海南島原特提斯洋演化
——來自安山巖年代學和地球化學證據

杜宇晶,周 云,劉希軍, 2,蔡永豐, 2,宋宏星,趙永山

1.桂林理工大學地球科學學院/廣西隱伏金屬礦產勘查重點實驗室,廣西 桂林 541004

2.桂林理工大學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 541004

0 引言

海南島是我國東南陸緣海域中最大的島嶼,它位于太平洋板塊、印度—澳大利亞板塊以及歐亞板塊結合部位,以瓊州海峽相隔而與華南板塊相連。因其特殊的大地構造位置,成為解決華南板塊邊緣動力學機制、特提斯構造演化和全球超大陸重建等重大地質學問題的關鍵地區[1-4]。

已有的研究表明,華南板塊發育大量早古生代巖漿巖,特別是華夏地塊,分布大量早古生代(460～400 Ma)花崗質巖石[5-6],它們的形成多被認為與加里東期的陸內造山作用有關[7-8]。揚子地塊西南緣記錄有更為豐富的早古生代巖漿活動信息,如在滇西的瀾滄江、昌寧—孟連、保山和騰沖等地區發育大量480～440 Ma火山巖、蛇綠巖、英云閃長巖和黑云母二長花崗巖,它們的形成一般被認為與原特提斯洋的形成演化有關[9-10]。海南島分布有大面積的巖漿巖,前人對島內中元古代的變質巖系(如抱板群)[4,11-13]、晚古生代—中生代巖漿作用[2-3]和新生代玄武質巖漿作用開展了大量研究,對海南島早古生代巖漿作用也進行了一些研究工作,如:許德如等[14]根據海南島北西部邦溪一帶奧陶紀火山-碎屑沉積巖礦物巖石學和元素地球化學的研究,提出海南島在早古生代時期可能經歷了一次俯沖增生-碰撞造山事件;丁式江等[15]在海南島屯昌地區報道了(527±48)Ma的變粗安巖(鋯石U-Pb上交點年齡),認為其形成于島弧環境。本文對海南島晨星和邦溪地區的火山巖開展了詳細的LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學和原位Hf同位素組成研究,以期查明海南島早古生代火山巖的形成時代及其構造背景,為海南島存在早古生代巖漿作用提供證據,從而為深入理解海南島早古生代的構造演化格局提供重要依據。

1 區域地質背景與樣品描述

華南板塊由揚子地塊和華夏地塊組成,海南島位于華南板塊最南緣,島內主要構造線方向呈EW向和NE向,其次為NW向。由北向南發育有王五—文教、昌江—瓊海、尖峰—吊羅和九所—陵水4條近東西向隱伏斷裂[16],由西向東主要發育NE向戈枕斷裂和白沙斷裂[17](圖1)。這些構造可能形成于古生代—中生代或更早時期[16],各斷裂的主要特征見表1。島內NE向構造系在空間上呈雁行分布,表現為北東短軸的隆起和坳陷及其邊緣斷裂,自東往西由陽江坳陷、瓊中隆起、儋縣隆起、瓊西坳陷,以及龍門—鶯歌海斷裂等組成。次級構造系主要呈NS向出現于海南島東北地區,由寬緩的隆起帶及其上發育的一系列斷裂帶和褶皺帶組成[18]。此外,海南島內還發育一系列NW向和NE向的韌性剪切變形帶[19]。

表1 海南島主要斷裂帶特征

海南島內分布的地層主要有第四系、白堊系、二疊系、石炭系、志留系、奧陶系、寒武系和元古宇(圖1)。島內巖漿活動非常劇烈,巖漿巖出露廣泛且具有多期次活動的特征,以侵入巖為主,其次為噴出巖(圖1)。噴出巖以新生代玄武巖為主,主要出露于海南島北部的第四系(圖1)。白堊紀火山巖[20]、大量二疊紀—中生代巖漿巖[2-3]和少量元古宙變基性巖、花崗質巖石[4]分布于海南島屯昌、三亞、五指山、抱板等地區。

本文研究的樣品主要采自海南島屯昌縣西昌鎮晨星農場西南和儋州市邦溪鎮北東,樣品巖性為安山巖—變安山巖,其主要呈似層狀或不規則狀產于以前劃分的二疊系和奧陶系中[16]。安山巖樣品新鮮面呈灰黑—灰綠色,斑狀結構,塊狀構造(圖2a),斑晶多呈殘斑狀,主要由斜長石、角閃石、黑云母和少量輝石組成(圖2b, c)。其中:斜長石以板狀—短柱狀為主,可見熔蝕麻點結構,發生絹云母化、綠簾石化、土化,其間有少量磁鐵礦分布;角閃石多為半自形狀或不規則狀,暗化邊明顯,可見綠泥石化和綠簾石化;黑云母呈褐色,局部可見暗化邊(圖2b);輝石多呈殘斑狀,主要依據其晶形辨別。偶見石英“眼斑”及其與輝石的反應邊,石英粒度約0.1 mm(圖2c)。基質呈交織結構,主要由斜長石微晶和玻璃質組成。副礦物為磁鐵礦、鋯石、鈦鐵礦、磷灰石、綠簾石等。

Bt. 黑云母;Pl. 斜長石;Qtz. 石英;Px. 輝石;Hb. 角閃石。

2 分析方法

2.1 鋯石U-Pb同位素定年

鋯石制靶在重慶宇勁科技有限公司完成,鋯石U-Pb定年、透反射照片和鋯石陰極發光圖像(CL)的拍攝均在桂林理工大學廣西隱伏金屬礦產勘查重點實驗室完成。首先對U-Pb年齡測定的樣品(樣品號CX1627和CX1619)采用常規的兩種重、磁選技術分選出鋯石;隨后將鋯石樣品顆粒用環氧樹脂膠結,細磨至鋯石顆粒中心部位后,拋光制成樣品靶;最后對鋯石進行透射光和反射光顯微照相以及陰極發光(CL)圖像分析,以方便檢查鋯石的內部結構、確定其成因類型,并幫助選擇適宜的測試點位。

鋯石U-Pb定年采用激光-電感耦合等離子質譜計(LA-ICP-MS)進行測試,測試所用激光剝蝕系統為NWR-193,輸出波長為193 nm,燒蝕斑點為2～150 μm;ICP-MS為Agilent-7500cx。分別測試206Pb、207Pb、208Pb、232Th和238U的質量分數以綜合確定其年齡值。數據處理使用軟件ICPMSDataCal 7.2[21]進行校正,鋯石的加權平均年齡及諧和圖的繪制采用國際標準程序 Isoplot4.11[21]完成,分析及計算誤差均為±1σ。

2.2 鋯石Hf同位素分析

鋯石樣品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完成。測試采用激光剝蝕-多接收等離子體質譜儀(LA-MC-ICP-MS),并利用離子計數器同時靜態測量238U、235U、232Th、208Pb、207Pb、206Pb、204Pb和202Hg 的信號。RESOlution M-50激光剝蝕系統包括1個193 nm ArF準分子激光器,其最大激光能量輸出為200 mJ,脈沖寬度為20 ns,脈沖頻率為1～20 Hz,剝蝕直徑為5～380 μm。Hf同位素測試的束斑直徑為44 μm,頻率為8 Hz,能量為100 mJ,光束為30 μm,燒灼時間為26 s,能量衰減50%。詳細的 Hf 同位素分析方法見文獻[22]。測量過程中Hf同位素質量分餾校正采用歸一化值(179Hf/177Hf 為0.732 5),測量分析標準鋯石為Penglai(176Hf/177Hf 為0.282 856～0.282 956)。

3 分析結果

3.1 鋯石的U-Pb年齡

樣品中挑選出的鋯石呈半自形—自形,以透明柱狀為主,顏色主要呈淺棕、淺褐及褐色;鋯石顆粒大小不一,主要變化于80～150 μm之間;大部分鋯石顯示較好的振蕩環帶(圖3),結合其Th/U值大部分大于0.4(表2),表明它們主要為巖漿成因鋯石。

圖3 海南島邦溪—屯昌安山巖代表性鋯石顆粒陰極發光(CL)圖像

樣品CX1627的鋯石U-Pb定年結果見表2,其Th/U值變化于0.21～1.08之間。對該樣品鋯石進行了20個點的分析(圖4a, b),其中15個點落在諧和線上或附近,其206Pb/238U加權平均年齡為(448±5)Ma(MSWD=0.29,n=15),代表了該樣品的形成時代。另外,有5個測試點給出了1 128、1 331、1 890、2 326和2 581 Ma的較老207Pb/206Pb年齡,可能代表了繼承或捕獲鋯石的年齡。

圖4 海南島邦溪—屯昌安山巖鋯石U-Pb諧和圖及加權平均值圖

樣品CX1619的Th/U值變化于0.10～1.78之間。對該樣品進行了20個點的分析(圖4c, d),其中12個點落在諧和線上或附近,它們的206Pb/238U加權平均年齡為(447±11)Ma(MSWD=0.43,n=12),代表了其形成年齡;另外,有8個測試點分別為898、922、965、1 139、1 500、1 769、1 870和2 609 Ma的較老207Pb/206Pb年齡,可能代表了繼承或捕獲鋯石的年齡。

3.2 鋯石Hf同位素

在鋯石U-Pb測年的基礎上,選擇部分鋯石顆粒進行了原位Hf同位素分析,分析結果見表3。由表3可知:其176Lu/177Hf值介于0.000 595～0.003 092之間,176Hf/177Hf 值介于0.281 186～0.282 652之間。其中:樣品CX1627參與鋯石加權年齡452～434 Ma的εHf(t)分布于-16.29～5.22范圍內,對應的單階段模式年齡TDM1為1 715～848 Ma,二階段模式年齡TDM2為2 018～953 Ma;樣品CX1619參與鋯石加權年齡465～439 Ma的εHf(t)分布于-16.48～3.46范圍內,對應的單階段模式年齡TDM1為1 700～914 Ma,二階段模式年齡TDM2為2 030～1 039 Ma(圖5)。

表3 海南島邦溪—屯昌安山巖鋯石Hf同位素數據

圖5 海南-老撾南部-Kontum地塊(越南中部)早古生代巖漿巖鋯石εHf(t) -年齡圖解

4 討論

4.1 海南島邦溪—屯昌地區巖漿活動

海南島西北部邦溪—屯昌地區保存有豐富的巖漿活動記錄,前人對這些巖漿活動的時代開展了一系列同位素年代學研究。海南島西部邦溪軍營變基性火山巖Sm-Nd模式年齡為1 165 Ma,可能代表了中元古代古陸殼裂解的物質記錄[26]。島西抱板群上部混合片麻巖的Rb-Sr等時線年齡為600.8 Ma[27]。屯昌變粗安巖的鋯石U-Pb年代學顯示其上、下交點年齡分別為(527±48)和(230±13)Ma,上交點年齡被認為代表火山噴發結晶年齡,下交點為印支期變形年齡,說明海南島在古生代經歷過一次俯沖構造熱事件[15]。屯昌變基性巖給出了(514±30)和(445±10)Ma的SHRIMP 鋯石U-Pb年齡,其中(445±10)Ma被認為代表了其形成年齡[28]。屯昌地區變安山質火山巖的LA-ICP-MS鋯石 U-Pb年齡為(345±4)Ma[3]、變基性巖的全巖Rb-Sr等時線年齡為(344±11)Ma[14];邦溪拉斑玄武質巖石(變基性巖)的Sm-Nd等時線年齡為(333±12)Ma[29-30];島上廣泛分布的似斑狀花崗質巖石的Rb-Sr全巖等時線年齡為320.7 Ma[27]。這些石炭紀巖石的形成多被認為與古特提斯洋演化有關,代表了古特提斯洋殼殘片[3,30]。

本文通過高精度的LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學對海南島邦溪—屯昌地區的2個代表性安山巖的研究,顯示它們的形成年齡分別為(448±5)和(447±11)Ma,時代為晚奧陶世,確證了海南島西北部邦溪—屯昌地區存在早古生代巖漿作用。

4.2 安山巖源區特征

安山巖的形成十分復雜,目前普遍認為主要有以下5種成因模式:①受到俯沖板片釋放流體或熔體交代的地幔楔斜輝橄欖巖的部分熔融[31-32];②玄武質巖漿的分離結晶[33-36];③中下地殼角閃巖的部分熔融[37-38];④玄武質下地殼的部分熔融[39-40];⑤長英質和玄武質巖漿混合[41]。

實驗巖石學研究表明,基性巖類巖石直接部分熔融產生的巖漿Mg#<45[42];單純的下地殼鎂鐵質巖石發生部分熔融產生的安山質巖漿,由于沒有與地幔巖漿發生相互作用,亦有其Mg#<45[43]。前人對海南島這套早古生代安山巖的地球化學研究顯示,它們具有較低的MgO質量分數(2.74%～3.57%)和較高的Mg#(50～55)[44],暗示它們不是直接由基性巖類巖石或下地殼鎂鐵質巖石發生部分熔融形成。海南島同時代的變基性巖(446～440 Ma)與這套安山巖在LaN-(La/Sm)N圖解中沒有表現出分離結晶作用的趨勢[44],結合目前在研究區內未見同時代酸性巖的報道,暗示這套安山巖不是玄武質巖漿分離結晶的產物,因為玄武質巖漿發生分離結晶往往會形成由基性巖-中性巖-酸性巖組成的化學成分連續變化的巖石類型[20]。

鋯石Hf同位素研究表明,本文安山巖樣品的εHf(t)變化于-16.48～5.22之間(表3,圖5),表現出從富集到虧損的Hf同位素組成特征,這一特征顯然異于單純源于富集地幔或虧損地幔的玄武質巖漿的Hf同位素組成,前者一般表現出富集的Hf同位素組成,即εHf(t)值多為負值,后者多表現出虧損的Hf同位素組成,即εHf(t)值多為正值。這說明這些安山巖樣品并非是在簡單的封閉體系下,由玄武質巖漿發生分離結晶形成,其表現出既具有正的εHf(t)值,又具有負的εHf(t)值,暗示它們更可能是玄武質巖漿和長英質巖漿發生混合作用的產物。其中,εHf(t)=5.22可能代表虧損的玄武質巖漿端元的Hf同位素組成,εHf(t)=-16.48則代表富集的長英質巖漿端元的Hf同位素組成。此外,這些安山巖具有較高的Th質量分數((5.82～12.9)×10-6)和Th/U值(3.68～3.91)[44],明顯高于島弧巖漿的Th/U值(1.5～2.5)[45],暗示其源區有地殼物質的參與。年代學研究結果顯示,安山巖樣品普遍存在年齡較老的捕獲鋯石(圖4),亦說明巖漿體系經歷了地殼物質的混合作用。巖相學特征顯示,安山巖存在輝石和石英“眼斑”的不平衡礦物組合(圖2c),這一不平衡礦物組合表明成巖過程中發生了巖漿混合作用[46]。

區域地質資料[23]顯示,老撾南部早古生代安山巖εHf(t)值變化于-6.5～-0.1之間,花崗閃長巖εHf(t)變化于-8.0～1.0之間(圖5),它們的形成被認為與殼-幔相互作用有關。越南中部Kontum地塊早古生代花崗巖εHf(t)變化于-14.60～3.13之間,它們亦被認為是殼-幔相互作用的產物[24-25]。此外,老撾南部還發育早古生代輝長巖(457～438 Ma)[23],表明本區存在早古生代基性巖漿活動,為區內發生殼-幔相互作用提供了基礎。

綜上所述,我們認為本文研究的安山巖是玄武質巖漿和長英質巖漿混合作用的產物。

4.3 大地構造意義

特提斯構造演化是地球演化過程中經歷的一個重要階段,潘桂棠等[47]根據特提斯構造演化的時限將其劃分為3個階段:第一階段為原特提斯階段(Proto-Tethys),演化時限大致為震旦紀—志留紀,主要表現為勞亞大陸群與泛華夏大陸群和岡瓦納大陸分離,致使特提斯洋發生擴張[47-48],早古生代末期,由于“泛華夏造山作用”,促使形成統一的泛華夏大陸,形成了中國古大陸的雛形[49];第二階段為古特提斯階段(Paleo-Tethys),演化時限大致為泥盆紀—中三疊世,在這一演化階段中,勞亞大陸與泛華夏大陸群發生匯聚,特提斯洋發生消亡[47-48],到了晚古生代末—早、中三疊世,印支運動促使東亞各微陸塊拼合形成統一的東亞大陸[50-51],并成為潘吉亞(Pangea)超大陸的組成部分;第三階段為新特提斯階段(Neo-Tethys),演化時限大致為晚三疊世—始新世,主要表現為Pangea超大陸裂解[47],特提斯洋消亡轉化為大陸巖石圈,并進入大陸碰撞造山發展時期[52-53]。

原特提斯作為特提斯構造演化的初始階段,是我們完整認識岡瓦納大陸形成與演化的關鍵。岡瓦納大陸是由東岡瓦納和西岡瓦納大陸在540～530 Ma通過莫桑比克海洋碰撞拼合而成,其間的碰撞造山帶即為東非造山帶[54-55]。印度與澳大利亞—東南極洲于560～520 Ma沿Kungan造山帶拼合形成東岡瓦納大陸[55-56]。印度南部、非洲中東部、馬達加斯加西南部以及東南極洲發育650～530 Ma的高壓麻粒巖到榴輝巖相變質作用,記錄了印度與非洲之間的碰撞作用[57-60]。西岡瓦納北緣的Avalonian-Cadomian記錄了豐富的650～540 Ma構造活動信息[61-62],而東岡瓦納北部的微陸塊經歷了510～470 Ma的 Bhimpedian(或 Kurgiakh)造山運動[63]。古地磁數據表明,統一的岡瓦納大陸最終形成于約530 Ma[64-65]。

位于東岡瓦納北部的各微陸塊,如華北板塊、塔里木板塊、柴達木板塊、羌塘板塊、滇緬泰馬(Sibumasu)板塊和印支板塊等保存了較完整的原特提斯構造演化的地質記錄[44],這些微陸塊在原特提斯洋的俯沖作用下陸續拼合到岡瓦納大陸。其中處于華南板塊西南部的滇緬泰馬板塊主要包括緬甸東部、泰國西部和馬來半島的大部分地區,它向南延伸到蘇門答臘北部,向北部延伸到中國云南省(保山和騰沖地塊)。前人的研究表明,在保山地塊東部邊緣的昌寧—孟連帶內發育寒武紀—志留紀蛇綠巖[66],保山地塊還發育有早古生代537～532 Ma變基性巖[67]和具有弧火山巖地球化學特征的晚奧陶世462～454 Ma變火山巖[68];這些地質證據表明本區保存有原特提斯洋的演化信息。部分學者進一步將本區原特提斯洋的演化過程分為5個階段:約500 Ma,原特提斯洋殼板片發生回轉;500～490 Ma,原特提斯洋殼板片發生斷離;490～475 Ma,岡瓦納大陸巖石圈的加厚;475～460 Ma,巖石圈發生拆沉;460～450 Ma,原特提斯洋增生造山作用結束[69-70]。

印支板塊亦保存有大量早古生代巖漿-變質作用記錄。Nakano等[71]對越南中部Kontum等地塊中的變質巖進行研究,獲得了460～430 Ma獨居石安山巖、輝長閃長巖和輝長巖數據引自文獻[23];花崗閃長巖引自文獻[24];花崗巖引自文獻[23,25]。

U-Pb年齡,反映這一時期本區經歷了低壓變質作用,且這一變質作用與印支板塊和華南板塊之間的俯沖-碰撞事件有關。Nguyen等[72]在緊鄰Kontum地塊的Tam Ky-Phuoc Son縫合帶中識別出了(519±7)Ma奧長花崗巖和(502±6)Ma英云閃長巖,且這些巖石具有類似于斜長花崗巖的地球化學特征,暗示它們形成于洋內弧環境。近年來,研究人員在越南中部Kontum地塊等地區報道了大量約480 Ma的輝長閃長巖和花崗質巖石[23],480～440 Ma的安山巖、英安巖、輝長巖、花崗巖和正片麻巖[24],以及440～410 Ma的安山巖、英安巖、流紋巖、輝長巖、輝綠巖、花崗巖等巖石類型[25,73]。這些巖石類型中,部分中酸性巖石表現出埃達克巖的地球化學屬性,部分基性侵入巖表現出類似于正常型洋中脊玄武巖(N-MORB)的地球化學特征[23-24];這些不同年齡階段的巖石組合及其地球化學特征,暗示它們的形成與板塊俯沖作用有關,是原特提斯洋打開—俯沖—碰撞等不同階段下的產物[23-25,73]。

值得注意的是,華南板塊內部同樣保存有大量早古生代巖漿巖和變質作用記錄,其中,巖漿巖的形成時代主要集中在460～380 Ma之間,峰值約為435 Ma,它們主要分布在安化—羅城斷裂和政和—大埔斷裂之間,巖石類型以大規模的花崗巖為主,另有少量中基性巖石。這些地區的花崗巖主要以片麻狀和塊狀S型花崗巖為主,見少部分I型和A型花崗巖[6-8]。變質巖普遍為角閃巖相-綠片巖相,在武夷、云開、南嶺東段等地區可見麻粒巖相變質巖出露[74-75],變質作用時代主要集中在450～420 Ma之間,峰值約為435 Ma[6,76-77]。上述巖漿和變質作用的機制一般被認為與陸內造山作用有關[6-8,78]。

安山巖是匯聚板塊邊緣的代表性巖石類型。本文在海南島西北部識別出了約448 Ma安山巖,它們表現出島弧巖漿的地球化學特征,如明顯虧損Nb、Ta,富集大離子親石元素Rb、Ba等[44],指示本區存在早古生代時期的俯沖作用。此外,前人在海南屯昌地區報道了(527±48)Ma的變粗安巖[15]和(445±10)Ma的變基性巖,并認為它們的形成與俯沖事件有關[28]。

綜合以上論述可以看出,海南島分布的早古生代巖漿巖與印支板塊內的Kontum等地塊以及滇緬泰馬板塊上分布的早古生代巖漿巖,在巖石組合和形成時代上具有可對比性,而明顯不同于華南板塊內部,暗示海南島以及印支板塊、滇緬泰馬板塊發育的早古生代巖漿巖可能是同一構造體制——原特提斯洋構造演化的產物;這也表明華南板塊在早古生代時期處于活動大陸邊緣,其內部發生的陸內造山作用可能是原特提斯洋向華南板塊發生俯沖-碰撞作用的遠程效應。Nguyen等[72]的研究提出,受新生代構造熱事件強烈的影響,印支板塊沿紅河剪切帶向南發生了約600 km的偏移,并相對產生了10°～15°順時針旋轉,如果恢復這一旋轉角度,越南中部的Tam Ky-Phuoc Son縫合帶正好可與海南島三亞—瓊中一帶相連。這一認識進一步支持早古生代時期海南島與印支板塊處于同一構造體制下。沉積學資料[79-80]表明,來自印支、滇緬泰馬和華南板塊以及海南島的碎屑鋯石U-Pb年代學與原位Hf同位素的研究結果指示了一個共同的物質源區,且該源區與澳大利亞西北部的碎屑巖具有相似性[73];表明這些陸塊在岡瓦納大陸中的古地理位置相近且靠近澳大利亞的西北部(圖6)。最新的研究成果[81-83]表明,特提斯島弧巖漿作用的強弱與板塊匯聚速率的絕對值無關,而與板塊俯沖深度有關,一般來說,淺俯沖作用下島弧巖漿作用處于緩和期,深俯沖作用下島弧巖漿作用處于劇烈期。由前文的討論可知,本文研究的安山巖的巖漿源區有地幔物質的重要貢獻,結合海南島屯昌地區發育約445 Ma變基性巖[28],暗示本區存在幔源巖漿活動;表明早古生代時期原特提斯洋殼處于深俯沖階段(即洋殼俯沖的角度不會太小),從而引發印支和滇緬泰馬板塊以及海南島等區域范圍內強烈的早古生代巖漿活動。

圖6 早古生代東岡瓦納大陸古地理位置重建模式圖

5 結論

1)海南島西北部邦溪—屯昌地區2個代表性安山巖樣品的形成年齡分別為(448±5)和(447±11)Ma,表明海南島存在早古生代火山作用。

2)鋯石Hf同位素組成表明,安山巖是玄武質巖漿和長英質巖漿混合作用的產物,其形成與原特提斯洋殼的俯沖作用有關。

致謝:余紅霞老師和李政林老師在鋯石年代學分析測試方面提供了幫助,在此表示衷心感謝!