南秦岭龙王洞地区中生代云峰寨单元花岗岩地球化学特征及其地质意义

张振华

(山东省煤田地质局第三勘探队，山东 泰安 271000)

花岗岩的主量元素、微量元素、同位素等特征分析，对研究与其形成有关的各种地质问题有很好的借鉴作用，至今仍是国内外学者用来探讨岩浆源区、成因、演化和产出的构造环境等基础理论问题的重要手段之一[1]。南秦岭龙王洞地区位于陕西省南部,隶属安康市石泉县，地质条件复杂，岩浆活动频繁。选取该区分布较广泛的中生代云峰寨单元细粒黑云二长花岗岩为研究对象，分析其地球化学特征，探讨其成因、构造环境。

1 区域地质背景

龙王洞地区大地构造位置位于华南陆块(Ⅰ)、秦岭褶皱系(Ⅱ)南缘、白水江-白河褶皱束带(Ⅲ)中部，西部与扬子板块相邻，属于元古代变质基底出露区。地质演化过程较为复杂，局部晚古生代浅变质沉积岩盖层以剥离断层方式滑覆于变质基底之上，形成隆滑构造系统。该区出露的地层主要有中元古代武当岩群扬坪组、新元古代青白口纪耀岭河组、震旦纪陡山沱组，岩性以绢云绿泥钠长片岩、绢云石英片岩等片岩类为主，局部夹板岩、灰岩及中基性变质火山岩等。该区构造以NW向脆性断裂为主，发育一定数量的韧性剪切带和糜棱岩带，局部发育褶皱构造。该区岩浆活动频繁，时代跨度较大，以侵入岩为主，主要发育新元古代小毛坝单元页理化细粒石英闪长岩、玉皇庙单元页理化中粒石英闪长岩、中生代云峰寨单元细粒黑云二长花岗岩、黄金寨单元中粒黑云二长花岗岩，云峰寨单元花岗岩在该区主要呈卵状、椭圆状侵入于元古代变质地层或岩体中，不同部位的花岗岩岩性特征一致，与围岩呈超动式侵入接触关系，局部呈脉动式侵入关系或断裂接触关系(图1)。

1—陡山沱组；2—耀岭河组；3—黄金寨单元；4—云峰寨单元；5—玉皇庙单元；6—小毛坝单元；7—断裂；8—地质界线；9—采 样位置图1 龙王洞地区地质略图

2 岩石矿物学特征

云峰寨单元侵入岩岩性为细粒黑云二长花岗岩，花岗结构，块状构造。

2.1 主要矿物成分及特征

斜长石：呈半自形—自形长板状，多具环带构造，绢云母化较弱，粒度在0.1～1.5mm之间，分布不均，局部较集中，含量约31%。

钾长石：多为半自形板状，少数不规则板状，绿帘石化中等，见不规则条纹，粒度0.1～2mm，局部与石英呈文象交生，含量约39%。

石英：半自形—他形粒状，粒度0.05～1.8mm，较均匀分布在上述矿物间，具波状消光，含量约20%。

黑云母：不规则片状，粒度0.1～1.8mm，含量约6%。

2.2 次要矿物成分及特征

副矿物主要有磁铁矿、锆石、磷灰石。次生矿物主要有白云母、绢云母(图2)。

a—露头照片；b—正交偏光显微照片图2 云峰寨单元花岗岩

3 地球化学特征

3.1 主量元素特征

在云峰寨单元花岗岩有代表性的出露区域采取样品3件进行各项分析。样品加工、分析均由陕西省地质矿产实验研究所完成，主量元素分析结果见表1。

表1 岩石化学分析结果(×10-2)

岩石地球化学特征的研究中，一般以SiO2-AR图判断岩石碱度，分析结果中，SiO2>50%，且K2O/Na2O=1.28～1.45，介于1～2.5之间，因此采用AR=(Al2O3+CaO+2Na2O)/(Al2O3+CaO-2Na2O)，根据该次化学分析结果投图，3件样品全部落入碱性区(图3)。岩石铝饱和度用A/NK-A/CNK图来判别，3件样品全部落入过铝质区(图4)。在花岗岩类别判别图中所有样品均落入A型花岗岩区(图5)。经计算，该岩体固结指数SI=1.35～2.97，平均2.08，反映岩浆固结时间长，岩浆结晶分异程度较高。主量元素有以下特点：

(1)高硅：SiO2含量72.80%～73.35%，铁相对镁富集，Fe2O3含量1.58%～2.07%，FeO含量0.19%～0.25%，MgO含量0.22%～0.37%。具有A型花岗岩富铁贫镁的特征。

(2)高碱：AR指数3.45～5.75，平均4.75，属碱性花岗岩。

图3 花岗岩碱性程度判别图(据Wright,1969)

图4 花岗岩铝饱和度判别图(据Maniar等,1989)

(3)铝过饱和：A/CNK指数1.20～1.40，平均1.29，参照Frost等人的花岗岩分类观点，该岩体属于A型花岗岩中铝饱和亚类[2]。

图5 花岗岩类别判别图(据Peive，1975)

主量元素特征反映了其形成于相对还原环境。其形成过程中氧逸度、温度、压力等条件均应满足其还原条件，当源岩成分固定时，温度越高则岩浆体系越处于还原环境。水分会导致体系中氧逸度增加，不利于形成还原环境，还原环境的岩浆水分含量较少。铝过饱和说明其形成压力很高，导致岩浆体系中斜长石不稳定造成的[3]，因此，云峰寨单元花岗岩形成于高温、贫水、高压的还原环境。

3.2 微量元素特征

微量元素分析结果见表2。

表2 岩石微量元素分析结果(×10-6)

在原始地幔标准化蛛网图中(图6)，大离子亲石元素(LILE)Rb和高场强元素(HFSE)Th，U高度富集；而大离子亲石元素(LILE)Ba，Sr及高场强元素(HFSE)Nb，Ta呈相对亏损；在蛛网图中呈现明显“V”型谷形态。Sr相对亏损，指示岩浆演化过程中有显著的斜长石结晶分异过程。Nb与Ta，Zr与Hf化学性质及地球化学行为具相似性，Nb/Ta值通常用来指示岩浆分异演化过程，岩浆分异演化程度与Nb/Ta具有负相关性，Nb/Ta=11.82～13.17，均值12.34，接近正常花岗岩(Nb/Ta正常值为11)，说明该岩体岩浆分异演化时间较长、程度较高[4-5]。

图6 花岗岩微量元素原始地幔标准化蛛网图 (原始地幔标准值据国际地球化学参考模型数据，1998)

3.3 稀土元素特征

∑REE=234.1～251.9,说明云峰寨单元花岗岩稀土元素总体富集。LREE/HREE=4.40～5.77,说明轻稀土元素较重稀土元素富集，是岩体缺少石榴子石、角闪石等矿物的标志(表3)。

(La/Yb)N=4.65～5.72，(La/Sm)N=2.61～3.63，(Gd/Yb)N=1.03～1.20，说明稀土元素整体分馏程度较高，且轻稀土元素分馏较重稀土元素明显。δEu=0.05～0.13，Eu亏损明显，与典型A型花岗岩一致，表明岩浆过程中有较完整的斜长石结晶分异过程(表4)。

表3 岩石稀土元素分析结果(×10-6)

表4 岩石稀土元素特征参数

稀土元素球粒陨石标准化配分曲线图(图7)中可看出，Eu元素附近形成“V”型谷，轻稀土元素一侧缓慢抬升，斜率相对较大，重稀土元素一侧较为平缓，呈舒缓波状，表明Eu→La元素富集趋势增大，而Eu→Lu元素含量变化趋势较为平稳，图形走势与典型A型花岗岩一致[6-9]。

图7 花岗岩稀土元素球粒陨石标准化配分图 (球粒陨石标准值据Boynton，1984)

4 岩石成因

区域上云峰寨单元花岗岩一般呈卵状、椭圆状侵入，符合主动就位机制特征，且其长轴方向多为NW向，与区域主构造方向一致，说明构造对岩浆的上升就位起主要控制作用，即前期断裂为岩浆的最终就位提供空间，花岗岩的位置首先承袭了前期断裂位置，后由于岩浆上侵压力过大，顶部花岗岩结晶作用开始后，岩浆黏度逐渐增加，迫使尾部岩浆的侧向扩张，发生气球膨胀效应，从而改变了花岗岩体原有的接触界线，形成卵状、椭圆状侵入界线。主动就位机制的花岗岩岩浆一般产生于地壳较深位置且岩浆活动较早，地壳物质熔融后体积膨胀，释放压力较大，与岩浆自然浮力相结合，岩浆挤压速率大于断裂拉张速率，上侵就位较为迅速，而岩浆上侵就位速度与其温度和含水量有直接关系，温度愈高、含水量愈低，其上侵就位速率愈快[10]，与判断云峰寨单元花岗岩形成于高温、贫水、高压的还原环境较为吻合。

广义的A型花岗岩是代表一大类富铁贫镁、适度富碱的长英质火成岩的描述性术语，其本身已经失去了岩石成因意义，因此，对于A型花岗岩多种亚类进行岩石成因的研究才具有实际意义。前已述及，云峰寨单元花岗岩属于A型花岗岩中铝饱和亚类。汪洋等[3]通过实例研究证明，铝饱和A型花岗岩可以形成于压力较大、具高地温梯度条件的地壳中下部，铝饱和A型花岗岩成因主要与陆块碰撞或岛弧岩浆作用影响的大陆地壳(或底侵地壳)有关。该次样品中Nb，Ta相对亏损暗示岩浆过程中有地壳物质参与，Ba，Sr相对亏损的花岗岩通常被认为是地壳物质熔融产物，Nb/Ta=11.82～13.17，均值12.34，在正常地壳比值范围之内(10～14)，小于上地幔平均比值(17.5)，表明地壳为岩浆主要来源。样品Zr/Hf=23.06～29.54，均值26.65，与地壳地幔比值(22，33.6)差别较小，表明岩浆形成过程中以地壳参与为主，但也暗示可能有地幔物质参与[11-15]，野外实际观测中也发现岩石局部存在少量可能来自地幔的暗色闪长质包体(图8)。以上特征表明，云峰寨单元花岗岩成因以地壳作用为主，属地壳重融型花岗岩，深部地壳重融过程中混入少量地幔物质。

图8 花岗岩中暗色闪长质包体

5 构造环境

地球化学特征可以用来研究构造环境，主量元素和微量元素可针对不同类型构造环境划分进行判断，选取了Y+Nb-Rb图解(图9)、Y-Nb图解(图10)、Ta+Yb-Rb图解(图11)、SiO2-Al2O3图解分别进行判别(图12)，并做综合对比分析。

图9 Y+Nb-Rb图解(据Pearce，1984)

图10 Y-Nb图解(据Pearce，1984)

在Y+Nb-Rb图解中(图9)，所有样品均落在火山弧花岗岩与同碰撞花岗岩的分界线附近，说明云峰寨单元花岗岩为火山弧花岗岩与同碰撞花岗岩的过渡类型，同时具备2种花岗岩特点，这与Y-Nb图解中判别一致(图10)，而在Ta+Yb-Rb图解中(图11)，所有样品落在同碰撞花岗岩区，同样接近火山弧花岗岩与同碰撞花岗岩分界线，暗示了过渡类型的特点，在SiO2-Al2O3图解(图12)中，所有样品均落在后造山花岗岩区。

图11 Ta+Yb-Rb图解(据Pearce，1984)

图12 SiO2-Al2O3图解(据Maniar等,1989)

A型花岗岩形成的构造环境目前仍有较大争议，Loiselle和Wones最初提出A型花岗岩的定义时，认为其形成于非造山环境，但此后国内外多个地区A型花岗岩被发现形成于造山环境，例如我国哀牢山-金沙江、东秦岭、新西兰Mayer岛、北美阿伯拉契亚等。顾连兴、刘新秒等[16-19]则明确认为，A型花岗岩可以形成于后造山构造环境。贾小辉等[18]认为，铝饱和A型花岗岩形成于碰撞后张性构造环境。国外有学者认为，无论何种构造环境，只要具备贫水且适当硅铝质的地壳源区、足以造成地壳部分熔融的热源以及岩浆上升的适当空间，A型花岗岩就可以形成。A型花岗岩形成于造山期或非造山期的张性构造环境是目前能够被普遍接受的观点。

隋振民等[20]认为，后造山花岗岩在地球化学特征上往往具有富碱(K2O+NaO)、高钾(K2O)、LILE(Rb，Th，K等)和LREE相对富集、HFSE(Nb，Ta，Ti等)相对亏损等特点，云峰寨单元花岗岩中K2O+NaO=9.75～10.86，平均10.33，K2O=5.77～6.23，平均5.94，LILE中大部分元素和LREE相对富集，HFSE中大部分元素相对亏损，这些特点与后造山花岗岩相类似，但云峰寨单元花岗岩LILE中的Sr=3.1～6.7，平均5.23，呈非常明显的亏损状态，这实际上是A型花岗岩的普遍特征，张旗等[21]认为，A型花岗岩大多属于非常低Sr类型。

结合构造环境判别推断，云峰寨单元花岗岩是在经历前期陆块碰撞—俯冲过程后转入到后期折返—垮塌过程的后造山张性构造环境时期产生，与陆壳增厚和地幔物质减压隆升密切相关，也有可能与深大断裂活动有关。秦岭地区华北板块与华南板块在印支期的碰撞发生于约230～200Ma,表现为向北西方向延伸的剪刀式斜碰撞;在秦岭造山带印支期剪刀式大陆碰撞过程中,东南向的板片撕裂引发了软流圈的上涌和随后的镁铁质—长英质岩浆作用[22]，晚古生代开始，南秦岭陆内造山演化期可分为3个阶段：

(1)晚印支期—早燕山期为陆内造山垮塌阶段。

(2)中—晚燕山期为造山挤压推覆阶段，以出现剥离断层为标志。

(3)喜山期为断块隆升阶段。

第一阶段为张性构造环境，第二阶段明显为挤压构造环境，第三阶段已经进入新生代，因此推断，云峰寨单元花岗岩应产生于第一阶段后期，即早燕山期造山垮塌阶段，此阶段地壳由于前期造山运动而增厚，地壳底部压力增大，地幔物质熔融后减压隆升，地壳伸展减薄，产生了一系列张性断裂，形成张性构造环境，地幔物质减压隆升后释放大量热能，导致深部地壳物质熔融产生大量花岗岩浆，地壳熔融花岗岩浆混入部分地幔物质后最终沿张性断裂空间主动上侵就位到地壳较浅位置[23-32]。

6 结论

(1)岩石主量元素研究表明，云峰寨单元花岗岩属于碱性过铝质A型花岗岩，形成于高温、贫水、高压的相对还原环境。

(2)岩石微量元素研究表明，云峰寨单元花岗岩成因以地壳作用为主，属地壳重融型花岗岩，岩浆经历早期地壳熔融过程后又混入少量地幔物质。岩浆固结时间长，演化分异程度高。

(3)花岗岩中稀土元素总体富集，且轻稀土元素较重稀土元素富集，稀土元素整体分馏程度较高，且轻稀土元素较重稀土元素分馏明显，稀土元素特征与典型A型花岗岩一致。

(4)云峰寨单元花岗岩为主动就位机制，是在早燕山期造山垮塌阶段的张性构造环境时期产生，与陆壳增厚导致地幔物质减压隆升密切相关。

致谢：审稿专家在百忙之中审稿并提出了有益意见和建议；山东国土资源杂志社的编辑老师们在文章刊发过程中付出了辛苦细致的劳动；山东科技大学地质学院杨锋杰教授、山东省第四地质矿产勘查院汪子杰高级工程师在该文撰写过程中给予了指导和帮助，在此一并致谢。