胡正祥，陳 超，毛新武，鄧乾忠，楊金香，李琳靜，孔令耀

(湖北省地質(zhì)調(diào)查院，湖北武漢 430034)

秦嶺造山帶作為中央造山帶的重要組成部分、華北和揚(yáng)子板塊之間的結(jié)合帶而備受關(guān)注，不同學(xué)者先后在秦嶺造山帶中提出了商丹和勉略兩條結(jié)合帶［1-6］。自李春昱提出勉略結(jié)合帶［1］，其向東延伸一直存在疑問，有許多學(xué)者認(rèn)為可以延伸到湖北隨州南部的大洪山地區(qū)［7-10］。但是受漢江流域影響使勉略結(jié)合帶東延物質(zhì)組成上發(fā)生錯(cuò)斷，且鄂北大洪山地區(qū)長(zhǎng)期缺少可靠、完整的結(jié)合帶的證據(jù)，使勉略結(jié)合帶向東與鄂北大洪山地區(qū)相連的觀點(diǎn)或多或少受到了質(zhì)疑。

大洪山地區(qū)的調(diào)查、研究工作可以追溯到上世紀(jì)七八十年代，1∶20萬(wàn)宜城幅、隨縣幅定義“花山群”為一套不整合于打鼓石群之上的新元古界沉積巖—火山巖組合［11-12］。在后來(lái)的研究中“花山群”被不斷解體出了島弧、洋盆、被動(dòng)陸緣等不同環(huán)境的巖石建造組合，并認(rèn)為其可能代表一條與勉略帶相連的結(jié)合帶［13-23］。對(duì)于大洪山地區(qū)存在結(jié)合帶的觀點(diǎn)逐漸被部分學(xué)者認(rèn)可，但是對(duì)于此結(jié)合帶的形成時(shí)間方面還存在著多種看法，不同的同位素分析方法(包括Sm-Nd、Rb-Sr、40Ar-39Ar、U-Pb 法)得出 422 ～1 736 Ma 的結(jié)合帶形成時(shí)間［20-23］。長(zhǎng)期以來(lái)，對(duì)于大洪山地區(qū)的結(jié)合帶缺乏可靠、系統(tǒng)且較為統(tǒng)一的同位素年代學(xué)證據(jù)。

本文在詳細(xì)野外地質(zhì)調(diào)查基礎(chǔ)上，結(jié)合室內(nèi)獲得的地球化學(xué)、同位素測(cè)年資料以及前人的研究成果，主要報(bào)道大洪山地區(qū)火山弧和增生雜巖的物質(zhì)組成、產(chǎn)出特點(diǎn)和地球化學(xué)方面的特性，重點(diǎn)是最新獲得的兩個(gè)晉寧期年代學(xué)證據(jù);提出大洪山地區(qū)存在晉寧期結(jié)合帶的觀點(diǎn)，供討論。

1 地質(zhì)概況

圖1 鄂北大洪山地區(qū)地質(zhì)簡(jiǎn)圖Fig．1 Geological sketch map of the Dahongshan region

圖2 鄂北大洪山島弧火山巖和蛇綠混雜巖照片F(xiàn)ig．2 Photographs for island-arc volcanic rocks and ophiolitic melange

研究區(qū)位于秦嶺造山帶南側(cè)、勉略—大巴山—青峰—襄廣斷裂東段、南秦嶺微板塊與揚(yáng)子板塊的結(jié)合部位(圖1)。北側(cè)受三里崗—三陽(yáng)斷裂(襄樊—廣濟(jì)斷裂一部分)控制，南側(cè)被南華紀(jì)蓮沱組紫紅色砂質(zhì)礫巖呈角度不整合覆蓋(部分位置被后期斷層改造)。研究區(qū)南部主要出露中元古界打鼓石群陸緣斜坡—陸棚環(huán)境的碳酸鹽巖—碎屑巖沉積組合，代表一套被動(dòng)陸緣沉積［24］。研究區(qū)北部沿著土門—周家灣—小阜—園潭一帶發(fā)育大量玄武巖—安山巖—英安巖—流紋巖和碎屑巖組合，前人對(duì)其中的基性玄武巖和中性安山巖作過詳細(xì)的地球化學(xué)研究，認(rèn)為其形成于島弧環(huán)境［15-16］。中酸性英安巖呈紫紅色，中—細(xì)粒結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造，少數(shù)可見氣孔、杏仁構(gòu)造(圖2-a)，酸性流紋巖呈灰白色，可見較好流紋構(gòu)造。不同巖性的火山巖呈互層形式產(chǎn)出，且常與砂巖、板巖伴生(圖2-b)，巖石均受后期構(gòu)造改造，內(nèi)部結(jié)構(gòu)和成分發(fā)生了不同程度的變化。三里崗鎮(zhèn)南出露的中—酸性侵入巖體主要由二長(zhǎng)花崗巖、英云閃長(zhǎng)巖和石英閃長(zhǎng)巖組成，前人在二長(zhǎng)花崗巖中獲得876 Ma的U-Pb同位素年齡，且認(rèn)為其為一套島弧型侵入巖組合［23］。因此，土門—園潭一帶的火山巖、碎屑巖組合與三里崗中—酸性侵入巖體可能代表一個(gè)殘余的古巖漿弧。在“被動(dòng)陸緣”和“巖漿弧”之間主要以一套礫巖、砂巖、泥巖、凝灰?guī)r為主碎屑巖組合為基質(zhì)，中間夾有大量規(guī)模不等、形態(tài)各異、不同巖石類型的巖片，這些巖片包括輝綠巖、輝長(zhǎng)巖、玄武巖、枕狀熔巖、遠(yuǎn)洋硅質(zhì)巖和泥質(zhì)巖、白云質(zhì)角礫巖、凝灰質(zhì)角礫巖等多種來(lái)自不同成巖環(huán)境的巖石組合，具有構(gòu)造混雜的特點(diǎn)，經(jīng)調(diào)查研究認(rèn)為其可能為一套俯沖增生雜巖(張克信野外指導(dǎo)，2014)。

自1972年彭羅斯會(huì)議以來(lái)，對(duì)蛇綠巖成因和分類的研究一直是國(guó)內(nèi)外地質(zhì)工作的熱點(diǎn)［25-31］，典型的洋中脊蛇綠巖由底至頂為:超鎂鐵質(zhì)堆晶巖和變形橄欖巖、席狀巖墻雜巖(包括輝長(zhǎng)巖巖席和輝綠巖巖脈)、枕狀熔巖、遠(yuǎn)洋硅質(zhì)巖和泥巖［32］。在大洪山地區(qū)增生雜巖中，關(guān)口埡、六里沖、楊家棚、綠林和廠河等地廣泛出露輝綠巖、輝長(zhǎng)巖、玄武巖、枕狀熔巖、遠(yuǎn)洋硅質(zhì)巖和泥質(zhì)巖組合，物質(zhì)組成上與典型的洋中脊蛇綠巖相似(暫時(shí)缺少超基性巖)，這些巖石組合多以巖片的形式混雜于一套弧前碎屑巖(基質(zhì))中，不同巖片之間也多以構(gòu)造接觸，具有典型蛇綠混雜巖的特征。楊家棚一帶的公路邊主要出露洋中脊輝長(zhǎng)巖和玄武巖［22］以及灰黑色硅質(zhì)巖，巖片之間表現(xiàn)為構(gòu)造接觸關(guān)系(圖2-c);關(guān)口埡北可見一大小為3 m×5 m玄武巖巖塊夾在一套碳質(zhì)、凝灰質(zhì)砂巖、板巖中，砂、板巖發(fā)生了強(qiáng)烈的構(gòu)造變形(圖2-d);六里沖附近碎屑中主要出露玄武巖、輝長(zhǎng)巖(圖2-e)、輝綠巖巖片，局部可見枕狀熔巖，鏡下可觀察到輝長(zhǎng)巖主要由自形程度相當(dāng)?shù)男遍L(zhǎng)石和輝石組成，且發(fā)生一定變質(zhì)(圖2-f);廠河一帶的公路邊發(fā)育一套枕狀玄武巖(圖2-g)，呈巖片的形式構(gòu)造混雜于砂巖、粉砂巖中(圖2-h)，單個(gè)熔巖枕大小在30 cm左右，巖石表面可見氣孔和杏仁構(gòu)造，鏡下可觀察到斑狀結(jié)構(gòu)，斑晶主要由斜長(zhǎng)石和輝石組成(圖2-i)。在巖片內(nèi)部、巖片之間及巖片與基質(zhì)間廣泛發(fā)育規(guī)模不等的斷層，碎屑巖中普遍發(fā)育褶皺，斷層面和褶皺軸面基本向北—北東傾斜，共同指示由北向南的逆沖推覆作用。

2 實(shí)驗(yàn)方法

地球化學(xué)方面，前人在研究區(qū)獲得了大量地球化學(xué)數(shù)據(jù)，本次研究在收集前人數(shù)據(jù)的基礎(chǔ)上，只采集了少量地球化學(xué)樣品進(jìn)行驗(yàn)證。2件玄武巖和1件輝長(zhǎng)巖樣品均采自六里沖附近(113°01'E，31°29'N)，三件中—酸性火山巖樣品分別為園潭公路邊的英安巖(113°09'E，31°23'N)、土門小路旁的流紋巖(113°03'E，31°30'N)、土門南約 2．5 km 路旁的英安巖(113°02'E，31°29'N)，具體采樣位置見圖1。主量元素、微量元素分析均在武漢巖礦綜合測(cè)試中心化學(xué)分析研究室完成。主量元素采用X熒光光譜法(XRF)分析，微量元素的分析則采用電感耦合等離子質(zhì)譜(ICP-MS)分析方法，具體實(shí)驗(yàn)方法和步驟見馬天芳等2011年發(fā)表的文章［33］，獲得的數(shù)據(jù)見表1，實(shí)驗(yàn)所得數(shù)據(jù)采用Geokit軟件處理［34］，主量元素?cái)?shù)據(jù)已換算成干體系。

表1 鄂北大洪山鎂鐵質(zhì)巖和中—酸性火山巖主量元素、微量元素分析結(jié)果Table 1 Major and trace elements for the mafic rocks from Liulichong and volcanics from Tumen，Yuantan

鋯石測(cè)年樣品一個(gè)采自土門鄉(xiāng)南約2．5 km小路旁(113°02'E，31°29'N)的英安巖，一個(gè)采自綠林一帶(113°05'E，31°21'N)的輝綠巖巖墻中。透射光、反射光和陰極發(fā)光圖(CL)的拍攝、LA-ICP-MS鋯石U-Pb同位素測(cè)年和微量元素分析均在中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(武漢)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。所使用的ICP-MS儀器型號(hào)為Elan6100DRC，激光剝蝕系統(tǒng)是德國(guó)Lamda Physik公司的Geolas200M深紫外(DUV)193nm ArF準(zhǔn)分子(excimer)激光剝蝕系統(tǒng)。激光束斑直徑為32 μm。實(shí)驗(yàn)中采用He作為剝蝕物質(zhì)的載氣，哈佛大學(xué)標(biāo)準(zhǔn)鋯石91500作為外標(biāo)，29Si作為內(nèi)標(biāo)。采用ICPMSDataCal(V3．7)軟件對(duì)同位素比值數(shù)據(jù)進(jìn)行處理，具體操作和實(shí)驗(yàn)方法在前人發(fā)表的文章里有詳細(xì)說(shuō)明［35］。對(duì)實(shí)驗(yàn)測(cè)得的數(shù)據(jù)用 ISOPLOT程序［36］進(jìn)行諧和圖的繪制和加權(quán)平均年齡計(jì)算。

3 地球化學(xué)特征

3．1 主量元素

土門、園潭三件中—酸性火山巖樣品 SiO2含量72．97% ～76．65%，K2O 含量 1．75% ～4．46%，Na2O含量0．34% ～5．50%，K2O+Na2O 含量在 3．98 ～7．99之間，里特曼指數(shù) δ=0．53 ～1．91(＜3．3)，為鈣堿性巖。FeOT(1．78% ～2．06%)和 MgO(0．23% ～1．00%)含量較低，CaO 含量 0．16% ～0．51%，鋁飽和指數(shù) A/CNK 值為1．08 ～3．75，平均1．98，表現(xiàn)為準(zhǔn)鋁質(zhì)—過鋁質(zhì)巖的特征，這些特點(diǎn)與典型巖漿弧酸性火山巖相似［37-38］。

圖3 鄂北大洪山鎂鐵質(zhì)巖Nb/Y-Zr/TiO2*0．000 1圖［40］Fig．3 Nb/Y-Zr/TiO2*0．0001 diagram［40］

六里沖2件玄武巖和1件輝長(zhǎng)巖樣品的地球化學(xué)特征和楊家棚、花山、廠河的38件鎂鐵質(zhì)巖樣品基本一致［15，20，22，39］，SiO2含量變化范圍為 50．35% ～ 53．08% ，TiO2含量 1．58% ～2．10%，Al2O3含量在 15．57% ～16．87%之間，低 K2O(0．13% ～0．63%)、富 Na2O(3．01% ～4．80%)，具有較高的 Mg#，在 Nb/Y-Zr/TiO2*0．000 1圖解中(圖3)，所有樣品落入亞堿性的玄武巖里，進(jìn)一步用SiO2-FeOT/MgO投圖(圖4)，樣品全部落在拉斑玄武巖系列內(nèi)。

3．2 微量元素

在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化的稀土元素配分圖上(圖5-a)，土門、園潭中—酸性火山巖表現(xiàn)出輕稀土元素(LREE)相對(duì)富集，重稀土元素(HREE)相對(duì)虧損的特點(diǎn)，具有較明顯的 Eu 負(fù)異常(δEu=0．39 ～0．56)。在MORB標(biāo)準(zhǔn)化的蛛網(wǎng)圖上(圖5-b)，大洪山酸性火山巖表現(xiàn)出富集大離子親石元素(LILE)K、Rb、Ba和Th，虧損高場(chǎng)強(qiáng)元素(HFSE)Nb、Ta和Ti的特征。稀土元素和微量元素方面的特點(diǎn)與西太平洋日本Chayano島弧流紋巖［37］和美國(guó)阿拉斯加Katmai-Novarupta陸緣弧酸性火山巖［38］非常相似(圖5)。

六里沖鎂鐵質(zhì)巖稀土元素方面，樣品具有較低的稀土元素含量(ΣREE=69．22×10-6～80．98×10-6μg/g)，輕稀土元素(LREE)含量為 48．76 ×10-6～58．02 ×10-6μg/g，重稀土元素(HREE)含量為 20．46× 10-6～24．35 ×10-6μg/g，LREE/HREE=2．38 ～2．81，LaN/YbN=2．00 ～2．59，輕、重稀土分異度較低，整體表現(xiàn)為L(zhǎng)REE虧損到“平坦”的稀土配分模式，δEu=0．82～0．97，具有非常弱的負(fù)Eu異常，少數(shù)無(wú)Eu虧損(圖6-a)。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化的蛛網(wǎng)圖上(圖6-b)，樣品整體顯示大離子親石元素(LILE)Rb、Ba、K、Sr等虧損，高場(chǎng)強(qiáng)元素(HFSE)Zr、Hf、Ti等富集，Nb、Ta 未見明顯虧損甚至部分樣品相對(duì)于K顯示富集狀態(tài)。

圖4 鄂北大洪山鎂鐵質(zhì)巖SiO2-FeOT/MgO圖［41］Fig．4 SiO2-FeOT/MgO diagram［41］

注:六里沖2件玄武巖、1件輝長(zhǎng)巖實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)為本文實(shí)測(cè)，廠河9件枕狀玄武巖［39］、楊家棚4件玄武巖［20］和2件輝長(zhǎng)巖［22］、花山19件玄武巖和4件輝長(zhǎng)巖［15］數(shù)據(jù)來(lái)源于前人報(bào)道，具體采樣位置見圖1，后文不重復(fù)說(shuō)明。

圖5 鄂北大洪山中—酸性火山巖球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖(a)和MORB標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖(b)［37-38，42］Fig．5 Chondrite-normalized REE patterns(a)and MORB normalized spider diagram(b)for intermediate-acid volcanic of Tumen，Yuantan［37-38，42］

圖6 鄂北大洪山鎂鐵質(zhì)巖球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖(a)和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化的蛛網(wǎng)圖(b)［42］Fig．6 Chondrite-normalized REE distribution patterns(a)and mantle-normalized spider diagram(b)for the mafic rocks［42］

4 鋯石U-Pb測(cè)年

土門英安巖樣品(D2047-1)中的鋯石呈自形—半自形柱狀，粒徑50～100 μm，有較好的振蕩環(huán)帶結(jié)構(gòu)發(fā)育(圖7-a)，24個(gè)分析點(diǎn)中有23個(gè)點(diǎn)Th含量33．2×10-6～129×10-6，U 含量82．4×10-6～195×10-6，Th/U值在0．40～0．68之間，這些都是一般巖漿鋯石的特點(diǎn)［43］。鋯石U-Pb測(cè)年結(jié)果見表2和圖8-a，23個(gè)分析點(diǎn)諧和度都＞90%，206Pb/238U年齡范圍在779～915Ma之間，在U-Pb年齡諧和圖上比較集中，這23個(gè)點(diǎn)的加權(quán)平均年齡為(841±12)Ma(MSWD=8．6)，代表英安巖的形成時(shí)間。

綠林輝綠巖樣品(D3005-1)中的鋯石呈自形—半自形渾圓或者短柱狀，粒徑在80～120 μm之間，振蕩環(huán)帶結(jié)構(gòu)發(fā)育，顯示巖漿鋯石的特點(diǎn)(圖7-b)。分析結(jié)果中(表 2)，7個(gè)點(diǎn) Th含量 95．6×10-6～363×10-6，U 含量113 ×10-6～325 ×10-6，Th/U 值在 0．63～1．00之間。這些都與巖漿鋯石微量元素特點(diǎn)相符。鋯石U-Pb測(cè)年結(jié)果見表2和圖8-b，7個(gè)點(diǎn)206Pb/238U年齡范圍為793～856 Ma，所有點(diǎn)諧和度都＞90%，在U-Pb年齡諧和圖上比較集中，這7個(gè)點(diǎn)的加權(quán)平均年齡為(820±17)Ma(MSWD=5．5)，代表輝綠巖的形成時(shí)間。

圖7 土門英安巖(a)和綠林輝綠巖(b)鋯石陰極發(fā)光圖Fig．7 The cathodoluminescence images for dacite of Tumen(a)and diabase of Lulin(b)

5 討論

5．1 形成環(huán)境

土門—園潭的中—酸性火山巖與董云鵬早期厘定的中—基性島弧火山巖伴生［15-16，18］;地球化學(xué)方面具有鈣堿性、準(zhǔn)鋁質(zhì)—過鋁質(zhì)、REE富集、Eu負(fù)異常、富集 LILE(K、Rb、Ba和 Th)、虧損 HFSE(Nb、Ta和 Ti)的特點(diǎn)，可以與西太平洋日本Shayano和美國(guó)阿拉斯加

Katmai-Novarupta典型的島弧酸性火山巖對(duì)比［38-39］，充分說(shuō)明大洪山地區(qū)沿著土門—園潭一帶的中—酸性火山巖為島弧環(huán)境下的產(chǎn)物。

表2 土門英安巖(D2047-1)和綠林輝綠巖(D3005-1)鋯石U-Pb測(cè)年分析數(shù)據(jù)Table 2 U-Pb zircon data for the dacite of Tumen(D2047-1)and diabase of Lulin(D3005-1)

圖8 土門英安巖(a)和綠林輝綠巖(b)鋯石U-Pb諧和年齡圖Fig．8 U-Pb concordia diagrams of analyzed zircons for dacite of Tumen(a)and diabase of Lulin(b)

前人對(duì)廠河地區(qū)原“六房咀組”砂質(zhì)、泥質(zhì)碎屑巖中的玄武巖夾層進(jìn)行地球化學(xué)和鋯石Hf同位素研究，認(rèn)為其成巖巖漿來(lái)源于富集的巖石圈地幔，形成于與羅迪尼亞超大陸裂解有關(guān)、地幔柱成因的大陸溢流環(huán)境。但是最新野外地質(zhì)調(diào)查發(fā)現(xiàn)，出露于土門—園潭島弧火山巖帶南側(cè)的鎂鐵質(zhì)巖、硅質(zhì)巖、泥質(zhì)巖、碎屑巖、濁積巖組合，可能是一套俯沖增生雜巖(張克信野外指導(dǎo)，2014)。其主要由:①弧前碎屑巖組合;②遠(yuǎn)洋硅、泥質(zhì)巖組合;③洋殼殘片，輝綠巖、輝長(zhǎng)巖、玄武巖、枕狀熔巖組合;④海山碳酸鹽巖—玄武巖組合和海山坡底碳酸鹽巖重力流沉積組合;⑤碰撞期淺水碎屑巖組合等5套來(lái)自不同環(huán)境的物質(zhì)組成。

圖9 鄂北大洪山鎂鐵質(zhì)巖構(gòu)造環(huán)境判別圖解Fig．9 Discrimination diagrams for the tectonic interpretation of mafic rocks

六里沖、廠河、楊家棚和花山等地的鎂鐵質(zhì)巖樣品低K2O、高 Na2O/K2O值、高 Mg#、低 TiO2的特點(diǎn)與典型的洋中脊玄武巖相似［44］，而拉斑玄武巖系列的特點(diǎn)可以區(qū)別于島弧鈣堿性玄武巖和大陸裂谷堿性玄武巖，輕稀土元素(LREE)虧損到“平坦”的稀土配分模式，無(wú)明顯負(fù) Eu 異常，LILE(Rb、Ba、K、Sr等)虧損，HFSE(Zr、Hf、Ti等)富集，Nb、Ta 未見明顯虧損都顯示為洋中脊玄武巖的特征，而不同于洋島堿性玄武巖(LREE和LILE富集、HREE虧損)、島弧鈣堿性玄武巖(Nb、Ta明顯虧損)，且在玄武巖的環(huán)境判別圖解中，幾乎所有樣品都落在洋中脊玄武巖的區(qū)域內(nèi)(圖9)。這些可能都是洋殼殘片的代表。而南風(fēng)埡西和綠林北公路邊硅泥質(zhì)巖、碳酸鹽巖和玄武巖互層產(chǎn)出，玄武巖呈堿性，強(qiáng)烈富集輕稀土元素，大離子親石元素Rb、Ba和高場(chǎng)強(qiáng)元素Nb、Ta等，虧損重稀土元素，表現(xiàn)為洋島玄武巖的地球化學(xué)特征(數(shù)據(jù)另文發(fā)表)，其可能都是洋島、海山巖石組合的代表。這些洋殼殘片和海山巖石組合與遠(yuǎn)洋硅、泥質(zhì)巖組合和碰撞期淺水碎屑巖組合都以巖片的形式賦存于一套以砂巖、粉砂巖、泥巖、泥質(zhì)板巖為主的碎屑巖基質(zhì)中，巖片與基質(zhì)多呈構(gòu)造接觸，且碎屑巖基質(zhì)發(fā)生強(qiáng)烈變形，多發(fā)育軸面北東傾向的疊瓦狀同斜、倒轉(zhuǎn)、緊閉褶皺。

5．2 形成時(shí)代

早期董云鵬等在花山地區(qū)厘定了一套蛇綠構(gòu)造混雜巖，根據(jù)區(qū)域上地層的構(gòu)造、新老關(guān)系初步判斷蛇綠巖的形成時(shí)間在海西—早印支期，而北側(cè)代表島弧的巖漿弧形成時(shí)間為石炭紀(jì)—早三疊世;石玉若曾經(jīng)在小阜火山巖樣品獲得1 197 Ma的全巖Sm-Nd等時(shí)線年齡［20］，在三里崗巖體中獲得的422 Ma全巖Rb-Sr等時(shí)線年齡［21］，其可信度有待進(jìn)一步商榷。而后對(duì)楊家鵬洋中脊輝長(zhǎng)巖進(jìn)行SHRIMP鋯石U-Pb定年，獲得947 Ma成巖年齡［23］，另外鄧奇在廠河獲得824 Ma的枕狀玄武巖SHRIMP鋯石U-Pb年齡。

近年來(lái)，鋯石U-Pb測(cè)年作為一種相對(duì)較可靠定年技術(shù)而被廣泛運(yùn)用。此次研究中，通過系統(tǒng)的野外地質(zhì)調(diào)查，在大洪山地區(qū)采集了一定量鋯石U-Pb同位素測(cè)年樣品，結(jié)果顯示，代表洋中脊的輝綠巖形成時(shí)間為820 Ma，綠林洋島玄武巖年齡為817 Ma(另文發(fā)表)，加上鄧奇在廠河取得的824 Ma的玄武巖U-Pb年齡，表明研究區(qū)應(yīng)存在820 Ma左右的古洋盆。而石玉若獲得的947 Ma楊家棚洋中脊輝長(zhǎng)巖U-Pb年齡可能是早期洋盆的形成時(shí)間，由此可以推測(cè)大洪山地區(qū)至少存在947～817 Ma的洋盆。另外，代表島弧的英安巖形成時(shí)間為841 Ma，而可能形成于島弧環(huán)境的三里崗巖體英云閃長(zhǎng)巖成巖年齡為876 Ma(另文發(fā)表)，推測(cè)至少在876～841 Ma沿著土門—園潭一帶發(fā)生過北東向(以現(xiàn)在磁北方向?yàn)闃?biāo)準(zhǔn))的洋—陸俯沖作用。

5．3 構(gòu)造意義

以往對(duì)大洪山結(jié)合帶的研究集中在土門—周家灣—小阜—園潭一帶，在此次調(diào)查中，筆者大體上確定了大洪山巖漿弧和增生雜巖的分布范圍和展布情況(圖1)。增生雜巖和巖漿弧的厘定說(shuō)明在大洪山地區(qū)系統(tǒng)地鑒別出了海溝—島弧體系，為鄂北大洪山地區(qū)存在結(jié)合帶的觀點(diǎn)提供了強(qiáng)有力的證據(jù)。而大量且系統(tǒng)的晉寧期鋯石U-Pb年代學(xué)證據(jù)說(shuō)明大洪山地區(qū)存在一條區(qū)別于勉略帶(晚古生代—早中生代)的晉寧期結(jié)合帶。

6 結(jié)論

(1)野外地質(zhì)調(diào)查和地球化學(xué)數(shù)據(jù)分析證明，土門—周家灣—小阜—園潭一帶出露的玄武巖、安山巖、英安巖、流紋巖、砂巖、板巖等多種巖石的組合是島弧環(huán)境下的產(chǎn)物。六里沖、廠河、楊家棚和花山等地的鎂鐵質(zhì)巖為蛇綠巖的組成部分，其與海山巖石組合和遠(yuǎn)洋硅、泥質(zhì)巖組合等以巖片的形式賦存于一套碎屑巖基質(zhì)中，構(gòu)成典型的俯沖增生雜巖。

(2)LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年結(jié)果顯示，綠林輝綠巖的形成時(shí)間為(820±17)Ma(MSWD=5．5)，結(jié)合947 Ma的輝長(zhǎng)巖年齡，認(rèn)為大洪山地區(qū)至少存在947～820 Ma的洋盆。土門英安巖的形成時(shí)間為(841±12)Ma(MSWD=8．6)，結(jié)合876 Ma的三里崗英云閃長(zhǎng)巖年齡，推測(cè)至少在876～841 Ma發(fā)生洋—陸俯沖。大洪山地區(qū)晉寧期島弧火山巖和增生雜巖的厘定說(shuō)明該區(qū)可能存在一條區(qū)別于勉略帶(晚古生代—早中生代)的另一結(jié)合帶。

［1］ 李春昱，劉仰文，朱寶清，等．秦嶺及祁連山構(gòu)造發(fā)展史［C］//國(guó)際交流地質(zhì)學(xué)術(shù)論文集．北京:地質(zhì)出版社，1978:174-187．

［2］ 張國(guó)偉，孟慶任，賴紹聰．秦嶺造山帶的結(jié)構(gòu)與構(gòu)造［J］．中國(guó)科學(xué)(B 輯)，1995，25(9):994-1003．

［3］ 張國(guó)偉，張本仁，衰學(xué)成，等．秦嶺造山帶與大陸動(dòng)力學(xué)［M］．北京:科學(xué)出版社，2001:67-85．

［4］ 許志琴，盧一倫，湯耀慶，等．東秦嶺復(fù)合山鏈的形成—變形、演化及板塊動(dòng)力學(xué)［M］．北京:中國(guó)環(huán)境出版社，1988:1-193．

［5］ 張宗清，張國(guó)偉，劉敦一，等．秦嶺造山帶蛇綠巖、花崗巖和碎屑沉積巖同位素年代學(xué)和地球化學(xué)［M］．北京:地質(zhì)出版社，2006:1-361．

［6］ 潘桂棠，肖慶輝，陸松年，等．中國(guó)大地構(gòu)造單元?jiǎng)澐郑跩］．中國(guó)地質(zhì)，2009，26(1):1-4．

［7］ 任紀(jì)舜，張止坤，牛寶貴，等．論秦嶺造山帶［C］//秦嶺造山帶學(xué)術(shù)討論會(huì)論文選集．西安:西北大學(xué)出版社，1991:99-110．

［8］ 張國(guó)偉，董云鵬，賴紹聰，等．秦嶺—大別造山帶南緣勉略構(gòu)造帶與勉略縫合帶［J］．中國(guó)科學(xué)(D 輯)，2003，33(12):1121-1135．

［9］ 張國(guó)偉，程順有，郭安林，等．秦嶺—大別中央造山系南緣勉略古縫合帶的再認(rèn)識(shí)——兼論中國(guó)大陸主體的拼合［J］．地質(zhì)通報(bào)，2004，23(9/10):846-853．

［10］ 賴紹聰，張國(guó)偉，董云鵬，等．秦嶺—大別勉略構(gòu)造帶蛇綠巖與相關(guān)火山巖性質(zhì)及其時(shí)空分布［J］．中國(guó)科學(xué)(D輯)，2003，33(12):1174-1183．

［11］ 湖北省地質(zhì)局區(qū)域地質(zhì)測(cè)量隊(duì)．1∶20萬(wàn)宜城幅(H-49-V)、隨縣幅(H-49-M)區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報(bào)告［R］．武漢:湖北省地質(zhì)局區(qū)域地質(zhì)測(cè)量隊(duì)，1982．

［12］ 湖北省地質(zhì)礦產(chǎn)局鄂東北地質(zhì)大隊(duì)一分隊(duì)．1∶5萬(wàn)客店坡東半幅(H49-22-D)、古城畈幅(H49-23-C)、三陽(yáng)店幅(H49-35-A)區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報(bào)告［R］．孝感:湖北省地質(zhì)礦產(chǎn)局鄂東北地質(zhì)大隊(duì)一分隊(duì)，1986．

［13］ 熊興斌，陳憶元．湖北京山中元古界打鼓石群沉積特征及其構(gòu)造古地理意義［J］．地球科學(xué)——中國(guó)地質(zhì)大學(xué)學(xué)報(bào)，1991，16(5):489-495．

［14］ 董云鵬，張國(guó)偉，柳小明，等．鄂北大洪山地區(qū)“花山群”的解體［J］．中國(guó)區(qū)域地質(zhì)，1998，17(4):371-376．

［15］ 董云鵬，張國(guó)偉，賴紹聰，等．隨州花山蛇綠構(gòu)造混雜巖的厘定及其大地構(gòu)造意義［J］．中國(guó)科學(xué)(D 輯)，1999，29(3):222-231．

［16］ 董云鵬，張國(guó)偉，趙霞，等．鄂北大洪山巖漿帶地球化學(xué)及其構(gòu)造意義——南秦嶺勉略洋盆東延及其俯沖的新證據(jù)［J］．中國(guó)科學(xué)(D 輯)，2003，33(12):1143-1153．

［17］ 董云鵬，張國(guó)偉，姚安平，等．襄樊—廣濟(jì)斷裂西段三里崗—三陽(yáng)構(gòu)造混雜巖帶構(gòu)造變形與演化［J］．地質(zhì)科學(xué)，2003，38(4):425-436．

［18］ Dong Y P，Zhang G W，Lai S C，et al．An ophiolitic tectonic melange first discovered in Huashan area，south margin of Qinling Orogenic Belt，and its tectonic implications［J］．Science in China Series D:Earth Sciences，1999，42(3):292-302．

［19］ Lai S C，Zhong J H．Geochemical features and its tectonic significance of the meta-basalt in Zhoujiawan area，Mianlue suture zone，Qinling-Dabie mountains，Hubei province［J］．Scientia Geologica Sinica，1999，2(8):127-136．

［20］ 石玉若，張宗清，劉敦一，等．湖北省隨州花山蛇綠混雜巖Sm-Nd、Rb-Sr同位素年代研究［J］．地質(zhì)論評(píng)，2003，49(4):367-373．

［21］ 石玉若，張宗清，劉敦一，等．湖北省隨州三里崗地區(qū)二長(zhǎng)花崗巖Rb-Sr、40Ar/39Ar同位素年齡［J］．地球?qū)W報(bào)，2005，26(1):17-20．

［22］ 石玉若，張宗清，劉敦一，等．湖北省隨州楊家棚地區(qū)輝長(zhǎng)巖Rb-Sr同位素年齡［J］．地球?qū)W報(bào)，2005，26(6):521-524．

［23］ Shi Y R，Liu D Y，Zhang Z Q，et al．SHRIMP Zircon U-Pb Dating of Gabbro and Granite from the Huashan Ophiolite，Qinling Orogenic Belt，China:Neoproterozoic Suture on the Northern Margin of the Yangtze Craton［J］．Acta Geologica Sinica，2007，81(2):239-243．

［24］ 湖北省地質(zhì)調(diào)查院．1∶25萬(wàn)隨州市幅(H49 C001004)區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報(bào)告［R］．武漢:湖北省地質(zhì)調(diào)查院，2003．

［25］ Miyashiro A．Classification，characteristics，and origin of ophiolites［J］．Journal of Geology，1975，83:249-281．

［26］ Coleman RG．Ophiolites:ancient oceanic lithosphere?［M］．New York:Springer-Verlag，1977．

［27］ 張旗．蛇綠巖研究中的幾個(gè)問題［J］．巖石學(xué)報(bào)，1995，11(增刊):228-240．

［28］ 張旗．蛇綠巖研究的進(jìn)展［J］．地質(zhì)通報(bào)，1998，31(1):1-12．

［29］ 張旗，周國(guó)慶，王焰．中國(guó)蛇綠巖的分布、時(shí)代及其形成環(huán)境［J］．巖石學(xué)報(bào)，2003，19(1):1-8．

［30］ Dilek Y，F(xiàn)urnes H．Structure and geochemistry of Tethyan ophiolites and their petrogenesis in subduction rollback systems［J］．Lithos，2009，113(1/2):1-20．

［31］ Dilek Y，F(xiàn)urnes H．Ophiolite genesis and global tectonics:Geochemical and tectonic fingerprinting of ancient oceanic lithosphere［J］．Geological Society of America Bulletin，2013，123(3/4):387-411．

［32］ 馬昌前，桑隆康．巖石學(xué)［M］．第二版．北京:地質(zhì)出版社，2012:1-620．

［33］ 馬天芳，李小莉，陳永君，等．X射線熒光光譜分析方法的共享［J］．巖礦測(cè)試，2011，30(4):486-490．

［34］ 路遠(yuǎn)發(fā)．GeoKit:一個(gè)用 VBA構(gòu)建的地球化學(xué)工具軟件包［J］．地球化學(xué)，2004，33(5):459-464．

［35］ Liu Y S，Gao S，Hu Z C，Gao C G，Zong K Q and Wang D B．Continental and oceanic crust recycling-induced melt-peridotite interactions in the Trans-North China orogen:U-Pb dating，Hf isotopes and trace elements in zircons of mantle xenoliths［J］．Journal of Petrology，2010，51(1/2):537-571．

［36］ Ludwig K R．User's Manual for ISOPLOT 3．00:A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel［M］．Berkeley:Berkeley Geochronology Center Special Publication No．4，2003．

［37］ Kimura Junichi，Nagahashi Yoshitaka．Origin of a voluminous iron-enriched high-K rhyolite magma erupted in the North Japan Alps at 1．75 Ma:Evidence for upper crustal melting［J］．Journal of Volcanology and Geothermal Research，2007，167(1/4):81-99．

［38］ Reagan M K，Sims K W W，Erich J，et al．Time-scales of differentiation from mafic parents to rhyolite in North American continental arcs［J］．Journal of Petrology，2003，44(9):1703-1726．

［39］ Deng Q，Wang J，Wang Z J，et al．Continental flood basalts of the Huashan Group，northern margin of the Yangtze block-implications for the breakup of Rodinia［J］．International Geology Review，2013，55(15):1865-1884．

［40］ Winchester J A，F(xiàn)loyd P A．Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements［J］．Chemical Geology，1977，20:325-343．

［41］ Miyashiro A．Volcanic rock series in island arc and active continental margins［J］．American Journal of Science，1974，274(4):321-355．

［42］ Sun S S，McDonough W F．Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts:Implications for mantle composition and processes［J］．Geological Society London Special Publications，1989，42:313-345．

［43］ 吳元寶，鄭永飛．鋯石成因礦物學(xué)研究及其對(duì)U-Pb年齡解釋的制約［J］．科學(xué)通報(bào)，2004，49(16):1589-1594．

［44］ Melson W G，Vallier T L，Wright T L，et al．Chemical diversity of abyssal volcanic glass erupted along Pacific，Atlantic and Indian Ocean sea floor，spreading centers．In:The Geophysics of the Pacific Ocean Basin and Its Margin［M］．Washington D C:American Geophysical Union，2013．

［45］ Meschede M．A method of discriminating between different types of mid-ocean ridge basalts and continental tholeiites with the Nb-Zr-Y diagram［J］．Chemical Geology，1986，56:207-218．

［46］ Mullen E D．MnO/TiO2/P2O5:a minor element discriminate for basaltic rocks of oceanic environments and its implications for petrogenesis［J］．Earth and Planetary Science Letters，1983，62:53-62．

［47］ Pearce J A．Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries．In Thorpe RS(ed．)．Andesites:Orogenic Andesites and Related Rocks［M］．Chichester:Willy，1982．

［48］ Shervais J W．Ti-V plots and the petrogenesis of modern and ophiolitic lavas［J］．Earth and Planetary Science Letter，1982，59:101-118．

［49］ Glassley W．Geochemistry and Tectonics of the Crescent Volcanic Rocks，Olympic Peninsula，Washington［J］．Geological Society of A-merica Bulletin，1974，85:785-794．