2018, Vol. 48
秦岭造山带是研究中国大陆岩石圈形成与演化的重要构造单元, 是由多期不同构造运动叠加改造形成的复合型造山带[1-3]。秦岭造山带西接祁连-昆仑造山带, 东延大别-苏鲁超高压变质带, 是我国中央造山系的重要组成部分, 长久以来备受地质学界关注。作为连接华北和扬子板块的重要纽带, 秦岭造山带的研究成为了解两大板块相互碰撞的时限以及演化过程的重要途径[1, 4-5]。
秦岭造山带内发育两条重要构造带:商丹断裂带和勉略缝合带。它们将秦岭造山带由北至南划分为:华北板块南缘、北秦岭、南秦岭及扬子板块北缘(图 1a)[2]。其中, 北侧的商丹断裂带由于涉及秦岭古洋盆的演化, 前人已经对其进行了详尽的研究。而南侧的勉略缝合带是南秦岭与扬子板块的分界线, 是一条多期构造事件叠加的复杂带。华北板块与扬子板块在早中生代沿着勉略缝合带发生的碰撞聚合过程, 标志着秦岭洋的最终闭合[6-10], 并且确定了现今秦岭造山带的构造框架。
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(a)秦岭各构造单元及各岩群地质简图[11]; (b)研究区地质图[12]。图中采样位置用星号表示 图 1 区内地质构造简图 Fig. 1 Simplified regional tectonic map |
勉略缝合带由于自身成因的复杂性, 学术界目前对其形成过程尚存争议。早期学者认为南秦岭在新元古代期间仍是扬子北缘的一部分, 随着三叠系勉略洋的扩张而分离[5, 13-15]。近年来, 对于勉略缝合带以及南秦岭新元古代岩浆活动的研究揭示了南秦岭是由俯冲造山作用导致的, 沿扬子北缘形成的洋壳增生楔[16]。
基于对南秦岭新元古代岩浆活动的研究, 早期学者针对南秦岭新元古代的构造环境提出了两种不同的模式:①陆内裂谷[17-19]; ②岛弧环境[20-23]。而这种认知的不确定性, 很大程度上阻碍了对秦岭造山带演化过程的认识和理解。因此, 对南秦岭新元古代岩浆活动进行更加深入的研究, 能够帮助我们更好的理解南秦岭, 以及整个秦岭造山带在新元古代的地质演化历史。
冷水沟位于南秦岭东部, 山阳断裂南侧, 凤凰镇与牛耳川之间, 出露面积12km2(图 1b)。出露一套辉长岩、闪长岩、石英闪长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩和花岗斑岩岩石组合[12], 其中辉长岩形成于新元古代[24]。本文在研究区内发现了年龄为621Ma左右的辉长岩体和辉长闪长岩岩体, 对其进行了锆石U-Pb年代学及Hf-O同位素分析, 希望对南秦岭新元古代的演化及其与扬子的关系提出新的制约。
1 地质背景秦岭造山带由华北板块南缘、北秦岭、南秦岭和扬子板块北缘四大构造单元构成。其中, 南秦岭是连接北秦岭和扬子板块的重要纽带。南秦岭主要由前寒武纪基底杂岩和上覆新元古代-中生代的沉积岩系组成[5-6]。其东部的陡岭杂岩是目前发现的最古老的基底岩石[15-16, 25], 主要由石英片麻岩、斜长片麻岩、大理岩、石墨片岩、变粒岩以及石英岩组成(图 1a)[26-27]。内部保存着818~837Ma的变质活动记录[25, 28]。而最新的研究显示, 陡岭杂岩内部也存在大量发生角闪岩相变质的新元古代(715~697 Ma)各类闪长岩和花岗闪长岩[29-30]。
武当群和耀岭河群是南秦岭最主要的基底岩系, 为一套绿片岩相变质的火山-沉积岩系, 主要形成于新元古代[2]。其中, 武当群主要出露于鄂西北郧西-十堰-丹江口至竹山-房县一带, 由杨坪组变沉积岩和双台组变火山-沉积岩组成, 形成时间约为755 Ma。耀岭河群分布于武当隆起周缘, 主要出露于区内北部郧西-郧县和西部德胜铺-竹溪县等地, 为一套玄武质熔岩和凝灰岩, 与长英质火山-沉积岩系形成互层序列, 形成年龄大致为686 Ma[31]。武当群和耀岭河群之上不整合覆盖着震旦系地层, 自下而上分别为莲沱组砂岩和凝灰岩、南沱组冰碛岩, 陡山沱组砂岩以及灯影组碳酸盐岩[32]。灯影组之上整合覆盖着寒武-奥陶纪石灰岩, 志留纪砂泥岩以及泥盆纪-晚三叠纪的砂岩及透镜状碳酸盐夹层[2]。关于武当群的成因, 部分学者认为是形成于陆缘弧环境[33-35], 也有学者认为其形成于陆内裂谷[19, 36]。而耀岭河群火成岩常被认为是陆内裂谷的产物[15, 31, 33-34, 36], 最新的研究发现，耀岭河群从847 Ma至650 Ma经历了3个岩浆活动周期, 由岛弧环境转变成了裂谷环境[37]。
南秦岭及扬子板块北缘广泛记录了新元古代的岩浆事件, 而这些岩浆事件也为探究新元古代南秦岭的构造演化提供了重要依据。本文研究区位于南秦岭柞水东南侧冷水沟地区, 区内主要出露辉长岩、闪长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩等。辉长岩体被晚期正长斑岩侵入, 其上不整合覆盖中泥盆统砂砾岩, 辉长岩的侵位于680±9 Ma。同样位于山阳断裂南侧, 凤凰镇附近的黑沟岩体, 主要由基性-超基性辉长岩和偏碱性二长花岗岩组成。基性-超基性岩位于岩体东部, 碱性花岗岩位于西部, 两者侵入变质碳酸盐岩中, 锆石定年结果为686±9 Ma[24]。冷水沟岩体的西北侧为小磨岭杂岩, 其主要出露于镇安云镇糖房沟和柞水磨沟峡、吃水沟等地区。小磨岭杂岩从老到新划分为:东段宋家屋场辉绿(辉长)岩、叶家湾蚀变二长闪长岩、磨沟峡蚀变石英闪长岩和迷魂阵蚀变闪长岩四个岩体。其定年结果显示早期宋家屋场辉绿(辉长)岩为864.4 Ma±1.7 Ma, 迷魂阵岩体846.7 Ma±2.7 Ma, 磨沟峡859.4 Ma±1.7 Ma, 叶家湾岩体861.1 Ma±1.8 Ma[2, 38-39]。吃水沟闪长岩体和辉长岩体的锆石U-Pb定年结果分别为925 Ma±28 Ma和833 Ma±4.8 Ma[40]。
柞水地区的小磨岭杂岩及邻区的冷水沟岩体, 常被解读为南秦岭新元古代造山作用的产物[11]。小磨岭杂岩的成因仍存争议, 早期认为其形成于大陆裂谷[2]或碰撞造山后的应力松弛环境[39]。近年来, 详细的锆石U-Pb年代学及Hf同位素研究表明, 小磨岭杂岩的构造环境存在从岛弧环境转变为陆内裂谷的过程, 标志着Rodinia超大陆的聚合与最终裂解[40]。而冷水沟岩体的地球化学特征显示其形成于陆内裂谷, 标志着南秦岭新元古代造山作用的结束[11, 24]。
2 岩相学特征冷水沟辉长岩体出露于山阳断裂南侧, 牛耳川与凤凰镇之间的冷水沟, 柞水小磨岭杂岩的东南侧, 采样点地理坐标为109°27′45″E, 33°29′1″N(图 1b)。其上不整合覆盖中泥盆统砂砾岩, 岩体被晚期正长闪长斑岩侵入[24]。岩石呈灰绿色, 中-细粒结构, 块状构造。本文在野外观察到一条明显的风化面(图 2a), 并分别对风化面之下的辉长岩(LSG16-02)(图 2b)和风化面之上的辉长质砾岩(LSG16-03)进行了采样。风化面之下的辉长岩(LSG16-02)粒度较粗, 上部辉长质砾岩(LSG16-03)的砾石成分与辉长岩相同, 二者均受到了广泛的绿片岩相变质作用(图 2c)。风化面之上辉长质砾岩样品LSG16-03中的砾石成分与下部冷水沟辉长岩样品LSG16-02的组成类似, 其主要矿物为:辉石(25%)、角闪石(20%)、长石(45%)及少量石英(3%)。副矿物主要为榍石及磷灰石, 岩石中有方解石脉体, 大颗粒矿物被细脉肢解(图 2c)。矿物普遍发生溶蚀, 呈港湾状(图 2d)。样品中长石颗粒较大, 其表面发生严重的黏土化、帘石化(图 2e)。辉石由于强烈蚀变, 大多已退变为角闪石。
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a, b 冷水沟地区辉长岩露头照片; c 辉长岩内部流体活动痕迹(单偏光); d, e 冷水沟辉长岩样品显微镜下照片; f, g 碾盘沟基性岩样品显微镜下照片。流体作用使得薄片中辉石大部分退变为角闪石 图 2 样品的岩相学特征 Fig. 2 Petrographic features of samples |
碾盘沟蚀变辉长闪长岩样品位于凤凰镇西北部2公里正沟地块内的碾盘沟(NPG16-01), 采样点的地理坐标为109°18′24″E, 33°32′49″N(图 1b)。相较冷水沟辉长岩, 碾盘沟样品受到流体活动的影响更为强烈, 薄片中可观察到辉石及角闪石与流体作用的痕迹, 强烈溶蚀的辉石、角闪石及长石包裹于绿帘石之中(图 2f、图 2g)。因这些样品受后期变质/蚀变作用和流体活动影响强烈, 其全岩主、微量元素和同位素组成很难反映其原岩信息。故选择这些岩石中岩浆锆石为研究对象, 通过其U-Pb年代学和Hf-O同位素地球化学来确定这些岩石的侵位年龄、源区特征及其形成过程。
3 分析方法将采自冷水沟及碾盘沟内的辉长岩和辉长闪长岩样品一分为二, 小份磨成探针薄片便于开展岩相学观察; 另一份进行常规的重力、磁分选, 最终在双目镜下挑选出锆石颗粒。为了进行锆石微区原位的年代学和同位素测试, 需将样品锆石与标准锆石Penglai[41]和内标Qinghu[42]一起嵌入环氧树脂样品座中, 然后打磨抛光直至露出锆石颗粒的核心部分而制成样品靶。锆石CL图像和Lu-Hf同位素测试在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成，其余测试在中国科学院地质与地球物理研究所离子探针实验室(U-Pb定年和O同位素)完成。
3.1 矿物组成分析为了确定岩石中各主要组成矿物的化学成分, 对岩石薄片中的辉石、长石等进行了电子探针分析。分析是在西北大学大陆动力学国家重点实验室的电子探针实验室进行的, 使用仪器为JXA-8230型电子探针仪, 工作条件:加速电压15kV束斑电流1×10-8A, 束斑直径1μ束。Fe3+的计算采用电价平衡法获得, 矿物晶体化学式的计算采用氧原子数方法。代表性矿物的化学成分见表 1。
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表 1 辉长岩中主要矿物的主量元素组成 Tab. 1 Major element compositions of minerals from the gabbroes |
为了便于观察锆石内部结构以及选出目标点, 因而在进行氧同位素、U-Pb定年和Lu-Hf同位素测试之前, 先将锆石靶镀碳, 用装载有Gatan CL3+检测器和Oxford能量色散光谱系统的FEI Quanta 400 FEG型扫描电镜拍摄阴极发光(CL)图像。
3.3 锆石O同位素将样品抛光, 并镀高纯金膜, 在中国科学院地质与地球物理研究所离子探针实验室进行O同位素测定, 所用仪器为Cameca IMS-1280型双离子源多接受器二次离子质谱仪。详细分析步骤见Li et al.[41]。实验原理为:用强度为~2 nA的一次133Cs+离子源, 通过10 kV的加速电压轰击样品, 离子束束斑直径约20 μm, 经过-10 kV加速电压提取负二次离子, 用两个法拉第杯接受16O和18O。仪器的质量分馏校正使用标样Penglaiδ18O=5.31[41], 本次研究通过重复测量标样Penglai的外精度为0.38(2SE, n=50)。通过每十个测试样品加测一个标样Qinghu的方法来监测样品数据的可靠性, 十四组Qinghu标样的δ18O加权平均值为5.45±0.36, 与标准误差范围内一致[42]。
3.4 锆石U-Pb年代学锆石的U，Th，Pb同位素也是在同一台Cameca IMS-1280上测试的。详细分析方法参见Li et al.和李献华等[43]。与测试氧同位素不同的是离子源为O2-, 用强度为~10 nA的一次离子源通过13 kV的加速电压轰击样品, 离子束为20 μm×30 μm大小的椭圆形束斑, 二次离子束采用60 eV的能量窗和~5 400的质量分辨率将Pb+分离出来而不受谱峰干扰, 用单接受器电子倍增器记录二次离子束峰的强度, 每次测量扫描7次, 分析用时12分钟。每10个样品加入内标Qinghu来监测U-Pb测试的稳定性。本次实验的样品Pb/U比值用标准锆石TEMORA 2(谐和年龄为417 Ma)校正[44]; Th和U含量用标准锆石91500计算[45]。数据处理采用Isoplot/Ex rev. 2.49软件[46]。
3.5 锆石Lu-Hf同位素锆石微区原位Lu-Hf同位素分析在西北大学大陆动力学国家重点实验室进行。激光剥蚀系统采用193nm准分子激光剥蚀系统(Resolution M-50, ASI), 包含一台193 nm ArF准分子激光器, 一个双室样品室和电脑控制的高精度X-Y样品台移动定位系统。双室样品池能有效避免样品间交叉污染, 同时装载样品能力大大提高。激光能量密度为6 J/cm2, 频率为5Hz, 斑束为43 μm, 载气为高纯氦气, 为280 mL/min。Lu-Hf同位素分析采用多接收等离子体质谱(Nu PlasmaⅡ MC-ICPMS), 详细的分析方法和仪器参数见Yuan et al.[47]和Bao et al.[48]。
4 分析结果 4.1 矿物化学由于绿片岩相变质作用以及强烈的流体活动对矿物的改造, 矿物成分在镜下难以确定。因此, 我们对薄片中的主要矿物(辉石、角闪石及长石)进行了电子探针分析。背散射照片显示, 辉石大部分已转变为角闪石, 而残余辉石的内部成分极不均一。电子探针结果显示, 辉长岩中的辉石大多退变为阳起石(Act), 大颗粒长石被绿帘石(Ep)+钠长石(Ab)的假象所交代, 已无法辨别矿物轮廓。
4.2 U-Pb年代学根据锆石CL图像, 锆石可以分为两组。其中样品LSG16-02与NPG16-01的锆石颗粒相对较大, 多为50×60~90×150 μm; LSG16-03的锆石颗粒较小, 多为20×30~50×60 μm。大颗粒锆石多为自形晶, 自形程度较高, 溶蚀现象导致锆石边部常呈溶蚀状或港湾状; 小颗粒锆石多呈浑圆状, 所有样品中均未见继承锆石内核(图 3)。锆石具有清晰的震荡环带, 为岩浆锆石。所有锆石的Th/U比值均大于0.3(0.37~1.50), 与岩浆锆石的Th/U比值范围一致, 是岩浆结晶的产物(表 2)。
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图 3 冷水沟辉长岩及碾盘沟基性岩中典型锆石的阴极发光图像(图中颗粒G的序号与表 2相对应, 虚线圈代表了利用Cameca sims-1280测试的U-Pb年龄和O同位素组成的位置, 而实线圈指示了用LA-MC-ICPMS测试Hf同位素的位置)。U-Pb (206Pb/238U)年龄下面依次为氧同位素和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. |
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表 2 冷水沟辉长岩及碾盘沟基性岩中锆石的U-Pb年龄和O同位素组成 Tab. 2 U-Pb age and O isotopic data in zircons from two gabbroes in Lengshuigou and one basic rock in Nianpangou |
样品LSG16-02的锆石获得了27个有效年龄, 单个数据点误差均为1δ。所有分析点完全位于谐和线上, 获得了很好的谐和年龄623.7±3.3 Ma(MSWD=0.51)及加权平均年龄624.3±3.4 Ma(MSWD=0.70)(图 4a)。样品LSG16-03的锆石获得了17个有效年龄, 分析点完全位于谐和线上, 获得了较为一致的谐和年龄621.2±4.6 Ma(MSWD=0.070)与加权平均年龄619.1±4.3 Ma(图 4b)。碾盘沟样品NPG16-01的25个有效测点获得了一致的谐和年龄621.2±3.6 Ma(MSWD=0.001 5), 其加权平均年龄为621.4±3.5 Ma(图 4c), 与冷水沟样品的年龄在误差范围内一致, 三者应为同期岩浆作用的产物。
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图 4 冷水沟辉长岩及碾盘沟基性岩中锆石的206Pb/238U加权平均年龄图207Pb/235U-206Pb/238U谐和图。图中分析点的误差椭圆表示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. |
我们首次对冷水沟出露的辉长岩体及碾盘沟的辉长闪长岩进行了锆石SIMS原位氧同位素测试。通常锆石如果存在强烈铅丢失, δ18O会降低而不能代表锆石原有的氧同位素组成[49-50]。本文中所有样品的锆石年龄均在谐和线上分布, 因而获得的分析结果可以代表锆石原有的氧同位素组成。冷水沟两个样品的锆石δ18O值相对正常地幔较低, 其高值与正常地幔O同位素特征相似(5.3±0.6‰ (2σ))[49], 其中样品LSG16-02的δ18O范围为3.64~4.51‰, 其加权平均值为3.91±0.09‰ (2σ); LSG16-03的δ18O范围相对较宽, 为3.48~5.09‰, 其加权平均值为4.33±0.21‰ (2σ)。然而, 样品NPG16-01辉长闪长岩具有非常低的O同位素组成, 其δ18O范围为-3.72~-2.58‰, 其加权平均值为-3.17±0.11‰(2σ)(图 5)。
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图 5 冷水沟辉长岩及碾盘沟基性岩中锆石的氧同位素直方图。图中阴影区为正常地幔源岩石的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]) |
因锆石的Hf含量高, 而Lu含量极低, 导致锆石的176Lu/177Hf比值比较低。因而由年代不确定性引起的176Hf/177Hf比值的误差有限[51]。本文所有样品的176Lu/177Hf均低于0.002, 这说明锆石形成后基本没有放射性成因Hf的累积, 所测定的176Hf/177Hf比值基本代表了其形成时体系的Hf同位素组成[52-53]。两个冷水沟辉长岩样品的176Lu/177Hf与比值范围较为一致, 整体在0.000 4~0.001 1之间, 而176Hf/177Hf比值分布在0.282 301~0.282 684之间。碾盘沟样品NPG16-01的176Lu/177Hf比值范围为0.000 5~0.001 2之间, 176Hf/177Hf比值范围为0.282 558~0.282 712之间(表 3)。
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表 3 冷水沟辉长岩及碾盘沟基性岩的激光多接收ICP-MS获得锆石的Lu-Hf同位素组成 Tab. 3 Lu-Hf isotopic data in zircons from Lengshuigou gabbroes and Nianpangou basic rock determined by laser MC-ICPMS |
以单个分析点的年龄207Pb/206Pb年龄计算相应的εHf(t)值, 冷水沟两个样品的εHf(t)范围相近, LSG16-02为-2.4~+5.2, LSG16-03为-3.3~+5.3, 显示由亏损向富集过渡的特征。其中风化面之下样品LSG16-02的εHf(t)相对均一, 主体为正值, 显示整体亏损的特征; 风化面之上样品LSG16-03的εHf(t)范围较宽, 显示具有较多的富集组分的参与(图 6)。二者具有相似的亏损地幔模式年龄, LSG16-02年龄为1156±34 Ma, LSG16-03的年龄为1207±44 Ma, 总体分布于1.10~1.35 Ga, 表明二者同源, 且源区形成于中元古代(图 6)。而样品NPG16-01的εHf(t)与前两者相比明显亏损(5.8~11.1), 其亏损地幔模式年龄为0.75~0.94 Ga(图 6), 明显年轻于冷水沟样品, 表明其形成于新元古代亏损地幔的部分熔融。
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图 6 冷水沟辉长岩及碾盘沟基性岩中锆石的εHf(t)及其亏损地幔模式年龄 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 |
南秦岭内部广泛记录了新元古代基性岩浆活动, 前人在勉略构造带内发现了代表古洋壳的蛇绿岩块(808~841 Ma)以及大量镁铁质岩块(827~771 Ma)[54-55]。勉略构造带之外的基性岩浆活动主要集中在山阳断裂南侧的柞水地区及冷水沟地区。柞水地区的小磨岭杂岩内保留了新元古代925~743 Ma的多期岩浆记录, 其中基性岩浆活动以宋家屋场辉长(辉绿)岩(864±1.7 Ma)及吃水沟辉长岩(833±4.0 Ma)为代表, 显示出一种裂谷环境[39-40]。
冷水沟位于小磨岭杂岩的东南侧, 前人对冷水沟辉长岩和附近的黑沟碱性花岗岩都做过定年工作, 分别获得680±6 Ma和686±6 Ma[12, 24], 二者被认为是代表裂谷环境的“双峰式”岩浆作用。
锆石的CL图像和Th/U比值皆揭示冷水沟辉长岩和碾盘沟辉长闪长岩中锆石为岩浆锆石。其中冷水沟辉长岩两个样品分别获得了很好的谐和年龄623.7±3.3 Ma(MSWD=0.51)和621.2±4.6 Ma(MSWD=0.070)(图 4a, b)。碾盘沟辉长闪长岩获得了一致的谐和年龄621.2±3.6 Ma(MSWD=0.001 5)(图 4c), 与冷水沟辉长岩的年龄在误差范围内一致, 三者应为同期岩浆作用的产物。这说明冷水沟辉长岩为多期就位的杂岩体。我们获得的是最晚期岩浆作用的产物。
5.2 基性岩浆的源区特征Hf同位素模式年龄显示, 冷水沟两个辉长岩的亏损地幔模式年龄较为一致, 均形成于中元古代(1.1~1.35 Ga)。其εHf(t)值整体大于0, 反映其来源于亏损地幔的部分熔融, 而风化面之上辉长岩砾石中锆石的εHf(t)值范围较宽, 显示出较多富集组分的参与。与Hf同位素相对应, 冷水沟辉长岩的O同位素特征也反映出样品的源区较为亏损, 而风化面之上的样品具有明显更宽的δ18O范围, 体现了富集组分对其源区的改造(图 5)。Ηf，O同位素特征均显示, 冷水沟辉长岩形成于一个较为亏损的源区, 同时受到了富集组分的混染, 进而呈现出由亏损向富集转化的过渡特征。
碾盘沟辉长闪长岩具有强烈亏损的Hf同位素特征(5.8~11.1)与负的δ18O值, 其亏损地幔模式年龄为0.84~0.97 Ga。这表明其源区形成于新元古代, 明显滞后于冷水沟辉长岩。辉长闪长岩采自区内李家砭杂岩体, 郭现轻等[56]在李家砭辉长岩中发现了845±22 Ma的继承锆石, 并解释为岩浆形成过程中捕获的新元古代的岩浆岩的锆石。此继承锆石的年龄与碾盘沟样品的源区模式年龄一致, 推测这是区内~621 Ma的辉长质岩浆侵位事件引发新元古代亏损地幔部分熔融的结果。而岩体内部发育矽卡岩型Ti-Fe矿床, 其成矿作用也反应了岩浆与围岩发生了热液交代作用。
新元古代晚期的岩浆活动在南秦岭东段与扬子北缘均有记录, 耀岭河群上部发育有~632 Ma的流纹岩[57]。同时, 扬子北缘的随州-枣阳地区, 也广泛记录了640~630 Ma间的镁铁质岩浆侵位事件[58-59]。我们将本文样品锆石的Hf同位素特征与随-枣地区的镁铁质侵入岩进行了对比(图 7)。结果显示碾盘沟样品与随-枣地区镁铁质侵入岩的特征相似, 表明二者具有相似的源区。前人研究显示, 随州-枣阳地区的镁铁质侵入岩形成于俯冲流体交代的岩石圈地幔[60], 而碾盘沟样品具有更加亏损的Hf同位素特征, 说明其源区受到富集组分对的影响较小。
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图 7 冷水沟辉长岩及碾盘沟基性岩中锆石的εHf(t)与随枣地区镁铁质侵入体的对比直方图数据来源:随枣镁铁质侵入体[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] |
一般来说, 如果锆石O同位素显著低于正常地幔值(5.3±0.6‰)[49], 表明其母岩浆也相对亏损18O, 这是因为锆石具有很高的稳定性和很低的O扩散速率[61], 能够反映岩浆的氧同位素组成。但是, 在热液存在的情况下锆石中O的扩散速率要快很多[62]。被热液蚀变改造了的锆石具有与岩浆锆石不同的晶体结构, 常呈港湾状结构或海绵状结构, 包裹体较多[63-64]。文中3个辉长岩或辉长闪长岩锆石均为岩浆锆石, 并未显示蚀变锆石的特点, 表明热液蚀变对其影响较小, 因此可以代表原始岩浆的O同位素属性。3个样品的O同位素均显示亏损的特征, 其中冷水沟辉长岩的δ18O值与正常地幔值相似, 表明其为亏损地幔部分熔融的产物, 而风化面之上样品O同位素范围的扩大, 体现了富集组分对其源区的改造作用。
高温(>400℃)热液蚀变可引起岩石δ18O降低, 但只有大气降水参与的热液蚀变才能形成负δ18O岩石[65]。而具有异常δ18O值的岩石在变质过程中, 不仅会产生异常δ18O变质脱水流体, 同时此类岩石发生部分熔融也会形成具有异常δ18O的岩浆岩[66]。碾盘沟样品具有负的δ18O值(-3.72‰~-2.58‰), 然而锆石中未显示热液蚀变的特征, 表明其结晶于低δ18O岩浆而非蚀变所致。因此, 可能是基性岩浆与低δ18O流体发生的高温水岩作用, 最终形成了低δ18O岩浆并结晶出碾盘沟低δ18O岩石。
前人对李家砭杂岩体内矽卡岩型Ti-Fe矿床进行了详尽的地球化学与年代学的研究, 结果显示其形成于弧后伸展环境, 应为幔源基性岩浆发生底侵作用时与俯冲流体相互作用的产物[56]。因此, 碾盘沟负δ18O值辉长闪长岩反映了伸展环境下基性岩浆在侵位过程中与极低δ18O流体相互作用的结果。
5.4 大地构造意义南秦岭内新元古代的岩浆记录为我们更好的理解南秦岭与扬子北缘在新元古代之间的构造关系提供了重要依据。小磨岭杂岩内记录了925~743 Ma的多期岩浆事件, 岩浆活动的峰期为860~840 Ma[11]。主要由代表岛弧环境的闪长岩及代表裂谷环境的辉长(辉绿)岩组成[39-40]。小磨岭杂岩的成因仍存争议, 但普遍认为其代表了构造环境由岛弧转变为裂谷的过程。
黑沟地块内的李家砭杂岩体, 被认为是小磨岭杂岩的一部分, 岩体内发育一套~621 Ma的辉长质岩浆作用及同期矿化的Ti-Fe矿床, 详尽的地球化学研究表明其形成于弧后伸展环境[56]。本文碾盘沟样品极度亏损的Hf，O同位素特征, 同样显示其是伸展背景下的岩浆活动产物, 与前人结论相同。
南秦岭晚新元古代的多期岩浆事件同样显示伸展环境的特征, 例如以冷水沟辉长岩(680±6 Ma)及黑沟碱性花岗岩(686±6 Ma)为代表的双峰式岩浆作用; 耀岭河群上部代表伸展活动的流纹岩(~635 Ma)。Wang [60]对扬子北缘随枣地区新元古代晚期的镁铁质岩浆进行了详细的Hf、O同位素研究, 认为其形成于俯冲流体交代的岩石圈地幔, 代表了一种弧后伸展环境，与南秦岭耀岭河群一致。同时又是区内新元古代最晚一期的岩浆活动, 因而也被认为标志着Rodinia超大陆裂解的最终结束[19, 23, 68]。本文冷水沟及碾盘沟3个样品的Hf，O同位素特征同样显示其形成于伸展环境，其锆石U-Pb年龄及TDM与武当群和耀岭河群变火山岩较为相似(图 8)。新元古代晚期(650~621 Ma)南秦岭与扬子北缘岩浆记录的U-Pb-Hf特征较为相似, 表明其可能形成于相同的地质-景。对比新元古代早期(>735 Ma)在南秦岭及扬子北缘广泛发育的岛弧岩浆作用[59], 南秦岭与扬子北缘在新元古代晚期由岛弧转变为弧后伸展环境, 而伸展作用形成了多期基性岩浆侵位事件及裂谷岩浆记录。本文基性岩为南秦岭新元古代的最晚一期岩浆活动的产物, 表明南秦岭晚新元古代岩浆活动的最终结束, 标志着南秦岭与扬子板块之间俯冲-碰撞作用的结束, 也标志着南秦岭基底的最终形成。
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图 8 冷水沟辉长岩及碾盘沟基性岩中锆石的206Pb/238U年龄及其亏损地幔模式年龄与武当群变火山岩对比图.数据来源:武当群变火山岩[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] |
通过以上分析可以得出如下结论:
1) 冷水沟辉长岩及碾盘沟辉长闪长岩的SIMS锆石U-Pb定年获得了一致的结晶年龄(~621 Ma), 且与李家砭岩体中辉长岩的年龄一致, 为新元古代晚期基性岩浆侵位的产物。
2) 冷水沟辉长岩的Hf-O同位素特征显示其形成于受富集组分交代的亏损地幔部分熔融, 其原岩形成于中元古代。而碾盘沟岩体负的δ18O值, 是岩浆与低δ18O流体发生高温水岩反应的结果。
3) 以冷水沟及碾盘沟基性岩为代表的南秦岭晚期岩浆活动与扬子北缘随州-枣阳地区新元古代晚期的基性岩具有相似的锆石U-Pb-Hf特征, 表明其形成于相同的地质背景, 均由新元古代早期的岛弧转变为弧后伸展环境。
4) 冷水沟辉长岩及碾盘沟辉长闪长岩为南秦岭新元古代最晚的一期岩浆活动, 标志着南秦岭与扬子北缘俯冲-碰撞过程的结束, 也标志着南秦岭基底的最终形成。
致谢
本文在野外工作和实验工作中得到了张娟、张晓琪、邹东雅、唐欢等人的帮助, 在此表示感谢!
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