根据幔源岩浆源区特征的研究可以判断中、新生代期间中国东部大陆岩石圈经历了强烈和复杂的深部动力学过程, 从古老克拉通的岩石圈地幔转化成中生代的富集的岩石圈地幔, 新生代再进一步转变成亏损的软流圈地幔.有人将它们分别认定为大陆型、过渡型和大洋型岩石圈地幔, 并将这一转变过程认定为“岩石圈转型” (周新华, 2006).在这一过程中岩石圈减薄是必经的历程.由于岩石圈组成的不均一性和构造背景的差异, 致使不同地区地幔转型启动的时间和表现的方式有所不同.从目前研究看, 辽西在中生代100 Ma左右完成全部转型过程(邵济安等, 2004; 路凤香等, 2005b), 而且是中国东部完成转型最早的地区, 这里保留了十分完整的地壳-岩石圈-软流圈相互作用的岩石-地球化学记录, 再加上辽西珍稀动物群化石的发现和油田的开发, 促使该区累计了大量基础资料, 是研究东部岩石圈演化的窗口性地区.本文重点讨论辽西中生代在岩石圈转型过程中软流圈底辟体脉动式上涌的构造模式.

1.   中生代火山活动的时空分布

研究范围以辽西的北票-义县-阜新-彰武为中心区(图 1), 外围地区包括与辽西接壤的内蒙古的宁城、平庄、开鲁; 吉林的双辽、长春以及辽宁的沈阳、抚顺等地.

图  1  辽西主要断裂分布(辽宁省地质矿产局, 1989)

1.义县组“高镁”玄武岩采样点; 2.阜新组亏损地幔玄武岩; 3.中生代火山沉积盆地

Fig.  1.  Schematic map showing the distribution of main faults in West Liaoning

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1.1   火山活动的构造背景和空间分布

辽西位于华北克拉通和滨太平洋构造带叠加的构造部位上, 研究区四周均为岩石圈断裂所围限.北部是东西走向的赤峰-开原断裂, 是古生代华北板块的北缘断裂(即过去的槽台界线), 东缘是北东走向的郯庐大断裂, 西界是构成大兴安岭重力梯度带边界的白城-八里罕断裂(或称红山-八里罕断裂), 它们都是岩石圈断裂, 南界是锦西-要路沟断裂, 这些断裂构成了本研究区的边界(图 1).在辽西地块的内部还有一条重要的, 与本文讨论的高镁火山岩分布密切相关的凌源-建平-北票-阜新-彰武-法库断裂.以上这些断裂在华北中生代的活化中起到了重要作用, 包括岩浆喷发和盆地的形成.受到断裂活动控制, 该区中生代经历了断陷盆地到拗陷盆地的演化过程, 伴随活跃的地热作用.有些断裂至今还在活动.在华北克拉通活化的中生代, 由于大量深切断裂或裂隙的存在, 致使辽西以快速剧烈的火山喷发为主, 相比之下, 需要相对封闭和热能积累过程的岩浆房难以形成, 因此辽西的深成岩类并不发育.

辽西三叠-侏罗纪火山岩分布在本区中心的建昌-北票地区, 早白垩世火山岩分布在其西侧的建平-凌源和东侧的义县-阜新-彰武一带, 晚白垩世(80~60 Ma) 的火山岩呈环状分布在外围的开鲁、双辽、长春、沈阳等地, 新生代火山活动中心继续向外迁移和扩展, 西至赤峰-西拉木伦河-阿巴嘎, 东至清源-宽甸, 构成一近于对称分布的环状火山岩带(邵济安等, 2004).

1.2   中生代火山活动峰期

辽西火山活动断续贯穿于中生代始终, 义县组(133~115 Ma) 的火山活动最活跃, 在18 Ma中喷发了2 800 m厚的火山岩.在阜新和平庄等地发现了106~100 Ma含地幔包体的、来自亏损软流圈地幔的碱性玄武岩(许文良等, 1999; Zhang et al., 2003; 邵济安等, 2006a), 在完成了岩石圈转型之后, 辽西地区的火山活动基本停止, 火山活动继续向外围邻区转移.

火山活动可以划分为若干峰期, 陈文寄等(1999)曾经对辽西及邻区24个地区近250余件样品采用K-Ar、Ar-Ar、Ru-Sr和U-Pb单矿物年龄等4种不同的测量方法, 划分了4次重要的火山喷发旋回, 其时间段分别为: 190~180 Ma、170~145 Ma (170~160 Ma和150~145 Ma)、135~120 Ma和120~110 Ma.本文讨论的火山岩时限是从晚三叠世至晚白垩世末, 统计了47组中生代火山岩, 可以划分出230 Ma、190 Ma、160 Ma、130~120 Ma、110~100 Ma、80 Ma、60 Ma七个主喷发期, 与陈文寄等(1999)归纳的火山活动规律基本一致, 每期火山活动间隔约20 Ma, 早中生代间隔时间比较长.这种节律性的火山活动是辽西中生代的重要特征.

频繁的火山活动显然与该区特定的构造环境有关.多种地球物理资料的综合研究表明, 现今的辽西以义县为中心仍然保留了软流圈隆起的迹象, 软流圈顶界埋深80~90 km, 莫霍面也相对隆起, 地壳厚30~34 km.在中下地壳中有多个低阻层, 这里的壳幔过渡带经历了强烈的破坏和改造的过程(邵济安等, 2006c).目前与辽西相邻的渤海湾盆地和松辽盆地都是中国东部现今岩石圈最薄的地区.

2.   辽西中生代火山岩岩石-地球化学特征

辽西晚中生代(J₃-K₁) 火山岩有以下3个特征, 特别是与华北同期火山岩对比这些特征更为明显.

2.1   Mg^#值和过渡族元素Cr、Ni含量比较高

在前人文献中对本区火山岩“高镁”的概念有所差别, Grawford et al. (1989)明确将MgO > 8%和SiO₂ > 53%的中性岩石定义为高镁安山岩.也有人将Mg^# > 45的火山岩统称为高镁火山岩(Gao et al., 2004).表 1显示辽西晚中生代大多数代表性火山岩Mg^# > 50.此外, 各种火山岩的Cr、Ni含量相对较高, 分别平均为302 μg/g和112 μg/g.令人关注的是, 火山岩存在相对高硅和高镁的不匹配现象, 有的玄武岩SiO₂含量达51%以上, MgO可达8%~9%, 个别玄武岩MgO为14% (张招崇等, 1994).与此相关, 该区中酸性火山岩中常有含辉石(cpx, opx) 和橄榄石斑晶或斑晶假象的报道(王五力等, 2004).这些特征与燕山地区同期火山岩不同, 以京西髫髻山组中性火山岩为例, 其Cr、Ni含量分别为35 μg/g和34 μg/g, Mg^#为42 (大台幅区域地质调查报告, 1990), 东岭台组酸性火山岩Cr、Ni含量分别为4.7 μg/g和6.6 μg/g, Mg^#为29 (李伍平等, 2000).辽西中生代这些异常现象和原因过去并没有引起足够的重视.

表  1  辽西中生代火山岩的某些组分参数

Table  Supplementary Table   Some composition parameters of Mesozoic volcanic rocks in West Liaoning

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2.2   富集的岩石圈地幔和地壳混染的地球化学记录

辽西中生代230~112 Ma的火山岩Sr-Nd同位素和高Mg^#值和富含过渡族元素Cr、Ni等特征表明岩浆来源于EMⅠ型富集地幔(表 1, 图 2).同时某些微量元素特征比还显示它们具有地壳混染的特征.辽西位于华北克拉通基底之上, 早中生代该区的底侵作用在壳幔过渡带或下地壳形成一套新增生的基性麻粒岩、堆晶岩和闪长岩(Shao et al., 1999, 2000a, 2000b), 构成部分新生的陆壳基底.将本区中生代火山岩的岩石-地球化学组成与之(尤其与闪长岩) 对比时, 可以发现某些反映壳源岩浆的继承性特征, 例如Na₂O/K₂O > 1, 轻稀土富集(La/Yb)_N=8~28, 高场强元素在蛛网图中显示出负异常等.根据Rollinson (1993)发表的资料, 地壳平均的Sr/Y值为36, La/Nb值为1.2~4.4, Nb/U值为10.辽西火山岩Sr/Y比值高(30~50), La/Nb比值界于2.3~4.8, Nb/U值为11.7.反映本区中生代106 Ma之前的火山岩源区具有相当程度的地壳混染.高场强元素Nb、Ta可以灵敏指示源区的性质, 大陆和岛弧火山岩均具有亏损高场强Nb、Ta元素的特征, 辽西以106 Ma为界, 火山岩从Nb、Ta亏损型转变为Nb、Ta富集型特征(邵济安等, 2006a).由于本区从190~106 Ma期间不具有陆缘岛弧带的构造背景和演化历程, 因此辽西中生代亏损高场强Nb、Ta元素只能看作大陆内部火山岩特征.从侏罗-白垩纪火山岩的Ba/Nb-La/Nb图解(图 3) 看, 随时间变新, Nb值逐渐增高.其中130 Ma火山岩的Nb值高, 可能与高镁橄榄玄武岩的源区特征有关.上地幔Nb丰度为6×10^-6, 地壳丰度为19×10^-6, 本区高镁橄榄玄武岩丰度为9×10^-6, 显示玄武岩具有壳幔混熔的特征.

图  2  Sr-Nd同位素组成

Fig.  2.  Sr-Nd isotopic composition

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图  3  辽西火山岩Ba/Nb-La/Nb图解

Fig.  3.  Ba/Nb-La/Nb diagram of volcanic rocks in West Liaoning Province

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2.3   相当部分火山岩的ε_Nd(t)值偏高

华北中生代各类火山岩ε_Nd(t)值绝大多数为负值, 通常小于-10.而表 1却显示辽西中生代100 Ma之前, 存在一套ε_Nd(t)值较高的火山岩, ε_Nd(t)值变化于-6~+2, 这类ε_Nd(t)较高的火山岩分布在早晚中生代各个时段.106 Ma之后, 辽西及邻区的火山岩ε_Nd(t)值明显提高, 大部分为正ε_Nd(t)值.与变化范围比较大的ε_Nd(t)相比, ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (t) 的变化范围相对比较小(0.705 7~0.707 3), 即岩浆源区相对比较年轻, 不富含放射成因Sr.辽西中生代火山岩高ε_Nd(t)现象引起人们极大兴趣, 据此对该区岩浆来源和动力学机制衍生出各种不同的解释.

究竟如何将同时具有上述3个特点的火山岩统一在一个动力学模型中, 是本文关注的焦点.

3.   关于岩石圈演化的不同模型

近年来, 中国东部岩石圈减薄问题成为地学界关注的焦点.辽西自然也成为研究的热点之一, 正是由于该区的深入研究, 不断有新的发现, 围绕这些现象人们主要提出以下3种岩石圈减薄的理论模式:

(1) “加厚下地壳的拆沉和循环”观点.根据北票地区发现的埃达克岩和安山岩(159 Ma) 的高镁特征、接近原始岩浆的Nd同位素值, 以及演化地壳成分和榴辉岩的泊桑比一致的事实, Gao et al. (2004)提出加厚榴辉岩组成的下地壳发生了拆沉作用, 进入软流圈, 随后榴辉岩部分熔融产生的熔体在上升过程中与地幔发生了不同程度的相互作用.

(2) 古蒙古洋板块“俯冲-碰撞”观点.有人认为早侏罗世兴隆沟组高ε_Nd(t)、高²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb (> 38) 的英安岩与古亚洲洋俯冲有关, 即早侏罗世由于蒙古-鄂霍茨克洋的俯冲作用使残留在华北陆块北缘深部的古生代洋壳残片发生部分熔融, 这些熔体在上升过程中与华北陆块北缘上覆的岩石圈地幔发生相互作用, 形成兴隆沟组英安岩浆(李伍平, 2006).也有人根据阜新高镁安山岩(142 Ma) 的发现, 采用“碰撞-构造底垫”模式解释华北克拉通北缘古老的难熔的岩石圈地幔在中生代被古蒙古洋俯冲板片衍生出来的熔体所改造, 导致岩石圈明显减薄和置换(Zhang et al., 2003).

(3) 软流圈小规模的底辟上涌与“岩浆底侵”. 路凤香等(2005b)认为辽西K₁早期由于软流圈的抬升引发岩浆底侵作用, 导致不同深度层次的壳-幔相互作用.辽西近年来关于晚中生代火山岩中地幔捕虏体和捕虏晶的研究, 支持了这种观点(邵济安等, 2005, 2006b).

此外还有其他一些观点, 诸如与古太平洋板块的俯冲, 或与俯冲有关的拆沉作用等, 不一一列举.无论这些观点有何差别, 都积累了大量实际资料, 从不同角度探索岩石圈减薄的原因, 对深化认识无疑都是有启发的.本文正是在前人研究基础上对构造背景进行某些尝试性讨论, 希望增添一种思路.

上述观点尽管不同, 但是共识的基础事实是: 火山岩存在的高ε_Nd(t)、高镁, 以及元素与同位素组成之间不匹配的岩石-地球化学特征(表 1).强调成岩过程中的壳-幔相互作用也是各种推论中共识的一点, 只是对壳、幔物质的来源认识不同: (1)、(3) 两种观点都认为是原下地壳物质.不过, 前者认为榴辉岩组成的下地壳曾拆沉进入软流圈, 壳-幔相互作用是发生在地壳熔体再次上升回到地壳中的过程中.后者认为的地壳物质是来自早中生代增生的下地壳或壳-幔过渡带, 而不是古老的克拉通, 与前者不同之处是, 在底侵作用中它们与来自岩石圈地幔乃至软流圈地幔的上涌岩浆发生了相互作用.第2种观点认为与古老的华北岩石圈发生作用的地幔物质是来自大洋俯冲板块的部分熔融.

如果局限在一个时段看待任何一种说法都有其合理性, 难以取舍.当把这些特征放到辽西火山岩演化的时空格架中, 就会发现高ε_Nd(t)、高镁等岩石-地球化学特征反复多次出现在不同地质时期, 单纯采用某一种机制去解释, 可能会存在时间制约困难.因为不论拆沉还是板块俯冲都难以多次重复.

本文力图从辽西中生代火山岩Sr-Nd同位素时空分布的角度探讨地壳、岩石圈地幔和软流圈地幔三者的相互作用, 并与不同观点切磋、探讨.

4.   辽西中生代火山岩Sr-Nd同位素时空分布

为了说明辽西及毗邻地区火山岩的Sr-Nd同位素时空分布, 表 2收集了40组有年龄依据的中生代火山岩的Sr-Nd同位素数据(表 2), 此外, 还有7组早中生代下地壳形成的闪长岩和它们裹胁的堆晶岩和麻粒岩捕虏体(邵济安等, 2000b) 的Sr-Nd同位素数据, 它们是早中生代地壳增生的年青下地壳组成代表.为说明岩浆演化趋势, 表中还列出6个新生代的数据.

表  2  辽西及邻区中新生代Sr-Nd同位素的时空分布

Table  Supplementary Table   Space-time distribution of the Mesozoic-Cenozoic Sr-Nd isotope in West Liaoning and adjacent areas

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4.1   Nd同位素的时间分布特征

一般认为, ε_Nd(t)< -10, ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb < 18, ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb < 38, 岩浆起源于古老地壳或岩石圈地幔, 反之, ε_Nd(t)接近0, ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb > 18, ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb > 38, 岩浆起源于年青地壳、未分异地幔及略亏损地幔(路凤香等, 2005a).从本区有限的几个Pb同位素值看, 190 Ma岩浆起源于年青地壳(李伍平, 2006), 之后岩浆起源于岩石圈地幔.如果抛开Sr、Pb同位素, 仅从Nd同位素来看, 本区存在高、低ε_Nd(t)值相间出现的情况.

表 2、图 4显示了Nd同位素随时间变化的趋势, 尽管这些测试数据所反映的样本数量只反映人们关注情况而并不反映火山岩发育的程度, 但是结合区域地质演化的其他证据, 特别是20世纪90年代末期陈义贤等人围绕辽河油田开发对辽西及邻区中生代开展的大量系统的研究, 可以确认表 2中火山岩Nd同位素分布的时段和变化规律还是有代表性的.190 Ma、160 Ma、130~120 Ma和110~100 Ma, 每隔30~20 Ma出现一次高ε_Nd(t)的峰值(ε_Nd(t)> -5).而在230 Ma、165 Ma、115 Ma又相继出现几次低的峰值(ε_Nd(t)< -10). ε_Nd(t)值峰期变化与前述的火山活动年龄峰值基本一致(图 4).关于190 Ma、160~130 Ma和110~100 Ma±这3次高ε_Nd(t)峰值的年龄依据是本文立论的重要基础, 有必要对其年代学基础进一步确认.

图  4  中生代火山活动峰期及Nd同位素随时间变化的趋势

Fig.  4.  Peak of volcanic activity and variation trend of Nd isotope with time

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第一阶段190 Ma的Ar-Ar年龄是陈义贤等(1997)取自北票大黑山的, 其中李伍平引用的陈义贤等(1997)的Ar-Ar坪年龄为189.6 Ma, 其等时线年龄为(194.4±1.9) Ma, 相关性较好, MSWD为2.6, 另一个(188.20±7.4) Ma是综合Ar-Ar全熔年龄、坪年龄、等时线及其Rb-Sr、K-Ar等不同方法

测试的年龄选取值.更为重要的证据是: 具有这组年龄的火山岩是被有植物和孢粉化石的北票组(J₁b) 煤系地层平行不整合覆盖, 同时又角度不整合于震旦系和中三叠统之上, 野外调查结果与辽宁省区域地质志(1989)的描述是一致的.

第二阶段(160~130 Ma), 其中159 Ma的锆石U-Pb法年龄具有比较坚实的同位素年代学基础, 其结果发表在Nature杂志(Gao et al., 2004).133 Ma是取自北票新开岭义县组底部的橄榄玄武岩年龄, 该年龄有多组不同方法测定结果相佐, 也有上、下相邻层位年龄的制约.其中以彭艳东等(2003)结合区域1∶5万地质调查进行的年龄测定结果最为系统和最有说服力.年龄测定的对象是义县组第一亚旋回直接覆盖在义县组底砾岩之上的玄武岩, 底砾岩之下的上侏罗统土城子组火山灰的19组透长石单晶的⁴⁰Ar/³⁹Ar年龄是139.4 Ma (Swisher et al., 2002), 玄武岩的K-Ar年龄为(133.3±2.6) Ma、(133.6±2.6) Ma, 激光微区⁴⁰Ar/³⁹Ar法给出的相关性很好的Ar-Ar等时线年龄是(132.9±4.5) Ma.玄武岩层上覆的第二亚旋回含珍稀动物化石的湖相沉积层年龄是125~127 Ma.与以上这三阶段年龄对应的Nd同位素分别在中国科学院广州地球化学研究所、中国科学院地质与地球物理研究所测定.

第三阶段110~100 Ma±的年龄是由4组重复性较好的同位素年龄所佐证的(表 2), 其中(105.5±0.5) Ma的Ar-Ar等时线年龄是在伯克利地质年代中心测试的(Zhu et al., 2004).这套玄武岩不整合在义县组之上, 并有生物地层学年代控制(陈文寄等, 1999).

高ε_Nd(t)火山岩的存在, 暗示着中生代曾经发生过亏损的软流圈与富集岩石圈地幔的熔体混合, 高、低ε_Nd(t)值相间出现则表明这种混合是阶段性的, 上涌的软流圈熔体也是间歇性的, 本文将这一特定过程概括为“软流圈底辟体的脉动式上涌”.106 Ma之后, 尽管辽西还继续发生软流圈岩浆的脉动式上涌, 但是已结束了与岩石圈地幔熔体的混合历史, 标志着此时岩石圈的大规模的拉伸和软流圈上隆, 导致岩石圈的明显减薄过程已接近完成.

4.2   Sr-Nd同位素的空间分布特征

与前述火山岩分布相关, 106~100 Ma阜新组的正ε_Nd(t)火山岩分布在辽西朝阳-北票-义县组火山活动中心东、西两侧的阜新和平庄地区, 早白垩世末期80 Ma和新生代火山岩依次向外拓展, 构成一个以辽西为中心向四周扩散的环状构造(图 5).如果将这些来自亏损软流圈地幔的正ε_Nd(t)火山岩看作上涌的软流圈底辟体, 那么, 它们的时空分布将勾画出软流圈熔体不断上涌、并在平面上不断扩展的四维卡通.如此完整的环状构造应该看作中国东部中、新生代大陆动力学的典型构造.

图  5  辽西及邻区中新生代火山岩的环状分布

Fig.  5.  Ring-like distribution of Mesozoic-Cenozoic volcanic rocks in Weste Liaoning and adjacent areas

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5.   软流圈热底辟体的脉动式上涌和地壳-岩石圈地幔-软流圈的相互作用

本文正是在参考前人关于辽西中生代火山岩研究成果和理论模式的基础上, 从Sr-Nd同位素演变的角度对该区岩石圈演化模式提出新的思路.即在190 Ma以来, 在230 Ma底侵作用形成的年轻陆壳基础上, 曾多次发生软流圈热底辟体的脉动式上涌, 并与富集岩石圈地幔的熔体混合, 形成短暂的高ε_Nd(t)火山岩喷发, 之后很快又被地壳-岩石圈来源岩浆所代替, 因此火山岩ε_Nd(t)值随时间变化的曲线是非对称的曲线(图 4).

近年来开展了辽西中生代火山岩的捕虏晶研究, 在160 Ma、130 Ma、120 Ma的高镁的玄武岩、安山岩和玄武安山岩中发现橄榄石和单斜辉石的正环带结构, 以及部分具有反环带结构的单斜辉石(所谓正环带是指从中心到边缘MgO、NiO、FeO、SiO₂含量递减, MnO、Cr₂O₃递增, 反环带反之), 前者属于中生代地幔辉石岩或橄榄岩解体的矿物, 它们作为捕虏晶与寄主玄武岩快速发生不平衡反应, 形成环带结构, 同时也表明本区特征的所谓“高镁火山岩”的镁是捕虏晶贡献的(邵济安等, 2005); 反环带结构的单斜辉石是壳、幔两种熔体相互作用的产物, 核心相对低镁单斜辉石的稀土元素研究, 证明其来源于新增生的底侵麻粒岩, 外环高镁辉石来源于岩石圈地幔熔体.令人关注的是, 正、反两种环带的辉石均发现高镁与低镁环带呈韵律变化的现象, 反映高镁岩浆的涌动式补给(邵济安等, 2005).此外在115 Ma高镁的玻基方辉安山岩中发现有富集Cr、Ni、Co元素并具有N-MORB配分型式的斜方辉石, 推测除了壳-幔熔体之外, 还可能有来自亏损软流圈地幔的熔体参与岩浆的形成(邵济安等, 2006b).因此, 辽西中生代火山岩浆形成过程是地壳-岩石圈地幔-软流圈三种端元相互作用的结果.随着圈层演化和热界面的抬升, 这三者所起的作用有所变化, 最后在100 Ma前后转化为以软流圈来源的岩浆为主.

上述这种软流圈热底辟体脉动式上涌的设想可以兼顾“地壳拆沉-循环”、“洋-陆或陆-陆俯冲”、“碰撞-构造底垫”等模式中强调的年轻陆壳与地幔相互作用的观点, 也可以克服这些模式的某些局限性, 例如拆沉机制、俯冲机制以及与区域地质背景之间的矛盾, 可以解释反复出现的高ε_Nd(t)值的现象.当然, 这种模式还有待于进一步证实和完善.