赞比亚索卢韦齐地区新元古代石英二长岩的成因：年代学、地球化学和Sr-Nd-Hf 同位素约束

许康康，孙凯，吴兴源

（1.中国地质调查局天津地质调查中心（华北地质科技创新中心），天津 300170；2.中国地质调查局南部非洲矿业研究所，天津 300170）

卢菲利安弧（Lufilian Arc）是世界上著名的沉积型铜钴成矿带（Key et al.，2001；Cailteux et al.，2005；Muchez et al.，2008；El Desouky et al.，2009；Hitzman et al.，2010；Eglinger et al.，2013），位于非洲中部地区，从赞比亚西北部经刚果（金）加丹加省一直延伸到赞比亚铜带省内，整体为向北凸起的构造带，延伸约为700 km，宽约为150 km（Key et al.，2001；Katongo et al.，2004；Master et al.，2005；Batumike et al.，2006；许康康等，2021a）。大地构造位置上，卢菲利安弧位于刚果克拉通与卡拉哈里克拉通之间，为冈瓦纳超大陆聚合形成的新元古代—古生代造山带（Hanson et al.，1993；Dirks et al.，1999；Kampunzu et al.，1999；Vinyu et al.，1999；Porada et al.，2000；Katongo et al.，2004）。根据地质单元类型、变质和变形特征，卢菲利安弧可分为加丹加前陆盆地、外部褶皱逆冲带、穹隆区、复向斜带和加丹加高原5 个构造带（图1）（De Swardt et al.，1965；Unrug，1983；Porada，1989；Kampunzu et al.，2000）。

图1 赞比亚Solwezi 地区石英二长岩分布（a）及南部非洲构造划分图（b）（据Katongo et al.，2002；Johnson et al.，2005；Selley et al.，2005）Fig.1 (a) The distribution of quartz monzonite in Solwezi area and (b) the tectonic division ofthe Southern Africa

地幔活动是地壳演化的重要机制（Stein et al.，1994；Condie，1998；Kemp et al.，2009），研究与地幔活动有关的基性-超基性岩以及中-酸性岩石的成因类型，对了解区域壳幔相互作用和地壳演化过程具有重要意义（Cai et al.，2015）。其中，二长岩类岩石在地球上分布广泛，通常来源于地壳深部演化的岩浆作用并包含有壳幔相互作用的重要信息（Smithies et al.，2000），为研究下地壳岩浆过程的重要“窗口”（Roberts et al.，2000；Zhao et al.，2010）。新元古代早期，卢菲利安弧地区为一套裂谷盆地系统（Hanson et al.，1993；Cailteux，1994；Porada et al.，2000；Kampunzu et al.，2000，2009；Key et al.，2001；Barron et al.，2003），区域上广泛发育裂谷阶段地幔活动形成的基性岩体（Tembo et al.，1999；Kampunzu et al.，2000）。然而，相关的中-酸性岩石类型未见报道，从而造成对该地区裂谷作用时限和壳幔相互作用程度缺乏完整认识和充分证据，进而影响了对该地区地壳生长和改造过程的认知。笔者在赞比亚索卢韦齐地区首次报道有小规模的石英二长岩体出露，通过锆石U-Pb 年代学、全岩地球化学和Sr-Nd-Hf 同位素研究，初步探讨了其岩石成因、源区特征和地球动力学背景，从而为研究卢菲利安弧地区前寒武纪裂谷期间深部作用过程提供了一个重要的证据。

1 区域地质背景和岩石学特征

研究区位于赞比亚西北省穹窿区，穹隆区最主要特征为出现隐伏的基底岩石单元，并构成与卢菲利安弧造山运动期间形成的褶皱走向平行的弧形链（Kampunzu et al.，2000）。基底岩石主要为古元古代卢富布（Lufubu）群片岩、片麻岩，伊布尼（Eburnian）时期（约2 200～1 800 Ma）的花岗岩类（Key et al.，2001；Rainaud et al.，2005）以及不整合覆盖在卢富布群之上的古元古代—中元古代姆瓦（Muva）群石英岩和片岩（Rainaud et al.，2005）。新元古代的恩昌加花岗岩侵入到古元古代基底岩石内，其U-Pb 锆石年龄为（883±10）Ma，代表了裂谷作用的开始（Katongo et al.，2004；Armstrong et al.，2005）。

卢菲利安弧内新元古代加丹加超群不整合覆盖在基底岩石之上，由约10 km 厚的沉积岩和变质沉积岩构成，从底到顶可以分为：罗安（Roan）群，恩古巴（Nguba）群、昆德伦古（Kundelungu）群和比亚诺（Biano）群（Cailteux et al.，1994，2007，2019；Batumike et al.，2007；许康康等，2021b）。罗安群底部为一套底砾岩，含有基底砾石和碎屑成分，后期逐渐过渡为碳酸盐岩、页岩互层和/或碳酸盐岩为主的沉积作用，最顶部的姆瓦夏（Mwashya）亚群以黑色页岩、白云质粉砂岩为主，反映了由浅水到深水的沉积环境变化（Cailteux et al.，2005）。该时期与裂谷作用演化有关的基性岩浆作用发育，如赞比亚西部姆瓦夏亚群内发育的基性火山岩U-Pb 锆石年龄为（765±5）Ma（Kampunzu et al.，2000；Key et al.，2001）。恩古巴群和昆德伦古群具有相似的沉积序列，底部为一套陆源混杂岩（冰碛岩），上覆碳酸盐岩，顶部为硅质碎屑沉积岩（Batumike et al.，2006，2007）。加丹加超群最晚期的比亚诺群岩性以长石砂岩、砾岩和页岩为主，发育近水平层理，代表了大陆碎屑磨拉石沉积作用类型（Cailteux et al.，2019）。昆德伦古群沉积作用阶段开始的卢菲利安造山作用导致区域岩石遭受绿片岩相-角闪岩相的变质作用，局部出现榴辉岩相（Porada et al.，2000；Rainaud et al.，2005；Naydenov et al.，2014）。

石英二长岩样品采集于索卢韦齐穹隆西部，距穆坦达市东北方向约12 km 处的山坡上，测年样品（ZS05-3）的地理坐标为E 26°20′23″，S 12°22′16″。该岩体规模较小，出露宽度约为15 m，具球形风化特征，由于覆盖严重，岩体与围岩的接触关系并不明确。根据赞比亚地质调查局1∶10 万地质图，该岩体侵入到恩古巴群地层内，周边发育有辉长岩体（图1b）。岩体新鲜面为灰白色-灰黄色，细粒结构，块状构造（图2a），主要由钾长石（35%）、斜长石（40%）、角闪石（12%）、石英（9%）和Ti-Fe 氧化物等副矿物（4%）组成。钾长石呈半自形-他形，发育卡式双晶结构，表面多遭受轻微的高岭土化；斜长石呈长柱状，具典型的聚片双晶结构，表面发育轻微绢云母化。角闪石呈暗绿色，他形粒状，部分颗粒可见56°解理夹角。石英颗粒表面相对干净，多呈他形粒状充填在长石颗粒之间（图2b）。

图2 赞比亚穹窿区石英二长岩野外（a）、手标本（b）及显微照片（c、d）Fig.2 (a) Field photographs,(b) hand specimen and (c,d) micrographs of quartz monzonite in Dome area,Zambia

2 分析方法

2.1 锆石U-Pb 年代学

锆石分选在河北省廊坊市区域地质调查研究所完成，采用常规粉碎、浮选和电磁选方法进行分选，制靶、阴极发光显微照相、透射光及反射光照相工作在北京锆年领航科技有限公司完成。锆石U-Pb 同位素测年在天津地质调查中心实验室利用LA-MCICP-MS 方法测定，所用仪器为Thermo Fisher 公司制造的Neptune 多接收电感耦合等离子体质谱仪及与之配套的New wave UP 193 nm 激光剥蚀系统。利用193 nm FX 激光器对锆石进行剥蚀，激光剥蚀的斑束直径为35 µm。锆石年龄计算采用国际标准锆石91500 作为外标，元素含量采用人工合成硅酸盐玻璃NIST SRM610 进行仪器最佳化，每隔8 个样品点测2 次标样并进行1 次仪器最佳化。数据处理采用 ICP MS Data Cal 程序（Liu et al.，2008）和Isoplot 程序（Ludwig，2003）进行加权平均年龄计算（李艳广等，2023）。

2.2 锆石Lu-Hf 同位素

锆石Lu-Hf 同位素测试在天津地质调查中心实验室完成，采用配有193 nm 的LA-MC-ICP-MS 仪器上进行，分析时采用8～l0 Hz 的激光频率、l00 mJ 的激光强度和50 µm 的激光束斑直径。激光剥蚀物质以He 为载气送入Neptune，采用GJ-1 作为监控标样，具体测试过程见Yuan 等（2004）。为使Hf 同位素分析与锆石U-Pb 年龄分析相对应，锆石Hf 同位素的分析点与锆石U-Pb 年龄分析点位于同一颗粒相同锆石晶域内，可以认为所分析点的Hf 同位素和U-Pb 年龄是完全对应的。在计算Hf 同位素的相关参数时，采用的是同一颗粒锆石所测得的U-Pb 年龄。在计算176Lu 的衰变常数采用1.865×10-11/a（Scherer et a1.，2001）。球粒陨石的176Lu/177Hf 和176Hf/177Hf 值分别为0.033 2 和0.282 772，亏损地幔的176Lu/177Hf 和176Hf/177Hf值分别为0.038 4 和0.283 25（Griffin et a1.，2000），二阶段模式年龄分别采用平均地壳的Lu/Hf 值为-0.55，（176Lu/177Hf）平均地壳为0.015（Griffin et a1.，2002）。

2.3 全岩地球化学

岩石地球化学样品粉碎（200 目）在河北省廊坊市宇能岩矿公司加工完成。主量元素、稀土元素及微量元素测试分析均在天津地质调查中心实验室完成。主量元素采用X 射线荧光光谱仪（XRF）测定，FeO 采用氢氟酸、硫酸溶样、重铬酸钾滴定容量法，分析精度优于2%。稀土元素和微量元素采用电感耦合等离子体质谱仪（TJA-PQExCell ICP-MS）测定，分析精度优于5%。

2.4 全岩Sr-Nd 同位素

全岩Sr-Nd 同位素分析在天津地质调查中心同位素实验室TRITON热电离质谱仪上完成。设备型号08-100016sb，检测环境温度为18 ℃，湿度为20%。含量测定和同位素比值测定均由TRITON 热电离质谱仪上进行，用平行双灯丝构件的离子源测Sm、Nd、Sr 的质谱标准样NBS-987 给出的87Sr/86Sr 值为0.710 25 3±0.000 006。J.M.C-Nd 质谱标准样的143Nd/144Nd 值为0.511 132±0.000 005，87Sr/86Sr 用88Sr/86Sr（8.375 21）、143Nd/144Nd 用146Nd/144Nd（0.721 9）标准化。

3 测试结果

3.1 锆石U-Pb 年代学

样品ZS05-3 的LA-MC-ICP-MS 锆石U-Pb 定年结果见表1。样品锆石呈半自形-自形，长柱状，粒径为100～150 µm，少数达200 µm，其长宽比值为1∶1～2∶1。阴极发光（CL）图像显示锆石多为灰白色，多数发育宽而不清晰的岩浆震荡环带，为典型的岩浆锆石特征（图3a）。本次共在37 颗锆石上获得37 个分析点，其U 含量为36×10-6～141×10-6，Th 含量为15×10-6～123×10-6，Th/U 值为0.40～0.87，为典型的岩浆锆石比值特征（Belousova et al.,2002）。所有锆石点都位于谐和线上，206Pb/238U 加权平均年龄为（707.1±3.0）Ma（MSWD=0.26），代表了石英二长岩的结晶年龄（图3b、图3c）。

表1 石英二长岩LA-MC-ICP-MS 锆石U-Pb 定年结果统计表Tab.1 LA-MC-ICP-MS zircon U-Pb dating results of quartz monzonite

图3 石英二长岩代表性锆石CL 图像（a）和锆石U-Pb 年龄谐和图（b、c）Fig.3 (a) Cathodoluminescence (CL) images and (b,c) U-Pb concordia diagrams for representative zircons from quartz monzonite

3.2 岩石地球化学

石英二长岩主量元素含量分别为：SiO2（60.90%～61.71%）、TiO2（0.97%～1.02%）、CaO（1.63%～1.76%）、Al2O3（15.61%～16.02%）和FeOt（8.16%～9.12%），样品的MgO 含量为0.46%～0.76%，Mg#值为8～13（表2）。在Zr/TiO2-Nb/Y 图解上，样品主要位于二长岩附近（图4a）。石英二长岩的Na2O 含量为7.95%～8.62%，K2O 含量为0.49%～0.56%，Na2O/K2O 值为14.71～16.22，位于碱性岩石系列范围内（图4b）。样品的CaO、MgO、FeOt与SiO2呈负相关（图5），TiO2、P2O5含量相对稳定，反映了岩浆的分离结晶作用影响。

表2 石英二长岩的主量元素（%）和微量元素（10-6）分析结果表Tab.2 Major element (%) and trace element compositions (10-6) for quartz monzonite

图4 石英二长岩Zr/TiO2-Nb/Y 图解（a）（据Middlemost，1994）和AR-SiO2 图解（b）（据Wright，1969）Fig.4 (a) Zr/TiO2-Nb/Y and (b) AR-SiO2 diagrams for quartz monzonite

图5 石英二长岩主量元素和代表性微量元素Harker 图解Fig.5 Harker plots of major and selected trace elements for quartz monzonite

在原始地幔标准化图解上，岩石富集高场强元素HFSEs（Nb、Ta、Hf），亏损P、Ti、Zr 和大离子亲石元素LILEs（Rb、Ba、Sr、K）（图6a）。此外，岩石具有较高的Y 含量（49.4×10-6～131×10-6）和低的Sr/Y 值（1.14～2.50）。在球粒陨石标准化稀土元素配分模式图上，岩石具有一致的配分曲线，稀土总量较高，ΣREE 值为362.20×10-6～668.61×10-6；轻稀土富集，重稀土亏损，（La/Yb）N值为6.64～7.86，（Gd/Yb）N值为0.37～0.78，并具有轻微Eu 负异常（δEu=0.86～0.90）（图6b）。另外，岩体具有轻微的Ce 负异常，可能与大洋裂谷时期的海水蚀变有关（Kampunzu et al.，2000）。

图6 原始地幔标准化微量元素（a）和球粒陨石标准化稀土元素（b）图解（据Sun et al.，1989）Fig.6 (a) Primitive Mantle (PM) normalized trace elements and (b) Chondrite-normalized REE elements diagrams of quartz monzonite

3.3 全岩Sr-Nd 及锆石Hf 同位素特征

本次在锆石U-Pb 定年同时，挑选了30 颗锆石进行原位Lu-Hf 同位素分析，分析点均位于已完成UPb 年龄测试的锆石点上（但具有更大的范围）（图3a）。石英二长岩样品的锆石176Lu/177Hf 值多小于0.002（表3），显示锆石形成以后具有较低的放射性成因Hf积累，有效的保留了初始的176Hf/177Hf 值（Patchett et al.，1982）。

计算初始εHf（t）以及模式年龄时采用石英闪长岩结晶年龄t=707 Ma 进行校正，结果表明30 个测试点的176Hf/177Hf 值为0.282 383～0.282 504，Hf 同位素初始比值εHf（t）为1.30～5.67，平均值为3.48，TDM2值为1 265～1 540 Ma。在εHf（t）-t 图解上，所有测点位于亏损地幔和球粒陨石演化线之间（图7a）。

图7 石英二长岩锆石εHf（t）-207Pb/206Pb 年龄图解（a）和εNd（t）-87Sr/86Sr（i）图解（b）Fig.7 (a) εHf(t)-zircon 207Pb/206Pb age and (b) εNd(t)-87Sr/86Sr for quartz monzonite

石英二长岩Sr-Nd 同位素变化均较小（表2），同位素比值通过锆石U-Pb 年龄（t=707 Ma）进行校正后，其初始的87Sr/86Sr 值为0.705 8～0.706 0，εNd（t）值为1.89～2.03（图7b），对应的二阶段亏损模式年龄为1 232～1 243 Ma。

4 讨论

4.1 蚀变作用影响及分离结晶过程

石英二长岩样品的烧失量（LOI）为0.64%～0.92%，暗示样品可能经历了一定程度的后期蚀变作用。然而，高场强元素Th、Ti、Nb、Ta、Zr、Hf、Y 和REEs 等元素在蚀变和风化作用过程中通常保持相对稳定（Barnes et al.，1985；Wang et al.，2013）。Zr 通常被用来检测其他不相容元素的活动性（Rolland et al.，2009）。在双变量图解中，Nb、Ta、Th、U 与Zr 具有明显的正相关性（图5l～图5o），且样品具有近平行的稀土和多元素图解（图6），暗示这些元素在变质和蚀变作用过程中受影响程度较低，可以代表原始组分（Cai et al.，2015）。

表 3 石英二长岩锆石原位Lu-Hf 同位素结果表Tab.3 Zircon in situ Lu-Hf isotope data of quartz monzonite

石英二长岩显示一定的分离结晶趋势，在Harker 图解中，随着SiO2含量的增加，CaO、MgO、FeOt、Cr、Ni 含量降低而全碱含量升高（图5a），表明岩浆可能经历了橄榄石、辉石、角闪石和Ti-Fe 氧化物的分离结晶作用。此外，CaO/Al2O3值与SiO2呈负相关性，表明富钙矿物相（单斜辉石）为可能的分离结晶矿物（图5i）。P2O5含量随SiO2变化相对稳定，表明磷灰石未发生明显的分离结晶作用（图5h）。在微量元素蛛网图上，Sr 具亏损特征，在稀土元素标准化图解上，Eu 具有轻微负异常（δEu=0.86～0.90），表明斜长石发生分离结晶作用。

4.2 岩石成因

大陆地壳整体为安山质组分，具有镁铁质下地壳向以花岗质为主上地壳的垂直演化分带特征，中性-酸质岩浆岩的成因研究是认识大陆地壳演化的关键（Annen et al.，2006；Cawood et al.，2013；Condie et al.，2013；Zhou et al.，2015）。石英二长岩的SiO2含量为60.90%～61.71%，小于65%，为中性岩浆。关于中性岩浆岩的成因，目前主要有以下3 种模式：①受俯冲板块流体和熔体改造的地幔楔内方辉橄榄岩的部分熔融作用（Tatsumi，1982；Carmichael，2002；Parmanet al.，2004）。②浅部地壳岩浆房内或位于/靠近莫霍面的深部地壳内地幔来源岩浆的分离结晶作用（Kushiro，1969；Arth et al.，1972；Shaw et al.，1993）。③下地壳镁铁质岩石的脱水部分熔融作用（Watters，1978；Jung et al.，2002；Flierdt et al.，2003；任云伟等，2022），同时混染或未混染有硅酸质岩浆（Cantagrel et al.，1984；Clemenset al.，1987；Gao et al.，2004；Annen et al.，2006）。

地幔楔来源或地幔分离结晶作用来源的中性岩通常具有较高的MgO 含量和Mg#值，从而与富Mg 的橄榄岩相达到平衡（Tatsumi，1982；Grove et al.，2003），而低Mg#值的闪长岩则不能与地幔岩石达到平衡（Annen et al.，2006）。石英二长岩具有较低的Cr（0.60×10-6～4.67×10-6）、Ni（8.16×10-6～11.90×10-6）和Mg#值（8～13），与地幔来源的高镁闪长岩明显不符（Stern et al.，1991；Zhao et al.，2010），排除了地幔楔部分熔融或地幔岩浆分离结晶作用的可能性。研究表明，地幔来源的母岩浆在分离结晶约80%的基性矿物后，Th 含量可以升高至3.0×10-6（Rappet al.，1995），石英二长岩具有高的Th 含量（8.39×10-6～11.80×10-6），明显高于3.0×10-6，暗示其不为地幔岩浆高程度分离结晶的产物。

石英二长岩具有较低的MgO 和Mg#值，与来自加厚下地壳的埃达克质岩石或1.0～4.0 Gpa 压力条件下角闪岩和榴辉岩实验熔体相似（图8a），暗示岩浆可能来源于下地壳的部分熔融。较高的Th 含量和Th/U 值，同样位于下地壳熔体区域（图8b）。研究认为新就位的下地壳镁铁质侵入体部分熔融可以产生大量的硅质岩浆，尤其是在高热流区域（Beardet al.，1991；Roberts et al.，1993；Rappet al.，1995），其初始的同位素值与镁铁质源区相似（Zhao et al.，2010）。赞比亚索卢韦齐地区发育有大面积的辉长岩体（～750 Ma）（Tembo et al.，1999；Kampunzu et al.，2000；Barron et al.，2003），岩体的全岩εNd（t）值（1.53～1.76）、锆石εHf（t）值（0.97～10.14）与石英二长岩的全岩 εNd（t）值（1.89～2.03）、锆石εHf（t）值（1.30～5.67）相近（图7）。石英二长岩位于高铝玄武质实验熔体区域且具有与低K 橄榄质拉斑玄武岩和低K 太古宙绿岩相似的K2O 含量，与碱性玄武质实验熔体相比，岩石具有低的MgO、CaO 和高的FeOt、Na2O 含量（图9），暗示石英二长岩的原岩可能为富Al、低K 的钙碱性玄武质岩石，该化学性质也与区域上新元古代辉长岩体相当（Tembo et al.，1999；Kampunzu et al.，2000），进一步表明石英二长岩可能为新就位的镁铁质下地壳部分熔融的产物。

图8 石英二长岩的Mg#-SiO2 图解（a）（据Wang et al.，2005）和Th/U-Th 图解（b）（据Rudnick et al.，2003）Fig.8 (a) Mg#-SiO2 and (b) Th/U-Th diagrams for quartz monzonite

图9 石英二长岩AFM 图解和摩尔Na-K-Ca 图解（据Zhao et al.，2010）Fig.9 Ternary AFM and molar Na-K-Ca diagrams for quartz monzonite

研究认为，Al2O3的含量可以用来评估压力条件（Rapp et al.,1995）。当P＜1.6 Gpa 时，实验熔体具有小于15%的Al2O3含量，角闪石、斜长石和斜方辉石为残留相；当P＞1.6 Gpa 时，实验熔体的Al2O3含量大于15%且残留组分包括角闪石、斜长石、单斜辉石和石榴子石；当P=2.0～3.0 Gpa 时，实验熔体与不含斜长石但富含石榴子石的角闪岩、榴辉岩或麻粒岩达到平衡（Cai et al.，2015）。部分熔融实验同样表明高压条件下生成的熔体具有高的Sr 含量和Sr/Y 值，低的Y 和HREEs 含量（Petford et al.，1996）。石英二长岩的Al2O3含量为15.61%～16.02%，Sr/Y 值较低（1.14～2.87），表明熔融作用可能发生于1.6 Gpa 左右的中-低压条件下。石英二长岩的MgO 含量为0.46%～0.76%，TiO2含量为0.97%～1.02%，位于Rapp 等（1995）的实验熔体区域，表明镁铁质下地壳的熔融温度为1 000～1 100 ℃（图10）。实验研究表明玄武质岩石脱水熔融程度为5%～10%时可以产生酸性岩浆，而熔融程度达20%～40%时，则产生高Al2O3的酸性-中性岩浆（Rapp et al.，1995）。石英二长岩具有低的SiO2含量（60.90%～61.71%）和较高的Al2O3含量，暗示石英二长岩可能为镁铁质下地壳熔融程度为20%～40%的产物。

图10 石英二长岩的SiO2-TiO2（a）和SiO2-MgO（b）图解（据Jung et al.，2002）Fig.10 (a) SiO2-TiO2 and (b) SiO2-MgO diagrams for quartz monzonite

总之，赞比亚索卢韦齐地区石英二长岩可能为大陆地壳内镁铁质岩石在中-低压（～1.6 Gpa）、高温（1 000～1 100 ℃）条件下脱水熔融的产物，其原岩可能为裂谷作用早阶段侵位于下地壳的幔源岩浆组分。

4.3 地球动力学意义

研究表明地幔柱活动是地壳形成的重要机制（Stein et al.，1994；Condie，1998；Kemp et al.，2009），卢菲利安弧地区在新元古代早期处于裂谷作用环境（Kampunzu et al.，2000；Master et al.，2005），与全球Rodinia 超大陆裂解时期一致（陆松年，1998；徐焱等，2020）。该时期卢菲利安弧内发育大规模的基性岩浆作用，为地幔部分熔融的产物（Tembo et al.，1999；Kampunzu et al.，2000），年龄主要为765～745 Ma，如西北省卢瓦乌（Lwawu）地区基性火山岩的锆石U-Pb年龄为（765±5）Ma（Key et al.，2001），索卢韦齐地区辉长岩的年龄为（745±7.8）Ma 和（753±8.6）Ma（Barron et al.，2003）。在基特韦地区新发现有晚期的辉长岩体，锆石U-Pb 年龄为（702.9±3.2）Ma，表明卢菲利安弧地区至少经历了两期的地壳生长作用。

研究认为新生镁铁质地壳的熔融作用是大陆地壳分异的一种重要机制（Zhao et al.，2010；Cai et al.，2015），下地壳镁铁质岩石在高温条件下的脱水熔融需要大量热量，而热量的来源通常与地幔玄武质岩浆底侵作用有关（Clemens，1990；Vielzeuf et al.，1990）。赞比亚索卢韦齐地区石英二长岩的锆石U-Pb 年龄为（707.1±3.0）Ma，岩石成因研究表明其为早期侵位的镁铁质下地壳（～750 Ma）部分熔融的产物，且年龄与晚期的辉长岩体（～703 Ma）相近，推测后期高温地幔玄武质岩浆在侵位形成新地壳的同时加热早期形成的下地壳岩石，导致脱水熔融形成石英二长岩岩浆，从而导致卢菲利安弧地区地壳发生分异改造作用。

5 结论

（1）石英二长岩的锆石U-Pb 年龄为（707.1±3.0）Ma，为新元古代裂谷作用时期岩浆作用。

（2）石英二长岩的MgO、CaO、K2O 含量较低，Al2O3含量较高，Mg#值和Sr/Y 值较低，富集LREEs 和HFSE（Nb、Ta、Hf），亏损LILEs（Rb、Ba、Sr、K）和P、Ti、Zr，全岩εNd（t）值和锆石εHf（t）值与区域上～750 Ma 的辉长岩体相当。岩石地球化学特征表明，石英二长岩可能为早期镁铁质下地壳在中-低压、高温条件下部分熔融的产物。

（3）卢菲利安弧地区在裂谷作用时期至少经历了两期的地壳生长作用，且后期侵位的地幔玄武质岩浆加热早期就位的下地壳岩石导致部分熔融，从而达到对前期地壳的分异改造作用。