汪正江，王 剑，杨 平，谢尚克，2，卓皆文，何江林，2

(1.成都地质矿产研究所，四川 成都 610081;2.中国地质科学院研究生部，北京100037)

上扬子克拉通内新元古代A型花岗岩的发现及其地质意义

汪正江1，王 剑1，杨 平1，谢尚克1，2，卓皆文1，何江林1，2

(1.成都地质矿产研究所，四川 成都 610081;2.中国地质科学院研究生部，北京100037)

处于上扬子克拉通内的峨边牛郎坝黑云母花岗岩一直以来很少被人重视和研究，本文首次报道了该岩体的SHRIMP锆石U-Pb定年和岩石地球化学数据。牛郎坝花岗岩以高硅(SiO2＞75%)、低钙(CaO=0.46～0.20%)、贫镁、富碱(Na2O+K2O=8.31 ～9.28%)、铝质(A/KNC=1.02 ～1.12)为特征;微量元素地球化学表现出强烈亏损 Ba、Sr、Eu(δEu=0.05 ～0.08)，富集 Rb、Th、U。全岩样品的104*Ga/Al在 2.6 至 2.9 之间变化，高场强元素 Zr、Y、Ga的含量较高，且没有明显的异常。主量元素和微量元素分析均表明牛郎坝花岗岩为铝质A2亚型花岗岩特征。其Y/Nb=5.0～5.9，Nb/Ta=4.4～5.0，表明岩浆源区受到较强的陆壳组分混染作用。该花岗岩的SHRIMP锆石U-Pb测年结果为826±21.4Ma，与前人对扬子东南缘新元古代花岗岩的年龄测试结果基本一致，反映牛郎坝花岗岩也是该阶段泛扬子克拉通强烈岩浆活动的一部分。扬子克拉通内的牛郎坝A型花岗岩可能是新元古代中期在Rodinia超大陆裂解背景下与地幔柱构造相关的壳幔相互作用的产物。

上扬子克拉通;新元古代;A型花岗岩;岩石地球化学;SHRIMP锆石U-Pb测年，Rodinia超大陆裂解

在扬子陆块周缘发育大量的新元古代花岗岩，如南缘的摩天岭(三防)岩体、元宝山岩体［1-3］、赣西北九岭岩体［4］，北缘的五堵门、二里坝岩体［5］，西缘的格宗岩体、东谷岩体［6］、贡才岩体［7］，西北缘的雪龙堡岩体［8］、轿子顶岩体［9］等，前人均做了大量研究工作，得出了不少关于新元古代Rodinia超大陆演化方面的重要认识。但目前对于华南新元古代中期地球动力学背景或构造属性的认识还远未达成一致，主要表现在“岛弧”和“裂谷(地幔柱构造)”之争。为了进一步探讨扬子陆块新元古代中期的地球动力学背景，本次对位于上扬子克拉通内的峨边牛郎坝花岗岩进行了岩石学、地球化学和同位素年代学研究，希望能为这一重要科学问题的解决提供新的资料。

1 岩体地质

牛郎坝花岗岩位于川西南峨边县东北部，处于范店－五渡背斜北端核部，该背斜从核部向两侧地层依次为震旦系、寒武系、奥陶系、二叠系等，背斜向北快速倾伏，往南延伸约三十公里。岩体的东西两侧为断层所限，南北为震旦系(埃迪卡拉系观音崖组和灯影组)沉积超覆(图1)。观音崖组为震旦纪早期海侵初期形成的一套滨海－浅海相沉积，下部由灰白色厚层粗粒含长石石英砂岩或石英砂岩夹页岩组成，底部为含砾砂岩;上部为灰色中厚层状砂质及硅质灰岩或白云质灰岩，夹灰黑色页岩，观音崖组厚在19～40m之间。

关于牛郎坝花岗岩的年代，此前还未有相关的

图1 扬子陆块内牛郎坝花岗岩岩体地质简图与取样位置1.中生界;2.下古生界;3.下古生界;4.动乱迪卡拉系;5.新元古代花岗岩;6.取样位置;7.断层;8.地层界线;9.角度不整合Fig.1 Simplified geological map and sampling site of the Niulangba granites within the upper Yangtze craton1=Mesozoic;2=Upper Palaeozoic;3=Lower Palaeozoic;4=Ediacaran;5=Neoproterozoic granite;6=sampling site;7=fault;8=stratigraphic boundary;9=angular unconformity

测试数据。前人根据地层接触关系以及与峨眉山花岗岩的对比研究，初步认为是新元古代中期。而峨眉山花岗岩的测试年龄也是上世纪八十年代末至九十年代初获得的，其黑云母K-Ar年龄为816Ma、812Ma、828Ma，40Ar/39Ar年龄为 848 ±9Ma［10］，目前还未见有关于该岩体的高精度年代学研究的报道。因此，关于牛郎坝花岗岩的年代学研究工作还有待于进一步开展。

2 样品的与分析方法

2.1 样品的岩石学特征

样品岩体的岩性为黑云母二长花岗岩，灰白色至微紫红色，具有中粒斑状结构、蠕虫结构、文象结构等。斑晶为微斜条纹长石，呈灰白色半自形厚板状，卡氏双晶发育，内部常包裹斜长石和石英，有的与石英规则共生，形成显微文象结构，含量为10%～15%。基质矿物有:微斜条纹长石，呈半自形厚板状，具有格状双晶和钠长石条纹，常见黑云母、斜长石、电气石嵌晶，约占30% ～35%;更长石，为灰白色自形或半自形板状，钠长石双晶清楚，有的斜长石与钾长石相互交代，剩余的SiO2在其边部形成蠕虫结构，约占30% ～35%;石英，他形粒状，具波状消光，有时与长石相间分布、有时与钾长石规则共生、有时相互嵌生，少部分粗粒石英内有裂纹，见有包裹电气石、磁铁矿等，约占25% ～30%;黑云母，棕褐色半自形，其中常见有锆石、榍石、锡石、褐帘石等矿物，约占3% ～5%。此外，还含有微量锆石、磷灰石、磁铁矿、榍石、电气石、白钨矿、锡石等，电气石局部呈晶簇出现。局部岩石次生蚀变较强，且以绿泥石化、绢云母化为主。

本次采集岩石样品5件，其经纬度为N29°18'45.56″;E103°27'49.28″，其具体位置见图 1 所示，其中EBN－1、EBN－2样品相对新鲜，为灰白色;而EBN－3、EBN－4、EBN－5样品为灰褐色，岩石中可见少量褐铁矿斑点，上述5件样品在显微镜下显示岩性基本一致。

2.2 分析方法

全岩样品磨碎至200目后，常量元素由国土资源部西南矿产资源监督检测中心用X荧光光谱法测试的，所用仪器为PANalytical生产的AXIOS荧光光谱仪，误差小于5%;全岩微量和稀土元素由北京国家地质测试中心测试，微量元素 Zr、Sr、Ba、Zn、Rb和Nb也是用X荧光光谱法完成，所用仪器为Rigaku-2100，误差分别为Ba=5%，其它元素小于3%;稀土元素及 Cr、Ni、Co、Cu、Pb、U、Th、Ta 和 Hf用TJA-PQ-ExCel等离子体光质谱仪分析完成，误差小于5%。地球化学测试数据列于表1。

锆石由国土资源部西南矿产资源监督检测中心采用破碎、淘洗和重液分离，然后进行电磁分离，最后对锆石进行手工挑纯等程序完成分离的。锆石阴极发光显微照相是在中国地质科学院地质研究所电子探针室完成，工作电压为15 kV，电流为4 nA。阴极发光照片被用来检查锆石的内部结构和选择分析区域。锆石U-Pb同位素定年在中国地质科学院地质研究所SHRIMP-Ⅱ离子探针仪上进行，束斑大小为 30 μm，具体测试条件及流程见文献［11］。用204Pb进行普通铅校正。单个测试数据误差为1σ，206Pb/238U加权平均年龄误差为2σ。锆石U-Pb同位素数据列于表2。

3 分析结果

3.1 全岩地球化学

表1中列出牛郎坝花岗岩的岩石化学成分，从表中可见，牛郎坝花岗岩的成分变化范围较窄，其CIPW标准矿物成分在QAP岩石分类图解中投点均落在碱长花岗岩范围内(图略)，主量元素具有高硅(SiO2＞75%)、低钙(CaO=0.46 ～0.20%)、贫镁、富碱(Na2O+K2O=8.31～9.28%)和高FeOT/MgO(5.96～8.68)为特征，类似于典型的 A型花岗岩［12-15］。岩石的 A/KN和 A/KNC分别为1.06～1.16、1.02～1.12，在A/KN-A/KNC关系图上均落入过铝质范围内(图2A);岩石的AR在2.77～3.17之间变化，在SiO2-AR图解中牛郎坝花岗岩显示为碱性(图2B)。

表2 上扬子克拉通内牛郎坝花岗岩SHRIM P锆石U－Pb分析结果Table 2 SHRIMP zircon U-Pb age determinations for the Niulangba granites

图2 牛郎坝花岗岩的A/KN－A/KNC关系图和SiO2－AR图解Fig.2 A/KN vs.A/KNC and SiO2vs.AR diagrams for the Niulangba granites

在不相容微量元素蛛网图上，牛郎坝花岗岩富集高场强元素(Zr、Hf、Ta、Y)和大离子亲石元素(Rb、U、Th、La)，亏损 Ba、Sr、Ti和 P 等元素(图 3a)，其中强烈富集 Rb、Th、U，强烈亏损 Ba、Sr(图3a)的特征表现最为突出;同时全岩样品的104*Ga/Al在2.6至2.9之间变化，且没有明显的高场强元素的异常，也为典型的铝质A型花岗岩所具有的地球化学特征［16］。

图3 微量元素原始地幔标准化蛛网图(a)和稀土元素球粒陨石标准化曲线(b)(原始地幔数据据McDonough et al.，1995;球粒陨石数据据Boynton，1984)Fig.3 Primitive mantle-normalized trace element distribution patterns(a)and chondrite-normalized REE distribution patterns(b)(Primitive mantle data from McDonough et al.，1995;chondrite data from Boynton，1984)

样品的稀土总量较低，为 112.89～134.51μg/g，LREE/HREE=2.21 ～2.97，因此，稀土元素球粒陨石标准化曲线平坦，轻重稀土无分馏，(La/Yb)N仅为1.31～1.93;配分模式呈海鸥状(图 3b)，具有强烈的 Eu异常，δEu=0.05 ～0.08，同时 Ce也有弱的负异常。各样品的微量元素蛛网图和稀土元素配分曲线形态几乎完全一致，表明其为同期和同岩浆源区的产物。

3.2 锆石U-Pb定年

本文对牛郎坝花岗岩样品进行了锆石SHRIMP U-Pb定年，分析结果见于表2和图4。锆石为浅红褐色柱状、短柱状、粒状，金刚光泽，透明，晶体有溶蚀现象，一般结晶较好。从晶形上看应为深源岩浆产物，粒度较细，一般为 30～50×50～150μm(图5)。

图4 峨边牛郎坝花岗岩SHRIMP锆石U-Pb谐和图Fig.4 SHRIMP zircon U-Pb concordia plot for the Niulangba granites

本文对具有清晰岩浆成因环带的18颗锆石进行了SHRIMP U-Pb同位素测试，其中18.1测点的207Pb/206Pb年龄为2865±6.6Ma，是否代表上扬子存在古老基底呢?但其U含量很高，Th含量又较低，致使其Th/U比值过低，仅为0.05，可能不具有年龄意义。除18.1外，其余17个测点的U、Th含量分别为186～1443ppm和108～424ppm，对应的Th/U比值为0.23～1.02，表明这些锆石为典型的岩浆成因。其中测点3.1、6.1、8.1、10.1、16.1 的 U含量过高，而测点2.1具有较高的Th/U值(1.02)。获得的U-Pb年龄偏离了谐和线，余下的11个测点均位于U-Pb谐和线上或其附近。其206Pb/238U加权平均年龄为(826.6 ±21.4)Ma(MSWD=4.19)(图4)，表明其大约侵位于826 Ma。这一年龄与前人对扬子东南缘一系列新元古代花岗岩的测试结果［1-4］基本一致，反映牛郎坝花岗岩也是该阶段泛扬子克拉通强烈岩浆活动［17］的一部分。

4 问题讨论

4.1 岩石类型—A型花岗岩判别

含有它形碱性暗色矿物及萤石的过碱性花岗岩属于典型的A型花岗岩，富钍锆石是碱性A型花岗岩中特征的副矿物之一。但是有部分不含碱性暗色矿物的准铝质、甚至过铝质花岗岩类也可以是A型花岗岩。许保良等(1998)、Richard et al(2004)等统计发现［18-19］，A型花岗岩的岩石类型范围很大。因此，关于A型花岗岩的进一步判别，目前主要依赖于岩石地球化学图解。

图5 峨边牛郎坝花岗岩代表性锆石阴极发光图像与测点位置Fig.5 Representative cathodoluminescence(CL)images of zircons and their measured points in the Niulangba granites

由于A型花岗岩在碱质、微量元素及稀土元素等方面与Ⅰ型和S型花岗岩有明显区别，Collins et al(1982)、Whalen et al(1987)、Eby(1990) 提出了相应的地球化学判别图解［12-13，20］，例如 Na2O －K2O、Ga ×104/Al－Zr(或 Nb、Ce、Y、Zn等高场强元素)、Ga×104/Al－(K2O+Na2O)/CaO(或 K2O/MgO、FeOT/MgO)等图解，另外用FeOT/MgO－SiO2图解也能很好地把A型花岗岩与其他花岗岩区分开来。

牛郎坝花岗岩具有很高的分异指数(DI=95.06～96.13)，表明原始岩浆的经历过强烈的结晶分异作用。而分异作用完全的Ⅰ型、S型长英质花岗岩(SiO2＞74%)有时与A型花岗岩在化学成分上很相似，为此不同学者为区分它们也设计了一系列判别图解。Whalen et al(1987)提出的有Rb/Ba－(Zr+Ce+Y)×10-6图解、Ce(Nb)－(Ga/AL)×104图解、(K2O+Na2O)/CaO－(Zr+Nb+Ce+Y)×10-6图解和FeOT/MgO－(Zr+Nb+Ce+Y)×10-6图解等［12］。Eby(1990)设计的 Ga/Al－ Eu/Eu*图解［13］也很成功。

本文选择了 Na2O－K2O、(K2O +Na2O)/CaO －(Zr+Nb+Ce+Y) ×10-6、Ga ×104/Al－Zr、Ga × 104/Al－ (K2O +Na2O)、Ga × 104/Al－FeOT/MgO图解等，牛郎坝花岗岩均落在A型花岗岩范围内(图6)。同时，根据稀土元素配分型式呈现典型的海鸥式(具有强烈的Eu亏损)、微量元素标准化蛛网图上呈现的Ba、Sr、P、Ti的低谷等总体特征分析，牛郎坝花岗岩为A型花岗岩是可以肯定的。

需要指出的是，在(K2O+Na2O)/CaO－(Zr+Nb+Ce+Y) ×10-6图解中，1号样品落入了FG(高分异花岗岩类)区域，可能是由于岩体上覆震旦系碳酸盐岩的风化作用导致了岩体的不同程度的碳酸盐化，致使样品中的CaO含量偏高的结果。

4.2 岩浆源区分析

根据Eby(1992)高场强元素 Nb－Y－Ce、Y/Nb-Yb/Ta判别图解［21］(图略)，牛郎坝花岗岩显示为A2亚型。Eby(1992)认为A1亚型具有很低的Y/Nb(＜1.0)、Yb/Ta比值，且与洋岛玄武岩相似;A2亚型(SiO2过饱和)，具有高的 Y/Nb( ＞1.0)、Yb/Ta比值，且与岛弧玄武岩相似，前者为幔源的，后者为壳-幔混源的［21］。

牛郎坝花岗岩的 Y含量为45.3～57.4×10-6，Nb的含量为8.06～9.68×10-6(表1)，这大大小于正常铝质A型花岗岩的平均值(Y=79.7×10-6，Nb=35.19 ×10-6)，但其 Y/Nb=5.0 ～5.9，又大于铝质A型花岗岩的平均值2.26。在不相容微量元素蛛网图上，原始地幔Nb在10至20之间，Ta在40至50之间，形成一个低谷，显示Nb和Ta相对亏损，说明有陆源组分的加入［22］。

Green(1995)指出Nb/Ta比值可作为壳-幔体系地球化学的指标［23］。因此，分析A型花岗岩的Nb/Ta比值对判别其岩浆源区具有重要意义。牛郎坝花岗岩 Ta的含量为 1.80 ～1.97 ×10-6，其 Nb/Ta=4.4 ～5.0，处于 A2亚型花岗岩的4.0 ～9.5 范围内，但还是小于铝质A型花岗岩的平均值8.81［24］，显示其岩浆源区受到地壳组分较强的混染作用。

而且在本次样品测试中，Nb、Ce、Y的含量以及Zr+Nb+Ce+Y的含量均较低，且Zr+Nb+Ce+Y小于铝质A型花岗岩的下限值350×10-6，甚至低于S型花岗岩的平均值235×10-6和I型花岗岩的平均值247 ×10-6［12］，因此，这进一步表明牛郎坝花岗岩的岩石地球化学特征反映的是对岩浆源区地球化学性质的继承性，而不是构造背景的制约性。

由此可见，关于A2亚型花岗岩与构造背景的相关性，Eby(1992)认为无法利用地球化学方法区分是非造山背景还是碰撞后花岗岩，地球化学数据似乎只能表示A2亚型花岗岩的岩浆是来源于俯冲带或陆陆碰撞岩浆机制下的新生地壳［21］。

4.3 成因机制

牛郎坝花岗岩的形成年龄为826Ma，而这一时期正是华南从晋宁造山运动向超大陆裂解的转换时期，也是华南大陆岩石圈生长和再造的重要阶段［25-28］，这一广泛的地壳伸展作用可能与我国东部中、新生代大陆岩石圈大规模减薄作用［29-34］相似。

但是目前关于华南新元古代中期岩石圈伸展的动力学机制还存在争议，是地幔柱作用［35-47］?还是陆陆或弧陆碰撞后的弧后裂谷作用［2，5，8，48-52］?

锆石饱和温度计算［53］表明，牛郎坝铝质A型花岗岩的母岩浆的温度为713～739℃，基本处于铝质A型花岗岩的下限附近［24］，甚至明显低于S型花岗岩平均值(764℃)［54］。实验岩石学研究表明，低温岩浆(≤800℃)的形成不仅需要地壳内部的减压作用，也需要源区一定量流体的参与［55］。

前人研究表明A型岩套相对贫H2O，富F、Cl。据刘昌实等(2003)研究［24］，A型岩套F含量范围为50～9054×10-6，F主要寄主矿物是角闪石、云母、萤石和少量黄玉;Cl含量范围为50～9600×10-6，且F＞Cl者主要为铝质A型花岗岩和碱性A型花岗岩。因为高卤素含量对A型岩浆的形成具有重要意义:(1)F和Cl代替聚合的铝硅酸盐熔体中的桥氧(O0)，形成 Si-F、Si-Cl或 Al-F、Al-Cl健，使熔体解聚，大大降低熔体的粘度，从而形成高位侵入体或环状次火山岩;(2)解聚作用可大大降低富卤素硅酸盐体系的固相线温度(幅度可达200℃)，使结晶分异后的残余岩浆成分趋同于花岗岩体系，或趋同于似长石正长岩体系的低熔组分;(3)F的强负电性，能以共价键形式与HFSE元素，特别是镧系、锕系和稀有金属元素组成高配位数复杂络合物，因而，在A型岩浆中具有很高的浓度(含量)，这也是一些A型花岗岩的高场强元素(HFSE)判别图解的实验基础。

另外，从前述岩矿鉴定中，我们发现样品中普遍含黑色电气石、白钨矿、锡石等高温热液矿物，而矿物学研究表明，黑色电气石、白钨矿、锡石是在含F、Cl等气相高温流体参与的条件下形成的，证明牛郎坝花岗岩的形成确有流体的参与，并留下了清晰的矿物学印迹。这与上述牛郎坝花岗岩锆石饱和温度计算结果和岩石地球化学分析结果一致。

关于减压区域背景，一般认为A型花岗岩类的成因与热点、大陆裂谷或造山后的地壳伸展有关，这一观点已经在世界各地得到验证［12，13，21，25，26，56，57］。地壳的伸展在时空上往往与深部热活动(如地幔上涌或基性岩浆的底辟)有密切联系，由此，A型花岗岩的形成多归因于热的软流圈地幔的向上运动，因为软流圈的上涌不仅为A型花岗质岩浆的形成提供了热源和物源，而且会引起大范围内地壳物质的熔融和再造。因此，大陆环境下的A型花岗岩在一定程度上可指示岩石圈减薄和软流圈上涌的时间、过程及其动力学机制［16］。

(Collins，1982)认为造成A2亚型花岗岩特殊地球化学特征的原因可能是其岩浆源区位于壳幔互动带或下地壳内［20］，而新元古代中期(850～820Ma)是Rodinia超大陆裂解的重要阶段，也是地幔柱活动［4，35-47］和新元古代大陆地壳生长与再造的重要时期［27，28］，因此，就目前地质实际看，地幔柱作用导致超大陆裂解的观点可能更符合处于扬子克拉通内的新元古代牛郎坝铝质A型花岗岩的形成动力学机制，同时它也与新元古代中期广泛的(泛克拉通，甚至是全球性的)、幕式的岩浆活动特征［17，44，47］相吻合，即高度演化的、具有较低岩浆温度的牛郎坝A型花岗岩，可能是由地幔柱作用带来的热源导致低成熟度的上地壳熔融形成的，是壳幔相互作用的结果，而这一推断与上述高场强元素分析所获得的认识也是一致的。

5 结论

通过上述研究，关于峨边牛郎坝花岗岩，我们可以得出如下结论:

1.牛郎坝花岗岩具有高硅(SiO2＞75%)、低钙(CaO=0.46 ～ 0.20%)、贫镁(MgO=0.14 ～ 0.17%)、富碱(Na2O+K2O=8.31 ～ 9.28%)、铝质(A/KNC=1.02～1.12)为特征;微量元素地球化学表现出强烈亏损 Ba、Sr、Eu(δEu=0.05 ～0.08)，富集 Rb、Th、U，高场强元素 Zr、Y、Nb、Ga 的含量也相对较高，即牛郎坝花岗岩的主量元素和微量元素均显示其为铝质A2亚型花岗岩;

2.SHRIMP锆石U-Pb定年结果表明，牛郎坝花岗岩侵位于826Ma，与扬子东南缘一系列新元古代花岗岩的侵位时间一致;

3.综合牛郎坝花岗岩的地球化学、矿物学及其区域地质背景分析，我们认为处于上扬子克拉通内的高演化的牛郎坝A型花岗岩，可能是在Rodinia超大陆裂解背景下、与地幔柱构造相关的、壳幔相互作用的产物。

致谢:成都地质矿产研究所苏俊周研究员在锆石挑选中提供了帮助，国土资源部西南矿产资源检测中心的朱青女士在样品地球化学分析过程中也提供了帮助，中国地质科学院SHRIMP离子探针中心王伟博士在锆石SHRIMP U-Pb定年过程中给与了大力支持和指导，在此一并致以衷心感谢。

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The discovery and geological implications of the Neoproterozoic A-type granites in the upper Yangtze craton

WANG Zheng-jiang1， WANG Jian1， YANG Ping1， XIE Shang-ke1，2， ZHUO Jie-wen1， HE Jiang-lin1，2
(1.Chengdu Institute of Geology and Mineral Resources，Chengdu 610081，Sichuan，China;2.Graduate School，Chinese Academy of Geological Sciences，Beijing 100037，China)

Little has long been known for the Niulangba biotite granites in Ebian，Sichuan within the upper Yangtze craton.The purpose of this paper is to present，for the first time，our recent results of SHRIMP zircon U-Pb dating and relevant geochemical data.The Niulangba granites are characterized by higher SiO2(SiO2＞75%)contents， lower Ca(CaO=0.46%to 0.20%)contents，depletion in Mg，enrichment in alkali(Na2O+K2O=8.31%to 9.28%)and Al(A/KNC=1.02 to 1.12).The geochemistry of the trace elements suggests the highly depletion in Ba，Sr，Eu(δEu=0.05 to 0.08)and enrichment in Rb，Th and U.The 104*Ga/Al ratios for the bulk-rock samples range between 2.6 and 2.9.The high field strength elements Zr，Y and Ga have higher contents，and no anomaly has been identified.It can be seen from the major and trace element analyses that the Niulangba granites belong to the aluminous A2-subtype granites.The Y/Nb ratios ranging from 5.0 to 5.9 and Nb/Ta ratios ranging from 4.4 to 5.0 have disclosed that the magmatic source areas were once subjected to highly hybridization of continental compositions.The SHRIMP zircon U-Pb ages are dated at 826 ± 21.4 Ma，in general agreement with the previous data for the Neoproterozoic granites from the southeastern Yangtze craton.This implies that the Niulangba granites should be assigned to part of the highly magmatic activity within the pan-Yangtze craton during this period.These granites may result from the mantle plume-associated crust-mantle interaction against the breakup of the suppercontinent Rodinia during the middle Neoproterozoic.

upper Yangtze craton;Neoproterozoic;A-type granite;lithogeochemistry;SHRIMP zircon U-Pb dating;breakup of the suppercontinent Rodinia

1009-3850(2011)02-0001-11

2010-07-28;改回日期2011-03-28

汪正江(1969－)，男，博士，副研究员，主要从事沉积大地构造学和油气地质研究.E-mail:wzjcf@sina.com.

中国地质调查局中上扬子海相含油气盆地分析与油气成藏条件综合调查评价项目(1212010782003)

P588.12

A