贛南橫市輝長巖的成因及其地質意義：年代學、地球化學和Sr-Nd-Pb-Hf同位素證據*

賈小輝 王曉地 楊文強 周岱

1. 中國地質調查局武漢地質地質調查中心，武漢 430223 2. 中國地質調查局花崗巖成巖成礦地質研究中心，武漢 430223

華南地區早古生代的構造背景是地質界研究的熱點之一，一直以來存在兩種主要的觀點：洋陸俯沖作用和陸內造山作用(Charvetetal., 2010; Lietal., 2010; Zhangetal., 2015; Wangetal., 2013)，爭論的焦點在于華南是否存在早古生代洋殼。有的學者認為華南早古生代存在洋殼俯沖-碰撞的造山體系，俯沖消減帶位于華夏板塊和揚子板塊之間(彭松柏等, 2016a, b; Liuetal., 2018)或南海與華南之間的政和-大埔斷裂帶(Zhangetal., 2015)；而有的學者則認為華南早古生代不存在與洋殼相關的殘余洋殼、蛇綠巖帶及島弧火山巖等，屬于典型的板內造山作用(Lietal., 2010; Wangetal., 2010, 2018)。古生物地層學的研究結果表明，華南早古生代造山運動可能存在“由南向北”的推進過程，生物相和巖相的轉變時間暗示造山運動始于奧陶紀晚期(～460Ma)，推進至揚子板塊南緣(Chenetal., 2012)，結束于早石炭世(～390Ma)(Wangetal., 2011)。由于早古生代基性巖石的相對稀少，同時期廣泛發育的花崗巖已得到深入的研究，如，花崗巖的時空分布、巖石成因類型及包含物源、熱源等巖石成因的研究等，尤其是一些特殊巖石類型，如一些A型花崗巖的厘定(Fengetal., 2014)，為區域構造背景的探討提供了一定佐證。然而，總體上花崗巖并不能對構造背景及其演化提供有效地制約(吳福元等, 2007)，相對而言，基性巖可以提供更多的有效證據。

近年來，華南地區早古生代基性巖受到了廣泛的關注(圖1、表1)。由于基性巖體出露數量少，且單個巖體出露面積小，對其研究仍然較為匱乏(圖1)。目前，對于這些基性巖石及其構造背景研究的爭議焦點在于：(1)是否存在洋-陸俯沖作用？如是否存在殘余洋殼物質、弧巖漿巖等；(2)造山作用的過程中，由造山擠壓向后造山伸展的轉換時限問題。如，Wangetal.(2013)統計花崗巖年齡值及變質作用時限認為～430Ma是巖漿作用的峰期，代表了造山垮塌的時間；Yaoetal.(2012)認為～435Ma發生了造山垮塌和巖石圈拆沉；Zhongetal.(2013)則認為造山地殼增厚時間為425～460Ma，隨后的造山垮塌時間為400～425Ma；Jiaetal.(2017)和Zhangetal.(2015)則認為由造山擠壓向后造山伸展的轉換時間應為～445Ma；(3)早古生代巖石圈地幔性質如何？是富集型地幔(Wangetal., 2013; Zhangetal., 2015)？虧損型地幔(Zhaoetal., 2015)？還是適度虧損型地幔(Xuetal., 2017)。

圖1 華南地區早古生代基性巖分布圖(據Yao et al.,2012)早古生代基性巖同表1：1-益將；2-石雷；3-扶溪；4-思泰；5-池垌；6-龍虎崗；7-竹雅；8-石板；9-洞尾；10-糯垌；11-大爽；12-桃源；13-大康；14-茶園山；15-永和；16-石馬；17-四都；18-新川；19-虎尾；20-塘上；21-彈前；22-橫市；23-大寧；24-陳蔡；25-龍游；26-陳蔡；27-武功山；28-梅子青；29-壩頭村Fig.1 Distribution map of Early Paleozoic basic rocks in South China (after Yao et al., 2012)The Early Paleozoic basic rocks are the same as Table 1

表1 華南地區早古生代基性巖一覽表

華南早古生代基性巖石發育偏少，大部分巖石偏中性，如，贛南石雷、益將、虎尾閃長巖，具有相對高的SiO2含量和低的Mg#，不能反映其地幔源區的初始組成。本文研究的橫市基性侵入巖位于江西南部，為典型的早古生代基性巖，通過對該侵入體的巖石學、元素及Sr-Nd-Pb-Hf同位素的研究，并結合前人研究成果，探討華南早古生代基性巖石的地幔源區特征，并對區域構造背景提供進一步約束。

1 地質特征

1.1 地質概況

華南早古生代造山帶北東向延綿可達2000km，造山運動大致范圍東起政和-大埔斷裂、西至安化-羅城斷裂，包含了揚子地塊東部和大部分華夏地塊。研究區位于江西省南部，華夏地塊中部，政和-大埔斷裂帶以西，武夷-云開造山帶核部(Yaoetal., 2012)(圖1)。區域上出露地層主要為新元古代沙壩黃組變質含礫石英粗砂巖、變質巖屑石英雜砂巖、粉砂質板巖和寒武紀牛角河組炭質板巖、硅質板巖、粉砂質板巖及變質砂巖，內部褶皺構造非常發育，表現為系列復式背斜、復式向斜等交替發育的特點(江西省地質調查研究院, 2017(1)江西省地質調查研究院. 2017. 江西1:5萬遂川縣幅、良口幅、橫市井幅、夏府幅區域地質調查報告)。研究區花崗巖十分發育，主要出露奧陶紀花崗閃長巖和侏羅紀黑云母二長花崗巖等(圖2)。

圖2 橫市地區地質簡圖(據江西省地質調查研究院，2017)Fig.2 Geological sketch map of Hengshi area

橫市基性侵入巖位于贛州市橫市鎮北東，由增坑、清江和張坑等3個小巖體組成，受控于北北東向斷裂，呈小巖株或巖墻產出，侵入寒武紀牛角河組變質巖中(圖2)。出露面積約1.64km2，圍巖角巖化明顯(左祖發等, 2015)。本次研究所采集的輝長巖樣品均為新鮮且相對弱蝕變巖石，鋯石U-Pb同位素年齡測試樣品的取樣坐標為26°06′3.70″N、114°41′36.3″E。

1.2 巖石學、礦物學特征

橫市基性侵入體的主要巖性為輝長巖，少量閃長巖，輝長結構。主要由斜長石(55%～60%)、輝石(20%～25%)、黑云母(5%～6%)、角閃石(10%～15%)和少量石英等組成。斜長石半自形柱狀，發育聚片雙晶，粒徑0.5～5mm，An=45～55，為中-拉長石，輕微絹云母化、碳酸鹽化(圖3a, b)；輝石呈半自形柱狀-他形粒狀，粒徑0.2～5mm，主要為斜方輝石，多數已變質為顯微狀的纖閃石、呈交代假象(圖3b)，另含少量單斜輝石；角閃石呈半自形柱狀，粒徑0.5～5mm，綠泥石化(圖3c, d)；黑云母呈自形片狀，粒徑0.5～2mm，具不同程度綠泥石化；石英呈他形粒狀，粒徑<0.2mm，充填于斜長石、角閃石等大顆粒礦物間。副礦物為磁鐵礦、榍石、 磷灰石。蝕變礦物為絹云母、纖閃石、方解石等。

圖3 橫市輝長巖巖相學特征(a、c)單偏光下；(b、d)正交偏光下.Px-輝石；Hbl-普通角閃石；Pl-斜長石；Bt-黑云母；Qtz-石英Fig.3 Petrographical characteristics of the Hengshi gabbros(a, c) under plane-polarized light; (b, d) under cross-polarized light. Px-pyroxene; Hbl-hornblende; Pl-plagioclase; Bt-biotite; Qtz-quartz

2 測試方法

鋯石陰極發光(CL)及透射光、反射光圖像的攝制在武漢上譜分析科技有限責任公司實驗室完成。SHRIMP鋯石U-Pb同位素測年在北京離子探針中心SHRIMP-Ⅱ上完成。鋯石樣品靶制作、測試流程和數據處理見文獻(Blacketal., 2003; 劉敦一等, 2003)。原始數據和同位素年齡采用Squid和Isoplot程序進行處理和計算(Ludwig, 2001)。

主量元素、微量元素和全巖Sr-Nd-Pb同位素分析在中國地質調查局武漢地質調查中心中南檢測中心完成。主量元素和微量元素分析方法及詳細的分析流程見文獻(Quetal., 2004)。全巖Sr-Nd-Pb同位素分析在Triton和MAT261熱電離質譜儀上完成，Rb、Sr、Sm、Nd含量及Nd同位素比值、Sr同位素比值、Pb同位素的測定原理及流程見文獻(王磊等, 2015)。

鋯石Lu-Hf同位素分析在西北大學大陸動力學國家重點實驗室Nepture型MC-ICPMS上完成，測定時采用標樣91500進行同位素分餾校正，詳細分析步驟及流程見文獻(Yuanetal., 2003)。采用Blichert-Toft and Albarède (1997)推薦的球粒隕石值進行εHf(t)值計算，176Hf/177Hf=0.282772，176Lu/177Hf比值為0.0332。虧損地幔模式年齡計算采用Griffinetal.(2000)的推薦值。

3 分析結果

3.1 鋯石U-Pb年代學

輝長巖樣品中鋯石多呈板狀，少量呈長柱狀，具寬緩的或不明顯的振蕩環帶，晶形多不完整，大小為50μm×120μm～100μm×200μm，無明顯的核-邊差異(圖4a)。選取10個分析點進行測試，鋯石的Th/U比值為0.73～1.53(表2)，206Pb/238U表面年齡變化于410.3～434.0Ma，在U-Pb諧和圖上均投影于U-Pb諧和線上及附近(圖4b)，得出206Pb/238U年齡的加權平均值為423.3±4.9Ma(MSWD=1.5)，代表了輝長巖的形成時代。

圖4 橫市輝長巖鋯石陰極發光圖像(a)和U-Pb諧和圖(b)Fig.4 Zircon U-Pb CL images (a) and concordia diagram (b) of the Hengshi gabbro

3.2 元素地球化學

橫市輝長巖具有相對低且均一的硅含量(SiO2=49.14%～52.05%，HS2-4為58.51%)，全堿含量(K2O+Na2O)為3.48%～5.65%(表3)，在侵入巖TAS圖解上大部分樣品投影于輝長巖圖區(圖5a)，K2O/Na2O值變化大(0.33～0.98)(圖5b, c)。樣品的全鐵含量FeOT(FeO+0.95×Fe2O3)=7.86%～9.90%，MgO=7.16%～9.43%，Mg#=60.7～67.3。Mg#與選定的主、微量元素相關關系不明顯(圖5d-h)。

圖5 橫市輝長巖TAS(a, 底圖據Middlemost, 1994)、SiO2-K2O(b)、Na2O-K2O(c)(b、c,底圖據Peccerillo and Taylor，1976)圖解和Mg#-主微量元素圖解(d-h，底圖據Yao et al., 2012)Fig.5 Diagrams of TAS (a, after Middlemost, 1994), SiO2-K2O (b), Na2O-K2O (c) (b, c, after Peccerillo and Taylor，1976) and Mg#-selected major and trace elements diagrams (d-h, after Yao et al., 2012)

表3 橫市輝長巖主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)含量分析結果表

輝長巖的稀土總量較均一(∑REE=80.6×10-6～131.5×10-6，除樣品HS2-4為415.2×10-6外)，富集輕稀土元素((La/Yb)N=7.95～25.2)，無-弱的銪正異常(δEu=0.97～1.21，僅HS2-4為0.53)(圖6a)。巖石樣品富集大離子親石元素(Rb、Th、K、Sr等)而虧損高場強元素(Nb、Ta、Zr、Ti等)及重稀土元素(圖6b)。Nb/Ta和NB/La比值分別為15.9～19.1和0.50～0.80。

圖6 橫市輝長巖球粒隕石標準化稀土元素分布模式(a)和原始地幔標準化微量元素蛛網圖解(b)(標準化值、OIB、N-MORB、E-MORB據Sun and McDonough, 1989)Fig.6 The chondrite-normalized rare earth elements (REE) patterns (a) and the primitive mantle-normalized multi-elements diagrams (b) of the Hengshi gabbros(normalization values, OIB, N-MORB and E-MORB after Sun and McDonough, 1989)

3.3 Sr-Nd-Pb-Hf同位素

輝長巖具有相對低的初始Sr同位素值(Isr=0.7048～0.7060)，負的εNd(423Ma)值(-3.11～-1.97)(表4、圖7a)，相應的Nd同位素一階段模式年齡和兩階段模式年齡分別為tDM1=1.24～1.52Ga和tDM2=1.34～1.43Ga，大致相當。

圖7 橫市輝長巖 (87Sr/86Sr)i-εNd(t)圖解(a)和Th/Nb-Zr圖解(b)(底圖據Wang et al., 2013)早古生代基性巖數據源自：李光來等, 2010; Yao et al., 2012; Zhong et al., 2013; Wang et al., 2013; Zhang et al., 2015; Jia et al., 2017; Xu and Xu, 2017; Xu et al., 2017; Liu et al., 2018Fig.7 Diagrams of (87Sr/86Sr)i vs. εNd(t) (a) and Th/Nb vs. Zr (b) (after Wang et al., 2013)Sr-Nd isotopic data of Early Paleozoic basic rocks from: Li et al., 2010; Yao et al., 2012; Zhong et al., 2013; Wang et al., 2013; Zhang et al., 2015; Jia et al., 2017; Xu and Xu, 2017; Xu et al., 2017; Liu et al., 2018

放射性鉛同位素組成為(206Pb/204Pb)i=17.73～18.03，(207Pb/204Pb)i=15.57～15.59，(208Pb/204Pb)i=37.70～38.19(表4)，巖石樣品落入EMⅠ和EMⅡ區之間(圖8)。

圖8 橫市輝長巖 (206Pb/204Pb)i-(87Sr/86Sr)i (a)、(206Pb/204Pb)i-(143Nd/144Nd)i (b)和(206Pb/204Pb)i-(207Pb/204Pb)i (c)(據Rollison，2000)Fig.8 Diagrams of (206Pb/204Pb)i vs. (87Sr/86Sr)i (a), (206Pb/204Pb)i vs. (143Nd/144Nd)i (b) and (206Pb/204Pb)i vs. (207Pb/204Pb)i (c) (after Rollison, 2000)

輝長巖的(176Hf/177Hf)i變化于0.28243～0.28257之間，εHf(t)變化于-3.71～+1.55之間，相應的Hf同位素一階段和兩階段模式年齡分別為tHf1=0.97～1.19Ga和tHf2=1.57～1.89Ga(表5、圖9)。

表5 橫市輝長巖鋯石的Lu-Hf同位素分析結果

圖9 橫市輝長巖t-εHf(t)(a)、εHf(t)頻數圖(b)和tHf1頻數圖(c)早古生代基性巖數據源自：農軍年等, 2017; 周岱等, 2017; Zhong et al., 2013; Wang et al., 2013; Zhang et al., 2015; Zhao et al., 2015; Jia et al., 2016; Xu and Xu, 2017; Xu et al., 2017; Liu et al., 2018Fig.9 Diagram of t vs. εHf(t) (a) and frequency histograms of εHf(t) (b) and tHf1 (c) for zircons of Hengshi gabbrosHf isotopic data of Early Paleozoic basic rocks from: Zhong et al., 2013; Wang et al., 2013; Zhang et al., 2015; Zhao et al., 2015; Nong et al., 2017; Zhou et al., 2017; Jia et al., 2016; Xu and Xu, 2017; Xu et al., 2017; Liu et al., 2018

4 討論

4.1 巖石成因

顯微鏡觀察結果顯示，橫市輝長巖發生自變質作用，鎂鐵質礦物多為纖閃石、滑石所代替，具綠泥石化，纖閃石化最為發育，次之為鈉黝簾石化、陽起石化(圖3)。但是，巖石燒失量LOI值低且均一(1.69%～2.81%)，同時，SiO2、FeOT、MgO、TiO2、P2O5等與燒失量LOI值之間缺失明顯的相關關系(圖略)，暗示著蝕變作用過程中，這些元素是不活潑的，且蝕變程度影響有限。Zr和與之相關的高場強元素在低度變質和蝕變作用過程中是最不活潑的，能作為探討風化蝕變中微量元素遷移性的判別指標(Yaoetal., 2012)。

橫市輝長巖具有相對均一的MgO(7.16%～9.43%)、Mg#(60.7～67.3)和低的Cr(83.9×10-6～198×10-6)、Ni(131×10-6～166×10-6)含量，未見橄欖石，暗示著巖漿經歷了一定程度的分異結晶過程，但并不明顯。隨Mg#降低，MgO、FeOT、Cr、Ni和CaO/Al2O3等降低，表明巖漿經歷了Ol和Cpx的分異結晶(圖5)。巖石無顯著的負Eu異常，表明斜長石的分異結晶程度較弱(圖6a)。除樣品HS2-4之外，其余的輝長巖具有相對高且均一的SiO2(49.14%～52.05%)、FeOT(7.97%～10.02%)、MgO、集中的Sr-Nd-Pb同位素組成，表明巖漿演化過程中地殼混染不明顯，樣品中未見繼承鋯石也證實了這一點。而樣品HS2-4具有顯著高的SiO2(58.51%)、低的MgO(4.21%)、Mg#(55.2)和低的Cr(47.5×10-6)、Ni(74.5×10-6)、Sr/Y(19.9)、Ba/Th值(19.5)，與別的樣品差異顯著，可能是巖漿上升侵位過程中邊緣極小部位混染了少量的地殼物質，在局部形成相對富集的巖石。鋯石原位Hf同位素中存在少量相對低的εHf(t)值(-3.7)和高的tHf2值(～1.9Ga)，在Th/Nb-Zr圖解中樣品也未表現出地殼混染的趨勢(圖7b)，這些證據也表明地殼混染影響較小。

4.2 源區特征

實驗巖石學研究表明下地殼鎂鐵質巖石的部分熔融形成相對高硅的巖石(Wolf and Wyllie, 1994; Rappetal., 2003)，橫市輝長巖絕大部分巖石樣品具有低均一的SiO2含量和高的MgO和Mg#(>65)，表明其源區組成應為地幔物質而非殼源物質。此外，橫市輝長巖具有銪正異常(δEu>1)，而下地殼鎂鐵質麻粒巖部分熔融則形成Eu負異常，也證實橫市輝長巖的地幔源區特征。

橫市輝長巖具有富集LREEs、LILEs、Pb和Sr-Nd-Hf同位素組成的特征，具有類似弧巖漿(arc-like)的特點。通常來講，具有類似弧巖漿特征可能的源區包括：新生俯沖作用、地殼混染和古老弧地幔楔等(Xuetal., 2017)。上述討論可以排除主要由地殼物質混染形成橫市輝長巖的可能，輝長巖的Nd同位素的tDM1和tDM2大致相當，Hf同位素一階段模式年齡tHf1集中于0.97～1.19Ga，表明輝長巖的地幔源區具有新元古代時期改造的印記，如，發生于新元古代的俯沖作用形成的交代地幔楔(Wangetal., 2018)。輝長巖具有低的TiO2含量(0.51%～0.95%)，樣品投影于難熔橄欖巖區(圖10a)，表明其主要源自大陸巖石圈地幔(SCLM)的部分熔融(Wangetal., 2013)。在Sr-Nd-Pb同位素相關圖解上(圖8)，巖石樣品主要投影于富集型地幔EMⅠ和EMⅡ源區之間。因此，橫市輝長巖主要源自富集型大陸巖石圈地幔，這種富集型地?？赡苁切略糯鸥_作用所改造的地幔楔體，保存于大陸巖石圈地幔中，于早古生代發生部分熔融形成基性巖漿。

圖10 橫市輝長巖Fe2O3T-TiO2(a, 據Furman and Graham, 1999)和Ba/Rb-Rb/Sr(b, 據 Falloon et al., 1988)Fig.10 Diagrams of Fe2O3T vs. TiO2 (a, after Furman and Graham, 1999) and Ba/Rb vs. Rb/Sr (b, after Falloon et al., 1988)

在Ba/Rb-Rb/Sr圖解上(圖10b)，橫市輝長巖位于金云母和角閃石相交叉區域，暗示著其源區為含金云母和角閃石二輝橄欖巖源區。含金云母和/或角閃石相的二輝橄欖巖，其石榴子石和尖晶石的穩定相可通過Dy/Yb值進行判別(Duggenetal., 2005)。石榴子石穩定相的橄欖巖源區的部分熔融具有高的Dy/Yb值(>2.5)，而尖晶石穩定相的部分熔融具有低的Dy/Yb值(<1.5)，橫市輝長巖的Dy/Yb值為1.58～1.86，位于二者之間，暗示著橫市輝長巖形成于尖晶石-石榴子石過渡相的二輝橄欖巖部分熔融(～75km)(McKenzie and O’Nions, 1991)。

對于華南早古生代基性巖的巖石成因而言，存在諸多認識，主要包括：(1)后造山垮塌時期古俯沖改造的地幔楔體的部分熔融(Wangetal., 2013；本文)；(2)后造山垮塌時期交代巖石圈地幔的部分熔融(Zhongetal., 2013)；(3)后造山拆沉引發的富水交代巖石圈地幔部分熔融(Yaoetal., 2012; Zhangetal., 2015)；(4)板內伸展環境下的虧損巖石圈地幔源區的部分熔融(Jiaetal., 2017)；(5)陸內造山環境下的地殼混染為主(Xu and Xu, 2017)；(6)洋陸俯沖過程中，由俯沖沉積物或流體加入的洋殼熔融形成的玄武質巖漿(彭松柏等, 2016b)、或由年輕、熱的洋殼熔體/流體交代上覆地幔楔橄欖巖的部分熔融(Liuetal., 2018)；(7)活動大陸邊緣環境下虧損軟流圈地幔的部分熔融(Zhaoetal., 2015)。更有甚者，對于同一個巖體，相同/相近的數據，出現不同的成因解釋，如，云開岑溪地區大爽中-基性火山巖，有的學者認為大爽玄武巖-安山巖是由古俯沖交代的地幔楔的部分熔融所形成，是后造山垮塌的產物，形成于板內造山環境(Wangetal., 2018)；有的學者則認為其源自年輕的、熱洋殼俯沖造成的板片熔融和玄武巖脫水釋放流體交代上覆地幔楔橄欖巖發生的部分熔融(彭松柏等, 2016b)。出現上述諸多巖石成因觀點的原因在于，一方面由于構造背景的認識差異，導致了源區認識的不同。更多的時候，是在某一既定的構造背景下對巖石成因展開討論，源區的認識與構造背景的認識密切相關，可能會造成相關結論有失偏頗。另一方面，沒有直接或足夠令人信服的證據表明早古生代洋殼的存在，以及表現與俯沖相關的元素和同位素富集型的地球化學特征的多解性，如，俯沖作用和地殼混染均可能形成巖石的“Ta-Nb-Ti”(TNT)異常、Zr-Hf的虧損和U-Th的富集等特征(Xuetal., 2017)。

目前發表的早古生代Nd-Hf同位素數據顯示，εNd(t)值變化于-10.1～+3.19之間，εHf(t)值變化于-21.7～+16.2之間，相應的Hf同位素一階段模式年齡tHf1=0.41～1.88Ga(圖9)。總體上表現為極度的不均一性。那么，華南早古生代巖石圈地幔是富集的？還是虧損的？這種富集性質是地幔源區的自身特征，還是地殼混染所致？為什么新生幔源印記如此之少？是否存在軟流圈地幔印記？

絕大多數巖體的εNd(t)值和εHf(t)值小于0，表現出了富集型地幔巖石圈的特點(Yaoetal., 2012; Wangetal., 2013; Zhangetal., 2015; Xu and Xu, 2017)；其中少量巖體具有相對高的εHf(t)值，如桃園輝長巖(+5.2)、龍虎崗輝長巖(+2.8)，進而有學著提出華南早古生代巖石圈地幔是適度虧損型(Xuetal., 2017)；更為特別的，Zhaoetal.(2015)獲得的陳蔡群中石榴子石角閃石巖的εHf(t)值變化于+12.5～+16.2之間，表現為強烈虧損型。

大陸巖石圈地幔(SCLM)，作為一個獨立的地球化學儲庫不參與地幔對流(李獻華等, 2008)，其形成的玄武質巖漿較軟流圈地幔更加虧損，具有更高的地幔Mg#值(Wilsonetal., 1995)。SCLM通常是“干”和“冷”的，在無水條件下難以形成大量的熔體(Arndt and Christensen, 1992)。而從已有的證據可以看出，華南早古生代基性巖石具有負εNd(t)值和εHf(t)值的巖體分布廣泛，主要位于Yaoetal.(2012)所認為的造山帶核部及附近(圖1、圖9)。因此，華南早古生代巖石圈地幔中富集地幔占據了一定的比例，在面積和體量上可能相當可觀。通常情況下，SCLM的一部分遭受大洋俯沖板片來源的熔體/流體或者軟流圈來源的低度部分熔融的熔體交代變質之后，其固相線溫度會明顯降低，在裂谷環境下，發生部分熔融的可能性將大大增加(李獻華等, 2008; Harry and Leeman, 1995)。華南早古生代富集型地幔端元可以由大洋俯沖板片來源的熔體/流體交代形成，可能是古老俯沖作用(如，新元古代)，形成富集型地幔組分儲存于大陸巖石圈地幔之中，至早古生代造山伸展階段發生熔融；也可能是新生俯沖作用提供的熔體/流體交代洋殼或上覆地幔楔熔融形成的熔體。從目前的證據來看，兩種可能性都不能完全排除，基性巖石的tHf1主要峰值為0.9～1.1Ga，但也存在0.4～0.6Ga一個小峰值(圖9c)。此外，陳蔡群中石榴子石角閃石巖(437Ma)的εHf(t)=+12.5～+16.2，tHf1與成巖基本年齡一致(0.4～0.55Ma)，可能代表了其源自軟流圈地幔的部分熔融(Zhaoetal., 2015)。

4.3 構造意義

依據目前所報道的華南早古生代基性巖的數據資料，尤其是絕大多數巖體具有富集的Nd-Hf同位素組成，(εNd(t)<0，εHf(t)<0)，且Hf同位素一階段模式年齡tHf1存在一個明顯的新元古代峰值(0.9～1.1Ga)，還有少量的異常高的εHf(t)值(+12.5～+16.2)。這些證據盡管不能完全排除存在早古生代新生俯沖作用的存在，但板內造山及后造山拆沉的模式更具可能性： ca. 445～430Ma，造山垮塌，發生大規模的巖石圈拆沉作用，拆沉的巖石圈地幔被軟流圈地幔加熱，其中的易熔組分(新元古代俯沖作用形成的富集巖石圈地幔)發生部分熔融形成大量具有富集Nd-Hf同位素的玄武質巖漿(Yaoetal., 2012)，這些基性巖漿具有時間跨度大、范圍廣而體量小的特征，表明拆沉作用對于早古生代基性巖石的形成所提供的貢獻相對有限(Ducea, 2011)。同時，少量的軟流圈地幔組分印記在稍晚(～437Ma)、局部地區也有所顯示。至ca. 423～400Ma，區內已經入板內伸展環境，發育少量基性巖和A型花崗巖(Fengetal., 2014; Jiaetal., 2016)。本文所獲得的橫市基性巖墻群也為早古生代晚期的伸展作用提供了巖石學佐證。

5 結論

(1)SHRIMP鋯石U-Pb測年結果顯示，橫市輝長巖的形成時代為423±5Ma。元素(低且均一的硅、高MgO、Mg#及δEu>1等)及Sr-Nd-Pb-Hf同位素組成表明，橫市輝長巖并非源自殘留的MORB或蛇綠巖，而可能源自類似于EMⅠ和EMⅡ混合的富集地幔源區的部分熔融；

(2)橫市輝長巖的可能源自古俯沖改造的富集型大陸巖石圈地幔的部分熔融，巖漿演化過程中，經歷了一定程度的分異結晶，且地殼混染影響較小。

(3)Nd-Hf同位素結果顯示，華南早古生代巖石圈地幔中富集地幔占據了一定的比例，在面積和體量上可能相當可觀，大規模的巖石圈拆沉作用可能是形成這些基性巖石的動力學機制。