巴西圣弗朗西斯科克拉通Ibitiara巖體的鋯石U
--Pb年代學、地球化學特征及地質(zhì)意義

沈莽庭，徐鳴，高天山，姚仲友，周延

中國地質(zhì)調(diào)查局 南京地質(zhì)調(diào)查中心，南京 210016

0 引言

巴西圣弗朗西斯科克拉通(S?o Francisco克拉通，簡稱SFC)是南美地臺區(qū)內(nèi)5個古老的克拉通之一，并在岡瓦納超大陸的合并和建立過程中始終保持穩(wěn)定性[1]。有關該地區(qū)成礦地質(zhì)背景及構造環(huán)境與演化很早就受到地質(zhì)學家的關注。該區(qū)有著>4.0 Ga的冥古地殼殘跡[2--5]，區(qū)內(nèi)巖石類型多樣，構造演化復雜，記錄了近3.0 Ga S?o Francisco克拉通內(nèi)微古陸塊碰撞、縫合以及巖漿弧增生演化等地質(zhì)構造事件，并經(jīng)歷了克拉通古元古代陸內(nèi)造山活動和基底裂解、抬升事件，隨后克拉通在新元古代和古生代的演化進入地臺期，接受穩(wěn)定沉積蓋層階段，相應的巖漿活動較弱[6--9]。然而上述克拉通內(nèi)各個陸塊碰撞、縫合以及巖漿弧增生演化地質(zhì)構造事件的巖漿巖在巖石組合、形成時代和分布特征上有顯著差別。它們可能代表一個大的構造背景的不同部位、或者是不同時期的巖漿活動。因此, 要完整地理解巴西圣弗朗西斯科克拉通各時期花崗巖巖漿成因, 建立克拉通內(nèi)巖漿構造演化大地構造背景，需要先研究各部分的巖漿巖時空分布與成因, 在此基礎上結合不同部分巖漿特征建立綜合的巖漿構造演化模型。

在中巴地質(zhì)學家聯(lián)合野外調(diào)查的基礎上，對巴西圣弗朗西斯科克拉通內(nèi)一處Ibitiara巖體進行了野外觀察，并對該巖體進行詳細的巖石地球化學特征分析和LA--ICP--MS、SHRIMP鋯石 U--Pb 年代學研究。目的是揭示Ibitiara巖體巖漿侵入時代年齡及地球化學特征，為探討區(qū)域巖漿活動規(guī)律、了解該巖體巖漿侵位構造環(huán)境，為進一步探索圣弗朗西斯科克拉通地質(zhì)演化過程提供依據(jù)和積累基礎資料，并對區(qū)域巖漿構造活動提供指示意義。

1 地質(zhì)背景及巖石學特征

1.1 地質(zhì)背景

SFC克拉通主要出露在巴西米納斯吉拉斯州和巴伊亞州內(nèi)，南北長約1 400 km?？死ńY晶基底又分為北部巴伊亞州內(nèi)和南部米納斯吉拉斯州內(nèi)兩部分。其中北部圣弗朗西斯科克拉通結晶基底由Gavi?o、Jequié和Serrinha 3個主要的太古代結晶核地塊組成。Gavi?o地塊主要為古中太古代—元古代TTG花崗巖，與北大西洋西非、皮爾巴拉和卡帕瓦爾等克拉通一樣，是世界上出露太古代古老大陸地殼地區(qū)之一[10]。

Ibitiara巖體主要出露在該克拉通內(nèi)Gavi?o地塊中，巖體長軸方向為南北向，總體呈北西--南東向狹長帶狀展布，地表出露面積約150 km2。該巖體西側邊緣與古中太古代TTG質(zhì)片麻巖和混合片麻巖、新太古代富鉀花崗巖等巖塊呈侵入接觸，其他部分被后期古--中元古代沙帕達迪亞曼蒂和帕拉瓜蘇群火山--沉積碎屑巖等沉積蓋層掩蓋或呈構造“天窗”出露(圖1)。

巖體周邊分布許多銅、 金礦床(點)， 并見有次生水晶礦、 金剛石砂礦和重晶礦(化)點分布。 受穩(wěn)定地臺的影響， 區(qū)域內(nèi)線性斷裂構造發(fā)育不明顯。

1.2 樣品采集位置

選擇Ibitiara巖體兩處新鮮露頭分別采集分析樣品(圖1)。其中D001樣品點坐標為42°23′34″W，12°28′43″S；D023樣品點坐標為42°11′50″W，12°41′16″S。

1.3 巖相學特征

Ibitiara巖體巖性為花崗閃長巖，地表出露風化面為灰白色，新鮮面為青灰色，略帶淺肉紅色色調(diào)。巖內(nèi)普遍具有火成結構的暗色微粒包體。

兩處取樣薄片鑒定都定名為中細?；◢忛W長巖，詳細的野外巖石露頭及鏡下薄片鑒定照片見圖2。巖石具有中細粒花崗結構，塊狀構造，主要由斜長石(約65%)、鉀長石(10%～15%)、石英(20%～25%)和黑云母(2%～5%)等礦物組成。其中斜長石半自形板狀，大小一般0.5～1 mm，部分1～2 mm，少部分0.2～0.5 mm(細)，個別2～2.5 mm(中)，雜亂無序分布，且見多數(shù)斜長石被絹云母、方解石、白云母和綠簾石交代；鉀長石半自形--它形粒狀，大小一般1～2 mm，部分2～2.5 mm，少部分0.3～1 mm，呈星散狀零星分布，局部活化交代斜長石，使其具有蠕英等結構，輕微土狀化；石英以它形粒狀為主，大小一般2～5 mm，部分1～2 mm，少部分0.3～1 mm，呈填隙狀分布；黑云母片狀，片直徑一般0.2～0.5 mm，呈星散狀分布，局部被鐵質(zhì)交代。

1.新生代沉積巖層；2.中元古代沙帕達迪亞蒂納群；3.古元古代帕拉瓜蘇群；4.火山碎屑巖、石英斑巖和流紋質(zhì)火山熔巖等；5.花崗閃長巖；6.太古代結晶基底；7.蛇綠混雜巖；8.輝綠巖、輝長巖；9.金剛石砂礦；10.銅礦化點；11.水晶礦；12.重晶石礦化點；13.金礦(點)；14.城市與村莊；15.采樣點。圖1 圣弗朗西斯科克拉通Ibitiara地區(qū)地質(zhì)簡圖Fig.1 Simplified geological map of Ibitiara area in S?o Francisco Craton

a. D001點Ibitiara巖體自然露頭；b. D001薄片鏡下鑒定照片；c. D023點Ibitiara巖體自然露頭；d. D023薄片鏡下鑒定照片。Q.石英；Pl.斜長石；Kfs.鉀長石；Bt.黑云母。圖2 中細?；◢忛W長巖野外露頭及顯微鏡下照片F(xiàn)ig.2 Wild outcrop photos and photomicrographs of medium-grained granodiorite

鏡下鑒定巖石總體受后期構造作用影響輕碎裂，巖內(nèi)可見網(wǎng)狀裂隙，沿裂隙有碎粒、碎粉狀長英質(zhì)礦物分布，局部被絹云母、方解石和不透明礦物交代充填。

可見少量磁鐵礦、鋯石和磷灰石等副礦物，含絹云母(少脈)、方解石(少脈)、綠簾石、高嶺土和不透明礦物等次生蝕變礦物。

2 分析方法

鋯石單礦物分離在河北省誠信地質(zhì)服務有限公司完成。D001和D023樣鋯石制靶分別在河北省誠信地質(zhì)服務有限公司和北京離子探針中心進行。鋯石分選過程采用常規(guī)重磁選方法，在雙目鏡下選出制靶, 并進行了透射光、反射光和陰極發(fā)光(CL)照像，選取最理想的鋯石顆粒最佳位置進行分析測試。

D001樣品LA--ICP--MS鋯石U--Pb定年和鋯石微量元素分析在合肥工業(yè)大學LA--ICP--MS實驗室進行，由LA--ICP--MS和激光剝蝕系統(tǒng)聯(lián)機完成。在分析過程中，激光剝蝕的斑束直徑選為32 μm，頻率為6 Hz，采樣方式為單點剝蝕，以He作為剝蝕物質(zhì)的載氣[11--12]。

對分析數(shù)據(jù)的離線處理采用由中國地質(zhì)大學(武漢)劉勇勝教授編寫的ICPMSDataCal軟件[13--15]。樣品的鋯石U--Pb年齡諧和圖繪制和年齡權重平均計算均采用Isoplot/Ex_ver3[16]完成。鋯石U--Th--Pb同位素比值、年齡數(shù)據(jù)及鋯石微量元素的單次測量的標準偏差為1 σ，加權平均年齡采用2 σ。使用嵌入的EXCEL的ComPbCorr#3.18程序[17]進行普通Pb校正。

D023樣品鋯石U--Pb年齡數(shù)據(jù)在國家科技基礎條件平臺北京離子探針中心(中國地質(zhì)科學院地質(zhì)研究所)的SHRIMP II儀器上獲得。鋯石定年測定時儀器質(zhì)量分辨率約為5 000(1%峰高)，一次離子流束斑直徑為25～30 μm，一次離子流強度為3 nA，樣品點清洗時間為150 s。樣品在分析過程中采用跳峰掃描，每次掃描測定9個質(zhì)量數(shù)，依次為90Zr16O+、204Pb+、背景值、206Pb+、207Pb+、208Pb+、238U+、232Th16O+和238U16O+，每個數(shù)據(jù)點的測定由5個掃描周期構成。

使用的標準為M257和TEM、M257(年齡561 Ma，U=840×10-6)用于樣品U含量標定。TEM(母巖為澳大利亞堪培拉附近一閃長巖體，年齡為417 Ma)用于樣品年齡標定。

數(shù)據(jù)處理使用Ludwig 編寫的SQUID(2.51)和ISOPLOT(3.0)程序。

3 鋯石年代學

Ibitiara巖體鋯石在雙筒目鏡下，多無色透明，個別為淡黃色。從鋯石CL圖像看(圖3、圖4)，該類鋯石是直接從巖漿結晶中形成的巖漿類鋯石，多形成較窄的巖漿振蕩環(huán)帶。該類鋯石多呈半自形晶，粒徑30～110 μm，多為柱狀，少量為四方錐狀，多數(shù)具有均勻的內(nèi)部結構和少量巖漿包裹體，部分出現(xiàn)扇形分帶結構，偶見殘留的鋯石晶核。

鋯石CL圖像顯示，鋯石邊部多呈黑色，少數(shù)為白色。鋯石可分為具有巖漿環(huán)帶結構和核部結構相對復雜，無明顯的巖漿環(huán)帶兩大類型。

圖3 D001鋯石CL圖像Fig.3 CL zircon images of D001 sample

對鋯石進行LA--ICP--MS U--Pb 和SHRIMP U--Pb 測試。表1和表2中鋯石238U 含量變化分別在44.2×10-6～262.2×10-6及86×10-6～191×10-6之間，232Th 含量變化分別在16.3×10-6～71.7×10-6和35×10-6～154×10-6， Th /U比值為0.40～0.84和0.24～0.41，兩者變化相一致，均為典型巖漿成因鋯石[18--20]。

從D001樣品中分選出鋯石進行LA--ICP--MS U--Pb同位素測點分析(表1)，從D023樣品中分選出鋯石進行SHRIMP U--Pb同位素測點分析(表2)。結果表明，LA--ICP--MS U--Pb 測試年齡17個數(shù)據(jù)點構成了一個較完好的相關年齡組，集中分布在諧和線上及附近，206Pb /238U 加權平均年齡為2 121±24 Ma(MSWD=0.64) (圖5a)；SHRIMP測試年齡21個數(shù)據(jù)點構成了一個較完好的相關年齡組，集中分布在諧和線上及附近，206Pb /238U 加權平均年齡為2 103±8 Ma(MSWD=0.82) (圖5b)，兩種測試方法對Ibitiara巖體不同采樣位置測試的樣品年齡在相對誤差范圍內(nèi)一致，表明測試結果的可信度。LA--ICP--MS U--Pb測試年齡和SHRIMP鋯石測試年齡的207Pb /206Pb 加權平均年齡均集中在2 100 Ma±，揭示了Ibitiara巖體巖漿侵入時間。筆者選擇SHRIMP測試年齡2 103±8 Ma代表該巖體花崗閃長巖在巴西圣弗朗西斯科克拉通內(nèi)侵位時代年齡。因此可以確定Ibitiara巖體為古元古代層侵紀晚期—造山紀早期巖漿活動的產(chǎn)物。

樣品D001鋯石稀土元素含量如表3所示。球粒隕石標準化稀土元素配分圖(圖6)顯示，巖石輕重稀土分餾明顯，具一致左傾配分，虧損輕稀土，階梯式富集重稀土，鋯石中稀土配分圖解指示同樣為巖漿型鋯石。鋯石δEu為0.21～0.59，均值為0.40，而δCe為1.92～36.08，均值為 11.04，顯示正的Ce異常，負Eu異常。

圖4 D023鋯石CL圖像Fig.4 CL zircon images of D023 sample

表3 圣弗朗西斯科Ibitiara巖體鋯石稀土元素含量

圖5a Ibitiara巖體花崗閃長巖(D001樣)LA--ICP--MS鋯石U--Pb年齡Fig.5a LA--ICP--MS zircon U--Pb concordia diagrams of granodiorites(D001 sample) in Ibitiara pluton

圖5b Ibitiara巖體花崗閃長巖(D023樣)SHRIMP鋯石U--Pb年齡諧和圖Fig.5b SHRIMP zircon U--Pb concordia diagrams of granodiorites (D023 sample) in Ibitiara pluton

圖6 Ibitiara巖體鋯石稀土元素球粒隕石標準化圖解[24]Fig.6 Chondrite-normalized REE distribution pattern of zircons in Ibitiara pluton

據(jù)有關資料研究表明[21]，鋯石中Ce正異常與否及其程度與鋯石結晶時所處的流體是否為氧化還原環(huán)境條件有關，在平衡分離條件時，氧逸度越大，Ce正異常程度越強，氧逸度越小，還原作用越強，則Eu的負異常程度越強[22]。因此可以推測形成Ibitiara巖體巖漿源區(qū)的巖漿中氧逸度較高。Hoskin等人認為[20]，典型殼源巖漿中單顆粒鋯石∑REE值為 250×10-6～5 000×10-6，均值集中在 1 500×10-6～2 000×10-6之間，相對數(shù)值變化較大，(Lu /Gd)N平均值為 16～74，(Sm/La)N平均值為 57～547[23]。Ibitiara巖體所有樣品的∑REE 值在為289.8×10-6～987.3×10-6，均值為595.31 × 10-6，(Lu /Gd)N值為6.74～16.17，均值為9.76，反映了所取樣品中的鋯石來源均不是出自典型的殼源型巖漿鋯石。

4 巖石地球化學

4.1 主量元素特征

表4顯示，采集的樣品巖石化學成分中SiO2含量高，可達66.15%～68.36%，為硅酸鹽過飽和中酸性巖石。Fe2O3和FeO、MgO多<2%，CaO介于1.8%～2.99%，含量偏高。根據(jù)計算結果，Ibitiara巖體巖石里特曼指數(shù)為0.31～0.32，皆<3.3，為鈣堿性巖?？倝AALK(K2O+Na2O)為7.34%～7.80%，平均為7.57%，K2O/Na2O比值平均為0.63，A/CNK平均為0.97，<1，Al2O3含量較高(14.34%～14.94%，平均為14.64%)。在K2O-SiO2圖解上(圖7a)，采集樣品所投都在高鉀鈣堿性系列，顯示該巖漿在富鈉的背景下富鉀。在A/NK-A/CNK圖解中(圖7b)，樣品皆落在準鋁質(zhì)系列，但與典型花崗閃長巖相比偏鋁質(zhì)系列，因此該巖體巖漿具有富硅、富鋁和高堿富鉀低鐵鎂的特征，符合花崗閃長巖的一般特征[26]，屬于高鉀鈣堿性弱鋁質(zhì)花崗閃長巖。

表4 圣弗朗西斯科Ibitiara巖體花崗閃長巖主、微量元素和稀土元素巖石化學分析結果

注：*據(jù)諾科爾茲，137個樣品平均值。LOI為燒失量，A/CNK=Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)mol量比，σ為里特曼組合指數(shù)。

圖7 Ibitiara巖體花崗閃長巖的K2O-SiO2圖解(a)和A/NK-A/CNK圖解(b)[25]Fig.7 K2O-SiO2 discrimination diagram(a)和A/NK-A/CNK diagram(b) for granodiorite in Ibitiara pluton

4.2 微量元素及稀土元素特征

Ibitiara巖體花崗閃長巖微量元素和稀土元素分析結果見表4。

在Ibitiara巖體花崗閃長巖球粒隕石標準化微量元素蛛網(wǎng)圖(圖8a)上，該巖體中富集Ba等大離子親石元素(LILE)和不相容元素U、Th等，強烈虧損高場強元素(HFSE)Nb、P、Ti等，具有地殼巖石的特征。總體相對富集大離子親石元素而虧損高場強元素，為一右傾型曲線(圖8b)。一般情況下，花崗巖類巖石中P的虧損可能是由于巖漿結晶分異時磷灰石的分離，而 Ti 的負異?？赡苁怯捎趲r漿中鈦鐵礦的結晶分異作用引起的。而Nb的強烈虧損表明巖漿可能是上侵過程中受到地殼物質(zhì)的混染作用。Rb/Sr和Rb/Ba比值分別為0.23～0.31、0.06～0.08，Yb和Y含量分別為1.7×10-6～4.4×10-6、18.7×10-6～34.9×10-6,含量偏低，反映出巖漿侵位過程中經(jīng)歷了一定程度的不完全分異結晶作用。

圖8 Ibitiara巖體花崗閃長巖微量元素原始地幔標準化蛛網(wǎng)圖(a)和稀土球粒隕石標準化配分模式圖(b)Fig.8 Primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (a) and chondrite-normalized REE pattern distribution diagrams (b) of granodiorite in Ibitiara pluton

從表4可以看出，Ibitiara巖體花崗閃長巖稀土元素總量為183.5×10-6～229.1×10-6，均值為206.6×10-6，明顯高于陸殼稀土元素含量(地殼豐度為165.35×10-6)。在球粒隕石標準化REE配分模式圖(圖8b)上，稀土元素特征顯示輕稀土(LREE)富集，重稀土(HREE)相對虧損，LREE/HREE為7.19～12.37，平均值為9.78。(La/Yb)N值為7.66～17.89，平均為12.78，表明輕重稀土分餾相對明顯，配分曲線明顯右傾。另外(La/Sm)N值為3.53～4.64，顯示出輕稀土具有較好的分餾程度，(Gd/Yb)N值為1.39～2.29，說明重稀土之間分餾差異性不太明顯。δEu為0.69～0.81，均值為0.75，顯示輕微的負異常，δCe為0.93～0.94，平均為0.93，顯示Ce略虧損。上述分析表明該巖漿可能在源區(qū)部分熔融、侵位中斜長石的分異作用較弱或者巖漿源區(qū)存在少量的斜長石殘留，其吸附了Eu2+，導致負Eu異常但不明顯[27]。

5 討論

5.1 花崗巖類型及源區(qū)特征

根據(jù)花崗巖源區(qū)性質(zhì)劃分為 I、S、M、A四種類型[28]。Ibitiara花崗閃長巖主微量元素分析表明富硅(SiO2：66.15%～68.36%)，高堿且富鈉(K2O：2.67%～3.15%；Na2O：4.65%～4.67%)，鋁飽和指數(shù)平均為0.97。此外，樣品顯示低磷(0.059%～0.11%)、低鎂(0.36%～0.96%)和低鈦(0.24%～0.47%)的特征。微量元素顯示銪負異常 (δEu=0.69～0.81)，富集Ba等大離子親石元素，相對虧損Nb等高場強元素。Ibitiara花崗閃長巖主微量元素特征既顯示有A型花崗巖富硅、低磷的特點，同時又具有I型花崗巖富鈉的特征。

I型花崗巖是一系列準鋁質(zhì)鈣堿性花崗質(zhì)巖石的總稱，主要為各種英云閃長巖到花崗閃長巖和花崗巖，具有火成結構的暗色微粒包體，其源巖物質(zhì)是由殼源巖漿與幔源巖漿混合作用的產(chǎn)物。Ibitiara花崗閃長巖中部分稀土和微量元素性質(zhì)穩(wěn)定，不易受巖石圈組分混染的影響，可以較好地反映該巖石形成的初始性質(zhì)。如Ibitiara花崗閃長巖Eu負異常，均值為0.75，遠大于一般殼型花崗巖的δEu值(0.46)，接近殼幔混合型花崗巖的δEu值(0.84)。Zr/Hf比值為29.27～33.29，平均為31.28，高于上地殼平均Zr/Hf比值23.7[30]。由圖8可知，大離子親石元素Rb含量也并不高(<100×10-6)。從野外露頭觀察巖內(nèi)普遍具有火成結構的暗色微粒包體，而且從Ibitiara花崗閃長巖薄片中沒有觀察到具有A型花崗巖礦物如鐵橄欖石、霓石--霓輝石等標志性堿性暗色礦物[31]。在A型花崗巖與I型花崗巖Ce-SiO2判別圖(圖9)和Zr-SiO2圖解中(圖10)，落入I型花崗巖中，在 Na2O-K2O 圖解中 (圖11)，也落入I型花崗巖中，進一步確定了Ibitiara花崗閃長巖為I型花崗巖。

圖9 Ibitiara巖體SiO2-Ce圖解[29]Fig.9 SiO2-Ce diagram of Ibitiara pluton

圖10 Ibitiara巖體Zr-SiO2圖解[29]Fig.10 Zr-SiO2 diagram of Ibitiara pluton

圖11 Ibitiara巖體Na2O-K2O圖解[29]Fig.11 Na2O-K2O diagram of Ibitiara pluton

總之，上述Ibitiara巖體花崗閃長巖主微量元素分析反映了形成Ibitiara巖體花崗閃長巖巖漿是低(未)分異、殼?；煸磶r漿演化的特征，具有I型花崗巖的主微量和稀土配分模式的特征。因此綜上所述認為Ibitiara花崗閃長巖應為I型花崗巖，推斷認為Ibitiara花崗閃長巖為殼源和幔源巖漿混合巖漿結晶形成的產(chǎn)物。

5.2 構造背景

根據(jù)本次測試的年齡數(shù)據(jù)，顯示Ibitiara花崗閃長巖形成的時代為層侵紀晚期—造山紀早期，時代相對較老，其經(jīng)歷的構造環(huán)境一定是非常復雜的，后期會疊加種種地質(zhì)過程，增加了構造環(huán)境判別的難度。本次結合該花崗閃長巖的產(chǎn)出位置、區(qū)域大地構造位置和成因系列特征，輔助必要的花崗質(zhì)巖石成分判別圖解進行綜合分析判別。

本次采集巖石樣品位于南美地臺區(qū)圣弗朗西斯科克拉通較大構造背景內(nèi)，屬于哥倫比亞超大陸大西洋陸塊群中。前人研究，哥倫比亞超大陸約在3.0 Ga時已聚合，包含Ur、Nena和Atlantica (大西洋)3個大陸塊，通過造山運動而使它們逐步靠攏, 形成聯(lián)而不合的哥倫比亞超大陸[35--37]，其中大西洋陸塊群在古元古代約2.1～1.8 Ga 時由南美和西非所組成。Ibitiara花崗閃長巖形成的時代為層侵紀晚期—造山紀早期，介于哥倫比亞超大陸聚合增生巖漿活動的范圍中，可能屬于哥倫比亞超大陸聚合增生早期大西洋陸塊群內(nèi)巖漿活動產(chǎn)物。

另據(jù)董永觀等[38]，南美地臺區(qū)區(qū)域構造演化大致劃分為4個規(guī)模較大的構造旋回，4次較大規(guī)模的構造運動引發(fā)4次巖漿侵入活動。其中2 600～1 900 Ma(早元古代)的亞馬遜構造旋回，主要是以褶皺運動為主，并引發(fā)產(chǎn)生大量巖漿侵位活動。早元古代早期巖漿侵入活動以超鎂鐵質(zhì)巖、鎂鐵質(zhì)巖與沉積巖構成綠巖帶，后期(18～22億年)主要以大量花崗閃長巖、英云閃長巖、石英二長巖和花崗巖侵入為主，處于圣弗朗西斯科—剛果古陸和巴伊亞—加蓬(克拉通)橋，大西洋裂解初始階段[39--42]。本次鋯石U--Pb年齡顯示與此后期區(qū)域構造運動形成的巖漿活動相吻合。因此Ibitiara花崗閃長巖侵位時代為南美地臺區(qū)2 600～1 900 Ma(早元古代)的亞馬遜構造旋回期間，構造背景為該構造旋回后期產(chǎn)生大規(guī)模的酸性侵入巖，主要代表有圣弗朗西斯科克拉通內(nèi)巴伊亞花崗巖、花崗閃長巖、英云閃長巖和石英二長巖。

為了進一步劃分Ibitiara巖體大地構造環(huán)境。利用Rb-(Y+Nb)構造判別圖解(圖12a)[43]，分析測試樣品點皆落入火山弧花崗巖區(qū)域，考慮到該巖體形成上侵過程中斜長石堆晶作用的稀釋效應和結晶分異作用，可能會導致樣品落點漂移因素的影響[44]。因此Rb-(Y+Nb)圖解形成 Ibitiara巖體構造環(huán)境應該為板內(nèi)花崗巖構造源區(qū)環(huán)境的可能性較大。在R1--R2因子判別圖(圖12b)中落點為造山晚期花崗巖區(qū)域，與亞馬遜構造旋回晚期巖漿活動相呼應。

圖12 Ibitiara巖體構造環(huán)境判別圖解[32--34]Fig.12 Tectonic discrimination diagrams of Ibitiara pluton

另外薄片鑒定和巖石地球化學研究特征表明，區(qū)內(nèi)Ibitiara巖體花崗閃長巖屬高鉀鈣堿性系列巖石，該類巖石一般主要形成于大陸弧和板塊碰撞后兩種大地構造背景，通常多分布褶皺帶中。因此Ibitiara花崗閃長巖代表了巴西圣弗朗西斯科克拉通內(nèi)亞馬遜構造旋回2.1 Ga±的一期重要的巖漿活動。其2.1 Ga的年齡記錄與其克拉通早期的TTG 巖類及花崗巖的集中侵位時代(2.6～1.90 Ga) 相一致，這一時期為圣弗朗西斯科克拉通重要的微陸塊匯聚、陸殼(活動陸緣、島弧) 增生和克拉通化峰期[45--46]。

6 結論

(1) Ibitiara巖體花崗閃長巖形成年代為2 103±8 Ma，為古元古代層侵紀—造山紀，為哥倫比亞超大陸早期大西洋陸塊群內(nèi)巖漿活動產(chǎn)物。

(2) 巖石地球化學特征顯示，Ibitiara巖體巖石為富硅、高鉀鈣堿性系列，屬于準鋁質(zhì)--弱過鋁質(zhì)I型花崗巖，稀土元素顯示具有輕微的負Eu異常，輕重稀土分餾相對明顯，富集輕稀土，具有I型花崗巖類稀土配分模式和殼?；煸磶r漿演化的特征。

(3) Ibitiara花崗閃長巖代表巴西圣弗朗西斯科克拉通內(nèi)亞馬遜構造旋回2.1 Ga±的一期重要的巖漿活動。其2.1 Ga的年齡記錄，與其區(qū)域克拉通內(nèi)TTG 巖類及花崗巖的集中侵位時代( 2.6～1.90 Ga) 相一致。

(4) 巴西Ibitiara地區(qū)的基底巖石是在圣弗朗西斯科克拉通太古代古老基底基礎上可能于早元古代中晚期經(jīng)歷一次強烈碰撞造山運動建立起來的，該碰撞造山運動引發(fā)了大量閃長質(zhì)、花崗質(zhì)巖漿侵位、噴發(fā)活動，Ibitiara花崗閃長巖是其侵入巖體之一。

致謝國土資源部華東礦產(chǎn)資源監(jiān)督檢測中心沈加林主任、駱宏玉高工對本文主微量元素測試數(shù)據(jù)方面給予了大力支持與幫助。合肥工業(yè)大學李龍明教授、李全忠博士以及國家科技基礎條件平臺北京離子探針SHRIMP中心王晨主任、王培智和謝士穩(wěn)博士等人在裝載樣品、儀器調(diào)試、儀器監(jiān)控和數(shù)據(jù)處理等方面所提供的幫助，在此一并表示感謝!