西秦岭德乌鲁岩体成因及地质意义——来自岩石地球化学的证据

冯小明，李注苍，齐建宏

(甘肃省地矿局 第三地质矿产勘查院，甘肃 兰州 730000)

西秦岭处于扬子板块、华北板块和特提斯构造域的结合部位，呈楔形插入祁连和昆仑造山带内部(图1a)，是秦岭构造带的西延部分。该区构造-岩浆活动强烈，发育大量三叠纪岩浆岩以及与这些岩浆岩关系密切的铜金矿床(付长垒等，2016)。不同学者对秦岭造山带的构造演化历史进行了研究，表明秦岭造山带自新元古代以来，经历了长期复杂的造山活动，于印支晚期发生板块汇聚并且碰撞造山，然后转向陆内构造造山体制(黄雄飞等，2013；徐东等，2014)，形成了现今由华北板块、秦岭微板块、扬子板块以及商丹缝合带和阿尼玛卿-勉略缝合带组成的复合型造山带(张国伟等，1995；李金春等，2020)。西秦岭地区具有良好的成矿地质背景和成矿地质条件，形成了丰富多样的内生金属矿产，铜、金矿床(点)及其化探异常广布，构成了西秦岭重要的铜、金多金属成矿带(姚书振等，2002，2006；李宏伟，2018；戴帅军等，2018；史文全等，2018)。前人研究表明，西秦岭发育以印支早期(242～237 Ma)和印支晚期(225～210 Ma)为主的两期岩浆活动(秦江锋等，2011；徐学义等，2012；靳晓野等，2013；李康宁，2017)。这些岩浆活动及相关矿床的形成与古特提斯洋演化具有密切成因联系(闫臻等，2012；付长垒等，2016)。但目前，对于这些侵入岩产出的大地构造环境、岩浆成因、源区及成矿物质与深部岩浆岩物质交换的关系等尚存在很多争议(金维浚等，2005；李婷等，2012)，对西秦岭地区印支期侵入岩与区内铜、金成矿关系认识不统一。笔者对西秦岭印支晚期德乌鲁岩体开展了岩石学、岩相学、岩石地球化学和同位素年代学研究，探讨该岩体地质成因，以期对深入认识夏河-合作一带岩浆活动与Cu-Au成矿作用的关系以及指导找矿提供支持。

1 地质背景

研究区位于西秦岭造山带的西段(图1)，区内主体构造格架由北西西向断裂构造组成，多以脆韧性断裂为主，具有多期性活动的特点。区内地层、岩浆岩和矿产的分布与区域性断裂展布有密切关系。已发现的矿床和矿化点与夏河-合作断裂、力士山-围当山断裂和科才-临潭断裂等北西向断裂关系密切。区内出露地层主要有石炭系、二叠系、三叠系、新近系和第四系，下石炭统巴都组(C1b)分布于力士山-围当山断裂北部，岩性为砂岩、砂砾岩和灰岩，为滨浅海相沉积岩；下二叠统毛毛隆组(P1m)在区内主要分布于中部，岩性为中细粒砂岩、泥质粉砂岩和粉砂质板岩，具浅海-半深海沉积特征；三叠系在区内主要分布于南侧，出露地层有下三叠统山尕岭群(T1)、中上三叠统古浪堤组(T2-3g)和上三叠统华日组(T3hr)。山尕岭群(T1)岩性为板岩、粉砂质板岩，具深海-半深海相沉积特征；古浪堤组(T2-3g)岩性为泥硅质板岩、粉砂质板岩和砂岩，具有陆棚斜坡沉积相特征；华日组(T3hr)分布于麦秀-德乌鲁一带，以中酸性火山熔岩为主，火山碎屑岩次之；新近系甘肃群(NG)和第四系在区内呈零星分布。

图1 西秦岭夏河-合作一带区域构造图(a)和地质简图(b)(据李康宁，2017修改)Fig.1 Regional tectonic map (a) and geological map (b) of the Hezuo-Xiahe area in West Qinling (after Li Kangning,2017)1—第四系；2—新近系；3—白垩系；4—三叠系；5—上三叠统华日组；6—二叠系；7—花岗岩类；8—西秦岭范围；9—断裂；10—岩体及年龄1—Quaternary；2—Neogene；3—Cretaceous；4—Triassic；5—Upper Triassic Huari Formation；6—Permian；7—granite；8—West Qinling；9—fracture；10—name and age of rock body

区内印支期岩浆活动频繁，多以岩基、小岩株、岩枝或者岩脉及火山岩形式出露，呈北西向带状分布，与区域性构造线方向基本一致。区内侵入岩由西向东主要有江里沟正长花岗岩体、双朋花岗闪长岩体、阿姨山黑云母花岗岩体、德乌鲁花岗闪长岩体和美武二长花岗岩体等。

西秦岭地区矿产丰富，主要以金、铅、锌、锑、铜、铁等为主，其中铜、金为主要特色矿种(图2)，这些中低温热液铜金矿床主要发育在二叠系和三叠系及阿姨山、德乌鲁等岩体的内外接触带和岩体之中。在德乌鲁岩体中已经发现以地南大型铜金矿床(周俊烈等，2010；黄启富，2016)、录斗艘中型金矿床(周杰斌，2011)、拉不在卡金矿点、吉利金矿点及德乌鲁铜矿点(刘升有，2015)、南办铜矿点等。而德乌鲁岩体与这些铜金矿床的形成关系密切，德乌鲁岩体中SN向铜金矿体明显受近 SN 向次级断裂构造控制。江志成(2017)在岗岔金矿获得黄铁矿Rb-Sr 同位素等时线年龄为229.9±4.7～225.3±3.4 Ma，与西秦岭地区铜金多金属矿成矿高峰期年龄基本一致(毛景文等，2012)，时代为晚三叠世。

2 岩体地质及岩石学特征

德乌鲁岩体出露于夏河-合作断裂带的北侧，走向为NW向，长约8.5 km，宽度为0.8～4.0 km，出露面积约18.9 km2。德乌鲁岩体侵入于下二叠统毛毛隆组和上三叠统华日组中(李注苍等，2016)，岩体边部具较强的角岩化和矽卡岩化。岩体主要由花岗闪长岩(γδT3)、石英二长闪长岩(ηδοT3)和石英闪长岩(δοT3)组成(图2)。花岗闪长岩为主体岩性，在岩体中分布面积最大，石英闪长岩呈近圆状分布于岩体的东部，而石英二长闪长岩位于岩体的北部，呈不规则状产出。在野外调查中查明在石英闪长岩、石英二长闪长岩和花岗闪长岩中都有大量的暗色微细粒包体(MMEs)(图2、图3a、图3c)，因此，暗色微细粒包体的寄主岩石为石英闪长岩、石英二长闪长岩和花岗闪长岩。暗色微细粒包体大小不一，其形态多呈不规则状(3a)和椭圆状(图3c)。

图2 德乌鲁岩体地质图Fig.2 Geological map of the Dewulu pluton1—新近系甘肃群；2—上三叠统华日组；3—下二叠统毛毛隆组；4—花岗闪长岩；5—石英闪长岩；6—石英二长闪长岩；7—侵入界线；8—不整合地质界线；9—脉动侵入界线；10—断层；11—大型铜金矿；12—中型金矿/金矿点；13—铜矿点；14—同位素年龄及测试方法；15—采样位置及编号1—Neogene Gansu Group；2—Upper Triassic Huari Formation；3—Lower Triassic Maomao Formation；4—granodiorite；5—quartz diorite；6—quartz monzodiorite；7—intrusive boundary；8—unconformable boundary；9—pulsating intrusion boundary；10—fault；11—large-sized Cu-Au deposit；12—medium-sized Au deposit/Au ore spot；13—Cu ore spot；14—isotope age and test method；15—sampling site and its serial number

花岗闪长岩(γδT3)：灰色-灰白色，中细粒结构(图3a、3d)，块状构造。主要矿物斜长石呈自形的板条状、短柱状和近粒状形态，粒径2～3 mm，含量为49%～52%(体积分数，下同)，发育聚片双晶和环带；钾长石为正长石和条纹长石，条纹长石具不规则的条纹构造，粒径1～2 mm，含量10%；石英多为不规则的它形粒状，粒径0.2～0.5 mm，含量20%；角闪石为自形的长柱状，轻微绿泥石化，含量7%～10%，黑云母呈鳞片状，含量10%。副矿物有磷灰石、锆石等。

石英闪长岩(δοT3)：灰色，细粒结构(图3b、3e)，块状构造。斜长石呈自形的板条状、短柱状，粒径1～2 mm，含量51%～65%；钾长石卡式双晶发育，局部微高岭土化，粒径1～2 mm，含量3%～8%；石英多为不规则的它形粒状，粒径小于0.5 mm，含量6%～10%；角闪石呈长柱状，含量8%～15%；黑云母呈鳞片状，粒径在1.0 mm，含量10%～22%。副矿物为锆石、榍石、磷灰石等。

石英二长闪长岩(ηδοT3)：灰色-灰白色，中细粒结构(图3c、3f)，块状构造。斜长石呈板条状、短柱状，粒径2～4 mm，含量43%～61%；钾长石为他形晶粒状，粒径1～3.0 mm，含量10%～20%；石英呈它形粒状分布于其他矿物的空隙中，含量10%～15%，粒径0.2～0.5 mm；角闪石呈长柱状，含量5%～15%；黑云母含量8%～23%。副矿物为榍石、磷灰石等。

图3 德乌鲁岩体的岩相学特征Fig.3 Characteristics of petrography for the Dewulu plutona—花岗闪长岩中的暗色微细粒包体；b—石英闪长岩；c—石英二长闪长岩中的暗色包体；d—中细粒花岗闪长岩；e—细粒石英闪长岩；f—中细粒石英二长闪长岩；Hbl—角闪石；Pl—斜长石；Kfs—钾长石；Bt—黑云母；Qtz—石英a—dark microgranular enclaves in granodiorite；b—quartz diorite；c—dark microgranular enclaves in quartz monzodiorite；d—medium-fine grained granodiorite；e—fine-grained quartz diorite；f—medium-fine grained quartz monzodiorite；Hbl—hornblende；Pl—plagioclase；Kfs—K-feldspar；Bt—biotite；Qtz—quartz

暗色微细粒包体(MMEs)：岩性为闪长岩，具有似斑状结构。斑晶主要为角闪石、斜长石、黑云母和石英，粒径1～2 mm，其中角闪石含量10%、斜长石含量5%、黑云母含量3%，石英含量5%。基质成分为斜长石、角闪石和黑云母，粒径小于1 mm，为微细粒。斜长石含量45%、角闪石含量10%，黑云母含量20%。MMEs中的黑云母、斜长石、石英斑晶有类似于捕掳晶的结构特点，溶蚀交代结构明显。角闪石等暗色矿物围绕石英斑晶结晶形成眼球状构造，斜长石晶体边部具有较典型的生长环带构造。暗色微细粒包体中可见长针柱状磷灰石，插在其他矿物之间，晶形完好。在暗色微细粒包体颜色较深与寄主岩呈截然的接触关系，发育典型的淬冷边。另外一些暗色微细粒包体颜色较浅，与寄主岩石接触关系模糊，呈渐变过渡关系，表明此类暗色微细粒包体与寄主岩石之间发生过较明显的成分交换。颜色较深暗色微细粒包体在德乌鲁岩体占比为4%，颜色较浅的暗色微细粒包体在德乌鲁岩体中占比为10%。

3 样品采集与分析方法

采集主量元素、微量元素和稀土元素样品共9件，其中石英闪长岩1件，石英二长闪长岩2件，花岗闪长岩3件，暗色微细粒包体3件，锆石U-Pb同位素测试样品1件，Sr-Nd同位素测试样品2件。具体采集位置详见图2所示。用于锆石U-Pb同位素测定的样品为新鲜花岗闪长岩，在河北省廊坊市区域地质矿产调查研究所实验室分选出锆石单矿物。锆石样品的制靶、锆石阴极发光(CL)图像照相及锆石U-Pb同位素组成分析在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。详细的分析过程和参数见相关文献(Hornetal.，2000；王顺安等，2016)。样品的同位素比值和元素含量数据处理采用 GLITTER 4.0软件，并采用Andersen(2002)软件对测试数据进行普通铅校正，年龄计算及谐和图利用Isoplot 3.0软件处理分析数据(Ludwig，2003)，得到谐和曲线。主量元素、微量元素和稀土元素分析由国土资源部兰州矿产资源监督检测中心实验室完成。其中主量元素采用X射线荧光光谱仪分析，仪器型号为ZSX PrimusⅡ。X射线荧光光谱分析，相对误差小于2%。微量元素及稀土元素的分析采用电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)完成，仪器型号为Agilent 7500a，微量元素分析相对误差小于5%。对石英闪长岩和花岗闪长岩2件样品进行Sr-Nd同位素测试，样品在国土资源部中南矿产资源监督检测中心采用 Phoenix 热表面电离质谱仪测定完成。

4 分析结果

4.1 花岗闪长岩锆石U-Pb定年

德乌鲁岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄样品TW-1的采样点地理坐标为北纬35°04.55′、东经102°59.01′。锆石晶体为浅黄色-无色，大部分颗粒较大，呈自形-半自形晶，个别颗粒较小，呈浑圆状。锆石CL图像显示(图4)，生长环带清晰发育明显的岩浆振荡环带和明暗相间的条纹，为岩浆成因锆石(胡振华等，2020)，该岩浆岩锆石的U-Pb同位素体系保持完全封闭，未受后期变质作用扰动。16个测点数据谐和度较好(表1)，数据点在谐和图上整体落在谐和曲线上。16个测定数据点拟合的直线与谐和曲线的交点年龄为226.0±5.2 Ma，其206Pb/238U年龄加权平均值为225.9±1.3 Ma(95%置信度；MSWD=0.75)(图5)，代表了其结晶年龄，形成时代为晚三叠世，为西秦岭印支晚期大规模岩浆活动产物。

表1 德乌鲁岩体花岗闪长岩锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素测年数据Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb data for granodiorite from the Dewulu pluton

图4 德乌鲁杂岩体锆石的阴极发光图像Fig.4 Zircon CL images of the Dewulu pluton

图5 德乌鲁花岗闪长岩锆石U-Pb年龄谐和图(a)和206Pb/238U加权年龄图(b)Fig.5 Diagrams of LA-ICP-MS zircon U-Pb concordia age (a) and weighted average age (b) for the Dewulu pluton

4.2 主量元素地球化学特征

从主量元素分析结果(表2)可以看出德乌鲁岩体具有以下特点：① 寄主岩石SiO2含量较高，为63.16%～65.96%，MMEs的SiO2含量较低，为56.28%～58.60%；② 寄主岩石K2O含量较高，为2.69%～3.86%，MMEs的K2O 含量较低，为1.65%～2.98%；③ 寄主岩石TiO2含量较低，为0.50%～0.62%，MMEs的TiO2含量高，为0.59%～0.74%；④ 寄主岩石MgO含量低，为1.68%～3.81%，Mg#为49.76～60.43，而MMEs的MgO含量较高，为4.94%～6.61%，Mg#为60.31～85.24；⑤ 寄主岩石MnO含量低，为0.05%～0.08%，MMEs的MnO含量高，为0.10%～0.15%；⑥ 寄主岩石的里特曼指数变化范围不大，σ值(1.58～2.23)<4，为钙碱性系列岩石，而MMEs的σ值变化较大，为1.36～5.40。总的来说，寄主岩石的SiO2、K2O含量明显高于MMEs，而寄主岩石的TiO2、MgO、MnO低于MMEs。

在哈克图解中(图6)，TiO2、FeOT、MnO、MgO、CaO、Cr、Ni与SiO2含量之间具有明显的负相关关系，Co与Th也具负相关关系，而Na2O与SiO2含量之间具正相关关系。

图6 德乌鲁岩体的哈克图解Fig.6 Harker diagrams for Dewulu pluton

4.3 微量和稀土元素特征

在稀土元素配分曲线图(图7a)上，德乌鲁岩体总体显示轻稀土明显富集、重稀土较为亏损型。稀土总量124.32×10-6～184.87×10-6；LREE/HREE为4.21～9.22，表示岩浆分异程度较弱。MMEs与寄主岩石具有不同的分配模式，都表现为向右倾斜，但重稀土元素部分的曲线较平缓。MMEs曲线区别不大，稀土元素含量基本一致，轻稀土元素和重稀土元素分馏强烈。寄主岩石(La/Yb)N为13.14～32.22，(La /Sm)N为3.88～4.64，而MMEs的(La/Yb)N为6.46～11.60，(La /Sm)N为2.75～3.56，总体都低于寄主岩石。这表明幔源基性岩浆与酸性岩浆混合后，发生了较强烈的均一化和轻、重稀土元素的分馏异常，均一化作用使酸性花岗岩中的轻稀土元素带入基性端员，导致轻稀土元素在MMEs异常富集。同样，基性端员的重稀土元素带入花岗岩中，形成了岩浆混合使得暗色微细粒包体和酸性花岗岩中重稀土元素的异常富集。德乌鲁岩体的δEu值为0.47～0.98，存在弱的负Eu异常，表明在岩浆分馏结晶作用中有斜长石分离出来，但是岩浆分异程度相对不高。

从微量元素分析结果(表2)可以看出，寄主岩石Sr含量262.00×10-6～477.00×10-6，相对较高，MMEs 的Sr含量325.00×10-6～395.00×10-6。而寄主岩石Y 含量较低，为7.40×10-6～16.84×10-6，MMEs的 Y含量较高，为17.07×10-6～26.20×10-6。相容元素 Cr、Ni含量比较高，寄主岩石的Cr、Ni含量分别为18.20×10-6～129.28 ×10-6、5.10×10-6～37.37 ×10-6；MMEs 的 Cr和Ni含量分别为170.01×10-6～378.02×10-6、49.82×10-6～76.30×10-6。原始地幔标准化微量元素蛛网图解(图7b)显示：MMEs与寄主岩石具有类似的曲线，都明显富集大离子亲石元素Rb、Th、U和轻稀土元素，亏损Ba、K、Nb、Sr、P和Y，无明显Zr、Hf异常，具有低Sr、Y的特点。

图7 德乌鲁岩体的稀土元素配分模式图(a)和微量元素蛛网图(b)(原始地幔标准化值据Sun and McDonough，1989；球粒陨石值据Taylor and McLennan，1985)Fig.7 The REE distribution patterns (a) and trace elements spider diagram (b) for the Dewulu pluton (primitive mantle normalization values after Sun and McDonough,1989;chondrite normalization values after Taylor and McLennan,1985)

4.4 Sr-Nd同位素分析结果

德乌鲁岩体中的石英闪长岩87Sr/86Sr =0.709 008，143Nd/144Nd=0.512 037；花岗闪长岩87Sr/86Sr=0.711 758，143Nd/144Nd=0.511 932(表3)。它们的87Sr/86Sr>0.708，143Nd/144Nd<0.512 6，暗示其源区可能以下地壳为主，但有地幔物质加入。石英闪长岩和花岗闪长岩的εNd(t)值分别为-11.71、-12.57，均小于0，εSr(t)值分别为63.99、103.02，均大于0，暗示其成因与富钾的玄武质下地壳的部分熔融有关(靳晓野等，2013)。

表3 德乌鲁岩体花岗岩类Sr-Nd同位素组成Table 3 Sr-Nd isotopic compositions of the granitoids in the Dewulu pluton

5 讨论

5.1 德乌鲁岩体成因

德乌鲁岩体中含有大量的MMEs，通常情况下，形成MMEs的可能成因有：镁铁质岩浆在结晶过程中形成的同源包体；花岗质岩浆在上升过程中夹带的难熔惰性组分；注入到花岗岩熔体中的镁铁质熔体(Lowell and Young，1999)。德乌鲁岩体中的MMEs和寄主岩石具有相似的稀土元素总量、稀土元素与微量元素配分模式，表明这些MMEs不是堆晶矿物的同源产物或者同源岩浆的早期结晶产物。

产于德乌鲁岩体中的MMEs最常见的形状为圆形、浑圆状、椭圆状、不规则状、葫芦状等，包圆度良好，而球度变化极大这一事实，恰好说明其最初应该是粥状的基性岩浆，而寄主岩石是由酸性花岗岩类岩浆形成。由此看来，MMEs是由于基性岩浆混入酸性岩浆之后被携带、搬运发生分裂而形成的，尤如两种粥状物质混合在一起造成形态变化一样，其形态特征记录了MMEs被“包裹”时的物理状态(贾儒雅等，2019)。

MMEs中的斜长石、石英斑晶有类似于捕掳晶的结构特点，溶蚀交代结构明显，角闪石等暗色矿物围绕石英斑晶结晶形成眼球状构造，斜长石晶体边部具有较典型的生长环带构造，MMEs中可见长针柱状磷灰石，插在其他矿物之间，晶形完好。在岩相学研究中，镜下观察到的针状磷灰石和具有复杂的振荡分区和重复吸收表面的斜长石，常被解释为不平衡的结构证据，并且表明熔体在晶体生长过程中发生过化学或热的变化，很有可能是岩浆混合的结果(Baxter and Feely，2002；Grogan and Reavy，2002)。在MMEs中有针状的磷灰石(靳晓野等，2013)，表明其是在淬冷状态下结晶形成的，说明形成MMEs的基性岩浆与寄主酸性岩浆有较大的温度差，结晶过程中有快速的放热现象，这从一个侧面证明了德乌鲁岩体有岩浆混合作用。总的来说，MMEs比寄主岩石具有较低的SiO2含量(56.28%～58.60%)，但具更高的全铁(6.15%～6.69%)和MgO(4.94%～6.61%)含量，因此，MMEs可能是花岗闪长岩的基性端员。

MMEs和寄主岩石的Nb/Ta值分别为10.13～13.36、7.10～9.51，MMEs的Nb/Ta值比寄主岩石的Nb/Ta值高，寄主岩石接近下地壳值(平均8.3，Rudnick and Gao，2003)。这表明寄主岩石来源于下地壳，而MMEs来源于地幔。此外，这些岩石的Ti2O/Al2O3和Zr/Nb值相似。SiO2/MgO与Al2O3/MgO之间呈现明显的线性关系(图8)，表明这些岩石之间发生了明显的物质交换，说明MMEs可能是镁铁质岩浆的残余物，而石英闪长岩、石英二长闪长岩和花岗闪长岩演化与其关系密切。

图8 花岗闪长岩、石英闪长岩、石英二长岩和暗色包体的Al2O3/MgO-SiO2/MgO图Fig.8 Plots of Al2O3/MgO versus SiO2/MgO of the granodiorites and their MMEs

在FeOT-MgO图中(图9)，MMEs、石英闪长岩、石英二长闪长岩以及花岗闪长岩都投在趋势I的演化线上，表明了寄主岩石(花岗闪长岩)参与了化学的和/或机械的混合作用过程。这也支持了前面的认识，即花岗闪长岩和石英闪长岩、石英二长闪长岩是镁铁质和长英质岩浆的混合产物，其中MMEs代表了镁铁质岩浆。因此，笔者认为花岗闪长岩中的MMEs是通过混合作用将镁铁质岩浆组分注入长英质岩浆房的产物。

图9 花岗闪长岩、石英闪长岩、石英二长岩和暗色包体的FeOT-MgO图Fig.9 Plot of FeOT versus MgO for the granodiorites,quartz diorite,quartz monzodiorite and their enclosed magmatic mafic enclaves (MMEs) Ⅰ—包体的混合演化趋势；Ⅱ—更偏镁铁质包体的拉斑玄武质演化趋势(Zorpi et al.,1989)Ⅰ—hybridization trend of the enclaves;Ⅱ—tholeiitic evolutionary trend of the more mafic (less hybridized) enclaves(after Zorpi et al.,1989)

作为最接近酸性端员的寄主岩石，有2件样品具有高Sr低Y的特征，其Sr和Y的含量分别为466×10-6～477×10-6和7.40×10-6～8.30×10-6，具有埃达克质岩的特征(图10)，表明这些酸性端员的岩石其源岩可能来自加厚的下地壳，这与前人观点认为区域上同期岩体主要为下地壳熔融产物相一致(徐学义等，2012)。

图10 德乌鲁岩体Sr/Y-Y图解(底图据Defant and Drummond,1990)Fig.10 Plot of Sr/Y versus Y for Dewulu pluton (base map after Defant and Drummond,1990)

关于MMEs的源区，前已述及，它来自基性端员，并与酸性端员有混合，只是比例不大而已。从MMEs的微量元素比值上可以看到，其Nb/Ta值为10.13～13.36，低于地幔的Nb/Ta值17.5±2.0(Sun and McDonough,1989)，但是介于下地壳值(8.5，Rudnick and Gao,2003)与地幔值之间。这表明基性端员有可能来自地幔，幔源高温岩浆底侵至基性下地壳，既能为下地壳的熔融提供足够的热量，同时幔源岩浆也与下地壳熔融出来的酸性岩浆发生了混合作用。

5.2 该期岩浆活动与金铜成矿作用关系

众多研究结果显示，德乌鲁岩体周边的铜、金矿床成矿与岩浆活动关系密切，成矿流体、成矿物质主要来源于印支期的岩浆热液活动(刘升有，2015；宋开瑞，2016；黄启富，2016；江志成，2017)。就西秦岭夏河-合作一带岩浆活动和成矿作用资料显示：西秦岭麦秀高镁安山岩年龄为234±5 Ma(Lietal.，2013)，合作尕日火山岩年龄为226±1.1 Ma(李注苍等，2019)，甘加火山岩年龄为236±1.2 Ma(刘伯崇等，2018)；大桥金矿区花岗闪长岩年龄为228±2.4 Ma(陕亮等，2016)，西功卡花岗闪长岩体年龄为227.2 ± 7.3 Ma(杨瀚文等，2018)，江里沟正长花岗岩年龄为214±4 Ma(喻晓，2014)，阿姨山黑云母花岗闪长岩年龄为238±4 Ma(金维浚等，2005)，双朋花岗闪长岩年龄为242±5 Ma(张涛等，2014)，美武岩体的年龄为237±3.3 Ma(何彤彤等，2020)。就德乌鲁岩体而言，其成岩年龄为225.9±1.3 Ma，这与西秦岭中酸性岩体的主期成岩时代(242～200 Ma)一致，均属印支中晚期岩浆作用产物(王顺安等，2016)。西秦岭造山带的早中生代花岗岩体形成于后碰撞伸展环境(张成立等，2008)。徐学义等(2014)对西秦岭北缘花岗质岩浆作用及构造演化的研究认为，地幔活动有利于成矿，而地壳加厚有利于形成金铜矿床。毛景文等(2012)认为这些二叠纪、三叠纪的矿产形成于碰撞造山或后碰撞环境。

陈明辉等(2016)对德乌鲁岩体周围的几个金矿床进行了硫同位素研究，以地南铜金矿黄铁矿的δ34S=2.2‰～4.9‰，老豆金矿黄铁矿的δ34S=-5.9‰～2.9‰，岗岔金矿床黄铁矿的δ34S值为0.6‰～1.3‰，这些硫同位素值与陨石硫和地幔硫(0～3‰)非常接近，说明这 3个矿床都是在同一构造背景下形成的，其硫同位素具有可比性。据此认为金的成矿物质主要来自于印支期的岩浆活动，成矿热液硫源可能来自混有深源硫(幔源硫)的混合硫源，表明矿石中硫主要来源于深部岩浆期后热液。

在中三叠世，扬子板块和华北板块相向汇聚造山(陈衍景，2004；马光等，2004；陈衍景，2010)，西秦岭古特提斯洋盆闭合，海水从秦岭地区全面退出。晚三叠世早期，沿秦岭造山带的陆陆碰撞，扬子板块俯冲至华北板块下使得地壳增厚、地热梯度增高(闫臻等，2012)，下地壳物质由于温度升高，发生部分熔融，形成高温岩浆，指示当时地壳厚度已经超过50 km(张成立等，2008；李佐臣等，2013)。前述MMEs的研究揭示可能有幔源岩浆的加入，并从地幔中带来了Cu和Au等成矿元素(张旗等，2009；瞿泓滢等，2019)，在岩浆上升演化过程中形成富含 Cu和Au的成矿热液。在岩浆侵入后期，含矿热液沿德乌鲁岩体中的次级构造裂隙充填，形成以地南铜金矿、录斗艘金矿等与岩浆岩有关的热液型铜金矿床。

综上所述，基于德乌鲁岩体及MMEs成因、年代学研究和岩石地球化学示踪研究，表明该期岩浆活动与加厚下地壳的熔融作用有关，且有地幔物质的参与，而Cu、Au等成矿元素可能来源于地幔。

6 结论

(1) 德乌鲁岩体花岗闪长岩锆石LA-ICP-MS 定年结果表明，其侵位年龄为225.9 ±1.3 Ma，形成于印支晚期，属于西秦岭晚三叠世构造-岩浆活动产物。

(2) 德乌鲁岩体形成于壳源岩浆与幔源岩浆的混合作用，其中的寄主岩岩浆形成于加厚的下地壳部分熔融，而MMEs岩浆则形成于受板块俯冲作用改造过的富钾的岩石圈地幔源区部分熔融，并伴随有后期镁铁质矿物的分异，与扬子板块和华北板块陆陆碰撞后伸展环境下发生的强烈壳-幔相互作用有关。

(3) 在三叠纪，扬子板块与华北板块对接的碰撞造山带，地壳厚度大，岩浆活动频繁，地幔处于高度活动状态，地幔活动有利于成矿，而地壳加厚则形成埃达克质熔体，并从地幔中获取大量的Cu、Au等成矿元素，形成富含铜金等成矿物质的岩浆热液，在德乌鲁岩体中形成铜金多金属矿床，这一认识对夏河-合作一带的找矿勘查工作具有重要的指导意义。