湖南道縣虎子巖堿性玄武巖及其基性捕虜體成因和地質意義*

楊金豹 趙志丹＊＊ 莫宣學 盛丹 丁聰 王麗麗 侯青葉 李紅進

1.中國地質大學地質過程與礦產資源國家重點實驗室，地球科學與資源學院，北京 100083

2.湖南省國土資源規(guī)劃院，長沙 410007

3.延長石油集團研究院，西安 710077

1 引言

由于下地殼是人類無法直接觸及的部分，且下地殼和上地幔之間持續(xù)發(fā)生物質和能量的交換，所以研究下地殼的物質組成、起源和演化就十分重要(Rudnick，1992;Rudnick and Gao，2004)。目前研究深部地殼的方法主要有以下三種，一是研究地表出露的角閃巖相和麻粒巖相高級變質巖露頭(Bohlen and Mezger，1989);二是研究被快速上升的巖漿帶到地表的麻粒巖相下地殼捕虜體(Rudnick，1992;Yu et al.，2003a，b;Zheng et al.，2003，2004a);三是通過地球物理(Christensen and Mooney，1995;Holbrook et al.，1992;Rudnick and Fountain，1995;Smithson，1978)和地表熱流的研究(Rudnick and Gao，2004)來推測深部地殼組成，其中前兩種方法可直接獲得樣品。通過研究下地殼捕虜體，可以為不同時期、不同構造背景下巖石圈演化提供重要的約束，例如在華北克拉通的研究(Zheng et al.，1998;Li et al.，2011;Jiang et al.，2011;Liu et al.，2001;Huang et al.，2004)、華南新生代下地殼捕虜體(于津海等，2002;Yu et al.，2003a，b)及元古代花崗巖中麻粒巖包體(徐德明等，2007;杜楊松等，1999)的研究。而對華南中生代玄武質巖漿作用及其攜帶的下地殼捕虜體的研究為數(shù)不多，主要集中在湖南道縣虎子巖地區(qū)，該區(qū)發(fā)現(xiàn)大量上地幔和下地殼捕虜體(Li et al.，2004;Dai et al.，2008;李昌年等，2001;王方正等，1997)。虎子巖玄武巖的40Ar-39Ar 年齡為152～147Ma(Li et al.，2004)，下地殼基性麻粒巖捕虜體的年齡為250～200Ma(Dai et al.，2008;郭鋒等，1997)，二者代表中生代華南巖石圈及構造演化的產物，相應的研究成果為華南下地殼組成、殼幔相互作用及構造演化提供了重要約束。本文在道縣虎子巖野外地質和室內巖相學研究的基礎上，對虎子巖玄武巖及其攜帶的橄欖輝長巖和基性麻粒巖捕虜體進行了元素和Sr-Nd-O 同位素地球化學研究，并結合前人在華南東部地區(qū)的研究成果，進一步揭示了華夏板塊中生代玄武巖和捕虜體的成因及地球動力學意義。

2 地質背景和樣品

華南板塊由揚子板塊和華夏板塊碰撞形成，碰撞開始時間約1000～950Ma，大約在770～800Ma 以前完成拼接(Charvet et al.，1996;Li et al.，2002);早古生代時期，華南發(fā)生了強烈的構造-熱事件，導致巨厚沉積物被抬升，并在古老變質基底上形成加里東褶皺造山帶，變形峰期為420～400Ma，巖漿活動峰期為430～400Ma(舒良樹，2006);中生代華南板塊的構造體制發(fā)生了轉變，由印支期特提斯構造域向燕山晚期太平洋構造域轉換，特提斯構造域表現(xiàn)為陸陸碰撞造山擠壓環(huán)境，而太平洋構造域表現(xiàn)為板內拉張環(huán)境，構造域的轉換使得華南東部地區(qū)發(fā)育大面積中生代花崗巖和火山巖(Zhou et al.，2006);新生代時期，沿海地區(qū)發(fā)生小面積玄武巖漿噴發(fā)，東南沿海地區(qū)由晚中生代火山弧構造環(huán)境轉換為新生代板內裂谷構造環(huán)境(徐夕生和謝昕，2005)。按照傳統(tǒng)觀點，華南板塊以江山-紹興-萍鄉(xiāng)斷裂為界劃分為北面的揚子板塊和南面的華夏板塊(車自成等，2002)，沿該斷裂附近，在西壟、新昌和道縣的玄武巖中都出露有下地殼捕虜體。在華夏板塊內發(fā)育三條NE-SW 向斷裂，即寧遠-江華斷裂、廣昌-尋烏斷裂和長樂-南澳斷裂(圖1a)。大面積的花崗巖類主要分布在寧遠-江華斷裂以東地區(qū)，火山巖主要分布在廣昌-尋烏斷裂以東的沿海地區(qū)，并且沿NE 向呈帶狀分布，火成巖從內陸向沿海有變年輕的趨勢(Zhou et al.，2006;孫濤，2006)。

本文研究區(qū)位于湘南道縣縣城以東約2km 的虎子巖村，該區(qū)廣泛發(fā)育上泥盆統(tǒng)到下石炭統(tǒng)沉積地層，虎子巖巖體出露在上泥盆統(tǒng)錫礦山組上段和下石炭統(tǒng)巖關階下段灰?guī)r、泥灰?guī)r和泥巖沉積地層中，其東西各有一條斷裂發(fā)育;該巖體出露的面積約0.1km2，走向近東西呈反“S”形展布(圖1b)?；⒆訋r巖體主要為超淺成-噴出相(輝綠巖)的玄武巖小巖株，呈筒狀產出，風化較為嚴重，含有橢球狀橄欖輝長巖和基性麻粒巖捕虜體(圖1c)以及灰?guī)r角礫和玻璃質團塊(圖1d)。野外采集寄主玄武質火山巖樣品5 件(HZY02、09、17、20、22)，輝長巖捕虜體12 件，其中HZY12、13、14 為橄欖輝長巖，其余為基性麻粒巖捕虜體，采樣點GPS 坐標為N 25°31＇7.47″，E 11°37＇2.20″。

玄武巖中的斑晶為橄欖石，含量10%～15%，橄欖石具有類似環(huán)帶的扭折帶(Kink band)，是礦物塑性變形的標志(圖2a 左上)，并具有碎裂及熔蝕邊結構(圖2b 中，圖2d 右下)，此外還具有連晶現(xiàn)象(圖2a 右下)，并含有少量金云母(圖2c);基質主要為細小柱狀基性長石、單斜輝石及橄欖石組成，局部發(fā)生蝕變。橄欖輝長巖的主要礦物組成有橄欖石(～5%)、單斜輝石(40%～45%)、斜長石(45%～50%)和少量斜方輝石(5%)及金云母(1%)，并且橄欖石具有碎裂結構，部分輝石發(fā)生蝕變(圖2e)?；月榱r捕虜體中輝石(35%～45%)堆積成條帶狀，其粒徑一般要小于斜長石(55%～65%)，并且在輝石和斜長石顆粒邊界形成平直、夾角為120 度的鑲嵌粒狀平衡結構(圖2f-h);所有的捕虜體都有尖晶石出現(xiàn)，多數(shù)呈蠕蟲狀包裹在輝石內部(少數(shù)為顆粒狀)，含有尖晶石的輝石具文象結構(圖2h)，這種現(xiàn)象說明基性麻粒巖是下地殼輝長巖在麻粒巖相變質作用中形成的，尖晶石代替石榴石出現(xiàn)在巖石中意味著其是石榴石退變質的產物。

圖1 道縣虎子巖地區(qū)地質簡圖及野外照片(a)華南地質構造單元劃分簡圖(據(jù)Zheng et al.，2004b;朱介壽等，2005 繪制);(b)虎子巖地區(qū)地質簡圖(湖南地質調查研究院，2000①湖南地質調查研究院.2000.1∶20 萬道縣幅地質圖);(c)基性麻粒巖捕虜體;(d)灰?guī)r角礫(左和右下)和玻璃質團塊(中).Q-第四系沉積物;K-白堊系砂質泥巖、砂、礫巖;J-侏羅系砂、礫巖;C-石炭系泥巖、灰?guī)r;D-泥盆系泥質灰?guī)r、泥灰?guī)rFig.1 Geological sketch map and field outcrop photos of basalt and enclaves in Huziyan area，Daoxian

3 分析方法

3.1 樣品處理流程

樣品無污染破碎和單礦物挑選在河北省區(qū)域地質礦產調查研究所實驗室完成。首先將所選新鮮樣品去除風化面和表面污漬后低溫(50℃)烘干24h，再將樣品碎成小塊并手工去除巖石中可見的杏仁體，最后將小塊樣品磨至200 目。鋯石則是將樣品反復破碎至80 目，經手工淘洗、強磁分選、電磁分選、重液分選和雙目鏡下手工挑選等一系列過程挑選出的。

3.2 主、微量元素及同位素測試

全巖主量元素在中國地質大學(北京)地質過程與礦產資源國家重點實驗室(GPMR)用Leeman Labs.Inc 公司Prodigy 型全譜直讀型發(fā)射光譜儀(ICP-AES)測定，測定精度優(yōu)于5%。微量元素在中國地質大學(武漢)GPMR 用ICPMS(Agilent 7500)測定，測試精度優(yōu)于5%～10%。測試過程中采用內標和外標綜合控制測試質量的方法，同時測定空白樣、USGS 國際標準物質AGV-2、BHVO-2、BCR-2 和GSR-1 以及實驗室內標In，樣品制備的具體流程、儀器分析精密度和準確度見Gao et al.(2002)。氧同位素測試在中國地質科學院礦產資源研究所利用德國Finnigan 公司MAT 253 型穩(wěn)定同位素質譜儀測定，分析精度為±2‰。Sr-Nd 同位素測試在中國地質大學(武漢)GPMR 采用Nu Plasma 多接收等離子體質譜儀測定，Sr 和Nd 同位素的分餾校正分別采用86Sr/88Sr=0.1194 和146Nd/144Nd = 0.7219。分析期間，JMC 標準143Nd/144Nd 測定值的平均值為0.511937 ±10(2σ);BCR-1的143Nd/144Nd 測定值的平均值為0.512594 ± 10(2σ)。NBS987 標準87Sr/86Sr 測定值的平均值為0.710217 ± 11(2σ)。分析流程見Zhang et al.(2002)。主、微量元素及同位素測試結果見表1。

圖2 道縣虎子巖地區(qū)巖石顯微照片(a、b)玄武巖，橄欖石斑晶發(fā)育扭折帶和熔蝕邊，正交偏光;(c、d)玄武巖，蝕變比(a、b)弱，正交偏光;(e)橄欖輝長巖，正交偏光;(f-h)基性麻粒巖，具輝石條帶和平衡的鑲嵌粒狀平衡結構，(f)和(g)正交偏光，(h)單偏光;(i)基性麻粒巖，輝石內有蠕蟲狀尖晶石，單偏光.Cpx-單斜輝石;Ol-橄欖石;Opx-斜方輝石;Phl-金云母;Pl-斜長石;Spl-尖晶石Fig.2 Photomicrographs of the microstructure of the rocks from Huziyan area，Daoxian

4 分析結果

4.1 主量元素

所有樣品在TAS 圖解上均為玄武質巖石(圖3a)。5 件玄武巖具有富MgO(14.84%～16.54%)、富K2O(2.88%～3.51%)特征，屬于鉀玄巖系列的堿性橄欖玄武巖(圖3b);3 件橄欖輝長巖也具有高MgO 特征(12.32%～14.26%);基性麻粒巖具有富Al2O3(14.52%～24.12%)、富MgO(5.88%～13.73%)、貧K2O(0.12%～0.87%)、貧P2O5(0.04%～0.05%)的特征(圖3c)，其中有三件樣品(Na2O + K2O)＜3%，且12% ＜MgO ＜18%，屬于苦橄質巖石。橄欖輝長巖HZY13 和14 屬于高鉀鈣堿性系列，橄欖輝長巖HZY12 和其他樣品為中鉀鈣堿性系列到低鉀拉斑玄武巖系列。CIPW 標準礦物計算都無石英，屬于硅不飽和巖石(表1)。

表1道縣虎子巖玄武巖及基性捕虜體的全巖主量 （wt%）、微量（ ×10 -6）、元素CIPW計算和 Sr-Nd-O同位素數(shù)據(jù)Table1 Bulk-rock major element（wt%）， trace element（ ×10 -6）， CIPW norm minerals， and Sr-Nd-Oisotopes of the basalt and its gabbro and granulite xenoliths from Huziyan area，Daoxian

續(xù)表1Continued Table1

圖3 道縣虎子巖地區(qū)巖石分類圖解(a)TAS 圖(據(jù)Le Bas et al.，1986)，堿性和亞堿性分界線據(jù)MacDonald and Katsura (1964);(b) SiO2-Zr/TiO2 圖(據(jù)Winchester and Floyd，1977);(c)K2O-P2O5圖.引文數(shù)據(jù)同圖5Fig.3 Classified diagrams of the rocks from Huziyan area，Daoxian

4.2 微量元素

以上三類巖石的主量元素特征盡管都顯示為基性巖石，但是卻具有不同的微量元素特征。堿性橄欖玄武巖具明顯的輕稀土(LREE)富集、重稀土(HREE)虧損的特征((La/0.91)，且Sc(18 ×10-6～28 ×10-6)、Co(44 ×10-6～54 ×Yb)N=16～26，圖4a)，具弱的Eu 負異常(δEu = 0.86～10-6)、Cr(909 ×10-6～1596 ×10-6)、Ni(534 ×10-6～706 ×10-6)等相容元素含量高(表1);橄欖輝長巖的LREE 富集程度((La/Yb)N=2.5～3.0)弱，具弱Eu 正異常(δEu=1.03～1.06);基性麻粒巖捕虜體稀土元素含量較低(ΣREE =11.55 ×10-6～30.13 ×10-6)，幾乎所有捕虜體都顯示明顯的Eu 正異常(δEu=1.42～4.41)，且麻粒巖樣品的HREE 由高到低分為三組(第一組HZY01、06;第二組HZY15、21、23、24 和第三組HZY05、07、18)(圖4a)，出現(xiàn)重稀土的分組特征。所有樣品均顯示富集大離子親石元素和虧損高場強元素，玄武巖HZY17、22 兩個樣品還虧損Sr，橄欖輝長巖相對于Ba 和Rb 虧損U、Th，基性麻粒巖捕虜體明顯虧損Rb、Ba、U、Th(圖4b)。

4.3 Sr-Nd-O 同位素

玄武巖的87Sr/86Sr 比值為0.7058～0.7072，εNd(t)為-1.74～-0.81;橄欖輝長巖的87Sr/86Sr 比值高于玄武巖，為0.7072～0.7086，εNd(t)為- 3.1～- 0.83;基性麻粒巖HZY01、06 的87Sr/86Sr 比值分別為0.7065 和0.7062，εNd(t)分別為-1.37 和1.74。玄武巖的Nd 模式年齡比較一致(1.1～1.2Ga);橄欖輝長巖中，HZY12 的Nd 模式年齡為2.87Ga，HZY13、14 的Nd 模式年齡分別為1.98Ga 和1.9Ga;基性麻粒巖HZY06 的Nd 模式年齡為1.29Ga。

完成全巖氧同位素測試的有14 件樣品，4 件玄武巖氧同位素值(δ18OV-SMOW)為7.8‰～11.0‰，2 件橄欖輝長巖的值為6.8‰～7.6‰，8 件基性麻粒巖的值為6.8‰～8.1‰。其中玄武巖的δ18OV-SMOW值明顯高于其他樣品(表1)。

5 討論

5.1 玄武巖和橄欖輝長巖成因

圖4 道縣虎子巖地區(qū)巖石球粒隕石標準化稀土元素配分圖(a，標準化值據(jù)Boynton，1984)和原始地幔標準化微量元素配分圖(b，標準化值據(jù)Sun and McDonough，1989)Fig.4 Chondrite-normalized REE patterns (a，normalization values after Boynton，1984)and primitive mantle-normalized trace element spidergrams (b，normalization values after Sun and McDonough，1989)of the rocks in Huziyan area，Daoxian

圖5 道縣虎子巖玄武巖和基性捕虜體Sr-Nd-O 同位素投圖(a)Sr-Nd 同位素投圖，灰色方格數(shù)據(jù)引自Jiang et al.(2009)，Zhao et al.(1998)，孔華等(2000)，賈大成等(2002)，朱介壽等(2005)，朱勤文等(1996);灰色圓點數(shù)據(jù)引自Dai et al.(2008)，Yu et al.(2003b)，朱介壽等(2005)，孔華等(2000);華南變質基底引自Yu et al.(2003a);圖6、圖7、圖8 的引文數(shù)據(jù)來源和圖例同此圖;(b)Sr-O 同位素投圖，X 為混染物(C)相對地幔(M)的比例，比值表示地幔(M)Sr的含量相對混染物(C)的比例，據(jù)James (1981)Fig.5 Sr-Nd-O isotopic plots of Huziyan rocks

玄武巖中橄欖石斑晶具有深源捕虜晶的特征:扭折帶、碎裂結構及熔蝕邊;CIPW 標準礦物計算顯示有3 個樣品無霞石分子，這應該是K、Na 元素因本身活動性較強而在蝕變過程中發(fā)生遷移造成的。稀土元素球粒隕石標準化圖解顯示該玄武巖具有OIB 特征(圖4)，同時具有高的87Sr/86Sr 和低的143Nd/144Nd 比值(表1)，顯示EM II 型富集地幔特征。HZY02 和09 二個樣品氧同位素值分別為11.0‰和10.8‰，對應的CaO 的含量分別為11.3%和11.6%，而另外2 個樣品的CaO 含量較低，氧同位素值相對偏低(表1、圖5b);通過顯微鏡觀察發(fā)現(xiàn)，玄武巖樣品都有不同程度的蝕變，并且氧同位素值低的樣品比高的樣品蝕變程度弱(圖2a-d)，暗示玄武巖氧同位素組成偏高可能是其上升到地表后由碳酸鹽巖組分的加入及后期風化蝕變作用造成的，相對均一且為負的εNd(t)值和靠近EMⅡ地幔端員的特點，指示該玄武巖源區(qū)在發(fā)生部分熔融之前就已經發(fā)生了富集。

利用地幔條件下尖晶石和石榴子石之間La、Dy、Yb 的分配系數(shù)差異可以將在兩者穩(wěn)定存在區(qū)域內形成的熔體區(qū)分開(圖6)，當熔融程度較低的時候，尖晶石相和石榴子石相部分熔融并未使得(Dy/Yb)N值發(fā)生較大變化，而石榴子石相(La/Yb)N的變化要遠大于尖晶石相;當出現(xiàn)兩相熔體的混合產物時，(La/Yb)N和(Dy/Yb)N都有較大變化。本文5件玄武巖顯示部分熔融由尖晶石相向兩相熔體混合的趨勢進行，其熔融比例小于1%，這表明巖漿源區(qū)深度有增大的趨勢，其應該來自巖石圈地幔中部到下部的區(qū)域，并且?guī)r石富K 的特征也暗示該玄武巖漿是源區(qū)低度部分熔融形成的，進一步說明虎子巖玄武巖為具有原生幔源巖漿屬性的堿性橄欖玄武巖。

圖6 虎子巖玄武巖(La/Yb)N-(Dy/Yb)N 圖(分配系數(shù)引自McKenzie and O’Nions，1991)Fig.6 (La/Yb)N vs.(Dy/Yb)N diagram for basalts in Huziyan (partition coefficient after McKenzie and O’Nions，1991)

通過對比橄欖輝長巖和堿性橄欖玄武巖的化學成分可以發(fā)現(xiàn)，前者的TiO2、Al2O3和Na2O 都高于后者，而前者的MgO、Fe2O3T、K2O 和P2O5的含量卻低于后者(表1)，相容元素Fe、Mg 含量相對較低應該是形成橄欖輝長巖巖漿中的橄欖石捕虜晶較少的體現(xiàn)，而K、P 偏低可能分別與元素不相容性和磷灰石的提前結晶有關系;并且輕稀土元素和中稀土元素和玄武巖相比有很大差別，重稀土元素反而差別不大(圖4a)，Nb、Ta、Zr、Hf 及HREE 等高場強元素的含量與玄武巖的差別沒有LILE 表現(xiàn)的那么明顯(圖4b);橄欖輝長巖顯微鏡觀察結果顯示橄欖石具有碎裂及熔蝕結構;Sr-Nd 同位素組成更靠近EMⅡ地幔端員，87Sr/86Sr 比值、εNd(t)值及Nd 模式年齡比玄武巖的大(表1、圖5a)，說明橄欖輝長巖是先形成的上述玄武巖漿在未到達地表之前發(fā)生結晶作用形成的，之后又被堿性橄欖玄武巖帶到地表，這也是該巖石比堿性橄欖玄武巖鉀含量低的原因。同時橄欖輝長巖的氧同位素組成也進一步說明形成上述堿性橄欖玄武巖巖漿的源區(qū)并未受到地殼的混染。

5.2 基性麻粒巖成因

本文的基性麻粒巖Al2O3、Na2O、P2O5和K2O 含量相對較低(表1、圖3c)，具有堆晶麻粒巖的特征。在微量元素和稀土元素方面，這些基性麻粒巖也表現(xiàn)出相對較低的稀土元素含量(1～10 個對數(shù)單位，圖4a)和虧損大離子親石元素(Rb，Ba，Th，U，圖4b)的特征，這與Yu et al.(2003b)的研究結果是一致的，表明其為堆晶麻粒巖。在Mg#-SiO2/Al2O3圖解中(圖7)，所有的樣品都落在了“基性1”區(qū)域里，顯示了輝石從初始玄武巖漿堆積的趨勢，并具有相對低的SiO2/Al2O3值和恒定的Mg#(77～82)等特征，大量斜長石的出現(xiàn)(Al2O3含量相對較高)是造成SiO2/Al2O3值偏低主要原因，這些都在顯微鏡觀察以及稀土元素正的Eu 異常特征上得到驗證(圖2f，g、圖4a)。本文基性麻粒巖捕虜體Sr-Nd 同位素組成顯示其具有殼幔端員混合的特征(圖5a)，和Dai et al.(2008)的結果一致?？梢钥闯觯月榱r捕虜體是基性巖漿底侵到下地殼底部與地殼物質發(fā)生了反應，形成的新巖漿經歷了結晶分異和礦物晶體的堆積，輝石和斜長石顆粒邊界形成平直、夾角為120 度的鑲嵌粒狀平衡結構指示其經歷了麻粒巖相變質作用。

圖7 虎子巖基性捕虜體Mg#-SiO2/Al2O3圖“基性1”為原始玄武巖漿堆晶作用的結果或是已含一定比例鎂鐵質堆晶相的玄武巖漿;“基性2”為固結玄武巖漿或是相對于“基性1”較為演化的玄武巖漿的堆晶相;“基性3”則為中、酸性巖漿堆晶作用的結果或是變質沉積巖及中性火成巖的熔融殘余;“基性向酸性過渡”為中性麻粒巖;“酸性”為酸性麻粒巖;虛線箭頭表示巖漿系列分異的平均趨勢，實線箭頭表示與特征礦物相堆積有關的巖石組成變化趨勢，詳見Kempton and Harmon(1992)和Kempton et al.(1997)Fig.7 Mg# vs.SiO2/Al2 O3 diagram for the gabbroic xenoliths from Huziyan

值得一提的是，這些麻粒巖捕虜體具有低鉀拉斑玄武巖系列向中鉀鈣堿性系列演化和重稀土分組的特征。其中，HZY01 比HZY15 有相對較低的εNd(t)值(圖5a)和相對含量較高的稀土元素(圖4a)，表明第一組麻粒巖較第二組麻粒巖有含量更高的稀土元素是部分地殼物質加入底侵巖漿造成的，對應的氧同位素組成也顯示第一組麻粒巖中的地殼組分比第二組多(圖5b);而第二組麻粒巖較第三組麻粒巖有相對較高的HREE 含量和Nb、Ta、Zr、Hf 和Ti 等高場強元素(圖4)，造成這種特征出現(xiàn)可能是同一時期的底侵巖漿中石榴石和金紅石發(fā)生不同程度的分離結晶造成的，也可能是不同時期演化的底侵巖漿自身造成的。但是，根據(jù)基性麻粒巖的堆晶特征和只含有相指示礦物尖晶石，則石榴石和金紅石組分分離結晶的程度不同造成重稀土和高場強元素含量出現(xiàn)分組特征的可能性更大。

圖8 虎子巖玄武巖微量元素成分構造環(huán)境判別圖(a)Zr/Y-Zr 圖解(據(jù)Pearce and Norry，1979);(b)Th/Hf-Ta/Hf 圖解(據(jù)汪云亮等，2001)Fig.8 Discrimination diagram for tectonic setting of the basalts in Huziyan

5.3 華夏板塊東、西部下地殼殼幔相互作用的差異

麻粒巖的形成主要受地熱條件的控制(翟明國和劉文軍，2001)。通過對比，我們發(fā)現(xiàn)沿海地區(qū)新生代玄武巖中的基性麻粒巖主要有巖漿型和堆晶型兩種(Yu et al.，2003b)，而湘南地區(qū)中生代玄武巖中的基性麻粒巖都是堆晶型(圖3c)。在區(qū)域上，這些基性麻粒巖意味著華夏板塊下地殼在燕山期十分發(fā)育基性巖漿的底侵作用。沿海地區(qū)的堆晶麻粒巖的Sr-Nd 同位素組成具有虧損地幔的特征，形成時間大概是在112Ma(Yu et al.，2003b)，而本文的堆晶麻粒巖具有殼?；旌系奶卣?圖5)，形成時間在250～200Ma(Dai et al.，2008;郭鋒等，1997)。這就意味著沿海地區(qū)在燕山晚期的殼幔相互作用要比湘南地區(qū)燕山早期的殼幔相互作用強烈，而湘南地區(qū)具有虧損地幔特征的堆晶麻粒巖的缺失則意味著湘南地區(qū)殼幔相互作用相對比較徹底，后期的巖漿底侵作用不明顯。溫壓計算結果表明，湘南地區(qū)基性麻粒巖形成的溫度和深度分別為801～927℃和31km(朱介壽等，2005)，而沿海地區(qū)基性麻粒巖形成的溫度和深度分別為814～893℃和23～27km，且地溫梯度較高(于津海等，2002)，指示沿海地區(qū)燕山晚期拉張的構造環(huán)境比湘南地區(qū)要強烈。

5.4 構造環(huán)境和地球動力學意義

在印支期，華南地區(qū)發(fā)生了造山運動，早期(251～228Ma)為同碰撞擠壓的構造環(huán)境，到晚期(228～199Ma)局部轉變?yōu)槔瓘埈h(huán)境;到了燕山早期(200～145Ma)，華南地區(qū)以拉張的構造環(huán)境為主(Zhou et al.，2006)，主要表現(xiàn)是侏羅紀(184～152Ma)A 型花崗巖和堿性巖，其主要分布在“十-杭”裂谷帶南段地區(qū)，江西南部也有少許分布(王強等，2002，2003，2005)。前人的年代學研究表明，虎子巖輝長巖捕虜體形成時代為250～200Ma(Dai et al.，2008;郭鋒等，1997)，玄武巖Ar-Ar 年齡為152～147Ma(Li et al.，2004)，這就意味著輝長巖捕虜體應該是印支期擠壓構造背景下底侵玄武質巖漿與地殼物質發(fā)生混合的產物，道縣虎子巖堿性橄欖玄武巖具有高的Zr/Y 比和高的Th/Hf、Ta/Hf 比(圖8)而有別于典型的島弧玄武巖，同時鉀含量較高也暗示其巖漿是在板塊內部拉張環(huán)境下巖石圈地幔由減壓低度部分熔融形成(Müller et al.，1992)，并且輝長巖捕虜體內蠕蟲狀尖晶石也指示拉張減壓環(huán)境。從時間上來看，本文報導的玄武巖和基性麻粒巖捕虜體分別對應于印支期和燕山晚期華南東部地區(qū)的構造事件，進一步說明華南板塊中生代特提斯構造域向以板片俯沖為主導的太平洋構造域轉換是虎子巖地區(qū)巖漿系列發(fā)生演化的根本因素。

6 結論

(1)虎子巖玄武巖為堿性橄欖玄武巖，具有較高的鉀含量，是陸內拉張環(huán)境下、富集巖石圈地幔部分熔融的產物，橄欖輝長巖是該玄武巖漿在未到達地表之前局部發(fā)生結晶作用后形成的。

(2)基性麻粒巖捕虜體具有從低鉀拉斑玄武系列向中鉀鈣堿性系列演化的特征，是玄武巖漿底侵在地殼底部與地殼物質發(fā)生反應，并經歷結晶分異、晶體堆積和麻粒巖相變質作用形成，綜合華南其他地區(qū)研究成果，揭示了華夏板塊湘南地區(qū)下地殼的基本組成主要為堆晶的基性麻粒巖，而沿海地區(qū)二者都有。

(3)沿海地區(qū)在燕山晚期的殼幔相互作用要比湘南地區(qū)燕山早期的殼幔相互作用強烈，而湘南地區(qū)具有虧損地幔特征的堆晶麻粒巖的缺失則意味著湘南地區(qū)殼幔相互作用相對比較徹底，后期的巖漿底侵作用不明顯。

(4)華南板塊中生代特提斯構造域向以板片俯沖為主導的太平洋構造域轉換是虎子巖地區(qū)巖漿系列發(fā)生演化的根本因素，其控制著華南東部地區(qū)巖石圈擠壓和拉張的構造環(huán)境。

致謝 感謝李璽瑤在野外工作，李文霞、劉棟、常青松在室內測試工作中給予的幫助。

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