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.docx

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.docx

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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%，FeOT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局部再次熔融产生的。

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

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〔（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〕。

图1.〔a〕简要区域地质图，高亮局部指示早古生代武夷-云开造山带的区域范围，造山带变质核局部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Lietal.,2021c〕；〔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〔Langmuiretal.,1992;Leeetal.,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位

图2LA-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10GD23-1LA-ICP-MS年龄曲线；b：

安山岩样品10GD23-1SHRIMP年龄曲线；c:

英安岩样品10GD25LA-ICP-MS年龄曲线；d:

英安岩样品10GD25SHRIMP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-Alonsoetal.,2021〕。

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εHf（t）—δ18O曲线

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，测试结果比拟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；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.,2021〕，

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

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。

3.分析方法

3.1锆石U-Pb年龄

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Plešovice-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〔Anderson，2002〕和Isoplot/Exv2.49〔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-Ⅱ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，20μm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Plešovice来约束〔（Slámaetal.,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δ18O=5.31±0.10‰（2σ）〔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〔2σ〕〔Wuetal.,2006〕和0.282000±0.000005〔2σ〕〔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1.867×10−11/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

〔Soderlundetal.,2004〕，现在球粒陨石中176Hf/177Hf=0.282772,176Lu/177Lu=0.0332〔Blichert-ToftandAlbarède,1997〕常被用来计算εHf（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，etal.,2000〕。

第二阶段模式年龄〔TDMC〕通常用构造出一个增长曲线通过锆石的初始值与的〔176Lu/177Lu〕C值0.0093比照大陆上地幔来计算〔Amelimetal.,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℃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〔2σ〕〔n=4〕。

4.分析结果

4.1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和S2。

安山岩样品

图6Sm/Nd〔a〕，La/Sm〔b〕，εNd（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（Mölleretal.,2003）。

23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

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εHf（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δ18O值在7.3‰到9.0‰的变化范围内，加权平均值为5.3‰±0.6‰〔2σ〕，远高于地幔锆石δ18O值5.3‰±0.6‰〔2σ〕〔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εHf（t）—δ18O划分图中。

一个集合给出占主要地位的正εHf（t）值和~0.8‰的δ18O值。

另一个集合落入地幔锆石δ18O变化范围内，同时表现有正的和负的εHf（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，SiO2含量在65wt.％,Mg#为44,Al2O3含量为16.4wt.%。

在Zr/Ti和Nb/Y对照图表中〔（WinchesterandFloyd,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

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#

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

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）i比值连续变化为0.51165-0.51167，对应连续的εNd（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εNd（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〔2σ〕和435±6Ma〔2σ〕。

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