新元古代扬子北缘地壳增生事件：来自汉南祖师店奥长花岗岩地球化学、锆石LA-ICP-MS U-Pb年代学和Hf同位素证据

2014-04-28敖文昊张宇昆张瑞英赵燕孙勇

地质论评 2014年6期

敖文昊, 张宇昆, 张瑞英, 赵燕, 孙勇

大陆动力学国家重点实验室，西北大学地质学系，西安，710069

内容提要: 扬子地块北缘大面积出露的超基性—基性—酸性侵入岩被称为"汉南杂岩"。其中的酸性侵入岩主要由二里坝、五堵门、祖师店等岩体构成。本文研究的祖师店岩体为一套奥长花岗岩，其地球化学特征表现为高Si (SiO2=73.18%～77.18%)、富Na (Na2O=4.55%～5.49%)、低K (K2O=2.01%～3.01%)、Mg (MgO=0.14%～0.25%)，属于弱过铝质中钾钙碱性花岗岩。稀土元素球粒陨石标准化图解呈右倾平坦型，Eu略具正异常。样品标准化图解显示富集Rb、Ba、Th等大离子亲石元素，亏损Nb、Ta、Ti等高场强元素；(Sr/Y)为28.16～50.05；(La/Yb)N为7.04～14.21。地球化学特征显示该岩体具岛弧花岗岩特征。与二里坝、五堵门岩体对比后发现祖师店岩体与Adakite不一致。高Sr低Y的特征指示其形成压力相对较大，残留相为石榴子石和金红石、无斜长石。运用锆石饱和温度计和锆石钛温度计计算出这套花岗岩结晶温度为680～694℃，属于玄武质岩石低程度部分熔融的产物。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果获得728±3 Ma的成岩年龄和786±4 Ma的捕获锆石年龄，捕获锆石边部记录了728 Ma的岩浆活动事件。锆石Hf同位素分析结果显示，n(176Hf)/n(177Hf) 初始值为0.282470～0.282683，εHf(t)= +5.0～+12.2，接近同时期亏损地幔演化线的εHf(t)。两阶段模式年龄(TDM2)为870～1324 Ma，主体集中于约1100 Ma，代表新元古代扬子北缘一期地壳增生事件。推测该岩体是由新生玄武质洋壳俯冲消减过程中在含水条件下部分熔融形成的。结合该区已有大量花岗岩研究成果，提出汉南杂岩中花岗质岩石的时空关系反映岛弧演化和迁移的历史过程，祖师店岩体代表洋内非成熟岛弧向成熟岛弧转化阶段的产物。

新元古代扬子地块北缘、西缘及东南缘岩浆活动极为活跃。随着对扬子北缘一系列超基性—基性—酸性侵入体的逐步深入研究，区内新元古代岩浆岩成因机制和构造背景研究引发了许多学者广泛的关注和争论(Li Zhengxiang et al., 1999; Li Xianhua et al., 1999, 2002, 2003; Zhou Meifu et al., 2002a, 2002b, 2006; Zhou Jincheng et al., 2004; Zheng Yongfei et al., 2007)。关于扬子地块新元古代岩浆岩的成因主要有两种观点，即：(1)裂谷假说(Li Zhengxiang et al., 1999; Li Xianhua et al., 1999, 2002, 2003; 凌文黎等, 2006; Zheng Yongfei et al., 2007)；(2)岛弧假说(Zhou Meifu et al., 2002a, 2002b, 2006; Zhou Jincheng et al., 2004; Zhao Junhong et al., 2008, 2010; Dong Yunpeng et al., 2011, 2012)。位于扬子北缘的"汉南杂岩"发育超基性—基性—酸性一系列侵入体，出露于陕西汉中地区。其中的酸性侵入岩主要由二里坝、五堵门、祖师店等岩体构成，岩石类型包括英云闪长岩、奥长花岗岩、花岗闪长岩(TTG)以及二长花岗岩等。与这些酸性侵入岩相伴出露有大量的辉长岩。这套侵入杂岩为探讨扬子克拉通新元古代的构造—热事件提供了重要依据，对理解岛弧演化过程中从初始大洋岛弧向成熟大陆地壳演化的历史过程以及追溯大陆地壳的起源有着重要意义。近年来前人对汉南杂岩开展了广泛的年代学和地球化学研究，积累了丰富的资料。值得注意的是，杂岩中酸性岩体与基性岩体的关系尚不清楚，主体侵入时代尚不十分明确。本文选择前人甚少涉及、出露于汉南杂岩西南部、与大汉山辉长岩呈明确侵入接触关系的祖师店岩体作为研究对象，通过锆石U-Pb定年、地球化学特征以及锆石Hf同位素分析和研究，并与五堵门和二里坝岩体进行对比，讨论它们的关系，分析其成因以及汉南杂岩形成的背景和构造动力学意义。

1 地质概况及样品描述

图1 汉南杂岩区域地质简图(a据Dong Yunpeng et al., 2011；b据Zhao Junhong et al., 2008)Fig.1 Simplified geological map of Hannan Complex (a modified after Dong Yunpeng et al., 2011; b modified after Zhao Junhong et al., 2008)

汉南杂岩位于扬子地块北缘，楔入南秦岭，东临巴山弧，西临龙门山推覆构造带及松潘—甘孜造山带(图1a)，出露面积约2100 km2，属扬子北缘中—新元古代隆起区。区内出露的变质地体包括古—中元古代后河杂岩、中—新元古代火地垭群以及新元古代西乡群。汉南杂岩被认为侵位于后河杂岩、火地垭群和西乡群，局部被震旦系覆盖(Gao Shan et al., 1990)。其中，后河杂岩主要分布在汉中市碑坝—马元一带，是扬子北缘已知最古老的地质体，主要由片麻岩和斜长角闪岩等组成，片麻岩具有太古宙TTG质岩石特征(高山等, 1990)。火地垭群不整合于后河杂岩之上，其下部为变沉积岩上两组和麻窝子组，系一套板岩和变质砾岩、石英岩、碳酸盐岩、硅质岩；上部铁船山组由双峰式变火山岩组成(Gao Shan et al., 1990)。西乡群分布于汉中市西乡县一带，主要为一套火山—沉积岩系，其形成环境及时代划分存在较大差异，有岛弧(凌文黎等, 2002)、裂谷环境(张国伟等, 1988; 徐学义等, 2001)和大陆溢流火山岩(夏林圻等, 1996)等认识。汉南杂岩包括超基性—基性—酸性侵入岩，被认为是从浅层到深层多次活动的侵入杂岩体(严阵等, 1985)。张宏飞等(1994)把岩浆侵入活动分为三个侵入阶段：第一期主要形成辉长岩、辉绿岩，出露于毕机沟、望江山等地区；第二期形成具有Adakite特征的TTG岩体，构成汉南杂岩的主体，分成二里坝、五堵门、祖师店和喜神坝等岩体。第三期为钾长花岗岩，主要出露于喜神坝、南郑、西乡等地区。祖师店、二里坝、五堵门岩体均侵入于太古宙—中元古代变质地层中。祖师店岩体分布于二里坝岩体的西北侧，出露面积约90 km2，两者之间由断层相隔。祖师店岩体侵入到大汉山辉长岩岩体中；南侧侵入中元古界上两组和三湾组中；北侧被新生界地层覆盖，系一套未变质、变形的花岗岩岩体(图1b)，局部风化较强烈。本文在湘水镇以北选取具有代表性的新鲜露头(N 32°58′24.61″，E 107°03′37.03″，H 554m)采集了一件锆石年龄样品和五件地球化学样品。采集的花岗岩年龄样品EL-1呈淡肉红色，中—粗粒花岗结构，块状构造(图 2a, b, c)。岩石主要由石英(25%～35%)，斜长石(45%～50%)，钾长石(20%左右)，白云母(10%左右)，角闪石(2%左右)组成，其中斜长石呈半自形长板状，表面多蚀变为鳞片状绢云母；钾长石呈半自形板状，具有纺锤状双晶结构；石英呈他形粒状分布；角闪石呈绿色，半自形柱状；白云母呈片状分布。副矿物有磷灰石，锆石等(图2d)。根据薄片鉴定确定的矿物组合，将其定名为奥长花岗岩。

2 仪器设备和分析方法

除锆石分选工作在河北省廊坊市区调研究所实验室完成以外，全岩主、微量元素(包括稀土元素)分析，锆石前期处理工作、锆石U-Pb同位素定年和Lu-Hf同位素测定均在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。全岩主量元素分析采用玻璃熔饼法在X荧光光谱仪(XRF, Rigaku RIX2100)上测定，分析相对误差小于2%；全岩微量和稀土元素测试在电感耦合等离子质谱(ICP-MS)仪上测定，样品测试中以AGV-2、BHVO-2、BCR-2、GSP-1为标样监控，分析相对误差小于5%～10%。

锆石U-Pb定年将人工重砂分离出的锆石颗粒随机地固定在环氧树脂表面并抛光。抛光后对待测锆石进行透射光、反射光和阴极发光(CL)照相, 以帮助选定最佳的锆石测定部位及数据解释。锆石U-Pb年龄和微量元素分析测定是在连接193nm深紫外ArF激光器(Geolas 2005)的Agilent 7700型ICP-MS上进行的，激光束斑直径为32μm，采用单点剥蚀方式，激光剥蚀样品的深度为20～30μm。数据处理采用Glitter (Ver4.0)程序，年龄计算以标准锆石91500为外标进行同位素比值分馏校正，元素浓度计算采用NIST610做外标，29Si为内标，样品的谐和图、加权平均年龄计算及图件绘制采用Isoplot软件(Ludwig., 2003)。锆石原位Lu-Hf同位素测定在配备了Geolas2500激光剥蚀系统的Nu Plasma HR多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)上完成，激光剥蚀脉冲频率为10Hz，激光束斑直径为44μm，剥蚀时间约50s。用n(176Lu)/n(175Lu)=0.02669和n(176Yb)/n(172Yb)=0.5886 (Chu et al., 2002)进行校正，εHf(t)计算采用176Lu衰变常数为1.865×10-11a (Albarè et al., 2006)，球粒陨石的n(176Hf)/n(177Hf)比值为0.282785，n(176Lu)/n(177Hf)的比值为0.0336 (Bouvier et al.,2008)Hf单阶段模式年龄(TDM)的计算以现今的亏损地幔值为参考，其n(176Hf)/n(177Hf)=0.28325，n(176Lu)/n(177Hf)=0.0384 (Griffin et al., 2000)。两阶段Hf模式年龄(TDM2)计算时，平均地壳的值采用n(176Lu)/n(177Hf)=0.015 (Rudnick and Gao, 2003)。

3 分析结果

3.1 全岩主、微量元素(包括稀土元素)分析结果

3.1.1 主量元素特征

图3 祖师店岩体A/CNK—A/NK图解(据Maniar et al., 1989)Fig.3 A/CNK versus A/NK plot for granitic rocks from Zushidian area (after Maniar et al., 1989)

主量元素分析结果(表1)显示，祖师店花岗岩岩体具有高Si，富Al、Na，低K、Mg的特征。SiO2=73.18%～77.18%，平均为74.81%；Al2O3=13.29%～15.52%，平均为4.55%；Na2O =4.55%～5.49%，平均为4.98%；K2O=2.01%～3.01%，平均为2.29%；CaO=0.95%～2.05%，平均为1.57%；MgO= 0.14%～0.25%，平均为0.18%，Mg#=38～42，平均为40。Na2O高于K2O，Na2O/K2O=1.52～2.73，平均为2.24。里特曼指数σ值介于1.31～1.86之间，平均为1.67。属于中钾钙碱性岩石系列。铝饱和指数A/CNK为1.04～1.17，属于弱过铝质岩石(图3)。在An—Ab—Or分类图解中，四件样品落入奥长花岗岩区域(图4a)，一件落入花岗岩与奥长花岗岩交界区；Al2O3—SiO2图解中落入高铝TTG范围内(图4b)，二里坝和五堵门岩体分别落入奥长花岗岩和奥长花岗岩—英云闪长岩—花岗闪长岩区域(数据引自Zhao Junhong et al., 2008; Dong Yunpeng et al., 2012)。在K2O—Na2O—CaO和Q—Ab—Or图解中(图5)，五堵门、二里坝、祖师店岩体均呈现贫K2O的奥长花岗岩的演化趋势。

表1汉南地区祖师店岩体主量元素(%)和微量元素(×10-6)组成Table.1 Major (%) and trace elements (×10-6) for the rocks form Zushidian area, Hannan region

3.1.2 微量元素特征

图4 祖师店岩、五堵门、二里坝岩体An—Ab—Or图解(O'Connor, 1976)和祖师店岩体Al2O3—SiO2图解(Halla et al., 2009)Fig.4 Diagram of An—Ab—Or (after O'Connor, 1976) for rocks from Zushidian，Wudumen and Erliba areas and diagram of Al2O3—SiO2 for the rocks from Zushidian area (after Halla et al., 2009)

图5 祖师店岩、五堵门、二里坝岩体Q—Ab—Or图解和K—Na—Ca图解(Barker,1979)Fig.5 Diagrams of Q—Ab—Or and K—Na—Ca for the rocks from Zushidian，Wudumen and Erliba areas (after Barker,1979)TD—奥长花岗岩演化趋势；CA—钙碱性演化趋势；Tdh—奥长花岗岩区域TD— Trondhjemite trend; CA— Calc-alkaline trend; Tdh— Trondhjemite area

稀土元素分析结果(表1)显示该花岗岩稀土总含量较低(∑REE=50.5×10-6～62.5×10-6)，轻重稀土分异较明显，LREE富集，HREE亏损，REE的球粒陨石标准化形式呈右倾平坦型，Eu略具正异常(图6a)。Yb=0.56×10-6～1.18×10-6，平均0.86×10-6；(La/Yb)N=7.04～14.21，平均10.82；δEu=0.98～1.24，平均1.17。

微量元素分析结果(表1)显示，祖师店岩体具有高Sr低Y的特征(Sr=279×10-6～457×10-6；平均值371.36×10-6；Y=5.68×10-6～13.2×10-6，平均9.26×10-6)，Sr/Y=28.16～50.05，平均42.52，大离子亲石元素Rb、Ba、Th明显富集，Pb正异常，而Nb、Ta、Ti呈明显负异常(图6b)。

在Nb—Y、Rb—(Y+Nb)和Ta—Yb、Rb—(Yb+Ta)构造环境判别图解中，本文所研究的样品(祖师店岩体)均落入火山弧花岗岩范围内(图7)。在La/Yb—Th/Yb和Rb/Zr—Nb岛弧成熟度图解中，祖师店岩、五堵门、二里坝岩体均落入成熟岛弧—大陆边缘弧范围内(图8; 五堵门、二里坝岩体数据引自Zhao Junhong et al., 2008; Dong Yungpeng et al., 2012)。

3.2 锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄

图6 稀土配分模式图和祖师店岩体微量元素原始地幔标准化蛛网图(据Sun and Mc Donough,1989)Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized trace element patterns for the rocks form Zushidian area (after Sun and Mc Donough,1989)

图7 祖师店TTG岩体Nb—Y和Rb—(Y+Nb)、Ta—Yb和Rb—(Yb+Ta)构造环境判别图解(据Pearce, 1984)Fig. 7 Tectonic discrimination diagrams of Nb versus Y，Rb versus (Y+Nb)，Ta versus Yb and Rb versus (Yb+Ta) for rocks from Zushidian areas (after Pearce, 1984)WPG—板块内部型；Syn-COLG—同碰撞型；VAG—火山弧型；ORG—洋中脊型WPG—withinplate granites; Syn-COLG—syn-collisional granites; VAG—volcanic arc granites; ORG—oceanic ridge granites

样品(EL-1)中锆石呈无色透明，半自形—自形长柱状，CL图像显示锆石发光性好，可见明显的岩浆振荡环带(图9)。锆石的Th、U含量分别为14.6×10-6～1860×10-6和31.2×10-6～1139×10-6，Th/U比值为0.27 ～2.09，平均为0.90，显示岩浆成因锆石的特点(Hoskin and Black, 2000; Belousova et al., 2002; Hoskin and Schaltegger, 2003)。对样品EL-1中49个锆石核部及少数边部测点进行LA-ICP-MS锆石U-Pb原位分析(表2)，除了剔除的4个不谐和年龄外，大多数核部年龄集中在728±3 Ma，为该花岗岩岩体的侵位年龄，少数核部年龄集中在786±4 Ma (图10a, b)。进而对部分核部年龄较老的锆石进行锆石边部定年结果显示，锆石边部年龄与大多数728±3 Ma年龄一致，我们认为728±3 Ma代表了祖师店岩体的结晶年龄，而786±4 Ma的年龄可能为捕获大汉山辉长岩的锆石，大汉山辉长岩定年结果与此一致(据张宇昆未发表数据)。

3.3 锆石Lu-Hf 同位素

Lu-Hf同位素是在锆石U-Pb定年的同一颗锆石的相同部位或相同结构的临近部位测定的，数据分析结果见表3。n(176Hf)/n(177Hf)初始比值和εHf(t)值是根据锆石结晶年龄，即206Pb/238U加权平均年龄计算的。所测的30个分析点的n(176Hf)/n(177Hf) 比值介于0.282480～0.282707。以各锆石结晶年龄计算出锆石n(176Hf)/n(177Hf)初始值为0.282470～0.282683，对应的εHf(t)=+5.0～+12.2，平均值为+8.8(图11)。计算得到锆石单阶段模式年龄(TDM1)为819～1100 Ma，平均值为961 Ma，两阶段模式年龄(TDM2)为870～1324 Ma，平均值为1094 Ma，多数集中于～1100 Ma。

4 讨论

4.1 岩石成因

4.1.1 形成方式

TTG岩石指成因上有联系的一套奥长花岗岩、英云闪长岩和花岗闪长岩岩石组合。根据TTG岩石的Al2O3含量，可分为高Al和低Al两种类型，典型的奥长花岗岩贫K富Na和贫Fe、Mg。TTG岩套的规模在太古宙最大，但是TTG不是太古宙特有的岩石，它也出现在元古宙和显生宙(吴鸣谦等, 2014)。部分学者用Adakite的成因模式来解释TTG的成因(Defant and Drummond, 1990; Drummond et al., 1996; Martin, 1999)。TTG相比Adakite具有更高的Si含量，相对偏低的Mg、Cr、Ni含量以及Sr含量(张旗等, 2004; Condie, 2005)。本文研究的祖师店岩体Sr含量相对Adakite偏低、Mg#值较低、SiO2含量较高(平均74.81%)，Sr/Y和(La/Yb)N比值较高是Y和Yb的含量较低所导致的。因此，祖师店岩体属于高铝TTG质岩石，并非Adakite。另外，祖师店、五堵门、二里坝岩体具有奥长花岗岩的演化趋势(图5)，随标准石英分子Q的增加，Ab和Or的比值大体上保持不变，这是典型TTG组合演化趋势的特征。这套中酸性侵入体具有从英云闪长岩向奥长花岗岩和花岗闪长岩过渡的特征(图4a)，表明祖师店岩体与二里坝和五堵门岩体具有成因联系。同时也反映了汉南杂岩酸性侵入体不同部位岩性变化比较复杂。

图8 祖师店、五堵门、二里坝岩体La/Yb—Th/Yb(据Condie, 1989)和Rb/Zr—Nb(据Brown et al., 1984)岛弧岩浆作用成熟度构造图解Fig. 8 La/Yb versus Th/Yb and Rb/Zr versus Nb tectonomagmatic diagrams of the arc maturity for Rocks from Zushidian，Wudumeng and Erliba areas(after Condie, 1989; Brown et al., 1984)

锆石具有极强的稳定性和高的Lu-Hf同位素体系封闭温度，其Lu-Hf同位素形成以后不易发生扩散，因此锆石Lu-Hf同位素研究近年来已成为探讨地壳演化和示踪岩浆源区的有效手段(Griffin et al., 2002; 吴福元等, 2007; 董春艳等, 2009; 王彦斌等, 2010; 刘亮等, 2011; 黄道袤等, 2012; 梁清玲等, 2013; 卢仁等, 2013; 林彬等, 2014; 李岩等, 2014)。通常谈到TTG很自然地与地壳增生联系起来。地壳生长是指直接来源于地幔的岩浆形成新生玄武质地壳或由它结晶形成的岩石在较短的时间内重熔形成地壳物质的过程(Belousova et al., 2010; Hawkesworth et al., 2010)。模式年龄指岩浆从亏损地幔抽取的时间，源于古老地壳岩石部分熔融的花岗岩锆石Hf模式年龄应远大于其形成年龄，源于新生地壳源区的花岗岩锆石Hf模式年龄与其形成年龄相近(吴福元等, 2007)。初始εHf(t)值指测得样品的176Hf/177Hf与同时期球粒陨石(CHUR)的n(176Hf)/n(177Hf)值万倍偏差，即锆石εHf(t)<0，表明来自古老地壳、或者源区以古老地壳物质为主体；εHf(t)>0，表明来自亏损地幔、或以亏损地幔物质为主体(第五春荣等, 2012)。祖师店岩体两阶段模式年龄(TDM2)为871～1325Ma，主体集中于约1100Ma。锆石n(176Hf)/n(177Hf) 初始值为0.282480～0.282707，对应的εHf(t)=+5.0～+12.2，接近同时期亏损地幔演化线的εHf(t)值。推测祖师店岩体很可能继承了源区的特征，指示其源岩岩浆来源于亏损地幔。根据鲍文反应序列即玄武质岩浆演化为安山岩—英安岩—流纹岩(对侵入岩而言辉长岩—闪长岩—花岗闪长岩—花岗岩)，但实际上玄武质岩浆不可能连续演化为中酸性岩浆(至多能演化到安山岩)，原因有：①黏度较大的酸性岩浆很难结晶分异，尤其是SiO2含量高的花岗岩；②在野外很少有与富硅的花岗质岩浆相伴的堆晶岩(张旗等, 2008)；③玄武质岩浆从地幔抽取到祖师店岩体的侵入结晶，二者时间上相差了大约0.2～0.3 Ga，如何能保持其热源而使之连续演化也是悬而未决的问题。因此，我们推测祖师店不是由来自地幔的玄武质岩浆直接分异演化而来，而是新生的玄武质岩石形成后不久就重熔，形成花岗岩。

4.1.2 源区特征

温度和压力在花岗岩的形成过程中起着至关重要的控制作用。对于温度而言，花岗岩绝热上升就位的过程中温度变化慢而压力变化较快，所以岩浆早期结晶时的温度可以近似代表岩浆起源时的温度(吴福元等, 2007)。本文运用花岗岩的锆石饱和温度计和锆石钛温度计(Watson and Harrison, 1983; Watson et al., 2006; Ferry and Watson, 2007)计算所得锆石结晶的温度主体为670～710℃，平均温度分别为694℃和680℃(表4)，结果相近。推测680～694℃代表祖师店岩体岩浆起源时的温度。对五堵门、二里坝岩体(数据引自Zhao Junhong et al., 2008; Dong Yunpeng et al., 2012)地球化学数据进行锆石饱和温度计的计算，得出平均温度分别为759～776℃和768℃(数据略)。Castillo (2006)总结后认为高Sr(>300×10-6)和无负Eu异常表明源区残留相中基本无斜长石；高Sr/Y(>20)和La/Yb(>20)、低Y(<15×10-6)和Yb(<19×10-6)均是源区残留相中有石榴子石的特征。Rapp等(1991)的玄武岩脱水熔融试验表明，在0.8GPa时残留相中不出现石榴子石，在1.6GPa时残留相中出现石榴子石。肖龙等(2004)指出熔体中的Nb、Ta和Ti含量受残留金红石的控制。低温条件下金红石不分解，导致熔体强烈亏损这些元素。熊小林等(2005)基于金红石1.5 GPa的最小稳定压力, 认为Adakite或TTG熔体必定产生在大约50 km以上。Rushme等(1993)认为石榴子石的形成导致熔体中Si增大，Fe、Mg、Ca及Ti含量降低。

表2 汉南地区祖师店岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果Table.2 LA-ICP-MS zircon U-Pb dating for the rocks form Zushidian area, Hannan region

注：测点号的前边略去了“EL-1-”。

图10 祖师店TTG岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄谐和图(a)及206Pb/238U加权平均年龄(b)Fig. 10 LA-ICP-MS Zircon U-Pb age Concordia diagram and 206Pb/238U weighted average age for trondhjemite from Zushidian area

图11 汉南地区祖师店岩体εHf(t)与锆石结晶年龄图解(Hf球粒陨石演化线和亏损地幔演化线据Blichert-Toft and Albarede 1997; Griffin et al., 2000)Fig.11 εHf(t) values corrected to the crystallization ages of zircons for the rocks form Zushidian area, Hannan region(after Blichert-Toft and Albarede 1997; Griffin et al., 2000)

Kay和Gast(1973)以及Nakamuraet等(1989)认为部分熔融程度低会导致高La含量和La/Yb比值以及高Sr/Y比值和低Y含量。据此，祖师店岩体Sr含量较高，高Sr/Y比值贫Yb和Y， Nb、Ta、Ti负异常以及Eu略具正异常，推测其源区残留相可能为石榴子石和金红石，无斜长石，形成深度和压力较大，部分熔融程度相对较低。低程度的部分熔融可能反映了有流体参与，流体可能来自于俯冲板片的残留。

综上所述，祖师店岩体具有高Na2O/K2O比值、明显的轻重稀土分异，富集LREE而亏损HREE，无Eu负异常，亏损Nb、Ta、Ti等高场强元素，形成于高压环境以及锆石εHf(t)为正值，锆石U-Pb年龄与锆石Hf两阶段模式模式年龄较为接近等特征，指示该岩体可能是源于亏损地幔的新生玄武质洋壳形成后不久俯冲消减，在含水条件下部分熔融形成的，该岩浆活动代表了新元古代扬子北缘一期地壳增生事件。

表3汉南地区祖师店岩体锆石Hf同位素组成Zircon Lu-Hf isotopic compositions for the rocks form Zushidian area, Hannan region

注：各参数计算公式见王彦斌, 2010。其中，176Lu衰变常数λ为1.865×10-11a (Albarè et al., 2006)。

4.2 时代及构造意义

本文所得祖师店岩体的锆石206Pb/238U加权平均年龄主体为728±3 Ma，个别为786±4 Ma。值得注意的是，祖师店岩体与大汉山辉长岩岩体呈侵入接触且具不同的地球化学特征(祖师店岩体为钙碱性系列；大汉山辉长岩为拉斑玄武质系列)，因此，二者不是同源演化系列。786 Ma的锆石年龄与大汉山辉长岩的成岩年龄～780 Ma(张宇昆等未发表数据)在误差范围内一致，且此类锆石边部记录了祖师店岩体728±3 Ma的岩浆事件。另外，祖师店岩体部分786 Ma的锆石两阶段Hf模式年龄(978 Ma～1135 Ma)与大汉山辉长岩锆石模式年龄(张宇昆等未发表数据)相同。因此，728±3 Ma代表祖师店岩体的成岩年龄；鉴于祖师店岩体侵入于大汉山辉长岩体，推测786±4 Ma的锆石系捕获自大汉山辉长岩中的锆石。该结果与五堵门、二里坝岩体成岩年龄一致(Zhao Junhong et al., 2008; Dong Yunpeng et al., 2012)，表明祖师店岩体与五堵门、二里坝岩体为同一期岩浆事件的产物。据此，构成汉南杂岩主体的中酸性侵入岩，即五堵门、二里坝、祖师店岩体形成于～730 Ma，均晚于大汉山辉长岩的侵位时代。

汉南杂岩反映出岛弧迁移的一个历史过程，在La/Yb—Th/Yb和Rb/Zr—Nb图解(图9)中祖师店、五堵门以及二里坝岩体呈现出由初始的洋内岛弧向成熟的陆缘弧的转变。时间上，汉南杂岩酸性侵入体形成于718～789 Ma(凌文黎等, 2006; 赵凤清等, 2006; Zhao Junhong et al., 2008; Dong Yunpeng et al., 2012)。基性侵入体形成于746～780 Ma(凌文黎等, 2001; Zhou Meifu et al., 2002a; Zhao Junhong et al., 2009; 夏林圻等, 2009; Dong Yunpeng et al., 2011)。米仓山地区酸性侵入体形成于838～863 Ma(凌文黎等, 2006; Dong Yun peng et al., 2012)，基性侵入体形成于824～857 Ma (Dong Yunpeng et al., 2012)。空间上，汉南杂岩和米仓山地区的岩体呈北东—南西向带状展布，岩体的年龄从南向北显示由老到新的规律。上述结果反映了岛弧随时间和空间的迁移，俯冲作用先形成米仓山岩体，然后形成汉南杂岩。Thomas Bader等(2013)把勉略—碧口—汉南—米仓山一带归入沟—弧—盆的构造环境。Brown(1982)系统讨论了岛弧花岗岩从不成熟岛弧向成熟"大陆化"的弧的演化，当堆积在洋壳上的火山喷发物堆积加厚到一定程度时，就可以产生深成作用，逐渐演变为成熟的岛弧，发育钙碱性的辉长岩、英云闪长岩、花岗闪长岩侵入体。本文所研究的祖师店岩体和前人研究的五堵门、二里坝岩体发育一套英云闪长岩—奥长花岗岩—花岗闪长岩岩石系列，很好地指示了从不成熟岛弧向成熟岛弧演化的过渡阶段。汉南杂岩可能是在岛弧迁移过程中残留于岛弧根部带的一套杂岩岩体。

表4汉南地区祖师店岩体的锆石饱和温度计和锆石Ti温度计计算结果Table 4 Values of moyite by zircon saturation thermometer and Ti-in-zircon thermometer for the rocks form Zushidian area, Hannan region