浙西毛坦地區(qū)基性巖墻地球化學(xué)特征及其構(gòu)造意義

王婷婷，曾 雯，周漢文,*，李益龍，李福林

(1.中國地質(zhì)大學(xué)(武漢) 地球科學(xué)學(xué)院，湖北 武漢 430074； 2.中國地質(zhì)大學(xué)(武漢) 教育部長江三峽庫區(qū)地質(zhì)災(zāi)害研究中心，湖北 武漢 430074； 3.中國地質(zhì)調(diào)查局武漢地質(zhì)調(diào)查中心，湖北 武漢 430205)

0 引 言

華南板塊由揚子陸塊和華夏陸塊組成，目前普遍認(rèn)為中新元古代江南或四堡造山作用導(dǎo)致最終拼合形成統(tǒng)一的華南板塊[1-3]。其間的拼合帶被稱為江南褶皺帶或江南造山帶[4-6]。江南造山帶中新元古代巖漿作用廣泛發(fā)育，主要以花崗巖和酸性火山巖為主，同時包括一些中基性火山巖和基性—超基性侵入巖(圖1)。其成因及構(gòu)造背景研究已經(jīng)引起廣泛關(guān)注[7-9]。Li等基于揚子陸塊南緣基性—超基性巖脈與澳大利亞南部Gairdner基性巖墻群的對比，指出了華南板塊前寒武紀(jì)在全球Rodinia超大陸重建中的位置[7-8]。目前，對于江南造山帶中新元古代巖漿巖的成因、來源和構(gòu)造背景，不同研究者提出了不同的成因模型，主要有3種：①地幔柱模式[8,10-14]，Li等認(rèn)為在Rodinia超大陸重建模型中，華南板塊位于超大陸中心，是連接澳大利亞(Australia)地塊與勞倫(Laurentia)地塊的“紐帶”，江南造山帶是格林威爾造山帶的一部分[15]，沿?fù)P子陸塊東南緣分布的大規(guī)模巖漿巖(<825 Ma)被認(rèn)為是地幔柱活動引發(fā)巖石圈地幔和下地殼熔融的產(chǎn)物[8,15-17]，而地幔柱則是超大陸裂解的動力來源；②俯沖模式，周金城等認(rèn)為揚子陸塊周緣750～1 000 Ma的巖漿活動為活動大陸邊緣構(gòu)造環(huán)境所致，沿?fù)P子陸塊東南緣分布的巖漿作用是由江南島弧引起的[18-21]，相反Zhou等認(rèn)為華南板塊很可能位于Rodinia超大陸的邊緣[22-23]或根本不屬于Rodinia超大陸的一部分[21]；③板塊-裂谷模式，Zheng等認(rèn)為碰撞造山持續(xù)到約820 Ma，新元古代巖漿巖形成于造山帶垮塌階段，隨后的巖漿活動形成于巖石圈伸展-裂谷階段[24-26]。由此可見，前人對江南造山帶中新元古代巖漿巖的成因是有爭議的。

圖件引自文獻[33],有所修改圖1 華南板塊新元古代巖漿巖的空間分布Fig.1 Spatial Distribution of the Neoproterozoic Magmatic Rocks in South China Plate

前人對江南造山帶及周邊中新元古代巖漿巖的研究主要集中在酸性火成巖，而對基性巖墻的研究，尤其是較系統(tǒng)和深入的地球化學(xué)研究還較少[9,27]?；詭r墻群是大陸伸展背景下，主要來自陸下軟流圈或巖石圈地幔的巖漿侵入體?；詭r墻群作為一種特殊的構(gòu)造巖漿類型，它是陸塊伸展、裂解的關(guān)鍵遺跡，通常被作為伸展構(gòu)造的標(biāo)志[28]，其研究對探討巖石圈的伸展拉張過程、地幔性質(zhì)及其時空演化等方面具有重要意義[28-31]，并能為上地幔的物質(zhì)組成提供制約[32]。江南造山帶中新元古代巖漿巖的成因和構(gòu)造背景研究，對認(rèn)識江南造山帶的構(gòu)造過程、華南板塊新元古代構(gòu)造演化及Rodinia超大陸重建都有重要意義。本文擬對位于江南造山帶東北段的浙西毛坦地區(qū)新元古代基性巖墻群進行系統(tǒng)的地球化學(xué)研究，以便進一步了解江南造山帶的構(gòu)造演化，恢復(fù)華南板塊古構(gòu)造格局與拼貼裂解過程，為華南板塊動力學(xué)研究提供更多的科學(xué)依據(jù)。

1 地質(zhì)背景和巖相學(xué)特征

浙西毛坦地區(qū)位于揚子陸塊東南緣江南造山帶的東北段。江南造山帶主要由新元古代淺變質(zhì)火山-沉積巖系、新元古代花崗巖和少量鎂鐵質(zhì)巖組成(圖2)。該區(qū)地層屬揚子地層區(qū)江南分區(qū)，主要為新元古界青白口系和南華系，包括下青白口統(tǒng)駱家門組(Qb1l)、下青白口統(tǒng)虹赤村組(Qb1h)、下南華統(tǒng)休寧組(Nh1x)及上南華統(tǒng)南沱組(Nh2n)。駱家門組上部為由灰綠色片理化砂巖、粉砂巖、泥巖、硅質(zhì)泥巖組成的復(fù)理石韻律層，下部為灰綠色片理化巖屑石英砂巖，底部為礫巖；虹赤村組上部為暗紫、灰綠色片理化粉砂質(zhì)泥巖，夾酸性火山碎屑巖，下部為灰紫色片理化中細(xì)粒砂巖、石英砂巖夾細(xì)—粉砂質(zhì)泥巖；休寧組主要為灰白—暗灰色凝灰質(zhì)粉砂巖、粉砂質(zhì)泥巖和細(xì)砂巖，下部夾有長石石英粗砂巖；南沱組以暗灰色、青灰色含礫砂質(zhì)泥巖為主，中部常夾有一層暗灰色含粉砂質(zhì)泥質(zhì)白云巖。上述沉積巖和少量火山巖普遍遭受淺變質(zhì)，并有較明顯的變形。

研究區(qū)新元古代巖漿巖較發(fā)育，如毛坦地區(qū)北部的石耳山復(fù)式花崗巖體以及廣泛發(fā)育的基性巖墻(圖1、2)，花崗巖和基性巖墻的形成時代相近，顯示了類似雙峰式巖漿活動的特點?；詭r墻以脈巖群方式侵入于虹赤村組，走向NE，與區(qū)域構(gòu)造斷裂方向基本一致(圖2、3)，反映基性巖墻可能受區(qū)域構(gòu)造斷裂控制。單個巖墻寬度為10 m左右，最寬達100 m。巖性為輝綠巖和輝長巖，以輝綠巖為主。巖石主要由斜長石和輝石組成，輝石多為單斜輝石。其中可見輝綠結(jié)構(gòu)和含長結(jié)構(gòu)(圖4)，表現(xiàn)為大的輝石顆粒中包含細(xì)小斜長石，表明長石結(jié)晶較早；局部見有紫蘇輝石，顯示了拉斑玄武巖的特征。巖墻局部受構(gòu)造應(yīng)力作用發(fā)生較明顯變形，可見片理化。巖石普遍遭受蝕變，多為綠泥石化，少量綠簾石化、絹云母化和碳酸巖化。

圖件根據(jù)1∶50 000地質(zhì)圖(幅)改編圖2 浙西毛坦地區(qū)地質(zhì)簡圖Fig.2 Simplified Geological Map of Maotan Area, Western Zhejiang

區(qū)域上新元古代相關(guān)的巖漿巖年代學(xué)研究表明，這些基性巖墻和相關(guān)基性巖的侵位時代為新元古代中期(790～800 Ma)，如浙北和贛東北790～800 Ma 上墅組基性巖[34-35]、石耳山約790 Ma 基性巖[34]、贛東北景德鎮(zhèn)經(jīng)公橋(801±4)Ma輝長巖[36]、皖南許村約800 Ma 輝綠巖[34]和浙北道林山約790 Ma 輝綠巖[35]等。李獻華等在總結(jié)華南板塊新元古代玄武質(zhì)巖石成因與構(gòu)造意義時也指出，分布于揚子陸塊東南緣、揚子陸塊南緣以及揚子陸塊西緣康滇裂谷的新元古代玄武質(zhì)巖石，包括基性巖墻大多形成于760～800 Ma的巖石圈伸展-裂谷階段[33]。

圖3 大坂灣—解元嶺信手剖面Fig.3 Sketch Profile of Dabanwan-Xieyuanling

圖4 基性巖墻的含長結(jié)構(gòu)顯微照片F(xiàn)ig.4 Microscopic Photos of Ophitic Texture of Mafic Dykes

2 地球化學(xué)特征

在巖相學(xué)研究基礎(chǔ)上，選擇較新鮮的代表性樣品進行地球化學(xué)分析。主量元素分析在臺灣大學(xué)地質(zhì)科學(xué)系的Rigaku RIX-2000型X熒光光譜分析(X-Ray Fluorescence Analysis,XRF)儀上完成[37-38]，分析精度優(yōu)于5%。微量元素分析在中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室ICP-MS(Agi-lent7500a)儀器上完成，樣品經(jīng)AGV-2、BHVO-2、BCR-2和GSR-3國際標(biāo)樣監(jiān)控，分析精度優(yōu)于5%。元素含量校正用美國國家標(biāo)準(zhǔn)局(NIST)研制的人工合成硅酸鹽玻璃NIST SRM610為外標(biāo)[39]，29Si為內(nèi)標(biāo)。每完成4、5個分析點的樣品測定，加測標(biāo)樣一次。

由于樣品遭受不同程度的蝕變作用，K、Na和低場強元素(Cs、Rb、Sr、Ba)在蝕變過程中可能發(fā)生遷移。因此，本文將主要依據(jù)相對不活動的元素(如主量元素(MgO、Al2O3和TiO2)、稀土元素(REE)、高場強元素(HFSE)、Th、過渡元素(Cr和Ni)等)來討論巖石地球化學(xué)特征及其成因意義。

2.1 主量元素

浙西毛坦地區(qū)基性巖墻代表性樣品的主量元素分析結(jié)果列于表1。其SiO2含量(質(zhì)量分?jǐn)?shù)，下同)介于42.02%～46.50%之間，主要為基性巖，部分屬于超基性巖。樣品以貧K2O(<0.01%)、w(Na2O)>w(K2O)為特征，w(Na2O)+w(K2O)值為1.28%～3.72%。這些基性巖墻樣品具有較高的Al2O3含量，除樣品828-9為15.82%外，其他為16.15%～16.67%，屬高鋁玄武巖。樣品的MnO和P2O5含量分別為0.15%～0.21%和0.08%～0.13%，含量均較低；樣品MgO含量為6.97%～9.20%，Mg#值為47.83～58.78，均低于原始巖漿的參考值(65)，表明基性巖墻是原始巖漿經(jīng)歷一定程度分離結(jié)晶的產(chǎn)物。在Zr/TiO2-Nb/Y圖解[圖5(a)]上，樣品投影于玄武巖區(qū)域，所有樣品w(Nb)/w(Y)值低于0.5，屬于亞堿性巖石；在TiO2-FeOT/MgO圖解[圖5(b)]和AFM圖解(圖6)上，都顯示為拉斑玄武巖系列趨勢。

表1 基性巖墻主量、微量元素分析結(jié)果Tab.1 Analysis Results of Major and Trace Elements of Mafic Dykes

注：w(·)為元素或化合物含量;wREE為稀土元素總含量；wLREE為輕稀土元素總含量；wHREE為重稀土元素總含量；w(·)N為元素含量球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化后的值。

圖(a)引自文獻[40]；圖(b)引自文獻[41]圖5 基性巖墻Zr/TiO2-Nb/Y圖解和TiO2-FeOT/MgO圖解Fig.5 Diagrams of Zr/TiO2-Nb/Y and TiO2-FeOT/MgO for Mafic Dykes

圖件引自文獻[42]圖6 AFM圖解Fig.6 Diagram of AFM

2.2 微量元素

基性巖墻樣品的微量元素分析結(jié)果列于表1。玄武巖及基性巖墻的不相容元素在地幔部分熔融過程中大多進入巖漿中，因此，一般認(rèn)為這些元素的分布可用來判斷巖漿源區(qū)特征。Tarney認(rèn)為球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分模式和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化不相容元素蛛網(wǎng)圖可反映巖漿源區(qū)特征[43]。

浙西毛坦地區(qū)基性巖墻樣品輕、重稀土元素分異較小，僅個別樣品分異較大(樣品827-4)，稀土元素配分模式基本為平坦型，個別呈右傾型(圖7)。考慮到個別樣品(樣品827-4)變形較強，片理較發(fā)育，可能受到活動流體的影響，可將其作為特例。這些基性巖墻樣品稀土元素總含量為(34.51～58.49)×10-6，平均值為42×10-6，wLREE/wHREE值為1.81～4.34(平均值為2.20)，w(La)N/w(Yb)N值為0.68～1.78(平均值為1.30)，說明輕、重稀土元素有一定分餾，輕稀土元素相對富集。 其w(La)N/w(Sm)N值為0.44～1.32(平均值為1.00)，w(Gd)N/w(Lu)N值為1.04～1.48(平均值為1.30)，說明輕稀土元素之間及重稀土元素之間有一定的分餾。由于Eu與斜長石中Ca的晶體化學(xué)性質(zhì)相似，容易進入斜長石中Ca的位置，所以巖漿中斜長石的分離結(jié)晶會使熔體中的Eu虧損，導(dǎo)致Eu異常及w(Eu)/w(Sm)值降低?；詭r墻樣品中w(Eu)/w(Sm)值為0.25～0.57，變化不大，Eu異常為0.71～1.47(平均值為1.03)，Eu異常不明顯，反映斜長石的分離結(jié)晶作用不明顯?？傮w上看，基性巖墻的稀土元素特征基本一致，暗示本區(qū)基性巖墻具有同源性，結(jié)合主量元素特征指示基性巖墻具有從拉斑玄武巖到高鋁玄武巖過渡的特點。

球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化值引自文獻[44]；ws為樣品含量；wc為球粒隕石含量；同一圖中相同線條對應(yīng)不同樣品圖7 基性巖墻球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分模式Fig.7 Chondrite-normalized REE Pattern of Mafic Dykes

原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化值和洋島玄武巖數(shù)據(jù)引自文獻[44]；wp為原始地幔含量；同一圖中相同線條對應(yīng)不同樣品圖8 基性巖墻原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖Fig.8 Primitive Mantle-normalized Trace Element Spider Diagram of Mafic Dykes

在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(圖8)上，基性巖墻樣品基本具有相似的分布形式，且其不相容元素分布的趨勢大致相似，僅個別樣品起伏較大(樣品827-4)。其不相容元素的含量介于典型的洋島玄武巖和島弧玄武巖之間。此外，除了Y、Yb等元素外，其他元素均呈隆起，具有板內(nèi)拉斑玄武巖的典型特征。部分樣品表現(xiàn)出Nb、Ta、Ti的負(fù)異常，顯示了與島弧拉斑玄武巖相似的特征，可能與基性巖墻在形成過程中有硅鋁質(zhì)地殼物質(zhì)的加入有關(guān)。另外，Sr正異常及P負(fù)異?？赡芘c地殼混染或后期蝕變有關(guān)。

3 討 論

基性巖墻一般被認(rèn)為是地幔的玄武質(zhì)巖漿沿張性裂隙貫入結(jié)晶形成[45-49]，通常被作為伸展構(gòu)造的標(biāo)志。浙西毛坦地區(qū)基性巖墻主要為基性脈巖，呈NE向成群分布，侵入于新元古代虹赤村組中，巖性大多為輝綠巖，少量輝長巖，蝕變作用和變形作用較明顯，部分巖石具片理。在Zr/TiO2-Nb/Y圖解[圖5(a)]上，樣品落入玄武巖區(qū)域；在TiO2-FeOT/MgO圖解[圖5(b)]和AFM圖解(圖6)上，基性巖墻樣品均顯示拉斑玄武巖系列的趨勢。本文利用各種構(gòu)造環(huán)境判別圖解(圖9)進一步識別研究區(qū)基性巖墻形成的構(gòu)造環(huán)境。結(jié)果表明：在MgO-FeO*-Al2O3圖解[圖9(a)]上，樣品主要落在洋島區(qū)域內(nèi)；在 TiO2-MnO-P2O5圖解[圖9(b)]上，多數(shù)樣品落在島弧拉斑玄武巖區(qū)域內(nèi)；在Ti/100-Zr-3Y圖解[圖9(c)]上，樣品落在鈣堿性玄武巖、洋中脊玄武巖和低鉀拉斑玄武巖區(qū)域內(nèi)；在Ti-Zr圖解[圖9(d)]上，樣品落在洋中脊玄武巖和低鉀拉斑玄武巖區(qū)域內(nèi)；在FeO/MgO-TiO2圖解[圖9(e)]和Zr/Y-Zr圖解[圖9(f)]上，樣品多落在洋中脊玄武巖和板內(nèi)玄武巖區(qū)域內(nèi)；在Zr/4-2Nb-Y圖解[圖10(a)]和Th/Yb-Ta/Yb圖解[圖10(b)]上，樣品都基本落在了板內(nèi)玄武巖區(qū)域內(nèi)。此外，浙西毛坦地區(qū)基性巖墻具有大離子親石元素富集和高場強元素虧損等特征，表明其源巖漿主要形成于板內(nèi)裂谷的構(gòu)造環(huán)境。

IAT為島弧拉斑玄武巖；MORB為洋中脊玄武巖，OIT為大洋島弧拉斑玄武巖，OIA為大洋島弧玄武巖，CAB為鈣堿性玄武巖；LKT為低鉀拉斑玄武巖；WPB為板內(nèi)堿性玄武巖；OIB洋島玄武巖；ICB為板內(nèi)玄武巖；IAB為島弧玄武巖；圖(a)引自文獻[56]；圖(b)引自文獻[57]；圖(c)和(d)引自文獻[58]；圖(e)引自文獻[59]；圖(f)引自文獻[60]圖9 基性巖墻的構(gòu)造環(huán)境判別圖解Fig.9 Tectonic Environment Discrimination Diagrams of Mafic Dykes

Li等研究認(rèn)為，大陸地殼物質(zhì)的混染作用能夠產(chǎn)生類似島弧環(huán)境地球化學(xué)特征的印記(w(Nb)/w(Th)<1以及Nb、Ta、Ti負(fù)異常)，從而常會將受到混染的板內(nèi)玄武巖誤判為島弧玄武巖[12,50]。由于地殼混染作用的改造，板內(nèi)玄武巖中的原始Nb、Ta、Ti含量受到調(diào)整，所以樣品在包含有Ti、Nb、Ta等作為判別因子的構(gòu)造環(huán)境判別圖解中落入島弧玄武巖[圖9(b)]。但是，由于地殼混染作用對巖石中Zr和Y的含量沒有太大影響，所以在Zr/Y-Zr圖解上，這些明顯具有似島弧信號巖石的樣品仍然落在洋中脊玄武巖和板內(nèi)玄武巖中。研究區(qū)的基性巖墻也同樣如此，表明其源巖玄武巖在形成過程中可能有硅鋁質(zhì)地殼物質(zhì)的加入。綜上所述，浙西毛坦地區(qū)的基性巖墻源巖漿主要形成于洋島、洋中脊和板內(nèi)構(gòu)造環(huán)境[圖9(f)]，且基性巖墻的源巖漿在上升過程中受到地殼物質(zhì)的明顯混染?？紤]到在構(gòu)造環(huán)境判別圖解中，洋中脊玄武巖和洋島玄武巖較難區(qū)別，因為它們的成分變化范圍大，在許多判別圖解上互相覆蓋[51]，故認(rèn)為本區(qū)的基性巖墻源巖漿總體形成于板內(nèi)裂谷環(huán)境。

圖(a)引自文獻[62]；圖(b)引自文獻[63],S、W、C、F分別為俯沖組分的影響、板內(nèi)富集、地殼混染和分離結(jié)晶作用;WPT為板內(nèi)拉斑玄武巖；E-MORB為富集型洋中脊玄武巖；N-MORB為正常型洋中脊玄武巖；VAB為火山弧玄武巖；SHO為鉀玄巖；CA為鈣堿性玄武巖；TH為拉斑玄武巖圖10 基性巖墻Zr/4-2Nb-Y圖解和Th/Yb-Ta/Yb圖解Fig.10 Diagrams of Zr/4-2Nb-Y and Th/Yb-Ta/Yb for Mafic Dykes

Morgan等認(rèn)為產(chǎn)于板內(nèi)構(gòu)造環(huán)境的板內(nèi)玄武巖與洋島玄武巖具有類似的地球化學(xué)特征，與地幔柱活動有關(guān)，是來自下地幔的巖漿活動[52-55]。同時也有研究表明，來自地幔柱源區(qū)及太古宙陸下巖石圈源區(qū)的巖漿都是基性巖墻的重要來源。李江海等認(rèn)為來自地幔柱的巖漿形成于板內(nèi)張性環(huán)境，以w(Th)/w(Ta)值及w(La)/w(Yb)值較低為特征，而來源于太古宙陸下巖石圈的巖漿則以w(Th)/w(Ta)值及w(La)/w(Yb)值較高為特征[28]。從古元古代到新元古代，基性巖墻的w(Th)/w(Ta)值總體上逐漸降低，說明陸下巖石圈源區(qū)的作用趨于減弱，而地幔柱源區(qū)的作用逐漸增強[28]。浙西毛坦地區(qū)基性巖墻樣品w(Th)/w(Ta)值(1.2～2.9)及w(La)/w(Yb)值(0.9～5.5)均較低，暗示其巖漿可能來源于地幔柱。Condie也認(rèn)為地幔柱及太古宙陸下巖石圈是基性巖墻的主要來源，其中拉斑玄武質(zhì)巖漿主要來源于地幔柱[61]。本文所研究的基性巖墻在巖相學(xué)分析、原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化不相容元素蛛網(wǎng)圖分析、TiO2-FeOT/MgO圖解和AFM圖解的判定中均顯示為拉斑玄武巖趨勢，也進一步佐證浙西毛坦地區(qū)基性巖墻的源巖漿可能來源于地幔柱。李獻華等研究表明，新元古代揚子陸塊有地幔柱活動的跡象[64]。新元古代廣泛發(fā)育的巖漿作用在江南造山帶及其附近乃至揚子陸塊周邊幾乎具有同時性，且揚子陸塊西緣和東緣的新元古代盆地沉積也展示出大陸裂谷的特征[12,16，65]。此外，Wang等有關(guān)湘西地區(qū)基性—超基性侵入巖、康定地區(qū)蘇雄組堿性玄武巖以及湘北科馬提質(zhì)玄武巖的研究[50]，葛文春等對桂北寶壇—元寶山地區(qū)鎂鐵—超鎂鐵巖的研究[66]，以及江南造山帶及其周邊雙峰式巖漿活動的顯現(xiàn)，都表明這些新元古代巖漿作用可能與地幔柱有關(guān)[7]。另據(jù)鄧奇等的研究，鋯石εHf(t)值(年齡t的εHf值)和全巖εNd(t)值(年齡t的εNd值)是反映巖漿幔源屬性的重要指標(biāo)，江南造山帶750～800 Ma基性巖的鋯石εHf(t)值和全巖εNd(t)值多為正值，表明這個時期的巖漿作用應(yīng)以新生地幔物質(zhì)為主[67]。根據(jù)上述地球化學(xué)特征和相關(guān)的地質(zhì)證據(jù)可以推斷，新元古代地幔柱作用于揚子陸塊底部，導(dǎo)致了揚子陸塊周緣的薄弱帶(如早期的造山帶)發(fā)生部分熔融，從而形成了大規(guī)模的巖漿作用。因此，這些巖漿活動與地幔柱活動有關(guān)，而不是由碰撞造山后的伸展垮塌所致[25-26,68]。大洋板塊內(nèi)部的現(xiàn)代火山作用以洋島玄武巖最為普遍，其成因與巖石圈在固定的熱地幔柱上漂移有關(guān)，新元古代的基性巖墻也應(yīng)與地幔柱的熱點活動有關(guān)。

綜上所述，新元古代基性巖墻的源巖漿在上升過程中受到地殼物質(zhì)的明顯混染，顯現(xiàn)出Nb、Ta、Ti虧損等島弧碰撞構(gòu)造環(huán)境地球化學(xué)特征，但綜合研究表明源巖漿主要形成于板內(nèi)裂谷環(huán)境，并且在巖石地球化學(xué)上顯現(xiàn)了與地幔柱有關(guān)的特征。Morgan等研究也普遍認(rèn)為，產(chǎn)于板內(nèi)構(gòu)造環(huán)境的板內(nèi)玄武巖與洋島玄武巖具有類似的地球化學(xué)特征，與地幔柱活動有關(guān)，是來自地幔巖漿活動的產(chǎn)物[51-52,54]。因此，浙西毛坦地區(qū)基性巖墻的地球化學(xué)特征應(yīng)為新元古代地幔柱事件在巖石化學(xué)上的反映，地幔柱模式能更好地解釋這些新元古代巖漿巖的成因。

4 結(jié) 語

(1)浙西毛坦地區(qū)基性巖墻的巖性主要為輝綠巖，地球化學(xué)特征顯示其屬于拉斑玄武巖系列。

(2)基性巖墻雖然在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖中出現(xiàn)Nb、Ta、Ti負(fù)異常，且w(Nb)/w(Th)<1，顯示島弧拉斑玄武巖的特征，但在構(gòu)造環(huán)境判別圖解上，大都落在洋島玄武巖、洋中脊玄武巖和板內(nèi)玄武巖區(qū)域，表明基性巖墻的源巖漿主要形成于板內(nèi)裂谷環(huán)境，且在巖漿上升侵位過程中不同程度受到地殼物質(zhì)的混染。

(3)基性巖墻的構(gòu)造環(huán)境判別圖解和總體地球化學(xué)特征表明基性巖墻的形成可能與地幔柱活動有關(guān)。

野外工作得到浙江省地質(zhì)調(diào)查院汪慶華、陳忠大、王孔忠、唐增才的大力支持，中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)張榮、覃洪峰、羅薇和關(guān)成國參加了部分野外工作，地球化學(xué)分析工作得到臺灣大學(xué)地質(zhì)科學(xué)系李寄嵎教授、中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)劉勇勝教授的大力幫助，在此致以衷心感謝！