南海玄武巖的成因及其富集組構(gòu)特征

南海玄武巖的成因及其富集組構(gòu)特征

南海海底擴張停止后（32.15.5ma，布萊吉尼斯等人，1993），中新世以來板塊內(nèi)火山的影響非常活躍，影響了雷瓊半島、中印半島和南海海盆地區(qū)的變化（石法和炎全樹，2011）。海底盆地的黃巖受到地殼資源的污染最小。它提供了重要的信息，如巖漿起源、地殼幔相互作用、地殼增生、土壤侵蝕和土壤侵蝕等。王賢宇等（1984）和tu等（1992）。在隨后的研究中，南海玄武巖主要由堿性和強堿性玄武巖組成（周蒂等，2005；yan等人，2008；wangchunyongetal.，2009）。從總的角度來看，具有oib特征的堿性海洋玄武巖是最常見的組成。根據(jù)yan等人的初步研究，這是由于核層邊界的地幔柱，過渡性拉斑玄武巖形成時間相對較早（石法和炎泉樹，2011；楊蜀英等，2011）。關(guān)于南海玄武巖富集成分的解釋有不同的看法。一些研究表明，地幔源區(qū)有兩個端點：vmm和elie（tu等人，1992；yan等人，2008）。最近的研究表明，南海玄武巖的豐富成分是vmm和elie的混合（楊蜀英等人，2011）。因此，它也被各種解釋為土地起源、土地地殼、巖石圈和地幔。2011年4月“海洋六號”在玳瑁海山成功鉆獲原位的火山碎屑巖樣品,目前研究認為它是水下爆發(fā)性火山作用的產(chǎn)物,其形成過程涉及巖漿的生成、運移聚集、結(jié)晶過程、噴發(fā)破碎、碎屑堆積和沉降、冷凝固結(jié)等物理過程(McBirneyandMurase,1970;Whiteetal.,2003).來自南海珍貝海山及漲中海山的火山碎屑巖的巖石化學特征已經(jīng)有了詳細報道,然而因巖石中的玄武質(zhì)角礫巖太小而缺少相應的研究(鄢全樹和石學法,2009).本文獲得的玳瑁海山碎屑巖中的玄武質(zhì)火山角礫巖顆粒大,玳瑁海山的玄武巖屬于南海發(fā)現(xiàn)的典型拉斑玄武巖.本文分析了玳瑁海山玄武質(zhì)角礫巖的地球化學特征,總結(jié)歸納拉斑玄武巖和堿性玄武巖的時空分布,對南海玄武巖的巖石成因和富集組分來源提出一些新的認識.1南海沿海的巖漿與沉積相南海是西太平洋最大的邊緣海,面積約3×106km2,地處歐亞板塊、菲律賓板塊和印-澳板塊之間.構(gòu)造上,南海大致分為北部大陸邊緣、中央海盆和南部大陸邊緣.各個部分在地貌上存在顯著的標志,其東部是馬尼拉海溝,西部界線是越東斷裂,南邊禮樂灘北緣是陡峭懸崖,北緣是與陸坡平滑過渡為特征.南海中央海盆擁有27座相對高度超過1000m的海山及20余座高度400~1000m的海丘,目前獲得的年代學資料顯示這些海山主要是南海擴張停止后的巖漿活動產(chǎn)物(圖1).根據(jù)海底磁條帶異常特征,目前主要接受的南海擴張時間為32~15.2Ma(TaylorandHayes,1983;Briaisetal.,1993).南海海底擴張前后的巖漿活動發(fā)育較好(圖2),其中南海擴張前(60~32Ma)的巖漿主要出現(xiàn)在南海北緣盆地中,呈現(xiàn)雙峰式特征;晚漸新世-中中新世(南海擴張期)的巖漿活動主要出現(xiàn)在南海盆擴張中心,南海之外的地區(qū)處于“巖漿活動寧靜期”;南海擴張后(15.5Ma)的巖漿活動廣泛,影響著南海及周邊地區(qū)廣泛區(qū)域(石學法和鄢全樹,2011).玳瑁海山位于南海海盆北部,海山呈圓錐狀,基座直徑約21km,頂部有一圓形、直徑約3km的火山口.海山山麓水深4000m,頂峰水深1978m,山體高差2022m.海山山坡陡峭,坡度11°~14°,面積達400km2(圖1).玳瑁海山玄武巖已經(jīng)有了一定研究基礎(chǔ),目前發(fā)現(xiàn)的玄武巖均屬于拉斑玄武巖(王賢覺等,1984;Tuetal.,1992;楊蜀穎等,2011).王賢覺等(1984)報道了6個樣品的年代學,其中稀釋法得到年齡平均值為14.1±1.14Ma,40Ar-39Ar法獲得的平均年齡為13.8±1.03Ma.2wr-13.玄武質(zhì)角礫巖2011年4月廣州海洋地質(zhì)調(diào)查局“海洋六號”利用淺鉆設(shè)備在水深2300m的玳瑁海山上成功鉆獲一根77cm的柱狀樣(圖3a).該柱狀樣自上而下鉆遇了黑色富鈷結(jié)殼(長度4cm)、白色碳酸鹽巖(長度29cm)和深灰色含玄武巖礫石火山碎屑巖(長度44cm,圖3b).火山碎屑巖具有火山角礫結(jié)構(gòu)和斑雜結(jié)構(gòu),礫石為黑色及灰色,呈角狀和粒狀,為玄武質(zhì)成分.本文針對火山碎屑巖部分分3段挑選玄武質(zhì)火山角礫巖,描述如下:(1)WR-1,0~7cm,玄武質(zhì)角礫,新鮮,角礫較大,大者可以達到5cm.(2)WR-2,14~22cm,玄武質(zhì)角礫,樣品有輕微蝕變,角礫中心比周圍新鮮,表明角礫外圍遭受到蝕變影響,角礫直徑為1~2cm或更小.(3)WR-3,22~44cm玄武質(zhì)角礫,較新鮮,角礫相對較大,大者達到3cm,角礫中心較周圍新鮮,表明角礫外圍也遭受到蝕變影響.巖石標本肉眼很難見到礦物,火山角礫巖的顯微結(jié)構(gòu)(圖3c、3d)主要為未結(jié)晶的火山玻璃,微斑晶礦物有斜長石、橄欖石和輝石,大小為100μm.角礫巖之間主要為一些粘土礦物及膠結(jié)物,局部地方可見鈣質(zhì)生物及后期鐵錳礦物充填.巖相學工作、樣品前處理和主量、微量元素分析測試工作是在海洋沉積與環(huán)境地質(zhì)國家海洋局重點實驗室完成的.我們先將碎屑巖分割成3段,然后破碎,挑選其中新鮮的玄武質(zhì)角礫巖,去除風化表面,將其搗碎至細小顆粒;將樣品放置于超聲波中清洗,最后將干燥后的樣品用瑪瑙研磨缽研磨至200目左右準備主量、微量元素測定.主量元素除SiO2用XRF外,其他主量元素及部分微量元素(Ba、Cu、Sr、V、Zn)用ICP-AES法測定,測試儀器為等離子體光譜儀(IRIS),主元素的測試精度RSD<2%~8%;其他微量元素的測試方法為ICP-MS,測試儀器為等離子質(zhì)譜ICP-MS(TJAExcell),測試精度優(yōu)于10%.3主要和微觀材料測試結(jié)果3.1未來的巖石地球化學特征玳瑁海山火山角礫巖的主量元素、微量元素測試結(jié)果見表1.本文綜合前人有關(guān)玳瑁海山玄武巖的地球化學數(shù)據(jù)特征一并討論(王賢覺等,1984;Tuetal.,1992;楊蜀穎等,2011),并將其與南海晚中新世以來的堿性玄武巖(7.9~8.3Ma,Yanetal.,2008)進行對比.本文測得的火山角礫巖具有相對較高的燒失量,可能是由于火山噴發(fā)時有流體混入,將分析數(shù)據(jù)扣除燒失量后重新?lián)Q算成100%再進行地球化學投圖,文中所討論的地球化學內(nèi)容與前人研究結(jié)果是相近的,因此相關(guān)些數(shù)據(jù)是可靠的.玳瑁海山玄武巖主要以玻璃質(zhì)為主,礦物多為微晶相,通過主量元素算出CIPW標準礦物顯示為石英拉斑玄武巖和橄欖拉斑玄武巖(王賢覺等,1984;Tuetal.,1992).玳瑁海山玄武巖的SiO2主要集中在45.6%~49.7%(其中一個樣品為42.2%),K2O+Na2O集中在3.10%~4.98%,位于TAS圖(圖4)中玄武巖與粗面玄武巖過渡的位置,而Yanetal.(2008)報道的南海盆地晚中新世后(7.9%~3.8Ma)的堿性玄武巖主要位于堿玄巖-碧玄巖區(qū)域.玳瑁海山玄武巖具有相對較高的MgO含量(4.5%~6.1%),而南海堿性玄武巖的MgO含量大部分低于4%.玳瑁玄武巖和南海堿性玄武巖在MgO與其他氧化物之間的相關(guān)圖解(圖5)表現(xiàn)為:在MgO-Fe2O3T中,整體呈現(xiàn)隨著MgO的降低先增加后減小;在MgO-TiO2中,兩者含量都較高(大于1.8%),整體呈現(xiàn)上升趨勢.3.2mgo對ba含量的影響相對于晚中新世-早上新世的堿性玄武巖(7.9~8.3Ma,Yanetal.,2008),玳瑁海山巖石的微量元素如U、Th、Ba、Rb、Zr較低,與前人研究結(jié)果一致(王賢覺等,1984).玳瑁海山玄武巖相對南海堿性玄武巖,前者Ni含量為22.5×10-6~158.0×10-6,后者的Ni含量為13.6×10-6~232.0×10-6;兩者隨著MgO的減小而減小,前者具有較低的Ba含量,后者Ba含量高并與MgO成正相關(guān)關(guān)系(Yanetal.,2008);前者∑REE為80×10-6~148×10-6,后者∑REE平均為276×10-6,略低于OIB型玄武巖(∑REE為199×10-6),但均遠遠高于N-MORB型玄武巖(∑REE為39×10-6)(SunandMcDonough,1989).球粒隕石標準化的稀土元素配分圖(圖6a)和原始地幔標準化的微量元素蛛網(wǎng)圖(圖6b)中,玳瑁海山玄武巖位于典型E-MROB型玄武巖和OIB型玄武巖之間(SunandMcDonough,1989),表現(xiàn)為富集大離子親石元素,具有Ba、Th、U及Sr的弱異常和Nb、Ta弱正異常.稀土為右傾配分模式,LREE富集,LREE與HREE分異,(La/Yb)N比值為2.6~6.7.這些現(xiàn)象與南海發(fā)現(xiàn)的拉斑玄武巖具有一致特征(楊蜀穎等,2011),而南海堿性玄武巖LREE與HREE為強烈的分異,(La/Yb)N平均為16.1(Yanetal.,2008).4討論4.1南海民族運動相關(guān)研究目前認為玳瑁海山玄武巖的形成時代為中中新世早期,王賢覺等(1984)利用稀釋法和Ar-Ar法分別得到其平均年齡為14.1±1.1Ma和13.8±1.0Ma.本文研究的柱狀樣頂部有約40mm的富鈷結(jié)殼,如果按西太平洋麥哲倫海山的生長速率2.7~4.8mm/Ma估算(Segletal.,1984),那么結(jié)殼的形成生長時間大概需要10Ma,從而推測其基巖形成年代應該大于10Ma,本柱樣詳細的年代學數(shù)據(jù)另文刊出(鄢全樹等,待刊).南海海盆中的海山主要分布在殘留擴張脊附近,而海盆擴張之前的巖漿活動相對較弱.目前普遍認為南海海山玄武巖主要是洋盆擴張后的產(chǎn)物,這得到了年代學(圖1,圖2)與地球化學資料的支持,如在Th/Hf-Th/Ta構(gòu)造判別圖(圖7)中,玳瑁海山及南海堿性玄武巖均屬于板內(nèi)玄武巖(Yanetal.,2008).4.2關(guān)于地表巖巖漿成因的討論相對于其他西太平洋邊緣海盆,南海分布有眾多的海山,它們記錄了南海形成演化及相關(guān)的深部動力學過程,南海海盆的擴張動力學機制及其是否與地幔柱活動相關(guān)是南海深部過程演化的重要科學問題.近年來地震層析成像在雷瓊地區(qū)深部地幔中識別出了地震波低速異常帶,從淺部向下穿越660km的不連續(xù)面,甚至延伸到1900km,被稱為“海南地幔柱”(LebedevandNolet,2003;Montellietal.,2006;Zhao,2007).地幔柱能夠很好地解釋一些板內(nèi)巖漿活動,但并非板塊構(gòu)造理論不能解釋的板內(nèi)巖漿活動就是地幔柱成因.地幔柱最基本的物理特征是具有相對于周圍軟流圈地幔明顯的熱異常,應具有地幔柱活動的3個一級指標(Campbell,2007):(1)高溫熔巖(如苦橄巖、科馬提巖,高MgO等特征);(2)高的巖漿產(chǎn)率,以大規(guī)?；鸪蓭r省為標志;(3)大火成巖省之前的巖石圈大規(guī)模抬升.Wangetal.(2012)發(fā)現(xiàn)海南新生代玄武巖中橄欖石斑晶的Fo含量高達90.7%,指示原始巖漿具有高的MgO含量(16%~18%),估算地幔潛在溫度為1541±10℃,高出地幔正常溫度260℃.南海新生代堿性玄武巖具有OIB特征,其橄欖石-流體平衡(Fo為86.64)所推導的地幔潛在溫度為1661℃,這些堿性玄武巖可能具有地幔柱成因(鄢全樹和石學法,2007;鄢全樹和石學法,2008;Yanetal.,2008).南海和雷瓊地區(qū)是否存在地幔柱,或者什么時候開始的還很難確定,主要存在以下幾點問題:(1)目前在海南島及附近發(fā)現(xiàn)的玄武巖具有較高的MgO含量(Wangetal.,2012),而南海海山玄武巖的MgO含量低(很多都在4%以內(nèi),圖5),且南海擴張之前巖漿活動規(guī)模不大;(2)地幔柱位置固定或者緩慢移動,應該形成具有規(guī)模的大火成巖省或變年輕的島鏈,然而南海海盆中分布的線性海山鏈目前并沒有顯示與年齡的相關(guān)性(圖1).因此,地幔柱活動與南海擴張作用之間的關(guān)系尚需要進一步的研究(Xuetal.,2012).4.3南海巖石圈厚度變化目前在玳瑁海山發(fā)現(xiàn)的玄武巖僅為具有過渡性質(zhì)的拉斑玄武巖(王賢覺等,1984;李兆麟等,1991;Tuetal.,1992;楊蜀穎等,2011);憲北、珍貝海山兼有堿性及拉斑系列樣品(王賢覺等,1984;Tuetal.,1992);中南、漲中海山樣品全部為堿性系列(王賢覺等,1984;楊蜀穎等,2011).南海海山玄武巖巖性表現(xiàn)為從拉斑玄武巖向堿性玄武巖演化(王賢覺等,1984;石學法和鄢全樹,2011;楊蜀穎等,2011),其中17~8Ma的巖漿活動主要呈現(xiàn)拉斑玄武巖,8Ma后的主要為堿性玄武巖(石學法和鄢全樹,2011).前人研究認為南海海山玄武巖的這種巖性變化很大程度上歸結(jié)于巖漿的分離結(jié)晶作用,上地幔經(jīng)歷了橄欖石、輝石分離結(jié)晶作用后繼續(xù)演化,產(chǎn)生包括拉斑玄武巖、堿性玄武巖、粗面巖等在內(nèi)的巖石組合(楊蜀穎等,2011).大洋玄武巖的熔體還受到熔融深度和源區(qū)組分的影響,最新的研究發(fā)現(xiàn)全球OIB的地球化學成分受控于大洋巖石圈的厚度(Niuetal.,2011).地球深部發(fā)生熔融時,稀土元素(REE)的分配系數(shù)在尖晶石相和石榴石相之間具有顯著的差異(McKenzieandO′Nions,1991),目前認為該轉(zhuǎn)換界限為60~80km(O′Neill,1981;RobinsonandWood,1998).石榴石強富集HREE元素,當巖漿熔融發(fā)生在石榴石穩(wěn)定區(qū)的時候,巖漿中會虧損HREE元素,造成LREE與HREE強烈分異(La/Yb值大).同時,部分熔融程度隨著深度的增加而減小,即表現(xiàn)為LREE與HREE分異越明顯.玄武巖漿并不是地幔某一固定深度的熔融產(chǎn)物,而是地幔熔融區(qū)間不同深度產(chǎn)出的不同熔融程度減壓熔融體的混合物(Xuetal.,2001).因此,來自深部的地幔物質(zhì)上升發(fā)生減壓熔融時,其上覆的巖石圈厚度控制了熔體的平衡壓力,這對于原始巖漿的性質(zhì)起到至關(guān)重要作用.巖石圈越厚的區(qū)域,其熔融區(qū)間越小,巖漿表現(xiàn)越堿性并富集不相容元素;巖石圈越薄,則會向拉斑玄武巖過渡(圖8).根據(jù)地震層析資料研究,目前南海巖石圈厚度在橫向上存在一定變化(Shietal.,2000;姚伯初和萬玲,2010),然而海底擴張停止后的南海石圈厚度整體上是隨著時間變化而慢慢變厚的.因此,本文認為南海玄武巖的巖性變化應該考慮巖石圈厚度的影響,巖石圈厚度隨著時間變化而增厚制約著巖漿源區(qū)熔體的演化,即巖石圈的“頂蓋效應”可能促使南海拉斑玄武巖向堿性玄武巖演化(圖8).4.4巖漿地潭源區(qū)性質(zhì)巖漿巖中元素的豐度受控于源區(qū)組分、部分熔融程度、巖漿過程中的AFC作用等.例如低程度的部分熔融使得熔體中強烈富集不相容元素,隨著熔融程度增加,強不相容元素富集現(xiàn)象變得不明顯.南海發(fā)現(xiàn)的拉斑玄武巖和堿性玄武巖都具有富K,富集不相容元素,具有(La/Yb)N比值高的特征.且前人研究其Sr-Nd-Pb同位素(Tuetal.,1992;Yanetal.,2008;楊蜀穎等,2011)也表現(xiàn)為相對N-MORB富集的特征,其中87Sr/86Sr范圍為0.7036~0.7044,εNd為3.23~5.67(小于MORB平均值10,Saundersetal.,1988),兩者同位素值相差不大.地幔經(jīng)過長期的演化,分離出大陸和大洋后,至少上地幔已經(jīng)表現(xiàn)為強烈的虧損不相容元素的源區(qū)(Hofmann,1988).然而南海還未發(fā)現(xiàn)虧損的玄武巖,說明其不相容元素、LREE的富集并非全部受部分熔融程度的影響,源區(qū)存在富集組分.對于南海玄武巖源區(qū)性質(zhì)探討存在爭議,根據(jù)Sr-Nd-Pb同位素研究,部分學者指出研究區(qū)的巖漿地幔源存在DMM與EMⅡ兩個端員(Tuetal.,1992;Yanetal.,2008),有的卻認為巖漿地幔源為DMM與EMI兩個端員(楊蜀穎等,2011),爭議是因為所選的端元組成不同而得出不同的結(jié)論.Tuetal.(1992)和楊蜀穎等(2011)分別指出其富集源區(qū)可能有陸緣沉積物和陸殼組分的加入,雖然這兩種組分與OIB都具有非常富集的不相容元素,但參照其他元素,它們往往具有虧損Nb、Ta、Ti特征,然而南海玄武巖的特征卻相反(圖6b).俯沖板片具有強虧損特征,很難形成OIB型玄武巖(Niu,2009);Yanetal.(2008)認為南海堿性玄武巖的富集源區(qū)可能為200Ma之前俯沖板片與上覆沉積物的混合,并由地幔柱活動帶上來.最近幾年的研究認為交代的大洋或大陸巖石圈地幔產(chǎn)物可能是OIB的富集源區(qū)(Niu,2008,2009),地幔交代指的是幔橄欖巖被熔融程度低、富含揮發(fā)組分和不相容元素的熔體滲透,疊加富集作用,該過程往往發(fā)生在巖石圈底部和地震波低速帶頂部的交界處,巖石圈底部隨時間變化而增厚(Niu,2009).這種模式能夠很好地解釋絕大部分洋島玄武巖都顯示OIB特征,而并不一定都是地幔柱成因.具體到南海玄武巖,除了元素的富集外,還需要解釋Sr-Nd同位素的富集.這就需要滿足兩個條件,高的Rb/Sr和Nd/Sm比值,還有足夠的時間完成放射性衰變.年輕的地幔(虧損