秦岭造山带由商丹缝合带、勉略缝合带、华北地块南缘、秦岭微地块和扬子地块北缘构成，是一个具有复杂地壳组成和结构、经历多期不同构造体制演化的复合型碰撞造山带(Meng and Zhang， 2000；张国伟等，2001)。南秦岭是秦岭造山带的重要组成部分，位于勉略缝合带和商丹缝合带之间。柞水-山阳矿集区位于镇安—板岩镇大断裂和商州—丹凤大断裂之间(张国伟等，2001)。区内印支期和燕山期花岗质岩浆活动强烈，并伴有多种金属矿化。区内出露的印支期花岗岩体主要有东江口、柞水、曹坪和沙河湾岩体(图 1)，且普遍发育暗色闪长质包体的大岩基，岩体周围沿岩体内外围接触带多有金、钼、铜、铅锌等金属矿床或矿点分布，有些则产于岩体内部(陈衍景，2010；毛归来等，2012)。柞水-山阳矿集区燕山期花岗岩体主要为浅成-超浅成的中酸性小岩体，沿凤镇—山阳断裂两侧分布(图 1)，主要包括白沙沟、双元沟、土地沟、下官坊、小河口、元子街和池沟岩体。围绕这些燕山期岩体多有Cu-Mo-Fe、Cu-Mo-Au-Fe矿床(点)发育，矿化类型以斑岩型或矽卡岩型为主(张本仁等，1989；陈连红和张卫敏，2007；陈雷等，2014b；孟德明等，2014；任涛等，2014)。

前人对柞水-山阳矿集区的印支期岩体开展过详细的岩相学、地球化学及同位素年代学研究，确定了岩石成因及成岩动力学背景(卢欣祥等，1996；朱茂旭等，1998；张宗清等，1999；王晓霞等，2003；胡健民等，2004；周滨等，2008；弓虎军等， 2009a，2009b；杨恺等，2009；秦江锋，2010；李雷等，2012；刘春花等， 2013a，2014)。相对而言，燕山期岩体的岩石地球化学及成岩年代学研究较晚(任涛等，2009；谢桂青等，2012；吴发富等，2014)，但其矿化特征与成矿潜力评价研究近年来备受关注，已成为该区的研究热点(张银龙，2002；陈连红和张卫敏，2007；王瑞廷等， 2008，2010；张西社和王瑞廷，2011；张西社等，2012；刘凯等，2013；陈雷等，2014a；闫臻等，2014)。本文以柞水-山阳矿集区印支期及燕山期岩体为研究对象，系统收集前人分析数据，并对燕山期代表性岩体(白沙沟、双元沟、土地沟、下官坊、小河口、元子街和池沟岩体)进行了主微量元素、锆石U-Pb年龄和Lu-Hf同位素分析测试，并据此对两岩体开展了岩石学、地球化学特征、岩石成因和成岩物质来源及成岩动力学背景方面的综合对比研究，以期进一步认识南秦岭柞水-山阳矿集区印支期、燕山期构造岩浆事件与成矿耦合关系并指导找矿区划。

柞水-山阳矿集区属南秦岭造山带，其北部以商丹断裂为界，南部以凤镇—山阳断裂为界。近东西向的凤镇—山阳断裂是一条由南北向逆冲推覆与近东西向走滑剪切叠加形成的大型断裂带，控制了矿集区南界。在凤镇-山阳断裂及其以北的多条与其近于平行的断层被北南、北北东向左行走滑断层所切割，它们共同控制了区内花岗岩体和地层的展布。柞水-山阳矿集区主要出露中泥盆世刘岭群，为一套滨浅海相-三角洲相沉积组合(闫臻等，2007)；矿集区南侧主要出露石炭系和中上泥盆统，属深海相-浅海相沉积组合(Yan et al., 2006)。在凤镇-山阳断裂内部，自西向东断续分布有新元古代小磨岭杂岩、冷水沟杂岩和板板山岩体等，它们以构造透镜体形式与泥盆系碎屑岩相互混杂。研究区内印支期花岗岩体自西向东为东江口岩体、柞水岩体、曹坪岩体和沙河湾岩体；燕山期花岗岩体为浅成-超浅成的中酸性小岩体，分布于凤镇—山阳断裂两侧，主要有白沙沟岩体、下官坊岩体、元子街岩体、小河口岩体、池沟岩体、土地沟岩体和双元沟岩体(图 1)，各岩体地质特征见表 1。

图 1

图 1 南秦岭柞水-山阳矿集区地质简图(据吴发富,2013修改) Fig. 1 Geology sketch map of the Zhashui-Shanyang ore deposit cluster in the South Qinling (modified after Wu Fafu, 2013

表 1

表 1 柞水-山阳矿集区印支期、燕山期花岗岩体地质特征 Table 1 Geological characteristics of the Indosinian-Yanshanian granites in the Zhashui-Shanyang ore deposit cluster 岩体 岩性 地质特征 造岩矿物 副矿物 东江口岩体 黑云角闪二长花岗岩、黑云母二长花岗岩、花岗闪长岩、二长花岗岩 呈近东西向展布，出露面积550 km 2，侵入于中上泥盆统刘岭群 碱性长石、斜长石、石英、角闪石、黑云母、白云母 锆石、磷灰石、独居石、石榴石、金红石、电气石 柞水岩体 黑云母二长花岗岩、花岗岩、石英闪长岩、黑云母花岗岩 近北北东向展布，出露面积约270 km 2，侵入于古生代刘岭群及东江口单元中，局部地段侵入于罗汉寺群及丹凤群 斜长石、石英、钾长石、黑云母、角闪石、白云母 磷灰石、锆石、榍石、磁铁矿 曹坪岩体 石英二长岩、二长花岗岩 长轴近东西向展布，出露面积约185 km 2，岩体北侧侵入于秦岭群，南侧侵入于晚泥盆统桐峪寺组 斜长石、钾长石、石英、黑云母 磁铁矿、榍石、磷灰石、锆石 沙河湾岩体 黑云角闪二长花岗岩、石英二长岩、石英二长斑岩、黑云角闪石英二长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩 呈东西向展布的，出露面积约100 km 2，与围岩呈侵入接触关系，岩体南侧侵入于刘岭群，北侧侵入于秦岭群、加里东期垃圾庙岩体及元古代-古生代丹凤群 斜长石、碱性长石、石英、黑云母、角闪石 磁铁矿、榍石、磷灰石、锆石、金红石、萤石、石榴石 小河口岩体 石英闪长玢岩、花岗闪长斑岩、花岗闪长玢岩、石英花岗斑岩 呈岩脉及岩枝状产出，宽约0.5 km，长0.5～1 km，出露面积约0.5 km 2，侵入于晚泥盆世下东沟组 斜长石、石英、钾长石、黑云母、角闪石 磷灰石、锆石、磁铁矿、榍石、黄铁矿 白沙沟岩体 闪长玢岩、石英闪长岩、花岗闪长岩、花岗闪长玢岩、似斑状花岗闪长岩 呈不规则的斜三角状，在主岩体附近常呈岩枝状产出，出露面积约0.1 km 2，侵入于中泥盆世池沟组 斜长石、钾长石、石英、角闪石、黑云母 榍石、磷灰石、锆石、黄铁矿、磁铁矿 土地沟岩体 二长花岗斑岩、闪长玢岩、斜长花岗斑岩 近南北向展布，向西南端突出，长约300 m，宽20～120 m，出露面积约0.03 km 2，侵位于中泥盆池沟组 斜长石、石英、钾长石、角闪石、黑云母 榍石、磷灰石、锆石、磁铁矿 双元沟岩体 花岗闪长斑岩、石英闪长岩、似斑状石英闪长玢岩 呈“靴”状展布，宽约550 m，长约1.30 km，出露面积约0.7 km 2，侵入于中泥盆世池沟组 斜长石、钾长石、石英、角闪石、黑云母 磷灰石、榍石、锆石、磁铁矿 池沟岩体 黑云母二长花岗斑岩、斑状花岗岩、二长花岗斑岩、闪长岩、石英闪长岩、石英闪长玢岩、花岗闪长岩、闪长玢岩 呈近南北向串珠状展布，依次为Ⅰ～Ⅶ号岩体，出露面积约0.001～0.06 km 2。岩体侵位于中泥盆池沟组 透长石、更长石、钾长石、石英、角闪石、黑云母 磷灰石、榍石、磁铁矿、锆石、黄铁矿、黄铜矿 元子街岩体 花岗闪长斑岩、二长花岗岩、硅化闪长玢岩 呈岩株状产出，出露面积约0.06～0.3 km 2，岩体侵位于晚泥盆世桐峪寺组及下东沟组 斜长石、钾长石、石英、角闪石、黑云母 磷灰石、榍石、磁铁矿、锆石 下官坊岩体 闪长岩、花岗闪长岩、石英闪长玢岩 呈近南北向肾状，宽约240 m，长约520 m，出露面积约0.2 km 2，侵入于晚泥盆世桐峪寺组 钾长石、斜长石、石英、角闪石、黑云母 磷灰石、榍石、磁铁矿、锆石

表 1 柞水-山阳矿集区印支期、燕山期花岗岩体地质特征 Table 1 Geological characteristics of the Indosinian-Yanshanian granites in the Zhashui-Shanyang ore deposit cluster

柞水-山阳矿集区印支期、燕山期岩体具有相似的主量、微量及稀土元素特征和主要地球化学参数(表 2，表 3)。从主量元素特征来看，燕山期小岩体具有相近的A1₂O₃含量，均表现为富铝特点，相对富碱、富镁，K₂O和Na₂O含量相差不大。印支期岩体主量元素特征与燕山期相似，同样具有相近的A1₂O₃，富碱、富镁等特点。

表 2

表 2 印支期花岗岩体主量元素(%)、微量元素(μg/g)及主要地球化学参数对比 Table 2 The comparison of major elements， trace elements and main geochemical parameters for the Indosinian granites 东江口 沙河湾 曹坪 柞水 平均 最小 最大 样数 平均 最小 最大 样数 平均 最小 最大 样数 平均 最小 最大 样数 SiO 2 65.80 58.84 75.21 41 66.63 54.92 71.27 47 70.51 67.92 72.89 18 70.94 68.60 74.12 23 Al 2O 3 15.02 12.80 17.01 41 14.75 13.35 16.20 47 14.43 14.08 15.11 18 14.39 12.93 15.33 23 CaO 3.41 0.75 5.36 41 2.82 1.62 5.52 47 1.97 1.15 2.81 18 1.96 0.70 3.01 23 MgO 2.91 0.38 7.36 41 2.18 0.80 5.42 47 1.22 0.44 2.24 18 0.81 0.22 1.30 23 K 2O 3.44 2.41 4.30 41 4.07 3.20 5.68 47 4.43 3.94 4.95 18 4.05 3.50 4.84 23 Na 2O 3.91 3.34 4.61 41 3.98 3.01 4.96 47 3.91 3.67 4.32 18 3.97 3.67 4.28 23 MnO 0.06 0.03 0.12 41 0.06 0.03 0.18 47 0.04 0.02 0.06 18 0.06 0.02 0.10 23 TiO 2 0.47 0.13 0.83 41 0.54 0.25 1.07 47 0.34 0.22 0.52 18 0.30 0.15 0.50 23 P 2O 5 0.19 0.05 0.30 41 0.25 0.14 0.57 47 0.13 0.07 0.25 18 0.16 0.06 0.35 23 K 2O+Na 2O 7.35 5.93 8.25 41 8.05 6.96 8.69 47 8.21 7.17 9.02 23 8.02 7.34 8.59 23 K 2O/Na 2O 0.89 0.58 1.29 41 1.04 0.71 1.89 47 1.11 0.91 1.25 23 1.02 0.86 1.29 23 Mg # 0.62 0.35 0.85 41 0.60 0.41 0.68 47 0.55 0.43 0.64 23 0.43 0.18 0.52 23 A/CNK 0.93 0.70 1.31 41 0.92 0.68 1.05 47 0.97 0.87 1.04 23 1.00 0.78 1.17 23 A/NK 1.48 1.33 1.75 41 1.35 1.20 1.52 47 1.31 1.21 1.50 23 1.32 1.16 1.52 23 La 27.85 12.90 46.50 30 36.46 28.60 60.00 37 31.86 21.40 41.22 22 34.30 23.52 49.39 14 Ce 52.11 26.00 79.69 30 68.02 50.80 116.10 37 57.63 41.10 82.88 22 67.56 39.88 99.06 14 Pr 5.64 2.82 9.00 30 7.52 5.46 12.79 37 6.00 4.22 9.16 22 6.50 3.76 10.30 14 Nd 21.05 11.20 30.59 30 27.90 20.20 46.00 37 21.83 14.80 34.84 22 24.17 12.18 38.23 14 Sm 3.63 2.04 4.78 30 4.69 3.32 6.79 37 3.99 2.68 6.70 22 4.32 2.19 6.83 14 Eu 0.95 0.65 1.19 30 1.29 0.93 2.00 37 0.92 0.64 1.51 22 0.85 0.61 1.21 14 Gd 3.02 1.73 4.17 30 3.86 2.63 5.88 37 3.47 2.30 5.66 22 3.82 1.87 5.88 14 Tb 0.41 0.24 0.55 30 0.54 0.38 0.80 37 0.46 0.31 0.82 22 0.59 0.26 0.86 14 Dy 2.27 1.36 3.09 30 2.82 2.02 4.07 37 2.38 1.58 4.57 22 3.50 1.43 5.26 14 Ho 0.45 0.27 0.62 30 0.50 0.31 0.72 37 0.46 0.31 0.90 22 0.63 0.25 1.03 14 Er 1.23 0.74 1.71 30 1.37 0.99 2.06 37 1.23 0.83 2.41 22 1.69 0.79 2.57 14 Tm 0.19 0.11 0.27 30 0.21 0.15 0.31 37 0.18 0.12 0.36 22 0.32 0.12 0.55 14 Yb 1.21 0.73 1.76 30 1.35 1.00 2.04 37 1.21 0.85 2.30 22 1.72 0.81 2.62 14 Lu 0.18 0.11 0.26 30 0.21 0.14 0.30 37 0.19 0.13 0.33 22 0.31 0.12 0.54 14 ΣREE 120.21 60.90 176.62 30 156.73 120.19 259.76 37 131.78 94.83 193.66 22 150.29 90.59 223.54 14 LREE/HREE 12.51 9.10 20.05 30 13.44 11.94 15.05 37 13.01 10.16 16.44 22 11.46 6.06 14.89 14 δEu 0.89 0.71 1.06 30 0.93 0.82 1.12 37 0.76 0.58 0.88 22 0.67 0.40 0.92 14 (La/Yb) N 16.78 10.89 30.60 30 19.53 16.63 22.76 37 20.00 12.86 33.58 22 15.74 6.51 25.60 14 Y 13.54 7.01 19.01 26 14.89 10.53 21.24 40 13.62 9.90 25.50 22 18.45 9.51 29.42 11 Ga 18.23 17.10 19.70 21 36.21 10.00 116.10 40 19.35 17.00 22.50 22 19.52 17.16 20.76 6 Ge 1.22 1.14 1.32 19 430.89 1.16 1544.00 23 1.34 1.23 1.42 22 1.29 1.19 1.41 3 Cu 15.95 3.23 32.40 21 8.07 3.88 14.42 8 8.71 6.87 11.44 3 Pb 25.73 14.56 34.70 26 35.22 21.98 42.06 14 27.49 22.39 30.82 8 Zn 51.31 33.40 80.40 21 53.48 31.43 77.25 8 52.90 50.63 54.76 3 Zr 169.67 122.00 238.90 26 201.16 160.00 290.40 40 152.89 109.50 216.00 22 150.37 114.00 178.00 6 Hf 4.70 3.50 8.27 26 6.65 4.40 9.71 40 4.47 3.29 5.83 22 5.69 3.14 8.76 11 Nb 10.95 6.85 15.55 26 16.33 10.40 32.02 40 13.13 8.70 19.45 22 19.03 9.35 37.93 11 Ta 0.93 0.56 1.50 26 1.42 0.80 2.24 40 1.65 1.30 2.10 22 1.79 1.01 2.69 11 V 78.70 52.60 125.80 24 62.07 41.00 73.00 26 40.12 14.30 94.55 22 13.25 2.49 39.23 8 Co 103.72 12.09 145.00 26 61.51 2.03 156.00 30 197.77 108.00 1156.00 22 38.77 0.05 165.00 11 Ni 60.93 35.87 98.00 26 38.60 18.00 89.55 34 21.75 1.66 53.00 22 6.03 4.22 7.77 6 Sc 13.73 5.83 103.00 21 8.78 5.10 23.70 34 5.84 2.01 11.91 22 2.77 0.09 6.31 11 Cr 118.05 67.60 199.40 26 64.42 29.75 128.50 40 31.98 4.27 80.70 22 5.66 0.12 13.41 11 Th 11.76 3.99 24.70 26 14.48 8.66 19.80 40 21.16 11.26 29.58 22 18.68 13.52 32.63 11 U 2.26 1.38 3.88 26 3.23 1.81 5.51 37 4.95 2.06 8.73 22 4.57 2.01 10.46 11 Li 32.18 21.40 45.60 21 28.56 22.29 40.10 14 47.80 41.19 56.01 3 Rb 106.40 35.20 159.00 21 115.86 84.40 182.00 40 147.32 98.90 191.80 22 161.88 127.00 235.90 11 Cs 4.08 2.11 9.26 26 3.33 2.03 7.75 27 8.51 3.17 17.15 22 5.37 4.42 7.11 6 Sr 822.71 475.80 1002.00 26 651.15 364.00 913.00 40 417.09 205.00 638.00 22 424.58 402.60 454.00 6 Ba 1198.52 912.00 1729.00 21 1318.73 703.90 2155.00 40 937.41 712.50 1185.00 22 811.02 462.20 1448.00 11 Be 2.90 2.59 3.29 21 4.82 3.68 5.86 4 1.41 0.19 3.55 8 资料来源 弓虎军等，2009b；李雷等，2012；刘春花等，2014；朱茂旭等，1997；崔建堂和赵长缨，1998；雷敏， 2010 卢欣祥等，1996；周滨等，2008；弓虎军等，2009a；刘春花等，2013b；雷敏，2010；周滨，2007 弓虎军等，2009a；周滨，2007 胡健民等，2004；刘春花等，2014；弓虎军等，2009a；雷敏，2010；崔建堂和赵长缨，1998；刘哲东等，2013

表 2 印支期花岗岩体主量元素(%)、微量元素(μg/g)及主要地球化学参数对比 Table 2 The comparison of major elements， trace elements and main geochemical parameters for the Indosinian granites

表 3

表 3 燕山期花岗岩体主量元素(%)、微量元素(μg/g)及主要地球化学参数对比 Table 3 The comparison of major elements, trace elements and main geochemical parameters for the Yanshanian granite

表 3 燕山期花岗岩体主量元素(%)、微量元素(μg/g)及主要地球化学参数对比 Table 3 The comparison of major elements, trace elements and main geochemical parameters for the Yanshanian granite

在SiO₂-K₂O+Na₂O图解(图 2)中，燕山期岩体和印支期岩基主要落入闪长岩、花岗闪长岩、花岗岩、二长岩和石英二长岩范围内。A/CNK-A/NK图解(图 3a)指示两期花岗质岩石均为准铝质-过铝质岩石系列。SiO₂-K₂O图解中(图 3b)两期花岗质岩石投点落于高钾钙碱性岩-钾玄岩范围，但二者都以高钾钙碱性岩为主，反映岩石高硅富碱特点。柞水-山阳矿集区印支和燕山两期花岗岩体主量元素含量与特征地球化学参数的变化范围基本一致，其Harker图解(图 4)显示两期岩体样品的SiO₂含量与其他氧化物之间具有较好的线性关系。

图 2

图 2 花岗岩SiO2-K2O+Na2O图解 Fig. 2 SiO2-K2O+Na2O diagram for the granites 图中印支期岩体数据来自文献，见表2；燕山期岩体数据来自文献，见表3；白沙沟、双元沟、土地沟、下官坊、小河口、元子街、池沟岩体数据 来自本文；下文相同；底图据Middlemost，1994

图 3

图 3 印支期、燕山期花岗岩A/CNK-A/NK(a)和SiO2-K2O图解(b) Fig. 3 A/CNK-A/NK(a)and SiO2-K2O(b)diagrams for the Indosinian-Yanshanian granites

图 4

图 4 印支期、燕山期花岗岩Harker图解 Fig. 4 Harker diagram for the Indosinian-Yanshanian granites

柞水-山阳矿集区印支期、燕山期两期岩体的稀土配分型式基本一致(图 5a)，说明它们可能有相似的成因和成岩物质来源。两期岩体的REE变化较大，LREE富集，轻重稀土分馏明显，LREE/HREE比值或(La/Yb)_N值较大，铕异常不明显或无铕异常(印支期δEu值0.4～1.12，平均0.85；燕山期δEu值0.7～1.39，平均0.99)。微量元素PM标准化蛛网图(图 5b)显示，两期岩体相对富集K、Rb、Ba、Th和U等大离子亲石元素(LILE)，富集高场强元素Hf，显著富集Pb元素，亏损Nb、P、Ti和Zr等高场强元素(HFSE)，具高Sr，低Y和Yb特征。

图 5

图 5 印支期、燕山期花岗岩稀土元素配分曲线(a)和微量元素蛛网图(b)(球粒陨石标准值，据Taylor and McLennan， 1985；原始地幔数据，据Sun and McDonough， 1989) Fig. 5 Chondrite-normalized REE patterns(a) and primitive mantle-normalized trace element patterns(b) for the Indosinian-Yanshanian granites

在I-S型花岗岩体演化趋势图解(图 6)中，两期岩体SiO₂含量与P₂O₅含量呈负相关性，与Pb含量呈正相关性，Rb含量与Y含量呈正相关性，表现出Ⅰ型花岗岩演化趋势特征(Chappell and White， 1992；Chappell，1999；李献华等，2007)，Rb-Th图解中虽部分燕山期数据表现出S型花岗岩演化趋势，但两期岩体主体仍以Ⅰ型花岗岩演化趋势为主。在SiO₂-Zr(图 7a)和SiO₂-Y(图 7b)图解中，两期花岗岩体投点均落于Ⅰ型花岗岩区域，且具有Ⅰ型花岗岩特征，如Na₂O>3.2、ACNK < 1.1、富集CaO(0.88％～2.35%)和Sr(>400×10^-6)，说明两期岩体的源岩应为未经风化的火成岩。在Rb-Y+Nb(图 8a)和Rb/30-Hf-Ta×3(图 8b)构造判别图解中，多数样品投点落于后碰撞花岗岩和火山弧花岗岩与后碰撞花岗岩的过渡区域。

图 6

图 6 印支期、岩石期岩体的I-S型花岗岩体演化趋势图(底图据李献华等，2007) Fig. 6 I-S type granite discrimination diagrams for the Indosinian-Yanshanian granites(modified after Li et al., 2007)

图 7

图 7 印支期、燕山期花岗岩SiO2-Zr(a)和SiO2-Y(b)图解(底图据Collins et al., 1982) Fig. 7 SiO2-Zr(a) and SiO2-Y(b)diagrams for the Indosinian-Yanshanian granites(modified after Collins et al., 1982)

图 8

图 8 印支期、燕山期花岗岩Rb-Y+Nb(a)和Rb/30-Hf-Ta×3(b)图解(底图据Harris et al., 1986；Pearce，1996) Fig. 8 Rb-Y+Nb(a) and Rb/30-Hf-Ta×3(b)diagrams for the Indosinian-Yanshanian granites (modified after Harris et al., 1986；Pearce，1996) Syn-COLG：同碰撞花岗岩；WPG：板内花岗岩；VAG：火山弧花岗岩；POG：后碰撞花岗岩：ORG：洋中脊花岗岩

作者对柞水-山阳矿集区具代表性的7个燕山期中酸性岩体进行锆石U-Pb定年及Lu-Hf同位素分析。结果表明，不同岩体的锆石除粒径大小不一外，形态较为一致，呈浅黄色，多为长柱状或短柱状自形晶，晶形大多完好，少数锆石的晶棱及锥顶被溶蚀，呈次圆状，且晶面多具有熔蚀凹陷，长为50～300 μm，宽为30～150 μm。锆石CL照片显示(图 9)，大部分锆石具有较密集的振荡环带，为典型的岩浆锆石，多数锆石没有明显的核-边界线且环带特征相似，部分锆石核-边差异较大，可能为原岩岩浆锆石经历了不同程度固态重结晶作用的继承锆石。印支期花岗岩体锆石特征与燕山期花岗岩体相似，主要为半自形到自形晶，呈长柱状或短柱状，无色到浅黄色，长300～100 μm，宽50～100 μm，锆石阴极发光图像显示大部分锆石发育典型的岩浆型震荡环带(弓虎军等， 2009a，2009b；杨恺等，2009；秦江锋，2010)。对7个燕山期岩体进行LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素分析，显示岩体形成年龄分别为白沙沟岩体(139.0±1.4 Ma，144.1±1.5 Ma，141.7±1.1 Ma)、小河口岩体(141.3±1.5 Ma)、元子街岩体(141.7±1.7 Ma)、下官坊岩体(139.1±2.7 Ma)、双元沟岩体(140.4±1.1 Ma)、土地沟岩体(141.8±1.4 Ma，141.2±1.0 Ma，140.7±1.0 Ma)、池沟岩体(144.2±1.5 Ma)。结合前人已发表的南秦岭柞水-山阳矿集区印支期和燕山期花岗岩体的形成年龄，印支期岩体成岩年龄为197～246.8 Ma，主体集中于210～230 Ma，燕山期岩体成岩年龄介于138.1～150.2 Ma(表 4)。

图 9

图 9 柞水-山阳矿集区燕山期花岗岩锆石CL图像 Fig. 9 Cathodoluminescence images of zircon grains of the Yanshanian granites in Zhashui-Shanyang ore concentration area 实线圆为U-Pb激光剥蚀位置；虚线圆为Lu-Hf激光剥蚀位置

表 4

表 4 印支期、燕山期花岗岩体锆石U-Pb年龄 Table 4 Zircon U-Pb age for the Indosinian-Yanshanian granites 岩体名称 岩石名称 成岩年龄/Ma 测试方法 资料来源 东江口岩体 二长花岗岩 214±2 LA-ICP-MS U-Pb 秦江锋，2010 东江口岩体 二长花岗岩 222±2 LA-ICP-MS U-Pb 秦江锋，2010 东江口岩体 石英二长闪长岩 218.7±2.4 SHRIMP U-Pb Jiang et al.， 2010 东江口岩体 二长花岗岩 218±3 LA-ICP-MS U-Pb 吴发富，2013 东江口岩体 二长花岗岩 219±2 LA-ICP-MS U-Pb 杨恺等，2009 东江口岩体 二长花岗岩 209±2 LA-ICP-MS U-Pb 杨恺等，2009 东江口岩体 石英二长闪长岩 221 LA-ICP-MS U-Pb 孙卫东等，2000 印 东江口岩体 花岗闪长岩 246.8±2.5 LA-ICP-MS U-Pb 刘春花等，2014 东江口岩体 黑云角闪二长花岗岩 218.4±1.1 LA-ICP-MS U-Pb 李雷等，2012 东江口岩体 黑云二长花岗岩 222.6±0.5 LA-ICP-MS U-Pb 弓虎军等，2009b 柞水岩体 二长花岗岩 213.6±1.8 U-Pb 胡健民等，2004 柞水岩体 二长花岗岩 209±2 LA-ICP-MS U-Pb 杨恺等，2009 支 柞水岩体 二长花岗岩 199±2 LA-ICP-MS U-Pb 杨恺等，2009 柞水岩体 二长花岗岩 224.8±1.1 LA-ICP-MS U-Pb 弓虎军等，2009a 柞水岩体 二长花岗岩 203.3±1.3 LA-ICP-MS U-Pb 刘哲东等，2013 柞水岩体 二长花岗岩 213±2 LA-ICP-MS U-Pb 吴发富，2013 柞水岩体 花岗岩 233.6±1.3 LA-ICP-MS U-Pb 刘春花等，2014 期 曹坪岩体 二长花岗岩 224.2±1.1 LA-ICP-MS U-Pb 弓虎军等，2009a 曹坪岩体 二长花岗岩 220.0±2.0 SHRIMP U-Pb Jiang et al.， 2010 沙河湾岩体 环斑花岗岩 212.1±1.8 U-Pb 张宗清等，1999 沙河湾岩体 环斑花岗岩 217.3±3.2 U-Pb 卢欣祥等，1999 沙河湾岩体 环斑花岗岩 212±0.93 LA-ICP-MS U-Pb 弓虎军等，2009a 沙河湾岩体 环斑花岗岩 210和197 LA-ICP-MS U-Pb 张成立等，2009 沙河湾岩体 石英二长岩 240.6±1.5 LA-ICP-MS U-Pb 刘春花等，2013b 沙河湾岩体 石英二长岩 230.5±1.2 LA-ICP-MS U-Pb 刘春花等，2013b 沙河湾岩体 石英二长岩 228.2±1.5 LA-ICP-MS U-Pb 刘春花等，2013b 小河口岩体 闪长纷岩 150.2±0.80 LA-ICP-MS U-Pb 吴发富，2013 小河口岩体 花岗闪长斑岩 149±2 LA-ICP-MS U-Pb 吴发富，2013 小河口岩体 花岗闪长玢岩 141.3±1.5 LA-ICP-MS U-Pb 本研究 元子街岩体 二长花岗岩 142.3±0.6 LA-ICP-MS U-Pb 吴发富，2013 元子街岩体 闪长玢岩 141.7±1.7 LA-ICP-MS U-Pb 本研究 下官坊岩体 花岗闪长斑岩 142.7±0.5 LA-ICP-MS U-Pb 吴发富，2013 燕 下官坊岩体 石英闪长玢岩 139.1±2.7 LA-ICP-MS U-Pb 本研究 双元沟岩体 似斑状石英闪长玢岩 140.4±1.1 LA-ICP-MS U-Pb 本研究 土地沟岩体 二长花岗岩 144.6±0.4 LA-ICP-MS U-Pb 吴发富，2013 土地沟岩体 闪长玢岩 141.8±1.4 LA-ICP-MS U-Pb 本研究 土地沟岩体 花岗斑岩 141.2±1.0 LA-ICP-MS U-Pb 本研究 山 土地沟岩体 闪长玢岩 140.7±1.0 LA-ICP-MS U-Pb 本研究 白沙沟岩体 石英闪长玢岩 143.3±0.4 LA-ICP-MS U-Pb 吴发富，2013 白沙沟岩体 似斑状花岗闪长岩 141.7±1.1 LA-ICP-MS U-Pb 本研究 白沙沟岩体 花岗闪长岩 144.1±1.5 LA-ICP-MS U-Pb 本研究 白沙沟岩体 闪长玢岩 139.0±1.4 LA-ICP-MS U-Pb 本研究 期 池沟岩体 Ⅳ号闪长岩 141.5±0.4 LA-ICP-MS U-Pb 吴发富，2013 池沟岩体 石英闪长岩 146±1 LA-ICP-MS U-Pb 谢桂青等，2012 池沟岩体 V号花岗闪长岩 144.3±0.5 LA-ICP-MS U-Pb 吴发富，2013 池沟Ⅰ号岩体 二长花岗岩 146±1 LA-ICP-MS U-Pb 申志超，2012 池沟Ⅱ号岩体 闪长玢岩 148±1 LA-ICP-MS U-Pb 申志超，2012 池沟Ⅲ号岩体 石英闪长玢岩 141±1 LA-ICP-MS U-Pb 申志超，2012 池沟Ⅳ号岩体 似斑状石英闪长岩 144±1 LA-ICP-MS U-Pb 申志超，2012 池沟Ⅳ号岩体 似斑状石英闪长玢岩 144.2±1.5 LA-ICP-MS U-Pb 本研究 池沟V号岩体 似斑状石英闪长岩 140±1 LA-ICP-MS U-Pb 申志超，2012 池沟Ⅵ号岩体 似斑状闪长岩 146±1 LA-ICP-MS U-Pb 申志超，2012

表 4 印支期、燕山期花岗岩体锆石U-Pb年龄 Table 4 Zircon U-Pb age for the Indosinian-Yanshanian granites

本文锆石原位Hf同位素原位分析结果结合前人发表的研究区内印支期、燕山期花岗岩体的Lu-Hf同位素组成，结果显示印支期与燕山期岩体锆石的ε_Hf(t)值分别为-25.50～13.20(平均-2.75)及-6.43～6.15(平均-0.70)(表 5)，均在球粒陨石线上下较小范围内波动(图 10)。研究显示，花岗岩的ε_Hf(t)值为负时表明其岩浆源区应以古老地壳物质为主，而具有正的ε_Hf(t)值的花岗岩的岩浆源区可能为岩石圈地幔和新生地壳的重熔作用(Vervoort et al., 2000；Griffin et al., 2004；Zheng et al., 2007)；同一岩体的ε_Hf(t)值有正有负，则说明该岩体不是由单一的一种岩浆形成，至少应为两种具有不同ε_Hf(t)值的岩浆参与而形成。因此，南秦岭柞水-山阳矿集区印支与燕山两期岩体的岩浆源区可能为地壳熔融岩浆与地幔重熔岩浆的混合，并且具有较高的混合程度。南秦岭印支期岩体及燕山期的池沟岩体中普遍发育暗色闪长质包体，也为岩浆混合成因提供了直接证据(弓虎军等，2009b；李雷等，2012；吴发富，2013)。印支期岩体锆石Hf同位素显示其二阶段模式年龄(t_DM2)为376～2721 Ma，平均1211 Ma，主要集中在950～1400 Ma；燕山期岩体为358～2100 Ma，平均1257 Ma，主要集中在1050～1400 Ma(图 11)。

表 5

表 5 印支期、燕山期花岗岩体Hf同位素组成 Table 5 Hf isotope composition for the Indosinian-Yanshanian granites 印支期 燕山期 最小值 最大值 平均值 测试点数 最小值 最大值 平均值 测试点数 ε Hf( t) -25.50 13.20 -2.75 108 -6.43 6.15 -0.70 442 t DM2/Ma 376 2721 1211 108 358 2100 1242 442 资料来源 弓虎军等，2009a，2009b；秦江锋，2010；李雷等，2012 吴发富，2013；申志超，2012；本研究

表 5 印支期、燕山期花岗岩体Hf同位素组成 Table 5 Hf isotope composition for the Indosinian-Yanshanian granites

图 10

图 10 印支期、燕山期花岗岩εHf(t)-t图解 Fig. 10 εHf(t)-t diagram for the Indosinian-Yanshanian granites 图中印支期岩体和燕山期岩体数据来自文献，见表5；白沙沟、双元沟、土地沟、下官坊、小河口、元子街、池沟岩体数据来自本文

图 11

图 11 印支期、燕山期花岗岩体tDM2(Hf)直方图 Fig. 11 tDM2(Hf) histograms for the Indosinian-Yanshanian granites

柞水-山阳矿集区印支期花岗岩体具有较低的 ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr 初始值(0.7046～0.7059)和ε_Nd(t)值(-6.6～-1.1)，燕山期花岗岩的Sr-Nd同位素组成与印支期花岗岩相似，(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i=0.7046～0.7093，ε_Nd(t)=-9.5～-3.8(表 6)。(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i-ε_Nd(t)图解显示(图 12)，两期岩体的投点均落于下地壳和亏损地幔的过渡区域，表明两期岩体在成因和成岩物质来源上具有密切联系和同源性，应为底侵的幔源岩浆与下地壳部分熔融而成的壳源岩浆发生不同程度混合后经结晶演化的产物。

表 6

表 6 印支期、燕山期岩体Sr-Nd-Pb同位素组成 Table 6 Sr-Nd-Pb isotope composition for the Indosinian-Yanshanian granites 印支期 燕山期 最小值 最大值 平均值 测试样品数 最小值 最大值 平均值 测试样品数 206Pb/ 204Pb 17.413 17.838 17.597 17 17.415 18.019 17.711 4 207Pb/ 204Pb 15.430 15.576 15.498 17 15.405 15.601 15.494 4 208Pb/ 204Pb 37.019 37.890 37.609 17 37.389 38.326 37.858 4 ( 87Sr/ 86Sr) i 0.7046 0.7059 0.7053 19 0.7046 0.7093 0.7053 16 ε Nd( t) -6.6 -1.1 -4.1 19 -9.5 -3.8 -5.5 16 印支期数据引自 李雷等(2012)，朱茂旭等(1998)，张宏飞等(1997)，秦江锋(2010)，王晓霞等(2005) 燕山期数据引自张宏飞等(1997)，Xie et al.(2015)，申志超(2012)

表 6 印支期、燕山期岩体Sr-Nd-Pb同位素组成 Table 6 Sr-Nd-Pb isotope composition for the Indosinian-Yanshanian granites

图 12

图 12 印支期、燕山期岩体(87Sr/86Sr)i-εNd(t)图解 Fig. 12 (87Sr/86Sr)i-εNd(t) diagram for the Indosinian and Yanshanian plutons 图中印支期岩体和燕山期岩体数据来自文献(表 6)；底图据Xie et al.，2015

柞水-山阳矿集区印支期花岗岩体的 ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=17.413～17.838，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=15.430～15.576，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb=37.019～ 37.890；燕山期花岗岩体的 ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=17.415～18.019，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=15.405～15.601，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb=37.389～38.326(表 6)。两期花岗岩体的Pb同位素比值均接近于南秦岭基底岩系的Pb同位素比值(²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=17.823，²⁰⁷Pb/²⁰⁴P=15.486，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb=38.319)(张本仁等，2002)(图 13)。Zartman和Doe(1981)铅同位素构造图解上(图 14)，两期岩体的投点均相对集中，主要落于地幔线和造山带线或下地壳线之间，指示其中的铅应为地幔与下地壳的混合成因铅。两期岩体与南秦岭基底Pb同位素组成一致，说明它们可能为南秦岭基底变质岩系部分熔融的产物。

图 13

图 13 206Pb/204Pb - 207Pb/204Pb 和 206Pb/204Pb-208Pb/204Pb 图 Fig. 13 206Pb/204Pb-207Pb/204Pb and 206Pb/204Pb-208Pb/204Pb diagrams 图中印支期岩体和燕山期岩体数据来自文献(同表6)；底图据张宏飞等(2005)

图 14

图 14 柞水-山阳矿集区印支期、燕山期岩体铅同位素构造图解 Fig. 14 The tectonic diagram of Pb isotope for the Indosinian and Yanshanian granites in Zhashui-Shanyang ore deposit cluster 图中印支期岩体和燕山期岩体数据来自文献(同表 6)；底图据Zartman and Doe，1981

研究显示大陆岩石圈在最大会聚后会进入由挤压向松弛转换的后碰撞阶段，常会有大量富钾钙碱性岩浆作用的发生，岩浆活动的源区物质受到地幔或地壳组分的改造，岩浆的形成机制常与岩石圈的伸展减薄以及大规模走滑关系密切，这种背景下形成的花岗岩代表了大陆会聚作用向伸展拉张应力状态的转折(Roger and Greenberg， 1990；Bonin，2004；朱赖民等，2008b)，常为富集LILE和LREE，贫HFSE的高钾钙碱性系列到碱性系列花岗岩类岩石(Bonin，2004)。柞水山阳矿集区印支期、燕山期花岗岩体主要由花岗岩、花岗闪长岩、闪长岩、二长岩及石英二长岩组成(图 2)，均具有斜长石+钾长石+石英+角闪石+黑云母矿物组合，副矿物均含锆石、榍石、磷灰石和磁铁矿(表 1)，与后碰撞钙碱性花岗岩矿物组合类似(Barbarin，1999)，并且两期岩体均为准铝质-过铝质钙碱性或高钾钙碱性Ⅰ型花岗岩(图 3)。Harker 图解显示(图 4)，两期岩体的SiO₂与其他氧化物间具有良好的线性关系。I-S型花岗岩体演化趋势图(图 6)和SiO₂-Zr、SiO₂-Y(图 7)图中，两期岩体均表现出Ⅰ型花岗岩特征(Taylor and McLennan， 1985；Chappell，1999；李献华等，2007)，表明两期岩体的源岩应为未经风化的火成岩。Rb-Y+Nb和Rb/30-Hf-Ta×3构造判别图显示(图 8)，大多数样品投点落于后碰撞花岗岩或火山弧花岗岩与后碰撞花岗岩的过渡区域。因此，南秦岭柞水-山阳矿集区印支期、燕山期花岗质岩体主量元素、微量元素及稀土元素地球化学资料说明，两期岩体具有相似的成因及成岩物质来源。

柞水-山阳矿集区印支期与燕山期花岗岩体Pb同位素比值相近(表 6)，接近于南秦岭基底岩系的Pb同位素比值 ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=17.823、 ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=15.486、 ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb=38.319(张本仁等，2002)。在 ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb和²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb 图解(图 13)上，两期岩体的投点均落于南秦岭花岗岩类区域。印支期花岗岩体二阶段Hf模式年龄t_DM2集中于950～1400 Ma，燕山期花岗岩体t_DM2 集中于1050～1400 Ma，该年龄值均接近于南秦岭基底耀岭河群变基性火山岩(1019 Ma)(张宗清等，1996)；同时，两期岩体具有相似的Sr-Nd同位素组成(表 6)，均与南秦岭基底耀岭河群变火山岩的Sr-Nd同位素组成相似[I_Sr=0.7058，ε_Nd(t)=-3.0](黄萱等，1990)。此外，ε_Hf(t)-t图中(图 10)两期岩体的大部分投点在球粒陨石线上下较小范围内波动，表明两期岩体的岩浆源区应为壳-幔两个端元岩浆的混合，并且具有较高的混合程度；(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_Ⅰ-ε_Nd(t)图解(图 12)上，两期岩体的投点均落于下地壳和亏损地幔的过渡区域，指示形成该岩体的岩浆应含壳源和幔源两种组分。在Zartman和Doe(1981)铅同位素构造图解(图 14)中，样品投点均相对集中，主要落于地幔线和造山带线或下地壳线之间，指示其中的铅应为地幔与下地壳的混合成因铅。

已有研究表明，秦岭造山带沿南秦岭勉略带—大别山的碰撞主要发生在中生代，并最终完成华南板块与华北板块的全面碰撞形成南秦岭造山带(李曙光等，1997；赖绍聪等，2003；张国伟等，2004；郑永飞，2008)。柞水-山阳矿集区印支期花岗岩体年龄变化于197～246.8 Ma，集中于210～230 Ma(表 4)，该年龄值与勉略带北侧三叠纪花岗岩的锆石U-Pb年龄(205～220 Ma)(Sun et al., 2002)，勉略洋盆的闭合时代(221～242 Ma)(李曙光等，1996)以及苏鲁-大别超高压变质年龄(225～240 Ma)(郑永飞，2008)误差范围内基本一致，均略晚于秦岭造山带主造山期(242±21 Ma)(赖绍聪等，2003；张国伟等，2004)，指示印支期岩体的形成可能与三叠纪华南板块和华北板块的碰撞事件有关。华南板块与华北板块的碰撞主要发生在220～254 Ma(李曙光等，1997)，碰撞的峰期年龄可能为235～238 Ma(Zheng et al., 2009)，造山带岩石圈构造属性从挤压向伸展转变事件可能发生在224～210 Ma(弓虎军等，2009a)，研究区内印支期岩体的形成年龄比碰撞峰期约晚10 Ma。由此可见，南秦岭柞水-山阳矿集区印支期岩体应形成于碰撞后伸展环境或同碰撞向后碰撞的转折期。根据碰撞造山作用演化p-t-t轨迹，完整的碰撞造山作用应包括3个阶段，即挤压阶段、挤压向伸展转换阶段和伸展阶段。在碰撞造山作用由挤压逐步向伸展转换的背景下，造山带处于减压增温的特殊构造体制，而且以减压熔融作用为主导，从而导致在整个造山过程中强烈的岩浆活动(朱赖民等，2009)。因此，可将柞水-山阳矿集区印支期岩体的形成过程概括为：随早三叠世主造山期华北板块-秦岭微板块-华南板块依次沿商丹和勉略两条缝合带由南向北俯冲碰撞造山，华南和华北板块发生大规模陆-陆碰撞且导致地壳剧烈增厚，在晚印支期主造山期后当造山作用的应力状态由挤压向伸展阶段转变，造山带处于减压增温的特殊构造体制，地幔物质上涌并底侵于地壳底部诱发下地壳物质部分熔融而形成壳-幔混合型花岗质岩浆，岩浆沿构造软弱带上升侵位，最终形成该地区印支期花岗质岩体。

柞水-山阳矿集区燕山期岩体形成年龄为138.1～150.2 Ma(表 4)，与中国东部构造体制大转换晚期的伸展地球动力学事件相对应(毛景文等，2003)，表明燕山期花岗岩体形成于侏罗纪-白垩纪之交的挤压-伸展转变期，即从印支期以近东西向构造为主进入以近北东向构造为主的构造-动力体制的转换(张国伟等，2001；毛景文等，2003；朱赖民等，2008a)。秦岭造山带前中生代长期受冈瓦纳、劳亚和古特提斯等古板块构造的控制，形成东西向为主的主造山期构造；中新生代以来处于太平洋板块、印度板块和欧亚板块3个板块间构造动力学系统的汇交复合部位，东部更多受太平洋板块的影响，使之正处于前后两期动力学系统转换时期(张国伟等，2001)，南北主应力场向东西主应力场构造体制转变且伴随岩石圈大规模减薄，并诱发强烈的壳-幔相互作用(朱赖民等， 2008a，2008b)。因此，可将南秦岭柞水-山阳矿集区燕山期岩体形成过程可概括为：原秦岭造山带经陆内造山作用阶段华北板块、扬子板块及秦岭微板块3板块间的俯冲造山形成的岩石圈根，在中新生代新的地幔动力学系统中，东部地幔流动型式和方向发生向太平洋的近南北向物理场结构与状态的调整转换，引起秦岭岩石圈的拆沉、减薄，软流圈急剧抬升，幔源物质和热流流体上涌，必然发生强烈壳幔物质交换，中下地壳受热使加厚的下地壳物质发生熔融形成花岗质岩浆，沿构造薄弱带上升到浅层次侵位形成了大量后碰撞花岗岩及有关的斑岩-矽卡岩型矿床。

(1)柞水-山阳矿集区印支期与燕山期岩体均为准铝质-过铝质的高钾钙碱性系列Ⅰ型花岗岩，稀土配分分布曲线模式基本一致，均表现为铕异常不明显，轻重、稀土强烈分馏的右倾模式，两期岩体微量元素均表现为富集LILE，贫HFSE，显示两期岩体成岩物质来源相似。

(2)燕山期岩体锆石U-Pb年龄为139.0±1.4 Ma～144.2±1.5 Ma，印支期岩体成岩年龄为197 Ma～246.8 Ma，主体集中于210 Ma～230 Ma。印支期、燕山期岩体锆石ε_Hf(t)值均在球粒陨石线上下波动，二阶段Hf模式年龄(t_DM2)显示与南秦岭基底耀岭河群变基性火山岩年龄(1019 Ma)一致；Sr-Nd同位素组成也与耀岭河群变基性火山岩一致；铅同位素与南秦岭花岗岩类一致，指示为地幔与下地壳的混合成因铅。幔源岩浆与南秦岭基底耀岭河群变基性火山岩可能为印支期、燕山期花岗岩的源区物质。

(4)南秦岭柞水-山阳矿集区印支期岩体的形成起因于主造山期后应力状态由挤压向伸展转变阶段，造山带处于减压增温的特殊构造体制，引发地幔物质上涌并侵位于下地壳底部诱发其部分熔融形成了印支期花岗质岩浆。燕山期岩体形成于晚侏罗世-早白垩世之交中国东部构造体制转换背景下，造山带应力状态由挤压向伸展转换，诱发岩石圈的拆沉减薄，软流圈抬升发生强烈壳幔相互作用形成了燕山期花岗质岩浆。

致谢：实验分析测试在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成，在此谨表谢忱。