北部灣盆地福山凹陷古近紀輝長巖地球化學特征及構(gòu)造意義

林正良, 李紅敬, 張永超, 廖遠濤, 馬慶林, 劉恩濤(.中國石化 石油物探技術(shù)研究院, 江蘇 南京 00; .中國石油 冀東油田公司勘探開發(fā)研究院, 河北唐山 0600; .中國地質(zhì)大學(武漢) 資源學院, 湖北 武漢 007; .中國石油 南方石油勘探開發(fā)有限責任公司, 廣東 廣州 500)

北部灣盆地福山凹陷古近紀輝長巖地球化學特征及構(gòu)造意義

林正良1, 李紅敬1, 張永超2, 廖遠濤3, 馬慶林4, 劉恩濤3
(1.中國石化 石油物探技術(shù)研究院, 江蘇 南京 210014; 2.中國石油 冀東油田公司勘探開發(fā)研究院, 河北唐山 063004; 3.中國地質(zhì)大學(武漢) 資源學院, 湖北 武漢 430074; 4.中國石油 南方石油勘探開發(fā)有限責任公司, 廣東 廣州 510240)

北部灣盆地福山凹陷古近系流沙港組二段泥巖中發(fā)育大面積巨厚輝長巖?地球化學分析表明, 輝長巖具有中等TiO2含量(2.15%～2.24%), 較低MgO(5.77%～5.86%)、K2O(1.18%～1.25%), P2O5(0.36%～0.39%)含量, 且Na2O>K2O, 指示其類似于板內(nèi)拉斑玄武巖。輝長巖ΣREE為105.61×10–6～111.26×10–6, 富集LREE, (La/Yb)N= 8.74～9.64, 具有右傾型稀土配分模式; 與原始地幔相比, 富集Rb、Ba、Th、U等大離子親石元素以及高場強元素Nb、Ta、Zr、Hf, 呈現(xiàn)板內(nèi)堿性玄武巖特征, 是地幔物質(zhì)上涌與上覆薄而年輕的巖石圈地幔相互作用的產(chǎn)物?結(jié)合 LA-ICP-MS鋯石 U-Pb測年結(jié)果顯示, 輝長巖形成時間介于37～32 Ma, 代表福山凹陷古近系輝長巖的侵位年齡, 是古近紀巖石圈持續(xù)伸展環(huán)境下的產(chǎn)物?這對探討福山凹陷以及中國東南部古近紀構(gòu)造活動及巖漿演化具有重要的意義。

地球化學; LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年; 輝長巖; 福山凹陷; 北部灣盆地

0　引　言

北部灣盆地屬板內(nèi)裂谷盆地, 由于接近板塊邊緣, 同時受到板塊碰撞、分離的影響, 其構(gòu)造活動比內(nèi)陸盆地要強一些(田在藝和王善書, 1985)。而福山凹陷所處的構(gòu)造位置更為特殊, 其古近系發(fā)育, 詳細記錄著大量新生界早期中國南海陸架區(qū)的構(gòu)造事件。本文首次對北部灣盆地南緣的福山凹陷深凹區(qū)古近系中取得的輝長巖巖心樣品進行地球化學分析及LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年綜合研究, 對確定中國東南部古近紀構(gòu)造背景、巖漿演化、研究區(qū)古近紀大規(guī)模巖漿活動與福山凹陷構(gòu)造演化以及與區(qū)域構(gòu)造事件在時間上對應關(guān)系的厘定起到關(guān)鍵性作用。

1　地質(zhì)特征

白堊紀晚期以來, 南海北部大陸邊緣巖石圈在整體拉伸的構(gòu)造作用下發(fā)生減薄和裂陷, 形成了珠江口盆地、鶯歌海盆地、瓊東南盆地以及北部灣盆地等陸緣含油氣盆地, 但這些盆地的構(gòu)型、構(gòu)造活動特征等皆有不同(圖1)。從空間上來看, 這幾個盆地的斷陷規(guī)模從西北向東南方向逐漸增大, 也反映了隨著南海北部地區(qū)基底的拉張作用, 地殼由陸殼向著洋殼的方向逐漸伸展減薄的動力學過程(Bochu and Dennis, 1998; 施小斌等, 2000)。

圖1　福山凹陷構(gòu)造位置及構(gòu)造綱要圖Fig.1　Location and structural outline of the Fushan Sag

北部灣盆地位于歐亞板塊東南緣, 并與印度–澳大利亞板塊以及太平洋板塊毗鄰, 在地質(zhì)發(fā)展歷史中, 受到中國大陸邊緣、太平洋、菲律賓海板塊以及南海洋殼形成演化的深刻影響, 是新生代構(gòu)造活動最活躍的地區(qū)之一, 具有獨特構(gòu)造演化特征(田在藝和王善書, 1985; 魏春光等, 2008)。福山凹陷位于北部灣盆地邊部海南隆起的北部斜坡帶(圖1), 新生代以來受多種構(gòu)造活動因素的綜合影響, 形成了其特殊的三角平面幾何形態(tài)以及復雜的內(nèi)部地層結(jié)構(gòu)(林正良等, 2015)。福山凹陷的形成演化過程與周緣地區(qū)的構(gòu)造活動和深部動力學過程密切相關(guān)。

福山凹陷中新生代巖漿活動異常頻繁, 凹陷內(nèi)分布大量火成巖。中生代主要以中性巖漿為主, 新生界基底發(fā)育安山巖、安山玢巖與凝灰?guī)r等火成巖。通過鉆井標定, 地震資料解釋可知, 在古近紀地層中, 火成巖主要發(fā)育于流沙港組二段, 平面上主要分布于凹陷東部地區(qū), 單井鉆遇最大累積厚度達到220 m(圖2)。整體分布特征為厚層湖相泥巖中發(fā)育大量順層侵入的火成巖體, 由北向南沿著海南隆起抬升方向, 其埋藏深度逐漸減小。

該套火成巖在地震剖面上表現(xiàn)為明顯的強反射特征, 與上、下地層呈角度不整合接觸。垂向上位于上構(gòu)造系統(tǒng)與下構(gòu)造系統(tǒng)之間的流沙港組一段底界面之下, 構(gòu)成上、下斷層的一個分界面。在斷層活動性較強的位置, 由于地層的差異沉降、差異壓實等因素的影響, 侵入巖層發(fā)生彎曲變形, 進一步改造上、下部地層, 并形成明顯的構(gòu)造圈閉。通過鉆井標定、三維地震資料綜合解釋, 對各期火成巖在空間上進行追蹤閉合后發(fā)現(xiàn), 該套火成巖在時間上具有多期發(fā)育的特征, 并且每一期活動的規(guī)模差異性較大, 活動的位置在平面上有較大的遷移; 在空間上, 具有分布面積廣、垂向上多期疊置分布、累積厚度大的特征。該套火成巖對早期沉積的流沙港組二段地層具有較強的改造作用。

圖 2　福山凹陷古近系輝長巖地震剖面特征(剖面位置見圖1)Fig.2　Seismic section showing the occurrence of the Paleogene gabbros in the Fushan Sag

2　樣品采集及分析測試方法

本次研究取樣井所在位置為福山凹陷東部地區(qū)的花東地區(qū)深洼區(qū)。該取樣井在古近系中共鉆遇四套火成巖, 結(jié)合地震解釋成果, 通過綜合分析, 將取心位置選在研究區(qū)內(nèi)巖漿活動性最強的第四期(頂部)(取心位置及取樣位置見圖3), 累計獲得14 m的巖心。為保證分析測試樣品新鮮并不被污染, 巖心自井下取出后一周內(nèi)進行了現(xiàn)場采樣, 并完成測試前的碎樣等預處理工作。通過錄井資料以及巖心觀察發(fā)現(xiàn)所取得的該筒巖心巖性變化較小,因此經(jīng)過分段取樣共采集了巖心樣品7件(取樣位置見圖 3), 其中 6件樣品用于地球化學主量、微量元素測試; 1件大樣品約10 kg用于LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年。

全巖主量元素分析在中國地質(zhì)大學(武漢)生物地質(zhì)與環(huán)境地質(zhì)教育部重點實驗室完成。采用XRF-1800波長掃描X射線熒光光譜儀進行分析, 分析精度優(yōu)于2%。

全巖稀土元素和微量元素分析、鋯石的陰極發(fā)光及U-Pb同位素定年均在中國地質(zhì)大學(武漢)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室完成。稀土元素和微量元素分析使用 Agilent 7500a等離子體質(zhì)譜儀(ICP-MS)測定, 采用標準物質(zhì) AGV-2, BHVO-2, BCR-2, RGM-1和GSR-1做為分析樣品元素濃度的校正標準, 誤差介于2%～5%。

圖3　取樣位置及巖心照片(取心井位見圖1, 圖2)Fig.3　Photos of the hand specimen and their sampling positions in the drill core

基性巖樣品的粉碎和鋯石挑選在河北省廊坊市誠信地質(zhì)服務有限公司完成。首先按常規(guī)重力和磁選方法進行分選, 最后在雙目鏡下挑純。將鋯石樣品置于環(huán)氧樹脂中, 然后磨至約一半, 使鋯石內(nèi)部暴露, 用陰極發(fā)光(CL)研究鋯石形態(tài), 晶體結(jié)構(gòu)和后期重結(jié)晶情況。鋯石微量元素含量和 U-Pb同位素定年利用 LA-ICP-MS同時分析完成。激光剝蝕系統(tǒng)為 GeoLas 2005, ICP-MS型號為 Agilent 7500a。激光剝蝕過程中采用氦氣作載氣、氬氣為補償氣體用以調(diào)節(jié)靈敏度。每個時間分析數(shù)據(jù)包括大約20～30 s的空白信號和50 s的樣品有效采樣信號。通過使用ICPMSDataCal 7.2軟件, 對分析數(shù)據(jù)進行離線處理, 詳細流程見Liu et al. (2010)。鋯石微量元素含量采用多個 USGS參考玻璃(BCR-2G, BIR-1G)作為多外標、Si作內(nèi)標的方法進行定量計算。U-Pb同位素定年使用標準鋯石 91500作為外標進行同位素分餾校正, 年齡值為1064±10 Ma。每分析5個樣品點, 插入2個91500標準樣品。標準鋯石 91500的 U-Th-Pb同位素比值的推薦值參考Wiedenbeck et al. (1995)。最終, 采用Isoplot 3.0軟件完成鋯石樣品的 U-Pb年齡諧和圖繪制以及年齡加權(quán)平均計算。

3　巖石學特征

本次研究所采集的流沙港組二段火成巖巖心樣品為基性侵入巖脈, 巖性單一, 為輝長巖。巖石未發(fā)生蝕變及變質(zhì)作用。手標本為灰黑、灰綠色, 具有典型的塊狀構(gòu)造和輝綠結(jié)構(gòu)(圖4)。

顯微鏡下觀察, 可見典型的輝長結(jié)構(gòu)或者輝綠結(jié)構(gòu)。主要礦物為斜長石和單斜輝石, 此外還含有少量的鉀長石、紫蘇輝石、磁鐵礦、黑云母及石英。斜長石含量占 50%, 晶形較好, 呈長柱狀, 粒度在 0.5～1.0 mm,絹云母化嚴重, 正低突起, 干涉色為一級灰白, 斜消光, 可見環(huán)帶結(jié)構(gòu), 聚片雙晶。輝石含量為30%左右,其中單斜輝石占 22%, 短柱狀, 片狀, 粒度在 0.5～ 1.0 mm, 正中–正高突起, 正交偏光下, 斜消光, 橫剖面兩組完全解理, 最高干涉色為二級藍綠, 綠泥石化較嚴重的輝石, 綠泥石的干涉色掩蓋了原輝石的干涉色。紫蘇輝石占8%, 單偏光下呈淡紫色, 正交偏光下干涉色一級橙黃。鉀長石、石英及磁鐵礦含量約為10%,其中鉀長石粒度在 0.5～1.0 mm, 片狀, 負低突起, 正交偏光下, 近平行消光, 卡式雙晶。磁鐵礦和黑云母含量共為 5%, 磁鐵礦單偏光及正交偏光下呈黑色不透明, 黑云母片狀, 褐色, 多色性和吸收性較強單偏光下垂直方向上顏色最深, 正中突起, 正交偏光下, 近平行消光, 最高干涉色可達二級頂。

4　地球化學特征

所有樣品的主量、微量元素分析結(jié)果見表1。

圖4　輝長巖(HD-2)顯微照片F(xiàn)ig.4　Micrographs of the gabbro sample HD-2

表1　輝長巖主量元素(%)、微量和稀土元素(×10–6)組成Table 1　Major (%), trace element (×10–6) concentrations of the gabbros

4.1主量元素

扣除燒失量并進行歸一化處理后, 樣品的 SiO2含量為52.12%～52.61%, MgO含量為5.77%～5.86%, Na2O+K2O含量為 4.32%～4.53%。A12O3含量較高,為14.57% ～15.10%, 與太平洋洋中脊拉斑玄武巖的A12O3含量(14.86%)相近, 明顯不同于島弧拉斑玄武巖, 大西洋、印度洋洋中脊拉斑玄武巖的 A12O3含量(平均含量分別為16.00%, 15.60%, 15.15%, Melson et al., 1976)和大陸溢流玄武巖的A12O3含量(17.08%, Wilson, 1989)。TiO2變化在2.15%～2.24%之間, 與板內(nèi)拉斑玄武巖(2.23%)十分接近, 與洋島拉斑玄武巖值(2.63%)和板內(nèi)堿性玄武巖值(2.9%)也相對接近(Pearce, 1982), 不同于低TiO2特征的島弧鈣堿性玄武巖(0.98%)?？傮w上, 福山凹陷流沙港組二段的輝長巖地球化學特征表現(xiàn)為: 中等TiO2含量,較低MgO、K2O、P2O5含量, 且具有Na2O>K2O的特征, 指示其與板內(nèi)拉斑玄武巖接近。

由TAS圖解(圖5a)可知, 所有樣品全部落在輝長巖區(qū)域, 在 Zr/TiO2-Nb/Y分類圖中(圖5b)樣品全部落在堿性玄武巖區(qū)域。

圖5　侵入巖TAS圖解(a, 據(jù)Le Maitre et al., 2002)和Zr/TiO2-Nb/Y圖解(b, 據(jù)Winchester and Floyd, 1977)Fig.5　TAS (a) and Zr/TiO2vs. Nb/Y(b) diagrams for the intrusive rock

圖6　侵入巖球粒隕石標準化REE配分模式圖(a)和原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖(b, 球粒隕石和原始地幔標準化數(shù)據(jù)引自Sun and Mcdonough, 1989)Fig.6　Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element spider diagram (b) for the intrusive rock

4.2微量及稀土元素特征

流沙港組二段輝長巖的稀土元素總量較高(ΣREE=105.61×10–6～111.26×10–6), 在球粒隕石標準化稀土元素配分模式圖(圖 6a)上, 各樣品具有相似的配分模式, 都相對富集 LREE, (La/Yb)N=8.74～ 9.64, 輕重稀土分異明顯, Eu正常不明顯(δEu= 1.05)。在原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖(圖6b)上,樣品富集大離子親石元素Rb、Ba、Th、U、Sr和高場強元素 Nb、Ta、Zr和 Hf, 與板內(nèi)玄武巖的地球化學特征相類似。Nb、Ta正異常反映巖漿在上涌過程中沒有通過花崗質(zhì)地殼, 或者是巖漿的粘度較小,在快速的上涌過程中沒有來得及與花崗質(zhì)陸殼發(fā)生混染。

5　LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡

5.1鋯石特征

通過重力和磁選方法, 在 10 kg巖心樣品中只挑出70粒鋯石, 因為樣品偏基性, 大多數(shù)鋯石顆粒直徑偏小在 30～120 μm。因此激光測試時采用斑束直徑為24 μm, 剝蝕深度20～30 μm, 激光脈沖為10 Hz,能量為32～36 mJ, 只有10顆鋯石完成有效測試, 測試結(jié)果見表2。

表2　福山凹陷古近紀輝長巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年結(jié)果Table 2　LA-ICP-MS zircon U-Pb results of the Paleogene gabbros in the Paleogene of Fushan Sag

圖7　福山凹陷古近紀輝長巖鋯石陰極發(fā)光(CL)圖像Fig.7　Cathodoluminescene (CL) images of zircon grains from the Paleogene gabbros in the Fushan Sag

5.2LA-LCP-MS鋯石 U-Pb年代學研究

從所挑選鋯石的陰極發(fā)光圖上可以看出, 鋯石的顆粒普遍較小, 粒徑介于 46～160 μm之間, 晶形較差。鋯石內(nèi)部結(jié)構(gòu)較為復雜, 多數(shù)自形程度高, 呈長柱狀。具有明顯的雙層結(jié)構(gòu), 即弱發(fā)光效應的核部以及強發(fā)光效應的邊部(圖7)。根據(jù)鋯石內(nèi)部特征可分為以下 4類: 第一類鋯石內(nèi)部結(jié)構(gòu)較為均一,無明顯內(nèi)部結(jié)構(gòu)及振蕩環(huán)帶, 僅可以觀察到明暗程度上的差異(HD4-02、HD4-06、HD4-07), 表明鋯石在結(jié)晶時的環(huán)境相對比較穩(wěn)定; 第二類為明暗相間的條帶結(jié)構(gòu)(HD4-01、HD4-05); 第三類具有明顯的內(nèi)核, 為多期結(jié)晶的產(chǎn)物(HD4-03、HD4-04、HD4-10); 第四類長寬比大約 3∶1, 其核部呈暗黑色的, 具有巖漿鋯石所特有的振蕩環(huán)帶(HD4-08、HD4-09)。巖漿中鋯石的結(jié)晶作用可以貫穿整個寄主巖漿的冷凝過程(Vavra et al., 1999), 其中在寄主巖漿上升過程中形成的鋯石, 由于非平衡的結(jié)晶環(huán)境,形成典型的環(huán)帶結(jié)構(gòu)。本次研究中獲取的第四種鋯石即為這種類型。

10個分析點的 Th、U含量變化較大, 分別為7.65×10–6～623×10–6(平均236×10–6)、238×10–6～2751× 10–6(平均1082.3×10–6)。Th/U比值在0.02～0.92之間,平均為 0.31, 從測試年齡數(shù)據(jù)的分布范圍來看, 樣品可以分為兩組。其中八顆形態(tài)差異較大, Th/U比值在 0.02～0.92之間,206Pb/238U 年齡較為接近(約238～271 Ma), 加權(quán)平均年齡為260±8 Ma (MSWD= 3.5), 置信度為 95%(圖 8a)。結(jié)合鋯石的形態(tài)特征,認為該組鋯石是巖漿在上侵過程中捕獲的早期圍巖地質(zhì)體中的巖漿鋯石。年齡值與海南隆起二疊紀末期, 即晚古生代的裂谷作用相對應(夏邦棟和施光宇, 1991; 唐立梅等, 2010)。在區(qū)域上也可能是印支運動的陸內(nèi)造山事件在海南隆起地區(qū)的構(gòu)造記錄(張業(yè)明等, 2005)。

另外兩顆鋯石, HD4-08和HD4-09, 其Th/U比值介于0.25～0.29之間,206Pb/238U年齡為37±1 Ma和32±1 Ma, 為始新世–漸新世(圖8b)。

結(jié)合研究區(qū)的地層分布特征可知, 侵入巖的活動時間應該是流沙港組三段地層沉積(44 Ma)之后。上構(gòu)造系統(tǒng)中的滑脫斷層在活動早期, 在流沙港組二段上部地層中所形成的塑性滑動面可以為巖漿的侵入提供通道, 并控制侵入巖的就位; 而晚期隨著巖漿的快速侵入, 形成大范圍的片狀分布后, 又會阻止上構(gòu)造層中的滑脫斷層向流沙港組二段地層中生長,進而形成上、下構(gòu)造層之間一道天然的屏障(圖 2)。綜合分析可知, 這兩顆鋯石的年齡可以近似的代表鋯石形成的年齡, 從而指示該套基性巖漿巖侵入體的結(jié)晶年齡, 接近始新世與漸新世的分界時期。

6　討　論

6.1巖漿源區(qū)

由于輝長巖樣品的Nb/La比值(1.53)明顯高于大陸地殼平均值(0.7), 而巖漿在上升過程中未受到地殼混染作用, 說明巖漿源區(qū)曾受到過交代作用改造, 從而發(fā)生富集(李獻華和胡瑞忠, 1997;葛小月等, 2003)。中生代以來古太平洋板塊對歐亞板塊的俯沖消減作用對中國東南部影響較大, 俯沖流體交代地幔的現(xiàn)象普遍存在(Zhou and Li, 2000)。Th/Zr-Ba/Zr圖解可以有效的判別蝕變洋殼與地殼物質(zhì)在源區(qū)演化的作用(張貴山等, 2007)。據(jù)圖9a顯示福山凹陷古近紀輝長巖樣品在MORB與蝕變洋殼流體之間演化, 因此可以判斷其地幔源區(qū)發(fā)生流體交代作用, 流體應來源于俯沖大洋板塊的脫水作用。

圖8　輝長巖鋯石U-Pb年齡諧和圖Fig.8　Zircon U-Pb concordia diagrams

圖9　基性巖的Th/Zr-Ba/Zr(a, 據(jù)張貴山等, 2007)和La/Yb-Sm/Yb(b, 據(jù)Xu et al., 2005)圖解Fig.9　Th/Zr vs. Ba/Zr (a) and La/Yb vs. Sm/Yb (b) diagrams for the basic rock

在巖漿熔融的過程中, 一些微量元素的熔體或者礦物的分配系數(shù)會存在比較大的差異性, 因此可以根據(jù)基性火成巖中這些元素成分來判斷發(fā)生熔融的地幔源區(qū)的礦物組合。對于石榴子石, Yb是相容元素, 而La和Sm是不相容元素, 當熔融程度很低的情況時, La、Yb以及Sm與Yb會發(fā)生強烈分餾;而當尖晶石相地幔發(fā)生熔融時, La與Yb分異作用很小, Sm/Yb幾乎不發(fā)生分異作用。因此, 通過La/Yb與Sm/Yb的交匯圖分析便可以區(qū)分開尖晶石橄欖巖熔融和石榴石橄欖巖熔融(Xu et al., 2005)。在圖9b中, 福山凹陷流沙港組二段輝長巖的分布接近于石榴石橄欖巖和尖晶巖熔融曲線(約 10.5%～11.0%),與雷瓊的玄武巖(韓江偉等, 2009)以及三亞地區(qū)基性巖(葛小月等, 2003)的分布特征相似。因此, 可以認為石榴石橄欖巖地幔是福山凹陷新生界基性火成巖的一個必要源區(qū), 但是與雷瓊地區(qū)玄武巖相比, 源區(qū)的深度逐漸變淺。

6.2構(gòu)造背景

高場強元素Zr、Hf、Nb、Ta在蝕變和變質(zhì)作用過程中具有良好的穩(wěn)定性, 可以作為研究巖漿巖成因和盆地物源區(qū)性質(zhì)的有效示蹤元素。本次所測輝長巖樣品的 Zr(155×10–6～163×10–6)、Hf(3.92×10–6～ 4.17×10–6)含量, 與板內(nèi)堿性玄武巖接近(板內(nèi)拉斑玄武巖和堿性玄武巖的 Zr、Hf平均含量分別為149×10–6～213×10–6和3.44×10–6～6.36×10–6, Pearce, 1982)。Nb(30.2×10–6～31.2×10–6), Ta(1.70×10–6～1.75× 10–6)與板內(nèi)玄武巖和堿性玄武巖的Nb、Ta豐度接近(Nb=13×10–6～84×10–6, Ta=0.73×10–6～5.9×10–6, Pearce, 1982), 含量高于島弧拉斑玄武巖和鈣堿性玄武巖的Nb(1.7×10–6～2.7×10–6)、Ta(0.1×10–6～0.18×10–6)豐度。

利用微量元素豐度的比值可以對火成巖所形成的不同構(gòu)造環(huán)境以及研究同源演化的不同類型巖石的成分變化趨勢進行區(qū)分。福山凹陷流沙港組二段輝長巖的 Nb/La比值為 1.48～1.57; Hf/Ta比值為2.31～2.38; La/Ta的比值為11.42～11.77, 也進一步表明該輝長巖具板內(nèi)玄武巖特征。又據(jù)樣品的 Zr/Yb值為 105.94～115.82, Ta/Yb值為 1.16～1.25等特征,以及在微量元素判別圖解(圖 10)中, 福山凹陷流沙港組二段輝長巖均落入板內(nèi)玄武巖區(qū)域, 綜合分析認為流沙港組二段輝長巖形成的背景為板內(nèi)環(huán)境。

中國東南部地球動力學背景以及區(qū)域構(gòu)造演化的構(gòu)造年代學格架, 一直是地學界關(guān)心的重要問題之一。對于白堊紀以來區(qū)域處于拉張的構(gòu)造背景已經(jīng)形成共識(李獻華和胡瑞忠, 1997; Li, 2000; 張貴山等, 2007)。到古近紀, 由于幕式伸展作用的加劇,進而導致深部以及淺部構(gòu)造活動的復雜化。

依據(jù)鄢全樹和石學法(2007)結(jié)合地幔柱研究所提出南海及海南島的演化模式, 始新世–漸新世對應于區(qū)域初始伸展階段晚期, 地幔柱上涌的早期階段。在南海區(qū)域構(gòu)造運動上對應于南海運動的早期,代表了一次區(qū)域性的構(gòu)造抬升、剝蝕以及相伴生的大量巖漿活動, 形成大型的裂解不整合面, 在福山凹陷內(nèi)為潿洲組底面大型不整合界面(圖2), 也表示了盆地由斷陷向坳陷轉(zhuǎn)換, 盆地進入裂后階段。因此, 可以認為福山凹陷流沙港組二段所侵入的基性巖漿巖為南海運動在福山凹陷的構(gòu)造響應。伴隨著這期強烈的構(gòu)造運動, 福山凹陷在抬升過程中遭受大面積的剝蝕, 形成凹陷內(nèi)大型不整合面(潿三段底界面)。同時, 由于在福山凹陷東部地區(qū)發(fā)生大面積的火成巖侵入, 進而在流沙港組二段的塑性泥巖中形成一道天然的屏障, 使得福山凹陷形成截然不同的上、下雙層結(jié)構(gòu)(林正良等, 2015)。

圖10　輝長巖構(gòu)造環(huán)境判別圖解Fig.10　Teconic discrimination diagrams for the gabbros

7　結(jié)　論

通過對北部灣盆地福山凹陷古近紀輝長巖的巖石學、主量及微量元素地球化學、 鋯石陰極發(fā)光結(jié)構(gòu)、LA-LCP-MS鋯石U-Pb年代學等多方面系統(tǒng)分析, 并結(jié)合前人的研究成果, 可以得出以下結(jié)論。

(1) 福山凹陷巖漿巖為新生代地幔熔融的產(chǎn)物,發(fā)育構(gòu)造背景為伸展性的板內(nèi)環(huán)境, 對應于新生代中國南部大陸邊緣的持續(xù)拉伸減薄過程, 是巖石圈伸展作用的重要表現(xiàn)之一; 石榴石橄欖巖地幔是福山凹陷新生界基性火成巖的一個必要源區(qū), 但是與雷瓊地區(qū)玄武巖相比, 源區(qū)的深度逐漸變淺; 這些來源于石榴石橄欖巖地幔的巖漿在源區(qū)發(fā)生較弱的分異作用, 由于粘度較小, 在快速的上涌過程中沒有與上部的花崗質(zhì)陸殼發(fā)生混染作用。

(2) 通過微量元素豐度的比值分析可知, 福山凹陷流沙港組二段輝長巖產(chǎn)出背景為板內(nèi)環(huán)境, 結(jié)合LA-LCP-MS鋯石U-Pb年代學研究結(jié)果, 認為該套輝長巖侵位于始新世–漸新世的分界時期。這個形成時間對應于北部灣盆地初始伸展階段晚期, 地幔柱上涌的早期階段。伴隨著區(qū)域性的構(gòu)造抬升, 在福山凹陷內(nèi)形成大型的裂解不整合面的同時, 由于輝長巖在凹陷東部地區(qū)大面積的侵入, 并在流沙港組二段的塑性泥巖中形成遮擋層, 進而形成福山凹陷典型的雙層結(jié)構(gòu)特征。

葛小月, 李獻華, 周漢文. 2003. 瓊南晚白堊世基性巖墻群的年代學、元素地球化學和Sr-Nd同位素研究. 地球化學, 32(1): 11–20.

韓江偉, 熊小林, 朱照宇. 2009. 雷瓊地區(qū)晚新生代玄武巖地球化學: EM2成分來源及大陸巖石圈地幔的貢獻.巖石學報, 25(12): 3208–3220.

李獻華, 胡瑞忠. 1997. 粵北白堊紀基性巖脈的年代學和地球化學. 地球化學, 26(2): 14–31.

林正良, 王華, 李紅敬, 馬慶林, 李媛, 趙淑娥. 2015. 北部灣盆地福山凹陷古近系雙層結(jié)構(gòu)形成機制. 地球科學, 40(1): 169–178.

施小斌, 周蒂, 張毅祥. 2000. 南海北部陸緣巖石圈熱–流變結(jié)構(gòu). 科學通報, 45(15): 1660–1665.

唐立梅, 陳漢林, 董傳萬, 沈忠悅, 程曉敢, 付璐露. 2010.中國東南部晚中生代構(gòu)造伸展作用——來自海南島基性巖墻群的證據(jù). 巖石學報, 26(4): 1204–1216.

田在藝, 王善書. 1985. 我國海域地質(zhì)構(gòu)造與含油氣沉積盆地特征. 石油學報, 6(3): 1–10.

4.教學考核體系不完善。目前空乘專業(yè)學生的考核還是沿襲高校學校教學管理部門統(tǒng)一的評估體系，不利于加強空乘專業(yè)學生教學過程的控制與管理。第一，所有專業(yè)學生大學英語課程統(tǒng)一考試，沒有考慮到學生基礎(chǔ)的差異性；第二，各專業(yè)培養(yǎng)目標不同，學生特點不同，考核形式和內(nèi)容也應體現(xiàn)個性化特征。對于空乘專業(yè)的學生，應該加強教學過程的控制，提高平時的分數(shù)比例，結(jié)合其到課情況、課堂表現(xiàn)、學習效果給予及時、客觀的評價，以提高其學習的信心和積極性。

魏春光, 何雨丹, 耿長波, 王震. 2008. 北部灣盆地北部坳陷新生代斷裂發(fā)育過程研究. 大地構(gòu)造與成礦學, 32(1): 28–35.

夏邦棟, 施光宇. 1991. 海南島晚古生代裂谷作用. 地質(zhì)學報, 65(2): 103–115.

鄢全樹, 石學法. 2007. 海南地幔柱與南海形成演化. 高校地質(zhì)學報, 13(2): 311–322.

張貴山, 溫漢捷, 胡瑞忠, 裘愉卓, 許成. 2007. 閩東南基性巖脈成因及動力學背景研究: Sr-Nd同位素、元素地球化學. 巖石學報, 23(4): 793–804.

張業(yè)明, 謝才富, 付太安, 李志宏. 2005. 海南島地質(zhì)構(gòu)造演化芻論. 科學技術(shù)與工程, 5(20): 1485–1487.

Bochu Y and Dennis E H. 1998. Lithospheric deformations under the effect of an extensional stress field. Journal of the Geological Society of China, 41(4): 517–534.

Le Maitre R W, Streckeisen A, Zanettin B, Le Bas M J, Bonin B, Bateman P, Bellieni G, Dudek A, Efremova S, Keller J, Lameyre J, Sabine P A, Schmid R, Sorensen H and Woolley A R. 2002. Igneous Rocks: A classification andglossary of terms (2nd). Recommendations of the international union of geological sciences subcommission on the systematics of igneous rocks. Oxford: Cambridge University Press: 30–42.

Li X H. 2000. Cretaceous magmatism and lithospheric extension in Southeast China. Journal of Asian Earth Sciences, 18(3): 293–305.

Liu Y, Gao S, Hu Z, Gao C, Zong K and Wang D. 2010. Continental and oceanic crust recycling-induced meltperidotite interactions in the Trans-North China Orogen: U-Pb dating, Hf isotopes and trace elements in zircons from mantle xenoliths. Journal of Petrology, 51(1-2), 537–571.

Melson W G, Vallier T L, Wright T L, Byerly G and Nelen J. 1976. Chemical diversity of abyssal volcanic glass erupted along Pacific, Atlantic and Indian ocean sea floor spreading centers // The Geophysics of the Pacific Ocean Basin and its Margin. Washington D C: American Geophysical Union: 19: 351–367.

Meschede M. 1986. A method of discriminating between different types of mid-ocean ridge basalts and continental tholeiites with the Nb-Zr-Y diagram. Chemical Geology, 56(3): 207–218.

Pearce J A. 1982. Trace element characteristics of lavas from destructive Plate boundaries // Thrope R S. Orogenic Andesites and Related Rocks. Chichester, England: JohnWiley and Sons: 528–548.

Pearce J A. 1983. Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins // Hawkesworth C J and Norry M J. Continental Basalts and Mantle Xenoliths. Nantwich: Shiva Publishing: 158–185.

Sun S S and Mcdonough W F. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes. Geological Society, London, Special Publications, 42(1): 313–345.

Vavra G, Schmid R and Gebauer D. 1999. Internal morphology, habit and U-Th-Pb microanalysis of amphibolite-to-granulite facies zircons: Geochronology of the Ivrea Zone (southern Alps). Contributions toMineralogy and Petrology, 134(4): 380–404.

Wiedenbeck M, Alle P, Corfu F, Griffin W L, Meier F, Oberli F, Von Quadt A, Roddick J C and Spiegel W. 1995. Three natural zircon standards for U-Th-Pb, Lu-Hf, trace element and REE analyses. Geostandards Newsletter, 19(1): 1–23.

Wilson B M. 1989. Igneous Petrogenesis a Global Tectonic Approach. London: Unwin Hyman: 1–300.

Winchester J A and Floyd P A. 1977. Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology, 20(77): 325–343.

Wood D A, Joron J L and Treuil M. 1979. A re-appraisal of the use of trace elements to classify and discriminate between magma series erupted in different tectonic setting. Earth and Planetary Science Letters, 45(2): 326–336.

Xu Y G, Ma J L, Frey F A and Liu J F. 2005. Role of lithosphere-asthenosphere interaction in the genesis of Quaternary alkali and tholeliitic basalts from Datong, western North China Craton. Chemical Geology, 224(4): 247–271.

Zhou X M and Li W X. 2000. Orgin of Late Mesozoic igneous rocks in Southeastern China: Implications for lithosphere subduction and underplating of mafic magmas. Tectonophysics, 326(3–4): 269–287.

Geochemistry and Tectonic Implications of the Paleogene Gabbros in Fushan Sag, Beibu Gulf Basin

LIN Zhengliang1, LI Hongjing1, ZHANG Yongchao2, LIAO Yuantao3, MA Qinglin4and LIU Entao3
(1. Sinopec Geophysical Research Institute, Nanjing 210014, Jiangsu, China; 2. PetroChina Jidong Oilfield Company, Tangshan 063004, Hebei, China; 3. Faculty of Earth Resources, China University of Geoscience, Wuhan 430074, Hubei, China; 4. China Southern Petroleum Exploration and Development Corporation, Guangzhou 510240, Guangdong, China)

Thick-layered gabbros were found widespread in the mudstone of the second member of the Paleogene Liushagang Formation in the Fushan Sag. The rocks are of sub-alkaline series with SiO2contents of 52.12% ? 52.61%, MgO 5.77% ? 5.86%, Fe2O311.06% ? 11.49%, K2O 1.18% ? 1.25%, P2O50.36% ? 0.39% and relatively high TiO2contents of 2.15% ? 2.24%. The gabbros have high ΣREE contents (105.61×10–6? 111.26×10–6) showing LREE-enriched type with (La/Yb)Nratios of (8.74 ? 9.64), and enrichment of large iron lithophile elements (including Rb, Ba, Th, U, Sr), showing typical features of within plate basalt. The gabbros in the Fushan Sag were likely resulted from the interaction between the upwelling asthenosphere and the young and thin lithospheric mantle that formed by the predated underplating. LA-ICP-MS zircon U-Pb dating showed that the gabbros were crystallized at 37 ? 32 Ma as the products of the Paleogene lithosphere extension environment.

geochemistry; LA-ICP-MS zircon U-Pb dating; gabbros; Fushan Sag; Beibu gulf basin

P581; P597

A

1001-1552(2016)05-1064-011

10.16539/j.ddgzyckx.2016.05.013

2014-08-13; 改回日期: 2014-11-21

項目資助: 國家重點基礎(chǔ)研究發(fā)展計劃(973)項目(2014CB239201)和國家自然科學基金項目(41272722)聯(lián)合資助。

林正良(1978–), 男, 博士, 高級工程師, 主要從事盆地分析方面的研究。Email: lzl-lll@163.com