西秦岭夏河—合作地区德乌鲁杂岩体的侵位时代、岩石成因及构造意义

靳晓野，李建威，隋吉祥，文 广，张金阳

（1．中国地质大学（武汉）地质过程与矿产资源国家重点实验室，湖北 武汉 430074；2．中国地质大学（武汉）资源学院，湖北 武汉 430074）

0 引 言

花岗岩类侵入岩是大陆地壳的重要组成部分，记录了区域构造演化、岩浆活动、壳幔相互作用、大陆地壳生长等重要信息［1］，因而是研究大陆地壳生长与地球深部过程及岩石圈演化的重要窗口。中国大陆的最终形成是伴随扬子板块与华北板块的全面碰撞造山作用（即秦岭造山带主体格局的形成）而实现的［2－3］。前人研究已基本查明秦岭造山带的大地构造格局和地质演化历史，证明秦岭造山带于印支晚期完成板块构造体制向陆内造山体制的转换［4－5］。前人研究还认识到，华北板块和扬子板块之间的洋盆闭合和陆－陆碰撞具有时空不均一性自东向西逐渐闭合的特点。

早中生代花岗岩类侵入岩在秦岭造山带十分发育，普遍认为这些花岗岩类侵入岩与古特提斯洋的闭合及随后扬子板块和华北板块的碰撞造山过程有密切关系［6］。以前对秦岭造山带早中生代花岗岩侵入岩的研究主要集中在东秦岭及邻近的西秦岭东段，近年来积累的大量年代学资料表明，这2个地区的花岗岩类侵入岩主要形成于晚三叠世，侵位时代为205～227Ma［7－15］。而对西秦岭西北段三叠纪侵入岩的研究还比较薄弱，金维浚等的年代学研究结果表明，这一地区的花岗岩类形成于235～245Ma［16－23］，与 邻 近 的 东 昆 仑［24－26］及 南 祁 连 造 山带［27］印支早期岩浆活动时间一致，但明显早于东秦岭及西秦岭东段的晚三叠世岩浆事件。尽管如此，西秦岭西北缘仍有许多花岗岩类的时代和成因尚不清楚，制约了对整个西秦岭三叠纪构造－岩浆演化和洋－陆相互作用的全面认识和深入理解。笔者报道西秦岭西北缘夏河—合作地区德乌鲁杂岩体的年代学和地球化学研究结果，以限定该岩体的侵位时代和岩石成因，并结合前人资料进一步讨论西秦岭印支早期大规模岩浆活动的时空分布特征及构造背景。

1 区域地质概况

夏河—合作地区位于西秦岭造山带西北部，区内主体构造格架由北西西向多层次逆冲推覆构造组成［图1（a）］［28－29］，以北西—南东向断裂构造为主，褶皱次之。区内出露地层包括石炭系、二叠系、三叠系、白垩系、第三系及第四系［图1（a）］。石炭系地层主要由砂岩、砂砾岩及灰岩组成，以力士山—围当山为界，出露于研究区东南角。二叠系和三叠系海相碳酸盐岩和碎屑岩在区内最为发育，二者多呈断层接触，二叠系地层主要为早—中二叠世大关山组（P1－2dg），岩性分为2段：下段主要由灰—深灰色和灰白色中厚层角砾状礁灰岩、黏结灰岩、骨架灰岩、鲕状灰岩和生物碎屑灰岩组成；上段有少量泥质条带灰岩、砂屑灰岩，具正粒序水平层理，发育滑塌构造。另外，在夏河—甘加一带发现大量礁灰岩与枕状玄武岩共生［30］，青海铜仁地区的相同层位中还发现有蛇绿混杂岩和浊积岩，具有多岛洋沉积特征［31］。三叠系地层在区内主要出露下三叠统山尕岭组（T1s）和中三叠统古浪堤组（T2g），主要岩性分别为粉砂质板岩、砂岩、含砾砂岩等和板岩、粉砂质板岩、砾屑灰岩等，二者呈整合接触，前者具深海—半深海相沉积特征，后者具陆棚斜坡沉积相特征［32－33］。白垩系地层在区内出露较少，主要呈零星状分布在研究区西北侧。

图1 西秦岭夏河—合作地区区域地质简图及德乌鲁杂岩体地质略图Fig．1 Simplified Geological Maps of Xiahe－Hezuo Area and Dewulu Intrusive Complex in Western Qinling

研究区内岩浆岩十分发育，除夏河、阿姨山、达尔藏、德乌鲁和美武等规模较大的花岗岩类岩基外，还出露大量小岩株和岩脉［图1（a）］。岩基主要呈北西向串珠状展布，与区域构造线方向一致，岩性主要为花岗闪长岩、石英闪长岩、石英闪长斑岩及黑云母花岗岩等，岩体中可见大量镁铁质暗色微粒包体。中酸性小岩株和岩脉在区内广泛发育，岩性主要为闪长岩－闪长玢岩、石英闪长岩－石英闪长斑岩以及花岗闪长岩－花岗闪长斑岩等。此外，在研究区西北侧的青海同仁地区发现有大量安山岩、英安岩、流纹岩以及辉长岩、辉长闪长岩、花岗闪长岩和闪长岩等岩浆岩组合以及蛇绿混杂岩出露［22］。

2 岩体地质及样品特征

德乌鲁杂岩体位于夏河—合作断裂北侧［图1（a）］，出露于甘肃省甘南藏族自治州合作市东北约12km处。岩体呈北西向侵位于二叠系下统大关山组碳酸盐岩中［30，34］［图1（b）］，由德乌鲁石英闪长岩和老豆石英闪长斑岩2个单元组成［图1（b）］。德乌鲁石英闪长岩出露面积为18．75km2，其中发育大量暗色微粒包体（图2）。老豆石英闪长斑岩出露面积3．83km2。岩体表面具弱的物理风化和高岭土化，岩体内局部发育钾化、电气石化、绿泥石化及黄铁绢云母化等蚀变，并可见切穿岩体的石英脉，靠近岩体的地层广泛发育夕卡岩化，可见大量热变质成因大理岩及角岩。本研究的石英闪长岩及暗色微粒包体样品采于德乌鲁村连接老豆村公路的中间地段，石英闪长斑岩样品采于老豆村远离蚀变带的天然岩壁，样品十分新鲜、结构均匀，无矿物的定向排列，具体位置见图1（b）。

图2 德乌鲁岩体及其中暗色微粒包体的野外照片Fig．2 Field Photos Showing Mafic Microgranular Enclaves in Dewulu Intrusive Complex

2．1 德乌鲁石英闪长岩

德乌鲁石英闪长岩呈灰白色，半自形粒状结构，致密块状构造［图3（a）］。主要矿物成分有斜长石（体积分数约为50%）、石英（约15%）、普通角闪石（约10%）、黑云母（约10%）以及少量钾长石。斜长石多呈板状或宽板状，粒径0．6～2mm，环带结构发育［图3（b）］。石英为它形粒状［图3（c）］，粒径0．5～1．0mm，多位于斜长石、黑云母或角闪石的晶体间隙。普通角闪石呈长柱状，横断面近似为六边形［图3（c）］，部分角闪石晶体内部包裹有溶蚀的黑云母。黑云母为片状，少量晶体边缘发生绿泥石化［图3（d）］。磷灰石、锆石等副矿物较为常见，锆石多呈四方双锥状、柱状，晶形完好，多被石英包裹［图3（e）］；磷灰石晶型完好，呈短柱状，长宽比约为3∶1［图3（f）］。

2．2 暗色微粒包体

德乌鲁石英闪长岩中发育大量暗色微粒包体（图2），其形态主要呈浑圆状、水滴状、纺锤状等，直径10～30cm。部分包体颜色较深，与寄主岩呈截然的接触关系，发育典型的淬冷边［图2（a）］。另外，一些包体颜色较浅，与寄主岩接触关系模糊，呈渐变过渡关系［图2（b）］，表明此类包体与寄主岩之间发生过较明显的成分交换。

暗色微粒包体主要为闪长质暗色包体，具有似斑状结构［图4（a）］，斑晶成分主要为角闪石（体积分数约为10%）、斜长石（约5%）、黑云母（约3%）和石英（约5%），基质成分主要为微晶斜长石（体积分数约45%）、角闪石（约10%）和黑云母（约20%）。暗色微粒包体中的黑云母和石英斑晶有类似于捕掳晶的结构特点，溶蚀交代结构明显［图4（a）～（c）］。微粒角闪石等暗色矿物围绕石英斑晶结晶形成眼球状构造［图4（a）、（b）］。斜长石晶体边部具有较典型的生长环带［图4（a）］。暗色微粒包体中可见长针柱状磷灰石［图4（d）］，晶形完好，长宽比为20∶1～30∶1。

2．3 老豆石英闪长斑岩

老豆石英闪长斑岩呈灰白色，斑状结构，致密块状构造［图5（a）］。斑晶成分主要为斜长石（体积分数约为45%）、角闪石（约10%）和黑云母（约5%），基质成分主要为斜长石（体积分数约为20%）、石英（约15%）、角闪石（约10%）和黑云母（约20%）。斑晶体积分数最高可达60%，为连斑或多斑状结构，斑晶中的斜长石多为自形板状或宽板状［图5（a）、（b）］，少数为半自形宽板状，粒径为0．5～2．0mm，晶体具环带结构［图5（a）］和聚片双晶［图5（b）］，局部发生轻微高岭土化及绢云母化。角闪石多为普通角闪石，多色性明显，个别晶体被黑云母交代［图5（d）］。黑云母为自形片状，少量晶体边缘发生轻微绿泥石化［图5（c）］。基质中的斜长石和石英呈它形粒状［图5（a）］。副矿物主要为锆石和磷灰石，锆石多呈四方双锥状、柱状，晶型完好，多被石英包裹产出［图5（e）］；磷灰石多呈长柱状，长宽比为3∶1～6∶1，晶形较好，无色透明，部分呈浅绿色、黄绿色［图5（f）］。

图3 德乌鲁石英闪长岩的矿物组成和结构特征Fig．3 Photomicrographs Showing Mineralogy and Textures of Dewulu Quartz Diorite

图4 暗色微粒包体的结构和矿物组成Fig．4 Photomicrographs Showing Mineralogy and Textures of Mafic Microgranular Enclave

3 分析方法

3．1 LA－ICP－MS锆石U－Pb定年

样品破碎后经电磁选和重液分选，然后在双目镜下挑出透明、无明显裂痕且晶形较好的锆石。将锆石均匀粘贴于双面胶带凹槽内，制成环氧树脂样品靶，并打磨抛光至锆石核部出露。在Nicon E600透／反双光源偏光显微镜下对样品靶进行透／反射光观察；在中国地质大学（武汉）地质过程与矿产资源国家重点实验室电子探针室利用JEOL JXA－8100型电子探针对其进行阴极发光（CL）照相，查明锆石晶体形貌及内部结构，选定最佳分析点位。

锆石U－Pb同位素分析在中国地质大学（武汉）地质过程与矿产资源国家重点实验室利用LA－ICPMS完成。激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪的激光剥蚀系统为 GeoLas 2005，ICP－MS仪器型号为Agilent 7500a。激光剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气为补偿气，以调节灵敏度，二者在进入ICP之前通过一个T型接头混合。在等离子体中心气流（Ar＋He）中加入少量氮气，以提高仪器灵敏度、降低检出限和改善分析精密度［35］。每个时间分辨分析数据包括20～30s的空白信号和50s的样品信号。详细的仪器操作条件和数据处理方法同文献［36］。对分析数据的离线处理（包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量计算）采用软件ICPMS－DataCal［36］完成。普通Pb校正方法同文献［37］，锆石样品的U－Pb年龄谐和图绘制和年龄权重平均计算均采用软件Isoplot／Ex＿ver3［38］。同位素比值误差为2σ，加权平均年龄的置信度为95%。

3．2 主量元素和微量元素

在详细的岩相学观察基础上，选择新鲜且成分和结构均匀的样品进行主量元素和微量元素分析。主量元素分析在香港大学地球科学系采用XRF（X－ray Fluorescence Spectrometery）法测定，仪器型号为Philips PW2400，主要氧化物的分析误差一般小于2%。微量元素及稀土元素在中国地质大学（武汉）地质过程与矿产资源国家重点实验室采用ICPMS（Inductively－coupled Plasma Mass Spectrometery）测定，仪器型号为Agilent 7500a。质谱分析过程中，用元素In作为内标来进行内部校正，国际标样作外部校正，详细溶样及分析流程同文献［39］，大多数微量元素的分析误差小于5%。

3．3 Sr－Nd同位素

Sr－Nd同位素组成的测定在中国地质大学（武汉）地质过程与矿产资源国家重点实验室进行，Sr同位素组成用TIMS测定，仪器型号为Triton Ti，Nd同位素组成用 MC－ICP－MS测定，仪器型号为Neptune plus。Rb全流程本底为3×10－11，Sr为1．2×10－10，Sm为3×10－11，Nd为1．2×10－10。样品N（86Sr）／N（88Sr）和N（146Nd）／N（144Nd）分别用N（86Sr）／N（88Sr）＝0．119 4和N（146Nd）／N（144Nd）＝0．721 9进行标准化。本次试验Sr同位素标样NBS987的测试结果为（0．710 25±0．000 08），Nd同位素标样 BCR－2的测试结果为（0．512 643±0．000 015）。详细分析流程参考文献［40］。数据处理过程中，n（87Rb）／n（86Sr）和n（147Sm）／n（144Nd）根据ICP－MS测定的Rb、Sr、Sm、Nd含量进行计算，而德乌鲁石英闪长岩和老豆石英闪长斑岩的Sr初始同位素组成ISr和εNd（t）分别采用本文测定的侵位年龄进行计算，其中在εNd（t）计算过程中（n（147Sm）／n（144Nd））CHUR和（N（143Nd）／N（144Nd））CHUR分别为0．196 7和0．512 638。全岩 Nd同位素亏损地幔模式年龄根据（n（147Sm）／n（144Nd））DM＝0．213 7以及（N（143Nd）／N（144Nd））DM＝0．513 15计算求得，其中下标DM表示亏损地幔比值。

图5 老豆石英闪长斑岩的矿物组成和显微结构Fig．5 Photomicrographs Showing Mineralogy and Textures of Laodou Quartz Diorite Porphyry

4 结果分析

4．1 LA－ICP－MS锆石U－Pb定年

锆石U－Pb同位素分析结果见表1。锆石阴极发光图像及LA－ICP－MS锆石U－Pb年龄谐和图解见图6。德乌鲁石英闪长岩与老豆石英闪长斑岩样品中的锆石特征相近，颗粒大小均为100～300μm，颜色较浅，大部分为浅黄色至无色，透明—半透明，无包裹体，裂隙不发育。晶体形态主要为自形—半自形短柱状（长宽比约3∶1），晶形完好，部分可见完整的四方双锥晶形。CL图像中大部分晶体核部较外侧的颜色深，外侧环带结构较清楚，内部环带结构不发育（图6），具有较典型的岩浆成因锆石特征；二者的w（Th）／w（U）都大于0．1，总体为0．35～0．65，也显示锆石为典型的岩浆成因锆石。

表1 德乌鲁杂岩体LA－ICP－MS锆石U－Pb定年分析结果Tab．1 Analysis Results of LA－ICP－MS Zircon U－Pb Dating of Dewulu Intrusive Complex

选取锆石边部对岩浆形成年代进行测试，德乌鲁石英闪长岩中锆石的Th、U含量（质量分数，下同）分别为（90～217）×10－6和（169～586）×10－6，w（Th）／w（U）为0．38～0．64；老豆石英闪长斑岩中锆石的Th、U含量分别为（94～209）×10－6和（221～586）×10－6，w（Th）／w（U）为0．35～0．61。德乌鲁石英闪长岩和老豆石英闪长斑岩所有分析点的n（206Pb）／n（238U）年龄均较接近，分别为237～241Ma（14个测试点）和244～251Ma（15个测试点），且均位于谐和线上或附近（图6），测试样品的加权平均年龄分别为（238．6±1．5）Ma（平均标准权重偏差（MSWD）为0．16）和（247．6±1．3）Ma（MSWD值为0．65），分别代表各自的侵位时代。上述定年结果表明，德乌鲁岩体是经历了早期老豆石英闪长斑岩与晚期德乌鲁石英闪长岩的2次相隔近10Ma的岩浆侵入事件最终形成的。

图6 德乌鲁杂岩体的LA－ICP－MS锆石U－Pb年龄谐和图解、阴极发光图像和n（206Pb）／n（238 U）年龄分布Fig．6 LA－ICP－MS Zircon U－Pb Concordia Diagrams，CL Images and Distribution of n（206Pb）／n（238 U）Ages of Dewulu Intrusive Complex

4．2 全岩主量元素及微量元素

德乌鲁杂岩体各组成单元的主量元素和微量元素分析结果见表2。主量元素具有以下特点。

（1）不同单元的SiO2含量变化不大，德乌鲁石英闪长岩的SiO2含量为64．21%～66．22%，暗色微粒包体的SiO2含量为56．28%～58．18%，老豆石英闪长斑岩的SiO2含量为62．33%～64．58%。

（2）全碱含量较高，w（Na2O）／w（K2O）接近或大于1，德乌鲁石英闪长岩的w（Na2O）＋w（K2O）为5．95%～6．91%，暗色微粒包体的w（Na2O）＋w（K2O）为4．56%～5．38%，老豆石英闪长斑岩的w（Na2O）＋w（K2O）为4．45%～5．78%。岩石相对富钾，德乌鲁石英闪长岩的w（K2O）为2．77%～4．05%，暗色微粒包体的w（K2O）为1．65%～1．69%，老豆石英闪长斑岩的w（K2O）为1．11%～3．51%。在K2O－SiO2图解中，其属于中钾—高钾钙碱性系列［图7（a）］。

（3）主量元素中高Al，德乌鲁岩体各组成单元的Al2O3含量为14．71%～17．13%。

（4）主量元素中高 Mg＃值，为61～70。从图7（b）可以看出，所有样品属于准铝质—过铝质（A／CNK值（IA／CNK）为0．77～1．11，大多数样品小于1．0），其中德乌鲁石英闪长岩和暗色微粒包体全部为准铝质（A／CNK 值为0．77～0．99），老豆石英闪长斑岩表现为准铝质—弱过铝质（A／CNK 值为0．93～1．11）。上述地球化学特征表明，德乌鲁岩体属于较典型的I型花岗岩类。在全碱－硅（TAS）图解上，德乌鲁石英闪长岩和老豆石英闪长斑岩的样品多数位于石英闪长岩范围或花岗闪长岩范围，德乌鲁暗色微粒包体样品位于闪长岩范围（图8），与野外观察和岩相学定名结果一致。

德乌鲁杂岩体各组成单元的稀土元素及微量元素组成（表2）具有以下特点。

（1）相容元素Cr、Ni含量比较高，德乌鲁石英闪长岩的Cr和Ni含量分别为（98．9～124）×10－6和（27．1～31．7）×10－6；暗色微粒包体Cr和 Ni含量分别为（170～378）×10－6和（41．6～69．0）×10－6；老豆石英闪长斑岩Cr和Ni含量分别为（121～155）×10－6和（31．2～48．7）×10－6。

（2）各岩石组成单元具有相似的球粒陨石标准化稀土配分模式［图9（a）］［41］，均表现为右倾模式，

但重稀土元素部分的曲线较平缓，存在中等到弱的Eu异常（0．43～0．79），具体表现为轻稀土元素富集而重稀土元素亏损，轻、重稀土元素分馏较强烈，w（La）N／w（Yb）N＝6．9～16．6。

表2 德乌鲁杂岩体的主量元素和微量元素分析结果Tab．2 Analysis Results of Major and Trace Elements of Dewulu Intrusive Complex

图7 德乌鲁岩体SiO2－K2O图解和A／CNK－A／NK图解Fig．7 Diagrams of SiO2－K2O and A／CNK－A／NK of Dewulu Intrusive Complex

图8 德乌鲁杂岩体的TAS图解Fig．8 TAS Diagram of Dewulu Intrusive Complex

（3）在原始地幔标准化的微量元素蛛网图上［图9（b）］［42］，德乌鲁岩体各组成单元亦表现为富集大离子亲石元素（Rb、Th、U等），亏损高场强元素（Nb、Ta等），无明显Zr、Hf负异常。

4．3 Sr－Nd同位素

德乌鲁杂岩体中各组成单元的Sr－Nd同位素组成见表3和图10［42］。德乌鲁杂岩体的Sr－Nd同位素组成相对比较均一，其中石英闪长岩的w（Rb）／w（Sr）为 0．965～1．544，ISr＝0．707 3～0．707 4，εNd（t）＝－6．9～－7．3，全岩 Nd同位素亏损地幔模式年龄TDM2为1．58～1．61Ga。暗色微粒包体的w（Rb）／w（Sr）为0．464～1．517，ISr＝0．707 4，εNd（t）＝－6．7～－7．6，TDM2为1．56～1．63Ga。老豆石英闪长斑岩的w（Rb）／w（Sr）为0．648～1．001，ISr＝0．707 6～0．707 8，εNd（t）＝－7．0～－7．4，TDM2为1．58～1．61Ga。

图9 德乌鲁杂岩体的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．9 Chondrite－normalized REE Pattern and Primitive Mantle－normalized Trace－element Spider Diagram of Dewulu Intrusive Complex

表3 德乌鲁杂岩体的Sr－Nd同位素组成Tab．3 Sr－Nd Isotopic Compositions of Dewulu Intrusive Complex

图10 德乌鲁杂岩体中各岩石单元的（N（87Sr）／N（86Sr））i－εNd（t）图解Fig．10 （N（87Sr）／N（86Sr））i－εNd（t）Diagrarm of Each Unit of Dewulu Intrusive Complex

5 讨 论

5．1 西秦岭印支早期岩浆活动

研究表明，德乌鲁石英闪长岩形成于（238．6±1．5）Ma，老豆石英闪长斑岩形成于（247．6±1．3）Ma（图6），均属于印支早期岩浆活动的产物。德乌鲁杂岩体与东南侧的美武岩体、冶力关岩体，西北侧的达尔藏岩体、夏河岩体以及西北方向青海同仁县的岗岔岩体等大型岩基构成串珠状北西向岩浆岩带（图1）。近几年的锆石U－Pb定年结果显示，这些岩体的侵位时间为235～245Ma。如冶力关岩体和夏河岩体分别形成于（245±6）Ma和（238±4）Ma［16］；美武复式岩基的侵位时代为242～245Ma［20］；同仁县岗岔岩体中的安山岩和辉长闪长岩的锆石U－Pb年龄分别为（242．1±1．2）Ma和（243．8±1．0）Ma［27］。夏河—合作地区除大型岩基或岩株比较发育外，还分布有大量中酸性岩脉。如德乌鲁杂岩体西南侧枣子沟金矿床矿区石英闪长玢岩脉的侵位时代为237～244Ma［17］，表明这些岩脉与区域上花岗岩类岩基和岩株的形成时代一致。由此可见，西秦岭西北缘印支早期岩浆活动时间非常集中，主要为早三叠世和中三叠世早期235～247Ma（图11）。

与西秦岭西北缘相比，西秦岭东段和宝成铁路以东的东秦岭西段［43］印支期岩浆活动的时间具有明显差异（图11）。大量年代学数据表明，西秦岭东段和东秦岭西段的花岗岩类侵入岩主要形成于晚三叠世（206～224Ma）［7－11，44－50］。如孙卫东等获得南秦岭构造单元内姜家坪、光头山和东江口等花岗岩体（东秦岭西段）的锆石 U－Pb年龄为206～220Ma［10］，与南秦岭三叠纪变质变形时代［51］、勉略洋盆闭合时代（221～242Ma）［52］及大别山超高压变质作用时代（221～232Ma）［53－54］一致，并认为这些花岗岩的形成可能与勉略洋盆闭合及随之发生的碰撞造山有关。虽然目前对于这一岩浆活动的动力学机制还存在造山后岩石圈拆沉作用［14，60－61］和后碰撞早期俯冲板片位于东断离作用［62－63］2种不同的观点，但多数研究者认为晚三叠世岩浆活动事件的构造背景属于后碰撞造山阶段。秦岭西段的秦岭梁、老君山和沙河湾等环斑花岗岩体的侵位时代分别为（217．3±3．2）Ma［12］、（214．4±3．0）Ma［12］和（212±0．93）Ma［13］，表明东秦岭在晚三叠世已经完成碰撞造山并开始步入陆内造山阶段［64］。

图11 东秦岭西段及西秦岭印支期侵入岩年龄分布Fig．11 Distribution of Ages for Intrusive Rock in Indosinian from Western Qinling and Western Part of Eastern Qinling

秦岭造山带的三叠纪侵入岩具有自东向西逐渐变老的趋势，其中东秦岭西段和西秦岭东段的三叠纪上侵入岩绝大多数形成于206～224Ma，而西秦岭西北缘的侵位时代则集中分布于235～245Ma，这与前人提出的古勉略洋自东向西逐渐闭合的观点是一致的。

5．2 岩石成因

德乌鲁岩体属于准铝质—弱过铝质和中—高钾钙碱性系列（图8）的I型花岗岩，其成因可能与中等富K基性火成岩的部分熔融有关［65］。石英闪长岩和石英闪长斑岩的轻、重稀土元素分异较强烈，但重稀土元素分异不明显，说明岩浆源区不含石榴石但含有一定数量的角闪石［58］，因此角闪石的分解脱水可能是源区部分熔融的主要机制［65］。中等到弱的Eu异常（0．43～0．79）说明岩浆演化过程中可能发生了斜长石的分离结晶作用。德乌鲁石英闪长岩和老豆石英闪长斑岩的Sr－Nd同位素组成（（N（87Sr）／N（86Sr））i＝0．707 3～0．707 8，εNd（t）＝ －6．7～－7．6）与区域上糜署岭和达尔藏岩体非常相似（图10），暗示其成因与富钾的玄武质下地壳的部分熔融有关。这与张宏飞等对西秦岭糜署岭和达尔藏等高钾钙碱性I型花岗岩的研究结果［43］一致。

德乌鲁石英闪长岩中含有大量暗色微粒包体，包体形态表现出塑性流动特征，与寄主岩的接触界线截然或呈渐变过渡关系，多数可见到冷凝边。包体中的磷灰石呈针状或长柱状［图4（d）］，而寄主岩中的磷灰石则为短柱状［图3（f）］。一般认为暗色微粒包体中的针状磷灰石反映了高温基性岩浆注入较低温酸性岩浆时的淬冷作用［66］，是存在岩浆混合作用的重要证据［67］。另外，由石英和暗色矿物组成的眼球状石英结构中，石英溶蚀结构明显，暗色矿物主要由微晶角闪石或黑云母组成［图4（b）］，这种眼球状石英结构也反映了基性岩浆和酸性岩浆的混合［68］。在岩浆混合过程中，寄主岩岩浆中已经结晶的石英被基性岩浆捕获，由于石英在基性岩浆中不稳定，边部会发生溶蚀，在溶蚀吸热过程中致使基性岩浆中的角闪石和黑云母等矿物沿石英边部成核结晶生长。暗色微粒包体与寄主岩具有几乎相同的元素地球化学特征及Sr－Nd同位素组成，进一步支持岩浆混合作用的存在。德乌鲁杂岩体具有较高的Mg＃值（61～70）、w（Cr）（（99～377）×10－6）和w（Ni）（（27～69）×10－6），Mg＃值明显高于由基性下地壳岩石部分熔融形成的岩石（通常Mg＃值小于45）［69］，显示有地幔物质加入。德乌鲁杂岩体的（N（87Sr）／N（86Sr））i（0．707 3～0．707 8）位于上地幔 （N（87Sr）／N（86Sr））i（0．702～0．704）和同时代下地壳（N（87Sr）／N（86Sr））i（0．708 84）［70］之间，暗示其源区可能以下地壳为主，但有地幔物质加入。Luo等研究表明，位于夏河—合作地区西侧的谢坑高镁闪长岩具有较明显的富集地幔Sr－Nd同位素组成特征（（N（87Sr）／N（86Sr））i＝0．706～0．706 3，εNd（t）＝－1．1～－2．6）［20］，双朋西花岗闪长岩具有典型的壳源特征（（N（87Sr）／N（86Sr））i＝0．708 1～0．708 3，εNd（t）＝－7．6～－8．0），而谢坑花岗闪长岩的Sr－Nd同位素组成（（N（87Sr）／N（86Sr））i＝0．707 1～0．707 5，εNd（t）＝－4．5）介于二者之间，因此认为这些中—酸性侵入岩属于壳－幔岩浆混合作用的产物［21］。德乌鲁杂岩体的Sr－Nd同位素组成与谢坑花岗闪长岩相似，也介于谢坑高镁闪长岩与双朋西花岗闪长岩Sr－Nd同位素组成之间（图10），进一步说明德乌鲁杂岩体是壳幔岩浆混合作用的产物。

德乌鲁石英闪长岩中暗色微粒包体的化学组成w（SiO2）＝56．28%～58．18%，w（MgO）＝4．94%～6．61%，w（Na2O）＋w（K2O）＝4．56%～5．38%，w（Sr）／w（Y）＝9．22～20．74，Mg＃值为63．62～68．82，与典型岛弧环境高镁安山岩的化学成分［71］（w（SiO2）＝54% ～58%，w（Na2O）＋w（K2O）＝3．5%～5．2%，w（MgO）＝7% ～10%，w（Sr）／w（Y）＝8～33，Mg＃值为66～73）相似，但德乌鲁暗色微粒包体中的MgO含量相对较低，可能与初始高镁基性岩浆和中酸性岩浆的混合作用有关［72］。德乌鲁暗色微粒包体的w（Nb）／w（U）（2．83～3．38）和w（Ce）／w（Pb）（2．75～3．23）分别低于大洋玄武岩的w（Nb）／w（U）（47±10）［73］和w（Ce）／w（Pb）（25±10）［41］，也低于大陆地壳的w（Nb）／w（U）（12）和w（Ce）／w（Pb）（4．12）［74］，但高于俯冲流体的w（Nb）／w（U）（0．15～0．3）和w（Ce）／w（Pb）（0．1）［75－76］。这表明德乌鲁暗色微粒包体的初始岩浆可能是受板片流体或熔体交代的地幔橄榄岩发生部分熔融作用的产物。

综上所述，德乌鲁杂岩体及其中暗色微粒包体的成因模式为：早中生代的俯冲洋壳发生脱水作用形成的板片流体对地幔楔进行交代，流体的加入使地幔橄榄岩的固相线降低而发生部分熔融，形成高温幔源玄武质基性岩浆，基性岩浆底侵或／和内侵于下地壳导致西秦岭西北缘的中元古代基性下地壳中的角闪石等含水矿物脱水，并诱发下地壳部分熔融形成中酸性岩浆，这种中酸性岩浆与内侵的基性岩浆发生岩浆混合作用先后上侵固结成岩，最终导致德乌鲁杂岩体及其中暗色微粒包体的形成。

5．3 构造背景

德乌鲁杂杂岩体的岩石类型属于准铝质—过铝质和中—高钾钙碱性系列花岗岩，具有富集大离子亲石元素（Rb、Sr、Ba）、亏损高场强元素（Nb、Ta、Zr）的地球化学组成特征，显示岛弧岩浆岩的亲和性。从图12可以看出，德乌鲁杂岩体的样品全部落入岛弧岩浆岩区域。位于德乌鲁杂岩体西北侧的夏河岩体和东南侧的冶力关岩体［图1（a）］侵位时代分别为（238±4）Ma［16］和（245±6）Ma［16］，分别与德乌鲁杂岩体的石英闪长岩（238．6±1．5）Ma和石英闪长斑岩（247．6±1．3）Ma的侵位时代一致。金维浚等根据冶力关和夏河岩体的地球化学特征（w（SiO2）＝56%～70%，w（Al2O3）＝15%～16%，w（MgO）＝3．63%～4．95%，w（La）N／w（Yb）N＝11．4～11．8，w（Yb）＝1．7×10－6，w（Y）＝20×10－6，w（Sr）＝390～420×10－6，w（Sr）／w（Y）＝20～200，δ（Eu）＝0．71～0．96），认为其属于印支早期活动陆缘环境的埃达克岩［16］。另外，在德乌鲁杂岩体西北侧紧邻研究区的青海同仁县出露大量安山岩、安山玄武岩、英安岩、流纹岩以及辉长岩、辉长闪长岩、花岗闪长岩和闪长岩等中酸性岩石组合［22，77］，这些岩石具有典型的活动大陆边缘岛弧岩浆（安第斯型陆缘火山弧）的岩石地球化学特征［22］。Guo等对其中的安山岩和辉长闪长岩的年代学研究表明，它们分别形成于（242．1±1．2）Ma和（243．8±1．0）Ma，属于印支早期岩浆活动的产物［22］。上述岩体在空间分布上与西秦岭造山带的构造线方向一致，构成沿北西向带状分布的岩浆岩带。年代学数据表明，它们的侵位时代均属于印支早期早—中三叠世，这种时空分布关系说明它们是与洋壳俯冲相关的典型弧岩浆组合。

最近，在青海同仁县隆务峡至甘肃夏河县甘加一带二叠纪地层陆续发现局部小洋盆蛇绿混杂岩和深海—半深海浊积岩和枕状玄武岩－碳酸盐岩建造［30］。蛇绿混杂岩的岩石组合包括纯橄岩、辉石橄榄岩、辉长岩、辉绿岩、枕状玄武岩等；对两侧沉积岩的化石研究结果表明，该蛇绿岩的形成时代为二叠纪［31］。王绘清等对上述蛇绿岩中的辉长岩进行LA－ICP－MS锆石 U－Pb定年［27］，结果为（250．1±2．2）Ma，进一步根据蛇绿岩和侵入到其中的花岗闪长岩接触关系和侵位年龄（（244±1．4）Ma），认为隆务峡蛇绿岩是晚二叠世—早三叠世西秦岭与南祁连之间古洋盆扩张过程中岩浆活动的产物。寇晓虎等在夏河县甘加一带二叠纪大关山组中发现礁灰岩和枕状玄武岩共生以及含蛇绿岩岩片的浊积岩［30］，结合二叠纪石关组上部发现的多层中基性火山岩［80］和大量含凝灰质灰岩、硅质灰岩，认为正粒序层理、包卷层理和滑塌构造发育，并根据其岩性组合特征，认为其沉积环境属于深海—半深海。这些区域地质构造证据表明，夏河—合作地区在晚二叠世—早三叠世时期仍处于半深海的活动大陆边缘。

6 结 语

（1）德乌鲁杂岩体由石英闪长岩、石英闪长斑岩和石英闪长岩中的暗色微粒包体组成，岩石地球化学特征表明其属于偏基性的中—高钾钙碱性准铝质—弱过铝质I型花岗岩类型。结合Sr－Nd同位素组成分析认为，德乌鲁杂岩体岩浆源区主要为富钾的基性下地壳，并存在幔源物质加入，在岩浆侵位过程中发生壳幔岩浆混合作用。暗色微粒包体可能起源于受板片流体或熔体交代的地幔橄榄岩的部分熔融。

（2）LA－ICP－MS锆石 U－Pb定年结果表明，德乌鲁杂岩体石英闪长岩和石英闪长斑岩的侵位时代分别为（238．6±1．5）Ma和（247．6±1．3）Ma，属于西秦岭西北缘印支早期岩浆活动的产物。

（3）结合区域地质背景，德乌鲁杂岩体属于印支早期活动大陆边缘与俯冲构造背景相关的弧岩浆活动产物，可能与古特提斯洋洋盆闭合过程中洋壳向北俯冲有关。

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查院刘春先工程师的帮助，室内工作得到中国地质大学（武汉）资源学院胡浩博士研究生和地球科学学院王浩博士研究生的帮助，在此一并致谢。

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