Geochemistry and geohronology of Hualicun mafic rocks in North Daba Mountain and tectonic control
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摘要:
北大巴山岚皋花栎村镁铁质岩为一套辉绿岩、辉长辉绿岩、辉绿玢岩和辉长岩组合，主要组成矿物为单斜辉石、长石，副矿物主要为铁钛氧化物等。镁铁质岩地球化学特征表现为高TiO2（2.26%~7.30%）、TFe2O3（11.17%~17.0%）、较低的MgO（2.96%~5.52%）及较高的全碱含量（K2O+Na2O=3.07%~6.76%），属于典型的碱性辉长岩系列，Mg#值（36~42）较高，表明岩体来源于高度演化的岩浆。微量元素特征显示富集大离子亲石元素Ba、Pb，稀土元素配分曲线显示明显的轻稀土元素富集特征（LaN/YbN=9.34~13.05），微量和稀土元素综合显示似洋岛玄武岩的地球化学特征。花栎村镁铁质岩LA-ICP-MS锆石年龄为436.9±2.4Ma，与相邻地区岩体形成年代一致，综合限定北大巴山地区岩浆活动时代为早志留世。岩体表现为EMⅠ、EMⅡ和少量HIMU的混和富集地幔源区特征及地幔柱源区特征，地幔动力学分析表明，早志留世或之前北大巴山地区可能存在一期与俯冲相关的弧后拉张作用导致下部岩浆上涌侵位，最终完成该区岩浆作用。
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关键词:
- 花栎村镁铁质岩 /
- LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄 /
- 地球化学 /
- 构造环境
Abstract:Hualicun mafic rocks are exposed in Langao County, Shaanxi Province. They are dominated by diabase-porphyrite, gabbro-diabase, diabase, and gabbro. The main minerals are clionopyroxene and plagioclase, and the accessory minerals are Fe-Ti oxides. Major elements show high TiO2 (2.26%~7.30%), high TFe2O3 (11.17%~17.0%), low MgO (2.96%~5.52%), and high alkaline content(K2O+Na2O=3.07%~6.76%), thus belonging to alkaline gabbro series. Mg# (36~42) of Hualicun mafic rocks suggest that they possibly originated from an extremely evolved magma. Primitive mantle-normalized multi-element patterns show enrichment of Ba and Pb for large ion lithophile elements, and depletion of K. Chondrite-normalized REE patterns display LREE enrichment (LaN/YbN=9.34~13.05), and normalized patterns for trace elements and REE similar to features of typical OIB. Detailed LA-ICPMS zircon U-Pb dating yielded emplacement ages of 436.9±2.4Ma, corresponding to the age of regional mafic rock and indicating that regional magma occurred in early Silurian. The enriched mantle characteristics for Hualicun mafic rocks suggest that mafic rocks in the North Daba Mountain were derived from a mixture of EMⅠ, EMⅡ and a small amount of HIMU components. Furthermore, the mantle geodynamic analysis of Hualicun mafic rocks that occurred in the Silurian or earlier period indicates an extension related to subduction and uplift of magma.
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造山带内部的岩石构造变形详细地记录了造山带的构造演化过程，其岩石构造变形特征及年代学分析可以限定造山带陆内构造演化阶段及时代[1-3]。前人研究表明，秦岭造山带在早、中三叠世为碰撞造山阶段，自晚三叠世以后进入陆内造山阶段，其构造体制由挤压碰撞条件下的逆冲推覆转变为平行造山带的走滑和伸展构造[4-8]。秦岭造山带及周缘造山带在中生代陆内变形阶段的变形特征并不相同，但主要以发育平行造山带的走滑剪切变形为特征。在秦岭造山带内部发育的平行造山带的走滑剪切变形代表了典型碰撞造山带在陆内变形阶段的地壳运动特征[8-10]。
南秦岭构造带镇安县回龙镇龙脖子地区出露上泥盆统九里坪组，为一套浊积扇相复理石建造[11]，因普遍发育透入性劈理和走滑剪切变形构造，称其为龙脖子剪切带。龙脖子剪切带晚期叠加脆性变形构造，偶见残留小褶皱。目前，该剪切带构造变形特征研究甚少。而宁陕断裂是秦岭造山带内部发育的一条近东西向区域性断裂，有效地控制了邻近区域岩石构造变形过程。研究表明，宁陕断裂带运动学特征表现为早期左行韧性剪切变形，晚期叠加左行脆性剪切变形[12-15]。李源等[14]对宁陕地区剪切带内千糜岩化石英片岩中的2期同构造花岗岩脉的锆石UPb和Lu-Hf同位素年代学研究表明，宁陕左行走滑断层至少从晚三叠世中期之前开始活动，而不是胡健民等[12]和陈虹等[15]认为的早—中侏罗世或晚三叠世末。目前，前人对宁陕断裂带早期左行韧性剪切变形时代已经取得较详实的认识，即宁陕左行走滑断层于晚三叠世开始活动，强烈的左行走滑韧性剪切作用一直持续到早—中侏罗世。然而，对于宁陕断裂带韧性剪切变形何时结束，何时转为脆性剪切变形，并未见详细研究和相关报道，仅李建华等[13]根据大巴山构造带获得的裂变径迹资料判断，宁陕断裂带脆性变形开始的时代可能为早白垩世。镇安龙脖子地区紧邻宁陕断裂（北侧），笔者通过龙脖子地区宏观与微观几何学和运动学特征的研究，厘定变形期次与叠加关系，恢复剪切带变形过程，深化对宁陕断裂运动学和年代学的认识，尤其可以利用镇安龙脖子地区脉体ESR年龄对宁陕断裂晚期剪切变形时代进行约束，细化秦岭造山带陆内构造变形过程。
1. 地质背景
秦岭造山带分割华北和扬子板块，在中国大陆地壳形成演化中占有十分重要的地位。秦岭造山带北以洛南-栾川断裂与华北板块相邻，南以勉略断裂带（缝合带）与扬子板块分界，中间则以商丹断裂带（缝合带）将其分为南秦岭与北秦岭（图 1）[16-18]。秦岭造山带经历了俯冲造山作用、碰撞造山作用、陆内造山作用3个主要阶段[19]。自中三叠世勉略洋闭合以来[7, 20]，秦岭造山带转入陆内构造演化阶段，开始了复杂而漫长的陆内造山过程。
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图 1 秦岭造山带构造及镇安龙脖子地质简图（据参考文献[12]修改）NCP-华北板块; SCP-华南板块; NQB-北秦岭构造带; SDS-商丹缝合带; MLS-勉略缝合带; NW-NQB-北西-南秦岭构造带; SE-SQB-南东-南秦岭构造带; BT-碧口地体; SGT-松潘-甘孜地体; LMS-龙门山构造带; TBT-桐柏地体; DBT-大别地体; PL-平利地块; WD-武当地块; SX-随县地块; XFB-雪峰山构造带; LLF-洛南-栾川断裂; NSF-宁陕断裂; AKF-安康断裂; ZBF-镇巴断裂; TWF-铁溪-巫溪断裂; CFF-城口-房县断裂; SYF-山阳断裂; QYF-青川-阳平关断裂; SYF-十堰断裂Figure 1. Schematic geological map of Qinling orogen and the position of Longbozi area, Zhen'an County南秦岭构造带位于商丹缝合带与勉略缝合带之间，是秦岭造山带中组成与结构较复杂的构造带。该构造带具有扬子型的双层前寒武纪基底和多层构造盖层组合[16-17]，包括武当、随县、平利、安康等地块（图 1）。自秦岭造山带转入陆内构造演化阶段后，南秦岭构造带遭受了强烈的变形变质改造，形成中、浅构造层次，局部深层次的不同构造变形组合[21]。中、晚三叠世勉略洋的俯冲和华南与华北板块的碰撞在带内形成多级次南北向逆冲推覆构造变形，碰撞后的陆内变形形成近东西向的左行走滑韧性剪切带和脆性剪切变形[5-6, 22]。同样在南秦岭构造带中段，发育多条大型北西—近东西向延伸的断裂，并以强烈的韧性和脆性走滑变形为特征，主要为宁陕断裂、山阳断裂、十堰断裂、安康断裂等，其中以宁陕断裂和安康断裂最明显[12-13]。宁陕断裂向西及西南方向与青川-阳平关断裂相连，向东并入山阳-凤县断裂，再向东在西峡一带并入商丹断裂带[23]，并将南秦岭构造带划分为北西—南秦岭构造带和南东—南秦岭构造带2个不同的构造单元，其两侧不论是基底还是盖层地层组合差异较大，均有明显不同（图 1）[12]。李源等[14]对宁陕地区剪切带内千糜岩化石英片岩中的2期同构造花岗岩脉的锆石U-Pb和Lu-Hf同位素年代学研究表明，宁陕左行走滑断层至少从晚三叠世中期之前已开始活动，那么宁陕左行走滑断裂带与勉略缝合带具有相同的左行韧性走滑叠加晚期脆性走滑的构造样式和活动时间，表明二者的形成可能与古特提斯洋的斜向俯冲或扬子板块顺时针旋转有关[14-15]。龙脖子剪切带位于宁陕断裂带镇安段北缘（图 1），宽约700m, 主要出露一套硅质碎屑浊积岩系，岩性组合为侧向稳定的砂岩、粉砂岩夹泥岩或为互层，可见鲍马序列的C段和D段[11]。地层划分属于上泥盆统九里坪组，为南秦岭晚古生代—早中生代构造层的一部分，因其具有应变软弱带特征而成为构造解析南秦岭地区浅构造层变形变质特征的有利层位（图 2）。
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图 2 镇安龙脖子地区基本地质概况图O-奥陶系; S-志留系; D1-下泥盆统; D2-3-中上泥盆统; D2-中泥盆统; D3-上泥盆统; D3x-上泥盆统星红铺组; D3l-上泥盆统九里坪组; C1-下石炭统; C2-上石炭统; C1-2-石炭系; P1-下二叠统; P1-2-二叠系; T1-下三叠统Figure 2. Geological map of Longbozi area of Zhen'an County2. 龙脖子剪切带构造变形特征
2.1 宏观构造
2.1.1 韧性剪切变形特征
带内普遍发育区域透入性劈理（图版Ⅰ-a）、轴面劈理、面理置换及劈理折射现象（图版Ⅰ-b、c)。劈理产状数据的极射赤平投影图显示，宏观透入性劈理和轴面劈理的产状大致相同，倾角近直立，多为85°~90°，倾向南或北（图 3-a），说明带内普遍发育产状近直立、近东西走向的透入性劈理，指示强烈的南北向挤压缩短，使复理石相细碎屑岩发生强烈的褶皱变形，并形成透入性劈理。
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图版Ⅰa~j.镇安龙脖子九里坪组挤压缩短与左行走滑韧性剪切变形特征; a.野外宏观透入性劈理; b.面理叠加和置换; c.野外劈理折射现象; d.单强硬层褶皱; e.多强硬层褶皱; f.拉伸线理与A型褶皱; g.不对称倾竖褶皱; h.无根倾竖褶皱; i.XZ面上的不对称褶皱; j.左行走滑剪切示意图图版Ⅰ.![]()
图 3 镇安龙脖子九里坪组构造要素方位极射赤平投影图a-构造片理产状极射赤平投影图; b-拉伸线理和A褶皱枢纽产状极射赤平投影图; c-张节理面极射赤平投影图(σ3 < 0 < σ2 < σ1); d-剪节理极射赤平投影图(0 < σ3 < σ2 < σ1)Figure 3. The stereographic projection diagrams of structural elements for Jiuliping Formation deformations in Longbozi area, Zhen'an County带内可划分出3种褶皱类型：①以原生面理为褶皱面的褶皱变形，②以次生面理（劈理面）为褶皱面的褶皱变形，③褶皱轴平行拉伸线理的A型褶皱群。①表现为产状不一的单强硬层褶皱（强硬层以粉砂岩为主，介质以泥岩或泥灰岩为主）(图版Ⅰ-d)、多强硬层褶皱（粉砂质强硬层与粘土质软弱层互层）(图版Ⅰ-e)、紧闭褶皱等。②以不对称倾竖褶皱和板劈理内无根倾竖褶皱产出，褶皱枢纽倾伏角约85°，倾伏向约290°，褶皱两翼较开阔且不对称，长翼北西朝向，短翼北东东朝向（图版Ⅰ-g、h）。③A型褶皱产状特征表现为褶皱轴向东倾伏，倾伏角小于30°(图 3-b)，与组内普遍发育的透入性拉伸线理产状一致，剪切面理大体平行于岩石层理或片理(图版Ⅰ-f)。上述现象表明，九里坪组复理石相细碎屑岩在区域挤压作用下发生纵弯褶皱作用，形成复杂的褶皱构造, 复理石沉积韵律的复杂性决定了其丰富多彩的褶皱形态；结合不对称褶皱和变形带内斜列变形透镜体的几何学和运动学特征判断，倾竖褶皱和劈理是近东西向左行走滑剪切作用造成的；普遍发育的透入性拉伸线理和A型褶皱产状同样指示走滑剪切作用(图版Ⅰ-i、j)。此外，剖面偶见与残留的早期枢纽近水平的小褶皱，说明该区韧性剪切变形之前可能存在更深层次的构造变形。
2.1.2 脆-韧性过渡型剪切变形特征
龙脖子剪切带韧-脆性剪切变形主要以发育大规模张裂脉和小型雁列脉为特征，反映一定时期内区域应力场的转变（图版Ⅱ-a、b、c）。张节理产状不稳定，延伸不远，单条节理短而弯曲；节理侧列出现，大致倾向北北西，倾角小于50°；张节理面粗糙不平，多开口，多被石英脉体充填，脉宽变化较大且不规则；脉体切割宏观透入性劈理，说明张节理晚于劈理形成(图版Ⅱ-a、b)。根据构造要素极射赤平投影及空间产出位置进行应力分析，大型张节理是伸展作用下岩石发生韧-脆性拉伸破裂并充填石英脉形成的(图 3-c)；虽然挤压作用下也可以在局部拉张-剪切应力下形成张节理，但在脉体形成时期（ESR年龄为56~32Ma）以伸展环境为特征的大背景下[5-6]，可以判定张裂脉是在南北向区域伸展作用下岩石发生韧脆性拉伸破裂形成的。
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图版Ⅱa~g.镇安龙脖子九里坪组脆-韧性过渡型剪切变形特征与脆性破裂。a、b.张节理, 充填石英脉; c.韧-脆性右行走滑剪切形成的小型雁列方解石脉; d、e.脆-韧性右行走滑剪切形成的似牵引断层与不连续面; f.剪节理; g.充填方解石脉图版Ⅱ.小型雁列脉和不连续面指示微弱的右行剪切变形。小型雁列脉呈相互平行排列，产状稳定，但脉体规模小，走向北北东，雁列面垂直地面（图版Ⅱ-c），指示右行剪切变形；脉体切割宏观透入性劈理，说明雁列脉晚于劈理形成。岩石不连续面两侧标志层发育一定程度的塑性变形，其相对位置同样指示右行剪切特征（图版Ⅱ-d、e）。这些小构造显示继韧性左行剪切变形之后，叠加一期脆-韧性右行剪切变形, 形成一系列小型雁列脉、似牵引断层和不连续面。
2.1.3 脆性变形特征
脆性变形以发育剪节理为特征。剪节理产状稳定，节理面平直光滑，倾向北北西和南南东。北北西向节理面倾角较大，约为70°，南南东向的节理面倾角较小，约为50°, 同时，节理面切割早期劈理和张裂脉，且相当部分充填方解石细脉（图版Ⅱ-f、g），说明其形成晚于早期劈理和张裂脉。剪节理则表现出以重力为主的压应力的脆性变形特征(图 3-d)。
2.2 微观构造
在宏观与微观尺度上，多尺度构造变形特征可相互印证。按照定向薄片的采集要求与方法，在剪切带内采集定向样品3件，包括DL01-Ⅲ, DL03-Ⅰ和DL03-Ⅱ（图 4）。将样品送至西安地质调查中心进行切割和磨制，分别平行或垂直线理和面理进行切片，制作XZ切片和YZ切片[24]。镜下可见绿泥石(图版Ⅲ-a)、黑云母(图版Ⅲ-b)、石英(图版Ⅲ-c)、方解石（图版Ⅲ-e）等矿物及鳞片变晶结构和变余结构。鳞片变晶结构主要由云母、绿泥石、滑石等片状矿物组成(图版Ⅲ-a)；变余结构主要表现为砂岩的变余层理（图版Ⅲ-d、f、h）。
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图 4 龙脖子剪切带实测剖面图及采样位置与构造片理关系Figure 4. The sketch profile of Longbozi outcrop and the relationship between sampling positions and schistose structure![]()
图版Ⅲa.绿泥石(Chl)与鳞片变晶结构;b.鳞片状黑云母(Bi)与矿物线理;c.石英(Q);d.劈理折射;e.方解石(Cal);f.背斜转折端附近的层间小褶皱;g.长英质层形成的褶皱与透入性劈理;h.面理置换图版Ⅲ.以上特征表明，龙脖子剪切带变质程度较低，变质相单一，变质温度较低，属低绿片岩相，为千枚岩。镜下还可观察到明显的劈理折射（图版Ⅲ-d）和面理置换现象（图版Ⅲ-h），背斜转折端附近见层间小褶皱（图版Ⅲ-f）、强硬层褶皱(图版Ⅲ-g)等构造现象，与野外观察到的构造现象吻合，具有微观尺度和宏观上的构造相似性，进一步说明龙脖子九里坪组遭受了强烈的挤压-剪切变形，普遍发育透入性劈理。
根据上述宏观和微观构造变形特征，可以确定镇安回龙镇龙脖子地区发育左行走滑韧-脆性剪切带，带内岩石发生变质，为低绿片岩相。龙脖子剪切带表现为早期强烈的区域性挤压缩短和紧随其后强烈的挤压型左行走滑韧性剪切变形；剪切带晚期转入区域性韧-脆性伸展变形并伴随较弱的左行走滑剪切；随后转入右行脆-韧性剪切变形；最后叠加一期以发育剪节理为特征的脆性变形。该认识与宁陕断裂带早期左行韧性剪切变形、晚期叠加脆性剪切变形的认识基本一致，进一步说明宁陕断裂带基本控制了龙脖子剪切带的发育。因此，理论上二者具有相同的构造样式和活动时间，该认识为下文的年代学讨论提供依据。
3. 九里坪组脉体年代学研究
在高温高压的深层环境，岩石的应变速率较慢，以韧性变形为主，其矿物往往发生变质作用或交代作用，这些变质矿物的形成年龄可代表韧性变形发生的时代；在浅层地壳脆性变形带中，由于变质程度低，很少存在可用于脆性变形带定年的矿物，因此难以确定这些浅表层构造变形的活动期次[25]。然而脆性构造变形常伴有热液活动，在构造变形带常形成同生石英或方解石脉体，且这些脉体具有良好的测年零点[26-27]。进行同生脉体ESR定年可得出脉体的形成年龄，实现对脆性变形时代的限定。龙脖子九里坪组构造变形带中仅有的变质矿物绢云母和绿泥石（图版Ⅲ），因颗粒太小无法进行传统方法测年，因此可选择变形带中同生石英脉和方解石脉进行ESR测年。笔者对带内脉体进行分类采样，利用ESR测年技术测定样品年龄，限定各类脉体形成年代，再结合脉体产出状态进行年代学分析，为龙脖子剪切带变形期次分析提供年代学依据。
3.1 ESR测年原理与可行性分析
电子自旋共振（Electron Spin Resonance），简称ESR。实际上，ESR测年的基本原理是利用电子自旋共振的方法直接测定样品自形成以来由于辐射损伤所产生的顺磁中心的数目（即所接受的放射性辐照和本身的积累效应）[28]。目前，国内外从事ESR测年研究的实验室以测定新生代以来的构造活动的与沉积年龄居多，用于确定新生代之前的断层活动的年龄较少[29]。实验证明，石英ESR谱的振幅值与压力无关，石英颗粒积累的ESR信号，不会因为在岩石中受到压力作用而衰减和消失；热退火实验证明，当温度低于100℃时，温度对ESR谱的振幅几乎没有影响[30-31]，只有超过300℃时才有一定影响。根据理论计算，在2亿年内，U、Th、K的放射性衰变量甚微，在封闭性良好的取样点上放射性可认为至今保持不变。由于E1心的寿命长达数十亿年，石英是一种难以风化的矿物，故测年下限可以达到2亿年左右或更长的时间[30-31]。
方解石也是岩层中极常见的矿物，沿断裂、节理等有空间的裂缝生长发育，常与构造活动有关。因此可通过方解石脉确定断层活动和节理形成时代[29, 32]。虽然该方法测年范围有限（通常认为小于距今45Ma）[36]，但待测方解石脉体估算年龄小于45Ma，故也可用作脉体ESR定年。
3.2 样品的采集和处理
ESR测年样品采自镇安县回龙镇龙脖子剪切带（GPS坐标为北纬33°30.433’、东经109°09.630’）3处剖面露头（DL01、DL02、DL03）（图 4）。根据野外露头石英脉和方解石脉产状与构造要素（劈理等）的关系至少可以分出3类脉体（图 4）。实测剖面图位置见图 2。
第一类石英脉体(图 4)，产状与构造片理产状一致，厚度小（1~5cm）, 且延伸较远(DL01-Ⅱ/R2)，或产自发生强烈变形的A型褶皱核部，脉体规模较大，呈透镜状或不规则状（12ZS02/SS09、12ZS02/ SS10）。由于热液脉体通常被认为是构造活动晚期的产物，因此可认为此类脉体是左行走滑韧性剪切变形末期冷却减压导致热液沿劈理面或A型褶皱轴部析出沉淀的产物，且形成温度较高。
第二类石英脉体产自张节理缝中(图 4)，脉体呈斜列切割片理产出，厚度较大（15~30cm）, 部分脉体延伸不远，且在两端出现尖灭(DL01-Ⅰ/R1、DL02-Ⅱ/R4、DL03-Ⅲ/R7），无明显热液通道。笔者认为，此类脉体形成温度较低，是岩石发生张性破裂时SiO2出溶并充填裂缝的产物。
第三类为方解石脉体(图 4)，沿共轭剪节理缝产出，明显切割构造片理和早期脉体，厚度较小（5~ 10cm），平直且延伸较远（DL02-Ⅲ/R5、DL02-Ⅳ/ R6），是富钙热液贯入充填形成的。
上述8个样品在成都理工大学ESR实验室进行了ESR测年：样品前处理后用KJD-2000N低本底伽马仪和微机数据采集系统测定α和γ天然放射性，同时进行校正；之后每件样品进行单矿物热活化处理，每份质量约120mg；经过热活化的样品需要冷却1周，然后用德国产ER-2000D-SRC电子自旋共振仪测定其顺磁中心的浓度值[27]。U当量含量由饱和层α记数率计算，石英脉ESR测年结果如表 1所示。
表 1 龙脖子剪切带多期脉体ESR测年数据Table 1. Results of multi-period vein materials ESR dating in Longbozi shear zone类别 产出状态 样品编号 顺磁中心浓度/
1015Sp/gU当量含量/10-6 年龄/Ma 第一类 A型褶皱核部石英脉 12ZS01/SS9 0.227 0.359 125.6±12.0 平行构造片理石英脉 DL01-Ⅱ/R2 0.486 1.059 91.8±9.0 A型褶皱核部石英脉 12ZS02/SS10 0.248 0.559 88.7±8.0 第二类 斜截构造片理石英脉 DL03-Ⅲ/R7 0.261 0.919 56.7±5.6 斜截构造片理石英脉 DL01-Ⅰ/R1 0.196 0.779 50.3±5.0 斜截构造片理石英脉 DL02-Ⅱ/R4 0.157 0.954 32.9±3.2 第三类 斜截构造片理方解石脉 DL02-Ⅲ/R5 0.105 1.059 19.8±2.0 斜截构造片理方解石脉 DL02-Ⅳ/R6 0.077 1.059 14.6±1.4 测试结果表明，脉体ESR年龄与3类脉体相匹配：第一类石英脉体沿第一期劈理面形成，或形成于褶皱核部，年龄为125.6~88.7Ma（白垩纪中晚期），代表左行走滑韧性剪切变形结束而脆性变形活动的年龄；第二类石英脉斜切第一期轴面劈理，年龄为56.7~32.9Ma（古近纪中期），代表区域性韧-脆性伸展变形结束的时代；第三类方解石脉斜切第一期劈理和早期脉体，年龄为19.8~14.6Ma（新近纪早期），代表最近一次隆升事件。
4. 讨论
4.1 脉体ESR年龄的限定意义
Cliff和Dodson等[34-35]研究认为，深成岩或变质岩处于一个缓慢冷却的过程，这时得到的年龄即为冷却年龄。由于不同的同位素体系或其他测年方法有不同的封闭温度或测年零点，得到的地质年龄不一致。因此同一岩石不同的测年方法，尤其是缓慢冷却的体系会获得不同的年龄[34-35]。对于宁陕断裂带而言，不同学者采用不同的测年方法获得了不同的地质年龄，它们分别代表不同的地质事件。造成该现象的根本原因是不同测年体系开始计时的温度不同（即封闭温度），以及断裂带多期次演化导致岩石物理化学条件的变化。李源等[14]获得宁陕断裂带内千糜岩化石英片岩中的2期同构造花岗岩脉的锆石U-Pb年龄分别为214.4±1.1Ma和212.8± 1.6Ma, 表明宁陕左行走滑断层至少从晚三叠世中期之前就已经开始活动；张国伟等[36]获得镇安东部板岩镇断裂带中构造岩全岩Rb-Sr等时线年龄为203.0~197.0Ma；陈虹等[15, 37]和胡健民等[12]获得宁陕断裂带各类变质岩中云母的Ar39/Ar40年龄为170.0~161.0Ma，代表断裂带变形岩石的冷却年龄；笔者获得的3类脉体ERS年龄分别代表左行走滑韧性剪切变形结束，脆性变形开始的年龄（125.6~88.7Ma），区域性韧-脆性伸展变形结束的年龄（56.7~32.9Ma）和最近一次隆升事件（19.8~14.6Ma）。
表 2展示各种测年方法获得的地质年龄及其对应的封闭温度。基于不同封闭温度测年结果和ESR年龄绘制的宁陕断裂带冷却历史曲线（图 5），清楚地记录了断裂带从韧性剪切变形到后期脆性变形的完整演化历史。冷却曲线显示，一系列地质年龄值与各测年体系封闭(形成)温度具有很好的相关性，表现为古老年龄对应高封闭温度值，年轻年龄则对应低封闭温度值（图 5）。这些年龄可以很好约束宁陕断裂带不同构造变形期次的年代。笔者根据封闭温度和野外观察将宁陕断裂带演化过程划分成4个阶段：前韧性剪切变形阶段、后韧性剪切变形阶段、脆-韧性过渡型剪切变形阶段和脆性变形阶段（图 5）。结合前人研究成果和龙脖子剪切带研究进展，笔者认为宁陕断裂带前韧性剪切变形阶段至少从晚三叠世中期之前就已经开始，到中侏罗世或晚三叠世末结束；后韧性剪切变形阶段发生在晚侏罗世—早白垩世，这一期变形可以从龙脖子剪切带的构造解析获得。这一时期形成的石英脉体ESR年龄指示，脆性活动主要发生在白垩纪中晚期，那么宁陕断裂带左行走滑韧性剪切变形应当在早白垩世已经结束。晚白垩世—始新世，宁陕断裂带转入区域性伸展构造背景下的韧-脆性拉张变形，此时断裂带左行走滑剪切作用很弱，以伸展变形为主；该时期形成的石英脉体ESR年龄指示，宁陕断裂带伸展剪切变形结束于始新世。另外，龙脖子剪切带构造解析表明，脆-韧性过渡型剪切变形阶段晚期发生过一次短暂的脆-韧性右行走滑剪切变形。渐新世—中新世表现为以隆升为主的脆性破裂变形。
表 2 宁陕断裂带各测年方法获得的年龄与封闭温度/脉体形成温度数据Table 2. Ages and corresponding closure (forming) temperatures of different dating approaches in Ningshan fault belt数据类型 年龄/Ma 测年矿物 计时方法 封闭温度/脉体形成温度/C 统计年龄[14-15] 214.4±1.1 锆石 U-Pb >900 212.8±1.6 186.0±4.0 统计年龄[36] 203.0~197.0 全岩 Rb-Sr 500 统计年龄[12] 169.5±2.3 白云母 Ar-Ar 350~400 统计年龄[12, 15] 165.1±2.6 黑云母 Ar-Ar 350~387 162.1±1.3 黑云母 Ar-Ar 350~387 161.1±9.3 黑云母 Ar-Ar 350~387 160.0±17.0 黑云母 Ar-Ar 350~387 实测年龄 125.6±12.0 高温石英脉 ESR ~300 91.849.0 88.7±8.0 实测年龄 56.7±5.6 低温石英脉 ESR ~200 50.3±5.5 32.9±3.2 实测年龄 19.8±9.0 方解石脉 ESR 150~75 14.6±1.4 此外，根据宁陕断裂带冷却历史曲线可将宁陕断裂带冷却历史划分成3个阶段（图 5）：晚三叠世—中侏罗世晚期快速冷却（隆升）阶段，与印支期秦岭强烈的陆内造山作用阶段有关；晚侏罗世—白垩纪缓慢冷却（隆升）阶段，代表陆内造山结束后的稳定阶段；古近纪—现今快速冷却（隆升）阶段，该阶段在除秦岭外的大别和武当地区均有反应，主要受一次区域性隆升事件影响[13]。
4.2 龙脖子剪切带变形期次分析
D1：晚三叠世中期—早白垩世（214~213Ma/170~161Ma/126~89Ma），华北板块和扬子板块发生陆-陆碰撞，二者在带内形成了强烈的挤压型左行走滑剪切变形，导致九里坪组发生近南北向强烈的挤压缩短和走滑剪切作用。剖面偶见残留的早期枢纽近水平小褶皱，指示该区韧性剪切变形之前可能存在更深层次的构造变形。
D2：晚白垩世—始新世(56~32Ma)，秦岭造山带区域性的伸展-走滑作用在龙脖子剪切带也有体现，表现为发育一系列充填石英脉的张节理。早期表现为伸展-左行走滑韧-脆性变形，晚期叠加脆-韧性右行走滑剪切变形。
D3：渐新世—中新世（20~15Ma），秦岭区持续隆升导致九里坪组发生以重力为主压应力的脆性变形，形成剪节理，并充填方解石脉。加之第四纪以来的隆升剥蚀最终形成现今的地貌特征。
上述结论表明，镇安龙脖子剪切带主变形期（左行走滑韧性剪切变形）为印支期，且韧性剪切变形一直持续到早白垩世（燕山期），这与九里坪组复理石建造应变软弱带性质有关。这3期变形一定程度上具有区域性特征，代表浅层次韧脆性剪切变形特征，而较深层次的韧性剪切变形可能主要在晚三叠世—早中侏罗世[12, 14-15]。这一现象说明，虽然宁陕断裂带左行走滑剪切作用在南秦岭不同地层、不同构造层次中发育程度不同，但总体代表了南秦岭在晚古生代—中生代地层遭受区域挤压并形成逆冲-推覆构造之后，叠加了一期以左行走滑为特征的构造变形。
4.3 宁陕断裂带晚期变形特征与时间限定
秦岭构造带内构造变形与年代学研究显示，秦岭造山带在经历了二叠纪—中三叠世陆块碰撞早期的韧性逆冲推覆构造后，快速转换为陆内变形阶段[7, 15, 20, 37]。陆内变形的主要方式是平行造山带走向的左行走滑剪切变形，这在勉略缝合带和宁陕断裂带内构造变形均十分明显。结合前人获得的同位素年龄数据，宁陕左行走滑剪切带可能经历了较长时间的生长过程，至少在晚三叠世早期已经开始活动，并一直持续到早—中侏罗世[12-15, 37]。镇安龙脖子剪切带运动学和年代学分析结果表明，宁陕断裂带左行走滑韧性剪切变形最晚可持续到早白垩世；晚白垩世—始新世，秦岭造山带转入伸展阶段[38-40]，这个时期宁陕断裂带以伸展-左行走滑脆性或韧-脆性（应变软弱带）剪切变形为主，期间可能发生短暂的右行走滑脆性或脆-韧性（应变软弱带）剪切变形；始新世末以来，宁陕断裂带及邻区持续的隆升剥蚀最终造就现今的格局。
需要指出的是，宁陕断裂带晚期脆性左行走滑剪切变形是叠加在韧性走滑剪切带之上的。在主断层附近往往发育数条近平行的左行走滑断层[12]，且在不同位置由于岩性差异表现形式不同（图 2）。龙脖子剪切带很好地记录了这一时期的构造变形特征，其产出于构造片理和褶皱核部的同生石英脉体ESR年龄（126~89Ma）很好地指示了宁陕断裂带韧性剪切变形向脆性剪切变形转变的时代为早白垩世。因为石英脉体记录的ESR年龄指示脆性变形活动发生在白垩纪中晚期，在此之前韧性剪切变形已经结束。该结论与李建华等[13]和胡健民等[12]根据大巴山构造带裂变径迹资料推测的宁陕断裂带脆性变形开始的时间为早白垩世的结论一致。
5. 结论
（1）龙脖子剪切带经历了3期变形：晚三叠世中期—早白垩世挤压缩短和左行走滑韧性剪切变形（D1）、晚白垩世—始新世伸展-走滑剪切变形（D2）及渐新世—中新世脆性破裂变形（D3）。
（2）宁陕断裂带冷却阶段包括晚三叠世—中侏罗世晚期快速冷却阶段、晚侏罗世—白垩纪缓慢冷却阶段和古近纪—现今快速冷却阶段。早白垩世，宁陕断裂带韧性剪切变形向脆性剪切变形转换。
（3）获得3期脉体ESR年龄：125.6~88.7Ma（白垩纪中晚期）、56.7~32.9Ma（古近纪中期）和19.8~ 14.6Ma（新近纪早期）。
致谢: 岩石地球化学数据分析得到国家地质实验中心邓月金和马天芳老师的大力支持和热心帮助；审稿专家提出了诸多宝贵的修改意见，在此一并谨致谢忱。 -
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图 2 花栎村镁铁质岩主要岩石类型镜下照片（正交偏光）
a—辉绿岩及嵌晶含长结构；b—辉绿玢岩及斑状结构；c—辉长辉绿岩；d—辉长岩及辉长结构；Cpx—单斜辉石; Pl—斜长石
Figure 2. Micrographs of Hualicun mafic rocks
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图 3 花栎村镁铁质岩SiO2-(Na2O+K2O)图解
Figure 3. The SiO2-(Na2O+K2O) diagram of Hualicun mafic rocks
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图 4 花栎村镁铁质岩微量元素原始地幔标准化图解（a）和稀土元素球粒陨石标准化图解（b）
E-MORB—富集大洋中脊玄武；N-MORB—正常大洋中脊玄武岩；OIB—洋岛玄武岩
Figure 4. Primitive mantle-normalized trace element patterns (a) and chondrite-normalized rare earth element patterns of the Hualicun mafic rocks (b)
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图 5 花栎村辉绿岩锆石U-Pb年龄谐和图(a)及阴极发光图像(b)
Figure 5. U-Pb ages concordia diagrams (a) and cathodoluminescence images (b) of the zircons from diabase of the Hualicun mafic rocks
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图 6 花栎村镁铁质岩Nb/Th-Zr/Nb(a)和Zr/Y-Nb/Y(b)图解[20]
PM—原始地幔；UC—上地壳；DM—亏损地幔；HIMU—高U/Pb地幔源；EMⅠ—富集地幔Ⅰ；EMⅡ—富集地幔Ⅱ；HIMU-EMⅠ—高(U/Pb)地幔源与富集地幔Ⅰ混合源区；ARC—弧相关玄武岩，N-MORB—正常大洋中脊玄武岩；OIB—洋岛玄武岩；DEP—深部亏损地幔；EN—富集组分；REC—循环组分
Figure 6. Nb/Th versus Zr/Nb(a) and Zr/Y versus Nb/Y(b) diagrams for Hualicun mafic rocks
表 1 花砾村镁铁质岩主量、微量和稀土元素组成
Table 1 Major, trace and rare earth element concentrations of Hualicun mafic rocks
元素 11HLC1 11HLC2 11HLC9 11HLC17 11HLC19 11HLC22 辉长岩 辉绿玢岩 辉绿玢岩 辉绿岩 辉长辉绿岩 辉绿岩 SiO2 42.26 42.31 41.04 44.26 51.43 49.52 TiO2 5.42 5.22 7.30 4.70 2.26 2.72 Al2O3 14.00 13.89 13.27 13.79 16.63 16.16 TFe2O3 15.49 15.02 17.00 14.61 9.88 11.17 MnO 0.20 0.18 0.26 0.22 0.20 0.23 MgO 5.52 5.52 4.88 5.24 2.96 3.87 CaO 10.91 10.93 8.87 10.28 6.78 6.72 Na2O 3.00 3.00 3.39 2.77 5.32 5.13 K2O 0.07 0.08 0.33 1.10 1.44 1.02 P2O5 0.43 0.44 0.69 0.61 0.92 1.07 烧失量 2.59 2.37 2.48 1.71 1.83 1.93 总计 99.89 98.96 99.51 99.29 99.65 99.54 K2O+Na2O 3.07 3.08 3.72 3.87 6.76 6.15 Mg# 0.41 0.42 0.36 0.42 0.37 0.41 La 23.30 23.10 33.10 30.20 51.30 46.40 Ce 53.00 53.20 74.60 68.90 119.00 105.00 Pr 6.99 7.10 9.77 9.02 14.50 13.40 Nd 31.40 32.30 43.20 40.20 61.70 58.70 Sm 6.95 6.89 8.79 8.99 12.80 12.30 Eu 2.97 3.28 4.00 3.24 4.34 4.26 Gd 6.61 6.64 8.50 8.83 12.50 11.70 Tb 0.92 0.90 1.18 1.29 1.82 1.65 Dy 4.67 4.76 6.16 6.90 9.76 8.84 Ho 0.83 0.83 1.05 1.23 1.71 1.57 Er 2.16 2.18 2.73 3.39 4.87 4.31 Tm 0.23 0.25 0.32 0.38 0.56 0.50 Yb 1.43 1.47 1.82 2.32 3.41 2.93 Lu 0.20 0.20 0.25 0.33 0.48 0.42 Y 20.60 20.40 26.60 31.50 45.80 40.80 Zr 121.00 129.00 178.00 206.00 358.00 284.00 Hf 4.00 4.36 5.25 5.94 8.81 7.17 Li 25.90 23.90 28.10 19.40 13.60 17.30 V 549.00 501.00 518.00 445.00 116.00 186.00 Sc 36.00 34.90 31.10 28.00 11.90 13.10 Cr 7.04 4.53 9.31 5.30 6.19 7.66 Co 62.60 50.80 52.90 43.80 16.80 26.20 Ni 20.30 14.80 11.20 8.53 3.66 4.72 Cu 35.90 24.60 16.10 22.10 7.88 10.80 Ga 24.00 25.00 25.60 24.90 29.00 24.10 Rb 1.80 2.11 5.80 44.80 40.70 32.20 Sr 1586.00 4614.00 1776.00 1139.00 720.00 874.00 Nb 24.80 26.90 34.40 40.60 53.30 46.20 Cs 1.39 1.49 0.53 8.05 3.02 2.17 Ba 134.00 121.00 468.00 508.00 553.00 470.00 Ta 1.55 1.73 2.21 2.24 3.17 2.62 Pb 1.54 1.75 1.24 3.20 2.27 2.34 Th 1.99 2.12 2.76 2.59 5.41 4.58 U 0.48 0.50 0.64 0.67 1.33 1.12 P 1876.78 1920.42 3011.57 2662.41 4015.43 4670.12 K 581.09 664.10 2739.43 9131.43 11953.87 8467.33 Ti 32492.90 31293.90 43763.50 28176.50 13548.70 16306.40 Nb/Th 12.46 12.69 12.46 15.68 9.85 10.09 Zr/Nb 4.88 4.80 5.17 5.07 6.72 6.15 Zr/Y 5.87 6.32 6.69 6.54 7.82 6.96 Nb/Y 1.20 1.32 1.29 1.29 1.16 1.13 ThN/NbN 0.67 0.66 0.67 0.54 0.85 0.83 La/Nb 0.94 0.86 0.96 0.74 0.96 1.00 ΣLREE 124.61 125.87 173.46 160.55 263.64 240.06 ΣHREE 17.05 17.23 22.01 24.67 35.11 31.92 ΣLREE/ΣHREE 7.31 7.31 7.88 6.51 7.51 7.52 LaN/YbN 11.69 11.27 13.05 9.34 10.79 11.36 (La/Sm)N 2.16 2.16 2.43 2.17 2.59 2.44 (Gd/Lu)N 4.09 4.10 4.20 3.31 3.22 3.44 δEu 1.32 1.46 1.40 1.10 1.04 1.07 注：主量元素含量单位为%，微量和稀土元素含量为10-6 
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表 2 花栋村镁铁质岩LA-ICP-MS锆石U-Th-Pb年龄测试结果
Table 2 The LA-ICP-MS zircons U-Th-Pb data of Hualicun mafic rocks
测点 含量/10-6 Th/U 同位素比值 年龄/Ma Th U 207Pb/206Pb 1σ 207Pb/235U 1σ 206Pb/238U 1σ 207Pb/206Pb 1σ 207Pb/235U 1σ 206Pb/238U 1σ 11HLC25-1 3915 848 4.62 0.0563 0.0002 0.5657 0.0032 0.0729 0.0003 463 6 455 2 453 2 11HLC25-3 1330 535 2.48 0.0561 0.0002 0.5480 0.0029 0.0708 0.0003 457 6 444 2 441 2 11HLC25-4 4071 1418 2.87 0.0576 0.0001 0.5628 0.0026 0.0708 0.0003 516 5 453 2 441 2 11HLC25-5 3489 672 5.20 0.0571 0.0003 0.5592 0.0044 0.0709 0.0003 496 10 451 3 442 2 11HLC25-6 1900 618 3.08 0.0558 0.0002 0.5441 0.0032 0.0707 0.0004 444 6 441 2 441 2 11HLC25-7 4342 848 5.12 0.0562 0.0002 0.5518 0.0035 0.0712 0.0004 460 6 446 2 443 2 11HLC25-8 3308 916 3.61 0.0563 0.0002 0.5509 0.0038 0.0709 0.0005 465 7 446 2 442 3 11HLC25-9 1756 578 3.03 0.0556 0.0002 0.5426 0.0052 0.0707 0.0007 438 10 440 3 441 4 11HLC25-10 985 443 2.22 0.0565 0.0002 0.5514 0.0052 0.0708 0.0006 473 9 446 3 441 4 11HLC25-11 2133 626 3.41 0.0557 0.0002 0.5445 0.0052 0.0709 0.0006 439 10 441 3 442 4 11HLC25-12 1738 683 2.54 0.0556 0.0002 0.5435 0.0052 0.0709 0.0006 436 9 441 3 441 4 11HLC25-13 2263 747 3.03 0.0559 0.0002 0.5443 0.0045 0.0707 0.0006 447 8 441 3 440 3 11HLC25-14 622 251 2.48 0.0555 0.0003 0.5309 0.0057 0.0694 0.0007 433 11 432 4 433 4 11HLC25-15 3668 990 3.70 0.0562 0.0002 0.5505 0.0062 0.0710 0.0008 462 11 445 4 442 5 11HLC25-17 1063 425 2.50 0.0557 0.0002 0.5375 0.0039 0.0700 0.0005 439 7 437 3 436 3 11HLC25-18 2353 710 3.31 0.0558 0.0002 0.5434 0.0039 0.0707 0.0005 444 7 441 3 440 3 11HLC25-19 1932 662 2.92 0.0562 0.0002 0.5483 0.0044 0.0708 0.0005 460 8 444 3 441 3 11HLC25-20 1439 557 2.59 0.0559 0.0002 0.5402 0.0038 0.0702 0.0004 446 7 439 2 437 3 11HLC25-21 1158 462 2.50 0.0559 0.0002 0.5377 0.0046 0.0697 0.0005 450 8 437 3 434 3 11HLC25-22 1829 604 3.03 0.0559 0.0002 0.5357 0.0034 0.0695 0.0004 448 6 436 2 433 2 11HLC25-23 1981 391 5.06 0.0554 0.0002 0.5288 0.0026 0.0692 0.0002 430 6 431 2 431 1 11HLC25-24 1424 490 2.91 0.0571 0.0003 0.5545 0.0033 0.0705 0.0002 494 7 448 2 439 1 11HLC25-25 633 262 2.41 0.0554 0.0003 0.5264 0.0030 0.0689 0.0002 429 7 429 2 429 1 11HLC25-26 1009 381 2.65 0.0554 0.0002 0.5346 0.0026 0.0700 0.0002 429 6 435 2 436 1 11HLC25-27 1052 394 2.67 0.0555 0.0002 0.5399 0.0027 0.0705 0.0002 434 6 438 2 439 1 11HLC25-28 1107 400 2.77 0.0555 0.0003 0.5259 0.0028 0.0687 0.0002 434 6 429 2 428 1 11HLC25-29 5773 1165 4.96 0.0563 0.0002 0.5593 0.0022 0.0720 0.0002 466 4 451 1 448 1 11HLC25-30 2052 665 3.08 0.0558 0.0002 0.5390 0.0025 0.0700 0.0002 446 5 438 2 436 1
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表 3 北大巴山区域镁铁质岩锆石U
Table 3 zircon U-Pb ages for regional mafic rock in North Daba Mountains
位置 岩性 测试方法 年龄值 参考文献 岚皋花栎村 辉绿岩 LA-ICP-MS 436.9±2.4Ma 本文 紫阳许河 辉石闪长岩 SIMS U-Pb 438.4±3.1Ma [12] 镇坪 辉绿岩 SHRIMP U-Pb 439±6Ma [11] 紫阳高滩 辉长岩 LA-ICP-MS 437.7±2.3Ma [10] 高滩-岚皋 基性岩墙 LA-ICP-MS 431±3.2Ma [1] 紫阳-岚皋 镁铁质岩脉 LA-ICP-MS 433.3±4.1Ma [9] 紫阳高滩 辉绿岩 辉石Ar-Ar 471.4~431.9Ma [7] 紫阳-岚皋 辉绿玢岩 40K-40Ar 471.4±23.2Ma [6]
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-
王存智, 杨坤光, 徐扬, 等.北大巴基性岩墙群地球化学特征、LAICP-MS锆石U-Pb定年及其大地构造意义[J].地质科技情报, 2009, 4(2):82-84. http://kns.cnki.net/KCMS/detail/detail.aspx?filename=dzkq200903003&dbname=CJFD&dbcode=CJFQ 王宗起, 闫全人, 闫臻, 等.秦岭造山带主要大地构造单元的新划分[J].地质学报, 2009, 83(11):1527-1546. doi: 10.3321/j.issn:0001-5717.2009.11.001 王坤明, 王宗起, 张英利, 等.北大巴山高桥地区镁铁质岩单斜辉石矿物化学特征及其指示意义[J].岩石矿物学杂志, 2014, 33(3):527-539. http://d.wanfangdata.com.cn/Periodical/yskwxzz201403010 周鼎武, 张成立, 王居里, 等.武当地块基性岩墙群初步研究及其地质意义[J].科学通报, 1997, 42(23):2546-2549. doi: 10.3321/j.issn:0023-074X.1997.23.020 张成立, 高山, 张国伟, 等.南秦岭早古生代碱性岩墙群的地球化学及其地质意义[J].中国科学(D辑), 2002, 32(10):819-828. http://www.cqvip.com/QK/98491X/200210/6919337.html 滕人林, 李育敬.陕西北大巴山加里东期岩浆岩的岩石化学特征及其生成环境的探讨[J].陕西地质, 1990, 8(1):37-52. http://kns.cnki.net/KCMS/detail/detail.aspx?filename=sxdy199001003&dbname=CJFD&dbcode=CJFQ 黄月华, 任有祥, 夏林圻, 等.北大巴山古生代双模式火成岩套——以高滩辉绿岩和蒿坪粗面岩为例[J].岩石学报, 1992, 8(3):243-256. http://cpfd.cnki.com.cn/Article/CPFDTOTAL-ZGKD200510001016.htm 晏云翔. 陕西紫阳-岚皋地区碱-基性岩墙群的岩石地球化学及Sr、Nd、Pb同位素地球化学研究[D]. 长安大学硕士学位论文, 2005: 1-50. http://cdmd.cnki.com.cn/article/cdmd-10697-2005151239.htm 张成立, 高山, 袁洪林, 等.南秦岭早古生代地幔性质:来自超镁铁质、镁铁质岩脉及火山岩的Sr-Nd-Pb同位素证据[J].中国科学(D辑), 2007, 37(7):857-865. http://kns.cnki.net/KCMS/detail/detail.aspx?filename=jdxk200707000&dbname=CJFD&dbcode=CJFQ 张欣. 南秦岭紫阳-镇巴地区基性侵入体动力学机制及地质意义讨论[D]. 长安大学硕士学位论文, 2010: 1-67. http://cdmd.cnki.com.cn/article/cdmd-11941-2010221128.htm 邹先武, 段其发, 汤朝阳, 等.北大巴山镇坪地区辉绿岩锆石SHRIMP U-Pb定年和岩石地球化学特征[J].中国地质, 2011, 38(2):282-291. http://d.wanfangdata.com.cn/Periodical_zgdizhi201102005.aspx Wang K M, Wang Z Q, Zhang Y L, et al. Geochronology and Geochemistry of Mafic Rock in the Xuhe, Shaanxi, China:Implications on Petrogenesis and Mantle dynamics[J]. Acta Geologica Sinica, 2015, 89(1):187-202. doi: 10.1111/1755-6724.12404
夏祖春, 夏林圻, 张诚.北大巴山碱质基性-超基性潜火山杂岩的辉石矿物研究[J].西北地质科学, 1992, 13(2):32-30. http://www.cqvip.com/Main/Detail.aspx?id=972195 李夫杰. 陕南镇巴东部地区基性岩墙群和正长斑岩脉的岩石地球化学特征及其构造意义[D]. 长安大学硕士学位论文, 2009: 1-64. http://cdmd.cnki.com.cn/Article/CDMD-11941-2009210513.htm Hess P C. Phase Equilibria Constraints on the Origin of Ocean Floor Basalts[C]//Morgan J P, Blackman D K, Sinton J M. Mantle flow and melt generation at mid-ocean ridges. American Geophysical Union, Geophysical Monograph, 1992, 71: 67-102. doi: 10.1029/GM071p0067/summary
McDonough W F, Sun S S. The composition of the Earth[J]. Chemical Geology, 1995, 120:223-253. doi: 10.1016/0009-2541(94)00140-4
Wiedenbeck M, Alle P, Corfu F, et al. Three natural zircon standards for U-Th-Pb, Lu-Hf, trace element and REE analyses[J]. Geostandards and Geoanalytical Research, 1995, 19(1):1-23. doi: 10.1111/ggr.1995.19.issue-1
Ludwig K R. ISOPLOT3:A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel[M]. Berkeley Geochronology Center, California, Berkeley, 2003:39.
Rubatto D. Zircon trace element geochemistry:partitioning with garnet and the link between U-Pb ages and metamorphism[J]. Chemical Geology, 2002, 184:123-138. doi: 10.1016/S0009-2541(01)00355-2
Condie K C. High field strength element ratios in Archean basalts:a window to evolving sources of mantle plumes[J]. Lithos, 2005, 79:491-504. doi: 10.1016/j.lithos.2004.09.014
Weaver B L. The origin of ocean island basalt end member compositions:trace element and isotopic constraints[J]. Earth and Planetary Science Letter, 1991, 104:381-397. doi: 10.1016/0012-821X(91)90217-6
Sun S S, McDonough W F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes[C]//Saunders A D, Norry M J. Magmatism in the ocean basins. Geological Society, Special Publication, 1989, 42: 313-345. http://petrology.oxfordjournals.org/cgi/ijlink?linkType=ABST&journalCode=specpubgsl&resid=42/1/313
Hirano N, Takahashi E, Yamamoto J, et al. Volcanism in Response to Plante Flexure[J]. Science, 2006, 313:1426-1428. doi: 10.1126/science.1128235
Castillo P R, Clague D A, Davis A S, et al. Petrogenesis of Davidson Seamount lavas and its implications for fossil spreading center and intraplate magmatism in the eastern Pacific[J]. Geochemistry Geophysics Geosystems, 2010, 11(2):Q02005. http://www.mendeley.com/research/petrogenesis-davidson-seamount-lavas-implications-fossil-spreading-center-intraplate-magmatism-easte/
Wilson M. Igneous petrogenesis[M]. London:Unwin Hyman, 1989:287-374.
Hilton D R, McMurtry G M, Kreulen B. Evidence for extensive degassing of the Hawiian mantle plume from helium-carbon relationships at Kilauea volcano[J]. Geophysical Research Letters, 1997, 24(23):3065-3068. doi: 10.1029/97GL03046
Hammer J E, Coombs M J, Shamberger P J, et al. Submarine sliver in North Kona:A window into the early magmatic and growth history of Hualalai Volcano, Hawaii[J]. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 2006, 151:157-188. doi: 10.1016/j.jvolgeores.2005.07.028
Winter J D. An introduction to igneous and metamorphic petrology[M]. Prentice Hall Press, 2010.
Fitton J G, Saunders A D, Norry M J, et al. Thermal and chemical structure of the Iceland plume[J]. Earth and Planetary Science Letters, 1997, 153:197-208. doi: 10.1016/S0012-821X(97)00170-2
Baksi A K. Search for a deep-mantle component in mafic lavas using Nb-Y-Zr plot[J]. Canadian Journal of Earth Sciences, 2000, 38:813-824. doi: 10.1139/e00-100
Saunders A D, Storey M, Kent R W, et al. Consequences of plume-lithosphere interaction[C]//Storey B C, Alabaster T, Pankhurst R J. Magmatism and Cause of Continental Breakup. Consequences of plume-lithosphere interactions. Geological Society of London, Special Publications, 1992, 68: 41-60. http://www.mendeley.com/research/consequences-plumelithosphere-interactions/
Hofmann A W. Mantle geochemistry:the message from oceanic volcanism[J]. Nature, 1997, 385:219-229. doi: 10.1038/385219a0
Andreas S, Michael B, Vincent J M S. Recycling oceanic crust:Quantitative constraints[J]. Geochemistry Geophysics Geosystems, 2003, 4(3):1525-2027. http://www.mendeley.com/catalog/recycling-oceanic-crust-quantitative-constraints/
Wilson M, Downes H. Tertiary-Quaternary extension-related alkaline magmatism in weatern and central Europe[J]. Journal of Petrology, 1991, 32:811-849. doi: 10.1093/petrology/32.4.811
Perry F V, Baldridage W S, De Paola D J. Role of asthenosphere and lithosphere in the genesis of Late Cenozoic basaltic rocks from the Rio Grande rift and adjacent regions of the southwestern United States[J]. Journal of Geophysical Research, 1987, 92:9193-9213. doi: 10.1029/JB092iB09p09193
Rogers N W, Hawkeworth C J, Ormerod D S. Late Cenozoic basaltic magmatism in the western Great basin, California and Navada[J]. Journal of Gephysical Research, 1995, 100:10287-10303. doi: 10.1029/94JB02738
黄月华.岚皋碱性镁铁-超镁铁质潜火山杂岩中金云角闪辉石岩类地幔捕虏体矿物学特征[J].岩石学报, 1993, 9(4):367-378. http://kns.cnki.net/KCMS/detail/detail.aspx?filename=ysxb199304004&dbname=CJFD&dbcode=CJFQ 徐学义, 黄月华, 夏林圻, 等.岚皋金云角闪辉石岩类捕虏体特征[J].岩石矿物学杂志, 1996, 15(3):193-202. http://kns.cnki.net/KCMS/detail/detail.aspx?filename=yskw603.000&dbname=CJFD&dbcode=CJFQ 徐学义, 黄月华, 夏林圻, 等.岚皋金云角闪辉石岩类捕虏体:地幔交代作用的证据[J].岩石学报, 1997, 13(1):1-12. http://www.cqvip.com/Main/Detail.aspx?id=2447166 徐学义, 夏林圻, 夏祖春, 等.北大巴山早古生代地幔交代作用与煌斑岩浆的起源和演化[J].地质论评, 1999, 45(s1):689-697. http://d.wanfangdata.com.cn/Periodical_OA000002238.aspx 向忠金, 闫全人, 闫臻, 等.北大巴山志留系滔河口组碱质斑状玄武岩的岩浆源区及形成环境——来自全岩和辉石斑晶地球化学的约束[J].岩石学报, 2010, 26(4):1116-1132. http://d.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98201004009 王坤明, 王宗起, 张英利, 等.北大巴山滔河镁铁质岩中钛闪石的厘定及指示意义[J].岩石矿物学杂志. 2016, 35(3):506-516. http://kns.cnki.net/KCMS/detail/detail.aspx?filename=yskw201603010&dbname=CJFD&dbcode=CJFQ Righter C. Mega-xenocrysts in alkali olivine basalts:Fragments of disrupted mantle-assemblages[J]. American Mineralogist, 1993, 78:1230-1245. http://rruff.info/doclib/am/vol78/AM78_1230.pdf
Haggerty S E. Upper-mantle mineralogy[J]. Journal of Geodynamics, 1995, 20:331-364. doi: 10.1016/0264-3707(95)00016-3
闫臻, 王宗起, 张英利, 等.北大巴山与志留纪火山作用相关的碳酸盐岩沉积学特征及形成环境[J].沉积学报, 2011, 29(1):31-40. http://kns.cnki.net/KCMS/detail/detail.aspx?filename=cjxb201101005&dbname=CJFD&dbcode=CJFQ -
期刊类型引用(2)
1. 李勇杰，周小虎，尤继元，胡金鑫，黄琪. 北大巴山汉江流域地貌特征及其构造意义. 地质科学. 2024(04): 1132-1150 . 
百度学术
2. 郭惠. 鄂尔多斯盆地断层活动期次研究方法及其油气意义——方解石脉年代学. 复杂油气藏. 2022(01): 30-34 . 百度学术
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