华南中生代玄武岩地球化学特征及其地球动力学意义

2022-09-28段先哲牛苏娟孙浩然戴浩橦丁心科

地质与勘探 2022年5期

李赛，段先哲,2，牛苏娟，李南，孙浩然，吴鹏，戴浩橦，郭聪，丁心科

(1.南华大学资源环境与安全工程学院，湖南衡阳 421001；2.稀有金属矿产开发与废物地质处置技术湖南省重点实验室，湖南衡阳 421001；3.南华大学化学化工学院，湖南衡阳 421001；4.浙江省核工业二六二大队，浙江湖州 313000)

1 引言

玄武岩是广泛分布于地球上的基性岩浆岩。由于玄武岩能够很好地反映地幔物质组成，且对于区域地质构造环境以及地球动力学的研究有重要意义(White，1985；Zhang et al.，2002；张树明和王方正，2002)，因此受到国内外学者的广泛关注，一直是地球科学领域的研究热点(White，1985；Zhang et al.，2002；Wang et al.，2004，2008；Chen et al.，2008；吴扬名，2019)。

玄武岩分为大洋玄武岩和大陆玄武岩两种类型。由于大洋玄武岩易于反映源区性质，且基本没有受到岩石圈的混染，所以，早期的研究工作更多聚焦于大洋玄武岩(Fitton and Dunlop，1985；White，1985)。但随着科学技术的发展和新方法的应用，对地球化学特征更为复杂的大陆玄武岩的研究也越来越普遍(Zhang et al.，2002；张树明和王方正，2002；Chen et al.，2008；Wang et al.，2004，2008；Zeng et al.，2017；Duan et al.，2020)。大陆玄武岩成分与裂谷扩张、板块俯冲、地幔深部过程等区域地质构造密切相关，因而在大陆岩石圈演化的研究中发挥着重要作用。当前大陆玄武岩的研究更是与地球物理、数值模拟、大数据等方法相结合，不断朝着更加深入、深远的方向发展。

华南板块作为中国东部岩石圈的重要组成部分，对于重建全球大陆岩石圈演化历史具有重要的地位。中生代时期，华南板块发生了大规模的岩浆活动(徐夕生和谢昕，2005；张达等，2021；郭小飞等，2022；孙建东等，2022)，产生了大量的玄武岩。这些玄武岩主要分布在湖南、江西、浙江和福建等地，为研究华南岩石圈演化提供了重要的窗口。虽然前人对华南中生代玄武岩开展了大量的研究(如郭锋等，1998；赵振华等，1998；周金城和陈荣，2001；Wang et al.，2003；Wang et al.，2003；Chen et al.，2008；Jiang et al.，2009；杨金豹等，2015；Duan et al.，2020)，但是对于玄武岩的源区性质和构造环境等认识存在着较大争议。例如，关于玄武岩的源区性质主要有以下三个观点：(1)一种观点认为该区玄武岩具有富集地幔属性特征(赵振华等，1998；贾大成等，2000；章邦桐等，2002；Wang et al.，2003,2008；Li et al.，2004；谢昕等，2005；Chen et al.，2008；刘勇等，2010；杨金豹等，2015)；(2)再一种观点认为玄武岩具有亏损地幔源属性特征，但后期受到陆壳的混染作用(黄国祥，1989；王京彬，1991；郭锋等，1998；李昌年等，2001)；(3)另一种观点认为玄武岩源区具有EMⅡ富集地幔及亏损地幔混合特征(章邦桐等，2002)。关于玄武岩的构造环境，前人提出了三种不同的观点：(1)一种观点认为华南中生代玄武岩主要形成于大陆裂谷构造环境(王京彬，1991；陈必河，1994；吴有林和林舸，1996；戴宝章等，2005)；(2)一种观点认为华南中生代玄武岩地球化学特征与Condie(1989)提出的世界上大陆裂谷玄武岩典型特征不一致，因而认为该区玄武岩形成的构造环境不是大陆裂谷环境而是大陆板内构造环境(许美辉，1992；毛建仁，1994；赵振华等，1998；贾大成等，2002；章邦桐等，2002；戴宝章等，2005；谢昕等，2005；马铁球等，2012；王峰，2021)；(3)另一种观点认为华南中生代玄武岩形成环境为大陆板内环境，但是受到古太平洋俯冲板块不同程度的影响(Jiang et al.，2009；杨金豹等，2015；Duan et al.，2020)。本文系统性地分析了华南中生代玄武岩地球化学特征，深入探讨玄武岩源区性质、构造环境及其地球动力学意义，以期为华南有色金属、稀有金属等多金属矿产的勘探与开发提供参考和依据。

2 区域地质背景

华南板块形成于新元古代时期华夏地块和扬子地块的碰撞拼合，位于亚欧大陆东部地区的南端，东部与太平洋相邻，西临攀西构造带，北部连接秦岭-大别造山带，南濒海南(陈卫锋等，2005；李献华等，2008；刘成林等，2016)(图1)。

图1 华南构造地质简图(据Jiang et al.，2009)

中生代时期，华南板块大地构造发生剧烈变动(任纪舜，1984；赵越等，2004)，受到印支运动和燕山运动的强烈影响，岩浆活动广泛，出露大面积火成岩(任纪舜，1984；黄国祥，1989)，总出露面积约为22,000 km2，约占华南地表的28.3%。火成岩以流纹岩和花岗岩为主，玄武岩分布相对较少(不足10%)(Qin et al.，2020)。华南中生代玄武岩主要有两个分布带，一个是包括湘南、赣南和闽西南的近 EW走向的岩带，另一个是包括浙江及福建两省和江西及湖南的部分地区在内的更临近太平洋的东南沿海带(图1)(戴宝章等，2005)。玄武岩主要以双峰式火山锥的形式出现，以斑状结构和块状构造为主，含有丰富的深源包体，主要包括辉长岩、片麻岩、橄榄岩和麻粒岩等。与板块俯冲有关的伸展构造环境可能对华南中生代玄武岩的形成发挥着重要作用(徐夕生和谢昕，2005；Duan et al.，2020)。

华南玄武岩中含有不同种类的地幔捕虏体(如二辉橄榄岩、辉石岩和辉长岩)(赵振华等，1998；李昌年等，2001；Liu et al.，2012；杨金豹等，2015；Duan et al.，2020；Wang et al.，2022)。这些捕掳体作为岩石成因指标，对于揭示大陆岩石圈地幔的形成与演化具有重要意义。

对华南中生代玄武岩的年龄测定，主要包括K-Ar定年法、锆石 LA-ICP-MS U-Pb定年法、Ar-Ar法以及同位素定年法等方法。其中，最常见的是K-Ar定年法和锆石 LA-ICP-MS U-Pb定年法(表1)。从表1可知，华南中生代玄武岩的形成时代主要是侏罗世和早白垩世(徐夕生和谢昕，2005)。

表1 华南中生代玄武岩年龄数据

续表1

3 华南中生代玄武岩地球化学特征

3.1 主、微量元素特征

3.1.1 主量元素特征

本研究分析了宁远、道县、长城岭、白面山、汝城五个地区中生代玄武岩地球化学数据，如表2所示。由表2可知，这些地区玄武岩总体SiO2含量为42.57 wt%～55.54 wt%(大部分位于50 wt%左右)，全碱(Na2O+K2O)含量为1.6 wt%～5.97 wt%(平均3.17 wt%)。从图2a可以看出，长城岭、白面山和汝城地区的玄武岩含硅量最高，道县地区次之，宁远地区最低。道县和宁远玄武岩SiO2含量为42.57 wt%～48.99 wt%，Na2O+K2O含量为2.25 wt%～5.97 wt%，位于碱性玄武岩范围(SiO2<45 wt%，Na2O+K2O>4 wt%)，而长城岭、白面山、汝城地区玄武岩SiO2和Na2O+K2O含量落在亚碱性玄武岩范围(SiO2=45 wt%～55 wt%，Na2O+K2O≤4 wt%)之内，表明道县和宁远地区主要为碱性玄武岩，而长城岭、白面山、汝城地区主要为亚碱性玄武岩。长城岭、白面山以及汝城地区玄武岩Na2O>K2O，属于钠质玄武岩，而道县玄武岩含钠量相对较少，含钾量较高(图2c、d)，表明该地区主要为钾质玄武岩。此外，相比其他地区，道县玄武岩TiO2和Al2O3含量较低，而CaO相对较高(图2b、e、f)。

表2 华南中生代玄武岩主微量元素含量数据

续表2

图2 MgO与其他主量元素关系图解

从SiO2-Na2O+K2O图解可以看出(图3)，研究区样品大多数落入玄武岩范围。道县和宁远玄武岩大多数落入Ir-Irvine分界线以上，而长城岭、白面山、汝城地区玄武岩均落入Ir-Irvine分界线以下，表明道县和宁远地区的玄武岩相比其他地区更偏碱性。

图3 华南中生代玄武岩SiO2-Na2O+K2O图解(图中虚线为Ir-Irvine分界线，上方为碱性，下方为亚碱性)(据

3.1.2 微量元素特征

从微量元素原始地幔标准化蛛网图可知(图4a)，研究区样品微量元素配分曲线整体上有向右倾斜的趋势，但不同地区玄武岩的大离子亲石元素(LILEs)和高场强元素(HILEs)含量存在一定的差异。例如，道县、长城岭、白面山及汝城中生代玄武岩相对富集大离子亲石元素(LILEs)(如Rb、Sr、Ba)，亏损高场强元素(HILEs)(Nb、Ta、Zr、Hf、P、Ti)，与岛弧玄武岩(IABs)以及华北克拉通中生代玄武岩微量元素配分型式相似，其中道县玄武岩LILEs富集和HILEs亏损最为明显。而宁远玄武岩LILEs富集不明显，HILEs未发生亏损，其微量元素分配型式与洋岛玄武岩(OIB)相似。所有样品的Nb/Ta比值(Nb/Ta=14.5～18.83)与原始地幔值(17.5)接近，暗示玄武岩的地幔源区。

3.1.3 稀土元素特征

从稀土元素球粒陨石标准化配分曲线图可知(图4b)，研究区样品的轻稀土元素相对富集(∑LREE=61.69～242.76 ×10-6)，重稀土元素相对亏损(∑HREE=12.71～51.86 ×10-6)，具有向右倾斜的稀土分布模式，且向右逐渐收敛，无明显Eu异常。相比华北中生代玄武岩，研究区样品的轻稀土元素富集程度相对较低。各个地区玄武岩之间的稀土元素总体含量(∑REE)存在着较大差异，道县地区最高(∑REE=192.8～263.99×10-6)，其次是宁远(∑REE=155.71～229.73×10-6)、白面山(∑REE=104.89～236.23×10-6)和长城岭(∑REE=92.77～121.63 ×10-6)，汝城最低(∑REE=75～103.92 ×10-6)。轻稀土元素相对富集表明华南中生代玄武岩可能形成于富集地幔较低程度的部分熔融。所有样品具有向右倾斜的稀土分布模式，说明该区玄武岩具有相似的岩浆来源。无明显Eu异常表明玄武岩地幔源区中斜长石含量较低或者无明显的斜长石分离结晶。

图4 华南中生代玄武岩微量元素标准化图(a,微量元素原始地幔标准化图;b,稀土元素球粒陨石标准化图)

3.2 Sr-Nd-Pb 同位素特征

表3和图5为研究区中生代玄武岩Sr-Nd-Pb同位素特征。从表3中可以看出，玄武岩Sr、Nd和Pb同位素值变化范围较大，表现为87Sr/86Sr=0.703742～0.710969，143Nd/144Nd=0.512431～0.512904，εNd(t)=-3.8～9.5，206Pb/204Pb=18.454～19.7926，207Pb/204Pb=15.5761～15.803，208Pb/204Pb=38.539～39.8783。相对其他地区的玄武岩，宁远玄武岩的87Sr/86Sr值最低而143Nd/144Nd值最高，206Pb/204Pb和208Pb/204Pb值最高，207Pb/204Pb值最低。道县玄武岩的143Nd/144Nd和208Pb/204Pb值最低，白面山玄武岩的87Sr/86Sr和207Pb/204Pb最高。

表3 华南地区中生代玄武岩Sr-Nd-Pb同位素成分数据

图5 Sr-Nd-Pb关系图解(a，143Nd/144Nd-87Sr/86Sr；b，207Pb/204Pb-206Pb/204Pb；c，208Pb/204Pb-206Pb/204Pb)

4 讨论

4.1 地壳混染

玄武质岩浆在上升过程中会经过一定厚度的地壳层，且通过地壳需要一些时间，还有可能会停留。因此，一些研究认为华南中生代玄武岩可能会受到地壳物质的同化混染作用(郭锋等，1998；张树明和王方正，2002；谢昕等，2005)。但更多研究认为该区中生代玄武岩中地幔包体的捕获(赵振华等，1998；李昌年等，2001；Liu et al.，2012；杨金豹等，2015；Duan et al.，2020；Wang et al.，2022)，表明岩浆上升较快，与地壳岩石没有明显的混染。这也可由本研究中生代玄武岩的微量元素特征所支持。微量元素方面，研究区玄武岩的Nb/Ta=14.5～18.83，与原始地幔值(Nb/Ta=17.5)相当，远离地壳值(Nb/Ta=10.9)；Zr/Hf的平均值为39.6，与原始地幔47±10接近；Rb/Ba值非常低(平均值为0.16)。因此，以上证据可以排除华南中生代玄武岩遭受了地壳混染作用。

4.2 部分熔融和分离结晶

前人研究认为华南中生代玄武质岩浆是岩石圈地幔部分熔融的产物(郭锋等，1998；李昌年等，2001；贾大成等，2002；谢昕等，2005；Duan et al.，2020)，在形成之后经历了不同程度的分离结晶作用(黄国祥，1989；卢清地等，2000；李昌年等，2001；谢昕等，2005；杨金豹等，2015；杨帆等，2018；Duan et al.，2020)，这可由本研究中玄武岩的主量元素数据所支持(图2)。由于单斜辉石结晶会降低玄武岩中Cr、MgO和CaO的含量，因而玄武岩的CaO/Al2O3-CaO(图6b)和Cr-MgO(图6c)正相关性，表明该区中生代玄武质岩浆经历了单斜辉石结晶。宁远、白面山和汝城玄武岩Ni-MgO 正相关(图6c)，表明该区中生代玄武质岩浆可能经历了橄榄石结晶，因为橄榄石的分离结晶降低MgO和Ni的含量。Eu无明显负异常，表明没有明显的斜长石结晶。因此，玄武岩在演化过程中经历了橄榄石和单斜辉石的分离结晶，并没有发生明显的斜长石结晶。

图6 La-La/Sm图(a)，CaO/Al2O3-CaO图(b)，MgO-Ni图(c)，MgO-Cr图(d)

另一方面，玄武岩样品的La/Sm-La关系图显示出La/Sm与La之间的正相关关系(图6a)，说明华南中生代玄武岩的形成主要受控于部分熔融。

4.3 源区属性特征

从图5a可以看出，本研究玄武岩样品远离亏损地幔端元(DM)，排除了玄武岩亏损地幔源区。研究区大部分地区的中生代玄武岩Sr-Nd-Pb同位素数据位于EMII范围内或附近，表明这些地区的玄武岩来自于EMII富集地幔源区，源区可能有洋壳沉积物的参与。然而，宁远玄武岩有较高的143Nd/144Nd(0.51258～0.512904)值和较低的87Sr/86Sr(0.703977～0.70957)值，投点均位于洋岛玄武岩(OIB)范围内，暗示与OIB相似的源区属性。OIB被认为形成于软流圈地幔源区(Hofmann，1997)，表明宁远玄武岩源区可能有软流圈地幔物质的参与。上述特征表明华南岩石圈地幔源区的不均一性。

4.4 构造环境及动力学意义

由于不同构造背景下玄武岩的地球化学特征存在着差异(张树明和王方正，2002)，因而可以通过玄武岩的地球化学特征判别华南中生代玄武岩的构造环境(表4)。从表4可以看出，玄武岩形成的构造环境判别方法包括Zr/Y-Zr、Rb/Y-Nb/Y、Th/Hf-Ta/Hf、Nb/Y-Zr/Y、Rb-Y+Nb、100*Th/Zr-100*Nb/Zr、Hf-Th-Nb/2、Nb-Y 、TiO2*10-K2O*10和Th-Hf/Ta/3等图解法。这些方法中，目前普遍采用Th/Hf-Ta/Hf、Zr/Y-Zr、TiO2*10-K2O*10和Th-Hf/Ta/3等图解法。

表4 构造环境判别方法

在Th /Hf-Ta /Hf图上(图7a)，道县和白面山玄武岩投点在大陆张性(初始裂谷)玄武岩区，具有较高的Th/Hf和Ta/Hf比值，宁远玄武岩主要位于陆内裂谷碱性玄武岩区，与洋岛玄武岩(OIB)接近，而长城岭、汝城玄武岩主要位于陆内裂谷和陆缘裂谷拉斑玄武岩区，反应了华南中生代玄武岩主要形成于板内伸展/裂谷构造背景。在Zr /Y-Zr图解(图7b)中，几乎所有样品都落在板内玄武岩区；在Al2O3-TiO2-K2O(图7c)和Th-Hf/3-Ta(图7d)图解中，道县和汝城玄武岩落在岛弧玄武岩范围，表明华南中生代玄武岩的形成可能与大洋板块俯冲有关。

图7 华南中生代玄武岩构造环境判别图

华南岩石圈自古生代以来发生了强烈改造，即下伏地幔从厚的、冷的、难熔型的古老(太古代或元古代)地幔转变为薄的、热的、饱满型的新生地幔，可能诱发了华南广泛的多金属矿化(Qi et al.，1995；Griffin et al.，1998；Fan et al.，2000；Xu et al.，2000；Xu et al.，2003；Zheng et al.，2004；Liu et al.，2012；Liu et al.，2012；Duan et al.，2020；Guo et al.，2021；赵亮亮等，2021；Wang et al.，2022)。然而，对于华南岩石圈的改造机制依然尚不清楚。本研究中的华南中生代玄武岩地球化学特征表明玄武岩的EMII富集地幔源区，后者被认为与大洋板块俯冲有关。最近的构造和地震层析研究表明，自燕山期以来，太平洋板块向西俯冲在中国东部(可能达到湘南)之下(Zhao et al.，2004；Huang and Xu，2010)。因此，笔者认为华南岩石圈改造与中生代古太平洋俯冲板块的交代作用有关；古太平洋俯冲板块所释放的酸性熔体/流体与地幔橄榄岩相互作用，最终造成了华南岩石圈地幔物理化学性质的强烈改变。

4.5 对湘南稀有金属成矿作用的启示

华南分布着许多大型有色金属、稀有金属等多金属矿床，包括大坳钨锡矿、柿竹园钨、锡、铋、钼等稀有金属矿床和黄沙坪铅锌矿床等(赵振华等，1998；贾大成等，2002；Liu et al.，2007)。这些矿床大部分形成于晚侏罗世，与道县玄武岩的形成时间相同(赵振华等，1998；贾大成等，2002)。研究表明，钨、锡、锑、铋、铅、铀、铜等元素相对原始地幔几倍至几十倍富集特征可能与地幔交代作用和含水熔体/流体参与有关(王京彬等，1991；赵振华等，1998)。如上文所述，华南中生代玄武岩地幔源区可能有古太平洋俯冲板块物质的贡献。因此，我们认为古太平洋俯冲板块物质在华南多金属成矿作用中扮演了重要角色，其释放的熔体或流体为矿石活化和迁移提供了重要的驱动力。