湖南道县虎子岩煌斑岩地球化学特征及其构造意义

Geochemical Characteristics and Tectonic Significance of Huziyan Lamprophyre in Daoxian County, Hunan

摘要: 本文选择处于钦杭带中段的湖南道县虎子岩煌斑岩作为研究载体，通过地球化学特征探讨其蕴含的构造意义。虎子岩煌斑岩w(SiO₂)为44.70%~49.13%，w(Na₂O+ K₂O)为2.21%~4.40%，w(K₂O/Na₂O)为1.80~4.84，属钾质–超钾质钙碱性煌斑岩。其稀土总量ΣREE为176.64 × 10−6~250.35 × 10−6，LREE/HREE平均为8.36，具轻稀土富集、重稀土亏损、轻微的Eu、Ce负异常的特点；微量元素K、Th、Nb、Ce、P、Hf、Ti为负异常，正异常的元素有Ba、U、Zr。研究认为，虎子岩煌斑岩来源于富集地幔，在晚侏罗世燕山运动的NWW向挤压转为拉张过程中沿断裂上升侵位，岩浆在经历了板块俯冲导致部分熔融和分离结晶后形成的，在成岩过程中没有发生明显的地壳混染作用。

Abstract: The Huziyan lamprophyre, located in the middle of Qinzhou-Hangzhou Belt, is chosen as the re-search carrier to explore its structural significance through geochemical characteristics. The Hu-ziyan lamprophyre’s contents of SiO₂ range from 44.70% to 49.13%, its contents of Na₂O + K₂O range from 2.21% to 4.40%, and its values of K₂O/Na₂O range from 1.80 to 4.84. It belongs to the potash-ultrapotash calc-alkaline lamprophyre. The values of ∑REE ranges from 176.64 × 10−6 to 250.35 × 10−6, and the values of LREE/HREE is 8.36 on average. It has the characteristics of LREE enrichment, HREE deficiency and Eu, Ce slight negative anomaly. The trace elements like K, Th, Nb, Ce, P, Hf, Ti have negative anomaly, and the elements like Ba, U, Zr have positive anomaly. It is considered that, the Huziyan lamprophyre is originated from the enriched mantle, and it is em-placed along the fault, made in one period of Yanshanian movement during middle and late Jurassic, and in this period the process of compression with NWW-trending changes to extension. The magma was formed by partial melting and a few separation-crystallization after the plate subduction, and here is no obvious crustal contamination during the diagenetic process.

1. 引言

近年，关于煌斑岩研究较多 [1] - [6]。关于煌斑岩的研究成因，目前主要存在三种不同的模式：一是富集地幔部分熔融模式 [7] - [17]，二是基性岩浆陆壳混染模式 [18] - [23]；三是幔源 + 陆壳混染模式 [24] [25] [26] [27]。关于煌斑岩形成的构造环境，一般认为是伸展环境下形成的 [16] [23] [24] [28] [29] [30] [31]。也有学者认为是板块俯冲碰撞的产物 [11] [32]。

湖南道县虎子岩地区，位于扬子与华夏两大古陆块中间巨型构造结合带——钦杭带中段。关于钦杭带中段的边界，仅是从地球物理角度进行了解释 [33]，还缺少地表证据。所以，关于钦杭带中段的边界问题还有待进一步深入探讨。对虎子岩地区的研究，前人曾有过玄武岩及其捕虏体的报道 [34] [35] [36]。鉴于煌斑岩是起源于地幔甚至更深区域的岩浆环境，对其研究是了解大陆岩石圈地幔物质成分、壳幔相互作用及判别大地构造环境的重要地质窗口。本文拟通过虎子岩地区煌斑岩的常量元素、稀土元素、微量元素特征，探讨其源区特征及相关的壳幔过程，展现虎子岩地区煌斑岩对钦杭带大地构造演化所蕴含的意义。

2. 区域地质概况

湖南道县虎子岩，位于扬子与华夏陆块之间的构造结合带中段，南岭东西向复杂构造带中西段，宁远–桂阳坳褶带的西部。本区为一套沉积岩分布区，地层分布受区域构造控制，均呈北北东向展布，地层以泥盆系、石炭系最为发育，其次为侏罗系、白垩系。泥盆系早期主要为一套滨浅海相碎屑沉积，中晚期主要为一套碳酸盐台地沉积；石炭系为一套以碳酸盐岩为主间夹陆屑的沉积；侏罗系为一套河流–湖泊相的陆源碎屑沉积；白垩系为山麓洪积扇–湖泊浅水沉积。区内岩浆活动较弱，主要为煌斑岩(图1)。

Figure 1. Geological map of the Huilongxu lamprophyre

图1. 虎子岩地区煌斑岩地质简图

3. 煌斑岩矿物学特征

虎子岩地区煌斑岩出露面积约0.1 km²，喷发或侵入于泥盆系、石炭系、侏罗系等地层中，平面上呈北东向延长条状；剖面上呈楔形，据钻探揭露，岩体向深部变窄。

岩石呈青黑色，煌斑结构，块状构造，致密坚硬(图2)。斑晶含量约20%，由橄榄石及少量辉石组成，橄榄石呈半自形粒状，杂乱分布，粒度一般0.1~0.5 mm，部分0.5~3 mm，部分被蛇纹石交代呈假像；辉石呈自形–半自形柱状，为单斜辉石，零散分布，粒度0.4~0.7 mm，被黑云母交代。基质由单斜辉石、白榴石及少量黑云母、长石组成，其中单斜辉石约40%，白榴石约30% (图3)。

Figure 2. Specimen characteristics of Huziyan lamprophyre

图2. 虎子岩煌斑岩标本特征

4. 样品制备与测试分析

采样时，4件样品(HZY-1~HZY-4)连线近垂直煌斑岩出露的短轴方向分布，间距约3 m，尽量选择新鲜的岩石作为样品，由于岩石极易风化，有2件样品(HZY-3、HZY-4)相对风化强些。每件样品重量5 kg左右。经过破碎、筛分后粉碎至60目，每件样品保证不交叉污染，重量保证100 g，并留存副样。样品的分析在湖南省地质调查院测试中心完成，使用仪器有ZSX PrimusIV型波长色散X射线荧光光谱仪，iCAP Q型电感耦合等离子质谱分析仪，AFS-830型原子荧光仪，XGY-1011A型原子荧光仪，V-1100D型紫外可见分光光度计，AES-8000型全谱交直流电弧发射光谱仪等，检测环境温度20℃~24℃、湿度58%~64%，检测依据为GB/T 14506-2010。

Figure 3. Photomicrograph of Huziyan lamprophyre

图3. 虎子岩煌斑岩显微照片

5. 测试结果分析

5.1. 常量元素特征

本次研究分析了4件样品，另外收集了1件 [37] 关于虎子岩煌斑岩的数据(见表1)，可以看出，虎子岩煌斑岩w(SiO₂)为44.70%~49.13%，平均47.45%，属于基性岩类；w(Na₂O + K₂O)为2.21%~4.40%，平均3.77%，w(K₂O/Na₂O)为1.80~4.84，平均3.57；w(MgO)为12.76%~15.15%，平均13.76%，Mg^#值为70.8~79.1，平均73.32；岩石里特曼指数δ为2.87~4.04，平均3.35。在w(Na₂O + K₂O) − w(SiO₂)图上(图4(a)) [38] 样品大都落在钙碱性煌斑岩与碱性煌斑岩相交的区域内，样品HZY-3落在钙碱性煌斑岩附近；在K/( K + Na) − K/Al分类图上(图4(b)) [39] 样品大都落在超钾质煌斑岩范围内，而样品HZY-3落在钾质煌斑岩范围内。在w(Al₂O₃) – w(TiO₂)与w(SiO₂) – w(MgO)图解中(图5) [40]，所有样品全部落入钙碱性煌斑岩范围内。可以认为，虎子岩煌斑岩为钾质–超钾质钙碱性煌斑岩。

Table 1. Analytical results of major elements from Huziyan lamprophyre (%)

表1. 虎子岩煌斑岩常量元素分析结果(%)

根据常量元素计算出标准矿物组成，主要有长石(16.38%~46.03%，平均35.04%)、辉石(31.26%~46.44%，平均40.28%)、橄榄石(11.46%~25.88%，平均19.53%)，其次为钛铁矿(0.7%~1.02%)、磁铁矿(0.53%~2.48%)，含极少量白榴石、磷灰石、软玉、自然硫等。长石中碱性长石(1.4%~22.4%，平均15.45%)少于斜长石(13.2%~24.13%，平均19.59%)，辉石中透辉石(11.04%~46.44%，平均26.77%)多于紫苏辉石(0%~31.72%，平均13.51%)。

(a) (b)

Figure 4. w(Na₂O + K₂O) vs. w(SiO₂) diagram (a) and K/Al vs. K/(K + Na) diagram (b) of Huziyan lamprophyre [39]

图4. 虎子岩煌斑岩w(Na₂O + K₂O) − w(SiO₂)图(a) [38] 和K/Al − K/(K + Na)图(b) [39]

(a) (b)

Figure 5. w(Al₂O₃) vs. w(TiO₂) diagram (a) and w(SiO₂) vs. w(MgO) diagram (b) of Huziyan lamprophyre [40]

图5. 虎子岩煌斑岩w(Al₂O₃) − w(TiO₂)图(a) [40] 和w(SiO₂) − w(MgO)图(b) [40]

5.2. 稀土元素特征

虎子岩煌斑岩稀土元素含量见表2。样品的稀土总量ΣREE为176.64 × 10⁻⁶~250.35 × 10⁻⁶，平均216.25 × 10⁻⁶。其中轻稀土LREE为155.96 × 10⁻⁶~225.43 × 10⁻⁶，平均193.23 × 10⁻⁶；重稀土HREE为20.68 × 10⁻⁶~24.92 × 10⁻⁶，平均23.02 × 10⁻⁶；LREE/HREE为7.54~9.05，平均为8.36；La_N/Yb_N为10.12~16.14，平均13.02；δEu为0.89~0.98，平均0.92，呈极微弱的Eu负异常；δCe为0.94~0.98，平均0.96，也呈极微弱的Ce负异常。球粒陨石标准化分布型式图(图6(a))中，表现为左陡倾、右平缓，反映了轻稀土富集、重稀土亏损的特点。

5.3. 微量元素特征

虎子岩煌斑岩微量元素含量见表3。在球粒陨石标准化蛛网图(图6(b))中可以看出，整体呈不规则的“M”型。高场强元素K、Th、Nb、Ce、P、 Hf、Ti、为负异常，Zr、La、Sm、U为正异常；大离子亲石元素K、Rb为负异常，Ba为正异常；其中Ba元素特别富集，P元素特别亏损。与全球云斜煌斑岩过渡元素含量 [41] 相比，具有高Sc、Cr、Co、Ni、Cu、Ba、Nb的特点，其中Nb高出7倍；V、Zn、Rb、Th、U、Ta、Sr、Zr、Hf等元素含量则较之偏少，而Ta元素含量仅全球云斜煌斑岩平均值的3%左右。

Table 2. Analytical results of rare earth elements from Huziyan lamprophyre (10−6)

表2. 虎子岩煌斑岩稀土元素分析结果(10⁻⁶)

Table 3. Analytical results of trace earth elements from Huziyan lamprophyre (10−6, Au × 10−9)

表3. 虎子岩煌斑岩微量元素分析结果(10⁻⁶，Au × 10⁻⁹)

(a) (b)

Figure 6. Chondrite-normalized REE patterns (a) and chondrite-normalized trace element spider diagrams (b)

图6. 球粒陨石标准化REE模式图(a)和球粒陨石标准化微量元素蛛网图(b)

6. 讨论

6.1. 岩浆起源

虎子岩煌斑岩具有低SiO₂高MgO的常量元素特点，TiO₂含量0.63%左右，比较接近幔源原生岩浆 [42]。虎子岩煌斑岩的w(Ta/La)值为0.01~0.018，平均0.014，低于原始地幔值(0.059) [43]；w(Nb/Ta)值为15.49~17.90，平均16.80，低于原始地幔值(17.39)；w(Zr/Hf)值为35.07~35.64，平均35.41，低于原始地幔值(36.23)；w(Nb/Ta)值与w(La/Yb)值不呈地壳混染的负相关关系(图7(a)) [44]；w(Y/Nb) − w(Zr/Nb)图解(图7(b)) [45] 中，虎子岩煌斑岩落在了富集地幔附近。

虎子岩煌斑岩Mg^#值为70.8~79.1，接近地幔部分熔融形成的原始岩浆值(约73) [46]；w(Ba)为1278 × 10⁻⁶~2972 × 10⁻⁶，w(Sr)为422 × 10⁻⁶~1278 × 10⁻⁶，明显高于地壳(w(Ba) = 456 × 10⁻⁶，w(Sr) = 320 × 10⁻⁶) [47]，单独的地壳混染不可能造成这么高的值。在判断岩石分离结晶和部分熔融的趋势图解中(图8(a)) [48]，样品La/Sm与La之间的相关性不明显，在w(Th/Zr) − w(Nb/Zr)图解中(图8(b)) [49]，样品也没有明显的相关性，表现出虎子岩煌斑岩可能经历了部分熔融与分离结晶。

(a) (b)

Figure 7. w (Nb/Ta) vs. w (La/Yb) diagram (a) and w (Y/Nb) vs. w (Zr/Nb) diagram (b) of Huziyan lamprophyre [45]

图7. 虎子岩煌斑岩w(Nb/Ta) − w(La/Yb)图(a) [44] 和w(Y/Nb) − w(Zr/Nb)图(b) [45]

(a) (b)

Figure 8. w(La/Sm) vs w(La/10⁻⁶) diagram and w(Nb/Zr) vs w(Th/Zr) diagram of Huziyan lamprophyre [49]

图8. 虎子岩煌斑岩w(La/Sm) − w(La/10⁻⁶)图(a) [48] 和w(Nb/Zr) − w(Th/Zr)图(b) [49]

虎子岩煌斑岩w(Ni)为386.81~607.77 × 10⁻⁶，平均496.52 × 10⁻⁶，w(Cr)为952~1020 × 10⁻⁶，平均980 × 10⁻⁶，相对于原始地幔(w(Ni) > 400~500 × 10⁻⁶，w(Cr) > 500 × 10⁻⁶) [50]，可能经历过橄榄石、辉石的结晶；微小的Eu负异常，也表现出斜长石的分异结晶作用。

综上，虎子岩煌斑岩是地幔岩浆在经历了板块俯冲导致部分熔融和分离结晶后形成的。

6.2. 构造环境

在w(Zr/Y − Y/10⁻⁶)图解 [51] (图9(a))中，虎子岩煌斑岩投点落在板内碱性玄武岩边缘，在Nb-Zr-Y图解 [52] (图9(b))中，投点均落入板内拉斑玄武岩范围，可以说，虎子岩煌斑岩的形成环境属于大陆板内环境。虎子岩煌斑岩的w(K₂O/TiO₂)为2.70~5.16，w(TiO₂)为0.54%~0.71%，据Rogers [53]，该煌斑岩与板内低w(K₂O/TiO₂)、高w(TiO₂)的岩石特征不同，而与俯冲地区的高w(K₂O/TiO₂)、低w(TiO₂)相似。这可能是因为，虎子岩地区处于华夏陆块向扬子陆块俯冲拼合的部位、而煌斑岩侵位时二者已经连成统一的华南大陆，因而属于大陆板内环境。

前人的年代学研究表明，虎子岩二长花岗岩经历的最后一次岩浆事件时间是229~232 Ma [54]，虎子岩辉长岩捕虏体形成时代为250~200 Ma [55] [56]，玄武岩Ar-Ar年龄为152~147 Ma [57]。自晚三叠世开始，湖南道县虎子岩地区所在的扬子、华夏陆块受古太平洋板块俯冲影响，受南北向挤压，岩浆活化；至中侏罗世时期，经历了挤压减弱、应力松弛，后碰撞环境下的富集地幔部分熔融，虎子岩煌斑岩在晚侏罗世燕山运动的NWW向挤压转为拉张过程中沿断裂上升侵位形成。

(a) (b)A、B、C分别代表WPB、IAB、MORB。A1 + A2：板内碱性玄武岩；A2 + C：板内拉斑玄武岩；B：P型MORB；D：N型MORB；C + D：火山弧玄武岩。

Figure 9. (a) w(Zr/Y)vs w(Zr/10⁻⁶) diagram and Nb-Zr-Y diagram (b) for Huziyan lamprophyre

图9. 虎子岩煌斑岩w(Zr/Y − Zr/10⁻⁶)图解(a) [51] 和Nb-Zr-Y图解(b) [52]

7. 结论

(1) 虎子岩煌斑岩属于基性岩类，属于钾质–超钾质钙碱性煌斑岩。岩石来源于富集地幔，岩浆在经历了板块俯冲导致部分熔融和分离结晶后形成的，在成岩过程中没有发生明显的地壳混染作用。

(2) 虎子岩煌斑岩在晚侏罗世燕山运动的NWW向挤压转为拉张过程中沿断裂上升侵位形成。

致谢

感谢湖南省自然科学青年基金、中国地质调查局地质调查项目的资助，感谢彭云益高级工程师在野外采样的帮助，感谢湖南省地质调查院测试中心对样品测试的精心安排，感谢审稿老师提出的宝贵意见！

基金项目

本文得到湖南省自然科学青年基金项目(编号2019JJ50292)、中国地质调查局地质调查项目(DD20160032-17)资助。