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    扬子陆块北缘东河铂钯矿化超基性岩脉成岩时代与岩石成因:锆石年代学、地球化学和Sr-Nd-Hf同位素约束

    曹亮 陈林 段其发 周云 刘重芃 张利国

    曹亮, 陈林, 段其发, 周云, 刘重芃, 张利国, 2019. 扬子陆块北缘东河铂钯矿化超基性岩脉成岩时代与岩石成因:锆石年代学、地球化学和Sr-Nd-Hf同位素约束. 地球科学, 44(2): 366-386. doi: 10.3799/dqkx.2018.262
    引用本文: 曹亮, 陈林, 段其发, 周云, 刘重芃, 张利国, 2019. 扬子陆块北缘东河铂钯矿化超基性岩脉成岩时代与岩石成因:锆石年代学、地球化学和Sr-Nd-Hf同位素约束. 地球科学, 44(2): 366-386. doi: 10.3799/dqkx.2018.262
    Cao Liang, Chen Lin, Duan Qifa, Zhou Yun, Liu Chongpeng, Zhang Liguo, 2019. Geochronology and Petrogenesis of the Donghe Pt-Pd-Bearing Ultramafic Dykesin the Northern Margin of the Yangtze Block: Constraints from Zircon Geochronology, Geochemistry and Sr-Nd-Hf Isotpopes. Earth Science, 44(2): 366-386. doi: 10.3799/dqkx.2018.262
    Citation: Cao Liang, Chen Lin, Duan Qifa, Zhou Yun, Liu Chongpeng, Zhang Liguo, 2019. Geochronology and Petrogenesis of the Donghe Pt-Pd-Bearing Ultramafic Dykesin the Northern Margin of the Yangtze Block: Constraints from Zircon Geochronology, Geochemistry and Sr-Nd-Hf Isotpopes. Earth Science, 44(2): 366-386. doi: 10.3799/dqkx.2018.262

    扬子陆块北缘东河铂钯矿化超基性岩脉成岩时代与岩石成因:锆石年代学、地球化学和Sr-Nd-Hf同位素约束

    doi: 10.3799/dqkx.2018.262
    基金项目: 

    中国地质调查局扬子工程湘西-鄂西成矿带神农架-花垣地区地质矿产调查二级项目 DD20160029

    详细信息
      作者简介:

      曹亮(1982-), 男, 硕士研究生, 高级工程师, 从事矿床地质研究

    • 中图分类号: P581;P597

    Geochronology and Petrogenesis of the Donghe Pt-Pd-Bearing Ultramafic Dykesin the Northern Margin of the Yangtze Block: Constraints from Zircon Geochronology, Geochemistry and Sr-Nd-Hf Isotpopes

    • 摘要: 东河铂钯矿化超基性岩脉位于扬子陆块北缘房县东河地区,铂钯矿体产于超基性岩辉石岩脉中.LA-ICP-MS锆石U-Pb测年表明该超基性岩脉结晶侵位年龄为433.2±2.9 Ma,属于早志留世.地球化学特征上,岩石具有较低含量的SiO2(39.73%~47.46%,均值为41.41%)、中等偏低的Mg#(46.98~67.37)和高铝(11.25%~15.46%)的特征,整体上属于高铝质超基性岩类.微量和稀土元素方面,岩石具有较高的稀土总量、轻稀土富集和无明显的Eu正异常特征(∑REE=59.59×10-6~375.02×10-6,(LaN/YbN)=3.94~19.13,δEu=0.93~1.13),所有岩石富集Rb、Ba、Sr、Nb、Ti等元素,亏损K、Hf、P等元素,且具有显著不同于地壳的不相容元素组成.Sr、Nd、Hf同位素研究表明,东河超基性岩具有低的(87Sr/86Sr)i(0.703 26~0.704 15),正的εNdt)(4.37~5.27)和正的εHft)(7.29~10.26).综合研究表明:东河超基性岩来自亏损的岩石圈地幔源区,可能有富集岩石圈地幔组分的加入,原始岩浆在上升侵位过程中地壳物质的混染不明显.微量元素构造环境判别显示其形成于板内构造环境,通过分析表明东河地区在早志留世应处于被动大陆边缘,拉张伸展的状态,研究区出露的两期超基性岩床(脉)为岩石圈处于拉张状态下大陆裂谷早期阶段的产物.
    • 图 1  扬子地块与南秦岭造山带构造单元划分(a)及北大巴山地区基性火山岩分布(b)

      Figure 1.  Sketch map of tectonic units of the South Qinling orogen and Yangtze block

      a.据董有浦等(2011); b.据邹先武等(2011); BKB.碧口地体;MCB.米仓山隆起;FPB.佛坪地体;WDB.武当地体;SNB.神农架地体;LMST.龙门山冲断褶皱带;MCT.米仓山冲断褶皱带:DBT.大巴山冲断褶皱带;CDT.川东冲断褶皱带;MLS.勉略缝合带;SDS.商丹缝合带;1.褶皱带;2.缝合线;3.冲断层;4.刚性地体;5.造山带;6.研究区; 7.扬子陆块区;8.扬子陆块北部陆缘区;9.前寒武隆起区;10.苦橄榄-碱性玄武岩;11.基性岩脉(墙);12.粗面岩;13.石英闪长岩;14.断层

      图 2  房县东河铂钯矿野外露头

      Figure 2.  Fangxian Donghe platinum palladium fied outcrop

      下部深色部分为辉石岩

      图 3  扬子陆块北缘房县东河地区地质简图

      Figure 3.  Figure of geology Fangxian Donghe in northern margin of Yangtze platform

      1.第四系;2.下第三系-白垩系;3.下寒武统-下志留统;4.志留系;5.辉绿玢岩;6.辉石岩;7.奥陶系;8.寒武系;9.武当群;10.逆断层;11.研究区;12.铂钯矿及取样位置

      图 4  东河超基性岩岩石标本及岩石镜下特征照片

      Figure 4.  Rocks sample photographs and microphotographs of rocks of the ultramafic rocks in Donghe area

      a.灰绿色块状构造变辉石岩;b.灰绿色含黄铁矿矿化块状构造角闪辉石岩;c.灰绿色块状角闪辉石岩;d.辉石式解理及简单双晶;e.不规则粒状角闪石,少量钛铁矿、磁铁矿;f.针状透闪石交代角闪石及辉石;g.透辉石、角闪石、绿帘石及绿泥石等沿边缘及裂隙交代普通辉石;h.棕褐色不规则粒状角闪石沿辉石、透辉石边缘及裂隙交代;i.发育聚片双晶结构的斜长石;j.辉石式解理及简单双晶;k.棕褐色不规则粒状角闪石沿辉石、透辉石边缘及裂隙交代,呈残余结构;l.不规则粒状斜长石被绿帘石、黝帘石及绿泥石等交代强烈呈假象结构; Aug.普通辉石;HbI.普通角闪石;PI.斜长石;Ab.钠长石;Di.透辉石;Mt.磁铁矿;Ilm.钛铁矿;Chl.绿泥石;Zo.黝帘石;Ep.绿帘石

      图 5  扬子陆块北缘东河超基性岩锆石的CL图像和U-Pb年龄分析点(实线圆圈)及Lu-Hf同位素分析点(虚线圆圈)

      Figure 5.  CL images of zircons from the Donghe ultramafic rocks in northern margin of Yangtze platform and the points for U-Pb analysis (the solid circles) and Lu-Hf isotope analysis (dashed circles)

      图 6  超基性岩锆石U-Pb谐和图(a)和加权平均年龄图(b)

      Figure 6.  Zircon U-Pb concordia diagram (a) and weighted average age (b) for ultramafic rocks

      图 7  扬子陆块北缘东河超基性岩TAS分类图解

      Figure 7.  TAS nomination diagram for rock classification from the Donghe ultramafic rocks in northern margin of Yangtze platform

      Middlemost(1994); 镇坪辉绿岩数据来源于邹先武等(2011);北大巴碱性岩墙群数据来源于张成立等(2002);北大巴基性岩墙群数据来源于王存智等(2009);兰家畈基性火山岩数据来源于董云鹏等(1998)

      图 8  东河超基性岩脉的球粒陨石标准化稀土配分图(a)和原始地幔标准化微量元素分布图(b)

      Figure 8.  Chondrite-normalized REE abundances (a) and primitive mantle-normalized trace element abundances (b) of the Donghe ultramafic rocks

      标准化值据Sun and McDonough(1989)

      图 9  东河超基性岩(87Sr/86Sr)i-εNd(t)图解

      Figure 9.  (87Sr/86Sr)i vs.εNd(t) diagram for the Donghe ultramafic rocks

      其中数字表示地壳物质参与的比例,计算采用的参数Nd(10-6)、εNd(t)、Sr(10-6)、(87Sr/86Sr)i值如下:软流圈地幔(DM)分别为1.2、+8、20和0.703;玄武岩分别为15、+8、200和0.704;上地壳(UCC)分别为30、-12、250和0.740,据Jahn et al.(2000);下地壳(LCC)分别为20、-15、230和0.708,据Wu et al.(2000)

      图 10  东河超基型脉岩锆石Hf同位素特征

      Figure 10.  Zircon Hf isotopic features of the Donghe ultramafic dyke

      图 11  东河超基性岩143Nd/144Nd对87Sr/86Sr相关图解

      Figure 11.  143Nd/144Nd vs. 87Sr/86Sr plot for the Donghe ultramafic rocks

      DM.亏损地幔,EMⅠ、EMⅡ.富集地幔,据Zindler and Hart(1986)

      图 12  东河超基性岩脉Th/Yb-Nb/Yb(a)、Ba/Th-TH/Nb(b)和Nb/Zr-Th/Zr(c)图解

      Figure 12.  Th/Yb-Nb/Yb (a), Ba/Th-TH/Nb (b) and Nb/Zr-Th/Zr (c) diagrams of the Donghe ultramafic rocks

      a.据Pearce(2008); b.据Hanyu et al.(2006); c.据Woodhead et al.(2001)

      图 13  东河超基性岩脉构造环境判别图

      Figure 13.  Discrimination diagrams of tectonic settings for the Donghe ultramafic rocks

      a.据Pearce(1979); b.据Wood(1979); c.据Meschede(1986); d.据Nisbet et al.(1977)

      表 2  东河超基性岩元素地球化学组成(主量元素:%;微量元素:10-6)

      Table 2.  Element compositions of the Donghe ultramafic rocks (major element: %; trace element: 10-6)

      样品编号 DH-B3 DH-B4 DH-B5 DH-B8 DH-B11 DH-B13 DH-B14 DH-B15 DH-B16 DH-B17
      样品名称 蚀变
      辉石岩
      蚀变
      辉石岩
      含长
      辉石岩
      角闪
      辉石岩
      蚀变
      辉石岩
      蚀变
      辉石岩
      蚀变
      辉石岩
      蚀变
      辉石岩
      蚀变
      辉石岩
      蚀变
      辉石岩
      SiO2 43.86 42.21 47.46 40.81 40.07 41.09 38.93 40.59 39.73 39.37
      Al2O3 4.55 8.90 7.05 8.47 11.09 14.40 9.80 11.25 15.46 11.38
      Fe2O3 7.32 8.10 4.79 7.74 8.21 9.03 10.08 5.92 11.86 10.52
      FeO 9.07 8.11 6.25 9.82 9.09 4.97 8.64 10.32 2.22 7.62
      CaO 12.77 13.44 17.06 12.82 13.41 16.58 14.40 11.70 20.59 12.38
      MgO 16.24 10.14 12.23 12.77 8.69 5.92 8.71 9.01 8.56 8.49
      K2O 0.093 0.652 0.202 0.455 0.887 0.377 0.190 0.295 0.088 1.30
      Na2O 0.391 1.54 1.18 0.593 1.32 1.33 0.491 2.00 0.880 1.18
      TiO2 3.62 4.24 2.20 4.12 4.73 3.28 6.33 5.26 3.70 4.05
      P2O5 0.054 0.238 0.189 0.066 0.621 1.04 0.041 0.723 0.780 0.614
      MnO 0.186 0.171 0.174 0.215 0.225 0.101 0.166 0.249 0.063 0.176
      LOI 1.98 2.70 1.33 2.20 1.39 2.22 2.34 2.11 2.41 2.36
      Total 98.69 98.79 99.02 98.62 98.62 99.03 98.71 98.60 99.27 98.75
      Na2O/K2O 4.20 2.36 5.84 1.30 1.49 3.53 2.58 6.78 10.00 0.91
      Mg# 64.90 54.00 67.37 57.56 48.46 54.36 50.20 50.66 50.06 46.98
      La 6.42 26.6 15.5 10.0 22.6 47.1 9.92 20.9 77.6 36.2
      Ce 19.7 66.9 43.0 27.6 60.0 118 20.8 56.5 157 74.0
      Pr 2.80 8.01 5.78 3.70 7.60 14.0 2.74 7.67 16.8 8.90
      Nd 14.6 36.3 28.8 18.5 36.6 64.1 14.2 38.8 71.0 42.4
      Sm 3.96 8.13 7.18 4.65 8.36 13.8 3.94 9.23 14.3 9.67
      Eu 1.22 2.34 2.23 1.59 2.69 4.54 1.34 3.23 4.80 3.03
      Gd 3.52 7.00 6.28 4.13 7.32 12.1 3.60 7.95 12.5 8.41
      Tb 0.58 1.08 1.01 0.68 1.12 1.80 0.60 1.22 1.86 1.30
      Dy 3.36 5.74 5.71 3.78 6.13 9.54 3.35 6.51 9.72 7.12
      Ho 0.60 1.01 1.02 0.68 1.07 1.67 0.58 1.13 1.68 1.26
      Er 1.40 2.36 2.39 1.57 2.45 3.83 1.34 2.61 4.00 2.93
      Tm 0.19 0.31 0.32 0.22 0.31 0.48 0.18 0.33 0.51 0.38
      Yb 1.10 1.77 1.92 1.29 1.78 2.68 1.00 1.89 2.91 2.17
      Lu 0.14 0.21 0.24 0.16 0.22 0.31 0.12 0.23 0.34 0.26
      Y 12.6 21.5 22.2 14.6 23.4 37.2 12.6 24.6 38.5 27.5
      ΣREE 59.59 167.76 121.38 78.55 158.25 293.95 63.71 158.20 375.02 198.03
      LREE 48.70 148.28 102.49 66.04 137.85 261.54 52.94 136.33 341.50 174.20
      HREE 10.89 19.48 18.89 12.51 20.40 32.41 10.77 21.87 33.52 23.83
      LREE/HREE 4.47 7.61 5.43 5.28 6.76 8.07 4.92 6.23 10.19 7.31
      LaN/YbN 3.94 10.16 5.46 5.24 8.58 11.88 6.70 7.47 18.02 11.27
      δEu 0.98 0.93 0.99 1.09 1.03 1.05 1.07 1.13 1.07 1.00
      δCe 1.09 1.07 1.06 1.06 1.07 1.07 0.92 1.05 0.98 0.95
      Pb 1.91 6.30 6.70 2.95 7.80 12.5 8.02 3.31 15.5 13.6
      Cr 1 050 413 819 570 144 21.8 9.77 180 22.5 212
      Ni 534 234 189 359 196 50.2 178 185 50.1 219
      Co 95.8 94.8 60.2 93.2 77.9 92.7 52.3 77.7 166 74.7
      Rb 4.12 18.0 5.65 12.1 21.3 8.57 5.50 7.87 3.05 39.8
      Sr 624 521 550 410 837 2 290 1 120 806 3 820 1 300
      Ba 51.5 76.8 145 46.9 28.6 24.3 30.2 59.9 26.4 36.2
      V 350 451 324 438 540 516 620 417 499 462
      Sc 61.8 55.9 73.3 56.8 58.4 26.8 56.1 40.7 22.5 39.5
      Nb 14.6 32.6 10.2 16.2 25.3 47.6 22.8 35.2 83.6 36.9
      Ta 0.21 1.24 0.50 0.36 0.77 1.84 0.90 1.69 4.19 1.48
      Zr 87.1 193 113 119 127 213 114 102 351 138
      Hf 1.98 4.94 3.24 3.03 3.50 5.10 3.13 2.61 9.30 3.72
      U 0.10 0.62 0.11 0.18 0.20 0.79 0.14 0.14 2.30 0.43
      Th 0.86 2.31 0.94 1.36 1.29 3.52 0.80 0.82 7.95 1.12
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      表 3  东河地区超基性岩锆石原位Hf同位素组成

      Table 3.  Zircon Lu-Hf isotopic compositions of the Donghe ultramafic rocks

      点号 176Yb/177Hf 176Lu/177Hf 176Hf/177Hf 年龄(Ma) (176Hf/177Hf)i εHf(0) εHf(t) fLu/Hf tDM t2DM
      DH1-1 0.015 200 0.000 413 0.282 748 0.000 014 430 0.282 745 -0.85 8.52 -0.99 703 873
      DH1-2 0.012 661 0.000 364 0.282 775 0.000 017 421 0.282 737 -1.17 8.03 -0.99 714 898
      DH1-3 0.037 026 0.001 121 0.282 761 0.000 034 447 0.282 760 -0.28 9.42 -0.98 683 829
      DH1-4 0.032 398 0.000 885 0.282 756 0.000 017 434 0.282 778 0.35 9.77 -0.99 656 794
      DH1-5 0.027 753 0.000 773 0.282 755 0.000 019 436 0.282 761 -0.18 9.22 -0.98 682 833
      DH1-6 0.027 525 0.000 733 0.282 751 0.000 016 426 0.282 744 -0.71 8.39 -0.97 708 877
      DH1-7 0.019 274 0.000 530 0.282 753 0.000 016 433 0.282 706 -2.12 7.20 -0.98 759 958
      DH1-8 0.022 381 0.000 621 0.282 796 0.000 020 442 0.282 782 0.50 10.09 -0.98 652 782
      DH1-9 0.019 556 0.000 540 0.282 741 0.000 016 427 0.282 781 0.46 9.72 -0.98 654 794
      DH1-10 0.028 259 0.000 765 0.282 735 0.000 018 435 0.282 772 0.11 9.58 -0.99 665 809
      DH1-11 0.017 352 0.000 474 0.282 776 0.000 015 423 0.282 752 -0.39 8.61 -0.97 698 861
      DH1-12 0.010 994 0.000 321 0.282 739 0.000 016 441 0.282 749 -0.57 8.90 -0.97 701 858
      DH1-13 0.022 548 0.000 619 0.282 712 0.000 015 435 0.282 749 -0.60 8.77 -0.98 700 861
      DH1-14 0.019 478 0.000 535 0.282 764 0.000 016 489 0.282 744 -0.74 9.79 -0.98 705 837
      DH1-15 0.016 175 0.000 447 0.282 782 0.000 016 441 0.282 749 -0.67 8.90 -0.98 698 857
      DH1-16 0.024 815 0.000 683 0.282 767 0.000 016 427 0.282 791 0.85 10.08 -0.98 640 771
      DH1-17 0.036 630 0.000 999 0.282 752 0.000 016 430 0.282 737 -1.10 8.23 -0.98 715 891
      DH1-18 0.025 703 0.000 689 0.282 712 0.000 016 441 0.282 729 -1.31 8.19 -0.98 728 903
      DH1-19 0.019 464 0.000 528 0.282 786 0.000 018 430 0.282 772 0.14 9.47 -0.99 665 811
      DH1-20 0.020 349 0.000 563 0.282 785 0.000 015 432 0.282 707 -2.12 7.22 -0.98 757 957
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      表 4  东河超基性岩脉全岩Sr-Nd同位素组成

      Table 4.  Whole-rock isotope compositions of the Donghe ultramafic rocks

      样品号 Rb(10-6) Sr (10-6) 87Rb/86Sr 87Sr/86Sr (87Sr/86Sr)i εSr(t) Sm(10-6) Nd(10-6) 147Sm/ 144Nd 143Nd/ 144Nd εNd(t) INd fSm/Nd tDM(Ga) t2DM(Ga)
      DH-B3 1.574 52.14 0.087 010 0.703 88 5 0.703 34 -9.2 3.781 14.03 0.163 0 0.512 782 4.68 0.512 320 -0.17 1.111 0.792
      DH-B4 18.170 471.30 0.111 100 0.704 22 3 0.703 53 -6.5 7.820 35.28 0.134 1 0.512 705 4.78 0.512 325 -0.32 0.855 0.784
      DH-B5 4.454 486.90 0.026 370 0.704 02 5 0.703 86 -1.9 6.866 27.99 0.148 4 0.512 760 5.05 0.512 339 -0.25 0.914 0.761
      DH-B8 12.670 368.00 0.099 180 0.703 87 3 0.703 26 -10.4 4.404 17.53 0.152 0 0.512 755 4.76 0.512 324 -0.23 0.980 0.785
      DH-B11 4.512 1 006.00 0.012 920 0.704 23 7 0.704 15 2.3 3.780 13.90 0.164 5 0.512 813 5.21 0.512 347 -0.16 1.050 0.749
      DH-B13 7.335 703.20 0.030 060 0.703 71 2 0.703 52 -6.7 8.882 37.71 0.142 5 0.512 713 4.47 0.512 309 -0.28 0.939 0.809
      DH-B14 21.550 720.40 0.086 190 0.704 17 4 0.703 64 -5.0 8.193 36.16 0.137 1 0.512 718 4.86 0.512 329 -0.30 0.863 0.777
      DH-B15 6.942 2 148.00 0.009 312 0.704 04 2 0.703 98 -0.1 13.780 65.28 0.127 7 0.512 696 4.96 0.512 334 -0.35 0.808 0.770
      DH-B16 2.164 2 945.00 0.002 117 0.704 06 3 0.704 05 0.9 14.550 73.34 0.120 0 0.512 690 5.27 0.512 350 -0.39 0.751 0.744
      DH-B17 43.320 1 207.00 0.103 400 0.704 40 1 0.703 76 -3.3 9.849 43.50 0.137 0 0.512 692 4.37 0.512 304 -0.30 0.914 0.818
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    出版历程
    • 收稿日期:  2018-11-29
    • 刊出日期:  2019-02-01

    扬子陆块北缘东河铂钯矿化超基性岩脉成岩时代与岩石成因:锆石年代学、地球化学和Sr-Nd-Hf同位素约束

      作者简介: 曹亮(1982-), 男, 硕士研究生, 高级工程师, 从事矿床地质研究
    • 1. 中国地质调查局武汉地质调查中心, 湖北武汉 430205
    • 2. 中国地质调查局花岗岩成岩成矿地质研究中心, 湖北武汉 430205
    • 3. 湖北省地质局第二地质大队, 湖北恩施 445000
    基金项目:  中国地质调查局扬子工程湘西-鄂西成矿带神农架-花垣地区地质矿产调查二级项目 DD20160029

    摘要: 东河铂钯矿化超基性岩脉位于扬子陆块北缘房县东河地区,铂钯矿体产于超基性岩辉石岩脉中.LA-ICP-MS锆石U-Pb测年表明该超基性岩脉结晶侵位年龄为433.2±2.9 Ma,属于早志留世.地球化学特征上,岩石具有较低含量的SiO2(39.73%~47.46%,均值为41.41%)、中等偏低的Mg#(46.98~67.37)和高铝(11.25%~15.46%)的特征,整体上属于高铝质超基性岩类.微量和稀土元素方面,岩石具有较高的稀土总量、轻稀土富集和无明显的Eu正异常特征(∑REE=59.59×10-6~375.02×10-6,(LaN/YbN)=3.94~19.13,δEu=0.93~1.13),所有岩石富集Rb、Ba、Sr、Nb、Ti等元素,亏损K、Hf、P等元素,且具有显著不同于地壳的不相容元素组成.Sr、Nd、Hf同位素研究表明,东河超基性岩具有低的(87Sr/86Sr)i(0.703 26~0.704 15),正的εNdt)(4.37~5.27)和正的εHft)(7.29~10.26).综合研究表明:东河超基性岩来自亏损的岩石圈地幔源区,可能有富集岩石圈地幔组分的加入,原始岩浆在上升侵位过程中地壳物质的混染不明显.微量元素构造环境判别显示其形成于板内构造环境,通过分析表明东河地区在早志留世应处于被动大陆边缘,拉张伸展的状态,研究区出露的两期超基性岩床(脉)为岩石圈处于拉张状态下大陆裂谷早期阶段的产物.

    English Abstract

      • 扬子陆块北缘及秦岭造山带一直是构造地质学以及沉积学工作者研究的热点.扬子陆块北缘在早古生代具有被动大陆边缘的特征,它起因于秦岭洋的扩张而导致的扬子克拉通边缘拉张-离散演化而成.该被动大陆边缘经历了晚元古代-震旦纪的拉张裂陷、寒武纪-中奥陶世的强烈离散、晚奥陶世-志留纪的收缩充填3个发展阶段(吉让寿等,1990).南秦岭构造带以出露近乎连续的寒武纪-三叠纪地层、并在陕西紫阳-岚皋-平利和湖北竹溪等地的早古生代地层中发育一套超镁铁质-镁铁质岩脉和碱性火山杂岩而独具特色(张成立等,2007).按不同构造学观点,秦岭造山带构造划分存在很大差异.自板块构造理论应用以来,以“商(南)丹(凤)板块缝合线”为界将秦岭造山带分为北秦岭和南秦岭两个构造带,其北纬华北板块南缘活动边缘,其南为扬子板块北缘被动边缘(李春昱等, 1978, 1982许志琴等,1988张国伟等, 1988, 1991).随后张国伟等(1995, 1996)提出了秦岭造山带为“三块夹两缝”构造,划分为华北板块、秦岭微板块和扬子板块,相互之间分别被商丹和勉略缝合带所分割.冯益民等(2002)认为秦岭经历了新元古代-早古生代的古大陆裂解、洋盆形成、俯冲碰撞造山、晚古生代-三叠纪的板内伸展和晚三叠世-新生代的陆内叠覆造山三个重要的演化阶段,商丹带以北划为大洋盆地相和弧后盆地相;南秦岭勉略带定位板内裂谷相,其两侧的震旦系-志留系定为陆源深裂陷盆地相.根据大地构造相单元划分原则(Robertson,1994许靖华等,1998),王宗起等(2009)将秦岭造山带分为13个主要构造单元,其中研究区所在位置,为南秦岭弧后陆坡带,只保留大巴山弧后陆缘.扬子陆块和大巴山造山带以规模巨大的城口-房县弧形断裂为界(张岳桥等,2010),北为归属于南秦岭的北大巴山逆冲构造带,南为大巴山前陆构造带,呈弧形展布(王瑞瑞等,2011王瑞瑞等,2013).研究区位于城口-房县断裂北部,扬子陆块北缘大巴山前陆构造带.前人对断裂以北大巴山北部镁铁质岩脉和火山岩及其幔源捕掳体的岩石学、矿物学及地球化学开展了一定研究,提出它们是早古生代晚期南秦岭被动陆缘裂陷拉张幔源岩浆活动的产物(黄月华等, 1992, 1993夏祖春等,1992夏林圻等,1994何建坤,1999张成立等,2002王存智等,2009邹先武等,2011).对南秦岭志留纪构造演化,迄今仍存在:被动陆缘大陆裂谷(徐学义等,2001张成立等,2002)和弧后拉张(王坤明,2014王宗起等,2009王刚,2014Zhu et al., 2014)两种不同观点.

        相比南秦岭北大巴山构造带,扬子陆块北缘南大巴山地区基性-超基性研究相对薄弱.曹亮等(2015)对断裂以北大巴山南部扬子陆块区东河地区的基性岩床辉绿玢岩进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb定年,定年结果为439.3 Ma,属于早志留世(曹亮等,2015).本文系统采集了扬子陆块北缘东河地区基性-超基性辉石岩脉样品,通过年代学研究,确定了其侵位年龄.本文通过岩石地球化学和Sr-Nd-Hf同位素研究,揭示其地壳混染程度、岩浆源区特征及构造背景,为扬子陆块北缘早古生代构造格局和地幔性质增添新的证据.

      • 扬子陆块在北部以秦岭-大别-苏鲁造山带和华北板块相隔,区内侵入岩主要为基性-超基性岩类,岩石类型有辉长岩、辉长辉绿岩、闪长岩和辉石岩等,侵入地层为寒武系-奥陶系.扬子陆块北缘大巴山地区早生代发育较为强烈的岩浆活动.早古生代岩浆活动在扬子陆块北缘陕西紫阳、岚皋、地区产生了大小脉岩近百余条(图 1b),岩脉多呈顺层或小角度切割地层侵入,它们与东部平利和湖北竹溪地区发育的脉岩及少量潜成基性火山岩构成该地区特有的早古生代岩墙群(张成立等,2002).南秦岭竹山-岚皋地区早中志留世发育强烈的碱性岩浆活动,侵位峰期在450~430 Ma,该地区早古生代碱性岩浆活动与镁铁质岩浆事件时限基本一致(朱江等,2017).研究区位于扬子陆块与秦岭造山带之间(图 1a),城口断裂北侧(图 3),竹山碱性杂岩体的东部(图 1b),主要有辉绿玢岩和辉石岩两期侵入基性-超基性岩脉.

        图  1  扬子地块与南秦岭造山带构造单元划分(a)及北大巴山地区基性火山岩分布(b)

        Figure 1.  Sketch map of tectonic units of the South Qinling orogen and Yangtze block

        图  2  房县东河铂钯矿野外露头

        Figure 2.  Fangxian Donghe platinum palladium fied outcrop

        图  3  扬子陆块北缘房县东河地区地质简图

        Figure 3.  Figure of geology Fangxian Donghe in northern margin of Yangtze platform

      • 矿区内出露寒武系-志留系灰绿色千枚岩夹炭质板岩、灰岩及硅质岩,辉石岩呈岩脉状产出(图 2).铂钯矿化与钛磁铁矿化产于辉石岩中,前者一般产于辉石岩的中下部,矿化体产状与辉石岩一致.目前共发现24个矿化体.铂+钯含量为0.120~0.158 g/t,伴生有益组分TFe(全铁含量)为14.20%~15.04%,TiO2含量为25.61%,含少量V、Cu、Co,可综合利用.

        铂钯矿化体赋存于辉石岩脉中,呈似层状和透镜状,矿物成分主要为磁铁矿、钛铁矿,其次为黄铁矿和黄铜矿等,铂钯矿以分散状态含于普通辉石、磁铁矿和黄铁矿中,呈变余半自形粒状结构,块状结构.

        研究区位于扬子陆块与南大巴山造山带交接的部分,城口断裂北侧(图 3).区内基性岩近东西向顺层侵入寒武系-志留系地层.通过野外观察,辉石岩侵入最高层位为下志留统,多处见侵入辉绿玢岩,因此辉石岩应晚于辉绿玢岩.按侵入期的先后关系可分为辉绿玢岩和辉石岩两个侵入期.第一期辉绿玢岩构造位置处于大巴山弧形构造与淮阳山字型西翼反射弧的交接地带,竹房大型入字型构造锐角部位,较明显的受构造控制.岩体成岩床产出,与震旦系、下寒武统-下志留统接触.第二期辉石岩为呈透镜状和雁形排列的小岩体,侵入震旦系,下寒武统-下志留统地层和第一期辉绿玢岩(图 3).本次研究重点为与铂钯矿床关系密切的辉石岩.

        镜下观察该期超基性岩脉岩石组合主要由矿化蚀变辉石岩和角闪辉石岩组成.岩石类型的镜下特征如下:

        DH-B3样品镜下定名为矿化蚀变辉石岩.岩石呈灰绿色(图 4a),中粗粒自形-半自形短柱状结构,块状构造.主要矿物为普通辉石(75%)、透闪石(5%)和角闪石(4%),其次为绿帘石(4%)和绿泥石(5%),另含少量斜长石(2%)和绢云母.副矿物主要为少量的磷灰石以及不透明矿物.不透明矿物反光显微镜下可见少量钛铁矿(Ilm)、磁铁矿(Mt)及少量黄铁矿(Py),粒径为0.002~2.000 mm(图 4e).普通辉石可见短柱状截面、辉石式解理及简单双晶,角闪石、绿帘石及绿泥石等沿边缘及裂隙交代呈细脉状(图 4d),或辉石颗粒被交代熔蚀呈圆弧状,呈反应边结构,粒径为0.5~10.0 mm,个别达11.0 mm左右.角闪石呈不规则粒状,棕褐色,可能为棕闪石,多色性明显(图 4e),沿辉石边缘及裂隙交代,局部被透闪石及绿泥石等交代,部分交代强烈呈残余结构,粒径为0.1~1.0 mm.透闪石呈针状,交代角闪石及辉石等(图 4f),被绿泥石等交代强烈,粒径为0.01~1.60 mm.

        图  4  东河超基性岩岩石标本及岩石镜下特征照片

        Figure 4.  Rocks sample photographs and microphotographs of rocks of the ultramafic rocks in Donghe area

        DH-B5样品镜下定名为矿化蚀变含长辉石岩.岩石呈灰绿色,发育浸染状黄铁矿(图 4b),中粗粒自形-半自形短柱状结构,块状构造.主要矿物为普通辉石(70%)、角闪石(4%)、绿帘石(5%)和斜长石(6%),其次为少量钠长石(3%)、透辉石(1%)、透闪石(1%)、绿泥石(3%)、方解石以及磷灰石、不透明矿物等副矿物.不透明矿物反光显微镜下可见少量钛铁矿(Ilm)、磁铁矿(Mt)及少量黄铁矿(Py),粒径为0.002~1.400 mm(图 4g).普通辉石可见短柱状截面、辉石式解理及简单双晶,透辉石、角闪石、绿帘石及绿泥石等沿边缘及裂隙交代(图 4g),粒径为0.5~10.0 mm.角闪石不规则粒状,棕褐色,可能为普通角闪石及棕闪石,多色性明显,沿辉石、透辉石边缘及裂隙交代,局部被透闪石及绿泥石等交代(图 4h),部分交代强烈呈残余结构,粒径为0.1~0.6 mm.斜长石呈半自形-它形板状,可见发育聚片双晶(图 4i),分布于辉石等粒间,被绿帘石、黝帘石、绿泥石及绢云母(Ser)等交代强烈呈残余结构,粒径为0.2~1.2 mm.

        DH-B8样品镜下定名为矿化蚀变角闪辉石岩.岩石呈灰绿色(图 4c),中粗粒自形-半自形短柱状结构,块状构造.主要矿物为普通辉石(65%)、角闪石(6%)和绿泥石(8%),其次为透闪石(4%),少量斜长石(3%)、钠长石、绿帘石(3%)、黝帘石(2%)和方解石.副矿物主要为磷灰石和不透明矿物.不透明矿物反光显微镜下可见少量钛铁矿(Ilm)、磁铁矿(Mt)、钛铁晶石及少量黄铁矿(Py),粒径为0.002~1.400 mm.普通辉石可见短柱状截面、辉石式解理及简单双晶(图 4j),角闪石、绿帘石及绿泥石等沿边缘及裂隙交代,可见细脉状及交代反应边结构等,粒径为0.5~10.0 mm,个别达12.0 mm.角闪石呈不规则粒状,棕褐色,沿辉石边缘及裂隙交代,局部被透闪石及绿泥石等交代(图 4k),部分交代强烈呈残余结构,粒径为0.1~0.6 mm.绿帘石呈不规则粒状,交代辉石及斜长石等(图 4l),粒径为0.01~0.50 mm.斜长石呈不规则粒状,未见双晶,分布于辉石等粒间,被绿帘石、黝帘石及绿泥石等交代强烈呈假象结构(图 4l),粒径为0.2~1.2 mm.

      • 本次选用的样品破碎与锆石挑选工作由河北省廊坊区域地质调查研究所实验室完成,利用标准重矿物分离技术完成锆石分选,在双目镜下仔细挑选表面平整光洁、不同长宽比例、不同柱锥面的锆石颗粒,之后将锆石粘在双面胶上,用无色透明的环氧树脂固定,固化之后将表面抛光至锆石中心.原位分析前,利用反射光和CL图像仔细研究锆石的晶体形貌与内部结构特征.

        LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学分析在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室(GPMR)采用Agilent 7500a的ICP-MS仪器与Microlas公司的Geolas2005准分子激光剥蚀系统联机进行.实验中采用He作为剥蚀物质的载气,进行精度检测,标准玻璃NIST610为外标进行微量元素含量校正.激光束斑直径为32 μm,激光剥蚀样品的深度为20~40 μm.采用标准锆石Harvard 91500为外标进行同位素的分馏校正,GJ-1为内标进行精度检测,标准玻璃NIST610为外标进行微量元素含量校正.详细的仪器参数、操作流程和数据处理方法描述见Liu et al.(2008, 2010a).采用Andersen(2002)方法对普通铅进行校正.在数据处理过程中,标样的调试选择误差范围为:91500(1 064±10 Ma,谐和度99%)、GJ-1(604±2 Ma,谐和度99%).锆石样品的U-Pb年龄谐和图和年龄加权平均值计算采用ISOPLOT软件(ver3.0,Ludwig, 2003)完成,得出的同位素比值和年龄误差均在1σ水平.

      • 本次实验全岩主量、微量元素和Sr-Nd同位素的分析测试在自然资源部中南矿产资源监督检测中心完成.主量元素采用帕拉科生产的AXIOS型X荧光光谱仪测定,检出限一般大于0.005%,分析精密度RSD%:0.1~1.0.微量元素和稀土元素采用美国热电公司生产的XⅡSeries型等离子体质谱仪测试,采用混合酸溶矿制样,检出限一般大于0.01 μg/g.采用分析方法标准为GB/T14506-2010.分析过程中采用与采样岩性相近的国家一级标样控制分析质量,经数据检查显示标样及密码双样的分析结果均符合DZ/T0130-2006相关质量管理规范的要求.全岩Sr-Nd同位素分析采用热电离质谱仪Triton分析,质谱分析中产生的质量分馏采用146Nd/144Nd=0.721 9进行幂定律校正,Sm、Nd含量采用同位素稀释法公式计算得到.整个分析过程用GBW04419、BCR-2和JMC标准物质分别对全流程和仪器进行监控.获得的GBW04419标准测定平均值分别为: Sm(10-6)=3.037,Nd(10-6)=10.14,143Nd/144Nd=0.512 735±0.000 008,BCR-2的测定平均值分别为:Sm(10-6)=6.565,Nd(10-6)=28.81,143Nd/144Nd=0.512 622±0.000 005,JMC的143Nd/144Nd=0.511 554±0.000 009,与其推荐值在误差范围内完全一致.全流程Nd、Sm空白分别为2×10-10和3×10-10.

      • 原位微区锆石Hf同位素比值测试在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室(GPMR)利用激光剥蚀多接受杯等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)完成.仪器操作详细条件和分析方法参照Hu et al.(2012).数据的离线处理采用软件ICP-MS Date Cal完成(Liu et al., 2010b).176Lu衰变常数λ=1.867×10-11a-1(吴福元等,2007).球粒陨石(CHUR)的176Lu/177Hf=0.033 200,176Hf/177Hf=0.282 772(Blichert-Toft and Albarède,1997);亏损地幔(DM)的176Lu/177Hf=0.038 400,176Hf/177Hf=0.283 250,fLu/Hf值为0.16(Griffin et al., 2000);大陆平均地壳(CC)的176Lu/177Hf=0.015,fLu/Hf值为-0.55(Griffin et al., 2002).

      • 本文对东河超基性岩脉辉石岩样品16DH-B1进行了锆石U-Pb年代学分析(采样地理坐标110°24′36″E,31°59′28″N),共完成20颗锆石19个有效分析点(表 1).从锆石的阴极发光CL图像可以看出,锆石具明显的岩浆韵律环带,且环带较宽(图 5).

        图  5  扬子陆块北缘东河超基性岩锆石的CL图像和U-Pb年龄分析点(实线圆圈)及Lu-Hf同位素分析点(虚线圆圈)

        Figure 5.  CL images of zircons from the Donghe ultramafic rocks in northern margin of Yangtze platform and the points for U-Pb analysis (the solid circles) and Lu-Hf isotope analysis (dashed circles)

        所有分析的锆石均具有较高的Th、U含量(Th:63.8×10-6~303.0×10-6;U:51.1×10-6~212.0×10-6),锆石中Th/U比值变化范围在0.90~2.20.CL图像(图 5)和锆石化学特征表明所选锆石为典型的岩浆锆石(Corfu et al., 2003; Hoskin and Schaltegger, 2003; Wu and Zheng, 2004).

        19个有效分析点的206Pb/238U表面年龄介于421.0±7.9~447.0±5.6 Ma,所有分析点均位于谐和曲线上或附近(图 6a),表明这些锆石几乎没有U或Pb的丢失和加入,得出其谐和年龄为434.4±2.5 Ma(MSWD=1.32)(图 6a),并且与其加权平均年龄433.2±2.9 Ma(MSWD=1.21)在误差范围内一致(图 6b).表明房县东河超基性岩脉辉石岩体的侵位年龄约为433 Ma,属于早志留世岩浆活动的产物.

        图  6  超基性岩锆石U-Pb谐和图(a)和加权平均年龄图(b)

        Figure 6.  Zircon U-Pb concordia diagram (a) and weighted average age (b) for ultramafic rocks

      • 东河地区超基性岩脉辉石岩全岩样品的主要元素和微量元素含量结果见表 2.10件样品虽然野外观测均较新鲜,但仍有不同程度的蚀变,测试分析结果显示所有样品烧失量LOI均大于1.30%,最大为2.70%.SiO2含量变化于39.73%~47.46%,平均为41.41%;TiO2含量较高,为2.20%~6.33%,平均为4.15%;Al2O3含量较高,为11.25%~15.46%,平均为10.24%;MgO含量较高,为5.92%~16.24%,平均为10.08%;Mg#为46.98~67.37,平均为54.46;Na2O含量低,为0.39%~2.00%,平均为1.09%;K2O含量低,为0.09%~1.30%,平均为0.45%.碱含量(K2O+Na2O)为0.48%~2.48%,富钠低钾(Na2O/K2O=0.90~10),整体上应属于高铝质富钠低钾的超基性岩类.在TAS图解中(图 7),东河地区岩脉大部分落入橄榄辉长岩范围,一个样品落入亚碱性辉长岩内,5个样品属于碱性系列,5个样品属于亚碱性系列.

        样品编号 DH-B3 DH-B4 DH-B5 DH-B8 DH-B11 DH-B13 DH-B14 DH-B15 DH-B16 DH-B17
        样品名称 蚀变
        辉石岩
        蚀变
        辉石岩
        含长
        辉石岩
        角闪
        辉石岩
        蚀变
        辉石岩
        蚀变
        辉石岩
        蚀变
        辉石岩
        蚀变
        辉石岩
        蚀变
        辉石岩
        蚀变
        辉石岩
        SiO2 43.86 42.21 47.46 40.81 40.07 41.09 38.93 40.59 39.73 39.37
        Al2O3 4.55 8.90 7.05 8.47 11.09 14.40 9.80 11.25 15.46 11.38
        Fe2O3 7.32 8.10 4.79 7.74 8.21 9.03 10.08 5.92 11.86 10.52
        FeO 9.07 8.11 6.25 9.82 9.09 4.97 8.64 10.32 2.22 7.62
        CaO 12.77 13.44 17.06 12.82 13.41 16.58 14.40 11.70 20.59 12.38
        MgO 16.24 10.14 12.23 12.77 8.69 5.92 8.71 9.01 8.56 8.49
        K2O 0.093 0.652 0.202 0.455 0.887 0.377 0.190 0.295 0.088 1.30
        Na2O 0.391 1.54 1.18 0.593 1.32 1.33 0.491 2.00 0.880 1.18
        TiO2 3.62 4.24 2.20 4.12 4.73 3.28 6.33 5.26 3.70 4.05
        P2O5 0.054 0.238 0.189 0.066 0.621 1.04 0.041 0.723 0.780 0.614
        MnO 0.186 0.171 0.174 0.215 0.225 0.101 0.166 0.249 0.063 0.176
        LOI 1.98 2.70 1.33 2.20 1.39 2.22 2.34 2.11 2.41 2.36
        Total 98.69 98.79 99.02 98.62 98.62 99.03 98.71 98.60 99.27 98.75
        Na2O/K2O 4.20 2.36 5.84 1.30 1.49 3.53 2.58 6.78 10.00 0.91
        Mg# 64.90 54.00 67.37 57.56 48.46 54.36 50.20 50.66 50.06 46.98
        La 6.42 26.6 15.5 10.0 22.6 47.1 9.92 20.9 77.6 36.2
        Ce 19.7 66.9 43.0 27.6 60.0 118 20.8 56.5 157 74.0
        Pr 2.80 8.01 5.78 3.70 7.60 14.0 2.74 7.67 16.8 8.90
        Nd 14.6 36.3 28.8 18.5 36.6 64.1 14.2 38.8 71.0 42.4
        Sm 3.96 8.13 7.18 4.65 8.36 13.8 3.94 9.23 14.3 9.67
        Eu 1.22 2.34 2.23 1.59 2.69 4.54 1.34 3.23 4.80 3.03
        Gd 3.52 7.00 6.28 4.13 7.32 12.1 3.60 7.95 12.5 8.41
        Tb 0.58 1.08 1.01 0.68 1.12 1.80 0.60 1.22 1.86 1.30
        Dy 3.36 5.74 5.71 3.78 6.13 9.54 3.35 6.51 9.72 7.12
        Ho 0.60 1.01 1.02 0.68 1.07 1.67 0.58 1.13 1.68 1.26
        Er 1.40 2.36 2.39 1.57 2.45 3.83 1.34 2.61 4.00 2.93
        Tm 0.19 0.31 0.32 0.22 0.31 0.48 0.18 0.33 0.51 0.38
        Yb 1.10 1.77 1.92 1.29 1.78 2.68 1.00 1.89 2.91 2.17
        Lu 0.14 0.21 0.24 0.16 0.22 0.31 0.12 0.23 0.34 0.26
        Y 12.6 21.5 22.2 14.6 23.4 37.2 12.6 24.6 38.5 27.5
        ΣREE 59.59 167.76 121.38 78.55 158.25 293.95 63.71 158.20 375.02 198.03
        LREE 48.70 148.28 102.49 66.04 137.85 261.54 52.94 136.33 341.50 174.20
        HREE 10.89 19.48 18.89 12.51 20.40 32.41 10.77 21.87 33.52 23.83
        LREE/HREE 4.47 7.61 5.43 5.28 6.76 8.07 4.92 6.23 10.19 7.31
        LaN/YbN 3.94 10.16 5.46 5.24 8.58 11.88 6.70 7.47 18.02 11.27
        δEu 0.98 0.93 0.99 1.09 1.03 1.05 1.07 1.13 1.07 1.00
        δCe 1.09 1.07 1.06 1.06 1.07 1.07 0.92 1.05 0.98 0.95
        Pb 1.91 6.30 6.70 2.95 7.80 12.5 8.02 3.31 15.5 13.6
        Cr 1 050 413 819 570 144 21.8 9.77 180 22.5 212
        Ni 534 234 189 359 196 50.2 178 185 50.1 219
        Co 95.8 94.8 60.2 93.2 77.9 92.7 52.3 77.7 166 74.7
        Rb 4.12 18.0 5.65 12.1 21.3 8.57 5.50 7.87 3.05 39.8
        Sr 624 521 550 410 837 2 290 1 120 806 3 820 1 300
        Ba 51.5 76.8 145 46.9 28.6 24.3 30.2 59.9 26.4 36.2
        V 350 451 324 438 540 516 620 417 499 462
        Sc 61.8 55.9 73.3 56.8 58.4 26.8 56.1 40.7 22.5 39.5
        Nb 14.6 32.6 10.2 16.2 25.3 47.6 22.8 35.2 83.6 36.9
        Ta 0.21 1.24 0.50 0.36 0.77 1.84 0.90 1.69 4.19 1.48
        Zr 87.1 193 113 119 127 213 114 102 351 138
        Hf 1.98 4.94 3.24 3.03 3.50 5.10 3.13 2.61 9.30 3.72
        U 0.10 0.62 0.11 0.18 0.20 0.79 0.14 0.14 2.30 0.43
        Th 0.86 2.31 0.94 1.36 1.29 3.52 0.80 0.82 7.95 1.12

        表 2  东河超基性岩元素地球化学组成(主量元素:%;微量元素:10-6)

        Table 2.  Element compositions of the Donghe ultramafic rocks (major element: %; trace element: 10-6)

        图  7  扬子陆块北缘东河超基性岩TAS分类图解

        Figure 7.  TAS nomination diagram for rock classification from the Donghe ultramafic rocks in northern margin of Yangtze platform

        东河超基性辉石岩稀土总量变化范围为59.59×10-6~375.02×10-6,LREE含量为48.70×10-6~341.50×10-6,平均为146.98×10-6,HREE在10.89×10-6~33.52×10-6,平均为20.45×10-6.LREE/HREE分布于4.47~10.19,LaN/YbN介于3.94~19.13,平均为8.87,反映轻重稀土元素发生明显分馏,表现出轻稀土富集重稀土亏损的特征.δEu为0.93~1.13,平均为1.03,发育弱的负Eu异常,暗示岩石可能在形成过程中斜长石分离结晶作用较弱或源区斜长石残留较少(赵菲菲等,2017).在稀土元素配分模式图上(图 8a),所有样品的整体形态具有很高的相似性,均表现为向右倾斜的曲线,与大陆板内拉板玄武岩类似.

        图  8  东河超基性岩脉的球粒陨石标准化稀土配分图(a)和原始地幔标准化微量元素分布图(b)

        Figure 8.  Chondrite-normalized REE abundances (a) and primitive mantle-normalized trace element abundances (b) of the Donghe ultramafic rocks

        微量元素含量(表 2)表明,辉石岩具有高Sr(806×10-6~3 820×10-6)、V(417×10-6~540× 10-6),中等含量Nb(25.3×10-6~83.6×10-6)和Zr(102×10-6~351×10-6).原始地幔标准化微量元素蛛网图显示(图 8b),所有岩石具有Rb、Ba、Sr、Nb、Ti、Ta等元素富集,K、Hf、P元素亏损的特征.Nb、Ta相对富集,可能与地壳物质混合关系不大,显示幔源(Rollison,1993杨凤超等,2016).Ti的富集可能同岩体产于钛磁铁矿中,钛铁矿未发生分离结晶有关.P亏损指示磷灰石的分离结晶(刘金龙等,2016).

      • 本次研究在LA-ICP-MS锆石U-Pb定年研究基础上,对锆石进行了微区Hf同位素分析,测试点序号与U-Pb测年点序号对应.分析结果见表 3.分析结果表明,锆石颗粒的176Lu/177Hf比值均小于0.001 70,其平均值为0.000 63,显示锆石在形成之后具有极低的放射性成因Hf的积累,因此测定的值可以代表锆石结晶时Hf同位素组成(吴福元等,2007).176Hf/177Hf比值变化范围为0.282 712~0.282 796,具有相对集中且很高的锆石Hf同位素初始比值[εHf(t)=7.29~10.26].fLu/Hf值为-0.97~-0.99,明显小于镁铁质地壳的fLu/Hf值-0.34(Amelin et al., 1999)和硅铝质地壳的fLu/Hf值-0.72(Vervoort et al., 1996),故二阶段模式年龄更能反映源区物质从亏损地幔被抽取的时间(吴福元等,2007).测定单阶段Hf模式年龄(tDM)介于652~759 Ma,平均为694 Ma;二阶段Hf模式年龄(tDM2)介于771~957 Ma,平均为852 Ma,大于前文所测定的辉石岩结晶年龄(433 Ma).

        点号 176Yb/177Hf 176Lu/177Hf 176Hf/177Hf 年龄(Ma) (176Hf/177Hf)i εHf(0) εHf(t) fLu/Hf tDM t2DM
        DH1-1 0.015 200 0.000 413 0.282 748 0.000 014 430 0.282 745 -0.85 8.52 -0.99 703 873
        DH1-2 0.012 661 0.000 364 0.282 775 0.000 017 421 0.282 737 -1.17 8.03 -0.99 714 898
        DH1-3 0.037 026 0.001 121 0.282 761 0.000 034 447 0.282 760 -0.28 9.42 -0.98 683 829
        DH1-4 0.032 398 0.000 885 0.282 756 0.000 017 434 0.282 778 0.35 9.77 -0.99 656 794
        DH1-5 0.027 753 0.000 773 0.282 755 0.000 019 436 0.282 761 -0.18 9.22 -0.98 682 833
        DH1-6 0.027 525 0.000 733 0.282 751 0.000 016 426 0.282 744 -0.71 8.39 -0.97 708 877
        DH1-7 0.019 274 0.000 530 0.282 753 0.000 016 433 0.282 706 -2.12 7.20 -0.98 759 958
        DH1-8 0.022 381 0.000 621 0.282 796 0.000 020 442 0.282 782 0.50 10.09 -0.98 652 782
        DH1-9 0.019 556 0.000 540 0.282 741 0.000 016 427 0.282 781 0.46 9.72 -0.98 654 794
        DH1-10 0.028 259 0.000 765 0.282 735 0.000 018 435 0.282 772 0.11 9.58 -0.99 665 809
        DH1-11 0.017 352 0.000 474 0.282 776 0.000 015 423 0.282 752 -0.39 8.61 -0.97 698 861
        DH1-12 0.010 994 0.000 321 0.282 739 0.000 016 441 0.282 749 -0.57 8.90 -0.97 701 858
        DH1-13 0.022 548 0.000 619 0.282 712 0.000 015 435 0.282 749 -0.60 8.77 -0.98 700 861
        DH1-14 0.019 478 0.000 535 0.282 764 0.000 016 489 0.282 744 -0.74 9.79 -0.98 705 837
        DH1-15 0.016 175 0.000 447 0.282 782 0.000 016 441 0.282 749 -0.67 8.90 -0.98 698 857
        DH1-16 0.024 815 0.000 683 0.282 767 0.000 016 427 0.282 791 0.85 10.08 -0.98 640 771
        DH1-17 0.036 630 0.000 999 0.282 752 0.000 016 430 0.282 737 -1.10 8.23 -0.98 715 891
        DH1-18 0.025 703 0.000 689 0.282 712 0.000 016 441 0.282 729 -1.31 8.19 -0.98 728 903
        DH1-19 0.019 464 0.000 528 0.282 786 0.000 018 430 0.282 772 0.14 9.47 -0.99 665 811
        DH1-20 0.020 349 0.000 563 0.282 785 0.000 015 432 0.282 707 -2.12 7.22 -0.98 757 957

        表 3  东河地区超基性岩锆石原位Hf同位素组成

        Table 3.  Zircon Lu-Hf isotopic compositions of the Donghe ultramafic rocks

      • 东河辉石岩的Sr、Nd同位素分析结果列于表 4.87Rb/86Sr变化于0.002 1~0.111 1,87Sr/86Sr为0.703 71~0.704 40,低于原始地幔现代值(0.704 50,Depaolo and Wasserburg, 1976),147Sm/144Nd介于0.120 0~0.163 0,143Nd/144Nd为0.512 690~0.512 813,高于原始地幔现代值(0.512 638),具有低Sr高Nd的特征.

        样品号 Rb(10-6) Sr (10-6) 87Rb/86Sr 87Sr/86Sr (87Sr/86Sr)i εSr(t) Sm(10-6) Nd(10-6) 147Sm/ 144Nd 143Nd/ 144Nd εNd(t) INd fSm/Nd tDM(Ga) t2DM(Ga)
        DH-B3 1.574 52.14 0.087 010 0.703 88 5 0.703 34 -9.2 3.781 14.03 0.163 0 0.512 782 4.68 0.512 320 -0.17 1.111 0.792
        DH-B4 18.170 471.30 0.111 100 0.704 22 3 0.703 53 -6.5 7.820 35.28 0.134 1 0.512 705 4.78 0.512 325 -0.32 0.855 0.784
        DH-B5 4.454 486.90 0.026 370 0.704 02 5 0.703 86 -1.9 6.866 27.99 0.148 4 0.512 760 5.05 0.512 339 -0.25 0.914 0.761
        DH-B8 12.670 368.00 0.099 180 0.703 87 3 0.703 26 -10.4 4.404 17.53 0.152 0 0.512 755 4.76 0.512 324 -0.23 0.980 0.785
        DH-B11 4.512 1 006.00 0.012 920 0.704 23 7 0.704 15 2.3 3.780 13.90 0.164 5 0.512 813 5.21 0.512 347 -0.16 1.050 0.749
        DH-B13 7.335 703.20 0.030 060 0.703 71 2 0.703 52 -6.7 8.882 37.71 0.142 5 0.512 713 4.47 0.512 309 -0.28 0.939 0.809
        DH-B14 21.550 720.40 0.086 190 0.704 17 4 0.703 64 -5.0 8.193 36.16 0.137 1 0.512 718 4.86 0.512 329 -0.30 0.863 0.777
        DH-B15 6.942 2 148.00 0.009 312 0.704 04 2 0.703 98 -0.1 13.780 65.28 0.127 7 0.512 696 4.96 0.512 334 -0.35 0.808 0.770
        DH-B16 2.164 2 945.00 0.002 117 0.704 06 3 0.704 05 0.9 14.550 73.34 0.120 0 0.512 690 5.27 0.512 350 -0.39 0.751 0.744
        DH-B17 43.320 1 207.00 0.103 400 0.704 40 1 0.703 76 -3.3 9.849 43.50 0.137 0 0.512 692 4.37 0.512 304 -0.30 0.914 0.818

        表 4  东河超基性岩脉全岩Sr-Nd同位素组成

        Table 4.  Whole-rock isotope compositions of the Donghe ultramafic rocks

        根据本次测定的锆石U-Pb加权平均年龄433 Ma进行计算,(87Sr/86Sr)i比值变化于0.703 26~0.704 15,初始比值变化范围较小.εNd(t)值>0,介于4.37~5.27.fSm/Nd值均为负值,有7个数据偏离了大陆地壳平均值(0.3~0.5),用单阶段模式计算Nd同位素模式年龄会产生较大的偏差,故采用两阶段模式(李献华,1996),通过计算获得Nd同位素两阶段模式年龄tDM2为744~818 Ma,为新元古代时期.

      • 大巴山地区基性-超基性岩浆岩分布在陕、鄂两省交界的紫阳、岚皋及湖北的竹溪、房县等地,地质构造位置属于扬子板块北缘早古生代陆缘区.区内主要的侵入岩有北大巴山地区的基性岩墙群、凤凰山岩体、岚皋地区基性火山岩、镇坪地区的基性岩脉及房县西部东河地区的辉绿玢岩、辉石岩岩脉.岩石类型以辉绿岩、辉长岩为主.

        前人对北大巴基性岩墙中的岩浆锆石进行了U-Pb同位素定年,获得岩体结晶年龄为431.0±3.2 Ma和433.3±4.1 Ma(王存智等,2009),对镇坪地区辉绿岩锆石SHRIMP U-Pb定年结果为439±6.0 Ma(邹先武等,2011),对镇坪县茨竹基性侵入体全岩Rb-Sr等时线年龄为447.9±10.6 Ma(何建坤,1999).

        东河地区存在两期基性-超基性侵入体.第一期为辉绿玢岩,岩体成岩床产出,与震旦系、下寒武统-下志留统接触(图 2).曹亮等(2015)对该期侵入岩进行LA-ICP-MS锆石U-Pb定年,获得的年龄为439.3±4.1 Ma.本次研究对东河地区的第二期辉石岩岩脉进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素定年,获得的年龄为433.2±2.9 Ma.通过以上研究结果表明,东河地区两期基性-超基性岩床(脉)可能与北大巴山地区的基性岩墙为同期岩浆活动的产物.

      • 东河超基性岩脉辉石岩样品的Nb/Ta比值变化于15.6~45.0,平均值为30.6,Zr/Hf比值变化于34.8~43.9,平均值为38.5.其Nb/Ta和Zr/Hf比值都高于大陆地壳值(Nb/Ta=11,Zr/Hf=33),说明超基性脉的岩浆受到地壳混染影响不明显(Weaver,1991Green,1995Kalfoun et al., 2002).这也与前人的研究结果一致(王存智等,2009).由于没有经历明显的地壳混染作用,富集大离子亲石元素和LREE只能是继承了地幔源区的性质.该区岩石中Nb/Ta=15.7~45.0,9个样品值高于球粒陨石相应值,可能体现了岩浆源区Nb和Ta的寄主矿物(如金红石)与俯冲板块底部部分熔融产生的硅酸盐岩浆之间存在着相互关系(Münker,1998).东河超基性岩具有很高的Nb/U(36.4~251.4),可能是通过再循环的洋壳通过俯冲带(高Nb/U)进入地幔源引起的.

        幔源岩浆在上升或者侵位过程中通常会受到不同程度地壳物质的混染(Mohr,1987),东河超基性岩富集大离子亲石元素(Rb、Sr)和轻稀土元素,亏损高场强元素(Zr、Hf),且具有比原始地幔(Ta/La=0.06)(Wood et al., 1979)低的Ta/La比值(均值0.05),以上特征表明在成岩过程中可能存在地壳物质的混染.同时我们采用两端元混合计算方式来检验陆壳物质的混染程度.以亏损地幔与上地壳作为两端元以及亏损地幔与下地壳作为两端元分别进行混合计算,结果表明岩浆上升侵位的过程中,下地壳物质的混染程度为1%~2%(图 9).

        图  9  东河超基性岩(87Sr/86Sr)i-εNd(t)图解

        Figure 9.  (87Sr/86Sr)i vs.εNd(t) diagram for the Donghe ultramafic rocks

      • 一般来说岩浆锆石低于同期亏损地幔的正εHf(t)值则说明其岩浆源区具有富集地幔的特征(Zheng et al., 2006).东河地区超基性岩脉εHf(t)值介于+7.25~+10.26,在εHf(t)-锆石U-Pb年龄图解中(图 10),所有数据点都落在球粒陨石和亏损地幔之间,说明东河地区超基性岩脉形成于Hf同位素相对亏损的地幔源区.对于幔源岩浆而言,如果锆石母岩浆直接来源于未受任何影响的亏损地幔,那么锆石结晶年龄应近似等于锆石Hf模式年龄.而本区超基性岩锆石单阶段亏损地幔Hf模式年龄tDM1介于652~759 Ma,平均为694 Ma,大于锆石结晶年龄433 Ma.造成这种现象的原因可能为源区加入了富集的物质组分(吴福元等,2007).在Sr-Nd同位素图解(图 11)上,东河超基性岩大部分样品落在亏损地幔的范围内,有个别样品落入EMⅠ型富集地幔区域内,显示有EMⅠ型富集地幔组分的加入,此特征与邻区紫阳-岚皋地区早古生代基性岩类的源区特征类似(张成立等,2007).

        图  10  东河超基型脉岩锆石Hf同位素特征

        Figure 10.  Zircon Hf isotopic features of the Donghe ultramafic dyke

        图  11  东河超基性岩143Nd/144Nd对87Sr/86Sr相关图解

        Figure 11.  143Nd/144Nd vs. 87Sr/86Sr plot for the Donghe ultramafic rocks

        前文已经分析,东河超基性岩脉在成岩过程中遭受地壳物质的混染不明显,所以最有可能是源区加入了富集的岩石圈地幔,即源区经历俯冲过程中的流体交代作用.样品具有相对较高的Th/Yb比值(0.52~2.73),在Nb/Yb-Th/Yb图解中投点均偏离MORB-OIB演化线(图 12a),暗示其源区受到俯冲组分的影响.微量元素比值(Ba/Th、Th/Nb、Nb/Zr和Th/Zr)可以有效地识别含水流体或者俯冲带沉积物.在Ba/Th-Th/Nb图解中(图 12b),投点显示含水流体的演化趋势.在Nb/Zr-Th/Zr图解中,样品显示流体俯冲交代的趋势(图 12c).以上特征指示有含水流体进入岩浆地幔源区.因此,笔者认为岩浆源区加入了富集岩石圈地幔组分,这种富集岩石圈地幔主要是由于早期大洋俯冲阶段流体交代形成.

        图  12  东河超基性岩脉Th/Yb-Nb/Yb(a)、Ba/Th-TH/Nb(b)和Nb/Zr-Th/Zr(c)图解

        Figure 12.  Th/Yb-Nb/Yb (a), Ba/Th-TH/Nb (b) and Nb/Zr-Th/Zr (c) diagrams of the Donghe ultramafic rocks

        综上所述,东河超基性岩脉的岩浆受到地壳混染影响不明显,岩浆在上升侵位的过程中,下地壳物质的混染程度为1%~2%.超基性岩脉为地幔部分熔融的产物,可能是通过再循环的洋壳通过俯冲带(高Nb/U)进入地幔源引起的.Sr-Nd-Hf同位素特征显示,岩浆主要源区为亏损地幔,但是有EMⅠ型富集地幔组分的加入.

      • 从大地构造演化历史来看,研究区古生代属于扬子陆块北缘向北俯冲板块的被动大陆边缘,发育了近乎连续的寒武纪-三叠纪地层,在陕西紫阳、岚皋、镇坪以及湖北竹溪等地出露的早古生代地层中发育了碱性超基性-基性脉岩和火山岩的岩浆杂岩带.为进一步地认识东河超基性岩脉的构造背景,我们运用了多种构造环境判别图.Zr、Y、Nb和Ti等不相容元素受部分熔融或分离结晶作用的影响较小(Pearce and Cann, 1973Pearce and Norry, 1979Mullen,1983Meschede,1986),因此,利用这些元素能有效地讨论其形成的构造环境.

        在Zr-Zr/Y图解中,东河超基性岩辉石岩样品位于板内玄武岩(图 13a),表明研究区的辉石岩形成于板内环境.在Th-Hf/3-Ta判别图解中(图 13b),辉石岩落入板内玄武岩和洋中脊玄武岩区域内,但是大部分样品都位于板内玄武岩内,主要显示为板内玄武岩的化学特征.Zr/4-Y-2Nb图解中,一部分样品落入板内碱性玄武岩区域,一部分样品落入板内玄武岩区域(图 13c).火成岩中的辉石的组分受结晶时岩浆成分、温度、压力等因素控制,因此辉石的化学成分指示母岩浆类型,其分异演化趋势代表了母岩浆的分异演化趋势.可以通过辉石岩中的TiO2、MnO、Na2O含量判别大地构造环境.在TiO2-MnO-Na2O图解中(图 13d),辉石岩样品都落入WPA区域,显示了板内碱性玄武岩的化学特征.东河超基性岩脉的地球化学特征与北大巴基性岩墙群及北大巴镇坪地区辉绿岩的地球化学特征基本一致,都具有右倾型的稀土配分模式和选择性富集大离子亲石元素的特征,暗示它们形成于相似的构造环境,即形成于板内构造环境.

        图  13  东河超基性岩脉构造环境判别图

        Figure 13.  Discrimination diagrams of tectonic settings for the Donghe ultramafic rocks

        在陕西紫阳、岚皋、镇坪以及湖北竹溪等地出露的早古生代地层中发育的碱性超基性-基性脉岩和火山岩,形成于431~447 Ma,属于志留世,岩石的成因与地幔活动造成大陆裂谷作用有关.此时扬子板块北缘在新元古代-早古生代期间为被动大陆边缘,处于拉张裂解的构造环境(吉让寿等,1990何建坤,1999王存智等,2009邹先武等,2011).中-晚古生代时,南秦岭构造带发生大规模基性岩浆活动及其西侧紫阳-岚皋等地的古生代碱性岩浆活动,呈近东西向延伸(胡健民等,2002).大巴山地区古生代地层中发育的岩浆活动带可能是加里东晚期该地区岩石圈处于拉张状态下大陆裂谷作用的产物,其构造环境为扬子板块北缘板内主动裂谷作用(黄月华等,1992何建坤,1999).大陆裂谷作用代表了地壳的伸展拉张,裂谷作用形成的典型岩石组合为拉斑玄武岩及碱性玄武岩,以碱性玄武岩为主的岩石组合代表裂谷早期阶段的产物.由于扬子北缘新元古代早期的大洋地壳的俯冲消减作用,扬子北缘大洋地壳俯冲消减及其携带的陆源沉积物再循环进入亏损软流圈地幔,并且自新元古代中期(约800 Ma)以来一直持续到早古生代末期(约433 Ma)(张成立等,2007),此特征也暗示扬子陆块北缘与秦岭造山带新元古代中期-早古生代末期的深部地幔动力学背景一致,表现为长期伸展拉张的构造演化背景(邹先武等,2011).此次研究的辉石岩测得的锆石U-Pb年龄为433 Ma,属于早志留世,此时期包括南秦岭在内的扬子板块北缘仍保持被动大陆边缘扩展裂陷,其伸展构造活动受扬子板块北缘主动裂谷作用的影响.中志留世之前的早古生代该区深部存在与地幔活动有关的岩浆作用,导致了早古生代的伸展活动(张本仁,2001张成立等, 2002, 2007).在与火山岩互层的沉积岩中获得的丰富牙形石等化石证明在寒武-志留纪该区存在裂谷盆地(倪世钊等,1994).

        此次的定年结果与研究区伸展拉张构造演化阶段的末期(433 Ma)相近,正处于该地区大洋地壳俯冲影响结束后的板内裂谷时期.因此笔者认为扬子陆块北缘东河地区在早志留世应处于张裂状态,研究区出露的两期超基性岩床(脉)为岩石圈处于拉张状态下大陆裂谷早期阶段的产物.

      • (1) LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学指示,东河地区超基性辉石岩体侵位时间为433.2±2.9 Ma(MSWD=1.21),与第一期侵入岩辉绿玢岩(439.3 Ma)为同期岩浆活动的产物.

        (2) 东河超基性岩体岩石主量元素总体显示出低硅、低镁、高铝的特征,属于高铝质超基性岩;岩石富集Rb、Ba、Sr、Nb、Ti等元素,相对富集K、Hf、P等元素.辉石岩锆石具有相对富集的Sr-Nd同位素组成,(87Sr/86Sr)i介于0.703 26~0.704 15,εNd(t)介于4.37~5.27.锆石176Hf/177Hf比值为0.282 712~0.282 796,对应的εHf(t)=7.29~10.26.Sr-Nd-Hf研究认为其源区主要为亏损地幔,可能有早期流体交代的富集岩石圈地幔组分的加入,岩浆在上升侵位的过程中地壳物质的混染不明显.

        (3) 构造环境分析表明,东河超基性岩脉形成于板内构造环境,结合区域构造演化分析,东河超基性岩脉是在早古生代末期(433 Ma),扬子陆块北缘大洋地壳俯冲影响结束后的板内裂谷时期内,在岩石圈处于拉张状态下大陆裂谷早期阶段上升侵位的产物.

        表 1见本刊官网(http://www.earth-science.net)

    参考文献 (116)

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