南秦嶺新元古代基性侵入巖的巖石成因及其構(gòu)造背景:鋯石U-Pb年代學和Hf-O同位素地球化學制約

劉嘉威，張宏福

(西北大學 地質(zhì)學系/大陸動力學國家重點實驗室, 陜西 西安　710069)

秦嶺造山帶是研究中國大陸巖石圈形成與演化的重要構(gòu)造單元,是由多期不同構(gòu)造運動疊加改造形成的復合型造山帶[1-3]。秦嶺造山帶西接祁連-昆侖造山帶,東延大別-蘇魯超高壓變質(zhì)帶,是我國中央造山系的重要組成部分,長久以來備受地質(zhì)學界關(guān)注。作為連接華北和揚子板塊的重要紐帶,秦嶺造山帶的研究成為了解兩大板塊相互碰撞的時限以及演化過程的重要途徑[1,4-5]。

秦嶺造山帶內(nèi)發(fā)育兩條重要構(gòu)造帶:商丹斷裂帶和勉略縫合帶。它們將秦嶺造山帶由北至南劃分為:華北板塊南緣、北秦嶺、南秦嶺及揚子板塊北緣(圖1a)[2]。其中,北側(cè)的商丹斷裂帶由于涉及秦嶺古洋盆的演化,前人已經(jīng)對其進行了詳盡的研究。而南側(cè)的勉略縫合帶是南秦嶺與揚子板塊的分界線,是一條多期構(gòu)造事件疊加的復雜帶。華北板塊與揚子板塊在早中生代沿著勉略縫合帶發(fā)生的碰撞聚合過程,標志著秦嶺洋的最終閉合[6-10],并且確定了現(xiàn)今秦嶺造山帶的構(gòu)造框架。

(a)秦嶺各構(gòu)造單元及各巖群地質(zhì)簡圖[11];(b)研究區(qū)地質(zhì)圖[12]。圖中采樣位置用星號表示圖1　區(qū)內(nèi)地質(zhì)構(gòu)造簡圖Fig.1　Simplified regional tectonic map

勉略縫合帶由于自身成因的復雜性,學術(shù)界目前對其形成過程尚存爭議。早期學者認為南秦嶺在新元古代期間仍是揚子北緣的一部分,隨著三疊系勉略洋的擴張而分離[5,13-15]。近年來,對于勉略縫合帶以及南秦嶺新元古代巖漿活動的研究揭示了南秦嶺是由俯沖造山作用導致的,沿揚子北緣形成的洋殼增生楔[16]。

基于對南秦嶺新元古代巖漿活動的研究,早期學者針對南秦嶺新元古代的構(gòu)造環(huán)境提出了兩種不同的模式:①陸內(nèi)裂谷[17-19];②島弧環(huán)境[20-23]。而這種認知的不確定性,很大程度上阻礙了對秦嶺造山帶演化過程的認識和理解。因此,對南秦嶺新元古代巖漿活動進行更加深入的研究,能夠幫助我們更好的理解南秦嶺,以及整個秦嶺造山帶在新元古代的地質(zhì)演化歷史。

冷水溝位于南秦嶺東部,山陽斷裂南側(cè),鳳凰鎮(zhèn)與牛耳川之間,出露面積12km2(圖1b)。出露一套輝長巖、閃長巖、石英閃長巖、花崗閃長巖、二長花崗巖和花崗斑巖巖石組合[12],其中輝長巖形成于新元古代[24]。本文在研究區(qū)內(nèi)發(fā)現(xiàn)了年齡為621Ma左右的輝長巖體和輝長閃長巖巖體,對其進行了鋯石U-Pb年代學及Hf-O同位素分析,希望對南秦嶺新元古代的演化及其與揚子的關(guān)系提出新的制約。

1　地質(zhì)背景

秦嶺造山帶由華北板塊南緣、北秦嶺、南秦嶺和揚子板塊北緣四大構(gòu)造單元構(gòu)成。其中,南秦嶺是連接北秦嶺和揚子板塊的重要紐帶。南秦嶺主要由前寒武紀基底雜巖和上覆新元古代-中生代的沉積巖系組成[5-6]。其東部的陡嶺雜巖是目前發(fā)現(xiàn)的最古老的基底巖石[15-16,25],主要由石英片麻巖、斜長片麻巖、大理巖、石墨片巖、變粒巖以及石英巖組成(圖1a)[26-27]。內(nèi)部保存著818～837Ma的變質(zhì)活動記錄[25,28]。而最新的研究顯示,陡嶺雜巖內(nèi)部也存在大量發(fā)生角閃巖相變質(zhì)的新元古代(715～697 Ma)各類閃長巖和花崗閃長巖[29-30]。

武當群和耀嶺河群是南秦嶺最主要的基底巖系,為一套綠片巖相變質(zhì)的火山-沉積巖系,主要形成于新元古代[2]。其中,武當群主要出露于鄂西北鄖西-十堰-丹江口至竹山-房縣一帶,由楊坪組變沉積巖和雙臺組變火山-沉積巖組成,形成時間約為755 Ma。耀嶺河群分布于武當隆起周緣,主要出露于區(qū)內(nèi)北部鄖西-鄖縣和西部德勝鋪-竹溪縣等地,為一套玄武質(zhì)熔巖和凝灰?guī)r,與長英質(zhì)火山-沉積巖系形成互層序列,形成年齡大致為686 Ma[31]。武當群和耀嶺河群之上不整合覆蓋著震旦系地層,自下而上分別為蓮沱組砂巖和凝灰?guī)r、南沱組冰磧巖,陡山沱組砂巖以及燈影組碳酸鹽巖[32]。燈影組之上整合覆蓋著寒武-奧陶紀石灰?guī)r,志留紀砂泥巖以及泥盆紀-晚三疊紀的砂巖及透鏡狀碳酸鹽夾層[2]。關(guān)于武當群的成因,部分學者認為是形成于陸緣弧環(huán)境[33-35],也有學者認為其形成于陸內(nèi)裂谷[19,36]。而耀嶺河群火成巖常被認為是陸內(nèi)裂谷的產(chǎn)物[15,31,33-34,36],最新的研究發(fā)現(xiàn)，耀嶺河群從847 Ma至650 Ma經(jīng)歷了3個巖漿活動周期,由島弧環(huán)境轉(zhuǎn)變成了裂谷環(huán)境[37]。

南秦嶺及揚子板塊北緣廣泛記錄了新元古代的巖漿事件,而這些巖漿事件也為探究新元古代南秦嶺的構(gòu)造演化提供了重要依據(jù)。本文研究區(qū)位于南秦嶺柞水東南側(cè)冷水溝地區(qū),區(qū)內(nèi)主要出露輝長巖、閃長巖、花崗閃長巖、二長花崗巖等。輝長巖體被晚期正長斑巖侵入,其上不整合覆蓋中泥盆統(tǒng)砂礫巖,輝長巖的侵位于680±9 Ma。同樣位于山陽斷裂南側(cè),鳳凰鎮(zhèn)附近的黑溝巖體,主要由基性-超基性輝長巖和偏堿性二長花崗巖組成。基性-超基性巖位于巖體東部,堿性花崗巖位于西部,兩者侵入變質(zhì)碳酸鹽巖中,鋯石定年結(jié)果為686±9 Ma[24]。冷水溝巖體的西北側(cè)為小磨嶺雜巖,其主要出露于鎮(zhèn)安云鎮(zhèn)糖房溝和柞水磨溝峽、吃水溝等地區(qū)。小磨嶺雜巖從老到新劃分為:東段宋家屋場輝綠(輝長)巖、葉家灣蝕變二長閃長巖、磨溝峽蝕變石英閃長巖和迷魂陣蝕變閃長巖四個巖體。其定年結(jié)果顯示早期宋家屋場輝綠(輝長)巖為864.4 Ma±1.7 Ma,迷魂陣巖體846.7 Ma±2.7 Ma,磨溝峽859.4 Ma±1.7 Ma,葉家灣巖體861.1 Ma±1.8 Ma[2,38-39]。吃水溝閃長巖體和輝長巖體的鋯石U-Pb定年結(jié)果分別為925 Ma±28 Ma和833 Ma±4.8 Ma[40]。

柞水地區(qū)的小磨嶺雜巖及鄰區(qū)的冷水溝巖體,常被解讀為南秦嶺新元古代造山作用的產(chǎn)物[11]。小磨嶺雜巖的成因仍存爭議,早期認為其形成于大陸裂谷[2]或碰撞造山后的應(yīng)力松弛環(huán)境[39]。近年來,詳細的鋯石U-Pb年代學及Hf同位素研究表明,小磨嶺雜巖的構(gòu)造環(huán)境存在從島弧環(huán)境轉(zhuǎn)變?yōu)殛憙?nèi)裂谷的過程,標志著Rodinia超大陸的聚合與最終裂解[40]。而冷水溝巖體的地球化學特征顯示其形成于陸內(nèi)裂谷,標志著南秦嶺新元古代造山作用的結(jié)束[11,24]。

2　巖相學特征

冷水溝輝長巖體出露于山陽斷裂南側(cè),牛耳川與鳳凰鎮(zhèn)之間的冷水溝,柞水小磨嶺雜巖的東南側(cè),采樣點地理坐標為109°27′45″E,33°29′1″N(圖1b)。其上不整合覆蓋中泥盆統(tǒng)砂礫巖,巖體被晚期正長閃長斑巖侵入[24]。巖石呈灰綠色,中-細粒結(jié)構(gòu),塊狀構(gòu)造。本文在野外觀察到一條明顯的風化面(圖2a),并分別對風化面之下的輝長巖(LSG16-02)(圖2b)和風化面之上的輝長質(zhì)礫巖(LSG16-03)進行了采樣。風化面之下的輝長巖(LSG16-02)粒度較粗,上部輝長質(zhì)礫巖(LSG16-03)的礫石成分與輝長巖相同,二者均受到了廣泛的綠片巖相變質(zhì)作用(圖2c)。風化面之上輝長質(zhì)礫巖樣品LSG16-03中的礫石成分與下部冷水溝輝長巖樣品LSG16-02的組成類似,其主要礦物為:輝石(25%)、角閃石(20%)、長石(45%)及少量石英(3%)。副礦物主要為榍石及磷灰石,巖石中有方解石脈體,大顆粒礦物被細脈肢解(圖2c)。礦物普遍發(fā)生溶蝕,呈港灣狀(圖2d)。樣品中長石顆粒較大,其表面發(fā)生嚴重的黏土化、簾石化(圖2e)。輝石由于強烈蝕變,大多已退變?yōu)榻情W石。

a，b 冷水溝地區(qū)輝長巖露頭照片;c 輝長巖內(nèi)部流體活動痕跡(單偏光);d,e 冷水溝輝長巖樣品顯微鏡下照片;f,g 碾盤溝基性巖樣品顯微鏡下照片。流體作用使得薄片中輝石大部分退變?yōu)榻情W石圖2　樣品的巖相學特征Fig.2　Petrographic features of samples

碾盤溝蝕變輝長閃長巖樣品位于鳳凰鎮(zhèn)西北部2公里正溝地塊內(nèi)的碾盤溝(NPG16-01),采樣點的地理坐標為109°18′24″E,33°32′49″N(圖1b)。相較冷水溝輝長巖,碾盤溝樣品受到流體活動的影響更為強烈,薄片中可觀察到輝石及角閃石與流體作用的痕跡,強烈溶蝕的輝石、角閃石及長石包裹于綠簾石之中(圖2f、圖2g)。因這些樣品受后期變質(zhì)/蝕變作用和流體活動影響強烈,其全巖主、微量元素和同位素組成很難反映其原巖信息。故選擇這些巖石中巖漿鋯石為研究對象,通過其U-Pb年代學和Hf-O同位素地球化學來確定這些巖石的侵位年齡、源區(qū)特征及其形成過程。

3　分析方法

將采自冷水溝及碾盤溝內(nèi)的輝長巖和輝長閃長巖樣品一分為二,小份磨成探針薄片便于開展巖相學觀察;另一份進行常規(guī)的重力、磁分選,最終在雙目鏡下挑選出鋯石顆粒。為了進行鋯石微區(qū)原位的年代學和同位素測試,需將樣品鋯石與標準鋯石Penglai[41]和內(nèi)標Qinghu[42]一起嵌入環(huán)氧樹脂樣品座中,然后打磨拋光直至露出鋯石顆粒的核心部分而制成樣品靶。鋯石CL圖像和Lu-Hf同位素測試在西北大學大陸動力學國家重點實驗室完成，其余測試在中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所離子探針實驗室(U-Pb定年和O同位素)完成。

3.1　礦物組成分析

為了確定巖石中各主要組成礦物的化學成分,對巖石薄片中的輝石、長石等進行了電子探針分析。分析是在西北大學大陸動力學國家重點實驗室的電子探針實驗室進行的,使用儀器為JXA-8230 型電子探針儀,工作條件:加速電壓15kV 束斑電流1×10-8A,束斑直徑1μ束。Fe3+的計算采用電價平衡法獲得,礦物晶體化學式的計算采用氧原子數(shù)方法。代表性礦物的化學成分見表1。

表1　輝長巖中主要礦物的主量元素組成Tab.1　Major element compositions of minerals from the gabbroes

注:Px 輝石；Amp 角閃石；Ep 簾石；Pl 斜長石。

3.2　鋯石CL圖像

為了便于觀察鋯石內(nèi)部結(jié)構(gòu)以及選出目標點,因而在進行氧同位素、U-Pb定年和Lu-Hf同位素測試之前,先將鋯石靶鍍碳,用裝載有Gatan CL3+檢測器和Oxford能量色散光譜系統(tǒng)的FEI Quanta 400 FEG型掃描電鏡拍攝陰極發(fā)光(CL)圖像。

3.3　鋯石O同位素

將樣品拋光,并鍍高純金膜,在中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所離子探針實驗室進行O同位素測定,所用儀器為Cameca IMS-1280型雙離子源多接受器二次離子質(zhì)譜儀。詳細分析步驟見Li et al.[41]。 實驗原理為: 用強度為 ～2 nA的一次133Cs+離子源, 通過10 kV的加速電壓轟擊樣品,離子束束斑直徑約20 μm, 經(jīng)過-10 kV加速電壓提取負二次離子, 用兩個法拉第杯接受16O和18O。 儀器的質(zhì)量分餾校正使用標樣Penglaiδ18O=5.31[41],本次研究通過重復測量標樣Penglai的外精度為0.38(2SE, n=50)。通過每十個測試樣品加測一個標樣Qinghu的方法來監(jiān)測樣品數(shù)據(jù)的可靠性,十四組Qinghu標樣的δ18O加權(quán)平均值為5.45±0.36,與標準誤差范圍內(nèi)一致[42]。

3.4　鋯石U-Pb年代學

鋯石的U，Th，Pb同位素也是在同一臺Cameca IMS-1280上測試的。詳細分析方法參見Li et al.和李獻華等[43]。與測試氧同位素不同的是離子源為O2-,用強度為～10 nA的一次離子源通過13 kV的加速電壓轟擊樣品,離子束為20 μm×30 μm大小的橢圓形束斑,二次離子束采用60 eV的能量窗和～5 400的質(zhì)量分辨率將Pb+分離出來而不受譜峰干擾,用單接受器電子倍增器記錄二次離子束峰的強度,每次測量掃描7次,分析用時12分鐘。每10個樣品加入內(nèi)標Qinghu來監(jiān)測U-Pb測試的穩(wěn)定性。本次實驗的樣品Pb/U比值用標準鋯石TEMORA 2(諧和年齡為417 Ma)校正[44];Th和U含量用標準鋯石91500計算[45]。數(shù)據(jù)處理采用Isoplot/Ex rev. 2.49軟件[46]。

3.5　鋯石Lu-Hf同位素

鋯石微區(qū)原位Lu-Hf同位素分析在西北大學大陸動力學國家重點實驗室進行。激光剝蝕系統(tǒng)采用193nm準分子激光剝蝕系統(tǒng)(Resolution M-50,ASI),包含一臺193 nm ArF準分子激光器,一個雙室樣品室和電腦控制的高精度X-Y樣品臺移動定位系統(tǒng)。雙室樣品池能有效避免樣品間交叉污染,同時裝載樣品能力大大提高。激光能量密度為6 J/cm2,頻率為5Hz,斑束為43 μm,載氣為高純氦氣,為280 mL/min。Lu-Hf同位素分析采用多接收等離子體質(zhì)譜(Nu PlasmaⅡ MC-ICPMS),詳細的分析方法和儀器參數(shù)見Yuan et al.[47]和Bao et al.[48]。

4　分析結(jié)果

4.1　礦物化學

由于綠片巖相變質(zhì)作用以及強烈的流體活動對礦物的改造,礦物成分在鏡下難以確定。因此,我們對薄片中的主要礦物(輝石、角閃石及長石)進行了電子探針分析。背散射照片顯示,輝石大部分已轉(zhuǎn)變?yōu)榻情W石,而殘余輝石的內(nèi)部成分極不均一。電子探針結(jié)果顯示,輝長巖中的輝石大多退變?yōu)殛柶鹗?Act),大顆粒長石被綠簾石(Ep)+鈉長石(Ab)的假象所交代,已無法辨別礦物輪廓。

4.2　U-Pb年代學

根據(jù)鋯石CL圖像,鋯石可以分為兩組。其中樣品LSG16-02與NPG16-01的鋯石顆粒相對較大,多為50×60～90×150 μm;LSG16-03的鋯石顆粒較小,多為20×30～50×60 μm。大顆粒鋯石多為自形晶,自形程度較高,溶蝕現(xiàn)象導致鋯石邊部常呈溶蝕狀或港灣狀;小顆粒鋯石多呈渾圓狀,所有樣品中均未見繼承鋯石內(nèi)核(圖3)。鋯石具有清晰的震蕩環(huán)帶,為巖漿鋯石。所有鋯石的Th/U比值均大于0.3(0.37～1.50),與巖漿鋯石的Th/U比值范圍一致,是巖漿結(jié)晶的產(chǎn)物(表2)。

圖3　冷水溝輝長巖及碾盤溝基性巖中典型鋯石的陰極發(fā)光圖像(圖中顆粒G的序號與表2相對應(yīng),虛線圈代表了利用Cameca sims-1280測試的U-Pb年齡和O同位素組成的位置,而實線圈指示了用LA-MC-ICPMS測試Hf同位素的位置)。U-Pb (206Pb/238U) 年齡下面依次為氧同位素和εHf(t)值。Fig.3　Cathodoluminescence images of representative zircons for two gabbroes in Lengshuigou and one basic rock in Nianpangou(Grain (G) numbers correspond to those in Table 2. The dashed circle shows the location of the Cameca sims-1280 U-Pb age and oxygen isotope and the solid circle indicates the location of LA-MC-ICPMS Hf isotopic analysis spot). Numbers below the U-Pb (206Pb/238U) age refer to oxygen isotope followed by εHf(t) value.

圖4　冷水溝輝長巖及碾盤溝基性巖中鋯石的206Pb/238U加權(quán)平均年齡圖207Pb/235U-206Pb/238U諧和圖。圖中分析點的誤差橢圓表示1σ。Fig.4　The 207Pb/235U-206Pb/238U concordia and the weighted mean ages of zircons from two gabbroes in Lengshuigou and one basic rock in Nianpangou.Data point error ellipses are 1σ.

樣品LSG16-02的鋯石獲得了27個有效年齡,單個數(shù)據(jù)點誤差均為1δ。所有分析點完全位于諧和線上,獲得了很好的諧和年齡623.7±3.3 Ma(MSWD=0.51)及加權(quán)平均年齡624.3±3.4 Ma(MSWD=0.70)(圖4a)。樣品LSG16-03的鋯石獲得了17個有效年齡,分析點完全位于諧和線上,獲得了較為一致的諧和年齡621.2±4.6 Ma(MSWD=0.070)與加權(quán)平均年齡619.1±4.3 Ma(圖4b)。碾盤溝樣品NPG16-01的25個有效測點獲得了一致的諧和年齡621.2±3.6 Ma(MSWD=0.001 5),其加權(quán)平均年齡為621.4±3.5 Ma(圖4c),與冷水溝樣品的年齡在誤差范圍內(nèi)一致,三者應(yīng)為同期巖漿作用的產(chǎn)物。

圖5　冷水溝輝長巖及碾盤溝基性巖中鋯石的氧同位素直方圖。圖中陰影區(qū)為正常地幔源巖石的δ18O值(5.3±0.6‰[49])Fig.5　Oxygen isotope histogram of zircons from two gabbroes in Lengshuigou and one basic rock in Nianpangou. The shaded field shows the value of normal mantle (δ18O=5.3±0.6‰[49])

4.3　O同位素地球化學

我們首次對冷水溝出露的輝長巖體及碾盤溝的輝長閃長巖進行了鋯石SIMS原位氧同位素測試。通常鋯石如果存在強烈鉛丟失,δ18Ο會降低而不能代表鋯石原有的氧同位素組成[49-50]。本文中所有樣品的鋯石年齡均在諧和線上分布,因而獲得的分析結(jié)果可以代表鋯石原有的氧同位素組成。冷水溝兩個樣品的鋯石δ18Ο值相對正常地幔較低,其高值與正常地幔Ο同位素特征相似(5.3±0.6‰ (2σ))[49],其中樣品LSG16-02的δ18Ο范圍為3.64～4.51‰,其加權(quán)平均值為3.91±0.09‰ (2σ);LSG16-03的δ18Ο范圍相對較寬,為3.48～5.09‰,其加權(quán)平均值為4.33±0.21‰ (2σ)。然而,樣品NPG16-01輝長閃長巖具有非常低的O同位素組成,其δ18Ο范圍為-3.72～-2.58‰,其加權(quán)平均值為-3.17±0.11‰(2σ)(圖5)。

4.4　Hf同位素地球化學

因鋯石的Hf含量高,而Lu含量極低,導致鋯石的176Lu/177Hf比值比較低。因而由年代不確定性引起的176Hf/177Hf比值的誤差有限[51]。本文所有樣品的176Lu/177Hf均低于0.002,這說明鋯石形成后基本沒有放射性成因Hf的累積,所測定的176Hf/177Hf比值基本代表了其形成時體系的Hf同位素組成[52-53]。兩個冷水溝輝長巖樣品的176Lu/177Hf與比值范圍較為一致,整體在0.000 4～0.001 1之間,而176Hf/177Hf比值分布在0.282 301～0.282 684之間。碾盤溝樣品NPG16-01的176Lu/177Hf比值范圍為0.000 5～0.001 2之間,176Hf/177Hf比值范圍為0.282 558～0.282 712之間(表3)。

表2　冷水溝輝長巖及碾盤溝基性巖中鋯石的U-Pb年齡和O同位素組成Tab.2　U-Pb age and O isotopic data in zircons from two gabbroes in Lengshuigou and one basic rock in Nianpangou

續(xù)表2

表3　冷水溝輝長巖及碾盤溝基性巖的激光多接收ICP-MS獲得鋯石的Lu-Hf同位素組成Tab.3　Lu-Hf isotopic data in zircons from Lengshuigou gabbroes and Nianpangou basic rock determined by laser MC-ICPMS

續(xù)表3

顆粒Lu?Hfisotope176Yb/177Hf176Lu/177Hf176Hf/177Hf2σ(176Hf/177Hf)iεHf(0)εHf(t)TDM(Ga)LSG16?03@170030000764028233900000350282330-153-211281LSG16?03@180030000681028236200000330282354-145-241247LSG16?03@210030000867028241300000450282402-127081182LSG16?03@220030000835028234000000390282330-153-231283LSG16?03@230030000873028232000000420282309-160-261312LSG16?03@260010000404028266400000320282659-38100819LSG16?03@280020000628028238900000380282382-136001207LSG16?03@290010000238028246700000310282465-108211088NPG16?01@10030000674028255800000400282558-7658974NPG16?01@20030000927028260100000440282590-6174920NPG16?01@30030000792028268500000380282676-31104799NPG16?01@40030000810028268500000420282675-31104799NPG16?01@50020000635028261000000420282603-5776900NPG16?01@60040000951028265200000470282641-4386849NPG16?01@70030000755028265300000410282645-4292843NPG16?01@80020000634028258100000400282574-6767940NPG16?01@90040000959028259900000410282588-6173924NPG16?01@100030000673028265100000430282644-4392843NPG16?01@110050001158028263500000430282621-4883877NPG16?01@120030000862028261600000390282606-5577897NPG16?01@130020000584028258500000390282578-6672934NPG16?01@140030000681028256600000420282558-7360963NPG16?01@150020000550028258300000370282576-6768936NPG16?01@160020000659028266700000390282659-37100821NPG16?01@170020000581028264000000400282633-4789858NPG16?01@180020000523028265600000410282650-4192834NPG16?01@190030000803028259600000390282587-6272924NPG16?01@200030000830028263200000450282622-4983874NPG16?01@210040001092028268600000380282673-31103804NPG16?01@220040000917028271200000410282701-21115764NPG16?01@230020000600028266900000390282662-3795817NPG16?01@240020000527028263500000360282629-4887862NPG16?01@250030000748028258700000390282578-6669936

以單個分析點的年齡207Pb/206Pb年齡計算相應(yīng)的εHf(t)值,冷水溝兩個樣品的εHf(t)范圍相近,LSG16-02為-2.4～+5.2,LSG16-03為-3.3～+5.3,顯示由虧損向富集過渡的特征。其中風化面之下樣品LSG16-02的εHf(t)相對均一,主體為正值,顯示整體虧損的特征;風化面之上樣品LSG16-03的εHf(t)范圍較寬,顯示具有較多的富集組分的參與(圖6)。二者具有相似的虧損地幔模式年齡,LSG16-02年齡為1156±34 Ma,LSG16-03的年齡為1207±44 Ma,總體分布于1.10～1.35 Ga,表明二者同源,且源區(qū)形成于中元古代(圖6)。而樣品NPG16-01的εHf(t)與前兩者相比明顯虧損(5.8～11.1),其虧損地幔模式年齡為0.75～0.94 Ga(圖6),明顯年輕于冷水溝樣品,表明其形成于新元古代虧損地幔的部分熔融。

5　討　論

5.1　基性巖漿就位年齡

南秦嶺內(nèi)部廣泛記錄了新元古代基性巖漿活動,前人在勉略構(gòu)造帶內(nèi)發(fā)現(xiàn)了代表古洋殼的蛇綠巖塊(808～841 Ma)以及大量鎂鐵質(zhì)巖塊(827～771 Ma)[54-55]。勉略構(gòu)造帶之外的基性巖漿活動主要集中在山陽斷裂南側(cè)的柞水地區(qū)及冷水溝地區(qū)。柞水地區(qū)的小磨嶺雜巖內(nèi)保留了新元古代925～743 Ma的多期巖漿記錄,其中基性巖漿活動以宋家屋場輝長(輝綠)巖(864±1.7 Ma)及吃水溝輝長巖(833±4.0 Ma)為代表,顯示出一種裂谷環(huán)境[39-40]。

冷水溝位于小磨嶺雜巖的東南側(cè),前人對冷水溝輝長巖和附近的黑溝堿性花崗巖都做過定年工作,分別獲得680±6 Ma和686±6 Ma[12,24],二者被認為是代表裂谷環(huán)境的“雙峰式”巖漿作用。

圖6　冷水溝輝長巖及碾盤溝基性巖中鋯石的εHf(t)及其虧損地幔模式年齡Fig.6　Histograms showing εHf(t) values and TDM Hf model ages of zircons from two gabbroes in Lengshuigou and one basic rock in Nianpangou

鋯石的CL圖像和Th/U比值皆揭示冷水溝輝長巖和碾盤溝輝長閃長巖中鋯石為巖漿鋯石。其中冷水溝輝長巖兩個樣品分別獲得了很好的諧和年齡623.7±3.3 Ma(MSWD=0.51)和621.2±4.6 Ma(MSWD=0.070)(圖4a,b)。碾盤溝輝長閃長巖獲得了一致的諧和年齡621.2±3.6 Ma(MSWD=0.001 5)(圖4c),與冷水溝輝長巖的年齡在誤差范圍內(nèi)一致,三者應(yīng)為同期巖漿作用的產(chǎn)物。這說明冷水溝輝長巖為多期就位的雜巖體。我們獲得的是最晚期巖漿作用的產(chǎn)物。

5.2　基性巖漿的源區(qū)特征

Hf同位素模式年齡顯示,冷水溝兩個輝長巖的虧損地幔模式年齡較為一致,均形成于中元古代(1.1～1.35 Ga)。其εHf(t)值整體大于0,反映其來源于虧損地幔的部分熔融,而風化面之上輝長巖礫石中鋯石的εHf(t)值范圍較寬,顯示出較多富集組分的參與。與Hf同位素相對應(yīng),冷水溝輝長巖的Ο同位素特征也反映出樣品的源區(qū)較為虧損,而風化面之上的樣品具有明顯更寬的δ18Ο范圍,體現(xiàn)了富集組分對其源區(qū)的改造(圖5)。Ηf，O同位素特征均顯示,冷水溝輝長巖形成于一個較為虧損的源區(qū),同時受到了富集組分的混染,進而呈現(xiàn)出由虧損向富集轉(zhuǎn)化的過渡特征。

碾盤溝輝長閃長巖具有強烈虧損的Hf同位素特征(5.8～11.1)與負的δ18Ο值,其虧損地幔模式年齡為0.84～0.97 Ga。這表明其源區(qū)形成于新元古代,明顯滯后于冷水溝輝長巖。輝長閃長巖采自區(qū)內(nèi)李家砭雜巖體,郭現(xiàn)輕等[56]在李家砭輝長巖中發(fā)現(xiàn)了845±22 Ma的繼承鋯石,并解釋為巖漿形成過程中捕獲的新元古代的巖漿巖的鋯石。此繼承鋯石的年齡與碾盤溝樣品的源區(qū)模式年齡一致,推測這是區(qū)內(nèi)～621 Ma的輝長質(zhì)巖漿侵位事件引發(fā)新元古代虧損地幔部分熔融的結(jié)果。而巖體內(nèi)部發(fā)育矽卡巖型Ti-Fe礦床,其成礦作用也反應(yīng)了巖漿與圍巖發(fā)生了熱液交代作用。

新元古代晚期的巖漿活動在南秦嶺東段與揚子北緣均有記錄,耀嶺河群上部發(fā)育有～632 Ma的流紋巖[57]。同時,揚子北緣的隨州-棗陽地區(qū),也廣泛記錄了640～630 Ma間的鎂鐵質(zhì)巖漿侵位事件[58-59]。我們將本文樣品鋯石的Hf同位素特征與隨-棗地區(qū)的鎂鐵質(zhì)侵入巖進行了對比(圖7)。結(jié)果顯示碾盤溝樣品與隨-棗地區(qū)鎂鐵質(zhì)侵入巖的特征相似,表明二者具有相似的源區(qū)。前人研究顯示,隨州-棗陽地區(qū)的鎂鐵質(zhì)侵入巖形成于俯沖流體交代的巖石圈地幔[60],而碾盤溝樣品具有更加虧損的Hf同位素特征,說明其源區(qū)受到富集組分對的影響較小。

圖7　冷水溝輝長巖及碾盤溝基性巖中鋯石的εHf(t)與隨棗地區(qū)鎂鐵質(zhì)侵入體的對比直方圖數(shù)據(jù)來源:隨棗鎂鐵質(zhì)侵入體[60]Fig.7　Histograms showing εHf(t) values of zircons from two gabbroes in Lengshuigou and one basic rock in Nianpangou, together with mafic intrusions in Suizhou-Zaoyang area[60]

5.3　低δ18Ο同位素的成因

一般來說,如果鋯石O同位素顯著低于正常地幔值(5.3±0.6‰)[49],表明其母巖漿也相對虧損18Ο,這是因為鋯石具有很高的穩(wěn)定性和很低的Ο擴散速率[61],能夠反映巖漿的氧同位素組成。但是,在熱液存在的情況下鋯石中Ο的擴散速率要快很多[62]。被熱液蝕變改造了的鋯石具有與巖漿鋯石不同的晶體結(jié)構(gòu),常呈港灣狀結(jié)構(gòu)或海綿狀結(jié)構(gòu),包裹體較多[63-64]。文中3個輝長巖或輝長閃長巖鋯石均為巖漿鋯石,并未顯示蝕變鋯石的特點,表明熱液蝕變對其影響較小,因此可以代表原始巖漿的O同位素屬性。3個樣品的Ο同位素均顯示虧損的特征,其中冷水溝輝長巖的δ18Ο值與正常地幔值相似,表明其為虧損地幔部分熔融的產(chǎn)物,而風化面之上樣品Ο同位素范圍的擴大,體現(xiàn)了富集組分對其源區(qū)的改造作用。

圖8　冷水溝輝長巖及碾盤溝基性巖中鋯石的206Pb/238U年齡及其虧損地幔模式年齡與武當群變火山巖對比圖.數(shù)據(jù)來源:武當群變火山巖[67]Fig.8　Histograms showing the 206Pb/238U ages and TDM Hf model ages from two gabbroes in Lengshuigou and one basic rock in Nianpangou, in comparison with meta-volcanics in Wudang Group. Data source: U-Pb age and TDM of meta-volcanics in Wudang Group[67]

高溫(>400℃)熱液蝕變可引起巖石δ18Ο降低,但只有大氣降水參與的熱液蝕變才能形成負δ18Ο巖石[65]。而具有異常δ18Ο值的巖石在變質(zhì)過程中,不僅會產(chǎn)生異常δ18Ο變質(zhì)脫水流體,同時此類巖石發(fā)生部分熔融也會形成具有異常δ18Ο的巖漿巖[66]。碾盤溝樣品具有負的δ18Ο值(-3.72‰～-2.58‰),然而鋯石中未顯示熱液蝕變的特征,表明其結(jié)晶于低δ18Ο巖漿而非蝕變所致。因此,可能是基性巖漿與低δ18Ο流體發(fā)生的高溫水巖作用,最終形成了低δ18Ο巖漿并結(jié)晶出碾盤溝低δ18Ο巖石。

前人對李家砭雜巖體內(nèi)矽卡巖型Ti-Fe礦床進行了詳盡的地球化學與年代學的研究,結(jié)果顯示其形成于弧后伸展環(huán)境,應(yīng)為幔源基性巖漿發(fā)生底侵作用時與俯沖流體相互作用的產(chǎn)物[56]。因此,碾盤溝負δ18Ο值輝長閃長巖反映了伸展環(huán)境下基性巖漿在侵位過程中與極低δ18Ο流體相互作用的結(jié)果。

5.4　大地構(gòu)造意義

南秦嶺內(nèi)新元古代的巖漿記錄為我們更好的理解南秦嶺與揚子北緣在新元古代之間的構(gòu)造關(guān)系提供了重要依據(jù)。小磨嶺雜巖內(nèi)記錄了925～743 Ma的多期巖漿事件,巖漿活動的峰期為860～840 Ma[11]。主要由代表島弧環(huán)境的閃長巖及代表裂谷環(huán)境的輝長(輝綠)巖組成[39-40]。小磨嶺雜巖的成因仍存爭議,但普遍認為其代表了構(gòu)造環(huán)境由島弧轉(zhuǎn)變?yōu)榱压鹊倪^程。

黑溝地塊內(nèi)的李家砭雜巖體,被認為是小磨嶺雜巖的一部分,巖體內(nèi)發(fā)育一套～621 Ma的輝長質(zhì)巖漿作用及同期礦化的Ti-Fe礦床,詳盡的地球化學研究表明其形成于弧后伸展環(huán)境[56]。本文碾盤溝樣品極度虧損的Hf，O同位素特征,同樣顯示其是伸展背景下的巖漿活動產(chǎn)物,與前人結(jié)論相同。

南秦嶺晚新元古代的多期巖漿事件同樣顯示伸展環(huán)境的特征,例如以冷水溝輝長巖(680±6 Ma)及黑溝堿性花崗巖(686±6 Ma)為代表的雙峰式巖漿作用;耀嶺河群上部代表伸展活動的流紋巖(～635 Ma)。Wang[60]對揚子北緣隨棗地區(qū)新元古代晚期的鎂鐵質(zhì)巖漿進行了詳細的Hf、O同位素研究,認為其形成于俯沖流體交代的巖石圈地幔,代表了一種弧后伸展環(huán)境，與南秦嶺耀嶺河群一致。同時又是區(qū)內(nèi)新元古代最晚一期的巖漿活動,因而也被認為標志著Rodinia超大陸裂解的最終結(jié)束[19,23,68]。本文冷水溝及碾盤溝3個樣品的Hf，O同位素特征同樣顯示其形成于伸展環(huán)境，其鋯石U-Pb年齡及TDM與武當群和耀嶺河群變火山巖較為相似(圖8)。新元古代晚期(650～621 Ma)南秦嶺與揚子北緣巖漿記錄的U-Pb-Hf特征較為相似,表明其可能形成于相同的地質(zhì)-景。對比新元古代早期(>735 Ma)在南秦嶺及揚子北緣廣泛發(fā)育的島弧巖漿作用[59],南秦嶺與揚子北緣在新元古代晚期由島弧轉(zhuǎn)變?yōu)榛『笊煺弓h(huán)境,而伸展作用形成了多期基性巖漿侵位事件及裂谷巖漿記錄。本文基性巖為南秦嶺新元古代的最晚一期巖漿活動的產(chǎn)物,表明南秦嶺晚新元古代巖漿活動的最終結(jié)束,標志著南秦嶺與揚子板塊之間俯沖-碰撞作用的結(jié)束,也標志著南秦嶺基底的最終形成。

6　結(jié)　論

通過以上分析可以得出如下結(jié)論:

1)冷水溝輝長巖及碾盤溝輝長閃長巖的SIMS鋯石U-Pb定年獲得了一致的結(jié)晶年齡(～621 Ma),且與李家砭巖體中輝長巖的年齡一致,為新元古代晚期基性巖漿侵位的產(chǎn)物。

2)冷水溝輝長巖的Hf-O同位素特征顯示其形成于受富集組分交代的虧損地幔部分熔融,其原巖形成于中元古代。而碾盤溝巖體負的δ18Ο值,是巖漿與低δ18Ο流體發(fā)生高溫水巖反應(yīng)的結(jié)果。

3)以冷水溝及碾盤溝基性巖為代表的南秦嶺晚期巖漿活動與揚子北緣隨州-棗陽地區(qū)新元古代晚期的基性巖具有相似的鋯石U-Pb-Hf特征,表明其形成于相同的地質(zhì)背景,均由新元古代早期的島弧轉(zhuǎn)變?yōu)榛『笊煺弓h(huán)境。

4)冷水溝輝長巖及碾盤溝輝長閃長巖為南秦嶺新元古代最晚的一期巖漿活動,標志著南秦嶺與揚子北緣俯沖-碰撞過程的結(jié)束,也標志著南秦嶺基底的最終形成。

致謝：本文在野外工作和實驗工作中得到了張娟、張曉琪、鄒東雅、唐歡等人的幫助,在此表示感謝!

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