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-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εNd(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。

对高镁安山岩样品测定得锆石的εHf(t)值负异常（-21.7至-6.3）和高δ18O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 et 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-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εNd(t)含量）到年轻的衰竭的软流圈地幔（高εNd(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 etal.,2010;Li,1998;Li 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 andPowell,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（Li et al.,2010c;Zeng etal.,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 ）。

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.,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（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表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Plešov ice-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。