扬子地块西北缘刘家坪地区大滩花岗岩体年代学、地球化学及其构造环境

李佐臣，裴先治，李瑞保，裴磊，刘成军，陈国超， 陈有炘，徐通，杨杰，魏博

1)西部矿产资源与地质工程教育部重点实验室，长安大学地球科学与资源学院，西安,710054； 2)中国地质大学(北京)地球科学与资源学院，北京,100083

内容提要：对扬子地块西北缘后龙门山地区大滩花岗岩体进行了锆石U-Pb年代学和岩石地球化学研究，以便对其形成时代和岩石成因进行约束。研究结果表明，大滩花岗岩体中锆石均发育岩浆韵律环带结构，具有较高的Th/U比值(0.22～1.57)，为岩浆成因锆石。LA-ICP-MS锆石U-Pb测年结果表明其形成于806±19Ma(MSWD=0.56)，为新元古代晚期。大滩花岗岩体具有高SiO2(74.12%～77.10%)和较高的Al2O3(11.86%～12.56%)含量，A/CNK在0.95～1.05之间(平均为1.01)，属过铝质花岗岩，具有I型花岗岩特征；稀土元素总量(∑REE)为(97.69～189.60)×10-6(平均为140.85×10-6)，稀土元素配分曲线显示具Eu弱—中等亏损的轻稀土富集型；高场强元素(Th、Nb、Ta、P等)具有明显的负异常，大离子亲石元素(Rb、Sr、Ti等)具有明显的负异常。岩体是以火成岩部分熔融形成的花岗质岩浆上升侵位过程中形成的，是一种典型的壳源成因类型。大滩花岗岩体岩浆起源于下地壳，是新元古代扬子地块西北缘活动大陆边缘俯冲以及弧陆碰撞造山作用导致的地壳增厚下地壳部分熔融的产物，形成于同碰撞(挤压环境)向碰撞后(伸展环境)转化阶段，即后造山期，是Rodinia超大陆初始裂解阶段产物。

龙门山造山带位于扬子地块西北缘，处于上扬子地块—碧口地块—松潘—甘孜造山带—东西秦岭造山带交界区域，是中国大陆构造中的主要构造结之一(张国伟等，2004a)，也是青藏高原东部边缘地带，是诸多地块和不同类型造山带汇聚交接地区(图1a，1b)，发育不同板块或陆块之间的拼合汇聚边界，是块体相互作用、物质相互交换渗透的构造界面和场所(罗志立，1991；许志琴等，1992；刘和甫等，2001；张国伟等，2004a)，具有复杂的构造图象和拼合历史，是研究中国大陆构造和大陆动力学的关键地区。

图 1 中国地质构造简图(a)；扬子地块西北缘龙门山造山带及其邻区地质构造简图(b)； 龙门山造山带大滩花岗岩体分布图(c)Fig. 1 Simplified tectonic map of China (a); geological sketch of the Longmen orogenic belt and its adjacent areas in northwest margin of the Yangtze block (b); geological sketch map of the Datan granite in the Longmen orogenic belt (c)Q—第四系；T1f—下三叠统飞仙关组；P—二叠系；Smx—志留系茂县群；S—志留系；O1-2ch—中—下奥陶统陈家坝组；O1—下奥陶统；O—奥陶系；∈1-2—中下寒武统；∈1—下寒武统；∈1q—下寒武统邱家河组；Nh—Z—南华系—震旦系；Pt3l—新元古界刘家坪群；Pt3bk—新元古界碧口群Q—Quaternary；T1f—Lower Triassic Feixianguan Formation；P—Permian；Smx—Silurian Maoxian Group；S—Silurian；O1-2ch—Middle—Lower Ordovician Chenjiaba Formation；O1—Lower Ordovician；O—Ordovician；∈1-2—Middle—Lower Cambrian；∈1—Lower Cambrian；∈1q—Lower Cambrian Qiujiahe Formation；Nh—Z—Nanhuan—Sinian(Ediacaran) System；Pt3l—Neoproterozoic Liujiaping Group；Pt3bk—Neoproterozoic Bikou Group

龙门山造山带经历了在Rodina超大陆汇聚与裂解基础上南华纪—中三叠世伸展裂陷到被动大陆边缘构造演化(裴先治❶，1989，1992；许志琴等，1992；张国伟等，1995；孙卫东等，2000；裴先治等，2002；颜丹平等，2002；Zhou Meifu et a1.，2002)，晚三叠世以后转入后造山板内构造演化时期(裴先治，1992；张国伟等，2004a，2004b)。龙门山造山带主要发育三条平行的北东向断裂带，西界断裂为青川—阳平关断裂，东界断裂为安县—都江堰断裂，北川—映秀断裂是龙门山造山带的中央断裂，该断裂将龙门山造山带分为南北两部分，以北为后龙门山造山带，以南为前龙门山褶皱冲断带。前人的研究大多集中在前龙门山地区以及川西前陆盆地，对后龙门山造山带的研究也较多的集中在其中南段的彭灌地区和宝兴地区，而对其北段研究较少。Pei Xianzhi等(2009)对出露于后龙门山地区轿子顶花岗岩体中变形花岗岩和块状花岗岩中岩浆锆石的SHRIMP U-Pb定年结果分别为793±11 Ma和792±11 Ma，轿子顶花岗岩体为S型花岗岩，具有后碰撞岩浆活动的特征，认为是新元古代扬子地块西北缘活动大陆边缘俯冲以及弧陆碰撞造山作用导致的地壳增厚下地壳部分熔融的产物，是Rodinia超大陆初始裂解阶段在扬子地块西北缘的体现。而对后龙门山北段的大滩花岗岩体前人研究较少，仅局限于区域地质调查，认为该花岗岩体为加里东期花岗岩—石英闪长岩(地质部陕西省地质局区域地质测量队二十三分队，1967❷)，这与野外的实际观察在局部地带南华纪地层不整合覆盖其上的事实不符。

基于此，本文选择扬子地块西北缘后龙门山造山带刘家坪穹窿构造核部出露的新元古代大滩花岗岩体进行了锆石U-Pb年代学和岩石学、岩石地球化学分析，并探讨其岩石成因和物质来源，为扬子地块西北缘新元古代的构造背景以及在Rodinia超大陆的聚合—裂解演化中的作用提供了新的约束。

1 区域地质背景和岩体地质概况

1.1 区域地质背景

龙门山造山带在纵向上以北川—安县与卧龙—大邑一线为界可分为北段、中段和南段，北段以出露轿子顶基底杂岩和刘家坪基底杂岩及其前缘叠瓦冲断系为主要特征，中段以出露彭灌基底杂岩及其前缘发育飞来峰为典型特征，南段以出露五龙、宝兴基底杂岩及其前缘发育飞来峰为典型特征(李智武等，2008)。

刘家坪穹隆构造出露于龙门山造山带的北段，其南侧为汉南—米仓山构造带，北侧为碧口地块，北东侧以勉略带与南秦岭造山带相邻(图1b)。刘家坪穹隆构造是一个长轴呈NNE—SSW向展布的短轴状穹隆构造，南北长约15km，东西宽5～8km，主要由新元古代基底岩系和南华系—志留系沉积盖层组成。基底岩系包括新元古代刘家坪群中酸性火山岩系和侵入其中的大滩花岗岩体。沉积盖层主要为南华系—志留系海相沉积岩系，围绕刘家坪基底岩系呈环状展布(图1c)。

1.2 野外地质与岩石学特征

大滩花岗岩体主要分布在宁强县燕子砭镇刘家坪和广元市朝天区大滩之间(图1)，由两个岩体组成，其中较大的岩体出露面积约为40 km2，较小的岩体出露面积0.5 km2。大滩花岗岩体侵位于刘家坪群火山岩系之中，与上覆南华—震旦系地层呈角度不整合或断层接触关系，与下寒武统邱家河组现呈断层接触关系。主要岩性为浅灰色—灰白色中细粒花岗岩，岩石呈块状构造，除断层附近外，无变形变质作用，靠近断层处岩石较为破碎，节理较为发育。岩石中发育有大量的石英细脉。

花岗岩：分布较广，呈浅灰色—灰白色，中细粒花岗结构，局部见有显微文像结构，块状构造。岩石主要由斜长石(50%～55%)、钾长石(15%～20%)、石英(20%～25%)组成，角闪石(1%～5%±)和黑云母少量，副矿物有：榍石、磷灰石、锆石、磁铁矿等。斜长石为岩石的主要矿物成分，斜长石呈较自形的柱状、板柱状，颗粒大小一般在(0.4～0.6)×(1.0～1.6) mm2之间。斜长石蚀变较强，表面布满绢云母与细小帘石集合体，颜色较深，有时可见较为明亮的镶边。且帘石集合体大体定向平行分布于斜长石核部。斜长石表面浑浊不清，故聚片双晶模糊不清。钾长石自形程度略差于斜长石，为半自形状，颗粒大小与斜长石相当，以高岭土化为主，可见格子双晶和条纹双晶。石英在岩石中含量较高，呈它形粒状分布于长石颗粒之间，有时可见粗大的石英颗粒，可达2～2.4 mm±，石英表面裂纹较为发育，裂纹呈不规则状，有时可见石英具波状消光现象。角闪石和黑云母零散分布于岩石中，角闪石几乎被绿泥石及绿帘石所取代，残留甚少。

2 样品采集及分析方法

2.1 锆石U-Pb 年龄分析方法

用于锆石测年研究的样品采集1件(5553-1，N32°48.179′，E105°55.226′，图1)，样品先采用常规方法进行粉碎至80～100目，并用常规浮选和电磁选方法进行分选，再在双目镜下挑选出晶形和透明度较好的锆石颗粒作为测定对象。将锆石颗粒粘在双面胶上，然后用无色透明的环氧树脂固定，待环氧树脂充分固化后，对其表面进行抛光至锆石内部暴露，然后进行反射光和透射光照相。锆石的反射光和透射光显微照相及阴极发光(CL)显微照相在北京离子探针中心扫描电镜实验室完成。测试点的选取首先根据锆石反射光和透射光显微照片进行初选，再与CL图像反复对比，力求避开内部裂隙和包裹体以及不同成因的区域，以期获得较准确地年龄信息。

测试在西北大学大陆动力学国家重点实验室的LA-ICP-MS仪器上用标准测定程序进行。分析仪器为Elan 6100DRC型四极杆质谱仪和Geolas200M型激光剥蚀系统，激光器为193nmArF准分子激光器。激光剥蚀斑束直径为30μm，激光剥蚀样品的深度为20～40μm。单个分析点的同位素比值和同位素年龄的误差(标准偏差)为1σ，采用年龄为206Pb/238U年龄，其加权平均值具有95%的置信度。实验原理和流程及仪器参数见Yuan Honglin等(2004)。

锆石年龄计算均采用国际标准锆石91500作为外标，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，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(4.0版，Macquarie University)软件，并采用Andersen(2002)软件对测试数据进行普通铅校正，年龄计算及谐和图采用ISOPLOT(2.49版，Ludwig，2003)软件完成。

2.2 地球化学分析方法

岩石地球化学样品等间距采集14件(图1c)。样品分别进行主量元素和微量元素分析。样品磨碎至200目后，在中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室进行主量和微量元素分析测试。主量元素使用X-射线荧光光谱仪(XRF-1500)法测试。用0.5g样品和5g四硼酸锂制成的玻璃片在Shimadzu XRF-1500上测定氧化物的含量，精度优于2%～3%。微量元素及稀土元素利用酸溶法制备样品，使用ICP-MS(Element Ⅱ)测试，分析精度为：按照GSR-1和GSR-2国家标准，当元素含量大于10×10-6时，精度优于5%，当含量小于10×10-6时，精度优于10%。化学分析测试流程参考Chen Fukun等(2000，2002)介绍的方法。

图 2 扬子地块西北缘龙门山造山带大滩花岗岩体(5553-1)单颗粒锆石CL图像和年龄值Fig. 2 CL images and ages of single zircon U-Pb of the Datan granite (5553-1) in the Longmen orogenic belt, northwest margin of the Yangtze block

图 3 扬子地块西北缘龙门山造山带大滩花岗岩体(5553-1)LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄图Fig. 3 LA-ICP-MS zircon U-Pb concordia diagram of the Datan granite (5553-1) in the Longmen orogenic belt, northwest margin of the Yangtze block

3 大滩花岗岩体锆石LA-ICP-MS年代学

3.1 锆石特征

大滩花岗岩体样品(5553-1)中锆石为自形晶，浅黄色—无色透明色。锆石的阴极发光(CL)图像如图2所示，内部结构大多数较为清楚。图像表现出典型的岩浆生长振荡环带结构、韵律结构，属于岩浆结晶产物(Belousova et al.，2002；Wu Yuanbao et al.，2004；Siebel et al.，2005)。根据锆石结构可分为三组：第一组有9颗锆石(10个测点，为测点02-03，08，13-17，25-26，图2a)，呈长柱状、半截锥状和近椭圆状，锆石颗粒粒径介于50～150μm之间，晶体长宽比为1∶1～2∶1，锆石02、13/14和26具有明显的残留核，锆石结构较为复杂，锆石16在CL图像上较暗，其余锆石结构则表现较为清楚；第二组有10颗锆石(11个测点，为测点01，05-07，09-10，18-22，图2b)，呈柱状、半截锥状，CL图像上显示较强的发光性(06除外)，锆石颗粒粒径介于50～200μm之间，晶体长宽比为1∶1～3∶1；第三组有4颗锆石(5个测点，为04，11-12，23-24，图2c)，呈长柱状、近椭圆状，锆石颗粒粒径介于50～150μm之间，柱状晶体长宽比为1∶1～3∶1，长柱状、半截锥状。

3.2 测试结果

在26个测点中(表1)，第一组锆石的Th含量变化为21.13×10-6～1758.96×10-6，U含量变化范围为69.97×10-6～1203.03×10-6，Th/U比值变化为0.22～1.51；第二组锆石的Th含量变化为35.91×10-6～919.59×10-6，U含量变化范围为55.06×10-6～1053.45×10-6，Th/U比值变化为0.33～0.87；第三组锆石的Th含量变化为118.62×10-6～1828.33×10-6，U含量变化范围为184.85×10-6～2030.98×10-6，Th/U比值较大，在0.63～1.57之间。Th/U比值较大，均大于0.1，且大多数大于0.4，表明这些锆石为岩浆锆石(Belousova et al.，2002；Wu Yuanbao et al.，2004；Siebel et al.，2005)。

大滩花岗岩体锆石U-Pb年龄可以分为三组：第一组年龄有10个测点(02～03，08，13～17，25～26)，其206Pb/238U年龄介于1913～857Ma之间(图3a)，可能是岩浆捕获的基底岩系的锆石年龄；第二组有11个测点(01，05～07，09～10，18～22)，其206Pb/238U年龄介于843～776 Ma之间，大多数测点的206Pb/238U和207Pb/235U谐和性较好(图3b)，其206Pb/238U加权平均年龄为806±19Ma(MSWD=0.56)(图3c)，代表了大滩花岗岩体的结晶年龄；第三组有5个测点(04，11～12，23～24)，206Pb/238U年龄分别为457Ma、559Ma、517Ma、403Ma和469Ma，可能为岩体中穿插的石英脉侵入年龄。因此，本文将大滩花岗岩体的结晶年龄确定为806±19Ma，其形成时代为新元古代晚期。

4 大滩花岗岩体地球化学特征

4.1 主量元素地球化学

大滩花岗岩体的主量元素(表2)具有如下特征：岩石的SiO2含量较高且变化范围较窄(74.12%～77.10%)，显示硅过饱和。在TAS岩石分类图解(图4)上，大滩花岗岩体落入花岗岩区域内。Al2O3含量较高(11.86%～12.56%)，A/CNK在0.93～1.05之间，平均为1.01；FeO/FeO+MgO比值较低(0.69～0.89)，显示准铝质—弱过铝质特征，在A/NK—A/CNK图解上(图5)数据点大多数落入过铝质区域内，只有两个点(5555)落入准铝质区域内。全碱含量较低(5.55%～6.45%)，K2O/Na2O比值在0.21～0.30之间，平均为0.26，里特曼指数σ在1.00～1.28之间，在SiO2—K2O图解中(图6)大滩花岗岩体均落入低钾—钙碱系列和中钾—钙碱系列界线附近。在主量元素与SiO2的Harker图解(图7)中，Al2O3、TFeO、TiO2、MgO、CaO、P2O5与SiO2呈明显的负相关关系；SiO2/MgO—Al2O3/MgO、Na2O/CaO—Al2O3/CaO、Na2O/CaO—SiO2/CaO呈正相关关系，反映大滩花岗岩体的原始岩浆可能为同源岩浆。

表 2 扬子地块西北缘龙门山造山带大滩花岗岩体主量元素(%)和微量元素(×10-6)组成Table 2 Major element data components (%) and trace element abundance (×10-6) for the Datan granite in the Longmen orogenic belt, northwest margin of the Yangtze block

注：A/CNK=n( Al2O3)/[n(CaO)+n(Na2O)+n(K2O)]；δEu=2 EuN/(SmN+GdN)，用于标准化的球粒陨石数据据Sun等, 1989。

图 4 扬子地块西北缘龙门山造山带大滩花岗岩体TAS图解(据Middlemost, 1994)Fig. 4 TAS diagrams for the Datan granite in the Longmen orogenic belt, northwest margin of the Yangtze block (after Middlemost, 1994)

图 5 扬子地块西北缘龙门山造山带大滩花岗岩体A/NK—A/CNK图解(据Maniar等，1989，虚线代表I型和S型花岗岩之间的边界，据Chappell等，1992)Fig. 5 A/NK—A/CNK diagrams for the Datan granite in the Longmen orogenic belt, northwest margin of the Yangtze block (after Maniar and Piccoli，1989，Dashed line represents boundary between I- and S-type granitoides, after Chappell et al., 1992)

图 6 扬子地块西北缘龙门山造山带大滩花岗岩体SiO2—K2O图解(据Rickwood，1989)Fig. 6 SiO2—K2O diagrams for the Datan granite in the Longmen orogenic belt, northwest margin of the Yangtze block(after Rickwood, 1989)

4.2 微量元素地球化学

大滩花岗岩体稀土元素(表2)特征表明，REE总量较低(97.69×10-6～189.60×10-6，平均为140.85×10-6)；轻、重稀土元素之间分馏较明显(LREE/HREE为3.03～5.71，平均为4.19)。LREE相对富集，HREE相对亏损，LREE内部分异较为明显，(La/Sm)N为2.18～3.97，平均为2.79。重稀土明显亏损可能是残留体中含较大数量的极富重稀土的石榴子石和角闪石(Patino-Douce et al.，1991)造成的。La/Yb为3.40～7.72，平均为4.93；(La/Yb)N为2.44～5.54，平均为3.54，表明是在陆壳底部高压力下源区岩石脱水熔融形成的。在稀土元素配分图上(图8)显示具Eu弱—中等亏损的的轻稀土富集型，Eu的亏损可能是斜长石的分离结晶引起。δEu为0.55～0.81，平均为0.63，区别于幔源型花岗岩和花岗岩化型花岗岩。

图 7 扬子地块西北缘龙门山造山带大滩花岗岩体Harker图解Fig. 7 Harker diagrams of the Datan granite in the Longmen orogenic belt, northwest margin of the Yangtze block

图 8 扬子地块西北缘龙门山造山带大滩花岗岩体稀土元素球粒陨石标准化配分图(球粒陨石标准化数据据Sun等，1989)Fig. 8 Chondrite-normalized REE patterns for the Datan granite in the Longmen orogenic belt, northwest margin of the Yangtze block(chondrite data for normalization taken from Sun et al., 1989)

由表2和图9可知，大滩花岗岩体微量元素具有如下特征：低Rb、高Ba和较低的Rb/Sr(0.06～0.38)、Rb/Ba(0.04～0.07)以及高的K/Rb(165.70～315.32)比值。在原始地幔标准化蛛网图上，显示高场强元素Th、Nb、Ta、P和大离子亲石元素Rb、Sr、Ti明显亏损，而Ba、U、La、Zr、Hf、Nd等元素具有明显的正异常。Nb、P的亏损说明斜长石作为熔融残留相或结晶分离相存在，即在熔融过程中斜长石没有耗尽(Patino-Douce et al.，1991，1995，1998；Patino-Douce，1999)。Sr、P、Ti的亏损表明了花岗岩具有正常大陆弧花岗岩的特征，Nb的亏损表明其与成熟大陆弧花岗岩相异，反映该花岗岩更具有大陆壳的特征，是增生在大陆边缘的新的地壳。Zr的富集和Nb、Ta、Ti的亏损表明岩浆源区岩石中以陆壳组分为主(Green et al.，1987；Green，1995；Barth et al.，2000)。Nb、P、Ti的亏损和Ba的富集显示了I型花岗岩的特征。Nb亏损同时还伴随着Nb/Ta比下降，Nb/Ta比值较低(11.58～17.70，平均为15.73)，这表明Nb/Ta这一对互代元素已开始分馏，是一种典型的壳源的成因类型。各样品的微量元素蛛网图与稀土元素配分曲线形态几乎完全一致，表明其为同时代和同来源的产物。

5 讨论

5.1 岩浆源区及岩石成因

在矿物学方面，大滩花岗岩体中普遍出现了I型花岗岩的典型矿物学标志角闪石，副矿物组合中普遍出现榍石、磁铁矿，而未见富铝矿物，CIPW 标准矿物中大多出现了刚玉分子，但含量较低(0%～0.63%)，均小于1%，区别于S型花岗岩(Chappell et al.，1974)。

图 10 扬子地块西北缘龙门山造山带大滩花岗岩体La—La/Sm(a)和Zr—Zr/Sm(b)图解(据Allegre等，1978)Fig. 10 La—La/Sm (a) and Zr—Zr/Sm (b) diagrams for the Datan granite in the Longmen orogenic belt, northwest margin of the Yangtze block (after Allegre et al.，1978)

图 9 扬子地块西北缘龙门山造山带大滩花岗岩体微量元素原始地幔标准化配分图(原始地幔标准化数据据Sun等，1989)Fig. 9 Trace element spider diagram for the Datan granite in the Longmen orogenic belt, northwest margin of the Yangtze block (primitive mantle data for normalization taken from Sun et al., 1989)

图 11 扬子地块西北缘龙门山造山带大滩花岗岩体岩石类型判别图(a) 据Jahn等，1999；(b)、(c) 据Chappell等，1992；(d) 据Collins等, 1982Fig. 11 Diagrams of rock type for the Datan granite in the Longmen orogenic belt, northwest margin of the Yangtze block (a) after Jahn et al., 1999; (b), (c) after Chappell et al., 1992; (d) after Collins et al., 1982

在地球化学方面，大滩花岗岩体的Eu具有弱—中等的负异常，La/Nb(1.94～4.66，平均2.88)远远大于1.0而区别于地幔来源的岩浆(DePaolo et al.，2000)，Rb/Sr比值介于0.06～0.38之间，平均值为0.24，远小于0.9，接近大陆壳的平均值(0.24，Taylor et al.，1985)，表明该花岗岩的源岩来自于陆壳物质。在La—La/Sm和Zr—Zr/Sm图解(图10)中得到印证，所有的样品点都具有部分熔融的特征，区别于分离结晶。在高场强元素Rb/Y—Nb/Y比值图解(图11a)上，所有数据点均落入下地壳范围之内，反映它们起源于下地壳，与俯冲带富集地幔或者陆壳混染无关。已有的研究表明，Rb/Sr比值能灵敏地记录源区物质的性质，当Rb/Sr>0.9时，为S型花岗岩；Rb/Sr<0.9时，为I型花岗岩(王德滋等，1993)。因此，大滩花岗岩体应属I型花岗岩。大滩花岗岩体为准过铝质岩石(A/CNK<1.1)，主量元素相对富Na2O(Na2O>3.2%)、而贫K2O(4.60%～4.96%)、K2O/Na2O较低<1(0.21～0.32)、P2O5(0.02%～0.06%)，P2O5随 SiO2的增加而呈现明显的降低趋势(图11b)，与S型花岗岩演化趋势具有明显差异，与 I型花岗岩演化趋势一致。这种趋势也可以得到A/CNK—A/NK(图5)和Rb—Y图解(图11c)的支持。在K2O—Na2O图解(11d)中所有数据点均投入到I型花岗岩区域内。低的Rb/Sr(<0.9)和Rb/Ba比值以及高的K/Rb比值，均表明该花岗岩是典型的I型花岗岩(Whalen et al.，1987)。

5.2 构造环境

在Rb—(Yb+Ta)(图12a)上，数据点大多数落入火山弧花岗岩区域内，部分落在火山弧花岗岩与板内花岗岩界线上。在Nb—Y图解中(图12b)数据点均落入火山弧和同碰撞花岗岩区域内；在Rb—(Y+Nb)图解(图12c)上，数据点均落入后碰撞花岗岩区域内。在Rb/30—Hf—3Ta图解(图12d)中数据点较集中地落入火山弧花岗岩区域内。

大滩花岗岩体主微量元素特征表明该花岗岩为硅过饱和、准铝质—弱过铝质、钙碱性系列的花岗岩，Eu具有弱—中等的负异常，为I型花岗岩。这些花岗岩具有后碰撞花岗岩的特征，岩浆来源于下地壳基性岩部分熔融，是形成于后碰撞环境大陆边缘花岗岩类。

5.3 构造意义

新元古代碧口古洋盆向南俯冲到扬子地块西北缘之下而形成扬子地块西北缘的弧—盆体系(裴先治❶; 裴先治，1992)，形成了通木梁岛弧、彭灌岛弧、西乡岛弧和碧口南部的岛弧和北部的古洋盆组成的弧沟系活动大陆边缘。后龙门山轿子顶穹隆构造核部的通木梁群岛弧型钙碱性火山岩系和碧口地块中以碧口群火山岩为代表的洋中脊玄武岩、洋岛碱性玄武岩、洋岛拉斑玄武岩等几种残余洋壳的组成单元(Lai Shaocong et al.，2007)，代表了新元古代扬子地块西北缘活动大陆边缘构造体系，是对新元古代扬子地块周缘Rodinia超大陆聚合事件的响应。

图 12 扬子地块西北缘龙门山造山带大滩花岗岩体微量元素构造环境判别图解(a)、(b) 据Pearce等，1984；(c) 据Pearce，1996；(d) 据Harris等，1986Fig. 12 Diagrams of the tectonic setting of trace elements for the Datan granite in the Longmen orogenic belt, northwest margin of the Yangtze block. (a) and (b) after Pearce et al., 1984；(c) after Pearce, 1996；(d) after Harris et al., 1986) Post-COLG—后碰撞花岗岩;WPG—板内花岗岩；VAG—火山弧花岗岩；Syn-COLG—同碰撞花岗岩； ORG—洋脊花岗岩；LPCG—晚碰撞—碰撞后花岗岩 Post-COLG—Post-Collision Granites; WPG—Within Plate Granites；VAG—Volcanic Arc Granites；Syn-COLG—Syn-Collision Granites；ORG—Ocean Ridge Granites；LPCG—late-Collision and Post-Collision Granites

最新的研究表明，碧口群火山岩南部形成于岛弧环境(闫全人等，2004；李永飞等，2006；Li Yongfei et al.，2007)，北部董家河变质火山岩带为一典型的蛇绿岩套，是碧口群火山岩系的重要组成部分(Lai Shaocong et al.，2007)，表明曾经发育过古洋盆，其中的辉长岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为839.2±8.2Ma(Lai Shaocong et al.，2007)，碧口地块北侧横丹群浊积岩系碎屑锆石SHRIMP U-Pb测年结果为850～750Ma(Druschke et al.，2006)，东段勉(县)—略(阳)—宁(强)三角区的蛇绿岩中镁铁质岩的形成时代为827±14～815±24Ma(闫全人等，2007)，表明这套辉长岩与基性火山岩为同一时期形成的产物，说明碧口火山岩系形成时代为新元古代(Li Yongfei et al.，2007)。后龙门山造山带南侧的汉南—米仓山构造带中新元古代铁船山组火山岩系主要由碱性—亚碱性系列的基性、酸性火山熔岩—火山碎屑岩—碎屑沉积岩组成(马润则等，1997)，总体属略富碱的熔岩系列(李庭柱等，1995)，形成于新元古代(李建林等，1978)，为陆上火山喷发环境(李建林等，1978；唐海清，1984)，而北部的西乡群火山—沉积岩系，为一套底部为海相向上渐变为海陆交互相的巨厚火山沉积岩系，其形成时代在946～820Ma之间(Zhang Zongqing et al.，2001；凌文黎等，2002；赵凤清等，2006)，形成于大陆边缘岛弧环境(陶洪祥等，1982a，1982b，1986；程建萍等，2000；凌文黎等，2001，2002)。后龙门山造山带中南段的彭灌地区出露的新元古代中酸性侵入岩的形成时代在859～699Ma(马永旺等，1996)，形成于俯冲汇聚和岛弧构造环境(詹行礼等，1986；刘肇昌等，1990；张沛等，2008)。康定群玄武岩的形成时代约为830Ma，认为扬子地块西缘新元古代为岛弧环境(杜利林等，2007)。另外，通过对前龙门山褶皱冲断带和后龙门山造山带的前寒武纪到三叠纪碎屑沉积岩研究也证实了新元古代扬子地块西缘的岛弧构造环境(Chen Yuelong et al.，2005；陈岳龙等，2006)。而后龙门山轿子顶穹隆构造核部通木梁群火山岩具有岛弧火山岩的特征，形成于俯冲型火山岛弧环境，LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄值介于1000±7～829±6Ma之间(裴先治未刊资料)。因此，扬子地块西北缘活动大陆边缘的发育主要在新元古代青白口纪，而发生自北西向南东方向的洋壳俯冲以及弧陆碰撞造山作用时间主要在810Ma之前。反映在以碧口群火山岩为代表的古洋壳向南的俯冲作用形成了新元古代通木梁群岛弧型火山岩系，应是扬子地块西北缘对Rodinia超大陆聚合事件的响应。

810Ma之后进入Rodinia超大陆的裂解阶段，主要表现为大规模的岩浆侵入，在岩浆侵入之前局部有火山岩的喷发。火山岩以刘家坪穹隆构造核部的刘家坪群火山岩系为代表，该套火山岩为一套酸性钙碱性火山岩，具有大陆裂谷流纹岩特征，为典型的壳源岩浆系列，形成于大陆边缘，处于从挤压到拉张的状态，是增厚地壳在重力作用下发生伸展垮塌的裂谷作用的产物，其形成时代为809±11Ma(MSWD=2.2)，表明在810Ma之后后龙门山造山带已处于初始裂解环境(李佐臣，2009)。侵入岩出露较多，范围较广，为基底岩系的主体，在大多数构造单元中均有分布(碧口地块除外)。其中在后龙门山造山带中大滩I型花岗岩具有正常大陆弧花岗岩的特征，岩浆起源于下地壳，是后碰撞大陆边缘环境下形成的花岗岩，锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄为806±19Ma。轿子顶过铝质花岗岩体的锆石SHRIMP U-Pb年龄为793±11Ma和792±11Ma，代表了后碰撞型花岗岩，是碰撞造山过程中地壳加厚伸展跨塌阶段形成的(Pei Xianzhi et al.，2009)。汉南—米仓山构造带的新元古代侵入岩主要包括霓霞岩—碱性辉长岩系列和正长岩系列两个系列(许继锋，1993)，形成于大陆裂谷环境(马润则等，1997；肖渊甫等，1997；程建萍等，2000)，裂解的时限在810～710Ma之间(陆松年，1998；陆松年等，2003)。形成于820～780Ma的望江山和毕机沟杂岩体，被认为是与新元古代罗迪尼亚大陆裂解的产物(Zhou Meifu et al.，2002)。扬子地块西缘的盐边群玄武质岩石岩浆结晶年龄为782±53Ma，形成于弧后盆地环境(杜利林等，2005)。侵入于西乡群中的侵入岩体形成时代基本在785～760Ma之间，形成于陆内裂谷环境(肖润甫等，1998；凌文黎等，2001；赵凤清等，2006)。南秦岭耀岭河群裂谷型变质基性火山岩和凝灰岩的TIMS法锆石U-Pb同位素年龄808±6Ma和746±2Ma(李怀坤等，2003)。而南秦岭周庵超镁铁质岩体被认为是扬子板块北缘新元古代 Rodinia超大陆裂解过程最晚期的产物(Wang Mengxi et al.，2013)。李献华等(2012)通过对扬子地块东部和西部前寒武纪碎屑锆石年龄谱统计研究表明东西部均存在一个810Ma显著的峰，认为扬子块体沉积岩中新元古代锆石的比例占绝对多数，和整个扬子块体上大规模的新元古代花岗质岩浆活动密切相关。因此，在810Ma之后，区域上属于裂解构造环境，尽管也显示岛弧/碰撞型地球化学特征，但它们不太可能是在板块俯冲或碰撞阶段形成的，而应该是统一的裂解机制下形成的，Rodinia超大陆的初始裂解阶段产物。

6 结论

通过对扬子地块西北缘后龙门山大滩花岗岩体的锆石U-Pb年代学和岩石地球化学研究，可以得到如下结论：

(1)大滩花岗岩体的LA-ICP-MS锆石U-Pb测年结果表明其形成于806±19Ma(MSWD=0.56)，其形成时代为新元古代晚期。

(2)大滩花岗岩体为典型的I型花岗岩，具有硅过饱和、准铝质—弱过铝质、钙碱性系列的岩石，Eu具有弱—中等的负异常，岩浆起源于下地壳，是下地壳部分熔融的产物。

(3)大滩花岗岩体具有后碰撞岩浆活动的特征，为后造山花岗岩。大滩花岗岩体是Rodinia超大陆初始裂解阶段产物。

致谢： 本文中LA-ICP-MS单颗粒锆石U-Pb年龄测试得到了西北大学大陆动力学国家重点实验室柳小明博士、弓虎军博士、第五春荣博士的帮助和指导；主量元素、微量元素分析测试得到中国科学院地质与地球物理研究所李禾的大力支持; 参加野外工作的还有冯建赟硕士、孙雨硕士; 审稿专家提出了宝贵修改意见；在此谨致谢忱！

注释/Notes

❶ 裴先治. 1989. 扬子板块西北缘碧口地区前震且系构造特征及其演化. 导师：宫同伦, 尚瑞钧, 陶洪祥. 西安：西安地质学院硕士学位论文，1～151.

❷ 地质部陕西省地质局区域地质测量队二十三分队, 1967. 1∶20万碧口幅地质图和区域地质调查报告(内部资料).