2013, Vol. 29
2. Department of Geology, Hanoi University of Mining and Geology, Hanoi, Vietnam;
3. Research Institute of Geology and Mineral Resources, Hanoi, Vietnam
2. Department of Geology, Hanoi University of Mining and Geology, Hanoi, Vietnam;
3. Research Institute of Geology and Mineral Resources, Hanoi, Vietnam
莱州地区(Laichau) 位于越南西北部哀牢山-红河断裂带以南、马江断裂带以北秀丽盆地和沱江裂谷之间，该地区的岩石圈演化历史类似于滇西地区，经历了原特提斯阶段、古特提斯阶段和新特提斯阶段复杂的地质历史。在新生代时期，随着新特提斯洋的闭合，该地区的大地构造环境转为陆内演化阶段，发育大面积的碱性岩体和晚期的煌斑岩脉。对于新生代的岩石圈地幔演化的研究是地学研究的热点问题之一，对滇西地区岩石圈地幔性质的研究已有多篇文献报道(朱炳泉和毛存孝, 1983; 朱炳泉等, 1992; Zhang and Xie, 1997; 钟大赉, 1998; 李献华等, 2002; Chen et al., 2002)，但是，对于越南西北部地区幔源岩石的研究程度并不高。
了解深部地幔的特征和演化，通常利用幔源岩石(如：金伯利岩、辉长岩、基性脉岩) 的研究获得的。煌斑岩是一类暗色、浅成的火成岩(Wimmenauer, 1973; Rock, 1977；Rock et al., 1991)，广泛分布在不同的构造环境中(Rock et al., 1991; Shand et al., 1994; Duggan and Jaques, 1996; Madhavan et al., 1998; Shappard and Taylor, 1992)。一般认为，其来自于岩石圈地幔，因而，是研究岩石圈地幔性质较好的研究对象，又由于其可能与金矿之间的密切关系，近年来也受到了广泛的关注(Rock et al., 1991; Huang et al., 2002)。本文分析来自越南西北部莱州地区秀丽盆地和沱江裂谷带之间的13个煌斑岩样品，利用主量、微量元素和Sr-Nd-Pb同位素组成特征，探讨该地区煌斑岩的岩石成因及其对越南西北部地区新生代岩石圈地幔性质和演化过程提供制约。
1 地质背景和煌斑岩在地质上，越南西北部地区位于华南地块南缘，印支地块以北，地质历史复杂，通常被认为是“西北部褶皱带”(Dovjikov, 1965)、“北部褶皱带”(Tri, 1977) 或“中越地台”(Luong and Nguyen, 1982)。区内发育多条NW-SE向断裂带，从东北到西南方向，主要有齐江断裂带、红河断裂带、沱江(黑水河) 断裂带和马江断裂带组成(图 1)。奠边府-莱州断裂带是一条近南北向断裂。部分学者认为马江缝合带原先应该与哀牢山缝合带相连，在新生代时期右行平移作用可能将两边地体错移了大约45~50km (如:刘俊来等, 2011)。
最近的年代学研究表明，印支地块可能在晚太古代-早新生代已经位于扬子地块附近(Hieu et al., 2009)，一直到早古生代时期哀牢山构造带的大地构造属性与扬子华南地区依然具有密切的亲缘关系(Leloup et al., 1993; 刘俊来等, 2011)。随后在晚古生代-早中生代时期古特提斯洋的打开，一直发育稳定的海相沉积地层。在三叠纪发生印支地块与扬子地块的碰撞和拼接作用以后，该地区转化为陆内演化阶段。在喜马拉雅造山时期，印度板块与欧亚大陆发生碰撞和挤压，隆升形成青藏高原，对中国西南部及周边地区大陆岩石圈产生重要改变(钟大赉, 1998; Wang et al., 2001)。
沱江裂谷带(Song Da) 和秀丽盆地(Tu Le) 位于两条超深走滑断裂带，哀牢山-红河断裂带和马江断裂带(图 1) 之间，区内发育众多次级走滑断层，多呈NW-SE向展布。沱江裂谷带的岩石学组成、成因、时代以及变形特征复杂，包括高级变质的早古生代陆源碳酸盐岩沉积、晚古生代-早中生代双峰式火山岩夹厚层陆源碳酸盐岩和晚中生代陆相红层沉积。莱州地区位于秀丽盆地和沱江裂谷带之间，红河裂谷带西南部(图 2)，发育自早古生代到早中生代的海相碳酸盐岩沉积和晚中生代的陆相火山岩沉积，并有侵入于前寒武纪基底的双峰式火山岩、广泛发育新生代碱性岩和煌斑岩脉。
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图 2 越南西北部莱州地区地质简图、采样位置及煌斑岩与围岩的侵位关系示意图 Fig. 2 Sketch geological map of the Laichau area, NW Vietnam, showing the sample localities and contact relationship between lamprophyres and country rocks |
莱州地区煌斑岩在野外呈脉状产出，宽约有几米到几十米，侵入到中、晚三叠系碳酸盐岩地层或新生代碱性岩中(图 2), 说明煌斑岩侵入时代较碱性岩稍晚。根据最近的碱性岩年代学报道，其锆石U-Pb年龄为~35Ma (Zelazniewicz et al., 2012) 和32.7±0.4Ma (Tran et al., 2010)，因此，可以判断煌斑岩的侵入/喷出时代应在35Ma之后。红河断裂带与印度板块拼贴事件相关的左行平移时间约为17Ma (Tapponnier et al., 1986)，随后的断裂带在~5Ma (Leloup et al., 1993) 重新活动转化成右行平移断层。因此，推断煌斑岩的形成时间应在30~5Ma之间。
煌斑岩呈灰褐色、块状构造，在显微镜下主要矿物为金云母、辉石(主要是透辉石和普通辉石)、橄榄石，副矿物主要是磁铁矿(图 3a, b)。大部分岩石有相似的矿物成分，具有煌斑结构，斑晶主要为金云母(10%~15%)、辉石(5%~10%) 和橄榄石(5%~10%)，基质中主要为钾长石(30%~40%)、辉石(15%) 和橄榄石(5%)。斑晶矿物表现出略微定向，基质矿物围绕斑晶表现出一定的流动构造。煌斑岩是一种分布很广泛的岩石，多呈岩脉、岩墙、岩床产出，岩体一般规模不大，岩石往往遭受风化或蚀变作用，主要有蛇绿岩化、碳酸盐化、硅化等。越南西北部莱州地区煌斑岩在野外成脉状产出，围岩主要是碳酸盐岩和正长岩，发育明显的反应带(图 2)。在样品L1212和L1213中，可以观察到明显的碳酸盐化影响(图 3 c, d)，在显微镜下可见方解石矿物，样品边界较为浑浊，其他样品蚀变较弱。
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图 3 莱州地区煌斑岩显微结构照片 图a、b为大部分样品特征，其中a为单偏光、b为正交偏光；图c、d为代表性碳酸盐蚀变样品(L1213)，其中c为单偏光、d为正交偏光 Fig. 3 Micro-structures of lamprophyres from the Laichau area |
岩石粉末的主量元素含量测试工作在中国科学院地质与地球物理研究所元素分析实验室完成。氧化物采用X射线荧光光谱仪XRF-1500测定，烧失量采用重量法测定，分析精度优于1%。微量元素含量测试工作在中国科学技术大学ICP-MS实验室完成。准确地称取烘干后的50mg岩石粉末于聚四氟乙烯熔样弹中，加入1.5mL HNO3、1.5mL HF和0.01mL HClO4，置于电热板上140℃蒸至湿盐状；再加入HNO3和HF各1.5mL，加钢套密封，于190℃置于烘箱中加热48h，以保证样品完全溶解。冷却后，在电热板上140℃蒸干，加入3mL HNO3蒸至湿盐状，再加入3mL 50% HNO3，加钢套密封后于150℃置于烘箱中加热12h。冷却后转移至干净PET瓶中加入Rh内标溶液，并用去离子水稀释至80g，使得溶液中的Rh浓度大致为10ng/mL，使用ICP-MS分析。
Sr-Nd-Pb同位素分析在中国科学技术大学放射性成因同位素地球化学实验室完成。准确地称取粉末样品100mg左右于15mL的Teflon闷罐中，滴入纯化HClO4酸8~10滴摇匀后，加入2~3mL纯化HF酸，密闭加热一周左右以充分溶解样品。在样品溶解后，采用阴离子交换树脂(AG 1×8) 分离纯化Pb元素，采用阳离子交换树脂(AG 50W×12) 将Rb、Sr和稀土元素分离。在含有HDEHP萃取剂和2-乙基己基-正磷酸的聚四氟乙烯粉末分离纯化Nd和Sm。详细的同位素分析流程可以参见Chen et al.(2002, 2007)。同位素比值测试在MAT-262质谱计上完成。Sr和Nd同位素比值分别被校正到86Sr/88Sr=0.1194和146Nd/144Nd=0.7219。标准溶液NBS987的重复测量结果为87Sr/86Sr=0.710249±0.000012(2σ, n=38)，标准溶液La Jolla的重复测量结果为143Nd/144Nd=0.511869±0.000006(2σ, n=25)。Sr和Nd同位素比值测量精度优于0.003%，Pb同位素比值测量精度好于0.01%。
3 分析结果 3.1 元素地球化学组成本文分析测试了13个煌斑岩全岩样品的主量元素和微量元素含量，分析数据列于表 1中。从表中数据可以看出，煌斑岩的烧失量变化较大(0.32%~9.95%，平均值2.68%)，表明煌斑岩富集挥发分且存在差异性。煌斑岩的SiO2含量变化在46.42%~55.50%之间，平均值为51.8%；K2O+Na2O平均值达7.16%，K2O含量为4.58%~6.09%，平均值为5.44%，表明煌斑岩具有高碱、高钾的特征；MgO含量为5.35%~12.78%，平均为9.68%；计算得到Mg#值为62~76(平均71)；Al2O3含量为9.07%~12.63%，平均值为11.02%。除了两个可能受到碳酸盐岩混染的样品外，其他样品的K/Na比值在2.2~5.7，属于钾质-超钾质系列。在SiO2-(Na2O+K2O) 图解和K/(K+Na)-K/Al分类图上(Rock et al., 1991; 路凤香等, 1991)，莱州地区新生代煌斑岩落入钙碱性系列和钾质-超钾质煌斑岩的区域中(图 4)。根据路凤香等(1991)总结的钾质和钠质煌斑岩矿物特征表也可得知，钾质-超钾质煌斑岩的特征矿物组合为金云母-黑云母、透长石、透辉石-普通辉石及少量橄榄石、玻璃质等，与显微镜下观察结果基本相符(图 3a, b)，由此可以判断本文报道的煌斑岩属于钾质-超钾质和钙碱性。
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表 1 煌斑岩样品的主量元素(wt%) 和微量元素(×10-6) 含量 Table 1 Major (wt%) and trace (×10-6) element contents of lamprophyre samples |
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图 4 莱州地区煌斑岩样品的TAS岩石分类图解(a) 和K/Al-K/(K+Na) 图解(b) Fig. 4 TAS classification diagram (a) and K/Al-K/(K+Na) diagram (b) of lamprophyre samples from the Laichau area |
分析结果显示，煌斑岩稀土元素含量总量较高，185×10-6~318×10-6，平均值243×10-6，明显地高于洋中脊玄武岩的平均稀土元素总量(Sun and McDonough, 1989)，其中LREE总含量为148×10-6~283×10-6，HREE总含量为29×10-6~47×10-6，这说明本区煌斑岩轻稀土含量具有较宽的变化范围，而重稀土含量则相对稳定。轻重稀土存在明显分异，LREE/HREE比值为3.64~8.28，平均值为5.15，(La/Yb)N值为11.14~39.44，平均值为18.35，明显富集轻稀土元素，在稀土配分图上呈轻稀土富集型的分配模式(图 5a)；(La/Sm)N值为3.25~9.28，平均值为4.20；(Gd/Lu)N值为1.92~3.45，平均值为2.62，反映轻稀土相对于重稀土有较大的分馏。煌斑岩δEu值为0.81~0.97，平均值为0.87，反映岩浆演化过程中发生过斜长石分离结晶作用；δCe值为0.92~1.04，平均值为1.00，说明后期的蚀变作用对稀土的影响较弱。
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图 5 莱州地区煌斑岩样品稀土元素陨石标准化配分图和微量元素地幔标准化蛛网图 球粒陨石标准化值和地幔标准化值分别引自Taylor and McLennan (1985)和Sun and McDonough (1989) Fig. 5 Chondrite-normalized REE patterns and primitive-mantle normalized trace element patterns of lamprophyre samples from the Laichau area |
在原始地幔标准化微量元素蛛网图(图 5b) 上，所有的样品显示Nb、Ta、Zr、Hf、Ti等高场强元素亏损和Rb、Ba、Sr、Pb等大离子亲石元素和LREE富集，Th、U具有正异常，但是Th相对于Ba、U具有弱的亏损。煌斑岩的稀土元素和稀土总量与MgO之间线性关系不明显，但是过渡族元素Cr、Ni、Co与MgO之间表现出一定的线性关系(图 6)，暗示岩浆演化过程中存在少量的基性矿物(橄榄石、辉石、云母) 的分离结晶作用。
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图 6 莱州地区煌斑岩样品微量元素与MgO相关图解 Fig. 6 Trace element contents versus MgO diagrams of lamprophyre samples from the Laichau area |
样品L1212和L1213的Sr和Pb含量远高于其他样品，样品具有显著高的CaO含量和相对低的Na2O含量，这可能与样品发生了少量的碳酸盐岩蚀变作用有关，这与显微镜下观察到碳酸盐蚀变作用相一致。这两个样品主量元素的质量总和偏差较大，可能是在测试烧失量的过程中存在挥发分残留而造成烧失量的偏低。从表 1的数据结果可以观察到，莱州地区煌斑岩的过渡族元素含量具有较宽的变化范围，其中Sc含量14.7×10-6~24.1×10-6，平均值为18.9×10-6；Co含量21×10-6~59.5×10-6，平均值为40.9×10-6；Cr含量171×10-6~1182×10-6, 平均值为682×10-6；Ni含量46.7×10-6~412×10-6，平均值为201×10-6，与Rock et al.(1991)统计的钙碱性煌斑岩微量元素含量一致。与估算的原始地幔组成(Taylor and McLennan, 1985) 相比，煌斑岩的Sc、Co、Cr和Ni等过渡族元素含量具有明显的亏损特征。
3.2 Sr-Nd-Pb同位素组成本文测试了13组越南西北部煌斑岩样品的Sr-Nd-Pb同位素组成，数据见表 2和表 3中。初始87Sr/86Sr和143Nd/144Nd同位素比值采用t=20Ma进行计算，即估计的煌斑岩形成时代。煌斑岩Sr-Nd同位素特征投于图 7，Pb同位素组成投于图 8。煌斑岩的初始87Sr/86Sr比值变化范围为0.7061~0.7078，初始143Nd/144Nd比值为0.51239~0.51254，εNd值为-4.83~-1.99。从Sr-Nd同位素数据可以看出，两个碳酸盐化样品(L1212和L1213) 的同位素组成并没有受到明显的影响。煌斑岩样品Pb同位素变化范围小，富集放射性成因Pb同位素，其206Pb/204Pb范围为18.49~18.71，207Pb/204Pb范围为15.59~15.66，208Pb/204Pb范围为38.59~39.19。在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb投影中(图 8a)，数据点位于地球等时线右侧和北半球参考线(NHRL) 上方，造山带和上地壳演化线之间，靠近EM-Ⅱ型富集地幔端元。在208Pb/204Pb-206Pb/204Pb投影中(图 8b) 也有类似的信息，所有数据点均位于NHRL以上，下地壳和造山带之间，并且靠近造山带呈现一定的线性关系分布，靠近EM-Ⅱ型富集地幔端元。与印度洋MORB同位素组成相比，莱州地区的煌斑岩样品的Pb同位素均位于该范围偏上，有部分数据点位于MORB上方，指示存在一个更富集Pb同位素的端元。
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表 2 煌斑岩样品Sr-Pb同位素组成 Table 2 Sr-Pb isotopic composition of lamprophyre samples |
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表 3 煌斑岩样品Sm-Nd同位素组成和模式年龄 Table 3 Sm-Nd isotopic composition and model ages of lamprophyre samples |
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图 7 莱州地区煌斑岩样品143Nd/144Nd-87Sr/86Sr图解 Fig. 7 143Nd/144Nd versus 87Sr/86Sr diagram of lamprophyre samples from the Laichau area |
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图 8 莱州地区煌斑岩样品207Pb/204Pb-206Pb/204Pb图解(a) 和208Pb/204Pb-206Pb/204Pb图解(b)，印度洋MORB数据Hofman (2003) Fig. 8 207Pb/204Pb-206Pb/204Pb (a) and 208Pb/204Pb-206Pb/204Pb (b) diagrams of lamprophyre samples from the Laichau area |
在同位素封闭体系条件下，岩石的208Pb*/206Pb*比值仅与形成时间和源区的Th/U比值有关，因此，在百万年时间尺度下，208Pb*/206Pb*比值可以用来指示源区Th/U比值的变化(Allègre et al., 1986)。通过Allègre et al.(1986)计算208Pb*/206Pb*值为0.99~1.03，反映源区存在较低的Th/U比值，这与配分图上具有弱的Th低谷相一致。
4 讨论 4.1 煌斑岩岩浆源区煌斑岩是一种来自岩石圈地幔的岩石，常呈脉状产出，如果用来反映地幔的信息，在岩浆侵位过程中，地壳物质的影响往往是不可忽视的。为了区分煌斑岩的同化混染过程，可以通过SiO2-87Sr/86Sr和SiO2-143Nd/144Nd图(图 9a, b) 进行判别。从图 9中可以看出，岩石样品87Sr/86Sr比值(0.70609~0.707785) 和143Nd/144Nd比值(0.512529~0.512536) 存在一定的变化范围，但是同位素Sr和Nd同位素组成与SiO2含量之间没有明显的线性变化关系。这一现象可能说明，岩浆源区可能存在一定的同化混染作用或源区物质不均一，而在岩浆上升过程中陆壳物质的加入不显著，对煌斑岩岩浆的同位素组成影响并不大。
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图 9 莱州地区煌斑岩样品87Sr/86Sr-SiO2 (a) 和143Nd/144Nd-SiO2 (b) 图解 Fig. 9 87Sr/86Sr-SiO2 (a) and 143Nd/144Nd-SiO2 (b) diagram of lamprophyre samples from the Laichau area |
微量元素也反映了相似的地球化学信息，煌斑岩的Ce和Eu含量均无明显异常，REE含量与MgO含量之间没有明显的相关性(图 6)，分离结晶在煌斑岩岩浆演化过程中作用并不明显。高的Mg#值(平均值为71)，δEu不随Mg#值而规律性变化, 以及去除两个受到碳酸盐化蚀变的样品外，样品的La/Yb、La/Sm与La (图 10) 之间呈现正相关性，也表明岩浆作用是以部分熔融为主。这与基性脉岩一般形成在拉张背景下，具有较低的粘度，迁移较快，一般不会发生很大的混染相一致。因此，我们可以用煌斑岩的元素组成，尤其同位素组成指示莱州地区岩石圈地幔源区的性质。
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图 10 莱州地区煌斑岩样品La/Sm-La (a) 和La/Yb-La (b) 图解 Fig. 10 La/Sm-La (a) and La/Yb-La (b) diagrams of lamprophyre samples from the Laizhou area |
越南西北部莱州地区煌斑岩具有高K2O、贫Al2O3、低TiO2特征，明显不同于东非裂谷碱性岩(TiO2=2%~4%)、越南南部新生代玄武岩(高TiO2，低K2O，富Al2O3) 和新生代腾冲火山岩(低K2O，富SiO2)，而相似于滇西洱海东第三纪超K质火成岩系和西藏雅鲁藏布江缝合线Ca-碱性岩(朱炳泉和毛存孝, 1983)，可能与活动大陆边缘环境到陆内环境转换过程有关(朱炳泉等, 1992; Hoang and Flower, 1998)。煌斑岩的高场强元素Nb/Ta比值为15.2~19.5，平均为16.8；Zr/Hf比值40.3~42.6，平均值为41.5，分别与原始地幔相近(Nb/Ta=17.5，Zr/Hf=36.3；Sun and McDonough, 1989)，远高于大陆地壳值(Nb/Ta=12~13，Zr/Hf=11;Sun and McDonough, 1989)，表明煌斑岩岩浆源区较为均一，在岩浆上升过程中受地壳混染作用并不明显。莱州地区煌斑岩样品Pb同位素(Δ7/4Pb=8.5~13.7，Δ8/4Pb=52.4~94.6，ΔSr=60.9~77.9) 与Dupal异常铅的边界条件(Δ7/4Pb>3, Δ8/4Pb>10和ΔSr>40) 完全吻合(Hart, 1984)。对比周边地区，莱州地区煌斑岩Pb同位素特征比腾冲火山岩206Pb/204Pb值略高，207Pb/204Pb和208Pb/204Pb接近(朱炳泉等, 1992; Chen et al., 2002)，虽然Pb同位素特征与海南新生代火山岩类似，但是海南岛新生代火山岩具有亏损Nd-Sr特征以及不同的Nb/U和Ce/Pb等微量元素比值，这说明研究地区的Dupal异常与海南Pb异常具有不同的成因机制。
关于Dupal异常Pb成因，目前存在多种观点：(1) 通过蚀变洋壳或大洋沉积物再循环进入地幔方式形成(Dupré and Allègre, 1983)；(2) 由地幔中存在的DMM、EM-Ⅰ、EM-Ⅱ和HIMU组分之间不同组合、不同比例的混合形成(Zindler and Hart, 1986)；(3) 由交代作用形成的EM I和HIMU组分可能存在于核/幔边界部位，由于该部位的不稳定性产生的热点喷发而形成Dupal异常(Hart, 1984, 1988)；(4) 由古老且相对不亏损的陆下岩石圈形成(McKenzie and O’Nions, 1983)。由于Dupal异常现象在南半球普遍存在，许多学者认为扬子西南缘的Dupal异常可能是由于这些陆块是由来自南半球的冈瓦纳大陆分离出来的小陆块的关系，但是，也有学者认为Dupal异常可能并不是南半球所特有的现象，因为板块迁移过程中一般不会造成软流圈地幔的同步移动(鄢全树等, 2008)。越南西北部地区在晚太古代时期就已经位于扬子地块附近(Hieu et al., 2009)，最新的构造属性上也将该地区划归到扬子地块边缘属性(Leloup et al., 1993; Sone and Metcalfe, 2008)，可能该地区的Pb富集事件与南半球Dupal异常中不同端元源区混合机制有所不同。
4.2 地幔交代作用地质学家普遍接受煌斑岩岩浆来自于岩石圈地幔，并且认为煌斑岩可以用来和世界其他地区进行对比(Rock et al., 1991)。对比全球钾质-超钾质煌斑岩，夏威夷火山岩( < 1Ma)，凯尔盖朗火山岩(30Ma)(White and Hofmann, 1982)，纳瓦霍云煌岩(30Ma)(Alibert et al., 1986)，腾冲火山岩(朱炳泉和毛存孝，1983) 和哀牢山碱性岩(管涛等，2006) 均形成在新生代，而西澳大利亚煌斑岩可能来自古老的陆下岩石圈地幔(Fraser et al., 1985)。莱州地区煌斑岩在87Sr/86Sr-143Nd/144Nd图上(图 7)，落入腾冲火山岩区域内和哀牢山碱性岩附近，显著比夏威夷火山岩、凯尔盖朗火山岩和纳瓦霍云煌岩更加富集，比西澳大利亚煌斑岩更加亏损，这说明该类煌斑岩的成因可能与哀牢山碱性岩相关。Pb同位素在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb和208Pb/204Pb-206Pb/204Pb关系图中均位于印度洋MORB范围或以上，明显不同于亏损地幔、富集EM-Ⅰ和下地壳物质，而靠近EM-Ⅱ型富集地幔。143Nd/144Nd、87Sr/86Sr、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb、206Pb/204Pb的变化均趋向于EM-Ⅱ型富集地幔端元，说明本区煌斑岩源区具有EM-Ⅱ型富集地幔的特征。
莱州地区煌斑岩具有典型的岛弧型微量元素特征，明显高的Rb、Th、U等LILE含量，Nb、Ta、Ti等HFSE负异常(图 5b)，明显低于MORB或OIB的Ce/Pb=1.07~4.21(平均为2.51)，低Nb/La=0.11~0.45(平均值为0.29)，高Th/Ta=10.9~24.5(平均值为16.3)、Th/La=0.11~0.34(平均值为0.34)，这些地球化学特征可能与俯冲流体交代相关(Miller et al., 1999)。Furman and Graham (1999)认为与金云母平衡的矿物具有比角闪石相更高的Rb/Sr (>0.10) 和低Ba/Rb ( < 20)，除了两个煌斑岩样品(L12012和L12013) 受蚀变作用影响，造成Sr异常富集而比值偏低之外，莱州地区煌斑岩样品的Rb/Sr比值为0.08~0.52，平均值为0.23。Ba/Rb没有受到堆晶的影响，为2.9~14.7，平均值为8.3(图 11)，与Furman and Graham (1999)提出的结果一致，说明煌斑岩可能来自于金云母相上地幔源区，岩石圈源区可能经历过地幔交代作用。莱州地区煌斑岩明显富集Nb、Ta含量，具有低的Nb/U比值(2.36~5.68，平均为3.77) 和Ce/Pb比值(1.07~4.21，平均为2.51)，类似于上陆壳平均值(Nb/U=9, Ce/Pb=3;Taylor and McLennan, 1985)，而不同于原始地幔值(Nb/U=30, Ce/Pb=9;Hofmann, 1988)，说明莱州地区地幔源区可能有类似上地壳成分的沉积物组分的加入。计算得到，煌斑岩的亏损地幔Nd模式年龄较老，tDM1值为0.90~1.24Ga，平均1.06Ga，可以解释为在先前存俯冲-交代过程中加入岩石圈地幔的沉积物的平均地壳存留时间(李献华等, 2002)。
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图 11 莱州地区煌斑岩样品Rb/Sr-Ba/Rb图解 原始地幔和N-MORB原始值据Sun and McDonough (1989); PM-原始地幔; CLM-正常岩石圈地幔 Fig. 11 Rb/Sr-Ba/Rb diagram of lamprophyre samples from the Laichau area |
煌斑岩样品的Th/U比值较低(2.21~5.12，平均为3.55)。实验岩石学研究表明，在俯冲带富集Th的过程与沉积物密切相关(Johnson and Plank, 1999)。在洋壳蚀变过程中U含量会系统的升高，因此，洋壳脱水和沉积物的流体将会具有较低的Th/U比值，被交代过的岩石圈地幔将会具有较低的208Pb*/206Pb*比值(Staudigel et al., 1995)。煌斑岩的208Pb*/206Pb*比值为0.99~1.00，说明源区存在较低Th/U比值，却有高的Pb含量，说明同位素富集事件发生在近期(Chen et al., 2002; Allègre et al., 1986)。
5 结论越南西北部莱州地区新生代煌斑岩为一类钙碱性，钾质-超钾质煌斑岩。在岩浆形成过程中，受到地壳同化混染程度较小，岩浆形成过程中以部分熔融作用为主。煌斑岩的同位素和微量元素组成特征表明，岩浆源区具有EM Ⅱ型富集地幔特征，地幔富集事件可能与近期的俯冲事件，沉积物组分加入到地幔源区有关。
致谢 感谢李禾、侯振辉、贺剑峰和肖平在分析测试上提供的帮助；感谢两位评审人对本文提出建设性修改意见。| [] | Alibert C, Michard A, Albaréde F. 1986. Isotope and trace element geochemistry of Colorado Plateau volcanics. Geochimica et Cosmochimica Acta, 50(12): 2735–2750. DOI:10.1016/0016-7037(86)90223-1 |
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