山東神泉地區(qū)鈉質火山巖鋯石u-pb年代學及其地質意義

堿性鈉火山巖主要發(fā)育于大陸裂谷和深裂谷的脆弱區(qū)域，如東平裂谷東支、挪威奧斯陸裂谷、德國萊蕪海溝和中國薩列詹。這些火山巖的起源區(qū)域通常被認為與地幔柱活動引起的軟流圈地幔的起源區(qū)域有關（fuman，2007；shannattandjahn，2011），或其起源區(qū)域具有himu地幔末端的特征（schanotal.，2004；valazqetal.，2006；coflu和dahrgren，2008）。郯廬斷裂是中國東部濱太平洋構造域內規(guī)模最為壯觀的巨型斷裂構造帶,其在山東境內的部分稱為沂沭斷裂。該斷裂縱貫山東中部,由一系列NNE向斷裂組成,其中主干斷裂主要有4條,自西向東依次為唐阝吾阝-葛溝斷裂、沂水-湯頭斷裂、安丘-莒縣斷裂和昌邑-大店斷裂。除主干斷裂外,其西側和東側尚有一系列分支斷裂,西側(魯西)斷裂呈NW向展布,東側(魯東)斷裂呈NE向展布。因此,整個沂沭斷裂實際上為一斷裂系,或稱裂谷系(圖1a,許志琴等,1982)。斷裂系廣泛發(fā)育晚中生代(尤其是早白堊世)火山作用,形成的火山巖充填在沿這些斷裂展布的斷陷盆地內。這些火山巖普遍具有偏堿富鉀特征,總體可歸為鉀玄巖系(或橄欖安粗巖系,Wangetal.,1996),但在部分地區(qū),特別是在斷裂帶內部,尚有一定數量的鈉質火山巖分布(金隆裕,1994),且斷裂帶內部火山巖的鈉質含量也明顯高于兩側火山巖(許志琴等,1982)。前人對區(qū)內火山巖的研究多集中在鉀質火山巖,專門針對區(qū)內中生代鈉質火山巖的研究甚少,尤其對下述問題缺乏深入探討,如鈉質與鉀質火山巖在時序演化上存在何種關系?鈉質火山巖為何在空間上更多分布在斷裂帶內部?鈉質與鉀質火山巖是具有類似的地幔源區(qū)還是具有各自獨立的巖漿起源?為此,本文以沂沭斷裂帶南段郯城李莊神泉典型鈉質火山巖為對象,進行了鋯石U-Pb年代學、礦物化學及元素與Sr-Nd同位素地球化學的系統(tǒng)研究,旨在查明其源區(qū)地幔性狀,并探討區(qū)內鈉質火山巖的成因。1出露巖石及巖石學特征沂沭斷裂帶及其兩側的中生代火山巖在空間上具有明顯的沿斷裂帶呈線型分布特征,它們主要發(fā)育于中生代斷陷型陸相火山盆地中。主體火山巖可歸為白堊系青山群(圖1a),此期火山巖分布廣、厚度大、巖性復雜,為一套火山熔巖和火山碎屑巖類,自下而上可進一步分為4個旋回,分別對應4個地層組,即后夼組、八畝地組、石前莊組和方戈莊組(張增奇等,1996;劉明渭等,2003),其中后夼組和石前莊組主要為長英質巖石,而八畝地組和方戈莊組主要為粗安質和粗面玄武質或玄武粗安質巖石。4個火山巖地層組中以八畝地組分布最為廣泛,在魯東、魯西和斷裂帶內部均有發(fā)育,其余3組地層主要發(fā)育于魯東的膠萊盆地。在巖石組合上,魯西主要發(fā)育中基性火山巖,斷裂帶內南部多為中基性,北部出現中基性夾酸性火山巖,而魯東火山巖則具雙峰式特征(張增奇等,1996;Fanetal.,2001)。神泉火山巖位于沂沭斷裂帶南段郯城李莊東側,為一由中心式噴發(fā)所形成的盾狀火山機構?；鹕綆r呈NNE向展布,平面上呈橢圓形,南北長約3km,東西寬0.7～0.8km(圖1b)。該區(qū)火山巖在地層層序上屬于青山群八畝地組,主體巖性為粗安質熔巖及潛火山巖?；鹕娇诔蕶E圓形,位于神泉院北側,主要為晚期噴發(fā)的粗安質火山熔巖所占據,自火山口向外依次為粗安質、安山質火山熔巖與火山碎屑巖,在火山口邊緣及盾狀火山的北部還發(fā)育晚期侵入的安山玢巖脈。由出露巖石的巖性及分布狀態(tài)可推測,該火山至少經歷了3次巖漿活動:第1次為強烈的巖漿噴溢-噴發(fā),形成構成盾狀火山主體的粗安質-安山質火山熔巖與火山碎屑巖;第2次以巖漿侵出為特征,充填于火山通道內,形成出露于火山口附近的粗安質火山熔巖;第3次以安山玢巖侵入為特征,形成不同方位的潛火山巖巖脈?；鹕綑C構東西兩側為大盛群馬朗溝組灰紫色砂礫巖所超覆。本次研究所采樣品主要為火山熔巖,巖石呈灰紫、暗紫色,塊狀構造或氣孔構造(圖2a),斑狀結構。斑晶含量少(1%～3%),成分主要為斜長石(圖2a、2b),不含或含少量鉀長石斑晶,暗色礦物少或因蝕變僅呈假像殘留(圖2b)。斜長石斑晶粒徑約為0.5～2.5mm,多呈板條狀,有時呈聚斑結構,普遍發(fā)育鈉長石律聚片雙晶,可見卡鈉復合雙晶?；|具交織結構,主要由斜長石微晶及其間的填隙物組成,斜長石微晶間的填隙物主要為堿性長石,偶見歪長石微晶。2分析方法及過程以往區(qū)調資料將區(qū)內火山巖多定名為安山質巖石,采用國際地科聯推薦的TAS分類,火山巖投影在粗面巖/粗面英安巖區(qū)(圖3)。由于火山巖的基質礦物主要為斜長石微晶,火山巖基質總體表現為安山結構,而并非粗面結構,加之火山巖中缺乏石英或石英含量很低,因此將其定名為粗面巖/粗面英安巖與巖相學特征不符。為此,筆者采用地球化學性質較穩(wěn)定的高場強元素Zr/TiO2-Nb/Y分類圖解(圖4),并結合巖相學觀察將其定名為粗面安山巖。本次定年樣品為出露于火山口附近的粗安巖(SQ-12),樣品總體較新鮮,采樣點經緯度坐標為:N34°52′43.9″,E118°26′15.2″。鋯石U-Pb年齡測試在南京大學內生金屬礦床成礦機制研究國家重點實驗室進行。在嚴格避免污染的條件下,對全巖樣品進行了破碎、淘洗和磁選以及重液分離,分離出鋯石精樣。然后在雙目鏡下觀察所分離鋯石的特征(如顏色、透明度、晶型等),挑選出表面平整光潔,具不同長寬比例、不同錐面特征和顏色的鋯石顆粒。將挑選的鋯石顆粒用環(huán)氧樹脂膠結,待固結后細磨至鋯石顆粒中心露出,并拋光制成樣品靶。對拋光后的鋯石樣品,先采用裝有陰極熒光探頭的掃描電鏡進行陰極發(fā)光(CL)圖像拍攝,以了解被測鋯石的內部結構,作為鋯石年齡測定選取分析點位的依據。分析過程中使用與Aglient7500aICP-MS相連接的NewWave213nm激光取樣系統(tǒng),激光束斑直徑為30μm,頻率為5Hz。樣品經剝蝕后,由He氣作為載體,再與Ar氣混合后進入ICP-MS進行分析。U-Pb分餾根據澳大利亞鋯石標樣GEMOC/GJ-1(207Pb/206Pb年齡為608.5±1.5Ma,Jacksonetal.,2004)來校正,采用鋯石標樣MudTank(732±5Ma,BlackandGulson,1978)作為內標以控制分析精度。每個測試的流程約分析15個樣品,開始和結束前分別分析2次GJ標樣,另外測試1個MT標樣,期間一般測10個待測樣品點。U-Pb年齡和U、Th、Pb的計數由Glitter(ver.4.4)獲得。詳細的分析方法和流程類似于Griffin等(2004)。由于204Pb的信號極低,以及載氣中204Hg的干擾,該方法不能直接精確測得其含量,因此,使用嵌入Excel的ComPbCorr#3-15G程序(Andersen,2002)來進行鉛校正,年齡諧和圖用Isoplot程序(ver2.49,Ludwig,2001)獲得。礦物探針成分測定在南京大學內生金屬礦床成礦機制研究國家重點實驗室采用JEOLJXA-8800M型電子探針儀完成,礦物定量分析的電子探針工作條件為:加速電壓15.0kV,束電流2×10-8A,束斑直徑1～2μm。全巖元素地球化學組成分析前首先經詳細的巖相學觀察與鑒定,選出新鮮均勻具代表性的樣品,然后對樣品進行破碎、研磨至200目以上待測。主量元素在南京大學現代分析中心采用XRF方法測定,測試儀器為瑞士生產的ARL9800XP+型X射線熒光光譜儀。使用Li2B4O7和LiBO2(67∶33)混合熔劑和加拿大Glaisse高溫自動燃氣熔樣機制樣,測試條件為:X射線工作電壓40kV,電流60mA,分析精度優(yōu)于5%。微量元素(包括稀土元素)分析在西北大學大陸動力學國家重點實驗室進行,樣品用1.5mL濃HF+1.5mL濃HNO3在190℃溶解48h后,采用ELAN6100DRC型ICP-MS測定,對USGS國際標準樣品(BHVO-2、AGV-1、BCR-2)的測定結果表明,樣品測定值和推薦值的相對誤差小于10%,詳細分析流程見劉曄等(2007)。Sr-Nd同位素組成在南京大學內生金屬礦床成礦機制重點實驗室采用TritonTI表面熱電離質譜(TIMS)測定。測試過程中,將樣品烘干后稱取50mg,完全溶解于HF+HNO3的混合酸中,采用BioRad50WX8陽離子交換樹脂分離提純出Sr和Nd。Sr、Nd同位素比值分別采用86Sr/88Sr=0.1194、146Nd/144Nd=0.7219進行質量分餾校正,實驗過程中測定的標樣NISTSRM987的87Sr/86Sr=0.710235±4(2σ),標樣JNDi-1的143Nd/144Nd=0.512117±3(2σ),詳細分析方法見濮巍等(2005)。3火山巖結晶年齡被測鋯石多為淺黃色或無色,少量為褐色及褐紅色,透明-半透明,柱狀或長柱狀,自形程度較好,鋯石顆粒普遍較小,長徑多在100μm以下,寬度多變化于50～70μm。鋯石陰極發(fā)光圖像(CL)顯示其韻律環(huán)帶結構不發(fā)育,而多呈補片狀或條帶狀均勻吸收(圖5),與中基性巖漿起源的鋯石CL圖像相似(Corfuetal.,2003)。被測鋯石的Th/U比值均很高(變化于4.15～10.49,表1),與典型巖漿鋯石具有高Th/U比值的特征一致(WuandZheng,2004),說明它們?yōu)榈湫偷膸r漿結晶鋯石。本次測試共獲得12個有效測定點數據(表1),在206Pb/238U-207Pb/235U諧和圖(圖6)上,所有測試點均投影在諧和線上或諧和線附近,諧和度均在95%以上,這一特征指示被測鋯石未遭受明顯的后期熱事件影響。12個鋯石測定點的206Pb/238U年齡變化于94～100Ma之間,經計算獲得其206Pb/238U加權平均年齡為96.5±1.4Ma(MSWD=4.6,2σ;n=12),代表火山巖的結晶年齡。這一年齡與李莊玄武巖的40Ar/39Ar年齡(約為99Ma,匡永生等,2012)較接近,其年齡值相對偏低與樣品為火山噴發(fā)晚期形成的近火口熔巖相的層位分布特點一致。沂沭斷裂帶及兩側中生代占主體的富鉀火山巖的形成年齡多為110～125Ma(邱檢生等,2001;Qiuetal.,2002),而本次獲得的鈉質火山巖的年齡明顯偏新,說明鈉質火山巖總體較鉀質火山巖形成晚。沂沭斷裂帶內湯頭盆地火山巖的定年結果顯示二者的鋯石U-Pb年齡分別為106.4±0.4Ma和124.0±1.3Ma,也表明盆地內鈉質火山巖較鉀質火山巖形成晚(邱檢生等,2012)。膠萊盆地大西莊發(fā)育晚白堊世末(全巖39Ar-40Ar年齡為73.5±0.3Ma,閆峻等,2003)的堿性玄武巖,其成分明顯富鈉(Na2O/K2O=1.43～2.85,閆峻等,2003)。因此,區(qū)內幔源中基性火山巖的成分總體具有由鉀質向鈉質演化的趨勢。4探針成分著色體系如前所述,神泉火山巖斑晶及基質均主要由斜長石組成。電子探針分析結果表明,這些斜長石顯著富鈉貧鈣,Na2O=10.65%～12.75%,CaO=0.05%～0.17%,由探針成分計算的端員組分中Ab分子含量均在97%以上,而An值均低于1%(表2),種屬均為鈉長石?；|微晶中存在歪長石,而斜長石微晶之間的填隙物則主要為正長石(表2、圖7)。由于斑晶與基質主要由鈉長石組成,因而導致火山巖明顯富鈉。5元素的地球化學特征神泉火山巖代表性巖石樣品的主量、微量和稀土元素測定結果見表3。5.1酶活指數神泉火山巖的SiO2含量為57.73%～58.84%,MgO含量為1.16%～2.38%,變化范圍均很小?；鹕綆r富堿,其(K2O+Na2O)值介于10.34%～11.95%,里特曼指數(σ)為7.13～8.77(表3),在TAS圖解上投影于堿性巖系(圖3)。巖石明顯富鈉,其Na2O含量介于7.21%～8.24%,K2O含量為2.10%～4.09%,Na2O/K2O比值介于1.76～3.92,采用An-Ab’-Or三角關系圖解(圖8)和K2O-Na2O關系圖(圖9)進行判別,樣品點均投影于鈉質火山巖區(qū)。按照TAS分類方案建議的(Na2O-2)>K2O為鈉質類型的判別準則,它們也均為鈉質火山巖,因此,神泉火山巖為典型的鈉質火山巖。5.2巖漿巖微量元素特征神泉火山巖稀土元素相對于球粒隕石標準化配分曲線如圖10a,圖10b為其微量元素相對于原始地幔標準化的蛛網圖。由圖表資料可以看出,該區(qū)火山巖具有較高的稀土元素總量,ΣREE=411.3×10-6～456.3×10-6;富輕稀土元素,LREE/HREE=19.53～21.10,(La/Yb)N=29.69～33.26,其球粒隕石標準化的配分型式呈明顯的右傾型,其中輕稀土元素之間的分餾程度明顯高于重稀土元素,(La/Sm)N和(Gd/Yb)N值分別為6.07～6.51和2.56～2.83;巖石缺乏明顯的銪異常(δEu=0.77～0.82),反映成巖過程中斜長石的分離結晶作用不顯著。微量元素組成上,神泉火山巖富集Rb、Ba、K等大離子親石元素,貧Nb、Ta、Ti等高場強元素,具有與俯沖作用有關巖漿巖的典型特征(Kelemenetal.,1990;Stolzetal.,1996)。在原始地幔標準化蛛網圖上具有一定的Pb負異常,與區(qū)內富鉀火山巖常表現出Pb的正異常有較明顯的區(qū)別。神泉火山巖的上述稀土和微量元素組成特征與鄰近的方城玄武巖十分相似(圖10a、10b),表明二者的源區(qū)組成和成巖過程有相似性。6火山巖源區(qū)集聚地禾特征神泉火山巖代表性樣品的Sr-Nd同位素組成及根據年齡計算的有關參數見表4。由表中數據可看出,區(qū)內火山巖的Sr、Nd同位素組成相對均一,其ISr=0.7068～0.7077,εNd(t)=-16.7～-16.8,指示火山巖源區(qū)具有富集地幔特征。沂沭斷裂帶及二側中生代典型幔源巖石均具有類似的Sr、Nd同位素組成,如方城玄武巖的ISr=0.7096～0.7101,εNd(t)=-13.1～-14.4(Zhangetal.,2002),即墨玄武巖的ISr=0.7072～0.7075,εNd(t)=-15.9～-17.0(Fanetal.,2001),萊蕪玄武質安山巖ISr=0.7075～0.7081,εNd(t)=-14.3～-16.0(Yingetal.,2006),說明區(qū)內源區(qū)地幔的富集特征具有普遍性。7巖石圈地表2表3前人對沂沭斷裂帶及其兩側地區(qū)晚中生代中基性火山巖的研究均表明,這些火山巖的巖漿在上升過程中未受到顯著的淺部地殼物質的混染,如方城玄武巖含有輝石巖捕虜體和橄欖石捕虜晶,說明其巖漿上升速度快,不具備與陸殼物質發(fā)生強烈相互作用的地質前提(Zhangetal.,2002)。蒙陰鉀玄質火山巖中盡管未發(fā)現幔源包體,但巖石的K2O/P2O5、K2O/TiO2比值相對穩(wěn)定,全巖Sr、Nd同位素組成與從全巖中分離出的單斜輝石單礦物十分接近(Qiuetal.,2002)。神泉鈉質火山巖的稀土和微量元素特征與鄰近的方城玄武巖相似(圖10a、10b),其Sr、Nd同位素(特別是Nd同位素)組成較均一,巖石的K2O/TiO2和K2O/P2O5比值變化范圍均較小,這些特征也說明其成巖過程中淺部地殼物質的混染作用不強,因此,我們可以有效地利用全巖元素-同位素組成反演源區(qū)地幔組成。神泉鈉質火山巖的元素和Sr-Nd同位素特征指示其源區(qū)應為富集地幔。如前所述,沂沭斷裂帶及其兩側中生代典型幔源巖石均具有類似的Sr、Nd同位素組成,這一特征甚至可以擴展至整個華北克拉通中生代的中基性巖石,如華北克拉通北部遼西義縣組玄武巖(t=130～135Ma)的εNd(t)值變化于-6.8～-11.0之間(周新華等,2001),北京南口中生代橄欖粗玄巖(t=128Ma)的εNd(t)值為-8.5～-13.9(邵濟安等,2001),太行山中生代煌斑巖(t=120Ma)的εNd(t)值為-8.3～-15.2(ChenandZhai,2003),說明華北克拉通中生代巖石圈地幔的富集特征具普遍性。對華北克拉通中生代大規(guī)模富集巖石圈地幔的形成機制目前存在著不同的認識,概括起來主要有以下幾種觀點:華北中生代地幔的富集主要與揚子-華北板塊碰撞及它們之間的大陸深俯沖作用有關,由于深俯沖的揚子大陸地殼同軟流圈地幔相互作用形成富集地幔(Zhouetal.,2002;周新華等,2005);②華北中生代地幔的富集主要與巖石圈大規(guī)模拆沉作用有關,由于太古宙古老地殼物質被拆沉而重循環(huán)進入地幔,導致地幔成分發(fā)生改變形成富集地幔(洪大衛(wèi)等,2003;Gaoetal.,2004,2008);③華北中生代地幔的富集與古太平洋板塊的俯沖有關,是俯沖板片析出熔體和巖石圈地幔熔體混合作用的結果(Chenetal.,2004)。由于深俯沖的揚子大陸地殼的影響難以波及到華北腹地和北緣,古太平洋板塊俯沖的影響應主要限于華北克拉通東部,而中生代鎂鐵質巖石具顯著偏低εNd(t)值的特征在整個華北克拉通又具普遍性,因此,我們認為巖石圈大規(guī)模拆沉作用應該是導致華北中生代地幔富集的主控因素。已有的研究表明,加厚下地殼鎂鐵-超鎂鐵巖石相變?yōu)楦呙芏鹊牧褫x巖是造成巖石圈拆沉作用的主因,因拆沉進入地幔的榴輝巖將發(fā)生部分熔融,所產生的熔體與橄欖巖反應是造成華北陸下巖石圈地幔化學不均一性的主要機制(Gaoetal.,2009),這一過程目前多數學者認為應主要發(fā)生在中生代晚期(Chenetal.,2004;Yangetal.,2012)。但華北克拉通周緣地幔的富集還存在有先期因俯沖進入地幔的殼源物質的影響,如以魯西地塊為例,其北部濟南-鄒平一帶鎂鐵質巖石的ISr值變化于0.70396～0.70598(李全忠等,2007),而南部費縣-蒙陰一帶鎂鐵質巖石則變化于0.70844～0.71247,膠萊盆地中生代鎂鐵質巖石的ISr值也偏高(0.70724～0.70750,Fanetal.,2001),因此,華北克拉通南緣幔源巖石極可能存在有因深俯沖而進入地幔的揚子陸殼的影響。選擇虧損地幔(DMM)分別與華北克拉通上殼(NCCUC)、華北克拉通下殼(NCCLC)及揚子克拉通下殼(YCLC)作為二元混合的端員,按表5所列參數進行模擬計算,可以看出,神泉鈉質火山巖的Sr、Nd同位素組成最接近虧損地幔(DMM)與揚子克拉通下地殼(YCLC)的混合線(圖11),這也說明火山巖源區(qū)中應含有因俯沖進入地幔的揚子陸殼組分。值得注意的是,神泉火山巖在構造位置上較之蒙陰-費縣盆地的富鉀火山巖更靠近大別-蘇魯聚合帶,因此,如果其源區(qū)僅受到因深俯沖進入地幔的揚子陸殼物質的改造以及華北克拉通大規(guī)模拆沉導致的富集事件的影響,則其ISr值(=0.7068～0.7077)應不低于蒙陰-費縣盆地的富鉀火山巖(ISr=0.708715～0.711418,Qiuetal.,2002)。但實際情況正好相反,其ISr值介于魯西地塊南部與北部的鎂鐵質巖石之間(圖11),這一特征指示其源區(qū)可能還受到了軟流圈地幔組分的進一步改造。在原始地幔標準化蛛網圖上,神泉鈉質火山巖表現出一定的Pb負異常,與區(qū)內富鉀火山巖多具Pb正異常的特征明顯不同(圖12),其Nb、Ta等高場強元素的虧損程度也較弱。一般而言,地殼物質以明顯虧損Nb、Ta等高場強元素和富集Pb為特征,軟流圈地幔起源巖漿則常具Pb負異常,因此,微量元素組成也指示神泉鈉質火山巖源區(qū)在先前富集地幔的基礎上進一步疊加了軟流圈地幔組分的改造。徐義剛等(2007)對山東晚中生代巖漿巖的研究發(fā)現,其鋯石εHf(t)值隨巖石年齡變新而逐漸增大,如年齡為125～132Ma鋯石的εHf(t)值變化于-10～-18之間,而年齡為120～125Ma的鋯石其εHf(t)值為-1～-8。這一研究結果指示在山東晚中生代巖漿作用中,隨著時代的變新,軟流圈地幔組分的貢獻越來越顯著。鄭建平等(2006)通過對比研究郯廬斷裂帶內、外地幔包體發(fā)現,斷裂帶內的地幔交代作用明顯加強,表明該斷裂帶是新生軟流圈物質上涌及地幔改造與置換作用的良好通道。穿越郯廬斷裂帶的一系列地學斷面顯示,該斷裂帶下的巖石圈比兩側薄20～40km(朱光等,2002),郯廬斷裂帶從晚白堊世—早第三紀已轉變成巨型的伸展構造,斷裂引張程度不斷增強(朱光等,2004)。謝成龍等(2008)進一步指出郯廬斷裂帶是華北克拉通巖石圈減薄中的強減薄帶,它為軟流圈地幔上涌并對原有地幔進行改造提供了良好通道。區(qū)內鈉質火山巖空間上主要分布在斷裂帶內部,應是斷裂帶內部更有利于軟流圈地幔上涌,并可能對原有富集巖石圈地幔進行再改造所致。對國內外典型裂谷帶(如東非裂谷東支、挪威奧斯陸裂谷、德國萊茵地塹和我國的攀西裂谷等)鈉質火山巖的研究均表明,這些火山巖的形成均與軟流圈地幔的上涌有關(Furman,2007;ShellnuttandJahn,2011)。沂沭斷裂帶內部湯頭盆地共存鉀質與鈉質火山