扬子西缘登相营群基性岩墙锆石U－Pb年代学及岩石地球化学特征

任光明，庞维华，孙志明，尹福光，肖启亮

（1.中国地质调查局 成都地质矿产研究所，成都610081；2.四川省地矿局 攀西地质大队，四川 西昌615000）

基性岩墙群作为一种特殊的构造岩浆类型，是岩石圈（或地壳）伸展事件及克拉通构造演化的重要标志[1]，同时也是古板块恢复再造的重要标志[2，3]。在继大洋中脊及蛇绿岩岩墙群（杂岩）研究热潮之后，大陆克拉通内基性岩墙群的研究成为国际上大陆地质学研究的热点之一，在早期大陆地壳演化中具有重要意义。扬子陆块西缘新元古代构造－岩浆活动非常强烈，区域上形成了大量中酸性火成岩；基性－超基性岩分布范围较小，主要以岩墙、岩席和岩脉的形式侵位于中新元古界变质基底岩系之中。目前由于对这些岩浆岩的地球化学特征的不同解释，导致对其成因和形成的大地动力学构造背景存在不同的认识，主要有860～750Ma B.P.的地幔柱[4－7]和865～760Ma B.P.的岛弧[8－10]两种观点；另外也有观点认为扬子陆块周缘新元古代岩浆活动经历了早期弧－陆碰撞、晚期伸展垮塌和大陆裂谷再造3个构造演化阶段[11－16]。

扬子西缘出露的登相营群是扬子西缘古老变质基底岩系之一，前人对其开展过1∶20万、1∶5万以及正开展的1∶25万区调工作和专题研究[17－23]，已基本查明其空间展布和岩石组合，时代划归为中元古界或待建系（全国地层委员会2011年征求意见稿），并将九盘营组（英安岩锆石SHRIMP U－Pb年龄为824Ma，待刊数据）浅变质岩系从原登相营群中解体出来划为青白口系。作者在最近开展野外地质调查过程中，在登相营群中发现大量基性岩墙群，反映扬子西缘乃至整个华南扬子地区一次重要的构造－岩浆事件。本文在对登相营群中基性岩墙开展地质、岩相学研究的基础之上，结合精细的锆石同位素测龄、岩石地球化学的分析，确定基性岩墙的形成时代，研究基性岩墙的地球化学特征，探讨其形成的大地构造属性。

1 地质概况及岩相学特征

登相营群位于扬子准地台西缘、康滇台隆中段东侧，属康滇地轴与上扬子台拗过渡部位，处于南北向安宁河断裂带南段，攀枝花幔隆与昭觉－巧家幔拗之间的过渡区域（图1），北部被新元古界小相岭流纹岩、开建桥组及列古六组不整合覆盖，东部和南部分别与震旦系观音崖组和中生界白果湾组不整合接触，西部沿安宁河一线普遍被第四系覆盖。由于第四系掩盖严重和后期构造岩浆活动十分发育，登相营群呈一系列构造块体零星分布，其中因“泸沽花岗岩”侵吞作用占据了相当广泛的地理空间。另外，区域上呈北东－南西走向展布的基性岩墙群在登相营群中广泛发育，主要集中在泸沽以北黑林子、松林坪、朝王坪以及登相营铁矿区。

图1 研究区地质简图及采样位置Fig.1 The geological sketch map of study area and sampling location

登相营群为一套浅变质岩系，区域上岩性主要为变砂岩、板岩、千枚岩、条纹状大理岩、块状含藻白云岩夹中酸性火山岩，未见底。野外地质调查表明，冕山地区登相营群普遍被后期基性岩墙和花岗质岩侵入。本次调查登相营群剖面（图2）发现，泸沽花岗岩主要侵位在登相营群南部及西北方向，基性岩墙则普遍侵位在登相营群各个地层组中，甚至包括原划分的九盘营组。

野外及室内薄片鉴定表明，冕山地区登相营群内发育的基性岩墙其岩性主要为辉绿岩，岩石整体为深灰绿色－灰黑色，具明显的变余辉长－辉绿结构，块状构造，个别样品蚀变较强，含磁铁矿。本次采集的样品镜下观察矿物组合斜长石（质量分数为40%～55%）为半自形长柱状，呈无序排列，均发生不同程度绢云母化－绿泥石化，少数样品（MS3－5b）斜长石构成格架状分布，可见到斜长石被绢云母所交代而表现其假象特征；蚀变辉石（质量分数为20%～35%）呈半自形珠状，充填于斜长石的间隙之中，少数辉石蚀变为角闪石（MS3－5b），发生强绢云母和绿泥（帘）石化。样品MS1－9b中暗色矿物几乎被绿泥石化所取代，由于与斜长石的强绿泥石化混合于一体，因此暗色矿物多消失，而斜长石呈现隐约的假象；磁铁矿化（质量分数为4%～10%）多呈条带状或细粒状充填在斜长石的间隙中，少数包裹在角闪石中；其他矿物主要有石英（质量分数为1%～7%）和副矿物磷灰石（质量分数为1%）及方解石（质量分数为1%～2%）。

2 样品及分析方法

图2 冕山地区登相营群剖面图Fig.2 The profiles of Dengxiangying Group in the Mianning area

在对登相营群变质岩系开展野外地质调查基础之上，用于本次同位素测试的1件样品和7件岩石地球化学测试样品均采自冕山乡九盘营至松林坪一线侵位到登相营群中的基性岩墙。样品MS1－6TW为深灰绿色弱蚀变辉绿岩，地理坐标：纬度 N：28°28′21″，经度 E：102°22′29″（图1、图2）；岩石具中－细粒辉绿结构，块状构造，局部片理化，含少量磁铁矿。

用于同位素测试的样品质量约为30kg，首先在实验室将样品粉碎至60～100目，经常规浮选和磁选的方法分选后，得到约120粒锆石。后在双目镜下经人工挑选，使锆石纯度在99%以上。锆石多呈无色－黄灰色透明粒状－短柱状；粒径大多数较小，介于20μm×80μm～40μm×150μm之间；少部分相对较大，介于60μm×200 μm～150μm×280μm之间。将锆石与数粒标准锆石TEM置于环氧树脂中，然后磨至约1／2，使锆石内部新鲜部分充分暴露，最后制成厚5～6 mm、直径约35mm的圆形靶，并抛光、镀金，然后对锆石进行显微反射光和透射光照相、显微阴极发光（CL）图像研究，随后进行SHRIMP U－Pb分析。锆石显微照相、CL显微图像研究在北京离子探针中心扫描电镜实验室完成。

锆石SHRIMP U－Pb年龄测定是在北京离子探针中心的 SHRIMP－Ⅱ上进行，采用SHRIMP U－Th－Pb详细的分析流程[24－27]。应用澳大利亚国家地质调查局年龄为417Ma的标准锆石TEM进行元素之间的分馏校正（interelement fractionation），采用Pb／U＝A（UO／U）2[28]公式进行Pb／U校正。另外，采用标准锆石SL13标定测试分析锆石的U，Th和Pb含量。其中，标准锆石SL13的年龄为572Ma，238U的质量分数为238×10－6，wTh／wU≈0.088。原始数据的处理和锆石U－Pb谐和图的绘制过程采用Squid 1.0和Isoplot 4.0程序[29]。测试分析数据处理采用澳大利亚国立大学PRAWN程序[30]。普通铅校正根据实测的204Pb进行，普通铅的组成根据Claoué－Long等[28]模式计算得到。数据表中，年龄的误差为1σ绝对误差，同位素比值的误差为1σ相对误差；文中所使用的207Pb／206Pb年龄、206Pb／238U年龄加权平均值和谐和年龄计算值具95%的置信度误差。

岩石地球化学样品分析测试工作在核工业地质研究院测试中心完成。主元素采用X射线荧光光谱法测定，仪器为飞利浦PW2404X射线荧光光谱仪，其分析精度优于5%。稀土、痕量元素测试采用酸溶法制备样品，在电感耦合等离子体质谱仪ICP－MS上完成，分析精度优于10%。

3 基性岩墙的形成时代

由于本次挑选的基性岩墙锆石颗粒较小，因此选取的分析测试点相对较少（表1）。根据辉绿岩墙群锆石CL图像，锆石多呈半自形短柱状－粒状（图3），内部有发育不太明显的环带结构，如测点6－4、6－5、6－6、6－7；少数呈条带状结构，如测点6－1、6－3、6－8，表现为颜色较暗的均一体，说明基性岩浆侵位和结晶较快。2类锆石的wTh／wU比值较高，在0.51～1.16之间，均为＞0.4，说明这些锆石均为基性岩墙侵位的岩浆结晶锆石。7个分析点年龄在误差范围内一致，其206Pb／238U年龄的加权平均值为（774±10）Ma（MWSD＝1.6，图4），代表基性岩墙群的形成年龄，即新元古代中期。该年龄值跟林广春等[31]获得的与康定花岗质杂岩空间上共生的基性岩墙的年龄（779 Ma±6Ma）一致，而与康定岩群中片麻状花岗质岩的年龄（764～797Ma）[8，9，32]、辉长岩（原沙坝麻粒岩相片麻岩）、闪长岩和花岗闪长岩的年龄（751～775Ma）[5，33]等在误差范围内一致。

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图3 登相营群内辉绿岩墙锆石CL图像、SHRIMP测点及206Pb／238 U年龄值Fig.3 Zircon CL images，dating points and 206Pb／238 U ages from diabase dykes in Dengxiangying Group

图4 喜德地区辉绿岩锆石SHRIMP U－Pb年龄谐和图Fig.4 Zircon SHRIMP U－Pb concordant ages diagrams from diabase swarms in the Xide area

另外，个别见及明显的核边结晶环带不协调的生长结构（测点6－2），核部颜色为暗色，边部为浅色变质增生边，测得其边部206Pb／238U年龄（141Ma±3Ma）不可能为基性岩墙锆石结晶的年龄，应该代表中生代一次构造－岩浆热事件的年龄。区域上，瓦斯沟细粒状辉绿岩不一致线下交点（122±30）Ma[31]，鲜水河断裂带内发育的折多山花岗岩中继承性锆石（156±8）Ma[34]，松潘－甘孜褶皱带内广泛发育的花岗岩年龄集中在197～153Ma[35]；石棉县大水沟碲矿区斜长角闪岩中锆石不一致线下交点年龄（135.5±6.9）Ma[36]，扁路岗角闪二长花岗岩的U－Pb不一致线下交点年龄（163±6）Ma[37]，丹巴县斜长角闪岩与十字石片岩的矿物 Rb－Sr等时线年龄150～160 Ma[38]等：这些同位素年龄均反映中生代区域性构造－岩浆作用的地质记录。

4 岩石地球化学特征

4.1 主元素

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本次采集的扬子西缘登相营群中基性岩墙群地球化学测试分析结果如表2所示。7件基性岩墙样品虽然野外观察均较新鲜，但仍有不同程度的蚀变，测试分析结果显示所有样品烧失量LOI均为＞1.2%。基性岩墙的主元素含量不太稳定，其质量分数有一定的变化，SiO2为31.70%～48.04%，平均值为43.69%；Al2O3为14.40%～23.61%，平 均 为 17.63%；TiO2为 1.73%～3.23%，平均为2.46%，与大陆裂谷型火山岩相当。3 件 样 品 （MS1－8b，MS3－4b，MS3－5b）的P2O5相对较低，质量分数为0.13%～0.25%；而其他4件样品（MS1－4b，MS1－6b，MS1－9b，MS2－1b）有较高的P2O5含量，质量分数为0.33%～0.44%。所有样品全铁（FeO＊）的质量分数为12.82%～24.49%，平 均 为 17.49%；MgO 为2.92%～10.38%，平 均 为 6.91%；Na2O 为0.17%～2.27%，平均为1.04%；大多数样品富K2O，为0.13%～4.54%，平均为2.13%；Na2O＋K2O除个别（MS1－9b）具有极低值0.3%外，其他6件样品为2.19%～4.98%。在TAS图解（图5）上样品岩石类型主要为玄武质岩，个别样品（如 MS1－4）为碱性玄武质岩和（MS1－9）苦橄玄武质岩。w（K2O）／w（Na2O）普遍较高，且变化范围较大，在0.41～13.06之间。总体上基性岩墙显示出弱（亚）碱性玄武岩的主元素特征，与活动大陆边缘和岛弧玄武质岩有一定的差异[39，40]。考虑到K，Na和低场强元素（LFSE）在蚀变过程中发生部分迁移，结合高场强元素（HFSE）、Th及稀土元素等不活泼元素来探讨岩石学类型较为适用。在（Zr／P2O5）－（Nb／Y）岩石系列图解（图6－A）中，所有样品均显示拉斑玄武质岩石系列演化趋势，在（Nb／Y）－（Zr／TiO2）岩石分类命名图解中所有基性岩墙样品投入亚碱性玄武岩范畴内（图6－B）。

4.2 痕量元素及稀土元素

图5 登相营群中基性岩墙TAS图解Fig.5 The TAS diagram for the mafic dyke swarms in Dengxiangying Group

图6 登相营群内基性岩墙（Zr／P2O5）－（Nb／Y）和（Nb／Y）－（Zr／TiO2）岩石分类及系列划分图解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

图7 登相营群内基性岩墙群痕量元素原始地幔标准化蛛网图及稀土元素配分图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

基性岩墙痕量元素和稀土元素标准化后，其大离子亲石元素（LILE）或不相容元素Rb，K，Ba，LREE不同程度富集；Pb，Zr，Hf相对富集；Nb，Ta，Ti相对弱亏损：说明大陆和岩石圈的贡献相对明显，岩浆在结晶晚期有大量地壳物质的加入。在痕量元素蛛网图（图7－A）上，不相容元素Sr，Rb，Ba和K等变化明显，其他元素相对平坦。7件样品中wZr／wY比值除个别样品（MS1－6b为3.09）相对较低外，其他样品在4.11～8.70之间，明显与岛弧拉斑玄武岩（wZr／wY＜3.5）不同，类似于板内玄武岩（wZr／wY＞3.5）特征。所有样品wZr／wSm为33.5～74.83，远大于岛弧玄武岩（wZr／wSm＜20），接近（或大于）板内玄武岩（wZr／wSm≈30）[39，43]。所有样品中 Sr元素负异常明显，加之样品烧失量普遍偏高，这些有可能与岩石后期蚀变作用有关。

本区基性岩墙稀土元素含量总体偏低，∑REE的质量分数为（61.0～169.8）×10－6（表2）。图7－B的稀土标准化配分图解显示基性岩墙稀土元素分为2组。第一组为平坦型，包括4件样品：MS1－6b，MS1－8b，MS3－4b和 MS3－5b，稀土总量相对较低（w∑REE＝61.0×10－6～65.4×10－6），轻稀土（wLREE）为（33.1～46.7）×10－6，重稀土（wHREE）为（22.6～27.9）×10－6，轻重稀土分异相对较弱，（wLa／wYb）N为0.74～1.15，（wCe／wYb）N为0.69～1.14，具有弱Eu正异常，δEu值为1～1.35，个别显示弱负 Eu异常（如 MS1－6b其δEu值为0.83）。第二组为略右倾型，包括3件样品：MS1－4b，MS1－9b和 MS2－1b，它们的稀土总量相对要高（w∑REE为106.1×10－6～169.8×10－6），轻稀土（wLREE）为（72.9～130.6）×10－6，重稀土（wHREE）为（33.2～39.3）×10－6，轻重稀土分异相对较强，（wLa／wYb）N为 1.38～2.80，（wCe／wYb）N为1.26～2.21，具有负 Eu异常或弱Eu正异常，其δEu值为0.84～1.0。

2组基性岩墙稀土元素表现出稀土总量和轻稀土分馏程度的微弱差异，重稀土变化不明显，说明它们为同源岩浆连续演化的特征，负Eu异常特征不明显指示岩浆在成岩过程中有较多斜长石未被分离而残留下来。

5 讨论

5.1 岩石成因及源区特征

通常情况下，基性岩墙群是地壳伸展拉张背景下从深部侵位的基性岩浆的产物，本身包含了大量关于地球动力学演化方面的地质信息[44]。本区基性岩墙群TiO2的质量分数为1.73%～3.23%，明显高于活动大陆边缘玄武岩的值（0.85%）。在Zr－Ti图解中绝大多数样品落在板内玄武岩区域（图8－A）。痕量元素环境判别图Zr－Zr／Y图解（图8－B）中，除1件样品（MS1－6b）分布在板内玄武岩和洋中脊玄武岩共同区外，其他均投入板内玄武岩区，而在Zr－Ti图解中所有样品均落入板内玄武岩区域（图8－C）。痕量元素wZr／wBa为0.4～17.0，≫0.2[45]，由此说明登相营群内基性岩墙群形成于板内构造环境，是大陆地壳拉张、岩石圈减薄机制下上涌的软流圈地幔岩浆经历了不同程度的分离结晶和地壳部分混染作用而侵位的产物。

全部样品的 Mg＃值变化范围较大，在27.3～44.2之间，均为＜65，说明基性岩墙已发生了一定程度的结晶分异演化。结合MgO对主元素及少数痕量元素的Harker图解（图9），主元素中除了Fe2O3和TiO2与MgO呈负相关性、FeO与MgO呈正相关以外，其他元素与MgO没有特别明显的规律性变化，表明岩浆结晶分异较弱。特别是痕量元素Ni与MgO表现为一定负相关性（图9－F），Ni含量随着MgO的降低而有所升高，表明没有发生明显的橄榄石结晶分异作用。Ni，Sc和Co与MgO大致呈负相关性（图9－C，F；Co与MgO相关图解略）、Cr与MgO负相关性不太明显的特征，同样揭示基性岩墙在形成演化过程中橄榄石和单斜辉石的结晶分异作用不明显。

图8 基性岩墙群Zr－Ti及Zr－Zr／Y图解Fig.8 Zr－Ti，Zr－Zr／Y diagrams for mafic dyke swarms

（Ta／Yb）－（Th／Yb）图解反映所有样品都分布在富集地幔与亏损地幔线之间，且靠近亏损地幔端元 （图略。据 Wilson，1989）。结合wTh／wTa比值可用作判别基性岩墙发生混染作用[47]的指数，原始地幔的 wTh／wTa值为2.3，大陆地壳为10；本文辉绿岩墙群的wTh／wTa比值介于1.3～4.4，集中在原始地幔与大陆地壳比值之间。痕量元素地球化学特征揭示亏损的地幔物质经过部分熔融形成的原始岩浆经历了结晶分异和围岩的部分同化混染作用（图10），且二者可能同时进行，代表扬子西缘新元古代中期一次重要壳幔相互作用地质事件。痕量元素蛛网图（图7－A）上表现出的强不相容元素Sr，Rb和Ba起伏变化明显，弱不相容元素变化较小且相对平坦，与大陆拉斑玄武岩和OIB型玄武质岩分布曲线相似，亦暗示不均一的地幔源区和大陆地壳的混染作用。区域上，川西地区新元古代镁铁质岩具有较低的εNd（t）值1.43～4.18[48]和高的εHf（T）值（17.44）[31]，反映岩浆源于亏损的软流圈地幔，在上升过程中受地壳物质的部分混染，类似于澳大利亚Gairdner岩墙[49]。

图9 登相营群内基性岩墙群Harker图解Fig.9 The Harker diagrams for mafic dyke swarms in Dengxiangying Group

图10 基性岩墙群（La／Yb）－（Th／Ta）图解Fig.10 （La／Yb）－（Th／Ta）diagram for mafic dyke swarms

岩浆在结晶分异、同化混染以及液态分离过程中，wNb／wU比值虽没有明显的变化，但不同源区该比值有很大差异[50]，大陆地壳wNb／wU比值为12，OIB－MORB源区wNb／wU比值在47左右，本区基性岩墙 wNb／wU值除2 件（MS1－4b 和MS1－6b）分别为2.5和4.4外，其他集中在25.4～39.6之间，介于大陆地壳与OIB－MORB过渡源区，表明源区受到了不同程度地壳的混染。而wZr／wHf比值在34.7～39.9之间，远高于大陆地壳wZr／wHf比值（11），多数样品（MS1－4b，MS1－9b，MS3－4b，MS3－5b）大于原始地幔 wZr／wHf值（36.3）[51，52]，说明岩浆源区受地壳混染程度不高。这与基性岩墙锆石特征也相吻合。锆石成因矿物学特征表明，侵位于登相营群变质岩系的基性岩墙中的锆石晶面较干净，内部构造均匀，未见到较多老的锆石核；且锆石中没有非常明显的韵律生长环带，说明该基性岩浆受地壳混染程度较低，上升和侵位的速度相对较快[53]。总体上，基性岩墙群地球化学特征基本反映的是源岩的信息，受地壳物质混染程度较弱。另外，痕量元素与MgO相关性还表明，Ni，Cr和Co元素与 MgO大致呈负相关关系，Sc元素强溶于石榴石中；但本区基性岩墙Sc含量与MgO呈负相关性（图9－C），反映岩浆源区还保留有石榴石残留相。

5.2 新元古代构造岩浆事件

现有资料表明，扬子陆块新元古代约860～740Ma B.P.期间的岩浆活动普遍发育，是研究扬子晋宁期岩浆岩集中出露的区域，大多数岩体形成时代主要集中在830～790Ma B.P.和750～740Ma B.P.[54]2个时期。其中扬子西北缘汉南地区侵入岩大致形成于820～780Ma B.P.[55]，北缘黄陵杂岩形成时代为819～737Ma B.P.[8，54－57]，证实扬子北缘存在约740Ma B.P.岩浆热事件。同时，还获得945～931Ma B.P.期间的系列继承性锆石，与西乡群火山岩的岩浆作用时间（946～904Ma B.P.）一致[55]。扬子西缘康滇裂谷地区在这2个时期岩浆作用更是普遍，且更加复杂，大多数岩体的形成与860～740Ma B.P.期间的岩浆活动相关[20，58]，同时也出露有时代约851～876Ma B.P.期间的花岗质岩，如格宗岩体、扁路岗花岗岩体以及宝兴南奥长花岗岩体[20，59，60]。另外，我们在黄 水河群 火山岩中也获得875Ma B.P.的继承性锆石（数据待刊）。这在扬子西北缘也有记录，如天平河岩体形成时代为863Ma B.P.[54]，同时还保存有945～931Ma B.P.之间的继承性锆石，与近年来扬子西缘（包括西南缘）获得的系列岩浆岩同位素年代学一致[60－63]，为同时期构造－岩浆事件的地质记录。也说明扬子板块西缘与北缘一样，在约1.0Ga B.P.时期环绕扬子边缘发育呈环状分布的晋宁期（Ⅰ幕）造山带，可能为格林威尔造山过程中陆－陆（或弧－陆）碰撞的产物。而约860Ma B.P.时期的岩浆活动可能为扬子西缘及西北缘晋宁运动Ⅰ幕在时间和空间演化上的延续。

近年来，扬子陆块“晋宁－四堡期”岩浆作用与全球构造事件关系的研究颇受重视，尤其是关于Rodinia超大陆的重建方案问题成为研究热点[54]；但就扬子陆块新元古代岩浆岩的成因及其大地构造背景方面目前仍然存在众多分歧。M.F.Zhou等认为从扬子西北缘汉南向南至攀枝花一带存在一条时代为865～760Ma B.P.的岛弧岩浆岩带，该岛弧岩浆岩带与江南岛弧岩系分别构成了扬子陆块西北和东南陆缘2个洋壳消减带，在新元古代扬子陆块不与澳大利亚相连[9]；李献华等则认为扬子西北缘在中元古代晚期－新元古代早期（约950～900Ma B.P.）存在一个近东西向的俯冲带和火山弧，而860～750Ma B.P.期间大规模的岩浆活动与Rodinia超大陆下的一个超级地幔柱活动有关[40]。嗣后，X.H.Li等认为830～795Ma B.P.和780～745Ma B.P.两期岩浆作用与扬子陆块受地幔柱撞击作用诱发的裂解过程相对应，扬子与华夏陆块在新元古代早期的碰撞过程属于Rodinia超大陆汇聚事件的组成部分[33]；W.H.Sun等认为扬子西缘在1000～740 Ma B.P.期间为一个地壳连续增生过程，其动力学机制源于扬子西北缘洋壳向东的俯冲作用[64]。区域上1000～740Ma B.P.包含了青白口－南华纪时期的地质体，涵盖了扬子西缘晋宁运动Ⅰ－Ⅱ幕构造岩浆事件以及形成相应的沉积不整合界面，而在这期间扬子东南缘与西缘的大地构造演化、沉积地质体是不一样的，东南缘至少存在一个沉积构造界面，而西缘可能存在2个或3个这样的不连续界面。因此，在这段时间内并非都为同一种构造－岩浆演化模式。

综上所述，登相营群内基性岩墙的形成时代（774±10）Ma B.P.与北美西部新元古代（约780 Ma B.P.）裂谷期基性岩墙群[65，66]、澳大利亚西南部～755Ma B.P.的 Mundine Well基性岩墙群[67，68]等在时间和空间上密切相关。说明在新元古代中－晚期扬子西缘不是一个孤立的块体，与全球Rodinia超大陆裂解演化具有同步性，为新元古代中期大陆裂谷作用的产物。

本文的研究工作中，锆石的挑选由河北省廊坊区调所实验室完成，锆石制靶、照相及数据测试方面得到庞建峰的大力帮助，野外还得到王建忠的大力协助，在此一并向他们表示诚挚的感谢！

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