巴西圣弗朗西斯科克拉通Ibitiara岩体的锆石U--Pb年代学、地球化学特征及地质意义

沈莽庭，徐鸣，高天山，姚仲友，周延

中国地质调查局 南京地质调查中心，南京 210016

0 引言

巴西圣弗朗西斯科克拉通(São Francisco克拉通，简称SFC)是南美地台区内5个古老的克拉通之一，并在冈瓦纳超大陆的合并和建立过程中始终保持稳定性[1]。有关该地区成矿地质背景及构造环境与演化很早就受到地质学家的关注。该区有着>4.0 Ga的冥古地壳残迹[2--5]，区内岩石类型多样，构造演化复杂，记录了近3.0 Ga São Francisco克拉通内微古陆块碰撞、缝合以及岩浆弧增生演化等地质构造事件，并经历了克拉通古元古代陆内造山活动和基底裂解、抬升事件，随后克拉通在新元古代和古生代的演化进入地台期，接受稳定沉积盖层阶段，相应的岩浆活动较弱[6--9]。然而上述克拉通内各个陆块碰撞、缝合以及岩浆弧增生演化地质构造事件的岩浆岩在岩石组合、形成时代和分布特征上有显著差别。它们可能代表一个大的构造背景的不同部位、或者是不同时期的岩浆活动。因此, 要完整地理解巴西圣弗朗西斯科克拉通各时期花岗岩岩浆成因, 建立克拉通内岩浆构造演化大地构造背景，需要先研究各部分的岩浆岩时空分布与成因, 在此基础上结合不同部分岩浆特征建立综合的岩浆构造演化模型。

在中巴地质学家联合野外调查的基础上，对巴西圣弗朗西斯科克拉通内一处Ibitiara岩体进行了野外观察，并对该岩体进行详细的岩石地球化学特征分析和LA--ICP--MS、SHRIMP锆石 U--Pb 年代学研究。目的是揭示Ibitiara岩体岩浆侵入时代年龄及地球化学特征，为探讨区域岩浆活动规律、了解该岩体岩浆侵位构造环境，为进一步探索圣弗朗西斯科克拉通地质演化过程提供依据和积累基础资料，并对区域岩浆构造活动提供指示意义。

1 地质背景及岩石学特征

1.1 地质背景

SFC克拉通主要出露在巴西米纳斯吉拉斯州和巴伊亚州内，南北长约1 400 km。克拉通结晶基底又分为北部巴伊亚州内和南部米纳斯吉拉斯州内两部分。其中北部圣弗朗西斯科克拉通结晶基底由Gavião、Jequié和Serrinha 3个主要的太古代结晶核地块组成。Gavião地块主要为古中太古代—元古代TTG花岗岩，与北大西洋西非、皮尔巴拉和卡帕瓦尔等克拉通一样，是世界上出露太古代古老大陆地壳地区之一[10]。

Ibitiara岩体主要出露在该克拉通内Gavião地块中，岩体长轴方向为南北向，总体呈北西--南东向狭长带状展布，地表出露面积约150 km2。该岩体西侧边缘与古中太古代TTG质片麻岩和混合片麻岩、新太古代富钾花岗岩等岩块呈侵入接触，其他部分被后期古--中元古代沙帕达迪亚曼蒂和帕拉瓜苏群火山--沉积碎屑岩等沉积盖层掩盖或呈构造“天窗”出露(图1)。

岩体周边分布许多铜、 金矿床(点)， 并见有次生水晶矿、 金刚石砂矿和重晶矿(化)点分布。 受稳定地台的影响， 区域内线性断裂构造发育不明显。

1.2 样品采集位置

选择Ibitiara岩体两处新鲜露头分别采集分析样品(图1)。其中D001样品点坐标为42°23′34″W，12°28′43″S；D023样品点坐标为42°11′50″W，12°41′16″S。

1.3 岩相学特征

Ibitiara岩体岩性为花岗闪长岩，地表出露风化面为灰白色，新鲜面为青灰色，略带浅肉红色色调。岩内普遍具有火成结构的暗色微粒包体。

两处取样薄片鉴定都定名为中细粒花岗闪长岩，详细的野外岩石露头及镜下薄片鉴定照片见图2。岩石具有中细粒花岗结构，块状构造，主要由斜长石(约65%)、钾长石(10%～15%)、石英(20%～25%)和黑云母(2%～5%)等矿物组成。其中斜长石半自形板状，大小一般0.5～1 mm，部分1～2 mm，少部分0.2～0.5 mm(细)，个别2～2.5 mm(中)，杂乱无序分布，且见多数斜长石被绢云母、方解石、白云母和绿帘石交代；钾长石半自形--它形粒状，大小一般1～2 mm，部分2～2.5 mm，少部分0.3～1 mm，呈星散状零星分布，局部活化交代斜长石，使其具有蠕英等结构，轻微土状化；石英以它形粒状为主，大小一般2～5 mm，部分1～2 mm，少部分0.3～1 mm，呈填隙状分布；黑云母片状，片直径一般0.2～0.5 mm，呈星散状分布，局部被铁质交代。

1.新生代沉积岩层；2.中元古代沙帕达迪亚蒂纳群；3.古元古代帕拉瓜苏群；4.火山碎屑岩、石英斑岩和流纹质火山熔岩等；5.花岗闪长岩；6.太古代结晶基底；7.蛇绿混杂岩；8.辉绿岩、辉长岩；9.金刚石砂矿；10.铜矿化点；11.水晶矿；12.重晶石矿化点；13.金矿(点)；14.城市与村庄；15.采样点。图1 圣弗朗西斯科克拉通Ibitiara地区地质简图Fig.1 Simplified geological map of Ibitiara area in São Francisco Craton

a. D001点Ibitiara岩体自然露头；b. D001薄片镜下鉴定照片；c. D023点Ibitiara岩体自然露头；d. D023薄片镜下鉴定照片。Q.石英；Pl.斜长石；Kfs.钾长石；Bt.黑云母。图2 中细粒花岗闪长岩野外露头及显微镜下照片Fig.2 Wild outcrop photos and photomicrographs of medium-grained granodiorite

镜下鉴定岩石总体受后期构造作用影响轻碎裂，岩内可见网状裂隙，沿裂隙有碎粒、碎粉状长英质矿物分布，局部被绢云母、方解石和不透明矿物交代充填。

可见少量磁铁矿、锆石和磷灰石等副矿物，含绢云母(少脉)、方解石(少脉)、绿帘石、高岭土和不透明矿物等次生蚀变矿物。

2 分析方法

锆石单矿物分离在河北省诚信地质服务有限公司完成。D001和D023样锆石制靶分别在河北省诚信地质服务有限公司和北京离子探针中心进行。锆石分选过程采用常规重磁选方法，在双目镜下选出制靶, 并进行了透射光、反射光和阴极发光(CL)照像，选取最理想的锆石颗粒最佳位置进行分析测试。

D001样品LA--ICP--MS锆石U--Pb定年和锆石微量元素分析在合肥工业大学LA--ICP--MS实验室进行，由LA--ICP--MS和激光剥蚀系统联机完成。在分析过程中，激光剥蚀的斑束直径选为32 μm，频率为6 Hz，采样方式为单点剥蚀，以He作为剥蚀物质的载气[11--12]。

对分析数据的离线处理采用由中国地质大学(武汉)刘勇胜教授编写的ICPMSDataCal软件[13--15]。样品的锆石U--Pb年龄谐和图绘制和年龄权重平均计算均采用Isoplot/Ex_ver3[16]完成。锆石U--Th--Pb同位素比值、年龄数据及锆石微量元素的单次测量的标准偏差为1 σ，加权平均年龄采用2 σ。使用嵌入的EXCEL的ComPbCorr#3.18程序[17]进行普通Pb校正。

D023样品锆石U--Pb年龄数据在国家科技基础条件平台北京离子探针中心(中国地质科学院地质研究所)的SHRIMP II仪器上获得。锆石定年测定时仪器质量分辨率约为5 000(1%峰高)，一次离子流束斑直径为25～30 μm，一次离子流强度为3 nA，样品点清洗时间为150 s。样品在分析过程中采用跳峰扫描，每次扫描测定9个质量数，依次为90Zr16O+、204Pb+、背景值、206Pb+、207Pb+、208Pb+、238U+、232Th16O+和238U16O+，每个数据点的测定由5个扫描周期构成。

使用的标准为M257和TEM、M257(年龄561 Ma，U=840×10-6)用于样品U含量标定。TEM(母岩为澳大利亚堪培拉附近一闪长岩体，年龄为417 Ma)用于样品年龄标定。

数据处理使用Ludwig 编写的SQUID(2.51)和ISOPLOT(3.0)程序。

3 锆石年代学

Ibitiara岩体锆石在双筒目镜下，多无色透明，个别为淡黄色。从锆石CL图像看(图3、图4)，该类锆石是直接从岩浆结晶中形成的岩浆类锆石，多形成较窄的岩浆振荡环带。该类锆石多呈半自形晶，粒径30～110 μm，多为柱状，少量为四方锥状，多数具有均匀的内部结构和少量岩浆包裹体，部分出现扇形分带结构，偶见残留的锆石晶核。

锆石CL图像显示，锆石边部多呈黑色，少数为白色。锆石可分为具有岩浆环带结构和核部结构相对复杂，无明显的岩浆环带两大类型。

图3 D001锆石CL图像Fig.3 CL zircon images of D001 sample

对锆石进行LA--ICP--MS U--Pb 和SHRIMP U--Pb 测试。表1和表2中锆石238U 含量变化分别在44.2×10-6～262.2×10-6及86×10-6～191×10-6之间，232Th 含量变化分别在16.3×10-6～71.7×10-6和35×10-6～154×10-6， Th /U比值为0.40～0.84和0.24～0.41，两者变化相一致，均为典型岩浆成因锆石[18--20]。

从D001样品中分选出锆石进行LA--ICP--MS U--Pb同位素测点分析(表1)，从D023样品中分选出锆石进行SHRIMP U--Pb同位素测点分析(表2)。结果表明，LA--ICP--MS U--Pb 测试年龄17个数据点构成了一个较完好的相关年龄组，集中分布在谐和线上及附近，206Pb /238U 加权平均年龄为2 121±24 Ma(MSWD=0.64) (图5a)；SHRIMP测试年龄21个数据点构成了一个较完好的相关年龄组，集中分布在谐和线上及附近，206Pb /238U 加权平均年龄为2 103±8 Ma(MSWD=0.82) (图5b)，两种测试方法对Ibitiara岩体不同采样位置测试的样品年龄在相对误差范围内一致，表明测试结果的可信度。LA--ICP--MS U--Pb测试年龄和SHRIMP锆石测试年龄的207Pb /206Pb 加权平均年龄均集中在2 100 Ma±，揭示了Ibitiara岩体岩浆侵入时间。笔者选择SHRIMP测试年龄2 103±8 Ma代表该岩体花岗闪长岩在巴西圣弗朗西斯科克拉通内侵位时代年龄。因此可以确定Ibitiara岩体为古元古代层侵纪晚期—造山纪早期岩浆活动的产物。

样品D001锆石稀土元素含量如表3所示。球粒陨石标准化稀土元素配分图(图6)显示，岩石轻重稀土分馏明显，具一致左倾配分，亏损轻稀土，阶梯式富集重稀土，锆石中稀土配分图解指示同样为岩浆型锆石。锆石δEu为0.21～0.59，均值为0.40，而δCe为1.92～36.08，均值为 11.04，显示正的Ce异常，负Eu异常。

图4 D023锆石CL图像Fig.4 CL zircon images of D023 sample

表3 圣弗朗西斯科Ibitiara岩体锆石稀土元素含量

图5a Ibitiara岩体花岗闪长岩(D001样)LA--ICP--MS锆石U--Pb年龄Fig.5a LA--ICP--MS zircon U--Pb concordia diagrams of granodiorites(D001 sample) in Ibitiara pluton

图5b Ibitiara岩体花岗闪长岩(D023样)SHRIMP锆石U--Pb年龄谐和图Fig.5b SHRIMP zircon U--Pb concordia diagrams of granodiorites (D023 sample) in Ibitiara pluton

图6 Ibitiara岩体锆石稀土元素球粒陨石标准化图解[24]Fig.6 Chondrite-normalized REE distribution pattern of zircons in Ibitiara pluton

据有关资料研究表明[21]，锆石中Ce正异常与否及其程度与锆石结晶时所处的流体是否为氧化还原环境条件有关，在平衡分离条件时，氧逸度越大，Ce正异常程度越强，氧逸度越小，还原作用越强，则Eu的负异常程度越强[22]。因此可以推测形成Ibitiara岩体岩浆源区的岩浆中氧逸度较高。Hoskin等人认为[20]，典型壳源岩浆中单颗粒锆石∑REE值为 250×10-6～5 000×10-6，均值集中在 1 500×10-6～2 000×10-6之间，相对数值变化较大，(Lu /Gd)N平均值为 16～74，(Sm/La)N平均值为 57～547[23]。Ibitiara岩体所有样品的∑REE 值在为289.8×10-6～987.3×10-6，均值为595.31 × 10-6，(Lu /Gd)N值为6.74～16.17，均值为9.76，反映了所取样品中的锆石来源均不是出自典型的壳源型岩浆锆石。

4 岩石地球化学

4.1 主量元素特征

表4显示，采集的样品岩石化学成分中SiO2含量高，可达66.15%～68.36%，为硅酸盐过饱和中酸性岩石。Fe2O3和FeO、MgO多<2%，CaO介于1.8%～2.99%，含量偏高。根据计算结果，Ibitiara岩体岩石里特曼指数为0.31～0.32，皆<3.3，为钙碱性岩。总碱ALK(K2O+Na2O)为7.34%～7.80%，平均为7.57%，K2O/Na2O比值平均为0.63，A/CNK平均为0.97，<1，Al2O3含量较高(14.34%～14.94%，平均为14.64%)。在K2O-SiO2图解上(图7a)，采集样品所投都在高钾钙碱性系列，显示该岩浆在富钠的背景下富钾。在A/NK-A/CNK图解中(图7b)，样品皆落在准铝质系列，但与典型花岗闪长岩相比偏铝质系列，因此该岩体岩浆具有富硅、富铝和高碱富钾低铁镁的特征，符合花岗闪长岩的一般特征[26]，属于高钾钙碱性弱铝质花岗闪长岩。

表4 圣弗朗西斯科Ibitiara岩体花岗闪长岩主、微量元素和稀土元素岩石化学分析结果

注：*据诺科尔兹，137个样品平均值。LOI为烧失量，A/CNK=Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)mol量比，σ为里特曼组合指数。

图7 Ibitiara岩体花岗闪长岩的K2O-SiO2图解(a)和A/NK-A/CNK图解(b)[25]Fig.7 K2O-SiO2 discrimination diagram(a)和A/NK-A/CNK diagram(b) for granodiorite in Ibitiara pluton

4.2 微量元素及稀土元素特征

Ibitiara岩体花岗闪长岩微量元素和稀土元素分析结果见表4。

在Ibitiara岩体花岗闪长岩球粒陨石标准化微量元素蛛网图(图8a)上，该岩体中富集Ba等大离子亲石元素(LILE)和不相容元素U、Th等，强烈亏损高场强元素(HFSE)Nb、P、Ti等，具有地壳岩石的特征。总体相对富集大离子亲石元素而亏损高场强元素，为一右倾型曲线(图8b)。一般情况下，花岗岩类岩石中P的亏损可能是由于岩浆结晶分异时磷灰石的分离，而 Ti 的负异常可能是由于岩浆中钛铁矿的结晶分异作用引起的。而Nb的强烈亏损表明岩浆可能是上侵过程中受到地壳物质的混染作用。Rb/Sr和Rb/Ba比值分别为0.23～0.31、0.06～0.08，Yb和Y含量分别为1.7×10-6～4.4×10-6、18.7×10-6～34.9×10-6,含量偏低，反映出岩浆侵位过程中经历了一定程度的不完全分异结晶作用。

图8 Ibitiara岩体花岗闪长岩微量元素原始地幔标准化蛛网图(a)和稀土球粒陨石标准化配分模式图(b)Fig.8 Primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (a) and chondrite-normalized REE pattern distribution diagrams (b) of granodiorite in Ibitiara pluton

从表4可以看出，Ibitiara岩体花岗闪长岩稀土元素总量为183.5×10-6～229.1×10-6，均值为206.6×10-6，明显高于陆壳稀土元素含量(地壳丰度为165.35×10-6)。在球粒陨石标准化REE配分模式图(图8b)上，稀土元素特征显示轻稀土(LREE)富集，重稀土(HREE)相对亏损，LREE/HREE为7.19～12.37，平均值为9.78。(La/Yb)N值为7.66～17.89，平均为12.78，表明轻重稀土分馏相对明显，配分曲线明显右倾。另外(La/Sm)N值为3.53～4.64，显示出轻稀土具有较好的分馏程度，(Gd/Yb)N值为1.39～2.29，说明重稀土之间分馏差异性不太明显。δEu为0.69～0.81，均值为0.75，显示轻微的负异常，δCe为0.93～0.94，平均为0.93，显示Ce略亏损。上述分析表明该岩浆可能在源区部分熔融、侵位中斜长石的分异作用较弱或者岩浆源区存在少量的斜长石残留，其吸附了Eu2+，导致负Eu异常但不明显[27]。

5 讨论

5.1 花岗岩类型及源区特征

根据花岗岩源区性质划分为 I、S、M、A四种类型[28]。Ibitiara花岗闪长岩主微量元素分析表明富硅(SiO2：66.15%～68.36%)，高碱且富钠(K2O：2.67%～3.15%；Na2O：4.65%～4.67%)，铝饱和指数平均为0.97。此外，样品显示低磷(0.059%～0.11%)、低镁(0.36%～0.96%)和低钛(0.24%～0.47%)的特征。微量元素显示铕负异常 (δEu=0.69～0.81)，富集Ba等大离子亲石元素，相对亏损Nb等高场强元素。Ibitiara花岗闪长岩主微量元素特征既显示有A型花岗岩富硅、低磷的特点，同时又具有I型花岗岩富钠的特征。

I型花岗岩是一系列准铝质钙碱性花岗质岩石的总称，主要为各种英云闪长岩到花岗闪长岩和花岗岩，具有火成结构的暗色微粒包体，其源岩物质是由壳源岩浆与幔源岩浆混合作用的产物。Ibitiara花岗闪长岩中部分稀土和微量元素性质稳定，不易受岩石圈组分混染的影响，可以较好地反映该岩石形成的初始性质。如Ibitiara花岗闪长岩Eu负异常，均值为0.75，远大于一般壳型花岗岩的δEu值(0.46)，接近壳幔混合型花岗岩的δEu值(0.84)。Zr/Hf比值为29.27～33.29，平均为31.28，高于上地壳平均Zr/Hf比值23.7[30]。由图8可知，大离子亲石元素Rb含量也并不高(<100×10-6)。从野外露头观察岩内普遍具有火成结构的暗色微粒包体，而且从Ibitiara花岗闪长岩薄片中没有观察到具有A型花岗岩矿物如铁橄榄石、霓石--霓辉石等标志性碱性暗色矿物[31]。在A型花岗岩与I型花岗岩Ce-SiO2判别图(图9)和Zr-SiO2图解中(图10)，落入I型花岗岩中，在 Na2O-K2O 图解中 (图11)，也落入I型花岗岩中，进一步确定了Ibitiara花岗闪长岩为I型花岗岩。

图9 Ibitiara岩体SiO2-Ce图解[29]Fig.9 SiO2-Ce diagram of Ibitiara pluton

图10 Ibitiara岩体Zr-SiO2图解[29]Fig.10 Zr-SiO2 diagram of Ibitiara pluton

图11 Ibitiara岩体Na2O-K2O图解[29]Fig.11 Na2O-K2O diagram of Ibitiara pluton

总之，上述Ibitiara岩体花岗闪长岩主微量元素分析反映了形成Ibitiara岩体花岗闪长岩岩浆是低(未)分异、壳幔混源岩浆演化的特征，具有I型花岗岩的主微量和稀土配分模式的特征。因此综上所述认为Ibitiara花岗闪长岩应为I型花岗岩，推断认为Ibitiara花岗闪长岩为壳源和幔源岩浆混合岩浆结晶形成的产物。

5.2 构造背景

根据本次测试的年龄数据，显示Ibitiara花岗闪长岩形成的时代为层侵纪晚期—造山纪早期，时代相对较老，其经历的构造环境一定是非常复杂的，后期会叠加种种地质过程，增加了构造环境判别的难度。本次结合该花岗闪长岩的产出位置、区域大地构造位置和成因系列特征，辅助必要的花岗质岩石成分判别图解进行综合分析判别。

本次采集岩石样品位于南美地台区圣弗朗西斯科克拉通较大构造背景内，属于哥伦比亚超大陆大西洋陆块群中。前人研究，哥伦比亚超大陆约在3.0 Ga时已聚合，包含Ur、Nena和Atlantica (大西洋)3个大陆块，通过造山运动而使它们逐步靠拢, 形成联而不合的哥伦比亚超大陆[35--37]，其中大西洋陆块群在古元古代约2.1～1.8 Ga 时由南美和西非所组成。Ibitiara花岗闪长岩形成的时代为层侵纪晚期—造山纪早期，介于哥伦比亚超大陆聚合增生岩浆活动的范围中，可能属于哥伦比亚超大陆聚合增生早期大西洋陆块群内岩浆活动产物。

另据董永观等[38]，南美地台区区域构造演化大致划分为4个规模较大的构造旋回，4次较大规模的构造运动引发4次岩浆侵入活动。其中2 600～1 900 Ma(早元古代)的亚马逊构造旋回，主要是以褶皱运动为主，并引发产生大量岩浆侵位活动。早元古代早期岩浆侵入活动以超镁铁质岩、镁铁质岩与沉积岩构成绿岩带，后期(18～22亿年)主要以大量花岗闪长岩、英云闪长岩、石英二长岩和花岗岩侵入为主，处于圣弗朗西斯科—刚果古陆和巴伊亚—加蓬(克拉通)桥，大西洋裂解初始阶段[39--42]。本次锆石U--Pb年龄显示与此后期区域构造运动形成的岩浆活动相吻合。因此Ibitiara花岗闪长岩侵位时代为南美地台区2 600～1 900 Ma(早元古代)的亚马逊构造旋回期间，构造背景为该构造旋回后期产生大规模的酸性侵入岩，主要代表有圣弗朗西斯科克拉通内巴伊亚花岗岩、花岗闪长岩、英云闪长岩和石英二长岩。

为了进一步划分Ibitiara岩体大地构造环境。利用Rb-(Y+Nb)构造判别图解(图12a)[43]，分析测试样品点皆落入火山弧花岗岩区域，考虑到该岩体形成上侵过程中斜长石堆晶作用的稀释效应和结晶分异作用，可能会导致样品落点漂移因素的影响[44]。因此Rb-(Y+Nb)图解形成 Ibitiara岩体构造环境应该为板内花岗岩构造源区环境的可能性较大。在R1--R2因子判别图(图12b)中落点为造山晚期花岗岩区域，与亚马逊构造旋回晚期岩浆活动相呼应。

图12 Ibitiara岩体构造环境判别图解[32--34]Fig.12 Tectonic discrimination diagrams of Ibitiara pluton

另外薄片鉴定和岩石地球化学研究特征表明，区内Ibitiara岩体花岗闪长岩属高钾钙碱性系列岩石，该类岩石一般主要形成于大陆弧和板块碰撞后两种大地构造背景，通常多分布褶皱带中。因此Ibitiara花岗闪长岩代表了巴西圣弗朗西斯科克拉通内亚马逊构造旋回2.1 Ga±的一期重要的岩浆活动。其2.1 Ga的年龄记录与其克拉通早期的TTG 岩类及花岗岩的集中侵位时代(2.6～1.90 Ga) 相一致，这一时期为圣弗朗西斯科克拉通重要的微陆块汇聚、陆壳(活动陆缘、岛弧) 增生和克拉通化峰期[45--46]。

6 结论

(1) Ibitiara岩体花岗闪长岩形成年代为2 103±8 Ma，为古元古代层侵纪—造山纪，为哥伦比亚超大陆早期大西洋陆块群内岩浆活动产物。

(2) 岩石地球化学特征显示，Ibitiara岩体岩石为富硅、高钾钙碱性系列，属于准铝质--弱过铝质I型花岗岩，稀土元素显示具有轻微的负Eu异常，轻重稀土分馏相对明显，富集轻稀土，具有I型花岗岩类稀土配分模式和壳幔混源岩浆演化的特征。

(3) Ibitiara花岗闪长岩代表巴西圣弗朗西斯科克拉通内亚马逊构造旋回2.1 Ga±的一期重要的岩浆活动。其2.1 Ga的年龄记录，与其区域克拉通内TTG 岩类及花岗岩的集中侵位时代( 2.6～1.90 Ga) 相一致。

(4) 巴西Ibitiara地区的基底岩石是在圣弗朗西斯科克拉通太古代古老基底基础上可能于早元古代中晚期经历一次强烈碰撞造山运动建立起来的，该碰撞造山运动引发了大量闪长质、花岗质岩浆侵位、喷发活动，Ibitiara花岗闪长岩是其侵入岩体之一。

致谢国土资源部华东矿产资源监督检测中心沈加林主任、骆宏玉高工对本文主微量元素测试数据方面给予了大力支持与帮助。合肥工业大学李龙明教授、李全忠博士以及国家科技基础条件平台北京离子探针SHRIMP中心王晨主任、王培智和谢士稳博士等人在装载样品、仪器调试、仪器监控和数据处理等方面所提供的帮助，在此一并表示感谢!