0 引 言

秦岭造山带是中国大陆中央造山带(系)的重要组成部分，由2个主缝合带(商丹缝合带和勉略缝合带)和3个块体(华北陆块南缘及北秦岭、秦岭微地块、扬子地块)组成[1-2]。秦岭造山带主要经历了新元古代、古生代和中生代造山作用和构造运动。其中，中生代又划分为两个阶段：早中生代，构造岩浆热事件主要发育于西秦岭、南秦岭[3-6]，奠定了秦岭造山带基本构造格架；晚中生代，构造岩浆热事件[7-11]主要集中发育于东秦岭，形成巨量的花岗岩体，如呈岩基产出的老牛山、华山、太山庙、合峪等岩体，以及呈小斑岩体产出的与大中型钼矿有关的金堆城、石家湾、南泥湖、木龙沟、八宝山、上房沟、黄背岭、雷门沟等岩体。老牛山岩体是一个岩浆杂岩体，主体形成于晚侏罗世(燕山期)，锆石年龄为(146±1)～(152±1)Ma[12-14]，其次为晚三叠世(印支期)，锆石年龄为(214±1)～(228±1)Ma[12,15]。老牛山杂岩体的地球化学特征表明其属于I型花岗岩，同位素特征显示其成岩物质来源于古老地壳[12，16]。前人研究资料显示老牛山杂岩体在岩石学、年代学、元素和同位素地球化学及构造等方面取得了丰硕成果，但是对岩浆结晶过程中的物理化学条件研究缺乏，特别是不同期次岩浆演化过程中的物理化学条件变化仍不清楚。黑云母化学特征研究能够有效地反映成岩过程物理化学条件变化，提供成岩物质来源、形成环境等方面的信息[17-20]。本文在系统的野外调查和岩相学观察基础上，开展老牛山杂岩体黑云母电子探针分析，进一步探讨其岩石成因和源区特征，深化对秦岭中生代花岗岩成因和岩浆演化的认识。

1 区域地质概况

华北陆块南缘由结晶基底和盖层两部分组成，结晶基底为晚太古代(2.6～2.9 Ga)片麻岩、麻粒岩和混合岩[1]。中元古代(1 770～1 780 Ma)熊耳群不整合覆盖于基底岩石之上，中元古代变碎屑岩和新元古代滨海相碳酸盐岩覆盖于熊耳群之上；寒武纪—早奥陶世碎屑岩和碳酸盐岩广泛发育，但是缺失中奥陶世，中—晚石炭世夹海相碳酸盐岩和煤线的陆源碎屑岩不整合覆盖于太古代和元古代地层上，二叠纪含煤线的陆源碎屑岩覆盖于上—中石炭统之上，随后依次出现三叠纪冲积相碎屑岩地层、侏罗纪陆相地层以及白垩纪陆相火山沉积岩[21-22]。研究区岩浆岩广泛发育，岩浆侵入活动频繁、强烈并伴有火山喷发作用，岩浆作用贯穿区内整个演化历史，东秦岭华北陆块岩浆活动主要发生在晚太古代—早元古代以后，而晚中生代(燕山期)中酸性斑岩类尤其是花岗岩广泛出露，总体面积约占本区上地壳面积的8%。

该监测方法的示意图见图3，它以光作载体，用光纤作媒介，感知和传输外界信号，使用范围广、时效性长，能够对大型滑坡实施全分布式监测，具有高灵敏度、信息量大、测试结果直观等优点，缩短测量时间达到准实时监测的水平，在工程取得了较好的监测效果[22-25]。BOTDR监测法虽然可以给出测线上任意位置的变形情况，但由于距离分辨率的存在，给出某位置的位移量是该位置附近一个距离分辨率内位移的平均值，因此对裂缝等突变位移变化不敏感。另外，同步协调变形是保证该监测方法精度的重要前提，这需要光纤要铺设在监测物表面，但易受到振动和岩土体的切割作用，发生断裂破损。

图(a)引自文献[15]；图(b)引自文献[15]和[25] 图1 秦岭造山带构造简图及老牛山杂岩体地质图 Fig.1 Sketch Tectonic Map of Qinling Orogen and Geological Map of Laoniushan Granitoid Complex

老牛山杂岩体位于华北陆块南缘，为一大型花岗岩基[图1(a)]，出露面积为440 km2，呈NE70°展布，出露位置中心地理坐标为(34°20′N,109°45′E)，侵位于太古宇太华群黑云角闪斜长片麻岩、角闪斜长片麻岩和中元古代熊耳群变细碧岩和铁铜沟组中。岩体边缘见有片麻岩和火山岩捕虏体以及岩体侵入所产的接触变质带，宽一般为500～1 000 m[23]。孙晓明等曾把该岩体分为4期：第一期为角闪二长岩，呈岩株状；第二期为黑云母闪长花岗岩，是该岩体的主体，占岩体总面积的89%，可分为中心相及边缘相，中心相为似斑状结构，斑晶主要是自形钾长石，最大可达到6.3 cm×2 cm，呈肉红色，边缘相为粗粒结构；第三期为黑云角闪二长岩及角闪二长花岗岩，呈肉红色岩株状；第四期为局部可见的二长斑岩脉[24]。齐秋菊等根据野外观察及锆石U-Pb定年，将老牛山杂岩体形成时期分为印支期和燕山期[12]。其中，印支期岩石类型为石英二长岩、石英闪长岩和粗粒黑云母二长花岗岩，主要出露在岩体的中部；燕山期为中粒—中粗粒黑云母二长花岗岩和细粒黑云母二长花岗岩，且以中粒—中粗粒黑云母二长花岗岩为主。暗色包体在老牛山杂岩体各期花岗岩中均可见，多呈椭圆状，与寄主岩石呈截然接触。

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2 岩相学特征

式中：n(TAl)指以22个氧原子为基础计算的黑云母中铝阳离子总数。

2.1 石英二长岩

粗粒黑云母二长花岗岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(214.34±0.74)Ma[12]，为印支期花岗岩，在石堤峪剖面和东涧峪剖面均有出露。岩石呈灰白色，具粗粒花岗结构、似斑状结构和块状构造。斑晶为钾长石，呈长柱状，粒度大者可达15 mm×25 mm，发育格子双晶[图2(b)]，斑晶中有小的石英、黑云母、斜长石、磁铁矿包裹体(体积分数为5%～8%)，基质由钾长石(20%～40%)、斜长石(20%～35%)、石英(20%～30%)、黑云母(10%～20%)组成。石英呈他形，粒径为4.0～5.5 mm；钾长石呈半自形—他形，发育格子双晶和简单双晶，具条纹结构，粒度为1 mm×2 mm～2 mm×6 mm，局部发生高岭土化；斜长石呈半自形—自形板状、板柱状，具细而密的聚片双晶，粒度为2 mm×4 mm～3 mm×10 mm， 局部发生绢云母化；黑云母呈片状，具多色性，发育一组解理，粒度为2 mm×4 mm～4 mm×6 mm。蠕虫状结构常见[图2(c)]。

图2 花岗岩岩相学特征 Fig.2 Petrographic Characteristics of Granites

2.2 粗粒黑云母二长花岗岩

石英二长岩为印支期花岗岩，其LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(223.06±0.88)Ma[12]，主要出露在石堤峪剖面，位于岩体的东南部，被粗粒黑云母二长花岗岩侵入。岩石呈灰白色，具中细粒结构和块状构造。组成矿物有钾长石(体积分数为20%～35%)、斜长石(40%～55%)、石英(5%～10%)、黑云母(10%～20%)及少量角闪石。石英粒径1～4 mm；斜长石呈半自形板状、板柱状，聚片双晶发育，粒度为0.5 mm×2 mm～2 mm×4 mm，局部发生绢云母化；钾长石呈半自形—他形，格子双晶发育，具条纹结构，粒度与斜长石相似，局部发生高岭土化；黑云母呈褐色，多色性明显，呈鳞片状、片状，发育一组解理，粒度为0.5 mm×0.75 mm～0.75 mm×2 mm，局部绿泥石化。石英和长石接触部位可见蠕虫状结构[图2(a)]。

2.3 中粒—中粗粒似斑状黑云母二长花岗岩

电子探针分析结果表明，不同岩性黑云母成分变化不大，整体表现出富Ti、Al、Mg、K的特点。印支期花岗岩中黑云母SiO2含量(质量分数，下同)为37.51%～39.11%，TiO2含量为1.37%～2.08%，Al2O3含量为13.85%～15.49%，MgO含量为9.59%～11.77%，K2O含量为9.40%～10.87%；燕山期花岗岩中黑云母SiO2含量为36.02%～37.86%，TiO2含量为1.62%～2.16%，Al2O3含量为14.55%～15.35%，MgO含量为9.83%～10.59%，K2O含量为9.38%～10.84%。自印支期到燕山期，黑云母的成分具有一定的变化规律，主要表现为TiO2、FeOT和Al2O3含量有所升高，而MgO含量逐渐降低(图3)。从黑云母成分分类图解(图4)可以看出，老牛山杂岩体黑云母主要是镁质黑云母，个别点落在镁质黑云母与铁质黑云母过渡区域。

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图3 黑云母成分变化特征 Fig.3 Characteristics of Composition Variation of Biotites

3 黑云母特征

黑云母中的全铝含量同花岗岩的固结压力(P)具有很好的正相关性[32]。其关系式为

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中粒—中粗粒似斑状黑云母二长花岗岩是老牛山杂岩体的主体岩性，LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(151.78±0.47)Ma[12]，为燕山期花岗岩，岩石矿物组成及特点基本与印支期粗粒黑云母二长花岗岩相同，只是粒度上有差别。岩石呈灰白色，具中粒—中粗粒花岗结构、似斑状结构和块状构造。斑晶为钾长石[图2(d)]，呈长柱状，粒度大者可达10 mm×15 mm，发育格子双晶、条纹结构，斑晶中有小的石英、黑云母、斜长石、磁铁矿包裹体(体积分数为5%～8%)，基质由钾长石(20%～40%)、斜长石(20%～35%)、石英(20%～30%)、黑云母(10%～15%)组成。石英粒径为2～4 mm；钾长石呈半自形—他形，发育格子双晶和简单双晶，具条纹结构，粒度为1 mm×2 mm～2 mm×4 mm，局部发生高岭土化；斜长石呈半自形—自形板状、板柱状，发育聚片双晶、环带结构[图2(d)]，粒度为2 mm×2 mm～3 mm×4.5 mm，局部发生绢云母化；黑云母呈片状，具多色性，发育一组解理，粒度为1 mm×2 mm～2 mm×3 mm。钾长石中可见蠕虫状结构[图2(d)]。

4 成岩物理化学条件

花岗岩中黑云母的化学成分对热液流体敏感，受寄主岩浆冷却结晶时物理化学条件控制，可提供寄主岩浆的性质、岩石成因、成岩物理化学条件等重要信息[26-31]。老牛山杂岩体中黑云母的Al2O3含量为13.89%～15.49%，TiO2含量为1.37%～2.16%，以22个氧原子为单位计算的铝阳离子数(n(AlⅥ))为0.36～0.52(表1)。根据黑云母Mg/(Mg+Fe)-Ti图解[图5(a)]，印支期石英二长岩的温度为650 ℃～700 ℃，粗粒黑云母二长花岗岩的温度为600 ℃～700 ℃，燕山期中粒—中粗粒似斑状黑云母二长花岗岩的温度为650 ℃～700 ℃，较印支期粗粒黑云母二长花岗岩略高。

表1 黑云母电子探针分析结果 Tab.1 Electron Microprobe Analysis Results of Biotites

分析点LN-35/B1-4LN-04-3LN-04-4LN-07-4LN-07-3LN-18-4LN-29/B1-4LN-30/B1-3LN-30/B1-5LN-02-1LN-02-2LN-02-3LN-19-1LN-19-2LN-19-5时期印支期燕山期岩性石英二长岩粗粒黑云母二长花岗岩中粒—中粗粒似斑状黑云母二长花岗岩w(SiO2)/%37.5237.7537.6239.1138.1638.5738.5237.5337.5137.4537.6237.1036.0237.8637.73w(TiO2)/%1.902.081.841.371.611.421.971.871.701.941.822.131.621.772.16w(Al2O3)/%15.4914.9414.5513.8914.5913.8514.6214.4914.6514.5514.9815.0015.1515.1815.35w(FeOT)/%19.7519.7919.8218.9618.3418.7619.3120.3919.9920.1019.7719.5619.3419.6821.01w(MnO)/%0.350.510.650.611.020.621.060.360.440.810.850.830.600.620.82w(MgO)/%10.349.599.6711.7711.0511.7310.6910.7310.8110.5910.5210.219.8310.379.86w(CaO)/%0.020.000.000.120.000.090.000.010.000.000.000.000.010.020 .00w(Na2O)/%0.090.090.110.100.070.120.010.030.050.090.020.081.290.010.12w(K2O)/%10.1010.3010.599.4010.879.8110.7410.6610.5510.8410.4410.259.3810.3810.63wtotal/%95.6595.0694.8895.3595.7094.9996.9896.0895.7196.0496.3695.1793.3395.9197.70n(Si)5.725.805.825.945.825.905.825.745.765.725.745.725.665.785.70n(AlⅣ)2.282.202.182.062.182.102.182.262.242.282.262.282.342.222.30n(AlⅥ)0.520.520.480.420.440.400.420.360.400.360.440.440.480.500.42n(Ti)0.220.240.220.160.180.160.220.220.200.220.200.240.200.200.24n(Fe3+)0.340.380.300.400.260.340.300.220.240.200.280.300.120.320.26n(Fe2+)2.182.162.262.002.102.062.142.382.342.382.242.222.422.182.38n(Mn)0.040.060.080.080.140.080.140.040.060.100.100.100.080.080.10n(Mg)2.362.202.242.662.522.682.402.442.482.422.402.342.302.362.22n(Ca)0.000.000.000.020.000.020.000.000.000.000.000.000.020.000.00n(Na)0.020.020.040.020.020.040.000.000.020.020.000.020.400.000.04n(K)1.962.022.101.822.121.922.062.082.062.122.042.021.882.022.04MF值0.480.460.460.520.500.520.480.480.480.470.480.470.470.480.45n(Mn)+n(Fe2+)2.222.222.342.082.242.142.282.422.402.482.342.322.502.262.48n(AlⅥ)+n(Fe3+)+n(Ti)1.081.141.000.980.880.900.940.800.840.780.920.980.801.020.92n(Fe2+)/(n(Mg+n(Fe2+))0.480.500.500.430.450.430.470.490.490.500.480.490.510.480.52n(Mg)/(n(Mg)+n(Fe))0.480.460.470.530.520.530.50.480.490.480.490.480.480.490.46P/kbar1.951.711.530.981.411.051.351.411.471.471.651.712.011.711.71H/km7.386.475.783.725.323.955.095.325.555.556.246.477.616.476.47

注：w(·)为元素或化合物含量;n(·)为元素原子数。

图件引自文献[33] 图4 黑云母成分分类图解 Fig.4 Classification Diagram of Biotite Composition

本次样品采自老牛山杂岩体印支期石英二长岩和粗粒黑云母二长花岗岩、燕山期中粒—中粗粒似斑状黑云母二长花岗岩，对其中的黑云母进行电子探针分析。分析测试在中国地质科学院矿产资源研究所电子探针实验室完成，仪器型号为JXA-88008，仪器在加速电压15 kV、电流20 nA、束斑直径5 μm的条件下工作。分析结果见表1。

P=3.03n(TAl)-6.53(±0.33)

(1)

本次研究是在石堤峪[图1(b)中A—B剖面]、东涧峪[图1(b)中C—D剖面]两条实测剖面的基础上进行的，主要岩性界限及样品采集点详见图1(b)。

图(a)引自文献[37]；图(b)引自文献[34] 图5 黑云母Mg/(Mg+Fe)-Ti图解和Fe3+-Fe2+-Mg图解 Fig.5 Diagrams of Mg/(Mg+Fe)-Ti and Fe3+-Fe2+-Mg of Biotites

利用式(1)估算的研究区印支期石英闪长岩、粗粒黑云母二长花岗岩和燕山期中粒—中粗粒似斑状黑云母二长花岗岩中的黑云母结晶压力分别为1.95、0.98～1.71、1.47～2.01 kbar。侵位深度采用P=ρgH进行换算，其中密度(ρ)为2 700 kg·m-3，重力加速度(g)为9.8 m·s-2，测得深度(H)依次为7.38、3.72～6.47、5.55～7.61 km。印支期粗粒黑云母二长花岗岩侵位深度平均为5.15 km，较燕山期中粒—中粗粒似斑状黑云母二长花岗岩平均侵位深度(6.47 km)要浅，印支期花岗岩中黑云母结晶压力也较燕山期小。

四是在县级层面，各县（市、区）均制定了“统筹整合财政涉农扶贫资金管理办法”和“脱贫攻坚工程项目绿色通道实施方案”，完善了扶贫资金绩效考评和扶贫项目公开公示等制度，形成了事前公开公示、事中照章执行、事后审计+绩效考评的一套完整的监督管理体系，确保监督全覆盖、无死角，从制度方面堵塞了漏洞。

岩相学特征表明，研究区中生代花岗岩中黑云母与钾长石-磁铁矿-石英共生，符合氧逸度计的使用条件[17]。在黑云母Fe3+-Fe2+-Mg图解中，研究区花岗岩的黑云母样品点多数落在Ni-NiO缓冲线上或附近，部分点落在Fe2SiO4-SiO2-Fe3O4与Ni-NiO缓冲线之间[图5(b)]，说明老牛山杂岩体印支期花岗岩的黑云母是在中等及较高的氧逸度条件下结晶形成的。

5 岩石成因及物质源区

老牛山杂岩体黑云母n(AlⅥ)为0.164～0.259(按11个氧原子计算)，平均为0.196，属于Ⅰ型花岗岩的黑云母(0.144～0.244)[34]。不同成因花岗岩黑云母的MF值可以用来区分同熔型和改造型花岗岩[35]，MF值低于0.38为改造型花岗岩，MF值介于0.38～0.63之间为同熔型花岗岩。研究区黑云母MF值为0.45～0.52，表明老牛山杂岩体为同熔型(Ⅰ型)花岗岩，与岩体岩石地球化学的研究结果[12]一致。

图件引自文献[20] 图6 黑云母FeOT/(FeOT+MgO)-MgO图解 Fig.6 Diagram of FeOT/(FeOT+MgO)-MgO of Biotites

黑云母化学成分特征可以在一定程度上反演岩浆源区的性质。一般认为，典型壳源黑云母的MgO含量低于6%，而幔源黑云母的MgO含量高于15%[36]，老牛山杂岩体的黑云母MgO含量(9.59%～11.77%)介于壳源与幔源之间；在FeOT/(FeOT+MgO)-MgO图解(图6)中，老牛山杂岩体花岗岩均投在了壳幔混源区并靠近壳源一侧，说明成岩物质可能来源于壳幔混源，但印支期花岗岩较燕山期花岗岩的源区物质组成，可能幔源物质更多一些。老牛山杂岩体印支期花岗岩初始N(87Sr)/N(86Sr)值为0.706 38～0.708 26，燕山期花岗岩初始N(87Sr)/N(86Sr)值为0.707 72～0.708 77，均接近或略高于上地幔初始N(87Sr)/N(86Sr)值(0.702～0.706)，模式年龄为1.7～1.9 Ga，显示其源区应为古老的壳源物质；但不同期次的成岩物质来源略有不同，印支期花岗岩的εHf(t)、εNd(t)值比燕山期的低，模式年龄及二阶段模式年龄也年轻[12]，这可能与古元古代增生地壳的参与程度有关，也可能是年轻幔源组分的加入所致，因为在老牛山杂岩体中普遍存在有岩浆暗色包体。其中，N(·)/N(·)为同一元素同位素比值，N(·)为该元素的原子丰度；εNd(t)为年龄t对应的εNd值；εHf(t)为年龄t对应的εHf值。

6 结 语

(1)华北陆块南缘老牛山杂岩体中的黑云母主要是镁质黑云母，黑云母化学组成上富Ti、Al、Mg，MF值为0.45～0.52，自印支期到燕山期黑云母的成分具有一定的变化规律，主要表现为TiO2、FeOT和Al2O3含量有所升高，而MgO含量逐渐降低。

(2)印支期花岗岩中黑云母结晶温度在600 ℃～700 ℃之间，结晶压力为0.98～1.95 kbar，相应的侵位深度为3.72～7.38 km。燕山期花岗岩中黑云母结晶温度在650 ℃～700 ℃之间，结晶压力为1.47～2.01 kbar，相应的侵位深度为5.55～7.61 km。

(3)老牛山杂岩体属于同熔型(Ⅰ型)花岗岩，具有壳幔混源成因特征，但两期花岗岩的成岩物质来源略有不同，表现为印支期花岗岩较燕山期花岗岩的源区物质组成，可能幔源物质更多一些。

参考文献：

References:

[1] 张国伟,张本仁,袁学诚，等.秦岭造山带与大陆动力学[M].北京:科学出版社,2001.

ZHANG Guo-wei,ZHANG Ben-ren,YUAN Xue-cheng,et al.Qinling Orogenic Belt and Continental Dynamics[M].Beijing:Science Press,2001.

[2] MENG Q R,ZHANG G W.Geologic Framework and Tectonic Evolution of the Qinling Orogen,Central China[J].Tectonophysics,2000,323(3/4):183-196.

[3] SUN W D,LI S G,CHEN Y D,et al.Timing of Syn-orogenic Granitoids in the South Qinling,Central China:Constraints on the Evolution of the Qinling-Dabie Orogenic Belt[J].The Journal of Geology,2003,110(4):457-468.

[4] 张成立,王 涛,王晓霞.秦岭造山带早中生代花岗岩成因及其构造环境[J].高校地质学报,2008,14(3):304-316.

ZHANG Cheng-li,WANG Tao，WANG Xiao-xia.Origin and Tectonic Setting of the Early Mesozoic Granitoids in Qinling Orogenic Belt[J].Geological Journal of China Universities,2008,14(3):304-316.

[5] 王晓霞,王 涛,张成立.秦岭造山带花岗质岩浆作用与造山带演化[J].中国科学:地球科学,2015,45(8):1109-1125.

WANG Xiao-xia,WANG Tao,ZHANG Cheng-li.Granitoid Magmatism in the Qinling Orogen,Central China and Its Bearing on Orogenic Evolution[J].Science China:Earth Sciences,2015,45(8):1109-1125.

[6] 方博文,张 贺,叶日胜,等.南秦岭老城花岗岩成因:锆石U-Pb年龄和Sr-Nd同位素的制约[J].地球科学与环境学报,2017,39(5):633-651.

FANG Bo-wen,ZHANG He,YE Ri-sheng,et al.Petrogenesis of Laocheng Granite in South Qinling:Constraints from Zircon U-Pb Age and Sr-Nd Isotopic Composition[J].Journal of Earth Sciences and Environment,2017,39(5):633-651.

[7] 安三元,卢欣祥.东秦岭斑岩组合的地质特征及成矿关系[C]∥徐克勤,涂光炽.花岗岩地质和成矿关系.南京:江苏科学技术出版社,1986：398-405.

AN San-yuan，LU Xin-xiang.Geological Characteristics of the Porphyry Association in the East Qinling and Its Mineralization[C]∥XU Ke-qin,TU Guang-chi.Granitoids and Mineralization.Nanjing:Jiangsu Science and Technology Publishing House,1986:398-405.

[8] 卢欣祥.东秦岭花岗岩[C]∥叶连俊,钱祥麟,张国伟,等.秦岭造山带学术讨论会论文选集.西安:西北大学出版社,1991:250-260.

LU Xin-xiang.Granites in the East Qinling[C]∥YE Lian-jun,QIAN Xiang-lin,ZHANG Guo-wei,et al.A Selection of Papers Presented at the Conference on the Qinling Orogenic Belt.Xi’an:Northwest University Press,1991:250-260.

[9] 卢欣祥.秦岭花岗岩大地构造图[M].西安:西安地图出版社,1999.

LU Xin-xiang.Tectonic Map of Qinling Granite[M].Xi’an:Xi’an Cartographic Publishing House,1999.

[10] MAO J W,XIE G Q,Pirajno F,et al.Late Jurassic-Early Cretaceous Granitoid Magmatism in Eastern Qinling,Central-eastern China:SHRIMP Zircon U-Pb Ages and Tectonic Implications[J].Australian Journal of Earth Sciences,2010,57(1):51-78.

[11] 王晓霞,王 涛,齐秋菊,等.秦岭晚中生代花岗岩时空分布、成因演变及构造意义[J].岩石学报,2011,27(6):1573-1593.

WANG Xiao-xia,WANG Tao,QI Qiu-ju,et al.Temporal-spatial variations,Origin and Their Tectonic Significance of the Late Mesozoic Granites in the Qinling,Central China[J].Acta Petrologica Sinica, 2011,27(6):1573-1593.

[12] 齐秋菊,王晓霞,柯昌辉,等.华北地块南缘老牛山杂岩体时代、成因及地质意义：锆石年龄、Hf同位素和地球化学新证据[J].岩石学报,2012,28(1):279-301.

QI Qiu-ju,WANG Xiao-xia,KE Chang-hui,et al.Geo-chronology and Origin of the Laoniushan Complex in the Southern Margin of North China Block and Their Implications:New Evidences from Zircon Dating,Hf Isotopes and Geochemistry[J].Acta Petrologica Sinica,2012,28(1):279-301.

[13] 朱赖民,张国伟,郭 波，等.东秦岭金堆城大型斑岩钼矿床LA-ICP-MS锆石U-Pb定年及成矿动力学背景[J].地质学报,2008,82(2):204-220.

ZHU Lai-min,ZHANG Guo-wei,GUO Bo,et al.U-Pb (LA-ICP-MS)Zircon Dating for the Large Jinduicheng Porphyry Mo Deposit in the East Qinling,China,and Its Metallogenetic Geodynamical Setting[J].Acta Geologica Sinica,2008,82(2):204-220.

[14] 郭 波,朱赖民,李 犇，等.华北陆块南缘华山和合峪花岗岩岩体锆石U-Pb年龄、Hf同位素组成与成岩动力学背景[J].岩石学报,2009,25(2):265-281.

GUO Bo,ZHU Lai-min,LI Ben,et al.Zircon U-Pb Age and Hf Isotope Composition of the Huashan and Heyu Granite Plutons at the Southern Margin of North China Carton:Implications for Geodynamic Setting[J].Acta Petrologica Sinica,2009,25(2):265-281.

[15] DING L X,MA C Q,LI J W,et al.Timing and Genesis of the Adakitic and Shoshonitic Intrusions in the Laoniushan Complex,Southern Margin of the North China Craton:Implications for Post-collisional Magmatism Associated with the Qinling Orogen[J].Lithos,2011,126(3/4):212-232.

[16] 王建其,朱赖民,郭 波,等.华北陆块南缘华山、老牛山及合峪花岗岩体Sr-Nd,Pb同位素组成特征及其地质意义[J].矿物岩石,2015,35(1):63-72.

WANG Jian-qi,ZHU Lai-min,GUO Bo,et al.Characteristics of Sr-Nd and Pb Isotopic Composition and Its Geological Significance of Granitic Plutons in the Huashan,Laoniushan and Heyu Area at the Southern Margin of North China Craton[J].Journal of Minera-logy and Petrology,2015,35(1):63-72.

[17] WONES D R,EUGSTER H P.Stability of Biotite:Experiment,Theory,and Application[J].The American Mineralogist,1965,50:1228-1272.

[18] KESLER S E,ISSIGONIS M J,BROWNLOW A H,et al.Geochemistry of Biotites from Mineralized and Barren Intrusive Systems[J].Economic Geology,1975,70(3):559-567.

[19] 陈光远,孙岱山,殷辉安.成因矿物学与找矿矿物学[M].重庆:重庆出版社,1987.

CHEN Guang-yuan,SUN Dai-shan,YIN Hui-an.Genetic and Prospecting Mineralogy[M].Chongqing:Chongqing Publishing House,1987.

[20] 周作侠.湖北丰山洞岩体成因探讨[J].岩石学报,1986,2(1):59-70.

ZHOU Zuo-xia.The Origin of Intrusive Mass in Fengshandong,Hubei Province[J].Acta Petrologica Sinica,1986,2(1):59-70.

[21] 向君峰,裴荣富,邢 波,等.南泥湖—三道庄钼(钨)矿床中矽卡岩的形成过程及其与钼钨矿化的关系[J].中国地质,2016,43(6):2131-2153.

XIANG Jun-feng,PEI Rong-fu,XING Bo,et al.The Formation Process and Mo(W) Mineralizaton of the Skarn in the Nannihu-Sandaozhuang Mo(W) Deposit[J].Geology in China,2016,43(6):2131-2153.

[22] MAO J W,XIE G Q,BIERLEIN F,et al.Tectonic Implications from Re-Os Dating of Mesozoic Molybdenum Deposits in the East Qinling-Dabie Orogenic Belt[J].Geochimica et Cosmoschimica Acta,2008,72(18):4607-4626.

[23] 王 新.金堆城钼矿区两类斑岩的识别[D].西安:西北大学,2001.

WANG Xin.Identification of Two Porphyries in Jin-duicheng Molybdenum Deposit[D].Xi’an:Northwest University,2001.

[24] 孙晓明,刘孝善.金堆城钼矿区两类不同花岗岩的关系及其成因的研究[J].地质找矿论丛,1987,2(2):34-45.

SUN Xiao-ming,LIU Xiao-shan.Study on the Relationship Between Two Different Types of Granites and Their Genesis in Jinduicheng Molybdenum Mining Area,Shaanxi Province[J].Contributions to Geology and Mineral Resources Research,1987,2(2):34-45.

[25] 陕西省地质局区域地质测量队.陕西省渭南幅1∶200 000地质图说明书[R].西安：陕西省地质局区域地质测量队，1966.

Regional Geological Survey Team of Shaanxi Geolo-gical Bureau.Weinan 1∶200 000 Geological Map Instruction in Shaanxi[R].Xi’an:Regional Geological Survey Team of Shaanxi Geological Bureau,1966.

[26] ABDELRAHMAN A M.Nature of Biotites from Alkaline,Calc-alkaline,and Peraluminous Magmas[J].Journal of Petrology,1994,35(2):525-541.

[27] 吕志成,段国正,董广华.大兴安岭中南段燕山期三类不同成矿花岗岩中黑云母的化学成分特征及其成岩成矿意义[J].矿物学报,2003,23(2):177-184.

LU Zhi-cheng,DUAN Guo-zheng,DONG Guang-hua.Mineral Chemistry of Biotite from Grantites Associated with Different Mineralization in Three Stages of Yanshanian Period in the Southern-middle Parts of the Da Hinggan Ling Mountains and Its Petrogenetic and Metallogenic Significance[J].Acta Mineralogica Sinica,2003,23(2):177-184.

[28] SIAHCHESHM K,CALAGARI A A,ABEDINI A,et al.Halogen Signatures of Biotites from the Maher-Abad Porphyry Copper Deposit,Iran:Characterization of Volatitles in Syn- to Post-magmatic Hydrothermal Fluids[J].International Geology Review,2012,54(12):1353-1368.

[29] 徐耀明,蒋少涌,朱志勇,等.江西九瑞矿集区成矿与未成矿中酸性侵入岩年代学、岩石化学、矿物化学特征的异同及地质意义[J].岩石学报,2013,29(12):4291-4310.

XU Yao-ming,JIANG Shao-yong,ZHU Zhi-yong,et al.Geochronology,Geochemistry and Mineralogy of Ore-bearing and Ore-barren Intermediate-acid Intrusive Rocks from the Jiurui Ore District,Jiangxi Province and Their Geological Implications[J].Acta Petrologica Sinica,2013,29(12):4291-4310.

[30] 郭耀宇,和文言,李在春,等.西秦岭格尔括合花岗闪长斑岩岩石成因:黑云母矿物学特征约束[J].岩石学报,2015,31(11):3380-3390.

GUO Yao-yu,HE Wen-yan,LI Zai-chun,et al.Petrogenesis of Ge’erkuohe Porphyry Granitoid,Western Qinling:Constraints from Mineral Chemical Characteristics of Biotites[J].Acta Petrologica Sinica,2015,31(11):3380-3390.

[31] 弥佳茹,袁顺达,原垭斌,等.湘南宝山矿床花岗闪长斑岩中黑云母的矿物学特征及其指示意义[J].矿床地质,2014,33(6):1357-1365.

MI Jia-ru,YUAN Shun-da,YUAN Ya-bin,et al.Mine-ral Chemistry of Biotites in Baoshan Granodiorite-porphyry,Southern Hunan Province:Implications for Petrogenesis and Mineralization[J].Mineral Deposits,2014,33(6):1357-1365.

[32] UCHIDA E,ENDO S,MAKINO M.Relationship Between Solidification Depth of Granitic Rocks and Formation of Hydrothermal Ore Deposits[J].Resource Geology,2007,57(1):47-56.

[33] FOSTER M D.Interpretation of the Composition of Trioctahedral Micas[R].Washington DC:US Goverment Printing Office,1960.

[34] WHALEN J B,CHAPPELL B W.Opaque Mineralogy and Mafic Mineral Chemistry of I- and S-type Granites of the Lachlan Fold Belt,Southeast Australia[J].American Mineralogist,1988,73:281-296.

[35] 徐克勤,孙 鼐,王德滋,等.华南两类不同成因花岗岩岩石学特征[J].岩矿测试,1982,1(2):1-12.

XU Ke-qin,SUN Nai,WANG De-zi,et al.Two Genetic Series of Granitic Rocks in Southeastern China[J].Acta Petrologica Mineralogica et Analytica,1982,1(2):1-12.

[36] 丁孝石.西藏中南部花岗岩类中云母矿物标型特征及其地质意义[J].中国地质科学院矿床地质研究所所刊,1988(1):33-50.

DING Xiao-shi.Study of Typomorphic Charateristics of Micas from Granitoids in Central-southern Xizang and Their Geological Significance[J].Bulletin of the Institute of Mineral Deposits,Chinese Academy of Geological Sciences,1988(1):33-50.

[37] HENRY D J,GUIDOTTI C V,THOMSON J A.The Ti-saturation Surface for Low-to-medium Pressure Metapelitic Biotites:Implications for Geothermometry and Ti-substitution Mechanisms[J].American Mine-ralogist,2005,90(2/3):316-328.