湖南道县虎子岩碱性玄武岩及其基性捕虏体成因和地质意义*

杨金豹 赵志丹＊＊ 莫宣学 盛丹 丁聪 王丽丽 侯青叶 李红进

1.中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室，地球科学与资源学院，北京 100083

2.湖南省国土资源规划院，长沙 410007

3.延长石油集团研究院，西安 710077

1 引言

由于下地壳是人类无法直接触及的部分，且下地壳和上地幔之间持续发生物质和能量的交换，所以研究下地壳的物质组成、起源和演化就十分重要(Rudnick，1992;Rudnick and Gao，2004)。目前研究深部地壳的方法主要有以下三种，一是研究地表出露的角闪岩相和麻粒岩相高级变质岩露头(Bohlen and Mezger，1989);二是研究被快速上升的岩浆带到地表的麻粒岩相下地壳捕虏体(Rudnick，1992;Yu et al.，2003a，b;Zheng et al.，2003，2004a);三是通过地球物理(Christensen and Mooney，1995;Holbrook et al.，1992;Rudnick and Fountain，1995;Smithson，1978)和地表热流的研究(Rudnick and Gao，2004)来推测深部地壳组成，其中前两种方法可直接获得样品。通过研究下地壳捕虏体，可以为不同时期、不同构造背景下岩石圈演化提供重要的约束，例如在华北克拉通的研究(Zheng et al.，1998;Li et al.，2011;Jiang et al.，2011;Liu et al.，2001;Huang et al.，2004)、华南新生代下地壳捕虏体(于津海等，2002;Yu et al.，2003a，b)及元古代花岗岩中麻粒岩包体(徐德明等，2007;杜杨松等，1999)的研究。而对华南中生代玄武质岩浆作用及其携带的下地壳捕虏体的研究为数不多，主要集中在湖南道县虎子岩地区，该区发现大量上地幔和下地壳捕虏体(Li et al.，2004;Dai et al.，2008;李昌年等，2001;王方正等，1997)。虎子岩玄武岩的40Ar-39Ar 年龄为152～147Ma(Li et al.，2004)，下地壳基性麻粒岩捕虏体的年龄为250～200Ma(Dai et al.，2008;郭锋等，1997)，二者代表中生代华南岩石圈及构造演化的产物，相应的研究成果为华南下地壳组成、壳幔相互作用及构造演化提供了重要约束。本文在道县虎子岩野外地质和室内岩相学研究的基础上，对虎子岩玄武岩及其携带的橄榄辉长岩和基性麻粒岩捕虏体进行了元素和Sr-Nd-O 同位素地球化学研究，并结合前人在华南东部地区的研究成果，进一步揭示了华夏板块中生代玄武岩和捕虏体的成因及地球动力学意义。

2 地质背景和样品

华南板块由扬子板块和华夏板块碰撞形成，碰撞开始时间约1000～950Ma，大约在770～800Ma 以前完成拼接(Charvet et al.，1996;Li et al.，2002);早古生代时期，华南发生了强烈的构造-热事件，导致巨厚沉积物被抬升，并在古老变质基底上形成加里东褶皱造山带，变形峰期为420～400Ma，岩浆活动峰期为430～400Ma(舒良树，2006);中生代华南板块的构造体制发生了转变，由印支期特提斯构造域向燕山晚期太平洋构造域转换，特提斯构造域表现为陆陆碰撞造山挤压环境，而太平洋构造域表现为板内拉张环境，构造域的转换使得华南东部地区发育大面积中生代花岗岩和火山岩(Zhou et al.，2006);新生代时期，沿海地区发生小面积玄武岩浆喷发，东南沿海地区由晚中生代火山弧构造环境转换为新生代板内裂谷构造环境(徐夕生和谢昕，2005)。按照传统观点，华南板块以江山-绍兴-萍乡断裂为界划分为北面的扬子板块和南面的华夏板块(车自成等，2002)，沿该断裂附近，在西垄、新昌和道县的玄武岩中都出露有下地壳捕虏体。在华夏板块内发育三条NE-SW 向断裂，即宁远-江华断裂、广昌-寻乌断裂和长乐-南澳断裂(图1a)。大面积的花岗岩类主要分布在宁远-江华断裂以东地区，火山岩主要分布在广昌-寻乌断裂以东的沿海地区，并且沿NE 向呈带状分布，火成岩从内陆向沿海有变年轻的趋势(Zhou et al.，2006;孙涛，2006)。

本文研究区位于湘南道县县城以东约2km 的虎子岩村，该区广泛发育上泥盆统到下石炭统沉积地层，虎子岩岩体出露在上泥盆统锡矿山组上段和下石炭统岩关阶下段灰岩、泥灰岩和泥岩沉积地层中，其东西各有一条断裂发育;该岩体出露的面积约0.1km2，走向近东西呈反“S”形展布(图1b)。虎子岩岩体主要为超浅成-喷出相(辉绿岩)的玄武岩小岩株，呈筒状产出，风化较为严重，含有椭球状橄榄辉长岩和基性麻粒岩捕虏体(图1c)以及灰岩角砾和玻璃质团块(图1d)。野外采集寄主玄武质火山岩样品5 件(HZY02、09、17、20、22)，辉长岩捕虏体12 件，其中HZY12、13、14 为橄榄辉长岩，其余为基性麻粒岩捕虏体，采样点GPS 坐标为N 25°31＇7.47″，E 11°37＇2.20″。

玄武岩中的斑晶为橄榄石，含量10%～15%，橄榄石具有类似环带的扭折带(Kink band)，是矿物塑性变形的标志(图2a 左上)，并具有碎裂及熔蚀边结构(图2b 中，图2d 右下)，此外还具有连晶现象(图2a 右下)，并含有少量金云母(图2c);基质主要为细小柱状基性长石、单斜辉石及橄榄石组成，局部发生蚀变。橄榄辉长岩的主要矿物组成有橄榄石(～5%)、单斜辉石(40%～45%)、斜长石(45%～50%)和少量斜方辉石(5%)及金云母(1%)，并且橄榄石具有碎裂结构，部分辉石发生蚀变(图2e)。基性麻粒岩捕虏体中辉石(35%～45%)堆积成条带状，其粒径一般要小于斜长石(55%～65%)，并且在辉石和斜长石颗粒边界形成平直、夹角为120 度的镶嵌粒状平衡结构(图2f-h);所有的捕虏体都有尖晶石出现，多数呈蠕虫状包裹在辉石内部(少数为颗粒状)，含有尖晶石的辉石具文象结构(图2h)，这种现象说明基性麻粒岩是下地壳辉长岩在麻粒岩相变质作用中形成的，尖晶石代替石榴石出现在岩石中意味着其是石榴石退变质的产物。

图1 道县虎子岩地区地质简图及野外照片(a)华南地质构造单元划分简图(据Zheng et al.，2004b;朱介寿等，2005 绘制);(b)虎子岩地区地质简图(湖南地质调查研究院，2000①湖南地质调查研究院.2000.1∶20 万道县幅地质图);(c)基性麻粒岩捕虏体;(d)灰岩角砾(左和右下)和玻璃质团块(中).Q-第四系沉积物;K-白垩系砂质泥岩、砂、砾岩;J-侏罗系砂、砾岩;C-石炭系泥岩、灰岩;D-泥盆系泥质灰岩、泥灰岩Fig.1 Geological sketch map and field outcrop photos of basalt and enclaves in Huziyan area，Daoxian

3 分析方法

3.1 样品处理流程

样品无污染破碎和单矿物挑选在河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成。首先将所选新鲜样品去除风化面和表面污渍后低温(50℃)烘干24h，再将样品碎成小块并手工去除岩石中可见的杏仁体，最后将小块样品磨至200 目。锆石则是将样品反复破碎至80 目，经手工淘洗、强磁分选、电磁分选、重液分选和双目镜下手工挑选等一系列过程挑选出的。

3.2 主、微量元素及同位素测试

全岩主量元素在中国地质大学(北京)地质过程与矿产资源国家重点实验室(GPMR)用Leeman Labs.Inc 公司Prodigy 型全谱直读型发射光谱仪(ICP-AES)测定，测定精度优于5%。微量元素在中国地质大学(武汉)GPMR 用ICPMS(Agilent 7500)测定，测试精度优于5%～10%。测试过程中采用内标和外标综合控制测试质量的方法，同时测定空白样、USGS 国际标准物质AGV-2、BHVO-2、BCR-2 和GSR-1 以及实验室内标In，样品制备的具体流程、仪器分析精密度和准确度见Gao et al.(2002)。氧同位素测试在中国地质科学院矿产资源研究所利用德国Finnigan 公司MAT 253 型稳定同位素质谱仪测定，分析精度为±2‰。Sr-Nd 同位素测试在中国地质大学(武汉)GPMR 采用Nu Plasma 多接收等离子体质谱仪测定，Sr 和Nd 同位素的分馏校正分别采用86Sr/88Sr=0.1194 和146Nd/144Nd = 0.7219。分析期间，JMC 标准143Nd/144Nd 测定值的平均值为0.511937 ±10(2σ);BCR-1的143Nd/144Nd 测定值的平均值为0.512594 ± 10(2σ)。NBS987 标准87Sr/86Sr 测定值的平均值为0.710217 ± 11(2σ)。分析流程见Zhang et al.(2002)。主、微量元素及同位素测试结果见表1。

图2 道县虎子岩地区岩石显微照片(a、b)玄武岩，橄榄石斑晶发育扭折带和熔蚀边，正交偏光;(c、d)玄武岩，蚀变比(a、b)弱，正交偏光;(e)橄榄辉长岩，正交偏光;(f-h)基性麻粒岩，具辉石条带和平衡的镶嵌粒状平衡结构，(f)和(g)正交偏光，(h)单偏光;(i)基性麻粒岩，辉石内有蠕虫状尖晶石，单偏光.Cpx-单斜辉石;Ol-橄榄石;Opx-斜方辉石;Phl-金云母;Pl-斜长石;Spl-尖晶石Fig.2 Photomicrographs of the microstructure of the rocks from Huziyan area，Daoxian

4 分析结果

4.1 主量元素

所有样品在TAS 图解上均为玄武质岩石(图3a)。5 件玄武岩具有富MgO(14.84%～16.54%)、富K2O(2.88%～3.51%)特征，属于钾玄岩系列的碱性橄榄玄武岩(图3b);3 件橄榄辉长岩也具有高MgO 特征(12.32%～14.26%);基性麻粒岩具有富Al2O3(14.52%～24.12%)、富MgO(5.88%～13.73%)、贫K2O(0.12%～0.87%)、贫P2O5(0.04%～0.05%)的特征(图3c)，其中有三件样品(Na2O + K2O)＜3%，且12% ＜MgO ＜18%，属于苦橄质岩石。橄榄辉长岩HZY13 和14 属于高钾钙碱性系列，橄榄辉长岩HZY12 和其他样品为中钾钙碱性系列到低钾拉斑玄武岩系列。CIPW 标准矿物计算都无石英，属于硅不饱和岩石(表1)。

表1道县虎子岩玄武岩及基性捕虏体的全岩主量 （wt%）、微量（ ×10 -6）、元素CIPW计算和 Sr-Nd-O同位素数据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

续表1Continued Table1

图3 道县虎子岩地区岩石分类图解(a)TAS 图(据Le Bas et al.，1986)，碱性和亚碱性分界线据MacDonald and Katsura (1964);(b) SiO2-Zr/TiO2 图(据Winchester and Floyd，1977);(c)K2O-P2O5图.引文数据同图5Fig.3 Classified diagrams of the rocks from Huziyan area，Daoxian

4.2 微量元素

以上三类岩石的主量元素特征尽管都显示为基性岩石，但是却具有不同的微量元素特征。碱性橄榄玄武岩具明显的轻稀土(LREE)富集、重稀土(HREE)亏损的特征((La/0.91)，且Sc(18 ×10-6～28 ×10-6)、Co(44 ×10-6～54 ×Yb)N=16～26，图4a)，具弱的Eu 负异常(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);橄榄辉长岩的LREE 富集程度((La/Yb)N=2.5～3.0)弱，具弱Eu 正异常(δEu=1.03～1.06);基性麻粒岩捕虏体稀土元素含量较低(ΣREE =11.55 ×10-6～30.13 ×10-6)，几乎所有捕虏体都显示明显的Eu 正异常(δEu=1.42～4.41)，且麻粒岩样品的HREE 由高到低分为三组(第一组HZY01、06;第二组HZY15、21、23、24 和第三组HZY05、07、18)(图4a)，出现重稀土的分组特征。所有样品均显示富集大离子亲石元素和亏损高场强元素，玄武岩HZY17、22 两个样品还亏损Sr，橄榄辉长岩相对于Ba 和Rb 亏损U、Th，基性麻粒岩捕虏体明显亏损Rb、Ba、U、Th(图4b)。

4.3 Sr-Nd-O 同位素

玄武岩的87Sr/86Sr 比值为0.7058～0.7072，εNd(t)为-1.74～-0.81;橄榄辉长岩的87Sr/86Sr 比值高于玄武岩，为0.7072～0.7086，εNd(t)为- 3.1～- 0.83;基性麻粒岩HZY01、06 的87Sr/86Sr 比值分别为0.7065 和0.7062，εNd(t)分别为-1.37 和1.74。玄武岩的Nd 模式年龄比较一致(1.1～1.2Ga);橄榄辉长岩中，HZY12 的Nd 模式年龄为2.87Ga，HZY13、14 的Nd 模式年龄分别为1.98Ga 和1.9Ga;基性麻粒岩HZY06 的Nd 模式年龄为1.29Ga。

完成全岩氧同位素测试的有14 件样品，4 件玄武岩氧同位素值(δ18OV-SMOW)为7.8‰～11.0‰，2 件橄榄辉长岩的值为6.8‰～7.6‰，8 件基性麻粒岩的值为6.8‰～8.1‰。其中玄武岩的δ18OV-SMOW值明显高于其他样品(表1)。

5 讨论

5.1 玄武岩和橄榄辉长岩成因

图4 道县虎子岩地区岩石球粒陨石标准化稀土元素配分图(a，标准化值据Boynton，1984)和原始地幔标准化微量元素配分图(b，标准化值据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

图5 道县虎子岩玄武岩和基性捕虏体Sr-Nd-O 同位素投图(a)Sr-Nd 同位素投图，灰色方格数据引自Jiang et al.(2009)，Zhao et al.(1998)，孔华等(2000)，贾大成等(2002)，朱介寿等(2005)，朱勤文等(1996);灰色圆点数据引自Dai et al.(2008)，Yu et al.(2003b)，朱介寿等(2005)，孔华等(2000);华南变质基底引自Yu et al.(2003a);图6、图7、图8 的引文数据来源和图例同此图;(b)Sr-O 同位素投图，X 为混染物(C)相对地幔(M)的比例，比值表示地幔(M)Sr的含量相对混染物(C)的比例，据James (1981)Fig.5 Sr-Nd-O isotopic plots of Huziyan rocks

玄武岩中橄榄石斑晶具有深源捕虏晶的特征:扭折带、碎裂结构及熔蚀边;CIPW 标准矿物计算显示有3 个样品无霞石分子，这应该是K、Na 元素因本身活动性较强而在蚀变过程中发生迁移造成的。稀土元素球粒陨石标准化图解显示该玄武岩具有OIB 特征(图4)，同时具有高的87Sr/86Sr 和低的143Nd/144Nd 比值(表1)，显示EM II 型富集地幔特征。HZY02 和09 二个样品氧同位素值分别为11.0‰和10.8‰，对应的CaO 的含量分别为11.3%和11.6%，而另外2 个样品的CaO 含量较低，氧同位素值相对偏低(表1、图5b);通过显微镜观察发现，玄武岩样品都有不同程度的蚀变，并且氧同位素值低的样品比高的样品蚀变程度弱(图2a-d)，暗示玄武岩氧同位素组成偏高可能是其上升到地表后由碳酸盐岩组分的加入及后期风化蚀变作用造成的，相对均一且为负的εNd(t)值和靠近EMⅡ地幔端员的特点，指示该玄武岩源区在发生部分熔融之前就已经发生了富集。

利用地幔条件下尖晶石和石榴子石之间La、Dy、Yb 的分配系数差异可以将在两者稳定存在区域内形成的熔体区分开(图6)，当熔融程度较低的时候，尖晶石相和石榴子石相部分熔融并未使得(Dy/Yb)N值发生较大变化，而石榴子石相(La/Yb)N的变化要远大于尖晶石相;当出现两相熔体的混合产物时，(La/Yb)N和(Dy/Yb)N都有较大变化。本文5件玄武岩显示部分熔融由尖晶石相向两相熔体混合的趋势进行，其熔融比例小于1%，这表明岩浆源区深度有增大的趋势，其应该来自岩石圈地幔中部到下部的区域，并且岩石富K 的特征也暗示该玄武岩浆是源区低度部分熔融形成的，进一步说明虎子岩玄武岩为具有原生幔源岩浆属性的碱性橄榄玄武岩。

图6 虎子岩玄武岩(La/Yb)N-(Dy/Yb)N 图(分配系数引自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)

通过对比橄榄辉长岩和碱性橄榄玄武岩的化学成分可以发现，前者的TiO2、Al2O3和Na2O 都高于后者，而前者的MgO、Fe2O3T、K2O 和P2O5的含量却低于后者(表1)，相容元素Fe、Mg 含量相对较低应该是形成橄榄辉长岩岩浆中的橄榄石捕虏晶较少的体现，而K、P 偏低可能分别与元素不相容性和磷灰石的提前结晶有关系;并且轻稀土元素和中稀土元素和玄武岩相比有很大差别，重稀土元素反而差别不大(图4a)，Nb、Ta、Zr、Hf 及HREE 等高场强元素的含量与玄武岩的差别没有LILE 表现的那么明显(图4b);橄榄辉长岩显微镜观察结果显示橄榄石具有碎裂及熔蚀结构;Sr-Nd 同位素组成更靠近EMⅡ地幔端员，87Sr/86Sr 比值、εNd(t)值及Nd 模式年龄比玄武岩的大(表1、图5a)，说明橄榄辉长岩是先形成的上述玄武岩浆在未到达地表之前发生结晶作用形成的，之后又被碱性橄榄玄武岩带到地表，这也是该岩石比碱性橄榄玄武岩钾含量低的原因。同时橄榄辉长岩的氧同位素组成也进一步说明形成上述碱性橄榄玄武岩岩浆的源区并未受到地壳的混染。

5.2 基性麻粒岩成因

本文的基性麻粒岩Al2O3、Na2O、P2O5和K2O 含量相对较低(表1、图3c)，具有堆晶麻粒岩的特征。在微量元素和稀土元素方面，这些基性麻粒岩也表现出相对较低的稀土元素含量(1～10 个对数单位，图4a)和亏损大离子亲石元素(Rb，Ba，Th，U，图4b)的特征，这与Yu et al.(2003b)的研究结果是一致的，表明其为堆晶麻粒岩。在Mg#-SiO2/Al2O3图解中(图7)，所有的样品都落在了“基性1”区域里，显示了辉石从初始玄武岩浆堆积的趋势，并具有相对低的SiO2/Al2O3值和恒定的Mg#(77～82)等特征，大量斜长石的出现(Al2O3含量相对较高)是造成SiO2/Al2O3值偏低主要原因，这些都在显微镜观察以及稀土元素正的Eu 异常特征上得到验证(图2f，g、图4a)。本文基性麻粒岩捕虏体Sr-Nd 同位素组成显示其具有壳幔端员混合的特征(图5a)，和Dai et al.(2008)的结果一致。可以看出，基性麻粒岩捕虏体是基性岩浆底侵到下地壳底部与地壳物质发生了反应，形成的新岩浆经历了结晶分异和矿物晶体的堆积，辉石和斜长石颗粒边界形成平直、夹角为120 度的镶嵌粒状平衡结构指示其经历了麻粒岩相变质作用。

图7 虎子岩基性捕虏体Mg#-SiO2/Al2O3图“基性1”为原始玄武岩浆堆晶作用的结果或是已含一定比例镁铁质堆晶相的玄武岩浆;“基性2”为固结玄武岩浆或是相对于“基性1”较为演化的玄武岩浆的堆晶相;“基性3”则为中、酸性岩浆堆晶作用的结果或是变质沉积岩及中性火成岩的熔融残余;“基性向酸性过渡”为中性麻粒岩;“酸性”为酸性麻粒岩;虚线箭头表示岩浆系列分异的平均趋势，实线箭头表示与特征矿物相堆积有关的岩石组成变化趋势，详见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，这些麻粒岩捕虏体具有低钾拉斑玄武岩系列向中钾钙碱性系列演化和重稀土分组的特征。其中，HZY01 比HZY15 有相对较低的εNd(t)值(图5a)和相对含量较高的稀土元素(图4a)，表明第一组麻粒岩较第二组麻粒岩有含量更高的稀土元素是部分地壳物质加入底侵岩浆造成的，对应的氧同位素组成也显示第一组麻粒岩中的地壳组分比第二组多(图5b);而第二组麻粒岩较第三组麻粒岩有相对较高的HREE 含量和Nb、Ta、Zr、Hf 和Ti 等高场强元素(图4)，造成这种特征出现可能是同一时期的底侵岩浆中石榴石和金红石发生不同程度的分离结晶造成的，也可能是不同时期演化的底侵岩浆自身造成的。但是，根据基性麻粒岩的堆晶特征和只含有相指示矿物尖晶石，则石榴石和金红石组分分离结晶的程度不同造成重稀土和高场强元素含量出现分组特征的可能性更大。

图8 虎子岩玄武岩微量元素成分构造环境判别图(a)Zr/Y-Zr 图解(据Pearce and Norry，1979);(b)Th/Hf-Ta/Hf 图解(据汪云亮等，2001)Fig.8 Discrimination diagram for tectonic setting of the basalts in Huziyan

5.3 华夏板块东、西部下地壳壳幔相互作用的差异

麻粒岩的形成主要受地热条件的控制(翟明国和刘文军，2001)。通过对比，我们发现沿海地区新生代玄武岩中的基性麻粒岩主要有岩浆型和堆晶型两种(Yu et al.，2003b)，而湘南地区中生代玄武岩中的基性麻粒岩都是堆晶型(图3c)。在区域上，这些基性麻粒岩意味着华夏板块下地壳在燕山期十分发育基性岩浆的底侵作用。沿海地区的堆晶麻粒岩的Sr-Nd 同位素组成具有亏损地幔的特征，形成时间大概是在112Ma(Yu et al.，2003b)，而本文的堆晶麻粒岩具有壳幔混合的特征(图5)，形成时间在250～200Ma(Dai et al.，2008;郭锋等，1997)。这就意味着沿海地区在燕山晚期的壳幔相互作用要比湘南地区燕山早期的壳幔相互作用强烈，而湘南地区具有亏损地幔特征的堆晶麻粒岩的缺失则意味着湘南地区壳幔相互作用相对比较彻底，后期的岩浆底侵作用不明显。温压计算结果表明，湘南地区基性麻粒岩形成的温度和深度分别为801～927℃和31km(朱介寿等，2005)，而沿海地区基性麻粒岩形成的温度和深度分别为814～893℃和23～27km，且地温梯度较高(于津海等，2002)，指示沿海地区燕山晚期拉张的构造环境比湘南地区要强烈。

5.4 构造环境和地球动力学意义

在印支期，华南地区发生了造山运动，早期(251～228Ma)为同碰撞挤压的构造环境，到晚期(228～199Ma)局部转变为拉张环境;到了燕山早期(200～145Ma)，华南地区以拉张的构造环境为主(Zhou et al.，2006)，主要表现是侏罗纪(184～152Ma)A 型花岗岩和碱性岩，其主要分布在“十-杭”裂谷带南段地区，江西南部也有少许分布(王强等，2002，2003，2005)。前人的年代学研究表明，虎子岩辉长岩捕虏体形成时代为250～200Ma(Dai et al.，2008;郭锋等，1997)，玄武岩Ar-Ar 年龄为152～147Ma(Li et al.，2004)，这就意味着辉长岩捕虏体应该是印支期挤压构造背景下底侵玄武质岩浆与地壳物质发生混合的产物，道县虎子岩碱性橄榄玄武岩具有高的Zr/Y 比和高的Th/Hf、Ta/Hf 比(图8)而有别于典型的岛弧玄武岩，同时钾含量较高也暗示其岩浆是在板块内部拉张环境下岩石圈地幔由减压低度部分熔融形成(Müller et al.，1992)，并且辉长岩捕虏体内蠕虫状尖晶石也指示拉张减压环境。从时间上来看，本文报导的玄武岩和基性麻粒岩捕虏体分别对应于印支期和燕山晚期华南东部地区的构造事件，进一步说明华南板块中生代特提斯构造域向以板片俯冲为主导的太平洋构造域转换是虎子岩地区岩浆系列发生演化的根本因素。

6 结论

(1)虎子岩玄武岩为碱性橄榄玄武岩，具有较高的钾含量，是陆内拉张环境下、富集岩石圈地幔部分熔融的产物，橄榄辉长岩是该玄武岩浆在未到达地表之前局部发生结晶作用后形成的。

(2)基性麻粒岩捕虏体具有从低钾拉斑玄武系列向中钾钙碱性系列演化的特征，是玄武岩浆底侵在地壳底部与地壳物质发生反应，并经历结晶分异、晶体堆积和麻粒岩相变质作用形成，综合华南其他地区研究成果，揭示了华夏板块湘南地区下地壳的基本组成主要为堆晶的基性麻粒岩，而沿海地区二者都有。

(3)沿海地区在燕山晚期的壳幔相互作用要比湘南地区燕山早期的壳幔相互作用强烈，而湘南地区具有亏损地幔特征的堆晶麻粒岩的缺失则意味着湘南地区壳幔相互作用相对比较彻底，后期的岩浆底侵作用不明显。

(4)华南板块中生代特提斯构造域向以板片俯冲为主导的太平洋构造域转换是虎子岩地区岩浆系列发生演化的根本因素，其控制着华南东部地区岩石圈挤压和拉张的构造环境。

致谢 感谢李玺瑶在野外工作，李文霞、刘栋、常青松在室内测试工作中给予的帮助。

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