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

方博文，张 贺，叶日胜，王 岩，陈福坤

(中国科学技术大学 地球和空间科学学院，安徽 合肥 230026)

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

方博文，张 贺，叶日胜，王 岩，陈福坤

(中国科学技术大学 地球和空间科学学院，安徽 合肥 230026)

老城岩体出露于南秦岭宁陕地区，属于五龙岩体群的重要组成部分。岩体的不同岩性单元均含有大量暗色微粒包体。锆石U-Pb年龄分析结果显示，寄主岩石形成年龄为213～219 Ma，其包体的锆石结晶年龄为211 Ma，属于早中生代五龙岩体群岩浆作用中期产物。岩石地球化学分析显示：寄主岩石的主体为花岗闪长岩和石英二长岩，具有低Si、弱过铝质、富碱和高Mg#值(52～67)的地球化学特征，属于高钾钙碱性系列Ⅰ型花岗岩；暗色包体主要为闪长质成分，具有低SiO2(53.64%～62.40%)、富碱和高Mg#值(63～72)的地球化学特征，属于钾玄岩岩石系列。暗色包体与其对应的寄主岩石相比具有相对较低的初始N(87Sr)/N(86Sr)值(0.704 66～0.705 82)、较高的εNd(t)值(-4.3～-1.6)和高Mg#值，显示形成包体的原始岩浆可能源于幔源玄武质岩浆。Sr-Nd同位素地球化学特征显示，寄主岩石和包体之间发生过明显的成分交换，使这些成分在二者中大体达到平衡。对比南秦岭基底岩石的初始Sr-Nd同位素比值，推测老城花岗岩岩浆源区主要是新元古代基性下地壳物质。包体和寄主岩石的关系显示，岩浆混合可能为基性岩浆注入到已经开始结晶的酸性岩浆，两种岩浆发生不完全混熔，形成了寄主岩石和暗色基性包体。

地球化学；花岗岩；寄主岩石；包体；早中生代；锆石U-Pb年龄；Sr-Nd同位素；南秦岭

0 引 言

秦岭造山带是中国大陆中部中央造山带的重要组成部分，多期造山旋回使该区岩浆岩出露广泛，同时也形成了多期成矿作用，因此，备受中外地质学家的关注。秦岭造山带是由扬子地块与华北克拉通及其之间的中小块体经过元古代至中生代的长期裂解和拼合作用而形成，由北向南依次分为华北陆块南缘、北秦岭以及南秦岭3个地体[1]。区内花岗岩类分布广泛，主要由新元古代(710～980 Ma)、古生代(400～510 Ma)和中生代(100～250 Ma)花岗岩体组成[2]。其中，早中生代花岗岩体在南秦岭地区有大面积出露，而这些花岗岩体的形成与三叠纪扬子板块、南秦岭板块的碰撞拼贴作用相关[3-5]。尽管对南秦岭早中生代花岗岩体的研究众多，但是在有关早中生代花岗岩体的成因以及晚三叠世南秦岭深部动力学背景的认识上仍存在很大争议，主要观点包括：勉略洋壳向南秦岭俯冲过程中形成弧形岩浆岩类[6-7]；扬子板块与南秦岭地块碰撞拼贴之后，岩石圈拆沉导致下地壳部分熔融[8-10]；与勉略洋俯冲阶段，幔源岩浆发生底侵，导致增厚下地壳发生大规模部分熔融有关[11-12]。

老城岩体是出露于南秦岭峰腰部位五龙岩体群的重要组成部分，东侧紧邻胭脂坝岩体，出露面积达520 km2。尽管部分学者对该岩体的年代学和成因进行了相关研究[13-17]，但是在老城岩体的结晶年龄、岩石成因以及相关的深部动力学背景认识上仍存在较大争议。首先，关于老城岩体的成岩时代问题，一些学者基于不同的同位素体系以及定年方法对老城岩体的成岩年龄提出了不同观点：基于黑云母Ar-Ar等时线定年，将岩体年龄定位为149 Ma，属于燕山期[13]；根据矿物Rb-Sr等时线年龄将岩体形成时代定位为172 Ma，属于燕山期[14]；基于SHRIMP锆石U-Pb定年，将岩体形成时代限定为217.6 Ma[15]；根据LA-ICP-MS锆石U-Pb定年，将老城花岗岩岩浆作用分为两期，早期为花岗闪长岩侵入，结晶年龄为216～221 Ma，晚期为二长花岗岩，结晶年龄为210 Ma[16]。另外，对于老城岩体的物质来源以及成岩构造背景问题也存在不同的认识：张宏飞等认为整个五龙岩体群(包括光头山、留坝、西坝、华阳、五龙、东河台子、老城和胭脂坝岩体)的岩浆物质来源主要为南秦岭地块的深部地壳物质，并且表现出从东部到西部古老地壳物质的参与比例逐渐升高的趋势[17]；Yang等通过对老城岩体详细的锆石Hf同位素及U-Pb年代学研究，将老城花岗岩划分为两期岩浆活动，第一期216～221 Ma岩浆岩主要来自中新元古代古老下地壳物质的熔体和亏损地幔来源岩浆的混合，其形成与勉略洋壳闭合有关，第二期约210 Ma岩浆岩的形成与从挤压向伸展转换的同碰撞造山构造环境有关[16]；Jiang等通过对秦岭造山带晚三叠世花岗岩(包括翠华山、曹坪、东江口、老城、胭脂坝花岗岩)的系统研究，认为老城花岗岩主要由俯冲的勉略洋壳部分熔融所形成的弧形岩浆与部分熔融的下地壳物质混合形成的[15]。尽管前人对老城岩体进行了不同程度的研究，并获得了一系列同位素证据，然而对于该岩体出露的一些中酸性侵入体及其暗色包体的研究较为匮乏。基于前人对老城岩体的研究和认识，本文对该岩体进行了详尽的野外调查和采样，通过对老城岩体中出露的暗色包体及其寄主岩石进行锆石U-Pb定年以及全岩主量、微量元素和Sr-Nd同位素地球化学分析研究，系统讨论了老城岩体出露的暗色包体及其寄主岩石的成岩年龄、岩石成因类型和源区性质，以期揭示老城岩体成岩构造背景以及南秦岭地块晚三叠世的深部地球动力学机制。

图件引自文献[16]，有所修改图1 秦岭造山带以及老城岩体地质简图Fig.1 Geological Sketch Maps of Qinling Orogenic Belt and Laocheng Pluton

1 地质背景和岩相学特征

秦岭造山带基本构造单元的划分可以称为“三块两带”结构，“三块”包括华北板块、秦岭板块和扬子板块，“两带”指商丹缝合带和勉略缝合带，其中秦岭板块被洛南—栾川断裂和商丹缝合带分为华北陆块南缘、北秦岭和南秦岭3个小型地块(图1)[1,6]。南秦岭地块北部以商丹缝合带为界，南部以勉略缝合带为界，区内具有双层前寒武纪基底，即早前寒武纪鱼洞子群、陡岭群、佛坪杂岩等古老结晶基底和中晚前寒武纪等过渡性变质变形基底，沉积盖层主要包括震旦系以来的海相碳酸盐层以及海陆交互相的碎屑岩碳酸盐互层[1,5]。鱼洞子群是南秦岭报道的最古老岩群，出露于勉略缝合带南侧，主要由斜长角闪岩、磁铁石英岩以及变粒岩等岩石类型组成，一些学者对该岩群中的斜长角闪岩以及磁铁石英岩的定年结果指示鱼洞子群为晚太古代(2.6～2.7 Ga)岩群[18-19]；陡岭群为一套角闪岩相的变质杂岩，主要由斜长角闪岩、花岗片麻岩以及变沉积岩组成，出露于河南西峡地区一带，有关陡岭群斜长角闪岩和片麻岩的年代学研究指示其原岩形成于古元古代(2.5 Ga)，并经历了多期变质作用的叠加[20-21]。前寒武纪过渡性基底主要包括武当群和耀岭河群。武当群出露于鄂西北一带，主要为一套变火山岩、变沉积岩以及一些基性岩墙，而针对武当群变沉积岩和变火山岩的定年和地球化学研究指示其形成年龄主要为新元古代[22-24]，而湖北武当地区基性侵入体可能具有多个期次，主要包括新元古代、古生代以及中生代[25-26]；耀岭河群主要由一套变火山岩和变沉积岩组成，前人对变火山岩和变沉积岩的研究指示耀岭河群可能存在约850 Ma以及630～690 Ma两个岩石构造单元[27]。

图2 野外和镜下显微特征Fig.2 Field and Microscopic Features

南秦岭地区发育了众多的中生代花岗岩体，主要侵位于新元古代到古生代地层中，沿勉略缝合带北侧构成了一条呈EW向展布的印支期花岗岩带[图1(a)]，由西向东依次包括光头山岩体群、五龙岩体群和东江口岩体群，形成时代主要集中于210～225 Ma[28-29]。五龙岩体群是佛坪热穹窿的主体，主要由华阳、西坝、五龙、老城和胭脂坝等花岗岩体组成，老城岩体出露于五龙岩体群的东端(陕西宁陕地区西北部)，侵入到中泥盆统上古道岭组的条带状灰岩及上奥陶统—志留系千枚岩中[图1(b)]，近似呈长椭圆形，主体为岩基，包括两个主要岩石组合，即花岗闪长岩组合及二长花岗岩组合[30]，野外调查可见大量闪长质脉体侵入到石英闪长岩、花岗闪长岩及似斑状黑云母花岗岩中，及在这些岩石中都发育大量暗色包体。

据野外及镜下薄片观察，发育有大量闪长质暗色包体的寄主岩石类型为石英闪长岩、花岗闪长岩及似斑状二长花岗岩，各类岩石中均含有较多独立的或者成群分布的暗色闪长质包体，这些包体呈椭圆状、不规则状、柳叶状、透镜状、细条状等[图2(a)]，长轴为2～80 cm，包体与寄主岩石界线清晰，少数透镜状及细条状包体与寄主岩石呈渐变过渡接触，包体内可见角闪石及斜长石斑晶(图2)。石英闪长岩呈深灰色—暗灰色，表现为明显的条带状构造，主要矿物组合为斜长石(体积分数约为45%)、钾长石(约为15%)、石英(约为15%)、黑云母(约为10%)和普通角闪石(约为15%)。花岗闪长岩表现为灰色—灰白色，具块状构造，暗色矿物含量较高(体积分数高于15%)，主要矿物组合为斜长石(约为45%)、钾长石(约为10%)、石英(约为25%)、黑云母(约为15%)和普通角闪石(约为5%)。似斑状二长花岗岩呈灰白色或灰红色，具似斑状结构和块状构造，斑晶为斜长石或钾长石，主要矿物组合为斜长石(体积分数为45%～55%)、钾长石(25%～35%)、石英(20%～30%)、黑云母(5%～15%)和普通角闪石(不高于5%)。副矿物主要有赤铁矿、磁铁矿、磷灰石、锆石和少量榍石等。暗色闪长质包体呈灰黑色，具细粒—中细粒结构和块状构造。包体中可见碱性长石斑晶，主要矿物组合为斜长石(体积分数为50%～60%)、角闪石(10%～20%)、黑云母(10%～15%)及少量碱性长石和石英。副矿物为针状磷灰石、榍石及钛铁氧化物(图2)。磷灰石是包体中最常见的副矿物，呈细长柱状、针状，长宽比为10∶1～20∶1，这种磷灰石属淬冷成因，指示暗色包体是在较大温度梯度下快速淬火结晶而成[31]。

2 分析方法

岩石样品主量元素分析在澳实分析检测(广州)有限公司实验室完成，氧化物含量分析采用偏硼酸锂熔融，使用X射线荧光光谱法，相对误差一般小于5%。微量元素分析在中国科学技术大学中国科学院壳幔物质与环境重点实验室ICP-MS实验室完成。

全岩Rb-Sr-Sm-Nd同位素化学分离在中国科学技术大学放射性成因同位素地球化学实验室完成，并应用热电离质谱(MAT262)测试完成。测试过程中分别采用N(86Sr)/N(88Sr)= 0.119 4和N(146Nd)/N(144Nd)= 0.721 9校正Sr和Nd同位素质量分馏效应。标准溶液NBS987的重复测量结果为N(87Sr)/N(86Sr)= 0.710 248±0.000 012(误差类型为2σ，样品数为38个)，标准溶液La Jolla的重复测量结果为N(143Nd)/N(144Nd)= 0.512 108±0.000 006 (误差类型为2σ, 样品数为25个)。Sr和Nd同位素比值测量精度优于0.003%。详细的同位素分析流程见文献[32]和[33]。

锆石阴极发光(CL)图像在中国科学技术大学扫描电镜实验室完成，锆石U-Pb同位素组成分析在中国科学技术大学激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)上完成。分析测试过程中，锆石样品与标样按4∶1比例交替轮换测定，测试过程中根据所打锆石颗粒点的大小选择单点激光剥蚀的束斑直径(32 μm)，同位素比值外部标准校正采用国际标准锆石91500，元素含量采用外标NITS SRM610、内标29Si进行计算。详细的仪器参数与分析流程见文献[34]～[38]。

3 结果分析

3.1 锆石U-Pb年龄

选取4个代表性中酸性岩浆岩样品及1个暗色闪长质包体样品进行锆石U-Pb同位素分析，分析结果见表1。根据显微镜观察，老城岩体锆石颗粒大都无色透明，晶形较好，大多数呈自形长柱状、单锥或双锥状，部分样品颗粒呈浑圆状，颗粒粒度多为100～300 μm。阴极发光图像显示，锆石具有明显的震荡环带结构，显示典型的岩浆锆石特征(图3、4)。

石英闪长岩样品LC1502(33°24′53″N，108°23′52″E)共挑选16个有效分析点，所有分析点的n(206Pb)/n(238U)年龄都较为集中，为215～222 Ma，加权平均年龄为(218.5±2.2)Ma(平均标准权重偏差(MSWD)为0.2，样品数为16个)。似斑状二长花岗岩(斑晶为斜长石)样品LC1508(33°23′35″N，108°22′09″E)共挑选23个有效分析点，所有分析点的n(206Pb)/n(238U)年龄都较为集中，为210～222 Ma，加权平均年龄为(215.2±1.5)Ma(MSWD值为1.7，样品数为23个)。似斑状二长花岗岩(斑晶为钾长石)样品LC1509(33°23′35″N，108°22′09″E)共挑选35个有效分析点，除了其中4颗锆石具有较老的n(206Pb)/n(238U)年龄(227～235 Ma)外，其余31个分析点的n(206Pb)/n(238U)年龄都较为集中，为207～221 Ma，加权平均年龄为(213.4±1.5)Ma(MSWD值为1.4，样品数为31个)。花岗闪长岩样品LC1513(33°23′25″N，108°21′57″E)共挑选23个有效分析点，所有分析点的n(206Pb)/n(238U)年龄都较为集中，为212～221 Ma，加权平均年龄为(216.7±1.1)Ma(MSWD值为1.3，样品数为23个)。暗色包体样品LC1511(33°23′35″N，108°22′09″E)共挑选27个有效分析点，所有分析点的n(206Pb)/n(238U)年龄都较为集中，为205～218 Ma，加权平均年龄为(210.8±1.3)Ma(MSWD值为0.69，样品数为27个)(图3)。

3.2 地球化学组成

沿着岩体边部到核部采集的8个老城岩体全岩样品的主量元素和微量元素分析结果见表2。其中5个寄主花岗质岩样品的SiO2含量(质量分数，下同)为60.41%～65.56%，TiO2含量为0.08%～0.13%，Al2O3含量为16.40%～19.36%，铝饱和指数(A/CNK)为0.88～1.04，Na2O含量为3.64%～4.96%，K2O含量为2.63%～3.76%，w(K2O)/w(Na2O)值为0.53～1.03，w(Na2O)+w(K2O)值为 7.06%～7.80%，里特曼指数为2.57～3.22(低于3.3)。MgO含量为1.46%～4.14%，Mg#值偏高(52～67，平均为57)。这5个样品总体上具有低SiO2含量、弱过铝质、富碱等特征。在K2O-SiO2图解[图5(b)]中，8个样品落入高钾钙碱性系列；在A/CNK-A/NK图解[图5(h)]中，落入准铝质—弱过铝质岩石系列范围内。

续表1

续表1

注：分析点以LC1502开头的为石英闪长岩样品LC1502；分析点以LC1508开头的为二长花岗岩样品LC1508；分析点以LC1509开头的为二长花岗岩样品LC1509；分析点以LC1511开头的为暗色包体样品LC1511；分析点以LC1513开头的为花岗闪长岩样品LC1513；w(·)为元素或化合物含量;N(·)/N(·)为同一元素同位素比值，N(·)为该元素的原子丰度；n(·)/n(·)为不同元素同位素比值，n(·)为元素的物质的量。

图3 锆石U-Pb年龄谐和曲线和年龄分布Fig.3 Zircon U-Pb Concordia Diagrams and Distributions of Ages

注：wtotal为主量元素总含量；w(·)N为元素含量球粒陨石标准化后的值。

图4 锆石阴极发光图像Fig.4 CL Images of Zircons

寄主花岗岩样品显示相似的稀土元素配分模式，整体呈明显右倾，轻、重稀土元素分馏明显。w(Sr)/w(Y)值为34.22～53.92，Sr含量为(646～929)×10-6，Y含量为(15.52～20.62)×10-6，Yb含量为(0.85～1.53)×10-6，w(La)N/w(Yb)N值为17.85～22.43，w(La)N/w(Sm)N值较高(4.24～4.72)，w(Gd)N/w(Yb)N值为2.70～3.33，表明轻稀土元素之间的分馏相对明显，而重稀土元素之间存在一定的分馏；Eu异常为0.79～0.87，呈弱的负异常。在原始地幔标准化微量元素蛛网图上，老城岩体均显示富集大离子亲石元素(LILE)、Zr和Hf，亏损Nb、P、Ti等高场强元素(图6)。

3个暗色包体样品(样品LC1501、LC1511、LC1512)的SiO2含量为53.64%～62.40%，铝饱和指数为1.01～1.02，在K2O-SiO2图解中落入钾玄岩系列；样品具有较高的Mg#值(63～72)，MgO含量为2.96%～7.91%，TiO2含量为0.66%～0.96%，总体上具有富K、富碱和高Mg#的中性岩浆岩组分特征。在球粒陨石标准化稀土元素配分模式中，这3个样品整体呈明显右倾，轻、重稀土元素分馏明显。w(Sr)/w(Y)值为26.88～30.34，Sr含量为(594～853)×10-6, Y含量为(20.23～28.11)×10-6，Yb含量为(1.10～2.19)×10-6，w(La)N/w(Yb)N值为13.27～21.32，w(La)N/w(Sm)N值较高(3.33～5.41)，w(Gd)N/w(Yb)N值为2.65～3.58，表明轻、重稀土元素之间的分馏相对明显；Eu异常为0.65～0.90，呈弱的负异常。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中，闪长质暗色包体样品具有与寄主花岗岩样品相似的特征，均显示富集大离子亲石元素、Zr和Hf，Nb、P、Ti等高场强元素明显负异常(图7)。

老城岩体Sr-Nd同位素分析结果见表3。寄主岩石全岩n(87Rb)/n(86Sr)值及N(87Sr)/N(86Sr) 值分别为0.268 069～0.531 343和0.705 639～0.706 681；n(147Sm)/n(144Nd)值及N(143Nd)/N(144Nd)值分别为0.106 60～0.113 97和0.512 299～0.512 386；当校正到岩浆结晶年龄为215 Ma时，初始N(87Sr)/N(86Sr)值和初始εNd值(εNd(0))分别为0.704 82～0.705 51和-4.3～-2.5；所有样品的亏损地幔Nd两阶段模式年龄(TDM2)为1.21～1.35 Ga。暗色包体n(87Rb)/n(86Sr)值及N(87Sr)/N(86Sr) 值分别为0.201 906～0.594 516和0.705 267～0.707 451；n(147Sm)/n(144Nd)值及N(143Nd)/N(144Nd)值分别为0.103 07～0.117 30和0.512 307～0.512 446；当校正到包体结晶年龄为211 Ma时，初始n(87Rb)/n(86Sr)值和初始εNd值分别为0.704 66～0.705 82和-4.3～-1.6；亏损地幔Nd两阶段模式年龄为1.12～1.34 Ga。

4 讨 论

4.1 暗色包体的形成时代和成因

南秦岭老城岩体的暗色包体具有典型的岩浆包体岩相学特征，含有角闪石、斜长石等岩浆结晶矿物。老城花岗岩体及其暗色包体锆石U-Pb年代学分析数据表明，其寄主岩石锆石U-Pb同位素年龄为213～219 Ma，而包体结晶年龄为211 Ma，略晚于寄主岩石的结晶年龄。锆石阴极发光图像显示，这些锆石均具有明显的震荡生长环带，都属于岩浆锆石。

关于花岗质岩石中的暗色包体成因机制，目前主要存在4种不同观点[39-41]：①源岩残留体，指地壳岩石发生深熔作用后残留下来的难熔残余物，常见于与混合岩伴生的S型花岗岩中，表明深熔作用产生的花岗岩地壳成因；②围岩捕虏体，指岩浆上升侵位过程中捕获的外来岩石碎块，这些碎块常常来源于岩浆侵入的围岩，常发现于岩体边部，与寄主岩石界线截然，较易识别；③早期岩浆结晶产物，又称析离体或同源包体，具有岩浆结构，包体大小变化较大，多为椭球状，常见长石斑晶；④幔源铁镁质岩浆结晶产物，多发生于长英质岩浆与幔源岩浆混合时未被完全消化的产物，成因复杂，是学术界主要的争论点之一，即这类包体能否作为岩浆混合的证据存在争议。

老城岩体中的暗色包体属于准铝质—弱过铝质岩石，未见富铝难熔矿物，野外及镜下均未发现变晶结构和片理构造等，包体多呈椭圆状或透镜状塑性变形特征，单个包体与寄主岩石的界线清晰，部分包体发育岩浆淬冷作用下形成的冷凝边。包体与寄主岩石具有不连续的化学成分(二者之间缺少SiO2含量(54%～60%)，是中性岩石类型)；相对寄主岩石，包体具有更低的SiO2含量,以及更高的MgO、TiO2、Cr、Ni含量(图4)，富集大离子亲石元素和轻稀土元素，表明其可能来自于富集地幔源区。球粒陨石标准化稀土元素配分模式表明，它们应该来源于地幔物质的部分熔融作用产生的中基性岩浆，岩石为钾玄岩系列，配分模式中可见包体与寄主岩石具有相似的曲线特征；但在原始地幔标准化微量元素蛛网图中可见暗色包体较寄主岩石更富集大离子亲石元素、更亏损高场强元素的特征(图6)。岩浆演化方式表明，形成包体的岩浆和形成寄主岩石的岩浆是不同源的，包体没有按照玄武岩浆的结晶分异趋势进行演化，而是和寄主岩石一样位于幔源岩浆和壳源岩浆混合曲线附近，并显示出良好的线性关系[46]。包体靠近基性端元，寄主岩石分布在壳源端元，这种特征显示包体是幔源岩浆受到壳源岩浆不同程度混染形成的[46，49-51]。此外，图6中还显示包体在冷却过程中并没有发生明显的结晶分异作用。另一方面，包体与寄主岩石相比具有明显高的w(Nb)/w(Ta)值(17.5～22.9)，而Nb与Ta都是高场强稳定元素，离子半径和地球化学性质极为相近，在没有外来物质加入的前提下，以及不含有金红石等富集Nb、Ta的副矿物结晶分离情况下，岩浆演化的结晶分异过程中w(Nb)/w(Ta)值可以保持在一个稳定的范围，而包体的w(Nb)/w(Ta)值明显高于寄主岩石，也表明包体与寄主岩石分别起源于不同源区，因此，寄主岩石与包体可能为两种不同端元的混合产物。主量元素氧化物与SiO2图解显示包体和寄主岩石中的主要氧化物含量呈明显线性关系(图5)。两种岩浆在混合过程中，酸性岩浆组分向基性岩浆中扩散，致使基性岩浆在扩散过程中或之前结晶出的铁镁矿物处于不平衡状态；随着岩浆的混合，基性岩浆结晶出的矿物逐渐被酸性矿物替代，同时原始酸性岩浆的成分也受到包体基性岩浆的改造而出现较多的铁镁矿物以及相对正常花岗岩浆更低的SiO2含量，因此，包体岩浆及寄主岩石岩浆的成分并不能完全代表原始岩浆的成分。

图件引自文献[42]和[43]，有所修改图5 主量元素相关图解Fig.5 Correlation Diagrams of Major Elements

ws为样品含量；wc为球粒陨石含量；wp为地幔原始含量；原始地幔标准化值引自文献[44];球粒陨石标准化值引自文献[45]； 同一图中相同线条对应不同样品图6 球粒陨石标准化稀土元素配分模式和原始地幔标准化微量元素蛛网图Fig.6 Chondrite-normalized REE Pattern and Primitive Mantle-normalized Trace Element Spider Diagram

图件引自文献[46]～[48]，有所修改图7 FeO-MgO图解及Mg#-SiO2图解Fig.7 Diagrams of FeO-MgO and Mg# -SiO2

样品编号岩石类型w(Rb)/10-6w(Sr)/10-6n(87Rb)/n(86Sr)N(87Sr)/N(86Sr)初始N(87Sr)/N(86Sr)w(Sm)/10-6w(Nd)/10-6n(147Sm)/n(144Nd)N(143Nd)/N(144Nd)εNd(t)TDM2/GaLC1502石英闪长岩1118370.3842930.7066810.705516.032.30.112970.512299-4.31.35LC1508二长花岗岩1076740.4587560.7063190.704924.324.70.106600.512339-3.41.28LC1509二长花岗岩869290.2680690.7056390.704825.530.60.108660.512386-2.51.21LC1510二长花岗岩716460.3196670.7061280.705155.329.70.108390.512299-4.21.35LC1513花岗闪长岩1106010.5313430.7065520.704934.625.10.110470.512350-3.31.27LC1501暗色包体1367100.5537970.7074510.705768.342.70.116800.512307-4.31.34LC1511暗色包体608530.2019060.7052670.704669.046.50.117300.512446-1.61.12LC1512暗色包体1225940.5945160.7066420.704825.733.20.103070.512351-3.01.26

注：εNd(t)为年龄t对应的εNd值。

鱼洞子群数据引自文献[18]；陡岭群数据引自文献[55]；碧口群数据引自文献[56]；武当群数据引自文献[57]～[59]； 耀岭河群数据引自文献[27]和[58]；t=215 Ma图8 初始Sr-Nd同位素图解Fig.8 Diagrams of Initial Sr-Nd Isotope

另外，同位素特征也指示了上述结果。南秦岭老城岩体中暗色包体的初始N(87Sr)/N(86Sr)值和εNd值与寄主岩石差别不大，二者应该发生过同位素均一化，这种现象可能是由于在岩浆混合过程中同位素比主量、微量元素具有更快的交换速率，更容易混合均一[52-54]。然而，除了样品LC1501与寄主岩石具有极其相似的同位素组成外，其余包体的初始N(87Sr)/N(86Sr)值略低于寄主岩石，而初始εNd值则略高于寄主岩石，这个特征显示包体更偏向于幔源基性岩浆的特征。同时，从趋势上可以看出，暗色包体与寄主岩石的初始N(87Sr)/N(86Sr)值和εNd(t)值呈现一定的线性相关关系，进一步表明两种岩浆经历了岩浆混合的过程(图8)。

结合年代学资料，南秦岭老城岩体中的暗色包体形成时代(211 Ma)略晚于寄主岩石(213～219 Ma)，进一步证明老城岩体经历的岩浆混合方式可能为以包体为代表的高温基性岩浆注入到已经开始结晶的酸性岩浆的混合过程，并导致寄主岩石岩浆温度异常升高，从而形成似斑状结构。

4.2 寄主岩石的形成时代及岩浆源区

南秦岭部分中生代花岗岩具有高Mg#值，较高的初始εNd值、正εHf值等特征，富含岩浆暗色包体，且包体发育岩浆淬冷作用下形成的冷凝边。基于这些地球化学、同位素以及岩石学证据，多数学者认为南秦岭地区花岗岩为地壳物质与幔源岩浆混合作用的结果[9,28,60]。

南秦岭老城岩体寄主岩石的岩石类型从岩体核部到边部主要有石英二长岩、似斑状石英二长岩、花岗闪长岩及似斑状二长花岗岩，各种岩石类型中均发育有形态各异的暗色微粒包体，靠近核部的岩石类型多发育有成群分布的暗色包体，包体多呈椭圆状、不规则状、透镜状分布，而靠近岩体边部的岩石多含有较多独立的暗色包体，呈椭圆状分布。寄主岩石的形成时代在213～219 Ma之间，在误差范围内可认为是同一阶段岩浆作用形成的产物。不同岩石类型的寄主岩石具有相似的地球化学特征，均属于高钾钙碱性系列I型花岗岩。实验岩石学研究表明，由玄武质岩石及花岗质岩石部分熔融形成的岩浆具有低Mg#值(小于40)特征，而如在岩浆形成过程中混合了幔源岩浆，则其Mg#值可大于40。本文研究的寄主岩石及其包体的Mg#值大于52，暗示了老城岩体在上升侵位过程中或者冷却结晶过程中与幔源岩浆发生了交代反应(图6)。这个结论与上述包体成因研究的结论相符。

另一方面，由于Sr-Nd同位素在岩浆演化过程中可以保持相对稳定，所以通过与南秦岭地块的基底进行Sr-Nd同位素对比可以有效判别老城岩体的岩浆源区(图7)。

古老结晶基底(鱼洞子群、佛坪群及陡岭群)的Sr-Nd同位素特征说明它们不可能是老城岩体的主要物质来源。而新元古代武当群、耀岭河群、碧口群等过渡性基底的Sr-Nd同位素分布范围较大，涵盖了老城花岗岩的分布范围，极有可能是老城岩体的主要岩浆源区(图7)。结合前人对老城岩体的继承锆石U-Pb定年结果[61]及笔者新获得的一些继承锆石U-Pb定年数据(未报道数据)，显示老城岩体中的继承锆石多分布在新元古代(600～850 Ma)。而前人对南秦岭结晶基底的研究显示，武当群(640～780 Ma)[22-24]、耀岭河群(630～850 Ma)[27]、碧口群(745～910 Ma)[62]的形成时代与继承锆石的年龄吻合，这一现象进一步支持了上述Sr-Nd同位素研究的推论，表明新元古代过渡性基底(武当群、耀岭河群、碧口群)极有可能为老城岩体的岩浆源区提供了主要的物质来源，然而如果新元古代过渡性基底直接部分熔融形成的岩浆岩不可能具有这么低SiO2含量的老城花岗岩，结合老城岩体包体及其寄主岩石的混合成因模型，推测新元古代基底可能为老城岩体提供了主要物质成分，在岩浆上升侵位过程中加入了地幔物质，从而形成了与耀岭河群变火成岩Sr-Nd同位素特征如此接近的老城岩体。

4.3 成岩动力学背景

南秦岭早中生代老城岩体具有弧型岩浆岩特征，属于高钾钙碱性系列I型花岗岩。这些岩体中发育的基性岩浆暗色包体则具有明显的幔源岩浆特征，而两者形成的年代接近，表明在酸性岩浆上升侵位冷却结晶过程中，该区也伴随着基性岩浆的活动。而基性岩浆可能是以底侵的方式侵入到地壳，促使基性下地壳部分熔融形成老城花岗质岩浆。老城岩体暗色包体及花岗岩的锆石U-Pb年龄在211～219 Ma之间，这个时间内陕西宁陕地区的构造背景归属问题尚存在较多争议[4-12,15-16,28,61]。Dong等认为三叠纪早期约250 Ma勉略洋壳向南秦岭地块俯冲，于210～220 Ma勉略洋壳逐渐闭合，南秦岭地块与华南板块发生碰撞拼合，在此过程中形成了大量俯冲及碰撞成因的花岗岩类[4-5]。Jiang等提出约227 Ma勉略洋壳以低角度俯冲到达北秦岭地块之下，俯冲洋壳部分熔融形成翠华山岩体[15]；俯冲板片后撤部分熔融形成南秦岭较年轻的曹坪、东江口、老城弧形花岗岩类，并在约211 Ma南秦岭地块和华南板块碰撞再度引发浅部地壳的部分熔融形成胭脂坝岩体[15]。刘树文等认为南秦岭印支期花岗岩成岩动力学背景有：216～248 Ma形成的花岗岩，为勉略洋壳向北俯冲到闭合阶段形成的岩浆作用产物；201～215 Ma形成的花岗岩，为南秦岭地块与华南板块同碰撞阶段到碰撞后垮塌阶段形成的[61]。Jiang等提出：216 Ma至约248 Ma，勉略洋壳向南秦岭地块俯冲形成南秦岭地块中老城花岗闪长岩体等弧形岩浆岩类； 210～215 Ma，扬子板块与南秦岭地块发展为同碰撞挤压造山阶段，形成老城二长花岗岩等碰撞造山成因的花岗岩；约210 Ma，由挤压过渡到伸展阶段，形成懒板凳、姜家坪等花岗岩体；190～200 Ma为造山后碰撞伸展阶段，形成光头山岩体群[15,30]。Zhang等从构造地质学角度认为该区域在221 Ma有因挤压而形成的区域褶皱，而在221 Ma不可能为后碰撞构造背景[63]。由此可见，大多数研究表明210～220 Ma，南秦岭地块应处于从俯冲到碰撞拼合的构造转换阶段，表明形成老城岩体及其暗色包体的成岩动力学背景可能为在勉略洋壳俯冲至闭合阶段，幔源岩浆发生底侵，导致下地壳发生大规模部分熔融。因此，南秦岭老城岩体及其暗色包体的形成过程可概括为：随着勉略洋壳持续向北俯冲至闭合，受到交代的地幔楔部分熔融形成的岩浆上涌底侵，诱发下地壳物质部分熔融；在花岗质岩浆上升侵位冷凝结晶的过程中，形成包体的幔源基性岩浆注入到下地壳部分熔融形成的壳源酸性岩浆中，两者发生不同程度的混合，由于两种岩浆成分和温度相差较大，为了达到平衡，必然会发生成分和能量的交换，而不完全的岩浆混合导致寄主岩石中发育暗色闪长质包体。

5 结 语

(1)南秦岭老城岩体中寄主岩石和暗色包体样品的锆石U-Pb测年结果显示，寄主岩石结晶年龄为213～219 Ma，包体结晶年龄为211 Ma，包体略晚于寄主岩石。

(2)南秦岭老城岩体中的暗色岩浆包体具有岩浆混合的岩石学和地球化学特征，暗色岩浆包体相对寄主岩石具有更低的SiO2含量(53%～62%)，更高的Mg#值(63～72)，活动性组分、高场强元素和轻稀土元素在寄主岩石和包体形成过程中发生过明显的交换。结合年代学数据，老城岩体中暗色岩浆包体成因应为交代的富集地幔熔融形成的高温基性岩浆注入到已经开始结晶的酸性岩浆，二者发生不完全岩浆混合而形成混合成因包体。

(3)继承锆石年龄以及Sr-Nd同位素数据表明，老城岩体主要是新元古代变中—基性火山岩组成的下地壳部分重熔形成的，并在其形成过程中有地幔物质的加入。

中国科学技术大学侯振辉、李双庆、胡蓉、肖平和王岩在分析测试中提供了帮助，在此一并致谢。

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PetrogenesisofLaochengGraniteinSouthQinlingConstraintsfromZirconU-PbAgeandSr-NdIsotopicComposition

FANG Bo-wen, ZHANG He, YE Ri-sheng, WANG Yan, CHEN Fu-kun

(School of Earth and Space Sciences, University of Science and Technology of China, Hefei 230026, Anhui, China)

Laocheng pluton exposed in Ningshan area of South Qinling, together with Wulong pluton, consist of an important part of Early Mesozoic granitoid magmatism in central South Qinling. Abundant mafic enclaves can be found in different units of Laocheng pluton. Analysis results of zircon U-Pb ages show that the host rock from Laocheng pluton is emplaced in 213-219 Ma, and its mafic enclaves are crystallized in 211 Ma, which are more or less simultaneous with the formation of Wulong pluton. Geochemical data show that the host rock from Laocheng pluton is granodiorite and quartz monzonite in composition with the characteristics of low Si, rich alkali, weak peraluminous and high Mg#(52-67), and belongs to high-K calc-alkaline I-type series; mafic enclaves are mainly dioritic, having the characteristics of low SiO2(52.6%-62.4%), rich alkali and high Mg#(63-72), belonging to shoshonite series. Compared with the host rock, the mafic enclaves have lower initialN(87Sr)/N(86Sr) (0.704 66-0.705 82), highεNd(t) (-4.3--1.6) and higher Mg#, suggesting that the primary magma of the enclaves might have originated from a basaltic magma. Sr-Nd isotope geochemistry suggests that the host rock and mafic enclaves have exchanged prior to the formation of Laocheng pluton, and an equilibrium has been reached. Compared with Sr-Nd isotope ratio of basement rocks exposed in South Qinling, it is suggested that the magma of Laocheng granite originates from Neoproterozoic mafic crustal material. Relationship between host rock and mafic enclaves indicates that a magma mixing between the crystallizing acid magma and the basic magma slightly later injects into the magma chamber; these two magmas are not completely miscible during the mixing process.

geochemistry; granite; host rock; enclave; Early Mesozoic; zircon U-Pb age; Sr-Nd isotope; South Qinling

P588.12+1;P597

A

2017-05-09

国家自然科学基金项目(41372072)

方博文(1992-)，男，广东佛山人，理学硕士研究生，E-mail:bobfang@126.com。

张 贺(1986-)，男，河北沧州人，助理研究员，理学博士，E-mail:zhanghe56@163.com。

1672-6561(2017)05-0633-19