海南岛原特提斯洋演化<br/>——来自安山岩年代学和地球化学证据

海南岛原特提斯洋演化
——来自安山岩年代学和地球化学证据

2023-11-29杜宇晶刘希军蔡永丰宋宏星赵永山

吉林大学学报（地球科学版） 2023年5期

杜宇晶,周云,刘希军, 2,蔡永丰, 2,宋宏星,赵永山

1.桂林理工大学地球科学学院/广西隐伏金属矿产勘查重点实验室,广西桂林 541004

2.桂林理工大学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 541004

0 引言

海南岛是我国东南陆缘海域中最大的岛屿,它位于太平洋板块、印度—澳大利亚板块以及欧亚板块结合部位,以琼州海峡相隔而与华南板块相连。因其特殊的大地构造位置,成为解决华南板块边缘动力学机制、特提斯构造演化和全球超大陆重建等重大地质学问题的关键地区[1-4]。

已有的研究表明,华南板块发育大量早古生代岩浆岩,特别是华夏地块,分布大量早古生代(460～400 Ma)花岗质岩石[5-6],它们的形成多被认为与加里东期的陆内造山作用有关[7-8]。扬子地块西南缘记录有更为丰富的早古生代岩浆活动信息,如在滇西的澜沧江、昌宁—孟连、保山和腾冲等地区发育大量480～440 Ma火山岩、蛇绿岩、英云闪长岩和黑云母二长花岗岩,它们的形成一般被认为与原特提斯洋的形成演化有关[9-10]。海南岛分布有大面积的岩浆岩,前人对岛内中元古代的变质岩系(如抱板群)[4,11-13]、晚古生代—中生代岩浆作用[2-3]和新生代玄武质岩浆作用开展了大量研究,对海南岛早古生代岩浆作用也进行了一些研究工作,如:许德如等[14]根据海南岛北西部邦溪一带奥陶纪火山-碎屑沉积岩矿物岩石学和元素地球化学的研究,提出海南岛在早古生代时期可能经历了一次俯冲增生-碰撞造山事件;丁式江等[15]在海南岛屯昌地区报道了(527±48)Ma的变粗安岩(锆石U-Pb上交点年龄),认为其形成于岛弧环境。本文对海南岛晨星和邦溪地区的火山岩开展了详细的LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学和原位Hf同位素组成研究,以期查明海南岛早古生代火山岩的形成时代及其构造背景,为海南岛存在早古生代岩浆作用提供证据,从而为深入理解海南岛早古生代的构造演化格局提供重要依据。

1 区域地质背景与样品描述

华南板块由扬子地块和华夏地块组成,海南岛位于华南板块最南缘,岛内主要构造线方向呈EW向和NE向,其次为NW向。由北向南发育有王五—文教、昌江—琼海、尖峰—吊罗和九所—陵水4条近东西向隐伏断裂[16],由西向东主要发育NE向戈枕断裂和白沙断裂[17](图1)。这些构造可能形成于古生代—中生代或更早时期[16],各断裂的主要特征见表1。岛内NE向构造系在空间上呈雁行分布,表现为北东短轴的隆起和坳陷及其边缘断裂,自东往西由阳江坳陷、琼中隆起、儋县隆起、琼西坳陷,以及龙门—莺歌海断裂等组成。次级构造系主要呈NS向出现于海南岛东北地区,由宽缓的隆起带及其上发育的一系列断裂带和褶皱带组成[18]。此外,海南岛内还发育一系列NW向和NE向的韧性剪切变形带[19]。

表1 海南岛主要断裂带特征

海南岛内分布的地层主要有第四系、白垩系、二叠系、石炭系、志留系、奥陶系、寒武系和元古宇(图1)。岛内岩浆活动非常剧烈,岩浆岩出露广泛且具有多期次活动的特征,以侵入岩为主,其次为喷出岩(图1)。喷出岩以新生代玄武岩为主,主要出露于海南岛北部的第四系(图1)。白垩纪火山岩[20]、大量二叠纪—中生代岩浆岩[2-3]和少量元古宙变基性岩、花岗质岩石[4]分布于海南岛屯昌、三亚、五指山、抱板等地区。

本文研究的样品主要采自海南岛屯昌县西昌镇晨星农场西南和儋州市邦溪镇北东,样品岩性为安山岩—变安山岩,其主要呈似层状或不规则状产于以前划分的二叠系和奥陶系中[16]。安山岩样品新鲜面呈灰黑—灰绿色,斑状结构,块状构造(图2a),斑晶多呈残斑状,主要由斜长石、角闪石、黑云母和少量辉石组成(图2b, c)。其中:斜长石以板状—短柱状为主,可见熔蚀麻点结构,发生绢云母化、绿帘石化、土化,其间有少量磁铁矿分布;角闪石多为半自形状或不规则状,暗化边明显,可见绿泥石化和绿帘石化;黑云母呈褐色,局部可见暗化边(图2b);辉石多呈残斑状,主要依据其晶形辨别。偶见石英“眼斑”及其与辉石的反应边,石英粒度约0.1 mm(图2c)。基质呈交织结构,主要由斜长石微晶和玻璃质组成。副矿物为磁铁矿、锆石、钛铁矿、磷灰石、绿帘石等。

Bt. 黑云母;Pl. 斜长石;Qtz. 石英;Px. 辉石;Hb. 角闪石。

2 分析方法

2.1 锆石U-Pb同位素定年

锆石制靶在重庆宇劲科技有限公司完成,锆石U-Pb定年、透反射照片和锆石阴极发光图像(CL)的拍摄均在桂林理工大学广西隐伏金属矿产勘查重点实验室完成。首先对U-Pb年龄测定的样品(样品号CX1627和CX1619)采用常规的两种重、磁选技术分选出锆石;随后将锆石样品颗粒用环氧树脂胶结,细磨至锆石颗粒中心部位后,抛光制成样品靶;最后对锆石进行透射光和反射光显微照相以及阴极发光(CL)图像分析,以方便检查锆石的内部结构、确定其成因类型,并帮助选择适宜的测试点位。

锆石U-Pb定年采用激光-电感耦合等离子质谱计(LA-ICP-MS)进行测试,测试所用激光剥蚀系统为NWR-193,输出波长为193 nm,烧蚀斑点为2～150 μm;ICP-MS为Agilent-7500cx。分别测试206Pb、207Pb、208Pb、232Th和238U的质量分数以综合确定其年龄值。数据处理使用软件ICPMSDataCal 7.2[21]进行校正,锆石的加权平均年龄及谐和图的绘制采用国际标准程序 Isoplot4.11[21]完成,分析及计算误差均为±1σ。

2.2 锆石Hf同位素分析

锆石样品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完成。测试采用激光剥蚀-多接收等离子体质谱仪(LA-MC-ICP-MS),并利用离子计数器同时静态测量238U、235U、232Th、208Pb、207Pb、206Pb、204Pb和202Hg 的信号。RESOlution M-50激光剥蚀系统包括1个193 nm ArF准分子激光器,其最大激光能量输出为200 mJ,脉冲宽度为20 ns,脉冲频率为1～20 Hz,剥蚀直径为5～380 μm。Hf同位素测试的束斑直径为44 μm,频率为8 Hz,能量为100 mJ,光束为30 μm,烧灼时间为26 s,能量衰减50%。详细的 Hf 同位素分析方法见文献[22]。测量过程中Hf同位素质量分馏校正采用归一化值(179Hf/177Hf 为0.732 5),测量分析标准锆石为Penglai(176Hf/177Hf 为0.282 856～0.282 956)。

3 分析结果

3.1 锆石的U-Pb年龄

样品中挑选出的锆石呈半自形—自形,以透明柱状为主,颜色主要呈浅棕、浅褐及褐色;锆石颗粒大小不一,主要变化于80～150 μm之间;大部分锆石显示较好的振荡环带(图3),结合其Th/U值大部分大于0.4(表2),表明它们主要为岩浆成因锆石。

图3 海南岛邦溪—屯昌安山岩代表性锆石颗粒阴极发光(CL)图像

样品CX1627的锆石U-Pb定年结果见表2,其Th/U值变化于0.21～1.08之间。对该样品锆石进行了20个点的分析(图4a, b),其中15个点落在谐和线上或附近,其206Pb/238U加权平均年龄为(448±5)Ma(MSWD=0.29,n=15),代表了该样品的形成时代。另外,有5个测试点给出了1 128、1 331、1 890、2 326和2 581 Ma的较老207Pb/206Pb年龄,可能代表了继承或捕获锆石的年龄。

图4 海南岛邦溪—屯昌安山岩锆石U-Pb谐和图及加权平均值图

样品CX1619的Th/U值变化于0.10～1.78之间。对该样品进行了20个点的分析(图4c, d),其中12个点落在谐和线上或附近,它们的206Pb/238U加权平均年龄为(447±11)Ma(MSWD=0.43,n=12),代表了其形成年龄;另外,有8个测试点分别为898、922、965、1 139、1 500、1 769、1 870和2 609 Ma的较老207Pb/206Pb年龄,可能代表了继承或捕获锆石的年龄。

3.2 锆石Hf同位素

在锆石U-Pb测年的基础上,选择部分锆石颗粒进行了原位Hf同位素分析,分析结果见表3。由表3可知:其176Lu/177Hf值介于0.000 595～0.003 092之间,176Hf/177Hf 值介于0.281 186～0.282 652之间。其中:样品CX1627参与锆石加权年龄452～434 Ma的εHf(t)分布于-16.29～5.22范围内,对应的单阶段模式年龄TDM1为1 715～848 Ma,二阶段模式年龄TDM2为2 018～953 Ma;样品CX1619参与锆石加权年龄465～439 Ma的εHf(t)分布于-16.48～3.46范围内,对应的单阶段模式年龄TDM1为1 700～914 Ma,二阶段模式年龄TDM2为2 030～1 039 Ma(图5)。

表3 海南岛邦溪—屯昌安山岩锆石Hf同位素数据

图5 海南-老挝南部-Kontum地块(越南中部)早古生代岩浆岩锆石εHf(t) -年龄图解

4 讨论

4.1 海南岛邦溪—屯昌地区岩浆活动

海南岛西北部邦溪—屯昌地区保存有丰富的岩浆活动记录,前人对这些岩浆活动的时代开展了一系列同位素年代学研究。海南岛西部邦溪军营变基性火山岩Sm-Nd模式年龄为1 165 Ma,可能代表了中元古代古陆壳裂解的物质记录[26]。岛西抱板群上部混合片麻岩的Rb-Sr等时线年龄为600.8 Ma[27]。屯昌变粗安岩的锆石U-Pb年代学显示其上、下交点年龄分别为(527±48)和(230±13)Ma,上交点年龄被认为代表火山喷发结晶年龄,下交点为印支期变形年龄,说明海南岛在古生代经历过一次俯冲构造热事件[15]。屯昌变基性岩给出了(514±30)和(445±10)Ma的SHRIMP 锆石U-Pb年龄,其中(445±10)Ma被认为代表了其形成年龄[28]。屯昌地区变安山质火山岩的LA-ICP-MS锆石 U-Pb年龄为(345±4)Ma[3]、变基性岩的全岩Rb-Sr等时线年龄为(344±11)Ma[14];邦溪拉斑玄武质岩石(变基性岩)的Sm-Nd等时线年龄为(333±12)Ma[29-30];岛上广泛分布的似斑状花岗质岩石的Rb-Sr全岩等时线年龄为320.7 Ma[27]。这些石炭纪岩石的形成多被认为与古特提斯洋演化有关,代表了古特提斯洋壳残片[3,30]。

本文通过高精度的LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学对海南岛邦溪—屯昌地区的2个代表性安山岩的研究,显示它们的形成年龄分别为(448±5)和(447±11)Ma,时代为晚奥陶世,确证了海南岛西北部邦溪—屯昌地区存在早古生代岩浆作用。

4.2 安山岩源区特征

安山岩的形成十分复杂,目前普遍认为主要有以下5种成因模式:①受到俯冲板片释放流体或熔体交代的地幔楔斜辉橄榄岩的部分熔融[31-32];②玄武质岩浆的分离结晶[33-36];③中下地壳角闪岩的部分熔融[37-38];④玄武质下地壳的部分熔融[39-40];⑤长英质和玄武质岩浆混合[41]。

实验岩石学研究表明,基性岩类岩石直接部分熔融产生的岩浆Mg#<45[42];单纯的下地壳镁铁质岩石发生部分熔融产生的安山质岩浆,由于没有与地幔岩浆发生相互作用,亦有其Mg#<45[43]。前人对海南岛这套早古生代安山岩的地球化学研究显示,它们具有较低的MgO质量分数(2.74%～3.57%)和较高的Mg#(50～55)[44],暗示它们不是直接由基性岩类岩石或下地壳镁铁质岩石发生部分熔融形成。海南岛同时代的变基性岩(446～440 Ma)与这套安山岩在LaN-(La/Sm)N图解中没有表现出分离结晶作用的趋势[44],结合目前在研究区内未见同时代酸性岩的报道,暗示这套安山岩不是玄武质岩浆分离结晶的产物,因为玄武质岩浆发生分离结晶往往会形成由基性岩-中性岩-酸性岩组成的化学成分连续变化的岩石类型[20]。

锆石Hf同位素研究表明,本文安山岩样品的εHf(t)变化于-16.48～5.22之间(表3,图5),表现出从富集到亏损的Hf同位素组成特征,这一特征显然异于单纯源于富集地幔或亏损地幔的玄武质岩浆的Hf同位素组成,前者一般表现出富集的Hf同位素组成,即εHf(t)值多为负值,后者多表现出亏损的Hf同位素组成,即εHf(t)值多为正值。这说明这些安山岩样品并非是在简单的封闭体系下,由玄武质岩浆发生分离结晶形成,其表现出既具有正的εHf(t)值,又具有负的εHf(t)值,暗示它们更可能是玄武质岩浆和长英质岩浆发生混合作用的产物。其中,εHf(t)=5.22可能代表亏损的玄武质岩浆端元的Hf同位素组成,εHf(t)=-16.48则代表富集的长英质岩浆端元的Hf同位素组成。此外,这些安山岩具有较高的Th质量分数((5.82～12.9)×10-6)和Th/U值(3.68～3.91)[44],明显高于岛弧岩浆的Th/U值(1.5～2.5)[45],暗示其源区有地壳物质的参与。年代学研究结果显示,安山岩样品普遍存在年龄较老的捕获锆石(图4),亦说明岩浆体系经历了地壳物质的混合作用。岩相学特征显示,安山岩存在辉石和石英“眼斑”的不平衡矿物组合(图2c),这一不平衡矿物组合表明成岩过程中发生了岩浆混合作用[46]。

区域地质资料[23]显示,老挝南部早古生代安山岩εHf(t)值变化于-6.5～-0.1之间,花岗闪长岩εHf(t)变化于-8.0～1.0之间(图5),它们的形成被认为与壳-幔相互作用有关。越南中部Kontum地块早古生代花岗岩εHf(t)变化于-14.60～3.13之间,它们亦被认为是壳-幔相互作用的产物[24-25]。此外,老挝南部还发育早古生代辉长岩(457～438 Ma)[23],表明本区存在早古生代基性岩浆活动,为区内发生壳-幔相互作用提供了基础。

综上所述,我们认为本文研究的安山岩是玄武质岩浆和长英质岩浆混合作用的产物。

4.3 大地构造意义

特提斯构造演化是地球演化过程中经历的一个重要阶段,潘桂棠等[47]根据特提斯构造演化的时限将其划分为3个阶段:第一阶段为原特提斯阶段(Proto-Tethys),演化时限大致为震旦纪—志留纪,主要表现为劳亚大陆群与泛华夏大陆群和冈瓦纳大陆分离,致使特提斯洋发生扩张[47-48],早古生代末期,由于“泛华夏造山作用”,促使形成统一的泛华夏大陆,形成了中国古大陆的雏形[49];第二阶段为古特提斯阶段(Paleo-Tethys),演化时限大致为泥盆纪—中三叠世,在这一演化阶段中,劳亚大陆与泛华夏大陆群发生汇聚,特提斯洋发生消亡[47-48],到了晚古生代末—早、中三叠世,印支运动促使东亚各微陆块拼合形成统一的东亚大陆[50-51],并成为潘吉亚(Pangea)超大陆的组成部分;第三阶段为新特提斯阶段(Neo-Tethys),演化时限大致为晚三叠世—始新世,主要表现为Pangea超大陆裂解[47],特提斯洋消亡转化为大陆岩石圈,并进入大陆碰撞造山发展时期[52-53]。

原特提斯作为特提斯构造演化的初始阶段,是我们完整认识冈瓦纳大陆形成与演化的关键。冈瓦纳大陆是由东冈瓦纳和西冈瓦纳大陆在540～530 Ma通过莫桑比克海洋碰撞拼合而成,其间的碰撞造山带即为东非造山带[54-55]。印度与澳大利亚—东南极洲于560～520 Ma沿Kungan造山带拼合形成东冈瓦纳大陆[55-56]。印度南部、非洲中东部、马达加斯加西南部以及东南极洲发育650～530 Ma的高压麻粒岩到榴辉岩相变质作用,记录了印度与非洲之间的碰撞作用[57-60]。西冈瓦纳北缘的Avalonian-Cadomian记录了丰富的650～540 Ma构造活动信息[61-62],而东冈瓦纳北部的微陆块经历了510～470 Ma的 Bhimpedian(或 Kurgiakh)造山运动[63]。古地磁数据表明,统一的冈瓦纳大陆最终形成于约530 Ma[64-65]。

位于东冈瓦纳北部的各微陆块,如华北板块、塔里木板块、柴达木板块、羌塘板块、滇缅泰马(Sibumasu)板块和印支板块等保存了较完整的原特提斯构造演化的地质记录[44],这些微陆块在原特提斯洋的俯冲作用下陆续拼合到冈瓦纳大陆。其中处于华南板块西南部的滇缅泰马板块主要包括缅甸东部、泰国西部和马来半岛的大部分地区,它向南延伸到苏门答腊北部,向北部延伸到中国云南省(保山和腾冲地块)。前人的研究表明,在保山地块东部边缘的昌宁—孟连带内发育寒武纪—志留纪蛇绿岩[66],保山地块还发育有早古生代537～532 Ma变基性岩[67]和具有弧火山岩地球化学特征的晚奥陶世462～454 Ma变火山岩[68];这些地质证据表明本区保存有原特提斯洋的演化信息。部分学者进一步将本区原特提斯洋的演化过程分为5个阶段:约500 Ma,原特提斯洋壳板片发生回转;500～490 Ma,原特提斯洋壳板片发生断离;490～475 Ma,冈瓦纳大陆岩石圈的加厚;475～460 Ma,岩石圈发生拆沉;460～450 Ma,原特提斯洋增生造山作用结束[69-70]。

印支板块亦保存有大量早古生代岩浆-变质作用记录。Nakano等[71]对越南中部Kontum等地块中的变质岩进行研究,获得了460～430 Ma独居石安山岩、辉长闪长岩和辉长岩数据引自文献[23];花岗闪长岩引自文献[24];花岗岩引自文献[23,25]。

U-Pb年龄,反映这一时期本区经历了低压变质作用,且这一变质作用与印支板块和华南板块之间的俯冲-碰撞事件有关。Nguyen等[72]在紧邻Kontum地块的Tam Ky-Phuoc Son缝合带中识别出了(519±7)Ma奥长花岗岩和(502±6)Ma英云闪长岩,且这些岩石具有类似于斜长花岗岩的地球化学特征,暗示它们形成于洋内弧环境。近年来,研究人员在越南中部Kontum地块等地区报道了大量约480 Ma的辉长闪长岩和花岗质岩石[23],480～440 Ma的安山岩、英安岩、辉长岩、花岗岩和正片麻岩[24],以及440～410 Ma的安山岩、英安岩、流纹岩、辉长岩、辉绿岩、花岗岩等岩石类型[25,73]。这些岩石类型中,部分中酸性岩石表现出埃达克岩的地球化学属性,部分基性侵入岩表现出类似于正常型洋中脊玄武岩(N-MORB)的地球化学特征[23-24];这些不同年龄阶段的岩石组合及其地球化学特征,暗示它们的形成与板块俯冲作用有关,是原特提斯洋打开—俯冲—碰撞等不同阶段下的产物[23-25,73]。

值得注意的是,华南板块内部同样保存有大量早古生代岩浆岩和变质作用记录,其中,岩浆岩的形成时代主要集中在460～380 Ma之间,峰值约为435 Ma,它们主要分布在安化—罗城断裂和政和—大埔断裂之间,岩石类型以大规模的花岗岩为主,另有少量中基性岩石。这些地区的花岗岩主要以片麻状和块状S型花岗岩为主,见少部分I型和A型花岗岩[6-8]。变质岩普遍为角闪岩相-绿片岩相,在武夷、云开、南岭东段等地区可见麻粒岩相变质岩出露[74-75],变质作用时代主要集中在450～420 Ma之间,峰值约为435 Ma[6,76-77]。上述岩浆和变质作用的机制一般被认为与陆内造山作用有关[6-8,78]。

安山岩是汇聚板块边缘的代表性岩石类型。本文在海南岛西北部识别出了约448 Ma安山岩,它们表现出岛弧岩浆的地球化学特征,如明显亏损Nb、Ta,富集大离子亲石元素Rb、Ba等[44],指示本区存在早古生代时期的俯冲作用。此外,前人在海南屯昌地区报道了(527±48)Ma的变粗安岩[15]和(445±10)Ma的变基性岩,并认为它们的形成与俯冲事件有关[28]。

综合以上论述可以看出,海南岛分布的早古生代岩浆岩与印支板块内的Kontum等地块以及滇缅泰马板块上分布的早古生代岩浆岩,在岩石组合和形成时代上具有可对比性,而明显不同于华南板块内部,暗示海南岛以及印支板块、滇缅泰马板块发育的早古生代岩浆岩可能是同一构造体制——原特提斯洋构造演化的产物;这也表明华南板块在早古生代时期处于活动大陆边缘,其内部发生的陆内造山作用可能是原特提斯洋向华南板块发生俯冲-碰撞作用的远程效应。Nguyen等[72]的研究提出,受新生代构造热事件强烈的影响,印支板块沿红河剪切带向南发生了约600 km的偏移,并相对产生了10°～15°顺时针旋转,如果恢复这一旋转角度,越南中部的Tam Ky-Phuoc Son缝合带正好可与海南岛三亚—琼中一带相连。这一认识进一步支持早古生代时期海南岛与印支板块处于同一构造体制下。沉积学资料[79-80]表明,来自印支、滇缅泰马和华南板块以及海南岛的碎屑锆石U-Pb年代学与原位Hf同位素的研究结果指示了一个共同的物质源区,且该源区与澳大利亚西北部的碎屑岩具有相似性[73];表明这些陆块在冈瓦纳大陆中的古地理位置相近且靠近澳大利亚的西北部(图6)。最新的研究成果[81-83]表明,特提斯岛弧岩浆作用的强弱与板块汇聚速率的绝对值无关,而与板块俯冲深度有关,一般来说,浅俯冲作用下岛弧岩浆作用处于缓和期,深俯冲作用下岛弧岩浆作用处于剧烈期。由前文的讨论可知,本文研究的安山岩的岩浆源区有地幔物质的重要贡献,结合海南岛屯昌地区发育约445 Ma变基性岩[28],暗示本区存在幔源岩浆活动;表明早古生代时期原特提斯洋壳处于深俯冲阶段(即洋壳俯冲的角度不会太小),从而引发印支和滇缅泰马板块以及海南岛等区域范围内强烈的早古生代岩浆活动。