小秦岭地区古元古代晚期花岗岩的LA-ICP-MS U-Pb年龄、地球化学特征及其构造意义

许晨，陈衍景，周振菊

1) 北京大学造山带与地壳演化重点实验室，北京，100871； 2) 中国科学院新疆生态与地理研究所新疆矿产资源研究中心，乌鲁木齐，830011； 3) 中国地质科学院地质力学研究所，动力成岩成矿实验室，北京，100081；4) 自然资源部古地磁与古构造重建重点实验室，北京，100081

内容提要: 古元古代晚期的花岗岩类在华北克拉通南缘广泛分布，记录了区域岩石圈演化的重要信息。通过对小秦岭地区南部沿小河断裂出露的花岗岩类的锆石LA-ICP-MS U-Pb年代学、岩石地球化学和Nd—Hf同位素地球化学研究，为小秦岭地区古元古代晚期的地壳演化提供了依据。自西向东，小河中粗粒二长花岗岩、小河细粒二长花岗岩和贵家峪花岗闪长岩的结晶年龄分别为1831±32 Ma、1860±13 Ma和1811±10 Ma。3个花岗岩体均以富硅(67.4%～76.0%)和高碱(7.47%～9.33%)为特征，属于高碱钙碱性到钾玄岩类。地球化学特征表明两个小河花岗岩体属I型花岗岩，具有碰撞型花岗岩特征，其中形成年龄为1831 Ma花岗岩具有高的Sr/Y(26.56～49.52)和(La/Yb)N(31.35～236.71)值、Eu负异常(0.42～0.68)，表明源区残留有石榴子石和少量的斜长石；贵家峪花岗闪长岩具有较高的FeOT/MgO值(17.7～29.2)和10000Ga/Al值(2.95～3.17)，表现出造山后A2型花岗岩特征，与1831 Ma的地壳相比，地壳厚度明显减薄。3个岩体的岩浆锆石εHf(t)=-10.5～-4.5，两阶段模式年龄TDM2=2781～3122 Ma，全岩的εHf(t)=-7.5～-4.5，TDM2=2667～2888 Ma，均指示了其物质来源于中到新太古代古老基底的部分熔融。这期岩浆事件可能是小秦岭区域对1.85 Ga吕梁运动的响应，反映了碰撞造山作用地壳增厚向碰撞后地壳伸展减薄这一演化过程。

超大陆的聚合和裂解过程一直是地质学界研究的热点之一(Rogers and Santosh, 2002; Liu Huichuan et al., 2020)。赵国春等(2002)与Rogers和Santosh (2002)通过分析其他克拉通大致同期的古元古代地质，提出了在2100～1800 Ma期间有一个全球规模的造山运动并且推测它们的拼合导致了一个古元古代—中元古代的超级大陆形成。这一超大陆被命名为Nuna、Hudsonland或者Columbia超大陆，由太古宙克拉通拼合而成，起始于1.9 Ga，并在1.65～1.58 Ga期间拼合完成(Meert, 2012; Pisarevsky et al., 2014; Pourteau et al., 2018)。从1850到850 Ma被称为“寂寞的十亿年”，在这段时间内，世界主要克拉通都比较稳定(Condie, 2011; 翟明国等, 2019)。1.85 Ga作为一个时间节点，前后出现了从全球规模的造山运动到稳定的克拉通发育这一重大转折。作为华北克拉通和秦岭造山带的重要组成部分，同时也是中部造山带的最南端，小秦岭地区南部有古元古代晚期的岩浆活动记录，沿小河断裂出露的一系列花岗岩类记录了前寒武纪超大陆演化过程中华北南缘地壳演化的重要信息。本文选择小秦岭地区沿小河断裂分布的3个古元古代晚期的花岗岩体进行野外考察并开展岩相学和地球化学工作，确定花岗岩类的岩石类型和岩石成因，并进一步探讨其形成的大地构造背景和对古元古代晚期地壳演化的指示意义。

1 区域地质概况

小秦岭地区位于中国大陆腹地，在地理位置上，小秦岭横跨陕西和河南两省，全长约180 km，宽约10～20 km，北部以太要断裂(三宝断裂)为边界与渭河地堑相望，南部受小河断裂限制，整体呈近东西—北东向弧形展布(李云剑, 2019)；在大地构造方面，它是华北克拉通南缘的组成部分，同时又是古元古代中部造山带的南部和秦岭造山带的北缘，其地质演化同时受到多个大地构造单元的影响(陈衍景和富士谷, 1992)。该地区主要出露太古宙—古元古代的变质杂岩和古元古代及中生代岩体。

小秦岭地区的岩石建造组成主要是古老的变质结晶基底太华超群和中生代—晚中生代的岩浆岩。区内广泛出露前寒武纪变质结晶基底，主要是高角闪岩相至麻粒岩相变质的太华超群，岩性主要是TTG质片麻岩、斜长角闪片麻岩、角闪岩、片岩和大理岩，原岩年龄为2293～2801 Ma(Huang Xiaolong et al., 2012, 2013; Yu Xinqi et al., 2013; Diwu Chunrong et al., 2014; 贾晓亮, 2016;第五春荣等, 2018)。在前寒武纪结晶基底之上，小秦岭地区发育了多时期多类型的花岗岩，包括在南部沿小河断裂分布的古元古代早期和晚期的花岗闪长岩和二长花岗岩组合，以及在北部自西向东分布的燕山期华山、文峪和娘娘山花岗岩侵入体(Li Nuo et al., 2018)。其中古元古代的两期花岗岩组合整体不变形，仅局部发生韧性变形带或剪切带，三期岩浆岩均沿东西走向呈条带状展布(李云剑, 2019)。

区域内主要的地质构造是近东西走向的断裂和褶皱，小秦岭地区作为秦岭造山带北侧的前陆接触带，在秦岭与华北接触的过程中受NNE—SSW向挤压应力作用，地层发育NWW—SEE走向的褶皱和逆冲断层(张国伟等1995, 1996; Dong Yunpeng and Santosh, 2016)，其余二级断裂的走向同样以近东西向为主。小秦岭地区在中生代经历了显著的伸展活动，主要表现为北部太要—故县断裂和南部小河断裂伸展的发育，两者均为正断层，小河断裂的下盘同时发育伸展韧性剪切带(胡正国和钱壮志, 1994; Zhang Guowei et al., 2000)。在新生代，小秦岭地区的构造活动主要集中在太要断裂以北区域发育的渭河地堑，伴随着渭河地堑的发育，太要断裂和小河断裂进一步发生正断层活动，将小秦岭地区下盘的基底岩石进一步抬升(Liu Jianhui et al., 2013; Rao Gang et al., 2014)。

2 野外地质关系与岩相学

贵家峪花岗岩位于小秦岭地区最东侧，出露面积约13 km2，呈岩株状产出，分为边缘相和中心相两个岩石结构单元，边缘相为中细粒角闪二长花岗岩，呈环状分布，中心相为粗粒角闪二长花岗岩。小河杂岩是一个复合岩体，岩性有角闪二长花岗岩和黑云母二长花岗岩，分布于小河区域性韧性剪切带南侧，呈东西向带状分布，区内出露长度约为25 km，宽约3～6 km，面积约为60 km2，东西部分别与太华群呈侵入接触，西南部被官道口群高山河组石英砂岩覆盖(Zhou Zhenju et al., 2014b)。

本次研究样品采集点共有3处，如图1c所示。第一个采样点样品为贵家峪中粒花岗闪长岩(GJY)，岩石呈灰色，斑状结构，块状构造，主要矿物有石英(25%～30%)、钾长石(30%～35%)、斜长石(20%～25%)、角闪石(10%)和黑云母(5%～10%)，钾长石较多，且多为正条纹长石，斜长石普遍发生绢云母化蚀变，角闪石呈翠绿偏棕色，可能是碱性角闪石，黑云母颜色为墨绿色到棕绿色，表现出富铁黑云母特征，部分黑云母蚀变为绿泥石。副矿物为磷灰石、锆石和铁—钛氧化物(图2a、 b、 c)。第二个采样点位于洛南县陈耳镇，采样点号为XH-2，岩性为中粗粒黑云母二长花岗岩，岩石呈肉红色，花岗结构块状构造(图2d、 e、 f)。其主要矿物有石英(25%～30%)、钾长石(35%～40%)、斜长石(30%～35%)和黑云母(5%)，副矿物主要是磷灰石和锆石，黑云母为棕色，部分蚀变为绿泥石和葡萄石。第三个采样点位于河南省灵宝市董家埝村，点号为WJY，岩性主要是细粒含角闪石二长花岗岩，岩石特征为肉红色、花岗结构和块状构造。主要矿物有石英(25%～30%)、钾长石(30%～35%)、斜长石(30%～35%)和角闪石(5%～10%)，斜长石发生绢云母化蚀变，角闪石发生绿泥石化和绿帘石化蚀变，表现出靛蓝色异常干涉色(图2g、 h、 i)，副矿物主要为磷灰石和锆石。

图1 中国构造划分图(a); 秦岭构造划分图(b); 小秦岭地区区域地质概况(c)(底图引自Li Nuo et al., 2011; Zhao Haixiang et al., 2012; Zhou Zhenju et al., 2014b)Fig. 1 Tectonic subdivision map of China, showing the location of the Qinling Orogen (a); tectonic subdivision map of the Qinling Orogen, showing the location of the Lesser Qinling Mountains (Xiaoqinling area) (b); geological map of Lesser Qinling Mountains, showing the granitoids distribution (c) (modified after Li Nuo et al., 2011; Zhao Haixiang et al., 2012; Zhou Zhenju et al., 2014b)

3 分析方法

全岩粉末样品制备在河北廊坊完成，主微量元素测试和分析在澳实分析测试(广州)有限公司完成。主量元素通过使用X射线荧光光谱(XRF)确定。具体操作方法如下，称取0.7 g样品，加入适量的硼酸搅拌均匀在溶样机中高温熔融成玻璃盘，最后在XRF仪器(型号为PANalytical AXIOS)上测试。主量元素的分析结果以氧化物形式来表示。氧化物总体分析相对误差小于5%。微量元素包含稀土元素测定在电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)上用内标法进行测定，主微量元素分析方法见Zhou Ligang 等(2014a)。

锆石的分离挑选在河北省廊坊地质调查研究院选矿实验室进行。首先进行碎样工作，碎样工作使用借助空气压缩机产生的高速气体，吹扫颚式破碎机内部，清除杂尘。如果岩石富余，取一小块投入破碎机，得到的碎石碎渣反复投入破碎机，用自身多次“污染”机器。然后取剩余岩石投入破碎机，抛弃粉末，收集碎渣备用。清洗钵体内壁，然后放入上一步收集的碎渣，把40、60、80、100 目筛子叠套，逐级分选，按照不同粒度级归类，然后按常规重力和磁选方法分选出锆石，在双目镜下挑出晶型完好、透明度和色泽度好的锆石用环氧树脂固定于分析靶。待环氧树脂充分固化后将样品靶研磨抛光至锆石新鲜截面露出，用于阴极发光和U-Pb定年。锆石阴极发光(CL)分析在北京锆年领航科技有限公司完成。

锆石U-Pb定年在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。锆石U-Pb定年实验采用的ICP-MS型号为Agilent7500a，激光剥蚀系统为德国LambdaPhysik公司的ComPex102 ArF准激光器与MicroLas公司的GeoLAs 200M光学系统组成。激光束斑直径为30 μm，激光剥蚀深度为20～40 μm。实验中采用氦气(He)作为剥蚀物质的载气，测试使用的标准锆石是91500和GJ-1，元素含量采用美国国家标样技术研究院的人工合成硅酸盐玻璃标准参考物质NIST610为外标，29Si作为内标。每个样品点的数据采集时间共90 s，其中20 s为气体背景采集时间。ICP-MS的分析数据采用Glitter 4.0程序处理计算获得同位素比值、年龄和误差。详细分析步骤和数据处理方法见Wu Fuyuan等(2006)。锆石年龄计算及谐和图用Isoplot 3.75程序完成。

LA-MC-ICP-MS锆石Hf同位素测试在南京聚谱检测科技有限公司完成。193 nm ArF 准分子激光剥蚀系统由 Australian Scientific Instruments 制造，型号为RESOlution LR。多接收器型号电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)由英国Nu Instruments 公司制造，型号为Nu Plasma II。准分子激光发生器产生的深紫外光束经匀化光路聚焦于锆石表面，能量密度为4.5 J/cm2。先收集20 s气体本底，随后以50 μm束斑、9 Hz 频率剥蚀40 s，气溶胶由氦气送出剥蚀池，与氩气混合后进入MC-ICP-MS。MC-ICP-MS单次积分时间为0.3 s，40 s内剥蚀时间内约有133组数据。测试过程中每隔15颗样品锆石，交替测试3颗标物锆石(包括GJ-1、91500、Plešovice、Mud Tank、Penglai)，以检验锆石Hf同位素比值的数据质量。

5件二长花岗岩和五件花岗闪长岩样品的全岩Nd同位素分离在北京大学地壳演化与造山带教育部重点实验室完成。样品处理和测试步骤如下：①称取样品粉末150 mg，加入15 mL 3 Savillex消解罐中，密闭加热48 h，取溶好的样品滴入数滴浓硝酸后蒸干，随后加入1 mL 3 mol/L HCl；②使用含有阳离子交换树脂的石英交换柱进行Nd同位素的分离和提纯，其中洗脱基体元素所用的溶液为3 mol/L HCl，萃取稀土组分所用溶液为6 mol/L HCl，稀土组分通过Ln树脂，用0.25 mol/L HCl洗脱Nd，最后将提纯的Nd蒸干，加入几滴浓硝酸后再次蒸干，之后加入1 mL 3% HNO3，完成样品制备，等待上机测试。测试工作在中国地质调查局天津地质调查中心完成，过程详见Deng Xiaohua等(2015)。

4 分析测试结果

4.1 锆石LA-ICP-MS U-Pb年代学

小河花岗岩两个样品(XH-2、WJY-07)和贵家峪花岗闪长岩一个样品(GJY-03)的锆石的LA-ICP-MS年代学分析结果见表1，锆石阴极发光和年龄分布图分别为图3a、 b、 c和图3d、 e、 f。锆石均呈短柱状或长柱状，长宽比介于1∶4到1∶2之间，可以看到振荡生长环带，表现出明显的岩浆锆石特征。

图3 小秦岭古元古代晚期花岗岩类锆石CL(a)—(c)与锆石U-Pb年龄(d)—(i)图： GJY-03 (a)、 (d)、 (g); WJY-07 (b)、 (e)、 (h); XH-2 (c)、 (f)、(i)。 (a)—(c)图中实线圆圈代表LA-ICP-MS测年点位(直径33 μm)，虚线圆圈代表锆石Hf同位素分析点位(直径50 μm)Fig. 3 Cathodoluminescence (CL) images of zircons from the Late Paleoproterozoic granitoids in Lesser Qinling Mountains (a)-(c) and U-Pb concordia diagram (d)-(i). GJY-03 (a), (d), (g); WJY-07 (b), (e), (h); XH-2 (c), (f), (i). The red circles denote LA-ICP-MS dating spots (33 μm diameter) and green circles denote zircon Hf isotope analysis spots (50 μm diameter)

对XH-2样品29个点进行分析，分析点选取了样品中具有明显振荡环带的锆石核心区域，锆石的Th/U值为0.10～1.11，平均为0.41，表现出明显的岩浆锆石特征(Belousova et al., 2002)。在谐和图中由于铅丢失现象，测试点位构成一条不一致线，其上下交点年龄分别为1831±32 Ma和395±77 Ma(MSWD=2.7)。

WJY-07的锆石属于高U锆石并发生了退晶质作用，退晶质作用在锆石内部形成较多的微裂隙，外来流体易于通过微裂隙进入，引入普通铅。锆石U含量极高导致整体颜色较暗，在阴极发光(CL)图像中难以发现微裂隙，因此测试前预先进行预剥蚀，并且结合透射光照片进行选点。WJY-07锆石样品定年难度较大，对WJY-07锆石样品进行共计17个点进行分析，分析点选取了样品中具有明显振荡环带的锆石核心区域，选取其中谐和度较高的10颗锆石，由于铅丢失效应，锆石年龄呈现为不一致线，其上下交点年龄分别为1860±13 Ma和242±53 Ma(MSWD=0.75)。

贵家峪花岗岩的锆石颗粒均呈半自形到自形，短柱状，粒度较大，最大可达200 μm，Th/U值介于0.43～0.91之间，具有岩浆锆石特征。对GJY锆石样品的30个点进行分析，分析点同样选取了样品中具有明显振荡环带的锆石核心区域， 30个点均位于谐和线上，谐和年龄为1802±6 Ma，207Pb/206Pb年龄变化范围为1762～1894 Ma，加权平均年龄为1811±10 Ma(MSWD=1.6)。

4.2 主量和微量元素特征

三个岩体的主微量分析结果见表2。在主量元素方面，3个岩体均表现出高硅，富碱特征，其中贵家峪花岗闪长岩(GJY)表现为准铝质特征，在TAS图解中落入花岗闪长岩区域，而小河中粗粒黑云母二长花岗岩(XH-2)和小河细粒含角闪石二长花岗岩(WJY)表现为过铝质特征，在TAS图解中落入花岗岩区域(图4a、 b、 c)(邓晋福等，2015a)。随着SiO2含量的增加，3个岩体的TiO2、Fe2O3T、MgO、CaO和P2O5含量逐渐减小(图4)。贵家峪花岗闪长岩的Fe2O3T含量明显高于两个小河花岗岩类，所以贵家峪花岗闪长岩同时表现出相对较低的Mg#。

表2 小秦岭地区古元古代晚期花岗岩类主量元素(%)与微量元素(×10-6)测试结果Table 2 Major (%) and trace (×10-6) element concentrations of the Late Paleoproterozoic granitoids in Lesser Qinling Mountains

图4 小秦岭地区花岗岩主量元素判别图：A/NK—A/CNK判别图(a，底图据Maniar and Piccoli, 1989); Na2O+K2O—SiO2判别图(b，底图据Middlemost, 1994); K2O—SiO2判别图(c，底图据Maniar and Piccoli, 1989); 哈克图解(d)—(i)Fig. 4 Major elements variation diagrams for the Late Paleoproterozoic granitoids in Lesser Qinling Mountains: (a) A/NK vs. A/CNK discriminant diagram(after Maniar and Piccoli, 1989); (b) total alkaline vs. SiO2 (after Middlemost, 1994); (c) K2O vs. SiO2 plots (after Maniar and Piccoli, 1989); (d)—(i) Harker plots of CaO, TiO2, P2O5, TFe2O3, MgO, Mg# vs. SiO2

在微量元素方面，三者表现出较大的差异，首先体现在Rb、Sr和Ba的含量上，最早结晶形成的小河细粒含角闪石二长花岗岩(WJY)具有富集Rb和亏损Ba、Sr的特征，其次形成的小河中粗粒黑云母二长花岗岩(XH-2)则表现出亏损Ba，富集Rb和Sr的特征，最后形成的贵家峪花岗闪长岩(GJY)表现出富集Ba、Sr，亏损Rb的特征(图5a)。在元素比值方面，三者也具有一定的区别，WJY样品具有较低的Nb/Ta(6.87～11.51)和Sr/Y值(3.19～4.81)，XH-2样品具有变化范围较大的Nb/Ta(8.50～23.75)和最高的Sr/Y值(26.56～49.52)，GJY样品则具有较高的Nb/Ta(13.84～20.36)和最低的Sr/Y值(3.11～5.36)。

图5 小秦岭古元古代晚期花岗岩类微量元素蛛网图(a)与稀土元素配分图(b)(原始地幔和球粒陨石值据Sun and Mc Dounough, 1989)Fig. 5 Primitive mantle-normalized trace element patterns (a) and chondrite-normalized REE patterns (b) for the Late Paleoproterozoic granitoids in Lesser Qinling Mountains (normalizing values are from Sun and McDonough, 1989)

3个岩体的稀土元素配分模式均为右倾型(图5b)。按照岩体的结晶顺序，WJY，XH-2和GJY样品中的稀土元素的含量依次递增，分别为165.18×10-6～226.63×10-6，95.50×10-6～702.80×10-6，501.72×10-6～787.76×10-6；轻重稀土分异程度表现出先增后减的趋势，WJY、XH-2和GJY样品中的(La/Yb)N分别为10.17～14.03、31.35～236.71和14.33～20.90；Eu负异常情况与(La/Yb)N特征一致，WJY和GJY样品存在明显的Eu负异常，但是XH-2样品则不存在Eu负异常(图5b)。

4.3 锆石Lu—Hf同位素与全岩Sm—Nd同位素分析

对来自小河花岗岩和贵家峪花岗闪长岩的10件样品进行了全岩Sm—Nd同位素分析，数据见表4，图6a。小河杂岩(WJY-7)样品的n(147Sm)/n(144Nd)和n(143Nd)/n(144Nd)值分别为0.112505～0.117760和0.511300～0.511324，εNd(t)变化于-7.5～-6.5之间，二阶段模式年龄TDM2=2784～2888 Ma。贵家峪岩体的样品的n(147Sm)/n(144Nd)和n(143Nd)/n(144Nd)值为分别为0.09293～0.10697和0.511115～0.511216，εNd(t)变化于-7.2～-4.5之间，二阶段模式年龄TDM2=2667～2884 Ma。

图6 小秦岭古元古代晚期花岗岩类同位素图解：εNd (t)—t图解(a)和εHf (t)—t图解图(b)Fig. 6 Plot of whole-rock εNd(t) vs. t (a) and zircon εHf(t) vs. t (b) for the Late Paleoproterozoic granitoids in Lesser Qinling MountainsDM—亏损地幔; CHUR—球粒陨石。小秦岭地区太华杂岩的Hf同位素数据引用自时毓等, 2011; 贾晓亮, 2016; Huang Xiaolong et al., 2013; Yu Xinqi et al., 2013; Diwu Chunrong et al., 2014。地幔演化线参考现在的n(176Hf)/n(177Hf)值0.28325和n(176Lu)/n(177Hf)值0.0384(Griffin et al., 2000)Data cited from Huang Xiaolong et al., 2013; Yu Xinqi et al., 2013; Diwu Chunrong et al., 2014; Shi Yu et al., 2014&; Jia Xiaoliang, 2016&. The evolution of depleted mantle (DM) is drawn by using the present-day n(176Hf)/n(177Hf) = 0.28325 and n(176Lu)/n(177Hf) = 0.0384 (Griffin et al., 2000)

表3 小河花岗岩(WJY)和贵家峪花岗闪长岩(GJY)全岩Sm-Nd同位素测试结果Table 3 Whole-rock Sm-Nd isotope of WJY granite and GJY granodiorite

在LA-ICP-MS定年的基础上，对两件二长花岗岩(XH-2和WJY-07)和一件花岗闪长岩(GJY-03)的测试锆石继续开展Lu—Hf同位素分析，分析点与U-Pb测试点位于同一位置或者具有重叠区域，共计69个数据点，测试数据见表3，图6b。大部分样品的n(176Lu)/n(177Hf)小于0.002，表明锆石结晶后累计的放射性成因Hf含量较低，初始n(176Hf)/n(177Hf)介于0.281304到0.281482之间，全部小于0.2815。样品的Hf同位素组成情况较为一致，εHf(t)分布范围为-10.48到-4.48，二阶段模式年龄TDM2分布范围为2781Ma到3122Ma。XH-2的29个测试点的n(176Hf)/n(177Hf)分布范围为0.281325到0.281482，εHf(t)分布范围为-10.39到-4.82，样品的一阶段模式年龄TDM1为2419Ma到2691Ma，二阶段模式年龄TDM2为2781Ma到3122Ma。WJY-07的11个测试点的n(176Hf)/n(177Hf)分布范围为0.281304到0.281473，εHf(t)分布范围为-10.48到-4.48，样品的一阶段模式年龄TDM1为2439Ma到2712Ma，二阶段模式年龄TDM2为2782Ma到3149Ma。GJY-03的29个测试点的n(176Hf)/n(177Hf)分布范围为0.281389到0.281459，εHf(t)分布范围为-8.77到-6.30，样品的一阶段模式年龄TDM1为2453Ma到2550Ma，二阶段模式年龄TDM2为2850Ma到3001Ma。

5 讨论

5.1 形成时代

小秦岭地区南部沿小河断裂出露的这期古元古代花岗岩类的锆石发育振荡生长环带并且具有较高的Th/U值，表明其成因为岩浆成因，其U-Pb年龄可以代表岩体的形成年龄。小河中粗粒黑云母二长花岗岩、细粒含角闪石二长花岗岩和贵家峪花岗闪长岩的锆石U-Pb年龄分别为1831±32Ma，1860±13Ma和1811±10Ma，指示了这期岩浆活动发育时间在1.85Ga前后，是一期古元古代晚期岩浆活动。同样在小河断裂附近，李云剑(2019)对小河花岗岩侵入体开展U-Pb定年工作，获得年龄1799±25Ma(MSWD=1.8)，1786±24Ma(MSWD=0.24)和1782±29Ma(MSWD=2.4)，庞绪成等(2021)通过对董家稔村花岗岩进行锆石U-Pb定年工作，也得到一致的年龄1769±29Ma(MSWD=2.2)，DengXiaoqin等(2016)对贵家峪岩体开展工作，获得了1797～1834Ma的结晶年龄，这些锆石U-Pb年龄指示了沿小河断裂出露的这期花岗岩类记录了古元古代晚期小秦岭地区发生的大规模中酸性岩浆事件。

这期发生在小秦岭地区的古元古代晚期岩浆事件的年龄范围为1860Ma到1782Ma，略早于华北克拉通南缘广泛分布的熊耳群火山岩的集中喷发时间(1.78～1.65Ga)，两者在时间、空间和形成的岩石类型上均存在明显的承接关系，可能反映同一构造热事件的不同阶段。

表 4 古元古代晚期花岗岩类锆石Lu-Hf测试结果Table 4 LA-ICP-MS zircon Hf isotope compositions of the Late Paleoproterozoic granitoids Lesser Qinling Mountains

5.2 岩石类型与岩石成因

小河中粗粒二长花岗岩、小河细粒二长花岗岩和贵家峪花岗闪长岩岩体具有不同的岩性和化学特征。

小河细粒二长花岗岩(WJY)中暗色矿物为角闪石，具有高SiO2含量(73.8%～75.2%)，高钾钙碱性和弱过铝质特征(A/CNK=1.06～1.08)。微量元素蛛网图显示样品表现出强烈的Ba、Nb、Ta、Sr、P、Ti亏损与Rb、Th、K、Pb的富集，Nb/Ta位于6.9到11.5之间，Zr/Hf位于27.5到32.4之间，具有明显的壳源特征和分异特征。明显的Sr、Ba亏损和Eu负异常(0.33～0.45)表明岩浆源区残留大量斜长石，可能具有较浅的源区(图8a、 c)。锆石整体呈现黑色，具有较高的U和Th含量，表现出类似热液锆石的特征(图3b)，结合高硅高Rb和低Ba、Sr、Zr/Hf和较低的全岩锆石饱和温度(776～793°C)，小河细粒二长花岗岩可能是具有一定分异特征的I型花岗岩(图7b、c; Wang Xiang et al., 2016)。小河细粒二长花岗岩的部分特征与A型花岗岩相似是因为发生了一定程度的分异(Gelman et al., 2014; Lee and Morton, 2015)。

图7 小秦岭古元古代晚期花岗岩类岩石类型判别图(底图引自Whalen et al., 1987; Eby, 1990)Fig. 7 Chemical discrimination diagrams for the Late Paleoproterozoic granitoids in Lesser Qinling Mountains(after Whalen et al., 1987 and Eby, 1990)A—A型花岗岩；FG—分异的I,S和M型花岗岩；OGT—未分异的I,S和M型花岗岩A—A-type granite; FG—fractionated M-, I-, and S-type granite; OGT—unfractionated M-, I-, and S-type granite

小河中粗粒花岗岩(XH-2)的暗色矿物为黑云母，SiO2含量极高，大于75%，岩石以高钾钙碱性和过铝质(A/CNK=1.18～1.34)为特征，没有出现S型花岗岩的特征矿物。微量元素蛛网图显示样品表现出强烈的Ba、Nb、Ta、P、Ti亏损与Th、K、Pb的富集，与小河细粒二长花岗岩特征相似，具有明显的壳源特征。样品的Sr亏损和Rb富集程度均相对小河细粒二长花岗岩更弱，Zr/Hf位于32.0到37.9之间，分异特征弱于小河细粒二长花岗岩。小河中粗粒花岗岩花岗岩具有较高的Sr/Y和(La/Yb)N，并且Y和Yb含量低，除一个样品Eu异常呈明显正异常外，其余样品的Eu负异常明显(0.42～0.68)(图8)，并且具有强烈分馏的轻重稀土比值，指示了源区残留相中含有斜长石和石榴子石，表明XH-2样品具有比WJY更深的岩浆源区。XH-2花岗岩样品的结晶温度为758～946℃，变化范围较大，并且最大温度较高，锆石Hf同位素二阶段模式年龄指示XH-2样品的物质来源除了新太古代的古老结晶基底外还存在部分中太古代的结晶基底。因此XH-2花岗岩样品表现出的更复杂的Nb/Ta和结晶温度范围可能是幔源物质的贡献所导致。

图8 小秦岭古元古代早期花岗岩类微量元素协变图：δEu—Sr (a), Mg#—Sr (b), Ba—Sr (c), Rb—Sr(d)(底图引自Janoušek et al.，2004)Fig. 8 Diagrams showing relationships of δEu vs. Sr (a); Mg# vs. SiO2 (b); Ba vs. Sr (c); Rb vs. Sr (d) for the Late Paleoproterozoic granitoids in Lesser Qinling Mountains (base map is from Janoušek et al., 2004)

贵家峪花岗闪长岩(GJY)中暗色矿物为角闪石，SiO2含量为67.4%～69.0 %，岩石以高钾钙碱性(K2O+Na2O>7.60%)和准铝质(A/CNK=0.90～0.95)为特征。从微量元素蛛网图中可以看出，贵家峪花岗闪长岩与前两者不同，微量元素含量整体较高，富集Ba、Pb，亏损Nb、Ta、Sr、P、Ti，具有明显的Pb正异常和较高的Rb/Sr值(0.45～0.93)，表明贵家峪花岗闪长岩岩浆源区残留斜长石。稀土元素配分模式图显示样品具有平坦的重稀土配分，轻重稀土分馏不强烈，(La/Yb)N为12.6～17.0，结合明显的Eu负异常(0.60～0.78)(图8)，表明岩浆源区残留矿物以斜长石为主。贵家峪花岗闪长岩样品具有极高的全岩锆石饱和温度(894～909°C)，超过典型A型花岗岩的结晶温度839°C(King et al., 1997)。贵家峪花岗岩缺乏岩浆作用之前的老岩浆锆石，暗色矿物有钙质角闪石和铁云母等A型花岗岩特征矿物(图2b、 c)(Deng Xiaoqin et al., 2016)，样品同时表现出较高的10000Ga/Al(2.95～3.17)和Zr+Nb+Ce+Y(928×10-6～1057×10-6)，这些特征符合A型花岗岩标准。 此外，贵家峪花岗岩样品的Zr/Hf位于40.9～42.6之间，表明贵家峪花岗闪长岩分异程度较低，贵家峪花岗闪长岩岩是未发生明显分异的A型花岗岩(图7)。

WJY和GJY两个花岗岩样品的εNd(t)范围位于-7.5到-6.5，二阶段模式年龄TDM2为2667～2888 Ma，指示了源区可能是2.7～2.9 Ga的太古宙结晶基底(图6a)。三处花岗岩体的εHf(t)分布范围为-10.48到-4.48，二阶段模式年龄为2781～3149 Ma，指示岩浆来源为中到新太古代的变质结晶基底(图6b)。

综上所述，小河细粒二长花岗岩、小河中粗粒二长花岗岩和贵家峪花岗闪长岩的物质来源相同，均来源于中到新太古代的变质结晶基底的部分熔融，发生部分熔融时源区具有不同的深度。其中小河中粗粒花岗岩源区深度较深，源区的古老地壳物质部分熔融残留矿物为石榴子石加少量的斜长石，小河细粒二长花岗岩和贵家峪花岗闪长岩源区深度较浅，源区的古老物质部分熔融残留矿物以斜长石为主。

5.3 构造背景与地质意义

小秦岭地区古元古代晚期三个花岗岩体具有不同的形成年龄、岩石类型和岩石成因。小河细粒二长花岗岩(WJY)的形成年龄为1860 Ma，此时源区深度较浅，岩浆部分熔融形成了具有一定分异特征的I型花岗岩，小河中粗粒花岗岩(XH-2)形成年龄为1831 Ma，此时源区深度较深，形成的花岗岩具有同碰撞的特征，表现为I型向S型花岗岩的过渡(图2、 9)。从1860 Ma到1831 Ma，小秦岭地区经历了地壳厚度的增加，对应的大地构造背景可能是碰撞造山的过程。贵家峪花岗闪长岩(GJY)形成年龄为1811 Ma，形成时源区深度与1860 Ma时相近，表明此时已经完成碰撞到伸展的转换，地壳厚度减薄(图9)。从1831 Ma到1811 Ma，小秦岭地区完成了从碰撞造山到碰撞后伸展和逐渐演变为陆内演化的构造体制的转变。小河细粒二长花岗岩和中粗粒花岗岩共同组成的二长花岗岩组合，具有碰撞造山阶段形成的花岗岩特征；贵家峪花岗闪长岩代表的碱性的A型花岗岩的出现也与造山后阶段的岩石组合相符(邓晋福等，2015b)。同时，样品的微量元素投图显示小河细粒二长花岗岩(WJY)和中粗粒花岗岩(XH-2)位于同碰撞阶段，而贵家峪花岗闪长岩(GJY)位于碰撞后的伸展阶段(图10)。在A型花岗岩的构造环境判别图中，贵家峪花岗闪长岩落入A2区域，代表造山后阶段(图10 d; Eby, 1992)，与前文所述的小秦岭地区的大地构造背景转换相符。

图9 小秦岭古元古代晚期花岗岩类(La/Yb)N—YbN (a)和Sr/Y—Y (b)判别图[Adakite区域和经典岛弧岩浆区域据Defant and Drummond (1990)和Martin et al. (2005)，部分熔融曲线参考Defant and Drummond (1990)]. 小秦岭地区太华杂岩的Hf同位素数据引用自时毓等, 2011; 贾晓亮, 2016; Huang Xiaolong et al., 2013; Yu Xinqi et al., 2013; Diwu Chunrong et al., 2014Fig. 9 Plots of Sr/Y vs. Y (a); and (La/Yb)N vs. YbN (b) for the Late Paleoproterozoic granitoids in Lesser Qinling Mountains. Fields of high-Al TTG and adakite and common island arc magmatic rocks are from Defant and Drummond (1990) and Martin et al. (2005). The partial melting curve is from Drummond and Defant (1990). Data cited from Huang Xiaolong et al., 2013; Yu Xinqi et al., 2013; Diwu Chunrong et al., 2014; Shi Yu et al., 2011&; Jia Xiaoliang, 2016&

图10 小秦岭古元古代晚期花岗岩类构造环境判别图：(a)、 (b)据Pearce等(1984)；(c)据Batchelor等(1985)；(d)据Eby (1992)Fig. 10 Discriminant diagrams of the Late Paleoproterozoic granitoids in Lesser Qinling Mountains: (a)—(b) after Pearce et al. (1984); (c) after Batchelor et al. (1985); (d) after Eby (1992)Syn-COLG—同碰撞花岗岩；VAG—岛弧花岗岩；Post-COLG—后碰撞花岗岩；WPG—板内花岗岩；ORG—洋中脊花岗岩；图(c) 1～7分别为: 1—地幔斜长花岗岩；2—破坏性活动板块边缘(板块碰撞前)花岗岩；3—板块碰撞后隆起期花岗岩；4—造山晚期花岗岩；5—非造山区A型花岗岩；6—同碰撞花岗岩；7—造山期后A型花岗岩；A1—非造山环境；A2—造山后环境。R1=4n(Si)-11[n(Na)+n(K)]-2[n(Fe)+n(Ti)]；R2=6n(Ca)+2n(Mg)+n(Al)syn-COLG—syn-collision granites; post-COLG or POG—post-collision granites; VAG—volcanic are granites; WPG—within plate granites; ORG—ocean ridge granites. 1-7 in figure c: 1—mantle fractionates; 2—pre-plate collision; 3—Post-collision; 4—late-orogenic; 5—anorogenic; 6—syn-collision; 7—post-orogenic; A1—non orogenic environment; A2—post orogenic environment; R1=4n(Si)-11[n(Na)+n(K)]-2[n(Fe)+n(Ti)]; R2=6n(Ca)+2n(Mg)+n(Al)

小秦岭地区及其周边的古元古代晚期岩浆活动强烈，保存了多处岩浆活动记录(Yu Xinqi et al., 2013;贾晓亮, 2016; 庞绪成等, 2021)。古元古代晚期花岗岩类多为A型花岗岩，锆石的εHf(t)均为负，并且Hf同位素二阶段模式年龄往往远大于形成年龄，主要表现为古老陆壳的重熔，多形成于伸展阶段。沿小河断裂出露的三处古元古代晚期花岗岩从早到晚反映了一次从碰撞造山到碰撞后伸展的转换，表明在1.85 Ga小秦岭地区经历了一场构造热事件，结合周围广泛分布的1.8 Ga岩浆记录，这期构造热事件影响范围较广。古元古代晚期的岩浆活动归属于造山纪，在此期间发生了Nuna超大陆的汇聚，华熊、嵩箕和中条等众多地块拼合成为一个整体，构成了统一的华北克拉通(陈衍景等, 2020)。除华北克拉通外，扬子和塔里木在这段时期均有强烈的岩浆活动，Nuna超大陆的汇聚过程可能直接导致了华北、扬子和塔里木三大克拉通的结晶基底和古元古代晚期沉积盖层的形成(Zhao Guochun et al., 2003; 王慧初等, 2005; 刘东晓等, 2017)。小秦岭地区南部记录的这期始于约1.86 Ga的古元古代晚期构造—岩浆事件与吕梁运动在时间和空间上耦合，代表了小秦岭地区对吕梁运动的响应。

6 结论

(1)小秦岭地区沿小河断裂分布的花岗岩类中分布有形成年龄为1831±32 Ma、1860±13 Ma和1811±10 Ma的花岗岩，指示了这是一期古元古代晚期的中酸性岩浆事件。

(2)小秦岭地区中元古代晚期花岗岩体形成于中到新太古代古老基底的部分熔融，其中小河花岗岩形成于碰撞造山阶段，贵家峪花岗闪长岩形成于碰撞后伸展阶段。不同时期形成的花岗岩类的源区深度指示了地壳厚度先增厚后减薄。

(3)1811 Ma形成的贵家峪花岗闪长岩表现出造山后A2型花岗岩的特征，代表了碰撞造山的结束。从约1.8 Ga起，华北克拉通南缘形成了大量碱性岩体，这种岩石类型的转变指示了在1.8 Ga之前小秦岭地区完成从碰撞造山到碰撞后伸展的转变，进入伸展构造体制和陆内演化阶段。

致谢：野外工作得到于杰博士、疏孙平博士、齐楠博士和吴艳爽老师的协助; 两位审稿专家和章雨旭研究员提出了宝贵的修改意见和建议，在此表示由衷感谢！