华南板块由扬子陆块和华夏陆块在早新元古代沿江南造山带，碰撞拼合成为一个整体[1]。华南板块分布有大量新元古代岩浆岩，是研究新元古代罗迪尼亚超大陆聚合与裂解、大陆岩石圈生长与再造过程的绝佳实验室。前人在对扬子克拉通早期演化历史的长期研究中发现，扬子克拉通边缘在晚中元古代到新元古代拉伸纪早期(860 Ma)，发生了一系列与Rodinia超大陆聚合有关的洋壳俯冲和增生造山事件。例如，在扬子东南缘，出露有1 100~900 Ma田里片岩[2],930~900 Ma双溪坞钙碱性岩浆弧[3-4]和1 000~900 Ma象征古老洋壳残片的赣东北蛇绿岩[5]；在扬子西北缘，出露有1 000~900 Ma庙湾蛇绿混杂岩[6-7],950~900 Ma三岔子蛇绿混杂岩[8]和大量1 000~860 Ma具有岛弧性质的侵入岩和火山岩[9-19]。这些地质事实见证了新元古代早期俯冲作用对扬子克拉通的影响。然而，在探讨扬子克拉通从Rodinia超大陆裂解出来的时间和机制时，出现了两种截然不同的成因模式:裂谷模式和俯冲模式。“裂谷”模式认为880~740 Ma的岩浆活动是由地幔柱[9,20-24]或造山垮塌[25-26]导致的板内非造山岩浆活动，与Rodinia超大陆裂解的时限一致。在扬子克拉通识别出了850~740 Ma与裂谷岩浆作用有关的双峰式火山岩[21,27-30]、大陆溢流玄武岩[31-32]、镁铁质岩墙[33]及代表非造山成因的酸性和碱性岩等[34-35]，还获得了大量象征着裂陷垮塌重熔作用过程的低δ18O岩浆活动证据[36-39]。然而，该模式不能很好地解释860 Ma之后沿扬子克拉通边缘广泛出露的钙碱性岩浆岩以及它们与岛弧玄武岩类似的岩石地球化学特点。基于此，一部分学者提出“俯冲”模式，他们认为新元古代早期(1 100~740 Ma)在扬子克拉通西缘至北缘存在一个东南向俯冲的攀西—汉南活动大陆边缘弧，扬子西北缘广泛分布的新元古代早期岩浆岩均是洋壳向扬子克拉通底部俯冲作用的产物[12-14,17,40-51]。但“俯冲”成因也存在诸多问题，首先是缺少与俯冲背景吻合的岩石和矿物学证据[52]，并且未在扬子克拉通西北缘见到类似扬子东北缘苏鲁—大别造山带类似的同期折返高压-超高压变质作用和相关变质岩[25,53]。本文选择扬子陆块西北缘为研究区，统计了从扬子陆块东北缘至西南缘45个新元古代岩浆岩全岩地球化学、Sm-Nd同位素、锆石U-Pb年代学和Hf同位素地球化学特征，综述该地区新元古代拉伸纪岩浆岩的时空分布规律和地球化学特点，探讨它们对扬子西北缘构造转换的指示意义。1扬子陆块西北缘新元古代拉伸纪岩浆岩时空分布由于新元古代早期经历了从拉伸纪(1 000~720 Ma)、成冰纪(720~635 Ma)到埃迪卡拉纪(635~541 Ma)3个漫长的地质时代，涉及到大量的岩浆活动，本文仅综述扬子西北缘拉伸纪岩浆岩的年代学和岩石地球化学特征，以及它们代表的地壳生长和再造过程。图1展示了扬子西北缘拉伸纪岩浆岩的空间分布，对应的锆石U-Pb年龄、Hf-O同位素和全岩εNd(t)同位素信息见表1。从图1可以看出，拉伸纪岩浆岩虽然沿扬子陆块边缘呈带状分布，但它们空间分布与侵位时间的相关性是随机的。10.16152/j.cnki.xdxbzr.2021-06-010.F001图1扬子西北缘拉伸纪岩浆岩分布(改编自文献[39,59])Fig.1Distribution of Tonianigneous rocks in northwestern margin of Yangtze Block注:图中数字与表1中序号对应，相应岩体信息见表110.16152/j.cnki.xdxbzr.2021-06-010.T001表1扬子西北缘拉伸纪岩浆岩锆石U-Pb年龄、Hf-O同位素和全岩εNd(t)同位素信息Tab.1Zircon U-Pb ages, HF-O isotopes and whole rock εNd(t) isotopes of the Toniani gneous rocks in the northwestern margin of the Yangtze Block序号地理位置岩体名称岩石类型年龄/Ma分析方法εHf(t)δ18O/‰全岩εNd(t)参考文献1神农架地区神农架群安山岩、玄武岩1 103±8LA-ICP-MS  -15.3~+4[15]2桐柏造山带三里岗基性岩脉、花岗岩870~860SIMS/LA-ICP-MS+7.9~+12.9 +3.4~+7.1[63]3汉南地区西乡群流纹岩、英安岩895~950TIMS  +2~+8.8[9]4 柳树店辉长岩~890LA-ICP-MS/SIMS+10.46.0 [14,18]5 碑坝辉长岩870~880LA-ICP-MS/SIMS-1.0~+8.47.4-0.4~+2[13,49,54]6 坪河霓霞岩891±7SIMS+5.713.8 [18]7碧口地区碧口群辉长岩、闪长岩~880LA-ICP-MS   [46,56]8康滇地区石棉辉长岩1 066±11SHRIMP+10.8~+18.34.6~5.6+7.6±0.8[58,64]9 会理群天宝山组英安岩/流纹岩1 050~1 028SHRIMP/LA-ICP-MS-20.8~+11.2 -7.2~+1.8[59-60]   基性岩脉1 023±6.7SIMS+7.0~+10.3 +0.41~+1.6[65]10 米易二长花岗岩1 014±8SHRIMP  -0.9[61]11 攀枝花花岗片麻岩1 007±14SHRIMP   [21]12大别造山带庐镇关变质流纹岩/花岗岩770~757SIMS 2.8~4.0 [66]13 杉树湾变质花岗岩789±3LA-ICP-MS 5.1±0.5 [38]14桐柏造山带随县安山岩、流纹岩760~740SIMS/SHRIMP-18.1~+12.41.3~10.5 [39,67]15 方城正长岩867~833LA-ICP-MS-4.2~-6.9 -4.9~-0.7[68-69]16 双峰涧变花岗岩768±16SIMS 3.0±5.4 [38]17黄陵地区晓峰基性岩脉、花岗岩802±10SHRIMP-12.9~-8.35.4~6.8-10.6~-6.4[70-71]18 黄陵英云闪长岩、花岗岩850~820SHRIMP-15.8~-3.9 -11.7~-8.3[72-73]19汉南地区毕机沟基性侵入岩785±5SIMS+2.3~+7.85.4~6.7+3.0~+3.9[13,40,49]20 五堵门花岗岩735±8SHRIMP+1.4~+9.5 +0.2~+2.1[12]21 二里坝花岗岩730±6SHRIMP+1.4~+9.5 +0.3~+2.1[12]22 望江山基性侵入岩822±4SIMS+2.7~+8.36.1~8.8+3.5~+5.9[40,49]23 骆家坝辉长岩746±4SHRIMP  +0.9~+1.3[13]24 天坪河花岗岩762±4/860LA-ICP-MS/SIMS-1.9~+1.61-5.6~+0.6[54,124]25 铁船山花岗岩782±4LA-ICP-MS+0.5~+5.3 -2.7~-0.7[54]26 黄冠正长花岗岩774±4/777±8LA-ICP-MS+1.9~+6.9 +0.9~+3.1[48,54]27 郑远辉长岩857±46LA-ICP-MS   [48]28碧口地区轿子顶花岗岩795±6LA-ICP-MS+8.0~+13.2 +2.2~+3.7[74]29 碧口群玄武岩、流纹岩800~850SHRIMP-8.0~+13.2 -9.4~+8.9[32,75]30 雪龙包花岗岩748±7SHRIMP  +0.4~+2.9[42,59,65]31 宝兴辉长岩872±7LA-ICP-MS+10.4~+15.05.1~6.1 [51]32康滇地区格宗花岗岩864±8SHRIMP 9.0~10.1 [40,76-77]33 康定酸性岩797~751SHRIMP   [21-22,41]34 大相岭花岗岩816±10SHRIMP+5~+9 +1[78]35 冷碛辉长岩808±12SHRIMP  -0.2~+4.4[79]36 苏雄流纹岩803±+12SHRIMP  +1.1~+6.0[21]37 沙坝辉长岩750~780SHRIMP/LA-ICP-MS+1.9~+11.64.2~5.4 [10,51,80]38 关刀山辉长岩、闪长岩~860SHRIMP+11~+17 +3.9~+5.2[81-82]39 冷水箐辉长岩812±3; 808~864SHRIMP/LA-ICP-MS+4.9~+8.76.6~7.3+3.5~6.0[42,51,80]40 高家村辉长岩806±4/~850SHRIMP/LA-ICP-MS-1.7~+10.26.4~7.4+1.6~+3.6[42,51,80]41 同德闪长岩810~850SHRIMP/LA-ICP-MS+3.9~+95.6~6.5 [10,51,83]42 米易闪长岩775±8SHRIMP   [10]43 攀枝花辉长岩746±10; 738±23; 814~823SHRIMP/LA-ICP-MS+2.9~+9.64.3~5.5-1.7~-0.1[51,80,84]44 大田花岗闪长岩760±4SHRIMP+2.7~+11.7 -0.9~-0.4[10,51,85]45 峨山碱性花岗岩819±8SHRIMP  -8.7~-6.5[22]在扬子陆块北缘，最古老的拉伸纪岩浆岩在湖北神农架地区、三里岗三阳断裂带零星被发现。Qiu等发现了神农架群碱性、钙碱性玄武岩和拉斑质安山岩的协和年龄1 103±8 Ma[15]，代表该套火成岩的结晶年龄。在扬子陆块西北缘，汉南米仓山地区和碧口地区是拉伸纪早期岩浆岩主要出露地区，成岩年龄大多在900~870 Ma之间。出露岩体包括950~890 Ma 西乡群[9],898~890 Ma柳树店辉长岩[14,18],891±7 Ma坪河碱性岩[18],880~870 Ma碑坝辉长岩[49,54]和约880 Ma碧口群辉长岩和闪长岩[46,55-56]。在扬子西缘，大部分1 000~860 Ma岩浆活动是以碎屑锆石的形式被记录下来[47,57]。最古老的拉伸纪岩浆岩发现于攀西石棉地区(1 066±11~938 Ma)[58]。耿元生等[59]和Chen等[60]分别利用锆石SHRIMP U-Pb和LA-MC-ICP-MS方法对川西会理群天宝山组酸性火山岩进行了年代学分析，得到了较为一致的成岩年龄(1 050~1 030 Ma)。此外，在攀西地区，杨崇辉等在米易冷竹关组地层中识别出一套1014±8 Ma具有富集Sr-Nd同位素特征的二长花岗岩[61]。Li识别出一套1 007±4 Ma片麻状花岗岩[62]。自860 Ma之后，扬子陆块进入岩浆强烈活动期。从扬子北缘的苏鲁—大别—桐柏造山带，到西缘的攀西裂谷，目前有30余个岩体被报道(见图1,表1)。2扬子陆块西北缘拉伸纪岩浆岩特征为了尽可能排除成岩期后蚀变对样品的影响，本文仅选择烧失量小于5%的样品进行元素地球化学投图。岩石类型根据SiO2质量分数分为超基性-基性岩(SiO252 wt.%)、中性岩(52 wt.% SiO265 wt.%)和酸性岩(SiO265 wt.%)。虽然扬子陆块西北缘新元古代拉伸纪岩浆岩在时空分布上是随机的(见图1,表1)，但是在岩石组合和地球化学特征上却可以明显地划分出:早于855 Ma,855~770 Ma和晚于770 Ma 3个岩浆作用阶段(见图2)。其中早于855 Ma岩浆作用期和855~770 Ma岩浆作用期又可以分成2个次级阶段，1 000~900 Ma、900~855 Ma和855~830 Ma、830~770 Ma。10.16152/j.cnki.xdxbzr.2021-06-010.F002图2扬子西北缘拉伸纪岩浆岩年龄与全岩SiO2(A)、MgO(B)、全岩εNd(t)(C)和锆石εHf(t)(D)相关图Fig.2Plots of whole-rock SiO2 (A), MgO (B), whole-rock εNd(t) (C) and zircon εHf(t) (D)vs. age from the Toniani gneous rocksin the northwestern margin of the Yangtze Block2.1岩石学特征第一阶段早期(1 000~900 Ma)岩石组合以少量基性岩和中性岩岩浆活动为主，缺失酸性岩。900 Ma之后才出现完整的酸性岩、中性岩和超基性-基性岩组合(见图2A)；第二阶段早期(855~830 Ma)仍然是以超基性-基性岩和中性岩组合为主，缺失酸性岩。晚期的岩石组合虽然有中性岩，但中间明显存在成分间断，主要的岩石组合以超基性-基性岩和酸性岩为主，显示出双峰式岩浆岩特征(见图2A)；第三阶段(晚于770 Ma)具有完整的岩浆岩组合。2.2地球化学特征全岩主量元素哈克图解显示(见图3)，扬子西北缘不同阶段岩浆岩主量元素相关性趋势一致。超基性-基性岩的MgO(见图3A)、TiO2(见图3B)、Al2O3(见图3C)、CaO(见图3D)、P2O5(见图3E)显示出较中性岩和酸性岩变化更大的特征，而中性岩和酸性岩则较超基性-基性岩具有变化更大的K2O+Na2O(见图3F)。超基性-基性岩的TiO2、Al2O3、P2O5、K2O+Na2O与SiO2呈弱的正相关关系。MgO、TiO2、CaO与SiO2呈弱的负相关关系。中性岩和酸性岩的SiO2与MgO、TiO2、Al2O3、CaO、P2O5呈负相关关系，与K2O+Na2O呈正相关关系。三期岩浆作用的演化趋势均与拉斑质岩浆演化趋势吻合(见图4)。由于统计对象大多是侵入岩，因此，全岩主量元素地球化学数据反应的是堆晶矿物和岩石类型的区别。这些侵入岩变化的全岩主量元素特征，表明它们是复杂的物质源区、岩浆演化和地壳物质改造等因素综合作用的结果。因此，在利用全岩主量元素恢复岩石大地构造背景时需谨慎对待。10.16152/j.cnki.xdxbzr.2021-06-010.F003图3扬子西北缘拉伸纪岩浆岩哈克图解Fig.3Harker diagram of Tonianigneous rocksin northwestern Margin of Yangtze Block10.16152/j.cnki.xdxbzr.2021-06-010.F004图4扬子陆块西北缘拉伸纪岩浆岩AFM图Fig.4AFM diagram of the Toniani gneous rocks in the northwest margin of the Yangtze Block早于855 Ma,855~770 Ma和晚于770 Ma 3个阶段岩浆岩的全岩微量元素比值、εNd(t)同位素和锆石Hf同位素(见图3)，也具有明显区别。第一阶段早期(1 000~900 Ma)，岩浆岩具有高MgO(见图2B)，高A/CNK比值，低(La/Yb)N和Eu/Eu*(见图5)，对应岩石正的全岩εNd(t)和锆石εHf(t)，说明该时期仍然是扬子西北缘新生地壳形成的主要时期。第一阶段晚期(900~855 Ma)出现了大量岩浆活动，岩石类型较全。岩石具有变化较大的SiO2，低TiO2，高K2O+Na2O，大多数未见明显Eu异常，全岩εNd(t)以正值为主。这个阶段出露的超基性-基性岩和部分酸性岩，中性岩的锆石εHf(t)大多以正值为主，少量酸性岩和中性岩锆石εHf(t)显示出明显富集的特征(见图2,5)。该时期地球化学特征显示，扬子西北缘洋壳俯冲作用在1 000~900 Ga进入静止期，900 Ma开始进入由弧陆碰撞和增生造山向碰撞后伸展的转换期。10.16152/j.cnki.xdxbzr.2021-06-010.F005图5扬子西北缘拉伸纪岩浆岩年龄与TiO2(A)、A/CNK(B)、(La/Yb)N(C)和Eu/Eu*(D)相关图Fig.5Plots of TiO2(A), A/CNK(B), (La/Yb)N(C) and Eu/Eu*(D)vs. age from the Tonianigneous rocks in the northwestern margin of the Yangtze Block第二阶段早期(855~830 Ma)，岩石组合仍然是以缺失酸性岩为特征。超基性-基性岩和中性岩显示出不同的地球化学特征。超基性-基性岩具有高TiO2，低(La/Yb)N，无Eu异常特征，全岩值εNd(t)大于零，大部分锆石εHf(t)同位素显示为正。同期中性岩则具有变化非常大的(La/Yb)N和Eu/Eu*值。全岩εNd(t)和锆石εHf(t)同位素均有正有负，并随时间演化而越来越富集(见图2,5)。这些地球化学特征反映，第二阶段早期岩浆活动仍然是以亏损地幔来源为主，叠加有地壳物质加入，可能为弧陆碰撞造山带拉张垮塌熔融背景。第二阶段晚期(830~770 Ma)，岩石组合以超基性-基性和酸性岩为主，显示出双峰式岩浆岩组合特征。全岩εNd(t)和锆石εHf(t)同位素变化很大，有正有负，并随时间演化向晚期慢慢变得亏损(见图2)。这些地球化学特征表明，第二阶段晚期进入到大陆裂谷岩浆活动期。第三阶段(770~720 Ma)，岩石组合完整，地球化学特征与第二阶段晚期相近，全岩和锆石表现出随时间演化越来越亏损的特征，暗示第三阶段岩浆活动仍然处于与大陆裂解有关的伸展背景。2.3扬子西北缘拉伸纪三期岩浆构造热事件目前，学术界对扬子西北缘新元古代构造转换时间存在3种模型:地幔柱-裂谷[10,21,86]、板片-岛弧[13,40,41]和板块-裂谷[87]模型。地幔柱-裂谷模型认为罗迪尼亚超大陆在880 Ma就停止聚合，区域的挤压造山作用在此之后转变为由地幔柱导致的裂解作用；板片岛-弧模型认为扬子西北缘经历了长期的洋壳俯冲岛弧岩浆侵位，时间从1 100 Ma持续到800 Ma甚至更晚；而板块-裂谷模型则认为洋壳俯冲和岛弧岩浆侵位在1 100 Ma就结束了，之后至800 Ma经历了长期的弧陆碰撞和造山垮塌岩浆作用，780 Ma之后进入到超大陆裂解和岩石圈拉张熔融阶段。虽然扬子陆块西北缘新元古代拉伸纪岩浆岩在时空分布上是随机的(见图1,表1)，但是通过统计和对比扬子西北缘拉伸纪岩浆岩岩石组合特征和地球化学特征认为，扬子西北缘洋壳俯冲和岛弧岩浆侵位在1 000~900 Ma进入停止期，从900~855 Ma开始进入长期弧陆碰撞和增生造山向碰撞后伸展阶段。至830 Ma之后，扬子陆块边缘进入到全面的大陆裂谷背景并伴有岩石圈拉张熔融。3研究展望要想明确扬子陆块新元古代大地构造背景及其动力学机制，还需要对以下2个问题进行深入探讨。3.1加强对超大陆裂解过程中元素及同位素地球化学行为探讨除了广泛的新元古代岩浆作用，“18O亏损”也是区分华南板块和华北陆块的重要标志之一[36,38-39,53,87-103]。空间上，“18O同位素亏损带”东起威海皂埠镇—仰口—桃行—东海—青龙山—卢镇关—洪庙—碧溪岭—双河—石马一带，向西在桐城浒湾—随县—西峡耀岭河—铁瓦殿—宝兴—康定—沙巴—攀枝花都有分布。时间上，不同类型变质岩浆岩的原岩年龄和未变质岩浆岩侵位年龄一致，都是新元古代岩浆活动的结果，时间范围从870~600 Ma都有，跨度约270 Ma。但主要活动时间集中在800~700 Ma，在750 Ma岩浆活动表现得最为强烈[36-39,51,53,87,90,93,95,97,103-109]。前人研究认为，高δ18O岩石可能是原岩同化了富18O的围岩，或者是受到了风化和低温蚀变；而低δ18O岩石则是新元古代Rodinia超大陆裂解、雪球地球事件、高温大气降水热液蚀变和裂谷岩浆-构造热事件耦合的结果[110]。最近10年，随着SIMS原位微区U-Pb年龄和氧同位素分析技术的进步，大量锆石年龄结合原位氧同位素数据被报道[36,39,66]，引起了研究者们对扬子陆块边缘重氧同位素亏损带成因的热议。Wang等发现低δ18O锆石年龄从870 Ma就出现了[36]，在时间上比前人认为的导致岩浆岩发生高温水-岩反应的Sturtian冰期(726~680 Ma)[111]早了150 Ma，认为低氧同位素成因和新元古代冰川在时间上不能关联在一起。并且在扬子陆块北缘和西缘，很少或几乎没有负δ18O锆石出现[36,39,51]。Wu等认为扬子北缘780~750 Ma铁瓦殿中、酸性侵入体的亏损18O特征可以用受到高温水-岩反应的新生陆壳重熔来解释[103]。Zhao等在扬子西缘的宝兴、同德、高家村、冷水箐、大渡口和沙巴报道了大量具有低δ18O特征的新元古代辉长质侵入体[51]，认为早期俯冲板片流体、沉积物熔体和蚀变洋壳熔体对岩浆源区改造有可能是造成这些岩体亏损18O的原因。无论何种成因，扬子边缘“锆石δ18O亏损带”为探讨拉伸纪岩浆岩的成岩背景和成岩过程提供了地球化学记录，为研究岩石圈水圈相互作用提供了岩石学对象。3.2重视扬子西北缘幔源侵入体关键金属成矿潜力扬子陆块西北缘是我国关键金属(铂族元素PGE、Co、Cr等)和贱金属(Fe、Ti、V等)的主要产区之一。这些金属矿床的共同特点就是，与基性-超基性幔源侵入体有关。从成矿时间上来说，我国Cu-Ni-PGE岩浆硫化物矿床成矿时间大多集中在新元古代和古生代，典型的例子就是位于华北克拉通南缘的的金川超大型Cu-Ni-PGE岩浆硫化物矿床(831 Ma)[112]。在扬子西缘和南缘也分布有冷水箐中型Cu-Ni-(PGE)硫化物矿床(817 Ma)[113-114]，宝坛中型Cu-Ni-Co-(PGE)矿床(982/825 Ma)[115-116]。然而，在扬子北缘，除煎茶岭中型Ni-Co矿床(878 Ma)[117]，很少有相关Cu-Ni-PGE岩浆硫化物矿床被报道。从成矿机制上来说，无论是岩浆硫化物矿床还是岩浆氧化物矿床，想要形成大型-超大型矿床，除了需要具备充足的成矿岩浆供给和合适的物理、化学和构造条件外，目前的研究表明，具有开放的岩浆通道系统也是形成大型-超大型高品位Cu-Ni-PGE硫化物和Fe-Ti-V氧化物矿床的关键[118-120]。位于扬子陆块北缘的汉南米仓山隆起区是我国层状基性-超基性岩主要产出地之一。在长约180 km，宽60 km的范围内，有大小岩体几十个[121]。其中，以毕机沟层状基性侵入体为最大，面积超过500 km2，碑坝、望江山岩体次之，面积达100 km2以上。目前，毕机沟和望江山岩体下部均有Cu-Ni-(PGE)硫化物矿化报道[122-123]，但是人们对其成矿机制和成矿潜力的研究尚未开始。加强岩石学、地球物理学结合地球化学深部找矿勘探，查明扬子陆块岩石圈组成和结构，是提高隐伏矿床探测技术的基础。