王日香 李小偉,** 管琪 孫雨沁 李睿哲 謝沛伶 吳斌斌 夏文月

1. 地質過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室，中國地質大學地球科學與資源學院，北京 1000832. 自然資源部金礦成礦過程與資源利用重點實驗室, 山東省金屬礦產(chǎn)成礦地質過程與資源利用重點實驗室, 山東省地質科學研究院, 濟南2500133. 河北地質大學地球科學學院，河北省戰(zhàn)略性關鍵礦產(chǎn)資源重點實驗室，石家莊 050031

花崗巖作為地球大陸地殼的主要組成部分，記錄了地殼生長和演化的重要信息(Hawkesworth and Kemp, 2006；Kempetal., 2007；Moyenetal., 2017)。因此，花崗巖源區(qū)性質以及對其巖漿演化過程的研究，可以為地殼生長、物質再循環(huán)和巖漿分異提供重要的約束(Clemensetal., 2011；Clemens and Stevens，2012；Bailieetal., 2020)。普遍認為，花崗巖類地球化學特征的多樣性受控于多種因素，如源區(qū)組成的不同，熔融條件和過程的差異，同化混染及分離結晶作用(Patio Douce, 1999；Clemens and Stevens, 2012)，不同批次地殼或地幔來源熔體的混合(Kempetal., 2007；Peruginietal., 2008；Applebyetal., 2010； Wangetal., 2013a)等。其中，不同的源區(qū)組成包含變泥質巖、變云母片巖、變硬砂巖、榴輝巖和變玄武巖(變輝長巖、角閃巖)、變英云閃長巖、變安山巖、變英安巖等 (Sissonetal., 2005；Gaoetal., 2016；Zhuetal., 2019a)；熔融條件的差異包括不同的溫度、壓力和水含量(Clemens, 2003, 2018；Clemens and Stevens, 2012)等；而花崗巖熔融過程的差異則包括平衡熔融與非平衡熔融過程(Tangetal., 2014；Wangetal., 2018；Zhuetal., 2019b)。 源區(qū)轉熔礦物的選擇性帶入(peritectic assemblage entrainment，PAE，Stevensetal., 2007)被認為是影響花崗巖成分變化的重要控制因素(Stevensetal., 2007；Clemensetal., 2011；Huetal., 2019；Bailieetal., 2020；Zhuetal., 2020, 2021；王洛娟等，2021)，如國外對南非埃迪卡拉紀中期至早寒武世開普花崗巖套的研究(Cape Granite Suite，CGS；Stevensetal., 2007；Clemensetal., 2011；Clemens and Stevens, 2012)、國內對揚子板塊西部中元古代晚期過鋁質花崗巖(Zhuetal., 2020)和新元古代高鎂鐵質I型花崗巖(Zhuetal., 2021)的研究等。這些研究認為，PAE模型是造成花崗巖高的鎂鐵指數(shù)(摩爾 Fe+Mg)以及Ti、Ca、Zr、Th、Hf等元素含量變化的重要影響因素。

南秦嶺構造帶中段發(fā)育有大規(guī)模的早中生代花崗質巖體群，包括光頭山巖體群、寧陜巖體群和五龍巖體群等(圖1)，它們是探究花崗巖源區(qū)組成和PAE模型影響酸性侵入巖成分變化的良好對象。前人對寧陜巖體的巖石成因進行了很多研究(張宏飛等，1997；駱金誠等，2010；Dengetal., 2016；Luetal., 2016, 2017)，但仍存在不同的認識，歸納起來，主要有：(1)寧陜巖體是碰撞背景下南秦嶺構造帶的深部地殼物質部分熔融的產(chǎn)物(張宏飛等，1997)；(2)寧陜巖體早期巖漿(222～216Ma)由元古代變玄武巖部分熔融的巖漿與虧損地幔巖漿混合形成，而晚期巖漿(～210Ma)形成于沉積巖源區(qū)的部分熔融，該巖體形成于同碰撞至后碰撞的過渡階段(Yangetal., 2012)；(3)寧陜巖體中胭脂壩花崗巖是由具有揚子板塊屬性的新元古代地殼物質重熔形成的(韋龍猛等，2016；方博文等，2017)。可以看出，目前對影響寧陜巖體巖漿成分變化的主控因素和成因機制尚未有定論。如前文所述，除源區(qū)物質組成的影響外，PAE模型是否影響巖漿成分的變化尚需評估。

圖1 中國中部區(qū)域地質簡圖(a, 據(jù)Yang et al.，2012)和秦嶺造山帶構造單元、沉積層序和早中生代花崗巖類的分布(b, 據(jù)Dong et al., 2011修改)年齡數(shù)據(jù)據(jù)胡健民等，2004；張宗清等，2006；Yang et al., 2012；Deng et al., 2016；黃雄飛，2016；韋龍猛等，2016；方博文等，2017. WQ-西秦嶺；SG-松潘-甘孜地體；QD(QDM)-柴達木地體；QL-祁連山造山帶；NQ-北秦嶺；SQ-南秦嶺；YB-揚子板塊；NCB-華北陸塊；QT-羌塘地體；LT-拉薩地體Fig.1 Geological map of main blocks and orogenic belts in central China (a, after Yang et al., 2012) and geological sketch of tectonic units, sedimentary sequences and distribution of Early Mesozoic granitoids in the Qinling orogenic belt (b, modified after Dong et al., 2011)Age data according to Hu et al., 2004; Zhang et al., 2006; Yang et al., 2012; Deng et al., 2016; Huang, 2016; Wei et al., 2016; Fang et al., 2017. WQ-West Qinling; SG-Songpan-Garzê Terrane；QD (QDM)-Qaidam; QL-Qilian Terrane; NQ-North Qinling; SQ-South Qinling; YB-Yangtze Block; NCB-North China Block; QT-Qiangtang Terrane; LT-Lhasa Terrane

本文選擇寧陜花崗巖中代表性巖體為主要研究對象，對其開展了詳細的野外地質調查，通過鋯石U-Pb-Hf同位素和獨居石U-Pb同位素分析，以及全巖主、微量元素和Sr-Nd同位素地球化學分析，對其侵位時代、源區(qū)組成、巖漿演化過程如何影響巖漿成分變化進行了較為深入的探討，以期查明上述巖體的起源與演化過程，進一步豐富酸性侵入巖的成因機制。

1 地質背景

秦嶺造山帶夾持于太平洋構造域、特提斯構造域和古亞洲洋構造域三者之間，呈近東西向展布。其西側與祁連-昆侖造山帶相鄰，北側以靈寶-魯山-舞陽斷裂帶為界與華北地塊相鄰，南側以勉略-巴山-襄樊斷裂帶為邊界與揚子板塊相接壤，東接大別-蘇魯超高壓變質帶(Dongetal., 2011)。秦嶺造山帶及其鄰區(qū)由北到南可劃分為：華北板塊、北秦嶺構造帶、商南-丹鳳縫合帶、南秦嶺構造帶、勉縣-略陽縫合帶和揚子板塊(圖1a；張國偉等，1995)六個構造單元。秦嶺造山帶主要經(jīng)歷了新元古代至早中生代的多期構造-巖漿熱事件, 奠定了現(xiàn)今該造山帶的主體構造格架(張成立等，2008)。

秦嶺造山帶大規(guī)模產(chǎn)出的酸性侵入巖具有多期次、多旋回的特點(王曉霞等，2011；Wangetal., 2013a)，它們的巖漿作用時代主要集中在：新元古代(980～710Ma)、古生代(510～400Ma)、早中生代(250～185Ma)和晚中生代(160～100Ma)(Wangetal., 2013b)。早中生代花崗巖類以巖體群的形式發(fā)育于南秦嶺構造帶內(圖1b)，其中包括光頭山巖體群、寧陜巖體群和五龍巖體群等。

本文研究區(qū)位于南秦嶺構造帶南部的勉縣-略陽縫合帶北部，該縫合帶是由勉略洋盆于古生代至中生代演化而成(Mattaueretal., 1985；eng?r, 1985；Kr?neretal., 1993; Meng and Zhang, 1999, 2000；張國偉等，2001)。具體而言，其形成包括2個階段：古生代中期，勉略洋盆逐漸打開，并演化出獨立的秦嶺微地塊；古生代晚期開始，勉略古洋盆持續(xù)向北俯沖，至早中生代時期秦嶺微地塊與南部揚子板塊發(fā)生碰撞而形成勉縣-略陽縫合帶。區(qū)內發(fā)育太古宇佛坪雜巖與陡嶺雜巖等結晶基底，沉積蓋層主要為震旦紀-早古生代巨厚的被動陸緣沉積體系和晚古生代至中三疊紀秦嶺微板塊內陸表海沉積體系(圖1b；張國偉等，2001；Dongetal., 2015)。研究區(qū)內出露有大面積的酸性侵入巖類組合，它們侵位于新元古代到古生代地層中，沿勉略縫合帶北側展布，共同構成了一條東西向的印支期花崗巖帶，該花崗巖帶被認為是揚子板塊北部與秦嶺造山帶碰撞的產(chǎn)物(Sunetal., 2002)。

2 巖相學特征

寧陜花崗巖位于南秦嶺構造帶的蜂腰部位，總體呈東西向展布的不規(guī)則橢圓形，出露面積約為1160km2(圖1b)，該巖體侵入至寒武紀-泥盆紀沉積蓋層中。寧陜花崗巖主要由胭脂壩、懶板凳和老城巖體組成，其中胭脂壩巖體位于寧陜花崗巖的東南部，北部為懶板凳巖體，西部為老城巖體(圖2)。

圖2 西秦嶺寧陜巖體群地質簡圖(據(jù)Yang et al., 2012；韋龍猛等，2016)Fig.2 Geological map of Ningshan rock group in West Qinling (after Yang et al., 2012；Wei et al., 2016)

胭脂壩巖體(～530km2)的主體巖性為中粗粒花崗閃長巖，主要礦物組成為石英(25%～30%)、斜長石(40%～45%)和鉀長石(20%～25%)；次要礦物為黑云母(～5%)、白云母 (～1%)和角閃石(1%～5%)；副礦物為獨居石、鋯石、磷灰石及其他不透明礦物等。石英呈他形粒狀，部分顆?？梢姴钕猓恍遍L石呈自形-半自形板狀，發(fā)育韻律環(huán)帶；微斜長石發(fā)育格子雙晶；黑云母呈自形片狀，發(fā)育一組極完全解理，局部發(fā)生蝕變(圖3a-c)。

圖3 寧陜巖體花崗巖正交偏光顯微鏡下照片(a-c)胭脂壩花崗閃長巖中具有環(huán)帶結構的斜長石斑晶、具有格子雙晶的微斜長石；(d)懶板凳二長花崗巖中具有格子雙晶的微斜長石；(e、f)老城二長花崗巖中具有卡斯巴雙晶的鉀長石. Pl-斜長石；Kfs-鉀長石；Mc-微斜長石；Amp-角閃石；Bt-黑云母；Ms-白云母；Qtz-石英Fig.3 Microphotographs under CPL showing the mineral assemblages of the granite in the Ningshan granitoids(a-c) plagioclase phenocrysts with zoning texture and microcline with cross-hatch twinning from Yanzhiba granodiorite; (d) microcline with cross-hatch twinning from Langbandeng monzogranite; (e, f) K-feldspar with Carlsbad twinnings from Laocheng monzogranite. Pl-plagioclase; Kfs-K-feldspar; Mc-microcline; Amp-amphibole; Bt-biotite; Ms-muscovite; Qtz-quartz

懶板凳巖體(～80km2)主體巖性為含二云母二長花崗巖，主要礦物組成包括石英(25%～30%)、斜長石(25%～30%)和鉀長石(30%～40%)；次要礦物有黑云母(1%～5%)和白云母(1%～2%)；副礦物見獨居石、鋯石等(圖3d)。

老城巖體(～550km2)主要由石英閃長巖、花崗閃長巖和二長花崗巖組成，其中二長花崗巖主要由石英(22%～25%)、斜長石(30%～35%)和鉀長石(25%～35%)組成，鉀長石發(fā)育卡斯巴雙晶；次要礦物為黑云母(～5%)和角閃石(～2%)；副礦物與上述兩個巖體類似(圖3e, f)。

3 樣品及測試方法

本次研究共選取23件樣品(胭脂壩巖體10件、懶板凳巖體9件、老城巖體4件)進行了全巖主微量元素分析，并對其中的6件樣品進行了全巖Sr-Nd同位素分析。此外，對3件花崗巖類樣品(NS18-8、NS18-16和NS18-29)進行了鋯石U-Pb及Lu-Hf同位素分析，并對7件花崗巖類樣品(NS18-2、NS18-7、NS18-8、NS18-12、NS18-16、NS18-27和NS18-29)進行了獨居石U-Pb同位素測定。

巖石樣品中鋯石與獨居石顆粒分選采用了常規(guī)的重選法和磁選法，在雙目顯微鏡下手工挑選無色透明、沒有裂隙、不含包體的鋯石、獨居石顆粒并使用環(huán)氧樹脂制靶，拋光后拍攝陰極發(fā)光(CL)圖像及透射光與反射光圖像，用以觀察鋯石顆粒的外部和內部結構。鋯石顆粒與獨居石顆粒的分選在河北省廊坊市誠信地質服務有限公司完成，在北京中科礦研檢測技術有限公司完成鋯石與獨居石的制靶和陰極發(fā)光(CL)顯微照相，在中國地質大學(北京)顯微礦物實驗室完成了獨居石的透、反射光照相。

3.1 鋯石U-Pb-Hf同位素分析

樣品的鋯石U-Pb同位素分析由桂林理工大學廣西隱伏金屬礦產(chǎn)勘查重點實驗室完成，分析所用儀器為New Wave Research 研發(fā)的213nm的激光剝蝕系統(tǒng)，聯(lián)用Agilent 7500s型ICP-MS。激光束斑直徑為32μm，激光頻率為5Hz，以He為載氣。Plesovice 鋯石(337Ma)為年齡外標，鋯石樣品中的微量元素含量利用SRM610作為外標、Si做內標，使用單內標多外標法進行校正，分析流程和具體參數(shù)設置可參見Liuetal.(2010)。測試過程中每8個測試樣品前后，均需測定2個鋯石標樣Plesovice，并在每30個樣品中間插入3個GJ-1標準樣品點，以監(jiān)控儀器狀態(tài)，以保證測試的精確度。數(shù)據(jù)處理采用ICPMSDataCal程序(Liuetal., 2010)完成，鋯石U-Pb諧和圖的繪制及加權平均年齡的計算采用Isoplot3.0程序完成。

樣品NS18-8、NS18-16、NS18-29原位微區(qū)鋯石Lu-Hf同位素測試在山東省地質科學研究院利用激光剝蝕多接收杯電感耦合等離子體質譜(LA-MC-ICP-MS)完成。激光剝蝕系統(tǒng)為193nm準分子激光Coherent GeoLas Pro，MC-ICP-MS為Thermo Fisher Neptune Plus。前人的研究表明，激光剝蝕過程中采用氦氣作為載氣，比起氬氣可以將信號靈敏度提高2倍(Huetal., 2008a)；同時，少量氮氣的引入還可進一步提升大部分元素的靈敏度(Huetal., 2008b)。為了提高Hf同位素的分析靈敏度，本實驗采用氦氣作為載氣，并引入了適量的氮氣(8ml/min)，同時使用了Neptune Plus配備的高靈敏度Jet采樣錐和X截取錐組合。另外，激光剝蝕系統(tǒng)配置了一個信號平滑裝置，確保即使在激光脈沖頻率低達1Hz的情況下，也能獲得光滑的分析信號(Huetal., 2012a)。分析測試采用單點剝蝕模式，激光的輸出能量密度為5～8J/cm2，束斑直徑為44μm，激光頻率為6～8Hz。詳細的儀器操作條件和分析方法可參照Huetal. (2012b)。

采用LA-MC-ICP-MS準確測試鋯石Hf同位素的難點在于扣除176Yb和176Lu對176Hf的同量異位素的干擾。在本次實驗中，筆者實時獲取了鋯石樣品自身的βYb用于干擾校正。179Hf/177Hf=0.7325和173Yb/171Yb=1.132685 (Fisheretal., 2014)被用于計算Hf和Yb的質量分餾系數(shù)βHf和βYb。179Hf/177Hf 和173Yb/171Yb的比值被用于計算Hf (βHf)和Yb (βYb)的質量偏差。使用176Yb/173Yb=0.79639(Fisheretal., 2014)來扣除176Yb對176Hf的同量異位干擾；176Lu/175Lu=0.02656(Blichert-Toftetal., 1997)被用來扣除干擾程度相對較小的176Lu對176Hf的同量異位干擾。由于Yb和Lu具有相似的物理化學屬性，因此在本實驗中采用Yb的質量分餾系數(shù)βYb來校正Lu的質量分餾行為。鋯石91500作為外標用來校正儀器的時間漂移。利用軟件ICPMSDataCal (Liuetal., 2010)完成分析數(shù)據(jù)(包括對樣品和空白信號的選擇、同位素質量分餾校正參數(shù)的選擇)的離線處理。

3.2 獨居石U-Pb年代學分析

獨居石微區(qū)原位U-Pb同位素分析在中國地質調查局天津地質礦產(chǎn)研究所同位素實驗室完成，所用儀器為激光剝蝕多接收等離子體質譜儀(LA-MC-ICP-MS)。采用的激光剝蝕系統(tǒng)為美國ESI公司生產(chǎn)的NEW WAVE 193nm FX ArF準分子激光器。激光剝蝕的束斑直徑為20μm，能量密度為10～11J/cm2，頻率為5Hz，所用載氣為氦氣。測試過程中每5個測試樣品前后均需測定2個獨居石標準樣品。處理數(shù)據(jù)時，用獨居石標樣44069來校正U-Pb同位素分餾。由TIMS給出的獨居石標準樣品44069的206Pb/238U年齡為424.9±0.4Ma(萬渝生等，2004)。根據(jù)不同時間和不同的儀器狀態(tài)下用LA-MC-ICP-MS所測得的該獨居石標樣的206Pb/238U年齡加權平均值與用TIMS所測得的206Pb/238U年齡值的差距來計算U-Pb同位素分餾系數(shù)，其計算公式為：K=t1/t2。式中：K為用 LA-MC-ICP-MS測定時的U-Pb同位素分餾系數(shù)，t1為由LA-MC-ICP-MS所測得的該獨居石標樣的206Pb/238U 年齡加權平均值；t2為用TIMS所測得的該獨居石標樣的206Pb/238U年齡值。研究對象樣品的206Pb/238U年齡計算公式為：T=t1/K。式中：T為研究對象樣品的206Pb/238U年齡值；t1為用LA-MC-ICP-MS測得的該研究對象樣品的206Pb/238U年齡加權平均值；K為用LA-MC-ICP-MS測定時的U-Pb同位素分餾系數(shù)。本文報道的獨居石樣品采用207Pb校正法和等時線法對普通鉛進行校正(Andersen，2002)。

3.3 全巖元素地球化學分析

本研究共選取了23件新鮮樣品用于全巖元素地球化學分析。全巖主量元素分析在中國地質大學(北京)科學研究院實驗中心完成，分析儀器為島津X射線熒光光譜儀(XRF-1800)，具體分析步驟參考Liuetal. (2021)。在本次分析中，每10件樣品間穿插了一件平衡樣，用以監(jiān)測數(shù)據(jù)質量，分析精度優(yōu)于±5%。

全巖微量元素含量分析由武漢上譜分析科技有限責任公司完成，分析儀器為Agilent 7700e ICP-MS，具體分析流程參考Liuetal. (2021)和劉穎等(1996)，分析精度優(yōu)于±5%。用于校準測量樣品元素濃度的標準樣品為AGV-2，BHVO-2，BCR-2和RGM-2。

3.4 全巖Sr-Nd同位素分析

選擇具有代表性的6件樣品進行了Sr和Nd同位素組成分析。Rb-Sr和Sm-Nd同位素的化學分離及同位素測試在武漢上譜分析科技有限責任公司完成，采用的儀器為美國Thermo Fisher Scientific 公司的MC-ICP-MS(Neptune Plus)，所有分析樣品的86Sr/88Sr和146Nd/144Nd比值分別采用86Sr/88Sr=0.1194和146Nd/144Nd=0.7219進行質量分餾校正。分別使用USGS標準樣品NBS987和GSB校正所測樣品的Sr和Nd同位素比值。本次測得的NBS98787Sr/86Sr比值為0.710241±0.000012(2σ, N=4)，GSB146Nd/144Nd比值為0.512441±0.000007(2σ, N=6)，與先前發(fā)表的數(shù)據(jù)(87Sr/86Sr=0.710241±0.000012和143Nd/144Nd=0.512439±0.000007)，在誤差范圍內一致(Thirlwall, 1991；Lietal., 2017)。

此外，本次分析的標準物質BCR-2(玄武巖)和RGM-2(流紋巖)87Sr/86Sr比值分別為0.705002±0.000008(2σ, N=1)和0.704144±0.000008(2σ, N=1)，143Nd/144Nd比值分別為0.512640±0.000007(2σ，N=1)和0.512806±0.000007(2σ，N=1)，與之前發(fā)布的數(shù)值(BCR-2:87Sr/86Sr=0.705026±0.000020,143Nd/144Nd=0.512638±0.000015；RGM-2:87Sr/86Sr=0.704184±0.000020,143Nd/144Nd=0.512803±0.000015；Weisetal., 2006；Lietal., 2012)在誤差范圍內一致。詳細的分析步驟參考Yangetal. (2019)。

4 數(shù)據(jù)分析結果

4.1 鋯石U-Pb-Hf同位素分析

本研究選擇了3件寧陜花崗巖鋯石樣品進行U-Pb-Hf同位素分析，樣品分別為NS18-8(胭脂壩巖體)、NS18-16(懶板凳巖體)和NS18-29(老城巖體)。鋯石U-Pb同位素數(shù)據(jù)結果見表1。3件花崗巖樣品中的鋯石具有相似的結構和形態(tài)特征，均表現(xiàn)為自形到半自形，粒度在100～300μm之間，長/寬比在1:1.5～1:3之間。在CL圖像中，這些鋯石顆粒均具有明顯的震蕩環(huán)帶以及扇形環(huán)帶，且多數(shù)鋯石顆粒無繼承核(圖4a)，屬于典型的巖漿成因鋯石。

胭脂壩巖體中鋯石(NS18-8)的Th含量在182×10-6～620×10-6之間，U的含量變化范圍較大(351×10-6～2944×10-6)，Th/U比值在0.10～0.58之間(表1)。共獲得30個測點數(shù)據(jù)，除其中2個測點諧和度較低，8顆鋯石具有較老的206Pb/238U年齡(207～234Ma)外，其余20個測點的206Pb/238U年齡較為集中，獲得加權平均年齡為197.2±1.3Ma(N=20，MSWD=0.085)(圖5a)。懶板凳巖體中鋯石(NS18-16)具有較高的Th(1581×10-6～5101×10-6)和U(3211×10-6～7388×10-6)含量，Th/U比值在0.40～1.20之間(表1)。共獲得30個測點數(shù)據(jù)，除去諧和度較低的6個測點，及具有較老的206Pb/238U年齡(230～235Ma)的5個測點外，其余19個測點的206Pb/238U年齡較為集中，加權平均年齡為221.6±1.5Ma(N=19，MSWD=0.82)(圖5b)。老城巖體中鋯石(NS18-29)的Th(136×10-6～5097×10-6)和U(863×10-6～9360×10-6)含量較高且變化范圍較大，對應的Th/U比值為0.09～0.65(表1)。共獲得30個測點數(shù)據(jù)，除其中1個測點的諧和度較低外，其余29個測點的206Pb/238U年齡較為集中，加權平均年齡為209.3±2.3Ma(N=29，MSWD=1.9)(圖5c)。上述鋯石206Pb/238U加權平均年齡與對采自胭脂壩(NS18-8)、懶板凳(NS18-16)和老城巖體(NS18-29)的3件鋯石樣品進行了Hf同位素分析，根據(jù)鋯石結晶年齡分別計算了初始176Hf/177Hf比值、εHf(t)值和Hf模式年齡，分析結果見表2。3件樣品中鋯石的176Yb/177Hf比值分別在0.020472～0.044924、0.038339～0.110436和0.029547～0.066995之間，176Lu/177Hf比值分別在0.000832～0.001901、0.001502～0.004371和0.001197～0.002653之間，εHf(t)值分別在-5.0～+0.8、-7.1～-3.5和-5.1～+1.2之間(圖6)。3件鋯石樣品均具有較老的Hf同位素二階段模式年齡(tDM2=1384～1061Ma，N=19；tDM2=1514～1316Ma，N=13；tDM2=1386～1055Ma，N=13)。

表1 寧陜花崗巖鋯石U-Th-Pb定年數(shù)據(jù)

續(xù)表1

表2 寧陜花崗巖鋯石Hf同位素數(shù)據(jù)

表3 寧陜花崗巖獨居石U-Th-Pb定年數(shù)據(jù)

續(xù)表3Continued Table 3測點號元素含量(×10-6)PbThUTh/U同位素比值年齡(Ma)207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ.172562 183856 14961 12.6 0.04862 0.00057 0.20337 0.00271 0.03034 0.00029 188.0 2.5 192.7 1.9 .181873 124038 15709 8.10 0.04919 0.00058 0.20244 0.00269 0.02985 0.00029 187.2 2.5 189.6 1.8 .191657 118255 11631 10.40.04978 0.00127 0.20591 0.00539 0.03000 0.00031 190.1 5.0 190.6 1.9 .201904 128755 14718 8.97 0.04914 0.00058 0.20318 0.00269 0.02998 0.00029 187.8 2.5 190.5 1.8 .212225 160077 14547 11.3 0.04911 0.00066 0.20047 0.00296 0.02960 0.00029 185.5 2.7 188.1 1.8 .222313 162422 15767 10.60.04911 0.00063 0.20417 0.00291 0.03015 0.00030 188.7 2.7 191.5 1.9 .232735 198402 16976 12.0 0.04941 0.00059 0.20627 0.00276 0.03028 0.00030 190.4 2.5 192.3 1.9 .242569 191600 12576 15.6 0.04916 0.00064 0.20562 0.00300 0.03034 0.00030 189.9 2.8 192.7 1.9 .252705 189636 16522 11.8 0.04947 0.00060 0.20603 0.00281 0.03020 0.00030 190.2 2.6 191.8 1.9 NS.18.8.011197 94877 3551 27.4 0.04925 0.00087 0.20007 0.00378 0.02946 0.00029 185.2 3.5 187.2 1.8 .021167 91502 3345 28.1 0.04730 0.00095 0.19248 0.00410 0.02952 0.00029 178.7 3.8 187.5 1.9 .031238 96941 4716 21.1 0.05028 0.00084 0.20314 0.00370 0.02930 0.00029 187.8 3.4 186.2 1.8 .041131 87087 3602 24.8 0.05012 0.00102 0.20305 0.00443 0.02938 0.00029 187.7 4.1 186.7 1.9 .051038 79830 3483 23.5 0.05012 0.00139 0.19968 0.00568 0.02890 0.00029 184.9 5.3 183.6 1.8 .06966.8 73431 3672 20.5 0.04964 0.00093 0.20332 0.00407 0.02971 0.00030 187.9 3.8 188.7 1.9 .071439 114268 4467 26.2 0.05013 0.00088 0.20435 0.00390 0.02956 0.00029 188.8 3.6 187.8 1.9 .081575 124206 4036 31.6 0.05053 0.00106 0.20597 0.00456 0.02956 0.00029 190.2 4.2 187.8 1.9 .091259 100406 3355 30.7 0.04884 0.00114 0.19996 0.00486 0.02969 0.00029 185.1 4.5 188.6 1.8 .101560 126684 3465 37.5 0.05042 0.00112 0.20126 0.00468 0.02895 0.00028 186.2 4.3 184.0 1.8 .111404 112168 3990 28.8 0.04893 0.00078 0.19651 0.00340 0.02913 0.00028 182.2 3.2 185.1 1.8 .121624 129735 4345 30.6 0.05063 0.00094 0.20305 0.00400 0.02909 0.00028 187.7 3.7 184.8 1.8 .131133 90948 3260 28.6 0.05017 0.00087 0.20254 0.00378 0.02928 0.00029 187.3 3.5 186.0 1.8 .141114 88398 2889 31.4 0.04994 0.00095 0.20701 0.00422 0.03006 0.00030 191.0 3.9 190.9 1.9 .151235 96741 3192 31.1 0.04802 0.00097 0.20157 0.00424 0.03045 0.00030 186.5 3.9 193.3 1.9 .161310 101786 4362 23.9 0.04947 0.00073 0.20332 0.00330 0.02981 0.00029 187.9 3.1 189.4 1.9 .171072 83777 3350 25.7 0.05035 0.00082 0.20559 0.00362 0.02961 0.00029 189.8 3.3 188.1 1.9 .181281 99632 4374 23.4 0.05011 0.00081 0.19998 0.00347 0.02894 0.00028 185.1 3.2 183.9 1.8 .191214 98541 3670 27.5 0.05003 0.00081 0.19840 0.00343 0.02876 0.00028 183.8 3.2 182.8 1.8 .201085 84271 3587 24.1 0.04770 0.00080 0.19820 0.00356 0.03014 0.00030 183.6 3.3 191.4 1.9 .211314 104395 3237 33.1 0.04978 0.00128 0.20190 0.00549 0.02942 0.00030 186.7 5.1 186.9 1.9 .221070 83473 3320 25.8 0.04900 0.00107 0.20153 0.00461 0.02983 0.00030 186.4 4.3 189.5 1.9 .231096 84447 4180 20.7 0.04912 0.00082 0.20299 0.00368 0.02997 0.00029 187.7 3.4 190.4 1.9 .241403 113410 3480 33.4 0.04970 0.00109 0.20492 0.00469 0.02990 0.00030 189.3 4.3 190.0 1.9 .251602 129740 3847 34.6 0.04847 0.00115 0.19915 0.00495 0.02980 0.00030 184.4 4.6 189.3 1.9 NS.18.12.012175 173641 3997 44.6 0.04951 0.00119 0.20754 0.00514 0.03040 0.00030 191.5 4.7 193.1 1.9 .021817 148471 4114 37.0 0.04887 0.00100 0.20429 0.00441 0.03032 0.00030 188.8 4.1 192.5 1.9 .032933 233059 7979 30.0 0.05081 0.00064 0.20867 0.00290 0.02978 0.00029 192.4 2.7 189.2 1.8 .042533 201477 5154 40.1 0.04999 0.00071 0.20487 0.00319 0.02972 0.00029 189.2 2.9 188.8 1.8 .054125 337276 8849 39.1 0.05255 0.00065 0.21710 0.00303 0.02996 0.00029 199.5 2.8 190.3 1.8 .062300 178949 6268 29.3 0.05037 0.00083 0.21296 0.00374 0.03066 0.00030 196.0 3.4 194.7 1.9 .071855 143486 5519 26.7 0.04953 0.00082 0.20927 0.00372 0.03064 0.00030 192.9 3.4 194.6 1.9

圖4 寧陜巖體鋯石陰極發(fā)光(CL)圖像(a)及獨居石反射光圖像(b)Fig.4 Zircon cathodoluminescence (CL) images (a) and monazite reflected light images (b) for the Ningshan granitoids

圖5 寧陜花崗巖鋯石(a-c)與獨居石(d-j)的U-Pb諧和圖Fig.5 Zircon (a-c) and monazite (d-j) U-Pb concordant diagrams of the Ningshan granitoids

圖6 南秦嶺寧陜花崗巖中鋯石εHf(t)值與鋯石U-Pb年齡關系圖(據(jù)Liu et al., 2021)Fig.6 Zircon εHf (t) values versus U-Pb age diagram for the Ningshan granitoids in South Qinling (after Liu et al., 2021)

4.2 獨居石U-Pb同位素分析

本研究對胭脂壩(NS18-2、NS18-7、NS18-8、NS18-12和NS18-27)、懶板凳(NS18-16)和老城巖體(NS18-29)的7件獨居石樣品進行了LA-MC-ICP-MS U-Pb同位素分析，分析結果見表3。測試的獨居石顆粒自形程度較好，粒徑在50～100μm之間(圖4b)。

圖7 寧陜花崗巖的巖石分類和系列圖解(a)A/NK-A/CNK圖解(據(jù)Maniar and Piccoli, 1989)；(b)K2O-SiO2圖解(據(jù)Rickwood, 1989)Fig.7 Rock classification and series diagrams of the Ningshan granitoids(a) A/NK vs. A/CNK diagram (after Maniar and Piccoli,1989)；(b) K2O vs. SiO2 diagram (after Peccerillo, 1989)

采集自胭脂壩巖體的5件樣品NS18-2、NS18-7、NS18-8、NS18-12和NS18-27，加權平均年齡分別為191.8±1.4Ma(N=25，MSWD=3.0)、192.9±0.9Ma(N=25，MSWD=1.3)、187.0±1.0Ma(N=25，MSWD=1.7)、191.6±1.0Ma(N=24，MSWD=1.5)和182.4±1.4Ma(N=25，MSWD=2.5)(圖5d-g, i)；分析的獨居石顆粒具有較高含量的Th和U，對應的Th/U比值分別為0.29～41.54、6.45～15.24、20.00～36.57、21.69～47.40和14.32～36.42。懶板凳巖體獨居石樣品(NS18-16)的Th和U含量分別在85276×10-6～300341×10-6和3718×10-6～9382×10-6之間，Th/U比值為16.66～37.39，獲得的加權平均年齡為185.5±1.5Ma(N=25，MSWD=3.5)(圖5h)。老城巖體獨居石樣品(NS18-29)的Th和U含量分別為123230×10-6～206899×10-6和4715×10-6～9372×10-6，Th/U比值范圍在18.01～34.79之間，加權平均年齡為185.0±1.0Ma(N=25，MSWD=1.9)(圖5j)。

4.3 全巖主量和微量元素地球化學特征

本文測試了10件胭脂壩、9件懶板凳和4件老城巖體樣品的全巖元素地球化學組成，結果見表4。

寧陜花崗巖樣品整體具有富硅(SiO2=68.46%～75.36%)、富鋁(Al2O3=13.96%～16.55%)、高鉀(K2O=3.00%～4.69%)和低Mg#(31～51)的特征，Na2O含量為2.56%～3.76%，CaO含量為1.13%～3.00%。相比之下，前人研究中老城巖體樣品的SiO2含量變化范圍較大，同時包含中性巖和酸性巖樣品；此外，前人的老城巖體樣品數(shù)據(jù)表現(xiàn)出更高的CaO和MgO含量(Yangetal., 2012；方博文等, 2017)。在A/CNK-A/NK圖解上，寧陜花崗巖樣品均落于過鋁質系列范圍內(A/CNK=1.10～1.35)(圖7a)；從 SiO2-K2O巖石系列劃分圖(圖7b)上看，大部分樣品落入高鉀鈣堿性系列中。在哈克圖解中(圖8)，隨著SiO2含量的增加，TiO2、Al2O3、P2O5、MgO和CaO含量降低，Nb/Ta、Dy/Yb比值降低，而Rb/Sr比值增加。

在球粒隕石標準化稀土元素配分圖(圖9a，c，e)中，寧陜花崗巖樣品輕、重稀土分異明顯，具有富集輕稀土元素，虧損重稀土元素的特征，(La/Yb)N為2.48～31.63。胭脂壩與懶板凳巖體花崗巖的稀土元素總含量(∑REE)分別為138×10-6～228×10-6和102×10-6～195×10-6， 均具有明顯Eu負異常，Eu/Eu*分別為0.41～0.60和0.23～0.67；老城巖體花崗巖的稀土元素總含量(∑REE)較低(134×10-6～145×10-6)，無明顯Eu異常。在原始地幔標準化微量元素蜘蛛圖(圖9b，d，f)中，所有寧陜花崗巖樣品均表現(xiàn)出富集Rb、Ba、Th、K、Pb和Sr等元素，而虧損Ta、Nb、P和Ti等元素的特征。

表4 寧陜花崗巖元素地球化學組成(主量元素：wt%；微量元素：×10-6)

續(xù)表4

續(xù)表4

續(xù)表4

圖8 寧陜花崗巖SiO2與主量元素和微量元素比值圖解Fig.8 Diagrams of ratio of SiO2 against major and trace elements of the Ningshan granitoids

圖9 寧陜花崗巖球粒隕石標準化稀土元素配分圖(a、c、e)和原始地幔標準化微量元素蜘蛛圖(b、d、f)(標準化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)Fig.9 Chondrite-normalized REE patterns (a, c, e) and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (b, d, f) for the Ningshan granitoids (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

4.4 全巖Sr-Nd同位素地球化學特征

寧陜花崗巖的Sr-Nd同位素分析結果詳見表5。其中，胭脂壩(～197Ma)、懶板凳(～221Ma)和老城(～209Ma)三個巖體的鋯石206Pb/238U加權平均年齡分別用于計算各自的初始Sr-Nd同位素比值。

圖10 寧陜花崗巖的εNd(t)與年齡的關系圖解(據(jù)劉桂萍等，2021)Fig.10 Diagram of εNd(t) vs. age of the Ningshan granitoids (after Liu et al., 2021)

胭脂壩巖體樣品Sr、Nd含量分別在294.10×10-6～351.85×10-6、28.33×10-6～32.94×10-6之間，具有較為均一的初始Sr同位素比值(87Sr/86Sr(t)=0.705348～0.705483),εNd(t) 值為-4.5～-4.7(圖10)，二階段模式年齡范圍為1365～1343Ma。懶板凳巖體的樣品具有變化較大的Sr(111.81×10-6～408.16×10-6)和Nd(16.29×10-6～26.22×10-6)含量，初始87Sr/86Sr同位素比值在0.703337～0.705214之間，εNd(t)值(-1.8～-6.3)變化范圍較大(圖10)，二階段模式年齡為1511～1147Ma。老城巖體樣品的Sr(815.15×10-6)含量較高，Nd含量為22.13×10-6，初始87Sr/86Sr同位素比值與εNd(t)值分別為0.704873和-3.9(圖10)，二階段模式年齡為1309Ma。

5 討論

5.1 巖體形成時代及其地質意義

造山帶的形成記錄了板塊匯聚和造山過程的演化歷史(Zhangetal., 2015, 2017；王曉霞等，2015；Dengetal., 2017)。秦嶺造山帶作為我國中央造山帶的重要組成部分，自中生代以來經(jīng)歷了一系列重要的地質事件，包括大陸裂解-洋盆產(chǎn)生、大洋俯沖-大陸增生、大陸碰撞、板內構造演化等(張國偉等，2001；張成立等，2008；Dongetal., 2011；Dengetal., 2016)。這些地質事件的發(fā)生往往伴隨著廣泛而強烈的巖漿活動，使得秦嶺造山帶中發(fā)育大量的早中生代花崗巖(張成立等，2008；Dengetal., 2016)。

近幾十年來，前人對秦嶺造山帶的地球動力學背景和演化過程進行了大量研究，但對南秦嶺構造帶三疊紀巖漿活動的構造環(huán)境的認識仍然存在較大爭議，具體可以概括如下：(1)張成立等(2008)基于對早中生代花崗巖地球化學特征的研究，結合同時代煌斑巖和基性巖脈的雙峰式巖漿作用特點，認為秦嶺早中生代花崗巖(245～200Ma)屬于后碰撞階段的產(chǎn)物；(2)～211Ma古特斯洋盆閉合(Jiangetal., 2010)，揚子板塊北緣與南秦嶺構造帶于晚三疊世發(fā)生碰撞(Liuetal., 2005；劉少峰和張國偉，2008)；(3)252～234Ma期間南秦嶺構造帶中的勉略洋仍處于洋內俯沖階段(黃雄飛，2016；Dengetal., 2016；Huetal., 2019；Xingetal., 2020；Liuetal., 2021)，～230Ma開始碰撞造山(黃雄飛，2016)，同碰撞階段為228～215Ma，后碰撞階段為215～200Ma(Dongetal., 2011)。然而，秦嶺造山帶的變形變質事件表明勉略洋盆閉合時間應早于215Ma(黃雄飛，2016)。王曉霞等(2015)對秦嶺早中生代花崗巖開展了綜合研究，指出南秦嶺到北秦嶺不同地區(qū)花崗質巖石的年齡、巖石類型以及地球化學特征均沒有顯示出俯沖極性；楊朋濤等(2013)對南秦嶺何家莊花崗閃長巖(～248Ma)開展了詳細的研究，并提出勉略洋殼的俯沖在～248Ma之前就已啟動,并且南秦嶺地區(qū)在早三疊世仍處于洋殼俯沖動力學背景。

胭脂壩、懶板凳和老城巖體獨居石樣品的U-Pb年齡分別為194～181Ma、187～184Ma和～185Ma，均小于鋯石U-Pb年齡(圖11)。樣品NS18-16和NS18-29的鋯石與獨居石U-Pb年齡分別相差36Myr和24Myr。獨居石U-Pb體系的封閉溫度比鋯石低，因此獨居石可以記錄相對年輕的結晶年齡；此外，獨居石的U-Pb體系易受到后期熱事件的擾動，因此獨居石定年結果可能存在多解性(陳旭等，2009；吳黎光和李獻華，2020)。

本研究的鋯石及獨居石的年齡結果指示寧陜花崗巖為晚三疊世到早侏羅世巖漿作用的產(chǎn)物，結合前人研究的定年結果(Yangetal., 2011；韋龍猛等, 2016；方博文等, 2017)，本文將寧陜花崗質巖漿活動大體劃分為2個期次：早期為懶板凳巖體的二長花崗巖，形成時代約為223～220Ma；晚期為胭脂壩和老城巖體的石英閃長巖-花崗閃長巖，形成時代約為211～196Ma。與Dongetal.(2011)、黃雄飛(2016)、Dengetal.(2016)、Huetal.(2019)、Xingetal.(2020)和Liuetal.(2021)等研究者對南秦嶺早中生代花崗巖的年齡劃分結果相近，故而本研究認為寧陜花崗巖中較早期的花崗巖類(懶板凳巖體)是南秦嶺構造帶與揚子板塊碰撞階段的產(chǎn)物，而寧陜巖體較晚期的花崗巖類(胭脂壩巖體和老城巖體)形成于后碰撞階段。

5.2 巖漿過程與巖漿源區(qū)

花崗巖成分變化的控制因素主要包括源區(qū)組成、PAE和巖漿過程等(Zhengetal., 2008；Gaoetal., 2014)。具體而言，巖漿過程包括分離結晶作用、巖漿混合作用和地殼混染作用等。

胭脂壩與懶板凳巖體的樣品具有明顯的Eu負異常，且隨著Sr含量的減少Rb/Sr比值增加(圖12a)，這表明它們可能經(jīng)歷了斜長石的分離結晶作用(Yangetal., 2016)。此外，Eu/Eu*與Sr之間的正相關性，以及Rb/Ba與Rb/Sr的關系圖解進一步證明斜長石分離結晶作用的影響(圖12b, f，Huetal., 2017；Bailieetal., 2020)。對于角閃石，KD(Nb)/ KD(Ta)和KD(Dy)/ KD(Yb)值均超過1.0，且胭脂壩與懶板凳巖體的樣品中Nb/Ta與Dy/Yb比值隨著SiO2含量的增加而減少，暗示了角閃石的分離結晶(圖8f、g，Nash and Crecraft, 1985；Stepanov and Hermann, 2013；Huetal., 2019)。此外，La/Yb與La/Sm的關系圖解(圖12e)，進一步證明胭脂壩與懶板凳巖體在巖漿演化過程中存在角閃石的分離結晶(Chenetal., 2018)。黑云母的分離結晶會導致Nb/Ta比值的減少，以及Ti的虧損(Stepanovetal., 2014)，這與本文數(shù)據(jù)結果是一致的(圖8f、圖9b, d, f)；V與Sc在黑云母中具有較高的分配系數(shù)，Th的分配系數(shù)較低(Beaetal., 1994)，胭脂壩與懶板凳巖體的樣品中Sc/Th和V/Th與SiO2/Al2O3之間呈負相關關系(圖12c, d)，表明巖漿組分的變化與黑云母的分離結晶密切相關(Yangetal., 2016)。

圖12 寧陜花崗巖熔體分離結晶與初始熔體的源區(qū)特征辨別圖(a)Rb/Sr-Sr(×10-6)圖解(據(jù)Yang et al., 2016)；(b)Eu/Eu*-Sr(×10-6)圖解；(c)Sc/Th-SiO2/Al2O3圖解(據(jù)Yang et al., 2016)；(d)V/Th-SiO2/Al2O3圖解(據(jù)Yang et al., 2016)；(e)La/Yb-La/Sm圖解(據(jù)Chen et al., 2018)；(f)Rb/Ba-Rb/Sr圖解(據(jù)Bailie et al., 2020). 玄武巖和泥質巖衍生熔體之間的混合曲線據(jù)Patio Douce and Harris (1998)和Sylvester (1998)Fig.12 Discrimination diagrams of rock genesis and source characteristics of initial melt in Ningshan rock mass(a) Rb/Sr vs. Sr (×10-6) (after Yang et al., 2016); (b) Eu/Eu*vs. Sr (×10-6); (c) Sc/Th vs. SiO2/Al2O3(after Yang et al., 2016); (d) V/Th vs. SiO2/Al2O3(after Yang et al., 2016); (e) La/Yb vs. La/Sm (after Chen et al., 2018); (f) Rb/Ba vs. Rb/Sr (after Bailie et al., 2020). The mixing curve between basalt- and pelite-derived melts is from Patio Douce and Harris (1998) and Sylvester (1998)

老城巖體的樣品中無明顯Eu異常，且Rb/Sr和Eu/Eu*與Sr之間無明顯相關性(圖12a, b)，表明在巖漿演化過程中可能長石未發(fā)生明顯分離結晶。Nb/Ta與Dy/Yb比值隨著SiO2含量的增加而減少，指示角閃石的分離結晶(圖8 f, g，Nash and Crecraft, 1985；Stepanov and Hermann, 2013；Huetal., 2019)。La/Yb與La/Sm的關系圖解(圖12e)，也反映出存在角閃石的分離結晶(Chenetal., 2018)。圖12c和圖12d中Sc/Th和V/Th與SiO2/Al2O3之間呈負相關關系，這表明在老城巖體的巖漿演化過程中存在黑云母的分離結晶(Yangetal., 2016)。

寧陜花崗巖SiO2含量較高且變化范圍較大(SiO2=68.46%～75.36%)，同時它們還具有較低的Cr(0.94×10-6～36.76×10-6)和Ni(0.91×10-6～16.59×10-6)含量，這些特征表明這些高硅花崗巖可能并未受到明顯的幔源組分的影響。

如F-An-Or圖所示(圖13)，Castro (2013)整合了不同中酸性熔體的實驗數(shù)據(jù)，不同曲線代表了不同實驗條件下熔體的演化路徑。此外，F(xiàn)-An-Or圖解還可用于指示地殼混染過程的影響；如果巖漿受到顯著的地殼混染，這將導致熔體成分顯著向遠離An端員的方向演化(Castro，2013)，例如雜砂巖與泥質巖類圍巖通常具有較低含量的鈣和較高含量的鋁。寧陜花崗巖樣品似乎主要沿著熔體分離結晶演化趨勢線分布，指示這些花崗巖可能受到同化混染的影響較小。此外，寧陜花崗巖具有比較均一的Sr-Nd同位素組成，也指示了同化混染作用不顯著。

圖13 寧陜地區(qū)花崗巖類F(FeO+MgO+MnO)-An-Or圖解a-混染；Ru-殘留-未混合(據(jù)Castro, 2013)；參考數(shù)據(jù)來自Xing et al. (2020)，Liu and Han (2018)，張宏飛等(2005)；Luo et al. (2018)，Patio Douce and Beard(1995)Fig.13 F (FeO+MgO+MnO) -An-Or diagram of Ningshan granitoidsa-assimilation; Ru-restite unmixing (after Castro, 2013). Reference data from Xing et al. (2020), Liu and Han (2018), Zhang et al. (2005), Luo et al. (2018), and Patio Douce and Beard (1995)

歸納而言，寧陜花崗巖類可能經(jīng)歷了斜長石、黑云母、角閃石等礦物相的分離結晶，并且未遭受顯著的地殼混染及幔源組分的影響。

實驗巖石學的結果表明：(1)地殼巖石(如泥質變質巖、變質雜砂巖等)脫水熔融形成的深熔熔體具有高Si，低Fe、Mg、Ca、Ti的地球化學特征(Stevensetal., 2007)；(2)變玄武巖和變安山巖的部分熔融可以產(chǎn)生過鋁質熔體(Sissonetal., 2005)；(3)變泥質巖與變雜砂巖(硬砂巖)部分熔融亦可產(chǎn)生過鋁質熔體(Vielzeuf and Holloway, 1988；Patio Douce and Johnston, 1991；Stevensetal., 1997；Pickering and Johnston, 1998)。

本文所研究的高硅巖石樣品(SiO2>68%)具有較高的K2O(>3.00%)和LREE，較低的CaO(1.13%～3.00%)含量(表4)，初始Sr同位素比值為0.703337～0.705483，εNd(t)值介于-6.3～-1.8之間。在陸內造山帶中，弱過鋁質(l-P區(qū)域)至中等過鋁質花崗巖(m-P區(qū)域)的原巖可能是泥質變質巖、變質火成巖和變質雜砂巖(圖14h；Villasecaetal., 1998)。胭脂壩巖體樣品在高硅過鋁質到強過鋁質(f-P至h-P)區(qū)域內均有分布，懶板凳巖體樣品主要分布于高硅過鋁質(f-P)區(qū)域內(圖14h)；而老城巖體樣品在偏鋁質，中到強過鋁質(m-P至h-P)的區(qū)域內均有分布(圖14h)。如圖12f所示，寧陜花崗巖中的高硅樣品(SiO2>68%)，源區(qū)組分主要為雜砂巖或砂屑巖，其中胭脂壩巖體的源區(qū)組分中主要含砂屑巖與雜砂巖，懶板巖體的源區(qū)組分中砂屑巖含量較高，老城巖體花崗巖(SiO2>68%，A/CNK>1.1)源區(qū)組分主要為雜砂巖。

筆者將寧陜花崗巖類與各種無水實驗熔體組分進行對比(圖14，T<950℃，P=0.5～1.5GPa)。在Yangetal.(2012)和方博文等(2017)的研究中，寧陜花崗巖樣品的源區(qū)可能是以變玄武巖或新元古代基性下地殼物質為主；而本文研究中低鐵鎂質的寧陜高硅花崗巖(SiO2>68%)在地球化學組分上表現(xiàn)出較高的A/CNK值和K含量，和較低的Ca和Al含量，與基性下地殼物質組分差距較大，而與雜砂巖、火山碎屑雜砂巖和泥質巖的成分更為匹配(圖14)。因此，本文推測寧陜高硅花崗巖樣品(SiO2>68%)的源區(qū)物質可能主要以雜砂巖或砂屑巖為主(如Patio Douce and Beard (1996)和Montel and Vielzeuf (1997)的實驗熔體；圖12、圖14)。

此外，胭脂壩、懶板凳與老城巖體花崗巖的εHf(t)值分別在-7.1～-3.5、-5.0～+0.8和-5.1～+1.2之間(圖6)，二兩階段的Hf模式年齡分別為tDM2=1514～1316Ma (N=13)；tDM2=1384～1061Ma (N=19)；和tDM2=1386～1055Ma (N=13)，這可能指示了來自古老地殼源區(qū)的貢獻(Xingetal., 2020；Liuetal., 2021)。結合同位素分析結果及源區(qū)物質特征，本研究認為寧陜花崗巖主要為中元古代地殼來源。

5.3 轉熔礦物組合的選擇性帶入(PAE)

花崗巖成分變化的控制因素大體可以分為以下五種類型：(1)源區(qū)的不均一性，如Clemens and Stevens(2012)的研究指出源區(qū)物質是花崗質巖漿化學組分的最主要控制因素，不同批次花崗巖中高度不均一的同位素組成也可以反映出源區(qū)物質的高度不均一性(Wangetal., 2013b)；(2)熔融條件 (P-T-H2O-fO2) 的變化， 多種實驗巖石學結果表明熔融溫度和H2O含量可以控制花崗巖體成分變化(Weinberg and Hasalová, 2015；Zhaoetal., 2015；Gaoetal., 2016)；(3)巖漿混合，多數(shù)學者認為花崗巖是由幔源基性巖漿與殼源酸性巖漿混合形成，其成分受控于二者的混合比例(Collins, 1996；Yangetal., 2007；Shaw and Flood, 2009)；(4)分離結晶和同化混染，花崗巖成分變化受到圍巖的混染比例以及分離結晶程度的影響(Kempetal., 2007；Castroetal., 2021);(5)轉熔礦物組合的選擇性帶入(PAE，Peritectic Assemblage Entrainment)亦可對花崗質巖漿成分造成影響，該過程主要受控于轉熔礦物類型和被花崗質熔體選擇性帶入的比例(Clemens and Stevens, 2012；Bailieetal., 2020；Zhuetal., 2020，2021)等。

圖14 南秦嶺寧陜花崗巖源區(qū)組成判別圖解

PAE模型是指源區(qū)礦物的不一致熔融后形成一些轉熔礦物和熔體，二者同時存在，其中轉熔礦物組合是從巖漿源區(qū)被攜帶進入花崗巖熔體中的，并且是花崗質熔體鎂鐵質組分變化的主要控制因素(Clemens and Stevens, 2012；Bailieetal., 2020；Zhuetal., 2020，2021)。PAE模型的地球化學依據(jù)是主、微量元素(如Ti、Ca)與鎂鐵指數(shù)(摩爾Fe+Mg)的相關性，轉熔礦物相是指由含水礦物相(如地殼源區(qū)中黑云母和角閃石礦物相)不一致熔融產(chǎn)生的鎂鐵礦物和斜長石(如黑云母+角閃石+石英+斜長石1=熔體+斜長石2+單斜輝石+斜方輝石+鈦鐵礦±石榴子石(斜長石1：反應礦物相中的斜長石；斜長石2：轉熔礦物相的斜長石)，Skjerlie and Johnston, 1992；Stevensetal., 2007；Clemensetal., 2011；Clemens and Stevens, 2012)。

胭脂壩、懶板凳與老城巖體中的花崗巖具有高的SiO2含量(SiO2>68%)，這些花崗巖中Ti和Ca均顯示出與Fe+Mg值的高度正相關性(圖15a, b)，以及A/CNK顯示出與Fe+Mg值的負相關性(圖15c)，反映出轉熔鎂鐵質組分增加對花崗巖成分的顯著影響，故而PAE很可能是寧陜花崗巖全巖地球化學成分變化的一個重要控制因素(Clemensetal., 2011；Clemens and Stevens, 2012；Farinaetal., 2012)。前文指出，寧陜花崗巖主要為地殼來源，而黑云母或角閃石是地殼熔融過程中的主要含K礦物相，胭脂壩、懶板凳與老城高硅花崗巖(SiO2>68%)中K2O/Na2O比值分別為0.92～1.78、1.00～1.66和0.81～1.31(主要集中在1.00～1.78之間)，表明在3個單元花崗巖的源區(qū)熔融反應過程中黑云母或角閃石是主要的反應礦物(Clemensetal., 2011；Farinaetal., 2012)。此外，V與Fe+Mg值之間明顯的正相關性也表明寧陜花崗巖的地殼源區(qū)中黑云母或/和角閃石的含量相對較高(圖15d，Bailieetal., 2020)。圖14h表明，寧陜花崗巖熔融反應中可能沒有角閃石的參與(Villasecaetal., 1998；Bailieetal., 2020)。此外，Clemensetal. (2011)的模擬結果顯示(圖15)，地殼源區(qū)中不同黑云母/角閃石的比例可能導致花崗質熔體中Ti與Fe+Mg值的斜率范圍存在差異，胭脂壩、懶板凳與老城巖體的高硅花崗巖樣品(SiO2>68%)明顯更偏向于含黑云母的地殼源區(qū)(Clemensetal., 2011；Clemens and Stevens, 2012)。

圖15 南秦嶺寧陜巖體中生代花崗巖的Ti-(Fe+Mg)(a)、Ca-(Fe+Mg)(b)、A/CNK-(Fe+Mg)(c)、V-Ti(d)、Zr-(Fe+Mg)(e)、Hf-(Fe+Mg)(f)、P-(Fe+Mg)(g)、P-Ca(h)和Ti-Ca(i)的關系圖(據(jù)Clemens et al.，2011)圖15a(據(jù)Clemens et al., 2011)關系圖顯示轉熔礦物裹帶單斜輝石、斜長石、鈦鐵礦、鋯石、磷灰石和角閃石，陰影區(qū)域顯示了含有黑云母和角閃石的巖石部分熔融產(chǎn)生的地球化學變化; 實線表示變質泥質巖石中黑云母分解產(chǎn)生轉熔石榴石和鈦鐵礦的趨勢; 以長虛線標記的趨勢表示初始熔體與轉熔石榴石、單斜輝石和鈦鐵礦之間的混合，這些礦物的比例由巖石與黑云母和角閃石的比例為3:2的部分熔融產(chǎn)生; 以短虛線標記的最終趨勢，表示初始熔體與轉熔斜方輝石、單斜輝石、石榴石和鈦鐵礦之間的混合，在含有黑云母和角閃石的巖石部分熔融期間形成，比例為2:3Fig.15 The diagrams of Ti vs. (Fe+Mg) (a), Ca vs. (Fe+Mg) (b), A/CNK vs. (Fe+Mg) (c), V vs. Ti (d), Zr vs. (Fe+Mg) (e), Hf vs. (Fe+Mg) (f), P vs. (Fe+Mg) (g), P vs. Ca (h) and Ti vs. Ca (i) for Mesozoic granites of Ningshan pluton in South Qinling (after Clemens et al., 2011) to display peritectic assemblage entrainment of clinopyroxene, plagioclase, ilmenite, zircon, apatite and spheneIn Fig.5a (modified after Clemens et al., 2011), the shadow area displays the geochemical variation produced by partial melting of a rock with biotite and hornblende; the solid line represents the trend that would result from the breakdown of biotite in a metapelitic rock, producing peritectic garnet and ilmenite; the trend marked with long dashes represents mixing between the initial melt and peritectic garnet, clinopyroxene and ilmenite in the ratio of these minerals produced by partial melting of a rock with biotite and hornblende in the ratio 3:2; the final trend, marked with short dashes, represents mixing between the initial melt and peritectic orthopyroxene, clinopyroxene, garnet and ilmenite formed during partial melting of a rock containing biotite and hornblende in the ratio 2:3

如圖15b, c所示，單斜輝石作為轉熔礦物夾帶將會導致Ca與Fe+Mg值的呈正相關關系，以及向偏鋁質和高Fe+Mg值方向演化的趨勢(Clemensetal., 2011；Farinaetal., 2012)。本文樣品中Ca與Fe+Mg值的高度正相關性，以及A/CNK與Fe+Mg值之間的明顯負相關性，表明寧陜花崗巖(SiO2>68%)可能經(jīng)歷了單斜輝石轉熔礦物的裹帶。

除了主要的轉熔礦物相之外，含黑云母源區(qū)的不一致熔融也會產(chǎn)生轉熔副礦物相的裹帶(Clemensetal., 2011；Clemens and Stevens, 2012；Farinaetal., 2012；Bailieetal., 2020)。本文中，寧陜花崗巖(SiO2>68%)的Ti與Fe+Mg值的高度正相關性可能反映了轉熔礦物鈦鐵礦的裹帶(圖15a；Bailieetal., 2020；Zhuetal., 2021)。La Tourretteetal.(1991)和Farinaetal.(2012)的研究表明，V在鈦鐵礦中具有很高的相容性(KD≈80)，而寧陜花崗巖中Ti和V的正相關關系也反應出轉熔鈦鐵礦的裹帶(圖15d；Clemens and Stevens, 2012；Farinaetal., 2012；Bailieetal., 2020；Zhuetal., 2021)。胭脂壩與懶板凳巖體中Zr和Hf與Fe+Mg值之間存在正相關性(圖15e, f)，暗示源區(qū)中有轉熔鋯石的存在(Stevensetal., 2007；Bailieetal., 2020；Zhuetal., 2020, 2021)，而老城巖體(SiO2>68%)中Zr和Hf與Fe+Mg值之間無明顯正相關關系，表明其源區(qū)可能不存在轉熔鋯石。此外，圖15g-i中寧陜花崗巖的P與Fe+Mg值、P與Ca以及Ti與Ca的正相關關系，可能反映了源區(qū)存在含Ca副礦物相(如磷灰石和榍石)的裹帶(Farinaetal., 2012；Bailieetal., 2020；Zhuetal., 2020, 2021)。

綜上所述，本研究認為，寧陜花崗巖是由含黑云母的殼源巖石部分熔融形成的，母巖漿內可能存在單斜輝石和副礦物(如鈦鐵礦、鋯石、磷灰石和榍石)等轉熔礦物組合的選擇性帶入，老城巖體的母巖漿中可能沒有轉熔鋯石。

6 結論

根據(jù)鋯石U-Pb年齡結果，可將寧陜花崗巖的巖漿作用劃分為2個期次：早期為懶板凳巖體的二長花崗巖，形成時代約為223～220Ma；晚期為胭脂壩和老城巖體的石英閃長巖-花崗閃長巖，形成時代約為211～196Ma，為晚三疊世到早侏羅世巖漿作用的產(chǎn)物。推斷較早期花崗巖(懶板凳巖體)形成于南秦嶺構造帶與揚子板塊同碰撞階段，而較晚期的花崗巖(胭脂壩巖體和老城巖體)形成于后碰撞階段。

將寧陜花崗巖與多種無水實驗熔體組分進行對比，并結合主、微量元素與鎂鐵質(摩爾Fe+Mg)的相關性，本研究認為胭脂壩巖體源區(qū)組成以含黑云母砂屑巖和雜砂巖為主，懶板凳巖體的源區(qū)組成以含黑云母砂屑巖為主，二者演化過程中都伴隨有單斜輝石以及副礦物(如鈦鐵礦+鋯石+磷灰石+榍石)等轉熔礦物組合的選擇性帶入，且?guī)r漿演化過程中都存在斜長石、角閃石與黑云母的分離結晶。老城巖體的源巖類型主要為含黑云母雜砂巖，演化過程中伴有單斜輝石以及副礦物(鈦鐵礦+磷灰石+榍石)等轉熔礦物組合的選擇性帶入，巖漿演化過程中存在角閃石和黑云母的分離結晶。

致謝感謝周紅英教授級高級工程師、陳育曉博士、朱毓博士、謝元惠博士和豆敬兆博士在研究過程中的幫助以及指導；感謝審稿人提出的建議。