蘇魯造山帶蘇魯造山帶蘇魯造山帶晚三疊世堿性巖漿巖鋯石u-pb年代學(xué)及其構(gòu)造意義

蘇魯造山帶蘇魯造山帶蘇魯造山帶晚三疊世堿性巖漿巖鋯石u-pb年代學(xué)及其構(gòu)造意義

1晚三疊世巖漿活動(dòng)時(shí)代的探討在造山帶中，巖石和巖漿巖的作用廣泛發(fā)展。通過(guò)對(duì)巖漿作用的研究，我們可以了解巖漿活動(dòng)的起源區(qū)域性質(zhì)、地球動(dòng)力學(xué)背景，甚至造山帶構(gòu)造發(fā)育和殼幔相互作用的過(guò)程。而橫亙中國(guó)東部的大別-蘇魯三疊紀(jì)超高壓碰撞造山帶則是一個(gè)典型的大陸深俯沖形成的大陸碰撞造山帶,造山帶內(nèi)部發(fā)育有大量的中生代侵入巖,巖性多種多樣,基性巖到中性巖再到酸性巖齊聚,堿性巖類與鈣堿性巖類共有。時(shí)代上則分布在三疊紀(jì)、侏羅紀(jì)與白堊紀(jì)。其中早白堊世的巖漿巖出露最廣因而研究也最多,但是對(duì)于已經(jīng)精確確定的240～225Ma的大別-蘇魯大陸碰撞以及超高壓變質(zhì)的時(shí)間范圍而言(Amesetal.,1993;Liuetal.,2004,2006,2008;Yangetal.,2003;Wanetal.,2005),早白堊世甚至侏羅紀(jì)的巖漿巖包含的信息由于距離碰撞時(shí)間較遠(yuǎn)而不能充分記錄和反映碰撞后的地質(zhì)過(guò)程。迄今為止,在大別山還未有三疊紀(jì)巖漿活動(dòng)的相關(guān)報(bào)道,而在蘇魯造山帶北部威海地區(qū)的超高壓地體內(nèi)部發(fā)育有多種巖石組合的中生代侵入巖,前人報(bào)道過(guò)的形成時(shí)代從220～90Ma都有,其中就有三疊紀(jì)巖漿作用的記錄(林景仟等,1992)。隨后Chenetal.(2003)、郭敬輝等(2005)報(bào)導(dǎo)了這一期堿性巖漿作用的鋯石U-Pb年齡分布范圍在205～225Ma,Yangetal.(2005)報(bào)導(dǎo)了其中石英正長(zhǎng)巖的SHRIMP鋯石U-Pb年齡為215Ma左右,以及相關(guān)的基性巖墻39Ar-40Ar坪年齡為200Ma左右,并進(jìn)行了詳細(xì)的地球化學(xué)研究。從現(xiàn)有的年代學(xué)格架來(lái)看,膠東晚三疊世堿性巖漿活動(dòng)的時(shí)代與深俯沖揚(yáng)子陸殼的折返幾乎同期,因此在造山帶巖漿巖的研究中可以將它們歸為同折返巖漿巖。正是基于膠東這套晚三疊世巖漿活動(dòng)對(duì)于解析大陸深俯沖過(guò)程中的殼幔混合作用以及造山帶構(gòu)造演化的重要意義,越來(lái)越多的學(xué)者開(kāi)始重視并參與其中的研究。然而對(duì)于這一套富K的堿性巖體本身的巖石成因還存在很大的爭(zhēng)議,不同的學(xué)者有不同的認(rèn)識(shí),比如Chenetal.(2003)、高天山等(2004)結(jié)合全巖Nd、Pb同位素認(rèn)為其起源于華北巖石圈地幔的部分熔融。而由于陸殼俯沖相對(duì)洋殼俯沖而言更缺乏流體來(lái)交代上覆巖石圈地幔(Zhengetal.,2003),所以也有學(xué)者認(rèn)為俯沖的揚(yáng)子板塊巖石圈地幔被俯沖陸殼組分交代之后更可能是其源區(qū)(Yangetal.,2005)。基于巖石成因機(jī)理上還存在很大爭(zhēng)議,因而有必要對(duì)其再進(jìn)行準(zhǔn)確而深入的研究,同時(shí)結(jié)合最新的研究成果、利用新的分析技術(shù),廣泛對(duì)比相關(guān)的已有結(jié)果來(lái)厘清其巖石成因意義,不僅可以作為中國(guó)東部大別-蘇魯造山帶內(nèi)部中生代巖漿巖源區(qū)的參考,還可以結(jié)合近年來(lái)遼東半島、朝鮮半島發(fā)現(xiàn)的三疊紀(jì)巖體對(duì)比研究為蘇魯造山帶構(gòu)造演化提供制約(楊進(jìn)輝和吳福元,2009;Wallisetal.,2005;Yangetal.,2007a,b;Wuetal.,2007;Pengetal.,2008)。2晚三疊世堿性巖漿活動(dòng)的組成及巖相學(xué)關(guān)系蘇魯造山帶位于大別-蘇魯造山帶東北部,是大別造山帶在郯廬斷裂東側(cè)的延續(xù)。在整個(gè)區(qū)域地質(zhì)構(gòu)架上處于連接大別造山帶與遼東、朝鮮半島三疊紀(jì)造山帶的重要位置。蘇魯?shù)貐^(qū)分布有大量的超高壓變質(zhì)巖,主要有含柯石英的榴輝巖以及超基性巖、大理巖、泥質(zhì)片麻巖和變質(zhì)花崗巖類等其他超高壓巖石。在本文研究的蘇魯?shù)貐^(qū)北部,主要可以劃分為兩個(gè)構(gòu)造單元,西側(cè)是早前寒武紀(jì)的膠東片麻巖地體,一般認(rèn)為屬于華北克拉通范圍。東側(cè)則是威海-乳山-榮成地區(qū)的超高壓地體。早期的研究認(rèn)為二者之間以即墨-牟平斷裂為界(YinandNie,1993),近年來(lái)也有學(xué)者通過(guò)對(duì)整個(gè)膠東地區(qū)基底變質(zhì)巖的進(jìn)一步研究提出蘇魯?shù)貐^(qū)以五蓮-煙臺(tái)斷裂為界,西北部稱為膠北地體,構(gòu)造屬性上屬華北陸塊南緣;東南部則相對(duì)應(yīng)稱為膠東地體,屬華南陸塊北緣(Tangetal.,2006,2007,2008a)。在超高壓地體內(nèi)部發(fā)育有大量的中生代侵入巖。形成時(shí)代從三疊紀(jì)到侏羅紀(jì)到白堊紀(jì)都有,其中尤以石島附近的晚三疊世堿性巖漿作用最為特殊(圖1)。它是蘇魯(膠東)地區(qū)唯一的一個(gè)三疊紀(jì)侵入巖體,即不同于大別造山帶中沒(méi)有報(bào)道三疊紀(jì)侵入巖,也不同于秦嶺造山帶發(fā)育的大規(guī)模的三疊紀(jì)碰撞后巖漿活動(dòng)。反映的可能是蘇魯?shù)貐^(qū)揚(yáng)子板塊向華北板塊陸殼深俯沖過(guò)程中的殼幔相互作用的重要信息。這套晚三疊世堿性巖漿活動(dòng)的組成主要包括邢家堿性輝長(zhǎng)巖體、甲子山正長(zhǎng)巖體以及侵入其中的中-基性巖墻和槎山正長(zhǎng)花崗巖巖體。這些深成巖體都有多期侵入的結(jié)構(gòu),3個(gè)巖體大致可分為5種基本巖石類型,即邢家?guī)r體的含黑云母、角閃石的堿性輝長(zhǎng)巖、甲子山巖體的輝石正長(zhǎng)巖、石英正長(zhǎng)巖以及中-基性巖墻、槎山巖體的正長(zhǎng)花崗巖。堿性輝長(zhǎng)巖的主要造巖礦物有普通輝石、角閃石、黑云母、斜長(zhǎng)石以及少量磷灰石;甲子山輝石正長(zhǎng)巖的礦物組合是斑晶鉀長(zhǎng)石、普通輝石、斜長(zhǎng)石和黑云母和少量角閃石;石英正長(zhǎng)巖的主要造巖礦物為鉀長(zhǎng)石、斜長(zhǎng)石、黑云母、角閃石和少量石英;槎山正長(zhǎng)花崗巖的主要造巖礦物有鉀長(zhǎng)石、斜長(zhǎng)石、石英以及少量黑云母。這些巖石類型普遍都含有磷灰石、鋯石以及榍石等副礦物。在野外地質(zhì)關(guān)系上,這些堿性巖漿巖多呈巖株?duì)町a(chǎn)出并侵位于蘇魯超高壓地體內(nèi)部的TTG片麻巖中,巖體展布方向?yàn)镹NE向。主要的巖石類型之間有著比較明確的侵位關(guān)系,野外可見(jiàn)石英正長(zhǎng)巖侵入到輝長(zhǎng)巖中,(石英)正長(zhǎng)巖脈侵入到輝石正長(zhǎng)巖中,中-基性巖墻則有的可見(jiàn)侵入到甲子山正長(zhǎng)巖體,有的則野外接觸關(guān)系不明顯。至于槎山正長(zhǎng)花崗巖和其他巖石類型的接觸關(guān)系在野外觀察中不能確定,但在花崗巖體中偶見(jiàn)正長(zhǎng)巖呈包體產(chǎn)出。更加詳細(xì)的巖相學(xué)研究可參考其他學(xué)者的相關(guān)文獻(xiàn)(Chenetal.,2003;高天山等,2004;郭敬輝等,2005;Yangetal.,2005)。3分析3.1u-th-pb年齡測(cè)定及結(jié)果分析用常規(guī)的重選和磁選技術(shù)從用于U-Pb年齡測(cè)定的樣品(08JZS01、08JZS13、08JZS10、08JZS23)中分選出鋯石。將鋯石樣品顆粒和鋯石標(biāo)樣Plésovice(Slámaetal.,2008)和Qinghu(Lietal.,2009)黏貼在環(huán)氧樹(shù)脂靶上,然后拋光使其曝露一半晶面。對(duì)鋯石進(jìn)行透射光和反射光顯微照相以及陰極發(fā)光圖象分析,以檢查鋯石的內(nèi)部結(jié)構(gòu)、幫助選擇適宜的測(cè)試點(diǎn)位。樣品靶在真空下鍍金以備分析。樣品08JZS01和08JZS13的鋯石U、Th、Pb的測(cè)定在中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所CAMECAIMS-1280二次離子質(zhì)譜儀(SIMS)上進(jìn)行,詳細(xì)分析方法見(jiàn)Lietal.(2009)。鋯石標(biāo)樣與鋯石樣品以1：3比例交替測(cè)定。U-Th-Pb同位素比值用標(biāo)準(zhǔn)鋯石Plésovice(337Ma,Slámaetal.,2008)校正獲得,U含量采用標(biāo)準(zhǔn)鋯石91500(81×10-6,Wiedenbecketal.,1995)校正獲得,以長(zhǎng)期監(jiān)測(cè)標(biāo)準(zhǔn)樣品獲得的標(biāo)準(zhǔn)偏差(1SD=1.5%,Lietal.,2010)和單點(diǎn)測(cè)試內(nèi)部精度共同傳遞得到樣品單點(diǎn)誤差,以標(biāo)準(zhǔn)樣品Qinghu(159.5Ma,Lietal.,2009)作為未知樣監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)的精確度。普通Pb校正采用實(shí)測(cè)204Pb值。由于測(cè)得的普通Pb含量非常低,假定普通Pb主要來(lái)源于制樣過(guò)程中帶入的表面Pb污染,以現(xiàn)代地殼的平均Pb同位素組成(StaceyandKramers,1975)作為普通Pb組成進(jìn)行校正。同位素比值及年齡誤差均為1σ。數(shù)據(jù)結(jié)果處理采用ISOPLOT軟件(Ludwig,2003)。樣品08JZS10和08JZS23以及08JZS01分選出的鋯石微量元素含量和U-Pb同位素定年在中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(武漢)地質(zhì)過(guò)程與礦產(chǎn)資源國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室(GPMR)利用LA-ICP-MS同時(shí)分析完成。激光剝蝕系統(tǒng)為GeoLas2005,ICP-MS為Agilent7500a。激光剝蝕過(guò)程中采用氦氣作載氣、氬氣為補(bǔ)償氣以調(diào)節(jié)靈敏度,二者在進(jìn)入ICP之前通過(guò)1個(gè)T型接頭混合。在等離子體中心氣流(Ar+He)中加入了少量氮?dú)?以提高儀器靈敏度、降低檢出限和改善分析精密度(Huetal.,2008)。每個(gè)時(shí)間分辨分析數(shù)據(jù)包括大約20～30s的空白信號(hào)和50s的樣品信號(hào)。對(duì)分析數(shù)據(jù)的離線處理(包括對(duì)樣品和空白信號(hào)的選擇、儀器靈敏度漂移校正、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年齡計(jì)算)采用軟件ICPMSDataCal(Liuetal.,2008a;Liuetal.,2010a)完成。詳細(xì)的儀器操作條件和數(shù)據(jù)處理方法同Liuetal.(2008a,2010a,b)。鋯石微量元素含量利用多個(gè)USGS參考玻璃(BCR-2G,BIR-1G)作為多外標(biāo)、Si作內(nèi)標(biāo)的方法進(jìn)行定量計(jì)算(Liuetal.,2010a).這些USGS玻璃中元素含量的推薦值據(jù)GeoReM數(shù)據(jù)庫(kù)(http://georem.mpch-mainz.gwdg.de/)。U-Pb同位素定年中采用鋯石標(biāo)準(zhǔn)91500作外標(biāo)進(jìn)行同位素分餾校正,每分析5個(gè)樣品點(diǎn),分析2次91500。對(duì)于與分析時(shí)間有關(guān)的U-Th-Pb同位素比值漂移,利用91500的變化采用線性內(nèi)插的方式進(jìn)行了校正(Liuetal.,2010a).鋯石標(biāo)準(zhǔn)91500的U-Th-Pb同位素比值推薦值據(jù)Wiedenbecketal.(1995)。鋯石樣品的U-Pb年齡諧和圖繪制和年齡權(quán)重平均計(jì)算均采用ISOPLOT軟件(Ludwig,2003)完成。3.2定年時(shí)造成的氧污染樣品(08JZS01、08JZS13、08JZS10、08JZS23)的鋯石微區(qū)原位氧同位素分析在中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所離子探針實(shí)驗(yàn)室的CamecaIMS-1280型雙離子源多接收器二次離子質(zhì)譜儀上進(jìn)行。儀器運(yùn)行條件和詳細(xì)分析流程參見(jiàn)李獻(xiàn)華等(2009)。將做過(guò)SIMS鋯石U-Pb定年的樣品靶再次磨去～5μm,以消除前期在U-Pb定年時(shí)造成的氧污染。用強(qiáng)度為～2nA一次133Cs+離子束通過(guò)10kV加速電壓轟擊樣品表面,采用高斯照明方式聚焦于約10μm大小,以光柵掃描方式掃描10μm范圍,經(jīng)過(guò)-10kV加速電壓提取負(fù)二次離子,經(jīng)過(guò)30eV能量窗過(guò)濾,質(zhì)量分辯率為2500,以2個(gè)法拉第杯同時(shí)接收16O和18O。采用核磁共振技術(shù)來(lái)控制磁場(chǎng)穩(wěn)定性,可達(dá)到<3×10-6/16h.在這樣的條件下鋯石的16O信號(hào)一般為1×109cps,每個(gè)樣品點(diǎn)分析采集20組數(shù)據(jù),單組積分時(shí)間4s,單點(diǎn)測(cè)量時(shí)間約5min。單組18O/16O數(shù)據(jù)內(nèi)精度一般優(yōu)于0.2‰～0.3‰(1σ)。儀器質(zhì)量分餾校正采用91500鋯石標(biāo)準(zhǔn),其中91500標(biāo)準(zhǔn)鋯石的δ18O=9.9‰(Wiedenbecketal.,2004),測(cè)量的18O/16O比值通過(guò)VSMOW值(18O/16O=0.0020052)校正后,加上儀器質(zhì)量分餾校正因子IMF即為該點(diǎn)的δ18O值:(δ18Ο)M=((18O/16O)M/0.0020052-1)×1000(‰),IMF=(δ18O)M(standard)-(δ18O)VSMOW,δ18OSample=(δ18O)M+IMF。3.3la-ptune型準(zhǔn)分子紫外剝蝕系統(tǒng)4個(gè)樣品(08JZS01、08JZS13、08JZS10、08JZS23)的鋯石Hf同位素分析在中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所的等離子體質(zhì)譜實(shí)驗(yàn)室用配備了Geolas-193型準(zhǔn)分子紫外激光剝蝕系統(tǒng)(LA)的Neptune型多接收電感耦合等離子體質(zhì)譜(MC-ICP-MS)完成。Hf同位素分析盡量對(duì)應(yīng)于氧同位素以及U-Pb年齡分析點(diǎn)。采用He作為剝蝕物質(zhì)載氣。激光剝蝕的脈沖速率為8～10Hz,激光束直徑為50～70μm(取決于鋯石顆粒大小),激光束的能量密度為10J·cm-2,剝蝕時(shí)間約為26s,測(cè)定時(shí)用鋯石國(guó)際標(biāo)樣91500作為外標(biāo),NIST610作為內(nèi)標(biāo)。儀器運(yùn)行條件和詳細(xì)分析流程參見(jiàn)Wuetal.(2006)。3.4全巖微量元素含量測(cè)定挑選新鮮且均勻的樣品,無(wú)污染碎樣至200目。將粉末樣品分為兩份,分別測(cè)定主量元素含量和稀土及微量元素。主元素在西北大學(xué)大陸動(dòng)力學(xué)實(shí)驗(yàn)室采用XRF法利用RIX-2100儀器分析,分析精度優(yōu)于5%。全巖微量元素含量在中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(武漢)地質(zhì)過(guò)程與礦產(chǎn)資源國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室(GPMR)利用Agilent7500aICP-MS分析完成。用于ICP-MS分析的樣品處理如下:(1)稱取粉碎至大約200目的巖石粉末50mg于Teflon溶樣器中;(2)采用Teflon溶樣彈將樣品用HF+HNO3在195℃條件下消解48h;(3)將在120℃條件下蒸干除Si后的樣品用2%HNO3稀釋2000倍,定容于干凈的聚酯瓶。詳細(xì)的樣品消解處理過(guò)程、分析精密度和準(zhǔn)確度同Liuetal.(2008b)。3.5稀釋劑和純化的nd-ros-gc1o4酸混合試劑全巖Sr-Nd同位素分析在中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所固體同位素實(shí)驗(yàn)室完成。稱取約100mg全巖粉末樣品,加人適量的Rb-Sr和Sm-Nd混合稀釋劑和純化的HF-HC1O4酸混合試劑后,在高溫下完全溶解。Rb-Sr分離和純化在裝有5mLAG50W-X12交換樹(shù)脂(200～400目)的石英交換柱進(jìn)行,Sm和Nd的分離和純化是在石英交換柱用1.7mLTeflon粉末為交換介質(zhì)完成。同位素比值測(cè)量采用德國(guó)Finnigan公司MAT262固體源質(zhì)譜計(jì),147Sm/144Nd和87Rb/86Sr比值誤差小于0.5%。詳細(xì)的實(shí)驗(yàn)流程可參見(jiàn)文獻(xiàn)(Chenetal.,2007)。4鋯石u-pb年齡及hf同位素組成本文獲得了4個(gè)樣品(08JZS01、08JZS13、08JZS10、08JZS23)的102個(gè)鋯石分析點(diǎn)的U-Pb年齡、104個(gè)鋯石分析點(diǎn)的氧同位素組成以及78個(gè)鋯石Hf同位素分析點(diǎn)的結(jié)果。大部分Hf以及氧同位素分析點(diǎn)都是U-Pb年齡原位分析點(diǎn)。4.1la-icp-ms鋯石u-pb年齡本文我們共對(duì)4個(gè)樣品(08JZS01、08JZS10、08JZS13、08JZS23)進(jìn)行了年齡分析(表1、表2;圖2)。兩個(gè)中性巖墻(08JZS13和08JZS01)進(jìn)行了Cameca鋯石U-Pb(SIMS)測(cè)年分析,給出了比較一致的巖漿侵位年齡212.9±1.6Ma(18個(gè)鋯石分析點(diǎn))和215.2±2.9Ma(10個(gè)鋯石分析點(diǎn)),其中一個(gè)中性巖墻08JZS01里還發(fā)現(xiàn)了有一些具有新元古代的老年齡的鋯石;對(duì)正長(zhǎng)巖脈(08JZS10)、槎山正長(zhǎng)花崗巖(08JZS23)以及一個(gè)中性巖墻(08JZS01)進(jìn)行了LA-ICP-MS鋯石U-Pb測(cè)年分析,結(jié)果表明在中性巖墻(08JZS01)和正長(zhǎng)巖脈(08JZS10)中的確存在新元古代繼承鋯石的年齡結(jié)果。正長(zhǎng)巖脈的年齡可以分成兩組:一組為212.4±1.8Ma(17個(gè)鋯石分析點(diǎn)),代表巖漿侵位的時(shí)代;另一組是新元古代的年齡信息,5個(gè)點(diǎn)的平均年齡為659.2Ma。中性巖墻(08JZS01)也有一些分布在600～700Ma之間的分析點(diǎn),指示的應(yīng)該是揚(yáng)子巖石圈新元古代的年齡信息。槎山正長(zhǎng)花崗巖的鋯石U-Pb年齡給出的14個(gè)點(diǎn)的加權(quán)平均結(jié)果為209.8±1.6Ma,基本上與前人對(duì)于這些巖體的年代學(xué)研究相吻合。綜合現(xiàn)有資料來(lái)看,215～210Ma應(yīng)該是最主要的巖漿侵位時(shí)代(Chenetal.,2003;高天山等,2004;郭敬輝等,2005;Yangetal.,2005)。同時(shí)我們也注意到這些記錄有新元古代年齡的鋯石U-Pb測(cè)年結(jié)果大都不落在諧和曲線上,但均在諧和線附近偏差不大,重要的是它提供給了我們關(guān)于膠東晚三疊世堿性巖中也有新元古代鋯石的信息。從這些老年齡的鋯石CL特征來(lái)看,有的是具有明顯的核邊結(jié)構(gòu),能看到明顯的繼承鋯石核;有的則有巖漿鋯石特征的振蕩環(huán)帶,對(duì)比可知核部的年齡更老,而有環(huán)帶的鋯石年齡相對(duì)年輕,可能是在三疊紀(jì)巖漿事件中變質(zhì)重結(jié)晶不完全導(dǎo)致的混合年齡。而三疊紀(jì)的鋯石CL特征則顯示清晰的巖漿成因韻律生長(zhǎng)環(huán)帶,沒(méi)有繼承鋯石核。4.2hf同位素組成同樣對(duì)4個(gè)樣品(08JZS01、08JZS10、08JZS13、08JZS23)進(jìn)行了鋯石Hf同位素分析,大部分分析點(diǎn)都選擇與U-Pb年齡測(cè)試相同或者接近的區(qū)域,得到的78個(gè)鋯石分析點(diǎn)數(shù)據(jù)(表3)。εHf(t)值主要都用4個(gè)樣品代表的巖漿侵位時(shí)的年齡計(jì)算,少數(shù)新元古代的鋯石分析點(diǎn)用的是原位的年齡計(jì)算。鋯石Hf同位素的組成特征如圖3所示。樣品08JZS01(中性巖墻)20個(gè)鋯石分析點(diǎn)的εHf(t)值的富集特征可以分為兩組。具有新元古代年齡的鋯石分析點(diǎn)Hf同位素組成差異不大,εHf(t)值從-12.0～-15.9,相對(duì)應(yīng)的Hf虧損地幔模式年齡tDM1=1626～1919Ma,平均地殼Hf模式年齡tDMc=2352～2728Ma。具有三疊紀(jì)年齡的鋯石Hf同位素組成變化相對(duì)更大,εHf(t)值從-8.2～-21.2,相對(duì)應(yīng)的Hf虧損地幔模式年齡tDM1=1187～1742Ma,平均地殼Hf模式年齡tDMc=1793～2633Ma。樣品08JZS13(中性巖墻)15個(gè)鋯石分析點(diǎn)的εHf(t)值表現(xiàn)出比較一致的富集特征,從-18.3～-22.2,相對(duì)應(yīng)的Hf虧損地幔模式年齡tDM1=1566～1724Ma,平均地殼Hf模式年齡tDMc=2443～2695Ma。樣品08JZS10(正長(zhǎng)巖脈)26個(gè)鋯石分析點(diǎn)的εHf(t)值整體上也是表現(xiàn)出兩組不同的富集特征:具有新元古代年齡的鋯石分析點(diǎn)Hf同位素組成變化很大,εHf(t)值從-3.3～-19.0,相對(duì)應(yīng)的Hf虧損地幔模式年齡tDM1=1268～1995Ma,平均地殼Hf模式年齡tDMc=1770～2832Ma;而晚三疊世年齡的鋯石Hf同位素組成很均一,εHf(t)值從-16.8～-19.1,相對(duì)應(yīng)的Hf虧損地幔模式年齡tDM1=1511～1652Ma,平均地殼Hf模式年齡tDMc=2350～2493Ma。樣品08JZS23(正長(zhǎng)花崗巖)17個(gè)鋯石分析點(diǎn)的εHf(t)值表現(xiàn)出比較集中的富集特征,從-17.5～-20.5,相對(duì)應(yīng)的Hf虧損地幔模式年齡tDM1=1545～1682Ma,平均地殼Hf模式年齡tDMc=2390～2584Ma。樣品(08JZS01、08JZS10)中具有新元古代年齡的鋯石有可能反映的是俯沖揚(yáng)子陸殼重熔,但也不能排除捕獲下地殼鋯石的可能性。08JZS01中三疊紀(jì)鋯石Hf同位素組成特征顯示不均一,暗示了參與部分熔融的源區(qū)是多源的。4.3不同年齡及年代學(xué)文中列出了4個(gè)樣品(08JZS01、08JZS10、08JZS13、08JZS23)的鋯石原位氧同位素分析結(jié)果(表4)。共計(jì)104個(gè)鋯石氧同位素?cái)?shù)據(jù)大部分都是在U-Pb年齡分析點(diǎn)測(cè)得的,大多數(shù)鋯石δ18O值與典型地幔鋯石值相當(dāng)或略高,小部分虧損重氧同位素。樣品08JZS01(中性巖墻)29個(gè)鋯石分析點(diǎn)的平均δ18O值為5.52±0.28‰,從圖4a中可以看到有9個(gè)低于鋯石氧同位素地幔值(5.3±0.3‰)的分析點(diǎn),而另一個(gè)具有新元古代繼承鋯石年齡的樣品08JZS10(正長(zhǎng)巖脈)的氧同位素組成特征與中性巖墻相似,32個(gè)鋯石分析點(diǎn)給出的平均δ18O值為5.42±0.38‰,其中有5個(gè)分析點(diǎn)落在地幔值(5.3±0.3‰)以下(圖4b)。而結(jié)合鋯石U-Pb年齡與氧同位素結(jié)果來(lái)看,中性巖墻(08JZS01)里新元古代年齡的鋯石的δ18O值從6.19±0.27‰～6.39±0.20‰,氧同位素組成非常均一的結(jié)果且沒(méi)有低于地幔值的分析點(diǎn)。而晚三疊世的鋯石δ18O值從4.76±0.28‰～6.46±0.22‰,變化相對(duì)較大且有低于地幔值的鋯石分析點(diǎn)。而另一個(gè)有兩組年齡的正長(zhǎng)巖脈(08JZS10)則表現(xiàn)出不一樣的特征,新元古代年齡的鋯石δ18O值變化范圍是4.15±0.31‰～6.62±0.36‰,氧同位素組成變化較大且有低于地幔值的分析點(diǎn)。而晚三疊世的鋯石δ18O值從1.12±0.26‰～6.74±0.30‰,氧同位素不僅也有低于地幔值的鋯石分析點(diǎn)而且變化更大。而只有晚三疊世年齡的兩個(gè)樣品的氧同位素組成則都表現(xiàn)出與典型地幔鋯石相同或者略高的特征。樣品08JZS13(中性巖墻)24個(gè)鋯石分析點(diǎn)的δ18O值表現(xiàn)出比較一致的富集特征,平均值為6.88±0.18‰,基本都在地幔值之上(圖4c)。樣品08JZS23(正長(zhǎng)花崗巖)19個(gè)鋯石分析點(diǎn)的加權(quán)平均δ18O值為5.86±0.36‰,除了5個(gè)點(diǎn)落在鋯石氧同位素地幔值(5.3±0.3‰)之內(nèi)外,其余所有的點(diǎn)都高于地幔值(圖4d)?？傮w上具有新元古代年齡鋯石的樣品(08JZS01、08JZS10)鋯石氧同位素組成顯示三疊紀(jì)年齡鋯石有相對(duì)虧損重氧同位素的特征,而新元古代年齡的鋯石則顯示輕微虧損或者沒(méi)有虧損重氧同位素的特征。而沒(méi)有新元古代年齡繼承鋯石的樣品則基本不虧損重氧同位素。結(jié)合新元古代虧損18O巖漿巖是揚(yáng)子板塊北緣特有的屬性(Zhaoetal.,2007,2008;Zhengetal.,2003,2004),我們可以推斷這期膠東晚三疊世巖漿巖的源區(qū)有揚(yáng)子地殼的參與。4.4稀土元素地球化學(xué)特征研究中獲得了膠東晚三疊世堿性巖漿巖的主量元素和微量元素的分析數(shù)據(jù)(表5)。不同巖石類型從邢家輝長(zhǎng)巖到甲子山正長(zhǎng)巖再到槎山花崗巖的SiO2的含量從低到高,但是在TAS分類圖解上所有的樣品都投在堿性區(qū)域(圖5a)。在Na2O對(duì)K2O散點(diǎn)圖上,除中-基性巖墻樣品落在超鉀質(zhì)巖范圍之外,其余巖石都落在橄欖粗玄巖系列的范圍(圖5b)。所有巖石均富鉀(K2O=3.31%～7.14%)。堿性輝長(zhǎng)巖和中-基性巖墻有低的SiO2(46.8%～54.4%)和高的MgO(7.07%～11.14%)含量,相對(duì)較高的Cr和Ni含量都指示它們的源區(qū)是1個(gè)基性的地幔端元。而在用摩爾比率來(lái)表示的(A/CNK)對(duì)(A/NK)的圖5c中可以看出幾乎所有巖石都落在準(zhǔn)鋁質(zhì)的范圍內(nèi),僅有個(gè)別石英正長(zhǎng)巖和正長(zhǎng)花崗巖落在靠近邊界的過(guò)鋁質(zhì)區(qū)域。所有巖石類型都表現(xiàn)出隨著MgO的增加,SiO2、Al2O3、Na2O、K2O相對(duì)減少和CaO、TiO2、Cr、Ni相對(duì)增加的有規(guī)律的變化趨勢(shì)(圖6)。中-基性巖墻和堿性輝長(zhǎng)巖有部分分散的趨勢(shì),說(shuō)明它們和正長(zhǎng)巖可能只是相同源區(qū)而非同源巖漿。這些堿性巖漿巖的微量和稀土元素圖解則表現(xiàn)出和島弧巖漿巖相同的類似殼源的特征,富集LREE和LILE(Rb85.7×10-6～308.2×10-6,Ba130×10-6～14102×10-6,Sr86.6×10-6～3101×10-6),虧損HFSE(Nb7.38×10-6～65×10-6,Ta0.33×10-6～2.72×10-6,Ti0.05%～1.28%,P0.01%～1.22%),堿性輝長(zhǎng)巖因局部磷灰石富集成礦所以導(dǎo)致在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化后微量元素蛛網(wǎng)圖上產(chǎn)生P的正異常(圖7a)。而在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化的稀土元素配分圖上可以看到SiO2含量高的石英正長(zhǎng)巖和正長(zhǎng)花崗巖都有明顯的Eu負(fù)異常,而在堿性輝長(zhǎng)巖、中-基性巖墻和輝石正長(zhǎng)巖中則沒(méi)有或者只有輕微的Eu負(fù)異常,可能指示斜長(zhǎng)石在晚期分離結(jié)晶的過(guò)程。所有巖石的稀土配分型式表現(xiàn)出相同源區(qū)演化的特征(圖7b)?？傮w上,這些晚三疊世巖漿巖的主微量元素特征表明了它們具有類似的源區(qū),巖漿結(jié)晶分異是導(dǎo)致它們地球化學(xué)差異的主要原因。4.5堿性巖巖石圈地表巖微量元素特征表5列出了14個(gè)膠東晚三疊世堿性巖的Sr-Nd同位素分析結(jié)果,其中根據(jù)鋯石U-Pb年代學(xué)的分析結(jié)果與前人研究結(jié)果(郭敬輝等,2005;Chenetal.,2003;Yangetal.,2005)采用212Ma來(lái)計(jì)算所有巖石的(87Sr/86Sr)i、εNd(t)和tDM。結(jié)果表示這些堿性巖都有很相似的Sr-Nd同位素組成特征,(87Sr/86Sr)i=0.705918～0.707417,除了一個(gè)槎山正長(zhǎng)花崗巖的εNd(t)=-19.2之外,其余巖石的εNd(t)=-14.5～-16.5。這些同位素集中的特征指示這些巖石應(yīng)該都來(lái)源于相似的源區(qū),低的初始Sr同位素比值和富集εNd(t)值表現(xiàn)出殼源或者古老富集的巖石圈地幔源的特征。再結(jié)合中-基性巖墻和堿性輝長(zhǎng)巖的主微量元素特征可以認(rèn)為它們是起源于富集巖石圈地幔的部分熔融。在SiO2對(duì)(87Sr/86Sr)i和εNd(t)的投圖中沒(méi)有顯示同位素組成與SiO2有相關(guān)性,因而可以排除大規(guī)模地殼同化混染的可能(圖8)。而其中一個(gè)槎山正長(zhǎng)花崗巖Nd同位素相對(duì)更加富集的特征更有可能暗示巖漿源區(qū)是多源的。5巖漿源區(qū)的性質(zhì)通過(guò)總結(jié)近年來(lái)蘇魯?shù)貐^(qū)的花崗片麻巖和榴輝巖的元素以及Sr-Nd同位素特征來(lái)看,膠東晚三疊世堿性巖不但具有與蘇魯造山帶中的花崗片麻巖和榴輝巖類似的弧型微量和稀土元素分布模式,而且Sr-Nd同位素組成也基本落入花崗片麻巖和榴輝巖的變化范圍之內(nèi)(趙子福和鄭永飛,2009)。另外Yangetal.(2005)對(duì)甲子山正長(zhǎng)巖體以及相關(guān)的基性巖墻進(jìn)行了詳細(xì)的地球化學(xué)研究認(rèn)為基性巖墻和正長(zhǎng)巖來(lái)源于古老、難熔巖石圈地幔的部分熔融,而我們對(duì)于這期晚三疊世堿性巖漿作用的不同巖石類型的主微量元素分析結(jié)果也顯示相對(duì)貧硅的巖石類型(堿性輝長(zhǎng)巖、中-基性巖墻和輝石正長(zhǎng)巖)主要受控于單斜輝石和橄欖石的分離導(dǎo)致CaO、Fe2O3和Cr元素都隨著MgO的下降而減少,而相對(duì)富硅的石英正長(zhǎng)巖和正長(zhǎng)巖脈則具有低的Cr、Ni和MgO含量是因?yàn)榛阅笌r漿結(jié)晶分異形成較酸性組分時(shí)單斜輝石和橄欖石已經(jīng)沒(méi)有了,而主要受控于長(zhǎng)石礦物的分離。副礦物比如磷灰石的結(jié)晶對(duì)于P2O5的變化也有很強(qiáng)的制約作用,首先是邢家堿性輝長(zhǎng)巖中出現(xiàn)P的正異常,而從輝石正長(zhǎng)巖到石英正長(zhǎng)巖磷灰石結(jié)晶逐漸變少導(dǎo)致P2O5含量的急速減少。而同化混染、分離結(jié)晶和巖漿混合是最常被用來(lái)解釋同源巖漿的鎂鐵質(zhì)和長(zhǎng)英質(zhì)巖石同時(shí)出現(xiàn)的巖石成因機(jī)制,但是在膠東晚三疊世堿性巖漿作用中,各種巖石類型化學(xué)成分較大的變化并沒(méi)有大的同位素組成變化與之對(duì)應(yīng),也沒(méi)有觀察到同位素比值與某種元素(MgO或者SiO2)在同位素相關(guān)圖上生成二元混合曲線。因此從全巖主微量元素和同位素的整體特點(diǎn)來(lái)看,同化混染和巖漿混合都不太可能是這期堿性巖漿作用的成因機(jī)制,反而是在主微量元素投點(diǎn)圖上(圖6)觀察到的從基性巖到酸性巖的變化關(guān)系符合基性巖漿結(jié)晶分異的封閉體系。雖然全巖成分和同位素特征可以示蹤原始巖漿源區(qū)組成特征(區(qū)分虧損地幔、富集巖石圈地幔以及古老地殼),但在鑒別源區(qū)大地構(gòu)造屬性上則容易造成多解性。而華北與華南陸塊在年代學(xué)以及氧同位素組成上的區(qū)別給我們提供了一個(gè)甄別源區(qū)屬性的思路,因此結(jié)合鋯石U-Pb、原位Hf和O同位素能夠針對(duì)源區(qū)性質(zhì)做出進(jìn)一步的限定。本文中研究分析得到的關(guān)于膠東晚三疊世堿性巖漿作用一些新的年齡信息有助于更加準(zhǔn)確的探討其巖漿起源,以往的研究中未曾報(bào)導(dǎo)過(guò)新元古代的年齡信息,這也直接導(dǎo)致了前人關(guān)于其巖漿源區(qū)的不同見(jiàn)解(Chenetal.,2003;Yangetal.,2005;Xieetal.,2006),而在我們的樣品08JZS01和08JZS10發(fā)現(xiàn)了有新元古代繼承鋯石的年齡信息可以對(duì)該巖漿作用的源區(qū)做出限定,以往的研究表明至少到現(xiàn)今為止,新元古代中期巖漿鋯石的產(chǎn)出還是區(qū)分華北、華南板塊大地構(gòu)造屬性的首要因素(鄭永飛和張少兵,2007)。因此,新元古代年齡的信息表明這期晚三疊世巖漿作用的源區(qū)與俯沖的揚(yáng)子板塊更具親緣性。此外對(duì)于膠東晚三疊世堿性雜巖體整體的年代學(xué)格架來(lái)說(shuō),多種堿性巖石類型侵位的時(shí)間間隔從225±2～205±5Ma,而主體在5Ma期間(215～210Ma)完成堿性巖漿的侵位。在時(shí)代上的大致順序?yàn)樾霞覊A性輝長(zhǎng)巖、甲子山正長(zhǎng)巖先于中性巖墻,槎山花崗巖形成時(shí)代最晚。因此這一期晚三疊世堿性巖漿作用的時(shí)代晚于大陸深俯沖的時(shí)間而與折返時(shí)間相同,屬于典型的同折返巖漿巖而非同碰撞的巖漿巖。將鋯石氧同位素與U-Pb年齡結(jié)合起來(lái)研究是近年來(lái)微區(qū)同位素地球化學(xué)發(fā)展趨勢(shì)之一,原因在于鋯石能夠保存其巖漿巖原巖特征的氧同位素信息,不受后期熱液蝕變和高級(jí)變質(zhì)作用的影響(Valleyetal.,1994;Kingetal.,1998)。再加上地殼物質(zhì)與地幔物質(zhì)的氧同位素組成存在差異,通過(guò)對(duì)鋯石氧同位素的分析,可以知道其原始巖漿是直接來(lái)自地幔還是經(jīng)歷過(guò)地殼循環(huán),從而更有效地研究殼幔相互作用(BindemanandValley,2000;MonaniandValley,2001)。另外蘇魯?shù)貐^(qū)以及這期晚三疊世巖漿作用所在膠東地塊東部基底巖石的氧同位素表現(xiàn)為大規(guī)模虧損的特征,蘇魯?shù)貐^(qū)地體氧同位素變化范圍是-10.9‰～+5.9‰,膠東地塊東部花崗片麻巖及其中大部分G類榴輝巖的鋯石氧同位素分析也顯示出普遍虧損18O的特征。也有研究對(duì)膠東地塊東部威海、文登和榮成地區(qū)的花崗片麻巖以及榴輝巖進(jìn)行了系統(tǒng)的氧同位素分析,發(fā)現(xiàn)膠東地區(qū)結(jié)晶基底的巖石存在兩個(gè)截然不同的氧同位素組成特征。一是大范圍的花崗片麻巖具有低的δ18O值鋯石;二是在榮成地區(qū)除了存在虧損18O的榴輝巖之外還存在特別富集18O的M類榴輝巖,它們的圍巖是經(jīng)歷了超高壓變質(zhì)作用的大理巖。鋯石的δ18O值可到15.9‰,全巖的δ18O值高達(dá)15‰～19‰,全巖和鋯石的氧同位素組成都遠(yuǎn)遠(yuǎn)高于地幔值(儲(chǔ)雪蕾等,2005;Tangetal.,2006,2007,2008a)。在蘇魯造山帶同一地區(qū)出現(xiàn)兩組氧同位素組成完全不同的現(xiàn)象表明了膠東地區(qū)基底巖石氧同位素組成的復(fù)雜性。再結(jié)合Zhengetal.(2003)解析出的大別-蘇魯?shù)貐^(qū)超高壓變質(zhì)巖原巖是揚(yáng)子板塊新元古代中期裂谷巖漿作用與大氣降水共同作用形成的具有低δ18O值的火成巖,我們不難得出深俯沖的揚(yáng)子地殼組分應(yīng)該具有低的δ18O值的特征。低的δ18O值不可能完全來(lái)自地幔,地殼的物質(zhì)組分比如地殼火成巖再循環(huán)是造成氧同位素偏低特征的可能原因。而在我們的樣品08JZS01和08JZS10中都發(fā)現(xiàn)有低于地幔值的鋯石氧同位素組成,再輔以新元古代年齡的特征則可以確認(rèn)這一期晚三疊世堿性巖漿作用發(fā)生部分熔融的源區(qū)有新元古代虧損δ18O值的巖漿巖的參與,即揚(yáng)子地殼的參與。同一樣品(中性巖墻和正長(zhǎng)巖脈)的鋯石氧同位素比值不均一的現(xiàn)象,可能指示了殼幔相互作用過(guò)程,而另外兩個(gè)樣品08JZS13和08JZS23的鋯石氧同位素組成則表現(xiàn)出高于地幔值的特征,這種整體上低于地幔值和高于地幔值并存的現(xiàn)象可能的解釋則是發(fā)生部分熔融的源區(qū)是多源的,本身就具有氧同位素組成不均一的特征。而本文分析的4個(gè)樣品中未發(fā)現(xiàn)有特別負(fù)的氧同位素比值說(shuō)明該巖漿源區(qū)應(yīng)該是俯沖的揚(yáng)子巖石圈地幔和下地殼的組分為主,受大氣降水改造氧同位素組成程度較低。而大氣降水以及水巖反應(yīng)對(duì)于上下地殼的氧同位素再造程度不均一導(dǎo)致不同層次及區(qū)域的俯沖揚(yáng)子巖