山东栖霞黄燕底闪长玢岩的地球化学特征、形成时代及地质意义*

2024-03-08靳立杰李春稼张存艳迟乃杰王继林高继雷梁云汉于春楠

地质科学 2024年1期

靳立杰李春稼张存艳迟乃杰王继林高继雷梁云汉于春楠

（1.山东省第一地质矿产勘查院济南 250100；2.山东省富铁矿勘查技术开发工程实验室济南 250100；3.山东省地质科学研究院济南 250000；4.中国冶金地质总局山东局测试中心济南 250014）

胶东地区位于华北克拉通东南缘，是我国最大的黄金矿集区，一直以来受到国内外地质学家的广泛关注（丁正江等，2015；万渝生等，2017a；王瑞良等，2019；迟乃杰等，2021；高继雷等，2021；宋明春等，2022）。前人研究发现胶东地区的岩浆活动主要集中在中太古代、新太古代、元古代、中生代，其中以中生代岩浆岩最为发育（宋明春等，2010；丁正江等，2015）。胶东地区中生代的岩浆活动主要集中在214～201 Ma、166～146 Ma、135～123 Ma 及123～108 Ma，形成了花岗岩类侵入岩、中基性—酸性脉岩和火山岩（丁正江等， 2015；任天龙等， 2021；宋明春等，2023）；脉岩多呈NE 或近NS 向展布，岩性包括闪长（玢）岩、煌斑岩、辉绿岩、伟晶岩等。其中，中基性脉岩因分布广泛，且与胶东地区成矿期为120 Ma 的金矿成因相关而备受关注（范宏瑞等，2016；Deng et al.，2020；Zhang et al.，2020；宋明春等，2023）。前人对胶东地区中基性脉岩的研究主要集中在形成时代及大地构造背景，总结以往研究得到：中基性脉岩的形成时代主要集中在135～110 Ma（耿瑞等，2012；丁正江等，2015；梁亚运等，2017；李秀章等，2022），呈岛弧型岩浆特征（耿瑞等，2012；梁亚运等，2017）；但对于中基性脉岩的源区特征和成因演化尚存争议。刘燊（2004）认为中基性脉岩是富集地幔部分熔融后产生；Prelević et al.（2004）认为中基性脉岩为壳源和幔源岩浆混合而成；梁亚运等（2017）认为中基性脉岩的岩浆为地幔源区，受到俯冲板片流体影响，但并未遭受明显的地壳物质混染；耿瑞等（2012）认为中基性脉岩的岩浆来源于俯冲带流体交代形成的富集地幔的部分熔融，未受到明显的地壳物质混染。

为查明中基性脉岩的成因和岩浆源区，本次对胶东地区栖霞市黄燕底村一处闪长玢岩展开研究，通过开展岩相学、地球化学和同位素年代学研究，对其岩浆成因、源区特征和大地构造环境进行了探讨，为胶东地区的构造演化提供了约束，同时佐证了前人关于中基性脉岩形成时代的结论。

1 区域地质概况

胶东地区位于华北板块东南缘，向西以郯庐断裂带为界与鲁西隆起、渤海湾盆地相邻，东南方向以五莲—烟台断裂为界与苏鲁造山带相接。研究区栖霞地区位于胶东地区中部（图1），主要分布有早前寒武纪变质基底、中生代—新生代盖层及中生代侵入岩（谢士稳等，2014；范宏瑞等，2016；宋英昕等，2019）。其中早前寒武纪变质基底主要包括中-新太古代TTG 岩系、新太古代胶东群、古元古代粉子山群等。中生代侵入岩主要为花岗岩，伴随部分中基性岩脉。区内脆性断裂与韧性断裂均较为发育，其中脆性断裂以贯穿全区的北东向断裂为主，少量北西向断裂；韧性断裂以北西向为主，北东向较少。岩石受构造作用影响，片麻状和条带状构造较为发育。

图1 研究区地质简图（据万渝生等，2017b）1.第四系；2.中生界—新近系；3.粉子山群（古元古代晚期）；4.胶东群（新太古代晚期）；5.中生代花岗岩；6.二长花岗岩（古元古代？）；7.英云闪长岩（新太古代晚期）；8.奥长花岗岩（新太古代晚期）；9.变质辉长岩（新太古代晚期）；10.英云闪长岩（新太古代早期）；11.奥长花岗岩（新太古代早期）；12.英云闪长岩（中太古代晚期）；13.奥长花岗岩（中太古代晚期）；14.煌斑岩脉；15.韧性剪切带；16.断层；17.样品位置Fig.1 Geological map of the study area（after Wan et al.，2017b）

2 样品采集及分析方法

样品采自栖霞市黄燕底村的闪长玢岩岩体，岩体呈北东向展布，侵位于新太古代基底英云闪长岩中，并被一宽度约30 cm 产状平直的长英质伟晶岩脉切割。岩石为浅灰绿色，斑状结构，块状构造，斑晶主要为斜长石（5%～10%）及少量角闪石，基质主要为斜长石（40%～45%）、普通角闪石（35%～40%）、石英（5%～10%）和黑云母（5%～10%）等，可见少量磷灰石和金属矿物等副矿物（图2）。

图2 黄燕底闪长玢岩的野外特征（a，b）与镜下特征（c）Fig.2 Field（a，b）and microscopic（c）characteristics of Huangyandi diorite porphyrite

野外采集锆石U-Pb 定年样品1 件，岩石地球化学分析4 件，在中国冶金地质总局山东局测试中心完成了测试工作。

锆石U-Pb 定年采用的激光剥蚀系统为Conherent 公司生产的GeoLas Pro 193 nm ArF 准分子系统， ICP-MS 为Thermo Fisher 公司生产的iCAPQ。测试过程中，激光束斑直径为30 μm，剥蚀频率为6 Hz，采用NIST SRM610 标准玻璃为成分标样进行基体校正，标准锆石91500 为外标进行同位素分馏校正，标准锆石Plesovice 为监控样监测测试质量，每6 个样品点中间加测两次标准锆石91500。数据处理采用软件ICPMSDataCal（Liu et al.，2010）完成，普通Pb 校正采用ComPbCorr#3_151 完成（Anderson，2002），加权年龄计算、谐和图及概率分布图绘制采用Isoplot 3.0 完成（Ludwig，2003）。

全岩主量元素采用ARL 9900XP 型X 射线荧光光谱仪进行分析，微量元素采用X SeriesⅡ电感耦合等离子体质谱仪进行分析（李凤春等，2016）。主量元素分析相对误差小于2%，微量元素分析相对误差小于5%。

3 分析结果

3.1 岩石地球化学

4 件样品的主量、微量及稀土元素分析结果见表1。黄燕底闪长玢岩脉的SiO2= 62.92%～63.72%，平均值为63.40%，属于中性岩范畴；Al2O3= 14.38%～14.57%，平均值为 14.47%；（Na2O+K2O）= 6.87%～7.08%，平均值为6.93%；Na2O/K2O = 1.01～1.09，平均值为1.06；MgO =3.45%～3.51%，平均值为3.49%；TFe2O3= 5.08%～5.30%，平均值为5.20%；P2O5= 0.27%～0.29%，平均值为0.28%；TiO2= 0.68%～0.69%，平均值为0.69%。由上可知，研究区闪长玢岩具有高钾、富铝、贫磷、贫钛的特征。

表1 栖霞黄燕底闪长玢岩主量/%、微量/×10-6及稀土/×10-6元素分析结果Table 1 Analysis results of major/%，trace /×10-6 and rare earth elements /×10-6 in diorite porphyrite from Huangyandi in Qixia City

在TAS 图解中，4 件样品均落入花岗闪长岩区域（图3a）；K2O-SiO2图解中，样品均落入高钾钙碱性系列区域（图3b）；研究区闪长玢岩的A/NK =1.49～1.53，A/CNK 为0.87～0.90，在A/CNK-A/NK图解中，样品均落入准铝质区域（图3c）。

图3 栖霞黄燕底闪长玢岩地球化学判别图解a.TAS 图解（据Middlemost，1994 修改）；b.SiO2-K2O 图解（据Peccerillo et al.，1976；Middlemost，1985 修改）；c.A/CNK-A/NK 图解（据Maniar et al.，1989 修改）数据来源：胶北基性岩脉据梁亚运，2017；栖霞闪长玢岩据耿瑞等，2012Fig.3 Geochemical discrimination diagrams of diorite porphyrite from the study area

研究区闪长玢岩微量/稀土元素分布特征与耿瑞等（2012）、梁亚运（2017）报道的样品特征相近，微量元素原始地幔标准化蛛网图（图4a）整体呈右倾，Rb、Sr、Ba、Pb 等元素明显富集，亏损Nb、Ta、Ti；稀土配分曲线（图4b）表现为轻稀土元素富集、重稀土元素相对平坦的特点，与岛弧玄武岩的稀土元素特征近似；稀土元素总量在248×10-6～287×10-6之间，轻稀土的总量在232×10-6～270×10-6之间，重稀土的总量范围为17×10-6～18×10-6，LREE/HREE = 13.54～15.41，（La/Yb）N= 20.5～24.6，平均值为22.04，说明轻重稀土分馏明显；（La/Sm）N= 3.83～4.36 之间，平均值为4.02，指示轻稀土元素分馏较好；（Eu/Yb）N= 3.46～3.61 之间，平均值为3.54，指示重稀土元素分馏较好；δCe = 1.08～1.11，弱正Ce 异常，δEu = 0.91～0.93，具有弱负Eu 异常。

图4 栖霞黄燕底闪长玢岩微量元素蛛网图（a）和稀土元素配分图（b）数据来源：胶北基性岩脉据梁亚运，2017；栖霞闪长玢岩据耿瑞等，2012Fig.4 Distribution maps of trace elements（a）and rare earth elements（b）of diorite porphyrite

3.2 锆石U-Pb 定年

黄燕底闪长玢岩中锆石特征多样（图5），多呈自形—半自形短柱—长柱状，粒径分布在70～250 μm 之间，透明，包裹体及裂隙较少，振荡环带发育程度不一，个别锆石具明显的核边结构；锆石特征显示闪长玢岩中锆石成因及来源具有多样性。本次共分析60 个测点，详细的分析结果见表2、表3，测点3、24、27、30、39、51、52、55 因谐和度低于90%或单点年龄不确定度较大等原因不予讨论，其余测点均有效（图6a）。测试得到锆石年龄跨度较大，为避免铅丢失对定年结果的影响，大于1 000 Ma 的锆石采用207Pb/206Pb 年龄。有效点年龄可分为6 个年龄段：141～135 Ma（6 个测点）、163～144 Ma（13 个测点）、228 Ma（1 个测点）、1 858～1 765 Ma（2 个测点）、2 539～2 352 Ma（29 个测点）、2 918 Ma（1 个测点）。

表2 栖霞黄燕底闪长玢岩LA-ICP-MS 锆石U-Pb 年龄分析结果Table 2 The LA-ICP-MS zircon U-Pb analysis data for diorite porphyrite in Huangyandi in Qixia City

表3 栖霞黄燕底闪长玢岩锆石微量元素分析结果/×10-6Table 3 Zircon analysis results of trace elements /×10-6 in Huangyandi diorite porphyrite from Qixia City

黄燕底闪长玢岩中锆石具有多样性，结合晶型、振荡环带发育情况、Th/U 比值及锆石微量元素（表3）等多种特征对锆石成因进行判别，本文通过分析认为141～135 Ma 年龄段具备典型岩浆锆石的特征：1）大部分呈长柱状，较自形；2）具有明显振荡环带；3） Th = 9×10-6～321×10-6、U =84×10-6～1 309×10-6、Th/U = 0.02～0.83；4）稀土元素配分曲线具有轻稀土亏损、重稀土富集的陡左倾模式（图6c），且具有明显的正Ce 异常（δCe =5.18～161.38）和负Eu 异常（δEu = 0.24～0.59），其年龄可以代表闪长玢岩的形成时间；其余锆石均为捕获锆石。

4 讨论

4.1 闪长玢岩的形成时代

本次锆石U-Pb定年共获得141～135 Ma、163～144 Ma、228 Ma、1 858～1 765 Ma、2 539～2 352 Ma、2 918 Ma 等6 个年龄段。其中年龄介于141～135 Ma的有效测点共6 个，6 个测点年龄均位于谐和线上及附近，206Pb/238Pb 加权平均年龄为138.5±1.7 Ma（MSWD = 0.89）（图6b），因此认为黄燕底闪长玢岩的形成年龄为138.5±1.7 Ma，这一年龄与学者报道的中基性脉岩形成时代一致（刘燊，2004；梁亚运等，2017），佐证了前人结论。

本次样品中还存在大量继承锆石，对继承锆石的可能来源进行了分析：163～144 Ma 在区域上与玲珑期花岗岩166～146 Ma 的时代相一致（侯建华等，2021），指示这些锆石可能来源于玲珑期花岗岩，但研究区周围出露的花岗岩时代为122～118 Ma，说明在研究区可能存在隐伏的玲珑期花岗岩；228 Ma 锆石无明显振荡环带且重稀土相对平坦，指示其为变质成因，苏鲁造山带在三叠纪时期形成了大量变质岩，228 Ma 的变质锆石可能指示闪长玢岩的岩浆源区受到了苏鲁造山带物质的混染；1 858～1 765 Ma 的锆石振荡环带发育，为典型岩浆锆石，而区域上仅苏鲁超高压变质带中存在1 800～1 700 Ma的物质记录，胶北在1 900～1 700 Ma 发生过强烈的构造变质事件（宋英昕等，2018），因此1 858～1 765 Ma 的锆石可能来自于此；2 539～2 352 Ma 的锆石多数具有明显的振荡环带，Th/U = 0.16～1.38，指示其主要为岩浆成因，这一年龄与胶东太古宙—古元古代早-中期岩浆岩时代相一致，同时研究区粉子山群、荆山群中普遍存在2 500～2 400 Ma 的年龄峰值（谢士稳等，2014），说明闪长玢岩的岩浆活动过程存在地壳物质的强烈混染；2 918 Ma 锆石具有明显的振荡环带、Th/U 值为0.75，为典型的岩浆锆石，这与栖霞地区TTG 片麻岩的时代（2.9～2.7 Ga）相一致（万渝生等，2017a）。

4.2 岩石成因与岩浆源区

关于胶东地区中基性脉岩的源区特征和成因演化，主要有两种认识：刘燊（2004）、耿瑞等（2012）、梁亚运（2017）认为中基性脉岩的岩浆来自地幔源区，受到俯冲板片流体影响，但未遭受明显的地壳物质混染；而Prelević et al.（2004）认为中基性脉岩为壳源和幔源岩浆混合而成。

本次得到研究区闪长玢岩富集轻稀土元素和Rb、Sr、Ba、Pb 大离子亲石元素，亏损重稀土元素和Nb、Ta、Ti 高场强元素；无明显负Eu 异常（δEu = 0.91～0.93），说明岩浆源区未发生明显的斜长石分离结晶；Zr/Hf= 33.78～38.45，平均值为34.99，明显高于大陆地壳值（11），与原始地幔值（37）更接近；Nb/Ta = 11.91～13.74，平均值为13.16，介于下地壳Nb/Ta 比值（8.3）和原始地幔Nb/Ta 比值（17.39）之间（Sun and McDonough，1989；Plank，2005）；Rb/Sr = 0.031～0.040，与地幔值（0.034）更为接近，远低于地壳值（0.35）；以上特征均指示研究区闪长玢岩岩浆应来源于地幔。

在（La/Yb）N-YbN图解中样品均落入经典岛弧岩石区域（图7a）；在Sr/Y-Y 图解中，2 个样品落入经典岛弧岩石区域，2 个样品落入经典岛弧与埃达克岩的重叠区域（图7b）；因此认为研究区闪长玢岩具有经典岛弧岩石特征。在Th/Yb-Ba/La 图解中，各样品呈近横向分布，指示闪长玢岩形成过程中受到俯冲板片流体的影响（图7c）。上述投图结果佐证了学者已得出的结论（耿瑞等，2012；梁亚运，2017），即中基性脉岩的岩浆来自地幔源区，且受到俯冲板片流体影响。

图7 闪长玢岩（La/Yb）N-YbN图解（a.底图据Defant and Drummond，1990）、Sr/Y-Y 图解（b.底图据Defant and Drummond，1990）和Th/Yb-Ba/La 图解（c.底图据Woodhead et al.，2001）数据来源：胶北基性岩脉据梁亚运，2017；栖霞闪长玢岩据耿瑞等，2012Fig.7 （La/Yb）N-YbN diagram（a.modified after Defant and Drummond，1990），Sr/Y-Y diagram（b.modified after Defant and Drummond，1990）and Th/Yb-Ba/La diagram（c.modified after Woodhead et al.，2001）of diorite porphyrite

关于胶东地区中基性脉岩源区特征和成因争论的焦点，即是否遭受了地壳物质的混染，本次研究发现的大量继承锆石给出了答案。本次发现了大量高谐和度继承锆石，这些锆石年龄分散，部分锆石振荡环带不发育，稀土元素配分曲线也具有明显差异（图6d～图6f），认为这些锆石为岩浆上升侵位过程中的捕虏锆石，这也是闪长玢岩岩浆活动过程中受到壳源物质混染的直接证据。另外，张招崇等（2004）的研究表明，La/Sm 值会随着地壳混染程度的增大而显著增高，一般在5 以上，而研究区闪长玢岩La/Sm = 5.93～6.76，也说明其曾遭受地壳混染。

本次根据闪长玢岩的微量/稀土元素特征，佐证了前人得出的胶东地区中基性脉岩的岩浆来自地幔源区，且受到俯冲板片流体影响的结论；同时，大量继承锆石的发现及其La/Sm 值大于5，均指示闪长玢岩岩浆活动上升侵位过程中受到了地壳物质的强烈混染，与前人认识有所不同。

4.3 构造环境

本次研究的闪长玢岩呈北东向展布，与胶东地区区域构造线方向一致。闪长玢岩的形成时代为138.5±1.7 Ma，早于胶东地区金成矿期；这一时期，胶东地区所处的华北克拉通东部正处于岩石圈伸展减薄的过程中，地幔及软流圈物质上涌造成了大规模的岩浆活动；研究区所在的胶东地区处在板块构造运动的活跃部位，形成了大量的中生代花岗岩及中基性岩脉；可通过中基性脉岩的地球化学特征恢复其大地构造环境。在Yb-Ta 图解（图8a）中，样品全部落入火山弧花岗岩范围内；在Y-Nb 图解（图8b）中，样品全部落入火山弧花岗岩与同碰撞花岗岩的共同范围内；在Rb/10-Hf-3Ta与Rb/30-Hf-3Ta 图解（图8c、图8d）中，样品均位于火山弧花岗岩区域。综合认为，研究区闪长玢岩是在太平洋板块向华北板块俯冲过程中形成，构造环境为板块碰撞前的火山弧环境。