南海地区位于欧亚板块、印澳板块与菲律宾海板块之间,地质过程复杂,地质现象丰富。火成岩是地球深部过程的“探针”,本地区分布的火成岩是揭示南海地区新生代构造演化规律的重要窗口。研究表明,南海地区的岩浆活动规律为新生代早期,仅在南海北部大陆边缘的裂陷盆地内出现双峰式火山活动[1-5]；在南海新生代海底扩张时期,火山活动主要集中在扩张中心处,在扩张中心旁侧,仅在珠江口盆地有玄武质岩浆活动[1]；在南海新生代海底扩张停止之后,南海地区出现有广泛的岩浆活动,并且岩浆活动的特征由拉斑系列逐渐变为碱性系列[6]。南海扩张期后这一期的火山活动不仅存在于南海盆本身[6-11],在雷琼半岛[12-15]和中南半岛[16-21]也有出露。在新生代扩张(32～16 Ma)停止后,南海地区出现的一期板内岩浆活动影响范围较广,包括南海盆、雷琼半岛以及中南半岛等地(图1)。对包括东南亚在内的南海地区的火成岩开展系统的研究有助于深入理解本地区的构造演化规律。

已有的年代学和岩石地球化学研究表明,南海地区较年轻新生代玄武岩(8～0.5 Ma)属于碱性玄武岩浆系列,具有似洋岛玄武岩(Ocean Island Basalts,OIB)的稀土和微量元素特点[9]；海南岛地区新生代玄武岩大部分为拉斑玄武岩,少量为碱性玄武岩,所有样品具有似OIB的稀土和微量元素特征[15,22]。与此可对比的是,在中南半岛地区,晚新生代玄武岩大部分属于碱性玄武岩浆系列,具有似OIB的稀土和微量元素特征[20-21,23-24]；同位素地球化学研究也表明,中南半岛地区新生代玄武岩与南海盆和雷琼地区类似[6,9,11,15,22,25-26],其地幔源区为两端元混合模式[6,19,21,23-24,27],亏损端元为中度亏损的印度洋中脊玄武岩型的地幔,而富集端元为似富集地幔II型(EMII)的地幔组分。然而对于该区玄武岩的系统的岩石成因和地球动力学机制的研究资料是比较缺乏的。

我们对南海地区西缘的泰国呵叻高原等地区晚新生代玄武岩进行了矿物学和岩石地球化学研究,揭示了本区玄武岩源区岩性、原始岩浆组分,为更深入地了解泰国晚新生代玄武岩的成因及其地球动力学背景提供证据。

1 地质背景及样品描述

泰国及周边区域可分为3个构造地层单位：西部的滇缅马苏(Sibumasu)板块,中部的素可泰(Sukhothai)地体和东部的印支板块,这3个构造地层单位被2个古特提斯缝合带分开[28-29]。西部为清迈-尖竹汶(Chiangmai-Chanthaburi)缝合带,该缝合带中出现中泥盆-中三叠纪的放射虫燧石和深海沉积物；另一条为难-程逸-沙缴府(Nan-Uttaradit Sra Kaeo)弧后缝合带,该缝合带由裂解的蛇绿岩和混杂岩组成。滇缅泰马板块和印支板块都有前寒武纪的基底,这些基底属于早古生代冈瓦纳大陆东部印度-澳大利亚边缘的一部分[28-29]。滇缅泰马板块、印支板块以及南海地区在晚古生代-早中生代时期受特提斯构造域影响,随后在晚中生代期间受到太平洋构造域的影响[28-31]。此外,有2个新生代走滑断层(如湄平、三塔断层)穿过在泰国西部的滇缅泰马板块(图2)。

中南半岛的晚新生代玄武岩主要分布于三塔断裂与红河断裂之间,而泰国地区的晚新生代玄武岩主要分布在素可泰地体北部和呵叻高原及其周边区域,本次研究的7个火山岩样品来自素可泰地体北部和呵叻高原及其周边区域的玄武岩流地表露头。我们在清迈-尖竹汶缝合带附近的Mae Tha玄武岩流露头中获得2个玄武岩样品,年龄为0.8～0.6 Ma；在呵叻高原西部边缘的Wichian Buri玄武岩流露头中获得了3个玄武岩样品,年龄为11.0～8.8 Ma[21,23,30]。我们在呵叻高原散布的玄武质熔岩流的露头中获得了2个玄武岩样品,年龄为3.3～0.9 Ma[21,23,30](图2)。

研究区的泰国晚新生代玄武岩样品的总体特征为灰黑色,斑状结构,气孔状构造。正交偏光镜下观测到的图像如图3所示。镜下观察到的斑晶矿物主要为橄榄石和斜长石,少数样品有单斜辉石斑晶,斑晶质量分数为5%～20%,其中橄榄石斑晶占斑晶总量的70%以上。基质中微晶主要有斜长石、橄榄石、单斜辉石等矿物,基质结构为间粒-间隐结构。副矿物主要为磁铁矿。橄榄石斑晶粒径一般为0.4～1.2 mm,大者可达2 mm(PF-1),自形-半自形,橄榄石斑晶伊丁石化现象比较常见,不同样品间的蚀变程度有所差别。斜长石斑晶粒径一般在0.4～1.25 mm,常呈聚片双晶。在部分样品(PF-1)中出现辉石斑晶,自形-半自形,具有环带结构,粒径大小为0.5～1.1 mm。基质中以斜长石微晶为主,含量占基质的50%以上,粒径为0.07～0.50 mm,斜长石微晶呈板条状、针状。

2 分析方法与结果

首先去除岩石样品的风化表面,选取新鲜的岩石进行碎样处理,碎至2 cm左右,用4.5 mol·L-1的HCl浸泡,再用超声波震荡30 min,接着用去离子水在超声波中震荡30 min,反复清洗3次,再用去离子水清洗2次,最后将清洗后的样品烘干。用玛瑙研钵将烘干的样品研磨至200目,用于主量元素和微量元素的测试。本次研究的玄武岩样品的主、微量元素的测试工作均在中国冶金地质山东局测试中心完成。主量元素的测试采用X射线荧光光谱仪(XRF)法,微量元素的测试采用电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)法,标准物质采用BHVO-2。对质量分数＞1%的主量元素(如Al2 O3,SiO2),XRF的精确度为±(0.2%～2.0%)；对质量分数＜1%的主量元素(如MnO,TiO2),XRF的精确度为±(2%～5%)。对于微量元素,ICP-MS的精确度高于10%。

泰国晚新生代玄武岩的主微量分析测试结果列于表1。所有样品的烧失量(LOI)为0.44%～1.30%,烧失量值的变化是由于次生含水矿物或蚀变矿物的含量的变化。将数据中的LOI剔除,重新换算成100%,然后使用校正后的数据进行投图。在TAS图解中,大部分样品投在粗玄岩和玄武粗面安山岩中,少量落在碱玄岩和玄武岩区域,所有的样品属于碱性玄武岩系列(图4)。本研究区样品Mg O质量分数(4.09%～9.38%)和相容元素质量分数(Ni为58～240μg/g,Cr为97～346μg/g)变化较大,但是都远低于橄榄岩地幔部分熔融形成的熔体中的质量分数。研究区样品同时富集大离子亲石元素和高场强元素,富集轻稀土,无Eu异常(图5),这与前人研究的泰国和越南晚新生代玄武岩特征类似[23-24]。

3 讨 论

3.1 地幔源区岩性

传统放射性成因同位素研究表明,中南半岛玄武岩地幔源区为两端元混合模式[6,19,21,23-24,27],但对于其地幔的源区岩性还存在争议[15,21,24,33]。前人已成功地利用ωFe/ωMn比值、FC3MS(ωFeOT/ωCaO-3×ωMg O/ωSiO2)参数、CaO含量、ωDy/ωYb及Yb含量等来指示源区的岩性[15,21,24,33-36]。

我们利用全岩主、微量元素组分,结合实验岩石学资料,推断了泰国晚新生代玄武岩的地幔源区岩性。结果表明：1)泰国玄武岩拥有较高的ωFe/ωMn比值(＞60),在ωFe/ωMn-ωMnO图中的投点落在辉石岩源区部分熔融产生的熔体区域内(图6a),与越南玄武岩类似[24,33]；2)大多数泰国玄武岩的FC3MS值＞0.5,且在FC3MS-MgO图中的投点落在辉石岩源区部分熔融产生熔体的区域内(图6b),这与越南玄武岩和夏威夷玄武岩类似[33-34]；3)泰国玄武岩CaO含量低,在CaO-Mg O图中投点落在辉石岩源区部分熔融产生的熔体区域上(图6c),与越南玄武岩类似[33]。根据以上结果我们推断泰国晚新生代玄武岩的地幔中含有辉石岩源区。相对于轻稀土,石榴石中更易富集重稀土元素,因此源自含石榴石地幔源区的玄武岩ωDy/ωYb比值较高且Yb含量较低[37]。

本研究样品ωDy/ωYb比值高(2.3～5.1)且Yb质量分数低(1.26～2.49μg·g-1[21],表明研究区的地幔源区中存在石榴石。此外本研究中的全岩原始岩浆组分计算出研究区地幔部分熔融的温度为1 425～1 442℃,熔融压力为22.3～27.4 kbar,符合由尖晶石二辉橄榄岩到石榴石二辉橄榄岩的转变发生条件[38],表明泰国晚新生代玄武岩的地幔中存在石榴石源区。因此泰国晚新生代玄武岩的地幔源区岩性可能为石榴石辉石岩,这与Yan等[21]利用微量元素模拟分析获得的结论是一致的。

总之,本研究的玄武岩主、微量数据及前人的实验岩石学资料表明,泰国晚新生代玄武岩的地幔源区岩性可能为石榴石辉石岩。

3.2 原始岩浆组分

原始岩浆组分被广泛地应用于估算地幔源区的热力学状态[41-45]。这些样品的MgO和CaO相关关系表明,当全岩Mg O质量分数＜8%时,出现了单斜辉石的分离结晶作用。为了减少单斜辉石分离结晶的影响,我们选取Mg O质量分数＞8%的样品,计算出泰国晚新生代玄武岩样品的原始岩浆组分。原始岩浆的恢复是通过多次向熔体中加入一定比例(熔体和橄榄石质量比为99∶1)Fo值为90.1的橄榄石,直到计算出的橄榄石具有地幔橄榄石的特征为止。假定熔体与橄榄石之间的Fe-Mg配分系数K D=0.31,ωFe2+/(ωFe2++ωFe3+)=0.9,ωFe2 O3/ωTiO2=0.5[15,24]。

利用原始岩浆中的SiO2含量,根据Haase[42]和Albarede[43]中的公式计算出了岩石的熔融压力；利用原始岩浆的MgO含量,根据Herzberg等[40]和Putirka[46]中的公式和方法计算出岩石的熔融温度；利用原始岩浆的Mg O、FeO含量,根据Herzberg等[45,49]以及Putirka[47]中的公式和方法计算出了地幔潜在温度,计算结果见表2。原始岩浆的H 2 O含量是根据Ce分馏校正得到。F(熔融程度)根据Putirka等[41]中的A2方程计算获得。P f1～P f3为熔融压力,其中P f1根据Haase[42]中的方程计算获得；P f2根据Albarede[43]中的方程计算获得；P f3为P f1和P f2的平均值。T 1～T 3为熔融温度,T 1利用Herzberg等[40]计算获得；T2根据Putirka[46]中的方程13计算获得；T 3为T 1和T 2的平均值。T P1和T P2是根据原始岩浆的 Mg O含量通过Herzberg等[44]中的方程以及Herzberg等[40]所计算出的地幔潜在温度；T P3是根据原始岩浆的MgO、FeO含量通过Putirka[47]中的方程计算获得；T P4为T P1、T P2和T P3的平均值。σ为标准偏差。

表2表明泰国晚新生代玄武岩的熔融温度为1 425～1 442℃,熔融压力为22.3～27.4 kbar,与海南岛(1 420～1 530℃,18～32 kbar)和越南南部地区(1 470～1 480℃,29.7～32.8 kbar)相似[15,24]。泰国晚新生代玄武岩的地幔潜在温度范围为1 448～1 467℃,稍低于东侧的越南南部(1 468～1 490℃)[24]以及地幔柱中心部位的海南岛北部(1 500～1 580℃)[15],指示泰国新生代玄武岩源区可能与海南地幔柱有关。泰国地区玄武岩的稍低地幔潜在温度(与海南及越南相比),可能反映了地幔柱物质流在沿着岩石圈流变学边界层往中南半岛之下运移时消耗了部分能量,具体表现在靠近地幔柱中心位置的海南岛地幔潜在温度较高,而在远离地幔柱中心的中南半岛稍低。

3.3 区域构造意义

近来地球物理与地球化学的研究结果均证实了海南地幔柱的存在[6-7,15,21,24,48-49]。地震层析成像研究表明在海南岛和南海下覆地区存在一个近乎垂直的剪切波低速带,该低速带从浅部经过660或1 300 km的不连续带,延伸至1 900 km[50-51]。同时由于海南地幔柱的存在,中南半岛和南海地区新生代玄武岩具有OIB型的特点以及较高的地幔潜在温度(如南海底的地幔潜在温度为1 661℃)[6,15,21,24]。本研究的样品主要为碱玄岩、玄武岩和粗玄岩,微量元素均具有典型的OIB特征(详见文献[21])。同时本研究区的地幔潜在温度(见3.2)与地幔源区性质(石榴石辉石岩源区),均表明该地区的下覆地幔受到了地幔柱作用的影响。综上所示,本研究区的玄武岩特征证实了海南地幔柱已影响至泰国下覆地幔源区。

4 结 论

本研究对泰国晚新生代玄武岩样品进行了地幔源区岩性、原始岩浆成分、地幔潜在温度和熔融条件的研究,获得主要认识：

1)利用全岩主、微量元素地球化学数据并结合相关的实验岩石学资料,推断泰国玄武岩源区岩性可能为石榴石辉石岩。

2)通过恢复原始岩浆成分所计算出的泰国晚新生代玄武岩熔融温度范围为1 412～1 534℃,熔融压力范围为13.3～24.6 kbar,类似于海南岛和越南南部地区。地幔潜在温度范围为1 448～1 467℃,略低于越南南部及海南岛北部,表明泰国晚新生代玄武岩可能是海南地幔柱产生的。

3)本研究支持观点：海南地幔柱已向西影响至包括泰国在内的中南半岛地区。

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