2018, Vol. 34
秦岭不仅是我国南北方的天然分界线，也是我国花岗岩研究的重点地区及造山带地质演化研究的重要窗口(Kroner et al., 1993；索书田，1999；杨坤光等，1999；郭华等，2002；孙晓猛等，2004；张成立等，2013)。秦岭造山带位于华北板块与扬子板块之间，其构造演化受到华北板块和扬子板块的共同影响，主要经历了四次造山作用及构造运动：新元古代、古生代、早中生代和晚中生代(Mattauer et al., 1985；张国伟等, 2000, 2001；Meng et al., 2000)。前人对这一地区花岗岩的研究主要集中于单个岩体或局部地区，通过年代学、地球化学和同位素数据，总结出花岗质岩体的时空分布、岩石组合以及源区特征，为探索秦岭造山带的地质演化过程提供了依据(刘少峰等，1999；叶会寿等，2008；秦海鹏等，2012；郭波等，2009；聂政融等，2015；王晓霞等，2011；高昕宇等，2012；钱加慧等，2013)。
伏牛山花岗岩体位于华北板块南缘，出露面积超过4200km2。由于出露面积广，调查难度大，现有对伏牛山的研究仅限于局部地区或个别方面(王金贵和卢欣祥，1988；王浩等，2005；张天义等，2007；王鹏飞等，2016；任升莲等，2013；刘丙祥等，2013)，缺乏整体的研究和总结。我们的野外调查发现伏牛山岩体是由多期侵位的花岗岩复式岩体，但是对各期次侵入岩的侵入时代和岩浆起源研究仍是一片空白，仅能见到相关的太山庙岩体的年龄是112Ma。在这一时期秦岭地区地质构造演化主要受板内俯冲后拉张作用，和太平洋板块深部俯冲作用的影响，但是二者之间的联系和对秦岭造山带的影响并没有得到详细的研究(王晓霞等, 2011, 2015；高昕宇等，2012；包汉勇等，2013；毛景文等，2003；马昌前等，2003；谢桂青等, 2007, 张旗，2013；陈江峰等，1995)。本文将从伏牛山岩体的年代学这一薄弱环节开展研究，通过岩石学、年代学、地球化学特征、Hf同位素特征等实验结果，结合前人的研究成果探讨伏牛山岩体的岩石成因和构造演化过程，进而为晚中生代秦岭造山带地质构造演化提供精细约束条件。
1 地质背景秦岭造山带是一条经历长期不同构造体制演化的复合型大陆碰撞造山带(许志琴等，1988；王宗起等，2009)。目前得到普遍认同的划分方案是由张国伟提出的(张国伟等，2001)，他认为秦岭造山带包括商丹和勉略二个主缝合带，以及华北板块南缘、扬子板块北缘和二者之间的秦岭板块等3个块体(图 1)，即从北到南分为：华北陆块南缘、北秦岭构造带、南秦岭构造带、扬子板块北缘。华北陆块南缘位于宝鸡-西安-鲁山-淮南断裂和洛南-栾川-商城断裂带之间的部分，结晶基底由太古代太华群杂岩和古元古代铁铜沟群组成，两者为构造不整合接触(李俊建等，2010；沈其韩等，2016；时毓等, 2011, 2014；薛良伟等，1995；齐进英，1991；焦文放等，2009)。
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图 1 研究区位置图(a)、秦岭造山带构造单元略图(b，据张国伟等，2001)和伏牛山岩体地质简图及采样位置(c，据河南省地质矿产局区域地质调查队，1989①) Fig. 1 Study area in China (a), tectonic unites of the Qinling orogen (b after Zhang et al., 2001) and schematic geological map and sampling sites of Funiu Mountain (c) |
① 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
秦岭主造山时期在北秦岭形成的花岗岩主要包括四类：1)新元古代(晋宁期)花岗岩，该时期花岗岩岩浆活动强烈，其中既有俯冲型花岗岩、碰撞型花岗岩，也有A型花岗岩，侵入到古、中元古代地层中；2)早古生代(加里东期)花岗岩：这一时期是秦岭板块体制下主造山期的花岗岩岩浆活动期，主要为岛弧型花岗岩和A型花岗岩；3)三叠纪(印支期)花岗岩，该期花岗岩岩浆活动形成于秦岭造山带板块构造最后全面碰撞造山阶段，岩浆活动强烈，形成的岩体规模较大；4)中生代(燕山期)的花岗岩。岩体主要为多期次侵入形成的复式岩体(孙卫东等，2000；秦江锋等，2007；朱赖民等，2008；郭波等，2009；秦海鹏等，2012；黄雄飞等, 2013, 2014；Wang et al., 2005；Zhang et al., 1997)。
伏牛山岩体的围岩分别是北面的熊耳群和南面的宽坪群。熊耳群形成于1.80~1.75Ga，常被认为是中元古代的开始。岩石组成以火山岩为主，沉积岩和火山碎屑岩仅占地层总厚度的4.3%，中基性熔岩的主要造岩矿物是辉石和斜长石，没有角闪石和黑云母，表明熊耳群火山岩形成于相对无水的环境(Anthony, 2005；Hofmann，1997；Middlemost，1985)。对熊耳群的认识有两种观点：裂谷双峰式火山岩和安第斯型陆缘安山岩，分歧的原因是熊耳群的地质学特征表明它形成于拉张应力背景，但地球化学特征又具有岛弧型火山岩的特征(徐勇航等，2008；赵太平等, 2001, 2002, 2007；张国伟等，2000；贾承造等，1988)。宽坪群是一套以泥砂质沉积为主的浅变质地层(张维吉，1987)，根据沉积建造与变质建造，可以分为三层：下层是青灰色条带状绢英片岩夹少量大理岩；中层是绢英片岩夹薄层大理岩和少量石英岩，绢英片岩常见石墨化；上层是灰绿色条带状凝灰岩夹大理岩(李靠社等, 1994, 1995；刘国惠等，1993)。根据K-Ar法测年结果，宽坪群变质作用时代可划分为四个阶段，分别是中晚元古期1516~976Ma，加里东期589~387Ma，华力西-印支期374~204Ma，燕山期186~108Ma(宋子季和周青山，1988)。
2 岩石学特征伏牛山花岗岩出露于南召县城北面约5km，长轴呈NW走向，长约120km，宽约35km(图 1)。岩体与围岩呈侵入接触关系。由于伏牛山岩体体积巨大，研究时采用地质剖面观察的方法。以南召县城为中心，向北横穿岩体，共做4条剖面，共采集98个样品。本文选取最具代表性的一条剖面做介绍，即从南召县沿G207国道至下汤镇(图 1)，沿途观察并记录野外现象，采集样品做室内研究。
该条剖面观察到的岩性主要有3种，分别是灰白色中粗粒花岗闪长岩，肉红色中粗粒花岗岩，及灰黑色石英闪长岩(图 2)。花岗闪长岩呈灰白色，中粗粒结构，块状构造(图 2a)。主要矿物组成为斜长石(50%~55%)、石英(20%~25%)、钾长石(10%~15%)、黑云母(3%~7%)和角闪石(2%~3%)。镜下观察到斜长石较粗大，最大可达到6mm，呈长条状、板状，自形程度较高；钾长石自形程度较低，石英呈他形粒状分布于长石之间；黑云母呈黄褐色-红褐色，与角闪石相互交生(图 2b)。花岗岩呈肉红色，中粗粒结构，块状构造(图 2d)。主要矿物组成为钾长石(30%~35%)、斜长石(30%~32%)、石英(20%~23%)、黑云母(7%~10%)和角闪石(3%~5%)，副矿物主要有榍石、锆石等，含量小于5%。镜下观察到晶体较小，呈不规则粒状，排布没有规律(图 2d)。在野外观察到一处露头，花岗岩呈岩脉穿切石英闪长岩，宽度约为5~8m，与石英闪长岩具有清晰的接触界线(图 2c)。石英闪长岩呈灰黑色，中粗粒结构，块状构造，偶见钾长石斑晶(图 2e)。主要矿物组成为斜长石(50%~55%)、黑云母(5%~10%)、角闪石(10%~15%)、钾长石(5%~10%)、石英(5%~10%)和榍石(3%~5%)等。镜下观察到斜长石发育卡纳复合双晶，呈半自形长条状、板状，石英呈粒状分布；暗色矿物的含量较高，自形程度低，填充于长石的裂隙之间，角闪石断面上两组菱形解理发育，多与黑云母相互交生，部分黑云母、角闪石单偏光下显现墨绿色，呈绿泥石化。由镜下照片可以看出长石自形程度较高，偶见斜长石发育卡纳复合双晶(图 2f)。
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图 2 南召岩体各岩性野外及显微照片 花岗岩闪长岩采样照片(a)和显微照片(b)；(c)花岗岩与石英闪长岩接触关系照片；(d)花岗岩采样及显微照片；石英闪长岩采样照片(e)和显微照片(f) Fig. 2 Field photographs and microphotographs of the Funiu Mountain Samples photograph (a) and microphotograph (b) of granodiorite; (c) field photograph of granite and quartz diorite; (d) samples photograph and microphotograph of granite samples; samples photograph (e) and microphotograph (f) of quartz diorite |
锆石的分选由河北廊坊区调院完成。样品破碎至80~120目，清洗粉尘后去除磁性矿物，通过重液选出锆石，最后在双目镜下人工挑选出锆石并粘在玻璃板上，由环氧树脂浇注，制成薄片，抛光，并拍摄透反射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地质科学院大陆动力学实验室激光剥蚀电感耦合等离子质谱仪实验室(LA-MC-ICP-MS)进行。实验室选择的标样是91500，Pb/U年龄的加权平均值误差为2s。实验所得数据使用中国地质大学(武汉)刘永胜开发的ICP-MS-DATA-CAL10(Liu et al., 2010)软件进行处理和校正，校正后的数据使用ISOPLOT4程序计算年龄。
3.2 岩石化学全分析岩石样品的破碎由河北廊坊区调院完成，化学全分析在河北廊坊物化探研究所(实验室)测试。氧化物用X荧光光谱仪3080E测试，执行标准分别为：Na2O、MgO、Al2O3、SiO2、P2O5、K2O、CaO、TiO2、MnO、Fe2O3和FeO，按GB/T 14506.28—1993标准，H2O+按GB/T 14506.2—1993标准，CO2按GB 9835—1998标准，LOI按LY/T 1253—1999标准，分析精度为5%。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Excell测试，执行JY/T 016——1996标准。稀土元素和微量元素含量为10×10-6的测试精度为5%，小于10×10-6的精度为10%，个别元素含量低的测试误差大于10%。
3.3 锆石Hf同位素分析锆石Hf同位素测试是在中国地质科学院地质研究所LA-MC-ICP-MS实验室完成的。实验仪器是Neptune Plus多接收等离子质谱仪和193nm GeoLasPro激光发射器。实验过程中采用He作为剥蚀物质载气，剥蚀激光直径44μm，测试位置采用U-Pb定年分析点原点测试。实验选用的锆石标样GJ-1作为参考物质，测试中锆石标准GJ-1的176Hf/177Hf加权平均值为0.282008±20。相关仪器运行条件及分析流程详见侯可军等(侯可军等，2007)。Hf同位素计算公式参考吴福元等(吴福元等，2007)。
4 分析结果 4.1 锆石U-Pb定年本剖面共采集了12个样品开展锆石U-Pb定年测试，结果如表 1，本文选择其中8个样品进行详细介绍(详细数据见电子版附表 1)。
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表 1 样品测检结果汇总 Table 1 Summary of sample test results |
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附表 1 伏牛山花岗岩锆石U-Pb定年数据 Appendix1 Zircon U-Pb dating data of granites from Funiu Mountain |
1) 样品14CL202-3(花岗岩)
锆石样品晶形完好，呈粒状-短柱状，长宽比为1:1~2:1，晶棱和晶面清晰。样品的CL图像颜色较深(图 3)，说明U含量较高。锆石的Th含量为119×10-6~2299×10-6，U含量为1061×10-6~6043×10-6，Th/U比值为0.09~1.19，平均值是0.56。所有测点均分布在协和曲线上，得出交点年龄是115.0±2.2Ma(MSWD=0.73)，与计算的平均年龄为114.8±1.4Ma(MSWD=0.96，n=13)一致(图 4)。
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图 3 样品的锆石CL图像 Fig. 3 Cathodoluminescence imeges of zircons from Funiu Mountain samples |
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图 4 样品加权平均年龄图和协和曲线图 Fig. 4 Weighted average and concordia diagrams of Funiu Mountain samples |
2) 样品14CL203-3(花岗岩)
锆石样品晶形完好，呈短柱状，长宽比为1.5:1~2:1，晶棱和晶面清晰。样品的CL图像颜色较深(图 3)，发育特征的岩浆振荡生长环带。锆石的Th含量为325×10-6~1994×10-6，U含量为205×10-6~2246×10-6，Th/U比值为0.53~1.38，平均值是0.85，是岩浆结晶锆石。锆石的U-Pb平均年龄为118.5±2.9Ma(MSWD=2.9，n=18)。
3) 样品14CL205-3(花岗岩)
锆石样品晶形完好，呈长柱状，长宽比为2:1~4:1，透明度较好。样品粒度较大，晶棱和晶面清晰，发育特征的岩浆振荡生长环带(图 3)。锆石的Th含量为83×10-6~1875×10-6，U含量为61×10-6~2179×10-6，Th/U比值为0.07~1.67，平均值是0.94，是岩浆结晶锆石。锆石的U-Pb年龄测得两组结果，第一组的结果是1873.7±19.1Ma和1832.1±23.8Ma，是继承性锆石年龄；第二组的结果是119.2±0.9Ma(MSWD=1.3，n=18)，所有测点均分布在协和曲线上，得出交点年龄是120.1±1.0Ma(MSWD=1.5)，与平均年龄一致(图 4)。
4) 样品14CL206-3(花岗岩)
锆石样品晶形呈短柱状，长宽比为1:1~3:1，透明度较好，晶棱和晶面清晰，发育特征的岩浆振荡生长环带(图 3)。锆石的Th含量为79×10-6~2727×10-6，U含量为96×10-6~2289×10-6，Th/U比值为0.23~1.61，平均值是0.80，是岩浆结晶锆石。锆石U-Pb年龄测出三组结果：第一组5个数据，计算出的年龄为1397~1877Ma，是继承性锆石年龄；第二组6个数据，计算出的平均年龄为144.5±1.0Ma(MSWD=3.4，n=12)。第三组12个数据，计算出的平均年龄为122.5±1.5Ma(MSWD=3.4，n=12)(图 4)。
5) 样品14CL208-3(花岗闪长岩)
大多数锆石样品晶形完好，呈长柱状，长宽比为2:1~4:1，样品粒度较大，晶棱和晶面清晰，发育特征的岩浆振荡生长环带(图 3)。锆石的Th含量为39×10-6~1727×10-6，U含量为75×10-6~4081×10-6，Th/U比值为0.10~1.12，平均值是0.53。锆石的U-Pb年龄测得三组结果，第一组7个数据，年龄约在1800Ma左右，是继承性锆石年龄；第二组3个数据，年龄约为123Ma。第三组14个数据，平均年龄为145.1±1.5Ma(MSWD=3.3，n=14)，解释为岩浆结晶锆石年龄。所有测点均分布在协和曲线上，得出交点年龄是146.9±1.3Ma(MSWD=0.49)，与平均年龄一致(图 4)。
6) 样品14CL209-3(花岗闪长岩)
大多数锆石样品晶形完好，呈柱状，长宽比为2:1~3:1，晶棱和晶面清晰，发育特征的岩浆振荡生长环带(图 3)。锆石的Th含量为52×10-6~1548×10-6，U含量为106×10-6~1713×10-6，Th/U比值为0.13~1.19，平均值是0.50。锆石的年龄测得两组结果，第一组7个数据，年龄为800~1803Ma；第二组14个数据，U-Pb平均年龄为144.8±0.7Ma(MSWD=0.78，n=14)。所有测点均分布在协和曲线上，得出交点年龄是145.0±2.5Ma(MSWD=0.39)，与平均年龄一致(图 4)。
7) 样品14CL212-3(花岗岩)
锆石样品晶形完好，呈短柱状，长宽比为2:1~3:1，晶棱和晶面清晰。样品的CL图像颜色较深，说明U含量较高，发育特征的岩浆振荡生长环带(图 3)。锆石的Th含量为1088×10-6~5869×10-6，U含量为1866×10-6~8368×10-6，Th/U比值为0.56~0.82，平均值是0.63，是岩浆结晶锆石。锆石U-Pb平均年龄为115.3±1.3Ma(MSWD=1.4，n=18)。所有测点均分布在协和曲线上，得出交点年龄是115.9±1.5Ma(MSWD=1.4)，与平均年龄一致(图 4)。
8) 样品14CL212-6(石英闪长岩)
锆石样品晶形完好，呈柱状，长宽比为2:1~4:1，晶棱和晶面清晰，发育特征振荡生长环带(图 3)。锆石的Th含量为167×10-6~759×10-6，U含量为324×10-6~1693×10-6，Th/U比值为0.41~1.30，平均值是0.58，是岩浆结晶锆石。锆石的U-Pb平均年龄为117.5±1.2Ma(MSWD=0.56，n=22)(图 4)。
根据定年结果(表 1)，可将12个样品分为两组：第一组样品的年龄约在145Ma，主要是花岗闪长岩，包括3个样品：14CL201-3、14CL208-3、14CL209-3；第二组样品的年龄在110~120Ma之间，以花岗岩为主，含少量石英闪长岩，包括9个样品：14CL202-3、14CL203-3、14CL204-3、14CL205-3、14CL206-3、14CL210-3、14CL212-3、14CL212-6、15CL211-3。
4.2 岩石地球化学特征两组年龄样品化学全分析结果如表 2，岩体地球化学特征分述如下：
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表 2 伏牛山岩体样品全岩化学分析结果(主量元素:wt%；稀土和微量元素:×10-6) Table 2 Chemical composition of Funiu Mountain samples (major elements: wt%; trace elements: ×10-6) |
第一组样品的SiO2含量69.51%~72.10%，全碱含量8.31%~9.38%(图 5a)，Na2O/K2O比值为0.67~0.74，Al2O3含量14.24%~15.19%，MgO含量3.53%~3.77%，CaO含量1.43%~1.77%，A/CNK值1.00~1.03。在SiO2-K2O图解上落在钾玄岩系列区域内，但样品14CL208-3落在钾玄岩系列与高钾钙碱性系列的边界上(图 5b)。在A/NK-A/CNK图解上落在准铝质和过铝质的边界上(图 5c)。按Frost的分类(Frost et al., 2001)，样品属Mg质类型(图 6a)，属碱钙性系列、偏向碱性系列(图 6b)。CIPW标准矿物计算中刚玉含量为0.21~0.76。
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图 5 伏牛山花岗岩SiO2-Na2O+K2O图(a, 据Middlemost, 1994)、SiO2-K2O图(b, 据Peccerillo et al., 1976)和A/NK-A/CNK图(c, 据Chappell et al., 1992) Fig. 5 SiO2 vs. Na2O+K2O plot (a, after Middlemost, 1994), SiO2 vs. K2O plot (b, after Peccerillo et al., 1976) and A/NK vs. A/CNK plot (c, after Chappell et al., 1992) of Funiu Mountain granites samples |
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图 6 伏牛山岩体SiO2-Fe* (a)和SiO2-MALI (b)图解(据Frost et al., 2001) Fe*=FeOT/(FeOT+MgO)；MALI=Na2O+K2O-CaO Fig. 6 Diagrams of SiO2 vs. Fe* (a) and SiO2 vs. MALI (b) for samples from the Funiu Mountain (after Frost et al., 2001) |
第二组样品的SiO2含量57.46%~75.74%，全碱含量6.72%~8.77%，除了14CL212-6落在二长岩区域内，其他都落在花岗岩区域内(图 5a)。Na2O/K2O比值为0.61~1.57，Al2O3含量13.32%~17.21%，MgO含量0.24%~2.88%，CaO含量1.09%~5.48%，A/CNK值0.88~1.09。在SiO2-K2O图解上落在高钾钙碱性系列的区域内，样品14CL205-3落在钾玄岩系列的区域内(图 5b)。在A/NK-A/CNK图解上，大部分样品落在准铝质和过铝质的边界上，只有样品14CL212-6落在准铝质的区域内(图 5c)。CIPW标准矿物计算中，除样品14CL212-6，其他样品的刚玉含量为0~1.37。按Frost的分类(Frost et al., 2001)，样品是Mg质类型(图 6a)，属碱钙性系列和钙碱性系列(图 6b)。
两组样品随着硅含量的增加，TiO2、Al2O3、FeOT、MgO、CaO、P2O5的含量均表现出规律性的减少(图 7)。同时，随着硅含量的增加，Co、Zn、Sr、Zr、Li、Ba、Ga、Hf、Y、Nd、REE含量减少，而U、Rb、Cs、Pb含量增加(图 8)。
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图 7 SiO2与主量元素关系图 Fig. 7 Diagrams of SiO2 vs. major elements |
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图 8 SiO2与微量元素关系图 Fig. 8 Diagrams of SiO2 vs. trace elements |
第一组样品的稀土总量变化较大，为ΣREE=265.9×10-6~462.1×10-6，轻重稀土比值LREE/HREE为11.9~25.0，(La/Yb)N=14.8~62.4，轻稀土富集，轻、重稀土分异明显。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0.46~0.71，Eu呈弱负异常，说明在岩浆演化过程中可能发生斜长石的分异结晶作用(图 9a)。第二组样品的稀土总量变化大，ΣREE=98.2×10-6~710.4×10-6，轻重稀土比值LREE/HREE为8.97~22.6，(La/Yb)N =9.43~48.9，轻稀土富集，轻、重稀土分异明显。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0.37~0.65，Eu呈弱负异常, 说明在岩浆演化过程中同样可能发生斜长石的分异结晶作用(图 9b)。
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图 9 第一组(a)和第二组(b)样品球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(标准化值据Sun and McDonough, 1989)及第一组(c)和第二组(d)样品原始地幔标准化微量元素蛛网图图(标准化值据McDonough, 1995) Fig. 9 Chondrite-normalized REE pattern diagrams of samples group one (a) and group two (b) (normalization values after Sun and McDonough, 1989), primitive mantle-normalized trace element spider diagrams of samples group one (c) and group two (d) (normalization values after McDonough, 1995) |
第一组样品的微量元素原始地幔标准化蛛网图解中，各样品以富集大离子亲石元素、亏损高场强元素为特征，其中Ta、Nb、Ti、P等高场强元素相对亏损(图 9c)。第二组样品的微量元素原始地幔标准化蛛网图解中，除样品14CL212-6外，各样品均富集大离子亲石元素，而高场强元素Ta、Nb、Ti、P相对亏损，说明岩浆在演化过程中可能发生了分异结晶作用(图 9d)。样品14CL212-6的蛛网图解显示该样品富集大离子亲石元素，同时富集高场强元素，仅Ta、Nb相对亏损。同第二组的其他样品相对比，样品14CL212-6的源岩岩浆在演化过程中冷却速度快，并没有发生明显分异结晶作用(图 9d)。
从上述研究结果看，区域内花岗岩样品及花岗闪长岩样品的地球化学特征相似，稀土元素标准化分布图及微量元素标准化蛛网图也相近，其原因可能是两种岩性样品的源岩相同。石英闪长岩样品14CL212-6的地球化学特征有明显不同，SiO2含量偏低，铁镁矿物含量偏高，推测源岩可能来自下地壳或者上地幔，之后将在后文通过Hf同位素做进一步讨论；稀土元素标准化分布图及微量元素标准化蛛网图中曲线较为平坦，可能是由于岩浆在侵位过程中快速冷却因而没有发生明显分异结晶作用。
4.3 锆石Hf同位素分析定年样品锆石Lu-Hf同位素分析结果如电子版附表 2。各样品锆石Lu-Hf同位素特征如下：
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附表 2 伏牛山岩体样品锆石Lu-Hf分析结果 Appendix2 Zircon Hf isotope analysis data of Funiu Mountain samples |
样品14CL205-3的176Lu/177Hf的值为0.00058~0.00272，平均值为0.00158。176Hf/177Hf的值为0.282015~0.282502，平均值为0.282315。εHf(t)值均为负值，介于-24.20~-7.63之间，平均值为-13.67。二阶段模式年龄(tDM2)在1665~2708Ma之间，平均为2044Ma。
样品14CL208-3的176Lu/177Hf的值为0.00023~0.00146，平均值为0.00070。176Hf/177Hf的值为0.282112~0.282451，平均值为0.282199。εHf(t)值均为负值，介于-20.23~-11.45之间，平均值为-18.06。二阶段模式年龄(tDM2)在1722~2427Ma之间，平均为2283Ma。
样品14CL209-3的176Lu/177Hf的值为0.00035~0.00101，平均值为0.00069。176Hf/177Hf的值为0.282182~0.282358，平均值为0.282260。εHf(t)值均为负值，介于-17.73~-11.60之间，平均值为-14.99。二阶段模式年龄(tDM2)在1932~2320Ma之间，平均为2148Ma。
样品14CL212-3的176Lu/177Hf的值为0.00197~0.00513，平均值为0.00354。176Hf/177Hf的值为0.282653~0.282739，平均值为0.282677。大部分锆石的εHf(t)值均为负值，有两颗锆石的εHf(t)值为正值，介于-2.16~0.96之间，平均值为-1.10。二阶段模式年龄(tDM2)在1113~1312Ma之间，平均为1245Ma。
样品14CL212-6的176Lu/177Hf的值为0.00109~0.002487，平均值为0.00156。176Hf/177Hf的值为0.282761~0.282900，平均值为0.282824。εHf(t)值均为正值，介于2.17~6.96之间，平均值为4.32。二阶段模式年龄(tDM2)在734~1040Ma之间，平均为901Ma。
以上样品14CL208-3、14CL209-3属第一年龄组，样品14CL205-3、14CL212-3和14CL212-6属第二年龄组。
第一年龄组样品锆石的176Lu/177Hf的值为0.00023~0.00146，平均值为0.00070。1176Hf/177Hf的值为0.282112~0.282451，平均值为0.282230。εHf(t)值均为负值，介于-20.23~-11.45之间，平均值为-16.53。二阶段模式年龄(tDM2)在1722~2427Ma之间，平均为2216Ma(图 10)。
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图 10 伏牛山花岗岩类εHf(t)-频率直方图(a)和tDM2-频率直方图(b) Fig. 10 frequency vs. εHf(t) (a) and frequency vs. tDM2 (b) histograms of granites zircon |
第二年龄组样品Lu-Hf同位素特征变化较大。其中样品14CL205-3是花岗岩，εHf(t)值为负值，介于-24.20~-7.63之间，平均值为-13.67，二阶段模式年龄(tDM2)在1665~2708Ma之间，平均为2044Ma。而样品14CL212-3是花岗岩、14CL212-6是石英闪长岩，εHf(t)值接近于0或为正值，介于-2.16~6.96之间，平均值为1.61。二阶段模式年龄(tDM2)在734~1312Ma之间，平均为1073Ma(图 10)。
5 讨论 5.1 花岗岩的侵位年代秦岭地区在燕山期发生过多期次的大范围岩浆活动。同在该地区的蟒岭花岗岩体的岩浆演化经历了两个阶段，分别是在158.4±1.8Ma和124.1±2.0Ma(秦海鹏等，2012)。牧护关花岗岩的锆石U-Pb年龄为150±1Ma(王晓霞等，2011)。花山复式岩体位于华北板块南缘，测得岩体中的中细粒似斑状黑云二长花岗岩的锆石U-Pb年龄为128±1Ma(聂政融等，2015)。华山岩体顶部混染相二长花岗岩的锆石U-Pb年龄为133.8±1.1Ma，合峪复式杂岩体侵入的似斑状黑云二长花岗岩的锆石U-Pb年龄为134.5±1.5Ma(郭波等，2009)。秦岭造山带岩浆活动主要发生在晚侏罗世到早白垩世时期。
我们的测年结果表明，伏牛山花岗质岩浆经历过至少两个演化阶段：约145Ma和115~122Ma，与区域岩浆侵位时代基本一致，说明伏牛山花岗质岩浆活动属于秦岭地区岩浆活动的一部分，具体特征如下：
第一阶段：这一阶段岩浆的侵入时间是145.2±0.7Ma(MSWD=1.5，n=29)(图 11)，但在样品中还发现年龄为801.8±5.0Ma~1881.2±18.5Ma的老的继承性锆石核，这些锆石大部分有清晰地环带结构，是岩浆结晶锆石，没有受到后期改造，很可能来自于围岩，是岩浆侵位时捕获的，也有可能是来自于岩浆源区。样品14CL206-3中又发现了年龄约122Ma的锆石，这可能是后期岩浆侵位时引起早期岩体局部地方的锆石发生了重结晶。
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图 11 样品汇总的加权平均年龄图和协和曲线图 Fig. 11 Weighted average and concordia diagrams of two samples groups |
第二阶段：这一阶段是伏牛山岩体形成的主要阶段。该岩体的主体是花岗岩，个别样品为石英闪长岩，形成的年代在115.3±1.3Ma至122.5±1.5Ma。这一时期由于岩浆活动剧烈，持续时间长，所以测得的年龄跨度也比较大，6个样品所测得的平均年龄为118.5±0.6Ma(MSWD=2.0，n=87)，协和曲线图所显示出的结果是118.9±0.7Ma(MSWD=1.7)(图 11)。锆石CL图像中可以观察到年龄为145Ma的锆石，说明本期岩浆在侵位时捕获了早期岩浆结晶的锆石。
5.2 岩石成因通常，将花岗岩类的Na、K值，ASI值和刚玉值作为区分Ⅰ型和S型花岗岩的重要指标(Pitcher，1983；Chappell，1999；吴元保和郑永飞，2004)。秦岭晚中生代花岗质岩浆作用可以划分为160~130Ma和120~100Ma两个阶段(Wang et al., 2015；王晓霞等，2011)。160~130Ma阶段的花岗质岩石在华北板块南缘以Ⅰ型为主，120~100Ma阶段的花岗质岩石以Ⅰ-A过渡型和Ⅰ型花岗岩为主，可见A型花岗岩(王晓霞等，2015)。伏牛山花岗岩第一组年龄样品的Na2O含量为3.53%~3.77%，K2O含量为4.78%~5.61%，K2O含量均高于Na2O，属于钾玄岩系列；ASI值为1.00~1.03；岩石以富集大离子亲石元素，亏损高场强元素为特征，富集轻稀土、且轻重稀土分异明显，具有Eu负异常，可以得出这一期的花岗岩是Ⅰ型花岗岩。Hf同位素测试结果表明，εHf(t)值均为负值，介于-20.23~-11.45之间，平均值为-16.53。二阶段模式年龄(tDM2)在1722~2427Ma之间，平均为2216Ma，反映出源岩可能以大陆壳成分为主(图 12)。
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图 12 伏牛山花岗岩Hf同位素演化图 Fig. 12 Ziron εHf(t) values vs. age (Ma) diagram of the granites from Funiu Mountain |
第二组年龄样品的地球化学特征，Na2O含量为3.31%~4.11%，K2O含量为2.61%~5.46%，K2O含量高于Na2O，属于钾玄岩系列和高钾钙碱性系列；ASI值为0.88~1.09；岩石以富集大离子亲石元素，亏损高场强元素为特征，富集轻稀土、且轻重稀土分异明显，具有Eu负异常，可以得出这一期的花岗岩同样是Ⅰ型花岗岩。花岗岩的源岩可能是两种类型：第一种源岩特征是εHf(t)值为负值，介于-24.20~-7.63之间，平均值为-13.67，二阶段模式年龄(tDM2)在1665~2708Ma之间，平均为2044Ma，说明其物质来源可能是以壳源物质为主，含有少量幔源物质(图 12)。第二种源岩特征是εHf(t)值在0上下，介于-2.16~6.96之间，平均值为1.61，二阶段模式年龄(tDM2)在734~1312Ma之间，平均为1073Ma，说明其物质来源可能是新生地壳(图 12)。因此，第二次侵位的花岗岩源岩仍以古老地壳源成分为主，但局部含有新生地壳的成分，这些不同成分的源岩同时发生部分熔融形成花岗质岩浆并上升侵位，形成伏牛山花岗岩体的主体。此外，在伏牛山以南5km处的南召岩体(452.3±6.2Ma)中发现了同期的花岗岩脉(119.6±0.7Ma)，该岩脉具有相似的εHf(t)值和(tDM2)平均值(张昕等，2017)，说明两者形成于同一次岩浆活动。综上所述，伏牛山花岗岩体的两组样品的地球化学性质相似，源岩可能相同相似，都是以古老大陆地壳源为主；但第二组花岗岩源区含有新生的地壳成分。
5.3 岩浆活动的构造环境Maniar(1989)认为按构造环境不同可以把花岗岩划分为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)和造山后型(POG)。在CaO-(FeOT+MgO)图解(图 13a)和MgO-FeOT图解(图 13b)中，样品的投点均落入IAG+CAG+CCG区域内，在构造环境判别图解(Yb+Nb)-Rb(图 13c)和图解(Yb-Ta)-Rb(图 13d)中，样品的投点基本落入VAG+syn-COLG区域中。由此可见，伏牛山岩体具有岛弧花岗岩的特征。
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图 13 伏牛山花岗岩体构造环境判别图解(a, b, 据Maniar, 1989；c, d, 据Pearce et al., 1984) Fig. 13 Tectonic environment plots of Funiu Mountain granites samples (a, b, after Maniar, 1989; c, d, after Pearce et al., 1984) |
一般认为，扬子板块与华北板块最终碰撞闭合于早中生代，此后秦岭造山带进入陆内造山阶段。后碰撞阶段早期发生陆内俯冲(石铨曾等，2004)，岩石圈进一步缩短增厚(任纪舜等，1992)，至晚侏罗世-早白垩世，造山带侧向挤压厚度达到最大(毛景文等，2003)。之后秦岭造山带趋于减薄，发生了以下地壳基底拆沉、岩石圈下地幔上涌为动力学特征的演化阶段。此时，出现大量的从Ⅰ型向Ⅰ-A过渡型再向A型演变特征的花岗质岩石，证明了构造环境由挤压转变为伸展(倪师军等，1994；王晓霞等，2015)。秦岭-大别造山带、中国东部乃至整个东北亚可能处于陆內拉张环境中(叶会寿等，2008；谢桂青等，2007)，其构造岩浆的演化是中国东部构造岩浆演化的一部分，是环太平洋巨型岩浆带的一部分，受太平洋板块俯冲的远程影响(马昌前等，2003；董树文等, 2000, 2007；王涛等，2009)。
至晚中生代时期，中国东部的火成岩非常发育(邵济安等，2007)，分布在浙、闽、赣、粤4省，主要由花岗岩和流纹岩组成，它们的分布面积占火成岩总面积的95%以上(Guo，2002；李武显和周新民, 1999, 200a, b)。这一地区岩体的εNd(t)值和εSr(t)值分布说明火成岩的形成可能与深部壳幔作用有关，即发生过玄武岩浆底侵活动，而底侵活动很有可能是由太平洋板块俯冲引起的(Isozaki et al., 2010；Soderlund et al., 2004；周新民和李武显, 2000a, b；Engebretson et al., 1985)。太平洋板块是在侏罗纪时向中国大陆板块俯冲(Koppers et al., 2001；Smith，2007；张旗和李承东，2012)，主要过程包括两步：第一步，太平洋板块开始俯冲并深入到410~660km的转换带中，俯冲角度很小且速率较快；第二步，俯冲板块在转换带内滞留，然后随海沟后撤而平卧于转换带中(包汉勇等，2013；朱桂芝等，2009；Tastumi and Eggins，1995)。俯冲板块在转换带内滞留的过程中，地幔楔经历了熔融过程，产生了底辟橄榄岩和上涌的基性岩浆(李武显和周新民，2000a；肖庆辉等，2010)，后者底垫于下地壳(Cull et al., 1991；李武显和周新民，2000b)，为大量准铝质花岗岩浆的生成提供了主要热源(吴利仁，1985；肖庆辉等，2010)。从早白垩世开始，古太平洋板块的俯冲速度减慢，俯冲角变大，基性岩浆底侵活动更强烈，诱发了更强烈的地壳部分熔融，产生了更多的准铝质花岗岩浆，基性岩浆与花岗质岩浆的混合现象也更加明显(李武显和周新民，1999；王国灿等，1998)。至新生代时期，随古太平洋板块对中国东南大陆消减的基本终止和印度板块对欧亚板块的碰撞、挤入的开始，大陆岩石圈高速伸展、减薄，发生减压熔融，仅诱发少量板内玄武岩的形成(李武显和周新民, 2000a, b)。由于缺乏大量基性岩浆及其提供的热量，所以这一时期花岗质岩浆活动几乎停止。
太平洋板块在145~125Ma呈SSW方向俯冲，对中国长江中下游地区的地质构造影响逐渐加强，对秦岭地区产生远程效应(包汉勇等，2013；张旗，2013；孙卫东等，2008)。此时太平洋板块俯冲导致秦岭造山带断裂构造再活动，发生部分熔融形成小规模的岩浆作用，下地壳基底拆沉、下地幔上涌提供热量使地壳发生小规模的部分熔融，形成的花岗岩锆石εHf(t)值为负值。至125~110Ma，太平洋板块呈NW向俯冲于欧亚板块东缘，此时俯冲速度慢，俯冲角大，导致岩石圈拆沉基性岩浆底侵活动强烈(包汉勇等，2013；朱桂芝等，2009；Sun et al., 2007)。地幔软流圈的物质上升，形成巨大的热场，引起大陆地壳大规模的部分熔融形成花岗岩浆(周新民和李武显，2000)，其中的部分新生地壳成分也发生部分熔融形成锆石εHf(t)值为正值的花岗岩。由于古太平洋板块的NW向俯冲作用，扬子板块和华北板块沿秦岭造山带的一系列断裂再次活动，花岗岩浆沿着这些断裂上侵至地壳浅部形成伏牛山岩体。综上所述，秦岭伏牛山地区在晚中生代主要经历了两次侵位，都是受太平洋板块俯冲作用不同程度影响。
6 结论伏牛山岩体形成于燕山期，具体可细分为两个阶段：第一阶段的形成时间是145.2±0.7Ma，形成Ⅰ型花岗岩，源岩以壳源物质为主。第二阶段的形成时间是118.5±0.6Ma，主要形成Ⅰ型花岗岩，花岗岩的源岩大部分以壳源物质为主，可能和第一阶段岩浆的源岩相同，同时有一小部分源岩以新生地壳物质为主。
伏牛山岩体所在的秦岭地区主要经历了两次岩浆侵位。第一次岩浆侵位发生在145Ma，是因为太平洋板块俯冲导致秦岭造山带断裂构造再活动，发生部分熔融形成小规模的岩浆作用。至118Ma太平洋板块呈NW向俯冲，由于板块俯冲速度变慢、俯冲角度变大，导致岩石圈拆沉，使地幔软流圈的物质上升，形成巨大的热场，引起大陆地壳大规模的部分熔融形成花岗岩浆。最终这些岩浆沿着华北板块与扬子板块之间的断裂上侵至地壳浅处，形成了伏牛山复式岩体。
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