西秦嶺北緣花崗質(zhì)巖漿作用及構(gòu)造演化*

徐學義 陳雋璐 高婷,2 李平 李婷

1. 國土資源部巖漿作用成礦與找礦重點實驗室，西安 7100542. 長安大學資源學院，西安 7100691.

1 引言

西秦嶺北緣同仁縣、夏河縣、合作市、武山縣和禮縣一帶花崗質(zhì)巖漿活動強烈，成礦作用十分顯著，以斑巖型銅、鉬、金礦床、矽卡巖型銅礦和淺成低溫熱液型金礦為特征，是中國西部重要的銅、鉬、金成礦帶。盡管近年來不少研究者對該花崗巖帶從形成時代、巖漿源區(qū)以及成礦作用等不同角度進行了研究(李永軍等，2003；宋忠寶等，2004；金惟俊等，2005；張宏飛等，2005，2007；秦江峰等，2005；張成立等，2008，齊金忠等，2005；楊榮生等，2006；劉紅杰等，2008；張旗等，2009a，b；殷勇和殷先明，2009)，但對于西秦嶺北緣與成礦作用密切的江里溝、德烏魯、阿夷山等花崗巖體形成時代、形成構(gòu)造環(huán)境以及其相互關(guān)系缺乏研究，嚴重影響了對西秦嶺構(gòu)造演化及成礦作用研究。為此，本文將以江里溝、阿夷山、德烏魯、溫泉和中川巖體為研究對象，通過巖石學、地球化學和鋯石LA-ICP-MS測年綜合研究，討論西秦嶺北緣花崗巖的成因及其與構(gòu)造演化關(guān)系。

2 區(qū)域地質(zhì)背景

西秦嶺造山帶大致指青海南山北緣斷裂-土門關(guān)斷裂以南，寶成鐵路以西，瑪沁-略陽斷裂以北，柴達木地塊以東的廣闊區(qū)域(圖1)，是諸多地塊和造山帶匯聚交接地帶(張旗等，2009b；馮益民等2003；閆臻等，2012)。西秦嶺造山帶自新元古代以來，大致經(jīng)歷了超級大陸裂解、秦祁昆洋形成、洋陸俯沖造山、大陸碰撞造山、板內(nèi)伸展和陸內(nèi)碰撞造山等多個構(gòu)造演化過程。馮益民等(2003)稱其為“碰撞-陸內(nèi)復(fù)合型”造山帶；張國偉等(2004)認為西秦嶺基本構(gòu)造格架是在印支期奠定的，其后又遭受中新生代構(gòu)造運動強烈改造。區(qū)域上，西秦嶺的花崗巖主要發(fā)育于夏河-合作-臨潭-岷縣-宕昌斷裂北側(cè)，且以印支期為主，該斷裂以南主要以巨厚的三疊系沉積為主，花崗質(zhì)侵入體基本未見且分布零星。閆臻等(2012)通過綜合研究，認為西秦嶺是早古生代造山作用基礎(chǔ)上形成的插入祁連和昆侖早古生代造山帶內(nèi)部的楔形地質(zhì)體，以大面積出露三疊系和發(fā)育多條蛇綠混雜巖、韌性剪切帶、中生代巖漿作用和相關(guān)斑巖-矽卡巖型礦床為典型特征，具有典型增生型造山帶特征，該造山帶在三疊紀時期與祁連、東昆侖造山帶為一有機整體，自西向東發(fā)育一條增生巖漿弧，且三疊紀沉積組合為活動大陸邊緣沉積。

3 花崗巖體基本地質(zhì)特征與巖石學特征

3.1 江里溝巖體

該巖體位于崗察鄉(xiāng)以南江里溝，出露面積約12km2，呈NW向展布。巖體與地層之間主體為侵入接觸關(guān)系，只在巖體北側(cè)和南側(cè)局部地段見其與地層之間呈斷層接觸，同時在巖體最北側(cè)局部段可見其被下三疊統(tǒng)古浪提組砂板巖所覆蓋，二者之間為不整合接觸。其中巖體北側(cè)地層為中石炭-中二疊統(tǒng)大關(guān)山組(C2P2dg)灰-灰白色中厚層含礁角礫灰?guī)r、粘結(jié)灰?guī)r及骨架灰?guī)r、鮞狀灰?guī)r和生物碎屑灰?guī)r組合；巖體南側(cè)地層為大石關(guān)組細砂巖、鈣質(zhì)砂板巖組合。巖體和圍巖之間熱接觸變質(zhì)帶發(fā)育，主要為大理巖、角巖化砂板巖以及石榴石矽卡巖等接觸變質(zhì)巖，發(fā)育金鉬礦化，局部地段變質(zhì)帶寬約1m。巖體主體為灰白色似斑狀二長花崗巖，往南局部過渡為中細粒花崗閃長巖和閃長巖，并被花崗斑巖脈所侵入。

二長花崗巖主要礦物為斜長石(25%～35%)、堿性長石(20%～30%)、石英(20%～25%)、黑云母(3%～10%)，含少量的白云母，副礦物主要有鋯石、磷灰石、榍石等。斜長石為半自形板狀，部分呈較大的晶體，相對含量約為斜長石總量的20%，見有綠簾石化和絹云母化。堿性長石和石英為他形粒狀，部分粒度較大的堿性長石包裹了粒度較小的自形斜長石，石英一般填隙于較粗粒的鉀長石和斜長石之間，表現(xiàn)為似斑狀構(gòu)造。

花崗閃長巖為灰-灰白色，中細粒結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造。主要由斜長石(40%～60%) 、石英(15%～25%)、角閃石(20%～30%)、堿性長石(5%～10%)組成，含少量黑云母(<5%)。斜長石不同程度發(fā)生絹云母化，角閃石發(fā)育弱的綠泥石化。副礦物有磷灰石、鋯石、榍石等。

閃長巖主要由斜長石(50%～60%)，角閃石(30%～35%)、堿性長石(3%～5%)和石英(2%～3%)組成。斜長石發(fā)育絹云母化和綠簾石化，角閃石發(fā)育綠泥石化。副礦物主要為鈦磁鐵礦、榍石和磷灰石。

3.2 阿夷山巖體

位于夏河縣達麥鄉(xiāng)西約10km處，呈近東西向展布，出露面積為6km2。巖體與圍巖呈明顯的侵入關(guān)系，接觸處以巖枝侵入地層中，未見明顯的烘烤、冷凝現(xiàn)象。圍巖為上二疊統(tǒng)毛毛隆組(P3m)鈣質(zhì)砂巖和長石石英砂巖。巖體巖性較為單一，主體為中-中細?；◢忛W長巖，局部地段過渡為二長花崗巖。巖體中有較多早期細?；◢忛W長巖包體，包體形態(tài)變化較大，以橢圓狀為主，也見長方狀，定向性不明顯。

花崗閃長巖主要礦物成分有：斜長石(45%～60%)，石英(20%～25%)、角閃石(10%～15%)、黑云母(3%～5%)、堿性長石(3%～5%)。斜長石呈半自形板狀，角閃石呈柱狀，石英和堿性長石呈他形粒狀充填于斜長石和角閃石礦物之間，黑云母為細小片狀晶體。副礦物主要為榍石、鋯石和磷灰石。

二長花崗巖主要礦物為斜長石(35%)，堿性長石(30%)，石英(30%)、黑云母和角閃石約(5%)。斜長石呈半自形板狀，發(fā)育聚片雙晶，有弱的絹云母化，表面較混濁；堿性長石為它形粒狀，表面干凈，內(nèi)部可見斜長石的包晶，二者含量相當。石英和堿性長石充填于斜長石礦物之間，黑云母為細小片狀晶體，角閃石呈自形柱狀分散于巖石中。副礦物主要為鈦磁鐵礦、榍石和磷灰石。

圖1 西秦嶺西段花崗巖分布地質(zhì)簡圖1-新生代；2-中生代；3-晚古生代；4-早古生代；5-元古代；6-太古代；7-二疊紀侵入巖；8-三疊紀侵入巖；9-侏羅紀侵入巖；10-實測/推測地質(zhì)體界線(含地層整合、平行不整合及侵入體界線)；11-實測/推測區(qū)域性主干斷裂；12-實測/推測一般斷層；13-隱伏或半隱伏斷層Fig.1 Sketch geological map and granite distribution in the west segment of western Qinling Orogenic Belt

3.3 德烏魯巖體

位于夏河縣東麻隆鄉(xiāng)南15km處，呈北西展布，出露面積約為4km2。巖體主要侵入于上三疊統(tǒng)毛毛隆組砂巖和粉砂巖中，接觸帶見有巖枝穿插于圍巖中，部分地段有黃土覆蓋。巖體巖性較為單一，為中粗?；◢忛W長巖。巖體中含有較多暗色閃長質(zhì)包體。

花崗閃長巖主要礦物為斜長石(50%～55%)、石英(20%～25%)、角閃石(10%～15%)、黑云母(5%～10%)、堿性長石(5%)、其它礦物(3%～5%)。斜長石呈半自形板狀，發(fā)育環(huán)帶結(jié)構(gòu)；角閃石呈自形柱狀，石英和堿性長石呈他形粒狀充填于斜長石和角閃石之間，石英粒徑為0.5～1mm，堿性長石粒徑為0.5～1mm，發(fā)育高嶺土化；黑云母為細小片狀晶體，顏色為淺黃色-黃褐色。副礦物為鋯石、榍石、磷灰石。巖體內(nèi)部含有閃長質(zhì)包體，為灰黑色，直徑介于2～20cm之間。

閃長質(zhì)包體為黑色，細粒結(jié)構(gòu)，主要礦物為角閃石(50%～60%)，其次為斜長石(30%～40%)。角閃石為半自形柱狀晶體，斜長石為半自形板狀晶體。

3.4 溫泉巖體

位于武山縣溫泉鄉(xiāng)境內(nèi)，呈一近圓形出露，出露面積達260km2。巖體北部侵入于中下元古界秦嶺巖群的綠泥鈉長巖和斜長角閃巖中，南部侵入于泥盆系大草灘群(D3dc)石英砂巖、長石石英砂巖及泥質(zhì)粉砂巖中。巖體由內(nèi)向外可劃分為三個環(huán)帶，最外環(huán)以似斑狀黑云二長花崗巖、花崗閃長巖為主，兩者之間巖性為過渡關(guān)系，出露面積占總面積的40%～45%。中部為黑云二長花崗巖，出露面積占整個巖體的20%～25%。內(nèi)環(huán)為細?；◢弾r，出露面積相對較小。三個環(huán)帶代表不同序次侵入體，均呈侵入接觸關(guān)系(李永軍等，2003)。溫泉巖體的一大特征是圍巖捕虜體發(fā)育且體積巨大。本次研究樣品主要采于巖體外環(huán)帶的花崗閃長巖。

花崗閃長巖為青灰或灰白色，似斑狀中粗粒結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造。斑晶為斜長石, 含量約為(5%～10%)。基質(zhì)為中粒結(jié)構(gòu)，主要礦物為斜長石(40%～45%)，角閃石(15%～20%)，石英(15%～20%)，堿性長石(5%～10%)，黑云母(3%～5%)。副礦物主要為鋯石、榍石和磷灰石。

二長花崗巖呈灰白色，中粗粒結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造。主要組成礦物為石英(20%～25%)，斜長石(30%～40%)，堿性長石(25%～35%)，黑云母(3%～5%)，黑云母為淺黃色-褐色，邊部可見綠泥石化。副礦物主要為鋯石、榍石和磷灰石。巖體中見有數(shù)量不等和大小不一的閃長質(zhì)微粒包體。

3.5 中川巖體

位于禮縣中川鄉(xiāng)東約20km，呈近橢圓形展布，出露面積約為210km2，巖體北部侵入于泥盆系舒家壩群灰?guī)r、細砂巖及粉砂巖或粉砂質(zhì)泥巖中，西部侵入于泥盆系西漢水群碳酸鹽巖-陸源碎屑巖中，南部侵入于石炭系中川組砂巖，灰?guī)r及千枚狀板巖中。中川巖體為復(fù)式巖體，目前認為發(fā)育3期侵入作用，不同期次巖體呈同心環(huán)狀產(chǎn)出，從外到內(nèi)形成時代由早至晚，基本屬于同源巖漿近同期活動的產(chǎn)物。外環(huán)主要由中粗粒似斑狀黑云母二長花崗巖，花崗閃長巖，石英閃長巖及輝長巖組成，中環(huán)為中粒含斑黑云母二長花崗巖，內(nèi)環(huán)主要為中細粒黑云母二長花崗巖。本次主要對外環(huán)黑云母二長花崗巖開展研究。

中粗粒似斑狀黑云母二長花崗巖為灰白色，主要礦物有石英(20%～30%)、斜長石(25%～35%)、堿性長石(20%～30%)，黑云母(3%～6%)，含少量角閃石。斜長石發(fā)育環(huán)帶和聚片雙晶，以更長石為主，少量中長石，石英和堿性長石它形粒狀，黑云母為片狀，可見次生綠泥石化。

4 分析方法

4.1 化學全分析

本次研究選擇了28件較新鮮的巖石樣品在中國地質(zhì)調(diào)查局西安地質(zhì)調(diào)查中心進行了化學全分析。主量元素和微量元素分別利用X熒光光譜儀3080E和2100進行測試。其中Na2O、MgO、Al2O3、SiO2、P2O5、K2O、CaO、TiO2、MnO、Fe2O3、FeO按GB/T 14506.28—1993標準，H2O+按GB/T 14506.2—1993標準；CO2按GB 9835—1988標準；LOI按LY/T 1253—1999標準；稀土元素La、Ce、Pr、Nd、Sm、Eu、Gd、Tb、Dy、Ho、Er、Tm、Yb、Lu、Y和微量元素Cu、Pb、Th、U、Hf、Ta、Sc、Cs、V、Co、Ni按照DZ/T 0223—2001為標準；微量元素Sr、Ba、Zn、Rb、Nb、Zr、Ga以JY/T 016—1996為標準。測試結(jié)果見表1。

4.2 鋯石LA-ICP-MS U-Pb定年

野外分別采集江里溝二長花崗巖(08-6)、阿夷山花崗閃長巖(08-12)、德烏魯花崗閃長巖(08-22)、溫泉花崗閃長巖(08-44)和中川二長花崗巖(08-49)樣品3～5kg，室內(nèi)將其分別破碎至60～80目，用水淘洗粉塵后，先用磁鐵除去磁鐵礦等磁性礦物，再用重液選出鋯石，最后在雙目鏡下選出鋯石。該項工作由河北廊坊區(qū)調(diào)院完成。

鋯石陰極發(fā)光圖像以及LA-ICP-MS定年分析在西北大學大陸動力學國家重點實驗室完成。鋯石U-Pb原位定年分析所采用的ICP-MS為Elan 6100DRC，激光剝蝕系統(tǒng)為德國Lamda Physik公司生產(chǎn)的 Geolas 200M深紫外(DUV)193nmArF準分子(excimer)激光剝蝕系統(tǒng)，該系統(tǒng)相對常規(guī)的266nm或213nm ND：YAG剝蝕系統(tǒng)具有較小的元素分餾效應(yīng)。分析所采用的激光束直徑為30μm，剝蝕深度為20～40μm。實驗中采用He作為剝蝕物質(zhì)的載氣，用美國國家標準技術(shù)研究院研制的人工合成硅酸鹽玻璃標準參考物質(zhì)NIST SRM610進行儀器最佳化調(diào)試，采樣方式為單點剝蝕，數(shù)據(jù)采集選用一個質(zhì)量峰一點的跳峰方式，每完成4～5個待測樣品測定，插入測標樣一次。在所測鋯石樣品15～20個點前后各測2次NIST SRM610。鋯石U-Pb年齡采用標準鋯石91500作為外部標準物質(zhì)，元素含量采用NIST SRM610作為外標。測試結(jié)果通過Glitter軟件計算得出，獲得的數(shù)據(jù)采用Andersen(2002)的方法進行同位素比值的校正，并采用Isoplot 3.23v進行最終的年齡計算和圖表的繪制。分析點的同位素比值和同位素年齡的誤差(標準偏差)為1σ，206Pb/238U加權(quán)平均年齡按95%的置信度給出，詳細分析參見文獻(Yuanetal., 2004)。測試結(jié)果見表2、表3、表4、表5、表6。

4.3 鋯石Lu-Hf同位素分析

鋯石原位微區(qū)Lu-Hf同位素測試儀器采用Nu Plasma HR (Wrexham, UK)多接收電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(MC-ICP-MS)在西北大學大陸動力學實驗室完成。激光束斑直徑為63μm，激光脈沖寬度為15ns，試驗中采用He氣作為剝蝕物質(zhì)載氣，詳細測試流程及條件等參見Yuanetal. (2004)。用176Lu/175Lu=0.02655和176Yb/172Yb=0.5886(Lizuka and Hirata, 2005)進行同量異位干擾校正計算測定樣品的176Lu/177Hf和176Hf/177Hf比值。在樣品測定期間，對標準參考物質(zhì)91500和GJ-1進行分析，以對儀器狀態(tài)進行監(jiān)控和對樣品進行校正。176Lu衰變常數(shù)為1.865×10-11a-1(Schereretal., 2001)，球粒隕石現(xiàn)今的176Hf/177Hf=0.282772，176Lu/177Hf=0.0332(Blichert-Toft and Albarede, 1997)；虧損地幔現(xiàn)今176Hf/177Hf=0.283250，176Lu/177Hf=0.0384 (Griffinetal., 2000)。測試結(jié)果見表7。

5 分析結(jié)果

5.1 巖石地球化學特征

5.1.1 江里溝巖體

二長花崗巖樣品的SiO2含量為71.76%～75.86%，TiO2含量為0.16%～0.28%，Al2O3含量變化于11.67%～14.84%，K2O、Na2O含量分別為3.04%～4.04%和3.69%～4.48%，F(xiàn)eO含量變化于0.82%～1.52%，MgO變化于0.35%～0.70%，K2O/Na2O比值為0.91～1.48，F(xiàn)e*介于0.72～0.77(表1)。里特曼指數(shù)介于1.42～2.08，反映其主體為鈣堿性系列。在TAS圖中，投入花崗巖區(qū)(圖2a)；在MALI-SiO2圖解(圖2b)中為鈣堿系列；在K2O-SiO2圖解(圖2c)中為高鉀鈣堿系列。A/CNK=1.05～1.1(圖2d)，為弱過鋁質(zhì)花崗巖，在K2O-Na2O圖解中(圖2e)屬鉀質(zhì)花崗巖，在Fe*-SiO2圖解(圖2f)中為鎂質(zhì)花崗巖?；◢弾r的地球化學特征顯示其具有喜馬拉雅型花崗巖的地球化學特點，即低Sr、高Yb特點(圖2g)。

表7阿夷山巖體鋯石Lu-Hf同位素測試數(shù)據(jù)

Table 7 Hf isotopic data of zircon grains from the Ayishan intrusion in west segment of the western Qinling

測點號t(Ma)表面年齡176Yb177Hf2σ176Lu177Hf2SE176Hf177Hf2σεHf(0)εHf(t)2σtDM(Ma)t2DM(Ma)fLu/Hf08?12TW?00408?12TW?00508?12TW?00608?12TW?00708?12TW?00808?12TW?01008?12TW?01108?12TW?01108?12TW?01208?12TW?01408?12TW?01508?12TW?01608?12TW?01708?12TW?01908?12TW?02108?12TW?02208?12TW?02308?12TW?02408?12TW?02508?12TW?026241．62400．0105470．0000530．0004100．0000020．2821870．000034-20．70-15．471．2014801857-0．992420．0161650．0001420．0006190．0000040．2821410．000033-22．33-17．131．1815521941-0．982400．0111130．0000540．0004520．0000020．2820740．000025-24．70-19．480．8916372059-0．992450．0171750．0000510．0006990．0000020．2821590．000026-21．69-16．510．9215301909-0．982470．0098600．0000370．0004070．0000020．2823090．000023-16．39-11．150．8313121638-0．992360．0089980．0000380．0003500．0000020．2823160．000023-16．14-10．900．8013011625-0．992430．0057400．0001900．0002430．0000080．2820030．000026-27．21-21．950．9117252184-0．992430．0169000．0000090．0006860．0000000．2822000．000034-20．24-15．051．2114731836-0．982430．0109610．0000520．0004390．0000020．2822250．000029-19．36-14．131．0414291789-0．992360．0119800．0001270．0004750．0000050．2821460．000026-22．15-16．930．9115391931-0．992480．0132880．0000290．0005250．0000010．2821890．000027-20．63-15．420．9514821854-0．982540．0107310．0000520．0004150．0000020．2822620．000024-18．05-12．820．8613771722-0．992460．0025410．0000100．0000870．0000000．2824380．000024-11．82-6．540．8411251403-1．002400．0101320．0001020．0004050．0000040．2822910．000025-17．02-11．790．8713371670-0．992270．0066610．0000130．0002630．0000010．2821730．000027-21．19-15．940．9714941881-0．992390．0079300．0000580．0003220．0000020．2824530．000029-11．29-6．051．0211111378-0．992440．0090980．0000120．0003610．0000010．2822650．000027-17．94-12．700．9413711717-0．992520．0107320．0000300．0004230．0000010．2821890．000022-20．63-15．400．7914781853-0．992360．0181190．0001350．0007040．000000．2821010．000025-23．74-18．560．8716102013-0．982430．0108170．0000170．0004310．0000010．2822110．000022-19．85-14．630．7914481814-0．99

注：表中鋯石Hf同位素成分的計算所用的參數(shù)：176Lu衰變常數(shù)λ=1.865×10-11，球粒隕石176Lu/177Hf=0.0332，176Hf/177Hf=0.282772(Blichert Toft and Alberade, 1997)，虧損地幔176Lu/177Hf=0.0384，176Hf/177Hf=0.28325(Griffinetal., 2000)；硅鋁質(zhì)地殼的fLu/Hf為0.72(Vervoortetal., 1996)

圖2 西秦嶺西段花崗巖地球化學圖解(a)-Na2O+K2O vs. SiO2圖解；(b)-MALI vs. SiO2圖解；(c)-K2O vs. SiO2圖解；(d)-A/NK-A/CNK圖解；(e)-K2O vs. Na2O圖解；(f)-Fe* vs. SiO2圖解；(g)-Sr vs. Yb圖解Fig.2 Geochemical diagrams of granites in the west segment of Western Qinling Orogenic Belt

稀土總量變化較大(62×10-6～170×10-6)，LREE/HREE=6.3～16.2，(La/Yb)N比值變化于4.9～17.4之間，反映了巖石具有較強烈的輕重稀土分餾和輕稀土富集特征(圖3a)。各樣品均具有明顯負銪異常(δEu=0.38～0.66)，反映出可能存在弱的斜長石的分離結(jié)晶作用或部分熔融過程中有斜長石的殘留。在原始地幔標準化的微量元素蛛網(wǎng)圖(圖3b)中，表現(xiàn)出富集大離子親石元素Ba、La、Ce、Sr等，并具有明顯的Sr、P和Ti負異常，Nb、Ta負異常不明顯。在洋脊花崗巖標準化的微量元素蛛網(wǎng)圖中(圖3c)，表現(xiàn)為K、Rb、Th等大離子親石元素富集，Ba呈明顯的負異常。

圖3 西秦嶺西段花崗巖稀土元素球粒隕石標準化分配型式(標準化值據(jù)Bonyton et al., 1984)及微量元素原始地幔標準化(標準化值據(jù)Sun and Mcdonough, 1989)、洋脊花崗巖標準化(標準化值據(jù)Perace et al., 1984)分配型式Fig.3 Chondrite-normalized REE patterns (normalization values after Bonyton et al., 1984) and primitive mantle-normalized (normalization values after Sun and Mcdonough, 1989), ocean mid-ridge granite-normalized (normalization values after Perace et al., 1984) trace element patterns

5.1.2 阿夷山巖體

花崗閃長巖和二長花崗巖SiO2含量為62.28%～65.68%，TiO2含量為0.48%～0.79%，Al2O3含量變化于15.80%～16.76%，K2O、Na2O含量分別為2.76%～3.74%和2.64%～3.32%，F(xiàn)eO含量變化于2.33%～4.52%，MgO變化于0.96%～2.52%，K2O/Na2O比值為1.03～1.18，F(xiàn)e值介于0.68～0.75(表1)。里特曼指數(shù)介于1.43～1.85，為鈣堿性系列。在TAS圖中，主體位于花崗閃長巖和花崗巖區(qū)(圖2a)；在MALI-SiO2圖解中落入鈣堿系列區(qū)(圖2b)；在K2O-SiO2圖解(圖2c)中為高鉀鈣堿系列。A/CNK=1.00～1.12，為弱過鋁質(zhì)花崗巖(圖2d)，在K2O-Na2O圖解(圖2e)中屬鉀質(zhì)花崗巖，在Fe*-SiO2圖解(圖2f)中為鎂質(zhì)花崗巖。除一個樣品具有喜馬拉雅型花崗巖地球化學特點外，其余均具有埃達克型花崗巖的地球化學特點(圖2g)。

稀土總量高(159×10-6～171×10-6)，LREE/HREE=10.3～23.1，(La/Yb)N比值變化于15.9～57.8之間，反映了巖石具有較強烈的輕重稀土分餾，輕稀土富集。各樣品均具有微弱負銪異?；驘o負銪異常(δEu=0.75～1.00)(圖3d)。在原始地幔標準化的微量元素蛛網(wǎng)圖中，表現(xiàn)出富集大離子親石元素Ba、La、Ce和Sr等，具有明顯的Nb、Ta、P和Ti負異常(圖3e)。同樣在微量元素洋中脊花崗巖標準化圖解中，具有較明顯的Nb-Ta和Zr-Hf低谷(圖3f)，與活動大陸邊緣花崗巖的分配型式近似(Pearceetal., 1984)。

5.1.3 德烏魯巖體

該巖體中的花崗閃長巖SiO2含量為63.55%～67.51%，TiO2含量為0.41%～0.54%，Al2O3含量變化于15.88%～16.40%，K2O、Na2O含量分別為2.42%～2.80%和3.05%～3.20%，F(xiàn)eO含量變化于2.40%～3.20%，MgO變化于2.22%～3.30%，K2O/Na2O比值為0.78～0.88，F(xiàn)e值穩(wěn)定，介于0.54～0.56(表1)。里特曼指數(shù)介于1.41～1.61，為鈣堿性系列。在TAS圖中，位于花崗閃長巖區(qū)(圖2a)；在MALI-SiO2圖解(圖2b)中樣品投于鈣堿系列區(qū)；在K2O-SiO2圖解(圖2c)中樣品落入鈣堿和高鉀鈣堿系列過渡區(qū)。A/CNK=0.96～1.05，屬準鋁和弱過鋁質(zhì)花崗巖(圖2d)，在K2O-Na2O圖解(圖2e)中屬鈉質(zhì)花崗巖，在Fe*-SiO2圖解(圖2f)中為鎂質(zhì)花崗巖。具有喜馬拉雅型花崗巖的地球化學特點(圖2g)。

稀土總量高(119×10-6～148×10-6)，LREE/HREE=11～16，(La/Yb)N比值變化于13.5～22.8之間，反映了巖石具有較強烈的輕重稀土分餾(圖3g)。具有微弱負銪異常(δEu=0.65～0.79)。在原始地幔標準化的微量元素蛛網(wǎng)圖中，表現(xiàn)出富集大離子親石元素Ba、La、Ce和Sr等、具有較明顯的Nb、Ta、P和Ti負異常(圖3h)。同樣在微量元素洋中脊花崗巖標準化圖解中，具有較明顯的Nb-Ta和Zr-Hf低谷。

5.1.4 溫泉巖體

巖石巖性主要為二長花崗巖和花崗閃長巖。SiO2含量為58.87%～70.63%，TiO2含量為0.35%～1.04%，Al2O3含量變化于14.59%～16.51%，K2O、Na2O含量分別為2.71%～3.99%和3.59%～3.97%，F(xiàn)eO含量變化于1.28%～3.66%，MgO變化于0.93%～1.72%，K2O/Na2O比值為0.57～1.19，F(xiàn)e值介于0.64～0.69(表1)。里特曼指數(shù)介于2.02～3.99，反映其主體為鈣堿性系列。在TAS圖中，樣品落入二長巖、花崗閃長巖和花崗巖區(qū)(圖2a)；在MALI-SiO2圖解(圖2b)中主體為鈣堿系列，有兩個樣品為堿鈣系列；在K2O-SiO2圖解(圖2c)中主要為高鉀鈣堿系列，有二個樣品投入橄欖玄粗巖系列區(qū)(堿性系列區(qū))。A/CNK=0.91～1.05，為準鋁質(zhì)和弱過鋁質(zhì)花崗巖(圖2d)，在K2O-Na2O圖解(圖2e)中落入屬鉀質(zhì)和鈉質(zhì)花崗巖過程區(qū)，在Fe*-SiO2圖解(圖2f)中亦為鎂質(zhì)花崗巖。具有埃達克型或喜馬拉雅型花崗巖的地球化學特點(圖2g)。

稀土含量為131×10-6～199×10-6，LREE/HREE=10.7～15.3，(La/Yb)N比值變化于15.7～28.8之間(表1)。各樣品均具有弱負銪異常(δEu=0.79～0.85)(圖3j)。在原始地幔標準化的微量元素蛛網(wǎng)圖中，表現(xiàn)出富集大離子親石元素Ba、La、Ce、Sr等，并具有明顯的Nb、Ta、P和Ti負異常(圖3k)。同樣在微量元素洋中脊花崗巖標準化圖解中，具有較明顯的Nb-Ta和Zr-Hf低谷，同樣類似于活動大陸邊緣花崗巖的分配型式(圖3l)。

5.1.5 中川巖體

主體巖性為二長花崗巖、花崗閃長巖，以二長花崗巖為主。SiO2含量為68.16%～70.13%，TiO2含量為0.44%～0.50%，Al2O3含量變化于14.40%～15.60%，K2O、Na2O含量分別為3.34%～3.83%和3.46%～3.66%，F(xiàn)eO含量變化于2.24%～2.48%，MgO變化于0.95%～1.20%，K2O/Na2O比值為0.97～1.06，F(xiàn)e值介于0.73～0.74(表1)。里特曼指數(shù)介于1.70～2.17，屬鈣堿性系列。在TAS圖中落入花崗閃長巖區(qū)(圖2a)；在MALI-SiO2圖解(圖2b)中同樣為鈣堿系列；在K2O-SiO2圖解(圖2c)中為高鉀鈣堿系列；A/CNK=1.02～1.05，為過鋁質(zhì)花崗巖(圖2d)，在K2O-Na2O圖解(圖2e)中落入鉀質(zhì)和鈉質(zhì)花崗巖過渡區(qū)，在Fe*-SiO2圖解(圖2f)中為鎂質(zhì)花崗巖。具有喜馬拉雅型花崗巖的地球化學特點(圖2g)。

稀土總量為110×10-6～184×10-6，LREE/HREE=8.2～12.4，(La/Yb)N比值變化于10.6～15.5之間，輕稀土富集(表1)。各樣品均具有微弱負銪異常(δEu=0.66～0.94)(圖3m)。在原始地幔標準化的微量元素蛛網(wǎng)圖中，表現(xiàn)出富集大離子親石元素(LILE，如Ba、La、Ce、Sr等)、具有明顯的Nb、Ta、P和Ti負異常(圖3n)。同樣在微量元素洋中脊花崗巖標準化圖解中，具有較明顯的Nb-Ta和Zr-Hf低谷，類似于活動大陸邊緣花崗巖的特點(圖3o)。

5.2 LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年結(jié)果

5.2.1 江里溝二長花崗巖(08-06)

該件樣品采自江里溝巖體。樣品中鋯石絕大多數(shù)為半透明-透明的短柱狀-柱狀，長/寬比一般為2～2.5，陰極發(fā)光圖像顯示清晰的振蕩環(huán)帶(圖4a)。鋯石含有明顯的核，陰極發(fā)光呈暗色或白色，但應(yīng)該不是老的繼承性鋯石核，可能是巖漿早期結(jié)晶的鋯石，由于巖漿的溫度升高遭熔蝕，后又繼續(xù)結(jié)晶，因為無論是核部還是幔部及邊部，206Pb/238U表面年齡變化不大。17顆鋯石17個測點Th/U比值為0.08～1.05，除兩個測點Th/U比值小于0.1外，其余均遠大于0.1。鋯石206Pb/238U表面年齡介于269～260Ma，加權(quán)平均年齡為264±1.4Ma(MSWD=0.69)(圖5a, b)，該年齡為二長花崗巖形成年齡。

圖4 西秦嶺西段花崗巖鋯石陰極發(fā)光圖像Fig.4 Cathodoluminescence images of zircons of the granites in the west segment of Western Qinling Orogenic Belt

圖5 西秦嶺西段花崗巖鋯石207Pb/235U-206Pb/238U諧和曲線年齡計算Fig.5 Zircon 207Pb/235U-206Pb/238U concordia diagram and averaged age of granitic rocks from the west segment of Western Qinling Orogenic Belt

5.2.2 阿夷山花崗閃長巖(08-12)

該樣品采自阿夷山巖體。樣品中鋯石絕大多數(shù)為半透明-透明的不規(guī)則短柱狀，個別為細長柱狀晶體，長/寬比大多為2～3。鋯石可見較為清晰的核幔結(jié)構(gòu)，核部CL強度較高，圖像呈灰白色，幔部有較清晰的震蕩環(huán)帶(圖4b)，顯示典型的巖漿鋯石特征。19顆鋯石19個測點的Th/U比值為0.11～0.53，206Pb/238U表面年齡介于248～227Ma，加權(quán)平均年齡為241.6±4Ma(圖5c, d)，代表該巖體形成年齡。

5.2.3 德烏魯花崗閃長巖(08-22)

該樣品采自德烏魯巖體。鋯石絕大多數(shù)為半透明-透明的短柱狀，長/寬比多為2。鋯石陰極發(fā)光圖像顯示清晰的振蕩環(huán)帶或具均一的陰極發(fā)光強度，顯示典型巖漿鋯石特征(圖4c)。24顆鋯石24個測點的Th/U比值為0.18～0.98，206Pb/238U表面年齡為241～223Ma之間，在諧和線上位于較小的集中區(qū)域，其加權(quán)平均年齡為233.5±1.5Ma(MSWD=1.4)(圖5e, f)，該年齡為巖體形成年齡。

5.2.4 溫泉巖體花崗閃長巖(08-44)

該樣品采自溫泉巖體。鋯石絕大多數(shù)為柱狀晶體，長/寬一般為2～4。陰極發(fā)光圖像顯示清晰的振蕩環(huán)帶(圖4d)。鋯石發(fā)育較明顯的核幔結(jié)構(gòu)，核和幔均發(fā)育清晰的振蕩環(huán)帶，從206Pb/238U表面年齡基本一致的角度來看，鋯石的核不是老的繼承性鋯石核，而是巖漿早期結(jié)晶的鋯石，由于巖漿的溫度升高遭熔蝕，后又繼續(xù)結(jié)晶。15顆鋯石15個測點的Th/U比值為0.46～1.28；206Pb/238U表面年齡為219～213Ma，其加權(quán)平均年齡為216.2±1.1Ma(MSWD=0.64)(圖5g, h)，代表了花崗閃長巖形成年齡。

5.2.5 中川巖體二長花崗巖(08-49)

該樣品采自中川巖體外帶。鋯石絕大多數(shù)為半透明-透明的柱狀晶體，長/寬比大多為2～3，發(fā)育核幔結(jié)構(gòu)，但具有相同的206Pb/238U表面年齡，陰極發(fā)光圖像顯示清晰的振蕩環(huán)帶或具均一的陰極發(fā)光強度，顯示典型的巖漿鋯石特征(圖4e)，為同一巖漿早晚期結(jié)晶的產(chǎn)物。Th/U比值為0.15～0.63，均遠大于0.1。21顆鋯石測年結(jié)果表明，鋯石206Pb/238U表面年齡為267～260Ma，在諧和線上分布于一個集中區(qū)域，加權(quán)平均年齡為264.4±1.3Ma(MSWD=0.43)(圖5i, j)，該年齡應(yīng)為二長花崗巖的形成年齡。

5.3 鋯石Lu-Hf同位素分析結(jié)果

對阿夷山巖體花崗閃長巖樣品(08-12)進行了鋯石原位Lu-Hf同位素分析，20顆鋯石的176Lu/177Hf比值為0.000087～0.000704，176Hf/177Hf比值為0.282003～0.282488，以巖體形成年齡t=241.6Ma進行回算的εHf(t)值全部為負值，變化于-21.95～-6.05。一階段模式年齡(tDM)變化于1725～1111Ma，二階段模式年齡(t2DM)變化于2184～1378Ma，均遠大于巖石的形成年齡(表7)。

6 問題討論

6.1 花崗巖的源巖及巖石成因

LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年結(jié)果表明，前述各巖體形成年齡變化于264～216Ma。張宏飛等(2005)獲得武山溫泉巖體SHRIMP鋯石U-Pb年齡223±7Ma；金維俊等(2005)測點冶力關(guān)和夏河巖體SHRIMP鋯石U-Pb年齡分別為238±4Ma和245±4Ma；Guoetal.(2012)測得崗察巖體中輝長閃長巖和礦化閃長巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡分別為243.8±1.0Ma和234±0.6Ma。這些同位素年齡共同表明，西秦嶺北緣花崗的主體形成時代為三疊紀，最早可能在中二疊世晚期。

巖石地球化學研究表明，在非常寬的溫度、壓力條件下，地殼多種源巖的部分熔融均可以產(chǎn)生過鋁質(zhì)花崗質(zhì)熔體(Rappetal., 1991; Rapp and Watson, 1995; Wolf and Wyllie, 1994; Beardetal., 1994; Patino Douce and Beard, 1996; Pation Douce and McCarthy, 1998; Winther and Newton, 1996; Skjerlie and Johnston, 1996)，熔體成分的變化取決于初始熔融物質(zhì)的成分、熔融的溫度和壓力、初始物質(zhì)的含水量(Jogvanetal., 2002)，如泥質(zhì)沉積巖部分熔融可以產(chǎn)生強烈富鋁和富鉀的熔體，硬砂巖的部分熔融可以產(chǎn)生中等到強烈富鋁的花崗閃長巖/花崗巖熔體，玄武質(zhì)巖石的部分熔融可以產(chǎn)生云英質(zhì)-奧長-花崗閃長質(zhì)熔體(Rushmer, 1991; Rappetal., 1991; Rapp and Watson, 1995; Wolf and Wyllie, 1994; Sen and Dunn, 1994; Winther and Newton, 1996)?？梢?，只要源巖含水或存在含水相的礦物，部分熔融就可以產(chǎn)生花崗質(zhì)熔體(Patino Douce and Beard, 1996; Pation Douce and McCarthy, 1998)。本文研究的5個花崗巖體巖性主體為花崗閃長巖-二長花崗巖，其中江里溝、阿夷山和中川巖體屬弱過鋁質(zhì)花崗巖，溫泉巖體和德烏魯巖體的A/CNK介于0.95～1.05之間，屬準鋁和弱過鋁質(zhì)花崗巖，結(jié)合其多含有金銅成礦作用且金銅應(yīng)屬地幔來源的元素，因此最可能的地殼源區(qū)是玄武質(zhì)巖石。從阿夷山花崗閃長巖的鋯石Hf同位素分析結(jié)果講，εHf(t)值全部為負值，變化于-21.95～-6.05，二階段模式年齡(t2DM)變化于2184～1378Ma，說明阿夷山花崗閃長巖的源區(qū)可能為中元古至古元古地殼，源巖最有可能為古老玄武質(zhì)巖石。

依據(jù)花崗巖的地球化學數(shù)據(jù)，5個花崗質(zhì)巖體具有埃達克巖(Sr>400×10-6，Yb<2×10-6)或喜馬拉雅型花崗巖(Sr<400×10-6，Yb>2×10-6)的特征，或兩者兼而有之。其中江里溝、德烏魯和中川巖體為喜馬拉雅型，阿夷山巖體為埃達克巖型，溫泉巖體是二者兼而有之。結(jié)合前人在該地區(qū)發(fā)表的百余個地球化學數(shù)據(jù)(張旗等，2009b)，顯示出同樣的地球化學特點。關(guān)于埃達克巖和喜馬拉雅型花崗巖成因，一直是一個爭論很大的問題，大量的區(qū)域地質(zhì)調(diào)查成果和科學研究成果表明，研究區(qū)三疊紀已處于陸內(nèi)造山期，存在一個陸殼加厚階段(張國偉等，2001；馮益民等，2003；姚書振等，2006)。根據(jù)實驗巖石學研究的成果，下地殼部分熔融形成埃達克巖漿需在石榴石穩(wěn)定區(qū)，而在800～1000℃的范圍內(nèi)石榴石穩(wěn)定的位置依據(jù)源巖成分的不同，其壓力大約在0.9～1.4GPa之間(Beard and Lofgren, 1991; Rushmer, 1991; Winther and Newton, 1996; Sen and Dunn, 1994; Wolf and Wyllie, 1994; Rapp and Watson, 1995)。Xiongetal. (2005)的研究表明，下地殼熔融形成埃達克巖漿時需熔體-石榴石-輝石平衡共存，榴輝巖礦物組合中金紅石是一個重要的成員，而金紅石作為殘留相出現(xiàn)的最低壓力為1.5GPa。Xiao and Clemens (2007)對采自大別地區(qū)的鉀玄質(zhì)玄武巖的熔融實驗得出其熔融形成埃達克巖漿所需的壓力更大(一般>2GPa，至少>1.7GPa)，對應(yīng)的地殼厚度大約為56～66km。對喜馬拉雅型花崗巖的研究認為其來源并不淺，大約相當于1.0～1.5GPa(楊曉松等，2001；劉樹文等，2005)。與埃達克巖的形成與石榴石+輝石平衡，形成很高壓力不同的是，喜馬拉雅型花崗巖漿與石榴石+斜長石平衡，在較高壓力下形成，通常在33～50km左右。研究表明，花崗巖的Mg#值是判斷其是殼幔混源或是下地殼成因的重要依據(jù)，一般殼?；煸闯梢虻陌＿_克巖或喜馬拉雅型花崗巖的Mg#大于0.5，而來自下地殼部分熔融的埃達克巖或喜馬拉雅型花崗巖的一般小于0.5(Rapp and Watson, 1995)。本文研究的5個花崗巖體的均小于0.5，顯然是下地殼部分熔融的產(chǎn)物。

由以上分析可知，本文研究的5個花崗巖體，應(yīng)為下地殼部分熔融的產(chǎn)物，從其巖石類型和成礦特點講，極有可能是早期玄武質(zhì)巖石部分熔融的產(chǎn)物。其中江里溝、德烏魯、中川巖體形成深度較低，大約為33～50km，花崗巖漿與石榴石+斜長石平衡；而阿夷山巖體形成深度大，約為60km左右，花崗巖漿與石榴石和輝石平衡；溫泉巖體的形成深度相對變化較大，最有可能是在50km左右，巖漿與石榴石、輝石及斜長石平平衡，造成其既有埃達克巖和喜馬拉雅型的雙重地球化學特點。

6.2 花崗巖提供的構(gòu)造演化信息

西秦嶺北緣位于華北板塊南緣祁連-北秦嶺加里東構(gòu)造帶和揚子板塊北緣海西構(gòu)造帶的拼結(jié)部位，是在華北與揚子板塊拼接過程中形成的前陸盆地的濱-淺海沉積(任紀舜和張正坤，1991)。西秦嶺的基底具有揚子板塊的構(gòu)造屬性，因此，揚子板塊的西北邊界至少可推至到西秦嶺的北部(張宏飛等，2005)。研究區(qū)中生代以來西秦嶺北部可能受到環(huán)太平洋構(gòu)造域、西部特提斯構(gòu)造域的共同作用，構(gòu)造演化極其復(fù)雜(殷勇和殷先明，2009)。

圖6 西秦嶺西段花崗巖構(gòu)造環(huán)境判別圖(a)-Nb vs. Y圖解(據(jù)Pearce et al., 1984)；(b)-Rb vs. Y+Nb圖解(據(jù)Pearce et al., 1984)Fig.6 Tectonic discrimination diagrams for granites in the west segment of western Qinling

關(guān)于西秦嶺構(gòu)造帶中生代構(gòu)造過程一直是學術(shù)界關(guān)注的焦點之一。張國偉等(2001)認為，西秦嶺勉略帶發(fā)育的時代為D2-3-P1，俯沖與碰撞造山為P2-T2-3(345～200Ma)，T3后轉(zhuǎn)入后造山板內(nèi)構(gòu)造演化階段，西秦嶺為一近EW向延伸的印支期俯沖碰撞縫合線。馮益民等(2003)認為，西秦嶺從中晚泥盆世開始一直到中二疊世為板內(nèi)伸展階段，已經(jīng)不再是板塊構(gòu)造體制下的洋陸格局，中三疊世之后處于陸陸碰撞造山和陸內(nèi)造山階段。從本文研究的5個花崗質(zhì)侵入體屬埃達克巖或喜馬拉雅型花崗巖的基本事實，結(jié)合前人有關(guān)埃達克巖和喜馬拉雅型花崗巖的報道(張旗等，2009b；殷勇和殷先明，2009)，表明研究區(qū)在二疊末-三疊紀發(fā)生過地殼加厚事件，這一事件可能是一復(fù)合構(gòu)造事件，包括揚子板塊與華北板塊的碰撞作用，古特提斯洋盆北部的消減作用(閆臻等，2012；Guoetal., 2012)及東西向環(huán)西太平洋的構(gòu)造活動。揚子和華北板塊的陸陸碰撞或陸陸俯沖導致的地殼加厚，加厚下地殼的部分熔融以及部分熔融發(fā)生在不同的深度，形成了本區(qū)特征的具有埃達克巖或喜馬拉雅型地球化學特征的花崗巖體。在花崗巖的構(gòu)造環(huán)境判別圖解中，5個巖體投點均落于島弧或同碰撞花崗巖區(qū)域，與本區(qū)中生代處于陸陸碰撞和陸陸俯沖環(huán)境一致(圖6)。

6.3 對地質(zhì)找礦的指示意義

經(jīng)典的研究認為，埃達克巖是由俯沖的洋殼板片部分熔融形成的(Defantetal., 2002)，因此，位于板塊俯沖帶來源于洋殼玄武巖的部分熔融形成的埃達克巖必然是Cu、Au等元素最有利的成礦載體。這是因為洋殼玄武巖中具有高的Cu、Au豐度，同時亦有來自海水蝕變作用的H2O和Cl，無疑均為成礦作用提供了前提。但是這種基于洋殼玄武巖部分熔融研究的成果，很難解釋由下地殼深熔作用而形成的花崗巖及礦床(張旗等，2009a, b)，因為下地殼熔融的埃達克巖與地幔很少有關(guān)聯(lián)，我國大多數(shù)金銅礦床與C型埃達克巖和喜馬拉雅型花崗巖關(guān)系密切，說明金和銅主要來源于幔源玄武巖的源區(qū)(張旗等，2009b)。

國內(nèi)外的研究表明，下地殼玄武巖熔融的埃達克巖與金銅成礦作用有明顯的關(guān)系，這是因為埃達克巖不同于其它花崗巖的最大特征是其形成的深度大、溫度高、氧逸度高和黏性低，而金銅可能只有在高氧逸度和很大壓力下才能被流體萃取出來。喜馬拉雅型花崗巖大多與金有關(guān)，銅較少，因為銅的萃取要求壓力更高(一般大于1.0GPa)，暗示銅比金萃取的條件更為苛刻(張旗等，2009b)。張旗等(2008)認為，在低壓下(<1.0GPa或更低)和低氧逸度下，鎢錫被激活，溶解于流體中匯聚成礦液，而金銅則可能由于壓力不足而被鎖住，未被激活。因此，鎢錫與形成壓力低于喜馬拉雅型的南嶺型花崗巖伴生；當壓力增加(>1.0GPa)，氧逸度增加，金被激活，鎢錫被鎖住，銅可能還未到被激活條件，因此，喜馬拉雅型花崗巖主要與金礦床相伴生。

西秦嶺埃達克巖和喜馬拉雅型花崗巖廣泛發(fā)育，說明兩個問題，一是在三疊紀時期地殼厚度大，可能屬于揚子與華北對接的碰撞造山帶；二是巖漿活動頻繁說明碰撞時地幔處于高度活動狀態(tài)，地?；顒佑欣诔傻V，而地殼加厚有利于形成金銅礦床(張旗等，2009b；殷勇和殷先明，2009)。因此，埃達克巖和喜馬拉雅型花崗巖的確定是金銅找礦的前提，在西秦嶺北部開展地地找礦工作，最簡便的方法是圍繞埃達克巖和喜馬拉雅型花崗巖找礦。要將找礦范圍擴大至由同時期埃達克巖和喜馬拉雅型花崗巖圈定的全部范圍內(nèi)，因為在這個范圍內(nèi)出現(xiàn)的金銅礦床，如果時代與埃達克巖和喜馬拉雅型花崗巖大體相當，可能都來源于加厚的下地殼玄武巖的部分熔融(張旗等，2008)。因此在西秦嶺北段，應(yīng)重點圍繞埃達克巖和喜馬拉雅型花崗巖開展地質(zhì)找礦工作，前者注意金銅礦床的尋找，后者注意金礦床的尋找，當然同時注意巖漿上升過程中疊加的萃取地殼元素鎢錫的成礦作用。在成礦類型注意斑巖型、矽卡巖型和淺成低溫熱液礦床的聯(lián)合找礦。例如，在巖體內(nèi)部可以找斑巖型礦床，在接觸帶找矽卡巖型礦床、蝕變巖型礦床，在遠景接觸帶的地方可能有卡林型-類卡林型金礦床等。

致謝花崗巖主量和微量元素分析得到中國地質(zhì)調(diào)查局西安地質(zhì)調(diào)查中心測試中心唐南安研究的協(xié)助；LA-ICPMS鋯石U-Pb年齡測定和鋯石CL照相得到西北大學大陸動力學實驗室柳小明研究員、第五春榮博士協(xié)助；本文初稿承蒙王宗起研究員和閆臻研究員審閱并提出寶貴意見；在此一并表示感謝。

Andersen T. 2002. Correction of common lead in U-Pb analyses that do not report204Pb. Chem. Geol., 192(1-2): 59-79

Beard JS and Lofgren GE. 1991. Dehydration melting and water-saturated melting of basaltic and andesitic greenstones and amphibolites at 1, 3, and 6, 9 kb. J. Petrol., 32(2): 365-401

Beard JS, Lofgren GE, Sinha FGetal. 1994. Partial melting of apatite-bearing charnockite, granulite, and diorite: Melt compositions, restite mineralogy, and petrologic implications. Journal of Geophysical Research, 99(B11): 21591-21603

Blichert-Toft J and Albarede F. 1997. The Lu-Hf geochemistry of the chondrites and the evolution of the mantle-crust system. Earth and Planetary Science Letters, 148(1-2): 243-258

Defant MJ, Xu JF, Kepezhinskas P, Wang Q, Zhang Q and Xiao L. 2002. Adakites: Some variations on a theme. Acta Petrologica Sinica, 18(2): 129-142 (in English with Chinese abstract)

Feng YM, Cao XD, Zhang RP, Hu YX, Pan XP, Yang JL, Jia QZ and Li WM. 2003. Tectonic evolution framework and nature of the West Qinling orogenic belt. Northwestern Geology, 36(1): 1-10 (in Chinese with English abstract)

Griffin WL, Pearson NJ, Belousova E, Jackson SE, O’Reilly SY, van Achterberg E and Shee SR. 2000. The Hf-isotope composition of cratonic mantle: LAM-MC-ICPMS analysis of zircon megacrysts in kimberlites. Geochimica et cosmochimica Acta, 64(1): 133-147

Guo X, Yan Z, Wang Z, Wang T, Hou K, Fu C and Li J. 2012. Middle Triassic arc magmatism along the northeastern margin of the Tibet: U-Pb and Lu-Hf zircon characterization of the Gangcha complex in the West Qinling terrane, central China. Journal of the Geological Society, London, 169(3): 327-336

Iizuka T and Hirata T. 2005. Improvements of precision and accuracy in in-situ Hf isotope microanalysis of zircon using the laser ablation-MC-ICPMS technique. Chemical Geology, 220(1-2): 121-137

Jin WJ, Zhang Q, He DF and Jia XQ. 2005. SHRIMP dating of adakites in western Qinling and their implications. Acta Petrologica Sinica, 21(3): 959-966 (in Chinese with English abstract)

Jogvan H, Kjell PS, Rolf BPetal. 2002. Crustal melting in the lower parts of island arcs: An example from the Bremanger granitoid complex, West Norwegian Caledonides. Contrib. Mineral. Petrol., 143(3): 316-335

Li YJ, Liu SH, Li ZC and Li Y. 2003. The geochemical information of the magma mixing from the Wenquan Granite in the western Qinling. Geology and Prospecting, 39(6): 33-36 (in Chinese with English abstract)

Liu HJ, Chen YJ, Mao SD, Zhao CH and Yang RS. 2008. Element and Sr-Nd-Pb isotope geochemistry of granite-porphyry dykes in the Yangshan gold belt, western Qinling orogen. Acta Petrologica Sinica, 24(5): 1101-1111(in Chinese with English abstract)

Liu SW, Zhang JJ, Su GW and Li QG. 2005. Mineral chemistry,PTtpaths and exhumation process of mafic granulite in Dingjie of South Tibet. Sciences in China (Series D), 35(9): 810-820 (in Chinese)

Patino DAE and Beard JS. 1996. Effects ofP,fO2and Mg/Fe ratio on dehydration melting of model metagreywackes. J. Petrol., 37(5): 999-1024

Pation DAE and McCarthy TC. 1998. melting of crustal rocks during continental collision and subduction. In: Hacke BR and Liou JG (eds.). When Continents Collide: Geodynamics and Geochemistry of Ultrahigh-Pressure Rocks. Petrology and Structural Geology, Vol. 10. Dordrecht: Kluwer Academic Publishers, 27-55

Pearce JA, Harris NBW and Tindle AG. 1984. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology, 25(4): 956-983

Qi JZ, Li L and Yang GC. 2008. Genesis and metallogenic model of Yangshan gold deposit in Gansu Province. Mineral Deposits, 27(1): 81-87 (in Chinese with English abstract)

Qin JF, Lai SC and Li YF. 2005. Petrogenesis and geological significance of Yangba granodiorites from Bikou area, northern margin of Yangtze Plate. Acta Petrologica Sinica, 21(3): 697-710 (in Chinese with English abstract)

Rapp RP, Watson EB and Miller CF. 1991. Partial melting of amphibolite eclogite and origin of Archean trondhjemites and tonalities. Precamb. Res., 51(1-4): 1-25

Rapp RP and Watson EB. 1995. Dehydration melting of metabasalt at 8～32kbar: Implications for continental growth and crust-mantle recycling. J. Petrol., 36: 891-931

Ren JS and Zhang ZK. 1991. The discussion of Qinling Orogenic Belt: Based on the collisional processes between North China Plate and Yangtze Plate. Proceedings of National Conference of Geology. Xian: Northwestern University Publishing House, 99-110 (in Chinese)

Rushmer T. 1991. Partial melting of two amphibolites: Contrasting experimental results under fluid-absent conditions. Contrib. Mineral. Petrol., 107(1): 41-59

Scherer E, Munker C and Mezger K. 2001. Calibration of the Lutetium-Hafnium clock. Science, 293(5530): 683-687

Sen C and Dunn T. 1994. Dehydration melting of a basaltic composition amphibolite at 1.5 and 2.0Ga: Implications for the origin of adakites. Contrib. Mineral. Petrol., 117(4): 394-409

Skjerlie KLP and Johnston AD. 1996. Vapour-absent melting from 10 to 20kbar of crustal rocks that contain multiple hydrous phase: Implications for anatexis in the deep to very deep continental crust and active continental margins. J. Petrol., 37(3): 661-691

Song ZB, Feng YB, He SP, He F, Li ZQ and Zhao LL. 2004. Lithogeochemical characteristics of Chaijiazhuang and Jiuciliang granites in West Qinling and its relation to the mineralization. Geological Survey and Research, 27(2): 86-91 (in Chinese with English abstract)

Winther KT and Newton RC. 1996. Experimental melting of hydrous low-K tholeiite: Evidence on the origin of Archean cratons. Bull. Geol. Soc. Den., 39: 213-228

Wolf MB and Wyllie JP. 1994. Dehydration-melting of amphibolite at 10kbar: The effects of temperature and time. Contrib. Mineral. Petrol., 115(4): 369-383

Xiao L and Clemens JD. 2007. Origin of potassic (C-type) adakite magmas: Experimental and field constraints. Lithos, 95(3-4): 399-414

Xiong XL, Adam J and Green TH. 2005. Rutile stability and rutile/melt HFSE partitioning during partial melting of hydrous basalt: Implications for TTG genesis. Chemical Geology, 218(3-4): 339-359

Yan Z, Li JL, Wang ZQ, Xu ZQ and Deng JF. 2012. Tectonic attribute and accretionary orogen of the West Qinling Wedge, northeastern margin of the Tibet Plateau. Acta Petrologia Sinica, 28(6): 1808-1828 (in Chinese with English abstract)

Yang RS, Chen YJ, Zhang FX, Li ZH, Mao SD, Liu HJ and Zhao CH. 2006. Chemical Th-U-Pb ages of monazite from the Yangshan gold deposit, Gansu Province and their geologic and metallogenic implications. Acta Petrologica Sinica, 22(10): 2603-2610 (in Chinese with English abstract)

Yang XS, Jin ZM, Huenges E, Schilling FR and Wunder B. 2001. Experimental study on dehydration melting of natural biotite-plagioclase gneiss from High Himalayas and implications for Himalayan crust anatexis. Chinese Science Bulletin, 46(10): 867-872

Yao SZ, Zhou ZG, Lv XB, Cheng SY, Ding ZJ and Wang P. 2006. Mineralization characteristics and prospecting potential of West Qinling metallogenic belt. Northwestern Geology, 39(2): 156-178 (in Chinese with English abstract)

Yin Y and Yin XM. 2009. Porphyry Cu-Mo-Au mineralization related to adakite and Himalayan type granite in the northern of margin West Qinling. Acta Petrologica Sinica, 25(5): 1239-1252 (in Chinese with English abstract)

Yuan HL, Gao S, Liu XMetal. 2004. Accurate U-Pb age and trace element determinations of zircon by laser ablation inductively coupled plasma mass spectrometry. Geostandards and Geoanalytical Research, 28(3): 353-370

Zhang CL, Wang T and Wang XX. 2008. Origin and tectonic setting of the Early Mesozoic granitoids in Qinling orogenic belt. Geological Journal of China Universities, 14(3): 304-316 (in Chinese with English abstract)

Zhang GW, Zhang BR and Yuan XC. 2001. Qinling Orogenic Belt and Continental Dynamics. Beijing: Science Press, 1-855 (in Chinese)

Zhang GW, Cheng SY and Guo AL. 2004. Mianlue Palesuture on the southern margin of the Central Orogenic of the main part of the continent of China. Geological Bulletin of China, 23(9): 846-853 (in Chinese with English abstract)

Zhang HF, Xiao L, Zhang L, Yuan HL and Jin LL. 2005. Geochemical and Pb-Sr-Nd isotopic compositions of Indosinian granitoids from the Bikou block, northwest of the Yangtze Plate: Contraints on petrogenesis, nature of deep crust and geodynamics. Science in China (Series D), 50(7): 972-983

Zhang HF, Jin LL, Zhang L, Harris N, Zhou L, Hu SH and Zhang RR. 2007. Geochemical and Pb-Sr-Nd isotopic compositions of granitoids from western Qinling belt: Constraints on basement nature and tectonic affinity. Science in China (Series D), 50(2): 184-196

Zhang Q, Wang Y, Xiong XL and Li CD. 2008. Adakite and Granite: Challenge and Opportunity. Beijing: China Land Press, 1-344 (in Chinese)

Zhang Q, Jin WJ, Li CD and Wang YL. 2009a. Reason for gold and copper discovery in mountain with tungsten and tin discovery on plain. Earth Science, 34(4): 547-568 (in Chinese with English abstract)

Zhang Q, Yin XM, Yin Y, Jin WJ, Wang YL and Zhao YQ. 2009b. Issues on metallogenesis and prospecting of gold and copper deposits related to adakite and Himalayan type granite in West Qinling. Acta Petrologica Sinica, 25(12): 3103-3122 (in Chinese with English abstract)

附中文參考文獻

馮益民, 曹宣鐸, 張二朋, 胡云緒, 潘曉萍, 楊軍錄, 賈群子, 李文明. 2003. 西秦嶺造山帶的演化、構(gòu)造格局和性質(zhì). 西北地質(zhì), 36(1): 1-10

金維俊, 張旗, 何登發(fā), 賈秀勤. 2005. 西秦嶺埃達克巖的SHRIMP定年及其構(gòu)造意義. 巖石學報, 21(3): 959-966

李永軍, 劉社華, 李注蒼, 李英. 2003. 西秦嶺溫泉花崗巖體巖漿混合作用的地球化學信息. 地質(zhì)與勘探, 39(6): 33-36

劉紅杰, 陳衍景, 毛世東, 趙成海, 揚榮生. 2008. 西秦嶺陽山金礦帶花崗斑巖元素及Sr-Nd-Pb同位素地球化學. 巖石學報, 24(5): 1101-1111

劉樹文, 張進江, 舒桂明, 李秋根. 2005. 藏南定結(jié)鐵鎂質(zhì)麻粒巖礦物化學、PTt軌跡和折返過程. 中國科學(D輯), 35(9): 810-820

齊金忠, 李莉, 袁士松, 劉志杰, 劉敦一, 王顏斌, 李志宏. 2005. 甘肅省陽山金礦床石英脈中鋯石SHRIMP U-Pb年代學研究. 礦床地質(zhì), 27(1): 81-87

秦江峰, 賴紹聰, 李永飛. 2005. 揚子板塊北緣碧口地區(qū)陽壩花崗閃長巖巖體成因研究及其地質(zhì)意義. 巖石學報, 21(3): 697-710

任紀舜,張正坤. 1991. 論秦嶺造山帶——中朝及揚子陸塊的拼合過程.秦嶺造山帶學術(shù)討論文集.西安: 西北大學出版社, 99-110

宋忠寶, 馮益民, 何世平, 何芳, 李增慶, 趙利利. 2004. 西秦嶺柴家莊和酒刺梁花崗巖地球化學及與礦產(chǎn)的關(guān)系. 地質(zhì)調(diào)查與研究, 27(2): 86-91

閆臻, 李繼亮, 王宗起, 許志琴, 鄧晉福. 2012. 西秦嶺楔的構(gòu)造屬性及其增生造山過程. 巖石學報, 28(6): 1808-1828

楊榮生, 陳衍景, 張復(fù)新, 李志宏, 毛世東, 劉紅杰, 趙成海. 2006. 甘肅陽山金礦獨居石Th-U-Pb化學年齡及其地質(zhì)和找礦意義. 巖石學報, 22(10): 2603-2610

楊曉松, 金振民, Huenges E, Schilling FR, Wunder B. 2001. 高喜馬拉雅黑云片麻巖脫水熔融實驗: 對青藏高原地殼深熔的啟示. 科學通報, 46: 246-250

姚書振, 周宗桂, 呂新彪, 陳守余, 丁振舉, 王蘋. 2006. 秦嶺成礦帶成礦特征和找礦方向. 西北地質(zhì), 39(2): 156-178

殷勇, 殷先明. 2009. 西秦嶺北帶與埃達克巖和喜馬拉雅型花崗巖有關(guān)的斑巖型銅-鉬-金成礦作用. 巖石學報, 25(5): 1239-1252

張成立, 王濤, 王曉霞. 2008. 秦嶺造山帶早中生代花崗巖成因及其構(gòu)造環(huán)境. 高校地持學報, 14(3): 304-316

張國偉, 張本仁, 袁學誠. 2001. 秦嶺造山帶與大陸動力學. 北京: 科學出版社, 1-855

張國偉, 程順有, 郭安林. 2004. 秦嶺大別中央造山系南緣勉略古縫合帶的再認識——兼論中國大陸主體的拼合. 地質(zhì)通報, 23(9): 846-853

張宏飛, 靳蘭蘭, 張利, Harris N, 周煉, 胡圣虹, 張本仁. 2005. 西秦嶺花崗巖類地球化學和Pb-Sr-Nd同位素組成對基底性質(zhì)及其構(gòu)造屬性的限制. 中國科學(D輯), 35: 914-926

張宏飛, 肖龍, 張利, 袁洪林, 靳蘭蘭. 2007. 揚子陸塊西北緣碧口地體印支期花崗巖類地球化學和Pb-Sr-Nd同位素組成: 限制巖石成因及其動力學背景. 中國科學(D輯), 37(4): 460-470

張旗, 王焰, 熊小林, 李承東. 2008. 埃達克巖和花崗巖: 挑戰(zhàn)與機遇. 北京: 中國大地出版社, 1-344

張旗, 金惟俊, 李承東, 王元龍. 2009a. “上山”找金銅, “下山”找鎢錫及其理由. 地球科學, 34(4): 547-568

張旗, 殷先明, 殷勇, 金惟俊, 王元慶, 趙彥慶. 2009b. 西秦嶺與埃達克巖和喜馬拉雅型花崗巖有關(guān)的金銅成礦及找礦問題. 巖石學報, 25(12): 3103-3122