粵東河源盆地晚白堊世玄武巖地球化學特征 及其大地構造意義

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; 2.中國科學院深地科學卓越創新中心, 廣東 廣州 510640; 3.中國科學院大學, 北京 100049; 4.中國科學院 南海海洋 研究所 邊緣海與大洋地質重點實驗室, 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造體制轉換方面的關鍵信息。本次研究以粵東河源盆地為研究對象, 通過分析其內部玄武巖的元素地球化學和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成因, 為華南大陸南緣晚中生代構造體制轉換及古南海的打開提供了新的約束。

1 區域地質概況

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(Wang et al., 2003)。顯生宙, 華南大陸經歷了多期次的造山旋回, 包括早古生代陸內造山作用、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)。侏羅紀以來, 受古太平洋板塊低角度俯沖的影響, 華南大陸廣泛發育NE向褶皺沖斷帶(Yan et al., 2003; 張岳橋等, 2012; Li et al., 2018); 白堊紀, 受古太平洋俯沖角度變化的影響(Zhou and Li, 2000), 華南大陸發生了幕次性的大規模伸展作用, 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(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出

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

河源盆地出露地層有下白堊統-古新統, 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; 廣東省地質礦產局, 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)。河源盆地內發育玄武巖夾層, 李時若和唐吉陽(1966)對其開展了詳細的野外工作, 認為玄武巖噴發經歷了三個階段, 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, 認為第一階段玄武巖噴發于大鳳組和主田組的沉積過程中; 第二階段玄武巖產出于主田組之上、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, 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(廣東省地質礦產局, 1988)。該條帶狀玄武巖夾層傾向北西, 傾角～10°, 厚約14～40 m(廣東省地質礦產局, 1988), 與河源盆地內第二個階段玄武巖(李時若和唐吉陽, 1966)相對應, K-Ar同位素測年顯示其噴發于～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%)及少量玻璃質和不透明礦物組成(圖2a), 并以產出少量杏仁狀構造為特征, 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任公司完成。挑選蝕變程度低、新鮮的樣品, 切去風化面破碎至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清洗。待樣品風干后, 用瑪瑙研缽研磨至200目以下, 之后進行全巖元素地球化學和同位素分析。

2.2.1 全巖地球化學

全巖主量元素采用波長色散X射線熒光光譜儀(ZSXPrimus Ⅱ)測試, 詳細的操作過程見Liu et al.(2008)。測試過程中采用GBW07105和GBW07111作為標準樣品, 分析誤差為1%～5%。微量元素測試利用電感耦合等離子體質譜儀(Agilent 7700e), 依據GB/ T14506.30-2010硅酸鹽巖石化學分析方法完成, 詳細操作過程見Liu et al.(2008)。測試過程中采用AGV-2、BHVO-2和RGM-2作為標準樣品, 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)在誤差范圍內一致。Nd同位素標樣為GSB, 其143Nd/144Nd平均值為0.512445±8, 與推薦值0.512439±10 (Li et al., 2017)在誤差范圍內一致。Pb同位素標樣為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在誤差范圍內一致(Baker et al., 2004)。Hf同位素采用Alfa Hf為標樣, 其176Hf/177Hf平均值為0.282224±7, 與推薦值0.282224±15在誤差范圍內一致(Zhang and Hu, 2020)。

3 分析結果

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), 樣品均落入鈉質系列區域。

圖3 河源盆地玄武巖TAS(a; 底圖據Bas et al., 1986), K2O-SiO2(b; 底圖據Rickwood, 1989)和K2O-Na2O(c; 底圖據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。原始地幔標準化微量元素蛛網圖中(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特征相似(圖4a、b)。此外, Kuang et al.(2020)亦對河源盆地玄武巖進行了地球化學分析, 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準化稀土元素配分模式圖(a)和原始地幔標準化微量元素蛛網圖(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 地殼混染和分離結晶

大陸玄武質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的貢獻。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區域, 遠離地殼區域。在Ba/Zr-Ti/Y和Nb/Y-Zr/Y圖解(圖6c、d)中, 遠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, 在微量元素蛛網圖中并未出現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Hofmann et al., 1986)、(Th/Nb)PM-(La/Nb)PM(b; 底圖據Rudnick et al., 2003)、Ba/Zr-Ti/Y(c; 底圖據Rollinson, 1993)、Nb/Y-Zr/Y(d; 底圖據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, 均低于原生玄武質巖漿(Mg#為68～75, Cr＞1000 μg/g, Ni＞400 μg/g; Wilson, 1989), 表明玄武質巖漿經歷了一定程度的分離結晶。MgO與Cr、Ni呈正相關關系, 與SiO2呈負相關關系(圖7a～c), 表明巖漿在演化過程中發生了鎂鐵質礦物(橄欖石和輝石)的分離結晶。MgO與CaO/Al2O3之間無明顯線性相關關系(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生明顯的斜長石的結晶分異作用。

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 源區特征

稀土元素(La、Sm和Yb等)可以用來揭示源區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～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Aldanmaz et al., 2000)和Lu/Hf-La/Sm(b; 底圖據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

在原始地幔標準化微量元素蛛網圖(圖4b)中, 河源盆地玄武巖表現出與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)值呈負相關關系, 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, 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陸玄武巖一致(Chen et al., 2008b; Meng et al., 2012; Qin et al., 2020)。此外, 一般認為E-MORB源區有富集地幔的混合(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陸玄武巖均表現出具有從虧損地幔(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再循環及交代作用所致(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線以上(圖5c、d), 但其(87Sr/86Sr)i＜0.705, 并未表現出華南大陸新生代玄武巖的Dupal異常, 指示其地幔源區沒有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產生影響(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域附近(圖5c、d), 說明源區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, 而與俯沖洋殼關系不大, 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(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域內, 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Elliott et al., 1997)、Nb/Zr-Th/Zr(b)、Lu/Hf-Sm/Nd(c; 底圖據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 大地構造意義

河源盆地玄武巖富集LREEs、Ba、Th和Pb, 無明顯Nb-Ta-Ti負異常, 表現出低的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張階段相關的基性巖, 進一步指示河源盆地玄武巖可能形成于弧后拉張環境。已有的構造變形解析工作顯示, 晚白堊世沿著華南大陸南緣廣泛發育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境一致。

圖9 Y/15-La/10-Nb/8(a; 底圖據Cabanis and Lecolle, 1989)、Hf/3-Th-Ta(b; 底圖據Wood , 1980)、Th/Yb-Nb/Yb(c; 底圖據Pearce, 2008)、Th/Yb-Ta/Yb圖解(d; 底圖據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Floyd et al., 1991)、TiO2-FeOT/MgO(b; 底圖據Shuto et al., 2006)、Ti/Zr-Zr(c; 底圖據Woodhead et al., 1993)和ThN-NbN(d; 底圖據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, 從侏羅紀開始, 沿現今華南大陸南緣發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(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), 持續的伸展作用最終導致了古南?；『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, 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為西太平洋型的大陸邊緣體系(圖12b)(Li et al., 2012; Ye et al., 2018)。古南?；『笱笈柚蟀l生俯沖消減, 其伴生的俯沖拖曳作用(slab pull)可能誘發了南海的擴張(Holloway, 1982; Taylor et al., 1983; Hall, 1996, 2002; 王鵬程等, 2017)。目前, 學術界認為古南海的大洋巖石圈殘片可能殘存于現今南海的周緣, 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造背景。其中基性侵入體源區表現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、巖漿來源和構造背景相似。

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

弧-盆體系轉換在全球造山帶中廣泛發育, 并常常受控于俯沖帶的側向遷移。在西南太平洋地區, 中、新生代太平洋板塊大規模后撤導致了塔斯曼海的打開(Schellart et al., 2006); 在中亞地區, 古亞洲洋俯沖板片泥盆紀大規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-盆體系轉換過程, 類似于古太平洋板塊后撤導致華南大陸南緣晚中生代構造轉換及古南海打開的動力學演化過程。

5 結 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)間呈負相關關系, 且靠近軟流圈范圍內, 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域內, 且樣品富集Ba、Th和Pb等元素, 指示河源盆地玄武巖源區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張階段相關的基性巖區域, 并與古南海的大洋巖石圈殘片的形成時代、巖漿來源和構造背景相似。因而我們認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, 其動力學機制可能與古南?；『笱笈枥瓘堖^程中形成, 其動力學機制可能與古太平洋俯沖板塊后撤作用有關。

致謝:在實驗數據處理過程中得到了中國科學院廣州地球化學研究所張樂高級工程師的幫助, 中國地質科學院地質力學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。