王梦玺，郭腾龙，凤永刚,2，梁 婷，周 义，孙小筠
（1长安大学地球科学与资源学院，陕西 西安 710054；
2教育部西部矿产资源与地质工程重点实验室，陕西 西安 710054）
秦岭造山带中发育有大量古生代花岗岩和花岗伟晶岩，主要分布在北秦岭造山带东段和西段（即东秦岭构造带和西秦岭构造带）以及宁陕地区。东秦岭构造带古生代花岗岩规模较大且具有不同成因，如灰池子复式岩体和漂池岩体分别是区域上规模最大的I型和S型花岗岩（李伍平等,2001;王涛等,2009;雷敏,2010;张成立等,2013;Qin et al.,2014;王晓霞等,2015;Yuan et al.,2020）。另一方面，东秦岭发育有秦岭造山带中分布范围最广、数量最多的花岗伟晶岩，是中国重要的伟晶岩密集区之一（卢欣祥等,2010），并赋存有重要的稀有金属Li、Be、Rb、Nb和Ta矿床以及伟晶岩型U矿床（陈西京等,1993;Feng et al.,2017;袁峰,2017;李建康等,2019）。花岗伟晶岩和花岗岩的时空关系密切，花岗伟晶岩常围绕灰池子、桃坪和骡子坪等岩体分布，赋存铀矿床（化）的黑云母花岗伟晶岩形成时代总体上比花岗岩晚约30 Ma（陆松年等,2003），而赋存稀有金属矿床（化）的花岗伟晶岩形成时代比花岗岩晚30～70 Ma。因此，有研究者认为这些花岗伟晶岩是花岗岩分异晚期残余岩浆结晶而形成的（陈西京等,1993;戎嘉树,1997;卢欣祥等,2010;沙亚洲等,2011）。但也有研究者认为二者形成时代相差至少30 Ma，可能不具有成因联系（曾令交等,1994;冯明月等,1996），如前人认为黑云母花岗伟晶岩是89.7%的秦岭群变质岩和10.3%的上地幔物质经过约35%的部分熔融而形成的（曾令交等,1996）。东秦岭古生代花岗岩和花岗伟晶岩成因关系认识的不同主要是花岗岩年龄的分析结果差别较大，如灰池子岩体较为可靠的锆石U-Pb年龄变化范围从418 Ma到450 Ma（王涛等,2009;雷敏,2010;Qin et al.,2015;刘刚,2017;袁峰等,2017;Chen et al.,2018;Yuan et al.,2020）（表1）。因此，准确厘定东秦岭古生代不同类型花岗岩和花岗伟晶岩的形成时代是探讨二者成因关系的基础。本文在统计并对比作者未发表的和前人报道的东秦岭古生代花岗岩和花岗伟晶岩年龄的基础上，厘清了二者形成的先后关系；
同时利用全岩和矿物的元素和同位素组成，对花岗岩和花岗伟晶岩的岩浆源区、演化关系进行了探讨，以期为该地区稀有金属和铀矿床成因研究和勘探提供一定的理论依据。
表1 东秦岭构造带古生代花岗岩和花岗伟晶岩同位素年龄统计表Table 1 Compilation of isotopic ages of the Paleozoic granite plutons and granitic pegmatites in the East Qinling tectonic belt
秦岭造山带是中国中央造山带的重要组成部分，是华北克拉通和扬子地块在中生代早期碰撞形成的复合型大陆造山带，西连祁连-昆仑造山带，东接大别-苏鲁造山带（张国伟等,1996）。秦岭造山带由北秦岭造山带（包括华北克拉通南缘）和南秦岭造山带组成（张国伟等,1995;Meng et al.,2000）（图1a）。北秦岭造山带呈狭长的条带状分布于秦岭造山带北部的洛南-栾川-方城断裂带和商丹断裂带之间，主要由秦岭岩群、丹凤岩群、宽坪岩群和二郎坪岩群组成（张国伟等,1996;2001）。
秦岭造山带古生代花岗岩大部分只出露在北秦岭造山带，其中东秦岭构造带最为发育也最具有代表性（王涛等,2009;张成立等,2013;王晓霞等,2015）。东秦岭古生代花岗岩与秦岭洋盆向北的俯冲消减及之后的多期弧-陆碰撞有关（张国伟等，1995；
Dong et al.,2011），形成了灰池子、漂池、黄龙庙、黄柏岔、宽坪和枣园等岩体（严阵，1985；
卢欣祥等，2000；
王涛等，2009；
雷敏，2010；
张成立等，2011，2013；
刘丙祥，2014；
王晓霞等，2015）（图1b）。灰池子岩体为不规则椭圆状并呈北西-南东向展布，出露面积约340 km2，侵位于秦岭群中，主要由二长花岗岩、花岗闪长岩和英云闪长岩组成。前人在地质填图的基础上，认为灰池子复式岩体是地壳深部熔融岩浆经过多次上侵形成的，由3个深成岩体组成，从早到晚分别为蔡家沟岩体、淇河岩体和明朗河岩体（李伍平等，2001）。漂池岩体出露面积约145 km2，岩体呈不规则长形，长轴方向与区域构造线方向一致，具有弱片麻理化，主要由二长花岗岩组成（张宏飞等，1996）。此外，东秦岭还发育有少量古生代规模较小的正长花岗岩岩株，如大毛沟、高山沟和陈家庄等（图1b）。
图1 秦岭造山带大地构造简图（a）及东秦岭构造带古生代花岗岩和花岗伟晶岩分布图（b，据陈西京等，1993；
商南幅1∶20万区域地质图修改）Fig.1 A simplified tectonic map showing the Qinling orogenic belt(a)and the Paleozoic granite plutons and granitic pegmatites in the East Qinling tectonic belt(b,modified from Chen et al.,1993 and 1∶20 0000 geological map of the Shangnan map sheet)
东秦岭古生代花岗伟晶岩脉一般几十至几百米长，厚1～5 m，产状较陡，倾角多在60°左右，多沿背斜轴部和断裂、层间裂隙、片理面侵位，多数平行于区域构造线的延伸方向，与围岩之间为明显的侵入关系（卢欣祥等,2010）。前人根据云母和长石矿物类型的不同将花岗伟晶岩脉分为7种类型：①黑云母-微斜长石型；
②二云母-微斜长石型；
③白云母-微斜长石型；
④白云母-微斜长石-钠长石型；
⑤白云母-钠长石型；
⑥锂云母-微斜长石-钠长石型；
⑦锂云母-钠长石型（陈西京等，1993；
戎嘉树，1997）。
东秦岭花岗伟晶岩含有Li、Be、Nb、Ta等稀有金属和U矿化，是中国铀矿及三稀资源重点勘查区之一，其中稀有金属矿床主要赋存在白云母型伟晶岩中，U矿床主要赋存在黑云母型伟晶岩中（卢欣祥等，2010）。赋存稀有金属矿床（化）的花岗伟晶岩围绕灰池子岩体，主要分布在商南、峦庄、官坡和龙泉坪密集区（图1b），其中以官坡锂矿密集区最为著名，主要发育Li、Nb和Ta（陈西京等，1993；
李建康等，2019），包括南阳山、七里沟-前台和蔡家沟等矿区（秦克章等，2019）。根据稀有金属矿化组合可以将花岗伟晶岩脉划分为Nb-Ta型、Be-白云母型、Li-Be型、Be-Nb型和Cs-Ta型（栾世伟，1985）。矿化伟晶岩比不含矿的伟晶岩规模小，长度一般小于200 m，厚度一般小于3 m，形态多为膨胀状、分支状和透镜状脉体，而不含矿的多为板状（卢欣祥等，2010）。赋存铀矿床（化）的黑云母伟晶岩主要分布在灰池子岩体南侧，如围绕高山沟和大毛沟正长花岗岩株分布着数百条与铀矿化有关的花岗伟晶岩脉，在正长花岗岩局部可见巢状体粗晶（主要为钾长石和石英），由正长花岗岩向外依次可以分为黑云母花岗伟晶岩、二云母花岗伟晶岩和白云母花岗伟晶岩（左文乾等，2010）。
黑云母正长花岗岩全岩主量和微量元素分析在武汉上谱分析科技有限责任公司完成。主量元素使用日本理学（Rigaku）生产的ZSX PrimusⅡ型波长色散X射线荧光光谱仪（XRF）进行分析，质量分数＞0.5%的元素分析精度优于±2%，质量分数＞0.1%的元素分析精度优于±5%。微量元素含量利用Agi‐lent 7700e电感耦合等离子质谱（ICP-MS）分析。将200目样品粉末在105℃条件下烘干12小时后称取50 mg置于Teflon溶样弹中，依次缓慢加入1 mL高纯HNO3和1 mL高纯HF，然后将Teflon溶样弹放入钢套，在190℃条件下加热24小时以上；
取出待溶样弹冷却，开盖后置于140℃电热板上蒸干，然后加入1 mL HNO3并再次蒸干；
加入1 mL高纯HNO3、1 mL MQ水和1 mL内标In（浓度为1×10-6）；
再次将Teflon溶样弹放入钢套，拧紧在190℃条件下加热12小时以上，然后将溶液转入聚乙烯瓶中，并用2%HNO3稀释至100 g进行ICP-MS分析。
灰池子、漂池和枣园等岩体的年龄数据主要引自李伍平等（2000）、卢欣祥（2000）、王涛等（2009）、雷敏（2010）、张成立等（2011）、刘丙祥（2014）、Qin等（2015）、刘 刚（2017）、袁 峰 等（2017）、Chen等（2018）、Yuan等（2020）以及作者未发表数据；
黑云母花岗伟晶岩的年龄数据主要引自谢红接（1993）、袁峰（2017）、刘刚（2017）、张帅等（2019）和Yuan等（2020）；
稀有金属矿化花岗伟晶岩的年龄数据引自Yuan等（2021）、Zhou等（2021）和曾威等（2021）。全岩主量数据：灰池子二长花岗岩引自李伍平等（2001）、Qin等(2015)和Chen等(2018)；
漂池岩体二长花岗岩引自王涛等（2009）和刘丙祥（2014）；
黄龙庙岩体二长花岗岩引自赵如意等（2014）；
高山沟正长花岗岩引自刘丙祥（2014）和Chen等（2018）；
大毛沟岩株正长花岗岩引自Yuan等（2018a）；
花岗伟晶岩引自袁峰（2017）和张帅等（2019）。全岩微量数据：灰池子二长花岗岩引自袁峰（2017）和Chen等（2018）；
大毛沟正长花岗岩引自袁峰（2017）和Chen等（2018）；
黑云母花岗伟晶岩引自袁峰（2017）和Chen等（2018）。全岩Sr-Nd同位素数据：灰池子二长花岗岩引自李伍平等（2001）、刘丙祥（2014）、Qin等(2015)、Chen等(2018)和Yuan等(2018a)；
漂池岩体二长花岗岩引自王涛等（2009）、刘丙祥（2014）和Qin等（2015）；
宽坪岩体二长花岗岩引自王涛等（2009）；
黄柏岔岩体二长花岗岩引自刘丙祥（2014）；
枣园岩体二长花岗岩引自王涛等（2009）和刘丙祥（2014）；
高山沟正长花岗岩引自Chen等(2018)；
黑云母花岗伟晶岩引自Yuan等（2018a；
2018b）。锆石Hf同位素数据：灰池子二长花岗岩引自王涛等（2009）和Yuan等(2020)；
漂池岩体二长花岗岩引自王涛等（2009）和Qin等(2014)；
枣园岩体二长花岗岩引自Qin等(2014)；
大毛沟和高山沟岩株正长花岗岩引自刘刚（2017）和Yuan等(2020)；
黑云母花岗伟晶岩引自刘刚（2017）、Chen等(2019)和Yuan等(2020)；
稀有金属矿化伟晶岩引自Yuan等(2021)和曾威等（2021）。黑云母主量数据引自陈佑纬等（2013）、袁峰（2017）和刘刚（2017）。引用的原始数据见http://www.kcdz.ac.cn/。
前人综合分析了北秦岭造山带古生代不同类型和规模花岗岩的年龄和地球化学特征，将该地区古生代壳源岩浆活动划分为3期（王涛等，2009；
张成立等，2013；
王晓霞等，2015）：第一期（490～500 Ma）代表秦岭微陆块向华北南缘之下俯冲过程中的地壳深熔事件；
第二期（422～460 Ma）岩浆活动规模最大，广泛发育在北秦岭造山带中，代表秦岭微陆块与华
北同碰撞时期加厚下地壳的重熔（王涛等,2009;王晓霞等,2015）；
第三期（400～415 Ma）主要发育在北秦岭中段，岩体规模较小，与秦岭微陆块和华北后碰撞伸展环境有关。
续表1Continued Table 1
本文聚焦于东秦岭构造带，统计了前人利用不同方法得到的古生代花岗岩和花岗伟晶岩的年龄（表1）。由于Rb-Sr同位素体系封闭温度较低（＜750°C），容易受变质作用影响而发生子体同位素丢失（Cliff,1985），而且本次统计结果显示多个岩体全岩Rb-Sr等时线年龄小于锆石U-Pb年龄，如灰池子和骡子坪岩体，说明全岩Rb-Sr同位素体系有子体同位素丢失。因此，在进行岩体年龄统计计算时未采用全岩Rb-Sr等时线年龄。由于灰池子岩体与花岗伟晶岩空间关系密切，因此前人对该岩体做了大量年代学工作。利用单颗粒锆石Pb-Pb蒸发法测得英云闪长岩的年龄为（437±58）Ma（李伍平等,2000），这与二长花岗岩和花岗闪长岩锆石U-Pb定年结果434～450 Ma基本一致（王涛等，2009；
雷敏，2010；
Qin et al.,2015；
刘刚，2017；
袁峰，2017；
Chen et al.,2018；
Yuan et al.,2020）。漂池二长花岗岩锆石U-Pb年龄为473～495 Ma（王涛等，2009；
张成立等，2011；
刘丙祥，2014；
Qin et al.,2014），而花岗闪长岩的锆石UPb年龄为（436.2±6.7）Ma（雷敏，2010），比二长花岗岩晚60 Ma。区域上其他以二长花岗岩为主的岩体形成时代均在435～450 Ma，如约450 Ma的留仙坪岩体（张成立等，2013），434～456 Ma枣园岩体（张宗清等,2006;张成立等，2013；
刘丙祥，2014）和440～453 Ma宽坪岩体（张宗清等，2006；
张成立等，2011，2013；
王江波等，2018）。灰池子南东方向的大毛沟、高山沟等岩株主要由碱长花岗岩和正长花岗岩组成，其中大毛沟碱长花岗岩形成于418～426 Ma（左文乾等，2010；
陈佑纬等，2015），高山沟黑云母正长花岗岩形成于（422.0±0.8）Ma（刘刚，2017）。
本次锆石年龄利用Isoplot（Ludwig，2003）进行统计计算并给出数据的相对频率，结果显示东秦岭古生代花岗岩可分为3期（图2a）：第一期（490～500 Ma）形成了北秦岭造山带中最大的S型花岗岩漂池岩体；
第二期（435～460 Ma），岩浆活动峰期约为450 Ma，形成了东秦岭广泛发育的二长花岗岩；
第三期（约420 Ma）形成的岩体规模一般较小且以正长花岗岩为主，同时发育有少量碱长花岗岩。
本次统计结果与前人对北秦岭造山带古生代三期壳源岩浆活动的划分有所不同。前人认为北秦岭古生代第二期壳源岩浆活动持续到422 Ma（王涛等，2009；
王晓霞等，2015），而笔者认为东秦岭第二期岩浆活动仅持续到435 Ma，至422 Ma时东秦岭已经进入第三期小规模岩浆活动，这也不同于前人对北秦岭第三期岩浆活动时间（400～415 Ma）的划分。笔者认为两种划分方式并不矛盾，反映了东秦岭构造带与整个北秦岭造山带古生代壳源岩浆活动的不同特点，东秦岭早古生代大规模的岩浆活动可能在435 Ma就已基本结束，在此之后只有小规模的岩浆活动，而北秦岭其他地区大规模的岩浆活动仍在持续。
相较于花岗岩大量的定年工作，对花岗伟晶岩形成时代的分析较少，现有的数据多为围绕灰池子和黄龙庙岩体分布的花岗伟晶岩脉年龄。前人得到黑云母花岗伟晶岩锆石U-Pb年龄为413～426 Ma，大部分集中在413～417 Ma（谢红接,1993；
刘刚，2017；
袁峰，2017；
Yuan et al.,2018a；
张帅等，2019）（图2b），与区域上第三期以正长花岗岩为主的壳源岩浆活动时代一致（图2），因此二者可能具有成因联系。对稀有金属矿化伟晶岩中铌钽铁矿、锡石和锆石UPb定 年，得 到 的 年 龄 为383～440 Ma（Yuan et al.,2021;Zhou et al.,2021;曾威等,2021）（图2b），与区域上第二期和第三期花岗岩的年龄均有重合，一部分比第三期正长花岗岩晚约40 Ma。
图2 东秦岭构造带古生代花岗岩（a）和花岗伟晶岩（b）U-Pb年龄分布直方图数据来源：花岗岩年龄引自张宗清等（2006）,王涛等（2009）,雷敏（2010）,左文乾等（2010）,张成立等（2011;2013）,刘丙祥（2014）,赵如意等（2014）,陈佑纬等（2015）,Qin等(2015),刘刚（2017）,Chen等(2018),张帅等（2019）,Liu等(2018)和Yuan等(2020)；
黑云母花岗伟晶岩年龄引自谢红接（1993）,刘刚（2017）,袁峰等（2017）,Yuan等(2018b)和张帅等（2019），稀有金属矿化伟晶岩的年龄数据引自Yuan等（2021）、Zhou等（2021）和曾威等（2021）Fig.2 Histograms of U-Pb ages for the Paleozoic granites(a)and granitic pegmatites(b)in the East Qinling tectonic beltData source:Zircon U/Pb ages of the granite plutons are from Zhang et al.(2006);Wang et al.(2009),Lei(2010),Zuo et al.(2010),Zhang et al.(2011;2013),Liu(2014),Zhao et al.(2014),Chen et al.(2015),Qin et al.(2015),Liu(2017),Chen et al.(2018),Zhang et al.(2019),Liu et al.(2018)and Yuan et al.(2020);those of the granitic pegmatites are from Xie(1993),Liu(2017),Yuan et al.(2017),Yuan et al.(2018b)and Zhang et al.(2019)，those of the rare-metal mineralized pegmatites are from Yuan et al.(2021),Zhou et al.(2021)and Zeng et al.(2021)
4.1 岩浆源区
4.1.1 花岗岩源区
灰池子岩体二长花岗岩形成于东秦岭古生代第二期岩浆活动，属于钙碱性系列（图3a），为偏铝质岩石（图3b），其全岩87Sr/86Sr(i)比值为0.70 480～0.70 719，εNd(t)为-2.9～+0.9，平均值为-0.3（图4）（张宏飞等，1996；
李伍平等，2001；
张宗清等，2006；
Chen et al.,2018）。二长花岗岩锆石原位Lu-Hf同位素组成变化较大，εHf(t)为-10.9～+8.4，大部分大于0，平均值为+3.8（图5）（王涛等，2009；
Yuan et al.,2020），明显高于漂池岩体二长花岗岩的相应值，不同于深俯冲陆壳物质脱水熔融的产物（张成立等，2013）。
第三期形成的正长花岗岩的w(SiO2)和w(K2O)（表2）明显高于第一、二期形成的二长花岗岩，属于高钾钙碱性系列（图3a），为过铝质岩石（图3b），轻稀土元素相对重稀土元素富集并显示负Eu异常（图6a），富集大离子亲石元素（如Rb、Ba和Sr）而亏损高场强元素（如Nb、Ta和Ti）（图6b），并具有高Sr/Y比值，与埃达克质岩体相似（刘丙祥，2014；
Chen et al.,2018；
张帅等，2019）。因此，作者认为不同岩株中的正长花岗岩具有相似的全岩主量和微量元素组成，说明它们可能来自相同的源区。全岩Sr-Nd和锆石原位Lu-Hf同位素组成也指示了这一特征。
图3 东秦岭古生代花岗岩和花岗伟晶岩SiO2-K2O相对图解（a）和A/NCK-A/NK相对图解（b）数据来源：灰池子岩体二长花岗岩引自李伍平等（2001）,Qin等（2015）和Chen等（2018）；
高山沟正长花岗岩来源于本次研究、刘丙祥（2014）和Chen等（2018）；
漂池岩体二长花岗岩引自王涛等（2009）和刘丙祥（2014）；
黄龙庙岩体二长花岗岩引自赵如意等（2014）；
大毛沟岩株正长花岗岩引自Yuan等（2018a）；
黑云母花岗伟晶岩引自袁峰（2017）和张帅等（2019）Fig.3 Plots of SiO2 versus K2O(a)and A/NCK versus A/NK(b)of the Paleozoic granites and granitic pegmatites in the East Qinling tectonic beltData source:Whole-rock compositions of monzogranite from the Huichizi pluton are from Li et al.(2001),Qin et al.(2014)and Chen et al.(2018);those of syenogranite from the Gaoshangou pluton are from this study,Liu(2014)and Chen et al.(2018);those of monzogranite from the Piaochi pluton are from Wang et al.(2009)and Liu(2014);those of monzogranite from the Huanglongmiao pluton are from Zhao et al.(2014);those of syenogranite from the Damaogou pluton are from Yuan et al.(2018a);those of granitic pegmatites are from Yuan(2017)and Zhang et al.(2019)
正长花岗岩全岩Sr-Nd同位素（图4）和锆石原位Lu-Hf同位素（图5）组成不同于区域上第一、二期花岗岩。高山沟正长花岗岩87Sr/86Sr(i)比值为0.7057～0.7071，εNd(t)为-2.9～-0.7，平均值为-1.6，两阶 段 亏 损 地 幔 模 式 年 龄（TDM2）为1.22～1.41 Ga（Chen et al.,2018）；
锆石原位εHf(t)为-3.3～+2.4，平均值为+0.4（图5）（刘刚,2017;Yuan et al.,2020），TDM2为1.25～1.49 Ga，与全岩Nd同位素计算值一致（Yuan et al.,2020）。大毛沟正长花岗岩87Sr/86Sr(i)比值为0.7037～0.7047，εNd(t)为-0.9～-0.3，平均值为-0.6，TDM2为1.18～1.23 Ga（Yuan et al.,2018a）。因此，不同岩株中正长花岗岩一致的Nd同位素组成和两阶段亏损地幔模式年龄也指示它们来源于相同源区。
然而，正长花岗岩的源区性质目前仍存在争论。部分学者认为这些正长花岗岩形成于后碰撞伸展环境（张成立等,2013;王晓霞等,2015），是加厚新生地壳或就位于造山带根部的早期基性岩部分熔融后形成的，并有少量古老地壳物质加入（王涛等,2009;Chen et al.,2018），而其他学者认为源区为中元古代地壳并有大量地幔物质加入（Yuan et al.,2020）。作者认为如果正长花岗岩源区主要为加厚新生地壳，而且只有少量古老地壳物质加入，那么Nd-Hf同位素应表现出亏损的特征，即全岩εNd(t)和锆石εHf(t)值应该大部分都大于0，但全岩εNd(t)值均小于0（图4），锆石εHf(t)值大部分也小于0（图5），说明源区应以古老地壳物质为主，而且Nd-Hf同位素TDM2为1.18～1.49 Ga，说明源区地壳物质形成于中元古代。
4.1.2 花岗伟晶岩源区性质
黑云母花岗伟晶岩与正长花岗岩具有相似的全岩地球化学特征。黑云母花岗伟晶岩属于高钾钙碱性系列（图3a），为过铝质岩石（图3b）（Yuan et al.,2018b;张帅等,2019），微量元素在不同样品中变化较大，但总体上具有轻稀土元素相对重稀土元素富集（图6c），以及Pb正异常和Nb、Ta和Ti负异常的特征（Yuan et al.,2018b;张帅等,2019）（图6f）。另一方面，黑云母花岗伟晶岩全岩Sr-Nd和锆石原位Lu-Hf同位素组成也与正长花岗岩相似（图4；
图5），全岩87Sr/86Sr(i)比值为0.7032～0.7123，εNd(t)为-2.3～-3.0，平均值为-2.9（图4），TDM2为1.35～1.41 Ga（Yuan et al.,2018a），锆石原位εHf(t)为-5.1～+2.8，平均值为+0.2（图5），TDM2为1.29～1.58 Ga（Chen et al.,2019;Yuan et al.,2020）。因此，形成时代相同且具有相似Nd-Hf同位素组成的黑云母花岗伟晶岩与正长花岗岩可能来源于同一源区。另一方面，赋存稀有金属矿床（化）花岗伟晶岩锆石原位εHf(t)为-8.7～-7.2，平均值为-7.9（图5），TDM2为1.86～1.94 Ga（Chen et al.,2019;Yuan et al.,2020），不同于第二期二长花岗岩和第三期正长花岗岩（图5），而与第一期岩浆活动中形成的漂池岩体相似，因此可能与漂池岩体具有相同的岩浆源区。
图4 东秦岭古生代花岗岩和花岗伟晶岩全岩εNd(t)-87Sr/86Sr(i)相对图解数据来源：灰池子二长花岗岩引自李伍平等（2001）,刘丙祥（2014）,Qin等(2015),Chen等(2018)和Yuan等(2018a)；
高山沟正长花岗岩引自Chen等(2018)；
漂池岩体二长花岗岩引自王涛等（2009）,刘丙祥（2014）和Qin等(2015)；
宽坪岩体二长花岗岩引自王涛等（2009）；
黄柏岔岩体二长花岗岩引自刘丙祥（2014）；
枣园岩体二长花岗岩引自王涛等（2009）和刘丙祥（2014）；
黑云母花岗伟晶岩引自Yuan等(2018a；
2018b)Fig.4 Plot of whole-rock 87Sr/86Sr(i)versus εNd(t)of the Early Paleozoic granite plutons and granitic pegmatites in the East Qinling tectonic beltData source:Sr-Nd isotopic compositions of monzogranite from the Huichizi pluton are from Li et al.(2001),Liu(2014),Qin et al.(2014),Chen et al.(2018)and Yuan et al.(2018a);those of syenogranite from the Gaoshangou stock are from Chen et al.(2018);those of monzogran‐ite from the Piaochi pluton are from Wang et al.(2009),Liu(2014)and Qin et al.(2015);those of monzogranite from the Kuanping pluton are from Wang et al.(2009);those of monzogranite from the Huangbaicha pluton are from Liu(2014);those of monzogranite from the Zaoyuan pluton are from Wang et al.(2009)and Liu(2014);those of granitic pegmatites are from Yuan et al.(2018a;2018b)
图5 东秦岭古生代花岗岩和花岗伟晶岩锆石εHf(t)-年龄相对图解数据来源：灰池子二长花岗岩引自王涛等（2009）和Yuan等(2020)；
高山沟正长花岗岩引自刘刚（2017）和Yuan等(2020)；
漂池岩体二长花岗岩引自王涛等（2009）和Qin等(2015)；
枣园岩体二长花岗岩引自Qin等(2015)；
黑云母花岗伟晶岩引自刘刚（2017），Chen等(2019)和Yuan等(2020)；
稀有金属矿化伟晶岩引自Yuan等(2021)和曾威等（2021）Fig.5 Plot of zircon U-Pb age versus εHf(t)of the Early Paleo‐zoic granite plutons and granitic pegmatites in the East Qinling tectonic beltData source:Ages and Lu-Hf isotopic compositions of monzogranite from the Huichizi pluton are from Wang et al.(2009)and Yuan et al.(2020);those of syenogranite from the Gaoshangou stock are from Liu(2017)and Yuan et al.(2020);those of monzogranite from the Piaochi pluton are from Wang et al.(2009)and Qin et al.(2015);those of mon‐zogranite from the Zaoyuan pluton are from Qin et al.(2015);those of Non-mineral granitic pegmatites are from Liu(2017),Chen et al.(2019)and Yuan et al.(2020);Rare-metal mineralized pegmatites from Yuan et al.(2021)and Zeng et al.(2021)
图6 东秦岭古生代二长花岗岩、正长花岗岩和花岗伟晶岩全岩稀土元素配分模式图（a、b、c）和微量元素蛛网图（d、e、f）（标准化数据引自Sun et al.,1989）数据来源：灰池子二长花岗岩引自袁峰（2017）和Chen等(2018)；
正长花岗岩来源于本次研究、袁峰（2017）和Chen等(2018)；
黑云母花岗伟晶岩引自袁峰（2017）和Chen等(2018)Fig.6 Chondrite-normalized rare earth element(REE)patterns(a,b,c)and primitive mantle-normalized trace element patterns(d,e,f)of the Paleozoic granites and granitic pegmatites in the East Qinling tectonic belt(normalizing values are from Sun et al.,1989)Data source:The monzogranite of Huichizi pluton is from Yuan(2017)and Chen et al.(2018).Syenogranite is from this study,Yuan(2017)and Chen et al.(2018);those of granitic pegmatites are from Yuan(2017)and Chen et al.(2018)
4.2 演化关系
虽然赋存稀有金属矿床（化）的伟晶岩与漂池岩体具有相似的锆石Hf同位素组成，但仅能说明二者具有相同源区，因为二者形成时代相差至少60 Ma，远大于花岗伟晶岩脉冷却时间，所以这类花岗伟晶岩不太可能是漂池岩体分异形成的，二者可能不具有演化关系。另一方面，湖南仁里稀有金属矿床的成矿花岗岩母岩的w(Li)和w(Be)平均值分别为104×10-6和32.5×10-6（刘翔等,2018），四川甲基卡稀有金属矿床成矿母岩二云母花岗岩的w(Li)和w(Be)平均值分别310×10-6和13.2×10-6（侯江龙等,2020），远高于研究区正长花岗岩的w(Li)和w(Be)平均值（分别为41.4×10-6和1.46×10-6）（表2），暗示正长花岗岩可能不具备形成稀有金属矿床的条件。因此，同位素组成和稀有金属含量均说明正长花岗岩不是稀有金属矿化伟晶岩的成矿母岩。然而，目前还没有发现东秦岭与赋存稀有金属矿床（化）花岗伟晶岩具有相似同位素组成且年龄相近的花岗岩体，因此其与花岗岩之间的演化关系还有待进一步研究。
表2 东秦岭构造带高山沟岩株正长花岗岩的主量元素（w(B)/%）和微量元素（w(B)/10-6）分析结果Table 2 Major(w(B)/%)and trace elements(w(B)/10-6)compositions of the rocks from the syenogranite of the Gaoshangou stock in the East Qinling tectonic belt
虽然同位素年代学和Nd-Hf同位素组成指示正长花岗岩和黑云母花岗伟晶岩来源于同一岩浆源区，但黑云母花岗伟晶岩是正长花岗岩演化晚期的产物还是二者具有各自不同的演化过程尚不清楚。因此，需要进一步利用二者在地壳浅部演化过程中的温度、氧逸度等物理性质和地球化学特征查明其成因联系。
4.2.1 正长花岗岩和黑云母花岗伟晶岩的演化关系
正长花岗岩和黑云母花岗伟晶岩具有相似的稀土元素配分模式图（图6b、c）和微量元素蛛网图（图6e、f），说明二者之间可能存在演化关系，这一认识也得到了矿物成分的支持。黑云母晶体结构中八面体位置的Al3+会被Fe3+、Fe2+、Mg2+、Ti4+和Li+等替代，由此造成的电价差常因黑云母四面体位置的Al3+替代Si4+而平衡（Tischendorf et al.,2007）。因此，正长花岗岩和黑云母花岗伟晶岩中黑云母晶格的离子替代方式可以指示二者是否存在演化关系，如果离子替代方式相同，说明二者可能存在演化关系，反之则无关（Brigatti et al.,2002）。前人发现两类岩石黑云母中离子替代方式均以四次和六次配位的Al3+替代六次配位的Fe2+、Fe3+、Mg2+、Mn2+和四次配位的Si为主（陈佑纬等,2013;袁峰,2017），暗示二者之间存在演化关系。
4.2.2 黑云母花岗伟晶岩是正长花岗岩分异晚期的产物
正长花岗岩全岩(w(Na2O)+w(K2O))/w(CaO)比值（5.96～9.01）和w(FeO)/w(MgO)比值（2.30～8.00）均低于黑云母花岗伟晶岩的相应比值7.07～10.03和2.76～8.50（袁峰，2017；
Chen et al.,2018），说明从正长花岗岩到黑云母花岗伟晶岩具有向富Na和K而贫Ca、Fe和Mg演化的特征，符合结晶分异的趋势。而且，在酸性岩浆分离结晶过程中，Rb常作为不相容元素残留在熔体相（Cuney et al.,2014），因此，黑云母花岗伟晶岩的w(Rb)（115×10-6～177×10-6）高于正长花岗岩的（94×10-6～142×10-6）（袁峰，2017）也说明黑云母花岗伟晶岩演化程度较高。另一方面，正长花岗岩中的w(Zr+Nb+Ce+Y)（59.3×10-6～167×10-6）明显高于黑云母花岗伟晶岩的该值（9.34×10-6～76.7×10-6）（袁峰，2017；
Chen et al.,2018），被认为是副矿物，如锆石、磷灰石和独居石分离结晶的结果（Yuan et al.,2020）。因此，全岩成分说明黑云母花岗伟晶岩可能是正长花岗岩分异晚期的产物，这也得到了锆石原位成分的支持。
锆石成分能够揭示岩浆在演化过程中化学成分的变化（Belousova et al.,2002），当岩浆中水含量增加而温度降低的时候，U在锆石和熔体中的分配系数会增大，造成锆石w(U)增加（Rubatto et al.,2007）。因此，从正长花岗岩到黑云母花岗伟晶岩锆石U含量逐渐升高（图7a），说明黑云母花岗伟晶岩的母岩浆可能是正长花岗岩结晶晚期的残余熔体，在这一过程中岩浆温度逐渐降低而水含量逐渐增加。相反，从正长花岗岩到黑云母花岗伟晶岩中锆石Ti和HREE含量逐渐降低（图7b），可能是岩浆在冷凝过程中榍石、黑云母和磷灰石结晶造成的（Yuan et al.,2020）。
图7 东秦岭古生代二长花岗岩、正长花岗岩和花岗伟晶岩锆石w(U)与w(Ti（)a）及w(U)与w(Y（)b）相对图解数据来源：Yuan等(2020)Fig.7 Plots of zircon w(U)versus w(Ti)(a)and w(U)versus w(Y)(b)concentrations of the Paleozoic monzogranite,syenogranites and granitic pegmatites in the East Qinling tectonic beltData source:Yuan et al.(2020)
黑云母成分可以反映花岗质岩浆结晶时的氧逸度和温度等物理条件（Wones et al.,1965;Henry et al.,2005），进而约束正长花岗岩和黑云母花岗伟晶岩的演化关系。在高温高压条件下，岩浆结晶温度会影响黑云母中Ti元素含量的变化(King,1997;Henry et al.,2002)。因此，可以利用黑云母中Ti含量作为地质温度计计算出岩浆结晶温度(Henry et al.,2002；
2005)。Henry等(2002；
2005)根据过铝质变泥质岩熔融产物中黑云母的Ti含量与温度的相关性，提出了一个Ti饱和温度计算公式：
T={[ln(Ti)+2.3594+1.7283×(XMg)3/b]}0.333
式中T为温度(℃)，Ti为按22个O原子为单位计算阳离子数后的原子数，XMg=Mg2+/(Mg2++Fe2++Fe3+)，b=4.6482×10-9（公式适用范围为：XMg=0.275～1.000，Ti4+=0.04～0.60，T=480～800℃）。大毛沟正长花岗岩和黑云母花岗伟晶岩中黑云母的XMg和Ti4+值均在适用范围之内，且均为偏铝质-过铝质岩石（李伍平等,2001;Qin et al.,2014;袁峰,2017;Chen et al.,2018），与变质泥岩的平衡压力相当（周云,2017）。因此，可以使用上述公式对二者形成温度进行计算。结果表明正长花岗岩中黑云母结晶温度为600～700℃，而黑云母花岗伟晶岩中黑云母结晶温度为550～600℃（图8a），因此，黑云母结晶温度也表明黑云母花岗伟晶岩是正长花岗岩分异晚期的产物。然而，两类岩石中黑云母结晶时的氧逸度均介于NNO和MH缓冲剂之间靠近NNO一侧（图8b），暗示演化过程中氧逸度没有发生明显变化。
图8 东秦岭古生代二长花岗岩、正长花岗岩和黑云母花岗伟晶岩中黑云母Ti4+与Mg2+/(Mg2++Fe2++Fe3+)相对图解（a,底图据Henry et al.,2005）和Fe2+-Fe3+-Mg3+三角图解（b,底图据Wones et al.,1965）数据来源：陈佑纬等（2013）、袁峰（2017）和刘刚（2017）Fig.8 Plots of Ti4+versus Mg2+/(Mg2++Fe2++Fe3+)(a,base map after Henry et al.,2005)and Fe2+-Fe3+-Mg3+ternary diagram(b,base map after Wones et al.,1965)of biotite of the Paleozoic monzogranite,syenogranites and granitic pegmatites in the East Qinling tectonic beltData source:Chen et al.(2013),Yuan(2017)and Liu(2017)
东秦岭古生代花岗岩的形成可以划分为3期：第一期（490～500 Ma）形成了区域上最大的S型花岗岩漂池岩体；
第二期（435～460 Ma）岩浆活动峰期为450 Ma，形成了区域上最大的I型花岗岩灰池子岩体的主体；
第三期（～420 Ma）形成了区域上一系列规模较小的正长花岗岩。东秦岭广泛发育的古生代花岗伟晶岩赋存稀有金属矿床和铀矿床，其中赋存稀有金属矿床（化）的花岗伟晶岩形成时代为380～440 Ma，与漂池岩体具有相同源区而无演化关系，而赋存铀矿床（化）的黑云母花岗伟晶岩形成时代约为420 Ma，是第三期正长花岗岩分异晚期的产物。
致谢两位匿名审稿专家对本文提出了宝贵的修改意见，在此表示衷心的感谢！
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