北秦岭商-丹缝合带早古生代蛇绿岩成因来自岩石学、锆石u-pb年代学的约束

北秦岭商-丹缝合带早古生代蛇绿岩成因来自岩石学、锆石u-pb年代学的约束

1地质背景及地质意义中国中部造山带从昆仑和凉山向西，从秦岭到大别苏鲁。这是中国大陆中部一个非常重要的大型构造带（5000公里），记录了古代特提斯洋盆的兴衰、微陆块的整合、中国南北板块的聚集与冲突以及中央造山带的最终崛起与定位。她经历了两次多派山脉和三叠纪山脉的形成，并将其形成了典型的“复合造山带”（zhandie，1993；张国伟等，2001；faure等，2001；徐志琴等，2006）。作为中央造山带的北缘分支,秦岭造山带由华北和扬子板块长期相互作用形成(许志琴等,1986;张国伟等,2001)。秦岭造山带中早古生代的物质记录主要保存在丹凤蛇绿岩和二郎坪弧后盆地中。对早古生代丹凤蛇绿岩的构造背景,前人往往归并为单阶段的构造演化模式:(1)认为是岛弧环境的产物(如:裴先治等,2005);(2)认为是洋内俯冲的产物(张成立等,1994;张旗等,1995);(3)认为丹凤蛇绿岩是成熟的大洋(秦岭洋)沿商丹断裂带向北俯冲至秦岭微陆块下的结果(Dongetal.,2011)。然而这些单一的构造演化模式却不能顺畅地解决以下2个基本问题:(1)丹凤蛇绿岩中不同类型(N-MORB、E-MORB、IAT型)的镁铁质岩的穿时性分布,如:本文研究的鹦鸽嘴蛇绿岩中的低TiO2的IAT型镁铁质岩出现的时限范围为523~474Ma,明显穿时了同一剖面中N-MORB型镁铁质岩的形成时限(约483Ma,陈隽璐等,2008);(2)丹凤蛇绿岩中镁铁质岩复杂的地球化学特征和形成背景,无法用某种单一的模式来解释,如:蛇绿岩带中镁铁质岩往往显示出MORB叠加IAT或VAB型的地球化学特征(Dongetal.,2011)。本文对北秦岭岩湾-鹦鸽嘴地区一条层序相对完整的蛇绿岩剖面进行了详细的岩石学、地球化学和锆石同位素年代学研究。认为秦岭造山带早古生代蛇绿岩是在SSZ环境下,在相当长的时期内,俯冲-拉张多阶段构造演化复合作用的结果,是典型特提斯构造域演化特征在秦岭地区的重现。2地质组合及岩石学特征张国伟等(2001)将秦岭造山带自北向南划分为华北板块南缘、北秦岭构造带、南秦岭构造带和扬子板块北缘4个构造单元,4个构造单元分别沿早古生代商丹缝合带和晚古生代勉略缝合带依次拼合。华北板块南缘指位于宝鸡-西安-潼关-宜阳-鲁山-午阳-淮南断裂与洛南-栾川-方城断裂带之间的部分,具有典型的华北型早前寒武纪结晶基底和中元古代以来的盖层结构。扬子板块北缘是指秦岭造山带勉略-巴山弧形-房县-襄广断裂带以南邻接秦岭的区域,具有早前寒武结晶基底和中新元古代变质变形过渡型基底的双层基底结构。南秦岭构造带,为商丹断裂带和勉略-巴山弧形断裂带之间的南秦岭地区,具有扬子板块的双层前寒武纪基底,并且具有多层构造盖层组合。北秦岭构造带是指商丹断裂带与洛南-栾川-方城断裂之间的秦岭北部区域,主要包括了秦岭岩群、宽坪岩群、丹凤蛇绿岩和二郎坪弧后盆地(图1)。秦岭岩群为一套经历了多期变质变形和岩浆侵入作用改造的中-深变质杂岩系,主体形成于元古代,并经历了晋宁期和加里东期变质作用的改造(张宗清等,1994;张国伟等,2001)。宽坪岩群展布于北秦岭造山带最北缘,是一套经历了强烈变形、变质程度达高绿片岩相-低角闪岩相的中浅变质岩系+变镁铁质火山岩组合,(张宗清等,1994;张国伟等,2001)。二郎坪弧后盆地呈透镜状展布于秦岭岩群和宽坪岩群之间,岩石组合包括蛇纹岩+镁铁质火山岩+镁铁质侵入岩(辉长/辉绿岩)+放射虫硅质岩(Dongetal.,2011)。丹凤蛇绿岩沿商丹断裂带断续出露于丹凤、商州、周至县黑河等地,岩石组合为蛇纹岩+镁铁质火山岩+镁铁质侵入岩(辉长/辉绿岩)+放射虫硅质岩。丹凤蛇绿岩普遍遭受了低绿片岩相至低角闪岩相的变质作用和后期变形作用的改造。近年的研究认为西秦岭天水、武山地区的镁铁质岩石组合基本可以与东秦岭丹凤、商周出露的镁铁质岩石组合对比,属于丹凤蛇绿岩的西延(裴先治等,2005;李王晔等,2007)。本文研究的鹦鸽嘴蛇绿岩出露于陕西省太白县以东约40km,属于丹凤蛇绿岩的一部分(陈隽璐等,2008)。蛇绿岩北部与秦岭岩群含石墨大理岩成断层接触,南部与早古生代花岗岩为邻(图2a),构成一个自北向南的逆冲推覆体,长度约10km,宽度约0.5~3.5km。鹦鸽嘴蛇绿岩的岩石组合包括了超镁铁质岩(蛇纹岩)、变玄武岩、变辉长岩和硅质岩,显示出较完整的蛇绿岩层序(图2b)。各岩石单元普遍受到了高绿片岩相变质作用和糜棱岩化的改造,并伴有较强的碳酸盐化。陈隽璐等(2008)对鹦鸽嘴蛇绿混杂岩中N-MORB型变玄武岩锆石SHRIMPU-Pb测年结果为483±13Ma,认为代表秦岭古洋盆洋壳的形成年龄。Dongetal.(2011)获得鹦鸽嘴南部岩湾蛇绿岩E-MORB型辉长岩锆石U-Pb年龄为517.8±2.8Ma,认为形成于早寒武世秦岭洋俯冲的岛弧环境。3地球化学和分析方法本研究对鹦鸽嘴的一个约1.5km的蛇绿岩剖面进行了详细的野外穿切,剖面从南向北依次出露的岩石包括:花岗岩、石英片岩、大理岩、变玄武岩、变辉长岩、蛇纹岩、英安岩、安山岩,各个岩石单元之间均以断层呈构造接触(图2a,b)。在剖面中共采集岩石样品103件,在显微镜观察的基础上,选取其中的7件超镁铁质岩(蛇纹岩)样品,20件镁铁质岩品样品进行了地球化学分析(包括10件变玄武岩样品和10件变辉长岩样品)。对5件变玄武岩样品进行了Sm-Nd同位素分析,2件变辉长岩样品进行了锆石U-Pb年龄测试。全岩地球化学的主量元素分析采用X荧光光谱仪,微量元素分析采用等离子质谱方法,测试工作由国家地质实验测试中心完成。蛇纹岩尖晶石矿物电子探针在大陆构造与动力学国家重点实验室完成,分析仪器日本电子公司JXA-8100、能谱仪IncaEnergy型电子探针,探针束流20nA,加速电压15kV,电子束斑5μm。矿物分析结果按照尖晶石的标准氧法对矿物化学式进行计算(O=32)。锆石U-Pb测年利用LA-ICP-MS法,在天津地质矿产研究所同位素实验室完成。4忠诚的蛇眼岩石、镁铁岩和镁铁岩的石4.1承台型工业设计鹦鸽嘴蛇绿混杂岩中的超镁铁岩灰黑色,块状构造,已经完全蛇纹石化(图3a,b)。岩石主要由显微鳞片状及纤维状蛇纹石组成(85%~90%)(图3c),仅局部还保留少量的原岩结构和矿物假象。假象橄榄石颗粒多为他形粒状,蛇纹石化过程中产生的磁铁矿(3%~5%),常沿橄榄石颗粒边缘分布。假象辉石呈残斑状和板条状。尖晶石(1%~5%)多呈独立的细小他形矿物颗粒或浸染状,在岩石中分布不均匀,且边部大都被磁铁矿交代而呈黑色不透明,少量大颗粒尖晶石的核部呈现红褐色。4.2矿物组成对矿物组成的影响鹦鸽嘴蛇绿岩中的镁铁质岩有两种,第一种为变玄武岩,灰绿色,片理发育(图4a)。隐晶质结构,无斑晶。矿物组成主要包括细粒的斜长石和角闪石两种,各约占45%~50%,二者的大小、含量几乎相等,长石存在普遍的绢云母化(图4b)。第二种为变辉长岩,灰绿色,块状构造,中粗粒状结构,辉长结构,在岩石表面可见到板状的辉石假象残留(图5b),主要矿物为斜长石和角闪石,两种矿物颗径大小相当,斜长石绢云母化较强。5忠诚的蛇眼岩石、镁铁岩和镁铁岩的地球化学5.1o3间的岩石学特征鹦鸽嘴蛇纹岩地球化学分析结果见表1。对全岩化学分析结果扣除H2O2+和CO2-归一化后,蛇纹岩SiO2含量介于41.38%~46.51%之间,FeOT、MgO与Al2O3分别变动于5.46%~9.75%、42.57%~46.51%和0.53%~1.36%之间。CaO的含量变化较大,变化于0.09%~3.54%之间,与Al2O3之间显示出明显的离散性(图略),CaO含量变化大的原因应是岩石受后期碳酸盐化的结果。蛇纹岩的Mg#变动于82~89,明显低于原始地幔的平均值。鹦鸽嘴蛇纹岩的(La/Yb)N变化于0.9~5.92之间,在球粒陨石标准化图解中,表现为LREE富集的曲线形式(图6a)。地幔橄榄岩的LREE在蛇纹石化的过程中基本保持稳定,LREE的富集与亏损主要受熔体/流体与地幔橄榄岩之间的交代作用控制(Niu,2004;Pauliketal.,2006)。鹦鸽嘴蛇纹岩LREE富集的曲线形式,说明鹦鸽嘴的地幔橄榄岩可能受到了后期熔体/流体改造作用。在原始地幔标准化图解上(图6b),鹦哥嘴蛇纹岩蛛网图表现出平坦的曲线特征,明显富集U、Ta、Sr,其它元素都低于原始地幔平均值。鹦鸽嘴蛇纹岩尖晶石矿物化学成分见表2。尖晶石Cr2O3、Al2O3及TiO2含量分别在48.67%~53.61%、14.41%~17.1%和0.01%~0.11%之间,Cr#[Cr#=Cr/(Cr+Al)]变化稳定,在66~71之间。Mg#[Mg#=100×Mg2+/(Mg2++Fe2+)]变化较大,在23~50之间。5.2fam图岩岩特征鹦鸽嘴镁铁质岩地球化学分析结果见表1。鹦鸽嘴变玄武岩和变辉长岩的SiO2含量稳定,差别不大,分别介于45.37%~49.26和44.85%~49.34%之间。变玄武岩的MgO含量变化在5.93%~8.97%之间,低于辉长岩的MgO含量(8.01%~13.39%)。变辉长岩Al2O3和MnO的主变化区间分别为14.6%~17.09%和0.16%~0.24%,明显区别于变玄武岩Al2O3的主变化区间13.1%~14.27%和0.11%~0.19%。根据TiO2含量变化可以将鹦鸽嘴镁铁质岩分为高Ti(HTI)和低Ti(LTI)两种类型。LTI型变玄武岩和变辉长岩产均采自剖面的北部(图2b),TiO2变化于0.09%~1.07%之间,主变化区间在0.09~0.34之间;HTI型变玄武岩和变辉长岩均采自剖面的南部(图2b),TiO2变化于1.21%~1.56%之间。在FAM图解上(图7),HTI和LTI显示出明显的拉斑玄武岩趋势,其中LTI型比HTI型镁铁质岩更富Mg,LTI型镁铁质岩的Mg#变化于85.38~58.21之间,主变化区间为85.38~60.18,明显高于HTI型镁铁质岩Mg#主变化区间61.22~46.97,表明LTI型镁铁质岩具有更低的岩浆演化程度。鹦鸽嘴HTI变玄武岩∑REE丰度变动于31.7×10-6~61.43×10-6之间,∑LREE/∑HREE和(La/Yb)N比值分别变动于1.27~2.74和0.61~1.99之间,显示出弱的δEu正异常,在球粒陨石标准化图解中(图8a)4个样品中有3个表现为LREE亏损曲线型式,与N-MORB变玄武岩的配分曲线形式相似,2个样品具有LREE平坦的曲线形式,与E-MORB相似。鹦鸽嘴HTI变辉长岩∑REE丰度变动于60.98×10-6~69.83×10-6之间,略高于变玄武岩的∑REE。∑LREE/∑HREE和(La/Yb)N比值分别变动于2.42~2.96和1.63~2.45之间,在球粒陨石标准化图解中(图8b)表现为轻稀土富集的曲线形式,与E-MORB玄武岩的配分曲线形式相似。变辉长岩δEu变化于0.95~1.08之间,具有轻微的δEu正异常。LTI玄武岩∑REE丰度变动于25.77×10-6~28.93×10-6之间,∑LREE/∑HREE和(La/Yb)N比值分别变动于2.53~2.71和1.66~2.03之间,在球粒陨石标准化图解中(图8c)表现为轻稀土富集曲线型式,与E-MORB型玄武岩的曲线形式相似。LTI变辉长岩∑REE丰度范围较宽,变动于4.26×10-6~18.08×10-6之间。∑LREE/∑HREE和(La/Yb)N比值分别变动于0.74~2.18和0.41~1.83之间,呈现出明显的δEu正异常。球粒陨石标准化图解(图8d)与Troodos层状堆晶辉长岩的稀土配分形式相似(Hedgeetal.,1978)。鹦鸽嘴HTI型和LTI型镁铁质岩不相容元素Sr、Rb、Ba、K具有相近的丰度,HTI型镁铁质岩的中等不相容元素Th、Ta到高场强元素Nb、Ce、Zr、Hf、Sm、Ti、Y、Yb明显高于LTI型镁铁质岩。在微量元素N-MORB标准化图解上(图9a,b),HTI型镁铁质岩未表现出Nb和Ta的负异常,与E-MORB的曲线样式相似,从Nb到Y亦呈现出近于平行的趋势(图9a)。Saundersetal.(1988)认为这种趋势代表了与俯冲产生的拉张盆地的镁铁质岩的地球化学特征。LTI镁铁质岩显示出明显的Nb和Ta负异常,与岛弧镁铁质火山岩(IAT)的样式相似(图9b)。5.3球粒陨石的t对鹦鸽嘴蛇绿岩剖面中5个HTI型变玄武岩进行了Sm-Nd同位素分析,测试结果见表3。εNd(t)和Nd同位素初始值(143Nd/144Nd)i的计算取t=483Ma(陈隽璐等,2008)。从表3中可以看出5个样品的147Sm/144Nd变化于0.1968~0.2315之间,均小于球粒陨石的147Sm/144Nd比值0.1967(JacobsenandWasserbaurg,1980)。143Nd/144Nd变化于0.512866~0.512938之间,(143Nd/144Nd)i稳定,变化于0.512128~0.512156之间。εNd(t=483Ma)变化于3.4~5.3之间。6岩脉内锆石u-pb年龄对鹦鸽嘴剖面两个LTI型辉长岩样品(08Y-1031、08Y-1042)进行了锆石U-Pb年代学测试(表4、表5)。鹦鸽嘴辉长岩样品08Y-1031在剖面的位置见图2b,分选的锆石显微镜下多为无色透明,短柱状、自形-半自形晶,具有较大的长宽比(约为2∶1),少量为外形不规则的碎片型锆石。大多数锆石表面光洁且内部较纯净,几乎没有包裹体和裂纹。从阴极发光图像(CL)可以看出(图10a),锆石明显受到后期变质流体的蚀变和改造作用的影响,多数锆石原生的岩浆型震荡环带已被改造。只有少数锆石保留了模糊的震荡环带,环带表现出从核部向边部逐渐变强的趋势,整体上显示出岩浆成因锆石的特征(Vavraetal.,1999)。锆石U-Pb分析测试数据见表4,08Y-1031样品共分析测试了33个点。所有测点的206Pb/238U-207Pb/235U均分布在谐和线上和谐和线附近(图10b),有4个测点(08Y-1031.7、08Y-1031.8、08Y-1031.21、08Y-1031.22)虽然位于谐和线上,但其206Pb/238U年龄值明显偏离主锆石群,其中08Y-1031.7和08Y-1031.22测点分别为526±4Ma和511±4Ma,明显老于其他测点,而与样品08Y-1042的年龄相近。08Y-1031.8和08Y-1031.21测点的年龄为50Ma、40Ma明细年轻于其它测点,具体原因不清。剔除这4个测点,其余29个测点的206Pb/238U-207Pb/235U谐和年龄图见图10b,其加权平均年龄为474.3±1.4Ma(MSWD=0.24)。鹦鸽嘴辉长岩样品08Y-1042在剖面的位置见图2b,分选的锆石多为无色透明,表面光洁且内部较纯净,几乎没有包裹体和裂纹,多为不同形状的碎片,锆石的粒径大多数在100~200μm之间。在锆石阴极发光图像中(图10c),大多数锆石呈现出明细的岩浆型震荡环带;锆石U-Pb分析测试数据见表5,样品共分析测试了36个点,所有测点的206Pb/238U-207Pb/235U均分布在谐和线上和谐和线附近(图10d),其中1个测点(08Y-1042.5)虽然位于谐和线上,但其206Pb/238U年龄值明显偏离主锆石群,年龄为2069±14Ma,明显老于其他测点,可能代表了捕获的古老锆石的年龄。剔除这1个测点,其余35个测点加权平均年龄为523.8±1.3Ma(MSWD=0.47)。7讨论7.1流体和沉积物混染效应蛇绿岩可以形成于洋脊(MOR)、岛弧、大陆边缘(continentalmargin)以及SSZ等多种构造环境(Coleman,1977;Pearceetal.,1984;DilekandFurnes,2011)。其中,在SSZ环境下形成的镁铁质岩的地球化学组成最为复杂,可以在MORB到IAT的连续范围内有很宽区间内变化(HawkinsandMelchior1985;SintonandFryer1987)。鹦鸽嘴镁铁质岩地球化学组成复杂,变化于N-MORB和IAT范围之间,暗示它们是SSZ环境下的产物。形成于SSZ环境下的镁铁质岩另一个主要的特征是记录了俯冲过程中产生的流体和洋壳所携带沉积物引发的熔体的混染效应(PearceandParkinson,1993;PearceandPeate,1995;Hawkesworthetal.,1997)。不相容元素U和Ba由于较强的活动性受流体和沉积物混染的影响较大,而Th受流体和沉积物混染的的影响较弱,因此流体、沉积物的加入和镁铁质源区岩浆的相互作用可产生高的U/Th和Ba/Th比值和低的Th丰度(Hawkesworthetal.,1997)。在图11中可以看出,鹦鸽嘴HTI和LTI型镁铁质岩都显示了俯冲带流体和沉积物混染作用的影响。图中还可以看出鹦鸽嘴蛇纹岩也表现出明显的流体作用影响,这样蛇纹岩的REE配分曲线与LREE富集特征所表现的信息一致。地幔橄榄岩铬尖晶石的Cr#值会随着地幔岩部分熔融程度的增高而增大(DickandBullen,1984)。不同亏损程度的地幔橄榄岩中铬尖晶石的Cr#值的大小可以作为推测地幔岩石熔融程度、源区亏损程度和结晶压力的灵敏指示标志。Pearceetal.,(1984)认为尖晶石Cr#=60是区分地幔橄榄岩形成于MOR环境或SSZ环境的一个重要指标。从Mg#-Cr#图解上(图12a)可以看出,鹦鸽嘴蛇纹岩尖晶石全部落在了弧前海沟的成分区域(SM),显示出SSZ环境的特征。地幔橄榄岩中尖晶石的TiO2含量由于受到后期熔体渗透作用和熔体-岩石反应的影响而发生变化(EdwardsandMalpas,1996;Pearceetal.,2000)。尖晶石的Cr#和TiO2能够有效的区分熔体渗透作用、熔体-岩石相互作用、部分熔融作用对地幔橄榄岩的影响,其中俯冲带熔体/流体作用会造成尖晶石Cr#和TiO2含量的变化而偏离部分熔融曲线(Pearce,2000)。从TiO2-Cr#图解(图12b)中可以看出,鹦鸽嘴蛇纹岩尖晶石成分明显偏离部分熔融曲线,显示出向弧前盆地的成分区域变化的趋势。综上所述,认为秦岭鹦鸽嘴早古生代蛇绿岩是形成于SSZ环境下的蛇绿岩。7.2北秦岩石圈地表岩的地球化学特征我们分析了鹦鸽嘴5个HTI型变玄武岩的Sm-Nd同位素,εNd(t=483Ma)范围稳定,变化于3.38~5.30之间,与北秦岭黑河地区不具Nb、Ta负异常的N-MORB型火山岩的εNd(t=475Ma)相比,同位素变化范围略低(εNd(t=475Ma)=6.21~8.24)(张宗清等,2006)。本文虽没有获得LTI型变玄武岩Sm-Nd同位素数据,但通过对比与鹦鸽嘴LTI型相似地球化学性质的北秦岭三十里铺变玄武岩(低Ti、LREE富集、具明显Nb、Ta负异常等)的Sm-Nd同位素可以看出,三十里铺的岛弧型变玄武岩具有与鹦鸽嘴HTI型变玄武岩相近的εNd(t)值(三十里铺变玄武岩的εNd(t=490Ma)变化范围在1.29~5.05之间,主变化范围3.07~5.05)(张宗清等,2006)(图13a)。HTI型与LTI型变玄武岩具有相似的εNd(t)变化区间,暗示它们具有相同的地幔源区。在地幔岩部分熔融过程中,Y和Tb具有十分相似的地球化学性质,Y/Tb在幔源玄武岩中的比值能够代表岩石源区的比值(Bougaultetal.,1980)。张本仁等(1996)在北秦岭早古生代丹凤岩群的玄武岩中识别出两种不同Y/Tb比值的地幔源区,并采用Pb、Sr和Nd同位素示踪进行了验证,认为Y/Yb=36.5的高比值源区代表了北秦岭岩石圈地幔构成的地幔楔形体,Y/Tb=29.5的低比值源区代表了携有深海泥质沉积物的俯冲洋壳板片。从Y-Y/Tb图解中可以看出(图13b),鹦鸽嘴HTI型和LTI型镁铁质岩具有相近的Y/Tb比值,均落在了Y/Tb=36.5附近,认为来自于相同的地幔源区。鹦鸽嘴HTI型和LTI型镁铁质岩具有相似的εNd(t)和Y/Tb比值,进一步证明它们具有相同的地幔源区,源区应是北秦岭岩石圈地幔楔。7.3镁铁质岩的地球化学特征如上文所述,鹦鸽嘴蛇绿岩HTI型和LTI型镁铁质岩具有相同的地幔源区。然而,二者却具有明显不同的地球化学性质:(1)元素之间的地球化学相关性不同,鹦哥嘴HTI镁铁质岩的MgO与SiO2、TiO2、FeOT、和V之间存在着较明显的负相关,与Zr、Cr和Ni有正相关关系;而LTI镁铁质岩的MgO与SiO2、FeOT、P2O5、Zr、V存在着负相关,与TiO2、和Ni存在正相关(图14);(2)不同的部分熔融程度,PearceandParkinson(1993)将微量元素分为极不相容元素(VHI)(Nb、Zr)、高不相容元素(HI)(Ti、Y和Yb)、中等不相容元素(MI)(Ca、Al、V和Sc)、微相容元素(Mn、Fe)、中等相容元素(Co、Mg)和极相容元素(Cr、Ni)。通过与富集地幔的标准化,这些微量元素的丰度变化可以反映镁铁质岩不同的部分熔融程度。在图15中可以看出,鹦哥嘴的HTI和LTI镁铁质岩富集地幔标准化图解具有明显的不同样式,HTI型镁铁质岩的VHI>HI>MI反映了低程度的部分熔融,而LTI型镁铁质岩的VHI<HI<MI则反映了较高程度的部分熔融;(3)不同的地球化学演化趋势,在图16中,HTI镁铁质岩一致地落在了弧间盆地区域内,同时显示出向着IAT变化的趋势(图16a-c)。而LTI镁铁质岩则一致的落在了弧前岛弧玄武岩的区域内(图16a-c),显示出明显的玻安岩的地球演化特征(图16a)。玄武质岩浆源区不同程度的部分熔融可以产生安山质岩浆和长英质岩浆,但是却无法再产生玄武质岩浆(Pearceetal.,1992),在图7中也可以看出,LTI型镁铁质岩比HTI型镁铁质岩更富Mg,因此具有更高部分熔融程度的LTI镁铁质岩并不是HTI型镁铁质岩部分熔融增高的结果。镁铁质岩浆部分熔融的深度决定着熔体的地球化学性质,低Al2O3(<15%)、低REE丰度,U型REE曲线形式,表明LTI型镁铁质岩熔融深度<60km(Pearceetal.,1992)。另外,从图19a中还可以看出LTI型镁铁质岩还显示出了明显的玻安岩的演化趋势。造成鹦鸽嘴LTI型镁铁质岩这种特殊地球化学特征的原因可能有两个:(1)热的洋壳或洋脊俯冲(Rogersetal.,1985;Pearceetal.,1992;Kelemen,1995;Shimodaetal.,1998;Tatsumi,2001)。热的俯冲的洋壳或洋脊俯冲可以产生了一个“热”的俯冲环境,熔融产生的熔体交代北秦岭岩石圈地幔楔产生了具有玻安质的岩浆演化趋势的鹦鸽嘴LTI型镁铁质岩。洋脊俯冲往往会伴随麻粒岩相的物质以及高温的矿物岩石组合的出现。而迄今为止,并没有在北秦岭基底秦岭岩群中发现麻粒岩相变质作用的存在,因此LTI型镁铁质岩是否由洋脊俯冲的机制形成,还需要更多的证据。(2)俯冲板片的脱水作用使熔融温度降低,形成的流体交代地幔楔形成具有玻安质的岩浆演化趋势的LTI型镁铁质岩(Milleretal.,1994;Turneretal.,1997;Ishikawaetal.,2005)。这种机制下形成的弧火山岩往往富集大离子亲石元素而亏损高场强元素,这与鹦鸽嘴LTI型镁铁质岩的微量元素特征一致(图9)。迄今,秦岭造山带已有存在早古生代玻安岩的报道,认为是俯冲的洋壳在带入的富LILE和LREE的流体参与下,由地幔楔中亏损的地幔橄榄岩部分熔融作用形成(裴先治等,2006)。在图13b中可以看出北秦岭李子园地区的玻安岩和玄武岩的地球Y/Tb比值低于鹦鸽嘴LTI型镁铁质岩,落在了高Y/Tb和低Y/Tb的区域之间,与高Y/Tb比值LTI型镁铁质岩构成了向低Y/Tb比值演化的趋势,显示出北秦岭岩石圈地幔构成的地幔楔和深海泥质沉积物的俯冲洋壳板片的混合作用。认为LTI型镁铁质岩代表了洋壳俯冲过程中,携带深海泥质沉积物的俯冲洋壳板片使北秦岭岩石圈地幔部分熔融形成的一个不成熟的弧前岛弧。FlowerandDilek(2003)和DilekandFlower(2003)在阐述新特提斯蛇绿岩的SSZ型成因模式中指出,俯冲作用可以导致先存岛弧再次裂开,在俯冲带上出现弧后盆地、弧前盆地等不止一个小洋盆。受这种多阶段的构造演化影响,不同阶段形成的镁铁质岩会表现出不同的部分熔融或分离结晶程度以及不同的地球演化趋势(PearceandParkinson,1993)。鹦鸽嘴HTI型与LTI型镁铁质岩具有相同的地幔源区,不同的地区化学相关性,不同的部分熔融程度,表明二者是形成于同一幔源区,不同演化阶段的产物。鹦鸽嘴HTI型镁铁质岩的REE、微量元素等地球化学特征显示出明显的MORB的属性,几乎一致的落在了与俯冲有关的弧间盆地的范围内(图16a-c),同时还表现出明显IAT演化趋势(图16a)。认为鹦鸽嘴HTI型镁铁质岩形成于先存岛弧拉张形成的弧间洋盆。Dileketal.(2008)在阐述阿尔巴尼亚侏罗纪Mirdita蛇绿岩的SSZ型构造演化模式时,认为随着洋壳俯冲和俯冲板片的后撤(slabrollback),会先产生高Ti(HTI)型镁铁质岩而后才是低Ti(LTI)型镁铁质岩。本文获得鹦哥嘴蛇绿岩一个LTI型岛弧型辉长岩锆石U-Pb年龄为524±1.3Ma,与西秦岭关子镇低Ti型变辉长岩(TiO2=0.42%)的锆石U-Pb年龄534Ma±9Ma(SHRIMP,李王晔等,2007)在误差范围内,明显早于鹦鸽嘴蛇绿岩高Ti的N-MORB型镁铁质岩火山岩的锆石U-Pb年龄为483±13Ma(陈隽璐等,2008)。另一个LTI堆晶辉长岩锆石U-Pb年龄为474Ma±1.4Ma,则与N-MORB型HTI镁铁质岩火山岩年龄483±13Ma(陈隽璐等,2008)和西秦岭关子镇高Ti型变辉长岩形成时代499.7±1.8Ma在误差范围内(裴先治等,2007)。锆石年代学数据表明鹦鸽嘴蛇绿岩至少有一部分LTI型镁铁质岩要早于高Ti的N-MORB型火山岩形成,另一部分则与N-MORB近同时形成。基于我们的地球化学数据、锆石年代学和上述的分析,我们提出了一个秦岭造山带早古生代蛇绿岩的多阶段演化模式,不同于以往的秦岭早古生代蛇绿岩单阶段构造演化模型(图17)。演化模式部分基于FlowerandDilek(2003)和DilekandFlower(2003)模式。第一阶段:约524Ma,秦岭洋盆向北俯冲开始。俯冲板片的脱水作用使熔融温度降低,形成的流体交代地幔楔,在北秦岭南缘产生了一个不成熟的岛弧(LTI);第二阶段:岛弧裂开阶段,约524Ma~474Ma。秦岭洋壳的持续俯冲,