揚(yáng)子西緣登相營群基性巖墻鋯石U－Pb年代學(xué)及巖石地球化學(xué)特征

任光明，龐維華，孫志明，尹福光，肖啟亮

（1.中國地質(zhì)調(diào)查局 成都地質(zhì)礦產(chǎn)研究所，成都610081；2.四川省地礦局 攀西地質(zhì)大隊，四川 西昌615000）

基性巖墻群作為一種特殊的構(gòu)造巖漿類型，是巖石圈（或地殼）伸展事件及克拉通構(gòu)造演化的重要標(biāo)志[1]，同時也是古板塊恢復(fù)再造的重要標(biāo)志[2，3]。在繼大洋中脊及蛇綠巖巖墻群（雜巖）研究熱潮之后，大陸克拉通內(nèi)基性巖墻群的研究成為國際上大陸地質(zhì)學(xué)研究的熱點(diǎn)之一，在早期大陸地殼演化中具有重要意義。揚(yáng)子陸塊西緣新元古代構(gòu)造－巖漿活動非常強(qiáng)烈，區(qū)域上形成了大量中酸性火成巖；基性－超基性巖分布范圍較小，主要以巖墻、巖席和巖脈的形式侵位于中新元古界變質(zhì)基底巖系之中。目前由于對這些巖漿巖的地球化學(xué)特征的不同解釋，導(dǎo)致對其成因和形成的大地動力學(xué)構(gòu)造背景存在不同的認(rèn)識，主要有860～750Ma B.P.的地幔柱[4－7]和865～760Ma B.P.的島弧[8－10]兩種觀點(diǎn)；另外也有觀點(diǎn)認(rèn)為揚(yáng)子陸塊周緣新元古代巖漿活動經(jīng)歷了早期?。懪鲎?、晚期伸展垮塌和大陸裂谷再造3個構(gòu)造演化階段[11－16]。

揚(yáng)子西緣出露的登相營群是揚(yáng)子西緣古老變質(zhì)基底巖系之一，前人對其開展過1∶20萬、1∶5萬以及正開展的1∶25萬區(qū)調(diào)工作和專題研究[17－23]，已基本查明其空間展布和巖石組合，時代劃歸為中元古界或待建系（全國地層委員會2011年征求意見稿），并將九盤營組（英安巖鋯石SHRIMP U－Pb年齡為824Ma，待刊數(shù)據(jù)）淺變質(zhì)巖系從原登相營群中解體出來劃為青白口系。作者在最近開展野外地質(zhì)調(diào)查過程中，在登相營群中發(fā)現(xiàn)大量基性巖墻群，反映揚(yáng)子西緣乃至整個華南揚(yáng)子地區(qū)一次重要的構(gòu)造－巖漿事件。本文在對登相營群中基性巖墻開展地質(zhì)、巖相學(xué)研究的基礎(chǔ)之上，結(jié)合精細(xì)的鋯石同位素測齡、巖石地球化學(xué)的分析，確定基性巖墻的形成時代，研究基性巖墻的地球化學(xué)特征，探討其形成的大地構(gòu)造屬性。

1 地質(zhì)概況及巖相學(xué)特征

登相營群位于揚(yáng)子準(zhǔn)地臺西緣、康滇臺隆中段東側(cè)，屬康滇地軸與上揚(yáng)子臺拗過渡部位，處于南北向安寧河斷裂帶南段，攀枝花幔隆與昭覺－巧家幔拗之間的過渡區(qū)域（圖1），北部被新元古界小相嶺流紋巖、開建橋組及列古六組不整合覆蓋，東部和南部分別與震旦系觀音崖組和中生界白果灣組不整合接觸，西部沿安寧河一線普遍被第四系覆蓋。由于第四系掩蓋嚴(yán)重和后期構(gòu)造巖漿活動十分發(fā)育，登相營群呈一系列構(gòu)造塊體零星分布，其中因“瀘沽花崗巖”侵吞作用占據(jù)了相當(dāng)廣泛的地理空間。另外，區(qū)域上呈北東－南西走向展布的基性巖墻群在登相營群中廣泛發(fā)育，主要集中在瀘沽以北黑林子、松林坪、朝王坪以及登相營鐵礦區(qū)。

圖1 研究區(qū)地質(zhì)簡圖及采樣位置Fig.1 The geological sketch map of study area and sampling location

登相營群為一套淺變質(zhì)巖系，區(qū)域上巖性主要為變砂巖、板巖、千枚巖、條紋狀大理巖、塊狀含藻白云巖夾中酸性火山巖，未見底。野外地質(zhì)調(diào)查表明，冕山地區(qū)登相營群普遍被后期基性巖墻和花崗質(zhì)巖侵入。本次調(diào)查登相營群剖面（圖2）發(fā)現(xiàn)，瀘沽花崗巖主要侵位在登相營群南部及西北方向，基性巖墻則普遍侵位在登相營群各個地層組中，甚至包括原劃分的九盤營組。

野外及室內(nèi)薄片鑒定表明，冕山地區(qū)登相營群內(nèi)發(fā)育的基性巖墻其巖性主要為輝綠巖，巖石整體為深灰綠色－灰黑色，具明顯的變余輝長－輝綠結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造，個別樣品蝕變較強(qiáng)，含磁鐵礦。本次采集的樣品鏡下觀察礦物組合斜長石（質(zhì)量分?jǐn)?shù)為40%～55%）為半自形長柱狀，呈無序排列，均發(fā)生不同程度絹云母化－綠泥石化，少數(shù)樣品（MS3－5b）斜長石構(gòu)成格架狀分布，可見到斜長石被絹云母所交代而表現(xiàn)其假象特征；蝕變輝石（質(zhì)量分?jǐn)?shù)為20%～35%）呈半自形珠狀，充填于斜長石的間隙之中，少數(shù)輝石蝕變?yōu)榻情W石（MS3－5b），發(fā)生強(qiáng)絹云母和綠泥（簾）石化。樣品MS1－9b中暗色礦物幾乎被綠泥石化所取代，由于與斜長石的強(qiáng)綠泥石化混合于一體，因此暗色礦物多消失，而斜長石呈現(xiàn)隱約的假象；磁鐵礦化（質(zhì)量分?jǐn)?shù)為4%～10%）多呈條帶狀或細(xì)粒狀充填在斜長石的間隙中，少數(shù)包裹在角閃石中；其他礦物主要有石英（質(zhì)量分?jǐn)?shù)為1%～7%）和副礦物磷灰石（質(zhì)量分?jǐn)?shù)為1%）及方解石（質(zhì)量分?jǐn)?shù)為1%～2%）。

2 樣品及分析方法

圖2 冕山地區(qū)登相營群剖面圖Fig.2 The profiles of Dengxiangying Group in the Mianning area

在對登相營群變質(zhì)巖系開展野外地質(zhì)調(diào)查基礎(chǔ)之上，用于本次同位素測試的1件樣品和7件巖石地球化學(xué)測試樣品均采自冕山鄉(xiāng)九盤營至松林坪一線侵位到登相營群中的基性巖墻。樣品MS1－6TW為深灰綠色弱蝕變輝綠巖，地理坐標(biāo)：緯度 N：28°28′21″，經(jīng)度 E：102°22′29″（圖1、圖2）；巖石具中－細(xì)粒輝綠結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造，局部片理化，含少量磁鐵礦。

用于同位素測試的樣品質(zhì)量約為30kg，首先在實(shí)驗(yàn)室將樣品粉碎至60～100目，經(jīng)常規(guī)浮選和磁選的方法分選后，得到約120粒鋯石。后在雙目鏡下經(jīng)人工挑選，使鋯石純度在99%以上。鋯石多呈無色－黃灰色透明粒狀－短柱狀；粒徑大多數(shù)較小，介于20μm×80μm～40μm×150μm之間；少部分相對較大，介于60μm×200 μm～150μm×280μm之間。將鋯石與數(shù)粒標(biāo)準(zhǔn)鋯石TEM置于環(huán)氧樹脂中，然后磨至約1／2，使鋯石內(nèi)部新鮮部分充分暴露，最后制成厚5～6 mm、直徑約35mm的圓形靶，并拋光、鍍金，然后對鋯石進(jìn)行顯微反射光和透射光照相、顯微陰極發(fā)光（CL）圖像研究，隨后進(jìn)行SHRIMP U－Pb分析。鋯石顯微照相、CL顯微圖像研究在北京離子探針中心掃描電鏡實(shí)驗(yàn)室完成。

鋯石SHRIMP U－Pb年齡測定是在北京離子探針中心的 SHRIMP－Ⅱ上進(jìn)行，采用SHRIMP U－Th－Pb詳細(xì)的分析流程[24－27]。應(yīng)用澳大利亞國家地質(zhì)調(diào)查局年齡為417Ma的標(biāo)準(zhǔn)鋯石TEM進(jìn)行元素之間的分餾校正（interelement fractionation），采用Pb／U＝A（UO／U）2[28]公式進(jìn)行Pb／U校正。另外，采用標(biāo)準(zhǔn)鋯石SL13標(biāo)定測試分析鋯石的U，Th和Pb含量。其中，標(biāo)準(zhǔn)鋯石SL13的年齡為572Ma，238U的質(zhì)量分?jǐn)?shù)為238×10－6，wTh／wU≈0.088。原始數(shù)據(jù)的處理和鋯石U－Pb諧和圖的繪制過程采用Squid 1.0和Isoplot 4.0程序[29]。測試分析數(shù)據(jù)處理采用澳大利亞國立大學(xué)PRAWN程序[30]。普通鉛校正根據(jù)實(shí)測的204Pb進(jìn)行，普通鉛的組成根據(jù)Claoué－Long等[28]模式計算得到。數(shù)據(jù)表中，年齡的誤差為1σ絕對誤差，同位素比值的誤差為1σ相對誤差；文中所使用的207Pb／206Pb年齡、206Pb／238U年齡加權(quán)平均值和諧和年齡計算值具95%的置信度誤差。

巖石地球化學(xué)樣品分析測試工作在核工業(yè)地質(zhì)研究院測試中心完成。主元素采用X射線熒光光譜法測定，儀器為飛利浦PW2404X射線熒光光譜儀，其分析精度優(yōu)于5%。稀土、痕量元素測試采用酸溶法制備樣品，在電感耦合等離子體質(zhì)譜儀ICP－MS上完成，分析精度優(yōu)于10%。

3 基性巖墻的形成時代

由于本次挑選的基性巖墻鋯石顆粒較小，因此選取的分析測試點(diǎn)相對較少（表1）。根據(jù)輝綠巖墻群鋯石CL圖像，鋯石多呈半自形短柱狀－粒狀（圖3），內(nèi)部有發(fā)育不太明顯的環(huán)帶結(jié)構(gòu)，如測點(diǎn)6－4、6－5、6－6、6－7；少數(shù)呈條帶狀結(jié)構(gòu)，如測點(diǎn)6－1、6－3、6－8，表現(xiàn)為顏色較暗的均一體，說明基性巖漿侵位和結(jié)晶較快。2類鋯石的wTh／wU比值較高，在0.51～1.16之間，均為＞0.4，說明這些鋯石均為基性巖墻侵位的巖漿結(jié)晶鋯石。7個分析點(diǎn)年齡在誤差范圍內(nèi)一致，其206Pb／238U年齡的加權(quán)平均值為（774±10）Ma（MWSD＝1.6，圖4），代表基性巖墻群的形成年齡，即新元古代中期。該年齡值跟林廣春等[31]獲得的與康定花崗質(zhì)雜巖空間上共生的基性巖墻的年齡（779 Ma±6Ma）一致，而與康定巖群中片麻狀花崗質(zhì)巖的年齡（764～797Ma）[8，9，32]、輝長巖（原沙壩麻粒巖相片麻巖）、閃長巖和花崗閃長巖的年齡（751～775Ma）[5，33]等在誤差范圍內(nèi)一致。

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圖3 登相營群內(nèi)輝綠巖墻鋯石CL圖像、SHRIMP測點(diǎn)及206Pb／238 U年齡值Fig.3 Zircon CL images，dating points and 206Pb／238 U ages from diabase dykes in Dengxiangying Group

圖4 喜德地區(qū)輝綠巖鋯石SHRIMP U－Pb年齡諧和圖Fig.4 Zircon SHRIMP U－Pb concordant ages diagrams from diabase swarms in the Xide area

另外，個別見及明顯的核邊結(jié)晶環(huán)帶不協(xié)調(diào)的生長結(jié)構(gòu)（測點(diǎn)6－2），核部顏色為暗色，邊部為淺色變質(zhì)增生邊，測得其邊部206Pb／238U年齡（141Ma±3Ma）不可能為基性巖墻鋯石結(jié)晶的年齡，應(yīng)該代表中生代一次構(gòu)造－巖漿熱事件的年齡。區(qū)域上，瓦斯溝細(xì)粒狀輝綠巖不一致線下交點(diǎn)（122±30）Ma[31]，鮮水河斷裂帶內(nèi)發(fā)育的折多山花崗巖中繼承性鋯石（156±8）Ma[34]，松潘－甘孜褶皺帶內(nèi)廣泛發(fā)育的花崗巖年齡集中在197～153Ma[35]；石棉縣大水溝碲礦區(qū)斜長角閃巖中鋯石不一致線下交點(diǎn)年齡（135.5±6.9）Ma[36]，扁路崗角閃二長花崗巖的U－Pb不一致線下交點(diǎn)年齡（163±6）Ma[37]，丹巴縣斜長角閃巖與十字石片巖的礦物 Rb－Sr等時線年齡150～160 Ma[38]等：這些同位素年齡均反映中生代區(qū)域性構(gòu)造－巖漿作用的地質(zhì)記錄。

4 巖石地球化學(xué)特征

4.1 主元素

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本次采集的揚(yáng)子西緣登相營群中基性巖墻群地球化學(xué)測試分析結(jié)果如表2所示。7件基性巖墻樣品雖然野外觀察均較新鮮，但仍有不同程度的蝕變，測試分析結(jié)果顯示所有樣品燒失量LOI均為＞1.2%?；詭r墻的主元素含量不太穩(wěn)定，其質(zhì)量分?jǐn)?shù)有一定的變化，SiO2為31.70%～48.04%，平均值為43.69%；Al2O3為14.40%～23.61%，平 均 為 17.63%；TiO2為 1.73%～3.23%，平均為2.46%，與大陸裂谷型火山巖相當(dāng)。3 件 樣 品 （MS1－8b，MS3－4b，MS3－5b）的P2O5相對較低，質(zhì)量分?jǐn)?shù)為0.13%～0.25%；而其他4件樣品（MS1－4b，MS1－6b，MS1－9b，MS2－1b）有較高的P2O5含量，質(zhì)量分?jǐn)?shù)為0.33%～0.44%。所有樣品全鐵（FeO＊）的質(zhì)量分?jǐn)?shù)為12.82%～24.49%，平 均 為 17.49%；MgO 為2.92%～10.38%，平 均 為 6.91%；Na2O 為0.17%～2.27%，平均為1.04%；大多數(shù)樣品富K2O，為0.13%～4.54%，平均為2.13%；Na2O＋K2O除個別（MS1－9b）具有極低值0.3%外，其他6件樣品為2.19%～4.98%。在TAS圖解（圖5）上樣品巖石類型主要為玄武質(zhì)巖，個別樣品（如 MS1－4）為堿性玄武質(zhì)巖和（MS1－9）苦橄玄武質(zhì)巖。w（K2O）／w（Na2O）普遍較高，且變化范圍較大，在0.41～13.06之間?？傮w上基性巖墻顯示出弱（亞）堿性玄武巖的主元素特征，與活動大陸邊緣和島弧玄武質(zhì)巖有一定的差異[39，40]?？紤]到K，Na和低場強(qiáng)元素（LFSE）在蝕變過程中發(fā)生部分遷移，結(jié)合高場強(qiáng)元素（HFSE）、Th及稀土元素等不活潑元素來探討巖石學(xué)類型較為適用。在（Zr／P2O5）－（Nb／Y）巖石系列圖解（圖6－A）中，所有樣品均顯示拉斑玄武質(zhì)巖石系列演化趨勢，在（Nb／Y）－（Zr／TiO2）巖石分類命名圖解中所有基性巖墻樣品投入亞堿性玄武巖范疇內(nèi)（圖6－B）。

4.2 痕量元素及稀土元素

圖5 登相營群中基性巖墻TAS圖解Fig.5 The TAS diagram for the mafic dyke swarms in Dengxiangying Group

圖6 登相營群內(nèi)基性巖墻（Zr／P2O5）－（Nb／Y）和（Nb／Y）－（Zr／TiO2）巖石分類及系列劃分圖解Fig.6 （Zr／P2O5）－（Nb／Y）and（Nb／Y）－（Zr／TiO2）classification of rocks and division of series diagrams for the mafic dyke swarms in Dengxiangying Group

圖7 登相營群內(nèi)基性巖墻群痕量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖及稀土元素配分圖Fig.7 The primitive mantle－normalized trace element spider diagram and chondrite－normalized rare earth element distribution pattern of mafic dyke swarms in Dengxiangying Group

基性巖墻痕量元素和稀土元素標(biāo)準(zhǔn)化后，其大離子親石元素（LILE）或不相容元素Rb，K，Ba，LREE不同程度富集；Pb，Zr，Hf相對富集；Nb，Ta，Ti相對弱虧損：說明大陸和巖石圈的貢獻(xiàn)相對明顯，巖漿在結(jié)晶晚期有大量地殼物質(zhì)的加入。在痕量元素蛛網(wǎng)圖（圖7－A）上，不相容元素Sr，Rb，Ba和K等變化明顯，其他元素相對平坦。7件樣品中wZr／wY比值除個別樣品（MS1－6b為3.09）相對較低外，其他樣品在4.11～8.70之間，明顯與島弧拉斑玄武巖（wZr／wY＜3.5）不同，類似于板內(nèi)玄武巖（wZr／wY＞3.5）特征。所有樣品wZr／wSm為33.5～74.83，遠(yuǎn)大于島弧玄武巖（wZr／wSm＜20），接近（或大于）板內(nèi)玄武巖（wZr／wSm≈30）[39，43]。所有樣品中 Sr元素負(fù)異常明顯，加之樣品燒失量普遍偏高，這些有可能與巖石后期蝕變作用有關(guān)。

本區(qū)基性巖墻稀土元素含量總體偏低，∑REE的質(zhì)量分?jǐn)?shù)為（61.0～169.8）×10－6（表2）。圖7－B的稀土標(biāo)準(zhǔn)化配分圖解顯示基性巖墻稀土元素分為2組。第一組為平坦型，包括4件樣品：MS1－6b，MS1－8b，MS3－4b和 MS3－5b，稀土總量相對較低（w∑REE＝61.0×10－6～65.4×10－6），輕稀土（wLREE）為（33.1～46.7）×10－6，重稀土（wHREE）為（22.6～27.9）×10－6，輕重稀土分異相對較弱，（wLa／wYb）N為0.74～1.15，（wCe／wYb）N為0.69～1.14，具有弱Eu正異常，δEu值為1～1.35，個別顯示弱負(fù) Eu異常（如 MS1－6b其δEu值為0.83）。第二組為略右傾型，包括3件樣品：MS1－4b，MS1－9b和 MS2－1b，它們的稀土總量相對要高（w∑REE為106.1×10－6～169.8×10－6），輕稀土（wLREE）為（72.9～130.6）×10－6，重稀土（wHREE）為（33.2～39.3）×10－6，輕重稀土分異相對較強(qiáng)，（wLa／wYb）N為 1.38～2.80，（wCe／wYb）N為1.26～2.21，具有負(fù) Eu異?；蛉鮁u正異常，其δEu值為0.84～1.0。

2組基性巖墻稀土元素表現(xiàn)出稀土總量和輕稀土分餾程度的微弱差異，重稀土變化不明顯，說明它們?yōu)橥磶r漿連續(xù)演化的特征，負(fù)Eu異常特征不明顯指示巖漿在成巖過程中有較多斜長石未被分離而殘留下來。

5 討論

5.1 巖石成因及源區(qū)特征

通常情況下，基性巖墻群是地殼伸展拉張背景下從深部侵位的基性巖漿的產(chǎn)物，本身包含了大量關(guān)于地球動力學(xué)演化方面的地質(zhì)信息[44]。本區(qū)基性巖墻群TiO2的質(zhì)量分?jǐn)?shù)為1.73%～3.23%，明顯高于活動大陸邊緣玄武巖的值（0.85%）。在Zr－Ti圖解中絕大多數(shù)樣品落在板內(nèi)玄武巖區(qū)域（圖8－A）。痕量元素環(huán)境判別圖Zr－Zr／Y圖解（圖8－B）中，除1件樣品（MS1－6b）分布在板內(nèi)玄武巖和洋中脊玄武巖共同區(qū)外，其他均投入板內(nèi)玄武巖區(qū)，而在Zr－Ti圖解中所有樣品均落入板內(nèi)玄武巖區(qū)域（圖8－C）。痕量元素wZr／wBa為0.4～17.0，?0.2[45]，由此說明登相營群內(nèi)基性巖墻群形成于板內(nèi)構(gòu)造環(huán)境，是大陸地殼拉張、巖石圈減薄機(jī)制下上涌的軟流圈地幔巖漿經(jīng)歷了不同程度的分離結(jié)晶和地殼部分混染作用而侵位的產(chǎn)物。

全部樣品的 Mg＃值變化范圍較大，在27.3～44.2之間，均為＜65，說明基性巖墻已發(fā)生了一定程度的結(jié)晶分異演化。結(jié)合MgO對主元素及少數(shù)痕量元素的Harker圖解（圖9），主元素中除了Fe2O3和TiO2與MgO呈負(fù)相關(guān)性、FeO與MgO呈正相關(guān)以外，其他元素與MgO沒有特別明顯的規(guī)律性變化，表明巖漿結(jié)晶分異較弱。特別是痕量元素Ni與MgO表現(xiàn)為一定負(fù)相關(guān)性（圖9－F），Ni含量隨著MgO的降低而有所升高，表明沒有發(fā)生明顯的橄欖石結(jié)晶分異作用。Ni，Sc和Co與MgO大致呈負(fù)相關(guān)性（圖9－C，F(xiàn)；Co與MgO相關(guān)圖解略）、Cr與MgO負(fù)相關(guān)性不太明顯的特征，同樣揭示基性巖墻在形成演化過程中橄欖石和單斜輝石的結(jié)晶分異作用不明顯。

圖8 基性巖墻群Zr－Ti及Zr－Zr／Y圖解Fig.8 Zr－Ti，Zr－Zr／Y diagrams for mafic dyke swarms

（Ta／Yb）－（Th／Yb）圖解反映所有樣品都分布在富集地幔與虧損地幔線之間，且靠近虧損地幔端元 （圖略。據(jù) Wilson，1989）。結(jié)合wTh／wTa比值可用作判別基性巖墻發(fā)生混染作用[47]的指數(shù)，原始地幔的 wTh／wTa值為2.3，大陸地殼為10；本文輝綠巖墻群的wTh／wTa比值介于1.3～4.4，集中在原始地幔與大陸地殼比值之間。痕量元素地球化學(xué)特征揭示虧損的地幔物質(zhì)經(jīng)過部分熔融形成的原始巖漿經(jīng)歷了結(jié)晶分異和圍巖的部分同化混染作用（圖10），且二者可能同時進(jìn)行，代表揚(yáng)子西緣新元古代中期一次重要?dú)めＯ嗷プ饔玫刭|(zhì)事件。痕量元素蛛網(wǎng)圖（圖7－A）上表現(xiàn)出的強(qiáng)不相容元素Sr，Rb和Ba起伏變化明顯，弱不相容元素變化較小且相對平坦，與大陸拉斑玄武巖和OIB型玄武質(zhì)巖分布曲線相似，亦暗示不均一的地幔源區(qū)和大陸地殼的混染作用。區(qū)域上，川西地區(qū)新元古代鎂鐵質(zhì)巖具有較低的εNd（t）值1.43～4.18[48]和高的εHf（T）值（17.44）[31]，反映巖漿源于虧損的軟流圈地幔，在上升過程中受地殼物質(zhì)的部分混染，類似于澳大利亞Gairdner巖墻[49]。

圖9 登相營群內(nèi)基性巖墻群Harker圖解Fig.9 The Harker diagrams for mafic dyke swarms in Dengxiangying Group

圖10 基性巖墻群（La／Yb）－（Th／Ta）圖解Fig.10 （La／Yb）－（Th／Ta）diagram for mafic dyke swarms

巖漿在結(jié)晶分異、同化混染以及液態(tài)分離過程中，wNb／wU比值雖沒有明顯的變化，但不同源區(qū)該比值有很大差異[50]，大陸地殼wNb／wU比值為12，OIB－MORB源區(qū)wNb／wU比值在47左右，本區(qū)基性巖墻 wNb／wU值除2 件（MS1－4b 和MS1－6b）分別為2.5和4.4外，其他集中在25.4～39.6之間，介于大陸地殼與OIB－MORB過渡源區(qū)，表明源區(qū)受到了不同程度地殼的混染。而wZr／wHf比值在34.7～39.9之間，遠(yuǎn)高于大陸地殼wZr／wHf比值（11），多數(shù)樣品（MS1－4b，MS1－9b，MS3－4b，MS3－5b）大于原始地幔 wZr／wHf值（36.3）[51，52]，說明巖漿源區(qū)受地殼混染程度不高。這與基性巖墻鋯石特征也相吻合。鋯石成因礦物學(xué)特征表明，侵位于登相營群變質(zhì)巖系的基性巖墻中的鋯石晶面較干凈，內(nèi)部構(gòu)造均勻，未見到較多老的鋯石核；且鋯石中沒有非常明顯的韻律生長環(huán)帶，說明該基性巖漿受地殼混染程度較低，上升和侵位的速度相對較快[53]。總體上，基性巖墻群地球化學(xué)特征基本反映的是源巖的信息，受地殼物質(zhì)混染程度較弱。另外，痕量元素與MgO相關(guān)性還表明，Ni，Cr和Co元素與 MgO大致呈負(fù)相關(guān)關(guān)系，Sc元素強(qiáng)溶于石榴石中；但本區(qū)基性巖墻Sc含量與MgO呈負(fù)相關(guān)性（圖9－C），反映巖漿源區(qū)還保留有石榴石殘留相。

5.2 新元古代構(gòu)造巖漿事件

現(xiàn)有資料表明，揚(yáng)子陸塊新元古代約860～740Ma B.P.期間的巖漿活動普遍發(fā)育，是研究揚(yáng)子晉寧期巖漿巖集中出露的區(qū)域，大多數(shù)巖體形成時代主要集中在830～790Ma B.P.和750～740Ma B.P.[54]2個時期。其中揚(yáng)子西北緣漢南地區(qū)侵入巖大致形成于820～780Ma B.P.[55]，北緣黃陵雜巖形成時代為819～737Ma B.P.[8，54－57]，證實(shí)揚(yáng)子北緣存在約740Ma B.P.巖漿熱事件。同時，還獲得945～931Ma B.P.期間的系列繼承性鋯石，與西鄉(xiāng)群火山巖的巖漿作用時間（946～904Ma B.P.）一致[55]。揚(yáng)子西緣康滇裂谷地區(qū)在這2個時期巖漿作用更是普遍，且更加復(fù)雜，大多數(shù)巖體的形成與860～740Ma B.P.期間的巖漿活動相關(guān)[20，58]，同時也出露有時代約851～876Ma B.P.期間的花崗質(zhì)巖，如格宗巖體、扁路崗花崗巖體以及寶興南奧長花崗巖體[20，59，60]。另外，我們在黃 水河群 火山巖中也獲得875Ma B.P.的繼承性鋯石（數(shù)據(jù)待刊）。這在揚(yáng)子西北緣也有記錄，如天平河巖體形成時代為863Ma B.P.[54]，同時還保存有945～931Ma B.P.之間的繼承性鋯石，與近年來揚(yáng)子西緣（包括西南緣）獲得的系列巖漿巖同位素年代學(xué)一致[60－63]，為同時期構(gòu)造－巖漿事件的地質(zhì)記錄。也說明揚(yáng)子板塊西緣與北緣一樣，在約1.0Ga B.P.時期環(huán)繞揚(yáng)子邊緣發(fā)育呈環(huán)狀分布的晉寧期（Ⅰ幕）造山帶，可能為格林威爾造山過程中陸－陸（或?。懀┡鲎驳漠a(chǎn)物。而約860Ma B.P.時期的巖漿活動可能為揚(yáng)子西緣及西北緣晉寧運(yùn)動Ⅰ幕在時間和空間演化上的延續(xù)。

近年來，揚(yáng)子陸塊“晉寧－四堡期”巖漿作用與全球構(gòu)造事件關(guān)系的研究頗受重視，尤其是關(guān)于Rodinia超大陸的重建方案問題成為研究熱點(diǎn)[54]；但就揚(yáng)子陸塊新元古代巖漿巖的成因及其大地構(gòu)造背景方面目前仍然存在眾多分歧。M.F.Zhou等認(rèn)為從揚(yáng)子西北緣漢南向南至攀枝花一帶存在一條時代為865～760Ma B.P.的島弧巖漿巖帶，該島弧巖漿巖帶與江南島弧巖系分別構(gòu)成了揚(yáng)子陸塊西北和東南陸緣2個洋殼消減帶，在新元古代揚(yáng)子陸塊不與澳大利亞相連[9]；李獻(xiàn)華等則認(rèn)為揚(yáng)子西北緣在中元古代晚期－新元古代早期（約950～900Ma B.P.）存在一個近東西向的俯沖帶和火山弧，而860～750Ma B.P.期間大規(guī)模的巖漿活動與Rodinia超大陸下的一個超級地幔柱活動有關(guān)[40]。嗣后，X.H.Li等認(rèn)為830～795Ma B.P.和780～745Ma B.P.兩期巖漿作用與揚(yáng)子陸塊受地幔柱撞擊作用誘發(fā)的裂解過程相對應(yīng)，揚(yáng)子與華夏陸塊在新元古代早期的碰撞過程屬于Rodinia超大陸匯聚事件的組成部分[33]；W.H.Sun等認(rèn)為揚(yáng)子西緣在1000～740 Ma B.P.期間為一個地殼連續(xù)增生過程，其動力學(xué)機(jī)制源于揚(yáng)子西北緣洋殼向東的俯沖作用[64]。區(qū)域上1000～740Ma B.P.包含了青白口－南華紀(jì)時期的地質(zhì)體，涵蓋了揚(yáng)子西緣晉寧運(yùn)動Ⅰ－Ⅱ幕構(gòu)造巖漿事件以及形成相應(yīng)的沉積不整合界面，而在這期間揚(yáng)子?xùn)|南緣與西緣的大地構(gòu)造演化、沉積地質(zhì)體是不一樣的，東南緣至少存在一個沉積構(gòu)造界面，而西緣可能存在2個或3個這樣的不連續(xù)界面。因此，在這段時間內(nèi)并非都為同一種構(gòu)造－巖漿演化模式。

綜上所述，登相營群內(nèi)基性巖墻的形成時代（774±10）Ma B.P.與北美西部新元古代（約780 Ma B.P.）裂谷期基性巖墻群[65，66]、澳大利亞西南部～755Ma B.P.的 Mundine Well基性巖墻群[67，68]等在時間和空間上密切相關(guān)。說明在新元古代中－晚期揚(yáng)子西緣不是一個孤立的塊體，與全球Rodinia超大陸裂解演化具有同步性，為新元古代中期大陸裂谷作用的產(chǎn)物。

本文的研究工作中，鋯石的挑選由河北省廊坊區(qū)調(diào)所實(shí)驗(yàn)室完成，鋯石制靶、照相及數(shù)據(jù)測試方面得到龐建峰的大力幫助，野外還得到王建忠的大力協(xié)助，在此一并向他們表示誠摯的感謝！

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