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新生代玄武岩及地幔捕虏体制约:华南克拉通岩石圈的地幔性质分析

发布时间：2014-10-09 14:50

【摘要】 华南克拉通岩石圈地幔自中新生代以来发生了减薄,其减薄造成的岩石圈地幔性质、介质条件等方面的认识需要地球化学多方面资料的制约。本文选择华南克拉通南部的福建福鼎大洋窠、白琳大嶂山和广东揭阳韭菜地等地新生代玄武岩和地幔捕虏体为研究对象,通过玄武岩全岩主微量分析测试及地幔捕虏体流体组分分析,探讨了华南克拉通新生代岩浆作用、岩石圈地幔性质及环境条件,获得如下主要认识：1.华南克拉通新生代玄武岩主要为碱性系列,包括碧玄岩、粗面玄武岩和碱性玄武岩。Si02含量为40.21%～49.15%;Na2O+K2O含量为2.08%-5.87%,大部分在4.0%-6.0%左右, Mg#值为52.45%-72.10%。Harker图解显示,MgO-Al2O3、TFe2O3、K2O、TiO2大致呈负相关关系,岩浆早期可能存在橄榄石分离结晶作用。从CaO/Al2O3-CaO图解中可以看到CaO/Al2O3和CaO呈现出正相关关系,且Cr和Mg#之间同时也存在正相关,说明岩浆经历了过单斜辉石的分离结晶。2.华南克拉通新生代玄武岩微量元素、稀土元素配分模式具有OIB特征,具有Nb和Ta明显正异常的特征,La-La/Sm图解中显示明显的正相关,在Zr/Nb-Ba/Nb投图中样品落入EMⅡ型的洋岛玄武岩附近。说明玄武岩微量元素成分变化主要受部分熔融作用的控制,玄武岩浆上升过程中发生的分离结晶作用和陆壳物质的混染程度较弱。3.在分步加热过程中华南克拉通地幔捕虏体中的流体组分在200-600℃、600-800℃和800-1100℃三个阶段释出。800-1100℃段释出流体组主要来源于矿物结晶过程中捕获的挥发份、矿物晶格缺陷和空隙中的流体组分,CO平均54.6%、CO2平均30.0%；600-800℃段释出流体组主要来源于后期交代,主要为CO2平均36.9%、CO平均32.9%；200-600℃段释出流体组主要来源于蚀变作用流体,主要为CO2平均41.5%、CO平均23.5%。4.华南克拉通新生代玄武岩不相容元素的比值与EMⅡ型的洋岛玄武岩类似,岩浆起源于软流圈地幔,并有EMII岩石圈地幔的混合组分。表明形成环境为拉张性-大陆裂谷环境,岩石圈减薄可能与软流圈地幔上涌有关。5.根据流体化学组成可以区分出初始流体组分、地幔交代作用流体组分及晚期流体挥发分3种流体组分,岩石圈地幔演化初期的流体组分以CO为主要成分,随后的交代作用流体组成由弱还原性转变为弱氧化性,可能与岩石圈减薄引起的氧化性组分有关。结合玄武岩主、微量元素特征,华南克拉通新生代玄武岩岩浆作用可能与太平洋板块俯冲造成的地壳物质再循环有关。

【关键词】 岩石圈地球化学性质； 流体组成； 岩石成因； 地幔捕虏体； 新生代玄武岩； 华南克拉通； 

第一章引言

1.1选题依据及研究意义
岩石圈由地壳和上地幔顶部构成。在地球动力学中，岩石圈被描述为地球最外面固体热传导的表壳层，它包裹着对流的地幔。岩石圈深部过程(如壳一幔相互作用和岩石圈一软流圈相互作用)研究是大陆动力学和化学地球动力学的重点组成部分。大陆岩石圈地幔作为连接深部地壳和软流圈地幔的纽带，不仅记录着壳/幔相互作用、软流圈/岩石圈地幔相互作用的重要信息，而且决定了大陆上各种地质作用的基本样式，其性质及其演化受到国内外地学界的广泛关注，在大陆动力学和化学动力学研究中具有重要意义。
地幔流体控制着地幔岩浆作用、交代作用、构造变形、地幔蠕变等地质、地球化学作用的发生和发展(Nixon etal., 1987)，在地幔化学富集和亏损、地幔化学不均一性、壳幔物质再循环等深部过程中具有重大作用(Caffee et al.，1999;Snyder et al.,1995;Graham et al.,2001 ；Hall,2001 ；Helfifrich et al.,2001;Prouteua etal., 1999;Weinlich，1999;郑永飞,1999;刘丛强等，2001 ；杜乐天等,1996;张铭杰等，2000),具有重要的研究意义。地幔流体组成以C、H、0、N和S为主要化学成分，一般含较高的H2，其组成受很多因素控制，在横向、纵向上具明显的不均一性(wood et al.，1990;snyder et al.,1995)= Wood 等(1990)等研究发现地幔流体组分在横向上受构造环境、演化历史及再循环地壳组分的控制。地幔流体组分受深度和氧逸度制约，存在垂直分带性，为浅部各种地质作用中流体的参与提供了物源(杜乐天等，1996)。主量元素的研究对理解岩浆作用过程中起到了重要的作用。微量元素的研究则能对有关岩浆起源、储源成因、分异演化过程及其与各种固相和流体之间复杂的相互作用等提供分辨率更高的信息。微量元素以低浓度为其特征，以次要组分存在于矿物固熔体、熔体或其它流体相中，其最基本的行为符合稀溶液定律。人们利用微量元素的这种地球化学特点可以方便地探讨地球物质的循环与演化。随着矿物-熔体分配系数的建立，研究各种条件下微量元素的矿物分配系数成为示踪岩浆作用的最为基本的条件。
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1.2研究现状
1、中新生代中国东南部岩石圈减薄
吴福元等(2003)认为从中国东部中新生代岩石建造的整体特点来看，中国东南部经历了岩石圈减薄(XU et al.,2000;邹和平,2001; XU et al.,2002)。邓晋福等(1994)在江南古陆的湘西等多处发现古生代钾镁煌斑岩和金刚石砂矿，暗示古生代中国东南部存在大于200km的岩石圈根；而新生代中国东南部的岩石圈厚度约为70~90km，一般小于100km，且地温梯度较高(110mW/m2)(Yu etal.,2003)，明确表明中国东南部中生代确实发生了大规模的岩石圈减薄。同时，中国东部在新生代期间岩石圈也可能发生过减薄事件，通过对沿海一带新生代玄武岩的地球化学特征、玄武岩寄主的地幔包体深度计算和区域地球物理资料的研究表明中国东南部在中新世发生了最强烈的岩石圈减薄(Chung et al.,1994,1995； Ho et al.，2003)。但是，地球物理资料研究表明中国东部中生代岩石圈厚度为70km(Yang，2003)，略小于新生代岩石圈厚度，暗示中国东部新生代可能存在岩石圈地幔的增生(吴福元等，2003;Yang,2003),以上这些研究暗示中国东部晚中生代以来经历了比较复杂的岩石圈减薄。
2、中国东南部岩石圈减薄机制和构造控制因素
尽管对中国东部岩石圈减薄的事实学者们分歧不大，但对减薄的机制仍然存在争论。现在减薄机制存在五个模型：
(1)热侵蚀模型：是指原来已有的富集型岩石圈地幔物质通过交代作用而转变成亏损型岩石圈地幔，其具体的过程就是化学侵蚀(郑建平,1999; XU Y Q etal.,1998；路凤香等,2000)，并可伴有机械热侵蚀(徐义刚，1999),强调软流圈轻物质“逐渐地”上涌。（2)拆沉模型：是指由于重力不稳定性而导致的重力垮塌(薛怀民,2009)，强调“突发性”下沉。（3)中生代岩浆作用主要是通过消耗岩石圈地幔来实现的(吴福元等，1999;陈斌等，2002)，因此陈斌等认为这可能是岩石减薄的重要机制。（4)中国东部在早白垩世发育大量的伸展构造(包括变质核杂岩)，正是这一伸展导致了岩石圈的减薄。（5)还有学者认为机械拆沉和热侵蚀这两种机制可能一直相互促进着岩石圈减薄(薛怀民等，2010)。目前有关中国东部岩石圈减薄的机制主要为前两种。
岩石圈减薄的构造控制因素，目前提出的机制有如下几种方案：（1)印度洋板块同欧亚板块的碰撞（MENZIES M A et al.,1993)； (2)扬子和华北板块的拼合(XU Y G. .2001; GAO S et al.2002; DENG F L et al.1992)； (3)东侧太平洋板块的俯冲(邓晋福等，1996；吴福元等，1999，2000；刘国兴，2012；王蓉等,2011;安美建等，2006); (4)地幔柱(ZHI X C et al.,2001; ZHENG J P et al., 1998;徐义刚，2002; SENGORAMC, 1999；王正其等,2013)等。
3、岩石圈减薄时间
中国东南部岩石圈减薄的时间至今存在很大争论，不同学者因视角不同因而对减薄时间的认识不同。部分学者（Yang,2003;Yanetal.,2003;张承帅等，2013)通过对深部地震资料、玄武岩、地幔包体和大规模成矿作用等方面的研究认为，中国东部岩石圈减薄时间幵始于晚侏罗世一早白垩世。吴福元等(2003)提出岩石圈减薄的高峰可能为早白垩世（薛怀民，2009)。这一点与毛景文等（2004)通过成矿学的角度研究得出的时间相近（王正其等,2013)。中国东部在新生代期间岩石圈也可能发生过减薄事件(Chung et al.,1994, 1995;Ho etal.,2003; )。
4、地幔性质
关于华南地区新生代玄武岩地幔性质信息，目前主要是来源于玄武岩及其中地幔包体的研究。早期学者认为中国东南部新生代主要为亏损地幔(朱炳泉，1989； 1998)。张明等(1996)通过对地幔岩捕虏体微量元素的研究表明中国东部大陆岩石圈地幔的早期作用过程可能以对流为主，通过大洋岩石圈的俯冲叠加而形成以方辉橄榄岩为主的大陆岩石圈地幔。之后因地幔上涌，使岩石圈减薄，通过热传导形成以二辉橄榄岩为主的大陆岩石圈基底。Xu等(2003)认为中国南部上地幔顶部在新生代残留有古老的太古代/元古代岩石圈地幔，这是由于太古代/元古代岩石圈地幔被软流圈部分置换的结果。地幔的下部由大洋型橄榄岩组成，而地幔顶部为类似于太古宙/元古宙地幔的富斜方辉石方辉橄榄岩。这一岩石圈结构与该地区岩石圈的减薄和软流圈对老岩石圈的置换有关(徐义刚等,2002)。然而143Nd/144Nd与2WPb/204Pb之间的负相关关系和87Sr/86Sr与2()6Pb/2()4Pb之间的正相关关系说明中国东南沿海新生代玄武岩起源于中等亏损程度的软流圈地幔，并与EMII富集地幔组分发生了混合(徐夕生，2005;谢昕等,2001)。
华南地区中新生带岩石圈发生大规模减薄事件，对其深部过程的研究相对较少。本区基性岩的出露面积比较小，大约5%左右，这部分基性岩相对于晚中生代花岗岩和流纹岩的研究程度是明显不够的。在前人对花岗岩和流纹岩的研究的基础上，对新生代玄武岩进行研究可以更加深入的了解华南地区新生代地幔性质、时空演化规律和其深部地质作用。
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第二章区域地质概况

中国东南沿海是西太平洋大陆边缘的重要组成部分，这里广泛分布着中新生代玄武岩。本文研究区位于东南沿海的华南大陆边缘，行政区上属福建省福鼎市、三明市和广东省揭阳市。

2.1大地构造位置
研究区在大地构造位置上地处欧亚大陆板块东南缘华南陆块上，是太平洋板块、欧亚板块和印度洋板块交汇的部位(图2.1),其独特的大地构造位置为全球构造-岩浆活动最活跃的地区之一。在漫长的地质历史演化过程中，经历了不同阶段多期次构造岩浆活动，尤以在侏罗世-白垩世，经历的火山岩浆活动较为强烈，形成了分布广泛、厚度巨大的火山沉积，是闽、粤火山岩主体的一部分。研究区位于政和-大浦断裂带两侧，明溪位于政和?大浦断裂带西侧，白琳大嶂山和揭阳韭菜地位于其东侧。该区内地层发育较为齐全，有寒武系、二叠系火山沉积层出露，但主要以三叠、侏罗-白垩系火山岩为主，其上覆盖有第三第四系沉积岩。

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2.2区域地质背景
2. 2. 1地层
华南地层出露较为齐全，地层出露有震旦至第四系。在福建，研究区主要为石炭系、侏罗系、白垩系和第四系。下侏罗统一中侏罗统主要出露于政和一大埔断裂带以两地区。梨山组底部主要为粗粒石英砂岩和石英砾岩，与下伏地层不整合接触，向上变细，顶部为粉砂岩和泥岩夹煤层、煤线，主要出露于崇安、邵武、将乐、清流、L<：汀、浦城、光泽、建瓯、南平、尤溪、大田、漳平、华安、南靖等地（福建省地质矿产局，1985)。漳平组与梨山组整合接触，岩性为杂色细砂岩、石英砂岩、粉砂岩夹泥岩、长石石英砂岩、含砾砂岩,局部夹钙质结核和煤线主要出露于邵武龙斗、建宁、谢家第、将乐高唐、宁化甘木潭、清流嵩溪、长汀涂坊与黄馆、漳平城郊及永安城南、明溪梓口坊、雪峰、尤溪街面、永春等地。

明溪(图2.2)出露有震旦世楼前组、龙头组。楼前组系指盖洋群下部一套厚层-块状浅变质中酸性-酸性火山岩；龙头组系指盖洋群上部的一套浅变质火山碎屑沉积岩组合。但是大洋窠所处的明溪盆地的主体由晚古生代地层组成，主要有林地组、船山组、栖霞组、文笔山组和童子岩组。其中林地组为一套灰白色厚层石英砾岩、砂砾岩、砂岩及粉砂岩等，片理发育；船山组、栖霞组主要为灰岩；文笔山组、童子岩组主要为灰黑色(风化后呈土黄色、灰色)粉砂岩、砂泥岩等含煤细碎屑岩。少量晚第三纪佛昙组分布于丙南端，岩性主要为黑色致密块状玄武岩；灰黑色、黄褐色砂岩、砂泥岩，褐煤等。表明该地区直至新生代仍有较强的构造活动。白琳大漳山(图2.3)地层主要有石炭系、侏罗系、白垩系和第四系，其中侏罗系和白垩系最为发育。出露地层主要为下白垩统石帽山群黄坑组；上侏罗统南园群小溪组、赤水组、鹅宅组(福建省地质矿产局，1985)。

广东韭菜地(图2.4)位于莲花山深断裂西侧，震旦系至第四系地层都有分布，主要为侏罗系至第四系（广东省地质矿产局,1985)。其中隆文剖面下侏罗统金鸡组、桥源组和鹅峰髻剖面中侏罗统漳平组。金鸡组以中粒长石石英砂岩、灰黑色泥质粉砂岩、粉砂质泥岩为主，顶部见类复理石韵律，为一套深湖一浅海相细碎屑岩建造；桥源组底部为含同生泥砾的长石石英砂岩，向上为细粒长石石英砂岩、粉砂岩、泥岩组成的韵律层，上部夹炭质页岩，为一套海退序列碎屑岩建造，上部出现火山碎屑物堆积，暗示火山活动已经开始。中侏罗统岩石组合揭示两类不同的沉积环境：粤东区为漳平组(J2zh),以中粒长石石英砂岩为主，表明中侏罗世的中一后期K：时间处于河流一湖滨环境；粤北区为马梓坪群，出露于曲江马梓坪、怀集高山顶、连平麻笼嶂等地。岩石成分随地而异，为山间盆地沉积环境。

2.2.2构造
华夏地块主体为元古宙基底。志留纪末，与扬子陆块贴合组成古华南大陆；晚古生代至中三叠世较为稳定发展阶段；晚中新生代，东亚地区发生了从特提斯构造域向古太平洋构造域的转换，由近EW向构造线转为NE向构造线，有强烈的构造岩浆作用。其组成包括元古宙早古生代基底、晚古生代中三叠世浅海相为主的沉积盖层及中新生代陆盆沉积等三个大的构造层次。本文研究区主要位于政和-大埔深(大)断裂带两侧，属于华南褶皱系中丽水-莲花山断裂带的一部分，包括了中仙一潘田断裂带、文江一华安断裂带和漳平一龙岩断裂带三条次级断裂带。该断裂带自晋宁期开始活动以来，对各个时期的地层发育、火山活动均有较明显的控制作用，并影响印支期、燕山期的岩浆侵入活动(聂童春等，2004；程裕淇等，1993)。
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第三章样品及实验方法........................................11
3. 1样品及处理........................................11
3.2实验方法........................................11
第四章岩石学特征........................................13
4. 1玄武岩........................................13
4. 2地幔捕虏体........................................14
第五章地球化学特征........................................15
5.1玄武岩主量元素组成特征........................................15
5.2玄武岩微量元素组成特征........................................19
5.3地暢捕虎体流体组成特征........................................25
第六章新生代玄武岩的制约........................................30
6. 1岩石成因........................................30
6. 2地幔源区特征........................................33

第七章流体挥发份的制约

7. 1流体挥发份的来源
分步加热过程中矿物释出流体挥发份可能有六个来源：（1)矿物结晶过程中捕获的挥发份；（2)矿物晶格缺陷和空隙中的流体组分；（3)吸附在矿物表面和裂隙中的挥发份；（4)高温阶段反应新生成的挥发份；（5)矿物演化过程中捕获的放射性成因挥发份；（6)后期交代、蚀变作用流体(张铭杰等，2009)。第一种、第二种、第五种以及第六种来源流体挥发份属于与岩浆作用有关的流体挥发份，第三种和第四种来源流体挥发份在一定程度上影响实验测定结果精度。
通过对样品进行严格的清洗和分析前处理完全去除矿物表面、裂隙以及破裂包裹体中吸附的挥发份(Jackson etal.，1988)，即第三种挥发份。目前主要釆用的办法是：用3mol/L的盐酸将样品浸泡24h，之后用超声波清洗，可使样品中蚀变部分和次生碳酸盐完全去除，用蒸馏水多次清洗样品直至中性，消除对流体组成测定结果的影响。最后用分析纯二氯甲烷浸泡样品同时在超声波中清洗，以去除人为有机质污染。在分步加热实验中采用液氮冷阱冷冻样品释出的高冰点组分，使其迅速脱离高温区，可以有效地防止释出组分间发生新反应，生成新的挥发份(Zhang et al.,2007;2004;2005)。放射性成因挥发份主要为稀有气体，可忽略不计。综上所述，华南地区包体中释放出的流体组分主要来源于矿物结晶过程中捕获的挥发份、矿物晶格缺陷和空隙中的流体组分和后期交代、蚀变作用流体。

7. 2岩浆作用过程中的流体挥发份
根据橄榄石、斜方辉石和单斜辉石矿物性质和200?600°C和600?110CTC释气峰流体化学组成可以区分出如下3种流体组分：
初始流体组分：岩石圈地幔矿物结晶过程中捕获的流体介质，为橄榄石等耐熔矿物在600?1100°C释出的流体组分，主要来源于橄榄石中早期流体包裹体、结构空隙或缺陷中的挥发分，可以代表地暢(Zhang et al.，2004)。主要由CO和C02 (平均分别为9.86和6.42 mm3/g)组成。
地幔交代作用流体组分：中国东部演化的岩石圈地幔存在广泛的地幔交代作用(Tatsumoto et al., 1992; Griffin et al., 1998;Gao et al., 2002; Zhou et al., 2002;Zheng et al.,2004, 2007; Xu et al., 2004; Reisberg et al.,2005),由于斜方辉石和单斜辉石熔点较低、解理发育，在岩石圈演化过程中易受到地幔交代作用的流体改造，流体化学组成与橄榄石不同，代表“地幔交代作用流体组分”。主要为二辉橄榄岩捕虎体中斜方辉石和单斜辉石在600~1100°C释出、来源于早期流体包裹体和结构空隙或缺陷中的挥发分。主要由C02和CO(平均分别为7.52和6.47mm3/g)组成。
晚期流体挥发分：为橄榄石、斜方辉石和单斜辉石在200~600°C释出、主要来源于晚期流体包裹体中的挥发分，不同矿物相中的化学组成相似，主要由C02(平均为6.28mm3/g)组成，其次为CO和C2H6(平均分别为3.67和2.64mm3/g)。
初始流体组分以弱还原性质流体为主(CO平均54.6%、C02平均30.0%)，说明岩石圈地幔矿物结晶过程形成于还原性环境；地幔交代作用流体组分以弱氧化性流体为主(C02平均36.9%、CO平均32.9%)，说明岩石圈演化过程中受到氧化性地幔交代作用的流体改造；而晚期流体挥发分主要以弱氧化性流体为主(C02平均41.5%、CO平均23.5%、C2H6平均为14.1%)，有机质气体含量增力口，说明岩浆后期可能存在有机质的加入。从流体组成的演化特征来看，新生代玄武岩岩浆作用可能与太平洋板块俯冲造成的地壳物质再循环有关。
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第八章结论

8. 1研究取得的主要认识
通过本次研究，主要取得一下几点结论：
(1)华南克拉通新生代玄武岩主量元素特征表明，玄武岩主要属于碱性系列，包括碧玄岩、粗面玄武岩和碱性玄武岩。Si02含量为40.21%~49.15%;Na20+K20含量为2.08%~5.87%，大部分在4.0%~6.0%左右，Mg#值为52.45%~72.10%。微量元素组分类似于OIB型玄武岩。
(2)华南克拉通新生代玄武岩微量元素分析表明玄武岩岩浆基本没有受到陆壳物质的混染，新生代玄武岩形成过程中以部分熔融作用为主，在上升过程中发生过分离结晶作用。
(3)华南克拉通新生代玄武岩的La/Nb比值为(0.50~0.64),Rb/Nb比值(0.37~2.20)，Ba/Th 比值(74.32~122.88)和 Ba/La 比值（10.30 ~15.44),与EMII型的洋岛玄武岩类似，Zr/Nb-Ba/Nb投图中落入EMII型的洋岛玄武岩附近，并且在微量元素蛛网图上Nb和Ta都显示明显正异常的分配模式说明岩浆起源于软流圈地幔，并有EMII岩石圈地幔的混合组分。表明形成环境为拉张性-大陆裂谷环境，岩石圈减薄可能与软流圈地幔上涌有关。
(4)华南克拉通地幔捕虏体分步加热过程中流体组分具有分阶段释放的特征。可分为低温(200-60(TC),中温(600-800°C)和高温(800-1100°C)三个阶段。低温释出气体主要为C02(41.5%)和CO(平均为23.5%)，中温释出气体以C02(40.5%)和 CO(29.4%)为主，高温释出气体以 CO(44.2%)和 C02(27.5%)为主。
(5)华南克拉通地幔捕虎体中释放出的流体组分主要来源于矿物结晶过程中捕获的挥发份、矿物晶格缺陷和空隙中的流体组分和后期交代、蚀变作用流体。根据流体化学组成可以区分为初始流体组分(CO和C02平均为9.86和6.42mm3/g)、地幔交代作用流体组分(C02、CO平均分别为7.52和6.47mm3/g)以及晚期流体挥发分(C02和CO平均为6.28和3.67mm3/g)，在岩浆演化过程中流体组分由弱还原性转变为弱氧化性。
(6)结合玄武岩主微量元素以及流体组成特征，华南克拉通新生代玄武岩岩浆作用可能与太平洋板块俯冲造成的地壳物质再循环有关。
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参考文献：



本文编号：9525

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