江南造山带西南段宰便辉绿岩年代学、地球化学及其构造意义*

2022-05-13王琦崧王林均孙思辰周家喜钟昌悦

岩石学报 2022年4期

王琦崧王林均** 孙思辰周家喜钟昌悦

1. 贵州民族大学建筑工程学院, 贵阳 550025 2. 福建省地质矿产勘查开发局, 福州 350001 3. 云南大学地球科学学院, 云南省高校关键矿产成矿学重点实验室, 昆明 650500

江南造山带为一近NE向的前寒武纪地质单元，是扬子板块和华夏板块经历了洋壳俯冲、弧-陆碰撞以及陆-陆碰撞等多期构造演化的产物(Yanetal., 2003; Lietal., 2009, 2010a; Charvetetal., 2010; Shuetal., 2011; Hu and Zhou, 2012)，也是我国重要的多金属成矿带(Wangetal., 2006; 周金城等, 2014; Deng and Wang, 2016; Dengetal., 2017; 孙思辰等, 2018; 陈峰等, 2019)。其处于扬子板块和华夏板块之间的独特大地构造位置(图1a)，对了解华南大陆的前寒武纪地壳的增生和构造演化以及Rodinia超大陆裂解恢复具有十分重要意义，因而备受地质学家关注(Zhouetal., 2007; Zhao and Guo, 2012; Wuetal., 2018; Lietal., 2021)。江南造山带主要由中-新元古代的浅变质岩系、新元古代火成岩组成(段政等, 2017)，其中以新元古代火成岩出露最为广泛(陈文西等, 2007; 王劲松等, 2012)。目前，带内火成岩成因和构造属性认识主要有3种观点：(1)新元古代岩浆活动是洋壳向扬子板块俯冲消减时引起的岛弧岩浆活动(Zhouetal., 2004; Zhangetal., 2013; Wangetal., 2014; 段政等, 2017; 薛怀民, 2021)；(2)新元古代火成岩形成于碰撞后的裂谷环境，与弧-陆碰撞有关(Zhengetal., 2007, 2008)；(3)新元古代火成岩形成于伸展环境下的地壳重融(Wangetal., 2007; Lietal., 2010a, b)。宰便地区位于江南造山带内，区内发育大量的火成岩，特别是辉绿岩。研究宰便辉绿岩的成因以及构造环境，对揭示深部物质组成以及华南大陆前寒武纪的构造演化具有十分重要的意义。

通常来说，镁铁质-超镁铁质岩浆岩的化学成分可以反映深部地幔的物理化学状态和物质组成，因而可作为“深部岩石探针”研究岩浆起源和演化，约束区域构造背景(寇彩化等, 2017)。位于江南造山带西南段的宰便地区，发育有一系列新元古代镁铁质-超镁铁质岩浆岩(王劲松等, 2012)。不同学者对其开展了地质特征和地球化学等方面的研究，取得了一定的成果(曾雯等, 2005; 孙载波等, 2009; 王劲松等, 2012)。但对于辉绿岩的研究极其薄弱，仅王劲松等(2012)采用锆石LA-ICP-MS锆石U-Pb定年法测得辉绿岩年龄为848±15Ma，将成岩年龄宽泛地限定在新元古代早期，这严重制约了对研究区岩浆活动和构造环境的深入探讨。因此，本文选取江南造山带西南段宰便辉绿岩作为研究对象，对其进行岩石学、岩相学、全岩主微量元素、全岩Nd同位素、锆石Hf同位素和锆石U-Pb年代学研究，并结合前人的研究成果，探讨辉绿岩的岩石成因和岩浆来源，进而揭示江南造山带构造环境。

1 区域地质背景

NE-NEE向弧形展布的江南造山带，是新元古代中期由西北侧扬子板块和东南侧华夏板块碰撞拼贴而成(Charvetetal., 1996; 薛怀民等, 2010; Zhaoetal., 2011)，经历了不同规模、不同级次构造单元间多期次的、复杂的俯冲拼贴过程，是研究江南造山带的地球动力学演化过程的关键区域(Lietal., 2003; 宋昊等, 2015)。贵州黔东南宰便地区位于江南造山带西南段，处于华夏板块、扬子板块和江南造山带的交接部位，岩浆活动强烈，断裂构造非常发育，其总体走向为NE、NNE向，局部走向为近EW向和近NW向(图1b)，这些断裂不仅控制了研究区的基本构造格局，也基本控制着区内各类型矿产的空间分布(图1b)。区内出露的地层除第四系冲洪积层外，主要有中元古界四堡岩群(鱼西组、文通岩组和塘柳岩组)和新元古界下江群(清水江组、番召组、乌叶组和甲路组)(图1b)。其中，又以新元古界下江群最为发育，是区内重要的铜-铅-锌多金属赋矿层位，岩性主要为砾岩、砂质泥岩、石英砂岩、千枚岩、绢云母板岩、细砂岩和片岩等，主要分布在洋洞-宰便-平正一带。四堡岩群为一套复理石建造和火山岩建造，岩性主要为砂质千枚岩、绿泥绢云母千枚岩、细砂岩、砂质泥岩和绿泥绢云母片岩(王劲松等, 2012)，主要分布在大弄-归江一带。区内岩浆活动频繁，岩浆岩发育，出露有橄榄岩、辉绿岩、花岗岩和花岗质混合岩(黄隆辉等, 2007; 樊俊雷等, 2010)。宰便辉绿岩，主要出露在宰便西北约3km处，呈岩株状侵入新元古界下江群的乌叶组，深灰绿色-灰绿色(图2a)，局部岩体中可见石英脉穿插充填(图2b)，块状构造，辉绿结构(图2c，d)，主要由辉石(图2e)、斜长石、绿泥石组成。其中，斜长石表面浑浊，呈自形-半自形柱状，粒径约为0.1～2.0mm，部分可见聚片双晶(图2f)；辉石表面呈黑色，半自形板状，大多蚀变为绿泥石，大小为0.4～2.0mm。

图1 江南造山带构造示意图(a, 据Sun et al., 2020修改)和宰便区域地质图(b, 据刘永坤, 2017修改)Fig.1 Schematic tectonic map showing the location of Jiangnan orogenic belt (a, after Sun et al., 2020) and geological map of the Zaibian district and sample locations (b, after Liu, 2017)

图2 宰便辉绿岩野外及镜下照片(a)深灰绿色-灰绿色辉绿岩野外照片；(b)辉绿岩标本(ZBP1-4a)，局部可见石英脉穿插充填；(c、d)辉绿结构(ZB1-1),局部发生绿泥石蚀化；(e)显微镜下辉绿岩显示辉石，斜长石遭受部分蚀变(ZBP1-6)；(f)斜长石聚片双晶(ZBP1-4c). Px-辉石；Pl-斜长石；Chl-绿泥石Fig.2 Field and petrographic photos of Zaibian diabase

2 样品采集和测试方法

本次研究的辉绿岩采自宰便附近及其西北3km范围内。在野外地质调查的基础上，对辉绿岩进行系统采集，样品采自岩体地表，具体位置见图1b。采样过程中，尽量选取新鲜、尚未蚀变的岩石；在对所有样品进行显微岩相学观察的基础上，筛选8件进行全岩成分分析，4件进行全岩Nd同位素分析，3件进行锆石定年分析，3件进行锆石Lu-Hf同位素测试。

全岩主量、微量元素分析测试在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。主量元素测试采用XRF分析，所用仪器为X-荧光光谱分析仪，型号为RI2100，分析精度优于5%；微量元素分析所用仪器为电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)，型号为Elan6100DRC，分析精度小于5%。

图4 宰便辉绿岩球粒陨石标准化稀土元素配分模式(a, 标准化值据Boynton, 1984)和原始地幔标准化微量元素蜘蛛图(b, 标准化值据Sun and McDonough, 1989)OIB、N-MORB和E-MORB据Sun and McDonough, 1989Fig.4 Chondrite-normalized REE patterns (a, normalization values after Boynton, 1984) and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (b, normalization values after Sun and McDonough, 1989) of the Zaibian diabase

锆石U-Pb定年分析在广州市拓岩检测技术有限公司完成，仪器采用多接收质谱仪MC-ICP-MS(iCAP RQ)和相干193nm准分子激光剥蚀系统(New Wave Research NWR)。分析过程中使用的激光束斑，直径为30μm，剥蚀深度为20～40μm，使用Ar、He分别作为其补偿气和载气，年龄外标采用国际标准锆石91500校正，以标准锆石Plešovice(Slámaetal.，2008)为盲样，检验U-Pb定年数据质量。元素含量的外标和内标分别采用的是NIST SRM 610、29Si，本次实验测得的标样结果，在推荐值范围内(Ludwig, 2003)。

锆石Lu-Hf同位素分析在广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室完成，仪器采用激光剥蚀-多接收等电感耦合离子质谱仪LA-MC-ICP-MS(Neptune)和相干193nmARF准分子激光剥蚀系统(RESOlutionM-50)。关键参数：束斑：50μm; 能量强度：3.5mJ/cm2；频率：9Hz；采用单点分析模式，每个分析测试点的气体背景采集时间为30s。测试过程中每隔5颗样品锆石，依次测试1颗标准锆石(包括GJ-1、91500、Plešovice、Mud Tank、Penglai)，来检测锆石Hf同位素比值质量。εHf(t)根据每个测点的锆石U-Pb年龄计算而来，采用的176Lu衰变常数λ=1.867×10-11y (Söderlundetal., 2004)，利用平均大陆壳的176Lu/177Hf=0.015(Griffinetal., 2002)计算锆石Hf同位素地壳模式年龄(tDM2)。

图3 宰便辉绿岩的Nb/Y-Zr/TiO2×10-4图解(底图据Winchester and Floyd, 1977)Fig.3 Nb/Y vs. Zr/TiO2×10-4 diagram of the Zaibian diabase (base map after Winchester and Floyd, 1977)

Nd同位素组成测试在中国地质科学院地质研究所自然资源部同位素地质重点实验室完成，实验仪器为Nu Plasam HR多接收器电感耦合等离子质谱仪(MC-ICP-MS)。分析先采用Teflon进行溶样，再用专用的阳离子交换柱进行分离。测试过程中，146Nd/144Nd比值用146Nd/144Nd=0.7219进行校正。分析测试过程中，标准的143Nd/144Nd测定值0.511125±10(2σ，N=4)。

3 测试结果

3.1 主、微量元素

辉绿岩SiO2含量为45.25%～50.15%、K2O为0.03%～0.33%、P2O5为0.04%～0.28%、全碱(Na2O+K2O)含量4.87%～5.99%、K2O/Na2O比值0.01～0.06、Mg#值为50～69、Zr/Nb比值为6.9～9.8、Nb/Ta值为13.0～17.0。La/Sm值为2.7～3.7(表1)。在Nb/Y-Zr/TiO2×10-4图解上，样品点落在(亚)碱性玄武岩区域(图3)。辉绿岩的稀土元素总量中等，ΣREE=3.00×10-6～154.0×10-6、(La/Yb)N值为2.95～4.73、δEu=0.79～1.00(表1)，相对富集轻稀土元素,亏损重稀土元素，显示Eu不具有明显异常特征(图4a)，表明岩浆未曾发生明显的斜长石的分离结晶作用(张宏飞和高山, 2012)。岩石稀土元素配分曲线与富集型洋中脊玄武岩(E-MORB)相似，但轻稀土含量相对稍高(图4a)。原始地幔标准化微量元素蛛网图解显示：辉绿岩富集Th和U大离子亲石元素，亏损Nb和Y高场强元素(图4b)。

表1 宰便辉绿岩主量元素(wt%)、稀土和微量元素(×10-6)测试结果

续表1

图5 宰便辉绿岩的锆石阴极发光图像Fig.5 Cathodoluminescence images of the zircons from the Zaibian diabase

3.2 锆石U-Pb年龄

本次研究锆石U-Pb定年分析结果见表2。锆石形态多呈透明-半透明长柱或短柱状，自形程度较好，粒径多为70～170μm，阴极发光图像上具清晰的振荡环带(图5)。锆石具有较高的Th(24×10-6～332×10-6)、U(261×10-6～1067×10-6)含量和Th/U比值(0.06～0.95)(表2)，稀土元素配分曲线具有轻稀土亏损、重稀土富集、明显Ce正异常、Eu负异常的特点(图6)；显示岩浆锆石的特征(Belousovaetal., 2002)。

辉绿岩(ZBP1-1)8颗锆石颗粒的LA-ICP-MS U-Pb年龄测定表明，其U-Pb一致年龄为820.7±3.0Ma(MSWD=2.8；图7a)，206Pb/238U加权平均年龄值为823.0±12Ma(MSWD=2.7；图7b)。

辉绿岩(ZBP1-4c)12颗锆石颗粒的LA-ICP-MS U-Pb年龄测定显示，其U-Pb一致年龄为823.1±9.5Ma(MSWD=10.2；图7c)，206Pb/238U加权平均年龄值为819.0±6.7Ma(MSWD=0.21；图7d)。

辉绿岩(ZBP1-2a)11颗锆石颗粒的LA-ICP-MS U-Pb年龄测定显示，其U-Pb一致年龄为821.1±9.2Ma(MSWD=0.65；图7e)，206Pb/238U加权平均年龄值为825.0±11Ma(MSWD=2；图7f)。

表3 宰便辉绿岩中锆石的Nd同位素组成

图6 宰便辉绿岩中锆石的球粒陨石标准化稀土元素配分图(标准化值据Sun and McDonough, 1989)Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns of the zircons from Zaibian diabase (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

3.3 Nd-Hf同位素

本文测试宰便辉绿岩Nd同位素测试样品共4件，结果见表3。宰便辉长岩143Nd/144Nd比值变化范围为0.512386～0.512422，平均值为0.512410，略低于原始地幔现今值(143Nd/144Nd=0.512638，Jacobsen and Wasserburg, 1984)。根据锆石U-Pb定年结果(820.7Ma)计算获得εNd(t)值介于-0.19～1.17之间，(143Nd/144Nd)i值为0.511570～ 0.511639。

辉绿岩锆石Hf同位素测试点位于LA-ICP-MS U-Pb年龄测点旁(图5)，Hf同位素共测试25个点(样品ZBP1-1、ZBP1-2a、ZBP1-4c)，测试结果见表4。176Lu/177Hf比值介于0.000654～0.002510，176Hf/177Hf比值在0.281908～0.282500，εHf(t)介于-13.6～7.7，平均-4.8，tDM介于1918～1067Ma，tDM2为2547～1214Ma。

表4 宰便辉绿岩中锆石的Hf同位素组成

4 讨论

4.1 地壳混染与分离结晶

显微镜下岩相学观察和岩石主、微量数据结果表明，宰便辉绿岩经历了一定程度的热液蚀变(图2、表1)，然而部分含有相对新鲜的斜长石。因此，在岩石成因讨论之前，有必要进行岩石蚀变程度评价。最新的研究表明，Al一般在深断裂花岗岩的热液蚀变过程中表现出高迁移性(Nishimoto and Yoshida, 2010; Wuetal., 2018)。因此，用Al来评价常量和微量元素的活动性是不合适的。一般来说，在变质作用和地球化学蚀变过程中，Th、Nb、Ta、Hf、U和Zr等元素被认为是相对稳定的(Panahietal., 2000; Yaoetal., 2014)。本次研究，Ta、Hf、Nb、U、Th、TiO2与Zr均表现出良好的线性相关(图8)，表明这些元素受热液作用影响不大。与此同时，除样品ZBP-21和ZBP-23外，研究区样品的δCe值为0.90～1.02，介于0.90～1.10之间(Polatetal., 2002; Yangetal., 2021)，这也进一步说明，在晚期蚀变和变质过程中，它们的原生地球化学亲和力并没有发生显著变化(Gao and Santosh, 2019)。因此，本次研究获得的8件宰便辉绿岩地球化学数据 (如TiO2、 Th、 Nb、Ta、Hf、U和Zr)，可以用于岩石成因的讨论。

图7 宰便辉绿岩LA-ICP-MS U-Pb年龄一致曲线(a、c、e)和加权平均年龄谱图(b、d、f)Fig.7 U-Pb concordant ages (a, c, e) and weighted mean zircon 206Pb/238U ages (b, d, f) of the Zaibian diabase

图8 宰便辉绿岩Ta、Hf、Nb、U、Th和TiO2对Zr图解Fig.8 Diagrams of Ta, Hf, Nb, U, Th and TiO2against Zr for the Zaibian diabase

图9 宰便辉绿岩SiO2-Nb/Ta、SiO2-Zr/Nb、La-La/Nb、La-La/Sm、 Cr-Ni、Cr-V图解 (底图据Li et al., 2010a, b; 赵国春等，2003)Fig.9 Diagrams of SiO2 vs. Nb/Ta, SiO2 vs. Zr/Nb, La vs. La/Nb, La vs. La/Sm, Cr vs. Ni and Cr vs. V for the Zaibian diabase (base map after Li et al., 2010a, b; Zhao et al., 2003)

图10 宰便辉绿岩地球化学判别图解(a)2Nb-Zr/4-Y图解(Wood, 1980)；(b)Nb/Yb-Th/Yb图解(Pearce, 2008)；(c)Ti/Yb-Nb/Th图解(朱弟成等, 2006). AI-板内碱性玄武岩；AII-板内碱性玄武岩和板内拉斑玄武岩；B-富集型洋中脊玄武岩；C-板内拉斑玄武岩和火山弧玄武岩；D-正常型洋中脊玄武岩Fig.10 Geochemical discrimination diagrams for Zaibian diabase

图11 宰便辉绿岩岩石年龄-εHf(t)图解(底图据Wu et al., 2018)Fig.11 Diagram of the age vs εHf(t) for the Zaibian diabase (based map after Wu et al., 2018)

岩浆在上升的过程中可能发生地壳混染和分离结晶现象，因此在探讨岩石岩浆源区之前，需对岩石是否受到地壳混染进行评估。一般而言，微量元素能够很好地示踪岩石源区(吴福元等, 2007)，受后期蚀变作用影响较小的HFSE元素，如Ti、Zr、Hf、Nb、Ta和稀土元素特征可以反映源区性质，其微量元素比值可以有效示踪岩浆过程的元素分异，并为岩浆成因提供有效信息(Weaver, 1991; 孙海瑞等, 2020)。地壳混染会导致Nb/Ta比值显著降低，因此Nb和Ta可作为地壳混染的敏感性指标，研究区辉绿岩的Nb/Ta比值为13.0～ 17.0，平均值为14.9，高于大陆上、中地壳的比值(11.4，Taylor and McClennan, 1985; 赵振华等, 2008; Rudnick and Gao, 2014)，而低于上地幔17.5的平均值(Weyeretal.，2003)。在SiO2-Nb/Ta图解中，Nb/Ta并不随着SiO2含量的增加而增加，表明宰便辉绿岩可能未发生明显的地壳混染(图9a)。同时，在地壳混染或者岩浆混合过程中，岩石的Zr/Nb比值也会发生明显变化(Weaveretal., 1996)，宰便辉绿岩Zr/Nb比值为6.9～9.8，平均值为8.5，低于壳源(11.4，Rudnick and Gao, 2014)，且在SiO2-Zr/Nb图解中，Zr/Nb并不随着SiO2含量的增加而增加，表明研究区辉绿岩可能未发生明显地地壳混染作用(图9b)。

宰便辉绿岩样品的Mg#(50～69)和相容元素Cr(165×10-6～622×10-6)、Ni(58.60×10-6～ 375×10-6)含量呈现较大的变化范围，表明其在演化过程中可能经历了一定程度的分离结晶作用(葛茂卉等, 2020)。岩浆在部分熔融过程中，La比Sm更易富集于熔体中，然而在分离结晶过程中，La/Sm值基本保持不变。在La-La/Sm图解(图9c)和La-La/Yb图解中(图9d)，宰便辉绿岩明显表现出分离结晶的现象，进一步说明岩浆演化过程中宰便辉绿岩发生了一定程度的分离结晶。宰便辉绿岩稀土元素配分模式显示，重稀土元素不表现明显亏损，表明不存在石榴子石类矿物的分离结晶；岩石δEu值为0.79～1.00，显示Eu负异常微弱，表明岩浆未发生明显的斜长石的分离结晶作用(张宏飞和高山, 2012)；Cr、Ni等元素主要赋存于辉石、橄榄石等镁铁质矿物中，Cr与V、Ni呈现出明显的正相关(图9e，f)，表明宰便辉绿岩在形成过程中主要经历了辉石分离结晶作用，并可能有少量的橄榄石分离结晶(Lietal., 2010b)。

4.2 岩浆来源

实验岩石学研究表明，下地壳镁铁质岩石的部分熔融形成相对高硅的岩石(Wolf and Wyllie, 1994; 贾小辉等, 2021)，宰便辉长岩绝大部分岩石样品均具有低均一的SiO2含量、较高的MgO值和Mg#(>61)，表明其具有地幔的源区性质(Rapp and Watson, 1995)。前文讨论宰便辉绿岩没有受到明显的地壳混染，说明宰便辉绿岩反映了地幔源区的特征。宰便辉绿岩的稀土总量中等，具有轻稀土相对富集，重稀土相对平坦的分配模式。同时，岩石相对富集Th和U大离子亲石元素，亏损Ti、Y和Nb高场强元素，这与N-MORB以亏损轻稀土和大离子亲石元素为特征的软流圈地幔差异显著(Sun and McDonough, 1989)。除JB-21样品外，宰便辉绿岩的Nb/La(1.09～1.61)>1，与E-MORB和OIB值相一致(Hofmann, 1988)。在2Nb-Zr/4-Y图解(图10a)中，样品点落在AII，富集型洋中脊玄武岩和板内拉斑玄武岩+火山弧玄武岩区域内；在Nb/Yb-Th/Yb图解(图10b)中，样品主要投在E-MORB与OIB过渡区域。Ti/Yb与Nb/Th对于幔源岩浆是否受到地壳混染特别敏感，能够有效判别出玄武岩中的地壳物质和陆下岩石圈地幔物质的贡献情况(Lietal.，2002)。在Ti/Yb-Nb/Th图解(图10c)中，样品投影在岩石圈幔源物质加入的区域，指示其源区可能有陆下岩石圈地幔物质的加入。基于此，宰便辉绿岩岩浆源区可能为岩石圈富集地幔。

宰便辉绿岩的εNd(t)值介于-0.19～1.17之间，反映了源区中不同程度的幔源组分的参与，宰便辉绿岩的源区可能为亏损地幔，并带有少量富集地幔成分的参与。锆石Lu-Hf同位素具有较高的封闭温度，不会因后期的部分熔融、分离结晶而发生变化，故其可以用来揭示岩石源区特征(Griffinetal., 2000; 吴福元等, 2007)。一般来说，正的εHf(t)值被解释为其源岩可能来自新生地壳或亏损地幔(Jahnetal., 2000; Vervoortetal., 2000)，负的εHf(t)值指示其源岩为古老地壳物质或者富集型地幔(Kinny and Maas, 2003)。研究区辉绿岩的εHf(t)介于-13.6～7.7，tDM2为2547～1214Ma。在εHf(t)-t图解中，一个样品的投影点落在亏损地幔(DM)和球粒陨石(CHUR)演化线之间(εHf(t)>0)，绝大多数样品则落在球粒陨石演化线以下(εHf(t)<0)，暗示其母岩浆主要来自于富集地幔，并可能有少量亏损地幔成分加入(图11)。Wuetal.(2022)对研究区附近的加榜辉绿岩体进行Hf-O和全岩Nd-Hf同位素研究，表明加榜辉绿岩在侵位过程中锆石受地壳衍生流体/熔体的污染，导致全岩同位素和岩浆锆石同位素解耦现象的发生。宰便辉绿岩较负的εHf(t)值也可能为岩浆源区存在全岩同位素和锆石Hf同位素的解耦现象所致。锆石Hf二阶段模式年龄(tDM2)指示亏损地幔熔融形成下地壳的时代，即模式年龄代表了壳幔分异时代(吴福元等，2007)。研究区辉绿岩锆石Hf二阶段模式年龄(tDM2)为2547～1214Ma(表4)，由此进一步推测出本区辉绿岩的母岩主要来源于富集地幔，并伴有亏损地幔的参与。

图12 宰便辉绿岩Zr-Zr/Y(a，底图据Pearce and Norry, 1979)和Ta/Hf-Th/Hf构造环境判别图解(b,底图据汪云亮等, 2001)WPB-板内玄武岩；MORB-洋中脊玄武岩；IAB-岛弧玄武岩；I-板块离散边缘N-MORB区；II-板块会聚边缘(II1-大洋岛弧玄武岩区；II2-陆缘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Fig.12 Geochemical discrimination diagrams of Zr vs. Zr/Y (a, base map after Pearce and Norry, 1979) and Ta/Hf vs.Th/Hf (b, base map after Wang et al., 2001) for Zaibian diabase

4.3 岩浆侵位时代与构造环境

本次工作获得宰便辉绿岩锆石LA-ICP-MS锆石U-Pb一致年龄分别为820.7±3.0Ma、823.1±9.5Ma和821.1±9.2Ma。综合上述研究结果，研究区辉绿岩侵位时代在820Ma左右，反映了该区岩浆岩侵位时代于新元古代早期。

岩石稀土元素和高场强元素对探讨地幔源区特征、地幔部分熔融及岩浆演化等方面均具有重要意义(王劲松等, 2012)。诸如Nb、Ta、Th、Zr、Hf、HREE等高场强的元素，一般不受热液蚀变和角闪岩相变质作用的影响，能够很有效地判别岩石构造环境(Pearce and Cann, 1973)。在玄武岩大地构造环境Zr-Zr/Y图解上(图12a)，辉绿岩样品点均落入板内玄武岩区；在Ta/Hf-Th/Hf图解中(图12b)，样品全部落入陆内裂谷碱性玄武岩区，说明辉绿岩可能形成于大陆裂谷环境，也进一步表明研究区新元古代早期为裂谷构造环境，证明了这一时期大陆裂谷的存在，这与前人研究的第二种观点一致(Zhengetal., 2007, 2008)。

前人通过对四堡群、梵净山群、冷家溪群、双桥山群、板溪群等地层中的碎屑锆石进行定年，确定其沉积年限为在900～830Ma(Wang and Li, 2003; 高林志等, 2008, 2010, 2011a, b; Zhouetal., 2009; Zhaoetal., 2011; Zhangetal., 2013, 2015)，表明扬子地块与华夏地块碰撞发生在830Ma之后。江南造山带中广泛分布了830～820Ma的S型花岗岩，其主要形成于造山垮塌时期(Zhengetal., 2007, 2008；李献华等, 2008)。再结合本文岩浆主要源于富集地幔和一定程度的亏损地幔。此外，研究区辉绿岩的成岩年龄约820Ma，综合区域构造-岩浆事件，笔者认为研究区的辉绿岩可能形成于板内裂谷环境。

综合近年来学者对江南造山带的研究成果，再结合本文研究，进一步对江南造山带西段地质构造演化动力学模型总结为：(1)约1000～900Ma，Rodinia超大陆开始汇聚。约 930～830Ma江南造山带形成了以四堡群、梵净山群、冷家溪群、双桥山群和双溪坞群为代表的下部火山-沉积岩系及同期侵入岩；(2)约830Ma，扬子板块与华夏板块开始拼接，形成了江南造山带830～820Ma 的S型花岗岩；(3)约825Ma Rodinia 超大陆开始裂解，南华裂谷盆地开启(Wang and Li, 2003)，并在裂解过程中形成了区内的花岗岩和基性岩株。