来自巴西东南部Ara?uaí-Ribeira造山带与弧岩作用相关的岩浆活动的托尼安-埃迪卡拉纪锆石U-Pb年龄和Hf同位素数据：对早期西冈瓦纳大陆形成的启示

《Precambrian Research》：New Tonian-Ediacaran zircon U-Pb ages and Hf isotopes from arc-related magmatism with adakite-like signatures in the Ara?uaí-Ribeira Orogenic System (SE-Brazil): Implications for early Western Gondwana assembly

　　乔文蒂娜·德科尔（Joventine Decol）、莫妮卡·海尔布隆（Monica Heilbron）、卡罗琳·佩肖托（Caroline Peixoto）、塞缪尔·贝尔桑（Samuel Bersan）、恩里凯·布鲁诺（Henrique Bruno）、玛塞拉·洛巴托（Marcela Lobato）、埃尔顿·丹塔斯（Elton Dantas）、桑德罗·毛里（Sandro Mauri）、格伦·查普曼（Glenn Chapman）、卡利梅里亚·帕索斯·杜卡莫（Caliméria Passos do Carmo）、克雷格·斯托里（Craig Storey）、布鲁诺·杜伊梅（Bruno Dhuime）
——里约热内卢州立大学（UERJ）地质学院地球科学研究生项目，巴西里约热内卢市马拉卡南

**摘要**
保存在新元古代造山带中的弧岩为前寒武纪俯冲作用及板块构造过程提供了关键证据。在新元古代-寒武纪的阿拉库艾-里贝拉造山系（AROS，巴西东南部）中，识别出两个主要的弧岩系统：内侧岩浆弧系统（IMAS）以短暂存在的科迪勒拉型岩浆弧为特征；外侧岩浆弧系统（OMAS）则经历了两个不同的演化阶段：托尼安期的幼年阶段——塞拉达普拉塔（Serra da Prata），以及克里奥吉尼安-埃迪卡拉期的科迪勒拉型——里奥内格罗（Rio Negro）阶段。本研究基于AROS北部地区正片麻岩的新地球化学和地质年代数据进行了分析。全岩地球化学分析、Sm–Nd和Sr同位素测量以及锆石U–Pb和Hf数据揭示了这两个不同的岩浆演化时期：高硅含量的阿达克岩样本属于托尼安期（8.92±28至8.29百万年前），对应塞拉达普拉塔阶段；而具有C型阿达克岩特征的样本则属于克里奥吉尼安-埃迪卡拉期（6.40±7至6.09百万年前），属于里奥内格罗阶段。托尼安期的阿达克岩样本显示出年轻的、源自地幔的同位素特征（εNdt = +3.2至+5.8；锆石εHf = +12.2至+9.9），表明地壳参与程度有限，其成分与年轻热洋壳的部分熔融过程相符；相反，克里奥吉尼安期的C型阿达克岩样本具有更复杂的同位素组成（εNdt = ?10.1至?5.3；锆石εHf = ?11.6至?2.4），暗示了下部地壳物质或交代地幔的贡献。这些结果支持OMAS的两级演化模型：（1）早期俯冲作用形成了原始的洋内弧（塞拉达普拉塔）；（2）随后演化为更成熟的弧岩系统（里奥内格罗），这一过程类似于现代日本弧岩系统的形成，可能与地壳增厚、海岭俯冲或板块断裂有关。AROS中保存的托尼安期和埃迪卡拉期弧岩记录了新元古代期间反复出现的汇聚边界现象，突显了幼年地壳增生在冈瓦纳大陆组装中的关键作用。OMAS与其他新元古代造山带之间的时间和成分关联进一步证实了西冈瓦纳大陆的聚合过程经历了多次俯冲和碰撞事件，共计持续约2亿年。

**1. 引言**
西冈瓦纳地区的托尼安期至克里奥吉尼安期的岩浆弧是解开该超级大陆形成初期俯冲过程的关键地质证据。这些弧岩已在构成冈瓦纳西部区域的多个造山带中被发现（参见Pimentel等人的研究，2000年；Heilbron等人的多项研究，2008年至2025年）。

**表1. 阿拉库艾-里贝拉造山系的主要岩浆弧及其相关盆地**
| 弧岩系统 | 弧岩阶段 | 相关盆地 | 主要U-Pb年龄 |
|------|------|------|---------|
| IMAS（内侧岩浆弧系统） | 塞拉达博利维亚（Serra da Bolívia）、索科罗（Socorro）和里奥多塞（Rio Doce）（科迪勒拉型岩浆弧） | 上地壳岩层源自古元古代基底（Quirino和Pocrane）及新元古代岩浆弧 | 7.16–5.95百万年前 |
| OMAS（外侧岩浆弧系统） | 塞拉达普拉塔阶段（幼年洋内弧） | 伊塔尔瓦盆地（前弧：欧克利德尔兰迪亚；后弧：圣若阿金单元） | 约8.60–7.90百万年前 |
| 里奥内格罗阶段（从洋内弧演化为科迪勒拉型岩浆弧） | 科斯特埃罗盆地（后弧：圣菲德尔里斯群，马库科单元） | 约6.50–6.20百万年前 |

**2. 技术背景**
岩浆弧的地球化学特征为前寒武纪板块构造过程提供了重要信息。特别是碰撞前的弧岩识别至关重要，因为它们代表了俯冲过程中俯冲板上形成的岩浆产物（Palin和Santosh，2020年；Windley等人，2020年及引用文献）。常被视为现代TTG型岩的阿达克岩有助于深入了解俯冲过程和岩浆源区（Castillo，2012年；Defant和Drummond，1990年；Hastie等人，2010年；Martin等人，2005年；Stern和Kilian，1996年；Hastie，2021年）。
研究区域位于新元古代-寒武纪的阿拉库艾-里贝拉造山系（AROS，Pedrosa-Soares等人，2011年；Heilbron等人，2020年，2025年）内，该系统从阿拉库艾北部的狭长段落向南扩展至里贝拉宽阔的海域（Campos Neto等人，2000年；Brito Neves等人，2003年；Pedrosa-Soares等人，2011年；Alkmim等人，2017年；Caxito等人，2021年；Heilbron等人，2025年）。AROS由内侧岩浆弧系统（IMAS）和外侧岩浆弧系统（OMAS）两大岩浆弧系统组成：IMAS以约7.16–5.95百万年前的科迪勒拉型岩浆活动为特征，包含从北到南分布的多个不连续弧段（里奥多塞、塞拉达博利维亚–马塞尔泽和索科罗弧段）；OMAS则经历了托尼安期的幼年阶段（塞拉达普拉塔）和克里奥吉尼安-埃迪卡拉期的成熟阶段（里奥内格罗）。OMAS可能起源于一个原始的洋内弧（塞拉达普拉塔），在冈瓦纳大陆聚合过程中经历了岩浆活动间歇后演化为更成熟的弧岩系统（Peixoto等人，2017年；Peixoto等人，2022年；Heilbron等人，2020年；Santiago等人，2020年），这一演化过程与现代日本弧岩系统的构造机制相似（Taira，2001年；Wakita，2013年）。

**3. 研究发现**
托尼安期的新发现弧岩为研究古俯冲过程提供了重要线索（Decol等人，2021年）。本研究基于新的岩石地球化学数据、锆石U–Pb-Hf分析以及全岩Sm–Nd和Sr同位素数据，探讨了西冈瓦纳新元古代俯冲事件的周期性特征及弧岩岩浆活动机制，揭示了塞拉达普拉塔阶段演化的成因。同时，还分析了后续里奥内格罗岩浆岩的加入效应，并与IMAS的岩样进行了对比，探讨了碰撞变质作用的影响。此外，还将研究结果与其他西冈瓦纳地区的托尼安期岩浆弧进行了比较。

**4. 构造背景**
阿拉库艾-里贝拉造山系（AROS）是南美洲东南部重要的新元古代造山带之一（Heilbron等人，2004a；Pedrosa-Soares等人，2008年；Pedrosa-Soares等人，2011年）。该造山带沿巴西东南沿海延伸，毗邻圣弗朗西斯科克拉通（S?o Francisco Craton）的东侧和东南侧边界（Almeida等人，1981年）。AROS的构造演化贯穿了巴西利亚诺/Pan-African造山运动，最终促成了西冈瓦纳大陆的成形（图1A；Almeida等人，1981年；Cordani等人，2000年；Heilbron等人，2000年；Brito Neves等人，2003年；Caxito等人，2021年；Heilbron等人，2008年；Heilbron等人，2025年；Alkmim等人，2017年；Heilbron等人，2017年；Pedrosa-Soares和Wiedemann-Leonardos，2000年；Trouw等人，2000年）。

**图1. （A）AROS在西冈瓦纳大陆中的位置（基于Caxito等人，2020年；Heilbron等人，2025年的修改）；（B）里贝拉造山带的构造格局（基于Heilbron等人，2000年；Heilbron等人，2008年；Heilbron等人，2013年；Campos Neto等人，2000年；Trouw等人，2000年；Peixoto等人，2022年的修改）**

根据Heilbron等人（2025年的研究，AROS被划分为三个主要段落：北部阿拉库艾造山带、中部里贝拉造山带和南部里贝拉造山带。研究区域位于阿拉库艾造山带与中部里贝拉造山带的交界处（图1B），区域研究表明其构造特征与中部里贝拉造山带的相似（Tupinambá等人，2007年；Peixoto等人，2017年；Peixoto等人，2022年；Heilbron等人，2020年；Santiago等人，2020年；Decol等人，2021年；Mauri等人，2026年）。AROS的主要岩浆弧及其相关盆地见表1。中部里贝拉造山带进一步细分为四个构造-地层单元（Heilbron等人，2004a；Heilbron等人，2020年）：
- 西部单元包括圣弗朗西斯科克拉通的改造边缘及其被动边缘的安德里兰迪亚盆地；
- 内侧岩浆弧系统（IMAS）包含古元古代基底、插入其中的塞拉达博利维亚、索科罗和里奥多塞岩浆弧；
- 外侧岩浆弧系统（OMAS）包含塞拉达普拉塔和里奥内格罗阶段的洋内弧；
- 卡波弗里奥单元属于安哥拉地块的碎片。这些单元在约6.20至5.20百万年前通过右旋向斜碰撞机制陆续增生到圣弗朗西斯科克拉通上（Heilbron等人，2017年；Heilbron等人，2020年；Heilbron等人，2025年）。

IMAS的岩浆活动以典型的广泛分布的钙碱性岩系列为特征（Valladares等人，1997年；Valladares等人，2017年；Novo等人，2013年；Degler等人，2018年；Heilbron等人，2020年；Heilbron等人，2025年；Schannor等人，2020年；Mauri等人，2026年），这些岩浆侵入古元古代基底（Quirino和Pocrane复合体）。锆石U–Pb地质年代数据显示IMAS岩浆活动持续了约1.6亿年（7.16–5.95百万年前）。IMAS相关岩石的地球化学成分与洋岛玄武岩相似，被视为板块断裂和软流圈物质注入的证据（Corrales等人，2020年）。AROS的新元古代上地壳岩层来源包括古元古代的Quirino和Pocrane复合体以及新元古代岩浆弧（Lobato等人，2015年）。

OMAS的碰撞前岩浆活动以幼年弧岩为主，包括广泛的钙碱性、肖肖尼特岩（shoshonitic）和伟晶岩（tholeiitic）系列（Peixoto等人，2017年；Heilbron等人，2020年），经历两个明显的岩浆阶段：托尼安期的塞拉达普拉塔阶段（约8.60–7.60百万年前）和克里奥吉尼安-埃迪卡拉期的里奥内格罗阶段（约6.50–6.20百万年前）。塞拉达普拉塔阶段对应一个幼年洋内弧，最初形成于珊瑚礁环抱的岛屿群，类似于太平洋和加勒比海的现代弧岩（Peixoto等人，2017年；Heilbron等人，2020年；Santiago等人，2020年；Decol等人，2021年）；较年轻的里奥内格罗阶段始于约6.50百万年前，最初为洋内弧，随后通过多次岩浆活动演化为一个更成熟的大陆岩浆弧系统（Tupinambá等人，2012年；Heilbron等人，2004a；Heilbron等人，2004b；Merdith等人，2017年；Peixoto等人，2017年）。

卡西谢岩基（Caxixe Batholith）曾被认为是研究区域中塞拉达普拉塔阶段的代表（Santiago等人，2020年），但后来的研究表明（Santiago等人，2023年），早期托尼安期（8.60–8.40百万年前）的岛弧遗迹仅以公里级岩体和巨型异岩形式存在于卡西谢岩基及其邻近岩体中，其主要岩浆活动发生在约6.07–5.80百万年前（里奥内格罗阶段），随后伴随碰撞变质作用。

在长期存在的俯冲环境中，OMAS的演化伴随着前弧和后弧盆地（伊塔尔瓦盆地和科斯特埃罗盆地）的地壳增生，分别与塞拉达普拉塔和里奥内格罗阶段相关。在Serra da Prata地弧的构造过程中，Italva盆地记录了两个序列：前弧序列，由Euclidelandia单元代表，主要由来自Serra da Prata地弧的变质砂岩组成，其碎屑锆石U-Pb结果显示在812 Ma和828 Ma有两个显著的沉积高峰；后弧序列，则由S?o Joaquim单元代表，包含与MORB类似的角闪岩夹层组成的大理石，这些角闪岩的年龄约为831 Ma，这限制了碳酸盐平台的最大沉积年龄（Peixoto等人，2022年）。在Rio Negro阶段（冰河纪至早埃迪卡拉纪），一个较年轻的后弧盆地发展起来，称为Costeiro盆地，由S?o Fidélis群中的三个单元组成：近端的Macuco单元由变质砂岩和夹层大理石构成，显示出双峰的碎屑锆石来源（852–815 Ma和643–634 Ma），反映了其来源主要限于Serra da Prata和Rio Negro地弧；远端的上下单元则显示出自多个来源，包括Serra da Prata和Rio Negro地弧的岩石（约950–734 Ma；693–621 Ma），以及来自太古宙至中元古代的岩石（3.12至1.01 Ga）。因此，目前对于研究区域内变质沉积单元的地层位置及其相关性尚未达成共识，这些单元与被认为是与Serra da Prata、Rio Negro和Rio Doce岩浆弧系统相关的区域单元有着不同的关联。在此背景下，Santiago等人（2022年）研究了与Caxixe岩基相关的碎屑锆石群体，并解释说它们的沉积原型主要发生在与IMAS（Rio Doce岩浆弧）相关的盆地中。

所有OMAS单元都记录了两次不同的变质事件，最古老的事件M1（约600–590 Ma）与OMAS和IMAS之间的碰撞有关，而M2（约545–533 Ma）则与Cabo Frio地块（安哥拉块）的对接有关。后者最终导致了Costeiro后弧盆地的闭合和AROS的最终合并（Peixoto等人，2022年及其中的参考文献）。

**3. 方法论**
**3.1. 野外工作、岩石学和样品制备**
研究包括1:50,000比例尺的详细地质测绘，与结构数据和样品收集相结合，用于进一步的岩石学和分析。样品的位置如图2所示，其特征（UTM坐标、岩石类型和分析方法）在表2中总结。

**图2. Castelo地区的地质图，显示了当地单元的分布、研究样品的位置以及地质剖面A–A′和B–B′（修改自Decol等人，2021年）。**
**表2. 研究的正片麻岩样品摘要，包括位置、分析类型以及数据获取的实验室。**

**样品(n = 20)**
Y坐标 (m)*
X坐标 (m)*

**全岩地球化学(n = 20)**
锆石中的Lu-Hf
全岩Sm-Nd和Sr同位素
(n = 19)
锆石U-Pb地质年代学
(n = 7)

**3.2. 分析方法**
新获得的数据集中在Central Ribeira造山带中OMAS的Serra da Prata和Rio Negro阶段的岩石单元上。我们整合了新的全岩地球化学数据（主要元素、微量元素和稀土元素）、Sm–Nd和Sr同位素分析，以及来自Espírito Santo州Castelo地区具有adakite特征的正片麻岩的锆石U–Pb地质年代学和Hf同位素（LA–ICP–MS）分析（图2）。

**3.2.1. 全岩地球化学**
20个样品的主要元素、微量元素和稀土元素（REE）浓度在Activation Laboratories Ltd.（ACTLABS-Canada）进行了测定。其中一部分样品之前由Decol等人（2021年）发表，这里呈现了五个新的未发表结果。分析程序包括将样品粉末与硼酸锂熔合，然后溶解在5%的HNO3中。主要元素通过电感耦合等离子体光学发射光谱法（ICP–OES）进行分析，微量元素和REE浓度通过电感耦合等离子体质谱法（ICP–MS）进行分析。ICP–OES的检测限对于氧化物为0.001至0.01 wt.%，对于微量元素为1至5 ppm。ICP–MS的检测限为Cu 10 ppm，Ni 20 ppm，Zn 30 ppm，其他微量元素0.01–5 ppm，稀土元素（REE）0.002–0.5 ppm。ACTLABS提供了额外的分析细节（www.actlabs.com）。数据处理使用了Geochemical Data ToolKit for Windows（GCDkit 6.0；Janou?ek等人，2006）来生成分类图、构造鉴别图、球粒陨石和原始地幔标准化的蜘蛛图以及Harker型二元图。全岩地球化学数据集见补充文件A。

**3.2.2. 锆石U-Pb地质年代学**
七个样品的锆石浓缩物被用于U–Pb地质年代学分析。样品经过清洗、干燥、粉碎和研磨。密度分离在Wilfley桌上进行，随后使用手工磁铁进行磁分离。重矿物进一步使用溴仿（CHBr3）或甲基碘化物（CH2I2）浓缩，然后用Frantz等动力学分离器进行分离。锆石晶体手工挑选后固定在环氧树脂中，并在巴西利亚大学（LEGGA–IG–UnB）的地质年代学、地球动力学和环境研究实验室以及多用户环境和材料分析实验室（MultiLab, UERJ）通过阴极发光（CL）技术进行成像。地质年代学分析在这些实验室以及英国朴茨茅斯大学进行。

在LEGGA–UnB，U–Pb分析使用Thermo Finnigan Element XR高分辨率ICP–MS和193 nm ArF准分子激光器进行。每次分析包括10秒的背景测量和20秒的信号采集，测量202、204、206–208、232和238质量数，在三重检测模式下（SEM + Faraday），每次扫描82毫秒（>800次扫描）。激光设置为25 μm光斑大小，20 Hz重复频率，2.0 J cm?2能量密度，0.90 L min?1 Ar流量，0.60 L min?1 He流量。分析序列包括空白样品、主要锆石标准GJ-1（Jackson等人，2004年）和次级标准91500（Wiedenbeck等人，1995年）及Ple?ovice（Sláma等人，2008年）。数据使用Iolite 4.0软件（Bühn等人，2006；Paton等人，2011；Oliveira等人，2014年）进行处理，以确保结果的可重复性。

在MultiLab–UERJ，分析使用的仪器是Thermo Finnigan Neptune MC–ICP–MS和Teledyne Analyte G2 193 nm准分子激光器（Photon Machines Inc., ATLEX SI）。仪器设置为25 μm光斑大小，10 Hz重复频率，约0.790 L min?1 Ar流量和50%激光能量输出。分析序列包括空白样品、主要标准（GJ-1或BB；Santos等人，2017年）、九个未知样品和次级标准（91500和GJ-1）。数据处理遵循Chemale等人（2012年）的方法，以确保结果的准确性。

在朴茨茅斯大学，分析使用Agilent 8900 ICP–MS和ASI 193 nm ArF准分子激光器进行。激光参数包括20 μm光斑大小，2.5 J cm?2能量密度，2 Hz重复频率。每次分析包括20秒的背景测量，30 μm的烧蚀时间和30秒的清洗时间。参考材料包括BB9（560 ± 0.4 Ma；Santos等人，2017年）作为主要标准，以及Ple?ovice（337.1 ± 0.4 Ma；Sláma等人，2008年）和91500（1062.4 ± 0.4 Ma；Wiedenbeck等人，1995年）作为次级标准。数据使用Iolite 3.4软件（Paton等人，2011）进行处理，并使用Isoplot 3.6软件（Ludwig，2008年）进行绘图，以确保数据集之间的可比性。

对于Concordia图，如果207Pb/235U或206Pb/238U的分析不确定性超过8%，或者共同Pb校正（?）超过0.5%（? > 0.005），或者不一致性大于5%，或者相关系数（ρ）小于0.31，则分析结果被排除。完整的U–Pb数据集见补充文件B、C和D。

**3.2.3. 锆石Hf同位素**
Lu-Hf同位素在MILESTONE实验室（RéGEF ISOTOP-MTP, Géosciences Montpellier）使用Thermo Scientific Neptune XT多收集器电感耦合等离子体质谱仪（MC-ICP-MS）和Teledyne Cetac Analyte Excite+ Excimer激光器（193nm）进行测量。该仪器配备了可选的X-Y Theta动态光圈，可以生成任何纵横比的矩形光束。烧蚀使用35×35 μm的方形激光束，激光频率为5 Hz，能量密度为6 J/cm2。典型分析时间为90秒，包括30秒的背景测量和60秒的烧蚀周期，每个周期包含60次切割。使用Excel电子表格（Iolite 4.0；Bühn等人，2006；Paton等人，2011；Paton等人，2011；Oliveira等人，2014）进行干扰校正和质量偏置校正。Yb和Lu对176Hf的干涉校正采用了Bristol Isotope Group（University of Bristol）最初建立的方法，并由Fisher等人（2011）详细说明。对于Yb，无干扰的171Yb使用指数定律进行质量偏置校正，173Yb/171Yb=1.132685（Chu等人，2002）。171Yb的质量偏置校正后的值在分析过程中实时监测，176Lu上的176Yb干涉强度使用176Yb/171Yb =0.901864（Chu等人，2002）进行计算。Lu的干扰校正同样使用指数定律，质量偏置校正后的176Lu在分析过程中监测，并使用176Lu/176Lu =0.02655（Vervoort等人，2004）计算176Lu上的176Lu干涉强度。校正后的176Hf/177Hf比值使用176Lu/176Lu =0.02655（Vervoort等人，2004）进行校正。所有不确定性的表述均采用2σ标准。锆石Hf同位素数据集见补充文件E。

**3.2.4. 全岩Sm–Nd和Sr同位素**
19个样品的全岩Sm–Nd和Sr同位素比值在Radiogenic Isotopes and Geochronology Laboratory（LAGIR, UERJ）使用同位素稀释热离子化质谱仪（ID–TIMS）测定。全岩样品（约25毫克）添加了校准的149Sm–150Nd示踪剂溶液，并使用HF、HNO3和HCl进行消化。Sr和REE使用AG50W-X8阳离子交换树脂（100–200目，Bio-Rad）分离，随后使用Eichrom LN-Spec树脂（150目）分离Nd和Sm。同位素比值使用Thermo Finnigan TRITON多收集器TIMS在静态法拉第杯模式下测量。Sm和Nd组分装载在双Re丝上，而Sr装载在单个Ta丝上，使用磷酸作为离子活化剂。比值校正至147Sm/152Sm = 0.56083，146Nd/144Nd = 0.7219，86Sr/88Sr = 0.0083752。参考材料与每批样品一起分析（Neto等人，2023）。 depleted mantle模型年龄（TDM）根据DePaolo（1981）计算。完整的全岩Sm-Nd-Sr同位素数据集见补充文件F。

**4. 结果**
本研究提供了新的岩石学、岩石地球化学、锆石U–Pb和Hf同位素数据，以及Sm–Nd和Sr同位素数据，旨在研究Outer Magmatic Arc System（OMAS）的北部边界，位于AROS的南部Ara?uaí段和北部Ribeira段之间的过渡带。这些新数据集基于Decol等人（2021年）先前对Castelo地区的详细地质测绘（图2），进一步提供了关于这部分Tonian-Cryogenian岩浆弧的岩石成因和构造演化的时间和地球化学见解。

**4.1. 野外观察和岩石学**
在研究区域内，OMAS相关的岩石类型包括浅色生物黑云母正片麻岩和中色角闪石-生物黑云母正片麻岩。样品CA-J-17代表IMAS（Rio Doce岩浆弧），采集自测绘区域的西北部，靠近OMAS–IMAS边界（图2）。该样品被纳入本研究，以便与OMAS岩石进行比较。IMAS - 里奥多塞岩浆弧正长岩
该岩体出露在测绘区域的西北边缘（图2），主要由花岗闪长岩至花岗岩质的黑云母正长岩组成，部分含有角闪石，并展现出斑状结构（图3A）。岩石中可见大的钾长石斑晶，其基质由石英、钾长石、斜长石、黑云母和角闪石构成，同时含有少量的磷灰石和锆石。
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图3. (A) CA-J-17露头处的岩石。OMAS（B）至(G)的正长岩：(B)、(C) 白色黑云母正长岩与中性黑云母正长岩之间的接触带，(D) 黑云母正长岩向中性黑云母正长岩的过渡区。(E)、(F) 显示中性正长岩特性的显微照片。(G) 白色黑云母正长岩的矿物组成显微照片。Hbl-角闪石，Qtz-石英，Bt-黑云母，All-铝铁榴石，Pl-斜长石。

4.1.2. 奥马斯（OMAS）- Serra da Prata 和 Rio Negro 正长岩
OMAS的正长岩包含角闪石-黑云母正长岩，其中夹杂着白色片麻岩（图3B–D），局部含有混合岩状的白色包裹体和黑色包裹体。这两种岩型之间的接触界面清晰，表明它们具有侵入关系；或者呈现渐变关系（图3D），暗示可能的共同岩浆起源。这些正长岩与同期变质岩（如大理石）以及矽线石-石榴石-黑云母片麻岩以及花岗岩、辉长岩和白榴岩体相关。这两种正长岩均含有厘米级的细粒基性包裹体，主要由角闪石、斜长石和黑云母组成。
研究重点是白色黑云母正长岩，其中夹杂着中性黑云母正长岩（图3A–D）。这些岩石广泛分布于研究区域，呈NE-SW方向延伸（图2）。露头可见于河床、山坡中部以及道路切割面，也大量存在于岩屑层中，反映出它们在该区域的主导地位。地貌特征为缓坡地貌，伴有陡崖。

中性黑云母正长岩呈深灰色，粒度为细至中粒，具有颗粒状结构及初期的片理。角闪石呈自形至亚自形柱状，呈浅绿色，占比约20%。黑云母呈自形层状，呈棕色，占比约40%。长英质组分包括无定形石英（约5%）、具卡尔斯巴德双晶结构的亚自形钾长石（约10%）以及具多波双晶结构的自形至亚自形斜长石（约20%）。副矿物包括钛铁矿、锆石、磷灰石和不透明矿物（约5%；图3E–F）。

白色黑云母正长岩呈浅灰色，粒度为细至中粒，主要由石英和长石组成，含有少量黑云母和铝铁榴石（图3G和3H）。其特征是黑云母富集层与长英质黑云母富集层交替出现，层厚从几厘米到十几厘米不等。片理发育良好，角闪石和黑云母具有明显的平行排列。部分样本具有残余的斑状结构（图3D），其中无定形长石斑晶已转变为斑状矿物。基性层含有亚自形层状黑云石（15–20%），显示出棕绿色多色性；角闪石含量最高可达5%。长英质层由无定形石英（30%）、硅线石化的钾长石（含卡尔斯巴德双晶，约25%）以及硅线石化的斜长石（含多波双晶，约15%）组成，还包含少量透辉石和斜锆石（约1%）。

4.2. 奥马斯（OMAS）- Serra da Prata 和 Rio Negro 正长岩的脉岩化现象
OMAS的正长岩中存在角闪石-黑云母正长岩与白色片麻岩的互层现象（图3B–D），局部伴有混合岩状的白色包裹体和黑色包裹体。这两种岩型之间的接触界面清晰或渐变，表明可能存在共同岩浆起源。这些正长岩与同期形成的变质岩（如大理石）以及矽线石-石榴石-黑云母片麻岩、花岗岩、辉长岩和白榴岩体相关。两种正长岩均包含厘米级的细粒基性岩浆包裹体，主要由角闪石、斜长石和黑云母组成。

研究重点为白色黑云母正长岩，其中夹杂着中性黑云母正长岩（图3A–D）。这些岩石广泛分布于研究区域，轴向为NE-SW（图2）。露头常见于河床、山坡中部和道路切割面，也以块状和巨石形式存在于岩屑层中，表明其在该区域的主导地位。地貌特征为缓坡地貌，伴有陡崖。

中性黑云母正长岩呈深灰色，粒度为细至中粒，具有颗粒状结构及片理。角闪石呈自形至亚自形柱状，呈浅绿色，占比约20%。黑云母呈自形层状，呈棕色，占比约40%。长英质组分包括无定形石英（约5%）、具卡尔斯巴德双晶结构的亚自形钾长石（约10%）以及具多波双晶结构的自形至亚自形斜长石（约20%）。副矿物包括钛铁矿、锆石、磷灰石和不透明矿物（约5%；图3E–F）。

白色黑云母正长岩呈浅灰色，粒度为细至中粒，主要由石英和长石组成，含有少量黑云母和铝铁榴石（图3G和3H）。其组成特征是黑云母富集层与长英质黑云母富集层交替出现，层厚从几厘米到十几厘米不等。片理发育良好，角闪石和黑云母具有明显的平行排列。部分样本显示出残余的斑状结构（图3D），其中无定形长石斑晶已转变为斑状矿物。基性层含有亚自形层状黑云石（15–20%），显示出棕绿色多色性；角闪石含量最高可达5%。长英质层由无定形石英（30%）、硅线石化的钾长石（含卡尔斯巴德双晶，25%）以及硅线石化的斜长石（含多波双晶，15%）组成，还含有少量透辉石和斜锆石（约1%）。副矿物包括钛铁矿（约1%）、磷灰石和锆石。

OMAS岩浆弧中的许多正长岩露头显示出原位混合岩化现象，表现为白色包裹体被薄层基性黑色包裹体环绕（Sawyer, 2008）。白色包裹体结构主要为条纹状，占岩石总量的不到15%。地球化学和地质年代学采样主要针对这些岩体中进行。

除OMAS的正长岩外，IMAS（里奥多塞岩浆弧）的岩石也出露在测绘区域的西北边界，作为对比样本进行了采样（图2）。这些岩石主要为花岗闪长岩至花岗岩质正长岩，含有黑云母和少量角闪石。其中一个分析样本展现出斑状结构，其中钾长石斑晶最大直径达6厘米，嵌生于石英、钾长石、斜长石、黑云母和角闪石基质中，含有少量磷灰石和锆石。

4.2. 全岩地球化学数据
此处提供的全岩地球化学数据扩展了Decol等人（2021年）发布的数据集，并增加了五个新样本（补充材料A），并与之前的研究结果进行了比较。OMAS的CA-J-17样本已发表过，其结果显示为A型花岗岩特征（Decol等人，2021年）。

Serra da Prata和Rio Negro正长岩属于中性至酸性亚碱性花岗岩。其SiO2含量范围为69.9%至72.0%，在TAS图（Cox等人，1979年；图4A）中属于花岗岩、花岗闪长岩和石英闪长岩类别。这些岩石具有较高的Al2O3（14.4–17.9 wt.%）、CaO（2.3–5.5 wt.%）和Na2O（3.2–4.6 wt.%）。

图4. (A) Cox等人（1979年）的TAS图（SiO2 vs. Na2O + K2O）。(B) Peccerillo和Taylor（1976年）的SiO2 vs. K2O图。(C) Frost等人（2001年）的FeOt/(FeOt + MgO) vs. SiO2图。(D) Shand（1943年）的A/NK图。(C) Frost等人（2001年）的Na2O + K2O–CaO vs. SiO2图。(D) Tarney和Jones（1994年）的高Ba–Sr花岗岩区域。

在Peccerillo和Taylor（1976年）的SiO2–K2O分类图中（图4B），正长岩分为两类：一类K含量较低，另一类K含量较高。K2O含量在低K花岗岩中为1.4%至2.0 wt.%，在高K样本Ca-J-33中达到3.8 wt.%。在Frost等人（2001年）的FeOt/(FeOt+MgO)和Na2O+K2O–CaO vs. SiO2图中（图4C, 4E），大多数样本位于镁铁质-碱质-钙质区域内；尽管有两个低K2O样本（Ca-J-21和Ca-J-22）表现出较铁质的特点。Shand指数（图4D）显示这些岩石略偏富铝至富铁。

共同的特征是Ba含量在237至1135 ppm之间（高K亚组中最高），Sr含量在216至460 ppm之间，Rb含量低于119 ppm，这些特征将它们归类为富Ba和Sr的花岗岩（图4F）。这两类岩石均缺乏高场强元素（HFSE），Y平均值约为13.4 ppm，且含有少量兼容性微量元素（Cr和Ni通常低于检测限）。低K2O亚组的Sr浓度较高，与富含Sr的斜长石和减模钾长石有关。

白色黑云母正长岩呈浅灰色，粒度为细至中粒，主要含有石英和长石，少量黑云母和铝铁榴石（图3G和3H）。其组成特征是黑云母富集层与长英质黑云母富集层交替出现，层厚从几厘米到十几厘米不等。片理明显，角闪石和黑云母具有优先的平行排列。部分样本保留了斑状结构（图3D），其中无定形长石斑晶已转变为斑状矿物。基性层含有亚自形层状黑云石（15–20%），显示出棕绿色多色性；角闪石含量最高可达5%。长英质层由无定形石英（30%）、硅线石化的钾长石（含卡尔斯巴德双晶，25%）和硅线石化的斜长石（含多波双晶，15%）组成，还含有少量透辉石和斜锆石（约1%）。副矿物包括钛铁矿（约1%）、磷灰石和锆石。厘米级的角闪石包裹体呈细粒颗粒状，具有不均匀的片理，含有黑云石（20%）、角闪石（40%）和石英（10%）。不协调的伟晶岩脉和黑云母变质白榴岩侵入体也很常见。

许多OMAS岩浆弧正长岩露头显示出原位混合岩化现象，白色包裹体周围环绕着薄层的基性黑色包裹体，由混合岩组成（Sawyer, 2008）。白色包裹体主要为条纹状结构，占岩石总量的不到15%。地球化学和地质年代学采样主要针对这些岩体的岩浆富集区进行。

除了OMAS的正长岩外，IMAS（里奥多塞岩浆弧）的岩石也出露在测绘区域的西北边界，作为对比样本进行了采样（图2）。这些岩石主要为花岗闪长岩至花岗岩质正长岩，含有黑云母和少量角闪石。其中一个分析样本显示出斑状结构，其中钾长石斑晶最大直径达6厘米，嵌生于石英、钾长石、斜长石、黑云石和角闪石基质中，含有少量磷灰石和锆石。

4.3. 全岩地球化学数据
这里提供的全岩地球化学数据扩展了Decol等人（2021年）发布的数据集，并增加了五个新样本（补充材料A）。OMAS的CA-J-17样本已发表，显示出A型花岗岩特征（Decol等人，2021年）。

Serra da Prata和Rio Negro正长岩属于中性至酸性亚碱性花岗岩。其SiO2含量范围为69.9%至72.0 wt.%，在TAS图（Cox等人，1979年；图4A）中位于花岗岩、花岗闪长岩和石英闪长岩区域。这些岩石具有较高的Al2O3（14.4–17.9 wt.%）、CaO（2.3–5.5 wt.%）和Na2O（3.2–4.6 wt.%）。

图4. (A) Cox等人（1979年）的TAS图（SiO2 vs. Na2O + K2O）。(B) Peccerillo和Taylor（1976年）的SiO2 vs. K2O图。(C) Frost等人（2001年）的FeOt/(FeOt + MgO) vs. SiO2图。(D) Shand（1943年）的A/NK图。(C) Frost等人（2001年）的Na2O + K2O–CaO vs. SiO2图。(D) Tarney和Jones（1994年）的高Ba–Sr花岗岩区域。

在Peccerillo和Taylor（1976年）的SiO2–K2O分类图中（图4B），正长岩分为两类：一类K含量较低，另一类K含量较高。低K花岗岩的K2O含量范围为1.4%至2.0 wt.%，高K样本Ca-J-33的K2O含量高达3.8 wt.%。在Frost等人（2001年）的FeOt/(FeOt+MgO)和Na2O+K2O–CaO vs. SiO2图中（图4C, 4E），大多数样本位于镁铁质-碱质区域内；但两个低K2O样本（Ca-J-21和Ca-J-22）显示出较铁质的特征。Shand指数（图4D）显示这些岩石略偏富铝至富铁。

共同的特征是Ba含量在237至1135 ppm之间（高K亚组中最高），Sr含量在216至460 ppm之间，Rb含量低于119 ppm，将这些岩石归类为富Ba和Sr的花岗岩（图4F）。这两类岩石均缺乏高场强元素（HFSE），Y的平均值为13.4 ppm，且含有少量微量元素（Cr和Ni通常低于检测限）。低K2O亚组的Sr浓度较高，与富含Sr的斜长石和减模钾长石的主导成分一致。

重稀土元素（REE）图（(La/Yb)N vs. YbN和Sr/Y vs. Y）显示，低K花岗岩的(La/Yb)N比率范围为9.6至20.1，高K样本Ca-J-33的比值达到40。在Sr/Y vs. Y图中（图5B），低K亚组的Sr/Y比率在15.9至55之间，高K样本Ca-J-33的比值达到18。大多数样本位于Adakite区域内（La/Yb图（图5A）和Sr/Y图（图5B）；只有样本Ca-J-22位于钙碱性弧区域内。

图5. (A) La/Yb vs. Yb和(B) Sr/Y vs. Y（根据Drummond和Defant（1990年）以及Martin（1999年）的方法修改）用于区分Adakite和普通弧岩（四个不同部分熔融曲线的源岩分别为大洋中脊玄武岩-MORB）。(C) Boynton（1984年）的陨石标准化REE图和(D) McDonough和Sun（1995年）的原始标准化多元素图。

在陨石标准化REE图中（Boynton，1984年），两组岩石均富集轻稀土元素（LREE）而非重稀土元素（HREE）；高K亚组的富集程度更明显（图5C）。轻稀土元素以及Ba和Sr与K呈正相关，从低K组到高K组逐渐增加。低K亚组通常具有正Eu异常（Eu/Eu* = 0.90–1.64）和较低的总REE含量，而高K样本Ca-J-33则显示负Eu异常（Eu/Eu* = 0.66）和中等总REE含量（图5C；补充材料A）。

在原始-地幔标准化多元素图中（McDonough和Sun，1995年），这些岩石显示出Nb、P、Zr和Ti的亏损（HFSE）以及Rb、Sr、Ba和K的富集（LILE）相比之下，变质锆石域的 concordia 年龄约为 580 ± 2.6 Ma（图 6D），并显示出高发光性的白色条带，这些条带被解释为在埃迪卡拉纪变质条件下形成的再结晶特征。4.3.1.3. 样本 CA-J-09 该样本表现出类似于 HSA 替石英的地球化学特征，主要是棱柱形锆石晶体，长宽比为 2:1 至 4:1（见补充文件 G）。具有典型火成振荡分带的晶体和高发光性核心的锆石给出了 829 ± 11 Ma 的 concordia 年龄（图 6E），表明了岩浆结晶的年龄。四个一致的 Tonian 晶体显示初始的 176Hf/177Hf 比值为 0.282536 至 0.282574，对应的 εHf 值在 +11.2 到 +9.9 之间。这些锆石晶体的 Hf-TDM 模型年龄范围为 1.09 至 1.02 Ga（图 8）。少数锆石晶体含有均匀、低发光性的核心，给出了约 658 ± 14 Ma 的 concordia 年龄（图 6F），这可能反映了导致 Tonian 锆石晶体内部混乱的埃迪卡拉纪变质事件。这些一致的锆石显示出初始的 176Hf/177Hf 比值为 0.282544–0.282566，相应的 εHf 值在 +7.7 到 +6.2 之间，Hf-TDM 模型年龄在 1.19 至 1.12 Ga 之间（图 8）。4.3.1.4. 样本 CA-J-10 该样本记录了与 HSA 替石英相似的地球化学特征，含有棱柱形的 Tonian 锆石，长宽比为 2:1 至 4:1，大小在 150 至 200 μm 之间。虽然该样本没有阴极发光图像，但 Tonian 晶体给出了可靠的 concordia 年龄，约为 844 ± 12 Ma（图 7A），反映了岩浆结晶的年龄。此外，一个一致的晶体被测定为 670 Ma，表明在 Cryogenian 期间有部分岩浆活动。下载：下载高分辨率图像（563KB）下载：下载全尺寸图像图 7. Serra da Prata、Rio Negro 弧阶段（OMAS）和 Rio Doce 弧阶段（IMAS）样本的 concordia 图。LA-ICP-MS U-Pb 锆石测年结果：(A) CA-J-10, (B) CA-J-22, (C) CAJ-28 和 (D) CA-J-17。下载：下载高分辨率图像（214KB）下载：下载全尺寸图像图 8. Serra da Prata、Rio Negro 弧阶段（OMAS）和 Rio Doce 弧阶段（IMAS）样本分析的锆石晶体的 εHft 值与 U-Pb 年龄的关系图。CHUR 和贫瘠地幔的数据来自 Griffin 等人（2000年）、Bouvier 等人（2008年）和 Andersen 等人（2009年）。4.3.1.5. 样本 CA-J-33 该样本记录了与 C 类型替石英相似的地球化学特征，锆石晶体呈棱柱形，长宽比在 4:1 至 6:1 之间，大小在 150–300 μm 之间。该样本中的大多数锆石显示原始纹理被强烈改变或破坏。内部结构缺乏火成锆石典型的振荡分带，大多数颗粒显示出吸收特征，核心混乱或腐蚀（见补充文件 G）。区分了三组年龄群体。年龄超过 620 Ma 的晶体给出了平均年龄约 640 ± 7 Ma（包括 626 Ma 的分析），可能代表了岩浆结晶的年龄。尽管纹理特征不明显，但一组提供了 609 ± 2 Ma 的 concordia 年龄（图 7B）。4.3.1.6. 样本 CA-J-28 该样本表现出与 C 类型替石英相似的地球化学特征。锆石晶体的长宽比为 2:1 至 6:1，大小在 100–250 μm 之间。只有一个具有振荡分带残余的一致颗粒，给出了 620 Ma 的年龄，可能反映了结晶年龄的遗迹（见补充文件 G）。其他分析给出了 574 ± 10 Ma 和 527 ± 9 Ma 的 concordia 年龄，记录了变质事件（图 7C）。这五个锆石晶体被分析后，显示出初始的 176Hf/177Hf 比值为 0.282128–0.282358，相应的 εHf 值在 -11.6 到 -2.4 之间，Hf-TDM 模型年龄在 2.18 至 1.65 Ga 之间（图 8）。4.3.2. IMAS 正长岩的数据 样本 CA-J-17 具有 A 类型的地球化学特征（Decol 等人，2021年），来自 IMAS 构造地体，仅用于比较。锆石晶体主要是棱柱形的，尽管有些颗粒更圆润，长宽比在 2:1 至 4:1 之间，大小在 180-300 μm 之间。阴极发光图像显示主要为振荡分带，具有可变厚度的高发光性核心（见补充文件 G）。锆石 U–Pb 数据定义了 603 ± 8 Ma 的 concordia 年龄（图 7D）。该样本中分析的十个锆石晶体显示出初始的 176Hf/177Hf 比值为 0.282132–0.282206，产生了强烈的负 εHf 值，范围在 -9.6 至 -6.5 之间，Hf-TDM 模型年龄在 2.10 至 1.95 Ga 之间（图 8）。4.4. 全岩 Sm–Nd 和 Sr 同位素数据 对十九个正长岩样本进行了 Sm–Nd 和 Sr 同位素分析（图 2）。分析结果见补充文件 F。先前发布的 Sm–Nd 数据被纳入了贫瘠地幔模型图中（DePaolo，1981年），以便进行比较并精炼新结果的解释。参考数据集包括：(i) Goiás 火成弧的岩石（Pimentel 和 Fuck，1992年）；(ii) Serra da Bolívia、Rio Negro 的岩石（Heilbron 等人，2013年，Tupinambá 等人，1998年，Tupinambá 等人，2000年，Tupinambá 等人，2012年，Peixoto 等人，2017年）和 Serra da Prata 弧的岩石（Peixoto 等人，2017年）；(iii) Caxixe 岩基（Santiago 等人，2020年）；(iv) S?o Francisco 地壳基底岩石，代表了元古代至太古宙的地壳；以及 (v) 最近的洋壳（大西洋中脊洋壳；EarthChem 数据库，Class 和 Lehnert，2012年）。被识别为低钾角闪石富集的正长岩（高硅替代石英）显示出明显更年轻的特征。这组十四个样本的 Nd 贫瘠地幔模型年龄（Nd-TDM）范围在 1.91 至 0.84 Ga 之间。其中八个样本的 εNd(t, ～840 Ma) 值在 +3.24 至 +5.85 之间，Nd-TDM 年龄在 1.05 至 0.84 Ga 之间（中元古代至新元古代），这与它们的锆石 U-Pb 结晶年龄约 840 Ma 接近，揭示了它们的年轻性质。143Nd/144Ndt 比值在 0.5111 至 0.5120 之间，87Sr/86Srt 比值在 0.7008 至 0.7058 之间（图 9）。下载：下载高分辨率图像（371KB）下载：下载全尺寸图像图 9. (A) Serra da Prata 和 Rio Negro 弧阶段（OMAS）以及 IMAS 的 CA-J-17 的替石英的 Nd 同位素数据。(B) Serra da Prata 和 Rio Negro 弧阶段（OMAS）以及 IMAS 的 CA-J-17 的替石英的 Sr–Nd 同位素相关性。缩写：CHUR = 块状均匀库。高钾角闪石富集的正长岩显示 εNdt 值在 -10.14 至 -5.32 之间，Nd-TDM 年龄在 1.78 至 1.26 Ga 之间，对应于中元古代至古元古代的来源。143Nd/144Ndt 比值在 0.5113 至 0.5115 之间，而 87Sr/86Srt 比值在 0.7052 至 0.7100 之间（图 9）。样本 CA-J-17 是一种斑状正长岩（A 类花岗岩 - IMAS），其 εNd(t, ～603 Ma) 为 -7.40，Nd-TDM 为 1.41 Ga，表明了中元古代至古元古代的地壳贡献。143Nd/144Ndt 比值为 0.5114，相应的 87Sr/86Srt 比值为 0.7095（图 9）。5. 讨论 5.1. OMAS 正长岩的岩石成因：从原始板块熔体到地壳改造 研究区域的 Serra da Prata 和 Rio Negro 正长岩显示出明显的弧相关火成作用地球化学特征。它们表现出富镁、钙质到钙碱性特征，成分范围从富铝到微贫铝（图 4D）。此外，这些样本相对于 HREE 富集了 LREE，并显示出显著的 Nb、Ta、P 和 Ti 异常，以及 Eu 的负异常和正异常（图 5C）。这些特征是典型的俯冲相关火成弧的特征。此外，部分数据集显示出与现代替石英相似的地球化学特征。替石英的特征对这些岩石的成因具有重要意义。根据 Defant 和 Drummond（1990年）的原始定义，并由 Zhang 等人（2021年）修订，替石英分类的一个重要标准是高 Sr 含量（> 400 ppm）。众所周知，典型的替石英是钠质（Na2O = 3.5–7.5 wt%），K2O/Na2O 比率低（< 0.5），并且相应的火成岩具有 SiO2 ≥ 56 wt%、Al2O3 ≥ 15 wt%、MgO < 3 wt%、Y < 18 ppm、Yb < 1.9 ppm、Sr/Y > 40 和 (La/Yb)N > 20（Defant 和 Drummond，1990年；Defant 和 Kepezhinskas，2001年；Martin，1999年，Castillo，2012年）。尽管一些分析样本的 Sr 含量高于 400 ppm，但多个样本显示出较低的 Sr 含量。这一特征可以通过分馏结晶来解释，特别是涉及斜长石的分馏结晶。Sr 通过斜长石结晶逐渐从熔体中去除。Sr 与 SiO2 的图（图 10A）显示出明显的负相关，表明母岩浆可能具有较高的原始 Sr 含量，这是替石英的典型特征，随后通过浅层分馏结晶进行了修改。这些样本形成了从中等到长英质的连续分化趋势，表明在更进化的岩石中 Sr 逐渐减少。这种行为与以斜长石为主的分馏结晶一致，反映了 Sr 在这一阶段的强兼容性，并表明岩浆分化改变了原始的地球化学信号。下载：下载高分辨率图像（364KB）下载：下载全尺寸图像图 10. (A) Sr 与 SiO2 的图，显示在更进化的成分中 Sr 系统性减少。(B) 从 Deng 等人（2020年）修改的 MgO 与 SiO2 和 Mg# 与 SiO2 的图 — 现代岛弧替石英的区域根据 Defant 和 Kepezhinskas（2001年）以及 Martin 等人（2005年）绘制；(C) K2O/Na2O 与 CaO/Al2O3 的图，显示了来自板块的替石英和来自下地壳的替石英之间的差异（根据 Li 等人，2016年修改）。在 Mg# 与 SiO2 的图（Deng 等人，2020年；图 10B）中，样本显示出中等 Mg# 值，并主要位于现代岛弧替石英的范围内，与来自俯冲洋壳玄武岩的实验熔体部分重叠。MgO 随 SiO2 的增加而减少，而 Mg# 与 silica 没有系统性相关。然而，在给定的 SiO2 范围内，MgO 和 Mg# 都处于中等至相对较高水平（图 10B），表明相对于典型的长英质弧花岗岩，这些样本具有相对较不进化的特征。这些中等至较高的 Mg# 值与板块源熔体与上覆地幔楔之间的相互作用一致，这是替石英火成作用的标志（Martin 等人，2005年）。K2O/Na2O 与 CaO/Al2O3 的图（图 10C；根据 Li 等人，2016年修改）区分了来自板块熔化的替石英和来自下地壳熔化的替石英。Tonian 低钾花岗岩主要位于来自俯冲洋壳的熔体范围内，与其年轻的 Hf-Nd 特征一致。相比之下，高钾样本 CA-J-33 则位于低地壳替石英的范围内。根据 Zhang 等人（2021年）的分类，低钾花岗岩位于具有高硅替石英（HSA）特征的范围内，而高钾花岗岩则位于 C 类替石英特征的范围内。5.2. OMAS 的两阶段演化模型 来自 Serra da Prata 阶段的低钾角闪石富集正长岩火成岩核心的新结晶年龄数据给出了 Tonian 年龄，范围从 882 ± 25 Ma 至 829 ± 11 Ma（表 3）。这一 Tonian 阶段首次在 Central Ribeira 构造带被识别，报告的年龄约为 845–760 Ma（Peixoto 等人，2017年）。新数据强调了 OMAS 俯冲过程在 Northern 终端开始的时间早于 Central Ribeira 构造带（图 11），尽管一些报道的角闪石年龄也在同一区间内。在 Peixoto 等人（2017年）确定 Central Ribeira 构造带中的 Tonian 火成阶段后，Santiago 等人（2020年）也为同一区域的正长岩报告了 Tonian 年龄。这些 Tonian 结果与随后的岩浆脉冲（约 760 至 650 Ma）之间的显著年龄差距表明 OMAS 的演化过程是多阶段的，而不是连续的。这种时间和地球化学演化反映了从年轻的洋内弧（Serra da Prata 阶段）到更进化的弧系统（Rio Negro 阶段）的转变，涉及在最终增生之前的逐步地壳贡献（图 12）。下载：下载高分辨率图像（629KB）下载：下载全尺寸图像图 11.HSA和类似C型阿达克岩的岩石的编译和全新年代摘要图，展示了外岩浆弧系统（OMAS）的两个演化阶段：里奥内格罗（科斯特罗域）阶段和塞拉达普拉塔（伊塔尔瓦域）阶段。下载：下载高分辨率图像（446KB）下载：下载全尺寸图像

图12. (a) 外岩浆弧系统（OMAS）在西方冈瓦纳的位置（修改自Degler等人，2017年，Peixoto等人，2017年，Peixoto等人，2022年）。(b–c) 塞拉达普拉塔（托尼安，约8.82–7.90亿年前）和里奥内格罗（cryogenian–埃迪卡拉，约6.50–6.20亿年前）岩浆弧阶段的构造模型。(b) 塞拉达普拉塔弧阶段的海洋内部发展与HSA型阿达克岩岩浆活动。(c) 从年轻阶段到更成熟阶段的里奥内格罗弧的发展，以及具有C型阿达克岩特征的大陆边缘弧岩浆活动。修改自Peixoto等人，2017年，Peixoto等人，2022年。

在6.58–6.44亿年之间的年龄数据来自同一样本，反映了里奥内格罗弧阶段年轻岩石侵入期间原有锆石晶体的部分重置，这改变了它们的原始火成纹理。具有混乱和腐蚀核心的锆石前晶（Ca-J-18和Ca-J-09，补充材料G）记录了多次地质事件，包括初始岩浆结晶、溶解以及随后变质或岩浆作用期间的再结晶。这些特征也与Peixoto等人（2017年）的研究结果相似。

两个富含高钾角闪石的正长岩样本（Ca-J-33和Ca-J-28）仅显示出cryogenian–早期埃迪卡拉时期的年龄（6.40 ± 7百万年至6.09 ± 2百万年），对应于里奥内格罗阶段的结晶时期。约6.10亿年的年龄显示出前碰撞和同碰撞岩浆活动的混合特征。这些结果强化了OMAS的复杂演化过程，包括塞拉达普拉塔和里奥内格罗两个阶段。

正长岩的同位素演化趋势（图9A）与任何已知的基底岩石都不相似。相反，它们与巴西描述的其他新元古代年轻岩浆弧一致，例如戈亚斯岩浆弧（Pimentel和Fuck，1992年）以及之前发布的OMAS阶段数据（塞拉达普拉塔，里奥内格罗中等钾，Peixoto等人，2017年，Santiago等人，2020年）。同位素结果表明，低钾角闪石富集的正长岩具有年轻特征（εNdt = +3.24至+5.85），而高钾角闪石富集的正长岩则显示出演化的同位素特征（εNdt = ?5.32至?10.14）。低钾正长岩的地球化学行为与塞拉达普拉塔阶段和Caxixe岩基相似，与Peixoto等人（2017年）和Santiago等人（2020年）报告的εNdt值+0.9至+6.4一致，而高钾正长岩则与里奥内格罗阶段更为相似。

εNdt与87Sr/86Srt之间的相关性（图9B）反映了OMAS托尼安和埃迪卡拉阶段正长岩的不同成岩路径。低钾正长岩呈现出负趋势（εNdt = +5.85至+3.24；87Sr/86Srt略高于MORB），表明地壳污染有限，来源于较年轻的源岩。这些数据支持由年轻、高温的洋壳部分熔融形成的观点（Defant和Drummond，1990年；Martin，1999年；Martin等人，2005年，Decol等人，2021年）。相比之下，高钾组显示出强烈的负εNdt（?10.14至?5.32）和更高的87Sr/86Srt，指向来自下地壳源和/或地幔交代作用的污染。

低钾角闪石富集的正长岩显示出与OMAS中部记录的相似的同位素行为。在早期汇聚边缘，塞拉达普拉塔阶段的基性岩石（MORB和IAT）和年轻弧岩记录了一个原始的海洋内部弧（Peixoto等人，2017年）。相比之下，里奥内格罗阶段反映了更成熟的大陆弧的发展（Tupinambá等人，2012年，Peixoto等人，2017年，Heilbron等人，2020年）。高钾角闪石富集的正长岩的同位素特征与这一里奥内格罗阶段相关。

高钾角闪石富集的正长岩还与张等人（2021年）和Decol等人（2021年）描述的C型、钾丰富的阿达克岩具有相似的地球化学特征。其起源可能有两种解释：(i) 阿达克岩岩浆对深部变质沉积岩的同化；或(ii) 在稳定残余石榴石的条件下，基性下地壳源的部分熔融（Rapp等人，1999年，Castillo，2012年，Zhang等人，2019年）。这些岩石中观察到的年轻同位素特征表明它们与塞拉达普拉塔阶段的现有岩石有关（Peixoto等人，2017年）。

样本Ca-J-17（A型花岗岩；图2）的结晶年龄约为6.03亿年（图7D），将其置于埃迪卡拉时期的里奥多塞岩浆弧内。然而，其化学特征与典型的里奥多塞岩浆弧岩石（Tedeschi等人，2016年）不同，表明弧的形成具有异质性，可能与大洋板块俯冲有关。该样本的同位素数据显示εNdt = -7.4，这与科迪勒拉弧的特征一致（Allègre和Othman，1980年，McCulloch和Wasserburg，1978年）。

样本Ca-J-22和Ca-J-18记录了区域变质作用，年龄分别为5.80 ± 3百万年和5.63 ± 26百万年。这种变质作用被认为是OMAS与其他中央里贝拉造山带（IMAS和Occidental Terrane）在约6.05–5.65百万年间的碰撞证据（图11）。这一碰撞事件也通过区域变质年龄（约6.01–5.80百万年）和同碰撞期花岗岩（约6.02–5.67百万年）侵入OMAS两个阶段得到了证实（Heilbron和Machado，2003年，Heilbron和Machado，2003年，Peixoto等人，2017年，Heilbron等人，2017年，Peixoto等人，2022年）。

5.3. 阿达克岩与俯冲过程

塞拉达普拉塔北部出现具有阿达克岩特征的弧岩，被认为是由于与板块断裂或海岭俯冲相关的软流圈窗口作用的结果。在这个区域，Ara?uaí–Ribeira段之间的狭窄Adamastor洋可能允许了一次海岭俯冲，为熔化年轻的洋壳提供了额外的热量，并产生了高硅含量的阿达克岩岩浆。相比之下，在Adamastor洋较宽的南部地区，岩浆活动产生了具有典型钙碱弧特征的岩石（Peixoto等人，2017年）。

对类似阿达克岩的岩石及其构造环境的表征为早期冈瓦纳西部拼合期间的俯冲过程提供了重要限制，并有助于构建更全面的AROS系统构造模型。托尼安时期的年轻弧（约8.82–8.29亿年前），特别是低钾、角闪石富集的正长岩，表明自约8.80亿年前起，南美边缘的俯冲带就已经活跃，支持了主要发生在海洋内部的构造环境。重要的是，我们的数据表明AROS东北部的俯冲开始时间早于其中心段提出的时间。这种较早的俯冲起始必然要求该时期存在已存在的洋壳，这意味着AROS东北部的洋壳域必须比当前构造模型预测的形成时间要早得多（图12）。

因此，托尼安时期的年轻岩浆弧与随后更成熟的cryogenian–早期埃迪卡拉弧的关联表明，在最古老的西部冈瓦纳克拉通周围存在俯冲作用，记录了长期但间歇性的洋壳消耗（Heilbron等人，2025年及其中的参考文献）。

5.4. 托尼安–cryogenian弧作为早期西部冈瓦纳拼合的记录

在西部冈瓦纳的所有新元古代Brasiliano造山带都记录了岩浆活动（图13），标志着年轻地壳的积累时期（Heilbron等人，2020年）。巴西的岩浆弧形成于Brasiliano-Pan-African造山作用中，其长期演化导致了从约9亿年前开始的同步积累和碰撞过程。这些事件导致了西部冈瓦纳巴西造山带的巩固，在埃迪卡拉时期达到了顶峰，拼合阶段持续到寒武纪的约5.35–5.10亿年（Brito Neves等人，1999年，Cordani等人，2000年，Cordani等人，2002年；Heilbron等人，2004b；Brito Neves和Fuck，2013年）。

图13. 新元古代南美洲和非洲造山带中阿达克岩和BADR-钙碱岩的简化年龄分布。数字表示锆石U-Pb地质年代学数据来源：(1) Arthaud等人，2008年，Oliveira等人，2010年，Ganade de Araujo等人，2014年，Brito Neves等人，2016年，Santos等人，2008年，Pitombeira等人，2021年；(2) Brito Neves等人（1999年），Pimentel和Fuck，1992年，Pimentel等人，1997年，2000年，Brito Neves等人，2014年，Brito Neves和Fuck，2013年，Pimentel，2016年；(3) Pedrosa-Soares等人（2007年，2011年），Gon?alves等人，2016年，Heilbron等人，2013年，Peixoto和Heilbron，2010年，Tedeschi等人，2016年，Tupinambá等人，2012年，以及本研究的数据；(4) Babinski等人，1997年，Hartmann等人，2011年，Lena等人，2014年，Philipp等人，2016年，Martil等人，2017年，Siviero等人，2023年；(5) Goscombe和Gray（2007年）；(6) Archibald等人（2016年，2017年），Armistead等人（2019年）；(7) Cox等人，2019年，Gharib等人，2021年。

除了在南非中东部存在外，新元古代造山带也在非洲保存（图13）。它们构成了围绕克拉通域的结构省，包括南美的S?o Francisco、Luís Alves、Paranapanema和Río de la Plata克拉通，以及非洲的刚果和Kalahari克拉通和阿拉伯-努比亚盾（Cordani等人，2000年）。近年来，几份关于西部冈瓦纳托尼安至cryogenian时期的岩浆弧的报告为比较提供了坚实的基础（Archibald等人，2018年，Brito Neves和Fuck，2013年，El-Rahman等人，2023年，Johnson等人，2017年，Peixoto等人，2017年，Stern，2008年，Gharib等人，2021年）。

在南美洲一侧，托尼安至cryogenian时期的年轻岩浆弧包括Santa Quitéria（约8.80–8.30亿年，Brito Neves等人，2002年，Santos等人，2009年，Ganade de Araujo等人，2014年），Goiás（约9.00–7.86亿年，Pimentel和Fuck，1992年），Serra da Prata（约8.60–7.60亿年，Peixoto等人，2017年），以及S?o Gabriel–Passinho（约9.00–7.00亿年，Babinski等人，1997年，Chemale，2000年，Hartmann等人，2011年）（图12）。这些弧分别位于S?o Francisco克拉顿的北部、西部和东部，以及Río de la Plata克拉顿的东部。在非洲，记录了几条托尼安时期的海洋内部弧，特别是阿拉伯-努比亚盾（约8.70–6.90亿年，Whitehouse等人，1998年，Johnson和Kattan，2007年，Küster等人，2008年，Ali等人，2009年，Johnson等人，2011年，Fritz等人，2013年）在非洲东北部，以及较小的系统如Hoggar–Dahomey（约8.60–7.40亿年，Caby，2003年，Berger等人，2011年）在非洲北部，以及Madagascar大陆弧（约8.04–7.79亿年，Archibald等人，2017年，Handke等人，1999年，Kr?ner和Stern，2004年）在非洲东部（图13）。

在晚cryogenian至早期埃迪卡拉时期，年轻弧演化成了更成熟的大陆弧。此时，大陆弧记录在西部冈瓦纳克拉通块周围加剧，与早期的托尼安事件重叠（Peixoto等人，2017年及其中的参考文献）。根据Heilbron等人（2025年）及其参考文献，OMAS经历了长期的汇聚，产生了两个岩浆阶段：860–760百万年（塞拉达普拉塔）和670–620百万年（里奥内格罗）。这些阶段的地球化学和同位素数据记录了渐进式的弧大陆化过程。然而，我们强调这种演化是间歇性的，反映了两次主要的积累脉冲，中间有一段岩浆间歇期，而不是一个连续的单一事件。

这两个阶段代表了新元古代巴西东南部地壳增长的重大事件，类似于其他西部冈瓦纳带观察到的过程（Peixoto等人，2017年，Peixoto等人，2022年）。在整个俯冲间隔期间，OMAS为地壳添加了大量的年轻新元古代物质。结合西部冈瓦纳的其他例子，OMAS的记录反映了围绕构成西部冈瓦纳中心的古老古大陆的海洋内部早期汇聚的动态构造情景。

Ribeira造山带的前碰撞岩浆演化在时间和成分上与巴西利亚带的Goiás岩浆弧（巴西中部）非常相似，正如Pimentel等人（2000年）所提出的。在Serra da Prata弧的北部末端，Caxixe岩基（860–840百万年）显示出明显的年轻地幔输入。其钙碱性特征支持了这样的古构造模型：年轻弧在安哥拉、Congo–S?o Francisco、Paranapanema和Kalahari块周围的俯冲带上方发展（Santiago等人，2020年）。

6. 结论

在Ribeira造山带北部与Ara?uaí造山带交界处获得的结果支持了之前提出的OMAS托尼安–早期埃迪卡拉演化的两阶段模型。这一演化过程始于Serra da Prata弧的年轻阶段，随后发展成为成熟的Rio Negro弧及其相关流域（Italva和Costeiro流域）。主要结论如下：地球化学、地质年代学和同位素数据表明演化分为两个阶段：(i) 8.82–8.29亿年前（Serra da Prata阶段）和(ii) 6.58–6.09亿年前（Rio Negro阶段）。Serra da Prata阶段的岩浆活动持续了约5300万年，而Rio Negro阶段持续了约4900万年；这些数据还显示存在约1.71亿年的岩浆活动间断期，说明该地区的俯冲作用是间歇性的而非连续的。Tonian期的锆石晶体具有8.82亿年的均一年龄，这表明OMAS这一区域的俯冲作用比其中心段更早开始。OMAS的Tonian–Cryogenian岩浆弧记录了西冈瓦纳大陆早期形成的过程，与南美洲和非洲的其他年轻岩浆弧同期形成。这一相关性进一步证明了自约9亿年前起，俯冲作用和岩浆弧活动在原始冈瓦纳大陆边缘普遍存在。OMAS北部出现的类似adakite的岩浆现象表明存在局部性的海岭俯冲或板块断裂事件，这些事件促进了地壳熔融和软流圈上升。这些过程表明在新元古代期间存在动态的俯冲机制，标志着从洋内弧环境向大陆弧环境的转变。总体而言，这些结果凸显了OMAS北部作为长期存在汇聚带的重要性。Castelo地区的正片麻岩为了解地壳增长、岩浆弧成熟过程以及塑造西冈瓦纳大陆的地球动力学过程提供了关键证据，代表了超级大陆形成过程中最早的、最连续的与俯冲相关地壳演化记录。

作者贡献声明：
Joventine Decol：撰写、审稿与编辑、研究指导、资金获取
Monica Heilbron：撰写、审稿与编辑、可视化、方法学、数据管理
Caroline Peixoto：撰写、审稿与编辑、可视化、方法学、数据管理
Samuel Bersan：撰写、审稿与编辑、可视化、研究、数据管理
Henrique Bruno：撰写、审稿与编辑、可视化、数据管理
Marcela Lobato：可视化、数据管理
Elton Dantas：可视化、数据管理
Sandro Mauri：撰写、审稿与编辑、可视化、数据管理
Glenn Chapman：可视化、数据管理
Caliméria Passos do Carmo：可视化、数据管理
Craig Storey：可视化、数据管理
Bruno Dhuime：可视化、数据管理