2018, Vol. 34
2. 福州大学紫金矿业学院, 福州 350108;
3. 南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室, 南京 210046;
4. 中国电建集团成都勘测设计研究院有限公司, 成都 610072;
5. 中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029
2. College of Zijin Mining, Fuzhou University, Fuzhou 350108, China;
3. State Key Laboratory for Mineral Deposits Research, Nanjing University, Nanjing 210046, China;
4. Chendu Engineering Corporation Limited, Power China, Chendu 610072, China;
5. Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China
四川省石棉县挖角地区构造上位于青藏高原东南缘特提斯-喜马拉雅造山系与扬子板块西缘的结合带，区域构造型式主要受西北部松潘-甘孜造山带、东北部受扬子板块西缘推覆作用的双重影响，形成了紧闭线状弧形褶皱构造和变形强烈褶皱、断裂，具有“双向造山”构造形态，是典型大地构造的结合部位，是研究松潘-甘孜和扬子板块构造演化的关键地区(刘俨然等, 1985; 许志琴等, 1991)。
扬子板块西缘新元古代岩浆活动强烈，并广泛分布于挖角地区，这些岩浆和基性-超基性侵入体沿着断裂的走向断续分布，主要岩性包括花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩、英云闪长岩等。前人对岩体矿物学、形成时代、岩浆来源和大地构造演化开展大量的探讨(徐士进等, 1996; 郭建强等, 1998; Li et al., 2002a, 2003, 2017; Zhu et al., 2004, 2008; Zhou et al., 2006a, b; Lin et al., 2007; Huang et al., 2009; 林广春, 2008; 杜利林等, 2009; Zhao and Zhou, 2009; 潘桂棠等, 2016)；前人对这些岩体的成因存在不同认识，部分认为是Rodinia期超级大陆裂解过程中地幔柱-超级地幔柱活动产物；部分认为是Rodinian超级大陆裂解成华南大陆时活动大陆边缘产物，与Rodinian超级大陆无关；部分认为与大陆边缘岩浆弧的俯冲碰撞造山活动相关。因此，研究这些岩体的侵入时代、来源和构造背景，对认识和约束新元古代华南板块构造演化和Rodinia超大陆的构建具有重要意义。
1 区域构造背景与样品特征挖角地区花岗岩位于四川省石棉县，构造上位于青藏高原东南缘，处于贡嘎山山脉南麓东南部、大渡河中游地带，是川西松潘-甘孜缝合带、扬子地台和义敦岛弧的结合部位(图 1a)，也是石棉-冕宁带乃至川西-扬子地台西缘的重要组成部分(林广春, 2008; 潘桂棠等, 2016)(图 1b)。挖角岩体分布于磨西断裂以东，平面上呈现为不规则状、近椭圆状，面积约20km2；西部侵入到中-下震旦统地层，东北部与中-下三叠统呈沉积不整合接触(图 1c)。根据岩性发育特征可分为中心相中-粗粒和细粒二长花岗岩，边缘相中-细粒钾长花岗岩。
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图 1 青藏高原东缘新生代构造分布图(据Wang et al., 2015)、扬子板块西缘新元古代侵入体出露位置(据李献华等, 2002略有修改)和挖角地区前寒武纪地质简图及采样位置(据李献华等, 2002; 翟明国等, 2014略有修改) Fig. 1 Cenozoic tectonic map of the eastern Tibetan Plateau (a, after Wang et al., 2015), showing the distribution of Neoproterozoic granite plutons in the western margin of Yangtze Plate (b, after Li et al., 2002) and sketch map of Neo-Proterozoic geological sketch and sample location in Wajiao area (c, after Li et al., 2002; Zhai et al., 2014) |
通常认为花岗岩是地壳产物，是组成地壳的主要岩石类型，由幔源岩浆经过结晶分异或幔源岩石部分熔融形成(陈国能, 2011; 陈国能等, 2015, 2017)。研究花岗岩成因是解释壳-幔作用和地壳生长的重要手段，也为大洋板块俯冲提供岩石学证据(陈建林等, 2011)。挖角地区花岗岩所揭示的地质意义与Rondnia超大陆的裂解、拼合时限和演化过程，具有重要意义，本文从野外地质调查出发，结合典型样品的岩石学、矿物学特征，运用锆石U-Pb年代学和原位Lu-Hf同位素示踪技术，探讨扬子板块西缘挖角地区岩浆作用时限及地壳生长的意义。
样品采集于四川省石棉挖角地区，采样坐标为N29°26′、E102°13′(图 1c)。岩体分布于挖角坝西南部一带，呈不规则条带状，长轴方向为北北西-南南东，与区域构造线基本一致。在西南部，岩体近平行于磨西断裂和大渡河断裂的南部；在东北部，岩体与关罗断裂和黄羊山断裂走向基本一致。两个岩体的岩石矿物学特征较为相似，总体呈现为灰白色，均为中-细粒半自形、自形二长花岗岩，块状构造(图 2a)，岩体部分区域发育与断裂展布方向近一致的拉长状暗色角闪辉长岩包体(图 2b)。
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图 2 挖角地区二长花岗岩野外露头特征(a、b)及薄片显微镜下照片(c、d) (a)灰白色中细粒二长花岗岩；(b)暗色角闪辉长岩包体呈拉长状分布于岩体中；(c)典型的蠕英结构；(d)角闪石典型特征.矿物缩写：Qtz-石英；Kfs-钾长石；Pl-斜长石；Bt-黑云母；Hbl-角闪石；Mag-磁铁矿; Spl-尖晶石 Fig. 2 Field photographs (a, b) and microscope images of samples (c, d) of the plutons from Wajiao area (a) grayish white medium-fine grained monzogranite; (b) dark grey hornblende gabbros inclusion distributed in intrusion; (c) typical vermicular structure; (d) typical hornblende. Abbreviation: Qtz-quartz; Kf-K-feldspar; Pl-plagioclase; Bt-biotite; Hbl-hornblende; Mag-magnetite; Spl-spinel |
样品SC-01为中粒半自形结构，主要矿物石英含量26%~30%，斜长石35%~38%，钾长石31%~35%，暗色矿物主要为黑云母和角闪石，含量±1%，副矿物组合为锆石、榍石和磷灰石等(图 2c)；石英及钾长石呈无色他形粒状充填，少数石英呈现为浅黄色，正低突起；可见典型的斜长石与石英发生交代形成的蠕英结构(图 2c)；斜长石呈板状，半自形，发育聚片双晶，An=27~30，部分边缘有绢云母化和高岭土化，命名为灰白色中粒二长花岗岩；样品SC-04为细粒半自形结构，与SC-01的成分、结构特征相似，不同的是石英不发育蠕英结构，偶见角闪石呈半自形柱状，解理夹角为56°，特征明显；黑云母呈半自形片状，一组完全解理(图 2d)；副矿物组合为锆石、榍石和磁铁矿；定名为细粒二长花岗岩。2个样品均可见暗色矿物黑云母不同程度的绿泥石化，部分斜长石内部含少量自形细小的黑云母和斜长石(图 2c, d)。
2 分析方法 2.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素测定用于U-Pb同位素测定的锆石单矿物分选由河北省区域地质矿产调查研究所完成，样品新鲜，重约5kg。将经过碎样、分选后的锆石在双目镜下挑出无裂隙、无包体、透明度好的颗粒，用环氧树脂固定、打磨、抛光至锆石中心部位暴露出来，然后进行透射光、背射光照相和阴极发光(CL)显微结构照相，具体步骤见谢其锋等(2017)，均在内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成。通过CL镜下对比和分析，选择锆石晶形完好、无裂隙、环带清晰，形态相似的锆石颗粒进行U-Pb年龄和Hf同位素测试。
锆石U-Pb同位素测试在内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成，仪器为第二代LA-ICP-MS测试仪，激光剥蚀系统为GeoLas2005，激光束斑直径为32μm，激光剥蚀样品的深度为20~40μm，详细的实验原理和流程参数见袁洪林等(2003)和Yuan et al. (2004)。锆石同位素比值和年龄计算时，采用与未知样品交替测得的标准锆石91500值为外标进行校正，元素含量采用美国国家标准物质局人工合成的硅酸盐玻璃NIST SRM610作为外标。采样方式为单点剥蚀，数据采集选用一个质量峰一个点的跳峰方式(Peak jumping)，每测试5个点测试一次标准样，保证测试仪器一直处于良好状态。以29Si作为内标元素进行校正，样品的同位素比值和元素含量数据处理采用GLITTER(4.1版，Macquarie University)软件，采用Andersen程序(Andersen, 2002)对测试数据进行普通铅校正，年龄计算及谐和图绘制采用ISOPLOT(2.49版，Ludwing, 2003)软件完成。
2.2 锆石MC-ICP-MS Lu-Hf同位素测定锆石Hf同位素组成分析在内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成，采用Neptune多接收MC-ICP-MS配套的New wave UP213激光剥蚀系统。激光束斑直径根据锆石的大小选择44μm，激光脉冲频率为8Hz，以He气作为载气。为了校正176Lu和176Yb对176Hf的干扰，取176Lu/175Lu=0.02658和176Yb/173Yb=0.796218作为定值，分别采用172Yb/173Yb=1.35274，179Hf/177Hf=0.7325对Yb，Hf同位素比值进行指数归一化质量歧视校正，Lu质量歧视和Yb一致。详细分析步骤可参见Wu et al. (2005)和候可军等(2007)。
通过详细对比锆石透射光、分散光和阴极发光图后，选择锆石形态相似、结构发育完整，且内部结构清晰、振荡环带发育的自形-半自形长柱状、粒状颗粒。U-Pb、Lu-Hf同位素测试锆石部分均无包裹体、无裂隙及无杂质。锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素测试点见典型阴极发光图像(图 3a, b)，测试数据结果经过校正后见表 1。锆石206Pb/238U-207Pb/235U同位素谐和年龄图见图 3a, b。为了保证Lu-Hf同位素分析数据的代表性，选择测试点时尽量接近U-Pb同位素测试点，分析结果经过校正后见表 2。
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图 3 挖角地区二长花岗岩LA-ICP-MS典型锆石阴极发光图像及206Pb/238U-207Pb/235U年龄谐和图 实线圆圈为U-Pb年龄测点，直径为32μm，示206Pb/238U年龄值；虚线圆圈为Hf同位素测点，直径为44μm Fig. 3 Typical CL images and 206Pb/238U-207Pb/235U concordia diagrams of zircon from the monzogranite in Wajiao area Solid circle represents U-Pb spot number, with a diameter of 32μm; dashed circle represents Hf isotope spot number, with a diameter of 44μm |
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表 1 挖角地区二长花岗岩(SC-01、SC-04)LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素分析结果 Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb isotopic analyses of the monzogranite in Wajiao area (SC-01, SC-04) |
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表 2 挖角地区二长花岗岩锆石Lu-Hf同位素分析结果 Table 2 Zircon Lu-Hf isotopic data of the monzogranite in Wajiao area |
样品SC-01所测锆石多为无色，晶形较好，多为长柱状，长约60~150μm，宽约50~100μm，长宽比介于2.5: 1~1.5: 1，少数为粒状。锆石CL图像清晰，具有岩浆成因的振荡生长环带结构，少部分有核部(图 3a)。选取30颗锆石进行U-Pb同位素测试，Th、U含量分别介于270×10-6~1439×10-6、294×10-6~8456×10-6，Th、U含量变化范围较大(表 1、图 4a)；Th含量分布较U集中，Th/U比值介于0.18~1.17，平均值为0.66，只有3个值小于0.3，所有值均大于0.1(图 5a)，为典型的岩浆成因锆石(吴元保和郑永飞, 2004)，高Th和U含量揭示锆石可能受到后期流体的改造，Th和U的相关系数为0.64。206Pb/238U年龄分布比较分散，揭示锆石遭受后期岩浆事件的影响，使得年龄分布比较分散，分布范围介于119.4~916.5Ma之间(表 1、图 4a)。
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图 4 挖角地区二长花岗岩锆石原位U、Th与206Pb/238U年龄投点特征 Fig. 4 Plots of U and Th vs. 206Pb/238U age for in-situ zircon from the monzogranite in Wajiao area |
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图 5 挖角地区二长花岗岩体锆石Th-U关系图 Fig. 5 U vs. Th relationship of zircons from the monzogranite in Wajiao area |
不同锆石颗粒之间的同一表面年龄变化不大，207Pb/206Pb年龄值可分为三组，分别为680.6~795.5Ma、806.6~916.5Ma和极少数大于1000Ma；207Pb/235U也可分三组，分别为119.4~370.4Ma、467.2~596.7Ma和600.8~884.0Ma；206Pb/238U值也具有类似的规律。同时，207Pb/206Pb、207Pb/235U和206Pb/238U年龄值具有依次减少的变化特征，表明三组年龄的不一致是由于锆石中放射成因铅同位素不同程度丢失引起。采用206Pb/238U-207Pb/235U谐和曲线构成线性较好的不一致线，所有测值都处于不一致线之上或内部。谐和线与不一致线上交点年龄为847±44Ma(N=30，MSWD=0.77)，代表了锆石结晶年龄，即岩体形成时间，揭示岩体形成于青白口纪。下交点年龄为143±41Ma(图 3a)，代表岩体遭受新生代的热事件。
3.2 细粒二长花岗岩样品SC-04所测锆石多为无色，自形-半自形，长柱状，长约50~150μm，宽约40~100μm，长宽比多为2: 1~1.2: 1。锆石矿物CL图像清晰，具有岩浆成因的振荡生长环带结构，少数具备核部、裂隙(图 3b)。选取30颗锆石进行U-Pb同位素测试，结果显示Th、U含量分布均匀，且比较集中，Th、U含量为167×10-6~820×10-6、172×10-6~536×10-6，高U(Th)值域相对集中，都属于高U(Th)(表 1、图 4b)，与SC-01样品具有类似的特征，高U(Th)分布更加集中。Th/U比值介于0.81~2.00之间，平均值为1.17，比值均大于0.3(表 1、图 5b)，具备典型岩浆锆石成因(吴元保和郑永飞, 2004)。锆石206Pb/238U-207Pb/235U谐和曲线相交点的年龄为852±33Ma(N=30，MSWD=1.9)(图 3b)，代表了岩体形成于青白口纪。
4 锆石原位MC-ICP-MS Lu-Hf同位素特征由于锆石中的Lu/Hf值较低，同时176Lu衰变生成176Hf极少，其比值通常小于0.002。因此，锆石176Hf/177Hf比值可代表其形成时的比值，为讨论其成因提供重要的依据(Patchett et al., 1982; Knudsen et al., 2001; Kinny and Maas, 2003; 吴福元等, 2007; 朱第成等, 2009)。岩石中的锆石总是由于不同成因形成，如同化混染、岩浆混合或机械混合等，锆石中Hf同位素组成可记录地壳、地幔混合岩浆二端元的初始信息(Li et al., 2002; 吴福元等, 2007)。εHf(t)低值代表早期未受幔源组分影响的古老基底的地壳物质熔融而形成，高值指示锆石在形成过程中经历比较明显的地壳、幔源岩浆混合，或直接来源于新生地壳的部分熔融(Griffin et al., 2002; Li et al., 2002; Belousova et al., 2006; Andersen et al., 2007; Yang et al., 2007)，随着岩浆作用的继续作用最终会逐渐形成均一化，因此εHf(t)值的变化范围会逐渐变小(吴福元等, 2007; 邱检生等, 2008; 谢其锋等, 2017)。
在LA-ICP-MS锆石U-Th-Pb同位素测试的基础上，选取测试锆石的相邻部位进行MC-ICP-MS Lu-Hf同位素测试，并用测定的岩体形成年龄对176Hf/177Hf和εHf(t)值进行校正，结果见表 2。
4.1 中粒二长花岗岩表 2可以看出，中粒二长花岗岩30颗锆石经过校正后的初始值176Hf/177Hf介于0.282353~0.282506之间，分布范围相对集中(表 2、图 6a)；εHf(t)值介于+3.9~+9.3，均大于0，均值为+6.5(表 2、图 7a)；Hf同位素模式年龄(tDM1)为1.04~1.27Ga，平均值为1.15Ga；Hf同位素二阶段模式年龄(tDM2)为1.14~1.48Ga，平均值为1.32Ga(表 2、图 7a)。锆石U-Pb年龄数据与εHf(t)值演化关系可以看出，U-Pb年龄具有较单一的分布范围，分布范围比较集中(表 2、图 8a)。
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图 6 挖角地区二长花岗岩锆石176Hf/177Hf-176Lu/177Hf关系图 Fig. 6 Plot of 176Hf/177Hf vs. 176Lu/177Hf of zircon from the monzogranite in Wajiao area |
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图 7 挖角地区二长花岗岩锆石εHf(t)统计直方图 图中方框代表算术统计频率，线条代表概率统计频率 Fig. 7 Zircon εHf(t) histograms of the monzogranite in Wajiao area |
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图 8 挖角地区二长花岗岩锆石tDM2统计直方图 图中方框代表算术统计频率，线条代表概率统计频率 Fig. 8 Zircon tDM2 histograms of the monzogranite in Wajiao area |
样品SC-04初始值176Hf/177Hf介于0.282014~0.282422，分布范围相对集中(表 2、图 6b)；εHf(t)值介于-8.0~+6.5，大于0的值有25个，均值为+4.3；小于0的值有4个，均值为-2.23(表 2、图 7b)，值为-8.0的反映了测试点为锆石的继承核；Hf同位素模式年龄(tDM1)为1.16~1.88Ga，平均值为1.30Ga；Hf同位素二阶段模式年龄(tDM2)为1.33~2.24Ga，平均值为1.52Ga(表 2、图 7b)。锆石U-Pb年代学与εHf(t)值演化关系图可以看出，U-Pb值具有较广泛的年龄值分布范围，分布范围比较宽(表 2、图 8b)。
5 讨论 5.1 年代学格架华南地块由西北的扬子板块，东南的华夏板块和西部N-S向的康滇裂谷组成(Wang et al., 2015; 潘贵棠等, 2016)。研究区新元古代地层包括盐边、峨边、黄水河群和志留系地层组成(耿元生等, 2008; Zhao et al., 2010)。研究区北部的瓦斯沟花岗岩形成~795Ma，花岗闪长岩形成于755~770Ma(Zhou et al., 2006a, b)；二长花岗岩、钾长花岗岩形成于809±22Ma(马国干等, 1984)，康定花岗质杂岩形成于±800Ma(Zhou et al., 2006a)，苏雄组火山岩形成于803±12Ma(Li et al., 2002)，丹巴贡才岩体、丹巴格宗岩体及田湾河扁路岗岩体，是同期形成(徐士进等, 1996; 凌洪飞等, 1998)。因此，新元古代花岗闪长岩侵入岩广泛分布，其侵入年限范围较宽，介于860~740Ma之间(图 9)。
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图 9 扬子板块西缘新元古代火成岩锆石U-Pb年龄分布柱状图 数据来源：徐士进等, 1996; 郭建强等, 1998; Li et al., 2003; Chen et al., 2005; Zhou et al., 2006a, b; Lin et al., 2007, 2010; 耿元生等, 2008; Sun and Zhou, 2008; Zhu et al., 2008; Huang et al., 2009; 刘树文等, 2009a, b; Zhao and Zhou, 2009; 林广春, 2010; Zhao et al., 2010; 本文 Fig. 9 Histogram of zircon U-Pb ages from the Neoproterozoic igneous rocks inthe western margin of Yangtze Block Data sources : Xu et al., 1996; Guo et al., 1998; Li et al., 2003; Chen et al., 2005; Zhou et al., 2006a, b; Lin et al., 2007, 2010; Geng et al., 2008; Sun and Zhou, 2008; Zhu et al., 2008; Huang et al., 2009; Liu et al., 2009a, b; Zhao and Zhou, 2009; Lin, 2010; Zhao et al., 2010; the article |
本次野外地质调查结果结合新元古代岩浆岩和中元古代基底-新元古代裂谷系的相互关系，通过高精度锆石U-Pb同位素年龄，将扬子板块西缘新元古代岩浆分为前裂谷期和同裂谷期(Li et al., 2003)；按照裂谷阶段对应于晋宁期和澄江期，晋宁期岩浆为侵入中元古代变质变形基底的前裂谷阶段(徐士进等, 1996; 郭建强等, 1998; 李献华等, 2002; Zhou et al., 2002, 2006a, b)；澄江期岩浆为侵入到新元古代裂谷岩系下部的同裂谷阶段(马国干等, 1984; 徐士进等, 1996; 沈渭洲等, 2002)。本次通过高精度LA-ICP-MS方法获得挖角花岗岩体的形成年代分别为847±44Ma、852±33Ma，揭示了挖角地区花岗岩体属于扬子板块西缘晋宁期前裂谷阶段形成阶段，本次研究结果与前人的研究成果有较好的吻合性(李献华等, 2002; Li et al., 2003)。
5.2 花岗岩成因及源区特征实验岩石学揭示，多种源岩在部分熔融状态过程中会形成花岗质熔体，并且温度、压力的范围比较宽(Rapp and Watson, 1995; Patino Douce and Beard, 1996; Winther, 1996; Skjerlie and Douce, 2002)。花岗岩熔体成分发生变化的原因主要取决于初始熔融物质的组成成分、发生熔融时的温度、压力和初始含水量(Jagoutz et al., 2006)。泥岩类部分熔融后可形成强烈富铝、富钾的熔体，而硬砂岩发生部分熔融后可以形成中等到强烈富铝的花岗闪长岩或花岗岩熔体，玄武岩发生部分熔融后可形成云英质-奥长-花岗闪长质熔体(Wolf and Wyllie, 1994; Rapp and Watson, 1995; Winther, 1996)。花岗质熔体的源岩由含水或含水矿物在发生部分熔融时形成(Wolf and Wyllie, 1994; Rapp and Watson, 1995; Winther, 1996; Skjerlie and Douce, 2002; Bryan and Ferraii, 2013)。
前人研究表明，扬子板块西南部花岗岩类A/CNK不大于1.1，属于准铝质-略过铝质，Harker图解中P2O5与SiO2呈负相关；微量元素出现强烈的P、Sr、Ti、Eu负异常，明显的Nb、Ta负异常和Th正异常；稀土元素方面以轻微富集轻稀土、重稀土基本水平分布为特征，明显Eu负异常，呈现Ⅰ型花岗岩地球化学属性(李献华等, 2002; 林广春等, 2006)；室内岩石薄片也观察到角闪石、榍石和磁铁矿等，这些是Ⅰ型花岗岩的特征矿物(图 2d)。
这些花岗质岩石普遍具有εNd(t)高值，如格宗和东谷岩体εNd(t)值介于+1.1~+2.6(凌洪飞等, 1998)、苏雄组酸性火山岩εNd(t)值介于+0.8~+4(张宗清等, 2000)、汉南杂岩εNd(t)值介于+1.3~+2.2(李献华等, 2002; Li et al., 2003; 林广春等, 2006)，说明岩石源岩同位素组成均一，且主要来源于幔源岩石(张宗清等, 2000; 李献华等, 2002; 林广春等, 2006)。εNd(t)-SiO2、εNd(t)-K2O图解呈现明显的负相关关系，表明有地壳物质的加入(林广春等, 2006)。花岗质岩类的εHf(t)值(-17)(林广春等, 2006)，本文获得花岗岩原位锆石εHf(t)值介于-8.0~+9.3，中粒二长花岗岩εHf(t)均为正值，介于+3.9~+9.3之间，平均为+6.5；二阶段模式年龄tDM2为1.14~1.49Ga(表 2、图 9a)，均值为1.32Ga；细粒二长花岗岩εHf(t)值以正值为主，少量负值，正值介于+0.1~+6.5之间，均值为+4.3，负值为-8.0~-0.1，均值为-2.3，二阶段模式年龄tDM2为1.33~2.24Ga(表 2、图 9b)，均值为1.52Ga。同时，在CL图像上可以观察到锆石中发育裂纹、古老继承核，揭示了古老地壳物质的参与，这与前人研究结果有较好的吻合性(Li et al., 2003; 林广春等, 2006)。因此，挖角地区花岗质岩类的特征反映源岩为晚古元古代-晚中元古代基底地壳物质的大规模熔融形成，经历了明显的地壳-地幔岩浆混合过程，有亏损地幔物质贡献。
在岩浆的形成过程中，中粒二长花岗岩的176Hf/177Hf-176Lu/177Hf值(表 2、图 6a)、εHf(t)值(表 2、图 7a)、Hf同位素二阶段模式年龄(表 2、图 8a)及Hf同位素演化(表 2、图 10a)反映了源岩分布范围和值域均较小，揭示了中粒二长花岗岩岩浆来源具有较为均一的锆石Hf同位素组成；而细粒二长花岗岩的各个对应值分布范围和大小均比较分散，揭示源岩的多样性(表 2、图 6b、图 7b、图 8b、图 10b)，在形成的过程中有更加明显的地壳-地幔岩浆的混合过程，有亏损软流圈地幔物质的贡献。
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图 10 挖角地区花岗岩类锆石Hf同位素演化图 Fig. 10 Zircon εHf(t) values vs. age (Ma) diagram of the granites from Wajiao area |
前人研究认为，扬子板块西缘新元古代岩浆岩的形成环境存在着岛弧模式(He et al., 2013; Zhou et al., 2006a, b)和地幔柱/超级地幔柱成因(Li et al., 2002b, 2003)。地幔柱成因认为，830~750M期间在Rodinia超大陆下存在地幔柱，地幔柱的活动导致了华南地壳的抬升-去顶、大陆裂谷和广泛的双峰式岩浆作用，最终导致了Rodinia超级大陆的裂解(徐义刚, 2002; 徐义刚等, 2007; Zheng et al., 2008; Du et al., 2014; 赖绍聪和朱韧之, 2017; 田辉等, 2017)。岛弧模式成因认为，扬子板块西缘-西南缘在865~760Ma期间是活动大陆边缘，岩浆活动是洋壳向东俯冲消减于扬子板块之下形成的岩浆弧，或是被消减海洋岩石圈俯冲带包围的孤立陆块(Zhou et al., 2006a, b; 郭春丽等, 2007)。本文的研究结果，初步证实挖角地区岩浆活动是扬子板块西缘865~760Ma期间(847±44Ma和852±33Ma)从板内火山岩带到活动大陆边缘演化的历程，在一定程度上与前人研究的岛弧成因较为吻合。
6 结论(1) 本文研究表明，扬子板块西缘挖角地区灰白色中细粒和细粒板状角闪黑云二长花岗岩LA-ICP MS锆石U-Pb年龄揭示本区发生一期强烈的岩浆侵入活动，岩浆活动时期为847±44Ma和852±33Ma，属于晚青白口世。
(2) 锆石Lu-Hf同位素研究表明，挖角地区二长花岗岩类的εHf(t)既有正值，也有负值；中粒二长花岗岩的εHf(t)值均为正值，对应的二阶段模式年龄为1.32Ga反应其源岩为早中元古代地壳的部分熔融为主，经历了明显的幔源物质的贡献。细粒二长花岗岩的εHf(t)值以正值为主，对应的二阶段模式年龄为1.46Ga，负的εHf(t)值对应年龄为1.87Ga，反应其源岩为早中元古代地壳的基底成分为主，伴有幔源岩浆和早中元古代地壳物质的贡献。
(3) 根据不同岩体花岗岩类时空特点，结合地球化学分析及锆石Lu-Hf同位素特征，晋宁期花岗岩类的形成环境具有从火山岩带到活动大陆边缘的变化特征。即852±33Ma以前，扬子板块西南缘向西俯冲，形成了岛弧型花岗岩类；847±44Ma开始，随着俯冲的继续，形成了活动大陆边缘的高钾钙碱性花岗岩类。
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