翻译

引言

极可能属于罗马尼亚超大陆的扬子板块广泛的新元古代岩浆作用引起丰富的长英质矿物和少量铁镁质侵入岩的形成。近十年来，为了揭露新元古代扬子板块的构造演变过程和此过程与罗马尼亚超大陆的关系，这些火成岩已经被广泛研究。随着扬子板块新元古代火成岩地球年代数、地球化学数据和同位素量的增长，人们愈加普遍认为大于860百万年（极可能大于900百万年）的新元古代火成岩在罗马尼亚超大陆形成时期生成（(例如, Li X H et al., 2006; Zhou et al., 2006a). 然而对于750-860百万年的火成岩来说，人们提出了两种截然不同的构造模式：一种地幔柱与罗马尼亚超大陆裂解相关的模式（此文简称为“L模式”）(Li X H et al., 2006, 2003a, b, 2002; Li Z X et al.,2003, 2002; Ling et al., 2003; Wang and Li, 2003; Li X H, 1999; Li Z X, 1999)和另一种弧岩浆作用作用于扬子板块边缘的模式（此文简称为“Z模式”）(Xiao et al., 2007; Yan et al., 2006; Zhou M F et al., 2006a, b, 2002a, b; Wang et al., 2004a, b, 2003; Zhou J C et al., 2004, 2003). L模式表明，主要发展于大约795-830百万年和745-780百万年两阶段的一种地幔柱引起新元古代岩浆作用并最终导致罗马尼亚超大陆的裂解。(例如, Li Z X et al.,2003) 然而，L模式表明几乎所有的扬子板块的新元古代火成岩与大陆弧设置相关，而且扬子板块周围有两大主要弧形：东边的江南岛弧(Wang et al., 2004b; Guo et al., 1980)和西边海南-潘西弧(Zhou M F et al., 2006a, b, 2002a, b）。换句话说，在Z模式中，围绕扬子板块所有的860-750Ma火成岩形成于活跃的大陆边缘，然而，在L 模式中，这些火成岩形成于超地幔柱的外延环境。因此，在扬子板块的巨大的晋宁期岩浆作用的起源仍然有争议。

新元古代花岗岩在扬子板块分布很广。L模式表明795-830百万年和745-780百万年的花岗岩分别是由来自约825百万年和约780百万年的地幔柱的传导热引起的地壳熔融导致的(Li X H et al., 2003a, b; Li Z X et al., 2003)。其他人认为花岗岩是由大陆地壳与裂谷岩浆活动或断或续的相互作用形成的。(Zheng et al., 2007a, b,2004; Zheng and Zhang, 2007; Wu R X et al., 2006)。最近，Zhou et al. (2006b) 报导扬子板块西部边缘的雪龙宝埃达克花岗岩已经有约750百万年的年龄。这些作者认为大洋板块将向扬子板块俯冲。然而，Li X H et al. (2007)却反对这种说法。他们注意到氧化镁含量和εNd(t)低的雪龙宝埃达克花岗岩与典型的板块衍生的埃达克岩并无可比性。因此，在做出任何深入的提议之前，需要更全面细致的地球年代学和地球化学的研究。

在此文中，我们从扬子板块西北部边缘的三种新元古代侵入岩（五堵门, 二里坝和祖师殿的岩石)呈现出新的LA-ICP-MS U-Pb年代、地球化学和Sr-Nd-Hf同位素数据，并用这些数据讨论他们的岩石成因和新元古代构造演化。

地质学背景和样品描述

南中国板块是由向西北部移动的扬子板块和向东南部移动的华夏地块组成的。(https://www.360docs.net/doc/7a17510395.html,)扬子板块沿着一块新元古代碰撞带即江南褶皱带与华夏地块融合。(Li Z X et al.,2002; Li and McCulloch, 1996; Chen et al., 1991)在北边，扬子板块与北中国板块被秦岭—大别山造山带分开。秦岭—大别山造山带是由南中国板块和北中国板块在三叠纪碰撞形成的。在西边，龙门山冲断带把扬子板块和位于青藏高原东边的松潘-甘孜褶皱带东部边缘的比库岩层分开。比库岩层的特点是其与扬子板块紧密的构造关系。比库岩层在元古代被海臂或洋臂与扬子板块分开，由于850百万年的东部潜没，比库岩层与扬子板块的西北边缘连接。(Xiao et al., 2007) 扬子板块包括被一新元古代至元古代盖层覆盖在其之上的基底岩块。扬子板块最古老的岩石是孔玲岩块，包括从太古代到古元古代高度变质的TTG岩石组合，变质沉淀岩和amphibolities（译不出）(Gao et al., 1999).

如图一所示，我们的研究范围位于扬子板块的西北边缘，与其西边的龙门山褶皱带和其东边的大巴山褶皱带邻近。米仓山东北部把这个研究区域从北边分成汉南区，从南边分成北巴区，西乡群和霍迪亚群各自主要位于这两区。汉南区的新元古代侵入岩，即汉南杂岩体。总共露出地面的岩层区域超过2200平方千米，这些岩层区入侵属于超火山沉积序列但被震旦纪构造不规则的西乡群覆盖。西乡群分为两个群落单元：低处的玄武岩-安山岩单元和高处的英安岩-流纹岩单元。(Gao et al., 1990)。西乡群的这两个单元分别追溯于950±4百万年和897±3百万年。(Ling et al., 2003)。汉南侵入岩露出的岩层排列沿着扬子板块的西北边缘展现出一条从北至东的延长线。(Fig. 1c)。根据以前的研究(Yan, 1985),汉南侵入杂岩能分为三个入侵时期：第一时期形成望江山和比基沟辉长岩；第二时期生成五堵门、二里坝、祖师殿和喜神坝花岗岩结构；最后时期发展成黄冠长石花岗岩（Fig.1c)。第二时期的岩石以汉南侵入岩为主，露出地面的岩层超过1453平方千米。Zhang et al.（2001）指出汉南侵入杂岩的Sm-Nd等时线年龄为837±26Ma。Zhang et al.（2002a）指出望江山辉长岩和比基沟辉长岩的锆石SHRIMP U-Pb年龄分别为820Ma和780Ma，并指出这两种铁镁质侵入岩都是在大陆弧环境下形成的。然而，Ling et al.(2003)提出望江山辉长岩是在大陆

裂谷环境下形成的。Ling et al.(2003)也提出发生了从900-950Ma的潜没（罗蒂利亚的合并）

到820Ma的内陆断裂（罗蒂利亚的崩裂）。另外，Ling et al.(2006)指出，五堵门花岗岩的LA-ICP-MS U-Pb锆石年龄为789±10Ma.

此文研究的是第二时期的五堵门、二里坝和祖师殿的花岗岩。五堵门的花岗岩由奥长花岗岩和英云闪长岩构成，而二里坝和祖师殿的花岗岩主要由奥长花岗岩构成。奥长花岗岩和英云闪长岩都是无形状损伤和变质的半自形的中等粒度结构和块状结构。奥长花岗岩包含大约60%斜长石，小于8%的长石，约25%石英和3%-8%的包含角闪石和黑云母的铁镁质矿物。英云闪长岩包含50%-60%的斜长石，小于5%的长石，20%-25%的石英和约15%包含大量黑云母和少量闪石的铁镁质矿物。

分析方法

主要和微量元素的分析

新的岩石样品放在一个钢破碎机压碎，再放在玛瑙磨粉机磨成粒度小于200mesh的颗粒，然后进行主要元素、微量元素和Sr-Nd同位素分析。主要元素在湖北武汉地质分析中心运用X射线荧光技术进行分析。分析不稳定性通常小于5%。微量元素，包括稀土元素在中国地质大学地质过程和矿产资源国家重点实验室运用Agilent 7500a ICP-MS技术进行测量。通常分析精准度高于5%。所有这些样品在105℃下干燥4小时。干燥之后，称量（50mg)粉末样品于聚四氟乙烯高压消化罐中，依次加入几滴超纯净水（减少静电），然后蒸馏出超纯的HNO3(1 mL), 和HF (1 mL)。装在不锈钢聚四氟乙烯高压消化罐中的样品在电烤炉上以195℃加热48小时，再把粉末让在热金属板上以145℃蒸发水分至干燥，在加入2毫升的蒸馏过的超纯HNO3溶解并再次干燥，然后加入3毫升浓度为30%HNO3放电烤炉上以195℃加热12小时。最后，溶解的样品加入浓度2%HNO3至90克，以备分析。

Sr-Nd同位素分析

Rb-Sr和Sm-Nd同位素数据通过在中国地质大学地质过程和矿产资源国家重点实验室使用一个芬尼根多集电极MAT-261质谱仪运用ID-TIMS技术获得。Sr和Nd同位素分馏分别校正为86Sr/88Sr=0.119 4和146Nd/144Nd=0.721 9。Sr和Nd所有的程序柸分别小于4ng 和1ng.

U-Pb锆石的年龄测定

锆石是通过双筒望远镜使用重力和磁力技术并亲手挑选出来的。看不见含有物和龟裂的锆石颗粒投射在环氧树脂中抛光曝光其晶粒。

U-Pb锆石的年龄是在中国地质大学地质过程和矿产资源国家重点实验室在装备一个193 nmArF的受激准分子激光器的Agilent 7500上使用LAICP-MS技术测定的。烧蚀产生了一个直径32um、深度大约100um、重复率为8hz能量密度为19.1 J·cm-1的弹坑。锆石91500在分析中用作一种外标准使同位素辨别标准化。NIST610用作外标准使未知物含有的U, Th 和Pb标准化，29Si用作内校准物。分析技术的细节在Yuan et al. (2004).中有所描述。常见的铅的校正使用的是安德森（2002）描述的技术。207Pb/206Pb 和206Pb/238U的比例是使用GLITTER程序进行计算。锆石年龄计算和谐和图的绘制是使用ISOPLOT(ver 3.0) 进行的。(Ludwig, 2003)。

Zircon Lu-Hf 同位素分析

Zircon Lu-Hf 同位素分析是在中国西北大学大陆动力学重点实验室使用与Nu等离子多收集器ICP-MS连接的Geolas-2005 193 nm ArF的受激准分子激光器现场实验的。分析技术的细节与Wu F Y et al. (2006)描述的类似。分析过程中，光斑大小为44 μm，激光重复率为10Hz，激光能量密度为100 mJ/pluse。氦气作为运载气体把烧蚀的样品型烧蚀罐运送到ICP-MS气炬中。176Lu 对176Hf的干扰通过使用推荐的176Lu与175Lu之比为0.026 69 的比率(DeBievre and Taylor, 1993)测量抗干扰175Lu的浓度来校正。与之类似，同重元素176Yb对176Hf的干扰通过使用推荐的176Yb与172Yb之比为0.5586的比率(Chu et al.,

2002)来计算176Hf与177Hf的比率来校正。把Zircon 91500用作参考标准，使用激光技术，我们的分析成果是176Hf与177Hf的比率平均值为0.282 295 2±0.000 005 6 (n=111, 2σ),与Zircon 91500作为参考标准得到的标准数据0.282 307±31 (n=44, 2σ)接近。(Wu F Y et al., 2006)。我们对176Lu of 1.865×10-11a-1采用了一个裂变常数(Scherer et al., 2001)。最初的176Hf/177Hf的比率表示为εHf(t)，计算的结果与球粒状陨石储层的176Hf/177Hf 的比率0.282 772和176Lu/177Hf的比率的0.0332 相关(Blichert-ToftandAlbarede, 1997)。根据现今176Hf/177Hf 的比率为0.28325，176Lu/177Hf 的比率为0.038 4，由此计算的单级Hf模式年龄(TDM1)与贫化地幔相关(Vervoort and Blichert-Toft, 1999),并且，二级Hf模式年龄(TDM2)是通过假定对于地壳平均值176Lu/ 177Hf的平均比率为0.015来计算的。(Griffin et al., 2002)。

结论

U-Pb 锆石年龄

LA-ICP-MS U-Pb 锆石数据列于表1中，有代表性的zircon CL显微图像列于图2中。

五毒门花岗岩中的锆石(样品L-19, 维度N33o10'45.8"，经度E107o37'51.4")无色、透明且自形，长度范围为100到350um,长宽比为2-4。如Fig. 2a所示，锆石CL显微图像清晰地显示出典型的火成岩的匀质平面或震荡环带，变质锆石非常少见。带有良好震荡环带的23颗锆石晶体成功的由LA-ICP-MS注明日期。锆石中Th/U之比为0.18到1.71.大多数的分析是一致的(Fig. 3a)。16项分析都是一致或接近一致的，206Pb/238U年龄之比为770到793Ma，代表五堵门花岗岩岩浆晶体年龄的加权年龄平均值为785±4 Ma (1σ, MSWD=0.8)。由于普通铅的损耗，其他七项分析（灰影部分）稍微偏离谐和线(Fig. 3a)。

二里坝花岗岩的锆石（样品L-25，维度N32o57'13，经度E107o17'54"）也同样无色、透明、自形，长度范围为100到300um，长宽比为1.5-4。如Fig. 2b中所示，这些锆石也清晰地显示出震荡环带，少数锆石还有继承核。33颗锆石晶体成功的由LA-ICP-MS标注日期。其中，Th/U之比为0.2–1.31。一项对继承核的分析表明，207Pb/206Pb年龄之比为1 803Ma(Fig. 3b)。27项分析结果一致，206Pb/238U年龄之比为766-793，看做二里坝花岗岩岩浆结晶年龄的加权平均值为778±3 Ma (1σ, MS WD=1.08)。其他五项分析（灰影部分），由于普通铅的损耗，稍微偏离谐和线(Fig. 3b)。

根据报道的五堵门花岗岩LA-ICP-MS U-Pb锆石年龄为789±10 Ma，五堵门花岗岩和二里坝花岗岩石相同的和一致的(Ling et al., 2006)。根据五堵门、二里坝和祖师殿花岗岩相似的岩相和地质化学成分，普遍认为祖师殿花岗岩与五堵门和二里坝花岗岩的岩浆结晶年龄相同，都约为780Ma。

（Table 1）

（Figure 2）

Figure 2. CL images of zircon grains with 206Pb/238U age. The smaller cycles show LA-ICP-MS dating spots and corresponding 206Pb/238U ages (Ma), and the bigger cycles show domains of Lu-Hf isotopic analysis and corresponding εHf(t) values. (a) Sample L-19: Wudumen trondhjemite; (b) sample L-25: Erliba trondhjemite.

（第9页）

主要元素和微量元素

五堵门、二里坝和祖师殿花岗岩的主要元素和微量元素成分列于Table 2中。

五堵门花岗岩（11个样品）主要元素构成陈芬陈列如下：SiO2=58.8%–71.52%,

Al2O3=15.67%–17.87%,MgO=0.46%–3.25%,Na2O=3.76%–5.27%andK2O/Na2O=0.18–0.78 (大多数<0.5)。二里坝花岗岩（5个样品）和祖师殿花岗岩（3个样品）的主要元素构成变化较小，但大部分却与五堵门花岗岩的主要元素重叠。例如，他们的二氧化硅含量波动仅为68.14% 到72.56%。这三种花岗岩弱过铝质因而偏铅质，其A/CNK values <1.1（除了样品L-36的A/CNK=1.12)。因此，这三种花岗岩分类为I 型花岗岩。他们富含Na2O，因此，他们属于高钠钙碱性系列岩石（Table 2）。基于他们的CIPW标准矿物含量，（Figure 3）

（Table 2）

（Figure 4）

（第11页）

（接上）根据An-Ab-Or分类图表(Fig. 4)，大多数样品标绘为奥长花岗岩和石英闪长岩，类似于太古代TTG。Harker图解几乎表示出二氧化硅和其他成分或一些微量元素各自的的一般协变曲线(Fig. 5)，这表明五堵门、二里坝和祖师殿花岗岩都是由同样的岩浆作用和相似的岩浆进化过程形成的。五堵门花岗岩的微量元素构成成分比二里坝和祖师殿花岗岩的微量元素构成成分更过边，其中，Sr content =505 ppm–741 ppm, Y=4.7 ppm–18.9 ppm (most <10 ppm), Yb=0.48 ppm–1.60 ppm, Nb=2.1 ppm–5.4 ppm and Ta=0.11 ppm–0.40 ppm。一般说来，五堵门、二里坝和祖师殿花岗岩含有的Sr高，Y少(<19 ppm, 大多数<10 ppm)，Sr/Y比值大(29–161,大多数>50) (Table 2)。它们表现出类似的明显

的Nb, Ta, P 和Ti负异常和Sr 和Ba正异常的微量元素原始地幔标准化图解(Fig. 6a)。在球粒状陨石标准化REE图解中(Fig. 6b)，它们的LREE含量丰富(La/Yb)N=7.3–27.8)，Eu稍微异常(Eu*/Eu=0.87–1.88, 大多数>1)。(La/Yb)N的高比值和花岗岩的Yb N含量的的低值(2.2–9.4)表明它们的岩浆来源包含部分富含HREE的残余石榴子石，

Sr-Nd同位素

五堵门、二里坝和祖师殿花岗岩的全岩Sr-Nd同位素数据列于Table3。

最初的Sr 和Nd同位素比值(I Sr and εNd(t)是通过使用t=780 Ma计算的。这三种花岗岩含有的I Sr 量几乎不变(I Sr= 0.703 4–0.703 9)。五堵门花岗岩中的11个样品的εNd(t)为+0.12到+2.44，ND同位素模式年龄(T DM)=1.17–1.5 Ga；二里坝花岗岩的5个样品的εNd(t)为+1.66到+2.98，T DM=1.12–1.21 Ga；祖师殿花岗岩的3个样品的εNd(t)为-0.09到+0.43，T DM=1.32–1.38 Ga。在εNd(t) vs. ISr 图解中(Fig. 7), 几乎所有的这三种深层岩体的花岗岩样品标绘在第二象限的地幔系列附近。这些结果表明这些花岗岩都是来自一个共同的岩浆来源，即一个时间集中的亏损源例如，亏损地幔或没有包含明显的进化大陆地壳成分的初生地壳。

锆石Hf同位素

锆石Hf同位素数据列于Table 4。

用于U-Pb年龄测定的锆石样品用作Lu-Hf同位素成分分析。震荡环带年龄为ca. 780 Ma的来自五堵门花岗岩样品L-19中的12个点，

（Figure5）

（Figure 6）

（Table3）

（Table4）

（Figure 7）

（第14页）

（接上）和二里坝花岗岩样品L-25的11个点用作分析他们的Lu-Hf同位素构成成分。两种样品的εHf(t)值计算为t=780 Ma。分析点的所有176Lu/177L比值<0.002,表明锆石放射产生的Hf积聚量低。五堵门花岗岩的12个锆石分析表明176Hf/177Hf比值范围为0.282 400-0.282 548，εHf(t)为+3.6到+8.7，Hf同位素模式年龄T DM1=1.00–1.20 Ga (Fig. 8)。然而二里坝花岗岩的11个锆石分析表明176Hf/177Hf比值范围为0.282 459–0.282 621，εHf(t)为+5.8到+10.1，Hf同位素模式年龄T DM1=1.11–0.95 Ga (Fig. 80)。采用单级Hf 模式年龄T DM1 是因为这两种样品哟一致的εHf(t)正值。五堵门和二里坝花岗岩锆石样品中相似的Lu-Hf同位素成分和高εHf(t)正值表明这些锆石极有可能通过幔源母岩或初生地壳再熔化形成的岩浆结晶而成。而且，样品L-25中，最高的176Hf/177Hf比值(0.282 621)发生在震荡环带区，206Pb/238U年龄为781±7 Ma,

（Figure 8）

（接上）最大的εHf(t)值为+10.1，最小的T DM1年龄为954 Ma。与之类似，样品L-19中，最高的176Hf/177Hf比值(0.282 548)发生在震荡环带区，206Pb/238U年龄为778±8 Ma，最大的εHf(t)值为8.7，最小的T DM1年龄为1 002 Ma。这些进一步得出的结果表明亏损地幔是这些花岗岩主要的来源，古老的地壳是次要的来源。

讨论

岩石成因论

来自汉南岩浆岩的五堵门、二里坝和祖师殿花岗岩有相似的U-Pb锆石年龄，地球化学组成成分和Sr-Nd-Hf同位素组成成分，这极大的表明这些花岗岩有相似的岩石成因和一致的岩浆来源。与标准的I型S型花岗岩相比(White and Chappell, 1977)，这些花岗岩的Y (<19 ppm)和重稀土元素含量较少(HREE, e.g., Yb<1.6 ppm)，Sr含量丰富(504 ppm–741 ppm)，因此有高的比得上TTG和埃达克岩的Sr/Y (21.4–160.9)比值和(La/Yb)n (7.3–28.0)比值(Condie, 2005; Martin et al., 2005; Defant et al., 1992)。如Figs. 10a和10b所示,五堵门、二里坝和祖师殿的所有样品均来自埃达克岩区。

Martin et al. (2005)鉴定两种明显不同的埃达克岩群：含高二氧化硅埃达克岩(HSA; SiO2>60%)和含低二氧化硅埃达克岩(LSA; SiO2<60%)。来自五堵门、二里坝和祖师殿花岗岩的岩石含有高SiO2(58.8%–72.56%, 大多数>60%) 和低MgO(0.38%–3.25%, i.e., <4%)、CaO+Na2O(6.54%–10.07%, i.e., <11%)和Sr(504 ppm–741 ppm, i.e., <1 100 ppm)，没有很高的正Sr异常现象。这些特征与那些含高硅的埃达克岩一致。实际上，如Fig. 10所示，我们所有的样品都属于Martin et al界定的含高二氧化硅埃达克岩。（2005）。

尽管，埃达克岩岩浆的成因仍然备受争议，人们普遍同意他们是在约1.2Gpa压力下由玄武岩组成成分中演变而来，出现的大量的石榴石±角闪石是在这些岩浆的岩石成因过程

某些阶段，要么作为没有斜长石的残余，要么作为早期的结晶集合物获得的。(Condie, 2005;

Martin et al., 2005; Garrison and Davidson, 2003; Prouteau et al., 2001; Smithies, 2000; Rapp et al., 1999; Rapp and Watson, 1995)。它的岩石成因模式包括：（1）与早期俯冲带相关的俯冲大洋板片的部分熔融(Sajona et al., 2000; Drummond et al., 1996; Peacock et al., 1994; Kay et al., 1993; Defant and Drummond, 1990a, b)和低角度俯冲，（2）地壳同化作用和玄武岩浆的分离结晶过程(AFC)(Castillo, 2006; Castillo et al., 1999),（3）亲本水合玄武岩岩浆的石榴石和角闪石的高压分离。(Takahashi et al., 2005; Prouteau and Scaillet, 2003),（4）底板的玄武岩下部地壳的部分熔融(Barnes et al., 1996; Petford and Atherton, 1996; Muir et al., 1995),分层下部地壳的部分熔融(Wang et al., 2006; Gao et al., 2005; Xu et al., 2002)或稠话的下部地壳的部分熔融(Wang et al., 2005; Hou et al., 2004; Chung et al., 2003)。

首先，模式2和模式3这里能够排除，因为汉南杂岩区的铁镁质岩石和埃达克岩石没有进化关系：（1）这项研究中，埃达克花岗岩的年龄为ca. 780 Ma，然而邻近的望江山辉长岩的年龄为ca. 820 Ma (Ling et al., 2003; Zhou et al., 2002a), (2) 埃达克花岗岩的体积远远大于铁镁质侵入岩，（3）从辉长岩(Zhou et al., 2002a)到埃达克岩没有Eu异常现象的进化作用。因此，演变于稠化的下部地壳的埃达克岩倾向于属于富含更多K的岩石，其含有的其他不相容元素(Rb, Ba, Th, and U)高于稀土元素(Wang et al., 2005; Hou et al., 2004; Chung et al., 2003)。然而，来自于分层下部地壳的埃达克岩倾向于含有高量的MgO(Xu et al., 2002)。但是，汉南埃达克黄冈岩的特点是K2O(<3.35%, 大多数<2.0%)和Th(0.98 ppm–4.26 ppm)含量低，K2O/Na2O 和Th/La 的比值小，以及MgO含量相对低(0.38%–3.25%) (Table 2)。此外，还观察到87Sr/86Sr较低的初始比率(0.703 4– 0.703 9)，正εNd(t)值和正εHf(t)值(Figs. 7 and 9)。根据这些观察，模式5是没有希望的。考虑到中国南部板块新元古代花岗岩成因的争议细节，俯冲大洋板块部分熔融的模式(model 1)或底板铁镁质岩石部分熔融模式(model 4)都不大可能有效。我们能注意到，模式1和模式4都各自与之前提过的模式Z和模式L一致。

（Figure 9）

俯冲大洋板块部分熔融通常需要深度为75–85km的较低温度(>700℃)(Sajona et al., 2000; Kepezhinskas et al., 1997; Peacock et al., 1994; Defant et al.,1992)，不论俯冲发生在正常倾角(10°到30°)还是(Gutscher et al., 2000; Kepezhinskas et al., 1997; Defant et al., 1992)。大多数K-poor, 类MORB岩石的部分熔融实验在压力为1-2Gpa和温度≤1 000 ℃情况下，不论系统中存在多少的含水量，都会产生K2O含量低和K2O/Na2O 比率低的熔体(Lo′pez et al., 2005; Prouteau and Scaillet, 2003; Lo′pez and Castro, 2001; Winther, 1996; Rapp and Watson, 1995)。在这种玄武岩系统中产生的熔体成分为花岗闪长质。正如之前讨论的五堵门、二里坝和祖师殿埃达克花岗岩K2O含量和K2O/Na2O比率低(Table 2 and Fig. 5)，因此他们的成因能归因为类MORE铁镁质岩石的部分熔融，而不是归因为俯冲大洋板块的部分熔融(model 1)。这些花岗岩低Th含量和低Th/La比率也与那些衍生于板块的埃达克岩相较。此外，低87Sr/86S初始比率和正εNd(t)值和正εHf(t)r值(Figs. 7 and 9)意味着这些花岗岩应当是直接或间接地衍生于地幔。另外，铁镁质飞地和埃达克花岗岩古代外来石锆石的缺失似乎是底板岩石部分熔融的一个不利因素(model 4).。因此，俯冲大洋板块的部分熔融模式(model 1)是可能的。因此，五堵门、二里坝和祖师殿花岗岩能当做为俯冲环境下的岩浆溶蚀作用的成品。

然而，汉南埃达克花岗岩比典型的板块衍生埃达克岩含有的MgO,、Cr 、Ni和εNd(t)值稍低。如Nb/La vs. εNd(t) (Fig. 9a)所示，这些区别可能是由母岩浆分离结晶作用(FC)或AFC进程(同化作用和FC)引起的。铁镁质矿物的分离阐明低MgO含量以及SiO2 和MgO间的良好负线性(Fig. 5)，并且岩相学证据支撑极有可能发生黑云母分离(Figs. 9b, 9c)。因此，一些与典型板块衍生的埃达克岩不同的鲜明特征是由埃达克岩浆的FC 或AFC 进程引起的。

相应的，尽管由于埃达克岩浆的FC 或AFC进程影响，五堵门、二里坝和祖师殿花岗岩与典型的板块衍生埃达克岩不同，但它们与在俯冲型的环境下形成的典型的板块衍生埃达克岩可相提并论。

地壳构造的意义

新得到的约780 Ma的LA-ICP-MS锆石U-Pb 年龄证明汉南中酸性侵入体是在新元古代结晶的。中国南部从860到750 Ma的广阔的新元古代岩浆作用的来源一直以来都是一个争议。地幔热柱模式认为它是由罗迪尼亚超大陆断裂后的超地幔柱引起的(Li Z X et al., 2003, 1999, 1995)。另一方面，鉴于铁镁质侵入岩和花岗岩深成岩的圆弧特征，特别是750Ma由于大洋板块熔融引起的与埃达克岩有密切关系的雪龙宝弧(Zhou et al., 2006b, 2002a, b)，圆弧模式发现存在着新元古代与俯冲型汉南-攀西弧。此外，Guo et al. (1980) and Wang et al. (2004b)认为样子板块东部的岩浆作用属于后造山运动。Xiao et al. (2007)认为Bikou岩层在约750Ma时附生到扬子板块北边，因此他支持热幔柱模式。在很大程度上，这两个明显不同的模式是由对火成岩岩石成因的不同解释引起的。

埃达克岩的出现一直认为是极好的地壳构造指标(Kay and Kay, 2002)。汉南中酸性深成岩体是由埃达克岩石构成的。如上论述，尽管他们与俯冲型环境形成的典型的板块衍生埃达克岩因为FC or AFC进程影响有所不同，但二者可相提并论，这表示南中酸性深成岩体可能是在俯冲型环境下形成的(Fig. 10)。这些推断能够解释汉南地区以及其周边区域的构造背景。

（Figure 10）

（接上）第一，在汉南地区俯冲型环境下形成的约780Ma汉南埃达克岩与北巴地区南部逆弧环境形成的约778Ma铁川山A-型花岗岩相符合。第二，俯冲型环境下形成的约780Ma

汉南埃达克岩与北巴地区东北部岛弧环境下形成的约820Ma望江山和比基沟辉长岩相符合。此外，岛弧环境下形成的约820Ma望江山和比基沟辉长岩与北巴地区约817Ma铁川山双峰火成岩相符合。铁川山双峰火成岩可能是在逆弧带环境下形成的。因此，约820 Ma 和约780 Ma岩浆作用是在汉南地区北部岛弧环境下而不是在北巴地区南部逆弧环境下形成的。另外，汉南地区西外的Bikou岩层的新元古代火成岩认为是在岛弧环境下形成的(Xiao et al., 2007)，这与北大地区的逆弧环境相符合。因此，扬子板块东西部边缘地区可能位于从890 到780 Ma的岛弧环境。热幔柱模式可能对这些时间跨度大到超过110Ma 的具有岛弧地球化学鲜明特征的新元古代火成岩的岩石成因论不适合。即使假定有一个多级幔柱，也不能解释扬子板块周围出现的广阔的岩浆作用。

因此，汉南约780Ma埃达克岩证实了扬子板块西北边缘的岛弧岩浆作用，并对沿着扬子板块西北边缘的晋宁期岩浆作用的来源提供了其他见解。这项研究不能支撑扬子板块西北边缘地区的热幔柱模式。汉南埃达克岩雪龙宝穹顶的新元古代埃达克岩一样，是在俯冲型环境下形成的，并且说明扬子板块西北边缘地区在新元古代时期属于大陆边缘的安第斯山型。因此，汉南地区约780Ma的埃达克岩的识别对俯冲型环境下的新元古代岩浆作用起源研究提供了限制条件。与扬子板块西部边缘雪龙宝穹顶的约750Ma的埃达克岩结合(Zhou et al., 2006b)，在扬子板块在从北到南边缘从750 到780 Ma的俯冲型环境下发生了大规模的岩浆熔蚀事件。

结论

五堵门和二里坝花岗岩的结晶年龄和扬子板块西北部的汉南中酸性侵入岩的主体年龄分别为785±4和778±3 Ma。约780Ma的年龄代表着新元古代构造岩浆事件与罗迪尼亚超大陆断裂或合并的重要作用。尽管由于埃达克岩浆的FC 或AFC 进程影响，五堵门、二里坝和祖师殿花岗岩与典型的板块衍生埃达克岩在某些方面有稍微不同，但它们代表性的展现了埃达克岩地区化学特征。它们的岩浆源来自于岛弧型环境下的大洋地壳的部分熔融。五堵门、二里坝和祖师殿花岗岩的岩石成因与汉南地区铁镁质侵入岩的岩石成因一致（包括望江山和比基沟辉长岩）。再考虑汉南和碧口岩层的平面地质学因素，人们认为汉南地区持续超过130Ma的晋宁期岩浆作用也许是由岛弧型环境而不是内陆板块断裂引起的。参考文献