2. 中南大学地球科学与信息物理学院, 长沙 410083
2. School of Geosciences and Info-Physics, Central South University, Changsha 410083, China
0 引言
湘南宁远—道县地区有众多中生代基性火山岩产出,尤其以宁远保安—中心铺地区小岩筒集中分布。该基性火山岩的形成时代为早白垩世中晚期,全岩钾氩法年龄值为115.4 Ma[1];也有侏罗纪年代学报道,如KAr年龄为175~177 Ma[2];最近有研究认为宁远保安圩地区玄武岩的形成时代为晚三叠世,锆石UPb年龄为205.5~212.3 Ma[3]。道县虎子岩基性火山岩的喷发时代为中、晚侏罗世,全岩钾氩法年龄值为132~135 Ma[4-5]、131.7 Ma[6]、40Ar-39Ar坪年龄为(204.30±4.09) Ma,等时线年龄(198.06±3.96) Ma[2]。从以上数据来看,对于湘南中生代基性火山岩的形成时代还有分歧意见,可能是因为玄武岩中含有橄榄石或辉石捕掳晶,影响了钾和氩的丰度或者捕获锆石干扰。虎子岩岩筒火山喷发时所携带的岩石包体类型多样,既有幔源橄榄岩包体、辉石岩包体,也有中下地壳片麻岩包体及辉长岩和麻粒岩包体,以及砂岩、灰岩等围岩捕掳包体。对玄武质火山岩及其中包体的研究众多,其中片麻岩、辉长岩、麻粒岩均有年代学报道[6-11]。近年来对各类岩石中锆石的UPbHf同位素研究极大地丰富了人们对岩石成因的认识,锆石已经成为示踪壳幔相互作用、研究区域大陆地壳增长的有力工具[12-13]。据此,笔者利用LAICP MS测试方法对辉长岩包体中的锆石进行了UPb同位素及Hf同位素测定,研究结果对于解释湘南地区中生代深部地球动力学背景具有重要意义。
1 地质概况湘南地区发育的中生代基性—超基性火山岩沿江华—宁远深断裂带分布(图 1),火山岩中含有各类深源岩石包体[14-15]。
区域上出露地层组成3个构造层:寒武—奥陶纪地层构成地槽构造层,为本区褶皱基底;泥盆—二叠纪地层为地台沉积盖层;侏罗纪和白垩纪地层构成地洼构造层,在白垩纪地层中局部含火山岩。基性火山岩大部分为岩筒状,围岩地层有泥盆纪、石炭纪、侏罗纪和白垩纪地层。
虎子岩碱性玄武岩在平面上呈反S形,长约1 000 m,宽25~300 m,剖面上呈筒状,火山喷发时携带了大量的岩石包体,其中辉长岩包体是最多的一类包体。
2 样品特征辉长岩包体呈圆形、椭圆形等形状产于虎子岩碱性玄武岩筒中,熔岩已经风化,其中的各种形态和类型的包体清晰可见(图 2a)。辉长岩手标本特征:灰黑色,大小不一,直径5~20 cm不等,岩石呈块状构造和条带状构造,中粗粒结构(图 2b、c、d),镜下可见镶嵌、辉长结构,依据矿物成分差异分为两类:第一类以H1为代表,岩石主要矿物为斜长石(约占45%)、斜方辉石(约占20%)、单斜辉石(约占30%),次要矿物为黑云母(约占3%),不透明矿物(约占2%)(图 3a、b)。以含黑云母为特征。第二类以H3为代表,岩石主要矿物为斜长石(约占45%)、斜方辉石(约占24%)、单斜辉石约20%、次生角闪石约7%,次要矿物绿色镁铁质尖晶石约占1.5%(图 3c),不透明矿物约占2.5%。以含镁铁质尖晶石和发育反应边结构为特征。反应边一般为两层,核部为橄榄石或斜方辉石,多已蚀变为绿泥石,第一层反应边为蛇纹石化辉石,最外层为指纹状纤闪石(图 3d)。在97dt薄片中见到原生角闪石,横截面两组解理(图 3e);93Hu10*中角闪石呈不规则状充填在长石和单斜辉石的间隙,可能为次生角闪石(图 3f)。
3 样品制备与测试分析主量、微量和稀土元素分析样品在武汉地质实验研究所完成。主量元素使用X荧光光谱仪(1800) 加湿法分析,稀土元素分析采用质谱仪(ThermoelementalX7),微量元素采用等离子发射光谱仪(ICAP6300) 和示波极谱仪(JP2)。
年代学研究样品的测试分析流程首先是选择新鲜岩石样品,通过人工重砂法从样品中分选出锆石,样品靶的制备参考了SHRIMP定年锆石样品的制备方法[16],锆石CL图像在西北大学扫描电镜室完成。
锆石UPb年龄分析采用西北大学大陆动力学国家重点实验室Agilent 7500a型ICPMS仪器与193 nm的ArF准分子激光器完成。分析时采用He作为剥蚀物质的载气,用美国国家标准技术研究院研制的人工合成硅酸盐玻璃标准参考物质NIST610进行仪器最佳化,锆石年龄测定采用国际标准锆石91500,GJ1作为外标标准物质,外标校正方法为每隔5个样品分析点测一次标准,保证标准和样品的仪器条件完全一致。年龄测定时的激光束斑直径控制在30 μm,激光剥蚀深度控制在20~40 μm,普通铅校正采用Anderson的方法[17],具体分析步骤见文献 [18-19]。样品的同位素比值采用ICPDATACAL程序[20]计算,年龄数据处理采用Isoplot3.0 μm[21]。分析数据列于表 1,分析及计算误差均为1σ。在已确定年龄的锆石颗粒上进行Hf同位素原位测试在西北大学大陆动力学国家重点实验室的多接收等离子体质谱仪MCICPMS(Nu Plasma) 上完成,分析时激光束斑直径控制在44 μm,脉冲频率10 Hz,脉冲能量15~20 J/cm2,激光剥蚀时间为50 s。采用标准锆石91500,MON1和GJ1作外部标样,本次实验测定的91500的分析结果176Hf/177Hf=0.282 308±0.000 016(2σ),与参考值0.282 310±0.000 004[22]误差范围内完全一致。
样号 | SiO2 | Al2O3 | Fe2O3 | FeO | MgO | CaO | Na2O | K2O | MnO | TiO2 | P2O5 | CO2 | H2O+ | 合计 | ||||
H1 | 48.74 | 16.34 | 1.51 | 4.85 | 11.47 | 8.45 | 1.87 | 1.58 | 0.16 | 0.72 | 0.10 | 0.07 | 3.93 | 99.85 | ||||
H3 | 50.65 | 20.01 | 1.06 | 3.40 | 8.77 | 11.06 | 2.37 | 0.20 | 0.12 | 0.24 | 0.01 | 0.33 | 1.65 | 99.87 | ||||
H4 | 50.06 | 21.62 | 1.00 | 3.15 | 8.50 | 10.01 | 2.37 | 0.29 | 0.13 | 0.20 | 0.02 | 0.19 | 2.26 | 99.80 | ||||
H6 | 48.76 | 20.15 | 1.62 | 3.35 | 10.69 | 9.70 | 1.93 | 0.22 | 0.10 | 0.21 | 0.02 | 0.38 | 2.66 | 99.79 | ||||
97dt | 48.24 | 21.81 | 1.02 | 3.57 | 8.97 | 10.91 | 2.49 | 0.17 | 0.08 | 0.32 | 0.05 | 0.08 | 2.14 | 99.85 | ||||
93Hu3* | 50.84 | 20.09 | 0.50 | 3.56 | 9.52 | 10.12 | 2.63 | 0.35 | 0.08 | 0.12 | 0.04 | 0.08 | 1.56 | 99.49 | ||||
93Hu9* | 42.00 | 22.85 | 1.99 | 9.72 | 8.76 | 5.09 | 2.16 | 0.61 | 0.31 | 0.59 | 1.83 | 0.06 | 3.80 | 99.77 | ||||
93Hu10* | 49.95 | 22.85 | 0.40 | 3.08 | 6.37 | 11.84 | 2.95 | 0.33 | 0.06 | 0.20 | 0.01 | 0.04 | 1.04 | 99.12 | ||||
样号 | La | Ce | Pr | Nd | Sm | Eu | Gd | Tb | Dy | Ho | Er | Tm | Yb | Lu | Y | ΣREE | LREE | HREE |
H1 | 7.38 | 16.74 | 2.48 | 11.36 | 3.13 | 1.18 | 3.50 | 0.66 | 3.61 | 0.73 | 1.95 | 0.30 | 1.83 | 0.27 | 20.24 | 55.12 | 42.27 | 12.85 |
H3 | 2.13 | 5.31 | 0.79 | 3.90 | 1.07 | 0.75 | 1.21 | 0.22 | 1.26 | 0.25 | 0.73 | 0.11 | 0.71 | 0.10 | 7.30 | 18.54 | 13.95 | 4.59 |
H4 | 1.95 | 4.81 | 0.75 | 3.63 | 1.06 | 0.65 | 1.17 | 0.20 | 1.06 | 0.21 | 0.60 | 0.09 | 0.53 | 0.07 | 6.26 | 16.78 | 12.84 | 3.94 |
H6 | 2.11 | 4.88 | 0.71 | 3.31 | 0.96 | 0.61 | 1.18 | 0.19 | 1.12 | 0.21 | 0.57 | 0.09 | 0.52 | 0.07 | 6.55 | 16.52 | 12.58 | 3.95 |
97dt | 5.85 | 7.19 | 1.06 | 3.55 | 1.02 | 0.68 | 1.21 | 0.19 | 1.20 | 0.22 | 0.59 | 0.09 | 0.52 | 0.09 | 6.72 | 23.46 | 19.35 | 4.11 |
样号 | LREE/HREE | LaN/YbN | δEu | δCe | Rb | Ba | Th | U | K | Ta | Nb | Sr | P | Zr | Hf | Ti | ||
H1 | 3.29 | 2.89 | 1.09 | 0.96 | 25.79 | 415.00 | 0.55 | 0.26 | 13 112.99 | 0.27 | 2.05 | 572.00 | 436.38 | 62.85 | 2.41 | 4 314.41 | ||
H3 | 3.04 | 2.16 | 2.00 | 1.00 | 7.25 | 1 137.00 | 0.34 | 0.03 | 1 659.87 | 3.53 | 1.35 | 291.00 | 43.64 | 12.70 | 0.61 | 1 438.14 | ||
H4 | 3.26 | 2.62 | 1.77 | 0.98 | 7.12 | 385.00 | 1.39 | 0.30 | 2 406.82 | 0.81 | 1.59 | 344.00 | 87.28 | 14.00 | 0.46 | 1 198.45 | ||
H6 | 3.19 | 2.92 | 1.76 | 0.98 | 6.30 | 297.00 | 1.42 | 0.33 | 1 825.86 | 1.36 | 2.47 | 236.00 | 87.28 | 15.90 | 0.48 | 1 258.37 | ||
97dt | 4.71 | 8.07 | 1.87 | 0.66 | 4.50 | 120.00 | 6.00 | 0.20 | 1 410.89 | 2.28 | 2.30 | 228.00 | 218.19 | 35.00 | 0.80 | 1 917.52 | ||
注:H1、H3、H4、H6为本次测试样品;93Hu3*,93Hu9*,93Hu10*据文献 [14],其中93Hu3*,93Hu10*为SmNd 等时线样品;97dt据文献 [8]。主量元素质量分数单位为%;微量元素质量分数单位为10-6。 |
本次对采集的4件辉长岩包体样品进行了分析,并结合前人研究样品进行了对比研究分析,结果见表 1。
全岩硅酸盐分析结果在w(SiO2)-w(K2O) 图解(图 4) 中可以看出,多数样品投入低钾拉斑玄武岩区。辉长岩样品H1钾质偏高,这与其矿物组成中含有黑云母相一致;Fe2O3、TiO2高于其他辉长岩样品,指示氧逸度较高,辉长质岩浆发生了结晶分异过程。该样品与前人研究的样品93Hu9 *特征一致,反映它们是岩浆演化到晚期的产物[6]。
4.1.2 稀土及微量元素地球化学特征从表 1中可以看出,辉长岩样品均有正铕异常,多数样品显示较高的正铕异常,与具有堆晶结构的层状辉长岩一致,这也与样品宏观上具有条带状构 造相吻合。样品H1的稀土总量为55.12×10-6 (不含 Y),略高于其他样品,是岩浆演化到晚期稀土组分富集的表现;稀土配分型式表现为弱的正铕异常,反映斜长石的分离结晶程度相对较弱,轻重稀土分馏不明显,曲线相对平缓(图 5a)。
本次用于锆石测试的辉长岩(H1) 的Th低、K高、Ta低,其他元素分布型式则基本一致(图 5b),K*值(2KN/(TaN+LaN))=7.60﹥1,显示岩浆具有亲岛弧性质,反映源区地幔受到较强的交代作用;Nb*值(2 NbN /( KN +LaN))=0.11﹤1,反映基性岩浆受到了地壳混染;Th*值(2ThN /(KN +RbN))=0.021﹤1,可能反映地壳拉伸减薄,岩石圈地幔上隆导致的氧化条件,这与样品的Fe2O3含量较高的事实相吻合。本次分析的H3、H4、H6具有与93Hu10*一致的岩石学及岩石化学特征,后者也是前人SmNd同位素测年样品,该SmNd等时线年龄为(224±24)Ma[10]。前人研究中也报道有与等时线测年样品岩石化学特征不一致的样品93Hu9*,这类样品相对较少。为了完善辉长岩的年代学资料,所以本次选择不具有反应边结构及含黑云母的H1作为测年样品。
4.2 锆石UPb同位素本次挑选的锆石均为晶体碎片,透明柱状,CL图像可见明显的结晶环带 (图 6),测年锆石均为具有韵律环带的锆石,显示为岩浆结晶形成。样品的 锆石Th/U值较高(0.91~4.35),除H115外,Th/U值均大于0.1并且小于4.0,表明为典型的岩浆成因[19, 29]。多数测点选择在晶体环带清晰处,少部分测点在柱体中部,所测12颗锆石的分析点均位于UPb谐和线上或其附近,206Pb/238U加权平均年龄为(201.50±0.53) Ma (1σ,MSWD=4.6)(图 7),代表了辉长岩的结晶年龄。
4.3 锆石铪同位素锆石Hf同位素测定点选在锆石UPb测试的同位点。选取年龄谐和性好的点。H1样品中锆石(6个点) 的176Yb/177Hf和176Lu/177Hf值变化范围较大,分别为0.005 700~0.032 550和0.000 246~0.001 303(表 3);初始176Hf/177Hf值和εHf(t) 值分别为0.282 625~0.282 778和-0.88~4.45(表 3),模式年龄为676~882 Ma,平均为751 Ma;平均地壳模式年龄为956~1 296 Ma,平均为1 089 Ma。
点号 | wB/10-6 | Th/U | 同位素比值 | 同位素年龄/Ma | ||||||
Pb | Th | U | 207Pb/206Pb±1σ | 207Pb/235U±1σ | 206Pb/238U±1σ | 207Pb/206Pb±1σ | 207Pb/235U±1σ | 206Pb/238U±1σ | ||
H11 | 7.33 | 74.35 | 204.21 | 2.81 | 0.050 57±0.002 13 | 0.218 46±0.008 84 | 0.031 69±0.000 31 | 221±76 | 201±7 | 201±2 |
H12 | 19.69 | 223.82 | 551.83 | 2.53 | 0.049 80±0.001 22 | 0.218 40±0.005 81 | 0.031 75±0.000 25 | 186±47 | 201±5 | 201±2 |
H13 | 17.87 | 272.34 | 480.83 | 1.84 | 0.050 43±0.001 27 | 0.219 73±0.005 80 | 0.031 61±0.000 30 | 215±43 | 202±5 | 201±2 |
H14 | 21.41 | 245.37 | 597.70 | 2.50 | 0.051 16±0.001 33 | 0.223 99±0.005 91 | 0.031 76±0.000 30 | 248±43 | 205±5 | 202±2 |
H107 | 33.76 | 434.17 | 903.97 | 2.14 | 0.053 16±0.001 26 | 0.232 45±0.004 72 | 0.031 89±0.000 34 | 335±27 | 212±4 | 202±2 |
H108 | 103.67 | 1 347.67 | 2 748.14 | 2.11 | 0.051 14±0.000 89 | 0.228 32±0.004 30 | 0.032 30±0.000 41 | 247±22 | 209±4 | 205±3 |
H110 | 9.64 | 96.81 | 267.43 | 2.84 | 0.053 84±0.002 13 | 0.234 00±0.008 53 | 0.031 64±0.000 32 | 364±64 | 213±7 | 201±2 |
H112 | 14.04 | 172.73 | 379.56 | 2.26 | 0.051 07±0.001 24 | 0.221 80±0.005 38 | 0.031 58±0.000 24 | 244±42 | 203±4 | 200±1 |
H113 | 30.90 | 396.91 | 820.94 | 2.12 | 0.049 61±0.000 99 | 0.215 92±0.004 44 | 0.031 56±0.000 21 | 177±35 | 199±4 | 200±1 |
H115 | 65.09 | 435.33 | 1 860.99 | 4.35 | 0.049 34±0.000 71 | 0.218 70±0.004 19 | 0.031 96±0.000 36 | 164±24 | 201±3 | 203±2 |
H116 | 108.84 | 2 854.03 | 2 564.80 | 0.91 | 0.050 80±0.001 01 | 0.221 28±0.004 58 | 0.031 53±0.000 34 | 232±28 | 203±4 | 200±2 |
H117 | 11.43 | 115.84 | 314.83 | 2.77 | 0.050 43±0.001 37 | 0.222 02±0.006 22 | 0.031 91±0.000 35 | 215±44 | 204±5 | 202±2 |
虎子岩碱性玄武岩的地球化学特征显示属碱性玄武岩系列,具有和大陆裂谷玄武岩相似的地球化学特征,岩体中高K、Rb、Ba、Th 和LREE含量,反映了地幔源区受过流体、特别是富钾流体的交代作用,为交代地幔源区熔融[5],NdSr同位素特征表明其源区地幔受到了富集作用[2]。对于辉长岩的岩浆成因,依据岩石学和地球化学资料认为是岩石圈地幔熔融[14, 29];基于辉长岩的Nd同位素亏损特征,有研究推测为软流圈地幔熔融[30]。根据玄武岩实验岩石学资料,钙碱性系列的辉长岩应是地幔浅部高度部分熔融的产物。在中生代湘南地区已转为陆内环境,远离板块边缘,应考虑岩石圈减薄和软流圈上隆是湘南中生代岩浆作用形成的主要机制。前人的研究显示,本区玄武岩在玄武岩F1-F2关系图解上投入钾玄岩区,暗示其为陆缘活动带的产物,认为本区在中生代末期既有裂谷性质又具有陆缘活动带的特征[11];辉长岩包体的岩石地球化学特征研究显示,辉长岩在岩石化学图解中均落入钙碱性玄武岩区,指示为大陆边缘火山弧环境 [14, 29];结合寄主玄武岩的特点,本区中生代基性岩浆活动的序列可能沿着拉斑玄武岩→钙碱性玄武岩→碱性玄武岩的演化序列发展演化。湘南的宁远—道县—新田基性岩带向北东方向延伸至衡阳、浏阳、瑞昌,过长江至湖北广济与郯庐断裂相接。因此,将控制湘南—桂北基性岩带展布的北东向断裂划归郯庐断裂带南延区段,郯庐断裂在中生代的拉张活动,深切岩石圈,导致深源岩浆沿着断裂带喷发。
样品号 | 176Hf/177Hf | 2σ | 176Yb/177Hf | 2σ | 176Lu/177Hf | 2σ | t/Ma | εHf(0) | fLu/Hf | (176Hf/177Hf)i | εHf(t) | TDM1/Ma | TCDM/Ma |
H1-2 | 0.282 625 | 0.000 028 | 0.018 177 | 0.000 072 | 0.000 771 | 0.000 003 | 201 | -5.19 | -0.98 | 0.282 622 | -0.88 | 882 | 1 296 |
H1-7 | 0.282 702 | 0.000 019 | 0.014 011 | 0.000 032 | 0.000 604 | 0.000 002 | 202 | -2.47 | -0.98 | 0.282 700 | 1.89 | 771 | 1 121 |
H18 | 0.282 725 | 0.000 021 | 0.016 838 | 0.000 219 | 0.000 729 | 0.000 009 | 205 | -1.67 | -0.98 | 0.282 722 | 2.74 | 741 | 1 069 |
H1-13 | 0.282 778 | 0.000 023 | 0.032 550 | 0.000 299 | 0.001 303 | 0.000 011 | 200 | 0.23 | -0.96 | 0.282 774 | 4.45 | 676 | 956 |
H1-15 | 0.282 758 | 0.000 020 | 0.005 700 | 0.000 011 | 0.000 246 | 0.000 001 | 203 | -0.50 | -0.99 | 0.282 757 | 3.92 | 686 | 992 |
H1-17 | 0.282 712 | 0.000 020 | 0.007 350 | 0.000 067 | 0.000 319 | 0.000 003 | 202 | -2.13 | -0.99 | 0.282 710 | 2.26 | 752 | 1 097 |
注:εHf ( t) ={[(176Hf/177Hf) S - (176Lu/177Hf)S×(eλt -1)]/[(176Hf/177Hf) CHUR ,0-(176Lu/177Hf) CHUR×(eλt-1)]-1}×10 000;TDM1 = 1/λ×ln{1+[( 176 Hf/ 177 Hf) S - ( 176 Hf/ 177 Hf) DM]/ [( 176Lu/ 177 Hf) S - ( 176Lu/ 177 Hf) DM]};TCDM = 1/λ×ln{1 + [( 176Hf/ 177 Hf) S - ( 176 Hf/ 177 Hf) DM]/ [( 176Lu/ 177 Hf) C - ( 176Lu/ 177 Hf) DM]} + t。现今球粒陨石和亏损地幔的176Hf/177Hf、176Lu/177Hf分别为0.282 772和0.033 200,0.283 250和0.038 400,λ=1.867×10-11a-1,( 176Lu/177Hf)C = 0.015,t为锆石的结晶年龄,σ为标准差。 |
在εHf(t)-t图解(图 8) 中,锆石点大部分在球粒陨石和亏损地幔演化线之间,且均位于原始地幔线附近,远低于同时期亏损地幔的εHf(t) 值(约为16) [30]。而前人对该区辉长岩包体(样品93Hu3*,93Hu10*) 的SmNd同位素研究显示εNd(t)= 8.8±0.6,认为是软流圈地幔部分熔融作用的产物[10, 31]。Hf同位素特征显示辉长岩源区为地幔,但并非如Nd同位素显示的亏损地幔,锆石投点位于球粒陨石地幔与亏损地幔演化线之间偏于球粒陨石一侧,代表存在强烈的壳幔交换作用;本次样品 εHf(t) 值多数为较低的正值,较为集中分布,单纯的地壳混染不可能使Hf同位素达到均一;如果是源区混合,则地幔可能是先期受到了地壳的交代形成偏富集地幔。因此本文中的辉长岩包体可能是受交代的岩石圈地幔减压熔融的产物,而不是由亏损的软流圈地幔直接熔融形成。与前人SmNd同位素年代学研究样品相比较,发现本次测年样品可能系源区岩浆演化的晚期阶段的产物。需要提及的是,与本文所出现的Nd、Hf同位素不一致的现象也有报道,如近年来对太古宙的SmNd 同位素研究发现部分太古宙早期岩石(年龄约为3.8 Ga),具有较高的εNd(t) 值[εNd(t)≈4][32-37],似乎暗示当时地球发生过极大规模的壳幔分异作用,并出现地幔的极度亏损。然而这些高εNd(t) 值的样品并未显示高的εHf(t) 值,由Nd同位素确定的极度亏损地幔可能是由于SmNd同位素体系开放造成的假象[12]。这说明深部壳幔作用的开放特征在今后的研究中是值得注意的方面。
本次锆石UPb同位素测试显示辉长岩成岩年龄为201 Ma,与SmNd法测定矿物全岩内部等时线年龄224 Ma(±24 Ma) 有20 Ma左右的时间间隔[10],可能表明是不同时期的侵入事件,考虑测年误差也可能是同一期岩浆事件的不同演化阶段。从前述岩石化学特征显示的Fe2O3、TiO2质量分数较高来看,后一种解释可能是相对合理的,即认为在印支晚期岩石圈拉张减薄、氧逸度增加的条件下,与224 Ma的辉长岩样品同是印支晚期岩石圈拉张减薄事件的产物,分别代表不同的演化阶段。Hf同位素模式年龄平均值TDM1=751 Ma,与单颗粒溶蚀法测出锆石的UPb表面年龄 (787±30) Ma一致[7],显示了早期地壳对基性岩浆源区的贡献。本次样品既反映了基性岩浆源区的地幔交代性质,也反映了地幔上隆减压熔融侵入地壳过程中受到地壳的轻微混染作用。
6 结论1) 辉长岩成岩年龄为201 Ma,形成时代对应于印支晚期,反映早中生代印支晚期湘南地区存在局部拉张,导致交代地幔熔融形成基性岩浆侵入并底垫于地壳深部。
2) 锆石Hf同位素特征显示锆石形成时的 εHf(t) 值为较低的正值,远低于同期亏损地幔值,位于球粒陨石线附近,Hf同位素特征直接反映了印支晚期岩石圈深部存在强烈的壳幔交换作用。
3) 辉长岩代表的基性岩浆侵入事件反映在印支晚期华南陆内出现由挤压向拉张体制的转变,该事件也是后续中生代中晚期大规模地壳重熔型花岗岩浆侵入活动的前奏,岩石圈深部的壳幔相互作用也为湘南地区燕山期大规模有色金属成矿提供了物质基础和有利条件。
野外工作得到湖南有色地勘院刘仕杰工程师的热情帮助,锆石测试得到西北大学大陆动力学国家重点实验室袁洪林教授、柳小明高工、弓虎军博士、戴梦宁博士的支持,数据处理得到阳杰华博士的协助,与薛怀民研究员、彭建堂教授进行了有益探讨,谨在此一并致以诚挚谢意!
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