2018, Vol. 34
2. 中国地质调查局发展研究中心, 北京 100037;
3. D &S International Investment Limited, Hongkong 999077;
4. 中国地质矿业有限公司, 北京 100029;
5. 河北省地矿局第六地质大队, 石家庄 050085;
6. 武警黄金第十一支队, 拉萨 850000
2. Development and Research Center of China Geological Survey, Beijing 100037, China;
3. D & S International Investment Limited, Hongkong 999077, China;
4. China National Geological & Mining Corporation, Beijing 100029, China;
5. Sixth Geological Exploration Division, Hebei Bureau of Geological Exploration and Development, Shijiazhuang 050085, China;
6. The Eleventh Gold Party of CAPF, Lhasa 850000, China
华北克拉通是古老克拉通遭受破坏的典型实例，是研究大陆地壳与岩石圈地幔相互作用的理想地区。近些年来对其东部古生代金伯利岩和其中地幔橄榄岩包体以及新生代玄武岩和其中地幔橄榄岩包体的研究表明：古老的、巨厚的(>200km)、冷的华北东部岩石圈在中、新生代发生明显的减薄事件，被年轻的、薄的(< 80km)、热的大洋型岩石圈所替代(Menzies et al., 1993; Griffin et al., 1998; 钱生平等, 2015)。Ma et al.(2014, 2016)统计了已有的年代学资料，发现华北克拉通东部岩石圈地幔来源的岩浆岩集中分布在早白垩世，峰期在130~120Ma。少量的软流圈来源的岩浆岩，年龄分布在107~73Ma，并且识别出焦家高钛煌斑岩是目前为止发现最早的软流圈地幔来源的岩石，它的出现是华北克拉通东南缘早白垩世岩石圈减薄的直接证据。目前对于岩石圈减薄机制尚存在争议，岩石圈根(岩石圈地幔和下地壳基性基底)被认为以下几种模式进入深部地幔：(1)岩石圈地幔和榴辉岩大陆下地壳的拆沉(邓晋福和莫宣学, 1994; Gao et al., 2002, 2004, 2008; Wu et al., 2003; Deng et al., 2007)；(2)软流圈对岩石圈地幔的热-化学侵蚀作用(范蔚茗和Menzies, 1992; Xu, 2001; Zheng et al., 2005; Zhang et al., 2013)；(3)大洋岩石圈的俯冲脱水使上覆岩石圈地幔发生弱化并转化为软流圈(Niu, 2005; Meng et al., 2015)。研究显示岩石圈地幔被改造和破坏的主体时间为晚中生代，燕山期强烈的岩浆活动和构造转换是其深部动力学过程的浅部响应，与岩石圈地幔巨厚减薄相对应的则是形成了大规模的中、酸性花岗岩(霍腾飞等, 2016)。
山东省位于华北克拉通东部块体的东南部，以郯庐断裂为界，一般称郯庐断裂以西地区为鲁西地区，郯庐断裂以东地区为胶东地区(Li et al., 2015)。胶东地区主要由胶北隆起、胶莱盆地和胶南造山带3个次级单元组成(潘素珍等, 2015)。该地区地质特征突出特点之一：表现为始于晚三叠世，在早白垩世达到顶峰，终于早白垩世晚期的大规模岩浆活动和中-基性脉岩的侵入作用(Li et al., 2015)。已有学者研究指出三佛山花岗岩是胶东地区早白垩世中、酸性花岗岩侵入体的典型代表，属于高钾钙碱性系列岩石(郭敬辉等, 2005; 张华峰等, 2006; Goss et al., 2010; Zhang et al., 2010)。早白垩世岩浆岩不仅在胶东广泛出露而且在中国东部也广泛分布，近些年来的研究尽管已经取得长足进展，但在其源区物质来源、成因机制及与形成的地球动力学背景之间的关系等方面仍存在争议。本文在对花岗岩侵入体内部岩相差异的详细剖析基础上，重点关注岩浆分异特点及其中分布的大量暗色包体(mafic microgranular enclaves)所反映的成因信息，深入研究了不同岩石类型的地球化学特征、侵位时代及成岩物理化学条件，借此作为探讨该期岩浆岩的源区、岩石成因、地壳演化及深部动力学过程等问题的重要突破口。
1 地质概况三佛山花岗岩出露于胶东南部造山带的金矿集中区内，属于华北克拉通东缘隆起区牟平-乳山金成矿带组成部分(陈光远等, 1989; Li and Santosh, 2014)。区内主要发育近北北东向大体平行于郯庐断裂带的次级断裂，该组控制区内构造演化和金成矿作用的逆冲-走滑断裂呈雁列展布，自西向东依次为牟平-乳山断裂、五莲-米山断裂、文登-威海断裂等(图 1a)(朱光等, 2000, 2001)。通过对郯庐断裂同位素年代学，结合区域构造应力场、断陷盆地和伸展活动时间等多方面的研究显示，早白垩世初期郯庐断裂发生左行平移，之后迅速转为伸展运动，为岩石圈的强烈减薄及大规模岩浆活动的发生提供了有利的条件(Hacker et al., 2000, 2006; Zhang et al., 2003; 谢文雅等, 2009)。
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图 1 胶东半岛地质简图(a, 据张华锋等, 2006)和三佛山花岗岩侵入体地质简图(b) Fig. 1 Geological sketch map of Jiaodong Peninsula (a, after Zhang et al., 2006) and simplified geological map of Sanfoshan granitoid (b) |
三佛山花岗岩侵入于昆嵛山花岗闪长岩体之中，构造位置上处于北东向的牟平断裂带东侧，米山断裂南端，主要出露于威海乳山市大孤山、上庄、归仁一带(图 1b)。空间上侵入体呈北北东向展布，平面上呈不规则椭圆状，研究区面积约40km2，为一中等规模的岩株。主体为中粗粒不等粒二长花岗岩(图 2a)，其中可观察到大量暗色包体分布(图 2d-f)，在视野范围内常分布较为均匀，个体大小悬殊，长径从几厘米到几十厘米，水滴状、椭圆状或球状，部分可见有拉长现象呈不规则状，没有固定变形，表明形成过程中可能发生了岩浆混合作用(magma mixing/magma mingling)，侵入体边缘相为中细粒二长花岗岩(图 2b)及细粒正长花岗岩(图 2c)。
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图 2 三佛山花岗岩野外地质特征 (a)花岗岩的重力卸载构造；(b)中细粒二长花岗岩野外露头；(c)细粒正长花岗岩野外露头；(d)中粗粒二长花岗岩中分布的椭圆状MMEs；(e) MMEs和中粗粒二长花岗岩间成“火焰状”的界限，两者发生一定程度的混染；(f)具有平直棱角的MMEs；(g)中粗粒二长花岗岩中穿插的基性脉岩；(h)基性脉岩与中粗粒二长花岗岩截然的界线；(i)中粗粒二长花岗岩与其中穿插的基性脉岩发生混合现象. Kfs-钾长石；Pl-斜长石；Bi-黑云母；Am-角闪石 Fig. 2 Geological characteristics of Sanfoshan granite (a) off-loading structure; (b) outcrop of medium-to fine-grained monzogranite; (c) outcrop of fine-grained syenogranite; (d) elliptical MMEs in medium-to coarse-grained monzogranite; (e) flame shape boundary between MMEs and medium-to coarse-grained monzogranite; (f) MMEs with straight edge and corner; (g) mafic dykes in medium-to coarse-grained monzogranite; (h) distinct boundary between mafic dyke and medium-to coarse-grained monzogranite; (i) mixing in mafic dyke and medium-to coarse-grained monzogranite |
本次共选取11件样品进行相关测试及详细研究，包括细粒正长花岗岩2件、中细粒二长花岗岩2件、中粗粒不等粒二长花岗岩5件和暗色微粒包体2件。
细粒正长花岗岩，主要沿侵入体边缘分布，鲜红色，斑状结构，块状构造(图 3a)。斑晶含量约占总体的30%~35%，主要由钾长石(45%~50%)、斜长石(20%~25%)、石英(20%~25%)和少量黑云母(3%~5%)组成。钾长石主要为柱状，粒径0.1×0.2mm~0.3×0.5mm；斜长石多为柱状，粒径0.05×0.1mm~0.1×0.2mm；石英为粒状，粒径0.1mm~0.2×0.2mm；黑云母主要为片状，粒径0.1×0.2mm~0.2×0.3mm。基质含量约50%~60%，基本由微晶钾长石(20%~25%)，斜长石(15%~20%)，石英(10%~20%)，黑云母(3%~5%)组成(图 3e)。
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图 3 三佛山花岗岩手标本及显微镜照片 (a)细粒正长花岗岩手标本；(b)中细粒二长花岗岩手标本；(c)中粗粒二长花岗岩手标本；(d)暗色微粒包体；(e)细粒正长花岗岩显微照片；(f)中细粒二长花岗岩显微照片；(g、i-l)中粗粒二长花岗岩显微照片；(h) MME显微照片. Am-角闪石；Ap-磷灰石；Bi-黑云母；Kfs-钾长石；Mag-磁铁矿；Pl-斜长石；Q-石英；Spn-榍石；Zrn-锆石 Fig. 3 Photograph and microphotographs of Sanfoshan granite (a) photograph of fine-grained syenogranite; (b) photograph of medium-to fine-grained monzogranite; (c) photograph of medium-to coarse-grained monzogranite; (d) photograph of MME; (e) photomicrograph of fine-grained syenogranite; (f) photomicrograph of medium-to fine-grained monzogranite; (g, i-l) photomicrographs of medium-to coarse-grained monzogranite; (h) photomicrograph of MME |
中细粒二长花岗岩，淡粉色，中细粒结构，块状构造(图 3b)。主要矿物：钾长石(30%~35%)，斜长石(30%~35%)，石英(25%~30%)，暗色矿物可见黑云母(8%)。钾长石呈他形板状，粒径0.5×1mm~1.5×4mm；斜长石他形-半自形板状，粒径0.5×1mm~1×2mm；石英可见波状消光现象，他形粒状，大部分粒径1~2mm，少量可达3mm；黑云母主要为片状，粒径0.1×0.2mm~1×2mm。副矿物为磷灰石、磁铁矿、锆石等，含量 < 1%(图 3f)。
中粗粒不等粒二长花岗岩，浅肉红色，中粗粒花岗结构，块状构造(图 3c)。主要矿物：钾长石(30%~35%)，斜长石(30%~35%)，石英(20%~25%)，黑云母(5%~10%)，角闪石(1%~3%)。矿物自形程度较好，钾长石半自形柱状、粒状，粒径2×3mm~4×8mm，发育卡式双晶及格子双晶；斜长石多为较自形板状、柱状，粒径2×3mm~3×8mm，发育聚片双晶(图 3i)；石英多呈粒状，粒径2~6mm；角闪石多为长柱状，长宽比约为4:1，粒径1×3mm~8×100mm，同时可见角闪石双晶，粒径4mm左右(图 3l)；黑云母多呈绿色片状产出，粒度大小不一，粒径0.1×0.3mm~2×5mm。副矿物为磷灰石、榍石、磁铁矿、锆石等，含量 < 1%(图 3g, j, k)。
暗色微粒包体，主要寄主于中粗粒二长花岗岩中，形态多样，多浑圆状、椭球状、拉长的透镜状、舌状，少见不规则状、水滴状，具塑性特征，直径2~40cm不等，细粒花岗结构，块状构造，多呈深绿色、暗黑色(图 3d)。主要矿物组合为斜长石+石英+黑云母+角闪石，斜长石(30%~35%)，黑云母(30%~35%)，石英(10%~15%)，角闪石(< 5%)，粒径一般在0.05mm左右。肉眼下可见细粒冷凝边和长英质晕圈，细粒暗色矿物的镶边为普通角闪石±黑云母的矿物组合，在镜下可见早期淬冷环境下快速晶出的铁镁质矿物被后来低成核率、高生长率下形成的较大石英或钾长石晶体所包裹而成的嵌晶结构(图 3h)。
2 测试技术及方法 2.1 主、微量元素分析本次研究挑选出其中新鲜具有代表性的样品，研磨粉末至200目在核工业北京地质研究院完成测试。主量元素分析根据硅酸盐岩石化学分析法GB/T 14506.28—93，采用PW2404 X射线荧光光谱仪进行，X射线管电流为50mA，电压50kV，粗狭缝，视野光栏直径为30mm。微量元素分析依据电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)法通则DZ/T 0223—2001，测试仪器为HR-ICP-MS(ElementⅠ)等离子质谱计。主要实验参数为：样品气流量1.04L/min；辅助气流量0.96L/min；冷却气流量14.0L/min；分析室真空度6×10-6Pa；RF功率1250w，分辨率300；采样锥1.1mm，Ni；截取锥0.8mm，Ni；温度20℃，相对湿度30%。以下CIPW标准矿物计算均采用Geokit软件(路远发, 2004)。
2.2 电子探针分析本次研究电子探针分析在中国地质科学院矿产资源研究所电子探针实验室完成，硅酸盐矿物电子探针分析测试标准：GB 15617—2002-T，所用仪器型号为：JEOL-JXA-8230，测试条件为：加速电压15kV，电流为：20nA，束斑直径为：3~5μm，分析方式为波谱分析，修正方式为ZAF，检出限大于15×10-6，分析精度为0.1%，能够满足本文测试要求。
2.3 锆石U-Pb测年本次工作共选取各研究区有代表性的样品3件，进行锆石LA-ICP-MS定年。测试准备工作主要流程为：(1)将岩石样品粉碎，然后用重磁法分选锆石；(2)将所得重砂样品置于双目镜下，挑选出锆石颗粒；(3)挑选锆石并注入环氧树脂，待其干燥后进行抛光，并使锆石颗粒露出来；(4)在偏光显微镜透射光和反射光下观察并拍照；(5)利用中国地质大学(北京)矿物标型实验室扫描电镜MIRA3 XMU拍摄锆石阴极发光图像；(6)根据透反射和阴极发光特征，选取测试的锆石颗粒。
锆石U-Pb测年在西北大学大陆动力学重点实验室完成。具体实验测试过程参见Yuan et al. (2004)。测试和数据处理的主要流程及仪器主要技术参数为：(1)连接193nm的ArF准分子激光与Agilent7500a型ICP-MS仪器；(2)实验采用He作为剥蚀物质的载气，仪器最佳化采用美国国家标准技术研究院研制的人工合成硅酸盐玻璃标准参考物质NIST610，采用91500标准锆石外部校正法进行锆石原位U-Pb分析；(3)采用直径为30μm、频率为10Hz的激光束斑进行样品分析；(4)用GLITTER软件计算同位素比值和207Pb/206Pb、206Pb/238U、207Pb/235U的年龄值；(5)采用Andersen (2002)的方法对结果进行普通铅校正；(6)采用Isoplot程序计算其年龄。
2.4 Sr-Nd同位素分析本次选取4件代表性样品在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成Rb-Sr和Sm-Nd同位素分析。Rb-Sr同位素分析采用ISOPROBE-T热电离质谱计，单带，M+，可调多法拉第接收器接收。用86Sr/88Sr=0.1194校正质量分馏；标准测量结果：NBS987为0.710250±7；实验室流程的本底为：Rb= 2×10-10g，Sr=2×10-10g。基本流程为：(1)准确称取0.1~0.2g粉末样品置于低压密闭溶样罐中；(2)加入铷锶稀释剂，并用混合酸(HF+HNO3+HClO4)溶解24h；(3)待样品完全溶解后，进行蒸干，加入6mol/L的盐酸转为氯化物蒸干；(4)用0.5mol/L的盐酸溶液溶解，离心分离，清液加入阳离子交换柱，先用1.75mol/L的盐酸溶液对铷进行淋洗，再用2.5mol/L的盐酸溶液淋洗锶；(5)蒸干后进行质谱分析。
Sm-Nd同位素分析采用ISOPROBE-T热电离质谱计，三带，M+，可调多法拉第接收器接收。用146Nd/144Nd=0.7219校正质量分馏；标准测量结果：JMC为143Nd/144Nd=0.512109±3。全流程Sm、Nd本底皆小于50pg。具体操作流程为：(1)准确称取0.1g左右粉末样品置于低压密闭溶样罐中；(2)加入钐钕稀释剂，并用混合酸(HF+HNO3+HClO4)溶解24h；(3)待样品完全溶解后，进行蒸干，之后加入6mol/L的盐酸转为氯化物蒸干；(4)用0.5mol/L的盐酸溶液溶解，离心分离，并将清液载入阳离子交换柱，用1.75mol/L的盐酸溶液和2.5mol/L的盐酸溶液淋洗基体元素和其他元素；(5)用4mol/L的盐酸溶液淋洗稀土元素，并蒸干；(6)Sm-Nd用P507萃淋树脂分离，蒸干后转为硝酸盐，并进行质谱分析。
3 分析结果 3.1 岩石主量元素主量元素测试结果显示(表 1)：除暗色微粒包体外，岩石富硅质、富碱质、贫钙质，SiO2含量71.16%~76.63%，Na2O含量3.59%~4.40%，K2O为4.34%~5.22%，Na2O+K2O为8.52%~9.38%，K2O>Na2O，CaO为0.52%~1.58%。中粗粒二长花岗岩及中细粒二长花岗岩MgO含量为0.47%~0.71%，TiO2含量为0.17%~0.27%，Al2O3为13.27%~14.65%，Fe2O3为0.30%~1.16%。细粒正长花岗岩具相对低的镁、钛含量，MgO含量为0.10%~0.17%，TiO2含量为0.07%~0.12%。依据岩石碱性系列判别图解，所有样品均落于亚碱性岩区域(图 4b)，属高钾钙碱性岩系列岩石(图 4c)。里特曼指数计算：σ介于2.6~3.3之间变化，也属于钙碱性系列，并且不同岩性间σ值十分接近。铝饱和指数(A/CNK)为0.93~1.04，属于准铝质岩石(图 4d)，以上均说明三种岩石属于同一岩系。在岩石分类TAS图解中，除2件暗色微粒包体外均位于花岗岩区区域，且与矿物组成分类相一致(图 4a)。暗色微粒包体贫硅、铝，富镁、铁，SiO2含量为54.10%~54.95%，Al2O3为10.63%~11.01%，Fe2O3含量为8.38%~8.40%，TiO2含量为1.45%~1.51%，MgO含量为2.68%~2.99%。根据相关判别图解其属于准铝质、碱性钾玄岩系列二长闪长岩。
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表 1 岩石地球化学主量元素(wt%)、微量元素(×10-6)测试结果 Table 1 Major elements (wt%) and trace elements (×10-6)geochemical test results of Sanfoshan granite |
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图 4 岩石地球化学分类图 (a)花岗岩TAS分类图(Middlemost, 1994)；(b)碱性与亚碱性系列判别图(Irvine and Baragar, 1971)；(c)岩石系列K2O-SiO2图解(Peccerillo and Taylor, 1976)；(d)岩石类型A/NK-A/CNK图解(Maniar and Piccoli, 1989)；(e) Al2O3-SiO2含量图解；(f) P2O5-SiO2含量图解 Fig. 4 Geochemical classification diagrams of granite (a) TSA classification diagram of granite (Middlemost, 1994); (b) alkaline and alkaline diagram for granite (Irvine and Baragar, 1971); (c) K2O vs. SiO2 diagram for granite (Peccerillo and Taylor, 1976); (d) A/NK vs. A/CNK diagram for granite (Maniar and Piccoli, 1989); (e) Al2O3 vs. SiO2 contents of granite; (f) P2O5 vs. SiO2 contents of granite |
微量元素测试结果显示(表 1)，花岗岩及暗色微粒包体在稀土元素蛛网上具有相似的稀土配分特征, 呈近右倾分配模式：富集轻稀土元素, 重稀土元素相对弱亏损，轻、重稀土元素分异中等(图 5a)。并且暗色微粒包体稀土总量(∑REE)明显高于寄主岩石，∑REE=1049×10-6~1343×10-6，轻重稀土分异程度略低于主岩，LREE/HREE=14.7~14.8，同时其负铕异常(δEu=0.36~0.38)也较寄主岩石更明显。中粗粒不等粒二长花岗岩，∑REE为123.5×10-6~213.6×10-6，LREE/HREE为12.7~18.9，δEu为0.65~0.93；细粒正长花岗岩，∑REE为121.7×10-6~199.5×10-6，LREE/HREE为13.1~24.7，δEu为0.43~0.57；中细粒二长花岗岩，∑REE为190.8×10-6~259.5×10-6，LREE/HREE为17.2~17.4，δEu为0.64~0.67。
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图 5 球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 5 chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element diagrams (b) for granite (normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
在原始地幔标准化蛛网图上(图 5b)所有样品均表现出几乎相似的曲线特征，表明它们具有成因上的密切联系。大离子亲石元素含量出现分化，富集Rb、Th，具明显的K、Sr负异常和弱的Ba负异常，高场强元素Nb、Ti相对表现亏损。与寄主岩石相比暗色微粒包体的微量元素含量整体偏高，Ba含量高于寄主岩石，K含量略低于寄主岩石，P显示弱亏损。
3.3 矿物化学成分特征黑云母进行电子探针分析显示其富Mg、Al、K贫Ca，IFe为0.30~0.40(表 2)，属于镁质黑云母(图 6a)。显微镜下观察黑云母晶体形态多呈板、片状，反映其是在富含挥发分的岩浆熔体中结晶形成，具典型岩浆成因特征(庞阿娟等, 2012)。但是其多色性较弱，为浅绿色，在10×TiO2-(FeO+MnO)-MgO图解中数据点也几乎全部落入再平衡黑云母区域(图 6b)，可见含钛磁铁矿沿黑云母解理及其与钾长石接触边缘发育(Nachit et al., 2005; 豆敬兆等, 2015)。在黑云母物质成分分类图落入靠近幔源侧的壳幔混源区域(图 6c)。此外，谢应雯和张玉泉(1995)、陈慧军等(2015)研究发现，壳源花岗岩中黑云母的IMF值一般小于0.5，而三佛山花岗岩中黑云母的IMF值在0.56~0.61之间，同样说明其具有幔源物质混入的成因特点，这可能反映其经历了后期的岩浆-流体交代作用的影响。在黑云母的构造环境分类图中，数据点均落入造山带钙碱性花岗岩区域(图 6d)。
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图 6 三佛山花岗岩黑云母地球化学图解 (a)云母分类图(Foster, 1960)；(b)黑云母10×TiO2-(FeOT+MnO)-MgO图解(Nachit et al., 2005)；(c)黑云母Fe2+-Fe3+-Mg2+物质成分分类图(周作侠, 1988)；(d)黑云母构造环境分类图(Abdel-Rahman, 1994) Fig. 6 Geochemistry diagrams for biotite of Sanfoshan granite (a) classification diagram for mica (Foster, 1960); (b) 10×TiO2-(FeOT+MnO)-MgO diagram for biotite (Nachit et al., 2005); (c) Fe2+-Fe3+-Mg2+ content classification diagram for biotite (Zhou, 1988); (d) tectonic setting classification diagram for biotite (Abdel-Rahman, 1994) |
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表 2 黑云母电子探针分析数据(wt%) Table 2 Electron microprobe analytical compositions of biotite (wt%) |
笔者在中粗粒二长花岗岩中发现的角闪石显示均一干涉色，且多为长柱状，粒径3~10mm不等，并可见粒径4mm左右的角闪石双晶。显微镜下未观察到遭受后期热液蚀变及固溶体分离形成的出溶条纹，因此其电子探针成分可以代表结晶时的原始成分(石煜等, 2016)。通过角闪石矿物成分分析，笔者其发现如下特点(表 3)：贫Ti，Ti≪0.5，Mg/(Mg+Fe)值在0.65~0.70之间，属于富Mg的角闪石。
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表 3 角闪石电子探针分析数据(wt%) Table 3 Electron microprobe analytical compositions of amphibole (wt%) |
反射光下观察到大多数锆石颗粒表面干净，仅少量含有矿物包裹体、杂质或裂隙，经透射光下鉴定矿物包裹体大多为针状或细长柱状的榍石、磷灰石矿物及不规则近等粒的磁铁矿。细粒正长花岗岩(D04-1)样品中的锆石大多数的颗粒为自形的长柱状、椭圆状，无色透明，大小30~50μm×80~140μm，长宽比为1.5:1~4.0:1，阴极发光图像上呈亮灰白色并具中等的振荡环带(图 7)；共测试24个点(表 4)，共有21个数据结果在206Pb/238U谐和曲线上，年龄结果位于124.0~115.2Ma之间，加权平均年龄为119.6±1.0Ma(图 8)。
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图 7 三佛山花岗岩锆石阴极发光照片 Fig. 7 CL images of zircon in Sanfoshan granite |
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表 4 三佛山花岗岩锆石U-Pb年龄测试结果 Table 4 Zircon U-Pb age test results of Sanfoshan granite |
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图 8 三佛山花岗岩锆石典型样品谐和年龄及加权平均年龄图 Fig. 8 Concordant age and weighted mean age diagram of zircon in Sanfoshan granite |
中细粒二长花岗岩(D09-1)样品中的锆石大多数的颗粒为半自形的长柱状，部分颗粒为椭圆状，无色透明，大小40~60μm×100~140μm，长宽比为1.5:1~3.0:1，阴极发光图像上呈明亮灰白色并具中等的振荡环带(图 7)；共15个数据结果在206Pb/238U谐和曲线上，年龄结果位于117.8~102.6Ma之间，加权平均年龄为111.4±2.2Ma(图 8)。
中粗粒不等粒二长花岗岩(D11-2)样品中的锆石大多数的颗粒为自形的柱状，无色透明，大小80~100μm×140~200μm，长宽比为1.5:1~2.0:1，阴极发光图像上呈暗灰色并具清晰地的振荡环带(图 7)；共24个点数据在206Pb/238U谐和曲线上，年龄结果位于124.0~111.9Ma之间，加权平均年龄为115.7±1.7Ma(图 8)。
3.5 岩石Sr-Nd同位素本次研究对花岗岩及其中的暗色包体共4件样品进行了Sr-Nd同位素测试，进而为岩石成因提供有效的约束，分析结果见表 5。结合锆石U-Pb的测年结果，对细粒正长花岗岩、中细粒二长花岗岩以及中粗粒二长花岗岩和暗色微粒包体进行初始Sr同位素比值和εNd(t)值计算，得出的结果明显分为两组，有可能反映岩浆来源并不唯一，其中花岗岩样品(87Sr/86Sr)i比较一致，分别为0.70881、0.70919及0.70879，εNd(t)变化范围为-18.5~-17.5，并且与同时代的胶东镁铁质岩岩同位素特征相似(Ma et al., 2014)，而暗色微粒包体(87Sr/86Sr)i较高为0.71225，εNd(t)为-15.1。此外笔者收集了近几年发表的胶东中生代晚侏罗世玲珑花岗岩、滦家河花岗岩及早白垩世郭家岭花岗闪长岩、新城二长花岗岩、文登长山南花闪长岩同位素数据，并将花岗岩年龄取统一数值(t=120Ma)反算后，进行重新投图(图 9)。结果显示三佛山花岗岩εNd(t)数值较这些胶东中生代侵入体来说相近，并且两阶段模式年龄t2DM集中在2447~2143Ma，也与其它侵入体t2DM计算结果2713~2112Ma差异也不大(表 5)。
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图 9 胶东地区岩石(87Sr/86Sr)i-εNd(t)图解 胶东地区基性脉岩数据据Ma et al. (2014)；扬子克拉通下地壳及华北克拉通中上地壳数据据Jahn et al. (1999)；DM, EM1及EM2数据据Zindler and Hart (1986) Fig. 9 εNd(t) vs. initial 87Sr/86Sr diagram for the granitoids from Jiaodong area The isotopic composition of mafic dykes from Jiaodong (Ma et al., 2014) is shown for comparison. The fields for lower crust of YC and upper and lower crusts of the NCC are from Jahn et al. (1999). DM, EM1 and EM2 are from Zindler and Hart (1986) |
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表 5 三佛山花岗岩Sr-Nd同位素数据 Table 5 The isotopic results of Sanfoshan granite |
研究表明未经变质作用的岩浆锆石的稀土总量变化范围大，最低约250×10-6，最高可达5000×10-6，平均值1500×10-6~2000×10-6(Heaman et al., 1982, 2002)，本次测试锆石样品∑REE含量均在此范围内。阴极发光图像观察到锆石长轴直径在50~200μm之间，内部结构清晰，属于典型发育振荡生长环带的均一锆石，发育半自形到自形的晶面(Hanchar and Miller, 1993; Hanchar and Rudnick, 1995; Corfu et al., 2003)。而Th、U含量及Th/U的差异正是研究不同成因锆石的重要证据，根据前人研究岩浆锆石Th/U较大(一般>0.4)，本次分析得出锆石Th/U为0.6~2.0(表 4)，Th-U呈正相关关系，因此三佛山花岗岩中锆石具有岩浆成因的特点，并且是在富含水的岩浆中结晶出的产物(关俊雷等, 2014; 彭花明等, 2015)。此次研究得出花岗岩的锆石年龄数据的误差区间基本一致，这表明测得的119.6~111.4Ma就是三佛山花岗岩的成岩年龄。近年来许多学者对中酸性岩浆岩与暗色微粒包体中锆石U-Pb年代学开展了大量研究(刘成东等, 2004; 李宗怀等, 2004; 弓虎军等, 2009; 龙灵利等, 2010)发现包体与其寄主岩石年龄在误差范围内一致，二者应为同时期的产物。Zhang et al. (2010)通过SHRIMP测试对三佛山花岗岩中粗粒二长花岗5颗锆石进行了5个点的分析，得出加权平均值为116±3Ma的年龄；郭敬辉等(2005)通过SHRIMP测试19个点，得到中粗粒二长花岗岩平均U-Pb年龄为113±1Ma，并显示3个锆石含有继承锆石核，呈现出800~700Ma时期源岩信息，这些信息记录了新元古代的热事件，是判别其可能起源于扬子板块俯冲的部分熔融产物的重要证据(Ishizaka et al., 1994)。
邱连贵等(2008)测试并收集了胶东地区近年来采用锆石SHRIMP、LA-ICP-MS及黑云母Ar-Ar等测试方法取得的一系列年龄数据，发现在该区还发育着大量同时期的花岗岩侵入体，这些侵入体年龄数据集中在120~110Ma之间，并且普遍为未经变质的I-A型花岗岩，典型的岩体包括：崂山岩体(120Ma)、牙山岩体(117Ma)、伟德山岩体(113Ma)、院格庄岩体(113Ma)(赵广涛等, 1997; 张田和张岳桥, 2007; 丁正江等, 2013)。对于胶东地区广泛出露的脉岩，主要分为镁铁质脉岩和长英质脉岩两类，其中大量暗色脉岩以镁铁质煌斑岩类、辉绿岩、辉长岩为主，少量长英质脉岩有闪长岩和二长岩等。Ma et al. (2016)研究了胶东地区的煌斑岩和辉绿岩的年代学，地球化学及Sr-Nd-Hf特征，结果表明这些起源于软流圈熔融的产物侵位于123~121Ma。上述信息都说明在早白垩世本区发生的一次广泛且强烈的岩浆活动，并且其中发育的暗色脉岩应该是相同构造背景下的产物。
4.2 成岩物理化学条件定量地获取岩浆结晶时的温度、压力，对于探讨岩浆作用过程的物理机制，以及了解侵位深度、约束造山带的构造热演化史等方面有着重要意义。角闪石、黑云母化学成分与形成时的物理化学条件有着密切的成因联系(陈光远等, 1993)。在钙碱性岩浆中，一定条件下角闪石中的Al含量与压力和温度具有良好的相关关系，使得角闪石成为估算花岗岩侵位时温压条件的最常用矿物之一。Ridolfi et al.(2008, 2010)通过对以往角闪石温压计实验数据的总结研究发现，现有的角闪石全铝压力计误差普遍较大，其基于优选的可靠实验数据，重新设计了角闪石的温压计。主要计算公式如下：
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笔者经过镜下观察符合使用条件：矿物组合为角闪石+黑云母+斜长石+碱性长石(正长石)+石英+Fe-Ti氧化物+榍石，应用该公式得出角闪石边缘部分结晶温度为638~705℃，结晶压力为1.96~2.52kbar，平均为2.20kbar。该压力与应用角闪石-黑云母共生矿物对压力计得到其边缘接触部分的压力结果(1.50~2.50kbar)差异不大(图 10b)，康志强等(2010)研究指出，当花岗岩中存在角闪石+黑云母的矿物组合，同时角闪石、黑云母结晶完好时，选择角闪石作为全铝压力计计算出来的结果比较可靠。若静岩压力以0.1GPa=3.3km为标准，得出花岗岩实际侵位深度约6.70km。并且这也与赵富远(2015)对锆石、磷灰石裂变研究得出三佛山花岗岩侵入体在早白垩世(96Ma)、早第三纪(33Ma)经历了两次强烈整体抬升冷却事件，抬升(剥蚀)幅度6km左右的结果相印证。
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图 10 三佛山花岗岩黑云母、角闪石矿物温压计图解 (a)黑云母Mg/(Fe+Mg)-Ti温度计(Henry et al., 2005)；(b)黑云母-角闪石矿物对压力图解(De Albuquerque, 1973) Fig. 10 Temperature and pressure diagram for biotite, amphibole of Sanfoshan granite (a) Mg/(Fe+Mg) vs. Ti temperature diagram for biotite (Henry et al., 2005); (b) pressure diagram for biotite vs. amphibole (De Albuquerque, 1973) |
Henry et al. (2005)研究发现黑云母在给定的Mg/(Mg+Fe)值的条件下，Ti含量的增加与温度呈非线性变化，对于给定温度的条件下，Ti含量随Mg/(Mg+Fe)的增加而减少，因此所计算的Ti-饱和表面是弯曲的。在一定的钛饱和度表面可以得出地质温度计的表达式：
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其中T是摄氏温度，Ti为22个O原子的基础上计算的表达式单元的原子数(apfu)，XMg为Mg/(Mg+Fe)，a=-2.3594，b=4.6482×10-9和c=-1.7283。这个表达式的校准范围XMg=0.275~1.000，Ti=0.04~0.60apfu，以及T=480~800℃，在较低的温度范围内精度为±24℃，温度较高时提高到±12℃。Zhang et al. (2015)将之应用到岩浆岩在成因研究中，与角闪石全Al温度计对比使用，发现两者差异不大，符合实际地质特征。本次研究采用黑云母Ti-Mg/(Mg+Fe)温度图解计算，结晶温度位于680~730℃之间(图 10a)，较角闪石温度计结果略高(638~705℃)，但考虑到误差因素，该结果能够代表岩浆固结温度，其中中粗粒二长花岗岩平均为730℃，中细粒二长花岗岩平均710℃，细粒正长花岗岩平均700℃，暗色微粒包体680℃。采用角闪石全Al温度计得到的结果略低于花岗岩的固相线温度，可能反映固结降温过程中黑云母与角闪石之间发生过Fe-Mg交换，从而导致估算温度偏低(李胜荣等, 2006)。
4.3 地球化学特征笔者镜下观察到样品中具I型花岗岩标识性矿物-角闪石(吴福元等, 2007)，同时发现榍石、磁铁矿、钛铁矿等副矿物普遍出现。并且全岩Al2O3、P2O5含量随SiO2含量增加而减少(图 3e, f)，实验表明在准铝质-弱过铝质岩浆中，磷灰石的溶解度通常较低，在岩浆分异过程中随SiO2的增加而降低，这种不同于S型花岗岩的特征，已被成功地用于判别I型花岗岩(Chappell and White, 1992; Chappell et al., 1999)。显著地负Eu异常表明岩浆在分离结晶过程中有大量斜长石结晶或部分熔融过程中有大量斜长石的残留。Winter (2010)研究指出斜长石对Eu的分配系数远远大于其它稀土元素，在岩浆分离结晶过程中，斜长石的大量晶出将导致残余熔体中Eu的负异常。尽管低程度的部分熔融的岩浆也会产生强烈的Eu负异常，但其轻稀土含量会远远多于重稀土含量。而前文所述岩浆结晶温度都高于730℃，在这样温度下，岩浆应具有较高的分异程度，其成因不能用低程度的部分熔融解释，其分异结晶作用应与矿物的结晶分离作用有关。
侵入体边部相的细粒正长花岗岩，具有显著的高SiO2(>76%)含量、弱过铝质特征、低的∑REE、轻重稀土比值趋小、Eu负异常加大(δEu=0.43~0.57)及差异的REE分布型式等地球化学特征，且矿物组成简单缺乏角闪石等矿物学特征，所有这些表明它应该属于高分异的花岗岩(Gelman et al., 2014)。显然经历高结晶分异作用的岩石，其反映岩浆源区特征的能力要小得多，它更多的是反映岩浆的结晶特征及结晶时物理化学条件的变化(Wu et al., 2017)。岩浆分异过程中，其结晶温度呈降低趋势，这就决定了高分异花岗岩应该具有较低的结晶温度，这也与此次研究温度计算结果一致。
野外地质研究未发现侵入体各相带之间的明显界限，表明不同单元之间是热侵位，有可能存在混合和混染关系。而暗色微粒包体的地球化学特征和野外地质现象中也印证这一点。显微镜下暗色微粒包体具有典型的岩浆岩矿物组合和结构构造特征，未见石榴子石、堇青石、红柱石等富铝矿物及变晶、片理和片麻理等变质岩的组构，说明它不是围岩的捕虏体或地壳深熔作用的残留体。其与寄主岩石在SiO2组分上存在明显间断(55.00%~77.00%)，表现出双峰式岩浆活动的特点，也与分离结晶作用的投点连线呈连续曲线分布明显不同(臧文娟, 2011)。此外，若包体和寄主岩石是由同源岩浆分异形成，则其同种矿物的粒度应与寄主岩相近，但镜下观察到矿物的粒度却明显小于其寄主岩。并且与寄主岩相比，包体具有更高的稀土元素总量，表明它不是寄主岩浆早期的堆晶体或析离体。因为REE为强不相容元素，倘若包体是花岗质岩浆早期结晶分异产物的堆积体，则其REE含量应比寄主岩低，故又可以排除包体的析离体成因。综上，暗色微粒包体与寄主岩石是由不同性质的母岩浆演化而成。
包体富FeOT、MgO，V含量(149×10-6~220×10-6)远高于上地壳(V=97×10-6, Rudnick and Gao, 2003)，暗示包体具有幔源原始岩浆的性质，可能为岩石圈地幔部分熔融的产物(Frey and Prinz, 1978)。包体较高的SiO2、K2O、Th和U含量，同时Nb负异常，暗示包体形成过程中大量地壳物质的混入(王挽琼等, 2013)。此外在不同点观察到其中的包体数量不等、大小不一，这可能是岩浆的不均一混熔的结果，大量针状磷灰石的出现是岩浆快速冷凝淬火的主要的矿物学标志(Hibbard, 1991)。赵富远(2015)通过对花岗岩中磷灰石裂变径迹的研究，也指出岩浆热演化时间-温度曲线显示早期经历快速冷却过程。包体的等粒结构暗示了镁铁质岩浆是在近似液态下侵入花岗岩岩浆中留下的痕迹，并且二者曾经呈塑性状态共存(Kim et al., 2002; 薛玉山等, 2014)。同时，若包体为残留体或者捕虏体，则其形成年龄应该早于寄主岩石；相反，前文已述包体与寄主花岗岩的形成年龄基本一致。因此从时间和空间上都充分说明了在局部地区可能存在岩浆混合作用。
4.4 花岗岩的成因本次研究过程中未发现样品中有残留锆石年龄信息，在对花岗岩样品进行的(87Sr/86Sr)i-εNd(t)图解(图 9)研究中，发现其同位素特征与典型华南板块下地壳具有高度相似性。Zhao and Zheng (2009)系统总结了苏鲁-大别造山带中生代岩浆岩同位素地球化学特征，基于其稀土和微量分布模式以及Sr-Nd-Pb同位素组及比正常地幔锆石低的δ18O值，认为早白垩世中酸性岩为俯冲的华南板块中下地壳。但是Jahn and Chen (2007)比较了大别造山带早白垩世岩浆岩与同时期华北板块岩浆岩的地球化学特征，认为大别造山带早白垩世岩浆源区应为华北板块。
三佛山花岗岩样品全岩Nd两阶段模式年龄t2DM(2447~2143Ma)指示其与其它胶东晚侏罗世-早白垩世中酸性花岗侵入体源区的放射成因同位素具有一致性。此外锆石Hf两阶段模式年龄(2385~2096Ma)也为花岗岩源区物质来源提供了很好的制约(Zhang et al., 2010)，其与全岩Nd模式年龄一致性，也说明源区主要是古元古代陆壳物质。尽管花岗岩的Sr-Nd同位素部分类似起源于富集岩石圈地幔的胶东基性脉岩，可能指示有幔源物质参与到成岩过程(Yang et al., 2012)。但这些脉岩的所代表的地幔源区是受到陆壳交代过的富集岩石圈地幔，其熔融产生的基性岩也可以具有陆壳的Sr-Nd同位素组成特征。此外，闪长质暗色微粒包体确实容易受到岩浆混合或者地壳物质混染而改变其全岩同位素组成，但是其较高的(87Sr/86Sr)i及εNd(t)，似乎也暗示局部岩可能存在岩浆混合作用。
从地球动力学的角度考虑，晚石炭世华北克拉通受到古亚洲洋的南向俯冲以及后续的晚三叠纪华南-华北板块的俯冲碰撞作用，对其破坏作用起到了“唤醒”的作用，其后太平洋板块的俯冲对华北岩石圈破坏的影响则是决定性的，是导致这一地区现今盆地和主要构造线走向的主要因素(徐义刚等, 2009)。已有资料表明，早白垩世太平洋板块在亚洲板块之下的俯冲方向发生了显著变化(Sun et al., 2007)，华北板块出现区域性构造拉张和岩石圈减薄，苏鲁-大别造山带从东西向构造体制转变为环太平洋域的北北东向构造体制(Zhao and Zheng, 2009)，对应胶东地区、苏鲁-大别造山带中出露的大面积早白垩世花岗岩、零星的中基性侵入岩和火山岩应是对这一事件的响应。目前认为，苏鲁-大别造山带早白垩世中酸性岩浆岩源区为俯冲的华南板块中下地壳(Zhao and Zheng, 2009)，这一期岩浆活动的地球动力学机制是陆-陆碰撞造山带加厚岩石圈构造垮塌所引起的(Xie et al., 2006)。因此，有些学者认为其应属于造山带构造拼合或岩石圈拆沉的后碰撞产物(Guo et al., 2006; Xu et al., 2007)，岩浆起源于俯冲的华南陆壳在浅部的部分熔融，即从挤压转换为伸展的后碰撞阶段后，发生减薄的碰撞造山带下主动大陆裂谷作用形成的(Zhao et al., 2017)。
虽然对于华北克拉通减薄的开始时间是侏罗纪中期还是晚期目前仍存在很大的争论，但早白垩世最为强烈的岩浆活动、成矿作用及凹陷盆地和变质核杂岩等大量出露均指示的减薄事件已达到共识(华仁民和毛景文, 1999; 翟明国等, 2003; 姜耀辉等, 2005; 吴福元等, 2007)。同时期出现的源于软流圈、岩石圈地幔的镁铁质岩石及高镁埃达克岩记录了其源区由岩石圈到软流圈地幔的快速转换(Ma et al., 2016)。按照Barbarin (1999)的分类三佛山花岗岩应属富钾-钙碱性花岗岩类(KCG)，对黑云母等矿物成因研究也说明其为造山钙碱性系列，为挤压造山转变成伸展构造背景下的产物。Yang et al. (2012)基于胶东早白垩世花岗岩Pb同位素及其中新太古代的继承锆石(~2.5Ga)等研究指出华北板块可能参与了成岩作用。Zhao and Zheng (2009)指出在中生代晚期华北克拉通东缘开始转入的伸展构造环境下，壳幔相互作用的方式不是造山带岩石圈与下覆软流圈地幔之间的物质反应，而是能量交换(即拉张跨塌的造山带岩石圈根部受地幔加热发生部分熔融)。岩石样品表现为富集轻稀土元素和大离子亲石元素，亏损高场强元素，呈现弧花岗岩微量元素分布特征，并且其低的MgO、Cr、Ni等含量，也并未显示明显幔源物质贡献的迹象，因此岩浆源区以地壳物质为主。同时，本次研究中暗色微粒包体与寄主花岗岩基本一致的成岩年龄，差异性矿物组合和结构构造，以及微观尺度上矿物地球化学特征暗示在局部可能存岩浆的混合作用。同时，样品具有较高的初始Sr同位素比值(0.70881~0.7919)和比较低的εNd(t)值(-18.5~-17.5)与苏鲁-大别造山带早白垩世中酸性岩浆岩同位素特征一致，说明岩浆主体为起源于熔融的华南板块中下地壳在低压条件下冷凝结晶而成。
5 结论(1) 三佛山花岗岩属于形成于低温(730~680℃)、低压(2.20kbar)条件下的中深成(6.7km)侵入体。
(2) 三佛山花岗岩侵入体主体为中粗粒不等粒二长花岗岩，属于富钾、低钙、偏铝质和钙碱性的I型花岗岩，侵位于早白垩世(119.6~111.4Ma)，其中发育的暗色微粒包体及暗色基性脉岩是同时期的产物，局部地区可能存在岩浆混合作用。
(3) 三佛山花岗岩属富钾-钙碱性花岗岩类(KCG)，为挤压造山转变成伸展构造背景下的产物；其较高的初始Sr同位素比值和比较低的εNd(t)值，全岩Nd两阶段模式年龄t2DM(2447~2143Ma)等均指示源区主体为重熔的古元古代华南板块中下地壳。
致谢 中国地质大学(北京)张秀宝老师在野外工作中给予了大力支持和帮助；初稿得到了李胜荣教授的指导; 两位匿名审稿人及编辑对本文提出了建设性的意见；研究生赵富远也参与了部分研究工作；在此一并表示感谢。
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