阳山金矿带位于秦岭造山带的西段南侧，是西秦岭卡林型-类卡林型金矿省(陈衍景等，2004)的代表性矿床。目前已探明金储量为390 t，属于超大型矿床。为确定阳山金矿带的成矿时代, 前人采用不同的方法(全岩K-Ar法、全岩Rb-Sr法、SHRIMP锆石U-Pb法等，齐金忠等，2005；杨贵才等，2007；雷时斌等，2010)对阳山金矿带内中的酸性岩脉进行了定年研究。其中，斜长花岗斑岩岩脉的全岩K-Ar同位素年龄平均值为(189.4±7.2) Ma(齐金忠等，2006b)，石英细脉中锆石SHRIMP U-Pb年龄可分3组：195~200 Ma，(126.9±3.2) Ma，(51.2±1.3) Ma(齐金忠等，2005)，中酸性岩脉中锆石SHRIMP U-Pb同位素年龄集中在185~220 Ma(雷时斌等，2010)。以上年龄数据分散，解释困难，争议较大，因而对阳山金矿的成矿时代的认识分歧较大。

独居石[(LREE, Th)PO₄]作为一种副矿物广泛存在于变质岩、岩浆岩和沉积岩中，通常具有较高的Th、U含量，低的普通Pb含量及较高的Pb封闭温度，是一种常用的地质年代计(Wan et al., 2004；周喜文等，2005；Be Mezeme et al., 2006；Simmata and Raith, 2008；Mahan et al., 2010)。尤其是独居石对地质作用过程中对环境的改变比较敏感，极易记录热液活动信息，其成分域不仅记录了不同地质事件年龄，而且能够清楚地反映地质作用过程(周喜文等，2005；Simmata et al., 2008)和热液活动历史(Poitrasson et al., 1996, 2000)，因而常用于多期变质岩和高级变质岩的研究。本次研究有望通过独居石的定年来解决阳山金矿带成矿时代的难题。

杨荣生等(2006)利用电子探针测定阳山金矿带含矿花岗斑岩岩脉中独居石的Y-Th-U-Pb含量，采用ChemAge软件计算各测点的表面年龄，获得3组数据：(268±4) Ma，(220±3) Ma，(190±3) Ma，认为其分别记录了晚古生代岩浆活动，中生代花岗斑岩岩浆活动和阳山金矿热液成矿事件。在以上定年过程中，虽然所选测点分布到独居石的核、幔、边部，但研究者并未对相关区域的成因进行分析，而且所取年龄为各测点表观年龄的等时线年龄，地质意义更为模糊。

本文从阳山金矿带花岗斑岩中独居石的赋存状态出发，结合电子探针分析结果，来探讨独居石的成因，以为后期独居石的原位微区U-Th-Pb定年打下基础，以便获得地质意义明确的定年结果。

1 地质背景

阳山金矿带位于秦岭微陆块、松潘前陆褶皱带和碧口地体的三联点(李晶等，2007)，沿勉略断裂带北侧展开，由文县弧形构造带控制着矿床的空间分布。文县弧形构造由一系列近东西向断裂及褶皱构成，阳山金矿即位于其中的安昌河－观音坝断裂带中(图 1)。赋矿地层为泥盆系三河口群(Dsq，Dst)，主要由千枚岩、千枚岩夹薄层砂岩、千枚岩夹薄层灰岩、砂质千枚岩、灰岩等组成。矿带内发育多条花岗斑岩岩脉和岩株，侵位于泥盆系三河口群地层中，或顺层或斜穿地层，围岩多为千枚岩，部分岩脉经蚀变矿化而构成金矿体。

在空间上，阳山金矿体一般产于千枚岩与花岗斑岩岩脉内外接触带附近(郭俊华等，2002)，部分花岗斑岩岩脉本身发生矿化而成为金矿体。很多学者认为阳山金矿初始成矿流体为岩浆热液，后期叠加了大气降水(齐金忠等, 2003, 2006a，2006b；罗锡明等，2004)。然而，进一步的工作发现，更多的矿体产于泥盆系地层中，与花岗斑岩岩脉没有直接的空间关系，而且无论是产于地层中的还是产于花岗斑岩岩脉中的金矿体，都明显受断裂构造带控制，一些学者开始倾向于初始成矿流体为变质热液(程斌等，2006；李晶等，2008；张莉等，2009；赵成海，2009；丁德建等，2014)。

2 岩相学特征

阳山金矿带花岗斑岩主要呈岩脉状侵位于泥盆系三河口群千枚岩中，一般独立产出，鲜有交切，常顺层或斜穿地层，近东西向展布，受控于区域构造。部分花岗斑岩岩脉赋金矿，含砷黄铁矿和毒砂是最主要的载金矿物(毛世东等，2009)。本文岩石样品采自地表露头和矿坑中(图 1)。

首先采用显微镜对岩石样品进行观察，显微镜为德国蔡司公司生产的Stemi305型偏光显微镜。本次观察包括薄片鉴定、岩性确定、蚀变特征、独居石形态及赋存位置等，详细的岩相学特征如下：

花岗斑岩：斑状结构(图 2a)，斑晶以钠长石和石英为主。石英斑晶边部呈熔蚀状，部分具熔蚀穿孔，充填其他矿物(石英、白云母等)；钠长石斑晶多发生绢云母化，部分斑晶全部蚀变为绢云母，仅残留长石假像(图 2b)。基质具隐晶质-微晶结构，主要由石英、钠长石、钾长石、白云母组成。副矿物为磷灰石、独居石、金红石等。花岗斑岩普遍发生不同程度的热液蚀变，包括云英岩化、绢英岩化、绢云母化、碳酸盐化和黄铁绢英岩化等(图 2a、2b、2c)。

花岗岩：花岗结构(图 2d)，主要矿物成分为石英、钠长石、钾长石和白云母，可见石英包裹钠长石(图 2e、2f)，钠长石普遍发育绢云母化和碳酸盐化蚀变。白云母分为两类：①原生白云母。矿物颗粒粗大，端面清晰，呈半自形-自形，生长在钠长石和石英矿物颗粒之间，反映晚期结晶矿物的形态特点(图 2d)；②次生白云母。矿物颗粒细小，呈细颗粒状分布，端面不清晰(图 2e、2f)。副矿物包括磷灰石、锆石、金红石等。

偏光显微镜下，独居石呈正高-极高突起，糙面显著，干涉色高。独居石颗粒的晶型差别很大，或呈半自形长柱状顺白云母解理产出(图 2g)，或呈自形粒状产于石英、白云母等矿物的边界(图 2h)，或呈它形集合体横穿白云母的解理产出(图 2j)。独居石的粒度通常小于50 μm，大部分颗粒仅10 μm左右。粒度太小的它形粒状独居石在偏光显微镜下常难以识别，故本次研究采用更为精密、放大倍数更高的电子探针仪对花岗斑岩中的独居石颗粒进行更为精细的研究。

3 独居石的矿物学特征

本次独居石的电子探针分析测试在中国地质调查局西安地质调查中心完成，所用仪器为日本产JXA-8230型电子探针。其工作条件是：加速电压为15 kV，电子束流为10 nA，利用X射线的Kα波段检测Si、P、Ca元素，Lα检测La、Ce元素，Mα检测Th元素。

通过电子探针背散射图像，可以观察独居石的赋存状态(颗粒大小、晶型、伴生矿物、独立存在还是成群分布等)，同时将独居石背散射图像显示的分区与电子探针的元素面扫描、线扫描分析结合起来，探讨独居石的成因。

3.1 独居石的赋存状态

阳山金矿带花岗斑岩中与独居石伴生的矿物多种多样，包括石英、斜长石、钾长石、白云母、磷灰石、金红石和锆石等，另有一部分独居石分布于裂隙中。

3.1.1 与造岩矿物伴生的独居石

花岗斑岩中的原生造岩矿物主要有石英、白云母和长石(斜长石、钾长石等)。赋存于石英内部的独居石具有完好的晶型，靠近石英边界的部分或位于石英边界的独居石颗粒呈他形(图 3a)；赋存于斜长石内部的独居石颗粒表面干净，边界清晰，呈半自形单颗粒分布(图 3b、3c)。在图 3d中，独居石颗粒主要赋存于白云母和石英中，呈自形-半自形状，独居石的生长方向明显与白云母的解理交错，边界呈锯齿状。图 3e中长柱状独居石则沿着白云母的解理方向生长。图 3f中细小他形的独居石成片、成簇散布于白云母中，结晶方向大体与白云母的解理方向一致。

整体上看，赋存于石英、长石类矿物内部的独居石颗粒边界清晰，晶型完好，呈单颗粒分布，赋存于白云母内部的独居石颗粒可分为3类：①呈自形-半自形，单颗粒分布，晶体生长方向与白云母解理方向不一致；②呈半自形-他形，单颗粒分布，晶体生长方向与白云母解理方向一致；③呈他形粒状，多个颗粒成片、成簇分布，主要沿白云母的解理方向生长。

3.1.2 与蚀变矿物伴生的独居石

与方解石伴生的独居石呈串珠状分布，受控于裂隙的延伸方向，颗粒大小不一，形态各异(图 3g)。与高岭石伴生的独居石颗粒边界模糊，内含包体，晶体缺陷多(图 3h)。与绿泥石伴生的独居石颗粒呈浑圆状，单颗粒分布，被绿泥石包裹，边界呈锯齿状(图 3j)。

该类独居石虽与方解石、白云石、高岭石、绿泥石等蚀变矿物密切伴生，但可统一归为赋存于裂隙中的独居石，一般呈单颗粒分布，或沿裂隙呈串珠状分布，形态不规则，颗粒大小差别大。

3.1.3 与其他副矿物伴生的独居石

独居石与磷灰石关系密切，独居石可沿着磷灰石的边部生长(图 4a、4c)，磷灰石也可以从边部交代独居石(图 4b)，磷灰石甚至析出大量细小粒状独居石，二者交生呈筛状(图 4d)。独居石与锆石、金红石的关系也很密切，镜下可见独居石与它形锆石伴生(图 4e)，金红石与磷灰石一起沿着独居石的边部生长(图 4f)，同时还可见金红石在磷灰石边部生长(图 4a、4d)、锆石颗粒赋存于磷灰石内部(图 4a、4f)等现象。

整体而言，独居石与磷灰石关系最为密切，二者常伴生或交生，金红石常出现于二者边部，锆石则常作为包体或核部出现于独居石和磷灰石的内部。

3.1.4 与矿石矿物伴生的独居石

从图 4g中可以看到，赋存于白云母中的独居石颗粒包裹方铅矿、铁硫砷钴矿等不透明矿物。同样赋存于白云母中的还有环带状黄铁矿(图 4h)、闪锌矿(图 4j)、黝铜矿等，而矿石矿物还同时与磷灰石、金红石伴生(图 4h、4j)。

含砷黄铁矿、环带状黄铁矿、闪锌矿、黝铜矿等都是阳山金矿带主成矿阶段的标志性矿物(毛世东等，2012)，独居石与他们的共生关系并不普遍，但是，通过独居石与矿石矿物的各自伴生矿物组合进行综合对比，可间接判断二者是同一期次热液活动的产物。

3.2 独居石的内部结构

阳山金矿带花岗斑岩中独居石的内部结构复杂，其背散射图像显示出各种不同形状的分区，包括锯齿状分区(图 5a)、扇形分区(图 5b)、环带(图 5c、5d)、不规则分区(图 5c)及模糊分区(图 5e、5f)等，部分独居石颗粒的背散射图像不显示分区。其中，图 5a、5b、5c、5e、5f中的独居石颗粒均位于白云母的内部，仅图 5d中的独居石颗粒赋存于钠长石的矿物边界，表明独居石的内部结构特征与伴生矿物类型并无一一对应的关系。

为弄清独居石背散射图像分区与元素分布之间的联系，利用电子探针对独居石颗粒进行Ca、La、Th、U、Y等5个元素的面扫描(图 6a~6e)，结果发现背散射图像分区与Th元素的含量分布相吻合(图 6c、6f)，而且Th元素的面扫描图能够突显背散射图像未反映出的分区(图 6c、6f)。又如图 7a中，独居石的背散射图像并没有反映出任何分区，但是其Th元素面扫描图却显示出两个低Th区域(图 7b)。进一步横跨Th含量不同的独居石各区域进行P、La、Ce、Th、Ca、Si等元素的线扫描时，发现颗粒内部Si、P、La、Ce等元素分布较均匀，Ca、Th元素分布起伏较大(图 7c)。从图 6还可以看到，在线扫描的起点(A端)，白云母成分缓慢地向独居石成分过渡，二者过渡区间0.008 mm；在线扫描的终端(B端)，独居石成分迅速向白云母成分过渡，二者过渡区间0.002 mm。说明独居石与白云母的A边界模糊，独居石与白云母的B边界截然，表明独居石的A边界尚未达到相平衡，即：在热液活动的开放体系中，独居石的A边界与白云母之间发生了Si、P、La、Ce、Th等元素的迁移、置换，其A边界发生了相变，但处于过渡态。

4 讨论 4.1 独居石的成因初探

阳山金矿带花岗斑岩中独居石的赋存状态多样，既可以与造岩矿物伴生(石英、斜长石、钾长石、白云母等)，也可以与副矿物伴生(磷灰石，金红石，锆石等)，甚至可以与铁硫砷钴矿等矿石矿物伴生。独居石的产出形态也是多种多样，可呈单颗粒独立产出，多颗粒分散产出，细小颗粒成簇产出，及以其他矿物颗粒为核沿边部呈裙幔产出等。

以单颗粒独立产出于石英、斜长石等原生造岩矿物内部的独居石，一般为岩浆成因，其形成于岩浆结晶分异过程中。以单颗粒独立产出于白云母中的独居石应视情况而定，因为花岗斑岩中既有原生白云母，也有次生白云母。原生白云母一般呈自形-半自形，矿物颗粒粗大，端面清晰，不与其他矿物呈反应关系(章邦桐等，2010；陶继华等，2013)，在块状手标本新鲜面上可以看到原生白云母呈较大片状均匀分布。次生白云母一般呈细鳞片状晶出，但花岗斑岩发生云英岩化蚀变过程中也能够形成颗粒粗大的次生白云母。二者在利用岩相学进行判断时，常出现偏差(陶继华等，2013)。利用白云母化学成分判别原生和次生成因的方法，则因相互间存在较多矛盾，也不能成为判断花岗岩中白云母成因类型的有效准则(章邦桐等，2010)。故，对于白云母中的独居石的成因判断，需要先弄清楚白云母与独居石的矿物生成顺序。初步认为，以单颗粒独立产出于白云母中的独居石，若独居石呈自形-半自形，且结晶方向与白云母的解理方向不一致，则其先于白云母形成，一般为岩浆成因；若独居石呈他形粒状或不规则状，且沿着白云母的解理方向生长，则其后于白云母形成，一般为热液成因。还有一类产出于白云母中的独居石，成片、成簇沿着白云母的解理析出，也是后期热液活动作用的结果。

与方解石、绿泥石、高岭石等蚀变矿物伴生的粒状独居石，主要产于花岗斑岩的裂隙中，或沿裂隙串珠状分布，或呈单颗粒被蚀变矿物环绕。由于方解石、绿泥石、高岭石等蚀变矿物形成温度低，产于裂隙中，主要与热液活动相关，故认为与其伴生的独居石亦为热液成因。

与磷灰石、金红石、锆石等副矿物伴生的独居石形态多样。已有研究表明，独居石、磷灰石和金红石既可以形成于岩浆结晶的后期阶段(P、Ti、REE等元素发生饱和时)，也可以形成于热液活动过程中(谢富伟等，2015；韩丽等，2016；董文斗等，2017；孙紫坚等，2017)。岩浆成因独居石、磷灰石和金红石常呈自形-半自形，以单颗粒分散分布，矿物颗粒内部干净，少见包裹体，3者之间的矿物边界清晰。热液过程中形成的独居石、磷灰石和金红石常呈他形粒状或不规则状，尤其独居石和磷灰石同为磷酸盐，二者互相交代，矿物边界模糊，磷灰石内部可析出细小粒状独居石而呈筛状。虽然锆石也有热液成因的(赵振华，2010)，但较为少见。岩浆锆石的结晶温度通常高于独居石，故独居石在岩浆结晶分异过程中能够以岩浆锆石为核而晶出。而岩浆磷灰石的结晶温度低于独居石，故在阳山金矿带花岗斑岩中，沿磷灰石边部生长的独居石以及从磷灰石中析出的细小独居石颗粒应该是后期热液活动过程中形成的(图 4a、4c、4d)。与锆石关系密切的独居石，以及被磷灰石交代的独居石更可能是岩浆成因(图 4b、4e)。与磷灰石、金红石共生，呈他形粒状的独居石更可能是后期热液活动成因(图 4f)。

与不透明矿物伴生的独居石，尤其是包含方铅矿、铁硫砷钴矿等阳山金矿带主成矿期矿石的独居石，是与金成矿流体关系最密切的含U副矿物，对其进行有效的U-Th-Pb定年，能够获得地质意义明确的金矿化时代。虽然大部分独居石并未与矿石矿物直接接触，但可以观察到部分矿石矿物主要赋存于白云母里，与磷灰石、金红石等副矿物伴生，与一些独居石的赋存状态、伴生矿物非常相似，二者可能是同期热液流体活动的产物。在系统研究主成矿期矿石矿物(含砷黄铁矿、环带状黄铁矿，黝铜矿等)的赋存状态(另文发表)基础上，结合本文研究成果，可筛出与金成矿热液活动密切相关的独居石颗粒，以直接测定热液成矿年龄。

4.2 热液活动对独居石的影响

阳山金矿带花岗斑岩普遍发育不同程度的热液蚀变，包括云英岩化、绢英岩化、绢云母化、碳酸盐化和黄铁绢英岩化等，可能是多期热液活动改造的结果。阳山金矿带花岗斑岩中的独居石不仅赋存状态、产出形态多样，而且内部结构复杂。部分独居石颗粒的背散射图像显示清晰的成分分区(锯齿状、扇形、环带等)，可能形成于岩浆结晶分异过程或直接从热液活动中析出(包括独居石的溶解-再沉淀作用等)，基本未遭受二次热液活动的改造。部分独居石颗粒的背散射图像显示模糊的分区，更可能反映的是岩浆独居石或热液独居石被后期热液活动部分改造。

研究显示，花岗斑岩中独居石的背散射图像显示的分区与Th元素的面扫描结果相吻合。Th通常通过以下置换方式进入独居石结构(Burt，1989)：

当独居石的蚀变通过耦合置换反应2REE³⁺↔Th⁴⁺+Ca²⁺实现，P-O化学键未改变，伴随着Th、Pb含量的上升和U含量的下降(Poitrasson et al., 1996, 2000)；当独居石的蚀变通过耦合置换反应REE³⁺+P⁵⁺↔Th⁴⁺+Si⁴⁺完成，磷酸盐骨架局部被破坏，伴随着Th、U的富集，而Pb含量变化不大，可能与独居石的9配位空间变小有关(Poitrasson et al., 1996, 2000)。显然，具模糊成分分区的独居石颗粒中的Th元素发生了某种耦合置换反应，导致Th元素分布的局部不均匀，且伴随着U-Th-Pb同位素体系的扰动。这类独居石的U-Th-Pb同位素体系处于开放状态，不适用于定年。

另外，某些独居石的Th元素面扫描图还能揭示其背散射图像未反映出的一些成分分区，尤其是一些背散射图像不显示分区的独居石，会有高Th与低Th区域之分(图 6c、7b)，一种可能是独居石颗粒形成过程中地质环境(如温度、压力、流体成分等)变化所致，这类分区就如同振荡环带，虽然元素含量有变化，但U-Th-Pb同位素体系封闭，不影响其U-Th-Pb年龄的测定(图 6c)；另一种可能是独居石在热液条件下发生了某一种或几种高原子序数元素Th的置换反应，若未达到相平衡，就表现为Th与其他元素的变化并不同步(图 7c)，表明U-Th-Pb同位素体系处于开放状态，体系开放的独居石颗粒不适于定年。

5 结论

西秦岭阳山金矿带花岗斑岩普遍遭受不同程度、不同性质的热液蚀变，与金矿化作用关系密切。花岗斑岩中的独居石的赋存状态和产出形态初步反映了独居石的成因，如以单颗粒独立产出于石英、斜长石等原生造岩矿物内部的独居石，多为岩浆成因；与方解石、绿泥石、高岭石等蚀变矿物伴生的粒状独居石，多为热液成因；呈他形粒状或不规则状沿着白云母的解理方向生长的独居石，多为热液成因等。

花岗斑岩中独居石的内部结构复杂多样。具清晰成分分区的独居石颗粒，更可能形成于岩浆结晶分异过程中或直接从热液活动中析出，具有封闭的U-Th-Pb同位素体系；而具模糊且不规则的成分分区的独居石，可能经历了后期热液活动的改造，其U-Th-Pb同位素体系处于开放状态。

以本文研究成果为基础，结合系统的阳山金矿带主成矿期矿石矿物(含砷黄铁矿、环带状黄铁矿，黝铜矿等)的赋存状态特点，将花岗斑岩中独居石的成因与成矿热液联系起来，确定U-Th-Pb同位素体系封闭的颗粒，可直接用于测定阳山金矿带的热液成矿年龄。

致谢: 感谢武警黄金部队第十二支队广大官兵在野外工作中给予的支持和帮助。