西秦岭夏河花岗岩的地球化学、年代学及地质意义

引用本文

韦萍, 莫宣学, 喻学惠, 黄雄飞, 丁一, 李小伟. 2013. 西秦岭夏河花岗岩的地球化学、年代学及地质意义. 岩石学报, 29(11): 3981-3992 复制到剪切板

WEI P, MO XX, YU XH, HUANG XF, DING Y and LI XW. 2013. Geochemistry, chronology and geological significance of the granitoids in Xiahe, West Qinling. Acta Petrologica Sinica, 29(11): 3981-3992(in Chinese with English abstract) 复制到剪切板

西秦岭夏河花岗岩的地球化学、年代学及地质意义

韦萍^1,2, 莫宣学¹, 喻学惠¹, 黄雄飞¹, 丁一^1,3, 李小伟¹

1. 地质过程与矿产资源国家重点实验室，中国地质大学地球科学与资源学院，北京 100083;
2. 广西省地质矿产局第四地质队，南宁 530007;
3. 江苏省地质矿产局第四地质队，苏州 215129

2013-05-30 收稿; 2013-09-25 改回.

基金项目: 本文受国家973项目(2011CB403102、2009CB421002)和中国地质调查局工作项目(1212011121260、E90139)联合资助

第一作者简介: 韦萍，女，1987年生，硕士生，矿物学、岩石学、矿床学专业，E-mail: weiping723@163.com

通讯作者: 喻学惠，女,1944年生，教授，博导，主要从事火成岩及有关矿产研究，E-mail: xhyu@cugb.edu.cn

摘要: 甘肃西秦岭夏河花岗岩主要由二长花岗岩及花岗闪长岩组成，岩体内发育较多暗色微粒包体。全岩地球化学分析结果表明，二长花岗岩SiO₂和全碱含量(分别为66.07%~69.18%、7.18%~7.69%)高于花岗闪长岩的平均值(分别为60.18%~66.22%、4.73%~6.72%)，而 Al₂O₃ 和CaO含量(分别为15.21%~16.37%、2.23%~3.04%)则低于花岗闪长岩的平均值(分别为16.60%~17.39%、3.54%~5.86%)，两类岩石的K₂O/Na₂O比值均大于1，Mg^#偏高(平均为55)，铝饱和指数A/CNK介于1.0~1.1，属于弱过铝质的高钾钙碱性Ⅰ型花岗岩类。夏河花岗岩类富集轻稀土而亏损重稀土，(La/Yb)_N比值介于8.97~33.48，无或弱负Eu异常，以富集Rb、Ba、Th、U、K并相对亏损Nb、Ta、P、Ti、Zr为特征。锆石LA-ICP-MS U-Pb测年结果确定夏河岩体的侵位年龄为244~248Ma，属印支早期。夏河花岗岩类具有较高的(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i(0.70714~0.70743)、较低的ε_Nd(t)(-6.21~-8.36)和高放射性成因Pb(²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=17.850~18.003，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=15.489~15.510，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb=37.815~37.931)同位素组成，表明该花岗岩主要来自中元古代下地壳变基性岩的部分熔融，且幔源岩浆的参与可能对该岩体的形成具有重要作用。综合该区已有研究成果，本文提出夏河岩体形成于大陆边缘弧构造环境，推测西秦岭地区阿尼玛卿-勉略洋盆的闭合时间晚于244Ma。

关键词: 锆石U-Pb定年 Sr-Nd-Pb同位素夏河花岗岩西秦岭

Geochemistry, chronology and geological significance of the granitoids in Xiahe, West Qinling

WEI Ping^1,2, MO XuanXue¹, YU XueHui¹, HUANG XiongFei¹, DING Yi^1,3, LI XiaoWei¹

1. State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources, School of Earth Science and Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China;
2. The Forth Geology Prospecting Team of Guangxi Geology and Mineral Exploration Bureau, Nanning 530007, China;
3. The Forth Geology Prospecting Team of Jiangsu Geology and Mineral Exploration Bureau, Suzhou 215129, China

Abstract: Xiahe granitoids consisting of monzogranite and granodiorite are located in West Qinling, Gansu Province, in which mafic microgranular enclaves are also well developed. The whole rock geochemical data shows that the content of SiO₂ and total alkali of monzogranite (66.07%~69.18%, 7.18%~ 7.69%, respectively) are slightly higher than those of granodiorite (60.18%~66.22%, 4.73%~6.72%, respectively), while the content of Al₂O₃ and CaO of monzogranite (15.21%~16.37%, 2.23%~3.04%, respectively) are lower than those of granodiorite (16.60%~17.39%, 3.54%~5.86%, respectively). These granitoids characterized by high Mg^# value (with an average of 55), K₂O/Na₂O>1 and A/CNK=1.0~1.1 belong to the slightly-peraluminous high-K calc-alkaline rock series and show similar geochemical characteristics to I-type granite. The rocks are enriched in light rare earth elements (Rb, Ba, Th, U and K) and depleted in Nb, Ta, P, Ti and heavy rare earth elements, having no or weak negative Eu abnormality and a wide variability of the (La/Yb)_N values (8.97~33.48). The zircon U-Pb data show that the emplacement age of Xiahe granitoids is 244~248Ma, belonging to the early stage of Indonian. The high (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i (0.70714~0.70743), low ε_Nd(t) (-6.21~-8.36) and high radiogenic Pb isotopic compositions (²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=17.850~18.003, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=15.489~15.510, ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb=37.815~37.931) indicate that Xiahe granitoids were mainly originated from the partial melting of ancient lower crustal materials and the mantle-derived magmas may play an important role in the formation of the host granitoids. Based on the existing research results, we suggest that Xiahe granitoids were formed in a continental marginal arc setting which, in other words, implies that the A'nyemagen-Mianlue ocean basin closed after 244Ma in West Qinling.

Key words: Zircon U-Pb dating Sr-Nd-Pb isotopes Xiahe granitoids West Qingling

1 引言

花岗岩类是构成陆壳的主要成分，也是自然界中分布最为广泛的侵入岩，其成因与大陆岩石圈的结构组成和演化密切相关，对于了解地壳的形成与演化及其地球动力学条件具有十分重要的意义，因此一直是地学界研究的重点和热点(吴福元等，2007)。西秦岭造山带发育了大量中生代花岗岩，侵位时代主要为印支期，但是目前对于其产出的构造环境、起源与成因以及源区类型等尚存在很多争议(金维浚等，2005；张宏飞等, 2005, 2006；张成立等，2008；朱永新和张万仁，2009；Qin et al., 2009；Zhu et al., 2011；骆必继等，2012；Guo et al., 2012；Luo et al., 2012；李婷等，2012)。特别是近年来，一些人提出西秦岭很多花岗岩具有埃达克岩的地球化学特征，由此推论印支早期花岗岩是加厚地壳部分熔融的产物(金维浚等，2005；张旗等，2009)。但事实上，越来越多的研究显示西秦岭印支期花岗岩形成时代比较宽，其地球化学特征也与典型的埃达克类岩石不尽相同。因此，进一步开展花岗岩的研究，提供更多可靠的同位素年代学和地球化学资料，对于揭示西秦岭印支期造山过程及构造演化等具有重要意义。

本为提供了夏河花岗岩体的全岩化学、稀土微量及Sr-Nd-Pb同位素地球化学数据以及精确的锆石U-Pb测年结果，结合前人有关西秦岭区域地质和花岗岩方面的研究成果，对夏河花岗岩产出的构造背景、源区类型及岩石成因作进一步讨论。

2 区域地质背景及岩石学特征

研究区位于甘青交界的甘肃省夏河县，大地构造位置归属中秦岭海西-印支断褶带的西部(图 1a)。夏河岩体出露于夏河县北东的卡尔寨、阿姨山一带，地理坐标为35°10′ N~35°20′ N，102°26′ E~102°48′ E(图 1b)。岩体呈NWW向延伸的不规则状侵位于二叠纪和三叠纪的板岩与石英砂岩中，出露面积约150km²。岩体与围岩接触界线清晰，在岩体边缘带可见围岩捕虏体，岩体内部发育大量暗色微粒包体(MME)。MME多为椭圆状，大小不等，长30~150mm，与寄主岩多为截然接触关系(图 2a)。夏河花岗岩体是一个多期侵入形成的复式岩体，岩体由8个单元20余个侵入体组成(邱庆伦等，2008)，岩石类型主要是二长花岗岩和花岗闪长岩，另有少量石英闪长岩和石英二长闪长岩。

图 1 西秦岭研究区简图(a，据冯益民等，2003修改)及夏河花岗岩地质简图(b，据甘肃省地质局第一区域地质测量队, 1972^①修改) Fig. 1 Simplified geological maps of study area in West Qinling (a, after Feng et al., 2003) and Xiahe granitoids (b)

图 2 夏河花岗岩标本及岩相学照片 Amp-角闪石;Bi-黑云母;Kf-钾长石;Pl-斜长石 Fig. 2 Rock and petrographical photos of Xiahe granitoids

①甘肃省地质局第一区域地质测量队. 1972. 中华人民共和国1：20万合作幅地质图

本文主要对夏河岩体中的花岗闪长岩和二长花岗岩进行了详细研究。其中，花岗闪长岩为灰白色(图 2b)，块状构造，中细粒全晶质结构，主要矿物斜长石呈自形-半自形板柱状晶形，少数颗粒表面已绢云母化，含量约45%；钾长石呈半自形宽板状，偶见卡式双晶，含量在10%~15%左右；石英含量约20%；角闪石为浅绿色半自形-他形柱状，角闪石式解理清晰，二级干涉色很显著(图 2c)，含量约为15%；黑云母棕褐色-棕黄色多色性，半自形晶，含量约5%，副矿物主要有磷灰石、磁铁矿和锆石。二长花岗岩呈灰白色，块状构造，中粒-中细粒全晶质结构，主要矿物为钾长石，含量35%~40%，为半自形宽板状，发育卡式双晶，少数颗粒表面高岭土化或包裹有石英；斜长石含量约30%，为自形-半自形长板状，发育聚片双晶，部分颗粒可见环带结构(图 2d)；石英呈他形充填于长石和云母颗粒间，含量25%~30%；黑云母呈自形-半自形片状，黄褐色-棕褐色多色性，少数黑云母已风化蚀变，含量约5%；此外还可见副矿物磷灰石、磁铁矿等。

3 分析方法

样品的粉碎和锆石的分离工作由河北省廊坊诚信地质服务有限公司完成。锆石阴极发光照相在中国地质科学院矿产资源研究所完成，锆石U-Pb定年在天津地质矿产研究所通过Neptune质谱仪利用LA-ICP-MS方法完成测定，利用193nm FX激光器对锆石进行剥蚀，激光斑束设为35μm，采用Andersen(2002) 方法对普通铅进行校正，详细分析方法及仪器参数见李怀坤等(2010) ，测试结果见表 1。

表 1 夏河花岗岩锆石LA-ICP-MS U-Pb定年分析结果 Table 1 Results of zircon LA-ICP-MS U-Pb age of Xiahe granitoids

测点	含量(×10^-6)		Th/U	同位素比值						年龄(Ma)
测点	Pb	U	Th/U	²⁰⁶Pb/²³⁸U	1σ	²⁰⁷Pb/²³⁵U	1σ	²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb	1σ	²⁰⁶Pb/²³⁸U	1σ	²⁰⁷Pb/²³⁵U	1σ	²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb	1σ
XH11-11(27个测点，不包括测点7，11，12，加权平均年龄为 243.9±0.6Ma，MSWD=1.2)
1	23	630	0.22	0.0387	0.0002	0.2813	0.0041	0.0528	0.0008	245	2	252	4	319	33
2	35	922	0.23	0.0388	0.0003	0.2769	0.0034	0.0517	0.0006	246	2	248	3	272	28
3	43	1180	0.17	0.0383	0.0002	0.2752	0.0028	0.0522	0.0005	242	2	247	3	292	23
4	45	1200	0.25	0.0383	0.0002	0.2806	0.0026	0.0532	0.0005	242	1	251	2	336	21
5	31	830	0.20	0.0385	0.0002	0.2853	0.003	0.0537	0.0006	244	1	255	3	359	24
6	21	548	0.21	0.0387	0.0002	0.2759	0.0045	0.0517	0.0008	245	1	247	4	273	37
8	35	959	0.23	0.0384	0.0002	0.276	0.0028	0.0521	0.0005	243	1	247	3	291	23
9	30	815	0.28	0.0382	0.0002	0.2819	0.0034	0.0535	0.0007	242	1	252	3	349	28
10	24	642	0.28	0.0389	0.0002	0.2784	0.004	0.052	0.0007	246	1	249	4	283	33
13	25	672	0.26	0.0385	0.0002	0.2885	0.0037	0.0544	0.0007	243	1	257	3	386	29
14	27	728	0.18	0.0388	0.0002	0.2994	0.005	0.0559	0.0009	245	1	266	4	450	37
15	29	779	0.20	0.0387	0.0002	0.277	0.0039	0.0519	0.0007	245	1	248	4	282	32
16	31	838	0.27	0.0385	0.0002	0.2673	0.003	0.0504	0.0006	243	1	241	3	212	26
17	28	741	0.29	0.0386	0.0002	0.2935	0.0037	0.0551	0.0007	244	1	261	3	417	28
18	43	1130	0.32	0.0389	0.0002	0.307	0.0039	0.0572	0.0007	246	1	272	3	500	27
19	26	705	0.25	0.0383	0.0002	0.2634	0.0035	0.0499	0.0007	242	1	237	3	188	30
20	39	1075	0.19	0.0384	0.0002	0.2673	0.0028	0.0505	0.0005	243	1	241	3	220	24
21	30	813	0.27	0.0384	0.0002	0.2714	0.0032	0.0513	0.0006	243	1	244	3	255	27
22	25	683	0.23	0.0389	0.0002	0.279	0.0035	0.052	0.0006	246	1	250	3	286	28
23	30	812	0.26	0.0382	0.0002	0.2659	0.0035	0.0505	0.0006	242	1	239	3	217	30
24	22	589	0.23	0.0383	0.0002	0.2698	0.0048	0.0511	0.0009	242	1	243	4	244	40
25	28	746	0.29	0.0383	0.0002	0.2836	0.0033	0.0537	0.0006	242	1	254	3	357	26
26	27	717	0.21	0.0391	0.0002	0.2944	0.0061	0.0546	0.0011	247	2	262	5	395	47
27	57	1493	0.35	0.0384	0.0002	0.2783	0.0024	0.0526	0.0004	243	2	249	2	311	19
28	35	930	0.25	0.0387	0.0002	0.2804	0.0031	0.0525	0.0006	245	2	251	3	307	24
29	33	866	0.29	0.0389	0.0003	0.2912	0.0035	0.0542	0.0006	246	2	259	3	380	26
30	35	932	0.25	0.0386	0.0002	0.2747	0.003	0.0517	0.0006	244	1	246	3	270	25
XH11-18(18个测点，不包括测点1，10，11，14，15，16，22，23，加权平均年龄为 248.1±1.4Ma，MSWD=3.3)
2	9	231	0.39	0.0389	0.0002	0.2956	0.01	0.0551	0.0018	246	1	263	9	417	74
3	12	309	0.37	0.0393	0.0002	0.2765	0.0069	0.0511	0.0013	248	1	248	6	243	57
4	11	277	0.37	0.039	0.0002	0.2777	0.008	0.0516	0.0015	247	1	249	7	268	65
5	8	191	0.45	0.039	0.0003	0.2811	0.0131	0.0523	0.0023	247	2	252	12	297	101
6	7	159	0.44	0.0394	0.0003	0.3642	0.0164	0.0671	0.0029	249	2	315	14	840	91
7	23	617	0.23	0.0392	0.0002	0.287	0.0047	0.0531	0.0009	248	1	256	4	333	37
8	9	218	0.35	0.0403	0.0003	0.287	0.0165	0.0517	0.0029	255	2	256	15	271	129
9	9	206	0.55	0.04	0.0003	0.2817	0.0154	0.051	0.0028	253	2	252	14	242	124
12	11	278	0.36	0.0394	0.0002	0.286	0.0086	0.0526	0.0016	249	1	255	8	313	67
13	11	272	0.54	0.0394	0.0002	0.3024	0.009	0.0557	0.0016	249	1	268	8	441	64
17	11	275	0.35	0.039	0.0002	0.2809	0.0086	0.0523	0.0016	246	1	251	8	298	69
18	26	659	0.32	0.04	0.0002	0.3009	0.0059	0.0546	0.0011	253	1	267	5	397	44
19	7	174	0.38	0.0394	0.0002	0.308	0.0141	0.0567	0.0026	249	2	273	13	480	100
20	25	643	0.46	0.0385	0.0002	0.2771	0.0045	0.0521	0.0008	244	1	248	4	291	36
21	22	558	0.31	0.0394	0.0002	0.2914	0.0053	0.0537	0.001	249	1	260	5	358	40
24	48	1270	0.29	0.0387	0.0002	0.2789	0.0027	0.0523	0.0005	245	1	250	2	299	23
25	12	297	0.39	0.0392	0.0002	0.2851	0.0092	0.0528	0.0017	248	2	255	8	318	73
26	12	300	0.42	0.039	0.0002	0.2882	0.0099	0.0537	0.0018	246	1	257	9	357	77

表 1 夏河花岗岩锆石LA-ICP-MS U-Pb定年分析结果 Table 1 Results of zircon LA-ICP-MS U-Pb age of Xiahe granitoids

主、微量元素分析在湖北省地质实验研究所进行，主量元素采用X射线荧光光谱仪(XRF)分析，FeO和烧失量(LOI)采用标准湿化学分析法分析，精度优于5%，微量元素用ICP-MS方法测定，精度优于5%，详细测试方法和分析流程见Gao et al.(2002) ，全岩主、微量元素分析数据列于表 2。全岩Sr-Nd同位素在北京大学造山带重点实验室进行分离，然后在天津地质矿产研究所利用Triton热电离质谱仪(TIMS)进行测定，采用⁸⁷Sr/⁸⁸Sr=0.1194和¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=0.7219标样进行质量分馏校正，Sr和Nd空白值分别小于1ng和50pg；全岩Pb同位素的分离提纯及测定也均在天津地质矿产研究所完成，详细分析方法见Niu et al.(2012) ，Sr-Nd-Pb同位素数据列于表 3。

表 2 夏河花岗岩岩石化学(wt%)及稀土微量元素(×10^-6)分析结果 Table 2 Analysis of chemical compositions (wt%), REE and trace elements (×10^-6) of Xiahe granitoids

样品号	XH11-02	XH11-03	XH11-07	XH11-11	XH11-14	XH11-18	XH11-21	XH11-23
岩性	MG	MG	MG	GD	GD	GD	MG	MG
SiO₂	69.18	68.09	66.07	62.1	66.22	60.18	67.01	66.89
TiO₂	0.37	0.41	0.42	0.77	0.64	0.64	0.38	0.42
Al₂O₃	15.21	15.67	16.37	16.98	16.6	17.39	16.34	15.77
Fe₂O₃	0.61	0.68	0.82	1.23	0.66	1.19	0.74	0.71
FeO	1.87	2.05	2.23	3.9	2.77	3.92	2.05	2.37
MnO	0.05	0.05	0.05	0.07	0.04	0.08	0.05	0.06
MgO	1.34	1.52	1.56	2.38	1.22	3.87	1.44	1.58
CaO	2.23	2.32	2.97	5.29	3.54	5.86	3.04	2.76
Na₂O	3.20	3.26	3.09	2.55	3.01	2.86	3.17	2.94
K₂O	4.49	4.29	4.46	2.76	3.71	1.87	4.01	4.28
P₂O₅	0.17	0.18	0.21	0.23	0.22	0.15	0.2	0.21
H₂O⁺	0.89	1.06	1.19	1.35	0.92	1.68	1.08	1.3
CO₂	0.06	0.12	0.29	0.13	0.13	0.08	0.19	0.4
Total	99.67	99.7	99.73	99.74	99.68	99.77	99.7	99.69
K₂O+Na₂O	7.69	7.55	7.55	5.31	6.72	4.73	7.18	7.22
K₂O/Na₂O	1.40	1.32	1.44	1.08	1.23	0.65	1.26	1.46
Mg^#	56.08	56.92	55.48	52.09	43.97	63.75	55.59	54.29
石英	26.32	25.16	22.03	20.55	24.44	16.39	24.32	24.78
钙长石	10.08	10.49	13.6	25.18	16.35	28.66	13.99	12.57
钠长石	27.43	28.00	26.61	21.96	25.82	24.69	27.25	25.39
正长石	26.88	25.73	26.83	16.6	22.23	11.28	24.08	25.81
刚玉	1.46	1.90	1.59	0.74	1.75	0.37	1.76	1.82
紫苏辉石	5.82	6.50	6.82	11.13	6.69	15.25	6.30	7.26
钛铁矿	0.71	0.79	0.81	1.49	1.23	1.24	0.73	0.81
磁铁矿	0.90	1.00	1.21	1.81	0.97	1.76	1.09	1.05
磷灰石	0.40	0.42	0.50	0.54	0.52	0.35	0.47	0.50
合计	100	99.99	100	100	100	99.99	100	99.99
Li	77.91	79.31	69.86	59.55	94.59	45.56	65.7	68.48
Be	5.13	3.78	5.83	3.42	5.42	2.36	6.62	5.18
Sc	7.06	7.69	8.89	12.64	6.73	14.17	6.73	8.20
Cr	34.61	41.13	36.67	39.83	27	86.71	36.14	37.35
Co	8.92	9.77	9.99	15.42	10.19	19.07	9.5	10.14
Cu	5.14	4.53	3.88	4.36	3.05	14.6	3.84	4.46
Ga	19.42	19.82	20.69	22.28	23.56	19.86	19.57	19.31
Rb	171.3	163.2	186.1	123.5	155.7	74.06	152.5	172.4
Nb	10.99	11.85	13.99	13.35	11.93	7.49	11.66	11.96
Cs	14.97	10.51	11.94	7.18	9.58	4.24	7.48	14.73
Ta	2.04	1.16	1.52	1.41	1.15	0.8	1.72	1.45
Pb	51.4	47.98	52.83	25.62	46.3	23.98	50.77	51.18
Zr	162	175	197	194	195	142	174	193
Hf	5.41	5.48	6.49	6.47	6.49	4.72	5.79	6.42
Th	14.45	14.56	15.7	12.65	17.87	9.37	14.52	20.84
U	1.86	1.99	3.46	2.54	3.8	1.42	3.73	4.17
Ba	1534	1268	1146	979.3	1339	425.7	1159	1204
Ni	14.18	15.8	12.86	6.07	4.07	32.14	11.78	12.62
Sr	563.4	564	598.3	540.2	617	434.3	644.9	602.7
V	38.16	41.58	47.2	61.81	29.47	88.39	42.78	48.08
Zn	45.01	47.17	42.88	74.25	91.94	68.16	45.67	49.52
La	28.16	29.54	32.78	35.54	45.29	27.61	25.35	34.46
Ce	55.9	58.57	63.2	76.37	90.41	54.94	53.08	69.44
Pr	6.11	6.52	7.26	9.22	10.26	6.36	5.86	7.77
Nd	22.08	23.53	27	36.7	37.36	24.27	22.22	28.81
Sm	4.24	4.38	5.32	7.62	6.74	4.87	4.72	5.47
Eu	1.15	1.16	1.55	1.76	1.57	1.26	1.48	1.42
Gd	3.2	3.41	4.22	5.90	4.49	4.03	3.74	4.25
Tb	0.47	0.48	0.61	0.84	0.58	0.59	0.59	0.6
Dy	2.60	2.48	3.39	4.36	2.54	3.29	3.37	3.29
Ho	0.50	0.46	0.62	0.76	0.41	0.62	0.63	0.6
Er	1.48	1.31	1.76	2.05	1.06	1.74	1.8	1.73
Tm	0.24	0.19	0.27	0.30	0.14	0.26	0.28	0.27
Yb	1.61	1.27	1.77	1.91	0.91	1.68	1.91	1.76
Lu	0.25	0.19	0.27	0.28	0.14	0.26	0.29	0.27
Y	14.98	13.43	18.46	21.66	11.44	17.7	19.3	18.0
ΣREE	142.9	146.9	168.5	205.3	213.3	149.5	144.6	178.1
(La/Yb)_N	11.77	15.69	12.46	12.54	33.48	11.06	8.97	13.17
δEu	0.91	0.88	0.97	0.77	0.82	0.85	1.04	0.87
注：MG代表二长花岗岩;GD代表花岗闪长岩

表 2 夏河花岗岩岩石化学(wt%)及稀土微量元素(×10^-6)分析结果 Table 2 Analysis of chemical compositions (wt%), REE and trace elements (×10^-6) of Xiahe granitoids

表 3 夏河花岗岩Sr-Nd-Pb同位素数据 Table 3 Sr, Nd and Pb isotopic data Xiahe granitoids

4 夏河花岗岩的全岩化学与地球化学 4.1 锆石U-Pb定年

本文对2件花岗闪长岩样品(XH11-11和XH11-18)中分离出的锆石U-Pb定年。2件锆石多为无色自形程度较高的长柱状晶体，少数为短柱状，长约80~300μm，长宽比为1：1~4：1。阴极发光图像显示清晰的震荡环带结构(图 3a, b)，Th/U比值为0.12~0.55，属于典型的岩浆成因锆石。样品XH11-11的30个测点中，剔除3个不谐和点，其余27个测点均投影于谐和线上或其附近，²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄变化于242~247Ma间，加权平均年龄为243.9±0.6Ma(MSWD=1.2)(图 3c)。样品XH11-18的26个测点中，除去1个继承锆石测点和7个不谐和测点，其余18个测点的²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄变化于244~255Ma间，加权平均年龄为248.1±1.4Ma(MSWD=3.3)(图 3d)。以上结果表明夏河岩体的侵位年龄为248~244Ma，属印支早期。

图 3 夏河花岗岩锆石阴极发光图像(a、b)及U-Pb年龄协和图(c、d) Fig. 3 Cathodoluminescence images (a, b) and U-Pb concordia diagrams (c, d) of zircons from Xiahe granitoids

4.2 全岩化学与稀土微量元素地球化学

与世界花岗岩的平均化学成分相比，夏河花岗岩总体偏基性，二长花岗岩SiO₂含量为66.07%~69.18%，Al₂O₃(15.21%~16.37%)，全碱含量较高(7.18%~7.69%)且K₂O/Na₂O=1.26~1.46，CaO含量为2.23%~3.04%，MgO含量为1.34%~1.58%，Mg^#=54.29~56.92。相比于二长花岗岩，花岗闪长岩SiO₂(60.18%~66.22%)和全碱(4.73%~6.72%)含量明显偏低，而Al₂O₃(16.60%~17.39%)、MgO(1.22%~3.87%)及CaO(3.54%~5.86%)含量则偏高，K₂O/Na₂O=0.65~1.23，Mg^#=43.97~63.75。在SiO₂-K₂O图解(图 4a)中，除一个样品(XH11-18)落入中钾钙碱性区，其他样品全部集中于高钾钙碱性区内。所有样品的铝饱和指数A/CNK=1.0~1.1，在A/CNK-A/NK图解(图 4b)中显示出弱过铝质特征，与标准矿物计算结果中出现较少的刚玉分子(0.37%~1.9%)一致。夏河花岗岩在ACF图(图 4c)中与Ⅰ型花岗岩较为相似，在(La/Yb)_N-(Yb)_N图(图 4d)中主要落入岛弧岩浆岩与埃达克岩的交叉区域。在Harker图解中(图 5)，两类花岗岩的主元素之间显示出较好的相关性，表明二者可能形成于同一岩浆作用的不同阶段。

图 4 夏河花岗岩分类图解 (a)-K₂O-SiO₂图解(实线据Peccerillo and Taylor, 1976；虚线据Middlemost，1985)；(b)-A/NK-A/CNK图解(据肖庆辉，2002)；(c)-ACF图解；(d)-(Yb)_N-(La/Yb)_N图解(据Defant and Drummond, 1990) Fig. 4 Classification diagrams of Xiahe granitoids

图 5 夏河花岗岩哈克图解 Fig. 5 Harker diagrams of Xiahe granitoids

夏河岩体的稀土总量变化较大，ΣREE=142.9×10^-6~213.3×10^-6，具有轻稀土富集、重稀土亏损的特征，其中 (La/Yb)_N=8.97~33.48，(La/Sm)_N=2.93~4.24，(Gd/Lu)_N=1.58~4.10。在球粒陨石标准化的稀土元素配分图中表现为右倾曲线，且所有样品稀土元素变化特征基本一致，无或仅有弱的负Eu异常(δEu=0.77~1.04)(图 6a)。在原始地幔标准化的微量元素图解上(图 6b)，多数样品表现出显著富集Rb、Ba、Th、U、K等大离子亲石元素，相对亏损Nb、Ta、P、Ti、Zr等高场强元素的特征。

图 6 稀土元素球粒陨石标准化配分模式图(a)与微量元素原始地幔标准化蛛网图(b)(据Sun and McDonough, 1989) Fig. 6 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle normalized trace element spider diagrams (b) of Xiahe granitoids (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

4.3 Sr-Nd-Pb同位素

夏河花岗岩I_Sr=0.70714~0.70743，(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i=0.51189~0.51200，ε_Nd(t)=-6.21~-8.36，t_DM=1.50~1.75Ga，t_2DM=1.53~1.70Ga，并具有高放射性成因Pb同位素特征，其中²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=17.850~18.003，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=15.489~15.510，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb=37.815~37.931。相对均一的同位素组成暗示夏河花岗岩来自同一源区，而偏高的I_Sr和偏低的ε_Nd(t)以及较大的模式年龄值则一致表明夏河花岗岩来自中元古代下地壳物质的部分熔融。其高放射性成因Pb同位素组成则与扬子块体基底较为相似，而不同于华北板块基底(张国伟等，2001)。在(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i-ε_Nd(t)图解中(图 7)，夏河花岗岩样品与西秦岭三叠纪花岗岩的成分范围基本一致，但相对更加靠近岩石圈地幔组成，并且在(²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb)_t-(²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb)_t和(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i-(²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb)_t图解中(图 8)，夏河花岗岩基本落入下地壳范围，并且处于EM1和EM2两个富集地幔端员之间，暗示着该花岗岩的源区-即中元古代下地壳可能派生于被俯冲流体或熔体交代的古老富集地幔或者经历过壳幔混合过程。

图 7 夏河花岗岩ε_Nd(t)-(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i图解(据Qin et al., 2010) Fig. 7 ε_Nd(t) vs. (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_idiagram of Xiahe granitoids (after Qin et al., 2010)

图 8 夏河花岗岩(²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb)_t-(²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb)_t和(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i-(²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb)_t图解(据Rollinson，1993) Fig. 8 (²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb)_t vs.(²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb)_t and (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i vs.(²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb)_t diagrams of Xiahe granitoids (after Rollinson, 1993)

5 讨论 5.1 构造环境

目前对阿尼玛卿-勉略洋盆的闭合时间及西秦岭印支早期所处的构造环境仍没有界定。金维浚等(2005) 获得夏河闪长岩的锆石SHRIMP年龄为238±4Ma，并认为夏河花岗岩具埃达克岩的地球化学特征，其成因与活动陆缘环境下加厚地壳的部分熔融有关。张宏飞等(2006) 和Luo et al.(2012) 则提出后碰撞板片断离作用是导致西秦岭印支早期花岗岩线性发育的重要机制。张成立等(2008) 却认为西秦岭印支期花岗岩形成于后碰撞的岩石圈拆沉环境。邱庆伦等(2008) 也推测夏河花岗岩形成于华北板块和华南板块碰撞导致的地壳增厚环境下，并认为西秦岭花岗岩浆作用与岩石圈的伸展与拆沉作用有关。因此，本文提供夏河岩体新的精确的同位素定年结果及详细的岩石学与地球化学研究，为解决该岩体的起源与成因，探讨西秦岭构造演化历史提供了新的约束。

在花岗岩构造环境的多种判别图解中(图 9)，夏河花岗岩样品主要落到火山弧或大陆弧花岗岩区，一致显示夏河花岗岩的成因可能与阿尼玛卿-勉略洋的俯冲有关。考虑到地球化学数据的多解性，我们进一步从西秦岭区域基础地质资料中去寻求对上述认识的支持。从沉积环境来看，前人很早就提出晚三叠世是秦岭海槽的最终闭合期(殷鸿福等，1992)，西秦岭在中三叠世安尼期(247~242Ma)几乎全部为海相地层，在华北地台及南祁连地区具有一些海湾沉积相就是很好的证明(张克信等, 2006^①)，至拉丁期(242~235Ma)，中秦岭地区开始抬升成陆并导致深水盆地向南迁移(甘肃省地质矿产局，1998)。由此可见，中三叠世西秦岭地区经历了安尼期的大海侵和拉丁期的大海退。另外，Zhou and Graham(1996) 、潘桂棠等(1997) 、Meng et al.(2005)和闫臻等(2012) 的研究也表明，阿尼玛卿-勉略残余海盆在241~237Ma快速缩小，至237~228Ma期间仅在西秦岭南段的迭部-松潘一带还有残留海存在。赖绍聪和秦江峰(2010) 依据勉略带变火山岩的变质年龄(226.9~219.4Ma)，论证了勉略洋的闭合时间或者勉略缝合带的形成时间至少应该在219~226Ma左右。此外，Qin et al.(2008) 提供了西秦岭牙扎沟与俯冲相关的安山岩锆石U-Pb年龄为246.2±2.8Ma，与东昆仑与洋壳俯冲有关的镁铁质岩墙群(251±2Ma，熊富浩等，2011)的时代基本一致，这进一步证明夏河花岗岩形成时(248~244Ma)古特提斯洋壳仍处在向北俯冲的阶段。

图 9 夏河花岗岩构造环境判别图(据Pearce，1984；Batchelor and Bowden, 1985) Fig. 9 Tectonic setting diagrams for Xiahe granitoids (after Pearce, 1984; Batchelor and Bowden, 1985)

①张克信，朱云海，樊光明等. 2006. 中华人民共和国1：25万临夏幅区调报告

由以上分析可以推论，在早三叠世西秦岭地区仍然处于洋壳俯冲的动力学背景下，西秦岭地区阿尼玛卿-勉略洋盆的闭合时间至少应该在中-晚三叠世之后(晚于244Ma)。因此，夏河花岗岩形成于活动大陆边缘的构造环境，是阿尼玛卿-勉略洋北向俯冲过程中的产物。

5.2 岩石成因

Chappell(1999) 在Lachlan褶皱带花岗岩的研究中发现，Ⅰ型花岗岩中的P₂O₅会随SiO₂的增加而降低。实验研究也证明磷灰石在准铝-弱过铝质的(A/NKC＜1.1)Ⅰ型花岗质岩浆中的溶解度很低。因此在分异过程中磷灰石趋向于早期结晶，最终导致Ⅰ型花岗岩中P₂O₅与SiO₂呈负相关关系。而在强过铝质S型花岗质岩浆中磷灰石溶解度的变化正好相反(Wolf and London, 1994)。正是由于磷灰石溶解度的这种差异，被作为划分Ⅰ型和S型花岗岩的标准之一(Wu et al., 2003；Li et al., 2006, 2007)。夏河花岗岩属弱过铝质，P₂O₅含量较高且随着SiO₂含量的增加而降低(图 5)，表现出Ⅰ型花岗岩的演化趋势。夏河岩体中Th含量偏高且与Rb呈正相关，样品在ACF图解中全部落入Ⅰ型花岗岩区域(图 4c)，所有这些均一致表明夏河岩体为Ⅰ型花岗岩。

在主量元素哈克图解中(图 5)，夏河花岗岩表现出了较好的线性相关性，并且具有相对均一的Sr-Nd-Pb同位素组成，暗示它们起源于同一个岩浆源区。夏河花岗岩具有较高的(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i(0.70714~0.70743)和较低的ε_Nd(t)(-8.36~-6.21)，t_DM=1.50~1.75，在²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb图解中(图 8)样品均落入下地壳范围，Nb/Ta比值(平均8.6)也十分接近下地壳(8.3，Rudnick and Gao, 2003)，暗示夏河花岗岩源区为中元古代下地壳基性物质的部分熔融。夏河花岗岩亏损重稀土，Yb/Lu=6.52~6.92，表明源区可能有角闪石残余(Moyen，2009)。该花岗岩Sr含量为434.3×10^-6~644.9×10^-6，Y=11.4×10^-6~21.7×10^-6，Sr/Y值为24.5~54.0，无或弱负Eu异常，在(Yb)_N-(La/Yb)_N图(图 4d)中主要落入岛弧岩石与埃达克岩重叠区域，指示其源区可能为含石榴石的角闪岩相岩石。此外，夏河花岗岩的Mg^#(44~64)明显高于玄武质下地壳部分熔融产生的熔体(Mg^#＜45，Rapp and Watson, 1995)，这暗示在夏河花岗岩形成过程中可能有幔源物质的贡献。对此，夏河花岗岩中有大量暗色微粒包体出现的事实，佐证了幔源物质在夏河花岗岩起源与成因中的作用。因此，可以认为夏河花岗岩主要来自中元古代的下地壳高K变基性岩的部分熔融，且幔源岩浆的底侵作用可能在该花岗岩形成中扮演了重要角色。有关暗色包体的问题将在今后的研究中讨论。

6 结论

(1) 夏河岩体主要由二长花岗岩和花岗闪长岩组成，全岩化学表明夏河花岗岩岩体属高K钙碱性Ⅰ型花岗岩。

(2) 锆石U-Pb测年结果证明，夏河岩体约侵位于244~248Ma，属印支早期。

(3) 根据夏河花岗岩的稀土微量及Pb-Sr-Nd同位素地球化学的研究资料，结合西秦岭区域地质和花岗岩研究成果的综合分析，认为夏河花岗岩的源区物质是中元古代下地壳变基性岩类，幔源岩浆的参与可能对该岩体的形成具有重要意义。

(4) 依据夏河花岗岩形成于阿尼玛卿-勉略洋壳俯冲导致的大陆边缘弧环境的推论，提出西秦岭地区阿尼玛卿-勉略洋盆闭合的时间至少应该在中-晚三叠世，即晚于244Ma。

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岩石学报 2013, Vol. 29 Issue (11): 3981-3992	PDF