揚子地塊西緣中元古代晚期輝長巖成因及地質(zhì)意義:來自鋯石U－Pb－Hf同位素和全巖地球化學的約束

摘要 對揚子地塊西緣錦川地區(qū)輝長巖進行系統(tǒng)的鋯石U－Pb－Hf同位素、全巖主微量元素和Sr－Nd同位素分析，旨在探討其巖石成因及地質(zhì)意義。年代學分析結(jié)果表明，錦川輝長巖的鋯石U－Pb年齡為（1 041．1±1．1）Ma。全巖地球化學特征顯示，錦川輝長巖具有較低的SiO2（50．26%～ 51．16％）、CaO（6．59%～7．64 ％）、K2O（1．22％～1．96％）質(zhì)量分數(shù)以及較高的Al2O3（16．38%～17．15％）和TiO2（2．61%～2．80％）質(zhì)量分數(shù)，屬于低鉀拉斑玄武質(zhì)巖石系列。巖石總體上相對富集輕稀土元素和大離子親石元素（如Ba、Sr），虧損重稀土元素和高場強元素（如Nb、Ta和Th），并且顯示弱的Eu異常（δEu=0．99 ～ 1．11）。同時，錦川輝長巖具有低的全巖εNd（t）值（-3．61～-2．75）和正的鋯石εHf（t）值（+1．62 ～+7．58）。上述特征表明，錦川輝長巖應起源于已保存在巖石圈地幔中的先期（中元古代中期）俯沖流體交代過的富集地幔源區(qū)。結(jié)合揚子地塊西緣同期廣泛發(fā)育的A型花崗巖和板內(nèi)玄武質(zhì)巖漿作用，認為錦川輝長巖應形成于被動大陸邊緣背景下的陸內(nèi)裂谷環(huán)境，代表了Rodinia超大陸在中元古代晚期局部拉張構(gòu)造體制下的巖漿響應。

關(guān)鍵詞 揚子地塊西緣;中元古代晚期;輝長巖;巖石成因;地質(zhì)意義

中圖分類號：P588.1 DOI：10.16152/j.cnki.xdxbzr.2024-04-012

Petrogenesis and geological significance of Late Mesoproterozoic gabbro in the western Yangtze Block： Constrains from zirconU－Pb－Hf isotopes and whole－rock geochemistry

XUE Wenbin， LAI Shaocong， ZHU Yu， QIN Jiangfeng，ZHU Renzhi， LIU Min， YANG Hang

Abstract This study presents systematic analysis of zircon U－Pb－Hf isotopes， whole－rock major and trace elements， and Sr－Nd isotopes of the Jinchuan gabbros， aiming to explore its petrogenesis and geological significance. The Jinchuan gabbros has Zircon U－Pb age of 1 041．1±1．1 Ma， it has moderate SiO2 （50．26% to 51．16％）， CaO （6．59% to 7．64 ％）， K2O （1．22% to 1．96％） contents， with high Al2O3 （16．38% to 17．15％） and TiO2 （2．61% to 2．80％） contents， belonging to low－K tholeiite rocks. These gabbros were enriched in light rare earth elements and large ionic lithophile elements （e.g.， Ba， Sr）， as well as depleted in heavy rare earth elements and high field strength elements （e.g.， Nb， Ta， Th）， with weak Eu anomalies （δEu=0．99 to 1．11）.They have negative εNd（t） values （-3．61 to-2．75） and positive zircon εHf（t） （+1．62 to+7．58） contents.These geochemical features indicate the Jinchuan gabbros were originated from the enriched mantle source that metasomatized by middle Mesoproterozoic subduction fluids preserved in the lithosphere mantle. Combined with the coeval A－type granites and intra－plate basaltic magmatism， the Jinchuan gabbros formed in an intracontinental rift environment under a passive continental margin， representing the magmatic response of the Rodinia supercontinent under local extensional tectonic mechanism during the late Mesoproterozoic.

Keywords western Yangtze Block； Late Mesoproterozoic； gabbro； petrogenesis； geological implications

Rodinia超大陸被認為是在中元古代中晚期至新元古代早期（ca. 1．3～0．9 Ga）全球性板塊聚合的產(chǎn)物，隨后在新元古代（ca. 0．8 Ga）開始發(fā)生裂解［1］。因此，Rodinia超大陸的重建一直是地球科學研究中備受關(guān)注的科學問題，對該時期揚子地塊構(gòu)造-巖漿活動的研究對于探討超大陸的板塊聚合過程具有重要的意義。揚子地塊周緣分布有大量的晚中元古代—新元古代巖漿作用，能夠為Rodinia超大陸的形成與演化以及地球動力學機制的研究提供關(guān)鍵信息［2］。

其中，揚子地塊西緣發(fā)育廣泛的中元古代鎂鐵質(zhì)巖漿巖以及長英質(zhì)巖漿巖（例如ca. 1 175 Ma大紅山群角閃巖、ca.1 019 Ma會理地區(qū)羅乜花崗閃長巖、ca.1 142 Ma昆陽群老烏山玄武巖、ca. 1 048 Ma會理地區(qū)鉀長花崗巖等），這些巖石攜帶著巖漿活動以及構(gòu)造背景的關(guān)鍵信息，對理解Rodinia超大陸的聚合過程以及板塊運移具有重要的指示意義，同時也對解釋格林威爾期造山運動的演化歷史具有重要的參考價值［3－6］。前人已經(jīng)對揚子地塊西緣晚中元古代（ca. 1 200～1 000 Ma）的長英質(zhì)巖漿巖（例如ca. 1 048 Ma會東地區(qū)黑云母花崗巖、 ca.1 028 Ma會理群天寶山組流紋巖、ca.1 040 Ma摩挲營二長花崗巖及黑云母花崗巖、 ca. 1 183～1 143 Ma撮科地區(qū)A型花崗巖、 ca. 1 033 Ma苴林群中花崗巖等）以及鎂鐵質(zhì)巖漿巖（例如ca.1 050 Ma苴林群玄武巖、 ca. 1 023 Ma會理群天寶山組輝長巖、ca. 1 066 Ma石棉地區(qū)輝長巖、ca. 1 141～1 138 Ma撮科地區(qū)輝綠巖等）進行了深入的研究，對其巖漿形成過程及構(gòu)造屬性進行了詳細的研究與討論［6－10］。然而，關(guān)于揚子地塊中元古代晚期巖漿巖的成因機制及其深部地球動力學過程仍然存在爭議。部分研究者認為，揚子地塊中元古代晚期處于被動大陸邊緣的陸內(nèi)裂谷環(huán)境， 而區(qū)域內(nèi)該時期的鎂鐵質(zhì)巖漿巖和長英質(zhì)火成巖表現(xiàn)出板內(nèi)背景相關(guān)的地球化學特征［6－8］。 揚子地塊西緣苴林群ca.1050 Ma變質(zhì)玄武巖富集高場強元素（HFSE）并顯示較高的Ti質(zhì)量分數(shù)與Ti／V比值（gt;40），與典型板內(nèi)玄武巖的地球化學特征相似，指示其來源于被動大陸邊緣的陸內(nèi)裂谷環(huán)境［7］。而會理地區(qū)和苴林群中ca.1 050 Ma英云閃長巖和流紋巖顯示較高的Zr、 Hf、 Ga、 Y、 Nb質(zhì)量分數(shù)以及Ga／Al比值，與板內(nèi)相關(guān)的A型花崗巖類似， 指示其來源于陸內(nèi)裂谷相關(guān)的構(gòu)造環(huán)境［8］。 然而， 其他學者則認為揚子地塊與華夏地塊在格林威爾期造山運動期間發(fā)生江南造山運動從而拼合形成華南板塊， 該運動使揚子地塊西緣中元古代晚期基性巖和中酸性巖漿巖具有造山帶巖漿巖的相關(guān)地球化學特征，因此支持其來源于板塊碰撞造山相關(guān)的構(gòu)造背景［9－10］。 同時， 揚子地塊西緣會理群最上部的天寶山組中ca.1 025 Ma長英質(zhì)巖漿巖顯示強烈富集輕稀土元素（LREE）、虧損重稀土元素（HREE）的地球化學特征，并具有較高的Ga、Rb和Zr等元素以及較低的Nb、 Ta、 Eu、 Sr和P等元素， 其形成于格林威爾期造山運動期間，同時與典型造山帶花崗巖的地球化學特征比較吻合， 指示其形成于江南造山帶形成前揚子地塊與華夏地塊碰撞初期的沖擊環(huán)境［9］。 此外， 揚子地塊西緣會理及元謀地區(qū)的ca.1 048～1 041 Ma鉀長花崗巖及黑云母花崗巖同樣顯示典型造山帶A型花崗巖的地球化學特征， 包括較高的FeO*／MgO、Ga／Al比值以及高場強元素（HFSE）質(zhì)量分數(shù)，其形成時代對應于中元古代晚期發(fā)生的格林威爾期造山運動，暗示其構(gòu)造環(huán)境與格林威爾期造山運動中江南造山帶的形成過程相關(guān)［10］。由此，對揚子地塊西緣中元古代晚期巖漿巖成因及構(gòu)造背景的詳細限定，對于揭示Rodinia超大陸聚合過程中板塊演化過程具有重要的指示意義。

揚子地塊西緣錦川地區(qū)出露大量中元古代晚期至新元古代基性侵入巖和花崗巖、新元古代地層以及中元古代晚期天寶山組的變質(zhì)沉積巖等。其中，基性巖中往往保存了巖漿活動最原始的演化信息，對基性巖的研究將對揚子地塊西緣中元古代晚期至新元古代的巖漿成因?qū)傩约皹?gòu)造環(huán)境特征提供重要的巖石學證據(jù)。鑒于此，本研究選擇揚子地塊西緣錦川地區(qū)的輝長巖作為研究對象，對其進行系統(tǒng)的巖石學、鋯石U－Pb同位素年代學和Lu－Hf同位素示蹤、全巖主微量元素和Sr－Nd同位素分析，探討其成因機制、源區(qū)特征以及形成的構(gòu)造背景，以期為揚子地塊西緣中元古代晚期的構(gòu)造環(huán)境及對其與Rodinia超大陸的匯聚關(guān)系提供約束。

1 地質(zhì)背景與巖相學特征

1．1 區(qū)域地質(zhì)背景

作為東亞最大的克拉通板塊之一，華南板塊主要由西北方向的揚子地塊與東南方向的華夏地塊共同組成〔見圖1（a）〕。揚子地塊位于中國華南板塊西北部，其北側(cè)以秦嶺—大別造山帶為界與華北板塊分隔，西北側(cè)與松潘—甘孜地體相鄰接，西南側(cè)則以哀牢山縫合帶為明顯的分界線與印支地塊分隔，東南緣則與華夏地塊被形成于新元古代時期的江南造山帶相隔［1，11］〔見圖1（a）〕。揚子地塊具有復雜的構(gòu)造演化過程，并在長期的板塊運動及構(gòu)造活動中形成了諸多獨特的地質(zhì)體，包括地塊東北緣的大巴山構(gòu)造、西北緣的龍門山構(gòu)造帶、北緣的秦嶺造山帶和西南緣的哀牢山縫合帶等。揚子地塊出露有少量太古代—古元古代變質(zhì)基底巖系，以及新元古代巖漿巖和沉積巖［11－15］。太古宙崆嶺雜巖被認為是揚子地塊北部最古老的基底巖石，主要由片麻巖、變質(zhì)沉積巖、角閃巖和基性麻粒巖組成，其中最古老的巖石記錄為ca. 3．45 Ga花崗質(zhì)片麻巖［15－16］。

揚子地塊西緣太古代—古元古代的巖性記錄包括撮科雜巖（包括ca. 3．1 Ga花崗質(zhì)片麻巖，ca. 2．9～2．8 Ga黑云母花崗巖和二長花崗巖等）、魚洞子雜巖（包括ca.2．7～2．5 Ga片麻巖、花崗巖以及TTG系列巖石等）［17－18］。揚子地塊西緣發(fā)育廣泛的古元古代晚期至中元古代早期的火山-沉積巖序列，其中以河口群、東川群、大紅山群和通安群等為主要代表［17－22］〔見圖1（b）〕。它們普遍經(jīng)歷了綠片巖相到低角閃巖相的區(qū)域變質(zhì)作用，沉積時間為ca.1 750～1 500 Ma，同時伴有ca.1 730～1 710 Ma和ca.1 690～1 650 Ma的巖漿活動［14－16］。此外，揚子地塊西緣同樣存在廣泛的中元古代晚期地層，主要包括云南西南緣的昆陽群、四川西部的會理群和云南北部的苴林群［11］。昆陽群下部黑山頭組凝灰?guī)rSHRIMP鋯石U－Pb年齡為（995±15）Ma和（1 032±9）Ma［22－23］。苴林群局部發(fā)生低角閃巖相變質(zhì)作用［24］，而會理群和昆陽群僅經(jīng)歷低綠片巖相變質(zhì)作用［25］。這些地層中，變質(zhì)火山巖的鋯石U－Pb年齡通常在1 060 ～ 1" 020 Ma［7－9， 18－25］。其中，川西地區(qū)會理群主要為一系列島弧火山-沉積巖序列，包括力馬河組、鳳山營組和天寶山組，主要由變碎屑巖、變質(zhì)碳酸鹽巖和變酸性火山巖組成［9， 12］。天寶山組中的火山巖鋯石U－Pb結(jié)晶年齡為ca. 1 028 ～ 1 021 Ma［9， 18］。侵入會理群中的花崗巖鋯石U－Pb年齡為1 048 ～ 1 043 Ma［26］，而基性巖脈SIMS鋯石U－Pb年齡為（1 023±6．7）Ma ［9］。苴林群總厚度大于3 560 m，主要由板巖、片巖、砂巖、大理巖和白云巖等多種巖石類型組成，并伴有次生變質(zhì)火山巖。其中，滇東元謀地區(qū)的苴林群變質(zhì)玄武巖鋯石U－Pb年齡為1 050～1 043 Ma［7］。年代學研究結(jié)果顯示，滇東地區(qū)昆陽群老烏山玄武巖的SHRIMP鋯石U－Pb年齡為（1 142±16）Ma［22］。川西地區(qū)鹽邊群是新元古代最早的火山-沉積層序之一，由強烈變形和變質(zhì)的火山巖、碎屑巖組成［9］。鹽邊群沉積地層碎屑鋯石的U－Pb年齡為ca. 1 000 ～ 865 Ma，其中有920 Ma和900 Ma兩個峰值［27］。

輝長巖樣品采集于揚子地塊西緣的錦川地區(qū)，地理位置位于四川省涼山彝族自治州德昌縣南部，會理縣北緣，采樣點地理坐標為27°08′38″N，102°19′40″E。所采輝長巖體出露面積較小（約為30 km2），其侵入天寶山組變質(zhì)沉積巖以及中元古代晚期巖漿巖中〔見圖1（c）〕。該區(qū)東北部出露震旦紀地層（燈影組），與天寶山組呈不整合接觸。該地區(qū)廣泛出露中元古代晚期至新元古代的鎂鐵質(zhì)巖漿巖和長英質(zhì)巖漿巖以及中元古代晚期會理群天寶山組變質(zhì)沉積巖［9］。詳細來說，該區(qū)出露的長英質(zhì)巖石包括ca. 1 040～1 050 Ma摩挲營地區(qū)二云母花崗巖、黑云母花崗巖和含石榴子石二云母花崗巖，ca. 1 026 Ma永郎花崗閃長巖，ca. 1 019 Ma羅乜花崗閃長巖等， 而鎂鐵質(zhì)巖石包括ca. 1 031～1 128 Ma永郎玄武巖， ca. 1 021 Ma天寶山組基性巖脈等［7，28－29］。

1．2 巖相學特征

所采錦川輝長巖樣品整體顯示細粒輝長結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造〔見圖2（a）〕，礦物組成主要包括斜長石（50%～55％）、單斜輝石（10%～20％）、黑云母（5%～6％）和少量角閃石等。其中，鏡下斜長石呈自形－半自形板狀形態(tài)，發(fā)育聚片雙晶，粒徑0．2 ～ 8 mm，部分出現(xiàn)絹云母〔見圖2（b）〕。鏡下單斜輝石可見兩組解理，呈半自形晶，柱狀結(jié)構(gòu)，單偏光鏡下呈黃褐色，粒徑多在0．2～5 mm，部分綠泥石化〔見圖2（c）〕。黑云母礦物主要呈自形－半自形片狀，發(fā)生不同程度的綠泥石化現(xiàn)象〔見圖2（d）〕。另外，樣品中還可見少量磁鐵礦、榍石和磷灰石等副礦物。

2 實驗分析方法

包括主微量元素分析、LA－ICP－MS鋯石U－Pb年代學、原位鋯石Lu－Hf同位素和全巖Sr－Nd同位素分析測試工作在西北大學大陸動力學國家重點實驗室中完成。

2．1 鋯石U－Pb年代學

首先，利用人工重砂分離技術(shù)，從輝長巖樣本中篩選出合適的鋯石顆粒。隨后，將這些鋯石顆粒固定在環(huán)氧樹脂中，并進行拋光處理，使得鋯石顆粒的2／3部分顯露出來。為了確保分析結(jié)果的準確性，使用超聲波清洗鋯石顆粒的表面，以去除顆粒表面潛在的污染物，并制作成鋯石靶。接著，對處理好的鋯石靶進行透射光和反射光照相，以記錄其形態(tài)特征。隨后，在英國Gatan公司生產(chǎn)的MonoCL3+陰極發(fā)光儀器系統(tǒng)上，對錦川輝長巖典型巖漿鋯石進行陰極發(fā)光照相，以揭露鋯石的內(nèi)部結(jié)構(gòu)。分析設(shè)備采用德國MicroLas公司生產(chǎn)的GeoLas200M激光剝蝕系統(tǒng)。該系統(tǒng)以He作為剝蝕物質(zhì)的載氣，使用40 μm的斑束直徑，以10 Hz的頻率和90 mJ的激光能量進行剝蝕。每個分析點的氣體采集背景時間為30 s，信號采集時間為40 s。實驗采用Agilient公司生產(chǎn)的Agilient7500a ICP MS設(shè)備進行分析，分析過程中嚴格遵循實驗規(guī)范［30］。在ICP－MS數(shù)據(jù)采集過程中，采用跳峰方式，即一個質(zhì)量峰采集一個數(shù)據(jù)點。使用GLITTER（4．0）程序來計算207Pb／206Pb和206Pb／238U的比值。在元素濃度的計算中，以NIST610作為外標，Si作為內(nèi)標。最后，利用Isoplot程序繪制鋯石U－Pb年齡諧和年齡圖［31］。91500標樣的分析結(jié)果為（1 062 ± 2．8）Ma（2σ，n=28），GJ－1標樣的分析結(jié)果為（609．0 ± 7．7）Ma（2σ，n=16），與對應的年齡推薦值完全一致。

2．2 全巖主微量元素

對野外采集的新鮮巖石樣品，進行細致的預處理。首先，洗凈烘干后，利用小型顎式破碎機將其粉碎至5 mm的顆粒，再借助瑪瑙研缽托盤和振動式碎樣機，精細磨成74 μm以下的巖石粉末。隨后，采用XRF方法對樣品主量元素進行分析，利用高精度電子天平精確稱取0．700克的巖石粉末，并加入特定比例的無水四硼酸鋰、硝酸銨和氟化鋰助溶劑，完全混合后放入鉑金鍋，同時加入少量的溴化鋰作為脫模劑。經(jīng)8 min馬弗爐1 200 ℃的高溫加熱后，將其制成質(zhì)地均勻的玻璃片，最終放入X射線熒光光譜分析儀中進行分析，其中相對誤差控制在5％以下。而微量元素分析則利用Agilent 7 500 a電感耦合等離子體質(zhì)譜儀（ICP－MS）進行。首先，稱取50 mg樣品，加入特定比例的濃硝酸（1．5 mL）、氫氟酸（1．5 mL）以及高氯酸（0．01 mL），全部混勻后在高溫下（195 ℃）溶解48 h以上。待溶解徹底后，加入適量的水將其稀釋到合適的濃度，隨后添加1 g銠內(nèi)標溶液，最終使用等離子體發(fā)射質(zhì)譜儀設(shè)備測定［32］。微量元素測試使用USGS國際標準參考物質(zhì)（BCR－2和BHVO－1）進行質(zhì)量監(jiān)控，確保實驗測定誤差小于10％。

2．3 全巖Sr－Nd同位素

全巖Sr－Nd同位素測試利用AG50W－X8、HDEHP和AG1－X8離子交換樹脂進行全巖同位素的分離。首先精確稱取少量巖石樣品粉末（0．30 g），加入濃硝酸（1．5 mL）、氫氟酸（1．5 mL）以及高氯酸（0．01 mL）均勻混合加熱使其溶解。之后經(jīng)歷多次高溫蒸干過程，有效消除硅基體。隨后，利用超聲和加熱加速溶解，離心后取上層清液備用。同位素分離原理是基于不同元素與交換樹脂親和性的差異，通過洗脫實現(xiàn)所需元素的分離。分離后，將樣品蒸干并加入待測。全巖Sr－Nd同位素測試使用的設(shè)備為多接收電感耦合等離子體質(zhì)譜儀（MC－ICP－MS， Nu Plasma Ⅱ）。此外，同位素分析過程中，進行質(zhì)量監(jiān)控使用的Nd同位素標準樣品為La Jolla（143Nd／144Nd=0．511 859±0.000 006），Sr同位素標準樣品為美國國家標準局NIST SRM987（87Sr／86Sr=0．119 4和146Nd／144Nd=0．721 9），確保測試結(jié)果的準確性。

2．4 鋯石Lu－Hf同位素

鋯石Lu－Hf同位素原位分析采用的設(shè)備為英國WrexhamNu Plasma HR多接收電感耦合等離子體質(zhì)譜儀。 測試過程中將設(shè)備激光重復頻率設(shè)定為10 Hz， 斑束尺寸精確至32 μm， 激光能量控制在100 mJ， 以確保分析結(jié)果的準確性和穩(wěn)定性。 相關(guān)設(shè)備的完整信息以及分析測試流程的詳細描述， 均引自前人已經(jīng)發(fā)表的文獻［33－34］。 同時， 使用標準樣品GJ－1、 91500和Monastery進行質(zhì)量監(jiān)控，結(jié)果表明實驗實測值與標樣推薦的參考值高度一致。 具體來說， 標準樣品GJ－1的176Hf／177Hf比值為0．282 039 ± 0．000 014（2 σ， n=84），而標準樣品Monastery的176Hf／177Hf比值為0．282 735 ± 0．000 002（2 σ，n=84），與推薦參考值完全吻合［34］，證明了實驗分析結(jié)果的可靠性。 此外， 在計算初始176Hf／177Hf比值和εHf（t）值時，依據(jù)球粒隕石儲庫中的標準數(shù)據(jù)。 其中， 176Lu的衰變常數(shù)采用1．867×10-11／a［35］。此外，為了計算鋯石Hf階段模式年齡，本研究依據(jù)現(xiàn)今虧損地幔的176Hf／177Hf比值（0．283 25）和176Lu／177Hf比值（0．038 4）。

3 測試分析結(jié)果

3．1 鋯石U－Pb年齡

錦川輝長巖（JC－1）的鋯石CL圖像以及U－Pb年齡諧和圖詳見圖3， 分析結(jié)果見表1。 由圖3和表1可知， 大多數(shù)鋯石自形程度較高， 長度為100～200 μm， 長寬比值為1∶1～ 2∶1，部分出現(xiàn)輕微的交代結(jié)構(gòu)。這些鋯石具有少量的振蕩環(huán)帶，指示其為巖漿鋯石〔見圖3（a）〕。輝長巖樣品JC－1中的鋯石具有變化的U（U=103×10-6～234×10-6）和Th（Th=73×10-6～222×10-6）質(zhì)量分數(shù)，同時Th／U比值為0．60～0．96。實驗獲得33個有效的年齡數(shù)據(jù)，其206Pb／238U年齡范圍為1 036 ～ 1 045 Ma，對其進行加權(quán)平均值的計算，得到（1 041．1±1．1）Ma的形成年齡（MSWD=0．53， 2σ）〔見圖3（b）、（c）〕。這一年齡被解釋為錦川輝長巖樣品JC－1的結(jié)晶年齡，表明其形成于中元古代晚期。

3．2 全巖主微量元素

本研究詳列了錦川輝長巖7件樣品的主量元素和微量元素分析結(jié)果，具體數(shù)據(jù)如表2所示。所選輝長巖樣品的地球化學成分特征顯著，其中SiO2質(zhì)量分數(shù)在50．26％～51．16％，CaO質(zhì)量分數(shù)中等，為6．59％～7．64％，Al2O3質(zhì)量分數(shù)為16．38％～17．15％，F(xiàn)e2O3T質(zhì)量分數(shù)較高且范圍在13．24％～14．24％，P2O5質(zhì)量分數(shù)較低且范圍在0．20％～0．25％。這些樣品的總堿質(zhì)量分數(shù)（K2O+Na2O）為2．93％～3．76％，且Na2O質(zhì)量分數(shù)高于K2O。在TAS圖解中，錦川輝長巖全部投入輝長巖區(qū)域內(nèi)〔見圖4（a）〕。在SiO2－K2O以及SiO2－FeOT／MgO圖解中，所有樣品點均投影至拉斑系列區(qū)域〔見圖4（b）〕，且K2O／Na2O（0．71～1．09）比值較低，均表示其屬于低鉀拉斑玄武巖系列。

此外，輝長巖樣品的稀土元素總量相對較高，為130．0×10-6～155．3×10-6。在球粒隕石標準化稀土元素分布圖解中，樣品表現(xiàn)出右傾型的分布特征，具體表現(xiàn)為輕稀土元素相對富集、重稀土元素相對虧損〔見圖5（a）〕，其（La／Yb）N比值在4．47～5．89，（Gd／Yb）N比值為1．31～1．57，同時Eu則呈現(xiàn)出微弱的正異常，Eu／Eu*值在0．99～1．11。在原始地幔標準化微量元素分布圖中〔見圖5（b）〕，所有樣品表現(xiàn)出Rb、Th和Pb的顯著富集，以及Ba、Sr、Zr和Hf的相對虧損。

3．3 全巖Sr－Nd同位素組成

錦川輝長巖的Sr－Nd同位素分析結(jié)果列于表3。為計算錦川輝長巖的εNd（t）質(zhì)量分數(shù)和比值，采用ca.1 041 Ma的結(jié)晶年齡來計算初始87Sr／86Sr比值（ISr）和εNd（t）值。對3個錦川輝長巖樣品（JC－1、JC－3和JC－6）進行了全巖Sr－Nd同位素的測試分析。結(jié)果顯示，初始143Nd／144Nd值（INd）范圍在0．511 310～0．511 354，而初始87Sr／86Sr值（ISr）穩(wěn)定在0．711 553～0．712 617，其全巖εNd（t）值為-3．61～-2．75，略低于揚子地塊西緣識別出的ca.1 050～1 020 Ma基性火成巖（例如苴林群變質(zhì)玄武巖和天寶山組基性巖脈）［7，9］〔見圖6（a）〕。

3．4 鋯石Lu－Hf同位素

對錦川輝長巖JC－1樣品進行原位鋯石Lu－Hf同位素分析，結(jié)果見表4。采用鋯石U－Pb結(jié)晶年齡計算錦川輝長巖的εHf（t）值。測試結(jié)果顯示，錦川輝長巖的176Hf／177Hf比值在0．000 591～0．001 885，而176Lu／177Hf比值則穩(wěn)定在0．282 198～0．282 360， 其鋯石εHf（t）值為+1．62～+7．58，這一數(shù)值與揚子地塊西南緣ca. 1 050～1 020 Ma基性巖漿巖（例如苴林群變質(zhì)玄武巖和天寶山組基性巖脈）范圍相當［7，9］〔見圖6（b）〕。

4 討論

4．1 巖漿演化過程

錦川輝長巖具有較低的燒失量（1．87% ～ 2．38 ％，平均2．05 ％），野外及巖相學特征均未發(fā)現(xiàn)明顯的蝕變作用，指示微弱的蝕變作用。這些輝長巖具有相對平坦的微量元素特征，且Eu（Eu／Eu*=0．99 ～ 1．11）和Ce（Ce／Ce*=1．04 ～ 1．06）異常不明顯，指示錦川輝長巖在巖漿演化過程中經(jīng)歷了微弱的蝕變作用。因此，錦川輝長巖的微量元素數(shù)據(jù)均可以在探討巖石成因及構(gòu)造背景中使用。

巖漿在上升侵位過程中可能會發(fā)生一定程度的地殼混染和分離結(jié)晶過程，因此在分析錦川輝長巖的成因機制前有必要對其地殼混染的程度進行探討。首先，錦川輝長巖顯示相對均一的SiO2（50．12～51．16％）、Fe2O3T（13．24～14．24％）、MgO（2．88～3．14 ％）質(zhì)量分數(shù)以及較為集中的Sr－Nd同位素組成，表明巖漿演化過程中地殼混染作用不明顯，而樣品中未見繼承鋯石也證實了這一點。另外，研究指出，地殼混染會導致Nb、Ta、Ti元素的負異常和Zr、Hf元素的正異常［36－38］。而本研究中輝長巖樣品未出現(xiàn)顯著的Nb、 Zr和Hf元素負異?！惨妶D5（b）〕， 反映其形成過程僅經(jīng)歷微弱的地殼混染。 同時， 錦川輝長巖的La／Nb（1．08 ～ 1．26，平均1．15）和Th／Nb（0．24 ～ 0．30，平均0．27）比值與原始地幔相近（La／Nb=0．94，Th／Nb=0．12），顯著低于大陸地殼（La／Nb=2．20，Th／Nb=0．44）比值，暗示這些輝長巖在形成過程中僅有微弱地殼物質(zhì)的參與［39－40］。研究指出，巖漿演化過程中地殼物質(zhì)的混染會導致巖石微量元素La／Sm比值顯著增加（gt;5），而本研究中，錦川輝長巖顯示較低的La／Sm比值（3．8～4．4），表明其形成過程中經(jīng)歷的地殼混染程度較低［41］。此外，錦川輝長巖樣品中的鋯石顯示相對變化的且虧損的εHf（t）質(zhì)量分數(shù)（+1．62～+7．58），說明巖石形成中幔源鎂鐵質(zhì)巖漿中混入的地殼物質(zhì)含量較少。此外，這些輝長巖樣品的微量元素模式圖整體分布在洋島玄武巖（OIB）和E－MORB之間，同樣證明巖漿演化過程中地殼物質(zhì)的混染程度不夠明顯。以上地球化學特征均表明，錦川輝長巖在形成過程中未經(jīng)歷明顯的地殼混染過程。

錦川輝長巖樣品整體表現(xiàn)出相對穩(wěn)定的SiO2（50．12～51．16％）質(zhì)量分數(shù)及相對較低的MgO（2．88為～3．14％）質(zhì)量分數(shù)，表明其在形成過程中橄欖石等富Mg礦物經(jīng)歷了一定程度的分離結(jié)晶作用。通常來講，玄武質(zhì)熔體的原始巖漿具有較高的Cr和Ni質(zhì)量分數(shù)（Crgt;1 000×10-6，Nigt;400×10-6），以及較高的Mg＃值（Mg＃gt;73）［42］。而錦川輝長巖具有明顯低于原始玄武質(zhì)巖漿的Cr和Ni質(zhì)量分數(shù)（Ni=10．7×10-6～12．7×10-6，Cr=28．9×10-6～40．8×10-6），說明在巖漿演化過程中，錦川輝長巖經(jīng)歷了橄欖石、斜方輝石礦物等不同程度的分離結(jié)晶過程。樣品較低的（Mg+Fe）／Si比率也支持了這一觀點，因為經(jīng)歷橄欖石分餾的基性巖漿通常具有（Mg+Fe）／Si比率小于2的特征［43］。此外，δEu顯示微弱的正異常，表明斜長石未發(fā)生明顯的分離結(jié)晶過程。

4．2 巖漿源區(qū)

眾所周知，基性巖漿巖主要源自地幔源區(qū)的部分熔融，而在SiO2－TFeO／MgO圖解中〔見圖4（b）〕，錦川輝長巖樣品落入拉斑玄武巖系列區(qū)域，表明其初始巖漿為幔源拉斑玄武質(zhì)。錦川輝長巖顯示富集的全巖Sr－Nd同位素組成〔εNd（t）=-3．6～-2．8〕以及較低的鋯石Lu－Hf同位素〔εNd（t）=+1．62～+7．68〕，指示其來源于富集地幔源區(qū)的部分熔融。研究表明，鎂鐵質(zhì)巖漿巖的地球化學特征與其源區(qū)屬性密切相關(guān)，尤其是輕稀土元素（LREE）與重稀土元素含量（HREE）以及大離子親石元素（LIFE）的富集與虧損程度［44－45］。錦川輝長巖表現(xiàn)出相對富集的輕稀土元素（LREE）和大離子親石元素（LIFE），而相對虧損重稀土元素（HREE）及高場強元素（HFSE）的地球化學特征，與富集巖石圈地幔熔融后形成的熔體非常相似［44－45］，指示揚子地塊西緣錦川輝長巖源自富集巖石圈地幔的部分熔融。此外，揚子地塊西緣同期鎂鐵質(zhì)巖漿巖（例如：ca.1 050 Ma變質(zhì)玄武巖以及輝綠巖等）較高的TiO2質(zhì)量分數(shù)以及較高的Zr和Nb元素豐度，表明巖漿源區(qū)存在一定虧損軟流圈地幔物質(zhì)的加入［7－8］。此外，錦川輝長巖展現(xiàn)出較低的Nb／La（0．80 ～ 0．93）和La／Yb（6．23～8．21）比值，在La／Yb－Nb／La圖解中落入混合軟流圈以及巖石圈地幔源區(qū)區(qū)域內(nèi)〔見圖7（a）〕，指示錦川輝長巖起源于富集地幔源區(qū)的部分熔融，同時受到部分軟流圈地幔物質(zhì)上涌的影響［46－47］。前人研究表明，軟流圈地幔發(fā)生部分熔融需要較薄的巖石圈地幔作為條件［48］，而揚子地塊西緣大量具有典型板內(nèi)特征的鎂鐵質(zhì)巖石（例如ca.1 040 Ma會理群和苴林群中的變質(zhì)玄武巖以及輝綠巖等）均指示中元古代晚期揚子地塊處于拉張的構(gòu)造背景，因此，中元古代晚期軟流圈地幔發(fā)生部分熔融并不斷上涌是能夠?qū)崿F(xiàn)的。

值得注意的是，揚子地塊西緣錦川輝長巖顯示虧損的鋯石εHf（t）值，范圍為+1．62～+7．58，同時具有富集的全巖Sr－Nd同位素特征〔εNd（t）=-3．6 ～-2．8〕，表現(xiàn)出Nd－Hf同位素解耦的地球化學特征。研究表明，Nd－Hf同位素解耦可以由巖漿過程中的地殼混染或者板片俯沖過程中的熔體或流體交代所致，而前文已經(jīng)排除巖石形成過程中地殼混染的作用，因此錦川輝長巖解耦的同位素組成可能與地幔源區(qū)存在俯沖物質(zhì)的交代作用相關(guān)［49］。研究表明，微量元素在板塊俯沖中的活動性存在顯著差異，其中俯沖物質(zhì)中的流體以及熔體交代導致的巖漿會展現(xiàn)出不同的微量元素含量特征［50］。錦川輝長巖具有相對狹窄且穩(wěn)定的Th／Yb比值以及寬泛的Ba／La比值，指示其巖漿源區(qū)經(jīng)歷過俯沖流體的交代作用［51］〔見圖7（b）〕。另外，在Th／Nb和U／Th對比的圖解中，錦川輝長巖顯示相對寬泛的Th／Nb和穩(wěn)定的U／Th比值特征，進一步證明錦川輝長巖的原始巖漿經(jīng)歷過俯沖過程中流體物質(zhì)的交代作用［52］〔見圖7（c）〕。前人對揚子地塊西緣會理縣菜子園蛇綠雜巖中的ca. 1 375 Ma基性巖進行巖石學與地球化學的綜合分析，發(fā)現(xiàn)這些巖石具有島弧玄武巖類似的地球化學特征，形成于洋內(nèi)弧俯沖構(gòu)造環(huán)境，指示揚子地塊在中元古代中期存在洋殼俯沖活動［53］。而錦川輝長巖的鋯石Hf同位素一階段模式年齡在1 266 ～ 1 515 Ma，與中元古代中期的俯沖活動時間相吻合，指示地幔源區(qū)可能曾經(jīng)受到中元古代中期洋殼俯沖活動的影響，從而導致地幔源區(qū)中殘存部分板片俯沖的流體或者沉積物等。綜上所述，錦川輝長巖可能起源于已保存在巖石圈地幔中的先期（中元古代中期）俯沖物質(zhì)（主要為流體）交代作用下、富集地幔源區(qū)的部分熔融。

研究表明，石榴子石橄欖巖部分熔融過程中，Yb比La和Dy具有更明顯的相容性，但在尖晶石中，Yb、La和Dy均為強不相容元素［54－56］。因此，稀土元素La／Yb和Dy／Yb的相關(guān)性可以有效判別巖漿源區(qū)的相對起源深度以及熔融程度。揚子地塊西緣錦川輝長巖樣品的（La／Yb）N比值相對較高，具有明顯的HREE分異特征〔見圖5（a）〕，說明殘留石榴子石在其源區(qū)不穩(wěn)定。另外，由于軟流圈地幔的不斷上涌，部分熔融可能發(fā)生在裂谷環(huán)境中相對較淺的深度。根據(jù)不同類型地幔源的部分熔融模擬，錦川輝長巖投影在石榴子石二輝橄欖巖熔融曲線中，同時顯示地幔源區(qū)的熔融程度約20％〔見圖7（d）〕，表明這些輝長巖的原始巖漿來源于石榴子石二輝橄欖巖源區(qū)約20％的部分熔融。研究表明，尖晶石二輝橄欖巖穩(wěn)定區(qū)與石榴子石二輝橄欖巖穩(wěn)定區(qū)之間的轉(zhuǎn)換區(qū)域，對應于地下深度75～80 km處，而錦川輝長巖樣品落在石榴子石二輝橄欖巖穩(wěn)定區(qū)域，表明此時軟流圈地幔已經(jīng)上升到一個相對較淺的水平，說明其起源深度大于80 km。綜合上述研究可知，揚子地塊西緣ca.1 041 Ma錦川輝長巖可能起源于石榴子石二輝橄欖巖地幔源區(qū)的部分熔融。

4．3 地質(zhì)意義

研究表明，揚子地塊西緣ca.1 041 Ma錦川輝長巖是富集地幔部分熔融形成的巖漿產(chǎn)物。這些輝長巖與揚子地塊西緣具有板內(nèi)裂谷相關(guān)地球化學特征的ca. 1 050 Ma的A型花崗巖共生，類似于伸展背景下形成的雙峰式巖漿作用［8］。研究表明，區(qū)域性的伸展環(huán)境可以形成于多種構(gòu)造背景之下，包括弧后伸展背景［57－58］、大陸裂谷背景［7－8， 59］以及造山后的伸展背景［9，16］。迄今為止，在揚子地塊西緣地區(qū)，從未報道過中元古代晚期典型碰撞造山型花崗巖或高壓變質(zhì)的地質(zhì)記錄，指示揚子地塊西緣中元古代晚期并未經(jīng)歷俯沖-碰撞造山帶環(huán)境。另外，弧后背景下形成的鎂鐵質(zhì)巖漿通常表現(xiàn)出介于N－MORB與弧或鈣堿性玄武巖之間的地球化學組成特征［60］；而錦川輝長巖展現(xiàn)出拉斑玄武巖的典型地球化學特征，表明其來源于板內(nèi)相關(guān)的地幔源區(qū)，與弧后背景下形成的基性巖石具有較大的差別（見圖8）。同時，錦川輝長巖表現(xiàn)出較高的TiO2質(zhì)量分數(shù)（2．61%～ 2．84％）和較高的Ti／V比值（86 ～ 107），與洋中脊玄武巖（MORB）、鈣堿性玄武巖或火山弧玄武巖特征明顯不同。此外，從Zr－Ti圖解中發(fā)現(xiàn)，錦川輝長巖主要投影至板內(nèi)玄武巖和MORB區(qū)域之內(nèi)，指示其構(gòu)造環(huán)境與洋殼俯沖沒有關(guān)聯(lián)［61］〔見圖8（a）〕。在Zr－Zr／Y圖解中，這些輝長巖樣品落在板內(nèi)玄武巖和MORB區(qū)域之間〔見圖8（b）〕，同樣排除了錦川輝長巖形成于俯沖相關(guān)構(gòu)造環(huán)境的可能性［62］。另外，錦川輝長巖具有類似E－MORB的微量元素分布特征，同時富集不相容元素且Nb－Ta負異常不明顯，這些指標均與板內(nèi)玄武巖的典型特征非常吻合［63－64］。在Ti－Zr－Y和Zr－Y－Nb三角圖解〔見圖8（c）（d）〕中，錦川輝長巖主要標記在板內(nèi)拉斑玄武巖和E－MORB區(qū)域內(nèi)，同樣證明輝長巖形成于板內(nèi)相關(guān)的構(gòu)造環(huán)境，而非弧或俯沖相關(guān)環(huán)境［61，65］。綜上所述，揚子地塊西緣中元古代晚期錦川輝長巖是在大陸裂谷的構(gòu)造環(huán)境中形成的巖漿產(chǎn)物（見圖9）。

上述研究表明，揚子地塊西緣錦川輝長巖形成于中元古代晚期（ca.1 041 Ma），而研究區(qū)內(nèi)同樣發(fā)育大量同期鎂鐵質(zhì)至長英質(zhì)巖漿巖，包括苴林群變質(zhì)玄武巖、昆陽群老烏山堿性玄武巖、會理群天寶山組堿性長英質(zhì)火山巖等［8－9，66－69］。其中，揚子地塊西南緣苴林群ca.1 043 Ma變質(zhì)玄武巖具有典型板內(nèi)玄武巖的地球化學特征，被認為起源于虧損的軟流圈地幔源區(qū)，形成于被動大陸邊緣的大陸裂谷環(huán)境［7］。昆陽群ca.1．14 Ga的老烏山玄武巖具有大陸裂谷堿性玄武巖的地球化學特征，與陸內(nèi)環(huán)境密切相關(guān)［20］。同時，揚子地塊西緣會理群和苴林群中ca.1 050 Ma的英安巖、流紋巖及侵入其中的花崗巖均表現(xiàn)出A型花崗巖的典型特征，形成于伸展背景下的大陸裂谷環(huán)境［8］。此外，揚子地塊西緣摩挲營地區(qū)出露大量ca.1 040 Ma的二云母花崗巖和黑云母花崗巖， 并被解釋源自擴張背景下的陸內(nèi)裂谷環(huán)境［29］。 另外， 揚子地塊西南緣撮科雜巖中同樣廣泛分布ca.1．18～1．14 Ga的A型花崗巖， 與同時期ca.1．14 Ga的撮科輝綠巖共同構(gòu)成雙峰式巖漿作用，進一步證明揚子地塊西緣中元古代晚期處于大陸地殼裂谷環(huán)境［70－71］。除此之外，揚子地塊北緣的神農(nóng)架群石草河組ca. 1 180 Ma的玄武質(zhì)凝灰?guī)r具有與現(xiàn)代陸內(nèi)裂谷火山巖相似的地球化學特征，指示其來源于大陸裂谷環(huán)境［72］。此外，揚子地塊西緣中元古代晚期的沉積序列也被證實與裂谷盆地的淺海環(huán)境密切相關(guān)［24］。綜合上述，揚子地塊西緣廣泛出露板內(nèi)背景相關(guān)的基性巖與中酸性巖漿巖，表明揚子地塊西緣在中元古代晚期應處于板內(nèi)裂谷環(huán)境而非匯聚造山環(huán)境。

Rodinia超大陸是地球演化歷程中的一個關(guān)鍵時期，其形成與全球范圍內(nèi)廣泛發(fā)生的中元古代晚期格林威爾期造山作用密切相關(guān)［1］。而揚子地塊作為Rodinia超大陸重要的組成部分，對其區(qū)內(nèi)廣泛分布的中元古代晚期巖漿巖進行精細的研究，對深入認識和理解Rodinia超大陸的聚合過程具有重要的地質(zhì)意義。江南造山帶長期以來被認為是揚子地塊和華夏地塊在格林威爾造山時期碰撞拼合形成的結(jié)果［16］。然而，揚子地塊東南緣江南造山帶最新的沉積巖與火成巖年代學研究顯示，江南造山帶的形成時代可能要晚于全球格林威爾造山事件，而更接近于新元古代時期，因此其不屬于全球格林威爾期造山帶的組成部分［73］。揚子地塊西緣發(fā)育大量中元古代晚期長英質(zhì)巖漿巖、堿性玄武巖、基性巖以及海相沉積序列等，這些地質(zhì)證據(jù)均表明該區(qū)域在中元古代晚期處于板內(nèi)伸展的大陸裂谷構(gòu)造環(huán)境，而非與全球格林威爾期造山事件相關(guān)的碰撞環(huán)境［7，9］。此外，揚子地塊西緣缺乏中元古代晚期高壓變質(zhì)巖以及地殼增厚事件的證據(jù)，從而否定了中元古代晚期俯沖-碰撞造山運動的存在［74－75］。因此，江南造山帶并非全球格林威爾期造山帶的一部分，而揚子地塊西緣也并非中元古代晚期江南造山帶的西南延伸。綜上所述，揚子地塊西緣中元古代晚期錦川輝長巖并非格林威爾期造山活動的產(chǎn)物。同時，在Rodinia超大陸匯聚過程中，揚子地塊西緣在中元古代晚期處于被動大陸邊緣的陸內(nèi)裂谷環(huán)境。

5 結(jié)論

1）揚子地塊西緣錦川輝長巖形成于（1 041．1±1．1）Ma，是揚子地塊西緣中元古代晚期巖漿活動的典型產(chǎn)物。

2）錦川輝長巖顯示負的全巖εNd（t）值和正的鋯石εHf（t）值，且具有拉斑玄武巖的成分特征，表明其起源于已保存在巖石圈地幔中的先期（中元古代中期）俯沖物質(zhì)交代過的富集地幔的部分熔融，并在巖漿演化過程中經(jīng)歷了橄欖石和斜方輝石等礦物的分離結(jié)晶過程。

3）錦川輝長巖具有板內(nèi)玄武巖的地球化學屬性， 形成于陸內(nèi)裂谷環(huán)境。 結(jié)合區(qū)內(nèi)廣泛分布的板內(nèi)相關(guān)基性－中酸性巖漿巖， 指示揚子地塊西緣中元古代晚期處于被動大陸邊緣的陸內(nèi)裂谷環(huán)境。

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（編 輯 雷雁林）

收稿日期：2024-04-26

基金項目：國家自然科學基金（42172056）；國家自然科學基金青年基金（42202048）；陜西省自然科學基金（2024JCYBMS235）。

第一作者：薛文斌，男，從事巖石地球化學研究，xuewb97@163.com。

通信作者：賴紹聰，男，博士生導師，教授，從事巖石地球化學研究，shaocong@nwu.edu. cn。