鄂东南地区存在古元古代—太古宙基底——来自铜鼓山岩体锆石U-Pb-Hf同位素的证据

夏金龙, 黄圭成, 丁丽雪, 吴昌雄, 祝敬明, 金尚刚

1)中国地质调查局武汉地质调查中心, 湖北武汉 430205; 2)湖北省地质调查院, 湖北武汉 430034

鄂东南地区存在古元古代—太古宙基底
——来自铜鼓山岩体锆石U-Pb-Hf同位素的证据

夏金龙1), 黄圭成1), 丁丽雪1), 吴昌雄2), 祝敬明2), 金尚刚2)

1)中国地质调查局武汉地质调查中心, 湖北武汉 430205; 2)湖北省地质调查院, 湖北武汉 430034

对鄂东南地区位于毛铺—两剑桥断裂带上的铜鼓山岩体进行了野外地质及镜下显微研究及岩石化学分析, 重点分析了其中锆石U-Pb年龄和Hf同位素组成。结果表明铜鼓山岩体为石英闪长玢岩, 岩体形成于(147±2.6) Ma, 属晚侏罗世—早白垩世, 与鄂东南地区其它岩体年龄具有一致性。铜鼓山岩体中存在的大量继承锆石。分析的4个继承锆石形成于古元古代晚期1798～1888 Ma。继承锆石具有高的Th/U比值和极其相似的Lu-Hf同位素组成, 表明它们捕获于同一火成岩。这表明鄂东南地区存在古元古代基底。这些古元古代继承锆石低的εHf(t)值和冥太古代的Hf同位素两阶段模式年代暗示古元古代克拉通化是在太古宙基底上发展的。鄂东南地区和扬子陆块其它众多地区一样存在古元古代—太古宙基底。扬子陆块古元古代—太古宙基底极可能从四川盆地、鄂西崆岭和郧西地区东延至鄂东南地区。

继承锆石; Hf同位素; 古元古代—太古宙基底; 鄂东南地区; 扬子地块

鄂东南地区位于我国东部重要的铁铜多金属成矿带——长江中下游成矿带西缘。该地区面积仅约250 km2, 但聚集了湖北省绝大多数内生金属矿床,囊括了省内两个整装勘查区: “湖北大冶—阳新铜金矿整装勘查区”和“湖北鄂州莲花山—黄石铁山铁多金属矿整装勘查区”。鄂东南地区是我国重要矿集区, 成矿地质条件优越是前人研究的共识。该地区中生代构造-岩浆活动十分强烈, 金属矿床绝大多数为岩浆期后热液活动与地层相互作用的结果(梅玉萍等, 2008; 赵海杰等, 2010), 岩浆-热液活动对成矿作用的控制作用是决定性的。因此, 研究岩浆岩的起源与演化对成矿作用的制约是鄂东南地区基础地质指导找矿勘探的紧迫任务。

追溯岩浆的起源离不开对区域基底结构的认识。而在地质研究程度相当高的鄂东南地区, 该层面的研究相当薄弱。由于该地区地表不出露前寒武纪地层, 以往的研究中通过与鄂东南地区毗邻的大别造山带与江南造山带中出露的前寒武纪地层来推测该地区基底性质(董树文, 1991; 舒全安等, 1992;翟裕生等, 1992; 苏欣栋, 1995), 根据大别造山带和江南造山带中出露的前寒武纪地层将鄂东南地区基底划分为“江北式”以火成岩为主的变质基底和“江南式”以碎屑岩为主的沉积基底。这种推测从基础上制约了对鄂东南地区岩浆与成矿作用的认识。花岗岩是探索地壳深部物质的探针, 其中的副矿物锆石往往记录了大量岩浆形成与演化的地质信息, 对识别岩浆源区、推测基底性质具有重要意义(Keay et al., 1999; Belousova et al., 2002)。本项目组选取鄂东南地区西南缘铜鼓山岩体作为研究对象, 对其进行系统的野外、镜下、锆石CL分析、LA-(MC)-ICP-MS U-Pb定年及Lu-Hf同位素分析, 以示踪岩浆起源,探讨基底性质。

1 地质背景和采样

鄂东南地区位于扬子陆块中东部, 北与大别造山带相邻, 南为江南造山带。大地构造位置处于NNW向襄樊—广济断裂、NNE向团风—温泉断裂和EW向毛铺—两剑桥断裂所围限的三角区内(夏金龙等, 2009)。区内主要出露寒武纪—三叠纪海相沉积地层, 以三叠纪大冶群灰岩与成矿作用最为密切(翟裕生等, 1992)。鄂东南地区中生代燕山期爆发大规模中酸性岩浆活动, 形成鄂城、铁山、金山店、灵乡、殷祖、阳新六大岩体(图1), 137个小岩体(群),以及金牛、花马湖火山岩盆地(舒全安等, 1992; Li et al., 2009; Xie et al., 2012)。鄂东南地区侵入岩可分为成铁岩体和成铜岩体两类。成铁岩体主要由准铝质和过铝质的石英二长岩、石英闪长岩、花岗闪长岩、石英二长岩、二长花岗岩、花岗岩组成, 成分变化较大, 代表性岩体为鄂城岩体、金山店岩体; 成铜岩体主要由准铝质的石英闪长岩组成, 含少量花岗闪长岩, 代表岩体为阳新岩体、铜山口岩体(Li et al., 2008)。

伴随燕山期岩浆爆发式侵位, 众多岩浆热液矿床在145～125 Ma这一相对短暂的时间内形成。主要形成的矿床类型为矽卡岩型, 次为斑岩型。典型的矽卡岩型矿床有程潮铁矿床、大冶铁铜矿床、铜绿山铜铁矿床; 典型的斑岩型矿床如铜山口铜钼矿床、白云山铜矿床。本地区斑岩型矿床往往与花岗闪长斑岩关系密切(Xie et al., 2011), 斑岩体围岩为碳酸盐岩时同时发生矽卡岩型蚀变与矿化(Sillitoe, 2010), 该地区盖层主要为古生代碳酸盐岩地层, 鄂东南地区斑岩型矿床一般为斑岩-矽卡岩复合型矿床。

图1 鄂东南地区岩浆岩与矿床分布图(据舒全安等, 1992)Fig.1 Geological sketch map of southeast Hubei Province(after SHU et al., 1992)

鄂东南六大岩体的南缘界线是毛铺—两剑桥断裂, 它是鄂东南地区一条极重要的控岩控矿断裂(杨明银等, 2001)。沿该断裂出露串珠状石英闪长斑(玢)岩、花岗闪长斑岩体, 自西向东分布有瓦雪地小岩体群、铜鼓山岩体、古家山岩体、白云山岩体、阮宜湾岩体、犀牛山小岩体群等(图2)。在该断裂带东部矿化较好, 已经发现的有白云山斑岩型铜矿(中型)、阮宜湾矽卡岩-层控型钨铜矿(大型)等(图1, 2)。而在该断裂带的西部找矿勘探至今仍未有明显的突破, 因此我们选取位于毛铺—两剑桥断裂带西段的铜鼓山岩体进行研究。

图2 鄂东南地区南部毛铺—两剑桥断裂及岩浆岩分布示意图(据杨明银等, 2001修改)Fig. 2 The distribution of igneous rocks and Maopu–liangjianqiao fault in southeast Hubei Province(modified after YANG et al., 2001)

图3 铜鼓山岩体野外与显微照片Fig.3 Outcrop and photomicrographs of Tonggushan quartz diorite porphyry

铜鼓山岩体平面为长轴北西向椭圆形, 为往北东延伸的岩株, 出露面积约2 km2。岩石为灰白色石英闪长玢岩(图3A)。主要矿物成分为斜长石(～68%),角闪石(～20%), 石英(～6%), 钾长石(5%)、黑云母(～1%)。岩石为斑状结构。斑晶为斜长石, 粒径主要为2～8 mm, 个别可达15 mm。岩石发生一定程度蚀变, 主要表现为斜长石的绢云母化、高岭土化以及角闪石的绿泥石化(图3B, C, D)。化学分析表明标本中SiO2含量为63.35%。共采集用于分离锆石的新鲜样品约8 kg, 经破碎分选出其中的纯净锆石, 挑选形态相对较好的晶粒制作待测样品靶。标本Dy314地理坐标: E114°42.443′, N29°57.336′。

2 分析方法

制靶以及阴极发光照像(CL)、U-Pb年龄测定、Lu-Hf同位素分析均在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。将待测的锆石颗粒制成环氧树脂样品靶, 磨至锆石颗粒中心部位后抛光, 然后拍摄其透射光、反射光照片, 再进行CL显微结构观察、照相。在此基础上选择合适的锆石颗粒或区域进行U-Pb年龄测定。锆石的CL显微结构照像在配备有Gatan CL3+型CL探头的Quanta 400FEG型场发射扫描电镜上完成。分析采用的激光剥蚀孔径为30 μm。同位素组成采用锆石91500进行外标校正, 每隔5个样品分析点测1次标准锆石91500外标标准矿物质, 以保证标准和样品的仪器条件完全一致。在10次锆石的分析前后测1次NIST610和GJ-1, 以Si作为内标来测定锆石中U、Th和Pb的含量。样品的同位素比值及元素含量计算采用GLITTER (ver4.0; Macquarie University)程序,并应用Anderson(2002)207Pb/206Pb、207Pb/235U、206Pb/238U和208Pb/232Th综合方法进行同位素比值的校正, 以扣除普通铅的影响。

在做完上述实验后, 以锆石晶形、大小、结构、年龄谐和度为依据, 选择Lu-Hf同位素分析点。Lu-Hf同位素分析在Neptune型LA-MC-ICPMS仪器上进行, 分析点束斑直径为42 μm, 分析步骤和流程参见Yuan等(2008)。锆石91500作为标样进行同位素分馏的校正。计算εHf(t)值时采用球粒陨石的176Hf/177Hf=0.282772,176Lu/177Hf=0.0332(Blichert-Toft et al., 1997); 单阶段Hf模式年龄(TDM1)计算时,亏损地幔的值采用Vervoort等(1999)的结果:176Hf/177Hf=0.28325,176Lu/177Hf=0.0384; 两阶段Hf模式年龄(TDM2)计算时, 平均地壳的176Lu/177Hf比值为0.015(Griffin et al., 2002)。

3 结果

铜鼓山岩体中锆石为浅黄色, 透明, 大小(80～130) μm×(120～220) μm, 长宽比一般为1:1.5～1:2.5。依据其有无继承锆石, 将锆石分为两群(图4)。无继承锆石者为岩浆锆石, 长柱状, 锥面发育, CL图像中显示清楚的震荡环带, 环带较窄。继承锆石边部为岩浆成因锆石, 环带较清晰。继承锆石有的具有较为清楚的岩浆锆石环带, 如Dy314-24; 有的无环带, 如Dy314-21、Dy314-22。继承锆石一般被熔蚀或切割, 呈现浑圆状(Dy314-21)不规则状(Dy314-22)。

图4 铜鼓山石英闪长玢岩部分锆石CL图像、测点位置及结果Fig. 4 Cathodoluminescence images of selected zircon grains from Tonggushan quartz diorite porphyry in southeast Hubei Province

利用LA-ICP-MS对铜鼓山岩体Dy314样品中典型锆石进行U-Pb年龄测定。其中, 6个分析点位于继承锆石中, 18个分析点位于锆石外缘的环带中,分析结果见表1。对于小于1000 Ma的分析点, 我们采用206Pb/238U年龄进行计算, 而对于大于1000 Ma的分析点, 采用207Pb/206Pb年龄。

继承锆石分析给出的Th和U的含量分别为49.88×10-6～281.5×10-6、27.17×10-6～189.36×10-6, Th/U值高, 为0.71～2.05。锆石外缘环带分析给出的Th和U的含量分别为19.01×10-6～323.55×10-6、45.59×10-6～526.15×10-6, Th/U值为0.33～1.55。由于Dy314-15、Dy314-16、Dy314-25三个分析点给出的数据谐和度低, 在年龄计算予以忽略。在岩浆锆石U-Pb年龄谐和图上, 分析点投点位于谐和线附近(图5)。16个的206Pb/238U年龄加权平均结果为(147±2.6) Ma(MSWD=3.7), 这一年龄代表了铜鼓山岩体的形成年代。在继承锆石U-Pb年龄谐和图上,分析点集中落在谐和线1800～1900 Ma区域中, 另有一个分析点孤立存在(图6)。这一分析点给出的锆石U-Pb年龄为1574 Ma, 这与张少兵等(2007)总结的扬子陆块前寒武纪锆石年龄分布区间不相符, 所以在谐和年龄计算中, 摈弃了这一分析点。

图5 铜鼓山岩体Dy314岩浆锆石U-Pb年龄谐和曲线图Fig. 5 U-Pb concordia diagram of magmatic zircons from Tonggushan quartz diorite porphyry in southeast Hubei Province

图6 铜鼓山岩体Dy314继承锆石U-Pb年龄谐和曲线图Fig. 6 U-Pb concordia diagram of inherited zircons from Tonggushan quartz diorite porphyry

如果锆石U-Pb年龄不确切, 对其再进行Lu-Hf同位素分析及计算没有地质意义(Vervoot et al., 2012)。因此, 我们根据选取年龄谐和且晶形相对理想的8个岩浆锆石, 4个继承锆石进行Lu-Hf同位素分析, 结果见表2。样品Dy314中岩浆锆石176Hf/177Hf比值较一致, 集中在0.281948～0.282552之间, 平均值为0.28229; εHf(t)为–4.52 ～ –25.86, 平均值为–14.11。在锆石U-Pb年龄-εHf(t)图解上, 岩浆锆石分析点投于下地壳演化线附近(图7)。岩浆锆石Hf同位素单阶段模式年龄TDM1为982～1811 Ma,平均值为1357 Ma; Hf同位素两阶段模式年龄TDM2为1486～2828 Ma, 平均为2089 Ma。样品Dy314中继承锆石176Hf/177Hf比值非常一致, 集中在0.280967 ～ 0.281134之间, 平均值为0.281027; εHf(t)为–23.08 ～ –24.17, 平均值为–23.51。在锆石U-Pb年龄-εHf(t)图解上, 继承锆石分析点投于下地壳演化线下方。继承锆石Hf同位素单阶段模式年龄TDM1为2957～ 3202 Ma, 平均值为3101 Ma; Hf同位素两阶段模式年龄TDM2为3770～3962 Ma, 平均值为3881 Ma。

4 讨论

图7 铜鼓山岩体锆石U-Pb年龄-176Hf/177Hf、εHf(t)图解Fig. 7 176Hf/177Hf and εHf(t) versus zircon U-Pb age diagram showing the results of zircon analyses from Tonggushan quartz diorite porphyry

(1)鄂东南地区存在古元古代—太古宙基底

扬子陆块唯一出露的太古宙地体位于鄂西崆岭地区, 其大部分TTG片麻岩和混合岩的原岩形成年

龄为2.90～2.96 Ga(Zhang et al., 2006a, b, c; 郑永飞等, 2007; Jiao et al., 2009)。前人依靠地球物理勘测数据认为上扬子陆块下部可能存在太古宙基底。Zheng等(2006)以扬子陆块湖北京山、湖南宁乡、贵州镇远三个地区的煌斑岩筒为直接“探针”, 得到了大量中新太古代捕获锆石(xenocrystic zircons)年龄以及更为古老的Hf同位素模式年龄, 认为扬子陆块广泛存在太古宙基底。Zhang等(2006, 2007)和Wang等(2012)通过对扬子陆块崆岭地区、郧西地区元古代变质地体以及沉积地层中经受不同程度变质的岩浆锆石、碎屑锆石U-Pb年龄及Hf同位素分析结果证实了扬子地块内部古元古代—太古宙基底的存在(表3)。

表1 铜鼓山岩体锆石LA-ICP-MS U-Pb 分析结果Table 1 Zircon U-Pb age analytical results of Tonggushan in southeast Hubei Province by LA-ICP-MS

表2 铜鼓山岩体锆石Lu-Hf同位素分析结果Table 2 Zircon Lu-Hf isotopic data of zircons from Tonggushan quartz diorite porphyry

在本研究中, 鄂东南地区铜鼓山岩体Dy314-21inh、Dy314-22inh、Dy314-23inh、Dy314-24inh四个继承锆石记录该岩体源区的重要信息。四个继承锆石内部均可见震荡环带。继承锆石Dy314-22inh由于粒径较小, 其环带略不清楚, 其它三个继承锆石环带十分清晰(图4)。变质作用成因锆石一般富U贫Th, 具有低的Th/U比值, 变质作用成因锆石具有比岩浆作用成因锆石高的176Hf/177Hf比值和εHf(t)值以及低的Hf模式年龄(Wu et al., 2004; Yu et al., 2009)。该样品4个继承锆石核均完全不具备这些特征。铜鼓山继承锆石为岩浆锆石, 且几乎未经变质作用改造。铜鼓山岩体标本Dy314中四个继承锆石U-Pb年龄为1798～1888 Ma,为古元古代晚期, 较为集中。四个继承锆石εHf(t)值十分集中, 为–23.08 ～ –24.17。继承锆石具有高的Th/U比值和极其相似的Lu-Hf同位素组成, 表明它们起源于相似火成岩源区(Yu et al., 2009)。这些表明铜鼓山岩体源区在在古元古代岩石的部分融熔。胡娟等(2012)研究表明与鄂东南地区毗邻的桐柏—大别—苏鲁造山带中发育一期1.86～1.80 Ga的构造热事件, 这与本次研究中继承锆石年龄十分吻合, 暗示它们具有相同的成因背景。

鄂东南地区岩浆源区长期处于争论中, 主要的观点有三种: 洋壳源、陆壳源、壳幔混源(Xie et al., 2011)。洋壳玄武岩融熔产生的岩浆以εHf(t)大于0为特征, 而鄂东南地区εHf(t)分布于–1.6 ～ –28.2(Xie et al., 2011); 鄂东南地区广泛存在古元古代基底,不位于古老地块的缝合带。我们认为鄂东南地区岩浆为陆壳来源或壳幔混合来源, 与长江中下游地区岩浆起源特征(陈江峰等, 1994)具有一致性。毛铺—两剑桥断裂带铜鼓山岩体、古家山岩体、阮家湾岩体、犀牛山岩体存在大量继承锆石表明岩浆母岩熔融温度相对较低, 熔融程度不高; 铜鼓山岩体εHf(t)为大的负值。这些证据表明地幔物质对岩浆贡献小。以铜山口花岗闪长斑岩为代表的岩株体无继承锆石, εNd(t)、εHf(t)为小的负值, 表明其主要来源于富集地幔(Li et al., 2008; Xie et al., 2012)。

表3 扬子地块前寒武纪锆石年龄及Hf同位素组成Table 3 U-Pb ages and and Hf isotopes for Precambrian zircons from the Yangtze block

Dy314中继承锆石为元古代基底物质, 地壳物质对铜鼓山岩体贡献巨大, 因此我们采用Hf同位素两阶段模式年龄更为合理。8个岩浆锆石Hf同位素两阶段模式年龄为2828～1486 Ma, 主要集中于2265～1744 Ma, 与4个继承锆石U-Pb年龄分布区间一致, 这进一步确认了古元古代基底对岩浆起源与演化的贡献。4个继承锆石低于–20的εHf(t)值表明继承锆石并非直接来源于地幔, Hf同位素两阶段模式年龄集中于3770～3962 Ma。这记录了鄂东南地区发生于冥太古代的地壳生长事件, 同时证实了该地区和扬子陆块众多其它地区一样存在太古宙基底。扬子陆块元古代—太古宙基底极可能从四川盆地、鄂西崆岭和郧西地区东延至鄂东南地区。

扬子陆块包括以四川盆地为主体的上扬子和以长江中下游地区为主的下扬子两个块体组成。然而,爆生于燕山期的中国中东部构造-岩浆事件主要集中位于下扬子地块的长江中下游地区, 而位于上扬子地块的四川盆地内部燕山期岩浆活动不明显(杨森楠等, 1985)。从构造应力场的角度来看, 自中生代以来, 扬子陆块东西分别主要受滨太平洋构造域、特提斯构造域的影响(Yang et al., 2011; Mao et al., 2011)。四川盆地周缘造山带极其发育, 而包括鄂东南地区在内的长江中下游地区内部断裂构造、岩浆活动极其发育。二者以不同的形式体现构造应力场的作用。这极可能根源于上扬子地块太古宙基底面积广大, 而下扬子地块太古宙基底狭小。

(2)鄂东南地区岩浆起源的构造背景

鄂东南地区铜鼓山岩体形成于(147±2.6) Ma,属晚侏罗世—早白垩世。铜鼓山岩体形成年代与鄂东南地区其它岩体年龄具有一致性, 并且产出位置毗邻, 表明它们形成于相同的构造背景中。大量的地质、地球物理研究表明鄂东南地区在该时限中处于伸展构造背景中(Li et al., 2008; Xie et al., 2012)。铜鼓山岩体形成于同样的伸展构造背景中, 为燕山期中国东部大规模构造-岩浆事件的产物。

同样位于鄂东南地区南缘的毛铺—两剑桥断裂上的犀牛山花岗闪长斑岩的侵位年龄为147±16 Ma(颜代蓉等, 2012), 铜鼓山岩体位于侵位于(147±2.6) Ma。两个岩体为鄂东南地区燕山期相对古老的侵入体。位于鄂东南地区北缘分别与程潮铁矿床和金山店铁矿床密切相关的花岗岩形成时代相对年轻, 为130～125 Ma(Xie et al., 2011, 2012)。鄂东南地区侵入岩形成时代集中分布于155～125 Ma, 岩浆活动整体有从南部到北部迁移的趋势。从岩体分布情况来看, 鄂东南地区小岩体绝大多数分布于从铜绿山到毛铺—两剑桥断裂, 大岩体也主要位于鄂东南地区南部, 岩体分布略呈三角形。在鄂东南地区, 南部岩浆活动比北部岩浆活动更强烈。鄂东南地区存在显生宙沉积盖层之下的元古代—太古宙基底, 鄂东南地区南缘的毛铺—两剑桥断裂是一条切穿古老基底的深大断裂, 其成岩成矿意义重大。受区域应力场的影响, 毛铺—两剑桥断裂自印支期开始活动直至喜山期(杨明银等, 2001)。印支期构造使鄂东南地区, 尤其是其南部形成强烈的以褶皱和逆冲断裂为特征的逆冲推覆构造(张国胜, 1998), 同时地壳加厚。毛铺—两剑桥断裂是该地区一条十分重要的逆冲断裂。在燕山期区域构造应力由挤压向伸展转换, 毛铺—两剑桥断裂再次活动, 地壳基底物质减压熔融, 在鄂东南地区南部形成了包括铜鼓山岩体在内的一系列以地壳物质主要来源的岩体, 与之伴随的是一系列以铜、钼、钨等矿种为主的岩浆热液矿床。

5 结论

鄂东南地区铜鼓山岩体形成于(147±2.6) Ma,属晚侏罗世—早白垩世, 与鄂东南地区其它岩体年龄具有一致性。鄂东南地区铜鼓山岩体形成于伸展的构造背景中, 为燕山期中国东部大规模构造-岩浆事件的产物。铜鼓山岩体中存在的大量继承锆石提供了丰富的地壳深部地质信息。分析的4个继承锆石形成于古元古代晚期1798～1888 Ma。继承锆石具有高的Th/U比值和极其相似的Lu-Hf同位素组成,表明它们捕获于同一火成岩。这表明鄂东南地区存在古元古代基底。这些古元古代继承锆石低的εHf(t)值和冥太古代的Hf同位素两阶段模式年代暗示古元古代克拉通化是在太古代基底上发展的。所以,鄂东南地区和扬子陆块其它众多地区一样存在古元古代—太古宙基底。

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Paleoproterozoic-Archean Basement Beneath Southeast Hubei Province: Evidence from U-Pb-Hf Isotopes in Zircons from the Tonggushan Pluton

XIA Jin-long1), HUANG Gui-cheng1), DING Li-xue1), WU Chang-xiong2), ZHU Jing-ming2), JIN Shang-gang2)
1) Wuhan Center, China Geological Survey, Wuhan, Hubei 430205; 2) Hubei Geological Survey, Wuhan, Hubei 430034

This paper has reported the integrated study of zircon U-Pb age and Lu-Hf isotope composition in zircons from the Tonggushan pluton, southeast Hubei Province. Tonggushan pluton is composed of quartz diorite porphyry. The206Pb/238U mean age of magmatic zircon is (147±2.6) Ma, indicating that Tonggushan pluton was formed in the Late Jurassic-Early Cretaceous, which is consistent with the formation time of other plutons in this area. A large number of inherited zircons, formed in 1798～2888 Ma, exist in Tonggushan pluton. The Paleoproterozoic zircons are of magmatic origin and have similar176Hf/177Hf and176Lu/177Hf ratios, suggesting that they were probably derived from the same igneous basement rock. The Paleoproterozoic zircons have low Hf-isotope compositions and characteristics of crustal source. Hf model ages of these zircons and the presence of older inherited cores within them suggest that the source of Paleoproterozoic magma was Neoarchaean crust, implying the existence of an unexposed old basement beneath southeast Hubei Province and the whole Yangtze block. These data supply new clue to the study of the Precambrian basement evolution of Yangtze block. The Paleoproterozoic-Archean basement of the Yangtze Block most likely spreads from the Sichuan Basin throughwestern Huebei Province to southeastern Hubei Province.

inherited zircon; Hf isotope; Paleoproterozoic-Archean basement; southeast Hubei Province; Yangzte block

P597; P542.5

A

10.3975/cagsb.2013.06.06

本文由中国地质调查局地质矿产调查评价专项“鄂东南地区岩浆演化与成矿作用的关系”(编号: 1212011120863)资助。

2013-02-20; 改回日期: 2013-03-25。责任编辑: 闫立娟。

夏金龙, 男, 1985年生。硕士, 助理工程师。主要从事矿床学和岩石学研究。E-mail: awhite@126.com。