桂西那坡基性巖地球化學: 峨眉山地幔柱與古特提斯俯沖相互作用的證據

陳雪峰, 劉希軍*, 許繼峰, 2, 時　毓, 李政林, 梁瓊丹,黃文龍, 廖　帥, 吳偉男

(1.桂林理工大學 廣西有色金屬隱伏礦床勘查及材料開發協同創新中心 & 廣西隱伏金屬礦產勘查重點實驗室, 廣西 桂林 541004; 2.中國科學院 廣州地球化學研究所, 同位素地球化學國家重點實驗室, 廣東廣州 510640)

桂西那坡基性巖地球化學: 峨眉山地幔柱與古特提斯俯沖相互作用的證據

陳雪峰1, 劉希軍1*, 許繼峰1, 2, 時毓1, 李政林1, 梁瓊丹1,黃文龍1, 廖帥1, 吳偉男1

(1.桂林理工大學 廣西有色金屬隱伏礦床勘查及材料開發協同創新中心 & 廣西隱伏金屬礦產勘查重點實驗室, 廣西 桂林 541004; 2.中國科學院 廣州地球化學研究所, 同位素地球化學國家重點實驗室, 廣東廣州 510640)

華南板塊西南緣、越北地塊以北桂西那坡縣城以西及西南一帶發育一套晚二疊世基性巖, 由層狀、似層狀次火山巖相輝綠巖、輝綠玢巖及球狀巖組成。根據巖石地球化學特征, 那坡基性巖可劃分為高Ti(TiO2>2.8％和Ti/Y > 500)和低Ti兩部分。高Ti基性巖為堿性玄武巖, 而低Ti基性巖為拉斑玄武巖。與低Ti基性巖相比, 高Ti基性巖整體具有相對較低的SiO2、MgO和較高的FeOt、P2O5, 輕、重稀土分餾明顯, 富集大離子親石元素(LILE)和高場強元素(HFSE), 顯示出似OIB地球化學特征, 與峨眉山高Ti玄武巖具高度親緣性; 低Ti基性巖具有相對較高的SiO2、MgO和較低的FeOt、P2O5, 稀土配分曲線較平坦, 富集LILE, 嚴重虧損HFSE(Nb、Ta), 與島弧玄武巖地球化學特征類似。從微量元素比值及相關圖解對巖漿源區和構造環境判別, 那坡高Ti基性巖來自富集OIB地幔源區, 而低Ti基性巖兼具OIB和島弧巖漿源區的過渡特征。結合巖石地球化學特征及區域地質背景, 認為那坡高Ti基性巖可能為峨眉山地幔柱巖漿作用的產物, 低Ti基性巖為古特提斯俯沖與峨眉山地幔柱共同作用的產物, 揭示了那坡地區晚二疊世同時受到峨眉山地幔柱和古特提斯俯沖相互作用的影響。

基性巖; 晚二疊世; 峨眉山地幔柱; 古特提斯俯沖; 相互作用; 那坡; 桂西

0 引 言

洋中脊熱液活動是在洋中脊巖漿活動、構造作用等控制的熱液系統內物質與能量交換的過程, 伴隨極端的生物地球化學作用、成礦作用。顯生宙以來全球尺度上的超大陸裂解、離散和聚集造成了大規模古洋盆的形成、擴張和俯沖消亡(Scotese, 2001)。自晚古生代以來古特提斯洋以向東開口的準三角形存在于岡瓦納大陸與勞亞大陸之間(Seng?r, 1979), 它的形成與岡瓦納大陸裂解, 微陸塊先后向北漂移有關, 隨著這些微陸塊在歐亞大陸南緣的拼貼, 導致歐亞大陸持續向南增生。早期研究認為古

特提斯洋是一個單一的大洋盆, 其演化過程隨著南側“基梅里大陸”與北側勞亞大陸的碰撞而最終閉合(Seng?r, 1979; Seng?r and Yilmaz, 1981)。近年來隨著大量研究資料的積累, 古特提斯的“多島洋”演化模式得到了許多學者的認同, 特別強調古特提斯洋東端具有多洋盆, 多陸塊相間的復雜構造格局(劉本培等, 1993; 鐘大賚和丁林, 1993; Hsü et al., 1995; 張國偉等, 1995; 潘桂棠等, 1996; 殷鴻福和張克信, 1998;鐘大賚, 1998); 在地質歷史時期, 古特提斯地體的拼貼和古特提斯分支的消亡可能是相當無序的(張開均和唐顯春, 2009), 如以中羌塘榴輝巖形成為標志的雙湖古特提斯分支閉合(243 Ma)遠早于其北側的松潘–甘孜古特提斯洋盆的封閉(晚三疊世末期–早侏羅世,張開均和唐顯春, 2009)。現今古特提斯遺跡在東亞地區保存最為完整(潘桂棠, 1994; 鐘大賚, 1998), 三江古特提斯的研究程度較高(黃汲清和陳炳蔚, 1987; 李繼亮, 1988; 從柏林等, 1993; 劉本培等, 1993; 莫宣學等, 1993; 陳智梁, 1994; 從柏林, 1994; 潘桂棠, 1994;侯增謙等, 1996; 張旗等, 1996; 莫宣學等, 1998; 鐘大賚, 1998; 張世紅和王鴻禎, 2002), 然而對古特提斯是否繼續向東延伸等問題的研究則相對較薄弱。

桂西地區位于華南板塊西南緣, 介于華南、印支和思茅地塊三者交界南盤江地區(吳浩若, 2003; Cai and Zhang, 2009; Zhang and Cai, 2009)。該地區廣泛發育晚古生代深水沉積條帶(硅質巖)以及右江地區大面積三疊紀濁流沉積早期被解釋為“再生地槽”(廣西壯族自治區地質礦產局, 1985), “拗拉槽型陸內地槽”(任紀舜, 1990)或“陸內裂谷”(柳淮之等, 1988; 鐘自云等, 1989; 珺劉寶等, 1993), 這些觀點都可以歸入地臺背景下的“臺地–臺溝交互說”(吳浩若等, 1997)。許靖華等(1987)和許靖華(1987)基于板塊構造理論提出華南是一碰撞造山帶而非加里東運動后地臺。隨后, 許多學者從地層學、巖相古地理、古生物、巖漿巖、蛇綠巖、構造和古地磁等方面進一步論證了桂西地區在晚古生代存在古特提斯分支,是古特提斯多島洋系統的一部分(許靖華等, 1987;吳浩若等, 1993; 陳海泓等, 1994; 吳浩若和杜越, 1994; 王忠誠等, 1995; 張伯友等, 1995; 馮慶來等, 1996; 馬文璞, 1996; 王忠誠等, 1997; 鐘大賚和吳根耀, 1998; 董云鵬和朱炳泉, 1999; 吳浩若, 1999;吳浩若, 2000; Guo et al., 2004; Cai and Zhang, 2009),因此, 桂西地區可能是三江古特提斯向東延伸的一個重要位置。然而, 古特提斯東延的最終縫合帶是否位于桂西或者更東部的地方, 這取決于晚古生代桂西地區的大地構造屬性。部分學者認為桂西在晚古生代屬于大陸邊緣裂谷局限洋盆或弧后、弧間洋盆(夏文臣等, 1994; 馮慶來等, 1996; 張伯友等, 1997; 覃建雄等, 2000; 丘元禧和張伯友, 2000; 張伯友等, 2003; Qin et al., 2012), 這表明桂西地區很可能是古特提斯東延最終的縫合帶, 因為大洋盆的關閉會伴隨著洋殼俯沖消減作用, 在大陸邊緣產生與俯沖有關的洋盆及巖漿作用, 如弧后或弧間盆地以及與島弧有關的巖漿作用; 另一種觀點是桂西地區在晚古生代為一廣海洋盆(Hsü et al., 1990; 吳浩若等, 1993; 吳浩若等, 1994;王忠誠等, 1995; 馬文璞, 1996; 吳浩若等, 1997; 殷鴻福等, 1999; 鄺國敦和吳浩若, 2002; 黃志強等, 2013),說明古特提斯可能還未進入末期閉合階段, 其最終的縫合帶可能繼續向東延伸。

桂西地區位于峨眉山大火成巖省的東南端(圖1a), 近年來, 在桂西鄰區(越南北部 Song Da地區)發現了與峨眉山玄武巖同時代和地球化學性質相似的苦橄巖、玄武巖和基性–超基性巖(Hanski et al., 2004; Wang et al., 2007; Anh et al., 2011); 而在滇東富寧地區, 桂西巴馬、隆林–西林、陽圩和玉鳳等地區報道了年齡與峨眉山玄武巖一致, 地球化學特征相似的基性巖, 認為屬于峨眉山玄武巖的一部分(Zhou et al., 2006; Fan et al., 2008; Lai et al., 2012;張曉靜和肖加飛, 2014), 這超出了傳統意義上的峨眉山大火成巖省分布范圍(揚子克拉通西緣, 其西界以哀牢山–紅河斷裂, 西北側以龍門山–小菁河斷裂為界, Chung and Jahn, 1995; Xu et al., 2001; He et al., 2003), 因此, 桂西地區也可能同時受到了峨眉山大火成巖省的影響(范蔚茗等, 2004; Fan et al., 2008; Lai et al., 2012; 徐義剛等, 2013)。另外, 峨眉山玄武巖于 260 Ma左右開始噴發, 主噴發期集中于 257～ 259 Ma(宋謝炎等, 2001; Zhou et al., 2002, 2006; He et al., 2007; Fan et al., 2008; 徐義剛等, 2013)。古特提斯東延(包括桂西地區)的俯沖消減時間可能在晚二疊世–早三疊世(丁林和鐘大賚, 1995; 吳根耀等, 2000; 孫勇等, 2002; 吳浩若, 2003; Cai and Zhang, 2009; Zhang and Cai, 2009), 然而, Qin et al. (2012)報道桂西南靖西湖潤弧后盆地玄武巖鋯石 U-Pb年齡為 250.5±2.8 Ma, 表明桂西古特提斯洋演化與峨眉山大火成巖省存在高度時空重疊, 兩者在演化過程中是否存在相互影響是非常值得關注的, 對理解桂西地區晚古生代期間大地構造演化具有重要的科學意義。因此, 本文以桂西南那坡基性巖為切入點, 通過詳細的巖石學、地球化學(主量、微量元素)研究,初步討論了桂西南那坡基性巖是否與古特提斯洋演化有關, 同時通過與峨眉山玄武巖地球化學特征對比, 探討桂西地區晚古生代構造–巖漿演化過程與古特提斯和峨眉山大火成巖省的相互關系。

圖1　峨眉山玄武巖分布圖(a, 據He et al., 2003; Fan et al., 2008; Cai and Zhang, 2009; Zhang and Cai, 2009修改); 桂西晚古生代基性巖分布地質簡圖(b, 據Fan et al., 2008修改); 那坡城西晚古生代基性巖分布地質簡圖(c, 據1∶20萬富寧幅礦產圖、德隆幅地質礦產圖修改)Fig.1 Schematic map of the Emeishan basalts (a), geological map of western Guangxi province showing the locations of the Late Permian basalts in the western Guangxi (b), and the Napo county (c)

1 地質背景與采樣位置

那坡地區位于桂西南與云南及越南接壤地帶,構造性質上屬于華南板塊西南緣南盆江, 同時位于峨眉山玄武巖外部帶內(圖 1a), 南為越北地塊(廣西壯族自治區地質礦產局, 1985; 吳浩若, 2003; Cai and Zhang, 2009)。桂西地區廣泛發育晚古生代(晚泥盆世–晚二疊世)層狀、似層狀基性巖(廣西壯族自治區地質礦產局, 1985)(圖1b), 其中云南富寧–桂西那坡一帶出露的淺成侵入巖(輝長輝綠巖、輝綠巖、輝綠玢巖等)被劃分在晚古生代到早中生代之間, 產出于早二疊世生物碎屑灰巖、含硅質結核灰巖和早三疊世硅質泥巖、泥灰巖、灰巖之間(廣西壯族自治區地質礦產局, 1985)。Zhou et al. (2006)發表的那坡鄰區云南富寧地區次火山巖相輝綠巖鋯石 U-Pb年齡為258～260 Ma, 為晚二疊世。說明同屬一套巖體的那坡次火山巖相基性巖(輝綠巖、輝綠玢巖等)年齡應為晚二疊世。在早期的地質資料中, 這些基性巖被認為主要是輝綠巖和輝長輝綠巖(廣西壯族自治區地質礦產局, 1985); 而吳浩若等(1993, 1997)野外觀察到這些基性巖中夾有硅質巖層或與硅質巖互層,有的地方枕狀構造非常發育, 硅質巖具明顯的Ce負異常(王忠誠等, 1995), 結合地球化學特征, 認為這些基性巖為大洋板內玄武巖(王忠誠等, 1997; 吳浩若等, 1997)。

筆者對那坡縣城西邊的基性巖進行了詳細的野外調查, 并在隆平村北西巖祥、念煙村, 南西往百都鄉方向縣道818公路旁等地進行了系統采樣(圖1c)。這套基性巖主要由層狀、似層狀次火山巖相的輝綠巖、輝綠玢巖和球狀巖組成。次火山巖相的基性球狀巖外觀似沉積巖的球狀風化, 殼層結構發育, 在規賴村發現一處球狀巖的良好剖面(圖 2a), 球狀體十分發育(圖2b), 單個球狀體大小不一, 10～50 cm不等, 主要集中在 15～25 cm, 枕狀體表面發育硅質包殼, 抗風化能力較強, 內部一般較新鮮。球狀巖少部分為隱晶質結構, 多見斑狀結構, 斑晶為綠黑色短柱狀輝石, 粒徑0.5～2 mm, 斜長石斑晶較少。輝綠巖呈似層狀(圖 2c), 在念煙村觀察到疑似輝綠巖與灰巖的侵入接觸關系(露頭較差)。輝綠巖節理較發育,由于植被茂盛, 雨水充沛, 故普遍存在不同程度風化, 巖石塊狀構造, 斑狀結構、似斑狀結構發育, 斑晶為輝石和斜長石, 輝石粒徑1～3 mm, 斜長石一般比輝石小(圖2d)。

(a) 球狀巖; (b) 球狀體; (c) 似層狀輝綠巖; (d) 輝綠巖手標本。圖2　那坡基性巖野外照片Fig.2 Field photos of the Napo mafic rocks

2 巖相學特征

利用光學顯微鏡對那坡輝綠巖、輝綠玢巖和巖石薄片進行鏡下觀察, 巖相學特征如下:

輝綠巖(圖3a、b)主要由基性斜長石、單斜輝石組成, 還包括少量磁鐵礦(和鈦鐵礦?)、綠簾石等副礦物。基性斜長石含量約為 55％, 呈長板狀、長條狀, 自形程度較好, 長寬比較大, 干涉色Ⅰ級灰–灰白, 斜消光, 多見波狀消光, 卡式雙晶發育, 可見沿長軸方向的一組節理。斜長石普遍遭受綠泥石化、絹云母化和鈉黝簾石化蝕變, 表面較臟。單斜輝石含量約 40％, 呈半自形短柱狀–它形粒狀, 中–高突起, 最高干涉色Ⅱ級綠, 縱切面斜消光, 發育少量晶面裂紋, 蝕變較斜長石弱。較自形的斜長石板狀晶體搭成的近三角形空隙中充填它形單斜輝石顆粒,構成輝綠結構。磁鐵礦(和鈦鐵礦?)等鐵質礦物呈它形粒狀散亂分布在斜長石格架中, 與簾石類副礦物總含量約5％。

輝綠玢巖(圖3c、d)具斑狀結構, 單斜輝石斑晶以半自形短柱狀為主, 中–高突起, 最高干涉色Ⅱ級黃–綠, 晶體中雜亂的包含著一些自形程度較高的長板狀斜長石, 構成嵌晶含長結構。斑晶含量約為30％。基質由細小自形長板狀斜長石和它形粒狀單斜輝石組成, 發育輝綠結構。其中斜長石蝕變較嚴重, 蝕變類型主要為綠泥石化、絹云母化和鈉黝簾石化。基質含量約65％, 后期析出的不規則狀鐵質礦物(磁鐵礦、鈦鐵礦?)雜亂分布, 含量約5％。

(a)、(b) 輝綠巖鏡下照片; (c)、(d) 輝綠玢巖鏡下照片。圖3　那坡基性巖顯微鏡下照片Fig.3 Microphotographs of the Napo mafic rocks

3 地球化學特征

3.1 分析方法

室內選取了14件具代表性新鮮巖石樣品, 人工碎成小粒(粒徑約5 mm)后, 用Milli-Q水在超聲波儀中清洗, 再用1.0 mol/L的鹽酸浸泡2 h, 最后再次用Milli-Q水清洗并烘干后, 無污染粉碎至200目以上的粉末用于化學分析。

主量元素含量分析在桂林理工大學廣西隱伏金屬礦產勘查重點實驗室, 采用堿熔法制成玻璃餅,用日本株式會社理學ZSX Primus II X射線熒光光譜(XRF)測定, 數據的分析精度優于 2％～5％。微量元素含量分析在南京大學內生金屬礦床成礦機制研究國家重點實驗室完成, 采用酸溶法在高分辨率電感耦合等離子體質譜儀(Finnigan Element II HR-ICPMS)測定, 詳細步驟見高劍峰等(2003), 分析精度一般優于5％。分析結果見表1。

3.2 主量和微量元素

Xu et al. (2001)、徐義剛和鐘孫霖(2001)在研究峨眉山玄武巖時, 將TiO2>2.8％, Ti/Y>500的玄武巖定義為高Ti玄武巖; TiO2<2.8％, Ti/Y<500為低Ti玄武巖。根據此劃分標準, 那坡基性巖中 10個樣品(NP-12-23、24、25、26、28、31、32、33、34、35)屬于高Ti基性巖系列(TiO2含量2.48％～3.72％, 平均值3.01％; Ti/Y比值471～1140, 平均值772); 4個樣品(NP-12-27、29、30、47)為低Ti基性巖系列(TiO2含量1.04％～1.25％, 平均值 1.17％; Ti/Y比值 260～ 296, 平均值282)。其中樣品NP-12-24的TiO2含量為3.08％, 而 Ti/Y為471, 略低于500, 但遠高于低Ti基性巖系列, 故仍將其劃歸高Ti基性巖系列。

表1　那坡基性巖主量元素(％)和微量元素(μg/g)分析結果Table 1 Major (％) and trace element (μg/g) concentrations of the Napo mafic rocks

續表1:

絕大部分高 Ti基性巖(樣品 NP-12-24除外)的SiO2含量介于 47.79％～50.63％、MgO 含量介于5.19％～6.75％、Mg#為43～51, 樣品NP-12-24相比其他高Ti基性巖呈現出相對偏高的SiO2(57.33％), 偏低的 MgO(2.85％)和 Mg#(29), 顯示偏中性的特征,可能遭受了后期蝕變的影響, 也可能是經歷了不同的演化過程或演化程度更高。高 Ti基性巖 K2O+ Na2O為3.08％～5.40％, K2O/Na2O為0.22～0.66, Al2O3含量中等(12.29％～15.27％), FeOt含量較高(10.39％～ 13.81％), CaO含量變化較大(2.97％～10.85％), P2O5含量0.12％～0.25％。

低 Ti基性巖 SiO2含量偏高(51.99％～54.78％), MgO含量(6.05％～7.39％)和Mg#(50～55)較高Ti基性巖稍高, K2O較高 Ti基性巖稍低(0.57％～0.80％), K2O/Na2O為0.23～0.27, Al2O3含量與高Ti基性巖相近(13.63％～14.27％), FeOt含量低于高 Ti基性巖(10.66％～11.50％), P2O5含量極低, 為0.04％～0.08％。

鑒于那坡基性巖存在一定程度的蝕變, 而 Nb 和Y受蝕變的影響很小, 故采用Nb/Y-Zr/TiO2圖解(圖 4)進行巖石分類。那坡高 Ti基性巖除樣品NP-12-24落入亞堿性玄武巖區域外, 其余樣品均落入堿性玄武巖區域, 而低Ti基性巖則全部落入亞堿性玄武巖區域。在 FeOt/MgO-FeOt圖解中(圖略)低Ti基性巖基本落入拉班玄武巖系列區域內。

圖4　那坡基性巖Nb/Y-Zr/TiO2分類圖解(據Winchester and Floyd, 1977)Fig.4 Nb/Y vs. Zr/TiO2diagram for the Napo mafic rocks

在微量元素特征方面, 那坡高Ti基性巖稀土元素總量(ΣREE)為92.18～125.22 μg/g, 在球粒隕石標準化稀土元素配分模式圖中(圖 5a), 除樣品 NP-12-24外,其余樣品配分模式基本一致且變化范圍小, 輕稀土(LREE)相對富集, 重稀土(HREE)略微虧損至平坦, (La/Yb)N為5.0～6.3, 遠高于E-MORB, 與OIB近一致,配分曲線總體介于OIB和E-MORB之間, 更加靠近OIB, 落在峨眉山高Ti玄武巖的區域內, 具輕微的Eu正異常(δEu=1.15～1.73)。樣品 NP-12-24的 HREE含量更高, LREE與其他高Ti玄武巖基本一致, 輕重稀土分餾較弱((La/Yb)N=3.7), HREE上翹, 尾部超出峨眉山高Ti玄武巖范圍。在原始地幔標準化微量元素蛛網圖中(圖 5b), 高 Ti基性巖富集大離子親石元素(LILE, 如Rb、Ba、Th、U)和高場強元素(HFSE, 如Nb、Ta、Zr、Hf、Ti), 表現出與OIB一致的右傾型式, Pb和Sr正異常到負異常。分布曲線介于OIB與E-MORB之間,更接近OIB, 落在峨眉山高Ti玄武巖的區域內。樣品NP-12-24表現出不同的微量元素特征, 非常富集LILE(Rb、Th、U), 相對虧損Ba, 明顯虧損HFSE(Nb、Ta), 揭示了與俯沖相關的地球化學特征。

球粒隕石、原始地幔、OIB、E-MORB、N-MORB數據引自Sun and McDonough, 1989; 峨眉山高Ti玄武巖數據引自Xu et al., 2001; Song et al., 2004; Xiao et al., 2004; Zhou et al., 2006; 島弧玄武巖數據引自Tsvetkov, 1991; Gamble et al., 1993; Hochstaedter et al., 2000; Hochstaedter et al., 2001; Wade et al., 2005; Stern et al., 2006; Walker et al., 2007; Cooper et al., 2010; Kimura et al., 2010; Timm et al., 2011; Todd et al., 2011; Woodhead et al., 2011; Todd et al., 2012。圖5　那坡基性巖球粒隕石標準化稀土元素配分模式圖(a)和原始地幔標準化微量元素蛛網圖(b)Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns (a), and primitive mantle-normalized trace element spider diagram (b) for the Napo mafic rocks

那坡低Ti基性巖ΣREE=38.50～58.07 μg/g, 明顯低于高Ti基性巖, REE配分曲線較平緩, 與E-MORB相似, 輕重稀土分餾程度低, (La/Yb)N為1.2～1.7, 具明顯的 Eu正異常(δEu=1.31～1.41)。低Ti基性巖與高Ti基性巖之間輕重稀土分餾程度不同, 反映不同的巖漿演化特征。在原始地幔標準化微量元素蛛網圖中(圖5b), 低Ti基性巖富集LILE(如Rb、Th、U、Sr), 強烈虧損HFSE(Nb、Ta), Zr、Hf則輕微富集, Pb具有顯著正異常, 顯示了與俯沖相關的微量元素特征, 類似于島弧玄武巖, 整體落入了島弧玄武巖分布范圍內。

對比峨眉山玄武巖, 那坡高Ti基性巖落在峨眉山高Ti玄武巖區域的下部邊緣, 低Ti基性巖落在島弧玄武巖區域的上部邊緣, 整體顯示了過渡特征;另外, 高Ti基性巖中的樣品NP-12-24的稀土配分曲線和微量元素分布曲線型式與低Ti基性巖近平行而含量較高, 暗示兩者具有相同或相似的巖漿演化過程, NP-12-24可能經歷了后期的富集作用。

4 討 論

4.1 蝕變作用影響

蝕變作用會影響全巖的成分, 將會誤導巖石特征的判別。本文選取的樣品手標本較新鮮, 樣品的燒失量(LOI)為 1.65％～4.09％, 平均為 2.45％, 小于3％, 說明蝕變并不嚴重; 利用不活潑元素 Th和 Zr與其他元素(La、Ba、U、LILE和LREE)進行相關性分析(圖 6), 他們之間顯示出很好的相關性, 說明巖石基本上沒有受到后期蝕變的影響, 其地球化學特征可以反映其真實的特征。

4.2 結晶分異作用

結晶分異作用在巖漿的演化過程中起著非常重要的作用, 特別是巖漿作用過程的初始階段(Hawkesworth et al., 2000)。那坡基性巖表現出隨MgO含量增加, Ni、Cr含量隨之升高的趨勢(圖7),表明巖漿演化過程中受橄欖石和輝石分離結晶作用影響; 巖漿的Sc/Y比值不受橄欖石和斜長石分離結晶作用的影響(Naumann and Geist, 1999), 然而單斜輝石的結晶分異作用將導致Sc/Y比值變化, 那坡基性巖的MgO與Sc/Y和CaO/Al2O3比值的正相關性證明了單斜輝石分離結晶作用的影響。那坡高Ti基性巖MgO與Al2O3呈正相關, 但與Sr/La無明顯線性關系, 說明無明顯斜長石分離結晶。而低Ti基性巖中MgO與Al2O3、Sr/La呈負相關性, 說明可能存在斜長石的堆晶作用, 這與顯微鏡下特征相一致。

4.3 巖石成因與構造意義

那坡低 Ti基性巖具島弧玄武巖地球化學特征,這可能與古特提斯洋俯沖有關, 也可能是地殼混染引起的, 通常認為, 地殼物質具低Nb、Ta高 Th的特點, 因而地殼物質的混染必然導致 Nb、Ta與 Th之間的負相關關系, 然而, 那坡基性巖Th與Na、Ta呈正相關關系(圖8), 表明那坡低Ti基性巖受地殼混染的可能性小, 而更加可能與古特提斯俯沖有關。在Zr-Nb/Zr、Zr-Rb/Nb圖解中(圖9), 那坡基性巖與殼源組分不具有相關性, 也進一步驗證了上述可能性。Zhou et al. (2006)報道的那坡北部富寧地區二疊紀基性巖也分為高Ti系列和低Ti系列兩部分, 其中高Ti系列為OIB型, 低Ti系列為島弧型, 微量元素特征與那坡基性巖非常相似, 在同位素特征方面,富寧高 Ti基性巖具有低87Sr/86Sr(0.706～0.707), 高εNd(–1.5～ –0.6), 而低Ti基性巖具高87Sr/86Sr(0.710～ 0.715)和低εNd(–9.6～ –4.0), 因此, 認為富寧低Ti系列可能是 OIB源區遭受了較強的地殼混染從而顯示島弧型特征。然而, 那坡低 Ti基性巖對比富寧低 Ti基性巖具有更低的87Sr/86Sr(0.706～0.708)和更高的εNd(–2.0～ –2.2)(課題組未刊數據), 特別是εNd差別很大,這揭示了那坡低 Ti基性巖所受地殼混染的可能性小,而更加類似于與俯沖有關的現代島弧巖漿源區。

圖6　那坡基性巖Th、Zr與其他微量元素共變相關圖Fig.6 Variations of Th, Zr vs. other elements for the Napa mafic rocks

圖7　那坡基性巖MgO與各元素Harker圖解Fig.7 Harker diagrams for the Napo mafic rocks

巖漿作用過程中, 具有相似相容性的元素在巖漿部分熔融和結晶分異過程中, 比值保持不變, 這些微量元素具有類似同位素的示蹤效果, 可能有效識別其巖漿源區的特征(Condie, 2003)。如Th/Yb、Nb/Yb和 TiO2/Yb能夠很好地示蹤地幔源區特征,因為這些元素比值不受地幔部分熔融或結晶分異作用影響。Th/Yb和 TiO2/Yb代表了地幔源區的虧損或富集程度(Pearce and Peate, 1995; Pearce, 2008),此外, 沉積物中富含Th而虧損Nb、Ti, 其含量和地幔中Th含量相比差兩個數量級(Plank and Langmuir, 1998), 而且 Th是流動不活動性元素, 受俯沖沉積流體影響很少(Hawkesworth et al., 1997), 故Th/Yb能反映源區中來自俯沖沉積物熔體的貢獻(Elliott et al., 1997; Class et al., 2000; Singer et al., 2007)。相反,如果地幔源區中有沉積物熔體加入將導致 Th含量增加而Nb和Ti的含量卻不變, 在Nb/Yb-Th/Yb圖解中會表現出高 Th/Yb而落入地幔演化趨勢線上方,而在 Nb/Yb-TiO2/Yb圖解上則不會受沉積物熔體影響, 能夠反映受沉積物熔體影響之前巖漿源區特征。

圖8　那坡基性巖Th-Nb (a)、Th-Ta (b)圖解Fig.8 Th vs. Nb (a), and Th vs. Ta (b) diagrams for the Napo mafic rocks

在Nb/Yb-Th/Yb圖解中(圖10a), 那坡高Ti基性巖落在 OIB端元, 落入峨眉山高 Ti玄武巖區域內,顯示其來源于富集地幔源區以及與峨眉山地幔柱的親緣性。低Ti基性巖落在島弧玄武巖頂部區域, 顯示與俯沖相關源區特征, 高 Th/Yb暗示俯沖沉積物熔體對其源區有很大貢獻, 其中有兩個點落在島弧玄武巖區域外, 呈向峨眉山高 Ti玄武巖過渡趨勢,可能是由OIB源區與島弧源區發生巖漿混合而形成的。在 Nb/Yb-TiO2/Yb圖解上(圖 10b), 那坡高 Ti基性巖和低Ti基性巖分別落在峨眉山高Ti玄武巖和島弧玄武巖區域內, 分別指示富集和相對虧損的地幔源區, 低Ti基性巖亦呈現向峨眉山高Ti玄武巖逐漸過渡的特征。特別是樣品NP-12-24在兩個圖解中都落在峨眉山高Ti玄武巖和島弧玄武巖之間, 更說明了兩個源區的巖漿混合。

利用構造環境判別圖對那坡基性巖進行投圖, 在Ti-V圖解中(圖11a), 那坡高Ti基性巖落在了OIB 和MORB過渡區域, 類似于峨眉山高Ti玄武巖, 低Ti基性巖則落在島弧玄武巖(VAB)和MORB過渡區域; 在Zr-Zr/Y圖解中(圖11b), 那坡高Ti基性巖基本落入板內玄武巖和峨眉山高Ti玄武巖區域內, 低Ti基性巖 1個點落在島弧玄武巖區域內, 另外三個點落在島弧玄武巖區域邊界, 呈向峨眉山高Ti玄武巖過渡趨勢。在Zr-Ti-Y圖解中(圖12a), 那坡高Ti基性巖落在板內玄武巖區域, 低Ti基性巖落在島弧拉斑玄武巖區域; 而在Zr-Nb-Y圖解(圖12b)中, 那坡低Ti基性巖落在火山弧玄武巖區域內靠近板內拉斑玄武巖一側, 其中一個點落在與板內拉斑玄武巖分界線上, 暗示可能有板內巖漿作用影響。高Ti基性巖(除 NP-12-14)落在板內玄武巖區域, 而樣品NP-12-24落在了板內拉斑玄武巖和火山弧玄武巖區域, 體現過渡特征。

總之, 從微量元素比值對巖漿源區示蹤和構造環境判別, 均表明那坡高Ti基性巖來自富集OIB地幔源區, 表現出與峨眉山高Ti玄武巖幾乎一致的地球化學特征; 低Ti基性巖呈現了由OIB向島弧玄武巖的過渡特征。另外, 在地理位置上, 那坡地區位于峨眉山大火成巖省外部帶, 那坡北部、北東部富寧、隆林–西林、陽圩、龍川、玉鳳、巴馬等地區的晚二疊世高 Ti基性巖都被認為是峨眉山地幔柱的產物(范蔚茗等, 2004; Zhou et al., 2006; Fan et al., 2008; Lai et al., 2012; 張曉靜和肖加飛, 2014), 而位于崇左、靖西(Qin et al., 2012)及那坡低Ti的基性巖則呈現島弧地球化學特征, 結合地球化學特征和區域地質背景, 我們認為那坡高Ti基性巖為峨眉山地幔柱的產物, 屬于峨眉山大火成巖省的一部分, 低Ti基性巖受到古特提斯俯沖和峨眉山地幔柱共同作用的影響。

圖10　那坡基性巖Nb/Yb-Th/Yb (a)和Nb/Yb-TiO2/Yb (b)圖解(據Pearce, 2008; 島弧玄武巖和峨眉山高Ti玄武巖數據出處同圖5　)Fig.10 Nb/Yb vs. Th/Yb (a) and Nb/Yb vs. TiO2/Yb (b) diagrams for the Napo mafic rocks

圖a中: VAB. 火山弧玄武巖; MORB. 洋中脊玄武巖; OIB. 洋島玄武巖; 圖b中: IAB. 島弧玄武巖; WPB. 板內玄武巖。圖11　那坡基性巖Ti-V (a, 據Shervais, 1982)和Zr-Zr/Y (b, 據Pearce and Norry, 1979)圖解(島弧玄武巖和峨眉山高Ti玄武巖數據出處同圖5　)Fig.11 Ti vs. V (a) and Zr vs. Zr/Y (b) diagrams for the Napo mafic rocks

圖a中: A. 島弧拉斑玄武巖; B. 洋中脊玄武巖、島弧拉斑玄武巖、島弧鈣堿性玄武巖; C. 島弧鈣堿性玄武巖; D. 板內玄武巖; 圖b中: AI. 板內堿性玄武巖; AII. 板內堿性玄武巖和板內拉斑玄武巖; B. E-MORB; C. 板內拉斑玄武巖和火山弧玄武巖; D. 火山弧玄武巖和N-MORB。圖12　那坡基性巖Zr-Ti/100-Y×3 (a, 據Pearce and Cann, 1973)和Zr/4-Nb×2-Y (b, 據Meschede, 1986)圖解Fig.12 Zr-Ti/100-Y×3 (a), and Zr/4-Nb×2-Y (b) diagrams for the Napo mafic rocks

關于印支地塊與華南板塊的分界, 一直存在較大爭議, Tapponnier et al. (1990)認為是哀牢山–紅河帶; Seng?r and Hsü (1984)認為是 Song Da帶; Hutchison (1975)和Liu et al. (2012)認為是Song Ma 帶, 且哀牢山-Song Ma帶在東南亞古特提斯演化過程中是穿時的, 南部Song Ma帶洋殼俯沖要晚于北部哀牢山帶, 主體為晚二疊世–早三疊世, 呈剪刀式關閉; Cai and Zhang (2009)提出了經過那坡地區的滇–瓊帶為印支與華南分界, 晚二疊世–中三疊世處于洋殼俯沖階段; Qin et al. (2012)報道了憑祥地區晚二疊世基性巖, 認為那坡–憑祥帶屬于印支與華南俯沖碰撞系統的弧后盆地體系; Findlay and Trinh (1997)提出, 印支地塊與華南板塊之間并非簡單的一條縫合帶能夠解釋, 應該存在一個較大(寬)的構造變形帶。桂西地區位于華南板塊西南緣, 處于與印支地塊交界部位。前人通過對沉積巖組合, 與基性巖相伴生的硅質巖地球化學、放射蟲以及古地磁等方面的研究, 證實桂西地區晚古生代為一廣海洋盆, 屬于古特提斯東延分支(吳浩若等, 1993; 陳海泓等, 1994; 吳浩若和杜越, 1994; 王忠誠等, 1997;吳浩若, 1999; 殷鴻福等, 1999; 鄺國敦和吳浩若, 2002; 黃志強等, 2013)。結合那坡低Ti基性巖島弧地球化學特征和區域地質背景, 表明那坡地區在晚古生代末可能受到古特提斯俯沖的影響, 同時古特提斯俯沖影響的地區可以延伸至靖西、崇左(憑祥)一帶, 故桂西地區從那坡–靖西–崇左很可能是印支地塊與華南板塊的最終縫合帶, 同時峨眉山地幔柱也共同影響該區, 特別是那坡地區發育的高Ti及低Ti基性巖, 可能是古特提斯俯沖體系與峨眉山地幔柱相互作用的結果。

綜上, 那坡地區晚二疊世同時存在峨眉山地幔柱和古特提斯俯沖的巖漿記錄, 并存在相互影響(深部巖漿混合), 表明峨眉山地幔柱與古特提斯東延部分的演化存在高度時空耦合, 為該區域晚古生代末構造巖漿演化及成礦提供了新信息。

5 結 論

(1) 桂西那坡地區晚二疊世基性巖根據TiO2= 2.8％和 Ti/Y=500的劃分界線可分為高 Ti和低 Ti基性巖。

(2) 那坡高 Ti基性巖屬于堿性系列巖石, 具OIB特征。低 Ti基性巖屬于拉斑玄武巖系列巖石,具有島弧玄武巖地球化學特征。

(3) 那坡基性巖受到橄欖石和單斜輝石分離結晶作用的影響。高Ti基性巖與峨眉山高Ti玄武巖具高度親緣性, 低 Ti基性巖則具島弧玄武巖親緣性,總體表現為從高Ti向低Ti的過渡特征, 暗示其源區可能存在巖漿混合。

(4) 結合巖石地球化學特征及區域地質背景,認為那坡高Ti基性巖為峨眉山地幔柱巖漿活動產物, 低Ti基性巖為古特提斯俯沖與峨眉山地幔柱共同作用的產物, 表明那坡地區晚二疊世同時受到峨眉山地幔柱和古特提斯俯沖相互作用的影響。

致謝： 感謝中國科學院大學張開均教授和另一位匿名審稿人對本文提出建設性修改意見, 以及桂林理工大學地球科學學院楊鋒老師在樣品主量元素分析測試中給予的幫助。

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Geochemistry of Mafic Rocks in the Napo Area, Western Guangxi, South China: Evidence for Interaction Between the Emeishan Mantle Plume and Paleotethyan Subduction

CHEN Xuefeng1, LIU Xijun1*, XU Jifeng1, 2, SHI Yu1, LI Zhenglin1, LIANG Qiongdan1, HUANG Wenlong1, LIAO Shuai1and WU Weinan1
(1. Collaborative Innovation Center for Exploration of Hidden Nonferrous Metal Deposits and Development of New Materials in Guangxi & Guangxi Key Laboratory of Hidden Metallic Ore Deposits Exploration, Guilin University of Technology, Guilin 541004, Guangxi, China; 2. State Key Laboratory of Isotope Geochemistry, Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, Guangdong, China)

The Napo area in the western Guangxi province, South China, is located in the southwestern margin of the South China Block, and to the north of the North Vietnam Block. The Upper Permian mafic rocks well crop out in the west-southwest of Napo County, and are composed of layered, sub-volcanic diabases and orbiculite. Geochemically, the Napo mafic rocks can be subdivided into two groups: high-Ti group (TiO2>2.8％, Ti/Y>500) and low-Ti group. The high-Ti group is mainly composed of alkaline basalts, and the low-Ti group of tholeiite. The high-Ti rocks have lower SiO2, MgO, higher FeOt, P2O5than the low-Ti ones. The high-Ti group shows an enrichment of LILE, HFSE, and significant fractionation between LREE and HREE, akin to ocean island basalts (OIB), suggestive of an affinity with the Emeishan high-Ti basalts. In contrast, the low-Ti rocks display relatively higher SiO2, MgO, lower FeOt, P2O5, enriched LILE, depleted Nb, Ta, and relatively flat REE patterns, indicative of island-arc geochemical signatures. The trace element ratios and the tectonic discrimination diagrams indicate that the Napo high-Ti mafic rocks were most likely derived from the enriched OIB mantle source, while the low-Ti group showed the transitional features from OIB- to island arc-like signatures. Integrating the geochemistry and regional geological background, we suggest that the Napo high-Ti mafic rocks were probably related to the Emeishan mantle plume magmatism; however, the low-Ti mafic rocks were possibly produced by interaction between the subducting Paleotethyan slab and the Emeishan mantle plume.

mafic rock; Late Permian; Emeishan mantle plume; Paleotethyan subduction; interaction; Napo; western Guangxi province

P595

A

1001-1552(2016)03-0531-018

2014-07-17; 改回日期: 2015-01-06
項目資助: 國家自然科學基金(41463002、41302041)、廣西自然科學基金(2014GXNSFBA118218)、廣西科學研究與技術開發計劃項目(桂科能1598025-14)、同位素地球化學國家重點實驗室(中國科學院廣州地球化學研究所)開放基金資助(SKLIG-KF-14-04)、廣西八桂學者項目(2013, 有色金屬成礦理論與勘查技術)和桂林理工大學博士啟動基金聯合資助。

陳雪峰(1989–), 男, 碩士研究生, 地質工程專業。Email: cxfeng1989@vip.qq.com

劉希軍(1980–), 男, 副教授, 主要從事巖石地球化學研究。Email: xijunliu@glut.edu.cn