華北克拉通南緣張士英巖體大陸動(dòng)力學(xué)背景:來(lái)自地球化學(xué)、鋯石U-Pb 年齡和Hf 同位素的證據(jù)*

段友強(qiáng) 張正偉 楊曉勇＊＊

DUAN YouQiang1，ZHANG ZhengWei2 and YANG XiaoYong1＊＊

1. 中國(guó)科學(xué)技術(shù)大學(xué)地球和空間科學(xué)學(xué)院，合肥 230026

2. 中國(guó)科學(xué)院地球化學(xué)研究所礦床地球化學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，貴陽(yáng) 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

秦嶺造山帶是中央造山帶的重要組成部分，自北向南由欒川斷裂和勉縣洛陽(yáng)斷裂兩條縫合線將秦嶺造山帶分成三個(gè)部分，即欒川斷裂以北的華北陸塊南緣，與勉縣洛陽(yáng)斷裂之間的秦嶺微陸塊，及勉縣洛陽(yáng)斷裂以南的揚(yáng)子地塊北緣(張國(guó)偉等，2001)。秦嶺造山帶為復(fù)合型造山帶，經(jīng)歷了元古代、古生代和中生代造山運(yùn)動(dòng)。發(fā)育了大量的侵入巖，新元古代時(shí)期經(jīng)歷了陸塊匯聚與裂解的構(gòu)造巖漿事件形成同碰撞-后碰撞花崗巖系(Wang et al.，2003)。古生代時(shí)期，北秦嶺沿商丹斷裂帶一線俯沖增生及碰撞，伴有大量花崗巖侵入的構(gòu)造巖漿熱事件(Ratschbacher et al.，2003;Wang et al.，2005)。中生代整個(gè)秦嶺造山帶經(jīng)歷了強(qiáng)烈的早中生代構(gòu)造巖漿熱事件，形成大量中生代花崗巖體。華北克拉通南緣的東秦嶺鉬礦帶是中國(guó)重要的大型鉬礦分布區(qū)之一，產(chǎn)出了金堆城、南泥湖、三道莊、上房溝等五個(gè)超大型鉬礦床和雷門溝等十余處大中型鉬(鎢)多金屬礦床，其中鉬金屬儲(chǔ)量約占全國(guó)總儲(chǔ)量的66% (Mao et al.，2011)。前人曾將中生代劃分出三期成礦作用:235 ～220Ma，150 ～135Ma 和130 ～110Ma 并提出區(qū)內(nèi)大規(guī)模的成礦作用和同時(shí)期的巖漿作用存在密切關(guān)系(Mao et al.，2003，2008)。因此對(duì)區(qū)內(nèi)巖漿巖的研究有助于理解大規(guī)模成礦作用的地質(zhì)背景。

近年來(lái)一些研究表明在華北南緣發(fā)育一系列形成于拉張環(huán)境下的與巖石圈減薄或轉(zhuǎn)型有關(guān)的中生代巖漿巖。如早白堊世A 型花崗巖、基性巖墻群、及鉀質(zhì)玄武巖(葉會(huì)壽等，2008;王團(tuán)華等，2008;謝桂青等，2007)。張士英巖體位于舞陽(yáng)南部(圖1)，東秦嶺東端，緊鄰西大別，為一套富堿性侵入巖。堿性巖是地球上產(chǎn)出環(huán)境特殊的一種巖石類型，分布較少，主要形成于巖石圈拉張環(huán)境。堿性巖可能與碰撞造山作用、下地殼拆沉減薄作用、殼-幔相互作用等深部地質(zhì)過(guò)程有密切的成因聯(lián)系是深部地球動(dòng)力學(xué)過(guò)程在淺部地殼的直接表現(xiàn)(Karmalkar et al.，2005)。因此對(duì)該巖體的研究有助于我們理解華北地臺(tái)南緣乃至整個(gè)中國(guó)東部在晚中生代的演化。前人曾對(duì)張士英巖體的巖石地球化學(xué)特征及巖體形成時(shí)代進(jìn)行過(guò)詳細(xì)研究。但就成巖時(shí)代和巖漿源區(qū)存在較大的爭(zhēng)議。筆者之一曾獲得全巖的Rb-Sr 等時(shí)線年齡為133.4 ±0.5Ma (張正偉等，2000)。李創(chuàng)舉和包志偉(2010)對(duì)張士英巖體進(jìn)行鋯石LA-ICP-MS 的U-Pb 定年測(cè)得的結(jié)果為124.2 ±0.5Ma。認(rèn)為巖漿形成過(guò)程是軟流圈地幔巖漿底侵造成的下地殼部分熔融及殼?；旌线^(guò)程。而向君峰等(2010)對(duì)張士英巖體進(jìn)行了劃分并測(cè)得鉀長(zhǎng)花崗巖、似斑狀花崗巖和石英斑巖脈的SHRIMP 鋯石U-Pb 年齡分別為107.3 ±2.4Ma、106.7 ±2.5Ma 和101 ±3Ma。認(rèn)為巖漿是1.9 ～2.3Ga 期間新生地殼部分熔融形成的。精細(xì)的成巖成礦年齡是探討成礦作用地質(zhì)背景及其發(fā)生發(fā)展過(guò)程的基礎(chǔ)。所以有必要對(duì)張士英巖體進(jìn)行系統(tǒng)的研究。本文通過(guò)對(duì)張士英巖體進(jìn)行主微量元素分析，并對(duì)鋯石進(jìn)行LA-ICP-MS UPb 定年和Hf 同位素的分析，重新確定了巖體的形成年齡，又結(jié)合最新區(qū)域地質(zhì)研究數(shù)據(jù)對(duì)巖體的物質(zhì)源區(qū)進(jìn)行了進(jìn)一步限制，并探討了成巖模式及形成時(shí)的動(dòng)力學(xué)背景。

圖1 張士英巖體所處地理位置與構(gòu)造環(huán)境(據(jù)劉振宏等，2004)Fig.1 Location and simplified geological map of Zhangshiying pluton (modified after Liu et al.，2004)

2 區(qū)域地質(zhì)背景與樣品特征

華北地塊南緣是秦嶺造山帶后陸逆沖斷裂褶皺帶(張正偉等，2002)，區(qū)內(nèi)出露的地層有太華群結(jié)晶基底，為一套中高級(jí)變質(zhì)的中基性-中酸性火山沉積變質(zhì)巖系，主要由英云閃長(zhǎng)質(zhì)-奧長(zhǎng)花崗質(zhì)-花崗閃長(zhǎng)質(zhì)(TTG)片麻巖和斜長(zhǎng)角閃巖組成。片麻巖形成時(shí)代主要集中于新太古代(2.84 ～2.76Ga)(Liu et al.，2009)。斜長(zhǎng)角閃巖的年齡主要集中于兩個(gè)時(shí)間段2.84 ～2.54Ga 和2.50 ～2.28Ga(Wan et al.，2006;Xu et al.，2009;Liu et al.，2009)。區(qū)內(nèi)還出露中新元古代的熊耳群、汝陽(yáng)群。中元古界熊耳群為一套中基性-中酸性雙峰式火山巖夾海陸相碎屑沉積的火山沉積巖系，呈角度不整合覆蓋于太華群結(jié)晶基底之上，是華北克拉通南緣最主要的蓋層巖系。鋯石的U-Pb 年代學(xué)研究表明其形成于1.75 ～1.95Ga 之間，單階段tDM1為2.66Ga(趙太平等，2001;Zhao et al.，2004)。中元古界汝陽(yáng)群為一套濱海相碎屑巖-碳酸鹽巖沉積建造覆蓋于熊耳群之上。

區(qū)內(nèi)巖漿巖廣泛發(fā)育，具有多期次特征。以燕山期花崗質(zhì)巖漿活動(dòng)最為強(qiáng)烈，該期次花崗巖分為大巖基和小斑巖體。大巖基主要以黑云二長(zhǎng)花崗巖及黑云母花崗巖為主，被認(rèn)為是陸殼重熔型花崗巖(張宗清等，2002;李先梓等，1993)。小斑巖體多與鉬礦化有成因關(guān)系(Chen et al.，2000;朱賴民等，2008)。已有年齡數(shù)據(jù)顯示花崗巖侵位于160 ～110Ma，巖石類型具有多樣性，顯示從S 型-I 型-A 型演化趨勢(shì)(毛景文等，2005;李永峰等2005;朱賴民等，2008;Mao et al.，2011)。在靠近黑溝-欒川-確山深大斷裂帶及兩側(cè)，自西向東陸續(xù)出現(xiàn)了30 多個(gè)富堿侵入巖巖體，空間上構(gòu)成約400km 的富堿侵入巖帶。在巖帶橫向上，自北向南按照不同的巖石組合類型進(jìn)一步劃分為三個(gè)亞帶，即北亞帶為霓輝正長(zhǎng)巖-正長(zhǎng)巖;中部亞帶為堿性花崗巖-鉀長(zhǎng)花崗巖;南部亞帶為石英正長(zhǎng)巖-霞石正長(zhǎng)巖帶。北亞帶中亞帶以石門-馬超營(yíng)斷裂為界，中亞帶與南亞帶以黑溝欒川斷裂為界(張正偉等，2002)。

張士英巖體位于河南舞鋼-方城之間(圖1)，本巖區(qū)地處華北陸塊南緣，分布于舞陽(yáng)張士英、馬莊、房莊一帶。區(qū)內(nèi)斷裂構(gòu)造發(fā)育，直接控制著堿性巖的分布，在25km2范圍內(nèi)，出露大小多個(gè)堿性巖體，其中張士英巖體出露面積5.5km2，呈小巖株產(chǎn)出，近南北向展布。平面上呈不規(guī)則橢圓形，與圍巖太華群、熊耳群和汝陽(yáng)群呈侵入接觸，接觸面產(chǎn)狀較陡，呈不規(guī)則港灣狀，主要巖石類型為石英正長(zhǎng)巖。

石英正長(zhǎng)巖，呈肉紅色，中細(xì)?；◢徑Y(jié)構(gòu)，交代環(huán)斑結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造。主要礦物鉀長(zhǎng)石占55%，斜長(zhǎng)石20%，石英5% ～10%，角閃石5%;次要礦物有黑云母及少量透輝石;副礦物有磁鐵礦、榍石、鈦鐵礦。鉀長(zhǎng)石主要為微斜長(zhǎng)石，呈它形、半自形板狀、柱狀，部分為粒狀，粒徑1 ～5mm，多與更長(zhǎng)石組成條紋狀構(gòu)造，格子雙晶不明顯，個(gè)別具卡氏雙晶，強(qiáng)烈交代斜長(zhǎng)石，多以蠶蝕或穿孔式交代斜長(zhǎng)石，形成斜長(zhǎng)石團(tuán)塊或包體，或形成環(huán)斑狀結(jié)構(gòu);斜長(zhǎng)石半自形-他形板柱狀或交代殘留體，粒徑1 ～5mm。部分具聚片和卡氏復(fù)合雙晶，具絹云母化和泥化現(xiàn)象。石英呈灰白、乳白色，它形粒狀，粒徑0.5 ～2mm，多呈填隙狀分布于長(zhǎng)石間。角閃石深綠-綠色、半自形粒狀或針狀，部分呈殘留體。粒徑0.2 ～2mm，常被絹云母和綠泥石交代，且與少量透輝石、黑云母共生。

此外前人對(duì)該地區(qū)的其它巖石類型進(jìn)行過(guò)研究，包括鉀長(zhǎng)花崗巖、似斑狀花崗巖和石英斑巖脈(向君峰等，2010)。但由于其缺少主量、微量元素?cái)?shù)據(jù)本文未能與其很好地進(jìn)行綜合討論。

3 分析方法

全巖的主量元素和微量元素分析在廣州澳實(shí)礦物實(shí)驗(yàn)室完成。主量元素分析采用X 射線熒光熔片法完成，分析精度分別為: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溶解樣品，加入Rh 內(nèi)標(biāo)溶液，用PE Elan6000 型ICP-MS 完成測(cè)定，分析精度優(yōu)于5%。

鋯石的單礦物分選由河北廊坊地質(zhì)調(diào)查院完成。在雙目鏡下觀察分選好的鋯石，將晶形好、無(wú)裂隙和包裹體的鋯石挑出，用環(huán)氧樹(shù)脂制靶。將鋯石靶打磨，拋光，然后拍攝反射光、透射光顯微照相和陰極發(fā)光(CL)顯微照片。鋯石的陰極發(fā)光在中國(guó)科學(xué)技術(shù)大學(xué)理化科學(xué)實(shí)驗(yàn)中心掃描電鏡實(shí)驗(yàn)室完成，所用儀器為FEI 公司生產(chǎn)的Sirion200 型電子顯微鏡。

鋯石的微區(qū)原位U-Pb 定年和微量元素分析在廣州地球化學(xué)研究所同位素地球化學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室利用激光剝蝕電感耦合等離子體質(zhì)譜(LA-ICP-MS)完成。儀器采用美國(guó)Resonetics 公司生產(chǎn)的RESOlution M-50 激光剝蝕系統(tǒng)和Agilent 7500a 型的ICP-MS 聯(lián)機(jī)。用He 作為剝蝕物質(zhì)的載氣。用美國(guó)國(guó)家標(biāo)準(zhǔn)技術(shù)研究院人工合成硅酸鹽玻璃標(biāo)準(zhǔn)參考物質(zhì)NIST610 進(jìn)行儀器最佳化，使儀器達(dá)到最佳的靈敏度、最小的氧化物產(chǎn)率(CeO/Ce ＜3%)和最低的背景值。實(shí)驗(yàn)采用標(biāo)準(zhǔn)鋯石TEMORA (Black et al.，2003)作為測(cè)年外標(biāo)，所測(cè)元素激光斑束直徑為31μm，頻率為8Hz。相關(guān)分析方法詳見(jiàn)(涂湘林等，2011)。數(shù)據(jù)處理使用軟件ICPMSDataCal 7.2 (Liu et al.，2008)。鋯石的諧和年齡圖繪制和年齡計(jì)算采用軟件Isoplot3.0(Ludwig，2003)。

圖2 張士英石英正長(zhǎng)巖的主量元素關(guān)系圖(a，據(jù)Middlemost，1994;c，據(jù)Peccerillo and Taylor，1976;d，據(jù)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)

鋯石的微區(qū)原位Lu-Hf 同位素分析在西北大學(xué)大陸動(dòng)力學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。所用質(zhì)譜為Nu Plasma 型多接收電感耦合等離子體質(zhì)譜(MC-ICP-MS)，激光剝蝕系統(tǒng)為193nm ArF 準(zhǔn)分子激光器的GeoLas 2005。激光斑束直徑為44μm，激光脈沖頻率為8Hz。具體分析方法和儀器參數(shù)詳見(jiàn)(Yuan et al.，2008)。用176Lu/175Lu =0.02655 (De Biévre and Taylor，1993)和176Yb/172Yb=0.58545 (Chu et al.，2001)作為校正因子來(lái)進(jìn)行同質(zhì)異位干擾校正，計(jì)算樣品的176Lu/177Hf 和176Hf/177Hf。以標(biāo)準(zhǔn)鋯石MON-1、GJ-1、91500 作為外標(biāo)，其推薦的標(biāo)準(zhǔn)值依次為0.282739 ± 0.000057，0.282015 ±0.000056，0.282307 ±0.000055。在進(jìn)行εHf(t)計(jì)算時(shí)，采用176Lu 衰變常數(shù)(=1.867 ×10-11year-1(S?derlund et al.，2004)，球粒隕石現(xiàn)今的176Hf/177Hf =0.282772 和176Lu/177Hf=0.0332(Blichert and Albarède，1997)。在進(jìn)行模式年齡計(jì)算時(shí)，采用現(xiàn)今的虧損地幔176Hf/177Hf =0.28325 和176Lu/177Hf = 0.0384(Griffin et al.，2000)，現(xiàn)今平均大陸殼的176Lu/177Hf=0.015(Griffin et al.，2002)。

4 分析結(jié)果

4.1 全巖主量元素特征

石英正長(zhǎng)巖的全巖主微量元素結(jié)果見(jiàn)表1。

張士英石英正長(zhǎng)巖具有高硅、高堿特征。從表1 中可以看出樣品SiO2含量變化范圍為57.81% ～68.10%大多集中在中性巖范圍。Mg#變化范圍在12.9 ～39.4，富堿(Na2O +K2O 含量為9.03% ～10.97%)。里特曼指數(shù)σ 變化范圍為3.46 ～8.04，平均值為5.01，屬于堿性巖系列。除去燒失量，重新?lián)Q算為100%，在TAS 分類圖解上樣品點(diǎn)均落入堿性系列正長(zhǎng)巖范圍(圖2a)。A.R 變化范圍在2.66 ～3.99，在A.R-SiO2關(guān)系圖解上均落入堿性系列(圖2b)。K2O 變化范圍在4.40% ～6.37%。K2O/Na2O ＞1。在SiO2-K2O 圖解上所有樣品均落入橄欖玄粗巖系列。(圖2c)。樣品的Al2O3的含量變化范圍在15.27 ～18.17，鋁飽和指數(shù)A/CNK =1.26 ～1.58，均大于1.0，A/NK =1.63 ～1.79。在A/NK-A/CNK 圖解(圖2d)上所有樣品都落入過(guò)鋁質(zhì)系列。以上表明張士英石英正長(zhǎng)巖具有高鉀、富堿、過(guò)鋁質(zhì)特征。

4.2 全巖微量元素及稀土元素特征

8 個(gè)樣品的微量元素及稀土元素分析數(shù)據(jù)具有很好的一致性。稀土元素組成上，石英正長(zhǎng)巖巖體稀土配分形式呈現(xiàn)明顯的右傾型(圖3)。ΣREE=246.1×10-6～411.1×10-6。輕稀土富集，重稀土虧損，LREE/HREE =18.51 ～21.11，具有高的(La/Yb)N比為15.48 ～21.12。Eu 呈弱的負(fù)異常，δEu=0.54 ～0.99 指示巖漿源區(qū)殘留斜長(zhǎng)石或者在結(jié)晶過(guò)程中有斜長(zhǎng)石的分異。在微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化圖上，相對(duì)虧損P 和Ti，這可能與成巖過(guò)程中磷灰石、鈦鐵礦等礦物的分離結(jié)晶有關(guān)或者部分熔融過(guò)程中作為源區(qū)殘留相。高場(chǎng)強(qiáng)元素Nb、Ta 虧損。大離子親石元素Rb、K、Th、U 富集。Pb表現(xiàn)出正的異常，Ba 相對(duì)于Rb 和Th 呈現(xiàn)虧損特征。Sr 表現(xiàn)為負(fù)的異常這一點(diǎn)與Eu 的負(fù)異常相一致，都指示了斜長(zhǎng)石作為源區(qū)的殘留或者在巖漿演化早期結(jié)晶分異出去。

表1 張士英石英正長(zhǎng)巖的全巖主量(wt%)與微量元素(×10 -6)組成Table 1 Whole rock major element (wt%)and trace elements (×10 -6)data for the Zhangshiying Quartz syenite

圖3 張士英石英正長(zhǎng)巖的原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(a)和球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖(b)(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)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 鋯石LA-ICP-MS U-Pb 定年結(jié)果Table 2 LA-ICP-MS zircon U-Pb data of the Zhangshiying quartz syenite

4.3 鋯石U-Pb 年齡

對(duì)樣品進(jìn)行了24 個(gè)點(diǎn)的鋯石U-Pb 年齡測(cè)定，定年結(jié)果見(jiàn)表2。所測(cè)樣品中的鋯石形貌上多呈現(xiàn)規(guī)則的短柱狀。鋯石CL 圖像顯示內(nèi)部結(jié)構(gòu)清晰，發(fā)育有典型的巖漿振蕩環(huán)帶。不具有核幔結(jié)構(gòu)可判斷為巖漿形成后一次結(jié)晶形成，所以所測(cè)的鋯石年齡可以代表冷卻及巖體侵位的年齡。Th/U 比除7 號(hào)點(diǎn)較高(2.47)，其它均大于0.4，變化范圍在0.76 ～1.14之間。鋯石的稀土總含量高，HREE 逐步富集，具有明顯的Eu 負(fù)異常和Ce 的正異常(圖4)。以上特征均表明其為巖漿成因的鋯石(Hoskin，2000;Sun et al.，2002;Wu and Zheng，2004)。

圖4 張士英巖體的鋯石稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化圖(球粒隕石值據(jù)Sun and McDonough，1989)Fig.4 Chondrite-normalized REE patterns of zircon grains of Zhangshiying plutons (chondrite values after Sun and McDonough，1989)

通過(guò)鉛校正后的張士英石英正長(zhǎng)巖的鋯石的U-Pb 年齡列于表2，對(duì)于小于1Ga 的年輕樣品，鋯石年齡采用206Pb/238U 比較合適(Compston et al.，1992)。在206Pb/238U-207Pb/235U 諧和圖上(圖5)，24 個(gè)數(shù)據(jù)點(diǎn)均集中在諧和線上或在其附近，諧和度在95%以上，獲得的206Pb/238U 加權(quán)平均年齡為122.8 ±1.5Ma(MSWD=1.6)。這一特征指示被測(cè)鋯石未遭受明顯的后期熱事件影響，得到的年齡可代表該巖體形成年齡。

表3 張士英巖體的鋯石Hf 同位素組成Table 3 Zircon Hf isotope data for the Zhangshiying quartz syenite

4.4 鋯石Hf 同位素

石英正長(zhǎng)巖的鋯石Hf 同位素分析結(jié)果見(jiàn)表3。石英正長(zhǎng)巖的24 個(gè)鋯石的測(cè)點(diǎn)的176Yb/177Hf 比值范圍分別0.019404 ～0.064039，而176Lu/177Hf 變化范圍在0.000587 ～0.001844，所有鋯石顆粒的176Lu/177Hf 比值均小于0.002，表明這些鋯石在形成以后僅具有較少的放射成因Hf 的積累，因而可以用樣品176Hf/177Hf 比值代表鋯石形成時(shí)的176Hf/177Hf 比值(吳福元等，2007)。fLu/Hf變化范圍在-0.98 ～-0.94，明顯小于鎂鐵質(zhì)地殼的fLu/Hf(-0.34)和硅鋁質(zhì)地殼的fLu/Hf(-0.72)(Vervoort and Jonathan，1996)。因此二階段模式年齡更能反映其源區(qū)從虧損地幔被抽取出來(lái)的時(shí)間(或其源區(qū)物質(zhì)在地殼的平均存留年齡)。根據(jù)Hf 同位素相關(guān)計(jì)算公式(吳福元等，2007)，采用硅鋁質(zhì)大陸地殼的fLu/Hf計(jì)算了巖體的初始εHf(t)、tDM1和tDM2。所有鋯石的176Hf/177Hf 變化范圍在0.282227 ～0.282573。根據(jù)各個(gè)鋯石對(duì)應(yīng)的206Pb/238U 年齡計(jì)算得到它們的εHf(t)除6 號(hào)測(cè)點(diǎn)為-5.7偏高外大部分集中于-17.6 ～-13.9，平均值為-15.2。單階段Hf 模式年齡(tDM1)除6 號(hào)測(cè)點(diǎn)為1.1Ga 外，主要變化范圍在1.36 ～1.5Ga，平均為1.41Ga。兩階段Hf 模式年齡(tDM2)除6 號(hào)測(cè)點(diǎn)為1.3Ga 外，主要變化范圍在1.73 ～1.91Ga，平均為1.79Ga。

圖5 張士英石英正長(zhǎng)巖的鋯石U-Pb 年齡諧和圖Fig.5 The zircon concordia diagrams for the Zhangshiying quartz syenite

5 討論

5.1 巖體形成時(shí)代

關(guān)于張士英巖體的形成時(shí)代存在較大的爭(zhēng)議，前人做過(guò)大量工作得到3 組不同的年齡數(shù)據(jù):(1)采用巖體內(nèi)不同巖性巖石獲得全巖的Rb-Sr 等時(shí)線年齡為133.4 ±0.5Ma (張正偉等，2000);(2)向君峰等(2010)等對(duì)張士英巖體進(jìn)行了鋯石SHRIMP U-Pb 測(cè)年，結(jié)果顯示鉀長(zhǎng)花崗巖、似斑狀花崗巖和石英斑巖的結(jié)晶年齡分別是107.3 ±2.4Ma、106.7 ±2.5Ma 和101 ±3Ma。因此認(rèn)為張士英巖體形成于110 ～100Ma。(3)李創(chuàng)舉和包志偉(2010)通過(guò)LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 測(cè)年得到的年齡結(jié)果為124.2 ±0.5Ma。由于Rb-Sr 法測(cè)年的自身局限性即封閉溫度低很容易受到后期的變質(zhì)作用的影響，因此定年的結(jié)果不如鋯石U-Pb 測(cè)年結(jié)果可靠。本文通過(guò)LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 定年，得到巖體形成年齡為122.8±1.5Ma，結(jié)果與李創(chuàng)舉和包志偉(2010)得到的年齡結(jié)果在誤差范圍內(nèi)一致。此外劉振宏等(2004)將華北南緣燕山期形成的巖體自南向北劃分了三個(gè)帶。張士英巖體位于北部的太山廟-葉莊-角子山花崗巖帶，并測(cè)得黑云母K-Ar 年齡為121 ～123Ma，這個(gè)年齡也與本文得到的年齡相一致。研究區(qū)西南方向還存在侵位于汝陽(yáng)群和新元古代花崗巖中的祖師頂和角子山巖體，巖體的主體巖性為黑云母二長(zhǎng)花崗巖，周紅升等(2008)對(duì)這兩個(gè)巖體采用LA-ICP-MS U-Pb 定年獲得了131.9Ma 和120.9Ma 的年齡。祖師頂、角子山和張士英石英正長(zhǎng)巖形成時(shí)代相一致，都是燕山期巖漿活動(dòng)的產(chǎn)物。因此筆者認(rèn)為張士英巖體至少在早白堊世晚期(123Ma左右)就開(kāi)始了巖漿活動(dòng)。結(jié)合向君峰等(2010)獲得的110～100Ma 較年輕的巖石年齡，筆者認(rèn)為張士英巖體至少存在兩期的巖漿活動(dòng)。本文的石英正長(zhǎng)巖樣品是早期巖漿活動(dòng)(122.8Ma 左右)的產(chǎn)物。

5.2 全巖的鋯飽和溫度

Watson and Harrison(1983)研究發(fā)現(xiàn)鋯石中Zr 的分配系數(shù)對(duì)溫度極為敏感而受其他因素影響較小，并實(shí)驗(yàn)得到了溫度與全巖鋯含量和主要元素含量之間的關(guān)系。目前全巖的鋯飽和溫度計(jì)是當(dāng)前獲取初始巖漿溫度的主要方法之一。用公式來(lái)計(jì)算鋯石結(jié)晶時(shí)巖漿的溫度，其中M =［(Na +K +2Ca)/(Al×Si)］，Zrmelt為全巖的鋯含量。Miller et al.(2003)根據(jù)鋯石的飽和溫度，提出熱(hot)和冷(cold)花崗巖的概念。熱(hot)花崗巖中繼承鋯石含量少，形成溫度集中在837℃(＞800℃)，其形成過(guò)程可能有外來(lái)熱的加入。而冷(cold)花崗巖富含繼承鋯石，形成溫度集中在766℃(＜800℃)，其形成過(guò)程主要與流體相的加入有關(guān)。計(jì)算得到張士英石英正長(zhǎng)巖的巖漿溫度為940 ～1000℃。計(jì)算結(jié)果表明形成巖體的巖漿溫度較高。張士英石英正長(zhǎng)巖具有熱(hot)花崗巖性質(zhì)，外來(lái)熱源的加入使石英正長(zhǎng)巖具有較高的形成溫度，而幔源巖漿的上涌可能為其外來(lái)熱源。

5.3 巖漿源區(qū)及成因

巖石具有高K (K2O=4.40% ～6.37%)特征，并且K2O含量與SiO2含量不存在相關(guān)性，表明高K 為巖漿源區(qū)固有特征。Mg#可以很好地區(qū)分幔源組分是否參與殼源巖漿作用(Smithies，2000)。大洋中脊玄武巖(MORB)的Mg#在60 左右，玄武質(zhì)下地殼部分熔融產(chǎn)生的熔體，無(wú)論熔融程度高低其Mg#都不會(huì)高于40，但當(dāng)?shù)蒯Ｎ镔|(zhì)參與成巖時(shí)Mg#會(huì)增高，研究表明巖漿混染10%的地幔橄欖巖Mg#值從44 提高到55(Rapp et al.，1999)。張士英石英正長(zhǎng)巖的Mg#變化范圍在12.9 ～39.4，變化范圍較大但總體顯示為殼源巖漿成因。石英正長(zhǎng)巖具有與殼源巖石相似的微量元素特征，如富集大離子元素(Rb、K 和Pb)和輕稀土元素，虧損高場(chǎng)強(qiáng)元素，指示石英正長(zhǎng)巖應(yīng)屬地殼來(lái)源。Rb/Nb 比值變化范圍為5.50 ～7.09 高于大陸地殼值(2.2 ～4.7)也指示了陸殼物質(zhì)對(duì)成巖影響大導(dǎo)致Rb 含量的增加(Sylvester，1989)。Nb/U比值因其不隨源區(qū)部分熔融或者分離結(jié)晶作用而改變，因此可以很好地反映巖漿源區(qū)(Sun et al.，2008;Hofmann，1988)。張士英巖體的Nb/U 變化范圍在4.84 ～6.61，相似于大陸地殼的平均值，大陸地殼Nb/U 平均值約為6.2(Rudnick and Fountain，1995)。Ce/Pb 值變化范圍在1.42 ～5.92 也相似于大陸地殼的平均值(Ce/Pb =3.9)(Rudnick and Fountain，1995)。以上均表明巖體成巖物質(zhì)主要來(lái)自地殼。

結(jié)合前人對(duì)該地區(qū)進(jìn)行的Sr-Nd-Pb 研究結(jié)果，根據(jù)最新測(cè)得的鋯石U-Pb 年齡122.8 ±1.5Ma，對(duì)Rb-Sr、Sm-Nd 同位素?cái)?shù)據(jù)進(jìn)行了重新計(jì)算。結(jié)果顯示張士英石英正長(zhǎng)巖的87Sr/86Sr 初始值(87Sr/86Sr)i=0.709 ±0.03，εNd(t)= -21.5～-15.8。較高的初始Sr 同位素組成和較低的εNd(t)值表明巖體主要來(lái)自于古老地殼物質(zhì)的部分熔融。巖體相對(duì)貧放射成因的鉛，Pb 同位素特征(206Pb/204Pb = 17.14 ～17.24，207Pb/204Pb = 15.41 ～15.62，208Pb/204Pb = 37.86 ～38.60)也表明巖體來(lái)源于地殼物質(zhì)的部分熔融(張正偉等，2002;李創(chuàng)舉和包志偉，2010)。Hf 同位素研究表明，εHf(t)＜0 的巖石為古老下地殼部分熔融而形成，在εHf(t)-t 圖解(圖6)上，這些鋯石的Hf 同位素位于元古宙地殼演化范圍內(nèi)，推測(cè)為古老下地殼物質(zhì)再熔融的產(chǎn)物。

圖6 張士英巖體鋯石的εHf(t)-t 圖解(a)張士英巖體εHf(t)-t 圖解;(b)張士英巖體與部分基底鋯石的εHf(t)-t 圖解. 太華群引自第五春榮等，2007;熊耳群引自Wang et al.，2010;張士英前人數(shù)據(jù)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

秦嶺造山帶經(jīng)歷了多階段的演化拼合歷史，前已論述張士英巖體區(qū)域出露了多種古老地殼物質(zhì)，包括華北陸塊南緣的太華群、熊耳群、汝陽(yáng)群和北秦嶺微陸塊及其以南的古老地殼物質(zhì)，這些古老巖石都有可能為其源區(qū)物質(zhì)。前人曾測(cè)得張士英巖體的206Pb /204Pb ＜17.8，并計(jì)算得到的鉛同位素矢量特征值V2＜14(張正偉等，2002)。而華北陸塊相比于揚(yáng)子陸塊具有低放射成因鉛同位素組成(張宏飛等，2005)，因此可以排除北秦嶺微陸塊及以南的巖石為其源區(qū)。太華群可以代表華北陸塊南緣新太古代時(shí)期的下地殼，多種同位素年齡顯示形成于2.3Ga，明顯大于本文所測(cè)的張士英石英正長(zhǎng)巖鋯石Hf 同位素兩階段模式年齡(1.73 ～1.91Ga)。在εHf(t)-t 圖上(圖6b)可以看出張士英石英正長(zhǎng)巖位于太華群Hf 同位素演化線之上，所以張士英石英正長(zhǎng)巖不可能單純的由太華群部分熔融形成，必須還有較高εHf(t)值的物質(zhì)加入。并且根據(jù)太華群Nd 同位素組成(張本仁等，2002)計(jì)算到張士英巖體形成(122.8Ma)時(shí)的εNd(t)值分別為-24，該值遠(yuǎn)小于張士英石英正長(zhǎng)巖的εNd(t)值(- 21.5 ～-15.8)。但是張士英巖體后期巖漿活動(dòng)(110 ～100Ma)產(chǎn)生的鉀長(zhǎng)花崗巖、似斑狀花崗巖和石英斑巖(向君峰等，2010)正好落在太華群演化線上。因此張士英后期巖漿活動(dòng)是太華群部分熔融的產(chǎn)物。熊耳群為華北陸塊南緣中元古代火山巖，最新鋯石U-Pb 年齡顯示為1.76Ga(Wang et al.，2010)，與本文所測(cè)的張士英巖體鋯石Hf 兩階段模式年齡(1.73 ～1.91Ga)相當(dāng)。但是根據(jù)熊耳群Nd 同位素?cái)?shù)據(jù)和鋯石Hf 同位素?cái)?shù)據(jù)(Wang et al.，2010)分別計(jì)算到張士英巖體形成時(shí)(t=122.8Ma)的εNd(t)和εHf(t)值變化范圍分別是:-29.8 ～-26.6、-49.4 ～-46.1。其值卻遠(yuǎn)小于張士英巖體的εNd(t)(-21.5 ～-15.8)值和εHf(t)(-13.9 ～-5.7)值，在εHf(t)-t 圖上(圖6b)可以看到張士英石英正長(zhǎng)巖位于熊耳群演化線之上。所以張士英早期巖漿活動(dòng)形成的石英正長(zhǎng)巖也不可能單純的由熊耳群部分熔融形成，應(yīng)還有較高εHf的物質(zhì)平衡。6 號(hào)測(cè)點(diǎn)較高(-5.7)的εHf(t)值也表明，存在較高εHf值的物質(zhì)參與了張士英早期的巖漿活動(dòng)。而關(guān)于這種較高εHf的物質(zhì)存在初生陸殼和地幔物質(zhì)這兩種爭(zhēng)議(李創(chuàng)舉和包志偉，2010;向君峰等，2010)。前人曾對(duì)華北克拉通地殼巖石的Nd 模式年齡進(jìn)行統(tǒng)計(jì)，發(fā)現(xiàn)存在2.8 ～2.5Ga 和2.2 ～1.8Ga 兩個(gè)峰期，因此提出華北克拉通2.2 ～1.8Ga 時(shí)期存在一次陸殼增生(張宗清等，2002;張本仁等，2002)。這一年齡與前寒武紀(jì)巖石圈地幔Re-Os 等時(shí)線年齡(1.9Ga)相一致(高山等，2003)，表明前寒武紀(jì)巖石圈地幔與大陸地殼增長(zhǎng)是耦合的，因此也認(rèn)為中元古代華北存在一次陸殼增生事件。近年來(lái)隨著測(cè)試技術(shù)的不斷進(jìn)步以及數(shù)據(jù)的不斷增加，華北前寒武紀(jì)陸殼增生有了更新的認(rèn)識(shí)。有學(xué)者統(tǒng)計(jì)了華北克拉通大量的鋯石數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn)鋯石年齡主要分布在2.4 ～2.6Ga，1.7 ～1.9Ga 和晚古生代三個(gè)階段。2.5Ga 的鋯石εHf具有正值，指示了該階段大量初始陸殼的形成。但是1.9 ～1.7Ga 期間的巖漿巖中的鋯石具有負(fù)的εHf值，代表的是古老地殼物質(zhì)的重熔(Geng et al.，2012;Zhu et al.，2014)。因此華北克拉通前寒武紀(jì)陸殼增生主要發(fā)生在太古代，而1.9 ～1.7Ga 鋯石年齡指示的是一次構(gòu)造熱事件。因此筆者更傾向于第二種觀點(diǎn)即這種較高εHf(t)值的物質(zhì)是地幔物質(zhì)。因此張士英早期巖漿活動(dòng)形成的石英正長(zhǎng)巖的源區(qū)主要是太華群和熊耳群，并且源區(qū)還有少量幔源物質(zhì)的貢獻(xiàn)。而后期巖漿活動(dòng)(110 ～100Ma)主要是太華群部分熔融的結(jié)果。

前人對(duì)正長(zhǎng)巖類巖石的成因進(jìn)行過(guò)大量的研究提出過(guò)多種模式，概括起來(lái)主要有以下三種:(1)殼源部分熔融:下地殼物質(zhì)在高溫高壓下低程度部分熔融形成(Huang and Wyllie，1981;Tchameni et al.，2001);(2)幔源物質(zhì)部分熔融:認(rèn)為正長(zhǎng)巖由富集巖石圈地幔部分熔融(Yang et al.，2005;Kumar et al.，2007;He et al.，2009)或者由堿性玄武巖漿結(jié)晶分異的產(chǎn)物(Brown and Becker，1986);(3)殼幔巖漿混合成因:主要是由硅不飽和的幔源鎂鐵質(zhì)巖漿和其上升過(guò)程中誘發(fā)地殼物質(zhì)熔融形成的長(zhǎng)英質(zhì)巖漿混合并經(jīng)過(guò)進(jìn)一步的結(jié)晶分異形成(Mingram et al.，2000;Litvinovsky et al.，2002;Harris et al.，1999)。

結(jié)合本文的研究工作，張士英早期巖漿活動(dòng)產(chǎn)生的石英正長(zhǎng)巖比古老下地殼的基底巖石太華群、熊耳群具有較高的εNd(t)、εHf(t)及初始176Hf/177Hf。在εHf(t)-t 圖解上位于古老基底和球粒隕石演化線之間(圖6)，表明形成巖體時(shí)可能有少量年輕地幔物質(zhì)的參與。較高的鋯石飽和溫度也支持幔源巖漿為巖體提供熱源。結(jié)合主微量、同位素特征并區(qū)域地質(zhì)背景提出:張士英石英正長(zhǎng)巖支持第一種成因觀點(diǎn)即巖體是古老下地殼物質(zhì)在高溫高壓下低程度部分熔融形成的。關(guān)于下地殼物質(zhì)部分熔融，目前主要有兩種機(jī)制:(1)幔源的高溫玄武質(zhì)巖漿底侵下地殼，為下地殼部分熔融提供熱源(Fan et al.，2001;Zhang et al.，2002)。(2)下地殼和巖石圈一起拆沉進(jìn)入軟流圈地幔發(fā)生部分熔融(吳福元等，2003;鄧晉福等，1994)。兩種成因機(jī)制會(huì)造成不同的Mg#值。巖漿底侵的成因模式不會(huì)造成Mg#的升高，但是拆沉模式形成的巖漿在上升過(guò)程中會(huì)與上覆地幔橄欖巖發(fā)生混合導(dǎo)致Mg#的升高(許繼峰和王強(qiáng)，2003)。張士英早期巖漿活動(dòng)形成的石英正長(zhǎng)巖較低的Mg#值，顯示其巖體部分熔融的機(jī)制是幔源玄武質(zhì)巖漿底侵。因此張士英早期巖漿活動(dòng)形成的石英正長(zhǎng)巖是幔源巖漿發(fā)生底侵作用導(dǎo)致地殼物質(zhì)發(fā)生部分熔融形成的巖漿經(jīng)結(jié)晶分異作用形成。在其形成過(guò)程中有少量幔源物質(zhì)的加入，幔源巖漿不僅為早期形成的巖漿提供了熱量而且還提供了物質(zhì)。而晚期巖漿主要是太華群部分熔融的結(jié)果，且晚期巖漿相對(duì)于早期具有更加負(fù)的εHf(t)值(圖6a)。

5.4 構(gòu)造意義

前人研究表明，堿性巖通常產(chǎn)生于碰撞造山作用之后、板內(nèi)裂谷或者伸展構(gòu)造背景下。并且能夠很好地指示大陸巖石圈相互作用和巖漿演化過(guò)程(Bonin，2007;Yang et al.，2005)。張士英巖體主要為石英正長(zhǎng)巖屬于堿性巖范疇。因此斷定華北克拉通南緣早白堊世時(shí)期形成的張士英巖體受巖石圈伸展的構(gòu)造背景控制。巖石圈伸展導(dǎo)致幔源的上涌，為下地殼物質(zhì)部分熔融提供了充足的熱源和少量的物質(zhì)。

那么這種巖石圈的伸展機(jī)制又是什么?結(jié)合區(qū)域地質(zhì)背景，研究區(qū)毗鄰秦嶺造山帶，很有可能受到秦嶺造山帶演化的影響。華北克拉通自加里東運(yùn)動(dòng)開(kāi)始直到三疊紀(jì)早期一直處于穩(wěn)定發(fā)展階段，揚(yáng)子克拉通與華北克拉通在238 ～218Ma 之間實(shí)現(xiàn)碰撞對(duì)接(李曙光等，1989;Meng et al.，1999)。直到中侏羅世晚期完成全面的拼合，巖石圈在150Ma 前后厚度達(dá)到最大(毛景文等，2005)。其后巖石圈開(kāi)始拉張趨于減薄，并誘發(fā)了中國(guó)東部晚中生代大規(guī)模的巖漿活動(dòng)和成礦作用(Li and Li，2007;Wu et al.，2005;毛景文等，2005)。中生代時(shí)中國(guó)大陸中東部的區(qū)域構(gòu)造體制經(jīng)歷了從古生代EW 向構(gòu)造格局轉(zhuǎn)變到中生代早期的NNE 向構(gòu)造格局。并提出構(gòu)造體制轉(zhuǎn)折始于150 ～140Ma，終于110～100Ma，峰期是120 ～110Ma(翟明國(guó)等，2004;王濤等，2007)。華北克拉通及其鄰區(qū)大規(guī)模成礦作用也主要出現(xiàn)在中生代，集中分布于3 個(gè)時(shí)期:200 ～160Ma、140Ma 左右和130 ～110Ma。三大成礦期所對(duì)應(yīng)的地球動(dòng)力學(xué)背景分別為華北板塊與揚(yáng)子板塊的碰撞造山后陸內(nèi)造山和伸展過(guò)程;南北主應(yīng)力場(chǎng)向東西主應(yīng)力場(chǎng)構(gòu)造體制大轉(zhuǎn)時(shí)期(并認(rèn)為163～136Ma 是地球動(dòng)力調(diào)整的時(shí)間段);東西向巖石圈大規(guī)模減薄作用的時(shí)間是130 ～110Ma(120Ma 為峰期)(毛景文等，2005)。三次成礦作用也和華北南緣發(fā)育的大量中酸性侵入時(shí)代具有很好的一致性。最近Mao et al.(2011)基于對(duì)輝鉬礦的Re/Os 年齡，對(duì)東秦嶺-大別造山帶的29 個(gè)鉬礦床統(tǒng)計(jì)發(fā)現(xiàn)鉬礦成礦時(shí)代集中分布于晚三疊紀(jì)(233 ～221Ma)、晚侏羅世到早白堊世(148 ～138Ma)、早-中白堊世(131 ～112Ma)三個(gè)時(shí)期。華北克拉通邊緣的金礦成礦作用也局限在很短的時(shí)間內(nèi)，主要發(fā)生在早白堊世(130 ～110Ma)(Yang et al.，2003)。中國(guó)東部廣泛分布的中生代花崗巖，成巖作用也主要在早白堊世，年齡變化范圍在131 ～117Ma (Wu et al.，2005)。以上表明早白堊世華北克拉通巖漿活動(dòng)和成礦作用異?；钴S。張士英石英正長(zhǎng)巖形成于123Ma 左右，形成時(shí)代與構(gòu)造體系大轉(zhuǎn)折以及華北克拉通及其邊緣大規(guī)模成巖成礦作用具有很好的一致性，而華北克拉通中生代大規(guī)模成巖成礦活動(dòng)被證實(shí)為克拉通破壞的響應(yīng)。

華北克拉通太古宙巖石圈地幔在中-新生代發(fā)生了強(qiáng)烈的破壞和減薄這已成為地學(xué)界不爭(zhēng)的事實(shí)(Xu，2001;Gao et al.，2004;Yang et al.，2008;吳福元等，2008)。華北克拉通淺部廣泛發(fā)育的伸展構(gòu)造包括拆離正斷層、變質(zhì)核雜巖、伸展盆地及大規(guī)模發(fā)育的巖漿巖等是區(qū)域伸展環(huán)境最直接的證據(jù)。華北南緣及鄰區(qū)發(fā)育了大規(guī)模晚中生代變質(zhì)核雜巖在131 ～125Ma 存在一個(gè)快速冷卻的過(guò)程，41 個(gè)黑云母40Ar/39Ar定年統(tǒng)計(jì)結(jié)果給出了125Ma 的拆沉活動(dòng)的高峰期(Wang et al.，2011;Cui et al.，2012)。斷陷盆地及拆離斷層出現(xiàn)的高峰期在145 ～115Ma 之間(Zhu et al.，2005;林偉等，2013)。此外華北廣泛發(fā)育了早白堊世時(shí)期(135 ～115Ma)的巖漿活動(dòng)峰期為125Ma。并且具有不同來(lái)源、成因和侵位深度，反映了這一時(shí)期強(qiáng)烈的深部地質(zhì)過(guò)程(Zhao et al.，2012;Jian et al.，2010;Wu et al.，2005;吳福元等，2008)。華北克拉通東部巖石圈地幔的水含量大約從125Ma 開(kāi)始總體上高于MORB 源區(qū)(50 ×10-6～200 ×10-6)(Xia et al.，2013)，而克拉通水化必然導(dǎo)致深部地幔其強(qiáng)度顯著的降低。從而也證明了125Ma 左右是華北克拉通破壞的高峰期。

通過(guò)以上分析表明125Ma 左右是華北克拉通破壞的峰期，這個(gè)年齡與翟國(guó)明等(2004)提出的構(gòu)造體制120 ～110Ma 轉(zhuǎn)折峰期具有一致性以及與毛景文等(2005)提出的130 ～110Ma 大規(guī)模成礦時(shí)代一致。張士英早期巖漿活動(dòng)形成的石英正長(zhǎng)巖結(jié)晶于123Ma 左右，正好位于華北克拉通破壞的峰期，而110 ～100Ma 的后期巖漿活動(dòng)位于峰期之后。而破壞峰期時(shí)必然有更多幔源物質(zhì)的上涌，底侵下地殼并參與巖漿形成過(guò)程。故此相比于晚期巖漿活動(dòng)早期形成的石英正長(zhǎng)巖具有相對(duì)較高的εHf(t)值(圖6a)。因此作者認(rèn)為，華北克拉通南緣的晚中生代張士英巖體形成于造山后期構(gòu)造體制從擠壓向伸展的轉(zhuǎn)變階段和之后的巖石圈大規(guī)模伸展環(huán)境，這種構(gòu)造體制的轉(zhuǎn)折導(dǎo)致了巖石圈的減薄和華北克拉通的破壞。而構(gòu)造轉(zhuǎn)折的機(jī)制是受太平洋板塊俯沖方向的轉(zhuǎn)變的影響，研究表明太平洋板塊俯沖方向從140 ～125Ma 的北東方向轉(zhuǎn)變?yōu)?25 ～100Ma 的西北方向(Koppers et al.，2001)。導(dǎo)致了華北構(gòu)造體制由南北向的擠壓轉(zhuǎn)變?yōu)闁|西向的弧后拉張，拉張性的構(gòu)造環(huán)境導(dǎo)致了幔源巖漿的上涌，熾熱的幔源巖漿烘烤導(dǎo)致下地殼發(fā)生部分熔融形成原始巖漿，并經(jīng)過(guò)一系列的結(jié)晶分異在研究區(qū)侵位形成張士英石英正長(zhǎng)巖體。在成巖過(guò)程中有少量的地幔物質(zhì)的加入。

6 結(jié)論

(1)張士英石英正長(zhǎng)巖具有高硅、高鉀、富堿和過(guò)鋁質(zhì)特征，SiO2(57.81% ～68.1%)大多集中在中性巖范圍，σ 變化范圍為3.46 ～8.04，屬于堿性巖。K2O/Na2O ＞1。鋁飽和指數(shù)A/CNK (1.26 ～1.58)均大于1。輕稀土富集，重稀土虧損Eu 呈弱的負(fù)異常，虧損高場(chǎng)強(qiáng)元素P、Ti、Nb、Ta，富集大離子親石元素Rb、K、Th、U。

(2)鋯石U-Pb 測(cè)年獲得張士英巖體的年齡為122.8 ±1.5Ma，代表該巖體早期巖漿侵位年齡。鋯石的εHf(t)= -17.6 ～-13.9，Hf 兩階段模式年齡tDM2=1.7 ～1.9Ga。指示巖體源區(qū)主要為古老下地殼，可能為基底太華群和熊耳群在幔源玄武質(zhì)巖漿底侵過(guò)程中發(fā)生部分熔融形成，并可能有少量地幔組分的參與。

(3)華北克拉通南緣的晚中生代張士英侵入巖形成于造山后期構(gòu)造體制從擠壓向伸展的轉(zhuǎn)變階段和之后的巖石圈大規(guī)模伸展環(huán)境，這種構(gòu)造體制的轉(zhuǎn)折導(dǎo)致了巖石圈的減薄和華北克拉通的破壞。

致謝 LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 定年得到中國(guó)科學(xué)技術(shù)大學(xué)趙乘乘的幫助，鋯石Hf 同位素測(cè)試得到西北大學(xué)張紅老師的幫助，在此表示衷心感謝。感謝匿名審稿人對(duì)本文完善提出的寶貴意見(jiàn)及建議。

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