2017, Vol. 36
岩浆成因锆石作为岩浆结晶的产物携带了岩浆的年龄及组分特征信息。岩浆锆石对于U-Pb、Hf有较高的封闭温度, 且锆石中Pb/U及Lu/Hf值极低, 是年龄测定及成因研究的理想矿物。同时, 锆石中的O也具有非常好的封闭性, O同位素的研究为鉴别幔源岩浆在花岗岩形成过程中的作用提供了更多有效的制约(李献华等, 2009)。得益于锆石原位同位素测试技术的发展(吴福元等, 2007), 使利用不同年龄及组分的锆石特征反演其成因及演化过程成为可能。不同时期花岗岩、沉积岩或浅变质岩中大量岩浆锆石的存在, 为研究区域岩浆活动历史及岩浆源区演化提供了物质基础。
福建紫金山地区矿产资源丰富, 关于紫金山晚侏罗世及早白垩世花岗岩的锆石U-Pb年龄(于波等, 2013及其中参考文献)、Hf同位素已有了一些研究(梁清玲等, 2013; Jiang et al., 2013, 2015), 这些成果表明紫金山燕山期花岗岩主要包括中-晚侏罗世侵入岩体与早白垩世侵入-火山岩, 两期岩浆岩来源于不同源区, 而后者与紫金山矿床的形成关系密切。该区域除研究成矿流体时对脉石矿物进行了氧同位素研究外(Zhong et al., 2014; 梁清玲等, 2015), 目前尚未见有对相关岩体中岩浆锆石的O同位素研究。此外, 前人对研究区前中生代的岩浆作用研究较少, 也未见对该地区更早时期的岩浆锆石Hf、O同位素的研究报道。
在对燕山期花岗岩锆石研究过程中, 笔者发现来自金龙桥岩体花岗岩中的锆石明显有至少2组年龄, 捕获锆石的数量占到一半, 显示花岗岩全岩的组分已不能代表源区的组成, 而是在一定程度上受到早期上覆岩体的影响。因此, 笔者在该地区又采集了2件具代表性的更老时期的岩石样品, 进行了锆石U-Pb年龄和Hf-O同位素分析, 旨在对该区域岩浆上升通道中的岩体年代及成因特征有更清晰的认识。研究结果, 显示了紫金山地区从中元古代至晚侏罗世的岩浆产生序列；Hf-O同位素组成则显示了幔源物质在岩浆形成过程中的影响。
1 地质背景紫金山地区位于闽西南晚古生代拗陷之西南, 云霄-上杭北西向深断裂带与宣和北东向复式背斜交汇处, 上杭北西向的白垩纪火山-沉积盆地的北东缘。闽西南坳陷带北以宁化至南平一线与闽西北隆起带相接, 东以政和-大埔断裂带与闽东火山断陷带相邻, 往西南延入广东省(图 1)。闽西南地区构造演化大致经历了4个阶段(毛建仁等, 2001): ①晋宁期结晶基底形成阶段(2600～1000 Ma), 晚太古代的古老陆核与早元古代麻源群共同组成古老的陆内或陆缘沉积火山复理石建造, 晋宁运动使这些复理石建造发生强烈变形、变质作用而形成较稳定的结晶基底；②加里东期变质褶皱基底形成阶段(670～400 Ma), 伴随有大量壳源型花岗岩的形成；③海西期-印支期沉积盖层形成阶段(390～195 Ma), 从晚泥盆世-早三叠世接受来自北部和西部的陆源碎屑, 形成巨厚的海相沉积。早三叠世晚期发生印支造山运动, 闽西南地区以特提斯构造域为主体的构造格局渐变为以环太平洋活动大陆边缘为主的构造格局；④燕山期大陆边缘活动阶段(195～100 Ma), 处于以强烈的构造变形和岩浆-成矿作用为特征的中国东部大陆边缘活动阶段, 形成一系列由断陷盆地组成的中酸性火山-侵入岩带。
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图 1 福建紫金山地区地质简图(据福建省地质矿产局区域地质调查队, 1 : 50000才溪幅, 1991)及采样位置(紫金山基性岩脉样品SF-5据张文慧等, 2016) Figure 1 Geological sketch map of the Zijinshan area, Fujian Province(modified from the 1 : 50000 Caixi sheet by the Regional Geological Survey Team, Bureau of Geology and Mineral Resources of Fujian Province, 1991) with sampling positions(mafic dike SF-5 is after Zhang Wenhui et al., 2016) |
紫金山地区基底出露震旦系和下古生界浅变质岩, 属复理石沉积。燕山期花岗岩在本区分布广泛(图 1)。本文采集了紫金山大岩里矿硐480 m中段震旦系浅变质细砂岩(DYL-1) 、金龙桥花岗侵入岩(JLQ-1、JLQ-2) 以及旧县花岗侵入岩(JX-1) 共4件样品作为研究对象。样品特征详见表 1, 部分样品的镜下照片见图 2。
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表 1 样品岩石学特征 Table 1 Petrological characteristics of samples |
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Qz-石英；Ser-绢云母；Chl-绿泥石 图 2 花岗岩岩相学特征 Figure 2 Micrographs showing petrographic characteristics of granite |
样品的主微量元素测试由河北省区域地质矿产调查研究所完成。主量元素测试采用XRF荧光测试法, 测试误差小于2%；稀土和微量元素测试采用等离子体质谱法(ICP-MS), 测试精度优于5%。
选取约20 kg的样品, 在无污染条件下经过传统的重液和磁法分选, 并在双目镜下手工挑选出锆石样品(表 1)。将锆石颗粒和锆石标样(Qinghu、Plésovice和91500) 用环氧树脂粘在靶上, 抛光至锆石的内部暴露在外面以后, 在表面喷金。对锆石颗粒拍摄反射光、透射光和阴极发光(CL)图像以选择合适点位。锆石CL图像在中国地质科学院大陆构造与动力学国家重点实验室扫描电子显微镜上拍摄。锆石颗粒先进行原位O同位素分析, 然后在相同点位进行U-Pb年龄和Hf同位素测定。
锆石微区原位O同位素分析在中国科学院地质与地球物理研究所离子探针实验室完成, 分析仪器为Cameca IMS-1280型双离子源多接收器二次离子质谱仪(SIMS), 分析方法详见Li等(2012) 。用强度约为2 nA的一次133 Cs＋离子束轰击样品表面, 2个法拉第杯同时接收 16O和18O。单点测量时间约为5 min, 单组 18O/16O数据精度一般优于0.2‰～0.3‰(1σ), 标样的外部精度为0.5‰(2SD)。仪器质量分馏用Penglai锆石标准(Li et al., 2010)进行校正, 测量的 18O/16O值通过VSMOW值(18O/16O=0.002 005 2) 校正后, 加上仪器质量分馏校正因子IMF即为该点的 δ18 O值：(δ18 O)M=[(18O/16O)M/0.002 005 2-1]×1000(‰), IMF=(δ18 O)M(standard)-(δ18 O)VSMOW, δ18 O样品=(δ18 O)M+IMF。
锆石U/Pb定年在中国科学院地质与地球物理研究所离子探针室完成, 分析仪器为Cameca IMS-1280型二次离子质谱仪(SIMS), 分析方法详见Li等(2009) 。用强度为10 nA的一次O2-离子束通过-13 kV加速电压轰击样品表面, 束斑大小约为20 μm×30 μm。用氧气流增加压力达到约5×10-6 T以提高锆石中Pb＋离子的敏感度。每个样品点分析7组数据, 测量时间约为12 min。锆石标样为Plésovice和Qinghu锆石(李献华等, 2013)交替测定。以长期监测标样获得的标准偏差1.5%(1σ)(Li et al., 2010)和单点测试内部精度共同传递得到样品单点误差。锆石样品的Pb/U值利用标准锆石91500(1065 Ma)进行校正；Th和U含量用标准锆石91500(Th=29 μg/g; U=81 μg/g)(Wiedenbeck et al., 1995)计算。普通Pb用测量的 204 Pb进行校正。单点分析的同位素比值及年龄误差均为1σ。数据结果处理采用ISOPLOT软件(Ludwig, 2012)。
锆石Hf同位素分析在中国科学院地质与地球物理研究所多接收等离子质谱仪实验室完成, 分析仪器为配备有Geolas-193型紫外激光剥蚀系统(LA)的Neptune型多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS), 测试方法详见Wu等(2006) 。样品分析时激光剥蚀的时间为26 s, 激光剥蚀脉冲功率为100 mJ时的脉冲频率是10 Hz, 束斑大小约为60 μm。 176Lu和176Yb对 176Hf的同质异位素干扰是通过监测 175Lu和172Yb信号强度、采用 175Lu/176Lu值(0.026 55) 和176Yb/172Yb值(0.588 6) (Chu et al., 2002)进行校正。利用标准锆石91500与锆石样品交叉分析对仪器漂移进行外部监控。在测试过程中, 锆石标样Mud Tank的 176Hf/177Hf值测定的平均值为0.282 491±27(2σ), 锆石标样GJ的 176Hf/177Hf比值测定的平均值为0.281 971±26(2σ)。在误差范围内与文献综合的结果一致(耿建珍等, 2011; 李献华等, 2013)。εHf值与两阶段模式年龄计算据吴福元等(2007) 及其中参考文献, 其中(176Lu/177Hf)CHUR=0.033 2；(176Hf/177Hf)CHUR=0.282 772；(176Lu/177Hf)DM=0.038 4；(176Hf/177Hf)DM=0.283 25。 fcc、fs、fDM分别为大陆地壳、样品和亏损地幔的fLu/Hf, t为样品形成时间, λ=1.867×10-11a-1。
3 分析结果 3.1 全岩主、微量元素特征由样品的全岩分析结果(表 2)可见, DYL-1的SiO2含量为73%, JLQ-1与JLQ-2分别为78%和84%(表 2), JX-1最高(91%), 推测是花岗岩后期经历强硅化和动力变质作用的结果。在稀土元素蛛网图中(图 3a), 4件样品的标准化模式相似, 均表现为轻稀土富集的右倾模式, 且具有明显的负Eu异常。样品JLQ-1具相对低的Dy、Ho值, 重稀土元素分布呈勺状。稀土配分模式均与紫金山晚侏罗世广泛分布的花岗岩相似(张德全等, 2001；毛建仁等, 2004)。但各样品间的总稀土含量存在差异, DYL-1总REE含量最高, JX-1最低。在微量元素蛛网图中(图 3b), 样品均显示明显的Ba、Sr、P、Ti亏损。DYL-1与JX-1的Ta、Nb相对亏损。JLQ-1与JLQ-2的微量元素标准化变化模式相似。
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表 2 全岩主量(%)及微量(μg/g)元素分析结果 Table 2 Analytical results of major(%)and trace elements(μg/g)of samples |
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图 3 稀土(a)和微量元素(b)标准化图解(球粒陨石及原始地幔值据McDonough and Sun, 1995) Figure 3 Standardized diagrams of rare earth elements(a)and trace elements(b)(data of the chondrite and primitive mantle are after McDonough and Sun, 1995) |
金龙桥样品的主微量元素特征与前人的研究结果相似(李斌等, 2015), 可能是地壳部分熔融或混染作用的结果；但由于样品后期蚀变作用较强烈, 其主微量元素在一定程度上不能真实反映源区的特征, 因此本文不做进一步讨论。
3.2 锆石SIMS U/Pb年龄锆石SIMS U/Pb年龄相较于LA-MC-ICPMS年龄, 其样品消耗低2个数量级, 且具有更高的精度(李秋立, 2015)。4件样品选出锆石数量均多于1000粒。锆石多为无色、透明的晶体, 半自形到自形, 长100～400 μm, 长宽比大多为1 : 1～4 : 1。CL图像显示锆石内部结构为清晰的振荡环带和扇状环带(图 4), 锆石的Th/U值普遍大于0.1(表 3), 为典型的岩浆结晶锆石特征(龙晓平等, 2006；曹玉亭等, 2010; 邹光富等, 2011)。
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表 3 锆石SIMS U-Pb年龄组成 Table 3 SIMS analyses for U-Pb ages of zircon grains |
样品DYL-1测定的12颗锆石的U含量为353～1411 μg/g, Th含量为181～536 μg/g, Th/U值为0.22～0.71(表 3)。在 206 Pb/238U-207 Pb/235U图解上(图 4), 年龄分布较为分散, 其中6颗锆石的加权平均年龄为1 058±120 Ma。 207 Pb/206 Pb年龄变化范围在680～1514 Ma。
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CL图像中白色圆代表U/Pb定年和Hf-O同位素分析的位置, 数字表示U/Pb年龄/εHf(t)值/δ18 O值 图 4 锆石的U-Pb年龄谱图和阴极发光图像(CL) Figure 4 U-Pb ages and cathode luminescence images of zircons(CL) |
样品JX-1测定的15颗锆石的U含量为210～1439 μg/g, Th含量为137～1337 μg/g, Th/U值为0.37～0.93(表 3)。在 206 Pb/238U-207 Pb/235U图解上(图 4), 数据显示的加权平均年龄为435±15 Ma, 显示岩浆侵入结晶年龄在早古生代晚期。
样品JLQ-1测定了16颗锆石的U/Pb年龄。锆石的U含量为241～2 233 μg/g, Th含量为52～887 μg/g, Th/U值为0.08～1.02(表 3)。在 206 Pb/238U-207 Pb/235U图解上(图 4), 年龄主要分为2组：206 Pb/238U年龄加权平均值分别为156.2±2.5 Ma(n=8) 和225.7±5.3 Ma(n=8) 。前一组年龄值应为岩浆侵入结晶年龄, 后一组则为捕获锆石年龄, 2组年龄的锆石颗粒数相同, 显示岩浆上升过程中受到较多225.7 Ma时期岩浆岩的影响。
样品JLQ-2测定了24颗锆石的U/Pb年龄。锆石的U含量为201～2318 μg/g, Th含量为6～2419 μg/g, Th/U值为0.01～1.04(表 3)。15颗锆石的 206 Pb/238U年龄加权平均值为157.6±1.9 Ma, 显示与JLQ-1同期的岩浆作用, 应为岩浆侵入结晶年龄。但捕获锆石相对JLQ-1较少, 且年龄分布比较分散, 指示与JLQ-1不同的后期岩浆演化作用。
3.4 锆石O同位素组成锆石δ18 O值(表 4)及分布频数见图 5。样品DYL-1测定了37颗锆石的 δ18 O值, 锆石的 δ18 O值为3.79‰～10.41‰, 8‰～9‰有一个明显的峰值。JX-1测定的15颗锆石, δ18 O值为8.42‰～10.64‰, 变化范围较窄, δ18 O峰值在8‰～10‰。JLQ-1测定的16颗锆石的 δ18 O值为8.05‰～11.20‰。JLQ-2测定了24颗锆石的 δ18 O值, 其值为7.45‰～13.23‰, δ18 O峰值在10‰～11‰。
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表 4 锆石O同位素组成 Table 4 O isotopic composition of zircon grains |
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图 5 锆石 δ18 O值正态分布图 Figure 5 Histograms of δ18 O values of zircons |
在年龄t-δ18 O图中(图 6), 从中元古代至晚三叠世, δ18 O值逐渐升高；而晚侏罗世锆石 δ18 O值较三叠纪明显降低, 显示更多幔源岩浆的影响。
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图 6 锆石 δ18 O值与年龄相关图(紫金山基性岩脉样品SF-5据张文慧等, 2016；锆石 δ18 O地幔值据Valley et al., 1998, 2005) Figure 6 A diagram of δ18 O values vs. ages of zircons(data of the mafic dike SF-5 are after Zhang Wenhui et al., 2016; the δ18 O value of mantle zircon is after Valley et al., 1998, 2005) |
测试得到锆石的 176Lu/177Hf值为0.000 257～0.003 040, 176Hf/177Hf值为0.281 300～0.282 671, 初始 176Hf/177Hf值为0.281 475～0.282 663, εHf(t)为-19.2～4.5(表 5), 数据主要分布于基性地壳演化线与亏损地幔之间(图 7)。锆石εHf(t)从中元古代至晚三叠世逐渐降低；而晚侏罗世锆石εHf(t)值较三叠纪明显升高, 显示更多幔源岩浆的影响。锆石的二阶段Hf亏损地幔模式年龄tDM2的峰值主要分布在古元古代时期(图 8), 说明古元古代时期地壳可能是后期直至晚侏罗世壳源岩浆作用的主要源区。
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表 5 锆石Hf同位素组成 Table 5 Hf isotopic compositions of zircon grains |
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图 7 锆石年龄与εHf(t)值相关图(底图据张菲菲等, 2011; 紫金山基性岩脉样品SF-5据张文慧等, 2016) Figure 7 A diagram of U-Pb ages vs. εHf(t)values of zircons (framework cited from Zhang Feifei et al., 2011; data of mafic dike SF-5 are after Zhang Weihui et al., 2016) |
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图 8 锆石U-Pb年龄(黑色)及二阶段Hf亏损地幔模式年龄(砖形)分布直方图 Figure 8 Histograms of zircon U-Pb ages(black) and Hf two stage model ages(brick) |
研究酸性侵入岩及沉积岩或浅变质岩中岩浆锆石的U-Pb年龄及Hf、O同位素值, 将在识别区域岩浆序列的同时, 进一步探讨不同时期岩浆源区的地球化学特征及其演化规律。本次测试的样品中, DYL-1中锆石显示的年龄主要分布在989～1514 Ma(207 Pb/206 Pb年龄), 记录了中元古代时期多期次的岩浆作用。样品中测得1颗锆石最低年龄为694.4 Ma(206 Pb/238U年龄), 指示样品沉积时期最早为震旦纪。借助于前期对该区基性岩脉(SF-5) 中3颗震旦纪捕获锆石(694.4～700.8 Ma)的研究(张文慧等, 2016), 推测紫金山地区震旦纪存在一次岩浆侵入事件(图 6、 图 7)。JX-1中锆石的U-Pb一致年龄为435±15 Ma, 显示早志留世侵入年龄。JX-1中未见捕获锆石, 推测岩浆上升过程中较少受到围岩混染作用的影响。JLQ-1(156.2±2.5 Ma)与JLQ-2(157.6±1.9 Ma), 均来自金龙桥岩体, 显示在误差范围内一致的晚侏罗世岩浆侵入年龄。该时期花岗岩已发表的锆石U-Pb年龄主要分布在154～149 Ma(于波等, 2013)。JLQ-1中唯一一组捕获锆石(225.7±5.3 Ma)显示晚三叠世年龄特征, 且捕获锆石数量与原生锆石数量相同, 说明晚侏罗世岩浆组成受到较多晚三叠世岩体的影响。在样品JLQ-2中(图 4), 除15颗原生锆石外, 2颗锆石显示古生代中期年龄(401.6 Ma, 431.3 Ma), 与JX-1的锆石年龄相当；5颗二叠纪-三叠纪时期锆石年龄(277.2～225.8 Ma), 说明产生于相同时期、地理位置相近、岩相学相似的花岗岩也可能受到过不同程度的上覆岩体的影响。以上样品的锆石SIMS U-Pb年龄, 显示了从中元古代、震旦纪、早古生代晚期、晚三叠世到晚侏罗世5个岩浆侵入阶段。
1.8～1.9 Ga和0.96～1.1 Ga是华夏块体2个明显的新生地壳增长时期(李献华等, 2012)。闽西南基性岩脉中古元古代捕获锆石的出现(张文慧等, 2016), 以及这些锆石显示出的与幔源岩浆结晶锆石(5.3‰±0.3‰)(Valley et al., 1998; 2005) 相似的 δ18 O值(4.42‰～8.09‰, 均值为5.81‰), 显示古元古代新生地壳的存在。但在本次研究的中元古代与震旦纪年龄锆石中, 锆石 δ18 O值并没有完全在地幔值上下变化, 而是有部分锆石δ18 O大于8‰, 显示有壳源物质的影响, 推测紫金山地区这一时期的地壳不完全是来自幔源的新生地壳, 而是幔源岩浆与先存的古元古代地壳共同作用的结果。同时, 中元古代及震旦纪锆石显示的古元古代二阶段Hf亏损地幔模式年龄tDM2值(图 8, DYL-1) , 也说明古元古代时期的新生地壳已对中元古代及震旦纪的岩浆作用产生重要影响。
对于紫金山地区古生代及以后的岩浆作用, 锆石的二阶段Hf亏损地幔模式年龄tDM2值也主要分布在古元古代(图 8), 锆石的εHf(t)数据显示主要沿基性地壳演化线分布(图 7), 指示古元古代时期的新生地壳可能是后期直至晚侏罗世花岗岩形成的主要源区, 但JLQ-2也显示了中元古代地层的影响开始增多(图 8, JLQ-2) 。而前人资料显示, 该区白垩纪花岗岩锆石的二阶段Hf亏损地幔模式年龄tDM2值为1000～1600 Ma(梁清玲等, 2013; Jiang et al., 2013, 2015), 岩浆可能更多来自中元古代地层的熔融。在微量元素蜘蛛图中, 不同侵入时期、不同混染程度(含不同数量的捕获锆石)的花岗岩及变质细砂岩(DYL-1) 具有相似的稀土元素配分曲线以及Eu负异常特征, 可能是这些岩石样品具有相同或相似源区组成的结果。从中元古代至晚三叠世, 锆石的 δ18 O值逐渐增加, 显示幔源岩浆作用在逐渐减少(图 6)。晚三叠世锆石较高的 δ18 O值则可能指示壳源为岩浆主要源区。至晚侏罗世, 锆石的 δ18 O值却呈现减少的趋势, 其εHf(t)值也明显增加, 推测这期岩浆作用受到较多亏损地幔物质影响。
在εHf(t)-δ18 O图中(图 9), 数据整体呈负相关性：早古生代及以前的一组锆石样品(实心), 较之后形成的一组锆石样品(空心)显示更高的εHf(t)和更低的 δ18 O图, 显示早期岩浆受到更多幔源物质的影响。但是, 2组锆石的εHf(t)数据在图 9中有较大部分的重叠, 而两组锆石的 δ18 O值则上下呈现出差异, 可能说明岩浆锆石的O同位素较Hf同位素对壳幔相互作用有更敏感的指示。样品JLQ-1与JLQ-2具相似的岩相学特征, 测试的U-Pb年龄相同, 采样位置相近, 且样品JLQ-2的锆石εHf(t)值完全包含在样品JLQ-1之内, 但两者的 δ18 O值却表现出了清晰的上下差异(图 9), 也说明岩浆锆石的O同位素在研究壳幔相互作用的过程中可能更为有效。因此, 在鉴别幔源岩浆在花岗岩形成过程中的作用时, O同位素可能提供更多有效的制约(李献华等, 2009)。
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图 9 εHf(t)-δ18 O图解 Figure 9 A diagram of εHf(t)vs. δ18 O values of zircons |
本次所研究锆石的CL图像显示锆石内部结构为清晰的振荡环带和扇状环带(图 4), 且锆石的Th/U值普遍大于0.1(表 3), 为典型的岩浆结晶锆石的特征(邹光富等, 2011; 曹玉亭等, 2010; 龙晓平等, 2006)。结合毛建仁等(2001) 对闽西南地区构造演化的划分及前期对基性岩脉中锆石的研究成果(张文慧等, 2016), 可初步将紫金山地区自元古代以来的岩浆作用划分为5个时期：①2500～1800 Ma, 古元古代吕梁期岩浆作用；②1500～690 Ma, 中元古代晋宁期至震旦纪加里东早期岩浆作用；③440～390 Ma, 早古生代加里东晚期壳源型花岗岩；④280～220 Ma, 二叠纪-三叠纪海西-印支期岩浆作用；⑤180～100 Ma, 燕山期大陆边缘岩浆作用。古元古代时期幔源岩浆作用形成基性岩地壳, 中元古代时期, 岩浆锆石 δ18 O及εHf(t)值变化范围较大, 显示为幔源岩浆与古元古代基性地壳共同作用的结果。古元古代晚期基性新生地壳是其后直至晚侏罗世壳源岩浆作用的主要源区, 且壳源的影响随时代变新在逐渐增加(图 6)。晚侏罗世及早白垩世晚期岩浆均受到较多亏损地幔物质的影响, 这一时期岩浆作用形成的花岗岩与紫金山铜金矿成矿密切相关。综上所述, 花岗岩及古老变质岩中锆石的原位U-Pb年龄、Hf和O同位素研究, 在探讨区域岩浆作用的时间序列及源区演化方面具有重要的意义。
5 结论(1) 紫金山地区4件样品中的锆石普遍具明显振荡环带和扇状环带, Th/U值普遍大于0.1, 为典型岩浆结晶锆石特征。锆石SIMS U-Pb年龄显示了从中元古代, 震旦纪, 早古生代晚期、晚三叠世到晚侏罗世的5个岩浆侵入阶段。
(2) 锆石的二阶段Hf亏损地幔模式年龄tDM2值主要分布在古元古代, 锆石的εHf(t)数据也显示主要沿基性地壳演化线分布, 指示古元古代时期的新生基性地壳可能是研究区后续直至晚侏罗世花岗岩形成的主要源区。
(3) 锆石 δ18 O和εHf(t)值显示中元古代、震旦纪岩浆作用是幔源岩浆与先存的古元古代地壳共同作用的结果；早古生代晚期和晚三叠世岩浆作用以壳源为主；晚侏罗世岩浆作用则受到较多亏损地幔物质影响。
(4) 岩浆锆石的O同位素在鉴别幔源岩浆对花岗岩形成过程中的影响时, 可能比Hf同位素能提供更多有效的制约。
致谢: 样品在野外采集过程中得到福建紫金矿业集团股份有限公司祁进平工程师的帮助。Hf、O同位素测试与数据处理得到中国科学院地质与地球物理研究所杨岳衡工程师、凌潇潇工程师的帮助, 在此一并感谢!
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