南海扩张前序岩浆活动:解译华南三水盆地古近纪玄武质岩浆作用过程

杨 锦, 杨 帆, 黄小龙*, 朱圣柱,苗秀全, 贺鹏丽

南海扩张前序岩浆活动:解译华南三水盆地古近纪玄武质岩浆作用过程

杨 锦1, 2, 3, 4, 杨 帆1, 2, 3, 黄小龙1, 2, 3*, 朱圣柱1, 2, 3, 4,苗秀全1, 2, 3, 4, 贺鹏丽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 深地科学卓越研究中心, 广东 广州 510640; 3. 南方海洋科学与工程广东省实验室(广州), 广东 广州 511458; 4. 中国科学院大学, 北京 100049)

华南三水盆地古近纪玄武岩(64～43 Ma)记录了南海扩张前大陆裂解过程中的岩浆‒构造活动, 但其岩浆演化过程及其动力学机制并不清楚。为此, 作者对其开展了详细的岩石学和矿物学研究。三水盆地古近纪玄武岩具有OIB型的微量元素组成特征, 由软流圈地幔源区部分熔融形成。该玄武岩中单斜辉石斑晶显示复杂的环带结构, 包括正环带、反环带及韵律环带结构, 指示了复杂的岩浆作用过程。正环带单斜辉石斑晶为核‒边结构, 其核部圆化或呈不规则形状, 边部自形, 指示了早期晶体与晚期演化岩浆混合后发生熔蚀‒再生长过程。绝大部分反环带单斜辉石斑晶为核‒幔‒边结构, 其核部相对低Mg, 并被部分熔蚀呈不规则状或圆化, 幔部相对高Mg, 边部自形, 反映了相对原始岩浆的补给作用。个别反环带单斜辉石为核‒边结构, 其核部Al2O3、TiO2含量和Mg#值明显偏低, 为下地壳捕虏晶, 表明岩浆从地幔源区上升汇聚到地壳岩浆房的过程中经历了轻微的地壳同化混染作用。韵律环带结构单斜辉石核部常为不规则状, 幔部成分呈韵律状变化, 边部自形, 记录了岩浆对流及多次岩浆演化‒补给过程。虽然单斜辉石斑晶结构复杂, 但具有相近的结晶压力(0.32～0.47 GPa)和结晶温度(1080～1135 ℃), 表明其源于一个相对稳定的浅部岩浆房。南海扩张前夕, 北部陆缘岩石圈强烈拉伸、减薄, 致使岩石圈‒软流圈界面明显抬升, 岩浆主要汇聚于浅部地壳岩浆房发生岩浆分异、补给与对流作用。由于地壳岩浆房发生了持续的幔源岩浆补给作用, 持续的热传导促使三水盆地局部区域的地壳熔融形成粗面岩和流纹岩(厚度超过1000 m), 为三水盆地双峰式火山岩成因机制提供了新的视角。

单斜辉石; 环带结构; 玄武岩; 双峰式火山岩; 岩浆房; 南海

0 引 言

边缘海又称陆缘海, 为陆地和开放大洋之间的过渡地带, 现今多数分布于西太平洋地区, 少数分布于大西洋西侧。通常, 边缘海盆地寿命较短且相对年轻(大多数<25 Ma; Tamaki and Honza, 1991), 其形成与演化过程的地质记录容易被保存下来, 因此是研究板块构造运动和动力学过程的“天然实验室”。南海作为西太平洋低纬地区最大的边缘海, 经历了大陆裂解、海底扩张、向周缘俯冲等构造旋回, 是研究大陆裂解动力学与海盆扩张的重要对象(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)。南海北缘新生代岩浆岩记录了华南陆缘岩石圈从大陆裂解到海底扩张中的岩浆‒构造演化过程, 然而目前关于南海扩张前夕, 其北缘古近纪岩浆活动的研究仍相对薄弱。

南海北缘三水盆地发育大规模古近纪玄武岩(64～43 Ma), 局部区域镁铁质岩石和长英质岩石厚度超过1000 m(广东省区域地质志, 1988; Yuan et al., 1994), 代表了南海海盆扩张前序岩浆活动(Chung et al., 1997; Zhu et al., 2004), 是审视南海扩张前的构造‒岩浆活动的理想窗口。前人对三水盆地玄武岩进行了同位素年代学、全岩地球化学和岩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; 肖龙等, 2006; Zhou et al., 2009; 张维, 2013; 袁晓博, 2019), 但关于其壳内岩浆演化过程及动力学机制的研究较少, 对于这些幔源岩浆如何穿过地壳以及如何在地壳中发生分异演化尚不清楚。前人常将区域内的玄武岩与酸性火山岩的成因联系在一起(Chung et al., 1997; 董月霞等, 2006; 肖龙等, 2006), 但实际上它们之间是否存在岩浆演化关系以及如何关联还需要深入研究。

火成岩的矿物组成取决于岩浆的化学成分和结晶环境, 矿物成分、结构和组合变化是成岩环境及物质组成发生变化的直接表现。火山岩中的斑晶记录了火山喷发前的物理化学条件、岩浆上涌和混合动力学过程等(Yang et al., 1999; Ginibre et al., 2007; Guo et al., 2007; Streck, 2008; Cooper, 2017), 利用斑晶矿物成分变化可深入探讨其岩石成因及演化机制。本文通过对三水盆地古近纪玄武岩中单斜辉石斑晶进行详细的微区原位分析, 查明其结构与成分变化特征, 并反演了岩浆性质及相应的物理化学条件变化, 由此刻画南海海盆扩张前夕北缘大陆裂解阶段的板内玄武质岩浆演化过程及其动力学特征。

1 区域地质背景及岩石特征

三水盆地位于华南大陆边缘, 是与南海相距最近的新生代内陆盆地之一(图1a), 呈南北向伸展。研究区地层主要为古近系莘庄村组、㘵心组、宝月组和华涌组(图1b); 盆地东南部主要为白垩系白鹤洞组、三水组, 西北部主要为白垩系大塱山组和古近系莘庄村组、㘵心组。盆地内沉积岩多为棕红色砂砾岩、泥质砂岩、砂岩、油页岩。区内主要断裂带有NE向吴川‒四会断裂带, NW向官窑‒沙湾断裂带和西江断裂带。区域内岩浆岩主要为双峰式火山岩, 包括粗面岩、流纹岩和玄武岩。本文研究的18个古近纪玄武岩样品主要采集于盆地中心区域的王借岗和紫洞(图1c、d)。

玄武岩样品为斑状结构、块状构造, 斑晶约占10%～30%, 包括橄榄石(5%～10%)、单斜辉石(5%～10%)和斜长石(10%～15%), 基质主要为单斜辉石、橄榄石和斜长石等微晶矿物, 呈间粒‒间隐结构, 细长条状斜长石不规则排列(图2a)或呈定向排列(图2b), 其间充填细粒状单斜辉石、橄榄石及钛铁氧化物等(图2)。橄榄石斑晶呈自形‒半自形(图2b), 不规则裂纹发育, 粒径大小不一, 大部分为100～300 μm。单斜辉石斑晶结构较为复杂, 包括具有环带结构的自形斑晶和部分熔蚀后不规则斑晶(图2a); 解理发育, 粒径变化较大, 大部分为200～500 μm(图2c、d), 少部分达厘米级; 斑晶中含有多种矿物包裹体, 包括它形橄榄石、长条状斜长石、短柱状磷灰石、菱形尖晶石及它形钛铁矿(图2c); 部分单斜辉石斑晶的核部呈筛孔状(图2a)。斜长石斑晶多呈自形板状, 发育聚片双晶, 部分斑晶核部呈筛孔状(图2a)。

2 分析方法

本次研究选取较新鲜的玄武岩样品开展全岩地球化学分析。先用砂纸对样品表面进行打磨, 再用去离子水洗净, 晾干后使用刚玉碎样机破碎成粒径约为0.5 cm的小块, 再使用1%稀盐酸浸泡以去除样品中的碳酸盐杂质, 最后用玛瑙砵研磨至200目以上以备化学分析。全岩主量元素、单矿物电子探针结构与成分分析均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完成, 全岩微量元素在武汉上谱分析科技有限责任公司完成。全岩主量元素采用Rigaku RIX 100e型荧光光谱仪(XRF)分析, 详细步骤见Li et al. (2006), 分析精度优于1%～5%。全岩微量元素采用Agilent 7700e型电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)法测试, 分析精度一般为2%～5%。单斜辉石矿物成分分析在CAMECA SX FiveFE型电子探针仪完成, 工作条件: 电压15 kV, 电流40 nA, 束斑直径1 μm。大部分元素峰位分析时间为20 s, K和Na为10 s, PAP法校正, 分析误差小于0.2%。选取标样为: 硬玉(Na)、金红石(Ti)、透辉石(Si、Mg)、正长石(Al、K)、铬铁矿(Cr)、镁铝榴石(Ca)、Fe2O3(Fe)、铁镁铝榴石(Mn)、镍黄铁矿(Ni)。测试结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。电子背散射(BSE)图像采用Carl Zeiss Supra 55 Sapphire场发射扫描电镜完成, 单斜辉石斑晶的元素面扫描利用该扫描电镜配置的Oxford Inca-X20能谱仪完成, 工作电压为20 kV, 电流是20 nA。

3 分析结果

3.1 全岩地球化学

玄武岩样品全岩主量和微量元素组成见表1。分析结果显示, 这些样品均为碱性玄武岩(图3a)。其主量元素成分变化较小(SiO2=45.00%～47.80%; MgO= 5.49%～7.01%), 具相对较低的CaO(8.19%～9.16%)、Fe2O3T(9.63%～10.21%)和K2O(1.01%～1.68%)含量, 较高的Al2O3(16.46%～17.15%)和Na2O(3.55%～4.50%)含量。随着Mg#值下降, 样品中TiO2、Ni、Cr含量逐渐降低(图3b、c、d)。

图1 华南三水盆地大地构造位置(a; 据Yang et al., 2019a; Xu et al., 2012修改)及地质简图(b;据袁晓博, 2019修改)及其玄武岩露头(c、d)

(a) 自形环带结构单斜辉石斑晶(正交偏光); (b) 单斜辉石和橄榄石斑晶显微照片(正交偏光); (c) 单斜辉石斑晶中含丰富的矿物包裹体(BSE图像); (d) 单斜辉石斑晶聚合体(BSE图像)。矿物代号: Cpx. 单斜辉石; Ol. 橄榄石; Pl. 斜长石; Ilm. 钛铁矿。

表1 三水盆地古近纪玄武岩的主量(%)和微量元素(μg/g)组成

续表1:

续表1:

样品稀土元素总量较高(ΣREE=171～226 μg/g), 轻、重稀土元素分异明显((La/Yb)N=12.2～14.5), 无明显Eu异常(图4a)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中, 样品显著富集大离子亲石元素, 相对亏损Th、U, 具有明显的Nb-Ta-Sr-Ba正异常和强烈的Pb负异常(图4b)。样品Nb/Ta(17.5～18.9)、Th/U(3.62～4.35)及Nb/La(1.65～1.81)值变化较小, 但Zr/Hf(42.2～47.5)与Nb/U(46.3～66.5)值变化较大(表1)。

3.2 单斜辉石的成分特征及环带结构

三水盆地古近纪玄武岩中单斜辉石斑晶具有丰富的环带结构, 包括正环带结构(图5a、b)、反环带(图5c、d、e、f)和韵律环带结构(图5g、h)。部分斑晶核部为它形不规则状(图5b、d、e), BSE图像呈不规则的明暗相间区域, 在较暗区域见熔体包裹体; 还有部分斑晶核部呈筛孔状(图5a、b、d、e、g、h), 多数情况下充填玻璃或钛铁矿。

数据来源: 粤东玄武岩据Huang et al. (2013); 海南玄武岩据Wang et al. (2012); 福建玄武岩据Ho et al. (2000)和Li et al. (2020)。

球粒陨石标准化值据Sun and McDonough (1989); 原始地幔标准化值据McDonough and Sun (1995)。

(a、b) 正环带; (c、d、e、f) 反环带; (g、h) 韵律环带。线段AB、CD是剖面成分分析的位置。矿物代号: Ol.橄榄石; Apt. 磷灰石; Sp. 尖晶石。图中数字表示Mg#值。

单斜辉石成分变化复杂(表2、3), 其含量变化较大, 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%。在辉石分类图解中, 样品主要落在普通辉石、透辉石区域(图6a)。除了反环带单斜辉石斑晶的少数核部成分具有明显偏低的Mg#值外, 其他环带结构斑晶的Mg#值总体较高(>65), Na、Ti、Al与Mg#值之间则呈负相关关系(图6b、c、d)。

表2 三水盆地古近纪玄武岩中单斜辉石斑晶成分电子探针分析结果(%)

续表2:

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续表2:

注: 以6个氧原子为单位计算阳离数; FeOT为全铁氧化物含量; bdl表示低于检测。

表3 三水盆地古近纪玄武岩单斜辉石斑晶成分剖面电子探针分析数据(%)

续表3:

注: bdl表示低于检测限。

正环带单斜辉石斑晶通常为核‒边结构, BSE图像显示其核部较暗, 边部较亮, 核部常呈圆化它形, 边部较为自形(图5a、b)。核部端元组成为Wo44.3～47.8En41.5～46.3Fs9.4～13.5, 相对富MgO(Mg#=76.1～ 83.3), 多为高Al-Ti含量的透辉石(TiO2=1.18%～3.46%, Al2O3=5.09%～8.83%), 其Cr2O3和Na2O含量相对较低(分别为0.05%～0.44%和0.48%～0.99%)。边部端元组成为Wo45.9～50.1En35.4～40.2Fs12.4～15.2, 相对富Fe(Mg#= 70.6～75.6), TiO2和Al2O3含量(分别为3.17%～4.22%和5.06%～12.02%)也明显高于核部。

反环带单斜辉石斑晶大部分为核‒幔‒边结构, BSE图像显示其核部较亮, 边部较暗, 核部常呈不规则形状(图5c、d、e、f)。核部端元组成为Wo48.4～51.0En33.1～37.1Fs13.1～16.6, 相对富Fe(Mg#=66.8～74.2); 幔部端元组成为Wo46.0～49.5En37.1～42.3Fs9.7～13.4, 相对富Mg(Mg#=73.7～81.7), 与正环带斑晶的核部成分较为相近; 边部端元组成为Wo47.3～50.6En34.4～38.2Fs12.8～15.6, 相对富Mg(Mg#=69.2～75.3), 大部分反环带斑晶从核部到边部, FeO、Al2O3含量逐渐下降, MgO、Cr2O3、CaO含量逐渐上升。少数反环带斑晶为核‒边结构, 核部成分具有明显较低的Mg#值(<65), 偏离其他斑晶的成分变化趋势, 具有明显较低的Al2O3(1.38%～2.46%)、TiO2(0.22%～0.49%)以及明显较高的FeOT(12.47%～ 14.36%)、SiO2(51.39%～52.23%)、Na2O(0.70%～1.10%)含量, 其边部成分与其他环带结构斑晶的边部相似, 因而从核部到边部呈现显著的成分变化(图5d、f); 一些低Mg#值反环带斑晶核部被明显熔蚀呈不规则状, 或呈圆化状, 熔蚀程度明显弱于其他反环带核部, 其边部通常较薄。

韵律环带单斜辉石斑晶BSE图像显示其核部常为不规则形状, 明暗不均(图5g、h), 幔部具明暗交替变化, 边部则常具有较为自形的轮廓。韵律环带主要有两类, 一类以细环带层为主(图5g), 另一类以粗、细相间环带层为主(图5h)。前一类整体呈现出从核部到边部的正环带(图5g、7a), 后一类则整体呈现出从内到外的反环带特征(图5h), 元素面扫描显示其叠加了扇状结构(中间漏斗形区域富集Al-Ti, 而边部的区域则富集Si-Mg; 图8), 但从核部到边部, 主量元素成分仍呈现出韵律状变化。

4 岩浆作用过程的矿物学记录

由于单斜辉石在玄武岩演化过程中具有较宽的结晶温压范围, 往往保留复杂的环带结构, 可记录岩浆演化过程(Ubide et al., 2014, 2019; Chen et al., 2018; Feng and Zhu, 2018, 2019; Xing and Wang, 2020)。三水盆地古近纪玄武岩中单斜辉石的环带结构多样, 表明存在丰富的晶体‒熔体不平衡反应, 指示了不同的岩浆作用过程。

4.1 正环带结构: 岩浆演化过程中的晶体熔蚀‒再生长

正环带结构单斜辉石的核部呈圆化形态, 并且核‒边接触界面具有明显的熔蚀形态(图5b), 核部与边部成分截然不同(表2), 表明相对原始单斜辉石与相对演化的熔体发生了熔蚀反应后继续结晶生长。因此, 正环带结构单斜辉石斑晶代表了相对原始单斜辉石与相对演化的熔体混合过程。

图6 三水盆地古近纪玄武岩单斜辉石Wo-En-Fs分类图解(a; 据Morimoto et al., 1988)和主量元素变化关系图(b、c、d)

4.2 反环带结构: 岩浆补给过程中的晶体熔蚀‒再生长

大部分反环带单斜辉石斑晶具有核‒幔‒边结构, 核部不规则, 幔部相对自形, 增生边部亦呈自形(图5c), 形态学变化特征指示从核部到幔部演化过程中存在熔蚀‒再生长。相应地, 从核部到幔部Mg#值上升, TiO2、Al2O3、Na2O含量降低。形态学与化学成分变化表明, 具有核‒幔‒边结构的反环带单斜辉石斑晶由相对演化岩浆结晶的单斜辉石与相对原始的补给熔体发生反应, 代表晶体熔蚀‒再生长过程。

少数核‒边结构的反环带单斜辉石斑晶核部为它形不规则状或半自形, 并含有丰富的矿物包裹体, 如磷灰石等(图5f), 核‒边成分骤变(图7b), 表明其核部直接被寄主岩浆捕获并发生熔蚀‒再生长。通常, 同一岩浆体系在不同演化阶段, 结晶的一系列单斜辉石将具有相似的成分变化趋势(黄小龙等, 2007; Guo et al., 2007), 而三水盆地古近纪玄武岩中, 这类反环带单斜辉石核部显示出明显不同于其他单斜辉石的成分变化趋势(图5d、f, 7b), 表明它们形成于不同性质的母岩浆或者不同的岩浆环境。相对而言, 这类单斜辉石核部具有明显较低的Mg#、Al2O3、TiO2和明显较高的FeO、SiO2、Na2O含量, 指示其为较演化岩浆结晶的产物。另外, 磷灰石常存在于偏中酸性岩石中(Lee and Bachmann, 2014), 该类单斜辉石核部存在磷灰石, 进一步指示其为地壳捕虏晶, 记录了岩浆上升过程中的同化混染作用。

4.3 韵律环带结构: 岩浆对流及多期次岩浆演化‒补给过程

不同粗细韵律环带具有不同成因, 包括岩浆对流、岩浆混合和岩浆补给(Ginibre et al., 2007; Streck, 2008; Viccaro et al., 2016)。通常, 同一岩浆房内不同位置的岩浆成分与温度可能略有差异, 岩浆房内岩浆对流将导致晶体位置相对于熔体发生变化, 从而可能形成较细的成分环带和较低幅度的成分变化(Ginibre et al., 2002)。本次研究单斜辉石斑晶韵律环带成分变化幅度较大, 但并未偏离整体的成分演化趋势(图5g、7a), 指示多次岩浆混合事件(Ginibre et al., 2007), 代表单斜辉石生长过程中的多次岩浆补给事件或单次岩浆补给引起的岩浆房内不同成分岩浆的多次对流。从核部到边部, 韵律环带单斜辉石斑晶各组环带最高Mg#值不断升高, 表明其生长过程中主要为原始岩浆的补给作用。

图7 韵律环带和反环带单斜辉石斑晶剖面成分变化(剖面位置见图5g、f)

图8 韵律环带单斜辉石斑晶元素面扫描(图5h所示单斜辉石斑晶)

叠加了扇形结构的韵律环带单斜辉石除了显示类似的成分变化外, 其扇形结构的中间长柱区域还富集Al-Ti, 两侧扇形区域则富集Si-Mg(图8)。前人研究认为, 长柱区域和扇形区域组分不同是由于单斜辉石在低冷却度或者近于平衡条件下结晶时发生了阳离子交换反应([Si4++Mg2+]扇形区=[Al3++Ti4+]长柱区)所致, 指示了缓慢的动力效应(Neave et al., 2019; Ubide et al., 2019), 一般形成于岩浆房与围岩接触的冷凝边附近(Xing and Wang, 2020)。因此, 叠加了扇状结构的韵律环带单斜辉石除了指示存在岩浆补给‒混合过程外, 还说明其曾位于岩浆房与围岩接触的边部, 经历了缓慢冷却作用。

4.4 岩浆存储位置: 岩浆房深度

单斜辉石与熔体组分温压计常被用于测算火山岩中单斜辉石的结晶压力(Putirka, 2008; Mollo et al., 2018), 进而推算地壳岩浆储库的深度。Putirka (2008)依据单斜辉石与熔体之间的Fe-Mg分配系数(D=[Fe2+/Mg]cpx/[Fe2+/Mg]melt)是否为常数判断其是否平衡。Mollo et al. (2018)基于实验数据建立了一系列热力学方程, 定量估算辉石斑晶的结晶温压条件, 该温压计误差分别为28 ℃和0.15 GPa(1SD), 通过回归分析获得体系的“透辉石+钙铁辉石(DiHd)”和“顽辉石+斜铁辉石(EnFs)”组分, 然后与实验测量获得的“透辉石+钙铁辉石、“顽辉石+斜铁辉石”组分进行比较, 根据它们之间的相关性来判断单斜辉石与熔体是否平衡。此方法较“Fe-Mg分配系数法”更为稳定和精确(Mollo et al., 2018), 因此本文采取Mollo et al. (2018)的方法来判断熔体与单斜辉石之间是否平衡。

异常低Mg#值反环带斑晶核部为变质成因的地壳捕虏晶, 无法利用Mollo et al. (2018)的方法定量测算其形成温度与压力。另外, 由于本文分析的全岩主量元素数据有限, 不足以确保所有单斜辉石斑晶成分都有匹配的全岩成分代表其平衡熔体, 因此选取地质数据库(http://georoc.mpch-mainz.gwdg.de/georoc/)中的大量粗面玄武岩全岩主量元素数据(=555)作为熔体数据, 与本文的单斜辉石斑晶成分进行匹配, 以确定平衡熔体成分。同时, 本文利用分析获得的单斜辉石“透辉石+钙铁辉石(DiHd)”和“顽辉石+斜铁辉石(EnFs)”组分与预测的单斜辉石‒熔体对进行比对, 以确定单斜辉石与匹配熔体是否平衡(Mollo et al., 2013), ∆DiHd和∆EnFs的临界值分别为±0.06和±0.05(Mollo et al., 2013)。

根据上述方法, 本次研究共有21个单斜辉石‒熔体平衡对落在预测值的临界范围内(图9)。计算结果表明, 具有不同环带结构的单斜辉石斑晶结晶压力均在0.32～0.47 GPa范围内, 表明存在较浅的岩浆房; 结晶温度主要集中于1080～1135 ℃之间, 进一步表明这些环带结构所记录的复杂岩浆作用过程均发生于较窄的温压范围内(图10)。这明显不同于较厚岩石圈环境下的基性岩浆活动, 其单斜辉石斑晶记录了多个压力范围的岩浆房(Xing and Wang, 2020)。前人研究表明, 华南大陆地壳厚度从北向南逐渐减薄, 总体厚度为26～32 km(黄海波等, 2014), 因此可以推测三水盆地古近纪玄武岩的岩浆房位于中地壳范围内, 地壳捕虏晶为岩浆从地幔源区向地壳岩浆房运移过程中从下地壳捕获的, 记录了岩浆上升过程中的同化混染作用。

5 三水盆地古近纪玄武质岩浆活动特征与双峰式岩浆成因机制

5.1 三水盆地古近纪玄武岩的岩浆演化过程

不同成分的岩浆在岩浆房中混合将导致结晶矿物形成各种复杂的环带结构(Ginibre et al., 2007), 因此矿物的不同环带结构记录了复杂的岩浆演化过程; 通过研究矿物环带结构的成分变化, 可以反演晶体生长过程中的岩浆性质、环境温度、压力及氧逸度等因素的变化(黄小龙等, 2007; Streck, 2008)。

熔体数据选取自数据库http: //georoc.mpch-mainz.gwdg.de/georoc/。

图10 三水盆地古近纪玄武岩Mg#、结晶温度与结晶压力协变图

三水盆地古近纪玄武岩全岩TiO2、Ni、Cr含量随着Mg#值下降而逐渐降低(图3b、c、d), 表明岩浆演化过程中存在橄榄石、单斜辉石、钛铁矿的结晶分异作用。相应地, 单斜辉石斑晶明显地往富集Wo而贫En、Fs的方向演化(图6a), 表明岩浆中的Mg、Fe含量逐渐降低, 为橄榄石结晶消耗大量Mg、Fe, 从而导致演化岩浆中缺乏Mg、Fe。在橄榄石大量结晶之后, 单斜辉石开始结晶, 形成相对高Mg的核部(Mg#≈80)。在给定的Mg#值下, 三水盆地古近纪玄武岩中的Cr、Ni含量明显低于福建、海南、粤东等地玄武岩, 表明其经历了更高比例的橄榄石和单斜辉石结晶分异。单斜辉石斑晶中Ti含量并没有随着Mg#值下降而明显降低(图6c), 表明钛铁矿结晶分异晚于单斜辉石。正环带结构单斜辉石核部呈圆化形态, 核‒边接触界面具有明显的熔蚀形态, 记录了在相对演化岩浆体系中的熔蚀‒再生长过程, 即早先从相对原始的岩浆结晶的高Mg单斜辉石晶体与演化岩浆发生熔蚀反应, 之后在演化岩浆中继续结晶生长形成相对低Mg的边部(Mg#=70～78)。反环带结构单斜辉石记录了岩浆补给过程, 在较演化岩浆中成核结晶的单斜辉石与较原始的补给岩浆混合, 发生熔蚀反应, 之后再生长。韵律环带结构的单斜辉石则指示了岩浆房中存在多次的岩浆补给事件, 并伴随着岩浆自身的对流。由于所有单斜辉石斑晶的边部具有相似成分(Mg#≈72)和自形轮廓, 表明在岩浆喷发前岩浆房中的基质熔体与单斜辉石斑晶边部已达平衡。反环带单斜辉石斑晶的幔部与正环带斑晶的核部成分变化趋势一致, 指示它们结晶于相同的岩浆体系, 各自代表了岩浆房不同时期的结晶产物。反环带斑晶边部与正环带斑晶边部成分范围类似, 并构成了连续变化的趋势(图6), 表明它们结晶于成分相近的岩浆体系。另外, 正环带和反环带斑晶的边部都较窄, 并且基质单斜辉石为细小晶体, 指示了岩浆是从岩浆房快速喷发至地表。

三水盆地古近纪玄武岩主量、微量元素组成具有典型的OIB特征(图4), 表明岩浆来源于软流圈地幔的部分熔融; 根据单斜辉石斑晶的结晶压力, 源区较原始的母岩浆最终上升聚集至压力为0.32～0.47 GPa深度的地壳岩浆房发生岩浆演化。岩浆从地幔源区向地壳岩浆房运移过程中还捕获了下地壳物质, 但根据其全岩Nb-Ta-Sr-Ba正异常和强烈亏损Pb的微量元素组成特征(图4), 以及亏损的Sr-Nd同位素组成(Chung et al., 1997), 表明地壳同化混染作用非常微弱。冷凝边的存在能有效地阻止地壳混染(Chung et al., 1997), 同样支持了三水盆地古近纪玄武岩受同化混染作用影响小的结论。

5.2 三水盆地古近纪双峰式火山岩的成因机制

在造山带地壳加厚的情况下, 地幔岩浆在穿越地壳的演化过程中, 常出现多个压力范围的岩浆房, 从而经历多层次的岩浆演化过程(Xing and Wang, 2020)。同样, 在大陆弧环境, 由于上覆岩石圈较厚, 幔源岩浆在垂向上亦经历复杂的岩浆演化系统(Feng and Zhu, 2019)。三水盆地古近纪玄武岩在地壳岩浆房内部也经历了复杂的演化过程, 但其单斜辉石斑晶的来源深度较为一致, 暗示其来源于单一的岩浆房, 主要为中地壳层位, 明显不同于造山带加厚地壳或大陆弧环境下经历了多个不同深度的地壳岩浆房演化过程。另外, 三水盆地的岩浆房深度也明显较浅(对应压力为0.32～0.47 GPa), 明显不同于造山带加厚地壳或者大陆弧环境下的幔源岩浆主要在下地壳深度的岩浆房发生岩浆演化, 表明其上覆岩石圈厚度较小。因此, 南海扩张前夕, 北部陆缘岩石圈强烈拉伸与减薄, 致使岩石圈‒软流圈界面明显抬升, 从而导致岩浆房较浅、岩浆在地壳垂向上的演化相对简单。地球物理研究结果也支持三水盆地的地壳及岩石圈发生了明显的减薄(黄海波等, 2014; 张永谦等, 2019)。

三水盆地作为南海扩张的前期产物, 出现了双峰式火山岩(Chung et al., 1997; 董月霞等, 2006; 肖龙等, 2006)。前人认为这套双峰式火山岩可能为双对流岩浆房的同期产物(Chung et al., 1997), 或者是从玄武质岩浆中演化的中酸性岩浆在浅部先喷发, 玄武质岩浆在深部后喷发(董月霞等, 2006; 肖龙等, 2006)的结果。如果双峰式火山岩是在双对流岩浆房的同期产物, 则玄武岩和粗面岩、流纹岩会出现岩浆共生或者混合的情形, 但是野外地质调查并未发现这种现象。本文研究表明, 三水盆地较早喷发的OIB型玄武岩来自软流圈地幔源区, 其母岩浆在中地壳岩浆房内逐渐聚集并经历了复杂的岩浆演化‒补给过程; 随着幔源岩浆的不断补给, 将导致中地壳岩浆房及其周缘地壳的热量逐渐聚焦, 导致围岩被加热, 持续的热传导使得地壳部分熔融, 熔体最终汇聚成岩浆房, 在局部喷发形成超过1000 m厚的中酸性岩浆岩。三水盆地中酸性岩浆岩具有相对富集的Sr-Nd同位素组成, 并显示出强烈的Nb-Ta-Ti负异常特征(Chung et al., 1997; 董月霞等, 2006; 肖龙等, 2006), 也符合其源于岩浆房周缘地壳熔融的结果。由于该地壳熔融为高温及浅部拉张环境所致, 因此三水盆地酸性岩也显示出了A型花岗岩的特征(Chung et al., 1997)。实际上, 以三水盆地双峰式火山岩为代表的南海扩张前期陆缘岩浆活动与红海扩张前期的陆缘岩浆活动具有相似性。红海是克拉通背景下由地幔上涌导致海盆扩张的典型代表(Cochran and Martinez, 1988; Bosworth et al., 2005; Chang and Van der Lee, 2011; Bosworth, 2015), 在扩张之前发生了岩石圈拉伸减薄及岩石圈‒软流圈界面抬升等, 其西岸南侧苏丹东北地区和也门西南地区也出现双峰式岩浆活动(早期为玄武质岩石, 稍后喷发了中酸性粗面岩、流纹岩)(Bosworth, 2015)。

6 结 论

(1) 三水盆地古近纪玄武岩中单斜辉石斑晶具有复杂的环带结构, 记录了丰富的岩浆演化过程。核‒边结构的正环带单斜辉石, 指示了岩浆演化过程中的晶体熔蚀‒再生长过程; 核‒幔‒边结构的反环带单斜辉石记录了岩浆补给过程中的晶体熔蚀‒再生长过程; 核‒边结构的反环带单斜辉石记录了岩浆运移过程中的同化混染作用; 正常韵律环带结构单斜辉石记录了岩浆对流及其多期次岩浆演化‒补给过程; 叠加了扇状结构的韵律环带单斜辉石记录了缓慢动力学效应, 指示其曾位于岩浆房冷凝边附近。

(2) 根据单斜辉石‒流体温压计获得各类单斜辉石结晶温度相近(1080～1135 ℃), 结晶压力变化小(0.32～0.47 GPa), 指示其源于单一的浅部岩浆房, 明显不同于造山带加厚地壳或大陆弧环境下的玄武岩经历了多个不同深度的地壳岩浆房演化过程, 这也暗示了南海扩张前夕, 北部陆缘的岩石圈强烈拉伸与减薄, 其岩石圈‒软流圈界面明显抬升。

(3) 来自软流圈地幔源区的玄武质岩浆在浅部地壳岩浆房内逐渐聚集并经历了复杂的岩浆演化‒补给过程, 由于幔源岩浆的不断补给, 持续的热传导促使三水盆地局部区域的地壳熔融形成粗面岩和流纹岩, 与OIB型玄武岩构成了双峰式岩浆活动。

致谢:实验测试过程中得到了中国科学院广州地球化学研究所陈林丽工程师的技术指导, 中国地质大学(武汉)郑建平教授、云南大学王选策教授和中国科学院广州地球化学研究所郭锋研究员均对本文提出了宝贵的修改意见, 谨致谢忱！

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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

国家自然科学基金项目(U1701641、41625007、42002048)和南方海洋科学与工程广东省实验室(广州)人才团队引进重大专项(GML2019ZD0202)联合资助。

杨锦(1996–), 男, 硕士研究生, 地球化学专业。E-mail: 2309438969@qq.com

黄小龙(1972–), 男, 研究员, 博士生导师, 从事岩石地球化学研究。E-mail: xlhuang@gig.ac.cn

P581; P511.4

A

1001-1552(2022)03-0530-022