粵東河源盆地晚白堊世玄武巖地球化學(xué)特征 及其大地構(gòu)造意義

杜商嵐 , 李鵬飛 , 張運迎, 令佳琪 ,

胡萬萬1, 2, 3, 李 震1, 2, 3

(1.中國科學(xué)院 廣州地球化學(xué)研究所, 同位素地球化學(xué)國家重點實驗室, 廣東 廣州 510640; 2.中國科學(xué)院深地科學(xué)卓越創(chuàng)新中心, 廣東 廣州 510640; 3.中國科學(xué)院大學(xué), 北京 100049; 4.中國科學(xué)院 南海海洋 研究所 邊緣海與大洋地質(zhì)重點實驗室, 廣東 廣州 510310)

0 引 言

華南大陸是歐亞大陸的重要組成部分, 位于太平洋與特提斯兩大構(gòu)造域的交接部位, 由揚子和華夏兩個地塊于新元古代拼貼而成(圖1a)(Chen et al., 1991; Charvet et al., 1996; Zhao and Cawood, 1999; Li et al., 2002; Li et al., 2009)。早中生代, 受古太平洋板塊俯沖影響, 華南大陸東南緣以發(fā)育安第斯型大陸邊緣弧體系為特征(Zhou and Li, 2000; Niu et al., 2015)。中生代晚期, 華南大陸經(jīng)歷了幕式的擠壓伸展變形(舒良樹, 2012; 張岳橋等, 2012; Li et al., 2014), 其東南緣由安第斯型大陸邊緣向西太平洋型大陸邊緣轉(zhuǎn)換(Li et al., 2012), 并伴隨著古南海的打開(Shao et al., 2017; Ye et al., 2018)。華南大陸南緣產(chǎn)出一系列NE-SW向晚中生代伸展盆地(Zhou and Li, 2000; Zhou et al., 2006; Shu et al., 2009), 記錄著華南大陸南緣晚中生代構(gòu)造體制轉(zhuǎn)換方面的關(guān)鍵信息。本次研究以粵東河源盆地為研究對象, 通過分析其內(nèi)部玄武巖的元素地球化學(xué)和Sr-Nd-Pb-Hf同位素特征, 揭示了華南大陸南緣晚白堊世玄武巖的巖石學(xué)成因, 為華南大陸南緣晚中生代構(gòu)造體制轉(zhuǎn)換及古南海的打開提供了新的約束。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

華南大陸主要包括揚子、華夏兩個地塊(圖1a) (Chen et al., 1991; Charvet et al., 1996; Zhao and Cawood, 1999; Li et al., 2002; Li et al., 2009), 其北以秦嶺-大別造山帶為界與華北克拉通相鄰, 西以龍門山和三江造山帶與松潘-甘孜造山帶、羌塘地塊相隔, 西南以哀牢山-紅河斷裂與印支地塊相接(圖1a) (Shu et al., 2009; 舒良樹, 2012; 張岳橋等, 2012)。元古代末期(約1.1～0.8 Ga), 揚子地塊與華夏地塊沿江山-紹興斷裂發(fā)生碰撞, 形成江南造山帶(Chen et al., 1991; Charvet et al., 1996; Zhao and Cawood, 1999; Li et al., 2002; Li et al., 2009)。之后, 華南大陸經(jīng)歷了廣泛的裂谷作用形成南華盆地, 其可能與新元古代羅迪尼亞(Rodinia)超大陸裂解有關(guān)(Wang et al., 2003)。顯生宙, 華南大陸經(jīng)歷了多期次的造山旋回, 包括早古生代陸內(nèi)造山作用、印支期碰撞造山作用和燕山期幕式擠壓-伸展造山作用(Shu et al., 2008, 2009; 舒良樹, 2012; Li et al., 2014)。侏羅紀(jì)以來, 受古太平洋板塊低角度俯沖的影響, 華南大陸廣泛發(fā)育NE向褶皺沖斷帶(Yan et al., 2003; 張岳橋等, 2012; Li et al., 2018); 白堊紀(jì), 受古太平洋俯沖角度變化的影響(Zhou and Li, 2000), 華南大陸發(fā)生了幕次性的大規(guī)模伸展作用, 形成了一系列NE向和NNE向伸展斷陷盆地, 并伴隨著廣泛火山噴發(fā)(Lin et al., 2000; Shu et al., 2009; 舒良樹, 2012; Li et al., 2013; Ji et al., 2018; Chu et al., 2019)。

河源盆地位于廣東省東部, 沿著華南大陸南緣呈NE-SW向展布(圖1b), 與周緣晚侏羅世黑云母花崗巖、早侏羅世和古生代地層呈不整合接觸(凌秋賢和張顯球, 2002), 是華南大陸南緣晚中生代伸展斷陷盆地體系的重要組成部分。盆地西北邊界為河源斷裂帶(圖1b), 走向NE, 傾向南東, 為地殼尺度的正斷層體系, 主要活動于中生代, 控制著河源伸展盆地的形成。該斷裂在新生代曾多次活動, 并以壓扭性為特征, 目前沿著該斷裂有一系列熱泉產(chǎn)出

(Qiu et al., 2018; Tannock et al., 2020)。

河源盆地出露地層有下白堊統(tǒng)-古新統(tǒng), 主要是一套較粗的紅色碎屑巖, 包括礫巖、砂礫巖、含礫砂巖(凌秋賢和張顯球, 2002), 其地層劃分方案眾多(李時若和唐吉陽, 1966; 廣東省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1988; 凌秋賢和張顯球, 2002)。本文采用凌秋賢和張顯球(2002)的方案, 自下而上將河源盆地地層劃分為南雄群(包括大鳳組、主田組和湞水組)、丹霞組和莘莊村組(圖1b)。南雄群產(chǎn)出恐龍圓形蛋(Oolithes spheroides)、竊蛋龍化石和恐龍長形蛋(Oolithes elongatus), 指示其時代為晚白堊世; 之上的丹霞組時代推測為晚白堊世至古新世; 而莘莊村組中產(chǎn)出介形蟲(Eucypris sanshuiensis)和瓣鰓類(Sphaerium scaldianum)化石, 指示其時代為古新世(凌秋賢和張顯球, 2002; 張顯球等, 2005)。河源盆地內(nèi)發(fā)育玄武巖夾層, 李時若和唐吉陽(1966)對其開展了詳細(xì)的野外工作, 認(rèn)為玄武巖噴發(fā)經(jīng)歷了三個階段, 筆者在對照凌秋賢和張顯球(2002)對于河源盆地地層的劃分方案后, 認(rèn)為第一階段玄武巖噴發(fā)于大鳳組和主田組的沉積過程中; 第二階段玄武巖產(chǎn)出于主田組之上、莘莊村組之下; 第三階段玄武巖位于莘莊村組上部。

2 樣品描述和分析方法

2.1 樣品特征

在河源盆地中部楊村-埔前地區(qū), 出露有狹長條帶狀玄武巖夾層(圖1b), 不整合覆于主田組之上(廣東省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1988)。該條帶狀玄武巖夾層傾向北西, 傾角～10°, 厚約14～40 m(廣東省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1988), 與河源盆地內(nèi)第二個階段玄武巖(李時若和唐吉陽, 1966)相對應(yīng), K-Ar同位素測年顯示其噴發(fā)于～74 Ma(凌秋賢和張顯球, 2002)。本次研究針對該條帶狀玄武巖夾層采集了5塊樣品(地理坐標(biāo)為23°28′49.46″N, 114°28′18.64″E)。玄武巖樣品主要由斜長石(40%)、輝石(30%)、橄欖石(10%)及少量玻璃質(zhì)和不透明礦物組成(圖2a), 并以產(chǎn)出少量杏仁狀構(gòu)造為特征, 杏仁體大小在0.1～0.5 cm之間, 常呈橢圓形, 主要成分為玉髓(圖2b)。

圖2 玄武巖顯微特征(a)和薄片照片(b) Fig.2 Microphotographs of the amygdaloid-bearing basalt

2.2 分析測試方法

樣品的主量、微量元素和同位素分析測試均在武漢上譜分析科技有限責(zé)任公司完成。挑選蝕變程度低、新鮮的樣品, 切去風(fēng)化面破碎至0.5 cm左右, 剔除含杏仁體的顆粒, 將剩余樣品破碎研磨至～0.2 cm。然后將巖石碎塊用稀鹽酸浸泡5 min, 之后用蒸餾水通過超聲波震蕩反復(fù)清洗。待樣品風(fēng)干后, 用瑪瑙研缽研磨至200目以下, 之后進(jìn)行全巖元素地球化學(xué)和同位素分析。

2.2.1 全巖地球化學(xué)

全巖主量元素采用波長色散X射線熒光光譜儀(ZSXPrimus Ⅱ)測試, 詳細(xì)的操作過程見Liu et al.(2008)。測試過程中采用GBW07105和GBW07111作為標(biāo)準(zhǔn)樣品, 分析誤差為1%～5%。微量元素測試?yán)秒姼旭詈系入x子體質(zhì)譜儀(Agilent 7700e), 依據(jù)GB/ T14506.30-2010硅酸鹽巖石化學(xué)分析方法完成, 詳細(xì)操作過程見Liu et al.(2008)。測試過程中采用AGV-2、BHVO-2和RGM-2作為標(biāo)準(zhǔn)樣品, 分析誤差＜9%。

2.2.2 Sr-Nd-Pb-Hf同位素

Sr-Nd-Pb-Hf同位素通過MC-ICP-MS(Neptune Plus)測試完成。實驗采用NBS987為標(biāo)樣,87Sr/86Sr平均值為0.710243±11, 與推薦值0.710241±12(Thirlwall, 1991)在誤差范圍內(nèi)一致。Nd同位素標(biāo)樣為GSB, 其143Nd/144Nd平均值為0.512445±8, 與推薦值0.512439±10 (Li et al., 2017)在誤差范圍內(nèi)一致。Pb同位素標(biāo)樣為NBS981, 其206Pb/204Pb測定值為16.942±1,207Pb/204Pb測定值為15.500±1,208Pb/204Pb測定值為36.727±1, 與206Pb/204Pb參考值16.942±1、207Pb/204Pb參考值15.500±1、208Pb/204Pb參考值36.726±3在誤差范圍內(nèi)一致(Baker et al., 2004)。Hf同位素采用Alfa Hf為標(biāo)樣, 其176Hf/177Hf平均值為0.282224±7, 與推薦值0.282224±15在誤差范圍內(nèi)一致(Zhang and Hu, 2020)。

3 分析結(jié)果

5個樣品的全巖主量和微量元素組成見表1, Sr-Nd-Pb-Hf同位素組成見表2。

表1 河源盆地玄武巖主量(%)和微量元素(μg/g)分析結(jié)果 Table 1 Major (%) and trace element (μg/g) concentrations of the basalts from the Heyuan Basin

表2 河源盆地玄武巖Sr-Nd-Pb-Hf同位素分析結(jié)果 Table 2 Sr-Nd-Pb-Hf isotopic compositions of the basalts from the Heyuan Basin

3.1 主量元素

本次研究的河源盆地玄武巖SiO2含量為52.54%～ 53.03%, 具有較高的Al2O3含量(14.98%～15.23%)和Na2O含量(2.60%～2.66%), 較低的TiO2含量(1.67%～1.71%)和K2O含量(0.42%～0.45%), Mg#值為58～59。在TAS巖石分類圖解(圖3a)中, 巖石屬于亞堿性玄武安山巖, K2O-SiO2圖解(圖3b)顯示其均屬于低鉀拉斑系列。巖石富Na, 在K2O-Na2O圖解中(圖3c), 樣品均落入鈉質(zhì)系列區(qū)域。

圖3 河源盆地玄武巖TAS(a; 底圖據(jù)Bas et al., 1986), K2O-SiO2(b; 底圖據(jù)Rickwood, 1989)和K2O-Na2O(c; 底圖據(jù)Middlemost, 1975)圖解 Fig.3 TAS (a), K2O vs. SiO2 (b), K2O vs.Na2O (c) plots of the basalts from the Heyuan Basin

3.2 微量元素

玄武巖稀土元素總量(∑REE)較低, 為62.3～ 67.0 μg/g, LREE/HREE值為3.40～3.68, (La/Yb)N值為3.72～4.12, (La/Sm)N值為1.97～2.11, 表明輕、重稀土元素分餾程度中等, 富集輕稀土元素。玄武巖無明顯Ce異常(δCe=0.98～1.00), 顯示輕微Eu正異常(δEu=1.06～1.19)。與正常洋中脊玄武巖(N-MORB)相比, 河源盆地玄武巖相對富集輕稀土元素(圖4a)。REE特征除了表現(xiàn)出Eu輕微正異常外, 其他特征與E-MORB整體相似, 表明河源盆地玄武巖可能來自于富集地幔源區(qū)。原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖中(圖4b), 玄武巖富集 Ba、Th、Sr等大離子親石元素(LILEs), Nb、Ta、Ti等高場強(qiáng)元素(HFSEs)并未顯示出明顯虧損, 此外樣品還富集Pb元素。河源盆地玄武巖不僅具有與E-MORB相似的微量元素特征, 而且也與典型的弧后盆地玄武巖(如日本海玄武巖)的稀土元素和微量元素地球化學(xué)特征相似(圖4a、b)。此外, Kuang et al.(2020)亦對河源盆地玄武巖進(jìn)行了地球化學(xué)分析, 其微量元素特征與本研究基本一致。

圖4 河源盆地玄武巖球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分模式圖(a)和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(b) Fig.4 Chondrite normalized REE patterns (a) and primitive mantle normalized trace element spider diagrams (b) of the basalts from the Heyuan Basin

3.3 Sr-Nd-Pb-Hf同位素

根據(jù)前人測定的玄武巖K-Ar同位素年齡74 Ma (凌秋賢和張顯球, 2002), 計算了河源盆地玄武巖初始同位素比值。玄武巖的(87Sr/86Sr)i值為0.704878～ 0.704888,εNd(t)值為1.5～1.9, 與中國東部晚白堊世玄武巖具有相似特征(圖5a)。本次研究的河源盆地玄武巖(206Pb/204Pb)i值為18.685～18.705, (207Pb/204Pb)i值為15.710～15.711, (208Pb/204Pb)i值為39.087～39.104, 均在NHRL(北半球參考線)之上, 且處于太平洋沉積物范圍附近(圖5c、d)。(176Hf/177Hf)i值在0.282857～ 0.282867之間,εHf(t)值為4.6～5.0。

圖5 εNd(t)-(87Sr/86Sr)i(a)、εNd(t)-La/Nb(b; 底圖據(jù)Chen et al., 2008b)、(207Pb/204Pb)i-(206Pb/204Pb)i(c)、(208Pb/204Pb)i- (206Pb/204Pb)i(d)圖解 Fig.5 εNd(t) vs. (87Sr/86Sr)i (a), εNd(t) vs.La/Nb (b), (207Pb/204Pb)i vs. (206Pb/204Pb)i (c), and (208Pb/204Pb)i vs. (206Pb/204Pb)i (d) plots of the basalts from the Heyuan Basin

4 討 論

4.1 玄武巖巖石成因

4.1.1 地殼混染和分離結(jié)晶

大陸玄武質(zhì)巖漿在上升至地表過程中會穿過大陸地殼, 存在被地殼混染的可能性。大陸地殼明顯虧損Nb、Ta等高場強(qiáng)元素, 富集LREEs、LILEs和Pb元素(Rudnick et al., 2003)。 (Th/Nb)PM、(La/Nb)PM、Nb/U、Ba/Zr、Ti/Y、Zr/Y和Nb/Y值能夠有效判別地殼物質(zhì)的貢獻(xiàn)。在Nb/U-Nb以及(Th/Nb)PM-(La/Nb)PM圖解(圖6a、b)中, 河源盆地玄武巖投點靠近MORB/OIB區(qū)域, 遠(yuǎn)離地殼區(qū)域。在Ba/Zr-Ti/Y和Nb/Y-Zr/Y圖解(圖6c、d)中, 遠(yuǎn)離地幔序列的巖石表示可能受到了大陸地殼的混染, 而河源盆地玄武巖位于地幔序列之間, 表明沒有受到地殼混染。此外, 在微量元素蛛網(wǎng)圖中并未出現(xiàn)Nb、Ta、Ti的明顯虧損, 相反顯示Ti、Ta的輕微富集(圖4b)。因此, 我們認(rèn)為河源盆地拉斑玄武巖未明顯受到地殼混染作用的影響。

圖6 Nb/U-Nb(a; 底圖據(jù)Hofmann et al., 1986)、(Th/Nb)PM-(La/Nb)PM(b; 底圖據(jù)Rudnick et al., 2003)、Ba/Zr-Ti/Y(c; 底圖據(jù)Rollinson, 1993)、Nb/Y-Zr/Y(d; 底圖據(jù)Rollinson, 1993)圖解 Fig.6 Nb/U vs.Nb (a), (Th/Nb)PM vs.(La/Nb)PM (b), Ba/Zr vs.Ti/Y (c), and Nb/Y vs.Zr/Y (d) plots of the basalts from the Heyuan Basin

河源盆地玄武巖的Mg#值為58～59, Cr含量為205～222 μg/g, Ni含量為134～139 μg/g, 均低于原生玄武質(zhì)巖漿(Mg#為68～75, Cr＞1000 μg/g, Ni＞400 μg/g; Wilson, 1989), 表明玄武質(zhì)巖漿經(jīng)歷了一定程度的分離結(jié)晶。MgO與Cr、Ni呈正相關(guān)關(guān)系, 與SiO2呈負(fù)相關(guān)關(guān)系(圖7a～c), 表明巖漿在演化過程中發(fā)生了鎂鐵質(zhì)礦物(橄欖石和輝石)的分離結(jié)晶。MgO與CaO/Al2O3之間無明顯線性相關(guān)關(guān)系(圖7d), 并且玄武巖具有輕微的Eu正異常(δEu=1.06～1.49), 表明巖漿演化過程中沒有發(fā)生明顯的斜長石的結(jié)晶分異作用。

圖7 SiO2-MgO(a)、Cr-MgO(b)、Ni-MgO(c)和CaO/Al2O3-MgO(d)圖解 Fig.7 SiO2 vs. MgO (a), Cr vs. MgO (b), Ni vs. MgO (c), and CaO/Al2O3 vs. MgO (d) plots of the basalts from the Heyuan Basin

4.1.2 源區(qū)特征

稀土元素(La、Sm和Yb等)可以用來揭示源區(qū)特征和部分熔融程度(Aldanmaz et al., 2000)。隨著尖晶石二輝橄欖巖源區(qū)部分熔融程度的增加, 熔體的Sm/Yb值基本保持不變, 而La和La/Sm值逐漸減小。然而, 石榴石二輝橄欖巖部分熔融, 熔體會產(chǎn)生較高的Sm/Yb值(Aldanmaz et al., 2000)。在Sm/Yb- La/Sm圖(圖8a)中, 河源盆地玄武巖投點靠近于尖晶石+石榴石二輝橄欖巖的熔融曲線; 在Lu/Hf-La/Sm圖(圖8b)中, 樣品投點介于石榴石和尖晶石二輝橄欖巖的熔融曲線之間, 表明其初始巖漿可能來自于尖晶石+石榴石二輝橄欖巖地幔源區(qū)～10%的部分熔融, 但以尖晶石二輝橄欖巖部分熔融為主。

圖8 河源盆地玄武巖Sm/Yb-La/Sm(a; 底圖據(jù)Aldanmaz et al., 2000)和Lu/Hf-La/Sm(b; 底圖據(jù)Regelous et al., 2003)圖解 Fig.8 Sm/Yb vs. La/Sm (a) and Lu/Hf vs.La/Sm (b) plots of the basalts from the Heyuan Basin

在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(圖4b)中, 河源盆地玄武巖表現(xiàn)出與E-MORB相似的微量元素特征, 且在Y/15-La/10-Nb/8圖(圖9a)中, 樣品主要投在E-MORB區(qū)域(圖9a), 在Hf/3-Th-Ta圖(圖9b)中, 也主要投在E-MORB和島弧玄武巖區(qū)域。河源盆地玄武巖的La/Nb值為0.74～0.81, (87Sr/86Sr)i值較低,εNd(t)值為正(1.5～1.9),εHf(t)值較高(4.6～5.0); 在εNd(t)-La/Nb圖(圖5b)中, La/Nb值與εNd(t)值呈負(fù)相關(guān)關(guān)系, 樣品點落在軟流圈地幔與華南大陸巖石圈地幔(SCLM)間, 且靠近軟流圈范圍內(nèi), 表明河源盆地玄武巖主要來自于虧損的軟流圈地幔, 巖石圈地幔的貢獻(xiàn)較小。這一特征與來源于軟流圈地幔、與巖石圈地幔的混染較少的華南內(nèi)陸玄武巖一致(Chen et al., 2008b; Meng et al., 2012; Qin et al., 2020)。此外, 一般認(rèn)為E-MORB源區(qū)有富集地幔的混合(Pearce et al., 1984; Choe et al., 2007)。與來自虧損軟流圈地幔的N-MORB相比, 河源盆地玄武巖表現(xiàn)出較高的(87Sr/86Sr)i和較低的εNd(t)值, 顯示其可能受到了富集地幔的影響。在εNd(t)-(87Sr/86Sr)i圖(圖5a)中, 河源盆地玄武巖及華南大陸晚白堊世內(nèi)陸玄武巖均表現(xiàn)出具有從虧損地幔(DMM)到EMⅡ混合的趨勢; 在(207Pb/204Pb)i-(206Pb/204Pb)i及(208Pb/204Pb)i-(206Pb/204Pb)i圖(圖5c、d)中, 樣品投點接近EMⅡ范圍, 表明其源區(qū)的富集組分為EMⅡ型, 可能是大洋沉積物或者大陸上地殼物質(zhì)再循環(huán)及交代作用所致(Willbold and Stracke, 2006; Ulrich et al., 2012)。河源盆地玄武巖的(207Pb/204Pb)i和(208Pb/204Pb)i值均在北半球鉛基準(zhǔn)線以上(圖5c、d), 但其(87Sr/86Sr)i＜0.705, 并未表現(xiàn)出華南大陸新生代玄武巖的Dupal異常, 指示其地幔源區(qū)沒有Dupal異常(Hart, 1984; 涂勘等, 1992)。

河源盆地玄武巖的微量元素特征表明其地幔來源較為復(fù)雜。相對于E-MORB, 其更富集大離子親石元素Ba、Th、U、Sr以及Pb元素(圖4b), 并且在Th/Yb-Nb/Yb圖解與Th/Yb-Ta/Yb圖解(圖9c、d)中, 樣品落在MORB-OIB序列上方, 說明俯沖組分對地幔源區(qū)產(chǎn)生影響(Pearce et al., 2005; Pearce, 2008)。此外, 樣品具有明顯的Pb正異常特征(圖4b),εNd(t)值略低,208Pb/204Pb值較高, Pb同位素比值在圖中位于太平洋沉積物區(qū)域附近(圖5c、d), 說明源區(qū)所涉及的組分可能與俯沖沉積物釋放的流體和/或熔體有關(guān), 而與俯沖洋殼關(guān)系不大, 因為俯沖洋殼通常具有高εNd(t)值, 和低Pb和208Pb/204Pb值(Chauvel et al., 2009; Yu et al., 2020)。在地幔交代過程中, REEs、Ba和Th等元素在板片來源流體和板片來源熔體中的活動性不同, 因此可以用來判別來自俯沖沉積物的流體和/或熔體的貢獻(xiàn)(Kogiso et al., 1997; Woodhead et al., 2001; Spandler and Pirard, 2013)。從Ba/La-Th/Yb和Nb/Zr-Th/Zr圖(圖10a、b)中可以看出, 河源盆地玄武巖受到俯沖沉積物流體和熔體的共同影響。在Lu/Hf-Sm/Nd圖解(圖10c)中, 樣品具有極低的Lu/Hf值, 靠近大陸架砂和濁積巖區(qū)域內(nèi), 指示俯沖沉積物主要為陸源沉積物。

圖10 河源盆地玄武巖Ba/La-Th/Yb(a; 底圖據(jù)Elliott et al., 1997)、Nb/Zr-Th/Zr(b)、Lu/Hf-Sm/Nd(c; 底圖據(jù)Plank and Langmuir, 1998) Fig.10 Ba/La vs.Th/Yb (a), Nb/Zr vs.Th/Zr (b) and Lu/Hf vs.Sm/Nd (c) diagrams of the basalts from the Heyuan Basin

總體來看, 河源盆地玄武巖來源于虧損的軟流圈地幔，但有富集EMⅡ型地幔的混合, 并可能有俯沖沉積物流體和熔體參與。

4.2 大地構(gòu)造意義

河源盆地玄武巖富集LREEs、Ba、Th和Pb, 無明顯Nb-Ta-Ti負(fù)異常, 表現(xiàn)出低的La/Nb、Th/Yb值和TiO2含量(圖4, 9d, 11a、b), 與日本?；『笈璧匦鋷r相似。在Ti/Zr-Zr和ThN-NbN圖解(圖11c、d)中, 玄武巖位于弧后盆地區(qū)域。在Th/Yb-Ta/Yb圖(圖9d)中, 樣品投點靠近與弧后盆地裂谷和擴(kuò)張階段相關(guān)的基性巖, 進(jìn)一步指示河源盆地玄武巖可能形成于弧后拉張環(huán)境。已有的構(gòu)造變形解析工作顯示, 晚白堊世沿著華南大陸南緣廣泛發(fā)育NE-SW向正斷層體系(Shu et al., 2009; Li et al., 2012, 2014, 2020; Chu et al., 2019), 其控制著包括河源盆地在內(nèi)的一系列裂谷盆地的時空分布, 與河源盆地玄武巖所指示的弧后伸展環(huán)境一致。

圖9 Y/15-La/10-Nb/8(a; 底圖據(jù)Cabanis and Lecolle, 1989)、Hf/3-Th-Ta(b; 底圖據(jù)Wood , 1980)、Th/Yb-Nb/Yb(c; 底圖據(jù)Pearce, 2008)、Th/Yb-Ta/Yb圖解(d; 底圖據(jù)Pearce et al., 2005) Fig.9 Y/15-La/10-Nb/8 (a), Hf/3-Th-Ta (b), Th/Yb vs. Nb/Yb (c) and Th/Yb vs.Ta/Yb (d) diagrams of the basalts from the Heyuan Basin

圖11 La/Nb-Y(a; 底圖據(jù)Floyd et al., 1991)、TiO2-FeOT/MgO(b; 底圖據(jù)Shuto et al., 2006)、Ti/Zr-Zr(c; 底圖據(jù)Woodhead et al., 1993)和ThN-NbN(d; 底圖據(jù)Saccani, 2015)圖解 Fig.11 La/Nb vs. Y (a), TiO2 vs.FeOT/MgO (b), Ti/Zr vs.Zr (c), and ThN vs.NbN (d) plots of basalts from the Heyuan Basin

研究顯示, 從侏羅紀(jì)開始, 沿現(xiàn)今華南大陸南緣發(fā)育寬闊的安第斯型的大陸邊緣弧體系(圖12a) (Xu et al., 2017), 一直延續(xù)到早白堊世, 并伴隨著幕式擠壓-伸展變形, 其可能與古太平洋板片的俯沖角度變化有關(guān)(舒良樹, 2012; 張岳橋等, 2012; Li et al., 2014, 2020; Chu et al., 2019)。晚白堊世華南大陸南緣存在廣泛的伸展作用, 可能受控于古太平洋板塊后撤(舒良樹, 2012; 張岳橋等, 2012; Li et al., 2014, 2020; Chu et al., 2019), 持續(xù)的伸展作用最終導(dǎo)致了古南?；『笱笈璧拇蜷_(Li et al., 2012; Shao et al., 2017; Ye et al., 2018; He et al., 2020), 并伴隨著河源裂谷盆地的形成及～74 Ma玄武巖的噴發(fā), 而在此過程中華南大陸南緣安第斯型大陸邊緣也逐漸演變?yōu)槲魈窖笮偷拇箨戇吘夡w系(圖12b)(Li et al., 2012; Ye et al., 2018)。古南海弧后洋盆之后發(fā)生俯沖消減, 其伴生的俯沖拖曳作用(slab pull)可能誘發(fā)了南海的擴(kuò)張(Holloway, 1982; Taylor et al., 1983; Hall, 1996, 2002; 王鵬程等, 2017)。目前, 學(xué)術(shù)界認(rèn)為古南海的大洋巖石圈殘片可能殘存于現(xiàn)今南海的周緣, 如巴拉望、西呂宋島和婆羅洲(Encarnacion et al., 1995; Yumul et al., 2020; Dycoco et al., 2021)。在西菲律賓與巴拉望出露的晚白堊世蛇綠巖具有MORB/IAT的特點, 且形成于弧后伸張的構(gòu)造背景。其中基性侵入體源區(qū)表現(xiàn)出富集地幔組分和虧損地幔相互作用的特征, 且受到了俯沖沉積物的影響, 與本次研究的玄武巖形成時代、巖漿來源和構(gòu)造背景相似。

圖12 華南大陸南緣晚白堊世構(gòu)造體系轉(zhuǎn)換模式圖(據(jù)Ye et al., 2018修改) Fig.12 Cartoons showing the Late Cretaceous tectonic transition along the southern margin of South China

弧-盆體系轉(zhuǎn)換在全球造山帶中廣泛發(fā)育, 并常常受控于俯沖帶的側(cè)向遷移。在西南太平洋地區(qū), 中、新生代太平洋板塊大規(guī)模后撤導(dǎo)致了塔斯曼海的打開(Schellart et al., 2006); 在中亞地區(qū), 古亞洲洋俯沖板片泥盆紀(jì)大規(guī)模后撤控制了中亞多島洋體系的形成與演化(Li et al., 2019)。上述匯聚板塊邊緣弧-盆體系轉(zhuǎn)換過程, 類似于古太平洋板塊后撤導(dǎo)致華南大陸南緣晚中生代構(gòu)造轉(zhuǎn)換及古南海打開的動力學(xué)演化過程。

5 結(jié) 論

(1) 河源盆地晚白堊世玄武巖(～74 Ma)為拉斑玄武巖, 與E-MORB具有相似的地球化學(xué)特征。玄武巖(87Sr/86Sr)i值較低,εNd(t)值和εHf(t)值為正, La/Nb值與εNd(t)值在軟流圈地幔與華南大陸巖石圈地幔(SCLM)間呈負(fù)相關(guān)關(guān)系, 且靠近軟流圈范圍內(nèi), 表明河源盆地玄武巖主要來自于虧損的軟流圈地幔。但與來自虧損的軟流圈地幔的N-MORB相比, 河源盆地玄武巖表現(xiàn)出較高的(87Sr/86Sr)i和較低的εNd(t)值, 顯示其可能受到了富集地幔的影響。玄武巖207Pb/204Pb和208Pb/204Pb值較高, 接近EMⅡ范圍, 表明其源區(qū)的富集組分為EMⅡ型。Th/Yb-Ta/Yb圖解中樣品落在MORB-OIB序列上方, Pb同位素比值位于太平洋沉積物區(qū)域內(nèi), 且樣品富集Ba、Th和Pb等元素, 指示河源盆地玄武巖源區(qū)有俯沖沉積物熔體和流體的參與。

(2) 河源盆地玄武巖的稀土和微量元素特征、以及Sr-Nd同位素組成與日本?；『笈璧匦鋷r相似, 且在Th/Yb-Ta/Yb圖中靠近與弧后盆地裂谷和擴(kuò)張階段相關(guān)的基性巖區(qū)域, 并與古南海的大洋巖石圈殘片的形成時代、巖漿來源和構(gòu)造背景相似。因而我們認(rèn)為河源盆地晚白堊世玄武巖是在古南?；『笱笈枥瓘堖^程中形成, 其動力學(xué)機(jī)制可能與古南?；『笱笈枥瓘堖^程中形成, 其動力學(xué)機(jī)制可能與古太平洋俯沖板塊后撤作用有關(guān)。

致謝:在實驗數(shù)據(jù)處理過程中得到了中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所張樂高級工程師的幫助, 中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)力學(xué)研究所李建華研究員和匿名審稿專家提出了寶貴的修改意見, 在此表示衷心感謝。