张宏辉，谢财富，陈 凯，袁永盛，余杨忠，张沥元，陈贵仁，李 鸿，詹华思，石海涛，蔡泉宇，于一帆

(1.中国地质调查局 昆明自然资源综合调查中心，云南 昆明 650100；2.东华理工大学，江西 南昌 330000；3.海南武华金源矿业股份有限公司，海南 东方 572633；4.中国地质调查局 地球物理调查中心，河北 廊坊 065000；5.中国地质调查局 海口海洋地质调查中心，海南 海口 571127；6.中国地质调查局 乌鲁木齐自然资源综合调查中心，新疆 乌鲁木齐 830000)

0 引 言

佛冈复式岩体分布于广东省佛冈、怀集、阳山、从化、英德、新丰、龙门、河源等县(市)，出露面积为5 000～6 000 km2，是南岭地区最大的花岗岩复式岩基。庄文明等将佛冈复式岩体划分为14个超单元[1-2]，均为中侏罗世晚期的S型花岗岩侵入体；陈小明等在此基础上将其划分为5个阶段岩浆活动产物的5种岩性组合[3]，其全岩-矿物Rb-Sr等时线定年为(167.5±7.5) Ma；郭敏等认为佛冈岩体主体岩性为中晚侏罗世的粗粒-斑状黑云母花岗岩，为S型花岗岩，占岩体总体面积85%以上，形成时限为158～168 Ma[4]。近年来，越来越多的报道表明，佛冈复式岩体不仅有中侏罗世侵入体，还有早白垩世的细粒黑云母二长花岗岩、早三叠世中细粒黑云母花岗闪长岩等侵入体[5-6]，可见佛冈复式岩体的形成过程是复杂的，其可能是更多期次的花岗岩类侵入体组成的。最近笔者通过区域地质调查和进一步的精确年代学、地球化学特征研究，在佛冈复式岩体北西缘的怀集县大桂山一带新发现了晚奥陶世中粗粒含斑黑云母正长花岗岩，为铝质A型花岗岩，而不是前人认为的S型花岗岩，其LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(445.9±3.6) Ma，属晚奥陶世。大桂山晚奥陶世中粗粒含斑黑云母正长花岗岩的发现为佛冈复式岩体的研究提供了新的资料和方向。本文首次对大桂山岩体开展较为详细的年代学、地球化学和同位素综合分析研究，以丰富佛冈复式岩体的认识和提高南岭地区加里东期花岗岩的研究程度。

1 区域地质背景

研究区位于粤西北怀集县和阳山县交界地区，区内花岗岩分布广泛，自南往北可分为三个主要的东西向岩浆构造带南为研究区所在的佛冈岩浆构造带，中为大东山和贵东岩浆构造带，北为九峰山和诸广山岩浆构造带[4](图1(a))。大地构造上位于扬子板块与华夏板块结合带之东侧，区内出露最老地层为寒武系。自寒武纪以来，区内先后经历了加里东期、海西—印支期、燕山期及喜马拉雅期等多期构造运动，地质构造复杂，分别形成加里东期、海西—印支期和燕山期褶皱，以及以北东向、北北东向、北西向和近南北向为主，少量东西向的一系列断层和燕山期大型逆冲推覆构造。研究区出露地层为寒武系、下石炭统、上三叠统、下侏罗统、下白垩统及全新统，出露岩浆岩为晚奥陶世花岗岩、早白垩世花岗岩以及晚白垩世花岗岩(图1(b))。

大桂山岩体属于佛冈岩体的北西端部分，分布于粤西北怀集—阳山一带，在研究区出露面积约为50.66 km2，侵入寒武系，侵入最年轻地层为寒武系芙蓉统高滩组，切割地层层理；其外接触带发生热接触变质，接触带宽300～500 m，形成黑云母、白云母(绢云母)、石英等新生矿物。大桂山岩体被上三叠统小云雾山组不整合覆盖，接触关系清晰，岩性为中粗粒含斑黑云母正长花岗岩。

2 岩相学特征

中粗粒含斑黑云母正长花岗岩岩石新鲜面为灰白色，风化面呈红色、浅红色，似斑状结构，块状构造(图2)，斑晶含量3%～5%，成分主要为钾长石，大小8 mm×16 mm～15 mm×30 mm，钾长石斑晶中发育钠长石条纹结构，见卡氏双晶，常发育黏土化，晶体中常见有斜长石、石英、黑云母包体，偶见有斜长石及石英斑晶。基质为中粗粒花岗结构，粒径以3～8 mm为主。基质矿物组成：钾长石(条纹长石)含量为35%～43%，半自形板柱状-它形粒状，粒径0.3～8 mm；斜长石含量为22%～28%，半自形板柱状，粒径0.25～6 mm，发育聚片双晶，常发生弱绢云母化；石英含量30%～35%，它形粒状，粒径0.1～7 mm，部分见波状消光；黑云母含量3%～5%，鳞片状-丛状，多数晶形差，填隙状。斜长石常发生绢云母化及绿泥石化，钾长石常绿泥化，黑云母绿泥石化、白云母化。岩石副矿物组合为锆石-磁铁矿-磷灰石-独居石-黄铁矿，部分样品含少量钛铁矿、萤石、锐钛矿，还含少量金红石和榍石。

图2 大桂山岩体中粗粒含斑黑云母正长花岗岩野外(a)及镜下照片((b)，正交偏光，Qz为石英，Bi为黑云母，Pl为斜长石，Kfs为钾长石)Fig.2 Field(a) and microscope photographs(b) of the medium- /coarse-grained biotite syenogranite from the Daguishan pluton(Qz，quartz;Bi，biotite;Pl，plagioclase;Kfs，potash feldspar)

3 样品分析及处理方法

对大桂山岩体中粗粒含斑黑云母正长花岗岩选取一件样品进行锆石U-Pb同位素测年，样品编号为DP353。锆石U-Pb同位素测年是在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室利用等离子体质谱仪Agilent 7500a完成的。U-Pb分馏根据澳大利亚锆石标样GEMOC GJ-1(608.5±1.5 Ma)进行校正[7]，锆石标样Mud Tank(732±5 Ma)作为内标控制分析精度[8]。每个测试流程的开头和结尾分别测2个GJ-1标样，另外测试1个Mud Tank标样和10～12个待测样品点。详细的分析方法和流程见文献[9]，年龄谐和图的制作和年龄加权平均计算采用软件Isoplot 4.15完成。

Sr-Nd同位素组成的测定在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室(GPMR)完成。Sr同位素利用TIMS测定，仪器型号是Triton Ti；Nd同位素用MC-ICP-MS测定，仪器型号是Neptnplus。详细的分析流程见参考文献[10]。

本次研究选取11件样品进行全岩主量、微量和稀土元素分析测试。碎样和化学全分析均在河北省区域地质矿产调查研究所完成。氧化物测试所采用的仪器为X荧光光谱仪3080E，测试结果的相对标准偏差为2%～8%。岩石微量元素V、Cu、Pb、Co、Ni、Hf、Th、U、Ta、Sc、Cs和稀土元素La、Ce、Eu、Pr、Nd、Ho、Sm、Tm、Gd、Tb、Yb、Lu、Dy、Y、Er的测试仪器为等离子体质谱仪Agilent 7500，微量元素Rb、Sr、Ga、Ba、Nb、Zn、Zr的测试仪器为X荧光光谱仪2100，大多数元素分析精度可达到10-8，少量含量较多元素为10-6(Zr、Ba)和10-7(Hf、Nb)。测试结果的相对标准偏差小于10%。

4 结果分析

4.1 锆石U-Pb年龄

前人曾对的大桂山岩体进行过小比例尺研究，广东省地质局将其定为燕山中期黑云母花岗岩[11]；广东省地质调查院则进一步将其定为晚侏罗世中粗粒黑云母二长花岗岩[12]；庄文明等曾在调查区南侧约50 km的北市一带测得中粗粒(含斑)黑云母花岗岩的Rb-Sr等时年龄为424 Ma[1]；而广东省地质调查院测得北市一带的中粗粒黑云母花岗岩的锆石U-Pb年龄为(449±11) Ma[6]。

为了获得岩体较为精确的形成时间，本次开展了LA-ICP-MS锆石U-Pb定年研究。从锆石阴极发光图(图3)中可以看出，锆石晶体呈短柱或长柱状，晶形自形程度较好，部分锆石少部分残缺，呈棱角状，未见磨圆。锆石粒径长50～200 μm，宽40～80 μm，长宽比2:1～6:1。具有较好的晶形，结构较为简单，大多都可见清晰的锆石振荡生长环，韵律带清晰；Th/U比值除DP353-5外(0.39)其余测点均大于0.4(0.42～0.87)，具有岩浆锆石的特征[13]。样品LA-ICP-MS锆石U-Pb测试分析结果显示18个点的分析结果具有一致的谐和年龄(图4和表1)，206Pb/238U加权平均年龄为(445.9±3.6) Ma(MSWD=1.7，n=18)，属于晚奥陶世，代表大桂山岩体的形成年龄。

4.2 地球化学特征

大桂山岩体中粗粒含斑黑云母正长花岗岩的主量、稀土及微量元素分析结果及主要岩石化学参数见表2。

4.2.1 主量元素

图3 大桂山岩体样品锆石阴极发光(CL)图像及年龄Fig.3 CL images of zircons for samples from the Daguishan pluton and their ages

图4 大桂山岩体中粗粒含斑黑云母正长花岗岩锆石U-Pb谐和图(a)及加权平均年龄图(b)Fig.4 Zircon U-Pb concordia diagram(a) and weighted average age diagram (b) for the medium- /coarse-grained biotite syenogranite from the Daguishan pluton

岩石样品的SiO2含量高，为75.24%～78.36%，远高于华南地区花岗岩的平均值(72.05%)[14]，为超酸性花岗岩。其分异指数DI=92.24～97.93，为高分异花岗岩。K2O的含量较高，为4.32%～5.30%，K2O/Na2O值均大于1(1.24～1.62)，为高钾系列岩石。岩石里特曼指数σ=1.57～2.13，小于3.3，均为钙碱性系列岩石；碱度率AR=3.75～5.79，岩石碱度率较高[15]。在SiO2-K2O图解上岩石样品点全部落在高钾钙碱性系列范围内(图5)。Al2O3=11.57%～12.91%，铝饱和指数(A/CNK=1.05～1.18)大于1，为弱过铝质岩石；与华南地区花岗岩平均值相比，岩石还具有低钙、低镁、贫铁的特点。岩石P2O5含量极低，小于0.03%。

4.2.2 稀土元素

稀土元素总量中等-偏低，REE为136.15×10-6～248.97×10-6，均值183.32×10-6。在稀土元素球粒陨石标准化配分模式图(图6(a))上，各样品稀土元素配分模式较为一致，显示出其成因的一致性。所有样品分布曲线呈“海鸥型”，均具有强烈的负Eu异常；Ce基本不具备异常。轻重稀土元素之间分馏程度较低，LREE/HREE值为2.46～4.24，(La/Yb)N值为2.08～3.63。轻稀土元素之间分馏程度较弱，La至Sm基本呈较平缓右倾式折线，(La/Sm)N值为2.25～3.21；重稀土元素分馏程度很弱甚至反向分馏，(Gd/Yb)N为0.56～1.01，Gd至Yb曲线近于平坦并显示M型四分组效应。

4.2.3 微量元素

微量元素原始地幔标准化蛛网图(图6(b))显示为总体右倾型曲线，明显富集大离子亲石元素Rb、Th、U、K、La、Ce、Nd等，亏损P、Sr、Ba、Ti，而Ta、Nb略有亏损，表明岩浆主要源自地壳物质或与俯冲带有亲缘性。岩石Sr 和Ba含量很低，分别为4.37×10-6～21.96×10-6和12.4×10-6～155.4×10-6；而Y含量很高，为64.7×10-6～128×10-6；Yb含量高，为6.92×10-6～14.2×10-6。属典型的低Sr、低Ba、高Y、高Yb花岗岩，指示其主要源自地壳，其次反映其熔融深度浅；源区没有石榴子石及大量角闪石的残留，但有大量斜长石的残留,反映岩浆熔融和分离结晶过程中可能有明显的流体参与[16]。

表2 大桂山岩体中粗粒含斑黑云母正长花岗岩样品主量(%)、稀土(10-6)和微量(10-6)元素分析结果及相关参数

(续)表2 大桂山岩体中粗粒含斑黑云母正长花岗岩样品主量(%)、稀土(10-6)和微量(10-6)元素分析结果及相关参数

图5 大桂山岩体花岗岩样品SiO2-K2O图解(a)和A/NK-A/CNK图解(b)Fig.5 SiO2-K2O(a) and A/NK-A/CNK(b) diagrams for samples from the Daguishan pluton

图6 大桂山岩体样品稀土元素球粒陨石标准化配分模式图(a)和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b)(球粒陨石和原始地幔标准化值引自参考文献[22])Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element spider diagram of samples from the Daguishan pluton(b) (base map after ref.[22])

大桂山岩体的Rb/Nb比值为23.93～56.01，明显高于世界I型、S型花岗岩的Rb/Nb平均值(分别为13.73和18.08)[17]，说明其不是正常的I型或S型花岗岩，可能和强分异或岩浆熔融、结晶过程中流体的参与有关。

K/Rb值通常用来示踪岩浆演化的特征及流体参与程度[18]。大桂山岩体K/Rb值较小，为75.74～127.26，多数小于100，说明岩体的演化过程在流体参与下经历了强的分异和自蚀变作用[19-20]。而岩石的Zr/Hf值为16.12～25.56，低于或显著低于正常花岗岩的值(33～40)[21]，且绝大多数低于指示存在流体作用的值(25)[18]。这些特点反映流体明显参与了其熔融作用和岩浆结晶作用。

表3 大桂山岩体样品全岩Sm、Nd同位素组成

花岗岩的Rb/Sr>0.5，表示其主要来自壳源。其中，Rb/Sr>5 指示熔融反应与白云母的脱水熔融作用有关，而Rb/Sr<5则与黑云母的脱水熔融作用有关[23]。大桂山岩体的Rb/Sr值为13.60～100.38，明显大于5，反映岩浆可能由白云母的脱水熔融形成，在熔融和结晶过程中有流体的参与，且岩浆经过较强分异。

4.3 Sr、Nd同位素

大桂山岩体岩石Sr、Nd同位素分析结果见表3，样品的(87Sr/86Sr)i值普遍低于球粒陨石值(0.698 97)，87Rb/86Sr比值高。以高87Rb/86Sr值样品计算获得的(87Sr/86Sr)i值存在极大变化，因而失去实际地质意义。相对而言，由于Sm、Nd均是稀土元素，性质相近而不易分馏，花岗岩中Sm、Nd含量都较高，其同位素比值测试准确度较高，所以在高Rb/Sr比值岩体的研究中选用Sm-Nd同位素体系来示踪物质来源[24]。

大桂山岩体εNd(t)值较高，为-5.26～-3.15，指示岩体的源区为成熟度较低的地壳物质或者是一定比例的壳幔物质的混合[25]。由于花岗岩岩浆熔融和结晶分异都会导致Sm/Nd比值的显著变化，二阶段模式年龄能更好地代表其源区壳幔分异时间。岩体的Nd二阶段模式年龄TDM2为1 440～1 610 Ma，平均1 525 Ma，与连阳复式岩体中加里东期大宁岩体的相应值1.67 Ga[26]、花山—连阳—佛冈—新丰江岩带上的佛冈主体黑云母花岗岩的相应值1.46～1.68 Ga[3]及连阳岩体燕山期主体和补体的模式年龄(1.56～1.68 Ga，1.54 Ga和1.71 Ga)[27]相近，但低于华南地壳的平均年龄(1.7～1.8 Ga)[28]。

5 讨 论

5.1 岩石成因类型及物源

目前最为流行的花岗岩成因分类方案是将其划分为S型(沉积岩或变沉积岩熔融岩浆产物)、Ⅰ型(火成岩或变火成岩熔融岩浆产物)、M型(幔源岩浆分异产物)、A型(碱性、贫水、非造山花岗岩)(S-I-M-A型)4大类。其中，A型又划分为过碱性和铝质A型两个亚类。但花岗岩S-I-A-M型分类也存在不少问题，遭到不少质疑。目前，许多人已认识到，Ⅰ型、S型花岗岩的简单分类难以反映自然界复杂的现象，主张放弃这种分类[29]。

大桂山岩体中粗粒含斑黑云母正长花岗岩副矿物以磁铁矿为主，不同于S型花岗岩；常见独居石和萤石，又不同于I型花岗岩。虽然其A/CNK值大于1.05，属弱过铝-强过铝质岩石，但早期岩石中并无堇青石、白云母等强过铝质矿物，也不同于S型花岗岩。计算的锆石饱和温度最高为773 ℃，考虑到结晶分异作用，原始岩浆液相线温度应高于该温度，接近于铝质A型花岗岩的平均值(800 ℃)[30]。

图7 大桂山岩体样品的SiO2-Zr图解(a)及(Zr+Nb+Y+Ce)-(K2O+Na2O)/CaO图解(b)(底图据参考文献[39]修改)Fig.7 SiO2-Zr(a) and (Zr+Nb+Y+Ce)-(K2O+Na2O)/CaO(b) discrimination diagrams for samples from the Daguishan pluton(base map after ref.[39])A.A型花岗岩； FG.分异长英质花岗岩; OGT.未分异的M、I和S型花岗岩

大桂山岩体中粗粒含斑黑云母正长花岗岩富硅、钾(碱)，贫镁、铁、钙、钛，δEu值小，K/Rb、Zr/Hf、Nb/Ta值低，Rb/Sr高，是一种高分异花岗岩或低熔融程度花岗岩。Chappell和White[31]、吴福元等[32]认为，无论是Ⅰ型、S型或者是A型，当它们经历高度分异结晶作用之后，其矿物组成和化学成分都趋近于低共结的花岗岩，从而导致成因类型判定的困难甚至不可能。

但大桂山岩体具有A型花岗岩常见的“海鸥型”稀土配分模式，而且花岗岩结晶分异时，虽然稀土元素含量及δEu值往往会发生变化，但稀土元素配分曲线的斜率一般变化很小，保持基本一致[33]，也就是说，大桂山岩体的原始岩浆就具有“海鸥型”稀土配分模式，而不是通过强结晶分异后才产生。

另外，大桂山岩体P2O5的含量很低，<0.03%，与绝大多数酸性S型花岗岩P2O5含量>0.1%且不随SiO2含量增高而降低的特点不符[34]。

大桂山岩体地球化学特征与华南地区金鸡岭、千里山、锡田等铝质A型花岗岩体相似[35-37]，在判别A型花岗岩与非A型花岗岩的多种图解中，样品点多数都落在A型花岗岩区域内(图7)。但由于样品的Zr+Nb+Ce+Y 值不太高以及部分样品10000Ga/Al也不太高，在以这两个参数投图的判别图中，样品没有或部分没有落入A型区域，可能是由于在强烈的结晶分异作用、流体作用、蚀变作用的影响下，Ga、Zr、Ce、Nb等元素含量明显降低的结果。虽然A型花岗岩因其富碱性质而往往具有较高的Zr、Nb、Ce、Y和Ga含量，但如果经历强烈的结晶分异作用，这些元素的含量也会明显降低，比如其Zr含量也可低至100×10-6左右[38]，从而表现出与高分异I型花岗岩相同的特点。

综合大桂山岩体的岩石矿物学与地球化学特征，并与华南地区晚侏罗世金鸡岭岩体、千里山及锡田等铝质A型花岗岩对比，认为大桂山中粗粒黑云母含斑正长花岗岩可能为高分异或低熔融程度的铝质A型花岗岩。

图8 大桂山岩体花岗岩的εNd(t)-t图解(底图据文献[41]修改)Fig.8 εNd(t)-t diagram for samples from the Daguishan pluton(base map after ref.[41])

大桂山岩体的εNd(t)值相对较高(-5.26～-3.15)，指示岩体的源区为成熟度较低的地壳物质，或者是一定比例的壳幔物质的混合[40]。在εNd(t)-t图(图8)上，样品投点位于华夏元古宙麻源群变质岩演化区域上方，明显向指示地幔物质方向偏移，表明其原始岩浆可能主要来自基底麻源群变质岩的熔融，同时存在少量幔源物质参与岩浆的形成。

Poitrasson等也主张铝质A型花岗岩起源于下地壳物质的部分熔融，但他们认为下地壳源区的成分应主要是镁铁质的，而碱性花岗岩则为幔源岩浆与下地壳物质相互作用的产物[43]。Boullier等的研究表明，岩浆体系中F、Cl含量的差异可显著影响岩浆分异演化途径，A型岩浆富F，则有利于角闪石的分离结晶而使岩浆向过铝质方向演化；如果富Cl，则有利于斜长石的分离结晶而使岩浆向过碱性方向演化[44]。刘昌实等指出南昆山铝质A型花岗岩的源区位于幔-壳边界相互作用带内，由饱满型长英质麻粒岩低度部分熔融作用形成[45]。综上所述，绝大多数研究者认为铝质A型花岗岩源于下地壳的部分熔融，争论的焦点在于源岩是变火成岩还是变沉积岩，是熔融残余源岩还是经历过幔源流体交代富集的源岩。

大桂山岩体可能是由位于下地壳顶部(深度小于30 km)的长英质岩石(长英质麻粒岩)低度部分熔融所形成，源区有大量斜长石残留，而无明显的石榴子石和角闪石残留；而且其源岩部分熔融前可能受到过地幔富卤素(F)流体的交代作用，从而富集重稀土和Zr、Nb、Hf、Ga等高场强元素以及U、Th、K、Rb等不相容元素。在C/MF-A/MF图解(图9)上，大多数样品投点落在变质泥岩部分熔融区域内，说明源区岩石可能是以泥质岩石为主。

图9 大桂山岩体C/MF-A/MF源区判别图解(底图据文献[42]修改)Fig.9 C/MF-A/MF diagram for the Daguishan pluton(base map after ref.[42])

5.2 构造环境

对于华南地区加里东期花岗岩类的形成构造背景，虽然普遍认为与造山有关，但它是属于陆内造山还是陆间造山(即造山时是否存在洋盆的闭合)还存在争议，对其构造演化历史和动力学机制也不太清楚。一种观点认为，加里东期华南盆地为具有洋壳的洋盆[46-50]；另一种观点则认为，华南大陆在震旦纪—早古生代无洋盆分隔，加里东期属于陆内或板内造山[51-54]。对于陆内或板内造山的机制，有陆内俯冲(华夏板块向扬子板块俯冲)、扬子板块与华北板块碰撞导致扬子板块—华夏板块间夭折裂谷的陆内加厚对东冈瓦纳的澳大利亚—印度边缘与华南地块相互作用的响应等不同的观点。

陆内俯冲引起地壳叠置加厚或陆内褶皱加厚实际上难以形成大规模的花岗岩[55]，而且华南地区加里东期花岗岩面状分布的特点，也不支持陆内俯冲的观点。华南地区加里东期也并不缺乏基性岩浆活动的记录，不但许多加里东期花岗岩中发育MME，而且也有越来越多的加里东期基性侵入岩甚至火山岩的报道，所以华南地区加里东期花岗岩形成的主要热源仍应是基性岩浆底侵而不是地壳加厚。

图10 大桂山岩体的SiO2-Al2O3(a)及SiO2-TFeO/(TFeO+MgO)构造环境判别图解(b)(底图据文献[62]修改)Fig.10 SiO2-Al2O3(a) and SiO2-TFeO/(TFeO+MgO)(b) discrimination diagrams for the Daguishan pluton (base map after ref.[62])IAG.岛弧花岗岩类;CAG.大陆弧花岗岩类;CCG.大陆碰撞花岗岩类;POG.后造山花岗岩类;RRG.与裂谷有关的花岗岩类;CEUG.与大陆的造陆抬升有关的花岗岩类

因此，笔者认为扬子板块和华夏板块之间在寒武纪之前可能存在小洋盆。在距今540～480 Ma，洋壳向华夏板块俯冲，广东和赣南寒武系中常有一些凝灰质岩石、粤东惠阳寒武纪高滩组的酸性火山岩、粤东北兴宁约510 Ma的I型花岗岩[56]以及笔者所在项目组前期研究获得寒武系中有大量500～550 Ma的岩浆锆石[57]，可能反映了俯冲的岩浆记录。该时段岩浆岩出露少的原因，一是可能由于洋盆小，俯冲弱[58]；二是碰撞后，华夏板块大陆边缘强烈逆冲而使俯冲阶段形成的岩浆岩被剥蚀，湘赣地区中奥陶统砂岩中出现约490 Ma的岩浆型碎屑锆石年龄峰值[54]可能是该事件的写照。

距今480～465 Ma时，属于扬子板块与华夏板块的主碰撞期，形成了少量壳源花岗岩和混合岩。由于加里东期岩浆作用以武夷—云开地区最为发育，地壳的变质变形作用也是在武夷—云开地区最为强烈，因此拼合带应在武夷—云开一带，具体位置可能在云开大山北西缘—武夷山西缘。

距今465～400 Ma时，武夷和湘桂赣地块处于后碰撞(造山带垮塌)的环境。先是由于深部山根垮塌，软流圈上涌，引起地壳深部拉张松弛减压发生部分熔融而形成壳源型花岗岩或混合岩，约在距今450 Ma时，幔源基性岩浆岩和钾玄质岩浆岩上侵或底侵[59]，引起大规模的壳幔混合型、壳源型花岗岩及少量铝质A型花岗岩形成，且越往后壳幔混合型花岗岩越多，这和秦岭及天山地区造山带花岗岩类的演化特点[57]类似。在距今445～440 Ma，在海南、广西北流和粤东北地区发育的N-MORB或E-MORB型变玄武岩[60]，则可能反映了局部洋盆尚未关闭或是新的拉张作用的产物。距今435～ 420 Ma，由于造山带垮塌，云开地区产出了高镁玄武岩和辉长岩类[61]。后碰撞阶段，虽然深部由于软流圈上涌发生伸展，但地壳中浅部应力状况则较复杂，既可由于惯性汇聚而挤压逆冲，也可发生大规模走滑，或者发生拉张伸展。

大桂山岩体形成时代为距今445～450 Ma，成因类型为铝质A型，在Pearce等的构造环境判别图[62]上，投影点落于后碰撞区域(图10)，与区域环境演化阶段相符合。

6 结 论

(1)位于粤西北地区的大桂山岩体为佛冈复式岩体的一部分，其岩性为中粗粒含斑黑云母正长花岗岩。采用LA-ICP-MS测年方法对大桂山岩体测定了锆石U-Pb年龄，获得其锆石U-Pb年龄为(445.9±3.6)Ma，属加里东期晚奥陶世侵入岩，为佛冈复式岩体的组成提供了新的资料。

(2)岩石学、岩石地球化学和Sm-Nd同位素研究表明，大桂山岩体岩石类型应是高分异或低熔融程度的铝质A型花岗岩，由位于下地壳顶部的长英质岩石低度部分熔融所形成，主要热源可能是基性岩浆底侵。

(3)大桂山岩体形成于加里东期的后碰撞环境，因造山带垮塌、软流圈上涌引起地壳伸展，由于地幔上隆，幔源基性岩浆岩和钾玄质岩浆岩上侵或底侵而形成，对大桂山岩体的研究也表明扬子板块与华夏板块之间在寒武纪之前可能存在小洋盆。

致谢：评审老师提出了建设性的修改意见, LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄测定得到南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室武兵老师和李军勇同学的帮助, 锆石CL照相得到南京宏创地质勘查技术服务有限公司袁秋云老师的帮助，武警黄金第九支队的谭开远、方梦阳、何建宁、周施阳、向翻、王万虎、陈可忠、范太逵等在野外调查和采样工作中给予帮助和支持，在此一并致谢。