浙西毛坦地区基性岩墙地球化学特征及其构造意义

王婷婷，曾 雯，周汉文,*，李益龙，李福林

(1.中国地质大学(武汉) 地球科学学院，湖北 武汉 430074； 2.中国地质大学(武汉) 教育部长江三峡库区地质灾害研究中心，湖北 武汉 430074； 3.中国地质调查局武汉地质调查中心，湖北 武汉 430205)

0 引 言

华南板块由扬子陆块和华夏陆块组成，目前普遍认为中新元古代江南或四堡造山作用导致最终拼合形成统一的华南板块[1-3]。其间的拼合带被称为江南褶皱带或江南造山带[4-6]。江南造山带中新元古代岩浆作用广泛发育，主要以花岗岩和酸性火山岩为主，同时包括一些中基性火山岩和基性—超基性侵入岩(图1)。其成因及构造背景研究已经引起广泛关注[7-9]。Li等基于扬子陆块南缘基性—超基性岩脉与澳大利亚南部Gairdner基性岩墙群的对比，指出了华南板块前寒武纪在全球Rodinia超大陆重建中的位置[7-8]。目前，对于江南造山带中新元古代岩浆岩的成因、来源和构造背景，不同研究者提出了不同的成因模型，主要有3种：①地幔柱模式[8,10-14]，Li等认为在Rodinia超大陆重建模型中，华南板块位于超大陆中心，是连接澳大利亚(Australia)地块与劳伦(Laurentia)地块的“纽带”，江南造山带是格林威尔造山带的一部分[15]，沿扬子陆块东南缘分布的大规模岩浆岩(<825 Ma)被认为是地幔柱活动引发岩石圈地幔和下地壳熔融的产物[8,15-17]，而地幔柱则是超大陆裂解的动力来源；②俯冲模式，周金城等认为扬子陆块周缘750～1 000 Ma的岩浆活动为活动大陆边缘构造环境所致，沿扬子陆块东南缘分布的岩浆作用是由江南岛弧引起的[18-21]，相反Zhou等认为华南板块很可能位于Rodinia超大陆的边缘[22-23]或根本不属于Rodinia超大陆的一部分[21]；③板块-裂谷模式，Zheng等认为碰撞造山持续到约820 Ma，新元古代岩浆岩形成于造山带垮塌阶段，随后的岩浆活动形成于岩石圈伸展-裂谷阶段[24-26]。由此可见，前人对江南造山带中新元古代岩浆岩的成因是有争议的。

图件引自文献[33],有所修改图1 华南板块新元古代岩浆岩的空间分布Fig.1 Spatial Distribution of the Neoproterozoic Magmatic Rocks in South China Plate

前人对江南造山带及周边中新元古代岩浆岩的研究主要集中在酸性火成岩，而对基性岩墙的研究，尤其是较系统和深入的地球化学研究还较少[9,27]。基性岩墙群是大陆伸展背景下，主要来自陆下软流圈或岩石圈地幔的岩浆侵入体。基性岩墙群作为一种特殊的构造岩浆类型，它是陆块伸展、裂解的关键遗迹，通常被作为伸展构造的标志[28]，其研究对探讨岩石圈的伸展拉张过程、地幔性质及其时空演化等方面具有重要意义[28-31]，并能为上地幔的物质组成提供制约[32]。江南造山带中新元古代岩浆岩的成因和构造背景研究，对认识江南造山带的构造过程、华南板块新元古代构造演化及Rodinia超大陆重建都有重要意义。本文拟对位于江南造山带东北段的浙西毛坦地区新元古代基性岩墙群进行系统的地球化学研究，以便进一步了解江南造山带的构造演化，恢复华南板块古构造格局与拼贴裂解过程，为华南板块动力学研究提供更多的科学依据。

1 地质背景和岩相学特征

浙西毛坦地区位于扬子陆块东南缘江南造山带的东北段。江南造山带主要由新元古代浅变质火山-沉积岩系、新元古代花岗岩和少量镁铁质岩组成(图2)。该区地层属扬子地层区江南分区，主要为新元古界青白口系和南华系，包括下青白口统骆家门组(Qb1l)、下青白口统虹赤村组(Qb1h)、下南华统休宁组(Nh1x)及上南华统南沱组(Nh2n)。骆家门组上部为由灰绿色片理化砂岩、粉砂岩、泥岩、硅质泥岩组成的复理石韵律层，下部为灰绿色片理化岩屑石英砂岩，底部为砾岩；虹赤村组上部为暗紫、灰绿色片理化粉砂质泥岩，夹酸性火山碎屑岩，下部为灰紫色片理化中细粒砂岩、石英砂岩夹细—粉砂质泥岩；休宁组主要为灰白—暗灰色凝灰质粉砂岩、粉砂质泥岩和细砂岩，下部夹有长石石英粗砂岩；南沱组以暗灰色、青灰色含砾砂质泥岩为主，中部常夹有一层暗灰色含粉砂质泥质白云岩。上述沉积岩和少量火山岩普遍遭受浅变质，并有较明显的变形。

研究区新元古代岩浆岩较发育，如毛坦地区北部的石耳山复式花岗岩体以及广泛发育的基性岩墙(图1、2)，花岗岩和基性岩墙的形成时代相近，显示了类似双峰式岩浆活动的特点。基性岩墙以脉岩群方式侵入于虹赤村组，走向NE，与区域构造断裂方向基本一致(图2、3)，反映基性岩墙可能受区域构造断裂控制。单个岩墙宽度为10 m左右，最宽达100 m。岩性为辉绿岩和辉长岩，以辉绿岩为主。岩石主要由斜长石和辉石组成，辉石多为单斜辉石。其中可见辉绿结构和含长结构(图4)，表现为大的辉石颗粒中包含细小斜长石，表明长石结晶较早；局部见有紫苏辉石，显示了拉斑玄武岩的特征。岩墙局部受构造应力作用发生较明显变形，可见片理化。岩石普遍遭受蚀变，多为绿泥石化，少量绿帘石化、绢云母化和碳酸岩化。

图件根据1∶50 000地质图(幅)改编图2 浙西毛坦地区地质简图Fig.2 Simplified Geological Map of Maotan Area, Western Zhejiang

区域上新元古代相关的岩浆岩年代学研究表明，这些基性岩墙和相关基性岩的侵位时代为新元古代中期(790～800 Ma)，如浙北和赣东北790～800 Ma 上墅组基性岩[34-35]、石耳山约790 Ma 基性岩[34]、赣东北景德镇经公桥(801±4)Ma辉长岩[36]、皖南许村约800 Ma 辉绿岩[34]和浙北道林山约790 Ma 辉绿岩[35]等。李献华等在总结华南板块新元古代玄武质岩石成因与构造意义时也指出，分布于扬子陆块东南缘、扬子陆块南缘以及扬子陆块西缘康滇裂谷的新元古代玄武质岩石，包括基性岩墙大多形成于760～800 Ma的岩石圈伸展-裂谷阶段[33]。

图3 大坂湾—解元岭信手剖面Fig.3 Sketch Profile of Dabanwan-Xieyuanling

图4 基性岩墙的含长结构显微照片Fig.4 Microscopic Photos of Ophitic Texture of Mafic Dykes

2 地球化学特征

在岩相学研究基础上，选择较新鲜的代表性样品进行地球化学分析。主量元素分析在台湾大学地质科学系的Rigaku RIX-2000型X荧光光谱分析(X-Ray Fluorescence Analysis,XRF)仪上完成[37-38]，分析精度优于5%。微量元素分析在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室ICP-MS(Agi-lent7500a)仪器上完成，样品经AGV-2、BHVO-2、BCR-2和GSR-3国际标样监控，分析精度优于5%。元素含量校正用美国国家标准局(NIST)研制的人工合成硅酸盐玻璃NIST SRM610为外标[39]，29Si为内标。每完成4、5个分析点的样品测定，加测标样一次。

由于样品遭受不同程度的蚀变作用，K、Na和低场强元素(Cs、Rb、Sr、Ba)在蚀变过程中可能发生迁移。因此，本文将主要依据相对不活动的元素(如主量元素(MgO、Al2O3和TiO2)、稀土元素(REE)、高场强元素(HFSE)、Th、过渡元素(Cr和Ni)等)来讨论岩石地球化学特征及其成因意义。

2.1 主量元素

浙西毛坦地区基性岩墙代表性样品的主量元素分析结果列于表1。其SiO2含量(质量分数，下同)介于42.02%～46.50%之间，主要为基性岩，部分属于超基性岩。样品以贫K2O(<0.01%)、w(Na2O)>w(K2O)为特征，w(Na2O)+w(K2O)值为1.28%～3.72%。这些基性岩墙样品具有较高的Al2O3含量，除样品828-9为15.82%外，其他为16.15%～16.67%，属高铝玄武岩。样品的MnO和P2O5含量分别为0.15%～0.21%和0.08%～0.13%，含量均较低；样品MgO含量为6.97%～9.20%，Mg#值为47.83～58.78，均低于原始岩浆的参考值(65)，表明基性岩墙是原始岩浆经历一定程度分离结晶的产物。在Zr/TiO2-Nb/Y图解[图5(a)]上，样品投影于玄武岩区域，所有样品w(Nb)/w(Y)值低于0.5，属于亚碱性岩石；在TiO2-FeOT/MgO图解[图5(b)]和AFM图解(图6)上，都显示为拉斑玄武岩系列趋势。

表1 基性岩墙主量、微量元素分析结果Tab.1 Analysis Results of Major and Trace Elements of Mafic Dykes

注：w(·)为元素或化合物含量;wREE为稀土元素总含量；wLREE为轻稀土元素总含量；wHREE为重稀土元素总含量；w(·)N为元素含量球粒陨石标准化后的值。

图(a)引自文献[40]；图(b)引自文献[41]图5 基性岩墙Zr/TiO2-Nb/Y图解和TiO2-FeOT/MgO图解Fig.5 Diagrams of Zr/TiO2-Nb/Y and TiO2-FeOT/MgO for Mafic Dykes

图件引自文献[42]图6 AFM图解Fig.6 Diagram of AFM

2.2 微量元素

基性岩墙样品的微量元素分析结果列于表1。玄武岩及基性岩墙的不相容元素在地幔部分熔融过程中大多进入岩浆中，因此，一般认为这些元素的分布可用来判断岩浆源区特征。Tarney认为球粒陨石标准化稀土元素配分模式和原始地幔标准化不相容元素蛛网图可反映岩浆源区特征[43]。

浙西毛坦地区基性岩墙样品轻、重稀土元素分异较小，仅个别样品分异较大(样品827-4)，稀土元素配分模式基本为平坦型，个别呈右倾型(图7)。考虑到个别样品(样品827-4)变形较强，片理较发育，可能受到活动流体的影响，可将其作为特例。这些基性岩墙样品稀土元素总含量为(34.51～58.49)×10-6，平均值为42×10-6，wLREE/wHREE值为1.81～4.34(平均值为2.20)，w(La)N/w(Yb)N值为0.68～1.78(平均值为1.30)，说明轻、重稀土元素有一定分馏，轻稀土元素相对富集。 其w(La)N/w(Sm)N值为0.44～1.32(平均值为1.00)，w(Gd)N/w(Lu)N值为1.04～1.48(平均值为1.30)，说明轻稀土元素之间及重稀土元素之间有一定的分馏。由于Eu与斜长石中Ca的晶体化学性质相似，容易进入斜长石中Ca的位置，所以岩浆中斜长石的分离结晶会使熔体中的Eu亏损，导致Eu异常及w(Eu)/w(Sm)值降低。基性岩墙样品中w(Eu)/w(Sm)值为0.25～0.57，变化不大，Eu异常为0.71～1.47(平均值为1.03)，Eu异常不明显，反映斜长石的分离结晶作用不明显。总体上看，基性岩墙的稀土元素特征基本一致，暗示本区基性岩墙具有同源性，结合主量元素特征指示基性岩墙具有从拉斑玄武岩到高铝玄武岩过渡的特点。

球粒陨石标准化值引自文献[44]；ws为样品含量；wc为球粒陨石含量；同一图中相同线条对应不同样品图7 基性岩墙球粒陨石标准化稀土元素配分模式Fig.7 Chondrite-normalized REE Pattern of Mafic Dykes

原始地幔标准化值和洋岛玄武岩数据引自文献[44]；wp为原始地幔含量；同一图中相同线条对应不同样品图8 基性岩墙原始地幔标准化微量元素蛛网图Fig.8 Primitive Mantle-normalized Trace Element Spider Diagram of Mafic Dykes

在原始地幔标准化微量元素蛛网图(图8)上，基性岩墙样品基本具有相似的分布形式，且其不相容元素分布的趋势大致相似，仅个别样品起伏较大(样品827-4)。其不相容元素的含量介于典型的洋岛玄武岩和岛弧玄武岩之间。此外，除了Y、Yb等元素外，其他元素均呈隆起，具有板内拉斑玄武岩的典型特征。部分样品表现出Nb、Ta、Ti的负异常，显示了与岛弧拉斑玄武岩相似的特征，可能与基性岩墙在形成过程中有硅铝质地壳物质的加入有关。另外，Sr正异常及P负异常可能与地壳混染或后期蚀变有关。

3 讨 论

基性岩墙一般被认为是地幔的玄武质岩浆沿张性裂隙贯入结晶形成[45-49]，通常被作为伸展构造的标志。浙西毛坦地区基性岩墙主要为基性脉岩，呈NE向成群分布，侵入于新元古代虹赤村组中，岩性大多为辉绿岩，少量辉长岩，蚀变作用和变形作用较明显，部分岩石具片理。在Zr/TiO2-Nb/Y图解[图5(a)]上，样品落入玄武岩区域；在TiO2-FeOT/MgO图解[图5(b)]和AFM图解(图6)上，基性岩墙样品均显示拉斑玄武岩系列的趋势。本文利用各种构造环境判别图解(图9)进一步识别研究区基性岩墙形成的构造环境。结果表明：在MgO-FeO*-Al2O3图解[图9(a)]上，样品主要落在洋岛区域内；在 TiO2-MnO-P2O5图解[图9(b)]上，多数样品落在岛弧拉斑玄武岩区域内；在Ti/100-Zr-3Y图解[图9(c)]上，样品落在钙碱性玄武岩、洋中脊玄武岩和低钾拉斑玄武岩区域内；在Ti-Zr图解[图9(d)]上，样品落在洋中脊玄武岩和低钾拉斑玄武岩区域内；在FeO/MgO-TiO2图解[图9(e)]和Zr/Y-Zr图解[图9(f)]上，样品多落在洋中脊玄武岩和板内玄武岩区域内；在Zr/4-2Nb-Y图解[图10(a)]和Th/Yb-Ta/Yb图解[图10(b)]上，样品都基本落在了板内玄武岩区域内。此外，浙西毛坦地区基性岩墙具有大离子亲石元素富集和高场强元素亏损等特征，表明其源岩浆主要形成于板内裂谷的构造环境。

IAT为岛弧拉斑玄武岩；MORB为洋中脊玄武岩，OIT为大洋岛弧拉斑玄武岩，OIA为大洋岛弧玄武岩，CAB为钙碱性玄武岩；LKT为低钾拉斑玄武岩；WPB为板内碱性玄武岩；OIB洋岛玄武岩；ICB为板内玄武岩；IAB为岛弧玄武岩；图(a)引自文献[56]；图(b)引自文献[57]；图(c)和(d)引自文献[58]；图(e)引自文献[59]；图(f)引自文献[60]图9 基性岩墙的构造环境判别图解Fig.9 Tectonic Environment Discrimination Diagrams of Mafic Dykes

Li等研究认为，大陆地壳物质的混染作用能够产生类似岛弧环境地球化学特征的印记(w(Nb)/w(Th)<1以及Nb、Ta、Ti负异常)，从而常会将受到混染的板内玄武岩误判为岛弧玄武岩[12,50]。由于地壳混染作用的改造，板内玄武岩中的原始Nb、Ta、Ti含量受到调整，所以样品在包含有Ti、Nb、Ta等作为判别因子的构造环境判别图解中落入岛弧玄武岩[图9(b)]。但是，由于地壳混染作用对岩石中Zr和Y的含量没有太大影响，所以在Zr/Y-Zr图解上，这些明显具有似岛弧信号岩石的样品仍然落在洋中脊玄武岩和板内玄武岩中。研究区的基性岩墙也同样如此，表明其源岩玄武岩在形成过程中可能有硅铝质地壳物质的加入。综上所述，浙西毛坦地区的基性岩墙源岩浆主要形成于洋岛、洋中脊和板内构造环境[图9(f)]，且基性岩墙的源岩浆在上升过程中受到地壳物质的明显混染。考虑到在构造环境判别图解中，洋中脊玄武岩和洋岛玄武岩较难区别，因为它们的成分变化范围大，在许多判别图解上互相覆盖[51]，故认为本区的基性岩墙源岩浆总体形成于板内裂谷环境。

图(a)引自文献[62]；图(b)引自文献[63],S、W、C、F分别为俯冲组分的影响、板内富集、地壳混染和分离结晶作用;WPT为板内拉斑玄武岩；E-MORB为富集型洋中脊玄武岩；N-MORB为正常型洋中脊玄武岩；VAB为火山弧玄武岩；SHO为钾玄岩；CA为钙碱性玄武岩；TH为拉斑玄武岩图10 基性岩墙Zr/4-2Nb-Y图解和Th/Yb-Ta/Yb图解Fig.10 Diagrams of Zr/4-2Nb-Y and Th/Yb-Ta/Yb for Mafic Dykes

Morgan等认为产于板内构造环境的板内玄武岩与洋岛玄武岩具有类似的地球化学特征，与地幔柱活动有关，是来自下地幔的岩浆活动[52-55]。同时也有研究表明，来自地幔柱源区及太古宙陆下岩石圈源区的岩浆都是基性岩墙的重要来源。李江海等认为来自地幔柱的岩浆形成于板内张性环境，以w(Th)/w(Ta)值及w(La)/w(Yb)值较低为特征，而来源于太古宙陆下岩石圈的岩浆则以w(Th)/w(Ta)值及w(La)/w(Yb)值较高为特征[28]。从古元古代到新元古代，基性岩墙的w(Th)/w(Ta)值总体上逐渐降低，说明陆下岩石圈源区的作用趋于减弱，而地幔柱源区的作用逐渐增强[28]。浙西毛坦地区基性岩墙样品w(Th)/w(Ta)值(1.2～2.9)及w(La)/w(Yb)值(0.9～5.5)均较低，暗示其岩浆可能来源于地幔柱。Condie也认为地幔柱及太古宙陆下岩石圈是基性岩墙的主要来源，其中拉斑玄武质岩浆主要来源于地幔柱[61]。本文所研究的基性岩墙在岩相学分析、原始地幔标准化不相容元素蛛网图分析、TiO2-FeOT/MgO图解和AFM图解的判定中均显示为拉斑玄武岩趋势，也进一步佐证浙西毛坦地区基性岩墙的源岩浆可能来源于地幔柱。李献华等研究表明，新元古代扬子陆块有地幔柱活动的迹象[64]。新元古代广泛发育的岩浆作用在江南造山带及其附近乃至扬子陆块周边几乎具有同时性，且扬子陆块西缘和东缘的新元古代盆地沉积也展示出大陆裂谷的特征[12,16，65]。此外，Wang等有关湘西地区基性—超基性侵入岩、康定地区苏雄组碱性玄武岩以及湘北科马提质玄武岩的研究[50]，葛文春等对桂北宝坛—元宝山地区镁铁—超镁铁岩的研究[66]，以及江南造山带及其周边双峰式岩浆活动的显现，都表明这些新元古代岩浆作用可能与地幔柱有关[7]。另据邓奇等的研究，锆石εHf(t)值(年龄t的εHf值)和全岩εNd(t)值(年龄t的εNd值)是反映岩浆幔源属性的重要指标，江南造山带750～800 Ma基性岩的锆石εHf(t)值和全岩εNd(t)值多为正值，表明这个时期的岩浆作用应以新生地幔物质为主[67]。根据上述地球化学特征和相关的地质证据可以推断，新元古代地幔柱作用于扬子陆块底部，导致了扬子陆块周缘的薄弱带(如早期的造山带)发生部分熔融，从而形成了大规模的岩浆作用。因此，这些岩浆活动与地幔柱活动有关，而不是由碰撞造山后的伸展垮塌所致[25-26,68]。大洋板块内部的现代火山作用以洋岛玄武岩最为普遍，其成因与岩石圈在固定的热地幔柱上漂移有关，新元古代的基性岩墙也应与地幔柱的热点活动有关。

综上所述，新元古代基性岩墙的源岩浆在上升过程中受到地壳物质的明显混染，显现出Nb、Ta、Ti亏损等岛弧碰撞构造环境地球化学特征，但综合研究表明源岩浆主要形成于板内裂谷环境，并且在岩石地球化学上显现了与地幔柱有关的特征。Morgan等研究也普遍认为，产于板内构造环境的板内玄武岩与洋岛玄武岩具有类似的地球化学特征，与地幔柱活动有关，是来自地幔岩浆活动的产物[51-52,54]。因此，浙西毛坦地区基性岩墙的地球化学特征应为新元古代地幔柱事件在岩石化学上的反映，地幔柱模式能更好地解释这些新元古代岩浆岩的成因。

4 结 语

(1)浙西毛坦地区基性岩墙的岩性主要为辉绿岩，地球化学特征显示其属于拉斑玄武岩系列。

(2)基性岩墙虽然在原始地幔标准化微量元素蛛网图中出现Nb、Ta、Ti负异常，且w(Nb)/w(Th)<1，显示岛弧拉斑玄武岩的特征，但在构造环境判别图解上，大都落在洋岛玄武岩、洋中脊玄武岩和板内玄武岩区域，表明基性岩墙的源岩浆主要形成于板内裂谷环境，且在岩浆上升侵位过程中不同程度受到地壳物质的混染。

(3)基性岩墙的构造环境判别图解和总体地球化学特征表明基性岩墙的形成可能与地幔柱活动有关。

野外工作得到浙江省地质调查院汪庆华、陈忠大、王孔忠、唐增才的大力支持，中国地质大学(武汉)张荣、覃洪峰、罗薇和关成国参加了部分野外工作，地球化学分析工作得到台湾大学地质科学系李寄嵎教授、中国地质大学(武汉)刘勇胜教授的大力帮助，在此致以衷心感谢！