楊振寧 蔡曉蕓 楊坤光 劉雨 李寧寧

華南多塊體在新元古代通過(guò)板塊拼合形成統(tǒng)一的古華南大陸板塊,并伴隨有顯著的巖漿-沉積事件記錄(張國(guó)偉等,2013;Zhao and Cawood,2012)。前人對(duì)新元古代巖漿-沉積作用的研究主要集中在華夏板塊武夷-云開(kāi)地區(qū)(Shuetal.,2011;Wangetal.,2013c,2014b;Xiaetal.,2018)、揚(yáng)子?xùn)|南緣江南造山帶和西緣攀西-碧口-漢南帶(Dongetal.,2012;Lietal.,2008,2009,2010;Wangetal.,2008,2012,2013b,2014a;Zhengetal.,2007,2008;Zhaoetal.,2011;Zhouetal.,2002,2006)以及揚(yáng)子核部的黃陵隆起(Dengetal.,2017;Huang and Deng,2020;Pengetal.,2012;Wuetal.,2016;Zhangetal.,2008,2009;Zhaoetal.,2013a,b),而對(duì)于揚(yáng)子北緣新元古代巖漿-沉積巖的報(bào)道相對(duì)較少(Baderetal.,2013),限制了對(duì)揚(yáng)子北緣新元古代構(gòu)造格局和演化過(guò)程的理解。

近年來(lái)的研究結(jié)果顯示,揚(yáng)子北緣新元古代巖漿作用的形成時(shí)代主要為950～630Ma(Baderetal.,2013;Wangetal.,2016;Zhangetal.,2016a),其中關(guān)于950～860Ma巖漿巖構(gòu)造背景爭(zhēng)論較少,普遍認(rèn)為其形成于與俯沖相關(guān)的構(gòu)造背景(Dong and Santosh,2016)。但是關(guān)于860～750Ma巖漿活動(dòng)的性質(zhì)和構(gòu)造背景不同的學(xué)者有不同的認(rèn)識(shí)。主要的幾種觀點(diǎn)如下：多塊體俯沖-增生模型(Dong and Santosh,2016)、安第斯弧模型(Zhaoetal.,2010,2017)、板塊-裂谷模型(Zhengetal.,2007,2008)和地幔柱模型(李獻(xiàn)華等,2012;Wangetal.,2009)。其中820Ma處于這些模型中的碰撞后構(gòu)造垮塌階段或地幔柱起始階段,可能是揚(yáng)子北緣新元古代構(gòu)造體制從俯沖向伸展轉(zhuǎn)變的關(guān)鍵時(shí)間結(jié)點(diǎn)。因此,查明～820Ma巖漿作用及其同期沉積巖的構(gòu)造背景(弧-弧后、造山后伸展還是地幔柱?)是解決揚(yáng)子北緣新元古代演化爭(zhēng)議的關(guān)鍵。

大洪山新元古代造山帶是揚(yáng)子北緣保存較為完好的晉寧期造山帶,對(duì)其結(jié)構(gòu)單元和各單元內(nèi)部物質(zhì)組成的研究將為揚(yáng)子北緣新元古代構(gòu)造演化提供關(guān)鍵性的證據(jù)。本研究在帶內(nèi)識(shí)別出一套弧后盆地基性巖和濁積巖組合。并通過(guò)對(duì)濁積巖碎屑鋯石年代學(xué)和基性巖年代學(xué)及地球化學(xué)研究限定了弧后盆地的形成時(shí)代和演化過(guò)程。

1 地質(zhì)概況和樣品采集

大洪山地區(qū)是揚(yáng)子北緣新元古代研究的典型地區(qū),以區(qū)域性深大斷裂青峰-襄廣斷裂為界(研究區(qū)內(nèi)為三里崗-三陽(yáng)斷裂,即F1斷裂),其北部為桐柏-大別造山帶,南部為揚(yáng)子克拉通(圖1a,b)。因此,大洪山造山帶是研究桐柏地體(新元古代之前可能存在的古老基底陸塊)與揚(yáng)子克拉通新元古代碰撞拼合過(guò)程的關(guān)鍵地區(qū)。目前所定義的大洪山新元古代造山帶包括三里崗-三陽(yáng)斷裂(F1斷裂)以南、揚(yáng)子克拉通蓮沱組-震旦紀(jì)地層以北的區(qū)域(圖1b,胡正祥等,2015b),總體呈“透鏡狀”向北西和南東尖滅,出露一套中元古代到早-中新元古代巖漿-沉積巖組合。

大洪山新元古代構(gòu)造帶可分為北帶(土門-三里崗-小阜一線,F1斷裂和F2斷裂之間,圖1b)和南帶(花山-綠林一線,F2斷裂和蓮沱組地層之間,圖1b)。北帶巖石組合以基性巖為主,夾安山巖、英安巖、流紋巖及少量粉砂巖(謝紀(jì)海等,2019)。Xuetal.(2016)和廖明芳等(2016)根據(jù)虧損的鋯石Hf同位素和全巖Sr-Nd同位素組成以及顯著的弧巖漿巖地球化學(xué)特征,認(rèn)為北帶中三里崗870～860Ma花崗質(zhì)巖石和基性巖形成于弧環(huán)境。胡正祥等(2015a,2017)認(rèn)為北帶土門～840Ma英安巖和圓潭～828Ma酸性火山巖同樣形成于弧環(huán)境。南帶巖石組合為輝長(zhǎng)-輝綠巖、玄武巖、硅泥質(zhì)巖、碎屑巖(花山群)和碳酸鹽巖(打鼓石群)(圖1b)。研究區(qū)最古老的基底地層打鼓石群主要為一套被動(dòng)大陸邊緣裂陷槽碳酸鹽巖和碎屑巖沉積組合。李懷坤等(2016)測(cè)得打鼓石群羅漢嶺組凝灰?guī)r年齡為1225±19Ma和1239±23Ma。湖北地質(zhì)礦產(chǎn)局(1986(1)湖北地質(zhì)礦產(chǎn)局.1986.1：5萬(wàn)古城畈和三陽(yáng)店幅區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報(bào)告)1：5萬(wàn)三陽(yáng)店幅和古城畈幅地質(zhì)調(diào)查報(bào)告將目前大洪山地區(qū)(囊括南帶和北帶)蓮沱組之下除打鼓石群和巖漿巖之外的淺變質(zhì)沉積巖統(tǒng)稱為花山群。典型的花山群出露于南帶,下部巖性組合為灰、灰白色中-巨厚層變質(zhì)白云巖礫巖、雜礫巖、砂巖夾黃綠色粉砂質(zhì)、鈣質(zhì)板巖;上部為灰綠色-紫紅色粉砂質(zhì)、泥質(zhì)板巖夾粉砂巖和少量細(xì)砂巖。凝灰?guī)r和碎屑鋯石年齡約束花山群形成時(shí)代為830～800Ma(李夔洲,2020)。最近部分學(xué)者對(duì)北帶中大量細(xì)碎屑巖與南側(cè)花山群是否同屬一套地層提出異議,胡正祥等(2015a,2017)將其歸入火山弧環(huán)境而獨(dú)立存在,1：25萬(wàn)隨州市幅(湖北地質(zhì)調(diào)查院,2003)將其歸屬為隨州區(qū)寒武系-奧陶系。已有的年代學(xué)工作顯示南帶基性巖鋯石U-Pb年齡集中在～820Ma(陳超等,2017b;Dengetal.,2013;胡正祥等,2015b;Liu and Zhao,2019)。南帶的這套基性巖具有不同的地球化學(xué)特征。Dengetal.(2013)報(bào)道了枕狀玄武巖SHRIMP鋯石U-Pb年齡為824Ma±9Ma(MSDW=0.97),依據(jù)其負(fù)的鋯石εHf(t)值、低的CaO/Al2O3比值、高的La/Nb比值、輕微富集LREE和虧損Nb、Ta、Ti等特征判定其屬于古老大陸巖石圈地幔來(lái)源的大陸溢流玄武巖。胡正祥等(2015a)則認(rèn)為其屬于洋中脊玄武巖。胡正祥等(2015b)和陳超等(2017a)報(bào)道了塊狀玄武巖年齡為817±7Ma(MSDW=3.3),根據(jù)其具有的高場(chǎng)強(qiáng)元素(HFSE)、Nb、Ta、Th、Ce明顯富集,重稀土元素明顯虧損,高的TiO2和Nb/Y等特征,認(rèn)為其屬于洋島玄武巖。Liu and Zhao (2019)測(cè)得輝長(zhǎng)-輝綠巖中兩個(gè)原始未受地殼混染的樣品具有低的U/Th值(0.36～0.37)、Th/Zr值(0.001～0.002)和Nb/Y值(0.02～0.03)以及類似虧損地幔的Nd值和Pb同位素值,認(rèn)為其具有洋中脊玄武巖的地球化學(xué)特征。

圖1 華南前寒武紀(jì)地層出露簡(jiǎn)圖(a,據(jù)Wang et al.,2013a修改)和大洪山地區(qū)地質(zhì)簡(jiǎn)圖(b,據(jù)湖北地質(zhì)調(diào)查院,2003(2)湖北地質(zhì)調(diào)查院.2003.1：25萬(wàn)隨州市幅區(qū)域地質(zhì)報(bào)告;胡正祥等,2015a修編)F1-三里崗-三陽(yáng)斷裂;F2-板橋-屈山店-張家店斷裂.圖中年齡數(shù)據(jù)來(lái)源包括Deng et al.(2013),胡正祥等 (2015a,b,2017),廖明芳等 (2016),Shi et al.(2007)和Xu et al.(2016)Fig.1 Simplified geological map showing distribution of the Precambrian strata in the South China Block (a,modified after Wang et al.,2013a) and simplified geological map of the Dahongshan area (b,modified after Hu et al.,2015a)F1-the Sanligang-Sanyang Fault,F2-the Banqiao-Qushandian-Zhangjiadian Fault.The source of the age data including Deng et al.(2013),Hu et al.(2015a,b,2017),Liao et al.(2016),Shi et al.(2007) and Xu et al.(2016)

前人對(duì)北帶巖漿巖的研究主要集中在土門-三里崗一帶,對(duì)于小阜-圓潭一帶的研究較少;其巖漿巖形成時(shí)代和構(gòu)造背景以及配套沉積巖組合等問(wèn)題尚未得到完全解答,限制了對(duì)于這個(gè)造山帶結(jié)構(gòu)單元和演化過(guò)程的理解。本研究在圓潭采石坑中識(shí)別出一套輝長(zhǎng)巖、輝綠巖、粉砂巖和細(xì)砂巖組合(圖2a)。輝長(zhǎng)巖體邊部以輝綠巖床形式順層侵位到圍巖中(圖2a),圍巖主體為淺灰黑色、青灰色粉砂巖和細(xì)砂巖,其中發(fā)育有清晰的鮑馬序列b段(平行層理砂巖)、c段(小波痕交錯(cuò)層理粉砂巖)和d段(水平紋理粉砂巖)(圖2b),指示圍巖為一套濁積巖。輝長(zhǎng)巖野外呈塊狀構(gòu)造,發(fā)育典型的輝長(zhǎng)結(jié)構(gòu)(圖2c);鏡下輝長(zhǎng)巖礦物組成主要包括單斜輝石(45%)和斜長(zhǎng)石(55%),單斜輝石粒徑為2～5mm不等,呈半自形-他形,斜長(zhǎng)石呈長(zhǎng)板狀,自形-半自形,蝕變較嚴(yán)重,多發(fā)生綠簾石化(圖2d)。

圖2 揚(yáng)子北緣大洪山造山帶圓潭地區(qū)基性巖和濁積巖野外和鏡下照片(a)基性巖順層侵位到圍巖地層中;(b)濁積巖的鮑馬序列;(c)輝長(zhǎng)巖的手標(biāo)本照片;(d)輝長(zhǎng)巖的鏡下照片.Pl-斜長(zhǎng)石;Cpx-單斜輝石Fig.2 Representative field and microscopic photos of mafic rocks and associated turbidites in the Yuantan area of the Dahongshan orogenic belt,northern margin of Yangtze(a) mafic rock intruding the country rock stratum;(b) Bouma series of turbidite;(c) photo of gabbro;(d) microscopic photo of gabbro.Pl-plagioclase;Cpx-clinopyroxene

本研究采集蝕變較弱、基本未經(jīng)過(guò)風(fēng)化的新鮮樣品進(jìn)行年代學(xué)和地球化學(xué)研究。其中細(xì)砂巖樣品(JS190,113°08′51.74″、31°24′20.73″)采自圓潭采石坑圍巖中。輝長(zhǎng)巖、輝綠巖樣品20190328-51(113°08′51.74″、31°24′20.73″),20190329-2、20190329-5(113°08′51.68″、31°24′19.25″),20190329-10(113°09′19.44″、31°24′05.45″),20190329-27(113°09′38.95″、31°20′48.98″),20190329-55(113°09′14.58″、31°23′14.28″),20190329-58(113°06′58.94″、31°24′50.96″)采自北帶圓潭附近,與輝長(zhǎng)巖體伴生;其它輝綠巖樣品20190329-17(113°09′21.92″、31°20′48.82″),20190329-24(113°08′03.75″、31°21′04.90″),20190329-33(113°05′41.30″、31°17′57.05″),20190329-38(113°07′07.41″、31°15′21.85″),20190329-42(113°06′56.47″、31°16′43.85″),20190329-51(113°06′22.79″、31°17′08.82″)采自南帶。

2 分析方法

2.1 鋯石LA-ICP-MS U-Pb定年

樣品鋯石的挑選在河北省廊坊市誠(chéng)信地質(zhì)服務(wù)公司完成。具體操作流程包括：(1)重力分選,將鋯石等重礦物分選出來(lái);(2)磁分選,將鋯石等非磁性礦物與磁性礦物分離出來(lái);(3)重液分選,用三溴甲烷、二溴甲烷進(jìn)行分選;(4)在雙目鏡下進(jìn)一步挑選,得到最終的鋯石樣。鋯石LA-ICP-MS U-Pb定年分析在河北地質(zhì)大學(xué)河北省戰(zhàn)略性關(guān)鍵礦產(chǎn)資源重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。激光剝蝕系統(tǒng)采用搭載Laurin Technic S155樣品池和GeoStarμGISTM軟件的澳大利亞RESOlution-LR型高能量ArF2準(zhǔn)分子激光剝蝕系統(tǒng),質(zhì)譜儀為美國(guó)賽默飛iCAP RQ型等離子體質(zhì)譜儀。激光剝蝕條件為：激光束斑直徑29μm,激光能量密度3J/cm2,剝蝕頻率8Hz。剝蝕前采集10s的空白,隨后進(jìn)行40s的樣品剝蝕,剝蝕完成后進(jìn)行20s的吹掃。載氣使用高純度氦氣,氣流量為0.6L/min;輔助氣為Ar氣,氣流量為0.8L/min。激光剝蝕過(guò)程中采用氦氣作載氣、氬氣為補(bǔ)償氣以調(diào)節(jié)靈敏度。分析的激光束斑和頻率分別為29μm和8Hz。U-Pb同位素定年和微量元素含量處理中采用鋯石標(biāo)準(zhǔn)91500和NIST610作外標(biāo)分別進(jìn)行同位素和微量元素分餾校正。每隔8個(gè)樣品分析點(diǎn)分析兩個(gè)91500標(biāo)樣。利用GJ-1鋯石監(jiān)控分析數(shù)據(jù)。每個(gè)分析數(shù)據(jù)包括大約20～30s空白信號(hào)和50s樣品信號(hào)。測(cè)試數(shù)據(jù)采用Iolite v3.1軟件(Patonetal.,2010)進(jìn)行同位素比值及元素含量的計(jì)算,測(cè)試精度以1σ表示。U-Pb年齡諧和圖繪制采用Isoplot/Ex_ver3完成(Ludwig,2003)。根據(jù)一般規(guī)則,當(dāng)鋯石206Pb/238U年齡<1000Ma時(shí),用206Pb/238U年齡代表鋯石年齡;當(dāng)206Pb/238U年齡>1000Ma時(shí),用207Pb/206Pb年齡代表鋯石年齡。

2.2 全巖Nd同位素分析

全巖Nd同位素前處理和測(cè)試由武漢上譜分析科技有限責(zé)任公司完成。Nd同位素分析采用德國(guó)Thermo Fisher Scientific公司的MC-ICP-MS(Neptune Plus)。Nd同位素的儀器質(zhì)量分餾采用內(nèi)標(biāo)指數(shù)法則校正(Russelletal.,1978)。146Nd/144Nd被用于計(jì)算Nd的質(zhì)量分餾因子(0.7219,Linetal.,2016),全部分析數(shù)據(jù)采用專業(yè)同位素?cái)?shù)據(jù)處理軟件“Iso-Compass”進(jìn)行數(shù)據(jù)處理(Zhangetal.,2020)。

2.3 全巖主、微量元素分析

全巖主量和微量元素分析在武漢上譜分析科技有限責(zé)任公司完成,主量元素分析儀器使用日本理學(xué)(Rigaku)生產(chǎn)的ZSX Primus Ⅱ型波長(zhǎng)色散X射線熒光光譜儀(XRF),4.0kW端窗銠靶X射線光管,測(cè)試條件為電壓：50kV,電流：60mA,主量各元素分析譜線均為Kα,標(biāo)準(zhǔn)曲線使用國(guó)家標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)巖石系列GBW07101-14。全巖微量元素含量利用Agilent 7700e ICP-MS分析完成。用于ICP-MS分析的樣品處理如下：(1)將200目樣品置于105℃烘箱中烘干12h;(2)準(zhǔn)確稱取粉末樣品50mg置于Teflon溶樣彈中;(3)先后依次緩慢加入1mL高純HNO3和1mL高純HF;(4)將Teflon溶樣彈放入鋼套,擰緊后置于190℃烘箱中加熱24h以上;(5)待溶樣彈冷卻,開(kāi)蓋后置于140℃電熱板上蒸干,然后加入1mL HNO3并再次蒸干;(6)加入1mL高純HNO3、1mL MQ水和1mL內(nèi)標(biāo)In(濃度為1×10-6),再次將Teflon溶樣彈放入鋼套,擰緊后置于190℃烘箱中加熱12h以上;(7)將溶液轉(zhuǎn)入聚乙烯料瓶中,并用2%HNO3稀釋至100g以備ICP-MS測(cè)試。

3 測(cè)試結(jié)果

3.1 碎屑鋯石U-Pb定年

本文對(duì)細(xì)砂巖樣品(JS190)中80顆鋯石進(jìn)行了LA-ICP-MS U-Pb定年,測(cè)試結(jié)果見(jiàn)附表1。鋯石主體呈半自形到他形,粒度為40～130μm,長(zhǎng)寬比介于1：1～2：1(圖3a)。鋯石內(nèi)部結(jié)構(gòu)清晰,均發(fā)育典型的巖漿鋯石震蕩環(huán)帶,具有較高的Th/U比值(0.06～3.16)。絕大部分鋯石落于諧和線附近,包括四個(gè)主要峰值年齡(～835Ma、～1597Ma、～2002Ma、～2482Ma)和兩個(gè)次要峰值年齡(～2680Ma和～2934Ma)(圖3a,b)。表明細(xì)砂巖形成時(shí)代<835Ma,同時(shí)物源區(qū)存在大量中元古代到太古宙的古老物質(zhì)。

表1 大洪山造山帶圓潭地區(qū)基性巖全巖Nd同位素組成分析結(jié)果Table 1 Whole-rock Nd isotopic compositions for mafic rocks from the Yuantan area of Dahongshan orogenic belt

圖3 大洪山造山帶圓潭細(xì)砂巖樣品和周緣地區(qū)地層碎屑鋯石年齡特征對(duì)比圖(a)大洪山造山帶圓潭細(xì)砂巖樣品JS190碎屑鋯石U-Pb年齡協(xié)和圖;(b)細(xì)砂巖樣品JS190碎屑鋯石年齡頻譜圖;(c)前人花山群碎屑鋯石年齡譜研究結(jié)果,數(shù)據(jù)來(lái)源：Yang et al.(2018),Li et al.(2020a)和Huang et al.(2021);(d)大別造山帶核部變砂巖和大理巖碎屑鋯石年齡譜,數(shù)據(jù)來(lái)源：孔令耀等(2022)Fig.3 Comparison of detrital zircon age characteristics between Yuantan fine-grained sandstone of Dahongshan orogenic belt and strata from surrounding areas(a) detrital zircon U-Pb age concordant diagram and (b) age spectrum diagram of Yuantan fine-grained sandstone JS190 from Dahongshan orogenic belt;(c) previous study of the detrital zircon age spectrum of the Huashan Group,the data from Yang et al.(2018),Li et al.(2020a) and Huang et al.(2021);(d) detrital zircon age spectrum diagram of the meta-sandstone and marble from the Dabie Orogen,the data from Kong et al.(2022)

3.2 基性巖Sm-Nd等時(shí)線年齡

由于基性巖中難于獲得鋯石進(jìn)行定年,本研究嘗試?yán)萌珟rSm-Nd等時(shí)線年齡對(duì)基性巖進(jìn)行年齡限定,測(cè)試結(jié)果見(jiàn)表1。等時(shí)線年齡計(jì)算采用Isoplot/Ex_ver3完成(Ludwig,2003)。樣品為采自圓潭附近的輝長(zhǎng)巖和輝綠巖,由5個(gè)全巖樣品計(jì)算出Sm-Nd等時(shí)線年齡為845±81Ma(MSWD=1.5),143Nd/144Nd初始值為0.51162±0.00010(圖4)。此年齡與細(xì)砂巖(樣品JS190)最年輕碎屑鋯石年齡峰值非常接近,結(jié)合野外明確的侵位接觸關(guān)系,指示細(xì)砂巖的形成時(shí)代與輝綠巖相近,它們是同一構(gòu)造時(shí)期形成的產(chǎn)物。

圖4 大洪山造山帶圓潭地區(qū)基性巖全巖Sm-Nd等時(shí)線年齡Fig.4 Whole-rock Sm-Nd isochron age of mafic rocks in Yuantan area of Dahongshan orogenic belt

3.3 主微量元素

13件基性巖樣品用于主、微量元素分析(表2)。雖然野外巖石樣品采集盡量選取風(fēng)化蝕變低、成分均勻的新鮮巖石,但是部分巖石仍然遭受了不同程度的變質(zhì)作用,成巖后交代和蝕變作用對(duì)巖石元素含量的影響仍需充分約束。這些基性巖樣品具有變化較大的燒失量值(LOI=0.78%～8.27%),說(shuō)明巖石經(jīng)歷了不同程度的蝕變作用。這些樣品顯示低的SiO2(45.41%～50.29%)、Al2O3(11.83%～15.34%)、K2O(0.03%～1.49%)和CaO(6.31%～11.65%),以及高的TiO2(1.42%～3.03%)、Fe2O3T(10.18%～17.33%)和MgO(4.11%～7.49%),變化較大的Mg#(46.9～66.3)。在Nb/Y-Zr/(TiO2×10000)、Th/Yb-Zr/Y和Y-Zr圖解中,樣品落入亞堿性拉斑玄武巖區(qū)域(圖5)。

圖5 大洪山造山帶基性巖巖石分類圖解(a)Nb/Y-Zr/(TiO2×10000)圖解(Winchester and Floyd,1977);(b-c)Th/Yb-Zr/Y圖解和Y-Zr圖解(Ross and Bédard,2009).前人數(shù)據(jù)來(lái)源于Deng et al.(2013),Liu and Zhao (2019)和Liu et al.(2022)Fig.5 Geochemical classifications for mafic rocks from the Dahongshan orogenic belt(a) Nb/Y vs.Zr/(TiO2×10000) (Winchester and Floyd,1977);(b-c) Th/Yb vs.Zr/Y,Y vs.Zr (Ross and Bédard,2009).Previous data from Deng et al.(2013),Liu and Zhao (2019) and Liu et al.(2022)

表2 大洪山造山帶基性巖全巖主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)含量分析結(jié)果Table 2 Analytical results of major (wt%) and trace (×10-6) elements for mafic rocks from the Dahongshan orogenic belt

基性巖樣品具有相對(duì)低的稀土元素總量(∑REE=46×10-6～173×10-6),輕稀土平坦到略微虧損的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分模式(圖6a),不太明顯的Eu異常(Eu/Eu*=0.80～1.1)和低的 (La/Yb)N值(20190329-24除外,其他樣品均在1.17到2.31之間)。這些基性巖樣品具有低的Ni(7.31×10-6～95.91×10-6)、Cr(2.49×10-6～303×10-6)和Th(0.22×10-6～2.45×10-6),高的Zr(68.77×10-6～215.5×10-6)、Hf(1.85×10-6～5.49×10-6)和Nb(1.81×10-6～7.91×10-6)。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖中,這些樣品顯示明顯的Pb正異常,Nb-Ta的負(fù)異常,不同程度的Sr和Zr-Hf的正異常和負(fù)異常(圖6b)。

4 討論

4.1 大洪山造山帶圓潭基性巖和濁積巖形成時(shí)代

前人對(duì)大洪山造山帶中基性巖的年代學(xué)和地球化學(xué)研究主要集中在F2斷裂以北的土門-三里崗-周家灣一帶以及F2斷裂以南的區(qū)域,對(duì)于F2斷裂以北的小阜-圓潭一帶出露的輝長(zhǎng)巖和輝綠巖還沒(méi)有年代學(xué)報(bào)道。對(duì)于圓潭一帶被基性巖侵位的濁積巖的形成時(shí)代也沒(méi)有年代學(xué)限定。本研究首次通過(guò)基性巖全巖Sm-Nd等時(shí)線法給出了基性巖的形成時(shí)代為845±81Ma,首次報(bào)道了圓潭濁積巖碎屑鋯石年齡譜,其最年輕峰值年齡在～835Ma。最近寧括步等(2022)在小阜地區(qū)不整合在這套濁積巖地層之上的蓮沱組底部發(fā)現(xiàn)凝灰?guī)r層,定年獲得凝灰?guī)r的時(shí)代為798.4±4.5Ma,可以約束濁積巖的形成時(shí)代上限。前人的研究表明本研究區(qū)的基性巖巖漿事件主要有三期,包括～870Ma(Xuetal.,2016;廖明芳等,2016)、～820Ma(陳超等,2017a;Dengetal.,2013;胡正祥等,2015a,b;Liu and Zhao,2019;Liuetal.,2022;謝紀(jì)海等,2019)和440Ma(陳超等,2018)?？紤]到野外基性巖與濁積巖呈侵入接觸關(guān)系,基性巖形成時(shí)代應(yīng)<835Ma。其中440Ma基性巖呈北西-南東向巖脈產(chǎn)出,巖脈主要侵位于區(qū)內(nèi)前南華系基底砂板巖、白云巖中;地球化學(xué)特征顯示輕重稀土高分異的特征,多數(shù)樣品 (La/Yb)N值大于3(陳超等,2018),明顯不同于本文樣品較平坦的輕重稀土配分特征(圖6b)。870Ma基性巖分布較局限,目前僅在三里崗地區(qū)有報(bào)告(Xuetal.,2016)。如圖1b所示,研究區(qū)南帶820Ma基性巖大面積分布,以三種不同的產(chǎn)狀出現(xiàn)：枕狀玄武巖與硅泥巖伴生、塊狀玄武巖與火山集塊巖伴生、輝長(zhǎng)-輝綠巖巖體/墻/脈,小阜-圓潭基性巖在空間上與已經(jīng)報(bào)道的820Ma基性巖相鄰;呈多個(gè)小型巖體或巖脈產(chǎn)出,產(chǎn)狀與南側(cè)輝長(zhǎng)-輝綠巖巖體/巖脈相似;二者年齡在誤差范圍內(nèi)一致;南北兩側(cè)基性巖顯示一致的地球化學(xué)特征(圖6),指示其具有相似的成因。綜合以上分析,本研究認(rèn)為小阜-圓潭基性巖與南帶輝長(zhǎng)-輝綠巖為同期同構(gòu)造背景下的產(chǎn)物,其形成時(shí)代可能在～820Ma,相應(yīng)的濁積巖的形成時(shí)代進(jìn)一步限定在835～820Ma。胡正祥等(2017)報(bào)道了827.9±5.9Ma圓潭酸性巖,進(jìn)一步證明了這個(gè)沉積年齡的合理性。以上研究表明圓潭基性巖和濁積巖的形成時(shí)代接近,可以認(rèn)為是同一時(shí)期同一構(gòu)造背景下的產(chǎn)物,其形成環(huán)境可以相互制約。濁積巖的形成時(shí)代與前人報(bào)道的研究區(qū)花山群的形成時(shí)代一致(830～800Ma)(李夔洲,2020),其應(yīng)該屬于花山群北東向延伸的一部分。

圖6 大洪山造山帶基性巖球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖(a)和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(b)OIB,N-MORB,E-MORB標(biāo)準(zhǔn)化值來(lái)自Sun and McDonough (1989),前人數(shù)據(jù)包括Deng et al.(2013),Liu and Zhao (2019)和Liu et al.(2022).圖7-圖10前人研究樣品數(shù)據(jù)來(lái)源同此圖Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element spider diagram (b) of mafic rocks in Dahongshan orogenic beltThe OIB,N-MORB and E-MORB normalization values from Sun and McDonough (1989),previous data including Deng et al.(2013),Liu and Zhao (2019) and Liu et al.(2022).The data sources of previous research samples inFig.7-Fig.10 are the same as this figure

4.2 濁積巖物源和沉積環(huán)境分析

濁積巖碎屑鋯石年代學(xué)研究表明其包括四個(gè)主要峰值年齡(～835Ma、～1597Ma、～2002Ma、～2482Ma)和兩個(gè)次要峰值年齡(～2680Ma、～2934Ma)。而前人報(bào)道的F2斷裂以南的花山群碎屑鋯石年齡譜包括三個(gè)最顯著的年齡峰(～835Ma、～2070Ma和～2682Ma)(圖3c,Huangetal.,2021;Lietal.,2020a;Yangetal.,2018)。濁積巖相對(duì)于前人報(bào)道的花山群地層存在～1597Ma和～2482Ma的兩個(gè)特征峰值,同時(shí)缺少～2700Ma的主要峰。以上峰值年齡的差異指示物源區(qū)的巨大變化。F2斷裂以南的花山群碎屑鋯石年齡譜峰和Hf同位素值可以與揚(yáng)子內(nèi)陸崆嶺及其周緣地區(qū)的碎屑鋯石年齡以及巖漿構(gòu)造事件相對(duì)應(yīng)(Huangetal.,2021;Lietal.,2020a;Yangetal.,2018),因此其物質(zhì)應(yīng)該來(lái)自于揚(yáng)子內(nèi)部。濁積巖中～1.6Ga鋯石年齡記錄僅在揚(yáng)子北緣神農(nóng)架群和打鼓石群碎屑鋯石年齡譜中有報(bào)道(肖志斌,2012;Xieetal.,2021),但是無(wú)論是神農(nóng)架還是打鼓石群都具有顯著的～2.7Ga而缺乏～2.5Ga的年齡峰,因此它們不可能作為濁積巖的物源區(qū)。而在大別造山帶核部一套中元古代“變砂巖-大理巖”中最近報(bào)道了類似的碎屑鋯石年齡譜峰,主要年齡峰值包括～1572Ma、～2043Ma和～2461Ma,次要峰值包括1803Ma和2682Ma(圖3d,孔令耀等,2022)。最近,Qiuetal.(2021) 報(bào)道了大別木子店花崗片麻巖形成時(shí)代為2494±12Ma和2410±11Ma。田洋等(2022)在揚(yáng)子?xùn)|北緣大別賈廟地區(qū)識(shí)別出2497±29Ma的花崗閃長(zhǎng)巖。Zhaoetal.(2021)在大別浠水地區(qū)報(bào)道的高鉀花崗片麻巖原巖年齡為2.51Ga、2.47Ga和2.47Ga。Zhangetal.(2022)和尹須偉等(2021)在桐柏造山帶南緣金盤雜巖中識(shí)別出～2.5Ga的片麻狀二長(zhǎng)花崗巖和片麻狀?yuàn)W長(zhǎng)花崗巖,～2.0Ga鉀長(zhǎng)花崗巖和奧長(zhǎng)花崗巖;在基性巖中發(fā)現(xiàn)大量～2.5Ga繼承鋯石。另外在桐柏-大別地區(qū)變質(zhì)花崗巖、榴輝巖、閃長(zhǎng)巖中陸續(xù)有～2.0Ga原巖年齡的報(bào)道(郭盼等,2021;胡娟等,2012;Wangetal.,2021;Xuetal.,2020)。～1.6Ga巖漿事件在揚(yáng)子北緣未見(jiàn)報(bào)道,對(duì)應(yīng)碎屑鋯石年齡的記錄除在大別地區(qū)存在外,在桐柏造山帶康家灣雜巖中也識(shí)別出大量這一時(shí)期的碎屑鋯石(本人未發(fā)表數(shù)據(jù)),這一時(shí)期碎屑鋯石可能來(lái)自外來(lái)板塊的輸入(孔令耀等,2022)或揚(yáng)子未出露基底(Xieetal.,2021)。以上證據(jù)表明揚(yáng)子北緣桐柏-大別地區(qū)可以為研究區(qū)濁積巖提供物源。結(jié)合前人對(duì)花山群的研究,本文認(rèn)為花山群可能具有多個(gè)物源,F2斷裂以南碎屑巖主要來(lái)自揚(yáng)子板塊內(nèi)陸,而F2斷裂以北地層物源主要來(lái)自桐柏-大別造山帶核部。

值得注意的是,前人對(duì)花山群的研究和本文對(duì)濁積巖的研究均表明這些地層碎屑鋯石年齡譜峰中最年齡的一組鋯石年齡非常接近于地層的沉積時(shí)代,且地層的形成時(shí)代與區(qū)域上弧巖漿作用同時(shí),這樣的年齡譜特征與匯聚和碰撞背景(弧前盆地、弧后盆地和前陸盆地)相一致(Cawoodetal.,2012)?；∏芭璧氐某涮钗飦?lái)自增生楔和島弧帶(Horton,2018),具有接近沉積時(shí)代的單一的碎屑鋯石年齡峰值,而弧后盆地可以接收來(lái)自相鄰克拉通的古老物質(zhì)的輸入(Cawoodetal.,2012)。本研究區(qū)濁積巖具有顯著的古老鋯石年齡峰值,不同于弧前盆地而與弧后盆地相似。前陸盆地填充物通常由海相和陸相沉積組成,垂向上具有水體逐漸變淺且碎屑沉積物粒度變粗的沉積組合序列,盆地填充物自下而上包括深水復(fù)理石、海相磨拉石和陸相磨拉石(DeCelles,2011)。地層層序上,花山群具有較完整的地層層序特征,從下到上,顯示出由沖積扇-扇三角洲-半深湖至深湖的沉積演化過(guò)程(李夔洲,2020),不同于前陸盆地的特點(diǎn)。研究區(qū)～820Ma雙峰式巖漿作用(Liuetal.,2022)指示伸展作用強(qiáng)烈發(fā)育,也不同于前陸盆地的擠壓構(gòu)造背景。綜上所述,濁積巖可能形成于弧后構(gòu)造背景。

4.3 基性巖巖石成因

4.3.1 蝕變作用和元素遷移性評(píng)價(jià)

研究區(qū)基性巖樣品具有變化范圍較大的LOI值(0.78%～8.27%),指示其經(jīng)歷了巖漿后的蝕變作用。其中一些元素(如Na、K、Ca、Rb和Ba)在巖漿后的蝕變和變質(zhì)作用中具有高的活動(dòng)性,而其他元素(如稀土元素REEs,高場(chǎng)強(qiáng)元素Th、Nb、Ta、Zr、Hf和過(guò)渡族金屬元素Sc、V、Cr和Ni)則具有低的活動(dòng)性(Pearce,2014;Polatetal.,2011)。這些基性巖樣品具有一致的稀土元素和微量元素配分模式(圖6),表明這些元素沒(méi)有遭受成巖后熱液蝕變和變質(zhì)作用顯著改造。同時(shí),La、Ce、Sm、Nb、Ta、Nd、Yb和Hf以及ΣREE與Zr呈明顯的正相關(guān)關(guān)系(圖7),同樣說(shuō)明這些元素在熱液蝕變過(guò)程中不活動(dòng)。另外,樣品沒(méi)有明顯的Ce異常(Ce/Ce*=0.98～1.03),表明它們只是遭受了低程度的蝕變(Ce/Ce*=0.9～1.1,Polat and Hofmann,2003)。燒失量LOI與稀土元素REEs和高場(chǎng)強(qiáng)元素HFSEs之間缺少明顯的相關(guān)性進(jìn)一步證明了這些元素可以用來(lái)反映其原始組分特征。

圖7 大洪山造山帶基性巖Zr與部分元素協(xié)變關(guān)系圖Fig.7 Zr against some elements of mafic rocks in Dahongshan orogenic belt

4.3.2 地殼混染和分離結(jié)晶作用

原始玄武質(zhì)巖漿具有>400×10-6的Ni和>1000×10-6的Cr(Wilson,1989),和高的Mg#(68～72)(Freyetal.,1978)。研究區(qū)基性巖具有變化較大的Mg#(46.9～66.3),低的Cr值(2.49×10-6～300×10-6)和Ni值(7.31×10-6～95.9×10-6),表明其母巖漿可能經(jīng)歷了輝石和橄欖石的分離結(jié)晶作用。Cr和Ni與MgO的正相關(guān)關(guān)系也證明了這一點(diǎn)(圖8a,b)。Eu/Eu*和SiO2沒(méi)有明顯的相關(guān)性,以及沒(méi)有明顯的Eu異常(Eu/Eu*=0.80～1.1),指示這些巖漿沒(méi)有經(jīng)歷明顯的斜長(zhǎng)石分離結(jié)晶作用。Liu and Zhao (2019)和Liuetal.(2022)報(bào)道的同時(shí)期基性巖樣品,其中演化程度最低的樣品17SLG59和17SLG60具有Mg#=71,但是17SLG60顯示明顯的Eu正異常(Eu/Eu*=1.13),為斜長(zhǎng)石堆晶成因,而前者沒(méi)有Eu的正異常(Eu/Eu*=0.84);因此采用17SLG59(Cr=305×10-6,Ni=194×10-6,SiO2=48.65%)代表原始巖漿組分。選擇本研究中演化程度最高的樣品20190329-24作為子巖漿,結(jié)晶礦物成分見(jiàn)表3。采用OPTIMASBA工具(Caberoetal.,2012)計(jì)算得到樣品需要經(jīng)過(guò)22.82%單斜輝石+11.01%橄欖石+27.03%斜長(zhǎng)石的分離結(jié)晶作用而形成,其殘差平方和∑R2=0.9943。利用Ni和Cr元素進(jìn)行分離結(jié)晶模擬計(jì)算,～60%單斜輝石+橄欖石+斜長(zhǎng)石分離結(jié)晶可以獲得研究樣品的元素組成(圖8c)。

表3 OPTIMASBA計(jì)算采用的結(jié)晶礦物主量元素(wt%)數(shù)據(jù)Table 3 Major element (wt%) values of crystal minerals used in OPTIMASBA calculation

圖8 大洪山造山帶基性巖分離結(jié)晶過(guò)程圖解(a)Ni-MgO圖解;(b)Cr-MgO圖解;(c)Cr-Ni圖解;(d)MgO-Th/Yb圖解;(e)La/Sm-Th/Yb圖解Fig.8 Diagrams of fractionation crystallization process of mafic rocks in Dahongshan orogenic belt(a) Ni vs.MgO;(b) Cr vs.MgO;(c) Cr vs.Ni;(d) MgO vs.Th/Yb;(e) La/Sm vs.Th/Yb

受到地殼物質(zhì)混染的基性巖樣品會(huì)使得上地殼富集元素的含量(如Th、Pb、Zr和Hf)增加,同時(shí)降低高場(chǎng)強(qiáng)元素如Nb和Ta的含量(Rudnick and Gao,2003)。三里崗基性巖微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖中具有正的Zr和Hf、Pb以及負(fù)的Nb異常,表明它們經(jīng)歷了地殼混染。由于大陸地殼虧損Nb和Ta而富集Th、Zr、Hf和LREEs,使得經(jīng)受地殼混染的玄武巖漿會(huì)具有升高的Zr/Nb、La/Nb、Th/La、La/Sm、Th/Yb和Hf/Sm比值(Ewartetal.,1998;Hawkesworthetal.,1995)。研究區(qū)樣品具有MgO和Th/Yb的負(fù)相關(guān)關(guān)系,Th/Yb和La/Sm的正相關(guān)關(guān)系(圖8d,e),指示基性巖上升過(guò)程中經(jīng)受了地殼物質(zhì)的混染作用。同時(shí)樣品具有Ce/Pb(1.3～19.9)、Nb/Ta(15.4～17)、Nb/U(10.6～36.8)和Nb/Th(2.7～8.2)值介于地幔(Ce/Pb=25、Nb/Ta=17.7～17.8、Nb/U=46～60、Nb/Th=12～19,Sun and McDonough,1989)和地殼值之間(Ce/Pb=3.9、Nb/Ta=11.44、Nb/U=6.2、Nb/Th=1.4,Rudnick and Gao,2014)也說(shuō)明樣品經(jīng)歷了地殼物質(zhì)的混染。

4.3.3 地幔源區(qū)性質(zhì)

前人的研究表明基性巖可以來(lái)自軟流圈地幔或者巖石圈地幔(Sklyarovetal.,2003;Zhao and Zhou,2007;Zhaoetal.,2010)。來(lái)自于軟流圈地幔的巖漿具有大離子親石元素和高場(chǎng)強(qiáng)元素富集的特征(Zouetal.,2000),而來(lái)自于巖石圈地幔的巖石具有弧型巖漿地球化學(xué)特征,包括輕稀土和大離子親石元素富集和Nb、Ta的虧損(Defant and Drummond,1990;Zhao and Zhou,2009;Zhouetal.,2002)。來(lái)源于軟流圈或者深部地幔的巖漿具有高的TiO2含量(一般>1.27%;Friedmanetal.,2016;Polatetal.,1997)。研究區(qū)的基性巖樣品具有高的TiO2含量(1.42%～3.03%),指示其來(lái)自于深部源區(qū)。同時(shí),樣品具有與軟流圈地幔相似的Th/Y(0.019～0.021)和Sm/Th(3.2～13.5)值(Th/Y<0.14,Sm/Th=2.50～21.9;Sun and McDonough,1989),但是與典型島弧基性巖特征相區(qū)別(Th/Y=0.01～0.58,Sm/Th=0.04～10.0;Wendtetal.,1997)。在Zr/Y-Zr和2Nb-Zr/4-Y圖解中所有這些樣品都投入了N-MORB區(qū)域(圖9a,b)。樣品具有與N-MORB相似的Th/Yb(0.09～0.48)和Nb/Yb值(0.68～1.56)。這些證據(jù)表明大洪山造山帶基性巖來(lái)自于軟流圈地幔而非巖石圈地幔。

圖9 大洪山造山帶基性巖元素構(gòu)造判別圖解(a)Zr/Y-Zr(Pearce and Norry,1979);(b)2Nb-Zr/4-Y(Meschede,1986)Fig.9 Tectonic discrimination diagrams of mafic rocks in the Dahongshan orogenic belt(a) Zr/Y vs.Zr (Pearce and Norry,1979);(b) 2Nb vs.Zr/4 vs.Y (Meschede,1986)

微量元素比值可以用來(lái)評(píng)估流體和熔體成分對(duì)巖漿的貢獻(xiàn)。被板片流體改造的地幔源區(qū)具有比板片熔體改造的地幔高的LILE/REE和LILE/HFSE比值(Hawkesworthetal.,1997;Kepezhinskasetal.,1997),而俯沖沉積物的加入會(huì)使得地幔源區(qū)Th/Zr、Zr/Y、Th/Yb、Nb/Yb、Ti/V和Y/Sc比值增加,143Nd/144Nd比值降低(Classetal.,2000;Nicholsetal.,1994)。大洪山造山帶基性巖具有MORB型稀土元素組成,指示其來(lái)自于一個(gè)未經(jīng)過(guò)流體改造的源區(qū)。雖然樣品具有低的Nb/Ta(15.4～17.0)和Nb/Th(2.7～8.2),但是樣品具有低的U/Th(0.15～0.29)、U/Nb(0.03～0.09)和Th/Zr(0.003～0.011)(圖10a,b),排除明顯的俯沖板片流體的加入。大洪山造山帶基性巖具有低的Th/Zr值(0.003～0.011)、Zr/Y(2.54～4.01)和Y/Sc(0.62～1.46),排除掉了明顯的俯沖沉積物的加入。被板片來(lái)源熔體改造的地幔源區(qū)生成的巖漿具有高的REE含量和高的Nb/Zr和Nb/Y值,研究區(qū)樣品具有低的Nb/Zr(0.023～0.037)和Nb/Y(0.059～0.147)比值(圖10c,d),不同于被板片來(lái)源熔體改造的地幔源區(qū)。以上證據(jù)表明,大洪山造山帶基性巖來(lái)源于軟流圈地幔,沒(méi)有來(lái)自俯沖洋板片物質(zhì)的貢獻(xiàn)。

圖10 大洪山造山帶基性巖源區(qū)判別圖解(a)Nb/U-Nb圖解;(b)U/Th-Th圖解;(c)Nb/Zr-Th/Zr圖解;(d)Th/Nb-Nb/Y圖解.Kamchatka熔巖數(shù)據(jù)來(lái)自Kepezhinskas et al.(1997)Fig.10 Source discrimination diagrams of mafic rocks in the Dahongshan orogenic belt(a) Nb/U vs.Nb;(b) U/Th vs.Th;(c) Nb/Zr vs.Th/Zr;(d) Th/Nb vs.Nb/Y.The data of the Kamchatka lava from Kepezhinskas et al.(1997)

表4 熔融模型參數(shù)Table 4 Parameters used in the melting models

從石榴石到尖晶石到斜長(zhǎng)石的相轉(zhuǎn)變是巖漿起源深度的重要指示標(biāo)志。La和Sm不受到源區(qū)礦物的顯著控制,因此可以用來(lái)提供源區(qū)地球化學(xué)組分的重要信息(Aldanmazetal.,2000)。另外,Yb在石榴石中相容,而在單斜輝石中不相容,因此Sm/Yb和La/Yb比值可以用來(lái)限制源區(qū)礦物組成(Aldanmazetal.,2000)。在Sm/Yb-La/Sm圖解和Sm/Yb-La/Yb圖解中(圖11),樣品落入尖晶石-斜長(zhǎng)石二輝橄欖巖部分熔融演化線上,部分熔融程度<3%。

圖11 大洪山造山帶基性巖Sm/Yb-La/Sm圖解(a)和Sm/Yb-La/Yb圖解(b)石榴石-尖晶石二輝橄欖巖、尖晶石二輝橄欖巖、石榴石二輝橄欖巖和和尖晶石-斜長(zhǎng)石二輝橄欖巖熔融模型來(lái)自Gurenko and Chaussidon (1995);虧損地幔La、Sm和Yb值見(jiàn)Sun and McDonough (1989);分配系數(shù)見(jiàn)表4Fig.11 Plots of Sm/Yb vs.La/Sm (a) and Sm/Yb vs.La/Yb (b) for the mafic rocks in the Dahongshan orogenic beltGarnet-Spinel,Spinel,Garnet and Spinel-Plagioclase lherzolite models from Gurenko and Chaussidon (1995).Values of depleted mantle La,Sm and Yb from Sun and McDonough (1989).Partitioning coefficients are listed in Table 4

4.4 構(gòu)造指示意義

前人的研究表明研究區(qū)>850Ma巖漿巖形成于洋殼俯沖作用下的弧環(huán)境(胡正祥等,2015a;廖明芳等,2016;Xuetal.,2016)。而中新元古代(840～810Ma)基性巖漿巖形成的構(gòu)造背景還有爭(zhēng)議,包括地幔柱(Dengetal.,2013;田輝等,2017)、弧前或增生楔(陳超等,2017b;胡正祥等,2015a,b)、弧后(Liu and Zhao,2019;Liuetal.,2022)等不同認(rèn)識(shí)。研究區(qū)大量同時(shí)代～820Ma基性巖具有N-MORB、OIB和弧的地球化學(xué)特征,同時(shí)有伴生的A2型花崗巖,構(gòu)成雙峰式巖漿組合,這在弧后背景中常見(jiàn)(Ishizukaetal.,2003;Shinjo and Kato,2000)。同時(shí),基性巖地球化學(xué)特征與馬里亞納弧后盆地可以對(duì)比(圖6b),其Ti/V比值除一個(gè)樣品較高外,其他均在28.2～37.4,高于馬里亞納弧前玄武巖(15.1～16.4;Reaganetal.,2010),但是與馬里亞納弧后玄武巖(26.9～30.3;Pearceetal.,2005)相近。研究區(qū)沒(méi)有出現(xiàn)弧前環(huán)境初始俯沖蛇綠巖的其他單元組分,比如玻安巖、高鎂安山巖等(Reaganetal.,2010;Lietal.,2020c),也暗示基性巖并非形成于弧前環(huán)境。另外,區(qū)內(nèi)中新元古代花山群具有較完整的地層層序特征,從下到上,顯示出由沖積扇-扇三角洲-半深湖至深湖的沉積演化過(guò)程(李夔洲,2020),層序特征和物源特征類似于弧后盆地而區(qū)別于典型的增生楔和弧前環(huán)境。前人的工作在研究區(qū)已經(jīng)準(zhǔn)確識(shí)別出870～860Ma三里崗島弧基性-中酸性侵入巖(廖明芳等,2016;Shietal.,2007;Xuetal.,2016)。胡正祥等(2017)在研究區(qū)土門-小阜-圓潭一帶識(shí)別出一套841～828Ma的鈣堿性基性-中性-酸性火山巖組合,具有典型的島弧火山巖地球化學(xué)特征。以上證據(jù)表明研究區(qū)至少在870～828Ma發(fā)生了一定規(guī)模的洋-陸俯沖作用。區(qū)域上,在揚(yáng)子北緣黃陵地區(qū)出露850～800Ma基性巖、英云閃長(zhǎng)巖、奧長(zhǎng)花崗巖和高鉀花崗巖(Zhaoetal.,2010,2013a,b),具有明顯的弧地球化學(xué)特征,被認(rèn)為是形成于板片俯沖作用下幔源基性巖上侵,誘發(fā)地殼熔融的產(chǎn)物;在大別龍井關(guān)和蘄春地區(qū)同樣出露具有弧特征的～819Ma變質(zhì)花崗巖和820～800Ma火山巖(Lietal.,2020b;薛懷民等,2004;Zhangetal.,2016b)。這些證據(jù)表明揚(yáng)子北緣至少在870～800Ma發(fā)生了一定規(guī)模的洋-陸俯沖作用,而不同于地幔柱環(huán)境,這與研究區(qū)～820Ma處于弧后背景相吻合。綜合以上分析,本文認(rèn)為大洪山地區(qū)～820Ma雙峰式巖漿巖和同期沉積巖應(yīng)該處于弧后盆地環(huán)境。

5 結(jié)論

(1)圓潭地區(qū)基性巖全巖Sm-Nd等時(shí)線年齡為845±81Ma(MSWD=1.5),濁積巖碎屑鋯石年齡譜包括四個(gè)主要峰值年齡(～835Ma、～1597Ma、～2002Ma、～2482Ma)和兩個(gè)次要峰值年齡(～2680Ma和～2934Ma),綜合前人研究成果將濁積巖的形成時(shí)代約束在835～820Ma。

(2)濁積巖的物源來(lái)自揚(yáng)子北緣桐柏-大別地區(qū),不同于前人對(duì)花山群的分析結(jié)果,指示花山群可能具有多個(gè)物源。以上地層碎屑鋯石年齡譜和地層層序特征與弧后盆地相似。

(3)小阜-圓潭基性巖具有類似N-MORB地球化學(xué)特征,其應(yīng)來(lái)自于軟流圈上涌減壓熔融的結(jié)果。這些基性巖形成于弧后背景環(huán)境并在上升過(guò)程中混染了少量地殼物質(zhì)。

致謝本文還受河北省戰(zhàn)略性關(guān)鍵礦產(chǎn)資源重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室開(kāi)放基金(HGU-SCMR2220)、河北地質(zhì)大學(xué)學(xué)生科技基金(KBY202205、KBZ202201)和河北省高?；究蒲袠I(yè)務(wù)費(fèi)(KBY202205)資助;審稿專家對(duì)論文提出了寶貴的意見(jiàn)和建議;在此一并致以誠(chéng)摯的謝意。