华南晚三叠世火山岩的识别：对古太平洋洋壳俯冲启动时限的制约

2023-07-08赵增霞

桂林理工大学学报 2023年1期

孙杰，刘磊，李响，赵增霞，赵阳

(1.桂林理工大学 a.广西隐伏金属矿产勘查重点实验室；b.有色金属矿产勘查与资源高效利用省部共建协同创新中心，广西桂林 541006；2.中国地质调查局武汉地质调查中心，武汉 430205)

板块构造理论是20世纪自然科学的重大成就之一, 也是目前统领固体地球科学的重要科学理论[1]。板块构造理论的核心是大洋的生成与消亡, 但促使大洋消亡的俯冲带是如何启动的, 是板块构造理论尚未解决的重要科学问题之一[2-4]。明确俯冲作用早阶段的地质响应有助于解决上述问题, 这需要对保存较好的显生宙俯冲带和俯冲作用产物开展研究。

普遍认为, 华南板块于早中生代受控于古特提斯洋闭合[5-8], 晚中生代则与古太平洋板块的俯冲密切相关[5, 9-12], 因此经历了由特提斯构造域向太平洋构造域的构造体制转变[5]。然而, 对上述构造域转变的时限一直存在不同的认识, 如: 晚二叠世[11, 13-15]、晚三叠世[16-18]、早侏罗世[5, 19-21]以及晚侏罗世[6, 22]等。这些分歧体现了对古太平洋洋壳俯冲起始时间和地质响应的认识存在不足。

近年来, 学术界普遍认识到华南大规模分布的晚中生代火山岩-侵入岩明显受控于古太平洋洋壳俯冲作用[5, 9, 11], 尤其是对其中大面积连续分布、形成时代连续的火山岩系列的系统研究, 可以反映古太平洋洋壳俯冲的具体形式[12, 23-26], 对早侏罗世火山岩的研究结果则显示其受控于古太平洋洋壳俯冲早阶段的影响[21, 23, 27]。以往认为, 华南三叠纪火山岩零星分布[28], 仅在桂西和钦州湾地区出露有少量早-中三叠世火山岩[29-30], 其他地区未见报道。本研究在粤东地区识别出与晚中生代火山岩连续产出的晚三叠世火山岩, 并进行了年代学和岩石成因研究, 得出的相关结论有助于深入认识古太平洋洋壳俯冲早阶段的地质响应, 并对俯冲起始时间作进一步限定。

1 地质背景和样品特征

华南板块由华夏地块和扬子地块组成, 二者以江绍断裂和萍乡-玉山断裂为界[31]。华夏地块和扬子地块具有不同的前寒武纪地质演化历史, 由不同的地壳基底物质组成。华夏地块的基底成分主要为古元古代变质岩, 大多数出露于浙-闽西北地区, 在其余地方零星分布; 扬子地块内部则出露大量的新太古代基底地层, 最古老的基底为位于湖北省宜昌市三峡地区的中太古代崆岭杂岩[5, 32]。

华南板块中生代火成岩90%以上是花岗岩和对应的中酸性火山岩, 主要分布在华夏地块范围, 按时代可以划分为早中生代印支期和晚中生代燕山期。其中, 早中生代火成岩主要分布在广西, 以及湘、粤、赣、闽部分地区, 主要是面式分布的花岗质侵入岩, 以小、少、分散为特点[5]; 同时期火山岩在华南分布有限, 仅限于广西南部的凭祥-大黎近东西向断裂带附近, 以及十万大山西南侧的台马-板八一带, 其时代为早-中三叠世[29, 30, 33-35]。晚中生代火山活动活跃、喷发强烈, 形成了一套大面积分布的陆相火山-沉积岩地层, 在浙东南、闽东、粤东等地呈带状连续分布, 而在赣、浙西北、闽西、桂东南主要以盆地形式分散分布[17, 19, 23, 36-39](图1)。在中国东南部以火山岩分布为主体的浙闽粤沿海地带, 以往认为未发育三叠纪火山岩[28]。

图1 中国东南部晚中生代花岗岩-火山岩分布简图及采样位置(据文献[5]修改)Fig.1 Distribution of Late Mesozoic granite-volcanic rocks in southeastern China and locations of the studied volcanic stratigraphic sections

粤东地区侏罗纪火山岩在地层划分上主要分为早侏罗世嵩灵组、中侏罗世吉岭湾组(或称漳平组)和晚侏罗世高基坪群[35]。嵩灵组由一套碎屑岩和火山岩组成, 包括砂岩、凝灰质砂岩、粉砂岩、粉砂质页岩、沉凝灰岩、火山角砾岩、安山岩、安山质凝灰岩、英安质凝灰岩、流纹质凝灰岩等[35]。吉岭湾组火山岩岩性以安山岩为主, 夹玄武岩、英安质-安山质凝灰熔岩, 分布范围比嵩灵组大。高基坪群为一套中酸性、酸性火山岩, 主要由流纹质-英安质火山碎屑岩夹少量火山碎屑沉积岩和熔岩组成[35]。

本次工作在具有区域岩石代表性的广东梅州市嵩灵剖面采集了3件嵩灵组下部火山岩样品(图2),作为控制及对比研究, 在揭西县中心村剖面采集了1件高基坪群火山岩样品。嵩灵组火山岩样品分别为凝灰岩、流纹质凝灰岩和岩屑凝灰岩: 凝灰岩(SL01, N24°31′50″、 E116°16′03″), 几乎全部由细小的火山灰组成, 火山凝灰结构, 不含明显晶屑(图3a); 流纹质凝灰岩(SL02, N24°32′06″、 E116°16′43″), 含钾长石、石英等晶屑约10%, 石英岩岩屑约5%(图3b); 岩屑凝灰岩(SL03, N24°32′27″、 E116°19′14″), 火山凝灰结构, 火山碎屑主要包括岩屑和晶屑, 岩屑含量约为25%(成分主要为石英岩), 晶屑含量约占3%(主要为石英), 多呈熔蚀港湾状(图3c)。高基坪群火山岩样品为晶屑熔结凝灰岩(GJP01, N23°36′06″、 E115°52′45″), 弱熔结凝灰结构, 含较多晶屑和少量岩屑, 晶屑主要为石英, 多数为自形-半自形, 部分呈熔蚀港湾状, 含量约为30%, 岩屑成分主要为石英岩, 含量约5%(图3d)。所采集火山岩样品均有一定程度的蚀变。

图2 梅州市嵩灵侏罗系嵩灵组-漳平组-高基坪群剖面图(据文献[35]修改)Fig.2 Profile of Songling section in Meizhou showing the Jurassic volcanic sedimentary strata

图3 火山岩样品显微照片(+)Fig.3 Micrographs of the studied volcanic rocksa—嵩灵组凝灰岩; b—嵩灵组流纹质凝灰岩; c—嵩灵组岩屑凝灰岩; d—高基坪群晶屑熔结凝灰岩

2 分析方法

锆石分选采用传统的重砂法完成。首先将样品破碎至60目(250 μm)左右, 分选出无磁性重矿物颗粒, 并在双目显微镜下随机挑选出短柱状或长柱状自形程度较好的锆石颗粒; 制作完成的锆石样品在显微镜下进行透射光和反射光观察和照相, 用于分析锆石晶体的晶型、裂隙和包裹体等外观特征。然后进行阴极发光(CL)图像分析, 进一步研究锆石的内部结构特征, 寻找适合测试锆石U-Pb定年和Lu-Hf同位素分析的点位。样品处理与锆石分选委托廊坊市宇恒矿岩技术服务有限公司完成, 锆石制靶和CL图像拍照在重庆宇劲科技有限公司完成。

LA-ICP-MS锆石U-Pb定年测试在桂林理工大学广西隐伏金属矿产勘查重点实验室进行, 测试仪器为搭载193 nm ArF准分子激光器GeoLas HD激光系统的Agilent 7500型ICP-MS。工作参数: 激光脉冲频率6 Hz, 脉冲能量密度10 J/cm2, 溶蚀微区直径为32 μm, 仪器设置及分析流程参照Liu等[40]。ICP-MS分析数据通过ICPMSDataCal软件计算获得同位素比值、年龄和误差。为了验证年龄数据的可靠性, 对新识别出的3件晚三叠世火山岩样品在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室进行检验性测试。ICP-MS仪器型号为Agilent 7500a型, 激光系统为NewWave公司生产的UP213固体激光系统, 仪器参数设置与桂林理工大学实验室仪器分析系统一致。质量分流校正采用GEMOC/GJ-1(609 Ma)[41]。ICP-MS的分析数据通过即时分析软件GLITTER[42]计算获得同位素比值、年龄和误差, 并假定标样的分析误差为1%。

锆石Lu-Hf 同位素分析在桂林理工大学广西隐伏金属矿产勘查重点实验室进行, 所用仪器为193 nm ArF激光器GeoLas HD激光剥蚀系统和Neptune Plus MC-ICPMS。具体工作参数: 激光脉冲频率6 Hz, 脉冲能量10 J/cm2, 溶蚀孔径24 μm。在计算(176Hf/177Hf)i和εHf值时,176Lu的衰变常数采用1.867×10-11a-1[43],εHf的计算采用Bouvier等[44]推荐的球粒陨石Hf同位素值, 即176Lu/177Hf=0.033 6,176Hf/177Hf=0.282 785。Hf模式年龄计算中, 亏损地幔176Hf/177Hf现在值采用0.283 25,176Lu/177Hf为0.038 4[45], 两阶段模式年龄采用平均地壳(176Lu/177Hf)C=0.015[46]进行计算。

3 分析结果

火山岩样品的锆石呈自形-半自形, 长度为100～150 μm, 甚至更大, 长宽比为3∶2～3∶1, 具有清晰的振荡环带(图4), 表现出岩浆结晶锆石的内部特征。所有锆石具有较高的Th/U值(绝大多数>0.4), 同样表现出岩浆锆石的典型特征[47]。

图4 火山岩代表性锆石CL图像、分析点位和结果Fig.4 CL images，analyses spots and results of representative zircon grains实线圆圈代表U-Pb年代学分析点位, 虚线圆圈代表Lu-Hf同位素分析点位; 各标尺均代表100 μm; *点在南京大学测试

3.1 年代学结果

统计结果表明, 对年龄较老(>1 Ga)的锆石使用207Pb/206Pb年龄更加准确, 而对于年龄较小(<1 Ga)的锆石使用206Pb/238U年龄更加准确[48]。因此,本文选取锆石206Pb/238U年龄进行加权平均计算。样品年龄谐和曲线图解和加权平均计算结果见图5, 详细的年龄数据结果列于表1。

表1 粤东地区晚三叠世火山岩 LA-ICP-MS 锆石定年结果Table 1 Zircon LA-ICP-MS dating results of the Late Triassic volcanic rocks in eastern Guangdong

图5 火山岩锆石U-Pb年龄谐和图Fig.5 Zircon U-Pb age concordance diagram of volcanic rocks红色表示在桂林理工大学测试，蓝色表示在南京大学测试

嵩灵组下部凝灰岩样品中16颗锆石的年龄结果集中且谐和,206Pb/238U加权平均年龄为203±2 Ma(图5a), 作为对照组在南京大学测试的另外20颗锆石的年龄结果同样集中且谐和,206Pb/238U加权平均年龄为202±2 Ma(图5a), 不同实验室不同环境下测得的年龄结果在误差范围内吻合一致。嵩灵组下部流纹质凝灰岩样品在两个实验室测得的206Pb/238U加权平均年龄(图5b)分别为204±1 Ma和202±2 Ma, 在误差范围内一致。嵩灵组下部岩屑凝灰岩样品在两个实验室测得的206Pb/238U加权平均年龄(图5c)分别为200±1 Ma和199±2 Ma, 同样在误差范围内一致。此外, 高基坪群晶屑熔结凝灰岩样品中21颗锆石的206Pb/238U加权平均年龄为154±1 Ma(图5d), 与前人测得的高基坪群火山岩时代一致[21], 同样说明了本研究分析结果的可靠性。

3.2 锆石Lu-Hf同位素分析结果

锆石Lu-Hf同位素分析与U-Pb同位素定年在相同颗粒上进行, 选取CL图像特征完全一致的临近或对应区域进行测试(图4), 分析结果见图6, 详细的Hf同位素数据结果见表2。

表2 粤东地区晚三叠世火山岩锆石 Hf 同位素分析结果Table 2 Zircon Lu-Hf isotopic compositions of the Late Triassic volcanic rocks in eastern Guangdong

图6 火山岩锆石εHf(t)分布直方图Fig.6 εHf(t) distribution histograms of zircon in volcanic rocks

嵩灵组下部凝灰岩样品εHf(t)为+9.2～+5.7(主要集中于+7.9～+6.0), 对应的两阶段Hf模式年龄为0.85～0.63 Ga; 嵩灵组下部流纹质凝灰岩样品的εHf(t)为+5.7～+2.2, 对应的两阶段Hf模式年龄为1.08～0.85 Ga; 嵩灵组下部岩屑凝灰岩样品的εHf(t)为+10.0～+2.9, 对应的两阶段Hf模式年龄为1.03～0.58 Ga。总体上, 每件火山岩样品的锆石Hf同位素组成基本均一, 大致呈现钟形对称特征, 并且锆石Hf同位素组成表现出亏损的特点。

4 讨论

4.1 华南晚三叠世火山岩的识别

华南中生代的显著特征之一是大面积分布的陆相火山岩, 相关火山作用过程被普遍认为与古太平洋洋壳的俯冲作用密切相关[5, 9, 11], 甚至可以反映古太平洋洋壳俯冲的具体形式[12, 23-26]。因此, 对这些火山-沉积地层开展系统年代学研究是为了建立火山岩的精确时空分布格局, 以便于进一步讨论其形成构造背景和地球动力学机制。

近年来, 高精度定年技术在华南晚中生代火山岩形成时代方面的广泛应用, 为确定相关火山岩的时空分布格局提供了丰富的资料。研究表明, 华南晚中生代火山作用呈现多期次喷发的特点, 并且总体上表现出从内陆向沿海呈现年轻化的趋势[5, 24, 26], 如: 江山-绍兴断裂以西的浙西北地区火山岩形成于140～130、 130～127和123～118 Ma等3个阶段, 而浙东南地区除早侏罗世毛弄组外, 晚中生代火山岩形成于140～130、 130～128、 122～120和110～88 Ma等4个阶段[25]。而同样作为华南晚中生代火山岩广泛且连续分布的区域,政和-大埔断裂以东的闽东地区火山岩形成于160～148、145～130、130～127和110～88 Ma等4个阶段[12,23],粤东地区火山岩则形成于192～183、177～163和162～139 Ma等3个阶段[21,23]。因此,华南晚中生代火山岩在沿海地区还呈现出由粤东向闽东再向浙东南的北东向年轻化的趋势[12, 21]。

上述研究结果表明, 华南晚中生代火山活动在古太平洋洋壳俯冲作用的影响下持续发生, 其活动过程可能伴随了洋壳俯冲的开启和发展的整个过程[5], 因此对华南晚中生代最早期火山活动的识别, 有助于判定洋壳俯冲的开启时限。目前, 关于华南晚中生代时代较早的火山岩已有不少报道, 如: 上述粤东地区早侏罗世嵩灵组中上部火山岩形成于192～183 Ma[21]; 湘南道县玄武岩的K-Ar等时线年龄和40Ar-39Ar年龄集中在198～175 Ma[49-50]; 赣南临江地区双峰式火山岩组合的锆石U-Pb年龄为195～191 Ma[51-54]; 闽西南地区藩坑组拉斑玄武岩-流纹质火山岩双峰式组合中拉斑玄武岩锆石U-Pb年龄为183～178 Ma[53, 55], 全岩Re-Os等时线年龄为175 Ma[56]; 浙江松阳地区零星出露有180～177 Ma的毛弄组火山岩[25, 27, 57]。相比之下, 本研究在华南识别出的晚三叠世火山岩, 将区域内连续活动的火山作用时代前推至约204 Ma。

结合前人所报道的区域内零星形成的同时代侵入岩[5, 11, 20, 58-59], 基本可以确定华南地区晚中生代岩浆活动大致始于约204 Ma。比之更早的火山作用则零星发生于250～230 Ma的钦州湾地区, 如广西凭祥北泗组英安岩的结晶年龄为231.7±2.3 Ma[30], 甚至更早的有246±2 Ma[29], 相邻的板八组流纹岩的SHIRIMP锆石U-Pb年龄为250±2 Ma[29]。明显的时代间隔表明, 本研究识别的晚三叠世火山岩与钦州湾早-中三叠世火山岩形成于不同的构造环境。晚三叠世火山活动揭开了华南晚中生代大规模岩浆作用的序幕。

4.2 岩石成因中幔源物质贡献

中酸性岩形成过程中地壳物质的重熔主要受控于地壳基底的成分。Xu等[32]对广东北江和浙江瓯江中的碎屑锆石进行了系统的原位U-Pb年代学分析及Lu-Hf同位素分析, 并构建了地壳基底演化域(图7), 基本可以代表研究区的地壳成分。3件晚三叠世火山岩锆石Hf同位素均较地壳基底明显亏损, 表明在古元古代地壳基底物质重熔的基础上, 本文火山岩岩石组分中有明显的新生物质贡献, 这也与相邻地区时代相近火山岩的岩石成因特点基本一致[12, 21]。

图7 粤东地区晚三叠世及邻区[12, 21]晚中生代火山岩锆石Hf同位素与基底成分[32]对比Fig.7 Comparison of zircon Hf isotopic compositions between Late Triassic, adjacent Late Mesozoic volcanic rocks and basement materials

实际上, 目前学术界普遍认识到华南晚中生代火成岩的成因过程受控于壳幔相互作用, 幔源岩浆不仅作为热源诱发了上覆地壳物质的部分熔融, 还作为端元物质直接参与导致了岩浆混合[23, 31, 60-61]。然而值得注意的是, 亏损幔源物质在火山岩岩石成因中的贡献程度, 在不同地区不同时代的火山岩中存在比较明显的差异。浙江和福建地区晚中生代火山岩岩石成因研究表明, 这些火山岩由早到晚(160～88 Ma)表现出锆石Hf同位素组成由富集向亏损的变化趋势, 富集端元的锆石Hf同位素组成与地壳基底的成分基本一致, 反映早期火山岩主要源于古元古代地壳基底物质的部分熔融, 而在中晚期逐渐出现越来越多的亏损幔源物质贡献[12, 23-25]。但是, 在靠近南岭的粤东地区和闽东地区, 尽管晚侏罗世以来的火山岩中仍表现出随时间由早到晚锆石Hf同位素组成由富集向亏损的变化趋势, 但在早-中侏罗世火山岩中该规律恰恰相反, 由早侏罗世向中晚侏罗世, 火山岩中锆石Hf同位素由亏损转为富集, 暗示岩石成因中亏损幔源物质贡献比例由高变低[12, 21, 23]。本研究识别出的晚三叠世火山岩的锆石Hf同位素组成特征则进一步验证并拓展了上述岩石成因规律(图7), 即华南晚中生代连续形成的中酸性火山岩中, 由晚三叠世向中晚侏罗世, 岩石组分中亏损幔源物质贡献的比例逐渐降低, 在约160 Ma之后亏损幔源物质贡献比例才重新逐渐升高。

需要说明的是, 上述反转式岩石成因变化规律可能只出现在靠近南岭的粤东地区和闽东地区, 因为在浙东南地区早侏罗世毛弄组火山岩中, 锆石Hf同位素表现出典型的富集特征, 暗示该套英安质火山岩完全源于古元古代地壳基底物质的重熔[25, 57]。这种现象可能与晚中生代南岭造山带特征的地质背景有关, 该时期南岭地区发育大规模的双峰式火山岩, 呈现板内裂谷型构造环境[5, 62-63]。板内伸展环境诱发的幔源岩浆底侵可能导致了晚三叠世—中侏罗世火山岩中有较高比例的亏损幔源物质贡献。

4.3 对古太平洋洋壳俯冲起始时间的限定

洋壳在多种驱动力共同作用下发生俯冲, 例如洋中脊因新洋壳扩张而产生的推力, 但目前更广泛的认识是冷却后的, 尤其是洋壳内随深度增加而出现高密度物质导致的向下拖曳力, 它是板块运动的主要驱动力[61, 64-68]。通常, 随着俯冲作用的进行, 重力导致的拖曳效果越来越明显, 会导致洋壳俯冲的角度越来越大以及海沟后撤, 也就是所谓的俯冲洋壳后撤[66-67]。俯冲洋壳后撤则会在吸力作用下导致上覆大陆地壳被动地随海沟同步向洋运动, 受此影响被俯冲的大陆地壳总体处于伸展环境。华南晚中生代尤其是晚侏罗世以来的中酸性火山岩, 其向洋年轻化迁移规律, 以及岩石组分中逐渐升高的亏损幔源物质贡献比例所反映的逐渐增强的伸展应力环境, 已被广泛证实是古太平洋俯冲洋壳后撤机制产生的结果[5, 11-12, 24-25, 62]。

可以推断的是, 作为板块作用的主要驱动力, 高密度物质俯冲洋壳的拖曳力, 在俯冲作用过程中并不是始终占据主导地位的。在俯冲作用的起始阶段, 该拖曳力应是由无到有并逐渐增大的。因此, 在俯冲作用的最初阶段, 洋脊推力将起主导作用, 理论上会使上覆岩石圈处于挤压的应力环境, 并且这种挤压应力可能是逐渐增强然后才又趋于减弱的[3, 67], 逐渐增强的地壳挤压应力环境, 则会显著阻碍幔源岩浆的上升。据此, 本研究所揭示的粤东地区晚三叠世至中侏罗世中酸性火山岩岩石组分中亏损幔源物质贡献比例逐渐降低的规律(图7), 暗示了该时期的地壳应力环境在南岭地区受古太平洋洋壳俯冲远程效应导致的板内伸展环境基础上逐渐趋于挤压, 并且可以作为洋壳前进式俯冲阶段地质响应的证据。因此, 华南晚侏罗世以来的火山岩是古太平洋洋壳俯冲晚阶段(后撤式俯冲)的地质响应, 而中侏罗世之前的火山岩则是古太平洋洋壳俯冲早阶段(前进式俯冲)的地质响应。本研究结果认为, 华南晚中生代连续的火山活动可前推至晚三叠世(约204 Ma), 表明至少在晚三叠世末期古太平洋洋壳俯冲已经开始, 且俯冲开启的时间只略早于204 Ma。