1.   引言

秦岭造山带是横贯中国东西、分布在华北板块和华南板块之间的中央造山带的重要组成部分。以宝成铁路划分为东、西两段，东部为东秦岭造山带，西部为西秦岭造山带(黄邦毅等，2015)。秦岭造山带中的商南—丹凤断裂带(简称商丹断裂带)，是扬子板块与华北板块的缝合带，即南秦岭微陆块的北界。南秦岭位于商丹缝合带和勉略缝合带之间，秦岭造山带尤其是南秦岭构造带中分布了大量的三叠纪花岗岩(图 1a)。自西向东主要有糜署岭岩体、迷坝岩体、光头山岩体、留坝岩体、西坝岩体、华阳岩体、五龙岩体、老城岩体、胭脂坝岩体、东江口岩体、柞水岩体、曹坪岩体和沙河湾岩体等（杨朋涛等，2013）。本文以西秦岭东部商丹断裂带西段南侧的何家庄—老虎窑岩体作为研究对象，通过详细的锆石U-Pb同位素定年、岩石学、矿物学和岩石地球化学研究以及Hf同位素特征分析，确定岩体形成时代，探索其岩浆演化过程和岩浆源区性质，探讨其构造演化背景，为研究勉略洋的俯冲-闭合时限以及秦岭的构造演化提供重要的参考。

图  1  秦岭造山带三叠纪花岗岩分布(a)(据杨朋涛等，2013)与采样位置简图(b)(据1:50000地质图)

1—花岗质侵入体; 2—主要板块边界; 3—花岗岩体; 4—下古生界罗汉寺岩群; 5—石炭系草凉驿组; 6—白垩系东河群; 7—第四系; 8—断层; 9—取样点

Figure  1.  Sketch geological map of the Triassic granite distribution in Qinling orogenic belt(after Yang Pengtao et al., 2013) and location of the samples(after 1:50000 geological map)

1-Granitic intrusion; 2-Major plate boundaries; 3-Granite body; 4-Luohansi Rock Group of Lower Paleozoic; 5-Caoliangyi Formation of Carboniferous; 6-Donghe Group of Cretaceous; 7-Quaternary; 8-Fault; 9-Sampling point

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2.   区域地质背景及岩相学特征

2.1   区域地质背景

秦岭造山带的形成演化可以概括为3个主要的构造演化阶段，分别是新太古代—中元古代造山带基底的形成阶段和新元古代—中三叠世以现代板块构造体制为基本特征的板块构造演化阶段以及中新生代陆内造山作用与构造演化。按照张国伟（1997）对秦岭造山带构造单元的划分，分为商丹缝合带、勉略缝合带、华北地块南部带、扬子地块北部带、秦岭微板块五个构造单元。本文研究的对象位于商丹断裂带西段的内部，秦岭微板块北部。何家庄岩体位于陕西凤县西北部，出露面积约25 km²，空间上整体展布呈发簪状，西边“发簪尾”，东边“尖头”，东西向长约13 km。紧邻“尖头”北边的老虎窑岩株呈竹叶状，位于老虎窑附近，长约2 km。何家庄岩体北部侵入到下古生界罗汉寺岩群中, 南部侵入到石炭系草凉驿组的石英砂岩中, 岩体与白垩纪东河群呈断层接触（图 1b）。

2.2   岩相学特征

何家庄—老虎窑岩体主体岩性为花岗闪长岩（图 2a），何家庄岩体中可见与寄主岩石呈截然接触关系的暗色包体（图 2b），呈椭圆状或不规则状，包体直径3~50 cm，且岩体中有基性岩脉侵入（图 2e、f），老虎窑岩株中也可见基性岩脉。两者中的花岗闪长岩呈灰绿色、浅肉红色（钾化），粗粒花岗结构，块状构造，发育片麻状构造。主要矿物组合为斜长石（35%~40%）、钾长石（20%~25%）、石英（15%~20%）、黑云母（~10%）和少量角闪石，副矿物有锆石、榍石，绿帘石（图 2c）。通过镜下观察，斜长石发生了高岭土化，黑云母发生了绿帘石化，且部分斜长石拥有酸化边（图 2d），反映了矿物经历了一期很强的热液蚀变。

图  2  何家庄—老虎窑岩体中花岗闪长岩野外照片及代表性显微照片(正交偏光)

a—花岗闪长岩；b—暗色包裹体；c—镜下矿物组合；d—酸化边；e—基性岩脉；f—基性岩脉剖面图；f-1—花岗闪长岩；f-2—基性岩脉；f-3—断层；f-4—节理；f-5—产状

Figure  2.  Field photographs of the granodiorite in the Hejiazhuang and Laohuyao intrusions and representative microphotographs

(crossed nicols) a-Granodiorite; b-Dark inclusion; c-Mineral assemblage under the microscope; d-Acidizing edge; e-Basic dike; f-Profile of basic dike; f-1-Granodiorite; f-2-Basic dike; f-3-Fault; f-4-Joint; f-5-Attitude

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3.   样品分析方法

锆石的分选工作由河北省廊坊市地质勘探技术服务有限公司完成。采用常规方法将样品粉碎，经人工水淘洗分选出锆石，在实体双目镜下挑选出晶形和透明度较好的锆石颗粒作为测定对象。将锆石颗粒黏在双面胶上，然后用无色透明的环氧树脂固定，待环氧树脂充分固化后，对其表面进行抛光至锆石内部暴露，然后进行锆石显微照相（反射光和透射光）、阴极发光（CL）图像研究及LA-ICP-MS测试分析。测试点的选取首先根据锆石反射光和透射光显微照片进行初选，再与CL图像反复对比，力求避开内部裂隙和包体以及不同成因的区域，以期获得较准确的年龄信息。锆石U-Pb同位素定年在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室利用LA-ICP-MS分析完成。激光剥蚀系统为Coherent公司生产的193 nm准分子激光系统，ICP-MS为Agilent 7700x电感耦合等离子质谱仪。激光剥蚀过程中采用氦气作载气，由一个T型接头将氦气和氩气混合后进入ICP-MS中。每个采集周期包括大约30 s的空白信号和60 s的样品信号。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、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年龄计算）采用软件ICPMSDataCal (Liu et al., 2008a, 2010)完成。U-Pb同位素定年中采用锆石标准91500作外标进行同位素分馏校正，每分析6~8个样品点，分析2次91500。对于与分析时间有关的U-Th-Pb同位素比值漂移，利用91500的变化采用线性内插的方式进行了校正(Liu et al., 2010)。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IsoplotR(Pieter, 2018)完成。

主、微量元素分析测试在中国地质科学院国家地质实验测试中心完成。主量元素使用X-射线荧光仪(XRF-1500)法测试。微量元素及稀土元素利用酸溶法制备样品，使用ICPMS(Element Ⅱ)测试，分析精度为：按照GSR-1和GSR-2国家标准，当元素含量大于10×10^-6时，精度优于5%，当含量小于10×10^-6时，精度优于10%。

4.   分析结果

4.1   LA-ICP-MS锆石U-Pb测年

本文研究的样品为陕西省凤县北部的花岗闪长岩，野外编号为Q800-1（何家庄岩体）、Q801-1（老虎窑岩株）、Q811-1（何家庄岩体），对其进行LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄研究。对于²⁰⁶Pb/²³⁸U表观年龄小于1000 Ma的数据, 采用²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄进行加权平均计算, 继承锆石内核中²⁰⁶Pb/²³⁸U表观年龄大于1000 Ma的数据, 使用²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄计算加权平均值, 使用的计算软件为IsoplotR(Pieter，2018)。3个样品中所含锆石的自形程度均较高，Q800-1样品中锆石多为短柱状，个别为长柱状或板状，锆石颗粒大小不一，粒级多为100~250 μm，长宽比介于1:1~2:1，它们的Th/U值介于0.10~1.84。Q801-1样品中锆石大部分为长柱状或板状，少部分为短柱状，粒级多为100~300 μm，长宽比介于1:1~3:1，它们的Th/U值介于0.08~0.77。Q811-1样品中锆石大部分为短柱状，少数为长柱状或板状，粒级多为100~200 μm，长宽比介于1:1~2:1，它们的Th/U值介于0.06~0.91。阴极发光（CL）图像显示（图 3），3个样品几乎所有锆石均发育良好的震荡环带，且几乎所有锆石内保存有继承锆石内核, 为典型的岩浆锆石(Hoskin et al., 2003; 吴元保等, 2004；刘明强等，2018)。

图  3  何家庄—老虎窑岩体中花岗闪长岩锆石CL图像和年龄值

a—Q800-1样品锆石CL图像和年龄值; b—Q801-1样品锆石CL图像和年龄值; c—Q811-1样品锆石CL图像和年龄值

Figure  3.  CL images and ²⁰⁶Pb/²³⁸U ages of single zircon of the granodiorite in the Hejiazhuang and Laohuyao intrusion

a-CL images and ²⁰⁶Pb/²³⁸U ages of sample Q800-1; b-CL images and ²⁰⁶Pb/²³⁸U ages of sample Q801-1;c-CL images and ²⁰⁶Pb/²³⁸U ages of sample Q811-1

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对3个样品共71颗锆石的74个点进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素定年分析，分析结果见表 1。

表  1  花岗闪长岩LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素分析结果

Table  1.  LA-ICP-MS zircon U-Pb data of the granodiorite

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样品Q800-1的24个分析点几乎全部落在谐和线上或其附近（图 4a、b），根据CL图像（图 3a）中锆石形态及表观年龄值，可将分析数据分为3组，第一组包括1个分析点（#28），该组分析点的打点位置为岩浆锆石继承内核，它的²⁰⁶Pb/²³⁸U表观年龄为506 Ma，显示岩浆源区存在早古生代的壳源物质。第二组包括9个分析点，该组分析点的打点位置为岩浆锆石继承内核，其中5个分析点（#13、#23、#24、#27、#29）的²⁰⁶Pb/²³⁸U表观年龄介于667~981 Ma，其余4个分析点（#21、#22、#25、#26）的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb表观年龄介于1343~1758 Ma，显示岩浆源区存在元古宙的壳源物质。第三组包括14个分析点，该组分析点的打点位置是岩浆锆石震荡环带，它们的²⁰⁶Pb/²³⁸U表观年龄介于234~248 Ma，获得²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄加权平均值为(240.3±0.65)Ma（MSWD=0.6），这一年龄代表了花岗闪长质岩浆的结晶年龄。

图  4  花岗闪长岩样品(Q800-1)、(Q801-1)、(Q811-1)LA-ICPMS锆石U-Pb谐和年龄图

Figure  4.  LA-ICP-MS zircon U-Pb concordia diagram of granodiorite(Q800-1), (Q801-1), (Q811-1)

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样品801-1的26个分析点几乎全部落在谐和线上或其附近（图 4c、d），根据CL图像(图 3b)中锆石形态及表观年龄值，可将分析数据分为四组，第一组包括8个分析点，该组分析点的打点位置为岩浆锆石继承内核，其中4个分析点（#21、#22、#23、#28）的²⁰⁶Pb/²³⁸U表观年龄介于713~790 Ma，另外4个分析点（#25、#26、#27、#30）的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb表观年龄介于1184~1833 Ma, 暗示岩浆源区存在中、新元古代的壳源物质。第二组包括1个分析点（#29），打点位置为继承内核，它的²⁰⁶Pb/²³⁸U表观年龄为475 Ma，暗示岩浆源区存在早古生代的壳源物质。第三组包括6个分析点（#2、#5、#11、#12、#13、#20），打点位置也是岩浆锆石继承内核，它们的²⁰⁶Pb/²³⁸U表观年龄介于232~246 Ma，较结晶年龄稍早，表明源岩可能是早期同源岩浆结晶后重熔后的物质，发生了岩浆脉动结晶。第四组包括剩余的11个分析点，打点位置为岩浆锆石的震荡环带，它们的²⁰⁶Pb/²³⁸U表观年龄介于233~243 Ma，获得²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄加权平均值为(238.5±0.58)Ma（MSWD=5.3）。

样品Q811-1的24个分析点几乎全部落在谐和线上或其附近（图 4e、f），根据CL图像（图 3c）中锆石形态及表观年龄值，可将分析数据分为3组，第一组包括2个分析点（#30、#33），该组分析点的打点位置为岩浆锆石继承内核，它们的²⁰⁶Pb/²³⁸U表观年龄分别为437 Ma、414 Ma，显示岩浆源区存在早古生代的壳源物质。第二组包括10个分析点，该组分析点的打点位置是岩浆锆石继承内核，其中4个分析点（#24、#27、#31、#35）的²⁰⁶Pb/²³⁸U表观年龄介于704~902Ma，其余6个分析点（#21、#22、#23、#25、#28、#34）的20⁷Pb/²⁰⁶Pb表观年龄介于1770~2454 Ma，显示岩浆源区存在元古宙的壳源物质。第三组包括12个分析点，该组分析点的打点位置是岩浆锆石震荡环带，它们的²⁰⁶Pb/²³⁸U表观年龄介于231~244 Ma，获得²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄加权平均值为(234.5±0.64)Ma（MSWD=6.5）。三者结晶年龄的加权平均值在误差之内基本一致。

4.2   主量元素

从本文研究的5个中生代花岗岩体样品主量元素氧化物含量（表 2）可知，SiO₂含量为66.47%~69.41%，平均值为67.64%。在岩浆岩/火山岩系统全碱-硅（TAS）分类图（图 5a）中5个样品基本落在花岗闪长岩区域内，与野外及岩相学鉴定结果基本一致。Al₂O₃含量偏高，含量介于15.02%~15.91%，平均值为15.38%。A/CNK(Al₂O₃/(CaO+Na₂O+K₂O)分子比)在1.48~1.70变化, 平均值为1.57 > 1.10，为铝饱和花岗岩，在A/NK(Al₂O₃/(Na₂O+K₂O)分子比)对A/CNK图（图 5b）中均分布与过铝质范围内，表现为强过铝质特征。全碱含量（K₂O+Na₂O）为7.16%~7.87%，平均值为7.65%，K₂O/Na₂O比值在0.71~1.10变化。在SiO₂-K₂O图中，全部落在高钾钙碱性系列中（图 5c）。

图  5  岩浆岩全碱-硅(TAS)图(a)、A/CNK-ANK图解(b)和SiO₂-K₂O图解(c)

a—全碱-硅(TAS)图；b—A/CNK-ANK图解；c—SiO₂-K₂O图解

Figure  5.  TAS classification(a), A/CNK-ANK(b) and SiO₂-K₂O(c) diagrams of igneous or volcanic rock system

a-TAS classification diagram; b-A/CNK-ANK diagram; c-SiO₂-K₂O₂ diagram

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4.3   稀土元素

样品的稀土总量较高，ΣREE在89.71×10^-6~119.07×10^-6（表 2），平均值为104.63×10^-6，δEu（均值0.92）和δCe（均值0.97）均呈弱负异常。LREE/HREE平均值为17.79，La_N/Yb_N普遍大于15（25.11~35.73），平均值为30.01。LREE和HREE之间分异很强，轻稀土元素强烈富集，重稀土元素较为平坦，在球粒陨石标准化的稀土配分模式图中表现为强烈的右倾型稀土配分模式（图 6b）。

表  2  何家庄—老虎窑岩体中花岗闪长岩主量(%)和微量(10^-6)分析结果

Table  2.  Analytical results of major(%) and trace element(10^-6) of the granodiorite in the Hejiazhuang-Laohuyao intrusions

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图  6  何家庄—老虎窑岩体中花岗闪长岩原始地幔标准化微量元素蛛网图(a)和球粒陨石标准化稀土配分模式图(b)(标准化值据Sun and McDonough, 1989)

Figure  6.  Primitive mantle-normalized trace element spidergram(a) and chondrite-normalized REE patterns(b) of the granodiorite in the Hejiazhuang and Laohuyao intrusions(normalization values after Sun and McDonough, 1989)

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4.4   微量元素

样品的微量元素分析结果列于表（1），微量元素蛛网图（图 6a）显示总体表现出略右倾型式，富集大离子亲石元素（LILE）Rb、Ba、Sr, 产热元素Th、U，以及高场强元素Zr、Hf，显著亏损Nb、P、Ti，指示源区存在含钛矿物（金红石）的结晶分离作用，说明花岗闪长岩具有典型下地壳来源特征，形成于与俯冲作用有关的构造环境，应为弧岩浆岩。

4.5   Hf同位素

对样品Q800-1、Q801-1、Q811-1进行锆石U-Pb同位素测年的同时，还进行了锆石原位Hf同位素测试分析，测点的位置都是在锆石U-Pb年龄分析点原位或其附近，具体的分析数据见表 3。

表  3  花岗闪长岩锆石Hf同位素组成

Table  3.  Zircon Hf isotopic compositions of the granodiorite

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花岗闪长岩样品Q800-1、Q801-1、Q811-1分别有15、17、15个分析点，Q800-1中有4个打点位置为继承内核的分析点（#7、#11、#14、#15），其¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf值明显过低，均为无效分析，没有参与讨论。Q801-1中有5个打点位置为继承内核的分析点（#12、#14、#15、#16、#17）的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf值明显过低，有1个打点位置为继承内核的分析点（#4）¹⁷⁶Yb/¹⁷⁷Hf值异常高，均为无效分析，没有参与讨论。Q811-1中有6个打点位置为继承内核的分析点（#1、#3、#4、#8、#12、#15）的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf值明显过低，均为无效分析，没有参与讨论，其相关数据均见表 3。3个样品中除去无效分析，剩余分析点锆石¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf值变化范围在0.000447~0.000975，均小于0.002，表明了锆石形成后具有很低的放射性成因Hf积累，所测的¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf值可以代表锆石结晶时候岩浆体系的Hf同位素组成。三者锆石¹⁷⁶Yb/¹⁷⁷Hf值范围为0.017729~0.051019, ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf值范围在0.282267~0.282749，对应的ε_Hf(t)范围为-7.562840~3.461166，二阶段模式年龄T_DM2集中在1255~1754 Ma。

在ε_Hf(t)-t图解（图 7a）和（¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf）-t图解（图 7b）中，3个样品投点均是大部分位于下地壳和球粒陨石之间的区域，有个别落入球粒陨石区域，显示了源岩来自于下地壳壳源物质，且有少量幔源物质加入。由于锆石Lu-Hf同位素体系具有较高的封闭温度，后期岩石的部分熔融和结晶分离不会影响Hf同位素的比值，锆石ε_Hf(t)值代表岩浆源区的成分特征，正值通常代表源区为亏损地幔或者是从亏损地幔中增生的年轻地壳，负值通常代表源区为古老地壳（吴福元等，2007）。3个花岗闪长岩样品所有有效分析点的ε_Hf(t)值都是以负值为主，包含一到两个正值，地壳模式年龄为中元古代（1255~1754 Ma），指示它们的源岩有地幔物质的加入（王钊飞等，2019），可能是以中元古代古老地壳的部分熔融为主的壳源物质与地幔物质混合的岩浆。

图  7  何家庄—老虎窑岩体中花岗闪长岩的ε_Hf(t)-t(a)和(¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf)-t(b)图解(据袁永盛等，2018)

Figure  7.  Diagrams of ε_Hf(t)-t(a) and(¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf)-t(b)for the granodiorite in the Hejiazhuang and Laohuyao intrusions(after Yuan Yongsheng et al., 2018)

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5.   讨论

5.1   成岩年代

秦岭地区出露了大量早中生代花岗岩侵入体，这些花岗岩侵入体年龄大部分集中在225~200 Ma（杨朋涛等，2013）；张成立等（2008）认为秦岭早中生代这个年龄段的花岗岩体的产出特征、岩石类型、地球化学特征以及与煌斑岩脉和基性岩脉的组合一致表明，这些花岗岩体侵位于后碰撞构造环境，是中国南北两大陆块早中生代碰撞的响应，代表了后碰撞不同演化阶段的产物。王晓霞等（2015）将秦岭早中生代花岗质岩浆作用分为早期（250~235 Ma）和晚期（235~185 Ma）两个阶段，且将整个早中生代花岗质岩浆作用的构造环境解释为形成于勉略洋俯冲到闭合—扬子克拉通与秦岭地块碰撞环境。李佐臣等（2013）对位于西秦岭地区勉略缝合带北侧的糜署岭岩体进行测年，糜署岭岩体的结晶年龄为(214.5±1.6)Ma，金维浚等（2005）对位于夏河—礼县一带的冶力关和夏河岩体进行了SHRIMP测年，分别侵位与(245±6)Ma和(238±4)Ma。雷敏等（2010）对秦岭造山带东部的沙河湾岩体、柞水岩体、东江口岩体进行了测年，年龄结果分别为(228.4±1.4)Ma、(230.6±2.7)Ma、(242.3±2.5)Ma。本文对研究区出露的何家庄—老虎窑岩体进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb测年，其侵位年龄分别为235~240 Ma和239 Ma，成岩年龄均为早三叠世，属于早中生代早期勉略洋俯冲构造环境的花岗质岩浆作用。

5.2   花岗岩成因类型

花岗岩分类被较多关注的主要是国际地科联的矿物学-岩石学分类和I-S-M-A分类，后者在反映岩浆源区信息以及指示特征构造环境方面作用明显，成为目前最常用的花岗岩成因分类方案（吴福元等，2007）。结合主、微量元素特征，在K₂O-Na₂O图解（图 8a）中除了Q801-1落入A型花岗岩范围内，其余全部落入I型花岗岩区域内，在SiO₂-Y图解（图 8b）中，花岗闪长岩全部落I型花岗岩区域内，王德滋等(1993)认为Sr和Ca有相似的地球化学行为，Sr富集于成熟度低、演化不充分的地壳中。因此，Rb/Sr比值能灵敏地记录源区物质的性质，当Rb/Sr > 0.9时，为S型花岗岩；Rb/Sr < 0.9时，为I型花岗岩，本文所有样品的Rb/Sr值介于0.15~0.45，均小于0.9，因此，本文研究的花岗闪长岩属于I型花岗岩。

图  8  K₂O-Na₂O图解(a)、岩石系列SiO₂-Y图解(b)(据collis et al., 1982)

Figure  8.  K₂O-Na₂O diagram(a), SiO₂-Y diagram(b)(after collis et al., 1982)

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石榴子石强烈富集HREE，而角闪石相对更富集中稀土(MREE)（秦江峰等，2007），当石榴子石为主要残留相时, 熔体表现为HREE的强烈亏损, 这时Y/Yb > 10, (Ho/Yb)N > 1.2（葛小月等，2002）。本文所研究的花岗岩相关的地球化学参数为：Y/Yb=10.48~12.69，平均值为11.70（> 10）(Ho/Yb)_N=1.06~1.30)，平均值为1.24（> 1.20）（图 8a）, 这暗示了本区花岗岩残留相可能主要为石榴子石。当源区压力小于1.0 GPa(相当于地壳30 km)，熔融残留物中会有较多的斜长石; 当源区压力大于1.0 GPa时, 熔融残留物中将会出现石榴子石, 当压力大于1.2 GPa(相当于地壳40 km)熔体才能够与残留石榴子石平衡, 并呈现强烈亏损的HREE和Y元素特征（陈绍聪等，2018），暗示了源岩形成深度较大。

Rb/Sr值介于0.15~0.45，均值为0.25，远小于0.9，非常接近大陆壳的平均值（0.24）（李玉静等，2018），表明花岗闪长岩的源岩来自于陆壳物质。稀土元素配分图中（图 8a），Zr、Hf的相对富集和Nb、Ta、Ti的亏损表明岩浆源区岩石中以陆壳组分为主（Barth et al., 2000)。Nb亏损同时还伴随着Nb/Ta比值下降，Nb/Ta比值较低(13.06 ~ 19.27，平均值为14.98)，与地壳值（Nb/Ta =11~17.5, Barth et al., 2000）接近，且Zr/Hf值介于31.52~35.73，平均值为34.18，与地壳值（Zr/Hf=33）接近，Th/U值介于3.46~4.90，平均值为4.09，与地壳平均值3.8接近（李玉静等，2018），以上均表明了花岗闪长岩的源岩来自于陆壳物质。

花岗闪长岩的SiO₂和Al₂O₃质量分数较大，且富Na₂O, Sr/Y值介于59.05~90.07，平均值为68.86，(La/Yb)_N值介于25.11~35.73，平均值为30.01。表现出与埃达克质岩相似的地球化学特征（赵院冬等，2018），但是K₂O/Na₂O值（0.71~1.10）明显高于典型埃达克质岩。在(La/Yb)_N-Yb_N和Sr/Y-Y图解中（图 9a，b），这些花岗闪长岩的样品全部落入埃达克岩范围内。

图  9  Yb_N-(La/Yb)_N图解(a)与Y-Sr/Y图解(b)

Figure  9.  Yb_N-(La/Yb)_N(a) and Y-Sr/Y(b) diagrams

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目前研究认为埃达克质岩岩浆的物质来源和成因模式主要有4种：①年轻俯冲洋壳的部分熔融; ②玄武质岩浆的地壳混染与分离结晶过程（巨银娟等，2018）；③增厚玄武质下地壳的脱水熔融（张旗等，2001）；④拆沉下地壳的熔融（秦江峰等，2007）。在区分不同成因埃达克质岩的SiO₂-MgO图解（图 10a）中，这些花岗岩样品比较集中，有3个样品落入拆沉地壳熔融成因区域，有两个样品落入俯冲洋壳熔融成因区域，在SiO₂-Mg^#图解（图 10b）中，样品全部落入俯冲洋壳成因区域，接近于被橄榄岩混染的下地壳熔融成因区域，吴福元等（2007）认为活动大陆边缘的背景下，弧后的扩张使地幔发生部分熔融造成岩浆底侵作用，而正是持续不断的底侵作用又使早期的底侵物质发生部分熔融而形成花岗岩, 这对岛弧和活动大陆边缘环境下I型花岗岩的形成可能有一定的普适性。岩浆可能起源于俯冲洋壳在高压环境下部分熔融产生的溶体与由于底侵作用被橄榄岩混染的下地壳部分熔融产生的高钾溶体的岩浆混合。

图  10  何家庄—老虎窑岩体中花岗闪长岩SiO₂-MgO图(a)、SiO₂-Mg^#图 9(b)(据武广等，2008)

Figure  10.  SiO₂-MgO(a), SiO₂-Mg^#(b) diagrams for the granodiorite in the Hejiazhuang and Laohuyao intrusions(after Wu Guang et al., 2008)

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5.3   构造环境

在Y-Nb图解(图 11a)上，数据点落入火山弧花岗岩(VAG)和同碰撞花岗岩(Syn-COLG)范围内，在(Yb+Ta)-Rb和(Y+Nb)-Rb图解(图 11b、c)上，数据点落入火山弧花岗岩(VAG)区域内，在Rb/30-Hf-Ta×3判别图解(图 11d)上投点落入火山岛弧范围内。在中酸性火山岩的Ta/Yb-Th/Yb构造环境判别图解(图 12)中，花岗岩落入活动大陆边缘范围内，金维俊等（2005）通过对西秦岭夏河岩体和冶力关岩体的研究，认为西秦岭印支早期的埃达克质岩石形成于活动大陆边缘环境。且根据埃达克质岩石成因图解（图 10a、b），本文研究的花岗闪长岩部分落入俯冲洋壳熔融区域，也表明本研究区的花岗闪长岩形成于俯冲环境。

图  11  花岗岩体微量元素构造环境判别图

a—Nb-Y图解；b—Rb-(Yb+Ta)图解；c—Rb-(Y+Nb)图解；d—Rb/30-Hf-Ta×3图解；WPG—板内花岗岩; VAG—火山弧花岗岩; Syn—COLG-同碰撞花岗岩; ORG—洋脊花岗岩

Figure  11.  Diagrams of the tectonic setting of trace elements for granodiorte

a-Nb-Y diagram; b-Rb-(Yb+Ta) diagram; c-Rb-(Y+Nb) diagram; d-Rb/30-Hf-Ta×3 diagram; WPG-Intraplate granite; VAG-Volcanic arc granite; Syn-COLG-Cocolliding granite; ORG-Ridge granite

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图  12  Th/Yb-Ta/Yb图解(据李佐臣等，2013)

OCEANIC ARCS—大洋岛弧; ACM—活动大陆边缘; WPVZ—板内火山岩带; WPB—板内玄武岩; MORB—大洋中脊玄武岩

Figure  12.  Th/Yb-Ta/Yb diagrams(after Li Zuochen et al., 2013)

OCEANIC ARCS-Oceanic island arc; ACM-Active continental margin; WPVZ-Intraplate volcanic zone; WPB-Intraplate basalt; MORB-Mid-ocean ridge basalt

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印支期西秦岭构造演化总体处于沿勉略带俯冲、碰撞背景之下，但对于勉略洋盆闭合和陆陆碰撞结束时限仍存在争议。一部分学者则认为245~210 Ma时期，勉略带处于向北俯冲阶段，至~210 Ma，洋盆闭合, 扬子板块与南秦岭微地体发生碰撞；也有学者认为勉略洋盆在早三叠世开始俯冲，向同碰撞的转换时限为~220 Ma，而于~210 Ma向碰撞后转换(刘树文等，2011；杨朋涛等，2013)。早—中三叠世全面俯冲阶段，根据地球化学方法确定洋盆宽度及扩张速率，计算得出小洋盆扩张结束时间大致为早三叠世前，而且，早三叠世的地层中尚未见报道深海硅质岩、放射虫等存在。从武都—勉县一带，由于与俯冲相关的片岩Sm-Nd年龄为(242±21)Ma、⁴⁰Ar/³⁹Ar年龄为220~230 Ma，代表了俯冲作用导致的变质年龄(李曙光等，1996)，故全面俯冲在早三叠世早期便发生了（李三忠等，2002）。

在大别地区陆壳物质高压变质时限为246~244 Ma(Ames et al., 1993, 1996；Li et al., 1993)，一致认为同碰撞至少发生在245 Ma左右(郑永飞，2008)，大别山到秦岭有一定的距离，从大别山地区的点碰撞(在大别山)到秦岭的剪刀状全面碰撞的时间会有很大差别，因此，沿勉略带的碰撞峰期时间也应该晚于245 Ma，而且有证据显示勉略带的碰撞峰期时间在242~221 Ma，且主要在中三叠世234~227 Ma（王晓霞等，2015）。本文研究的花岗闪长岩年龄为235~240 Ma，早于勉略带的碰撞期，应该是勉略带向秦岭微板块之下俯冲的时期，所以花岗闪长岩应该是形成于俯冲环境。

吴福元等（2007）认为拉张情况下，压力的降低非常有利于岩石的熔融；同时，地壳的拉张减薄还可伴随深部软流圈地幔的上涌和幔源岩浆的底侵作用，从而使地壳加热而进一步发生部分熔融，花岗岩主要是在拉张环境中形成，挤压环境下形成的花岗岩可能非常有限。在俯冲带，花岗岩的形成多是与其上方的拉张和底侵作用有关。金性春（1990）根据弧后区的应力状态及其他特征，上田诚也等划出了智利(高应力型)和马里亚纳型(低应力型)俯冲带，智利型俯冲带弧后区的构造应力是挤压，马里亚纳型俯冲带弧后区正在活跃扩张，俯冲带通常较陡，上覆板块与俯冲板块之间耦合不紧，张应力还见于火山弧和弧前区。石炭纪开始，由于秦岭微板块与华北板块沿商丹带开始对接碰撞，导致秦岭微地块向北运移速率小于勉略洋盆向北扩张速率，洋盆扩张受阻，同时随着深部地幔动力作用减弱，洋盆于C₁开始向北俯冲闭合（李亚林等，2002）。早石炭世至晚二叠世，勉略洋出现扩张与俯冲并存的构造格局（李三忠等，2002）。早三叠世之前洋盆扩张结束，到了早三叠世发生全面俯冲，板块的俯冲速率肯定加大，且勉略洋在泥盆纪打开，至早三叠世洋壳存在了 > 100 Ma，上覆板块的后退与俯冲板块的加速对于一个弧后扩张幕的开始是必需的。当俯冲板块年龄大于80 Ma时，汇聚速率急剧增加可导致弧后扩张发生（金性春，1990），秦岭微板块作为上覆板块有向北后退的活动和勉略洋壳年龄超过100 Ma，以及勉略洋壳在早三叠世的俯冲加速均表明勉略带应该就是低应力型的马里亚纳俯冲带，本文研究的花岗岩位于秦岭微板块（南秦岭）北部，扬子板块向北俯冲于秦岭微板块之下的阶段，属于弧后拉张区域，表明了本文研究的花岗闪长岩形成于俯冲环境下。

6.   结论

通过对何家庄—老虎窑岩体的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄、地质和地球化学特征及其构造环境的详细研究，得出如下结论：

（1）西秦岭地区何家庄岩体花岗闪长岩侵位时间为235~240 Ma，老虎窑岩株侵位时间为239 Ma，两者均侵位于早三叠世。

（2）何家庄—老虎窑岩体花岗闪长岩均为高钾钙碱性系列，表现出强过铝质特征，属于I型花岗岩。3个花岗闪长岩样品地壳模式年龄为中元古代（1255~1754 Ma），指示它们的源岩有地幔物质的加入，可能是以中元古代古老地壳的部分熔融为主的壳源物质与地幔物质混合的岩浆，起源于俯冲洋壳在高压环境下部分熔融产生的溶体与由于底侵作用被橄榄岩混染的下地壳部分熔融产生的高钾溶体的岩浆混合。

（3）何家庄—老虎窑岩体的测年结果和地化特征及Hf同位素显示，该岩体是由同一源区不同期次的岩浆活动形成的，侵位于早三叠世扬子板块向秦岭微板块俯冲的构造环境下，证明了扬子板块与秦岭微板块在235~240 Ma的这个期间处于俯冲阶段，为勉略洋早三叠世构造演化提供了精细数据支持。