任光明，龐維華，孫志明，尹福光，肖啟亮

（1.中國(guó)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(duì)，四川 西昌615000）

基性巖墻群作為一種特殊的構(gòu)造巖漿類(lèi)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(shí)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(guó)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(dòng)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(duì)這些巖漿巖的地球化學(xué)特征的不同解釋?zhuān)瑢?dǎo)致對(duì)其成因和形成的大地動(dòng)力學(xué)構(gòu)造背景存在不同的認(rèn)識(shí)，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(dòng)經(jīng)歷了早期?。懪鲎病⑼砥谏煺箍逅痛箨懥压仍僭?個(gè)構(gòu)造演化階段[11－16]。

揚(yáng)子西緣出露的登相營(yíng)群是揚(yáng)子西緣古老變質(zhì)基底巖系之一，前人對(duì)其開(kāi)展過(guò)1∶20萬(wàn)、1∶5萬(wàn)以及正開(kāi)展的1∶25萬(wàn)區(qū)調(diào)工作和專(zhuān)題研究[17－23]，已基本查明其空間展布和巖石組合，時(shí)代劃歸為中元古界或待建系（全國(guó)地層委員會(huì)2011年征求意見(jiàn)稿），并將九盤(pán)營(yíng)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(yíng)群中解體出來(lái)劃為青白口系。作者在最近開(kāi)展野外地質(zhì)調(diào)查過(guò)程中，在登相營(yíng)群中發(fā)現(xiàn)大量基性巖墻群，反映揚(yáng)子西緣乃至整個(gè)華南揚(yáng)子地區(qū)一次重要的構(gòu)造－巖漿事件。本文在對(duì)登相營(yíng)群中基性巖墻開(kāi)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(cè)齡、巖石地球化學(xué)的分析，確定基性巖墻的形成時(shí)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(yíng)群位于揚(yáng)子準(zhǔn)地臺(tái)西緣、康滇臺(tái)隆中段東側(cè)，屬康滇地軸與上揚(yáng)子臺(tái)拗過(guò)渡部位，處于南北向安寧河斷裂帶南段，攀枝花幔隆與昭覺(jué)－巧家幔拗之間的過(guò)渡區(qū)域（圖1），北部被新元古界小相嶺流紋巖、開(kāi)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(dòng)十分發(fā)育，登相營(yíng)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(yíng)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(yíng)鐵礦區(qū)。

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

登相營(yíng)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(jiàn)底。野外地質(zhì)調(diào)查表明，冕山地區(qū)登相營(yíng)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(yíng)群剖面（圖2）發(fā)現(xiàn)，瀘沽花崗巖主要侵位在登相營(yíng)群南部及西北方向，基性巖墻則普遍侵位在登相營(yíng)群各個(gè)地層組中，甚至包括原劃分的九盤(pán)營(yíng)組。

野外及室內(nèi)薄片鑒定表明，冕山地區(qū)登相營(yíng)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(zhǎng)－輝綠結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造，個(gè)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(zhǎng)石（質(zhì)量分?jǐn)?shù)為40%～55%）為半自形長(zhǎng)柱狀，呈無(wú)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(zhǎng)石構(gòu)成格架狀分布，可見(jiàn)到斜長(zhǎng)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(zhǎng)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(zhǎng)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(zhǎng)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(zhǎng)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(yíng)群剖面圖Fig.2 The profiles of Dengxiangying Group in the Mianning area

在對(duì)登相營(yíng)群變質(zhì)巖系開(kāi)展野外地質(zhì)調(diào)查基礎(chǔ)之上，用于本次同位素測(cè)試的1件樣品和7件巖石地球化學(xué)測(cè)試樣品均采自冕山鄉(xiāng)九盤(pán)營(yíng)至松林坪一線侵位到登相營(yíng)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(cè)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(wú)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(duì)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(shù)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(duì)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(cè)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(guó)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(cè)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(guò)程采用Squid 1.0和Isoplot 4.0程序[29]。測(cè)試分析數(shù)據(jù)處理采用澳大利亞國(guó)立大學(xué)PRAWN程序[30]。普通鉛校正根據(jù)實(shí)測(cè)的204Pb進(jìn)行，普通鉛的組成根據(jù)Claoué－Long等[28]模式計(jì)算得到。數(shù)據(jù)表中，年齡的誤差為1σ絕對(duì)誤差，同位素比值的誤差為1σ相對(duì)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(jì)算值具95%的置信度誤差。

巖石地球化學(xué)樣品分析測(cè)試工作在核工業(yè)地質(zhì)研究院測(cè)試中心完成。主元素采用X射線熒光光譜法測(cè)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(cè)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(shí)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(cè)試點(diǎn)相對(duì)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(cè)點(diǎn)6－4、6－5、6－6、6－7；少數(shù)呈條帶狀結(jié)構(gòu)，如測(cè)點(diǎn)6－1、6－3、6－8，表現(xiàn)為顏色較暗的均一體，說(shuō)明基性巖漿侵位和結(jié)晶較快。2類(lèi)鋯石的wTh／wU比值較高，在0.51～1.16之間，均為＞0.4，說(shuō)明這些鋯石均為基性巖墻侵位的巖漿結(jié)晶鋯石。7個(gè)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(zhǎng)巖（原沙壩麻粒巖相片麻巖）、閃長(zhǎng)巖和花崗閃長(zhǎng)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(yíng)群內(nèi)輝綠巖墻鋯石CL圖像、SHRIMP測(cè)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(gè)別見(jiàn)及明顯的核邊結(jié)晶環(huán)帶不協(xié)調(diào)的生長(zhǎng)結(jié)構(gòu)（測(cè)點(diǎn)6－2），核部顏色為暗色，邊部為淺色變質(zhì)增生邊，測(cè)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(zhǎng)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(zhǎng)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(zhǎng)角閃巖與十字石片巖的礦物 Rb－Sr等時(shí)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(yíng)群中基性巖墻群地球化學(xué)測(cè)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(cè)試分析結(jié)果顯示所有樣品燒失量LOI均為＞1.2%。基性巖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(duì)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(gè)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(lèi)型主要為玄武質(zhì)巖，個(gè)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(dòng)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(chǎng)強(qiáng)元素（LFSE）在蝕變過(guò)程中發(fā)生部分遷移，結(jié)合高場(chǎng)強(qiáng)元素（HFSE）、Th及稀土元素等不活潑元素來(lái)探討巖石學(xué)類(lèi)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(shì)，在（Nb／Y）－（Zr／TiO2）巖石分類(lèi)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(yíng)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(yíng)群內(nèi)基性巖墻（Zr／P2O5）－（Nb／Y）和（Nb／Y）－（Zr／TiO2）巖石分類(lèi)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(yíng)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(duì)富集；Nb，Ta，Ti相對(duì)弱虧損：說(shuō)明大陸和巖石圈的貢獻(xiàn)相對(duì)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(duì)平坦。7件樣品中wZr／wY比值除個(gè)別樣品（MS1－6b為3.09）相對(duì)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(lèi)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(duì)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(duì)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(gè)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(duì)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(duì)較強(qiáng)，（wLa／wYb）N為 1.38～2.80，（wCe／wYb）N為1.26～2.21，具有負(fù) Eu異常或弱Eu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(shuō)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(guò)程中有較多斜長(zhǎng)石未被分離而殘留下來(lái)。

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(dòng)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(dòng)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(shuō)明登相營(yíng)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(shuō)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(duì)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(méi)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(méi)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(guò)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(guò)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(shí)進(jìn)行，代表?yè)P(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(duì)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(guò)程中受地殼物質(zhì)的部分混染，類(lèi)似于澳大利亞Gairdner巖墻[49]。

圖9 登相營(yíng)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(guò)程中，wNb／wU比值雖沒(méi)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(guò)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(shuō)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(yíng)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(jiàn)到較多老的鋯石核；且鋯石中沒(méi)有非常明顯的韻律生長(zhǎng)環(huán)帶，說(shuō)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(duì)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(dòng)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(shí)代主要集中在830～790Ma B.P.和750～740Ma B.P.[54]2個(gè)時(shí)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(shí)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(shí)，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(shí)間（946～904Ma B.P.）一致[55]。揚(yáng)子西緣康滇裂谷地區(qū)在這2個(gè)時(shí)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(dòng)相關(guān)[20，58]，同時(shí)也出露有時(shí)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(zhǎng)花崗巖體[20，59，60]。另外，我們?cè)邳S 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(shí)代為863Ma B.P.[54]，同時(shí)還保存有945～931Ma B.P.之間的繼承性鋯石，與近年來(lái)?yè)P(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(shí)期構(gòu)造－巖漿事件的地質(zhì)記錄。也說(shuō)明揚(yáng)子板塊西緣與北緣一樣，在約1.0Ga B.P.時(shí)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(guò)程中陸－陸（或?。懀┡鲎驳漠a(chǎn)物。而約860Ma B.P.時(shí)期的巖漿活動(dòng)可能為揚(yáng)子西緣及西北緣晉寧運(yùn)動(dòng)Ⅰ幕在時(shí)間和空間演化上的延續(xù)。

近年來(lái)，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(wèn)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(shí)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(gè)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(gè)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(dòng)與Rodinia超大陸下的一個(gè)超級(jí)地幔柱活動(dòng)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(guò)程相對(duì)應(yīng)，揚(yáng)子與華夏陸塊在新元古代早期的碰撞過(guò)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(gè)地殼連續(xù)增生過(guò)程，其動(dòng)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(shí)期的地質(zhì)體，涵蓋了揚(yáng)子西緣晉寧運(yùn)動(dòng)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(gè)沉積構(gòu)造界面，而西緣可能存在2個(gè)或3個(gè)這樣的不連續(xù)界面。因此，在這段時(shí)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(yíng)群內(nèi)基性巖墻的形成時(shí)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(shí)間和空間上密切相關(guān)。說(shuō)明在新元古代中－晚期揚(yáng)子西緣不是一個(gè)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(cè)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(chéng)摯的感謝！

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