2014, Vol. 30
2. 中国国土资源航空物探遥感中心, 北京 100083
, Mo XuanXue1, YU XueHui1
, LI XiaoWei1, YANG MengChu1, LUO MingFei1, HE WenYan1, YU JunChuan2
2. China Aero Geophysical Survey and Remote Sensing Center for Land and Resources, Beijing 100083, China
1 引言
秦岭造山带作为中国大陆中央造山带的重要组成部分，是一条经历了多旋回、多构造格局演化而形成的复合型造山带(Meng and Zhang， 1999; 张国伟等，2001)。西秦岭属于秦岭造山带的西延部分(图 1a)，其地质演化历史与华北和扬子地块的长期汇聚以及特提斯构造域的发展演化紧密相关(Meng et al., 2005; 冯益民等，2003)。西秦岭地区在印支期发育了强烈的高钾钙碱性花岗岩岩浆侵位活动，这些花岗岩主要分布在夏河-临潭-宕昌-凤县断裂带以北地区，并且大致平行于西秦岭北缘的共和-贵德-临夏断裂带，形成时代集中于248~234Ma和224~211Ma两个阶段(图 1b)。近十年来，西秦岭印支期花岗岩的基础研究工作获得了许多重要进展(金维浚等，2005; 张宏飞等，2006; Zhang et al., 2007a; 张成立等，2008; Qin et al., 2009; Cao et al., 2011; Wang et al., 2011a; Zhu et al., 2011; Luo et al., 2012; 韦萍等，2013; Li et al., 2014a;徐学义等，2014)，特别是对该区印支期埃达克岩和加厚地壳(>50km)认识的提出(金维浚等，2005；邱庆伦等，2008；殷勇和殷先明，2009；张旗等，2009；徐学义等，2014)，为分析和评价西秦岭地区铜-金-钼矿成矿潜力提供了新的重要思路。
值得注意的是，西秦岭被厘定为埃达克岩的岩体实际上分布非常局限，所报道的样品主要来自印支早期的夏河岩体(248~238Ma，金维浚等，2005；邱庆伦等，2008；韦萍等，2013)和印支晚期的温泉岩体(223~216Ma，Zhang et al., 2007a; Zhu et al., 2011; 徐学义等，2014)，而且目前对两者地球化学特征及形成背景的差异还缺乏深入的讨论。大量研究表明，花岗岩高Sr、Sr/Y和La/Yb而低Y和Yb的特征可以由多种岩浆过程产生，如同化混染和分离结晶(AFC)、壳幔岩浆混合、源区继承等，因此它们并不一定代表了显著加厚陆壳(>50km)的存在(Moyen，2009; 黄方和何永胜，2010; He et al., 2011; Qian and Hermann， 2013)。另外，夏河岩体和温泉岩体均与壳幔岩浆混合作用有关(韦萍等，2013; Zhu et al., 2011)，而且夏河岩体寄主岩中含有大量发育熔蚀结构的早期矿物(韦萍，未发表资料)，暗示混合作用之前的酸性岩浆黏度已经很大(Bachmann and Bergantz， 2006; Ruprecht et al., 2012)，而这显然又不利于混合作用的发生。Burgisser and Bergantz(2011)提出，高黏度岩浆的快速再活化过程(unzipping)对于岩浆混合过程和均一化过程的顺利进行具有十分重要作用。这种再活化过程与高温熔体的热扩散、流体和挥发分的加入密切相关(Huber et al., 2009; Burgisser and Bergantz， 2011; Ruprecht et al., 2012; 罗照华等，2012)，尤其是幔源岩浆的加热作用和组分贡献可能导致早期矿物的熔蚀和新矿物的结晶，从而在某些特定条件下形成一些特殊的火成结构，如环斑结构(Baxter and Feely， 2002; Wang et al., 2011b)。
本文对西秦岭北带三叠纪舍哈力吉岩体进行了初步研究。该岩体保留了明显的壳幔岩浆混合印记，其地球化学成分变化非常有限并且也显示高Sr/Y和La/Yb的特点，寄主岩中还发育以钾长石为核、斜长石为幔的环斑结构。结合野外观察及岩石学、全岩主微量和Sr-Nd同位素地球化学数据，对该岩体的岩石成因和源区性质进行了详细分析，为岩浆均一化和环斑结构成因的讨论提供了新的资料，并通过与夏河岩体和温泉岩体的对比，对西秦岭高Sr/Y花岗岩的起源深度和产出背景进行了具体讨论，从而为反演印支期扬子与华北板块在西秦岭地区的汇聚过程及壳、幔相互作用提供新的制约。
2 地质背景及样品描述
西秦岭造山带通常指宝成铁路以西的秦岭山系，向东连接于南秦岭构造单元，其北部和西部以深大断裂为界分别与祁连地体和柴达木及东昆仑地体相邻，南缘则以阿尼玛卿-勉略缝合带与巴颜喀拉-松潘甘孜-碧口地块相隔(图 1b)(张国伟等，2001; Zhang et al., 2007a)。西秦岭在区域上以发育大量NW向走滑断裂带及拉分盆地为主要特征，出露地层主要为泥盆系-白垩系。西秦岭在印支期发育了大量高钾钙碱性花岗岩类，但这些花岗岩主要侵位于西秦岭北带，空间分布上大致与西秦岭北缘断裂带平行，而西秦岭南带岩浆活动则十分微弱(图 1b)。从侵位时代和共生岩石组合来看，西秦岭西北地区花岗岩主要形成于印支早期，为264~234Ma(集中于248~234Ma)，伴生有基性-超基性岩(250Ma，王绘清等，2010; Li et al., 2014b)和(高镁)安山岩(242~234Ma，Guo et al., 2012; Li et al., 2013)，而西秦岭南带及东部地区花岗岩的形成时代(237~211Ma)则明显晚于前者，并且集中于印支晚期(224~211Ma)，由少量英安岩-流纹岩(229Ma，黄雄飞等，2013)与之伴生。此外，张旗等(2009)、殷勇和殷先明(2009)及徐学义等(2014)根据岩石中的Sr-Yb含量提出这些花岗岩类多属于埃达克岩或喜马拉雅型花岗岩，其中，埃达克岩样品主要来自西秦岭西北缘的夏河岩体(248~238Ma，金维浚等，2005；邱庆伦等，2008；韦萍等，2013；徐学义等，2014)和东部的温泉岩体(223~216Ma，Zhang et al., 2007a; Zhu et al., 2011; 徐学义等，2014)。在矿化特征方面，北带与南带也存在显著差别，北带主要发育与花岗岩有关的成矿作用，如斑岩型、矽卡岩型或热液型的铜-金-钼矿床，而南带主要产出卡林型或类卡林型金矿(张旗等，2009；徐学义等，2014)。
 | 图 1 西秦岭造山带构造划分图及研究区地质简图 (a)-西秦岭构造简图(据冯益民等，2003)；(b)-西秦岭印支期岩浆岩分布图(据冯益民等，2002)；(c)-舍哈力吉岩体地质简图(据甘肃省地质局第一区域地质测量队，1972①) Fig. 1 Tectonic subdivision of West Qinling orogenic belt and simplified geological map of the study area |
①甘肃省地质局第一区域地质测量队.1972.1：20万循化幅(9-48-01)地质调查报告
本次工作的舍哈力吉岩体位于青海省同仁地区瓜什则乡东部，北邻谢坑矽卡岩型铜金矿体，南邻年木耳斑岩型及矽卡岩型铜金矿体，岩体侵位于早三叠统砂岩、板岩之中，呈近圆形的岩株状产出，出露面积约40km2(图 1c)。从岩体的边缘到中心，岩性变化不大，主要为石英二长岩，局部地区显示出向花岗闪长岩过渡的特点。岩石整体上十分新鲜，呈灰白色(图 2a)，具有全晶质、似斑状结构，由斜长石(45%)、钾长石(40%)、石英(5%)、角闪石和黑云母(<10%)及少量副矿物(<2%)组成。野外常见钾长石粗晶或巨晶(5~40mm)，除少量为近卵球状之外，大多呈不规则短柱状且棱角存在不同程度的熔蚀，部分巨晶还发育斜长石外壳(1~5mm)构成环斑结构(图 2b-d)。粒度较小的自形晶斜长石镶嵌于自形程度较差的碱性长石粗晶中形成较为典型的二长结构(图 2e)。斜长石的结晶至少存在两个阶段。其中，早期斜长石粒度较小，具有熔蚀麻点及暗色熔蚀边(图 2e，f)，内含黑云母、角闪石和单斜辉石等微粒构成嵌晶结构(图 2g，h)，或边部被微粒角闪石、黑云母环绕形成齿冠结构，并且在暗色矿物周围还发育针状磷灰石(图 2h)，说明花岗质岩浆结晶早期存在基性物质的注入。晚期斜长石粒度明显增大，或形成具有环带结构的斑晶(图 2f)，或在早期斜长石或钾长石外围继续生长而构成增生边结构(图 2g)，并且斑晶内部既不含暗色矿物，也不具有熔蚀结构，暗示了岩浆的自结晶过程。此外，岩体中还常见暗色镁铁质微粒包体(MME)，与寄主岩之间多为截然接触关系，内含斜长石及钾长石捕掳晶(图 2a)。MME主要呈椭球状，灰黑色-深黑色，长轴介于5~150cm之间。镜下可见MME中发育许多针状磷灰石晶体(图 2f)，暗示MME为岩浆混合作用的产物(Wyllie et al., 1962)。野外尚未见基性岩墙出露。
 | 图 2 舍哈力吉岩体石英二长岩及MME的野外和镜下照片 Pl-斜长石；Kfs-钾长石；Q-石英；Cpx-单斜辉石；Am-角闪石；Bt-黑云母；Ap-磷灰石 Fig. 2 Field and micro-photographs of the host quartz monzonite and MME in the Shehaliji pluton |
锆石分选在廊坊诚信地质服务有限公司利用单矿物常规分离技术完成，制靶后进行透射光、反射光及阴极发光照相，优选无裂痕、环带发育良好的锆石进行U-Pb同位素定年。测年工作在天津地质矿产研究所同位素实验室利用LA-ICP-MS方法完成，采用质谱仪为美国Thermo Fisher公司制造的Neptune，激光剥蚀系统为ESI公司生产的UP193-FX ArF准分子激光器，激光束斑直径设定为35μm。数据处理采用ICPMSDataCal程序(Liu et al., 2008)和Isoplot(Ludwig，2003)程序进行，采用Andersen(2002)方法对普通铅进行校正，详细测试方法及仪器参数见李怀坤等(2010)。测试结果见表 1。
 | 表 1 舍哈力吉石英二长岩(GSZ12-9)锆石U-Pb定年分析数据 Table 1 U-Pb analytical data of zircons from the quartz monzonite(GSZ12-9)in the Shehaliji pluton |
对新鲜岩石样品进行无污染粉碎至200目，用于测定全岩主、微量元素及Sr-Nd同位素。主量元素分析在中国科学院广州地球化学研究所同位素年代学和地球化学重点实验室完成，使用Rigaku RIX 2000型荧光光谱仪(XRF)测定，分析精度优于5%，详细方法参见Goto and Tatsumi(1996)。微量元素分析在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成，采用Agilent7500a等离子体质谱仪(ICP-MS)测定，分析精度优于5%~10%，详细方法及流程参见Gao et al.(2002)。全岩Rb-Sr、Sm-Nd的分离提纯在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成，上机测试在天津地质矿产研究所同位素实验室利用Triton热电离质谱仪(TIMS)分析完成，测定的87Sr/86Sr和143Nd/144Nd比值分别采用87Sr/86Sr=0.1194和143Nd/144Nd=0.7219进行质量分馏校正，分析期间Sr国际标准NBS987给出87Sr/86Sr=0.710234±0.000008(2σ，n=5)，Nd国际标准LRIG给出143Nd/144Nd=0.512192±0.000005(2σ，n=5)，提纯流程监控标准BCR-2给出87Sr/86Sr=0.704993±0.000006(2σ，n=6)，143Nd/144Nd=0.512632±0.000002(2σ，n=6)，详细的Sr-Nd同位素分析流程见Li et al.(2013)。全岩主、微量元素数据列于表 2，Sr-Nd同位素数据列于表 3。
| 表 2 舍哈力吉石英二长岩主量元素(wt%)、微量和稀土元素(×10-6)分析结果 Table 2 Major element(wt%)，trace and REE elements(×10-6)of the quartz monzonite in the Shehaliji pluton |
| 表 3 舍哈力吉石英二长岩Sr-Nd同位素组成 Table 3 Sr and Nd isotopic compositions of the quartz monzonite in the Shehaliji pluton |
对舍哈力吉石英二长岩(样品号：GSZ12-9，采样位置：35°26′48.2″ N，102°25′41″ E)分离的锆石进行了U-Pb测年。锆石多呈自形-半自形柱状，长度介于70~260μm，长宽比介于2：1~4：1，发育明显的岩浆振荡环带，部分含有古老锆石内核(图 3a)。锆石Th/U值变化于0.31~1.95，明显不同于Th/U<0.1的变质锆石，属于典型的岩浆锆石(Hoskin and Black， 2000)。29个测点中，剔除4个远离谐和曲线的测点，其余25个测点的206Pb/238U年龄值变化于232~237Ma，加权平均为234.1±0.5Ma(MSWD=0.96)(图 3b)，该年龄与舍哈力吉岩体侵位于下三叠统的产状一致，代表了岩体的侵位时代。
 | 图 3 舍哈力吉石英二长岩锆石阴极发光图像及U-Pb年龄协和图 Fig. 3 Cathodoluminescence images and U-Pb concordia diagrams of zircons from the quartz monzonite in the Shehaliji pluton |
8件石英二长岩样品均具有较高的SiO2(66.07%~67.52%)和Al2O3(14.85%~15.95%)。在TAS图解(图 4a)中，舍哈力吉岩体样品落到石英二长岩与花岗闪长岩之过渡区，与岩石中暗色矿物含量偏多的特征一致。样品的铝饱和指数介于0.95~0.98，A/NK-A/CNK图解(图 4b)中显示舍哈力吉石英二长岩属于偏铝质岩石。K2O-SiO2图上(图 4c)，样品均落入高钾钙碱性系列，且其K2O/Na2O均大于1(图 4d)。在微量元素方面，舍哈力吉石英二长岩具有较高的稀土元素含量(ΣREE=157.1×10-6~187.4×10-6)，并且在球粒陨石标准化的稀土元素配分图上(图 5a)，所有样品表现为非常一致的右倾平滑曲线，轻稀土相对富集而重稀土相对亏损，Eu异常不明显且重稀土分馏程度较低。在原始地幔标准化蛛网图上(图 5b)，舍哈力吉石英二长岩以富集Rb、Th、U、K、Sr而相对亏损Nb、Ti、P为重要特征，与壳源岩石或弧岩浆岩的特点较为一致。哈克图解上(图 6)，舍哈力吉石英二长岩整体上成分比较均一，随SiO2的略微升高，大多数元素均未发生显著变化(如主量元素SiO2、TiO2、TFe2O3、MgO、K2O，大离子亲石元素元素Rb，高场强元素Hf和相容元素Cr、Ni、Co)，而Al2O3、CaO、Na2O、Sr、Eu、Ba则显示出不同程度的降低，说明存在一定程度的斜长石分离结晶过程。舍哈力吉岩体较高的MgO(2.08%~2.39%)、Mg#(59~60)及Cr(69.1×10-6~81.2×10-6)和Ni(31.6×10-6~36.1×10-6)，暗示岩浆受到了来自幔源物质的重要贡献。
 | 图 4 西秦岭印支期高Sr/Y花岗岩类岩石分类图解 (a)-TAS图解(据Le Bas et al., 1986)；(b)-A/NK-A/CNK图解；(c)-K2O-SiO2图解(据Rickwood，1989)；(d)-K2O/Na2O-SiO2图解.数据来源：夏河高Sr/Y花岗岩(邱庆伦等，2008；韦萍等，2013；徐学义等，2014)；温泉高Sr/Y花岗岩(李永军等，2003; Zhang et al., 2007a; Cao et al., 2011) Fig. 4 Classification diagrams for the Indosinian high Sr/Y granitoids in the West Qinling |
 | 图 5 西秦岭印支期高Sr/Y花岗岩类稀土元素球粒陨石标准化配分图(a)与微量元素原始地幔标准化蛛网图(b) 数据来源：球粒陨石及原始地幔标准化值(Sun and McDonough， 1989)；大陆地壳成分(Rudnick and Gao， 2003) Fig. 5 Chondrite-normalized REE patterns(a) and primitive mantle normalized trace element spider diagram(b)for the Indosinian high Sr/Y granitoids in the West Qinling |
 | 图 6 舍哈力吉石英二长岩选择性元素哈克图解 Fig. 6 Harker diagrams of selected elements for the the quartz monzonite in the Shehaliji pluton |
舍哈力吉石英二长岩具有高Sr(560×10-6~692×10-6)、低Y(11.4×10-6~12.9×10-6)和Yb(0.99×10-6~1.09×10-6)，以及较高的(La/Yb)N比值(27.8~34.3)和微弱的负Eu异常(δEu=0.77~0.95)，与典型埃达克岩的地球化学特征(Defant and Drummond， 1990)较为相似。值得注意的是，俯冲板片或玄武质下地壳熔融形成的埃达克质熔体通常富钠(Defant and Drummond， 1990; Atherton and Petford， 1993; Rapp and Watson， 1995)，尽管富钾埃达克岩(如中国东部埃达克岩)的概念早已被提出，但目前对于其相应的富钾机制仍存在很大争议(葛小月等，2002；张旗，2011)。前人报道的西秦岭夏河岩体和温泉岩体中的埃达克岩样品以及本文舍哈力吉岩体的K2O/Na2O多介于1.1~1.5(图 4d)，其富钾程度甚至高于中国东部埃达克岩(K2O/Na2O多小于1，平均为0.76，葛小月等，2002)。另外，这些被厘定为埃达克岩的样品多是基于Sr、Yb含量来识别的(Sr>400×10-6，Yb<2×10-6)，这可能与传统的Sr/Y-Y图解及(La/Yb)N-YbN图解所界定的埃达克岩范围有所差别，考虑到二者均强调高Sr/Y、低Yb(Y)和高La/Yb的特点，同时为便于对比，本文暂将其统一称为高Sr/Y花岗岩类。在Sr/Y-Y图解(图 7a)上，舍哈力吉石英二长岩和夏河高Sr/Y花岗岩的大多数样品均落入埃达克岩范围，而温泉高Sr/Y花岗岩却多位于岛弧岩石区域。(La/Yb)N-YbN图解(图 7b)中，所有样品均表现出Yb含量偏高的特点，其中，舍哈力吉石英二长岩仍落入埃达克岩范围，夏河高Sr/Y花岗岩虽具有较高的(La/Yb)N比值却多位于埃达克岩区域之外，而温泉高Sr/Y花岗岩则依然落入岛弧岩石范围或边界附近。另外，相比于碧口地块及南秦岭埃达克岩(224~207Ma，Zhang et al., 2007b; Qin et al., 2008，2010; 李佐臣等，2010)，温泉高Sr/Y花岗岩(223~216Ma)的Y和Yb含量明显偏高而Sr/Y比值则显著偏低(图 7a，b)，说明两者尽管形成时代相近，但在岩石成因或源区特征上可能并不一致。从主元素特征来看(图 4)，西秦岭印支期高Sr/Y花岗岩的全岩化学成分变化不大，除个别低硅样品落入闪长岩或二长岩区域之外，大多数样品均过渡于石英二长岩与花岗闪长岩之间，总体上属于偏铝质-弱过铝质的高钾钙碱性系列。此外，舍哈力吉石英二长岩的稀土元素和不相容元素含量与夏河高Sr/Y花岗岩较为相似，但明显低于温泉高Sr/Y花岗岩，尤其表现在中、重稀土上(图 5)。
 | 图 7 西秦岭印支期高Sr/Y花岗岩类Sr/Y-Y图解(a)及(La/Yb)N-YbN图解(b)(据Defant and Drummond， 1990) 数据来源：碧口地块及南秦岭印支晚期埃达克岩(Zhang et al., 2007b; 李佐臣等，2010; Qin et al., 2008，2010) Fig. 7 Sr/Y vs. Y and (La/Yb)N vs. YbN diagrams for the Indosinian high Sr/Y granitoids in the West Qinling(after Defant and Drummond， 1990) |
舍哈力吉石英二长岩的Sr、Nd同位素组成也比较均一，4件样品的(87Sr/86Sr)i=0.7075~0.7077，εNd(t)=-6.3~-6.1，亏损地幔模式年龄(tDM)为1.25~1.33Ga，表明其源于相对古老的富集物质。在εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图中(图 8)，样品的Sr、Nd同位素特征与夏河及温泉高Sr/Y花岗岩相差不大，与西秦岭其他花岗岩的低(87Sr/86Sr)i端范围基本重合，但明显不同于以尖扎基性-超基性岩为代表的西秦岭印支期地幔端元组分，也与邻区的麦秀高镁安山岩(Li et al., 2013)不尽相同。舍哈力吉石英二长岩及西秦岭印支期其他花岗质岩体中的MME大致处于尖扎基性-超基性岩与基性下地壳的同位素混合曲线上，暗示其成因可能与壳幔岩浆混合作用密切相关。
 | 图 8 西秦岭印支期岩浆岩εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图解 数据来源：尖扎基性-超基性岩(Li et al., 2014b)；麦秀高镁安山岩(Li et al., 2013)；西秦岭闪长岩或闪长质MME(Qin et al., 2009; Luo et al., 2012; 骆必继等，2012)；西秦岭非高Sr/Y花岗岩类(张宏飞等，2006; Zhang et al., 2007a; Qin et al., 2009; 骆必继等，2012; Luo et al., 2012; 韦萍等，2013) Fig. 8 εNd(t)vs.(87Sr/86Sr)i diagram for the Indosinian igneous rocks in the West Qinling
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舍哈力吉石英二长岩具有高钾钙碱性、偏铝质的特点，K2O/Na2O均大于1，以富集Rb、Th、U、K、Sr而相对亏损Nb、Ti、P为重要特征，(87Sr/86Sr)i=0.7075~0.7077，εNd(t)=-6.3~-6.1，显示出Ⅰ型花岗岩的特征，暗示其源于基性下地壳的部分熔融。岩石较老的亏损地幔模式年龄(1.25~1.33Ga)则进一步表明其原岩为中元古代地壳物质，一致于西秦岭印支期花岗岩类来自下地壳中-新元古代高钾变玄武岩类脱水熔融的认识(Zhang et al., 2007a; 张成立等，2008; Zhu et al., 2011; Luo et al., 2012; 黄雄飞等，2013)。 然而在全岩化学成分上，舍哈力吉石英二长岩具有较高的MgO(2.08%~2.39%)、Cr(69.1×10-6~81.2×10-6)和Ni(31.6×10-6~36.1×10-6)，其Mg#(59~60)也明显高于基性岩熔融实验中得到的熔体(Mg#＜46，Rapp and Watson， 1995)，反映其源区还存在幔源组分的加入(图 9a)。在εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图中(图 8)，样品的Sr-Nd同位素组成靠近以尖扎基性-超基性岩为代表的幔源组分与基性下地壳组分的混合曲线，该特点吻合于壳幔岩浆混合过程。另外，岩体中的MME呈随机分布，并且发育细粒冷凝边(图 2a)、微粒角闪石和黑云母(图 2g，h)及针状磷灰石(图 2i)等淬火产物，同样说明其成因与岩浆混合事件存在密切联系(Wyllie et al., 1962; Barbarin，2005)。区域上在印支早期产出有基性-超基性岩(王绘清等，2010)及闪长岩(Luo et al., 2012)，从而具备了岩浆混合作用的基本条件。由于舍哈力吉寄主岩化学成分变化比较有限，所以主量元素之间并未能显示出岩浆混合产物常有的线性变化关系(图 6)(Barbarin，2005; Jiang et al., 2010)，可能反映了岩浆混合比较均匀。
 | 图 9 西秦岭印支期高Sr/Y花岗岩类Mg#-SiO2(a，据Stern and Kilian， 1996; Rapp et al., 1999)、Sr-CaO(b，据He et al., 2011)、Sr/Y-(La/Yb)N(c，据He et al., 2011)及Nb/Ta-Zr/Sm(d，据Foley et al., 2002)图解 数据来源：富碱玄武岩在1.6 Gpa，1000~1100℃条件下形成的熔体(Rapp and Watson， 1995)；基性下地壳在1~1.5Gpa，800~900℃条件下形成的埃达克质熔体(Qian and Hermann， 2013)；谢坑辉长岩(XK23)(Guo et al., 2012).图(a)中熔融温压条件：A-1.25Gpa，800℃；B-1.25Gpa，900℃；C-1.6 Gpa，1000℃ Fig. 9 Plots of Mg# vs. SiO2(a，after Stern and Kilian， 1996; Rapp et al., 1999)，Sr vs. CaO(b，after He et al., 2011)，Sr/Y vs.(La/Yb)N(c，after He et al., 2011) and Nb/Ta vs. Zr/Sm(d，after Foley et al., 2002)for the Indosinian high Sr/Y granitoids in the West Qinling |
已有研究表明，高晶体分数长英质岩浆(“晶粥”，crystal mush)通常黏度过大，只有受到外来高温岩浆的烘烤、流体或挥发分气体的注入时才能获得较强的上升侵位能力(Burgisser and Bergantz， 2011; 罗照华等，2012)。其中，热扩散作用既能通过熔融晶体而有效降低岩浆黏度，又能促使岩浆房内部产生强烈的对流翻转，进而可以实现晶粥的快速再活化(unzipping)和成分均一化(Bachmann and Bergantz， 2006; Huber et al., 2009; Burgisser and Bergantz， 2011)。舍哈力吉寄主岩中圆化的钾长石巨晶(图 2b，c，d)和具有熔蚀麻点的早期斜长石斑晶(图 2e，f)明确指示出这些矿物发生了部分重熔，尽管其含量(25vol.%~40vol.%)不及流变学锁定点(晶体分数达50vol.%)，但也足以说明酸性岩浆在基性岩浆注入之前的黏度已经很大(Huber et al., 2009; 罗照华等，2012)。另一方面，虽然该岩体出露面积较大(约40km2)，但从岩体边缘相到中心相，样品却显示出相对均一的全岩化学成分、一致的REE分布型式和Sr-Nd同位素组成，由此也可证明，舍哈力吉石英二长岩是壳幔岩浆混合及快速均一化的产物。
此外，舍哈力吉石英二长岩中发育的环斑结构也很可能是岩浆混合作用的一种间接产物。一些研究指出，底垫于长英质晶粥之下的高温幔源熔体，通过持续加热或直接注入可导致晶粥底部的不稳定层岩浆在向上快速运移过程中处于近等温状态，而该条件恰有利于晶粥内的熔出组分或外来幔源组分以斜长石斑晶或增生边形式(即环斑结构)结晶出来(Nekvasil，1991; Eklund and Shebanov， 1999; Baxter and Feely， 2002; Wang et al., 2011b)，一致于舍哈力吉岩体中的晚期斜长石(增生边或斑晶形式)不具有熔蚀结构或嵌晶结构的岩相观察结果。尽管舍哈力吉寄主岩总体成分变化不大，但由图 6仍可看出，随SiO2的略微升高，寄主岩中与斜长石成分相关的Al2O3、CaO、Na2O、Sr、Eu、Ba含量均呈现降低趋势，进一步说明岩浆混合之后还发生了一定程度的、以斜长石为主的分离结晶过程。 5.2 西秦岭高Sr/Y花岗岩类的源区特征
张成立等(2008)、张旗等(2009)及殷勇和殷先明(2009)研究认为西秦岭印支期大多数花岗岩属于埃达克岩或喜马拉雅型花岗岩，进而提出西秦岭在印支早期经历过明显的地壳加厚过程，如根据夏河阿姨山岩体推断当时地壳最大厚度可达60km(徐学义等，2014)。然而如图 7所示，这些高Sr/Y花岗岩与典型埃达克岩、碧口地块和南秦岭的印支期埃达克岩仍存在显著差别，突出表现在Sr/Y比值偏低而Yb含量偏高，特别是温泉岩体中的样品实际上多与岛弧岩石区域较为吻合。大量研究指出，花岗岩高Sr/Y和La/Yb比值的形成途径并不具有唯一性，而强烈的中重稀土分异和陡倾的重稀土元素配分模式可能是判别石榴子石的作用以及埃达克岩的更好的指标(葛小月等，2002; Moyen，2009; 黄方和何永胜，2010)。He et al.(2011)通过对大别造山带后碰撞花岗岩类的总结进一步指出，加厚镁铁质下地壳(＞50km)形成的花岗岩不但具有较高的Sr/Y、Sr/CaO、(La/Yb)N、(Dy/Yb)N和Nb/Ta比值，而且这些比值之间存在显著的正相关关系，这是区别于其他高Sr/Y和La/Yb成因(如同化混染和分离结晶、壳幔岩浆混合、继承源区)及正常地壳来源花岗岩类的重要特征。因此，温泉高Sr/Y花岗岩平坦的重稀土分布型式(图 5a)显然不适合作为埃达克岩的特点，而夏河高Sr/Y花岗岩的Sr、CaO含量变化趋势也与加厚下地壳来源的花岗岩大相径庭(图 9b)，其Sr/Y与(La/Yb)N比值虽表现出一定的正相关但斜率明显偏小(图 9c)。在Nb/Ta-Zr/Sm图解中(图 9d)，西秦岭所有高Sr/Y花岗岩样品也均靠近角闪岩熔融区域，而远离(含金红石)榴辉岩熔体，这与(La/Yb)N-YbN图解(图 5b)中样品靠近(含10%石榴石)角闪岩熔融曲线而远离榴辉岩残留相的熔融曲线也是一致的。结合金红石的稳定压力下限为1.5GPa(Xiong et al., 2011)，推测西秦岭印支期高Sr/Y花岗岩起源深度应该不会大于50km，因而其成因也不太可能与榴辉岩相下地壳的熔融或拆沉有关。此外，这些花岗岩类的Sr-Nd同位素组成与同期幔源组分区别明显(图 8)，同样排除了其高Sr/Y特征来自基性岩浆分异的可能性，这与西秦岭印支期高钾钙碱性花岗岩类不可能由玄武质岩浆分离结晶而成的推论(Zhang et al., 2007a)是一致的。
舍哈力吉石英二长岩样品中最高的Sr含量(692×10-6)和微弱的负Eu异常(δEu=0.95)一致表明源区中斜长石的残留应该较少，变化较大的Zr/Sm比值和偏低但相对均一的Nb/Ta比值(图 9d)则暗示角闪石是源区最为重要的组成矿物(Foley et al., 2002)，略微右倾的重稀土分布(图 7a)、较低的Y(11.4×10-6~12.9×10-6)和Yb(0.99×10-6~1.09×10-6)还说明源区熔融过程受到了少量石榴子石的控制(Rapp et al., 1999)。因此，舍哈力吉石英二长岩最有可能来自石榴角闪岩相下地壳的部分熔融。考虑到岩浆混合作用的影响(Zhu et al., 2011; 韦萍等，2013)(图 8)，以邻区谢坑辉长岩(XK-23，Mg#=67，Guo et al., 2012)近似代表同期基性岩浆组分，以富碱玄武岩(Rapp and Watson， 1995)近似代表西秦岭下地壳组分(Zhang et al., 2007a)，通过二元混合计算(图 9a)表明，富碱玄武岩在1.6 Gpa，1000℃条件下形成的最富硅的埃达克质熔体与地幔熔体(或演化的基性岩浆)发生混合虽然可以解释西秦岭一些高Sr/Y花岗岩的富镁特征，但对于舍哈力吉石英二长岩和其他少量具有高SiO2和高Mg#的夏河岩体样品，则需要异常高Mg#(~90)的幔源岩浆的参与，而这显然难以实现。Qian and Hermann(2013)最新实验表明，基性下地壳在1~1.5Gpa、800~900℃的条件下发生10%~40%的部分熔融即可形成埃达克质(高Sr/Y和La/Yb)熔体，暗示了下地壳来源的埃达克岩不一定意味着存在非常厚的地壳(>50km)。如图 9a所示，以基性下地壳在1.25Gpa、800~900℃条件下形成的熔体作为酸性端元而计算的混合曲线，则与西秦岭印支期高Sr/Y花岗岩的高SiO2、高Mg#特征较为吻合。此熔融条件下的残留矿物组合为角闪岩相-石榴麻粒岩相，并且长英质熔体的Yb含量将高于典型埃达克岩(Qian and Hermann， 2013)，这些特点均与西秦岭印支期高Sr/Y花岗岩非常一致，据此推测这些花岗岩的起源深度为30~40km(Drummond et al., 1996)。从夏河高Sr/Y花岗岩多具有弱过铝质的特点(图 4b)来看，西秦岭下地壳中存在少量变泥质岩也是可能的。此外，西秦岭印支期高Sr/Y花岗岩K2O/Na2O多大于1，很可能反映了源岩高钾的属性(Zhang et al., 2007a)，不过也不排除其富钾特征可能受到了富钾幔源熔体的一定影响。 5.3 构造环境
尽管对于秦岭造山带印支期构造演化的研究成果十分丰富，但有关华北板块与扬子板块在不同地区发生陆-陆碰撞的时限问题一直没有得到很好的解决，直接影响到对于秦岭印支期花岗岩的成因及形成背景的认识。Zhang et al.(2004)、Meng et al.(2005)和Li et al.(2013)认为华北板块与扬子板块在秦岭地区的初始碰撞可能发生在中三叠世末期，而扬子板块的斜向俯冲和顺时针旋转则可能造成了两大板块自东向西碰撞的穿时性(Liu et al., 2005)。另外一些研究则认为秦岭造山带印支期花岗岩类形成于后碰撞环境，其成因可能与俯冲板片的断离及岩石圈拆沉作用有关(张宏飞等，2006; 张成立等，2008; Luo et al., 2012)。最近，Jiang et al.(2010)提出南秦岭印支期花岗岩由北向南年轻化的趋势可能与俯冲板片的后撤(roll-back)有关，并推测古特提斯洋的“剪刀式”闭合导致了华北板块与华南板块在秦岭地区的碰撞明显晚于大别地区，可能发生在~211Ma。从已经发表的花岗岩的精确定年结果来看，秦岭造山带花岗岩集中形成于印支晚期(228~200Ma，Dong et al., 2011)，主要呈点状或面状分布在东秦岭和西秦岭的东部及南部地区，且与勉略带南侧的碧口地块和松潘-甘孜地块花岗岩的形成时代(224~207Ma，Zhang et al., 2007b; Qin et al., 2008，2010; Yuan et al., 2010)基本一致(图 1b)，这暗示它们很可能形成于相同的动力学过程。相比之下，秦岭造山带印支早期花岗岩(264~234Ma，集中于248~234Ma)则主要呈线性分布在西秦岭西北地区，且有基性-超基性岩和(高镁)安山岩(250~234Ma)与之伴生，这一特点明显不同于印支晚期花岗岩，暗示了印支早期花岗岩具有其独特的构造背景，可能与深大尺度的拉张作用密切相关。
需要指出的是，典型的环斑花岗岩通常产于元古宙稳定克拉通地体且多属于A型花岗岩，如芬兰奥长环斑花岗岩(Haapala and Rämö，1999)，而舍哈力吉岩体(234Ma)虽发育环斑结构，但寄主岩为I型花岗岩，Eu异常也并不明显，与形成于岛弧(Wernick et al., 1997)和后碰撞(或后造山)环境(Wang et al., 2011b)的环斑结构花岗岩较为相似。同时，舍哈力吉岩体周围伴生有基性-超基性岩(王绘清等，2010; Guo et al., 2012; Li et al., 2014b)，这与环斑结构花岗岩常与幔源岩石(如辉绿岩、煌斑岩)密切共生的现象(Rämö and Haapala，1995; Eklund and Shebanov， 1999)是一致的，这种岩石组合能否有效地识别某种特定的构造环境仍需慎重考虑，但至少可以明确地指示出区域上强烈拉张作用的存在。目前很多研究认为，西秦岭印支早期花岗岩很可能形成于陆缘弧环境(金维浚等，2005; 殷勇和殷先明，2009; Guo et al., 2012; 韦萍等，2013; Li et al., 2014a，b)，而印支晚期花岗岩则记录了大陆碰撞过程(Sun et al., 2002; Qin et al., 2008，2009，2010; Cao et al., 2011; Dong et al., 2011; Wang et al., 2011a; Zhu et al., 2011)，该推论与区域沉积相组合分析结果基本一致(Liu et al., 2005; Meng et al., 2005; 闫臻等，2012; Li et al., 2014c)。此外，东昆仑发育的大量基性岩墙(251Ma，熊富浩等，2011)，以及起源于板片熔体-地幔楔反应的南秦岭何家庄花岗闪长岩(248Ma，Yang et al., 2014)和西秦岭麦秀高镁安山岩(234Ma，Li et al., 2013)，也均证明阿尼玛卿-勉略洋盆在早-中三叠世仍未消亡。因此，我们认为，三叠纪早期古特提斯洋壳俯冲极性的骤然改变(如板片后撤，闫臻等，2012; Li et al., 2013; Li et al., 2014c)，很可能造成了活动陆缘内平行且远离俯冲带地区的局部伸展，从而导致西秦岭西北缘发育了呈线性分布的、由基性岩-中性岩-酸性岩构成的印支早期火山-侵入岩组合。Li et al.(2014c)最近从古水流及沉积环境演化的角度进一步提出，这种伸展作用可能代表了弧后扩张盆地的初步打开。
晚古生代末期-三叠纪早期，古特提斯洋的北向俯冲消减和西秦岭楔的增生造山(闫臻等，2012)可能造成了西秦岭地壳的适当加厚，但如前所述，该厚度可能不会太大。晚三叠世的碰撞造山作用可能导致了勉略带两侧地体的进一步显著加厚(黄雄飞等，2013)，集中表现在南秦岭、碧口地块及松潘-甘孜地块广泛发育了加厚地壳来源的埃达克质花岗岩类(224~207Ma)，指示当时地壳厚度已经超过50km(Zhang et al., 2007b; 李佐臣等，2010; 张成立等，2008; Qin et al., 2008，2010; Yuan et al., 2010)。从前文分析已经得出，西秦岭印支晚期的温泉岩体(223~216Ma)很可能来自于角闪岩相下地壳的部分熔融，因此，西秦岭在印支晚期是否发育了加厚下地壳来源的埃达克岩也是今后研究值得关注的一个问题。 6 结论
(1)舍哈力吉石英二长岩属于偏铝质高钾钙碱性岩石，形成时代为晚三叠世初期(234.1±0.5Ma)。
(2)舍哈力吉石英二长岩起源于石榴角闪岩相下地壳部分熔融形成的富硅高Sr/Y岩浆与幔源玄武质岩浆发生的混合作用，之后经历了一定程度的、以斜长石为主的分离结晶过程。
(3)环斑结构花岗岩反映了区域上强烈的拉张环境，环斑结构的成因则可能与晶粥的再活化过程存在内在联系。
(4)西秦岭印支早期花岗岩类(248~234Ma)形成于伸展体制下的活动大陆边缘环境。西秦岭在印支晚期是否发育了加厚下地壳来源的埃达克岩尚不明确。
致谢 主量元素分析得到中科院广州地化所刘颖的协助；微量元素分析得到中国地质大学(武汉)陈海红及刘硕的指导；Sr-Nd同位素前处理得到北京大学朱文萍的指导；Sr-Nd同位素测试及锆石U-Pb测年分别得到天津地质矿产研究所肖志斌、耿建珍和张健的指导；野外工作得到中国地质大学(北京)硕士研究生陈永健的协助；罗照华教授及另外一名匿名审稿人对本文初稿提出了许多宝贵的修改意见；在此一并表示感谢。| [1] | Andersen T. 2002. Correction of common lead in U-Pb analyses that do not report 204Pb. Chemical Geology, 192(1-2): 59-79 |
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