2018, Vol. 37
2. 中国科学院 地球化学研究所, 矿床地球化学国家重点实验室, 贵阳 550081;
3. 西藏自治区地质矿产局第五地质大队, 青海 格尔木 816000
2. State Key Laboratory of Ore De-posit Geochemistry, Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guiyang 550081, China;
3. No.5 Geological Party, Xizang Bureau of Geology and Mineral Resources, Golmud Qinghai 816000, China
位于中国东部的苏鲁造山带被公认为是三叠纪华北板块与扬子板块俯冲-碰撞作用的产物(索书田等，2001；Zheng et al., 2002, 2003)。苏鲁造山带在中生代期间发生了大规模的岩浆活动(Wu et al., 2005；Yang et al., 2008)，并分布有大量中生代花岗岩。这些花岗岩的物质来源和成因机制一直以来是该大陆碰撞造山带研究的重点问题之一(周建波等，2003；华锋等，2004；高天山等，2004；胡芳芳等，2005；郭敬辉等，2005；黄洁等，2005；Yang et al., 2005a, 2005b)。造山带内中生代花岗岩的形成时代、成岩机制和物质源区对深入了解苏鲁超高压碰撞造山带的演化具有重要的动力学意义。近20年来，国内外学者对苏鲁造山带内中生代中-基性侵入岩进行了大量翔实的研究工作，并取得了一定的研究成果(Guo et al., 2001；Xu et al., 2004a, 2004b；徐义刚等，2007；Liu et al., 2008；Yang et al., 2012a, 2012b, 2012c)。但对区内中生代早白垩世酸性岩(特别是花岗岩)的岩石成因、物质来源、形成的地球动力学背景及其与造山带演化之间的关系等方面仍存在争议。部分学者认为其是深俯冲的陆壳物质再循环的产物，即由下地壳部分熔融而成(杨进辉等，2003；周建波等，2003；黄洁等，2005；Huang et al., 2006)，或者是由下地壳富集岩石圈地幔部分熔融形成(Yang et al., 2005b；Liu et al., 2008；王涛等，2009)；而最近研究认为是壳幔混合作用的产物(郭敬辉等，2005；孟繁聪等，2006；Hou et al., 2007；Yang et al., 2012d；李洪奎等，2017)。就该问题展开深入的探讨对于揭示苏鲁造山带乃至整个华北东部中生代构造演化具有重要意义。
本文选取华北东部苏鲁造山带南缘临沭县青云镇地区的二长花岗岩作为研究对象。在详细的野外地质调研的基础上，从LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学和主微量元素地球化学方面对其进行研究，主要讨论了其形成时代、成因类型、源区性质、构造环境及其形成机制。
1 区域地质背景及岩石学特征苏鲁造山带是华北板块与扬子板块拼合过程中形成的大别造山带的东延部分，后因郯庐断裂走滑剪切作用被错分为东、西两段。研究区位于苏鲁造山带南缘的苏鲁地块临沭县青云镇地区。构造上，苏鲁造山带南缘可分为南部的高压变质带和北部的超高压变质带两个构造单元，本次研究区位于北部的超高压变质带内(图 1)。在南苏鲁的超高压变质带中东海-临沭地区，主要出露有花岗质片麻岩，含石榴子石、绿帘石、角闪石的云母片麻岩、大理岩、蓝晶石英岩和少量的榴辉岩、超基性岩、中性岩，以及类型多样的碱性岩和酸性岩。其中，榴辉岩和片麻岩的原岩表现为裂谷型的双峰式火山岩(Jahn，1999；郑永飞等，2003)，这些变质岩的原岩普遍经历了超高压变质作用(Wallis et al., 1999；张泽明等，1999；Liu et al., 2004)。超高压变质作用与扬子板块向华北板块下的深俯冲有关。
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底图据孟繁聪等(2006) 图 1 胶南地区地质简图 Fig.1 Sketch geological map of the Jiaonan region |
样品采自苏鲁造山带南缘超高压变质带内的临沭县青云镇地区。岩性为二长花岗岩，岩石手标本总体显肉红色, 具细粒-中粗粒花岗结构, 块状构造, 主要矿物有石英(20%~30%)、碱性长石(30%~35%)、斜长石(25%~30%)。次要矿物有黑云母(5%~10%)；副矿物有锆石、榍石和磷灰石等。镜下鉴定显示，碱性长石主要为条纹长石，多为简单双晶或格子双晶；斜长石主要为钠长石，普遍发育聚片双晶。石英与碱性长石相互交生，具显微文像结构。
2 分析方法 2.1 主、微量元素分析方法主量元素在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室采用AxiosPW4400型X射线荧光光谱仪(XRF)进行分析，元素分析的重现性(准确度)优于3%；微量元素在中国科学院地球化学研究所用电感耦合等离子质谱(ICP-MS)上进行分析，所有元素分析的准确度优于5%。稀土元素的分析精度优于5%，微量元素分析精度优于10%。
2.2 锆石LA-ICP-MS U-Pb定年分析锆石反射光、阴极发光及锆石U-Pb测年均在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室完成。本次实验中采用He作为剥蚀物质的载气，激光束斑直径为32 μm，激光剥蚀样品的深度为20~40 μm。锆石年龄采用国际标准锆石91500作为外标，元素含量采用NISTSRM610作为外标，29Si作为内标元素。单个分析可信度为95%(1σ)。普通铅校正采用Andersen(2002)推荐的方法，详细的测试流程详见Yuan等(2004)。样品的同位素比值及元素含量计算采用ICP-MS-DATECAL程序(Liu et al., 2010)，加权平均年龄计算和谐和图的绘制采用Isoplot(ver3.0)完成。
3 分析结果 3.1 主量元素临沭县青云镇地区二长花岗岩主量分析结果见表 1。SiO2含量为71.8%~73.71%，均值为72.43%。(K2O+Na2O)含量为8.03%~8.83%，均值为8.27%，K2O/ Na2O＝1.20~1.47，均值为1.36。K2O含量为4.64%~5.01%，均值为4.77%，具有较高的K2O含量。在SiO2-K2O图解(图 2)上，样品点均落入髙钾钙碱性系列范围内。Al2O3含量为14.21%~14.66%；A/CNK为1.05~1.16，均值为1.11。在A/CNK-A/NK图解(图 3)上，样品投影点全部落入弱过铝质区域内，属于弱过铝质型岩石。岩石中MgO含量为0.29%~0.37%，均值为0.33%；CaO为0.99%~1.17%，均值为1.08%；TiO2为0.225%~0.263%，均值为0.25%；Mg#值为26~30，均值为28。岩石总体具有较低的Mg#、MgO、CaO和TiO2含量。在标准矿物计算结果中，出现标准刚玉分子，含量为0.55%~1.51%，分异指数DI为91.5~92.25，均值91.83，表明花岗岩分异程度较高。这些特征表明临沭县青云镇二长花岗岩为髙钾钙碱性弱过铝质花岗岩。
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表 1 二长花岗岩主量元素分析结果 Table 1 Analytic results of major elemente of the monzonitic granite |
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底图据Peccerillo和Taylor(1976) 图 2 二长花岗岩的K2O-SiO2图解 Fig.2 The K2O-SiO2 plot of the monzonitic granite |
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底图据Maniar和Piccoli(1989) 图 3 A/CNK-A/NK图解 Fig.3 The A/CNK-A/NK diagram of the monzonitic granite |
微量元素分析结果见表 2。所有岩石样品具有较高的稀土总量(∑REE质量分数)为187×10-6~ 331.86×10-6，平均为268.23×10-6，在稀土配分模式图上曲线接近一致，显示出同源岩浆演化的特点(图 4)。稀土配分曲线呈明显右倾，(La/Yb)N为19.71~45.78，说明稀土配分模式高度分异，LREE强烈富集和HREE极度亏损，轻重稀土元素分馏明显。δCe＝0.89~0.96，均值为0.91，无明显Ce异常。δEu主要集中在0.62~0.72，均值为0.69，除了9号样品有轻微正异常外，其余均显示中等弱负铕异常，暗示源区可能存在斜长石的分离结晶或部分熔融过程中存在斜长石残留相。Sr为274×10-6~768×10-6，均值为332.9×10-6；Y为14.5×10-6~19.9×10-6，均值为16.64×10-6；Yb为1.27×10-6~1.52×10-6，均值为1.45×10-6，显示低Sr、低Y和Yb的特点。
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表 2 二长花岗岩微量元素和稀土元素分析结果 Table 2 Analytical results of trace elements and rare earth elements of the monzonitic granite |
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图 4 二长花岗岩的稀土元素球粒陨石标准化配分曲线图 Fig.4 Chondrite-normalized REE patterns for the monzonitic granite |
在原始地幔标准化微量元素蛛网图上，微量元素的配分模式近似一致(图 5)。相对于原始地幔，富集大离子亲石元素Rb、Th、K、La和Pb元素，相对亏损Ta、Nb、Ti、P等高场强元素。La/Nb为3.74~5.74，均值为4.43；Th/Nb为0.47~1.65，均值为1.35；Th/La为0.1~0.4，均值为0.31。
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图 5 二长花岗岩的微量元素原始地幔标准化蛛网图 Fig.5 Primitive mantle-normalized trace element patterns for the monzonitic granite |
测定年龄的样品取自临沭县青云镇地区新鲜的二长花岗岩。锆石以长柱状为主，自形程度较好，少数为不规则状及粒状，部分呈断头晶。大部分锆石具有较清晰的韵律环带结构，具有岩浆锆石的特征。9个测点的测试结果(表 3)显示，U含量为2720.65×10-6~29400.17×10-6，Th含量为2783.60×10-6~46687.62×10-6，Th/U值为1.39~2.52，符合岩浆锆石Th/U＞0.4的特征(吴元保和郑永飞，2004)。锆石点数据较集中，均落在谐和线上及其附近，206Pb/238U数据的加权平均年龄为(126.6±3.8)Ma，MSWD＝6.3(图 6)。(126.6±3.8)Ma应代表本次所研究二长花岗岩的结晶年龄，为早白垩世。
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表 3 二长花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb分析结果 Table 3 Analytical results of the LA-ICP-MS zircon U-Pb dating of the monzonitic granite |
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图 6 二长花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄谐和图 Fig.6 A plot of LA-ICP-MS U-Pb zircon concordia ages of the monzonitic granite |
研究区二长花岗岩具有高硅、弱过铝质、富碱高钾的特征。轻重稀土分馏异常显著，配分曲线显示为明显的右倾型，区别于S型花岗岩普遍所表现出的“海鸥型”稀土配分曲线。岩石的Ga/Al值(均值为2.49)和Zr+Nb+Ce+Y值(均值为327)较低，大部分低于A型花岗岩Ga/Al值下限(2.6)和Zr+Nb+Ce+Y值下限(350)。在Ga/Al值判别图解上(图略)，上述样品绝大部分投影在非A型花岗岩区，主要投影在I型和S型花岗岩区域(I & S)。此外，二长花岗岩具有较低的TFeO/MgO值(4.13~5.24，小于16)，明显不同于A型花岗岩(TFeO/MgO>16)和未分异的I型花岗岩(TFeO/MgO < 4)(Bonin，2007)。TFeO/MgO-Zr+Nb+Ce+Y图解中，岩石样品均落在高分异的长英质岩区域(FG)(图略)。锆石饱和温度(tZr)计算结果显示(表 1)，岩浆结晶温度为709~815 ℃，均值为793 ℃，与内蒙古大桦背、华南佛冈、西藏冈底斯东部察隅高分异I型花岗岩Zr饱和温度范围较为一致(邱检生等，2008；朱弟成等，2009；张辉等，2015)，均低于A型花岗岩的成岩温度下限(肖娥等，2007)，排除了所分析岩石是分异A型花岗岩的可能。综上所述，笔者认为研究区二长花岗岩应为高分异的I型花岗岩。
4.2 源区特征张旗等(2006)认为Sr和Yb(Y)的含量及Sr/Yb值对判定花岗岩源区特征具有十分重要的指示意义。研究区二长花岗岩具有较低的Sr含量为274×10-6~312×10-6(低于350×10-6，仅有1个值为768×10-6，可能是由于样品斜长石聚集)和Yb含量为1.27×10-6~1.52×10-6，表明二长花岗岩属于低Sr低Yb型花岗岩。根据花岗岩与压力的关系，所研究的二长花岗岩形成于中等压力下(0.8~1.3 GPa)，相应的深度为35~45 km，源区残留相可能为麻粒岩相(斜长石+石榴子石+角闪石+辉石)(张旗等，2006)。源区有石榴子石等重稀土强烈富集的矿物相残留，说明花岗岩的原岩为铁镁质岩(孙德有等，2004)。本区二长花岗岩具有较高的SiO2(71.82%~73.71%)含量和较低的Mg#(26~30)值，表明该岩体不是地幔岩石直接熔融的产物。同时二长花岗岩具有较低的Cr(4.3×10-6~62.8×10-6)、Ni(2.0×10-6~146.2×10-6)含量，也表明二长花岗岩的原始岩浆不是来源于地幔源。二长花岗岩具有高硅、高钾、富铝以及低铁镁的岩石地球化学特征，暗示其岩浆来源于地壳组分的部分熔融。不相容元素Nb、Ta的强烈亏损和Th的相对富集，表明形成岩体的岩浆很可能来自壳源(李锦轶等，2007)。该岩体轻稀土元素相对富集，微量元素Nb、Ta显示明显的负异常，而元素Pb具有明显正异常，其中Nb/La值极低(0.17~0.26)，表明岩石起源于地壳物质的部分熔融。岩体的Nb/Ta值为11.26~ 18.07，均值为12.28，非常接近地壳岩石(12~13)(Barth et al., 2000)，远低于地幔岩石(~17)；Zr /Hf值为34.23~38.24，均值为35.61，介于幔源岩石与壳源岩石之间。表明二长花岗岩的源岩应该以地壳物质为主，岩浆起源于下地壳岩石的部分熔融。考虑到所研究的二长花岗岩(126.6± 3.8)Ma形成时，该区伴有大量同时代的幔源岩浆活动，如早白垩世形成的沂南辉长岩(127 Ma；Xu et al., 2004b)、方城玄武岩(125 Ma；Zhang et al., 2002)。可见，该时期的幔源岩浆与花岗质岩浆是同一构造热事件的产物，二者在成因上存在一定的联系，即该时期的花岗岩可能是由同一构造热事件诱发了下地壳部分熔融形成。综上所述，笔者认为研究区二长花岗岩最有可能来源于中等压力下(0.8~1.3 GPa)，相应的深度35~45 km的镁铁质下地壳的部分熔融，可能有少量幔源物质的加入。
4.3 分离结晶二长花岗岩均具有明显的Sr负异常(图 5)和Eu负异(图 4)常特征，暗示其源区中存在斜长石的分离结晶或部分熔融过程中存在斜长石残留相。P和Ti的负异常(图 5)则说明其源区中存在磷灰石和Ti-Fe氧化物(钛铁矿)的分离结晶。Ta、Nb的亏损及Th的富集现象(图 5)，可能与角闪石和黑云母等矿物的分离结晶有关(吴福元等，2001)。另外，过渡族元素的总体含量偏低，具有较低的Cr(4.3×10-6~62.8×10-6)和Ni(2.0×10-6~146.2×10-6)含量，该值远低于原始岩浆的Cr(3000×10-6)和Ni(2000×10-6)含量，这可能与源区存在一定程度的单斜辉石或尖晶石(与Cr相关)和铁镁矿物如橄榄石(与Ni相关)的结晶分异有关(Rollinson，1993)。在Rb-Sr和Ba-Sr图解(图 7)中，岩浆主要以斜长石矿物的分离结晶为主(图 7a)，且在其成岩过程的早期有黑云母和钾长石的分离结晶，在成岩过程的晚期，以钾长石分异为主(图 7b)。
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图 7 二长花岗岩的Rb-Sr和Ba-Sr图解 Fig.7 Diagrams of Rb-Sr and Ba-Sr for the monzonitic granite |
Pearce(1996)最早提出应用岩石地球化学中的主量元素和微量元素变异图解来判定岩石形成的大地构造背景，该方法尤其对判断花岗岩的形成构造背景十分有效。在SiO2-K2O图解上(图 2)，二长花岗岩全部落在高钾钙碱性系列岩石区域，而高钾钙碱性岩浆活动通常被认为主要发生于碰撞后的地壳伸展和岩石圈减薄的构造环境(刘新秒，2000)。在主量元素构造环境判别图解上(图 8)，研究区二长花岗岩的样品均投影在POG(造山后花岗岩)区域内；在Hf-Rb/30-Ta×3与Rb-(Y+Nb)构造判别图上(图 9)，所有二长花岗岩样品均落入后碰撞或造山晚期花岗岩区域，代表了一种拉张性的构造环境。中生代期间，苏鲁造山带下地幔动力学机制一直处于平缓调整状态，地幔和地壳之间进行了强烈的物源和热源传输与交换，导致先前形成于造山期的碰撞造山格局遭到破坏和改造(张国伟等, 1997, 2003)，引发了软流圈物质上涌并底侵诱发下地壳物质发生部分熔融分异形成中酸性岩浆，沿构造薄弱带上升到浅部侵位形成花岗岩(朱赖民等，2008)。前人研究表明，在华北克拉通东部，早白垩世岩浆活动广泛而强烈，它不仅体现在不同性质岩浆的侵入作用，同时还形成了大量的火山岩，该期岩浆活动主要集中于110~135 Ma(郭敬辉等，2005；Zhang et al., 2002, 2003；裴福萍等，2004)。除了上述岩浆作用广泛出现外，在早白垩世时期，华北克拉通东部形成了松辽盆地、华北盆地、胶莱盆地、蒙古断陷盆地群等几个大型盆地(朱勤文等，1997；张岳桥等，2004)，这些构造和大型盆地的形成均客观的反映了岩石圈拉张环境的存在。因此，综合上述研究成果，表明青云镇地区二长花岗岩形成于碰撞造山后陆内岩石圈拉张的地球动力学构造背景。
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CAG-大陆弧花岗岩；CCG-大陆碰撞花岗岩；IAG-岛弧花岗岩；POG-造山后花岗岩。RPG-与裂谷有关的花岗岩；CEUG-与大陆的造陆指开有关的花岗岩；底图据Maniar等(1989) 图 8 二长花岗岩的主元素构造环境判别图解 Fig.8 The major elements discrimination plots of tectonic setting for the monzonitic granite |
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(a)底图据Pearce(1996)；(b)底图据Harris等(1986) 图 9 二长花岗岩Rb-Y + Nb(a)和Rb /30-Hf-3Ta(b)构造环境判别图 Fig.9 Tectonic setting discrimination plots of Rb-Y+Nb(a) and Rb/30-Hf-3Ta(b) for the monzonitic granite |
本次研究的二长花岗岩具有与埃达克岩相似的地球化学特征：SiO2>56%，MgO < 3%，高度分异的稀土模式(La/Yb)N>20，低HREE值(Y < 18×10-6，Yb < 1.9×10-6)(王焰等，2000)。但是其与来源于俯冲洋壳部分熔融的埃达克岩有明显不同，因此笔者称之为埃达克质岩。在大别-苏鲁造山带和华北克拉通北缘也发现了这种早白垩世埃达克质岩(Xu et al., 2007；Xiao and Clemens, 2007；王涛等, 2009, 2010)。最近研究表明，许多埃达克质岩的形成与俯冲洋壳无关。根据埃达克岩的最新研究表明，苏鲁造山带的埃达克岩的成因主要与下地壳的拆沉有关(Liu et al., 2009)。因此，笔者认为本次研究的二长花岗岩的成因模式可能与下地壳的拆沉作用有关。在205~185 Ma，华北板块和扬子板块可能发生了二次板内挤压，导致了苏鲁地壳的加厚，加厚下地壳经过高压-超高压变质作用产生了具有独特物理和化学特性的榴辉岩(Liu et al., 2008)，榴辉岩的密度高于地幔橄榄岩密度(Levander et al., 2006)，由于重力的不平衡，在185~165 Ma，榴辉岩与下伏的岩石圈地幔一起通过拆沉作用进入软流圈地幔中(Gao et al., 2004)，并引发了软流圈再次上涌和岩石圈的拉张、减薄；由于榴辉岩的熔解温度低于地幔橄榄岩的熔解温度(Sobolev et al., 2007)，随着硅饱和的榴辉岩进入地幔后被加热，榴辉岩发生熔融并与上覆地幔橄榄岩发生大规模交代作用，最终形成了交代富集的岩石圈地幔；在130~110 Ma，随着拆沉的继续(Li et al., 2002)，交代富集的岩石圈地幔在拉张构造背景下得到减压并发生部分熔融，形成的幔源岩浆底侵加热下地壳，诱发下地壳物质发生部分熔融形成新的岩浆，新的岩浆沿构造脆弱带在上升侵位的过程中发生了分异结晶，最后在造山带的有利位置形成了高钾钙碱性I型花岗岩。
5 结论(1) 研究区二长花岗岩成岩年龄为(126.6± 3.8)Ma，为苏鲁造山带燕山期早白垩世岩浆活动的产物。属高K钙碱性高分异I型花岗岩，可能来自于源区残留相为麻粒岩相(斜长石+石榴子石+角闪石+辉石)的下地壳。成岩条件可能为0.8~1.3 GPa，对应的深度为35~45 km。在成岩过程中可能存在单斜辉石、斜长石、磷灰石、Ti-Fe氧化物、角闪石和黑云母等矿物的分离结晶作用，岩浆结晶温度范围为709~815 ℃，均值为793 ℃。
(2) 结合区域地质构造演化，所研究的二长花岗岩形成于华北板块和扬子板块碰撞造山后的陆内岩石圈拉张、减薄的地球动力学背景，岩石圈拆沉和幔源岩浆底侵是导致拉张的两个主要动力机制。在成因上，由幔源岩浆底侵加热下地壳物质部分熔融产生的长英质岩浆经分离结晶作用形成。
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