浙江遂昌柘岱口地區酸性碎斑熔巖地質特征及成因

張 巖,馬宏杰,樊永成,齊巖辛

(浙江省地質調查院,杭州311203)

浙江遂昌柘岱口地區酸性碎斑熔巖地質特征及成因

張 巖,馬宏杰,樊永成,齊巖辛

(浙江省地質調查院,杭州311203)

通過野外地質調查及室內綜合研究,進一步闡明浙江遂昌柘岱口地區碎斑熔巖地質特征及成因。宏觀上劃分了碎斑熔巖相帶,查明了碎斑熔巖時空分布及與圍巖的接觸關系;微觀上通過巖石地球化學、同位素年代學及鋯石飽和溫度計算等方法研究該碎斑熔巖。研究區碎斑熔巖受控于柘岱口—湖山NE向大型火山構造洼地復活型破火山,具有侵出—溢流特點,為復合穹丘狀地質體。巖漿演化在時空上具有連續性,具有分異巖漿“溢流—侵出—侵入”過程。巖石具有典型的連續不等粒碎斑結構和珠邊結構,富堿,K2O+Na2O為8.54%～9.25%,A/CNK為0.88～1.04,為準鋁質鉀玄巖系列，富集Nb、Ta、Zr、Hf等高場強元素和Rb、Sr、Ba、Th等大離子親石元素。巖石成巖溫度為803 ℃～884 ℃,具有高溫淺成特點。全巖Rb-Sr等時線年齡為123 Ma,為早白堊世中期九里坪期巖漿活動的產物,是殼—?；旌螴型碎斑熔巖,屬于活動大陸邊緣靠板內的構造環境。

成因模式;巖性巖相特征;酸性碎斑熔巖;遂昌柘岱口地區;浙江

碎斑熔巖是中國東南沿海浙閩地區中生代火山巖系中成因較特殊的一種巖石類型,伴隨著中生代大規?；鹕綆r漿活動,與火山碎屑流相、噴溢相、潛火山相等巖類共生產出,其野外巖性特征不易被識別,在地質填圖工作中難以區分,這對火山地層歸屬、火山構造識別等不利。以往野外調查時因碎斑熔巖富含“碎斑”,與火山碎屑巖類晶屑組合不易區別,早期遂昌柘岱口地區碎斑熔巖均歸入高塢組火山巖地層。20世紀90年代后期,通過1∶50 000王村口幅區域地質填圖?,發現其與各地質單元之間在時空上明顯不協調,與相鄰地質單元呈侵入或覆蓋關系,說明此類地質體具有侵出—溢流屬性。目前,對碎斑熔巖巖石學特征、巖石地球化學特征、成因與演化過程及構造環境等研究存在不足。本文以巖性巖相剖面研究為主,從巖相巖石學入手,對各相帶巖石樣品資料進行綜合分析,旨在解決碎斑熔巖內在變化規律及其與中央侵入體的關系,進一步闡述柘岱口地區碎斑熔巖巖石類型、巖石系列、成巖溫度、時代及成因,探討其大地構造環境。

1 區域地質特征

遂昌柘岱口地區酸性碎斑熔巖分布在遂昌柘岱口—湖山NE向大型火山構造洼地內西南段,雙溪口—柘岱口復活破火山內。早白堊世晚期表現為拉張伸展,火山構造洼地轉為“S”型,區域上形成永康期湖山陸相盆地構造,以河湖相沉積為主,伴隨火山噴發堆積、基性熔巖噴溢和巖漿侵入,盆地晚期形成火山熱液型充填大型湖山螢石礦田。在此地質背景下,柘岱口碎斑熔巖形成于早白堊世早期“V”型火山構造洼地末九里坪期。

2 碎斑熔巖地質及巖性巖相特征

2.1 碎斑熔巖地質特征

柘岱口地區碎斑熔巖產于磨石山期“V”型火山構造洼地第二火山活動旋回末期形成的雙溪口—柘岱口復活破火山內,出露面積約160 m2(圖1)。破火山經歷了大爽期、高塢期和西山頭期大規?；鹕奖l和巖漿噴溢階段,西山頭期末塌陷階段,茶灣期破火山口內沉積階段和九里坪期噴發復活階段。茶灣期在火山口內堆積一套厚約235 m河湖相沉積巖,伴隨少量火山碎屑巖堆積。九里坪期破火山復活,巖漿活動為大規模的侵出溢流及巖漿侵入,碎斑熔巖是破火山復活階段的產物。

圖1 遂昌柘岱口地區地質圖(據資料?修編)Fig. 1 Regional geological map of the Zhedaikou area in the City of Suichang1-朝川組;2-碎斑熔巖;3-茶灣組;4-西山頭組;5-高塢組;6-大爽組;7-二長花崗斑巖;8-流紋斑巖;9-花崗斑巖;10-石英霏細斑巖;11-石英正長巖;12-產狀;13-斷裂、斷裂帶;14-地質界線;15-不整合界線;16-碎斑熔巖相帶界線;17-剖面位置

復活破火山口東北側邊緣的嶺根、東塢、黃沙腰、大熟會和柘岱口東側等地區,仍保留早期塌陷后復活的形跡,表現為西山頭組和茶灣組地層與碎斑熔巖體呈圍斜內傾關系,即碎斑熔巖與圍巖呈覆蓋關系(圖2),兩者斷續分布長約10 km,呈弧形展布。東部破石村和七節嶺一帶,碎斑熔巖與大爽組三段流紋巖呈侵入接觸關系,兩者接觸帶碎斑熔巖一側分布相當數量、大小不等的流紋巖捕虜體(圖3)。據1∶50 000地質填圖資料分析,受新近紀以來地殼抬升及溝谷下切影響,在深切低洼溝谷區出露多處面積不等的“侵蝕剝蝕天窗”,主要分布在汪家村、黃沙坑、姚春坑、上作馬和穴坑村等地?,可觀察到碎斑熔巖與其下伏磨石山群高塢組、西山頭組和茶灣組之間存在侵入和覆蓋關系,表明碎斑熔巖在時空上具有侵入與層位雙重特點。

2.2 碎斑熔巖巖性巖相特征

2.2.1 碎斑熔巖相帶特點

綜合野外調查和柘岱口—陳坑剖面資料?(圖4),碎斑熔巖礦物組分及結構單一,“碎斑”含量高且粒徑粗大,以長石和石英為主,巖石貌似“花崗巖類”,露頭常見多處閃長質包體。碎斑熔巖基質呈粒狀結構、霏細質結構和玻質結構,據此由內向外劃分內部相、過渡相和邊緣相,具有“三相一體”特點[1]。

圖2 大熟會北側溢流相碎斑熔巖與茶灣組覆蓋關系Fig. 2 Contact relation between porphyroclastic lava and underlying Chawan Formation at northern Dashuhui1-泥質粉砂巖；2-粉砂巖；3-砂巖；4-含礫砂巖；5-沉凝灰巖；6-石英粗面質玻屑熔結凝灰巖；7-流紋質玻質碎斑熔巖；8-產狀

圖4 遂昌柘岱口—陳坑碎斑熔巖相帶剖面圖(據資料?修編)Fig. 4 Cross section showing lithofacies zones of porphyroclastic lava in the Zhedaikou-Chenkeng area of Suichang

圖3 破石村東北側碎斑熔巖侵入大爽組三段Fig. 3 Porphyroclastic lava intrudes the Dashuang Formation at northeastern Poshicun1-大爽組三段流紋巖；2-流紋質霏細質碎斑熔巖；3-侵入體邊部流紋巖捕虜體；4-碎斑熔巖體侵入圍巖產狀

邊緣相帶:產于碎斑熔巖與圍巖接觸帶內側或位于巖穹邊緣碎斑熔巖,具有噴溢產出特點,過渡為溢流相熔巖,并整合于下伏地層之上,分布面積廣且厚度小。邊緣相碎斑熔巖在大熟會—范山—市羅洋一帶出露最寬,主要為酸性玻質碎斑熔巖或霏細—玻質碎斑熔巖,巖石具斑狀結構,斑晶由碎裂狀堿性長石、石英和少量斜長石組成,偶見黑云母,碎斑粒度少數>3.0 mm,大部分為1～2 mm?；|絕大部分<0.005 mm,具玻質結構,其間發育渦流狀流動構造,“碎斑”常見龜裂紋,周邊一般不見“珠邊結構”。柘岱口西部地區邊緣相碎斑熔巖發育四至六邊形原生柱狀節理,呈近直立—歪斜狀產出,截面產狀(285°～295°)∠(10°～20°),反映流動方向。

過渡相帶:出露于柘岱口—雙溪口—高灘一帶,構成碎斑熔巖主體。巖性為酸性霏細質碎斑熔巖,具斑狀結構,基質粒度為0.01～0.05 mm,為霏細結構。斑晶主要為碎裂狀堿性長石、石英和少量斜長石,含量40%～45%。碎斑粒度少量>3 mm,大部分為2～3 mm。與邊緣相碎斑熔巖相比,過渡相碎斑熔巖斑晶含量明顯增加、完整性變好、粒徑變粗,邊緣常見“珠邊結構”,“珠邊”不完整,普遍較窄,局部石英熔蝕現象明顯,多呈渾圓狀。碎斑熔巖中常見閃長質包體,巖性為微細粒閃長巖,大小為2～5 cm,呈近圓形或橢圓狀產出。

內部相帶:一般分布在侵出通道中心部位,空間上與稍晚侵入的潛火山巖相伴,大致圍繞塢石坑二長花崗斑巖體呈環帶狀展布。巖性由酸性粒狀碎斑熔巖組成,斑狀結構,斑晶含量約50%～60%,粒度以2～5 mm為主,少部分為6～7 mm,主要由碎裂狀堿性長石和石英組成,石英多呈半自形—他形,部分具有熔蝕現象。長石多呈碎斑狀,局部見有晶形較完整的長石巨斑,發育“珠邊結構”?；|為粒狀結構,發育閃長質包體,巖性為微細粒閃長巖,包體呈橢圓狀、近圓形,大小為3～7 cm,包體與寄主巖邊界有清楚、也有漸變模糊,并非一般火山碎屑巖之角礫,與正常酸性侵入巖中常見的包體一致。

晚期侵入體:為塢石坑二長花崗斑巖體,呈不規則狀,地表出露面積約4.3 km2,與內部相及過渡相碎斑熔巖相伴,具有潛火山巖屬性。二長花崗斑巖斑晶由堿性長石,少量斜長石和石英組成,長石類自形完整,其中肉紅色堿性長石呈板柱狀,斜長石環帶構造較發育?；|粒度為0.05～0.25 mm,具細晶結構。野外調查表明,其間發育有大小不等的閃長質包體,寄主巖與包體之間界線較清楚,少部分呈模糊過渡關系。

綜上,碎斑熔巖中心相帶向邊緣相緣,長石和石英碎斑含量及粒徑具有逐漸減少和變小特點;基質長英質組分粒度逐漸變細(粒狀—霏細質—玻質);堿性長石“珠邊結構”由常見向不常見或沒有過渡;內部相和過渡相碎斑熔巖中常見閃長質包體,而邊緣相帶則不發育或沒有閃長質包體,閃長質包體反映巖漿具有混合作用的特點。

2.2.2 巖石學特征

內部相主體為酸性粒狀碎斑熔巖,過渡相主體為酸性霏細質碎斑熔巖,邊緣相主體為酸性霏細—玻質或玻質碎斑熔巖。巖石呈淺灰色，塊狀構造,具有連續不等粒碎斑結構和珠邊結構,代表典型碎斑熔巖特殊的標型結構[1]。巖石“碎斑”成分為:堿性長石(主要為微紋長石)15%～20%、斜長石10%～20%、石英10%～15%、角閃石1%～3%,組成連續不等粒碎斑結構。鏡下碎斑由堿性長石和石英組成,石英斑晶碎而不散,或散而不離、離而不遠,呈龜裂狀產出(圖5);堿性長石“碎斑”周邊常見典型的“珠邊結構”,即堿性長石邊緣的同成分再生邊內散布著異成分的石英珠粒,由內向外珠粒由小變大,具有一定的分布寬度(圖6)。

圖5 石英斑晶龜裂紋現象Fig. 5 Tortoise phenomenon of quartz phenocrysts

圖6 堿性長石斑晶珠邊結構Fig. 6 Pearl-edge texture of alkali feldspar phenocryst

3 地球化學特征

3.1 主量元素

柘岱口碎斑熔巖地質剖面樣品主量元素地球化學特征為:

(1)由碎斑熔巖邊緣相至過渡相、內部相及晚期中央侵入體,巖石SiO2含量逐漸降低,邊緣相SiO2為74.01%～75.15%;過渡相SiO2為71.26%～72.94%;內部相SiO2為70.26%～70.45%;中央侵入體SiO2為68.05%。邊緣相屬于高硅流紋質,過渡相及內部相屬于低硅流紋質,中央侵入相屬英安質—低硅流紋質。

(2)碎斑熔巖及侵入巖隨SiO2含量增加,TiO2、CaO、Al2O3、Fe2O3、FeO、MgO、Na2O、P2O5含量明顯降低,反映長石類礦物分離結晶在巖漿演化中具有重要作用。TiO2和P2O5隨SiO2含量升高而降低,表明磷灰石、鈦鐵礦和鋯石等副礦物在巖漿早期發生了結晶分離作用。

(3)碎斑熔巖由邊緣相—過渡相—內部相至中央侵入體,CIPW標準礦物中石英(Qtz)明顯減少(由34.12%降至22.04%);鈣長石(An)和鈉長石(Ab)逐漸升高;分異指數明顯降低而固結指數明顯升高。全堿含量高且變化范圍小,K2O+Na2O為8.54%～9.25%,富鉀,K2O>Na2O,Na/K=0.61～0.99,兩者之間具有消長關系。

(4)在TAS圖(圖7)上,碎斑熔巖均落在流紋巖區域,二長花崗斑巖落在粗面英安巖區域。在K2O—SiO2圖(圖8)上,所有樣品均落在鉀玄巖系列區域,說明碎斑熔巖與侵入巖是同源巖漿分異演化的產物。

圖7 碎斑熔巖及侵入巖TAS圖(底圖據文獻[2])Fig. 7 TAS diagram of porphyroclastic lavas and intrusive rocksPc-苦橄玄武巖；B-玄武巖；O1-玄武安山巖；O2-安山巖；O3-英安巖；R-流紋巖；S1-粗面玄武巖；S2-玄武質粗面安山巖；S3-粗面安山巖；T-粗面巖、粗面英安巖；F-副長石巖；U1-堿玄巖、碧玄巖；U2-響巖質堿玄巖；U3-堿玄質響巖；Ph-響巖；Ir-Irvine 分界線，上方為堿性，下方為亞堿性

圖8 碎斑熔巖及侵入巖K2O—SiO2圖(底圖據文獻[3])Fig. 8 K2O vs. SiO2 diagram of porphyroclastic lavas and intrusive rocks

(5)巖石Al2O3含量為11.89%～14.20%,鋁飽和指數A/CNK為0.88～1.04,屬準鋁質。在CIPW標準礦物中大部分未出現剛玉分子,少數樣品剛玉分子含量為0.1%～0.76%,與典型的強過鋁質S型巖石(A/CNK>1.10,CIPW準標礦物中剛玉分子含量>1%[4])具有明顯差別。

綜上,碎斑熔巖和侵入巖具有同源巖漿演化的特點,由邊緣相至內部相,SiO2含量逐漸降低,說明分異后的巖漿在巖漿房上部偏酸性,下部酸度降低,巖漿“溢流—侵出—侵入”在巖漿房分層次順延,巖漿是正常成層巖漿房由上而下逐層排出的[5-7]。

3.2 稀土元素與微量元素

碎斑熔巖及中央侵入相二長花崗斑巖∑REE為(224.9～396.4)×10-6,稀土元素總量明顯高于上地殼稀土元素總量[8](210×10-6); Sm/Nd為0.17～0.24,大多數低于陸殼Sm/Nd[8](0.23);LREE/HREE為10.2～17.2,(La/Yb)N為12.45～23.22,稀土元素配分曲線呈明顯的右傾型(圖9),輕稀土較重稀土分餾明顯,(La/Sm)N、(Gd/Yb)N分別為4.30～5.98和1.35～1.79,屬于輕稀土富集型。碎斑熔巖和二長花崗斑巖具有中偏強的銪負異常,δEu為0.17～0.37,指示巖漿經歷了強烈的斜長石分離結晶作用。碎斑熔巖及二長花崗斑巖球粒隕石標準化配分曲線相似,∑REE和δEu隨SiO2含量增加而逐漸降低,為同源巖漿分異的產物[9]。

圖9 碎斑熔巖及侵入巖稀土元素球粒隕石標準化配分曲線圖Fig. 9 Chondrite-normalized REE distribution patterns of porphyroclastic lavas and intrusive rocks

碎斑熔巖Rb、Sr、Ba、Th等大離子親石元素(LILE)和Nb、Ta、Zr、Hf等高場強元素(HFSE)遠高于原始地幔值[9],過渡元素V、Cr、Ni、Co、Sc等隨SiO2含量增加而降低。在微量元素原始地幔標準化蛛網圖(圖10)上,Sr、Ba、Nb、P、Ti等元素虧損,Rb、Th、La、Nd等元素明顯富集,可能與巖漿成巖過程中斜長石、磷灰石、鈦鐵礦、鋯石和榍石等礦物分離結晶有關[9]。

圖10 碎斑熔巖及侵入巖微量元素原始地幔標準化蛛網圖Fig. 10 Primitive mantle-normalized trace elements spider diagrams of porphyroclastic lavas and intrusive rocks

4 成巖溫度

根據Watson等(1983)[10]高溫實驗(700 ℃～1 300 ℃)得出的鋯石溶解度模擬公式,采用碎斑熔巖Zr含量及鋯石寄主巖石主量元素含量,計算碎斑熔巖的熔體鋯石飽和溫度Tzr(℃)。計算公式為:

lnDzr(496 000/Zr熔體)={-3.8-0.85(M-1)}+12 900/T

Tzr(℃)={12 900/[2.95+0.85M+lnDzr(496 000/Zr熔體)]}-273.15

計算獲得邊緣相玻質碎斑熔巖成巖溫度為804～820 ℃,過渡相霏細質碎斑熔巖成巖溫度為803～809 ℃,內部相粒狀碎斑熔巖成巖溫度為814～819 ℃,中央侵入體(二長花崗斑巖)成巖溫度為884 ℃(表1)。因此,除晚期侵入的二長花崗斑巖溫度較高外,碎斑熔巖各相帶成巖溫度為803 ℃～820 ℃,成巖溫度相對集中,總體成巖溫度由中心向邊緣逐漸降低,這一溫度較I型和S型花崗巖鋯石飽和溫度的平均值(781 ℃和764 ℃)偏高[11]。

5 碎斑熔巖時代與層位歸屬

對柘岱口—陳坑碎斑熔巖剖面不同相帶采集7個樣品進行Rb-Sr同位素年齡測定，得到Rb-Sr同位素年齡為123±2 Ma,87Sr/86Sr初始值為0.70 985±0.000 22(表2、圖11),說明柘岱口地區碎斑熔巖形成時代為早白堊世中晚期。根據野外調查資料?,黃沙腰鎮東塢和大熟會村一帶,碎斑熔巖覆蓋于磨石山群茶灣組之上,黃沙腰鎮坑西村、岙頭村和嶺根村南一帶,與湖山盆地永康群朝川組紫紅色粉砂巖、泥質粉砂巖呈不整合接觸。野外宏觀分析,其形成時代介于茶灣期和朝川期之間,與本次獲得的Rb-Sr同位素年齡基本吻合,層位可歸入九里坪組。

6 成因及構造背景探討

6.1 巖漿物質來源

表1 碎斑熔巖及侵入巖鋯石飽和溫度計算結果

注:DZr=496000/全巖中的Zr含量;M=(Na+K+2Ca)/(Ai×Si)

表2 遂昌柘岱口碎斑熔巖及侵入巖Rb-Sr同位素組成

測試單位:中國地質科學院同位素地質研究與測試中心。

圖11 碎斑熔巖及侵入巖Rb-Sr同位素等值線圖Fig. 11 Rb vs. Sr isochron diagram of porphyroclastic lavas and intrusive rocks

柘岱口地區碎斑熔巖及侵入巖ISr為0.709 5～0.710 3,與中國東南部燕山晚期花崗巖ISr值(0.705 3～0.730 8,平均0.709 6)接近,反映燕山晚期花崗巖類源區含較多地幔組分[6]。按Sr同位素劃分[12],屬于中等鍶花崗巖類型,為幔殼混熔或下地殼物質部分熔融形成。

在SrI0-t圖解上(圖12),投影點落在地球全殼增長線附近下方,說明源區處于下地殼上部,有成熟度低的下地殼物質卷入熔融,也可能有少量地幔物質加入。研究表明[14],燕山晚期由于太平洋板塊向亞洲大陸俯沖,中國東南沿海地區弧后拉張伸展,地殼減薄,地幔上隆,地幔來源的玄武質巖漿加熱并使下部地殼部分熔融形成花崗質巖漿。隨后上升中,玄武質與花崗質巖漿混合,形成具有殼—?；旌咸卣鞯腎型花崗巖類。

圖12 柘岱口地區碎斑熔巖SrI0-t圖解[13]Fig. 12 SrI0 vs. t diagram of porphyroclastic lava in the Zhedaikou areaUC-華南上部陸殼；DM-虧損地幔(MORB源區)；BC-地球全殼；▲柘岱口碎斑熔巖；○華南陸殼改造型花崗巖；●華南同熔型花崗巖

6.2 碎斑熔巖成因及模式

中國東南大陸晚中生代大規模酸性火山巖與玄武巖漿底侵導致中下地殼熔融[14],即由玄武巖漿底侵提供的熱量,引發中下地殼熔融形成酸性巖漿,同時對下部玄武巖漿上升具有屏蔽作用[15]。柘岱口地區碎斑熔巖及侵入巖A/CNK均<1.1,屬于準鋁質,大部分CIPW標準礦物中未出現剛玉分子,少數剛玉分子含量為0.1%～0.76%,均<1%。巖石有別于典型的S型花崗巖類,與高分異花崗巖類相近,屬于殼—?；旌螴型碎斑熔巖。

圖13 柘岱口地區碎斑熔巖體侵出—溢流模式示意圖(據文獻[1]修改)Fig. 13 Extrusive-effusion model diagram of porphyroclastic lava in the Zhedaikou area

柘岱口地區碎斑熔巖具有明顯的侵出—溢流特點,時空上屬于浙江晚中生代磨石山群第二旋回晚期。對比陶奎元等(1985)[1]總結的碎斑熔巖體四階段成因機理,該區第一階段在柘岱口—湖山火山構造洼地內大規?；鹕剿樾紟r類爆發堆積,形成磨石山群大爽組、高塢組和西山頭組地層;第二階段火山口塌陷,形成破火山口湖,早期沉積一套河湖相含礫砂巖、粉砂巖、粉砂質泥巖及粗面質火山碎屑巖類,代表茶灣組地層;晚期破火山復活,碎斑熔巖具有侵出—溢流特點,中心位置以侵出分割基底巖系為主,其間分布規模不等的早期火山巖地層及巖塊;破火山邊緣以溢流為主,噴溢覆蓋在西山頭組和茶灣組地層之上。碎斑熔巖呈復合穹丘狀產出,富含“碎斑”的巖漿由邊緣向中心,因冷卻條件不同,造成基質結晶程度的差異,斑晶繼續生長形成碎斑熔巖特有的“珠邊結構”,構成“三相一體”。第三階段為碎斑熔巖形成后的次火山巖侵入,規模相對較小,以塢石坑二長花崗斑巖為代表,侵入于碎斑熔巖中。第四階段為碎斑熔巖巖穹隆起侵蝕剝蝕階段。

6.3 構造背景

自晚中生代以來,浙江省巖漿活動和演化明顯受太平洋板塊俯沖影響,燕山晚期巖漿時空上由內陸向沿海遷移,形成大規模NE向火山構造盆地,巖漿由中性向酸性、偏堿性和堿性演化。柘岱口地區碎斑熔巖屬于鉀玄巖系列,Rb、Th、K等大離子親石元素富集,Nb、Ta、Ti等高場強元素虧損,說明碎斑熔巖為與俯沖有關的巖漿巖[16-17]。

Tamimount等(1998)[18]認為,與典型板塊俯沖有關的島弧火山巖Ba/La>30。Salters等(1991)[19]認為活動大陸邊緣區火山巖La/Nb普遍較高。夏林圻(2001)[20]認為匯聚板塊邊緣火山巖TiO2含量偏低(平均<1%),Zr/Y<3.5。柘岱口地區碎斑熔巖Ba/La為1.15～7.91,平均為5.12;La/Nb為2.44～4.12,平均為3.21;Zr/Y為5.23～9.52,平均為7.67;TiO2含量為0.14%～0.40%,平均為0.27%,具有匯聚板塊邊緣火山特點。

根據Rb-(Y+Yb)圖解、Nb-Y圖解(圖14)和Hf-Rb/10-3Ta圖解(圖15),柘岱口地區碎斑熔巖及侵入巖均落在板內或板內與火山弧交界部位,為活動大陸邊緣靠近板內構造環境。

圖14 碎斑熔巖及侵入巖Rb-(Y+Nb)圖解[21]與Nb-Y圖解[21]Fig. 14 Rb vs. (Y+Nb)and Nb vs. Y diagrams of porphyroclastic lavas rocks and intrusive rocksVAG-火山弧花崗巖;ORG-洋脊花崗巖;WPG-板內花崗巖;syn-COLG-同碰撞花崗巖

圖15 巖石Hf-Rb/10-3Ta判別圖解[22]Fig. 15 Hf-Rb/10-3Ta Discriminant diagram for the rocks

7 結 論

(1)柘岱口地區碎斑熔區域上受控于柘岱口—湖山NE向大型火山構造洼地復活型破火山構造內,為復合穹丘狀地質體,形成年齡約為123 Ma。

(2)該區碎斑熔巖可劃分為邊緣相、過渡相、內部相和中央侵入體,巖漿演化具有連續性。巖石具有特殊的連續不等粒碎斑結構和珠邊結構,反映巖漿結晶自碎及基質結晶階段形成的原生成因結構。

(3)該區碎斑熔巖為同源巖漿分異演化的產物，成巖溫度為803 ℃～884 ℃,由中心向邊緣溫度逐漸降低。

(4)火山—侵入雜巖物質來自相似源區,具有殼—?；旌系腎型碎斑熔巖屬性,形成于活動大陸邊緣靠板內的構造環境。

注釋

? 浙江省國土資源廳. 1∶50 000長臺幅、湖山幅、峽口幅和王村口幅區域地質調查報告.2000.

[1] 陶奎元,黃光昭,王美星,等.中國東南部碎斑熔巖基本特征及成因機理的探討[J].中國地質科學院南京地質礦產研究所所刊,1985,6(1):1-21.

[2] Wilson M. A Chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram[J].Journal of Petrology,1986, 27(3):745-750.

[3] Rickwood P C. Boundary lines within petrogenic diagrams which use oxides of major and minor element[J].Lithos,1989(22):247-263.

[4] Chappell B W,White A J R. Two contrasing granite types:25 years later[J]. Australia Journal of Earth Sciences,2001,48 (4):489-499.

[5] 張萬良.相山火山—侵入雜巖的反方向巖漿演化系列研究[J].中國地質,2005,32(4):548-556.

[6] 夏林圻,夏祖春,張誠,等.相山中生代含鈾火山雜巖巖石地球化學[M].北京:地質出版社,1992:12-43.

[7] 謝家瑩,陶奎元,尹家衡,等.中國東南大陸中生代火山地質及火山—侵入雜巖[M].北京:地質出版社,1996:1-277.

[8] Taylor S R. Chemical composition and evolution of the continental crust:the rare earth element evidence[M].London:Academic Press,1979:353-372.

[9] SunWeidong, McDonough W F. Chemical and isotopic systematic of oceanic basalt:implication for mantle composition and processes[C]∥Sanunders A D, Norry M J.Magmatism in the Ocean Basin. Geological Society Special Publication,1989:313-345

[10]Watson E B, Harrison T M. Zircon saturation revisited:Temperature and composition effects in a variety of crustal magma types[J].Earth &Planet Science Letters,1983,64(2):295-304.

[11]King P L,White A J R,Chappell B W, etal. Characterization and origin of aluminous A-type granites from the Lachlan Fold belt,Southeastem Australia[J].Journal of Petrology,1977,38(3):371-391.

[12]Foure G, Powell J L.鍶同位素地質學[M].北京:科學出版社,1975:1-208.

[13]劉昌實,朱金初.華南陸殼改造系列花崗巖類型劃分和成巖物質來源[J].地質學報,1990,64(1):43-52.

[14]沈渭洲,凌洪飛.中國東南部花崗巖類Nb-Sr同位素研究[J].高校地質學報,1999,5(1):22-32.

[15]Huppert H E,Spark R S J. The generation of granitic magmas by intrusion of basalt into continental crust[J].Journal of Petrology,1998,29(3):559-624.

[16]Pearce J A. Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins[C]∥Hawkesworth C J,Norry M J. Continental basalts and mantle xenoliths. Nantwich, Cheshire:Shiva Publications,1983:230-249.

[17]楊明桂,王光輝,徐梅桂,等.江西省及鄰區濱太平洋構造活動的基本特征[J].華東地質,2016,37(1):10-18.

[18]Ajaji T, Weis D,Giret A,el al. Coeval potassic and sodic calc-alkaline series in the post-collisional Hercynian Tanncherfi intrusive complex,northeastern Morocco:geochemical,isotopic and geochronological evidence[J].Lithos,1998,45(1):371-393.

[19]Salters V T M, Hart S R. The mantle sources of ocean ridges,islands and arcs:the Hf-isotope connection[J].Earth and Planetary Science Letters,1991,104(2/4):364-380.

[20]夏林圻.造山帶火山巖研究[J].巖石礦物學雜志,2001,20(3):225-232.

[21]Pearce J,Harris N B W, Tindle A G. Trace element discrimination diagrams for the tectonics interpretation of granitic rocks[J]. Journal of Petrology,1984,25(4):956-983.

[22]Harris N B W,Pearce J A，Tindle A G.Geochemical characteristics of collision-zone magmatism[J].Geological Society London Special Publications,1986,19(5):67-81.

Geological characteristics and origin of the felsic porphyroclastic lavas in the Zhedaikou area in Suichang, Zhejiang Province

ZHANG Yan,MA Hong-jie,FAN Yong-cheng,QI Yan-xin

(ZhejiangInstituteofGeologicalSurvey,Hangzhou311203,China)

This study carried out a detailed analysis of porphyroclastic lavas to understand its geological characteristics and origin based on field survey and comprehensive research. Through study of microscopic lithofacies, lithogeochemistry, isotopic chronology and zircon saturation temperature, porphyroclastic lava facies belt was defined at macro level, and spatial-temporal distribution of porphyroclastic lavas and its contact relationship with the surrounding rock was ascertained. The porphyroclastic lavas in the study area are controlled by a revived caldera in the large-scale NE-trending volcanic structural depression in Zhedaikou-Hushan and characterized by extrusion and effusion, suggesting a composite dome. Magma evolution of the porphyroclastic lavas shows a certain continuation spatially and temporally, indicating a magmatic differentiation process from effusion to extrusion to intrusion. Porphyroclastic lavas with typical porphyroclastic structure and pearl-edge texture are enriched in HFSEs(Nb, Ta, Zr, Hf) and LILEs (Rb, Sr, Ba, Th), and also rich in alkali(K2O+Na2O=8.54%～9.25%), A/CNK=0.88～1.04, suggesting the lavas belong to a metaluminous shoshonite series. The diagenetic temperatures of the lavas range from 803 ℃ to 884 ℃,indicative of high temperature hypabyssal. A Rb-Sr isochron age of 123 Ma suggests that the lavas were the result of Early Cretaceous magmatic activity. Out study shows that the porphyroclastic lavas and associated granite are co-magmatic I-type rocks derived from crust-mantle mixing source, and generated in an active continental margin close to intraplate.

genetic model; lithofacies features; felsic porphyroclastic lavas; Zhedaikou area of Suichang; Zhejiang Province

10.16788/j.hddz.32-1865/P.2017.01.001

2016-05-11

2016-07-18 責任編輯：譚桂麗

中國地質調查局項目“1∶25萬衢州市幅(H50C003004)區域地質調查(項目編號：1212010011604、1212011120872、121201122549)”資助。

張巖，1961年生，男，高級工程師，從事區域地質調查、地質遺跡調查與評價研究。

P581

A

2096-1871(2017)01-001-11