右江盆地早期演化:来自桂西靖西地区碱性基性-超基性岩地球化学研究的启示

覃显著, 刘 磊, 刘希军, 李政林, 廖 帅，2, 胡荣国,付 伟, 王葆华, 潘罗忠,戴 昱

(1.桂林理工大学 a.广西隐伏金属矿产勘查重点实验室;b.广西有色金属隐伏矿床勘查及材料开发协同创新中心,广西 桂林 541006;2.澳门城市大学 商学院,澳门 00853；3.广西壮族自治区区域地质调查研究院, 广西 桂林 541003)

右江盆地主体位于扬子板块南部、 金沙江-哀牢山特提斯构造带以东, 其东界跨于两大板块(扬子与华夏板块)的接合部。 陈洪德等[1]研究认为, 区内构造演化主要随古特提斯洋沿哀牢山加里东残余海槽向东打开的进程而发展, 同时亦受到在太平洋板块影响下, 华夏板块与扬子板块继志留纪碰撞后松弛应力的影响。 前人在沉积学、 构造地质学、 岩石地球化学等方面做了大量研究, 认为： 右江盆地的演化经历了裂谷盆地(早泥盆世晚期—晚泥盆世)、 被动大陆边缘(早石炭世—早三叠世)、 前陆盆地(中三叠世)的构造演化阶段[1-6]； 晚古生代随着古特提斯洋的打开和扩张, 华南西缘至少在中泥盆纪成为被动大陆边缘地区[1-5,7]。 前人的研究奠定了右江盆地早期演化的基本格局, 但关于盆地早期演化及其与特提斯洋存在怎样的演化关系目前还存在分歧, 缺乏系统的岩石地球化学研究。

通常, 碱性玄武岩被认为来源于较深的源区, 而碱性超基性岩则被认为是稳定大陆裂谷带或深大断裂活动的产物[8]。本文选取位于右江盆地中部靖西地区出露的基性-超基性岩进行岩石地球化学研究, 以期揭示右江地区深部地球动力学机制。

1 地质背景

右江盆地是由师宗-弥勒断裂、 红河断裂、 紫云-南丹-河池断裂和灵山断裂所围限的滇黔桂地区, 包括广西、 贵州西南部以及云南东南部的广大(图1a)。 盆地处于扬子地块和印支地块(或越北地块)的结合部位,为典型的棋盘式盆地[5,10]。 盆地内部分布有一系列的北西向断裂,基性岩主要沿着各深大断裂出露。 盆地内基性岩活动主要集中在海西期(喷发时代主要分布于晚泥盆世—早三叠世)[11]，多数基性岩形成时代集中在二叠纪, 年龄多在267～240 Ma[12-13], 与峨眉山玄武岩喷发的时间(260 Ma左右)[14-16]存在高度重叠, 并发现两者具有相似的岩石地球化学特征, 因此, 多数研究者认为桂西地区出露的基性岩是峨眉山地幔柱外带产物[12-13,17-21]。 同时也有学者研究发现， 桂西地区存在与大洋俯冲相关的玄武岩[22], 认为桂西地区二叠纪基性岩可能同时遭受了峨眉山地幔柱与特提斯洋关闭的共同作用[23-26]。

靖西地区分布着一系列基性-超基性岩,以透镜状、似层状和脉状为主,厚度较小,主要沿着断裂带及其附近分布(图1b)。岩体节理较发育, 构造较为简单, 主要沿断层或顺层侵入于上泥盆统和下石炭统的碳酸盐岩中。部分所采样品外观具有似沉积岩的球状风化,壳层结构发育, 内部一般较新鲜。 镜下观察发现, 基性岩为辉绿岩(图2a)， 主要由辉石和斜长石组成, 基本不含橄榄石, 具典型辉绿结构(图2b)。 超基性岩初步判断为单辉橄榄岩(图2c),主要由橄榄石和单斜辉石组成(图2d),变斑状结构,橄榄石中心部分蛇纹石化,含量大于50%;辉石含量少,充填于橄榄石间的基质中。

图1 右江盆地地质简图(a，据文献[3]修改)及靖西基性岩分布简图(b，据1:20万靖西幅地质图修改)Fig.1 Geological map of Youjiang basin(a) and distribution of basic rocks in Jingxi(b)

图2 靖西基性岩(a、b)及超基性岩(c、d)手标本及显微照片Fig.2 Hand specimens and micrographs of basic(a, b) and ultrabasic rocks(c, d) from Jingxi areaCpx—辉石;Ol—橄榄石;Pl—斜长石

2 分析方法

基性-超基性岩样品的主量、微量元素含量分析在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室进行。其中,主量元素在XRF实验室测定,采用碱熔法制成玻璃饼,使用X射线荧光光谱(XRF)进行分析,分析精度优于2%～5%; 微量元素含量分析在其ICP-MS实验室完成,采用酸溶法用Finnigan Element II HR-ICP-MS型高分辨率电感耦合等离子体质谱仪测定,数据分析精度优于5%。主、微量元素相关分析方法详见文献[27-28],分析结果见表1。

表1 靖西基性-超基性岩全岩主量元素(wB/%)和微量元素(wB/10-6)分析结果Table 1 Major(wB/%) and trace elements(wB/10-6) composition of basic and ultrabasic rocks in Jingxi area

续表1

3 岩石地球化学特征

3.1 主量元素

选取靖西地区7个具有代表性的样品(采样位置见图1b)进行主、微量元素分析, 其中包含1个超基性岩样品(JX-28)。 基性岩具有较低的SiO2(51.34%～53.17%)和较高的MgO(4.67%～6.12%)含量， K2O+Na2O在5.03%～8.06%， 具有典型碱性玄武岩特征； 超基性岩则具有更低的SiO2(39.76%)和极高的MgO(23.93%)。 在TAS岩石分类图解(图3)中, 基性岩样品投入玄武质安山岩和粗面安山岩内及其界线上; 超基性岩样品则投入苦橄质玄武岩区。 在抗蚀变元素岩石分类图解(图4)中,基性和超基性岩均投入碱性玄武岩区。

图3 TAS图解Fig.3 SiO2-(Na2O+K2O) diagram

图4 Zr/TiO2-Nb/Y图解Fig.4 Zr/TiO2-Nb/Y diagram

3.2 微量元素

在稀土元素球粒陨石标准化配分图上(图5a),基性-超基性岩总体显示为轻稀土相对富集, 重稀土相对亏损的右倾型式, (La/Yb)N值为6.67～10.75, δEu值为0.96～1.08; 基性岩REE与微量元素总体分布介于OIB和E-MORB之间, 超基性岩则轻、 重稀土分异更明显; 两种岩性REE配分曲线总体趋势与OIB相似, 均无明显Eu异常。 基性岩更富集大离子亲石元素(如Pb、 Ba、 Th)； 超基性岩则略亏损高场强元素(HREE、 Nb、 Ti等)(图5b), 不相容元素含量整体偏低。 对比可能与峨眉山地幔柱相关的二叠纪桂西基性岩[23](图5), 靖西地区基性-超基性岩与其有相似的配分趋势, 但REE以及微量元素特征又有明显差别, 如靖西地区基性-超基性岩几乎无Eu的异常,同时Ti、Zr、Hf等微量元素均有明显差别。

图5 稀土元素球粒陨石标准化分布图(a)和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b)(标准化值、E-MORB 和 OIB 值据文献[26],桂西基性岩据文献[23])Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns(a) and primitive mantle-normalized trace element patterns(b)

4 岩石成因及大地构造意义

靖西基性-超基性岩主微量元素表现为与OIB相似的地球化学特征, 表明其来源于相对富集的源区, 而相似的REE与微量元素分布特征表明其可能来源于相同的源区。 Zr、 Hf同属中等不相容的高场强元素, 靖西碱性基性-超基性岩中Zr、 Hf具一定亏损, 显示板内玄武岩的特征, Zr/Hf值为35.96～40.40, 趋近于原始地幔值(36.36)[29]; Th/U 值(3.59～4.44)亦相对稳定, 平均值(4.10)与原始地幔值(4.05)[29]相当。 因此, 靖西基性-超基性岩可能来源于较深的地幔源区。 靖西基性-超基性岩都相对亏损HREE(图5a), 根据地幔岩中HREE强相容于石榴石相, 推测两者应源于石榴石二辉橄榄岩的部分熔融; 该基性岩-超基性岩中不相容元素整体偏低, 指示其部分熔融程度不高。

由于大陆地壳或岩石圈的混染作用可以给出似消减带信号,从而会导致将大陆玄武岩误判成岛弧玄武岩。对于那些具有消减带信号的基性熔岩,可以利用Zr/Y-Zr判断其是否真正是岛弧或活动大陆边缘玄武岩,因为Zr和Y在大陆玄武岩遭到地壳或岩石圈混染时不会发生浓度的改变[31]。在Zr/Y-Zr图解中(图6), 靖西基性-超基性岩投入了板内玄武岩区域, 进一步表明它们都来自板内环境。

图6 Zr/Y-Zr图解(底图据文献[31])Fig.6 Zr/Y-Zr diagram

据Guo等[2]的相关研究, 右江盆地内那坡周边晚泥盆世与早石炭世的两组玄武岩源区具有由早期岩石圈(富集地幔)向后期软流圈(亏损地幔)过渡的地球化学特征, 反映了其形成于岩石圈伸展减薄的构造背景, 表明该时期右江地区处于伸展的构造背景下。通过对靖西地区基性-超基性岩侵入的围岩判断, 初步推测靖西地区基性-超基性岩的形成时代应该在晚泥盆世与早石炭世之间, 明显早于峨眉山玄武岩(～260 Ma), 且对比可能与地幔柱成因相关的桂西基性岩, 靖西地区样品特征与其存在明显差异, 表明靖西基性-超基性岩为非地幔柱成因。另一方面, 据八布蛇绿岩最新锆石U-Pb年龄报道[30], 麻栗坡八布蛇绿岩形成年龄为358.9±5.5 Ma, 其中大量继承和捕获锆石指示其所代表的初始洋盆是经大陆地壳裂解形成的, 表明右江盆地可能形成于陆内裂谷环境[30]。而该时期与靖西基性-超基性岩形成年代相近, 结合其低的部分熔融程度和板内玄武岩的构造属性, 初步推测靖西地区基性-超基性岩形成于与裂谷相关的伸展环境。考虑到靖西区内没有发现典型的双峰式火成岩体, 结合晚古生代右江盆地已演化为被动大陆边缘的构造背景, 认为该裂谷应为贫岩浆岩型裂谷(或被动裂谷)。 推测晚古生代受古特提斯洋的打开和发展的影响, 右江盆地局部拉张裂解, 一系列深大断裂沿北西向展开, 早期在局部形成与裂谷作用相关的岩浆活动, 并初步推测晚古生代后期右江盆地已演变为弧后盆地属性。

5 主要认识

靖西地区碱性基性-超基性岩普遍低SiO2高MgO, (La/Yb)N值在6.67～10.75, 基性-超基性岩落入碱性玄武岩系列, 稀土分布模式表现为似OIB型的右倾型, 指示源区相对富集；微量元素方面, 基性岩-超基性岩不相容元素含量整体偏低, 略亏损高场强元素(HREE、 Nb、 Ti等), 指示源区低的部分熔融程度； 构造判别指示基性-超基性岩均属于板内玄武岩。 结合前人研究及岩石沉积背景特征, 认为靖西基性-超基性岩为右江盆地早期演化的产物, 来源于局部拉张的构造环境, 是与裂谷作用相关的活动产生的基性-超基性岩, 推测晚古生代受特提斯分支洋打开和发展的影响, 右江盆地局部拉张裂解, 一系列深大断裂沿北西向展开, 在局部地区形成与裂谷作用相关的岩浆活动, 从而形成靖西地区与裂谷特征相关的基性-超基性岩组合； 推测晚古生代后期右江盆地已演变为弧后盆地属性。