海南白堊紀六羅村組火山巖的年代學、地球化學特征及其大地構造意義

周 云 ,梁新權,梁細榮,蔣 英, ,蔡運花,鄒水長,王 策, ,付建剛, ,董超閣,

(1.桂林理工大學 地球科學學院,廣西 桂林 541004;2.中國科學院 廣州地球化學研究所;同位素地球化學國家重點實驗室,廣東 廣州 510640;3.中國科學院大學,北京 100049;4.江西耀升鎢業(yè)股份有限公司,江西 贛州 341300;5.江西省崇義縣交通運輸局,江西 贛州 341300)

0 引言

海南島處于印度-澳大利亞板塊、歐亞板塊和太平洋板塊的交匯部位(圖1a),其特殊的大地構造位置使其成為了研究大陸邊緣演化歷史、東亞大陸增生過程以及南海形成的理想場所,歷來是地質學家關注和研究的焦點地區(qū)。前人對海南島晚古生代-中生代時期的巖漿活動進行了大量研究,如海南五指山地區(qū)二疊紀花崗巖(267~262 Ma)形成于同碰撞環(huán)境,反映了華南印支造山運動的起始時間很可能是早二疊世晚期(Li et al.,2006);出露在邦溪地區(qū)的早二疊世變基性巖(~270 Ma)則被認為形成于陸緣弧后盆地環(huán)境(Xu et al.,2007);海南樂東早三疊世尖峰嶺花崗巖體(~249 Ma)和三亞正長巖(~244 Ma)形成于后造山環(huán)境,是海西期造山事件連續(xù)演化的結果(謝才富等,2005,2006);萬寧輝長巖和輝綠巖脈形成于~240 Ma,以及分界洲正長巖形成于~231 Ma,并認為其形成的構造背景為陸內伸展環(huán)境,反映了海南島在約 240~230 Ma處于印支造山運動的應力松弛階段(唐立梅等,2010);燕山晚期(約134~128 Ma,K-Ar年齡)花崗巖是深部地殼(>25 km)火成巖重熔的產物,形成于弧后盆地環(huán)境(汪嘯風等,1991);屯昌地區(qū)晚燕山期(約 108~88 Ma)花崗質巖石中的閃長質包體是深部殼幔巖漿混合作用的產物,其形成與巖石圈的伸展-減薄有關(云平等,2003);屯昌早白堊世晚期(~107 Ma)埃達克質侵入巖是加厚下地殼的玄武質物質部分熔融的產物,形成于伸展環(huán)境(賈小輝等,2010);瓊南晚白堊世(~81 Ma)基性巖脈被認為形成于板內拉張環(huán)境(葛小月等,2003)。這些研究表明,海南島晚古生代-中生代時期巖漿作用的時限和形成環(huán)境等問題仍存在不同的看法。另外,這些研究主要針對侵入巖,對于同時期相關火山巖的精細年代學和元素地球化學分析研究資料仍相當缺乏。海南島分布有大量火山巖(夏邦棟等,1991;Fang et al.,1992;Xu et al.,2007),對這些火山巖進行詳細的年代學和地球化學研究,對揭示海南島甚至整個華南地區(qū)巖漿活動的時空關系和大地構造演化特征都具有重要意義。因此,本文選擇出露在海南三亞六羅地區(qū)白堊紀火山巖進行研究,并對其巖石成因及大地構造意義進行探討。

圖1 海南島及鄰區(qū)地質簡圖(據(jù)Wang et al.,2012)Fig.1 Simplified geotectonic map showing the Hainan Island and surrounding areas

1 區(qū)域地質背景與樣品描述

海南島以瓊州海峽與華南大陸相連,島內構造線主要以EW向和NNE向為主(圖1b),其中EW向構造帶由北往南分別為王五-文教斷裂、昌江-瓊海斷裂、尖峰-吊羅斷裂和九所-陵水斷裂,NNE向構造主要包括一系列斷陷和斷隆以及盆地邊緣的斷裂,如白沙斷裂。以往研究認為海南島屬于華夏地塊的一部分(廣東省地質礦產局,1988;Li et al.,2002),但也有研究者認為其屬于印支地塊(Hsü et al.,1990),還有研究者以昌江-瓊海斷裂(Li et al.,2002),或白沙斷裂(Metcalfe et al.,1994),或九所-陵水斷裂(夏邦棟等,1991)為界將其劃分為南北二部分,分別親屬于華夏地塊和印支地塊。島內主要出露古生界,其次是中-新生界和元古界,目前已知的最老地層位于島西部的抱板群(Li et al.,2008)。島內發(fā)育大量中晚二疊世-三疊紀以及侏羅紀-白堊紀花崗質巖石(Li et al.,2006;Xie et al.,2006;謝才富等,2005,2006;賈小輝等,2010),約占全島面積的60%。新生代玄武質巖石主要分布在王五-文教斷裂以北(圖1b)。

瓊南白堊系火山巖可劃分為火山-沉積巖系和陸相火山巖系兩大類,前者進一步分為鹿母灣組和報萬組兩個巖石地層單位,主要分布在白沙、樂東和三亞等地,后者自下而上可劃分為六羅村組、湯他大嶺組和嶺殼村組三個巖石地層單位,主要分布于九所-陵水斷裂帶及其兩側的保亭、樂東和三亞市境內。本文研究的六羅村組位于海南三亞高峰鎮(zhèn)六羅村一帶(圖1),這些火山巖呈近EW向展布,傾向以向北為主,區(qū)域上構成同安嶺火山巖盆,其上部以流紋質凝灰熔巖夾流紋巖為主,下部為流紋質熔結凝灰?guī)r、流紋質角礫凝灰熔巖夾玄武巖和安山巖,底部局部見紫紅色碎屑巖,碎屑巖主要由石英砂礫巖、長英質砂巖、雜砂巖和泥巖組成,其頂界與湯他大嶺組英安質含礫凝灰熔巖呈噴發(fā)不整合接觸,底界以紫紅色礫巖與下伏海西期中細粒斑狀角閃黑云花崗閃長巖呈不整合接觸,厚度大于1790 m (陳哲培,1997)。

本文研究的流紋巖和玄武巖-安山巖樣品分別采自六羅村組的上部和中下部,其中流紋巖樣品的手標本顏色為灰白色,斑狀結構,流紋構造;斑晶主要為石英、鉀長石、斜長石和黑云母等(圖2a),斑晶少而細,常呈晶屑狀或熔蝕狀,含量為 2%左右;基質呈隱晶結構,主要成分為長英質礦物,含量約95%,副礦物主要是磁鐵礦、鋯石、磷灰石等。玄武巖-安山巖樣品手標本呈灰色,斑狀結構,杏仁狀構造;其中,安山巖的斑晶主要為斜長石、角閃石、石英和輝石,含量約 20%;基質呈隱晶結構,局部可見玻晶交織結構,主要成分為長英質礦物(~55%)、角閃石(~15%)和輝石(~5%)(圖2b),局部可見較多的安山質角礫(~20%),副礦物主要為磁鐵礦、磷灰石和鋯石等。玄武巖主要由基性斜長石(~45%)、輝石(~25%)、橄欖石(~5%)、角閃石(~5%)和火山質角礫(~20%)組成。這些火山巖均沒有發(fā)生區(qū)域變質,玄武巖-安山巖局部發(fā)生蝕變,如綠泥石化、綠簾石化和碳酸鹽化。

2 分析方法

2.1 鋯石U-Pb同位素定年

樣品的鋯石分選在廊坊市誠信地質服務有限公司完成,分選出的鋯石以淺棕、淺褐及褐色為主。將待測鋯石顆粒置于環(huán)氧樹脂中做成樣品靶,固結后打磨并拋光至靶上鋯石的中心部位暴露出來。對樣品靶上的鋯石進行透射光、反射光和陰極發(fā)光照相,以便在進行年齡測定時選取合適的分析部位。CL照相是在中國科學院地質與地球物理研究所掃描電鏡儀器上完成。

圖2 六羅地區(qū)流紋巖(a)和安山巖(b)代表性顯微照片(正交偏光)Fig.2 Photomicrographs of the representative rhyolites (a) and andesites (b) from the Liuluo area

鋯石U-Pb分析是在中國科學院廣州地球化學研究所激光-電感耦合等離子質譜計LA-ICP-MS上完成。標準鋯石樣品TEM(417 Ma,Black et al.,2003)用于校正所測定樣品的206Pb/238U年齡值。在樣品測定過程中,TEM和樣品交替測定,其比例為2/5。數(shù)據(jù)處理及U-Pb諧和圖繪制分別采用 ICPMSDataCal程序和 Isoplot程序(Ludwig,2001)完成。普通鉛校正根據(jù)實測的204Pb進行,同位素比值誤差為1σ,其置信度為95%。

2.2 主量、微量元素分析測試

樣品的主量、微量元素及Sr、Nd同位素組成分析在中國科學院廣州地球化學研究所同位素地球化學國家重點實驗室分別用 X射線熒光光譜儀 Rigaku ZSX100e、Perkin-Elmer Sciex ELAN 6000 ICP-MS和多接收器電感耦合等離子質譜儀上(MC-ICP-MS)測定。主量元素分析誤差為1%~5%。微量元素測定儀器的分析精度一般優(yōu)于 5%,詳細的分析流程可參見文獻(Li,1997)。Sr用標樣為NBS987,87Sr/86Sr=0.710250(標準化值:86Sr/88Sr=0.1194);Nd用標樣為 Shin Eston Jndi-1,143Nd/144Nd=0.512100(標準化值:146Nd/144Nd=0.7219)。

3 分析結果

3.1 鋯石的U-Pb定年

用于定年的流紋巖樣品(2012LL01-1)和玄武安山巖樣品(2012LL02-1)均采自海南省三亞市高峰鎮(zhèn)六羅村,采樣位置見圖1b。樣品中的鋯石呈半透明到透明狀,以透明狀為主,顏色以淺棕、淺褐及褐色為主。鋯石形態(tài)絕大多數(shù)呈柱狀,長度一般為80~240 μm,大部分鋯石內部發(fā)育較寬的環(huán)帶結構或條帶狀結構(圖3c,d),具有典型的巖漿成因鋯石特征,少部分鋯石表現(xiàn)為核部不均勻斑點狀和港灣狀或邊緣為較弱的振蕩環(huán)帶結構,與重結晶作用生成的巖漿鋯石特征類似。它們的 Th/U比值均較高,大部分大于 0.2(表 1),亦暗示其為巖漿成因鋯石(Claesson et al.,2000)。鑒于鋯石中放射性成因207Pb和206Pb含量低的特征,且它們相對不穩(wěn)定,導致207Pb/206Pb測試結果不準(見表 1) (Compston et al.,1992),因此本文采用鋯石206Pb/238U加權平均年齡,定年結果見表1。

表1 六羅地區(qū)流紋巖和玄武安山巖鋯石U-Pb同位素測試結果Table 1 Zircon U-Pb isotopic results of the rhyolites and andesites from the Liuluo area

續(xù)表1:

對流紋巖樣品(2012LL01-1)進行了40個點的分析,其 U 含量變化于 183~1159 μg/g,Th含量為41~892 μg/g,Th/U比值變化范圍為0.20~1.43。大部分分析測試點落在了諧和線上,個別數(shù)據(jù)點可能由于207Pb的不穩(wěn)定性而導致其相對偏離諧和線(圖3a),但它們均具有一致的206Pb/238U年齡,39個點的206Pb/238U加權平均年齡為102±1 Ma(MSWD=0.20,圖3a),代表了其成巖年齡。有一個點(點 2012LL01022)給出了146±5 Ma的年齡,可能代表了捕獲鋯石年齡。

玄武安山巖樣品(2012LL02-1)進行了39個點的分析,測得其U含量變化于173~1640 μg/g,Th含量為98~2367 μg/g,Th/U比值變化于0.29~1.44之間。所有分析測試點均落在了諧和線上(圖3b),37個點的206Pb/238U 加權平均年齡為 102±1 Ma(MSWD=0.94,圖3b),代表了其形成年齡。其中有兩個鋯石點(點 2012LL02025和點 2012LL02037)的核部給出了223±8 Ma和224±7 Ma的年齡,可能代表了捕獲鋯石年齡。

3.2 巖石地球化學特征

六羅火山巖的化學成分分析數(shù)據(jù)見表2。

流紋巖樣品的SiO2含量在73.77%~74.79%之間,顯示富硅的特征;Na2O含量在 2.42%~2.97%之間,K2O的含量為 5.09%~6.77%,K2O/Na2O比值在1.71~2.80之間,平均值為2.03,大于世界(1.18)、中國(1.06)及南嶺(1.48)花崗巖的平均值,顯示富鉀的特征。樣品的Al2O3含量為13.51%~13.92%,CaO含量為0.32%~0.62%。A/CNK值在1.17~1.22之間,顯示為強過鋁質(圖4b)。樣品TiO2、Fe2O3T和MgO含量較低,分別為 0.11%~0.12%、1.08%~1.41%和0.13%~0.23%,Mg#在22~28之間。樣品的稀土總量較高(∑REE=122~162 μg/g),其輕、重稀土元素分餾程度較強(圖5b),(La/Yb)CN值為 15.05~16.97,重稀土元素內部分餾較弱(Gd/Yb)CN為 1.17~1.40,具明顯的Eu負異常(δEu=0.51~0.61)。在原始地幔標準化微量元素上(圖5a),樣品具有明顯的 P、Ti負異常,虧損Nb、Ta,富集LILE。

圖3 六羅地區(qū)流紋巖和玄武安山巖鋯石U-Pb年齡諧和圖(a,b)、代表性鋯石陰極發(fā)光圖像及測點年齡(c,d)Fig.3 Zircon U-Pb concordia diagrams (a,b),and CL images (c,d) for the rhyolites and basaltic andesites from the Liuluo area

表2 六羅地區(qū)火山巖的主量元素(%)和微量元素(μg/g)分析結果Table 2 Major (%) and trace element (μg/g) results of the volcanic rocks from the Liuluo area

圖4 六羅地區(qū)火山巖的 TAS(a)、A/CNK-A/NK(b)和SiO2-K2O(c)圖解Fig.4 Plots of TAS (a)、A/CNK vs.A/NK (b) and SiO2 vs.K2O (c) for classification of the volcanic rocks from the Liuluo area

玄武巖-安山巖樣品的 SiO2含量在 49.82%~57.93%之間,Na2O含量在2.30%~3.06%之間,K2O的含量為 0.86%~2.63%,K2O/Na2O比值(0.32~1.11)明顯低于流紋巖樣品,二者均表現(xiàn)出鈣堿性的特征,個別安山巖樣品可能由于受后期蝕變的影響導致其K2O的含量偏低而落入拉斑系列(圖4c)。玄武巖-安山巖樣品的Al2O3含量為17.68%~21.05%,CaO含量為6.70%~9.07%。樣品TiO2、Fe2O3T和MgO含量較低,分別為 0.82%~1.15%、6.68%~9.19%和 2.68%~4.68%,Mg#在46~58之間,明顯高于流紋巖樣品。樣品的稀土總量在123~152 μg/g之間,略低于流紋巖樣品的稀土總量,其輕、重稀土元素分餾程度相對流紋巖樣品要弱(圖5b),其(La/Yb)CN值為 9.42~12.24,(Gd/Yb)CN值為1.88~2.09,樣品的Eu異常不明顯(δEu=0.86~0.94);在微量元素蛛網圖上(圖5a),樣品虧損Nb、Ta,富集LILE,其Eu和Sr元素負異常相對流紋巖樣品明顯要弱,可能是由于流紋巖樣品在成巖過程經歷了斜長石的分離結晶;同時流紋巖樣品還具有更加虧損的P和Ti,可能是由于發(fā)生了磷灰石和鈦鐵礦的分離結晶。

3.3 Sr-Nd同位素組成

六羅地區(qū)火山巖的Sr-Nd同位素組成見表3。流紋巖樣品均具有較穩(wěn)定的87Rb/86Sr和87Sr/86Sr比值,分別變化于 3.47~4.08和 0.713324~0.714826;玄武巖-安山巖樣品大都具有較穩(wěn)定的87Rb/86Sr和87Sr/86Sr比值(表3),樣品2012LL03-3和2012LL03-4的87Rb/86Sr相對偏低,可能是由于 Rb-Sr體系受到后期熱液蝕變造成的(Zheng,1989),這與野外和鏡下觀察到這些火山巖均沒有發(fā)生區(qū)域變質,但玄武巖-安山巖局部發(fā)生蝕變(如綠泥石化、綠簾石化)的結果一致。143Nd/144Nd比值分別變化于 0.512435~0.512446和0.512378~0.512462。按本次研究得到的年齡進行計算,得到流紋巖和玄武巖-安山巖的87Sr/86Sr初始比值分別為 0.708222~0.708965和0.707532~0.708401;εNd(t)值分別為-2.49~-2.69 和-2.35~-4.09。

4 討論

4.1 研究區(qū)火山作用時代

前人對六羅村組火山巖的時代歸屬問題進行了一些研究,如在高嶺地區(qū)六羅村組底部的紫紅色碎屑巖中發(fā)現(xiàn)有古生物孢粉化石 Classopollis sp.和Osmundacidites sp.。這些孢粉可直接與海南島內樂東-白沙盆地早白堊世鹿母灣組下部生物群對比,反映其時代應為早白堊世。同位素年代學方面,六羅村組上部的流紋質含礫凝灰熔巖的鋯石 U-Pb年齡為107 Ma、流紋質凝灰熔巖的Rb-Sr等時線年齡為121±15 Ma;湯他大嶺組上部英安巖的Rb-Sr等時線年齡為109±7 Ma,等等(蔡道冠和符國祥,1997,圖6),這些數(shù)據(jù)亦說明本區(qū)火山巖形成于早白堊世。

圖5 六羅地區(qū)火山巖原始地幔標準化微量元素蛛網圖(a)和球粒隕石標準化稀土元素配分模式圖(b)(球粒隕石標準化值和原始地幔標準化值據(jù)Sun and McDonough,1989)Fig.5 Primitive mantle-normalized trace element spider diagram (a) and chondrite-normalized REE patterns (b) for the volcanic rocks from the Liuluo area

表3 六羅地區(qū)火山巖Sr-Nd同位素組成Table 3 Sr and Nd isotopic compositions of the volcanic rocks from the Liuluo area

本文對六羅村組火山巖進行的精細LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學分析測試結果表明,六羅村組上部的流紋巖形成于102±1 Ma,中下部的玄武安山巖形成于102±1 Ma,進一步表明六羅地區(qū)火山作用的時代為早白堊世晚期。這一時期的火山作用在浙閩粵等沿海地區(qū)也廣泛存在,如福建永泰火山巖(103±2 Ma,LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡,徐夕生等,2005),浙江梁弄巖體(~101 Ma,黑云母40Ar/39Ar,王一先等,1997);粵西馬鞍山流紋英安巖(100±1 Ma)、德慶二長花崗巖(99±2 Ma)和調村花崗閃長巖(104±3 Ma)(LA-ICP-MS鋯石 U-Pb年齡,耿紅燕等,2006);海南屯昌花崗閃長巖(107±1 Ma)、牛鼻嶺花崗巖(107±2 Ma)、高通嶺花崗巖(108±2 Ma)和白嶺花崗巖(107±2 Ma) (LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡,賈小輝等,2010)以及屯昌閃長玢巖(108±2 Ma,LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡,Wang et al.,2012)等等。它們的形成時代集中在99~108 Ma之間,反映了浙閩粵瓊等沿海地區(qū)在這一時期發(fā)生了一次大規(guī)模的火山/巖漿作用,這次大規(guī)模的火山/巖漿作用在不同的地區(qū)形成的巖石組合和巖性特征具有相似性和可對比性,瓊南六羅村組相當于浙東地區(qū)的館頭組和朝川組、閩東地區(qū)的石帽山群和粵東地區(qū)的官草湖群(圖6)。

4.2 源區(qū)特征

研究表明,華南中生代時期的很多中酸性巖石均來源于古老地殼物質的部分熔融(Martin et al.,1994;徐夕生等,2005),但本區(qū)火山巖樣品的Sr-Nd同位素組成完全不同于華南古老地殼物質的 Sr-Nd同位素組成(圖7),暗示它們不可能是直接來自華南古老地殼物質的部分熔融。它們的εNd(t)值也明顯低于海南已知的最老基底抱板群變沉積巖的 εNd(t)值(圖7);樣品的Nd兩階段模式年齡(流紋巖的tDM2為1.12~1.14 Ga,玄武巖-安山巖的tDM2為1.11~1.26 Ga,見表 3)同樣也明顯低于抱板群的變質原巖年齡(1.4~1.8 Ga,Li et al.,2008);年代學結果亦顯示,本區(qū)火山巖樣品中的鋯石未發(fā)現(xiàn)年齡老于1.4 Ga的繼承鋯石或捕獲鋯石(見圖3c,d和表2)。因此,本區(qū)火山巖不可能直接由加厚的古老下地殼物質部分熔融形成。另外還有研究者認為東南沿海的一些早白堊世晚期酸性巖漿巖是幔源玄武質巖漿與殼源酸性巖漿發(fā)生較低程度混合的產物(邢光福等,1999;董傳萬等,2007)。

圖6 瓊南與東南沿海地區(qū)白堊紀火山巖對比Fig.6 Comparison of Cretaceous volcanic rocks in the southeast coastal areas

圖7 六羅地區(qū)火山巖的εNd(t)-(87Sr/86Sr)i圖解Fig.7 εNd(t)-(87Sr/86Sr)i plot of the volcanic rocks from the Liuluo area

由前面的分析可知,六羅村組火山巖樣品富集LILE,如 Rb、Ba和K等,虧損HFSE,如 Nb、Ta、Ti等,同時還富集LREE。通常來自富集大陸巖石圈地幔的巖漿會顯示出虧損高場強元素的地球化學特征(Downes,2001),Arndt and Christensen (1992)的研究也認為巖石呈現(xiàn)出 Nb虧損這一特征很可能與巖石圈地幔的交代作用有關,因此本文研究的火山巖樣品的源區(qū)可能是來自富集巖石圈地幔。本區(qū)火山巖樣品具有較高的 Th/Ta和 Th/Nb比值(分別為6.71~13.71和0.41~1.37),暗示其地幔源區(qū)可能受到了俯沖流體的交代作用(Pearce and Peate,1995)。同時它們還具有較高的Nb/Ta和Zr/Hf比值,可能反映了其地幔源區(qū)經歷了酸性熔體的改造作用(Hart and Dune,1993)。玄武巖-安山巖樣品的Th和Rb含量(表2)明顯低于大陸地殼平均含量(Th=5.6 μg/g、Rb=58 μg/g,Sun and McDonough,1989),且其Yb含量小于5 μg/g,Ta含量小于1 μg/g,Ta/Yb比值小于0.5,也表明其巖漿源區(qū)受到了俯沖帶流體的影響(如Condie,1986)。在微量元素蛛網圖上,玄武巖-安山巖樣品的 Th和U 明顯呈一個“波谷”(圖5a),其原因很可能是俯沖洋殼物質釋放的流體交代了大陸巖石圈地幔,而不是受明顯的地殼物質或海洋沉積物的交代,因為地殼物質和海洋沉積物強烈富集Th和U。另外,源區(qū)混合了地殼物質往往會顯示出 Nb-Ta的相對富集,而本區(qū)所有樣品均顯示出虧損 Nb-Ta;顯微照片也沒有觀察到礦物發(fā)生明顯巖漿混合的標記,如包含結構、交代邊、礦物鑲邊、斜長石異常環(huán)帶和針狀磷灰石等。因此本區(qū)的流紋巖不太可能是幔源玄武質巖漿與殼源酸性巖漿發(fā)生混合的產物。綜上表明這套火山巖樣品的源區(qū)更可能來自被俯沖組分交代的富集巖石圈地幔。

海南島出露有大量古生代地層,前人的研究認為島中部的石碌群及其周緣大多數(shù)古生代地層是中生代早期海南島北部和中南部碰撞形成的混雜巖(Hsü et al.,1990)。Li et al.(2002)在“石碌混雜巖”中發(fā)現(xiàn)并厘定了早石炭世(333±12 Ma,Sm-Nd等時線年齡)“邦溪-晨星蛇綠巖片”,代表了東古特提斯洋殘片;陳新躍等(2013)對海南晨星地區(qū)安山質火山巖研究得到345±4 Ma(LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡)的形成年齡,認為這些安山質火山巖可能與“邦溪-晨星蛇綠巖片”一起向西延伸,構成近東西向的弧巖漿帶和蛇綠混雜帶。因此,本區(qū)六羅村組火山巖的源區(qū)所呈現(xiàn)的富集地幔特征很可能與東古特提斯洋俯沖過程中俯沖帶流體對瓊南大陸巖石圈地幔的交代有關。

本區(qū)玄武巖-安山巖樣品具有相對較高的(87Sr/86Sr)i比值和負 εNd(t)值,在 εNd(t)-(87Sr/86Sr)i圖解中(圖7),樣品落入了瓊中南白堊紀基性巖范圍內,并有向 EMII延伸的趨勢,這些特征說明本區(qū)玄武巖-安山巖的源區(qū)物質主要來自 EMII;另外,樣品高的87Sr/86Sr和143Nd/144Nd比值要求地幔源區(qū)相對富集LREE和Rb等元素,因此合理的解釋是在產生本區(qū)火山巖之前地幔源區(qū)已發(fā)生交代并形成了大陸巖石圈地幔(如Arslan et al.,2013)。結合這套火山巖的微量元素變化特征(圖5),我們認為六羅村組火山巖中的玄武巖來源于受俯沖組分交代的EMII型大陸巖石圈地幔,安山巖則可能是同期玄武巖進一步發(fā)生部分熔融后形成,而流紋巖與玄武巖-安山巖具有一致的Sr-Nd同位素組成,暗示其可能是與玄武巖-安山巖同源的玄武質巖漿底侵于下地殼后再部分熔融的產物。

這一結論也可以得到相關區(qū)域地質資料的支持,如在廣東麒麟、雷州半島和浙江西壟、新昌等地玄武巖中也陸續(xù)發(fā)現(xiàn)了白堊紀(112±18 Ma,Sm-Nd等時線年齡)基性麻粒巖包體(Xu et al.,1999;徐夕生等,1999),說明東南沿海在中生代時期廣泛存在底侵作用。另外,海南屯昌地區(qū)早白堊世晚期(~107 Ma)的花崗巖和花崗閃長巖具有埃達克質巖石的特征,是新底侵的加厚玄武質下地殼部分熔融的產物,同時發(fā)育其中的鐵鎂質包體也具有相對富集的 Nd同位素組成(εNd(t)為 0.13~ –4.61,Wang et al.,2012);瓊南晚白堊世(~81 Ma)基性巖墻具有高的87Sr/86Sr初始比值(0.7078~0.7084)和負的 εNd(t) (–2.3~ –3.2),是源自與俯沖作用有關的交代地幔(葛小月等,2003),由此可以看出,本區(qū)出露的這套火山巖中的中基性組分與區(qū)域上同期的鐵鎂質包體和基性巖墻群具有一致的 Sr-Nd同位素組成,反映了它們可能具有類似的源區(qū),可能均來自大陸巖石圈地幔。

4.3 形成環(huán)境及其大地構造意義

鈣堿性火山巖的形成環(huán)境通常有兩種主要類型,一是與板塊俯沖相關的構造環(huán)境(Martin et al.,1994;McCarron and Smellie,1998),二是與巖石圈伸展的構造環(huán)境有關(Leeman and Harry,1993;Janecke et al.,1997)。大量研究表明中國東部的巖石圈結構具有明顯的不均一性,并在侏羅紀以后發(fā)生了區(qū)域性的巖石圈伸展運動(Griffin et al.,1992;Menzies et al.,1993;張旗等,2013),到了白堊紀時期中國東部整體以伸展構造背景為主(Gilder et al.,1991),在這一構造背景下閩浙贛等地區(qū)形成了大量白堊紀火山–侵入巖(Martin et al.,1994;葛小月等,2003;徐夕生等,2005;耿紅燕等,2006;Wang et al.,2012),其中中酸性巖均為高鉀鈣堿性,其微量元素蛛網圖和稀土元素配分模式均具有一致性,因此,這些鈣堿性巖漿巖均被認為形成于板內構造環(huán)境并與巖石圈的伸展、減薄有關(Griffin et al.,1992;Martin et al.,1994;徐夕生等,2005;Wang et al.,2012)。

本文研究的海南六羅火山巖為高鉀鈣堿性巖石(圖4c),它們顯示出“島弧”火山巖的地球化學特征,如Nb-Ta虧損、富集LILE(Ba、K、Rb等),在相關圖解中部分樣品也落入了火山弧花崗巖范圍內(圖略)。值得注意的是,花崗巖類巖石的地球化學特征反映的是其源區(qū)、熔融和結晶分異的歷史,其地球化學特征主要受到源區(qū)巖石成分和巖漿演化過程等因素的制約,而構造環(huán)境的影響相對于源區(qū)組成而言要小得多。很多構造環(huán)境判別圖解對于具有混合源區(qū)的巖石而言往往也會失效,甚至可能得出錯誤的結論(Anthony,2005),島弧巖漿具有典型的Nb-Ta-Ti虧損,但出現(xiàn)Nb-Ta-Ti虧損的并一定是形成于島弧環(huán)境(Ionov and Hofmarnn,1995)。因此要慎用這些地球化學投圖來對花崗巖類巖石進行構造環(huán)境的識別,而應該更多的從其源區(qū)組分和演化過程等方面來確定。如前所述,本區(qū)火山巖是源自受俯沖組分交代的EMII型大陸巖石圈地幔,因而表現(xiàn)出具有 Nb-Ta虧損等“島弧”火山巖的地球化學特征。結合這一時期整個中國東部不太可能存在洋殼,而是以伸展構造背景為主(Gilder et al.,1991;Griffin et al.,1992),因此它們源區(qū)中的俯沖組分更可能是受古老俯沖物質改造的結果,具有繼承性的特點,而不是受同期俯沖作用的影響。綜合以上分析,我們認為本區(qū)的鈣堿性火山巖應該與中國東部同期的巖漿巖具有類似的形成環(huán)境,即形成于伸展的構造環(huán)境。

中國東部構造-巖漿作用的成因是近年來學術界探討的一個熱點問題,目前主流觀點認為中國東部燕山期大規(guī)模的巖漿活動與西太平洋板塊的俯沖有關(Jahn et al.,1976;Faure and Natali,1992;Zhou and Li,2000)。有些研究者則對此觀點提出了激烈爭議,認為中國東部燕山期大規(guī)模的巖漿活動可能與超級地幔柱的活動有關,是一種新型的大火成巖省,并將其分為B型大火成巖省和G型大火成巖省(張旗等,2001,2013)。還有研究者從大陸巖石圈演化的角度來解釋中國東部燕山期大規(guī)模巖漿活動的成因,如萬天豐(2004)通過研究認為在周邊板塊的相互作用下,中國東部燕山期的地殼發(fā)生了 20°~30°的較大幅度的逆時針旋轉,使大陸型地殼向東滑移至海洋型巖石圈地幔之上,從而引發(fā)了強烈的構造-巖漿活動,導致地殼加厚,出現(xiàn)了巖石圈類型的轉型,構造斷裂、圈層滑脫和高地溫梯度的洋陸過渡型巖石圈是造成中國東部燕山期巖漿起源的原因(萬天豐和趙慶樂,2012);邵濟安等(2001)則強調中國東部中生代構造巖漿作用與板內軟流圈物質上涌有關,其形成機制與巖石圈不同深度層次的構造(如走滑斷裂、剪切變形等)有關。

研究表明,華南地塊在經歷印支運動以后,在205~180 Ma期間,處于一個巖漿活動沉寂期,這一時期被認為是華南構造體制轉換期,即從特提斯構造域轉換成太平洋構造域,導致構造線由近 EW 向往NE向改變(Wang and Shu,2012;周云等,2013)。到了早侏羅世晚期(~180 Ma),受古太平洋板塊俯沖消減作用的影響,整個華南地塊以伸展構造背景為主(Gilder et al.,1991),中侏羅世早期(180~170 Ma)出現(xiàn)的小規(guī)模巖漿作用代表了華南晚中生代大規(guī)模巖漿活動的開始(Li et al.,2003),至侏羅紀中晚期,古太平洋板塊以快速率、低角度俯沖,隨后俯沖角度逐漸增大。從早白堊世開始,特提斯向古太平洋構造域的體制轉換基本完成,此后中國東部主要受古太平洋構造域的控制,在東南沿海形成了花崗質火山-侵入雜巖帶和沉積盆地群,并導致了華南盆嶺構造的形成(Wang and Shu,2012)。到了白堊紀(~100 Ma),太平洋板塊呈高角度俯沖(Maruyama and Seno,1986),導致新生海溝與日本弧之間處于拉張應力狀態(tài)(Uyeda,1983),并促使東亞陸緣發(fā)生了更大規(guī)模的地殼/巖石圈伸展減薄,形成了一系列NE-NNE向的斷陷盆地群,如松遼、東營和贛杭等大型盆地群。同時也造成了華南地區(qū)巖漿活動帶從內陸向沿海地區(qū)遷移,即侏羅紀侵入巖主要分布于武夷山以西的內陸地區(qū),而白堊紀火山-侵入巖則呈NNE向分布在浙閩粵瓊等沿海地區(qū)(Zhou and Li,2000),這些NNE向白堊紀火山-侵入巖構成了中國東部受太平洋構造域影響而引發(fā)的大規(guī)模巖漿活動的主旋律,它們形成于弧后拉張的構造環(huán)境,蘊含了豐富的殼幔相互作用信息(Xu et al.,1999;徐夕生等,2005)。本文研究的六羅村組火山巖,其巖石組合類型和形成時代均可以與東南沿海地區(qū)相對比(圖6),結合它們的源區(qū)特征和形成環(huán)境,我們認為在早白堊世時期,浙東-閩東-粵東-瓊南一帶發(fā)生了巖石圈伸展作用,巖石圈伸展導致地幔物質上涌,形成了本區(qū)的基性巖石,同時玄武質巖漿底侵至下地殼,導致地殼熔融而形成本區(qū)的酸性巖石。因此,我們認為本文研究的六羅村組火山巖的成因機制更可能與古太平洋板塊俯沖引起的巖石圈伸展有關。

5 結論

(1) 鋯石 LA-ICP-MS U-Pb同位素定年結果顯示瓊南三亞六羅村組的流紋巖和玄武安山巖均形成于~102 Ma,表明瓊南地區(qū)存在早白堊紀晚期巖漿活動,與燕山晚期東南沿海地區(qū)巖漿活動時代一致。

(2) Sr-Nd同位素研究結果顯示,火山巖樣品均具有較低的87Sr/86Sr初始比值,εNd(t)值為負,與瓊南同期基性巖墻和埃達克質侵入巖具有類似的Sr-Nd同位素組成,表明它們的源區(qū)來自大陸巖石圈地幔。

(3) 六羅村組火山巖形成于伸展構造環(huán)境,可能與古太平洋板塊俯沖引起的巖石圈伸展有關。致謝:感謝廣西礦冶與環(huán)境科學實驗中心對本論文的資助,特別感謝審稿專家南京大學徐夕生教授和東華理工大學謝才富研究員對本文提出的寶貴意見和建議。

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