華南晚三疊世火山巖的識別：對古太平洋洋殼俯沖啟動時限的制約

孫 杰，劉 磊，李 響，趙增霞，趙 陽

(1.桂林理工大學 a.廣西隱伏金屬礦產勘查重點實驗室；b.有色金屬礦產勘查與資源高效利用省部共建協同創新中心，廣西 桂林 541006；2.中國地質調查局武漢地質調查中心，武漢 430205)

板塊構造理論是20世紀自然科學的重大成就之一, 也是目前統領固體地球科學的重要科學理論[1]。板塊構造理論的核心是大洋的生成與消亡, 但促使大洋消亡的俯沖帶是如何啟動的, 是板塊構造理論尚未解決的重要科學問題之一[2-4]。明確俯沖作用早階段的地質響應有助于解決上述問題, 這需要對保存較好的顯生宙俯沖帶和俯沖作用產物開展研究。

普遍認為, 華南板塊于早中生代受控于古特提斯洋閉合[5-8], 晚中生代則與古太平洋板塊的俯沖密切相關[5, 9-12], 因此經歷了由特提斯構造域向太平洋構造域的構造體制轉變[5]。然而, 對上述構造域轉變的時限一直存在不同的認識, 如: 晚二疊世[11, 13-15]、 晚三疊世[16-18]、 早侏羅世[5, 19-21]以及晚侏羅世[6, 22]等。這些分歧體現了對古太平洋洋殼俯沖起始時間和地質響應的認識存在不足。

近年來, 學術界普遍認識到華南大規模分布的晚中生代火山巖-侵入巖明顯受控于古太平洋洋殼俯沖作用[5, 9, 11], 尤其是對其中大面積連續分布、 形成時代連續的火山巖系列的系統研究, 可以反映古太平洋洋殼俯沖的具體形式[12, 23-26], 對早侏羅世火山巖的研究結果則顯示其受控于古太平洋洋殼俯沖早階段的影響[21, 23, 27]。以往認為, 華南三疊紀火山巖零星分布[28], 僅在桂西和欽州灣地區出露有少量早-中三疊世火山巖[29-30], 其他地區未見報道。本研究在粵東地區識別出與晚中生代火山巖連續產出的晚三疊世火山巖, 并進行了年代學和巖石成因研究, 得出的相關結論有助于深入認識古太平洋洋殼俯沖早階段的地質響應, 并對俯沖起始時間作進一步限定。

1 地質背景和樣品特征

華南板塊由華夏地塊和揚子地塊組成, 二者以江紹斷裂和萍鄉-玉山斷裂為界[31]。華夏地塊和揚子地塊具有不同的前寒武紀地質演化歷史, 由不同的地殼基底物質組成。華夏地塊的基底成分主要為古元古代變質巖, 大多數出露于浙-閩西北地區, 在其余地方零星分布; 揚子地塊內部則出露大量的新太古代基底地層, 最古老的基底為位于湖北省宜昌市三峽地區的中太古代崆嶺雜巖[5, 32]。

華南板塊中生代火成巖90%以上是花崗巖和對應的中酸性火山巖, 主要分布在華夏地塊范圍, 按時代可以劃分為早中生代印支期和晚中生代燕山期。其中, 早中生代火成巖主要分布在廣西, 以及湘、 粵、贛、 閩部分地區, 主要是面式分布的花崗質侵入巖, 以小、 少、 分散為特點[5]; 同時期火山巖在華南分布有限, 僅限于廣西南部的憑祥-大黎近東西向斷裂帶附近, 以及十萬大山西南側的臺馬-板八一帶, 其時代為早-中三疊世[29, 30, 33-35]。晚中生代火山活動活躍、 噴發強烈, 形成了一套大面積分布的陸相火山-沉積巖地層, 在浙東南、 閩東、 粵東等地呈帶狀連續分布, 而在贛、 浙西北、 閩西、 桂東南主要以盆地形式分散分布[17, 19, 23, 36-39](圖1)。在中國東南部以火山巖分布為主體的浙閩粵沿海地帶, 以往認為未發育三疊紀火山巖[28]。

圖1 中國東南部晚中生代花崗巖-火山巖分布簡圖及采樣位置(據文獻[5]修改)Fig.1 Distribution of Late Mesozoic granite-volcanic rocks in southeastern China and locations of the studied volcanic stratigraphic sections

粵東地區侏羅紀火山巖在地層劃分上主要分為早侏羅世嵩靈組、 中侏羅世吉嶺灣組(或稱漳平組)和晚侏羅世高基坪群[35]。嵩靈組由一套碎屑巖和火山巖組成, 包括砂巖、 凝灰質砂巖、 粉砂巖、 粉砂質頁巖、 沉凝灰巖、 火山角礫巖、 安山巖、 安山質凝灰巖、 英安質凝灰巖、 流紋質凝灰巖等[35]。吉嶺灣組火山巖巖性以安山巖為主, 夾玄武巖、 英安質-安山質凝灰熔巖, 分布范圍比嵩靈組大。高基坪群為一套中酸性、 酸性火山巖, 主要由流紋質-英安質火山碎屑巖夾少量火山碎屑沉積巖和熔巖組成[35]。

本次工作在具有區域巖石代表性的廣東梅州市嵩靈剖面采集了3件嵩靈組下部火山巖樣品(圖2),作為控制及對比研究, 在揭西縣中心村剖面采集了1件高基坪群火山巖樣品。嵩靈組火山巖樣品分別為凝灰巖、 流紋質凝灰巖和巖屑凝灰巖: 凝灰巖(SL01, N24°31′50″、 E116°16′03″), 幾乎全部由細小的火山灰組成, 火山凝灰結構, 不含明顯晶屑(圖3a); 流紋質凝灰巖(SL02, N24°32′06″、 E116°16′43″), 含鉀長石、 石英等晶屑約10%, 石英巖巖屑約5%(圖3b); 巖屑凝灰巖(SL03, N24°32′27″、 E116°19′14″), 火山凝灰結構, 火山碎屑主要包括巖屑和晶屑, 巖屑含量約為25%(成分主要為石英巖), 晶屑含量約占3%(主要為石英), 多呈熔蝕港灣狀(圖3c)。高基坪群火山巖樣品為晶屑熔結凝灰巖(GJP01, N23°36′06″、 E115°52′45″), 弱熔結凝灰結構, 含較多晶屑和少量巖屑, 晶屑主要為石英, 多數為自形-半自形, 部分呈熔蝕港灣狀, 含量約為30%, 巖屑成分主要為石英巖, 含量約5%(圖3d)。所采集火山巖樣品均有一定程度的蝕變。

圖2 梅州市嵩靈侏羅系嵩靈組-漳平組-高基坪群剖面圖(據文獻[35]修改)Fig.2 Profile of Songling section in Meizhou showing the Jurassic volcanic sedimentary strata

圖3 火山巖樣品顯微照片(+)Fig.3 Micrographs of the studied volcanic rocksa—嵩靈組凝灰巖; b—嵩靈組流紋質凝灰巖; c—嵩靈組巖屑凝灰巖; d—高基坪群晶屑熔結凝灰巖

2 分析方法

鋯石分選采用傳統的重砂法完成。首先將樣品破碎至60目(250 μm)左右, 分選出無磁性重礦物顆粒, 并在雙目顯微鏡下隨機挑選出短柱狀或長柱狀自形程度較好的鋯石顆粒; 制作完成的鋯石樣品在顯微鏡下進行透射光和反射光觀察和照相, 用于分析鋯石晶體的晶型、 裂隙和包裹體等外觀特征。然后進行陰極發光(CL)圖像分析, 進一步研究鋯石的內部結構特征, 尋找適合測試鋯石U-Pb定年和Lu-Hf同位素分析的點位。樣品處理與鋯石分選委托廊坊市宇恒礦巖技術服務有限公司完成, 鋯石制靶和CL圖像拍照在重慶宇勁科技有限公司完成。

LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年測試在桂林理工大學廣西隱伏金屬礦產勘查重點實驗室進行, 測試儀器為搭載193 nm ArF準分子激光器GeoLas HD激光系統的Agilent 7500型ICP-MS。工作參數: 激光脈沖頻率6 Hz, 脈沖能量密度10 J/cm2, 溶蝕微區直徑為32 μm, 儀器設置及分析流程參照Liu等[40]。ICP-MS分析數據通過ICPMSDataCal軟件計算獲得同位素比值、 年齡和誤差。為了驗證年齡數據的可靠性, 對新識別出的3件晚三疊世火山巖樣品在南京大學內生金屬礦床成礦機制研究國家重點實驗室進行檢驗性測試。ICP-MS儀器型號為Agilent 7500a型, 激光系統為NewWave公司生產的UP213固體激光系統, 儀器參數設置與桂林理工大學實驗室儀器分析系統一致。質量分流校正采用GEMOC/GJ-1(609 Ma)[41]。ICP-MS的分析數據通過即時分析軟件GLITTER[42]計算獲得同位素比值、 年齡和誤差, 并假定標樣的分析誤差為1%。

鋯石Lu-Hf 同位素分析在桂林理工大學廣西隱伏金屬礦產勘查重點實驗室進行, 所用儀器為193 nm ArF激光器GeoLas HD激光剝蝕系統和Neptune Plus MC-ICPMS。具體工作參數: 激光脈沖頻率6 Hz, 脈沖能量10 J/cm2, 溶蝕孔徑24 μm。在計算(176Hf/177Hf)i和εHf值時,176Lu的衰變常數采用1.867×10-11a-1[43],εHf的計算采用Bouvier等[44]推薦的球粒隕石Hf同位素值, 即176Lu/177Hf=0.033 6,176Hf/177Hf=0.282 785。Hf模式年齡計算中, 虧損地幔176Hf/177Hf現在值采用0.283 25,176Lu/177Hf為0.038 4[45], 兩階段模式年齡采用平均地殼(176Lu/177Hf)C=0.015[46]進行計算。

3 分析結果

火山巖樣品的鋯石呈自形-半自形, 長度為100～150 μm, 甚至更大, 長寬比為3∶2～3∶1, 具有清晰的振蕩環帶(圖4), 表現出巖漿結晶鋯石的內部特征。所有鋯石具有較高的Th/U值(絕大多數>0.4), 同樣表現出巖漿鋯石的典型特征[47]。

圖4 火山巖代表性鋯石CL圖像、 分析點位和結果Fig.4 CL images，analyses spots and results of representative zircon grains實線圓圈代表U-Pb年代學分析點位, 虛線圓圈代表Lu-Hf同位素分析點位; 各標尺均代表100 μm; *點在南京大學測試

3.1 年代學結果

統計結果表明, 對年齡較老(>1 Ga)的鋯石使用207Pb/206Pb年齡更加準確, 而對于年齡較小(<1 Ga)的鋯石使用206Pb/238U年齡更加準確[48]。因此,本文選取鋯石206Pb/238U年齡進行加權平均計算。樣品年齡諧和曲線圖解和加權平均計算結果見圖5, 詳細的年齡數據結果列于表1。

表1 粵東地區晚三疊世火山巖 LA-ICP-MS 鋯石定年結果Table 1 Zircon LA-ICP-MS dating results of the Late Triassic volcanic rocks in eastern Guangdong

圖5 火山巖鋯石U-Pb年齡諧和圖Fig.5 Zircon U-Pb age concordance diagram of volcanic rocks紅色表示在桂林理工大學測試，藍色表示在南京大學測試

嵩靈組下部凝灰巖樣品中16顆鋯石的年齡結果集中且諧和,206Pb/238U加權平均年齡為203±2 Ma(圖5a), 作為對照組在南京大學測試的另外20顆鋯石的年齡結果同樣集中且諧和,206Pb/238U加權平均年齡為202±2 Ma(圖5a), 不同實驗室不同環境下測得的年齡結果在誤差范圍內吻合一致。嵩靈組下部流紋質凝灰巖樣品在兩個實驗室測得的206Pb/238U加權平均年齡(圖5b)分別為204±1 Ma和202±2 Ma, 在誤差范圍內一致。嵩靈組下部巖屑凝灰巖樣品在兩個實驗室測得的206Pb/238U加權平均年齡(圖5c)分別為200±1 Ma和199±2 Ma, 同樣在誤差范圍內一致。此外, 高基坪群晶屑熔結凝灰巖樣品中21顆鋯石的206Pb/238U加權平均年齡為154±1 Ma(圖5d), 與前人測得的高基坪群火山巖時代一致[21], 同樣說明了本研究分析結果的可靠性。

3.2 鋯石Lu-Hf同位素分析結果

鋯石Lu-Hf同位素分析與U-Pb同位素定年在相同顆粒上進行, 選取CL圖像特征完全一致的臨近或對應區域進行測試(圖4), 分析結果見圖6, 詳細的Hf同位素數據結果見表2。

表2 粵東地區晚三疊世火山巖鋯石 Hf 同位素分析結果Table 2 Zircon Lu-Hf isotopic compositions of the Late Triassic volcanic rocks in eastern Guangdong

圖6 火山巖鋯石εHf(t)分布直方圖Fig.6 εHf(t) distribution histograms of zircon in volcanic rocks

嵩靈組下部凝灰巖樣品εHf(t)為+9.2～+5.7(主要集中于+7.9～+6.0), 對應的兩階段Hf模式年齡為0.85～0.63 Ga; 嵩靈組下部流紋質凝灰巖樣品的εHf(t)為+5.7～+2.2, 對應的兩階段Hf模式年齡為1.08～0.85 Ga; 嵩靈組下部巖屑凝灰巖樣品的εHf(t)為+10.0～+2.9, 對應的兩階段Hf模式年齡為1.03～0.58 Ga?？傮w上, 每件火山巖樣品的鋯石Hf同位素組成基本均一, 大致呈現鐘形對稱特征, 并且鋯石Hf同位素組成表現出虧損的特點。

4 討 論

4.1 華南晚三疊世火山巖的識別

華南中生代的顯著特征之一是大面積分布的陸相火山巖, 相關火山作用過程被普遍認為與古太平洋洋殼的俯沖作用密切相關[5, 9, 11], 甚至可以反映古太平洋洋殼俯沖的具體形式[12, 23-26]。因此, 對這些火山-沉積地層開展系統年代學研究是為了建立火山巖的精確時空分布格局, 以便于進一步討論其形成構造背景和地球動力學機制。

近年來, 高精度定年技術在華南晚中生代火山巖形成時代方面的廣泛應用, 為確定相關火山巖的時空分布格局提供了豐富的資料。研究表明, 華南晚中生代火山作用呈現多期次噴發的特點, 并且總體上表現出從內陸向沿海呈現年輕化的趨勢[5, 24, 26], 如: 江山-紹興斷裂以西的浙西北地區火山巖形成于140～130、 130～127和123～118 Ma等3個階段, 而浙東南地區除早侏羅世毛弄組外, 晚中生代火山巖形成于140～130、 130～128、 122～120和110～88 Ma等4個階段[25]。而同樣作為華南晚中生代火山巖廣泛且連續分布的區域,政和-大埔斷裂以東的閩東地區火山巖形成于160～148、145～130、130～127和110～88 Ma等4個階段[12,23],粵東地區火山巖則形成于192～183、177～163和162～139 Ma等3個階段[21,23]。因此,華南晚中生代火山巖在沿海地區還呈現出由粵東向閩東再向浙東南的北東向年輕化的趨勢[12, 21]。

上述研究結果表明, 華南晚中生代火山活動在古太平洋洋殼俯沖作用的影響下持續發生, 其活動過程可能伴隨了洋殼俯沖的開啟和發展的整個過程[5], 因此對華南晚中生代最早期火山活動的識別, 有助于判定洋殼俯沖的開啟時限。目前, 關于華南晚中生代時代較早的火山巖已有不少報道, 如: 上述粵東地區早侏羅世嵩靈組中上部火山巖形成于192～183 Ma[21]; 湘南道縣玄武巖的K-Ar等時線年齡和40Ar-39Ar年齡集中在198～175 Ma[49-50]; 贛南臨江地區雙峰式火山巖組合的鋯石U-Pb年齡為195～191 Ma[51-54]; 閩西南地區藩坑組拉斑玄武巖-流紋質火山巖雙峰式組合中拉斑玄武巖鋯石U-Pb年齡為183～178 Ma[53, 55], 全巖Re-Os等時線年齡為175 Ma[56]; 浙江松陽地區零星出露有180～177 Ma的毛弄組火山巖[25, 27, 57]。相比之下, 本研究在華南識別出的晚三疊世火山巖, 將區域內連續活動的火山作用時代前推至約204 Ma。

結合前人所報道的區域內零星形成的同時代侵入巖[5, 11, 20, 58-59], 基本可以確定華南地區晚中生代巖漿活動大致始于約204 Ma。比之更早的火山作用則零星發生于250～230 Ma的欽州灣地區, 如廣西憑祥北泗組英安巖的結晶年齡為231.7±2.3 Ma[30], 甚至更早的有246±2 Ma[29], 相鄰的板八組流紋巖的SHIRIMP鋯石U-Pb年齡為250±2 Ma[29]。明顯的時代間隔表明, 本研究識別的晚三疊世火山巖與欽州灣早-中三疊世火山巖形成于不同的構造環境。 晚三疊世火山活動揭開了華南晚中生代大規模巖漿作用的序幕。

4.2 巖石成因中幔源物質貢獻

中酸性巖形成過程中地殼物質的重熔主要受控于地殼基底的成分。Xu等[32]對廣東北江和浙江甌江中的碎屑鋯石進行了系統的原位U-Pb年代學分析及Lu-Hf同位素分析, 并構建了地殼基底演化域(圖7), 基本可以代表研究區的地殼成分。3件晚三疊世火山巖鋯石Hf同位素均較地殼基底明顯虧損, 表明在古元古代地殼基底物質重熔的基礎上, 本文火山巖巖石組分中有明顯的新生物質貢獻, 這也與相鄰地區時代相近火山巖的巖石成因特點基本一致[12, 21]。

圖7 粵東地區晚三疊世及鄰區[12, 21]晚中生代火山巖鋯石Hf同位素與基底成分[32]對比Fig.7 Comparison of zircon Hf isotopic compositions between Late Triassic, adjacent Late Mesozoic volcanic rocks and basement materials

實際上, 目前學術界普遍認識到華南晚中生代火成巖的成因過程受控于殼幔相互作用, 幔源巖漿不僅作為熱源誘發了上覆地殼物質的部分熔融, 還作為端元物質直接參與導致了巖漿混合[23, 31, 60-61]。然而值得注意的是, 虧損幔源物質在火山巖巖石成因中的貢獻程度, 在不同地區不同時代的火山巖中存在比較明顯的差異。浙江和福建地區晚中生代火山巖巖石成因研究表明, 這些火山巖由早到晚(160～88 Ma)表現出鋯石Hf同位素組成由富集向虧損的變化趨勢, 富集端元的鋯石Hf同位素組成與地殼基底的成分基本一致, 反映早期火山巖主要源于古元古代地殼基底物質的部分熔融, 而在中晚期逐漸出現越來越多的虧損幔源物質貢獻[12, 23-25]。但是, 在靠近南嶺的粵東地區和閩東地區, 盡管晚侏羅世以來的火山巖中仍表現出隨時間由早到晚鋯石Hf同位素組成由富集向虧損的變化趨勢, 但在早-中侏羅世火山巖中該規律恰恰相反, 由早侏羅世向中晚侏羅世, 火山巖中鋯石Hf同位素由虧損轉為富集, 暗示巖石成因中虧損幔源物質貢獻比例由高變低[12, 21, 23]。本研究識別出的晚三疊世火山巖的鋯石Hf同位素組成特征則進一步驗證并拓展了上述巖石成因規律(圖7), 即華南晚中生代連續形成的中酸性火山巖中, 由晚三疊世向中晚侏羅世, 巖石組分中虧損幔源物質貢獻的比例逐漸降低, 在約160 Ma之后虧損幔源物質貢獻比例才重新逐漸升高。

需要說明的是, 上述反轉式巖石成因變化規律可能只出現在靠近南嶺的粵東地區和閩東地區, 因為在浙東南地區早侏羅世毛弄組火山巖中, 鋯石Hf同位素表現出典型的富集特征, 暗示該套英安質火山巖完全源于古元古代地殼基底物質的重熔[25, 57]。這種現象可能與晚中生代南嶺造山帶特征的地質背景有關, 該時期南嶺地區發育大規模的雙峰式火山巖, 呈現板內裂谷型構造環境[5, 62-63]。板內伸展環境誘發的幔源巖漿底侵可能導致了晚三疊世—中侏羅世火山巖中有較高比例的虧損幔源物質貢獻。

4.3 對古太平洋洋殼俯沖起始時間的限定

洋殼在多種驅動力共同作用下發生俯沖, 例如洋中脊因新洋殼擴張而產生的推力, 但目前更廣泛的認識是冷卻后的, 尤其是洋殼內隨深度增加而出現高密度物質導致的向下拖曳力, 它是板塊運動的主要驅動力[61, 64-68]。通常, 隨著俯沖作用的進行, 重力導致的拖曳效果越來越明顯, 會導致洋殼俯沖的角度越來越大以及海溝后撤, 也就是所謂的俯沖洋殼后撤[66-67]。俯沖洋殼后撤則會在吸力作用下導致上覆大陸地殼被動地隨海溝同步向洋運動, 受此影響被俯沖的大陸地殼總體處于伸展環境。華南晚中生代尤其是晚侏羅世以來的中酸性火山巖, 其向洋年輕化遷移規律, 以及巖石組分中逐漸升高的虧損幔源物質貢獻比例所反映的逐漸增強的伸展應力環境, 已被廣泛證實是古太平洋俯沖洋殼后撤機制產生的結果[5, 11-12, 24-25, 62]。

可以推斷的是, 作為板塊作用的主要驅動力, 高密度物質俯沖洋殼的拖曳力, 在俯沖作用過程中并不是始終占據主導地位的。在俯沖作用的起始階段, 該拖曳力應是由無到有并逐漸增大的。因此, 在俯沖作用的最初階段, 洋脊推力將起主導作用, 理論上會使上覆巖石圈處于擠壓的應力環境, 并且這種擠壓應力可能是逐漸增強然后才又趨于減弱的[3, 67], 逐漸增強的地殼擠壓應力環境, 則會顯著阻礙幔源巖漿的上升。據此, 本研究所揭示的粵東地區晚三疊世至中侏羅世中酸性火山巖巖石組分中虧損幔源物質貢獻比例逐漸降低的規律(圖7), 暗示了該時期的地殼應力環境在南嶺地區受古太平洋洋殼俯沖遠程效應導致的板內伸展環境基礎上逐漸趨于擠壓, 并且可以作為洋殼前進式俯沖階段地質響應的證據。因此, 華南晚侏羅世以來的火山巖是古太平洋洋殼俯沖晚階段(后撤式俯沖)的地質響應, 而中侏羅世之前的火山巖則是古太平洋洋殼俯沖早階段(前進式俯沖)的地質響應。本研究結果認為, 華南晚中生代連續的火山活動可前推至晚三疊世(約204 Ma), 表明至少在晚三疊世末期古太平洋洋殼俯沖已經開始, 且俯沖開啟的時間只略早于204 Ma。

5 結 論

(1)粵東地區嵩靈組下部火山巖的形成時代為204～200 Ma, 表明華南晚中生代連續的火山活動開始于晚三疊世, 該期火山活動揭開了華南晚中生代大規模巖漿作用的序幕。

(2)粵東地區晚三疊世火山巖主要源于古元古代地殼基底物質的重熔, 并有明顯的虧損幔源物質貢獻, 且巖石組分中幔源物質貢獻的程度隨時間向中侏羅世逐漸減弱。

(3)粵東地區晚三疊世火山巖記錄了古太平洋洋殼俯沖早階段的地質信息, 對該套火山巖的識別暗示古太平洋洋殼俯沖作用的起始時間不晚于晚三疊世。

致謝: 李政林和余紅霞在實驗測試工作中給予了幫助, 岳曉涵和覃貽鋼協助完成了野外工作, 在此表示感謝!