录用时间：2016_06_21

本文得到国家自然科学基金项目（编号：41272104）和地质调查项目（编号：1212011220 869）联合资助

摘要:雷门沟钼矿床是东秦岭地区典型的斑岩型矿床之一。矿体主要赋存于 雷门沟花岗斑 岩体内，部分产于岩体外接触带的太华群片麻岩中。LA_(MC)_ICP_MS锆石U_Pb定年结果显示 ，雷门沟花岗斑岩的成岩年龄为（131.0±0.6） Ma（n=25，MSWD=1.6），与辉钼矿 Re_Os同位素年龄（132±2） Ma一致。岩石地球化学分析表明，该岩体的A/CNK=1.11～1. 17，w(K2O+Na2O)为8.12%～9.07%，K2O/Na2O比值为1.17～1.68，属 于过铝质和高钾钙碱性系列。稀土和微量元素特征显示，该岩体富集LREE、K、Rb、Ba、Sr 、Pb等大离子亲石元素，亏损HREE、Nb、T a、Ti、P等高场强元素，具有中等的负铕异常。岩石的初始87Sr/86 Sr比值为0.709 319～0.709 326，εNd(t)值为-16.26～-1 6.16；锆石的εHf(t)值变化于-27.9～-16.9，二阶段模 式年龄tDM2=2259～2946 Ma，显示其源区物质以壳源物质为主，可能为太古宙太 华群，有少量幔源组分的参与，岩体可能是由底侵的基性幔源岩浆诱发的地壳物质部分熔融 形成的。与邻近的花山岩基的地球化学和同位素特征对比表明，雷门沟花岗斑岩和花山岩基 来源于相同的源区，推测二者应是不同侵入期次的产物。
关键词: 地球化学；锆石U_Pb定年；Sr_Nd_Hf同位素；花岗斑岩；雷门沟；华 北陆块南缘
文章编号：0258_7106 (2016) 04_0677_19 中图分类号：P618.65 文献标志码：A
Geochronology， geochemistry and Sr_Nd_Hf isotopic compositions of granite por phyry in Leimengou Mo deposit, western Henan Province 
 CAO Jing1， YE HuiShou2， CHEN XiaoDan2, LI ZhengYuan1， ZHANG XingKang 1 and HE Wen1

1 China University of Geosciences, Beijing 100083, China; 2 MRL Key Laboratory of Metallogeny and Mineral Assessment, Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China

Abstract:The Leimengou Mo deposit is one of the typical porphyry deposits in the East Qin ling orogenic belt. The Mo mineralization is mainly hosted in the Leimengou gran ite porphyry and surbodinately in the gneiss of Archean Taihua Group in the exte r nal contact zone. Zircon U_Pb LA_(MC)_ICP_MS dating yielded （131.0±0.6） Ma （n=25， MSWD=1.6）, corresponding to （132±2） Ma of Mo mineralization a ge o btained by the Re_Os method. The Leimengou granite porphyry is of peraluminous a nd high_K calc_alkaline series with the data A/CNK=1.11～1.17，w（K2O +Na2O）=8.12%～9.07% and K2O/Na2O=1.17～1.68. The REE and trace elem ents characteristics show enrichm ent of large ion lithophile elements (LREE, K, Rb, Ba, Sr and Pb) and depletion of high_field strength elements (HREE, Nb, Ta, Ti and P), with moderately negati ve anomaly of Eu. The rocks have initial 87Sr/86Sr ratio s of 0.709 319～0.709 326 and εNd(t) values of -16.26～-16 .16. The granite porphyry shows a large varia tion in zircon Hf compositions with εHf(t) values of -27.9～-16 .9 and two_stage model ages of 2259～2946 Ma. Geochemistry and Sr_Nd_Hf isotopi c compositions su ggest that the Leimengou granite porphyry was derived mainly from an ancient con tinental crust (probably Archean Taihua Group), with the addition of mantle rela ted materials. Therefore, the formation of Leimengou granite porphyry could be i nterpreted as partial melting of the old crust induced by an underplated mantle_ derived magma. According to geochemical and isotopic data, the Leimengou granite porphyry and the adjacent Huashan granitic batholith may share the same magmat ic source, and both are products of an independent magmatic activity.
Key words: geochemistry， zircon U_Pb dating， Sr_Nd_Hf isotope， granit e porphyry， Leimengou， southern margin of the North China Block 
        位于华北陆块南缘的东秦岭钼矿带是中国重要的钼多金属和贵金属成矿带之一。该矿带以 矿床数量多、规模大著称，产出了金堆城、南泥湖_三道庄、东沟等7个超大型钼矿床和雷门 沟等10多个大_中型钼矿床，钼金属储量约占全国总储量的66%（张正伟等，2001a；Mao et al.,2011）。斑岩（_矽卡岩）型矿床是该带内最重要的钼矿床类型，与其有成因联系的是 燕山期中酸性小斑岩体（卢欣祥等, 2002）。前人对这些钼多金属矿床及与其相关的花岗质 小岩体的地质特征、时空分布、物质来源及演化、成矿作用过程等进行了大量研究，取得了 重要进展，为进一步的研究奠定了坚实基础。与这些斑岩（_矽卡岩）型矿床及中酸性小 斑岩体同期产出的还有众多的燕山期大岩基，包括老牛山、华山、文峪、娘娘山、花山、五 丈山等(图1)。在空间上，这些含钼的小斑岩体常分布于不含矿的大岩基周围，如金堆城、 石家 湾、八里坡等岩体，相关钼矿床分布于老牛山岩基周围，雷门沟和沙坡岭斑岩型钼矿床 分别位于花山岩基东、西两侧，东沟岩体及东沟超大型钼矿床位于同期的太山庙岩基北侧， 并且东沟斑岩体被认为是太山庙岩基的分枝或是其分异晚期的产物（叶会寿等, 2006；戴宝 章等，2009）。在时间上，这些含钼的小斑岩体与其邻近的大岩基具有一致的成岩年龄。近 年来的地球化学研究显示，这些大岩基和小岩体具有成因联系，二者具有相同的源区（黄凡 等，2009；赵海杰等，2010），甚至具有同源岩浆演化关系（叶会寿等, 2006；戴宝章等， 2009；冯延清等，2014）。最近，有关部门通过地球物理异常发现，南泥湖_三道庄、上房 沟等矿床所在的栾川矿集区下部存在一个规模巨大的隐伏花岗岩基，而南泥湖、上房沟、石 宝沟、火神庙等岩体则是该岩基以岩株形式侵入到地表的部分，再次证明东秦岭地区含矿小 斑岩体与大岩基之间密切的时空和成因联系。这些含矿小斑岩体与其邻近的大岩基的关系研 究为进一步完善东秦岭钼矿带的成矿理论提供了新视野。
雷门沟钼矿床是东秦岭地区典型的斑岩型钼矿床之一，该矿床位于东秦岭钼矿带东段的熊耳 山地区，距花山花岗岩基东侧约6 km，现已查明钼资源/储量达34×104 t以上，钼平均品 位0.07%（陈小丹等，2011），达大型规模。前人对该矿床的地质特征、蚀变特征（陈小丹 等，2012）、成岩成矿年代学（李永峰等，2006）及成矿流体（陈小丹等，2011）等方面进 行 了详细研究，但目前该矿床仍存在一些薄弱的方面尚待完善。一方面，李永峰等（2006）获 得与成矿有关的花岗斑岩的SHRIMP锆石U_Pb年龄为（136.2±1.5） Ma，矿床中辉钼矿Re_ Os 加权平均年龄为（132.4±1.9） Ma，成岩成矿年龄存在约4 Ma的时差，因此，还需要进 一步 的年代学工作进行限定；另外，由于雷门沟花岗斑岩的锆石U_Pb年龄早于邻近的花山花岗岩 基〔SHRIMP锆石U_Pb年龄为（131±1） Ma～（132±2） Ma，Mao et al.,2010〕，因此， 雷门 沟矿床及相关花岗斑岩的形成被认为与花山岩基没有直接关系（李永峰等，2006；苏捷等， 2009），这与上述东秦岭钼矿带中，含矿斑岩体与邻近的花岗岩基之间普遍存在的时空联系 是不相符的。因此，有必要对雷门沟花岗斑岩的成岩年龄进行进一步验证。另一方面，雷门 沟花岗斑岩虽然规模很小，但与成矿过程密切相关，岩石地球化学及同位素研究的缺乏限制 了对其成岩物质来源及岩浆源区等问题的探讨。为此，笔者在前人研究的基础上，对雷门沟 花岗斑岩进行了岩石地球化学、LA_(MC)_ICP_MS锆石U_Pb定年及Sr_Nd_Hf同位素研究，进
 
图 1东秦岭地区晚中生代花岗岩分布简图（据Mao et al., 2010修改）
     1—新生界沉积物； 2—寒武系碳酸盐岩； 3—新元古界—古生界二郎坪群火山沉积岩； 4 —新元古界 陶湾群大理岩； 5—新元古界栾川群碳酸盐岩； 6—中_新元古界宽坪群绿片岩； 7—中元 古界官 道口群大理岩； 8—中元古界熊耳群火山岩； 9—古元古界秦岭群变质岩； 10—太古
界太 华群片麻岩； 11—中生代花岗岩； 12—断裂或缝合带； 13—钼（多金属）矿床； 14—雷 门沟矿 床位置
Fig. 1Distribution of the late Mesozoic intrusions in the East Qinling orogen (modified after Mao et al., 2010)
     1—Cenozoic sediments; 2—Cambrian carbonates; 3—Neoproterozoic_Paleozoic volc anic sedimentary rocks; 4—Neoproterozoic marble of Taowan Group; 5—Neoproterozoic ca rbonates of Luanchuan Group; 6—Mes_Neoproterozoic greenschist of Kuanping Gr o up; 7—Mesoproterozoic marble of Guandaokou Group; 8—Mesoproterozoic volcanic r oc ks of Xiong´apos;er Group; 9—Paleoproterozoic metamorphic rocks of Qinling Group; 1 0 —Archean gneiss of Taihua Group; 11—Mesozoic granite; 12—Fault or suture zone ; 13—Mo (_polymetallic) deposit; 14—Location of the Leimen_gou Mo depo sit
   
     一步厘 定岩体的形成时代，明确其地球化学特征，探讨成岩物质来源，并结合前人研究成果，试图 讨论花山岩基与雷门沟花岗斑岩的关系，进而对雷门沟成矿斑岩的岩石成因及相关问题进行 探讨。
1区域地质背景
        雷门沟钼矿床所在的华北陆块南缘是秦岭造山带后陆逆冲断裂褶皱带（张国伟等， 2001） ， 其北部以三宝断裂为界与华北陆块相邻， 南部以黑沟_栾川断裂为界与北秦岭中_新元古界 宽 坪群呈断层接触（图1）。区内地层具有克拉通结晶基底和盖层的双重结构。结晶基底由太 古界太华群中_高级变质岩系构成， 主要岩性为英云闪长质_奥长花岗质_花岗闪长质（TTG ） 片麻岩和斜长角闪（片/片麻）岩（胡受奚等， 1997）。盖层主要由中_新元古界熊耳群、 官道 口群、栾川群等组成。中元古界熊耳群为一套厚度较大的中基性_中酸性陆相火山岩系， 夹 少量海陆相碎屑沉积， 呈角度不整合覆盖于太华群结晶基底之上， 是区内主要的盖层岩系 。中元古界官道口群为一套滨浅海相碎屑岩_碳酸盐岩沉积建造， 呈角度不整合或假整 合覆盖 于熊耳群之上。新元古界栾川群为一套浅海陆源碎屑岩_碳酸盐岩建造， 与官道口群呈整合 接触。
华北陆块南缘受秦岭褶皱带长期活动及板块边界深断裂的影响， 区域性断裂构造发育，以 近 东西向和北东向为主（图1）。近东西向断裂构成区域内的边界断裂，以马超营断裂和黑沟_ 栾川断裂为代表。北东向断裂叠加于近东西向断裂之上，2组断裂的交汇部位控制了燕山期 中酸性小岩体的分布。区内岩浆岩广泛发育，以燕山期花岗质岩浆活动最为强烈。燕山期花 岗岩以2种形式产出，一类为大岩基，如老牛山、华山、文峪、娘娘山、花山、五丈山、伏 牛山等；另一类为小的斑岩体，如金堆城、石家湾、八宝山、南泥湖、火神庙、雷门沟等， 这些小斑岩体与钼等金属矿化关系密切，构成了著名的东秦岭钼矿带。这些晚中生代花岗岩 的岩浆演化可分晚侏罗世—早白垩世（160～130 Ma）和早白垩世中晚期（120～100 Ma）2 个 阶段（王晓霞等，2011）。在华北陆块南缘，成岩和成矿具有时空一致性，主要的钼、金等 多金属矿与晚中生代岩体同期产出，且与大岩体附近的小岩体有关或分布在大岩体的附近。 
雷门沟钼矿床位于花山和五丈山岩基东侧（图1）。花山岩基距矿区北西侧约6 km，出露面 积超过300 km2，呈不规则状侵入于太华群中，局部侵入于熊耳群中。花山岩基是多期次 侵 入的复式岩体，由花山、蒿坪和金山庙3个岩体组成。岩性主要为似斑状黑云二长花岗岩、 中细粒黑云母二长花岗岩和似斑状含角闪黑云石英二长岩（范宏瑞等，1994），前两类岩性 构成岩基的主体。Mao等（2010）利用SHRIMP锆石U_Pb法测得花山岩基的主体花山和蒿坪2 个岩体年龄分别为（132.0±1.6） Ma和（130.7±1.4） Ma；肖娥等（2012）获得花山 岩基中 蒿坪和金山庙岩体的LA_ICP_MS锆石U_Pb年龄为（128.7±1.0） Ma～（129.3±2.4） M a和 （127.6±1.6） Ma。围绕花山岩基发育一系列小型花岗岩类岩株、岩脉以及与其有成因 联系的隐 爆 角砾岩体，除雷门沟钼矿床外，还发育祈雨沟、上宫、萑香洼、虎沟、干树凹、大公峪等金 矿床，其中，祈雨沟金矿床被认为与燕山期岩浆热液系统活动有关（张元厚，2006），其他 矿床是否与岩浆热液系统有关还有待证实。五丈山花岗岩基分布于矿区西南部，出露面积约 58 km2，在区域上呈北西_南东向板状延伸，主体岩性为含斑黑云角闪二长花岗岩，其SHR IM P锆石U_Pb年龄为（157±1） Ma（Mao et al., 2010），在五丈山花岗岩基周围发育同期花 岗岩脉。
2矿床地质特征及岩体地质 
2.1矿床地质
        矿区主要出露太古界太华群片麻岩系（图2），主要岩性为黑云斜长片麻岩、角闪斜长片麻 岩和黑云角闪斜长片麻岩，片麻理倾向一般为100～140°，倾角15～35°，与岩体接触部位 常受不同程度的混合岩化，形成各种混合岩化片麻岩和混合岩。矿区内发育元古宙中晚期及 燕山期岩浆岩。元古宙岩浆岩以基性岩脉为主，主要有辉长辉绿岩和英安斑岩。燕山期岩浆 岩主要为中酸性侵入体，包括正长斑岩脉、石英斑岩脉、二长花岗斑岩脉、花岗斑岩岩株及 隐爆角砾岩（图2）。其中，二长花岗斑岩脉的LA_ICP_MS锆石U_Pb年龄为（124.0 ±0.6） Ma （待发表资料），石英斑岩脉的LA_ICP_MS锆石U_Pb年龄为（127±1） Ma（陈小丹等，2011 ），花岗斑岩 的SHRIMP锆石U_Pb年龄为（136±2） Ma（李永峰等，2006），正长斑岩脉被花岗斑岩岩株 和 石英斑岩脉截穿。因此，矿区内岩浆岩从早到晚应为：正长斑岩、花岗斑岩、石英斑岩及二 长 花岗斑岩。花岗斑岩侵入围岩，发生隐爆作用形成隐爆角砾岩。花岗斑岩及隐爆角砾岩在空 间及时间上与钼矿化关系密切。
        矿区内无大的褶皱构造，断裂构造较发育，主要有近东西向、北北东向、北东向和北西向4 组。其中，北北东向断裂最为发育，具有东强西弱的特点，在矿区东部多处将雷门沟花岗斑 岩切穿，并在局部切断近东西向断裂。多数断裂具有明显的压扭性特征，并被后期的岩脉所 充填。
钼矿体赋存于雷门沟花岗斑岩体与太华群片麻岩的内外接触带附近，集中于岩体内接触带0 ～600 m和外接触带0～300 m范围内（图2、图3），向内、外两侧矿化减弱。钼矿体在平面 上 呈南部开口的半环状，在剖面上呈似层状、透镜状，近东西走向，倾角平缓，局部较陡（图 3）。矿石中金属矿物主要为辉钼矿和黄铁矿，含极少量的黄铜矿、方铅矿、闪锌矿等；非 金属矿物主要有石英、钾长石、斜长石、绢云母、黑云母等。矿石结构主要为自形_半自形 晶粒结构和他形晶粒结构，少量的包含结构和交代残余结构；矿石构造以浸染状、细脉浸染 状、网脉状为主，少量块状构造和角砾状构造。矿区内岩浆期后热液活动十分强烈，形成的 围岩蚀变主要有钾长石化、硅化、绢 云母化、萤石化、绿泥石化、碳酸盐化、高岭土化等，不同蚀变多叠加出现，强弱不等。钾长石化主要分布在内接触带的花岗斑岩体中，面型钾长 石化广泛发育；硅化主要发育在接触带靠近岩体内侧，绢云母化蚀变常常叠加于钾长石化和 硅化蚀变之上。
    
图 2雷门沟钼矿床地质简图 （据陈小丹等，2011）
     1—第四系沉积物； 2—新太古界华群片麻岩； 3—中生代二长花岗斑岩； 4—中生代石 英斑岩； 5—隐爆角砾岩； 6—中生代花岗斑岩； 
    7—中生代正长斑岩； 8—元古代英安 斑 岩； 9—元古代辉长辉绿岩； 10—断层； 11—钼矿体； 12—勘探线及钻孔编号； 13—采 样位置
Fig. 2Geological sketch map of the Leimengou Mo deposit（after Chen et al., 20 11）
     1—Quaternary sediments; 2—Neoarchean gneiss of Taihua Group; 3—Mesozoic monzo nit ic granite porphyry; 4—Mesozoic quartz porphyry; 
    5—Cryptoexplosive breccia; 6—Me sozoic granite porphyry; 7—Mesozoic syenite porphyry; 8—Proterozoic dacite por ph yry; 
    9—Proterozoic gabbro_diabase; 10—Fault; 11—Molybdenum orebody; 12—Exp loration line, drill hole and its serial number； 
    13—Sampling location
 
图 3雷门沟钼矿床第Ⅰ勘探线剖面图（据陈小丹等，2011）
     1—第四系沉积物； 2—新太古界太华群片麻岩； 3—中生代二长花岗斑岩； 4—隐爆角砾 岩； 5—中生代花岗斑岩； 6—氧化钼矿体； 
    7—工业钼矿体； 8—钻孔及编号
Fig. 3Geological section along No.Ⅰexploration line of the Leimengou Mo depos it （after Chen et al., 2011）
     1—Quaternary sediments; 2—Neoarchean gneiss of Taihua Group; 3—Mesozoic monz onitic granite porphyry; 4—Cryptoexplosive breccia; 
    5—Mesozoic granite porph yry; 6—Oxidized molybdenum orebody; 7—Molybdenum orebody; 8—Drill hole and it s serial number
   
 
图 4雷门沟花岗斑岩手标本及显微照片
     a. 辉钼矿化花岗斑岩； b. 黑云母镜下特征； c. 斑晶斜长石镜下特征
     Kf—钾长石； Pl—斜长石； Bt—黑云母
Fig. 4Hand specimens and photomicrographs showing petrology of the Leimengou g ranite porphyry
     a. Slightly molybdenitized granite porphyry; b. Biotite; c. Plagioclase phenocry st
     Kf—feldspar; Pl—Plagioclase; Bt—Biotite
       
2.2岩体地质
        雷门沟花岗斑岩体呈小岩株状产出，在平面上呈近东西向的纺锤形（图2）。该岩体东起雷 门沟三角点，经雷门沟、井泉沟、桃树沟至碾盘沟，地表部分东西长达2210 m，南北宽约20 0～450 m，出露面积约0.77 km2。在剖面上岩体呈向内陡倾斜并向西侧伏的漏斗状（图3 ） ，与岩体有直接成因联系的隐爆角砾岩断续出露在岩体边部。该岩体呈起伏状或不规则港湾 状与围岩侵入接触，接触界线清晰。接触带可见强弱不等的蚀变及矿化，主要有硅化、钾长 石化、绢云母化和黄铁矿化、辉钼矿化。岩体浅部的花岗斑岩呈浅肉红色，块状构造，斑状 结 构（图4a）。岩石矿物成分主要为钾长石（40%～50%）、石英（35%～40%）和斜长石（15% ～25%），暗色矿物主要为黑云母（5%），主要作为基质，偶见黑云母斑晶（图4b），副矿 物有磁铁矿、钛铁矿、金红石、锆石等。其中，斑晶约占10%～15%，主要为钾长石、石英、 斜 长石和少量黑云母（图4b）。钾长石斑晶呈半自形_他形板状，粒度多在1～4 mm，最大可达 6 mm，石英斑晶多呈他形粒状，粒度为2～5 mm，具波状消光。斜长石斑晶粒度变化较大， 多数在2～6 mm，表面多发生绢云母化（图4c）。基质主要为石英、钾长石和少量的黑云母 ，由于岩石多发生较强烈的钾长石化、硅化蚀变，使其呈微粒花岗变晶结构。岩体向深部， 岩性逐渐过渡为二长花岗斑岩，岩石呈灰白色，块状构造、斑状结构，斑晶含量增加至25% ～35%，主要为钾长石（10%～25%）和斜长石（10%～20%），斑晶多呈半自形_自形板状，基 质为细粒_微细粒结构。
3样品采集与分析方法
        用于锆石U_Pb定年和Hf同位素分析的样品（编号LMG_B15）为弱矿化的花岗斑岩（图4a）， 采样位置见图2。 岩石中发育钾长石细脉和矿化石英细脉，钾长石和斜长石斑晶表面发生弱绢云母化。5件无 矿化、无明显蚀变的花岗斑岩样品均来自雷门沟矿区露天采坑，分别采自雷门沟岩体的不同 位置，用于元素地球化学分析和Sr、Nd同位素测试。
        主量元素、微量元素分析测试工作在国家地质实验测试中心完成，主量元素采用X射线荧 光光谱法(XRF)完成（FeO用化学法测定），精度优于1%，微量元素采用电感耦合等离子质谱 仪(ICP_MS)进行分析，精度优于5%，含量极少(<10-8)的元素分析精度优于10%。
锆石分选工作在河北省地质测绘院岩矿实验测试中心完成。锆石阴极发光（CL）照相在中国 地质科学院地质研究所北京离子探针中心完成。锆石U_Pb同位素及Hf同位素分析均在中国地 质科学院矿产资源研究所国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室完成。锆石定年分析所 用仪器为Finnigan Neptune 型MC_ICP_MS及与之配套的Newwave UP 213 激光剥蚀系统。激 光剥蚀斑束直径为25 μm, 频率为10 Hz，能力密度约为2.5 J/cm2，以He_Ar混合气体为 载气。LA_(MC)_ICP_MS激光剥蚀采用单点剥蚀的方式，数据分析前用锆石GJ1进行调试仪器 ，试着达到最优状态，锆石U_Pb定年以锆石GJ1为外标，w（U）、w（Th） 以锆石M127〔w（U）为923×10-6；w（Th）为439×10-6 ；Th/U比值为0.475，Nasdala et al., 2008〕为外标进 行校正。数据处理采用ICPMS Data Cal程序（Liu et al.,2010），锆石年龄谐和图用Isop l ot 3.0程序获得。详细的测试过程见侯可军等（2009）。锆石Lu_Hf同位素测试也在 Neptune多接收等离子质谱和Newwave UP213紫外激光剥蚀系统（LA_(MC)_ICP_MS）中进行， 实 验过程中采用He作为剥蚀物质载气，剥蚀直径为55 μｍ，激光剥蚀时间为27 s。测试时采 用锆石国际标样GJ1作为参考物质，分析点与U_Pb定年分析点为同一位置。相关仪器运行条 件及详细分析流程见侯可军等（2007）。分析过程中锆石标准GJ1的176Hf／ 177Hf测试加权平均值为（0.282 015±0.000 028）（2σ，n=10 ），与文献报道值（侯可军等，2007；Elhlou et al., 2006）在误差范围内一致。
Sr、Nd同位素分析测试工作在中国科学技术大学放射性成因同位素地球化学实验室完成。采 用阳离子交换树脂（BioRad AG50×8）分离纯化Rb、Sr和稀土元素（REE），采用HDEHP萃淋 树脂分离纯化Sm和Nd。Rb、Sr、Sm、Nd同位素比值测定在Finnigan MAT_262的热电 离质 谱仪（TIMS）上用静态多接收方式进行。详细实验过程可参考（Chen et al.,2002）。
4分析结果
4.1锆石LA_(MC)_ICP_MS 定年
        雷门沟花岗斑岩中挑选出的锆石多呈无色透明，部分略带浅黄色，晶体多为半自形_自形 的短柱状至长柱状，少数为浑圆状。锆石粒径一般长60～150 μm，长宽比一般为2∶1～3∶ 1。锆石颗粒晶面完整，平直光滑。阴极发光（CL）图像（图5）显示，锆石具有典型的岩浆 震荡韵律环带，反映了岩浆成因锆石的结构特点。花岗斑岩中的锆石w(Th)、w (U)分别变化于103×10-6～1946×10-6和81×10-6～2186×10 -6，Th/U比值为0.44～2.16，全部大于0.40（表1），平均值0.96。上述特征表明 ，雷门沟花岗斑岩的 锆石为岩浆成因锆石。雷门沟花 岗斑岩样品（LMG_B15）中，25个测点的分析结果均落在谐和线上及其附近（图6）， 206Pb/238U加权平均年龄为（131.0±0.6） Ma（MSWD=1.6），代表 了雷门沟花岗斑岩的结晶年龄。
4.2元素地球化学特征     
4.2.1主量元素特征
雷门沟花岗斑岩的主量元素分析结果见表2。从表中可以看出，本文研究样品的w（Si O2）为68.55%～69.80%，w（Al2O3）较高，为14.12%～15.13%。 w（FeOT）、w（CaO）和w（MgO）较低，分别为1.83%～3.17%、0 .67%～1.12%和0.27%～0.31%。w（K2O）较高，为4.50%～5.68%，全碱 〔w（K2O+Na2O）〕在8.12%～9.07%之间，K2O/Na2O比值为1.17～1.6 8，里特曼指数σ值为2.57～3.13，为狭义的钙碱性岩，在SiO2_K2O图解 （图7a）中属于高钾钙碱性系列 。岩石的铝饱和指数A/CNK为1.11～1.17，属于过铝质类型（图7b）。岩石的分异指数（DI）为87.8～91.1，指示岩浆的分异程度高。由此可见，雷门沟花岗斑岩具 有高钾、富碱、 低 铁、贫钙镁、铝过饱和的特征。
图 5雷门沟花岗斑岩锆石阴极发光图像及测点位置、U_Pb年龄和εHf(t)值
Fig. 5Zircon cathodoluminescence (CL) images of the Leimengou granite porphyry with analytical numbers, U_Pb 
    ages and εHf(t)
    
表 1雷门沟花岗斑岩LA_(MC)_ICP_MS锆石U_Pb年龄测定结果
Table 1LA_(MC)_ICP_MS zircon U_Pb data of the Leimengou granite porphyry
    
   
图 6雷门沟花岗斑岩锆石U_Pb谐和图
Fig. 6Zircon U_Pb concordia diagram for the Leimengou 
    granite porphyry
 
     东秦岭钼矿带内与钼矿化相关的花岗斑岩的w（SiO 2）一般大于70%（张正伟等，2001b），A/CNK比值大多数集中在0.9 ～1.0，为准铝质（王晓霞等，2011）。
 
表 2雷门沟花岗斑岩主量元素组成及相关参数
Table 2Major elements of the Leimengou granite porphyry
   
与这些同期的小斑岩体相比，雷门沟花岗斑岩的w（SiO2）稍偏低，而A/CNK 比值偏高，为过铝质。华北陆块南缘晚中生代的花岗岩基均为准铝质，少数小岩体为过铝质 ，除雷门沟花岗 斑岩外，还包括金堆城和八里坡花岗斑岩（王晓霞等，2011），这些过铝质花岗斑岩在岩石 类型与成因上与准铝质花岗岩并无区别。  
4.2.2微量元素特征
        表3列出了所采岩石样品的稀土元素、微量元素数据。雷门沟花岗斑岩的稀土元素总量中等 ，为1 29×10-6～169×10-6，低于上地壳平均值（210.3×10-6），与区域 上同期的小斑岩体相当，稍低于附近的花山花岗岩基（图8a）。轻、重稀土元素比值(LREE /HREE)为1 7.5～23.7，表现出轻稀土元素富集而重稀土元素亏损的特征。δEu为0.63～0.72，属 于中等的铕亏损型；无明显的Ce异常，δCe为0.92～1.05。稀土元素配分形式与花山岩体 非常相似，呈现出右倾特征 ， 显示出较强的分馏程度。微量元素含量上，大离子亲石元素K、Rb、Ba、Sr、Pb等富集；高 场强元素Nb、Ta、Ti、P和重稀土元素明显亏损，而Zr、Hf相对无明显亏损（图8b）。雷门 沟花岗斑岩的微量元素标准化曲线的变化与邻近的花山岩体几乎一致。
4.3Sr、Nd、Hf同位素地球化学
雷门沟花岗斑岩Sr、Nd同位素分析结果见表4。87Rb/86Sr比值小 于3，没有出现(87Sr/86Sr)i异常低（小于0.700）的情况，R b/Sr（0.22～0.27）较低，表明所测结果有地质意义。 以雷门沟花岗斑岩结晶 年龄t=131 Ma计算，获得较高的全岩Sr初始比值(87 Sr/86Sr)i，为0.709 319～0.709 326，εNd(t )较低，为-16.26～-16.16。
            在锆石U_Pb测年的基础上，对雷门沟花岗斑岩中的锆石又进行了Hf同位素分析（除3号测点 外），分析结果见表5。除个别分析点外（测点6、21和23），大部分锆石的 176Lu/177Hf比值小于0.002，说明锆石在形成后具有很少的放 射性成因Hf的积 累，因此可利用锆石的176Lu/177Hf比值探讨岩体形成时体系的H f同位素组成（Patchett et al.，1981；Knudsen et a l .，2001；Kinny et al.，2003；吴福元等，2007a）。表中还给出了亏损地幔模式年龄和 二 阶段模式年龄，由于所有锆石的fLu/Hf值介于-0.98～-0.93之间（平均值为-0 .95），因此 ，二阶段模式年龄能真实地反映其源区物质由地幔中分离出的时限（Amelin et al.，2000 ；Vervoort et al.，1996；吴福元 等，2007a）。24个测点的176Hf/177Hf比值变化 于
 
表 3雷门沟花岗斑岩微量元素组成及相关参数
Table 3Trace elements of the Leimengou granite porphyry
   
     0.281 907～0.282 215，由对应的测点年龄计算得到的Hf同 位素初始比值(176Hf/177Hf)i为0.281 903～0.282 212 ，Hf同位素组成变化范围较宽，εHf(t)值变化于-27.9～-16.9，主要集中 于-23～-20之间（图9a）。单阶段模式年龄tDM1=1471～1937 Ma，二阶段模式年 龄tDM2=2259～2946 Ma，主要集中在2400～2700 Ma范围内（图9b）。
图 7雷门沟花岗斑岩及花山花岗岩基SiO2_K2O（a）图解及A/CNK_A/NK（b）图解（底 图据Rickwood,1989; Peccerillo
     et al., 1976）
     花山花岗岩基资料引自聂政融等（2015）
Fig. 7SiO2 versus K2O（a）and A/CNK versus A/NK（b）diagrams of the Leimen gou granite porphyry and the Huashan granitic 
    batholith (base map after Rickw ood,1989; Peccerillo et al.,1976) 
     Data of the Huashan granitic batholith after Nie et al., 2015   
图 8雷门沟花岗斑岩稀土元素球粒陨石标准化图解（a）和微量元素原始地幔标准化蛛网 图(b)（标准值据Sun et al., 1989）
     Fig. 8Chondrite_normalized REE patterns(a) and primitive mantle normalized tra ce element spider diagrams(b) for the 
    Leimengou granite porphyry (normalizatio n values after Sun et al., 1989)    
 
表 4雷门沟花岗斑岩的Sr、Nd同位素分析结果
Table 4Sr and Nd isotopic compositions of the Leimengou granite porphyry
   
 
表 5雷门沟花岗斑岩锆石Lu_Hf同位素分析结果
Table 5Lu_Hf isotopic data of zircon from the Leimengou granite porphyry
   
   
图 9雷门沟花岗斑岩锆石εHf(t)统计直方图(a)和二阶段模式年龄(tDM2)统计直方图(b)
     Fig. 9Histogram of εHf(t) (a) and two stage mode ages (tDM2 ) (b) of zircons from the Leimengou granite porphyry
 
5讨论
5.1成岩年龄及意义
        根据前人研究结果，雷门沟花岗斑岩的成岩年龄为（136.2±1.5） Ma，明显早于雷门沟 钼矿的成矿年龄〔（131.6±2.0） Ma～(133.1±1.9） Ma，李永峰等，2006〕。研究 认为，花岗质 岩浆作用从部分熔融到侵位并最终固结冷却的时间尺度小于0.1 Ma（Petford et al., 20 0 0; Turner et al., 2007），成岩成矿作用在地质时间尺度上应该是同时的。本次研究测得 雷门沟花岗斑岩的LA_(MC)_ICP_MS锆石U_Pb年龄为(131.0±0.6) Ma，与成矿年龄是完全 一致的，进一步证实了成岩成矿过程的同时性。
雷门沟岩体北西侧约6 km出露花山花岗岩基，其周围有一系列小型花岗岩类岩株、岩脉以及 与其有成因联系的隐爆角砾岩体。这些包括雷门沟花岗斑岩在内的岩株、岩脉曾被认为是花 山岩基分异的产物（邵克忠等，1992）。此后，由于雷门沟花岗斑岩的成岩年龄〔（136.2 ±1.5） Ma，李永峰等，2006〕明显早于花山花岗岩基的成岩年龄〔（131±1） Ma～（13 2±2） Ma，Mao et al.,2010〕，雷门沟含矿斑岩体被认为与花山岩基没有直接的成因联系 （苏捷 等 ，2009）。本次测试雷门沟花岗斑岩的年龄与花山花岗岩基的年龄几乎一致，2个岩体是 同时或近同时 形成的，因此，不能从成岩时间上否定二者之间的成因联系，相反，本次结果 证实了二者之间的时空一致性。在东秦岭钼矿带内，含矿小斑岩体与邻近的花岗质大岩基之 间普遍存在密切的时空联系，雷门沟含矿花岗斑岩与花山花岗岩基之间的时空一致性也符合 这一普遍现象。除雷门沟花岗斑岩外，位于花山岩基西侧的沙坡岭钼矿床也被认为与花山岩 基有密切联系，虽然该矿床目前没有发现与成矿有关的斑岩体，但其具有斑岩型矿化和蚀变 特征，推测深部存在矿化斑岩体，刘军等（2011）和苏捷等（2009）测得沙坡岭钼矿床的辉 钼矿Re_Os模式年龄为125.4～129.4 Ma，并认为该矿床的形成与花山岩基演化晚期形成的 斑岩体有关。
5.2花岗斑岩的成因及源区
        王晓霞等（2011）将秦岭晚中生代花岗岩分为晚侏罗世—早白垩世（160～130 Ma）和早白 垩世中晚期（120～100 Ma）两个阶段，雷门沟花岗斑岩的锆石U_Pb年龄为(131.0±0.6)M a，应属于第一阶段的产物。在华北陆块南缘，第一阶段晚侏罗世—早白垩世(160～130 Ma) 以I型花岗岩为主，伴有I_A过渡型花岗岩，绝大多数岩石的A/CNK=0.9～1.0，属于准铝质 类 型，极个别岩体为过铝质类型（王晓霞等，2011）。雷门沟花岗斑岩的铝饱和指数A/CNK为1 .12～1.17，属于过铝质类型，不同于同期华北陆 块南缘的绝大多数花岗岩类。若根据A/CNK=1.1 为I型和S型的分界线，雷门沟花岗斑岩则属于S型花岗岩，但在矿物学方面，该岩体中暗色 矿物 以黑云母为主，不含白云母、石榴子石等富铝矿物，也不含A型花岗岩的特征矿物，即碱性 暗色矿物。考虑到岩石有较高的分异指数（DI=87.8～91.1），岩石类型的I型、S型或是A 型 的鉴别将很困难（吴福元等，2007b），现引入Barbarian（1990；1996；1999）对花岗岩的 分类并讨论源区特征。
        Barbarian（1990；1996；1999）根据花岗岩类的岩石特性、矿物组合、地球化学和同位素 特征等，将花岗岩分为7种岩石类型，分别为含白云母过铝质花 岗岩类（MPG）、含堇青石及富黑云母过铝质花岗岩类（CPG）、富钾及钾长石斑状钙碱性花 岗岩类（KCG）、含角闪石钙 碱性花岗岩类（ACG）、岛弧拉斑玄武质花岗岩类（ATG）、洋脊拉斑玄武质花岗岩类（RTG ）和过碱性及碱性花岗岩类（PAG）。雷门沟花岗斑岩侵位于太古界太华群片麻岩中，野外 露头未见包体，岩体主体无明显变形；在矿物组合上富含黑云母，未见原生白云母；岩石类 型为花岗斑岩、二长花岗斑岩；在地球化学特征上，A/CNK比值为1.12～1.17，属于过铝 质 花岗岩，具有较高的分异指数DI。这些特征表明，雷门沟花岗斑岩应属于Barbarian分 类中 的CPG类型。CPG是通过热的幔源岩浆底侵或贯入而使岩石发生“干"的深熔作用，即部分熔 融 作用的热量主要由底侵或注入地壳中的幔源岩浆提供（肖庆辉等，2002）。现在普遍认为华 北陆块南缘晚中生代花岗斑岩体及其相关钼矿床是在板内地球动力学条件下由基性岩浆的底 侵作用形成的（卢欣祥等，2002；肖庆辉等，2002），显然这种底侵作用提供了足够热量使 源区岩石发生了部分熔融而形成岩浆。至于部分熔融过程中是否有幔源物质的加入还需进一 步证实。
        雷门沟花岗斑岩属于过铝质高钾钙碱性系列；球粒陨石标准化稀土元素蛛网图(图8)表现为 轻稀土 元素富集的右倾特征，轻、重稀土元素分异明显，具有中等的铕负异常（δEu=0.63～0.6 7 ）；岩石富集 K、Rb、Ba、Sr、Pb等大离子亲石元素，亏损Nb、Ta、Ti、P等高场强元素。这 些特征表明，雷门沟花岗斑岩具有明显的“地壳"印记，其物质来源应以壳源物质为主。但 雷 门沟花岗斑岩的Th/U比值为2.8～5.2，平均4.5，高于地壳平均值（2.8，Taylor et al ., 1 985）；Zr/Hf比值为31.8～35.4，介于地壳平均值和地幔平均值之间，均反映了幔源物质 的贡献，暗示有地幔物质参与了雷门沟花岗斑岩的成岩过程。
Sr_Nd同位素结果表明，雷门沟花岗斑岩的初始87Sr/86Sr比值为0 .709 319～0.709 326，与 花山岩体的87Sr/86Sr初始值（0.7078，毕献武等，1995）接近，高 于地幔分熔体的87Sr/86Sr初始值（0.704±），而局限于太华群的 87Sr/86Sr初始值（0.706～0.713，胡志宏等 ，19 93）变化范围之内，明显低于熊耳群的87Sr/86Sr初始值（0.7125～ 0.7141，毕献武等，199 5）。雷门沟花岗斑岩具有较负的εNd(t)值（-16.26～-16.16），同华北 地块南缘其他晚中 生代花岗岩的特征一致（王晓霞等，2011；Wang et al.,2013），表明其源区贡献应以下 地 壳物质为主。雷门沟花岗斑岩的εHf(t)值变化于-27.9～-16.9，主要集中于 -23～-20之间 ，在Hf同位素演化图解（图10）中，所有样 品点均介于上_下地壳之间，远离球粒陨石演化线， 这也说明其源区物质是以古老的壳源物质为主，与全岩的Sr_Nd同位素结果吻合。24个 测点的二阶段模式年龄tDM2=2259～2946 Ma，主要集中在 2400～2700 Ma，表明源区物质主 要为新太古代的地壳成分。
 图 10雷门沟花岗斑岩及花山花岗岩基的εHf(t)_t(Ma)
    图解（花 山花岗岩资料据聂政融等，2015）
     Fig. 10Diagram of εHf(t)_t(Ma) for the Leimengou 
    granite porp hy ry and the Huashan granitic batholith （data of 
    the Huanshan granitic bathol ith after Nie et al.，2015)   
前人对华北陆块南缘的结晶基底太华群进行的锆石U_Pb和Ar_Ar 年代学研究表明，太华群原岩的形成时间为2.7 Ga左右，在2.2～2.3 Ga发生变质（倪志 耀 等，2003；Diwu et al.,2010）。可见，太华群很可能是雷门沟花岗斑岩的主要源区。但 雷 门沟花岗斑岩的εHf(t)值具有较大的变化范围（变化 幅度达到11个单位），并且Hf同位素二阶段模式年龄相比太华群岩石的形成年龄偏小，说明 雷门沟花岗斑岩的源区物质成分并不 均一，成岩过程中可能有更年轻的组分（地幔或新生地壳物质）加入。具有低εHf(t)值的锆石代表了早期未受年轻组分影响的基底地壳熔融形成的岩浆成分，εHf (t)值相对偏高的锆石代表了受不同程度年轻组分混入后的岩浆成分（Andersen et al. ,2007；邱检生等，20 08）。而雷门沟花岗斑岩具有较均一的εNd(t)值，这是由于全岩Sm_Nd体系的封 闭温度高于 锆石Lu_Hf同位素体系的封闭温度，Sm_Nd体系主要记录了岩浆混合较均匀阶段的信息，Nd同 位素的二阶段模式年龄（2237～2244 Ma）与较高的εHf(t)值对应的二阶段模式 年龄接近，也说明了这一点。
        斑岩型矿床的成矿物质与成矿流体的来源与成岩岩浆的来源具有很大程度的相似性，虽然上 述雷门沟花岗斑岩的地球化学及同位素结果给出了以壳源为主的信息，但矿床中成矿物质及 成矿流体的研究发现有幔源成分的加入。李永峰等（2006）根据雷门沟钼矿中辉钼矿的 w（Re）（11.5×10-6～16.2×10-6），认为矿床中成矿物质主要来源 于下地壳，混有少量地幔 组分。C、O同位素表明，雷门沟矿床的成矿流体有深源成分的加入，蚀变钾长石的Pb同位素 特征进一步表明有地幔成分加入了成矿流体（陈小丹，2012）。雷门沟矿床中成矿物质和成 矿流体均有幔源成分的加入，暗示了成矿斑岩体的源区混有幔源成分。这与王晓霞等（2011 ）总结的华北陆块南缘晚中生代花岗岩类的物质来源是一致的，他们认为这些花岗岩类源区 物 质很可能为太华群，但普遍有幔源组分的加入。考虑到基性岩浆底侵作用提供了地壳物质部 分熔融的主要热源，这些幔源组分很可能来自于底侵的基性岩浆。
综上所述，笔者认为雷门沟花岗斑岩来源于古老的地壳物质（很可能为太华群）的部分熔融 ，且混有少量幔源成分，而燕山期中国东部基性岩浆的底侵作用为地壳岩石的部分熔融提供 了主要热源，幔源物质很可能来自底侵的基性岩浆。
5.3与花山岩基的关系
        一般认为，斑岩型矿床中由于斑岩岩浆自身溶解流体和成矿金属的局限性，难以提供大型_ 超大型矿床所需的成矿流体及成矿物质（侯增谦等，2003；Halter et al.,2005），而深部 大岩浆房的分异作用可提供足够的物质来源（Lowenstern,1994; Gustafson et al.,1999） ，因此成矿斑岩体常常被认为是大岩基的分枝或岩浆房分异演化晚期的产物。
        雷门沟岩体与花山花岗岩基在地表相距约6 km，虽然在野外露头上，未观察到二者之间的直 接接触关系，但在岩石地球化学方面，二者具有非常相似的地球化学性质。花山岩基的w（SiO2）为66.65%～72.33%（聂政融等，2015），雷门沟岩体的w（Si O2）为68.55%～69.30%，二 者均属于高钾钙碱性系列（图7a），具有富K2O、高Al2O3、贫MgO、Fe2O3T、C aO的特 征。稀土及微量元素组成上，二者具有非常相似的稀土元素配分形式，均表现为轻稀土元素 富集的右 倾型；微量元素标准化曲线的变化趋势几乎一致，均富集LREE、K、Rb、Ba、Sr等大离子亲 石元素，亏损HREE、Ta、Nb、P、Ti等高场强元素。在Harker图解（图11）中，花山岩基的S iO2与TiO2、CaO、Fe2O3T、MgO、P2O5之间均呈现良好的负相关，反映花山 岩 基的形成过程中经历了明显的岩浆分异作用，尤其是含Fe2O3T和MgO等的暗色矿物有 明 显的分离；SiO2与Al2O3、K2O、Na2O之间的相关性不明显，可能是由于K、Na、A l、Fe的活动性较强，受流体影响较大的原因。雷门沟花岗斑岩的Harker图解与花山岩基 类似，不同的是，SiO2与Fe2O3T和MgO之间的相关性不明显，几乎没有含Fe2O 3T和MgO等的暗色矿物分离；由于P2O5在偏铝质和轻度过铝质岩浆中达到饱和（A/CNK <1. 1），但溶于过铝质熔体(Wolf et al., 1994)， 因 此，雷门沟花岗斑岩的SiO2与P2O5之间线性关系与花山岩基不同。总体上雷门沟花岗 斑岩的 SiO2与各氧化物之间的线性关系不明显，但总体趋势与花山岩基相似，各元素位置在图中 基本重合，暗示二者具有相似的岩浆源区。
在同位素组成上，雷门沟花岗斑岩的εHf(t)为-27.9～-16.9（集中于-23～-2 0之间），Hf同位素二阶段模式年龄tDM2=2259～2946 Ma（集中在2400～2700 Ma ）；花山岩基的εHf(t)值为-25.8～-19.6，Hf同位素二阶段模式年龄tDM2=2.43～2.81 Ga（聂政融等，2015），二 者源区物质均以古老的壳源物质为主（图10），可能为太华群。雷门沟花岗斑岩的源区物质 混有幔源组分，花山岩基中发育少量的岩浆暗色包体（聂政融等，2015），也表明有幔源成 分参与成岩过程，但雷门沟花岗斑岩相对花山岩基有更宽泛的εHf(t)范围，尤 其是部分测点的εHf(t)值相对花山岩基偏高（图10），暗示了雷门沟花岗 斑岩混有更 多的幔源物质。 雷门沟花岗斑岩的初始87Sr/86Sr比值 （0.709 319～0.709 326）也与花山岩基相近。
        以上这些地球化学证据显示，雷门沟花岗斑岩与花山岩基具有非常类似的源区，考虑到二者 在时间和空间上的关系，可以合理地判断二者是同源的，那么雷门沟花岗斑岩可能为花山岩 基的分枝，但也有可能是不同侵入期次的产物。笔者倾向于认为二者是不同侵入期次的产物 ：一方面，相似的地球化学特征表明它们是同源的，但并不能说明二者之间的岩浆演化关系 ，并且雷门沟花岗斑岩的稀土元素总量低于花山花岗岩，并不符合岩浆的正常演化趋势；另 一方面，花山岩基中暗色包体的存在表明岩浆混合进行的不彻底，而雷门沟花岗斑岩相对于 花山岩基有更多的幔源物质混入，表明雷门沟花岗斑岩应是岩浆较彻底混合的产物，因此， 雷门沟花岗斑岩的岩浆活动应稍晚于花山花岗岩。由于小斑岩体的岩 浆体积远小于大岩基的 岩浆体积，其侵位速率也远大于大体积岩浆，因此，雷门沟斑岩体的固结时间和花山岩基近 于同时。当然，雷门沟花岗斑岩与花山岩基为不同侵入期次的产物这个结论仅是基于地球化 学方面的推测，需要更全面的岩相学及成岩物理化学方面的证据支持。
6结论
（1） 雷门沟钼矿区与成矿有关的花岗斑岩的LA_(MC)_ICP_MS锆石U_Pb年龄为(131.0±0. 6) Ma（M SWD=1.6），与矿床中辉钼矿Re_Os年龄一致，代表了该岩体的结晶年龄，该年龄与花山岩 基的成岩年龄一致。
（2） 雷门沟花岗斑岩的初始87Sr/86Sr比值为0.709 319～0.709 326，εNd(t)值为-16.26～-16.16，锆石 的εHf( t)值变化于-27.9～-16.9，二阶段模式年龄tDM2为2259～2946 Ma， 显示其源区物质以古老壳源物质为主，可能为太古宙太华群，并混有少量幔源组分。
    图 11主量元素Harker图解
     花山花岗岩基资料据聂政融等，2015
     Fig.11Major elements with SiO2 Harker diagrams
     Data of the Huashan granitic batholith after Nie et al., 2015
该岩体 可能是由底侵的基性幔源岩浆诱发的地壳物质部分熔融形成的，幔源物质来自于底侵的基性 岩浆。
（3） 雷门沟花岗斑岩与邻近的花山花岗岩基具有相同的地球化学特征和相似的同位素组成 特征，表明二者具有相同的源区，推测二者应是岩浆不同 侵入期次的产物。    
志谢中国地质科学院矿产资源研究所侯可军、郭春丽等人在锆石年龄测试、Hf 同位素测 试及数据分析过程中提供了重要指导和帮助，中国科学技术大学放射性成因同位素地球化学 实验室及国家地质实验测试中心分别在Sr_Nd同位素测试和地球化学分析中给予了大力帮助 ，审稿专家对本文提出了宝贵的修改意见，在此一并表示感谢！
参考文献
     Amelin Y, Lee D C and Halliday A N. 2000. Early_middle archaean crustal evolutio n deduced from Lu_Hf and U_Pb isotopic studies of single zircon grains［J］. Geo chimica et Cosmochimica Acta, 64:4205_4225.
     Andersen T, Griffin W L and Sylvester A G. 2007. Sveconorwegian crustal underpla ting in southwestern Fennoscandia: LAM_ICPMS U_Pb and Lu_Hf isotope evidence fro m granites and gneisses in Telemark, southern Norway［J］. Lithos, 93(3_4):273_2 87.
     Barbarian B. 1990. Granitoids: Main petrogenetic classification in relation to o rigin and tectonic setting［J］. Geology Journal, 25:227_238.
     Barbarian B. 1996. Genesis of the two main types of peraluminous granitoids［J］ . Geology, 24:295_298.
     Barbarian B. 1999. A review of the relationships between granitoid types, their origins and their geodynamic environments［J］. Lithos, 46: 605_626.
     Bi X W and Luo T C. 1995. Geochemical characteristics and genesis of huashan gra nite mass［J］. Acta Mineralogical Sinica, 15(4): 433_441(in Chinese with Englis h abstract). 
     Chen X D, Ye H S, Mao J W, Wang H, Chu S T, Cheng G X and Liu Y W. 2011. Charact eristics of ore_forming fluids of the Leimengou porphyry Mo depoit, western Hena n Province, and its geological significance［J］. Acta Geologica Sinica，85(10): 1629_1642(in Chinese with English abstract).
     Chen X D. 2012. Characteristics of ore_forming fluids and metallogenesis in the Leimengou porphyry molybdenum deposit, western Henan Province (dissertation for master degree)［D］. Supervisor: Mao J W. Beijing: China University of Geoscienc es in Beijing. 76p(in Chinese with English abstract).
     Chen X D, Ye H S and Wang H. 2012. Alteration characteristics of K_feldspar in L eimengou porphyry Mo deposit in western Henan Province and its insight into meta llogenitic process［J］. Geoscience, 26(3): 478_488(in Chinese with English abst ract).
     Chen F, Siebel W, Satir M, Terzioglu M N and Saka K, 2002. Geochronology of the Karadere basement (NW Turkey) and implications for the geological evolution of the Istanbul zone［J］. International Journal of Earth Sciences, 91: 469_481. 
     Dai B Z, Jiang S Y and Wang X L. 2009. Petrogenesis of the granitic poyphyry rel ated to the giant molybdenum deposit in Donggou, Henan Province, China: Constrai nts from petrogeochemistry, zircon U_Pb chronology and Sr_Nd_Hf isotopes［J］. A cta Geologica Sinica, 25(11): 2889_2901(in Chinese with English abstract).
     Diwu C R，Sun Y，Lin C L and Wang H L．2010．LA_(MC)_ICPMS U_Pb zircon geochrono logy and Lu_Hf isotope compositions of the Taihua complex on the southern margin of the North China Craton［J］. Chinese Science Bulletin，55: 2557_2571.
     Elhlou S, Belousova E, Griffin W L, Pearson N J and O´apos;reilly S Y. 2006. Trace el ement and isotopic composition of GJ_red zircon standard by laser ablation［J］. Geochimica et Cosmochimica Acta, 70(18): A158.
     Fan H R, Xie Y H and Wang Y L. 1994. Petrological and Geochemical characteristic s and genesis of the Huashan granitic batholith, western Henan［J］. Acta Pe trologica et Mineralogica, 13(1): 19_32(in Chinese with English abstract). 
     Feng Y Q, Qian Z Z, Zhang J J, Cui Z H, Jiang C and Meng D M. 2014. Metallogenic regularity of Yanshanian intermediate_acid small intrusions in East Qinling［J ］. Journal of Earth Sciences and Environment, 36(1): 128_140(in Chinese with Engli sh abstract).
     Gustafson L B, Einaudi M T and Dilles J H. 1999. Porphyry Cu_Mo_Au deposits: Geo logic understanding and discovery［J］ .Geological Society of America , 31(7):22 . 
     Halter W E , Heinrich C A and Pettke T. 2005. Magma evolution and the formation of porphyry Cu_Au ore fluids: Evidence from silicate and sulfide melt inclusions ［J］. Mineralium Deposita, 39:845_863. 
     Hou K J，Li Y H，Zou T R，Qu X M，Shi Y R and Xie G Q. 2007. Laser ablation_MC_I CP_MS technique for Hf isotope microanalysis of zircon and its geological applic ations［J］. Acta Petrologica Sinica，23(10):2595_2604. (in Chinese with English abstract).
     Hou K J，Li Y H and Tian Y R. 2009. In situ U_Pb zircon dating using laser ablat ion_multi ion counting_ICP_MS［J］. Mineral Deposits, 28(4): 481_492(in Chinese with English abstract).
     Hou Z Q, Mo X X, Gao Y F, Qu X M and Meng X J. 2003. Adakite, a possible host ro ck for porphyry copper deposits: Case studies of porphyry copper belts in Tibeta n Plateau and in northern Chile［J］. Mineral Deposits, 22(1):1_12(in Chinese wi th English abstract).
     Hu S X，Zhao Y Y and Xu J F. 1997. Geology of Gold Mine Mineralization in the No rth Block［M］. Beijing: Science Press. 1_220 (in Chinese with English abstract) .
     Hu Z H and Hu S X. 1993. Compression_subductions and twin Granite Belts［M］. Be ijing：Geological Publishing House. 44_69 (in Chinese with English abstract).
     Huang F, Luo Z H, Lu X X and Gao F, Chen B H, Yang Z F, Pan Y and Li D D. 2009. Was Donggou porphyry Mo deposit derived from Taishanmiao batholith［J］? Miner al Deposits, 28(5): 569_584(in Chinese with English abstract).
     Kinny P D and Maas R. 2003. Lu_Hf and Sm_Nd isotope systems in zircon［J］. Revi ews in Mineralogy & Geochemistry, 53(1): 327_341.
     Knudsen T L, Griffin W L, Hartz E H, Andresen A and Jackson S. 2001. In_situ haf nium and lead isotope analyses of detrital zircons from the Devonian sedimentary basin of NE Greenland: A record of repeated crustal reworking［J］. Contributio ns to Mineralogy and Petrology, 141: 83_94.
     Li Y F, Mao J W, Liu D Y Wang Y B, Wang Z L, Wang Y T, Li X F, Zhang Z H and Guo B J. 2006. SHRIMP zircon U_Pb and molybdenite Re_Os datings for the Leimengou p orphyry molybdenum deposit, western Henan and its geological implication［J］. G eological Review, 52(1):122_131(in Chinese with English abstract).
     Liu J, Wu G, Jia S M, Li Z Q, Sun Y Li, Zhong W and Zhu M T. 2011. Re_Os isotopi c dating of molybdenites from the shapoling molybdenum deposit in western Henan Province and its geological significance［J］. Journal of Mineralogy and Petrolo gy, 31(1):56_62(in Chinese with English abstract). 
     Liu Y S，Hu Z C，Zong K Q，Gao C G，Gao S，Xu G J and Chen H H．2010．Reappraise ment and refinement of zircon U_Pb isotope and trace element analyse by LA_ICP_M S［J］. Chinese Science Bulletin，55(15): 1535_1546.
     Lowenstern J B. 1994. Dissolved volatile concentrations in an ore_forming ma gma［J］. Geology, 22: 893_896. 
     Lu X X, Yu Z P, Feng Y L, Wang Y T, Ma W F and Gui H F. 2002. Mineralization and tectonic setting of the deep_hypabyssal granites in East Qinling Mountain［J］. Mineral Deposits, 21(2):168_178(in Chinese with English abstract).
     Mao J W, Xie G Q, Pirajno F, Ye H S, Wang Y B, Li Y F, Xiang J F and Zhao H J. 2 010. Late Jurassic_Early Cretaceous granitoid magmatism in eastern Qinling, cent ral_eastern China: SHRIMP zircon U_Pb ages and tectonic implications［J］. Austr alian Journal of Earth Sciences, 57: 51_78.
     Mao J W, Pirajno F, Xiang J F, Gao J J, Ye H S, Li Y F and Guo B J. 2011 . Mesozoic molybdenum deposits in the East Qinling_Dabie orogenic belt: Characte ristics and tectonic settings［J］. Ore Geology Reviews, 43:264_293.
     Nasdala L，Hofmeister R W，Norberg N，Martinson J M，Corfu F，Drr W，Kamo S L ，Kennedy A K，Kronz A，Reiners P W，Frei D，Kosler J，Wan Y S，Gtze J，Hge T，Kner A and Valley J W．2008．Zircon M257: A homogeneous natural reference m ateri al for the ion microprobe U_Pb analysis of zircon［J］. Geostandards and Geoanal ytical Research，32: 247_265.
     Ni Z Y, Wang R M, Tong Y, Yang C and Dai C M. 2003. 207Pb/20 6Pb age of zircon and 40Ar/39Ar of amphibole from pl agioclase amphibolite in the Taihua Group, Luo ning, Henan, China［J］. Geological Review, 19(4)：361_366(in Chinese with Engli sh abstract).
     Nie Z R, Wang X X, Ke C H, Yang Y and Lü X Q. 2015. Age, geochemistry and petro g enesis of Huashan granitonid pluton on the southern margin of the North China Bl ock［J］. Geological Bulletin of China, 34(8): 1502_1516 ( in Chinese with Engli sh abstract).
     Patchett P J, Kouvo O, Hedge C E and Tatsumoto M. 1981. Evolution of continental crust and mantle heterogeneity: Evidence from Hf isotope［J］. Contributions to Mineralogy and Petrology, 78: 279_297.
     Peccerillo A and Taylor S R. 1976. Geochemistry of Eocene calc_alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area，northern Turkey［J］. Contributions to Mineralog y and Petrology，58(1): 63_81.
     Petford N, Cruden A R, McCaffrey K J W and Vigneresse J L. 2000. Granite magma f ormation, transport and emplacement in the Earth´apos;s crust［J］. Nature, 408: 669_673.
     Qiu J S, Xiao E, Hu J, Xu X S, Jiang S Y and Li. 2008. Petrogenesis of highly fr actionated Ｉ_type granites in the coastal area of northeastern Fujian Provi nce: Constraints from zircon U_Pb geochronology, geochemistry and Nd_Hf isotope［J］ . Acta Petrologica Sinica, 24(11):2468_2484(in Chinese with English abstract ).
     Rickwood P C. 1989. Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides o f major and minor elements［J］. Lithos，22(4): 247_263.
     Shao K Z and Wang B D. 1992. Au mineralization and metallogenic regularity in no rthwestern Songxian County, Henan Province［J］. Henan Geology, 10(3): 161_167 ( in Chinese).
     Su J, Zhang B L, Sun D H, Cui M L, Qu W J and Du A D. 2009. Geological featu res and Re_Os isotopic dating of newly discovered Shapoling veinlet_disseminated Mo deposit in the eastern section of East Qinling Mountains and its geological sign ificance［J］. Acta Geologica Sinica, 83(10): 1490_1496(in Chinese with Engl ish abstract).
     Sun S S and McDonough W F. 1989. Chemical and isotope systematics of oceanic bas alts: Implications for mantle composition and processes［A］. In: Saunders A D . Magmatism in ocean basins［C］. Geological Society Publication, 42: 313_345.
     Taylor S R and McLennan S M. 1985. The continental crust: Its composition and ev olution［M］. United States: Blackwell Scientific Publications. 1_312.
     Turner S and Costa F. 2007. Measuring timescales of magmatic evolution［J］. Ele ments, 3: 267_272.
     Vervoort J D, Patchett P J, Gehrels G E and Nutman A P. 1996. Constraints on ear ly Earth differentiation from hafnium and neodymium isotopes［J］. Nature, 379: 624_627.
     Wang X X，Wang T，Qi Q J and Li S. 2011. Temporal_spatial variations，origin and their tectonic significance of the Late Mesozoic granites in the Qinling，Centr al China［J］. Acta Petrologica Sinica，27(6) : 1573_1593 ( in Chinese with Engl ish abstract).
     Wang X X，Wang T and Zhang C L. 2013. Neoproterozoic，Paleozoic，and Mesozoic gr anitoid magmatism in the Qinling Orogen，China: Constraints on orogenic process ［J］. Journal of Asian Earth Sciences, 72:129_151.
     Wolf M B and London D. 1994. Apatite dissolution into peraluminous haplograni te melts: An experimental study of solubilities and mechanisms［J］. Geochimica et Cosmochimica Acta, 58, 4127_4145.
     Wu F Y, Li X H, Zheng Y F and Gao S. 2007a. Lu_Hf isotopics systematics and thei r application in petrology［J］. Acta Petrologica Sineca, 23(2): 185_220(in Chin ese with English abstract).
     Wu F Y, Li X H, Yang J H, Gao S and Zheng Y F. 2007b. Discussions on the petroge nesis of granites［J］. Acta Petrologica Sinica, 23(6): 1217_1238(in Chinese wit h English abstract).
     Xiao E，Hu J，Zhang Z Z，Dai B Z，Wang Y F and Li H Y. 2012. Petrogeochemistry， zircon U_Pb dating and Lu_Hf isotopic compositions of the Haoping and Jinshanmia o granites from the Huashan complex batholith in eastern Qinling Orogen［J］. Ac ta Petrologica Sinica，28(12): 4031_4046(in Chinese with English abstract).
     Xiao Q H, Deng J F, Ma D S, et al. 2002. The methods of investigation on granito ids［M］. Beijing: Geological Publishing House. 1_293 (in Chinese). 
     Ye H S, Mao J W, Li Y F, Guo B J, Zhang C Q, Liu W J, Yan Q R and Liu G Y. 2006. SHRIMP zircon U_Pb and molybdenite Re_Os dating for the super large Donggou por phyry Mo deposit in East Qinling, China and its geological implication［J］. Act a Geologica Sinica, 80(7):1078_1088 (in Chinese with English abstract).
     Zhang G W, Zhang B R, Yuan X C and Xiao Q H. 2001. Qinling belt and continental dynamics［M］. Beijing: Science Press. 1_729(in Chinese).
     Zhang Y H. 2006. Alteration and the forming dynamic process of the Qiyugou brecc ia gold deposit (dissertation for doctor degree) ［D］. Supervisor: Zhang S H. B ei jing: China University of Geosciences in Beijing. 109p(in Chinese with English a bstract).
     Zhang Z W and Deng J. 2001a. Geological setting of the eastern Qinling molybdenu m ore belt and the features of the Mo_associated intrusions［A］．In: Chen Y J， Zh ang J and Lai Y, eds. Continental geodynamics and metallogenesis［C］. Beijing: Seismological Press. 100_109 (in Chinese).
     Zhang Z W, Zhu B Q, Chang X Y, Qiang L Z and Wen M X. 2001b. Petrogenetic metall ogenetic background and time space relationship of the East Qinling molybdenum o re belt, China［J］. Geological Journal of China Universities, 7(3):307_315 (in Chinese with English abstract).
     Zhao H J，Mao J W，Ye H S，Hou K J and Liang H S. 2010. Chronology and petrogene sis of Shijiawan granite porphyry in Shannxi Province: Constrains from zircon U_ Pb geochronology and Hf isotopic compositions［J］. Mineral Deposits，29(1): 143 _157 (in Chinese with English abstract).
    
     附中文参考文献
    
     毕献武，骆庭川. 1995. 洛宁花山岩体地球化学特征及成因的探讨［J］. 矿 物学报，15(4): 433_441.
     陈小丹，叶会寿，毛景文，汪欢，褚松涛，程国祥，刘彦伟. 2011. 豫西雷门沟斑岩钼矿床 成矿流体特征及其地质意义［J］. 地质学报，85(10): 1629_1642.
     陈小丹，叶会寿，汪欢. 2012. 豫西雷门沟斑岩钼矿床钾长石化蚀变特征及其成矿意义［J ］. 现代地质. 26(3): 478_488.
     陈小丹.2012. 豫西雷门沟斑岩钼矿床流体成矿作用研究（硕士论文）［D］. 导师: 毛 景文. 北京：中国地质大学. 76页.
     戴宝章，蒋少涌，王孝磊. 2009. 河南东沟钼矿花岗斑岩成因: 岩石地球化学、锆石U_Pb年 代学及Sr_Nd_Hf同位素制约［J］. 岩石学报，25(11) : 2889_2901.
     范宏瑞，谢奕汉，王英兰. 1994. 豫西花山花岗岩基岩石学和地球化学特征及其成因［J］. 岩石矿物学杂志，13(1): 19_32.
     冯延清，钱壮志，张江江，崔智昊，姜超，孟德明. 2014. 东秦岭燕山期中酸性小岩体成矿 规律［J］. 地球科学与环境学报, 36(1): 128_140.
     侯可军, 李延河, 邹天人, 曲晓明，石玉若，谢桂青. 2007. LA_MC_ICP_MS锆石Hf同位素的 分析方法及地质应用［J］. 岩石学报, 23(10):2595_2604.
     侯可军，李延河，田有荣. 2009. LA_MC_ICP_MS 锆石微区原位U_Pb定年技术［J］. 矿床地 质, 28( 4) : 481_492．
     侯增谦，莫宣学，高永丰，曲晓明，孟祥金．2003．埃达克岩：斑岩铜矿的一种可能的重要 含矿母岩——以西藏和智利斑岩铜矿为例［J］． 矿床地质，22(1):1_12.
     胡受奚，赵懿英，徐金方. 1997. 华北地台金矿成矿地质［M］. 北京: 科学出版社. 1_220 . 
    胡志宏, 胡受奚. 1993. 挤压_俯冲作用与孪生花岗岩带［M］. 北京：地质出版社. 44_6 9.
     黄凡，罗照华，卢欣祥，高飞，陈必河，杨宗锋，潘颖，李德东. 2009. 东沟含钼斑岩由太 山庙岩基派生［J］? 矿床地质，28(5): 569_584.
     李永峰, 毛景文, 刘敦一, 王彦斌, 王志良, 王义天, 李晓峰, 张作衡, 郭保健. 2006. 豫 西雷门沟斑岩钼矿SHRIMP锆石U_Pb和辉钼矿Re_Os测年及其地质意义［J］. 地质论评, 52(1 ):122_131.
     刘军，武广，贾守民，李忠权，孙亚莉，钟伟，朱明田. 2011. 豫西沙坡岭钼矿床辉钼矿Re _Os同位素年龄及其地质意义［J］. 矿物岩石，31(1):56_62.
     卢欣祥, 于在平, 冯有利, 王义天, 马维峰,崔海峰. 2002. 东秦岭深源浅成型花岗岩的成 矿作用及地质构造背景［J］. 矿床地质, 21(2): 168_178.
     倪志耀，王仁民，童英，杨淳，戴憧漠．2003．河南洛宁太华岩群斜长角闪岩的锆石 207Pb/206Pb和角闪石40Ar/39Ar年龄 ［J］．地质论评,19(4) : 361_366.
     聂政融, 王晓霞, 柯昌辉, 杨阳, 吕星球. 2015. 华北地块南缘花山、五丈山岩体LA_ICP_M S锆石U_Pb年龄/地球化学及成因［J］. 地质通报, 34(8): 1502_1516.
     邱检生，肖娥，胡建，徐夕生，蒋少涌，李真. 2008. 福建北东沿海高分异Ｉ型花岗岩的成 因：锆石U_Pb年代学、地球化学和Nd_Hf同位素制约［J］．岩石学报，24(11):2468_2484. 
     邵克忠，王宝德. 1992. 嵩县西北地区金矿成矿作用及其成矿规律［J］. 河南地质，1 0(3): 161_167.
     苏捷，张宝林，孙大亥，崔敏利，屈文俊，杜安道. 2009. 东秦岭东段新发现的沙坡岭细脉 浸染型钼矿地质特征、Re_Os同位素年龄及其地质意义［J］. 地质学报，83(10): 1490_149 6.
     王晓霞，王涛，齐秋菊，李舢. 2011. 秦岭晚中生代花岗岩时空分布、成因演变及构造意义 ［J］. 岩石学报，27(6) : 1573_1593.
     吴福元, 李献华, 郑永飞, 高山. 2007a. Lu_Hf同位素体系及其岩石学应用［J］. 岩石学 报, 23(2): 185_220.
     吴福元, 李献华, 杨进辉，郑永飞. 2007b. 花岗岩成因研究的若干问题［J］. 岩石学报， 23(6): 1217_1238.
     肖娥，胡建，张遵忠，戴宝章，王艳芬，李海勇. 2012. 东秦岭花山复式岩基中蒿坪与金山 庙花岗岩体岩石地球化学、锆石U_Pb年代学和Lu_Hf同位素组成［J］. 岩石学报，28(12): 4031_4046.
     肖庆辉，邓晋福，马大栓，等. 2002. 花岗岩研究思维方法［M］. 北京：地质出版社. 1_2 93.
     叶会寿, 毛景文, 李永峰, 郭保健, 张长青, 刘王君, 闫全人, 刘国印. 2006. 东秦岭东沟 超大型斑岩钼矿SHRIMP锆石U_Pb和辉钼矿Re_Os年龄及其地质意义［J］. 地质学报, 80(7): 1078_1088.
     张国伟, 张本仁, 袁学诚, 肖庆辉. 2001. 秦岭造山带与大陆动力学［M］. 北京: 科 学出版社. 1_729.
     张元厚. 2006. 祈雨沟角砾岩型金矿蚀变类型及其形成的动力学过程（博士论文）［D］.导 师: 张世红. 北京：中国地质大学.109页.
     张正伟，邓军．2001a．东秦岭钼矿带成矿背景与含矿岩体特征. 见: 陈衍景，张静，赖勇 编. 大陆动力学与成矿作用［M］．北京: 地震出版社，100_109.
     张正伟, 朱炳泉, 常向阳, 强立志, 温明星. 2001b. 东秦岭钼矿带成岩成矿背景及时空统 一性［J］. 高校地质学报, 7(3):307_315.
     赵海杰，毛景文，叶会寿，侯可军，梁慧山. 2010. 陕西洛南县石家湾钼矿相关花岗斑岩的 年代学及岩石成因:锆石U_Pb年龄及Hf同位素制约［J］. 矿床地质，29(1): 143_157.