魏然,王义天,胡乔青,黄诗康,袁群虎,柏全良,胡文荣,张湘君,蔡拓.2017.西秦岭厂坝、黄渚关岩体的锆石U-Pb年龄、Hf同位素组成及其地质意义[J].矿床地质,36(6):1367~1386WEI Ran,WANG YiTian,HU QiaoQing,HUANG ShiKang,YUAN QunHu,BAI QuanLiang,HU WenRong,ZHANG XiangJun,CAI Tuo.2017.Zircon U-Pb ages and Hf isotope compositions of Changba and Huangzhuguan plutons in West Qinling, and their geological significance[J].Mineral Deposits36(6):1367~1386
DOi:10.16111/j.0258_7106.2017.06.007
西秦岭厂坝、黄渚关岩体的锆石U_Pb年龄、Hf同位素组成及其地质意义
（1 长安大学地球科学与资源学院， 陕西 西安710054； 2 中国地质科学院矿产资源研 究所 国土资源部成矿作用与资源评价 重点实验室， 北京100037； 3 中国地质 大学， 北京100083； 4 甘肃厂坝有色金属有限责任公司， 甘肃 天水741000）
第一作者简介魏然， 女， 1983年生， 博士研究生， 矿产普查与勘探专业。 Email: weiranyspa@126.com
**通讯作者王义天， 男， 1969年生， 研究员， 从事构造与成矿研究。 Email: wyt69@ 263.net
收稿日期2017_03_28
本文得到中央级公益性科研院所基本科研业务费专项资金（编号： K1612）、国家自然科 学基金项目（编号： 41372089）和中国地质调查局地质调查项目（编号： 12120110300015 0006）联合资助
摘要:厂坝及黄渚关岩体位于商丹缝合带和勉略缝合带之间的秦岭微板块， 主要由花岗闪 长岩及二长花岗岩组成。LA_MC_ICP_MS锆石U_Pb定年显示，黄渚关及厂坝岩体的演化可划分 为中三叠世（229 Ma）和晚三叠世（215～209 Ma）2期。黄渚关中心部位的年龄（（229.2 ±1.0） Ma）老于边部岩体（（215.8±0.8） Ma），厂坝岩体中心部位年龄（（218.3 ±1.2） Ma），老于边部年龄（（209.4±0.8） Ma），结合岩体中心相和边缘相渐变的 特征，说明2个岩体是由中心部位侵位，边部岩体的侵位冷却时间较晚造成的。黄渚关岩体 的εHf(t)为-3.13～-14.51，集中于-10～-6；厂坝岩体的ε Hf( t)为-5.17～-14.51，集中于-12～-6。在εHf(t)_t图解中，ε Hf(t)均在球粒陨石之下和古元古地壳演化线之上；二阶段模式年龄黄渚 关岩体主要集中在1.8～2.1 Ga，厂坝岩体主要集中在2.0～2.2 Ga，结合继承锆石年龄 1932 Ma、2039 Ma，表明古元古代地层可能为岩体的源区之一，在黄渚关岩体发现的暗色包 体说明 岩浆在上升的过程中发生了壳_幔岩浆的混合。因此，笔者认为黄渚关、厂坝岩体起源于古 老地壳重熔，并在上升的过程中与幔源岩浆发生一定比例混合。
关键词:
地球化学；锆石U_Pb年龄；Hf同位素；厂坝岩体；黄渚关岩体；LA_MC _ICP_MS；西秦岭
文章编号： 0258_7106 (2017) 06_1367_20 中图分类号： P597.3 文献标志码：A
Zircon U_Pb ages and Hf isotope compositions of Changba and Huangzhuguan
pluto ns in West Qinling， and their geological significance
pluto ns in West Qinling， and their geological significance
（1 College of Earth Science and Resources, Changan University, Xian 710054，S haanxi, China； 2 MRL Key Laboratory of Metallogeny and Mineral Assessment, Inst itute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 1000 37, China； 3 Science and Mineral Resource, China University of Geosciences, Bei jing 100083, China； 4 Gansu Changba Non_ferrous metal Co., Ltd., Tians hui 741000, Gansu, China)
Abstract:Changba and Huangzhuguan plutons are located in the Qinling microplate between t he Shang_Dan and the Mian_Lue suture zones.The plutons consist of granodiorite a nd monzonitic granite. LA_ICP_MS zircon U_Pb dating suggests that the Changba an d Huangzhuguan plutons formed in Early Mesozoic, and can be divided into two sta ges: Middle Triassic (229 Ma) and Late Triassic (215～209 Ma). Because of the co o ling of the intrusion, the age of the middle part（(229.2±1.0) Ma) of the Hua ngz huguan pluton is older than that of the marginal part （(215.8±0.8) Ma), whil e t he age of the middle part (218.3±1.2) Ma）of the Changba pluton is older than th at of the marginal part （(209.4±0.8) Ma). The εHf(t) values o f the Huangzhuguan pluton are -3.13～-14.51, mainly between -10 and -6, wherea s the εHf(t) values of the Changba pluton are -5.17～-14.51, ma inly between -12 and -6. On the εHf(t) versus age diagram, ε Hf(t) is above the evolution curve of chondrite and below the evolutio n curve of depleted mantle. Moreover, the age of stage (TDM2) in Chang ba pluton is mainly between 1.8 and 2.1 Ga, whereas the age of stage (T DM2) in Huangzhuguan pluton is mainly between 2.0 and 2.2 Ga. Combined wit h the inherited zircon ages of 1932 Ma, 2039 Ma, the dark enclaves in Huangzhugu an pluton might suggest that the rock_forming materials were mainly derived from the Palaeoproterozoic crustal partial melting with the addition of mantle mater ial.
Key words:
geochemistry， zircon U_Pb age， Hf isotope composition， Cha ngba pluton， Huangzhuguan pluton， LA_MC_ICP_MS， West Qinling
秦岭造山带是中央造山带（系）的重要组成部分，由二带（商丹和勉略缝合带）、三块体（ 华北克拉通南缘及北秦岭、秦岭微地块、扬子克拉通北缘）组成（Meng et al., 1999；200 0；张国伟等，2001），经历了新太古代—古元古代前寒武纪基底的形成与演化阶段、新元 古代—古生代的板块构造演化阶段以及中生代以来的陆内造山阶段3个重要演化过程，最终 形成 现在的构造格局(Ratschbacher et al., 2003；Sun et al.,2002；郑永飞，2008；Zheng e t al., 2009；Dong et al., 2011)。早_中古生代期间，南秦岭洋盆向北俯冲碰撞（Mattau er et al.，1985；Krner et al.，1993），形成北部商丹缝合带（Meng et al.，2000） ；古生代中期南秦岭洋盆持续向北俯冲碰撞的同时，南秦岭勉略洋盆逐渐打开，演化出独立 的秦岭微板块；至古生代晚期勉略洋盆开始向北俯冲，并于中生代发生了秦岭微板块与扬子 板块的碰撞，形成南部勉略缝合带。至此，华北与扬子块体发生全面拼接与碰撞，秦岭造山 带主要格局最终形成（Sengr，1985；Hsu et al.，1987；Meng et al.,1999；张国伟等 ，2001；Ratschbacher et al., 2003）。
西秦岭早中生代花岗岩岩浆活动非常发育，花岗岩的空间分布具有平行于近东西向的断裂带 呈线性展布的特征,由北向南则表现出形成时代年轻化的趋势。黄渚关以及厂坝花岗岩体位 于商丹缝合带和勉略缝合带之间的秦岭微板块，前人对此进行了大量的工作，研究表明黄渚 关岩体为一复式岩体(王天刚等，2010；国阿千等，2011)，中心部位为花岗闪长岩，边部为 二长花岗岩。但是黄渚关岩体形成年龄为（172～236 Ma），厂坝岩体形成年龄为（186～22 3 Ma）（邓海军等，2010；李英等，1993；殷先明，2015；李永军等，2004；Cao et al.，20 11；国阿千等，2011），同时横跨了三叠纪和早侏罗世，时代约束较松散。王天刚等（2010 ）研究表明，黄渚关花岗岩中心相边缘相形成时代为214～213 Ma，厂坝花岗岩形成时代为 （213±2） Ma，推测其为晚三叠世秦岭造山带碰撞晚期俯冲大陆地壳折返过程中部分熔融 所 形成的（王天刚等，2010）。对区域上花岗岩形成的地球动力学机制亦存在不同的认知，一 种认为是可能形成于南秦岭晚三叠世花岗岩石拆沉作用（Zhang et al., 2007；秦江峰等， 2007；张成立等，2005；Lu et al., 1996）；另一种认为是由于俯冲消减洋壳的断离致使 软流圈物质所致（Sun et al., 2002；Li et al., 2002）。但黄渚关、厂坝岩体为复式岩 体，除了花岗闪长岩还有二长花岗岩，岩体自南向北岩性发生变化，为渐变过渡，岩体缺少 精确细致的测年工作，且没有做过Hf同位素的相关测定，导致对二者形成时的区域构造背景 以及岩浆源区的性质，无有力的约束证据，认识不能统一。因而对黄渚关、厂坝岩体锆石的 U_Pb年代学与原位Hf同位素地球化学特征的研究，会更为精确约束岩浆岩的形成时代，对揭 示岩浆演化信息，限定西秦岭基底性质及三叠纪碰撞造山过程具有重要意义。
本文对厂坝、黄渚关岩体的锆石年代学、锆石Hf同位素和相关地球化学进行了研究，结合前 人资料，对该岩体的岩石组合、源区进行探讨，并从花岗岩的演变过程来探讨其构造环境的 演变及造山过程。
沿勉略构造带北侧出露一条长约400 km、呈东西向展布的印支期花岗岩带（图1），主 要包括东江口岩体群、五龙、光头山岩体群，以及糜署岭岩体、迷坝岩体、温泉岩体、中川 岩体等一些零星的岩体。岩体多为近等轴或拉长的椭圆状，以岩株或岩基延伸的形式侵 入于古生代地层，岩性多为二长花岗岩、花岗闪长岩、石英二长岩、石英闪长岩等，形成年 代多为早中生代(任厚洲等，2014；张国伟等，2001；Sun et al., 2002)。
黄渚关、厂坝岩体位于甘肃省陇南市成县黄渚关镇厂坝矿区附近(图2)，出露面积约20 km 2，主要呈不规则岩基状侵入泥盆系二云母石英片岩、砂质千枚岩、白色大理岩地层 中，岩体与围岩的接触带普遍发生了热接触变质作用，以角岩化和大理岩化为主。 图3为厂坝矿区岩浆岩的采样位置，其中，编号DB_6、DB_9、DB_14为黄渚关岩体，编号DB_1 0、DB_13为厂坝岩体。
黄渚关岩体为印支期花岗闪长岩，分布于厂坝_李家沟矿区东北部，甘肃省成县北侧20 km处 ，区域内发育黄渚关深断裂，沿断裂分布黄渚关、糜署岭等 花岗岩体。黄渚关花岗岩沿黄渚关深断裂侵入中泥
盆统中(图4a～c)，出露面积约18.3 km2，采样位置见图3。岩体中心相为 二长花岗岩_花岗闪长岩，具有花岗结构，块状构造(图4g、h)，主要组成矿物为斜长石（45 %）、钾长石（20%）、石英（25%）和黑云母（10%），副矿物有磷灰石、磁铁矿、锆石、电 气石、暗色包体等(图5a～e)，与泥盆系接触的部位有石榴子石矽卡岩化，后期蚀变比较发 育 ，主要有绿帘石化、绿泥石化、绢云母化、高岭土化等。其中，花岗闪长岩中包含有大量的 暗色包体，包体大小和形态变化较大，从几毫米～几十厘米，且包体与寄主岩体间的界线较 清晰(图4d、e)。钾长石主要为微斜长石，呈半自形晶板状，格子双晶发育，部分钾长石后 期发育泥化（图5f）；斜长石呈自形板状，具有明显的卡斯巴_钠长石复合双晶，部分 蚀变 为黏土质矿物，发育环带结构（图5g、h）；石英呈他形粒状，粒径0.2～0.5 mm；黑云母 呈片状，发育绿泥石化。
厂坝岩体主要为印支期二长花岗岩，位于矿区的东南侧，侵入于中泥盆统与下泥盆统 (图4f )，出露面积约2.4 km2。二长花岗岩，呈二长结构，块状构造(图4g～i)，采样位置见图 3。岩石的混合混染现象发育，斜长石(37%)、钾长石(30%)、石英 (25%)、黑云母(5%)、绿帘石（3%）、绢云母（2%）；副矿物为锆石、磁铁矿、绿泥石等。斜长石呈自形，板状，多发生 绢云母化，但长石的环带与聚片双晶清晰可见；钾长石呈他形，粒状，发育格子双晶，常出 现在斜长石边部，为交代斜长石的产物(图5i)；石英呈他形粒状，主要分布在斜长石，钾长 石之间；黑云母呈他形_半自形片状。
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25 μm，频率为10 Hz，能量密度约为2.5 J/cm 2，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、23 2Th、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(σ)均为2%左右，对锆石标准的定年精度和准确度在1%(σ)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(w(U) 为923×10-6；w(Th)为439×10-6；Th/U为0.475为外标进行校正 。测试过程中在每测定5～7个样品后测定2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ICP MSDataCal程序，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标样作为未知样品的分析结果为（336.5±1.1） Ma （n=3, 2σ），对应的年龄推荐值为(337.13±0.37) Ma（2σ），两者在误差范围内 完全一致。
锆石Hf同位素测试是在中国地质科学院矿产资源研究所国土资源部成矿作用与资源评价重点 实验室Neptune多接收等离子质谱和Newwave UP213紫外激光剥蚀系统（LA_MC_ICP_MS）上进 行的，实验过程中采用He作为剥蚀物质载气，根据锆石大小，剥蚀直径采用55 μm或40 μm ，测定时使用锆石国际标样GJ1和Plesovice作为参考物质，分析点与U_Pb定年分析点为同一 位置。相关仪器运行条件及详细分析流程见侯可军等（2007）。分析过程中锆石标准GJ1的 176Hf/177Hf测试加权平均值分别为0.2820 07±0.00 00 07(2σ, n=36)，与文献报道值（侯可军等，2007）在误差范围内完全一致。
样品DB_6测试数据显示，锆石中w（U）为33×10-6～153×10-6， w （Th）为34×10-6～167×10-6，232Th/238U比值 为0.8～1.4，明显大于0.4，加上其发育密集规律的韵律环带，可说明其为岩浆锆石（图 6）。20个测试数据中206Pb/238U表面年龄为212.9～219.3 Ma(表1 )，加权平均年龄为（215.8±0.8） Ma，谐和于216 Ma左右(图7a)。
样品DB_9测试数据显示，锆石中w（U）为46×10-6～171×10-6, w（Th）为39×10-6～169×10-6,232Th/238U 比 值为0.7～1.4，明显大于0.4，加上其发育密集规律的韵律环带，可说明其为岩浆锆石（ 图6）。23个测试数据中206Pb/238U表面年龄为213.1～219.3 Ma(表1)，加权平均年龄为（215.4±0.7） Ma，谐和于217 Ma左右(图7b)。
岩体样品DB_14测试数据显示，锆石中w（U）为388×10-6～1513×10-6 , w（Th）为173×10-6～703×10-6, 232Th/ 238U为0.3～0.5，除个别外，大部分为0.4、0.5，加上其发育密集规律的韵律环 带，可说明其为岩浆锆石（图6）。19个测试数据中206Pb/238U 表面年龄为228.3～230.3 Ma(表1)，加权平均年龄为（220.2±1.0） Ma，谐和于229 M a左右(图7c)。
DB_10测试数据显示，锆石中w（U）为65×10-6～1127×10-6, w （Th）为59×10-6～962×10-6, 232Th/238U 比值为0.4～1.1，除个别锆石DB_10_7、DB_10_23外，均发育密集规律的韵律环带，可说 明其 为岩浆锆石（图6）。11个测试数据中206Pb/238U表面年龄为2 06.4～211.7 Ma(表1)，加权平均年龄为（209.4±0.8） Ma，谐和于211 Ma左右(图7d) 。样品DB_10_7、DB_10_23中，w（U）为65×10-6～187×10-6， w（Th）为59×10-6～307×10-6，结合阴极发光图像，其为有浑圆内核， 且环带不发育的继承锆石，其207Pb/206Pb表面年龄为1932～203 9 Ma（表1）。
岩体样品DB_13测试数据显示，锆石中w（U）为67×10-6～887×10-6 , w（Th）为46×10-6～445×10-6, 232Th/2 38U比值为0.4～1.1，均大于0.4，加上其发育密集规律的韵律环带，可说明其为岩 浆锆 石（图6）。21个测试数据中206Pb/238U表面年龄为214.9～224 .2 Ma(表1)，加权平均年龄为（218.3±1.2） Ma，谐和于219 Ma左右(图7e)。
厂坝岩体自北向南样品DB_10、DB_13测得的2个锆石U_Pb年龄为分别为209.4 Ma、218.3 Ma ，指示厂坝中心岩体的形成早于边部岩体。推测厂坝岩体为中心部位先侵位，在侵位的过程 中，边部岩体也达到了锆石的封闭温度，所以厂坝岩体的中心部位的年龄大于边部的年龄。
TDM2的准确地质意义是代表 岩浆源岩蚀源区地壳物质从亏损地幔库分离的平均年龄，代表重要的地壳增生期（陈能松等 ，2007）。黄渚关岩体和厂坝岩体的εHf(t)_t值均分布在球粒陨石演 化线之下，距同时期亏损地幔演 化线有一定的差距，表明原始岩浆从亏损地幔分异后经历了较长时间的地幔滞留。这次所测 的继承锆石年龄1932 Ma、2039 Ma为古元古代时残留的锆石，表明源区可能存在早元古代的 地壳。图8显示黄渚关岩体εHf(t)大部分分布在-10～-4之间、厂坝 岩体 εHf(t)大部分分布在-12～-6之间，二者之间还是有一定的差距，表明二者 的源区可能不同，厂坝岩体εHf(t)更偏向负值，表明其源区可能更加富集 地壳物质，或者厂坝岩体混入了更多的地壳物质。
南秦岭构造单元有较多的前寒武纪基底岩块，如鱼洞子群、佛坪群、陡岭群、碧口群、武当 群、耀岭河群等。这些岩群的同位素年龄研究表明，其形成时代分布于新太古代、古元古代 —新元古代。鱼洞子群原划为碧口群下部层位，1988年秦克令将其解体出来并命名，时代归 属 太古宙，形成时代2.66 Ga（张宗清等，2001），明显大于厂坝、黄渚关岩体的Hf同位素两 阶段模式年龄1.8～2.2 Ga。将鱼洞子群的Nd同位素组成（张宗清等，2001）计算得到厂 坝、黄渚关岩体形成时，按（t=218 Ma）的εNd（t）计算，再采用“ 地壳Nd_Hf相关公式"（εHf=1.34×εNd+2.82）（Vervoort et al ., 1999）换算得到鱼洞子群的εHf（218 Ma）为-25.62～-46.76，明显小于 所测得的厂坝、黄渚关岩体εHf(t)，表明鱼洞子群不可能单独作为厂坝、 黄渚关岩体的物源。由于黄渚关岩体的εHf(t)分布范围是-14.03～-3.13 ，厂坝岩体εHf(t)的分布范围是-14.51～-5.17，分布范围较广，说 明 其来源的不均一性。锆石测年的数据出现1932～2039 Ma的继承锆石，直接证据说明厂坝岩 体混有古元古代的古老地壳。而于厂坝、黄渚关岩体的Hf同位素两阶段模式年龄集中在2.0 ～2.2 Ga，与继承锆石的年龄基本重合。前人研究同表明，在华北地台南缘，2.2～1.8 Ga存在一期大规模地壳增生事件（张本仁等，2002；高山等，2003），因此，推测厂坝、黄 渚关岩体的物源可能存在于古元古代增生的地壳。
另外，在研究区的花岗闪长岩中还发现了暗色的闪长质包体，花岗岩中暗色微粒包体的成因 目前存在3种不同的解释（Didier et al., 1991），主要为：① 捕掳体；② 残留体；③ 镁铁质微粒包体。通过镜下鉴定研究，有碱性长石巨晶横跨包体与寄主岩石（图4i）之间， 这种结构是由少量基性岩浆注入到酸性岩浆时的淬冷作用所致，暗示了物源来自于岩浆混合 作用。黄渚关花岗岩中心相中的闪长质微粒包体在矿物组成和形态与区域内同时代花岗岩中 的包体具有相同的特点（张成立等，2005；秦江峰等，2007；王娟等，2008；Zhang et al. , 2007；弓虎军等，2009），因此可能具有相似的成因来源。秦岭造山带三叠纪花岗岩中包 体Hf同位素特征显示，其为大陆岩石圈地幔物质再循环的产物（Qin et al., 2010， 2009 ）。故厂坝、黄渚关岩体的源区可能是古老地壳（鱼洞子群）发生重熔，并与地幔源的岩浆 岩按一定比例混合的产物。
大量的富钾钙碱性岩浆作用发生在大陆岩石圈在最大汇聚后并逐步由挤压转相松弛的后碰撞 阶段。这些岩浆活动源区物质有来自早期俯冲和碰撞阶段形成的物质，并受年轻地幔和地壳 物质的改造(Barbarin, 1999；Liegeois, 1998)。岩石类型上，后碰撞岩浆岩主要为高钾钙 碱性系列到碱性系列花岗岩类岩石，而且往往以大规模高钾钙碱性岩侵位开始，后期向A型 花岗岩的板内碱性_过碱性系列转变，它们的形成预示着造山期即将结束，板内期行将来临 （Eklund et al., 1998；Pearce, 1996；Roberts et al., 1993；刘新秒，2000）。
黄渚关高钾钙碱性I型花岗岩指示了扬子板块与华北板块之间的陆陆碰撞后，由汇聚向伸展 的转折阶段，而晚期高分异度厂坝富钾A型花岗岩体则表明该地区已进入主碰撞结束期的伸 展拉张演化阶段，预示了新的板内演化期的到来。
目前的研究认为秦岭造山带沿南秦岭勉略带_大别山的碰撞主要发生在中生代, 形成南秦岭 造山带, 并最终完成华南与华北板块的全面碰撞（Li et al., 1993；张国伟2004；郑永飞 ，2008；Hacker et al., 1998）。糜署岭岩体的锆石U_Pb年龄为(214.5±1.6) Ma（李佐 臣 等，2013）,迷坝岩体的角闪石和黑云母的40Ar_39Ar年龄为239 ～229 Ma（张彦等，2002）， 温泉岩体锆石U_Pb年龄为(223±7) Ma（张宏飞等，2005），碌础坝复式岩体的锆石U_Pb年 龄为218～209 Ma和235 Ma（杨阳等，2016）。厂坝、黄渚关岩体和区域上的花岗岩岩浆的 侵 入时间与南秦岭的变质变形（Bonin, 1999）、勉_略构造带洋盆的闭合时代(242～221 Ma)( 李曙光等，1996；Li et al., 1993)及大别_苏鲁超高压变质年龄(240～225 Ma)（郑永飞， 2 008）下限一致，华北与华南板块的碰撞主要发生在254～220 Ma （张国伟，2001；Hacker et al., 1998）, 碰撞峰期年龄可能为235～238 Ma 左右（Zheng et al., 2009）。
因此，南秦岭黄渚关及厂坝岩体的形成过程概括为：随着勉_略构造带洋盆闭合，岩石圈构 造应力性质在220 Ma时从挤压向伸展构造体制转变，岩石圈发生拆沉作用，在地壳均衡作用 下岩石圈地幔快速隆升，地幔软流圈物质上涌减压熔融形成基性岩浆并底侵于下地壳，诱发 下地壳物质部分熔融；当岩浆沿构造薄弱带上升过程中，下部基性岩浆在浮力驱动下进入酸 性岩浆房，幔源岩浆与寄主岩浆的成份和温度相差较大，为了达到平衡，必然发生成份和能 量的交换，即岩浆混合，不完全的岩浆混合导致寄主岩体中发育暗色微粒包体。这种混合后 的岩浆在晚期进一步发生结晶分异，形成少量高度演化的偏碱性花岗岩体（厂坝岩体），标 志着碰撞造山作用将要结束，并转入新的板内演化阶段。
（2） 黄渚关岩体的花岗闪长岩_二长花岗岩复式岩体εHf(t)变化于-14.0 3～-3.13，TDM2=1667～2649 Ma ；厂坝二长花岗岩的εHf(t) 变化于-14.15～-5.17，TDM2=1854～2697 Ma, 显示2个岩体起源于拆沉的古元 古界下地壳，并混有一定的幔源组分。
志谢本文在完成过程中得到了中国地质科学院矿产资源研究所段超博士、向君 峰博士和 中国地质大学（北京）刘鹏博士的帮助；室内分析得到了侯可军副研究员、郭春丽研究员的 指导，在此一并表示感谢！
西秦岭早中生代花岗岩岩浆活动非常发育，花岗岩的空间分布具有平行于近东西向的断裂带 呈线性展布的特征,由北向南则表现出形成时代年轻化的趋势。黄渚关以及厂坝花岗岩体位 于商丹缝合带和勉略缝合带之间的秦岭微板块，前人对此进行了大量的工作，研究表明黄渚 关岩体为一复式岩体(王天刚等，2010；国阿千等，2011)，中心部位为花岗闪长岩，边部为 二长花岗岩。但是黄渚关岩体形成年龄为（172～236 Ma），厂坝岩体形成年龄为（186～22 3 Ma）（邓海军等，2010；李英等，1993；殷先明，2015；李永军等，2004；Cao et al.，20 11；国阿千等，2011），同时横跨了三叠纪和早侏罗世，时代约束较松散。王天刚等（2010 ）研究表明，黄渚关花岗岩中心相边缘相形成时代为214～213 Ma，厂坝花岗岩形成时代为 （213±2） Ma，推测其为晚三叠世秦岭造山带碰撞晚期俯冲大陆地壳折返过程中部分熔融 所 形成的（王天刚等，2010）。对区域上花岗岩形成的地球动力学机制亦存在不同的认知，一 种认为是可能形成于南秦岭晚三叠世花岗岩石拆沉作用（Zhang et al., 2007；秦江峰等， 2007；张成立等，2005；Lu et al., 1996）；另一种认为是由于俯冲消减洋壳的断离致使 软流圈物质所致（Sun et al., 2002；Li et al., 2002）。但黄渚关、厂坝岩体为复式岩 体，除了花岗闪长岩还有二长花岗岩，岩体自南向北岩性发生变化，为渐变过渡，岩体缺少 精确细致的测年工作，且没有做过Hf同位素的相关测定，导致对二者形成时的区域构造背景 以及岩浆源区的性质，无有力的约束证据，认识不能统一。因而对黄渚关、厂坝岩体锆石的 U_Pb年代学与原位Hf同位素地球化学特征的研究，会更为精确约束岩浆岩的形成时代，对揭 示岩浆演化信息，限定西秦岭基底性质及三叠纪碰撞造山过程具有重要意义。
本文对厂坝、黄渚关岩体的锆石年代学、锆石Hf同位素和相关地球化学进行了研究，结合前 人资料，对该岩体的岩石组合、源区进行探讨，并从花岗岩的演变过程来探讨其构造环境的 演变及造山过程。
1区域地质背景
在早古生代—中古生代期间，南秦岭洋盆向北俯冲碰撞（Mattauer et al., 1985；Krner e t al., 1993）形成北部商丹缝合带（Meng et al., 2000）；古生代中期南秦岭洋盆持续向 北俯冲碰撞的同时，南秦岭勉略洋盆逐渐打开，演化出独立的秦岭微板块；至古生代晚期勉 略古洋盆开始向北俯冲，并 于中生代发生了秦岭微板块与扬子板块的碰撞，形成南部勉略缝合带。至此，华北与扬子块 体发生全面拼接与碰撞，秦岭造山带主要构造格局最终形成（Sengr, 1985；Hsu et al., 1987；Meng et al., 1999；张国伟等，2001；Ratschbacher et al., 2003）。沿勉略构造带北侧出露一条长约400 km、呈东西向展布的印支期花岗岩带（图1），主 要包括东江口岩体群、五龙、光头山岩体群，以及糜署岭岩体、迷坝岩体、温泉岩体、中川 岩体等一些零星的岩体。岩体多为近等轴或拉长的椭圆状，以岩株或岩基延伸的形式侵 入于古生代地层，岩性多为二长花岗岩、花岗闪长岩、石英二长岩、石英闪长岩等，形成年 代多为早中生代(任厚洲等，2014；张国伟等，2001；Sun et al., 2002)。
黄渚关、厂坝岩体位于甘肃省陇南市成县黄渚关镇厂坝矿区附近(图2)，出露面积约20 km 2，主要呈不规则岩基状侵入泥盆系二云母石英片岩、砂质千枚岩、白色大理岩地层 中，岩体与围岩的接触带普遍发生了热接触变质作用，以角岩化和大理岩化为主。 图3为厂坝矿区岩浆岩的采样位置，其中，编号DB_6、DB_9、DB_14为黄渚关岩体，编号DB_1 0、DB_13为厂坝岩体。
黄渚关岩体为印支期花岗闪长岩，分布于厂坝_李家沟矿区东北部，甘肃省成县北侧20 km处 ，区域内发育黄渚关深断裂，沿断裂分布黄渚关、糜署岭等 花岗岩体。黄渚关花岗岩沿黄渚关深断裂侵入中泥
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图 1西秦岭地区早中生代花岗岩分布略图（据自任厚洲，2014略改；张国伟，2001） 1—中生代花岗岩； 2—缝合带； 3—断层； 4—市； 5—县 Fig. 1Distribution of early Mesozoic granites in West Qinling region（modified after Ren et al., 2014; Zhang et al., 2001） 1—Mesozoic granite; 2—Suture zone; 3—Fault; 4—City; 5—County |
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图 2厂坝矿区矿田地质图（据甘肃有色金属地质勘探106队，1988略改） 1—第四系; 2—中泥盆统西汉水组千枚岩砂质千枚岩; 3—中泥盆统安家岔组上段砂质千 枚岩含生 物碎屑大理岩; 4—中泥盆统安家岔组下段白色大理岩夹白云岩砂岩; 5—下泥盆统吴家山组 结晶 灰岩夹灰色大理岩及白云母石英片岩; 6—二长花岗岩; 7—花岗闪长岩; 8—石 英闪长岩; 9 —闪长岩; 10—断层; 11—铅锌矿床; 12—采样位置; 13—勘探线位置 Fig. 2Geological map of the Changba mining area (modified after No. 106 Geolog ical Party, Gansu Bureau of Geological Exploration for Nonferrous Metals，1988 ) 1—Quaternary sediments; 2—Middle Devonian phyllite, sandy phyllite of the Xiha ns hui Formation; 3—Middle Devonian sandy phyllite, bioclastic limestone, the Upper Member of the Anjiacha Formation; 4—Middle Devonian marble intercalated with d o lomite with micrite, partly turned to marble and schists, the Lower Memb er of th e Anjiacha Formation; 5—Lower Devonian crystalline limestone intercalated with g ray marble, biotite_calcite_quartz schist intercalated with limestone and marble of the Wujiashan Formation; 6—Monzonitic granite; 7—Granodiorite; 8— Quartz diorite; 9—Diorite; 10—Fault; 11—Pb_Zn deposit; 12—Sampling location ; 13—Exploration line |
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图 3西秦岭厂坝_黄渚关岩体信手剖面图(剖面位置见图2) 1—下泥盆统； 2—中泥盆统； 3—二长花岗岩； 4—花岗闪长岩； 5—采样位置； 6—采 样编号 Fig. 3Geological section of the Changba_huangzhuguan pluton in West Qinling ( the profile position is shown in Fig. 2) 1—Lower Devonian； 2—Middle Devonian； 3—Monzonitic granite； 4—Granodiorite ； 5—Sampling Location； 6—Simpling number |
厂坝岩体主要为印支期二长花岗岩，位于矿区的东南侧，侵入于中泥盆统与下泥盆统 (图4f )，出露面积约2.4 km2。二长花岗岩，呈二长结构，块状构造(图4g～i)，采样位置见图 3。岩石的混合混染现象发育，斜长石(37%)、钾长石(30%)、石英 (25%)、黑云母(5%)、绿帘石（3%）、绢云母（2%）；副矿物为锆石、磁铁矿、绿泥石等。斜长石呈自形，板状，多发生 绢云母化，但长石的环带与聚片双晶清晰可见；钾长石呈他形，粒状，发育格子双晶，常出 现在斜长石边部，为交代斜长石的产物(图5i)；石英呈他形粒状，主要分布在斜长石，钾长 石之间；黑云母呈他形_半自形片状。
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图 4厂坝、黄渚关岩体野外地质特征及手标本照片 a. 黄渚关花岗闪长岩露头； b. 厂坝黑云母二长花岗岩与中泥盆统大理岩地层整合接触； c. 黄渚关岩体花岗闪长岩中的闪长岩脉； d、e. 花岗闪长岩中的暗色包体； f. 下泥盆统 中二云母石英片岩中的长英质岩脉； g. 黑云母花岗闪长岩； h. 中细粒黑云母二长花岗岩 ； i. 中粗粒 黑云母二长花岗岩 Fig. 4Geological field characteristics and the photograp HS of the representati ve samples from the Changba and Huangzhuguan plutons a. Outcrops of Huangzhuguan granodiorite; b. Changba biotite adamellite conform able with the Middle Devonian marble strata; c. Diorite_dyke in the Hua ngzhugua n granodiorite; d，e. MME in the granodiorite; f. Quartz_feldspar vein in the Lo wer Devonian biotite_muscovite_quartz schist; g. Biotite granodiorite; h . Medium _fine_grained biotite monzonitic granite; i. Medium_coarse_grained biotite monzo nitic granite |
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图 5黄渚关和厂坝花岗岩镜下特征 a. 花岗闪长岩中的斜长石发生黏土化（正交偏光）； b. 角闪石的筛状变晶（正交偏光） ； c. 混染作用_花岗闪长岩中的岩屑（正交偏光）； d. 石英岩脉中的电气石（ 透射光） ； e. 英岩脉中的电气石（正交偏光）； f. 混合岩化_钾长石交代斜长石（正交偏光）； g. 混合岩化_钾长石 交代斜长石，斜长石部分发生黏土化（正交偏光）； h. 混 合岩化_钾长石交代早期黑云母（正交偏光）i. 混合岩化（正交偏光） Pl—斜长石； Q—石英； Am—角闪石； Bt—黑云母； MME—暗色包体； Ms—白云母； Tu r—电气石； Kfs—钾长石 Fig. 5The characteristics of the Changba_Huangzhuguan granite pluton a. Clay formation of plagioclase in granodiorite（crossed nicols）； b. Sieve li ke crystal of the amphibole（crossed nicols）； c. Contamination effect of the r ock fragments in the granodiorite（crossed nicols）; d. Tourmaline in the quartz ite vein; e. Tourmaline in the greisen vein (crossed nicols); f. Mixed mineralization_K_feldspar replacing plagioclase（crossed nico ls）; g. Mixed mineralization_K_feldspar replacing plagioclase, clay formation of plagioclase（crossed nicols）; h. Mixed mineralization K_feldspar rep lac ing biotite（crossed nicols）; i. Mixed mineralization（crossed nicols） Pl—Plagioclase； Q—Quartz； Am—Amphibole； Bt—Biotite； MME—Mafic microgran ular enclaves； Ms—Muscovite； Tur—Tourmaline； Kfs—K_feldspar |
3样品采集与测试
5件锆石样品在廊坊市科大矿物岩石分选技术有限公司经过单矿物分选，每个样品选出1000 粒。在光学显微镜下选择晶型完好的锆石颗粒粘贴在环氧树脂表面，经抛光，直至暴露出锆 石的中心面。在进行测年工作之前，先对样品靶进行进行光学显微镜的透反射光照相，然后 镀金，进行扫描电镜的阴极发光照相（图6）。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25 μm，频率为10 Hz，能量密度约为2.5 J/cm 2，以He为载气。
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图 6厂坝、黄渚关岩体石锆阴极发光图像 Fig. 6Zircon CL images of the Changba and Huangzhuguan pluton |
锆石Hf同位素测试是在中国地质科学院矿产资源研究所国土资源部成矿作用与资源评价重点 实验室Neptune多接收等离子质谱和Newwave UP213紫外激光剥蚀系统（LA_MC_ICP_MS）上进 行的，实验过程中采用He作为剥蚀物质载气，根据锆石大小，剥蚀直径采用55 μm或40 μm ，测定时使用锆石国际标样GJ1和Plesovice作为参考物质，分析点与U_Pb定年分析点为同一 位置。相关仪器运行条件及详细分析流程见侯可军等（2007）。分析过程中锆石标准GJ1的 176Hf/177Hf测试加权平均值分别为0.2820 07±0.00 00 07(2σ, n=36)，与文献报道值（侯可军等，2007）在误差范围内完全一致。
4测试结果
4.1锆石U_Pb定年
3件黄渚关岩体样品DB_6、DB_9、DB_14以及2件厂坝岩体样品DB_10、DB_13的锆石U_Pb测试 分析结果见表1以及图6、图7（所示为岩石中代表性锆石，标注了打点位置及年龄）。锆石 均为自形_半自形，多呈柱状及长柱状，粒径80～180 μm，长宽比1∶1.5至1∶4。锆石样品 大部分为生长环带清晰且完整的原生锆石，在一些短柱状样品中发现了少量的继承锆石，这 些锆石的内部多呈不规则或浑圆状，外部被不规则边包围（图6），是被后期的岩浆捕获后 继续生长的证据。测试时对于靶上那些表面没有凹陷、裂纹和内部没有包裹体的原生锆石及 少量继承锆石进行了U_Pb同位素测试分析。应用实测204Pb矫正锆石中的普 通铅，以下采用的锆石年龄均为206Pb/238U年龄。样品DB_6测试数据显示，锆石中w（U）为33×10-6～153×10-6， w （Th）为34×10-6～167×10-6，232Th/238U比值 为0.8～1.4，明显大于0.4，加上其发育密集规律的韵律环带，可说明其为岩浆锆石（图 6）。20个测试数据中206Pb/238U表面年龄为212.9～219.3 Ma(表1 )，加权平均年龄为（215.8±0.8） Ma，谐和于216 Ma左右(图7a)。
样品DB_9测试数据显示，锆石中w（U）为46×10-6～171×10-6, w（Th）为39×10-6～169×10-6,232Th/238U 比 值为0.7～1.4，明显大于0.4，加上其发育密集规律的韵律环带，可说明其为岩浆锆石（ 图6）。23个测试数据中206Pb/238U表面年龄为213.1～219.3 Ma(表1)，加权平均年龄为（215.4±0.7） Ma，谐和于217 Ma左右(图7b)。
岩体样品DB_14测试数据显示，锆石中w（U）为388×10-6～1513×10-6 , w（Th）为173×10-6～703×10-6, 232Th/ 238U为0.3～0.5，除个别外，大部分为0.4、0.5，加上其发育密集规律的韵律环 带，可说明其为岩浆锆石（图6）。19个测试数据中206Pb/238U 表面年龄为228.3～230.3 Ma(表1)，加权平均年龄为（220.2±1.0） Ma，谐和于229 M a左右(图7c)。
DB_10测试数据显示，锆石中w（U）为65×10-6～1127×10-6, w （Th）为59×10-6～962×10-6, 232Th/238U 比值为0.4～1.1，除个别锆石DB_10_7、DB_10_23外，均发育密集规律的韵律环带，可说 明其 为岩浆锆石（图6）。11个测试数据中206Pb/238U表面年龄为2 06.4～211.7 Ma(表1)，加权平均年龄为（209.4±0.8） Ma，谐和于211 Ma左右(图7d) 。样品DB_10_7、DB_10_23中，w（U）为65×10-6～187×10-6， w（Th）为59×10-6～307×10-6，结合阴极发光图像，其为有浑圆内核， 且环带不发育的继承锆石，其207Pb/206Pb表面年龄为1932～203 9 Ma（表1）。
岩体样品DB_13测试数据显示，锆石中w（U）为67×10-6～887×10-6 , w（Th）为46×10-6～445×10-6, 232Th/2 38U比值为0.4～1.1，均大于0.4，加上其发育密集规律的韵律环带，可说明其为岩 浆锆 石（图6）。21个测试数据中206Pb/238U表面年龄为214.9～224 .2 Ma(表1)，加权平均年龄为（218.3±1.2） Ma，谐和于219 Ma左右(图7e)。
4.2锆石Hf同位素
锆石原位石Hf同位素分析结果见表2，由表可知176Yb/177Hf、 176Lu/177Hf值分别为0.0177 22～0.0790 82、0.0004 37～ 0.0024 60。2件花岗闪长岩岩体样品DB_6、DB_9的Hf同位素初始比值(176Hf /177Hf)i分布在0.282 362～0.282 672，平均0.282 558； ε Hf(t)均为负值，分布在-3.43～14.33，平均-7.46。采用平均地 壳 176Lu/177Hf值计算（Griffin et al.,2004），获得Hf同位素二阶段 模式年龄TDM2分布区间为1.67～2.65 Ga，均值2.03 Ga。2件二长花岗岩岩体 的样品DB_13、DB_14的Hf同位素初始比值(176Hf/177Hf) i分布 在0.282 345～0.282 612，平均0.282 538；εHf(t)均为 负值，分布在-5.47～-14.80，平均-8.06。采用平均地壳176Lu/ 1 77Hf值计算（Griffin et al., 2004），获得Hf同位素二阶段模式年龄TDM2 为1.85～2.70 Ga，均值2.09 Ga。
5讨论
5.1岩体形成时代
自黄渚关岩体边缘相向中心相依次采集的3个岩石样品的锆石U_Pb年龄分别是220 Ma、217 Ma、216 Ma，显示黄渚关岩体的结晶年龄具有从边缘相 依次向中心相变年轻的特点。厂坝岩体的2个锆石U_Pb年龄（中心相218.3 Ma，边缘相209.4 Ma）也显示相似的特点。花岗岩 熔 体到达、储存在二次岩浆房并开始冷却的时刻相当于花岗岩体的侵位年龄，而全部结晶_固 结的时刻则相当于花岗岩体的结晶年龄（Hourigan et al., 2004; Flowers et al., 2005; Hirt, 2007）。造成岩体中心部位与边缘部位锆石年龄差异的原因，可能是在岩浆 在侵位后岩浆的受冷却速度不同，导致边缘相较中心相结晶较早。同时，结合锆石阴极发光 图像，样品DB_10的锆石多为短柱状，长宽比接近1∶1，且边部具有较宽的暗色边缘，可能 为后期热液交代早期形成的锆石，造成了U_Pb系统的重置，从而形成了较小的锆石U_Pb年龄 。
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表 1黄渚关、厂坝岩体LA_MC_ICP_MS U_Pb分析结果 Table1 LA_MC_ICP_MS U_Pb zircon U_Pb data of granite in the Huangzhuguan and Cha ngba pluton |
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续表 1 Continued Table 1 |
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图 7锆石U_Pb年龄谐和图及加权平均年龄图 Fig. 7Zircon concordia diagrams for the granite and its average age |
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表 2黄渚关、厂坝岩体锆石Lu_Hf同位素组成 Table 2 Zircon Lu_Hf isotope data for the Huangzhug and Changba pluton |
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续表 2 Continued Table 2 |
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图 8厂坝、黄渚关岩体εHf(t)概率分布图 Fig. 8Distribution of zircon εHf(t) of Changba and Huangzhuguan granite pluto n |
5.2岩浆物质来源
分析结果显示, 锆石的176Lu/177Hf小于或接近0.002（表2），表 明锆石在形成以后具有较 低的放射成因Hf积累，由于锆石是一种非常稳定的矿物，封闭温度较高，很少受到后期岩浆 热事件的影响，因此被认为是示踪岩体源区最好的手段。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）。在εHf(t)_U_Pb年龄图（图9）中，厂坝岩体、黄渚关岩体的数 据均位于球粒陨石线以及亏损 地幔线以下之下，虽然黄渚关岩体边缘相、中心相及厂坝岩体的εHf(t)值 均为较低的负值，但是变化范围较大的εHf(t)值和二阶段模式年龄暗 示其 源区可能混入了不同比例的年轻地幔组分，这与黄渚关岩体广泛分布暗色包体的地质现象相 吻合。黄渚关岩体的 fLu/Hf值介于-0.94～-0.99，厂坝岩体的fLu/Hf 值介于-0.93～-0.96，明显小于镁铁质地壳的fLu/Hf（ -0.34，Am elin et al.,2000）和硅铝质地壳的fLu/Hf（-0.72，Vervoort et al., 1996 ）,故TDMC更能反映其源区物质在地壳的存留年龄（Amlin et al.，2000；Vervo ort et al., 1996；Yang et al., 2010；吴福元等，2007）。在图10中，花岗闪长岩的 TDM2年龄的峰值为2000～2200 Ma，与二长花岗岩的TDM2年龄峰值基 本相同，远大于绝大部分锆石的形成年龄,并与继承锆石1932～2039 Ma的年龄 接近。
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图 9厂坝岩体、黄渚关岩体εHf(t)_t年龄图 Fig. 9The plots of the εHf(t) versus t age diagram for th e zircon of the Changba and Huangzhuguan pluton |
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图 10厂坝、黄渚关岩体二阶段Hf模式年龄分布图 Fig. 10Distribution of zircon Hf isotope crust model ages of Changba and Hua ngzhuguan pluton |
南秦岭构造单元有较多的前寒武纪基底岩块，如鱼洞子群、佛坪群、陡岭群、碧口群、武当 群、耀岭河群等。这些岩群的同位素年龄研究表明，其形成时代分布于新太古代、古元古代 —新元古代。鱼洞子群原划为碧口群下部层位，1988年秦克令将其解体出来并命名，时代归 属 太古宙，形成时代2.66 Ga（张宗清等，2001），明显大于厂坝、黄渚关岩体的Hf同位素两 阶段模式年龄1.8～2.2 Ga。将鱼洞子群的Nd同位素组成（张宗清等，2001）计算得到厂 坝、黄渚关岩体形成时，按（t=218 Ma）的εNd（t）计算，再采用“ 地壳Nd_Hf相关公式"（εHf=1.34×εNd+2.82）（Vervoort et al ., 1999）换算得到鱼洞子群的εHf（218 Ma）为-25.62～-46.76，明显小于 所测得的厂坝、黄渚关岩体εHf(t)，表明鱼洞子群不可能单独作为厂坝、 黄渚关岩体的物源。由于黄渚关岩体的εHf(t)分布范围是-14.03～-3.13 ，厂坝岩体εHf(t)的分布范围是-14.51～-5.17，分布范围较广，说 明 其来源的不均一性。锆石测年的数据出现1932～2039 Ma的继承锆石，直接证据说明厂坝岩 体混有古元古代的古老地壳。而于厂坝、黄渚关岩体的Hf同位素两阶段模式年龄集中在2.0 ～2.2 Ga，与继承锆石的年龄基本重合。前人研究同表明，在华北地台南缘，2.2～1.8 Ga存在一期大规模地壳增生事件（张本仁等，2002；高山等，2003），因此，推测厂坝、黄 渚关岩体的物源可能存在于古元古代增生的地壳。
另外，在研究区的花岗闪长岩中还发现了暗色的闪长质包体，花岗岩中暗色微粒包体的成因 目前存在3种不同的解释（Didier et al., 1991），主要为：① 捕掳体；② 残留体；③ 镁铁质微粒包体。通过镜下鉴定研究，有碱性长石巨晶横跨包体与寄主岩石（图4i）之间， 这种结构是由少量基性岩浆注入到酸性岩浆时的淬冷作用所致，暗示了物源来自于岩浆混合 作用。黄渚关花岗岩中心相中的闪长质微粒包体在矿物组成和形态与区域内同时代花岗岩中 的包体具有相同的特点（张成立等，2005；秦江峰等，2007；王娟等，2008；Zhang et al. , 2007；弓虎军等，2009），因此可能具有相似的成因来源。秦岭造山带三叠纪花岗岩中包 体Hf同位素特征显示，其为大陆岩石圈地幔物质再循环的产物（Qin et al., 2010， 2009 ）。故厂坝、黄渚关岩体的源区可能是古老地壳（鱼洞子群）发生重熔，并与地幔源的岩浆 岩按一定比例混合的产物。
5.3岩浆活动的大地构造背景
关于西秦岭构造带中生代构造过程一直受到学术界的关注。张国伟等（2001）认为，西秦岭 勉略带发育的时代为D2-3—P1，俯冲与碰撞造山为P2—T2-3(345～200 Ma )，T3后转入后造山板 内构造演化阶段，西秦岭为一近EW向伸展的印支期俯冲碰撞缝合线。徐学义等（2014）认为 ，西秦岭北缘在二叠纪末期—三叠纪发生过地壳加厚事件，这一事件可能是一复合构造事件 ，包括扬子板块与华北板块的碰撞作用，古特提斯洋北部的消减作用及东西向环太平洋的构 造活动。扬子板块和华北板块的陆陆碰撞或陆陆俯冲导致的地壳加厚，加厚下地壳的部分熔 融 以及部分熔融发生在不同的深度，形成了本区具有埃达克岩或喜马拉雅型地球化学特征的花 岗岩体。张成立（2005）认为，南秦岭地区花岗岩的形成除可能受到早期板片断离影响外， 更可能与南北2大陆块碰撞后期的地壳增厚，下部地壳岩石发生麻粒岩相（或榴辉岩相变） 形成麻粒岩或榴辉岩，因其高密度和大比重而发生拆沉有关。南秦岭变质变形和勉_略构造 带洋盆闭合时间为221～242 Ma（李曙光等，1996），与厂坝岩体北部的年龄一致。在黄渚 关 岩体中发现含有暗色闪长质微粒包体，地球化学特样品征显示为高钾钙碱性I型花岗岩（王 天刚等，2010），推测其为地壳增厚背景下，下部地壳拆沉作用导致的分别来自幔源和下部 地壳熔融的二元岩浆混合演化的产物，厂坝岩体具有向强分异A型花岗岩过渡的后碰撞富钾 花岗岩特征（王天刚等，2010）。黄渚关岩体从中心到边部岩性变化为花岗闪长岩到二长花 岗岩，且地球化学特征显示：随着SiO2含量升高，碱（Na2O+K2O）含量升高，其他氧 化物含 量降低，具有线性关系，暗示了同源花岗岩演化关系，且具有I型花岗岩的特征（王天刚等 ，2010）。一般情况下，富钾钙碱性花岗岩是在非挤压拉张环境下形成的（张成立等，2005 ） ，I型花岗岩既可以形成于岛弧环境，也可以形成于主碰撞之后的后碰撞阶段（post_collis ion）。大量的富钾钙碱性岩浆作用发生在大陆岩石圈在最大汇聚后并逐步由挤压转相松弛的后碰撞 阶段。这些岩浆活动源区物质有来自早期俯冲和碰撞阶段形成的物质，并受年轻地幔和地壳 物质的改造(Barbarin, 1999；Liegeois, 1998)。岩石类型上，后碰撞岩浆岩主要为高钾钙 碱性系列到碱性系列花岗岩类岩石，而且往往以大规模高钾钙碱性岩侵位开始，后期向A型 花岗岩的板内碱性_过碱性系列转变，它们的形成预示着造山期即将结束，板内期行将来临 （Eklund et al., 1998；Pearce, 1996；Roberts et al., 1993；刘新秒，2000）。
黄渚关高钾钙碱性I型花岗岩指示了扬子板块与华北板块之间的陆陆碰撞后，由汇聚向伸展 的转折阶段，而晚期高分异度厂坝富钾A型花岗岩体则表明该地区已进入主碰撞结束期的伸 展拉张演化阶段，预示了新的板内演化期的到来。
目前的研究认为秦岭造山带沿南秦岭勉略带_大别山的碰撞主要发生在中生代, 形成南秦岭 造山带, 并最终完成华南与华北板块的全面碰撞（Li et al., 1993；张国伟2004；郑永飞 ，2008；Hacker et al., 1998）。糜署岭岩体的锆石U_Pb年龄为(214.5±1.6) Ma（李佐 臣 等，2013）,迷坝岩体的角闪石和黑云母的40Ar_39Ar年龄为239 ～229 Ma（张彦等，2002）， 温泉岩体锆石U_Pb年龄为(223±7) Ma（张宏飞等，2005），碌础坝复式岩体的锆石U_Pb年 龄为218～209 Ma和235 Ma（杨阳等，2016）。厂坝、黄渚关岩体和区域上的花岗岩岩浆的 侵 入时间与南秦岭的变质变形（Bonin, 1999）、勉_略构造带洋盆的闭合时代(242～221 Ma)( 李曙光等，1996；Li et al., 1993)及大别_苏鲁超高压变质年龄(240～225 Ma)（郑永飞， 2 008）下限一致，华北与华南板块的碰撞主要发生在254～220 Ma （张国伟，2001；Hacker et al., 1998）, 碰撞峰期年龄可能为235～238 Ma 左右（Zheng et al., 2009）。
因此，南秦岭黄渚关及厂坝岩体的形成过程概括为：随着勉_略构造带洋盆闭合，岩石圈构 造应力性质在220 Ma时从挤压向伸展构造体制转变，岩石圈发生拆沉作用，在地壳均衡作用 下岩石圈地幔快速隆升，地幔软流圈物质上涌减压熔融形成基性岩浆并底侵于下地壳，诱发 下地壳物质部分熔融；当岩浆沿构造薄弱带上升过程中，下部基性岩浆在浮力驱动下进入酸 性岩浆房，幔源岩浆与寄主岩浆的成份和温度相差较大，为了达到平衡，必然发生成份和能 量的交换，即岩浆混合，不完全的岩浆混合导致寄主岩体中发育暗色微粒包体。这种混合后 的岩浆在晚期进一步发生结晶分异，形成少量高度演化的偏碱性花岗岩体（厂坝岩体），标 志着碰撞造山作用将要结束，并转入新的板内演化阶段。
6结论
（1） 锆石U_Pb年龄测试结果显示，黄渚关花岗闪长岩_二长花岗岩岩体的形成年龄为（229 .2±1.0） Ma～（215.8±0.8） Ma，厂坝二长花岗岩的年龄为（218.3±1.2） Ma～ （209.4±0.8） Ma，并且2个岩体具有边缘相比中心相结晶年龄较老的特点。（2） 黄渚关岩体的花岗闪长岩_二长花岗岩复式岩体εHf(t)变化于-14.0 3～-3.13，TDM2=1667～2649 Ma ；厂坝二长花岗岩的εHf(t) 变化于-14.15～-5.17，TDM2=1854～2697 Ma, 显示2个岩体起源于拆沉的古元 古界下地壳，并混有一定的幔源组分。
志谢本文在完成过程中得到了中国地质科学院矿产资源研究所段超博士、向君 峰博士和 中国地质大学（北京）刘鹏博士的帮助；室内分析得到了侯可军副研究员、郭春丽研究员的 指导，在此一并表示感谢！
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