2017, Vol. 33
2. 合肥工业大学资源与环境工程学院, 合肥 230009;
3. 国土资源部中央地质勘查基金管理中心, 北京 100812;
4. 江西省地质矿产勘查开发局九一六大队, 九江 332100
2. School of Resources and Environmental Engineering, Hefei University of Technology, Hefei 230009, China;
3. Central Geology and Mineral Exploration Foundation Management Center, Ministry of Land and Resources, Beijing 100812, China;
4. No. 916 Geological Team, Jiangxi Bureau of Geology, Mineral Resources, Exploration and Development, Jiujiang 332100, China
江南造山带位于扬子板块及华夏板块之间，北北东向延伸达1500km，主要由变形强烈的早新元古代地层及不整合覆盖于其上的晚新元古代地层组成 (图 1)。在江南造山带内广泛发育新元古代的花岗岩类侵入体，从南到北包括三防、桂北、元宝山、九岭、许村、休宁等岩体。近年来随着Rodinia超大陆裂解问题讨论的进行，扬子板块与华夏板块碰撞拼合的时间及江南造山带内大范围出露的新元古代花岗岩的成因及构造属性逐渐成为大家讨论的热点。目前主要有以下三种观点：(1) 认为新元古代花岗岩是地幔柱活动导致下地壳重熔的产物 (Li et al., 1995, 1999, 2003a, b, 2006, 2008, 2010; 葛文春等, 2001; 李献华等, 2001; Wang et al., 2007)；(2) 认为新元古代岩浆活动是由俯冲引起的岛弧岩浆活动的产物 (Zhou et al., 2002a, b, 2004)；(3) 认为新元古代岩浆活动与弧-陆碰撞造山带的垮塌有关 (Wu et al., 2006; Zheng et al., 2007)。
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图 1 华南新元古代沉积岩及侵入岩分布图 (据Zhao et al., 2011) 桂北和许村岩体的年龄数据引Zhao et al., 2013 Fig. 1 Distribution of Neoproterozoic igneous and sedimentary rocks in South China (modified after Zhao et al., 2011) The age data of Guibei and Xuncun from Zhao et al., 2013 |
九岭岩体是华南最大的岩体，出露面积达2500km2，其成因研究对理解江南造山带新元古代构造演化具有重要意义。前人已对九岭岩体的年代学、地球化学、Nd-Hf-O同位素做了详细的研究工作，认为其侵位于820Ma左右，为典型的S型花岗岩，主要是地壳重熔形成的并没有明显的地幔组分添加 (Li et al., 2003a; 薛怀民等, 2010; Zhao et al., 2013)。然而，值得注意的是，大湖塘矿区出露的九岭岩体中广泛发育暗色包体，但是目前尚无详细的研究报道，因此有必要对岩体的成因做进一步地详细研究。本文通过对花岗闪长岩及暗色包体开展电子探针、锆石U-Pb定年、岩石地球化学和Nd-Hf同位素分析，拟对九岭岩体的成因给出新的解释，并结合区域地层学、变质岩、基性岩等资料对九岭岩体形成的构造环境提供制约。
2 地质背景与样品特征九岭花岗岩位于江西北部，出露面积达2500km2，是华南最大的花岗岩，侵入于变形的早新元古代双桥山群地层中后又被未变形的晚新元古代硐门组沉积岩不整合覆盖 (图 2)。九岭岩基是一套富黑云母且含堇青石的花岗闪长岩，前人的研究结果显示其侵位年龄为820Ma左右 (Li et al., 2003a; 薛怀民等, 2010; Zhao et al., 2013)，与我们本次定年获得的年龄819Ma相一致。
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图 2 九岭花岗闪长岩地质简图 (据Zhao et al., 2013) Fig. 2 Geological map of the Neoproterozoic granitoid intrusion in Jiuling (modified after Zhao et al., 2013) |
出露于江西省武宁县大湖塘矿区的九岭岩体 (28°57′N、114°57′E) 岩性主要是花岗闪长岩，是燕山期含钨花岗岩的围岩。岩体中暗色包体普遍发育，前人并未对其进行详细研究。黑云母花岗闪长岩肉眼呈灰白色，包体呈黑色乳滴状或火焰状包裹于寄主岩石中，呈现出流动构造 (图 3a)。岩体具有中粗粒花岗结构，块状构造。镜下观察寄主岩石包含斜长石 (40%~50%)、钾长石 (20%~30%)、石英 (20%)、黑云母 (10%~15%)、白云母 (5%)、堇青石 (1%~5%)，暗色包体包含斜长石 (30%~40%)、黑云母 (40%~60%)、钾长石 (15%)、石英 (15%~20%)(图 3b, c)，副矿物主要由磷灰石、锆石、钛铁矿组成。暗色包体含有更多的黑云母但并未见角闪石、辉石等暗色矿物，暗色包体中针状磷灰石普遍发育 (图 3b)，表明岩浆经历了淬冷过程。
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图 3 九岭花岗闪长岩岩石标本和显微照片 (a) 暗色包体呈条带状分布于寄主岩石中，显示流动构造；(b) 暗色包体显微照片，针状磷灰石发育；(c) 暗色包体显微照片，显示岩浆结构；(d) 寄主岩石中环带状斜长石，富钠的核部被富钙的边部包围.MME-暗色微粒包体；Qz-石英；Bt-黑云母；Pl-斜长石；Ilm-钛铁矿；Ap-磷灰石 Fig. 3 Photos and microphotographs of Jiuling biotite granodiorite (a) banded MMEs in the host granodiorite, revealing a flow texture of magma; (b) microphotograph of MMEs, needle apatites developed extensively in the MMEs; (c) microphotograph of MMEs, displaying igneous texture; (d) zoned plagioclase of host granodiorite, a Na-rich core enclosed by a Ca-rich mantle. MME-mafic microgranular enclave; Qz-quartz; Bt-biotite; Pl-plagioclase; Ilm-ilmenite; Ap-apatite |
全岩主微量测试在中国地质科学院国家地质实验测试中心完成。主量元素测试采用理学3080E XRF仪器测定，分析精度小于2%~8%。微量元素测试过程中样品粉末化学预处理采用两酸 (HNO3+HF) 高压反应釜溶样方法，分析仪器为Agilent 7500a型等离子质谱仪。大多数元素分析的相对偏差 (RSD)＜5%，少数元素分析的RSD＜10%。全岩主量、微量数据列于表 1。
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表 1 九岭花岗闪长岩的主量元素 (wt%)、微量元素 (×10-6) 数据 Table 1 Major (wt%) and trace (×10-6) elements data of the Jiuling granidorite |
矿物主量元素测试在北京大学电子探针实验室JXA-8100型电子探针上进行。测试过程中，加速电压为15kV，电流为10nA，束斑直径为1μm，标样为美国SPI公司的53种矿物，测试精度优于1%。相关数据列于表 2、表 3。
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表 2 九岭黑云母花岗闪长岩代表性斜长石电子探针数据 (wt%) Table 2 Microprobe analysis for plagioclase of Jiuling biotite granidorite (wt%) |
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表 3 九岭黑云母花岗岩代表性黑云母电子探针数据 (wt%) Table 3 Microprobe analysis for biotite of Jiuling biotite granidorite (wt%) |
通过重力和磁选方法从岩石样品中分选出锆石，与标准锆石 (QH) 一起制备成环氧树脂靶。经过抛光、清洗处理后，进行透射光、反射光和阴极发光 (CL) 扫描电子显微镜照相。分析点的选择首先根据已磨至一半的锆石反射和透射照片进行初选，再与阴极发光照片反复对比，力求避开内部矿物包裹体。锆石LA-ICP-MS原位U-Pb年龄测定在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成。测试仪器为电感耦合等离子体质谱仪 (Agilent 7500c) 和准分子激光剥蚀系统 (COMPExPro102) 联机，激光器为ArF准分子激光器。激光剥蚀束斑直径为32μm，激光能量密度为10J/cm2，剥蚀频率为5Hz。实验中采用He作为剥蚀物质的载气，Ar为辅助气。锆石年龄计算采用标准锆石Plesovice (337Ma) 作为外标，标准锆石91500为监控盲样。剥蚀样品前先进行15次激光脉冲的预剥蚀，采集20s的空白，随后进行62s的样品剥蚀，剥蚀完成后进行2min的样品池冲洗。采样方式为单点剥蚀，每完成5个测点的样品测定，加测标样一次。在15个锆石样品前、后各测2次NIST610。实验获得的同位素比值采用Glitter程序处理，普通铅校正采用Andersen (2002)方法，数据处理、年龄谐和曲线及加权平均值计算采用Isoplot (4.5) 软件。具体数据列于表 4。
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表 4 九岭花岗闪长岩的LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb同位素定年结果 Table 4 Results of LA-MC-ICP-MS zircon U-Pb dating of the Jiuling granidorite |
元素Sm和Nd的分离和纯化是在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室通过传统的阳离子交换柱法实现的，具体方法和流程见Chen et al. (2000)。质谱分析在天津地质矿产研究所完成，通过负热电离质谱法 (N-TIMS) 在TRITON上进行测定。Sm和Nd的含量是通过同位素稀释剂法获得的，元素Sm和Nd的误差小于0.5%。143Nd/144Nd的原始测量值对146Nd/144Nd=0.7219进行校正。样品测试过程中，JndiNd标样给出的测量值143Nd/144Nd=(0.512111±4)(2σ)，以同样化学流程处理的BCR-2标样给出如下测试值：147Sm/144Nd=0.1376，143Nd/144Nd=(0.512624+3)(2σ)。具体数据列于表 5。
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表 5 九岭花岗闪长岩Nd同位素组成 Table 5 Nd isotopic compositions of Jiuling granodiorite |
锆石进行U-Pb年龄测定后，再在原位用LA-MC-ICP-MS进行Lu-Hf同位素分析，测试在中国地质科学院地质研究所大陆动力学实验室Neptune多接收等离子体 (LA-MC-ICP-MS) 上进行。实验过程中采用He作为剥蚀物质载气，剥蚀直径采用40μm，测定时使用锆石国际标样GJ1作为参考物质，分析点与U-Pb定年分析点为同一位置。相关仪器运行条件及详细分析流程见侯可军等 (2007)，分析过程中锆石标准GJ1的176Hf/177Hf测试加权平均值为0.282008±0.000025(2σ，n=26)。具体数据列于表 6。
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表 6 九岭花岗岩锆石Hf同位素组成 Table 6 Zircon Hf isotopic compositions of Jiuling granodiorite |
花岗闪长岩和暗色包体的全岩主微量元素数据见表 1。花岗闪长岩的SiO2含量为66.93%~69.05%，Na2O+K2O含量为5.7%~6.0%。暗色包体SiO2含量为62.91%~63.67%，Na2O+K2O含量为5.5%~5.8%。在TAS分类图上，黑云母花岗闪长岩落于花岗闪长岩范围内，暗色包体位于闪长岩与花岗闪长岩之间 (图 4a)。花岗闪长岩的K2O/Na2O为1.21~1.72，暗色包体K2O/Na2O为1.07~1.69。在A/NK-A/CNK图解上，花岗闪长岩及暗色包体均位于过铝质区域 (图 4b)。花岗闪长岩和暗色包体的Mg#都大于40，暗色包体具有更高Mg#(42~51)。
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图 4 花岗闪长岩与暗色包体的TAS图解 (a) 及A/CNK-A/NK图解 (b) Fig. 4 TAS diagram (a) and A/CNK vs. A/NK diagram (b) for the Jiuling granodiorite and MMEs |
与花岗闪长岩相比，暗色包体含有更高含量的CaO、Fe2O3T、MgO。花岗闪长岩与暗色包体的哈克图解见图 5。暗色包体含有更高含量的Sr、Ni、Co、Sc、V。稀土配分图及微量元素蛛网图见图 6。球粒陨石标准化稀土元素图呈现明显的右倾，轻稀土富集，重稀土亏损，LREE/HREE=5.98~8.48，Eu呈中等的负异常δEu=0.4~0.7。在原始地幔标准化微量元素图上，花岗闪长岩与暗色包体均富集大离子亲石元素Rb、Th、U、Pb，亏损高场强元素Nb、Ta、Ti，Ba、Sr也呈现出明显的负异常。
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图 5 九岭花岗闪长岩与暗色包体的哈克图解 Fig. 5 Harker diagrams for the Jiuling granodiorite and MMEs within it |
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图 6 九岭黑云母花岗闪长岩与暗色包体球粒陨石标准化稀土元素配分图及原始地幔标准化微量元素蛛网图 (标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 6 Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized trace element spidergrams for the Jiuling biotite granodiorite and MMEs (normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
九岭黑云母花岗岩的主要组成矿物有斜长石、钾长石、黑云母、石英、磷灰石、钛铁矿，包体与寄主岩石相比含有更多的黑云母。我们利用电子探针获得了寄主岩石和包体中的斜长石和黑云母的化学组成，并对它们的成因做了探讨。
斜长石的化学组成见表 2，代表性环带状斜长石An值变化见图 3d。斜长石以奥长石-中长石为主，An值变化范围为18~42。如图 3d所示我们对寄主岩石中的一颗环带状斜长石的研究结果显示该斜长石核部富Na (An=27) 边部富Ca (An=33~38)。总体来看寄主岩石和包体中斜长石成分没有明显差别。
黑云母的化学组成见表 3，分类图见图 7。九岭花岗闪长岩的黑云母为富铁黑云母，Fe/(Fe+Mg) 介于0.57到0.61之间，Mg#介于39到43。包体中的黑云母和寄主岩石的黑云母没有明显的成分差别。
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图 7 九岭黑云母花岗闪长岩黑云母分类 (据Rider et al., 1998) 及TiO2-Mg#图解 Fig. 7 Classification diagram (after Rider et al., 1998) and TiO2 vs. Mg# diagram for the Jiuling biotite granodiorite |
本文对九岭黑云母花岗闪长岩样品DHT-35进行了锆石U-Pb定年。如图 8所示，花岗闪长岩的锆石呈自形-半自形棱柱状，长100~200μm，长宽比为2:1。锆石的震荡环带发育，Th/U比大于0.1，指示这些锆石为岩浆成因。锆石定年分析结果见表 4，年龄谐和图解见图 9。30颗锆石中有4颗为继承锆石，1颗发生Pb丢失，剩余25颗锆石给出的206Pb/238U加权平均年龄为819Ma。该锆石年龄与前人报道的年龄相一致 (Li et al., 2003a; 薛怀民等, 2010; Zhao et al., 2013)，指示九岭黑云母花岗闪长岩侵位于819Ma。4颗继承锆石年龄介于877~979Ma之间。
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图 8 九岭黑云母花岗闪长岩的锆石CL图像及Hf同位素比值 Fig. 8 CL images of zircon grains with initial Hf isotope ratios for the Jiuling biotite granodiorite |
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图 9 九岭黑云母花岗闪长岩锆石207Pb/235U-206Pb/238U谐和图 Fig. 9 Zircon 207Pb/235U vs. 206Pb/238U concordia diagram of the Jiuling biotite granodiorite |
九岭花岗闪长岩具有非常均一的Nd同位素组成 (表 5、图 10)。黑云母花岗闪长岩的εNd(t) 为-4.0~-3.5，对应的两阶段模式年龄为1764~1806Ma。暗色包体具有较高的Nd同位素比值，其εNd(t) 为-3.4~-2.1，对应的两阶段模式年龄为1657~1756Ma。除此之外我们总结了区域上同时代 (t=824Ma) 的伏川基性-超基性岩Nd同位素组成 (据Zhang et al., 2012)，见图 10。
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图 10 九岭花岗闪长岩与暗色包体的εNd(t)-年龄图解及εNd(t)-MgO图解 伏川基性-超基性岩的同位素数据据Zhang et al., 2012; 双桥山群地层的同位素数据据张彦杰等, 2012 Fig. 10 εNd(t) vs. age and εNd(t) vs. MgO diagrams for the Jiuling granodiorite and MMEs Data of Fuchuan mafic-ultramafic rocks from Zhang et al., 2012; data of the Shuangqiaoshan Group from Zhang et al., 2012 |
九岭花岗闪长岩锆石Hf同位素分析结果见表 6，Hf同位素演化图解见图 11。花岗闪长岩的176Hf/177Hf初始比值为0.282192~0.282406，εHf(t) 值为-1.4~6.4，对应的两阶段模式年龄为1319~1818Ma。我们的分析结果显示30颗锆石中28颗锆石具有正的εHf(t) 值。
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图 11 九岭花岗闪长岩Hf同位素演化图解及Hf同位素频率分布图 Fig. 11 Hf isotopic data and histogram of initial isotope ratios for the Jiuling granodiorite |
中酸性岩浆中常见暗色包体，对其成因前人提出了以下三种认识：(1) 岩浆早期分离结晶形成的堆晶体或上升过程中同化混染的围岩捕掳体 (Clements et al., 1986)；(2) 源区部分熔融后的残留体 (White et al., 1999)；(3) 幔源基性岩浆与壳源长英质岩浆混合产物 (Holden et al., 1987; Chen et al., 2008, 2009, 2013; Feeley et al., 2008; Chen et al., 2015)。
九岭黑云母花岗闪长岩的包体缺乏堆晶结构表明其不可能是岩浆早期结晶的堆晶体，同样我们也没有观察到围岩捕虏体的存在。九岭花岗闪长岩包体显示典型的岩浆结构 (图 3b, c)，这排除了它是残留体的可能性，因为残留体显示变质结构 (White et al., 1999)。
我们认为九岭花岗闪长岩中暗色包体是幔源基性岩浆与壳源长英质岩浆混合的产物。我们的结论得到了以下证据的支持：(1) 野外观察表明暗色包体显示“火焰状”构造 (图 3a) 指示其流动特征，且没有发生固态变形，表明基性岩浆是在寄主岩浆处于半固结状态时注入的；(2) 包体中含有大量无定向排列的针状磷灰石 (图 3b)，针状磷灰石表明岩浆经历了一个淬冷过程。当基性岩浆注入温度较低的酸性岩浆时会发生淬冷过程，这个过程形成了包体中大量的针状磷灰石；(3) 斜长石具有复杂的环带结构 (图 3d)，富Na的斜长石核部被边部富Ca的斜长石所包裹，这个异常环带是由于基性岩浆注入所导致的；(4) 包体具有更高的Ni、Co、V、Sc、Sr (图 5)；(5) Nd同位素研究结果表明 (图 10)，包体的εNd(t)(-3.4~-2.1) 值高于寄主岩石的εNd(t)(-4.0~-3.5)，这排除了包体为岩浆早期结晶分离堆晶体的可能性；(6) 锆石的Hf同位素结果显示绝大多数的锆石的εHf(t) 为正值 (图 11)，最大为6.4，表明岩浆形成过程中明显有地幔组分的加入。
华北中生代花岗岩中的岩浆包体 (Chen et al., 2013) 中常常出现辉石、角闪石、黑云母等暗色矿物。九岭花岗闪长岩中包体中的暗色矿物除黑云母外未出现别的暗色矿物。我们对包体和寄主岩石的斜长石和黑云母进行了详细的矿物学研究。研究结果表明包体和寄主岩石的斜长石和黑云母具有均匀一致的化学组成 (图 7)，说明包体与寄主岩石共存的时间较长。彭卓伦等 (2011)认为华南的这种富云包体为岩石熔融的残渣，但包体明显的岩浆结构而非变质结构与此不一致 (图 3b, c)，野外看到的包体显示明显的流动混合构造如“火焰状”(图 3a) 也是残渣模式无法解释的。
我们认为这种富云包体是基性岩浆与富钾下地壳充分作用后的产物。寄主岩石和包体均显示富钾富铝相对贫钙的特征，其A/CNK=1.17~1.49，K2O/Na2O>1均说明九岭花岗闪长岩源区以变质沉积岩为主。当幔源的基性岩浆与这样的下地壳相互作用时，Ca优先进入斜长石中，熔浆中K是过饱和的，所以K会与基性岩浆带来的Fe、Mg组分结合形成黑云母 (而在富Na情况下会形成角闪石)，这与镜下斜长石稍早于黑云母结晶的现象一致。华北燕山期岩体的包体中往往出现辉石、角闪石等暗色矿物，我们认为主要是由于华北的下地壳以TTG和变质玄武岩为主，这样的下地壳相对富Ca贫K。因此我们认为包体中暗色矿物不同主要是受壳源岩浆组分 (寄主岩石岩浆) 控制的。
5.2 九岭花岗闪长岩的来源和成因九岭花岗闪长岩和暗色包体均显示明显的过铝质特征，具有高的CaO/Na2O (>0.3)，低的Rb/Sr (0.5~2.7) 和Rb/Ba (0.50~1.28)(图 12)，因此它的源区应该富集杂砂岩而贫粘土 (Sylvester, 1998)，这与区域上广泛出露的双桥山群地层相一致。Rb-Sr、Ba-Sr图解显示九岭岩体的演化以斜长石的分离结晶为主，这表明富云包体绝不是岩浆堆晶体 (图 13)。花岗闪长岩的Nd同位素非常均一，位于双桥山群的Nd同位素演化范围内 (图 10)。所以，双桥山群可能是九岭花岗闪长岩主要源区。
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图 12 九岭黑云母花岗闪长岩源岩判别图解 (据Sylvester, 1998) 实心数据为作者样品，空心数据据Li et al., 2003a; 图 13同 Fig. 12 Discriminant diagrams for the source rock of the Jiuling biotite granodiorite Data of solid circle from authors, empty circle from Li et al., 2003a; those also in Fig. 3 |
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图 13 九岭花岗闪长岩的Rb-Sr和Ba-Sr图解 Fig. 13 Rb vs. Sr and Ba vs. Sr diagrams for the Jiuling biotite granodiorite |
此外，我们认为九岭花岗闪长岩形成过程中一定有地幔组分的加入，证据如下：
九岭黑云母花岗闪长岩中普遍发育暗色包体 (MME), 暗色包体具有典型的岩浆结构。
(1) 野外观察及斜长石成分和结构的不平衡现象均记录了壳幔岩浆发生混合的过程。
(2) 花岗闪长岩和暗色包体的Mg#介于42~51(暗色包体的Mg#更高)，显著大于在同等硅含量的条件下玄武岩部分熔融实验熔体的Mg#(通常小于40)(图 14)，表明九岭花岗闪长岩不是纯的壳源熔体，其较高的Mg#符合壳幔岩浆混合模式。
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图 14 九岭黑云母花岗闪长岩的SiO2-Mg#图解 阴影部分为玄武岩部分熔融实验数据 (据Rapp and Watson, 1995) Fig. 14 SiO2 vs. Mg# diagram for the Jiuling biotite granodiorite The field of metabasaltic experimental melts (1~4GPa) from Rapp and Watson, 1995 |
(3) Nd同位素研究结果表明 (图 10)，包体的εNd(t) 为-3.4~-2.1，寄主岩石的εNd(t) 为-4.0~-3.5，包体具有更高的MgO和εNd(t)。同时代的伏川基性-超基性岩的εNd(t)=-1.2~5.7显示其来自于富集地幔。我们的暗色富云包体的εNd(t)=-2.1接近伏川基性-超基性岩的Nd同位素比值，可能记录了来自该类富集地幔的基性岩浆。
(4) 锆石的Hf同位素结果显示绝大多数的锆石的εHf(t) 为正值 (图 11)，最大为6.4，表明岩浆形成过程中明显有地幔组分的加入。
5.3 九岭花岗闪长岩的构造意义近年来随着Rodinia超大陆裂解问题讨论的进行，扬子板块与华夏板块碰撞的时间及江南造山带出露的大量新元古代花岗岩的成因及构造属性逐渐成为大家讨论的热点。部分学者认为扬子板块与华夏板块碰撞拼合发生在900Ma左右的格林威尔造山期，并认为新元古代花岗闪长岩是华南地幔柱活动的产物 (Li, 1999; Li et al., 1995, 1999)。我们基于以下证据，对扬子和华夏板块碰撞时间和九岭岩体形成的构造背景提出不同的解释：
(1) 九岭岩体侵入已发生明显变形的早新元古代双桥山群地层，后又被没有发生变形的南华纪硐门组不整合覆盖。这两个地层不整合的时间能够制约两个板块碰撞结束的时间。Wang et al. (2014)对双桥山群的碎屑锆石的研究表明其沉积时间为860~825Ma。九岭花岗闪长岩的侵位年龄为819Ma。因此扬子板块与华夏板块碰撞的时间应在825Ma左右而不是900Ma左右。
(2) 江南古陆出露的花岗闪长岩在空间上呈带状分布，这很难用地幔柱模型解释 (图 1)，除此之外华南缺乏标志地幔柱活动的大陆溢流玄武岩及大量的放射状岩墙群。
(3) 江南古陆早于830Ma的玄武岩往往具有岛弧的地球化学特征，而晚于830Ma的玄武岩则显示出洋岛玄武岩特征 (Zhao et al., 2011)。
(4) 江南隆起带东段发现了870~860Ma的高压蓝闪石片岩 (徐备等, 1992; Shu et al., 1994; Zhao and Cawood, 1999)。
结合区域上地层学、岩浆活动和变质作用的研究成果，我们认为九岭岩体形成于弧-陆碰撞造山带的垮塌阶段，扬子板块与华夏板块碰撞拼合的时间应为825Ma左右。
6 结论(1) 锆石U-Pb定年显示九岭花岗闪长岩形成于819Ma。岩相学、地球化学及Nd-Hf同位素研究表明九岭花岗闪长岩的形成是壳幔岩浆混合的产物，而不是单纯由地壳重熔的。
(2) 九岭岩体内部发育大量暗色富云包体是幔源基性岩浆与富K贫Ca下地壳相互作用的产物。
(3) 九岭花岗闪长岩形成于弧-陆碰撞造山带的垮塌阶段，扬子板块与华夏板块碰撞拼合的时间很可能在825Ma左右。
致谢 本文U-Pb实验测试过程得到了北京大学马芳老师的帮助，锆石Hf同位素测试得到了中国地质科学院吴才来老师、雷敏老师的帮助; 野外工作得到了江西省地调局916地质大队尹青青、余振东、钟波的大力支持和帮助; 北京大学刘经纬博士、李壮博士、陈伟博士在研究中提供了帮助; 评审专家对本文提出了宝贵的建议; 在此一并表示感谢。| [] | Andersen T. 2002. Correction of common lead in U-Pb analyses that do not report 204Pb. Chemical Geology, 192(1-2): 59–79. DOI:10.1016/S0009-2541(02)00195-X |
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