西秦岭多哇地区萨日加岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄、地球化学特征及其地质意义

马 涛，鲁有朋，代俊峰，李进喜，牛得草，蒲万峰

(1. 甘肃省地质矿产勘查开发局第三地质矿产勘查院，甘肃 兰州 730050； 2. 东华理工大学 核资源与环境国家重点实验室，江西 南昌 330013； 3. 东华理工大学 地球科学学院，江西 南昌 330013)

0 引 言

秦岭造山带东连桐柏—大别造山带，西接祁连和昆仑造山带，是中国中央造山带的重要组成部分[1-2]。秦岭造山带北以早古生代商丹缝合带为界与华北地块相邻，南以三叠纪勉略缝合带为界与扬子地块相邻[3-4]。详细的岩浆岩和蛇绿岩地球化学以及地质年代学研究表明，秦岭造山带是华北地块、扬子地块及其间古大洋经过多期俯冲、增生和碰撞而形成的复合造山带[5-10]。西秦岭处于古亚洲构造域、特提斯—喜马拉雅构造域和滨太平洋构造域交汇的特殊地段[图1(a)]，开展秦岭造山带岩浆和构造活动的研究对理解中国大陆地质演化和探索造山带深部动力学过程具有重要意义[7-12]。印支期强烈的岩浆活动在西秦岭北部和南部形成了巨大的高钾钙碱性花岗岩带，成岩时代集中在245～234 Ma和224～211 Ma[9-14]。开展西秦岭造山带印支期花岗岩的研究工作，不仅为分析和评价西秦岭造山带铜-金-钼多金属矿床的成矿潜力提供思路，也为研究古特提斯洋的俯冲和消亡历史以及华北地块和扬子地块的碰撞造山作用过程提供可靠依据[5,11-26]。

多哇地区位于西秦岭造山带北部，区内分布有马尼库、尼玛龙和萨日加3个大规模的酸性侵入岩体，总面积达到50 km2，是西秦岭岩浆岩带的重要组成部分。本文在详细的野外地质调查基础上，对萨日加岩体进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb定年，并开展了系统的岩石地球化学研究，确定其成岩时代、成因类型以及可能的地球动力学背景，以期进一步完善西秦岭造山带中生代早期的岩浆活动和构造演化过程。

1 区域地质背景

西秦岭即宝成铁路以西的秦岭造山带，其北以唐藏—武山—临夏—贵德断裂为界与祁连造山带相邻, 南以勉略—阿尼玛卿缝合带为界与巴颜喀拉—松潘—甘孜地块和碧口地块相邻，西以温泉—瓦洪山断裂为界与东昆仑造山带及柴达木地块相邻，东则以徽成盆地与东秦岭佛坪穹窿相连[图1(a)][2，7-10]。西秦岭造山带区域构造以发育大量NW向走滑断裂及拉分盆地为主要特征，出露地层以泥盆系至白垩系为主，未见前寒武纪基底出露[11-13，20]。中生代早期剧烈的岩浆活动在西秦岭形成了大量的印支期高钾钙碱性花岗岩类，它们主要分布在西秦岭北部，花岗岩带空间上与西秦岭北缘断裂平行，而西秦岭南部岩浆活动则比较微弱[12,17-19,21]。在成岩年龄上，西秦岭印支期花岗岩侵位时代表现为从北向南逐渐变小的趋势。其中，西秦岭西北部的花岗岩主要形成于印支早期(245～234 Ma)，并产出有基性—超基性岩和高镁安山岩；西秦岭南部及东部的花岗岩主要形成于印支晚期(224～211 Ma)，并出露少量英安岩和流纹岩[13-16]。

西秦岭多哇地区出露的地层由老到新包括：下三叠统果木沟组陆源碎屑岩、下三叠统江里沟组陆源碎屑岩夹火山岩、中三叠统古浪堤组陆源碎屑岩夹灰岩、上三叠统华日组中酸性火山岩、下白垩统多禾茂组中基性火山岩夹粗碎屑岩、上新统临夏组冲洪积相碎屑岩[19]。区域地层产状整体为NW—SE向延伸，其中三叠系呈一背斜构造，背斜的轴走向为NW—SE向，核部地层为果木沟组，两翼地层依次为江里沟组、古浪堤组和华日组[图1(a)][19]。研究区构造以褶皱和断层为主，其中断裂发育在褶皱两翼，可以分为早期的NW—SE向和晚期的近EW向两组；断裂与褶皱构造控制着区内的岩浆活动及矿点分布。多哇地区的岩浆岩主要为印支期中酸性侵入岩，产状以岩株、岩枝、岩墙及小岩脉为主，地表出露总面积约50 km2。区内规模较大的侵入体有萨日加花岗斑岩、马尼库黑云母花岗斑岩及尼玛龙花岗斑岩[图1(a)][27]。

2 岩体地质和岩石学特征

萨日加岩体位于西秦岭多哇地区东部，中心地理坐标为(35°14′45″N,102°19′00″E)，由大小不等NW向展布的9个岩株组成，出露总面积约13 km2[图1(a)]。岩体南部侵入于下三叠统江里沟组二段砂板岩中，北部侵入中三叠统古浪堤组灰岩中(图1)。侵入体与围岩接触界线清晰，接触面平整较缓[图2(a)]。岩体边部可见围岩捕掳体，内部可见深色的镁铁质包体[图2(b)]。岩体节理发育，球形分化现象明显，局部岩石具片理化[图2(c)]，与围岩之间发育热接触变质带。

Q为石英；Pl为斜长石；Bi为黑云母图2 萨日加岩体野外露头及显微照片Fig.2 Field Outcrops and Microscope Photos of Sarijia Intrusion

萨日加岩体的岩性主要为花岗斑岩，其次为英安斑岩，岩体中还发育少量的石英闪长岩和闪长玢岩脉体[图1(b)]。早期形成的英安斑岩被后期的花岗斑岩穿插和侵入，因此，在花岗斑岩中存在着大量的英安斑岩捕掳体，二者呈脉动或涌动接触关系[图2(d)]。晚期的石英闪长岩沿着岩体的构造薄弱部位上涌，多成脉状，与花岗闪长岩呈断层或脉动侵入接触。根据各岩石之间的穿插关系及岩石学特征推断，萨日加岩体由早到晚的形成顺序为：英安斑岩→花岗斑岩→石英闪长岩。

萨日加岩体的花岗斑岩为中细粒斑状结构、块状构造[图2(e)]。岩石中斑晶体积分数为25%～40%，主要有石英、斜长石和黑云母。石英因熔蚀棱边圆滑且形态复杂，含细小的斜长石包裹体，具不均匀消光，体积分数为5%～10%；斜长石呈较自形的宽板状和短柱状晶形或轮廓，卡式和双晶纹较宽的聚片双晶发育，轻微绢云母化、白云母化和绿帘石化，体积分数为20%～30%；黑云母呈鳞片状，具深褐—淡黄多色性，轻微绿泥石化和绿帘石化，体积分数为1%～5%。岩石中基质体积分数为60%～75%，主要由微晶的石英、斜长石、黑云母组成，含有少量的电气石、磷灰石、锆石、石榴子石、磁铁矿、黄铁矿、方铅矿、毒砂等副矿物。

英安斑岩呈细粒斑状结构、块状构造[图2(f)]。岩石中斑晶体积分数为2%～25%，主要由石英、斜长石和黑云母组成。石英为他形粒状，多见熔蚀港湾，具不均匀消光，体积分数为3%～5%；斜长石为自形的板条状、宽板状和短柱状，卡式和卡钠复合双晶发育，强绢云母化、白云母化和方解石化，体积分数为5%～20%；黑云母完全白云母化，具鳞片状晶体假象，体积分数为1%～3%。基质体积分数为75%～95%，主要由微晶的石英、斜长石和黑云母组成，含有少量的电气石和金属矿物。

3 样品采集与分析方法

本次用于岩体年龄和岩石地球化学分析的样品采自西秦岭多哇地区萨日加岩体中的花岗斑岩和英安斑岩，所有样品蚀变弱且新鲜无风化。对1件花岗斑岩样品开展锆石U-Pb定年，对5件花岗斑岩和2件英安斑岩样品开展全岩主量、微量元素分析。

用于测定全岩主量、微量元素含量的粉末样品制备在河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成，全岩主量、微量元素分析在国土资源部中南矿产资源监督检测中心完成。主量元素采用X射线荧光光谱仪(AXIOS)进行分析，分析精度及准确度优于5%，分析采用国家一级岩石标样为基本效应校正，利用标准曲线法校正并检测测试结果的可靠性。微量及稀土元素利用酸溶法进行样品制备，再利用X-SeriesⅡ等离子质谱仪进行测试，分析精度及准确度优于5%。以GSR1、GSR2、GSR3为标样来进行质量监控，采用标准曲线法校正，以In内标校正仪器漂移，相对标准偏差一般不高于10%。

用于锆石U-Pb定年的样品为新鲜的灰白色花岗斑岩，岩体的锆石颗粒挑选工作在河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成。首先，使用常规的重液浮选和电磁分离方法挑选出锆石；其次，在双目镜下根据锆石颜色、自形程度、形态和透明度等特征初步分类，挑选出具有代表性的锆石，将锆石颗粒分别粘在双面胶上，然后用无色透明的环氧树脂固定，待环氧树脂充分同化后，对其表面进行抛光至锆石内部暴露；之后，进行锆石显微照相(反射光和投射光照相)和阴极发光(CL)图像采集；最后，用3% HNO3溶液清洗样品并镀金做成样品靶。

花岗斑岩锆石U-Pb定年在西北大学大陆动力学国家重点实验室激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)上完成。所使用的LA-ICP-MS系统为美国NewWave公司生产的UP193FX型193 nm ArF准分子系统，激光器来自于德国ATL公司，ICP-MS为Agilent 7500a。激光器波长为193 nm，脉冲宽度低于4 ns，束斑直径为30 μm，剥蚀深度为30 μm。数据采集选用一个质量峰一点的跳峰方式，每完成4、5个待测样品测定，插入标样测一次。采用Qinghu标准锆石(TIMS法谐和年龄为(159.45±0.16)Ma[28])作为外标进行年龄校正，成分标样采用NIST SRM 612进行校正[29]；锆石U-Pb年龄谐和曲线与年龄加权平均计算运用Isoplot 3.00程序[30]完成。

4 结果分析

4.1 花岗斑岩锆石U-Pb年龄

萨日加岩体中花岗斑岩的锆石颗粒为无色至粉色、透明、自形—半自形双锥柱状，晶体长100～180 μm，伸长系数为1.1～2.3。阴极发光图像显示锆石核部颜色较暗，具有清晰的振荡韵律环带，属于岩浆结晶的产物(图3)。对挑选的13颗锆石进行LA-ICP-MS U-Pb同位素分析，结果见表1。在年龄谐和曲线上，所有锆石U-Pb同位素数据分布在谐和曲线附近，并计算得出下交点206Pb/238U年龄为(238.2±2.6)Ma，平均标准权重偏差(MSWD)为1.6[图4(a)]，206Pb/238U加权平均年龄为(238.2±2.6)Ma，MSWD值为1.7[图4(b)]。据此可以认为，萨日加岩体形成于晚三叠世早期。

4.2 主量元素特征

萨日加岩体的5件花岗斑岩和2件英安斑岩的主量元素分析结果如表2所示。萨日加岩体SiO2含量(质量分数，下同)变化范围较大，为64.70%～75.43%，其中花岗斑岩为71.22%～75.43%，英安斑岩为64.70%～66.52%；Na2O、K2O含量分别为2.09%～3.76%和3.11%～4.52%，全碱(Na2O+K2O)变化范围较小，为6.28%～7.27%，平均为6.80%；MgO含量低，为0.18%～1.93%，平均为0.76%，且英安斑岩高于花岗斑岩；CaO含量为1.52%～4.06%，平均为2.41%；Al2O3含量较高，为14.10%～17.28%，平均为15.59%；TiO2含量低且变化范围大，为0.09%～0.62%，平均为0.31%，英安斑岩高于花岗斑岩；FeO含量为0.66%～4.21%，平均为2.28%；Fe2O3含量较少，为0.40%～0.95%，平均为0.59%。

表1 花岗斑岩锆石U-Pb同位素分析结果Tab.1 Analysis Result of Zircon U-Pb Isotope of Granite Porphyrite

图3 花岗斑岩锆石阴极发光图像Fig.3 CL Images of Zircons of Granite Porphyrite

图4 花岗斑岩锆石U-Pb年龄谐和曲线和年龄分布Fig.4 Concordia Diagram and Distribution of Zircon U-Pb Ages of Granite Porphyrite

4.3 微量元素特征

萨日加岩体5件花岗斑岩和2件英安斑岩的微量元素分析结果如表2所示。萨日加岩体稀土元素(REE)总含量较低且变化较大，为(57.78～192.81)×10-6，平均为122.10×10-6；轻稀土元素(LREE)含量为(55.24～181.38)×10-6，重稀土元素(HREE)含量为(2.54～14.19)×10-6，轻、重稀土元素含量之比(LREE/HREE)为10.75～26.98，平均为21.20。花岗斑岩(La/Sm)N值为3.10～5.47，平均为4.35；(Gd/Yb)N值为9.42～17.06，平均为13.27。英安斑岩(La/Sm)N值为4.29～4.80，平均为4.54；(Gd/Yb)N值为2.11～2.58，平均为2.35。萨日加岩体微量元素变化较大，其中Ba含量为(381～1 250)×10-6，Rb为(71.8～154.0)×10-6，Sr为(160～287)×10-6，Y为(1.24～16.50)×10-6，Yb为(0.08～1.91)×10-6，Ta为(0.52～0.79)×10-6，Hf为(2.02～4.00)×10-6。花岗斑岩中Ce、Sr、P、Zr、Ti、Y和Yb含量远远低于英安斑岩，而Rb含量则明显偏高(表2)。

5 讨 论

5.1 岩石成因类型

在主量元素哈克图解中，萨日加岩体所有样品的氧化物与SiO2含量变化具有一致的相关性(图5)。随着SiO2含量增加，Na2O、Fe2O3含量与SiO2含量的相关性不明显，而Al2O3、CaO、FeO、MnO、MgO、TiO2含量与SiO2含量成反消长关系。萨日加岩体的主量元素含量相关性显示，英安斑岩和花岗斑岩经历了相似的岩浆分离结晶作用，两者可能是同一岩浆作用在不同阶段的产物。

表2 全岩主量和微量元素分析结果Tab.2 Analysis Results of Major and Trace Elements of Whole Rocks

续表2

注：w(·)为元素或化合物含量;wtotal为主量元素总含量；wREE为稀土元素总含量；wLREE为轻稀土元素含量；wHREE为重稀土元素含量。

图5 主量元素哈克图解Fig.5 Harker Diagrams of Major Elements

在TAS图解中，萨日加岩体样品一部分(花岗斑岩)落入花岗岩范围，另一部分(英安斑岩)落入花岗闪长岩范围[图6(a)]，与薄片鉴定的结论基本相符。在A/NK-A/CNK图解上，萨日加岩体所有样品落入过铝质岩石系列[图6(b)]。萨日加岩体里特曼指数为1.22～1.91，远小于3(表2)，属于钙碱性岩石系列。在SiO2-K2O图解[图6(c)]中，萨日加岩体样品全部落入高钾钙碱性系列。因此，萨日加岩体属于过铝质高钾钙碱性岩石系列。

图(a)中，Ir为Irvine 分界线，上方为碱性，下方为亚碱性；1为橄榄辉长岩；2a为碱性辉长岩,2b为亚碱性辉长岩；3为辉长闪长岩；4为闪长岩；5为花岗闪长岩；6为花岗岩；7为硅英岩；8为二长辉长岩；9为二长闪长岩；10为二长岩；11为石英二长岩；12为正长岩；13为副长石辉长岩；14为副长石二长闪长岩；15为副长石二长正长岩；16为副长正长岩；17为副长深成岩；18为霓方钠岩。图(a)引自文献[34]；图(b)引自文献[35];图(c)引自文献[36];图(d)引自文献[37]图6 TAS、A/NK-A/CNK、SiO2-K2O和SiO2-Zr图解Fig.6 Diagrams of TAS, A/NK-A/CNK, SiO2-K2O and SiO2-Zr

萨日加岩体的球粒陨石标准化稀土元素配分模式表现为明显的轻稀土元素富集型，为I型和S型花岗岩的典型曲线[31-33]。在SiO2-Zr图解[图6(d)]中，所有样品均落入I型花岗岩区。花岗斑岩A/CNK值为1.09～1.40，均大于1；CIPW标准矿物计算结果显示岩石中刚玉含量为0.96%～2.92%(平均值大于1%)，紫苏辉石含量为0.98%～3.86%，指示岩石具有S型花岗岩的特点[31-33]。英安斑岩A/CNK值为1.07～1.08，介于1.0～1.1；CIPW标准矿物计算结果显示岩石中刚玉含量为0.93%～1.03%(平均值小于1%)，紫苏辉石含量为7.51%～8.60%，具有I型花岗岩的特点[31-33]。

5.2 岩浆源区特征

ws为样品含量；wc为球粒陨石含量；wp为原始地幔含量；同一图中相同线条对应不同样品；球粒陨石标准化数据和原始地幔标准化数据引自文献[38]；上地壳数据引自文献[39]图7 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.7 Chondrite-normalized REE Pattern and Primitive Mantle-normalized Trace Element Spider Diagram

萨日加岩体球粒陨石标准化稀土元素配分模式[图7(a)]显示，英安斑岩与花岗斑岩均呈右倾型特征；花岗斑岩(La/Sm)N值为3.10～5.47，平均为4.35，英安斑岩(La/Sm)N值为4.29～4.80，平均为4.54(表2)，说明二者轻稀土元素分馏程度相当。英安斑岩稀土元素配分模式相对平缓，指示轻、重稀土元素分馏程度相对较弱，而花岗斑岩稀土元素配分模式中，重稀土元素段较陡，说明重稀土元素分馏明显。岩体Eu异常为0.67～1.15，平均为0.83，具中等负Eu异常，反映存在少量斜长石的分离结晶作用或源区部分熔融过程中有斜长石的残留。萨日加岩体的(La/Yb)N值为14.42～117.22(表2)；花岗斑岩(Gd/Yb)N值为9.42～17.06，平均为13.27，英安斑岩(Gd/Yb)N值为2.11～2.58，平均为2.35；上述特征反映了岩体轻、重稀土元素分馏程度中等偏高，岩体轻稀土元素相对富集、重稀土元素相对亏损，说明岩浆源区部分熔融时有富重稀土元素的石榴子石和角闪石在固相中大量残留。

在原始地幔标准化微量元素蛛网图[图7(b)]中，萨日加岩体富集大离子亲石元素Th、Rb、K和轻稀土元素，亏损高场强元素Nb、Ta、Ti等，指示其岩浆源区为幔源物质并遭受地壳混染，形成的构造环境为俯冲大陆边缘火山弧。所有样品的微量元素蛛网图与上地壳相似[图7(b)]，显示岩浆源区具有壳源的地球化学特征。P和Ti亏损说明岩浆经历了磷灰石以及钛铁矿等矿物的分离结晶作用，尤其在花岗斑岩中，Ti严重亏损，可能发生大规模的地壳重熔作用。La/Nb值在岩浆演化过程中基本稳定[38]，萨日加岩体La/Nb值为1.18～5.24，高于原始地幔的La/Nb值(0.98～1.00)，接近地壳的La/Nb值(1.5～2.2)，而英安斑岩微量元素蛛网图与上地壳基本重合，显然是岩浆发生地壳混染作用的结果。萨日加岩体Sr含量为(160～287)×10-6，Yb为(0.08～1.91)×10-6，Al2O3为(14.10～17.28)×10-6，中等负Eu异常，显示出喜马拉雅型花岗岩的特征[40]。在Sr-Yb图解[图8(a)]中，萨日加岩体的所有样品均落入喜马拉雅型花岗岩范围，指示其形成于地壳加厚的高压地质环境。在CaO-FeOT-MgO图解[图8(b)]中，萨日加岩体的所有样品均落入壳型花岗岩区域，即岩浆来源于地壳物质。此外，前人研究认为秦岭造山带三叠纪花岗岩的Nd同位素模式年龄集中在1.1 Ga左右，与元古代扬子地块地壳增生时间一致；花岗岩的Hf同位素模式年龄为1.5～0.8 Ga，说明花岗岩的岩浆源区主要为中元古代形成的地壳，同时有少量新元古代地幔物质和中元古代早期上地壳物质的加入[31-32]。由此可见，萨日加岩体中的英安斑岩倾向于I型花岗岩，为壳幔物质共同参与岩浆作用的产物;花岗斑岩倾向于S型花岗岩，为地壳物质重熔的产物[31-33]。

5.3 成岩构造环境及地质意义

图(a)底图引自文献[40]；图(b)底图引自文献[47]图8 Sr-Yb和CaO-FeOT-MgO图解Fig.8 Diagrams of Sr-Yb and Cao-FeOT-MgO

西秦岭造山带及周边地区的岩浆作用和沉积事件表明，古特提斯洋的分支洋盆阿尼玛卿—勉略洋盆一直持续存在到早—中三叠世[41-44]，而古特提斯洋完全关闭及华北地块、扬子地块和羌塘地块的碰撞则发生在中—晚三叠世[45]。东昆仑及西秦岭造山带广泛分布的印支期花岗岩和三叠系沉积建造说明两者共同经历了与古特提斯洋演化相关的地球动力学过程，还指示洋壳向北俯冲直至洋盆完全关闭的时间大约为235 Ma[18,46]。西秦岭造山带及勉略缝合带展布有大规模与俯冲相关的构造变形带、岛弧火山岩、228～215 Ma同碰撞花岗岩、218～206 Ma麻粒岩相变质岩以及蛇绿岩残片，指示自二叠纪至早三叠世勉略洋盆的大洋岩石圈向北持续向秦岭地块之下俯冲，最终导致秦岭造山带和扬子地块于晚三叠世发生碰撞[6,8,48-49]。Li等对东昆仑造山带花岗岩的研究表明，阿尼玛卿洋盆的俯冲一直持续到晚三叠世早期[50]。区域岩浆作用、古地磁证据和变形构造分析显示古特提斯洋自东向西呈剪刀式的闭合，即在东秦岭于中—晚三叠世首先关闭，在西秦岭则于晚三叠世早期关闭[5,14,51]。

西秦岭造山带广泛分布的三叠纪花岗岩是研究古特提斯洋的形成和消亡以及塔里木地块、华北地块、柴达木地块和扬子地块之间发生板片汇聚和碰撞的关键[18,41-43]。冯益民等认为西秦岭三叠纪花岗岩形成于陆内造山阶段，该时期大陆岩石圈的俯冲消减导致地壳内部发生拆离滑脱和部分熔融，由此引起的大规模岩浆活动在区域上形成广泛分布的中酸性侵入岩[11]。张宏飞等研究认为西秦岭印支期花岗岩类属于准铝质的高钾和钾玄质系列，它们的岩浆源区为地壳高K(Rb)玄武质岩石的部分熔融，且存在Sr-Nd同位素组成的不均一[21]。秦江锋提出秦岭造山带晚三叠世花岗岩具有高钾钙碱性、准铝质、埃达克岩的地球化学特征，多数花岗岩具有高Sr含量和Sr/Y值，亏损Y和重稀土元素，没有明显的负Eu异常，它们是俯冲于南秦岭之下的扬子地块陆壳物质发生多阶段部分熔融作用的产物[41]。黄雄飞等研究表明，西秦岭印支期花岗岩以高钾钙碱性岩石系列为主，成岩时代集中于245～234 Ma和224～211 Ma；其中印支早期的花岗岩形成于陆缘弧环境，而印支晚期的花岗岩则形成于大陆碰撞构造环境[13-14]。本次研究的萨日加岩体样品在R1-R2图解上落在了不同的范围[图9(a)]，其中英安斑岩靠近破坏性活动板块边缘，花岗斑岩则倾向于同碰撞花岗岩。在AFM图解[图9(b)]中，萨日加岩体样品落在大陆边缘弧与美国西部火山弧的界线附近，说明岩体与大陆边缘岩浆作用有关。在Rb-Y+Nb图解[图9(c)]和Ta-Yb图解[图9(d)]中，大多数萨日加岩体样品落入火山弧花岗岩的范围，部分落入同碰撞花岗岩的范围。

综上所述，萨日加岩体中早期结晶的英安斑岩具有I型花岗岩的特点，形成于古特提斯洋的分支洋盆阿尼玛卿—勉略洋盆向秦岭地块之下俯冲的岛弧环境，其岩浆源于俯冲的地幔楔物质发生部分熔融，且岩浆在上升侵位过程中受到地壳物质的混染[16,48]；较晚期形成的花岗斑岩具有S型花岗岩的特点，形成于晚三叠世华北地块和扬子地块发生陆-陆碰撞的构造环境，是扬子地块向秦岭地块之下的深俯冲作用导致地壳强烈加厚，超高压变质的洋壳和大陆地壳在折返过程中减压熔融，形成同碰撞岩浆作用的产物[1,52-54]。

6 结 语

(1)西秦岭多哇地区萨日加岩体主要由英安斑岩、花岗斑岩和少量石英闪长岩组成；花岗斑岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(238.2±2.6)Ma，指示成岩时代为晚三叠世早期。

图(a)中，1为地幔斜长花岗岩，2为破坏性活动板块边缘(板块碰撞前)花岗岩，3为板块碰撞后隆起期花岗岩，4为晚造山期花岗岩，5为非造山区A型花岗岩，6为同碰撞(S型)花岗岩，7为造山期后A型花岗岩；图(b)中，WA为美国西部火山弧，CI为大陆边缘弧，IO为洋内岛弧；图(c)、(d)中，Syn-COLG为同碰撞花岗岩，WPG为板内花岗岩，VAG为火山弧花岗岩，ORG为造山带花岗岩；图(a)底图引自文献[55]；图(b)底图引自文献[56]；图(c)和(d)底图引自文献[57]图9 岩石成因和构造判别图解Fig.9 Petrogenesis and Tectonic Distinguish Diagrams

(2)萨日加岩体属于过铝质高钾钙碱性岩石系列，其中英安斑岩属于I型花岗岩，是洋-陆俯冲岛弧环境岩浆作用的产物；花岗斑岩倾向于S型花岗岩，形成于大陆碰撞构造环境。

(3)萨日加岩体形成于古特提斯洋的分支洋盆阿尼玛卿—勉略洋盆演化的晚期，是西秦岭地区晚三叠世由洋-陆俯冲岛弧向陆-陆碰撞构造环境转变阶段岩浆作用的产物。

野外工作得到甘肃省地质矿产勘查开发局第三地质矿产勘察院李康宁工程师和徐永利工程师的帮助，在此一并表示感谢！