高永伟 李向民 辜平阳 马中平 庄玉军 郭周平 赵辛敏

秦岭造山带是中国大陆中央造山系的重要组成部分，自新元古代以来经历了复杂的构造演化过程。该造山带主要是由华北、华南两大板块及其之间的秦岭微板块历经不同期次的洋盆扩张与消减及其所导致的洋-陆俯冲造山、陆-陆俯冲碰撞造山，并复合叠加陆内造山而形成的大陆复合造山带(张国伟等，2019)。西秦岭造山带是秦岭造山带的西延部分，大致指临夏-武山-天水-宝鸡断裂以南、宝成铁路以西、玛沁-略阳断裂以北、柴达木地块以东的广阔区域，夹持于青藏高原东北缘、南祁连和东昆仑多个块体之间，向西连接祁连和东昆仑造山带(殷鸿福等，1992；冯益民等，2003；张国伟等，2004；张宏飞等，2005；徐学义等，2007；张旗等，2009；Dongetal., 2011；闫臻等，2012；Dong and Santosh, 2016)(图1)。三叠纪是秦岭造山带构造演化的重要转折时期。在此期间，伴随古特提斯洋盆的俯冲消减，华北和华南两大板块最终沿阿尼玛卿-勉略缝合带完成碰撞对接(许志琴等，2012；Wu and Zheng, 2013；Dong and Santosh, 2016)，并形成了强烈的构造-岩浆-成矿事件。西秦岭造山带分布有大量的三叠纪花岗质岩石，并产出了一系列与其密切相关的三叠纪金、铜、钼等多金属矿床，包括早子沟金矿、李坝金矿、阳山金矿、双朋西金铜矿、谢坑铜金矿、温泉钼矿、赛什塘铜矿、夏布浪铜多金属矿、德乌鲁铜金矿等，成为我国贵金属和有色金属基地之一(陈衍景等，2004，2009；Zhuetal., 2009, 2011；陈衍景，2010；毛景文等，2012；Deng and Wang, 2016；Xiongetal., 2016；Suietal., 2017)。因此，西秦岭造山带三叠纪大规模成矿作用的地球动力学背景一直备受学术界关注。近二十年以来，众多学者围绕西秦岭三叠纪花岗岩类，取得了丰富的研究成果，但有关花岗岩形成的地球动力学背景仍存在2种不同观点：(1)后碰撞环境(张成立等，2005，2008; 张宏飞等，2006；Luoetal., 2012, 2015；骆必继等, 2012；李佐臣等，2013；徐学义等，2014；Xiongetal., 2020)；(2)活动大陆边缘环境(Mengetal., 2005；金维浚等，2005；Zengetal., 2012, 2014；黄雄飞等，2013；韦萍等，2013；Yanetal., 2014；Lietal., 2015a, b)。

西秦岭地区三叠纪火山岩出露较少(Qinetal., 2008；秦江锋，2010；尤继元等，2010；黄雄飞等，2013)。目前，有关三叠纪火山岩的研究还非常薄弱，仅有部分学者针对西秦岭麦秀地区、夏河地区的火山岩进行了初步的研究(Lietal., 2013；Luoetal., 2018)，这一状况限制了对西秦岭三叠纪构造演化过程的全面认识。我们在对西秦岭造山带恰冬铜矿的调查研究中新发现了三叠纪高镁安山岩，并且认为该岩体与成矿关系密切，可为西秦岭构造岩浆演化与成矿作用研究提供新的线索。

本文对恰冬铜矿高镁安山岩开展了LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学、全岩地球化学、锆石Hf同位素和全岩Sr-Nd同位素等方面的系统研究，限定了安山岩的形成时代，探讨了岩石成因、形成环境以及对区域成矿作用的指示意义，以期为西秦岭三叠纪构造岩浆演化过程及大规模成矿作用的动力学背景提供进一步的约束。

1 区域地质背景

秦岭造山带位于华北与华南板块之间，向东与大别苏鲁造山带相连，西接昆仑和祁连造山带，东西向绵延超过1500km。以商丹和勉略缝合带为界，秦岭造山带自北向南可划分为北秦岭地块、南秦岭地块和扬子地块北缘，总体形成为“三块两缝”的构造格局(张国伟等，2004，2019；Dongetal., 2011；徐学义等，2014)。其中，勉略缝合带是古生代-中三叠世期间存在的古特提斯洋北侧分支(勉略有限洋盆)消亡后的“残迹”(Meng and Zhang, 2000；Dongetal., 2011, 2015；Lietal., 2015b)。以徽成盆地和佛坪穹隆为界，地理位置大致沿宝成铁路一线，秦岭造山带划分为西秦岭和东秦岭(Dongetal., 2011；Qiu and Deng, 2017)。西秦岭前寒武纪结晶基底出露较少，也无蛇绿岩或高压-超高压变质岩，主要出露古生代-三叠纪沉积地层，以泥盆系、石炭系、二叠系和三叠系为主(Dongetal., 2011)。西秦岭分布有大量早中生代花岗岩类，包括同仁、夏河、德乌鲁、美武、温泉、中川、柏家庄、碌础坝、闾井、教场坝、糜署岭及柴家庄等岩体，形成一条北西向延伸的巨型花岗岩带，侵位时代集中于250～234Ma和225～205Ma两个阶段(Dongetal., 2011；Luoetal., 2012；Lietal., 2015a, b)。西秦岭出露少量中生代和新生代火山岩，时代以三叠纪为主，主要岩性为玄武岩、安山岩、英安岩和流纹岩等(Lietal., 2013；黄雄飞，2016；Zhangetal., 2019)。

图1 西秦岭造山带地质矿产简图(据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)

恰冬铜矿地处青海省黄南藏族自治州同仁市瓜什则乡，西距同仁市20km，目前由青海黄南州华帝矿业有限责任公司开采，年处理矿石量约30万t。矿区位于西秦岭造山带的西端。区域西侧为共和盆地东北缘和鄂拉山，北侧紧邻拉脊山。区域内出露地层包括第四系、白垩系、侏罗系、三叠系和二叠系等。其中二叠系大关山群甘家组主要分布在区域北部，岩性组合为大理岩、砂岩夹钙质板岩及泥质灰岩，产大量化石(陈奋宁等，2007)，局部夹中基性火山岩，地层厚度大于 1000m，与上覆三叠系呈不整合接触或断层接触。区域上双朋西及谢坑矽卡岩型铜金矿均与该套地层相关(路英川等，2016，2017)。三叠系隆务河组主要分布在区域中部，岩性为浅灰色中厚层状细粒长石砂岩、凝灰质砂岩、凝灰质板岩夹中基性-中酸性火山岩及薄层灰岩，地层总厚度大于3000m，为恰冬铜矿的赋矿层位。区域处于秦祁昆东西向构造带与南北向断裂带的复合部位，构造线以北西向为主，表现为褶皱和断裂(郭现轻等，2011)；其次发育北东-北东东向断裂。岗察棍巴复式背斜为区域主体褶皱，轴线方向北北西，在背斜南翼发育瓜会则向斜及加吾力吉背斜等次级褶皱。恰冬铜矿位于加吾力吉背斜北翼，矿区内发育北东向破矿断裂。区域内印支期岩浆活动剧烈，中酸性侵入岩多沿北西向断裂及背斜核部侵入。代表性岩体为恰冬铜矿东北部的岗察复式岩体，其出露面积约20km2，呈北西-南东向展布，岩性包括闪长岩、花岗闪长岩及花岗斑岩等。在岩体周边发育双朋西金铜矿、谢坑铜金矿等(陶志华等，2014；张涛等，2014，2015)。

图2 恰冬铜矿地质简图Fig.2 Simplified geological map of the Qiadong copper deposit in West Qinling

2 矿床地质特征

恰冬铜矿探明铜金属量约5万t，铜平均品位0.75%，具有中型规模潜力，矿床成因属与火山作用有关的喷流沉积矿床。铜矿(化)体主要产于三叠系隆务河组碎屑岩及安山岩中(图2)，严格受地层控制，根据矿体不同产出部位及其与安山岩的相对位置，由南向北共划分Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ共4个矿带。其中Ⅱ、Ⅲ为矿区主矿带，发育有多条工业矿体。Ⅱ矿带位于安山岩下部，发育矿体15条，矿体赋存于安山岩下部的凝灰质砂岩夹凝灰质板岩与大理岩互层岩性中，呈层状、似层状及透镜状产出。Ⅲ矿带位于安山岩上部，含有3个赋矿层位，发育矿体16条，矿体赋存于安山岩上部互层状凝灰质砂岩与凝灰质板岩中，呈层状、似层状，局部见分支复合。Ⅱ2-1矿体为矿区的主矿体之一，位于安山岩下盘，Ⅱ矿带中下部，距安山岩约50m，呈东西向展布，北倾，倾角30°～60°，形态简单，呈层状、似层状产出，走向控制长约600m、延深480m，平均厚度5m。矿体铜品位为0.09%～4.42%，平均0.91%。围岩蚀变强烈，类型多样，包括绿帘石化、硅化、绢云母化、阳起石化、石榴石化、透辉石化、碳酸盐化及褐铁矿化等。矿石类型主要为黄铁矿-黄铜矿和磁黄铁矿-黄铜矿两类，以前者为主；黄铁矿、黄铜矿呈浸染状、条带状分布于凝灰质砂岩中。矿石中金属矿物主要为黄铜矿、黄铁矿、毒砂、闪锌矿、磁黄铁矿，见少量斑铜矿、白铁矿、褐铁矿等；非金属矿物主要为石英、方解石、长石、绿泥石，次为绿帘石、绢云母、石榴子石、透辉石、角闪石等。矿石结构主要为自形-半自形粒状结构、他形粒状结构、包含结构、交代结构及固溶体分离结构等；矿石构造主要包括纹层状构造、条带状构造、块状构造、浸染状构造等(图3)。

3 样品特征及分析方法

用于锆石定年及元素分析的安山岩样品均采自采矿坑道内，主要采集Ⅱ2-1主矿体北侧蚀变较弱的安山岩，采样位置见图2。安山岩呈灰褐色、灰绿色，斑状结构，致密块状构造，由斑晶(约20%)和基质组成(约80%)。斑晶以斜长石为主，见少量角闪石、辉石及黑云母，斜长石呈自形-半自形板状，粒度多在0.5～2mm，含量约15%，发育聚片双晶和环带结构，偶呈聚斑出现；角闪石多呈浑圆状，含量约5%，局部被黑云母交代；基质具玻晶交织结构，密集的斜长石微晶呈杂乱状分布，角闪石和火山玻璃充填在斜长石微晶之间(图3)。岩石发育弱绿泥石化、碳酸盐化。

样品主量、微量元素分析测试在自然资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室完成。主量元素采用荷兰帕纳科公司Axios波长色谱X射线荧光光谱仪(XRF)分析，其中FeO采用酸消解滴定法分析，分析精度和准确度均优于1%。微量和稀土元素由美国赛默飞世尔公司生产的X SeriesⅡ型电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)测定，相对标准偏差优于5%。

锆石单矿物挑选由河北廊坊市宏信地质勘查技术服务有限公司完成，首先将样品破碎至100μm，采用浮选和磁选进行锆石分选，再在双目镜下挑选出晶形和透明度较好的锆石颗粒，用无色透明的环氧树脂固定，抛光至锆石中心暴露，然后进行锆石阴极发光、透射光及反射光显微拍照。LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄测定在自然资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室测试中心完成，采用193nmArF准分子激光器的GeoLas Pro激光剥蚀系统与Agilent 7700x型四级杆等离子质谱仪(ICP-MS)联机测试，激光束斑直径约24μm，剥蚀深度20～40μm。剥蚀过程中采用氦气(He)作为剥蚀物质的载气。元素含量采用NIST SRM 610人工合成硅酸盐玻璃参考物质作为外标，由于SiO2在锆石中的含量比较稳定，所以选择29Si作为内标元素进行校正。锆石年龄采用国际标准锆石91500和GJ-1作为外标。锆石的同位素比值和元素含量数据采用Glitter 4.4软件完成，并采用Andersen (2002)软件对测试数据进行普通铅校正，年龄计算及谐和图绘制采用Isoplot软件完成。详细的测试流程及数据处理方法可参考Yuanetal.(2008)。

全岩Sr-Nd同位素分析在中国地质调查局武汉地质调查中心同位素地球化学室完成。首先使用氢氟酸和高氯酸溶解样品，利用阳离子交换树脂技术进行Sr和稀土元素的分离和纯化，使用P507有机萃取树脂柱进行Nd分离和纯化。Sr、Nd同位素组成采用Triton热电离同位素质谱仪测试。87Rb/86Sr和147Sm/144Nd比值由测得的Rb、Sr、Sm、Nd含量计算得出。Sr和Nd分析结果质量分馏校正分别采用86Sr/88Sr=8.37521和146Nd/144Nd=0.7219进行。样品测试过程中，采用标准物质NBS987和GBW04419监控分析流程。根据锆石定年结果，安山岩样品的Sr和Nd同位素的初始值按照t=246Ma计算。

图4 恰冬铜矿安山岩锆石阴极发光图像Fig.4 Cathodoluminescence images of zircons from the andesites in the Qiadong copper deposit

图5 恰冬铜矿安山岩锆石U-Pb年龄谐和图Fig.5 Zircon LA-ICP-MS concordia diagrams for the andesites from the Qiadong copper deposit

锆石Lu-Hf同位素分析是在锆石阴极发光图像和U-Pb年龄测定的基础上进行的，测试在自然资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室完成。采用Neptune型多接收等离子体质谱仪和Geolas Pro型激光剥蚀系统联机测试，采用单点剥蚀模式进行，斑束直径为32μm。详细的仪器操作条件和测试流程可参照Mengetal.(2014)。测试时使用锆石国际标样GJ-1作为参考物质，其176Hf/177Hf测试加权平均值为0.282001±0.000018(2σ)，与推荐的176Hf/177Hf值在误差范围内一致(0.282015±0.000025；侯可军等，2007)。εHf(t)计算采用衰变常数λ=1.865×100-11y-1(Schereretal., 2001), (176Hf/177Hf)CHUR=0.0332，(176Hf/177Hf)CHUR，0=0.282772 (Blichert-Toft and Albarède, 1997)，单阶段亏损地幔Hf模式年龄(tDM1)计算采用(176Lu/177Hf)DM=0.03842 (Griffinetal., 2000), (176Hf/177Hf)DM=0.28325，两阶段Hf模式年龄(tDM2)计算采用的平均地壳176Lu/177Hf比值为0.015(Griffinetal., 2002)。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb年代学

安山岩中的锆石多呈透明-半透明状，晶形完整，多呈自形-半自形板柱状。锆石粒度多在50～150μm，长宽比多在1.5:1～3:1。阴极发光CL图像显示(图4)，锆石多具有明显的振荡环带，多为无核结构，无增生边，为典型的岩浆锆石特征。在进行普通铅校正后，剔除铅丢失严重以及谐和度较低的测点后，共获得13个有效数据点。参与计算的锆石年龄数据及同位素数据列于表1。13个有效分析点的锆石的Th含量为45×10-6～516×10-6，U含量为77×10-6～833×10-6，Th/U值为0.49～1.02，均大于0.4，与典型的岩浆锆石特征一致(Hoskin and Schaltegger, 2003)。

锆石年龄谐和图显示(图5)，所有数据均沿谐和线分布，表明基本未发生普通Pb的丢失。13个测点的锆石206Pb/238U表面年龄介于241±6Ma～252±8Ma，加权平均年龄为246.1±1.6Ma(MSWD=1.1，n=13)，与各测点的206Pb/238U表面年龄在误差范围内一致，代表了锆石的结晶年龄，表明恰冬铜矿安山岩形成于早三叠世晚期。

表1 全球主要的黑色页岩容矿型Ni-Co矿床地质和地球化学特征Table 1 Geological and geochemical characteristics of selected major black shale-hosted Ni-Co deposits in the world

4.2 主量元素

恰冬铜矿安山岩岩石化学成分见表2。安山岩样品的主量元素组成较均一。SiO2含量为54.60%～56.21%，TiO2含量为0.79%～0.86%，CaO含量为7.28%～9.38%，FeOT含量为4.36%～7.05%。Al2O3含量较高，为19.11%～19.57%。MgO含量较高，为3.78%～4.57%，平均4.10%。全碱(Na2O +K2O)含量为3.16%～4.48%。Na2O /K2O介于0.59～2.13，平均1.13。样品里特曼指数δ为0.18～0.37，属钙碱性系列。安山岩样品的烧失量为1.24%～2.46%，表明岩石在形成后遭受了一定程度的蚀变。在火山岩TAS图解上，样品均落在玄武安山岩系列，呈亚碱性(图6a)。在SiO2-K2O图(图6b)上，样品均落在高钾钙碱性和钙碱性系列区域。样品Mg#值较高，为49.7～62.1，具有高镁安山岩的特征(Kelemen, 1995；Kelemenetal., 2014)。在MgO-SiO2图解中(图7a)，所有样品均落入高镁安山岩区域。在SiO2-Mg#图解中(图7b)，除样品QD-7外，其他样品均属于高镁安山岩范围。

4.3 微量元素

恰冬铜矿安山岩样品稀土总量较低(∑REE=125.3×10-6～145.1×10-6)。其中，轻稀土为107.7×10-6～125.8×10-6，重稀土为17.57×10-6～19.92×10-6，LREE/HREE比值为5.98～6.51。样品显著富集轻稀土，(La/Yb)N为5.32～5.82。较高的(La/Sm)N比值(2.88～3.14)和较低的(Dy/Yb)N比值(1.07～1.17)显示样品的轻稀土元素较重稀土元素具有更显著的分馏。样品δEu为 0.72～0.78，具有弱的负Eu异常。样品δCe为 1.01～1.06，具有微弱的Ce正异常(图8a)。所有样品球粒陨石标准化稀土元素配分曲线基本平行，均表现为LREE显著富集的右倾型分布模式，明显区别于OIB、E-MORB、N-MORB火山岩分布模式，而与俯冲消减环境下的弧火山岩分布模式较为相似。在原始地幔标准化微量元素蛛网图上(图8b)，所有安山岩样品具有一致的配分样式，整体表现出大离子亲石元素(LILEs)如Cs、Rb、U、Sr等的明显富集，高场强元素(HFSEs)如Nb、Ta、Ti、P显著亏损，Zr弱亏损的地球化学特征。

4.4 全岩Sr-Nd同位素和锆石Hf同位素

4.4.1 全岩Sr-Nd同位素

恰冬铜矿安山岩的Sr-Nd同位素分析结果见表3。根据锆石U-Pb定年计算结果得出，恰冬高镁安山岩的初始87Sr/86Sr(ISr)比值相对较高且变化不大，为0.7073～0.7090；初始43Nd/144Nd(INd)比值为0.511756～0.511823，εNd(t)值为-9.72～-11.03；根据Nd同位素获得的一阶段模式年龄(tDM)为1.95～2.25Ga。在εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图解上，恰冬铜矿安山岩同位素特征与西秦岭三叠纪花岗质岩浆以及麦秀高镁安山岩类似(图9)。

4.4.2 锆石Hf同位素

对安山岩样品中已获得U-Pb年龄的12粒锆石进行了原位Hf同位素分析(表4)。176Yb/177Hf和176Lu/177Hf值分别为0.011817～0.081796和0.000401～0.002947。176Lu/177Hf比值绝大部分小于0.002，表明锆石在形成后基本没有放射性成因Hf的积累，因此可以用测定的176Hf/177Hf代表锆石形成时的Hf同位素组成(吴福元等，2007)。安山岩锆石的176Hf/177Hf比值为0.282099～0.282561，εHf(t)为-2.1～-18.6，平均为-9.7(图10)。锆石的Hf模式年龄较为古老，单阶段模式年龄(tDM1)介于962～1633Ma，两阶段模式年龄(tDM2)介于1403～2438Ma。

表2 恰冬铜矿安山岩主量元素(wt%)、稀土和微量元素(×10-6)分析结果Table 2 Whole-rock major (wt%) and trace (×10-6) elements compositions of the andesites from the Qiadong copper deposit

续表2Continued Table 2

表3 恰冬铜矿安山岩Sr-Nd同位素组成Table 3 Sr-Nd isotopic compositions of the andesites from the Qiadong copper deposit

表4 恰冬铜矿安山岩锆石原位Hf同位素分析结果Table 4 In-situ Lu-Hf isotopic compositions of zircon grains in the andesites from the Qiadong copper deposit

图6 恰冬铜矿安山岩TAS分类图(a, 底图据Le Bas et al.,1986)和SiO2-K2O图(b, 底图据Peccerillo and Taylor, 1976)数据来源: 日本Setouchi Volcanic Belt (SVB)的高镁安山岩据Shimoda et al. (1998), Tatsumi et al. (2003)；麦秀高镁安山岩(HMA)据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)

图7 高镁安山岩SiO2-MgO(a，底图据McCarron and Smellie, 1998)和SiO2-Mg#(b,底图据Kelemen, 1995)判别图Setouchi HMA范围来源于Ishizaka and Carlson (1983), Shimoda et al. (1998). Setouchi赞岐岩范围来源于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)

图8 恰冬铜矿安山岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)及原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(标准化值据Sun and McDonough,1989)大陆地壳成分来源于Rudnick and Fountain (1995)；麦秀HMA来源于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)

图9 恰冬铜矿安山岩εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图解数据来源：麦秀高镁安山岩(Li et al., 2013)；西秦岭230～250Ma花岗质岩浆(骆必继等，2012；Luo et al., 2012, 2018；Wang et al., 2019；Li et al., 2015b；路英川等，2017；黄雄飞等，2014；Hu et al., 2021)；西秦岭215～220Ma花岗质岩浆(Lu et al., 2020；张宏飞等，2005)；尖扎镁铁-超镁铁岩(Li et al., 2014); 阿尼玛卿-勉略N-MORB蛇绿岩(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)

图10 恰冬铜矿安山岩及西秦岭三叠纪花岗质岩石εHf(t)-t图解数据来源：Xing et al., 2020；Hu et al., 2019, 2021；Wang et al., 2019, 2021；Li et al., 2015b；Luo et al., 2012，2015；贾儒雅等，2019；路东宇等，2017；黄雅琪等，2020；Lu et al., 2020；付长垒等，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 讨论

5.1 安山岩岩石成因和源区性质

对岩石成因及源区性质的探讨，需要评估在岩石形成过程及之后发生的变质及低温蚀变作用对岩石地球化学性质的影响程度。野外采集的恰冬铜矿安山岩样品新鲜，未见任何变质作用。烧失量(LOI)为1.24%～2.46%，说明岩石遭受了一定程度的蚀变，这与显微镜下观察结果相一致(图3b, c)。在球粒陨石标准化稀土元素配分图及原始地幔标准化微量元素蛛网图上(图8)，安山岩样品具有较为一致的变化趋势。同时，容易受流体作用影响而发生迁移的的元素(Na、K、Ca、Rb、Ba等)与烧失量(LOI)之间未表现出明显的相关性(图略)，显示此类低温下活动性较强的元素未受到后期蚀变的明显影响。此外，Zr与稀土元素(REE，如La、Ce、Dy)、高场强元素(HFSE，如Ta、Hf、Nb、Th)以及亲铁元素(V)之间具有明显的正相关性(图略)，这与此类元素具有的强不活动性相一致。因此，上述特征表明恰冬铜矿安山岩基本保留了原始的化学成分，可以利用岩石的主微量元素对岩石成因和构造背景进行讨论(Wilson, 1989；Deniel, 1998；Wangetal., 2011)。

恰冬铜矿安山岩具有较高的MgO含量和Mg#值，较低的FeOT/MgO(1.12～1.87，平均1.34)，具有类似于高镁安山岩的地球化学特征(Kelemenetal., 2014)。高镁安山岩在现代地球中出露极少，绝大部分显生宙高镁安山岩发育于汇聚板块边缘(唐功建和王强，2010)。作为一种特殊岩石类型，高镁安山岩蕴含了俯冲带元素迁移的重要信息。根据地球化学成分特征，高镁安山岩分可分为四种类型：玻安岩型(boninites)、赞岐岩型(sanukitoids)、巴哈岩型(bajaites)以及 埃达克岩型(adakites)(Defant and Drummond, 1990；Kelemen, 1995；Tatsumi, 2001, 2006；Kameietal., 2004)。恰冬铜矿安山岩MgO含量(3.78%～4.57%)和TiO2含量(>0.79%)区别于典型的玻安岩(boninites)(MgO>8%；TiO2<0.2%)(Kameietal., 2004)。巴哈岩(bajaites)具有高的Ba和Sr含量(Ba>1000×10-6；Sr>1000×10-6)(Yogodzinskietal., 1995)，而恰冬铜矿安山岩的Ba和Sr含量明显偏低。埃达克岩(adakites)以高的Sr含量、低的Y和Yb含量、高的Sr/Y和La/Yb为典型特征(Defant and Drummond, 1990；Wangetal., 2006)，不同于样品高的Y含量、低到中等的La/Yb比值和低的Sr/Y比值(图11)。虽然恰冬铜矿安山岩的Cr、Ni含量(分别为55.47×10-6～89.55×10-6，9.22×10-6～23.74×10-6)稍低，但仍然显示出类似于日本Setouchi火山岩带中典型赞岐岩的地球化学特征(图7a)(Sternetal., 1989)。

图11 恰冬铜矿安山岩(La/Yb)N-YbN图解(a)和Sr/Y-Y图解(b)(据Defant and Drummond, 1990)日本Setouchi火山岩带赞岐岩数据来源于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)

图12 恰冬铜矿安山岩岩石成因判别图解(a) εNd(t)-Th/Nb图解(勉略MORB辉长岩数据引自Xu et al., 2002a); (b) (La/Sm)N-Ba/Th图解(Tatsumi, 2006); (c)Th/La-Th图解(全球俯冲沉积物GLOSS数据和海洋沉积物引自Plank and Langmuir, 1998); (d) U/Th-Th/Nb图解(N-MORB、OIB数据来源于Sun and McDonough, 1989；UCC、LCC数据来源于Taylor and McLennan, 1995；DM数据来源于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，高镁安山岩主要有以下几种成因模型：(1)幔源玄武质母岩浆的混染和分离结晶过程(AFC)(Groveetal., 1997；Macphersonetal., 2006)；(2)含水地幔橄榄岩的部分熔融(Stern and Hanson, 1991；Rappetal., 1999；Straubetal., 2011)；(3)拆沉下地壳与地幔橄榄岩的反应(Xuetal., 2002b, 2010；Gaoetal., 2004)；(4)壳源长英质岩浆和幔源玄武质岩浆的混合(Boettcher, 1973；Guffantietal., 1996；Strecketal., 2007；Qian and Hermann, 2010)；(5)俯冲板片熔体，和(或)俯冲沉积物熔体以及板片脱水流体与上覆地幔楔的反应(Groveetal., 2002；Wangetal., 2011；Kelemenetal., 2014；Dong and Santosh, 2016)。如果幔源玄武质岩浆遭受地壳物质混染，La/Sm比值将迅速增高，一般在5以上(朱弟成等，2006)。本文安山岩样品的La/Sm比值为4.58～4.97，均小于5。此外，样品 Ba/Th比值(20.25～77.40，平均35.56)显著低于原始地幔(82.22)和上地壳(59.43)；Th/La比值(0.34～0.38)显著高于原始地幔(0.12)和上地壳(0.33)；Th/Yb比值(2.81～3.09)显著高于原始地幔(0.17)，但低于上地壳(5.25)(Sun and McDonough, 1989；Rudnick and Gao, 2003)。同时，样品的Th/Nb比值与εNd(t)未呈现负相关性(Wangetal., 2011)(图12a)，均暗示岩浆在上升过程中未遭受到明显的地壳混染作用。另外，样品具有负的锆石εHf(t)值、εNd(t)值以及负Eu异常，说明安山岩不是直接来源于亏损地幔(Hoskin and Schaltegger, 2003；Wood and Turner, 2009)。因此，恰冬铜矿安山岩不是经历AFC过程的幔源玄武质岩浆或者地幔橄榄岩的部分熔融的产物。同样，拆沉下地壳与地幔橄榄岩的反应模型也无法解释恰冬铜矿高镁安山岩的形成。下地壳部分熔融通常会产生高Sr、低Y和Yb的埃达克质岩浆(Qian and Hermann, 2013)，这区别于样品相对较高的Yb(2.69×10-6～3.11×10-6)和Y(23.16×10-6～27.59×10-6)；同时，样品Th和U含量(分别为8.31×10-6～9.29×10-6和1.46×10-6～1.83×10-6)明显高于下地壳(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壳加厚背景，石榴子石为主要残留相。由于重稀土元素和Y对于石榴子石是强相容的，因此强的重稀土元素和Y的亏损是石榴子相残留的重要标志(Xuetal., 2002b)。样品低的(Dy/Yb)N(1.07～1.17)，相对较高的Yb (2.69×10-6～3.11×10-6)和Y (23.16×10-6～27.59×10-6)，指示源区不存在大量的石榴子石残留相。岩浆混合模型也不适用于恰冬铜矿高镁安山岩。在野外露头及显微尺度均未见岩浆混合的现象(如镁铁质包体)，安山岩具有相对均一的εNd(t)值(-9.72～-11.03)，不同于典型的由岩浆混合作用形成的Mount Shasta高镁安山岩(Strecketal., 2007)，而与西秦岭麦秀地区高镁安山岩的特征相类似(Lietal., 2013)。

恰冬铜矿安山岩富集大离子亲石元素(LILEs)和轻稀土元素(LREE)，显著亏损高场强元素(HFSEs，如Nb、Ta、Ti、P)，并具有负的εNd(t)，具有汇聚板块边缘经历熔体(流体)交代改造后的地幔楔发生部分熔融生成岩浆的典型特征(Seghedi and Downes, 2011；Anczkiewicz and Anczkiewicz, 2016)，但也可能是由于受到显著的地壳混染作用影响(McCulloch and Gamble, 1991)。但前文已证实不存在明显的地壳混染。安山岩La/Nb比值(2.17～2.47)和Ba/Nb(15.74～66.60)高于原始地幔的相应值(0.96和9.81)。Nb/U比值(6.4～7.0)和Ce/Pb(4.2～10.0)明显不同于洋中脊玄武岩(MORB)和洋岛玄武岩(OIB) (Nb/U=47±10，Ce/Pb=25±5; Hofmannetal., 1986)，同时样品强烈富集Sr-Nd同位素(εNd(t)=-9.72～-11.03)，说明安山岩的的原始岩浆是来源于交代作用改造过的富集地幔。因此，恰冬铜矿高镁安山岩可能是被俯冲带组分交代过的地幔楔发生部分熔融的产物。俯冲带组分主要包括俯冲板片来源的流体、熔体以及俯冲沉积物(Hawkesworthetal., 1997；Plank，2005)。利用某些微量元素及其比值可以有效识别不同性质组分对岩浆源区的贡献程度。恰冬铜矿安山岩具有高的Y含量、低到中等的La/Yb比值、低的Sr/Y比值和较高的Rb/Sr比值，不同于俯冲洋壳板片熔融产生的埃达克质岩石(Defant and Drummond, 1990；Wangetal., 2006)。其次，样品的Ba/Th比值(20.2～77.4，平均为35.6)较低，也说明岩浆不是起源于俯冲板片熔体(图12b)。样品具有富集的εHf(t)(-2.1～-18.6)和负的εNd(t)(-9.72～-11.03)，并且εHf(t)值变化范围较大，暗示岩浆源区可能存在俯冲沉积物组分的大量加入(Vervoortetal., 2011)。样品显著富集轻稀土元素(LREE)和Th，并具有明显的Pb正异常(图8)，表明来源于俯冲沉积物的组分主要以熔体形式存在(Hermannetal., 2006)。样品具有较低的Ba/Th比值(20.2～77.4，平均为35.6)、较高的(La/Sm)N、Th/La比值(图12b, c)，以及较低的U/Th比值(0.17～0.20)和较高的Th/Nb比值(0.78～0.86)(图12d)，均反映岩浆源区中俯冲流体的加入不明显，而主要以俯冲沉积物熔体为主。样品的Pb/Ce比值(0.10～0.24)和Th/Ce(0.15～0.17)，也同样指示源区存在俯冲沉积物熔体组分加入(Hawkesworthetal., 1997；Elburgetal., 2002)。

恰冬铜矿安山岩样品的Cr含量(55.47×10-6～89.55×10-6)和Ni含量(9.22×10-6～23.74×10-6)显著低于与地幔橄榄岩平衡的原生玄武质熔体(Cr>1000×10-6；Ni>250×10-6；Mg#=68～75；Roeder and Emslie, 1970)。同时，样品具有负Eu异常、P和Ti强烈亏损，表明岩浆演化过程中可能经历了斜长石、磷灰石及钛铁氧化物的分离结晶作用，因此恰冬铜矿安山岩是原始岩浆一定程度演化的产物。

因此，恰冬铜矿高镁安山岩是在板片俯冲过程中，主要由俯冲沉积物熔融产生的熔体与地幔楔发生交代反应，并经历一定程度结晶分异作用而形成。

图13 恰冬铜矿安山岩Th/Yb-Nb/Yb(a, 底图据Pearce, 2008)和La/Yb-Sc/Ni(b, 底图据Bailey, 1981)构造环境判别图解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 安山岩形成年代和构造背景

本文获得的恰冬铜矿高镁安山岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为246.1±1.6Ma，表明其喷发时代为早三叠世晚期。这一结果与西秦岭三叠纪大规模岩浆活动形成时限相一致(张成立等，2008；Qinetal., 2010；Luoetal., 2012)。秦岭造山带在三叠纪发生了强烈的岩浆活动，沿NWW-SEE形成一条长约400km的巨型花岗岩带，岩浆侵位时代集中于两个阶段：三叠纪早期(250～234Ma)和三叠纪晚期(225～205Ma)。前者集中产出于秦祁昆结合部位，在空间上呈北西向线状分布；后者分布范围广泛，主要呈点状或面状分布(黄雄飞等，2013)。西秦岭地区三叠纪火山活动仅零星发育，主要见于青海同仁、甘肃同仁及合作一带。Lietal.(2013)获得西秦岭同仁麦秀地区高镁辉石安山岩的激光探针40Ar/39Ar等时线年龄为234±3Ma。Luoetal.(2018)获得的西秦岭夏河地区赛尔钦沟高镁安山岩的锆石U-Pb年龄为240Ma。Lietal.(2013)获得的西秦岭夏河地区甘加安山岩的锆石U-Pb年龄为243Ma。Huetal.(2021)获得的西秦岭岗岔金矿赋矿隆务河组安山岩的锆石U-Pb年龄为247Ma。上述火山岩的形成时代相近，且多具有高MgO(Mg#)的地球化学特征，与恰冬铜矿安山岩相类似，表明这些火山岩的形成可能受控于相同的地球动力学背景。

恰冬铜矿安山岩具有较高的MgO含量和Mg#值，较低的FeOT/MgO，具有类似于日本Setouchi新生代岛弧火山岩带中赞岐岩的地球化学特征，岩浆均起源于俯冲沉积物熔体与地幔橄榄岩的交代反应。此外，安山岩显著富集大离子亲石元素和轻稀土元素，亏损高场强元素(如Nb、Ta、Ti、P)，表现出典型的俯冲带弧火山岩的地球化学特征，这与麦秀地区、赛尔钦沟、甘家以及岗岔金矿的同期安山岩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图解上(图13)，所有样品均投在大陆边缘弧区域，表明恰冬铜矿安山岩可能形成于与俯冲作用有关的活动大陆边缘环境，进一步说明处于阿尼玛卿-勉略缝合带以北的西秦岭地区在早三叠世存在显著的弧火山活动。此外，Lietal.(2014)获得西秦岭造山带北缘尖扎杂岩体中辉石闪长岩的年龄为241～245Ma，认为其形成于早期弧后环境，反映出位于恰冬铜矿北侧的西秦岭北缘在印支早期发育了区域的弧后扩张活动或有限洋盆消减活动。沉积特征上，西秦岭北带晚二叠世-中三叠世地层均属重力流沉积，并先后发育北西-南东向斜坡滑塌沉积、斜坡底裙沉积及斜坡底扇沉积，代表了大陆边缘弧后盆地的打开(Lietal., 2014)。同时，从成矿角度来看，恰冬铜矿的成矿地质特征也支持这一认识。恰冬铜矿赋矿围岩主要为隆务河群火山碎屑-陆源碎屑岩系，具有明显的韵律层理，主要赋矿岩性为凝灰质砂岩。矿体与围岩呈整合接触关系，矿石发育纹层状及条带状构造。层状矿化体两侧常见薄层状灰绿色硅质岩(图3i)，同赛什塘、铜峪沟铜矿等火山喷流沉积矿床发育的硅质岩特征相类似(罗凡等，2016；王雄飞，2016)，指示矿床可能形成于拉张的构造环境，这可能与西秦岭北缘的弧后局部伸展相关。

5.3 对西秦岭三叠纪大规模成矿动力学背景的指示

西秦岭造山带向东、向西分别与大别苏鲁造山带、东昆仑造山带相连接，是一条经历了一系列洋壳俯冲及陆陆碰撞的复合造山带(张国伟，2019)。伴随着古特提斯洋的俯冲、消减及闭合，华北与华南两大板块最终沿着勉略缝合带发生碰撞，在此过程中形成了秦岭地区强烈的中生代岩浆活动及大规模成矿事件。西秦岭地区一系列三叠纪金、铜、钼、铅、锌等多金属矿床均形成于此成矿事件，不仅矿床规模大，而且成矿类型丰富，是我国最为重要的金和钼成矿带之一(Maoetal., 2002；陈衍景，2010；李建威等，2019)。

目前，针对西秦岭三叠纪花岗质岩浆活动及构造演化的研究成果十分丰富，但对于西秦岭三叠纪的地球动力学背景仍存在“活动大陆边缘”和“后碰撞”两种不同观点，这也限制了对该地区大规模成矿作用形成背景的准确理解(Mengetal., 2005；金维浚等，2005；张成立等，2005，2008；Luoetal., 2012, 2015；骆必继等, 2012； Lietal., 2015b；Dong and Santosh, 2016)。不同的成矿作用具有不同的矿化特征，是多种地质作用的综合产物，往往与特定的构造环境相关。因此，矿床可以作为区域地球动力学背景研究的有效探针(陈衍景等，2008)。

西秦岭地区三叠纪成矿作用类型多样，包括岩浆热液型、斑岩型、矽卡岩型、造山型等(Maoetal., 2002；Chen and Santosh, 2014；Liuetal., 2015；Li and Pirajno, 2017；Qiu and Deng, 2017)。

恰冬铜矿是西秦岭造山带与火山作用相关的矿床，与成矿相关的安山岩形成于246.1±1.6Ma，并具有高镁安山岩的特征，地球化学特征显示其形成于活动大陆边缘环境，指示西秦岭造山带在三叠纪早期处于洋盆俯冲环境。

从区域上看，西秦岭西段分布有早子沟、阳山、老豆等大型-超大型金矿，主要赋存于三叠纪浊积岩中及中酸性脉岩中，矿石具典型微细浸染状结构(李建威等，2019)，以往普遍将此类矿床归为卡林-类卡林型，认为与区内早-中三叠纪岩浆岩无成因联系(陈衍景等，2004；朱赖民等，2009；曹晓峰等，2012)。最近，李建威等(2019)获得了早子沟微细浸染型金矿床主矿体的热液绢云母40Ar-39Ar年龄为245.6±1.0Ma，与矿区内石英闪长质岩脉的侵位时代(244.8±1.4Ma)相一致，硫化物微量元素组成及多元同位素特征也显示成矿流体主要来自于岩浆热液(Suietal., 2020)，说明区内的微细浸染型、矽卡岩型以及石英脉型矿化共同构成了一个形成于古特提斯洋俯冲过程中局部弧后伸展背景下的与还原性侵入岩相关的金成矿系统。此外，同仁地区双朋西矽卡岩型金铜矿床花岗闪长岩(233.9±2.8Ma；路英川等，2017)、夏布浪VMS型铜铅锌多金属矿床赋矿安山岩(240.1±2.4Ma；李秀财等，2015)、谢坑矽卡岩型铜金矿床辉长闪长岩(243.8±1.0Ma；郭现轻等，2011)等均反映出与早-中三叠世岩浆活动相关的成矿作用在西秦岭广泛发育，且主要属于与岩浆热液相关的成矿体系。

前人研究显示，西秦岭早-中三叠世(250～234Ma)形成的花岗岩类多属于钙碱性-高钾钙碱性系列，普遍富集大离子亲石元素和轻稀土元素，亏损高场强元素(如Nb、Ta、Ti、P)，多为I型花岗岩，指示岩石形成于俯冲相关的弧环境(Luoetal., 2012；Lietal., 2015b；Wangetal., 2019)。

因此，我们认为西秦岭在早-中三叠世发育的岩浆热液型、矽卡岩型以及与火山作用相关的多金属成矿作用共同构成了Pirajno(2016)所定义的板块汇聚边缘下与俯冲有关的岩浆-热液成矿系统，是古特提斯洋北向俯冲背景下的岩浆作用产物。

6 结论

(1)恰冬铜矿与成矿密切相关的安山岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为246.1±1.6Ma，表明其喷发时代为早三叠世晚期，代表了安山岩的形成年龄。

(2)恰冬铜矿安山岩具有较高的MgO含量和Mg#值，较低的FeOT/MgO，显示出高镁安山岩的特征，是板片俯冲过程中俯冲沉积物熔融产生的熔体与地幔楔交代反应的产物。

(3)恰冬铜矿安山岩形成于早三叠世古特提斯洋北向俯冲的活动大陆边缘环境，指示西秦岭造山带早-中三叠世发育的大规模岩浆-热液成矿系统形成于洋壳俯冲环境。

致谢野外工作得到了青海黄南州华帝矿业公司领导及技术人员的大力协助。西安地质调查中心实验测试中心黎卫亮、曹珊、周宁超、李艳广协助完成样品测试工作。论文撰写过程中与南华大学隋清霖副教授、西安地质调查中心朱小辉高级工程师、孙吉明高级工程师、朱涛高级工程师、高晓峰教授级高工等进行了深入探讨。承蒙西北大学董云鹏教授详细审阅了初稿，对文章结构和写作思路给予了指导。北京大学陈衍景教授及另一名匿名审稿人审阅了全文，提出了非常宝贵的修改意见和建议，进一步提升了本文的质量。本刊编辑及俞良军副主编为本文的修改完善付出了大量精力。在此一并致以最诚挚的谢意。