高永偉 李向民 辜平陽 馬中平 莊玉軍 郭周平 趙辛敏

秦嶺造山帶是中國大陸中央造山系的重要組成部分，自新元古代以來經(jīng)歷了復(fù)雜的構(gòu)造演化過程。該造山帶主要是由華北、華南兩大板塊及其之間的秦嶺微板塊歷經(jīng)不同期次的洋盆擴(kuò)張與消減及其所導(dǎo)致的洋-陸俯沖造山、陸-陸俯沖碰撞造山，并復(fù)合疊加陸內(nèi)造山而形成的大陸復(fù)合造山帶(張國偉等，2019)。西秦嶺造山帶是秦嶺造山帶的西延部分，大致指臨夏-武山-天水-寶雞斷裂以南、寶成鐵路以西、瑪沁-略陽斷裂以北、柴達(dá)木地塊以東的廣闊區(qū)域，夾持于青藏高原東北緣、南祁連和東昆侖多個塊體之間，向西連接祁連和東昆侖造山帶(殷鴻福等，1992；馮益民等，2003；張國偉等，2004；張宏飛等，2005；徐學(xué)義等，2007；張旗等，2009；Dongetal., 2011；閆臻等，2012；Dong and Santosh, 2016)(圖1)。三疊紀(jì)是秦嶺造山帶構(gòu)造演化的重要轉(zhuǎn)折時期。在此期間，伴隨古特提斯洋盆的俯沖消減，華北和華南兩大板塊最終沿阿尼瑪卿-勉略縫合帶完成碰撞對接(許志琴等，2012；Wu and Zheng, 2013；Dong and Santosh, 2016)，并形成了強(qiáng)烈的構(gòu)造-巖漿-成礦事件。西秦嶺造山帶分布有大量的三疊紀(jì)花崗質(zhì)巖石，并產(chǎn)出了一系列與其密切相關(guān)的三疊紀(jì)金、銅、鉬等多金屬礦床，包括早子溝金礦、李壩金礦、陽山金礦、雙朋西金銅礦、謝坑銅金礦、溫泉鉬礦、賽什塘銅礦、夏布浪銅多金屬礦、德烏魯銅金礦等，成為我國貴金屬和有色金屬基地之一(陳衍景等，2004，2009；Zhuetal., 2009, 2011；陳衍景，2010；毛景文等，2012；Deng and Wang, 2016；Xiongetal., 2016；Suietal., 2017)。因此，西秦嶺造山帶三疊紀(jì)大規(guī)模成礦作用的地球動力學(xué)背景一直備受學(xué)術(shù)界關(guān)注。近二十年以來，眾多學(xué)者圍繞西秦嶺三疊紀(jì)花崗巖類，取得了豐富的研究成果，但有關(guān)花崗巖形成的地球動力學(xué)背景仍存在2種不同觀點：(1)后碰撞環(huán)境(張成立等，2005，2008; 張宏飛等，2006；Luoetal., 2012, 2015；駱必繼等, 2012；李佐臣等，2013；徐學(xué)義等，2014；Xiongetal., 2020)；(2)活動大陸邊緣環(huán)境(Mengetal., 2005；金維浚等，2005；Zengetal., 2012, 2014；黃雄飛等，2013；韋萍等，2013；Yanetal., 2014；Lietal., 2015a, b)。

西秦嶺地區(qū)三疊紀(jì)火山巖出露較少(Qinetal., 2008；秦江鋒，2010；尤繼元等，2010；黃雄飛等，2013)。目前，有關(guān)三疊紀(jì)火山巖的研究還非常薄弱，僅有部分學(xué)者針對西秦嶺麥秀地區(qū)、夏河地區(qū)的火山巖進(jìn)行了初步的研究(Lietal., 2013；Luoetal., 2018)，這一狀況限制了對西秦嶺三疊紀(jì)構(gòu)造演化過程的全面認(rèn)識。我們在對西秦嶺造山帶恰冬銅礦的調(diào)查研究中新發(fā)現(xiàn)了三疊紀(jì)高鎂安山巖，并且認(rèn)為該巖體與成礦關(guān)系密切，可為西秦嶺構(gòu)造巖漿演化與成礦作用研究提供新的線索。

本文對恰冬銅礦高鎂安山巖開展了LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學(xué)、全巖地球化學(xué)、鋯石Hf同位素和全巖Sr-Nd同位素等方面的系統(tǒng)研究，限定了安山巖的形成時代，探討了巖石成因、形成環(huán)境以及對區(qū)域成礦作用的指示意義，以期為西秦嶺三疊紀(jì)構(gòu)造巖漿演化過程及大規(guī)模成礦作用的動力學(xué)背景提供進(jìn)一步的約束。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

秦嶺造山帶位于華北與華南板塊之間，向東與大別蘇魯造山帶相連，西接昆侖和祁連造山帶，東西向綿延超過1500km。以商丹和勉略縫合帶為界，秦嶺造山帶自北向南可劃分為北秦嶺地塊、南秦嶺地塊和揚子地塊北緣，總體形成為“三塊兩縫”的構(gòu)造格局(張國偉等，2004，2019；Dongetal., 2011；徐學(xué)義等，2014)。其中，勉略縫合帶是古生代-中三疊世期間存在的古特提斯洋北側(cè)分支(勉略有限洋盆)消亡后的“殘跡”(Meng and Zhang, 2000；Dongetal., 2011, 2015；Lietal., 2015b)。以徽成盆地和佛坪穹隆為界，地理位置大致沿寶成鐵路一線，秦嶺造山帶劃分為西秦嶺和東秦嶺(Dongetal., 2011；Qiu and Deng, 2017)。西秦嶺前寒武紀(jì)結(jié)晶基底出露較少，也無蛇綠巖或高壓-超高壓變質(zhì)巖，主要出露古生代-三疊紀(jì)沉積地層，以泥盆系、石炭系、二疊系和三疊系為主(Dongetal., 2011)。西秦嶺分布有大量早中生代花崗巖類，包括同仁、夏河、德烏魯、美武、溫泉、中川、柏家莊、碌礎(chǔ)壩、閭井、教場壩、糜署嶺及柴家莊等巖體，形成一條北西向延伸的巨型花崗巖帶，侵位時代集中于250～234Ma和225～205Ma兩個階段(Dongetal., 2011；Luoetal., 2012；Lietal., 2015a, b)。西秦嶺出露少量中生代和新生代火山巖，時代以三疊紀(jì)為主，主要巖性為玄武巖、安山巖、英安巖和流紋巖等(Lietal., 2013；黃雄飛，2016；Zhangetal., 2019)。

圖1 西秦嶺造山帶地質(zhì)礦產(chǎn)簡圖(據(jù)Sui et al., 2018；Du et al., 2021；Qiu and Deng, 2017修改)Fig.1 Simplified geological map of the West Qinling Orogen showing the distribution of Triassic granitic rocks and major ore deposits (modified after Sui et al., 2018, Du et al., 2021, Qiu and Deng, 2017)

恰冬銅礦地處青海省黃南藏族自治州同仁市瓜什則鄉(xiāng)，西距同仁市20km，目前由青海黃南州華帝礦業(yè)有限責(zé)任公司開采，年處理礦石量約30萬t。礦區(qū)位于西秦嶺造山帶的西端。區(qū)域西側(cè)為共和盆地東北緣和鄂拉山，北側(cè)緊鄰拉脊山。區(qū)域內(nèi)出露地層包括第四系、白堊系、侏羅系、三疊系和二疊系等。其中二疊系大關(guān)山群甘家組主要分布在區(qū)域北部，巖性組合為大理巖、砂巖夾鈣質(zhì)板巖及泥質(zhì)灰?guī)r，產(chǎn)大量化石(陳奮寧等，2007)，局部夾中基性火山巖，地層厚度大于 1000m，與上覆三疊系呈不整合接觸或斷層接觸。區(qū)域上雙朋西及謝坑矽卡巖型銅金礦均與該套地層相關(guān)(路英川等，2016，2017)。三疊系隆務(wù)河組主要分布在區(qū)域中部，巖性為淺灰色中厚層狀細(xì)粒長石砂巖、凝灰質(zhì)砂巖、凝灰質(zhì)板巖夾中基性-中酸性火山巖及薄層灰?guī)r，地層總厚度大于3000m，為恰冬銅礦的賦礦層位。區(qū)域處于秦祁昆東西向構(gòu)造帶與南北向斷裂帶的復(fù)合部位，構(gòu)造線以北西向為主，表現(xiàn)為褶皺和斷裂(郭現(xiàn)輕等，2011)；其次發(fā)育北東-北東東向斷裂。崗察棍巴復(fù)式背斜為區(qū)域主體褶皺，軸線方向北北西，在背斜南翼發(fā)育瓜會則向斜及加吾力吉背斜等次級褶皺。恰冬銅礦位于加吾力吉背斜北翼，礦區(qū)內(nèi)發(fā)育北東向破礦斷裂。區(qū)域內(nèi)印支期巖漿活動劇烈，中酸性侵入巖多沿北西向斷裂及背斜核部侵入。代表性巖體為恰冬銅礦東北部的崗察復(fù)式巖體，其出露面積約20km2，呈北西-南東向展布，巖性包括閃長巖、花崗閃長巖及花崗斑巖等。在巖體周邊發(fā)育雙朋西金銅礦、謝坑銅金礦等(陶志華等，2014；張濤等，2014，2015)。

圖2 恰冬銅礦地質(zhì)簡圖Fig.2 Simplified geological map of the Qiadong copper deposit in West Qinling

2 礦床地質(zhì)特征

恰冬銅礦探明銅金屬量約5萬t，銅平均品位0.75%，具有中型規(guī)模潛力，礦床成因?qū)倥c火山作用有關(guān)的噴流沉積礦床。銅礦(化)體主要產(chǎn)于三疊系隆務(wù)河組碎屑巖及安山巖中(圖2)，嚴(yán)格受地層控制，根據(jù)礦體不同產(chǎn)出部位及其與安山巖的相對位置，由南向北共劃分Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ共4個礦帶。其中Ⅱ、Ⅲ為礦區(qū)主礦帶，發(fā)育有多條工業(yè)礦體。Ⅱ礦帶位于安山巖下部，發(fā)育礦體15條，礦體賦存于安山巖下部的凝灰質(zhì)砂巖夾凝灰質(zhì)板巖與大理巖互層巖性中，呈層狀、似層狀及透鏡狀產(chǎn)出。Ⅲ礦帶位于安山巖上部，含有3個賦礦層位，發(fā)育礦體16條，礦體賦存于安山巖上部互層狀凝灰質(zhì)砂巖與凝灰質(zhì)板巖中，呈層狀、似層狀，局部見分支復(fù)合。Ⅱ2-1礦體為礦區(qū)的主礦體之一，位于安山巖下盤，Ⅱ礦帶中下部，距安山巖約50m，呈東西向展布，北傾，傾角30°～60°，形態(tài)簡單，呈層狀、似層狀產(chǎn)出，走向控制長約600m、延深480m，平均厚度5m。礦體銅品位為0.09%～4.42%，平均0.91%。圍巖蝕變強(qiáng)烈，類型多樣，包括綠簾石化、硅化、絹云母化、陽起石化、石榴石化、透輝石化、碳酸鹽化及褐鐵礦化等。礦石類型主要為黃鐵礦-黃銅礦和磁黃鐵礦-黃銅礦兩類，以前者為主；黃鐵礦、黃銅礦呈浸染狀、條帶狀分布于凝灰質(zhì)砂巖中。礦石中金屬礦物主要為黃銅礦、黃鐵礦、毒砂、閃鋅礦、磁黃鐵礦，見少量斑銅礦、白鐵礦、褐鐵礦等；非金屬礦物主要為石英、方解石、長石、綠泥石，次為綠簾石、絹云母、石榴子石、透輝石、角閃石等。礦石結(jié)構(gòu)主要為自形-半自形粒狀結(jié)構(gòu)、他形粒狀結(jié)構(gòu)、包含結(jié)構(gòu)、交代結(jié)構(gòu)及固溶體分離結(jié)構(gòu)等；礦石構(gòu)造主要包括紋層狀構(gòu)造、條帶狀構(gòu)造、塊狀構(gòu)造、浸染狀構(gòu)造等(圖3)。

3 樣品特征及分析方法

用于鋯石定年及元素分析的安山巖樣品均采自采礦坑道內(nèi)，主要采集Ⅱ2-1主礦體北側(cè)蝕變較弱的安山巖，采樣位置見圖2。安山巖呈灰褐色、灰綠色，斑狀結(jié)構(gòu)，致密塊狀構(gòu)造，由斑晶(約20%)和基質(zhì)組成(約80%)。斑晶以斜長石為主，見少量角閃石、輝石及黑云母，斜長石呈自形-半自形板狀，粒度多在0.5～2mm，含量約15%，發(fā)育聚片雙晶和環(huán)帶結(jié)構(gòu)，偶呈聚斑出現(xiàn)；角閃石多呈渾圓狀，含量約5%，局部被黑云母交代；基質(zhì)具玻晶交織結(jié)構(gòu)，密集的斜長石微晶呈雜亂狀分布，角閃石和火山玻璃充填在斜長石微晶之間(圖3)。巖石發(fā)育弱綠泥石化、碳酸鹽化。

樣品主量、微量元素分析測試在自然資源部巖漿作用成礦與找礦重點實驗室完成。主量元素采用荷蘭帕納科公司Axios波長色譜X射線熒光光譜儀(XRF)分析，其中FeO采用酸消解滴定法分析，分析精度和準(zhǔn)確度均優(yōu)于1%。微量和稀土元素由美國賽默飛世爾公司生產(chǎn)的X SeriesⅡ型電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(ICP-MS)測定，相對標(biāo)準(zhǔn)偏差優(yōu)于5%。

鋯石單礦物挑選由河北廊坊市宏信地質(zhì)勘查技術(shù)服務(wù)有限公司完成，首先將樣品破碎至100μm，采用浮選和磁選進(jìn)行鋯石分選，再在雙目鏡下挑選出晶形和透明度較好的鋯石顆粒，用無色透明的環(huán)氧樹脂固定，拋光至鋯石中心暴露，然后進(jìn)行鋯石陰極發(fā)光、透射光及反射光顯微拍照。LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡測定在自然資源部巖漿作用成礦與找礦重點實驗室測試中心完成，采用193nmArF準(zhǔn)分子激光器的GeoLas Pro激光剝蝕系統(tǒng)與Agilent 7700x型四級桿等離子質(zhì)譜儀(ICP-MS)聯(lián)機(jī)測試，激光束斑直徑約24μm，剝蝕深度20～40μm。剝蝕過程中采用氦氣(He)作為剝蝕物質(zhì)的載氣。元素含量采用NIST SRM 610人工合成硅酸鹽玻璃參考物質(zhì)作為外標(biāo)，由于SiO2在鋯石中的含量比較穩(wěn)定，所以選擇29Si作為內(nèi)標(biāo)元素進(jìn)行校正。鋯石年齡采用國際標(biāo)準(zhǔn)鋯石91500和GJ-1作為外標(biāo)。鋯石的同位素比值和元素含量數(shù)據(jù)采用Glitter 4.4軟件完成，并采用Andersen (2002)軟件對測試數(shù)據(jù)進(jìn)行普通鉛校正，年齡計算及諧和圖繪制采用Isoplot軟件完成。詳細(xì)的測試流程及數(shù)據(jù)處理方法可參考Yuanetal.(2008)。

全巖Sr-Nd同位素分析在中國地質(zhì)調(diào)查局武漢地質(zhì)調(diào)查中心同位素地球化學(xué)室完成。首先使用氫氟酸和高氯酸溶解樣品，利用陽離子交換樹脂技術(shù)進(jìn)行Sr和稀土元素的分離和純化，使用P507有機(jī)萃取樹脂柱進(jìn)行Nd分離和純化。Sr、Nd同位素組成采用Triton熱電離同位素質(zhì)譜儀測試。87Rb/86Sr和147Sm/144Nd比值由測得的Rb、Sr、Sm、Nd含量計算得出。Sr和Nd分析結(jié)果質(zhì)量分餾校正分別采用86Sr/88Sr=8.37521和146Nd/144Nd=0.7219進(jìn)行。樣品測試過程中，采用標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)NBS987和GBW04419監(jiān)控分析流程。根據(jù)鋯石定年結(jié)果，安山巖樣品的Sr和Nd同位素的初始值按照t=246Ma計算。

圖4 恰冬銅礦安山巖鋯石陰極發(fā)光圖像Fig.4 Cathodoluminescence images of zircons from the andesites in the Qiadong copper deposit

圖5 恰冬銅礦安山巖鋯石U-Pb年齡諧和圖Fig.5 Zircon LA-ICP-MS concordia diagrams for the andesites from the Qiadong copper deposit

鋯石Lu-Hf同位素分析是在鋯石陰極發(fā)光圖像和U-Pb年齡測定的基礎(chǔ)上進(jìn)行的，測試在自然資源部巖漿作用成礦與找礦重點實驗室完成。采用Neptune型多接收等離子體質(zhì)譜儀和Geolas Pro型激光剝蝕系統(tǒng)聯(lián)機(jī)測試，采用單點剝蝕模式進(jìn)行，斑束直徑為32μm。詳細(xì)的儀器操作條件和測試流程可參照Mengetal.(2014)。測試時使用鋯石國際標(biāo)樣GJ-1作為參考物質(zhì)，其176Hf/177Hf測試加權(quán)平均值為0.282001±0.000018(2σ)，與推薦的176Hf/177Hf值在誤差范圍內(nèi)一致(0.282015±0.000025；侯可軍等，2007)。εHf(t)計算采用衰變常數(shù)λ=1.865×100-11y-1(Schereretal., 2001), (176Hf/177Hf)CHUR=0.0332，(176Hf/177Hf)CHUR，0=0.282772 (Blichert-Toft and Albarède, 1997)，單階段虧損地幔Hf模式年齡(tDM1)計算采用(176Lu/177Hf)DM=0.03842 (Griffinetal., 2000), (176Hf/177Hf)DM=0.28325，兩階段Hf模式年齡(tDM2)計算采用的平均地殼176Lu/177Hf比值為0.015(Griffinetal., 2002)。

4 分析結(jié)果

4.1 鋯石U-Pb年代學(xué)

安山巖中的鋯石多呈透明-半透明狀，晶形完整，多呈自形-半自形板柱狀。鋯石粒度多在50～150μm，長寬比多在1.5:1～3:1。陰極發(fā)光CL圖像顯示(圖4)，鋯石多具有明顯的振蕩環(huán)帶，多為無核結(jié)構(gòu)，無增生邊，為典型的巖漿鋯石特征。在進(jìn)行普通鉛校正后，剔除鉛丟失嚴(yán)重以及諧和度較低的測點后，共獲得13個有效數(shù)據(jù)點。參與計算的鋯石年齡數(shù)據(jù)及同位素數(shù)據(jù)列于表1。13個有效分析點的鋯石的Th含量為45×10-6～516×10-6，U含量為77×10-6～833×10-6，Th/U值為0.49～1.02，均大于0.4，與典型的巖漿鋯石特征一致(Hoskin and Schaltegger, 2003)。

鋯石年齡諧和圖顯示(圖5)，所有數(shù)據(jù)均沿諧和線分布，表明基本未發(fā)生普通Pb的丟失。13個測點的鋯石206Pb/238U表面年齡介于241±6Ma～252±8Ma，加權(quán)平均年齡為246.1±1.6Ma(MSWD=1.1，n=13)，與各測點的206Pb/238U表面年齡在誤差范圍內(nèi)一致，代表了鋯石的結(jié)晶年齡，表明恰冬銅礦安山巖形成于早三疊世晚期。

表1 全球主要的黑色頁巖容礦型Ni-Co礦床地質(zhì)和地球化學(xué)特征Table 1 Geological and geochemical characteristics of selected major black shale-hosted Ni-Co deposits in the world

4.2 主量元素

恰冬銅礦安山巖巖石化學(xué)成分見表2。安山巖樣品的主量元素組成較均一。SiO2含量為54.60%～56.21%，TiO2含量為0.79%～0.86%，CaO含量為7.28%～9.38%，F(xiàn)eOT含量為4.36%～7.05%。Al2O3含量較高，為19.11%～19.57%。MgO含量較高，為3.78%～4.57%，平均4.10%。全堿(Na2O +K2O)含量為3.16%～4.48%。Na2O /K2O介于0.59～2.13，平均1.13。樣品里特曼指數(shù)δ為0.18～0.37，屬鈣堿性系列。安山巖樣品的燒失量為1.24%～2.46%，表明巖石在形成后遭受了一定程度的蝕變。在火山巖TAS圖解上，樣品均落在玄武安山巖系列，呈亞堿性(圖6a)。在SiO2-K2O圖(圖6b)上，樣品均落在高鉀鈣堿性和鈣堿性系列區(qū)域。樣品Mg#值較高，為49.7～62.1，具有高鎂安山巖的特征(Kelemen, 1995；Kelemenetal., 2014)。在MgO-SiO2圖解中(圖7a)，所有樣品均落入高鎂安山巖區(qū)域。在SiO2-Mg#圖解中(圖7b)，除樣品QD-7外，其他樣品均屬于高鎂安山巖范圍。

4.3 微量元素

恰冬銅礦安山巖樣品稀土總量較低(∑REE=125.3×10-6～145.1×10-6)。其中，輕稀土為107.7×10-6～125.8×10-6，重稀土為17.57×10-6～19.92×10-6，LREE/HREE比值為5.98～6.51。樣品顯著富集輕稀土，(La/Yb)N為5.32～5.82。較高的(La/Sm)N比值(2.88～3.14)和較低的(Dy/Yb)N比值(1.07～1.17)顯示樣品的輕稀土元素較重稀土元素具有更顯著的分餾。樣品δEu為 0.72～0.78，具有弱的負(fù)Eu異常。樣品δCe為 1.01～1.06，具有微弱的Ce正異常(圖8a)。所有樣品球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分曲線基本平行，均表現(xiàn)為LREE顯著富集的右傾型分布模式，明顯區(qū)別于OIB、E-MORB、N-MORB火山巖分布模式，而與俯沖消減環(huán)境下的弧火山巖分布模式較為相似。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖上(圖8b)，所有安山巖樣品具有一致的配分樣式，整體表現(xiàn)出大離子親石元素(LILEs)如Cs、Rb、U、Sr等的明顯富集，高場強(qiáng)元素(HFSEs)如Nb、Ta、Ti、P顯著虧損，Zr弱虧損的地球化學(xué)特征。

4.4 全巖Sr-Nd同位素和鋯石Hf同位素

4.4.1 全巖Sr-Nd同位素

恰冬銅礦安山巖的Sr-Nd同位素分析結(jié)果見表3。根據(jù)鋯石U-Pb定年計算結(jié)果得出，恰冬高鎂安山巖的初始87Sr/86Sr(ISr)比值相對較高且變化不大，為0.7073～0.7090；初始43Nd/144Nd(INd)比值為0.511756～0.511823，εNd(t)值為-9.72～-11.03；根據(jù)Nd同位素獲得的一階段模式年齡(tDM)為1.95～2.25Ga。在εNd(t)-(87Sr/86Sr)i圖解上，恰冬銅礦安山巖同位素特征與西秦嶺三疊紀(jì)花崗質(zhì)巖漿以及麥秀高鎂安山巖類似(圖9)。

4.4.2 鋯石Hf同位素

對安山巖樣品中已獲得U-Pb年齡的12粒鋯石進(jìn)行了原位Hf同位素分析(表4)。176Yb/177Hf和176Lu/177Hf值分別為0.011817～0.081796和0.000401～0.002947。176Lu/177Hf比值絕大部分小于0.002，表明鋯石在形成后基本沒有放射性成因Hf的積累，因此可以用測定的176Hf/177Hf代表鋯石形成時的Hf同位素組成(吳福元等，2007)。安山巖鋯石的176Hf/177Hf比值為0.282099～0.282561，εHf(t)為-2.1～-18.6，平均為-9.7(圖10)。鋯石的Hf模式年齡較為古老，單階段模式年齡(tDM1)介于962～1633Ma，兩階段模式年齡(tDM2)介于1403～2438Ma。

表2 恰冬銅礦安山巖主量元素(wt%)、稀土和微量元素(×10-6)分析結(jié)果Table 2 Whole-rock major (wt%) and trace (×10-6) elements compositions of the andesites from the Qiadong copper deposit

續(xù)表2Continued Table 2

表3 恰冬銅礦安山巖Sr-Nd同位素組成Table 3 Sr-Nd isotopic compositions of the andesites from the Qiadong copper deposit

表4 恰冬銅礦安山巖鋯石原位Hf同位素分析結(jié)果Table 4 In-situ Lu-Hf isotopic compositions of zircon grains in the andesites from the Qiadong copper deposit

圖6 恰冬銅礦安山巖TAS分類圖(a, 底圖據(jù)Le Bas et al.,1986)和SiO2-K2O圖(b, 底圖據(jù)Peccerillo and Taylor, 1976)數(shù)據(jù)來源: 日本Setouchi Volcanic Belt (SVB)的高鎂安山巖據(jù)Shimoda et al. (1998), Tatsumi et al. (2003)；麥秀高鎂安山巖(HMA)據(jù)Li et al. (2013)Fig.6 Diagrams of TAS (a, base map after Le Bas et al.,1986) and SiO2 vs. K2O (b, base map after Peccerillo and Taylor, 1976) of the andesites from the Qiadong copper depositData for Setouchi Volcanic Belt HMA from Shimoda et al. (1998), Tatsumi et al. (2003); Maixiu HMA from Li et al. (2013)

圖7 高鎂安山巖SiO2-MgO(a，底圖據(jù)McCarron and Smellie, 1998)和SiO2-Mg#(b,底圖據(jù)Kelemen, 1995)判別圖Setouchi HMA范圍來源于Ishizaka and Carlson (1983), Shimoda et al. (1998). Setouchi贊岐巖范圍來源于Tatsumi et al., 2003Fig.7 Diagrams of SiO2 vs. MgO correlation (a, after McCarron and Smellie,1998) and SiO2 vs. Mg# (b, after Kelemen, 1995) for distinguishing high-Mg andesite from normal andesiteField for Setouchi HMA after Ishizaka and Carlson (1983), Shimoda et al. (1998); Sanukitoid data of the Setouchi Volcanic Belt from Tatsumi et al. (2003)

圖8 恰冬銅礦安山巖球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖(a)及原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(b)(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough,1989)大陸地殼成分來源于Rudnick and Fountain (1995)；麥秀HMA來源于Li et al. (2013)Fig.8 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element spider diagram (b) for the andesites from the Qiadong copper deposit (normalizing values from Sun and McDonough, 1989)The continental crust values from Rudnick and Fountain (1995); Maixiu HMA from Li et al. (2013)

圖9 恰冬銅礦安山巖εNd(t)-(87Sr/86Sr)i圖解數(shù)據(jù)來源：麥秀高鎂安山巖(Li et al., 2013)；西秦嶺230～250Ma花崗質(zhì)巖漿(駱必繼等，2012；Luo et al., 2012, 2018；Wang et al., 2019；Li et al., 2015b；路英川等，2017；黃雄飛等，2014；Hu et al., 2021)；西秦嶺215～220Ma花崗質(zhì)巖漿(Lu et al., 2020；張宏飛等，2005)；尖扎鎂鐵-超鎂鐵巖(Li et al., 2014); 阿尼瑪卿-勉略N-MORB蛇綠巖(Xu et al., 2002a；郭安林等，2007)Fig.9 Diagram of εNd(t) vs. initial 87Sr/86Sr for the the andesites from the Qiadong copper depositData sources: Maixiu high Mg andesites (Li et al., 2013); granitic rocks (230～250Ma) in the West Qinling (Luo et al., 2012; Luo et al., 2012, 2018; Wang et al., 2019; Li et al., 2015b; Lu et al., 2017; Huang et al., 2014; Hu et al., 2021); granitic rocks (215～220Ma) in the West Qinling (Lu et al., 2020; Zhang et al., 2005); mafic to ultramafic rocks from the Jianzha complex (Li et al., 2014); Mian-Lue and A’nimaque N-MORB ophiolites (Xu et al., 2002a; Guo et al., 2007)

圖10 恰冬銅礦安山巖及西秦嶺三疊紀(jì)花崗質(zhì)巖石εHf(t)-t圖解數(shù)據(jù)來源：Xing et al., 2020；Hu et al., 2019, 2021；Wang et al., 2019, 2021；Li et al., 2015b；Luo et al., 2012，2015；賈儒雅等，2019；路東宇等，2017；黃雅琪等，2020；Lu et al., 2020；付長壘等，2016；Geng et al., 2017Fig.10 Diagram of εHf(t) vs. U-Pb age for the andesites from the Qiadong copper deposit and Triassic granitic rocks in West QinlingData sources of the Triassic granitic rocks in West Qinling: Xing et al., 2020; Hu et al., 2019, 2021; Wang et al., 2019, 2021; Li et al., 2015b; Luo et al., 2012, 2015; Jia et al., 2019; Lu et al., 2017; Huang et al., 2020; Lu et al., 2020; Fu et al., 2016; Geng et al., 2017

5 討論

5.1 安山巖巖石成因和源區(qū)性質(zhì)

對巖石成因及源區(qū)性質(zhì)的探討，需要評估在巖石形成過程及之后發(fā)生的變質(zhì)及低溫蝕變作用對巖石地球化學(xué)性質(zhì)的影響程度。野外采集的恰冬銅礦安山巖樣品新鮮，未見任何變質(zhì)作用。燒失量(LOI)為1.24%～2.46%，說明巖石遭受了一定程度的蝕變，這與顯微鏡下觀察結(jié)果相一致(圖3b, c)。在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖及原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖上(圖8)，安山巖樣品具有較為一致的變化趨勢。同時，容易受流體作用影響而發(fā)生遷移的的元素(Na、K、Ca、Rb、Ba等)與燒失量(LOI)之間未表現(xiàn)出明顯的相關(guān)性(圖略)，顯示此類低溫下活動性較強(qiáng)的元素未受到后期蝕變的明顯影響。此外，Zr與稀土元素(REE，如La、Ce、Dy)、高場強(qiáng)元素(HFSE，如Ta、Hf、Nb、Th)以及親鐵元素(V)之間具有明顯的正相關(guān)性(圖略)，這與此類元素具有的強(qiáng)不活動性相一致。因此，上述特征表明恰冬銅礦安山巖基本保留了原始的化學(xué)成分，可以利用巖石的主微量元素對巖石成因和構(gòu)造背景進(jìn)行討論(Wilson, 1989；Deniel, 1998；Wangetal., 2011)。

恰冬銅礦安山巖具有較高的MgO含量和Mg#值，較低的FeOT/MgO(1.12～1.87，平均1.34)，具有類似于高鎂安山巖的地球化學(xué)特征(Kelemenetal., 2014)。高鎂安山巖在現(xiàn)代地球中出露極少，絕大部分顯生宙高鎂安山巖發(fā)育于匯聚板塊邊緣(唐功建和王強(qiáng)，2010)。作為一種特殊巖石類型，高鎂安山巖蘊含了俯沖帶元素遷移的重要信息。根據(jù)地球化學(xué)成分特征，高鎂安山巖分可分為四種類型：玻安巖型(boninites)、贊岐巖型(sanukitoids)、巴哈巖型(bajaites)以及 埃達(dá)克巖型(adakites)(Defant and Drummond, 1990；Kelemen, 1995；Tatsumi, 2001, 2006；Kameietal., 2004)。恰冬銅礦安山巖MgO含量(3.78%～4.57%)和TiO2含量(>0.79%)區(qū)別于典型的玻安巖(boninites)(MgO>8%；TiO2<0.2%)(Kameietal., 2004)。巴哈巖(bajaites)具有高的Ba和Sr含量(Ba>1000×10-6；Sr>1000×10-6)(Yogodzinskietal., 1995)，而恰冬銅礦安山巖的Ba和Sr含量明顯偏低。埃達(dá)克巖(adakites)以高的Sr含量、低的Y和Yb含量、高的Sr/Y和La/Yb為典型特征(Defant and Drummond, 1990；Wangetal., 2006)，不同于樣品高的Y含量、低到中等的La/Yb比值和低的Sr/Y比值(圖11)。雖然恰冬銅礦安山巖的Cr、Ni含量(分別為55.47×10-6～89.55×10-6，9.22×10-6～23.74×10-6)稍低，但仍然顯示出類似于日本Setouchi火山巖帶中典型贊岐巖的地球化學(xué)特征(圖7a)(Sternetal., 1989)。

圖11 恰冬銅礦安山巖(La/Yb)N-YbN圖解(a)和Sr/Y-Y圖解(b)(據(jù)Defant and Drummond, 1990)日本Setouchi火山巖帶贊岐巖數(shù)據(jù)來源于Shimoda et al. (1998), Tatsumi (2006)Fig.11 Diagrams of (La/Yb)N vs. YbN (a) and Sr/Y vs. Y(b) (after Defant and Drummond, 1990) for the andesites from the Qiadong copper depositData for Setouchi sanukitoids of SW Japan from Shimoda et al. (1998) and Tatsumi (2006)

圖12 恰冬銅礦安山巖巖石成因判別圖解(a) εNd(t)-Th/Nb圖解(勉略MORB輝長巖數(shù)據(jù)引自Xu et al., 2002a); (b) (La/Sm)N-Ba/Th圖解(Tatsumi, 2006); (c)Th/La-Th圖解(全球俯沖沉積物GLOSS數(shù)據(jù)和海洋沉積物引自Plank and Langmuir, 1998); (d) U/Th-Th/Nb圖解(N-MORB、OIB數(shù)據(jù)來源于Sun and McDonough, 1989；UCC、LCC數(shù)據(jù)來源于Taylor and McLennan, 1995；DM數(shù)據(jù)來源于Workman and Hart, 2005)Fig.12 Petrogenetic discrimination diagrams for the andesites from the Qiadong copper deposit(a) εNd(t) vs. Th/Nb diagram; (b) (La/Sm)N vs. Ba/Th diagram (after Tatsumi, 2006); (c) Th/La vs. Th diagram; (d) U/Th vs. Th/Nb diagram. Data sources: MORB-type gabbros from Mian-Lue ophiolites (Xu et al., 2002a); Marine sediments and global subducting sediments (Plank and Langmuir, 1998); N-MORB and OIB (Sun and McDonough, 1989); UCC and LCC (Taylor and Mclennan, 1995); DM (Workman and Hart, 2005)

目前，高鎂安山巖主要有以下幾種成因模型：(1)幔源玄武質(zhì)母巖漿的混染和分離結(jié)晶過程(AFC)(Groveetal., 1997；Macphersonetal., 2006)；(2)含水地幔橄欖巖的部分熔融(Stern and Hanson, 1991；Rappetal., 1999；Straubetal., 2011)；(3)拆沉下地殼與地幔橄欖巖的反應(yīng)(Xuetal., 2002b, 2010；Gaoetal., 2004)；(4)殼源長英質(zhì)巖漿和幔源玄武質(zhì)巖漿的混合(Boettcher, 1973；Guffantietal., 1996；Strecketal., 2007；Qian and Hermann, 2010)；(5)俯沖板片熔體，和(或)俯沖沉積物熔體以及板片脫水流體與上覆地幔楔的反應(yīng)(Groveetal., 2002；Wangetal., 2011；Kelemenetal., 2014；Dong and Santosh, 2016)。如果幔源玄武質(zhì)巖漿遭受地殼物質(zhì)混染，La/Sm比值將迅速增高，一般在5以上(朱弟成等，2006)。本文安山巖樣品的La/Sm比值為4.58～4.97，均小于5。此外，樣品 Ba/Th比值(20.25～77.40，平均35.56)顯著低于原始地幔(82.22)和上地殼(59.43)；Th/La比值(0.34～0.38)顯著高于原始地幔(0.12)和上地殼(0.33)；Th/Yb比值(2.81～3.09)顯著高于原始地幔(0.17)，但低于上地殼(5.25)(Sun and McDonough, 1989；Rudnick and Gao, 2003)。同時，樣品的Th/Nb比值與εNd(t)未呈現(xiàn)負(fù)相關(guān)性(Wangetal., 2011)(圖12a)，均暗示巖漿在上升過程中未遭受到明顯的地殼混染作用。另外，樣品具有負(fù)的鋯石εHf(t)值、εNd(t)值以及負(fù)Eu異常，說明安山巖不是直接來源于虧損地幔(Hoskin and Schaltegger, 2003；Wood and Turner, 2009)。因此，恰冬銅礦安山巖不是經(jīng)歷AFC過程的幔源玄武質(zhì)巖漿或者地幔橄欖巖的部分熔融的產(chǎn)物。同樣，拆沉下地殼與地幔橄欖巖的反應(yīng)模型也無法解釋恰冬銅礦高鎂安山巖的形成。下地殼部分熔融通常會產(chǎn)生高Sr、低Y和Yb的埃達(dá)克質(zhì)巖漿(Qian and Hermann, 2013)，這區(qū)別于樣品相對較高的Yb(2.69×10-6～3.11×10-6)和Y(23.16×10-6～27.59×10-6)；同時，樣品Th和U含量(分別為8.31×10-6～9.29×10-6和1.46×10-6～1.83×10-6)明顯高于下地殼(Th=1.2×10-6，U=0.2×10-6；Rudnick and Gao, 2003)；其次，拆沉作用一般形成于地殼加厚背景，石榴子石為主要殘留相。由于重稀土元素和Y對于石榴子石是強(qiáng)相容的，因此強(qiáng)的重稀土元素和Y的虧損是石榴子相殘留的重要標(biāo)志(Xuetal., 2002b)。樣品低的(Dy/Yb)N(1.07～1.17)，相對較高的Yb (2.69×10-6～3.11×10-6)和Y (23.16×10-6～27.59×10-6)，指示源區(qū)不存在大量的石榴子石殘留相。巖漿混合模型也不適用于恰冬銅礦高鎂安山巖。在野外露頭及顯微尺度均未見巖漿混合的現(xiàn)象(如鎂鐵質(zhì)包體)，安山巖具有相對均一的εNd(t)值(-9.72～-11.03)，不同于典型的由巖漿混合作用形成的Mount Shasta高鎂安山巖(Strecketal., 2007)，而與西秦嶺麥秀地區(qū)高鎂安山巖的特征相類似(Lietal., 2013)。

恰冬銅礦安山巖富集大離子親石元素(LILEs)和輕稀土元素(LREE)，顯著虧損高場強(qiáng)元素(HFSEs，如Nb、Ta、Ti、P)，并具有負(fù)的εNd(t)，具有匯聚板塊邊緣經(jīng)歷熔體(流體)交代改造后的地幔楔發(fā)生部分熔融生成巖漿的典型特征(Seghedi and Downes, 2011；Anczkiewicz and Anczkiewicz, 2016)，但也可能是由于受到顯著的地殼混染作用影響(McCulloch and Gamble, 1991)。但前文已證實不存在明顯的地殼混染。安山巖La/Nb比值(2.17～2.47)和Ba/Nb(15.74～66.60)高于原始地幔的相應(yīng)值(0.96和9.81)。Nb/U比值(6.4～7.0)和Ce/Pb(4.2～10.0)明顯不同于洋中脊玄武巖(MORB)和洋島玄武巖(OIB) (Nb/U=47±10，Ce/Pb=25±5; Hofmannetal., 1986)，同時樣品強(qiáng)烈富集Sr-Nd同位素(εNd(t)=-9.72～-11.03)，說明安山巖的的原始巖漿是來源于交代作用改造過的富集地幔。因此，恰冬銅礦高鎂安山巖可能是被俯沖帶組分交代過的地幔楔發(fā)生部分熔融的產(chǎn)物。俯沖帶組分主要包括俯沖板片來源的流體、熔體以及俯沖沉積物(Hawkesworthetal., 1997；Plank，2005)。利用某些微量元素及其比值可以有效識別不同性質(zhì)組分對巖漿源區(qū)的貢獻(xiàn)程度。恰冬銅礦安山巖具有高的Y含量、低到中等的La/Yb比值、低的Sr/Y比值和較高的Rb/Sr比值，不同于俯沖洋殼板片熔融產(chǎn)生的埃達(dá)克質(zhì)巖石(Defant and Drummond, 1990；Wangetal., 2006)。其次，樣品的Ba/Th比值(20.2～77.4，平均為35.6)較低，也說明巖漿不是起源于俯沖板片熔體(圖12b)。樣品具有富集的εHf(t)(-2.1～-18.6)和負(fù)的εNd(t)(-9.72～-11.03)，并且εHf(t)值變化范圍較大，暗示巖漿源區(qū)可能存在俯沖沉積物組分的大量加入(Vervoortetal., 2011)。樣品顯著富集輕稀土元素(LREE)和Th，并具有明顯的Pb正異常(圖8)，表明來源于俯沖沉積物的組分主要以熔體形式存在(Hermannetal., 2006)。樣品具有較低的Ba/Th比值(20.2～77.4，平均為35.6)、較高的(La/Sm)N、Th/La比值(圖12b, c)，以及較低的U/Th比值(0.17～0.20)和較高的Th/Nb比值(0.78～0.86)(圖12d)，均反映巖漿源區(qū)中俯沖流體的加入不明顯，而主要以俯沖沉積物熔體為主。樣品的Pb/Ce比值(0.10～0.24)和Th/Ce(0.15～0.17)，也同樣指示源區(qū)存在俯沖沉積物熔體組分加入(Hawkesworthetal., 1997；Elburgetal., 2002)。

恰冬銅礦安山巖樣品的Cr含量(55.47×10-6～89.55×10-6)和Ni含量(9.22×10-6～23.74×10-6)顯著低于與地幔橄欖巖平衡的原生玄武質(zhì)熔體(Cr>1000×10-6；Ni>250×10-6；Mg#=68～75；Roeder and Emslie, 1970)。同時，樣品具有負(fù)Eu異常、P和Ti強(qiáng)烈虧損，表明巖漿演化過程中可能經(jīng)歷了斜長石、磷灰石及鈦鐵氧化物的分離結(jié)晶作用，因此恰冬銅礦安山巖是原始巖漿一定程度演化的產(chǎn)物。

因此，恰冬銅礦高鎂安山巖是在板片俯沖過程中，主要由俯沖沉積物熔融產(chǎn)生的熔體與地幔楔發(fā)生交代反應(yīng)，并經(jīng)歷一定程度結(jié)晶分異作用而形成。

圖13 恰冬銅礦安山巖Th/Yb-Nb/Yb(a, 底圖據(jù)Pearce, 2008)和La/Yb-Sc/Ni(b, 底圖據(jù)Bailey, 1981)構(gòu)造環(huán)境判別圖解Fig.13 Tectonic setting discrimination diagrams of Th/Yb vs. Nb/Yb (a, after Pearce, 2008) and La/Yb vs. Sc/Ni (b, after Bailey, 1981) for the andesites from the Qiadong copper deposit

5.2 安山巖形成年代和構(gòu)造背景

本文獲得的恰冬銅礦高鎂安山巖的LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為246.1±1.6Ma，表明其噴發(fā)時代為早三疊世晚期。這一結(jié)果與西秦嶺三疊紀(jì)大規(guī)模巖漿活動形成時限相一致(張成立等，2008；Qinetal., 2010；Luoetal., 2012)。秦嶺造山帶在三疊紀(jì)發(fā)生了強(qiáng)烈的巖漿活動，沿NWW-SEE形成一條長約400km的巨型花崗巖帶，巖漿侵位時代集中于兩個階段：三疊紀(jì)早期(250～234Ma)和三疊紀(jì)晚期(225～205Ma)。前者集中產(chǎn)出于秦祁昆結(jié)合部位，在空間上呈北西向線狀分布；后者分布范圍廣泛，主要呈點狀或面狀分布(黃雄飛等，2013)。西秦嶺地區(qū)三疊紀(jì)火山活動僅零星發(fā)育，主要見于青海同仁、甘肅同仁及合作一帶。Lietal.(2013)獲得西秦嶺同仁麥秀地區(qū)高鎂輝石安山巖的激光探針40Ar/39Ar等時線年齡為234±3Ma。Luoetal.(2018)獲得的西秦嶺夏河地區(qū)賽爾欽溝高鎂安山巖的鋯石U-Pb年齡為240Ma。Lietal.(2013)獲得的西秦嶺夏河地區(qū)甘加安山巖的鋯石U-Pb年齡為243Ma。Huetal.(2021)獲得的西秦嶺崗岔金礦賦礦隆務(wù)河組安山巖的鋯石U-Pb年齡為247Ma。上述火山巖的形成時代相近，且多具有高M(jìn)gO(Mg#)的地球化學(xué)特征，與恰冬銅礦安山巖相類似，表明這些火山巖的形成可能受控于相同的地球動力學(xué)背景。

恰冬銅礦安山巖具有較高的MgO含量和Mg#值，較低的FeOT/MgO，具有類似于日本Setouchi新生代島弧火山巖帶中贊岐巖的地球化學(xué)特征，巖漿均起源于俯沖沉積物熔體與地幔橄欖巖的交代反應(yīng)。此外，安山巖顯著富集大離子親石元素和輕稀土元素，虧損高場強(qiáng)元素(如Nb、Ta、Ti、P)，表現(xiàn)出典型的俯沖帶弧火山巖的地球化學(xué)特征，這與麥秀地區(qū)、賽爾欽溝、甘家以及崗岔金礦的同期安山巖所具有的特征相一致(Lietal., 2013；Luoetal., 2018；Huetal., 2021)。在La/Yb-Sc/Ni和Th/Yb-Nb/Yb圖解上(圖13)，所有樣品均投在大陸邊緣弧區(qū)域，表明恰冬銅礦安山巖可能形成于與俯沖作用有關(guān)的活動大陸邊緣環(huán)境，進(jìn)一步說明處于阿尼瑪卿-勉略縫合帶以北的西秦嶺地區(qū)在早三疊世存在顯著的弧火山活動。此外，Lietal.(2014)獲得西秦嶺造山帶北緣尖扎雜巖體中輝石閃長巖的年齡為241～245Ma，認(rèn)為其形成于早期弧后環(huán)境，反映出位于恰冬銅礦北側(cè)的西秦嶺北緣在印支早期發(fā)育了區(qū)域的弧后擴(kuò)張活動或有限洋盆消減活動。沉積特征上，西秦嶺北帶晚二疊世-中三疊世地層均屬重力流沉積，并先后發(fā)育北西-南東向斜坡滑塌沉積、斜坡底裙沉積及斜坡底扇沉積，代表了大陸邊緣弧后盆地的打開(Lietal., 2014)。同時，從成礦角度來看，恰冬銅礦的成礦地質(zhì)特征也支持這一認(rèn)識。恰冬銅礦賦礦圍巖主要為隆務(wù)河群火山碎屑-陸源碎屑巖系，具有明顯的韻律層理，主要賦礦巖性為凝灰質(zhì)砂巖。礦體與圍巖呈整合接觸關(guān)系，礦石發(fā)育紋層狀及條帶狀構(gòu)造。層狀礦化體兩側(cè)常見薄層狀灰綠色硅質(zhì)巖(圖3i)，同賽什塘、銅峪溝銅礦等火山噴流沉積礦床發(fā)育的硅質(zhì)巖特征相類似(羅凡等，2016；王雄飛，2016)，指示礦床可能形成于拉張的構(gòu)造環(huán)境，這可能與西秦嶺北緣的弧后局部伸展相關(guān)。

5.3 對西秦嶺三疊紀(jì)大規(guī)模成礦動力學(xué)背景的指示

西秦嶺造山帶向東、向西分別與大別蘇魯造山帶、東昆侖造山帶相連接，是一條經(jīng)歷了一系列洋殼俯沖及陸陸碰撞的復(fù)合造山帶(張國偉，2019)。伴隨著古特提斯洋的俯沖、消減及閉合，華北與華南兩大板塊最終沿著勉略縫合帶發(fā)生碰撞，在此過程中形成了秦嶺地區(qū)強(qiáng)烈的中生代巖漿活動及大規(guī)模成礦事件。西秦嶺地區(qū)一系列三疊紀(jì)金、銅、鉬、鉛、鋅等多金屬礦床均形成于此成礦事件，不僅礦床規(guī)模大，而且成礦類型豐富，是我國最為重要的金和鉬成礦帶之一(Maoetal., 2002；陳衍景，2010；李建威等，2019)。

目前，針對西秦嶺三疊紀(jì)花崗質(zhì)巖漿活動及構(gòu)造演化的研究成果十分豐富，但對于西秦嶺三疊紀(jì)的地球動力學(xué)背景仍存在“活動大陸邊緣”和“后碰撞”兩種不同觀點，這也限制了對該地區(qū)大規(guī)模成礦作用形成背景的準(zhǔn)確理解(Mengetal., 2005；金維浚等，2005；張成立等，2005，2008；Luoetal., 2012, 2015；駱必繼等, 2012； Lietal., 2015b；Dong and Santosh, 2016)。不同的成礦作用具有不同的礦化特征，是多種地質(zhì)作用的綜合產(chǎn)物，往往與特定的構(gòu)造環(huán)境相關(guān)。因此，礦床可以作為區(qū)域地球動力學(xué)背景研究的有效探針(陳衍景等，2008)。

西秦嶺地區(qū)三疊紀(jì)成礦作用類型多樣，包括巖漿熱液型、斑巖型、矽卡巖型、造山型等(Maoetal., 2002；Chen and Santosh, 2014；Liuetal., 2015；Li and Pirajno, 2017；Qiu and Deng, 2017)。

恰冬銅礦是西秦嶺造山帶與火山作用相關(guān)的礦床，與成礦相關(guān)的安山巖形成于246.1±1.6Ma，并具有高鎂安山巖的特征，地球化學(xué)特征顯示其形成于活動大陸邊緣環(huán)境，指示西秦嶺造山帶在三疊紀(jì)早期處于洋盆俯沖環(huán)境。

從區(qū)域上看，西秦嶺西段分布有早子溝、陽山、老豆等大型-超大型金礦，主要賦存于三疊紀(jì)濁積巖中及中酸性脈巖中，礦石具典型微細(xì)浸染狀結(jié)構(gòu)(李建威等，2019)，以往普遍將此類礦床歸為卡林-類卡林型，認(rèn)為與區(qū)內(nèi)早-中三疊紀(jì)巖漿巖無成因聯(lián)系(陳衍景等，2004；朱賴民等，2009；曹曉峰等，2012)。最近，李建威等(2019)獲得了早子溝微細(xì)浸染型金礦床主礦體的熱液絹云母40Ar-39Ar年齡為245.6±1.0Ma，與礦區(qū)內(nèi)石英閃長質(zhì)巖脈的侵位時代(244.8±1.4Ma)相一致，硫化物微量元素組成及多元同位素特征也顯示成礦流體主要來自于巖漿熱液(Suietal., 2020)，說明區(qū)內(nèi)的微細(xì)浸染型、矽卡巖型以及石英脈型礦化共同構(gòu)成了一個形成于古特提斯洋俯沖過程中局部弧后伸展背景下的與還原性侵入巖相關(guān)的金成礦系統(tǒng)。此外，同仁地區(qū)雙朋西矽卡巖型金銅礦床花崗閃長巖(233.9±2.8Ma；路英川等，2017)、夏布浪VMS型銅鉛鋅多金屬礦床賦礦安山巖(240.1±2.4Ma；李秀財?shù)龋?015)、謝坑矽卡巖型銅金礦床輝長閃長巖(243.8±1.0Ma；郭現(xiàn)輕等，2011)等均反映出與早-中三疊世巖漿活動相關(guān)的成礦作用在西秦嶺廣泛發(fā)育，且主要屬于與巖漿熱液相關(guān)的成礦體系。

前人研究顯示，西秦嶺早-中三疊世(250～234Ma)形成的花崗巖類多屬于鈣堿性-高鉀鈣堿性系列，普遍富集大離子親石元素和輕稀土元素，虧損高場強(qiáng)元素(如Nb、Ta、Ti、P)，多為I型花崗巖，指示巖石形成于俯沖相關(guān)的弧環(huán)境(Luoetal., 2012；Lietal., 2015b；Wangetal., 2019)。

因此，我們認(rèn)為西秦嶺在早-中三疊世發(fā)育的巖漿熱液型、矽卡巖型以及與火山作用相關(guān)的多金屬成礦作用共同構(gòu)成了Pirajno(2016)所定義的板塊匯聚邊緣下與俯沖有關(guān)的巖漿-熱液成礦系統(tǒng)，是古特提斯洋北向俯沖背景下的巖漿作用產(chǎn)物。

6 結(jié)論

(1)恰冬銅礦與成礦密切相關(guān)的安山巖的LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為246.1±1.6Ma，表明其噴發(fā)時代為早三疊世晚期，代表了安山巖的形成年齡。

(2)恰冬銅礦安山巖具有較高的MgO含量和Mg#值，較低的FeOT/MgO，顯示出高鎂安山巖的特征，是板片俯沖過程中俯沖沉積物熔融產(chǎn)生的熔體與地幔楔交代反應(yīng)的產(chǎn)物。

(3)恰冬銅礦安山巖形成于早三疊世古特提斯洋北向俯沖的活動大陸邊緣環(huán)境，指示西秦嶺造山帶早-中三疊世發(fā)育的大規(guī)模巖漿-熱液成礦系統(tǒng)形成于洋殼俯沖環(huán)境。

致謝野外工作得到了青海黃南州華帝礦業(yè)公司領(lǐng)導(dǎo)及技術(shù)人員的大力協(xié)助。西安地質(zhì)調(diào)查中心實驗測試中心黎衛(wèi)亮、曹珊、周寧超、李艷廣協(xié)助完成樣品測試工作。論文撰寫過程中與南華大學(xué)隋清霖副教授、西安地質(zhì)調(diào)查中心朱小輝高級工程師、孫吉明高級工程師、朱濤高級工程師、高曉峰教授級高工等進(jìn)行了深入探討。承蒙西北大學(xué)董云鵬教授詳細(xì)審閱了初稿，對文章結(jié)構(gòu)和寫作思路給予了指導(dǎo)。北京大學(xué)陳衍景教授及另一名匿名審稿人審閱了全文，提出了非常寶貴的修改意見和建議，進(jìn)一步提升了本文的質(zhì)量。本刊編輯及俞良軍副主編為本文的修改完善付出了大量精力。在此一并致以最誠摯的謝意。