扬子板块西北缘碧口微地块新元古代大陆弧岩浆作用：来自锆石U-Pb年代学、Hf同位素和地球化学证据

2021-08-31裴先治李佐臣李瑞保刘成军赵少伟陈有炘

地球科学与环境学报 2021年4期

秦利，裴先治,2*，李佐臣,2，李瑞保,2，裴磊,2，刘成军,2，周海,2，王盟,2，赵少伟,2，陈有炘,2，高峰,2

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

0 引言

中新元古代罗迪尼亚(Rodinia)超大陆的聚合和裂解事件一直是当前地球科学研究领域的热点问题。近年来，扬子板块西北缘广泛发育的新元古代岩浆岩被认为和Rodinia超大陆的聚合和裂解事件密切相关[1]。深入了解该地区新元古代构造演化过程，对进一步约束该超大陆的裂解机制具有重要意义。碧口微地块位于扬子板块西北缘，是松潘—甘孜造山带、秦岭造山带和扬子板块的汇聚场所，具有十分复杂的拼合历史，是研究中国大地构造的热点地区[1-2]。长期以来，碧口微地块以其复杂的地质特征和构造演化历史而备受关注[3-9]。目前的研究表明，碧口微地块经历了新元古代早期Rodinia超大陆背景下的扬子板块北缘局部裂解、洋盆开启(>840 Ma)[10]及洋壳俯冲(约810 Ma)[11-12]，之后又经历了新元古代晚期—早古生代稳定的陆内伸展裂陷阶段[13-14]，随后于印支期在康县—略阳—勉县地区发生自南向北的强烈陆内俯冲造山作用，并对碧口微地块(尤其南、北边界)进行再次构造改造，终成现今之主导构造格架[15-16]。

该区广泛发育的中酸性岩浆岩和超基性—基性侵入体、岩脉等是研究扬子板块西北缘构造演化的“天然窗口”。以往的研究工作主要限于碧口火山岩系，并对其形成的地球动力学机制尚存在争议[3,6,17-23]；而对碧口微地块深部地壳性质了解甚少，这可能为碧口微地块的地球动力学背景提供新的重要约束。近年来，扬子板块西北缘碧口微地块发现的若干花岗岩类深成岩体，是揭示碧口微地块深部地壳性质和地球动力学机制的“探针”和“窗口”[24]。对碧口微地块新元古代花岗闪长岩的研究，尤其是形成时代和构造环境的研究，可以限定碧口微陆块新元古代的构造属性。

二里坝花岗闪长岩出露于扬子板块西北缘碧口微地块东部勉略宁地区[图1(a)]，以往地质调查工作根据野外接触关系将其时代厘定为新元古代，但其确切的成岩时代、岩石成因和岩体形成的构造背景尚缺乏深入研究。基于此，本文选择二里坝花岗闪长岩进行了岩石学、岩石地球化学、锆石U-Pb年代学和Hf同位素研究，在结合前人研究成果的基础上，探讨其形成时代和构造背景，并为扬子板块西北缘新元古代的构造演化和Rodinia超大陆裂解机制提供新的有效制约。

1 区域地质概况

图(a)引自文献[26]，图(b)引自文献[27],有所修改图1 扬子板块西北缘碧口微地块大地构造背景及二里坝花岗闪长岩地质简图Fig.1 Geotectonic Background of Bikou Micro-block and Geological Sketch Maps of Erliba Granodiorite in the Northwestern Margin of Yangtze Plate

位于扬子板块西北缘的碧口微地块，其北侧与秦岭造山带以近EW向勉略构造混杂岩带为界，西侧与松潘—甘孜造山带以南北向岷山—虎崖断裂为界，南侧与龙门山构造带以NE—SW向展布的青川—阳平关断裂为界，整体呈三角楔形向东构造尖灭[图1(a)][25]。碧口微地块内出露的最古老构造岩石地层单位为新太古代鱼洞子岩群，为一套深变质、强变形的变质岩石组合，主要由片麻岩和少量斜长角闪岩组成，是古老变质基底岩系的代表；略阳地区鱼洞子岩群新太古代奥长花岗岩-英云闪长岩-花岗闪长岩(TTG)质花岗质片麻岩的形成时代为2 815～2 449 Ma[28-30]。碧口微地块内出露的岩石地层单位主体为南部的碧口群和北部的横丹群，两者以枫相院—铜钱坝断裂带/韧性剪切带为界。碧口群为一套浅变质的海相火山-沉积岩系，横丹群为一套浅变质的浊积岩系，是碧口岛弧的弧前盆地沉积。南华系—震旦系沉积盖层以构造接触关系覆盖在碧口群之上。碧口微地块内构造发育，主体构造变形强烈，呈NE向和NNE向延伸，变质程度较浅，整体为低绿片岩相区域变质。

碧口微地块内部侵入岩较发育，按照其形成时代可以划分为新元古代和印支期两期。新元古代侵入岩主要有白雀寺基性—中酸性杂岩体、硖口驿辉长岩、铜厂闪长岩、坪头山闪长岩和关口垭闪长岩等，其形成时代为884～815 Ma[31-34]；印支期侵入岩有南一里花岗岩、鹰嘴山花岗岩和阳坝花岗岩等，其形成时代为223～206 Ma[35-36]。本文主要对碧口微地块东部勉略宁地区出露的二里坝花岗闪长岩进行研究[图1(b)]。

2 岩体地质与岩石学特征

研究区位于碧口微地块东段勉略宁三角区[图1(b)]，区内出露的地层主体为新元古界碧口群火山岩系。其在南、北两侧出露下震旦统陡山沱组(Z1d)及上震旦统灯影组(Z2dn)碳酸盐岩，在西侧出露下泥盆统踏坡组(D1t)浅变质粗碎屑岩，构成区内沉积盖层。其东南侧新元古代黑木林超基性岩和硖口驿辉长岩呈NE—NNE向展布。

二里坝花岗闪长岩出露于陕西省略阳县麻柳铺断裂以南的二里坝地区。岩体南北宽为6～7 km，东西长为5～9 km，出露面积约为25 km2。岩体西侧和北侧侵位于新元古代碧口群火山岩系中，南侧和东侧与震旦系沉积盖层为构造接触关系。受晋宁期南北向挤压作用影响，区域构造线以EW向和NW—SE向为主。

二里坝花岗闪长岩岩性为中细粒花岗闪长岩，岩石风化面为灰色，新鲜面为浅灰绿色，具中细粒花岗结构和块状构造，矿物粒度为0.5～2.5 mm，主要矿物成分有斜长石(体积分数为50%～55%)、石英(20%～25%)、角闪石(10%左右)、碱性长石(10%～15%)及少量黑云母(5%)，副矿物有锆石、磷灰石、磁铁矿等。斜长石在显微镜下钠黝帘石化蚀变较为明显，呈半自形板柱状，粒度为0.5～2.0 mm[图2(c)]；石英呈他形粒状，粒度为0.5～1.0 mm，主要呈填隙状分布于长石粒间，具波状消光；角闪石为普通角闪石，粒度为0.5～1.0 mm，呈绿色，多色性明显[图2(d)]；黑云母常发生绿泥石化。

3 样品采集与分析方法

3.1 样品采集

在野外样品采集过程中，对二里坝花岗闪长岩出露的新鲜面进行了多点采样，共采集7件岩石地球化学样品和2件同位素年龄样品。同位素年龄样品ML1156/1和ML1156/3均为细粒花岗闪长岩，采样点地理坐标分别为(33°11′15″N，106°14′08″E)、(33°11′15″N，106°14′07″E)。

3.2 岩石地球化学分析

将样品粉碎至200目后，全岩主量、稀土和微量元素分析在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。TFe2O3含量和烧失量(LOI)采用湿法化学法分析，其他主量元素含量利用碱熔玻璃片在日本理学RIX2100X荧光光谱仪(XRF)上测定，分析相对误差一般小于2%。微量元素分析在美国Perkin Elmer公司Elan6100DRC型电感耦合等离子质谱(ICP-MS)仪上进行，分析精度一般优于2%～5%。

3.3 锆石U-Pb定年

用于锆石U-Pb年代学研究的样品由西安瑞石地质科技有限公司完成锆石分选、制样和阴极发光(CL)图像采集工作。锆石原位U-Pb定年在北京科荟测试技术有限公司质谱实验室激光剥蚀-电感耦合等离子质谱(LA-ICP-MS)仪上完成，并根据锆石反射光、透射光照片和阴极发光图像选择合适的测年晶域，再利用193 nm激光器对锆石进行剥蚀，激光剥蚀斑束直径为30 μm，以标准锆石91500作为外部锆石年龄标准，元素含量以SRM610作为外标、29Si作为内标进行校正。样品的同位素比值和元素含量数据采用ICPMSDateCal程序[37-38]和Isoplot 3.00[39]进行处理，利用208Pb校正法对普通铅进行校正。

3.4 锆石Hf同位素分析

锆石Hf同位素分析在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。在配有193 nm激光取样系统的Neptune多接收电感耦合等离子体质谱(LA-MC-ICP MS)仪上进行分析，分别用176Lu/175Lu值(0.026 69)和176Yb/172Yb值(0.588 6)进行同量异位干扰校正，并计算测定样品的176Lu/177Hf值和176Hf/177Hf值。εHf(t)和模式年龄计算中的相关参数如下：衰变常数(λ)为1.867×10-11[40]；球粒陨石现今的176Lu/177Hf值和176Hf/177Hf值分别为0.033 2、0.282 772[41]。二阶段模式年龄采用上地壳fLu/Hf值(-0.72)[42]进行计算。

Pl为斜长石；Qtz为石英；Hb为角闪石图2 二里坝花岗闪长岩野外和岩相学特征Fig.2 Field and Petrographic Characteristics of Erliba Granodiorite

4 结果分析

4.1 锆石U-Pb年代学特征

2件细粒花岗闪长岩样品(ML1156/1和ML1156/3)中锆石颗粒普遍较大，粒径一般为100～150 μm，长宽比为1∶1～2∶1；锆石阴极发光图像显示，锆石多为浅黄色—无色透明，总体为自形柱状，内部具有典型的振荡韵律环带结构(图3)，属于典型的岩浆锆石。

从表1可以看出：样品ML1156/1的锆石U含量(质量分数，下同)为(56～183)×10-6，Th含量为(37～188)×10-6，Th/U值为0.59～1.56；样品ML1156/3的锆石U含量为(68～179)×10-6，Th含量为(44～182)×10-6，Th/U值为0.58～1.02。2件样品的Th/U值均大于0.4，且样品中锆石颗粒均呈现重稀土元素相对富集，轻稀土元素相对亏损，负Eu异常和正Ce异常显著的球粒陨石标准化配分模式(图4、表2)。结合锆石Th/U值(>0.4)和锆石岩相学特征，表明这些锆石具有典型岩浆锆石特征[43-44]。

本次测试分析点基本都位于明显的岩浆环带上，样品ML1156/1和ML1156/3各测试有效分析点25个。其中，样品ML1156/1锆石206Pb/238U年龄为825～818 Ma，206Pb/238U加权平均年龄为(821.3±5.5)Ma(平均标准权重偏差(MSWD)为0.017，分析点个数(n)为25)(图5)；样品ML1156/3锆石206Pb/238U年龄为826～818 Ma，206Pb/238U加权平均年龄为(822.6±5.8)Ma(MSWD值为0.018，n=25)(图5)。2件样品年龄在误差范围内基本一致，表明二里坝花岗闪长岩的结晶年龄约为822 Ma，其侵位时代为新元古代早期。

白色圈代表年龄分析点位；黄色圈代表Hf同位素分析点位图3 锆石阴极发光图像Fig.3 CL Images of Zircons

续表1

ws为样品含量；wc为球粒陨石含量；球粒陨石标准化数据引自文献[43]；图(b)中，相同线条对应不同分析点图4 锆石Th/U值随206Pb/238U年龄的变化和球粒陨石标准化稀土元素配分模式Fig.4 Variation of Th/U Ratios with 206Pb/238U Ages and Chondrite-normalized REE Pattern of Zircons

图5 锆石U-Pb年龄谐和曲线及年龄分布Fig.5 Concordia Diagrams and Distributions of Zircon U-Pb Ages

4.2 岩石地球化学特征

4.2.1 主量元素

二里坝花岗闪长岩的SiO2含量变化范围较窄，为65.14%～68.36%。在QAP图解[图6(a)]中，样品均落入花岗闪长岩区域；在TAS图解[图6(b)]中，样品均落入亚碱性花岗闪长岩区域。全碱(Alk)含量为5.41%～6.32%，Na2O/K2O值为1.72～4.10，相对富Na；TiO2含量为0.30%～0.39%；P2O5含量为0.06%～0.11%；Al2O3含量较高，为14.87%～16.96%，平均值为16.08%；MgO含量为1.33%～1.63%，Mg#值为46.4～48.3；CaO含量为1.13%～3.83%。A/CNK值为1.05～1.53，平均值为1.19；A/NK值为1.60～1.94，平均值为1.83。在A/CNK-A/NK图解中，花岗闪长岩整体落入弱过铝质区域，部分样品为强过铝质[图6(c)]；在SiO2-K2O图解中，样品落入钙碱性-低钾(拉斑)系列范围[图6(d)]。

此外，哈克图解中，随SiO2含量的增加，多数氧化物和微量元素含量变化趋势不明显，因此，本文省略了此图。从哈克图解大体可以看出：TiO2、TFe2O3、MgO、Sr、P2O5等含量随SiO2含量的增加而降低，Al2O3、Na2O、Rb等含量随SiO2含量的增加而增加，CaO含量变化趋势不明显。其中，TiO2和P2O5含量的降低可能与富含Ti、P的矿物(磷灰石等)分异有关。

4.2.2 稀土和微量元素

二里坝花岗闪长岩稀土元素总含量(表3)为(81.5～147.3)×10-6，平均值为112.18×10-6；轻、重稀土元素分馏较明显，LREE/HREE值为8.85～15.59；Eu异常为0.92～1.26，总体具有弱的正Eu异常；轻稀土元素内部分异较明显，(La/Sm)N值为5.50～9.38(平均值为7.02)，La/Yb值为14.36～36.69(平均值为23.53)，(La/Yb)N值为10.30～24.74(平均值为16.06)，(Gd/Yb)N值为1.43～1.92(平均值为1.61)。5件样品在球粒陨石标准化稀土元素配分模式[图7(a)]中均表现为轻稀土元素富集、重稀土元素分异不明显的右倾分配模式。

原始地幔标准化微量元素蛛网图[图7(b)]总体表现为富集Rb、Ba、U等大离子亲石元素，亏损Ti、Nb、Ta、P等高场强元素，具有典型的、与俯冲带相关的弧岩浆岩特征。Sr、P、Ti的亏损亦表明二里坝花岗闪长岩具有弧岩浆岩的特征；Zr的富集和Ti、Nb、Ta的亏损表明岩浆源区以陆壳组分为主[45-47]。

4.3 锆石Hf同位素特征

在同位素年龄的基础上，本文对花岗闪长岩(样品1156/3)进行了锆石Hf同位素组成分析。所有分析点均基于锆石U-Pb定年基础上，位于原靶位或附近。分析结果(表4)表明，二里坝花岗闪长岩锆石具有负的Hf同位素组成。176Lu/177Hf值为0.000 820～0.001 529，平均值为0.001 115，说明放射性成因的Hf含量很低；176Hf/177Hf值为0.281 875～0.282 072，平均值为0.281 998；εHf(t)为-14.06～-7.38，平均值为-9.83，相应的二阶段Hf模式年龄为2.25～1.90 Ga，揭示岩浆来自古老地壳岩石或者富集岩石圈地幔。

5 讨论

5.1 花岗闪长岩形成时代

二里坝花岗闪长岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果表明，2件花岗闪长岩样品的年龄谐和性较好，206Pb/238U加权平均年龄分别为(821.3±5.5)Ma(MSWD值为0.017，n=25)和(822.6±5.8)Ma(MSWD值为0.018，n=25)，锆石的Th/U值(>0.4)和明显的振荡环带指示其为岩浆成因[43]，二者在误差范围内年龄是基本一致的，代表了二里坝花岗闪长岩的结晶年龄为新元古代早期。花岗闪长岩的形成年龄晚于碧口群下部基性火山岩的形成年龄((840±10)Ma[3,50])，这与野外观察到的接触关系是相符的。

表2 锆石微量元素分析结果Tab.2 Analysis Results of Trace Elements for Zircons

续表2

底图引自文献[48]和[49]图6 QAP图解、TAS图解、A/CNK-A/NK图解和SiO2-K2O图解Fig.6 Diagrams of QAP, TAS, A/CNK-A/NK and SiO2-K2O

二里坝花岗闪长岩东部铜厂闪长岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(824±5)Ma[9]。碧口微地块周缘地区，南秦岭勉略带康县—勉县段东部观音辉绿岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄为(827±14)Ma，西部水泉沟变铁镁质岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄为(826±19)Ma[51]；扬子板块北缘望江山层状基性侵入岩(苏长辉长岩)的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(825.5±4.0)Ma[53]。上述岩浆岩的形成年龄在误差范围内是一致的，表明830～820 Ma是碧口微地块及其邻区一次重要的岩浆活动事件。

表3 主量、微量元素分析结果Tab.3 Analysis Results of Major and Trace Elements

续表3

wp为原始地幔含量；标准化值引自文献[52]；同一图中相同线条对应不同样品图7 球粒陨石标准化稀土元素配分模式和原始地幔标准化微量元素蛛网图Fig.7 Chondrite-normalized REE Pattern and Primitive Mantle-normalized Trace Element Spider Diagram

5.2 岩石成因与源区性质

二里坝花岗闪长岩普遍出现I型花岗岩的标志矿物角闪石，而未见富铝矿物的出现；主量元素显示富Na(Na2O/K2O值为1.72～4.10)、中等Mg#值(46.4～48.3)和钙碱性岩石系列的地球化学特征，并且花岗闪长岩具有随着SiO2含量的增加而P2O5含量逐渐降低的趋势，与S型花岗岩演化趋势具有明显差异，Nb、P、Ti的亏损和Ba的富集也显示了I型花岗岩的特征[12]。在Ce-SiO2图解、Zr-SiO2图解(图8)中，所有样品均落入I型花岗岩区域。因此，二里坝花岗闪长岩应属I型花岗岩。

二里坝花岗闪长岩SiO2含量高于下地壳，Al2O3、K2O和Na2O含量与下地壳相当或略高于下地壳，Fe2O3、MgO含量与下地壳相比偏低[54]；微量元素中，相容性元素Cr、Ni含量极低，明显低于下地壳。因此，根据主量、微量元素初步分析，二里坝花岗闪长岩不可能直接由地幔部分熔融而成，可能是下地壳岩石部分熔融形成的。此外，二里坝花岗闪长岩的Nb/Ta值为9.50～13.20，平均值为11.36，接近地壳Nb/Ta值(11～14)[51,55]，Ta/U值为0.61～0.82，平均值为0.71，Nb/U值为6.53～9.69，平均值为8.06，均远小于MORB/OIB值(Ta/U值约为2.7，Nb/U值约为47)[56]，更接近地壳(Ta/U值约为1.1，Nb/U值约为12.1)[54]，暗示其源岩可能为地壳物质，Ti、Nb、Ta的强烈亏损也表明其岩浆来源以地壳物质为主。锆石Hf同位素研究对于花岗岩源区的判别具有重要意义。一般来说，正εHf(t)的花岗岩被认为源于新生地壳熔融或者地幔物质的加入，而负εHf(t)的花岗岩被认为源于古老地壳物质或者富集岩石圈地幔[58]。二里坝花岗闪长岩样品的εHf(t)均为负值，为-14.06～-7.38，平均值为-9.83，表明其岩浆起源于古老地壳物质或者富集岩石圈地幔。较大的二阶段Hf模式年龄(2.25～1.90 Ga)进一步表明其岩浆起源于古老地壳物质(图9)。

表4 LA-ICP-MS锆石Hf同位素分析结果Tab.4 Analysis Results of LA-ICP-MS Zircon Hf Isotope

底图引自文献[57]图8 岩石成因类型判别图解Fig.8 Discrimination Diagrams of Petrogenetic Type

实验岩石学研究表明，下地壳玄武质岩石脱水部分熔融可以形成相对较多的镁铁质和偏铝质花岗质岩浆[59-62]。在A/MF-C/MF图解(图10)中，花岗闪长岩样品基本落入基性岩和变质砂岩的部分熔融交界区域内；在Zr-Zr/Sm图解[图11(a)]和La-La/Sm图解[图11(b)]中，所有样品在岩浆演化过程中都受到部分熔融的控制，而无明显的分离结晶。这说明二里坝花岗闪长岩的源区主要为古老地壳基性岩部分熔融产物。此外，二里坝花岗闪长岩与位于其东侧同时代的铜厂闪长岩[32]和元坝子花岗闪长岩(未发表)的地球化学资料对比来看，都具有相似的主量、微量元素特征，大离子亲石元素和轻稀土元素富集，高场强元素亏损，且具有明显的Ti、Nb、Ta负异常，暗示它们具有相同的岩浆源区。成因研究表明，铜厂闪长岩源自于大陆下地壳熔融源区，而不是母岩浆分离结晶作用形成的[32]。Mg#值是判断地幔相互作用是否存在的一个重要指标。不管熔融程度如何，玄武质下地壳熔融具有Mg#值低于40的特征，而Mg#值高于40则表明有地幔组分的参与[64]。二里坝花岗闪长岩具有较高的Mg#值(46.4～48.3)，暗示在古老地壳基性岩部分熔融的过程中有地幔组分的混入，野外地质调查过程中发现二里坝花岗闪长岩局部可见暗色微粒包体，进一步证明地幔组分的存在。

图9 εHf(t)-t图解Fig.9 Diagram of εHf(t)-t

底图引自文献[63]图10 A/MF-C/MF图解Fig.10 Diagram of A/MF-C/MF

5.3 构造环境与地质意义

近年来，围绕碧口微地块的形成与构造演化，前人进行了详细研究[5-6,10,17,32,65]。碧口微地块经历了新元古代早期Rodinia超大陆背景下的扬子板块西北缘局部裂解、洋盆开启(>840 Ma)[10]，洋壳俯冲(约810 Ma)[11-12]，之后又经历了新元古代晚期—早古生代稳定的陆内伸展裂陷阶段[13-14]。本次研究获得的二里坝花岗闪长岩的年龄为(821.3±5.5)Ma和(822.6±5.8)Ma，暗示其处于洋壳俯冲演化阶段。Pitcher认为I型花岗岩既可以形成于弧环境，也可以形成于后碰撞(Post-collision)阶段[66]。二里坝花岗闪长岩具有高Na2O含量(3.79%～4.62%)、低K2O/Na2O值(0.24～0.58)、低Nb/Y值(0.56～0.67)、低Zr/Y值(7～9)、较高Mg#值(46.4～48.3)及弱的正Eu异常特征，明显区别于典型的后碰撞高钾钙碱性系列岩浆岩[67]。

二里坝花岗闪长岩总体表现为富集Cs、Ba、Th、U等大离子亲石元素，亏损Ti、Nb、Ta等高场强元素，稀土元素总含量较低，轻稀土元素相对富集，反映其具有俯冲带弧岩浆岩特征，低的Sr/Y值表明其为弧花岗岩，在Yb+Ta-Rb图解、Y+Nb-Rb图解、Yb-Ta图解和Y-Nb图解中，所有样品都落入火山弧花岗岩(VAG)区域中(图12)，从而进一步支持弧环境的观点。主量元素R1-R2构造判别图解(图13)中，样品多落入板块碰撞前花岗岩区域，即活动大陆边缘环境。另外，结合区域地质构造背景，碧口微地块北部广泛发育以新元古代横丹群(白杨组、秧田坝组、口头坝组)为主的弧前盆地沉积体系[68-70]，是新元古代洋壳俯冲的沉积-构造响应。结合区域岩浆活动来看，与俯冲有关的辉长岩、辉长闪长岩和花岗岩类广泛分布于扬子板块西北缘；米仓山地区发育约887 Ma的喜神坝黑云母花岗岩[71]、857 Ma的正源辉长岩、840 Ma的沙田闪长岩和824 Ma的西河辉长岩[18]；汉南地区发育880～870 Ma的碑坝辉长岩和辉长闪长岩[72]；扬子板块西缘发育约860 Ma的关道山辉长岩、闪长岩和花岗闪长岩[73-74]以及810 Ma的大尖山辉长闪长岩[75]；扬子板块北缘发育870～860 Ma的三里岗镁铁质岩脉和花岗岩类[76]；碧口微地块内部发育约880 Ma的关口垭和坪头山闪长岩[31]、824 Ma的铜厂闪长岩体[9]。上述这些与俯冲有关的岩浆岩表明，新元古代早期扬子板块西北缘一直存在大洋俯冲，并且其下方的洋壳俯冲至少持续到810 Ma左右。本次研究表明，二里坝花岗闪长岩的形成时代为822 Ma，与上述俯冲时限一致，对应于区域上的洋壳持续俯冲阶段。因此，可以认为二里坝花岗闪长岩是与俯冲相关的活动大陆边缘弧岩浆作用的产物。

底图引自文献[77]图11 Zr-Zr/Sm图解和La-La/Sm图解Fig.11 Diagrams of Zr-Zr/Sm and La-La/Sm

扬子板块西北缘长期的构造演化使其产生了丰富的岩浆岩记录。本文通过统计分析扬子板块西北缘新元古代岩浆岩的同位素年龄(图14、15)及构造环境，考虑到受Rodinia超大陆聚合和裂解事件的影响，可以将该区岩浆岩划分为两个阶段：810 Ma之前，研究区主要为洋壳俯冲及弧-陆碰撞造山作用，形成了大量的俯冲汇聚和弧环境下的火山岩和侵入岩[18,31,71-76,80-85]；810 Ma之后，区域上从挤压汇聚转变为拉张裂解状态，形成了大量裂解构造背景下的火山岩和侵入岩[86-93]。

WPG为板内花岗岩；VAG为火山弧花岗岩；ORG为洋中脊花岗岩；syn-COLG为同碰撞花岗岩；底图引自文献[78]图12 构造环境判别图解Fig.12 Discrimination Diagrams of Tectonic Setting

①为地幔斜长花岗岩；②为板块碰撞前花岗岩；③为板块碰撞后隆起花岗岩；④为晚造期花岗岩；⑤为非造山区A型花岗岩；⑥为同碰撞(S型)花岗岩；⑦为造山期后A型花岗岩；底图引自文献[79]图13 R1-R2构造判别图解Fig.13 Tectonic Discrimination Diagram of R1-R2

在碧口微地块，南部碧口群火山岩中发育的洋岛碱性玄武岩、洋岛拉斑玄武岩和洋中脊拉斑玄武岩等几种残余的古洋壳碎片[5]，是洋盆存在的直接证据；碧口微地块西段范坝地区董家河变质基性火山岩、辉长岩组合为典型的蛇绿岩套，进一步为碧口古洋盆的存在提供了证据，其中辉长岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(839.2±8.2)Ma[10]；碧口微地块东段铜厂闪长岩锆石U-Pb年龄为(842.0±6.5)～(824.0±5.0)Ma，为洋壳俯冲形成的弧岩浆岩[9,32]；而在板块俯冲北侧的古海沟或弧前盆地中，横丹群浊积岩系SHRIMP碎屑锆石U-Pb年龄为850～750 Ma[4]。在碧口微地块周缘，后龙门山地区通木梁群火山岩是板块俯冲环境下的岛弧火山岩，其LA-ICP-MS锆石年龄为970 Ma[94]；汉南—米仓山地区西乡群发育有洋岛-岛弧拉斑玄武岩-钙碱性火山岩组合，其形成时代则为946～814 Ma[18,72,81,83-84,95]。上述同位素年龄资料表明，扬子板块西北缘在新元古代是一个发育沟弧系活动大陆边缘。碧口古洋盆沿NW—SE向俯冲到扬子板块西北缘主要发生在810 Ma左右[7,105]，形成了碧口弧、西乡弧和通木梁弧，它们与碧口古洋盆共同组成了沟弧系活动大陆边缘，是扬子板块西北缘对Rodinia超大陆聚合事件的响应。

年龄数据来源：(1)引自文献[18]；(2)引自文献[84]；(3)引自文献[93]；(4)引自文献[72]；(5)引自文献[96]；(6)引自文献[97]；(7)引自文献[98]；(8)引自文献[53]；(9)引自文献[99]；(10)引自文献[100]；(11)引自文献[95]；(12)引自文献[101]；(13)引自文献[102]；(14)引自文献[91]。图中不同颜色的年龄分别代表岩浆岩的两个阶段；年龄数据单位为Ma。左上角小图引自文献[103]图14 汉南—米仓山地区新元古代岩浆岩年龄分布Fig.14 Distribution of Ages for Neoproterozoic Magmatic Rocks from Hannan-Micangshan Area

年龄数据来源：(15)引自文献[11]；(16)引自文献[94]；(17)引自文献[3]；(18)引自文献[39]；(19)引自文献[10]；(20)引自文献[12]；(21)引自文献[33]；(22)引自文献[32]；(23)引自文献[52]；(24)引自文献[90]；(25)引自文献[104]；(26)为本文数据。图中不同颜色的年龄分别代表岩浆岩的两个阶段；年龄数据单位为Ma。图中ML-Ⅰ为勉略构造带康玛区段；ML-Ⅱ为勉略构造带勉略区段。左上角小图引自文献[103]图15 碧口微地块新元古代岩浆岩年龄分布Fig.15 Distribution of Ages for Neoproterozoic Magmatic Rocks from Bikou Micro-block

810 Ma之后进入Rodinia超大陆裂解阶段，扬子板块西北缘表现为大规模裂解环境下的岩浆岩侵入。汉南—米仓山构造带中，侵入岩形成于大陆裂谷环境[86-88]，其裂解时限为810～710 Ma[91,93,106]。后龙门山构造带大滩I型花岗岩是后碰撞大陆边缘环境下形成的花岗岩，其LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(806±19)Ma[12]；轿子顶过铝质花岗岩形成于碰撞后的伸展环境，其SHRIMP锆石U-Pb年龄为(792±11)Ma和(793±11)Ma[11]。因此，在810 Ma之后，扬子板块西北缘属于裂解构造环境，是Rodinia超大陆裂解阶段的产物。

对于二里坝花岗闪长岩的构造属性，本文认为：①从扬子板块西北缘新元古代岩浆岩年龄分布(图14、15)可以看出，新元古代弧火山岩的年龄集中在810 Ma之前[9,32,72,80-85,94]，二里坝花岗闪长岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(821.3±5.5)Ma和(822.6±5.8)Ma，在此范围之内；②从构造位置来看，二里坝花岗闪长岩属于扬子板块和碧口微地块交界区域；③从构造环境来看，二里坝花岗闪长岩产出于与俯冲相关的活动大陆边缘弧岩浆作用。综上所述，二里坝花岗闪长岩形成于碧口古洋盆俯冲到扬子板块西北缘之下，是扬子板块西北缘新元古代与俯冲相关的活动大陆边缘弧岩浆作用的产物。这为扬子板块西北缘新元古代早中期为沟弧系活动大陆边缘提供了一定的地质证据，对研究扬子板块西北缘新元古代的洋陆构造格局与构造演化过程具有重要的地质意义。