南秦岭山林-柞水地区晚侏罗世-晚白垩世矿床演化

南秦岭山林-柞水地区晚侏罗世-晚白垩世矿床演化

秦岭造山带是中国北方和扬子板块长期整合形成的复合造山带（李春雨等，1978；m.a）；krue56enretal.，1993；mgandzhang，1989；张国伟等，1988年；它不仅是中国中部造山带的重要组成部分（图1a），也是中国大陆上重要的成矿带之一。该造山带客观记录了华北板块与扬子板块早古生代俯冲-增生造山作用和中生代碰撞造山作用过程(王宗起等,2009),构造变形复杂多样、岩浆活动强烈、成矿作用显著,是我国PbZn、Au、Ag、Fe、Cu、Mo等金属矿产资源的重要产地。秦岭造山带至少经历了新元古代、古生代和中生代构造岩浆热事件和造山作用,发育相对完整的3次构造岩浆事件(张国伟等,2001;Wangetal.,2009;王晓霞等,2011)。其中新元古代岩浆活动与陆块汇聚-裂解构造事件密切相关,表现为同碰撞到后碰撞花岗岩系,发育于北秦岭和南秦岭(王涛等,1999,2005;Wangetal.,2003;张成立等,2004);古生代岩浆活动在北秦岭最为显著,是古秦岭洋沿着商丹缝合带向北发生俯冲-增生造山作用的产物(Xueetal.,1996;Ratschbacheretal.,2003;Wangetal.,2005,2009);中生代时期构造岩浆热事件在整个秦岭造山带特别是西、南秦岭地区强烈发育(Sunetal.,2003;张成立等,2008)。已有资料表明,这些不同时期构造-岩浆事件以中生代岩浆活动的成矿作用最为显著,主要表现为位于商县-丹凤断裂以南的西河-成县、凤县-太白、山阳-柞水、镇安-旬阳、勉县-略阳-宁强矿集区内与三叠纪构造岩浆事件密切相关的PbZn、Au多金属成矿作用(Wangetal.,2002;Fengetal.,2004;Zhangetal.,2011;胡乔青等,2012),同时该时期的岩浆活动也形成了相关的斑岩型Mo矿床,例如西河-成县矿集区中的温泉钼矿(Zhuetal.,2011)以及山阳-柞水矿集区内的梨园棠钼矿(Xiaoetal.,2013)。晚侏罗世-早白垩世(148~140Ma)构造岩浆事件除了形成小秦岭斑岩钼矿带(李诺等,2007)外,在南秦岭也同时形成了大量斑岩-矽卡岩型CuMo(Au)、Fe矿床(点)矿床(万义文,1980;张本仁等,1989;张银龙,2002;任涛等,2009;侯满堂等,2010;Lietal.,2011;谢桂青等,2012;Xiaoetal.,2013)。前人曾对秦岭地区不同时期构造岩浆事件进行了不同程度的研究,但均集中于其形成构造环境、岩浆来源等某一方面,而对于构造演化、岩浆活动及成矿作用三者之间的整体联系研究较少。目前对秦岭地区的成矿作用研究主要集中在西秦岭地区和位于华北板块南缘的小秦岭地区,对南秦岭地区的研究工作较少,这影响了整个南秦岭地区乃至整个秦岭造山带的区域成矿规律研究及找矿工作。本文以南秦岭地区的山阳-柞水矿集区为研究对象,将矿集区内不同时期的构造特征、岩浆活动、成矿作用与整个造山作用有机结合,总结造山带演化的不同阶段的构造-岩浆-成矿关系,揭示南秦岭构造-岩浆事件形成及演化,进而为秦岭造山带区域找矿区划以及两期造山作用相互转换体制提供依据。1ratschbachibahen等不同认识秦岭造山带是中国大陆造山带研究程度最高的造山带之一,但其构造演化认识始终存在较大分歧,其争论焦点主要是关于古秦岭洋的初始形成以及消亡时限问题。多数学者认为秦岭造山带是古秦岭洋向北俯冲最终由华北板块与扬子板块沿着商县-丹凤缝合带发生碰撞所形成(Mattaueretal.,1985;Sengue56er,1985;HsüandWang,1987;ZhaoandCoe,1987;Enkinetal.,1992;Krue56eneretal.,1993;Xueetal.,1996;Dongetal.,2011;张国伟等,1988,2001),但他们对古秦岭洋的消亡时限持有早古生代(Mattaueretal.,1985;Krue56eneretal.,1993;Xueetal.,1996)、泥盆纪(Gaoetal.,1995;Zhangetal.,1997)、二叠纪-三叠纪(YinandNie,1993)或三叠纪(Sengue56er,1985;HsüandWang,1987;Ratschbacheretal.,2003)等不同认识;部分学者认为秦岭造山带被商县-丹凤缝合带和勉县-略阳缝合带(分别简称为商丹和勉略缝合带)分割为北秦岭、南秦岭和扬子板块北缘(即“两缝三块”),古秦岭洋沿着商丹缝合带发生闭合且其消亡时限为泥盆纪,而勉略缝合带代表晚泥盆世时期扬子板块北缘发生裂陷,于石炭纪-二叠纪形成的“再生有限洋盆”,晚三叠世时期秦岭微板块与扬子板块发生碰撞导致勉略洋闭合并形成大规模同碰撞型花岗岩(MengandZhang,1999;张国伟2001;Dongetal.,2011)。尽管这些学者在古秦岭洋消亡时限存在不同认识,但他们均认为商丹缝合带是华北与扬子板块的主要分界线以及广泛分布于商丹缝合带以南的晚古生代沉积属于扬子板块北缘被动陆缘沉积。闫全人等(2007a)和林振文等(2013)对勉略缝合带中的火山岩进行了SHRIMP、LA-ICP-MS锆石U-Pb测年和岩石地球化学研究,结果表明勉略蛇绿混杂岩带内存在有新元古代洋壳残片,认为勉略缝合带并非泥盆纪时期的“再生有限洋盆”,而是表明新元古代时期就有古洋盆存在。王宗起等(2009)在综合研究前人资料基础上,通过对秦岭造山带构造、地层、岩石以及各种地球化学资料系统总结的基础上,认为秦岭造山带是古秦岭洋双向俯冲并形成北秦岭、南秦岭岛弧杂岩带及相关弧前增生杂岩等大地构造相在经历中生代碰撞造山作用共同形成的叠合型造山带(图1b),并明确指出勉略缝合带并非“再生有限洋盆”闭合的产物而是古秦岭洋双向俯冲闭合的产物,同时认为分布于商丹与勉略缝合带之间的泥盆纪-二叠纪沉积组合为弧前盆地沉积(王宗起等,2002)。张拴厚等(2010)根据同位素年代学、岩石地球化学等资料的综合分析后,认为勉略缝合带形成于新元古代时期古秦岭洋消减过程,且该缝合带与商丹缝合带之间的晚古生代沉积建造形成于弧前盆地。闫臻等(2007)和Yanetal.(2006,2012)通过沉积学的系统研究,认为西和-成县、凤县-太白、山阳-柞水矿集区内的晚古生代沉积组合序列形成于弧前盆地,其沉积物源主要来自于北秦岭活动陆缘和南秦岭勉略-汉阴-吕河增生杂岩(图1b;王宗起等,2009),而镇安-旬阳矿集区以双河断裂为界其南、北两侧的沉积组合序列及碎屑组成完全不同,其中北侧镇安盆地与凤县-太白盆地相一致,南侧旬阳盆地碎屑沉积物主要来自于南秦岭岛弧杂岩。Ratschbacheretal.(2003)认为秦岭造山带是由于古秦岭洋经历了多次向北消减最终导致了三叠纪时期扬子板块与华北板块发生碰撞并在商丹缝合带南侧形成三叠纪俯冲-增生杂岩,其中分布于山阳-凤镇断裂南、北两侧的晚古生代沉积组合分别形成于扬子板块被动陆缘和弧前盆地。总之,这些研究表明,古秦岭洋在晚古生代时期沿着勉县、略阳、镇安双河一带南北两侧具有不同的构造演化历史(图1b)。正是这一不同构造格局,造成了秦岭造山带中生代不同的构造、岩浆作用以及矿床组合类型的时空分布差异特征。秦岭造山带大地构造格架的不同认识不仅导致了人们对秦岭造山带内构造-岩浆-成矿系统认识的分歧,而且制约了对秦岭造山带成矿作用认识和区域找矿思路。随着研究的深入和新的测试数据的积淀,愈来愈多的地质证据并不支持南秦岭晚古生代沉积体系属于扬子被动陆缘沉积或前陆盆地沉积以及其中赋存铅锌矿床为Sedex型矿床等传统观点;同时,随着南秦岭地区西成和山阳-柞水矿集区大量中生代斑岩型-矽卡岩型Cu-Mo-Au-Fe矿床(点)的发现,人们也开始转变秦岭造山带成矿作用认识和区域找矿思路。2地质背景及构造杂带山阳-柞水矿集区是秦岭造山带内主要矿集区之一,以出露大面积滨浅海相-三角洲相中-上泥盆统刘岭群为特征(闫臻等,2007),区内除出露有大面积的晚三叠世花岗岩体,还发育晚侏罗世-早白垩世的小岩体/株/脉。空间上,山阳-柞水矿集区夹持于山阳-凤镇和商县-丹凤断裂之间,北侧紧邻北秦岭岛弧杂岩带(王宗起等,2009),二者之间被商丹蛇绿混杂岩带所分割(图1c);南侧被山阳-凤镇构造混杂带将其与镇安-旬阳矿集区所分割;西侧被东江口、柞水、曹坪等三叠纪花岗岩基所吞噬并将其与凤县-太白矿集区隔开,向东收缩并随着山阳-凤镇和商县-丹凤断裂的交汇而尖灭。该盆地基底由北秦岭岛弧杂岩和山阳-凤镇构造混杂岩共同构成(王宗起等,2009;Yanetal.,2012)。区内矿床组合类型复杂多样,以大西沟-银硐子Fe-Ag-PbZn-Cu矿床以及中生代斑岩型-矽卡岩型Cu(Mo)-Au矿化而备受关注。山阳-凤镇断裂位于山阳-柞水矿集区南缘,在区域上控制了其两侧沉积相和岩石地球化学特征(张本仁等,1989),常被认为是一条同沉积断裂。在构造带内分布有新元古代构造块体、寒武-奥陶系深海-浅海相块体、超基性岩块(陕西省地质调查院,20031)和石炭纪深海相沉积。王鸿祯等(1982)通过区域构造分析,认为该断裂带是一条重要的板块对接带;王宗起等(2009)和Yanetal.(2012)认为其属于构造混杂带。其中新元古代构造块体主要由变中-基性火山岩、侵入岩和碳酸盐岩共同构成,分别被称作小磨岭、冷水沟、板板山杂岩/隆起,局部发生角闪岩相变质作用,构造变形复杂,并被三叠纪花岗岩侵入。在这些构造隆起内部或周缘分布有不同类型的矿床(点),如小磨岭杂岩中产有杨木沟钼矿,冷水沟杂岩中变辉长岩(斜长角闪岩)发生强烈铜、金矿化,板板山杂岩外侧产有龙头沟金矿床。区域上,该断裂带内的古隆起与南、北两侧泥盆系地层呈断层或角度不整合接触,其中北侧刘岭群地层中有大量来自该构造隆起的砾石(孟庆任等,1995;闫臻等,2007)。该断裂带构造变形较为复杂,具有多期构造变形特征。其中早期以NS向逆冲推覆为特征,晚期构造则以近EW向平移走滑剪切为主。正是由于多期构造变形,导致了该构造带内不同地段不同岩石发生不同程度的变形和变质作用,从而使得有用成矿元素发生多次运移和富集,乃至成矿。山阳-柞水盆地内的沉积充填物主要为刘岭群和少量石炭系二峪河组。刘岭群包括上泥盆统桐峪寺组和下东沟组、中泥盆统牛耳川组、池沟组和青石亚组,总体为一套滨浅海相-三角洲相沉积组合(杜定汉,1986;杨志华,1991;闫臻等,2007;Yanetal.,2006,2012)。其中青石亚组是山阳-柞水矿集区内大西沟-银硐子矿床的主要含矿地层,同时与二峪河组和桐峪寺组共同组成矿集区内斑岩-矽卡岩型Cu-Fe矿床/点的重要赋矿围岩;池沟组是该矿集区内斑岩型Cu-Mo矿床/点的重要赋矿围岩。这些沉积组合长期以来被认为被归属于扬子板块北缘被动边缘(任纪舜等,1991;张国伟等,1988,2001;杨志华,1991;和政军等,2005;MengandZhang,1999)或北秦岭加里东期造山之后形成的前陆盆地(Mattaueretal.,1985;许志琴等,1986;李晋僧等,1994;吉让寿等,1997;杜远生,1997;曹宣铎和胡云绪,2000;高长林等,2009)。方维萱和刘家军(2013)认为山阳-柞水盆地是早古生代扬子板块被动陆缘残余洋盆在经历了志留纪-早泥盆世北秦岭岛弧与杨子板块碰撞作用基础上发展而成的拉分盆地。于在平等(1988)、YuandMeng(1995)将靠近商丹断裂南侧刘岭群中的斜长角闪岩归入“商丹缝合带沉积岩系”,并认为其形成于弧前盆地,时代定为古生代;而裴先治(1997)将其厘定为“武关岩群”,时代定为中元古代;闫臻等(2009)通过SHRIMP锆石U-Pb测年,获得该斜长角闪岩的形成时代为360Ma。王宗起等(2002)、Ratschbacheretal.(2003)和Hackeretal.(2004)通过区域构造分析,认为山阳-柞水盆地为弧前盆地,这一认识已得到沉积相、碎屑组成以及沉积物源区综合研究的进一步佐证(闫臻等,2007;Yanetal.,2006,2012)。矿集区内断裂构造发育,以近EW向为主,主要有双元沟-土地沟-池沟、穆家庄-黑沟、张家坪-袁家沟-小河口-元子街-桐木沟、红岩寺-砚池河-黑山断裂,它们被NW、近SN和NE向左行走滑断裂所切割。在这些断裂构造交汇部位通常发育小岩体或隐伏岩体,从而造成遥感影像图上表现为环形构造(图2)。矿集区岩浆岩主要沿着山阳-凤镇断裂和庙沟-小西沟断裂周边分布,形成矿集区南、北2个花岗岩带(图1c),且区内铜钼多金属矿床/点多赋存在北西向节理、片理影像密集区段(部分为北东向)以及岩浆活动成因的小环形构造附近(图2);Ag-PbZn矿床的分布则明显受近EW向断裂控制。山阳-柞水矿集区内中生代岩浆活动十分活跃,发育大量中酸性小(斑)岩体(脉)。这些小岩体(脉)出露面积一般小于0.2km2,最大0.7km2,长数百米,呈岩枝、岩株、岩瘤、岩筒状出现,部分岩体外围可见爆破角砾岩。小(斑)岩体主要由闪长岩、石英闪长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩、黑云母二长花岗岩等构成,部分岩体内发育暗色包体。空间上,这些小(斑)岩体(脉)成群成带产出,主要沿凤镇-山阳断裂和庙沟-小西沟断裂周边分布。锆石U-Pb同位素测年表明它们形成于148~140Ma,整体显示高钾钙碱性(少数为钾玄质)地球化学特征,属于I型花岗岩,具有壳-幔混合源区性质(任涛等,2009;谢桂青等,2012;吴发富等,2014;陈雷等,2014)。这些岩体多发生明显的黄铁矿化、黄铜矿化、辉钼矿化、镜铁矿化等;钾长石化、黑云母化、硅化、绢云母化、绿泥石化、泥化等蚀变发育。矿集区北侧发育有东江口岩、柞水、曹坪和沙河湾三叠纪(225~209Ma)花岗岩基,具有地幔物质和古老下地壳物质的混合或者是地幔和下地壳物质部分熔融形成的岩浆的混合,属于I-A型花岗岩(胡健民等,2004;张成立等,2008;弓虎军等,2009a,b;杨恺等,2009;王晓霞等,2011)。3cu-pbzn-au-fe矿集区山阳-柞水矿集区目前已发现矿床以Fe、Ag、PbZn、Cu、Mo等矿种为主,根据大地构造背景、含矿围岩、成矿时代和矿床成因关系,该矿集区Cu-PbZn-Au-Fe多金属矿床可划分为以下6个类型。3.1露头辉长岩堆晶结构特征该类型矿床以产于山阳-凤镇构造混杂带内的李家砭钛磁铁矿床为代表。含矿围岩是辉长岩,发育典型辉长结构。SHRIMP锆石U-Pb测年和岩石学、矿物学、地球化学结果共同表明,该辉长岩形成于板内伸展环境,具有OIB性质,形成时代为621.1±6.3Ma(郭现轻等,2014)。野外露头上,辉长岩中长石和辉石具有明显的粒度变化,具有典型堆晶结构特征。矿石以半自形晶形结构为主,发育海绵陨铁结构、格状结构及交代结构,呈块状构造和浸染状构造(图3a),为典型的岩浆矿床或岩浆热液矿床(郭现轻等,2014)。3.2矿石构造及构造特征该类矿床产于山阳-凤镇构造混杂带内,以夏家店Au-V矿床和中村V矿床为代表。赋矿围岩为寒武系硅质岩、碳质板岩。矿体为层状,其厚度和品位在走向上和倾向上稳定并与黏土岩和硅质岩空间变化密切相关;矿石构造有角砾状、揉皱状、脉状、充填构造和残余构造等,呈现沉积并经后期改造特征。同时,富矿体围岩通常为强烈揉皱并发生糜棱岩化和退色蚀变的泥硅质板岩透镜体,伴随有明显的硅化、碳酸盐化和绢云母化。3.3矿床地质特征该类矿床位于矿集区内青石垭组中,典型矿床有大西沟-银硐子Fe-Ag-PbZn-Cu矿床、黑沟PbZn-Ag-Fe矿床、穆家庄Cu矿和桐木沟Zn(Pb)矿床。大西沟-银硐子Fe-Ag-PbZnCu矿床靠近柞水岩体且在矿区内有煌斑岩脉和钠长岩脉,在坑道内可见煌斑岩脉通常切穿矿体。矿体以层状或似层状产出,产状与地层相同;矿体下盘为深灰色-灰黑色的含炭绢云千枚岩、含炭绿泥绢云千枚岩和含炭钙质千枚岩夹透镜状结晶灰岩、白云岩,上盘则为结晶灰岩、含铁白云质结晶灰岩夹绢云千枚岩。含矿岩石以含铁白云石、绿泥石和黄铁矿为主要特征,并夹有透镜体或条带状重晶石、似碧玉岩和钠长岩。围岩蚀变简单,以硅化、绿泥石化、透闪石化、绿帘石化、碳酸盐化为主。矿化具有垂向和侧向分带特征,浅部以Ag、Pb矿化为主,深部以黄铜矿为主。石英-黄铜矿±黄铁矿脉(图3b)以及方铅矿脉(图3c)斜切纹层状含矿岩层;铁矿石可见菱铁矿-重晶石(图3d)和磁铁矿-黄铁矿±黄铜矿(图3e)2种。穆家庄Cu矿床赋矿地层为青石崖组,含矿岩性为条带状白云岩或纹层状白云岩、粉砂质白云岩夹白云质粉砂质千枚岩。矿区断裂、褶皱发育,北西西向断裂为主控矿断裂。矿体呈透镜体状,垂向上具有分枝复合特征;矿石主要为团块状、角砾状、网脉状和浸染状。围岩蚀变有黑云母化、绿泥石化、铁白云石化、硅化和绢英岩化,具有明显分带性;主矿体为硅化-铁白云石化-黑云母化带(绢英岩化带)。矿石矿物组合相对简单,主要为黄铜矿、黄铁矿、磁黄铁矿及少量斑铜矿、闪锌矿、菱铁矿和白铁矿。桐木沟Zn(Pb)矿床含矿围岩为青石垭组深灰色绢云千枚岩、角岩化板岩、黑云母角岩、方柱石透辉石角岩组合。矿体为雁列状透镜体分布于近东西向断裂带中;矿体中PbZn含量在其走向、倾向方向上变化大。矿石主要有后生热液交代矿石和热水沉积矿石2类,其中后生热液矿石主要有为块状矿、条带状矿和角砾状矿(图3f);热水沉积矿石主要为层纹状矿石。发育粒状结构、层纹状构造、球状和草莓状构造、脉状构造、角砾状构造、团块状构造和揉皱构造;围岩蚀变有钠长石化、方柱石化、透闪石化、绿帘石化、绿泥石化、硅化和碳酸盐化,且钠长石在矿体中十分发育。这些矿床长期以来被认为是Sedex型矿床。尽管从这些矿床矿石结构、构造以及含矿围岩岩石组合特征来看,这些矿床发育大量Sedex型矿床的典型特征,然而同时在这些矿床中存在磁铁矿、黑云母、透闪石、方柱石、钠长石等构造热液活动或后期变质作用的矿物组合标志。因此,这些矿床显然经历了后期构造热液或变质作用的强烈改造,从而呈现出2期成矿的特征。王东生等(2009)对南秦岭晚古生代地层中铅锌矿床基本地质特征进行了详细研究,认为这些矿床具有“二元成矿”特征,亦即“早期初始富集成矿和晚期造山改造就位的二元因素控制”;王宗起等(2009)通过对秦岭造山带构造演化与区域成矿作用研究后认为,这些矿床的形成与晚古生代-三叠纪造山作用密切相关,进而认为其属于造山带型铅锌矿床。然而,究竟那期成矿作用是这些矿床的主成矿期,还有待进一步深入研究。3.4成矿地质及成矿关系此类矿床在山柞矿集区内多为一些矿化点,目前已发现的矿床仅有龙头沟金矿。该矿床位于山阳-凤镇混杂带东段板板山古隆起南缘,含矿围岩为中泥盆统石家沟组和大枫沟组。其中石家沟组为一套滨海相沉积,由含砂屑白云岩、白云质砂岩、白云质板岩;大风沟组为三角洲相沉积组合,由发育槽状和板状层理的砾岩、长石石英砂岩及灰质粉砂质绢云板岩共同构成。矿区内断裂构造发育,主控矿构造为近EW向;控矿断裂带内可见糜棱岩、角砾岩、断层泥和构造透镜体,蚀变强烈、网脉状含Au石英脉发育。矿体均呈-近东西向展布,产状近于一致,平行排列,矿体与围岩产状相反,接触界限不明显。矿石结构以自形-半自形-它形粒状结构和碎裂结构为主,构造以角砾状构造和浸染状构造为主。围岩蚀变比较普遍,主要是硅化、重晶石化、黄铁矿化、褐铁矿化、(铁)碳酸盐化和绢云母化,与成矿关系最密切的是黄铁矿化和褐铁矿化,其次是硅化。矿石金属矿物主要为黄铁矿、褐铁矿,其次是黄铜矿、黝铜矿、方铅矿、闪锌矿和少量自然金;非金属矿物主要为石英、重晶石、白云石、铁白云石、方解石、斜长石等。3.5含矿岩体型矿床此类矿床是山阳-柞水矿集区内近年来新发现的一类矿床。根据含矿岩体时代,这些矿床可分为三叠纪和晚侏罗世-早白垩世2期成矿,其中以后者最为显著,尽管多为“鸡肋型”矿床,但一直成为该区地质找矿突破的重点目标。3.5.1矿床成矿作用该类矿床目前在山阳-柞水矿集区内已发现杨木沟Mo矿床和新铺Mo矿床,其中杨木沟Mo矿床位于山阳-凤镇构造混杂带迷魂阵杂岩透镜体内,赋矿围岩为二长花岗岩体。区域上,该含矿二长花岗岩与柞水岩体相互穿插,但二者界线模糊,说明其与柞水岩体具有相同的岩浆来源。矿体呈透镜状和似层状,由充填于二长花岗岩裂隙带中的石英-辉钼矿脉、石英-黄铜矿-黄铁矿脉和伴生浸染状矿化的二长花岗岩共同组成(图3g);脉系产状相对稳定,走向NE-SW,倾角80°。矿石主要呈自形-半自形结构、鳞片状结构、交代结构、交代环边结构,稀散浸染状及少量细(网)脉状构造。目前辉钼矿Re-Os测年显示成矿时代为202.8±9.2Ma(MSWD=0.75;作者未发表资料),说明山阳-柞水矿集区存在有三叠纪岩浆成矿作用。新铺钼矿床位于东江口岩体内,是近年来新发现的一个大型钼矿床(代军治等,2014)。全矿床钼平均品位0.221%,钼金属量超过1.2万吨。矿体呈似层状、透镜状分布于花岗闪长岩北东向断裂内;矿体与围岩接触面清晰,面状围岩蚀变不明显,以钾化、绢云母化、绿帘石化、绿泥石化等为主,蚀变特征为线型蚀变。3.5.2矿化及蚀变特征此类矿床/点含矿岩体主要由黑云母二长花岗岩、石英闪长岩、闪长玢岩、花岗闪长斑岩、花岗斑岩构成。它们主要分布于庙沟-小西沟断裂和山阳-凤镇断裂周边的小(斑)岩体内及其外接触带中(图2)。根据矿化类型,可划分为庙沟-小西沟、山阳-凤镇2个成矿带。其中庙沟-小西沟成矿带含矿岩体围岩为青石垭组,矿化类型以矽卡岩型Cu-Fe为特征,典型矿床/点有园子街Cu-Fe-Au-S矿床、小河口Cu矿床、下官坊Cu-Fe矿床及袁家沟Cu矿点;山阳-凤镇成矿带含矿岩体围岩为池沟组,以斑岩型Cu-Mo-Au矿化为特征,典型矿床/点有池沟Cu-Mo矿床、冷水沟Cu-Mo-(Au)矿床和土地沟Mo矿点。岩体内部及周边除了分别发育有斑岩型和矽卡岩型矿化外,因受构造作用控制,在这些含矿岩体外围还发育了剪切带型金矿化,如冷水沟矿区徐家湾和南沟矿段的金矿化以及庙沟-小西沟成矿带西侧韧性剪切带内的韭菜沟Au矿化点。岩体周围的矽卡岩为钙矽卡岩,其规模受岩体与地层接触带及原岩物质成分控制,继承了原岩的形态和产状特征(图3h),呈层状产出,沿走向延伸;含矿矽卡岩多为多层状,一般厚度在0.5~1m左右,大于2m者少见。矿体或矿化体为透镜状、似层状和囊状,规模较小,含矿矽卡岩产状与原岩大致一致。矿化类型主要为矽卡岩型Cu、CuFe、Fe矿化及少量的Au矿化(图3i)。矿石构造主要为条带状、脉状、块状、蜂窝状及浸染状构造。金属矿物主要有磁铁矿、黄铜矿、白铁矿、磁黄铁矿、黄铁矿、赤铁矿、褐铁矿,偶见孔雀石等;脉石矿物主要有透辉石、石榴石、绿帘石、绿泥石、阳起石、石英、方解石等。此外,山阳-凤镇成矿带东侧色河铺铜矿床中铜矿体产于上泥盆统星红铺组砾岩中,受北西向组、北东向组、近南北向组微裂隙带控制,矿体具平行斜列式产出特征;矿化与碳酸盐、石英网脉发育程度密切相关;碳酸盐、石英网脉极为不规则,蚀变、矿化类型有碳酸盐化、硅化、镜铁矿-石英-铁白云石化、黄铁矿化、黄铜矿化等。区域上,这些矿床/点的围岩蚀变具有明显矿化分带特征,从岩体向外依次出现硅化、钾化、绢英岩化、青磐岩化、角岩化、高岭土化、矽卡岩化等,相应的也伴随钼、铜、金矿化。其中角岩化与矽卡岩化沿岩体侵位地层及控岩断裂呈面型带状分布,钾硅酸盐化、绢英岩化、高岭土化及青磐岩化主要分布岩体中或外接触带附近,与斑岩型铜(钼)矿化关系密切。池沟矿区钼矿产于Ⅰ号黑云母二长花岗岩及其外接触带,向外则依次出现铜矿、金矿;冷水沟矿区铜矿不产于斑岩体中,而是产于斑岩体附近的围岩中,金矿则远离斑岩体分布;色河铺铜矿区铜矿化主要产于被碳酸盐化、硅化等热液交代的星红铺组砾岩中。铜、钼硫化物在矿石中呈细脉状、浸染状及细脉浸染状分布,与典型斑岩型矿床成矿特征类似。这些晚侏罗世-早白垩世中-酸性侵入岩中Cu、Mo、Ag元素含量远高于世界闪长岩、花岗岩中平均含量(张西社等,2012),表明山阳-柞水矿集区内晚侏罗世-早白垩世岩浆具有提供成矿物质的前提。冷水沟铜矿床花岗斑岩和矿石中黄铁矿单矿物铅同位素组成(206Pb/204Pb=17.620~17.786,207Pb/204Pb=15.461~15.484,208Pb/204Pb=37.647~38.038;张西社等,2012)与地层中黄铁矿铅同位素组成(206Pb/204Pb=21.179,207Pb/204Pb=15.752,208Pb/204Pb=38.874;张本仁等,1989)差异很大;池沟铜钼矿床和冷水沟铜矿黄铁矿单矿物δ34S分别为-4.3‰~-0.8‰和-0.29‰~+1.84‰(张西社等,2012),与矿集区泥盆系地层中黄铁矿硫(δ34S=23.98‰;张本仁等,1989)不同,但与德兴斑岩铜矿(平均+0.61‰;芮宗瑶等,1984)和冈底斯晚碰撞期和后碰撞期斑岩型矿床(候增谦等,2012)十分相似。小河口铜矿δ34S为+1.8‰(刘林等,2012),δ18O为+7.588‰(李泽九,1986),且矿石方铅矿(206Pb/204Pb为17.67~17.726,207Pb/204Pb为15.48~15.542,208Pb/204Pb为38.018~38.31)与小河口岩体(206Pb/204Pb为17.415~17.860,207Pb/204Pb为15.405~15.462,208Pb/204Pb为37.389~38.326)具有相一致铅同位素组成(朱华平等,2005)。同时,辉钼矿Re-Os年龄(150~145Ma;任涛等,2009;谢桂青等,2012;Lietal.,2011)与这些斑岩体形成年龄148~140Ma(任涛等,2009;谢桂青等,2012;吴发富等,2014;Lietal.,2011)相一致。这些事实进一步表明,山阳-柞水矿集区内晚侏罗世-早白垩世Cu-Mo-(Au)-Fe矿床的形成与同时期岩浆作用密切相关,为同一岩浆热液成矿系统。4南秦地区的成矿作用山阳-柞水矿集区构造岩浆活动相对频繁,可分为新元古代、三叠纪和晚侏罗世-早白垩世3个时期。新元古代岩浆活动主要分布于矿集区南侧,以构造穹窿形式与超基性岩块共同夹持于石炭系复理石中并沿着山阳-凤镇断裂带分布。这些新元古代岩浆活动主要表现为辉长岩、玄武岩、安山岩以及花岗岩,并与新元古代碳酸盐岩相伴生。其中小磨岭杂岩中安山岩、辉长岩和花岗岩SHRIMP锆石U-Pb年龄分别为878~821Ma、648~635Ma和849±9Ma;冷水沟斜长角闪岩(原岩为辉长岩)LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为834.9±2.3Ma(MSWD=0.98)(作者未发表资料)。吴发富等(2012)测得板板山花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄730.0±8.2Ma;牛宝贵等(2006)测得磨沟峡闪长岩、黑沟碱性花岗岩和冷水沟辉长岩SHRIMP锆石U-Pb年龄分别为743±12Ma、686±10Ma和680±9Ma;阎明等(2014)测得迷魂阵闪长岩和石英闪长岩-花岗闪长岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄分别为885±4Ma和740±4Ma;郭现轻等(2014)测得李家砭辉长岩SHRIMP锆石U-Pb年龄621.1±6.3Ma。这些同位素年龄结果表明,山阳-凤镇断裂带内的古构造隆起主要是由新元古代中、晚期火山岩和岩浆岩共同构成,且玄武岩和安山岩形成时代早于辉长岩、闪长岩及花岗岩。岩石地球化学研究表明,这些古隆起中的玄武岩、安山岩形成于岛弧环境(彭海练等,2004),而其中的辉长岩、辉绿岩以及花岗岩形成于伸展环境(杨钊等,2008;王涛等,2009;牛宝贵等,2006;刘仁燕等,2011;吴发富等,2012;郭现轻等,2014)。区域上,在南秦岭及扬子地台北缘存在有808~749Ma岛弧火山岩(凌文黎等,2002;Zhouetal.,2002;Yanetal.,2010)、782~750Ma基性岩墙群(周鼎武等,1998,2000;凌文黎等,2002)和687Ma碱性岩(邱家骧,1993)。这些事实说明,山阳-凤镇断裂内的新元古代杂岩与南秦岭地区同时期岩石组合具有相似构造背景,可能是由于新元古代晚期(740~620Ma)古秦岭洋向南俯冲导致扬子板块周缘古岛弧发生伸展进而诱发了广泛的构造岩浆裂解事件(张拴厚等,2010),从而形成大量的高钛中-基性火山岩,其中李家砭钛磁铁矿床就是该次构造岩浆事件的产物。早古生代时期,古秦岭洋持续发生消减,进而在华北板块南缘形成大量与俯冲作用密切相关的岛弧火山岩和花岗岩(张二朋等,1993;孙卫东等,1996;Xueetal.,1996;裴先治,1997;王宗起等,2009;闫全人等,2007b;陈隽璐等,2008a,b),与其相关的成矿作用主要是形成凤县老厂、眉县铜峪-西骆峪以及河南刘山岩、水洞岭和上庄坪等VMS型Cu-PbZn矿床。此时,南秦岭地区也由俯冲作用引起岛弧裂陷并形成了文县筏子坝、康县阳坝、宁强大茅坪以及略阳铜厂及银厂沟、东沟坝、陈家坝、红土石、二里坝等VMS型Cu-PbZn矿床。泥盆纪-二叠纪时期,古秦岭洋强烈消减导致北秦岭地区发生大规模的构造岩浆事件,而在南秦岭地区的岩浆活动规模相对较小。此期造山作用分别形成了山阳-凤镇增生杂岩和勉略-石泉-安康吕河增生杂岩带(王宗起等,2009),前泥盆纪洋内古隆起在古秦岭洋发生消亡过程中一起被俯冲并以构造块体形式裹夹于这些增生杂岩带内。例如山阳-凤镇构造混杂带内的小磨岭杂岩和勉略混杂带内的新元古代MORB型玄武岩(闫全人等,2007a)。与此相对应的是在北秦岭南侧形成了西成、凤太和山柞弧前盆地(Yanetal.,2006,2012;闫臻等,2007),而位于山阳-凤镇断裂南侧的镇安-旬阳盆地泥盆纪-二叠纪连续沉积作用表明该盆地此时可能仍处于深海洋盆(孟庆任等,1995)。事实上,这一推断也被山阳-凤镇断裂南北两侧沉积相所证实(杨志华,1991;闫臻等,2007)。由于山阳-凤镇增生杂岩带的形成隔离北侧碎屑沉积物向南侧运移,从而造成了山阳-柞水盆地内的沉积物具有与北秦岭岛弧杂岩相同的锆石U-Pb年龄,而镇安-旬阳盆则具有与南秦岭岛弧及扬子板块北缘相一致的锆石U-Pb年龄(作者未发表资料)。该期造山作用的成矿作用主要表现为山柞弧前盆地内形成了一些沉积型矿产,如大西沟菱铁矿。三叠纪时期,古秦岭洋最终消亡并引起华北和扬子板块的最终碰撞,同时诱发强烈的的构造岩浆作用。早-中三叠世时期,古秦岭洋向北俯冲使得山阳-柞水和西河-成县弧前盆地的进一步隆升并发生剥蚀