华南河源盆地玄武岩年代学与地球化学：大陆裂谷作用新证据

Geochronology and Geochemistry of Basalts in Heyuan Basin： New Evidence for Continental Rifting in South China

摘要

为揭示华南沿海中‒新生代裂谷盆地中的火山岩形成时代及机制，对河源盆地玄武岩开展全岩⁴⁰Ar/³⁹Ar测年及地球化学分析.首次精确限定河源盆地玄武岩喷发于白垩纪‒古近纪（K⁃Pg）界线附近（68.65~64.52 Ma），具有钠质亚碱性拉斑玄武岩特征.结果显示，河源盆地玄武岩具有低Mg、K、Ti，高Na、Al，轻稀土轻微富集（（La/Yb）_N=4.48~6.68）的特征，无明显Eu、Ce、Nb、Ta异常，但具有正Ba、Th、U异常及负P异常，关键元素比值高于原始地幔（Th/Yb=1.72~1.15，Th/Nb=0.20~0.21， Hf/Th=1.13~1.35），Sr⁃Nd同位素比值为I_Sr=0.704 97~0.706 76，ε_Nd（t）=0.11~1.55，指示其岩浆来源于亏损地幔受到了一定程度的壳源物质富集或者混染，形成于大陆裂谷环境.结合前人对华南裂谷盆地火山岩的年代学和地球化学研究结果，认为南海北部陆缘存在一条NE⁃SW向大陆裂谷，其形成可能与古太平洋板块后撤作用密切相关.

Abstract

The formation and geodynamic setting of Mesozoic-Cenozoic volcanic rocks in the basins along the South China coast remain controversial, traditionally attributed to either Paleo-Pacific subduction or South China Sea spreading.Focusing on NE-trending fissure-erupted basalts from the Heyuan Basin, this study uses ⁴⁰Ar/³⁹Ar dating to constrain their eruption ages to 68.65-64.52 Ma. These ages coincide with the Cretaceous-Paleogene (K-Pg) boundary.Geochemically, the basalts exhibit sodic subalkaline tholeiitic characteristics (SiO₂=47.43%-52.67%), with low Mg, K, and Ti but high Na and Al contents. Their rare earth element (REE) patterns indicate slight light REE(LREE) enrichment ((La/Yb)_N=4.48-6.68), lacking significant Eu, Ce, Nb,or Ta anomalies, but displaying positive Ba, Th, and U anomalies and a negative P anomaly. Key elemental ratios (Th/Yb=1.72-1.15, Th/Nb=0.20-0.21, Hf/Th=1.13-1.35) suggest derivation from a depleted lithospheric mantle source with crustal contamination, formed in a continental rift setting.The Sr-Nd isotopic compositions (I_Sr=0.704 97-0.706 76， ε_Nd(t)=0.11-1.55) indicate that the Heyuan basalts originated from a mixture of depleted mantle and enriched lithospheric mantle components. Regional comparisons with coeval basalts from the Nanxiong, Lianping, and Sanshui basins reveal an NE-SW trending continental rift system along the northern South China margin. This rifting episode likely responded to back-arc extension triggered by Paleo-Pacific plate rollback.

Graphical abstract

关键词

华南 / 河源盆地 / 玄武岩 / ⁴⁰Ar/³⁹Ar年代学 / 大陆裂谷 / 古太平洋板块后撤 / 恐龙灭绝 / K⁃Pg界线 / 地球化学.

Key words

South China / Heyuan Basin / basalt / ⁴⁰Ar/³⁹Ar geochronology / continental rifting / Paleo⁃Pacific rollback / dinosaur extinction / K⁃Pg boundary / geochemistry

0 引言

华南板块位于太平洋和特提斯两大构造域的交接部位，东临太平洋板块，西南为印度板块，是全球构造‒岩浆活动最活跃的地区之一（图1a），也是研究活动大陆边缘构造‒岩浆作用、壳幔过程和板块俯冲的天然实验室（Zhao and Cawood， 2012； 张国伟等， 2013； 李三忠等， 2018； 虞鹏鹏等， 2023； 李建华等， 2024）.中生代以来，华南板块经历了从古特提斯构造域向太平洋构造域体制的转变.受控于古太平洋板块的俯冲作用，华南东部演变为一个安第斯型活动大陆边缘，发生了强烈大陆再造，并伴随巨量岩浆活动和爆发式成矿作用，形成>1 000 km宽的大陆变形系统和长英质岩浆岩带（Zhou and Li， 2000； 张岳桥等， 2012； Mao et al.， 2013）.之后随着太平洋板块后撤、南海拉张等多期次构造事件（李三忠等， 2018），华南板块南缘产出一系列NE⁃SW向中‒新生代盆地，如三水盆地、河源盆地、连平盆地及南雄盆地等，并伴随有不同程度的火山活动，记录着华南板块南缘中‒新生代构造体制转换的关键信息（Zhou and Li， 2000；杜商岚等； 2022； 张敏等， 2024）.

这些盆地内的火山岩特别是玄武岩为研究华南边缘中新生代的构造演化提供了重要的岩石学和地球化学探针.前人对三水盆地、南雄盆地及连平盆地地层、火山作用及构造演化等方面进行了大量的研究（邹和平等， 1995； Chung et al.， 1997； 付建明， 1997； 朱炳泉等， 2002；董月霞等， 2006； 肖龙等， 2006； Huang et al.， 2013； 张维和方念乔， 2014； 杜商岚等， 2022； Wang et al.， 2022，2023； 张敏等， 2024），3个盆地玄武岩喷发于76~54 Ma（张煜和方念乔， 2021；Wang et al.， 2023），多数学者认为这些玄武岩具有板内碱性、亚碱性玄武岩特征（Zhou et al.， 2009； 杨锦等， 2022； Wang et al.， 2023），具有大陆裂谷特征，并提出南海北缘存在威尔逊旋回早期的裂谷盆地（董月霞等， 2006； 肖龙等， 2006； 张煜和方念乔， 2021）.但前人对裂谷盆地的范围、方位和精确的演化时间缺少研究.河源盆地位于南雄盆地与三水盆地之间，受控于河源‒邵武断裂.前人对该盆地玄武岩年代学及地球化学研究相对薄弱，缺少对火山活动精确年龄的限定（杜商岚等， 2022； Wang et al.， 2022），限制了对整个华南地区中新生代盆地的形成与晚中生代以来构造演化的深入理解.

本研究对河源盆地玄武岩开展了详尽的野外地质调查，勾勒了河源盆地玄武岩产出状态，并利用全岩Ar⁃Ar方法精确测定了玄武岩的喷出年龄，很好地补充了南雄盆地与三水盆地裂谷型火山岩年代上间隙，并通过全岩地球化学讨论了玄武岩性质及大地构造环境，为华南板块南缘新生代裂谷盆地的范围、方位和精确的演化时间提供了新的依据.

1 区域地质背景

华南板块位于欧亚大陆东南缘，其东临太平洋板块，北连秦岭‒大别造山带，西接龙门山和三江造山带，西南缘通过红河断裂与印支板块相连（图1a）.华夏地块位于华南板块的东南部，在新元古代沿江山‒绍兴断裂带与扬子地块聚合形成统一的华南板块（Zhao and Guo， 2012； 蒋少涌和马盈， 2024）.之后，华南板块经历了广泛的裂谷作用形成南华盆地，其可能与新元古代罗迪尼亚（Rodinia）超大陆裂解有关.显生宙以来，华南板块先后经历了至少三期重要的构造‒岩浆‒变质事件，分别为早古生代的加里东造山运动（460~400 Ma）、早中生代的印支运动（240~210 Ma）和晚中生代的燕山运动（190~90 Ma）（Zhou et al.， 2006； Li and Li， 2007； Wang et al.， 2013）.侏罗纪‒早白垩世华南板块经历了本区最为强烈的构造‒岩浆‒成矿事件，是一个成岩大爆发时代（Zhou et al.， 2006； Mao et al.， 2013）.前人对该时期构造演化认识分歧很大，产生了诸多构造演化模型，主要包括盆岭构造（Gilder et al.， 1991）、三叠纪阿尔卑斯型陆陆碰撞（Hsu et al.， 1990）及古太平洋西向俯冲模型（Li and Li， 2007； Mao et al.， 2013； Wang et al.， 2013）等，目前被较多学者接受的是古太平洋板块西向俯冲模型.晚白垩世以来，俯冲带朝洋跃迁，导致新的海沟与日本弧之间处于拉张应力状态（舒良树， 2012），整个中国东部陆内全面进入构造伸展期，以发育大量断陷盆地及非造山碱性花岗岩体和基性岩脉为特征（Zhou et al.， 2006； 张岳桥等， 2012）.

河源盆地位于广东省东部，受控于北东走向的河源‒邵武断裂和紫金‒博罗断裂，总体呈北东‒南西展布，面积约790 km²（图1b），与周缘地层和岩浆岩呈不整合接触（图1b；凌秋贤和张显球， 2002），是华南板块南缘晚中生代伸展断陷盆地体系的重要组成部分.河源‒邵武断裂带是北西侧控盆断裂，呈北东走向，倾向南东，倾角多为30°~50°，发育宽10~100 m的构造角砾岩或硅化岩带（图1b），具有多期活动的特征.紫金‒博罗断裂带控制了河源盆地东南沿边界，延长超过300 km，倾向南东，具有走滑逆冲的特征.

河源盆地及其周缘出露的地层与华夏地块南部出露的地层相似（Wang et al.， 2013），除志留系和奥陶系外，其他地层都有出露，从老到新依次为震旦系、寒武系、泥盆系、石炭系、二叠系、三叠系、侏罗系、白垩系、古近系、新近系和第四系，总厚度大于 21 800 m.自古生代以来，研究区经历了多期次剧烈岩浆侵位事件，出露有燕山期花岗岩、中晚侏罗纪至早白垩纪火山岩、中新生代玄武岩以及大量岩脉等（旷健等， 2020；张敏等， 2021，2024；Wang et al.， 2022）.

河源盆地内主要沉积了晚白垩世三水组、大塱山组及古近纪莘庄村组（图1b）.晚白垩世三水组和大塱山组为一套山麓‒河湖相沉积地层，上部以紫红色泥质粉砂岩、粉砂岩、含砾砂岩为主，沉积韵律明显；中部为暗紫红色中厚层‒巨厚层层状粉砂岩、含砾砂岩；下部以紫红色泥质粉砂岩、灰白色含砾砂岩、粗砾岩为主，以巨厚层底砾岩为标志层，以角度不整合覆于晚古生代地层之上，总体呈北东走向，倾向北西，局部产状变化较大，厚度900~ 1 048 m（张敏等， 2024）.古近纪莘庄村组为一套由砖红色、紫红色中厚层状含砾砂岩和粉砂岩互层所组成的陆相粗碎屑岩建造，上部以粉砂岩、泥质粉砂岩为主，中部为砂岩与粉砂岩互层，间夹含砾砂岩，下部以砂岩、含砾砂岩为主，底部为含砾砂岩夹玄武岩.该组地层产状较为平缓，不整合覆于大塱山组之上，厚度209~1 150 m（张敏等， 2024）.

2 野外地质与岩相学特征

河源盆地玄武岩总体上呈北东走向的带状出露于河源盆地中央，延长超过40 km，出露面积约为30 km²（图1b），围岩为白垩纪大塱山组和古近纪莘庄村组红色碎屑岩建造.在杨村镇、观音阁镇天井塘北东侧的牛筋岭地区均有玄武岩的出露，大致呈北东向展布，地貌上呈现若干个环状凸起，呈盾状火山形态，直径为400~500 m，高30~50 m，从边部向火山口依次出露玄武岩、气孔状玄武岩、杏仁状玄武岩、辉绿辉长岩等岩性，在火山口中部残积土还残存有火山弹，火山弹直径10~20 cm.

玄武岩呈青灰‒灰黑色致密块状（图2a，样品T095⁃2），岩石风化呈橙黄色，岩石中矿物粒径<0.5 mm，含少量气孔或杏仁体（图2b，样品T034）.气孔孔径3~10 cm；杏仁体含量少（<5%），呈椭圆球状，长轴2~5 mm，主要由石英组成.岩石的主要矿物为斜长石（65%~70%）和单斜辉石（30%~35%），呈间粒结构（图2d、2e），副矿物主要为磷灰石.斜长石呈半自形板状，粒度多为0.2~0.5 mm，局部被绢云母及黝帘石交代.单斜辉石半自形‒他形柱状，粒度多为0.02~0.1 mm，局部被绿泥石和磁铁矿交代，部分为假象（图2d）.

杏仁状玄武岩呈青灰色、灰黑色，为微晶‒隐晶质结构（图2c，样品T095），发育大量杏仁体或气孔，呈椭圆形、不规则状，大小一般2~15 mm，星散状分布或定向排列，气孔填充矿物为方解石、绿泥石、石英和沸石（图2f）.主要矿物为斜长石（55%~60%）、单斜辉石（30%~40%）及橄榄石（5%~10%）（图2c、2f）.斜长石半自形板状，粒度多为0.1~0.2 mm，局部被绢云母交代.单斜辉石呈半自形‒他形，柱状，粒度多为0.01~0.1 mm.橄榄石半自形‒自形粒状，粒径0.01~0.05 mm，大部分被伊利石交代，镜下呈红褐色（图2f）.

3 样品描述和分析方法

3.1　全岩主微量元素分析

全岩测试样品采自玄武岩盆地中球形风化新鲜样品杏仁状玄武岩（T034、T095）和玄武岩（T095⁃2）.样品T034采集于E114°34′29″、N23°28′10″；样品T095和T095⁃2采集于E14°30′59″、N23°27′21″.所有样品均选取弱蚀变样品进行分析测试，杏仁状玄武岩剔除杏仁体后再进行分析测试.所有样品粉碎至200目粉末并保证混合均匀，粉碎过程保证无污染，然后称取适量粉末样品进行全岩主微量元素测试.

样品的主微量元素测试均在澳实分析检测（广州）有限公司矿物实验室完成.主量元素采用硼酸锂/偏硼酸锂熔融，X射线荧光光谱法（XRF）分析，精度优于0.5%.微量元素和稀土元素采用多酸（四酸）消解，电感耦合等离子体质谱分析（ICP⁃MS），相对标准偏差小于5%.结果见附表1.

3.2　全岩氩氩测年

本研究选取了上述玄武岩样品（T095⁃2）和杏仁状玄武岩样品（T034）开展全岩氩氩测年.

全岩氩氩测年分析将所选样品经粉碎后用稀硝酸（5%）浸泡以去除碳酸盐，然后用去离子水在超声波清洗器中清洗，置于80 ℃烘箱中烘干.待测样品和标准样品（ZBH⁃2506北京房山花岗闪长岩黑云母，其年龄为132.7 Ma）（王松山，1983）及FCs国际标样（28.201 Ma；Kuiper et al.， 2008），用铝箔包装成直径约5 mm的小圆饼或圆柱，装入石英管中.为了准确获得样品的照射参数J值，铝管两端装标样，且每隔2~4个样品中间插放1个标样，尽量保持标样之间距离相近，记录每个样品和标样的厚度和位置.样品照射前，在辐照罐外层包裹0.5 mm厚的Cd皮以屏蔽热中子.于2023年3月在成都夹江核动力研究院（岷江堆）照射，共照射72 h.标样用激光全熔进行质谱氩同位素组成分析，得到各样品J值，然后根据J值变化曲线的函数关系和样品的位置计算出每个样品的J值.样品T034的J值为0.042 345 73±0.000 042 35，样品T095⁃2的J值为0.042 404 25±0.000 042 40.

样品激光阶段加热在中国科学院广州地球化学研究所完成，采用激光阶段加热对样品进行气体提取分析，并且每隔3个样品进行空白分析.矫正因子通过同期处理的CaF₂和K₂SO₄进行分析所得，干扰同位素的校正因子：（³⁶Ar/³⁷Ar）_Ca为（4.17±0.07）×10^-4， （³⁹Ar/³⁷Ar）_Ca为（18.4±3.6）×10^-4，（⁴⁰Ar/³⁹Ar）_K为（146.5±42.4）×10^-4.仪器的质量歧视矫正因子为0.996 611.采用专业软件ArArCALC（v.2.4）进行⁴⁰Ar/³⁹Ar年龄计算和作图（Koppers， 2002），数据处理过程中还使用到的常数如下：空气氩比值⁴⁰Ar/³⁶Ar air=298.56（Lee et al.， 2006）；衰变常数采用Renne（Renne et al.， 2011）；⁴⁰K为（5.463±0.214）×10^-10（1sd， 3.93%）；⁴⁰K（EC，β^-）为（0.58±0.014）×10^-10（1sd， 2.41%）；⁴⁰K（β^-）为（4.884±0.099）×10^-10（1sd， 2.27%）.

4 分析结果

4.1　主量元素

本次研究的河源盆地玄武岩SiO₂含量变化范围为47.43%~52.67%，具有较高的Na₂O含量（2.60%~2.73%）和较低的K₂O含量（0.23%~0.68%），Al₂O₃含量为14.84%~16.04%，MgO含量为4.87%~6.89%，Mg^#值为45~52，TiO₂含量为1.39%~1.56%（附表1）.在TAS岩石分类图解（图3）中，落入玄武岩区域，碱含量（Na₂O+K₂O）为2.85%~3.90%，属于亚碱性到碱性玄武岩的过渡范围.在K₂O⁃SiO₂图解（图4a）中落入低钾拉斑系列，在K₂O⁃Na₂O图解（图4b）中落入钠质系列区域.

4.2　微量元素

玄武岩稀土元素总量为（77.52~85.06）×10^-6，LREE/HREE值为3.07~5.04，（La/Sm）_N比值为1.94~2.38，（La/Yb）_N比值为4.48~6.68，表明轻、重稀土元素分馏程度中等，富集轻稀土元素（附表2； 图5a）.Eu负异常不明显或显示为正异常（δEu=1.01~1.05），Ce无明显异常（δCe=0.98~1.0）.

玄武岩具有较高的Ba（（135~373）×10^-6）、Sr（（263~373）×10^-6）、Th（（2.28~2.74）×10^-6），富集大离子亲石元素；Nb（（11.5~13.8）×10^-6）、Zr（（117~127）×10^-6）、Ta（（0.70~0.80）×10^-6）、Hf含量（（3.00~3.10）×10^-6）较高；Cr含量为（190~220）×10^-6，Ni含量为（124~147）×10^-6，Pb含量为（2.40~3.10）×10^-6，Nb/La值为1.07~1.08，La/Ta值为16.50~18.50，Th/Yb值为1.72~1.15，Th/Nb值为0.20~0.21，Hf/Th值为1.13~1.35（附表2）.在原始地幔标准化的微量元素配分图解中，河源盆地玄武岩显示富集Ba、Sr、Th等大离子亲石元素，Nb、Ta、Zr、Hf等高场强元素无明显亏损，Pb富集（图5b）.

4.3　氩氩年代学

样品T034的总气体年龄为（68.22±0.69） Ma，在第5到第34阶段构成的坪年龄为（68.65±0.67） Ma（MSWD=1.29），对应了99.87%的³⁹Ar释放量，相应的³⁹Ar/³⁶Ar⁃⁴⁰Ar/³⁶Ar等时线年龄为（67.29±1.78）Ma，⁴⁰Ar/³⁶Ar初始值为295.4±7.5；³⁶Ar/⁴⁰Ar⁃³⁹Ar/⁴⁰Ar反等时线年龄为（67.31±1.76）Ma，⁴⁰Ar/³⁶Ar初始值为295.38±7.52（附表3，图6a、6b）.

样品T095⁃2的总气体年龄为（64.11±1.88） Ma，在第3到第36阶段构成的坪年龄为（64.52±1.60） Ma（MSWD=1.12），对应了98.14%的³⁹Ar释放量，相应的³⁹Ar/³⁶Ar⁃⁴⁰Ar/³⁶Ar等时线年龄为（66.48±2.53） Ma，⁴⁰Ar^/36Ar初始值为297.49±3.37；³⁶Ar/⁴⁰Ar⁃³⁹Ar/⁴⁰Ar反等时线年龄为（66.70±2.55）Ma，⁴⁰Ar/³⁶Ar初始值为297.46±3.37（附表3，图6c、6d）.

从结果可以看出，T034、T095样品总气体年龄、坪年龄、相应的等时线年龄和反等时线年龄在误差范围内一致，年龄范围为（68.65±0.67~64.52±1.60）Ma.从样品的拟合结果可以看出，两个样品的⁴⁰Ar/³⁶Ar初始值在误差范围内和现代大气氩比值（295.5）接近，表明玄武岩没有捕获过剩氩，因此样品坪年龄可以代表矿物的结晶年龄，年龄范围为68.65~64.52 Ma.

4.4　全岩Sr⁃Nd同位素

玄武岩样品的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr测定值为0.704 993~0.706 825，根据样品⁴⁰Ar/³⁹Ar年龄返算得到成岩时的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始比值（I_sr）为0.704 97~0.706 76，平均为0.705 57.玄武岩样品的¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd测定值为0.512 626~0.512 706，返算得到成岩时的¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd初始比值（I_Nd）为0.512 558~0.512 629，平均为0.512 662，ε_Nd（t）值为0.11~1.55；Nd单阶段模式年龄T_DM1集中于1.58~1.21 Ga之间（附表4）.

5 讨论

5.1　河源盆地火山活动时限

河源盆地内大面积出露了玄武岩，但其形成时代及成因仍存在较大争议.前人通过K⁃Ar法及锆石年代学对河源盆地玄武岩进行测定.李时若和唐吉阳（1966）根据野外特征，将玄武岩划分为3个大的喷发阶段，总体喷发时代为第三纪（古近纪），并且认为它们的形成与断裂构造密切相关，以溢流相熔岩流为主.凌秋贤和张显球（2002）通过全岩K⁃Ar测年认为玄武岩喷发育于~74 Ma；Wang et al.（2022）通过钻孔观察认为玄武岩与古近系莘庄村地层互层，并根据玄武岩中单颗锆石SHRIMP U⁃Pb的测年结果（~34 Ma），提出玄武岩喷发不早于始新世.

本次研究在详细的野外地质调查基础上，采集了不同区域不同类型的玄武岩进行全岩氩氩年代学测定.分析结果表明，玄武岩呈北东向溢流式喷发，其³⁶Ar/⁴⁰Ar⁃³⁹Ar/⁴⁰Ar等时线年龄为68.65~64.52 Ma，可反映玄武岩的喷发时代，晚于南雄盆地玄武岩（79~76 Ma），早于三水盆地（61~ 54 Ma）及珠江口盆地（54~17 Ma）的火山岩.

河源盆地玄武岩在K/Pg界线（~66 Ma）附近喷发，残留多个火山口（图1），且玄武岩的围岩地层大塱山组中产出丰富的恐龙蛋化石，这或许和晚白垩世河源盆地内恐龙大规模灭绝相关.

5.2　岩石成因

本文分析结果显示，河源盆地玄武岩属于亚碱性低钾钠质玄武岩（图4），具有富集轻稀土和大离子亲石元素Ba、Sr、Th等元素，高场强元素（Nb、Ta、Zr、Hf）无明显亏损，无Nb、Ta和Ti的负异常、Th/Nb<1且Nb/La≥1等大陆玄武岩的典型地球化学特征（夏林圻等， 2007；李玉琼等， 2017）.样品Mg^#低于原生岩浆65的参考值（Olsen， 1995），相容元素Cr（（190~220）×10^-6）、Ni（（124~147）×10^-6）含量也远低于原生玄武岩浆岩范围（Cr：（300~500）×10^-6，Ni：（300~400）×10^-6；Hess， 1992），表明玄武岩岩浆形成过程经历了一定程度的分离结晶，且玄武岩具有轻微的Eu正异常（δEu=1.01~1.05），岩浆演化过程中发生了镁铁质矿物（橄榄石、辉石和铬铁矿）的分离结晶，没有发生明显的斜长石结晶分异作用.另一方面，Ba（（135~373）×10^-6）、Sr（（263~373）×10^-6）、Th（（2.28~2.74）×10^-6）等大离子亲石元素富集，且Th/U比值（5.3~4.2）接近大陆上地壳平均值（Th/U≈4）可能反映富集地幔源区或者地壳物质的混染（Taylor and McLennan， 1985； Hofmann， 1997）.

河源盆地玄武岩在Hf/3⁃Th⁃Ta三元图解（图7a）中，落入岛弧碱性玄武岩和板内拉斑玄武岩交界处；在Th/Yb⁃Ta/Yb图解（图7b）中落入活动大陆边缘（陆源弧）内，这可能与遭受了地壳混染作用的影响相关.因此，为进一步判别河源盆地玄武岩形成的构造环境，使用Zr/Y⁃Zr和Ta/Hf⁃Th/Hf图解进行分析.结果显示，河源盆地玄武岩均落入板内玄武岩区域（图7c），在Ta/Hf⁃Th/Hf图解（图7d）中样品落入大陆裂谷环境，表明其形成环境更可能为拉张的大陆裂谷环境.

在ε_Nd（t）⁃I_Sr图解（图8）中，河源盆地玄武岩样品数据点落于第一、二象限，玄武岩Sr同位素显示较低的初始比值（0.704 97~0.706 76），略高于典型亏损地幔，但低于富集地幔端元（EM1或EM2），表明源区主要为亏损地幔，可能是亏损地幔与壳源物质的混合.结合Nd同位素，ε_Nd（t）=0.11~1.55，且单阶段模式年龄T_DM1集中于1.58~1.21 Ga之间，反映源区可能为亏损地幔发生了一定的壳源物质富集或混染，可能经历了中元古代的地幔富集事件（如古俯冲或者地壳再循环）.河源玄武岩的Sr⁃Nd同位素特征与南雄、三水盆地玄武岩同位素相近，与典型大陆裂谷玄武岩或板内玄武岩Sr⁃Nd同位素特征一致（图8）.三水盆地粗面岩Sr同位素较高可能是受到地壳混染作用的影响（Zhou et al.， 2009）.结合元素地球化学特征，河源盆地玄武岩应形成于大陆裂谷环境，岩浆来源于富集岩石圈地幔低程度部分熔融，伴随了分离结晶作用（橄榄石、铬铁矿分离结晶）.

5.3　大地构造意义

华南在中新生代形成了多个盆地，其中，在广东形成了河源盆地、南雄盆地、连平盆地、三水盆地及珠江口盆地（图1a）.最新的研究表明，这些中新生代盆地中的岩浆活动呈现由北至南逐渐年轻的趋势：如南雄盆地记录了76~69 Ma的玄武岩活动（Wang et al.， 2023）；三水盆地的岩浆活动主要集中在61~ 54 Ma，呈双峰式特征，由早至晚形成了具大陆裂谷特征的亚碱性玄武岩（60 Ma）、碱性玄武岩（58~54 Ma）和中酸性火山岩（<54 Ma）（张煜和方念乔， 2021）；南部的珠江口盆地玄武岩形成于51.7~17.6 Ma（邹和平等，1995）.河源盆地空间上处于南雄盆地和三水盆地之间，本次研究认为河源盆地玄武岩喷发于68.65~64.52 Ma，晚于其北部南雄盆地的玄武岩，而早于其南部三水盆地的双峰式火山岩，填补了南雄盆地与三水盆地火山喷发的时间间隙.以上年代学证据指示这些北东向展布的火山盆地在成因和演化上可能存在着联系，可能受控于同一深部动力学过程（Chung et al.， 1997； 董月霞等，2006；肖龙等，2006）.

前人对华南地区火山盆地中玄武岩的岩石成因的认识较为统一，多数研究指示南雄盆地、三水盆地、连平盆地玄武岩具有亚碱性玄武岩特征（Zhou et al.， 2009； 杨锦等， 2022； Wang et al.， 2023）.最新的研究表明，南雄盆地火山岩具有大陆裂谷玄武岩的特征（Shuet al.， 2004； Wang et al.， 2023）；而三水盆地内双峰式火山岩组合及演化研究则普遍认为三水盆地具有大陆裂谷特征的板内碱性、亚碱性玄武岩（董月霞等， 2006； 肖龙等， 2006； Zhou et al.， 2009； Zhang et al.， 2019； 张煜和方念乔，2021； 杨锦等， 2022），其物质来源于上地幔的软流圈地幔源区部分熔融（杨锦等， 2022），形成于石榴石‒尖晶石橄榄岩过渡区（张煜和方念乔， 2021）.这些结果与河源盆地玄武岩样品的地球化学特征一致，均指示广东新生代盆地的玄武岩岩浆活动具有大陆裂谷板内玄武岩的特征.

前人基于对三水盆地的研究，提出南海北缘在古近纪存在类似红海扩张前岩浆活动、属于南海盆地威尔逊旋回早期的裂谷盆地（董月霞等， 2006； 肖龙等， 2006；张煜和方念乔， 2021），但对于裂谷盆地的范围、方位和精确的演化时间缺少研究.本次针对河源盆地火山岩年代学和地球化学的研究，很好地补充了南雄盆地与三水盆地裂谷型火山岩年代上的间隙.综合最新的华南北缘地质年代学和地球化学证据，提出南海北缘华南地区在79~54 Ma可能存在着一条自北向南打开的大陆裂谷盆地.

结合同时期大地构造环境可发现，控制或影响河源盆地北缘的河源‒邵武断裂带往北可延伸至福建邵武，控制了南雄盆地、连平盆地，往南东则穿过东莞盆地、三水盆地，地震反演剖面揭示该断裂是一条区域性深大断裂（张敏等， 2024），且是一条重要地震活动带，是东南地震带的西部边界（刘大任， 2000）.该断裂在河源盆地边缘、玄武岩带北东端处发育宽10~100 m的硅化石英脉（图1b白石嶂），石英脉中流体包裹体记录年龄为79~66 Ma（Wang et al.， 2022），这与南雄盆地火山喷发时间一致，表明受断裂带控制或影响分布的中‒新生代沉积盆地发生活化，形成大陆裂谷盆地继而沉积了古近纪红层.研究区北侧湖南衡阳（71.0 Ma）、江西吉安 （71.3 Ma）、吉泰（63.6 Ma）等区域同期也喷发了玄武岩（Meng et al.， 2012），南侧玄武岩喷发中心则持续南迁，如珠江口盆地玄武岩喷发于51.7~ 17.6 Ma，南海扩张洋中脊玄武岩喷发于30~15.5 Ma，且洋中脊不断向南迁移（肖龙等，2006）（图1a）.

综上所述，在晚白垩世至早古近纪，南海北缘华南地区存在着一条自北东向南西（（南雄盆地（79~69 Ma）、河源盆地（68~64 Ma）、三水盆地（61~36 Ma）、珠江口盆地（51~17 Ma））裂开的大陆裂谷盆地（图9），结合南海扩张洋中脊往南迁移特征，认为该大陆裂谷盆地的形成与消亡可能与太平洋俯冲板块重启和持续后撤有关.

6 结论

（1） 最新的玄武岩全岩⁴⁰Ar⁃³⁹Ar结果显示，河源玄武岩喷发于68.65~64.52 Ma，形成于K/Pg界线附近.

（2） 河源盆地玄武岩为低Mg、K，高Na、Al的钠质亚碱性拉斑玄武岩，轻稀土轻微富集，富集Ba、Th、U等大离子亲石元素，无明显Eu、Ce、Nb、Ta和Ti的负异常，指示玄武岩形成于大陆裂谷环境.

（3） 河源盆地玄武岩具有较低的I_Sr（0.704 97~0.706 76）和正的ε_Nd（t）（0.11~1.55），表明河源盆地玄武岩主要来源于亏损地幔，并受到了一定程度的壳源物质富集或者混染，单阶段模式年龄T_DM1集中于1.58~1.21 Ga之间，反映源区可能经历了中元古代的地幔富集事件.

（4） 南海北缘华南地区在晚白垩世至早古近纪（79~54 Ma）存在一条自北东向南西扩张的大陆裂谷.

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基金资助

广东省地质勘查与城市地质专项(2023⁃19)

广东省地质勘查与城市地质专项(2024⁃01)

广东省地质勘查与城市地质专项(2025⁃01)

国家自然科学基金项目(42272098)