华南地区武夷-云开造山带后造山岩石圈拆沉作用来自约435Ma前高镁玄武岩的证据.doc

1、1华南地区武夷-云开造山带后造山岩石圈拆沉作用 :来自约 435Ma 前高镁玄武岩的证据姚卫华，李正祥，等摘要：对中国华南地区早古生代（460 至 420-415Ma）板内武夷 -云开造山带形成过程的深入理解，对推演华南块体与周边陆块的相互作用以及东亚地区的构造演化有重要意义。武夷-云开造山带一个比较明显的特征就是尽管经历了同造山到后造山（440Ma 至 420-415Ma）时期大规模花岗岩事件，但是没有任何类型的同造山或后造山的火山岩或镁铁质岩石被发现报道。在此重大造山事件，这些镁铁质岩石可作为壳幔相互作用的线索，进而互帮助理解造山事件及其动力学。本文首次对粤北靠近造山带变质核部边缘的镁铁质

2、-过渡火山岩序列进行了地质年代学，同位素地球化学的数据分析。这类火山岩强烈不整合覆盖在石炭纪至奥陶纪地层，其上与低角度不整合覆盖的后造山中泥盆世地层接触。对两个安山岩及英安岩样品进行 LA-ICPMS 和 SHRIMP 锆石 U-Pb 定年，得到一致的结晶年龄约435Ma，比造山带变质峰值年龄 460-445Ma 年轻，但却和大规模后造山的花岗岩侵入事件（约 440-415）时间一致。对 9 个经过地壳混染的玄武岩石样品测定，其富高镁MgO（12.3-19.2wt%） ，Ni（214-715ppm） ，Cr（724-1107ppm） ，但是却含低 TiO2（0.6-0.8wt%） ，Al 2O

3、3（10.2-12.8wt%） ，Fe 2O3T（Fe 2O3 视为全铁） （8.7-11.4wt% ）含量。该玄武岩同时表现为低 Nb/La（10.2-12.8wt%）和连续的 Nd(t)值变化（-8.0-8.4） ，SiO2（44.8-51.5wt%） ，反映了可能为大陆岩石圈地幔成因。这些高镁玄武岩化学组成和它们的初始岩浆相似，用地化方法测定大致 SiO2 约 50wt%,MgO 约 14wt%，FeO T 约 9wt%。它们从熔融体中形成的温度大于 1300，比正常的大陆岩石圈地幔熔体要高出许多。这指示了岩浆很有可能是由于岩石圈橄榄岩被上隆的软流圈加热后部分再次熔融产生的。对高镁安山岩

4、样品测定得锆石的 Hf(t)值负异常（-21.7 至-6.3 ）和高 18O 值（7.3-9.0） ，可理解为是与玄武岩来源相同的岩浆经历分异及同化混染与结晶分异过程的产物。总体来看，本文认为这类后造山玄武岩和经分异得到的安山岩与英安岩，是由于造山带中后造山期岩石圈拆沉作用导致的造山带垮塌，进而岩石圈地幔的部分熔融和后造山期花岗岩侵入的综合作用产生的结果。关键词：华南，武夷-云开造山带，地球化学，志留纪玄武岩，造山带垮塌，拆沉作用1. 简介造山作用一般指同造山的地壳增厚和后造山的重力垮塌。 （Dewey，1988） 。这种从增厚地壳到重力垮塌变薄的转换过程通常是由增厚的下地壳相变为榴辉岩，进而

5、导致榴辉岩下地壳和橄榄岩性质的岩石圈地幔的掉落，即后来的并发的软流圈的上隆（Lustrino，2005） 。这样一种构造热事件会引起广泛的后造山长英质至镁铁质岩浆作用。研究较为成熟的例子有新生代南美的安第斯山中段（(Kay and Kay,1993）和早白垩纪中国中部的苏鲁-大别造山带（Li et al.,2002 ） 。岩石圈地幔和其下部地壳的拆沉作用是岩石圈进入深部地幔的循环方式之一，是为了保证造山环境中块体的质量平衡（Ducea,2011） 。地球内部的地震层析成像提供了现在岩石圈拆沉作用/掉落的快照（Fillerupetal.,2010;Zandtetal.,2004 ） ，但是对于古

6、老的造山带比如中国华南的早古生代武夷-云开造山带（ Li et al.,2010c） ，我们仅仅只能通过观察表面重要地质现2象（比如造山带垮塌的构造和盆地记录）和分析岩浆事件记录来认识（Ducea，2011） 。图 1.（a）简要区域地质图，高亮部分指示早古生代武夷-云开造山带的区域范围，造山带变质核部分和早古生代岩浆岩和变质岩的分布，早古生代及早中生代构造走向（改自 Li et al.,2010c） ；（b）研究区简要区域地质图，反映粤北志留纪茶园山组火山岩序列的分布（改编自 GDRGMR,1962;GDBGMR,1988）和采样位置；（c）茶园山组火山岩序列采样点位置复合地层柱状图玄武岩的

7、原始熔体常被用作探测地幔的化学组成和热力状态（Langmuir et al.,1992;Lee 3et al.,2011;Wang et al.,2007a,2008,2012;White and McKenzie,1989)） ，进而给地幔作用过程比如岩石圈拆沉，软流圈上隆和地幔柱活动提供线索（Lee et al.,2011） 。高镁玄武岩代表最小程度进化的样品，有可能记录了地幔的热化学状态。比如说，伊利比亚板块中玄武岩中钕同位4图 2 LA-ICP-MS 锆石 U-Pb 定年曲线及 SHRIMP 锆石 U-Pb 定年谐和年龄曲线图，及锆石 CL 照相；a：安山岩样品 10GD23-1 LA

8、-ICP-MS 年龄曲线；b：安山岩样品 10GD23-1 SHRIMP 年龄曲线；c: 英安岩样品 10GD25 LA-ICP-MS 年龄曲线； d: 英安岩样品 10GD25 SHRIMP 年龄曲线素组成经历长期缓慢的变化，从古老富集岩石圈地幔（低 Nd(t)含量）到年轻的衰竭的软流圈地幔（高 Nd(t)含量） 。这种现象可以理解为岩石圈拆沉作用的反映（Gutierrez-Alonso et al.,2011） 。 武夷-云开造山带是一个早古生代在华南地区发生的板内造山带。它持续时间从大于 460Ma到 420-415Ma（ (Charvet et al.,2010;Li,1998;Li

9、et al.,2010c） 。它和欧洲大部的加里东造山作用同时期，代表了一次重要的大地构造事件，有助于理解当时华南板块和其他陆块（比如冈瓦纳大陆的北缘；Li,1998;Li and Powell,2001）的相互作用和东亚地区的区域构造演化。然而，这条大于 2000km 长度的造山带在世界上古老造山带中研究的还不图 3（a ）安山岩样品 10GD23-1 和英安岩 10GD25 锆石 Hf同位素模式年龄的堆积曲线；（b）茶园山组火山岩安山岩样品 10GD23-1 和英安岩 10GD25 原位锆石 Hf(t)18O 曲线5是很透彻。它的明显特征是有高度变质的造山带核部，和广泛分布的后造山花岗岩（

10、图1a） 。这已经被认为是造山带垮塌期间被加热的元古代地壳物质的脱水熔融的结果（Li et al.,2010c;Zeng et al.,2008 ） 。然而，到目前为止还没有同时期的镁铁质岩石在出版刊物中被报道，镁铁质岩石在理解那些造山带下部花岗岩的岩石成因和壳-幔演化至关重要。我们对在区域地质填图中发现的这种后造山期镁铁质岩石序列首次进行了地质年代学和地球化学特征研究（(GDBGMR,1988；GDRGMR,1962） 。就在造山垮塌时发生的岩石圈拆沉作用而言，测试结果比较容易解释此后造山期的形成的岩浆省。2. 地质背景及样品处理华南地块是由处于北部的扬子板块和南部的华夏板块组成（图 1a）

11、 。扬子板块的基底主要是由元古代岩石组成，出露一小块太古代的岩石露头，后来被称作崆岭杂岩(本地称为崆岭群，年龄为约 3.2Ga 和约 2.95-2.90Ga；Jiao et al.,2009;Qiu et al.,2000;Zheng et al.,2006)。华夏板块前寒武纪基底的露头分布更为零散一点。古元古代露头（1.89-1.77Ga）主要在块体的东北区域被发现（Li,1997;Li and Li,2007;Li et al.,2010c;Xiang et al.,2008;Yu et al.,2009 ） ，然而中元古代（1.43Ga）结晶的岩石仅仅在海南岛被发现（ Li et al.

12、,2008b） 。这两个板块是表 1.粤北茶园山组火山岩样品主量与微量元素含量6在新元古代约 900Ma 焊合在一起的（ Li et al.,2007，,2008a ，2009） 。华南地块南部发现广泛分布的上覆上古生界陆地沉积（泥盆纪和更年轻的）和下部古生界变质沉积岩序列（典型的志留纪及更老的）之间存在的角度不整合。这种角度不整合和较为普遍的以志留纪侵入的花岗岩为主，主要构成了武夷- 云开造山带的区域范围（Charvet et al.,2010;Huang et al.,1980;Li et al.,2010c;Ren,1991；图 1a） 。武夷- 云开造山带核部被认为是北东向延伸，上部的

13、绿岩相至角闪岩相变质集合体（图 1a） 。造山带中花岗岩年龄大部分落在 440-415Ma 的变化范围内(Chen et al.,2008;Li and Gui,1992;Li et al.,1989,2010c;Liu et al.,2008;Roger et al.,2000;Wan et al.,2010;Wang et al.,1998,2007b,2011;Xu et al.,2005;Yang et al.,2010;Zeng et al.,2008;Zhang et al.,2011,2012)。志留纪茶园山组火山岩序列采样位置靠近冯湾附近，地理位置在（N2449,E11354）

14、 ，靠近造山带核部的北边（图 1） 。露头出露约 260km2。这类火山岩角度覆盖在强烈变形的寒武- 奥陶地层（在志留纪火山岩喷发出来之前受武夷- 云开造山带影响） ，但是却下伏在低角度不整合接触的后造山期中泥盆纪地层（图 1b） 。因此，这些火山岩序列被认为是武夷-云开造山带主压缩期之后产生的。火山岩性质之前被认为是奥陶纪砂岩中侵入的离散不连续的斜长斑岩（GDRGMR，1962） ，但是最近的区域地质填图表明它是位于后造山泥盆纪7砂岩（底砾岩）下部的火山岩序列单元（GDBGMR，1988） 。这种透镜状的火山岩最大厚度约 450m，由玄武岩，安山岩，英安岩（见剖面 4.3 地球化学分类） ，

15、安山质的熔结凝灰岩和凝灰质的砂岩（图 1c） 。一些火山岩单元呈现出典型的斑状结构，主要由斜长石和单斜辉石斑晶组成，反映了这种序列很有可能是由火山岩及次火山岩的组合而成。我们采集了 13 个未经蚀变的茶园山组火山岩样品（图 1b-c） 。样品10GD21-1 到 10GD21-9 均是在上部火山岩序列采集得来，样品 10GD23-1 至 10GD23-3 和10GD25 采自于下部序列。岩相测试反映大部分斑晶已蚀变，只保存有一些小的新鲜的橄榄石结晶。所有样品均经过地球化学测试，而仅仅 10GD23-1 和 10GD25 两个典型样品进行了锆石 U-Pb 定年和 Hf-O 同位素测试。3. 分析

16、方法3.1 锆石 U-Pb 年龄我们利用标准密度法和磁分选技术将锆石颗粒从全岩中分离出来。锆石颗粒，还有锆石 U-Pb 定年的标样 91500 和Pleovice-锆石氧标 Penglai，均放在环氧塑脂的底盘上然后被抛光露出结晶颗粒的一半用于测试。所有分析的锆石颗粒用放射及反射光线及阴极发光射线更好地揭示它们的内部构造。我们在中科院地质与地球物理研究所的 LA-ICP-MS 仪器对其 U-Th-Pb 含量进行测试。外标锆石 91500 的207U/206Pb 年龄为1065.40.6Ma（ Wiedenbeck et al.,1995,2004）和 GJ-1（其 206U/238Pb 年龄为

17、 608.50.4Ma）（Jackson et al., 2004）二者都被用来校准未知锆石颗粒的 U-Th-Pb 比值。更加细致的分析过程可以参见 Xie et al.（2008） 。数据处理软件是采用 Glitter v4.0，ComPbCorr#3_151 （Anderson，2002）和 Isoplot/Ex v2.49（Ludwig，2001b）软件包。3.2 锆石 Hf-O 同位素分析为了更好检测激光年龄的稳定性，我们用澳大利亚科廷大学 SHRIMP-仪器对其他锆石进行了 U-Pb 定年。标准操作条件为 2nA 的 O2 初始激光束， 20m 的束斑和约 5000 质量分辨率且每个

18、年龄探测需要 6 次扫描。U 富集量的校准用锆石 91500（Wiedenbeck et al.,1995） ， 206U/238Pb 比值是由锆石 Pleovice 来约束（(Slmaetal.,2008） 。数据处理软件采用 Squid v2.50（ Ludwig，2001a）和 Isoplot/Ex v2.49（Ludwig ，2001b）软件包。锆石 O 同位素分析是在激光定年之前，用的是中科院地质与地球物理所 IMS 1280 SIMS 相机，点位是和激光剥蚀定年位置相同。锆石标样 PengLai 的 18O=5.310.10 (2)（Li et al.,2010b）被用来监测和纠正

19、未知锆石样品的错误操作。整个分析过程比较而言和Li et al.（2010a ）描述的类似。激光剥蚀锆石 Lu-Hf 同位素分析也是在中科院地质所所做，用的是 ThermoFinnigan Neptune MC-ICP-MS 搭载 193nm 激光。锆石 91500 和 GJ-1 用来做参考标样，其给出推荐的 176Hf/177Hf 比值分别为 0.2823070.000031（2 ） （Wu et al., 2006）和0.2820000.000005（2 ） （Morel et al., 2008） 。激光剥蚀 Hf 位置和 U-Pb 定年及 O 同位素分析点位尽可能靠近。操作过程中更多的

20、细节详见 Wu et al.（2006） 。 176Lu 一年的持续衰图 4 茶园山组火山岩样品 Zr/TiO2Nb/Y判别图表（Winchester and Floyd， 1976）8变量为 1.8671011/year图 5 安山岩样品 10GD23 与英安岩样品 10GD25（a ） ，玄武岩样品 10GD21（b）原始地幔标准化微量元素蛛网图；10GD23 与 10GD25（c ） ，10GD21（d）球粒陨石标准化微量元素蛛网图（Soderlund et al., 2004） ，现在球粒陨石中 176Hf/177Hf=0.282772, 176Lu/177Lu=0.0332（Blic

21、hert-Toft and Albarde,1997）常被用来计算 Hf(t)的值。其中第一阶段模式年龄 TDM 通常用现今的（ 176Hf/177Hf） DM 及（ 176Lu/177Lu） DM 相对于亏损地幔来计算） （Griffin ，et al., 2000） 。第二阶段模式年龄（T DMC）通常用构造出一个增长曲线通过锆石的初始值与已知的（ 176Lu/177Lu） C 值 0.0093 对比大陆上地幔来计算（Amelim et al., 1999） 。3.3 全岩主量与微量元素全岩地球化学分析是在中科院广州地化所进行实验分析的。主量元素氧化物通过Rigaku ZSK 100e X

22、 射线衍射仪在一个熔融的玻璃珠上完成的。烧失量（LOI ）测定是在对干样品粉末在一个预热硅质坩埚中加热到 1000达 1h 然后记录丢失的重量。利用数据的二次回归从 36 个参考样品中得到的定量校准线具有较宽的硅质组分含量变化（Li et al., 2005） ，其分析不确定性从 1%变化至 5%。微量元素含量是用 ThermoFisher X2 ICP-MS 来测定的。每个样品需要约 50mg 的粉末用 HF+HNO3 混合溶解在高温的氟质容器中。内标 Rh 被用来监测分析过程中的信号漂移。国际标准 SY-4，AGV-2，W-2Q ，SARM-4 和 BHVO-2 被用来校准测定元素含量，分

23、析精度高于 3。3.4 全岩 Nd 同位素Nd 同位素分析是在中科院广州地化所分析的。同位素测定是用 NEPTUNE PLUS 多集合质量光谱测定搭载 9 个法拉第杯和 8 个离子计数器。分析过程和 Yang et al.（2007）描述的相似。在测量过程中用来校正 Nd 的质量分馏标准化因素是 143Nd/144Nd=0.7219。标准Shin Etsu JNdi-1 仪器在测试期间给出的 143Nd/144Nd=0.5120990.000004（2） （n=4） 。4. 分析结果94.1 锆石 U-Pb 年龄LA-ICP-MS 和 SHRIMP 锆石 U-Pb 定年结果分别记录在表格 S1

24、 和 S2。安山岩样品图 6 Sm/Nd（a） ，La/Sm（b） ，Nd(t)（e ） ，Zr/Nb（f）双变线图表及茶园山组火山岩序列 Nb/La-MgO（c） ，Nb/U-SiO2/MgO（d）投点图10GD23-1 中锆石颗粒表现为自形，呈现出岩浆生长环带。利用 LA-ICP-MS 设备上对 42 个锆石颗粒分析了 42 个样品点（表 S1） 。锆石边缘的 33 个分析点给出古生代的 206Pb/238U 年龄，剩下 9 个分析点其中 6 个在锆石核部给出元古代的年龄分别为约 730Ma（n=1） ，1000Ma（n=3 ） ，1700Ma（n=1）和 2400Ma（n=1） ，另外三

25、个核幔边界分析点分别给出元古代的年龄约 730Ma（n=1 ） ，1000Ma （n=1） ，1300Ma （n=1） （图 2a） 。33 个元古代年龄分析点中 31 个呈现出 Th/U 比值大于 0.4，并且都是一致的年龄 4347Ma（MSWD=1.1） ，和加权平均 206Pb/238U 年龄 4356Ma 保持一致（MSWD=1.0） 。其他的 26 样品中 26 个锆石边缘分析点利用 SHRIMP 设备（表 S2）给出 Th/U 值为 0.5-1.1，指示出岩浆成因(Mlleretal.,2003)。23 个分析点结果给出一个一致年龄 4346Ma（MSWD=12） （图 2b）

26、，10和用 LA-ICP-MS 获得的加权平均 206Pb/238U 年龄 4336Ma（MSWD=4.0）保持一致。因此我们采用基于 LA-ICP-MS 测试的 30 个样品得到的加权平均 206Pb/238U 年龄 4356Ma 作为样品 10GD23-1 的结晶年龄。表 2 粤北茶园山组火山岩样品中全岩 Nd 同位素数据英安岩 10GD25 中的大多数锆石颗粒都呈自形到半自形，并且在 CL 照相中显示为中心岩浆环带。我们对 42 个锆石颗粒用 LA-ICP-MS 设备进行了 42 个样品点分析（表 S1） 。其中33 个环带边缘分析点给出的加权平均 206Pb/238U 年龄为 4336

27、Ma（MSWD=9.9 ） ，其中 31个分析点给出的一致年龄为 4316Ma（MSWD=4.0，图 2c） 。剩下的对锆石核部 9 个分析点给出了离散的元古代年龄分别为 800Ma（n=1 ） ，1000Ma （n=2 ） ，1200Ma （n=1） ，1600Ma（n=1 ） ，2500Ma（n=2） ，3400Ma （n=1） （图 2c） 。另外的 20 个锆石用 SHRIMP-A仪器上做出 20 个分析点（表 S2）都是位于岩浆环带边缘上。这 20 个分析点呈现出的加权平均 206Pb/238U 年龄为 4356Ma（MSWD=2.6）并且其中 16 个给出了一致年龄4386Ma（M

28、SWD=6.9，图 2d） 。对样品 10GD25 的 53 个分析点给出了古生代的年龄（33个 LA-ICP-MS 测试，20 个 SHRIMP 测试）给出的 Th/U 比值为 0.2-1.1.反映出了岩浆成因。因此，样品 10GD25 的岩浆岩结晶年龄被认为是 4356Ma。4.2 锆石 Hf-O 同位素对样品 10GD25 和 10GD23-1 中 42 个锆石分别进行了 O 和 Hf 同位素分析。结果显示在表 S3 中。除了 18 个点给出的元古代年龄，66 个分析点给出古生代年龄（435Ma）呈现出变化的 176Hf/177Hf 比值（ 0.28190-0.28233）和负的 Hf(

29、t)比值（-21.7 至-6.3） 。计算的两个阶段的模式年龄（T DMC）由 1.57Ga 变化至 2.32Ga，且两个样品的峰值均为 1.7Ga（图3a） 。这些分析点（435Ma）的 18O 值在 7.3到 9.0的变化范围内，加权平均值为5.30.6（2 ） ，远高于地幔锆石 18O 值 5.30.6（ 2） （Valley et al.,1998） 。在 18个锆石捕掳晶（年龄老于 700Ma）上的分析点呈现出两个集合在它们锆石的 Hf(t)18O 划分图中。一个集合给出占主要地位的正 Hf(t)值和0.8的 18O 值。另一个集合落入地幔锆石 18O 变化范围内，同时表现有正的和负

30、的 Hf(t)值（图 3b） 。4.3 全岩主量和微量成分分析我们选取 13 个最少蚀变的样品对其主量和微量成分进行岩石学测试分析，结果显示在在表 1 中。样品 10GD21 表现出与镁铁质相关性的 SiO2 含量在 45-51wt.，Mg#为 75-80.Al2O3 含量为 10.2-12.8wt.%。样品 10GD23 成分含量过渡为 SiO2 含量在 61-63wt.，Mg#为 54-62，Al2O3 含量为 14.8-16.2wt.%。样品 10GD25 具最高的 Si 含量，SiO 2 含量在 65 wt., Mg#为44, Al2O3 含量为 16.4wt.%。在 Zr/Ti 和

31、Nb/Y 对照图表中（ (Winchester and Floyd,1976） ，样品 10GD21 数据投点在亚碱性玄武岩区，而样品 10GD23 和 10GD25 数据分别投点在安山岩和英安岩区域范围内（图 4） 。我们同时注意到玄武岩具有极高的 MgO 含量（12.3-19.2wt.%） 。茶园山组玄武岩中微量元素配分曲线不兼容主要变现在 Nb，Ta，Zr ，Hf 以及 Ti 的强11亏损和 U，Th，La 和 Nd 的富集（图 5a） ，REE 含量相对较低（总 REE 为 39.5-78.4ppm，平均为 59.8ppm） ，轻重稀土比值较低为 4.0-5.9，平均为 4.9，(La

32、/Yb) N 为 3.4-6.2。该玄武岩 REE 球粒陨石标准化曲线和 OIB 及 MORB 截然不同（图 5b） ，并且表现出负的Eu 异常（Eu*=0.65-0.91，平均为 0.77） 。和 N-MORB 相比它们具有较高的 LREE 和较低的HREE（图 5b） 。玄武岩中（La/Sm）N 的比例在 1.8-2.9 的变化范围内（均值 2.4） 。兼容性12图 7 主量氧化物 MgO-SiO2（a）与 FeOT- SiO2（b）变量图表；微量元素双变线 Ni（c ） ，Cr（d） ，Sc（e） ，CaO/Al2O3（f ） ，SiO 2（g）和 FeOT（h）分别对 Mg#元素 Cr

33、 和 Ni 含量分别为 724-1107ppm（均值 918ppm）和 214-715ppm（均值 416ppm） ，与表 3 粤北茶园山组火山岩某些样品主量含量与测定热力学参数N-MORB 比较起来，玄武岩中的该两种元素含量都比较高。安山岩样品 10GD23 和英安岩样品 10GD25 亏损高场强元素（Nb，Ti，Ta 和 Zr） ，而富集 U，Th 和 LREE（图 5c） 。它们的(La/Yb) N 比值在 6.2-10.5 之间（表 1） ，通常显示连续的(La/Sm) N 比值（ 3.1-3.8，均值 3.5） ，并且具有轻微的 Eu 亏损，Eu*值为 0.6-0.8，均值为 0.7

34、（图 5d） 。4.4 全岩 Nd 同位素分析表 2 中显示的是全岩 Nd 同位素数据。茶园山组玄武岩 (143Nd/144Nd)i 比值连续变化为0.51165-0.51167，对应连续的 Nd(t)值（-8.0 至-8.4 ） ；而安山岩及英安岩样品则具有轻微的低( 143Nd/144Nd)i 比值，为 0.51158 至 0.51160，且对应的低 Nd(t)值为-9.4 至-9.8 。5. 讨论5.1 武夷-云开造山期间茶园山组对应火山活动的时限志留纪茶园山组位于高度形变的寒武-奥陶变质石英长石砂岩之上，二者呈角度不整合。另一方面，其与中泥盆系后造山石英砂岩夹底砾岩低角度接触。因此该火

35、山岩序列被认为是形成于奥陶-志留期武夷-云开造山带后造山期的晚期阶段（ Li et al., 2010c） 。我们对安山岩样品 10GD23-1 和英安岩样品 10GD25 的锆石 U-Pb 定年分别给出了一致的年龄4346Ma（2）和 4356Ma（ 2） 。这两个年龄比造山带峰期变质年龄（460-440Ma ）要年轻，但是与广泛分布的没有变形的后造山期长英质岩浆岩活动同期，时间差不多在 440-415Ma 变化范围内（Li et al.,2010c 及其中的参考文献） 。这种年龄因而与上述的场约束保持一致。5.2 蚀变，地壳混染及结晶分异的影响玄武岩样品经历了一定程度的蚀变影响，这可以从次

36、生矿物的存在和变化的 LOI 值（1.8-4.7%）看出来。Al 2O3， SiO2，Fe 2O3T，MgO 和 TiO2 及 LOI 之间不存在有重要意义的相关性，这指示了这些元素不易随蚀变而迁移。锆元素是最不易因低程度变质和蚀变而迁移的元素之一，因此可以用来作为测试其他元素的迁移性的蚀变独立性指标（Wang et al., 2010 及其中参考文献） 。我们因此利用二元函数，Zr 与另外指定一种微量元素关系来测定蚀变过程中其他元素的迁移性（表格未显示） 。高场强元素的含量（HFSEs，比如13Nb，Ta，Zr，Hf，Th ，U，Y） ，微量元素（REE ）和 Y 和 Zr 元素相关性很好，

37、指示了这些元素在蚀变过程中实质上不易迁移。对比来看，大离子亲石元素（LILEs，比如Cs，Rb ，Sr 和 Ba） ，其他元素例如 Mn，K，Na 和 Ca，与 Zr 元素没有显示出关联性，指示了其在蚀变过程中具不同程度的迁移性。在下文的讨论中，仅仅不迁移元素被用来测定岩浆的初始来源和火山岩的岩石成因。为了测定地壳混染的作用，我们检测这些微量元素的比例比如La/Sm， Nb/La，Th/Ta，Sm/Nd 和 Nb/U 任两者的关联性。这些比例的关联性是由于地壳混染更或者是富集岩石圈地幔的贡献，但是后者不会在主量元素及同位素比例和上述提到的微量元素中产生关联性（比如MgO， SiO2 和 Fe2

38、O3T） 。玄武岩样品便显示出明显的 Sm/Nd 及 Nb/La，还有 La/Sm及 Nb/La 的相关性（图 6a-b） ，很有可能指示了地壳混染作用和岩石圈地幔组分的混入结果。而（Nb/U，SiO 2/MgO）和（Nb/La ，MgO ）这两组组合在函数图表中并没有显示出明显的相关性，排除了重要的地壳混染作用的可能性（Wang et al., 2008） 。尽管玄武岩呈现出较大的含量变化范围，例如SiO2（44.8-51.5wt.%） ，MgO（12.3-19.2wt.%） ，Al 2O3（10.2-12.8 wt.%） ，但却具有近一致的 Nd(t)含量（-8.0 至-8.4） 。这表明

39、了由于复杂的地壳组成导致一般具很大变化范围 Nd(t)值的地壳混染作用对玄武岩的产出中意义不是很大。而（Nd(t)，Nb/La） ，和（Zr/Nb，Nb/La）这两对变量之间均不存在明显的相关性（图 6e-f） ，亦证明了这种解释。对于茶园山组玄武岩，MgO 和 FeOT 含量减少，SiO2 含量增高指示了橄榄石在岩浆房中可能的结晶分异/堆积作用，或经历了岩浆上升作用（图 7a-b） 。这种高 MgO 含量（12.3-19.2wt.% ）指示了在岩浆上升过程中橄榄石聚集。坐标系中 Mg#对Cr，Ni，Sc，SiO 2，CaO/Al 2O3 和 FeOT 的变化趋势反映了玄武岩可能首先经历了橄榄

40、石的结晶分异堆积过程，然后是由于岩浆上升至上地幔及大陆地壳导致单斜辉石和斜长石的减压结晶分异。这种解释与玄武岩中斑晶主要为单斜辉石及斜长石的事实是比较一致的。 总的来说，茶园山组玄武岩经历了橄榄石的结晶分异，紧接着是岩浆上升过程导致的主要为单斜辉石和斜长石的结晶分异。化学蚀变作用并没有对这些大部分的不相容微量元素产生影响，但对一些少量的兼容性元素比如 Mn，K，Na 和 Ca 产生影响。5.3 茶园山组玄武岩的初始熔融初始熔体的化学组成能反映出岩浆来源的化学及热力学状态（Herzberg et al., 2007;Langmuir et al., 1992;Mckenzie and Bickl

41、e,1988） 。玄武岩初始熔体大致上 Ni 大于400ppm，Cr 大于 1000ppm（Wilson，1989） ，Mg#=73-81 （Sharma，1997） 。茶园山组玄武岩平均 Ni 值含量为 416ppm（ 214-715ppm） ，Cr 为 918ppm（724-1107ppm） ，Mg #为 75-80，与那些初始熔体相似。为了更好地约束这些初始岩浆的组成，扣除结晶对其造成的影响，所有经过最少地壳混染的样品通过以下步骤以便用来计算与矫正：（1）用KD（Fe/Mg ）oliv/lip 来得到橄榄石的组分均衡，得到 Fe2+的占总量的比例为 90%。 （2）玄武岩的混熔体一种更加

42、原始的玄武岩组成用来测定橄榄石的均衡，比重为99.9：0.1。 （3）通过测定初始玄武岩重复上述两个步骤进而得到更加原始的玄武岩组成（Langmuir et al., 1992;Wang et al., 2008,2012） 。测定结果呈现在在表 3 中。这种方法的主要不确定性源于 KD 的值，氧化还原作用（Fe 3+）和地幔镁数 Mg#（Wang et al.,2012） 。图 8 茶园山组火山岩样品 La/Nb-Nd(435Ma)投点图14在我们计算的例子中，主要的不确定性源自地幔的镁数 Mg#。茶园山组玄武岩 Nd 同位素和微量元素组成指示了这些高 Mg 玄武岩很有可能源自一种古老岩石圈

43、地幔，与软流圈地幔相比总体上亏损玄武质熔体，进而导致了很高的地幔 Mg#。为了将单斜辉石分异对其造成的影响减到最小，仅仅当 SiO2 小于 53wt.%，CaO9 wt.%，LOI 3 wt.%， Ni400ppm 和 Cr1000ppm 的样品为挑选出来用来作为约束初始熔体组成的原始物质。在这种条件下，我们选择两个演化最少的玄武岩样品（10GD21-4 和 10GD21-5）用来计算。计算的初几玄武质熔体含有约 50.5 wt.%的 SiO2，约 14.1wt.%的 MgO 和约 8.7 wt.%的FeOT。熔融条件和地幔可能温度可以通过初始熔体组成来测定（Wang et al., 2012

44、 及其中所引文献） 。利用这种方法（Lee et al.,2009） ，茶园山组的实际熔融压力即平均的均衡压力被测定为 1.0-1.4GPa。测定的压力与玄武岩平坦的 HREE 曲线样式保持一致（图 5b） ，指示了部分熔融是在尖晶石稳定场中产生的。用 Lee et al.(2009)的方法，测定的熔融温度（T）约为 1370。初始熔体中 MgO 的集中与熔融的温度直接相关（Alarede，1992；Herzberg et al., 2007）利用等式 T（）=2000MgO wt.%/（MgO wt.%+SiO2）+969（Alarede，1992） ，茶园山组玄武岩的熔融温度被测定为 14

45、0040（2） 。利用另一种 Lee et al.（2009）的方法，测定温度为 137045，二者在误差范围之内。地幔潜在温度（T P）被测定为大约在 1430（Herzberg et al., 2007） 。值得注意的是，这两种测试模型都没有考虑到水的影响，这是另一个对熔融温度与压力产生影响的重要因素。熔体中的 H2O 常用原始 Ce 含量来测定，我们认为此研究玄武岩含有相一致的 H2O/Ce 含量约 200 与大洋玄武岩相同（Herzberg et al., 2007） 。基于所有 9个玄武岩样品的 Ce 含量，我们测定的水含量一致约为 0.5 wt.%。然而，这可能低估了水的含量因为高

46、 Si/Mg 和低 Fe 值加上 Nb，Ta，Zr ，Hf 和 Ti 很明显的亏损指示了玄武岩的原始熔体是富含流体的（Wang et al., 2008） 。也许有另外几种流体相（比如 CO2 及 Cl） ，或者跟大洋玄武岩比较而言更高的 H2O/Ce 值。如果我们接受大洋玄武岩具最高的 H2O/Ce 值（约 300） （Dixon et al., 2002;Michael，1995） ，那么测定的水的含量就为0.75 wt.%。橄榄石液相线温度受水的影响表现为液相线温度抑制温度为 74.403（H 2O wt.%） 0.352（Falloon and Danyushevsky，2000） 。

47、相对于无水系统来说，大约 0.75 wt.%的 H2O 会抑制降低熔融温度约70。因此，测定的熔融温度和岩石圈地幔熔融区域的地幔潜在温度在1300，和与大洋中脊玄武岩相似的岩石圈地幔具相似的特征（McKenzie and Bickle，1988） 。5.4 茶园山组玄武岩及安山岩的成因地幔对流正常地涉及粘性软流圈的流动性而不是固体的岩石圈地幔（Hager ，1981；Morgan ，1972 ） 。岩石圈地幔因此可以作为一种明显截然的地球化学储存介质为板内玄武岩的微量元素及同位素含量产生明显的影响（Murphy and Dostal， 2007；Sprung et al.,2007;Wilso

48、n et al.,1995） 。岩石圈地幔可能包含变质脉体，其仍残留出古老俯冲板片信息或者记录了先前软流圈熔体的渗透作用（Sprung et al.,2007；Wang et al.,2008） 。最近的实验显示俯冲板片来源流体具有低 Nb/La 和 Nb/Th 值但是高 Th/Ta 和 LREE/HREE 值（Kessel et al.,2005） 。这种构造过程很有可能导致岩石圈地幔变成选择性的不相容元素及流体相富集，进而源自此地幔的玄武岩会富集 Th，LREE 却相对的亏损 HFSEs（如 Nb，Ta ，Zr 和 Hf） 。下述证据表明茶园山组玄武岩源自一种变质的岩石圈地幔。首先，它们的

49、低 Nb/La 比值（0.4-0.8）和负 Nd(t)值（-8.0 至-8.4 ）满足来自岩石圈地幔熔体的特征（DePalo and Daley，2000） 。将茶园山组玄武岩投点到华南岩石圈地幔（用之前的前人研究数据和 Nd值随时间演化趋势）回校正至 435Ma（图 8） （Fang et al.,2002;Li et al.,2006;Wang et 15al.,2008;Xiao et al.,2004） 。第二，9 个玄武岩样品中极低但是近一致的 Nd 同位素组成指示了这些玄武岩源自一种古老的岩石圈地幔。Nb-Ta 和 Zr-Hf-Ti 的亏损指示了原始岩浆在部分熔融前很可能经历了由先前俯冲作用导致的熔体/流体相互作用。在与地壳的相互作用经过同化混染及结晶分异过程后，安山岩可能从同时代的玄武质岩浆分异而出（Mcbirney et al., 1987;Tatsumi,2006） 。茶园山组安山岩与英安岩的地球化学特征图 9 武夷-云开造山带地壳增厚后岩石圈地幔及下地壳拆沉作用简单示意图具有一致且负的 Nd(t)值（-9.4 至-9.8） ，相对低的 Nb/La