海南白垩纪六罗村组火山岩的年代学、地球化学特征及其大地构造意义

周 云 ,梁新权,梁细荣,蒋 英, ,蔡运花,邹水长,王 策, ,付建刚, ,董超阁,

(1.桂林理工大学 地球科学学院,广西 桂林 541004;2.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;3.中国科学院大学,北京 100049;4.江西耀升钨业股份有限公司,江西 赣州 341300;5.江西省崇义县交通运输局,江西 赣州 341300)

0 引言

海南岛处于印度-澳大利亚板块、欧亚板块和太平洋板块的交汇部位(图1a),其特殊的大地构造位置使其成为了研究大陆边缘演化历史、东亚大陆增生过程以及南海形成的理想场所,历来是地质学家关注和研究的焦点地区。前人对海南岛晚古生代-中生代时期的岩浆活动进行了大量研究,如海南五指山地区二叠纪花岗岩(267~262 Ma)形成于同碰撞环境,反映了华南印支造山运动的起始时间很可能是早二叠世晚期(Li et al.,2006);出露在邦溪地区的早二叠世变基性岩(~270 Ma)则被认为形成于陆缘弧后盆地环境(Xu et al.,2007);海南乐东早三叠世尖峰岭花岗岩体(~249 Ma)和三亚正长岩(~244 Ma)形成于后造山环境,是海西期造山事件连续演化的结果(谢才富等,2005,2006);万宁辉长岩和辉绿岩脉形成于~240 Ma,以及分界洲正长岩形成于~231 Ma,并认为其形成的构造背景为陆内伸展环境,反映了海南岛在约 240~230 Ma处于印支造山运动的应力松弛阶段(唐立梅等,2010);燕山晚期(约134~128 Ma,K-Ar年龄)花岗岩是深部地壳(>25 km)火成岩重熔的产物,形成于弧后盆地环境(汪啸风等,1991);屯昌地区晚燕山期(约 108~88 Ma)花岗质岩石中的闪长质包体是深部壳幔岩浆混合作用的产物,其形成与岩石圈的伸展-减薄有关(云平等,2003);屯昌早白垩世晚期(~107 Ma)埃达克质侵入岩是加厚下地壳的玄武质物质部分熔融的产物,形成于伸展环境(贾小辉等,2010);琼南晚白垩世(~81 Ma)基性岩脉被认为形成于板内拉张环境(葛小月等,2003)。这些研究表明,海南岛晚古生代-中生代时期岩浆作用的时限和形成环境等问题仍存在不同的看法。另外,这些研究主要针对侵入岩,对于同时期相关火山岩的精细年代学和元素地球化学分析研究资料仍相当缺乏。海南岛分布有大量火山岩(夏邦栋等,1991;Fang et al.,1992;Xu et al.,2007),对这些火山岩进行详细的年代学和地球化学研究,对揭示海南岛甚至整个华南地区岩浆活动的时空关系和大地构造演化特征都具有重要意义。因此,本文选择出露在海南三亚六罗地区白垩纪火山岩进行研究,并对其岩石成因及大地构造意义进行探讨。

图1 海南岛及邻区地质简图(据Wang et al.,2012)Fig.1 Simplified geotectonic map showing the Hainan Island and surrounding areas

1 区域地质背景与样品描述

海南岛以琼州海峡与华南大陆相连,岛内构造线主要以EW向和NNE向为主(图1b),其中EW向构造带由北往南分别为王五-文教断裂、昌江-琼海断裂、尖峰-吊罗断裂和九所-陵水断裂,NNE向构造主要包括一系列断陷和断隆以及盆地边缘的断裂,如白沙断裂。以往研究认为海南岛属于华夏地块的一部分(广东省地质矿产局,1988;Li et al.,2002),但也有研究者认为其属于印支地块(Hsü et al.,1990),还有研究者以昌江-琼海断裂(Li et al.,2002),或白沙断裂(Metcalfe et al.,1994),或九所-陵水断裂(夏邦栋等,1991)为界将其划分为南北二部分,分别亲属于华夏地块和印支地块。岛内主要出露古生界,其次是中-新生界和元古界,目前已知的最老地层位于岛西部的抱板群(Li et al.,2008)。岛内发育大量中晚二叠世-三叠纪以及侏罗纪-白垩纪花岗质岩石(Li et al.,2006;Xie et al.,2006;谢才富等,2005,2006;贾小辉等,2010),约占全岛面积的60%。新生代玄武质岩石主要分布在王五-文教断裂以北(图1b)。

琼南白垩系火山岩可划分为火山-沉积岩系和陆相火山岩系两大类,前者进一步分为鹿母湾组和报万组两个岩石地层单位,主要分布在白沙、乐东和三亚等地,后者自下而上可划分为六罗村组、汤他大岭组和岭壳村组三个岩石地层单位,主要分布于九所-陵水断裂带及其两侧的保亭、乐东和三亚市境内。本文研究的六罗村组位于海南三亚高峰镇六罗村一带(图1),这些火山岩呈近EW向展布,倾向以向北为主,区域上构成同安岭火山岩盆,其上部以流纹质凝灰熔岩夹流纹岩为主,下部为流纹质熔结凝灰岩、流纹质角砾凝灰熔岩夹玄武岩和安山岩,底部局部见紫红色碎屑岩,碎屑岩主要由石英砂砾岩、长英质砂岩、杂砂岩和泥岩组成,其顶界与汤他大岭组英安质含砾凝灰熔岩呈喷发不整合接触,底界以紫红色砾岩与下伏海西期中细粒斑状角闪黑云花岗闪长岩呈不整合接触,厚度大于1790 m (陈哲培,1997)。

本文研究的流纹岩和玄武岩-安山岩样品分别采自六罗村组的上部和中下部,其中流纹岩样品的手标本颜色为灰白色,斑状结构,流纹构造;斑晶主要为石英、钾长石、斜长石和黑云母等(图2a),斑晶少而细,常呈晶屑状或熔蚀状,含量为 2%左右;基质呈隐晶结构,主要成分为长英质矿物,含量约95%,副矿物主要是磁铁矿、锆石、磷灰石等。玄武岩-安山岩样品手标本呈灰色,斑状结构,杏仁状构造;其中,安山岩的斑晶主要为斜长石、角闪石、石英和辉石,含量约 20%;基质呈隐晶结构,局部可见玻晶交织结构,主要成分为长英质矿物(~55%)、角闪石(~15%)和辉石(~5%)(图2b),局部可见较多的安山质角砾(~20%),副矿物主要为磁铁矿、磷灰石和锆石等。玄武岩主要由基性斜长石(~45%)、辉石(~25%)、橄榄石(~5%)、角闪石(~5%)和火山质角砾(~20%)组成。这些火山岩均没有发生区域变质,玄武岩-安山岩局部发生蚀变,如绿泥石化、绿帘石化和碳酸盐化。

2 分析方法

2.1 锆石U-Pb同位素定年

样品的锆石分选在廊坊市诚信地质服务有限公司完成,分选出的锆石以浅棕、浅褐及褐色为主。将待测锆石颗粒置于环氧树脂中做成样品靶,固结后打磨并抛光至靶上锆石的中心部位暴露出来。对样品靶上的锆石进行透射光、反射光和阴极发光照相,以便在进行年龄测定时选取合适的分析部位。CL照相是在中国科学院地质与地球物理研究所扫描电镜仪器上完成。

图2 六罗地区流纹岩(a)和安山岩(b)代表性显微照片(正交偏光)Fig.2 Photomicrographs of the representative rhyolites (a) and andesites (b) from the Liuluo area

锆石U-Pb分析是在中国科学院广州地球化学研究所激光-电感耦合等离子质谱计LA-ICP-MS上完成。标准锆石样品TEM(417 Ma,Black et al.,2003)用于校正所测定样品的206Pb/238U年龄值。在样品测定过程中,TEM和样品交替测定,其比例为2/5。数据处理及U-Pb谐和图绘制分别采用 ICPMSDataCal程序和 Isoplot程序(Ludwig,2001)完成。普通铅校正根据实测的204Pb进行,同位素比值误差为1σ,其置信度为95%。

2.2 主量、微量元素分析测试

样品的主量、微量元素及Sr、Nd同位素组成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分别用 X射线荧光光谱仪 Rigaku ZSX100e、Perkin-Elmer Sciex ELAN 6000 ICP-MS和多接收器电感耦合等离子质谱仪上(MC-ICP-MS)测定。主量元素分析误差为1%~5%。微量元素测定仪器的分析精度一般优于 5%,详细的分析流程可参见文献(Li,1997)。Sr用标样为NBS987,87Sr/86Sr=0.710250(标准化值:86Sr/88Sr=0.1194);Nd用标样为 Shin Eston Jndi-1,143Nd/144Nd=0.512100(标准化值:146Nd/144Nd=0.7219)。

3 分析结果

3.1 锆石的U-Pb定年

用于定年的流纹岩样品(2012LL01-1)和玄武安山岩样品(2012LL02-1)均采自海南省三亚市高峰镇六罗村,采样位置见图1b。样品中的锆石呈半透明到透明状,以透明状为主,颜色以浅棕、浅褐及褐色为主。锆石形态绝大多数呈柱状,长度一般为80~240 µm,大部分锆石内部发育较宽的环带结构或条带状结构(图3c,d),具有典型的岩浆成因锆石特征,少部分锆石表现为核部不均匀斑点状和港湾状或边缘为较弱的振荡环带结构,与重结晶作用生成的岩浆锆石特征类似。它们的 Th/U比值均较高,大部分大于 0.2(表 1),亦暗示其为岩浆成因锆石(Claesson et al.,2000)。鉴于锆石中放射性成因207Pb和206Pb含量低的特征,且它们相对不稳定,导致207Pb/206Pb测试结果不准(见表 1) (Compston et al.,1992),因此本文采用锆石206Pb/238U加权平均年龄,定年结果见表1。

表1 六罗地区流纹岩和玄武安山岩锆石U-Pb同位素测试结果Table 1 Zircon U-Pb isotopic results of the rhyolites and andesites from the Liuluo area

续表1:

对流纹岩样品(2012LL01-1)进行了40个点的分析,其 U 含量变化于 183~1159 μg/g,Th含量为41~892 μg/g,Th/U比值变化范围为0.20~1.43。大部分分析测试点落在了谐和线上,个别数据点可能由于207Pb的不稳定性而导致其相对偏离谐和线(图3a),但它们均具有一致的206Pb/238U年龄,39个点的206Pb/238U加权平均年龄为102±1 Ma(MSWD=0.20,图3a),代表了其成岩年龄。有一个点(点 2012LL01022)给出了146±5 Ma的年龄,可能代表了捕获锆石年龄。

玄武安山岩样品(2012LL02-1)进行了39个点的分析,测得其U含量变化于173~1640 μg/g,Th含量为98~2367 μg/g,Th/U比值变化于0.29~1.44之间。所有分析测试点均落在了谐和线上(图3b),37个点的206Pb/238U 加权平均年龄为 102±1 Ma(MSWD=0.94,图3b),代表了其形成年龄。其中有两个锆石点(点 2012LL02025和点 2012LL02037)的核部给出了223±8 Ma和224±7 Ma的年龄,可能代表了捕获锆石年龄。

3.2 岩石地球化学特征

六罗火山岩的化学成分分析数据见表2。

流纹岩样品的SiO2含量在73.77%~74.79%之间,显示富硅的特征;Na2O含量在 2.42%~2.97%之间,K2O的含量为 5.09%~6.77%,K2O/Na2O比值在1.71~2.80之间,平均值为2.03,大于世界(1.18)、中国(1.06)及南岭(1.48)花岗岩的平均值,显示富钾的特征。样品的Al2O3含量为13.51%~13.92%,CaO含量为0.32%~0.62%。A/CNK值在1.17~1.22之间,显示为强过铝质(图4b)。样品TiO2、Fe2O3T和MgO含量较低,分别为 0.11%~0.12%、1.08%~1.41%和0.13%~0.23%,Mg#在22~28之间。样品的稀土总量较高(∑REE=122~162 μg/g),其轻、重稀土元素分馏程度较强(图5b),(La/Yb)CN值为 15.05~16.97,重稀土元素内部分馏较弱(Gd/Yb)CN为 1.17~1.40,具明显的Eu负异常(δEu=0.51~0.61)。在原始地幔标准化微量元素上(图5a),样品具有明显的 P、Ti负异常,亏损Nb、Ta,富集LILE。

图3 六罗地区流纹岩和玄武安山岩锆石U-Pb年龄谐和图(a,b)、代表性锆石阴极发光图像及测点年龄(c,d)Fig.3 Zircon U-Pb concordia diagrams (a,b),and CL images (c,d) for the rhyolites and basaltic andesites from the Liuluo area

表2 六罗地区火山岩的主量元素(%)和微量元素(μg/g)分析结果Table 2 Major (%) and trace element (μg/g) results of the volcanic rocks from the Liuluo area

图4 六罗地区火山岩的 TAS(a)、A/CNK-A/NK(b)和SiO2-K2O(c)图解Fig.4 Plots of TAS (a)、A/CNK vs.A/NK (b) and SiO2 vs.K2O (c) for classification of the volcanic rocks from the Liuluo area

玄武岩-安山岩样品的 SiO2含量在 49.82%~57.93%之间,Na2O含量在2.30%~3.06%之间,K2O的含量为 0.86%~2.63%,K2O/Na2O比值(0.32~1.11)明显低于流纹岩样品,二者均表现出钙碱性的特征,个别安山岩样品可能由于受后期蚀变的影响导致其K2O的含量偏低而落入拉斑系列(图4c)。玄武岩-安山岩样品的Al2O3含量为17.68%~21.05%,CaO含量为6.70%~9.07%。样品TiO2、Fe2O3T和MgO含量较低,分别为 0.82%~1.15%、6.68%~9.19%和 2.68%~4.68%,Mg#在46~58之间,明显高于流纹岩样品。样品的稀土总量在123~152 μg/g之间,略低于流纹岩样品的稀土总量,其轻、重稀土元素分馏程度相对流纹岩样品要弱(图5b),其(La/Yb)CN值为 9.42~12.24,(Gd/Yb)CN值为1.88~2.09,样品的Eu异常不明显(δEu=0.86~0.94);在微量元素蛛网图上(图5a),样品亏损Nb、Ta,富集LILE,其Eu和Sr元素负异常相对流纹岩样品明显要弱,可能是由于流纹岩样品在成岩过程经历了斜长石的分离结晶;同时流纹岩样品还具有更加亏损的P和Ti,可能是由于发生了磷灰石和钛铁矿的分离结晶。

3.3 Sr-Nd同位素组成

六罗地区火山岩的Sr-Nd同位素组成见表3。流纹岩样品均具有较稳定的87Rb/86Sr和87Sr/86Sr比值,分别变化于 3.47~4.08和 0.713324~0.714826;玄武岩-安山岩样品大都具有较稳定的87Rb/86Sr和87Sr/86Sr比值(表3),样品2012LL03-3和2012LL03-4的87Rb/86Sr相对偏低,可能是由于 Rb-Sr体系受到后期热液蚀变造成的(Zheng,1989),这与野外和镜下观察到这些火山岩均没有发生区域变质,但玄武岩-安山岩局部发生蚀变(如绿泥石化、绿帘石化)的结果一致。143Nd/144Nd比值分别变化于 0.512435~0.512446和0.512378~0.512462。按本次研究得到的年龄进行计算,得到流纹岩和玄武岩-安山岩的87Sr/86Sr初始比值分别为 0.708222~0.708965和0.707532~0.708401;εNd(t)值分别为-2.49~-2.69 和-2.35~-4.09。

4 讨论

4.1 研究区火山作用时代

前人对六罗村组火山岩的时代归属问题进行了一些研究,如在高岭地区六罗村组底部的紫红色碎屑岩中发现有古生物孢粉化石 Classopollis sp.和Osmundacidites sp.。这些孢粉可直接与海南岛内乐东-白沙盆地早白垩世鹿母湾组下部生物群对比,反映其时代应为早白垩世。同位素年代学方面,六罗村组上部的流纹质含砾凝灰熔岩的锆石 U-Pb年龄为107 Ma、流纹质凝灰熔岩的Rb-Sr等时线年龄为121±15 Ma;汤他大岭组上部英安岩的Rb-Sr等时线年龄为109±7 Ma,等等(蔡道冠和符国祥,1997,图6),这些数据亦说明本区火山岩形成于早白垩世。

图5 六罗地区火山岩原始地幔标准化微量元素蛛网图(a)和球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(b)(球粒陨石标准化值和原始地幔标准化值据Sun and McDonough,1989)Fig.5 Primitive mantle-normalized trace element spider diagram (a) and chondrite-normalized REE patterns (b) for the volcanic rocks from the Liuluo area

表3 六罗地区火山岩Sr-Nd同位素组成Table 3 Sr and Nd isotopic compositions of the volcanic rocks from the Liuluo area

本文对六罗村组火山岩进行的精细LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学分析测试结果表明,六罗村组上部的流纹岩形成于102±1 Ma,中下部的玄武安山岩形成于102±1 Ma,进一步表明六罗地区火山作用的时代为早白垩世晚期。这一时期的火山作用在浙闽粤等沿海地区也广泛存在,如福建永泰火山岩(103±2 Ma,LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄,徐夕生等,2005),浙江梁弄岩体(~101 Ma,黑云母40Ar/39Ar,王一先等,1997);粤西马鞍山流纹英安岩(100±1 Ma)、德庆二长花岗岩(99±2 Ma)和调村花岗闪长岩(104±3 Ma)(LA-ICP-MS锆石 U-Pb年龄,耿红燕等,2006);海南屯昌花岗闪长岩(107±1 Ma)、牛鼻岭花岗岩(107±2 Ma)、高通岭花岗岩(108±2 Ma)和白岭花岗岩(107±2 Ma) (LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄,贾小辉等,2010)以及屯昌闪长玢岩(108±2 Ma,LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄,Wang et al.,2012)等等。它们的形成时代集中在99~108 Ma之间,反映了浙闽粤琼等沿海地区在这一时期发生了一次大规模的火山/岩浆作用,这次大规模的火山/岩浆作用在不同的地区形成的岩石组合和岩性特征具有相似性和可对比性,琼南六罗村组相当于浙东地区的馆头组和朝川组、闽东地区的石帽山群和粤东地区的官草湖群(图6)。

4.2 源区特征

研究表明,华南中生代时期的很多中酸性岩石均来源于古老地壳物质的部分熔融(Martin et al.,1994;徐夕生等,2005),但本区火山岩样品的Sr-Nd同位素组成完全不同于华南古老地壳物质的 Sr-Nd同位素组成(图7),暗示它们不可能是直接来自华南古老地壳物质的部分熔融。它们的εNd(t)值也明显低于海南已知的最老基底抱板群变沉积岩的 εNd(t)值(图7);样品的Nd两阶段模式年龄(流纹岩的tDM2为1.12~1.14 Ga,玄武岩-安山岩的tDM2为1.11~1.26 Ga,见表 3)同样也明显低于抱板群的变质原岩年龄(1.4~1.8 Ga,Li et al.,2008);年代学结果亦显示,本区火山岩样品中的锆石未发现年龄老于1.4 Ga的继承锆石或捕获锆石(见图3c,d和表2)。因此,本区火山岩不可能直接由加厚的古老下地壳物质部分熔融形成。另外还有研究者认为东南沿海的一些早白垩世晚期酸性岩浆岩是幔源玄武质岩浆与壳源酸性岩浆发生较低程度混合的产物(邢光福等,1999;董传万等,2007)。

图6 琼南与东南沿海地区白垩纪火山岩对比Fig.6 Comparison of Cretaceous volcanic rocks in the southeast coastal areas

图7 六罗地区火山岩的εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图解Fig.7 εNd(t)-(87Sr/86Sr)i plot of the volcanic rocks from the Liuluo area

由前面的分析可知,六罗村组火山岩样品富集LILE,如 Rb、Ba和K等,亏损HFSE,如 Nb、Ta、Ti等,同时还富集LREE。通常来自富集大陆岩石圈地幔的岩浆会显示出亏损高场强元素的地球化学特征(Downes,2001),Arndt and Christensen (1992)的研究也认为岩石呈现出 Nb亏损这一特征很可能与岩石圈地幔的交代作用有关,因此本文研究的火山岩样品的源区可能是来自富集岩石圈地幔。本区火山岩样品具有较高的 Th/Ta和 Th/Nb比值(分别为6.71~13.71和0.41~1.37),暗示其地幔源区可能受到了俯冲流体的交代作用(Pearce and Peate,1995)。同时它们还具有较高的Nb/Ta和Zr/Hf比值,可能反映了其地幔源区经历了酸性熔体的改造作用(Hart and Dune,1993)。玄武岩-安山岩样品的Th和Rb含量(表2)明显低于大陆地壳平均含量(Th=5.6 μg/g、Rb=58 μg/g,Sun and McDonough,1989),且其Yb含量小于5 μg/g,Ta含量小于1 μg/g,Ta/Yb比值小于0.5,也表明其岩浆源区受到了俯冲带流体的影响(如Condie,1986)。在微量元素蛛网图上,玄武岩-安山岩样品的 Th和U 明显呈一个“波谷”(图5a),其原因很可能是俯冲洋壳物质释放的流体交代了大陆岩石圈地幔,而不是受明显的地壳物质或海洋沉积物的交代,因为地壳物质和海洋沉积物强烈富集Th和U。另外,源区混合了地壳物质往往会显示出 Nb-Ta的相对富集,而本区所有样品均显示出亏损 Nb-Ta;显微照片也没有观察到矿物发生明显岩浆混合的标记,如包含结构、交代边、矿物镶边、斜长石异常环带和针状磷灰石等。因此本区的流纹岩不太可能是幔源玄武质岩浆与壳源酸性岩浆发生混合的产物。综上表明这套火山岩样品的源区更可能来自被俯冲组分交代的富集岩石圈地幔。

海南岛出露有大量古生代地层,前人的研究认为岛中部的石碌群及其周缘大多数古生代地层是中生代早期海南岛北部和中南部碰撞形成的混杂岩(Hsü et al.,1990)。Li et al.(2002)在“石碌混杂岩”中发现并厘定了早石炭世(333±12 Ma,Sm-Nd等时线年龄)“邦溪-晨星蛇绿岩片”,代表了东古特提斯洋残片;陈新跃等(2013)对海南晨星地区安山质火山岩研究得到345±4 Ma(LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄)的形成年龄,认为这些安山质火山岩可能与“邦溪-晨星蛇绿岩片”一起向西延伸,构成近东西向的弧岩浆带和蛇绿混杂带。因此,本区六罗村组火山岩的源区所呈现的富集地幔特征很可能与东古特提斯洋俯冲过程中俯冲带流体对琼南大陆岩石圈地幔的交代有关。

本区玄武岩-安山岩样品具有相对较高的(87Sr/86Sr)i比值和负 εNd(t)值,在 εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图解中(图7),样品落入了琼中南白垩纪基性岩范围内,并有向 EMII延伸的趋势,这些特征说明本区玄武岩-安山岩的源区物质主要来自 EMII;另外,样品高的87Sr/86Sr和143Nd/144Nd比值要求地幔源区相对富集LREE和Rb等元素,因此合理的解释是在产生本区火山岩之前地幔源区已发生交代并形成了大陆岩石圈地幔(如Arslan et al.,2013)。结合这套火山岩的微量元素变化特征(图5),我们认为六罗村组火山岩中的玄武岩来源于受俯冲组分交代的EMII型大陆岩石圈地幔,安山岩则可能是同期玄武岩进一步发生部分熔融后形成,而流纹岩与玄武岩-安山岩具有一致的Sr-Nd同位素组成,暗示其可能是与玄武岩-安山岩同源的玄武质岩浆底侵于下地壳后再部分熔融的产物。

这一结论也可以得到相关区域地质资料的支持,如在广东麒麟、雷州半岛和浙江西垄、新昌等地玄武岩中也陆续发现了白垩纪(112±18 Ma,Sm-Nd等时线年龄)基性麻粒岩包体(Xu et al.,1999;徐夕生等,1999),说明东南沿海在中生代时期广泛存在底侵作用。另外,海南屯昌地区早白垩世晚期(~107 Ma)的花岗岩和花岗闪长岩具有埃达克质岩石的特征,是新底侵的加厚玄武质下地壳部分熔融的产物,同时发育其中的铁镁质包体也具有相对富集的 Nd同位素组成(εNd(t)为 0.13~ –4.61,Wang et al.,2012);琼南晚白垩世(~81 Ma)基性岩墙具有高的87Sr/86Sr初始比值(0.7078~0.7084)和负的 εNd(t) (–2.3~ –3.2),是源自与俯冲作用有关的交代地幔(葛小月等,2003),由此可以看出,本区出露的这套火山岩中的中基性组分与区域上同期的铁镁质包体和基性岩墙群具有一致的 Sr-Nd同位素组成,反映了它们可能具有类似的源区,可能均来自大陆岩石圈地幔。

4.3 形成环境及其大地构造意义

钙碱性火山岩的形成环境通常有两种主要类型,一是与板块俯冲相关的构造环境(Martin et al.,1994;McCarron and Smellie,1998),二是与岩石圈伸展的构造环境有关(Leeman and Harry,1993;Janecke et al.,1997)。大量研究表明中国东部的岩石圈结构具有明显的不均一性,并在侏罗纪以后发生了区域性的岩石圈伸展运动(Griffin et al.,1992;Menzies et al.,1993;张旗等,2013),到了白垩纪时期中国东部整体以伸展构造背景为主(Gilder et al.,1991),在这一构造背景下闽浙赣等地区形成了大量白垩纪火山–侵入岩(Martin et al.,1994;葛小月等,2003;徐夕生等,2005;耿红燕等,2006;Wang et al.,2012),其中中酸性岩均为高钾钙碱性,其微量元素蛛网图和稀土元素配分模式均具有一致性,因此,这些钙碱性岩浆岩均被认为形成于板内构造环境并与岩石圈的伸展、减薄有关(Griffin et al.,1992;Martin et al.,1994;徐夕生等,2005;Wang et al.,2012)。

本文研究的海南六罗火山岩为高钾钙碱性岩石(图4c),它们显示出“岛弧”火山岩的地球化学特征,如Nb-Ta亏损、富集LILE(Ba、K、Rb等),在相关图解中部分样品也落入了火山弧花岗岩范围内(图略)。值得注意的是,花岗岩类岩石的地球化学特征反映的是其源区、熔融和结晶分异的历史,其地球化学特征主要受到源区岩石成分和岩浆演化过程等因素的制约,而构造环境的影响相对于源区组成而言要小得多。很多构造环境判别图解对于具有混合源区的岩石而言往往也会失效,甚至可能得出错误的结论(Anthony,2005),岛弧岩浆具有典型的Nb-Ta-Ti亏损,但出现Nb-Ta-Ti亏损的并一定是形成于岛弧环境(Ionov and Hofmarnn,1995)。因此要慎用这些地球化学投图来对花岗岩类岩石进行构造环境的识别,而应该更多的从其源区组分和演化过程等方面来确定。如前所述,本区火山岩是源自受俯冲组分交代的EMII型大陆岩石圈地幔,因而表现出具有 Nb-Ta亏损等“岛弧”火山岩的地球化学特征。结合这一时期整个中国东部不太可能存在洋壳,而是以伸展构造背景为主(Gilder et al.,1991;Griffin et al.,1992),因此它们源区中的俯冲组分更可能是受古老俯冲物质改造的结果,具有继承性的特点,而不是受同期俯冲作用的影响。综合以上分析,我们认为本区的钙碱性火山岩应该与中国东部同期的岩浆岩具有类似的形成环境,即形成于伸展的构造环境。

中国东部构造-岩浆作用的成因是近年来学术界探讨的一个热点问题,目前主流观点认为中国东部燕山期大规模的岩浆活动与西太平洋板块的俯冲有关(Jahn et al.,1976;Faure and Natali,1992;Zhou and Li,2000)。有些研究者则对此观点提出了激烈争议,认为中国东部燕山期大规模的岩浆活动可能与超级地幔柱的活动有关,是一种新型的大火成岩省,并将其分为B型大火成岩省和G型大火成岩省(张旗等,2001,2013)。还有研究者从大陆岩石圈演化的角度来解释中国东部燕山期大规模岩浆活动的成因,如万天丰(2004)通过研究认为在周边板块的相互作用下,中国东部燕山期的地壳发生了 20°~30°的较大幅度的逆时针旋转,使大陆型地壳向东滑移至海洋型岩石圈地幔之上,从而引发了强烈的构造-岩浆活动,导致地壳加厚,出现了岩石圈类型的转型,构造断裂、圈层滑脱和高地温梯度的洋陆过渡型岩石圈是造成中国东部燕山期岩浆起源的原因(万天丰和赵庆乐,2012);邵济安等(2001)则强调中国东部中生代构造岩浆作用与板内软流圈物质上涌有关,其形成机制与岩石圈不同深度层次的构造(如走滑断裂、剪切变形等)有关。

研究表明,华南地块在经历印支运动以后,在205~180 Ma期间,处于一个岩浆活动沉寂期,这一时期被认为是华南构造体制转换期,即从特提斯构造域转换成太平洋构造域,导致构造线由近 EW 向往NE向改变(Wang and Shu,2012;周云等,2013)。到了早侏罗世晚期(~180 Ma),受古太平洋板块俯冲消减作用的影响,整个华南地块以伸展构造背景为主(Gilder et al.,1991),中侏罗世早期(180~170 Ma)出现的小规模岩浆作用代表了华南晚中生代大规模岩浆活动的开始(Li et al.,2003),至侏罗纪中晚期,古太平洋板块以快速率、低角度俯冲,随后俯冲角度逐渐增大。从早白垩世开始,特提斯向古太平洋构造域的体制转换基本完成,此后中国东部主要受古太平洋构造域的控制,在东南沿海形成了花岗质火山-侵入杂岩带和沉积盆地群,并导致了华南盆岭构造的形成(Wang and Shu,2012)。到了白垩纪(~100 Ma),太平洋板块呈高角度俯冲(Maruyama and Seno,1986),导致新生海沟与日本弧之间处于拉张应力状态(Uyeda,1983),并促使东亚陆缘发生了更大规模的地壳/岩石圈伸展减薄,形成了一系列NE-NNE向的断陷盆地群,如松辽、东营和赣杭等大型盆地群。同时也造成了华南地区岩浆活动带从内陆向沿海地区迁移,即侏罗纪侵入岩主要分布于武夷山以西的内陆地区,而白垩纪火山-侵入岩则呈NNE向分布在浙闽粤琼等沿海地区(Zhou and Li,2000),这些NNE向白垩纪火山-侵入岩构成了中国东部受太平洋构造域影响而引发的大规模岩浆活动的主旋律,它们形成于弧后拉张的构造环境,蕴含了丰富的壳幔相互作用信息(Xu et al.,1999;徐夕生等,2005)。本文研究的六罗村组火山岩,其岩石组合类型和形成时代均可以与东南沿海地区相对比(图6),结合它们的源区特征和形成环境,我们认为在早白垩世时期,浙东-闽东-粤东-琼南一带发生了岩石圈伸展作用,岩石圈伸展导致地幔物质上涌,形成了本区的基性岩石,同时玄武质岩浆底侵至下地壳,导致地壳熔融而形成本区的酸性岩石。因此,我们认为本文研究的六罗村组火山岩的成因机制更可能与古太平洋板块俯冲引起的岩石圈伸展有关。

5 结论

(1) 锆石 LA-ICP-MS U-Pb同位素定年结果显示琼南三亚六罗村组的流纹岩和玄武安山岩均形成于~102 Ma,表明琼南地区存在早白垩纪晚期岩浆活动,与燕山晚期东南沿海地区岩浆活动时代一致。

(2) Sr-Nd同位素研究结果显示,火山岩样品均具有较低的87Sr/86Sr初始比值,εNd(t)值为负,与琼南同期基性岩墙和埃达克质侵入岩具有类似的Sr-Nd同位素组成,表明它们的源区来自大陆岩石圈地幔。

(3) 六罗村组火山岩形成于伸展构造环境,可能与古太平洋板块俯冲引起的岩石圈伸展有关。致谢:感谢广西矿冶与环境科学实验中心对本论文的资助,特别感谢审稿专家南京大学徐夕生教授和东华理工大学谢才富研究员对本文提出的宝贵意见和建议。

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