Zircon U–Pb age, Hf isotope composition, and their constraints on tectonic setting of the Saima alkaling complex in the eastern Liaoning Province
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摘要:
通过LA-ICP-MS测得辽宁赛马地区浅肉红色霞霓正长岩中的锆石U-Pb年龄为225.8±1.9 Ma，赛马碱性杂岩的侵位时代为晚三叠世。地球化学分析表明，霞霓正长岩SiO2含量为55.87% ~ 60.88%，Na2O为0.41% ~ 5.32%，Al2O3为17.81% ~ 19.53%，K2O为9.46% ~ 11.91%，MgO为0.46% ~ 1.36%，里特曼指数为7.54 ~ 17.01；稀土元素总量较高，高于300×10−6，强烈富集轻稀土元素，（La/Yb）N值大于10，个别达到100以上；亏损Nb、Ta、P等高场强元素，富集Rb、Th等大离子亲石元素，总体表现出富碱性岩石特征。锆石εHf（t）值为−13.37 ~ −9.30，对应的两阶段Hf模式年龄TDM2为2102 ~ 1855 Ma。通过岩石成因分析和构造环境判别，赛马碱性杂岩可能形成于由俯冲挤压向陆内伸展、拉张转换的动力背景下的下地壳（或上地幔）部分熔融。赛马碱性杂岩侵位时代（225.8±1.9 Ma）可能代表了华北克拉通北缘岩石圈开始伸展减薄的时间，也是郯庐断裂形成的时间。
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关键词:
- LA-ICP-MS U-Pb年龄 /
- Hf同位素组成 /
- 晚三叠世 /
- 赛马碱性杂岩 /
- 辽东地区
Abstract:The light-red aegirine nepheline syenite in Liaoning Saima area has a LA-ICP-MS U-Pb age of 225.8 ± 1.9 Ma, and the emplacement age of the Saima alkaline complex is the Late Triassic. Aegirine nepheline syenite shows SiO2 of 55.87%～60.88%, Na2O of 0.41%～5.32%, Al2O3 of 17.81%～19.53%, K2O of 9.46%～11.91%, MgO of 0.46%～1.36%, σ43 of 7.54～17.01.The total amount of rare earth elements is higher than 300×10−6, and it is strongly enriched with light rare earth elements. Depletion of high field strength elements such as Nb, Ta, P, and enrichment of large ion lithophilic elements such as Rb, Th, shows the characteristics of alkaline rich rocks. The zircon εHf (t) value is −13.37 ~ −9.30, the corresponding two-stage Hf model age TDM2 is 2102~1855 Ma. The Saima alkaline complex may be formed by the partial melting of the lower crust (or upper mantle) under the dynamic background of subduction-squeezing to inland extension and extension conversion. The age of emplacement (225.8 ± 1.9 Ma) may represent the time when the lithosphere began to stretch and thin on the northern margin of the North China Craton, and also the time when the Tanlu fault was formed.
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传统的板块构造理论（Dewey et al., 1970）认为，造山带是在板块边缘发生的强烈挤压变形作用，这意味着造山作用或大陆变形通常发生于板块边界附近（Raimondo et al., 2014）。然而，在远离板块边缘的大陆内部也可能存在显著的挤压变形，即陆内变形（Raimondo et al., 2014; Li et al., 2022）。与发生在板块边缘的造山或变形特征不同，陆内变形没有直接的板块和板缘相互作用的物质表现，缺乏大洋板片俯冲、蛇绿岩套及弧岩浆作用的证据，但它是地壳增厚、缩短和叠置作用发生的典型场所，有时还会伴随大规模的滑脱作用并在地表以褶皱−冲断带的形式广泛表现（Poblet et al., 2011），在沉积建造、岩浆活动、变质作用及成矿过程方面，具有独特的特征（崔盛芹，1999）。
华南块体由北西侧扬子块体和南东侧华夏块体于新元古代碰撞拼贴形成，古生代以后以陆内造山和变形为主，经历了多期次、幕式的地壳生长和变形过程。尤其是中生代以来，受古特提斯和古太平洋2个巨型构造域交汇影响，华南地区经历了强烈的变形和岩浆活动并形成特有的构造格局。在华南块体东部，古太平洋板块俯冲及其角度变化和回撤作用导致了岩石圈尺度的强烈伸展，岩石圈和地壳明显变薄，伴随有丰富的岩浆和成矿作用（Zhou et al., 2006; Hu et al., 2008; Li et al., 2017; Lü et al., 2021; Zhang et al., 2021a, b）。相比之下，华南块体中西部则几乎未受到古太平洋板块俯冲作用的直接影响，其构造变形以陆内造山或挤压为主，岩浆活动弱、地壳缩短量大、岩石圈较厚、线性褶皱−冲断带构造广泛发育，属于典型的陆内构造系统（图1），为研究陆内褶皱−冲断带的形成机制与地壳尺度的深部构造变形特征和控制因素提供了良好场所（Hsü et al., 1988; Yan et al., 2003; Wang et al., 2005; Chu et al., 2012; Dong et al., 2015; Li et al., 2018）。
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AHF—安化溆浦断裂；ZJJF—张家界断裂；HFF—鹤峰断裂；ESF—恩施断裂；QYF—齐岳山断裂；HYF—华蓥山断裂；DBSF—大巴山断裂Figure 1. Simplified geological map in and around the Wuling fold-and-thrust belt近年来，针对华南块体中西部地区的褶皱−冲断构造，许多学者在地质构造、年代学方面开展了大量研究，在浅表构造的样式、性质、变形时间等方面取得了显著进展，很大程度上提高了对该地区地表及浅层构造的理解（Yan et al., 2003, 2009; Wang et al., 2005; Chu et al., 2012）。然而，对该区陆内褶皱−冲断带的形成机制、应力传播机制、深部控制因素等目前仍然存在争议（Coblentz et al., 1995; Hillis et al., 2008; Johnston., 2008），主要包括不同类型褶皱−冲断体系的形成过程、陆内变形的深部结构特征、浅部变形与深部变形是否耦合等问题。Yan et al. (2003)认为，川东—武陵山地区的变形属于印支期扬子块体陆内造山事件的一部分，是华北和华南块体碰撞挤压造成的结果；而Chu et al. (2012)将雪峰山构造带解释为受控于SE方向的古太平洋板块俯冲作用的远程影响；也有学者认为该区发育的不同类型褶皱是由地表剥蚀程度的差异造成的（刘尚忠，1995）。这些争论存在的原因一方面是由于该区构造本身的复杂性，另一方面也因为缺乏对该区深部结构及深浅构造耦合方面的研究。
针对上述问题，本研究以华南中西部的川东−武陵山−雪峰山陆内褶皱−冲断带为研究对象，系统收集并分析了近年来在该区开展的构造地质、年代学、地球物理探测和物理与数值模拟研究成果，以跨越该区线性褶皱−冲断带的一条NW—SE向构造廊带为切入点，聚焦于该区地壳深部结构特征及其浅表构造响应，并尝试分析其变形产生的深部机制与动力学过程。
1. 区域构造背景和地球物理场特征
川东—武陵山地区西起四川盆地东至江南−雪峰造山带，包括华蓥山断裂、齐岳山断裂、张家界断裂等主要断裂带，江南−雪峰造山带是新元古代由扬子和华夏块体碰撞拼贴而形成(Charvet et al., 1996; Cawood et al., 2013)。古生代以来，该区远离俯冲板块边缘，在构造体制上成为陆内造山与变形区域。早古生代晚期、晚古生代晚期及早中生代该地区表现为整体的抬升作用，对应构造活动的地层接触关系均为平行不整合，不发育褶皱构造(Shu et al., 2015; 李三忠等, 2016；舒良树, 2019)。晚侏罗世—早白垩世，区内发生大规模褶皱−逆冲作用，造成区域内地层出现角度不整合，川东褶皱带内发育多套滑脱层，并随着挤压作用的持续逐渐演变为一个大型走滑断裂系统(刘重庆等，2013；张小琼等，2013；He et al., 2018; 王宗秀等, 2019)。在晚白垩世经历短期的伸展作用之后，受印度与欧亚大陆汇聚作用的影响，该区以挤压隆升变形为主，早期形成的褶皱构造受到强烈改造（Wang et al., 2014; 王宗秀等，2019）。
该区构造变形的主要特征是以齐岳山断裂为界的东部隔槽式褶皱和西部隔挡式褶皱组成的“侏罗山式”褶皱带(颜丹平等, 2000; Yan et al., 2003; 胡召齐等, 2009; Wang et al., 2010)。构造变形及年代学研究表明，研究区晚侏罗世—早白垩世整体为自SE向NW的递进逆冲作用，目前观测到的构造痕迹主要反映了中生代的构造演化过程（颜丹平等, 2000；Yan et al., 2003； 胡召齐等, 2009；梅廉夫等，2010；汪新伟等，2010；Li et al., 2014；Dong et al., 2015；颜丹平等, 2018）。其中，隔挡式褶皱的特点是向斜轴部宽大、背斜轴部很窄，主要表现为箱状褶皱；一般向斜中心为侏罗系，而背斜核部大多出露下—中三叠统，仅华蓥山中段背斜核部出露下古生界；而隔槽式褶皱基底卷入地层主要为海相盖层，呈现背斜宽大、向斜狭窄的特征，同样以箱状褶皱为主。背斜核部多出露南华系－奥陶系，而向斜核部主要为中－下三叠统，在地表常表现为极宽缓的背斜（颜丹平等, 2000; Yan et al., 2003；冯向阳等, 2003； Wang et al., 2005；张必龙等，2009）。
该区构造线方向主体由NNE向转向NE向，自东向西主要包括张家界断裂（ZJJF）、鹤峰断裂（HFF）、恩施断裂（ESF）、齐岳山断裂（QYF）、华蓥山断裂（HYF）。其中，张家界断裂在地形上是武陵山的东界，也是传统认为的江南造山带的西界；齐岳山断裂控制着两侧的褶皱样式和地形高程，是川东隔挡式褶皱和武陵山隔槽式褶皱的分界断裂（张小琼等，2013）；华蓥山断裂是四川盆地东部的一条主干断裂，在其东部为广泛发育的线性褶皱构造变形带，在其西部则为平缓展布的侏罗系。此外，该区域还发育很多次级断裂，例如鹤峰断裂、恩施断裂等。
基于EIGEN6C4重力场模型提取的川东—武陵山地区的自由空气异常，显示了该区重力场的横向变化特征（图2–a）。研究区自由空气异常的分布特征总体与构造单元分布较一致。在东部江汉盆地地域为近零值或负值；在中部武陵山地区表现出高低值相间的分布特征；在四川盆地主要为明显的负值，尤其是在四川盆地西北和南部边缘地区，负值特征更明显；在北部大巴山地区则主要为正值分布。由于自由空气异常未经过地形改正和中间层改正，因此其低频部分信号大体反映了深部介质的密度变化情况，而高频部分信号保留了因地形起伏及其伴随的密度亏损等因素所造成的局部重力异常特征。通过对比图2–a和图2–b可见，自由空气重力异常在川东和武陵山地区呈现出明显的地形相关性，即在地形隆起区为较高的自由空气异常值，在地形较低而平缓的地区为近零值或负异常值。
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图 2 研究区自由空气重力异常(a)和地形起伏与主要探测剖面位置(b)（断裂代号同图1）(图a中断裂名称缩写同图1；图b中黑色实线及阴影部分为本次选取的A-A′构造廊带；蓝色实线为Li et al. (2018)文中反射剖面的位置；红色实线为Huang et al. (2014)文中测线AA′的台站位置；红棕色圆点及倒三角为李英康等(2019)文中接收点和炮点位置)Figure 2. Free-air gravity anomaly (a) and locations of geophysical profiles on the topographic map (b) of the study area地震活动分布一定程度上可以表征研究区的构造活动性和地下介质应力的变化特征。本研究统计了该区自1970年以来的地震分布情况（图2–b），结果显示研究区地震的空间分布具有不均匀、局部成丛的特点，相对于四川盆地西缘和南缘而言，川东—武陵山—雪峰山地区的地震活动性明显较弱，地震发生频率低、强度低，震级一般不超过5级，表明该区目前处于相对稳定的构造环境。
2. 重力场特征与地壳结构
由于武陵山褶皱−冲断带地区的断裂和褶皱构造走向主要为近NE向，为了系统分析武陵山褶皱−冲断带地区的深部结构及其浅表构造响应，本研究在垂直该区线性褶皱带的方向，即NW—SE方向选取了一条长约600 km的构造廊带（图2）。对该廊带辖区的重力异常及其与地形和地表构造的相关性，以及地壳尺度的二维结构和构造特征进行分析，揭示该区陆内变形的机制与过程。
2.1 重力场与浅层构造特征
基于研究区的自由空气重力异常分布（图2–a）及在此基础上由球坐标系重力改正方法得到的研究区布格重力异常分布（罗凡等，2019；张永谦等，2021），本研究提取了A−A′构造廊带辖区的布格重力异常（图3–a）和自由空气异常（图3–b）分布曲线，并与该剖面辖区的地形起伏（图3–c）和构造剖面（图3–d）进行综合对比分析。由图3可见，以华蓥山断裂、齐岳山断裂、张家界断裂为分界线，廊带穿越的川中隆起区、川东隔挡式褶皱区、武陵山隔槽式褶皱区及东部江南造山带地区在地形分布、构造变形和重力异常方面均呈现出一定的差异。
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a—布格重力异常分布；b—自由空气重力异常分布；c—地形起伏特征；d—构造剖面图Figure 3. Bouguer gravity anomalies (a), free-air gravity anomalies (b), topography (c) and shallow structural characteristics (d) along the A-A’ tectonic corridor在廊带最西段，川中隆起区的地形起伏较平缓，相应的自由空气重力异常和布格异常亦起伏平缓且数值相近，表明该区构造变形不明显。在川东隔挡式褶皱带地区，廊带地形呈规则间隔的尖棱状隆起，形成华蓥山、铜锣山、明月山、精华山、蒋家山、方斗山等条带状山脉，这几条山脉在构造剖面上表现为隔挡式褶皱的背斜部分，在背斜之间为平缓的侏罗系。自由空气重力异常在该区与地形起伏基本对应，呈现高频变化特征，在相应褶皱背斜的轴部对应较高的自由空气重力异常值，而布格重力异常在该区几乎没有明显变化，仅在趋势上呈现由西向东的微弱下降趋势。这种重力异常特征表明，该区的地下介质结构的横向变化局限于较浅部位。
武陵山隔槽式褶皱带可细分为2个部分，以鹤峰断裂为界，其西侧与东侧在地形、自由空气重力异常和布格重力异常的变化特征方面均存在明显差异。在齐岳山断裂东侧，随着地形自西向东升高，自由空气重力异常也陡然升高，在约50 km横向短距离范围内，自由空气重力异常由西侧最低处的−100 mGal上升至东侧的50 mGal。随后，随着地形向东南下降，自由空气重力异常也相应降低。该段布格重力异常与地形无明显相关关系，延续了自川东隔挡式褶皱带向东南方向降低的趋势。而在鹤峰断裂东侧海拔逐渐降低，地形起伏也相对较小，自由空气重力异常和布格重力异常均与地形呈负相关关系，即随着地形向东南方向降低，重力异常均呈现升高趋势。布格重力异常在从鹤峰断裂到张家界断裂约100 km横向距离范围内，由−130 mGal陡升至−30 mGal，布格重力异常剧烈的横向变化使该区成为中国南北重力梯度带的一部分。武陵山隔槽式褶皱带布格重力异常西缓东陡的变化特征表明，该区东、西两段地下介质密度结构变化有较大差异，西段的结构变化局限于较浅部位，而东段的布格重力异常可能主要来自地壳深部密度结构变化的贡献。在廊带最东段，张家界断裂以东，随着地形海拔进一步降低，自由空气重力异常和布格重力异常均逐渐降低，呈现近同步变化特征，但仍然远高于廊带西段。
2.2 地壳结构特征
地震学是揭示地壳介质深部结构的重要手段，来自不同地震相位的走时和振幅及其变化可为认识地球深部的介质结构和物性变化提供重要约束与参考。近年来，前人在川东—武陵山及邻域开展了一些主动和被动源地震探测研究工作。其中，覆盖中国大陆及华南地区的地壳速度结构模型（Zhou et al., 2012; Shen et al., 2016; Li et al., 2022）为认识该区的深部结构提供了宏观的区域性约束。在川东—武陵山北缘的大巴山弧形褶皱带及秦岭区域也开展了被动源地震研究（Huang et al., 2014; Jiang et al., 2016; Song et al., 2018; Luo et al., 2020）。此外，在川东—武陵山南部地区还进行了一些综合地球物理研究，包括深反射地震（Dong et al., 2015; Gao et al., 2016; Li et al., 2018）、宽角反射/折射地震（Teng et al., 2013；Li et al., 2019）及基于远震信息的被动源地震研究（Wei et al., 2016; Li et al., 2022）。这些研究为深入理解川东—武陵山地区褶皱−冲断构造带的变形过程与机制提供了有效的深部结构约束。
2.2.1 深反射地震揭示的中上地壳结构
国家深部探测技术与实验研究专项(SinoProbe)在川东—武陵山地区开展过深反射地震探测（Dong et al., 2015; Gao et al., 2016; Li et al., 2018），该深反射地震测线位于本研究选取的A-A'廊带南侧，可反映该线性构造区的结构起伏形态。由地震偏移叠加剖面（图4）可见，扬子块体上地壳中存在强烈的反射体，这些反射体发生褶皱变形、具有高反射性且受到高度压缩，以薄皮和厚皮推覆构造为主要特征，记录了收敛构造边界内的逆冲和缩短变形；中地壳呈现为地震透明区，变形较小，主要由新元古代地层组成。同时，以齐岳山断裂为界，西侧与东侧呈现截然不同的地震反射特征。在齐岳山断裂西侧的川东地区可见清晰的隔挡式褶皱在地下的延伸情况，强烈褶皱变形的底部在3 s双程走时处（对应于约8 km深度），并在3~4 s双程走时区间成像为近水平层状反射。在武陵山地区，地震偏移叠加剖面中亦可见地表隔槽式褶皱的深部形态，同时可见该区基底相对于川东地区较浅，中地壳深度存在一弱地震反射层。Dong et al. (2015)和Li et al. (2018)认为，该弱地震反射层是地壳尺度的黏性滑脱层，促进了逆冲推覆体系中的物质变形，并协调了上方高度缩短的上地壳和下方弱变形的中地壳之间的应变解耦。此外，基于构造学研究发现，在雪峰山地区的元古宙基底岩石中发育有中侏罗世和白垩纪之间某个时期的逆冲剪切变形，且该变形似乎早于扬子块体西北部的薄皮褶皱和逆冲体系(Li et al., 2018)。
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图 4 穿过武陵山褶皱−冲断带的深反射地震偏移叠加剖面(a)及对本地震剖面的构造解译(b)（据Li et al., 2018修改，测线位置见图2）Figure 4. Deep seismic reflection migration profile crossing the Wuling fold-and-thrust belt (a) and the geological cross section constructed from this profile (b)2.2.2 宽角反射/折射地震揭示的地壳P波速度结构
武陵山及周边地区的宽角反射/折射地震探测工作均为20世纪90年代初开展，包括北部三峡工程及外围的宽角反射/折射地震探测（陈学波等，1995）和南部阿尔泰−台湾地学断面的中段（崔作舟等，1996）。邓阳凡等（2011）将在华南地区开展的多条深地震测深剖面数字化，并构建了三维速度结构模型。研究表明该区的莫霍面整体上与地形起伏具有镜像相关性，沿上地幔顶部近水平传播的Pn 波速度略低于中国大陆的平均Pn波速度（汪素云等，2001）。
在SinoProbe项目开展期间，对阿尔泰−台湾地学断面中黑水—邵阳段进行了重新处理与解释（李英康等，2019）。总体而言，由宽角反射/折射地震探测得到的速度结构（图5）呈明显的分层特征，上地壳向NW逆冲，在齐岳山断裂西侧的地表P波速度小于东侧，且向下迅速升高，形成高速梯度层。中下地壳分层均匀，反射界面平直，且在齐岳山断裂至张家界断裂区间中地壳存在一P波弱低速层，6.4 km/s 的P波速度等值线呈下凹形态。剖面东段的Moho界面埋藏深度比西段浅5~10 km，在张家界断裂西侧形成Moho界面错断并向SE方向下插的形态，呈现出明显的陆内汇聚带特征。此外，基于宽角反射/折射地震探测得到的速度结构显示，华蓥山断裂带下方的Moho界面深度在43.2~62 km之间，并形成P波速度为7.0~7.6 km/s的壳幔混合层（李英康等, 2019）。
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2.2.3 远震接收函数揭示的LAB和Moho界面形态
远震接收函数是利用被动源地震资料研究Moho界面和岩石圈底界（LAB）深度的重要手段，自提出以来已在全球取得广泛应用并被证明是一种稳定可靠的地震学探测方法（Langston et al., 1979; Zhu, 2000; Zhu et al., 2000）。基于远震S波接收函数方法的研究表明，四川盆地的岩石圈最厚可达190 km，从四川盆地进入川东褶皱带后，岩石圈迅速变薄为约120 km，且有向东进一步缓慢变薄的趋势，但在雪峰山下方岩石圈明显加厚，从两侧的不足100 km变为约120 km，与之对应的LAB信号明显变弱且离散化，反映了雪峰山构造带下方的复杂构造变形特征（张耀阳等，2018）。
远震P波接收函数则为研究Moho界面起伏特征提供了更好的约束。Huang et al. (2014)研究表明（图6），武陵山东部地壳厚度约为35 km，而西部约为45 km，地壳厚度突变带出现在鹤峰断裂下方。在鹤峰断裂附近的HFE台站正下方，存在约7 km的莫霍深度突变，且该台站下方的接收函数波形具有明显的方位依赖性，来自东部和西部的远震事件具有不同的波形特征。东部地震事件的接收函数波形仅在约36 km处存在一个Pms转换震相，而西部在约26 km和约43 km处分别有一个强Ps震相。通常把约43 km处的Ps转换震相解释为来自Moho界面的Pms转换波震相，但对约26 km处的转换震相，目前没有确切的认识。此外，在鹤峰和恩施之间存在另一处约7 km的Moho界面错断。这些观测与人工源宽角反射/折射地震探测中关于Moho界面叠置或错断的认识是一致的。明显的Moho突变表明，下地壳和上地幔发生了脆性或局部韧性变形，且上地壳和下地壳及上地幔的变形并不一致，上、下地壳之间可能因中间地壳薄弱层的存在而发生解耦。
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图 6 跨武陵山褶皱-冲断带剖面的接收函数共转换点叠加成像（据Huang et al., 2014修改；剖面位置见图2-b，LCH、ENS、HFE、YDU为地震台站名称）Figure 6. CCP stacking imaging of receiver functions along the profile crossing the Wuling fold-and-thrust belt2.2.4 背景噪声成像揭示的地壳S波速度结构
背景噪声成像方法通过不同台站对间连续时间信号的互相关计算提取经验格林函数，并用以进行地下介质结构成像研究（Shapiro et al., 2005; Bensen et al., 2007）。与传统的天然源地震探测手段相比，该方法具有成像分辨率高、观测时效高、重复性好等优势，自提出以来在地壳与岩石圈结构探测、地下介质时移变化监测等方面取得了广泛且可靠的应用（张文文等，2022）。Zhang et al. (2024)对川东—武陵山地区的固定和流动地震台站数据开展了背景噪声成像处理，构建了研究区的地壳三维剪切波速度模型，本研究在该模型的基础上提取了A-A'廊带辖区的二维S波速度结构剖面（图7）。由图7可见，齐岳山断裂两侧的S波速度结构在横向上存在显著不同，这与流变学强度的变化密切相关，直接影响构造变形的过程与形态。在垂向上，四川盆地的地壳结构可以分为2层，分别为沉积盖层和结晶地壳。在沉积盖层中，四川盆地的S波速度低于武陵山区域，但是四川盆地的S波速度随着深度的增加而快速增加。在结晶地壳范围，四川盆地的S波速度高于同等深度处武陵山区域的S波波速，且随着深度缓慢增大。而武陵山地区的地壳结构相比川东地区更复杂，其中一个显著特征是，在武陵山区域中地壳（15~25 km）存在一个明显的S波低速层，该低速层在横向上从齐岳山断裂延伸至张家界断裂。该S波低速层的位置与前人在构造地质研究中推测的中地壳韧性滑脱层或剪切带（Wang et al., 2005; Chu et al., 2012) 一致性较高，本研究认为其与川东—武陵山地区褶皱−冲断带的形成密切相关，并在上、下地壳的差异变形过程中起到了解耦作用。
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图 7 跨武陵山褶皱−冲断带的S波速度结构剖面（速度模型数据据Zhang et al., 2024；剖面中黑色和红色线条为根据深反射地震偏移叠加剖面解译的深部地层与构造起伏形态，据Li et al., 2018修改；断裂名称缩写同图1）Figure 7. S-wave model along the A-A’ profile crossing the Wuling fold-and-thrust belt3. 褶皱−冲断变形的数值和物理模拟研究
地质构造和地球物理研究可以刻画研究区现今的地壳结构和变形样式，并在此基础上反推研究区的构造演化过程，而数值和物理模拟可以基于设定的初始和边界条件正演模拟研究区的构造演化过程。通过对模拟结果和实际观测进行对比有助于进一步理解研究区的变形过程和机制。华南地区曾开展的物理模拟实验包括滑脱层中岩石能干性的影响、脆/韧性地层厚度及韧性层埋深的影响、先存断裂和断层倾角对川东褶皱带变形的影响、地壳深度或脆性覆盖层厚度等对褶皱推覆带变形演化的影响（彭美丽等，2011；He et al., 2018，2020；何文刚等，2018；吴航，2019；Feng et al., 2023）；数值模拟实验包括岩层能干性差异和埋深的影响、滑脱层深度对褶皱的影响、断坡倾角的影响等（张必龙等，2009；张小琼等，2013，2015；Huang et al., 2020）。
物理模拟研究表明，四川盆地刚性基底与上覆软弱沉积层的显著流变学差异使川东上地壳浅部应变易于在华蓥山断裂东侧累积，并形成高陡的隔挡式褶皱构造带（He et al., 2018; 何文刚等，2018）。隔挡式褶皱与隔槽式褶皱的主控滑脱层不同，隔挡式褶皱的主控滑脱层是下寒武统或志留系页岩或泥岩(Yan et al., 2003；冯常茂等, 2008)，隔槽式褶皱的主控滑脱层是基底内部拆离面(冯向阳等, 2003；丁道桂等, 2007；张小琼等, 2015)。滑脱层的深度及上覆地层的厚度和流变学强度控制了褶皱构造的波长和生长方式(Feng et al., 2023)。齐岳山断裂和华蓥山断裂应是早于褶皱−冲断变形发生的先存断裂，它们通过断弯或断展褶皱的方式传递深部和浅部滑脱层之间的变形。张小琼等(2015)推测，齐岳山断裂发生了多期继承性活动，导致高角度断层浅部向西推进后变缓，在活动晚期才切穿到达地表。华蓥山断裂的倾角并不影响隔槽−隔挡式褶皱的形成，但是对隔挡式褶皱的发育特征具有重要控制作用。当华蓥山断裂倾角较陡时，隔挡区发育典型的背斜紧闭的隔挡式褶皱。当华蓥山断裂倾角较缓时，隔挡区的褶皱波长较大（张小琼等，2013）。因此，该区褶皱−冲断带的形成是受先存的陡倾角齐岳山断裂和华蓥山断裂控制，并在志留系滑脱层和基底拆离面组成的阶梯状体系共同作用下形成(吴航等，2019; Feng et al., 2023)。在变形过程方面，随着横向缩短量由零开始逐渐增加，在东南端最先产生新的断裂和褶皱变形，随后褶皱变形逐渐向NW方向扩展，并伴随产生一系列派生断层。当横向变形缩短量达到25%时，在先存的齐岳山断裂和华蓥山断裂之间共产生多个断展褶皱，且其随着缩短量的增加会变得更陡峭和紧闭。同时，在齐岳山断裂东侧逐步形成箱状背斜和紧闭向斜形态构造，并在横向缩短量达到30%时与现今的观测趋于一致。
基于离散元方法的数值模拟（图8–b）也呈现出与物理模拟相似的变形过程，并指示水平位移自SE向NW方向逐渐减少，垂向位移在齐岳山断裂东侧附近的过渡带地区增加最明显（Feng et al., 2023）。数值模拟研究结果也支持川东隔挡式与隔槽式褶皱是由断层扩展褶皱或断层弯曲褶皱发育而成的，它们受到薄弱基底层（寒武纪蒸发岩层）及多个中间薄弱层的控制（Huang et al., 2020）。这些特征在其他典型褶皱−冲断带中也普遍存在，如中国准噶尔盆地南缘的褶皱−冲断带（Guan et al., 2016）、法国东部的Jura褶皱−冲断带（Philippe, 1994）、加拿大的Parry Island褶皱带（Harrison, 1995）、阿根廷北部的sub-Andean褶皱带（Echavarria et al., 2003）、伊朗西南部的Zagros褶皱带（Sherkati et al., 2006）等。这些褶皱带与川东和武陵山地区的褶皱带在形态和结构上具有相似性，均存在相对薄的基底薄弱层和多个滑脱层，并最终形成以隔挡式和隔槽式褶皱为主要特征的构造变形带。
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图 8 武陵山褶皱−冲断带形成过程的物理模拟（a）和离散元数值模拟（b）(据Feng et al., 2023修改；图中不同颜色表示模拟中设计的不同层位信息，图a中红色线条表示断裂；断裂名称缩写同图1)Figure 8. Analogue modelling (a) and discrete element numerical simulation (b) of the formation process of the Wuling fold-and-thrust belt4. 讨 论
4.1 下地壳变形与陆内俯冲作用
由远震接收函数和人工源地震宽角反射/折射探测结果可见，武陵山褶皱带是LAB和Moho界面深度自东向西突然增厚的强梯度带地域。该梯度带与南北布格重力梯度带在空间上具有高度一致性，表明南北重力梯度带的重力突变与地壳和岩石圈尺度的结构和物性异常密切相关。多学科研究表明，华南大陆东部地区自晚中生代以来经历了强烈的岩石圈伸展作用，造成岩石圈和地壳明显减薄并伴随强烈的岩浆作用，导致地壳和岩石圈减薄并造成地幔物质交换和横向变化（Li et al., 2007；Shu et al., 2015；Zhang et al., 2023），这可能是形成南北重力梯度带的主要原因。华南大陆东部地壳岩石圈减薄的原因可能是古太平洋板块俯冲作用（Li et al., 2007；Chu et al., 2012），也可能是由于陆内岩石圈拆沉作用（李三忠等，2018；Zhang et al., 2023）。
此外，在武陵山褶皱−冲断带内部可见Moho界面向NW向不断加深（图5、图6），结合在深反射地震中观测到的壳内反射向NW逆冲推覆的特征(Dong et al., 2015; Gao et al., 2016)，Gao et al. (2016)认为，这表征了新元古代俯冲作用残留的痕迹。俯冲作用在四川盆地东部和武陵山下地壳形成叠瓦状反射，并造成Moho界面的错断、叠置等特征。西扬子的地壳地层向SE方向俯冲到华蓥山下方，华蓥山断裂以东的扬子块体地壳地层继续向SE方向俯冲到武陵山下方，构成典型的陆内俯冲构造组合体（李英康等，2019）。
4.2 壳内低速层与滑脱带
构造变形的运动学分析（Yan et al., 2003, 2009; Wang et al., 2005; Chu et al., 2012）和数值、物理模拟研究（He et al., 2018; Huang et al., 2020; Feng et al., 2023）均表明，滑脱层或剪切带在褶皱−冲断带的形成和保持过程中起着重要作用。这些滑脱层或剪切带在力学性质上对应局部流变强度弱化，在地球物理探测得到的结构中常表现为低速层或其上、下边界。综合地球物理观测、构造分析和模拟研究结果，本次研究认为，在四川盆地东部隔挡式褶皱和武陵山隔槽式褶皱下方存在2个性质完全不同的主剪切滑脱带。尽管多层滑脱模型被越来越多地用于该区褶皱−冲断变形的解释，但限于地球物理探测的分辨率，很难确定多层滑脱的精细结构与性质。在四川盆地，软弱沉积层与下层刚性基底之间构成了隔挡式褶皱区的主滑脱界面。川东地区的沉积盖层主要由浅海的中生代和早中生代地层组成（Yan et al., 2003, 2009），这些地层力学强度较弱，易与下层的基底滑脱解耦并发生变形。同时，先存的华蓥山断裂吸收了来自SE方向的应力，使褶皱变形局限于其东侧而不向四川盆地中西部扩展。在武陵山地区，齐岳山断裂与张家界断裂之间的中地壳低速层构成了该区陆内变形的深部剪切滑脱带，该低速层带的上、下界面对应深反射地震偏移剖面中的2组弱反射震相(Dong et al., 2015; Li et al., 2018)。数值模拟和物理模拟研究（He et al., 2018; Huang et al., 2020; Feng et al., 2023）也表明，武陵山下方中地壳滑脱带与四川盆地的基底滑脱带通过先存的齐岳山断裂相连，在该区陆内褶皱−冲断系统形成过程中起重要的控制作用。同时，中地壳低速层在不同时期的地壳变形过程中也起到了变形解耦带的作用，导致在中上地壳和下地壳呈现出不同的变形特征。
4.3 褶皱带形成的动力学机制
近年来，针对川东—武陵山地区褶皱−冲断构造的形成时间、过程与动力学机制已经进行了大量研究。在形成时间方面，Yan et al. (2003,2009) 基于构造地质研究与地震剖面分析认为，川东—武陵山地区变形的形成时间大约在晚三叠世和白垩纪前后；胡召齐等(2009)通过野外不整合地质证据得出，川东侏罗山式褶皱带的中、上三叠统之间表现为平行不整合接触，下白垩统与下伏地层间表现为角度不整合关系，将褶皱带的形成时代限定在晚侏罗世末—早白垩世初，并通过地层之间的接触关系否定了印支期褶皱的存在；梅廉夫等(2010)根据磷灰石裂变径迹研究认为，川东褶皱带的形成时间在 165~95 Ma之间；Chu et al. (2012)对云母片岩中独居石 U−Th−Pb 年龄进行研究认为，武陵山—雪峰山地区褶皱的剪切年龄在 243~226 Ma 之间；王宗秀等(2019)根据地层接触关系认为，该区于前燕山运动发生了3期平行不整合事件，以整体的抬升作用为主，大规模的褶皱−逆冲作用发生于晚侏罗世—早白垩世；李英康等（2019）通过分析扬子块体俯冲的过程与时代，认为扬子块体下地壳于侏罗纪—白垩纪向江南造山带俯冲碰撞, 是川东—武陵山地区褶皱−冲断带的主要形成期, 并伴有强烈的NW向逆冲推覆。在研究区，薄皮构造中最年轻的地层是中侏罗统，而白垩系几乎未发生缩短作用，因此薄皮构造区的变形应在中侏罗世和白垩纪之间(Yan et al., 2003；梅廉夫等，2010)。
在动力学机制方面，川东—武陵山地区陆内变形的地球动力学起源仍然存在争议。Yan et al. (2003)认为，该区的变形是印支期造山事件的一部分，是华北块体和华南块体碰撞后压痕构造的结果，之后受到燕山运动的影响，进一步改造了印支期的变形形迹，形成华南现今的基本构造格局（颜丹平等，2018）；Chu et al. (2012)将雪峰山构造带解释为受控于SE方向的古太平洋板块俯冲作用的远程影响；该区在三叠纪发生挤压构造作用形成逆冲断层，并在晚白垩世—新生代造山运动进一步加强，地貌变形变得极复杂，有学者认为该区变形是由于雪峰构造带向NW方向的推挤作用(Yan et al., 2003；胡召齐等，2009；张国伟等，2013)；Zhang et al. (2024)通过构建川东—武陵山地区高分辨率速度模型，揭示了低速滑脱体的位置和形态，并认为该区变形的动力来源于古太平洋板块的西向俯冲。
综上所述，本研究结合地质、地球物理深部探测、物理与数值模拟等多种资料，综合分析了武陵山地区褶皱−冲断体系的形成机制、陆内变形的深部结构特征、浅部与深部变形耦合等问题，提出武陵山褶皱−冲断系统形成的动力学机制：中生代晚期，古太平洋的W向俯冲不仅引发了华南东部的强烈伸展及其派生的大量岩浆和成矿作用，对江南造山带西北部的扬子块体也产生了一定的远场效应影响。地壳应力由SE向NW方向传递并在川东—武陵山地区产生大面积的褶皱−冲断变形作用。上、下地壳之间低速滑脱层的存在使地壳变形呈现拆离解耦的特征，导致武陵山褶皱−冲断带的变形特征在垂向上具有显著差异，陆内变形被限制在较浅的部分，而在深部呈现出与浅部不同的变形特征。同时，低速滑脱层深度和上地壳流变强度的横向差异使齐岳山断裂两侧的变形存在显著不同，并分别形成川东薄皮隔挡式褶皱和武陵山厚皮隔槽式褶皱−冲断带。
5. 结 论
本文针对武陵山褶皱−冲断带地区的陆内变形机制和过程，在系统收集研究区卫星重力场数据，以及现有的构造学、地震学、数值和物理模拟等研究成果的基础上进行了集成分析，得到以下认识。
（1）武陵山地区强重力梯度带的形成主要受控于地壳与岩石圈尺度的结构和物性差异，对应着下方Moho界面和LAB界面自西向东的突然减薄区。
（2）武陵山褶皱−冲断带下方Moho界面存在向SE方向的俯冲、错段和叠置现象，可能表征着新元古代扬子与华夏块体拼合时期的俯冲痕迹。
（3）武陵山褶皱−冲断带形成的动力应主要来自SE方向古太平洋板块俯冲作用的远程应力，这种远程挤压作用造成变形自SE向NW方向传递并导致在浅表形成现今观测到的褶皱−冲断构造形态。
（4）四川盆地下方软弱沉积层的底部与武陵山下方中地壳低速层共同构成了该区褶皱−冲断体系中的主滑脱层，滑脱层的存在使上、下地壳变形发生解耦，并与先存的华蓥山断裂和齐岳山断裂一起控制了该区褶皱−冲断带的差异化变形样式。
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图 1 中国东北构造地质简图(a)和辽东赛马地区碱性杂岩地质简图(b)
Figure 1. Simplified geological map of eastern China, showing major tectonic units(a) and geological map of alkaline complex sampled from Saima area in the eastern Liaoning Province (b)
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图 2 辽东赛马地区浅肉红色霞霓正长岩野外照片（a）和显微镜照片(b、c)
a—岩石标本照片；b—显微镜下正交偏光照片(25 × )；c—显微镜下单偏光照片(25 × )
Figure 2. The original (a) and microscope (b,c) images of flesh red aegirine nepheline syenite from Saima area in the eastern Liaoning Province
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图 3 辽东赛马地区霞霓正长岩（TW04）锆石阴极发光（CL）图像及年龄
Figure 3. Zircon CL images and ages(TW04) of aegirine nepheline syenite from Saima area in the eastern Liaoning Province
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图 4 辽东赛马地区霞霓正长岩（TW04）锆石U-Pb谐和年龄图（a）和年龄加权平均值图（b）
Figure 4. Zircon U-Pb concordia diagram (a) and weighted mean agegraph (b) of aegirine nepheline syenite from Saima area in the eastern Liaoning Province
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图 5 辽东赛马地区碱性杂岩稀土元素配分曲线(a)和微量元素蛛网图(b)（标准值据Sun et al., 1989）
Figure 5. Rare earth element distribution curves (a) and trace element spider diagrams (b) for alkaline complex sampled from Saima area in the eastern Liaoning Province
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图 6 辽东赛马地区霞霓正长岩锆石Lu-Hf同位素特征(底图据Yang et al.，2006)
Figure 6. Zircon Lu-Hf isotope characteristics diagram of aegirine nepheline syenite from Saima area in the eastern Liaoning Province
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图 7 辽东赛马地区碱性杂岩构造环境图解（底图据Pearce et al.，1984）
WPG—板内环境；ORG—洋中脊环境；VAG—火山弧环境；syn-COLG—同碰撞环境
Figure 7. Structure environment diagram of alkaline complex from Saima area in the eastern Liaoning Province
表 1 辽东赛马地区霞霓正长岩（TW04）锆石U-Th-Pb同位素数据
Table 1 The U-Th-Pb isotope compositions of zircons from aegirine nepheline syenite (TW04)from Saima area in the eastern Liaoning Province
点编号 含量/10−6 232Th/238U 207Pb*/206Pb* 1σ 206Pb*/238U 1σ 207Pb*/235U 1σ 误差 206Pb/238U 207Pb/235U 谐和度 206Pbc U Th /% /% /% 相关系数 年龄/Ma 年龄/Ma 01 0.21 21 1679 18.38 78.39 0.06 0.0068 0.04 0.0009 0.27 0.0229 0.3083 226 6 241 18 93% 02 0.22 33 218 3.65 6.61 0.08 0.0142 0.03 0.0010 0.29 0.0352 0.2616 198 6 258 28 73% 03 0.44 280 262 13.62 0.94 0.05 0.0014 0.04 0.0004 0.25 0.0072 0.3767 229 2 225 6 98% 04 0.00 150 396 10.02 2.64 0.06 0.0022 0.04 0.0004 0.27 0.0104 0.2730 221 2 240 8 92% 05 0.15 87 78 4.14 0.90 0.05 0.0029 0.04 0.0005 0.25 0.0136 0.2504 224 3 223 11 99% 06 0.00 247 194 11.66 0.78 0.05 0.0019 0.04 0.0004 0.25 0.0092 0.3273 231 3 229 7 98% 07 4.20 266 3051 36.25 11.45 0.28 0.0080 0.01 0.0002 0.43 0.0136 0.5663 70.3 1 364 10 -36% 08 0.00 116 73 5.06 0.62 0.06 0.0029 0.03 0.0004 0.27 0.0135 0.2440 219 3 240 11 90% 09 0.69 108 61 4.85 0.56 0.05 0.0027 0.04 0.0005 0.26 0.0123 0.2958 232 3 235 10 98% 10 0.03 737 217 29.94 0.29 0.05 0.0012 0.03 0.0003 0.25 0.0055 0.3791 221 2 224 4 98% 11 0.26 243 1829 27.46 7.53 0.05 0.0019 0.04 0.0003 0.26 0.0100 0.2575 225 2 235 8 95% 12 0.07 28 903 11.56 32.00 0.06 0.0059 0.03 0.0008 0.25 0.0189 0.3280 198 5 223 15 87% 13 0.08 92 347 7.54 3.79 0.05 0.0030 0.04 0.0005 0.25 0.0139 0.2852 222 3 230 11 96% 14 0.15 164 759 13.56 4.64 0.07 0.0033 0.03 0.0006 0.26 0.0098 0.5694 185 4 235 8 76% 15 0.00 44 4858 53.05 111.50 0.05 0.0035 0.04 0.0007 0.25 0.0179 0.2788 231 4 231 14 99% 16 0.18 62 37 2.79 0.60 0.05 0.0035 0.04 0.0006 0.25 0.0138 0.3036 228 4 223 11 97% 17 1.00 199 156 8.95 0.78 0.06 0.0023 0.03 0.0004 0.26 0.0106 0.2607 219 2 236 9 92% 18 0.00 134 41 5.31 0.31 0.05 0.0025 0.03 0.0004 0.24 0.0120 0.2493 221 3 221 10 99% 19 0.01 315 57 12.42 0.18 0.05 0.0015 0.04 0.0003 0.26 0.0073 0.3494 227 2 238 6 95% 20 1.34 192 40 7.55 0.21 0.05 0.0020 0.04 0.0004 0.25 0.0095 0.2934 223 2 230 8 96% 21 0.00 219 335 12.49 1.53 0.05 0.0021 0.04 0.0004 0.26 0.0099 0.2998 234 3 233 8 99% 22 0.65 29 686 9.20 23.50 0.05 0.0046 0.04 0.0007 0.25 0.0182 0.2802 232 5 225 15 97% 23 0.23 103 658 11.15 6.36 0.09 0.0059 0.03 0.0005 0.36 0.0188 0.3467 192 3 314 14 51% 24 0.63 40 258 4.45 6.49 0.05 0.0042 0.04 0.0006 0.23 0.0179 0.2356 227 4 214 15 94% 25 0.35 21 2915 31.11 135.98 0.06 0.0059 0.04 0.0010 0.27 0.0197 0.3842 233 6 246 16 94% 26 0.00 170 1372 20.78 8.09 0.05 0.0019 0.04 0.0004 0.24 0.0090 0.3030 225 3 214 7 95% 27 1.27 126 602 12.03 4.79 0.10 0.0038 0.03 0.0003 0.41 0.0147 0.3132 191 2 346 11 42% 28 0.61 64 279 5.53 4.40 0.05 0.0036 0.04 0.0006 0.26 0.0169 0.2743 234 4 238 14 97% 29 1.08 592 65 22.78 0.11 0.05 0.0011 0.04 0.0003 0.25 0.0059 0.3256 229 2 223 5 97% 30 0.28 169 98 7.50 0.58 0.05 0.0022 0.04 0.0004 0.25 0.0110 0.2436 230 2 226 9 98% 
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表 2 辽东赛马地区碱性杂岩主量、微量和稀土元素含量
Table 2 Major, trace and rare earth elements data for the alkaline complex from Saima area in the eastern Liaoning Province
样品号 TW03-YQ1 TW03-YQ2 TW03-YQ3 TW03-YQ4 TW03-YQ5 TW04-YQ1 TW04-YQ2 TW04-YQ3 TW04-YQ4 TW04-YQ5 SiO2 57.27 56.95 56.49 55.87 56.01 60.85 60.60 60.42 60.88 59.81 TiO2 0.81 0.66 0.84 0.97 0.69 0.86 0.91 0.86 0.89 0.94 Al2O3 19.18 18.75 18.84 18.53 19.53 18.38 18.26 17.93 18.66 17.81 Fe2O3 1.85 1.92 2.09 2.40 1.73 4.94 5.03 5.09 4.62 6.22 MnO 0.08 0.08 0.08 0.09 0.07 0.08 0.09 0.08 0.08 0.09 MgO 0.64 0.86 0.59 0.58 0.75 0.62 1.36 0.84 0.46 0.47 CaO 0.76 0.78 0.85 0.94 0.90 0.04 0.25 0.04 0.04 0.09 Na2O 4.40 4.87 5.32 5.16 4.97 0.46 0.54 0.47 0.45 0.41 K2O 10.03 9.46 9.68 10.09 9.50 11.76 11.11 11.91 11.69 11.78 P2O5 0.10 0.10 0.08 0.10 0.10 0.03 0.04 0.03 0.03 0.04 FeO 2.29 2.35 2.31 2.46 2.15 0.42 0.47 0.54 0.58 0.49 烧失量 2.08 2.67 2.42 2.28 2.58 1.24 1.34 1.13 1.37 1.52 A/CNK 0.99 0.95 0.91 0.88 0.97 1.35 1.37 1.31 1.39 1.31 σ43 13.89 13.83 15.73 17.01 14.91 8.18 7.54 8.55 8.04 8.57 总计 99.49 99.45 99.59 99.47 98.98 99.68 100 99.34 99.75 99.67 Cr 8.94 7.92 8.56 7.98 9.34 10.9 8.53 8.63 9.39 9.28 Ni 1.95 1.79 2.21 0.96 4.14 2.41 3.56 2.52 2.73 2.95 Rb 515 297 358 360 549 317 324 323 334 323 Sr 3000 3400 3300 3600 3200 1000 794 989 889 765 Zr 819 489 644 573 1200 658 850 672 683 838 Nb 54.7 27.5 39.0 35.5 58.4 42.1 50.3 42.0 51.8 41.3 Ba 2800 2600 2500 2900 2700 1400 1400 1400 1400 1500 Hf 17.5 24.2 29.1 27.0 20.2 15.8 19.4 20.1 20.9 24.4 Ta 2.13 1.53 1.64 2.23 2.40 1.85 1.95 2.31 2.45 1.85 Th 18.6 19.4 25.4 24.3 23.9 23.2 26.2 23.7 28.0 34.0 U 4.92 3.54 4.68 3.77 6.37 5.51 7.06 6.00 4.68 7.59 Li 50.8 54.6 48.9 50.7 48.6 55.0 63.6 41.5 35.1 45.2 Be 10.3 9.64 10.4 10.8 11.6 5.48 5.47 6.23 6.36 6.72 Co 6.12 6.70 6.20 6.43 5.39 7.23 7.79 5.97 5.33 8.72 V 53.0 56.6 57.1 56.5 53.5 69.9 79.0 70.7 77.3 81.1 Ga 28.4 29.4 29.2 30.9 27.5 29.3 29.9 28.8 27.0 29.2 Sc 3.19 3.01 3.16 3.06 3.59 3.37 3.39 3.30 3.54 3.40 Pb 69.9 86.6 84.0 111 77.5 103 106 119 121 124 Y 14.3 11.8 13.7 15.0 14.9 8.84 11.4 8.43 10.1 9.62 La 224 126 152 153 137 86.0 145 85.2 125 70.8 Ce 347 280 354 359 318 261 337 259 388 327 Pr 25.2 20.2 26.2 27.2 24.4 14.6 24.5 15.4 21.4 13.2 Nd 78.0 61.6 81.9 87.7 80.2 47.1 76.2 49.3 66.6 43.5 Sm 11.1 8.85 11.5 12.8 11.3 6.99 10.9 7.78 10.1 7.22 Eu 3.53 3.00 3.46 3.75 3.35 2.07 2.72 2.20 2.50 2.21 Gd 8.49 6.78 8.86 9.40 8.79 5.72 8.35 5.98 7.99 6.20 Tb 0.99 0.78 1.01 1.12 1.03 0.63 0.89 0.65 0.85 0.65 Dy 3.74 2.92 3.76 4.09 3.86 2.25 3.01 2.32 2.97 2.32 Ho 0.56 0.46 0.57 0.61 0.60 0.35 0.44 0.35 0.44 0.36 Er 1.61 1.25 1.57 1.69 1.66 0.97 1.27 0.99 1.20 1.04 Tm 0.21 0.18 0.20 0.23 0.22 0.13 0.17 0.13 0.16 0.16 Yb 1.15 1.02 1.13 1.24 1.20 0.79 1.00 0.75 0.94 1.00 Lu 0.17 0.16 0.17 0.19 0.17 0.12 0.16 0.12 0.14 0.17 ΣREE 706 513 647 661 592 428 611 430 628 476 LREE 689 499 629 643 574 418 596 419 613 464 HREE 16.91 13.54 17.27 18.57 17.53 10.97 15.28 11.29 14.69 11.90 LREE/HREE 40.73 36.86 36.44 34.62 32.75 38.08 39.02 37.13 41.74 39.01 （La/Yb）N 140 88.5 96.9 88.3 81.9 78.1 104 81.2 95.6 50.9 δEu 1.11 1.18 1.05 1.05 1.03 1.00 0.87 0.98 0.85 1.01 注：σ43为里特曼指数，σ43=[w(Na2O+K2O)]2/[w(SiO2)]−43
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表 3 辽东赛马地区霞霓正长岩（TW04）锆石Hf同位素含量
Table 3 Hf isotope data of aegirine nepheline syenite (TW04) from Saima area in the eastern Liaoning Province
测点编号 年龄/Ma 176Yb/177Hf 176Lu/177Hf 176Hf/177Hf 1σ 176Hf/177Hfi εHf(0) εHf(t) TDM1 /Ma TDM2 /Ma fLu/Hf 01 226 0.053437 0.001291 0.282290 0.000013 0.282267 −17.86 −13.09 1402 2088 −0.96 03 229 0.000917 0.000021 0.282333 0.000012 0.282310 −16.34 −11.32 1297 1979 −1.00 04 221 0.001844 0.000041 0.282333 0.000013 0.282310 −16.34 −11.50 1298 1984 −1.00 05 224 0.001043 0.000023 0.282302 0.000012 0.282279 −17.43 −12.52 1340 2051 −1.00 08 219 0.001057 0.000018 0.282333 0.000019 0.282310 −16.34 −11.54 1297 1985 −1.00 09 232 0.000687 0.000016 0.282293 0.000015 0.282270 −17.75 −12.67 1352 2066 −1.00 10 221 0.003449 0.000068 0.282322 0.000016 0.282299 −16.73 −11.89 1314 2009 −1.00 11 225 0.001295 0.000030 0.282306 0.000019 0.282283 −17.29 −12.36 1335 2042 −1.00 13 222 0.000242 0.000004 0.282286 0.000013 0.282263 −18.00 −13.13 1361 2088 −1.00 15 231 0.042501 0.000941 0.282331 0.000012 0.282308 −16.41 −11.48 1332 1990 −0.97 16 228 0.000353 0.000008 0.282301 0.000012 0.282278 −17.47 −12.47 1341 2051 −1.00 17 219 0.000479 0.000010 0.282323 0.000013 0.282300 −16.69 −11.89 1311 2007 −1.00 18 221 0.000507 0.000011 0.282280 0.000017 0.282257 −18.21 −13.37 1369 2102 −1.00 19 227 0.001331 0.000032 0.282315 0.000018 0.282292 −16.97 −12.00 1322 2020 −1.00 20 223 0.000626 0.000016 0.282284 0.000015 0.282261 −18.07 −13.18 1364 2092 −1.00 21 234 0.029693 0.000765 0.282310 0.000015 0.282287 −17.15 −12.14 1355 2034 −0.98 22 232 0.035978 0.000832 0.282320 0.000012 0.282297 −16.80 −11.84 1343 2013 −0.97 24 227 0.000551 0.000012 0.282286 0.000010 0.282263 −18.00 −13.02 1361 2085 −1.00 25 233 0.144341 0.003151 0.282332 0.000015 0.282309 −16.37 −11.75 1413 2008 −0.91 26 225 0.001419 0.000023 0.282330 0.000013 0.282307 −16.44 −11.51 1302 1988 −1.00 28 234 0.001903 0.000044 0.282387 0.000014 0.282364 −14.43 −9.30 1224 1855 −1.00 29 229 0.003627 0.000085 0.282304 0.000016 0.282281 −17.36 −12.35 1339 2044 −1.00 30 230 0.000404 0.000010 0.282288 0.000012 0.282265 −17.93 −12.89 1358 2078 −1.00 注：TDM1=ln[(176Hf/177Hf样品−176Hf/177HfDM)/(176Lu/177Hf样品−176Lu/177HfDM)+1]/λ，TDM2=ln{[176Hf/177Hf样品−176Hf/177HfDM−(176Lu/177Hf样品−176Lu/177HfCrust) ×(eλt−1)] /(176Lu/177HfCrust−176Lu/177HfDM) +1}/λ
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