地球学报ACTA GEOSCIENTIA SINICA1999年　第20卷　第3期　Vol.20  No.3  1999

中国东南大陆边缘中新生代地幔柱活动的岩石学记录*

毛建仁　陶奎元　邢光福　杨祝良　赵　宇　

摘　要　东南大陆边缘华北陆块与扬子陆块的碰撞造山以及华夏陆块西南部离散块体拼合(230～150Ma)，是受中特提斯消减作用的影响，其后叠加了古太平洋对古欧亚大陆的伸展—走滑—扩张(145～70Ma)，新生代后研究区进入了大陆裂谷期。从晚中生代—新生代，岩浆来源由上地壳源—中下地壳源—大陆岩石圈地幔源—软流圈地幔源，构成了一个漫长而巨大的构造岩浆旋回。145±5Ma和20±5Ma两次重要的地质转换是联系板块构造和幔柱构造的纽带。
关键词　岩石学记录　幔柱构造　东南大陆边缘

　　中国东南大陆边缘新生代岩浆作用以玄武质火山活动为主，其构造环境为大陆裂谷机制的认识目前尚无争议。近年来不少学者提出玄武质岩浆活动与幔柱构造有关［1，2］。对以中酸性火山-侵入活动为主的中生代岩浆作用的构造环境争议较大。历来就有与古太平洋俯冲作用有关或不存在俯冲作用的争议［3，4］，俯冲作用中又有俯冲带的朝向和位置等问题［5，6］，争议始终存在。已有大量资料表明，东南大陆边缘中新生代经历了一系列复杂构造演化事件，包括陆内俯冲碰撞岩石圈增厚期(230～155Ma)，拆沉、底侵和伸展期(145～125Ma)，扩张裂解期(125～70Ma)，以及大陆裂谷期(60～50Ma，20～10Ma)。这些构造演化事件相应地都具有特定的岩石学记录。因此，利用这些岩石学记录，探讨这些构造演化事件与深部地幔柱和板块构造的关系已是一个重要的研究热点。

1　中生代岩浆作用的基本特征
1.1　中生代火成岩带空间分布的独特性
　　东南大陆边缘大致以江山—绍兴断裂为界，北部为扬子陆块，南部为华夏陆块。中生代多阶段岩浆作用叠置在两个基底性质明显不同的构造单元上。扬子陆块中生代火成岩带大致呈EW-NWW向展布，而华夏陆块中生代火成岩带主要呈NE向展布。因此，任何一种简单的古太平洋板块向古欧亚大陆俯冲的模式，都无法解释中生代火成岩带空间分布的独特性。
1.2　中生代岩浆作用经历了早期挤压向晚期扩张构造机制的转换
　　东南大陆边缘中生代岩浆作用的一个显著特点，即经历了早期陆内碰撞挤压到晚期伸展扩张的转变［7］。中生代火成岩精确的同位素定年表明，230～200 Ma是华北与扬子陆块的碰撞以及华夏陆块西南部离散块体的拼合导致岩石圈增厚期［8，9］。强烈的逆掩推覆和地壳多次叠覆致使华南陆壳广泛重熔形成壳源型花岗岩和火山岩［10］。现有可靠的年龄资料表明，230～190 Ma和165～150 Ma是华夏陆块内两期重要的陆内俯冲碰撞岩石圈增厚期。研究区岩石圈大面积伸展减薄发生在145 Ma之后，东南大陆边缘中生代代表性岩体的同位素年龄见参考文献［10］，晚中生代岩浆作用大致可分为两个阶段，145～125 Ma的底侵伸展期和125～70 Ma扩张裂解期。142～139Ma玄武质岩脉的存在①是东南大陆地壳开始底侵扩张的标志。由此可见，中国东南大陆边缘从早期挤压向晚期扩张机制转换的时间约145±5Ma。
1.3　不同构造演化事件具特定的岩石学记录
　　总体来讲，陆内俯冲碰撞岩石圈 增厚期(230～190Ma，165～155Ma)形成壳源型花岗岩类；底侵伸展期(145～125Ma)形成壳幔混合源火山-侵入杂岩；扩张裂解期(125～70Ma)形成幔源为主的双峰式和橄榄安粗岩系火山-侵入杂岩、A型花岗岩和大量基性岩脉。但是，发生在扬子陆块和华夏陆块上的中生代岩浆作用有较大差异，笔者将两者的异同性概括于表1：①两陆块经受早期挤压向晚期扩张构造机制转换的一致性，②两陆块内岩浆活动阶段的一致性，反映了大致相同的动力源；③两陆块内岩浆活动阶段延续时间差异性，扬子陆块为什么缺失190～155Ma的岩浆活动记录，是目前没有发现，还是确实不存在?这一问题有待进一步研究；④中生代岩浆作用产物和成矿作用方面的差异性，扬子陆块以中性岩为主，成矿以Fe、Cu为主，华夏陆块则以酸性岩为主，成矿以Cu、Pb、Zn、Sn为主；⑤两陆块晚中生代岩浆作用源区的差异性，推断主要受两陆块的岩石圈结构组成、岩石圈厚度以及陆内俯冲碰撞等滞后的深部构造效应的差异性所影响。因此，解释中生代岩浆作用的特征，不应忽视华北板块与扬子陆块碰撞造山作用以及华南大陆西部离散块体的拼合作用。

表1　扬子陆块和华夏陆块内中生代岩浆作用对比

扬子陆块中生代岩浆作用：软流圈与岩石圈地幔的相互作用，下地壳混染 华夏陆块中生代岩浆作用：岩石圈地幔与中下地壳相互作用，上陆壳混染
230～200Ma：扬子陆块与华北陆块碰撞 230～190Ma：华夏陆块西南部离散块体的碰撞；
壳源型花岗质火山-侵入杂岩
　 190～176Ma：碰撞后的局部拉张；高钛双峰式玄武岩-英安岩
　 165～155Ma：大规模陆内挤压；壳源花岗质侵入岩
经过约50～60Ma造山带岩石圈根的重力拆沉等深部调整机制 经过约10Ma±深部调整机制，由挤压向伸展扩张，转换时间约145±5Ma
145～125Ma：高钾富碱钙性闪长岩类 145～125Ma：高钾钙碱性英安流纹质火山-侵入杂岩
125～100Ma：大陆伸展扩张；橄榄安粗岩系粗安岩-粗面质火山-侵入杂岩 125～100Ma：大陆伸展扩张；低钛双峰式玄武岩-英安岩、流纹质火山-侵入杂岩
＜92Ma：大陆扩张增强；碱性假白榴石响岩 ＜92Ma：大陆扩张增强；A型花岗岩和大量基性岩脉

2　中新生代幔柱构造的岩石学记录
　　晚燕山期(130～70Ma)，东南大陆边缘发育双峰式火山活动和基性岩脉，这些玄武质岩石的Isr值为0.70506～0.7106，εNd(t)值为-1.67～-9.75，与双峰式火山岩中流纹岩的数值(Isr值为0.7042～0.7116，εNd(t)值为-2.31～-7.4)接近［10］。已存在由幔柱构造引发的大陆岩石圈地幔部分熔融事件，形成的玄武质岩浆底侵下地壳，诱发中下地壳广泛熔融，形成大规模壳幔混合源的酸性岩浆作用。
　　大约56 Ma，印度板块开始向东朝欧亚板块推挤［11］，在东南大陆边缘形成一系列半地堑盆地，由此进入大陆裂谷期。该时期形成了早第三纪(50～60Ma)拉斑和碱性系列共存的石英拉斑玄武岩和橄榄拉斑玄武岩，岩石的Isr值为0.70376～0.70476，εNd(t)值为-2.7～-4.6。推断地幔柱头部物质上升，促使大陆岩石圈地幔熔融，并在东南大陆边缘的45～55km深度内形成一厚薄不均的高导电层，成为早第三纪玄武岩的主要聚集带。
　　约32Ma，南海开始扩张，23Ma左右南海扩张发生旋转，形成EW向中央海盆，在东南部洋陆过渡带发育晚第三纪(20～10Ma)拉斑系列和碱性系列玄武岩，主要岩石类型为橄榄拉斑玄武岩、碱性橄榄玄武岩和碧玄岩。这些玄武岩类的地球化学组成比较均一，同位素组成变化范围小，Isr值为0.70335～0.70447，εNd(t)值为+3.3～+8.2，大部分集中在+4～+6，通常认为:来源于岩石圈地幔玄武岩的εNd(t)≤+3，来源于软流圈地幔玄武岩的εNd(t)≥+3［12］，显然华南晚第三纪玄武岩来源于软流圈地幔源，相当于地幔柱中与大陆岩石圈 地幔混染较小的核部。
　　将研究区130～70Ma，60～50Ma和20～10Ma 3个不同阶段玄武岩投影于图1中，3个阶段玄武岩明显分成3个区间，反映来自3个化学组成有明显差异的地幔端员，并且在同一地区(如浙东、苏北和上海地区)3个不同时代玄武岩类Nd、Sr同位素有明显差异。如苏北地区晚白垩纪(120～110Ma)玄武岩的Isr值为0.7057～0.7067，εNd(t)值为-6.0～-7.19，早第三纪(55～38Ma)玄武岩的Isr值为0.7046～0.7047，εNd(t)值为-3.2～-4.6，晚第三纪(16～9Ma)玄武岩的Isr值为0.7033～0.7036，εNd(t)值为+4.9～+5.1，又如上海地区晚白垩纪(95.8～76.6Ma)安山玄武岩的Isr值为0.7075～0.7088，εNd(t)值为-5.2～-5.7，第三纪(59Ma)，玄武岩的Isr值为0.70560，εNd(t)值为+1.54，晚第三纪(26.7～18.7Ma)玄武岩的Isr值为0.7039～0.7040，εNd(t)值为+5.01～+5.13，类似的实例在浙闽沿海也存在。白垩纪(130～70Ma)玄武岩来源区相当于有地壳沉积物卷入的陆下岩石圈富集型地幔(EM2)，早第三纪玄武岩来源区相当于含重循环古俯冲物质陆下岩石圈富集型地幔(EM1)，而晚第三纪玄武岩类则来源于略亏损的通用地幔(PREMA)。可见玄武岩来源从白垩纪的陆下岩石圈富集型地幔(EM2)经早第三纪明显的过渡型地幔至晚第三纪略亏损通用地幔，随着扩张程度增强，软流圈地幔柱的贡献增大，而陆下岩石圈地幔作用程度减弱，长期以来，由于第三纪后中酸性岩浆作用及其有关矿床完全消失，许多地质学者习惯于将新生代构造-岩 浆演化划为一个新阶段。实际上中、新生代玄武质岩浆活动在时间上并没有明显间断，在物质来源方面具继承性，将中、新生代构造演化事件隔离开来的认识，不利于深入了解中、新生代岩浆作用在深部构造方面的联系，因而是不全面的。相反，新生代玄武岩由岩石圈地幔源向软流圈地幔转换的地质意义却尚未引起中国地质学家的重视。

    图1　中国东南部不同时代玄武岩的εNd(t)-Isr值图解

3　中新生代幔柱构造地球物理证据
　　地球物理反映的深部构造信息进一步验证了研究区存在热幔柱的论点。东南大陆地壳P波波速结构表明，上地幔顶部速度Vp都在7.85～7.92 km/s，下地壳有厚达7～10 km的低速层(7.21～7.40 km/s)，中地壳有厚度大于4 km的低速层，下地壳存在较厚的高速壳幔混合层，为热地幔柱所熔融的玄武质岩浆底侵层，中地壳低速层为岩浆贮存带。
　　研究区S波三维速度结构显示，在东南大陆边缘下地壳厚达20 km，Vs速度高达3.9～4.0 km/s，软流圈埋深界面由内陆的78km向沿海变浅至47～56 km。在100 km以下出现垂直梯度的突变带，靠大陆一侧是Vs值为4.4～4.7 km/s的高速层，靠沿海一侧Vs值为4.0～4.1km/s的低速层，其延深深度超过240 km，表明在东南沿海存在深达软流圈地幔的柱状通道，并与上部地壳热点火山活动和岩体侵入位置对应［13，14］。
　　在Vs波层析成像的平面图上显示，在100 km、150 km和200 km深度都呈现出柱状高热低速异常(速度扰动值为-4.0%，热流值大于80mW/m2)，反映研究区存在地幔柱。研究区K1-K2、E和N 3个不同时代的玄武岩，是地幔热边界层不稳定产生的热地幔柱在板内热点的岩石学记录。随时代变新，热地幔柱所捕获的岩石圈地幔组分减少，裂谷带上热点逐渐向东迁移，直至晚第三纪(20～10Ma)代表了地幔柱未期相(或称核部)，成分相当于PREMA的亏损地幔柱直接快速喷出地表，极少与岩石圈地幔混染［15］，同时反映了扩张程度不断增强，地热状况由热转冷的地质演化过程。

4　深部构造机制的几点思考
　　根据上述论点，笔者引发以下几点思考：
　　(1)中国东南大陆边缘华北陆块与扬子陆块的碰撞造山以及华夏陆块西南部离散块体的碰撞拼合(230～150Ma)，及其后的山根拆沉和软流圈物质上升等深部构造效应［5，6］，应归属中特提斯海消减作用的构造影响。
　　(2)古太平洋板块对古欧亚大陆的构造影响不是简单的正向俯冲，而是伸展—走滑—扩张(145～70Ma)，特提斯和古太平洋两种构造体系的叠加，构成了东南大陆边缘中新生代构造演化的动力学背景，两种构造体系的转换时间约145±5Ma。
　　(3)中国东南大陆边缘自230～150Ma经历了挤压构造机制后，一直处于伸展扩张过程，而且随时代更新，扩张程度增强，岩浆来源加深，地壳生长由内陆向洋增生迁移，岩浆来源由上地壳源→中下地壳源→大陆岩石圈地幔源→软流圈地幔源，构成了一个漫长而巨大的构造-岩浆作用旋回，每一次岩浆来源的加深和成分变化，都与代表性的构造事件相关。
　　(4)陆内俯冲碰撞造山后，由挤压向扩张构造机制的转换(145±5Ma)以及新生代玄武岩由大陆岩石圈 地幔源向软流圈地幔源的转换(20±3Ma)，是两次具重要地质意义的转换，两次转换的深部构造机制将是联系板块构造和幔柱构造的纽带。
　　感谢谢窦克、邓晋福和王鹤年教授对完成本文所给予的鼓励和帮助。

*本项目为地质矿产部“九五”重大基础研究项目资助
①与李献华私人通讯

作者简介：毛健仁，男，1951年生，研究员，从事火山地质研究；邮编：210016
作者单位：中国地质科学院南京地质矿产研究所

参考文献
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