北秦岭晚三叠世关山岩体地球化学特征及成因机制

杨 航，赖绍聪*，张志华，秦江锋

(1.西北大学 大陆动力学国家重点实验室，陕西 西安 710069； 2.西北大学 地质学系，陕西 西安 710069)

0 引 言

秦岭造山带一直是地学界广泛关注的焦点，诸多地质工作者对区域内大面积出露的火山岩进行了系统研究，从中获得了有关中国大陆形成与演化及大陆构造等重要信息[1-6]。北秦岭—北祁连结合带位于陕西省和甘肃省交界的天水—宝鸡地区,属于特提斯构造域和古亚洲构造域的交汇部位[7]。北秦岭地区中生代发育有大量高钾钙碱性I型和I-A型花岗岩[8-9]以及高锶低钇埃达克岩(Adakite)[10]等岩体类型，它们的存在对揭示研究区中生代的物质组成、构造环境、演化历史有重要的地质意义。

关山地区位于北秦岭与北祁连造山带的结合部位，区域内发育大面积中生代花岗岩体。这些中生代花岗岩体的成因机制一直存在争议：张宏飞等指出关山岩体具有高K含量、Sr/Y值，低Yb含量，是形成于印支期扬子板块向北俯冲导致增厚地壳熔融所形成的埃达克岩[11]；殷龙飞等认为关山岩体富硅、富碱、铝过饱和，贫Fe、Mg、Ti，表现出了印支早期壳源S型花岗岩的特征[12]。关于岩体形成构造环境的争论主要集中在同碰撞、同造山和后碰撞等[13]：徐学义认为233～243 Ma花岗岩多具有岛弧或同碰撞花岗岩地球化学特征，是由陆陆俯冲或陆陆碰撞形成的增厚下地壳经历部分熔融形成[14]；王晓霞等认为205～220 Ma花岗岩多显示后碰撞花岗岩特征，具有向板内花岗岩演化的趋势[9]；Jiang等认为秦岭造山带在早三叠世仍为活动陆缘，227 Ma勉略洋盆以低角度俯冲于北秦岭之下，并在211 Ma之后秦岭造山带才进入同碰撞到后碰撞阶段[15]；刘树文等认为220～248 Ma为勉略洋盆俯冲-同碰撞的阶段，201～215 Ma为同碰撞向碰撞后的转换阶段，195～200 Ma为碰撞后造山带拆沉作用阶段[16]。对岩体进行成因分析以及构造特征的讨论，可为研究造山带内碰撞型岩浆岩的成因机制及深部动力学背景提供新的思路。

本文选择位于北秦岭—北祁连结合带关山岩体二长花岗岩为研究对象,对其进行岩相学、岩石地球化学、锆石U-Pb年代学及锆石Lu-Hf同位素等方面的系统研究，重点探讨岩体的成岩时代、岩石成因机制及其形成的构造环境。

1 区域地质背景及岩相学特征

秦岭造山带是复合型大陆碰撞造山带，由两条主缝合带(商丹缝合带和勉略缝合带)和由其分划的3个地块(华北板块南缘、秦岭微地块和扬子板块北缘)[17-18]组成。北秦岭关山岩体位于拓石—渭河断裂以北，形态呈不规则状，出露面积约820 km2[11]，关山岩体位于长沟河岩体以东，野外未见两岩体的接触界线，岩体东端被白垩纪地层覆盖[19]，主要侵入于陇山群(Pt1l)和葫芦河群(Pz1h)中(图1)。陇山群为前寒武纪基底岩系，主要由黑云斜长片麻岩、条带状混合岩和斜长角闪岩组成，含少量大理岩、石英岩和变粒岩。王银川等研究得到陇山群中花岗质片麻岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(1 765±57)Ma[20]；何艳红等认为陇山群可能是新太古代—古元古代形成的，并经历了1 900、2 350、2 500 Ma的构造热事件[21]。上覆于陇山群的地层为早古生代(434～447 Ma)葫芦河群，主要由浅变质碎屑岩组成[22]。

关山岩体古生代主要出露有片麻状石英二长闪长岩、似斑状黑云母石英二长岩(呈脉状侵入片麻状石英二长闪长岩中)，岩体北部可见少量中粗粒黑云母二长花岗岩，主要矿物组成均为斜长石、钾长石、石英、角闪石、黑云母，副矿物为榍石、锆石、磷灰石、磁铁矿等[19]；关山岩体中生代出露为肉红色块状细粒二长花岗岩以及少量的闪长岩[23]，其中二长花岗岩分布极为广泛，矿物粒度从细粒到粗粒不等。本次野外采样点经纬度为(34°32′32″N，106°49′15″E)和(34°34′59″N，106°43′15″E)(图1)，二长花岗岩新鲜面呈灰白—肉红色(图2)，具有似斑状结构、块状构造，其中可见少量的地层捕掳体及暗色包体(图3)，主要分布于岩体的边缘部分，野外观察可见暗色包体大小不一(5～10 cm)，多呈椭圆状、不规则状等。暗色包体的主要矿物成分为黑云母(体积分数为30%～40%)和角闪石(5%～15%)，其中黑云母呈刀刃状伸长，定向排列；其他矿物组成有斜长石(体积分数为25%～35%)、石英(20%～30%)，可能属于下地壳源区的难熔残留物。二长花岗岩显微镜下可见细粒花岗结构，主要由斜长石(体积分数为30%～35%)、钾长石(25%～40%)、石英(25%～35%)以及少量黑云母和角闪石组成，斜长石和钾长石为半自形板条状，可见钾长石格子双晶，石英主要为他形粒状，黑云母为褐色半自形片状，零星分布。

Kfs为钾长石；Pl为斜长石；Hbl为角闪石；Bi为黑云母；Qtz为石英图2 关山岩体野外照片及镜下照片Fig.2 Field and Microscopic Photographs of Guanshan Pluton

图3 关山岩体地层捕掳体及暗色包体Fig.3 Layer Xenoliths and Dark Enclaves of Guanshan Pluton

2 分析方法

本文所有样品分析均在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。进行元素地球化学测试之前，对野外采集的新鲜样品进行详细的岩相学观察，选择没有脉体贯入的样品进行主量、微量元素分析。首先将岩石样品洗净、烘干，用小型颚式破碎机破碎至粒度为5.0 mm左右，然后用玛瑙研钵托盘在振动式碎样机中碎至200目以下。主量元素分析采用XRF法完成，分析精度一般优于5%。微量元素分析用 ICP-MS完成。微量元素样品在高压溶样弹中用HNO3和HF混合酸溶解2 d后，用VG Plasma-Quad ExCell ICP-MS仪完成测试。对国际标准参考物质BHVO-1(玄武岩)、BCR-2(玄武岩)和 AGV-1(安山岩)的同步分析结果表明，微量元素分析的精度和准确度一般优于10%。详细的分析流程见文献[24]。

锆石按常规重力和磁选方法分选，最后在双目镜下挑纯，将锆石样品置于环氧树脂中，然后磨至约一半，使锆石内部暴露，锆石样品在测定之前用3%HNO3清洗样品表面，以除去样品表面的污染。锆石阴极发光(CL)图像分析是在西北大学大陆动力学国家重点实验室扫描电子显微镜上完成。锆石U-Pb同位素分析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(LA-ICP-MS)仪上完成。激光剥蚀系统为配备有193 nm Ar F-excimer激光器的 Geolas200M(Microlas Gottingen Germany)，激光剥蚀孔径为30 μm，激光脉冲为10 Hz，能量为32～36 mJ，同位素组成用标准锆石91500进行外标校正。LA-ICP-MS分析的详细方法和流程见文献[25]。锆石Lu-Hf同位素分析采用配备193 nm激光Neptune多接收电感耦合等离子体质谱仪进行，分析过程中采用8 Hz激光频率、100 mJ激光强度和30 μm激光束斑直径，以He作为剥蚀物质的载气，采用标准锆石91500做外标。Hf同位素测定时，采用176Lu/175Lu值为0.026 69和176Yb/172Yb值为0.588 6进行同量异位干扰校正测定样品的176Lu/177Hf值和176Hf/177Hf值。二阶段Hf模式年龄(TDM2)采用上地壳平均成分(0.008)计算。

3 结果分析

3.1 锆石U-Pb定年

样品ZG46(二长花岗岩)中的锆石一般为半自形晶，无色透明状，粒度介于100～200 μm之间，长宽比为1∶3～1∶2。在阴极发光图像中锆石呈暗黑色，部分锆石岩浆振荡环带清晰(图4)。有6个分析点的206Pb/238U年龄为232～242 Ma(表1)。其中一个分析点的Th、U含量(质量分数，下同)较高，分别为9 791×10-6、2 806×10-6；其余5个分析点的U含量介于(380～1 820)×10-6之间，Th含量介于(51～512)×10-6之间，Th/U值为0.13～0.70，多数大于0.4，高于变质锆石Th/U值，指示了岩浆锆石成因[26]。

圆圈代表分析点位置图4 锆石阴极发光图像Fig.4 CL Images of Zircons

图5 锆石 U-Pb 年龄谐和曲线和年龄分布Fig.5 Concordia Diagram of Zircon U-Pb Age and Distribution of Ages

二长花岗岩的锆石年龄可以分为两组。其中10颗锆石具有较老的年龄，介于1 677～1 712 Ma，与陇山群中识别出的中元古代花岗质片麻岩锆石 U-Pb年龄((1 765±57)Ma)[20]相近，可能为花岗质岩浆在侵位过程中捕获的围岩锆石，这与王洪亮等在太白岩体、宝鸡岩体中分别获得的(1 741±12)Ma和(1 770±13)Ma岩浆结晶年龄[27]类似，代表北秦岭造山带西段中元古代早期的一次强烈构造岩浆事件。其余6颗锆石年龄介于232～242 Ma，加权平均年龄为(236.3±4.0)Ma(样本数为6个， 平均标准权重偏差(MSWD)为2.6)(图5)，代表关山岩体二长花岗岩主体的结晶年龄。

表1 锆石U-Pb同位素分析结果Tab.1 Analysis Results of Zircon U-Pb Isotope

注：误差类型为1σ；分析点以ZG46开头的为关山二长花岗岩；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。

底图引自文献[29]图6 A/NK-A/CNK图解及K2O-SiO2图解Fig.6 Diagrams of A/NK-A/CNK and K2O-SiO2

3.2 主量、微量及稀土元素特征

关山岩体二长花岗岩主量元素和微量元素分析结果见表2。其SiO2含量为69.0%～71.5%，Al2O3含量较高，为14.1%～15.2%，铝饱和指数A/CNK值为0.84～1.03，指示二长花岗岩属于准铝质到弱过铝质系列[图6(a)]；岩石富碱，Na2O含量为4.18%～5.01%，K2O为3.84%～4.57%，全碱含量大于8.49%，K2O/Na2O值为0.93～1.30；岩石MgO含量为0.67%～1.19%，Mg#值为50.4～51.0，相比于地壳标准值[28]偏高；CaO含量较低，为1.33%～2.43%；岩石里特曼指数为2.53～2.97(<3.30)，属于钙碱性岩石；在K2O-SiO2图解中，二长花岗岩样品落入高钾钙碱性系列范围[图6(b)]。

在球粒陨石标准化稀土元素配分模式[图7(a)]中，所有样品表现出了相似的配分模式。二长花岗岩稀土元素总含量偏低，为(82.01～150.59)×10-6，(La/Yb)N值为12.1～16.8，轻、重稀土元素分异较明显，表现出了右倾趋势；岩石富集轻稀土元素(LREE)，La/Sm值为6.57，具有轻微Eu负异常(0.75～0.82)；岩石表现出亏损的重稀土元素(HREE)配分模式，指示源区可能有石榴石残留，且重稀土元素分布平坦，指示角闪石也可能为源区残留相[30]。在原始地幔标准化微量元素蛛网图 [图7(b)]中，岩石富集大离子亲石元素(LILE) Rb、Ba、Sr 等，亏损高场强元素(HFSE)Nb、Ta等，符合大陆地壳微量元素配分模式[31]。样品具有较高Sr含量((420～832)×10-6)，平均为631×10-6，大于400×10-6，亏损Y(含量为(8.22～18.50)×10-6)和Yb((0.68～1.61)×10-6)，Sr/Y 值为37.5～60.7，同样符合埃达克岩的性质[32]。在Sr/Y-Y图解[图8(a)]和(La/Yb)N-YbN图解[图8(b)]中，样品大部分落入埃达克岩区域或埃达克岩与岛弧火山岩的过渡区域。

表2 主量元素和微量元素分析结果Tab.2 Analysis Results of Major and Trace Elements

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。

3.3 锆石Lu-Hf同位素组成

本文共选取了样品ZG46中14颗锆石开展Lu-Hf同位素分析，结果见表3。所有分析点176Lu/177Hf值为0.000 361～0.005 832，平均为0.001 118。关山岩体锆石Hf同位素组成表现出了较大的变化范围，反映了岩体有着相对开放的源区组成，具体可分为两组：其中6颗锆石U-Pb年龄在229～242 Ma之间，其锆石Hf同位素组成代表了关山岩体的源区性质；另外8颗锆石U-Pb年龄在1 694～1 712 Ma之间，为岩体侵入过程中所捕获的锆石。8颗捕获锆石中有两颗具有正εHf(t)值(分别为10.51和0.88)，对应的二阶段Hf模式年龄分别为1 671 Ma和2 272 Ma；其余6颗捕获锆石具有负εHf(t)值(-12.64～-5.9)，对应的二阶段Hf模式年龄为2 721～3 095 Ma。6颗代表关山岩体主体结晶年龄的锆石中有1颗具有正εHf(t)值(0.19)，对应的二阶段Hf模式年龄为1 245 Ma；其余5颗锆石具有负εHf(t)值(-21.59～-4.49)，对应的二阶段Hf模式年龄为1 538～2 622 Ma。较低和偏负εHf(t)值指示关山岩体来源于新元古代的基性地壳物质。

表3 Lu-Hf同位素分析结果Tab.3 Analysis Results of Lu-Hf Isotope

注：误差类型为2σ；εHf(0)为现今εHf值；εHf(t)为年龄t对应的εHf值；TDM1为一阶段Hf模式年龄；TDM2为二阶段Hf模式年龄；fLu/Hf为Hf富集系数。

4 讨 论

4.1 岩石成因

秦岭造山带早中生代发育多种类型的花岗岩体，主要包括正常块状结构花岗岩、埃达克质花岗岩[34]以及环斑结构花岗岩[35]，资料显示这些花岗岩体可能在成分与形成时代上有所差别。秦岭造山带中生代花岗岩总体上富Si、Al、Na，以准铝质到过铝质中钾—高钾钙碱性为主。埃达克质花岗岩与正常花岗岩相比更高Al和Sr、低Y和Yb，且显示不明显的Eu负异常[13]，其物源来自于成熟度不高的中—新元古代玄武质地壳物质以及少量新生幔源物质[13]。

关山岩体二长花岗岩总体上表现出富Si(SiO2含量高于69%)、Al(Al2O3含量高于14.1%)，高Na(Na2O含量高于4.18%)、K(K2O含量高于3.84%)的特征。其轻稀土元素和大离子亲石元素较富集，重稀土元素和高场强元素相对亏损，(La/Yb)N值为12.1～16.8。Eu具有不明显的负异常，且岩石富集Sr、Rb、Ba，亏损Y、Yb，具有较高的Sr/Y值。结合这些特征认为关山岩体具有埃达克质花岗岩的性质。在CaO-SiO2图解[图9(a)]和MgO-SiO2图解[图9(b)]中，样品基本上落入埃达克岩区域或者埃达克岩-太古代TTD岩的过渡区域。

底图引自文献[43]和[46]，有所修改图9 CaO-SiO2图解和MgO-SiO2图解Fig.9 Diagrams of CaO-SiO2 and MgO-SiO2

底图引自文献[28]图10 MgO-SiO2图解和Mg#-SiO2图解Fig.10 Diagrams of MgO-SiO2 and Mg#-SiO2

埃达克岩是1990年Defant等在研究阿留申群岛的埃达克岛新生代火山岩基础上引入地学界的一个岩石类型，原始定义中埃达克岩形成于岛弧地区，来源于年轻的(≤25 Ma)、热的俯冲洋壳部分熔融[36]。埃达克岩概念提出后，在地学界引起了广泛关注[37-41]。张旗等认为中国东部地区部分中酸性火山岩同样具有埃达克岩的性质，但成因机制与传统意义上的埃达克岩有所出入[42]。普通埃达克岩通常是钠质的，K2O/Na2O值通常小于0.5[43]。而关山岩体具有较高的K2O含量(3.84%～4.57%)，K2O/Na2O值为0.93～1.30，对于埃达克质岩浆高K的原因，目前有研究认为玄武质岩石在一定温度压力条件下脱水熔融可以形成富K的熔体[44]。高钾钙碱性埃达克岩有3种可能的成因模型[32]：①底侵至下地壳底部的幔源玄武质岩石的部分熔融[45]；②拆沉下地壳沉入地幔，因受到下部软流圈地幔加热，导致部分熔融形成埃达克岩[47-49]；③增厚下地壳底部基性岩的部分熔融[50-52]。关山岩体高Si(SiO2含量高于69%)，富Al(Al2O3含量高于14.1%)，低MgO(含量低于1.19%)，尽管Cr含量((14.7～24.1)×10-6)、Ni含量((6.92～11.5)×10-6)相比于地壳熔融形成的花岗岩较高，但仍远低于地幔的Cr、Ni含量，这种特征指示了岩体不会来源于幔源玄武质岩石的部分熔融，而更倾向于地壳的物质成分。关山岩体亏损重稀土元素，Y/Yb值为11.01～12.88(>10)，表明源区残留相主要为石榴石，其球粒陨石标准化稀土元素配分模式中重稀土元素较为平坦，表明其残留相中有角闪石存在[30]，源区残留石榴石和角闪石以及极少量的斜长石，指示了关山岩体岩浆来源于增厚下地壳物质的部分熔融。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中，关山岩体显示 P、Ti、Nb 负异常，轻稀土元素和大离子亲石元素(如U、Th、Rb)含量高，曲线整体上表现为右倾模式。这种富集大离子亲石元素以及高Pb含量的特征，也说明源岩可能以地壳的物质成分为主[53-54]；在MgO-SiO2图解中，样品落入增厚下地壳形成的埃达克岩区[图10(a)]。然而关山岩体Mg#值(50.4～51.0)明显高于壳源岩浆(由下地壳镁铁质岩石直接部分熔融所形成的岩浆Mg#值一般不会超过40，洋中脊玄武岩部分熔融所产生熔体Mg#值一般小于45[55])，在Mg#-SiO2图解中样品的Mg#值略高于增厚下地壳形成的埃达克岩[图10(b)]，指示关山岩体尽管来源于地壳物质的部分熔融，但其源区有新生幔源岩浆成分的加入。

综上所述，关山岩体形成于增厚下地壳，且受到了来自地幔岩浆物质的影响。其具体过程为：增厚的大陆地壳底部受到了地幔岩浆的加热和底侵作用，从而温度升高发生脱水部分熔融作用，形成初始的埃达克质岩浆，伴随地幔组分的加入发生了岩浆混合作用，形成了具有高Mg#值的埃达克质岩浆。

4.2 构造环境

秦岭造山带在中生代初期发生了全面的碰撞造山运动[56-57]，结合已有的北秦岭造山带古生代俯冲、同碰撞(413～450 Ma)及后碰撞(375～415 Ma)花岗岩资料[58]，可以认为北秦岭造山带的形成始于早古生代至晚古生代早期的俯冲以及随后的中生代碰撞造山活动[58]。秦岭造山带广泛发育印支期(211～245 Ma)碰撞型花岗岩，其中包括具环斑结构的花岗岩[31]和具埃达克性质的花岗岩[11，34，59]等。对于这些岩体形成的构造环境，现有资料表明具埃达克性质的花岗岩(215～245 Ma)来源于南、北板块碰撞增厚下地壳的熔融，代表了同碰撞的构造环境[13]，之后大量具壳幔混合特征的花岗岩体(210～225 Ma)出现，指示秦岭已进入到碰撞后拆沉作用发生后的地壳伸展阶段，具环斑结构的花岗岩形成时代最晚(200～217 Ma)，代表秦岭造山带后碰撞阶段即将结束[13]。

关山岩体锆石 U-Pb加权平均年龄为(236.3±4.0)Ma(样本数为6个，MSWD值为2.6)，与张宏飞等获得的岩体年龄(229±7)Ma(样本数为6个，MSWD值为4.1)[11]相近，同扬子板块和华北板块三叠纪大陆碰撞时期[60-62]相吻合。区域内已有的Sr-Nd-Pb同位素资料显示，关山岩体初始87Sr/86Sr值为0.705 78～0.707 50，εNd(t)值为-10.9～-5.5(t=229 Ma)，206Pb/204Pb值为17.794～18.117，207Pb/204Pb值为15.511～15.544，208Pb/204Pb值为37.725～38.022[11]，与前人总结的南秦岭宁陕地区岩体(87Sr/86Sr值为0.704 95～0.709 08，εNd值为-8.55～-2.41，206Pb/204Pb值为17.359～17.801，207Pb/204Pb值为15.410～15.510，208Pb/204Pb值为36.829～37.527)[63]和西秦岭岩体(87Sr/86Sr值为0.706 82～0.708 45，εNd值为-9.17～-4.85，206Pb/204Pb值为17.996～18.468，207Pb/204Pb值为15.565～15.677，208Pb/204Pb值为38.082～38.587)[64]相近，由此认为关山岩体也来源于扬子板块北缘的物质[11]。一个合理的解释为华北板块与扬子板块在早中生代发生碰撞时，扬子板块向下俯冲叠置于华北板块之下从而地壳增厚，底部扬子板块北缘物质发生熔融作用[11]。从岩体形态学角度出发，关山岩体呈不规则状侵入较老的地层中，这种主动侵位的特征指示了压力较高的同碰撞挤压构造环境，而在后碰撞的拉伸环境中，岩浆被动侵位形成的岩体多呈较为规则的椭圆状或半椭圆状。

本文认为岩体形成于板块之间的碰撞挤压环境，即扬子板块向北俯冲，叠置于华北板块之下导致下地壳增厚，增厚的下地壳受到地幔岩浆的加热而脱水熔融，形成埃达克质岩浆。结合区域内岩体时代特征[13]，关山岩体可能为扬子板块与华北板块同碰撞晚期形成的岩浆岩，之后板块进入伸展拉伸环境，形成中生代一系列具有后碰撞特征的岩体。

5 结 语

(1)北秦岭关山岩体二长花岗岩锆石U-Pb年代学显示其加权平均年龄为(236.3±4.0)Ma。关山岩体二长花岗岩具有埃达克岩性质。锆石Lu-Hf同位素组成以及岩体主量、微量元素特征指示关山岩体来源于新元古代基性地壳物质，且有幔源岩浆加入。

(2)关山岩体形成于印支期碰撞挤压环境，由于板块俯冲增厚的下地壳受到来自地幔岩浆的加热发生脱水熔融作用而产生埃达克质岩浆，且受到幔源物质成分的混染，从而形成了高Mg#值的高钾钙碱性埃达克质花岗岩。