北苏鲁威海地区共生伟晶岩脉-钙硅酸盐岩的形成机制和地质意义

2024-04-03康嘉淳宋里豪王淞杰王淼曹玉亭李旭平

岩石学报 2024年4期

康嘉淳宋里豪王淞杰王淼曹玉亭李旭平

锆石具有非常高的物理化学稳定性,其内部常发育多期生长和/或重置结构,对锆石的测年是确定多期地质事件时代的最常用手段之一(Corfuetal., 2003; 吴元保和郑永飞, 2004; Harleyetal., 2007; Rubatto, 2017)。研究证实,不同成因和条件下形成的变质锆石具有特征的内部结构和微量元素组成特征(Rubatto, 2002; 吴元保和郑永飞, 2004; Chenetal., 2010, 2011; Xiaetal., 2009),且锆石的Lu-Hf同位素有助于示踪变质熔流体的来源等信息(Flowerdewetal., 2006; Wuetal., 2007)。因此,围绕锆石开展系统的岩石学、地球化学和年代学研究,可进一步约束深俯冲陆壳的多期熔融过程及随熔体迁移引起的地质效应。

苏鲁造山带是三叠纪时期扬子板块俯冲至华北板块之下形成的典型高压-超高压变质带(图1a; Hackeretal., 2006; Ernstetal., 2007; Zhengetal., 2019)。构造地质学、岩石学、地球化学和地质年代学等工作揭示,苏鲁超高压变质岩在折返阶段曾发生过明显的部分熔融作用,尤以片麻岩的熔融最为显著(Wallisetal., 2005; Liuetal., 2010; 曾令森等, 2011; Chenetal., 2013a; Xuetal., 2013; Wangetal., 2023)。近来,笔者在北苏鲁威海市东部的一处沿海露头发现,混合岩化超高压片麻岩内部出露多个厘米级到十个厘米级的钙硅酸盐岩团块,与片麻岩内的伟晶岩脉紧密共生(图1b、图2)。基于野外产状,钙硅酸盐岩极有可能与片麻岩的部分熔融过程具有成因联系。然而,前人更多是通过对片麻岩及其内部浅色体和伟晶岩脉的地球化学和年代学等方面研究,以阐明深俯冲陆壳部分熔融发生的变质阶段、时代、持续时间、熔融机制和熔体演化规律等信息(刘福来等, 2009; Liuetal., 2010; Zongetal., 2010; Xuetal., 2013),而鲜有对这套钙硅酸盐岩团块的研究。Guoetal.(2022)通过对相近露头的一套大理岩-钙硅酸盐岩-含/不含碳酸盐浅色体-片麻岩的岩石地球化学研究,认为其形成于高温下(约820～860℃)硅酸盐熔体与变质碳酸盐的反应,在此过程中释放了CO2。然而,由于缺少对这套钙硅酸盐岩中单矿物的进一步地球化学和年代学等方面工作,仍不确定其是否记录了硅酸盐熔体的产生阶段、时间和熔体来源等信息,制约了我们对这一关键地质过程的理解。

图1 苏鲁造山带地质简图(a,据Xu et al., 2006修改)和北苏鲁威海地区地质简图(b,据Liu et al., 2010修改)

图2 北苏鲁威海地区钙硅酸盐岩、伟晶岩脉和寄主片麻岩的野外特征以及采样位置

有鉴于此,本文在Guoetal.(2022)研究基础上,以这套共生伟晶岩脉-钙硅酸盐岩为主要研究对象,对其及寄主片麻岩开展了细致的岩相学、单矿物和全岩主微量地球化学、锆石U-Pb年代学和Lu-Hf同位素等分析。通过综合解读上述研究所得数据,本文详细探讨了伟晶岩脉-钙硅酸盐岩团块的形成机制,进而为大陆碰撞造山过程的两期熔融事件和熔岩相互作用过程提供了数据参考。

1 区域地质背景和样品采集情况

苏鲁造山带主体位于我国胶东半岛地区,是三叠纪时期扬子陆块俯冲至华北陆块之下形成的大陆碰撞造山带,亦是中国秦岭-大别造山带的东延部分(Ernstetal., 2007; Wu and Zheng, 2013)。苏鲁造山带呈北东-南西向展布,南、北两侧分别以嘉山-响水断裂和五莲-青岛-烟台断裂为界,西侧以郯庐断裂为界与华北克拉通相隔(图1a)。构造-岩石学特征显示,苏鲁造山带由南部的高压变质单元和中-北部的超高压变质单元组成(Liuetal., 2004; Xuetal., 2006),均被白垩纪岩浆岩切割(Wangetal., 2019, 2020a, c; Wang and Brown, 2023)。其中,高压单元主要由不同类型片岩、片麻岩、磷块岩和大理岩等组成,而超高压单元主要出露正、副片麻岩,榴辉岩、石英岩、大理岩和橄榄岩等多以透镜体或团块的形式包裹在片麻岩中(Liuetal., 2009)。苏鲁超高压变质单元内的榴辉岩和围岩中均有柯石英产出(Liu and Liou, 2011),表明其一同经历过超高压变质作用。超高压变质岩的原岩主要形成于新元古代(780～750Ma),与罗迪尼亚超大陆裂解有关(Zhengetal., 2006; Tangetal., 2008)。

基于岩相学、矿物包裹体分析和副矿物测年等方法,前人系统约束了苏鲁造山带的变质P-T轨迹和年代学格架(Zhang and Liou, 1997; Akamura and Hirajima, 2000, 2010; Zhangetal., 2005; Liu and Liou, 2011),具体的演化阶段包括:(1)高压榴辉岩相进变质阶段,P-T条件为1.7～2.1GPa和570～690℃,年龄约246～244Ma;(2)峰期超高压榴辉岩相阶段,P-T条件为≥3.0～4.5GPa和～750-850℃,年龄为240～225Ma;(3)高压榴辉岩相退变质阶段,变质P-T为2.5～1.5GPa和750～600℃,时代约为225～215Ma;(4)角闪岩相退变质阶段,变质P-T条件为1.0～0.6GPa和600～450℃,年龄在215～205Ma之间。此外,苏鲁造山带中-北段桃行、荣成和威海等地区的超高压岩石记录了麻粒岩相变质作用的叠加,P-T条件约为2.0～1.0GPa和850～750℃(Nakamura and Hirajima, 2000, 2010; Yaoetal., 2000)。

威海位于苏鲁造山带最北端,主要以含柯石英的正片麻岩为主,内部包裹规模不等的副片麻岩、退变质榴辉岩和超镁铁岩透镜体或团块(图1b)。威海地区的超高压岩石在折返阶段普遍经历了麻粒岩相变质作用的叠加(Bannoetal., 2000),熔融现象显著,主要表现为片麻岩内大量发育的浅色体和伟晶岩脉等(Wallisetal., 2005; 刘福来等, 2009; Liuetal., 2010; Zongetal., 2010; Xuetal., 2013)。

本文研究区位于威海市东山宾馆正南方向的沿海剖面,主要出露遭受强烈混合岩化作用的含黑云母正片麻岩,其内部发育浅色体、伟晶岩脉及厘米级到十个厘米级的钙硅酸盐岩团块(图2a-c)。其中,钙硅酸盐岩团块呈绿色,紧邻片麻岩内的伟晶岩脉产出(图2a, b)。伟晶岩脉由斜长石、钾长石和石英等矿物组成,表面呈肉红色-灰白色。本文共在该露头(37°30′48″N、122°08′36″E)采集了4件钙硅酸盐岩(WH1810-1, -2, -3和-4)、一件伟晶岩脉(WH1810-5)和一件寄主片麻岩(WH1810-6)样品。

2 实验方法

2.1 矿物组成面扫描分析

钙硅酸盐岩样品(WH1810-2)的矿物组成分析在南京宏创地质勘查技术服务有限公司完成,仪器为TESCAN综合矿物分析仪(TIMA),该测试采用配有4个能谱探头的Mira-3扫描电镜实现。实验过程中,加速电压设定为25kV,电流为9nA,工作距离为15mm,电流和背散射电子信号强度使用铂法拉第杯自动程序校准,能谱信号使用Mn标样校准。测试中采用解离模式,同时获取背散射图像和能谱数据,每个点的X射线计数为1000,像素大小为3μm,能谱步长为9μm。

2.2 单斜辉石的主、微量元素分析

单斜辉石的主量元素成分利用中国海洋大学海洋地球科学学院的JEOL JXA-8230电子探针仪获取,仪器配有3道波谱仪。测试过程中的实验条件为:加速电压15kV,测试束流20nA,分析束斑5μm。元素特征峰的测量时间为10s,上下背景的测量时间分别是5s。测试过程使用的标样包括:钠长石(Na、Al)、透辉石(Mg、Si和Ca)、铁铝榴石(Fe)、透长石(K)、磷灰石(P)、金红石(Ti)、钙蔷薇辉石(Mn)和氧化铬(Cr)。所有测试数据均进行了ZAF校正处理。

单斜辉石的微量元素含量分析在武汉上谱分析科技有限责任公司完成,所用仪器为LA-ICP-MS,详细的仪器参数和分析流程见Zongetal.(2017)。GeolasPro激光剥蚀系统由COMPexPro 102 ArF 193nm准分子激光器和MicroLas光学系统组成,ICP-MS型号为Agilent 7700e。为调节灵敏度,激光剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气为补偿气,二者在进入ICP之前通过一个T型接头混合,激光剥蚀系统配有信号平滑装置(Huetal., 2015)。本次分析的激光束斑和频率分别为44μm和5Hz,每个时间分辨分析数据包括～20s的空白信号和50s的样品信号。单矿物微量元素含量处理中采用玻璃标准物质BHVO-2G、BCR-2G和BIR-1G进行多外标无内标校正(Liuetal., 2008)。对分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正以及元素含量计算)采用ICPMSDataCal软件(Liuetal., 2008)完成。

2.3 全岩主、微量元素和Sr-Nd同位素分析

全岩主、微量元素分析在武汉上谱分析科技有限责任公司完成,所用仪器分别为ZSX Primus Ⅱ型波长色散X射线荧光光谱仪和Agilent 7700e ICP-MS分析仪。具体的样品前处理步骤、分析方法、测试精度和标样等信息与Wangetal.(2020b)描述一致。

全岩Sr-Nd同位素样品前处理和分析工作亦在武汉上谱分析科技有限责任公司完成。分析仪器为配备9个法拉第杯接收器的MC-ICP-MS(Neptune Plus; Thermo Fisher Scientific, 德国)。样品前处理和化学分离流程描述见Gaoetal.(2004)。为提高仪器灵敏度,MC-ICP-MS采用了H+S锥组合和干泵。根据样品中的Sr和Nd含量,选择使用50～100μL/min两种微量雾化器。此外,利用Alfa公司的Sr和Nd单元素溶液来优化仪器操作参数。Sr国际标准溶液(NIST 987,200μg/L)的88Sr信号一般高于7V,而Nd标准物质(GSB04-3258-2015,200μg/L)的142Nd信号一般高于2.5V。Sr和Nd同位素的仪器质量分馏采用内标指数法则校正(具体见Russelletal., 1978)。实验过程中,在两个Sr同位素标样(NIST 987和AlfaSr)和两个Nd同位素标样(GSB04-3258-2015和AlfaNd)间插入6个样品进行分析。分析数据处理采用“Iso-Compass”软件完成(Zhangetal., 2020)。NIST 987的87Sr/86Sr分析测试值为0.710204±4(2SD,n=4),GSB04-3258-2015的143Nd/144Nd分析测试值为0.512440±3(2SD,n=6),在误差范围内分别与推荐值0.710248±12(2SD; Zhang and Hu, 2020)和0.512438±6(2SD; Lietal., 2017)一致。

BCR-2(玄武岩)和RGM-2(流纹岩)作为流程监控标样。BCR-2的87Sr/86Sr分析值为0.704997±25(2SD,n=2),143Nd/144Nd分析值为0.512631±17(2SD,n=2),RGM-2的87Sr/86Sr分析值为0.704150±1(2SD,n=2),143Nd/144Nd分析值为0.512810±17(2SD,n=2),在误差范围内均分别与推荐值0.705012±20(BCR-2, Sr; Zhang and Hu, 2020)、0.512638±15(BCR-2, Nd; Weisetal., 2006)、0.704184±10(RGM-2, Sr; Lietal., 2012)和0.512803±10(RGM-2, Nd; Lietal., 2012)一致。

2.4 锆石U-Pb同位素和微量元素分析

锆石U-Pb同位素定年和微量元素含量利用武汉上谱分析科技有限责任公司的LA-ICP-MS同时获取。GeolasPro激光剥蚀系统由COMPexPro 102 ArF 193nm准分子激光器和MicroLas光学系统组成,ICP-MS型号为Agilent 7700e,详细的仪器参数和分析流程见Zongetal.(2017)。激光剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气为补偿气,二者在进入ICP之前通过一个T型接头混合,激光剥蚀系统配备有信号平滑装置(Huetal., 2015)。本次分析的激光束斑为24μm。U-Pb同位素定年和微量元素含量处理中,采用锆石标准91500和玻璃标准物质NIST610作为外标分别进行同位素和微量元素分馏校正。每个时间分辨分析数据包括～20s的空白信号和50s的样品信号。数据的离线处理采用软件ICPMSDataCal(Liuetal., 2008)完成,U-Pb年龄谐和图绘制和年龄加权平均计算采用Isoplot/Ex_ver3(Ludwig, 2003)实现。

2.5 锆石Lu-Hf同位素分析

锆石的Lu-Hf同位素分析利用武汉上谱分析科技有限责任公司激光剥蚀多接收杯等离子体质谱仪(LA-MC-ICP-MS)完成。激光剥蚀系统为Geolas HD(Coherent,德国),MC-ICP-MS为Neptune Plus(Thermo Fisher Scientific,德国)。分析过程配备了信号平滑装置以提高信号稳定性和同位素比值测试精密度(Huetal., 2015)。为提高Hf元素灵敏度,载气使用氦气,并在剥蚀池之后引入少量氮气(Huetal., 2012)。分析采用Neptune Plus新设计的高性能锥组合。激光输出能量可调节,实际输出能量密度为5.3J/cm2。测试中采用单点剥蚀模式,束斑直径为44μm。详细仪器操作条件和分析方法参照Huetal.(2012)。为确保分析数据可靠性,与实际样品同时分析91500和GJ-1两个国际锆石标准。91500用于进行外标校正,以优化分析测试结果。GJ-1作为第二标样监控数据校正质量。91500和GJ-1的外部精密度优于0.000020(2SD),确保测试值与推荐值在误差范围内一致。分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、同位素质量分馏校正)采用软件ICPMSDataCal完成。

εHf(t)计算采用176Lu衰变常数为1.867×10-11yr-1(Söderlundetal., 2004),球粒陨石现今176Hf/177Hf=0.282772和176Lu/177Hf=0.0332(Blichert-Toft and Albarède, 1997)。详细的计算公式参考吴福元等(2007)。

3 分析结果

3.1 岩相学和矿物化学特征

3.1.1 钙硅酸盐岩

钙硅酸盐岩较为新鲜,具有粒柱状变晶结构,岩相学和TIMA分析结果显示,其主要由单斜辉石(82%～83%)、透闪石(～8%)、斜长石(5%～6%)、钾长石(～2%)和黝帘石(1%～2%)组成(图3a-d、图4);此外,钙硅酸盐岩中还含有少量白云母(<1%)、黑云母(<1%)和极少量石英、榍石、磷灰石和绿泥石,其总体含量小于0.2%(图3a-d、图4)。其中,单斜辉石呈半自形-他形,颗粒直径可达数毫米,其内部含有大量包裹体,包括黑云母、石英和榍石等(图4a-d)。透闪石呈半自形-他形,颗粒直径大多在100～500μm之间,与黝帘石、黑云母共同呈现出一致的定向性(图4b, d)。斜长石、钾长石和石英均呈半自形至他形细粒粒状变晶结构(图3c)。

图3 北苏鲁威海地区钙硅酸盐岩(a-d)、伟晶岩(e、f)和寄主片麻岩(g-l)的正交偏光下显微照片矿物缩写参照Whitney and Evans (2010). Cpx-单斜辉石;Tr-透闪石;Pl-斜长石;Qz-石英;Kfs-钾长石;Bt-黑云母;Mus-白云母

图4 综合矿物分析系统(TIMA)获取的钙硅酸盐岩(样品WH1810-2)中两个视域的电子背散射图像(a、c)和相应X射线面扫描图像(b、d)

钙硅酸盐岩中的单斜辉石为透辉石(图5a),主要氧化物组成为SiO2(53.4%～55.49%)、MgO(14.51%～16.64%)、CaO(23.75%～25.35%)以及较低的FeOT(1.86%～6.03%)、Al2O3(0.14%～1.56%)和Na2O(0.10%～0.58%)等,其Mg#[Mg#=molar MgO/(MgO+FeO), FeO默认为全Fe含量] 等于81～94(电子版附表1)。单斜辉石的稀土元素(REE)含量(∑REE=8.46×10-6～30.48×10-6)和相容元素含量(Cr=1.28×10-6～7.57×10-6; Ni=4.0×10-6～19.3×10-6)均很低(电子版附表2)。在球粒陨石标准化的REE图解中(图5b),单斜辉石具有轻稀土元素(LREE)略亏损[(La/Sm)N=0.13～0.33]、重稀土元素(HREE)平坦[(Gd/Yb)N=0.52～1.32]和明显负Eu异常的特征(Eu/Eu*=0.18～0.53)。在原始地幔标准化的微量元素蛛网图中(图5c),可见单斜辉石具有Th、U和Pb等元素富集,Nb、Ta、Zr等高场强元素(HFSE)和Ba、Sr等元素亏损的特征。

表1 钙硅酸盐岩、伟晶岩和寄主片麻岩的全岩主量(wt%)和微量(×10-6)元素组成

表2 钙硅酸盐岩、伟晶岩和寄主片麻岩的全岩Sr和Nd同位素组成

图5 钙硅酸盐岩中单斜辉石的成分分类图(a,据Morimoto, 1988)及单斜辉石球粒陨石标准化稀土元素配分图(b)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(c)标准化数据引自Sun and McDonough (1989)

3.1.2 伟晶岩脉和寄主片麻岩

伟晶岩脉具有粗粒花岗结构,主要由半自形-他形的粗粒斜长石、钾长石和石英等矿物组成。此外,伟晶岩脉内还含有少量黑云母、磷灰石和锆石等副矿物。斜长石和钾长石的比例不均,本研究采集的伟晶岩脉以斜长石为主,含量可达40%～50%左右,其粒径可达3～5cm(图3e, f)。

寄主片麻岩具有细粒粒状变晶结构,主要由细粒斜长石、钾长石、石英和黑云母组成,未见石榴子石,为细粒含黑云母二长片麻岩(图3g-i)。副矿物包括磷灰石、锆石和磁铁矿等。此外,在寄主片麻岩中可见钾长石±斜长石±黑云母±石英的不规则矿物细脉沿颗粒边界延伸,与其他矿物颗粒接触构成的二面角很小(图3j-l)。片麻岩呈现明显的混合岩化现象,主要表现为暗色寄主片麻岩内部发育有平行片麻理的浅色体。前人已对该区浅色体的矿物岩石特征、地球化学及年代学等进行过深入研究(Liuetal., 2010; Xuetal., 2013),故而本文未对其进行更多重复性分析工作。

3.2 全岩主微量元素组成

钙硅酸盐岩、伟晶岩和寄主片麻岩的主、微量元素分析结果见表1。钙硅酸盐岩样品的烧失量为0.35%～0.39%,蚀变影响很小。不同钙硅酸盐岩样品中各氧化物含量一致,包括中等含量的SiO2(54.33%～54.63%)、较高的CaO(22.61%～22.82%)、MgO(15.60%～15.85%)以及较低的FeOT(3.01%～3.41%)、Al2O3(2.38%～2.64%)、Na2O+K2O(0.92%～0.99%)和TiO2(0.03%～0.05%)等。相对而言,本研究采集的伟晶岩脉富Na2O(5.84%)、贫K2O(0.95%),具有高SiO2(73.70%)和高Al2O3(16.11%)特征,与其长石成分主要为斜长石的岩相学观察结果相符。此外,寄主片麻岩由较高的SiO2(73.19%)、全碱(Na2O+K2O=7.82%)、Al2O3(13.74%)和较低的FeOT(2.17%)、CaO(1.41%)等成分组成,与前人报道的钾质正片麻岩成分相似(Liuetal., 2010; Wangetal., 2020b)。

在微量元素组成上,钙硅酸盐岩和伟晶岩脉的∑REE含量较低,分别为22×10-6～34×10-6和14×10-6,显著低于寄主片麻岩的稀土元素总量(∑REE=160×10-6)。在经过球粒陨石标准化的REE图解中(图6a),钙硅酸盐岩呈现出平坦的REE分布特征[(La/Gd)N=1.04～2.36; (Dy/Yb)N=1.16～1.28]和明显Eu负异常(Eu/Eu*=0.58～0.74),而伟晶岩脉表现为LREE富集[(La/Gd)N=8.47]、HREE平坦[(Dy/Yb)N=0.87]和明显Eu正异常(Eu/Eu*=2.69)。相对而言,寄主片麻岩显示右倾的稀土元素配分型式,LREE富集[(La/Gd)N=11.61]、HREE平坦[(Dy/Yb)N=0.88],伴有微弱的Eu负异常(Eu/Eu*=0.81)。在经原始地幔标准化的微量元素蛛网图上(图6b),三类岩石均显示大离子亲石元素(LILE)富集(如K)和HFSE亏损(如Nb、Ti)的特点。

图6 北苏鲁威海地区钙硅酸盐岩、伟晶岩和寄主片麻岩的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)

3.3 全岩Sr-Nd同位素组成

钙硅酸盐岩、伟晶岩脉和寄主片麻岩的Sr-Nd同位素分析结果见表2。基于三类岩石中新生锆石的U-Pb定年结果(见后文),本文采用t=221Ma计算所有样品的初始87Sr/86Sr同位素比值[(87Sr/86Sr)i]和εNd(t)值。钙硅酸盐岩的(87Sr/86Sr)i范围为0.7098～0.7109,εNd(t)值在-13.1～-12.3之间;伟晶岩脉和寄主片麻岩样品的(87Sr/86Sr)i分别为0.7137和0.7125,εNd(t)值分别为-16.3～-15.6。在εNd(t)-(87Sr/86Sr)i关系图解上(图7):(1)伟晶岩脉的Sr-Nd同位素特征与苏鲁超高压片麻岩一致,指示伟晶岩是超高压片麻岩类岩石部分熔融的产物;(2)钙硅酸盐岩的Sr-Nd同位素组成落入苏鲁超高压片麻岩的(87Sr/86Sr)i和εNd(t)变化范围内,表明两者具有成因联系。

图7 北苏鲁威海地区钙硅酸盐岩、伟晶岩和寄主片麻岩的初始87Sr/86Sr-εNd(t)关系图解苏鲁超高压榴辉岩和片麻岩Sr-Nd同位素数据来源见Wang et al. (2023)及其图11

3.4 锆石阴极发光特征

钙硅酸盐岩样品(WH1810-2)中的锆石颗粒无色透明, 整体比较自形,主要为长柱状,长度为150～250μm,长宽比在 1:1～1:4之间。在阴极发光图像下,多数锆石颗粒呈现典型的核-边结构。核部大多形状规则,阴极发光强度不等,为亮白至灰白色,呈现典型的岩浆锆石环带结构(图8a)。锆石边部宽窄不一,阴极发光强度较弱,呈灰色,大部分边部阴极发光强度均匀,无分带现象,但少数锆石边部表现出弱环带特征(图8a)。

伟晶岩脉样品(WH1810-5)中的锆石颗粒无色透明,整体上自形、呈长柱状,长度为100～250μm,长宽比为1:1.5～1:3。大多数锆石在阴极发光下显示核-边结构。核部较自形,偶呈浑圆状,阴极发光强度较高,呈灰白色,具有环带结构(图8b)。锆石边部与核部之间的边界截然,阴极发光强度较弱,为浅灰色,但仍显示中等至较弱的环带结构(图8b)。

寄主片麻岩样品(WH1810-6)中的锆石颗粒无色透明,自形至半自形,短柱至长柱状,长度为100～250μm,长宽比在1:1～1:3之间。阴极发光图像显示,锆石具有典型的核-边结构。继承核表现出较强的阴极发光特征,呈现不同程度的环带结构,指示其为经历过不同程度重结晶作用的岩浆锆石(图8c)。锆石边部宽窄不一,与继承核的边界截然,阴极发光强度较弱,呈暗灰或浅灰色。其中,暗灰色的锆石边部主要呈均质阴极发光特征,与变质锆石特征一致,而浅灰色锆石边部则显示弱环带结构,与深熔锆石特征相似(图8c)。

3.5 锆石U-Pb年龄

钙硅酸盐岩、伟晶岩脉和寄主片麻岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果见电子版附表3,相应的206Pb/238U-207Pb/235U年龄图解见图9a-c。

图9 北苏鲁威海地区钙硅酸盐岩(a、d)、伟晶岩(b、e)和寄主片麻岩(c、f)的锆石U-Pb年龄谐和图和球粒陨石标准化稀土元素配分图(标准化值据Sun and McDonough, 1989)

对于钙硅酸盐岩样品(WH1810-2),共对34个锆石颗粒进行了35个点位的U-Pb同位素和微量元素分析。尽管该样品中锆石核部显示一致的阴极发光特征,但年龄测试结果区分出两类核部:继承核和变质锆石核。其中,20个继承性岩浆锆石核的Th/U比值较高(0.09～1.58; 大部分大于0.40),206Pb/238U年龄在800±11Ma～326±31Ma之间。第一类变质锆石核部及部分锆石边部具有低Th/U比值(0.020～0.084),相应206Pb/238U年龄为232±3Ma～212±5Ma,加权平均年龄为224±7Ma(1σ, MSWD=2.3;n=9;图9a)。在206Pb/238U-207Pb/235U图解中(图9a),该类锆石与继承锆石的年龄数据组成了一条不一致线,其上交点年龄为769±35Ma,下交点年龄为226±36Ma。此外,第二类变质锆石(完整颗粒和少量增生边)的Th/U比值同样较小(0.020～0.161),206Pb/238U年龄范围为173±2Ma～158±3Ma,其中谐和度大于95%的点位年龄为173±2Ma～166±3Ma。

对于伟晶岩脉样品(WH1810-5),共对36个锆石颗粒进行了41个点位的分析。其中,继承锆石核Th/U比值较高(0.04～0.77;n=20),其206Pb/238U年龄范围为740±21Ma～278±6Ma。新生变质锆石的Th/U比值很低(0.009～0.085;n=21),但同样记录了两组年龄。第一组206Pb/238U年龄为243±7Ma～213±9Ma(n=19),除243±7Ma这一点位的年龄明显偏老外,其余18个点位的206Pb/238U年龄集中在223±10Ma～213±9Ma之间,加权平均年龄为218±2Ma(图9b;1σ, MSWD=0.31)。该类锆石与继承锆石记录的年龄数据组成了一条不一致线,其上交点年龄为815±41Ma,下交点年龄为227±10Ma(图9b)。此外,第二组锆石边部的两个数据点分别得到177±5Ma和177±3Ma的206Pb/238U年龄(图9b),明显低于上述第一组变质锆石记录的时代,但在误差范围内与钙硅酸盐岩中第二期新生锆石的年龄接近。

对于寄主片麻岩样品(WH1810-6),共对31个锆石颗粒进行了31个点位的测试分析。18个继承锆石核部显示高Th/U比值特征(0.11～2.49),206Pb/238U年龄在859±20Ma～272±6Ma之间。根据阴极发光图像和年龄特征,新生锆石可分为两类,第一类边部呈均质阴极发光特征,具有极低的Th/U比值(0.009～0.033;n=5),206Pb/238U年龄为240±5Ma～235±4Ma,加权平均年龄为237±4Ma(图9c;1σ, MSWD=0.25)。比较而言,第二类锆石新生边在阴极发光下显示弱环带结构,同样具有低Th/U比值(0.005～0.010),但206Pb/238U年龄为226±4Ma～218±4Ma,加权平均为222±3Ma(图9c;1σ, MSWD=0.44;n=8),与钙硅酸盐岩和伟晶岩脉的三叠纪新生锆石年龄(224±7Ma～218±2Ma)一致。片麻岩所有锆石分析数据构成了一条不一致线,上交点年龄为769±40Ma,下交点年龄为223±13Ma(图9c)。

总之而言,三类岩石中继承性岩浆锆石核年龄新老不一,表明这部分微区曾经历了不同程度的重结晶作用和Pb丢失过程(Zhengetal., 2006)。相对而言,三类岩石中的变质锆石微区共记录三组年龄,分别为:(1)片麻岩内呈均质阴极发光特征的锆石增生边年龄为237±4Ma;(2)钙硅酸盐岩、伟晶岩脉和寄主片麻岩中的新生锆石核/增生边年龄为224±7Ma～218±2Ma;以及(3)钙硅酸盐岩和伟晶岩脉中少数锆石边部记录了约177±5Ma～166±3Ma的侏罗纪年龄。在钙硅酸盐岩、伟晶岩脉和寄主片麻岩各自的继承锆石和三叠纪新生锆石分析数据构成的不一致线上,上交点年龄分别为769±35Ma、815±41Ma和769±40Ma(图9a-c),与苏鲁超高压变质岩原岩形成时代一致(Zhengetal., 2006; Liu and Liou, 2011; 郜源等, 2021),应代表超高压片麻岩原岩及钙硅酸盐岩和伟晶岩脉母岩的形成时代;下交点年龄分别为226±36Ma、227±10Ma和223±13Ma(图9a-c),与上述第二组新生锆石的年龄信息一致,表明该时间的一次显著变质事件。

3.6 锆石微量元素特征

钙硅酸盐岩、伟晶岩脉和寄主片麻岩的LA-ICP-MS锆石微量元素分析结果见电子版附表4,REE配分图解见图9d-f。三类岩石中的继承锆石核均含有较高的∑REE(193×10-6～2498×10-6;有2个较低值分别为126×10-6和133×10-6)和Y(331×10-6～4440×10-6;有两个较低值分别为126×10-6和192×10-6)含量,其Th/U比值(0.11～2.49;有4个点小于0.1)较高、Hf/Y比值(2.1～48.9;有2个较高值为89.2和119.4)较低。在球粒陨石标准化的REE配分图解上(图9d-f),这些继承核的LREE亏损、HREE富集[(Gd/Lu)N=0.01～0.08],伴有明显的Ce正异常(Ce/Ce*=1.9～788.8)和Eu负异常(Eu/Eu*=0.002～0.70)。相对而言,三类岩石中三叠纪年龄的新生锆石REE含量较低(∑REE=40×10-6～1377×10-6,大部分小于1000×10-6),但其Hf/Y比值同样较低(10.9～240.6,大部分小于120.0)。此外,这些锆石具有低Th(1×10-6～116×10-6)、高U(138×10-6～1910×10-6)含量和非常低的Th/U比值(0.005～0.085)。在球粒陨石标准化的REE配分图上(图9d-f),这些微区的HREE富集[(Gd/Lu)N=0.002～0.07],表现出Ce正异常(Ce/Ce*=1.9～35.9)和Eu负异常(Eu/Eu*=0.03～0.60)的特征。与三叠纪新生锆石微区相比,侏罗纪锆石的REE含量较高(∑REE=430×10-6～1702×10-6)、Hf/Y比值很低(10.2～38.6),Th(68×10-6～590×10-6)和U(2185×10-6～7260×10-6)含量更高,但Th/U比值(0.020～0.0061;有一个异常值为0.161)同样很低。此外,这些侏罗纪锆石表现出LREE亏损、HREE富集[(Gd/Lu)N=0.01～0.03]和明显Ce正异常(Ce/Ce*=1.9～35.9)、Eu负异常(Eu/Eu*=0.03～0.60)的稀土元素配分型式(图9d-f)。上述特征表明,侏罗纪的锆石是从熔体中结晶的新生锆石,而非变质重结晶锆石(Xiaetal., 2009)。

3.7 锆石Lu-Hf同位素组成

钙硅酸盐岩、伟晶岩脉和寄主片麻岩的LA(MC)-ICP-MS锆石Lu-Hf同位素分析结果见电子版附表5。基于锆石U-Pb年龄测试结果,在进行初始176Hf/177Hf比值和εHf(t)值计算时,统一将继承锆石核部的t=770Ma,片麻岩中第一组新生锆石的t=237Ma,片麻岩中第二组三叠纪新生锆石以及钙硅酸盐岩和伟晶岩脉中三叠纪新生锆石的t=221Ma,侏罗纪新生锆石的t=172Ma。

钙硅酸盐岩(WH1810-2)和伟晶岩脉(WH1810-5)中继承锆石的Lu-Hf同位素组成一致,176Hf/177Hf比值分别为0.282211～0.282260和0.282202～0.282254,176Lu/177Hf比值分别为0.000834～0.002007和0.000760～0.001249,对应的(176Hf/177Hf)t值分别为0.282184～0.282245和0.282184～0.282239,εHf(t)值分别为-3.8～-1.6和-3.8～-1.9(图10a-d)。相反,寄主片麻岩(WH1810-6)中继承锆石核部的176Hf/177Hf比值较低,为0.281990～0.282071,176Lu/177Hf比值为0.000435～0.001828,对应的(176Hf/177Hf)t和εHf(t)值分别为0.281963～0.282065和-11.6～-8.0(图10e, f)。至于新生锆石,钙硅酸盐岩中三叠纪新生锆石的176Hf/177Hf比值为0.282182～0.282362,176Lu/177Hf比值为0.000459～0.001024,对应的(176Hf/177Hf)t和εHf(t)值分别为0.282178～0.282358和-16.2～-9.8,侏罗纪变质锆石的176Hf/177Hf比值为0.282204～0.282250,176Lu/177Hf比值为0.000519～0.000743,对应的(176Hf/177Hf)t和εHf(t)值分别为0.282202～0.282248和-16.4～-14.7(图10a, b);伟晶岩脉中三叠纪新生锆石的176Hf/177Hf比值为0.282154～0.282473,176Lu/177Hf比值为0.000498～0.000909,对应的(176Hf/177Hf)t和εHf(t)值分别为0.282151～0.282470和-17.1～-5.8,侏罗纪变质锆石的176Hf/177Hf比值为0.282167～0.282280,176Lu/177Hf比值为0.000602～0.001251,对应的(176Hf/177Hf)t和εHf(t)值分别为0.282163～0.282279和-17.8～-13.7(图10c, d)。与钙硅酸盐岩和伟晶岩内新生锆石对比,片麻岩中两组三叠纪新生锆石的176Hf/177Hf比值(0.282056～0.282158)和176Lu/177Hf比值(0.000032～0.000268)偏低,对应较小的(176Hf/177Hf)t和εHf(t)值,分别为0.282056～0.282156和-20.1～-16.9(图10e, f)。

图10 北苏鲁威海地区钙硅酸盐岩(a、b)、伟晶岩(c、d)和寄主片麻岩(e、f)中不同锆石微区的(176Hf/177Hf)t和εHf(t)值柱状图

4 讨论

4.1 苏鲁造山带深俯冲陆壳的两期部分熔融

大陆碰撞造山带一般经历过陆陆碰撞、陆壳俯冲-折返、加厚地壳形成至伸展减薄和造山带垮塌等一系列地质过程(Leech, 2001)。研究显示,深俯冲陆壳折返和加厚地壳伸展减薄阶段常伴随明显的部分熔融作用,这一现象已在大别-苏鲁造山带(Wuetal., 2007; Liuetal., 2012; Chenetal., 2015; Fengetal., 2020, 2024)、南阿尔金山(刘良等, 2015)、阿尔卑斯(Rubattoetal., 2009)和喜马拉雅(Imayamaetal., 2012)等多个地体有所报道。对这两期熔融事件发生时代和熔体来源的约束不仅能够进一步明晰俯冲隧道内元素迁移和物质循环过程,而且是反演碰撞造山历史的有效手段(Zhengetal., 2011; 宋述光等, 2015)。本文通过对苏鲁造山带威海地区钙硅酸盐岩、伟晶岩脉和寄主片麻岩的研究,对深俯冲陆壳两期部分熔融的时代和源区性质等信息进行了补充。

4.1.1 苏鲁超高压变质岩折返期间部分熔融时限和熔体来源

研究表明,苏鲁造山带不同类型超高压岩石曾在折返阶段发生过显微-宏观尺度的部分熔融作用(Liuetal., 2010; Zongetal., 2010; Chenetal., 2013a, b, c; Xuetal., 2013; Wangetal., 2016, 2017, 2020b, 2023; Songetal., 2023)。然而,有关该阶段部分熔融的时代和熔体来源等信息仍需进一步约束。例如,大部分学者认为苏鲁超高压变质岩在折返期间的部分熔融发生于约222～215Ma之间(Liuetal., 2010, 2012; Zongetal., 2010; Wangetal., 2017, 2020b, 2023),但Xuetal.(2013)、续海金等(2013)通过对北苏鲁威海和荣成地区富斜长石浅色体的研究提出,部分熔融发生的时间应该更早,约为228～226Ma,而220Ma以来的年龄则代表熔体结晶分异的时间。Wallisetal.(2005)通过对威海浅色脉体的研究,认为熔融开始于峰期超高压榴辉岩相变质阶段。同时,少数研究提出,苏鲁超高压变质岩折返过程的部分熔融可持续到约205Ma的斜长角闪岩相后期(Chenetal., 2013c)。此外,一般认为苏鲁超高压片麻岩内的浅色体和伟晶岩脉是寄主岩石直接熔融的产物(刘福来等, 2009; Liuetal., 2010; 曾令森等, 2011; 续海金等, 2013);然而,Wangetal.(2023)通过对苏鲁仰口地区的多硅白云母片麻岩和浅色花岗岩研究提出,该区浅色体可能来自更深处(未剥露)片麻岩类岩石的部分熔融,而非其紧邻的寄主岩石。因此,碰撞造山带超高压片麻岩内的同构造浅色脉体是否均是其自身熔融的作用产物仍需进一步分析。

本研究的伟晶岩脉富SiO2、Al2O3和Na2O,具有LREE富集、HREE平坦和LILE富集、HFSE亏损的特征(图6),表明其由壳源熔体结晶而成(Zheng and Hermann, 2014)。伟晶岩脉、钙硅酸盐岩和寄主片麻岩中的一组新生锆石年龄为224～218Ma(图9a-c),与苏鲁超高压变质岩折返到高压榴辉岩相的变质时间一致(225～215Ma; Liu and Liou, 2011)。然而,该锆石微区显示典型的环带结构,Th/U比很低,表现出HREE富集和明显Ce正异常、Eu负异常的特征(图8、图9d-f),与典型的榴辉岩相变质锆石不同(Rubatto, 2002),而与从熔体中结晶的深熔锆石特征一致(刘福来等, 2009; Chenetal., 2010, 2011; Liuetal., 2010, 2012; Xuetal., 2013)。因此,这组新生锆石年龄应代表深俯冲陆壳在高压榴辉岩相折返阶段发生熔融至熔体结晶的时代。

伟晶岩脉中继承锆石的206Pb/238U年龄范围为740±21Ma～278±6Ma,其与三叠纪新生锆石组成的不一致线的上交点年龄为815±41Ma,与苏鲁超高压变质岩的新元古代原岩年龄一致(Hackeretal., 2006; Zhengetal., 2006; Chenetal., 2010, 2011; Liuetal., 2010; Xuetal., 2013),表明这些继承锆石是熔体从源区物理搬运而来。这些继承锆石仅经历过固态重结晶作用,在此过程中其Lu-Hf同位素特征不会改变,而应与原岩中相应继承锆石的Hf同位素组成一致(Xiaetal., 2009; Chenetal., 2010, 2011),因而可以用来示踪形成伟晶岩的熔体来源。

本研究的寄主片麻岩中保留了显微尺度的熔融证据(图3j-l; Holnessetal., 2011),可能是形成伟晶岩的源区。然而,伟晶岩脉中继承锆石的176Hf/177Hf比值明显高于寄主片麻岩中的继承锆石,其对应的(176Hf/177Hf)t和εHf(t)值与寄主片麻岩中继承锆石的Hf同位素组成也截然不同(图10c-f)。此外,Liuetal.(2010)也对与本文邻近地区采集的含黑云母正片麻岩样品进行了锆石Hf同位素分析,继承锆石的176Hf/177Hf(t=790Ma)比值为0.281869±0.000026(2SD),εHf(t=790Ma)值为-16.3,同样与本研究的伟晶岩脉中继承锆石Hf同位素特征不一致。上述特征指示,伟晶岩脉周围的寄主片麻岩可能并非是其形成的直接源区。但值得注意的是,伟晶岩的初始Sr同位素比值和εNd(t)仍然落入到苏鲁超高压片麻岩的Sr-Nd同位素组成范围内(图7);本文研究的伟晶岩脉与刘福来等(2009)在威海东北部报道的伟晶岩脉继承锆石Hf同位素特征一致((176Hf/177Hf)t=0.282051～0.282348,εHf(t)=-8.3～2.4),也与前人在荣成地区报道的片麻岩和浅色体中继承锆石的Hf同位素特征一致(李向辉等, 2007; Songetal., 2014b)。因此,形成伟晶岩脉的熔体更可能是邻区或者更深处、未剥露的超高压片麻岩部分熔融所致。

4.1.2 苏鲁造山带加厚地壳伸展阶段部分熔融的初始时代限定

除折返期间的部分熔融外,大别-苏鲁造山带内也发育造山带伸展垮塌期间加厚地壳重熔形成的浅色体。通过对这些浅色体的分析,大多数学者认为,大别-苏鲁造山带伸展垮塌阶段的部分熔融集中于约150～120Ma期间(Wuetal., 2007; Chenetal., 2015),与造山带内广泛发育的晚侏罗世-早白垩世岩浆活动时限耦合(Zhaoetal., 2013)。然而,Liuetal.(2012)通过对苏鲁造山带内的浅色体进行锆石U-Pb定年研究,发现有少数深熔锆石记录了约167～160Ma的年龄,认为其可能标志着该期熔融事件的起始时间。Zhouetal.(2019)在苏鲁造山带的浅色体中报道了约177Ma的深熔锆石,指示该阶段熔融的初始时间可能更早。

除识别出一组三叠纪深熔锆石外,本文也在钙硅酸盐岩和伟晶岩脉中发现了另一组增生锆石边。该组锆石微区具有较高的∑REE、Th、U含量和较低的Th/U和Hf/Y比值,并显示LREE亏损、HREE富集和明显Ce正异常、Eu负异常的特征(图9d, e),与前人在苏鲁造山带发现的深熔锆石特征一致(Liuetal., 2010; Xuetal., 2013),而与变质重结晶作用而成的锆石特征不同(Xiaetal., 2009; Chenetal., 2010, 2011)。这部分新生锆石记录的206Pb/238U年龄为177～166Ma,与Liuetal.(2012)和Zhouetal.(2019)等报道的部分深熔锆石年龄结果一致。因此,本研究进一步指明,苏鲁造山带伸展减薄及伴生的加厚地壳初始重熔时代可能早于170Ma,而150～120Ma的大量年龄信息更可能代表造山垮塌达到峰期的时限。

4.2 钙硅酸盐岩的形成机制及指示意义

本文中的钙硅酸盐岩团块为富透辉石的超镁铁质岩,结合其包裹于经历过超高压变质作用的苏鲁花岗质片麻岩这一地质背景,其起源可能为:(1)石榴橄榄岩的机械分异;(2)华北克拉通地幔楔中的堆晶岩;(3)片麻岩原岩形成时捕获的超镁铁质岩包体或原岩中的析离体;以及(4)交代成因等(Suetal., 2019)。

石榴橄榄岩机械分异产生的富辉石岩一般呈脉状,常与富石榴子石岩脉共生,且辉石岩内部通常含有丰富的石榴子石(Suetal., 2019)。然而,本研究的钙硅酸盐岩团块周围并未有富石榴子石岩出露,其内部也没有石榴子石残余。并且,单斜辉石的Mg#值低至81,与橄榄岩中典型单斜辉石的成分不符(图11;Walter, 2003)。因此,石榴橄榄岩的结晶分异似乎并不能解释本研究中钙硅酸盐岩的成因。

图11 北苏鲁威海地区钙硅酸盐岩中单斜辉石的Mg#-Al2O3投图数据来源:大别碧溪岭“壳源”堆晶岩(Zheng et al., 2008);华北岩石圈地幔堆晶辉石岩(Xie et al., 2016);克拉通内橄榄岩(Walter, 2003)

基于钙硅酸盐岩的产出特点,其原岩有可能是被俯冲/折返陆壳刮擦下来的华北克拉通地幔楔中的富单斜辉石堆晶岩。然而,本文中的钙硅酸盐岩具有极低的Cr、Ni等相容元素含量(表1),其内部的单斜辉石也具有较低的Mg#和非常低的Cr、Ni含量(附表1、附表2),与堆晶成因的富辉石岩不同(图11; Xiongetal., 2014; Xieetal., 2016)。同时,钙硅酸盐岩具有明显的Eu负异常(图6a),与典型的镁铁质-超镁铁质堆晶岩特征不同(Boulanger and France, 2023)。此外,苏鲁造山带内出露的幔源超镁铁质岩体规模很大(刘福来等, 2011; Xieetal., 2016),而非本文钙硅酸盐岩的小尺寸团块状产出特点。因此,该套钙硅酸盐岩并非起源于华北克拉通岩石圈地幔中的堆晶辉石岩。

本文中的钙硅酸盐岩团块包裹于超高压片麻岩中,而片麻岩的原岩则为罗迪尼亚超大陆裂解期间形成的一套花岗岩(Tangetal., 2008)。理论上,钙硅酸盐岩最初可能是花岗岩的母岩浆侵位过程中从围岩捕获的异源包体,或者是母岩浆早期结晶过程形成的析离体等同源包体(杜杨松, 1994),之后与寄主花岗岩一同经历大陆俯冲作用。然而,尽管学者对大别-苏鲁造山带不同类型变质岩开展了多年的研究,但很少有对花岗质片麻岩中曾捕获原生超镁铁质捕虏体的报道。Zhengetal.(2008)等学者虽在大别山碧溪岭等地报道了新元古代于扬子北缘形成的“壳源”橄榄岩,但该橄榄岩为堆晶成因,并且其内部单斜辉石与本研究钙硅酸盐岩中的单斜辉石成分差异明显(图11)。此外,花岗岩中的析离体由母岩浆早期结晶的矿物凝聚而成,与寄主岩石中的暗色矿物相同,主要为黑云母、角闪石等(周金城和徐夕生, 1992),这与本研究中的钙硅酸盐岩成分不同。同时,析离体的成因机制决定了其应与寄主岩石具有一致的同位素组成(杜杨松, 1994),而本研究中钙硅酸盐岩与寄主片麻岩显示不同的Sr、Nd和锆石Hf同位素特征(图7、图10)。上述特征表明,本研究的钙硅酸盐岩并非起源于片麻岩原岩中的异源/同源包体。

实验研究表明,富Si熔流体与地幔橄榄岩发生熔岩反应,可将橄榄岩交代为辉石岩(Rappetal., 1999)。目前,该模式已广泛应用于富辉石岩的成因解释上(Suetal., 2014, 2019)。然而,从根本上讲,交代成因的辉石岩会继承原岩橄榄岩的高相容元素特征,因而其全岩及内部主要矿物会具有高Cr和Ni等元素含量及高Mg#值(Suetal., 2019),这与本岩臼中钙硅酸盐岩及其内部单斜辉石的成分不符。此外,钙硅酸盐岩内部未发现橄榄石向辉石转变的证据。因此,这些钙硅酸盐岩团块与苏鲁造山带中出露的典型“幔源”超镁铁质岩成因不同,并非由熔体-橄榄岩反应而成。

相反,钙硅酸盐岩具有LILE富集、HFSE亏损的特征(图6),其Sr-Nd同位素组成与苏鲁超高压片麻岩一致(图7)。同时,钙硅酸盐岩中继承锆石的Hf同位素组成也与伟晶岩脉中相应锆石微区接近(图10)。以上信息一致表明其为壳源成因,与形成伟晶岩脉的熔体有成因联系。最近,Guoetal.(2022)对距本研究区直线距离约3～4km的一套大理岩-钙硅酸盐岩-混合岩化片麻岩样品的开展了系统的岩石地球化学研究,提出富单斜辉石的钙硅酸盐岩形成于高温下硅酸盐熔体-变质碳酸盐的反应。通过对比发现,本研究的钙硅酸盐岩团块与Guoetal.(2022)中报道的熔岩反应产物矿物学特征相似,且两者具有一致的Sr同位素组成(初始87Sr/86Sr=～0.709)和Cr含量(<50×10-6;见Guoetal., 2022及其附表2和附表3)。结合前文分析,我们推测,本研究的钙硅酸盐岩也应为硅酸盐熔体-大理岩反应的产物。值得注意的是,Guoetal.(2022)报道的钙硅酸盐岩团块内部有方解石残余,且总是出露在大理岩-混合岩化片麻岩接触部位,而本研究的钙硅酸盐岩内部无碳酸盐矿物残留,周围也未发现大理岩存在。这一现象指示,该处的熔岩反应可能发生于更深部来源的硅酸盐熔体-寄主片麻岩内部大理岩团块之间,因参与反应的熔岩比更高,故将原岩块消耗地更彻底。钙硅酸盐岩伟晶岩脉内两组新生深熔锆石得到的年龄分别为224±7Ma～218±2Ma和177±5Ma～166±3Ma,且两类岩石中新生锆石微区的Hf同位素组成一致。这些特征进一步说明:(1)参与熔岩反应的熔体形成于深俯冲陆壳折返的高压阶段,与形成伟晶岩脉的熔体来源一致;(2)在钙硅酸盐岩形成之后,与寄主片麻岩一同折返构成了加厚地壳的一部分,并于其伸展垮塌期间经历了又一次熔融事件,导致侏罗纪锆石的新生。