南秦岭构造带内早古生代碱基性岩浆活动：古特提斯洋裂解的证据

2014-04-28陈虹田蜜武国利胡健民

地质论评 2014年6期

陈虹，田蜜，武国利，胡健民

1)中国地质科学院地质力学研究所，北京，100081； 2) 国土资源部古地磁与古构造重建重点实验室，北京，100081； 3)中国石化石油勘探开发研究院无锡石油地质研究所，江苏无锡，214126；4) 中国科学院地质与地球物理研究所，北京，100029

内容提要: 位于南秦岭构造带南缘的勉略(勉县—略阳)洋是东古特提斯洋的北侧分支洋盆，在勉县—略阳地区发育有典型的蛇绿岩组合。然而，由于中三叠世晚期开始的碰撞造山作用以及之后陆内变形作用的改造，对于勉略洋盆在构造带东段的裂解和演化过程并不清晰。本文对发育于东南秦岭构造带内的基性岩墙群进行了岩石学、岩石地球化学、同位素年代学等方面的研究。结果表明，基性岩脉以辉长岩、辉绿岩等基性岩为主，其SiO2含量为41.89%～49.75%，属基性—超基性岩类，并具有富钠、高钛的碱性岩特征。岩石的稀土、微量元素和Sr—Nd同位素特征与板内洋岛玄武岩(OIB)特征一致，岩浆源于具有地壳混染的板内洋岛玄武岩型地幔源区。该类基性岩脉顺层侵入到早古生代早期地层中，通过基性岩脉中的锆石SHRIMP测年获得岩脉顺层侵位的时代为晚志留世早期(约422 Ma)。这种岩浆作用很可能与古特提斯洋初始裂解有关，并导致南秦岭构造带内地壳伸展、基性岩浆侵位，该过程与南秦岭构造带北缘的商丹(商南—丹凤)原特提斯洋的消减和陆内俯冲可能相关。

秦岭造山带是一条分隔中国南北大陆的复合型碰撞造山带，经历了原特提斯洋和古特提斯洋打开—闭合的演化过程，发育有两条重要的缝合带，即北部的商丹缝合带(商南—丹凤缝合带)(胡能高等， 1989；于在平等, 1991；任升莲等， 2011; 李加好等, 2011)和南部的勉略缝合带(勉县—略阳缝合带)(杜远生等，1999；李亚林等, 1999; 赖绍聪等, 1999；Meng Qingren et al.，2000；冯益民等，2004；闫全人等， 2007; Dong Yunpeng et al.，2011)。商丹缝合带是华北与扬子地块之间发育的古元古代—早古生代原特提斯洋盆闭合形成，该洋盆自早古生代末期进入俯冲碰撞阶段，并在晚古生代时期进入陆内变形阶段(Ratschbacher et al.，2003；Dong Yunpeng et al.，2011)。勉略缝合带则是晚古生代时期秦岭地块从扬子北缘分离形成的古特提斯洋分支洋盆(张国伟等，1995，2003；赖绍聪等，1998，2003)，该缝合带在勉县、略阳地区发育最为完整(张国伟等，1995)，向东沿巴山弧至湖北花山一带(赖绍聪等，1997；董云鹏等，1999)，向西经文县与松潘—甘孜古洋盆相连(陈亮等，2000；李亚林等，2001)，并遭受了中三叠世晚期以后开始的碰撞造山作用以及之后陆内变形作用的改造(Dong Shuwen et al.，2008；董云鹏等，2008；张忠义等，2009；张岳桥等，2010；Hu Jianmin et al.，2012；Shi Wei et al.，2012) 。

图1 南秦岭构造带中段区域构造图Fig. 1 Tectonic and Geological map in the central segment of the Southern Qinling beltSDS—商丹(商南—丹凤)缝合带；MLS—勉略(勉县—略阳)缝合带；LCF—栾川断裂；SZF—商州断裂；SYF—山阳断裂；NSF—宁陕断裂；SHYF—十堰断裂；AKF—安康断裂；HWF—汉旺断裂；WFDF—瓦房店断裂；ZBF—镇巴断裂；Pt—元古宇；Pt3—Pz1—新元古界—下古生界；Pt—Pz—元古宇—古生界；Pz1—下古生界；D—C—泥盆系—石炭系；P—二叠系；T—三叠系；J—侏罗系；K—白垩系；γPt—元古宙花岗岩；γT—三叠纪花岗岩；γPz—古生代花岗岩；βPz—古生代基性岩脉；δPz—古生代闪长岩脉；φ—钠长岩脉；∑—基性—超基性岩；DBS268—采样点；422 Ma—年代学测试结果；SHRIMP—测试方法SDS—Shangdan (Shangnan—Danfeng) Suture；MLS—Mianlüe (Mianxian—Lüeyang) Suture；LCF—Luanchuan Fault；SZF—Shangzhou Fault；SYF—Shanyang Fault；NSF—Ningshan Fault；SHYF—Shiyan Fault；AKF—Ankang Fault；HWF—Hanwang Fault；WFDF—Wafangdian Fault；ZBF—Zhenba Fault；Pt—Proterozoic；Pt3—Pz1—Neoproterozoic—Lower Paleozoic；Pt—Pz—Proterozoic—Paleozoic；Pz1—Lower Paleozoic；D—C—Devonian—Carboniferous；P—Permian；T—Triassic；J—Jurassic；K—Cretaceous；γPt—Proterozoic granite；γT—Triassic granite；γPz—Paleozoic granite；βPz—Paleozoic mafic dike；δPz—Paleozoic dioritic dike；φ—albitite；∑—mafic—ultramafic rocks；DBS268—sampling location；422 Ma—dating result；SHRIMP—dating method

南秦岭构造带南部地区在早古生代普遍发育一套呈北西西向延伸的碱性—基性岩墙群和火山岩(夏祖春等，1992；夏林圻等，1994)，这些岩墙群和火山岩具有明显双峰式火山岩特征(黄月华等，1992；邱家骧等，1998；张成立等，2002，2007)，岩浆来源与大洋地壳俯冲消减和陆缘物质再循环密切相关(张成立等，2007)。上述碱性—基性岩脉的存在表明南秦岭地区在早古生代晚期存在强烈的地壳扩张事件，但是对于其形成的构造背景和特征仍存在争议，有学者认为代表了早古生代晚期的地幔柱活动相关的拉张裂谷事件(徐学义等，2001；张成立等，2002)，也有学者认为与南秦岭北缘的俯冲碰撞形成的后缘伸展有关(胡健民等，2002)。对于上述认识的差异可能与其空间侵位特征和构造关系受中生代强烈构造叠加有关(董云鹏等，2008；胡健民等，2009；董树文等，2010； Shi Wei et al.，2012 )，也可能与该套火山岩的空间局限性有关(Xu Xueyi et al., 1999)。

本文通过南秦岭构造带南缘碱基性岩墙群和火山岩的岩石学、地球化学和年代学等方面的研究，进一步限定了该期构造岩浆活动代表了古特提斯洋盆的初始裂解，并且可能与原特提斯洋的俯冲消减相关。

1 地质背景

南秦岭构造带位于商丹缝合带和勉略—巴山弧形断裂带之间，并以宁陕断裂划分为北西-南秦岭和南东-南秦岭构造带，两者在基底地层和中生代岩浆活动等方面的差异非常明显(胡健民等，2011)(图1)。位于宁陕断裂东侧的南东-南秦岭构造带内，发育有武当、平利、凤凰山等新元古界基底隆起和一系列北西走向断裂系，并以安康断裂为界可划分为北部的晚古生代裂陷带和南部的大巴山弧形逆冲推覆构造带或隆起带(张国伟等，2001)。

整个南东-南秦岭构造带以中—新元古代(Pt2-3)过渡性变质变形地层为基底，并具有新元古代—早古生代和晚古生代两层构造盖层组合。新元古代—早古生代下部盖层为被动大陆边缘和陆缘裂谷盆地沉积。其中震旦系(埃迪卡拉系)陡山沱组和灯影组台地相与浅海陆棚相碎屑岩沉积和统一陆表海碳酸盐岩沉积广泛分布于构造带南部地区，与扬子板块内部沉积一致。寒武系—下奥陶统则继承了早期的扩张裂陷，沉积了硅质岩、碳硅质岩、碳质泥岩等外陆棚—半深海盆地相陆缘裂谷盆地沉积。中奥陶世—志留纪，在安康—平利一线的裂谷盆地持续扩大，接受了深水复理石、碳硅质岩沉积。晚志留世时期，该盆地开始转为收缩阶段，主要沉积了杂色石英砂岩、粉砂岩及页岩等。晚古生代上部盖层为另一阶段扩张裂陷环境下的裂谷盆地沉积，在泥盆纪初期，一套河流相砾岩、砂砾岩沉积不整合上覆于寒武系—志留系地层之上，往上逐渐变细，到中泥盆世开始广泛的陆表海碳酸盐岩沉积，直至中叠世沉积盆地盆缘相砂岩、粉砂岩及砾岩楔(张国伟等，2001)。

南东-南秦岭构造带内岩浆活动主要包括新元古代和早古生代晚期两期。其中，新元古代岩浆活动以凤凰山地区和商南—丹凤地区的花岗岩为主(李建华等，2012；Wang Xiaoxia et al.，2013)，而早古生代晚期岩浆活动则以碱基性岩墙和火山岩为特征(夏祖春等，1992；夏林圻等，1994；胡健民等，2002；张成立等，2002)，另外在构造带北缘还发育有一系列沿断裂展布的钠长岩脉(李勇等，1999)(图1)。

2 南秦岭构造带火成岩组合

南东-南秦岭构造带内岩浆活动主要出露于构造带南缘地区，广泛发育一套基性岩墙群、碱性岩脉与碱性火山岩的组合(张成立等，2002)，主体分布于武当地块和北大巴山等地区(图2)。

2.1 基性侵入岩脉

在南秦岭构造带内发育有一系列基性岩脉群，这些岩脉群主要分布于寒武系—志留系地层中(图2)。岩脉群的岩石组成主要包括辉长辉绿岩、闪长岩、正长岩等，不同岩性脉体的岩石学、空间分布及围岩特征都具有一定的规律性。

辉长辉绿岩具辉绿结构、辉长结构和似斑状结构(图3 a、b), 矿物成分主要为斜长石(30～60%)和单斜辉石(40～60%)，以及少量角闪石和黑云母, 斑晶多为单斜辉石,少数样品出现绿泥石、绢云母化等蚀变矿物。闪长岩具半自形粒状结构，矿物成分主要由斜长石(65%～75%)和角闪石(15%～25%)，并含少量辉石和黑云母。斜长石和角闪石晶形均较好，呈板、柱状。正长岩具有等粒结构，主要由长石(～95%)和黑云母组成。长石中碱性长石(主要为正长石、微斜长石、条纹长石)约占70%以上(图3 c)。长石呈自形等粒长柱状，粒径约1mm，黑云母生长于长石颗粒之间，粒径约200～300μm。

不同岩性脉体的分布特征与平利隆起密切相关。其中，辉长辉绿岩和闪长岩脉均位于平利隆起西南部，而且主要出露于瓦房店断裂以南地区(图2)；正长岩脉主要分布于平利隆起的北缘(图2)。同时，围岩地层也与侵入体的岩性密切相关(图2)。其中，辉长辉绿岩在寒武系和奥陶系地层中均有出露，但以奥陶系地层中更为发育，尤其以岚皋南部地区奥陶系地层中岩脉分布特征明显；闪长岩脉主要侵入奥陶系地层，仅有少量侵入寒武系；正长岩脉仅分布于下志留统地层中。

南秦岭构造带内基性侵入岩基本上呈等厚板状脉体的几何特征产出，脉体厚度几米—几百米不等，最窄可达0.1m，最宽可达500m。在露头尺度下这些基性侵入岩脉往往呈直立的墙状(图3 d)，局部也可见低角度近水平和中等角度(图3 e)产出。而且在靠近脉体边界的围岩地层中，也可见辉绿岩脉呈透镜状顺层理面贯入(图3 f)，而且这些透镜体内部结构对称性明显，矿物粒度具有中间粗、两侧细的特征。

2.2 碱性火山岩

在南秦岭构造带中部的岚皋—平利一带，分布有一套以角砾状辉石玢岩、粗面岩和碳酸岩为主的碱性火山岩(图2)。该套碱性火山岩主要分布于平利隆起的东缘和南缘，围岩地层均为早—中志留世地层。位于平利隆起南缘的火山岩主要分布于紫阳—岚皋一带，整体呈近东西向透镜状条带，东西长约60km，最宽处约6 km，多数地方宽约3km左右。平利隆起东缘火山岩则分布于竹溪—镇坪一带，并呈近南北向的层状产出。

图4 碱性火山岩野外产状和显微结构特征Fig. 4 Field occurrence and micro structural characteristics of the volcano rocks(a)层状火山角砾岩；(b)火山岩中流动构造；(c)粗面岩显微结构特征；(d)粗面岩与围岩平行(a)layered volcanic breccia；(b)the flow structure in the volcanic rocks；(c)microstructure characteristics of the trachyte；(d)trachyte parallel to the surrounding rock

图3 南东-南秦岭构造带内基性岩脉岩石显微结构与侵位特征Fig. 3 The micro fabric and intruded characteristics of the basic dykes in SE-southern Qinling belt(a)辉长结构；(b)辉绿结构；(c)正长岩矿物组成；(d)辉绿岩脉侵入砂岩；(e)辉绿岩脉侵入粉砂岩；(f)围岩中的辉绿岩透镜体；黄色线条代表岩脉侵入边界(a)gabbro structure；(b)ophitic texture；(c)mineral composition of the syenite；(d)diabase intruded in the sandstone；(e)diabase intruded in the siltstone；(f)diabase lens in the boundary rock；the yellow lines represent the intrusive dikes boundary

角砾状辉石玢岩在平利隆起南缘和东缘均有分布，以成层状的集块状或角砾状火山角砾岩为特征(图4 a)，其火山角砾成分以辉石岩、辉石玢岩、玄武岩和碳酸岩等为主。该套火山岩的主要岩石组成包括角砾状辉石岩和辉石玢岩、角砾状钠长玄武岩、火山角砾岩、变火山碎屑岩以及具火山特征的不同粒级的沉积岩。该套角砾状火山岩总体位于志留系底部，与上部志留系地层整合接触，在火山角砾内部也可见成分分异形成的流动面构造(图4 b)，总体反应了浅部潜火山岩特征。

粗面岩仅出露于平利隆起的东部，以粗面岩、粗面斑岩和角砾状粗面质熔岩为特征(图4 c)。该套火山岩位于角砾状辉石岩上部，与上下层志留系粉砂岩均呈整合接触，而且粗面岩中的沉积层理也与围岩层理一致(图4 d)。

3 基性岩脉岩石地球化学特征

本文选择了11件基性岩脉样品进行岩石地球化学和Sr—Nd同位素研究，包括大竹镇8件辉绿岩样品(DBS680)，两河口镇3件辉长岩样品(DBS256、 DBS257、 DBS268)。样品点位分别为DBS680(N：32°21′7.1″ E：108°16′25.7″)，DBS256(N:32°44′19.1″ E:108°06′32.9″)，DBS257(N:32°44′40.8″ E:108°07′32.8″)，DBS268(N:32°47′23.3″ E:108°11′35.8″)，具体位置见图2。主量元素分析是在中国科学院地质与地球物理研究所主量元素分析实验室完成的，样品测试采用了X荧光光谱分析(XRF)；微量元素和稀土元素分析在西北大学教育部大陆动力学重点实验室完成，样品测试采用PE公司的ELAN6100DRC等离子质谱仪进行，并经BHVO-2、AGV-1、BCR-2和G-2四份标样监控；Sr—Nd同位素测试在中国科学院地质与地球物理研究所固体同位素地球化学实验室完成，测量仪器为德国Finnigan公司MAT-262型热电离质谱计。所有样品的分析结果见表1。

表1 南秦岭构造带基性岩脉的主量(%)、微量元素(×10-6)、稀土元素(×10-6)及Sr—Nd同位素测定结果表Table 1 The main(%), trace elements(×10-6), rare elements(×10-6) and Sr—Nd isotope result of the mafic rocks in the Southern Qinling Belt

大竹镇辉绿岩脉两河口镇辉长岩脉680-1680-2680-3680-4680-5680-6680-7680-8256-1257-1268-1Rb36.3 15.2 38.2 25.3 49.9 37.1 13.1 27.1 7.5 20.8 10.9 Sr319.2 444.1 402.7 392.0 293.6 689.5 438.8 540.7 191.5 544.3 617.2 n(87Rb)n(86Sr)0.3293 0.0993 0.2747 0.1870 0.4924 0.1556 0.0863 0.1449 0.1126 0.1106 0.0509 n(87Sr)n(86Sr)的测值0.7089710.7055790.7067140.7058010.7079500.7060180.7068500.7063170.7064470.7056790.704694n(87Sr)n(86Sr) 的 2σ0.0000090.0000110.0000110.0000110.0000130.0000120.0000090.000010.0000110.0000140.00001n(87Sr)n(86Sr)[]i0.706992 0.704983 0.705063 0.704677 0.704991 0.705083 0.706331 0.705446 0.705770 0.705014 0.704388 Sm8.6987.4848.6178.84413.9457.1418.7618.0125.2329.5526.150Nd39.91833.10040.38239.91266.05433.43540.57437.42220.98444.40028.011n(147Sm)n(144Nd)0.1317 0.1367 0.1290 0.1340 0.1276 0.1291 0.1305 0.1294 0.1506 0.1302 0.1327 n(143Nd)n(144Nd)[] 的测值0.5126270.5126390.5126200.5126280.5126130.5126100.5126340.5126120.5125220.5125900.512661n(143Nd)n(144Nd)[] 的2σ0.0000120.0000150.0000110.0000150.0000120.0000140.0000120.0000150.0000140.0000120.000013n(143Nd)n(144Nd)[]t0.5122630.5122610.5122630.5122580.5122610.5122530.5122740.5122550.5121060.5122300.512294εNd(422Ma)3.2935583.2545123.2951853.1969653.2447683.0953673.4987963.1272780.2208232.6570003.905564

3.1 地球化学特征

3.1.1 主量元素

图5 基性岩脉岩石地球化学与同位素特征分析图解Fig. 5 Geochemistry and isotope characteristic analysis diagram of the mafic dykes(a)硅碱图解；(b)球粒陨石标准化稀土分布模式；(c)原始地幔标准化微量元素蛛网图；(d)Sr—Nd同位素图解(a)Alkali—silica diagram；(b)Chondrite-normalized REE distribution patterns；(c)plots of primitive mantle-normalized trace elements pattern；(d)Sr—Nd isotopic diagram

大竹镇辉绿岩和两河口镇辉长岩的主量元素特征基本一致，其SiO2含量为41.89%～49.75%，而且大部分小于45%，属基性—超基性岩类。但是岩石的矿物组成以长石和辉石为主，总体显示了基性岩的特征。在硅碱图中(图4 a)，除一件样品(DBS256-1)外所有样品均落入碱性岩区，而且SiO2含量大于43%的样品的里特曼指数(σ)为10.68～25.86(表1)，具有明显碱性岩的特征。其Na2O+K2O=2.47%～6.64%，而且K2O/Na2O=0.18～0.75，TiO2=1.78%～5.62%，TFe2O3=13.03%～17.54%，Al2O3=11.85%～14.43%，MgO=3.86%～7.8%，表明该套岩石具有明显的富钠、高钛的碱性岩特征。而且所有岩石的镁值较低，指示它们为岩浆高度演化后的产物。

3.1.2稀土、微量元素

上述11件样品的稀土总量变化较大，轻重稀土分馏强，并且具有Eu正异常(或微弱负异常)的右倾谱型(图5 b)。所有基性岩脉样品的稀土总量较高(∑REE=104.25～312.56ppm)、轻稀土富集明显(LaN/SmN=1.91～2.43、LaN/LuN=8.97～26.56)，其中两件辉长岩具有弱的Eu负异常(δEu= 0.86～0.98)，而辉绿岩脉正异常明显(δEu=1.16～1.38)。所有基性岩样品的稀土元素型式与洋岛玄武岩(OIB)的元素组成特征基本相同，说明其来源于与洋岛玄武岩相同的富集地幔源区，并经历了相同的岩浆演化过程(图5 b)。

除样品DBS256-1外，其他基性岩脉样品的微量元素原始地幔标准化蛛网图为Ba、Nb、Ta相对富集成峰，K、Sr、Zr、Hf亏损成谷的不相容元素相对富集隆起的图谱，与洋岛玄武岩特征相一致(图5 c)。而相对于E型洋脊玄武岩(E-MORB)和N型洋脊玄武岩( N-MORB)则明显富集轻稀土和不相容元素，并亏损重稀土和相容元素。尽管OIB以不相容元素富集为特征，但不相容元素含量的明显变化常指示源区成分的差异。本区的辉绿岩和辉长岩的不相容元素的含量仍存在一定的区别，表明它们的源区存在一定差异，但它们的谱型均与OIB谱型相类似，表明它们均主要来自与OIB相同的富集地幔源。而其不相容元素Ba的强烈富集和Rb的亏损与大陆下地壳特征类似，暗示其可能存在一定的下地壳物质的混染。而辉长岩样品DBS256-1的微量元素谱型与E-MORB相似，但是明显亏损Nb和Ta等不相容元素，并富集Ba、Th等相容元素，也可能与大陆地壳的混染有关。

表2 南秦岭构造带内基性岩脉中锆石SHRIMP测年结果表Table 2 Single grain zircon SHRIMP dating results of the mafic rock in the Southern Qinling Belt

注：表中测点号前省去了“DBS2571-”。

3.1.3 Sr—Nd同位素

通过对上述样品进行Sr、Nd同位素分析，获得了上述样品的Rb-Sr和Sm-Nd同位素的含量和比值，其结果见表1。其中8件辉绿岩脉样品的n(143Nd)/n(144Nd) = 0.512610～0.512639，n(87Sr)/n(86Sr) =0.705579～0.708971；3件辉长岩脉样品的n(143Nd)/n(144Nd) = 0.512522～0.512661，n(87Sr)/n(86Sr) =0.704694～0.706447；共同显示了中等偏低的n(143Nd)/n(144Nd)和87Sr/86Sr 同位素特征。为了计算样品的初始钕(εNd)和初始锶([n(87Sr)/n(86Sr)]i)值，我们利用最新获得的基性岩脉的锆石SHRIMP年龄(422Ma，见下文)进行计算。计算结果显示，大竹辉绿岩脉样品的εNd值很集中，εNd(422Ma)=3.10～3.50，平均值为3.25；而两河口辉长岩的εNd值较分散，其中DBS256-1样品最低为0.22，而DBS268-1样品最高为3.91。11件样品的初始锶比值较统一，[n(87Sr)/n(86Sr)]i=0.704694～0.708971，平均值为0.705340。在Sr—Nd协变图解中(图5 d)，所有基性岩脉样品投点均落入洋岛玄武岩区，从而表明南秦岭地区基性岩脉的岩浆主要来源于相对富集的地幔源区。

3.2 锆石SHRIMP测年

进行锆石测年的基性岩脉样品岩性为辉长岩(DBS257/1)其采样位置为石泉县两河口镇，采样点的经纬度为N32°44′40.8″，E108°07′32.8″。

锆石SHRIMP测年是在中国地质科学院离子探针中心完成的(表2)，详细的分析流程及试验参数参见文献(宋彪等，2002；Black et al.，2003；刘敦一等，2003)。所有样品测试的原始数据处理均采用Isoplot程序(Ludwig, 2003)。

图6 两河口辉长岩锆石阴极发光图像(a)、谐和年龄图(b)和平均年龄图解(c)Fig. 6 Cathode luminescence image of zircon(a), concordia age(b)and average age (c)of the Lianghekou gabbro

该样品中的锆石多呈规则的长柱状，粒度多为100～150μm(图6 a)。在阴极发光图像中，锆石颗粒呈深灰色，而且未见明显的韵律环带(图6 a)，仅在锆石颗粒核部见规则的暗灰色楔形体，表明结晶环境相对比较稳定。而少量捕获的残留锆石则呈不规则的灰白色，锆石内部可见比较明显的振荡环带。对该样品中的15粒锆石进行了测定，其中1个测点为具环带结构的锆石，其测试结果显示非常低的Th、U含量及Th/U比值，具有明显的捕获锆石特点。剩余的14个测点为具有统一结构特征的深灰色锆石，其测试结果显示具有高的Th、U含量及Th/U比值，其结果分别为458×10-6～2031×10-6、360×10-6～954×10-6和1.31～3.12，具有明显岩浆锆石特点。14个测点均位于U-Pb谐和线上或附近，选择其中最集中的12点计算其206Pb/238U的加权平均年龄为422.1±4.7 Ma，MSWD=1.4(图6 b、c)。该年龄与谐和图上的结果基本一致，表明两河口辉长岩的侵入时代应为晚志留世早期(422.1±4.7 Ma)。

4 讨论

4.1 火成岩组合的构造背景与侵位机制

前人通过基性岩脉的地球化学成分和同位素分析，初步判别了该类型岩石形成的构造背景与深部地幔柱活动有关(张成立等，2002，2007)。本文测试的11件样品中，除辉长岩样品DBS256-1外，其余10件样品的主量—微量元素组合均显示了明显的碱性玄武岩特征，并靠近拉斑玄武岩系列，而且主体位于大洋与大陆环境交汇的范围内(图7a)。在Th/Nb—Ta/Nb、Nb/Th—Nb、La/Nb—La等微量元素图件中，样品主体均落入了洋岛玄武岩区(图7 b、c、d)，这与岩石主量、微量和稀土元素的分配特征是吻合的。而在Ti—Zr—Y和Hf—Th—Ta等图解中，基性岩脉主体位于碱性板内玄武岩区(图7 e、f)，这与岩石的主量元素岩石类型划分也是一致的。上述地球化学特征总体显示了南秦岭地区基性岩脉具有典型板内洋岛玄武岩的特征。张成立等(2007)通过基性岩脉与火山岩的Sr—Nd—Pb同位素研究认为，南秦岭构造带内基性岩脉是新元古代早期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的结果，但是不同岩石中地球化学元素富集特征的差异，表明其物质来源不可能是循环洋壳，也不可能是循环陆壳(牛耀龄，2010)。

虽然该套板内碱性岩的地幔物质来源还没有获得统一的认识，构造特征研究表明，南秦岭构造带南缘基性岩脉的几何产状、侵入面构造和脉体的内部结构等构造特征均体现了顺层侵位的特点(图3)，而碱性岩浆脉体顺软弱层侵位往往与伸展或裂谷构造密切相关(Gudmundsson and Loetveit，2005；Hou Guiting，2012)，从而表明南秦岭构造带内基性岩脉体的侵位应是在陆内伸展构造环境下形成的。

对于南秦岭造山带内早古生代岩浆事件的年代，前人主要通过同位素年代学(黄月华等，1992；张成立等，2007)和古生物学研究(雒昆利和端木和顺，2001)进行确认，初步确定该区碱基性岩浆事件的活动时间。本文采用锆石SHRIMP测年技术对该岩浆事件进行年代学研究，更加准确的限定了该期基性岩墙群侵入事件发生于早古生代晚期(约422 Ma)，与前人利用其他方法所获得的碱基性岩浆活动的时代基本一致(黄月华等，1992；张成立等，2007；王存智等， 2009)。另外，通过基性岩脉侵入地层特征表明，基性岩脉仅侵入于寒武—奥陶系地层中，总体也反映了南秦岭南缘碱基性岩浆活动是在早古生代晚期侵入的。

平利隆起南缘岚皋地区的火山岩主要由角砾状辉石岩组成(图2)。该套岩石形成于板内稳定区(杨建业和苏小鹏，1994)，代表了早古生代晚期南秦岭地区的地幔柱作用，同时也是南秦岭早古生代大陆裂谷—裂解的先兆(Xu Xueyi et al.，1999)。该套火山岩均位于奥陶系与下—中志留统之间，最近有研究者通过LA-ICP-MS锆石U-Pb定年获得了岚皋辉石玢岩的时代为早志留世—中志留世(433～413 Ma)(张成立等，2007；王存智等，2009)，表明平利隆起南缘火山岩的时代应为早—中志留世。平利隆起东部地区的辉石玢岩和粗面质火成岩空间上的层状特征明显。其中辉石玢岩多分布于西侧，并且位于奥陶系之上；而粗面质岩石多在辉石玢岩东侧，并且位于上志留统下部(图2)。这种分布特征表明辉石玢岩的时代较老，粗面质岩石较新，而且辉石玢岩的“层位”与平利隆起南缘岚皋地区火山岩类似，均产于志留纪底部(图2)。前人研究认为平利隆起东部的碱性火山岩类岩石代表了一次火山岩体，并具有多期爆发的特点(黄月华和杨建业，1990)，形成时代为早志留世中—晚期(雒昆利和端木和顺，2001)。所以南秦岭地区在平利隆起周缘的碱性火山岩形成时代应为早—中志留世，这与基性岩脉的侵入时代基本上是同期的。

南秦岭南缘碱性火山岩的空间分布特征表明，上述岩浆活动的形成时间集中于早—中志留世，虽然现今不同岩性的出露特征与平利隆起的关系明显，这可能与瓦房店断裂在中生代时期的逆冲推覆构造有关(Dong Shuwen et al.，2008；董云鹏等，2008；Hu Jianmin et al.，2012；Shi Wei et al.，2012)。根据不同岩性火山岩的空间分布特征分析表明，先后喷出的辉石玢岩和粗面岩共同形成了双模式岩浆活动的特征, 并被证明是早古生代南秦岭被动大陆边缘裂谷发育鼎盛时期岩浆活动的产物(杨建业和苏小鹏，1994)。

图7 基性岩脉岩石主—微量元素构造环境判别图解Fig. 7 Tectonic environmental discrimination diagrams of the mafic dikes on the main and trace elements(a)Nb/Y—Zr/(P2O5*104)；(b)Th/Nb—Ta/Nb；(c)Nb/Th—Nb；(d)La/Nb—La；(e)Ti/100—Zr—Y*3；(f)Hf/3—Th—Ta；OCE—大洋环境；CON—大陆环境；ALK—碱性系列；THO—拉斑系列；SHO—橄榄粗玄岩；TH—拉斑玄武岩；DM—亏损地幔；CAB—岛弧钙碱性玄武岩；OIB—洋岛玄武岩；MORB—洋中脊玄武岩；IAB—岛弧玄武岩；WPB—板内玄武岩；LKT—低钾拉斑玄武岩；IAT—岛弧拉斑玄武岩；N-MORB—N型洋中脊玄武岩；E-MORB—E型洋中脊玄武岩；WPA—碱性板内玄武岩(a)Nb/Y—Zr/(P2O5*104)；(b)Th/Nb—Ta/Nb；(c)Nb/Th—Nb；(d)La/Nb—La；(e)Ti/100—Zr—Y*3；(f)Hf/3—Th—Ta；OCE—Ocean；CON—Continent；ALK—Alkaline series；THO—Tholeiitic series；SHO—Olive dolerite；TH—Tholeiitic basalt；DM—Depleted mantle；CAB—Island arc calc-alkaline basalt；OIB—Ocean island basalt；MORB—Mid-ocean ridge basalt；IAB—Island arc basalt；WPB—Within plate basalt；LKT—low-K tholeiite；IAT—Island arc tholeiite；N-MORB—N-Mid-ocean ridge basalt；E-MORB— E-Mid-ocean ridge basalt；WPA—Within plate Alkaline basalt

目前，对于南东-南秦岭构造带南缘广泛分布的碱基性岩墙群和火山岩的形成背景仍有不同的认识，有人认为是地幔柱成因(张成立等，2007)，也有人认为与地壳或岩石圈的裂解有关(黄月华等，1992)。对比世界碱性岩分布的典型地区，均代表了强烈的地壳伸展构造背景(Gudmundsson and Loetveit，2005; Hou Guiting，2012)。另外，该类具有碱性岩性质的基性岩墙的地球化学特征与洋岛的地球化学特征极其相似，而与大陆玄武岩，即典型的大陆溢流玄武岩浆的地球化学和同位素特征具有明显区别(Thompson and Gibson，1994)。而在南秦岭构造带东部的武当地块内部也发育一系列基性岩脉，可能与古生代时期南秦岭岩石圈拉伸所导致的深部基性岩浆上侵有关(胡健民等，2000；赵国春等，2003)。不同碱基性岩脉在垂直层位上的分布特征，显示了由下往上呈辉长辉绿岩—闪长岩—正长岩的演化过程，而火山岩也显示了由辉石玢岩—粗面岩的演化过程。而且不同的岩脉倾入时代和火山岩的层位能够对比，从而构成了南秦岭南缘地区的双峰式火山活动特征，其时代为早—中志留世。总体也显示了南秦岭南缘地区在早古生代晚期发生了强烈的地壳伸展扩张事件(张成立等，2002)。从而表明南秦岭构造带内碱性、基性岩浆事件很可能是南秦岭早古生代晚期强烈岩石圈裂解事件的产物。

4.2 古特提斯洋打开

自新元古代中期开始，南秦岭区及扬子北缘由总体的汇聚转向大规模的伸展裂解，共同反映了全球Rodinia 超大陆裂解事件在中国大陆的响应(张国伟等，2001；张成立等，2007)。这一伸展拉张作用在南秦岭构造带内一直持续到早古生代末，表现为勉略缝合带和武当地块的新元古代中—晚期基性岩墙群(周鼎武等，1997)上又叠加了早古生代镁铁质岩脉(胡健民等，2002；赵国春等，2003)。但是早期基性岩脉和火山岩以大陆裂谷火山岩或大陆溢流玄武岩(夏林圻等，1996)或岛弧拉张洋盆玄武岩(张宗清等，2005)为特征，而南秦岭构造带南缘地区早古生代基性岩脉以富集性的板内洋岛玄武岩为特征。另外，该套基性岩脉是发育于早古生代扬子北缘被动陆缘上的陆缘裂谷和塌陷盆地内(张国伟等，2001)，而基本同时期含有粗面岩砾石的砾岩沉积表明南秦岭构造带内裂陷盆地自晚志留世开始进入收缩阶段(张国伟等，2001)，这与基性岩脉形成的伸展环境明显不同。从而证明南秦岭构造带在早古生代晚期的伸展拉张作用与早期大陆裂谷并不相同，可能与新的构造事件相关。

早古生代晚期，南秦岭构造带南北缘处于完全不同的构造环境体制下。其北缘商丹缝合带在该时期处于明显的挤压碰撞阶段，在缝合带北侧的北秦岭构造带内形成了大量同碰撞花岗岩及顺造山带的侧向挤出(Wang Tao et al.，2005；Dong Yunpeng et al.，2011；Wang Xiaoxia et al.，2013)。我们在南秦岭构造带北缘的宁陕断裂带内获得近东西向的左行走滑变形的时代为418.5±3 Ma(另文发表)，这与商丹带碰撞后期的顺造山带的侧向挤出时代也是一致的(Wang Tao et al.，2005)，而该时期与南秦岭北缘的原特提斯洋俯冲消减时间正好吻合(Xue Feng et al.，1996；Sun Weidong et al.，2002；Ratschbacher et al.，2003；宋传中等，2006；何世平等，2007；Dong Yunpeng et al.，2011)。所以，上述走滑变形与华北地块和南秦岭地块向北秦岭地块之下的双向俯冲有关(张国伟等，1997，2001；Dong Yunpeng et al.，2011)，同时也代表了原特提斯洋闭合后的陆内俯冲变形过程(张国伟等，2001)。在南秦岭构造带北缘地区发育的钠长岩浆作用也代表了早期原特提斯洋盆闭合后陆内俯冲的产物(李勇等，1999；张国伟等，2001)，我们最新利用SHRIMP锆石测年技术获得钠长岩后期岩浆锆石的年龄集中于381～415Ma，平均年龄为396.8±9.1 Ma(另文发表)，与南秦岭构造带南缘碱基性岩浆活动基本同期。

南秦岭构造带南缘地区在早古生代晚期的裂解事件与西侧勉县—略阳地区的古特提斯洋盆发育时间一致，而且在空间位置上存在连续性，表明南秦岭地区早古生代晚期碱基性双峰式火山岩活动与勉略古特提斯洋活动可能相关，从而代表了古特提斯洋在该地区初始裂解的产物(胡健民等，2002)。

由于南秦岭南缘中生代强烈的逆冲推覆构造，对于该期裂解事件的构造位置并不清晰。平利隆起控制了不同性质的基性岩脉和火山岩的空间分布特征(图2)，尤其是火山岩均位于平利隆起周缘，而且呈现了往外逐渐变新的特征，从而表明该期裂解事件的位置大致位于平利隆起附近。通过平衡剖面法推测大巴山中生代变形的缩短量可能超过了100km(何建坤等，1997；张岳桥等，2010；Dong Shuwen et al.，2013)，并经历了后期强烈的走滑变形作用(胡健民等，2008)，所以平利隆起的原始位置应该在现今宁陕断裂附近，从而表明南秦岭地区在早古生代晚期在现今宁陕断裂位置发生了大规模的不完全裂解事件，该期裂解事件在晚志留世结束，并在后期形成了晚古生代台地边缘相沉积(张国伟等，2001)。

奥陶纪时期原特提斯洋向北俯冲，并在中古生代形成了商丹缝合带(张国伟等，1996；Meng Qingren and Zhang Guowei，2000)，而商丹缝合带内顺造山带的侧向挤出表明，东南秦岭构造带北缘在晚志留世时期已经处于陆内俯冲碰撞阶段(Wang Tao et al.，2005)。同时，在南秦岭构造带南缘地区形成了一系列陆内伸展背景下的碱基性脉体和火山岩，该期岩浆活动代表了南秦岭构造带南缘的岩石圈裂解。另外，在南秦岭构造带西侧的勉县—略阳地区，岩石圈裂解形成了古特提斯洋的北支洋盆(Meng Qingren and Zhang Guowei，2000；张国伟等，2003)，其最初的裂解时间是在泥盆纪(张国伟等，1995；Meng Qingren and Zhang Guowei，2000)，与南秦岭北缘钠长质岩浆活动的时间是一致的。

南秦岭构造带南缘的碱基性岩浆活动与构造带北缘的陆内俯冲作用同时，而北缘钠长质岩浆活动则与南缘勉略古洋盆的裂解同期，从而表明东南秦岭构造带南缘的构造岩浆活动与北缘的构造作用具有某种内在的联系。特提斯演化研究表明，原特提斯的闭合与古特提斯洋的形成存在紧密的构造联系，原特提斯洋的闭合往往造成了古特提斯洋的裂解(Sengor，1990)。所以，早古生代晚期的古特提斯洋在南秦岭构造带南缘的初始裂解与北缘原特提斯洋的俯冲碰撞可能是相关的，很可能与南秦岭地块向北俯冲过程中的后缘伸展有关(胡健民等，2002)。而且南东-南秦岭构造带南缘在晚志留世的裂解明显早于勉略古特提斯洋裂解的时间(张国伟等，2001)，并在勉略古洋盆打开时结束了裂解。