马来西亚沙巴州Chert--Spilite组砂岩碎屑锆石U--Pb年龄及其地质意义

田志文，唐华风，赵志刚，唐武，何凯伦，朱晨曦，王璞珺

1.吉林大学 地球科学学院，长春 130061；2.中海油研究总院有限责任公司，北京 100028

0 引言

沙巴地区出露大量中生代蛇绿岩，沙巴中生代构造属性和构造演化的研究主要是来源于这些蛇绿岩。但对于沙巴蛇绿岩中镁铁质岩石和深海沉积岩的年龄现在尚不明确，一些学者对镁铁质岩角闪石K--Ar测年得到的年龄为179～87 Ma[1--3]，根据Chert--Spilite(Cs)组硅质岩中放射虫所推测的年龄为135～127 Ma[4]，Burton--Johnson et al.基于野外调查、锆石U--Pb测年及岩石地球化学的方法认为沙巴蛇绿岩在三叠系就存在[5]。Cs组作为沙巴蛇绿岩的重要组成部分，主要由基性火山岩和深海沉积物组成。前人对Cs组玄武岩和硅质岩进行了一系列的研究[4,6--8]，但对于这些深海沉积物中砂岩的物源区并没有明确。沙巴新生代沉积岩的物源一些学者认为主要来源于马来半岛、西婆罗洲、西南婆罗洲和沙捞越地区。对于沙巴中生代的深海沉积物，由于婆罗洲是在新生代由多个块体拼合而成的，而沙巴在中生代可能作为大洋洋壳的一部分，其沉积物物源区和新生代沉积物源区可能不同。新生代沉积物源区主要来自西南婆罗洲Schwaner山、沙捞越(Rajang群)、马来西亚半岛以及沙巴结晶基底和中生代蛇绿岩[9--10]，并非来自欧亚大陆[11]，而中生代的沉积物物源区有可能位于南海北部和南海西部。晚白垩世或早新生代，古南海开始向南俯冲于婆罗洲之下，并且在南海南部形成了一系列蛇绿岩带、蛇绿混杂岩，锡布增生系和米里带[12--13]，而Cs组又被视为残余洋壳的一部分[7,14]。因此笔者通过对Cs组砂岩碎屑锆石U--Pb年龄分析并且结合南海及邻区地质特征，希望对沙巴在中生代的构造演化和古南海的研究提供依据。

1 区域地质背景

沙巴位于婆罗洲北部，被南海、苏禄海和西里伯斯海环绕(图1a)，构造活动强烈，地质背景复杂[15]。沙巴地区主要出露三叠系结晶基底，中生代蛇绿岩及伴生的深海沉积物，新生代沉积物和火成岩[5,16]。三叠系结晶基底(Cb)岩石主要由片岩、片麻岩、角闪岩以及伴生的花岗岩、花岗闪长岩和石英闪长岩组成，主要出露在沙巴东南部Segama Highlands和Darvel Bay附近，在沙巴中部Timimbang附近也有少量分布[16--17]。Burton--Johnson et al.[5]发现沙巴东南部Segama Vally地区的石英闪长岩和蛇绿岩呈侵入接触的关系，并且测得石英闪长岩的年龄从三叠纪持续到了侏罗纪，认为沙巴蛇绿岩在三叠纪就已经存在了。中生代蛇绿岩及伴生的深海沉积物以KET和Cs组为代表在沙巴东部、中部和北部均有大面积出露(图1b)，并且被认为是残余的洋壳[7,18]。KET时代为白垩纪—早古近纪[16]，岩石主要由基性和超基性火成岩组成，超基性岩以橄榄岩为主，基性岩以灰黑色辉绿岩和辉长岩为主。野外露头所见岩石均发生了强烈的蛇纹石化，且受构造活动强烈影响，构造透镜体和节理发育，节理中广泛充填方解石脉。Cs组时代为白垩纪—始新世，岩石主要由基性火山岩与深海沉积岩组成，基性火山岩中常见灰黑色块状玄武岩、枕状玄武岩、橄榄玄武岩、火山角砾岩/集块岩，深海沉积岩中常见硅质岩、砂岩、泥岩和少量粉砂岩。Jasin[6]根据Cs组硅质岩中的放射虫推测其年龄为白垩纪巴列姆阶至阿尔布阶，并且认为这些放射虫硅质岩是沉积在一个新形成的洋壳基底上，而并非老的洋壳基底[15]。Cs组上覆地层为Sapulut(Sp)组或Crocker(Cr)组，并且Cs组与Cr组呈角度不整合接触。该区地层在古南海向南俯冲和消亡过程中受到了强烈的变形。早中新世，南沙地块与沙巴地区发生碰撞引发沙巴造山运动，整体上显示出该区经受了碰撞--造山的强烈改造[19]。

2 样品特征及分析方法

2.1 样品特征

样品KDS--Cs--1岩石新鲜面和风化面都为灰白色，砂状结构，块状构造，为灰色长石石英砂岩，地层松散风化较为严重，为深海--浅海沉积，砂岩分选中等(图2a)。岩石薄片显微镜下特征：砂状结构，石英含量较高(85%)，粒度在0.1～0.5 mm之间，分选中等，棱角--次棱角状；斜长石含量为10%，粒度0.1～0.3 mm，一些小的颗粒可见聚片双晶；岩屑含量为5%含有硅质岩岩屑，还含有少量绿泥石和黏土矿物，颗粒之间多呈点--线接触，钙质胶结，定名为中细粒长石石英砂岩(图2b)。

图1 研究区大地构造位置图(a)和地质简图(b)[16]

Cal.方解石；Kfs.钾长石；Q.石英；Pl.斜长石。

样品BLR--Cs--1岩石新鲜面和风化面都为灰色，砂状结构，块状构造，为灰色长石石英砂岩。野外采样点地层特征：上部为厚层状砂岩，风化后为黄色；中部为灰色薄层砂岩，与紫红色泥岩互层，褶皱发育，断层发育；下部为层厚2～3 m砂岩，发育共轭节理(图2c)。岩石薄片显微镜下特征：砂状结构，石英含量为80%±，粒度0.1～0.5 mm，分选中等，磨圆差，棱角--次棱角状，部分石英见波状消光；钾长石含量为10%，粒度0.1～0.4 mm，一些颗粒发生黏土化；还含有硅质岩屑，方解石和少量暗色矿物，颗粒之间多呈点--线接触，钙质胶结，定名为中细粒长石石英砂岩(图2d)。

2.2 分析方法

锆石制靶与阴极发光(CL)图像是在河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成。详细操作步骤为：将所测试的岩石样品物理粉碎，按照重力和磁选的方法进行初步筛选，在双目镜下进一步挑选，保证锆石的完整性，下一步把挑选好的锆石粘在环氧树脂上，经抛光后进行透射光、反射光和阴极发光扫描电镜相。

LA--ICP--MS锆石U--Pb定年测试分析在吉林大学东北亚矿产资源评价国土资源部重点实验室完成。测试仪器为激光剥蚀系统为COMPEx Pro型193 nmArF准分子激光器，与激光器联用的是Agilent7900型ICP--MS仪器，实验采用He作为剥蚀物质的载气，仪器最佳化采用美国国家标准技术研究院研制的人工合成硅酸盐玻璃标准参考物质NIST610，采用91500标准锆石外部校正法进行锆石原位U--Pb分析，每测定5个样品就测定一个标准锆石91500(1 064.2±1.7)Ma进行校正，采用直径为32 μm、频率为7 Hz的激光束斑进行样品分析。测试所得原始数据首先用Release批量删除第三行后，用GLITTER软件计算同位素比值和207Pb/206Pb、206Pb/238U、207Pb/235U的年龄值，采用Isoplot4.15程序计算其年龄，其中年龄>1 000 Ma采用206Pb/207Pb年龄，<1 000 Ma采用206Pb/238U年龄，排除谐和度<90%和>110%的年龄。

3 样品结果

样品KDS--Cs--1共获得98个测点分析数据，其中89个测点锆石年龄符合要求。锆石形态为长柱状、短柱状、浑圆状，自形到半自形，长为100～220 μm，长宽比为(1∶1)～(4∶1)，颜色为灰色、灰黑色、亮白色，锆石颗粒呈棱角状到次圆状(图3)。锆石Th含量介于 (10×10-6) ～ (1 900×10-6)，U含量介于51×10-6～1 434×10-6，Th/U介于0.02～6.10，其中<0.1的有6个占7%，>0.4的有48个占54%。锆石年龄介于(68±2)～(2 788±16)Ma，可分为190～68 Ma、279～213 Ma、627～315 Ma和2 788～976 Ma(图4a，b)。在190～68 Ma区间有20粒锆石占22%，主峰值为117 Ma；279～213 Ma区间有16粒锆石占18%，主峰值为234 Ma；627～315 Ma区间有20粒锆石占22%，主峰值415 Ma；2 788～976 Ma区间有33粒锆石占37%，主峰值为1 877 Ma。

图3 样品KDS--Cs--1代表性锆石阴极发光图像

样品BLR--Cs--1共获得129个测点分析数据，其中122个测点锆石年龄符合要求。锆石形态为长柱状、浑圆状、不规则状，自形到半自形，长为80～220 μm，长宽比为(1∶1)～(4∶1)， 颜色为灰黑色、亮白色，锆石颗粒呈棱角状到次圆状(图5)。锆石Th含量介于(5×10-6)～(1 050×10-6)， U含量介于(13×10-6)～(2 477×10-6)， Th/U介于0.01～2.11， 其中<0.1的有5个占4%，>0.4的有78个占64%。锆石年龄介于(3 423±31)～(90±2)Ma, 可分为196～90 Ma、350～212Ma、770～404 Ma和3 423～873 Ma(图6a、b)。在196～90 Ma区间有25粒锆石占20%，主峰值为104 Ma；350～212 Ma区间有24粒锆石占19%，主峰值为249 Ma，次峰值318 Ma；770～404 Ma区间有15粒锆石占12%，主峰值509 Ma；3 423～873 Ma区间有58粒锆石占48%，主峰值为1 848 Ma。

图4 沙巴Cs组样品KDS--Cs--1碎屑锆石U--Pb年龄谐和图(a)和年龄频谱图(b) Fig.4 U--Pb concordia diagrams (a) and frequency plots (b) of detrital zircon of KDS--Cs--1 from Cs Formation in Sabah

图5 样品BLR--Cs--1代表性锆石阴极发光图像

图6 沙巴Cs组样品BLR--Cs--1碎屑锆石U--Pb年龄谐和图(a)和年龄频谱图(b)

4 讨论

4.1 区域构造演化及地质特征对物源的制约

沙巴及邻区不同地块不同时期有不同的构造层和沉积建造。对周边地区地层特征及构造演化分析，有利于对沉积物源区进行判定。在早--中三叠世时期，华北、华南、印支和塔里木等地块从冈瓦纳大陆裂离向北漂移(晚泥盆世—早石炭世裂离)，滇缅马地块、羌塘地块、东马来地块也从冈瓦纳大陆裂离向北漂移，此时这些块体被古特提斯洋所分隔[20]。晚三叠世，古特提斯洋基本关闭，中特提斯洋广泛发育[21]。早--中侏罗世，华南、印支、东马来、西缅甸、滇缅马和西苏门答腊等地块已经拼合在一起，南沙地块也拼贴到华南大陆边缘。三叠纪—侏罗纪时期古太平洋向欧亚大陆俯冲产出的俯冲带可能从俄罗斯远东延续至中国东北、日本南西、华南、马来半岛、西婆罗洲[22]。晚侏罗世，西南婆罗洲、东爪哇—西苏拉威西、西北苏拉威西开始从澳大利亚板块裂离向北漂移[23--24]。早白垩世，中特提斯洋逐渐闭合，新特提斯洋扩张，西南婆罗洲在早白垩世大致漂移到目前位置，后和西婆罗洲、东爪哇—西苏拉威西和西北苏拉威西拼贴在一起。晚白垩世，西太平洋俯冲板块发生了突然后撤[25]，南海地区由挤压环境变成了扩张环境[26]。南沙地块自三叠世到早白垩都处于海相环境，晚白垩世早期突然变成陆相[27]，此时婆罗洲和南沙地块之间有古南海相隔。菲律宾活动带在晚白垩世末期还位于南半球。

Metcalfe[24]和Zahirovic et al.[28]认为在西婆罗洲地区存在一个微块体Semitau，通过全球古生物数据库(Fossilworks)分析认为微块体Semitau早中生代古植物与华南有高亲缘性，而且Semitau两侧有蛇绿岩分布。根据古植物数据，Semitau在三叠纪到侏罗纪期间位于华南大陆边缘，后在晚白垩世—早始新世随古南海打开从华南大陆边缘裂离拼贴到西婆罗洲上。晚白垩世或早新生代古南海开始俯冲消亡，并且呈现出自西向东“剪刀差”式的闭合特征，在南海南部形成了一系列俯冲增生带(锡布带、米里带)、缝合带(卢帕尔线)[29]。早渐新世(32 Ma)，南沙地块从华南大陆边缘裂离，新南海打开。

沙巴地区的邻区主要包括华夏—南海北部陆块、印支地块、南沙地块、巽他地块、东加里曼丹和菲律宾活动带，各地块构造层序列和沉积建造特征见图7。南海北部在琼东南盆地、北部湾盆地、莺歌海盆地、珠江口盆地中分布前震旦纪结晶基底，并且和华夏地块前震旦纪结晶基底组成更大规模的华夏—南海北部陆块。华夏古陆主要由新元古代的沉积岩组成，其中包含新太古代至古太古代的古老组分[31]。南海北部盆地前新生代基底还存在震旦系—下古生界构造层、上古生界构造层以及中生界构造层，其中北部湾、莺歌海盆地在晚中生代以陆相红色碎屑岩沉积为主[32]。印支地块构造层和沉积建造特征与华夏古陆相似，同样存在和出露一些老的结晶基底。南沙地块没有发现前震旦纪结晶基底，早白垩世曾母、北康、礼乐、北巴拉望盆地接受海相沉积，其沉积物来源于印支地块和华夏—南海北部陆块，但是晚白垩世北康、礼乐、北巴拉望盆地地层出现了缺失。巽他地块具有一些老的构造层，但是晚白垩世末期到早新生代西婆罗洲和马来半岛所提供的沉积物受古南海俯冲消亡的影响主要变成了增生楔的一部分(锡布增生系)。东加里曼丹在白垩纪末—古近纪早期主要为深海相沉积。菲律宾岛弧带存在一些老的构造层，但在晚白垩世末期的古地理位置还处于南半球。因此，华夏—南海北部陆块、印支地块和南沙地块有可能为沙巴Cs组提供沉积物。

中生代期间古太平洋板块持续向欧亚大陆汇聚，并且导致了华南、越南和西婆罗洲等地强烈的岩浆活动。华南在晚侏罗世—晚白垩世经历了广泛而强烈的岩浆作用，形成了大面积火山--侵入岩类，其中东南沿海火山--侵入岩类年龄集中在145～124 Ma(I型花岗岩)和120～85 Ma[33]。海南岛火成岩可以分为4个部分：二叠纪(272～252 Ma)数量较多，三叠纪(249～228 Ma)数量多，侏罗纪(186 Ma)数量较少，白垩纪(105～73 Ma)数量较多[34]。越南南部Dalat地区的花岗岩类岩石形成是多期叠加的，形成时间主要为侏罗—白垩纪[35]。西婆罗洲广泛发育三叠纪—侏罗纪火成岩(240～150 Ma)，西南婆罗洲施瓦纳山主要发育白垩纪火成岩(152～72 Ma)，并且被解释为古太平洋板块向婆罗洲俯冲的产物[36--37]。在南海海域，根据一些钻井和拖网资料发现在珠江口盆地发育165～70 Ma、中沙发育127～119 Ma、西沙发育151 Ma、南沙(海盆边缘)发育159～127 Ma、湄公盆地发育178～97 Ma、万安盆地发育109～105 Ma的火山岩和侵入岩[38--41]。中生代期间古太平洋板块俯冲形成的岩浆弧产生了大量的中生代岩浆岩。

图7 南海及围区各地块构造层[30]

4.2 锆石U--Pb年龄对物源的限定

沙巴中西部Cs组砂岩所获得的碎屑锆石既有来自近源自形程度高的颗粒，也有很多经历长距离搬运被磨成浑圆状的颗粒，沉积物源比较复杂。本文两个样品获得的碎屑锆石最小年龄分别为(90±2)Ma和(68±2)Ma，碎屑锆石最年轻的谐和年龄常常被用于限定其沉积下限，所以这套地层的沉积时代应晚于晚白垩世末期。综合两个样品碎屑锆石年龄特征可划分为196～68 Ma(22%)、250～212 Ma(11%)、575～257 Ma(20%)和3 423～618 Ma(47%)四个区段。Cs组碎屑锆石大多来源于陆壳并非洋壳(图8a、b)，迪金森图解显示物源主要来源于再旋回造山带源区(图8c、d)，而中生代古太平洋向欧亚板块俯冲在南海北部形成了俯冲增生带。从碎屑锆石年龄图谱上对比分析发现Cs组碎屑锆石以白垩纪、侏罗纪和前寒武纪居多(图9)，其中还发现了一颗古太古代(3 423 Ma)的锆石(图6a、b)。碎屑锆石年龄图谱特征与越南东北部、华南大陆边缘、巴拉望地区碎屑锆石年龄图谱特征相似，沙捞越地区中、新生代碎屑锆石居多未发现古太古界碎屑锆石。华南大陆边缘的碎屑锆石年龄图谱发现以变质岩原岩和碎屑岩原岩的沉积岩锆石存在有古太古界锆石，Cs组较老的碎屑锆石其Th/U值虽然>0.1，但是其形态特征表现出变质锆石的特征。巴拉望岛白垩纪—始新世沉积岩碎屑锆石中含有较多的变质锆石，一些学者认为其物源主要来源于华南大陆边缘[44--45]。从地层特征上来看印支地块和华夏古陆均出露元古宇时代较老的地层，并且从早白垩世开始变为陆相。南海北部在中生代发生多次不均衡隆升，像琼海断裂以西地区中生界地层基本剥蚀，琼东南盆地南部古生界地层也全部剥蚀，华夏古陆结晶基底出露[32]。因此，Cs组寒武纪—二叠纪(575～257 Ma)和前寒武纪(3 423～618 Ma)区间的碎屑锆石可能是由印支地块和华夏—南海北部陆块所提供。由于古太平洋板块自三叠纪至晚白垩世中期持续向欧亚板块俯冲，所以在华南、海南、越南、马来半岛、西婆罗洲、西南婆罗洲、南沙地块以及南海北部海域万安盆地、中沙和西沙等地区有较多的岩浆活动。Cs组侏罗纪—白垩纪(196～68 Ma)和三叠纪(250～212 Ma)区间的锆石很有可能是古太平洋板块俯冲产生的岩浆弧所提供的，经过搬运沉积于南沙地块。晚白垩世晚期，南沙地块抬升遭受剥蚀，所产生的碎屑物向东南方向搬运到古南海(图10)，也有可能有古河流从南海北部流经南沙地块把碎屑物搬运到古南海。对于沙巴地区新生代的沉积岩，例如：古南海俯冲形成的克罗克扇(始新世—早中新世)其物源认为主要来自东南亚附近的西南婆罗洲Schwaner山、沙捞越(Rajang群)、马来西亚半岛以及沙巴结晶基底和中生代蛇绿岩，并非来自亚洲。因此推测沙巴中西部Cs组晚白垩世晚期砂岩物源有可能来源于华夏—南海北部陆块、南沙地块和印支地块。

Q.石英端元；F.长石端元；L.不稳定复晶岩屑端元；Qm.单晶长石端元；Lt.岩屑端元。

图9 沙巴Cs组及其围区碎屑锆石年龄频谱对比图[43,46--49]

图10 沙巴晚白垩世末期构造古地理[50--51]

4.3 地质意义

对于沙巴的构造演化，一些学者认为南海和苏禄海对于沙巴的演化至关重要[15,52]，但主要是针对沙巴地区新生代的构造演化。一些学者基于对结晶基底和中生代蛇绿岩的研究提出：沙巴与东加里曼丹不是一个块体而是从其他地方漂移过来拼贴到一起[53]；沙巴从南部的澳大利亚板块裂解出来[54]；沙巴蛇绿岩有可能是西太平洋或东印度洋的一部分[1]；基于野外调查、地球化学和地质年代学证据提出沙巴东南部Segama Valley地区长英质侵入岩和沙巴蛇绿岩是三叠纪到白垩纪岩浆弧和超级俯冲带扩张伸展的产物[5]；根据全球板块重建模式[55--56]，沙巴地区有可能是古特提斯洋或古太平洋残余洋壳。

沙巴中西部Cs组砂岩物源来源于南海北部和西部，那么沙巴作为洋壳在晚白垩世时期有可能靠近南沙地块。前人对于Cs组放射虫硅质岩研究认为是沉积在一个新形成的洋壳基底上，而不是老的洋壳基底。晚白垩世，古太平洋板块向欧亚板块的俯冲发生了后撤。古南海的俯冲被认为大约在晚白垩世或早新生代就开始了，南沙地块从华南大陆边缘裂离(新南海打开)的时间大约在早渐新世(32 Ma)。因此，在晚白垩世古南海向婆罗洲俯冲，同时在南沙地块东南部边缘可能有新生洋壳的产生。根据古植物数据[28]，Semitau在三叠纪到侏罗纪期间与华南亲缘性较好，有可能位于华南大陆边缘，后在晚白垩世或早新生代从华南大陆边缘裂离拼贴到西婆罗洲上，这也表明Semitau裂离过程中在南沙地块和Semitau之间可能有新生洋壳的产生。沙巴地区所出露的残余洋壳(KET和Cs组)有可能是南沙地块边缘新生洋壳的残余。这也意味着早新生代的古南海可能由新生边缘海和残余海共同组成，其洋壳由新生洋壳和古太平洋残余洋壳共同组成。中中新世，南沙地块与沙巴地区发生碰撞使得沙巴地区抬升遭受剥蚀，KET和Cs组得以出露。

5 结论

(1)沙巴中西部Cs组样品KDS--Cs--1碎屑锆石年龄具有190～68 Ma(22%)、279～213 Ma(18%)、627～315 Ma(22%)和2 788～976 Ma(37%)四个区段分布特征，主峰值分别为117 Ma、234 Ma、415 Ma和1 877 Ma。样品BLR--Cs--1碎屑锆石年龄具有196～90 Ma(20%)、350～212 Ma(19%)、770～404 Ma(12%)和3 423～873 Ma(48%)四个分区特征，主峰值分别为104 Ma、249 Ma、509 Ma和1 848 Ma。

(2)推测沙巴Cs组砂岩物源区主要为华夏—南海北部陆块、南沙地块和印支地块，表明沙巴在晚白垩世时期有可能靠近南海北部，后来向南漂移与东加里曼丹地块拼贴在一起。