赣南横市辉长岩的成因及其地质意义：年代学、地球化学和Sr-Nd-Pb-Hf同位素证据*

贾小辉 王晓地 杨文强 周岱

1. 中国地质调查局武汉地质地质调查中心，武汉 430223 2. 中国地质调查局花岗岩成岩成矿地质研究中心，武汉 430223

华南地区早古生代的构造背景是地质界研究的热点之一，一直以来存在两种主要的观点：洋陆俯冲作用和陆内造山作用(Charvetetal., 2010; Lietal., 2010; Zhangetal., 2015; Wangetal., 2013)，争论的焦点在于华南是否存在早古生代洋壳。有的学者认为华南早古生代存在洋壳俯冲-碰撞的造山体系，俯冲消减带位于华夏板块和扬子板块之间(彭松柏等, 2016a, b; Liuetal., 2018)或南海与华南之间的政和-大埔断裂带(Zhangetal., 2015)；而有的学者则认为华南早古生代不存在与洋壳相关的残余洋壳、蛇绿岩带及岛弧火山岩等，属于典型的板内造山作用(Lietal., 2010; Wangetal., 2010, 2018)。古生物地层学的研究结果表明，华南早古生代造山运动可能存在“由南向北”的推进过程，生物相和岩相的转变时间暗示造山运动始于奥陶纪晚期(～460Ma)，推进至扬子板块南缘(Chenetal., 2012)，结束于早石炭世(～390Ma)(Wangetal., 2011)。由于早古生代基性岩石的相对稀少，同时期广泛发育的花岗岩已得到深入的研究，如，花岗岩的时空分布、岩石成因类型及包含物源、热源等岩石成因的研究等，尤其是一些特殊岩石类型，如一些A型花岗岩的厘定(Fengetal., 2014)，为区域构造背景的探讨提供了一定佐证。然而，总体上花岗岩并不能对构造背景及其演化提供有效地制约(吴福元等, 2007)，相对而言，基性岩可以提供更多的有效证据。

近年来，华南地区早古生代基性岩受到了广泛的关注(图1、表1)。由于基性岩体出露数量少，且单个岩体出露面积小，对其研究仍然较为匮乏(图1)。目前，对于这些基性岩石及其构造背景研究的争议焦点在于：(1)是否存在洋-陆俯冲作用？如是否存在残余洋壳物质、弧岩浆岩等；(2)造山作用的过程中，由造山挤压向后造山伸展的转换时限问题。如，Wangetal.(2013)统计花岗岩年龄值及变质作用时限认为～430Ma是岩浆作用的峰期，代表了造山垮塌的时间；Yaoetal.(2012)认为～435Ma发生了造山垮塌和岩石圈拆沉；Zhongetal.(2013)则认为造山地壳增厚时间为425～460Ma，随后的造山垮塌时间为400～425Ma；Jiaetal.(2017)和Zhangetal.(2015)则认为由造山挤压向后造山伸展的转换时间应为～445Ma；(3)早古生代岩石圈地幔性质如何？是富集型地幔(Wangetal., 2013; Zhangetal., 2015)？亏损型地幔(Zhaoetal., 2015)？还是适度亏损型地幔(Xuetal., 2017)。

图1 华南地区早古生代基性岩分布图(据Yao et al.,2012)早古生代基性岩同表1：1-益将；2-石雷；3-扶溪；4-思泰；5-池垌；6-龙虎岗；7-竹雅；8-石板；9-洞尾；10-糯垌；11-大爽；12-桃源；13-大康；14-茶园山；15-永和；16-石马；17-四都；18-新川；19-虎尾；20-塘上；21-弹前；22-横市；23-大宁；24-陈蔡；25-龙游；26-陈蔡；27-武功山；28-梅子青；29-坝头村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 华南地区早古生代基性岩一览表

华南早古生代基性岩石发育偏少，大部分岩石偏中性，如，赣南石雷、益将、虎尾闪长岩，具有相对高的SiO2含量和低的Mg#，不能反映其地幔源区的初始组成。本文研究的横市基性侵入岩位于江西南部，为典型的早古生代基性岩，通过对该侵入体的岩石学、元素及Sr-Nd-Pb-Hf同位素的研究，并结合前人研究成果，探讨华南早古生代基性岩石的地幔源区特征，并对区域构造背景提供进一步约束。

1 地质特征

1.1 地质概况

华南早古生代造山带北东向延绵可达2000km，造山运动大致范围东起政和-大埔断裂、西至安化-罗城断裂，包含了扬子地块东部和大部分华夏地块。研究区位于江西省南部，华夏地块中部，政和-大埔断裂带以西，武夷-云开造山带核部(Yaoetal., 2012)(图1)。区域上出露地层主要为新元古代沙坝黄组变质含砾石英粗砂岩、变质岩屑石英杂砂岩、粉砂质板岩和寒武纪牛角河组炭质板岩、硅质板岩、粉砂质板岩及变质砂岩，内部褶皱构造非常发育，表现为系列复式背斜、复式向斜等交替发育的特点(江西省地质调查研究院, 2017(1)江西省地质调查研究院. 2017. 江西1:5万遂川县幅、良口幅、横市井幅、夏府幅区域地质调查报告)。研究区花岗岩十分发育，主要出露奥陶纪花岗闪长岩和侏罗纪黑云母二长花岗岩等(图2)。

图2 横市地区地质简图(据江西省地质调查研究院，2017)Fig.2 Geological sketch map of Hengshi area

横市基性侵入岩位于赣州市横市镇北东，由增坑、清江和张坑等3个小岩体组成，受控于北北东向断裂，呈小岩株或岩墙产出，侵入寒武纪牛角河组变质岩中(图2)。出露面积约1.64km2，围岩角岩化明显(左祖发等, 2015)。本次研究所采集的辉长岩样品均为新鲜且相对弱蚀变岩石，锆石U-Pb同位素年龄测试样品的取样坐标为26°06′3.70″N、114°41′36.3″E。

1.2 岩石学、矿物学特征

横市基性侵入体的主要岩性为辉长岩，少量闪长岩，辉长结构。主要由斜长石(55%～60%)、辉石(20%～25%)、黑云母(5%～6%)、角闪石(10%～15%)和少量石英等组成。斜长石半自形柱状，发育聚片双晶，粒径0.5～5mm，An=45～55，为中-拉长石，轻微绢云母化、碳酸盐化(图3a, b)；辉石呈半自形柱状-他形粒状，粒径0.2～5mm，主要为斜方辉石，多数已变质为显微状的纤闪石、呈交代假象(图3b)，另含少量单斜辉石；角闪石呈半自形柱状，粒径0.5～5mm，绿泥石化(图3c, d)；黑云母呈自形片状，粒径0.5～2mm，具不同程度绿泥石化；石英呈他形粒状，粒径<0.2mm，充填于斜长石、角闪石等大颗粒矿物间。副矿物为磁铁矿、榍石、 磷灰石。蚀变矿物为绢云母、纤闪石、方解石等。

图3 横市辉长岩岩相学特征(a、c)单偏光下；(b、d)正交偏光下.Px-辉石；Hbl-普通角闪石；Pl-斜长石；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 测试方法

锆石阴极发光(CL)及透射光、反射光图像的摄制在武汉上谱分析科技有限责任公司实验室完成。SHRIMP锆石U-Pb同位素测年在北京离子探针中心SHRIMP-Ⅱ上完成。锆石样品靶制作、测试流程和数据处理见文献(Blacketal., 2003; 刘敦一等, 2003)。原始数据和同位素年龄采用Squid和Isoplot程序进行处理和计算(Ludwig, 2001)。

主量元素、微量元素和全岩Sr-Nd-Pb同位素分析在中国地质调查局武汉地质调查中心中南检测中心完成。主量元素和微量元素分析方法及详细的分析流程见文献(Quetal., 2004)。全岩Sr-Nd-Pb同位素分析在Triton和MAT261热电离质谱仪上完成，Rb、Sr、Sm、Nd含量及Nd同位素比值、Sr同位素比值、Pb同位素的测定原理及流程见文献(王磊等, 2015)。

锆石Lu-Hf同位素分析在西北大学大陆动力学国家重点实验室Nepture型MC-ICPMS上完成，测定时采用标样91500进行同位素分馏校正，详细分析步骤及流程见文献(Yuanetal., 2003)。采用Blichert-Toft and Albarède (1997)推荐的球粒陨石值进行εHf(t)值计算，176Hf/177Hf=0.282772，176Lu/177Hf比值为0.0332。亏损地幔模式年龄计算采用Griffinetal.(2000)的推荐值。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb年代学

辉长岩样品中锆石多呈板状，少量呈长柱状，具宽缓的或不明显的振荡环带，晶形多不完整，大小为50μm×120μm～100μm×200μm，无明显的核-边差异(图4a)。选取10个分析点进行测试，锆石的Th/U比值为0.73～1.53(表2)，206Pb/238U表面年龄变化于410.3～434.0Ma，在U-Pb谐和图上均投影于U-Pb谐和线上及附近(图4b)，得出206Pb/238U年龄的加权平均值为423.3±4.9Ma(MSWD=1.5)，代表了辉长岩的形成时代。

图4 横市辉长岩锆石阴极发光图像(a)和U-Pb谐和图(b)Fig.4 Zircon U-Pb CL images (a) and concordia diagram (b) of the Hengshi gabbro

3.2 元素地球化学

横市辉长岩具有相对低且均一的硅含量(SiO2=49.14%～52.05%，HS2-4为58.51%)，全碱含量(K2O+Na2O)为3.48%～5.65%(表3)，在侵入岩TAS图解上大部分样品投影于辉长岩图区(图5a)，K2O/Na2O值变化大(0.33～0.98)(图5b, c)。样品的全铁含量FeOT(FeO+0.95×Fe2O3)=7.86%～9.90%，MgO=7.16%～9.43%，Mg#=60.7～67.3。Mg#与选定的主、微量元素相关关系不明显(图5d-h)。

图5 横市辉长岩TAS(a, 底图据Middlemost, 1994)、SiO2-K2O(b)、Na2O-K2O(c)(b、c,底图据Peccerillo and Taylor，1976)图解和Mg#-主微量元素图解(d-h，底图据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 横市辉长岩主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)含量分析结果表

辉长岩的稀土总量较均一(∑REE=80.6×10-6～131.5×10-6，除样品HS2-4为415.2×10-6外)，富集轻稀土元素((La/Yb)N=7.95～25.2)，无-弱的铕正异常(δEu=0.97～1.21，仅HS2-4为0.53)(图6a)。岩石样品富集大离子亲石元素(Rb、Th、K、Sr等)而亏损高场强元素(Nb、Ta、Zr、Ti等)及重稀土元素(图6b)。Nb/Ta和NB/La比值分别为15.9～19.1和0.50～0.80。

图6 横市辉长岩球粒陨石标准化稀土元素分布模式(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图解(b)(标准化值、OIB、N-MORB、E-MORB据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

辉长岩具有相对低的初始Sr同位素值(Isr=0.7048～0.7060)，负的εNd(423Ma)值(-3.11～-1.97)(表4、图7a)，相应的Nd同位素一阶段模式年龄和两阶段模式年龄分别为tDM1=1.24～1.52Ga和tDM2=1.34～1.43Ga，大致相当。

图7 横市辉长岩 (87Sr/86Sr)i-εNd(t)图解(a)和Th/Nb-Zr图解(b)(底图据Wang et al., 2013)早古生代基性岩数据源自：李光来等, 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

放射性铅同位素组成为(206Pb/204Pb)i=17.73～18.03，(207Pb/204Pb)i=15.57～15.59，(208Pb/204Pb)i=37.70～38.19(表4)，岩石样品落入EMⅠ和EMⅡ区之间(图8)。

图8 横市辉长岩 (206Pb/204Pb)i-(87Sr/86Sr)i (a)、(206Pb/204Pb)i-(143Nd/144Nd)i (b)和(206Pb/204Pb)i-(207Pb/204Pb)i (c)(据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)

辉长岩的(176Hf/177Hf)i变化于0.28243～0.28257之间，εHf(t)变化于-3.71～+1.55之间，相应的Hf同位素一阶段和两阶段模式年龄分别为tHf1=0.97～1.19Ga和tHf2=1.57～1.89Ga(表5、图9)。

表5 横市辉长岩锆石的Lu-Hf同位素分析结果

图9 横市辉长岩t-εHf(t)(a)、εHf(t)频数图(b)和tHf1频数图(c)早古生代基性岩数据源自：农军年等, 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 讨论

4.1 岩石成因

显微镜观察结果显示，横市辉长岩发生自变质作用，镁铁质矿物多为纤闪石、滑石所代替，具绿泥石化，纤闪石化最为发育，次之为钠黝帘石化、阳起石化(图3)。但是，岩石烧失量LOI值低且均一(1.69%～2.81%)，同时，SiO2、FeOT、MgO、TiO2、P2O5等与烧失量LOI值之间缺失明显的相关关系(图略)，暗示着蚀变作用过程中，这些元素是不活泼的，且蚀变程度影响有限。Zr和与之相关的高场强元素在低度变质和蚀变作用过程中是最不活泼的，能作为探讨风化蚀变中微量元素迁移性的判别指标(Yaoetal., 2012)。

横市辉长岩具有相对均一的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，未见橄榄石，暗示着岩浆经历了一定程度的分异结晶过程，但并不明显。随Mg#降低，MgO、FeOT、Cr、Ni和CaO/Al2O3等降低，表明岩浆经历了Ol和Cpx的分异结晶(图5)。岩石无显著的负Eu异常，表明斜长石的分异结晶程度较弱(图6a)。除样品HS2-4之外，其余的辉长岩具有相对高且均一的SiO2(49.14%～52.05%)、FeOT(7.97%～10.02%)、MgO、集中的Sr-Nd-Pb同位素组成，表明岩浆演化过程中地壳混染不明显，样品中未见继承锆石也证实了这一点。而样品HS2-4具有显著高的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)，与别的样品差异显著，可能是岩浆上升侵位过程中边缘极小部位混染了少量的地壳物质，在局部形成相对富集的岩石。锆石原位Hf同位素中存在少量相对低的εHf(t)值(-3.7)和高的tHf2值(～1.9Ga)，在Th/Nb-Zr图解中样品也未表现出地壳混染的趋势(图7b)，这些证据也表明地壳混染影响较小。

4.2 源区特征

实验岩石学研究表明下地壳镁铁质岩石的部分熔融形成相对高硅的岩石(Wolf and Wyllie, 1994; Rappetal., 2003)，横市辉长岩绝大部分岩石样品具有低均一的SiO2含量和高的MgO和Mg#(>65)，表明其源区组成应为地幔物质而非壳源物质。此外，横市辉长岩具有铕正异常(δEu>1)，而下地壳镁铁质麻粒岩部分熔融则形成Eu负异常，也证实横市辉长岩的地幔源区特征。

横市辉长岩具有富集LREEs、LILEs、Pb和Sr-Nd-Hf同位素组成的特征，具有类似弧岩浆(arc-like)的特点。通常来讲，具有类似弧岩浆特征可能的源区包括：新生俯冲作用、地壳混染和古老弧地幔楔等(Xuetal., 2017)。上述讨论可以排除主要由地壳物质混染形成横市辉长岩的可能，辉长岩的Nd同位素的tDM1和tDM2大致相当，Hf同位素一阶段模式年龄tHf1集中于0.97～1.19Ga，表明辉长岩的地幔源区具有新元古代时期改造的印记，如，发生于新元古代的俯冲作用形成的交代地幔楔(Wangetal., 2018)。辉长岩具有低的TiO2含量(0.51%～0.95%)，样品投影于难熔橄榄岩区(图10a)，表明其主要源自大陆岩石圈地幔(SCLM)的部分熔融(Wangetal., 2013)。在Sr-Nd-Pb同位素相关图解上(图8)，岩石样品主要投影于富集型地幔EMⅠ和EMⅡ源区之间。因此，横市辉长岩主要源自富集型大陆岩石圈地幔，这种富集型地幔可能是新元古代古俯冲作用所改造的地幔楔体，保存于大陆岩石圈地幔中，于早古生代发生部分熔融形成基性岩浆。

图10 横市辉长岩Fe2O3T-TiO2(a, 据Furman and Graham, 1999)和Ba/Rb-Rb/Sr(b, 据 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图解上(图10b)，横市辉长岩位于金云母和角闪石相交叉区域，暗示着其源区为含金云母和角闪石二辉橄榄岩源区。含金云母和/或角闪石相的二辉橄榄岩，其石榴子石和尖晶石的稳定相可通过Dy/Yb值进行判别(Duggenetal., 2005)。石榴子石稳定相的橄榄岩源区的部分熔融具有高的Dy/Yb值(>2.5)，而尖晶石稳定相的部分熔融具有低的Dy/Yb值(<1.5)，横市辉长岩的Dy/Yb值为1.58～1.86，位于二者之间，暗示着横市辉长岩形成于尖晶石-石榴子石过渡相的二辉橄榄岩部分熔融(～75km)(McKenzie and O’Nions, 1991)。

对于华南早古生代基性岩的岩石成因而言，存在诸多认识，主要包括：(1)后造山垮塌时期古俯冲改造的地幔楔体的部分熔融(Wangetal., 2013；本文)；(2)后造山垮塌时期交代岩石圈地幔的部分熔融(Zhongetal., 2013)；(3)后造山拆沉引发的富水交代岩石圈地幔部分熔融(Yaoetal., 2012; Zhangetal., 2015)；(4)板内伸展环境下的亏损岩石圈地幔源区的部分熔融(Jiaetal., 2017)；(5)陆内造山环境下的地壳混染为主(Xu and Xu, 2017)；(6)洋陆俯冲过程中，由俯冲沉积物或流体加入的洋壳熔融形成的玄武质岩浆(彭松柏等, 2016b)、或由年轻、热的洋壳熔体/流体交代上覆地幔楔橄榄岩的部分熔融(Liuetal., 2018)；(7)活动大陆边缘环境下亏损软流圈地幔的部分熔融(Zhaoetal., 2015)。更有甚者，对于同一个岩体，相同/相近的数据，出现不同的成因解释，如，云开岑溪地区大爽中-基性火山岩，有的学者认为大爽玄武岩-安山岩是由古俯冲交代的地幔楔的部分熔融所形成，是后造山垮塌的产物，形成于板内造山环境(Wangetal., 2018)；有的学者则认为其源自年轻的、热洋壳俯冲造成的板片熔融和玄武岩脱水释放流体交代上覆地幔楔橄榄岩发生的部分熔融(彭松柏等, 2016b)。出现上述诸多岩石成因观点的原因在于，一方面由于构造背景的认识差异，导致了源区认识的不同。更多的时候，是在某一既定的构造背景下对岩石成因展开讨论，源区的认识与构造背景的认识密切相关，可能会造成相关结论有失偏颇。另一方面，没有直接或足够令人信服的证据表明早古生代洋壳的存在，以及表现与俯冲相关的元素和同位素富集型的地球化学特征的多解性，如，俯冲作用和地壳混染均可能形成岩石的“Ta-Nb-Ti”(TNT)异常、Zr-Hf的亏损和U-Th的富集等特征(Xuetal., 2017)。

目前发表的早古生代Nd-Hf同位素数据显示，εNd(t)值变化于-10.1～+3.19之间，εHf(t)值变化于-21.7～+16.2之间，相应的Hf同位素一阶段模式年龄tHf1=0.41～1.88Ga(图9)。总体上表现为极度的不均一性。那么，华南早古生代岩石圈地幔是富集的？还是亏损的？这种富集性质是地幔源区的自身特征，还是地壳混染所致？为什么新生幔源印记如此之少？是否存在软流圈地幔印记？

绝大多数岩体的εNd(t)值和εHf(t)值小于0，表现出了富集型地幔岩石圈的特点(Yaoetal., 2012; Wangetal., 2013; Zhangetal., 2015; Xu and Xu, 2017)；其中少量岩体具有相对高的εHf(t)值，如桃园辉长岩(+5.2)、龙虎岗辉长岩(+2.8)，进而有学着提出华南早古生代岩石圈地幔是适度亏损型(Xuetal., 2017)；更为特别的，Zhaoetal.(2015)获得的陈蔡群中石榴子石角闪石岩的εHf(t)值变化于+12.5～+16.2之间，表现为强烈亏损型。

大陆岩石圈地幔(SCLM)，作为一个独立的地球化学储库不参与地幔对流(李献华等, 2008)，其形成的玄武质岩浆较软流圈地幔更加亏损，具有更高的地幔Mg#值(Wilsonetal., 1995)。SCLM通常是“干”和“冷”的，在无水条件下难以形成大量的熔体(Arndt and Christensen, 1992)。而从已有的证据可以看出，华南早古生代基性岩石具有负εNd(t)值和εHf(t)值的岩体分布广泛，主要位于Yaoetal.(2012)所认为的造山带核部及附近(图1、图9)。因此，华南早古生代岩石圈地幔中富集地幔占据了一定的比例，在面积和体量上可能相当可观。通常情况下，SCLM的一部分遭受大洋俯冲板片来源的熔体/流体或者软流圈来源的低度部分熔融的熔体交代变质之后，其固相线温度会明显降低，在裂谷环境下，发生部分熔融的可能性将大大增加(李献华等, 2008; Harry and Leeman, 1995)。华南早古生代富集型地幔端元可以由大洋俯冲板片来源的熔体/流体交代形成，可能是古老俯冲作用(如，新元古代)，形成富集型地幔组分储存于大陆岩石圈地幔之中，至早古生代造山伸展阶段发生熔融；也可能是新生俯冲作用提供的熔体/流体交代洋壳或上覆地幔楔熔融形成的熔体。从目前的证据来看，两种可能性都不能完全排除，基性岩石的tHf1主要峰值为0.9～1.1Ga，但也存在0.4～0.6Ga一个小峰值(图9c)。此外，陈蔡群中石榴子石角闪石岩(437Ma)的εHf(t)=+12.5～+16.2，tHf1与成岩基本年龄一致(0.4～0.55Ma)，可能代表了其源自软流圈地幔的部分熔融(Zhaoetal., 2015)。

4.3 构造意义

依据目前所报道的华南早古生代基性岩的数据资料，尤其是绝大多数岩体具有富集的Nd-Hf同位素组成，(εNd(t)<0，εHf(t)<0)，且Hf同位素一阶段模式年龄tHf1存在一个明显的新元古代峰值(0.9～1.1Ga)，还有少量的异常高的εHf(t)值(+12.5～+16.2)。这些证据尽管不能完全排除存在早古生代新生俯冲作用的存在，但板内造山及后造山拆沉的模式更具可能性： ca. 445～430Ma，造山垮塌，发生大规模的岩石圈拆沉作用，拆沉的岩石圈地幔被软流圈地幔加热，其中的易熔组分(新元古代俯冲作用形成的富集岩石圈地幔)发生部分熔融形成大量具有富集Nd-Hf同位素的玄武质岩浆(Yaoetal., 2012)，这些基性岩浆具有时间跨度大、范围广而体量小的特征，表明拆沉作用对于早古生代基性岩石的形成所提供的贡献相对有限(Ducea, 2011)。同时，少量的软流圈地幔组分印记在稍晚(～437Ma)、局部地区也有所显示。至ca. 423～400Ma，区内已经入板内伸展环境，发育少量基性岩和A型花岗岩(Fengetal., 2014; Jiaetal., 2016)。本文所获得的横市基性岩墙群也为早古生代晚期的伸展作用提供了岩石学佐证。

5 结论

(1)SHRIMP锆石U-Pb测年结果显示，横市辉长岩的形成时代为423±5Ma。元素(低且均一的硅、高MgO、Mg#及δEu>1等)及Sr-Nd-Pb-Hf同位素组成表明，横市辉长岩并非源自残留的MORB或蛇绿岩，而可能源自类似于EMⅠ和EMⅡ混合的富集地幔源区的部分熔融；

(2)横市辉长岩的可能源自古俯冲改造的富集型大陆岩石圈地幔的部分熔融，岩浆演化过程中，经历了一定程度的分异结晶，且地壳混染影响较小。

(3)Nd-Hf同位素结果显示，华南早古生代岩石圈地幔中富集地幔占据了一定的比例，在面积和体量上可能相当可观，大规模的岩石圈拆沉作用可能是形成这些基性岩石的动力学机制。