南秦岭勉略构造带三岔子地区田坝辉绿岩地球化学、锆石U-Pb年龄及地质意义

2021-06-07王一烽裴先治李佐臣李瑞保裴磊刘成军王盟赵少伟陈有炘周海

西北地质 2021年2期

王一烽，裴先治,2,*，李佐臣,2，李瑞保,2，裴磊,2，刘成军,2，王盟,2，赵少伟,2，陈有炘,2，周海,2

(1.长安大学地球科学与资源学院，陕西西安 710054；2.西部矿产资源与地质工程教育部重点实验室，陕西西安 710054)

秦岭造山带横贯中国大陆中部，呈近东西向展布，是中央造山系的重要组成部分，也是中国大陆主要的南北结合带(张国伟等，2003，2015)。勉略构造带位于秦岭造山带南缘，是秦岭造山带中除商丹构造带外的另一条古板块缝合带(张国伟等，2001，2003，2004，2015)，对其研究于秦岭造山带乃至整个中央造山系都有着重要的地质意义(张国伟等，2015；裴先治等，2001，2002)。

勉略构造带的概念提出于20世纪80年代(李春昱，1980)，起初勉略构造带被视为是晚古生代—早中生代有限洋盆的蛇绿构造混杂岩带(张国伟等，2001，2003，2004)，但随着勉略构造带内新元古代岩浆岩的发现(闫全人等，2007；李瑞保等，2009；林振文等，2013；徐通等，2013，2016，2017；Wu et al.，2019)，勉略构造带被认为是包含有不同时代地层碎块及众多火山岩碎块的构造混杂岩带(张国伟等，2015)。三岔子地区位于勉略构造带中部的勉县—略阳区段，该地区超镁铁质岩、辉长岩、辉绿岩、玄武岩、安山岩、斜长花岗岩等出露良好，呈构造岩块(岩片)叠置，其中的辉绿岩、辉长-辉绿岩多呈岩墙状产出(赖绍聪等，2005；张国伟等，2015)。研究早期将三岔子蛇绿混杂岩分为东部的MORB型火山岩和西部的岛弧型杂岩(赖绍聪等，1997；李曙光等，2003)，并通过岩石地球化学方面的研究将岛弧型火山岩认定为陆缘弧型(赖绍聪等，1998)，其余的辉绿岩与辉长岩仍被视为蛇绿岩的组成端元(赖绍聪等，2005)。在三岔子偏桥沟辉绿岩中获得的最年轻的锆石年龄为295～264 Ma，结合锆石Hf同位素具有幔源岩浆锆石的特征，认为其代表了勉略洋在晚古生代—早中生代俯冲消减过程中的一次重要的大陆弧岩浆事件(赖绍聪等，2010)。然而，闫全人等对康县—勉县段内辉绿岩和辉长岩进行了SHRIMP锆石U-Pb年代学研究，获得了(827±14)～(808±10) Ma的年龄，将勉略带蛇绿岩的形成时限限定为新元古代(闫全人等，2007)。另外，最近吴鹏等人对三岔子偏桥沟斜长花岗岩、变安山岩、辉长闪长岩测定，分别获得了(905±8) Ma、(936±6) Ma和(950±5) Ma的锆石U-Pb年龄，并认为其代表了新元古代早期的俯冲构造事件(WU et al.，2019)。由此可见，对于三岔子蛇绿混杂岩的形成时代仍存在争议，其中辉绿岩和辉长岩是蛇绿岩套的一部分，还是形成于不同时代并受到构造作用混杂叠置在一起，仍需要进一步的研究。

鉴于此，笔者在前人研究基础之上，选取勉略构造带三岔子地区田坝辉绿岩作为研究对象，进行了详细的野外地质调查，并结合岩相学、岩石地球化学、同位素年代学方面的研究，探讨其岩石成因及构造属性，并为勉略构造带的构造演化提供新的地质依据。

1 区域地质背景

研究区位于勉略构造带中的勉县—略阳区段，该区段代表性好且研究程度高。勉略构造带北侧以状元碑断裂带与南秦岭构造带为界，南侧以荷叶坝断裂带为界与碧口微地块相邻。勉略构造带内组成复杂，包含了形成于不同时代、不同环境的岩浆岩和沉积岩的构造岩块(岩片)，经历了不同程度的变形、变质作用，并呈由北向南高角度推覆叠置组成的叠瓦状构造。

研究区勉略构造带内沉积岩岩块包括关家沟组(Nh2g)、相公山白云岩(Z2C-1x)、临江组(C-1l)、屯寨组(D1t)、羊汤寨组(D1y)、踏坡组(D1-2t)和略阳组(D2C1l)，缺少奥陶系—志留系沉积记录。关家沟组以绢云千枚岩、含碳绢云石英千枚岩为主，夹含砾绢云千枚岩，岩石变质变形明显，与周围岩块呈构造接触关系，前人获得的三岔子地区含砾绢云千枚岩、绢云白云质石英千枚岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄中最小年龄组为678～736 Ma(弓晨等，2020)和略阳东侧火神庙地区绢云绿泥石英千枚岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄中最小年龄组为723～727 Ma(苏朕国等，2019)，表明其沉积时代不早于南华纪。相公山白云岩为一套非正式地层单位，主要分布于略阳金家河、横现河一带，由陕西省地质矿产局区域地质调查队创建(陕西省地质矿产局区域地质调查队，1994)，其岩性为厚层状白云岩、白云质灰岩，可与震旦系灯影组对比，岩石能干性强，多呈构造岩块产出。研究区内寒武系临江组主要为一套黑色岩系，为硅质岩、碳硅质板岩、碳质千枚岩，岩石能干性较强，呈构造岩片夹持于周缘变质沉积地层中。屯寨组和羊汤寨组原属泥盆纪三河口群，屯寨组主要为绢云千枚岩为主，夹少量灰岩；羊汤寨组以一套灰岩、绢云千枚岩为主。踏坡组为一套粗碎屑岩组合，主要为砾岩、砂岩及千枚岩等，呈不整合接触关系覆盖在碧口群之上。略阳组以灰岩为主，呈构造岩片产出。研究区勉略构造带内出露的岩浆岩主要包括超镁铁质岩、辉长岩、辉绿岩、陆缘弧型火山岩、洋壳型火山岩以及斜长花岗岩等，均遭受不同程度的变质变形，均呈构造岩片产出(图1)。

1.屯寨组；2.相公山白云岩；3.关家沟组；4.庄科弧火山岩岩片；5.庄科洋壳火山岩岩片；6.中堂沟弧火山岩岩片；7.超镁铁质岩(蛇纹岩)；8.辉绿岩；9.辉长岩；10.斜长花岗岩；11.断裂(断层)界线；12.采样位置；13.实测剖面位置；14.公路图1 (a)中国大地构造格架图、(b)秦岭造山带构造简图和(c)研究区地质简图(据1∶50 000窑坪幅、1∶250 000略阳县幅，有修改)Fig.1 (a) Tectonic framework of China，(b) Tectonic framework of the Qinling orogenic belt and(c) Geological map of the study area(After 1∶50 000 Yaoping map and 1∶250 000 Lueyang county map)

田坝辉绿岩位于勉略构造带三岔子田坝地区，辉绿岩走向近东西向(约105°)，出露宽度约70 m，围岩为南华系关家沟组千枚岩，与北侧的绿泥绢云石英千枚岩和南侧的绢云千枚岩呈构造接触关系(图2)。在手标本上，田坝辉绿岩新鲜面呈深灰色，具有细粒结构，块状构造(图3a)。在镜下观察，斜长石矿物含量约65%，呈自形-半自形的板状或条状，粒径0.1～0.5 mm，可见长石双晶条纹(图3c),部分样品斜长石表面有绢云母化(图3d、图3e、图3f)；单斜辉石矿物含量约30%，呈自形-半自形粒状充填于斜长石组成的框架中，粒径0.1～1 mm，斜消光，具有一组完全解理(图3b)或2组近于垂直的解理(图3e)，干涉色可达二级橙，部分样品单斜辉石表面可见少量的绿泥石化(图3b)；角闪石矿物含量约5%，呈自形-半自形粒状，粒径0.1～0.35 mm，斜消光，具有典型的角闪石式解理(图3b)；样品薄片中，多见后期侵入的石英脉(图3d、图3e、图3f)，石英呈他形粒状，粒径0.01～0.08 mm，具波状消光。

2 分析测试方法

为了保证样品测试时的科学性与准确性，在采样过程中，选取新鲜辉绿岩，并以等距离、多地点的方式，一共采集了辉绿岩的岩石地球化学样品7件(M164-1～M164-7)、同位素年龄样品1件(M317)(图2)。

对辉绿岩7件样品(M164-1～M164-7)进行了主量元素、微量元素和稀土元素的分析。样品岩石地球化学测试分析在长安大学西部矿产资源与地质工程教育部重点实验室完成。将测试样品磨碎至200目后，主量元素采用日本岛津XRF-1800型波长色散X射线荧光光谱仪测定，X射线荧光光谱分析熔片法按照国家标准GB/T 14506.28-1993，相对误差小于2%。微量元素采用Thermo-X7电感耦合等离子体质谱仪进行样品测定，相对误差小于10%。化学分析测试流程参考Chen等(Chen et al.，2000)。

同位素测年样品的粉碎、锆石分离、挑选和制靶等工作由河北省廊坊市丰泽源岩矿检测技术有限公司完成。由北京锆年领航科技有限公司完成测年样品的锆石阴极发光照相工作。样品锆石测年工作由天津地质矿产研究所同位素实验室，使用其Neptune质谱仪利用LA-ICP-MS方法完成。样品锆石测年时，先结合锆石阴极发光图像和反射光透射光图像，避开锆石表面裂缝，选取测年晶域。采用的193 nm激光器对锆石进行剥蚀，激光剥蚀的斑束直径为35 μm，以GJ-1作为外部锆石年龄标准，元素含量采用美国国家标准物质局人工合成的硅酸盐玻璃NIST SRM610作为外标计算锆石样品的Pb、U、Th含量，并采用29Si作为内表元素进行校正。对实验数据采用ICPMSDataCal10.9程序和Isoplot4.0程序处理，利用208Pb校正法对普通铅进行校正。

1.变安山岩夹变玄武岩；2.绿泥绢云母石英千枚岩；3.田坝辉绿岩；4.绢云母千枚岩；5.碳质千枚岩图2 三岔子地区田坝辉绿岩AB段剖面示意图Fig.2 Geological section along AB segment of Tianba diabase,Sanchazi area

a.田坝辉绿岩手标本；b.田坝辉绿岩单偏光下照片；c、d、e、f.田坝辉绿岩正交偏光下照片；Pl.斜长石；Cpx.单斜辉石；Hb.角闪石；Qtz.石英图3 三岔子地区田坝辉绿岩样品手标本及镜下照片Fig.3 Hand specimen and microscopic photos of Tianba diabase,Sanchazi area

3 岩石地球化学

对M164-1～M164-7共7件岩石样品进行全岩岩石地球化学测试，分析结果见表1。

考虑到M164-7样品烧失量(LOI=6.73%)较大，对其进行干体系换算处理。

表1 勉略构造带三岔子地区田坝辉绿岩主量元素(%)和稀土、微量元素(×10-6)分析结果表Tab.1 Major elements analysis data(%)and rare earth and trace elements(×10-6) analysis data of Tianba diabase in Sanchazi area,Mianlue tectonic belt

续表1

3.1 主量元素

对个别烧失量较大的样品进行干体系换算处理后，田坝辉绿岩样品的SiO2含量为48.50%～51.39%，Al2O3含量为14.46%～16.62%，MgO含量为4.57%～8.52%，TFe2O3含量为8.39%～12.67%，TiO2含量为0.71%～1.19%，Mg#值为45.63～66.80。在Nb/Y-Zr/TiO2图解中(图4a)(Winchester et al.，1977)，样品落在安山岩/玄武岩和辉长岩(亚碱性玄武岩)区域内。在AFM图解中(图4b)(Irvine et al.，1971)，样品均落在钙碱性系列区域内。

3.2 稀土元素及微量元素

田坝辉绿岩样品稀土元素总量为69.64×10-6～173.34×10-6(平均为106.04×10-6)。在球粒陨石标准化稀土配分曲线上(图5a)，样品稀土元素配分曲线整体呈现出右倾，(La/Yb)N值为3.32～5.66，(La/Sm)N值为1.90～3.03，(Gd/Yb)N值为1.40～1.56，轻重稀土元素分异较明显；δEu(0.68～1.12)平均为0.91，除样品M164-6外，其余样品稀土元素配分曲线显示出较弱的负Eu异常，表明斜长石没有发生明显的分离结晶作用。

原始地幔标准化微量元素蛛网图中(图5b)，样品曲线的一致性较好，为右倾型，表现出大离子亲石元素Rb、Ba、U、Pb、Sr的富集，高场强元素Th、Nb、Ta、Zr、Hf的亏损，主量元素K富集而P、Ti相对亏损。

4 LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学

田坝辉绿岩同位素测年样品1件(M317)，采样点地理坐标为33°20′56′′N，105°51′34′′E。用于测年的锆石，大多数呈自形-半自形的短柱状或长柱状，颗粒大小介于30～180 μm，长短轴的比值约为3∶1～1∶1(图6)。

图4 (a)田坝辉绿岩Nb/Y-Zr/TiO2及(b) AFM图解Fig.4 (a) Nb/Y-Zr/TiO2 and (b) AFM diagrams of Tianba diabase

图5 (a)田坝辉绿岩稀土元素球粒陨石标准化及(b)微量元素原始地幔标准化配分型式(球粒陨石、原始地幔标准化数据据Sun et al.，1989)Fig.5 (a)Chondrite-normalized REE patterns and(b) primitive mantle normalized spider diagrams of Tianba diabase (Chondrite data,primitive mantle data for normalization,data from Sun et al.，1989)

图6 田坝辉绿岩(样品M317)代表性锆石阴极发光图像和年龄值图Fig.6 Representative zircon cathodoluminescence images and ages of Tianba diabase (sample M317)

挑选24颗锆石进行锆石U-Pb年代学分析。由于部分样品锆石颗粒较小，在测试过程中，激光剥蚀时锆石被打穿，导致锆石测年结果谐和度差；同时样品在镜下观察到较多的后期石英脉，而后期的构造热事件也会导致锆石的U-Pb丢失，导致谐和度较差。剔除谐和度差的数据后，获得12个有效分析点(图7)，分析结果见表2。

12个有效分析点中，测点2和测点12的206Pb/238U年龄大于1 000Ma，故采用207Pb/206Pb年龄，分别为(2 124±7) Ma、(2 381±8) Ma；测点1的206Pb/238U年龄为(354±2) Ma，其余9个测点206Pb/238U年龄较为集中，加权平均年龄为(805.9±2.6) Ma(MSWD=0.033，n=9)。结合锆石阴极发光图像(图6)，测点2和测点12位于锆石核部，测试结果为捕获锆石年龄，测点1由于锆石颗粒小，且测点位于核幔交界区域，测试结果可能为混合年龄；其余的9个测点锆石发育有良好的振荡环带，环带之间的衬度反差较小，结合其Th/U值为0.55～0.88，认为其为基性岩浆锆石(吴元保等，2004；Corfu et al.，2003)。

综上所述，笔者采用(805.9±2.6) Ma代表田坝辉绿岩的结晶年龄，为新元古代中期。

图7 (a、b)田坝辉绿岩(样品M317)锆石U-Pb谐和图和(c)206Pb/238U加权平均年龄图Fig.7 Zircon LA-ICP-MS U-Pb Concordia diagrams and U-Pb age histograms of Tianba diabase (Sample M317)

5 讨论

5.1 岩浆演化及岩石成因

与地幔橄榄岩派生岩浆的Cr(500×10-6～600×10-6)、Ni(500×10-6～600×10-6)含量相比(Wilson，1989)，田坝辉绿岩Cr含量(9.63×10-6～173.55×10-6)、Ni含量(7.44×10-6～32.11×10-6)均低于该范围，表示其经历过一定的岩浆演化过程。田坝辉绿岩的Mg#值平均为53.90，低于原生岩浆Mg#值范围内(68～75)，认为在其岩浆演化过程中可能经历了镁铁质矿物的分离结晶(Wilosn，1989)。结合与MgO相关的Harker图解(图8)，样品的Cr、Ni与MgO呈现出正相关关系，表明岩浆在演化过程中有橄榄石、辉石等富含Cr、Ni矿物的分离结晶，而TiO2、Fe2O3与MgO呈负相关关系，表明可能发生了钛铁矿的结晶分异。

幔源生成的岩浆在上升侵位或喷发的过程中会受到地壳的混染作用(Mohr，1987)，由于地壳强烈亏损Nb、Ta和Ti元素(Rudnick et al.，2003)，一定规模的地壳混染会出现类似岛弧岩浆岩的信号(Ernst et al.，2005)。田坝辉绿岩在原始地幔标准化蛛网图中(图5b)表现为Nb、Ta的相对亏损，并出现了少量古元古代的捕获锆石，此外在Harker图解中(图9)，Nb、Ta与MgO呈负相关关系，Nb/U值、Ce/Pb值与MgO呈现出良好的线性关系，均表明其幔源岩浆可能受到了地壳物质的混染作用。但是，岩浆受到地壳物质的混染后，岩浆岩的La/Sm值会增大到5以上(Lassiter et al.，2013)，田坝辉绿岩的La/Sm值(2.95～4.70)却低于该范围；同时，大陆地壳相对富集Zr、Hf元素(Rudnick et al.，2003)，田坝辉绿岩在原始地幔标准化蛛网图中不具有Zr、Hf的相对富集；此外，与大陆地壳相比，田坝辉绿岩具有较高的Nb/Th值(1.89～26.56)和较低的Th/Tb值(0.08～0.98)、Th/Ce值(0.01～0.08)、Th/La值(0.01～0.19)，表明地壳混染程度较低(Rudnick et al.，2003；Zhao et al.，2007)。因此，田坝辉绿岩在岩浆演化过程中受到的地壳混染作用较小，具有Nb、Ta元素相对亏损的特征可以作为其岩浆源区地球化学特征来表示。

图8 田坝辉绿岩Harker图解Fig.8 Harker diagrams of Tianba diabase

一般认为镁铁质岩浆是由地幔橄榄岩部分熔融形成的。田坝辉绿岩表现出富集大离子亲石元素和轻稀土元素，亏损高场强元素的特点，具有与俯冲作用相关的地球化学特征。排除遭受大规模地壳混染的因素外，其岩浆源区可能受到俯冲板片上的沉积物部分熔融产生的熔体交代或俯冲板片中析出的流体交代富集作用。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中(图5b)，样品表现出Rb、Ba、U、Pb、K、Sr等流体活动性元素富集和Th、Nb、Ta等非活动性元素的亏损，为板片流体交代富集的地幔地球化学特征。在岩石学方面，田坝辉绿岩含有一定的角闪石矿物，而角闪石只有在达到水饱和的情况下才能结晶(Botharnikov et al.，2008)，反映了岩浆源区是由流体交代富集的地幔。同时，俯冲沉积物部分熔融的熔体交代，会导致岩浆Th/Yb值大于2，而俯冲流体交代作用产生的岩浆Th/Yb值则小于1(Woodhead et al.，2001；Nebel et al.，2007)；田坝辉绿岩的Th/Yb值范围在0.08～0.98，说明其岩浆源区受俯冲流体交代影响较大。因此，认为田坝辉绿岩的岩浆源区主要受到俯冲流体交代富集作用。

研究表明，运用稀土元素Sm、Yb的含量和比值可以有效的限定幔源岩浆的起源(Aldanmaz et al.，2000)。田坝辉绿岩的Sm含量为2.61×10-6～5.66×10-6，Sm/Yb值为1.56～1.68，在Sm-Sm/Yb图解中(图9)(Aldanmaz et al.，2000)，样品均落在尖晶石-石榴子石(1∶1)二辉橄榄岩部分熔融线上，指示出地幔源区为尖晶石-石榴子石二辉橄榄岩，部分熔融程度为10%～20%。

DM.亏损地幔；PM.原始地幔；N-MORB.亏损型洋中脊玄武岩；E-MORB.富集型洋中脊玄武岩图9 田坝辉绿岩Sm-Sm/Yb图解Fig.9 Sm-Sm/Yb diagrams of Tianba diabase

综上所述，认为田坝辉绿岩岩浆形成是由于受俯冲流体交代富集的地幔部分熔融，源区为尖晶石-石榴子石二辉橄榄岩，部分熔融程度为10%～20%，并在岩浆上升的过程中有分离结晶作用的产生，受到较小地壳混染的影响。

5.2 构造环境

大离子亲石元素在地质过程中较为活泼，而高场强元素Nb、Ta、Zr、Hf等在岩浆岩的形成、演化过程中稳定性较好，可以用于判别岩浆岩的形成环境(Pearce，1973；Winchester，1976；Bienvenu，1990)。田坝辉绿岩微量元素配分模式中表现出了弧玄武岩的特点，在Hf/3-Th-Ta图解中(图10a)(Wood et al.，1980)，样品主要落入岛弧钙碱性玄武岩范围、个别落入N-MORB内。在Nb×2-Zr/4-Y图解中，样品主要落在弧玄武岩内，仅1个落在火山弧玄武岩与板内玄武岩的边界上(图10b)(Meschede，1986)。在Ta/Hf-Th/Hf图解中，样品主要落在大陆裂谷拉张带或初始裂谷和陆缘岛弧、陆缘火山弧玄武岩边界部位，1件落在大洋板内洋岛、海山玄武岩区(图10c)(汪云亮等，2001)，同时，田坝辉绿岩的Th/Nb值平均为0.42、Nb/Zr值为0.043，具有初始裂谷的特征(Th/Nb值大于0.11和Nb/Zr值大于0.04，孙书勤等，2007)。在Zr-Zr/Hf图解中，样品均落入陆缘弧的范围内(图10d)(Pearce，1983)。这些特征均说明田坝辉绿岩具有陆缘弧岩浆岩和板内初始裂谷的特点。

5.3 地质意义讨论

新元古代早中期(～800Ma)，勉略构造带内及其邻区处于俯冲-碰撞环境，作为Rodinia超大陆汇聚的响应。研究区勉略构造带内MORB与OIB共生的洋壳型火山岩呈构造岩片出露于康县碾坝、豆坝、刘坝等地区(裴先治，2001；赖绍聪，2003)。闫全人等获得了康县香子坝、大堡王家集、水泉沟地区洋壳型火山岩SHRIMP锆石U-Pb年龄为(846±16)～(812±11) Ma(闫全人等，2007),指示出新元古代早中期勉略洋盆的存在。同时，研究区勉略构造带内出露有新元古代早中期Adakite型和陆缘弧岩浆岩，略阳张儿沟O型Adakite质安山岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为840Ma左右(徐通，2016)；闫全人等对三岔子偏桥沟斜长花岗岩、变辉长岩测试，获得了SHRIMP锆石U-Pb年龄分别为(923±13) Ma、(808±10) Ma(闫全人等，2007)，而Wu等对其斜长花岗岩、辉长岩和变安山岩测试，获得SHRIMP锆石U-Pb年龄分别为(905±8) Ma、(950±5) Ma和(936±6) Ma(Wu et al.，2019)。虽然对于同一构造岩块(岩片)的锆石U-Pb年龄仍存在异议，但都属于新元古代早中期俯冲活动的岩浆产物。此外，勉略构造带南缘略阳郭镇地区铧厂沟金矿的陆缘弧型火山岩也获得了新元古代的年龄信息，玄武岩SHRIMP锆石U-Pb年龄为(801.7±4.7) Ma、英安岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(802.1±5.3) Ma(林振文等，2013)。在邻区的碧口微地块内，碧口范坝地区董家河蛇绿岩中辉长岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(839.2±8.2) Ma左右(赖绍聪等，2007)，与勉略构造带内的洋壳型火山岩锆石U-Pb年龄接近，暗示两者可能为同一新元古代早中期的洋盆(徐通等，2016)。在扬子板块西北缘也存在着洋盆俯冲所形成的弧-盆体系(裴先治，1989，1992)，形成了龙门山构造带的通木梁岛弧、彭灌岛弧和碧口微地块的碧口岛弧、横丹弧前盆地组合、汉南地区的西乡洋岛-弧火山岩等新元古代的岛弧火山岩组合(马来旺等，1996；Zhou et al.，2002；Ling et al.，2002；闫全人等，2003；Yan et al.，2004；Druschke et al.，2006；李佐臣，2009；Dong et al.，2011；Li et al.，2018)，同时在对前龙门山地区和后龙门山地区中的前寒武纪—三叠纪碎屑岩研究后，也证实了新元古代扬子板块西北缘为活动大陆边缘的构造环境(Chen et al.，2005；陈岳龙等，2006)。

(a).Hf/3-Th-Ta图解;IAT.岛弧拉斑玄武岩;IAC.岛弧钙碱性玄武岩;N-MORB.亏损型洋中脊玄武岩;E-MORB.富集型洋中脊玄武岩;WPT.板内拉斑玄武岩;WPAB.板内碱性玄武岩；(b)Nb×2-Zr/4-Y图解;AⅠ.板内碱性玄武岩;AⅡ.板内碱性玄武岩+板内拉斑玄武岩;B.富集型洋中脊玄武岩;C.板内拉班玄武岩+火山弧玄武岩;D.亏损型洋中脊玄武岩+火山弧玄武岩；(c).Ta/Hf-Th/Zr图解;Ⅰ.板块发散边缘N-MORB区;Ⅱ.板块汇聚边缘(Ⅱ1.大洋岛弧玄武岩区;Ⅱ2.陆缘岛弧及陆缘火山弧玄武岩区);Ⅲ.大洋板内洋岛、海山玄武岩区及T-MORB、E-MORB区;Ⅳ.大陆板内(Ⅳ1.陆内裂谷及陆缘裂谷拉斑玄武岩区;Ⅳ2.陆内裂谷碱性玄武岩区;Ⅳ3.大陆拉张带或初始裂谷玄武岩区);Ⅴ.地幔热柱玄武岩区；(d).Zr-Zr/Y图解图10 田坝辉绿岩构造判别图解Fig.10 The tectonic discrimination diagrams of Tianba diabase

新元古代中晚期(800Ma～)勉略构造带及其邻区处于后碰撞裂解的构造环境，作为Rodinia超大陆裂解的响应。研究区勉略构造带内出露有与板内裂解相关的玄武岩和双峰式火山岩，略阳横现河张岩沟双峰式火山岩的LA-ICP-MS锆石年龄为(728±10) Ma(徐通等，2013)，武都琵琶寺地区板内玄武岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(783±15)～(754±14) Ma(李瑞保等，2009)，康县大堡地区板内玄武岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(778±8)～(771±8) Ma(王涛等，2008)，表明勉略构造带在新元古代中晚期为裂解构造环境。在勉略构造带邻区的后龙门山构造带，青溪地区轿子顶S型花岗岩SHRIMP锆石U-Pb年龄为(793±11) Ma(裴先治等，2009)、刘家坪地区大滩I型花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(806±19) Ma(李佐臣等，2013)，指示后龙门山地区在新元古代中晚期处于同碰撞挤压环境向后碰撞环境的转换(裴先治等，2009)。同时，在扬子板块西北缘米仓山地区，也存在新元古代中晚期与裂解相关的岩浆岩作为Rodinia超大陆裂解的响应。如米仓山坪河二长花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(742.1±5.9) Ma(甘保平等，2016)。此外，在南秦岭东段武当群、耀岭河群、郧西群中的火山岩及侵入岩获得的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为833～679 Ma，被认为具有板内裂解的特点，是对Rodinia超大陆裂解的响应(凌文黎等，2006；夏林圻等，2008)。

镁铁质岩墙群被认为是岩石圈的伸展标志(Hoek et al.，1995；Ernst et al.，1995；Goldberg，2010；Huo，2012)。田坝辉绿岩岩浆是受俯冲流体交代富集的地幔部分熔融形成的，具有弧岩浆岩的地球化学特征；同时，在构造环境判别图解上，田坝辉绿岩样品落在了陆缘弧和板内初始裂谷的边界上。结合区域构造演化表明，受Rodinia超大陆的聚合-裂解事件的影响，研究区勉略构造带及邻区在新元古代早中期处于汇聚的构造环境，新元古代中晚期处于后碰撞-裂解的构造环境。田坝辉绿岩成岩年龄为(805.9±2.6) Ma，为新元古代中期的产物，处于构造转换时期，很可能是新元古代早中期俯冲-碰撞环境下形成的由俯冲流体交代富集的地幔受到了Rodinia超大陆裂解的影响，在伸展环境下部分熔融的产物，为勉略构造带新元古代中期构造体制的转换进一步提供了依据。