閩西南晚古生代以來伸展構造演化:中基性巖墻群的年代學、地球化學制約

王 森,張 達 ,呂良冀,Absai Vatuva ,狄永軍,閆鵬程,林全勝,張林闊,馬 帥,袁 遠

(1.中國地質大學(北京) ,北京 100083;2.福建閩西地質大隊,福建 廈門 361000)

0 引言

閩西南地區位于華南大陸東南緣歐亞板塊與太平洋板塊的接合部位。區域上位于福建政和-大埔斷裂帶以西,南平-寧化構造帶以南,是中國東南部構造-巖漿活動帶的重要組成部分,同時也是特提斯EW 向構造域與環太平洋大陸邊緣 NE向構造域轉換的典型區域。自古元古代以來,該區經歷了華夏古陸的形成與裂解,新元古代與揚子古陸聚合,早古生代末期區域隆升,晚古生代伸展斷陷及中生代構造巖漿活動等重要演化階段。特別是晚古生代以來,閩西南地區經歷了多期擠壓-伸展構造演化階段(Li,2000;毛建仁等,2001;孫濤和周新民,2002;王紹雄,2003)。基于對閩西南及鄰區廣泛存在的不同時代的火山巖、侵入巖以及晚古生代盆地沉積建造等研究,多數人認識到晚古生代以來伸展構造在華南大陸普遍存在(許美輝,1992;陳發景等,1996;Wu et al.,2005;Zhou et al.,2006;Shu et al.,2009;王果勝等,2009;唐立梅等,2010)。但由于研究對象的差異,對晚古生代伸展構造的規模、形成環境及其演化特征還存在不同的認識,如韋德光等(1997)認為晚泥盆世-中三疊世閩西南地區位于海盆邊緣,并接受厚達 7000 m 的陸-海相沉積;王紹雄(2003)對夾于馬坑礦區經畬組的玄武巖(364±46 Ma)及上杭-德化構造火山活動帶雙峰式組合進行研究,認為其形成于海相拉張型構造環境;王爾康和劉聰(1993)對梅縣玉水-龍巖馬坑-大田火山巖帶進行巖石學研究,認為是一套雙峰式拉斑質玄武巖和玄武質安山巖,屬于晚古生代大陸邊緣裂谷系產物;王果勝等(2009)認為石炭紀閩西南至粵東北開始發育裂陷槽,發展到早三疊世早期出現一面向南的被動大陸邊緣。與晚古生代構造環境的爭議相比,目前對晚侏羅世-白堊紀閩西南及鄰區處于拉張背景已達成共識(Li,2000;張貴山等,2004;余心起等,2005),并提出了中國東南部由東特提斯構造域向太平洋構造域轉換發生在晚中生代的觀點(王紹雄,2003;舒良樹,2006;張岳橋等,2012)。但對于區域伸展作用的起始時限還缺乏精確的年代學依據,對構造體制轉換的時間還需進一步明確及細化。

閩西南地區廣泛發育石炭紀-早白堊世基性巖墻群,為探究該區晚古生代以來構造演化特征提供了重要方向。基性巖墻起源于地球深部,是深源巖漿淺部侵位的產物,被視為是伸展作用的標志。對研究區存在的基性巖墻群進行精確定年,可以限定區構造演化的時空格局。通過基性巖墻群的地球化學研究,可以獲得深部地幔性質、殼幔演化等重要構造信息(Hoffman,1991;Hoek and Seitz,1995;Radhakrishna and Joseph,1996;Peng et al.,2008),為上地幔的物質組成提供制約。閩西南地區廣泛發育各具特征的輝綠巖、輝綠閃長巖巖墻群,龍巖地區位于閩西南坳陷帶內,屬于閩西南構造-巖漿演化的一部分。本文以閩西南龍巖一帶存在的中基性巖墻群為代表,對其開展巖石學、年代學及巖石地球化學研究,為研究區晚古生代以來伸展構造演化提供制約。

1 地質概況

閩西南地區處于歐亞大陸板塊東南緣,瀕臨太平洋板塊,為中、新生代環太平洋巨型構造-巖漿帶陸緣活動帶的一部分(陶建華和陳福龍,2006),是全球構造-巖漿活動最活躍的地區之一。區內地層主要為前泥盆紀基底巖系,晚古生代-中三疊世以碳酸鹽巖及碎屑巖沉積為主的蓋層巖系和中新生代陸相碎屑-火山巖系(張達,1999;毛建仁等,2001)。除缺失志留系和下泥盆統外,其他地層均發育(圖1),以發育上古生界中泥盆統-下中生界為特色(張達等,2006)。上古生界-中下三疊統分布廣泛,侏羅紀陸相火山巖主要呈孤島狀沿斷陷盆地分布。其中,上泥盆統-中下三疊統以淺海相、海陸交互相沉積為主,從老至新有前泥盆紀淺變質碎屑巖,上泥盆統-下石炭統(D3-C1)粗碎屑巖,上石炭統船山組-下二疊統棲霞組(C3c-P1q)灰巖、硅質巖,下二疊統文筆山組-中三疊統(P1w-T2)海陸交互相含煤細碎屑巖、淺海相含鈣細碎屑巖。

區內構造變形復雜多樣,以不同性質及規模的斷裂及褶皺為主。除區域上發育的NE向政和-大埔及NW向展布的上杭-云霄等深大斷裂外,中生代以來的推覆及伸展滑脫構造在閩西南及鄰區廣泛發育,并導致不同時代地層疊置、異位及缺失。受區域印支期以來擠壓應力場作用,研究區普遍發育 NE向為主的區域性復式褶皺,并造成閩西南盆地內部出現局部隆起及凹陷。如基性巖墻群的主要分布區閩西南東部的軸面總體NE向展布的大田-龍巖拗陷沙縣-永安復式向斜、南平-萬安復式背斜、廣平-龍巖復式向斜、太華-長塔復式背斜及大田復式向斜。

區內巖漿活動強烈,從加里東到喜馬拉雅期均有強弱不同的巖漿活動,以中生代酸性-中性侵入巖體及火山巖為主,火山盆地及侵入巖體的形態及展布明顯受NE向構造控制。此外,區內廣泛發育中基性巖墻,尤以輝綠巖類為主,巖性主要為輝長輝綠巖及輝綠閃長巖,多沿構造線展布方向產出。單個巖墻規模較小,多呈小巖株、巖墻狀分布。

2 巖石學特征

閩西南地區中基性巖墻群比較發育,主要為輝綠閃長巖和輝長輝綠巖,零星分布于馬坑、大排、坎市、雁石等地,其分布、形態產狀明顯受圍巖斷裂、裂隙控制。研究區巖墻群主要有兩期,早期以NE向展布為主,傾角較陡,大于 60°。單條巖墻規模較小,延伸不遠,常沿斷裂及裂隙侵入到下石炭統及其周圍蝕變巖中。巖墻及其圍巖均遭受不同程度蝕變,普遍具綠泥石化、綠簾石化、透閃石化、陽起石化等。晚期巖墻以 NW 向展布為主,傾角20°~80°,以陡者為主,常沿斷裂侵入到石炭紀-二疊紀地層之中。與早期巖墻相比,單條巖墻延伸較遠,并且與圍巖界限比較明顯。兩期巖墻在空間上未見明顯的接觸關系,但在馬坑礦區可以觀察到與早期巖墻關系密切的絹英巖化、矽卡巖化蝕變帶被晚期巖墻切割的現象。

圖1 龍巖地區地質簡圖(a,據1∶5萬福建省地質構造圖)及構造位置圖(b,據韋德光等,1997)Fig.1 Geologic sketch map (a) and tectonic location (b) of the Longyan district

輝綠閃長巖:灰綠色,灰色。細粒半自形柱粒狀結構,塊狀構造,局部可見輝綠結構(圖2)。主要礦物為斜長石(更-鈉長石)和普通角閃石,局部含少量石英和鉀長石。礦物粒度為0.5~1 mm。斜長石含量為 55%左右,半自形長柱狀,發育聚片雙晶及不常見的環帶構造。角閃石含量為 25%左右,呈不規則它形粒狀,具有明顯的多色性,部分遭透閃石化和綠泥石化。石英含量2%~10%不等,呈不規則它形粒狀充填于角閃石與輝石顆粒間。副礦物為榍石、磷灰石等。巖石均遭到不同程度的透閃石化、絹云母化、綠泥石化和鉀長石化等蝕變作用。

圖2 輝綠閃長巖中的輝綠結構(a,正交偏光;b,單偏光)Fig.2 Diabasic texture of the diabase-diorite

輝長輝綠巖:深灰綠色,蝕變后為暗綠色,中細粒結構,塊狀構造。鏡下可見輝綠結構或嵌晶含長結構,輝綠結構表現為它形角閃石顆粒充填于板狀斜長石網架狀排列的空隙間。礦物粒度為1~2 mm,主要礦物為斜長石(中-拉長石)和角閃石(部分有輝石殘留)。角閃石含量為30%~40%,深綠-灰綠色,短柱狀,局部可見輝石的殘晶。斜長石含量為50%~ 60%,自形柱板狀,發育聚片雙晶,粒度為 1~2 mm,蝕變后遭不同程度的絹云母化、綠泥石化等。副礦物以榍石為主,少量磷灰石,其中榍石已部分蝕變為鈦鐵礦。

3 年代學特征

巖墻的侵位與區域構造演化具有密切的聯系,巖墻侵位時代的確定對于了解區域構造變動、構造-巖漿活動具有重要的意義。為了深入了解閩西南地區晚古生代以來構造-巖漿活動的基本規律,本文選取閩西南龍巖一帶具有代表性的兩期輝綠巖樣品進行LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年。用于挑選鋯石分析的樣品D3097-b3、D3120-b1采自龍巖馬坑礦區外圍輝綠巖墻,具體采樣位置見圖1。

3.1 測試方法

用常規方法將巖石樣品破碎,經磁法和密度分選后淘洗,在雙目鏡下挑純。將鋯石顆粒置于環氧樹脂制靶,然后研磨拋光使鋯石內部結構暴露。對靶上鋯石進行顯微鏡下透射光、反射光觀察、照相,然后進行陰極發光和背散射電子照相,以確定鋯石內部結構和成因類型。陰極發光(CL)成像在中國科學院地球物理與地質研究所實驗室完成。

鋯石 U-Pb 測年分析在天津地質礦產研究所激光燒蝕多接收器等離子體質譜儀上進行,具體測試原理及詳細分析流程和數據處理過程見文獻(Andersen,2001)。為了保證測試結果的可靠性,每分析 8個測點,測一次標樣以監測儀器的穩定性和離子計數統計的精確性。數據處理采用中國地質大學劉勇勝研發的 ICPMSDataCal程序和 Kenneth R.Ludwig的Isoplot程序進行數據處理,普通鉛校正采用208Pb,年齡計算使用Isoplot(ver3.0)完成。

3.2 鋯石特征及分析結果

通過顯微鏡下觀察及 CL成相分析,可以看出研究區輝綠巖鋯石特征略有不同:樣品D3097鋯石顆粒較大,粒徑 70~110 μm,晶形較好多為自形到半自形,同時發育清晰的巖漿振蕩環帶(圖3);樣品D3120鋯石顆粒較小,粒徑40~70 μm,少部分鋯石內部呈現斑雜狀,但環帶構造比較清晰。鋯石晶形及其環帶特征表明,所測定的鋯石為巖漿成因(Belousova et al.,2002)。采用LA-ICP-MS法對兩個樣品進行U-Pb定年,測定結果(表 1)表明:早期巖墻鋯石 U、Pb含量分別為127~1040 μg/g、7~66 μg/g,Th/U 比值 0.57~1.31,多集中于0.6~1.0之間,表現為巖漿成因鋯石,鋯石表面年齡落在311~334 Ma范圍內,加權平均年齡為315.5 Ma;晚期巖墻鋯石的U、Pb含量分別為44~876 μg/g、2~229 μg/g、Th/U比值為0.32~1.36,剔除可能來源于捕獲鋯石顆粒,其他7顆鋯石表面年齡落在140~144 Ma范圍內,加權平均年齡為141 Ma。

圖3 樣品D3120-b1(a)和D3097-b3(b)鋯石顆粒CL圖像Fig.3 CL images of the zircons separated from samples D3120-b1 (a) and D3097-b3 (b)

表1 樣品D3120-b1和D3097-b3 LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年結果Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb dating results of samples D3120-b1 and D3097-b3

本文利用LA-ICP-MS鋯石U-Pb系統對D3120-b1樣品測定了 17個數據點,其中 15個點的206Pb/238U 表面年齡在 311~321 Ma之間,在諧和圖上表現為密集的一簇(圖4a),說明鋯石保持了良好的U-Pb封閉體系,加權平均年齡為 316±1 Ma,MSWD=0.82(圖4b)。

圖4 樣品D3120(a,b)和D3097(c,d)鋯石U-Pb年齡諧和圖Fig.4 Zircon U-Pb concordia diagrams for samples D3120 (a,b) and D3097 (c,d)

樣品D3097-b3共測定了11個數據點,第一個點的年齡較大,可能是巖漿在上升過程中受到地殼物質的混染而捕獲的鋯石。其余10顆鋯石中有7個點的206Pb/238U表面年齡在140~144 Ma之間,在諧和圖上組成密集的一簇(圖4c),加權平均年齡為141±1 Ma,MSWD=1.02(圖4d),可以代表巖漿結晶年齡。

4 地球化學特征

挑選無蝕變或蝕變較弱的輝綠巖樣品,在國家地質實驗測試中心和河北省區域地質礦產調查研究所實驗室完成主量、微量和稀土元素分析。主量元素采用 X 熒光光譜法(XRF)分析,微量元素和稀土元素用ICP-AES方法測定,分析結果見表2。

4.1 主量元素特征

從表 1可以看出,中基性巖墻的 SiO2含量為50.40%~59.63%,Al2O3的含量為 13.80%~15.76%,為偏鋁質,TiO2的含量較低,為 0.99%~1.73%,Na2O+K2O(2.62%~7.19%)和 K2O/Na2O(0.29~1.60)整體上比較高。 MgO的含量在3.04%~7.96%之間,總體上具有相對低 MgO(Mg#=49~70)和高 FeO、TiO2的特征。扣除燒失量換算成100%后投影到TAS全堿圖(圖5)上,樣品均位于亞堿性區,主要落入輝長閃長巖和閃長巖區,其中3097-b3落入輝長巖區。

4.2 稀土元素特征

兩期巖墻稀土元素特征相近,稀土元素總量偏高(∑REE=60.68~197.45 μg/g),富集 LREE(LREE/HREE=2.38~6.57),(La/Yb)N為1.57~7.22。稀土元素分布模式總體上為較緩右傾型(圖6),與板內玄武巖特征相似。Eu異常不明顯(δEu=0.71~1.03),說明源區斜長石結晶分異作用不明顯。

4.3 微量元素特征

大洋中脊玄武巖標準化微量元素蛛網圖(圖7)顯示,早期巖墻樣品的曲線特征基本一致,晚期樣品特征略顯差異,兩期樣品均表現為大離子親石元素(如 K、Rb、Ba、Th等)明顯富集。Ba/Nb值為5.86~50.37,Ba/La值為4.19~36.48,整體上高于富集地幔玄武巖元素的比值(Ba/Nb=6.87,Ba/La=9.05),顯示板內玄武巖的特點。高場強元素在蝕變和變質作用過程中具有良好穩定性,是巖石源區性質的良好示蹤劑。本區樣品高場強元素(如 Nb、Ta、Zr、Ti等)顯示出不同程度的虧損,Zr/Hf為17.41~37.61,Nb/Ta為9.27~14.13,這些特征與大陸板內玄武巖相似,其中 Nb虧損表明巖墻群可能遭受一定程度的地殼物質混染。如樣品的Nb/U、Nb/La和Ce/Pb平均值分別為 9.13、0.57和 5.58,這些比值遠低于典型未被地殼混染的 MORB和 OIB的值(據Sun and Mcdonough,1989)。

表2 輝綠巖、輝綠閃長巖巖墻群主量(%)、微量和稀土元素(μg/g)分析結果Table 2 Major (%),trace and rare earth (μg/g) element analytical results of the diabase and diabase-diorite dyke swarms

圖5 輝綠巖、輝綠閃長巖巖墻群的TAS圖解(據Le et al.,1986)Fig.5 TAS diagram of diabase and diabase-diorite dyke swarms

圖6 輝綠巖、輝綠閃長巖墻球粒隕石標準化稀土元素分布模式圖(球粒隕石標準值引自Sun and Mcdonough,1989)Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns of the diabase and diabase-diorite dyke swarms

5 討論

5.1 巖墻群的形成時間

兩期代表性中基性巖墻群樣品鋯石 U-Pb年齡分別為316 Ma和141 Ma,隸屬于晚石炭世和早白堊世。基性巖墻起源于地球深部,侵位于地殼的不同層次,屬于深源巖漿淺部侵位產物,通常被視為伸展構造的標志,中基性巖墻群的存在表明晚古生代以來閩西南及鄰區經歷了大規模伸展作用。

5.2 構造環境判別

研究區中基性巖墻群 Mg指數(Mg#=49.10~70.31)總體上與 SiO2、FeT、Al2O3及 TiO2呈負相關關系,與 CaO呈正相關,表明在巖漿演化過程中,存在單斜輝石、Ti-Fe氧化物的分離結晶作用(劉從強等,1995)。此外,弱Eu異常也表明源區曾經歷了較弱的的斜長石分離結晶過程。樣品中全堿含量及K2O/Na2O值總體上高于一般基性巖石,且相同巖性的巖石K2O變化也比較大,指示該巖墻巖漿可能受到不同程度的地殼物質混染。此外樣品多采集于礦區及其附近區域,圍巖遭受強烈的熱液蝕變作用,也可能造成K2O、Na2O含量偏高。

圖7 輝綠巖與輝綠閃長巖MORB微量元素標準化蛛網圖(MORB標準值引自Sun and Mcdonough,1989)Fig.7 MORB normalized trace element spider diagrams for the diabase and diabase-diorite dyke swarms

樣品中 SiO2含量相對較低,顯微鏡下未見明顯的石英結晶顆粒,說明結晶分異作用比較弱,因此微量元素特征總體上可以反映其形成環境。龍巖地區中基性巖墻群微量元素具有相對富集大離子親石元素(Rb、Ba、Th、K 等)、輕稀土元素,虧損高場強元素(Nb、Ta、Zr、Ti等)的特征。這些特征與浙閩東部中生代玄武巖相似,表明閩西南地區中基性巖墻群形成于大陸邊緣靠近板塊內部的特殊構造環境(盧清地等,2000)。

兩期樣品Zr/Ba比值均大于0.2,表明其源區來自軟流圈地幔(Ormerod et al.,1988),其中D3097-b3樣品 Zr/Ba=1.74,反映其源區來自更深的軟流圈地幔。樣品中高場強元素特征與富集型地幔具有一定的相似性,除 7922-b54外,其他樣品 Zr/Nb值為8.52~13.22,低于原始地幔平均值(14.8),表明巖漿可能來自富集地幔,這種微量元素特征與粵北、浙閩沿海及閩西部分輝綠巖相似(張貴山等,2004,2006;楊永峰等,2010),可能是富集地幔巖漿受地殼混染的結果。

Zr-Ti圖解(圖8a)上,樣品基本上都落入板內玄武巖區,與裂谷環境特征相似。D3097-b3樣品落入火山弧玄武巖區,并靠近 MORB區,說明其形成于大陸裂谷向MORB過渡環境,可能形成于板塊俯沖帶火山弧-弧后拉張之過渡環境。在Th/Hf-Ta/Hf圖解(圖8b)上,樣品落入大陸拉張帶(或初始裂谷)玄武巖區。以上特征表明,龍巖地區中基性巖墻群可能形成于大陸拉張環境,其中晚期輝綠巖(D3097-b3)可能形成于板塊俯沖所引起的火山弧-弧后拉張過渡環境,代表由擠壓轉向拉張轉換的過渡環境,代表一期伸展作用的開始。

5.3 晚古生代以來構造演化

閩西南地區晚古生代以來構造演化的年代學格架,一直是地學界關心的熱點問題。該區自晚古生代以來經歷了多次交替進行的擠壓和伸展作用,其中晚泥盆世-早三疊世和晚侏羅世-早白堊世是閩西南地區比較重要的兩個伸展構造演化階段(王爾康和劉聰,1993;王紹雄,2003;張貴山等,2004)。基性巖墻群的形成可以指示區域拉張作用,龍巖地區兩處代表性輝綠巖墻分別形成于 316 Ma和 141 Ma,為閩西南地區存在的兩期較明顯的伸展構造提供了可靠依據。本文以中基性巖墻群的年代學、地球化學特征以及區域的巖相古地理特征為依據,對閩西南地區晚古生代以來的構造演化進行討論。

閩西南地區晚泥盆世-早三疊世處于海盆邊緣,接受沉積并形成了巨厚的陸-海相沉積地層,其沉積特征反映加里東運動到印支運動期間經歷了多次海侵-海退過程,是加里東運動之后地殼進入相對穩定發展階段形成的一套準地臺型沉積。晚泥盆世受拉張作用影響,閩西南開始接受以底負載為主的陸緣粗碎屑沉積(吳岐和鄭云欽,1993);早石炭世裂陷槽范圍擴大,接受陸相、海陸交互相的粗碎屑巖沉積。福建下石炭統林地組砂巖具有三角洲外沙洲及三角洲支河道砂的特征,具有陸內裂谷初期的沉積特征(邊效曾等,1993);中石炭世龍巖、永安、漳平等地為碳酸鹽與碎屑巖交互沉積,其中中石炭統經畬組(C2j)為馬坑主礦體賦礦層位,礦體上部和下部分別夾有兩層安山玄武巖,玄武巖的 Rb-Sr同位素年齡為 364±46 Ma,這些玄武巖代表閩西南拗陷內第一次張性的基性巖漿作用(王紹雄,2003);晚石炭世主要為淺海碳酸鹽臺地沉積,反映自下向上海水入侵范圍逐漸擴大,地勢漸變平坦,中晚石炭世如此穩定的碳酸鹽巖沉積,應屬于被動陸緣構造環境,反映了一種拉張動力學環境下陸表海沉積的特征(吳岐和鄭云欽,1993)。馬坑地區石炭紀火山巖沿上杭、馬坑、潘田、陽山、德化等地呈NEE向分布,構成了一條橫貫整個閩西南拗陷的上杭-德化構造火山活動帶,具有雙峰式組合的特征,形成于拉張構造環境(王紹雄,2003)。此外,本文采自龍巖地區的中基性巖墻的年齡測試表明,輝綠巖形成年齡為315.5±1 Ma,這與閩西南地區伸展作用下的中晚石炭世沉積古地理所反映的拉張構造環境特征相吻合。輝綠巖微量元素特征為富集輕稀土元素及大離子親石元素,虧損高場強元素,屬于板內玄武巖系列,形成于大陸拉張帶(或陸內裂谷)的環境。綜上所述,作者認為加里東運動之后的晚泥盆世-中晚石炭世閩西南地區處于伸展構造環境,中晚石炭世拉張作用比較強烈,致使地殼減薄地幔物質上涌,并在中晚石炭世地層內部形成玄武巖和輝綠巖、輝綠閃長巖等中基性巖墻群(圖9a)。

圖8 龍巖地區輝綠巖及輝綠閃長巖構造環境判別圖解Fig.8 Tectonic discriminant diagrams of the diabase and diabase-diorite dyke swarms at Longyan area

始于石炭紀的閩西南至粵東北裂陷繼續發展,直到早三疊世早期出現面向南的被動大陸邊緣,下三疊統溪口組(T1x)是被動大陸邊緣最后的海相沉積(王果勝等,2009)。早-中三疊世(T1-T2)華南地區經歷了以三疊紀地層角度不整合為標志的的印支運動,其動力源是華北板塊與揚子板塊的陸-陸碰撞,導致近NE向褶皺和NE向斷裂發生右旋滑動,并指示中國東南早中生代接受南北向擠壓作用(毛建仁,2013)。早-中三疊世東亞境內古特提斯洋的關閉導致華南地區發生強烈的構造-巖漿作用,在華南與華北兩大板塊體制的挾持下,華南板塊內部晚古生代濱海-淺海相地層發生了強烈的褶皺和推覆,形成大規模早中生代褶皺-推覆系統、大型走滑韌性剪切帶和一系列S型花崗巖(舒良樹,2012;郭春麗等,2012),并使華南構造格架基本定型(圖9b)。印支末期(T3)板塊碰撞不僅使華南地區晚三疊世以前的蓋層擠壓普遍褶皺,并伴生大量薄皮式逆沖推覆構造和滑脫構造(張達等,2006)。

中生代以來華南大陸的構造格局發生了重大變化,由早-中侏羅世(J1-J2)以 EW 向構造為主的特提斯構造域向燕山早期以 NE向構造為主的濱太平洋構造域轉換(吳淦國等,2000;舒良樹,2012;張岳橋等,2012),標志是在閩西-贛南-粵東盆地內發育早-中侏羅世雙峰式火山巖、拉斑質玄武巖、層狀基性超基性雜巖體及 A型花崗巖,年齡為 160~180 Ma(許美輝等,1992;陳躍輝等,1998;陳培榮等,1999;李獻華等,2001;張達等,2006),主要受控于印支運動之后的拉張環境。從中-晚侏羅世開始,古太平洋板塊向亞洲板塊俯沖,直接導致晚侏羅世東亞大陸內部廣泛變形和陸內造山。燕山早期由于東部太平洋板塊向西俯沖加劇,閩西南地區處于由北西向南東的水平擠壓應力場作用下,并發生大規模中深層次推覆構造,導致前泥盆紀老變質巖地層及侵入其內的加里東期、印支期侵入巖及混合巖等直接覆蓋在中生代地層之上(圖9c)。

圖9 閩西南地區晚古生代以來構造演化模式圖(據周珍琦,2007修改)Fig.9 Diagrams of the tectonic evolution since Late Paleozoic in southwestern Fujian

早白堊世早期,閩西南推覆構造帶進入造山后垮塌伸展階段,深部表現為巖石圈地幔的拆沉作用,導致熱的地幔上涌并造成大規模底侵作用。此時古太平洋板塊與古歐亞大陸之間洋陸俯沖減緩或趨于終止,東南大陸由擠壓轉變為拉張環境(圖9d),表現為福建境內諸多斷陷盆地幾乎都受走向NNE、NE的斷裂控制,并且多呈半地塹狀(張達,2006)。早白堊早期,華南地區發育與伸展構造相關的斷陷盆地、侵入巖漿活動和火山作用(Faure et al.,1996;Li,2000;Wu et al.,2005;Zhou et al.,2006;Shu et al.,2009),并且高精度測年數據顯示,早白堊早期巖漿活動峰期在 135±5 Ma(Li,2000;Li et al.,2010)。采自馬坑地區的輝綠巖墻高精度測年結果顯示,該巖墻形成于141±1 Ma,稀土微量元素特征顯示其形成于與火山弧-板內的過渡環境,代表該區擠壓應力開始減弱松弛并向伸展環境轉換,以上特征與晚侏羅世末期-早白堊世閩西南地區存在的伸展構造環境相吻合。采自沿大田廣平推覆構造斷裂帶展布的花崗斑巖墻的鋯石測年結果顯示,該巖墻形成于142±1 Ma(呂良冀等,2014),該巖墻是伴隨推覆構造結束的同時侵入,為同期構造花崗巖墻,代表了閩西南地區伸展構造的開始時間。該年齡與廣泛認為的大約145 Ma古太平洋板塊向歐亞板塊NW方向的俯沖達到高潮(Zhang et al.,2008)非常相近,說明早晚侏羅世末期-白堊世閩西南地區已經轉換為伸展環境,開始了早白堊世以來的大規模巖漿-火山作用。

6 結論

龍巖地區兩期代表性輝長輝綠巖、輝綠閃長巖分別形成于316 Ma和141 Ma,主量、微量元素和稀土元素特征揭示了該區中基性巖墻群形成于板內裂陷環境,其高場強元素特征與富集型地幔具有一定的相似性,可能是富集地幔巖漿受地殼混染的結果。根據巖石地球化學、年代學、沉積古地理特征綜合分析,認為閩西南地區自晚泥盆世-二疊紀一直處于穩定的板內伸展環境,導致深部殼幔物質上涌,形成了輝綠巖等巖漿侵入和玄武巖等火山作用,形成于 316±1 Ma的輝綠閃長巖表明中晚石炭世閩西南地區存在一次拉張活動;晚期輝綠巖(141±1 Ma)形成于活動大陸邊緣碰撞后的過渡環境,代表了晚侏羅世末期-早白堊世的一次伸展作用,同時代表了閩西南地區由燕山期擠壓構造環境向伸展環境轉換的開始。結合本區晚古生代以來的兩次重要的伸展構造演化特征,認為閩西南地區自晚古生代以來經歷了晚泥盆世-早三疊世伸展、中-晚三疊世印支運動擠壓、早-中侏羅世古特提斯向燕山期太平洋構造域轉換及晚侏羅末-早白堊世大規模伸展等重要演化階段。

致謝:感謝匿名審稿人對本文提出了寶貴意見,感謝編輯對本文認真仔細的審閱,正是他們的建設性的意見使得本文質量得以提高,在此一并致以特別感謝。

邊效曾,禇志賢,偉棟.1993.福建省古生代至中生代大地構造演化的格架.福建地質,12(4):280–291.

陳發景,趙海玲,陳昭年,汪新文.1996.中國東部中、新生代伸展盆地構造特征及地球動力學背景.地球科學——中國地質大學學報,21(4):357–365.

陳培榮,孔興功,倪琦生,張邦桐,劉昌實.1999.贛南燕山早期雙峰式火山巖的厘定及意義.地質論評,45(增刊):734–741.

陳躍輝,陳肇博,陳祖伊.1998.華東南中新生代伸展構造與鈾成礦作用.北京:原子能出版社:1–262.

郭春麗,鄭佳浩,樓法生,曾載淋.2012.華南印支期花崗巖類的巖石特征、成因類型及其構造動力學背景探討.大地構造與成礦學,36(3):457–472.

李獻華,周漢文,劉穎,李寄嵎,陳正宏,于津生,桂訓唐.2001.粵西陽春中生代鉀玄質侵入巖及其構造意義:Ⅱ.微量元素和Sr-Nd同位素地球化學.地球化學,30(1):57–65.

盧清地,朱根靈,秦正永.2000.福建中新生玄武巖的地球化學特征及其成因.中國區域地質,19(1):85–91.

呂良冀,張達,林全勝,王森,張旭,狄永軍,袁遠.2014.閩西南廣平推覆構造變形樣式與年代學約束及動力學意義.中南大學學報:自然科學版,45(3):862–875.

毛建仁,陶奎元,謝芳貴,許乃政,陳三元.2001.閩西南地區成巖成礦作用與構造環境.巖石礦物學,20(3):329–336.

毛建仁.2013.中國東南部及鄰區中新生代巖漿作用與成礦.北京:科學出版社:1–526.

舒良樹.2012.華南構造演化的基本特征.地質通報,31(7):1035–1053.

舒良樹.2006.華南前泥盆紀構造演化:從華夏陸塊到加里東造山帶.高校地質學報,12(4):418–431.

孫濤,周新民.2002.中國東南部晚中生代伸展應力體制的巖石學標志.南京大學學報:自然科學版,38(6):737–746.

唐立梅,陳漢林,蕫傳萬,沈忠悅,程曉敢,付璐露.2010.中國東南部晚中生代構造伸展作用——來自海南島基性巖墻群的證據.巖石學報,26(4):1204–1216.

陶建華,陳福龍.2006.福建推覆構造研究.石油實驗地質,28(3):259–263.

汪云亮,張成江,修淑芝.2001.玄武巖類形成的大地構造環境的Th/Hf–Ta/Hf圖解判別.巖石學報,17(3):413–421.

王爾康,劉聰.1993.閩西南-粵東北晚古生代的火山作用// 李繼亮.東南大陸巖石圈結構與地質演化.北京:冶金工業出版社:178–186.

王果勝,馬文璞,朱衛平.2009.閩西南晚古生代早三疊世沉積特征及其大地構造意義.成都理工大學學報,36(1):87–91.

王紹雄.2003.閩西南拗陷內石炭紀海相火山巖類的空間分布及其意義.福建地質,22(4):217–220.

韋德光,揭育金,黃廷淦.1997.福建省區域地質構造特征.中國區域地質,16(2):162–170.

吳淦國,張達,陳柏林,吳建設.2000.中國東南大陸中生代構造域的轉換及其與成礦的關系——以閩西南地區為例.地球科學——中國地質大學學報,25(4):390–396.

吳岐,鄭云欽.1993.福建石炭紀巖相古地理分析.福建地質,12(4):300–319.

許美輝.1992.福建省永定地區早侏羅世雙峰式火山巖及其構造環境.福建地質,11(2):115–125

楊永峰,楊俊杰,李南美,閆強,占玄,董傳萬.2010.福建沿海中-基性巖墻群鋯石SHRIMP U-Pb 定年.地質科技情報,29(5):23–29.

余心起,吳淦國,張達,狄永軍,臧文栓,張祥信,汪群峰.2005.中國東部中生代構造體制轉換作用研究進展.自然科學進展,15(10):1167–1174.

張達,高天鈞,吳淦國,王紹雄.2006.武夷-臺灣走廊帶成礦作用、深部過程與資源潛力.北京:地質出版社:1–165.

張達.1999.閩西南地區構造演化與錫多金屬區域成礦作用.北京:中國地質科學院博士學位論文:1–125.

張貴山,溫漢捷,裘愉卓.2004.閩西晚中生代基性巖脈的地球化學研究.地球化學,33(3):243–253.

張貴山,溫漢捷,胡瑞忠,裘愉卓,楊光樹,于文修.2006.閩東南基性巖脈形成的構造應力場地質意義.大地構造與成礦學,30(2):142–148.

張岳橋,董樹文,李建華,施偉,蘇金寶,李勇.2012.華南中生代大地構造研究新進展.地球學報,33(3):257–279.

周珍琦.2007.閩西南地區推覆構造形成的動力學機制——以廣平推覆構造為例.石油實驗地質,29(2):128–132.

劉從強,解廣轟,增田彰正.1995.中國東部新生代玄武巖的地球化學——Ⅰ.主元素和微量元素組成:巖石成因及源區特征.地球化學,24(1):1–19.

Belousova E A,Griffin W L,O’Reilly S Y and Fisher N I.2002.Igneous zircon:Trace element composition as an indicator of source rock type.Contributions to Mineralogy and Petrology,143:602–622.

Faure M,Sun Y,Shu L,Monié P and Charvet J.1996.Extensional tectonics within a subduction-type orogen:The case study of the Wugongshan dome (Jiangxi Province,southeastern China).Tectonophysics,263:77–106.

Hoek J D and Seitz H M.1995.Continental mafic dyke swarms as tectonic indicators:An example from the Vestfold Hills,East Antarctica.Precambrian Research,75(3–4):121–139.

Hoffman P F.1991.Did the breakout of Lauentia turn Gondwanaland inside-out? Science,252:1406–1412.

Irvine T N and Barager W R A.1971.A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks.Canadian Journal of Earth Sciences,8:532–548.

Le Bas M J,Maitre,R W,Strecklsen A and Zanettin B.1986.A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkli-slica diagram.Journal of Petrology,27(3):745–750.

Li X H,Li W X,Wang X C,Li Q L,Liu Y,Tang G Q,Gao Y Y and Wu F Y.2010.SIMS U-Pb zircon geochronology of porphyry Cu-Au-(Mo) deposits in the Yangtze River Metallogenic Belt,eastern China:Magmatic response to Early Cretaceous lithospheric extension.Lithos,119:427–438.

Li X H.2000.Cretaceous magmatism and lithospheric extension in Southeast China.Journal of Asian Earth Science,18:293–305.

Ormerod D S,Hawkesworth C J,Rogers N W,Leeman W P and Menzies M A.1988.Tectonic and magmatic transitions in the Western Great Basin,USA.Nature,333(6171–6172):349–353.

Pearce J A.1982.Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries // Thorpe R S.Orogenic Andesites and Related Rocks.Wiley,New York:525–548.

Peng P,Zhai M G,Ernst R,Guo J H,Liu F and Hu B.2008.A 1.78 Ga Large Igneous Province in the North China Craton:The Xiong’er Volcanic Province and the North China dyke swarm.Lithos,101(3–4):260–280.

Radhakrishna T and Joseph M.1996.Proterozoic palaeomagnetism of the mafic dyke swarms in the high-grade region of southern India.Precambrian Research,76:31–46.

Shu L S,Zhou X M,Deng P,Wang B,Jiang S Y,Yu J H and Zhao X X.2009.Mesozoic tectonic evolution of the Southeast China Block:New insights from basin analysis.Journal of Asian Earth Sciences,34(3):376–391.

Sun S S and Mcdonough W F.1989.Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts:Implications for mantle composition and processes // Saunders A D and Norry M J.Magmatism in the Ocean Basins.Geological Society,London,Special Publication,42:313–345.

Andersen Tom.2002.Correction of common lead in U-Pb analyses that do not report204Pb.Chemical Geology,192:59–79.

Wu F Y,Lin J Q,Wilde S A,Zhang X O and Yang J H.2005.Nature and significance of the Early Cretaceous giant igneous event in eastern China.Earth and Planetary Science Letters,233(1–2):103–l19.

Zhang D,Liu W C,Wu G G,Li D X,Di Y J,Zang W S,Zhang X X and Huang H J.2008.Magnetic abric and emplacement of the Fenghuangshan pluton,Tongling,Anhui Province,East-Central China.International Geology Review,50(11):994–1007.

Zhou X M,Sun T,Shen W Z,Shu L S and Niu Y L.2006.Petrogenesis of Mesozoic granitoids and volcanic rocks in South China:A response to tectonic evolution.Episodes,29(1):26–33.