陈 翰,胡古月，郭英帅，王 莉

(1. 成都理工大学 地球科学学院, 四川 成都 610059； 2. 中国地质科学院 矿产资源研究所, 自然资源部成矿作用与资源评价重点实验室, 北京 100037; 3. 山西能源学院 地质与测绘工程系, 山西 太原 030006; 4. 河南省有色金属地质勘查总院， 河南 郑州 450052)

大型洋盆(如太平洋和特提斯洋)的消减过程会形成洋内岛弧，典型的有西南太平洋岛弧(Oliver and Isacks, 1967; Isacksetal., 1968; Sternetal., 2003; Smith and Price, 2006; Takahashietal., 2007, 2008)，北美的Alaska岛弧、Talkeetna岛弧等(Bard, 1983; DeBari and Coleman, 1989; Burgetal., 1998; Greeneetal., 2006; Garridoetal., 2006; Dhuimeetal., 2007; Kelemenetal., 2007; DeBari and Greene, 2011; Burg, 2011)。大洋消亡-碰撞造山过程中，洋内岛弧可能随板块运动拼贴到大陆边缘，最终就位于缝合带中，也可能随俯冲带一起消失。特提斯构造域中目前已发现了Kohistan (Arbaretetal., 2000; Garridoetal., 2006)、雄村 (Langetal., 2014; Tangetal., 2015)和泽当等洋内弧(Aitchisonetal., 2000, 2007; McDermidetal., 2002)。

泽当岛弧及其南侧的蛇绿岩套形成于洋壳俯冲背景，是青藏高原雅鲁藏布江缝合带中出露面积较大、保存较好的岛弧(Aitchisonetal., 2000, 2007; McDermidetal., 2002; 韦栋梁等, 2004, 2006, 2007; 王莉等， 2012; 刘维亮等， 2013; 李强等， 2014； 赵珍等， 2014)。泽当岛弧主要由具有高Sr/Y值特征的花岗岩(英云闪长岩、花岗闪长岩、奥长花岗岩)组成，形成年龄在161±2.3～152.5±1.3 Ma之间，地球化学特征显示其形成于俯冲背景，形成过程中可能经历了角闪石分离结晶作用(McDermidetal., 2002; 韦栋梁等， 2007； 王莉等， 2012； 赵珍等， 2014)。另有观点认为，花岗质的泽当地体属于新特提斯洋向欧亚大陆北向俯冲形成的陆缘弧岩浆岩的一部分，为含水玄武质岩浆底侵增厚新生下地壳的产物(Zhangetal., 2014)。

中地壳层以下的角闪石分离结晶作用会影响弧岩浆岩的地球化学特征，但由于弧岩浆岩演化中形成的堆晶岩很少出露于地表，使得角闪石分离结晶作用显得十分神秘(Davidsonetal., 2007; Jeff and Dante, 2010; Smith, 2014)。前人对泽当岛弧出露的角闪石岩研究较为薄弱，元素地球化学特征表明角闪石岩与花岗岩可能为同一岩浆系统内不同阶段结晶的产物(王莉等， 2012)，但缺乏基础的岩石学、矿物学研究以及高精度的锆石U-Pb定年和Sr-Nd同位素证据。本文对泽当岛弧角闪石岩开展了野外地质调查和镜下光薄片观察，进行了SHRIMP锆石U-Pb定年、全岩地球化学和Sr-Nd同位素分析等工作，获得了高质量的年代学、地球化学及同位素地球化学数据，为限定泽当岛弧中角闪石岩和花岗岩的成因提供了新的地球化学证据。

1 地质背景

雅鲁藏布江缝合带东段乃东县泽当镇附近，自北向南分布着泽当地体、大竹卡地体和白朗地体(图1)，分别代表了残留洋弧、弧前蛇绿岩和俯冲增生杂岩(Aitchisonetal., 2000；王莉等，2012)，三者由一套逆冲推覆系统控制(Yinetal., 1994，1999; Quidelleuretal., 1997; Harrisonetal., 2000)。最北侧的泽当地体由Aitchison( Aitchisonetal., 2000)首次命名，亦被称为泽当地质窗(Harrisonetal., 2000)或泽当岛弧( McDermidetal., 2002)。泽当残留洋弧为一套长12 km、面积25 km2左右的晚侏罗世洋内俯冲岩石组合，主要出露的侵入岩有英云闪长岩、花岗闪长岩、奥长花岗岩和角闪石岩。以英云闪长岩、花岗闪长岩、奥长花岗岩为代表的高Sr/Y花岗岩，形成年代在161～152 Ma之间，被认为是晚侏罗世新特提斯洋向北俯冲的产物 (McDermidetal., 2002; 韦栋梁等， 2007； 王莉等， 2012； 赵珍等， 2014)。泽当角闪石岩出露于泽当镇西侧约2～3 km处，不连续的角闪石岩露头在南北向上约100 m宽，与高Sr/Y花岗岩伴生，东西向展布于泽当地体北侧(图2a)。角闪石岩与花岗闪长岩出露位置最近，产于花岗闪长岩的下部，奥长花岗岩出露于角闪石岩西侧约1～1.5 km处，英云闪长岩与角闪石岩出露位置最远，出露于角闪石岩东侧约5 km处。

图 1 泽当地区地质简图(据McDermid et al., 2002)Fig. 1 Simplified map showing the location and geology of Zetang area (after McDermid et al., 2002)

2 样品采集及描述

角闪石岩呈黑绿色，中粗粒粒状结构，块状构造(图2b)，主要矿物为角闪石，含量占90%以上，次要矿物为斜长石，含量约8%左右。角闪石呈长柱状，长宽比大于3∶1，粒径不等，在1～5 mm左右，蚀变较弱，表面发育少量绿泥石化。镜下观察角闪石多色性为棕色-浅绿色(图2d)，自形-半自形结构，自形程度较高。正高突起，可见明显两组完全解理，解理角56°(图2c)。

野外采样过程中为避免角闪石岩样品中混入花岗闪长岩脉，选择在远离(约20 m)花岗闪长岩脉处采集了角闪石岩全岩地球化学样品7件(TD133-1～TD133-7)、Sr-Nd同位素样品6件(TD133-2～TD133-7)、SHRIMP锆石U-Pb同位素样品1件(TD133)。

3 测试分析

3.1 主量和微量元素分析

泽当角闪石岩主量及微量元素测试在国土资源部国家地质实验测试中心进行。主量元素采用XRF方法和湿化学法测定，测试仪器为X 荧光光谱仪3080E，测试精度5%。微量元素和稀土元素采用等离子质谱仪( ICP-MS-Excell) 分析，含量大于10×10-6的元素的测试精度为5%，含量小于10×10-6的元素精度为10%，个别含量较低的元素，测试误差超过10%，详细的原理及测试过程可参考卓尚军等(2003)和吉昂(2012)。

3.2 SHRIMP锆石U-Pb同位素定年

测年角闪石岩样品TD-133的锆石挑选工作在河北省区域地质矿产调查研究所进行。挑出的锆石在中国地质科学院地质研究所经制靶、抛光后，于北京离子探针中心进行阴极发光显微照相，排除裂纹较多、环带不清晰的锆石，选取晶型完整、具有代表性的锆石进行测试分析。锆石U-Pb同位素定年测试在北京离子探针中心采用离子探针SHRIMP II型测试仪进行。标样为TEM锆石，测试过程中每测定3个未知点，插入一次标样测定，以及时校正误差，保障测试精度，详细的实验过程可参考宋彪(2015)。角闪石岩锆石U-Pb同位素测年实验的数据处理、年龄计算采用ISOPLOT 3.0程序( Ludwig, 2003) 。

图 2 泽当角闪石岩的野外 (a、b) 和单偏光下显微照片(c、d)Fig. 2 Field Photographs (a, b) and microphotographs under plainlight (c, d) of Zetang magmatic amphibolite

3.3 Sr-Nd同位素分析

角闪石岩全岩Sr-Nd同位素测试在中国科学技术大学壳幔物质与环境重点实验室进行，所用气体质谱仪器为Finnigan MAT-262。标准溶液NBS987的重复测量结果为87Sr/86Sr= 0.710 249 ± 0.000 012 (2σ,n=38)，标准溶液La Jolla 的重复测量结果为143Nd/144Nd=0.511 869±0.000 006 (2σ,n=25)。Sr和Nd同位素比值测量精度优于0.003%。测量得到的同位素比值采用86Sr/88Sr=0.119 4和146Nd/144Nd=0.721 9进行质量分馏校正。重复分析标准溶液NBS 987和La Jolla，分别得到87Sr/86Sr值为0.710 249±0.000 012和143Nd/144Nd值0.511 869±0.000 006。εNd(t)值计算参考 SHRIMP锆石U-Pb同位素定年结果159 Ma进行计算。详细的实验过程可参考Chen等(2000, 2002, 2007)。

4 测试分析结果

4.1 主量和微量元素地球化学特征

角闪石岩的主量和微量元素分析结果列于表1。泽当角闪石岩样品SiO2和Al2O3含量较低，分别为44.49%～47.92%和11.63%～17.61%；TiO2、FeOt、MnO、MgO四者含量较高，TiO2含量为0.73%～0.95%，FeOt含量为8.48%～10.00%，MnO含量为0.17%～0.21%，MgO含量为6.55%～14.87%；样品K2O/Na2O值较低，为0.13～0.85；Mg#值较高(57.0～73.0)，平均值69.0。

泽当角闪石岩Sr(355×10-6～1 150×10-6)含量较低，Y含量 (13.2×10-6～22.9×10-6)较高，Sr/Y值[23.8～74.7，剔除特高值74.7(TD133-2)，平均值31.8]较低；Cr、Ni含量较高，分别为119×10-6～724×10-6(平均值576×10-6)和54×10-6～344×10-6(平均值242×10-6)；Nb含量为1.06×10-6～3.19×10-6，Nb/Y值为0.59～1.12，Zr含量为24.4×10-6～56.2×10-6，Zr/TiO2值为0.003 18～0.006 69。

泽当角闪石岩∑REE含量37.2×10-6～82.0×10-6，稀土元素含量较低。LREE/HERR和(La/Yb)N值分别在3.12～6.79和2.31～7.87之间，轻重稀土元素分异程度不高，稀土元素球粒陨石标准化分布图为右倾平缓型(图3a)；原始地幔标准化蛛网图显示亏损P、Nb、Ce、Ta、Ti等高场强元素，富集Rb、K、Ba、U等大离子亲石元素 (图3b)，具明显的岛弧型弧岩浆岩特征(赵珍等， 2014)。

表 1 角闪石岩主量(wB/%)、微量和稀土元素(wB/10-6)分析结果Table 1 Major elements (wB/%), trace elements and rare earth elements (wB/10-6) geochemical characteristics of magmatic amphibolite

图 3 泽当角闪石岩和高Sr/Y花岗岩稀土元素球粒陨石标准化图(a)和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b) (标准化数据引自McDonough and Sun, 1995)Fig. 3 Rare earth element distribution diagram (a) and trace element distribution diagram (b) of Zetang magmatic amphibolite and high Sr/Y granites magmatic rocks (after McDonough and Sun, 1995)英云闪长岩数据引自韦栋梁等(2007)； 花岗闪长岩数据引自王莉等 (2012)； 奥长花岗岩数据引自赵珍等(2014)the data of tonalite from Wei Dongliang et al., 2007; the data of granodiorite from Wang Li et al., 2012; the data of trondhjemite from Zhao Zhen et al., 2014

4.2 锆石U-Pb年代学

角闪石岩样品TD133-8中锆石呈长柱状，自形-半自形粒状结构，晶型较好，可见明显锆石环带(图4a)。测年锆石SHRIMP U-Pb同位素定年测试结果见表2。测年锆石Th和U含量分别在42×10-6～834×10-6和149×10-6～2 100×10-6之间，Th/U值0.28～0.80，均大于0.2，矿物学及矿物地球化学特征显示测年锆石为典型岩浆锆石。

测试过程中总共选取10颗锆石进行了19个点位测试，其中锆石测试点TD133-4.1的207Pb/206Pb值明显高于其余测试点，说明普通铅(206Pb)可能丢失，导致测年结果1 789±15.0 Ma偏大，故将该数据剔除，以剩余的18个测点的年龄数据进行计算，结果显示锆石谐和年龄为159.1±7.2 Ma (n=18) (图4b)， MSWD=0.109， 拟合程度高，206Pb/238U加权平均年龄为159.8±2.3 Ma(n=18) (图4c)。泽当角闪石岩测年结果显示锆石谐和年龄和锆石加权平均年龄存在不一致，推测可能为后期少量流体作用引起的铅丢失，导致谐和年龄小于加权平均年龄，但二者误差<1%，属正常范围，以谐和年龄为准。

图 4 泽当角闪石岩锆石CL图(a)、SHRIMP锆石U-Pb谐和图(b)和年龄分布图(c)Fig. 4 CL photographs of zircon from Zedang magmatic amphibolite (a) and U-Pb concordia (b) and age distribution (c) diagrams of SHRIMP zircon U-Pb analytical results of Zetang magmatic amphibolite

4.3 Sr-Nd同位素

泽当角闪石岩总共分析了6件Sr-Nd同位素样品，测试结果见表3。分析结果显示，泽当角闪石岩具有较低的Rb含量(5.0×10-6～25.0×10-6)，较高的Sr含量(355×10-6～1 150×10-6)，较高的Sm含量(2.26×10-6～3.72×10-6)和较高的Nd含量(8.3×10-6～17.4×10-6)。Rb/Sr=0.004～0.056，Sm/Nd=0.214～0.299，143Nd/144Nd=0.512 882～0.512 903，87Sr/86Sr=0.704 2～0.704 7，εNd(t)=+5.5～+6.1。

泽当角闪石岩87Sr/86Sr值、143Nd/144Nd值与花岗闪长岩87Sr/86Sr值(0.704 469～0704 864)、143Nd/144Nd值(0.512 789～0.513 016)接近，εNd(t)值与花岗闪长岩εNd(t)值(+5.1～+6.1)接近(王莉等， 2012)。泽当角闪石岩87Sr/86Sr值、143Nd/144Nd值与英云闪长岩87Sr/86Sr值(0.704 765～0.705 020)、143Nd/144Nd值(0.512 789～0.513 016)接近，εNd(t)值小于英云闪长岩的εNd(t)值(+6.7～+7.3)(韦栋梁等， 2007)(表4)。

表 2 角闪石岩SHRIMP锆石U-Pb同位素测年数据Table 2 SHRIMP zircon U-Pb isotopic data of magmatic amphibolite

5 讨论

5.1 角闪石岩成因及源区

富角闪石基性-超基性岩(角闪石岩、角闪辉长岩、闪长岩)有相似岩石结构-构造，广泛出露于世界各地的造山带中并与花岗质岩石相伴产出(Kemp, 2004; Tiepolo and Tribuzio, 2008)。泽当岛弧角闪石岩产于花岗闪长岩下部，呈似层状产出，厚度较薄，显示为典型堆晶岩特征(图2a)。角闪石岩与花岗闪长岩接触部位可见角闪石岩呈角砾状被花岗闪长岩脉体穿切，但二者接触面无烘烤边，说明二者可能近于同时形成于同一岩浆房(图2b)，且与岩浆混合作用下形成的暗色包体和岩浆上侵过程中围岩俘虏体的岩石学特征不同。锆石U-Pb年代学研究表明，角闪石岩形成于159.1±7.2 Ma，花岗闪长岩形成于157.5±1.4 Ma(王莉等， 2012)，支持角闪石岩结晶稍早于花岗闪长岩的推测。

矿物学研究表明，变质成因角闪石通常沿原生矿物解理或原生矿物颗粒间的缝隙生长，与原生矿物形成反应边结构或交代残余结构，自形程度较低，呈它形粒状结构，粒径较小(Jeff and Dante, 2010)。但是，泽当角闪石岩中角闪石自形程度较高，结晶较好，角闪石粒径较大(图2c、2d)，角闪石矿物学特征与变质成因的角闪石有明显区别，应属岩浆成因。年代学、岩石学、矿物学三方面的研究表明，角闪石岩为岩浆分离结晶作用下形成的火成堆晶岩。

角闪石岩作为堆晶岩不能直接采用地球化学投图判别构造背景，但角闪石分离结晶作用不会导致Sr-Nd同位素的分馏，Sr-Nd同位素特征仍然是角闪石岩源区的重要识别标志。此外，角闪石岩与高Sr/Y花岗岩同属泽当岛弧，两者产出关系密切，Sr-Nd同位素比值接近，可能来自同一源区并存在岩浆演化关系，高Sr/Y花岗岩源区可以间接指示角闪石岩源区。

角闪石分离结晶作用对水具有类似于海绵的吸水作用(Davidsonetal., 2007)。实验岩石学研究显示，角闪石的稳定性随含水量的减少而降低(Jagoutzetal., 2009)，形成大规模的角闪石堆晶岩要求原始岩浆具有富水特征。岛弧环境中，不仅可以形成富水熔体(水饱熔体含水量可超过体积比14%)(Groveetal.， 2003)，而且熔体很难受到地壳物质混染，具有较为一致的同位素特征(McDermottetal., 1993; Mauriceetal., 2012)。泽当岛弧微量元素原始地幔标准化蛛网(图3b)中Nb、Ta相对K、La亏损且Pb具正异常，显示与俯冲有关的岛弧背景(Jagoutzetal., 2009)。绝大多数研究者也认为泽当岛弧形成于洋壳俯冲背景，是洋内弧的残余部分(Aitchisonetal., 2000, 2007; McDermidetal., 2002; 韦栋梁等， 2007； 王莉等， 2012； 赵珍等， 2014)。

表 3 角闪石岩Sr-Nd同位素组成Table 3 Sr-Nd isotope composition of magmatic amphibolite

表 4 泽当岛弧岩浆岩元素地球化学特征Table 4 Element geochemical characteristics of Zetang island arc magmatic rocks

前人对泽当岛弧高Sr/Y花岗岩的源区存在两种观点：俯冲板片部分熔融(韦栋梁等， 2007； 赵珍等， 2014)和地幔楔部分熔融体板底垫托作用下，新生下地壳熔融(王莉等， 2012)。前已述及，堆晶成因的角闪石岩的元素地球化学特征不能用来判断其来源，需借助同来源的花岗质岩石进行判定。泽当岛弧稀土元素球粒陨石标准化图(图3a)显示，英云闪长岩具有Eu正异常，花岗闪长岩和奥长花岗岩具有Eu负异常，说明花岗闪长岩和奥长花岗岩演化程度更高，已经发生斜长石分离结晶作用，英云闪长岩可能源于更原始的富水岩浆，对源区的指示更有代表性。

英云闪长岩的Th/La>0.2， Th/Yb>2，具有板片俯冲沉积物特征(Seghedietal., 2001; Elburgetal., 2002; Plank, 2005)。俯冲板片熔体上侵过程中会与地幔楔橄榄岩发生再平衡作用，形成高镁安山岩(Mg#>60)和对应的侵入岩(Kay, 1978; Wood and Turner, 2009)，但英云闪长岩Mg#值较低，Sr、Ba、Ni含量较高。研究显示，俯冲带高压环境下，斜长石不稳定，有利于Sr、Ba的释放(Chapmanetal., 2015)，流体能将大量Sr、Ba从榴辉岩化洋壳和沉积物中运移至岩石圈地幔(Hermann and Rubatto, 2009)，导致俯冲带岩浆岩中Sr、Ba含量增加(Vigourouxetal., 2008)，英云闪长岩中高Sr、Ba特征可能是由于源区中富Sr、Ba流体的加入所致。同时，幔源熔体分离结晶作用是形成高Ni花岗岩的主要机制，而单纯的地壳物质部分熔融很难形成此种高Ni地球化学特征(Jagoutzetal., 2009)。英云闪长岩显示高Ni(22.4×10-6～165.8×10-6)特征，符合交代地幔楔熔融的特征。

本次研究认为，地幔楔在受到大洋板片富水流体交代作用下可能发生水致熔融(Groveetal., 2002； Jagoutzetal., 2011)，并演化形成具有高Ni(22.4×10-6～165.8×10-6)、高Sr(810.5×10-6～943.2×10-6)和高Ba(809.9×10-6～2 049.3×10-6)地球化学的熔体。此种富水的幔源碱性-钙碱性玄武质熔体发生以角闪石为主的分离结晶作用，形成富钠、高Sr/Y长英质岩浆(Jagoutzetal., 2011; Smithiesetal., 2019)。因此，角闪石岩源区可能属交代地幔楔，其可能为地幔楔熔融岩浆在演化过程中发生分离结晶的产物。

5.2 泽当岛弧高Sr/Y花岗岩成因机制

高Sr/Y花岗岩形成机制主要有： ① 俯冲洋壳部分熔融(Defant and Drummond, 1990)； ② 增厚下地壳或拆沉下地壳部分熔融(Rappetal., 2002; Wangetal., 2004; Xuetal., 2004; Zhouetal., 2006; Dingetal., 2007; Xiaoetal., 2007)； ③ 长英质岩浆与玄武质岩浆的混合作用(Guoetal., 2007; Strecketal., 2007; Qinetal., 2007)； ④ 岩浆的分离结晶作用(Castilloetal., 1999; Castillo, 2006; Moyen, 2009)。在泽当岛弧，英云闪长岩、花岗闪长岩和奥长花岗岩三者形成时代接近，地球化学特征具有相似性，三者皆为富Na(Na2O≫K2O)、高Sr(Sr>300×10-6)、低Y及高Sr/Y值(平均122.9)、富集LILE、亏损HFSE特征的花岗岩。俯冲洋壳部分熔融和拆沉下地壳过程形成的高Sr/Y花岗岩具有高MgO和高Mg#的特征，这是由于俯冲板片直接熔融形成的熔体和拆沉下地壳部分熔融形成的熔体与地幔橄榄岩发生交代/混染作用，使MgO和Mg#升高(许继峰等， 2014; 郑永飞等， 2016)。增厚下地壳熔融条件下形成的高Sr/Y花岗岩往往具有高K2O、高K/Na值(0.7～2.0)、负的εNd(t)值、较高的87Sr/86Sr(t)和极低的Mg#值(约40) (Moyen, 2009; 郑永飞等， 2015)。①和②过程所处的高温高压环境，可以形成石榴角闪岩或榴辉岩 (Richards and Kerrich, 2007)，部分熔融作用中石榴子石作为残留相存在(Wyllieetal., 1989; Poli and Schmidt, 2002; Groveetal., 2006)。石榴子石强烈富集HREE (Nicholls and Harris, 1980; Sisson and Bacon, 1992; Van Westrenenetal., 1999; Rubatto and Hermann, 2007)，会导致高Sr/Y花岗岩LREE和HREE严重分异。 泽当岛弧高Sr/Y花岗岩具有低K2O、低K/Na、正εNd(t)、低87Sr/86Sr(t)、低MgO、低Mg#的特征，据此可以排除成因①和②。弧晚期阶段，可能发生③玄武质岩浆底侵造成的下地壳部分熔融作用或者玄武岩质岩浆与长英质岩浆混合作用(Taylor and McLennan， 1985; Rudnick and Gao， 2003; Tatsumietal., 2008)。玄武岩质岩浆与长英质岩浆混合会产生大量包体(董国臣等， 2006; 王德滋等， 2008)。岩浆混合作用还会导致早期结晶矿物出现残核结构、文象结构、蠕虫结构和交代结构等 (李昌年， 2002； 齐有强等， 2008)。

泽当角闪石岩及泽当岛弧高Sr/Y花岗岩(McDermidetal., 2002; 韦栋梁等， 2007； 王莉等， 2012； 赵珍等， 2014)研究中并未发现上述与岩浆混合作用有关的岩石学、矿物学证据。岩浆混合作用还会导致岩浆Sr-Nd同位素特征因地壳物质的加入而出现较大的变化区间，泽当岛弧侵入岩Sr-Nd同位素数值较为均一，变化范围很小。泽当岛弧侵入岩εNd(t)-SiO2关系图显示(图5)，样品εNd(t)值和SiO2含量没有明显线性相关性，说明泽当岛弧侵入岩形成过程中没有发生玄武质岩浆与长英质岩浆混合作用。

图 5 泽当岛弧侵入岩εNd(t)-SiO2关系图Fig. 5 εNd(t)-SiO2 diagram of Zetang island arc intrusion

实验岩石学研究表明，玄武-安山质熔体体系到英安岩-流纹岩熔体体系，微量元素Sr在普通角闪石与熔体之间的分配系数始终小于1，且逐渐降低(0.46～0.20)，Y元素在角闪石和熔体之间的分配系数逐渐增高(1～6)(Rollison, 1993)，这说明随着岩浆演化程度增高，如果熔体中发生大量角闪石分离结晶作用，角闪石会富集微量元素Y和MREE，导致残余熔体中Y大量亏损，Sr少量富集，Sr/Y值升高(Gromet and Silver, 1987; Kleinetal., 1997; Bachmannetal., 2005; Prowatke and Klemme, 2006)。因此，角闪石分离结晶(图6)可能是泽当岛弧花岗岩出现高Sr/Y值特征的主要原因。

图 6 泽当岛弧侵入岩Dy/Yb-SiO2和La/Yb-SiO2关系图解(底图据Davidson et al., 2007)Fig. 6 Dy/Yb-SiO2 and La/Yb-SiO2 diagrams of Zetang island arc intrusion (after Davidson et al., 2007)

前人研究数据显示，奥长花岗岩和花岗闪长岩Sr/Y值接近，英云闪长岩Sr/Y值略低于二者，但英云闪长岩中Y元素含量是二者的1.2～2.0倍。英云闪长岩中MREE、Cr、Ni含量高于奥长花岗岩和花岗闪长岩，说明三者受角闪石分离结晶作用的影响程度不同。微量元素地球化学特征和三者形成的先后顺序(年代学研究)显示，泽当岛弧侵入岩原始岩浆形成后发生显著的角闪石分离结晶作用，先形成高Sr/Y英云闪长岩，在角闪石分离结晶作用未结束前，英云闪长岩可能先从母岩浆中分离出去，残余岩浆继续发生角闪石分离结晶作用，形成高Sr/Y花岗闪长岩和高Sr/Y奥长花岗岩。上述过程导致晚期形成的花岗闪长岩和奥长花岗岩中MREE含量小于早期的英云闪长岩，并造成晚期的花岗闪长岩和奥长花岗岩中Cr、Ni、Y含量降低以及Sr/Y比值进一步升高。

6 结论

(1) 泽当岛弧角闪石岩岩石学和矿物学研究表明，角闪石岩为分离结晶作用下形成的火成堆晶岩，可能是地幔楔熔融岩浆演化过程中分离结晶作用的产物。

(2) 泽当岛弧角闪石岩与高Sr/Y花岗岩在产出关系和同位素地球化学特征上具有明显的成因联系，综合研究认为泽当岛弧侵入岩源区可能为地幔楔。

(3) 泽当岛弧高Sr/Y花岗岩微量元素地球化学和投图结果显示，其经历了显著的角闪石分离结晶作用，角闪石分离结晶作用可能是导致花岗岩中Sr/Y值升高和MREE含量降低的主要原因。