西秦嶺糜署嶺巖體地球化學特征及成因探討

1糜署嶺巖體巖漿源區秦嶺造山帶是中國大陸中部造山帶的重要組成部分，是典型的混合大陸造山帶（張國偉等，2001）。沿秦嶺造山帶南緣勉略縫合帶發育一條長約400km,呈東西向展布的印支期花崗巖帶(甘肅省地質礦產局,1989;李先梓等,1993;MengandZhang,1999;張國偉等,2001;馮益民等,2002),該花崗巖帶是秦嶺造山帶形成和演化過程的重要記錄,成因上被認為是同造山(Sunetal.,2002)或者后碰撞型花崗巖(張成立等,2005)。秦嶺造山帶印支期花崗巖帶的巖石類型多樣,包括閃長巖、二長閃長巖、花崗閃長巖、石英二長巖和花崗巖等,花崗巖中大多含有閃長質微粒包體,包體的形成被認為與巖漿混合作用有關(長安大學地質調查研究院,2004(1);Qinetal.,2009,2010)。出露于西秦嶺地區勉略縫合帶以北的糜署嶺花崗巖體,是該花崗巖帶的一部分,通過詳細的年代學和地球化學研究,探討其巖漿來源和大地構造背景,可以對勉略縫合帶的恢復和重建、秦嶺造山帶的形成演化以及華北地塊與揚子地塊的碰撞拼合過程進行約束。前人對糜署嶺巖體的巖漿來源和演化過程的研究(張宏飛等,2005;李注蒼等,2005;Qinetal.,2009)有不同的認識。李注蒼等(2005)認為糜署嶺巖體及其暗色包體均具S型花崗巖的特征,是同時形成的但非同源,是殼幔巖漿混合的產物,寄主巖來自殼源巖漿,暗色包體來自幔源巖漿。張宏飛等(2005)則認為該巖體屬I型花崗巖,巖漿均來自于地殼中高K(Rb)玄武質巖石的部分熔融。Qinetal.(2009)測得糜署嶺巖體和暗色包體的鋯石U-Pb年齡分別為213±3Ma和212±5Ma,認為西秦嶺在晚三疊世存在同期的長英質和鎂鐵質巖漿活動,該巖體是巖石圈地幔來源的鎂鐵質巖漿和基性下地殼來源的花崗質巖漿混合作用的產物。鑒于此,本文選取糜署嶺花崗巖體及其中的包體進行年代學和地球化學方面的研究,探討其巖漿來源、形成過程和大地構造背景。2南秦代北緣早中生代巖漿所占地位秦嶺造山帶經歷了新太古代-古元古代早前寒武紀基底的形成與演化階段、新元古代-古生代的板塊構造演化階段及中生代以來的陸內造山階段3個重要演化過程(張國偉,1991),形成了目前自北向南的商丹縫合帶、勉略縫合帶以及由其分隔的華北板塊、秦嶺微地塊和華南板塊的三塊兩縫構造格局(MengandZhang,1999;張國偉等,2001)。商丹縫合帶是秦嶺地區發生早古生代洋-陸相互作用和其后發生大陸碰撞作用的主邊界(張國偉等,2001),其北側為北秦嶺構造帶,南側與勉略縫合帶之間為南秦嶺構造帶(張國偉,1991;張國偉等,2001)。北秦嶺構造帶具有活動大陸邊緣性質,以發育早古生代和早中生代巖漿侵入作用為特征,而南秦嶺構造帶主要發育早中生代巖漿侵入作用,缺少早古生代巖漿侵入作用(張宏飛等,1997;盧欣祥等,2000;張本仁等,2002)。勉略縫合帶是秦嶺微地塊與揚子板塊于印支期完成主體拼合的主要縫合帶(張國偉等,2001;裴先治等,2002),是華北與揚子板塊發生全面拼接與碰撞、秦嶺造山帶主要構造格局最終形成的標志(Mattaueretal.,1985;Hsuetal.,1987;MengandZhang,1999)。揚子板塊在印支期俯沖進入華北板塊之下發生高壓/超高壓變質作用(Zhengetal.,2009)。南秦嶺出露的基底巖石由以佛坪、小磨嶺和陡嶺雜巖等為代表的古元古代結晶基底和以武當山群和耀嶺河群為代表的中新元古代基性火山巖系組成,古生界為一套連續或平行不整合的被動陸緣沉積(YinandNie,1993;張國偉等,2001),中三疊世時向前陸盆地沉積轉化,至侏羅紀出現大規模的陸相沉積(張國偉等,2004)。南秦嶺印支期花崗巖較為發育。糜署嶺花崗巖體侵位于勉略構造帶北側的禮縣-麻沿河斷裂與黃褚關斷裂之間(圖1),主要分布在甘肅徽縣麻沿河鄉糜署嶺-榆樹一帶,為較大的花崗巖基,出露面積約480km2,空間展布上呈東西向西寬東窄的三角形,長約45km,最寬處約15km,長軸方向與區域構造線基本一致(圖1)。沿斷裂帶向西有黃渚關、草關等小型巖體相伴,其中黃渚關花崗巖中心相和邊緣相年齡分別為214±1Ma和213±3Ma,廠壩花崗巖年齡為213±2Ma,兩者均表現出典型的弧巖漿巖的特點,為后碰撞花崗巖(王天剛等,2010)。糜署嶺巖體主要侵位于中上泥盆統西漢水群(雙狼溝組、紅嶺山組、黃家溝組)淺變質沉積巖系之中,西北緣局部侵位于下石炭統碎屑巖中,東緣侵位于泥盆系龍潭構造地層體中,在巖體南緣游龍川北側被中侏羅統龍家溝組含礫砂巖以角度不整合覆蓋。巖體周緣角巖化較為發育,成環帶狀或不規則環帶狀出露。3黑云母巖中磷灰石的特征糜署嶺巖體巖性為淺灰色-灰色中粗粒似斑狀黑云母石英二長閃長巖-黑云石英二長巖組合,巖相界線為漸變過渡,邊緣相為石英二長閃長巖,中心相為石英二長巖。巖石呈塊狀構造,除斷層附近外,無變形變質作用。巖石中暗色包體較為發育,巖體的邊部多于核部,包體與寄主巖的界線在宏觀上以截然突變多見(圖2a),部分暗色包體可以清楚看到冷凝邊現象(圖2b)。包體形態多為渾圓狀、圓狀、透鏡狀及不規則狀,少數棱角狀,包體大小10~55cm,小的僅0.5~2.5cm。糜署嶺巖體寄主巖中磷灰石呈短柱狀(圖2c),長寬比3∶1~5∶1;暗色包體中磷灰石呈針狀和長柱狀(圖2d),長寬比10∶1~30∶1。寄主巖呈淺灰-灰色,中粗粒花崗結構和似斑狀結構,塊狀構造。巖石主要由斜長石(35%~40%)、鉀長石(25%~30%)、石英(10%~20%)組成,暗色礦物以黑云母(10%±)為主,含有少量的角閃石,副礦物有磁鐵礦、黃鐵礦、鋯石、榍石、磷灰石、方鉛礦等。斜長石呈灰白色,半自形柱狀、板柱狀,具聚片雙晶結構,顆粒大小一般在0.5~2mm×1~4mm之間。石英呈灰白色,他形粒狀結構,石英顆粒大小在1~3mm之間,常碎裂成亞顆粒,有時可見波狀消光現象。角閃石和黑云母零散分布于巖石中。斑晶為鉀長石,呈灰白色,大小為1.5~4cm×0.8~3cm,含量約3%~5%。鉀長石自形程度略差于斜長石,為半自形狀,具卡納復合雙晶。包體巖性為細粒二長閃長巖,包體含量自西向東減少;由南至中心增多,向北界又驟然減少。大小通常在10~55cm之間,自西向東減小。包體呈深灰色,具細粒半自形粒狀結構和斑狀結構,斑晶為鉀長石。包體的主要礦物組成為斜長石(30%~35%)、鉀長石(25%~30%)、石英(5%~10%)、黑云母(10%~15%)、角閃石(5%)、輝石(5%)等。副礦物主要是鋯石、磷灰石和榍石等。包體形態多呈橢球狀、渾圓狀、透鏡狀,表明包體與寄主巖石可能是大致同時代的。4分析4.1測試點和方法用于鋯石測年研究的樣品為黑云母石英二長閃長巖,采集1件(MSL01),樣品先采用常規方法進行粉碎至80~100目,并用常規浮選和電磁選方法進行分選,再在雙目鏡下挑選出晶形和透明度較好的鋯石顆粒作為測定對象。將鋯石顆粒粘在雙面膠上,然后用無色透明的環氧樹脂固定,待環氧樹脂充分固化后,對其表面進行拋光至鋯石內部暴露,然后進行反射光和透射光照相。鋯石的反射光和透射光顯微照相及陰極發光(CL)顯微照相在北京離子探針中心掃描電鏡實驗室完成。測試點的選取首先根據鋯石反射光和透射光顯微照片進行初選,再與CL圖像反復對比,力求避開內部裂隙和包體以及不同成因的區域,以期獲得較準確的年齡信息。鋯石U-Pb年齡測試在西北大學大陸動力學國家重點實驗室加載有Geolas200M型激光剝蝕系統的LA-ICP-MS儀器上進行。分析儀器為Elan6100DRC型四極桿質譜儀,激光器為193nmArF準分子激光器。激光剝蝕斑束直徑為30μm,激光剝蝕樣品的深度為20~40μm。詳細的實驗原理和流程及儀器參數見袁洪林等(2003)和Yuanetal.(2004)。鋯石年齡計算均采用國際標準鋯石91500作為外標,元素含量采用美國國家標準物質局人工合成的硅酸鹽玻璃NISTSRM610作為外標,29Si作為內標元素進行校正,樣品的同位素比值和元素含量數據處理采用GLITTER(4.0版,MacquarieUniversity)軟件,并采用Andersen(2002)軟件對測試數據進行普通鉛校正,年齡計算及諧和圖采用ISOPLOT(2.49版,Ludwig,2003)軟件完成。4.2稀土元素和微量元素巖石地球化學樣品采集11件,其中寄主巖8件(MSL01、MSL02、MSL04、MSL06、MSL07、MSL08、MSL10、MSL11),包體3件(MSL03、MSL05、MSL09)。樣品分別進行主量元素和微量元素分析。樣品磨碎至200目后,在中國科學院地質與地球物理研究所巖石圈演化國家重點實驗室進行主量和微量元素分析測試。主量元素使用X-射線熒光光譜儀(XRF-1500)法測試。用0.5g樣品和5g四硼酸鋰制成的玻璃片在ShimadzuXRF-1500上測定氧化物的含量,精度優于2%~3%。微量元素及稀土元素利用酸溶法制備樣品,使用ICP-MS(ElementⅡ)測試,分析精度為:按照GSR-1和GSR-2國家標準,當元素含量大于10×10-6時,精度優于5%,當含量小于10×10-6時,精度優于10%。化學分析測試流程參考Chenetal.(2000,2002)。5分析的結果5.1黑云石英二長閃長巖糜署嶺巖體寄主巖樣品(MSL01)中鋯石為自形晶,淺黃色-無色透明色。鋯石的陰極發光(CL)圖像(圖3)大多較暗,內部呈現典型的巖漿生長振蕩環帶結構,屬巖漿結晶產物(Belousovaetal.,2002;吳元保和鄭永飛,2004;Siebeletal.,2005)。鋯石呈長柱狀和半截錐狀,粒徑介于50~200μm之間,晶體長寬比為2∶1~5∶1。在25個測點中(表1),鋯石的Th含量為78.63×10-6~391.3×10-6,U含量為227.8×10-6~583.3×10-6,Th/U比值為0.34~0.72,均大于0.1,表明這些鋯石為巖漿鋯石(Belousovaetal.,2002;吳元保和鄭永飛,2004;Siebeletal.,2005)。寄主巖的鋯石U-Pb年齡較為集中,206Pb/238U年齡介于200.9~225.0Ma之間(圖3,表1),大多數測點的206Pb/238U和207Pb/235U諧和性較好,有效數據點共16個,其諧和年齡為214.2±0.79Ma(MSWD=3.2,圖4a),206Pb/238U加權平均年齡為214.5±1.6Ma(MSWD=0.24,圖4b),代表黑云石英二長閃長巖的結晶年齡。該年齡與Qinetal.(2009)測得的年齡(213±3Ma)在誤差范圍內一致,為晚三疊世。5.2巖石的地球化學特征5.2.1巖微量元素特征糜署嶺巖體寄主巖的SiO2含量變化范圍較窄(60.96%~65.12%,表2)。在Q-A-P巖石分類圖解(圖5)上,樣品多數落入石英二長巖和石英二長閃長巖界線附近。Al2O3含量在15.76%~16.68%之間,A/CNK在0.94~0.97之間,平均為0.95;FeO/(FeO+MgO)比值較低(1.66~1.75),顯示準鋁質特征,在A/NK-A/CNK圖解上(圖6)數據點均落入準鋁質I型花崗巖區域內。全堿含量較低(6.27%~7.69%),K2O/Na2O比值在0.72~1.32之間,平均為1.08,相對富鉀(2.05%~4.38%),里特曼指數σ在2.19~2.96之間,在K2O-SiO2圖解中(圖7)樣品多落入高鉀鈣堿性系列范圍。寄主巖稀土元素(表2)特征顯示,REE總量較高(197.3×10-6~246.6×10-6,平均為223.3×10-6);輕、重稀土元素之間分餾較明顯(LREE/HREE為10.38~12.04,平均為11.50)。LREE相對富集,HREE相對虧損,LREE內部分異較為明顯,(La/Sm)N為4.96~6.22,平均為5.36。在稀土元素配分圖上(圖8a)顯示為右傾型,Eu具有中等的負異常,δEu為0.58~0.61,平均為0.60,區別于幔源型花崗巖和花崗巖化型花崗巖。由表2和圖9可知,寄主巖微量元素具高Rb、低Sr、低Ba和高的K/Rb(90.14~125.43)比值的特征。在原始地幔標準化蛛網圖上(圖9),顯示高場強元素Ta、Nb、P、Ti和大離子親石元素Ba、Sr明顯虧損,而Th、Rb、U、La、Zr、Hf、Nd、Y等元素具有明顯的正異常。各樣品的微量元素蛛網圖與稀土元素配分曲線形態幾乎完全一致,表明其為同時代和同來源的產物。5.2.2包體微量元素特征糜署嶺巖體中包體的主量元素(表2)具有如下特征:巖石的SiO2含量變化范圍較窄(52.14%~56.56%),與寄主巖相比含量較低。在Q-A-P巖石分類圖解(圖5)上,包體多數落入石英二長閃長巖/石英二長輝長巖區域內。Al2O3含量在15.25%~16.98%之間,A/CNK在0.64~0.83之間,平均為0.75;FeO/FeO+MgO比值較低(2.11~5.15),顯示準鋁質特征,在A/NK-A/CNK圖解上(圖6)數據點均落入準鋁質I型花崗巖區域內。全堿含量較低(6.13%~6.92%),K2O/Na2O比值在0.74~1.44之間,平均為1.08,相對富鉀(2.72%~4.08%),里特曼指數σ在3.19~5.24之間,在K2O-SiO2圖解中(圖7)大多落入高鉀鈣堿性系列范圍,有一個點落入鉀玄巖系列。包體的稀土元素(表2)特征表明,REE總量較高(120.7×10-6~157.0×10-6,平均為133.2×10-6),但相對寄主巖稀土元素含量較低,輕、重稀土元素之間分餾較明顯(LREE/HREE為7.68~8.32,平均為8.00),(La/Yb)N為9.94~10.82,平均為10.36,LREE內部分異較為明顯,(La/Sm)N為3.24~3.90,平均為3.68,特征參數均與寄主巖相近。在稀土元素配分圖(圖8b)上也顯示出與寄主巖的配分曲線相似的特征,為右傾型,Eu具有弱-中等的負異常,δEu為0.73~0.89,平均為0.83。由表2和圖9b可知,包體的微量元素具有如下特征:高Rb、低Sr、低Ba和高的K/Rb(79.66~111.5)比值。在原始地幔標準化蛛網圖上(圖9b),顯示高場強元素Ta、Nb、P、Ti和大離子親石元素Sr、Ba明顯虧損,而Rb、U、La、Zr、Hf、Nd、Y等元素具有明顯的正異常。包體的微量元素蛛網圖與寄主巖的微量元素蛛網圖極為相似。6討論6.1根據花崗巖巖石類型和源巖6.1.1i、s型對比從礦物學上,糜署嶺巖體中普遍出現了I型花崗巖的典型礦物學標志角閃石,副礦物組合中普遍出現榍石、磁鐵礦,而未見富鋁礦物,CIPW標準礦物中大多出現了剛玉分子,但含量較低(0%~0.63%),均小于1%,區別于S型花崗巖(ChappellandWhite,1974)。已有的研究表明,在準鋁質到弱過鋁質巖漿中,磷灰石的溶解度很低,并在巖漿分異過程中隨SiO2的增加而降低;而在強過鋁質巖漿中,磷灰石溶解度變化趨勢與此相反(WolfandWyllie,1994)。磷灰石在I型和S型花崗巖漿中這種不同行為已被成功地用于區分I型和S型花崗巖類(Chappell,1999;Wuetal.,2003)。另外,I型花崗巖的Y含量高,并與Rb含量呈正相關關系(Lietal.,2006)。王德滋和劉昌實(1993)認為Rb和K有相似的地球化學性質,隨著殼幔的分離和陸殼的逐漸演化,Rb富集于成熟度高的地殼中;Sr和Ca有相似的地球化學行為,Sr富集于成熟度低、演化不充分的地殼中。因此,Rb/Sr比值能靈敏地記錄源區物質的性質,當Rb/Sr>0.9時,為S型花崗巖;Rb/Sr<0.9時,為I型花崗巖。糜署嶺巖體為準過鋁質巖石(A/CNK<1.1),Rb/Sr在0.25~0.50之間,P2O5隨SiO2的增加而呈現明顯的降低趨勢(圖10a),與S型花崗巖演化趨勢具有明顯差異,與I型花崗巖演化趨勢一致。這種趨勢也可以得到A/CNK-A/NK(圖6)和Rb-Y圖解(圖10b)的支持。因此,糜署嶺巖體寄主巖和包體均屬于I型花崗巖類。6.1.2混合過程與巖漿通常花崗巖的Rb/Sr>5指示熔融反應與白云母的脫水熔融作用有關,而Rb/Sr<5則與黑云母的脫水熔融作用有關(VisonàandLombardo,2002)。在糜署嶺巖體中寄主巖和包體的Rb/Sr比值在0.25~0.50之間,均遠遠小于5,表明這些花崗巖與源區黑云母的脫水熔融作用有關。糜署嶺巖體中包體與寄主巖的界線在宏觀上以截然突變多見(圖2a),部分暗色包體可以清楚看到冷凝邊現象(圖2b),而包體的冷凝邊表明包體與寄主巖石存在較大的溫差,是快速冷凝的結果(Castroetal.,1991;李昌年等,1997;邵濟安等,1999;吳福元等,1999),暗色包體是基性巖漿團注入、裂解的產物(劉成東等,2002),包體在其被包裹時并非固態,表明包體和寄主巖很有可能進行了巖漿混合作用。包體具巖漿結構,其組成礦物與寄主巖相似,但鐵鎂礦物含量更高,包體富含黑云母、斜長石,但缺乏深源變晶礦物,指示這種包體不可能是其源區殘留體(王德滋等,1992;Clemens,2003),排除包體是部分熔融殘留體或變質捕虜體,而更可能是基型巖漿分異演化或巖漿混合的結果。寄主巖中磷灰石呈短柱狀(圖2c),包體中磷灰石呈針狀和長柱狀(圖2d),指示形成包體的巖漿較寄主巖的巖漿有較大溫度差,結晶過程中有快速的放熱作用,表明巖漿混合作用的存在(Wyllieetal.,1962;Barbarin,1988;DidierandFerrand,1987;BarbarinandDidier,1992;周金城等,1994)。在主量元素與SiO2的Harker圖解(圖11)中,均構成線性很好的巖漿混合線(李昌年等,1997),在稀土元素配分圖解和微量元素蛛網圖上也顯示出包體與寄主巖具有相同的演化趨勢,反映了寄主花崗巖和包體可能為混合作用的演化趨勢;在反映巖漿演化方式的FeOT-MgO圖解(圖12)上,成分均落在了混合趨勢線上,反映曾經發生過化學混合(Castretal.,1991;曲曉明等,1997;江萬等,1999)。包體的特征參數均與寄主巖相近,且包體的稀土元素相對寄主巖稀土元素含量較低,指示稀土元素將向巖漿演化方向正向富集(趙寒冬等,2005)。反映包體與寄主巖的原始巖漿可能為同源和同時代巖漿演化的產物。糜署嶺巖體寄主巖和包體的Eu具有弱-中等的負異常,Eu的負異常可能是斜長石的分離引起。La/Nb(1.96~3.51,平均2.75)均大于1.0而區別于地幔來源的巖漿(DePaoloandDaley,2000),Rb/Sr比值介于0.25~0.50之間,平均值為0.37,遠小于0.9,接近大陸殼的平均值(0.24)(TaylorandMcLennan,1985),表明該花崗巖的源巖來自于陸殼物質,前述的地球化學特征也顯示出寄主巖和包體具有相似的地球化學特征,巖漿來自于地殼。在稀土元素配分圖上(圖8)顯示出重稀土明顯虧損的特征,這可能是殘留體中含較大數量的極富重稀土的石榴子石和角閃石(Pati1o-DouceandJohnston,1991)造成的可能是在陸殼底部高壓力下源區巖石脫水熔融形成的。Nb、P的虧損指示斜長石作為熔融殘留相或結晶分離相存在,即在熔融過程中斜長石沒有耗盡(Pati1o-DouceandBeard,1995;Pati1o-Douce,1999)。Sr、P、Ti的虧損表明了花崗巖具有正常大陸弧花崗巖的特征,Nb的虧損指示其與成熟大陸弧花崗巖相異,反映該花崗巖更具有大陸殼的特征,是增生在大陸邊緣的新地殼。Zr的富集和Nb、Ta、Ti的虧損表明巖漿源區巖石中以陸殼組分為主(GreenandPearson,1987;Green,1995;Barthetal.,2000)。Ti的虧損可能同鈦鐵礦的分離結晶作用有關。Nb虧損同時還伴隨著Nb/Ta比值下降,Nb/Ta比值較低(13.30~20.42,平均為16.69),這表明Nb/Ta這一對互代元素已開始分餾,是一種典型的殼源的成因類型。實驗巖石學研究表明地殼中基性巖類(玄武質成分)的部分熔融形成化學成分偏基性的準鋁質的花崗巖類(WolfandWyllie,1989;BeardandLofgren,1991;JohannesandHoltz,1996;Sissonetal.,2005),而地殼中碎屑沉積巖類部分熔融形成偏酸性的過鋁質花崗巖類(JohannesandHoltz,1996;Pati1o-DouceandHarris,1998;Pati1o-DouceandMcCarty,1998b)。糜署嶺巖體的A/NCK值在0.64~0.97之間,為準鋁質花崗巖,因此其源巖可能為中基性巖類。寄主巖的εNd(t)=-9.2~-5.7,(87Sr/86Sr)i=0.7068~0.7071,包體的εNd(t)=-6.5,(87Sr/86Sr)i=0.707069~0.707138,與寄主巖的相當,均具有低的(87Sr/86Sr)t值和負的εNd(t)值(張宏飛等,2005;Qinetal.,2009),暗示了兩者的同源性,也表明巖漿來自于下地殼的部分熔融,沒有地幔物質的加入,在εNd-87Sr/86Sr圖解(圖13)中,數據點均落入大陸玄武巖區域。6.2構造體制轉換環境從野外地質來看,糜署嶺巖體侵位于勉略帶北側的泥盆系沉積地層中而本身未受變形,并且其展布方向與區域構造線一致,指示糜署嶺巖體形成于主碰撞和區域構造變形之后,其形成應晚于勉略帶主變形期。糜署嶺巖體的地球化學特征顯示為高鉀鈣堿性花崗巖,而高鉀鈣堿性花崗巖可以出現在不同的地球動力學環境中,指示構造體制的變化,它既可產生在將碰撞事件主峰期分開的張弛階段,也可以產生在從擠壓體制轉變成拉張體制的過程中(Barbarin,1999;肖慶輝等,2002),總之,通常認為高鉀鈣堿性系列巖漿巖是后碰撞巖漿活動的重要特征之一(Zhaoetal.,1996;Liégeoisetal.,1998)。因此,糜署嶺巖體可能為后碰撞花崗巖類,形成于構造體制轉換環境。在Rb-(Yb+Ta)和Nb-Y圖解(圖14a,b)上,數據點落入火山弧花崗巖(VAG)和同碰撞花崗巖(Syn-COLG)界線附近。在Rb-(Y+Nb)圖解(圖14c)上,數據點落入火山弧花崗巖(VAG)和后碰撞花崗巖(Post-COLG)重疊區域內,顯示糜署嶺巖體形成于后碰撞環境。在Rb/30-Hf-Ta×3判別圖解(圖14d)上投點落入火山島弧區和碰撞后花崗巖區的邊界附近,所有的樣品都表現出負Nb異常,其它高場強元素也相對虧損,這是與俯沖有關的巖漿的共同特征(Briqueuetal.,1984),也可見于以島弧物質為物源的殼源花崗巖中(Maetal.,1998),在中酸性火山巖的Th/Yb-Ta/Yb構造環境判別圖解(圖15)中,花崗巖落入活動大陸邊緣范圍內,巖漿虧損Sr表明與消減作用無關(圖9),因此認為該花崗巖應屬于活動大陸邊緣環境。6.3配置形成時代的特征目前的研究認為,秦嶺造山帶沿南秦嶺勉略帶-大別山的碰撞主要發生在中生代早期,形成南秦嶺造山帶,并最終完成揚子板塊與華北板塊的全面碰撞(Lietal.,1993;張宏飛等,1996;張國偉等,1997,2001;Hackeretal.,1998;鄭永飛,2008),是秦嶺花崗巖的強烈巖漿活動期(MengandZhang,1999;張國偉等,2001),形成了巨量的中生代花崗巖。碰撞作用主要發生在254~220Ma(李曙光等,1996;Hackeretal.,1998;張國偉等,2001;張宏飛等,2001;鄭永飛,2008)。對于碰撞的峰期存在三種認識:242±21Ma(李曙光等,1996)、240Ma(Yinetal.,1991)和235~238Ma左右(Zhengetal.,2009),歸納起來其峰期應在235~242Ma之間。而糜署嶺巖體侵位時(214Ma)整個區域俯沖作用早已結束(254~220Ma,李曙光等,1996;Hackeretal.,1998),這表明糜署嶺巖體不是與俯沖相關的花崗巖,而是與島弧相關的火成巖部分熔融的產物。214Ma的巖體結晶年齡,正好處于擠壓環境向伸展松弛環境轉換的過渡時期(Yinetal.,1991;李曙光等,1996;張宏飛等,1996,2001;盧欣祥等,1999;賴紹聰等,2003;鄭永飛,2008),該時期在秦嶺造山帶及松潘-甘孜造山帶、碧口微地塊以及祁連造山帶侵入了較多的花崗巖