西秦岭甘南早子沟石英闪长玢岩岩石成因及其地质意义*

2023-03-08薛宪法邱昆峰何登洋黄雅琪朱锐于皓丞姜桂鹏

岩石学报 2023年2期

薛宪法邱昆峰何登洋黄雅琪朱锐于皓丞姜桂鹏

秦岭造山带呈带状分布于华北板块和华南板块之间，经历了前寒武纪基底演化、新元古代构造热事件、早古生代和三叠纪俯冲与碰撞四个重要的构造阶段，以及相应的大规模岩浆作用(Renetal., 2018; Wuetal., 2018)。以徽成盆地和佛坪穹窿为界，秦岭造山带也被分为西秦岭造山带和东秦岭造山带，西秦岭造山带在区域上属于南秦岭造山带的一部分(Huetal., 2020)。西秦岭造山带位于秦岭-大别-苏鲁造山带西部，自元古代到中生代晚期，经历了多期次构造运动，导致其岩浆演化与东秦岭有巨大差异(Meng and Zhang, 2000; Dengetal., 2017; Qiuetal., 2018)。虽然秦岭造山带是由华北板块和华南板块碰撞形成，但西秦岭并未出现类似榴辉岩的超高压岩石(Dong and Santosh, 2016)。西秦岭基底岩性主要为新太古代英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩(TTG)组合(刘勇等，2012)和古元古代变质沉积序列(石英岩和大理岩)(裴先治等，2009)，仅在天水地区沿西秦岭北缘零星出露。西秦岭造山带经历了三期变形事件：华北板块南侧的早-中古生代增生事件；沿勉略缝合带的晚古生代-三叠纪碰撞事件及华南板块与早期增生地体的拼合；侏罗纪至白垩纪的陆内造山作用(Lietal., 2017; Qiuetal., 2017; Dengetal., 2022a, b)。

西秦岭地区三叠纪火成岩普遍形成于古特提斯洋向北俯冲(250～235Ma)的背景下，而后经历了华北板块和华南板块之间的同碰撞(228～215Ma)到碰撞后(215～185Ma)过程(Qiuetal., 2017)。西秦岭地区东部的花岗质岩体多于225～205Ma发生侵位(Dongetal., 2011)，为过铝质-准铝质高钾钙碱性花岗质岩石，岩浆来源于华南板块中元古界的地壳熔融，可分为228～215Ma(华北板块和华南板块陆陆碰撞背景下；Caoetal., 2011; Zhuetal., 2011)和215～185Ma两期岩浆事件(秦岭造山带由同碰撞向后碰撞的构造过渡时期；Xiaoetal., 2014; Xiongetal., 2016)。西秦岭西部地区火成岩体侵位年龄约为250～235Ma，多为弱过铝质-准铝质高钾钙碱性花岗质岩石，岩浆来源于(富钾)基性下地壳的部分熔融，但对于是否有幔源物质的参与仍有不同的认识(金维浚等, 2005; 骆必继等, 2012; 徐学义等, 2014; Qiu and Deng, 2017; 杨瀚文, 2018)。此外，西秦岭西部地区火成岩体形成的构造背景也存在争议，部分学者认为花岗质岩石是形成于活动大陆边缘环境，与勉略洋壳的消减作用有关(Lietal., 2014; 黄雅琪等, 2020)；但也有学者认为阿尼玛卿-勉略洋壳在晚二叠世发生闭合，西秦岭印支期花岗质岩石形成在陆-陆碰撞背景下(骆必继等, 2012; Xiongetal., 2018)。

针对西秦岭西北缘花岗质岩石成因及构造演化问题，本文对西秦岭夏河-合作地区早子沟石英闪长玢岩开展了锆石LA-ICP-MS U-Pb年代学、锆石Lu-Hf同位素地球化学和全岩主微量元素分析工作，以探讨西秦岭地区花岗质岩石成因及地球动力学背景，并约束勉略洋壳闭合时限。

1 区域地质背景

秦岭造山带是我国中央造山带的重要组成部分，横跨中国中部，东西延伸1500多千米(图1; 张国伟等, 2001; Deng and Wang, 2016; Qiuetal., 2018; Dengetal., 2020a, b)。秦岭造山带北以灵宝-鲁山-舞阳断裂和祁连造山带为界与华北板块相邻，南面以勉略-巴山-襄广断裂和松潘-甘孜造山带为界与华南板块相邻(图1a; Yangetal., 2015a, b; Dengetal., 2017; Qiuetal., 2021a)。秦岭造山带以宽坪缝合带、商丹缝合带和勉略缝合带从北向南划分为华北板块南缘、北秦岭板块、南秦岭板块和华南板块北缘(Yangetal., 2015b; Qiuetal., 2016a)。宽坪缝合带地处华北板块南缘与北秦岭板块之间，其广泛发育的蛇绿岩套主要由绿片岩和角闪岩相火山岩组成，形成于约1.45～0.95Ga(Dong and Santosh, 2016; Dongetal., 2016)。商丹缝合带位于北秦岭和南秦岭板块之间，主要出露古生代蛇绿岩套和与俯冲有关的火山岩及沉积岩(Dongetal., 2016; Liuetal., 2016)。位于南秦岭板块和华北板块北缘之间的勉略缝合带主要由不连续出露的蛇绿岩套、洋岛玄武岩和岛弧火山岩组成(Dengetal., 2014; Yangetal., 2016a)。华北板块南缘主要由前寒武纪基底和显生宙沉积盖层组成。基底主要为太古宙太华岩群，由黑云母斜长角闪岩、石英片岩和大理岩组成，上覆中元古代熊耳群、中元古代至新元古代海相沉积岩和新元古代冰碛岩(Zhaoetal., 2004; 时毓等, 2011)。显生宙沉积岩主要为早古生代海相碎屑岩和碳酸盐岩及晚古生代至中生代陆相碎屑岩。元古宙秦岭群是北秦岭板块的主要基底岩层，由长英质片麻岩、角闪岩、石英片岩和大理岩组成，并被不连续出露的显生宙沉积地层覆盖(石炭系-三叠系陆相碎屑岩)(张国伟等, 1996)。陡岭群和佛坪群是南秦岭板块的结晶基底，陡岭群由新太古代英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩(TTG)组合以及新元古代角闪岩、石英岩和大理石组成，元古代佛坪群由黑云母斜长岩、角闪岩、角闪片麻岩和混合岩组成(Huetal., 2013)。南秦岭板块上覆震旦纪海相碳酸盐岩和古生代沉积层序，包括寒武纪-奥陶纪灰岩、志留纪页岩和泥盆纪-石炭纪海相碎屑岩以及层间灰岩(Huetal., 2020; Wangetal., 2020)。华南板块北缘结晶基底主要由新太古代-古元古代崆岭群组成，包括太古宙TTG组合和元古宙角闪岩、混合岩和变质碎屑岩(Dengetal., 2022b; Yangetal., 2022)，上覆震旦纪碎屑灰岩、寒武纪-奥陶纪灰岩、志留系纪-泥盆纪砂岩和粉砂岩、石炭纪-中三叠世碳酸盐岩和晚三叠世-白垩纪碎屑岩。

以徽成盆地和佛坪穹窿为界，秦岭造山带被分为东秦岭造山带和西秦岭造山带(Maoetal., 2002; Dongetal., 2011; Qiu and Deng, 2017)。西秦岭造山带长约600km，是秦岭造山带的西延部分。该造山带经历了多期与古特提斯洋演化相关的构造事件以及随后的晚三叠世华北板块和华南板块的碰撞，是东古特提斯洋的分支(张国伟等, 2001; Yuetal., 2019; Xiaoetal., 2022)。区域内广泛出露泥盆纪至三叠纪沉积岩，而前寒武纪基底很少出露(Yangetal., 2016b; Qiuetal., 2021b)。西秦岭造山带岩浆活动频繁，尤其是中生代岩浆活动，并在印支期成矿作用中形成了许多金矿床(以造山型、岩浆热液型为主)，已探明的金储量超1200t，是中国第二大金矿集区(Dengetal., 2018, 2019; Goldfarbetal., 2019; Yuetal., 2020a, b, 2021; Huangetal., 2022; Qiuetal., 2023a, b)。夏河-合作地区位于西秦岭造山带的西北缘(图1a)，区内主要出露石炭纪至三叠纪的海相沉积岩和早-中三叠世侵入岩，并含有少量二叠纪火山岩和白垩纪火山沉积岩(图1b；梁志录等, 2016; Xiaoetal., 2022)。区域北西向构造发育，以夏河-合作断裂及新堡-力士山背斜为主(梁志录等, 2016; Suietal., 2017)。以夏河-合作断裂及其延长线为界，可分为北东和南西两个区域(韦良喜等, 2018)，分别以与三叠纪花岗岩有密切时空关系的斑岩-矽卡岩型矿床和以发育脉状、浸染状的金锑矿床为主(Qiuetal., 2018; Zhangetal., 2021)。

2 矿床地质

早子沟金锑矿床位于甘肃合作市西南，大地构造位置位于西秦岭造山带西缘夏河-合作断裂南西方向(图1b)，累计查明金资源量106.2t，矿床平均品位3.34g/t。早子沟金锑矿床赋矿围岩主要是下三叠统古浪堤组和三叠纪岩浆岩(图2)。古浪堤组是矿区主要出露地层，约占矿区总面积的70%，主要由硅质板岩、钙质板岩、石英砂岩和粉砂岩组成(刘勇, 2012; 隋吉祥和李建威, 2013)。早-中三叠世岩浆岩呈岩脉、岩枝状侵入到早三叠世板岩内，呈北东和北北东向分布，主要的岩性为石英闪长玢岩、英安玢岩、闪长玢岩、流纹斑岩和花岗闪长玢岩。早子沟金锑矿床中金矿体分布明显受构造控制，按照矿体几何特征和控矿断裂性质，可将其分为两类：陡倾斜矿体和缓倾斜矿体(Qiuetal., 2020; Yuetal., 2022a)。陡倾斜矿体主要赋存在北东-北东东走向、陡倾斜的断裂带中，围岩为变形、碎裂的蚀变板岩和英安玢岩，主要矿石类型为浸染状英安玢岩和板岩矿石；缓倾斜矿体主要赋存在北北西走向、缓倾斜的断裂带内，围岩多为碎裂的蚀变板岩和英安玢岩，矿石类型主要为呈透镜体状产于断裂带内的石英-辉锑矿脉矿石。矿区多发育强烈的毒砂化、黄铁矿化、硅化、辉锑矿化和绢云母化。

图1 西秦岭造山带地质简图(a)和夏河-合作地区地质简图及矿床分布图(b)(据Qiu and Deng, 2017; Qiu et al., 2020)

图2 西秦岭早子沟金锑矿床地质简图(据Yu et al., 2019)

3 样品描述及分析方法

石英闪长玢岩样品均采自早子沟矿区的野外露头(定年样品18ZZG16位置：34°57′55.30″N、102°48′27.52″E；样品18ZZG17位置：34°57′58.39″N、102°48′37.25″E)。样品呈灰黑色，块状构造，斑状结构，肉眼可见石英颗粒及少量较大颗粒的暗色矿物(黑云母和角闪石)(图3)。斑晶(～50%)主要为斜长石(～25%)、石英(～15%)、黑云母(～5%)和角闪石(～5%)。斜长石和石英斑晶粒径多在0.2～1mm之间，最大可达5mm，少量石英发育溶蚀结构。黑云母和角闪石斑晶大多在0.2～0.3mm之间。斜长石和石英多呈板状，黑云母呈自形片状，角闪石呈自形柱状。基质呈隐晶质结构，由斜长石(15%～30%)、石英(5%～25%)和少量副矿物(锆石和磷灰石)组成。

图3 早子沟地区典型地质体接触关系和石英闪长玢岩岩相学照片

将石英闪长玢岩样品粉碎至80～120目，并通过电磁和重液分离技术分离锆石晶体。在双目显微镜下手工挑选锆石颗粒，将其安装在环氧树脂中，抛光至近一半以暴露内部结构，然后在含有5% HNO3的超声波清洗机中清洗。在分析之前，使用JXA-8800电子探针和图像分析软件，在20kV和20nA条件下，获得锆石阴极发光(CL)图像，来观察锆石颗粒的内部结构。该工作在华北地质科技创新中心研究所完成。

锆石LA-ICP-MS U-Pb定年分析工作在华北地质科技创新中心同位素实验室进行。使用Neptune双聚焦多收集器ICP-MS进行激光采样，测试激光束斑直径为30μm、频率为8Hz。GJ-1用作锆石U-Pb定年分析的标样。使用NIST SRM 610玻璃作为外标，计算锆石的U、Th和Pb浓度。同位素比值使用ICPMSDataCal 11.8(Liuetal., 2010)计算，并使用Isoplot 3.0版软件绘制锆石年龄协和图(Ludwig, 2003)。使用Andersen (2002)的方法进行了普通Pb校正，详细实验方法见文献(Qiuetal., 2019)。

在U-Pb年龄测试相同的位置上对样品进行锆石Lu-Hf同位素分析，该项工作在华北地质科技创新中心同位素实验室完成。使用与UP 193nm激光烧蚀系统耦合的Thermo-Finnigan-Neptune MC-ICP-MS系统测定Hf同位素组成。使用11Hz、10J/cm2的激光重复烧蚀锆石，束斑直径为50μm。在分析过程中，GJ-1锆石标样的176Hf/177Hf比值为0.282009±24(2σ，n=13)(Elhlouetal., 2006)。176Lu的衰变系数为1.865×10-11/yr，使用176Hf/177Hf=0.282785±11(2σ)和176Hf/177Hf=0.0336±1(2σ)的球粒陨石比值来计算εHf(t)的值(Blichert-Toft and Albarède, 1997)。

全岩主量分析在华北地质科技创新中心测定。把1g样品烘干后于1000℃的高温炉中灼烧测得其烧失量(LOI)。取0.5g样品溶于4g Li2B4O7溶剂中，均匀混合后再加入0.4g 1%浓度的LiBr和0.5%浓度的NH4I助溶剂。混匀后转移至XRF专用铂金坩埚中，在1250℃熔融，并进行XRF测定。全岩微量分析在河北省区域地质矿产调查研究所完成。在溶样瓶中加入2mL 8mol/L的HNO3和0.5mL 8mol/L的HF，并持续加热来溶解样品，溶解后在通风橱中蒸干样品。稍后再次加入2mL 8mol/L的HNO3继续加热，并重复前面工作。最后用8mol/L的HNO3溶解样品，之后加去离子水稀释至250mL，取出部分进行ICP-MS分析。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb年代学

对2件石英闪长玢岩样品(18ZZG16和18ZZG17)进行锆石LA-ICP-MS U-Pb定年，测年结果如表1所示。通过阴极发光图像(图4a)可以看出，石英闪长玢岩中多数锆石颗粒是自形的，并显示出良好的振荡生长环带。这些锆石长度多在100～200μm，长宽比为2:1到3:1，呈长柱状，Th/U多大于0.2，符合岩浆锆石特征(Fuetal., 2021; Wuetal., 2022)。每个样品选取36颗锆石进行测试，18ZZG16样品有2个继承锆石，除继承锆石外加权平均206Pb/238U年龄为232.8±4.6Ma(MSWD=1.9，n=19；图4b, c)；18ZZG17样品有5个继承锆石，除继承锆石外加权平均206Pb/238U年龄为231.4±3.8Ma(MSWD=1.8，n=26；图4d, e)。

表1 早子沟石英闪长玢岩LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果

续表1

图4 早子沟石英闪长玢岩典型锆石阴极发光图像(a)和锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄谐和图(b-e)

4.2 岩石地球化学特征

8件石英闪长玢岩样品主量和微量元素地球化分析结果如表2所示。石英闪长玢岩SiO2含量为56.18%～68.26%，Al2O3含量为16.40%～18.00%，TiO2含量为0.34%～0.71%，MgO含量为2.30%～6.28%，K2O含量为1.82%～3.70%，Na2O含量为2.16%～4.02%，K2O/Na2O值为0.68～1.10(图5)，Mg#为47.57～70.35，具有高Al中Mg的特点。在TAS判别图解中，样品落在闪长岩-花岗闪长岩区域内(图5a),其A/CNK为0.73～1.07，A/NK为1.64～3.05，属于准铝质-弱过铝质系列岩石。在SiO2-K2O图解中，显示出钙碱性-高钾钙碱性特征(图5b, c)。稀土元素总量(∑REE)为76.74×10-6～241.5×10-6，LREE/HREE为7.97～19.8，(La/Yb)N比值为8.10～61.2，轻重稀土分异较大，稀土配分曲线为轻稀土富集、重稀土平坦的右倾型(图6a)，具有弱负铕异常(δEu=0.65～0.93)。微量元素蛛网图显示，岩石含有少量Ni(3.64×10-6～82.80×10-6)和Co(3.75×10-6～24.70×10-6)，并且富集大离子亲石元素(K、Sr、Ba、Cs)，亏损Sr和高场强元素Nb、Ta等(图6b)。

表2 早子沟石英闪长玢岩主量元素(wt%)与微量元素(×10-6)分析结果

续表2

图5 早子沟石英闪长玢岩地球化学图解

图6 早子沟石英闪长玢岩球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(a，标准化值据Boynton, 1984)与原始地幔标准化微量元素蛛网图(b，标准化值据Sun and McDonough, 1989)

4.3 锆石Lu-Hf同位素

图7 夏河-合作地区三叠纪花岗质岩石锆石εHf(t)-t图解(a、b)、εHf(t)频率直方图(c)和频率直方图(d)

表3 早子沟石英闪长玢岩LA-MC-ICP-MS锆石Lu-Hf同位素分析结果

续表3

5 讨论

5.1 早-中三叠世岩浆活动

早子沟地区主要发育花岗闪长玢岩、英安玢岩和石英闪长玢岩等火成岩，岩性呈现由中酸性向中性过渡。石英闪长玢岩侵入英安玢岩中，暗示石英闪长玢岩侵位时间晚于英安玢岩(图3a)。中酸性岩脉(花岗闪长玢岩脉和英安玢岩)锆石年龄多在250～236Ma；中性岩脉如石英闪长斑(玢)岩等显示的年龄范围约为236～233Ma(隋吉祥和李建威, 2013; 第鹏飞, 2018; 耿建珍等, 2019; Yuetal., 2019)。本文研究的石英闪长玢岩锆石U-Pb年龄为～232Ma，是该地区中三叠世岩浆活动的产物。结合前人对早子沟地区赋矿围岩岩相学和年代学的研究，可以发现该区早-中三叠世岩浆侵位时间约为250～232Ma，按侵位时间和岩性大致可分为两类：英安玢岩和花岗闪长玢岩的侵位主要集中在250～236Ma，而石英闪长玢岩侵位于236～232Ma。

研究表明，西秦岭三叠纪岩浆爆发事件可分为两期，包括早-中三叠世(250～235Ma)和晚三叠世(225～205Ma)(金维浚等, 2005; Zhangetal., 2007; Lietal., 2014; Luoetal., 2012, 2015; Zhuetal., 2013)。夏河-合作地区仅存在250～235Ma的岩浆活动。阿夷山岩浆侵位时间为242～238Ma，德武鲁杂岩体岩浆侵位时间为247～238Ma，铜仁岩体岩浆侵位时间为242～238Ma，美武岩体岩浆侵位时间为251～243Ma，均与早-中三叠世(250～235Ma)的岩浆侵位时间一致(徐学义等, 2014; Lietal., 2015b; Qiu and Deng, 2017)。与夏河-合作地区火成岩体侵位时间相似，本文早子沟石英闪长玢岩锆石U-Pb年龄在～232Ma，表明第一期(250～235Ma)岩浆活动很有可能持续到232Ma左右，才进入到岩浆间歇期。

5.2 岩石成因与岩浆源区

在哈克图解(图8)中，石英闪长玢岩MgO、Fe2O3、CaO、Al2O3和P2O5含量与SiO2呈负相关，可能是角闪石、黑云母及副矿物磷灰石的分离结晶导致的(Zouetal., 2022)。SiO2与K2O呈正相关(图8b)，表明源区不存在钾长石的分离结晶。微量元素特征富含LREE，亏损HREE，尤其是Ba、Nb含量显著减少(图6)，显示了典型的大陆地壳岩石特征；较弱的负Eu异常(0.62～0.93)显示源区中存在斜长石或斜长石发生了分离结晶；相对平坦的HREE模式(图6a)暗示源区几乎没有石榴石残留(Moyen, 2009)。石英闪长玢岩亏损高场强元素(Nb、Ta)，富集大离子亲石元素，这些地球化学特征可能是下地壳部分熔融的结果(Chappell, 1999; Clemensetal., 2011)。此外，石英闪长玢岩Sr(162.3×10-6～1304×10-6)和Nd(14.16×10-6～43.65×10-6)含量相对较高，这些元素是直接继承于岩浆源，即岩石具有深部下地壳来源，浅部的地壳过程(如分离结晶和上地壳混染)不能导致的高Sr和Nd含量(Roden and Shimizu, 2000)。La/Yb-La和CaO/Al2O3-MgO图解表明岩浆演化主要受岩石部分熔融影响，同时矿物的分离结晶也起到部分作用(图9a, b)。

图8 早子沟石英闪长玢岩哈克图解

图9 早子沟石英闪长玢岩岩石成因图解

与夏河-合作地区其他火成岩体特征一致，早子沟石英闪长玢岩也显示为准铝质-弱过铝质性质(A/CNK<1.1)(图5b)，具有中等的SiO2(56.18%～68.26%)、MgO(2.30%～6.27%)，较高的K2O(1.82%～3.70%)(图5d)，明显缺乏典型的碱性镁铁质矿物和过铝质矿物，具有与I型花岗岩类似性质。虽然具有较高的Sr(162.3×10-6～1304×10-6)和较低的Y(4.26×10-6～21.44×10-6)，但Sr/Y值并不能作为判别是否为埃达克质岩的依据，且其(La/Yb)N比值较低，多在8.10～19.44，与埃达克岩的性质不同。对于I型花岗岩岩浆源区主要存在两种认识：一种是幔源镁铁质岩浆通过岩浆混合与地壳岩浆相互作用(Kempetal., 2007)；另一种是由地幔衍生熔体分离结晶产生的，但通常具有较高的SiO2浓度(>70%)和较高A/CNK比值(1.03～2.07)(Skjerlie and Johnston, 1993; Soesoo, 2000)。本文多种证据表明石英闪长玢岩源区与第一种机制相似。石英闪长玢岩地球化学特征显示为钙碱性-高钾钙碱性特征(图5c)，含有较高的K，其K2O的富集主要来自岩浆源区，与中高钾镁铁质下地壳部分熔融产生的成分一致(Sissonetal., 2005; Milleretal., 1999)。通常，玄武质下地壳岩浆分馏很难生成Mg#值高于45的中性岩石，且K2O/Na2O<1(Rapp and Watson, 1995; Blatteretal., 2013; Nandedkaretal., 2014)，但玄武岩岩浆和长英质熔体之间的混合可以产生Mg#明显较高(>50)的中性岩石。夏河-合作地区各类岩体Mg#值在47.57～70.35之间，K2O/Na2O在0.84～1.10(图5d)，表明其不能仅通过基性下地壳的部分熔融产生，幔源岩浆也起到重要作用。A/CNK-SiO2和La/Sm-Th/Sc图解(图9c, d)均显示一定的正相关关系，也支持幔源物质参与这一观点。在CaO/(FeOT+MgO+TiO2)-(CaO+FeOT+TiO2)和Al2O3/(FeO+MgO+TiO2)-(Al2O3+FeO+MgO+TiO2)图解中，石英闪长玢岩均落在角闪岩的部分熔融区域内，进一步表明其主要来源于富钾玄武质变火成岩的部分熔融，与西秦岭夏河-合作地区其他岩体的地球化学数据显示的特征一致(图9e, f)。综上可知，早子沟石英闪长玢岩岩浆主要由基性下地壳部分熔融成的。

5.3 对地球动力学背景的约束

西秦岭地区广泛发育的三叠纪火成岩明显与勉略洋壳的俯冲有关(Xiaoetal., 2022)。对于西秦岭三叠纪火成岩形成的构造背景目前还存在着巨大争议，一种观点认为形成于活动大陆边缘背景下的勉略洋壳向北俯冲环境(Mengetal., 2005; 张成立等, 2008; Suietal., 2018; 黄雅琪等, 2020; Wangetal., 2021a)；另一种观点则认为形成于与地壳增厚、伸展裂谷等有关的同碰撞至后碰撞环境(李曙光等, 2003; 张宏飞等, 2006; 骆必继等, 2012; Xiongetal., 2018)。总之，西秦岭的构造体系以及勉略洋壳俯冲消亡的确切时间仍不清楚。

目前，对西秦岭早-中三叠纪火成岩形成背景主要存在两种模型：一种模型是板块还未发生碰撞，与勉略洋壳回撤引起的岩石圈地幔流上升有关(Lietal., 2014, 2015b; Qiuetal., 2017; Heetal., 2021)；另一种是在大陆弧环境到碰撞后伸展的过渡环境中侵位形成的，与板块断离模型有关，形成于勉略洋壳向北俯冲形的大陆弧环境(Luetal., 1996; Chen and Santosh, 2014; Hanetal., 2014)。石英闪长玢岩显示火山弧花岗岩特征，处于华北板块和华南板块碰撞前的构造背景，这与第一种模型相反。西秦岭造山带中具有弧特征的火山岩最早是在晚二叠世石关组沉积岩夹层中的玄武岩中发现的，与俯冲相关的岩浆作用在早-中三叠世达到顶峰(张宏飞等, 2006; Zhangetal., 2007; Lietal., 2014)。西秦岭印支期花岗质岩石沿造山带伸展方向呈线状分布，表现出与岩石圈拆离相反的特征，西秦岭西北部从海相突然转变为陆相，很有可能是大陆碰撞引起的快速隆升和侵蚀，并且黑沟峡MORB型火山岩变质年龄(242～221Ma；Lietal., 1996)也表明勉略洋最早在早三叠世闭合，因此张成立等(2008)认为印支期高钾钙碱性到钾玄质花岗质岩石是在碰撞后环境中形成的。虽然一些早三叠世250～240Ma的高Sr/Y花岗岩显示出增厚地壳部分熔融形成的埃达克岩特征，表现出地壳增厚的构造环境特征(张成立等, 2008; 徐学义等, 2014)，但事实上这些高Sr/Y花岗岩的特征与典型埃达克岩的特征不同，这些特征可能来自源岩或表明石榴子石的深部来源(Renetal., 2018)，所以不能通过地壳增厚来解释西秦岭中三叠世花岗岩类的地球化学特征(Douetal., 2019)。

华北板块和华南板块在三叠纪沿勉略缝合带的碰撞导致了秦岭-大别造山带的叠瓦状逆冲，使地壳增厚达50km(张成立等, 2005)。蛇绿岩套是古缝合带和古俯冲带存在的直接标志，夏河地区存在早二叠世至中二叠世蛇绿混杂岩(Dongetal., 2016)；铜仁隆务峡地区蛇绿混杂岩辉长岩的锆石U-Pb年龄为250.1±2.2Ma，以及侵入蛇绿岩的花岗闪长岩的年龄为244.0±1.4Ma(王绘清等, 2010)；勉略缝合带中发现了于221～345Ma形成的蛇绿岩(Lietal., 1996; Dongetal., 2021)，所以对于勉略洋壳闭合时限仍有争议。但对西秦岭早-中三叠纪一系列花岗质岩体的年代学和岩石地球化学的研究表明，250～230Ma期间勉略洋壳处在俯冲消减阶段(Dengetal., 2021; 李瑞保等, 2018; Qiuetal., 2016b, 2018; Douetal., 2019; Wangetal., 2021b)。早子沟地区位于西秦岭最西部，在阿尼玛卿-勉略缝合带北侧，石英闪长玢岩侵位时间为～232Ma。它们显示出准铝质-弱过铝质的钙碱性-高钾钙碱性特征，富含LREE，贫HREE，以负Eu异常为特征(图6)，具有与火山弧花岗质岩石相同的性质(图10)。在R1-R2图解中，石英闪长玢岩落在碰撞前花岗岩区域(图10d)，处在活动大陆边缘背景下(图10a)。此外，夏河-合作地区不同岩体的构造图解与石英闪长玢岩相似(图10)，表明夏河-合作地区火成岩体在活动大陆边缘背景下形成的，是勉略洋壳向北俯冲南秦岭板块的产物，此时勉略洋壳仍未闭合(图11)。