覃顯著, 劉 磊, 劉希軍, 李政林, 廖 帥，2, 胡榮國,付 偉, 王葆華, 潘羅忠,戴 昱

(1.桂林理工大學(xué) a.廣西隱伏金屬礦產(chǎn)勘查重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室;b.廣西有色金屬隱伏礦床勘查及材料開發(fā)協(xié)同創(chuàng)新中心,廣西 桂林 541006;2.澳門城市大學(xué) 商學(xué)院,澳門 00853；3.廣西壯族自治區(qū)區(qū)域地質(zhì)調(diào)查研究院, 廣西 桂林 541003)

右江盆地主體位于揚(yáng)子板塊南部、 金沙江-哀牢山特提斯構(gòu)造帶以東, 其東界跨于兩大板塊(揚(yáng)子與華夏板塊)的接合部。 陳洪德等[1]研究認(rèn)為, 區(qū)內(nèi)構(gòu)造演化主要隨古特提斯洋沿哀牢山加里東殘余海槽向東打開的進(jìn)程而發(fā)展, 同時亦受到在太平洋板塊影響下, 華夏板塊與揚(yáng)子板塊繼志留紀(jì)碰撞后松弛應(yīng)力的影響。 前人在沉積學(xué)、 構(gòu)造地質(zhì)學(xué)、 巖石地球化學(xué)等方面做了大量研究, 認(rèn)為： 右江盆地的演化經(jīng)歷了裂谷盆地(早泥盆世晚期—晚泥盆世)、 被動大陸邊緣(早石炭世—早三疊世)、 前陸盆地(中三疊世)的構(gòu)造演化階段[1-6]； 晚古生代隨著古特提斯洋的打開和擴(kuò)張, 華南西緣至少在中泥盆紀(jì)成為被動大陸邊緣地區(qū)[1-5,7]。 前人的研究奠定了右江盆地早期演化的基本格局, 但關(guān)于盆地早期演化及其與特提斯洋存在怎樣的演化關(guān)系目前還存在分歧, 缺乏系統(tǒng)的巖石地球化學(xué)研究。

通常, 堿性玄武巖被認(rèn)為來源于較深的源區(qū), 而堿性超基性巖則被認(rèn)為是穩(wěn)定大陸裂谷帶或深大斷裂活動的產(chǎn)物[8]。本文選取位于右江盆地中部靖西地區(qū)出露的基性-超基性巖進(jìn)行巖石地球化學(xué)研究, 以期揭示右江地區(qū)深部地球動力學(xué)機(jī)制。

1 地質(zhì)背景

右江盆地是由師宗-彌勒斷裂、 紅河斷裂、 紫云-南丹-河池斷裂和靈山斷裂所圍限的滇黔桂地區(qū), 包括廣西、 貴州西南部以及云南東南部的廣大(圖1a)。 盆地處于揚(yáng)子地塊和印支地塊(或越北地塊)的結(jié)合部位,為典型的棋盤式盆地[5,10]。 盆地內(nèi)部分布有一系列的北西向斷裂,基性巖主要沿著各深大斷裂出露。 盆地內(nèi)基性巖活動主要集中在海西期(噴發(fā)時代主要分布于晚泥盆世—早三疊世)[11]，多數(shù)基性巖形成時代集中在二疊紀(jì), 年齡多在267～240 Ma[12-13], 與峨眉山玄武巖噴發(fā)的時間(260 Ma左右)[14-16]存在高度重疊, 并發(fā)現(xiàn)兩者具有相似的巖石地球化學(xué)特征, 因此, 多數(shù)研究者認(rèn)為桂西地區(qū)出露的基性巖是峨眉山地幔柱外帶產(chǎn)物[12-13,17-21]。 同時也有學(xué)者研究發(fā)現(xiàn)， 桂西地區(qū)存在與大洋俯沖相關(guān)的玄武巖[22], 認(rèn)為桂西地區(qū)二疊紀(jì)基性巖可能同時遭受了峨眉山地幔柱與特提斯洋關(guān)閉的共同作用[23-26]。

靖西地區(qū)分布著一系列基性-超基性巖,以透鏡狀、似層狀和脈狀為主,厚度較小,主要沿著斷裂帶及其附近分布(圖1b)。巖體節(jié)理較發(fā)育, 構(gòu)造較為簡單, 主要沿斷層或順層侵入于上泥盆統(tǒng)和下石炭統(tǒng)的碳酸鹽巖中。部分所采樣品外觀具有似沉積巖的球狀風(fēng)化,殼層結(jié)構(gòu)發(fā)育, 內(nèi)部一般較新鮮。 鏡下觀察發(fā)現(xiàn), 基性巖為輝綠巖(圖2a)， 主要由輝石和斜長石組成, 基本不含橄欖石, 具典型輝綠結(jié)構(gòu)(圖2b)。 超基性巖初步判斷為單輝橄欖巖(圖2c),主要由橄欖石和單斜輝石組成(圖2d),變斑狀結(jié)構(gòu),橄欖石中心部分蛇紋石化,含量大于50%;輝石含量少,充填于橄欖石間的基質(zhì)中。

圖1 右江盆地地質(zhì)簡圖(a，據(jù)文獻(xiàn)[3]修改)及靖西基性巖分布簡圖(b，據(jù)1:20萬靖西幅地質(zhì)圖修改)Fig.1 Geological map of Youjiang basin(a) and distribution of basic rocks in Jingxi(b)

圖2 靖西基性巖(a、b)及超基性巖(c、d)手標(biāo)本及顯微照片F(xiàn)ig.2 Hand specimens and micrographs of basic(a, b) and ultrabasic rocks(c, d) from Jingxi areaCpx—輝石;Ol—橄欖石;Pl—斜長石

2 分析方法

基性-超基性巖樣品的主量、微量元素含量分析在中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所同位素地球化學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室進(jìn)行。其中,主量元素在XRF實(shí)驗(yàn)室測定,采用堿熔法制成玻璃餅,使用X射線熒光光譜(XRF)進(jìn)行分析,分析精度優(yōu)于2%～5%; 微量元素含量分析在其ICP-MS實(shí)驗(yàn)室完成,采用酸溶法用Finnigan Element II HR-ICP-MS型高分辨率電感耦合等離子體質(zhì)譜儀測定,數(shù)據(jù)分析精度優(yōu)于5%。主、微量元素相關(guān)分析方法詳見文獻(xiàn)[27-28],分析結(jié)果見表1。

表1 靖西基性-超基性巖全巖主量元素(wB/%)和微量元素(wB/10-6)分析結(jié)果Table 1 Major(wB/%) and trace elements(wB/10-6) composition of basic and ultrabasic rocks in Jingxi area

續(xù)表1

3 巖石地球化學(xué)特征

3.1 主量元素

選取靖西地區(qū)7個具有代表性的樣品(采樣位置見圖1b)進(jìn)行主、微量元素分析, 其中包含1個超基性巖樣品(JX-28)。 基性巖具有較低的SiO2(51.34%～53.17%)和較高的MgO(4.67%～6.12%)含量， K2O+Na2O在5.03%～8.06%， 具有典型堿性玄武巖特征； 超基性巖則具有更低的SiO2(39.76%)和極高的MgO(23.93%)。 在TAS巖石分類圖解(圖3)中, 基性巖樣品投入玄武質(zhì)安山巖和粗面安山巖內(nèi)及其界線上; 超基性巖樣品則投入苦橄質(zhì)玄武巖區(qū)。 在抗蝕變元素巖石分類圖解(圖4)中,基性和超基性巖均投入堿性玄武巖區(qū)。

圖3 TAS圖解Fig.3 SiO2-(Na2O+K2O) diagram

圖4 Zr/TiO2-Nb/Y圖解Fig.4 Zr/TiO2-Nb/Y diagram

3.2 微量元素

在稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分圖上(圖5a),基性-超基性巖總體顯示為輕稀土相對富集, 重稀土相對虧損的右傾型式, (La/Yb)N值為6.67～10.75, δEu值為0.96～1.08; 基性巖REE與微量元素總體分布介于OIB和E-MORB之間, 超基性巖則輕、 重稀土分異更明顯; 兩種巖性REE配分曲線總體趨勢與OIB相似, 均無明顯Eu異常。 基性巖更富集大離子親石元素(如Pb、 Ba、 Th)； 超基性巖則略虧損高場強(qiáng)元素(HREE、 Nb、 Ti等)(圖5b), 不相容元素含量整體偏低。 對比可能與峨眉山地幔柱相關(guān)的二疊紀(jì)桂西基性巖[23](圖5), 靖西地區(qū)基性-超基性巖與其有相似的配分趨勢, 但REE以及微量元素特征又有明顯差別, 如靖西地區(qū)基性-超基性巖幾乎無Eu的異常,同時Ti、Zr、Hf等微量元素均有明顯差別。

圖5 稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化分布圖(a)和微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖(b)(標(biāo)準(zhǔn)化值、E-MORB 和 OIB 值據(jù)文獻(xiàn)[26],桂西基性巖據(jù)文獻(xiàn)[23])Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns(a) and primitive mantle-normalized trace element patterns(b)

4 巖石成因及大地構(gòu)造意義

靖西基性-超基性巖主微量元素表現(xiàn)為與OIB相似的地球化學(xué)特征, 表明其來源于相對富集的源區(qū), 而相似的REE與微量元素分布特征表明其可能來源于相同的源區(qū)。 Zr、 Hf同屬中等不相容的高場強(qiáng)元素, 靖西堿性基性-超基性巖中Zr、 Hf具一定虧損, 顯示板內(nèi)玄武巖的特征, Zr/Hf值為35.96～40.40, 趨近于原始地幔值(36.36)[29]; Th/U 值(3.59～4.44)亦相對穩(wěn)定, 平均值(4.10)與原始地幔值(4.05)[29]相當(dāng)。 因此, 靖西基性-超基性巖可能來源于較深的地幔源區(qū)。 靖西基性-超基性巖都相對虧損HREE(圖5a), 根據(jù)地幔巖中HREE強(qiáng)相容于石榴石相, 推測兩者應(yīng)源于石榴石二輝橄欖巖的部分熔融; 該基性巖-超基性巖中不相容元素整體偏低, 指示其部分熔融程度不高。

由于大陸地殼或巖石圈的混染作用可以給出似消減帶信號,從而會導(dǎo)致將大陸玄武巖誤判成島弧玄武巖。對于那些具有消減帶信號的基性熔巖,可以利用Zr/Y-Zr判斷其是否真正是島弧或活動大陸邊緣玄武巖,因?yàn)閆r和Y在大陸玄武巖遭到地殼或巖石圈混染時不會發(fā)生濃度的改變[31]。在Zr/Y-Zr圖解中(圖6), 靖西基性-超基性巖投入了板內(nèi)玄武巖區(qū)域, 進(jìn)一步表明它們都來自板內(nèi)環(huán)境。

圖6 Zr/Y-Zr圖解(底圖據(jù)文獻(xiàn)[31])Fig.6 Zr/Y-Zr diagram

據(jù)Guo等[2]的相關(guān)研究, 右江盆地內(nèi)那坡周邊晚泥盆世與早石炭世的兩組玄武巖源區(qū)具有由早期巖石圈(富集地幔)向后期軟流圈(虧損地幔)過渡的地球化學(xué)特征, 反映了其形成于巖石圈伸展減薄的構(gòu)造背景, 表明該時期右江地區(qū)處于伸展的構(gòu)造背景下。通過對靖西地區(qū)基性-超基性巖侵入的圍巖判斷, 初步推測靖西地區(qū)基性-超基性巖的形成時代應(yīng)該在晚泥盆世與早石炭世之間, 明顯早于峨眉山玄武巖(～260 Ma), 且對比可能與地幔柱成因相關(guān)的桂西基性巖, 靖西地區(qū)樣品特征與其存在明顯差異, 表明靖西基性-超基性巖為非地幔柱成因。另一方面, 據(jù)八布蛇綠巖最新鋯石U-Pb年齡報道[30], 麻栗坡八布蛇綠巖形成年齡為358.9±5.5 Ma, 其中大量繼承和捕獲鋯石指示其所代表的初始洋盆是經(jīng)大陸地殼裂解形成的, 表明右江盆地可能形成于陸內(nèi)裂谷環(huán)境[30]。而該時期與靖西基性-超基性巖形成年代相近, 結(jié)合其低的部分熔融程度和板內(nèi)玄武巖的構(gòu)造屬性, 初步推測靖西地區(qū)基性-超基性巖形成于與裂谷相關(guān)的伸展環(huán)境?？紤]到靖西區(qū)內(nèi)沒有發(fā)現(xiàn)典型的雙峰式火成巖體, 結(jié)合晚古生代右江盆地已演化為被動大陸邊緣的構(gòu)造背景, 認(rèn)為該裂谷應(yīng)為貧巖漿巖型裂谷(或被動裂谷)。 推測晚古生代受古特提斯洋的打開和發(fā)展的影響, 右江盆地局部拉張裂解, 一系列深大斷裂沿北西向展開, 早期在局部形成與裂谷作用相關(guān)的巖漿活動, 并初步推測晚古生代后期右江盆地已演變?yōu)榛『笈璧貙傩浴?/p>

5 主要認(rèn)識

靖西地區(qū)堿性基性-超基性巖普遍低SiO2高M(jìn)gO, (La/Yb)N值在6.67～10.75, 基性-超基性巖落入堿性玄武巖系列, 稀土分布模式表現(xiàn)為似OIB型的右傾型, 指示源區(qū)相對富集；微量元素方面, 基性巖-超基性巖不相容元素含量整體偏低, 略虧損高場強(qiáng)元素(HREE、 Nb、 Ti等), 指示源區(qū)低的部分熔融程度； 構(gòu)造判別指示基性-超基性巖均屬于板內(nèi)玄武巖。 結(jié)合前人研究及巖石沉積背景特征, 認(rèn)為靖西基性-超基性巖為右江盆地早期演化的產(chǎn)物, 來源于局部拉張的構(gòu)造環(huán)境, 是與裂谷作用相關(guān)的活動產(chǎn)生的基性-超基性巖, 推測晚古生代受特提斯分支洋打開和發(fā)展的影響, 右江盆地局部拉張裂解, 一系列深大斷裂沿北西向展開, 在局部地區(qū)形成與裂谷作用相關(guān)的巖漿活動, 從而形成靖西地區(qū)與裂谷特征相關(guān)的基性-超基性巖組合； 推測晚古生代后期右江盆地已演變?yōu)榛『笈璧貙傩浴?/p>