东秦岭南召地区花岗岩岩石地球化学特征及LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素年龄

李名则, 吴才来, 雷敏, 秦海鹏, 刘春花

中国地质科学院地质研究所，北京，100037

内容提要：板山坪岩体和南召岩体位于北秦岭构造带的东部，分别侵入于宽坪群和二郎坪群。通过LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素定年，获得板山坪岩体的年龄分别为496.0±8.1Ma和486.9±9.3Ma，南召岩体的年龄为452.3±6.2Ma。板山坪岩体以石英闪长岩为主，少量的花岗闪长岩，南召岩体以花岗闪长岩为主。地球化学研究表明，板山坪岩体和南召岩体均显示出I型花岗岩类的地球化学属性，两个岩体的稀土元素配分模式具有弱的负Eu异常，微量元素特征显示其物质来源均以壳源为主，并可能有幔源物质参与。根据岩体的岩石地球化学和年代学特征，结合区域地质构造分析，笔者等认为，这两个岩体的形成与早古生代扬子板块向华北板块之下俯冲有关，板山坪岩体侵入时间为板块碰撞初期阶段，而南召岩体侵入于块体碰撞抬升阶段。

秦岭造山带是华北板块与扬子板块汇聚形成的复合造山带，经历了长期、多次不同造山作用，是中国中央造山带的重要组成部分(Mattauer et al., 1985; Kroner, et al., 1993; Meng Qingren et al., 1999; 张国伟等，2001)。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，区内广泛发育花岗岩，是我国的花岗岩密集区，也是研究造山带地质演化的一个重要窗口。大陆壳形成和演化具有重要意义，其中古生代花岗岩在秦岭岩浆岩中占据重要地位。秦岭地区的古生代花岗岩主要分布于北秦岭。对于北秦岭地区的花岗岩，前人已做了大量研究并取得了许多进展(如张宏飞等，1996；胡建民等，2004，王涛等，2009)，其中王涛等(2009)将北秦岭古生代花岗岩的演化分为三个阶段，并对各阶段花岗岩对造山作用的响应作了较为详细的讨论。板山坪岩体和南召岩体是北秦岭东部早古生代的两个侵入岩体。田伟等(2005)获得板山坪岩体U-Pb年龄430±16Ma，而河南省地质矿产局区域地质调查队应用K-Ar法获得的板山坪岩体的年龄为495Ma❶，对其形成环境及物质来源也有不同的认识(卢欣祥，1988；卢书伟，1994)。对南召岩体的研究工作不是很多，河南省地质矿产局区域地质调查报告认为是燕山晚期侵入的花岗岩类❷。因此，本文以板山坪岩体和南召岩体为对象，对其形成时代、岩浆来源及构造环境等方面进行了讨论。

图1 南召岩体、板山坪岩体地质简图及采样位置(据西北地质局区域地质测量大队 ；张国伟等，2001修改)Fig. 1 Schematic geological map and sampling sites of Nanzhao and Banshanping granitoid (modified from the Regional Geological Measuring Team of Northwestern Geological Bureau; Zhang Guowei et al., 2001)Q—全新统和上新统；E—古近系；(T3—J)b—三叠系—侏罗系砂岩、粉砂岩; (T3—J)a—三叠系—侏罗系碳质页岩、粉砂岩砂岩、粉砂岩； Pt1k—宽坪组(群)；γ3—加里东期黑云母花岗岩；γδ3—加里东期花岗闪长岩、石英闪长岩；γπ3—加里东期花岗斑岩Q—Holocene and Pliocene; E—Eogene; (T3—J)b—Triassic—Jurassic carbonaceous shale, siltstone; (T3—J)a—Triassic—Jurassic sandstone, siltstone; Pt1k—Kuanping Formation (Group); γ3—Caledonian biotite granite; γδ3—Caledonian granodiorite, quartz diorite; γπ3—granite porphyry

1 地质背景

秦岭造山带由三个地块组成：华北地块、扬子地块及华北和扬子地块间的秦岭微板块，此外还有商南—丹凤和勉县—略阳两个主缝合带(张国伟等，1995，1997)。王宗起等根据大地构造单元划分原则并综合前人研究成果又将秦岭造山带划分为13个主要构造单元，将其中的北秦岭区域划为岛弧杂岩带(王宗起等，2009)。

图2 板山坪岩体、南召岩体野外及镜下照片Fig. 2 Field photographs and microphotographs of the Banshanping granitoid and Nanzhao granitoid(a) 板山坪岩体照片；(b) 板山坪岩体样品镜下照片；(c) 南召岩体野外照片；(d) 南召岩体样品镜下照片(a) field photograph of Banshanping granitoid; (b) microphotograph of Banshanping granitoid;(c) field photograph of Nanzhao granitoid; (d) microphotograph of Nanzhao granitoid

北秦岭是华北地块南部活动边缘，其东部南召地区自南向北依次为秦岭群、二郎坪群和宽坪群，朱夏(朱阳关—夏馆)断裂呈北西向分布于二郎坪群和秦岭群之间(汤清龙等，2010)。南召岩体和板山坪岩体分别侵入于宽坪群和二郎坪群中。宽坪群主要由中低变质的绿片岩、角闪岩及云母石英片岩组成，对于其形成环境有多种不同的认识(许志琴等，1988；万渝生等，1990；刘国惠等，1993；张国伟等，1995；陈瑞保等，1999；李靠社等, 2002；董云鹏等，2003)，最近的研究表明，与宽坪群相关的岩群主要由基性火山岩、碳酸盐岩等深海碎屑岩混杂组成，宽坪群和二郎坪群中的基性火山岩和碳酸盐岩为海山的岩石组合序列(王宗起等，2009)。宽坪群的形成时代跨度较大，闫全人等(2008)对宽平群变质基性火山岩进行 SHRIMP锆石U-Pb测年，获得了611±13Ma的年龄数据，而南召县铁匠炉宽坪群云母石英片岩的单颗粒锆石207Pb/206Pb年龄为697±1Ma，两者年龄相近。据岩石组合序列和岩石地球化学特征推测宽坪群可能是新元古代晚期—泥盆纪弧后盆地产物。二郎坪群呈透境状沿北西—南东向展布，处于南侧秦岭群和其北侧宽坪群间，以火山岩、碳酸盐岩组合与细碎屑岩混杂为特征，其主体形成于早古生代—古生代(张二朋等，1992；孙勇等，1996)，其中的火山岩系目前普遍认为是早古生代末期古商丹洋向华北板块之下俯冲过程中在秦岭古岛弧北侧发育起来的弧后小洋盆(许志琴等，1988；张国伟等，1988；张本仁等，1996；李亚林等，1999)。二郎坪群火山岩具有多源区、多成因的特点，总体属于岛弧，偏弧后环境。大多数基性、中基性熔岩和斜长花岗岩形成于挤压环境或板块汇聚边界环境，相当于超级俯冲带或大洋岛弧背景，显示为活动陆缘环境(王宗起等，2009)。

2 岩体地质及岩石学特征

2.1 板山坪岩体

沿板山坪-白土岗-南河店一带呈北西-南东向展布(图1)，主要由石英闪长岩、花岗闪长岩组成，岩体中穿插大量长英质岩脉，呈白色，细粒结构，沿追踪张节理充填，较宽的岩脉中还见到长条状寄主岩碎块，说明岩脉是在岩体固结之后沿裂隙充填形成(图2a)。

表1 板山坪岩体和南召岩体锆石LA-ICP-MS定年结果Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb data of the Banshanping and Nanzhao granitoids

板山坪岩体的主要岩性为闪长岩和石英闪长岩。岩石呈灰色-灰黑色，中粒-中细粒半自形粒状结构、块状构造。主要组成矿物：斜长石(52%～55%)，石英(12%～24%)、角闪石(15%～25%)、钾长石 (8%～14%)、黑云母(5%～10%)。副矿物主要有榍石、磷灰石、锆石、磁铁矿等，含量约3%。斜长石呈半自形长条状、板状。镜下见斜长石发育卡纳复合双晶(图2b)，少量发育环带结构；碱性长石主要有微斜长石和条纹长石，自形程度较斜长石差；石英呈他形粒状分布在长石之间，具明显波状消光现象；角闪石在单偏光下呈墨绿色，多数绿泥石化，横断面上两组菱形解理发育，多与黑云母相互交生；黑云母呈黄褐色，普遍发生变形。副矿物锆石呈金黄色，自形程度较好，金刚光泽。

2.2 南召岩体

分布于南召县城内及周边，为一北西—南东向的透境状小岩体，侵入于中元古界宽坪群，处于中元古界宽坪群与古生界二郎坪群的接触带附近，这一接触带是较具规模的一条逆冲推覆韧性剪切带。岩体中见一条闪长玢岩岩脉，岩脉近垂直，脉宽4～5m，并见角砾，含捕虏晶和捕虏体。岩脉与围岩接触过渡部位岩石破碎，见冷凝边。

南召岩体主要岩性为花岗闪长岩，岩石呈灰色—浅灰色，具有花岗结构，中粒—中细粒半自形—自型粒状结构，块状构造(图2c)。主要组成矿物：斜长石(45%～60%)、石英(15%～25%)、角闪石(5%～15%)钾长石(10%～20%)、黑云母(5%～10%)。副矿物主要为磷灰石、锆石、榍石、磁铁矿等，含量小于5%。碱性长石主要为微斜长石和条纹长石，自形程度较差，石英呈他形粒状，石英颗粒之间为不规则接触边界。角闪石呈墨绿色，黑云母为片状，部分发生绿泥石化。锆石具金刚光泽，成包裹体状分布于斜长石中。

3 分析方法

3.1 锆石U-Pb定年

野外采集每个定年龄样品约2 kg，破碎至80～120目，用水淘洗粉尘后利用磁铁除去磁铁矿等磁性矿物，通过重液选出锆石，最后在双目镜下人工挑出锆石。锆石的分选由河北廊坊区调院完成。将锆石和标样一起粘在玻璃板上，用环氧树脂浇铸，制成薄片、抛光，并拍照透反射光照片和阴极发光照片。锆石的U、Th、Pb 同位素含量测定在中国科学技术大学(合肥)激光剥蚀电感耦合等离子体质谱 (LA-ICP-MS) 实验室进行。实验选择的标样为91500，206Pb/238U年龄的加权平均值误差为±2σ。U/Pb比值数据处理使用软件LaDating@Zrn，校正Pb同位素使用软件ComPbcorr#3-18(Anderson et al., 2002)，校正后的数据使用美国Berkeley地质年代学中心Ludwig (2003) 编制的ISOPLOT和SQUID程序计算年龄。

表2 样品主量元素分析结果 (%)Table 2 Major elements analysis results (%) of samples from Banshanping and Nanzhao granitoid

*引自河南省地质矿产局区域地质调查报告数据(1988年)

3.2 岩石化学全分析

岩石样品的破碎和化学全分析分别在河北廊坊区调院和河北廊坊物化探研究所(实验室)完成。氧化物用 X 荧光光谱仪3080E测试，按 GB/T14506.28-1993 标准执行，H2O+按 GB/T14506.2-1993 标准，CO2按 GB 9835-1988 标准，烧失量(LOI)按 LY/T 1253-1999 标准。分析的相对标准偏差小于2%～8%。稀土元素La、Ce、Pr、Nd、Sm、Eu、Gd、Tb、Dy、Ho、Er、Tm、Yb、Lu、Y和微量元素Cu、Pb、Th、U、Hf、Ta、Sc、Cs、V、Co、Ni用等离子质谱(ICP-MS)Excell 测试，执行标准为 DZ/T0223-2001；微量元素Sr、Ba、Zn、Rb、Nb、Zr、Ga用X荧光光谱仪2100测试，执行JY/T016-1996标准。大多数元素检出限可达到10-8，少量元素为10-6(Zr、Ba)和10-7(Hf、Nb)，相对标准偏差小于10%。

4 结果

4.1 锆石U-Pb定年

采集了板山坪岩体年龄样品两个(12CL214，12CL216)，南召岩体年龄样品一个(12CL222)，定年结果见表1，锆石阴极发光图像见图3，谐和曲线及加权平均年龄见图4，定年样品锆石特征分述如下：

图3 南召地区板山坪岩体、南召岩体锆石阴极发光图像Fig. 3 Cathodoluminescence images of zircons from the Banshanping and Nanzhao granitoid

图4 板山坪岩体、南召岩体锆石207Pb/235U—206Pb/238U谐和曲线及加权平均年龄Fig. 4 U-Pb concordia and weighted average diagrams of the Banshanping and Nanzhao granitoid

(1)样品09CL214，锆石多数呈短柱状，晶形完好，多数为自形晶，部分锆石发育裂纹，少数锆石内见包裹体。锆石长宽比不超过3∶1，多数为2∶1左右，锥面和柱面较好，部分锆石具有继承性核部，发育特征的岩浆振荡生长环带，结晶环带宽度较小，可能说明锆石形成温度较低(吴元保等，2004)，并且还可见到扇形分带结构。锆石的Th、U含量分别为294.53×10-6～774.13×10-6和376.19×10-6～772.26×10-6，Th/U值(0.77～1.16)接近1。获得的锆石206Pb/238U加权平均年龄为486.9±9.3Ma。

(2) 样品09CL216，锆石呈短柱状、长柱状及粒状，晶形较好，多数为自形晶，长宽比3∶2～4∶1，可见岩浆振荡生长环带，但不及样品09CL214清晰，锆石锥面及柱面发育较好，部分锆石内见包裹体，部分锆石内可见有裂纹，锆石Th、U含量分别为18.87×10-6～75.45×10-6和35.11×10-6～182.41×10-6，Th/U值为0.27～0.83，绝大多数大于0.4(仅两个比值小于0.4)，为岩浆锆石。锆石206Pb/238U加权平均年龄496.0±8.1Ma。

(3) 样品09CL222，锆石呈长柱状、短柱状及粒状，部分锆石晶形完整，一些裂隙较多，部分锆石具有继承性核，部分锆石具有震荡生长环带及扇形分带。锆石的长宽比1∶1～3∶1，多数在2:1左右。锆石中Th、U含量分别为125.38×10-6～891.28×10-6和141.08×10-6～726.93×10-6。锆石206Pb/238U的加权平均值为452.3±6.2Ma。

4.2 岩石地球化学特征

板山坪岩体和南召岩体样品主量元素及微量元素分析结果见表2及表3，TAS分类图解见图5。

图5 板山坪岩体和南召岩体TAS分类图解(据Middlemost，1994)Fig. 5 TAS classification of the Banshanping and Nanzhao granitoid▲—本文板山坪岩体样品，◆—本文南召岩体样品；△—板山坪岩体样品，河南省区域地质调查报告数据；◇—南召岩体样品，河南省区域地质调查报告数据▲—sample from the Banshanping granitoid, this paper; ◆—sample from the Nanzhao granitoid, this paper；△—sample from the Banshanping granitoid, data from report of regional geological survey, Henan Province; ◇—sample from the Nanzhao granitoid, data from report of regional geological survey, Henan Province

4.2.1 板山坪岩体

SiO2含量57.04%～66.55%，全碱含量5.38%～8.00%，Na2O/K2O值为1.10～5.51，Al2O3含量15.86%～19.53%，MgO含量1.87%～3.83%，CaO含量4.14%～7.15%， A/CNK值为0.76～0.97，在A/NK—A/ CNK图解(图6)上落入准铝质区域，SiO2—K2O图解(图7)上落入钙碱性—高钾钙碱性系列区域，CIPW标准矿物计算中未出现刚玉，反应了岩石铝不饱和。里特曼指数σ(43)=1.60～4.16。

该岩体富集大离子亲石元素，微量元素原始地幔标准化蛛网图解(图8a)中Nb、P、Ti具负异常，Pb具显著正异常。稀土总量为36.51×10-6～473.25×10-6，轻重稀土比值LREE/HREE为3.95～22.18，反映了较强的轻重稀土分馏。重稀土亏损显著且大致呈平坦型分布，可能说明了岩浆源区残留体聚集了含量较高的富集重稀土元素的矿物石榴子石和角闪石(Chappell et al., 1992)。各样品稀土元素球粒陨石标准化配分模式图(图8b)相似，多数样品具不明显的Eu负异常，其中一个样品(09CL218-2)具弱的Eu正异常。分配曲线整体呈右倾型，Ho—Lu段曲线大致近水平，反映了轻—中稀土分异明显，而重稀土分异不明显。LaN/YbN为3.34～40.94，δEu值为0.87～1.26。

图6 板山坪岩体、南召岩体A/CNK—A/NK判别图解(据Chappell et al, 1992)Fig. 6 A/NK—A/CNK plot of the Banshanping and Nanzhao granitoid图中符号代表的样品同图5Sample’s symbols are the same to those in Fig. 5

4.2.2 南召岩体

南召岩体主要岩性为花岗闪长岩。SiO2含量67.24%～68.58%，全碱含量6.14%～7.11%，Na2O/K2O比值为0.68～1.74，Al2O3含量15.36%～15.76%，MgO含量0.05%～2.14%，CaO含量1.70%～5.15%，A/CNK值为0.84～1.31，σ(43)=1.51～2.10。CIPW标准矿物计算中出现刚玉。在A/NK—A/ CNK图解(图6)上落入过铝质区域及边界，属准铝—过铝质岩石。

表3 板山坪、南召岩体微量元素和稀土元素分析结果(×10-6)Table 3 Trace elements and REE analysis results(×10-6) of samples from the Nanzhao and Banshanping granitoids

岩体富集大离子亲石元素，微量元素原始地幔标准化蛛网图上均出现Ta、Nb、Ti负异常，Y弱负异常，Nb、P、Ti、Y、Yb等高场强元素(HFSE)相对亏损，Pb出现明显正异常。两个样品稀土总量分别为123.87和181.24，轻重稀土比值LREE/HREE为20.25和12.24，(La/Yb)N为29.48和13.50。稀土元素球粒陨石标准化配分模式图显示为右倾型曲线，δEu值为0.67和0.89。轻稀土富集，轻、中稀土分异显著，重稀土分异则不明显。其中一个样品(09CL223-2)Eu负异常较明显，可能是由岩浆结晶分异期间斜长石结晶将Eu带出引起，表明了岩浆分异结晶演化的不均一性。

5 讨论

5.1 岩体侵位时代

南召地区板山坪岩体和南召岩体样品中挑选出的锆石具有晶形完好、晶棱清晰、长宽比较大、震荡环带发育的特征，从而保证了测试结果的可靠性。结合锆石Th、U含量及Th/U比值可以确定锆石的岩浆成因。根据LA-ICP-MS锆石U-Pb测年结果，可以将南召地区花岗岩类侵入时代分为晚寒武世—早奥陶世阶段(496.0±8.1Ma～486.9±9. 3Ma，板山坪岩体)和晚奥陶世(452.3±9.2M南召岩体)两个阶段。

5.1.1第一阶段496.0～486.9Ma(板山坪岩体)

该阶段的板山坪岩体岩性主要为石英闪长岩，与古生界二郎坪群火神庙组呈侵入接触。整体上，岩体具有低Si，高Al、Ca、Mg#值，Na/K比值大于1的岩石化学特征，属于准铝质，钙碱性系列(图6，图7)。通常，将花岗岩类的A/ CNK=1.1值和Fe2O3/FeO比值(0.4)作为区分I型和S型花岗岩的标志，I型花岗岩A/CNK<1.1，S型花岗岩则相反(Pitcher, 1983；马鸿文等，1992；吴元保等，2004)。板山坪石英闪长岩的A/CNK值(0.71～0.97)均小于1，而Fe2O3/FeO比值为0.4～2.7，均属于I型花岗岩的特征。

图7 板山坪岩体、南召岩体SiO2—K2O图解(据Peccerillo et al., 1976)Fig. 7 K2O—SiO2 plot of Banshanping and Nanzhao granitoid 图中符号代表的样品同图5Sample’s symbols are the same to those in Fig. 5

5.1.2 第二阶段 约452.3Ma(南召岩体)

南召岩体侵入于中元古界宽坪群，处于中元古界宽坪群与古生界二郎坪群的接触带附近分布于南召县城内及周边。岩性为石英闪长岩、花岗闪长岩，主体相为花岗闪长岩。研究发现，晚奥陶世—中志留世是秦岭造山带花岗岩类侵位的主要时代，该时期形成大量I型花岗闪长岩类(王涛等，2009)。南召岩体的A/ CNK为0.84～1.31，Fe2O3/FeO比值变化于0.17～1.25，属于准铝—过铝质、钙碱性—高钾钙碱性花岗岩类。整体上，具有低Si，高Al、Ca、K，Na/K比值接近1的岩石化学特征。

图8 板山坪岩体、南召岩体稀土元素配分模式图(a)及微量元素蛛网图(b)(球粒陨石标准值据Taylor et al.，1985；原始地幔标准值据McDonough et al, 1995)Fig. 8 REE pattern and trace element spider diagrams of Banshanping and Nanzhao granitoid (Chondrite values after Taylor et al., 1985; normalizing factors after McDonough, 1995)

5.2 岩石成因

5.2.1 板山坪岩体

岩石地球化学分析结果表明，板山坪岩体富集大离子亲石元素，且具有显著的Pb正异常(图8b)，可能表明岩体原岩以壳源为主(Roberts et al., 1993; Hofmann, 1997)，Ta、Nb负异常则可能说明岩浆演化过程中有幔源物质参与(王晓霞等，2011)。微量元素蛛网图还显示了P、Ti负异常，与秦岭地区古生代I型花岗岩类特征类似。从稀土元素特征看，轻稀土富集，LREE/HREE(7.99～22.18)和LaN/YbN(7.36～40.94)比值较大，且多数样品不具Eu负异常，少数样品具弱Eu负异常，分配曲线为右倾型较平坦，具有板块汇聚边缘幔源岩浆的稀土元素特征(姜常义等，1998)。同时，板山坪岩体还具有高Sr低Yb的特点。一般认为，具高Sr低Yb特征的中酸性侵入岩其源区可能与榴辉岩处于平衡，源区深度可能超过40km(Winther et al.，1991，张旗等，2006)。

Sr—Nd同位素结果表明，北秦岭东部晚寒武世—早奥陶世西庄河岩体的岩体εNd较高，ISr值较小，暗示源区混入大量幔源物质(王涛等，2009)，低Mg#和低Cr含量表明岩石成因与幔源岩浆的分离结晶作用相关，其形成过程不排除有壳源物质混染的可能。因此，同位于北秦岭东部的板山坪岩体可能也具有此类特征。

综上，板山坪岩体为准铝质、钙碱性系列岩石，推测其源区以下地壳为主，并混入大量的幔源物质。

图9 板山坪岩体、南召岩体Nb—10000Ga/Al判别图解(据Whalen et al., 1987)Fig. 9 Nb—10000Ga/Al plot of samples from Banshanping and Nanzhao granitoid

5.2.2南召岩体

研究表明，晚奥陶世—中志留世是秦岭造山带花岗岩类侵位的主要时代，该时期形成大量地壳深熔为主的I型花岗闪长岩类(王涛等，2009)。Nb—10000Ga/Al判别图解(图9，据Whalen et al., 1987)显示，南召岩体并不属于A型花岗岩。整体上，南召岩体微量元素及稀土元素特征与板山坪岩体相似，均表现为富集大离子亲石元素，显著Pb正异常及Ta、Nb、P、Ti负异常(图6b)，显示出火山弧花岗岩类的特征。稀土元素Eu负异常特征不明显，配分曲线为右倾型，轻重稀土元素分流明显。与板山坪岩体相比，南召岩体的高Sr低Yb(Y)特征不明显，暗示源区深度相对较浅。

因此，南召岩体应属于I型花岗岩类，其成因可能以幔源物质加入的下地壳深熔为主，形成深度较板山坪岩体小。

5.3 花岗岩类形成的构造环境

Maniar(1989)等将按构造环境将花岗岩类划分为7类，其中与造山作用有关的花岗岩有岛弧型(IAG)、大陆弧型(CAG)、大陆碰撞型(CCG)和造山期后型(POG)4类。本文样品在CaO—(TFeO+MgO)图解和MgO—TFeO图解(Maniar，1989)中的投点均落入IAG+CAG+CCG区域(图10 a、b)。在Yb—Ta和(Yb+Ta)—Rb构造环境判别图解(图10c、d，据Pearce, 1984)中样品投点则落于VAG区域。据此推测，板山坪岩体和南召岩体均为岛弧系列。

目前，对古秦岭洋的俯冲时限存在不同认识，一种观点认为，震旦纪至早奥陶世期间，秦岭地区为大洋环境，至中奥陶世扬子板块沿商丹带向北俯冲于华北板块之下(张国伟等，1996)；另一种观点认为俯冲作用发生于寒武纪—中奥陶世期间，华北板块向扬子板块俯冲，扬子板块北缘形成岛弧系及边缘盆地，并于弧后形成岛弧花岗岩类侵入体(Xue, 1996)。

近年，王涛等(2009)综合考虑商丹构造带、二郎坪弧后盆地俯冲的过程及碰撞格局，认为在早古生代时期可能存在双向俯冲，即以秦岭杂岩为核部，秦岭洋(商丹洋)沿商丹带一线、二郎坪弧后盆地沿朱夏构造带一线发生俯冲，并将北秦岭古生代的造山过程大致分成三个阶段：早期(505～470Ma)，以板块俯冲为主；中期(450～422Ma)，为块体的聚合碰撞阶段；晚期(415～400Ma)，为全面聚合碰撞的晚期。上述研究结果表明，新元古代至早古生代秦岭群主要发育两期岛弧型(陆缘弧形)花岗岩类(张本仁等，2002)。LA-ICP-MS 锆石U-Pb定年结果表明，板山坪岩体侵位时代介于496.0±8.1～486.9±9. 3Ma之间，属晚寒武世—早奥陶世。考虑到早奥陶世之前为板块间点接触碰撞时期而未达到全面碰撞(张国伟等，1997)，为碰撞早期的俯冲阶段。此时扬子板块向北俯冲于华北板块之间引起地壳熔融，形成的岩浆上升并发生分离结晶作用，最后上侵至地壳浅部形成板山坪岛弧型花岗岩类侵入体，此时期的花岗岩与高压变质等地质事件一起构成了首先开始于北秦岭东段的板块边缘俯冲造山作用(王涛，2009)。

图10 板山坪岩体、南召岩体构造环境判别图解Fig. 10 Tectonic environment plots of Banshanping and Nanzhao granitoid(a )、(b)中符号代表的样品同图5Sample’s symbols in the (a), (b) of the diagram are the same to those in Fig. 5

晚奥陶世—中志留世花岗岩类在北秦岭广泛发育，根据区域构造研究，此时期曾发生块体碰撞，致使秦岭杂岩向西挤出抬升，同时花岗岩侵位中心也向东迁移(王涛等，1999；Wang et al, 2005)，而南召岩体位于北秦岭东部，锆石U-Pb年龄为452.3±6.2Ma，属晚奥陶世，该时期的碰撞作用可能使地壳加厚, 在其后的块体抬升过程中，有幔源物质加入的下地壳熔融形成岩浆并上侵，形成主体为I型花岗岩的南召岩体。

6 结论

(1)板山坪岩体以石英闪长岩为主，岩性相对复杂，SiO2含量相对较低，富集LILE和LREE，HREE相对亏损，地球化学特征显示为I型钙碱性花岗岩类；南召岩体岩性主要为花岗闪长岩，地球化学特征显示其为I型钙碱性—高钾钙碱性花岗岩类。板山坪岩体和南召岩体物质来源可能均以壳源为主，并有幔源物质加入。

(2)板山坪岩体两个样品的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为 486.9±9.3Ma和496.0±8.1Ma，形成于晚寒武世至早奥陶世期间，南召岩体年龄为452.3±6.2Ma，形成时代为晚奥陶世。南召地区的区域地质调查报告将南召岩体形成时代定为燕山晚期，与本文获得的年龄相差较大。

(3)板山坪岩体和南召岩体均为岛弧型花岗岩类，它们的形成与早古生代板块俯冲碰撞作用有关。板山坪岩体形成于碰撞初期俯冲阶段，南召岩体形成于块体碰撞抬升阶段。

注释/Notes

❶ 河南省地质矿产局区域地质调查队. 1986. 1∶5万乔端幅、板山坪幅区域地质调查报告.

❷ 河南省地质矿产局区域地质调查队. 1989. 1∶5万南召幅区域地质调查报告.

❸ 西北地质局区域地质测量大队. 1965. 1∶20万鲁山县地质图.

注释/Notes

陈瑞保，崔霄峰，杨俊峰. 1999. 宽坪岩群斜长角闪岩Sm-Nd同位素年龄. 河南地质, (4): 278～282.

董云鹏，张国伟，赵霞，姚安平. 2003. 北秦岭元古代构造格架与演化. 大地构造与成矿学, 2: 115～124.

胡建民, 崔建堂, 孟庆任, 赵长缨. 2004. 秦岭柞水岩体高式U～Pb年龄及其地质意义. 地质论评, 50(3): 323～329.

姜常义，苏生瑞，赵太平，苏春乾. 1998. 商丹地区晋宁期幔源侵入岩与板块构造体制. 西安工程学院学报, 2:3～8.

李靠社. 2002. 陕西宽坪岩群变基性熔岩锆石U-Pb年龄. 陕西地质, 1: 72～78.

李亚林，张国伟，王根宝，高凤泉. 1999. 北秦岭小寨变质沉积岩系的地质特征及其构造意义. 沉积学报, 17(4): 99～103.

刘国惠，张寿广，游振东，索书田，张国伟. 1993. 秦岭造山带主要变质岩群及变质演化. 北京: 地质出版社, 1～190.

卢欣祥. 1988. 东秦岭与蛇绿杂岩有关的幔源型(M型)花岗岩的地质地球化学特征. 见：西北大学地质研究所编. 秦岭造山带的形成及其演化. 西北大学出版社, 149～162.

卢书炜. 1994. 南召县板山坪花岗质岩带地质特征与成因探讨. 河南地质, (3): 189～197.

马鸿文. 1992. 花岗岩成因类型的判别分析. 岩石学报, 8(4): 341～350.

孙勇，张国伟，杨司祥，卢欣详，韩松. 1996. 北秦岭早古生代二郎坪蛇绿岩片的组成和地球化学. 中国科学(D辑), 26(增刊): 49～55.

汤清龙，赵志强，吉恒召，杨涛，牛磊. 2010. 东秦岭二郎坪群地质特征及成矿规律. 华南地质与矿产, 4: 45～54.

田伟，魏春景. 2005. 北秦岭造山带加里东期低Al-TTD系列: 岩石特征、成因模拟及地质意义. 中国科学(D辑), 35 (3): 215～224.

万渝生，刘国惠，从日祥. 1990. 东秦岭商洛地区宽坪群变玄武岩的地球化学特征. 见：秦岭一大巴山地质论文集(一). 北京: 北京科学技术出版社, 47～59.

王涛，张国伟，王晓霞，李伍平. 1999. 花岗岩生长方式及构造运动学、动力学意义——以秦岭造山带核部花岗岩为例. 地质科学, 34(3):326～335.

王涛，王晓霞，田伟，张成立，李伍平，李舢. 2009. 北秦岭古生代花岗岩组合、岩浆时空演变及其对造山作用的启示. 中国科学(D辑), 39(7): 949～971.

王晓霞，王涛，齐秋菊，李舢. 2011. 秦岭晚中生代花岗岩时空分布、成因演变及构造意义. 岩石学报, 27(6): 1573～1593.

王宗起，闫全人，闫臻，王涛，姜春发，高联达，李秋根，陈隽璐，张英利，刘平，谢春林，向忠金. 2009. 秦岭造山带主要大地构造单元的新划分. 地质学报, 83(11): 1527～1546.

吴元保，郑永飞. 2004. 锆石成因矿物学研究及其对U-Pb年龄解释的制约. 科学通报, (16): 1589～1604.

许志琴，卢一伦，汤耀庆，张治尧. 1988. 东秦岭复合山链的形成—变形、演化及板块动力学. 北京: 中国环境出版社, 1～193.

闫全人，王宗起，闫臻，王涛，陈隽璐，向忠金，张宗清，姜春发. 2008. 秦岭造山带宽坪群中的变铁镁质岩的成因、时代及其构造意义. 地质通报,27(9): 1475～1492.

张本仁，高山. 2002. 秦岭造山带地球化学. 北京: 科学出版社, 1～188.

张本仁，欧阳建平，韩吟文，匡少平. 1996. 北秦岭古聚会带壳幔再循环. 地球科学, 21(5): 15～21.

张二朋，牛道韫，霍有光，李益桂，张兰芳. 1992. 秦巴地区主要地质—构造特征梗概. 西北地质科学, 13(2): 31～46.

张国伟，孟庆任，于在平，孙勇，周鼎武，郭安林. 1996. 秦岭造山带的造山过程及其动力学特征. 中国科学(D辑), 26(3): 193～200.

张国伟，梅志超，李桃红. 1988. 秦岭造山带的南部古被动大陆边缘. 秦岭造山带的形成及演化, 张国伟, 西安: 西北大学出版社, 86～98.

张国伟，张本仁，袁学诚，肖庆辉. 2001. 秦岭造山带与大陆动力学. 北京: 科学出版社, 1～863.

张国伟，孟庆任，赖绍聪. 1995. 秦岭造山带的结构构造. 中国科学(B辑), 25(9): 994～1003.

张国伟，董云鹏，姚安平. 1997. 秦岭造山带基本组成与结构及其构造演化. 陕西地质, 15(2): 1～14.

张国伟，张宗清，董云鹏. 1995. 秦岭造山带主要构造岩石地层单元的构造性质及其大地构造意义. 岩石学报, 11(2): 101～114.

张宏飞，洛庭川，张本仁. 北秦岭飘池岩体的源区特征及其形成的构造环境. 地质论评, 42(3): 209～214.

张旗，王焰，李承东，王元龙，金惟俊，贾秀勤. 2006. 花岗岩的Sr—Yb分类及其地质意义. 岩石学报，22(9):2249～2269.

Anderson T. 2002. Correction of common lead in U-Pb analyses that do not report 204Pb. Chemical Geology, 192(1～2):59～79.

Chappell B W and White A J R. 1992. I- and S-type granites in the Lachlan Fold Belt. Trans. Royal Soc. Edinburgh: Earth Sci., (83): 1～26.

Mattauer M, Matte P, Malavieille J, Tapponnier D, Maluski H, Xu Z Q, Lu L Y, Tang Y Q. 1985. Tectonics of the Qinling belt: build up and evolution of eastern Asia. Nature, 317: 496～500.

Kroner A, Zhang Guowei, Sun Yong. 1993. Granites in the Tongbai area, Qinling belt, China: geochemistry, petrology, single zircon geochronologyand implications for the tectonic evolution of Eastern Asia. Tectonics, 12(1): 245～255.

Hofmann A W. 1997. Mantle geochemistry: The message from oceanic volcanism. Nature. 385: 219～229.

Ludwig K R. 2003. Isoplot 3.00: A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geochronology Center, Berkeley, CA.

Maniar P D and Piccoli P M. 1989. Tectonic discrimination of granitoids. Geological Society of America Bulletin, 101(5): 635～643.

Meng Qingren and Zhang Guowei. 1999. Timing of collision of the North and South China blocks: controversy and reconciliation. Geology, 27(2): 123～126.

McDonough W F and Sun S S. 1995. The composition of the Earth. Chemical Geology, 120: 23～53.

Middlemost E A K. 1994. Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth-Science Reviews, 37(3～4): 215～224.

Pearce J A, W. N B, Tindle A G. 1984. Trace Element Discrimination Diagrams for the Tectonic Interpretation of Granitic Rocks. Journal of Petrtology, 25(4): 956～983.

Peccerillo R and Taylor S R. 1976. Geochemistry of eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, Northern Turkey. Contrib. Mineral Petrol., 58:63～81.

Pitcher W S. 1983. Granite type and tectonic environment, In: K.F.Hsu (editor), Moutain Building Processes, 19～40, London: Academic Press.

Roberts M P and Clemens J D. 1993. Origin of high-potassium, calc-alkaline, I-type granitoids. Geology, 21: 825～828.

Taylor S R and Mclennan S M. 1985. The Continental Crust: its Composition and Evolution. Blackwell, Oxford, 1～312.

Whalen J B, Currie K L, Chappell B W. 1987. A-type granites——geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis. Contrib. Mineral Petrol., 95: 407～419.

Wang Tao, Pei Xianzhi, Wang Xiaoxia, Hu Nenggao. 2005. Orogen-parallel westward oblique uplift of the Qinling complex in the core of the Qinling orogen (China): an example of oblique extrusion of deep-seated metamorphic rocks in a convergent orogen. J. Geol., 113: 181～200.

Winther T K and Newton R C. 1991. Experimental melting of hydrous low-K tholeiite: evidence on the origin of Archaean cratons, Bull. Geol. Soc. Den., 39:213～228.

Xue F, Kroner A, Reischmann A, Lerch F. 1996. Palaeozoic pre- and post-collision calc-alkaline magmatism in the Qinling orogenic belt, central China, as documented by zircon ages on granitoid. J. Geol. Soc., London, 153: 409～417.