南海擴(kuò)張前序巖漿活動(dòng):解譯華南三水盆地古近紀(jì)玄武質(zhì)巖漿作用過程

楊 錦, 楊 帆, 黃小龍*, 朱圣柱,苗秀全, 賀鵬麗

南海擴(kuò)張前序巖漿活動(dòng):解譯華南三水盆地古近紀(jì)玄武質(zhì)巖漿作用過程

楊 錦1, 2, 3, 4, 楊 帆1, 2, 3, 黃小龍1, 2, 3*, 朱圣柱1, 2, 3, 4,苗秀全1, 2, 3, 4, 賀鵬麗1, 2, 3

(1. 中國(guó)科學(xué)院 廣州地球化學(xué)研究所, 同位素地球化學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 廣東 廣州 510640; 2. 中國(guó)科學(xué)院 深地科學(xué)卓越研究中心, 廣東 廣州 510640; 3. 南方海洋科學(xué)與工程廣東省實(shí)驗(yàn)室(廣州), 廣東 廣州 511458; 4. 中國(guó)科學(xué)院大學(xué), 北京 100049)

華南三水盆地古近紀(jì)玄武巖(64～43 Ma)記錄了南海擴(kuò)張前大陸裂解過程中的巖漿?構(gòu)造活動(dòng), 但其巖漿演化過程及其動(dòng)力學(xué)機(jī)制并不清楚。為此, 作者對(duì)其開展了詳細(xì)的巖石學(xué)和礦物學(xué)研究。三水盆地古近紀(jì)玄武巖具有OIB型的微量元素組成特征, 由軟流圈地幔源區(qū)部分熔融形成。該玄武巖中單斜輝石斑晶顯示復(fù)雜的環(huán)帶結(jié)構(gòu), 包括正環(huán)帶、反環(huán)帶及韻律環(huán)帶結(jié)構(gòu), 指示了復(fù)雜的巖漿作用過程。正環(huán)帶單斜輝石斑晶為核?邊結(jié)構(gòu), 其核部圓化或呈不規(guī)則形狀, 邊部自形, 指示了早期晶體與晚期演化巖漿混合后發(fā)生熔蝕?再生長(zhǎng)過程。絕大部分反環(huán)帶單斜輝石斑晶為核?幔?邊結(jié)構(gòu), 其核部相對(duì)低Mg, 并被部分熔蝕呈不規(guī)則狀或圓化, 幔部相對(duì)高M(jìn)g, 邊部自形, 反映了相對(duì)原始巖漿的補(bǔ)給作用。個(gè)別反環(huán)帶單斜輝石為核?邊結(jié)構(gòu), 其核部Al2O3、TiO2含量和Mg#值明顯偏低, 為下地殼捕虜晶, 表明巖漿從地幔源區(qū)上升匯聚到地殼巖漿房的過程中經(jīng)歷了輕微的地殼同化混染作用。韻律環(huán)帶結(jié)構(gòu)單斜輝石核部常為不規(guī)則狀, 幔部成分呈韻律狀變化, 邊部自形, 記錄了巖漿對(duì)流及多次巖漿演化?補(bǔ)給過程。雖然單斜輝石斑晶結(jié)構(gòu)復(fù)雜, 但具有相近的結(jié)晶壓力(0.32～0.47 GPa)和結(jié)晶溫度(1080～1135 ℃), 表明其源于一個(gè)相對(duì)穩(wěn)定的淺部巖漿房。南海擴(kuò)張前夕, 北部陸緣巖石圈強(qiáng)烈拉伸、減薄, 致使巖石圈?軟流圈界面明顯抬升, 巖漿主要匯聚于淺部地殼巖漿房發(fā)生巖漿分異、補(bǔ)給與對(duì)流作用。由于地殼巖漿房發(fā)生了持續(xù)的幔源巖漿補(bǔ)給作用, 持續(xù)的熱傳導(dǎo)促使三水盆地局部區(qū)域的地殼熔融形成粗面巖和流紋巖(厚度超過1000 m), 為三水盆地雙峰式火山巖成因機(jī)制提供了新的視角。

單斜輝石; 環(huán)帶結(jié)構(gòu); 玄武巖; 雙峰式火山巖; 巖漿房; 南海

0 引 言

邊緣海又稱陸緣海, 為陸地和開放大洋之間的過渡地帶, 現(xiàn)今多數(shù)分布于西太平洋地區(qū), 少數(shù)分布于大西洋西側(cè)。通常, 邊緣海盆地壽命較短且相對(duì)年輕(大多數(shù)<25 Ma; Tamaki and Honza, 1991), 其形成與演化過程的地質(zhì)記錄容易被保存下來, 因此是研究板塊構(gòu)造運(yùn)動(dòng)和動(dòng)力學(xué)過程的“天然實(shí)驗(yàn)室”。南海作為西太平洋低緯地區(qū)最大的邊緣海, 經(jīng)歷了大陸裂解、海底擴(kuò)張、向周緣俯沖等構(gòu)造旋回, 是研究大陸裂解動(dòng)力學(xué)與海盆擴(kuò)張的重要對(duì)象(Ru and Pigott, 1986; Briais et al., 1993; Li et al., 2014; Zhang et al., 2018; Yu et al., 2018; Yang et al., 2019b; Lin et al., 2019; Yu and Liu, 2020; Qian et al., 2020)。南海北緣新生代巖漿巖記錄了華南陸緣巖石圈從大陸裂解到海底擴(kuò)張中的巖漿?構(gòu)造演化過程, 然而目前關(guān)于南海擴(kuò)張前夕, 其北緣古近紀(jì)巖漿活動(dòng)的研究仍相對(duì)薄弱。

南海北緣三水盆地發(fā)育大規(guī)模古近紀(jì)玄武巖(64～43 Ma), 局部區(qū)域鎂鐵質(zhì)巖石和長(zhǎng)英質(zhì)巖石厚度超過1000 m(廣東省區(qū)域地質(zhì)志, 1988; Yuan et al., 1994), 代表了南海海盆擴(kuò)張前序巖漿活動(dòng)(Chung et al., 1997; Zhu et al., 2004), 是審視南海擴(kuò)張前的構(gòu)造?巖漿活動(dòng)的理想窗口。前人對(duì)三水盆地玄武巖進(jìn)行了同位素年代學(xué)、全巖地球化學(xué)和巖石成因等方面的研究(Duncan and Richards, 1991; Chung et al., 1997; Tamaki and Hoang, 1998; Lebedev and Nolet, 2003; Zhu et al., 2004; 董月霞等, 2006; 肖龍等, 2006; Zhou et al., 2009; 張維, 2013; 袁曉博, 2019), 但關(guān)于其殼內(nèi)巖漿演化過程及動(dòng)力學(xué)機(jī)制的研究較少, 對(duì)于這些幔源巖漿如何穿過地殼以及如何在地殼中發(fā)生分異演化尚不清楚。前人常將區(qū)域內(nèi)的玄武巖與酸性火山巖的成因聯(lián)系在一起(Chung et al., 1997; 董月霞等, 2006; 肖龍等, 2006), 但實(shí)際上它們之間是否存在巖漿演化關(guān)系以及如何關(guān)聯(lián)還需要深入研究。

火成巖的礦物組成取決于巖漿的化學(xué)成分和結(jié)晶環(huán)境, 礦物成分、結(jié)構(gòu)和組合變化是成巖環(huán)境及物質(zhì)組成發(fā)生變化的直接表現(xiàn)?；鹕綆r中的斑晶記錄了火山噴發(fā)前的物理化學(xué)條件、巖漿上涌和混合動(dòng)力學(xué)過程等(Yang et al., 1999; Ginibre et al., 2007; Guo et al., 2007; Streck, 2008; Cooper, 2017), 利用斑晶礦物成分變化可深入探討其巖石成因及演化機(jī)制。本文通過對(duì)三水盆地古近紀(jì)玄武巖中單斜輝石斑晶進(jìn)行詳細(xì)的微區(qū)原位分析, 查明其結(jié)構(gòu)與成分變化特征, 并反演了巖漿性質(zhì)及相應(yīng)的物理化學(xué)條件變化, 由此刻畫南海海盆擴(kuò)張前夕北緣大陸裂解階段的板內(nèi)玄武質(zhì)巖漿演化過程及其動(dòng)力學(xué)特征。

1 區(qū)域地質(zhì)背景及巖石特征

三水盆地位于華南大陸邊緣, 是與南海相距最近的新生代內(nèi)陸盆地之一(圖1a), 呈南北向伸展。研究區(qū)地層主要為古近系莘莊村組、?心組、寶月組和華涌組(圖1b); 盆地東南部主要為白堊系白鶴洞組、三水組, 西北部主要為白堊系大塱山組和古近系莘莊村組、?心組。盆地內(nèi)沉積巖多為棕紅色砂礫巖、泥質(zhì)砂巖、砂巖、油頁巖。區(qū)內(nèi)主要斷裂帶有NE向吳川?四會(huì)斷裂帶, NW向官窯?沙灣斷裂帶和西江斷裂帶。區(qū)域內(nèi)巖漿巖主要為雙峰式火山巖, 包括粗面巖、流紋巖和玄武巖。本文研究的18個(gè)古近紀(jì)玄武巖樣品主要采集于盆地中心區(qū)域的王借崗和紫洞(圖1c、d)。

玄武巖樣品為斑狀結(jié)構(gòu)、塊狀構(gòu)造, 斑晶約占10%～30%, 包括橄欖石(5%～10%)、單斜輝石(5%～10%)和斜長(zhǎng)石(10%～15%), 基質(zhì)主要為單斜輝石、橄欖石和斜長(zhǎng)石等微晶礦物, 呈間粒?間隱結(jié)構(gòu), 細(xì)長(zhǎng)條狀斜長(zhǎng)石不規(guī)則排列(圖2a)或呈定向排列(圖2b), 其間充填細(xì)粒狀單斜輝石、橄欖石及鈦鐵氧化物等(圖2)。橄欖石斑晶呈自形?半自形(圖2b), 不規(guī)則裂紋發(fā)育, 粒徑大小不一, 大部分為100～300 μm。單斜輝石斑晶結(jié)構(gòu)較為復(fù)雜, 包括具有環(huán)帶結(jié)構(gòu)的自形斑晶和部分熔蝕后不規(guī)則斑晶(圖2a); 解理發(fā)育, 粒徑變化較大, 大部分為200～500 μm(圖2c、d), 少部分達(dá)厘米級(jí); 斑晶中含有多種礦物包裹體, 包括它形橄欖石、長(zhǎng)條狀斜長(zhǎng)石、短柱狀磷灰石、菱形尖晶石及它形鈦鐵礦(圖2c); 部分單斜輝石斑晶的核部呈篩孔狀(圖2a)。斜長(zhǎng)石斑晶多呈自形板狀, 發(fā)育聚片雙晶, 部分斑晶核部呈篩孔狀(圖2a)。

2 分析方法

本次研究選取較新鮮的玄武巖樣品開展全巖地球化學(xué)分析。先用砂紙對(duì)樣品表面進(jìn)行打磨, 再用去離子水洗凈, 晾干后使用剛玉碎樣機(jī)破碎成粒徑約為0.5 cm的小塊, 再使用1%稀鹽酸浸泡以去除樣品中的碳酸鹽雜質(zhì), 最后用瑪瑙砵研磨至200目以上以備化學(xué)分析。全巖主量元素、單礦物電子探針結(jié)構(gòu)與成分分析均在中國(guó)科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所同位素地球化學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成, 全巖微量元素在武漢上譜分析科技有限責(zé)任公司完成。全巖主量元素采用Rigaku RIX 100e型熒光光譜儀(XRF)分析, 詳細(xì)步驟見Li et al. (2006), 分析精度優(yōu)于1%～5%。全巖微量元素采用Agilent 7700e型電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(ICP-MS)法測(cè)試, 分析精度一般為2%～5%。單斜輝石礦物成分分析在CAMECA SX FiveFE型電子探針儀完成, 工作條件: 電壓15 kV, 電流40 nA, 束斑直徑1 μm。大部分元素峰位分析時(shí)間為20 s, K和Na為10 s, PAP法校正, 分析誤差小于0.2%。選取標(biāo)樣為: 硬玉(Na)、金紅石(Ti)、透輝石(Si、Mg)、正長(zhǎng)石(Al、K)、鉻鐵礦(Cr)、鎂鋁榴石(Ca)、Fe2O3(Fe)、鐵鎂鋁榴石(Mn)、鎳黃鐵礦(Ni)。測(cè)試結(jié)果以氧化物含量的形式表示, 包括SiO2、TiO2、Al2O3、Cr2O3、FeO、MnO、MgO、CaO、Na2O、K2O、NiO。電子背散射(BSE)圖像采用Carl Zeiss Supra 55 Sapphire場(chǎng)發(fā)射掃描電鏡完成, 單斜輝石斑晶的元素面掃描利用該掃描電鏡配置的Oxford Inca-X20能譜儀完成, 工作電壓為20 kV, 電流是20 nA。

3 分析結(jié)果

3.1 全巖地球化學(xué)

玄武巖樣品全巖主量和微量元素組成見表1。分析結(jié)果顯示, 這些樣品均為堿性玄武巖(圖3a)。其主量元素成分變化較小(SiO2=45.00%～47.80%; MgO= 5.49%～7.01%), 具相對(duì)較低的CaO(8.19%～9.16%)、Fe2O3T(9.63%～10.21%)和K2O(1.01%～1.68%)含量, 較高的Al2O3(16.46%～17.15%)和Na2O(3.55%～4.50%)含量。隨著Mg#值下降, 樣品中TiO2、Ni、Cr含量逐漸降低(圖3b、c、d)。

圖1 華南三水盆地大地構(gòu)造位置(a; 據(jù)Yang et al., 2019a; Xu et al., 2012修改)及地質(zhì)簡(jiǎn)圖(b;據(jù)袁曉博, 2019修改)及其玄武巖露頭(c、d)

(a) 自形環(huán)帶結(jié)構(gòu)單斜輝石斑晶(正交偏光); (b) 單斜輝石和橄欖石斑晶顯微照片(正交偏光); (c) 單斜輝石斑晶中含豐富的礦物包裹體(BSE圖像); (d) 單斜輝石斑晶聚合體(BSE圖像)。礦物代號(hào): Cpx. 單斜輝石; Ol. 橄欖石; Pl. 斜長(zhǎng)石; Ilm. 鈦鐵礦。

表1 三水盆地古近紀(jì)玄武巖的主量(%)和微量元素(μg/g)組成

續(xù)表1:

續(xù)表1:

樣品稀土元素總量較高(ΣREE=171～226 μg/g), 輕、重稀土元素分異明顯((La/Yb)N=12.2～14.5), 無明顯Eu異常(圖4a)。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖中, 樣品顯著富集大離子親石元素, 相對(duì)虧損Th、U, 具有明顯的Nb-Ta-Sr-Ba正異常和強(qiáng)烈的Pb負(fù)異常(圖4b)。樣品Nb/Ta(17.5～18.9)、Th/U(3.62～4.35)及Nb/La(1.65～1.81)值變化較小, 但Zr/Hf(42.2～47.5)與Nb/U(46.3～66.5)值變化較大(表1)。

3.2 單斜輝石的成分特征及環(huán)帶結(jié)構(gòu)

三水盆地古近紀(jì)玄武巖中單斜輝石斑晶具有豐富的環(huán)帶結(jié)構(gòu), 包括正環(huán)帶結(jié)構(gòu)(圖5a、b)、反環(huán)帶(圖5c、d、e、f)和韻律環(huán)帶結(jié)構(gòu)(圖5g、h)。部分斑晶核部為它形不規(guī)則狀(圖5b、d、e), BSE圖像呈不規(guī)則的明暗相間區(qū)域, 在較暗區(qū)域見熔體包裹體; 還有部分斑晶核部呈篩孔狀(圖5a、b、d、e、g、h), 多數(shù)情況下充填玻璃或鈦鐵礦。

數(shù)據(jù)來源: 粵東玄武巖據(jù)Huang et al. (2013); 海南玄武巖據(jù)Wang et al. (2012); 福建玄武巖據(jù)Ho et al. (2000)和Li et al. (2020)。

球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough (1989); 原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)McDonough and Sun (1995)。

(a、b) 正環(huán)帶; (c、d、e、f) 反環(huán)帶; (g、h) 韻律環(huán)帶。線段AB、CD是剖面成分分析的位置。礦物代號(hào): Ol.橄欖石; Apt. 磷灰石; Sp. 尖晶石。圖中數(shù)字表示Mg#值。

單斜輝石成分變化復(fù)雜(表2、3), 其含量變化較大, SiO2=41.09%～52.23%; TiO2=0.22%～4.99%; Al2O3=1.38%～13.41%; FeOT=5.41%～14.36%; MnO= 0.04%～0.71%; MgO=9.04%～15.39%; CaO=17.45%～ 22.68%; Na2O=0.44%～1.10%; Cr2O3<0.48%。在輝石分類圖解中, 樣品主要落在普通輝石、透輝石區(qū)域(圖6a)。除了反環(huán)帶單斜輝石斑晶的少數(shù)核部成分具有明顯偏低的Mg#值外, 其他環(huán)帶結(jié)構(gòu)斑晶的Mg#值總體較高(>65), Na、Ti、Al與Mg#值之間則呈負(fù)相關(guān)關(guān)系(圖6b、c、d)。

表2 三水盆地古近紀(jì)玄武巖中單斜輝石斑晶成分電子探針分析結(jié)果(%)

續(xù)表2:

續(xù)表2:

續(xù)表2:

注: 以6個(gè)氧原子為單位計(jì)算陽離數(shù); FeOT為全鐵氧化物含量; bdl表示低于檢測(cè)。

表3 三水盆地古近紀(jì)玄武巖單斜輝石斑晶成分剖面電子探針分析數(shù)據(jù)(%)

續(xù)表3:

注: bdl表示低于檢測(cè)限。

正環(huán)帶單斜輝石斑晶通常為核?邊結(jié)構(gòu), BSE圖像顯示其核部較暗, 邊部較亮, 核部常呈圓化它形, 邊部較為自形(圖5a、b)。核部端元組成為Wo44.3～47.8En41.5～46.3Fs9.4～13.5, 相對(duì)富MgO(Mg#=76.1～ 83.3), 多為高Al-Ti含量的透輝石(TiO2=1.18%～3.46%, Al2O3=5.09%～8.83%), 其Cr2O3和Na2O含量相對(duì)較低(分別為0.05%～0.44%和0.48%～0.99%)。邊部端元組成為Wo45.9～50.1En35.4～40.2Fs12.4～15.2, 相對(duì)富Fe(Mg#= 70.6～75.6), TiO2和Al2O3含量(分別為3.17%～4.22%和5.06%～12.02%)也明顯高于核部。

反環(huán)帶單斜輝石斑晶大部分為核?幔?邊結(jié)構(gòu), BSE圖像顯示其核部較亮, 邊部較暗, 核部常呈不規(guī)則形狀(圖5c、d、e、f)。核部端元組成為Wo48.4～51.0En33.1～37.1Fs13.1～16.6, 相對(duì)富Fe(Mg#=66.8～74.2); 幔部端元組成為Wo46.0～49.5En37.1～42.3Fs9.7～13.4, 相對(duì)富Mg(Mg#=73.7～81.7), 與正環(huán)帶斑晶的核部成分較為相近; 邊部端元組成為Wo47.3～50.6En34.4～38.2Fs12.8～15.6, 相對(duì)富Mg(Mg#=69.2～75.3), 大部分反環(huán)帶斑晶從核部到邊部, FeO、Al2O3含量逐漸下降, MgO、Cr2O3、CaO含量逐漸上升。少數(shù)反環(huán)帶斑晶為核?邊結(jié)構(gòu), 核部成分具有明顯較低的Mg#值(<65), 偏離其他斑晶的成分變化趨勢(shì), 具有明顯較低的Al2O3(1.38%～2.46%)、TiO2(0.22%～0.49%)以及明顯較高的FeOT(12.47%～ 14.36%)、SiO2(51.39%～52.23%)、Na2O(0.70%～1.10%)含量, 其邊部成分與其他環(huán)帶結(jié)構(gòu)斑晶的邊部相似, 因而從核部到邊部呈現(xiàn)顯著的成分變化(圖5d、f); 一些低Mg#值反環(huán)帶斑晶核部被明顯熔蝕呈不規(guī)則狀, 或呈圓化狀, 熔蝕程度明顯弱于其他反環(huán)帶核部, 其邊部通常較薄。

韻律環(huán)帶單斜輝石斑晶BSE圖像顯示其核部常為不規(guī)則形狀, 明暗不均(圖5g、h), 幔部具明暗交替變化, 邊部則常具有較為自形的輪廓。韻律環(huán)帶主要有兩類, 一類以細(xì)環(huán)帶層為主(圖5g), 另一類以粗、細(xì)相間環(huán)帶層為主(圖5h)。前一類整體呈現(xiàn)出從核部到邊部的正環(huán)帶(圖5g、7a), 后一類則整體呈現(xiàn)出從內(nèi)到外的反環(huán)帶特征(圖5h), 元素面掃描顯示其疊加了扇狀結(jié)構(gòu)(中間漏斗形區(qū)域富集Al-Ti, 而邊部的區(qū)域則富集Si-Mg; 圖8), 但從核部到邊部, 主量元素成分仍呈現(xiàn)出韻律狀變化。

4 巖漿作用過程的礦物學(xué)記錄

由于單斜輝石在玄武巖演化過程中具有較寬的結(jié)晶溫壓范圍, 往往保留復(fù)雜的環(huán)帶結(jié)構(gòu), 可記錄巖漿演化過程(Ubide et al., 2014, 2019; Chen et al., 2018; Feng and Zhu, 2018, 2019; Xing and Wang, 2020)。三水盆地古近紀(jì)玄武巖中單斜輝石的環(huán)帶結(jié)構(gòu)多樣, 表明存在豐富的晶體?熔體不平衡反應(yīng), 指示了不同的巖漿作用過程。

4.1 正環(huán)帶結(jié)構(gòu): 巖漿演化過程中的晶體熔蝕?再生長(zhǎng)

正環(huán)帶結(jié)構(gòu)單斜輝石的核部呈圓化形態(tài), 并且核?邊接觸界面具有明顯的熔蝕形態(tài)(圖5b), 核部與邊部成分截然不同(表2), 表明相對(duì)原始單斜輝石與相對(duì)演化的熔體發(fā)生了熔蝕反應(yīng)后繼續(xù)結(jié)晶生長(zhǎng)。因此, 正環(huán)帶結(jié)構(gòu)單斜輝石斑晶代表了相對(duì)原始單斜輝石與相對(duì)演化的熔體混合過程。

圖6 三水盆地古近紀(jì)玄武巖單斜輝石Wo-En-Fs分類圖解(a; 據(jù)Morimoto et al., 1988)和主量元素變化關(guān)系圖(b、c、d)

4.2 反環(huán)帶結(jié)構(gòu): 巖漿補(bǔ)給過程中的晶體熔蝕?再生長(zhǎng)

大部分反環(huán)帶單斜輝石斑晶具有核?幔?邊結(jié)構(gòu), 核部不規(guī)則, 幔部相對(duì)自形, 增生邊部亦呈自形(圖5c), 形態(tài)學(xué)變化特征指示從核部到幔部演化過程中存在熔蝕?再生長(zhǎng)。相應(yīng)地, 從核部到幔部Mg#值上升, TiO2、Al2O3、Na2O含量降低。形態(tài)學(xué)與化學(xué)成分變化表明, 具有核?幔?邊結(jié)構(gòu)的反環(huán)帶單斜輝石斑晶由相對(duì)演化巖漿結(jié)晶的單斜輝石與相對(duì)原始的補(bǔ)給熔體發(fā)生反應(yīng), 代表晶體熔蝕?再生長(zhǎng)過程。

少數(shù)核?邊結(jié)構(gòu)的反環(huán)帶單斜輝石斑晶核部為它形不規(guī)則狀或半自形, 并含有豐富的礦物包裹體, 如磷灰石等(圖5f), 核?邊成分驟變(圖7b), 表明其核部直接被寄主巖漿捕獲并發(fā)生熔蝕?再生長(zhǎng)。通常, 同一巖漿體系在不同演化階段, 結(jié)晶的一系列單斜輝石將具有相似的成分變化趨勢(shì)(黃小龍等, 2007; Guo et al., 2007), 而三水盆地古近紀(jì)玄武巖中, 這類反環(huán)帶單斜輝石核部顯示出明顯不同于其他單斜輝石的成分變化趨勢(shì)(圖5d、f, 7b), 表明它們形成于不同性質(zhì)的母巖漿或者不同的巖漿環(huán)境。相對(duì)而言, 這類單斜輝石核部具有明顯較低的Mg#、Al2O3、TiO2和明顯較高的FeO、SiO2、Na2O含量, 指示其為較演化巖漿結(jié)晶的產(chǎn)物。另外, 磷灰石常存在于偏中酸性巖石中(Lee and Bachmann, 2014), 該類單斜輝石核部存在磷灰石, 進(jìn)一步指示其為地殼捕虜晶, 記錄了巖漿上升過程中的同化混染作用。

4.3 韻律環(huán)帶結(jié)構(gòu): 巖漿對(duì)流及多期次巖漿演化?補(bǔ)給過程

不同粗細(xì)韻律環(huán)帶具有不同成因, 包括巖漿對(duì)流、巖漿混合和巖漿補(bǔ)給(Ginibre et al., 2007; Streck, 2008; Viccaro et al., 2016)。通常, 同一巖漿房?jī)?nèi)不同位置的巖漿成分與溫度可能略有差異, 巖漿房?jī)?nèi)巖漿對(duì)流將導(dǎo)致晶體位置相對(duì)于熔體發(fā)生變化, 從而可能形成較細(xì)的成分環(huán)帶和較低幅度的成分變化(Ginibre et al., 2002)。本次研究單斜輝石斑晶韻律環(huán)帶成分變化幅度較大, 但并未偏離整體的成分演化趨勢(shì)(圖5g、7a), 指示多次巖漿混合事件(Ginibre et al., 2007), 代表單斜輝石生長(zhǎng)過程中的多次巖漿補(bǔ)給事件或單次巖漿補(bǔ)給引起的巖漿房?jī)?nèi)不同成分巖漿的多次對(duì)流。從核部到邊部, 韻律環(huán)帶單斜輝石斑晶各組環(huán)帶最高M(jìn)g#值不斷升高, 表明其生長(zhǎng)過程中主要為原始巖漿的補(bǔ)給作用。

圖7 韻律環(huán)帶和反環(huán)帶單斜輝石斑晶剖面成分變化(剖面位置見圖5g、f)

圖8 韻律環(huán)帶單斜輝石斑晶元素面掃描(圖5h所示單斜輝石斑晶)

疊加了扇形結(jié)構(gòu)的韻律環(huán)帶單斜輝石除了顯示類似的成分變化外, 其扇形結(jié)構(gòu)的中間長(zhǎng)柱區(qū)域還富集Al-Ti, 兩側(cè)扇形區(qū)域則富集Si-Mg(圖8)。前人研究認(rèn)為, 長(zhǎng)柱區(qū)域和扇形區(qū)域組分不同是由于單斜輝石在低冷卻度或者近于平衡條件下結(jié)晶時(shí)發(fā)生了陽離子交換反應(yīng)([Si4++Mg2+]扇形區(qū)=[Al3++Ti4+]長(zhǎng)柱區(qū))所致, 指示了緩慢的動(dòng)力效應(yīng)(Neave et al., 2019; Ubide et al., 2019), 一般形成于巖漿房與圍巖接觸的冷凝邊附近(Xing and Wang, 2020)。因此, 疊加了扇狀結(jié)構(gòu)的韻律環(huán)帶單斜輝石除了指示存在巖漿補(bǔ)給?混合過程外, 還說明其曾位于巖漿房與圍巖接觸的邊部, 經(jīng)歷了緩慢冷卻作用。

4.4 巖漿存儲(chǔ)位置: 巖漿房深度

單斜輝石與熔體組分溫壓計(jì)常被用于測(cè)算火山巖中單斜輝石的結(jié)晶壓力(Putirka, 2008; Mollo et al., 2018), 進(jìn)而推算地殼巖漿儲(chǔ)庫的深度。Putirka (2008)依據(jù)單斜輝石與熔體之間的Fe-Mg分配系數(shù)(D=[Fe2+/Mg]cpx/[Fe2+/Mg]melt)是否為常數(shù)判斷其是否平衡。Mollo et al. (2018)基于實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)建立了一系列熱力學(xué)方程, 定量估算輝石斑晶的結(jié)晶溫壓條件, 該溫壓計(jì)誤差分別為28 ℃和0.15 GPa(1SD), 通過回歸分析獲得體系的“透輝石+鈣鐵輝石(DiHd)”和“頑輝石+斜鐵輝石(EnFs)”組分, 然后與實(shí)驗(yàn)測(cè)量獲得的“透輝石+鈣鐵輝石、“頑輝石+斜鐵輝石”組分進(jìn)行比較, 根據(jù)它們之間的相關(guān)性來判斷單斜輝石與熔體是否平衡。此方法較“Fe-Mg分配系數(shù)法”更為穩(wěn)定和精確(Mollo et al., 2018), 因此本文采取Mollo et al. (2018)的方法來判斷熔體與單斜輝石之間是否平衡。

異常低Mg#值反環(huán)帶斑晶核部為變質(zhì)成因的地殼捕虜晶, 無法利用Mollo et al. (2018)的方法定量測(cè)算其形成溫度與壓力。另外, 由于本文分析的全巖主量元素?cái)?shù)據(jù)有限, 不足以確保所有單斜輝石斑晶成分都有匹配的全巖成分代表其平衡熔體, 因此選取地質(zhì)數(shù)據(jù)庫(http://georoc.mpch-mainz.gwdg.de/georoc/)中的大量粗面玄武巖全巖主量元素?cái)?shù)據(jù)(=555)作為熔體數(shù)據(jù), 與本文的單斜輝石斑晶成分進(jìn)行匹配, 以確定平衡熔體成分。同時(shí), 本文利用分析獲得的單斜輝石“透輝石+鈣鐵輝石(DiHd)”和“頑輝石+斜鐵輝石(EnFs)”組分與預(yù)測(cè)的單斜輝石?熔體對(duì)進(jìn)行比對(duì), 以確定單斜輝石與匹配熔體是否平衡(Mollo et al., 2013), ?DiHd和?EnFs的臨界值分別為±0.06和±0.05(Mollo et al., 2013)。

根據(jù)上述方法, 本次研究共有21個(gè)單斜輝石?熔體平衡對(duì)落在預(yù)測(cè)值的臨界范圍內(nèi)(圖9)。計(jì)算結(jié)果表明, 具有不同環(huán)帶結(jié)構(gòu)的單斜輝石斑晶結(jié)晶壓力均在0.32～0.47 GPa范圍內(nèi), 表明存在較淺的巖漿房; 結(jié)晶溫度主要集中于1080～1135 ℃之間, 進(jìn)一步表明這些環(huán)帶結(jié)構(gòu)所記錄的復(fù)雜巖漿作用過程均發(fā)生于較窄的溫壓范圍內(nèi)(圖10)。這明顯不同于較厚巖石圈環(huán)境下的基性巖漿活動(dòng), 其單斜輝石斑晶記錄了多個(gè)壓力范圍的巖漿房(Xing and Wang, 2020)。前人研究表明, 華南大陸地殼厚度從北向南逐漸減薄, 總體厚度為26～32 km(黃海波等, 2014), 因此可以推測(cè)三水盆地古近紀(jì)玄武巖的巖漿房位于中地殼范圍內(nèi), 地殼捕虜晶為巖漿從地幔源區(qū)向地殼巖漿房運(yùn)移過程中從下地殼捕獲的, 記錄了巖漿上升過程中的同化混染作用。

5 三水盆地古近紀(jì)玄武質(zhì)巖漿活動(dòng)特征與雙峰式巖漿成因機(jī)制

5.1 三水盆地古近紀(jì)玄武巖的巖漿演化過程

不同成分的巖漿在巖漿房中混合將導(dǎo)致結(jié)晶礦物形成各種復(fù)雜的環(huán)帶結(jié)構(gòu)(Ginibre et al., 2007), 因此礦物的不同環(huán)帶結(jié)構(gòu)記錄了復(fù)雜的巖漿演化過程; 通過研究礦物環(huán)帶結(jié)構(gòu)的成分變化, 可以反演晶體生長(zhǎng)過程中的巖漿性質(zhì)、環(huán)境溫度、壓力及氧逸度等因素的變化(黃小龍等, 2007; Streck, 2008)。

熔體數(shù)據(jù)選取自數(shù)據(jù)庫http: //georoc.mpch-mainz.gwdg.de/georoc/。

圖10 三水盆地古近紀(jì)玄武巖Mg#、結(jié)晶溫度與結(jié)晶壓力協(xié)變圖

三水盆地古近紀(jì)玄武巖全巖TiO2、Ni、Cr含量隨著Mg#值下降而逐漸降低(圖3b、c、d), 表明巖漿演化過程中存在橄欖石、單斜輝石、鈦鐵礦的結(jié)晶分異作用。相應(yīng)地, 單斜輝石斑晶明顯地往富集Wo而貧En、Fs的方向演化(圖6a), 表明巖漿中的Mg、Fe含量逐漸降低, 為橄欖石結(jié)晶消耗大量Mg、Fe, 從而導(dǎo)致演化巖漿中缺乏Mg、Fe。在橄欖石大量結(jié)晶之后, 單斜輝石開始結(jié)晶, 形成相對(duì)高M(jìn)g的核部(Mg#≈80)。在給定的Mg#值下, 三水盆地古近紀(jì)玄武巖中的Cr、Ni含量明顯低于福建、海南、粵東等地玄武巖, 表明其經(jīng)歷了更高比例的橄欖石和單斜輝石結(jié)晶分異。單斜輝石斑晶中Ti含量并沒有隨著Mg#值下降而明顯降低(圖6c), 表明鈦鐵礦結(jié)晶分異晚于單斜輝石。正環(huán)帶結(jié)構(gòu)單斜輝石核部呈圓化形態(tài), 核?邊接觸界面具有明顯的熔蝕形態(tài), 記錄了在相對(duì)演化巖漿體系中的熔蝕?再生長(zhǎng)過程, 即早先從相對(duì)原始的巖漿結(jié)晶的高M(jìn)g單斜輝石晶體與演化巖漿發(fā)生熔蝕反應(yīng), 之后在演化巖漿中繼續(xù)結(jié)晶生長(zhǎng)形成相對(duì)低Mg的邊部(Mg#=70～78)。反環(huán)帶結(jié)構(gòu)單斜輝石記錄了巖漿補(bǔ)給過程, 在較演化巖漿中成核結(jié)晶的單斜輝石與較原始的補(bǔ)給巖漿混合, 發(fā)生熔蝕反應(yīng), 之后再生長(zhǎng)。韻律環(huán)帶結(jié)構(gòu)的單斜輝石則指示了巖漿房中存在多次的巖漿補(bǔ)給事件, 并伴隨著巖漿自身的對(duì)流。由于所有單斜輝石斑晶的邊部具有相似成分(Mg#≈72)和自形輪廓, 表明在巖漿噴發(fā)前巖漿房中的基質(zhì)熔體與單斜輝石斑晶邊部已達(dá)平衡。反環(huán)帶單斜輝石斑晶的幔部與正環(huán)帶斑晶的核部成分變化趨勢(shì)一致, 指示它們結(jié)晶于相同的巖漿體系, 各自代表了巖漿房不同時(shí)期的結(jié)晶產(chǎn)物。反環(huán)帶斑晶邊部與正環(huán)帶斑晶邊部成分范圍類似, 并構(gòu)成了連續(xù)變化的趨勢(shì)(圖6), 表明它們結(jié)晶于成分相近的巖漿體系。另外, 正環(huán)帶和反環(huán)帶斑晶的邊部都較窄, 并且基質(zhì)單斜輝石為細(xì)小晶體, 指示了巖漿是從巖漿房快速噴發(fā)至地表。

三水盆地古近紀(jì)玄武巖主量、微量元素組成具有典型的OIB特征(圖4), 表明巖漿來源于軟流圈地幔的部分熔融; 根據(jù)單斜輝石斑晶的結(jié)晶壓力, 源區(qū)較原始的母巖漿最終上升聚集至壓力為0.32～0.47 GPa深度的地殼巖漿房發(fā)生巖漿演化。巖漿從地幔源區(qū)向地殼巖漿房運(yùn)移過程中還捕獲了下地殼物質(zhì), 但根據(jù)其全巖Nb-Ta-Sr-Ba正異常和強(qiáng)烈虧損Pb的微量元素組成特征(圖4), 以及虧損的Sr-Nd同位素組成(Chung et al., 1997), 表明地殼同化混染作用非常微弱。冷凝邊的存在能有效地阻止地殼混染(Chung et al., 1997), 同樣支持了三水盆地古近紀(jì)玄武巖受同化混染作用影響小的結(jié)論。

5.2 三水盆地古近紀(jì)雙峰式火山巖的成因機(jī)制

在造山帶地殼加厚的情況下, 地幔巖漿在穿越地殼的演化過程中, 常出現(xiàn)多個(gè)壓力范圍的巖漿房, 從而經(jīng)歷多層次的巖漿演化過程(Xing and Wang, 2020)。同樣, 在大陸弧環(huán)境, 由于上覆巖石圈較厚, 幔源巖漿在垂向上亦經(jīng)歷復(fù)雜的巖漿演化系統(tǒng)(Feng and Zhu, 2019)。三水盆地古近紀(jì)玄武巖在地殼巖漿房?jī)?nèi)部也經(jīng)歷了復(fù)雜的演化過程, 但其單斜輝石斑晶的來源深度較為一致, 暗示其來源于單一的巖漿房, 主要為中地殼層位, 明顯不同于造山帶加厚地殼或大陸弧環(huán)境下經(jīng)歷了多個(gè)不同深度的地殼巖漿房演化過程。另外, 三水盆地的巖漿房深度也明顯較淺(對(duì)應(yīng)壓力為0.32～0.47 GPa), 明顯不同于造山帶加厚地殼或者大陸弧環(huán)境下的幔源巖漿主要在下地殼深度的巖漿房發(fā)生巖漿演化, 表明其上覆巖石圈厚度較小。因此, 南海擴(kuò)張前夕, 北部陸緣巖石圈強(qiáng)烈拉伸與減薄, 致使巖石圈?軟流圈界面明顯抬升, 從而導(dǎo)致巖漿房較淺、巖漿在地殼垂向上的演化相對(duì)簡(jiǎn)單。地球物理研究結(jié)果也支持三水盆地的地殼及巖石圈發(fā)生了明顯的減薄(黃海波等, 2014; 張永謙等, 2019)。

三水盆地作為南海擴(kuò)張的前期產(chǎn)物, 出現(xiàn)了雙峰式火山巖(Chung et al., 1997; 董月霞等, 2006; 肖龍等, 2006)。前人認(rèn)為這套雙峰式火山巖可能為雙對(duì)流巖漿房的同期產(chǎn)物(Chung et al., 1997), 或者是從玄武質(zhì)巖漿中演化的中酸性巖漿在淺部先噴發(fā), 玄武質(zhì)巖漿在深部后噴發(fā)(董月霞等, 2006; 肖龍等, 2006)的結(jié)果。如果雙峰式火山巖是在雙對(duì)流巖漿房的同期產(chǎn)物, 則玄武巖和粗面巖、流紋巖會(huì)出現(xiàn)巖漿共生或者混合的情形, 但是野外地質(zhì)調(diào)查并未發(fā)現(xiàn)這種現(xiàn)象。本文研究表明, 三水盆地較早噴發(fā)的OIB型玄武巖來自軟流圈地幔源區(qū), 其母巖漿在中地殼巖漿房?jī)?nèi)逐漸聚集并經(jīng)歷了復(fù)雜的巖漿演化?補(bǔ)給過程; 隨著幔源巖漿的不斷補(bǔ)給, 將導(dǎo)致中地殼巖漿房及其周緣地殼的熱量逐漸聚焦, 導(dǎo)致圍巖被加熱, 持續(xù)的熱傳導(dǎo)使得地殼部分熔融, 熔體最終匯聚成巖漿房, 在局部噴發(fā)形成超過1000 m厚的中酸性巖漿巖。三水盆地中酸性巖漿巖具有相對(duì)富集的Sr-Nd同位素組成, 并顯示出強(qiáng)烈的Nb-Ta-Ti負(fù)異常特征(Chung et al., 1997; 董月霞等, 2006; 肖龍等, 2006), 也符合其源于巖漿房周緣地殼熔融的結(jié)果。由于該地殼熔融為高溫及淺部拉張環(huán)境所致, 因此三水盆地酸性巖也顯示出了A型花崗巖的特征(Chung et al., 1997)。實(shí)際上, 以三水盆地雙峰式火山巖為代表的南海擴(kuò)張前期陸緣巖漿活動(dòng)與紅海擴(kuò)張前期的陸緣巖漿活動(dòng)具有相似性。紅海是克拉通背景下由地幔上涌導(dǎo)致海盆擴(kuò)張的典型代表(Cochran and Martinez, 1988; Bosworth et al., 2005; Chang and Van der Lee, 2011; Bosworth, 2015), 在擴(kuò)張之前發(fā)生了巖石圈拉伸減薄及巖石圈?軟流圈界面抬升等, 其西岸南側(cè)蘇丹東北地區(qū)和也門西南地區(qū)也出現(xiàn)雙峰式巖漿活動(dòng)(早期為玄武質(zhì)巖石, 稍后噴發(fā)了中酸性粗面巖、流紋巖)(Bosworth, 2015)。

6 結(jié) 論

(1) 三水盆地古近紀(jì)玄武巖中單斜輝石斑晶具有復(fù)雜的環(huán)帶結(jié)構(gòu), 記錄了豐富的巖漿演化過程。核?邊結(jié)構(gòu)的正環(huán)帶單斜輝石, 指示了巖漿演化過程中的晶體熔蝕?再生長(zhǎng)過程; 核?幔?邊結(jié)構(gòu)的反環(huán)帶單斜輝石記錄了巖漿補(bǔ)給過程中的晶體熔蝕?再生長(zhǎng)過程; 核?邊結(jié)構(gòu)的反環(huán)帶單斜輝石記錄了巖漿運(yùn)移過程中的同化混染作用; 正常韻律環(huán)帶結(jié)構(gòu)單斜輝石記錄了巖漿對(duì)流及其多期次巖漿演化?補(bǔ)給過程; 疊加了扇狀結(jié)構(gòu)的韻律環(huán)帶單斜輝石記錄了緩慢動(dòng)力學(xué)效應(yīng), 指示其曾位于巖漿房冷凝邊附近。

(2) 根據(jù)單斜輝石?流體溫壓計(jì)獲得各類單斜輝石結(jié)晶溫度相近(1080～1135 ℃), 結(jié)晶壓力變化小(0.32～0.47 GPa), 指示其源于單一的淺部巖漿房, 明顯不同于造山帶加厚地殼或大陸弧環(huán)境下的玄武巖經(jīng)歷了多個(gè)不同深度的地殼巖漿房演化過程, 這也暗示了南海擴(kuò)張前夕, 北部陸緣的巖石圈強(qiáng)烈拉伸與減薄, 其巖石圈?軟流圈界面明顯抬升。

(3) 來自軟流圈地幔源區(qū)的玄武質(zhì)巖漿在淺部地殼巖漿房?jī)?nèi)逐漸聚集并經(jīng)歷了復(fù)雜的巖漿演化?補(bǔ)給過程, 由于幔源巖漿的不斷補(bǔ)給, 持續(xù)的熱傳導(dǎo)促使三水盆地局部區(qū)域的地殼熔融形成粗面巖和流紋巖, 與OIB型玄武巖構(gòu)成了雙峰式巖漿活動(dòng)。

致謝:實(shí)驗(yàn)測(cè)試過程中得到了中國(guó)科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所陳林麗工程師的技術(shù)指導(dǎo), 中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(武漢)鄭建平教授、云南大學(xué)王選策教授和中國(guó)科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所郭鋒研究員均對(duì)本文提出了寶貴的修改意見, 謹(jǐn)致謝忱！

董月霞, 肖龍, 周海民, 曾廣策, 王方正, 王旭東, 向華, 趙太平, 柳小明. 2006. 廣東三水盆地雙峰式火山巖: 空間展布、巖石學(xué)特征及其盆地動(dòng)力學(xué)意義. 大地構(gòu)造與成礦學(xué), 30(1): 82–92.

廣東省區(qū)域地質(zhì)志. 1988. 北京: 地質(zhì)出版社: 941.

黃海波, 郭興偉, 夏少紅, 丘學(xué)林. 2014. 華南沿海地區(qū)地殼厚度與泊松比研究. 地球物理學(xué)報(bào), 57(12): 3896–3906.

黃小龍, 徐義剛, 楊啟軍, 陳林麗. 2007. 滇西萵中晚始新世高鎂富鉀火山巖中單斜輝石斑晶環(huán)帶結(jié)構(gòu)的成因: 巖漿補(bǔ)給?混合過程. 高校地質(zhì)學(xué)報(bào), 13(2): 250–260.

肖龍, 周海民, 董月霞, 曾廣策, 王方正. 2006. 廣東三水盆地火山巖: 地球化學(xué)特征及成因——兼論火山巖性質(zhì)的時(shí)空演化和南海形成的深部過程. 大地構(gòu)造與成礦學(xué), 30(1): 72–81.

袁曉博. 2019. 三水盆地新生代巖漿記錄與南海早期演化. 北京: 中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京)博士學(xué)位論文.

張維. 2013. 三水盆地陸內(nèi)裂谷火山活動(dòng)特征與南海早期演化. 北京: 中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京)博士學(xué)位論文.

張永謙, 徐峣, 嚴(yán)加永, 徐志伍, 趙金花. 2019. 華南東南部地殼厚度、屬性及其與成礦的關(guān)系: 基于地震接收函數(shù)的約束. 中國(guó)地質(zhì), 46(4): 723–736.

Bosworth W. 2015. Geological evolution of the Red Sea: Historical background, review, and synthesis // Rasul N M A, Stewart I C F. The Red Sea: The Formation, Morphology, Oceanography and Environment of a Young Ocean Basin. Berlin, Heidelberg: Springer Berlin Heidelberg: 45–78.

Bosworth W, Huchon P, McClay K. 2005. The Red Sea and Gulf of Aden basins., 43(1): 334–378.

Briais A, Patriat P, Tapponnier P. 1993. Updated interpretation of magnetic anomalies and seafloor spreading stages in the South China Sea: Implications for the Tertiary tectonics of Southeast Asia.:, 98(B4): 6299–6328.

Chang S J, Van der Lee S. 2011. Mantle plumes and associatedflow beneath Arabia and East Africa., 302(3–4): 448–454.

Chen L, Zheng Y F, Zhao Z F. 2018. Geochemical insights from clinopyroxene phenocrysts into the effect of magmatic processes on petrogenesis of intermediate volcanics., 316: 137–153.

Chung S L, Cheng H, Jahn B M, O’Reilly S Y, Zhu B. 1997. Major and trace element, and Sr-Nd isotope constraints on the origin of Paleogene volcanism in South China priorto the South China Sea opening., 40(2): 203–220.

Cochran J R, Martinez F. 1988. Evidence from the Northern Red-Sea on the transition from continental to oceanic rifting., 153(1–4): 25–53.

Cooper K M. 2017. What does a magma reservoir look like? The “Crystal’s-Eye” view., 13(1): 23–28.

Duncan R A, Richards M A. 1991. Hotspots, mantle plumes, flood basalts, and true polar wander., 29(1): 31–50.

Feng W Y, Zhu Y F. 2018. Decoding magma storage and pre-eruptive processes in the plumbing system beneath early Carboniferous arc volcanoes of southwestern Tianshan, Northwest China., 322: 362–375.

Feng W Y, Zhu Y F. 2019. Magmatic plumbing system beneath a fossil continental arc volcano in western Tianshan (NWChina): Constraints from clinopyroxene and thermodynamic modelling., 350: 1–20.

Ginibre C, Kronz A, Woèrner G. 2002. High-resolution quantitative imaging of plagioclase composition using accumulated backscattered electron images: New constraints on oscillatory zoning., 142(4): 436–448.

Ginibre C, W?rner G, Kronz A. 2007. Crystal zoning as an archive for magma evolution., 3(4): 261–266.

Guo F, Nakamura E, Fan V, Kobayashi K, Li C. 2007. Generation of Palaeocene adakitic andesites by magma mixing; Yanji Area, NE China., 48(5): 661–692.

Ho K S, Chen J C, Juang W S. 2000. Geochronology and geochemistry of late Cenozoic basalts from the Leiqiong area, southern China., 18(3): 307–324.

Huang X L, Niu Y L, Xu Y G, Ma J L, Qiu H N, Zhong J W. 2013. Geochronology and geochemistry of Cenozoic basalts from eastern Guangdong, SE China: Constraints on the lithosphere evolution beneath the northern margin of the South China Sea., 165(3): 437–455.

Lebedev S, Nolet G. 2003. Upper mantle beneath southeast Asia from S velocity tomography.:, 108(B1): 1–26.

Lee C T A, Bachmann O. 2014. How important is the role of crystal fractionation in making intermediate magmas? Insights from Zr and P systematics., 393: 266–274.

Li C F, Xu X, Lin J, Sun Z, Zhu J, Yao Y J, Zhao X X, Liu Q S, Kulhanek D K, Wang J, Song T R, Zhao J F, Qiu N, Guan Y X, Zhou Z Y, Williams T, Bao R, Briais A, Brown E A, Chen Y F, Clift P D, Colwell F S, Dadd K A, Ding W W, Almelda I H, Huang X L, Hyun S, Jiang T, Koppers A A P, Li Q Y, Liu C L, Liu Z F, Nagal R H, Peleo-Alampay A, Su X, Tejada M L, Trinh S H, Yeh Y C, Zhang C L, Zhang F, Zhang G L. 2014. Ages and magnetic structures of the South China Sea constrained by deep towmagnetic surveys and IODP Expedition 349.,,, 15(12): 4958– 4983.

Li X H, Li Z X, Wingate M T D, Chung S L, Liu Y, Lin G C, Li W X. 2006. Geochemistry of the 755 Ma Mundine Well dyke swarm, northwestern Australia: Part of a Neoproterozoic mantle superplume beneath Rodinia?, 146(1): 1–15.

Li Y Q, Kitagawa H, Nakamura E, Ma C Q, Hu X Y, Kobayashi K, Sakaguchi C. 2020. Various ages of recycled material in the source of Cenozoic basalts in Southeast China: Implications for the role of the Hainan plume., 61(6): 1–31.

Lin J, Xu Y G, Sun Z, Zhou Z Y. 2019. Mantle upwelling beneath the South China Sea and links to surrounding subduction systems., 6(5): 877–881.

Mcdonough W F, Sun S S. 1995. The composition of the Earth., 120(3–4): 223–253.

Mollo S, Blundy J, Scarlato P, De Cristofaro S P, Tecchiato V, Di Stefano F, Vetere F, Holtz F, Bachmann O. 2018. An integrated-H2O-lattice strain model to quantify the role of clinopyroxene fractionation on REE+Y and HFSE patterns of mafic alkaline magmas: Application to eruptions at Mt. Etna., 185: 32–56.

Mollo S, Putirka K, Misiti V, Soligo M, Scarlato P. 2013. A new test for equilibrium based on clinopyroxene-melt pairs: Clues on the solidification temperatures of Etnean alkaline melts at post-eruptive conditions., 352: 92–100.

Morimoto N. 1988. Nomenclature of pyroxenes., 39(1): 55–76.

Neave D A, Bali E, Guefinnsson G H, Halldórsson S A, Kahl M, Schmidt A S, Holtz F. 2019. Clinopyroxene- liquid equilibria and geothermobarometry in natural and experimental tholeiites: The 2014–2015 Holuhraun eruption, Iceland., 60(8): 1653–1680.

Putirka K D. 2008. Thermometers and barometers for volcanic systems.,, 69: 61–120.

Qian S P, Zhou H Y, Zhang L, Cheng R. 2020. Mantle heterogeneity beneath the South China Sea: Chemical and isotopic evidence for contamination of ambient asthenospheric mantle., 354: 1–12.

Ru K, Pigott J D. 1986. Episodic rifting and subsidence in the South China Sea., 70(9): 1136–1155.

Streck M J. 2008. Mineral textures and zoning as evidence for open system processes // Putirka K D, Tepley F J. Minerals, Inclusions and Volcanic Processes. Mineralogical Society of America, Geochemical Society, Chantilly, Va: 595–622.

Sun S S, McDonough W F J. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes.,,, 42(1): 313–345.

Tamaki K, Hoang N. 1998. Mantle extrusion: A model for dispersed volcanism and DUPAL-like asthenosphere in East Asia and the Western Pacific., 27: 67–88.

Tamaki K, Honza E. 1991. Global tectonics and formation of marginal basins — Role of the Western Pacific., 14(3): 224–230.

Ubide T, Caulfield J, Brandt C, Bussweiler Y, Mollo S, Di Stefano F, Nazzari M, Scarlato P. 2019. Deep magma storage revealed by multi-method elemental mapping of clinopyroxene megacrysts at Stromboli volcano., 7, 239.

Ubide T, Gale C, Arranz E, Lago M, Larrea P. 2014. Clinopyroxene and amphibole crystal populations in a lamprophyre sill from the Catalonian Coastal Ranges (NE Spain): A record of magma history and a window to mineral-melt partitioning., 184: 225–242.

Viccaro M, Barca D, Bohrson W A, D’Oriano C, Giuffrida M, Nicotra E, Pitcher B W. 2016. Crystal residence times from trace element zoning in plagioclase reveal changes in magma transfer dynamics at Mt. Etna during the last 400 years., 248: 309–323.

Wang X C, Li Z X, Li X H, Li J, Liu Y, Long W G, Zhou J B, Wang F. 2012. Temperature, pressure, and composition of the mantle source region of Late Cenozoic basalts in Hainan Island, SE Asia: A consequence of a young thermal mantle plume close to subduction zones?, 53(1): 177–233.

Xing C M, Wang C Y. 2020. Periodic mixing of magmas recorded by oscillatory zoning of the clinopyroxene macrocrysts from an ultrapotassic lamprophyre dyke., 61(11–12): 1–26.

Xu Y G, Wei J X, Qiu H N, Zhang H H, Huang X L. 2012. Opening and evolution of the South China Sea constrained by studies on volcanic rocks: Preliminary results and a research design., 57(24): 3150– 3164.

Yang F, Huang X L, Xu Y G, He P L. 2019a. Magmatic processes associated with oceanic crustal accretion at slow-spreading ridges: Evidence from Plagioclase in mid-ocean ridge basalts from the South China Sea., 60(6): 1135–1161.

Yang F, Huang X L, Xu Y G, He P L. 2019b. Plume-ridge interaction in the South China Sea: Thermometric evidence from Hole U1431E of IODP Expedition 349., 324: 466–478.

Yang H J, Frey F A, Clague D A, Garcia M O. 1999. Mineral chemistry of submarine lavas from Hilo Ridge, Hawaii: Implications for magmatic processes within Hawaiian rift zones., 135(4): 355–372.

Yu M, Yan Y, Huang C Y, Zhang X, Tian Z, Chen W H, Santosh M. 2018. Opening of the South China Sea and upwelling of the Hainan plume., 45(6): 2600–2609.

Yu X, Liu Z F. 2020. Non-mantle-plume process caused the initial spreading of the South China Sea., 10(1): 8500.

Yuan Y R, Wang B G, Tang X Z, Lai X J, Hou H M, Fan S Q, Liu Z Y. 1994. Cretaceous Early Tertiary paleolatitude migration in the Sanshui Basin of South China and the evolution of the South China Sea., 235(1–2): 117–129.

Zhang G L, Luo Q, Zhao J, Jackson M G, Guo L S, Zhong L F. 2018. Geochemical nature of sub-ridge mantle and opening dynamics of the South China., 489: 145–155.

Zhou H M, Xiao L, Dong Y X, Wang C Z, Wang F Z, Ni P Z. 2009. Geochemical and geochronological study of the Sanshui basin bimodal volcanic rock suite, China: Implications for basin dynamics in southeastern China., 34(2): 178–189.

Zhu B Q, Wang H F, Chen Y W, Chang X Y, Hu Y G, Xie J. 2004. Geochronological and geochemical constraint on the Cenozoic extension of Cathaysian lithosphere and tectonic evolution of the border sea basins in East Asia., 24(2): 163–175.

Magmatism Prior to the Spreading of the South China Sea: Constraints on Magmatic Processes of the Early Paleogene Basalts in the Sanshui Basin, South China

YANG Jin1, 2, 3, 4, YANG Fan1, 2, 3, HUANG Xiaolong1, 2, 3*, ZHU Shengzhu1, 2, 3, 4,MIAO Xiuquan1, 2, 3, 4, HE Pengli1, 2, 3

(1. State Key Laboratory of Isotope Geochemistry, Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, Guangdong, China; 2. Center of Excellence of Deep Earth Sciences, Guangzhou 510640, Guangdong, China; 3. Guangdong Provincial Laboratory of Southern Ocean Science and Engineering (Guangzhou), Guangzhou 511458, Guangdong, China; 4. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China)

TheEarly Paleogene basalts in the Sanshui Basin (64–43 Ma) recorded the magmatic-tectonic activity of the continental breakup prior to the spreading of the South China Sea. This paper presents detailed petrological and mineralogical constraints on the Early Paleogene basalts in the Sanshui Basin, and investigates their magmatic evolution and related geodynamics. The Early Paleogene basalts in the Sanshui Basin show typical OIB-type trace element compositions, which were derived from the partial melting of asthenosphere mantle source.Clinopyroxene phenocrysts in the rocks show complex zonation, including normal zoning, reverse zoning, oscillatory zoning, sector zoning, etc., which denotes complex magmatic processes. Normal zoned clinopyroxene phenocrysts are usually composed of the core and the rim. The cores are rounded or irregular, and were wrapped by euhedral rims, which indicates the processes of dissolution and overgrowth of clinopyroxene due to mixing between the early crystals and the later evolved magma. Most of reverse zoned clinopyroxene phenocrysts are composed of core, mantle and rim. The low-Mg cores have been partially dissolved as irregular or rounded, and were wrapped by the high-Mg mantle and euhedral rim, which indicates the replenishment of relatively primitive magma. In addition, a few reverse zoned clinopyroxene phenocrysts show core-rim structure; the cores are crustal xenocryst with distinctly low Al2O3, TiO2contents and Mg#values, which suggests slight crustal assimilation and contamination when the magma was pumping into the crustal magma chamber from mantle source. Oscillatory zoned clinopyroxene phenocrysts have irregular cores wrapped by the compositionallyoscillatory mantles and euhedral rims, which recorded the processes of magmatic convection and repeated differentiationand replenishment. In spite of the complex zonation, clinopyroxene phenocrysts exhibit relatively constant crystallization pressure (0.32–0.47 GPa) and temperature (1080–1135 ℃), indicating they were derived from a relatively stable and shallow magma chamber. Therefore, the lithosphere of the northern continental margin should have been strongly stretched and thinned prior to the spreading of the South China Sea. This resulted in significant uplift of the lithosphere-asthenosphere boundary, and subsequent melt migration into the crustal magma chamber at shallow depth, leading to magma differentiation, replenishment and convection. Due to repeated magma replenishment in a stable magma chamber, the crust at the periphery of the chamber was continuously heated and might partially melt to produce trachyte and rhyolite (thickness of >1000 m). This paper offers a new perspective on the petrogenesis of the bimodal volcanic rocks in the Sanshui Basin, South China.

clinopyroxene; zoning texture; basalt; bimodal volcanic rocks; magma chamber; South China Sea

10.16539/j.ddgzyckx.2022.03.009

2021-12-10;

2022-01-25

國(guó)家自然科學(xué)基金項(xiàng)目(U1701641、41625007、42002048)和南方海洋科學(xué)與工程廣東省實(shí)驗(yàn)室(廣州)人才團(tuán)隊(duì)引進(jìn)重大專項(xiàng)(GML2019ZD0202)聯(lián)合資助。

楊錦(1996–), 男, 碩士研究生, 地球化學(xué)專業(yè)。E-mail: 2309438969@qq.com

黃小龍(1972–), 男, 研究員, 博士生導(dǎo)師, 從事巖石地球化學(xué)研究。E-mail: xlhuang@gig.ac.cn

P581; P511.4

A

1001-1552(2022)03-0530-022