皖南祁門三堡地區(qū)花崗閃長斑巖的成因:地球化學、年代學和Hf 同位素特征制約*

祝紅麗 楊曉勇 孫衛(wèi)東

ZHU HongLi1，2，YANG XiaoYong3 and SUN WeiDong4，5＊＊

1. 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

2. 中國科學院大學，北京 100049

3. 中國科學技術大學地球和空間科學學院，合肥 230026

4. 中國科學院廣州地球化學研究所，中國科學院礦物學與成礦學重點實驗室，廣州 510640

5. 中國科學院青藏高原地球科學卓越創(chuàng)新中心，北京 100101

1. State Key Laboratory of Isotope Geochemistry，Guangzhou Institute of Geochemistry，Chinese Academy of Sciences，Guangzhou 510640，China

2. University of Chinese Academy of Science，Beijing 100049，China

3. School of Earth and Space Sciences，University of Science and Technology of China，Hefei 230026，China

4. CAS Key Laboratory of Mineralogy and Metallogeny，Guangzhou Institute of Geochemistry，Chinese Academy of Sciences，Guangzhou 510640，China

5. CAS Center for Excellence in Tibetan Plateau Earth Sciences，Beijing 100101，China

2014-08-11 收稿，2014-11-26 改回.

1 引言

華南在印支-燕山期發(fā)生大規(guī)模的巖漿活動，且發(fā)育多金屬礦床(Jahn et al.，1990;Zhou and Li，2000;Zhou et al.，2006;Ding et al.，2006;Li and Li，2007;Sun et al.，2007;Ling et al.，2009)。自南嶺地區(qū)至長江中下游地區(qū)，巖漿巖侵入時代逐漸變晚，且成礦帶從W-Sn、Pb-Zn-Ag 逐漸過渡到斑巖型Cu-Au 礦床(Wang et al.，2011)。皖南地區(qū)介于長江中下游成礦帶和欽杭成礦帶之間，屬于我國19 個成礦區(qū)帶之外的非重點成礦區(qū)帶，也是地質工作開展較薄弱的地區(qū)。隨著祁門東源大型鎢礦的發(fā)現(xiàn)(周翔等，2011)，以及周圍其他找礦線索的發(fā)現(xiàn)(王德恩等，2011)，對該地區(qū)含礦巖體花崗閃長斑巖的相關研究才逐漸展開。

秦燕等(2010)最早對東源斑巖鎢礦化有關的花崗斑巖做了鋯石SHRIMP U-Pb 定年，其認為巖體侵入時間為148Ma，處在燕山期巖漿活動的晚期，是區(qū)域處在擠壓環(huán)境的巖漿活動的產(chǎn)物。周翔等(2011)對祁門東源含W、Mo 斑巖體的SHRIMP 鋯石U-Pb 測年結果為146 ±1Ma，輝鉬礦Re-Os 同位素測年結果為146.4 ±2.3Ma，認為成礦與成巖同期;并根據(jù)輝鉬礦的Re 含量推斷祁門東源巖體的成礦物質為殼幔混合來源。王德恩等(2011)對該巖體中鋯石Hf 同位素分析，認為源區(qū)的主要成分為古老的地殼物質，有少量地幔物質的混染;其全巖鋯石飽和溫度較高(737 ～913℃)，顯示巖漿組成中有幔源物質的貢獻。

位于皖南祁門東源鎢鉬礦區(qū)東南20km 處的祁門三堡地區(qū)出露多處花崗閃長斑巖，其內(nèi)部以及與地層接觸帶發(fā)育有多金屬礦體，因此開展該巖體成因研究對理解皖南地區(qū)巖漿活動和找礦具有指示意義。然而，至今為止尚無對該區(qū)花崗閃長斑巖的形成年齡及形成原因的報道，因此有必要對其開展全面的研究工作，以填補該區(qū)的研究空白及預測成礦潛力。本文通過主微量元素、鋯石U-Pb 定年和Hf 同位素值測定，限定了該地區(qū)花崗閃長斑巖的形成年齡，計算了巖漿的形成溫度及氧逸度。本文綜合考慮其地球化學特征和區(qū)域構造背景，對該巖體的物質源區(qū)及成因進行了詳細的探討并預測其是否具有潛在的找礦前景。

2 地質背景與樣品特征

黃山市祁門縣東部的三堡地區(qū)位于揚子地塊東南部，江南造山帶的北緣(圖1)。研究區(qū)主要發(fā)育中元古界(牛屋組)、南華系(休寧組、南沱組)、震旦系(蘭田組、皮園村組)、寒武系(荷塘組、楊柳崗組、華嚴寺組、西陽山組)及少量奧陶系(印諸埠組)、白堊系(徽州組)地層。皮園村組與蘭田組整合接觸，巖性單一而穩(wěn)定，以盆地相的中厚層黑白條紋相間的硅質巖為主，夾炭質硅質頁巖，條紋均呈相互平行的水平狀或微波狀，局部有交錯層，頂部為數(shù)米至近十米厚的灰-深灰色鈣質、白云質石英砂巖或鈣硅質泥巖，局部為砂質白云巖。荷塘組下部為深灰、灰黑色薄層硅質頁巖，中部為灰黑色炭質泥巖與含硅質炭質泥巖互層及炭質頁巖，上部為黑色炭質頁巖、含硅炭質泥巖?？傮w地層走向為近東西向，傾向南，傾角陡立。

區(qū)內(nèi)發(fā)育巖漿巖主要為花崗閃長斑巖，少量為石英閃長玢巖，巖體中心發(fā)育引爆角礫巖。巖體主要侵位于震旦系皮園村組和寒武系荷塘組地層，地表出露面積小于0.5km2。多金屬礦體多分布于引爆角礫巖中及其邊部，少量分布于花崗閃長斑巖與地層接觸帶上。研究區(qū)內(nèi)發(fā)育4 條北北東向斷裂，切穿花崗閃長斑巖，2 條北西向斷裂切穿皮園村組、南沱組等地層。

采取的花崗閃長斑巖樣品為灰白色，斑狀結構(圖2)。其斑晶礦物主要由黑云母(10%)+角閃石(5%)+鉀長石(10%)+斜長石(45%)+石英(30%)組成，偶見黃銅礦等不透明礦物。石英多呈渾圓狀，個別呈港灣狀，包裹有其他礦物包裹體，粒徑為0.5 ～2mm。巖石受蝕變影響，基質多數(shù)已絹云母化，且部分斑晶與基質邊界已模糊不清。

3 分析方法

全巖的主量和微量元素分析在廣州澳實礦物實驗室完成。主量元素分析采用X 射線熒光熔片法完成，分析精度優(yōu)于1%。微量元素分析采用HF +HNO3溶解樣品，加入Rh內(nèi)標溶液，采用PE Elan6000 型ICP-MS 測定，分析精度優(yōu)于5%。

單礦物鋯石的分選由河北廊坊地質調(diào)查院完成。在雙目鏡下選擇晶型好、礦物包裹體少的鋯石，用環(huán)氧樹脂制靶。將鋯石靶依次在砂質和拋光機上打磨拋光后，進行反射光、透射光顯微照相和陰極發(fā)光(CL)照射。其中鋯石的CL 圖像照射是在中國科學技術大學理化科學實驗中心掃描電鏡實驗室完成，采用FEI 公司Sirion200 型電鏡進行內(nèi)部結構顯微照相分析。

圖1 皖南祁門三堡地區(qū)區(qū)域地質圖(插圖據(jù)周翔等，2011 修改)Fig.1 Geological map of Sanbao area，Qimen County，southern Anhui (inset map after Zhou et al.，2011)

圖2 皖南祁門三堡地區(qū)花崗閃長斑巖顯微照片(a)含黃銅礦等暗色礦物顆粒，單偏光;(b)基質及黑云母發(fā)生絹云母化，正交光;(c)主要礦物組成斜長石+石英+角閃石+黑云母，單偏光;(d)礦物顆粒及基質發(fā)生絹云母化，石英顆粒被溶蝕，正交光. Q-石英;Ccp-黃銅礦;Bi-黑云母;Am-角閃石;Pl-斜長石Fig.2 Microphotographs of granodiorite from Sanbao area，Qimen County，southern Anhui

鋯石的激光剝蝕電感耦合等離子體質譜(LA-ICP-MS)原位U-Pb 定年在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完成。儀器為美國Resonetics 公司生產(chǎn)的RESOlution M-50 激光剝蝕系統(tǒng)和Agilent 7500a 型的ICP-MS 聯(lián)機，其剝蝕物質的載氣為He。實驗測年外標為標準鋯石TEMORA (Black et al.，2003)，剝蝕激光斑束直徑為31μm，頻率為8Hz，相關分析方法見(涂湘林等，2011;Li et al.，2012)。使用的數(shù)據(jù)處理軟件為ICPMSDataCal 7.2 (Liu et al.，2008)，鋯石諧和年齡的計算及繪圖采用軟件Isoplot 3.0。

鋯石的原位微區(qū)Lu-Hf 同位素分析在西北大學大陸動力學國家重點實驗室完成。所使用儀器的激光剝蝕系統(tǒng)為193nm ArF 準分子激光器的GeoLas 2005，質譜為Nu Plasma型多接收電感耦合等離子體質譜(MC-ICP-MS)。分析時采用外標為標準鋯石MON-1、GJ-1、91500，其推薦標準值依次為0.282739 ± 0.000057，0.282012 ± 0.000056，0.282307 ±0.000055。剝蝕激光斑束直徑為44μm，激光脈沖頻率為8Hz。在進行Lu-Hf 同位素數(shù)據(jù)處理時，采用的現(xiàn)今球粒隕石176Lu/177Hf 及176Hf/177Hf 分 別 為0.0332 和0.282772(Blichert-Toft and Albarède，1997)，176Lu 衰變常數(shù)λ =1.867×10-11year-1(S?derlund et al.，2004)，現(xiàn)今地幔176Lu/177Hf及176Hf/177Hf 分別為0.0384 和0.28325 (Griffin et al.，2000)，現(xiàn)今平均大陸殼的176Lu/177Hf 為0.015 (Griffin et al.，2000)。

表1 三堡地區(qū)花崗閃長斑巖主量元素(wt%)與微量元素(×10 -6)組成Table 1 Whole rock major elements (wt%)and trace elements(×10 -6)data for Sanbao granodiorite

圖3 皖南祁門三堡地區(qū)花崗閃長斑巖的REE 配分曲線與微量元素原始地幔標準化蛛網(wǎng)圖(標準化值據(jù)Sun and McDonough，1989)Fig. 3 Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized trace elements patterns of granodiorite from of Sanbao area，Qimen County，southern Anhui(normalization values after Sun and McDonough，1989)

4 分析結果

4.1 全巖主微量元素特征

花崗閃長斑巖的全巖主微量元素數(shù)據(jù)見表1。

花崗閃長斑巖的SiO2含量為62.36% ～66.66%。由于所選樣品發(fā)生不同程度的蝕變(LOI:3.41% ～6.53%)，活動性元素含量變化較大，如Na2O 含量為0.06% ～1.99%，K2O 含量為3.56% ～4.89%，K2O/Na2O =1.92 ～72.33，因此不宜對這些元素作相關的分析。

7 個花崗閃長斑巖樣品的微量元素分析數(shù)據(jù)具有很好的一致性，其微量元素圖解見圖3。REE 球粒隕石標準化圖呈現(xiàn)明顯的右傾型。輕稀土富集，重稀土虧損，LREE/HREE=10.2 ～13.57，∑REE =100 ×10-6～208 ×10-6。Eu 呈負異常，δEu=0.49 ～0.82。在原始地幔標準化蛛網(wǎng)圖上，高場強元素Nb-Ta、Zr-Hf 等相對虧損。成礦元素Cu、Mo 等含量變化較大，含量較高的樣品可能受礦化作用影響。

圖4 皖南祁門三堡地區(qū)花崗閃長斑巖(12SB-01 和12SB-03)的鋯石CL 圖像、U-Pb 定年測試點和Hf 同位素測試點Fig.4 Cathodoluminescence (CL)images of zircon from granodiorite (12SB-01 and 12SB-03)from Sanbao area，Qimen County，southern AnhuiSmall and dashed circles indicate locations of LA-ICP-MS dating，while big and solid circles indicate LA-ICP-MS Hf analyses positions

4.2 鋯石U-Pb 年齡

花崗閃長斑巖中鋯石呈自形短柱狀，粒寬100μm 左右，CL 圖像顯示它們具有特征的巖漿振蕩環(huán)帶(圖4)，絕大多數(shù)Th/U ＞0.4，為典型的巖漿鋯石(吳元保和鄭永飛，2004)。觀察鋯石的透射光照片和反射光照片，發(fā)現(xiàn)部分鋯石具有繼承的殘留核或包裹體，因此在進行微區(qū)鋯石U-Pb 定年及Hf同位素測定時避開這些部位，在相對純凈的部位進行激光剝蝕。

花崗閃長斑巖樣品12SB-01 及12SB-03 做了微區(qū)鋯石U-Pb 定年，分別測試30 個點，分析測試點位見圖4，年齡結果見表2。對12SB-01 樣品，測試點04、07、08 的激光剝蝕位置超過了鋯石邊緣，測試點13、25、26 的諧和度低于60%，故舍棄這些點，不參與年齡討論。測試點03 年齡較大(205Ma)，為一孤立年齡，不能代表此次巖漿事件，故也舍棄。剩下23 個點選取鋯石位置較好，且諧和度較高，其年齡分布在139 ～147Ma，平均值為142.9 ±0.9Ma (圖5)。對12SB-03 樣品，測試點11、13、28 不慎剝蝕了少量年齡較大的鋯石核部，測試點18 的激光剝蝕位置超過了鋯石邊緣，故舍棄這些點。剩余26 個點選取鋯石位置較好，且諧和度較高，其年齡分布在137 ～147Ma，平均值為141.0 ±1.2Ma (圖5)。兩個樣品鋯石U-Pb 年齡在誤差范圍內(nèi)一致，表明祁門三堡地區(qū)花崗閃長斑巖侵入時代為早白堊世早期。

表2 三堡地區(qū)花崗閃長斑巖鋯石LA-ICP-MS U-Pb 定年結果Table 2 LA-ICP-MS zircon U-Pb data of Sanbao granodirote

圖6 皖南祁門三堡地區(qū)花崗閃長斑巖εHf(t)直方圖(a)和地殼模式年齡(tDMC)直方圖(b)Fig.6 The distribution of εHf(t)(a)and of Hf isotope crust model ages (tDMC)(b)of granodiorite from Sanbao area，Qimen County，southern Anhui

4.3 鋯石Hf 同位素

花崗閃長斑巖樣品12SB-01 及12SB-03 做了鋯石Hf 同位素測試，其測試點位置見圖4，分析結果見表3。

由于在Hf 同位素測試時鋯石被擊穿或鋯石U-Pb 年齡不可用，故舍棄測試點12SB-01-03、04、05、08、11、12 以及12SB-03-10。剩余33 顆鋯石取得了精確的數(shù)據(jù)，176Yb/177Hf為 0.011727 ～ 0.031891，176Lu/177Hf 為 0.000502 ～0.001305，176Hf/177Hf 為0.282562 ～0.282679，εHf(0)為-7.4 ～-3.3。根據(jù)各個鋯石對應的206Pb/238U 年齡計算得到它們的εHf(t)為-4.3 ～-0.3，Hf 同位素地殼模式年齡(tDMC)為1220 ～1470Ma (圖6)。

5 討論

5.1 巖體的溫度及氧逸度

Miller et al. (2003)根據(jù)鋯石飽和溫度，提出熱和冷花崗巖的概念。熱花崗巖的溫度大約在840℃左右，其形成可能與外來熱的加入有關;而冷花崗巖的溫度不超過800℃(平均為766℃)，其形成主要與流體加入有關。研究區(qū)巖體中繼承鋯石的出現(xiàn)說明巖漿中Zr 達到飽和，故可利用Watson and Harrison (1983)提出的巖漿Zr 飽和溫度計來計算鋯石結晶時巖漿的溫度，結果為670 ～760℃，平均值為720℃。為了與巖漿Zr 飽和溫度作對比，筆者假定巖體中有金紅石作為獨立礦物相存在，并根據(jù)Watson et al. (2006)提出的鋯石Ti 溫度計公式計算了巖漿溫度，結果為600 ～750℃，平均值為660℃。由于巖石發(fā)生不同程度的蝕變，可能對鋯石Zr 飽和溫度有一定影響，使其平均值與鋯石Ti 溫度平均值之間存在差值，但是總體表明該研究區(qū)巖體形成溫度低。促使巖石熔融形成花崗巖漿的三個有利條件為揮發(fā)份、降壓和升溫。因此，該研究區(qū)巖體如此低的溫度指示巖漿是在源區(qū)物質富水或減壓的條件下發(fā)生部分熔融形成的。

巖漿成因鋯石是反映巖漿氧逸度的指示劑(Ballard et al.，2002;Zhang et al.，2013)，其正的Ce 異常大小取決于巖漿的氧逸度。Ce 具有兩個價態(tài)(Ce4+和Ce3+)，與Ce3+的離子半徑(～0.111nm)相比，Ce4+的離子半徑(～0.101nm)與八次配位的Zr4+的離子半徑(～0.098nm)更相近，且兩者具有相同的價態(tài)，因此在鋯石中Ce4+比Ce3+相容，故鋯石從氧逸度高的巖漿中結晶時具有更大的Ce 異常。依據(jù)Ballard et al. (2002)提出的公式計算得到研究區(qū)巖體鋯石的Ce(IV)/Ce(III)變化較大，150 ～1530，平均值為550。如此高的氧逸度，指示巖體巖漿在形成過程中可能受到俯沖洋殼脫水產(chǎn)生的高氧逸度流體交代(Mungall，2002;Li et al.，2012;Zhang et al.，2013;Wang et al.，2013，2014)。

5.2 巖石物質源區(qū)

圖7 皖南祁門三堡地區(qū)花崗閃長斑巖(La/Yb)N-YbN 圖(a)和Sr/Y-Y 圖(b)Fig.7 The plots of (La/Yb)N vs. YbN(a)and Sr/Y vs. Y (b)for granodiorite from Sanbao area，Qimen County，southern Anhui

祁門三堡地區(qū)花崗閃長斑巖樣品均發(fā)生不同程度的蝕變，燒失量較大(3.41% ～6.53%)，故不宜采用活動性元素(如Ba、K、Na、Rb、U 等)來進行相關解釋與判別。一般認為在蝕變過程中，高場強元素(如Zr、Hf、Nb、Ta、Ti 等)、相容元素(Cr、Ni 等)和稀土元素等受蝕變作用的影響較小(Ding et al.，2013)，可用來討論巖石成因及物質源區(qū)。

鋯石具有較強的抗蝕變能力，并從巖漿中首先結晶出來，且Hf 同位素體系封閉溫度較高，故其微區(qū)Hf 同位素數(shù)據(jù)可能記錄了初始Hf 同位素組成，也可有效地提供巖漿結晶時的源區(qū)信息。該巖體中巖漿鋯石εHf(t)＜0，且少數(shù)接近0 (圖6a)，說明其主要是地殼物質部分熔融形成，受地幔物質的影響較少。此外，巖石呈現(xiàn)的較強的Eu 負異常(δEu=0.49 ～0.60)，可能為源區(qū)斜長石殘留所致，表明巖漿起源的壓力較低。

研究區(qū)花崗閃長斑巖明顯虧損Nb-Ta、Zr-Hf 等高場強元素，且在(La/Yb)N-YbN及Sr/Y-Y 圖上落在經(jīng)典的島弧巖石區(qū)(圖7)。該巖體的一些巖漿鋯石中心存在不同于鋯石邊部的繼承鋯石，未見巖漿振蕩環(huán)帶。前人研究表明，燕山期的皖南祁門東源含W、Mo 斑巖體、旌德巖體及皖南寧國竹溪嶺巖體中也存在650 ～1210Ma 年齡不等的老鋯石，且個別老鋯石的Ce(IV)/Ce(III)比值高達750 (秦燕等，2010;王德恩等，2011;周翔等，2011;張俊杰等，2012;陳雪霏等，2013)。這表明該研究區(qū)花崗閃長斑巖的島弧巖漿地球化學特征及其繼承鋯石中的高氧逸度特征可能是其源區(qū)受到洋殼俯沖物質的影響。

皖南地區(qū)位于江南造山帶的東北緣，其出露于揚子板塊和華夏板塊之間。在中(新)元古代古華南洋殼向北俯沖于揚子板塊之下，形成火山島弧和弧后盆地，隨后經(jīng)歷弧-弧碰撞、弧-陸碰撞及陸-陸碰撞等過程，最終形成華南板塊(薛懷民等，2010;舒良樹，2012)。祁門三堡地區(qū)巖體的地殼模式年齡為1.22 ～1.47Ga (圖6b)，研究表明位于其東北部的旌德巖體地殼模式年齡為1.09 ～1.55Ga (張俊杰等，2012;周潔等，2014)，均于古華南洋殼向北俯沖于揚子板塊之下而形成火山島弧和弧后盆地時間一致。因此皖南地區(qū)具有島弧巖漿地球化學特征的巖體可能繼承了江南造山帶中(新)元古代發(fā)生的揚子與華夏地塊之間的由于洋殼俯沖產(chǎn)生的新生弧殼物質。

5.3 構造背景及巖石成因

華南東部地區(qū)在燕山期發(fā)生強烈的巖漿活動事件。目前為止，關于該大型巖漿活動事件的構造背景，前人提出的模式并不統(tǒng)一，依據(jù)吳福元等(2007)的概括主要有:(1)與太平洋板塊俯沖有關的活動大陸邊緣模式(Jahn et al.，

1990;Zhou and Li，2000;Zhou et al.，2006;Li and Li，2007;Sun et al.，2007;Chen et al.，2008;Ding et al.，2015)、(2)陸-陸碰撞模式(Hsü et al.，1988，1990)、(3)陸內(nèi)伸展-裂谷模式(Gilder et al.，1991;Li，2000;Wang et al.，2003，2005)。吳福元等(2007)認為活動大陸邊緣模式雖然可以較好地解釋東南沿海白堊紀鈣堿性巖漿巖的成因，但很難解釋南嶺燕山早期寬闊的花崗巖及共生堿性系列巖石的形成;陸-陸碰撞模式缺乏必要的沉積地質和蛇綠巖證據(jù);陸內(nèi)伸展-裂谷模式雖然可以解釋華南的盆嶺構造和板內(nèi)巖漿活動，但仍沒有很好地說明巖石圈伸展的機制。

祁門花崗閃長斑巖的形成溫度低，說明巖漿是由源區(qū)物質在富水與減壓的條件下發(fā)生部分熔融形成的。太平洋板塊向歐亞大陸的俯沖方向在地質歷史時期是多變的，Sun et al. (2007)將其與中國東部巖漿活動的時間進行對比，發(fā)現(xiàn)中國東部的主要巖漿活動與太平洋板塊俯沖轉向有著密切的關系。Wang et al. (2011)詳細統(tǒng)計了華南東部地區(qū)巖漿活動的時間和位置關系，提出了太平洋板塊南西向俯沖及后撤模型。太平洋板塊自200 ～180Ma 開始以南西向俯沖于華南東部，成為活動大陸邊緣，并開始出現(xiàn)埃達克巖、巖漿巖及礦床(Zhou and Li，2000;Zhou et al.，2006)。大約167Ma，俯沖板片到達南嶺地區(qū)(Li et al.，2012)，隨后發(fā)生后撤，形成拉伸環(huán)境，在中國東部發(fā)育一系列的拉張盆地。而在拉伸環(huán)境下，壓力的降低非常有利于巖石的熔融，導致由南西向北東逐漸年輕的巖漿、礦床分布特征(Wang et al.，2011)。例如，白堊世時長江中下游地區(qū)發(fā)育的盆地(如寧鎮(zhèn)、廬樅)中巖漿活動強烈，且伴隨著Cu、Ag、Au 等的成礦作用(Chen et al.，1991;Sun et al.，2003;Mao et al.，2006;Wang et al.，2006;Sun et al.，2013;袁峰等，2008;周濤發(fā)等，2010)。祁門三堡地區(qū)位于華南的東北部，其出露花崗閃長巖的年齡約為142Ma，是巖漿活動事件中較為年輕的，與太平洋斜向俯沖及后撤模型吻合較好。此外，在該巖體內(nèi)部以及與地層接觸帶發(fā)育有多金屬礦體，且研究樣品中個別Cu、Mo 含量較不含礦巖體高，指示其可能有潛在的找礦前景。

如前所述，皖南祁門三堡地區(qū)花崗閃長斑巖的源區(qū)物質可能為江南造山帶中(新)元古代發(fā)生的揚子與華夏地塊之間的由于洋殼俯沖產(chǎn)生的新生弧殼物質。在白堊世早期，太平洋板塊南西方向俯沖并后撤至該研究區(qū)造成該區(qū)域的拉張環(huán)境，新生弧殼物質在減壓或者俯沖流體的加入條件下發(fā)生部分熔融，形成該區(qū)低溫和高氧逸度的侵入體。

6 結論

(1)皖南祁門三堡地區(qū)的花崗閃長斑巖侵入時間為～142Ma，為早白堊世早期。

(2)研究區(qū)位于江南造山帶北緣，巖體的地球化學特征、地殼模式年齡等證據(jù)指示源區(qū)物質可能為中(新)元古代揚子與華夏地塊之間由于洋殼俯沖產(chǎn)生的新生弧殼物質。

(3)研究區(qū)位于華南的東北部，屬長江中下游地區(qū)，早白堊世早期太平洋板塊南西向俯沖并后撤造成該區(qū)域的拉張環(huán)境，新生弧殼物質在減壓或者俯沖流體的加入條件下發(fā)生部分熔融，形成該區(qū)低溫和高氧逸度的侵入體。

致謝 LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 定年得到中國科學院廣州地球化學研究所李聰穎博士的幫助，鋯石Hf 同位素測試得到西北大學張紅博士的幫助，數(shù)據(jù)處理和文章修改得到中國科學院廣州地球化學研究所張俊杰、陳雪霏、孫賽軍以及丁興博士等的幫助，在此表示衷心的感謝。感謝匿名審稿人對本文完善提出的寶貴意見和建議。

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