胶东郭城地区脉岩锆石LA-ICP-MS U-Pb定年及斑晶EPMA研究 对岩石圈演化的启示

中国科学D辑:地球科学 2008年 第38卷 第8期: 913~929 《中国科学》杂志社SCIENCE IN CHINA PRESS胶东郭城地区脉岩锆石LA-ICP-MS U-Pb定年及斑晶EPMA研究: 对岩石圈演化的启示谭俊*, 魏俊浩, 郭玲利, 张可清, 姚春亮, 陆建培, 李红梅中国地质大学资源学院, 武汉 430074* E-mail: tanjunallan@收稿日期: 2007-12-17; 接受日期: 2008-05-04教育部博士点基金项目(批准号: 20040491502) 、长江学者和创新团队发展计划、全国危机矿山接替资源找矿项目(批准号: 2006020035 )和中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室资助摘要胶东郭城地区盆地边缘砾岩型金矿区高密度侵位闪长玢岩-二长斑岩-煌斑岩. 为了从微区角度限定脉岩成因及形成时代, 对斑晶矿物和锆石分别进行了电子探针分析(EPMA)和LA-ICP-MS U-Pb定年研究. 岩相学研究见角闪石斑晶包裹黑云母及出现长针状磷灰石现象, 矿物化学结果显示辉石及角闪石斑晶幔部均出现了MgO(Mg#), Cr2O3含量急剧升高的组成特点, 斜长石斑晶具有反环带, 揭示脉岩为壳幔混合作用的产物. 锆石阴极发光图像显示其具有典型岩浆生长振荡环带, 测年结果表明二长斑岩(GS1)和闪长玢岩(GS2)分别形成于(114±2)和(116±1) Ma, 出现了部分胶北地体早期岩浆事件的继承或捕获锆石. 两类脉岩锆石REE组成类似, Nb/Ta比值接近, 暗示一致的岩浆源区. 锆石HREE富集及明显的负Eu异常, 反映源区未有石榴石出现. 结合前人研究成果, 显示胶东矿集区不同类型金矿区内脉岩侵位及金矿化具有相同的时代和构造背景. 同时也暗示了胶东地区强烈的壳幔作用及岩石圈底侵减薄发生在早白垩世, 与中生代早期的拆沉作用代表了岩石圈巨厚减薄的不同阶段. 关键词脉岩电子探针锆石LA-ICP-MS 岩浆混合壳幔作用岩石圈减薄深源铁镁质脉岩是区域性岩石圈引张环境下的产物, 对大陆动力学研究具有重要的指示意义. 其与金矿床密切伴生的时空关系也一直是地学界研究的重要课题[1~3]. 胶东是我国最重要的金矿集中区, 区内高密度产出多种脉岩. 近年来, 该地区脉岩与金成矿作用及其与岩石圈动力学演化的关系得到了甚为密切的关注[3,4~8]. 已有研究侧重石英脉型及蚀变岩型金矿区内脉岩成因探讨, 基本均认为与中生代富集地幔有关[3,5,6], 盆地边缘砾岩型金矿区内虽有涉及[8,9], 但相对较为薄弱. 此外, 与胶东矿集区内花岗岩类及金矿床相比[10~12], 脉岩年代学研究明显不足, 微区锆石U-Pb[10]及黑云母Ar-Ar年龄[9]为数甚微, 其它则主要是全岩K-Ar及部分Rb-Sr定年结果(71~167 Ma)[3,5,7], 年龄范围跨度大且中基性脉岩更是缺乏高精度定年数据限定. 由于脉岩宽度较窄, 侵位深度浅, 普遍遭受后期中低温蚀变作用, 也限制了K-Ar年龄的可信度. 截至目前, 还未见对脉岩矿物化学及形成温压的具体限定, 这也影响了其成因的合理解释. 为此, 本文对胶东郭城地区的闪长玢岩和二长斑岩进行了锆石LA-ICP-MS U-Pb定年, 结合详细的电子探针成分分析, 探讨本区脉岩的成因, 以期对华北克拉通岩石圈演化提供制约.1地质背景与样品描述胶东矿集区位于华北克拉通东南缘, 滨临太平913谭俊等: 胶东郭城地区脉岩锆石LA-ICP-MS U-Pb定年及斑晶EPMA研究洋成矿带西部中-新生代大陆边缘活动带内, 西临郯庐断裂带(图1(a)). 区内广泛出露新太古代胶东群和古元古代荆山群、中生代花岗岩类[10]、胶莱盆地火山岩[13]及脉岩[5,6]. 脉岩沿成矿带或矿区尤为发育, 其与金矿脉共用相同构造通道和相互穿插的现象十分常见[14,15]. 产状多呈NE和NNE向脉岩群、脉岩带产出, 主要岩石类型有辉长(绿)岩、煌斑岩、闪长玢岩、花岗斑岩及正长斑岩, 规模在0.2 m×70 m到1 m ×1500 m不等[5].郭城地区位于郯庐次级郭城断裂带上, 其西北部为胶北地体, 西南临胶莱盆地, 东南为著名的苏鲁超高压变质带, 处于不同地质构造单元交汇部位, 金图1 胶东郭城地区脉岩分布图(a) 郭城构造位置图[10]; (b) 土堆矿区+110米中段地质平面图; (c) 土堆矿区472线地质剖面图. 1. 闪长玢岩; 2. 石英闪长玢岩; 3. 二长斑岩; 4. 金矿脉; 5. 锆石采样点; 6. 钻孔; 7. 巷道914中国科学D辑: 地球科学 2008年第38卷第8期矿化属盆地边缘砾岩型[16], 构造位置及矿床类型特殊. 本次研究样品采自区内土堆矿区(图1(b), (c), 2), 岩性以闪长玢岩为主, 次为煌斑岩及二长斑岩, 侵位密度大, 几乎占巷道揭露长度的1/3~1/2, 是研究脉岩最典型的地区之一(图1, 2). 脉岩大多呈NE走向, 主体倾向NW, 倾角70°左右, 宽1~40 m, 延长可达数千米. 岩石类型属钾质钙碱性系列, 高Mg, Fe, Al低Ti, 富集大离子亲石元素(LILE)和轻稀土元素(LREE), 亏损高场强元素(HFSE), 与胶东其他地区脉岩具有一致的地质产状及岩相学和地球化学特征, 详细参见文献[17].闪长玢岩呈灰黑色, 具有斑状结构, 斑晶与基质比例约20:80, 斑晶矿物主要为长柱状角闪石(5%~30%)和板状斜长石(1%~18%), 薄片中观察可见角闪石斑晶包裹小的、叶片状黑云母现象(图3(a), (b)), 亦有少量黑云母和单斜辉石斑晶, 基质矿物组成与斑晶类似, 副矿物有长针状磷灰石、磁铁矿和锆石. 二长斑岩为浅红-深红色, 斑状结构, 斑晶主要由斜长石(10%~20%)、黑云母(2%~7%)及少量辉石、角闪石和石英组成, 基质以钾长石微晶为主(25%~45%), 其余为斜长石微晶、石英及部分隐晶质, 副矿物见磁铁矿、赤铁矿、锆石和长针状磷灰石(图3(c)). 煌斑岩具有特征深黑色, 暗色矿物自形, 为煌斑结构, 斑晶与基质比例为10:90, 斑晶为单斜辉石、角闪石(绿泥石化)和少量黑云母, 基质矿物成分为斜长石微晶(40%)、黑云母(30%)、辉石(20%)及石英(2%), 副矿物见锆石、磁铁矿及长针状磷灰石(图3(d)). 斑晶矿物幔部均出现了特征的磷灰石包裹体(图3).2分析方法样品破碎和锆石挑选由河北省廊坊区域地质矿产调查研究所实验室完成. 将锆石样品置于环氧树脂中, 然后磨蚀和抛光至锆石核心出露. 进行阴极发光(CL)显微照像, 结合反射光和透射光, 观察锆石的内部结构. 锆石原位微区测试在中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室(GPMR)激光剥蚀等离子体质谱(LA-ICP-MS)仪器上完成, 激光束斑直径为24 μm. 实验中采用He作为剥蚀物质的载气. U-Th-Pb同位素组成分析以锆石91500作为外标, NIST610作为内标, 微量元素以锆石91500作为外标, 29Si作为内标, 详细分析流程和原理参见文献[18]. 实验获得的数据采用Anderson[19]的方法进行同位素比值的校正, 以扣除普通Pb的影响. 采用年龄为206Pb/238U年龄, 其加权平均值的误差为2σ. 电子探针分析在GPMR电子探针室JXA8100电子探针仪上进行, 分析条件为: 加速电压15 kV, 电流20 nA.3结果3.1矿物化学及温压条件单斜辉石是煌斑岩中主要斑晶, 核部为次透辉石, 幔部、边部及基质为透辉石(图4), 反映了岩浆熔体MgO增加, 与正常结晶过程相反. 斑晶电子探针图2 郭城地区脉岩锆石取样井下照片(a) 二长斑岩(GS1), 深红色, 呈脉状侵入到荆山群变粒岩中; (b) 闪长玢岩(GS2), 灰黑色, 产状与二长斑岩类似, 切割金矿脉915谭俊等: 胶东郭城地区脉岩锆石LA-ICP-MS U-Pb 定年及斑晶EPMA 研究图3 郭城地区闪长玢岩、二长斑岩及煌斑岩显微照片(单偏光)(a), (b) 闪长玢岩角闪石斑晶包裹叶片状黑云母, 出现长针状磷灰石(长:宽=10:1~20:1); (c) 二长斑岩斑状结构及长针状磷灰石(长:宽=10:1~25:1); (d) 煌斑岩煌斑结构, 可见辉石及黑云母斑晶熔蚀现象, 见长针状磷灰石(长:宽=10:1~20:1). (c)和(d)中右上插图示斑晶幔部磷灰石包裹体. Hb-角闪石; Bi-黑云母; Ap-磷灰石; CPX-单斜辉石; Pl-斜长石; Kf-钾长石; Hem-赤铁矿; Mag-磁铁矿; RR-熔蚀边; Core-核部; Mantle-幔部; Rim-边部图4 郭城地区二长斑岩、闪长玢岩及煌斑岩中单斜辉石分类图线剖面分析(TC4-7)显示, 相对于核部, 幔部MgO, Mg #, Cr 2O 3, TiO 2含量显著升高, SiO 2, FeO, CaO 明显降低, 两者界线不规则(图3(d), 5(a)), 反映了熔体成分的急剧变化, 而非渐变过程. 实验研究表明单斜辉石与玄武质熔体平衡时的K d cpx =0.2~0.4[20,21], 煌斑岩辉石斑晶核部K d =0.67~0.78, 幔部为0.29~0.41(表1), 也说明岩浆成分发生了突变, 而幔部是与熔体平衡条件下结晶的. 辉石的Al 2O 3含量, 特别是Al Ⅳ含量, 与辉石的结晶压力有密切的关系[23]. 辉石斑晶从中心到边部随着Si 含量的降低, Al Ⅳ呈现显著增加的趋势, 压力变化较大(0.06~1.33 GPa), 温度也表现出相似的演化过程(1100.68~1278.32℃)(表1). 二长斑岩916中国科学 D 辑: 地球科学 2008年 第38卷 第8期图5 郭城地区煌斑岩辉石(a)、闪长玢岩角闪石(b)、二长斑岩斜长石(c)和黑云母斑晶(d)的电子探针线剖面分析顶部为背散射(BSE)图像并附线剖面分析点位; 氧化物含量单位为wt%及闪长玢岩中辉石斑晶属次透辉石, 与煌斑岩基质辉石均形成于低压环境, 温度略低.角闪石斑晶在闪长玢岩中广泛产出, 多数具有特征长柱状形态, 发育简单双晶. 据Leake 等[24]关于角闪石新的分类命名方法, 闪长玢岩中角闪石斑晶Al Ⅵ<Fe 3+, 均投影在铁绿钙闪石区(图6), 属SiO 2不饱和类型, 具有深源角闪石的特征[21]. 斑晶线剖面分析(TXS3-2)也显示幔部MgO, Mg #, Cr 2O 3, TiO 2急剧升高, Al 2O 3, FeO 明显降低(图5(b)), 而且核幔界线不规则(图3(a)), 与正常结晶成分演化区别. 斑晶幔部Mg #>70, 属地幔型, 而核部Mg #(65.91~67.42)具壳幔混合型的特点[25]. 角闪石中的Al 含量是其结晶压力的标志[26], 闪长玢岩角闪石斑晶从核部到边部Al Ⅳ降低, 中心压力平均0.79 GPa, 边部0.59~0.70 GPa. 斑晶幔部温度(924.48℃)比核部(911.02℃)略高(表2). 而闪长玢岩基质角闪石及二长斑岩角闪石斑晶则分别为浅闪石和镁角闪石-阳起石, 是在低压下形成的.斜长石斑晶仅在闪长玢岩和二长斑岩中出现. 二长斑岩中斜长石斑晶以中长石为主, An 集中在34.75~49.55. 线剖面分析(TSB9-1)显示斑晶边部CaO 含量明显升高, An=55.80~57.71, 变为拉长石, 同时MgO, FeO 含量也明显增加, 为典型的反环带结构 (表3, 图5(c)). 闪长玢岩斜长石斑晶主要为拉长石,图6 郭城地区二长斑岩及闪长玢岩中角闪石分类图917谭俊等: 胶东郭城地区脉岩锆石LA-ICP-MS U-Pb定年及斑晶EPMA研究基质为更长石-中长石, 亦出现钠长石分析点, 线剖面分析未出现反环带现象, 可能与探针分析时斜长石斑晶的选择有关.二长斑岩与闪长玢岩中黑云母斑晶的矿物化学成分类似, 均为镁质黑云母(图7). 对斜长石及角闪石斑晶中黑云母包裹体也进行了电子探针成分测试, 结果显示黑云母包裹体与斑晶组成没有明显差别, 但两者氧逸度差别明显, 斑晶黑云母位于Ni-NiO缓冲剂附近, 而包裹体黑云母反映的氧逸度明显升高, 超过Fe2O3-Fe3O4缓冲剂(图8), 二长斑岩基质云母则过渡到白云母. 二长斑岩中黑云母斑晶线剖面成分(TSB9-6)显示边部MgO, Cr2O3, FeO, CaO明显升高, SiO2显著降低(图5(d)), 表明熔体成分有基性组分的图7 郭城地区二长斑岩, 闪长玢岩及煌斑岩中黑云母分类图图8 胶东郭城地区脉岩黑云母Mg-Fe3+-Fe2+氧逸度判别图加入. 煌斑岩黑云母斑晶具有明显的熔蚀现象, 且成分变化较大, 从镁质黑云母过渡到金云母, 核部以后者为主, 表明镁含量较高, 基质黑云母Mg相对要低而Fe略有升高(表4, 图7).3.2锆石形貌及CL结构二长斑岩(GS1)中锆石为浅黄色-无色透明状, 颗粒以短柱状、近等粒状和长柱状为主, 粒长通常在80~120 μm. CL图像显示二长斑岩中的锆石有3种类型(图9): (1) 发育典型岩浆成因的生长振荡环带和砂钟状分带[28], 无晶核和增生边(如GS1-4); (2) 具有核边结构, 包括具微弱环带晶核被新生岩浆锆石包裹(GS1-7和GS1-8)和存在窄的次生增生边锆石(GS1-1)两种情况; (3) 无环带的继承或捕获锆石(GS1-5, GS1-13和GS1-14), 边部被熔蚀成浑圆状或近等轴状.闪长玢岩(GS2)样品中锆石为无色-浅黄色, 呈现短柱状、半截锥状、等粒状和不规则状晶体, 粒长集中在100~250 μm, 颗粒较GS1大且基本无增生边, 岩浆振荡环带宽或不发育, 结构较均一. CL图像显示绝大部分无核边结构, 仅见一粒无环带次生锆石包裹规则晶核的现象(GS2-5)(图9).3.3锆石微量元素二长斑岩所测岩浆锆石U和Th含量分别为196.29×10−6~417.79×10−6和296.22×10−6~1000.07×10−6, Th/U比值为0.99~2.39(表5) (不含可能发生重结晶的GS1-2, GS1-3), 明显大于变质锆石Th/U比值(<0.1)[29,30], 表明其岩浆成因. GS1-5, GS1-13和GS1-14具有低的U, Th含量和Th/U比值(0.39~0.62), 但仍在岩浆锆石范围内. GS1-1和GS1-7两粒锆石U, Th含量变化大, Th/U＝0.11~1.01. 闪长玢岩中锆石GS2-5具有低的U(38.77×10−6), Th(24.55×10−6)含量和Th/U比值(0.63), 其余测点U＝109.33×10−6~ 672.99×10−6, Th＝184.68×10−6~1404.50×10−6, Th/U比值介于1.49~2.15(表5), 属于岩浆结晶产物.二长斑岩与闪长玢岩岩浆锆石的Nb, Ta含量差别明显, 分别为 1.84×10−6~6.42×10−6, 0.52×10−6~ 1.58×10−6和0.61×10−6~3.75×10−6, 0.23×10−6~1.07×10−6, Nb/Ta比值分别为2.68~4.18, 2.33~3.96(表6), 两者大致接近(图10). GS1-1和GS1-7两粒锆石Nb和Ta920中国科学 D 辑: 地球科学 2008年 第38卷 第8期图9 郭城地区二长斑岩(GS1)及闪长玢岩(GS2)中锆石形态和阴极发光(CL)图像圆圈及圈中(外)数字分别表示分析点位和测点编号, 圈外年龄示206Pb/238U 表面年龄图10 郭城地区二长斑岩(GS1)及闪长玢岩(GS2)中锆石Ta-Nb 图解含量和Nb/Ta 比值偏高. 继承或捕获锆石GS1-5和 GS2-5具有较高的Nb/Ta 比值(5.97, 4.52)和低 Nb(2.61×10−6, 1.09×10−6), Ta(0.44×10−6, 0.24×10−6)含量. 值得注意的是GS1中GS1-13和GS1-14锆石具 有十分低的Nb, Ta 含量, 分别为0.18×10−6~ 0.42×10−6, 0.12×10−6~0.17×10−6, 边部Nb/Ta 比值仅 为1.07(表6, 图10), 可能是与金红石平衡结晶的结 果[28].二长斑岩和闪长玢岩锆石稀土元素球粒陨石标 准化模式图总体显示HREE 富集、LREE 亏损和Ce 正异常的特点(图11). 可分为4类: 1) GS1-2, GS1-3 和GS1-7具有LREE 富集的特点, 而HREE 与 GS1-X(其余岩浆锆石测点)一致, 估计与后期地质事 件扰动时LREE 优先进入锆石晶格有关[28], CL 图像 也显示有后期的干扰; 2) GS1-X 与GS2-Y 形成时间上 接近, REE 组成类似, 具有一致的分布模式曲线, 暗 示具有相同或类似的源区, 但二长斑岩Eu/Eu *为 0.42~0.59, 低于闪长玢岩(0.56~0.70), 与二长斑岩经 历过分离结晶作用有关[17]; 3) GS1-5与GS2-5具有 LREE 亏损而HREE 与脉岩岩浆锆石一致的特点, 形923谭俊等: 胶东郭城地区脉岩锆石LA-ICP-MS U-Pb定年及斑晶EPMA研究成时间在151~152 Ma; 4) GS1-13和GS1-14 HREE含量明显降低(150.13×10−6, 76.61×10−6), 而LREE与GS1-5与GS2-5组成类似(表6), 源区可能存在石榴石相. 但总体二长斑岩与闪长玢岩岩浆锆石HREE并未出现亏损的现象, 不同于源区存在榴辉岩相锆石的稀土元素组成[28, 31].3.4锆石年龄二长斑岩16个分析点中有9个测点的206Pb/238U 年龄介于(111±2)~(118±2) Ma(表5), 年龄范围集中, 且数据点在谐和图中成群分布在一致曲线上及附近, 加权平均年龄为(114±2) Ma(MSDW=1.5)(图12(a)), 代表了二长斑岩的结晶年龄. 出现了两组分别与胶北地体中郭家岭花岗闪长岩和玲珑-滦家河花岗岩一致的继承或捕获锆石年龄[10], 分别为GS1-1((127±2) Ma), GS1-7((125±2) Ma)和GS1-5((151±3) Ma), GS1-13((157±4) Ma), GS1-14((160±4) Ma).闪长玢岩中锆石有14个测点206Pb/238U年龄介于(113±2)~(118±2) Ma(表5), 成群分布在一致曲线上及附近, 构成非常集中的锆石群, 加权平均年龄为(116±1) Ma (MSDW=0.8)(图12(b)), 代表了闪长玢岩的形成时代. 该脉岩中还出现了(152±4) Ma(GS2-5)的继承或捕获锆石, 年龄与玲珑-滦家河花岗岩相吻合. 锆石U-Pb年龄总体显示二长斑岩与闪长玢岩形成时间接近, 且胶北地体中更早时期的岩浆活动信息在该区脉岩成岩中均有所显示.图11 郭城地区二长斑岩(a)及闪长玢岩(b)中锆石球粒陨石标准化REE配分模式图12 郭城地区二长斑岩(a)及闪长玢岩(b)锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄谐和图(a) 加权平均年龄为去掉GS1-1, 2, 3, 5, 7, 13和14后9点岩浆锆石加权结果; (b) 加权平均年龄去掉了GS2-5和7测点924中国科学D辑: 地球科学 2008年第38卷第8期4讨论4.1脉岩年代学意义高精度成岩年龄是脉岩成因及深部动力学过程解释的关键, 胶东矿集区已发表的脉岩K-Ar及Rb-Sr 年龄结果跨度大, 从71~167 Ma均有分布[3,5,7]. 郭城地区闪长玢岩和二长斑岩中锆石206Pb/238U单点年龄统计表明, 两者在年龄误差范围内一致, 分别为(116±1)和(114±2) Ma, 与张连昌等[9]、罗镇宽和苗来成[10]分别报道的蓬家夼煌斑岩黑云母Ar-Ar(118 Ma)及玲珑成矿后花岗斑岩脉锆石SHRIMP U-Pb年龄((120±2) Ma)一致, 表明胶东地区脉岩最强烈活动期为早白垩世晚期, 东西部不同类型金矿区内脉岩具有相近的侵位时间. 20 kg煌斑岩中挑选的锆石少(十几粒)且颗粒较小, 一般不足20 μm, 未做U-Pb定年, 但从地质产状及地球化学组成来看, 与闪长玢岩及二长斑岩属于一期岩浆活动产物, 而且与胶东矿集区其他地区脉岩也具有很好的对比性[17]. 值得一提的是, 胶东西北部郭家岭花岗闪长岩及玲珑-滦家河花岗岩成岩事件在该区脉岩活动中也有显示, 以继承或捕获锆石的形式出现在脉岩形成过程中, 暗示中生代胶东地区具有统一的构造-岩浆背景. 闪长玢岩及二长斑岩均切割矿脉(图2), 其锆石年龄也很好的限定了金矿化的下限值, 推测本区盆地边缘砾岩型金矿化与胶东石英脉型及蚀变岩型金矿床具有一致的形成时代[11,12], 与邻区同类型蓬家夼金矿床形成时间接近(117~121 Ma)[9,12].4.2斑晶成分变异与岩浆混合已有的岩石地球化学及部分Sr-Nd-Pb同位素研究几乎均认为胶东脉岩岩浆源区为中生代富集地幔, 不同类型脉岩具同源演化的特点[3,5~7,17]. 脉岩Nd同位素模式年龄分布于1700~2400 Ma, 以2100~2300 Ma最为集中(图13), 与华北克拉通地壳强烈增生期一致[32], 同时玲珑成矿后花岗斑岩脉中出现了大量继承锆石[10], 岩脉岩浆源区被烙上了地壳来源的“印记”. 本次矿物化学研究表明闪长玢岩角闪石斑晶、煌斑岩辉石斑晶幔部MgO(Mg#)、Cr2O3急剧升高, 二长斑岩斜长石斑晶出现反环带, 黑云母斑晶边部基性组成呈现升高趋势(图5). 可能的机制有: (1) 岩浆熔体物理条件发生了改变[33]; (2) 拆沉下地壳部分熔图13 胶东矿集区脉岩Nd模式年龄直方图数据引自文献[5~7]融形成的熔体在上升过程中与地幔橄榄岩发生反应[34]; (3) 基性岩浆与中酸性岩浆的混合[35].氧逸度升高会导致角闪石Mg#升高, 但斑晶黑云母氧逸度明显低于包裹体黑云母(图8), 闪长玢岩角闪石斑晶幔部Mg#急剧升高不能用氧逸度升高来解释. 煌斑岩辉石斑晶幔部Fe3+与核部一致、基质和斑晶黑云母氧逸度均位于Ni-NiO缓冲剂附近而排除了氧逸度变化的影响(图8). 岩浆失水和温度升高(基性岩浆注入)均会形成斜长石反环带[36], 二长斑岩斜长石斑晶幔部出现了磷灰石包裹体, 反环带估计与基性岩浆加入有关, 出现了斜长石被熔蚀的现象(图3(c)). 而且岩浆熔体物理条件的改变均无法解释斑晶幔部Cr2O3快速升高的组成特点(图5). 是否为拆沉下地壳部分熔融熔体与地幔橄榄岩反应的产物[34]? 锆石呈现HREE富集及明显负Eu异常说明源岩并未达到榴辉岩相, 全岩HREE也与地壳平均组成类似[17]. 报道的脉岩Sr-Nd同位素数据[5~7]要远比克拉通内出现的榴辉岩低[34], 用下地壳拆沉模型不能满足同位素组成要求(图14). 因此, 最能理想解释脉岩斑晶成分突变的模式可能为岩浆的混合作用.详细的岩相学研究中观察到了较普遍角闪石斑晶包裹叶片状黑云母的现象(图3(a), (b)), 这种不平衡结构不能用正常的岩浆结晶顺序来解释, 这种反序反映了熔体中SiO2的减少或者斜长石含量的增加[38]. 当岩浆房中有基性岩浆突然注入时, 熔体成分925谭俊等: 胶东郭城地区脉岩锆石LA-ICP-MS U-Pb定年及斑晶EPMA研究图14 胶东矿集区脉岩Sr-Nd同位素相关图徐淮榴辉岩, 胶东脉岩和青山组火山岩数据分别据文献[5~7, 34, 37]的改变将导致角闪石的结晶, 随后是第二世代黑云母的形成. 斑晶黑云母与包裹体黑云母成分类似, 说明这两种岩浆混合后重新达到了平衡, 但二者结晶时的氧逸度条件有差别(图8). 锆石一致的微量元素组成(表6, 图11)暗示其是从重新平衡岩浆中结晶的, 说明岩浆混合时温度较高(>锆石封闭温度700~ 900℃), 与温压估算结果相符(表1, 2). 针状磷灰石的发育是岩浆快速冷凝结晶的产物, 是温度较高的偏基性岩浆和温度较低的中酸性岩浆混合成因的矿物学标志之一[39,40], 郭城地区脉岩中均出现了长宽比大于10的长针状磷灰石, 特别是斑晶幔部磷灰石包裹体的存在(图3), 佐证了脉岩的岩浆混合成因.电子探针线剖面分析中, 煌斑岩辉石斑晶及闪长玢岩角闪石斑晶均出现了幔部MgO(Mg#), Cr2O3急剧升高, FeO明显降低的成分变化特点, 表明岩浆源区有幔源富镁岩浆的注入(图5), 不能用地壳内部岩浆混合(不能满足脉岩低于48.98 wt%的SiO2含量[17])、富集地幔部分熔融成因及熔体物理条件的改变(上述)来解释这一现象. 二长斑岩黑云母斑晶边部MgO, Cr2O3含量升高而SiO2降低, 斜长石出现了反环带(表3, 图5), 也是岩浆混合成因的矿物学标志[40,41]. 野外观察中未见脉岩中有暗色包体出现, 而且目前还没有相关文献报道, 估计与源区的充分混合作用有关, 包裹体黑云母与斑晶黑云母组成一致也支持这种推测. 主量元素的直线性关系也说明脉岩的混合成因[17,42], 微量元素的交换要比主量元素快的多, 因而表现为一致的微量元素组成[43]. 此外, 胡芳芳等[38]也详细论证了铁镁质岩浆与长英质岩浆混合产生文登长山南花岗闪长岩体(114 Ma)的形成过程(郭城东50 km±), 证明胶东东部地区在115 Ma 左右深部壳幔作用的存在.4.3对岩石圈演化的启示近十几年来, 华北克拉通岩石圈的巨厚减薄一直是地学界探讨的焦点, 但对减薄机制和时限仍存在较大争议[34,44~48]. 目前根据对徐淮地区早白垩世(130~132 Ma)埃达克质岩石及其中榴辉岩包体((219±5) Ma)[45]以及鲁西高镁闪长岩(131~134 Ma)及其中地幔橄榄岩包体的研究表明[46], 华北克拉通在晚三叠世-早侏罗世发生过下地壳的拆沉作用, 与大别-苏鲁超高压变质带的第二次快速折返时间相吻合[47]. 鲁西高镁闪长质岩石中地幔橄榄岩包体内普遍存在的富硅质交代[46,48]及辽西晚侏罗世兴隆沟高镁火山岩(159±3 Ma)(可持续至早白垩世)中铬铁矿及辉石反环带的出现[34], 正是拆沉榴辉岩下地壳部分熔融产物与地幔橄榄岩反应的直接证据. 胶东与华北克拉通其他地区在晚三叠世后应处于统一的动力学背景[48,49], 区内强烈的侏罗纪以及较弱的晚三叠世岩浆活动与中生代早期岩石圈的拆沉作用密切相关[48,50,51].本次郭城地区锆石U-Pb定年结果显示胶东地区早白垩世晚期为脉岩强烈活动期, 斑晶成分变异(图5)及岩相学特征(图3)表明其为壳幔岩浆混合作用的产物, 与拆沉物质熔融模式有一定的区别(见4.2节). 暗示胶东地区在该时期的岩石圈减薄机制可能为软流圈岩浆对岩石圈地幔及下地壳的底侵过程. 软流圈的上涌可引起地壳物质局部熔融形成长英质岩浆房, 深部高温铁镁质岩浆的注入, 形成了特征的脉岩斑晶矿物成分变异及岩浆混合成因标志性矿物. 胶莱盆地青山组火山岩(98~110 Ma)[13,52]源区有软流圈地幔物质的加入[37], 以及胶北地体及苏鲁超高压变质带内壳幔混合型花岗岩的侵位(105~130 Ma)[53], 也说明了早白垩世是胶东地区强烈壳幔作用及岩石圈底侵减薄阶段. 因此, 拆沉和底侵对华北克拉通岩石圈的巨厚减薄均具有重要贡献, 可能代表了减薄过926。