鄂東南地區存在古元古代—太古宙基底
——來自銅鼓山巖體鋯石U-Pb-Hf同位素的證據

夏金龍, 黃圭成, 丁麗雪, 吳昌雄, 祝敬明, 金尚剛

1)中國地質調查局武漢地質調查中心, 湖北武漢 430205; 2)湖北省地質調查院, 湖北武漢 430034

鄂東南地區存在古元古代—太古宙基底
——來自銅鼓山巖體鋯石U-Pb-Hf同位素的證據

夏金龍1), 黃圭成1), 丁麗雪1), 吳昌雄2), 祝敬明2), 金尚剛2)

1)中國地質調查局武漢地質調查中心, 湖北武漢 430205; 2)湖北省地質調查院, 湖北武漢 430034

對鄂東南地區位于毛鋪—兩劍橋斷裂帶上的銅鼓山巖體進行了野外地質及鏡下顯微研究及巖石化學分析, 重點分析了其中鋯石U-Pb年齡和Hf同位素組成。結果表明銅鼓山巖體為石英閃長玢巖, 巖體形成于(147±2.6) Ma, 屬晚侏羅世—早白堊世, 與鄂東南地區其它巖體年齡具有一致性。銅鼓山巖體中存在的大量繼承鋯石。分析的4個繼承鋯石形成于古元古代晚期1798～1888 Ma。繼承鋯石具有高的Th/U比值和極其相似的Lu-Hf同位素組成, 表明它們捕獲于同一火成巖。這表明鄂東南地區存在古元古代基底。這些古元古代繼承鋯石低的εHf(t)值和冥太古代的Hf同位素兩階段模式年代暗示古元古代克拉通化是在太古宙基底上發展的。鄂東南地區和揚子陸塊其它眾多地區一樣存在古元古代—太古宙基底。揚子陸塊古元古代—太古宙基底極可能從四川盆地、鄂西崆嶺和鄖西地區東延至鄂東南地區。

繼承鋯石; Hf同位素; 古元古代—太古宙基底; 鄂東南地區; 揚子地塊

鄂東南地區位于我國東部重要的鐵銅多金屬成礦帶——長江中下游成礦帶西緣。該地區面積僅約250 km2, 但聚集了湖北省絕大多數內生金屬礦床,囊括了省內兩個整裝勘查區: “湖北大冶—陽新銅金礦整裝勘查區”和“湖北鄂州蓮花山—黃石鐵山鐵多金屬礦整裝勘查區”。鄂東南地區是我國重要礦集區, 成礦地質條件優越是前人研究的共識。該地區中生代構造-巖漿活動十分強烈, 金屬礦床絕大多數為巖漿期后熱液活動與地層相互作用的結果(梅玉萍等, 2008; 趙海杰等, 2010), 巖漿-熱液活動對成礦作用的控制作用是決定性的。因此, 研究巖漿巖的起源與演化對成礦作用的制約是鄂東南地區基礎地質指導找礦勘探的緊迫任務。

追溯巖漿的起源離不開對區域基底結構的認識。而在地質研究程度相當高的鄂東南地區, 該層面的研究相當薄弱。由于該地區地表不出露前寒武紀地層, 以往的研究中通過與鄂東南地區毗鄰的大別造山帶與江南造山帶中出露的前寒武紀地層來推測該地區基底性質(董樹文, 1991; 舒全安等, 1992;翟裕生等, 1992; 蘇欣棟, 1995), 根據大別造山帶和江南造山帶中出露的前寒武紀地層將鄂東南地區基底劃分為“江北式”以火成巖為主的變質基底和“江南式”以碎屑巖為主的沉積基底。這種推測從基礎上制約了對鄂東南地區巖漿與成礦作用的認識。花崗巖是探索地殼深部物質的探針, 其中的副礦物鋯石往往記錄了大量巖漿形成與演化的地質信息, 對識別巖漿源區、推測基底性質具有重要意義(Keay et al., 1999; Belousova et al., 2002)。本項目組選取鄂東南地區西南緣銅鼓山巖體作為研究對象, 對其進行系統的野外、鏡下、鋯石CL分析、LA-(MC)-ICP-MS U-Pb定年及Lu-Hf同位素分析, 以示蹤巖漿起源,探討基底性質。

1 地質背景和采樣

鄂東南地區位于揚子陸塊中東部, 北與大別造山帶相鄰, 南為江南造山帶。大地構造位置處于NNW向襄樊—廣濟斷裂、NNE向團風—溫泉斷裂和EW向毛鋪—兩劍橋斷裂所圍限的三角區內(夏金龍等, 2009)。區內主要出露寒武紀—三疊紀海相沉積地層, 以三疊紀大冶群灰巖與成礦作用最為密切(翟裕生等, 1992)。鄂東南地區中生代燕山期爆發大規模中酸性巖漿活動, 形成鄂城、鐵山、金山店、靈鄉、殷祖、陽新六大巖體(圖1), 137個小巖體(群),以及金牛、花馬湖火山巖盆地(舒全安等, 1992; Li et al., 2009; Xie et al., 2012)。鄂東南地區侵入巖可分為成鐵巖體和成銅巖體兩類。成鐵巖體主要由準鋁質和過鋁質的石英二長巖、石英閃長巖、花崗閃長巖、石英二長巖、二長花崗巖、花崗巖組成, 成分變化較大, 代表性巖體為鄂城巖體、金山店巖體; 成銅巖體主要由準鋁質的石英閃長巖組成, 含少量花崗閃長巖, 代表巖體為陽新巖體、銅山口巖體(Li et al., 2008)。

伴隨燕山期巖漿爆發式侵位, 眾多巖漿熱液礦床在145～125 Ma這一相對短暫的時間內形成。主要形成的礦床類型為矽卡巖型, 次為斑巖型。典型的矽卡巖型礦床有程潮鐵礦床、大冶鐵銅礦床、銅綠山銅鐵礦床; 典型的斑巖型礦床如銅山口銅鉬礦床、白云山銅礦床。本地區斑巖型礦床往往與花崗閃長斑巖關系密切(Xie et al., 2011), 斑巖體圍巖為碳酸鹽巖時同時發生矽卡巖型蝕變與礦化(Sillitoe, 2010), 該地區蓋層主要為古生代碳酸鹽巖地層, 鄂東南地區斑巖型礦床一般為斑巖-矽卡巖復合型礦床。

圖1 鄂東南地區巖漿巖與礦床分布圖(據舒全安等, 1992)Fig.1 Geological sketch map of southeast Hubei Province(after SHU et al., 1992)

鄂東南六大巖體的南緣界線是毛鋪—兩劍橋斷裂, 它是鄂東南地區一條極重要的控巖控礦斷裂(楊明銀等, 2001)。沿該斷裂出露串珠狀石英閃長斑(玢)巖、花崗閃長斑巖體, 自西向東分布有瓦雪地小巖體群、銅鼓山巖體、古家山巖體、白云山巖體、阮宜灣巖體、犀牛山小巖體群等(圖2)。在該斷裂帶東部礦化較好, 已經發現的有白云山斑巖型銅礦(中型)、阮宜灣矽卡巖-層控型鎢銅礦(大型)等(圖1, 2)。而在該斷裂帶的西部找礦勘探至今仍未有明顯的突破, 因此我們選取位于毛鋪—兩劍橋斷裂帶西段的銅鼓山巖體進行研究。

圖2 鄂東南地區南部毛鋪—兩劍橋斷裂及巖漿巖分布示意圖(據楊明銀等, 2001修改)Fig. 2 The distribution of igneous rocks and Maopu–liangjianqiao fault in southeast Hubei Province(modified after YANG et al., 2001)

圖3 銅鼓山巖體野外與顯微照片Fig.3 Outcrop and photomicrographs of Tonggushan quartz diorite porphyry

銅鼓山巖體平面為長軸北西向橢圓形, 為往北東延伸的巖株, 出露面積約2 km2。巖石為灰白色石英閃長玢巖(圖3A)。主要礦物成分為斜長石(～68%),角閃石(～20%), 石英(～6%), 鉀長石(5%)、黑云母(～1%)。巖石為斑狀結構。斑晶為斜長石, 粒徑主要為2～8 mm, 個別可達15 mm。巖石發生一定程度蝕變, 主要表現為斜長石的絹云母化、高嶺土化以及角閃石的綠泥石化(圖3B, C, D)。化學分析表明標本中SiO2含量為63.35%。共采集用于分離鋯石的新鮮樣品約8 kg, 經破碎分選出其中的純凈鋯石, 挑選形態相對較好的晶粒制作待測樣品靶。標本Dy314地理坐標: E114°42.443′, N29°57.336′。

2 分析方法

制靶以及陰極發光照像(CL)、U-Pb年齡測定、Lu-Hf同位素分析均在西北大學大陸動力學國家重點實驗室完成。將待測的鋯石顆粒制成環氧樹脂樣品靶, 磨至鋯石顆粒中心部位后拋光, 然后拍攝其透射光、反射光照片, 再進行CL顯微結構觀察、照相。在此基礎上選擇合適的鋯石顆粒或區域進行U-Pb年齡測定。鋯石的CL顯微結構照像在配備有Gatan CL3+型CL探頭的Quanta 400FEG型場發射掃描電鏡上完成。分析采用的激光剝蝕孔徑為30 μm。同位素組成采用鋯石91500進行外標校正, 每隔5個樣品分析點測1次標準鋯石91500外標標準礦物質, 以保證標準和樣品的儀器條件完全一致。在10次鋯石的分析前后測1次NIST610和GJ-1, 以Si作為內標來測定鋯石中U、Th和Pb的含量。樣品的同位素比值及元素含量計算采用GLITTER (ver4.0; Macquarie University)程序,并應用Anderson(2002)207Pb/206Pb、207Pb/235U、206Pb/238U和208Pb/232Th綜合方法進行同位素比值的校正, 以扣除普通鉛的影響。

在做完上述實驗后, 以鋯石晶形、大小、結構、年齡諧和度為依據, 選擇Lu-Hf同位素分析點。Lu-Hf同位素分析在Neptune型LA-MC-ICPMS儀器上進行, 分析點束斑直徑為42 μm, 分析步驟和流程參見Yuan等(2008)。鋯石91500作為標樣進行同位素分餾的校正。計算εHf(t)值時采用球粒隕石的176Hf/177Hf=0.282772,176Lu/177Hf=0.0332(Blichert-Toft et al., 1997); 單階段Hf模式年齡(TDM1)計算時,虧損地幔的值采用Vervoort等(1999)的結果:176Hf/177Hf=0.28325,176Lu/177Hf=0.0384; 兩階段Hf模式年齡(TDM2)計算時, 平均地殼的176Lu/177Hf比值為0.015(Griffin et al., 2002)。

3 結果

銅鼓山巖體中鋯石為淺黃色, 透明, 大小(80～130) μm×(120～220) μm, 長寬比一般為1:1.5～1:2.5。依據其有無繼承鋯石, 將鋯石分為兩群(圖4)。無繼承鋯石者為巖漿鋯石, 長柱狀, 錐面發育, CL圖像中顯示清楚的震蕩環帶, 環帶較窄。繼承鋯石邊部為巖漿成因鋯石, 環帶較清晰。繼承鋯石有的具有較為清楚的巖漿鋯石環帶, 如Dy314-24; 有的無環帶, 如Dy314-21、Dy314-22。繼承鋯石一般被熔蝕或切割, 呈現渾圓狀(Dy314-21)不規則狀(Dy314-22)。

圖4 銅鼓山石英閃長玢巖部分鋯石CL圖像、測點位置及結果Fig. 4 Cathodoluminescence images of selected zircon grains from Tonggushan quartz diorite porphyry in southeast Hubei Province

利用LA-ICP-MS對銅鼓山巖體Dy314樣品中典型鋯石進行U-Pb年齡測定。其中, 6個分析點位于繼承鋯石中, 18個分析點位于鋯石外緣的環帶中,分析結果見表1。對于小于1000 Ma的分析點, 我們采用206Pb/238U年齡進行計算, 而對于大于1000 Ma的分析點, 采用207Pb/206Pb年齡。

繼承鋯石分析給出的Th和U的含量分別為49.88×10-6～281.5×10-6、27.17×10-6～189.36×10-6, Th/U值高, 為0.71～2.05。鋯石外緣環帶分析給出的Th和U的含量分別為19.01×10-6～323.55×10-6、45.59×10-6～526.15×10-6, Th/U值為0.33～1.55。由于Dy314-15、Dy314-16、Dy314-25三個分析點給出的數據諧和度低, 在年齡計算予以忽略。在巖漿鋯石U-Pb年齡諧和圖上, 分析點投點位于諧和線附近(圖5)。16個的206Pb/238U年齡加權平均結果為(147±2.6) Ma(MSWD=3.7), 這一年齡代表了銅鼓山巖體的形成年代。在繼承鋯石U-Pb年齡諧和圖上,分析點集中落在諧和線1800～1900 Ma區域中, 另有一個分析點孤立存在(圖6)。這一分析點給出的鋯石U-Pb年齡為1574 Ma, 這與張少兵等(2007)總結的揚子陸塊前寒武紀鋯石年齡分布區間不相符, 所以在諧和年齡計算中, 擯棄了這一分析點。

圖5 銅鼓山巖體Dy314巖漿鋯石U-Pb年齡諧和曲線圖Fig. 5 U-Pb concordia diagram of magmatic zircons from Tonggushan quartz diorite porphyry in southeast Hubei Province

圖6 銅鼓山巖體Dy314繼承鋯石U-Pb年齡諧和曲線圖Fig. 6 U-Pb concordia diagram of inherited zircons from Tonggushan quartz diorite porphyry

如果鋯石U-Pb年齡不確切, 對其再進行Lu-Hf同位素分析及計算沒有地質意義(Vervoot et al., 2012)。因此, 我們根據選取年齡諧和且晶形相對理想的8個巖漿鋯石, 4個繼承鋯石進行Lu-Hf同位素分析, 結果見表2。樣品Dy314中巖漿鋯石176Hf/177Hf比值較一致, 集中在0.281948～0.282552之間, 平均值為0.28229; εHf(t)為–4.52 ～ –25.86, 平均值為–14.11。在鋯石U-Pb年齡-εHf(t)圖解上, 巖漿鋯石分析點投于下地殼演化線附近(圖7)。巖漿鋯石Hf同位素單階段模式年齡TDM1為982～1811 Ma,平均值為1357 Ma; Hf同位素兩階段模式年齡TDM2為1486～2828 Ma, 平均為2089 Ma。樣品Dy314中繼承鋯石176Hf/177Hf比值非常一致, 集中在0.280967 ～ 0.281134之間, 平均值為0.281027; εHf(t)為–23.08 ～ –24.17, 平均值為–23.51。在鋯石U-Pb年齡-εHf(t)圖解上, 繼承鋯石分析點投于下地殼演化線下方。繼承鋯石Hf同位素單階段模式年齡TDM1為2957～ 3202 Ma, 平均值為3101 Ma; Hf同位素兩階段模式年齡TDM2為3770～3962 Ma, 平均值為3881 Ma。

4 討論

圖7 銅鼓山巖體鋯石U-Pb年齡-176Hf/177Hf、εHf(t)圖解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)鄂東南地區存在古元古代—太古宙基底

揚子陸塊唯一出露的太古宙地體位于鄂西崆嶺地區, 其大部分TTG片麻巖和混合巖的原巖形成年

齡為2.90～2.96 Ga(Zhang et al., 2006a, b, c; 鄭永飛等, 2007; Jiao et al., 2009)。前人依靠地球物理勘測數據認為上揚子陸塊下部可能存在太古宙基底。Zheng等(2006)以揚子陸塊湖北京山、湖南寧鄉、貴州鎮遠三個地區的煌斑巖筒為直接“探針”, 得到了大量中新太古代捕獲鋯石(xenocrystic zircons)年齡以及更為古老的Hf同位素模式年齡, 認為揚子陸塊廣泛存在太古宙基底。Zhang等(2006, 2007)和Wang等(2012)通過對揚子陸塊崆嶺地區、鄖西地區元古代變質地體以及沉積地層中經受不同程度變質的巖漿鋯石、碎屑鋯石U-Pb年齡及Hf同位素分析結果證實了揚子地塊內部古元古代—太古宙基底的存在(表3)。

表1 銅鼓山巖體鋯石LA-ICP-MS U-Pb 分析結果Table 1 Zircon U-Pb age analytical results of Tonggushan in southeast Hubei Province by LA-ICP-MS

表2 銅鼓山巖體鋯石Lu-Hf同位素分析結果Table 2 Zircon Lu-Hf isotopic data of zircons from Tonggushan quartz diorite porphyry

在本研究中, 鄂東南地區銅鼓山巖體Dy314-21inh、Dy314-22inh、Dy314-23inh、Dy314-24inh四個繼承鋯石記錄該巖體源區的重要信息。四個繼承鋯石內部均可見震蕩環帶。繼承鋯石Dy314-22inh由于粒徑較小, 其環帶略不清楚, 其它三個繼承鋯石環帶十分清晰(圖4)。變質作用成因鋯石一般富U貧Th, 具有低的Th/U比值, 變質作用成因鋯石具有比巖漿作用成因鋯石高的176Hf/177Hf比值和εHf(t)值以及低的Hf模式年齡(Wu et al., 2004; Yu et al., 2009)。該樣品4個繼承鋯石核均完全不具備這些特征。銅鼓山繼承鋯石為巖漿鋯石, 且幾乎未經變質作用改造。銅鼓山巖體標本Dy314中四個繼承鋯石U-Pb年齡為1798～1888 Ma,為古元古代晚期, 較為集中。四個繼承鋯石εHf(t)值十分集中, 為–23.08 ～ –24.17。繼承鋯石具有高的Th/U比值和極其相似的Lu-Hf同位素組成, 表明它們起源于相似火成巖源區(Yu et al., 2009)。這些表明銅鼓山巖體源區在在古元古代巖石的部分融熔。胡娟等(2012)研究表明與鄂東南地區毗鄰的桐柏—大別—蘇魯造山帶中發育一期1.86～1.80 Ga的構造熱事件, 這與本次研究中繼承鋯石年齡十分吻合, 暗示它們具有相同的成因背景。

鄂東南地區巖漿源區長期處于爭論中, 主要的觀點有三種: 洋殼源、陸殼源、殼幔混源(Xie et al., 2011)。洋殼玄武巖融熔產生的巖漿以εHf(t)大于0為特征, 而鄂東南地區εHf(t)分布于–1.6 ～ –28.2(Xie et al., 2011); 鄂東南地區廣泛存在古元古代基底,不位于古老地塊的縫合帶。我們認為鄂東南地區巖漿為陸殼來源或殼幔混合來源, 與長江中下游地區巖漿起源特征(陳江峰等, 1994)具有一致性。毛鋪—兩劍橋斷裂帶銅鼓山巖體、古家山巖體、阮家灣巖體、犀牛山巖體存在大量繼承鋯石表明巖漿母巖熔融溫度相對較低, 熔融程度不高; 銅鼓山巖體εHf(t)為大的負值。這些證據表明地幔物質對巖漿貢獻小。以銅山口花崗閃長斑巖為代表的巖株體無繼承鋯石, εNd(t)、εHf(t)為小的負值, 表明其主要來源于富集地幔(Li et al., 2008; Xie et al., 2012)。

表3 揚子地塊前寒武紀鋯石年齡及Hf同位素組成Table 3 U-Pb ages and and Hf isotopes for Precambrian zircons from the Yangtze block

Dy314中繼承鋯石為元古代基底物質, 地殼物質對銅鼓山巖體貢獻巨大, 因此我們采用Hf同位素兩階段模式年齡更為合理。8個巖漿鋯石Hf同位素兩階段模式年齡為2828～1486 Ma, 主要集中于2265～1744 Ma, 與4個繼承鋯石U-Pb年齡分布區間一致, 這進一步確認了古元古代基底對巖漿起源與演化的貢獻。4個繼承鋯石低于–20的εHf(t)值表明繼承鋯石并非直接來源于地幔, Hf同位素兩階段模式年齡集中于3770～3962 Ma。這記錄了鄂東南地區發生于冥太古代的地殼生長事件, 同時證實了該地區和揚子陸塊眾多其它地區一樣存在太古宙基底。揚子陸塊元古代—太古宙基底極可能從四川盆地、鄂西崆嶺和鄖西地區東延至鄂東南地區。

揚子陸塊包括以四川盆地為主體的上揚子和以長江中下游地區為主的下揚子兩個塊體組成。然而,爆生于燕山期的中國中東部構造-巖漿事件主要集中位于下揚子地塊的長江中下游地區, 而位于上揚子地塊的四川盆地內部燕山期巖漿活動不明顯(楊森楠等, 1985)。從構造應力場的角度來看, 自中生代以來, 揚子陸塊東西分別主要受濱太平洋構造域、特提斯構造域的影響(Yang et al., 2011; Mao et al., 2011)。四川盆地周緣造山帶極其發育, 而包括鄂東南地區在內的長江中下游地區內部斷裂構造、巖漿活動極其發育。二者以不同的形式體現構造應力場的作用。這極可能根源于上揚子地塊太古宙基底面積廣大, 而下揚子地塊太古宙基底狹小。

(2)鄂東南地區巖漿起源的構造背景

鄂東南地區銅鼓山巖體形成于(147±2.6) Ma,屬晚侏羅世—早白堊世。銅鼓山巖體形成年代與鄂東南地區其它巖體年齡具有一致性, 并且產出位置毗鄰, 表明它們形成于相同的構造背景中。大量的地質、地球物理研究表明鄂東南地區在該時限中處于伸展構造背景中(Li et al., 2008; Xie et al., 2012)。銅鼓山巖體形成于同樣的伸展構造背景中, 為燕山期中國東部大規模構造-巖漿事件的產物。

同樣位于鄂東南地區南緣的毛鋪—兩劍橋斷裂上的犀牛山花崗閃長斑巖的侵位年齡為147±16 Ma(顏代蓉等, 2012), 銅鼓山巖體位于侵位于(147±2.6) Ma。兩個巖體為鄂東南地區燕山期相對古老的侵入體。位于鄂東南地區北緣分別與程潮鐵礦床和金山店鐵礦床密切相關的花崗巖形成時代相對年輕, 為130～125 Ma(Xie et al., 2011, 2012)。鄂東南地區侵入巖形成時代集中分布于155～125 Ma, 巖漿活動整體有從南部到北部遷移的趨勢。從巖體分布情況來看, 鄂東南地區小巖體絕大多數分布于從銅綠山到毛鋪—兩劍橋斷裂, 大巖體也主要位于鄂東南地區南部, 巖體分布略呈三角形。在鄂東南地區, 南部巖漿活動比北部巖漿活動更強烈。鄂東南地區存在顯生宙沉積蓋層之下的元古代—太古宙基底, 鄂東南地區南緣的毛鋪—兩劍橋斷裂是一條切穿古老基底的深大斷裂, 其成巖成礦意義重大。受區域應力場的影響, 毛鋪—兩劍橋斷裂自印支期開始活動直至喜山期(楊明銀等, 2001)。印支期構造使鄂東南地區, 尤其是其南部形成強烈的以褶皺和逆沖斷裂為特征的逆沖推覆構造(張國勝, 1998), 同時地殼加厚。毛鋪—兩劍橋斷裂是該地區一條十分重要的逆沖斷裂。在燕山期區域構造應力由擠壓向伸展轉換, 毛鋪—兩劍橋斷裂再次活動, 地殼基底物質減壓熔融, 在鄂東南地區南部形成了包括銅鼓山巖體在內的一系列以地殼物質主要來源的巖體, 與之伴隨的是一系列以銅、鉬、鎢等礦種為主的巖漿熱液礦床。

5 結論

鄂東南地區銅鼓山巖體形成于(147±2.6) Ma,屬晚侏羅世—早白堊世, 與鄂東南地區其它巖體年齡具有一致性。鄂東南地區銅鼓山巖體形成于伸展的構造背景中, 為燕山期中國東部大規模構造-巖漿事件的產物。銅鼓山巖體中存在的大量繼承鋯石提供了豐富的地殼深部地質信息。分析的4個繼承鋯石形成于古元古代晚期1798～1888 Ma。繼承鋯石具有高的Th/U比值和極其相似的Lu-Hf同位素組成,表明它們捕獲于同一火成巖。這表明鄂東南地區存在古元古代基底。這些古元古代繼承鋯石低的εHf(t)值和冥太古代的Hf同位素兩階段模式年代暗示古元古代克拉通化是在太古代基底上發展的。所以,鄂東南地區和揚子陸塊其它眾多地區一樣存在古元古代—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

本文由中國地質調查局地質礦產調查評價專項“鄂東南地區巖漿演化與成礦作用的關系”(編號: 1212011120863)資助。

2013-02-20; 改回日期: 2013-03-25。責任編輯: 閆立娟。

夏金龍, 男, 1985年生。碩士, 助理工程師。主要從事礦床學和巖石學研究。E-mail: awhite@126.com。