苏鲁造山带苏鲁造山带苏鲁造山带晚三叠世碱性岩浆岩锆石u-pb年代学及其构造意义

苏鲁造山带苏鲁造山带苏鲁造山带晚三叠世碱性岩浆岩锆石u-pb年代学及其构造意义

1晚三叠世岩浆活动时代的探讨在造山带中，岩石和岩浆岩的作用广泛发展。通过对岩浆作用的研究，我们可以了解岩浆活动的起源区域性质、地球动力学背景，甚至造山带构造发育和壳幔相互作用的过程。而横亘中国东部的大别-苏鲁三叠纪超高压碰撞造山带则是一个典型的大陆深俯冲形成的大陆碰撞造山带,造山带内部发育有大量的中生代侵入岩,岩性多种多样,基性岩到中性岩再到酸性岩齐聚,碱性岩类与钙碱性岩类共有。时代上则分布在三叠纪、侏罗纪与白垩纪。其中早白垩世的岩浆岩出露最广因而研究也最多,但是对于已经精确确定的240～225Ma的大别-苏鲁大陆碰撞以及超高压变质的时间范围而言(Amesetal.,1993;Liuetal.,2004,2006,2008;Yangetal.,2003;Wanetal.,2005),早白垩世甚至侏罗纪的岩浆岩包含的信息由于距离碰撞时间较远而不能充分记录和反映碰撞后的地质过程。迄今为止,在大别山还未有三叠纪岩浆活动的相关报道,而在苏鲁造山带北部威海地区的超高压地体内部发育有多种岩石组合的中生代侵入岩,前人报道过的形成时代从220～90Ma都有,其中就有三叠纪岩浆作用的记录(林景仟等,1992)。随后Chenetal.(2003)、郭敬辉等(2005)报导了这一期碱性岩浆作用的锆石U-Pb年龄分布范围在205～225Ma,Yangetal.(2005)报导了其中石英正长岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄为215Ma左右,以及相关的基性岩墙39Ar-40Ar坪年龄为200Ma左右,并进行了详细的地球化学研究。从现有的年代学格架来看,胶东晚三叠世碱性岩浆活动的时代与深俯冲扬子陆壳的折返几乎同期,因此在造山带岩浆岩的研究中可以将它们归为同折返岩浆岩。正是基于胶东这套晚三叠世岩浆活动对于解析大陆深俯冲过程中的壳幔混合作用以及造山带构造演化的重要意义,越来越多的学者开始重视并参与其中的研究。然而对于这一套富K的碱性岩体本身的岩石成因还存在很大的争议,不同的学者有不同的认识,比如Chenetal.(2003)、高天山等(2004)结合全岩Nd、Pb同位素认为其起源于华北岩石圈地幔的部分熔融。而由于陆壳俯冲相对洋壳俯冲而言更缺乏流体来交代上覆岩石圈地幔(Zhengetal.,2003),所以也有学者认为俯冲的扬子板块岩石圈地幔被俯冲陆壳组分交代之后更可能是其源区(Yangetal.,2005)。基于岩石成因机理上还存在很大争议,因而有必要对其再进行准确而深入的研究,同时结合最新的研究成果、利用新的分析技术,广泛对比相关的已有结果来厘清其岩石成因意义,不仅可以作为中国东部大别-苏鲁造山带内部中生代岩浆岩源区的参考,还可以结合近年来辽东半岛、朝鲜半岛发现的三叠纪岩体对比研究为苏鲁造山带构造演化提供制约(杨进辉和吴福元,2009;Wallisetal.,2005;Yangetal.,2007a,b;Wuetal.,2007;Pengetal.,2008)。2晚三叠世碱性岩浆活动的组成及岩相学关系苏鲁造山带位于大别-苏鲁造山带东北部,是大别造山带在郯庐断裂东侧的延续。在整个区域地质构架上处于连接大别造山带与辽东、朝鲜半岛三叠纪造山带的重要位置。苏鲁地区分布有大量的超高压变质岩,主要有含柯石英的榴辉岩以及超基性岩、大理岩、泥质片麻岩和变质花岗岩类等其他超高压岩石。在本文研究的苏鲁地区北部,主要可以划分为两个构造单元,西侧是早前寒武纪的胶东片麻岩地体,一般认为属于华北克拉通范围。东侧则是威海-乳山-荣成地区的超高压地体。早期的研究认为二者之间以即墨-牟平断裂为界(YinandNie,1993),近年来也有学者通过对整个胶东地区基底变质岩的进一步研究提出苏鲁地区以五莲-烟台断裂为界,西北部称为胶北地体,构造属性上属华北陆块南缘;东南部则相对应称为胶东地体,属华南陆块北缘(Tangetal.,2006,2007,2008a)。在超高压地体内部发育有大量的中生代侵入岩。形成时代从三叠纪到侏罗纪到白垩纪都有,其中尤以石岛附近的晚三叠世碱性岩浆作用最为特殊(图1)。它是苏鲁(胶东)地区唯一的一个三叠纪侵入岩体,即不同于大别造山带中没有报道三叠纪侵入岩,也不同于秦岭造山带发育的大规模的三叠纪碰撞后岩浆活动。反映的可能是苏鲁地区扬子板块向华北板块陆壳深俯冲过程中的壳幔相互作用的重要信息。这套晚三叠世碱性岩浆活动的组成主要包括邢家碱性辉长岩体、甲子山正长岩体以及侵入其中的中-基性岩墙和槎山正长花岗岩岩体。这些深成岩体都有多期侵入的结构,3个岩体大致可分为5种基本岩石类型,即邢家岩体的含黑云母、角闪石的碱性辉长岩、甲子山岩体的辉石正长岩、石英正长岩以及中-基性岩墙、槎山岩体的正长花岗岩。碱性辉长岩的主要造岩矿物有普通辉石、角闪石、黑云母、斜长石以及少量磷灰石;甲子山辉石正长岩的矿物组合是斑晶钾长石、普通辉石、斜长石和黑云母和少量角闪石;石英正长岩的主要造岩矿物为钾长石、斜长石、黑云母、角闪石和少量石英;槎山正长花岗岩的主要造岩矿物有钾长石、斜长石、石英以及少量黑云母。这些岩石类型普遍都含有磷灰石、锆石以及榍石等副矿物。在野外地质关系上,这些碱性岩浆岩多呈岩株状产出并侵位于苏鲁超高压地体内部的TTG片麻岩中,岩体展布方向为NNE向。主要的岩石类型之间有着比较明确的侵位关系,野外可见石英正长岩侵入到辉长岩中,(石英)正长岩脉侵入到辉石正长岩中,中-基性岩墙则有的可见侵入到甲子山正长岩体,有的则野外接触关系不明显。至于槎山正长花岗岩和其他岩石类型的接触关系在野外观察中不能确定,但在花岗岩体中偶见正长岩呈包体产出。更加详细的岩相学研究可参考其他学者的相关文献(Chenetal.,2003;高天山等,2004;郭敬辉等,2005;Yangetal.,2005)。3分析3.1u-th-pb年龄测定及结果分析用常规的重选和磁选技术从用于U-Pb年龄测定的样品(08JZS01、08JZS13、08JZS10、08JZS23)中分选出锆石。将锆石样品颗粒和锆石标样Plésovice(Slámaetal.,2008)和Qinghu(Lietal.,2009)黏贴在环氧树脂靶上,然后抛光使其曝露一半晶面。对锆石进行透射光和反射光显微照相以及阴极发光图象分析,以检查锆石的内部结构、帮助选择适宜的测试点位。样品靶在真空下镀金以备分析。样品08JZS01和08JZS13的锆石U、Th、Pb的测定在中国科学院地质与地球物理研究所CAMECAIMS-1280二次离子质谱仪(SIMS)上进行,详细分析方法见Lietal.(2009)。锆石标样与锆石样品以1：3比例交替测定。U-Th-Pb同位素比值用标准锆石Plésovice(337Ma,Slámaetal.,2008)校正获得,U含量采用标准锆石91500(81×10-6,Wiedenbecketal.,1995)校正获得,以长期监测标准样品获得的标准偏差(1SD=1.5%,Lietal.,2010)和单点测试内部精度共同传递得到样品单点误差,以标准样品Qinghu(159.5Ma,Lietal.,2009)作为未知样监测数据的精确度。普通Pb校正采用实测204Pb值。由于测得的普通Pb含量非常低,假定普通Pb主要来源于制样过程中带入的表面Pb污染,以现代地壳的平均Pb同位素组成(StaceyandKramers,1975)作为普通Pb组成进行校正。同位素比值及年龄误差均为1σ。数据结果处理采用ISOPLOT软件(Ludwig,2003)。样品08JZS10和08JZS23以及08JZS01分选出的锆石微量元素含量和U-Pb同位素定年在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室(GPMR)利用LA-ICP-MS同时分析完成。激光剥蚀系统为GeoLas2005,ICP-MS为Agilent7500a。激光剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气为补偿气以调节灵敏度,二者在进入ICP之前通过1个T型接头混合。在等离子体中心气流(Ar+He)中加入了少量氮气,以提高仪器灵敏度、降低检出限和改善分析精密度(Huetal.,2008)。每个时间分辨分析数据包括大约20～30s的空白信号和50s的样品信号。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、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年龄计算)采用软件ICPMSDataCal(Liuetal.,2008a;Liuetal.,2010a)完成。详细的仪器操作条件和数据处理方法同Liuetal.(2008a,2010a,b)。锆石微量元素含量利用多个USGS参考玻璃(BCR-2G,BIR-1G)作为多外标、Si作内标的方法进行定量计算(Liuetal.,2010a).这些USGS玻璃中元素含量的推荐值据GeoReM数据库(http://georem.mpch-mainz.gwdg.de/)。U-Pb同位素定年中采用锆石标准91500作外标进行同位素分馏校正,每分析5个样品点,分析2次91500。对于与分析时间有关的U-Th-Pb同位素比值漂移,利用91500的变化采用线性内插的方式进行了校正(Liuetal.,2010a).锆石标准91500的U-Th-Pb同位素比值推荐值据Wiedenbecketal.(1995)。锆石样品的U-Pb年龄谐和图绘制和年龄权重平均计算均采用ISOPLOT软件(Ludwig,2003)完成。3.2定年时造成的氧污染样品(08JZS01、08JZS13、08JZS10、08JZS23)的锆石微区原位氧同位素分析在中国科学院地质与地球物理研究所离子探针实验室的CamecaIMS-1280型双离子源多接收器二次离子质谱仪上进行。仪器运行条件和详细分析流程参见李献华等(2009)。将做过SIMS锆石U-Pb定年的样品靶再次磨去～5μm,以消除前期在U-Pb定年时造成的氧污染。用强度为～2nA一次133Cs+离子束通过10kV加速电压轰击样品表面,采用高斯照明方式聚焦于约10μm大小,以光栅扫描方式扫描10μm范围,经过-10kV加速电压提取负二次离子,经过30eV能量窗过滤,质量分辩率为2500,以2个法拉第杯同时接收16O和18O。采用核磁共振技术来控制磁场稳定性,可达到<3×10-6/16h.在这样的条件下锆石的16O信号一般为1×109cps,每个样品点分析采集20组数据,单组积分时间4s,单点测量时间约5min。单组18O/16O数据内精度一般优于0.2‰～0.3‰(1σ)。仪器质量分馏校正采用91500锆石标准,其中91500标准锆石的δ18O=9.9‰(Wiedenbecketal.,2004),测量的18O/16O比值通过VSMOW值(18O/16O=0.0020052)校正后,加上仪器质量分馏校正因子IMF即为该点的δ18O值:(δ18Ο)M=((18O/16O)M/0.0020052-1)×1000(‰),IMF=(δ18O)M(standard)-(δ18O)VSMOW,δ18OSample=(δ18O)M+IMF。3.3la-ptune型准分子紫外剥蚀系统4个样品(08JZS01、08JZS13、08JZS10、08JZS23)的锆石Hf同位素分析在中国科学院地质与地球物理研究所的等离子体质谱实验室用配备了Geolas-193型准分子紫外激光剥蚀系统(LA)的Neptune型多接收电感耦合等离子体质谱(MC-ICP-MS)完成。Hf同位素分析尽量对应于氧同位素以及U-Pb年龄分析点。采用He作为剥蚀物质载气。激光剥蚀的脉冲速率为8～10Hz,激光束直径为50～70μm(取决于锆石颗粒大小),激光束的能量密度为10J·cm-2,剥蚀时间约为26s,测定时用锆石国际标样91500作为外标,NIST610作为内标。仪器运行条件和详细分析流程参见Wuetal.(2006)。3.4全岩微量元素含量测定挑选新鲜且均匀的样品,无污染碎样至200目。将粉末样品分为两份,分别测定主量元素含量和稀土及微量元素。主元素在西北大学大陆动力学实验室采用XRF法利用RIX-2100仪器分析,分析精度优于5%。全岩微量元素含量在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室(GPMR)利用Agilent7500aICP-MS分析完成。用于ICP-MS分析的样品处理如下:(1)称取粉碎至大约200目的岩石粉末50mg于Teflon溶样器中;(2)采用Teflon溶样弹将样品用HF+HNO3在195℃条件下消解48h;(3)将在120℃条件下蒸干除Si后的样品用2%HNO3稀释2000倍,定容于干净的聚酯瓶。详细的样品消解处理过程、分析精密度和准确度同Liuetal.(2008b)。3.5稀释剂和纯化的nd-ros-gc1o4酸混合试剂全岩Sr-Nd同位素分析在中国科学院地质与地球物理研究所固体同位素实验室完成。称取约100mg全岩粉末样品,加人适量的Rb-Sr和Sm-Nd混合稀释剂和纯化的HF-HC1O4酸混合试剂后,在高温下完全溶解。Rb-Sr分离和纯化在装有5mLAG50W-X12交换树脂(200～400目)的石英交换柱进行,Sm和Nd的分离和纯化是在石英交换柱用1.7mLTeflon粉末为交换介质完成。同位素比值测量采用德国Finnigan公司MAT262固体源质谱计,147Sm/144Nd和87Rb/86Sr比值误差小于0.5%。详细的实验流程可参见文献(Chenetal.,2007)。4锆石u-pb年龄及hf同位素组成本文获得了4个样品(08JZS01、08JZS13、08JZS10、08JZS23)的102个锆石分析点的U-Pb年龄、104个锆石分析点的氧同位素组成以及78个锆石Hf同位素分析点的结果。大部分Hf以及氧同位素分析点都是U-Pb年龄原位分析点。4.1la-icp-ms锆石u-pb年龄本文我们共对4个样品(08JZS01、08JZS10、08JZS13、08JZS23)进行了年龄分析(表1、表2;图2)。两个中性岩墙(08JZS13和08JZS01)进行了Cameca锆石U-Pb(SIMS)测年分析,给出了比较一致的岩浆侵位年龄212.9±1.6Ma(18个锆石分析点)和215.2±2.9Ma(10个锆石分析点),其中一个中性岩墙08JZS01里还发现了有一些具有新元古代的老年龄的锆石;对正长岩脉(08JZS10)、槎山正长花岗岩(08JZS23)以及一个中性岩墙(08JZS01)进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb测年分析,结果表明在中性岩墙(08JZS01)和正长岩脉(08JZS10)中的确存在新元古代继承锆石的年龄结果。正长岩脉的年龄可以分成两组:一组为212.4±1.8Ma(17个锆石分析点),代表岩浆侵位的时代;另一组是新元古代的年龄信息,5个点的平均年龄为659.2Ma。中性岩墙(08JZS01)也有一些分布在600～700Ma之间的分析点,指示的应该是扬子岩石圈新元古代的年龄信息。槎山正长花岗岩的锆石U-Pb年龄给出的14个点的加权平均结果为209.8±1.6Ma,基本上与前人对于这些岩体的年代学研究相吻合。综合现有资料来看,215～210Ma应该是最主要的岩浆侵位时代(Chenetal.,2003;高天山等,2004;郭敬辉等,2005;Yangetal.,2005)。同时我们也注意到这些记录有新元古代年龄的锆石U-Pb测年结果大都不落在谐和曲线上,但均在谐和线附近偏差不大,重要的是它提供给了我们关于胶东晚三叠世碱性岩中也有新元古代锆石的信息。从这些老年龄的锆石CL特征来看,有的是具有明显的核边结构,能看到明显的继承锆石核;有的则有岩浆锆石特征的振荡环带,对比可知核部的年龄更老,而有环带的锆石年龄相对年轻,可能是在三叠纪岩浆事件中变质重结晶不完全导致的混合年龄。而三叠纪的锆石CL特征则显示清晰的岩浆成因韵律生长环带,没有继承锆石核。4.2hf同位素组成同样对4个样品(08JZS01、08JZS10、08JZS13、08JZS23)进行了锆石Hf同位素分析,大部分分析点都选择与U-Pb年龄测试相同或者接近的区域,得到的78个锆石分析点数据(表3)。εHf(t)值主要都用4个样品代表的岩浆侵位时的年龄计算,少数新元古代的锆石分析点用的是原位的年龄计算。锆石Hf同位素的组成特征如图3所示。样品08JZS01(中性岩墙)20个锆石分析点的εHf(t)值的富集特征可以分为两组。具有新元古代年龄的锆石分析点Hf同位素组成差异不大,εHf(t)值从-12.0～-15.9,相对应的Hf亏损地幔模式年龄tDM1=1626～1919Ma,平均地壳Hf模式年龄tDMc=2352～2728Ma。具有三叠纪年龄的锆石Hf同位素组成变化相对更大,εHf(t)值从-8.2～-21.2,相对应的Hf亏损地幔模式年龄tDM1=1187～1742Ma,平均地壳Hf模式年龄tDMc=1793～2633Ma。样品08JZS13(中性岩墙)15个锆石分析点的εHf(t)值表现出比较一致的富集特征,从-18.3～-22.2,相对应的Hf亏损地幔模式年龄tDM1=1566～1724Ma,平均地壳Hf模式年龄tDMc=2443～2695Ma。样品08JZS10(正长岩脉)26个锆石分析点的εHf(t)值整体上也是表现出两组不同的富集特征:具有新元古代年龄的锆石分析点Hf同位素组成变化很大,εHf(t)值从-3.3～-19.0,相对应的Hf亏损地幔模式年龄tDM1=1268～1995Ma,平均地壳Hf模式年龄tDMc=1770～2832Ma;而晚三叠世年龄的锆石Hf同位素组成很均一,εHf(t)值从-16.8～-19.1,相对应的Hf亏损地幔模式年龄tDM1=1511～1652Ma,平均地壳Hf模式年龄tDMc=2350～2493Ma。样品08JZS23(正长花岗岩)17个锆石分析点的εHf(t)值表现出比较集中的富集特征,从-17.5～-20.5,相对应的Hf亏损地幔模式年龄tDM1=1545～1682Ma,平均地壳Hf模式年龄tDMc=2390～2584Ma。样品(08JZS01、08JZS10)中具有新元古代年龄的锆石有可能反映的是俯冲扬子陆壳重熔,但也不能排除捕获下地壳锆石的可能性。08JZS01中三叠纪锆石Hf同位素组成特征显示不均一,暗示了参与部分熔融的源区是多源的。4.3不同年龄及年代学文中列出了4个样品(08JZS01、08JZS10、08JZS13、08JZS23)的锆石原位氧同位素分析结果(表4)。共计104个锆石氧同位素数据大部分都是在U-Pb年龄分析点测得的,大多数锆石δ18O值与典型地幔锆石值相当或略高,小部分亏损重氧同位素。样品08JZS01(中性岩墙)29个锆石分析点的平均δ18O值为5.52±0.28‰,从图4a中可以看到有9个低于锆石氧同位素地幔值(5.3±0.3‰)的分析点,而另一个具有新元古代继承锆石年龄的样品08JZS10(正长岩脉)的氧同位素组成特征与中性岩墙相似,32个锆石分析点给出的平均δ18O值为5.42±0.38‰,其中有5个分析点落在地幔值(5.3±0.3‰)以下(图4b)。而结合锆石U-Pb年龄与氧同位素结果来看,中性岩墙(08JZS01)里新元古代年龄的锆石的δ18O值从6.19±0.27‰～6.39±0.20‰,氧同位素组成非常均一的结果且没有低于地幔值的分析点。而晚三叠世的锆石δ18O值从4.76±0.28‰～6.46±0.22‰,变化相对较大且有低于地幔值的锆石分析点。而另一个有两组年龄的正长岩脉(08JZS10)则表现出不一样的特征,新元古代年龄的锆石δ18O值变化范围是4.15±0.31‰～6.62±0.36‰,氧同位素组成变化较大且有低于地幔值的分析点。而晚三叠世的锆石δ18O值从1.12±0.26‰～6.74±0.30‰,氧同位素不仅也有低于地幔值的锆石分析点而且变化更大。而只有晚三叠世年龄的两个样品的氧同位素组成则都表现出与典型地幔锆石相同或者略高的特征。样品08JZS13(中性岩墙)24个锆石分析点的δ18O值表现出比较一致的富集特征,平均值为6.88±0.18‰,基本都在地幔值之上(图4c)。样品08JZS23(正长花岗岩)19个锆石分析点的加权平均δ18O值为5.86±0.36‰,除了5个点落在锆石氧同位素地幔值(5.3±0.3‰)之内外,其余所有的点都高于地幔值(图4d)。总体上具有新元古代年龄锆石的样品(08JZS01、08JZS10)锆石氧同位素组成显示三叠纪年龄锆石有相对亏损重氧同位素的特征,而新元古代年龄的锆石则显示轻微亏损或者没有亏损重氧同位素的特征。而没有新元古代年龄继承锆石的样品则基本不亏损重氧同位素。结合新元古代亏损18O岩浆岩是扬子板块北缘特有的属性(Zhaoetal.,2007,2008;Zhengetal.,2003,2004),我们可以推断这期胶东晚三叠世岩浆岩的源区有扬子地壳的参与。4.4稀土元素地球化学特征研究中获得了胶东晚三叠世碱性岩浆岩的主量元素和微量元素的分析数据(表5)。不同岩石类型从邢家辉长岩到甲子山正长岩再到槎山花岗岩的SiO2的含量从低到高,但是在TAS分类图解上所有的样品都投在碱性区域(图5a)。在Na2O对K2O散点图上,除中-基性岩墙样品落在超钾质岩范围之外,其余岩石都落在橄榄粗玄岩系列的范围(图5b)。所有岩石均富钾(K2O=3.31%～7.14%)。碱性辉长岩和中-基性岩墙有低的SiO2(46.8%～54.4%)和高的MgO(7.07%～11.14%)含量,相对较高的Cr和Ni含量都指示它们的源区是1个基性的地幔端元。而在用摩尔比率来表示的(A/CNK)对(A/NK)的图5c中可以看出几乎所有岩石都落在准铝质的范围内,仅有个别石英正长岩和正长花岗岩落在靠近边界的过铝质区域。所有岩石类型都表现出随着MgO的增加,SiO2、Al2O3、Na2O、K2O相对减少和CaO、TiO2、Cr、Ni相对增加的有规律的变化趋势(图6)。中-基性岩墙和碱性辉长岩有部分分散的趋势,说明它们和正长岩可能只是相同源区而非同源岩浆。这些碱性岩浆岩的微量和稀土元素图解则表现出和岛弧岩浆岩相同的类似壳源的特征,富集LREE和LILE(Rb85.7×10-6～308.2×10-6,Ba130×10-6～14102×10-6,Sr86.6×10-6～3101×10-6),亏损HFSE(Nb7.38×10-6～65×10-6,Ta0.33×10-6～2.72×10-6,Ti0.05%～1.28%,P0.01%～1.22%),碱性辉长岩因局部磷灰石富集成矿所以导致在原始地幔标准化后微量元素蛛网图上产生P的正异常(图7a)。而在球粒陨石标准化的稀土元素配分图上可以看到SiO2含量高的石英正长岩和正长花岗岩都有明显的Eu负异常,而在碱性辉长岩、中-基性岩墙和辉石正长岩中则没有或者只有轻微的Eu负异常,可能指示斜长石在晚期分离结晶的过程。所有岩石的稀土配分型式表现出相同源区演化的特征(图7b)。总体上,这些晚三叠世岩浆岩的主微量元素特征表明了它们具有类似的源区,岩浆结晶分异是导致它们地球化学差异的主要原因。4.5碱性岩岩石圈地表岩微量元素特征表5列出了14个胶东晚三叠世碱性岩的Sr-Nd同位素分析结果,其中根据锆石U-Pb年代学的分析结果与前人研究结果(郭敬辉等,2005;Chenetal.,2003;Yangetal.,2005)采用212Ma来计算所有岩石的(87Sr/86Sr)i、εNd(t)和tDM。结果表示这些碱性岩都有很相似的Sr-Nd同位素组成特征,(87Sr/86Sr)i=0.705918～0.707417,除了一个槎山正长花岗岩的εNd(t)=-19.2之外,其余岩石的εNd(t)=-14.5～-16.5。这些同位素集中的特征指示这些岩石应该都来源于相似的源区,低的初始Sr同位素比值和富集εNd(t)值表现出壳源或者古老富集的岩石圈地幔源的特征。再结合中-基性岩墙和碱性辉长岩的主微量元素特征可以认为它们是起源于富集岩石圈地幔的部分熔融。在SiO2对(87Sr/86Sr)i和εNd(t)的投图中没有显示同位素组成与SiO2有相关性,因而可以排除大规模地壳同化混染的可能(图8)。而其中一个槎山正长花岗岩Nd同位素相对更加富集的特征更有可能暗示岩浆源区是多源的。5岩浆源区的性质通过总结近年来苏鲁地区的花岗片麻岩和榴辉岩的元素以及Sr-Nd同位素特征来看,胶东晚三叠世碱性岩不但具有与苏鲁造山带中的花岗片麻岩和榴辉岩类似的弧型微量和稀土元素分布模式,而且Sr-Nd同位素组成也基本落入花岗片麻岩和榴辉岩的变化范围之内(赵子福和郑永飞,2009)。另外Yangetal.(2005)对甲子山正长岩体以及相关的基性岩墙进行了详细的地球化学研究认为基性岩墙和正长岩来源于古老、难熔岩石圈地幔的部分熔融,而我们对于这期晚三叠世碱性岩浆作用的不同岩石类型的主微量元素分析结果也显示相对贫硅的岩石类型(碱性辉长岩、中-基性岩墙和辉石正长岩)主要受控于单斜辉石和橄榄石的分离导致CaO、Fe2O3和Cr元素都随着MgO的下降而减少,而相对富硅的石英正长岩和正长岩脉则具有低的Cr、Ni和MgO含量是因为基性母岩浆结晶分异形成较酸性组分时单斜辉石和橄榄石已经没有了,而主要受控于长石矿物的分离。副矿物比如磷灰石的结晶对于P2O5的变化也有很强的制约作用,首先是邢家碱性辉长岩中出现P的正异常,而从辉石正长岩到石英正长岩磷灰石结晶逐渐变少导致P2O5含量的急速减少。而同化混染、分离结晶和岩浆混合是最常被用来解释同源岩浆的镁铁质和长英质岩石同时出现的岩石成因机制,但是在胶东晚三叠世碱性岩浆作用中,各种岩石类型化学成分较大的变化并没有大的同位素组成变化与之对应,也没有观察到同位素比值与某种元素(MgO或者SiO2)在同位素相关图上生成二元混合曲线。因此从全岩主微量元素和同位素的整体特点来看,同化混染和岩浆混合都不太可能是这期碱性岩浆作用的成因机制,反而是在主微量元素投点图上(图6)观察到的从基性岩到酸性岩的变化关系符合基性岩浆结晶分异的封闭体系。虽然全岩成分和同位素特征可以示踪原始岩浆源区组成特征(区分亏损地幔、富集岩石圈地幔以及古老地壳),但在鉴别源区大地构造属性上则容易造成多解性。而华北与华南陆块在年代学以及氧同位素组成上的区别给我们提供了一个甄别源区属性的思路,因此结合锆石U-Pb、原位Hf和O同位素能够针对源区性质做出进一步的限定。本文中研究分析得到的关于胶东晚三叠世碱性岩浆作用一些新的年龄信息有助于更加准确的探讨其岩浆起源,以往的研究中未曾报导过新元古代的年龄信息,这也直接导致了前人关于其岩浆源区的不同见解(Chenetal.,2003;Yangetal.,2005;Xieetal.,2006),而在我们的样品08JZS01和08JZS10发现了有新元古代继承锆石的年龄信息可以对该岩浆作用的源区做出限定,以往的研究表明至少到现今为止,新元古代中期岩浆锆石的产出还是区分华北、华南板块大地构造属性的首要因素(郑永飞和张少兵,2007)。因此,新元古代年龄的信息表明这期晚三叠世岩浆作用的源区与俯冲的扬子板块更具亲缘性。此外对于胶东晚三叠世碱性杂岩体整体的年代学格架来说,多种碱性岩石类型侵位的时间间隔从225±2～205±5Ma,而主体在5Ma期间(215～210Ma)完成碱性岩浆的侵位。在时代上的大致顺序为邢家碱性辉长岩、甲子山正长岩先于中性岩墙,槎山花岗岩形成时代最晚。因此这一期晚三叠世碱性岩浆作用的时代晚于大陆深俯冲的时间而与折返时间相同,属于典型的同折返岩浆岩而非同碰撞的岩浆岩。将锆石氧同位素与U-Pb年龄结合起来研究是近年来微区同位素地球化学发展趋势之一,原因在于锆石能够保存其岩浆岩原岩特征的氧同位素信息,不受后期热液蚀变和高级变质作用的影响(Valleyetal.,1994;Kingetal.,1998)。再加上地壳物质与地幔物质的氧同位素组成存在差异,通过对锆石氧同位素的分析,可以知道其原始岩浆是直接来自地幔还是经历过地壳循环,从而更有效地研究壳幔相互作用(BindemanandValley,2000;MonaniandValley,2001)。另外苏鲁地区以及这期晚三叠世岩浆作用所在胶东地块东部基底岩石的氧同位素表现为大规模亏损的特征,苏鲁地区地体氧同位素变化范围是-10.9‰～+5.9‰,胶东地块东部花岗片麻岩及其中大部分G类榴辉岩的锆石氧同位素分析也显示出普遍亏损18O的特征。也有研究对胶东地块东部威海、文登和荣成地区的花岗片麻岩以及榴辉岩进行了系统的氧同位素分析,发现胶东地区结晶基底的岩石存在两个截然不同的氧同位素组成特征。一是大范围的花岗片麻岩具有低的δ18O值锆石;二是在荣成地区除了存在亏损18O的榴辉岩之外还存在特别富集18O的M类榴辉岩,它们的围岩是经历了超高压变质作用的大理岩。锆石的δ18O值可到15.9‰,全岩的δ18O值高达15‰～19‰,全岩和锆石的氧同位素组成都远远高于地幔值(储雪蕾等,2005;Tangetal.,2006,2007,2008a)。在苏鲁造山带同一地区出现两组氧同位素组成完全不同的现象表明了胶东地区基底岩石氧同位素组成的复杂性。再结合Zhengetal.(2003)解析出的大别-苏鲁地区超高压变质岩原岩是扬子板块新元古代中期裂谷岩浆作用与大气降水共同作用形成的具有低δ18O值的火成岩,我们不难得出深俯冲的扬子地壳组分应该具有低的δ18O值的特征。低的δ18O值不可能完全来自地幔,地壳的物质组分比如地壳火成岩再循环是造成氧同位素偏低特征的可能原因。而在我们的样品08JZS01和08JZS10中都发现有低于地幔值的锆石氧同位素组成,再辅以新元古代年龄的特征则可以确认这一期晚三叠世碱性岩浆作用发生部分熔融的源区有新元古代亏损δ18O值的岩浆岩的参与,即扬子地壳的参与。同一样品(中性岩墙和正长岩脉)的锆石氧同位素比值不均一的现象,可能指示了壳幔相互作用过程,而另外两个样品08JZS13和08JZS23的锆石氧同位素组成则表现出高于地幔值的特征,这种整体上低于地幔值和高于地幔值并存的现象可能的解释则是发生部分熔融的源区是多源的,本身就具有氧同位素组成不均一的特征。而本文分析的4个样品中未发现有特别负的氧同位素比值说明该岩浆源区应该是俯冲的扬子岩石圈地幔和下地壳的组分为主,受大气降水改造氧同位素组成程度较低。而大气降水以及水岩反应对于上下地壳的氧同位素再造程度不均一导致不同层次及区域的俯冲扬子岩