华北克拉通南缘张士英岩体大陆动力学背景:来自地球化学、锆石U-Pb 年龄和Hf 同位素的证据*

段友强 张正伟 杨晓勇＊＊

DUAN YouQiang1，ZHANG ZhengWei2 and YANG XiaoYong1＊＊

1. 中国科学技术大学地球和空间科学学院，合肥 230026

2. 中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室，贵阳 550002

1. School of Earth and Space Sciences，University of Science and Technology of China，Hefei 230026，China

2. State Key Laboratory of Ore Deposit Geochemistry，Institute of Geochemistry，Chinese Academy of Sciences，Guiyang 550002，China 2014-08-22 收稿，2014-12-30 改回.

1 引言

秦岭造山带是中央造山带的重要组成部分，自北向南由栾川断裂和勉县洛阳断裂两条缝合线将秦岭造山带分成三个部分，即栾川断裂以北的华北陆块南缘，与勉县洛阳断裂之间的秦岭微陆块，及勉县洛阳断裂以南的扬子地块北缘(张国伟等，2001)。秦岭造山带为复合型造山带，经历了元古代、古生代和中生代造山运动。发育了大量的侵入岩，新元古代时期经历了陆块汇聚与裂解的构造岩浆事件形成同碰撞-后碰撞花岗岩系(Wang et al.，2003)。古生代时期，北秦岭沿商丹断裂带一线俯冲增生及碰撞，伴有大量花岗岩侵入的构造岩浆热事件(Ratschbacher et al.，2003;Wang et al.，2005)。中生代整个秦岭造山带经历了强烈的早中生代构造岩浆热事件，形成大量中生代花岗岩体。华北克拉通南缘的东秦岭钼矿带是中国重要的大型钼矿分布区之一，产出了金堆城、南泥湖、三道庄、上房沟等五个超大型钼矿床和雷门沟等十余处大中型钼(钨)多金属矿床，其中钼金属储量约占全国总储量的66% (Mao et al.，2011)。前人曾将中生代划分出三期成矿作用:235 ～220Ma，150 ～135Ma 和130 ～110Ma 并提出区内大规模的成矿作用和同时期的岩浆作用存在密切关系(Mao et al.，2003，2008)。因此对区内岩浆岩的研究有助于理解大规模成矿作用的地质背景。

近年来一些研究表明在华北南缘发育一系列形成于拉张环境下的与岩石圈减薄或转型有关的中生代岩浆岩。如早白垩世A 型花岗岩、基性岩墙群、及钾质玄武岩(叶会寿等，2008;王团华等，2008;谢桂青等，2007)。张士英岩体位于舞阳南部(图1)，东秦岭东端，紧邻西大别，为一套富碱性侵入岩。碱性岩是地球上产出环境特殊的一种岩石类型，分布较少，主要形成于岩石圈拉张环境。碱性岩可能与碰撞造山作用、下地壳拆沉减薄作用、壳-幔相互作用等深部地质过程有密切的成因联系是深部地球动力学过程在浅部地壳的直接表现(Karmalkar et al.，2005)。因此对该岩体的研究有助于我们理解华北地台南缘乃至整个中国东部在晚中生代的演化。前人曾对张士英岩体的岩石地球化学特征及岩体形成时代进行过详细研究。但就成岩时代和岩浆源区存在较大的争议。笔者之一曾获得全岩的Rb-Sr 等时线年龄为133.4 ±0.5Ma (张正伟等，2000)。李创举和包志伟(2010)对张士英岩体进行锆石LA-ICP-MS 的U-Pb 定年测得的结果为124.2 ±0.5Ma。认为岩浆形成过程是软流圈地幔岩浆底侵造成的下地壳部分熔融及壳幔混合过程。而向君峰等(2010)对张士英岩体进行了划分并测得钾长花岗岩、似斑状花岗岩和石英斑岩脉的SHRIMP 锆石U-Pb 年龄分别为107.3 ±2.4Ma、106.7 ±2.5Ma 和101 ±3Ma。认为岩浆是1.9 ～2.3Ga 期间新生地壳部分熔融形成的。精细的成岩成矿年龄是探讨成矿作用地质背景及其发生发展过程的基础。所以有必要对张士英岩体进行系统的研究。本文通过对张士英岩体进行主微量元素分析，并对锆石进行LA-ICP-MS UPb 定年和Hf 同位素的分析，重新确定了岩体的形成年龄，又结合最新区域地质研究数据对岩体的物质源区进行了进一步限制，并探讨了成岩模式及形成时的动力学背景。

图1 张士英岩体所处地理位置与构造环境(据刘振宏等，2004)Fig.1 Location and simplified geological map of Zhangshiying pluton (modified after Liu et al.，2004)

2 区域地质背景与样品特征

华北地块南缘是秦岭造山带后陆逆冲断裂褶皱带(张正伟等，2002)，区内出露的地层有太华群结晶基底，为一套中高级变质的中基性-中酸性火山沉积变质岩系，主要由英云闪长质-奥长花岗质-花岗闪长质(TTG)片麻岩和斜长角闪岩组成。片麻岩形成时代主要集中于新太古代(2.84 ～2.76Ga)(Liu et al.，2009)。斜长角闪岩的年龄主要集中于两个时间段2.84 ～2.54Ga 和2.50 ～2.28Ga(Wan et al.，2006;Xu et al.，2009;Liu et al.，2009)。区内还出露中新元古代的熊耳群、汝阳群。中元古界熊耳群为一套中基性-中酸性双峰式火山岩夹海陆相碎屑沉积的火山沉积岩系，呈角度不整合覆盖于太华群结晶基底之上，是华北克拉通南缘最主要的盖层岩系。锆石的U-Pb 年代学研究表明其形成于1.75 ～1.95Ga 之间，单阶段tDM1为2.66Ga(赵太平等，2001;Zhao et al.，2004)。中元古界汝阳群为一套滨海相碎屑岩-碳酸盐岩沉积建造覆盖于熊耳群之上。

区内岩浆岩广泛发育，具有多期次特征。以燕山期花岗质岩浆活动最为强烈，该期次花岗岩分为大岩基和小斑岩体。大岩基主要以黑云二长花岗岩及黑云母花岗岩为主，被认为是陆壳重熔型花岗岩(张宗清等，2002;李先梓等，1993)。小斑岩体多与钼矿化有成因关系(Chen et al.，2000;朱赖民等，2008)。已有年龄数据显示花岗岩侵位于160 ～110Ma，岩石类型具有多样性，显示从S 型-I 型-A 型演化趋势(毛景文等，2005;李永峰等2005;朱赖民等，2008;Mao et al.，2011)。在靠近黑沟-栾川-确山深大断裂带及两侧，自西向东陆续出现了30 多个富碱侵入岩岩体，空间上构成约400km 的富碱侵入岩带。在岩带横向上，自北向南按照不同的岩石组合类型进一步划分为三个亚带，即北亚带为霓辉正长岩-正长岩;中部亚带为碱性花岗岩-钾长花岗岩;南部亚带为石英正长岩-霞石正长岩带。北亚带中亚带以石门-马超营断裂为界，中亚带与南亚带以黑沟栾川断裂为界(张正伟等，2002)。

张士英岩体位于河南舞钢-方城之间(图1)，本岩区地处华北陆块南缘，分布于舞阳张士英、马庄、房庄一带。区内断裂构造发育，直接控制着碱性岩的分布，在25km2范围内，出露大小多个碱性岩体，其中张士英岩体出露面积5.5km2，呈小岩株产出，近南北向展布。平面上呈不规则椭圆形，与围岩太华群、熊耳群和汝阳群呈侵入接触，接触面产状较陡，呈不规则港湾状，主要岩石类型为石英正长岩。

石英正长岩，呈肉红色，中细粒花岗结构，交代环斑结构，块状构造。主要矿物钾长石占55%，斜长石20%，石英5% ～10%，角闪石5%;次要矿物有黑云母及少量透辉石;副矿物有磁铁矿、榍石、钛铁矿。钾长石主要为微斜长石，呈它形、半自形板状、柱状，部分为粒状，粒径1 ～5mm，多与更长石组成条纹状构造，格子双晶不明显，个别具卡氏双晶，强烈交代斜长石，多以蚕蚀或穿孔式交代斜长石，形成斜长石团块或包体，或形成环斑状结构;斜长石半自形-他形板柱状或交代残留体，粒径1 ～5mm。部分具聚片和卡氏复合双晶，具绢云母化和泥化现象。石英呈灰白、乳白色，它形粒状，粒径0.5 ～2mm，多呈填隙状分布于长石间。角闪石深绿-绿色、半自形粒状或针状，部分呈残留体。粒径0.2 ～2mm，常被绢云母和绿泥石交代，且与少量透辉石、黑云母共生。

此外前人对该地区的其它岩石类型进行过研究，包括钾长花岗岩、似斑状花岗岩和石英斑岩脉(向君峰等，2010)。但由于其缺少主量、微量元素数据本文未能与其很好地进行综合讨论。

3 分析方法

全岩的主量元素和微量元素分析在广州澳实矿物实验室完成。主量元素分析采用X 射线荧光熔片法完成，分析精度分别为:SiO2，0.8%;Al2O3，0.5%;Fe2O3，0.4%;MgO，0.4%;CaO，0.6%;Na2O，0.3%;K2O，0.4%;MnO，0.7%;TiO2，0.9%;P2O5，0.8%。微量元素分析采用HF +HNO3溶解样品，加入Rh 内标溶液，用PE Elan6000 型ICP-MS 完成测定，分析精度优于5%。

锆石的单矿物分选由河北廊坊地质调查院完成。在双目镜下观察分选好的锆石，将晶形好、无裂隙和包裹体的锆石挑出，用环氧树脂制靶。将锆石靶打磨，抛光，然后拍摄反射光、透射光显微照相和阴极发光(CL)显微照片。锆石的阴极发光在中国科学技术大学理化科学实验中心扫描电镜实验室完成，所用仪器为FEI 公司生产的Sirion200 型电子显微镜。

锆石的微区原位U-Pb 定年和微量元素分析在广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室利用激光剥蚀电感耦合等离子体质谱(LA-ICP-MS)完成。仪器采用美国Resonetics 公司生产的RESOlution M-50 激光剥蚀系统和Agilent 7500a 型的ICP-MS 联机。用He 作为剥蚀物质的载气。用美国国家标准技术研究院人工合成硅酸盐玻璃标准参考物质NIST610 进行仪器最佳化，使仪器达到最佳的灵敏度、最小的氧化物产率(CeO/Ce ＜3%)和最低的背景值。实验采用标准锆石TEMORA (Black et al.，2003)作为测年外标，所测元素激光斑束直径为31μm，频率为8Hz。相关分析方法详见(涂湘林等，2011)。数据处理使用软件ICPMSDataCal 7.2 (Liu et al.，2008)。锆石的谐和年龄图绘制和年龄计算采用软件Isoplot3.0(Ludwig，2003)。

图2 张士英石英正长岩的主量元素关系图(a，据Middlemost，1994;c，据Peccerillo and Taylor，1976;d，据Maniar and Piccoli，1989)Fig.2 Major element variation diagrams of Zhangshiying quartz syenite (a，after Middlemost，1994;c，after Peccerillo and Taylor，1976;d，after Maniar and Piccoli，1989)

锆石的微区原位Lu-Hf 同位素分析在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。所用质谱为Nu Plasma 型多接收电感耦合等离子体质谱(MC-ICP-MS)，激光剥蚀系统为193nm ArF 准分子激光器的GeoLas 2005。激光斑束直径为44μm，激光脉冲频率为8Hz。具体分析方法和仪器参数详见(Yuan et al.，2008)。用176Lu/175Lu =0.02655 (De Biévre and Taylor，1993)和176Yb/172Yb=0.58545 (Chu et al.，2001)作为校正因子来进行同质异位干扰校正，计算样品的176Lu/177Hf 和176Hf/177Hf。以标准锆石MON-1、GJ-1、91500 作为外标，其推荐的标准值依次为0.282739 ± 0.000057，0.282015 ±0.000056，0.282307 ±0.000055。在进行εHf(t)计算时，采用176Lu 衰变常数(=1.867 ×10-11year-1(Söderlund et al.，2004)，球粒陨石现今的176Hf/177Hf =0.282772 和176Lu/177Hf=0.0332(Blichert and Albarède，1997)。在进行模式年龄计算时，采用现今的亏损地幔176Hf/177Hf =0.28325 和176Lu/177Hf = 0.0384(Griffin et al.，2000)，现今平均大陆壳的176Lu/177Hf=0.015(Griffin et al.，2002)。

4 分析结果

4.1 全岩主量元素特征

石英正长岩的全岩主微量元素结果见表1。

张士英石英正长岩具有高硅、高碱特征。从表1 中可以看出样品SiO2含量变化范围为57.81% ～68.10%大多集中在中性岩范围。Mg#变化范围在12.9 ～39.4，富碱(Na2O +K2O 含量为9.03% ～10.97%)。里特曼指数σ 变化范围为3.46 ～8.04，平均值为5.01，属于碱性岩系列。除去烧失量，重新换算为100%，在TAS 分类图解上样品点均落入碱性系列正长岩范围(图2a)。A.R 变化范围在2.66 ～3.99，在A.R-SiO2关系图解上均落入碱性系列(图2b)。K2O 变化范围在4.40% ～6.37%。K2O/Na2O ＞1。在SiO2-K2O 图解上所有样品均落入橄榄玄粗岩系列。(图2c)。样品的Al2O3的含量变化范围在15.27 ～18.17，铝饱和指数A/CNK =1.26 ～1.58，均大于1.0，A/NK =1.63 ～1.79。在A/NK-A/CNK 图解(图2d)上所有样品都落入过铝质系列。以上表明张士英石英正长岩具有高钾、富碱、过铝质特征。

4.2 全岩微量元素及稀土元素特征

8 个样品的微量元素及稀土元素分析数据具有很好的一致性。稀土元素组成上，石英正长岩岩体稀土配分形式呈现明显的右倾型(图3)。ΣREE=246.1×10-6～411.1×10-6。轻稀土富集，重稀土亏损，LREE/HREE =18.51 ～21.11，具有高的(La/Yb)N比为15.48 ～21.12。Eu 呈弱的负异常，δEu=0.54 ～0.99 指示岩浆源区残留斜长石或者在结晶过程中有斜长石的分异。在微量元素原始地幔标准化图上，相对亏损P 和Ti，这可能与成岩过程中磷灰石、钛铁矿等矿物的分离结晶有关或者部分熔融过程中作为源区残留相。高场强元素Nb、Ta 亏损。大离子亲石元素Rb、K、Th、U 富集。Pb表现出正的异常，Ba 相对于Rb 和Th 呈现亏损特征。Sr 表现为负的异常这一点与Eu 的负异常相一致，都指示了斜长石作为源区的残留或者在岩浆演化早期结晶分异出去。

表1 张士英石英正长岩的全岩主量(wt%)与微量元素(×10 -6)组成Table 1 Whole rock major element (wt%)and trace elements (×10 -6)data for the Zhangshiying Quartz syenite

图3 张士英石英正长岩的原始地幔标准化微量元素蛛网图(a)和球粒陨石标准化稀土元素配分图(b)(标准化值据Sun and McDonough，1989)Fig.3 Primitive mantle-normalized trace elements patterns (a)and chondrite-normalized REE patterns (b)of Zhangshiying quartz syenite (normalization values after Sun and McDonough，1989)

表2 锆石LA-ICP-MS U-Pb 定年结果Table 2 LA-ICP-MS zircon U-Pb data of the Zhangshiying quartz syenite

4.3 锆石U-Pb 年龄

对样品进行了24 个点的锆石U-Pb 年龄测定，定年结果见表2。所测样品中的锆石形貌上多呈现规则的短柱状。锆石CL 图像显示内部结构清晰，发育有典型的岩浆振荡环带。不具有核幔结构可判断为岩浆形成后一次结晶形成，所以所测的锆石年龄可以代表冷却及岩体侵位的年龄。Th/U 比除7 号点较高(2.47)，其它均大于0.4，变化范围在0.76 ～1.14之间。锆石的稀土总含量高，HREE 逐步富集，具有明显的Eu 负异常和Ce 的正异常(图4)。以上特征均表明其为岩浆成因的锆石(Hoskin，2000;Sun et al.，2002;Wu and Zheng，2004)。

图4 张士英岩体的锆石稀土元素球粒陨石标准化图(球粒陨石值据Sun and McDonough，1989)Fig.4 Chondrite-normalized REE patterns of zircon grains of Zhangshiying plutons (chondrite values after Sun and McDonough，1989)

通过铅校正后的张士英石英正长岩的锆石的U-Pb 年龄列于表2，对于小于1Ga 的年轻样品，锆石年龄采用206Pb/238U 比较合适(Compston et al.，1992)。在206Pb/238U-207Pb/235U 谐和图上(图5)，24 个数据点均集中在谐和线上或在其附近，谐和度在95%以上，获得的206Pb/238U 加权平均年龄为122.8 ±1.5Ma(MSWD=1.6)。这一特征指示被测锆石未遭受明显的后期热事件影响，得到的年龄可代表该岩体形成年龄。

表3 张士英岩体的锆石Hf 同位素组成Table 3 Zircon Hf isotope data for the Zhangshiying quartz syenite

4.4 锆石Hf 同位素

石英正长岩的锆石Hf 同位素分析结果见表3。石英正长岩的24 个锆石的测点的176Yb/177Hf 比值范围分别0.019404 ～0.064039，而176Lu/177Hf 变化范围在0.000587 ～0.001844，所有锆石颗粒的176Lu/177Hf 比值均小于0.002，表明这些锆石在形成以后仅具有较少的放射成因Hf 的积累，因而可以用样品176Hf/177Hf 比值代表锆石形成时的176Hf/177Hf 比值(吴福元等，2007)。fLu/Hf变化范围在-0.98 ～-0.94，明显小于镁铁质地壳的fLu/Hf(-0.34)和硅铝质地壳的fLu/Hf(-0.72)(Vervoort and Jonathan，1996)。因此二阶段模式年龄更能反映其源区从亏损地幔被抽取出来的时间(或其源区物质在地壳的平均存留年龄)。根据Hf 同位素相关计算公式(吴福元等，2007)，采用硅铝质大陆地壳的fLu/Hf计算了岩体的初始εHf(t)、tDM1和tDM2。所有锆石的176Hf/177Hf 变化范围在0.282227 ～0.282573。根据各个锆石对应的206Pb/238U 年龄计算得到它们的εHf(t)除6 号测点为-5.7偏高外大部分集中于-17.6 ～-13.9，平均值为-15.2。单阶段Hf 模式年龄(tDM1)除6 号测点为1.1Ga 外，主要变化范围在1.36 ～1.5Ga，平均为1.41Ga。两阶段Hf 模式年龄(tDM2)除6 号测点为1.3Ga 外，主要变化范围在1.73 ～1.91Ga，平均为1.79Ga。

图5 张士英石英正长岩的锆石U-Pb 年龄谐和图Fig.5 The zircon concordia diagrams for the Zhangshiying quartz syenite

5 讨论

5.1 岩体形成时代

关于张士英岩体的形成时代存在较大的争议，前人做过大量工作得到3 组不同的年龄数据:(1)采用岩体内不同岩性岩石获得全岩的Rb-Sr 等时线年龄为133.4 ±0.5Ma (张正伟等，2000);(2)向君峰等(2010)等对张士英岩体进行了锆石SHRIMP U-Pb 测年，结果显示钾长花岗岩、似斑状花岗岩和石英斑岩的结晶年龄分别是107.3 ±2.4Ma、106.7 ±2.5Ma 和101 ±3Ma。因此认为张士英岩体形成于110 ～100Ma。(3)李创举和包志伟(2010)通过LA-ICP-MS 锆石U-Pb 测年得到的年龄结果为124.2 ±0.5Ma。由于Rb-Sr 法测年的自身局限性即封闭温度低很容易受到后期的变质作用的影响，因此定年的结果不如锆石U-Pb 测年结果可靠。本文通过LA-ICP-MS 锆石U-Pb 定年，得到岩体形成年龄为122.8±1.5Ma，结果与李创举和包志伟(2010)得到的年龄结果在误差范围内一致。此外刘振宏等(2004)将华北南缘燕山期形成的岩体自南向北划分了三个带。张士英岩体位于北部的太山庙-叶庄-角子山花岗岩带，并测得黑云母K-Ar 年龄为121 ～123Ma，这个年龄也与本文得到的年龄相一致。研究区西南方向还存在侵位于汝阳群和新元古代花岗岩中的祖师顶和角子山岩体，岩体的主体岩性为黑云母二长花岗岩，周红升等(2008)对这两个岩体采用LA-ICP-MS U-Pb 定年获得了131.9Ma 和120.9Ma 的年龄。祖师顶、角子山和张士英石英正长岩形成时代相一致，都是燕山期岩浆活动的产物。因此笔者认为张士英岩体至少在早白垩世晚期(123Ma左右)就开始了岩浆活动。结合向君峰等(2010)获得的110～100Ma 较年轻的岩石年龄，笔者认为张士英岩体至少存在两期的岩浆活动。本文的石英正长岩样品是早期岩浆活动(122.8Ma 左右)的产物。

5.2 全岩的锆饱和温度

Watson and Harrison(1983)研究发现锆石中Zr 的分配系数对温度极为敏感而受其他因素影响较小，并实验得到了温度与全岩锆含量和主要元素含量之间的关系。目前全岩的锆饱和温度计是当前获取初始岩浆温度的主要方法之一。用公式来计算锆石结晶时岩浆的温度，其中M =［(Na +K +2Ca)/(Al×Si)］，Zrmelt为全岩的锆含量。Miller et al.(2003)根据锆石的饱和温度，提出热(hot)和冷(cold)花岗岩的概念。热(hot)花岗岩中继承锆石含量少，形成温度集中在837℃(＞800℃)，其形成过程可能有外来热的加入。而冷(cold)花岗岩富含继承锆石，形成温度集中在766℃(＜800℃)，其形成过程主要与流体相的加入有关。计算得到张士英石英正长岩的岩浆温度为940 ～1000℃。计算结果表明形成岩体的岩浆温度较高。张士英石英正长岩具有热(hot)花岗岩性质，外来热源的加入使石英正长岩具有较高的形成温度，而幔源岩浆的上涌可能为其外来热源。

5.3 岩浆源区及成因

岩石具有高K (K2O=4.40% ～6.37%)特征，并且K2O含量与SiO2含量不存在相关性，表明高K 为岩浆源区固有特征。Mg#可以很好地区分幔源组分是否参与壳源岩浆作用(Smithies，2000)。大洋中脊玄武岩(MORB)的Mg#在60 左右，玄武质下地壳部分熔融产生的熔体，无论熔融程度高低其Mg#都不会高于40，但当地幔物质参与成岩时Mg#会增高，研究表明岩浆混染10%的地幔橄榄岩Mg#值从44 提高到55(Rapp et al.，1999)。张士英石英正长岩的Mg#变化范围在12.9 ～39.4，变化范围较大但总体显示为壳源岩浆成因。石英正长岩具有与壳源岩石相似的微量元素特征，如富集大离子元素(Rb、K 和Pb)和轻稀土元素，亏损高场强元素，指示石英正长岩应属地壳来源。Rb/Nb 比值变化范围为5.50 ～7.09 高于大陆地壳值(2.2 ～4.7)也指示了陆壳物质对成岩影响大导致Rb 含量的增加(Sylvester，1989)。Nb/U比值因其不随源区部分熔融或者分离结晶作用而改变，因此可以很好地反映岩浆源区(Sun et al.，2008;Hofmann，1988)。张士英岩体的Nb/U 变化范围在4.84 ～6.61，相似于大陆地壳的平均值，大陆地壳Nb/U 平均值约为6.2(Rudnick and Fountain，1995)。Ce/Pb 值变化范围在1.42 ～5.92 也相似于大陆地壳的平均值(Ce/Pb =3.9)(Rudnick and Fountain，1995)。以上均表明岩体成岩物质主要来自地壳。

结合前人对该地区进行的Sr-Nd-Pb 研究结果，根据最新测得的锆石U-Pb 年龄122.8 ±1.5Ma，对Rb-Sr、Sm-Nd 同位素数据进行了重新计算。结果显示张士英石英正长岩的87Sr/86Sr 初始值(87Sr/86Sr)i=0.709 ±0.03，εNd(t)= -21.5～-15.8。较高的初始Sr 同位素组成和较低的εNd(t)值表明岩体主要来自于古老地壳物质的部分熔融。岩体相对贫放射成因的铅，Pb 同位素特征(206Pb/204Pb = 17.14 ～17.24，207Pb/204Pb = 15.41 ～15.62，208Pb/204Pb = 37.86 ～38.60)也表明岩体来源于地壳物质的部分熔融(张正伟等，2002;李创举和包志伟，2010)。Hf 同位素研究表明，εHf(t)＜0 的岩石为古老下地壳部分熔融而形成，在εHf(t)-t 图解(图6)上，这些锆石的Hf 同位素位于元古宙地壳演化范围内，推测为古老下地壳物质再熔融的产物。

图6 张士英岩体锆石的εHf(t)-t 图解(a)张士英岩体εHf(t)-t 图解;(b)张士英岩体与部分基底锆石的εHf(t)-t 图解. 太华群引自第五春荣等，2007;熊耳群引自Wang et al.，2010;张士英前人数据引自向君峰等，2010Fig.6 Diagram of εHf(t)-t of zircon from the Zhangshiying pluton(a)εHf(t)-t diagram of the Zhangshiying pluton;(b)εHf(t)-t diagram of the Zhangshiying pluton and regional basement. Data of Taihua Group are derived from Diwu et al.，2007;data of the Xionger Group are derived from Wang et al.，2010;some data of the Zhangshiying pluton are derived from Xiang et al.，2010

秦岭造山带经历了多阶段的演化拼合历史，前已论述张士英岩体区域出露了多种古老地壳物质，包括华北陆块南缘的太华群、熊耳群、汝阳群和北秦岭微陆块及其以南的古老地壳物质，这些古老岩石都有可能为其源区物质。前人曾测得张士英岩体的206Pb /204Pb ＜17.8，并计算得到的铅同位素矢量特征值V2＜14(张正伟等，2002)。而华北陆块相比于扬子陆块具有低放射成因铅同位素组成(张宏飞等，2005)，因此可以排除北秦岭微陆块及以南的岩石为其源区。太华群可以代表华北陆块南缘新太古代时期的下地壳，多种同位素年龄显示形成于2.3Ga，明显大于本文所测的张士英石英正长岩锆石Hf 同位素两阶段模式年龄(1.73 ～1.91Ga)。在εHf(t)-t 图上(图6b)可以看出张士英石英正长岩位于太华群Hf 同位素演化线之上，所以张士英石英正长岩不可能单纯的由太华群部分熔融形成，必须还有较高εHf(t)值的物质加入。并且根据太华群Nd 同位素组成(张本仁等，2002)计算到张士英岩体形成(122.8Ma)时的εNd(t)值分别为-24，该值远小于张士英石英正长岩的εNd(t)值(- 21.5 ～-15.8)。但是张士英岩体后期岩浆活动(110 ～100Ma)产生的钾长花岗岩、似斑状花岗岩和石英斑岩(向君峰等，2010)正好落在太华群演化线上。因此张士英后期岩浆活动是太华群部分熔融的产物。熊耳群为华北陆块南缘中元古代火山岩，最新锆石U-Pb 年龄显示为1.76Ga(Wang et al.，2010)，与本文所测的张士英岩体锆石Hf 两阶段模式年龄(1.73 ～1.91Ga)相当。但是根据熊耳群Nd 同位素数据和锆石Hf 同位素数据(Wang et al.，2010)分别计算到张士英岩体形成时(t=122.8Ma)的εNd(t)和εHf(t)值变化范围分别是:-29.8 ～-26.6、-49.4 ～-46.1。其值却远小于张士英岩体的εNd(t)(-21.5 ～-15.8)值和εHf(t)(-13.9 ～-5.7)值，在εHf(t)-t 图上(图6b)可以看到张士英石英正长岩位于熊耳群演化线之上。所以张士英早期岩浆活动形成的石英正长岩也不可能单纯的由熊耳群部分熔融形成，应还有较高εHf的物质平衡。6 号测点较高(-5.7)的εHf(t)值也表明，存在较高εHf值的物质参与了张士英早期的岩浆活动。而关于这种较高εHf的物质存在初生陆壳和地幔物质这两种争议(李创举和包志伟，2010;向君峰等，2010)。前人曾对华北克拉通地壳岩石的Nd 模式年龄进行统计，发现存在2.8 ～2.5Ga 和2.2 ～1.8Ga 两个峰期，因此提出华北克拉通2.2 ～1.8Ga 时期存在一次陆壳增生(张宗清等，2002;张本仁等，2002)。这一年龄与前寒武纪岩石圈地幔Re-Os 等时线年龄(1.9Ga)相一致(高山等，2003)，表明前寒武纪岩石圈地幔与大陆地壳增长是耦合的，因此也认为中元古代华北存在一次陆壳增生事件。近年来随着测试技术的不断进步以及数据的不断增加，华北前寒武纪陆壳增生有了更新的认识。有学者统计了华北克拉通大量的锆石数据发现锆石年龄主要分布在2.4 ～2.6Ga，1.7 ～1.9Ga 和晚古生代三个阶段。2.5Ga 的锆石εHf具有正值，指示了该阶段大量初始陆壳的形成。但是1.9 ～1.7Ga 期间的岩浆岩中的锆石具有负的εHf值，代表的是古老地壳物质的重熔(Geng et al.，2012;Zhu et al.，2014)。因此华北克拉通前寒武纪陆壳增生主要发生在太古代，而1.9 ～1.7Ga 锆石年龄指示的是一次构造热事件。因此笔者更倾向于第二种观点即这种较高εHf(t)值的物质是地幔物质。因此张士英早期岩浆活动形成的石英正长岩的源区主要是太华群和熊耳群，并且源区还有少量幔源物质的贡献。而后期岩浆活动(110 ～100Ma)主要是太华群部分熔融的结果。

前人对正长岩类岩石的成因进行过大量的研究提出过多种模式，概括起来主要有以下三种:(1)壳源部分熔融:下地壳物质在高温高压下低程度部分熔融形成(Huang and Wyllie，1981;Tchameni et al.，2001);(2)幔源物质部分熔融:认为正长岩由富集岩石圈地幔部分熔融(Yang et al.，2005;Kumar et al.，2007;He et al.，2009)或者由碱性玄武岩浆结晶分异的产物(Brown and Becker，1986);(3)壳幔岩浆混合成因:主要是由硅不饱和的幔源镁铁质岩浆和其上升过程中诱发地壳物质熔融形成的长英质岩浆混合并经过进一步的结晶分异形成(Mingram et al.，2000;Litvinovsky et al.，2002;Harris et al.，1999)。

结合本文的研究工作，张士英早期岩浆活动产生的石英正长岩比古老下地壳的基底岩石太华群、熊耳群具有较高的εNd(t)、εHf(t)及初始176Hf/177Hf。在εHf(t)-t 图解上位于古老基底和球粒陨石演化线之间(图6)，表明形成岩体时可能有少量年轻地幔物质的参与。较高的锆石饱和温度也支持幔源岩浆为岩体提供热源。结合主微量、同位素特征并区域地质背景提出:张士英石英正长岩支持第一种成因观点即岩体是古老下地壳物质在高温高压下低程度部分熔融形成的。关于下地壳物质部分熔融，目前主要有两种机制:(1)幔源的高温玄武质岩浆底侵下地壳，为下地壳部分熔融提供热源(Fan et al.，2001;Zhang et al.，2002)。(2)下地壳和岩石圈一起拆沉进入软流圈地幔发生部分熔融(吴福元等，2003;邓晋福等，1994)。两种成因机制会造成不同的Mg#值。岩浆底侵的成因模式不会造成Mg#的升高，但是拆沉模式形成的岩浆在上升过程中会与上覆地幔橄榄岩发生混合导致Mg#的升高(许继峰和王强，2003)。张士英早期岩浆活动形成的石英正长岩较低的Mg#值，显示其岩体部分熔融的机制是幔源玄武质岩浆底侵。因此张士英早期岩浆活动形成的石英正长岩是幔源岩浆发生底侵作用导致地壳物质发生部分熔融形成的岩浆经结晶分异作用形成。在其形成过程中有少量幔源物质的加入，幔源岩浆不仅为早期形成的岩浆提供了热量而且还提供了物质。而晚期岩浆主要是太华群部分熔融的结果，且晚期岩浆相对于早期具有更加负的εHf(t)值(图6a)。

5.4 构造意义

前人研究表明，碱性岩通常产生于碰撞造山作用之后、板内裂谷或者伸展构造背景下。并且能够很好地指示大陆岩石圈相互作用和岩浆演化过程(Bonin，2007;Yang et al.，2005)。张士英岩体主要为石英正长岩属于碱性岩范畴。因此断定华北克拉通南缘早白垩世时期形成的张士英岩体受岩石圈伸展的构造背景控制。岩石圈伸展导致幔源的上涌，为下地壳物质部分熔融提供了充足的热源和少量的物质。

那么这种岩石圈的伸展机制又是什么?结合区域地质背景，研究区毗邻秦岭造山带，很有可能受到秦岭造山带演化的影响。华北克拉通自加里东运动开始直到三叠纪早期一直处于稳定发展阶段，扬子克拉通与华北克拉通在238 ～218Ma 之间实现碰撞对接(李曙光等，1989;Meng et al.，1999)。直到中侏罗世晚期完成全面的拼合，岩石圈在150Ma 前后厚度达到最大(毛景文等，2005)。其后岩石圈开始拉张趋于减薄，并诱发了中国东部晚中生代大规模的岩浆活动和成矿作用(Li and Li，2007;Wu et al.，2005;毛景文等，2005)。中生代时中国大陆中东部的区域构造体制经历了从古生代EW 向构造格局转变到中生代早期的NNE 向构造格局。并提出构造体制转折始于150 ～140Ma，终于110～100Ma，峰期是120 ～110Ma(翟明国等，2004;王涛等，2007)。华北克拉通及其邻区大规模成矿作用也主要出现在中生代，集中分布于3 个时期:200 ～160Ma、140Ma 左右和130 ～110Ma。三大成矿期所对应的地球动力学背景分别为华北板块与扬子板块的碰撞造山后陆内造山和伸展过程;南北主应力场向东西主应力场构造体制大转时期(并认为163～136Ma 是地球动力调整的时间段);东西向岩石圈大规模减薄作用的时间是130 ～110Ma(120Ma 为峰期)(毛景文等，2005)。三次成矿作用也和华北南缘发育的大量中酸性侵入时代具有很好的一致性。最近Mao et al.(2011)基于对辉钼矿的Re/Os 年龄，对东秦岭-大别造山带的29 个钼矿床统计发现钼矿成矿时代集中分布于晚三叠纪(233 ～221Ma)、晚侏罗世到早白垩世(148 ～138Ma)、早-中白垩世(131 ～112Ma)三个时期。华北克拉通边缘的金矿成矿作用也局限在很短的时间内，主要发生在早白垩世(130 ～110Ma)(Yang et al.，2003)。中国东部广泛分布的中生代花岗岩，成岩作用也主要在早白垩世，年龄变化范围在131 ～117Ma (Wu et al.，2005)。以上表明早白垩世华北克拉通岩浆活动和成矿作用异常活跃。张士英石英正长岩形成于123Ma 左右，形成时代与构造体系大转折以及华北克拉通及其边缘大规模成岩成矿作用具有很好的一致性，而华北克拉通中生代大规模成岩成矿活动被证实为克拉通破坏的响应。

华北克拉通太古宙岩石圈地幔在中-新生代发生了强烈的破坏和减薄这已成为地学界不争的事实(Xu，2001;Gao et al.，2004;Yang et al.，2008;吴福元等，2008)。华北克拉通浅部广泛发育的伸展构造包括拆离正断层、变质核杂岩、伸展盆地及大规模发育的岩浆岩等是区域伸展环境最直接的证据。华北南缘及邻区发育了大规模晚中生代变质核杂岩在131 ～125Ma 存在一个快速冷却的过程，41 个黑云母40Ar/39Ar定年统计结果给出了125Ma 的拆沉活动的高峰期(Wang et al.，2011;Cui et al.，2012)。断陷盆地及拆离断层出现的高峰期在145 ～115Ma 之间(Zhu et al.，2005;林伟等，2013)。此外华北广泛发育了早白垩世时期(135 ～115Ma)的岩浆活动峰期为125Ma。并且具有不同来源、成因和侵位深度，反映了这一时期强烈的深部地质过程(Zhao et al.，2012;Jian et al.，2010;Wu et al.，2005;吴福元等，2008)。华北克拉通东部岩石圈地幔的水含量大约从125Ma 开始总体上高于MORB 源区(50 ×10-6～200 ×10-6)(Xia et al.，2013)，而克拉通水化必然导致深部地幔其强度显著的降低。从而也证明了125Ma 左右是华北克拉通破坏的高峰期。

通过以上分析表明125Ma 左右是华北克拉通破坏的峰期，这个年龄与翟国明等(2004)提出的构造体制120 ～110Ma 转折峰期具有一致性以及与毛景文等(2005)提出的130 ～110Ma 大规模成矿时代一致。张士英早期岩浆活动形成的石英正长岩结晶于123Ma 左右，正好位于华北克拉通破坏的峰期，而110 ～100Ma 的后期岩浆活动位于峰期之后。而破坏峰期时必然有更多幔源物质的上涌，底侵下地壳并参与岩浆形成过程。故此相比于晚期岩浆活动早期形成的石英正长岩具有相对较高的εHf(t)值(图6a)。因此作者认为，华北克拉通南缘的晚中生代张士英岩体形成于造山后期构造体制从挤压向伸展的转变阶段和之后的岩石圈大规模伸展环境，这种构造体制的转折导致了岩石圈的减薄和华北克拉通的破坏。而构造转折的机制是受太平洋板块俯冲方向的转变的影响，研究表明太平洋板块俯冲方向从140 ～125Ma 的北东方向转变为125 ～100Ma 的西北方向(Koppers et al.，2001)。导致了华北构造体制由南北向的挤压转变为东西向的弧后拉张，拉张性的构造环境导致了幔源岩浆的上涌，炽热的幔源岩浆烘烤导致下地壳发生部分熔融形成原始岩浆，并经过一系列的结晶分异在研究区侵位形成张士英石英正长岩体。在成岩过程中有少量的地幔物质的加入。

6 结论

(1)张士英石英正长岩具有高硅、高钾、富碱和过铝质特征，SiO2(57.81% ～68.1%)大多集中在中性岩范围，σ 变化范围为3.46 ～8.04，属于碱性岩。K2O/Na2O ＞1。铝饱和指数A/CNK (1.26 ～1.58)均大于1。轻稀土富集，重稀土亏损Eu 呈弱的负异常，亏损高场强元素P、Ti、Nb、Ta，富集大离子亲石元素Rb、K、Th、U。

(2)锆石U-Pb 测年获得张士英岩体的年龄为122.8 ±1.5Ma，代表该岩体早期岩浆侵位年龄。锆石的εHf(t)= -17.6 ～-13.9，Hf 两阶段模式年龄tDM2=1.7 ～1.9Ga。指示岩体源区主要为古老下地壳，可能为基底太华群和熊耳群在幔源玄武质岩浆底侵过程中发生部分熔融形成，并可能有少量地幔组分的参与。

(3)华北克拉通南缘的晚中生代张士英侵入岩形成于造山后期构造体制从挤压向伸展的转变阶段和之后的岩石圈大规模伸展环境，这种构造体制的转折导致了岩石圈的减薄和华北克拉通的破坏。

致谢 LA-ICP-MS 锆石U-Pb 定年得到中国科学技术大学赵乘乘的帮助，锆石Hf 同位素测试得到西北大学张红老师的帮助，在此表示衷心感谢。感谢匿名审稿人对本文完善提出的宝贵意见及建议。

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