紅安造山帶南緣古元古代雜巖體的發現對揚子板塊古元古代造山事件的約束*

尹須偉 徐揚 楊坤光 鄧新 魏運許 劉雨

1.中國地質調查局武漢地質調查中心(中南地質科技創新中心)，武漢 430205 2.中國地質大學，構造與油氣資源教育部重點實驗室，武漢 430074 3.中國地質大學(北京)地球科學與資源學院，北京 100083 4.中國科學院廣州地球化學研究所，同位素地球化學國家重點實驗室，廣州 510640

地球歷史時期超大陸循環是固體地球科學研究的熱點問題之一(Condie, 1998; Hawkesworth and Kemp, 2006)。目前，被廣泛接受的最早超大陸為古-中元古代的Columbia(或Nuna)超大陸，通常認為它形成于2.1～1.8Ga全球碰撞造山事件(McDonoughetal., 2000; Zhaoetal., 2002; Rogers and Santosh, 2003; Evans and Mitchell, 2011)。然而，Columbia超大陸形成過程中不同陸塊間拼貼時序及其重建方案仍存在不同認識(Zhaoetal., 2004; Houetal., 2008; Zhangetal., 2012; Gibsonetal., 2018)。由于南華紀以來的沉積覆蓋，揚子板塊太古宙-古元古代變質巖僅大面積出露于黃陵地區(圖1; Zhao and Cawood, 2012)，它們因遭受強烈變質改造而變得難以識別(Zhang and Zheng, 2013)，導致對揚子板塊早期陸殼形成與演化的認識較為模糊。目前流行的Columbia再造方案中揚子板塊的角色和位置也并不明確，有時甚至被忽略(Zhaoetal., 2002, 2004; Rogers and Santosh, 2003; Houetal., 2008; Meert, 2012; Zhangetal., 2012; Pisarevskyetal., 2014)。

近年來，隨著調查和研究程度的逐漸深入和高精度測年數據的積累，在揚子板塊的西南緣和北緣分別識別出多個太古宙-古元古代雜巖體(見電子版附表1)，它們共同記錄了：(1)2.15～2.0Ga洋殼俯沖有關的弧巖漿事件(Wuetal., 2012; Hanetal., 2017, 2018)；(2)2.0～1.95Ga弧-陸或陸-陸碰撞相關的巖漿-變質事件(Zhangetal., 2006; Wuetal., 2008; Yinetal., 2013; Lietal., 2014; Guoetal., 2015; Wangetal., 2015; Lietal., 2016)；(3)～1.87Ga后碰撞背景下巖漿事件(Pengetal., 2012; Chen and Xing, 2016; Zhouetal., 2017; Hanetal., 2019)；(4)1.8～1.6Ga板內拉張背景下巖漿事件(Zhaoetal., 2010; Chenetal., 2013b; 鄧奇等, 2017; Liuetal., 2019; Luetal., 2019)。這些新的發現趨向于將揚子古元古代構造演化與全球Columbia超大陸演化相關聯(Wangetal., 2016; Zhouetal., 2017; Chenetal., 2019; Cuietal., 2020; Qiuetal., 2020)。但由于這些露頭只是零星出露(圖1)，且目前古元古代地質體識別和研究也十分有限，揚子板塊古元古代巖石的時空展布規律、造山作用轉換與演化、及其與超大陸聚散的響應關系仍不清楚。繼續識別古元古代時期的地質記錄，進一步研究這一時期的巖漿-變質-沉積-構造事件，是研究揚子板塊古元古代構造演化的基礎，也是探討重建該陸塊在Columbia超大陸中位置的前提。

圖1 揚子板塊太古宙-古元古代巖石分布(據Zhao and Cawood, 2012修改)

表1 金盤雜巖LA-ICP-MS 鋯石U-Pb定年結果

最近，在紅安造山帶南緣金盆水庫地區的區調工作中，我們新識別出一個面積近4km2新太古代-古元古代的巖石-構造單元，其野外接觸關系明確、巖性豐富多樣，為進一步研究揚子板塊古陸殼的形成與演化提供了新的素材。本文在最新區調成果的基礎上，對金盆雜巖體中古元古代基性、酸性巖漿巖開展了鋯石U-Pb-Hf同位素、全巖主-微量元素和Sr-Nd同位素分析，并結合區域上古元古代巖漿-變質事件，探討了揚子板塊東部古元古代造山作用演化過程及其參與Columbia超大陸重建的可能位置。

1 地質背景

中國大陸的主體格局是由華北和華南兩大克拉通于三疊紀沿秦嶺-桐柏-紅安-大別-蘇魯造山帶碰撞而形成。其中，華南克拉通則被認為是由揚子和華夏板塊在新元古代沿著NNE向江南造山帶拼貼而成(圖1; Zheng, 2012; Zhangetal., 2013)。與華北克拉通不同，揚子板塊太古宙-古元古代巖石僅大面積出露于揚子北緣的黃陵地區(Zhao and Cawood, 2012; Zhang and Zheng, 2013)。另外，最新發現了一些零星分布的露頭(圖1)，包括：(1)西北緣的后河(Wuetal., 2012)和魚洞子(Huietal., 2017; Zhouetal., 2018; Chenetal., 2019)；(2)北部的崆嶺(Qiuetal., 2000; Zhangetal., 2006; Zhengetal., 2006; Chenetal., 2013a; Lietal., 2014, 2016)、鐘祥(Wangetal., 2015; Zhouetal., 2015, 2017)和黃土嶺(Wuetal., 2008)；(3)東北部的董嶺(Chen and Xing, 2016)；(4)西南緣康滇的大紅山-東川-河口(Zhaoetal., 2010; Chenetal., 2013b; 郭陽等, 2014;鄧奇等, 2017; Cuietal., 2019, 2020; Liuetal., 2019; Luetal., 2019)；以及(5)越南北部(Lanetal., 2001; Anhetal., 2015; Wangetal., 2016; Zhaoetal., 2019a, b)。

紅安造山帶位于中央造山帶中段，其東、西分別以麻城、大悟斷裂與大別、桐柏地塊相鄰；南界襄樊-廣濟斷裂分隔了造山帶前震旦系變質巖與揚子北緣震旦系以來的沉積蓋層；北界龜山-梅山斷裂代表了華北-華南克拉通在紅安造山帶的分界線(徐揚，2017)。基于巖石組合、變質程度、構造變形等特征，通常將紅安造山帶自北而南劃分為6個巖石-構造單元(Wu and Zheng, 2013)：(1)南灣復理石建造；(2)八里畈混雜巖帶；(3)滸灣高壓榴輝巖帶；(4)新縣超高壓榴輝巖帶；(5)紅安高壓榴輝巖帶；和(6)木蘭山藍片-綠片巖帶。大量年代學和地球化學研究表明，雖然變質-變形程度不同，但以上各單元的變質巖石原巖年齡主要集中在新元古代，且記錄了古生代或三疊紀與HP-UHP變質有關的變質年齡。雖然一些變質沉積巖出現古元古代碎屑鋯石的年齡峰值，但該區新元古代以前的巖石鮮有報道(Wu and Zheng, 2013; Liuetal., 2015; 及其參考文獻)。

木蘭山藍片-綠片巖帶是紅安造山帶最南緣的淺變質區，其主體由大磊山和雙峰尖為核部的兩個片麻巖穹隆構造組成(圖2; 湖北地質調查院, 2018(1)湖北地質調查院.2018.1:50000小河鎮幅礦產圖)。兩個穹隆的核部均為青白口紀片麻狀的二長花崗巖類，分別稱之為大磊山巖體(～800Ma)和雙峰尖巖體(～810Ma)；穹窿的翼部為中低變質帶程度的新元古代紅安巖群，近NNE向基性巖脈侵入其中。核部正片麻巖與翼部表殼巖系之間多為構造接觸。紅安巖群的巖性復雜多樣，其原巖包括鈣堿性火山巖、雙峰式火山巖和含碳-磷的陸源碎屑沉積巖(徐揚, 2017)。新調查研究發現，大磊山巖體內部鐵鋪村可見一閃長質巖塊，它近南北向產出，長900m、寬約250～400m，大磊山巖體的二長花崗巖侵入其中，其鋯石U-Pb定年結果為～1970Ma(Xuetal., 2020)。

圖2 紅安造山帶南緣金盤雜巖體地質簡圖(據湖北地質調查院, 2018修改)

新識別的金盆雜巖體位于湖北大悟縣以南的金盆水庫北岸(圖2)，其南北長近2km、東西寬1～2km，面積近4km2。金盆雜巖體的圍巖主要為紅安巖群的大理巖巖性段，其主要巖性為白云石大理巖、含磷灰石白云母大理巖、白云石英片巖及變粒巖，二者之間為構造接觸。根據巖性不同，大體沿著汪家大凹-郭家灣一線可以將金盆雜巖體一分為二，西部為表殼巖系，巖性包括二云石英片巖(碎屑鋯石年齡主峰值位于～2500Ma左右)、鈉長變粒巖(巖漿鋯石年齡為2492±12Ma, MSWD=4.1)和白云(絹云)石英片巖(湖北地質調查院, 2018)；東部主要為片麻狀二長花崗巖(圖3a)、弱面理化的奧長花崗巖、黑云母二長花崗巖等多種巖性。在郭家灣東側，可見弱變形的奧長花崗巖的脈體侵入到片麻狀二長花崗巖之中(圖3b)。雜巖體內可見多處基性巖侵入體/脈體，其規模大小不一，從幾十厘米到幾米寬不等(圖2)。在金盆水庫東北岸的露頭(圖3c)，上部出露為淡色的弱變形的奧長花崗巖，下部為糜棱巖化黑云二長花崗巖，二者之間為厚約1m的輝綠巖侵入體(基性巖脈)。輝綠巖與奧長花崗巖界線起伏，為巖漿侵入接觸關系。糜棱巖化黑云二長花崗巖可見S-C組構和各類旋轉碎斑(圖3d)，該露頭的基性巖脈與下伏糜棱巖化黑云二長花崗巖為構造接觸關系。

圖3 金盤雜巖體野外照片和顯微照片

2 樣品采集以及巖相學特征

本文樣品主要采自金盆水庫以北(圖2)，挑選新鮮、低蝕變、無脈體的巖石用于地球化學分析和鋯石分選。

片麻狀二長花崗巖采集于金盆水庫北側張家灣一帶，沿露頭風化嚴重，樣品松散易碎，片面理發育(圖3a, b)，已不宜用于全巖地球化學成分分析。其片麻理傾角平緩，主要礦物組成為斜長石(20%～25%)(體積百分含量，下同)、正長石(25%～30%)、石英(20%～25%)、云母(5%～10%)和堇青石(4%～7%)，副礦物可見鋯石。其中，堇青石無色，他形粒狀或呈卵形，粒徑多為0.1～0.2 mm，個別堇青石發育聚片雙晶，其內部可見夕線石包裹體。

奧長花崗巖為細粒半自形粒狀結構，塊狀構造為主、局部可見弱面理構造(圖3b)。其礦物組成以幾乎不含暗色礦物為特征，主要由斜長石(50%～55%)、石英(30%～35%)、正長石(5%～10%)組成，還可見少量白云母和黑云母(圖3e)，副礦物為立方體狀的黃鐵礦。斜長石多為半自形板狀或粒狀、最大可達0.8mm，發育聚片雙晶，可見有較弱的黏土化。正長石多為他形粒狀，粒度較細。

基性巖脈為粒狀鱗片變晶結構，弱的片狀構造或塊狀構造(圖3c)，主要由斜長石(35%～40%)、角閃石(15%～20%)、黑云母(15%～20%)、綠簾石(10%)和單斜輝石(4%～7%)組成。單斜輝石為粒狀(粒徑1～1.5mm)，角閃石為長柱狀，它們的邊部可見細鱗片狀的黑云母和綠簾石(圖3f)；斜長石為半自形短柱狀，普遍見黏土化。

3 分析方法

本文鋯石陰極發光圖像(CL)照相、U-Pb定年和Hf同位素分析以及部分樣品的全巖主、微量元素分析在武漢上譜分析科技有限責任公司完成；另有一部分樣品的全巖主、微量元素分析以及4件全巖Sr-Nd同位素比值分析在武漢地質調查中心完成。

3.1 鋯石U-Pb定年和Lu-Hf同位素分析

測年的樣品采用標準重礦物分離技術分選出鋯石，在雙目鏡下盡量挑選透明、晶形完好、無裂隙且具有代表性的鋯石顆粒制成環氧樹脂樣靶，打磨拋光后進行CL顯微結構觀察、并選取合適的鋯石顆粒和部位進行U-Pb定年。CL圖像儀器為高真空掃描電子顯微鏡(JSM-IT100)，配備有GATAN MINICL系統；其工作電場電壓為10.0～13.0kV，鎢燈絲電流為80～85μA。

鋯石U-Pb定年詳細的儀器參數和分析流程見Zongetal.(2017)。GeolasPro激光剝蝕系統由COMPexPro 102 ArF 193nm準分子激光器和MicroLas光學系統組成，ICP-MS型號為Agilent 7700e。本次分析的激光束斑為32μm。U-Pb同位素定年和微量元素含量處理中采用鋯石標準91500和玻璃標準物質NIST610作外標分別進行同位素和微量元素分餾校正。每個時間分辨分析數據包括大約20～30s空白信號和50s樣品信號。對分析數據的離線處理采用軟件ICPMSDataCal(Liuetal., 2010)完成。鋯石樣品的U-Pb年齡諧和圖繪制和年齡加權平均計算采用Isoplot/Ex_ver3(Ludwig, 2003)完成。

原位微區鋯石Hf同位素分析點布置在U-Pb定年點上或其附近具有相似結構的微區。使用的激光剝蝕多接收杯等離子體質譜(LA-MC-ICP-MS)完成，激光剝蝕系統為Geolas HD(Coherent)，MC-ICP-MS為Neptune Plus(Thermo Fisher Scientific)。采用單點剝蝕模式，斑束固定為44μm。詳細儀器操作條件和分析方法可參照Huetal.(2012)。91500和GJ-1兩個國際鋯石標準與實際樣品同時分析。分析數據的離線處理采用軟件 ICPMSDataCal(Liuetal., 2010)完成。計算εHf(t)值時，球粒隕石的176Hf/177Hf比值為0.282772，176Lu/177Hf的比值為0.0332(Blichert-Toft and Albarède, 1997)。一階段Hf模式年齡計算時，虧損地幔值采用Griffinetal.(2000)的結果；兩階段Hf模式年齡計算時，采用平均地殼的176Lu/177Hf比值為0.015(Griffinetal., 2000)。

3.2 全巖主量、微量元素分析

巖石地球化學主、微量元素分析樣品，盡量選擇新鮮均一代表性的樣品，經表面去皮、清洗、自然晾干后碎成小塊體，并在盤式振動研磨儀RS 200中粉碎至200目。全巖主量元素含量利用PrimusⅡ X射線熒光光譜儀(XRF)分析完成，并用等離子光譜法進行校正，檢測方法依據GB/T 14506—1993 精度優于3%。微量元素含量利用Agilent 7700e ICP-MS和X series 2 ICP-MS上分析完成，微量元素測試條件及詳細流程參見文獻(Liuetal., 2010)。

3.3 全巖Sr-Nd同位素分析

選擇新鮮均一的樣品去皮、清洗，然后磨碎至200目，稱重約100mg作為同位素分析對象。加入適量的87Rb-84Sr和149Sm-150Nd混合稀釋劑和純化的HF-HNO3-HClO4酸混合酸后，在高溫下完全溶解。Sm-Nd同位素地球化學分析在武漢地質調查中心Triton Ti型熱電離質譜計完成，流程標樣所測的87Sr/86Sr和143Nd/144Nd值與參考值在誤差范圍內一致。

4 分析結果

4.1 鋯石U-Pb定年和Hf同位素組成

4.1.1 片麻狀二長花崗巖(JP1-01)

片麻狀二長花崗巖中鋯石多呈暗紫紅色自形晶，絕大部分為柱狀、少量為粒狀。該樣品的鋯石顆粒粒徑集中在50～300μm，其長短軸之比大多為1:1.5～1:3。陰極發光圖像揭示大部分鋯石顆?？梢娗逦蛘呗晕⒛：捻嵚森h帶，顯示為典型的巖漿鋯石結構特征(圖4a)。部分鋯石顆粒具有核邊結構，由狹窄的強發光的變質邊和環帶模糊的發光的核部組成。

對該樣品環帶相對清晰的36個鋯石微區進行了U-Pb定年和稀土元素分析(表1)。其結果顯示，它們具有較低的Th(45×10-6～271×10-6)和U(98×10-6～561×10-6)含量，對應的Th/U比值范圍為0.18～1.23。36個微區的稀土元素總量平均值為582×10-6，球粒隕石標準化稀土元素配分曲線顯示重稀土明顯富集、而輕稀土相對虧損，具有強烈的負Eu異常和正Ce異常，這些特征與典型巖漿鋯石一致(圖4b)。36個分析點獲得207Pb/206Pb年齡變化范圍較大(圖5a)，獲得的不一致線上交點年齡為2486±9Ma(MSWD=1.4)。除去8個諧和度較低的分析點，剩余28個諧和鋯石記錄的207Pb/206Pb年齡較為相似，集中在2457～2517Ma，其加權平均值為2478±5Ma(MSWD=1.3)，它與上交點年齡在誤差范圍內一致，前者應代表了該樣品原巖的形成時代。

34個鋯石Hf同位素分析結果表明(表2)，JP1-01樣品具有均一的Hf同位素組成(176Hf/177Hf=0.281096～0.281258)。使用其鋯石U-Pb年齡(t=2486Ma)計算的εHf(t)值為-5.1～-0.3(圖5b)，其對應的一階段(tDM1)和二階段模式(tDM2)年齡分別為2.99～2.80Ga和3.19～2.93Ga。

4.1.2 弱面理化的細粒奧長花崗巖(JP1-02)

樣品JP1-02中的鋯石呈暗紫紅色，大多為柱狀自形晶，它們的陰極發光圖像上可見清晰的振蕩環帶，其特征與酸性巖漿中結晶的鋯石特征一致(圖4c, d)。少量鋯石顆粒的粒度較小，呈渾圓狀或者粒狀(如2、9、14號鋯石)，陰極發光圖像上無明顯分帶，或呈現斑雜狀、海綿狀等不規則的內部結構，這些顆粒可能遭受了后期變質或者流體作用的改造(Tomascheketal., 2003)。

選取樣品中20個代表性鋯石微區進行了U-Pb同位素定年(表1)。其Th和U含量分別為53×10-6～420×10-6和83×10-6～1069×10-6，其對應的Th/U的比值為0.2～1.13。除去5個U-Pb年齡不諧和的分析點(1、2、3、9和14號點)，剩余14個分析點的稀土元素配分模式與典型巖漿鋯石的稀土元素模式一致(圖4d)，它們獲得的207Pb/206Pb年齡值變化于1998～2083Ma之間，其對應的加權平均值為2049±16Ma(MSWD=4.1)，該年齡被解釋為原巖的形成時代(圖5c)。另外，17號點分析在一顆不規則鋯石的暗色核部，獲得了較老的207Pb/206Pb年齡(2102±15Ma)，其成因可能為殘留鋯石，指示源區存在21億年物質。

圖4 金盆雜巖體代表性鋯石陰極發光圖像(a、c、e)及鋯石稀土元素分布模式圖(b、d、f, 標準化值據Sun and McDonough, 1989)

圖5 金盆雜巖鋯石U-Pb年齡諧和圖(a、c、e)及其εHf(t)值柱狀圖(b、d、f)

樣品JP1-02進行了17個Hf同位素分析，其176Hf/177Hf比值變化于 0.281132～0.281396(表2)，具有負的εHf(t)值(-13.1～-3.4)(圖5d)，其相對應的tDM1和tDM2分別為2.92～2.60Ga和3.28～2.80Ga。

4.1.3 基性巖脈(JP2-02)

從30kg基性巖脈樣品(JP2-02)中分選出78顆鋯石，鋯石晶形、顆粒大小較為均勻，它們大多為柱狀，其長軸多為40～180μm。陰極發光圖像上，大部分自形晶鋯石發育板狀環帶結構或者均勻的內部結構(圖4e)，與基性巖漿中結晶的鋯石的特征一致(Finch and Hanchar, 2003)。這類鋯石上的17個分析點獲得的Th和U含量分別集中于30×10-6～138×10-6和48×10-6～176×10-6，Th/U比值一般大于0.6;207Pb/206Pb年齡值集中在1979～2013Ma(圖5e)，加權平均值為1999±8Ma(MSWD=0.3)，代表了該樣品的原巖年齡。

另外，有少量鋯石顆粒具有不規則邊界(如：16、20和21號鋯石)，可見相對細密的中酸性巖漿的震蕩環帶(圖4e, f)。位于這類鋯石中的3個分析點獲得的Th、U含量變化較小，分別為58×10-6～88×10-6、77×10-6～128×10-6，其Th/U比值為0.5～0.8，對應的207Pb/206Pb年齡值稍老，介于2017～2033Ma之間，加權平均值為2024±19Ma(MSWD=0.28)，這與圍巖奧長花崗巖的原巖年齡在誤差范圍內一致(圖5)。綜合以上特征，推測這3顆鋯石為捕獲自圍巖的鋯石顆粒。第10號鋯石呈渾圓狀，陰極發光圖像呈深色、無環帶結構(圖4f)，具有相對較高的U含量(1419×10-6)、低的Th/U比值(0.11)以及不諧和的U-Pb年齡值，可能是遭受后期變質作用改造發生重結晶所致(圖4f)。該點年齡不諧和度高，不參與后續討論。

3顆捕獲鋯石的Hf同位素組成變化不大(表2)，εHf(t)值分別為-9.2、-8.2和-9.0，對應的tDM1分別為2.74Ga、2.73Ga和2.74Ga。16顆同巖漿作用的鋯石的εHf(t)值變化范圍稍大(-11～-5.6)(圖5f)，對應的tDM1和tDM2分別為2.60～2.80Ga和2.84～3.13Ga。

4.2 全巖主量、微量元素組成

4.2.1 片麻狀二長花崗巖

挑選了1件較為新鮮的片麻狀二長花崗巖(JP1-01)用于全巖地球化學分析(表3)。該樣品的SiO2、Na2O、K2O含量分別為68.69%、3.32%、2.13%(質量百分含量，下同)，具有較高的Al2O3含量(15.28%)，其對應的鋁飽和指數(A/CNK)高達1.20，屬于強過鋁質的鈣堿性系列。同時，樣品具有較低的TiO2(0.76%)、FeOT(3.53%)和MgO(0.80%)含量，其對應的Mg#值為29。微量元素方面，具有較高的Sr(342×10-6)、低的Y(6.20×10-6)含量，對應的Sr/Y比值高達55。在球粒隕石標準化稀土元素配分圖和原始地幔標準化微量元素蛛網圖上(圖6a, b)，表現為富集輕稀土(LREE)和大離子親石元素(LILE，如Ba、U、Pb)，而虧損重稀土(HREE)和高場強元素(HFSE，如Nb、Ta、Ti)。

表3 金盤雜巖全巖主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)含量分析結果

圖6 金盆雜巖球粒隕石標準化稀土元素配分圖和原始地幔標準化微量元素蛛網圖(標準化值據Sun and McDonough, 1989)

4.2.2 弱面理化的奧長花崗巖

10件樣品的SiO2含量較高，集中在71.62%～76.92%。樣品具有較高的Na2O(4.58%～6.47%)、較低的K2O(0.50%～1.06%)和Al2O3(13.09%～14.13%)含量，對應的K2O/Na2O比值十分低(<0.18)，A/CNK值介于0.74～1.12，為準鋁質-弱過鋁質的鈣堿性花崗巖類(圖7a, b)。在An-Ab-Or和K-Na-Ca分類圖解上，所有樣品都落入奧長花崗巖的范圍內(圖7d, e)。所有樣品具有十分低的MgO(0.19%～1.11%)、FeOT(0.61%～2.75%)含量及Mg#值(29～42)，在MgO-SiO2圖解(圖7c)上，它們都投入玄武巖部分熔融的熔體范圍內。

圖7 金盆雜巖巖石分類圖解

樣品的稀土元素含量較低，其總含量在42.8×10-6～131×10-6。在球粒隕石標準化稀土元素配分模式圖(圖6a)上，顯示出LREE相對HREE輕微的富集，其(La/Yb)N=4.7～21.6；并顯示變化的Eu異常(Eu/Eu*=0.8～1.3)。在原始地幔標準化微量元素蛛網圖(圖6b)上，富集Ba、Th、U、Pb，而虧損Nb、Sr、Zr和Ti。

4.2.3 基性巖脈

7件基性巖獲得SiO2和MgO含量變化不大，為47.36%～51.60%和4.57%～6.64%。樣品總堿含量(K2O+Na2O)為3.64%～5.05%，在TAS圖解上都在亞堿性基性巖區域(圖7a)。不活潑元素的巖石分類圖解上(圖7b)，所有樣品也都投在亞堿性的基性巖區域。樣品具有較高的FeOT/MgO比值(2.58～3.23)，屬于拉斑玄武巖系列(圖7f)，這與不活潑微量元素的巖石分類結果一致(圖7g)。

基性巖脈的稀土元素含量總量為110×10-6～156×10-6。在球粒隕石標準化稀土元素配分模式圖(圖6c)上，輕稀土、重稀土元素之間的分異較弱((La/Yb)N=2.9～4.0)，具有弱的Eu異常(Eu/Eu*=0.8～1.0)。在原始地幔標準化微量元素蛛網圖(圖6d)上，相對其相鄰元素，可見明顯的Rb、Ba、Pb的正異常和Nb、Ta、Sr和Ti的負異常。

4.3 全巖Sr-Nd同位素組成

4件代表性基性巖脈進行了全巖Sr-Nd同位素分析，其結果見表4。獲得的87Sr/86Sr比值變化于0.721505～0.721724，以2000Ma的年齡計算，其(87Sr/86Sr)i值為0.68204～0.68684。143Nd/144Nd比值的變化范圍較小(0.51187～0.511966)，其對應的εNd(t)值為-3.47～-2.47，對應的虧損地幔模式年齡為3275～2969Ma。

表4 金盤雜巖基性巖脈全巖Sr-Nd同位素組成分析結果

5 討論

5.1 ～2.05Ga奧長花崗巖的巖石成因

用于分析的奧長花崗巖樣品相對新鮮，元素含量分析過程中燒失量較小(<1%)，具有一致的稀土、微量元素配分模式(圖6a, b)。樣品的Ti、Mg、Na、Ca、P、La、Ce、Nb、Sr、Ta、Sm、Y和Yb等元素與極不活潑元素Zr顯示一定線性關系(圖8)。這些特征表明成巖后變質蝕變作用對樣品的元素組成的改造較小。不同樣品的TiO2、MgO、Al2O3、FeOT含量變化不大，CaO、P2O5、Sr、Zr以及REE含量雖有變化，但大多與SiO2的含量呈線性演化關系(圖9)，指示它們含量變化主要受控于巖漿演化過程中礦物結晶分異，受變質蝕變的影響較小。因此，上述元素(REE、HREE、Ti、Mg、Na、Ca、P、Sr)含量將和鋯石鉿同位素一起用于巖石成因的討論。

圖8 金盆雜巖蝕變和變質過程中Zr與部分元素活動對比圖

圖9 金盆雜巖部分元素及元素比值與SiO2相關圖解

奧長花崗巖多以弱變形的淡色巖脈產出，在礦物組成上富含斜長石和石英，未見角閃石、石榴石、金紅石、綠簾石等深色礦物(圖3e)。地球化學組成上，分析樣品顯示高硅高鈉、貧鎂、鐵、鉀，主要具有準鋁質的特點。REE配分模式表現為右傾模式，但不同樣品之間的輕、重稀土元素分異程度不盡相同，(La/Yb)N比值變化于4.7～21.6之間(圖6a)。樣品虧損Y(5.34×10-6～14.7×10-6)和Yb(0.55×10-6～1.07×10-6)，具有變化的Sr含量(97.2×10-6～238×10-6)，其Sr/Y比值(10.9～28.5)略低于典型TTG/埃達克巖的該比值(圖10a)。但是，在(La/Yb)N-YbN圖解(圖10b)上，所有樣品均落入典型TTG/埃達克巖系的成分區(Defant and Drummond, 1990)。

圖10 金盤奧長花崗巖巖石成因判別圖解

TTG質巖漿通常被認為是含水的中-基性巖石部分熔融形成的(Martinetal., 2005; Moyen and Martin, 2012)。本文金盆奧長花崗巖高硅低鎂(圖7c)，具有極低的相容元素含量(Cr=0.9×10-6～4.9×10-6、Ni=0.9×10-6～5.4×10-6)，說明了其巖漿形成演化過程中沒有地幔物質的加入、也不曾與地幔楔橄欖巖發生過反應，其成因不是俯沖洋殼、或者拆沉地殼的部分熔融，而是加厚下地殼的部分熔融(Smithies, 2000; Gaoetal., 2004)。樣品具有低的K2O(0.50%～1.06%)、高的Nb(9.32×10-6～21.3×10-6)、以及負的εHf(t)值(-13.1～-3.4)，Nb含量高于大陸地殼的平均值(8×10-6，Rudnick and Gao, 2003)。與之類似，黃陵2053～2015Ma基性巖脈具有低的鉀(0.31%～1.42%)、高Nb(3.62×10-6～33.2×10-6)和負的εHf(t)值(-12.6～+3.4)(Lietal., 2019; Han and Peng, 2020)。這些特征表明，奧長花崗巖可能是由區域上類似于黃陵低鉀基性巖脈的陸殼物質低程度部分熔融的產物。與黃陵基性巖脈相比，奧長花崗巖明顯富集LREE而虧損HREE，具有相對較高的 Sr/Y、La/Yb和Ta/Nb比值以及更顯著的Ti的負異常(圖6a-d)，這些類似TTG或埃達克巖的地球化學特征可能與源區熔融、巖漿演化過程中斜長石、石榴石、角閃石和金紅石等礦物的貢獻有關(Drummond and Defant, 1990; Martinetal., 2005; Moyen, 2011)。

Sr和Eu在斜長石中具有較高的礦物/熔體分配系數；斜長石在源區殘留或者TTG質巖漿經歷斜長石的分離結晶將降低殘漿的Sr含量以及Sr/Y、Eu/Eu*比值，但不能造成LREE與HREE之間的分異(Bédard, 2006)。奧長花崗巖具有高的、變化的SiO2(71.62%～76.92%)，其TiO2、MgO、Al2O3和FeOT含量較低且變化范圍不大(圖9a, b)，表明巖漿演化中角閃石、石榴石、金紅石等礦物結晶分離并不重要。樣品具有變化的CaO(0.71%～3.85%)、Sr(97.2×10-6～238×10-6)含量，可見Sr負異常(圖6b)。隨著SiO2增加，大部分樣品的CaO、Sr含量和Eu/Eu*值明顯降低(圖9h, r, q)，CaO、Sr含量與Eu/Eu*值呈明顯的負相關關系(圖9i, s)，這些特征指示巖漿中發生了斜長石分離。樣品JP1-02a具有Eu正異常和高Sr/Y比值，可能與巖石中存在斜長石的堆晶有關(Huangetal., 2010)。另一方面，高硅樣品同時具有低的P和LREE含量，La、Ce、Pr等元素與P2O5之間具有正相關關系(圖9l, n, p)，可能與巖漿演化晚期有磷灰石/獨居石等磷酸鹽礦物的結晶分離有關。

斜長石的分離顯著地降低了Eu/Eu*和Sr/Y值(圖9q和圖10a)，但對Dy/Yb和La/Yb比值的影響較小(圖10b)。樣品JP2020-1和JP2020-4具有相對低的SiO2，高的CaO、P2O5、Sr和LREE含量，其組分最接近初始巖漿的組分。這兩件低分異樣品的未見Eu的負異常(Eu/Eu*=1.03～1.06)，這與黃陵基性巖脈相似(圖6a)，指示了斜長石沒有大量地殘留于源區；它們中等的YbN和(La/Yb)N值也進一步指示一個含石榴石的角閃巖源區(圖10b)。

角閃石對中稀土元素的相容性強于重、輕稀土元素，它的分離則會降低熔體/殘漿的Dy/Yb比值(Davidsonetal., 2007)；石榴石對REE的相容性隨著原子序數的升高而升高，它在分異REE時會顯著提升Dy/Yb比值，因此高的(Dy/Yb)N值能更有效地反映石榴石的貢獻(Kleinetal., 1997; Barthetal., 2002)。奧長花崗巖的(Dy/Yb)N值變化于0.97～2.28，低分異樣品JP2020-1和JP2020-4具有更高的(Dy/Yb)N值(2.20～2.21)，明顯高于黃陵基性巖脈(1.50～1.92，Lietal., 2019)和高壓TTG的平均值(1.67，Hallaetal., 2009)，指示源區存在石榴石的殘留。Dy/Yb-(La/Yb)N及(Dy/Yb)N-(La/Sm)N之間正相關關系也進一步說明部分熔融過程中REE的分異是受到石榴石的控制(圖10c, d)。

金紅石和富鈦角閃石均能吸收Nb-Ta-Ti，并造成“雙胞胎”元素Nb-Ta之間的分異。金紅石一般具有低于球粒隕石的 Nb/Ta比值，它在部分熔融或巖漿分異過程中分離將提升Nb/Ta比值(Aulbachetal., 2008; Hoffmannetal., 2011)；角閃石的分離則會降低Dy/Yb和Nb/Ta 比值、而提升Zr/Sm比值(Foleyetal., 2002; Klemmeetal., 2005)。奧長花崗巖具有顯著的Ti的負異常，其Nb/Ta比值(6.33～9.43)較小，明顯低于球粒隕石和黃陵基性巖脈中的該值，這樣的特征不能用金紅石的分離來解釋(金紅石在源區殘留或從巖漿中結晶將提升該比值)，而與角閃石殘留于源區特征一致(圖10e)。Nb/La與Zr/Sm比值呈正相關，也不符合角閃石結晶分異趨勢(圖10f)，高硅樣品高的Nb/La比值可能與磷酸鹽礦物的結晶有關。因此，本文樣品中強烈的Ti負異常和低的Nb/Ta比值與角閃石在源區的殘留有關。

綜上所述，金盆奧長花崗巖為區域上類似黃陵基性巖脈的陸殼物質在加厚地殼源區部分熔融的產物，其類似TTG巖的地球化學特征主要受控于部分熔融過程中石榴石+角閃石在源區的殘留；斜長石結晶分異作用降低了巖漿體系的Sr含量和Sr/Y比值。

5.2 ～2.0Ga基性巖脈巖石成因

用于本文分析的基性巖脈樣品相對新鮮，除高蝕變樣品JP6外(其LOI=2.04%，不參與后續討論)，其余樣品的燒失量較小(<1.79%)。其絕大部分主量和微量元素含量變化范圍較小(圖9)，且具有平行一致的稀土、微量元素配分模式(圖6c, d)。Ti、Mg、Na、Ca、REE、HFSE、Th、U、Ba等元素與Zr顯示一定線性關系(圖8)，表明這些元素并沒有遭受成巖后變質作用的顯著影響，可以用來反映其原始組成。另一方面，樣品獲得了低的全巖(87Sr/86Sr)i比值(0.68204～0.68684)，該比值與其Rb/Sr比值呈負的相關性(圖略)，指示Rb-Sr同位素系統遭受了后期變質-蝕變作用改造。不同樣品的Sm/Nd(0.25～0.26)和143Nd/144Nd(0.51187～0.51197)比值變化較小，全巖εNd(t)值(-3.47～-2.47)和鋯石εHf(t)值(-11～-5.6)均為一致的負值，表明相對穩定的Sm-Nd同位素能夠反映其原始組成。因此，上述相對穩定的元素以及鉿-釹同位素組成將一起用于探討金盆基性巖脈的巖石成因。

未經分異的幔源基性巖漿通常具有高的Ni(>300×10-6)、Cr(>300×10-6)含量和Mg#值(68～72)(Freyetal., 1978)。而金盆基性巖脈具有低的MgO(4.57%～6.64%)、Cr(60×10-6～102×10-6)、Ni(62×10-6～176×10-6)含量和Mg#值(36～41)，指示其母巖漿可能經歷了橄欖石、輝石等礦物的結晶分離。樣品中Cr、Ni、Co含量隨著MgO含量的降低而降低，也支持了橄欖石、輝石的結晶分離(圖9c, e, g)。而樣品中TiO2、FeOT、V與SiO2之間呈負相關(圖9a, d)，則可能與鐵鈦的氧化物分離有關，Eu的負異常(圖6c)則可能與斜長石的分離有關。

金盆基性巖脈富集不相容元素，LREE、LILE相對HREE、HFSE富集(圖6c, d)，具有富集的Hf-Nd同位素組成(εHf(t)=-11～-5.6，εNd(t)=-3.47～-2.47)。高的LILE/HFSE或LREE/HFSE比值(如：Ba/La=86～128、Ba/Nb=133～216、La/Nb=1.53～1.87、Th/Ta=4.00～4.34)以及高的Zr/Nb比值(12.5～17.2)，明顯區別于洋島玄武巖和洋中脊玄武巖(Fitton, 1995; Leybourneetal., 1999)，顯示出弧型(陸殼型)地球化學特征，這樣富集的特征既可能繼承自一個富集的地幔源區、也可能是由地殼混染造成的(圖11)。野外可見基性巖脈侵入奧長花崗巖和片麻狀二長花崗巖之中，它們都具有相似的弧型地球化學特征(圖6)和富集的Hf同位素組成(圖5)，暗示了基性巖漿就位過程中可能同化了圍巖物質。樣品JP2-02中的捕獲鋯石具有與圍巖奧長花崗巖鋯石一致的年齡值和εHf(t)值(圖5)，也進一步支持了本地圍巖混染的存在。然而，本地圍巖混染不能解釋樣品中具有高于圍巖的K2O和HREE元素含量和La/Nb、La/Ta比值(表3和圖6)。對地殼混染反應敏感的εNd(t)、Nb/La、Nb/U、Nb/Th、Ta/Th等比值并沒有隨著SiO2含量增加而急劇減低(圖12a, b)。這些特征表明，地殼混染作用不強烈并沒有顯著改變地球化學組成，金盆基性巖脈的弧型的地球化學特征和富集的Hf-Nd同位素組成可能主要繼承自一個富集的地幔源區。

圖11 金盆雜巖源區性質判別圖解

圖12 金盆基性巖脈巖石成因判別圖解

一般而言，俯沖板片釋放的流/熔體對上覆地幔楔的交代作用是大陸巖石圈地幔富集的主要機制，遭受俯沖帶流體交代的地幔以相對富集LILE和LREE而虧損HFSE和HREE為主要特征；遭受熔體交代地幔源區則以富集HFSE和流體不活潑元素為主要特征(如：Zr、Hf、Nb、Ta、REE等)(Kepezhinskasetal., 1997; Classetal., 2000)。金盆基性巖脈的Zr、Hf、HREE等元素含量明顯高于圍巖和陸殼平均值(圖6)，指示了一個富集高場強元素的源區。高的Nb含量(11.4×10-6～14.8×10-6)和Nb/U(19.2～23.6)、Nb/La(0.53～0.65)、Nb/Th(3.71～4.67)和Zr/Th(54.1～64.9)比值，與俯沖帶上的富鈮玄武巖一致(圖12c-e)，指示了其源區遭受了再循環沉積物熔體的交代(Kepezhinskasetal., 1996; Sajonaetal., 1996; Aguillón-Roblesetal., 2001)。事實上，2.05～2.03Ga和～1.87Ga黃陵富鈮基性巖脈也具有類似的富集特征(Nb=10.9×10-6～24.2×10-6、εHf(t)=-12.6～-10.5、εNd(t)=-4.9～+2.5，Qiuetal., 2020; Han and Peng, 2020)；本文金盆雜巖體以北17km的鐵鋪堿性閃長巖(～1.97Ga)也強烈地富集Nb元素和Hf-Nd同位素(Nb=20.9×10-6～34.4×10-6、εHf(t)=-12.5～-3.1、εNd(t)=-6.53～-4.08，Xuetal., 2020)。它們的Th/Zr比值較低、且變化范圍不大，而Nb/Zr比值變化范圍較大，在常用的判斷交代介質性質的圖解(圖12f)上顯示熔體交代的特點(Kepezhinskasetal., 1997)。綜上所述，金盆基性巖漿遭受一定程度的地殼混染，上述弧型地球化學特征、富集的Nb元素和Hf-Nd同位素組成主要源自古老沉積物熔體對源區的交代，區域上的這些富鈮巖石共同指示當時(2.05～2.0 Ga)在揚子北緣已經出現一個遭受了古老陸殼物質交代的富集地幔(圖13)。

圖13 揚子板塊東部古元古代鋯石U-Pb年齡與Hf-Nd同位素相關圖

5.3 對揚子古元古代中期造山作用轉換的約束意義

雖然對揚子板塊太古宙-古元古代的古構造格局和古陸殼形成過程仍不完全清楚，但目前趨向于認為古元古代早期揚子內部可能由多個相互獨立的塊體組成的(Wuetal., 2012; Wangetal., 2016; Cuietal., 2019)?；阡喪挲g譜的差異，早期Wuetal.(2012)提出在太古宙-古元古代早期揚子板塊的西部與東部具有不同的陸殼演化歷史，二者在早古元代之前分屬不同(微)陸塊。之后隨著調查研究的深入，新識別的古元古代地質體越來越多(附表1)，揚子板塊內部不同單元的古元古代巖漿-變質-沉積事件得到了更多的揭示。從其時空分布特征看(圖1):(1)揚子西南緣、西北緣以記錄2.5～2.2Ga巖漿活動為其鮮明特色，同時古元古代記錄多期次(2.50Ga、2.36Ga、1.96Ga、1.85Ga)的區域變質作用(Nametal., 2003; Wangetal., 2016; Huietal., 2017; Zhouetal., 2018; Chenetal., 2019; Cuietal., 2019; Zhaoetal., 2019a)；(2)與之不同，揚子東部的黃陵背斜和東北部則以2.15～1.80Ga俯沖-碰撞-后碰撞過程有關的巖漿作用為主，并記錄了包括高壓麻粒巖相變質在內的造山帶變質事件，其變質年代集中在2.0～1.90Ga(圖13; Zhangetal., 2006; Wuetal., 2008; Yinetal., 2013; Lietal., 2014; Guoetal., 2015; Wangetal., 2015; Hanetal., 2017, 2018，2019; Huietal., 2017; Lietal., 2019; Liuetal., 2019)。因此，揚子板塊在在元古代早期可以分為東部和西部等兩個獨立的(微)陸塊(圖1; Wuetal., 2012; Cuietal., 2019)。地球物理數據也反映出揚子東、西部在重力磁力場上的差異，深地震反射剖面則揭示了隱伏于四川盆地東緣的古元古代俯沖帶和碰撞帶的存在(Dongetal., 2015; Xiongetal., 2016)，支持了地質上劃分東、西陸塊的方案。與之一致，黃陵穹窿也可以劃分為西部的中太古代塊體和東部的新太古代地體(Qiuetal., 2000; Guoetal., 2014, 2015)，二者之間為新厘定的2.14～2.0Ga水月寺蛇綠混雜巖帶沿著北東向展布，混雜巖帶內不同性質巖片的配置關系進一步約束其俯沖極性是向東南方向(Hanetal., 2017)，這與地震反射剖面揭示俯沖極性一致(圖1)。

現有研究成果(附表1)表明，古元古代揚子東部和西部陸塊之間的匯聚、拼貼過程可以劃分為以下幾個階段(圖13)：

附表1 揚子陸塊代表性太古宙-古元古代巖石鋯石U-Pb年齡與Hf-Nd同位素數據匯總表

(1)2.14～2.0Ga水月寺蛇綠混雜巖帶(Hanetal., 2017)、2.15～2.12Ga玄武巖-高鎂安山巖-閃長巖脈(Hanetal., 2018; Han and Peng, 2020)、俯沖有關的2.08Ga鈣堿性花崗巖(Wuetal., 2012)和2.05～2.02Ga基性巖脈(Lietal., 2019; Han and Peng, 2020)均指示了古元古代早期(2.2～2.0 Ga)存在大洋的俯沖作用。這一階段幔源巖石具有MORB型或者弧型地球化學特征，其鋯石大部分具有正的εHf(t)值(圖13)，表明當時揚子北緣存在一個Hf同位素虧損的地幔源區，交代地幔的介質主要為年輕洋殼物質釋放的流/熔體。而～2.15Ga黃陵閃長巖(Han and Peng, 2020)和一些遭受俯沖帶流體改造的基性巖鋯石(Hanetal., 2017)顯示虧損或弱富集的Hf-Nd同位素組成，表明在洋殼俯沖階段只有少量的古老地殼物質卷入俯沖帶隧道中。2.05～2.0Ga 黃陵(Lietal., 2019; Han and Peng, 2020)和本文的富鈮基性巖脈強烈富集不相容元素和Hf-Nd同位素，共同指示了一個遭受古老陸殼沉積物熔體交代的地幔源區的出現，這可能與洋殼俯沖晚期洋盆縮減、陸(微)塊靠近，已有越來越多的古老陸殼物質卷入俯沖隧道有關，構造環境將由俯沖向碰撞轉換。

(2)2.0～1.95Ga高壓麻粒巖相-角閃巖相變質事件(Zhangetal., 2006; Wuetal., 2008; Yinetal., 2013; Lietal., 2016; Hanetal., 2017)、～1.99Ga混合巖化作用(Lietal., 2014; 邱嘯飛等, 2020)、2.0～1.99Ga S型花崗巖(Yinetal., 2013; Lietal., 2014; Guoetal., 2015)和1.96～1.94Ga同碰撞高鉀花崗巖(Wangetal., 2015)標志在2.0～1.95Ga進入了陸-陸碰撞階段。這些花崗巖大多具有非常富集的Sr-Nd同位素組成(εHf(t)和εNd(t)值大多小于-12)，表明不同成分古老陸殼物質在碰撞階段的重熔。

(3)擠壓造山階段向后造山伸展階段轉化的主要標志是在黃陵、鐘祥、董嶺等地的1.87～1.84Ga的A型花崗巖(Pengetal., 2012; Chen and Xing, 2016; Zhouetal., 2017; Hanetal., 2019)和桐柏、蘇魯地區1.85～1.84Ga高溫、高壓變質事件(Xiangetal., 2014; Zhangetal., 2020)。這一階段的1.87～1.78Ga基性巖具有弧型地球化學特征和富集的Nd-Hf同位素組成(Pengetal., 2009; Lietal., 2014; 周光顏, 2018; Qiuetal., 2020)，指示了前述富集的大陸巖石圈地幔在后造山伸展環境下的部分熔融。

本文新發現的金盆奧長花崗巖(～2.05Ga)和基性巖脈(～2.0Ga)形成于區域上限定的俯沖階段末，它們是由俯沖背景下加厚陸殼和大陸巖石圈地幔的部分熔融形成的。以本文2.05～2.0Ga金盆和黃陵富鈮基性巖脈為標志，已有越來越多的古老陸殼物質卷入俯沖隧道，預示著該區洋殼消減殆盡、即將進入碰撞階段(圖12)。綜合考慮到區域上與2.2～1.8Ga與俯沖-碰撞-后造山伸展有關的巖石的時空關系(圖1)，我們推測黃陵地區的2.14～2.0Ga水月寺蛇綠混雜巖帶與鐘祥 1.96～1.94Ga同碰撞花崗巖成一條NE向展布的俯沖-碰撞帶，并與深部隱伏的古元古代俯沖帶對應(圖1)。再往北越過襄樊-廣濟斷裂后，由于該帶卷入了桐柏-紅安-大別造山帶，遭受后期強烈的構造-巖漿作用的肢解和改造，導致最終以殘片或巖塊(如鳳凰咀、武勝關、金盆、鐵鋪、木子店、黃土嶺、宿松等)的形式就位于造山帶內部，已經失去原始產狀信息(圖1)。綜合來看，揚子東、西陸塊沿著2.15～1.95Ga黃陵-鐘祥俯沖-碰撞帶拼合，與全球范圍內的2.1～1.9Ga造山事件在時間上一致，這可能與當時Columbia超大陸的聚合有關(Hoffman, 1989; Rogers and Santosh, 2003; Zhaoetal., 2004; Zhangetal., 2012)。

在前Columbia時期，Laurentia大陸Rae克拉通周緣的巖漿-變質事件頻發。揚子西南(包括越北)2.40～2.29Ga火山巖漿-變質事件(Nametal., 2003; Cuietal., 2019, 2020；Zhaoetal., 2019a)是Rae克拉通西緣2.40～2.29Ga Arrowsmith造山事件在揚子板塊的響應。而二者同步記錄的2.28～2.08Ga多期邊緣增生巖漿侵位活動(Wuetal., 2012; Wangetal., 2016; Luetal., 2019; Cuietal., 2020)，再次說明揚子板塊是在Arrowsmith造山帶時期增生拼貼到Rae克拉通。我們將揚子板塊2.1～1.95Ga俯沖-碰撞事件與Rae和Slave克拉通沿著Taltson-Thelon造山事件(McDonoughetal., 2000; Hoffman, 2014)進行對比：(1)二者具有同步的2.1～2.0Ga俯沖相關的巖漿活動(Hanetal., 2018; Lietal., 2019)；(2)2.0～2.5Ga麻粒巖相變質作用過程具有相同的順時針軌跡(Zhangetal., 2006; Wuetal., 2008; Yinetal., 2013; Lietal., 2016)；(3)2.0～1.94Ga同碰撞花崗質巖漿的侵位(Yinetal., 2013; Lietal., 2014; Guoetal., 2015; Wangetal., 2015)。因此，揚子東西陸塊拼貼很可能與Laurentia大陸西北緣2.0～1.95Ga Taltson-Thelon造山帶對應。基于以上同步事件，前人和本文數據支持揚子板塊卷入了Columbia超大陸的匯聚，位置很可能位于Laurentia大陸的西北緣(Wangetal., 2016; Chenetal., 2019; Cuietal., 2019; Qiuetal., 2020)。

需要指出的是，由于南華紀以來的沉積覆蓋和強烈改造，古元古代變質巖在揚子板塊僅有零星出露?；谇笆隽阈锹额^，仍無法全面刻畫揚子古元古代構造格局和造山過程，今后仍需繼續識別區內的古元古代地質實體和地質事件，以提升對揚子古元古代陸殼演化的認識。

6 結論

(1)鋯石U-Pb定年結果表明，新厘定的古元古代金盤雜巖體中片麻狀二長花崗巖、奧長花崗巖和基性巖脈侵位的時代分別為2478Ma、2049Ma和1999Ma。

(2)全巖主、微量元素及鋯石Hf同位素表明，金盆奧長花崗巖為陸殼物質在加厚地殼源區部分熔融的產物，其類似TTG巖的地球化學特征主要受控于部分熔融過程中石榴石+角閃石在源區的殘留。

(3)金盆基性巖脈具有弧型地球化學特征和富集Hf-Nd同位素組成，是由地殼混染和富集地幔源區共同造成的；其富鈮的特征與源區遭受再循環沉積物熔體的交代有關。

(4)綜合前人和本文的數據推測，揚子東、西陸塊在2.15～2.0Ga不斷匯聚，并在2.0～1.95Ga沿著黃陵-鐘祥一線拼貼，最終形成古元古代統一的基底，這一過程可能與全球Columbia超大陸的匯聚有關。

致謝兩位匿名評審專家提出了許多有益的意見和建議，在此表示衷心感謝！