南秦岭武当山十堰地区中生代镁铁质岩石成因与构造意义
——岩石地球化学、锆石U-Pb年龄和Hf同位素制约

王嘉玮，王刚，王宗起，武昱东，王东升，王坤明

1)中国地质大学(北京)，北京，100083； 2)中国地质科学院矿产资源研究所，自然资源部成矿作用与资源评价重点实验室，北京，100037

内容提要: 南秦岭的北大巴山—武当山—十堰—随州一带发育大规模的镁铁质岩墙群，其岩石学成因为地质学家所广泛关注。本文对其中的武当山十堰地区黄龙—方滩一带发育的辉长岩体开展了全岩地球化学、SHRIMP锆石U-Pb年龄以及LA—MC—ICP—MS锆石Hf同位素组成研究。结果表明，辉长岩形成于晚三叠世(221.2±2.5 Ma)；岩石地球化学组成显示辉长岩为亚碱性拉斑玄武岩系列，轻稀土富集重稀土亏损，其平滑右倾的稀土配分模式与E—MORB相似；中等Ti、Zr、Hf、Nb含量，亏损Rb、Sr等大离子亲石元素，以及结晶年龄锆石的εHf(t)值在-13.5至-6.18之间，表明岩石具有古老的两阶段Hf模式年龄(2103～1640 Ma)。综合分析表明：该套辉长岩岩浆为尖晶石二辉橄榄岩低压、中等程度部分熔融形成，并且其源区为亏损地幔与富集地幔组分混合成因；结合区域构造演化的相关资料，认为该套E—MORB性质辉长岩形成于类似汇聚边缘的构造环境，可能为受勉略洋壳俯冲影响，为俯冲—碰撞造山阶段产物。

南秦岭北大巴山—武当山—十堰—随州一带近千千米造山带中发育大规模的镁铁质岩墙群或岩脉(周鼎武等，1997；张成立等，2002；胡健民等，2004；薛怀民等，2011)。综合分析前人研究发现，该区镁铁质岩石主要集中在：① 新元古代(850～610 Ma)拉斑玄武岩系列和碱性玄武岩系列，部分代表了岛弧—弧后伸展构造环境(苏文等，2013； Xu Yang et al., 2016; 刘嘉威等，2018)，部分代表了地幔柱—裂谷环境(周鼎武等，1998，1999; 薛怀民等，2011; Wang Lijuan et al., 2013; Zhu Xiyan et al., 2015; Li Qiwei et al., 2016)；② 古生代(470～400 Ma)碱性玄武岩系列具有板内洋岛玄武岩特征，是区域伸展构造背景下产物，但伸展构造机制存在幔源岩浆底侵(胡健民等，2002，2003，2004)、大陆裂谷(王存智等，2009；邹先武等，2011；Nie Hu et al., 2016)和弧后伸展等不同认识(王坤明等，2014；Wang Kunming et al., 2015；许光等，2018)；③ 区域内仅有少量中生代的报道(220 Ma)，前人认为其代表了印支期勉略洋闭合后由碰撞挤压转换为伸展环境(Nie Hu et al., 2016)。综上可见，南秦岭造山带发育多期次且构造背景复杂的镁铁质岩浆，对武当—随州地区部分或整体发育的镁铁质岩的产出状态，仍存在侵入(周鼎武等，1998；胡健民等，2004；薛怀民等，2011)和构造侵位(王荃等，2010；王宗起等❹)等不同认识。本文对武当山十堰地区黄龙—方滩一带发育的侵入状辉长岩体进行了详细的岩石地球化学、锆石U-Pb年代学和Hf同位素研究，阐明其形成时代和岩石成因，从而为进一步认识区域中生代基性岩墙特征和理解区域构造演化提供新的证据。

1 区域地质背景

武当山是南秦岭造山带的重要组成部分(图1a)，主要发育武当群变沉积岩和基性、中酸性变火山岩组，其上为耀岭河群变玄武质火山岩(熔岩、火山碎屑岩或凝灰岩)夹少量变酸性火山岩和变泥质岩基性火山—沉积岩(陈晋镳等，1991；付建明等，1999；蔡志勇等，2006；祝禧艳等，2008；张永清等，2013)，二者接触关系存在整合和构造拼合接触等不同认识(陈晋镳等，1991；胡健民等，1995；祝禧艳等，2008)。震旦系发育在武当山周缘，为陡山沱组和灯影组次深海相沉积岩。此外，区域内还发育新元古代、古生代及中生代多期次岩浆活动，以镁铁质—超镁铁质岩为主，并有少量花岗质岩石出露(周鼎武等，1997；胡健民等，2004；凌文黎等，2007；苏文等，2013；Zhu Xiyan et al., 2015；Li Qiwei et al., 2016；Nie Hu et al., 2016；Wang Ruirui et al., 2016)。区域上发育北西向和北东向构造，武当地块被北部的两郧断裂和南部的十堰断裂(图1b)分为北部、南部和中部3个不同的构造区段(赵国春等，2003；胡建民等，2004)，两条断裂总体呈北西西向展布，断面北倾，它们之间发育武当群、耀岭河群以及镁铁质的辉绿岩和辉长岩(周鼎武等，1999；胡健民等，2003；Wang Lijuan et al., 2013)，少量超镁铁质的辉石岩(湖北省地质矿产局区域地质矿产调查所❶；湖北省地质调查院❸)和花岗质侵入岩(Wang Ruirui et al., 2016；图1b)。研究区黄龙—方滩一带位于十堰断裂北侧，构造变形强烈，前人通过地层对比认为该地区物质组成与武当地块整体一致，主要由武当群、耀岭河群和局部出露的陡山沱组等前寒武系有序地层及少量晋宁期和加里东期镁铁质岩组成(湖北省地质矿产局区域地质矿产调查所❷，图1c)。王刚等(2018)报道了该地区原划定的前寒武纪岩石地层中发现晚古生代沉积组合与火山活动物质的存在，且为海相沉积特征，后续又报道该地区发育中二叠世E—MORB型玄武岩块体，为洋中脊或附近海山环境(王刚等，2019)。此外，获得了大量不同时代年代学证据，并结合野外构造解析和室内研究提出黄龙—方滩地区是包含了新元古代—古生代—中生代等若干不同时代的物质组成的混杂岩带(王宗起等❹)。因此，研究区内前人划归的前寒武纪地层以及发育的镁铁质岩的时代等应予以重新认识和研究。

图1 武当—十堰地区大地构造位置(a)和武当地区地质简图(b，据凌文黎等，2007)以及黄龙—方滩一带地质简图 (c，据湖北十堰黄龙—方滩地区1∶5万地质简图，1985)Fig. 1 Location of Wudang Mountain in Qinling—Dabie Orogen(a), geological map of Wudang Mountain(b; modified from Ling Wenli et al., 2007)and geological map of the Huanglong—Fangtan area(c; after 1∶50000 geological map of the Huanglong—Fangtan area, Shiyan City of Hubei Province,1985)

2 样品和测试方法

2.1 样品

通过对武当十堰黄龙地区沉滩沟—文武沟一带进行路线剖面调查(图1c)、样品采集和室内测试分析，在研究区识别出一套玄武岩、灰岩(大理岩)块体，与碳硅质砂板岩、凝灰质砂岩和大理岩互层产出，并呈岩片状包裹于碎屑砂岩、变凝灰质砂岩(片岩)和变质泥岩(含石榴石二云母片岩)等岩石中(图2；王刚等，2018，2019)。本文辉长岩体规模较大，原1∶5万地质图中将该部分岩体划归为晋宁期辉绿岩体(湖北省地质矿产局区域地质矿产调查所❶)，图岩体东西向延伸近5 km，宽度100～200 m，地质图中岩体北侧与地层呈断层接触，野外实际考察中发现岩体呈侵入状切层产出(图3a)，但未见明显的冷凝边和烘烤边，岩体具有一定岩相变化，自两侧向中部表现为中细粒结构辉绿辉长岩逐渐过渡为中粗粒似斑状结构辉长岩，本文样品采集于岩体中部辉长岩(图3b)，采样点经纬度为：N32°42’51.43”，E110°35’22.81”。

图2 湖北十堰黄龙沉滩沟—文武沟信手剖面图(据王刚等，2018)Fig. 2 Geological section from Chentangou to Wenwugou of Huanglong area, Shiyan city of Hubei Province (from Wang Gang et al., 2018&)

镜下观察得出，所采辉长岩为辉长辉绿结构(图3c)，局部发育嵌晶结构(图3d)。主要矿物为单斜辉石(35%～37%)、斜长石(45%～50%)、角闪石(～5%)、金属矿物(钛铁矿、磁铁矿; ～8%)；副矿物磷灰石。单斜辉石呈自形—半自形晶产出，粒径为1～1.5 mm，个别颗粒绿泥石化；斜长石多呈半自形窄板状晶体产出，粒径为1～2 mm，个别颗粒钠长石化。钛铁矿呈半自形粒状晶体(图3c)，磷灰石呈细小的柱状体(图3d)。

2.2 测试方法

样品磨片、碎样和锆石挑选工作由河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成。全岩主微量及稀土元素测试由中国地质科学院国家地质实验测试中心完成。主量元素采用XRF方法测试，FeO用湿化学法单独分析；微量元素和稀土元素采用等离子质谱仪(PE300D)测试。其中Fe2O3、P2O5、TiO2、MnO的检测准确度为10%，其余数据检测准确度为1%；微量和稀土元素含量大于10×10-6的元素分析相对误差小于5%，小于10×10-6的元素分析相对误差小于10%。用常规方法将岩石破碎，经磁法和密度分选后，经淘洗烘干并在双目镜下挑选锆石，锆石样品的制靶和阴极发光图像工作以及锆石U-Pb定年测试分析在中国地质科学院地质研究所北京离子探针中心完成，详细实验测试过程可参见宋彪等(2002)。锆石U-Pb年龄测定前，依据透反射图像和阴极发光图像分析，对锆石样品随机圈定裂隙和包裹体不发育的颗粒。SHRIMP数据普通Pb由实测204Pb校正，锆石年龄谐和图等由Isoplot 3.0程序完成(Ludwig，2003)。锆石Hf同位素测试分析在中国地质科学院矿产资源研究所同位素实验室完成，所测点位与测年点位一致，使用仪器为Finnigan Neptune型多接收等离子质谱仪和Newwave UP 213激光剥蚀系统，采用GJ1作为外标，仪器运行条件和详细实验测试过程可参见侯可军等(2009)。

图3十堰黄龙沉滩沟辉长岩露头和显微照片Fig. 3 Outcrops and microscopic texture of mafic rocks in Huanglong—Chentangou area, Shiyan city Cpx—单斜辉石; Pl—斜长石;Ap—磷灰石; Mt—磁铁矿；Ilm—钛铁矿; Cpx—Clinopyroxene; Pl—Plagioclase; Ap—Apatite; Mt—Magnetite; Ilm—Ilmenite

3 测试结果

3.1 锆石U-Pb年龄

辉长岩样品中的锆石颗粒呈无色透明自形、半自形结构，CL图像显示大部分呈灰黑色均质结构，部分发育生长振荡环带。锆石粒径为40～180 μm，长短轴比值为4∶1～2∶1。本文对16颗单颗粒锆石进行SHRIMP方法测试，数据见表1。获得了8颗时代分散于古元古代(2485 Ma)、中元古代(1019 Ma)、新元古代(825 Ma，747 Ma，639 Ma，625 Ma)、古生代(528 Ma，427 Ma)等的继承或捕获锆石年龄，其余8颗锆石年龄集中在215～233 Ma(图4a、b)。锆石形态和Th/U值(0.16～0.82，均大于0.1)表明这些锆石为岩浆成因，其中6颗锆石加权平均年龄为221.2±2.5 Ma(MSWD = 3.2)，代表了辉长岩结晶年龄。

图4 十堰黄龙—方滩地区辉长岩锆石U-Pb年龄及CL图像(红色圆圈为锆石测年点，绿色圆圈为Hf同位素测试点)Fig. 4 U-Pb age and CL images of zricon from gabbro in Huanglong—Fangtan area, Shiyan(red circles represent zircon dating spots, and the green one represent Hf isotope testing spot inFig. 4a)

3.2 岩石地球化学组成

本次选取了5件样品进行岩石地球化学测试分析，测试数据见表格2。样品SiO2变化范围介于43.71%～49.99%(均值47.78%)；TiO2含量介于1.27%～2.65%(均值1.84%)；其余主要元素含量的变化范围均不大，其中Al2O3和Fe2O3T分别介于13.94%～15.32%(均值14.7%)和9.24%～16.21%(均值12.90%)；CaO含量在8.27%～11.35%(均值9.66%)；Na2O含量介于2.37%～4.03%(均值3.34%)；MgO含量6.03%～7.30%，Mg#值介于42～61；全碱含量介于2.67%～4.69%。在TAS分类图解中(图5a)，大部分样品都落在亚碱性系列辉长岩区域。在10000 Zr/TiO2—Nb/Y分类图解上(图5b)，所有样品都落于亚碱性系列辉长岩区域。在K2O—SiO2图解和Y—Zr图解上(图6a、b)进一步划分为拉斑玄武岩系列。与Nie Hu等(2016)报道的武当山南部发育的中生代(～220 Ma)镁铁质岩具有相似的岩浆系列特征。

图5 十堰黄龙—方滩地区辉长岩TAS图解(a，底图据Middlemost, 1994)和10000Zr/TiO2 — Nb/Y图解 (b，底图据Pearce at al., 1996)Fig. 5 Classification diagrams of TAS and 10000Zr/TiO2 versus Nb/Y for gabbro in Huanglong—Fangtan area. Shiyan City (a，after Middlemost, 1994; b，after Pearce at al., 1996)

图6 十堰黄龙—方滩地区辉长岩K2O—SiO2图解(a，底图据Rickwood, 1989)和Y—Zr图解 (b，底图据Barrett, 1999；图例同图5)Fig. 6 Magma series diagrams of K2O versus SiO2 and Y versus Zr for gabbro in Huanglong—Fangtan area, Shiyan City (a，after Rickwood, 1989; b，after Barrett, 1999; Legends are the same to those inFig. 5)

辉长岩样品∑REE值介于54.4×10-6～111×10-6，其中∑LREE集中在43.2×10-6～91.7×10-6，∑HREE值介于11.2×10-6～19.7×10-6；轻重稀土比值介于3.77～4.65，(La/Yb)N=3.47～4.85，所有样品均显示轻稀土富集重稀土亏损的特征；(La/Sm)N=1.71～2.11，轻稀土轻微分异；(Gd/Lu)N=1.66～1.95，说明重稀土亦轻微分异；在球粒陨石标准化的稀土分配模式图中大部分样品呈平坦微右斜模式，类似于E—MORB稀土配分曲线，轻重稀土分异程度低于OIB和土耳其地区造山带后碰撞阶段碱性玄武岩(图7a)。样品δEu=0.95～1.18，平均为1.01，Eu异常不明显；样品δCe=1.04～1.05，平均为1.05，无明显异常。Nie Hu等(2016) 报道的武当山南部发育的中生代镁铁质岩显示出N—MORB和E—MORB两种稀土配分曲线特征，三组样品从空间展布上看，自南向北表现为N—MORB向E—MORB过渡的特征。

样品Zr、Hf和Nb丰度变化范围分别为65.4×10-6～143×10-6，1.82×10-6～3.76×10-6，5.11×10-6～10.3×10-6，5件样品的元素丰度值与中等Zr、Hf和Nb丰度的E—MORB(73.0×10-6，2.03×10-6，8.30×10-6)较相近，其中相容元素Ni、Cr和Co含量相对较低，Ni=48.4×10-6～105×10-6，Cr变化范围较大，介于7.38×10-6～736×10-6，Co=40.5×10-6～60.4×10-6。样品原始地幔标准化微量元素配分曲线整体与E—MORB配分曲线相似，呈平坦微右倾型分配模式(图7b)。其中Rb、Sr等大离子亲石元素表现为亏损，而Pb元素富集成峰。

表2 湖北十堰黄龙—方滩地区辉长岩主量元素(%)、微量(×10-6)和稀土元素(×10-6)组成Table 2 Analyses and ratios of major element(%), rare earth element(×10-6) and trace element(×10-6) for gabbro samples from the Huanglong—Fangtan area, Shiyan City of Hubei Province

图7十堰黄龙—方滩地区辉长岩稀土配分曲线(a)和微量元素蛛网图(b)Fig. 7 Chondrite-normalized rare earth element patterns(a)and primitive mantle-normalized spidergrams (b)for gabbro in Huanglong—Fangtan area, Shiyan City

3.3 锆石Hf同位素组成

锆石Hf同位素测试分析点位和U-Pb点相对应，测试结果见表3。代表辉长岩岩浆结晶年龄的锆石n(176Yb)/n(177Hf)值范围为0.097167～0.241165，n(176Lu)/n(177Hf)值变化范围为0.001523～0.004431，n(176Hf)/n(177Hf)值范围为0.282354～0.282479。根据锆石结晶年龄计算，获得εHf(t)值在-10.27至-6.18，峰值为-9.29；锆石Hf模式年龄TDM1=1202～1332 Ma，TDM2=1640～1895 Ma(图8)，fLu/Hf=-0.95～-0.87，明显小于下地壳值(-0.34)和上地壳值(-0.72)，其两阶段模式年龄更能反映源区物质从亏损地幔被抽取的时间或源区物质在地壳的平均存留年龄(Amelin et al., 1999)。

表3 十堰黄龙—方滩地区辉长岩锆石Lu—Hf同位素组成

图8 十堰黄龙—方滩地区辉长岩锆石Hf和模式年龄组成Fig. 8 Zricon Hf and model age for gabbro from the Huanglong—Fangtan area, Shiyan City (a) 锆石Hf组成；(b) 锆石Hf单阶段模式年龄组成；(c) 锆石Hf两阶段模式年龄组成 (a) Zircon Hf isotope composition; (b) Zircon Hf single-stage model age composition; (c) Zircon Hf two-stage model age composition

4 岩石成因

4.1 岩浆演化

分析结果显示，辉长岩样品Eu具有弱负异常，Mg#=42～61，Ni=48.4×10-6～105×10-6，二者均低于原始岩浆值(Mg#值>65，Ni含量>235×10-6；Hess,1992；邓晋福等，2004)，说明母岩浆在岩浆房内或上升至地表的过程中曾发生明显的分离结晶作用。在La/Sm—La图解上(图9a)辉长岩样品表现出部分熔融的特点，指示初始岩浆先后经历了部分熔融作用和分离结晶作用(邓晋福等，2015)。基性岩中，大离子亲石元素如Rb、Ba、Sr等更容易受到后期蚀变与变质作用改造，而V、Cr等过渡元素和Zr、Hf、Nb、Ta、Ti等高场强元素以及稀土元素的活动性不会改变，常用来分析岩浆演化过程(Pearce and Cann, 1973；Riley et al., 2001)。样品集中投影在Nb/U—Nb图解中的MORB区域附近(图9b)，(La/Sm)N<4.5，且Nb、Ta也并未出现亏损，反而Ta相对富集，这都表明岩浆演化过程中同化混染作用是有限的(Keppler, 1996)。因此本文测试样品先后经历了源岩部分熔融和母岩浆分离结晶作用，岩浆上升过程中未受到地壳物质明显的同化混染作用。

图9 十堰黄龙—方滩地区辉长岩La/Sm—La图解(a，据Geng Hongyan et al., 2009)和Nb/U—Nb图解 (b，据Hofmann et al., 1986; 图例同图5)Fig. 9 The binary diagram of La/Sm—La and Nb/U—Nb for gabbro from the Huanglong—Fangtan area, Shiyan City (a，after Geng Hongyan et al., 2009; b，after Hofmann et al., 1986; Legends are the same to those inFig. 5)

4.2 岩浆源区

辉长岩样品的岩石稀土元素∑LREE/∑HREE和(La/Yb)N显示轻稀土富集重稀土亏损的特征，具有类似于E—MORB稀土配分曲线。在(Tb/Yb)N—(La/Sm)N图解上(图10a)，样品投影在尖晶石稳定域内表明其岩浆熔融深度小于80 km。在SiO2—Nb/Y图解上(图10b)，样品均投影在低压、高度部分熔融的拉斑玄武岩浆区域，指示岩浆可能经过较高程度部分熔融形成。Sm/Yb—Sm图解显示样品源区具有尖晶石二辉橄榄岩和石榴子石二辉橄榄岩混合特征，岩浆为二者发生20%～30%的部分熔融形成(图10c)，结合图10b，笔者等认为该岩浆为尖晶石二辉橄榄岩低压、中等程度部分熔融形成。在Th/Yb—Nb/Yb图解上(图10d)，样品主要分布在E—MORB序列附近，表明岩浆源区来自于亏损地幔部分熔融，并受富集地幔组分影响(Pearce et al., 1984；Choe et al., 2007)。Nie Hu等(2016)报道的武当山南部发育的中生代镁铁质岩与本文测试样品具有相似特征，但其岩浆源区来源于以尖晶石二辉橄榄岩部分熔融为主，且主要来源于亏损地幔端元，富集地幔组分影响较少。总体来讲，三组样品体现出自南向北，受富集地幔组分影响越来越大趋势特征。

图10 十堰黄龙—方滩地区辉长岩源区(Tb/Yb)N —(La/Sm)N , SiO2—Nb/Y, Sm/Yb—Sm和Th/Yb — Nb/Yb判别图解 (a，据Furman et al., 2004; b，据Greenough et al., 2005; c，据Aldanmaz et al., 2000; d，据Pearce, 2008修改；图例同图5)Fig. 10 The binary diagrams of(Tb/Yb)N versus(La/Sm)N , SiO2—Nb/Y, Sm/Yb versus Sm and Dy/Yb versus La/Yb for gabbro from the Huanglong—Fangtan area, Shiyan City(a，after Furman et al., 2004; b，after Greenough et al., 2005; c，after Aldanmaz et al., 2000; d，after Pearce, 2008; Legends are the same to those inFig. 5)

锆石的Hf同位素组成很少受到后期地质作用影响，是探讨岩浆源区属性的重要证据。本文样品锆石同位素εHf(0)和εHf(t)<0，暗示源区可能是古老地壳或有古老地壳物质加入，或者源区来源于富集岩石圈地幔；样品两阶段模式年龄更能反映源区物质从亏损地幔被抽取的时间或源区物质在地壳的平均存留年龄，而岩体结晶年龄的锆石Hf两阶段模式年龄(2103～1640 Ma)远大于锆石结晶年龄(220 Ma)，表明岩浆受到地壳混染或来源于富集地幔(吴福元等，2007)。锆石的Hf同位素值与前人报道的十堰—丹江口地区新元古代武当群和耀岭河群火山岩锆石Hf同位素组成具有相似性(图11)，且与其两阶段模式年龄一致(Wang Lijuan et al., 2013)，指示本文辉长岩可能与新元古代火山岩来自同一岩浆源区。而区域上武当群和耀岭河群火山岩Nd—Hf同位素反映二者岩石成因可能存在差异，大部分以幔源物质占主导，小部分来自地壳物质重熔成因(祝禧艳等，2009；Wang Lijuan et al., 2013)。因此本文辉长岩样品岩浆源区也可能以幔源物质成分为主，而非地壳混染，这与前文全岩地球化学数据特征相吻合。综上，该套辉长岩的可能来源于源区发生了改造的幔源岩浆，为亏损地幔与富集地幔组分混合的源区性质。

图11 十堰黄龙—方滩地区辉长岩锆石εHf(t)与 年龄关系图Fig. 11 Plot of εHf(t) and U-Pb age of zircon for gabbro from the Huanglong—Fangtan area, Shiyan City 武当群和耀岭河群火山岩和沉积岩εHf(t)组成区域据Wang Lijuan et al., 2013数据换算(t=220 Ma) Date εHf(t) of The Wudang Group and The Yaolinghe Group from Wang Lijuan et al, 2013&.(t=220 Ma)

5 讨论

秦岭造山带经历了新元古代—中生代的俯冲—增生造山、碰撞造山以及陆内造山等多个构造演化阶段(张国伟等，2001；Ratschbacher et al., 2003; 王宗起等，2009；杨经绥等，2010；Bader et al., 2013; Dong Yunpeng et al., 2015; 张国伟等，2019)。以商丹断裂为界，将秦岭划分为南秦岭和北秦岭(李春昱等，1978；许志琴等，1988；张国伟，1991)，勉略断裂带则将扬子板块与南秦岭分隔(李春昱等，1978)。王宗起等(2009)将增生造山的理论应用于秦岭造山带，认为勉略带及附近相关构造—岩石单元为一条增生杂岩带(王涛等，2011；Yan Zhen et al., 2012；许志琴等，2015)。不同构造演化观点的争议在于南秦岭勉略洋盆的性质和形成时限(Wang Gang et al., 2017；王刚等，2019)，然而大量同碰撞和后碰撞花岗岩的发育(Qin Jiangfeng et al., 2013)和变火山岩记录的变质时代(李曙光等，1996)等证据表明勉略洋已于晚三叠世闭合并导致华北板块与扬子板块全面碰撞，这一观点在地学界已达成共识(张国伟等，1995；王宗起等，2009；Dong Yunpeng et al., 2011；Li Sanzhong et al., 2018)。

本次研究的辉长岩样品岩石地球化学、稀土配分曲线和微量元素蛛网图显示样品具有E—MORB特征，样品在Nb/U—Nb, Sm/Yb—Sm和Th/Yb—Nb/Yb图中均投影在MORB附近；在Hf/3—Th—Nb/16判别图解中大部分落入E—MORB区域内(图12a)；在Agrawal等(2008)基于已知基性和超基性玄武岩的不活跃微量元素创建的判别图解中，亦落在MORB区域(图12b)。结合空间展布，与Nie Hu等(2016)报道的镁铁质岩共同代表了N—MORB向E—MORB过渡的线性演化特征。

图12 十堰黄龙—方滩地区辉长岩Hf/3—Th—Nb/16和DF1—DF2构造判别图解(a，据Metzger et al., 2002; b，据Agrawal et al., 2008修改；图例同图5)Fig. 12 Plots of Hf/3—Th—Nb/16 and DF1—DF2 for gabbro from the Huanglong—Fangtan area, Shiyan City (a，after Metzger et al., 2002; b，after Agrawal et al., 2008；Legends are the same to those inFig. 5) MORB—洋中脊玄武岩；IAB—岛弧玄武岩；OIB—洋岛玄武岩；CRB—大陆裂谷玄武岩 MORB—mid-ocean ridge basalt; IAB—island arc basalt; OIB—ocean island basalt; CRB—continental rift basalt; DF1=0.3518ln(La/Th)+0.6013ln(Sm/Th)-1.3450ln(Yb/Th)+2.1056ln(Nb/Th)-5.4763; DF2=-0.3050ln(La/Th)-1.1801ln(Sm/Th)+1.6189ln(Yb/Th)+1.2260ln(Nb/Th)-0.9944

前人研究表明，E—MORB型岩浆主要发育于大洋中脊及附近的海山(Niu Yaoling et al., 1999；Hemond et al., 2006)、现代大洋弧后盆地也有少量发育，如Mariana和Lau Basin(Gribble et al., 1996; Hawkins, 2003)，此外汇聚大陆边缘如环太平洋造山带也出现具有E—MORB特征的岩石，主要受洋脊(扩张脊)俯冲影响(Cole et al., 2006)，但这些岩石只是具有E—MORB特征，并非真正大洋性质岩石。前文述及，印支期勉略洋盆开始关闭，经过俯冲—增生造山过程至晚三叠世闭合，结合本文岩石成因探讨，该套E—MORB型辉长岩样品以及Nie Hu等(2016)报道的武当山南部发育的中生代N—MORB镁铁质岩并非产生于大洋脊环境，亦不符合弧后扩张的构造背景。Nie Hu等(2016)将武当山南部发育的中生代镁铁质岩解释为勉略洋闭合后由碰撞挤压转换为伸展的构造环境，这与传统观点认为武当山为前寒武纪基底，经历了印支期陆内构造作用的认识较一致。然而，有学者认为武当山整体或局部是混杂带。如周鼎武等(1998)认为武当群由不同时代、不同古构造环境的地质体以构造关系组合在一起、时间跨度大的复杂构造组合体；或认为两郧—随枣或丹江口—随州一带(王荃等，2010)存在俯冲带和增生混杂带。近年来，黄龙—方滩地区先后报道了中晚泥盆世海相沉积组合与火山物质岩片(王刚等，2018)和中二叠世火山作用产物(王刚等，2019)以及大量新元古代不同岩性及成因的块体(～640 Ma的OIB型辉绿岩块，沉积时代晚于～612 Ma的含石英大理岩块)和碎屑锆石时代(最年轻峰值220 Ma；王宗起等❹)，表明该地区存在中生代构造混杂岩带，王东升等(2019)结合前人大量中生代变质和变形年代学证据及变质温压条件认为，黄龙地区岩石为中低级变质且表现出不均衡特征，是受控于该地区晚古生代—中生代俯冲增生过程。基于上述研究成果，晚古生代—中生代武当山可能并非统一结晶基底，武当南缘以及十堰—两郧断裂之间构造混杂岩带的识别(王宗起等❹；湖北省地质调查院❺；王刚等，2018，2019；许光等，2018；王东升等，2019)，表明武当山内部或整体在晚古生代—中生代可能经历了勉略洋盆关闭导致的俯冲—碰撞造山作用，因此本文样品形成的构造环境类似于环太平洋造山带等汇聚大陆边缘，并形成了具有E—MORB特征的岩石，且受到勉略洋壳俯冲的影响，为俯冲—碰撞造山阶段产物。

6 结论

(1)十堰黄龙—方滩构造混杂带内侵入发育的辉长岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄为221.2±2.5 Ma，表明其形成于晚三叠世。

(2)该套辉长岩具有轻稀土元素富集重稀土亏损特征，Zr、Hf、Nb等高场强元素丰度为中高等，Rb、Sr等大离子亲石元素表现为亏损，结晶年龄锆εHf(t)值相对均一在-13.5至-6.18之间，指示岩浆为尖晶石二辉橄榄岩低压、中等程度部分熔融形成，来源于亏损地幔和富集组分混合的地幔源区。

(3)研究区中生代镁铁质岩MORB性质的岩石形成的构造环境可能类似于汇聚边缘环境，且受到勉略洋壳俯冲的影响，为俯冲—碰撞造山阶段产物。

致谢:在成文过程中，杨经绥院士、陈雷研究员、冯光英副研究员和刘飞博士提出了许多建设性意见和建议并给予笔者等悉心的帮助，在此表示衷心的感谢!

注 释／Notes

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❷ 湖北省地质矿产局区域地质矿产调查所. 1990. 黄龙滩幅1∶5万区域地质调查报告. 武汉:湖北地矿局区域地质矿产调查所.

❸ 湖北省地质调查院. 2009. 十堰市幅1∶25万区域地质调查报告. 武汉: 湖北省地质调查院.

❹ 王宗起, 武昱东, 王刚, 张晗, 王涛, 王东升, 贾少华, 张玉涛. 2016. 武当—桐柏—大别关键地区区域地质调查成果报告.北京: 中国地质科学院矿产资源研究所.

❺ 湖北省地质调查院. 2016. 水坪幅、竹山县幅、蔡家坝幅、峪口幅1∶5万区域地质矿产调查报告. 武汉:湖北省地质调查院.

参 考 文 献／References

(The literature whose publishing year followed by a “&” is in Chinese with English abstract; The literature whose publishing year followed by a “#” is in Chinese without English abstract)

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