2012, Vol. 28
2. 中国地质科学院矿产资源研究所,国土资源部深部成矿作用与资源评价重点实验室，北京 100037;
3. 长安大学地球科学与资源学院， 西安 710054
2. MLR Key Laboratory of Metallogeny and Mineral Assessment, Institute of Mineral Resources, CAGS, Beijing 100037, China;
3. College of Earth Sciences and State Land Resources, Chang’an University, Xi’an 710054, China
秦岭造山带是中国大陆中央造山带(系)的重要组成部分。它由2个主缝合带(商丹和勉略缝合带)和3个块体(华北地块南缘及北秦岭、秦岭微地块、扬子地块)组成(张国伟等，2001；Meng and Zhang, 2000)。秦岭造山带主要经历了新元古代、古生代和中生代造山作用。中生代时期，整个秦岭造山带，特别是西、南秦岭经历了强烈的早中生代构造岩浆热事件(Sun et al., 2003； 张成立等，2008)，奠定了秦岭造山带基本构造格架。晚中生代构造岩浆热事件(安三元和卢欣祥，1984；卢欣祥, 1991, 1999；Mao et al., 2010)主要集中发育于东秦岭，形成巨量的中生代花岗岩体，如呈岩基产出的老牛山、华山、太山庙、合峪、老君山等岩体，以及呈小斑岩体产出的，与大中型钼矿有关的金堆城、石家湾、南泥湖、木龙沟、八宝山、上房沟、黄背岭、雷门沟等岩体。以往的研究认为，在东秦岭与钼矿有关的岩体为小的斑岩体。近年来在合峪、太山庙、老君山等大岩体中也发现了钼矿床，因此富矿斑岩体附近的大岩体也成为研究的热点。
老牛山岩体是一个岩浆杂岩体，曾获得过95.54~428Ma的不同年龄(尚瑞钧和严阵，1988；聂凤军和樊建庭，1989；朱铭，1995；陈衍景等，2000；张宗清等，2006；朱赖民等，2008；郭波等，2009)。近年的锆石年龄资料显示其主体是燕山期的，也有印支期的。如Ding et al. (2011) 在老牛山岩体中解体出印支期花岗质岩石，其锆石年龄为228±1~215±4Ma。前人对这两期花岗岩分别进行了研究(张宗清等，2006；朱赖民等，2008；郭波等，2009；Ding et al., 2011)，但对其在地球化学和物质来源上的演变特征，以及所揭示的意义研究较少。本文在前人研究的基础上，进一步对该岩体进行了定年和系统的岩石学和地球化学研究，以便揭示晚三叠世和晚侏罗世这两花岗质岩石的变化特征，以及其与金堆城花岗斑岩体的关系，为东秦岭早中生代岩浆作用的进一步研究和大岩体与小岩体的关系提供新的依据。
2 岩体地质特征老牛山岩体位于华北地块南缘，为一大型花岗岩基(图 1)，出露面积440km2，呈北东70°展布，出露位置中心地理坐标为N34°20′，E109°45′，侵位于太古界太华群黑云母角闪斜长片麻岩、角闪斜长片麻岩和元古界熊耳群变细碧岩和铁铜沟组中。在岩体边缘见有片麻岩和火山岩的捕虏体以及岩体侵入所产的接触变质带，宽一般为500~1000m(王新，2001)。前人把该岩体分为四期：第一期为角闪二长岩，岩株状；第二期为黑云母闪长花岗岩，是该岩体的主体，占总面积的89%，可分为中心相及边缘相。中心相为似斑状结构，斑晶主要是自形的钾长石，最大可达到6.3cm×2cm，边缘相为粗粒结构：第三期为黑云角闪二长岩及角闪二长花岗岩，岩株状；第四期为局部可见的二长斑岩脉(孙晓明和刘孝善，1987)。据笔者野外观察(图 2)和所测得的锆石U-Pb年龄，可将老牛山岩体分为印支期和燕山期两期。印支期岩石类型为中细粒石英二长岩、石英闪长岩和粗粒似斑状黑云母二长花岗岩，主要出露在岩体的中部；燕山期为中粒似斑状黑云母二长花岗岩和细粒黑云母二长花岗岩，其中，以中粗粒、中粒似斑状黑云母二长花岗岩为主。暗色包体在老牛山岩体各期花岗岩中均可见，多呈椭圆状，与寄主岩石呈截然关系。本次研究是在石堤峪、东涧峪两条实测剖面的基础上进行的，主要岩性界限点及地球化学样品的标注详见图 1。岩石矿物组成和QAP分类图解(图 3)显示，老牛山岩体的主要岩性为石英二长岩，石英闪长岩，粗粒、中粒-中粗粒似斑状黑云母二长花岗岩，细粒-中细粒黑云母二长花岗岩。主要岩石类型特征见表 1。
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图 1 秦岭造山带构造简图及中生代花岗岩体分布(a, 底图据Ding et al., 2011修改)和华北地块南缘老牛山岩体地质图(b,六分队, 1966①) Fig. 1 Sketch tectonic map of the Qinling orogen and distribution of the Mesozoic granitoids (a, after Ding et al., 2011) and geological map of the Laoniushan complex in southern margin of North China Block (b) |
① 地质部陕西省地质局区域地质测量队六分队.1966.渭南幅1:20万地质图说明书
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图 2 粗粒黑云母二长花岗岩被中粗粒黑云母二长花岗岩包裹(a)和石英闪长岩被细粒花岗岩包裹(b) Fig. 2 Coarse-grained biotite monzogranite in the coarse-grained biotite monzogranite (a) and fine-grained granite in the quartz diorite (b) |
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图 3 Q-A-P分类图解 Fig. 3 Q-A-P diagram |
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表 1 老牛山杂岩体主要岩石类型的特征 Table 1 Characteristics of the major rock types of the Laoniushan complex |
本文的锆石U-Pb定年、Lu-Hf同位素分析样品为粗粒似斑状黑云母二长花岗岩(LN-18/B1)、中粗粒似斑状黑云母二长花岗岩(LN-05)、中粒闪长岩(LN-12/B1)和中细粒石英二长岩(LN-11/B1), 采样地理坐标依次为N34°24′40.3″，E109°48′32.7″、N34°21′58.8″，E109°51′38.4″、N34°23′32′，E109°49′38.2″、N 34°22′21.7″，E 109°50′29.9″，采样位置点见图 1。其它地球化学分析样品采自两条剖面的不同位置(图 1)。
3.2 LA-ICP-MS 锆石U-Pb测年方法锆石样品靶的制备与SHRIMP定年锆石样品制备方法基本相同(见宋彪等，2002)。LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb定年测试分析在中国地质科学院矿产资源研究所MC-ICP-MS实验室完成，锆石定年分析所用仪器为Finnigan Neptune型MC-ICP-MS及与之配套的Newwave UP 213激光剥蚀系统。激光剥蚀所用斑束直径为25μm，频率为10Hz，能量密度约为2.5J/cm2，以He为载气。信号较小的207Pb，206Pb，204Pb(+204Hg)，202Hg用离子计数器(multi-ion-counters)接收，208Pb，232Th，238U信号用法拉第杯接收，实现了所有目标同位素信号的同时接收并且不同质量数的峰基本上都是平坦的，进而可以获得高精度的数据，均匀锆石颗粒207Pb/206Pb，206Pb/238U，207Pb/235U的测试精度(2σ)均为2%左右，对锆石标准的定年精度和准确度在1% (2σ)左右。LA-MC-ICP-MS激光剥蚀采样采用单点剥蚀的方式，数据分析前用锆石GJ-1进行调试仪器，使之达到最优状态, 锆石U-Pb定年以锆石GJ-1为外标，U、Th含量以锆石M127 (U：923×10-6；Th：439×10-6；Th/U：0.475；Nasdala et al., 2008)为外标进行校正。测试过程中在每测定5~7个样品前后重复测定两个锆石GJ1对样品进行校正，并测量一个锆石Plesovice，观察仪器的状态以保证测试的精确度。数据处理采用ICPMSDataCal程序(Liu et al., 2008)，测量过程中绝大多数分析点206Pb/204Pb>1000, 未进行普通铅校正，204Pb由离子计数器检测，204Pb含量异常高的分析点可能受包裹体等普通Pb的影响，对204Pb含量异常高的分析点在计算时剔除，锆石年龄谐和图用Isoplot 3.0程序获得。详细实验测试过程可参见侯可军等(2009) 。样品分析过程中，Plesovice标样作为未知样品进行测定，得到的4个数据的加权平均值为337.0±2.3(2σ)Ma，MSWD=0.09，与对应的推荐值为337.13±0.37(2σ)(Sláma et al., 2008)在误差范围内完全一致。
3.3 元素地球化学测试方法主量元素、微量元素分析测试是在加拿大温哥华Acme分析实验室进行的，除了Fe2O3之外，分别由电感耦合等离子光谱分析(ICP-AES)和电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)完成。主量元素测试先把粉末样品在石墨坩埚中与助熔剂LiBO2/Li2B4O7混合，放在马弗炉中熔化后用硝酸稀释溶解，然后选取0.2g进行ICP-MS分析，烧失量在1000℃时测定。微量元素分析包括两部分，稀土元素和难溶元素的测定选取粉末样品在石墨坩埚中与助熔剂LiBO2/Li2B4O7混合，放在马弗炉中熔化用硝酸稀释溶解后，再进行ICP-MS分析；另外单独选取0.5g经王水溶解进行ICP-MS分析贵金属的含量。
3.4 Rb-Sr、Sm-Nd同位素分析全岩Sm-Nd同位素分析在中国科学院地质与地球物理研究生固体同位素实验室完成。用Teflon溶样罐称取约100mg的全岩粉末样品，加入适量的149Sm-150Nd混合稀释剂，再加入纯化的HF+HNO3混合酸溶解；利用AG50×12交换树脂分离稀土元素，然后采用P507萃淋树脂分离出纯净的Sm和Nd，在MAT-262质谱计上完成测试，Nd同位素校正采用146Nd/144Nd=0.7129。详细的实验流程见文献(Wasserburg et al., 1981)。
3.5 Lu-Hf同位素分析锆石U-Pb年龄测试完毕后，同时在中国地质科学院矿产资源研究所同位素实验室进行Hf同位素原位分析，使用仪器为Finnigan Neptune型多接收等离子质谱仪，采用Newwave UP213激光剥蚀系统，分析时激光束斑直径为40μm，激光剥蚀时间为27s，测定是采用锆石GJ-1和TEM做外标，176Hf/177Hf比值分别为0.282013±19(2σ)(Elhlou et al., 2006)和0.282680±31(2σ)(Wu et al., 2006)。仪器的运行条件、详细的分析流程、数据校正方法及锆石标准参考值详见侯可军(2007) 的文章。
4 分析结果 4.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄石英二长岩(样品LN-11/B1)锆石多为黄褐色，部分锆石显示白色，锆石粒径50~200μm，晶体多为自形短柱状和自形长柱状，长宽之比多集中在41左右，大部分具有清晰的岩浆振荡环带(图 4)。U含量在137.1×10-6~473.8×10-6之间，Th含量在100.5×10-6~373.6×10-6之间，Th/U值在0.21~1.50之间(表 2)，平均值为0.91，明显为岩浆锆石(Rubatto and Gebauer, 2000； Möller et al., 2003)。对石英二长岩中锆石分析了17个点，位于核部的测点给出谐和的206Pb/238U年龄有1828Ma和1986Ma，可解释为残留核或继承核年龄。其中4个不谐和219Ma、225Ma、226Ma和227Ma的206Pb/238U年龄可能是Pb丢失的结果。位于幔部结晶环带上的15个测点给出223±1Ma的206Pb/238U加权平均年龄(表 2、图 5a)，NSWD=1.04。这一年龄解释为石英二长岩的结晶年龄。
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图 4 老牛山杂岩体锆石CL图像 白色圆圈代表测试点;圆圈附近的值包括测试点号和年龄 Fig. 4 Cathodeluminescence (CL) images of zircons from the Laoniushan complex White circles indicate the analyzed locations; ages and spot numbers are labeled nearby |
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图 5 老牛山杂岩体锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄谐和图 Fig. 5 Concordia diagram of LA-ICP-MS U-Pb zircon analyses from the Laoniushan complex |
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表 2 老牛山杂岩体锆石LA-ICP-MS U-Pb测试结果 Table 2 LA-ICP-MS U-Pb zircon analytical results for the Laoniushan complex |
石英闪长岩(样品LN-12/B1)中挑选出的锆石颗粒较石英二长岩中略大，多为100~250μm，晶体呈长板状-长柱状，长宽比41左右，发育多层同心环带(图 4)，U含量109.5×10-6~696.8×10-6, Th含量120.3×10-6~1551×10-6，Th/U值在0.86~2.23之间(表 2)，平均值为1.11，显示了岩浆结晶成因的特点。对石英闪长岩中的17颗锆石分析了18个点，所有点的分析结果在谐和图上组成密集的一簇(表 2、图 5b)，206Pb/238U加权平均年龄为223±1Ma，NSWD=0.38。石英二长岩、石英闪长岩这两种岩性的年龄相同，属晚三叠世，由于锆石均为岩浆型，所以其年龄应代表老牛山复式岩体中一次侵入体的年龄。
粗粒黑云母二长花岗岩(LN-18/B1)样品中所挑选锆石颗粒较大100~250μm，锆石呈短柱状，长宽比21左右，半自形到自形，大部分具有清晰的岩浆振荡环带(图 4)。由于U、Th含量较高，分别为874.4×10-6~3095×10-6和485.4×10-6~1565×10-6，图像比较暗。对粗粒黑云母二长花岗岩的19颗锆石分析了19个点，其中一个不谐和的217Ma的206Pb/238U年龄可能是Pb丢失的结果，18颗锆石的18个点的分析结果在谐和图上组成密集的一簇(表 2、图 5c)，206Pb/238U加权平均年龄为214±1Ma，NSWD=1.9。该年龄解释为粗粒黑云母二长花岗岩的结晶年龄，比石英二长岩、石英闪长岩略晚形成，也属于晚三叠世，是老牛山岩体一次侵入体的年龄。
中粗粒黑云母二长花岗岩(LN-05)样品中的锆石呈长柱状，粒径150~250μm，长宽比21~31，自形，具有清晰的岩浆振荡环带(图 4)，U含量在118.7×10-6~614.3×10-6之间, Th含量变化大，在68.09×10-6~659.2×10-6之间，Th/U值在0.28~1.07之间(表 2)，平均值为0.55，属于岩浆锆石(Rubatto and Gebauer, 2000; Möller et al., 2003)。对中粗粒黑云母二长花岗岩的19颗锆石分析了19个点，其中一个不谐和的150Ma的206Pb/238U年龄可能是Pb丢失的结果。18颗锆石的18个点对206Pb/238U年龄进行了加权平均，年龄都在谐和线上及其附近(表 2、图 5d)，其加权平均年龄为152±1Ma，表明为燕山期晚侏罗世形成的。朱赖民(2008) 、郭波(2009) 分别测得的细粒黑云母二长花岗岩的锆石U-Pb年龄146士1Ma、146士4Ma，与笔者在野外观察的岩体形成先后顺序一致，该年龄应为老牛山岩体最后一期次侵入年龄。
可见，老牛山岩体是由印支期和燕山期花岗岩组成的岩浆杂岩体，按岩浆结晶年龄可分为2期：石英二长岩、石英闪长岩及粗粒黑云母二长花岗岩形成于晚三叠世，即印支期；中粒-中粗粒黑云母二长花岗岩、细粒-中细粒黑云母二长花岗岩形成于晚侏罗世，即燕山期。
4.2 主量元素样品的主量元素分析结果见表 3。
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表 3 老牛山岩体主量元素(wt%)、稀土和微量元素(×10-6)测试结果 Table 3 Major elements (wt%), trace elements (×10-6) results of the Laoniushan complex |
印支期的石英二长岩、石英闪长岩较为基性，SiO2含量较低，为59.54%~64.44%，高铝(Al2O3=16.11%~19.07%)，富碱(K2O=3.18%~5.66%，Na2O=4.12%~5.70%，K2O+Na2O=7.37%~11.07%)，MgO含量为0.73%~2.58%，为钾玄系列(图 6)，铝饱和指数A/NKC=0.78~0.97，为准铝质(图 7)；粗粒黑云母二长花岗岩，富硅，SiO2含量为67.76%~70.89%，高铝(Al2O3=14.84%~16.45%)，富碱(K2O=3.67%~5.47%，Na2O=3.71%~5.08%，K2O+Na2O=7.44%~9.76%)，低镁(MgO含量为0.45%~0.99%)，为钾玄系列(图 6)，铝饱和指数A/NKC=0.98~1.02，为准铝质-过铝质(图 7)。
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图 6 K2O-SiO2岩石系列判别图(底图据Rollinson, 1993) Fig. 6 K2O-SiO2 diagram for the Laoniushan complex (after Rollinson, 1993) |
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图 7 岩石铝饱和指数判别图解(底图据Rollinson，1993) 图例同图 6 Fig. 7 ACNK-ANK diagram for the Laoniushan complex (after Rollinson, 1993) Symbols as those in Fig. 6 |
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图 8 老牛山杂岩体印支期花岗岩类(a)和燕山期黑云母二长花岗岩(b)球粒陨石标准化图(球粒陨石标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 8 Chondrite-normalized REE patterns of Indo-Chinese Epoch granites (a) and Yanshan Period granites (b) (normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
与印支期花岗岩类相比，燕山期黑云母二长花岗岩明显表现出富硅，SiO2含量为65.31%~72.56%，相对印支期花岗岩类，铝(Al2O3=15.26%~16.94%)及碱(K2O=3.10%~5.35%，Na2O=3.66%~4.98%，K2O+Na2O=6.76%~9.87%)含量略低，低镁(MgO含量为0.12%~1.23%)，主要属于高钾钙碱性系列(图 6)，铝饱和指数A/NKC=0.97~1.01，为准铝质(图 7)。
综上可见，老牛山岩体从印支期到燕山期，岩石SiO2含量增高，MgO、CaO、Na2O含量降低。在K2O-SiO2图解(图 6)中，印支期石英闪长岩、中细粒的石英二长岩及粗粒黑云母二长花岗岩大部分落在了钾玄岩系列范围，除三个花岗岩样品落在高钾钙碱性系列区域；燕山期黑云母二长花岗岩大部分样品落在了高钾钙碱性系列，部分落在了钾玄岩系列范围内。在ANK-ACNK判别图(图 7)中，印支期石英闪长岩及中细粒石英二长岩均落在了准铝质区域，印支期粗粒黑云母二长花岗岩落在了准铝质-过铝质区域；燕山期黑云母二长花岗岩落在了准铝质-过铝质区域，CIPW标准矿物计算表明，黑云母花岗岩中出现了刚玉标准矿物，表明成岩岩浆铝过饱和。
4.3 稀土元素老牛山岩体稀土元素测试结果见表 3。
印支期粗粒黑云母二长花岗岩较石英二长岩、石英闪长岩稀土含量略低，石英二长岩、石英闪长岩、粗粒黑云母二长花岗岩稀土含量(∑REE)依次为227.8×10-6~294.4×10-6、213.0×10-6~246.9×10-6、76.5×10-6~162.0×10-6，轻重稀土比值(LREE/HREE)变化不大，依次为： 12.70~30.69、15.00~17.43、15.49~26.15。球粒陨石标准化图解(图 8a)显示，曲线形态基本一致，总体呈右倾型，石英二长岩及石英闪长岩相对粗粒黑云母二长花岗岩富集稀土元素，三种岩性均表现出轻稀土相对重稀土明显富集，重稀土相对平坦，轻、重稀土元素分馏明显，具有较弱的铕异常，无Ce异常。
燕山期中粒-中粗粒黑云母二长花岗岩、细粒-中细粒黑云母二长花岗岩的稀土总量(REE)分别为150.1×10-6~213.9×10-6、40.11×10-6~263.3×10-6, 细粒-中细粒黑云母二长花岗岩的稀土总量变化大。在稀土元素对球粒陨石标准化配分曲线图上显示了右倾斜型 (图 8b)，两岩性均表现出轻稀土相对重稀土明显富集，重稀土相对平坦，轻、重稀土元素分馏较强，而中粒-中粗粒黑云母二长花岗岩具有较弱到正的铕异常，细粒-中细粒黑云母二长花岗岩具有中等铕异常，无Ce异常。
4.4 微量元素老牛山岩体微量元素分析结果见表 3。
印支期石英闪长岩、石英二长岩和粗粒黑云母二长花岗岩均具有较高的Ba(975×10-6~6407×10-6)、Sr(491×10-6~2691×10-6)含量和Sr/Y比值(53.1~180)，Nb/Ta比值从石英闪长岩(51.9~71.0)、石英二长岩(27.5~34.3)和粗粒黑云母二长花岗岩(10.9~13.2)有明显的降低趋势。印支期花岗岩类微量元素原始地幔标准化蛛网图(图 9a)显示，三种岩性标准化曲线基本相同，表现为富集大离子亲石元素(K、Rb、Ba、Sr)，而相对亏损高场强元素(Nb、Ta、P)，具有明显的Nb、Ta、P、Ti谷，且石英闪长岩Nb、Ta相对更加亏损，但Ti、P相对于另两种岩性来说亏损程度弱些，黑云母二长花岗岩相对于前两者Ti、P亏损程度强些。
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图 9 老牛山杂岩体印支期花岗岩类(a)和燕山期花岗岩类(b)原始地幔标准化蛛网图(原始地幔标准值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 9 Primitive mantle-normalized trace element spidergrams of Indo-Chinese Epoch granites (a) and Yanshan Period granites (b) (normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
燕山期中粒-中粗粒黑云母二长花岗岩同样具有高Ba、Sr的特征，但其含量有所降低，Ba含量为1235×10-6~3153×10-6，Sr含量为665×10-6~1436×10-6，Sr/Y比值为47.3~151，Zr/Hf比值33.7~37.9，Nb/Ta比值11.4~14.9；细粒-中细粒黑云母二长花岗岩的Ba、Sr含量比中粒-中粗粒者低，但同属于高Ba、Sr含量，Ba含量为467×10-6~2539×10-6，Sr含量167×10-6~1016×10-6，Sr/Y比值为7.99~66.2，Zr/Hf比值为18.2~39.3，Nb/Ta比值1.19~19.3。燕山期花岗岩具有基本一致的微量元素原始地幔标准化曲线(图 9b)特征，富集大离子亲石元素(K、Rb、Ba、Sr)，而相对亏损高场强元素(Nb、Ta、P)，具有明显的Nb、Ta、P、Ti谷。与印支期蛛网图相比，除不具有明显的Ta谷外基本一致。
4.5 Rb-Sr、Sm-Nd同位素Rb-Sr、Sm-Nd同位素测试结果见表 4。笔者针对测年样品进行了同位素测定，根据相应结晶年龄计算四个花岗岩类样品的Isr初始比值依次为0.70676、0.70638、0.70826、0.70772，郭波(2009) 测得燕山期细粒黑云母二长花岗岩(146Ma)，Isr比值为0.70867~0.70877，平均0.70873。可见印支期石英闪长岩、石英二长岩的Isr比值较黑云母二长花岗岩略低，燕山期花岗岩具有较大的Isr比值。老牛山花岗岩质岩石的Isr比值(0.70638~0.70877)略高于上地幔87Sr/86Sr初始比值(0.702~0.706)，显示了壳幔混合的特点。143Nd/144Nd测定值为0.511783~0.511920，根据相应结晶年龄223Ma、222Ma、214Ma、151Ma计算的εNd(t)值依次为-12.88、-11.3、-14.87、-13.32，燕山期细粒黑云母二长花岗岩εNd(t)值-14.5~-16.83，平均-15.57(郭波，2009)，说明从早到晚花岗岩的εNd(t)逐渐变小。Nd模式年龄tDM依次为1.7Ga、1.7Ga、1.9Ga、1.8Ga，细粒黑云母二长花岗岩Nd模式年龄tDM为1.7~1.9Ga(郭波，2009)，与张宗清(2006) 报道的数据基本一致(表 4)。
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表 4 老牛山杂岩体Rb-Sr、Sm-Nd同位素测试结果 Table 4 Rb-Sr,Sm-Nd isotopic results of the Laoniushan complex |
老牛山岩体中花岗岩类的Lu-Hf同位素分析结果见表 5。印支期石英二长岩初始176Hf/177Hf 比值为0.28192~0.28236，平均为0.28217，εHf(t)为-9.57~-25.11，平均值为-14.58，二阶段模式年龄(tDM2)为1863~2841Ma, 与本文测得石英二长岩中继承锆石年龄1986±16Ma，1828±10Ma基本一致；石英闪长岩初始176Hf/177Hf 比值为0.28215~0.28236，平均为0.28223，εHf(t)为-9.70~-17.18，平均值为-14.30，tDM2 为1872~2344Ma；粗粒黑云母二长花岗岩的初始176Hf/177Hf 比值为0.28208~0.28228，平均为0.28222，εHf(t)为-11.24~-19.62，平均值为-14.89，tDM2 为1963~2319Ma。燕山期的中粒黑云母二长花岗岩的初始176Hf/177Hf 比值为0.28198~0.28216，平均为0.28208，εHf(t)为-18.28~-24.79，平均值为-21.41，tDM2 为2360~2767Ma；细粒黑云母二长花岗岩176Hf/177Hf的变化范围在0.281927~0.282195之间，εHf(t)的变化范围在-17.2~-24.6之间，tDM2变化范围在1869~2242Ma之间(郭波，2009)。从印支期到燕山期，其岩石的εHf(t)变小，模式年龄有增大的趋势。
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表 5 老牛山杂岩体中锆石HF同位素分析结果 Table 5 Lu-Hf isotopic data of zircons from the Laoniushan complex |
本文所测试的石英二长岩(LN-11/B1)、石英闪长岩(LN-12/B1)、粗粒黑云母二长花岗岩(LN-18/B1)和中粒黑云母二长花岗岩(LN-05)的年龄分别为223±1Ma、223±1Ma、214±1Ma、152±1Ma，大致显示了两个世代的岩体侵入，石英二长岩、石英闪长岩、粗粒黑云母二长花岗岩形成时代应为晚三叠世，这与前人获得的锆石年龄217±2Ma、227±1Ma、228±1Ma基本一致(Ding et al., 2011)，为印支期岩浆活动的体现，说明印支期岩浆活动在东秦岭地区也有表现。以往的研究显示，晚三叠世花岗岩浆活动主要集中在西秦岭，形成于后碰撞环境(王晓霞等，2003；陈衍景，2010；张元厚，2010)。老牛山岩体中晚三叠世花岗岩的出现表明，该期岩浆在东秦岭也有，有向东延伸的趋势。中粒黑云母二长花岗岩获得的锆石年龄152±1Ma和前人报到的锆石年龄146Ma(朱赖民，2008；郭波2009)都显示为晚侏罗世，为燕山期岩浆活动的产物。在东秦岭北缘，即华北地块南缘，发育大量晚中生代花岗岩，显示了华北地块中生代以来发生了明显的由挤压到伸展的构造体质转折(翟明国等，2004；王涛等，2007；王晓霞等，2011)。老牛山岩体燕山期花岗岩正是这种构造体质转换开始阶段所发生岩浆作用的结果。这也与区内钼矿主要成矿时代相吻合(Mao et al., 2008)。
5.2 岩石成因类型晚三叠世花岗岩类中暗色矿物主要为黑云母和角闪石，黑云母为铁-镁黑云母，角闪石为镁闪石-镁钙闪石，CIPW标准矿物计算，刚玉分子少见(＜1%)，出现透辉石矿物，副矿物为锆石、榍石、磁铁矿等。SiO2含量59.54%~70.89%，Na2O含量3.71%~5.70%，K2O/Na2O低(0.76~1.48)，平均1.14，CaO含量(1.42%~4.47%)高，A/NKC=0.78~1.02＜1.1，Rb/Sr＜1，稀土配分曲线为右倾平滑状，有极弱的铕负异常和正异常，δEu=0.85~0.99，平均0.92。晚侏罗世花岗岩与晚三叠世花岗岩类特征相似，与之不同的是主要暗色矿物为黑云母，未发现角闪石，且岩石SiO2含量高(65.31%~72.56%)，K2O/Na2O小(0.83~1.21)，平均1.05，A/NKC=0.97~1.11≤1.1，δEu=0.71~1.02，平均0.86。这些均显示出Ⅰ型花岗岩的特征。在Ce-SiO2判别图解(图 10)中投点均落在Ⅰ型花岗岩区域，可见，该杂岩体中的晚三叠世和侏罗世花岗岩类岩石均为Ⅰ型花岗岩。
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图 10 老牛山杂岩体I、A型成因类型图解(据Collis，1982) Fig. 10 SiO2-Ce diagram for the Laoniushan complex (after Collis, 1982) |
花岗岩的同位素组成是示踪其物源特征的重要手段之一。晚三叠世花岗岩类ISr=0.70638~0.70826，晚侏罗世花岗岩ISr=0.70772~0.70877，均接近或略高于上地幔87Sr/86Sr初始比值(0.702~0.706)，εNd(t)=-11.3~-16.83，均较小，模式年龄1.7~1.9Ga，显示其源区应为古老的壳源物质。在εNd(t)-t(图 11)相关图中，所有点投在了早元古代-中元古代地壳与太古宙地壳之间，说明成岩物质源区主要来自古老地壳；在εNd(t)-ISr(图 10)图解中，所有点均落在了第四象限内，样品点没有明显的相关性，集中在下地壳范围内，表明其应该为加厚下地壳熔融的产物(陈衍景等，2000)。
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图 11 老牛山杂岩体εNd(t)-t和εNd(t)-ISr同位素图解 Fig. 11 Diagram of εNd(t)-t and εNd(t)-ISr for granites from the Laoniushan complex |
Hf同位素研究表明，εHf(t)＜0的岩石为地壳物质部分熔融的产物(Vervoort et al., 2000；Griffin et al., 2004)。Hf同位素分析结果显示，锆石的176Lu/177Hf小于0.002(表 5)，表明锆石在形成后具有较低的放射性成因Hf积累，由于锆石是一种非常稳定的矿物，封闭温度高，即使在麻粒岩相等高级变质条件下，也很少受到后期岩浆热事件的影响，所测样品的176Lu/177Hf基本可以代表形成时体系的Hf同位素组成(Amelin et al., 1999；向君峰等，2010)。老牛山岩体中岩石的fLu/ Hf值介于-0.93~-0.98 之间，明显小于镁铁质地壳的f Lu/ Hf 值(-0.34, Amelin et al., 2000)和硅铝质地壳的f Lu/ Hf 值(-0.72, Vervoort et al., 1996)，故二阶段模式年龄更能反映其源区物质从亏损地幔被抽取的时间(或其源区物质在地壳的平均存留年龄)。
老牛山岩体不同期次Hf同位素组成略有差异，由锆石地壳模式年龄(tDM2)和εHf(t)柱状图(图 12)可以看出，印支期石英二长岩εHf(t)主体在-14~-20范围内，tDM2主体在2150~2500Ma范围内；石英闪长岩εHf(t)主体在-13~-16区间内，主体tDM2 在2100~2350Ma范围内；粗粒黑云母二长花岗岩εHf(t)主体值在-11~-17范围内，tDM2主体在 2050~2350Ma范围内；燕山期晚侏罗世中粒黑云母二长花岗岩εHf(t)为-18.28~-24.77，tDM2 为2359~2766Ma；细粒黑云母二长花岗岩176Hf/177Hf的变化范围在0.281927~0.282195之间，εHf(t)的变化范围在-17.2~-24.6之间，tDM2变化范围在1869~2242Ma之间(郭波，2009)。Hf同位素组成显示老牛山岩体为古老下地壳部分熔融而形成的，而印支期的εHf(t)、εNd(t)比燕山期的低，模式年龄及二阶段模式年龄也小说明印支期和燕山期的花岗岩在物源上还有一些差别，可能是因为印支期花岗岩的幔源年轻组分更多一些。在εHf(t)-t图解(图 13a)和176Hf/177Hf-t图解(图 13b)中，均显示老牛山岩体的成岩物质来源于古老地壳，印支期花岗岩样品投点主要落在1.8~2.5Ga演化曲线之间，成岩物质来源下地壳接近亏损地幔一侧，而燕山期花岗岩样品投点2.5~3.0Ga演化曲线之间，成岩物质来源于下地壳而偏上地壳一侧，说明老牛山岩体不同时期的成岩物质来源不同。
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图 12 老牛山杂岩体锆石地壳模式年龄(tDM2)和εHf(t)柱状图 Fig. 12 Zircon tDM2 and Hf isotopic compositions of the granites from the Laoniushan complex |
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图 13 老牛山杂岩体的εHf(t)-t和176Hf/177Hf-t图解 Fig. 13 Diagrams of εHf(t)-t and 176Hf/177Hf-t of granites for the Laoniushan complex |
综上所述，老牛山岩体的源区可能为华北地块南缘的中-下地壳岩层，即太华群或是熊耳群。熊耳群火山岩的锆石U-Pb年龄下限及上限年龄分别为1.95Ga和1.75Ga(赵太平等，2001)，与老牛山岩体的全岩Nd模式年龄和锆石部分Hf同位素二阶段模式年龄相当，但明显比继承核锆石1986±16Ma的年龄和部分锆石二阶段Hf模式年龄年轻，说明熊耳群不可能单独作为其源区。太华群作为华北地块南缘的结晶基底，形成时代大于2.5Ga(Kröner et al., 1988；薛良伟等，1995；Sun et al., 1994；周汉文等，1998；张宗清等，1998)。对太华群的锆石和Ar-Ar年代学研究认为(倪志耀等，2003；Diwu et al., 2010)，太华群原岩的形成时间为2.7Ga左右, 在2.2~2.3Ga发生变质，与花岗岩中锆石二阶段Hf模式年龄基本一致，太华群作为华北地块南缘晚中生代花岗岩的源岩可能性很大。老牛山岩体测得部分锆石二阶段Hf模式年龄为2.84Ga和2.76Ga，显示可能是有更古老的地壳物质加入。前人研究表明华北地台南缘在2.2~1.8Ga期间存在一期地壳增生事件(张宗清，2002；张本仁等，2002；高山等，2003)，老牛山岩体的物源可能存在古元古代增生地壳的参与。因此，老牛山岩体是古老下地壳部分熔融而形成的，太华群是其主要源区，而印支期晚三叠世花岗岩类的εHf(t)、εNd(t)比燕山期晚侏罗世的低，模式年龄及二阶段模式年龄也小，这可能与古元古代增生地壳的参与程度有关，也可能有年轻幔源组分的加入所致，因为在老牛山岩体中普遍存在有岩浆暗色包体，而较大的锆石二阶段Hf模式年龄说明可能有更古老地壳物质的参与。
5.4 老牛山岩体与金堆城斑岩体的关系金堆城斑岩体位于老牛山岩体的东南侧，前人曾认为二者基本是同一时期形成的 (聂凤军等，1989；黄典豪等，1989；朱赖民，2008)，提出金堆城花岗斑岩为老牛山大岩基的分支。老牛山杂岩体的燕山期花岗岩岩浆结晶年龄分别为152Ma、146Ma，与金堆城岩体钾长花岗斑岩锆石U-Pb法测得花岗斑岩岩浆结晶年龄为141Ma基本一致。
结合前人对金堆城花岗斑岩的研究成果(朱赖民等，2008；郭波等，2009；焦建刚等，2010)，可以看出老牛山燕山期花岗岩与金堆城斑岩在岩石结构和矿物组成上存在着差异。金堆城岩体为花岗斑岩，斑状结构，主要矿物组成为钾长石(45%)、石英(25%~30%)、斜长石(15%)，老牛山燕山期花岗岩为中粗粒、中粒似斑状黑云母二长花岗岩和细粒黑云母二长花岗岩，似斑状结构，花岗结构，主要组成矿物斜长石(20%~45%)、钾长石(20%~40%)、石英(15%~35%)、黑云母(10%~20%)，表明老牛山岩体的形成深度较大，岩石相对基性。
岩石地球化学上：(1) 两个岩体的SiO2含量分别为65.31%~76.39%、68.59%~82.41%，显然金堆城花岗斑岩体更偏酸性；(2) 二者均低Ti；(3) 它们均富Al2O3，但老牛山岩体Al2O3含量较金堆城岩体要高，Al2O3含量在13.74%~16.94%之间，而金堆城花岗斑岩的Al2O3含量在6.87%~15.07%之间，铝指数ACNK均＜1.1，为准铝质-过铝质系列；(4) 二者均富碱，但老牛山花岗岩的Na2O>3.55%，Na2O+K2O含量在6.67%~9.87%之间，较金堆城花岗斑岩高，金堆城岩体Na2O含量较低0.11%~2.43%，K2O含量高4.7%~9.76%，Na2O+K2O含量2.15%~10.31%之间，平均为7.18%, K2O含量高可能与斑岩体钾化有关；(4) 老牛山花岗岩镁指数Mg#=0.22~0.51略高于金堆城花岗斑岩Mg#=0.14~0.43；(5) δ指数两岩体也略有不同，老牛山岩体要高些，分别在2.05~3.30及0.15~2.9之间。由此可见，老牛山燕山期中粒-中粗粒-细粒黑云母二长花岗岩较金堆城花岗斑岩具低硅、高铝、富碱和镁，δ指数高的特点，但两岩体均具有高硅、富碱、准铝质-过铝质系列和高钾钙碱性岩石系列的特征；(6) 在稀土元素上与老牛山花岗岩不同的是金堆城花岗斑岩具有较低的∑REE含量，∑REE=18.01×10-6~159.1×10-6，但同样具有较高的LREE/HREE和(La/Yb)N值，显示较高的轻重稀土元素分馏程度。在稀土元素球粒陨石标准化曲线图(图 14 a)上显示了与老牛山花岗基本一致的曲线趋势，呈右倾斜的曲线，整体稀土含量较老牛山花岗岩低，δEu=0.70~0.97，具有中等-弱得Eu负异常和弱的Ce异常；(7) 在微量元素原始地幔标准化蛛网图上(图 14b)，富集大离子亲石元素(Rb, Th，K)，亏损高场强元素(Nb，P，Ti)(金堆城数据据朱赖民等，2008；郭波，2009)，金堆城花岗斑岩相对于老牛山岩体亏损Ba，而富集Ta，可能与它们具有金红石的分离结晶或源区残留有关(张旗等，2007)。
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图 14 金堆城花岗斑岩和老牛山花岗岩的稀土元素球粒陨石标准化曲线(a)和微量元素原始地幔标准化蛛网图 (b) (标准值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 14 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element spidergrams (b) for granites of the Laoniushan complex and granite porphyry of the Jinduicheng pluton (normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
老牛山花岗岩与金堆城含矿花岗斑岩的同位素特征是有差异的，金堆城花岗斑岩的ISr为0. 7086~0.7095 (陈衍景，2000)较老牛山的(0.70638~0.708769)(本文；郭波，2009)略高，但两者ISr与东秦岭花岗斑岩岩体的 (0.7034~0.7080)(罗铭玖等，1991)相近，接近或略高于上地幔87Sr/86Sr初始比值(0.702~0.706)，表明两岩体在物质来源上密切相关，同属于地壳岩石经深熔作用所产生的深熔岩浆结晶演化的产物(朱赖民等，2008)；金堆城花岗斑岩εNd(t)=-14.89~-15.66，Nd模式年龄tDM=1.8~2.3Ga(郭波，2009)，εHf(t)的变化范围在-8.9~-23.7，t DM2变化范围在1439~2187Ma；老牛山花岗岩εNd(t)=-11.3~-16.83(本文；郭波等，2009)，Nd模式年龄tDM=1.7~1.9Ga, εHf(t)的变化范围在-17.2~-24.8之间，tDM2变化范围在1869~2767Ma之间，金堆城花岗斑岩εHf(t)的变化范围大，出现较大的εHf(t)值，且tDM2较老牛山岩体年轻，可能是加入了年轻源物质的加入而造成其εHf(t)值偏大(郭波，2009)。
同位素特征表明，金堆城花岗斑岩与老牛山花岗岩的源区是相似的，均以古老的华北地块下地壳物质为主，不同的是，老牛山花岗岩基是在加厚的下地壳条件下部分熔融形成，而金堆城含矿花岗斑岩体是在由挤压向伸展转换的体制下形成的，同时受到断裂(燕门山断裂)等的控制，可能有软流圈物质上涌，发生强烈壳幔物质交换，使得中下地壳加热，造成2.1~1.7Ga左右增生的下地壳部分融熔形成花岗质岩浆，更多年轻的幔源组分的加入，并沿构造薄弱带上升到浅层次侵位形成花岗斑岩 (朱赖民等，2008)。
6 结论(1) 老牛山岩体是一个由印支期和燕山期花岗质岩石组成的岩浆杂岩体，本次获得3个晚三叠世锆石年龄223Ma、223Ma和214Ma，1个燕山期的年龄152Ma。杂岩体从早到晚主要依次由晚三叠世石英二长岩、石英闪长岩、粗粒黑云母二长花岗岩，晚侏罗世中粒-中粗粒黑云母二长花岗岩、细粒黑云母二长花岗岩组成。其中，燕山期晚侏罗世中粒-中粗粒黑云母二长花岗岩是岩体的主体岩性。
(2) 地球化学特征上，印支期石英闪长岩、石英二长岩SiO2含量较低，富碱、铝，为钾玄系列和准铝质Ⅰ型花岗岩；印支期黑云母二长花岗岩具富硅、碱，高铝低镁的特点，属于钾玄系列和准铝质-过铝质Ⅰ型花岗岩；燕山期黑云母二长花岗岩同样具富硅、碱，高铝低镁的特点，为高钾钙碱性系列和准铝质Ⅰ型花岗岩。各期次岩石均表现出稀土元素总量较高，轻稀土元素明显富集，轻、重稀土元素分馏较强，具有较弱的铕异常，无Ce异常，岩石富集大离子亲石元素(K、Rb、Ba、Sr)，而相对亏损高场强元素(Nb、Ta、P)。
(3) 老牛山岩体主要是古老的地壳部分熔融而形成的，源区物质主要相当于太古宙太华群，而印支期的εHf(t)、εNd(t)比燕山期的低，模式年龄及二阶段模式年龄也小说明印支期和燕山期的花岗岩在物源上还有一些差别，可能与古元古代增生地壳的参与程度有关，也可能是因为印支期花岗岩的幔源年轻组分更多一些。
(4) 对比研究显示，老牛山杂岩体中燕山期花岗岩与金堆城花岗斑岩在地球化学特征和物质来源上有一定的差异，金堆城花岗斑岩中有较多年轻组分贡献。
致谢 中国地质科学院矿产资源所同位素实验室侯可军在锆石LA-ICP-MS及锆石Hf同位素测试、加拿大温哥华Acme分析实验室在地球化学分析、中国科学院地质与地球物理研究所固体同位素实验室在Rb-Sr、Sm-Nd同位素分析中给予的大力支持，匿名审稿人对本文提出了建设性修改意见，在此表示诚挚感谢。| [] | Amelin Y, Lee DC, Halliday AN, Pidgeon RT. 1999. Nature of the earth’s earliest crust from hafnium isotopes in single detrial zircon. Nature, 399: 252–255. DOI:10.1038/20426 |
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