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

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-云开造山带一个比拟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-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%〕，Al2O3〔10.2-12.8wt%〕，Fe2O3T〔Fe2O3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sNd(t)值变化〔-8.—-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%，FeOT约9wt%。它们从熔融体中形成的温度大于1300°C，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局部再次熔融产生的。对高镁安山岩样品测定得锆石的£Hf(t)值负异常〔-21.7至-6.3〕和高518O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，进而岩石圈地幔的局部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〔(KayandKay,1993〕和早白垩纪中国中部的苏鲁-大别造山带〔Lietal.,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,2021〕。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.,2021;Zandtetal.,2004〕，但是对于古老的造山带比方中国华南的早古生代武夷-云开造山带〔Lietal.,2021c〕，我们仅仅只能通过观察外表重要地质现象〔比方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，2021〕。

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etal.,2021;Wangetal.,2007a,2021,2021;WhiteandMcKenzie,1989）〕，进而给地幔作用过程比

方岩石圈拆沉，软流圈上隆和地幔柱活动提供线索〔Leeetal.,2021〕。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。比方说，伊利比亚板块中玄武岩中钕同a)1CGDZ3-1LA-ICP-MSsge0.=>既£片月G.OB4-agfl-434.fi±C.SMa.n=S>l,MSWDtorcord：,^lj£3.060■‘■1■=‘——£l4flCl460.5013520540.560.5BQISniniiiiimiiiiiiiiiiiinili^■Pb?23SUzilr气CL胃位湖^10an^Fc::ii33D-4U土小Msh=33,WSWD=1.C1也加i日■3050-<1.皿■3.-DB2—0.42ssss®n=33,l?S7；C=a■3.072，

图2LA-ICP-MS锆石U-Pb0.=>既£片月G.OB4-agfl-434.fi±C.SMa.n=S>l,MSWDtorcord：,^lj£3.060■‘■1■=‘——£l4flCl460.5013520540.560.5BQISniniiiiimiiiiiiiiiiiinili^■Pb?23SUzilr气CL胃位湖^10an^Fc::ii33D-4U土小Msh=33,WSWD=1.C1也加i日■3050-<1.皿■3.-DB2—0.42ssss®n=33,l?S7；C=aal.,2021〕。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〔(Charvetetal.,2021;Li,1998;Lietal.,2021c〕。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〔比方冈瓦纳大陆的北缘；Li,1998;LiandPowell,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〔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〔Lietal.,2021c;Zengetal.,2021"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1080151D5EE_ECTuoQ-20希qLzaH1.4E61.83neonHimodalZircon51*O隘｝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原位锆石知(t)—&8O曲线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〕。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；Jiaoetal.,2021;Qiuetal.,2000;Zhengetal.,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;LiandLi,2007;Lietal.,2021c;Xiangetal.,2021;Yuetal.,2020，然而中元古代〔1.43Ga〕结晶的岩石仅仅在海南岛被发现〔Lietal.,2021b〕。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SampleIKD2I-]IDGD2I-2IKD2I-310GD2ITJXD2J-51OGD21-5IDGD2]-71DGD23-8KKD3I-91CGD23-I1-3GD23-2IQGD23-3IOGD25BosjLcBbJl[阮ill如也5iceAi'idssiceAn小抓些Djckf!IjiitLdeNMM乎14丁N14*«'148-N24*N2444^N抑妁NM初N24*15.1-11.7-皿•2S.1-LQ副雌E11VMM./E]13B5^34DeE]l3h34'32.ffE]U*MrE1】甘59EI13l54,£113^4*EIIS'S535.r胡甲47.SaS'OS.B1Ifaj'ar-nsin'wjw*9%44B5L55024-9J94754&6462S1J61361S&34能。皿0.590.77-Zj64<L7ICLfiS0.73D.&lD.E50.740.74<LMD£E0.5310.512.410.711.4IUI0J1D.211.5162MEI4£16.4d见11.3土599S3物10.D&7Q11.4%53归9W6.705■非MnO0.200.1S0J70.15Q.160.150.190.200.17顾0.10D.10。悝画152J2313814215.612513.717.5142454WE3£31.B7oo7.767.6£如5S.T365611.697.3..□.BE3595D73J94.19hujO0.34-1.55037fl£40.5S135D51D.53@550315但15：30J4W1.^0.721朋询ns1.®0J532522232C3皿0.17皿(LIBn]g02JQ17D.170210J6DJfiDJ2LOI4.69I.£52522552ES347L764-.3E103跖9gDPS1.16Thtjl颂弱.也迎皇159A.5架iT验4粉7沥郊&3.7弱4羽4g777fl777976用sq%44J9.73耻31528.7325站2B.227-518.4加16DU.2V34&6<67260035玷357743763侦33S13%S3^33B3-6391727B7a-157I5fl2112Wez417B】311921的13-413D775Ml.i1DI5漩7453107JI.4724-977白引933I4S16714512313451006102411231(133126714121156524732皿61ENi32.73B522J71JO58.147233.6*5+4国3M27.115311J4523%3037152143-M53737]3^7瞬成源ZD27331.5MIM95277.2打E33.17D.2523315ID23E.ERb7.7D90.B54.7111m5E.13&115.S1511D417112SSr1131762012931861?0132瑚1W&SS1D£1璀137Y166IM12J12£lIW14512.6136】5』3732fi.l27.123.?ZL50.557.843.754出56.6&5J53451.4722I52143177JB6Kb4^15.3B4j435DC5.225ES5.144-J3W11fi<1571DE1D4G37D31.1心67.6124IC>B1D.2IM25.7773152196Ba■G3.241213412C2305501腿21B3493373B27IT701Li9.539.90759IQ.5124117队0614735B25433436.1■Ee22.122.<l1331砧22.325425.fi1&52^.3g&a泌翡1Ptm.g3.11但皿2.B93.272.-513.S392£占437SS6.41Nd12.611CaizBD?11.711313.0lOi.H】5,131.13033】4却3.063.022J341992.67U32.762.513.26血5J=6.1J6.15Eu0.71asoi0^2350a.E5C>E4D.&U61M21.191.1312114S2.943.002H12.612.732&2.433.14四5.13g5.71It0530.51<135€3?045D47口柏5.420.52032DS2DJ5均3292252372.E316S2.533.11.5525J05354.75HOg0.56C49<1530.59dso0.57D.55C.551.14l£i§IDS0.35Er1.7B1.70125-1.561£11.-1S1.451.723213£fflJR2.57■mi0.2&0.270.19<J230.25D26D.23D.230.27M9C4&D45以39地1.711.591211511.5S1£61.43I..4&I印3J52P=2P32.46Lu0.27C.1S■32dQJ5026022DL21027QM04504503EHF1.1S1.-42O£I113C1.M1E6饷1.1EI.S5446心5.15546Ta0.32企并g0320s33D39D.32Di.31■3.44037DSIOBBPb11.7£.2473BgS.779316.177.22瓦饵30胡E16.730.CTti3302J9433C3.ES皿2.753.5J5.711心31J=I4£IMUMS0.7B259d.740.791D1D.9101731.262S42573D73.07EREE■G3.5-64.。3^345JKl.B56.753.5购1的133163UDEW0.71asiCS5a.760.75091D.73D.76<0朋昉1<0£50520.77[LiYbV3.骚53433J5C■1775175.BS190边7J955J5EJE10.5fM.?—dixumins[rJ-.Trlasl=LdlzIasGaFisninan-FraQlskatdlFeaxidr-s&「=品；hxitnaneNmednichcndritrncrrnjliutiaa.在新元古代约900Ma焊合在一起的〔Lietal.,2007,,2021a,2021〕。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〔Charvetetal.,2021;Huangetal.,1980;Lietal.,2021c;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局部落在440-415Ma的变化范围内(Chenetal.,2021;LiandGui,1992;Lietal.,1989,2021c;Liuetal.,2021;Rogeretal.,2000;Wanetal.,2021;Wangetal.,1998,2007b,2021;Xuetal.,2005;Yangetal.,2021;Zengetal.,2021;Zhangetal.,2021,2021)。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〔N24°49',E113〕，54‘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说明它是位于后造山泥盆纪砂岩〔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〕，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。岩相测试反映大局部斑晶已蚀变，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。分析方法3.1错石U-Pb年龄Nb/Y图4茶园山组火山岩样品Zr/TiO2—Nb/Y判别图表〔WinchesterandFloyd，1976〕我们利用标准密度法和磁分选技术将锆石颗粒从全岩中别离出来。锆石颗粒，还有锆石U-Pb定年的标样91500和Ple§ovice-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1065.4±0.6Ma〔Wiedenbecketal.,1995,2004〕和GJ-1〔其206U/238Pb年龄为608.5±0.4Ma〕〔Jacksonetal.,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Xieetal.〔2021〕。数据处理软件是采用Glitterv4.0，ComPbCorr#3_151〔AndersonNb/Y图4茶园山组火山岩样品Zr/TiO2—Nb/Y判别图表〔WinchesterandFloyd，1976〕3.2错石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-H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，20gm的束斑和约5000质量分辨率且每个年龄探测需要6次扫描。U富集量的校准用锆石91500〔Wiedenbecketal.,1995〕，206U/238Pb比值是由锆石Ple§ovice来约束〔（SWmaetal.,2021〕。数据处理软件采用Squidv2.50〔Ludwig，2001a〕和Isoplot/Exv2.49〔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IMS1280SIMS相机，点位是和激光剥蚀定年位置相同。锆石标样PengLai的如0=5.31±0.10%。（2。）〔Lietal.,2021b〕被用来监测和纠正未知锆石样品的错误操作。整个分析过程比拟而言和Lietal.〔2021a〕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ThermoFinniganNeptuneMC-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0.282307±0.000031〔2。〕〔Wuetal.,2006〕和0.282000±0.000005〔2。〕〔Moreletal.,2021〕。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。操作过程中更多的细节详见Wuetal.〔2006〕。176Lu一年的持续衰变量为1.867x10-11/year

1000(a)1000Bawl氓1C<3E2ICri!，2.!5.r5,，7!.«E.-5iBasaisIC<3C2li：r3,.4|鸟打gMLL—或f至应gOQwpuouof舌oEr1DQD2513QD23gr^up1000(d)13QD25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〔Soderlundetal.,2004〕，现在球粒陨石中176Hf/177Hf=0.282772,176Lu/177Lu=0.0332〔Blichert-ToftandAlbar1000(a)1000Bawl氓1C<3E2ICri!，2.!5.r5,，7!.«E.-5iBasaisIC<3C2li：r3,.4|鸟打gMLL—或f至应gOQwpuouof舌oEr1DQD2513QD23gr^up1000(d)13QD25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RigakuZSK100eX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°C达1h然后记录丧失的重量。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〔Lietal.,2005〕，其分析不确定性从1%变化至5%。微量元素含量是用ThermoFisherX2ICP-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NEPTUNEPLUS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Yangetal.〔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ShinEtsuJNdi-1仪器在测试期间给出的143Nd/144Nd=0.512099±0.000004〔2。〕〔n=4〕。分析结果4.1错石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和S2。安山岩样品

图6Sm/Nd〔a),La/Sm〔b〕，sNd(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434±7Ma〔MSWD=1.1〕，和加权平均206Pb/238U年龄435±6Ma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(Mblleretal.,2003)o23个分析点结果给出一个一致年龄434±6Ma〔MSWD=12〕〔图2b),和用LA-ICP-MS获得的加权平均206Pb/238U年龄433±6Ma〔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435±6Ma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Sample*Ucholo^ySmNd湾即玮uCt)10CD21-IBi53It3J0&\2.t>0.1471凶1的福32011^63-8-1BasaltW13.0CI.HIH财1萄5。051】曲<0一如1OGD21-4KiSllCa.99B.D70.1489O5I2O9O370.511666-8.01IKD21-72.76I3.D0.1273051201232-3-4]06021-6EdJd.lt2项IDJa.moi051306735a.5i】眺-M3LICD23-1AndesleBUS31.]10.1132(k5Mai410.51asr?HKD43-2Andesit/掘0511SA?10GD23-JAndesre3D.30.122705119463$051]5%一9.43OGD25DicibeGJ531.40.1193(1513929220.5115&2-9.5r»435Mj-cryscallUadDnb明ofzircon.fe血e阻L■(即的fdjg-「心如，心州扁瑚E-皿・|卢油"曲阿心林:站心〔日一1顷mc"^Nl'-'^NdJcHuifctr)=0.51265E-0J967«■[e^-I.J.X=1.4210~'!^JT-1.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433±6Ma〔MSWD=9.9〕，其中31个分析点给出的一致年龄为431±6Ma〔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435±6Ma〔MSWD=2.6〕并且其中16个给出了一致年龄438±6Ma〔MSWD=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435±6Ma。4.2错石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%f(t)比值〔-21.7至-6.3〕。计算的两个阶段的模式年龄〔Tdmc〕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5180值在7.3%。到9.0%。的变化范围内，加权平均值为5.3%o±0.6%o〔2。〕，远高于地幔锆石5180值5.3%o±0.6%o〔2。〕〔Valleyetal.,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％f(t)—518O划分图中。一个集合给出占主要地位的正％f(t)值和〜0.8%。的5180值。另一个集合落入地幔锆石5180变化范围内，同时表现有正的和负的％f(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Si02含量在45-51wt.%，Mg#为75-80.A12O3含量为10.2-12.8wt.%。样品10GD23成分含量过渡为Si02含量在61-63wt.%，Mg#为54-62,A1203含量为14.8-16.2wt.%。样品10GD25具最高的Si含量，Si02含量在65wt.%,Mg#为44,A1203含量为16.4wt.%。在Zr/Ti和Nb/Y对照图表中〔(WinchesterandF1oyd,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Mg0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/Yb)N为3.4-6.2。该玄武岩REE球粒陨石标准化曲线和0IB及M0RB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-M0RB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〕，SiO2〔g〕和FeOT〔h〕分别对Mg#(a)、111110—9(b)\10-GD21ossah■10-QD23andesite10GD25dacite87电■■■.■■!■4■元素Cr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Ampl畔1DCQ23-1ICCD21-21OGD21-3IQCDJj-4IQGD21-S3DCD21-63OGD21-7]0GD2]-aSIOi■18553252.351.L5Q05]_75扫TiQaD.B]削D.?D<k75Q76D.B]0JS2AIRI2.£na1IJU.S126□J105ll.fiW「IM7,547M8.院SM用75610.?MnOOJd-D.15Olis0il€QISOLISoldsMEd1傩12.414.&K214.01括16,6CaO11.310.&&6557]1扫8270.4]1.62D.4-1海Q65]J8D-52Q.6DKjO0.1725S1.54Oi772192.KI]Jfl1.19MzD1即心0.340.4SOMMl。.驼□90Q90口如。舶胰gUM]J031J01IT。I45Q13听IH3137(?1377]355WdP[GPa)DJ95D.&50.始LJO3283321.砥Himelement?andarein田=M(+Fe-Mn)jt*<1DO.FrepTwencsdufinalmassparionretertive-»rheoriginalmdTmastT[T)represenisthemel[ing:remperanjne,P〔GPa)represenEthe«CteHwmelcing:pressure,t»rhcalrulac-edRillowlngLfftTil.(2009).N-MORB比拟起来，玄武岩中的该两种元素含量都比拟高。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〔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>比值连续变化为0.51165-0.51167，对应连续的sNd(t)值〔-8.0至-8.4〕；而安山岩及英安岩样品那么具有轻微的低(143Nd/144Nd)i比值，为0.51158至0.51160，且对应的低sNd(t)值为-9.4至-9.8。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〔Lietal.,2021c"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434±6Ma〔2。〕和435±6Ma〔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〔Lietal.,2021c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，这可以从次生矿物的存在和变化的LOI值〔1.8-4.7%〕看出来。Al2O3,SiO2,Fe2O3T，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〔Wangetal.,2021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，比方Nb，Ta，Zr，Hf，Th，U，Y〕，微量元素〔REE〕和Y和Zr元素相关性很好，指示了这些元素在蚀变过程中实质上不易迁移。比照来看，大离子亲石元素LILEs，比方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。

SdUlhChir^SCLM图8茶园山组火山岩样品La/Nb-

sNd(435Ma)投点图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方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奉献，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〔比方MgO，SiO2和Fe2O3T〕。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，SiO2/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Wangetal.,2021"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.%〕，Al2O3〔10.2-12.8wt.%〕，但却具有近一致的sNd(t)含量〔-8.0至-8.4〕。SdUlhChir^SCLM图8茶园山组火山岩样品La/Nb-

sNd(435Ma)投点图这说明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，SiO2，CaO/Al2O3和FeOT的变化趋势反映了玄武岩可能首先经历了橄榄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拟一致的。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局部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方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〔Herzbergetal.,2007;Langmuiretal.,1992;MckenzieandBickle,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〔Langmuiretal.,1992;Wangetal.,2021,2021〕。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，氧化复原作用〔Fe3+〕和地幔镁数Mg#〔Wangetal.,2021〕。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.%，CaO>9wt.%，LOI<3wt.%，Ni>400ppm和Cr>1000ppm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50.5wt.%的SiO2，约14.1wt.%的MgO和约8.7wt.%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〔Wangetal.,2021及其中所引文献〕。利用这种方法〔Leeetal.,2021〕，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〕，指示了局部熔融是在尖晶石稳定场中产生的。用Leeetal.(2021)的方法，测定的熔融温度〔T〕约为1370°C。初始熔体中MgO的集中与熔融的温度直接相关〔Alarede,1992；Herzbergetal.,2007〕利用等式T〔C〕=2000xMgOwt.%/〔MgOwt.%+SiO2〕+969〔Alarede,1992〕，茶园山组玄武岩的熔融温度被测定为1400±40C〔2。〕。利用另一种Leeetal.〔2021〕的方法，测定温度为1370±45C,二者在误差范围之内。地幔潜在温度〔Tp〕被测定为大约在1430C〔Herzbergetal.,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〔Herzbergetal.,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0.5wt.%。然而，这可能低估了水的含量因为高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〔Wangetal.,2021〕。也许有另外几种流体相〔比方CO2及Cl〕，或者跟大洋玄武岩比拟而言更高的H2O/Ce值。如果我们接受大洋玄武岩具最高的H2O/Ce值〔约300〕〔Dixonetal.,2002;Michael，1995〕，那么测定的水的含量就为~0.75wt.%。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74.403X〔H2Owt.%〕0.352〔FalloonandDanyushevsky，2000〕。相对于无水系统来说，大约0.75wt.%的H2O会抑制降低熔融温度约〜70C。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〜1300C，和与大洋中脊玄武岩相似的岩石圈地幔具相似的特征〔McKenzieandBickle，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〔MurphyandDostal，2007；Sprungetal.,2007;Wilsonetal.,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〔Sprungetal.,2007；Wangetal.,2021〕。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〔Kesseletal.,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〕。下述证据说明茶园山组玄武岩源自一种变质的岩石圈地幔。首先，它们的低Nb/La比值〔0.4-0.8〕和负sNd(t)值〔-8.0至-8.4〕满足来自岩石圈地幔熔体的特征〔DePaloandDaley，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〕〔Fangetal.,2002;Lietal.,2006;Wangetal.,2021;Xiaoetal.,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局部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〔Mcbirneyetal.,1987;Tatsumi,2006〕。茶园山组安山岩与英安岩的地球化学特征YangtzeChayuanshanvolcanicsuccessionOrogeniccoreInferredbasaltsCathaysiaInferredfamilsCrustCrustWhotff-rockWD?410湖jBasalticunderplalingLatestageoftheWuyi-YunkaiYangtzeChayuanshanvolcanicsuccessionOrogeniccoreInferredbasaltsCathaysiaInferredfamilsCrustCrustWhotff-rockWD?410湖jBasalticunderplalingE&logiticlowercru^tE&logiticlowercru^tjsMeltsC^Upwelling

aattien-osphere-TDelaminatiionSub-continentalMetasomatized,lithosphericmantle；-(SCLM)Aslhenosphere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比值〔0.3-0.4〕。在〔Sm/Nd，Nb/La〕和〔La/Sm，Nb/La〕的二元坐标中，安山岩与英安岩样品和玄武岩具有相同的演化趋势〔图6a-b〕，指示了安山岩与英安岩很有可能源自高度演化的玄武岩端元。与玄武岩相比，它们相对低的£Nd(t)值指示了它们