粤东河源盆地晚白垩世玄武岩地球化学特征 及其大地构造意义

杜商岚 , 李鹏飞 , 张运迎, 令佳琪 ,

胡万万1, 2, 3, 李 震1, 2, 3

(1.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, 广东 广州 510640; 2.中国科学院深地科学卓越创新中心, 广东 广州 510640; 3.中国科学院大学, 北京 100049; 4.中国科学院 南海海洋 研究所 边缘海与大洋地质重点实验室, 广东 广州 510310)

0 引 言

华南大陆是欧亚大陆的重要组成部分, 位于太平洋与特提斯两大构造域的交接部位, 由扬子和华夏两个地块于新元古代拼贴而成(图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, 受古太平洋板块俯冲影响, 华南大陆东南缘以发育安第斯型大陆边缘弧体系为特征(Zhou and Li, 2000; Niu et al., 2015)。中生代晚期, 华南大陆经历了幕式的挤压伸展变形(舒良树, 2012; 张岳桥等, 2012; Li et al., 2014), 其东南缘由安第斯型大陆边缘向西太平洋型大陆边缘转换(Li et al., 2012), 并伴随着古南海的打开(Shao et al., 2017; Ye et al., 2018)。华南大陆南缘产出一系列NE-SW向晚中生代伸展盆地(Zhou and Li, 2000; Zhou et al., 2006; Shu et al., 2009), 记录着华南大陆南缘晚中生代构造体制转换方面的关键信息。本次研究以粤东河源盆地为研究对象, 通过分析其内部玄武岩的元素地球化学和Sr-Nd-Pb-Hf同位素特征, 揭示了华南大陆南缘晚白垩世玄武岩的岩石学成因, 为华南大陆南缘晚中生代构造体制转换及古南海的打开提供了新的约束。

1 区域地质概况

华南大陆主要包括扬子、华夏两个地块(图1a) (Chen et al., 1991; Charvet et al., 1996; Zhao and Cawood, 1999; Li et al., 2002; Li et al., 2009), 其北以秦岭-大别造山带为界与华北克拉通相邻, 西以龙门山和三江造山带与松潘-甘孜造山带、羌塘地块相隔, 西南以哀牢山-红河断裂与印支地块相接(图1a) (Shu et al., 2009; 舒良树, 2012; 张岳桥等, 2012)。元古代末期(约1.1～0.8 Ga), 扬子地块与华夏地块沿江山-绍兴断裂发生碰撞, 形成江南造山带(Chen et al., 1991; Charvet et al., 1996; Zhao and Cawood, 1999; Li et al., 2002; Li et al., 2009)。之后, 华南大陆经历了广泛的裂谷作用形成南华盆地, 其可能与新元古代罗迪尼亚(Rodinia)超大陆裂解有关(Wang et al., 2003)。显生宙, 华南大陆经历了多期次的造山旋回, 包括早古生代陆内造山作用、印支期碰撞造山作用和燕山期幕式挤压-伸展造山作用(Shu et al., 2008, 2009; 舒良树, 2012; Li et al., 2014)。侏罗纪以来, 受古太平洋板块低角度俯冲的影响, 华南大陆广泛发育NE向褶皱冲断带(Yan et al., 2003; 张岳桥等, 2012; Li et al., 2018); 白垩纪, 受古太平洋俯冲角度变化的影响(Zhou and Li, 2000), 华南大陆发生了幕次性的大规模伸展作用, 形成了一系列NE向和NNE向伸展断陷盆地, 并伴随着广泛火山喷发(Lin et al., 2000; Shu et al., 2009; 舒良树, 2012; Li et al., 2013; Ji et al., 2018; Chu et al., 2019)。

河源盆地位于广东省东部, 沿着华南大陆南缘呈NE-SW向展布(图1b), 与周缘晚侏罗世黑云母花岗岩、早侏罗世和古生代地层呈不整合接触(凌秋贤和张显球, 2002), 是华南大陆南缘晚中生代伸展断陷盆地体系的重要组成部分。盆地西北边界为河源断裂带(图1b), 走向NE, 倾向南东, 为地壳尺度的正断层体系, 主要活动于中生代, 控制着河源伸展盆地的形成。该断裂在新生代曾多次活动, 并以压扭性为特征, 目前沿着该断裂有一系列热泉产出

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

河源盆地出露地层有下白垩统-古新统, 主要是一套较粗的红色碎屑岩, 包括砾岩、砂砾岩、含砾砂岩(凌秋贤和张显球, 2002), 其地层划分方案众多(李时若和唐吉阳, 1966; 广东省地质矿产局, 1988; 凌秋贤和张显球, 2002)。本文采用凌秋贤和张显球(2002)的方案, 自下而上将河源盆地地层划分为南雄群(包括大凤组、主田组和浈水组)、丹霞组和莘庄村组(图1b)。南雄群产出恐龙圆形蛋(Oolithes spheroides)、窃蛋龙化石和恐龙长形蛋(Oolithes elongatus), 指示其时代为晚白垩世; 之上的丹霞组时代推测为晚白垩世至古新世; 而莘庄村组中产出介形虫(Eucypris sanshuiensis)和瓣鳃类(Sphaerium scaldianum)化石, 指示其时代为古新世(凌秋贤和张显球, 2002; 张显球等, 2005)。河源盆地内发育玄武岩夹层, 李时若和唐吉阳(1966)对其开展了详细的野外工作, 认为玄武岩喷发经历了三个阶段, 笔者在对照凌秋贤和张显球(2002)对于河源盆地地层的划分方案后, 认为第一阶段玄武岩喷发于大凤组和主田组的沉积过程中; 第二阶段玄武岩产出于主田组之上、莘庄村组之下; 第三阶段玄武岩位于莘庄村组上部。

2 样品描述和分析方法

2.1 样品特征

在河源盆地中部杨村-埔前地区, 出露有狭长条带状玄武岩夹层(图1b), 不整合覆于主田组之上(广东省地质矿产局, 1988)。该条带状玄武岩夹层倾向北西, 倾角～10°, 厚约14～40 m(广东省地质矿产局, 1988), 与河源盆地内第二个阶段玄武岩(李时若和唐吉阳, 1966)相对应, K-Ar同位素测年显示其喷发于～74 Ma(凌秋贤和张显球, 2002)。本次研究针对该条带状玄武岩夹层采集了5块样品(地理坐标为23°28′49.46″N, 114°28′18.64″E)。玄武岩样品主要由斜长石(40%)、辉石(30%)、橄榄石(10%)及少量玻璃质和不透明矿物组成(图2a), 并以产出少量杏仁状构造为特征, 杏仁体大小在0.1～0.5 cm之间, 常呈椭圆形, 主要成分为玉髓(图2b)。

图2 玄武岩显微特征(a)和薄片照片(b) Fig.2 Microphotographs of the amygdaloid-bearing basalt

2.2 分析测试方法

样品的主量、微量元素和同位素分析测试均在武汉上谱分析科技有限责任公司完成。挑选蚀变程度低、新鲜的样品, 切去风化面破碎至0.5 cm左右, 剔除含杏仁体的颗粒, 将剩余样品破碎研磨至～0.2 cm。然后将岩石碎块用稀盐酸浸泡5 min, 之后用蒸馏水通过超声波震荡反复清洗。待样品风干后, 用玛瑙研钵研磨至200目以下, 之后进行全岩元素地球化学和同位素分析。

2.2.1 全岩地球化学

全岩主量元素采用波长色散X射线荧光光谱仪(ZSXPrimus Ⅱ)测试, 详细的操作过程见Liu et al.(2008)。测试过程中采用GBW07105和GBW07111作为标准样品, 分析误差为1%～5%。微量元素测试利用电感耦合等离子体质谱仪(Agilent 7700e), 依据GB/ T14506.30-2010硅酸盐岩石化学分析方法完成, 详细操作过程见Liu et al.(2008)。测试过程中采用AGV-2、BHVO-2和RGM-2作为标准样品, 分析误差＜9%。

2.2.2 Sr-Nd-Pb-Hf同位素

Sr-Nd-Pb-Hf同位素通过MC-ICP-MS(Neptune Plus)测试完成。实验采用NBS987为标样,87Sr/86Sr平均值为0.710243±11, 与推荐值0.710241±12(Thirlwall, 1991)在误差范围内一致。Nd同位素标样为GSB, 其143Nd/144Nd平均值为0.512445±8, 与推荐值0.512439±10 (Li et al., 2017)在误差范围内一致。Pb同位素标样为NBS981, 其206Pb/204Pb测定值为16.942±1,207Pb/204Pb测定值为15.500±1,208Pb/204Pb测定值为36.727±1, 与206Pb/204Pb参考值16.942±1、207Pb/204Pb参考值15.500±1、208Pb/204Pb参考值36.726±3在误差范围内一致(Baker et al., 2004)。Hf同位素采用Alfa Hf为标样, 其176Hf/177Hf平均值为0.282224±7, 与推荐值0.282224±15在误差范围内一致(Zhang and Hu, 2020)。

3 分析结果

5个样品的全岩主量和微量元素组成见表1, Sr-Nd-Pb-Hf同位素组成见表2。

表1 河源盆地玄武岩主量(%)和微量元素(μg/g)分析结果 Table 1 Major (%) and trace element (μg/g) concentrations of the basalts from the Heyuan Basin

表2 河源盆地玄武岩Sr-Nd-Pb-Hf同位素分析结果 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岩SiO2含量为52.54%～ 53.03%, 具有较高的Al2O3含量(14.98%～15.23%)和Na2O含量(2.60%～2.66%), 较低的TiO2含量(1.67%～1.71%)和K2O含量(0.42%～0.45%), Mg#值为58～59。在TAS岩石分类图解(图3a)中, 岩石属于亚碱性玄武安山岩, K2O-SiO2图解(图3b)显示其均属于低钾拉斑系列。岩石富Na, 在K2O-Na2O图解中(图3c), 样品均落入钠质系列区域。

图3 河源盆地玄武岩TAS(a; 底图据Bas et al., 1986), K2O-SiO2(b; 底图据Rickwood, 1989)和K2O-Na2O(c; 底图据Middlemost, 1975)图解 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

玄武岩稀土元素总量(∑REE)较低, 为62.3～ 67.0 μg/g, LREE/HREE值为3.40～3.68, (La/Yb)N值为3.72～4.12, (La/Sm)N值为1.97～2.11, 表明轻、重稀土元素分馏程度中等, 富集轻稀土元素。玄武岩无明显Ce异常(δCe=0.98～1.00), 显示轻微Eu正异常(δEu=1.06～1.19)。与正常洋中脊玄武岩(N-MORB)相比, 河源盆地玄武岩相对富集轻稀土元素(图4a)。REE特征除了表现出Eu轻微正异常外, 其他特征与E-MORB整体相似, 表明河源盆地玄武岩可能来自于富集地幔源区。原始地幔标准化微量元素蛛网图中(图4b), 玄武岩富集 Ba、Th、Sr等大离子亲石元素(LILEs), Nb、Ta、Ti等高场强元素(HFSEs)并未显示出明显亏损, 此外样品还富集Pb元素。河源盆地玄武岩不仅具有与E-MORB相似的微量元素特征, 而且也与典型的弧后盆地玄武岩(如日本海玄武岩)的稀土元素和微量元素地球化学特征相似(图4a、b)。此外, Kuang et al.(2020)亦对河源盆地玄武岩进行了地球化学分析, 其微量元素特征与本研究基本一致。

图4 河源盆地玄武岩球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(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

根据前人测定的玄武岩K-Ar同位素年龄74 Ma (凌秋贤和张显球, 2002), 计算了河源盆地玄武岩初始同位素比值。玄武岩的(87Sr/86Sr)i值为0.704878～ 0.704888,εNd(t)值为1.5～1.9, 与中国东部晚白垩世玄武岩具有相似特征(图5a)。本次研究的河源盆地玄武岩(206Pb/204Pb)i值为18.685～18.705, (207Pb/204Pb)i值为15.710～15.711, (208Pb/204Pb)i值为39.087～39.104, 均在NHRL(北半球参考线)之上, 且处于太平洋沉积物范围附近(图5c、d)。(176Hf/177Hf)i值在0.282857～ 0.282867之间,εHf(t)值为4.6～5.0。

图5 εNd(t)-(87Sr/86Sr)i(a)、εNd(t)-La/Nb(b; 底图据Chen et al., 2008b)、(207Pb/204Pb)i-(206Pb/204Pb)i(c)、(208Pb/204Pb)i- (206Pb/204Pb)i(d)图解 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 讨 论

4.1 玄武岩岩石成因

4.1.1 地壳混染和分离结晶

大陆玄武质岩浆在上升至地表过程中会穿过大陆地壳, 存在被地壳混染的可能性。大陆地壳明显亏损Nb、Ta等高场强元素, 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值能够有效判别地壳物质的贡献。在Nb/U-Nb以及(Th/Nb)PM-(La/Nb)PM图解(图6a、b)中, 河源盆地玄武岩投点靠近MORB/OIB区域, 远离地壳区域。在Ba/Zr-Ti/Y和Nb/Y-Zr/Y图解(图6c、d)中, 远离地幔序列的岩石表示可能受到了大陆地壳的混染, 而河源盆地玄武岩位于地幔序列之间, 表明没有受到地壳混染。此外, 在微量元素蛛网图中并未出现Nb、Ta、Ti的明显亏损, 相反显示Ti、Ta的轻微富集(图4b)。因此, 我们认为河源盆地拉斑玄武岩未明显受到地壳混染作用的影响。

图6 Nb/U-Nb(a; 底图据Hofmann et al., 1986)、(Th/Nb)PM-(La/Nb)PM(b; 底图据Rudnick et al., 2003)、Ba/Zr-Ti/Y(c; 底图据Rollinson, 1993)、Nb/Y-Zr/Y(d; 底图据Rollinson, 1993)图解 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

河源盆地玄武岩的Mg#值为58～59, Cr含量为205～222 μg/g, Ni含量为134～139 μg/g, 均低于原生玄武质岩浆(Mg#为68～75, Cr＞1000 μg/g, Ni＞400 μg/g; Wilson, 1989), 表明玄武质岩浆经历了一定程度的分离结晶。MgO与Cr、Ni呈正相关关系, 与SiO2呈负相关关系(图7a～c), 表明岩浆在演化过程中发生了镁铁质矿物(橄榄石和辉石)的分离结晶。MgO与CaO/Al2O3之间无明显线性相关关系(图7d), 并且玄武岩具有轻微的Eu正异常(δEu=1.06～1.49), 表明岩浆演化过程中没有发生明显的斜长石的结晶分异作用。

图7 SiO2-MgO(a)、Cr-MgO(b)、Ni-MgO(c)和CaO/Al2O3-MgO(d)图解 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 源区特征

稀土元素(La、Sm和Yb等)可以用来揭示源区特征和部分熔融程度(Aldanmaz et al., 2000)。随着尖晶石二辉橄榄岩源区部分熔融程度的增加, 熔体的Sm/Yb值基本保持不变, 而La和La/Sm值逐渐减小。然而, 石榴石二辉橄榄岩部分熔融, 熔体会产生较高的Sm/Yb值(Aldanmaz et al., 2000)。在Sm/Yb- La/Sm图(图8a)中, 河源盆地玄武岩投点靠近于尖晶石+石榴石二辉橄榄岩的熔融曲线; 在Lu/Hf-La/Sm图(图8b)中, 样品投点介于石榴石和尖晶石二辉橄榄岩的熔融曲线之间, 表明其初始岩浆可能来自于尖晶石+石榴石二辉橄榄岩地幔源区～10%的部分熔融, 但以尖晶石二辉橄榄岩部分熔融为主。

图8 河源盆地玄武岩Sm/Yb-La/Sm(a; 底图据Aldanmaz et al., 2000)和Lu/Hf-La/Sm(b; 底图据Regelous et al., 2003)图解 Fig.8 Sm/Yb vs. La/Sm (a) and Lu/Hf vs.La/Sm (b) plots of the basalts from the Heyuan Basin

在原始地幔标准化微量元素蛛网图(图4b)中, 河源盆地玄武岩表现出与E-MORB相似的微量元素特征, 且在Y/15-La/10-Nb/8图(图9a)中, 样品主要投在E-MORB区域(图9a), 在Hf/3-Th-Ta图(图9b)中, 也主要投在E-MORB和岛弧玄武岩区域。河源盆地玄武岩的La/Nb值为0.74～0.81, (87Sr/86Sr)i值较低,εNd(t)值为正(1.5～1.9),εHf(t)值较高(4.6～5.0); 在εNd(t)-La/Nb图(图5b)中, La/Nb值与εNd(t)值呈负相关关系, 样品点落在软流圈地幔与华南大陆岩石圈地幔(SCLM)间, 且靠近软流圈范围内, 表明河源盆地玄武岩主要来自于亏损的软流圈地幔, 岩石圈地幔的贡献较小。这一特征与来源于软流圈地幔、与岩石圈地幔的混染较少的华南内陆玄武岩一致(Chen et al., 2008b; Meng et al., 2012; Qin et al., 2020)。此外, 一般认为E-MORB源区有富集地幔的混合(Pearce et al., 1984; Choe et al., 2007)。与来自亏损软流圈地幔的N-MORB相比, 河源盆地玄武岩表现出较高的(87Sr/86Sr)i和较低的εNd(t)值, 显示其可能受到了富集地幔的影响。在εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图(图5a)中, 河源盆地玄武岩及华南大陆晚白垩世内陆玄武岩均表现出具有从亏损地幔(DMM)到EMⅡ混合的趋势; 在(207Pb/204Pb)i-(206Pb/204Pb)i及(208Pb/204Pb)i-(206Pb/204Pb)i图(图5c、d)中, 样品投点接近EMⅡ范围, 表明其源区的富集组分为EMⅡ型, 可能是大洋沉积物或者大陆上地壳物质再循环及交代作用所致(Willbold and Stracke, 2006; Ulrich et al., 2012)。河源盆地玄武岩的(207Pb/204Pb)i和(208Pb/204Pb)i值均在北半球铅基准线以上(图5c、d), 但其(87Sr/86Sr)i＜0.705, 并未表现出华南大陆新生代玄武岩的Dupal异常, 指示其地幔源区没有Dupal异常(Hart, 1984; 涂勘等, 1992)。

河源盆地玄武岩的微量元素特征表明其地幔来源较为复杂。相对于E-MORB, 其更富集大离子亲石元素Ba、Th、U、Sr以及Pb元素(图4b), 并且在Th/Yb-Nb/Yb图解与Th/Yb-Ta/Yb图解(图9c、d)中, 样品落在MORB-OIB序列上方, 说明俯冲组分对地幔源区产生影响(Pearce et al., 2005; Pearce, 2008)。此外, 样品具有明显的Pb正异常特征(图4b),εNd(t)值略低,208Pb/204Pb值较高, Pb同位素比值在图中位于太平洋沉积物区域附近(图5c、d), 说明源区所涉及的组分可能与俯冲沉积物释放的流体和/或熔体有关, 而与俯冲洋壳关系不大, 因为俯冲洋壳通常具有高εNd(t)值, 和低Pb和208Pb/204Pb值(Chauvel et al., 2009; Yu et al., 2020)。在地幔交代过程中, REEs、Ba和Th等元素在板片来源流体和板片来源熔体中的活动性不同, 因此可以用来判别来自俯冲沉积物的流体和/或熔体的贡献(Kogiso et al., 1997; Woodhead et al., 2001; Spandler and Pirard, 2013)。从Ba/La-Th/Yb和Nb/Zr-Th/Zr图(图10a、b)中可以看出, 河源盆地玄武岩受到俯冲沉积物流体和熔体的共同影响。在Lu/Hf-Sm/Nd图解(图10c)中, 样品具有极低的Lu/Hf值, 靠近大陆架砂和浊积岩区域内, 指示俯冲沉积物主要为陆源沉积物。

图10 河源盆地玄武岩Ba/La-Th/Yb(a; 底图据Elliott et al., 1997)、Nb/Zr-Th/Zr(b)、Lu/Hf-Sm/Nd(c; 底图据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

总体来看, 河源盆地玄武岩来源于亏损的软流圈地幔，但有富集EMⅡ型地幔的混合, 并可能有俯冲沉积物流体和熔体参与。

4.2 大地构造意义

河源盆地玄武岩富集LREEs、Ba、Th和Pb, 无明显Nb-Ta-Ti负异常, 表现出低的La/Nb、Th/Yb值和TiO2含量(图4, 9d, 11a、b), 与日本海弧后盆地玄武岩相似。在Ti/Zr-Zr和ThN-NbN图解(图11c、d)中, 玄武岩位于弧后盆地区域。在Th/Yb-Ta/Yb图(图9d)中, 样品投点靠近与弧后盆地裂谷和扩张阶段相关的基性岩, 进一步指示河源盆地玄武岩可能形成于弧后拉张环境。已有的构造变形解析工作显示, 晚白垩世沿着华南大陆南缘广泛发育NE-SW向正断层体系(Shu et al., 2009; Li et al., 2012, 2014, 2020; Chu et al., 2019), 其控制着包括河源盆地在内的一系列裂谷盆地的时空分布, 与河源盆地玄武岩所指示的弧后伸展环境一致。

图9 Y/15-La/10-Nb/8(a; 底图据Cabanis and Lecolle, 1989)、Hf/3-Th-Ta(b; 底图据Wood , 1980)、Th/Yb-Nb/Yb(c; 底图据Pearce, 2008)、Th/Yb-Ta/Yb图解(d; 底图据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

图11 La/Nb-Y(a; 底图据Floyd et al., 1991)、TiO2-FeOT/MgO(b; 底图据Shuto et al., 2006)、Ti/Zr-Zr(c; 底图据Woodhead et al., 1993)和ThN-NbN(d; 底图据Saccani, 2015)图解 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

研究显示, 从侏罗纪开始, 沿现今华南大陆南缘发育宽阔的安第斯型的大陆边缘弧体系(图12a) (Xu et al., 2017), 一直延续到早白垩世, 并伴随着幕式挤压-伸展变形, 其可能与古太平洋板片的俯冲角度变化有关(舒良树, 2012; 张岳桥等, 2012; Li et al., 2014, 2020; Chu et al., 2019)。晚白垩世华南大陆南缘存在广泛的伸展作用, 可能受控于古太平洋板块后撤(舒良树, 2012; 张岳桥等, 2012; Li et al., 2014, 2020; Chu et al., 2019), 持续的伸展作用最终导致了古南海弧后洋盆的打开(Li et al., 2012; Shao et al., 2017; Ye et al., 2018; He et al., 2020), 并伴随着河源裂谷盆地的形成及～74 Ma玄武岩的喷发, 而在此过程中华南大陆南缘安第斯型大陆边缘也逐渐演变为西太平洋型的大陆边缘体系(图12b)(Li et al., 2012; Ye et al., 2018)。古南海弧后洋盆之后发生俯冲消减, 其伴生的俯冲拖曳作用(slab pull)可能诱发了南海的扩张(Holloway, 1982; Taylor et al., 1983; Hall, 1996, 2002; 王鹏程等, 2017)。目前, 学术界认为古南海的大洋岩石圈残片可能残存于现今南海的周缘, 如巴拉望、西吕宋岛和婆罗洲(Encarnacion et al., 1995; Yumul et al., 2020; Dycoco et al., 2021)。在西菲律宾与巴拉望出露的晚白垩世蛇绿岩具有MORB/IAT的特点, 且形成于弧后伸张的构造背景。其中基性侵入体源区表现出富集地幔组分和亏损地幔相互作用的特征, 且受到了俯冲沉积物的影响, 与本次研究的玄武岩形成时代、岩浆来源和构造背景相似。

图12 华南大陆南缘晚白垩世构造体系转换模式图(据Ye et al., 2018修改) Fig.12 Cartoons showing the Late Cretaceous tectonic transition along the southern margin of South China

弧-盆体系转换在全球造山带中广泛发育, 并常常受控于俯冲带的侧向迁移。在西南太平洋地区, 中、新生代太平洋板块大规模后撤导致了塔斯曼海的打开(Schellart et al., 2006); 在中亚地区, 古亚洲洋俯冲板片泥盆纪大规模后撤控制了中亚多岛洋体系的形成与演化(Li et al., 2019)。上述汇聚板块边缘弧-盆体系转换过程, 类似于古太平洋板块后撤导致华南大陆南缘晚中生代构造转换及古南海打开的动力学演化过程。

5 结 论

(1) 河源盆地晚白垩世玄武岩(～74 Ma)为拉斑玄武岩, 与E-MORB具有相似的地球化学特征。玄武岩(87Sr/86Sr)i值较低,εNd(t)值和εHf(t)值为正, La/Nb值与εNd(t)值在软流圈地幔与华南大陆岩石圈地幔(SCLM)间呈负相关关系, 且靠近软流圈范围内, 表明河源盆地玄武岩主要来自于亏损的软流圈地幔。但与来自亏损的软流圈地幔的N-MORB相比, 河源盆地玄武岩表现出较高的(87Sr/86Sr)i和较低的εNd(t)值, 显示其可能受到了富集地幔的影响。玄武岩207Pb/204Pb和208Pb/204Pb值较高, 接近EMⅡ范围, 表明其源区的富集组分为EMⅡ型。Th/Yb-Ta/Yb图解中样品落在MORB-OIB序列上方, Pb同位素比值位于太平洋沉积物区域内, 且样品富集Ba、Th和Pb等元素, 指示河源盆地玄武岩源区有俯冲沉积物熔体和流体的参与。

(2) 河源盆地玄武岩的稀土和微量元素特征、以及Sr-Nd同位素组成与日本海弧后盆地玄武岩相似, 且在Th/Yb-Ta/Yb图中靠近与弧后盆地裂谷和扩张阶段相关的基性岩区域, 并与古南海的大洋岩石圈残片的形成时代、岩浆来源和构造背景相似。因而我们认为河源盆地晚白垩世玄武岩是在古南海弧后洋盆拉张过程中形成, 其动力学机制可能与古南海弧后洋盆拉张过程中形成, 其动力学机制可能与古太平洋俯冲板块后撤作用有关。

致谢:在实验数据处理过程中得到了中国科学院广州地球化学研究所张乐高级工程师的帮助, 中国地质科学院地质力学研究所李建华研究员和匿名审稿专家提出了宝贵的修改意见, 在此表示衷心感谢。