2012, Vol. 28
2. 江苏省有色金属华东地质勘查局，南京 210007
2. East China Mineral Exploration and Development Bureau for Non-Ferrous, Nanjing 210007, China
华北陆块南缘作为秦岭造山带现今三维结构的基本要素和重要组成部分，在其漫长的地质演化过程中，历经克拉通形成、古陆增生，陆陆碰撞及陆内构造演化等多个阶段(陈衍景和富士谷，1992)。复杂的构造演化和普遍发育的岩浆活动使得该区成为我国著名的金矿集中区之一，小秦岭、祁雨沟、上宫、青岗坪、干树凹、康山、瑶沟、前河、虎沟、小池沟等10多个大、中型金矿蕴涵其间，前人对区内金矿的矿床地质、矿床成因等方面开展了大量卓有成效的研究(Mao et al., 2002；Chen et al., 2006, 2008, 2009；Fan et al., 2011；Zhao et al., 2011a, b, 2012a; 胡受奚和林潜龙，1988；胡受奚等，1998；陈衍景和富士谷，1992；任富根等，1999；范宏瑞等, 1998, 2000；卢欣祥等, 2003, 2004；李永峰等, 2004, 2005；郭东升等，2007；李诺等，2008；姚军明等，2009；周振菊等，2011)，但对该区与成矿关系密切的花岗岩研究较少，特别是对其岩石成因类型及岩浆源区缺乏详细阐述。为此，本次研究选取华北陆块南缘熊耳山地区与早白垩世金成矿具有密切时空联系的典型花岗岩--金山庙和蒿坪岩体作为研究对象，对其进行成岩年代学、元素地球化学及Lu-Hf同位素详细研究，阐明岩体的成因类型归属，构建岩浆的成因演化模式，并在综合分析该区地质演化背景的基础上，探讨岩浆活动对区内金矿床富集成矿存在的可能制约。
1 岩体地质与岩相学特征花山复式花岗岩基位于华北陆块南缘熊耳山地区，主要由晚侏罗世五丈山岩体、早白垩世蒿坪及金山庙岩体等组成(图 1)。
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图 1 东秦岭花山复式岩基地质简图 ①三门-铁炉坪断裂；②康山-七里坪断裂；③红庄-青岗坪断裂；④陶村-马园断裂 Fig. 1 Sketch map showing the regional geology of the Huashan complex batholith in eastern Qinling orogen ①Sanmen-Tieluping fault; ②Kangshan-Qiliping fault; ③Hongzhuang-Qinggangping fault; ④Taocun-Mayuan fault |
蒿坪岩体呈北东转东西向的弧形分布于熊耳山隆起的轴部，围岩为新太古代-古元古代太华群(图 1b)。主要岩性有似斑状黑云母二长花岗岩、似斑状黑云角闪二长花岗岩等，以含粗大的碱性长石斑晶为特征。斑晶约占岩石总体积的15%~20%，为肉红色(少数灰白色)，自形-半自形，颗粒多在5×10mm~10×25mm之间，少数可达到10×45mm，其种属为条纹长石，内部常见斜长石、角闪石、黑云母、石英等其他矿物包裹体(图 2b)。基质则由更-中长石(~30%，An=20~40，聚片双晶和环带构造发育)、碱性长石(10%~15%，条纹长石和微斜条纹长石)、石英(25%~30%) 等组成。暗色矿物主要有黑云母(3~5%) 和角闪石(2%~3%) 等。副矿物普遍发育且富集，主要有榍石、磷灰石、锆石、钛磁铁矿等(图 2a，b)。
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图 2 蒿坪与金山庙岩体岩相学特征 (a、b)-蒿坪岩体；(c、d)-金山庙岩体.Per-条纹长石；Pl-斜长石；Mc-微斜长石；Qtz-石英；Bt-黑云母；Amp-角闪石；Spn-榍石；Ap-磷灰石.均为正交偏光 Fig. 2 Petrographical characteristics of the Haoping and Jinshanmiao plutons (a, b)-Haoping pluton; (c, d)-Jinshanmiao pluton. Per-perthite; Pl-plagioclase; Mc-microcline; Qtz-quartz; Bt-biotite; Amp-amphibole; Spn-sphene; Ap-apatite. All microphotos are taken under crossed nicols |
金山庙岩体位于花山复式岩基北端，主要侵入于新太古代-古元古代太华群及早期蒿坪岩体中，局部被第四纪沉积物覆盖(图 1b)。岩体岩性主要为中粗粒黑云母花岗岩、中粗粒黑云二长花岗岩等，组成矿物有碱性长石(35%~40%)、斜长石(25%~30%)、石英(30%) 和黑云母(3%~5%) 等(图 2c，d)，其中碱性长石主要为微斜长石或微斜条纹长石，可见格子双晶和条纹构造。斜长石普遍发育聚片双晶，亦可见环带构造，An=15~32，属更-中长石。暗色矿物主要为黑云母，角闪石少见。副矿物则有锆石、磷灰石、榍石、钛磁铁矿等。
2 样品与分析方法全岩样品经破碎、淘洗、磁选及重液分离后，筛选出锆石精样，然后在双目镜下挑选表面平整光洁且具不同长宽比例、不同柱锥面特征的锆石颗粒，将之用环氧树脂固结，后抛光至锆石核部出露以待测试。锆石U-Pb定年之前，先在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室采用配有Gatan Mono CL的JEOL JXA-8100电子探针显微分析仪对抛光后的锆石样品进行阴极发光(CL) 图像拍摄，以了解被测锆石的内部结构，并作为锆石年龄及Hf同位素测试选点的依据。实验过程中工作电压15kV，电流20nA。
锆石LA-ICP-MS U-Pb定年工作在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室使用New Wave 213nm激光取样系统与Agi1ent 7500s ICP-MS联机装置完成。在分析过程中以He作为剥蚀物质的载气，激光束斑直径为21μm，频率为5Hz。每个测试流程的开头和结尾分别测2个GJ (207Pb/206Pb年龄608.5±1.5Ma, Jackson et al., 2004) 标样，另外测试1个MT (732±5Ma，Black and Gulson, 1978) 标样和10个待测样品点。详细的分析方法和流程类似于Griffin et al. (2004)及Jackson et al. (2004)。普通铅校正使用嵌入Excel的ComPbCorr#3_15G程序(Andersen, 2002) 进行。年龄及谐和图绘制采用Isoplot程序(ver2.49, Ludwig, 2001)。
全岩地球化学分析样品先经岩相学观察与鉴定，以选出新鲜样品，然后细碎至200目以上。主量元素在南京大学现代分析中心采用瑞士生产的ARL9800XP+型X射线荧光光谱仪测定，使用Li2B4O7和LiBO2(67:33) 混合熔剂与加拿大Glaisse高温自动燃气熔样机制样，测试条件为：X射线工作电压40kV，电流60mA，分析精度优于5%；微量元素(包括稀土元素) 在中国科学院地球化学研究所环境地球化学国家重点实验室采用美国PerkinElmer公司制造的四级杆电感耦合等离子体质谱(Q-ICP-MS，型号为ELAN DRC-e) 分析，相对标准偏差优于10%。
锆石LA-MC-ICP-MS Lu-Hf同位素测试在中国科学院地球化学研究所环境地球化学国家重点实验室完成。锆石熔样用New Wave Research生产的UP-213型(λ=213nm) Nd：YAG激光器进行，分析时以He作为剥蚀物质的载气，采用10Hz的激光频率和60μm的激光束斑直径。仪器的运行条件及详细的分析流程见唐红峰等(2008)。测试过程中标准锆石91500的176Hf/177Hf分析结果为0.282310±27(2σ, n=26)，与推荐值(0.282302±8, Goolaerts et al., 2004) 在误差范围内一致。
3 锆石U-Pb年代学金山庙岩体锆石多呈长柱状，无色透明，自形性较好，长径约80~150μm，其阴极发光(CL) 图像显示清晰的震荡环带结构(图 3a)，Th/U比值变化于0.77~2.50(表 1)，具典型岩浆锆石高Th/U比值特征(Wu and Zheng, 2004)。对18个锆石测试点定年，获得206Pb/238U表面年龄变化于123~134Ma (表 1)，在207Pb/235U-206Pb/238U谐和图上，所有测试点均投影在谐和线上或谐和线附近(图 4a)，变化幅度较小，表明被测锆石未遭受明显的后期热事件影响，其206Pb/238U加权平均年龄为127.6±1.6Ma (MSWD=2.5，2σ)，可代表岩体的结晶年龄。
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图 3 金山庙(a) 与蒿坪岩体(b、c) 锆石阴极发光(CL) 图像 Fig. 3 CL images of zircons from the Jinshanmiao (a) and Haoping (b, c) plutons |
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图 4 金山庙与蒿坪岩体锆石U-Pb年龄谐和图 Fig. 4 Zircon U-Pb concordia diagrams for the Jinshanmiao and Haoping plutons |
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表 1 金山庙岩体及蒿坪岩体锆石LA-ICP-MS U-Pb测试结果 Table 1 Zircon LA-ICP-MS U-Pb dating for the Jinshanmiao and Haoping plutons |
蒿坪岩体西段(HP-1) 锆石多呈自形晶且无色透明，粒径较大，长约100~350μm。本次测试获得16个锆石点的Th/U比值变化于0.82~1.54，结合CL图像显示清晰震荡环带(图 3b)，表明这些锆石具有显著的岩浆成因特征。在207Pb/235U-206Pb/238U谐和图上，所有测试点均投影在谐和线上或谐和线附近(图 4b)，通过加权平均计算，获得206Pb/238U年龄为128.7±1.0Ma (MSWD=1.1，2σ)。蒿坪岩体东段(HP-4) 被测锆石多呈柱状或长柱状，少数为短柱状、磨圆状，无色透明(图 3c)。定年结果显示，在16组有效数据中，13个锆石测试点的206Pb/238U表面年龄集中在123~136Ma，其加权平均年龄为129.3±2.4Ma (MSWD=4.0，2σ)，与蒿坪岩体西段定年结果相一致，可代表蒿坪岩体的成岩年龄。测试中，还获得3组古老的继承锆石年龄(HP4-08：2253±26Ma；HP4-17：2151±24Ma；HP4-19：2128±24 Ma)，在207Pb/235U-206Pb/238U谐和图上(图 4d)，所有16组测试点构成的不一致线与谐和线相交，获得上交点年龄为2268±56Ma，与Xu et al.(2009)、第五春荣等(2007)测得的太华群年龄基本一致，表明本区中生代花岗质岩浆的产出很可能与古老的太华群基底物质有密切的成因联系。
定年结果表明，金山庙岩体与蒿坪岩体均形成于早白垩世中期，成岩年龄变化于127.6~129.3Ma之间，表明二者应为同一构造-岩浆事件的产物，这与毛景文等(2005)利用锆石SHRIMP U-Pb方法对花山岩体研究所获得的结果(130.7±1.4Ma) 在误差范围内吻合。
4 元素地球化学蒿坪与金山庙岩体的主量、微量及稀土元素分析结果列于表 2。由表中数据可以看出，二岩体总体上具有相似的主量元素组成特征，如高硅准铝(图 5a；蒿坪岩体：SiO2=66.74%~71.75%，A/CNK=0.91~0.95；金山庙岩体：SiO2=71.56%~75.04%，A/CNK=0.97~0.99)、富碱高钾(图 5b；蒿坪岩体：ALK=8.92~9.74，K2O/Na2O=1.24~1.30，A.R=2.55~3.54；金山庙岩体：ALK=8.92~9.74，K2O/Na2O=0.95~1.46，A.R=3.36~3.40)、富铁贫镁(蒿坪岩体：FeOT/(FeOT+MgO)=0.79~0.81；金山庙岩体：FeOT/(FeOT+MgO)=0.71~0.81) 等，可与世界I型花岗岩对比，明显区别于典型的S型花岗岩，后者往往具有强过铝特征(A/CNK>1.1，Chappell and White, 1974)，但蒿坪与金山庙岩体在分异程度上仍有差别，前者分异指数(D.I.) 变化于91.6~95.1，而后者则为96.6~97.3，二岩体样品点在SiO2-P2O5相关图上(图 6a) 表现出明显的负消长演化关系，且金山庙岩体位于分异演化的末端，表明后者经历了更高程度的分异演化。
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图 5 蒿坪与金山庙岩体A/CNK-A/NK (a，据Maniar and Piccolli, 1989) 及A.R-SiO2(b，据Wright, 1969) 关系图 图 6、图 9-图 11图例同此图 Fig. 5 A/CNK-A/NK (a, after Maniar and Piccolli, 1989) and A.R-SiO2(b, Wright, 1969) diagrams for the Haoping and Jinshanmiao plutons The symbols in Fig. 6, Fig. 9-Fig. 11 are the same as those in this figure |
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图 6 蒿坪与金山庙岩体SiO2-P2O5(a) 和SiO2-Pb (b) 关系图解(据Chappell and White, 1992) Fig. 6 SiO2-P2O5(a) and SiO2-Pb (b) diagrams of the Haoping and Jinshanmiao plutons (after Chappell and White, 1992) |
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表 2 蒿坪与金山庙岩体的化学组成及主要地球化学参数(主量元素：wt%；稀土和微量元素：×10-6) Table 2 Chemical compositions and major geochemical parameters of the Haoping and Jinshanmiao plutons (Major elements: wt%; Trace elements: ×10-6) |
从微量元素蛛网图上可以看出，蒿坪与金山庙岩体均富集Rb、Ba、K、Sr等大离子亲石元素元素，亏损Nb、Ta、Ti、Y等高场强元素，表现出明显的壳源特征(图 7a)。在稀土元素组成上(表 2、图 7b)，蒿坪与金山庙岩体均显示右倾的稀土配分模式，Eu异常较弱或无明显Eu异常，轻稀土的分馏程度较高，(La/Sm)N=4.89~9.88，而重稀土分馏则相对不显著，(Gd/Yb)N=1.38~2.56，这些特征与太华群地层岩石稀土配分模式几近相同，表明蒿坪与金山庙岩体在物质源区方面很可能与太华群地层有着紧密的亲缘关系。相比较而言，金山庙岩体较蒿坪岩体具有更高的稀土总量，金山庙岩体∑REE变化于153.7×10-6~211.7×10-6，而蒿坪岩体∑REE则变化于100.7×10-6~157.5×10-6，此外，二者轻重稀土分馏程度也明显有别，金山庙岩体LREE/HREE变化于22.77~27.18，(La/Yb)N=33.85~37.20，而蒿坪岩体分馏程度明显偏低，LREE/HREE=12.68~17.90，(La/Yb)N=13.96~27.27，表明前者较后者经历了更高程度的分离结晶作用。
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图 7 蒿坪与金山庙岩体微量元素原始地幔标准化蛛网图(a, 标准化值据McDonough and Sun, 1995) 及稀土球粒陨石标准化配分曲线(b, 标准化值据Boynton, 1984) 图中阴影部分资料据第五春荣等(2007) Fig. 7 Primitive mantle-normalized spidergrams (a, normalization values after McDonough and Sun, 1995) and chondrite normalized REE distribution patterns (b, normalization values after Boynton, 1984) for the Haoping and Jinshanmiao plutons The data of shaded parts are after Diwu et al. (2007) |
表 3列出了蒿坪(HP-1) 和金山庙(JSM-3) 岩体锆石Lu-Hf同位素组成及其相关计算参数。从中可以看出，除蒿坪岩体个别锆石测试点176Lu/177Hf比值稍大外，其余所有测试点的176Lu/177Hf比值均小于0.002，表明锆石在岩体形成之后漫长的演化历程中，由176Lu衰变生成的176Hf极少，因而可以利用锆石176Hf/177Hf比值探索岩体形成时的成因信息(Patchett et al., 1981；Knudsen et al., 2001；Kinny and Mass, 2003；Zhao et al., 2010, 2012b; Yang et al., 2011；吴福元等, 2007)。
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表 3 蒿坪与金山庙岩体锆石Lu-Hf同位素分析结果 Table 3 Zircon Lu-Hf isotopic compositions of the Haoping and Jinshanmiao plutons |
蒿坪岩体锆石176Hf/177Hf比值较为均一，主要变化于0.282322~0.282406(图 8b)，相应的εHf(t=128.7Ma) 值变化范围在-13.3~-10.2之间，加权平均值为-11.6。金山庙岩体锆石176Hf/177Hf比值同样比较均一，但较蒿坪岩体稍小，主要在0.282202~0.282319之间变化，εHf(t=127.6Ma) 值变化于-13.3~-17.5，加权平均值为-16.0。考虑到上述二岩体均具较低fLu/Hf比值(平均值为-0.96)，因此二阶段模式年龄更能真实得反映其源区物质在地壳的居留时间(Amelin et al., 2000；Vervoort et al., 1996；Yang et al., 2010；吴福元等, 2007)。蒿坪和金山庙岩体tDM2平均值分别为1910Ma和2187Ma，说明它们的物质来源很可能与新太古代-古元古代地壳基底物质有着密切的联系，同时也不排除古老的地壳组分遭受了幔源或新生地壳物质的改造。在测试过程中，蒿坪和金山庙岩体各获得一组继承锆石Lu-Hf同位素数据，其176Hf/177Hf比值分别为0.281320和0.281279，与第五春荣等(2007)对豫西宜阳TTG质片麻岩测试结果基本一致，表明太华群很可能是蒿坪和金山庙岩体重要的物源组分之一。
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图 8 蒿坪(a) 与金山庙(b) 岩体锆石Hf同位素组成 Fig. 8 Zircon Hf isotopic compositions of the Haoping (a) and Jinshanmiao (b) plutons |
在东秦岭地区，燕山期花岗岩广泛发育，有学者将这些花岗岩归为改造型系列(胡受奚和林潜龙，1988；胡志宏和胡受奚，1990)，但也有学者认为这些花岗岩是在俯冲-挤压环境下，由新太古界基底物质发生部分熔融形成，应归属为陆内同熔型花岗岩，亦即I型花岗岩(范宏瑞等, 1994；毕献武和骆庭川, 1995)。前述地球化学特征显示，蒿坪和金山庙岩体均具高硅、准铝、富碱和高钾的特征，在SiO2-P2O5及SiO2-Pb图解上(图 6a，b)，二岩体投影点变化趋势与I型花岗岩一致，明显区别于S型花岗岩，后者在演化过程中P2O5含量往往具有递增的趋势，而Pb含量则逐渐减少(Chappell and White, 1992)。此外，蒿坪和金山庙岩体轻重稀土分馏异常显著，配分型式呈明显的右倾斜形，这也与S型花岗岩常表现出的“海鸥型”稀土配分型式明显不同。锆石饱和温度(Watson and Harrison, 1983) 计算结果表明，蒿坪和金山庙岩体温度变化于718~777℃(表 2)，较低的成岩温度不支持它们为A型花岗岩，后者的锆石饱和温度往往在800℃以上(King et al., 1997；Yang et al., 2012；刘昌实等, 2003)。尽管金山庙岩体Ga/Al比值较高，变化于3.19~3.27(表 2)，与A型花岗岩Ga/Al比值变化一致，但在高分异的岩浆体系中，Ga元素易与挥发组分结合进入熔体相，因而高分异岩体同样具有偏高的Ga/Al比值(刘昌实等, 2003)。在高场强元素对主要氧化物比值及Ga/Al比值判别图解上(图 9)，上述二岩体均投影在非A型花岗岩区域，其中蒿坪岩体主要投影在正常花岗岩区(OGT)，而金山庙岩体则投影在分异花岗岩区(FG)。因此，蒿坪和金山庙岩体均应为I型花岗岩，其中金山庙岩体分异程度更高，可归属为高分异的I型花岗岩范畴。
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图 9 蒿坪与金山庙岩体Zr+Nb+Ce+Y对FeOT/MgO、(K2O+Na2O)/CaO及10000×Ga/Al图解(a, b据Whalen et al., 1987; c, 据Eby, 1990) Fig. 9 Zr+Nb+Ce+Y vs. FeOT/MgO, (K2O+Na2O)/CaO and 10000×Ga/Al diagrams of the Haoping and Jinshanmiao plutons (a, b, after Whalen et al., 1987; c, after Eby, 1990) |
蒿坪和金山庙岩体在空间上紧邻并近于同期形成，且二者地球化学变化特征相似，表明二者应具有相似的物质源区。前述Hf同位素特征显示，蒿坪和金山庙岩体均具有较低的εHf(t) 值，在εHf(t)-t图上(图 10)，多数样品分布于球粒陨石及地壳分异演化线之间，但二岩体亦有差别，金山庙岩体εHf(t) 值较蒿坪岩体更小，表明金山庙岩体在成岩过程中可能卷入了较多量的地壳物质。毕献武和骆庭川(1995)研究认为，花山复式岩基(包括金山庙和蒿坪岩体) 主体侵入于太华群地层中，其Sr同位素初始比值为0.7078，接近于太华群地层岩石的Sr初始比值(ISr=0.7060)，而明显区别于熊耳群Sr初始比值(ISr=0.7125~0.7141)。范宏瑞等(1994)也认为花山复式岩基是燕山期华北陆块南缘发生的陆内挤压-俯冲作用的产物，由太华群变质岩经重熔作用形成。蒿坪和金山庙岩体中均发现有太华群继承锆石存在，且二岩体的稀土配分曲线与太华群地层近似，暗示这二岩体的物质源区应与太华群有着紧密的亲缘关系。然而，蒿坪和金山庙锆石二阶段Hf模式年龄较太华群TTG质变质岩石同位素年龄明显年轻(Xu et al., 2009；第五春荣等, 2007)，显然太华群不可能单独作为这些花岗岩的物质源区。因此，蒿坪和金山庙岩体在成岩过程中很可能有幔源或新生地壳组分加入，或是其源区在漫长的地质演化过程中遭受(一次或多次) 过新生物质的混染和改造。
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图 10 蒿坪与金山庙岩体的εHf(t)-t图解 Fig. 10 εHf(t)-t diagram of the Haoping and Jinshanmiao plutons |
岩相学特征显示，蒿坪岩体碱性长石(条纹长石或微斜条纹长石) 斑晶十分发育。这些(大) 斑晶的形成主要取决于晶体成核密度与生长速度之间的动态相互作用(Swanson, 1977；Cashman and Marsh, 1988；仲卫国等, 2005)。当成核密度大，晶体生长速度慢时，较易形成细粒结构、隐晶质结构或玻璃质结构，而当成核密度小，晶体生长速度快时，则易形成粗晶或巨晶。根据Swanson (1977)人工合成花岗质岩浆体系实验资料，蒿坪岩体原始熔浆温度应大于950℃，冷却至900~800℃时，碱性长石(大) 斑晶开始快速生长，因为在岩浆温度降至800℃之前，碱性长石的生长速度一直大于其成核速度。由此可以推测蒿坪岩体由于岩浆房体积较大，热量不易散失，故能在相当长的一段时间内维持较高的热场环境，使得岩浆冷却速度变慢，碱性长石晶体得以快速生长，成长为巨大的斑晶。与之对比，金山庙岩体由于岩浆房体积较小，热量容易散失，使得过冷度增大，因而在晶体生长过程中未生成碱性长石(大) 斑晶。
综上所述，蒿坪与金山庙岩体的形成很可能经历了二个阶段的成岩过程：首先太华群基底物质遭受了幔源或新生地壳物质的改造，至早白垩世时，这些被改造的源区物质发生部分熔融并经不同岩浆通道上升侵位，在此过程中，由于岩浆通道及岩浆房容纳的岩浆体积不一，导致原始岩浆在上升侵位过程中仍可能遭受地壳物质的混染而使岩浆的局部性状发生改变。金山庙岩体由于体积小、演化程度高，在上升侵位过程中更易受围岩物质的影响，因而其εHf(t) 值较蒿坪岩体稍低。
6.3 构造环境与成矿中生代是秦岭造山带构造体制发生转换的关键时期，受古特提斯构造域和古太平洋构造域构造动力此弱彼强的影响，中国大陆中东部区域构造体系由印支期以近东西向为主逐渐向燕山期北东-北北东向转变(任纪舜等, 1992；张国伟等, 2001)。在此期间，深部地幔动力学机制一直处于平衡调整状态，地幔和地壳之间发生强烈的物源和热源传输交换，导致原形成于主造山期的碰撞造山格局遭受破坏和改造(Meng and Zhang, 2000；张国伟等, 1997, 2001, 2003)，软流圈物质上涌并底侵诱发加厚的下地壳物质发生部分熔融形成中酸性岩浆，沿构造薄弱带上升到浅部侵位形成花岗岩(朱赖民等，2008)。在R1-R2及Rb-(Y+Nb) 构造判别图上(图 11)，形成于早白垩世的蒿坪和金山庙岩体多数样品均落入后碰撞或造山晚期花岗岩区域，表明二岩体应形成于华北陆块与扬子陆块碰撞造山后陆内伸展的地球动力学背景(Meng and Zhang, 2000；张国伟等，2001; 王义天和毛景文, 2002; 戴宝章等，2009)。
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图 11 蒿坪与金山庙岩体构造环境判别图(a, 据Batchelor and Bowden, 1985；b, 据Pearce, 1996) Fig. 11 Tectonic discrimination diagrams of the Haoping and Jinshanmiao plutons (a, after Batchelor and Bowden, 1985; b, after Pearce, 1996) |
东秦岭熊耳山和小秦岭地区是我国最主要的金矿产地之一(Fan et al., 2011；Zhao et al., 2011a, 2012a；卢欣祥等, 2004；李厚民等, 2007；蒋少涌等, 2009)，区内金矿床的发育具有多期次、多类型成因特征(陈衍景等, 1992, 2003；朱嘉伟等, 1999；徐启东等, 1998；王义天等, 2001；李厚民等, 2007；李诺等, 2008；蒋少涌等, 2009；周振菊等, 2011)，且与花岗岩在时空分布、岩石成因和产出构造背景方面有着广泛的联系(胡受奚等，1998；王义天和毛景文，2002；胡海珠和李毅，2006)。本次研究获知蒿坪和金山庙岩体均为早白垩世构造-岩浆作用的产物，其锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄分别为127.6±1.6Ma以及128.7±1.0Ma和129.3±2.4Ma，与熊耳山地区上宫、瑶沟、崤山以及祁雨沟等金矿成矿年龄相仿(陈衍景和富士谷, 1992；朱嘉伟等, 1999；王义天等, 2001)，表明金矿床的形成很可能直接或间接受控于同期且同构造体系下产出的花岗质岩浆。从空间分布来看，熊耳山地区金矿床几乎都产于花山复式岩基的两侧或附近，且矿体的赋存受东西和北东向双重构造体系的控制(图 1a)，表明这些金矿床的产出不但与古特提斯构造域有关，同时也受到古太平洋构造域的严格制约。在构造体制大转换背景下，加厚的下地壳发生部分熔融形成大量花岗质岩浆，随着分异演化程度的增加，往往伴随有大量富含挥发组分(如F, Cl) 的流体析出，这些结晶最晚阶段的热液流体对迁移和富集来自岩浆或其围岩体系中的成矿物质具有十分重要的作用(Webster and Holloway, 1990；张德会等, 2001；芮宗瑶等, 2003)。研究表明，金在成矿流体中主要呈络合物、胶体或被有机质吸附等多种形式迁移，其中以Au-Cl络合物、Au-S络合物两种形式较为普遍，且在高温条件下又以Au-Cl络合物最为稳定(卢欣祥等，2004)。刘英俊和马东升(1991)认为金矿的定位可能与对其提供热源和矿化剂的花岗岩体具有一定的距离，中酸性岩浆作用晚期发育的富氯热液具有明显向岩体外部或外围迁移而形成有关的热液蚀变和矿化的趋势，从而引起金在岩体边缘和外接触带形成富集。蒿坪和金山庙岩体分异程度较高，尤其是金山庙岩体，属高分异的I型花岗岩，这些花岗质岩浆在漫长的分异演化过程中，伴生有大量深源流体并向浅部运移，破坏改造先期(印支期或燕山早期) 形成的金矿床或萃取富集围岩中的成矿物质。陈衍景等(1992)研究发现，小秦岭和熊耳山地区与金矿有关的花岗岩类总体上可分为两种：一是直接控制矿床产出的花岗岩类，与之有关的矿床主要为斑岩型、爆破角砾岩筒型以及矽卡岩型，如祁雨沟金矿、银家沟金矿等，统称为浆控系列金矿；另一种情况为花岗岩类间接控制金矿床的产出，即金矿分布于花岗岩的边缘或外接触带，以上宫、瑶沟、前河和青岗坪等金矿为典型代表。蒿坪和金山庙岩体明显属于后者，它们在金矿的成矿过程中提供了大量的矿化剂和热能，使成矿热液活化并进一步运移至岩体外侧断裂交汇部位进而富集成矿。
7 结论(1) 锆石LA-ICP-MS U-Pb定年结果表明，蒿坪与金山庙岩体均形成于早白垩世中期，成岩年龄变化于127.6~129.3Ma之间，表明二者应为同一构造-岩浆事件的产物。
(2) 蒿坪和金山庙岩体均具高硅准铝、富碱高钾以及富铁贫镁的特征，且富集Rb、Ba、Sr、La、Ce等大离子亲石元素和轻稀土元素，亏损Nb、Ta、Ti、Y、Yb等高场强元素和重稀土元素，其岩石成因类型应为Ⅰ型花岗岩，其中，金山庙岩体经历了较高程度的分离结晶作用(D.I.=96.6~97.3)，可归属为高分异Ⅰ型花岗岩。
(3) 锆石Lu-Hf同位素分析结果显示，蒿坪岩体εHf(t)=-10.2~-13.3，tDM2=1.8~2.0Ga，金山庙岩体εHf(t)=-13.3~-17.5，tDM2=2.0~2.2Ga，表明二者的源区为遭受了幔源或新生地壳改造的太华群古老基底物质，金山庙岩体εHf(t) 值较蒿坪岩体低很可能是因为在上升侵位过程中卷入了更多的地壳组分。
(4) 蒿坪与金山庙岩体形成于扬子陆块与华北陆块碰撞造山后的陆内伸展引张环境，是古特提斯构造域向古太平洋构造域转换机制下岩浆作用的产物。它们在形成过程中释放出大量的高温热液流体(特别是属高分异I型花岗岩的金山庙岩体)，叠加、破坏并改造了先期(印支期或燕山早期) 形成的金矿床或是萃取富集了围岩中的成矿物质，使之运移至容矿部位形成规模性成矿。
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