王棟 王天齊 李紅艷

花崗巖是大陸地殼的重要組成部分，是陸殼區(qū)別于洋殼的標志性巖石，也是地球區(qū)別于太陽系其他行星的重要標志(翟明國等, 2016)，其成因對于研究大陸地殼的形成和演化具有重要的意義(王濤等, 2017)。與地球上其他類型的巖石相比，雖然花崗巖的礦物組成比較簡單，但其形成與演化相關的一系列問題一直都存在激烈的爭論(吳福元等, 2007)。A型花崗巖作為具有獨特巖石化學和構造屬性的一類花崗巖，通常產(chǎn)出在熱點、大陸裂谷或造山期后地殼伸展的構造環(huán)境中(Eby, 1990, 1992; Black and Liegeois, 1993)。對A型花崗巖的巖漿形成、演化、上侵和就位等過程的研究，能夠為探討碰撞造山后或板內拉張過程中地殼的伸展減薄作用、殼-幔相互作用以及大陸地殼的深熔作用等地球動力學機制提供重要的依據(jù)。雖然A型花崗巖形成于伸展構造背景下的觀點已得到普遍的認可，但對于這類花崗巖的成因還存在較大的分歧(Wangetal., 2020)，已有的成因模式至少包括：(1)幔源堿性玄武質巖漿直接分異(Turneretal., 1992; Litvinovskyetal., 2002; Mushkinetal., 2003)；(2)下地殼巖石受幔源巖漿底侵加熱發(fā)生融熔(Anderson and Bender, 1989; Anderson and Morrison, 1992, 2005; Wuetal., 2002)；(3)抽取I型花崗質巖漿后，殘余的下地殼麻粒巖低程度的部分融熔(Collinsetal., 1982; Clemensetal., 1986; Whalenetal., 1987; Kingetal., 1997; 趙廣濤等, 1998; Guoetal., 2022)；(4)地殼火成巖直接部分融熔(Creaseretal., 1991; Skjerlie and Johnston, 1992; Patio Douce, 1997; Wangetal., 2020)；(5)殼源長英質熔體與幔源鎂鐵質熔體發(fā)生巖漿混合(Bédard, 1990; Kerr and Fryer, 1993; Wickhametal., 1996; Mingrametal., 2000; Yangetal., 2006; Baietal., 2022)等。從這些成因模式可以發(fā)現(xiàn)殼源、幔源和殼-?；煸炊伎赡艹蔀锳型花崗巖的源區(qū)，顯示出A型花崗巖巖漿物源和巖石成因的復雜性(Frost and Frost, 1997)。

膠東地區(qū)地處華北板塊東南緣，賦存眾多大型、超大型金礦床，是我國最重要的金礦產(chǎn)地(Dengetal., 2018, 2020a; 范宏瑞等, 2021)。除盛產(chǎn)金礦而聞名之外，在膠東地區(qū)還存在由揚子板塊和華北板塊陸-陸碰撞及后續(xù)大陸深俯沖作用形成的蘇魯超高壓變質帶，它不僅是世界上出露規(guī)模最大、保存最好的超高壓變質地體之一，也是陸-陸碰撞后超高壓巖石折返和剝露過程中巖漿活動記錄最多的地區(qū)之一(Lietal., 1993; Yeetal., 2000; Zheng, 2008)。在中生代，受古太平洋板塊俯沖影響，華北克拉通東部發(fā)生顯著的巖石圈減薄(朱日祥等, 2011; Wuetal., 2019)，并在白堊紀達到高峰，同時期強烈的巖漿活動則是對區(qū)域構造演化的響應。在此構造背景下，早白堊世的巖漿巖在膠東地區(qū)廣泛發(fā)育，形成了花崗巖在內的各類中-酸性巖體及煌斑巖、輝綠巖、正長巖等多種基性-酸性巖脈群。

早白堊世晚期的嶗山花崗巖位于蘇魯超高壓變質帶中段，它的成因對于揭示膠東地區(qū)白堊紀大地構造演化有重要意義。雖然前人對嶗山花崗巖開展了多方面的研究(桂訓唐等, 1989; 趙廣濤等, 1997, 1998; Wangetal., 2001; 謝磊等, 2005; Wei, 2008; Gossetal., 2010; Yan and Shi, 2014; Yanetal., 2019; Gaoetal., 2019)，普遍認同它是典型的A型花崗巖，但對于其成因和巖漿源區(qū)尚未取得統(tǒng)一的認識。本文對嶗山A型花崗巖的全巖主、微量元素、Sr-Nd同位素以及礦物原位成分進行了分析，估算了成巖的物理化學條件，進一步探討了它的巖漿源區(qū)和成因，以期為更好地揭示膠東地區(qū)在早白堊世期間的構造演化及深部的地球動力學過程提供依據(jù)。

1 區(qū)域地質背景及樣品采集

膠東地區(qū)位于華北克拉通的東南部，包括三個主要的構造單元：蘇魯超高壓變質帶、膠北地體和膠萊盆地(圖1)。蘇魯超高壓帶形成于三疊紀華北板塊與揚子板塊陸-陸碰撞及后續(xù)的深俯沖作用，地體內主要以新元古代花崗片麻巖為主，并廣泛發(fā)育超高壓變質巖(Zongetal., 2010; Chenetal., 2013)。膠北地體屬于華北克拉通東南緣，出露的地層以前寒武紀變質基底為主，包括太古代TTG片麻巖和膠東巖群、古元古代荊山群和粉子山群以及新元古代蓬萊群(Shan and Zhai, 2020)。膠萊盆地是形成于中生代的伸展斷陷盆地(張岳橋等, 2008)，盆地基底為新太古代膠東巖群、古元古代荊山群和粉子山群等變質巖系，蓋層由白堊系萊陽群、青山群和王氏群等陸相沉積巖、火山巖和火山碎屑巖等構成(鄒為雷等, 2010)。

圖1 中國東部陸塊構造格架簡圖及膠東地區(qū)的位置(a)、膠東地區(qū)地質簡圖及嶗山花崗巖的位置(b, 據(jù)Goss et al., 2010; Deng et al., 2015修改)及嶗山巖體地質簡圖及采樣位置(c, 據(jù)趙廣濤等, 1998修改)

中生代巖漿活動在膠東地區(qū)廣泛發(fā)育，從時代上可分為三期：(1)晚三疊世(225～205Ma)，該期巖漿巖主要出露在蘇魯超高壓帶內，以堿性的正長巖和正長花崗巖為主，地球化學特征上均富鉀，具有Nb、Ta、Ti等高場強元素的負異常和Pb的正異常，繼承鋯石主要是新元古代中期，巖漿起源于造山帶巖石圈地幔和俯沖大陸在折返階段的部分融熔(Chenetal., 2003; Yangetal., 2005; 曾令森等, 2007; Tangetal., 2008; 陳竟志和姜能, 2011; Zhaoetal., 2012)；(2)晚侏羅世(160～150Ma)，該期巖漿巖主要以偏鋁質到過鋁質的花崗巖為主，地球化學特征上具有高的Ba、Sr含量和Sr/Y比值，且含有中生代印支期變質鋯石及前寒武紀繼承鋯石，巖漿來源于加厚地殼的重熔(郭敬輝等, 2005; Zhangetal., 2010; Jiangetal., 2012; Yangetal., 2012, 2014; Maetal., 2013; Wangetal., 2014; Heetal., 2021; 王棟等, 2022)；(3)早白堊世(130～110Ma)，該期巖漿巖在膠東地區(qū)分布最廣、巖石類型最多，主要包括郭家?guī)X型花崗巖-花崗閃長巖、偉德山型(或稱艾山型)似斑狀二長花崗巖、嶗山型晶洞堿長花崗巖-二長花崗巖等巖體，以及同期的基性到酸性脈巖群(Liuetal., 2009, 2018; Dengetal., 2017; Songetal., 2020)。該期巖漿巖的成分變化范圍較大，其巖漿源區(qū)也較復雜，包括殼源、幔源、殼?；旌显磪^(qū)等多種來源(Houetal., 2007; Gossetal., 2010; Lietal., 2012; Yangetal., 2012; Yan and Shi, 2014; 李增達等, 2018; Gaoetal., 2019; Songetal., 2020; 董學等, 2020; 宋英昕等, 2020)，這表明在白堊紀時期膠東地區(qū)處在一個顯著的伸展構造背景，并伴隨著強烈的殼幔相互作用(Dengetal., 2017; Songetal., 2020)。此外，早白堊世巖漿-流體活動還與膠東金礦集區(qū)的成礦作用密切相關，其成因對探討膠東地區(qū)的大地構造演化和區(qū)域成礦背景都具有重要意義。

本文的研究對象為出露在膠東半島東南部的嶗山巖體，它是侵入到白堊系萊陽群沉積巖和前寒武紀膠南群變質巖之中的早白堊世晚期花崗巖體，出露面積約600km2(圖1b, c)，在大地構造位置上處于蘇魯超高壓變質帶中部(Wangetal., 2001)，隸屬于中國東部500km長的早白堊世A型花崗巖帶(沿NEE方向從江蘇桃林到山東威海，王德滋等, 1995)。該巖體是一個I-A型復合花崗巖體(趙廣濤等, 1998)，主要巖石類型包括二長花崗巖、正長花崗巖和堿性花崗巖(Gaoetal., 2019)，本次研究的樣品主要為巖體中出露的堿性花崗巖和正長花崗巖，采樣位置見圖1c和表1。

表1 嶗山花崗巖的樣品位置

2 分析方法

2.1 礦物的形貌結構和元素成分分析

巖石樣品制成探針片后，在中國地質科學院礦產(chǎn)資源研究所電鏡實驗室利用光學顯微鏡和掃描電鏡對樣品的礦物組合、礦物的形貌結構和元素成分進行初步觀察分析。掃描電鏡型號為Ziess Ultra Plus型場發(fā)射掃描電鏡，配備有Oxford X-Max80N雙探頭能譜儀。黑云母和角閃石的礦物成分定量分析在中國地質科學院礦產(chǎn)資源研究所電子探針實驗室完成，儀器型號為JXA-iHP200F場發(fā)射電子探針，工作電壓15kV，束流20nA，束斑為5μm。

2.2 全巖主微量元素分析

全巖主量元素分析在中國科學院地質與地球物理研究所巖礦制樣與分析實驗室完成。將全巖的樣品粉末燒熔制成玻璃片， 然后使用AXIOS mineral型X射線熒光光譜儀進行測試，分析不確定度在0.1%～1%(RSD)。微量元素分析在中國科學院青藏高原研究所實驗室完成，在Teflon溶樣罐中，利用HF+HNO3混合酸加熱溶解全巖的樣品粉末，并加入In做分析內標，然后在四極桿等離子質譜儀(ICP-MS)上測定微量元素，分析精度優(yōu)于5%。

2.3 全巖Sr-Nd同位素分析

Rb-Sr和Sm-Nd同位素分析在中國科學院地質與地球物理研究所固體同位素實驗室完成，詳細實驗流程見Lietal. (2016, 2019a)。樣品粉末與87Rb-84Sr和149Sm-150Nd稀釋劑混合后，采用HF+HNO3+HClO4混合酸進行溶解。元素Rb、Sr、Sm和Nd通過兩次離子交換柱進行分離提純后，使用熱電離質譜儀Triton Plus進行測試。實驗全流程本底Rb和Sr小于250pg，Sm和Nd小于100pg。測試過程中的質量分餾分別采用88Sr/86Sr=8.375209和146Nd/144Nd=0.7219校正。采用同位素標樣NBS987和Jndi-1來監(jiān)控儀器的測試過程的穩(wěn)定性，NBS987測定值87Sr/86Sr=0.710259±0.000012(2σ)，Jndi-1測定值143Nd/144Nd=0.512107±0.000007(2σ)。采用USGS標準巖石物質BCR-2來監(jiān)控整個分析流程的準確性，其分析結果87Sr/86Sr=0.705010±0.000014(2σ)和143Nd/144Nd=0.512623±0.000007(2σ)，均與實驗室的推薦值在誤差范圍內一致(Lietal., 2016, 2019a)。

3 分析結果

3.1 巖相學特征

本次研究的堿性花崗巖和正長花崗巖，二者呈侵入接觸關系，堿性花崗巖的形成要略晚于正長花崗巖，兩者在主要造巖礦物的種類上區(qū)別不大，在暗色礦物上有一定差異。堿性花崗巖呈灰白色至淺肉紅色(圖2a)，中-粗粒結構，常發(fā)育文象結構(圖2c)和晶洞構造 (圖2b)，主要礦物為堿性長石(50%～65%)、石英(20%～40%)和斜長石(～5%)(圖2d)，暗色礦物為黑云母(<5%)、少量鈣質角閃石(淺閃石)，副礦物主要為磁鐵礦、榍石、鋯石和磷灰石。部分堿性花崗巖樣品中可見霓石、鈉閃石和鎂鈉閃石等堿性暗色礦物及螢石(圖2e)。正長花崗巖呈淺紅色到肉紅色(圖2f)，中粗粒結構，常具似斑狀構造，主要礦物為堿性長石(35%～45%)、石英(20%～40%)和斜長石(10%～35%)，暗色礦物較少，主要為黑云母(<5%)和少量鈣質角閃石(圖2g)，副礦物主要為磁鐵礦、榍石、鋯石和磷灰石。部分堿性長石粒度較大，呈斑晶狀產(chǎn)出，如具有格子狀的條紋長石(圖2h)。與堿性花崗巖相比，正長花崗巖中堿性暗色礦物較少見。

圖2 嶗山花崗巖野外露頭和顯微鏡下照片

在掃描電鏡下，對花崗巖樣品的礦物形貌和礦物組合進行了詳細研究。嶗山花崗巖中的堿性長石主要為條紋長石(圖3a)和微斜長石，在掃描電鏡下能夠清晰觀察到由鈉長石和鉀長石組成的條紋結構(圖3b)。磁鐵礦和榍石是主要的Fe-Ti礦物(圖3c-e)，鈦鐵礦含量較少，僅在榍石周圍零星出現(xiàn)。黑云母和角閃石通常與磁鐵礦、鉀長石、石英共生(圖3d, e, g)；鈣質角閃石自形，兩組解理發(fā)育(圖3d)；鈉閃石和霓石則自形程度差(圖3f)。副礦物榍石和鋯石自形程度高(圖3d, e)，屬于典型的巖漿成因；磷灰石多為細長柱狀(圖3c)，表明巖漿經(jīng)歷了快速冷卻結晶過程。能譜分析還發(fā)現(xiàn)有釷石(圖3h, i)，它們常與磁鐵礦伴生(圖3h, j)，并與黑云母、石英、鉀長石共生(圖3g)，表明其為巖漿成因。

圖3 嶗山花崗巖掃描電鏡的背散射電子圖像和礦物的能譜分析譜圖

3.2 黑云母和角閃石成分特征

3.2.1 黑云母

嶗山花崗巖中的黑云母電子探針結果見表2，結果顯示正長花崗巖樣品中的2個黑云母(測點號Bt-08和Bt-09)較其他黑云母具有高的MgO、F含量和低的Al2O3、FeO含量，為后期再平衡成因的黑云母(圖4a)；其余樣品中的黑云母成分比較一致，MgO含量為12.05%～13.47%，F(xiàn)eO含量為16.11%～20.42%，Al2O3含量為12.42%～13.23%，成分類型均屬于鎂質黑云母(圖4b)，它們的IFe(IFe=Fe2+/(Fe2++Mg))范圍為0.36～0.45，變化范圍不大，表明這些黑云母未遭受后期流體作用的改造(Stone, 2000)，為巖漿原生的黑云母(圖4a)。

表2 嶗山花崗巖中黑云母電子探針分析數(shù)據(jù)(wt%)

圖4 嶗山花崗巖中黑云母成分分類圖解(a,據(jù)Nachit et al., 2005；b,據(jù)Foster, 1960)

3.2.2 角閃石

鈣質角閃石的成分可以用于估算花崗質巖漿結晶的溫壓條件，因此本次研究主要對嶗山花崗巖中的鈣質角閃石進行電子探針分析，分析結果見表3。結果顯示，堿性花崗巖中角閃石的MgO含量略低于正長花崗巖中的角閃石，而FeO含量相反，其余成分區(qū)別不大。所分析角閃石的(Na+Ca)B=1.88～1.96，NaB=0.19～0.30，CaB=1.65～1.71，根據(jù)國際礦物協(xié)會新礦物及礦物命名委員會角閃石專業(yè)委員會推薦的角閃石命名方法(Leakeetal., 1997)，屬于鈣質角閃石系列中的淺閃石(圖5)。

表3 嶗山花崗巖中角閃石電子探針分析數(shù)據(jù)(wt%)

圖5 嶗山花崗巖中角閃石成分分類圖解(據(jù)Leake et al., 1997)

3.3 全巖主、微量元素特征

堿性花崗巖和正長花崗巖樣品的主、微量成分都比較相似，其中主量元素的分析結果見表4，所有樣品都具有高的SiO2(74.11%～77.76%)和堿質含量(K2O+Na2O=8.35%～9.49%)，低的CaO(0.07%～0.74%)和MgO(0.12%～0.31%)含量，表現(xiàn)出一致的富Si、Na、K和貧Mg、Ca的特征。在全堿-硅圖解(TAS)和R1-R2圖解中，歸屬于堿性花崗巖系列(圖6b, d)，鋁飽和指數(shù)(A/CNK)在0.97～1.02，屬于準鋁質到微過鋁質(圖6c)。

圖6 嶗山花崗巖的巖石地球化學分類圖解

表4 嶗山花崗巖主量元素數(shù)據(jù)(wt%)

微量元素的分析結果見表5，所有樣品的稀土元素分配模式均呈“右傾海鷗型”分布(圖7a)，并具有顯著的負Eu異常(δEu=0.33～0.56)。微量元素方面，表現(xiàn)出富集Rb、Th、Zr、Hf、Ga、Y等元素，貧Ba、Sr、P和Ti等元素(圖7b)，并具有較高的Ga/Al值。

表5 嶗山花崗巖微量元素數(shù)據(jù)(×10-6)

圖7 嶗山花崗巖的球粒隕石標準化稀土元素配分圖(a)和原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖(b)(標準化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)

3.4 全巖Sr、Nd同位素特征

本次對4件花崗巖樣品進行了Rb-Sr、Sm-Nd同位素測試，分析結果見表6。其中Rb-Sr同位素比值顯示出比較好的線性相關，本文也嘗試構筑了等時線，獲得的等時線年齡為117±6Ma(圖8)。雖然誤差偏大，但年齡結果與前人對嶗山花崗巖的鋯石U-Pb定年結果相一致(Yan and Shi, 2016; Gaoetal., 2019)。采用巖體年齡t=117Ma計算每個樣品的初始Sr同位素比值和εNd(t)值。所有的樣品均顯示出富集Sr、Nd同位素特征，(87Sr/86Sr)i=0.706447～0.707876，εNd(117Ma)值范圍為-14.8～-17.4，兩階段模式年齡(tDM2)為2112～2325Ma。

表6 嶗山花崗巖Rb-Sr和Sm-Nd同位素數(shù)據(jù)

圖8 嶗山花崗巖的全巖Rb-Sr等時線圖

4 討論

4.1 成巖的物理化學條件

花崗巖中角閃石、黑云母的化學成分與它們形成時所處巖漿的物理化學條件密切相關，因此它們的成分特征能夠對巖漿結晶過程中的溫度、壓力及氧逸度等條件提供有效的限定(David and Hans, 1965; Hammarstrom and Zen, 1986; Abdel-Rahman, 1994; Henryetal., 2005; Ridolfietal., 2010; Ridolfi and Renzulli, 2012; 楊陽等, 2017; 李增達等, 2018)。巖漿結晶過程中的溫度、壓力及氧逸度等條件對于了解巖漿演化的機制和過程有重要作用。前人對嶗山花崗巖成巖的物理化學條件研究較少，本文嘗試采用角閃石和黑云母的礦物溫壓計和氧逸度經(jīng)驗公式來初步限定嶗山花崗巖成巖的溫度、壓力及氧逸度情況。

4.1.1 溫度

實驗研究表明，花崗巖巖漿一般在溫度降至650～700℃時完全固結(Ackersonetal., 2018)，黑云母作為花崗巖中主要造巖礦物之一，它的結晶溫度常被認為是花崗巖巖漿固結時的溫度。根據(jù)黑云母Ti-Mg/(Mg+Fe)地質溫度計(Henryetal., 2005)，嶗山花崗巖中的原生黑云母的結晶溫度在702～726℃(圖9)。雖然黑云母溫度計結果可以限定巖漿固結的溫度，但對于花崗巖巖漿形成時的溫度，目前還沒有很好的方法能直接獲得(吳福元等, 2007; 王濤等, 2017)?？紤]到花崗巖巖漿大多是絕熱式上升侵位的，巖漿在侵位早期時的結晶溫度可以近似代表巖漿形成時的溫度(吳福元等, 2007)。鋯石是在巖漿演化初期開始結晶的，因此鋯石飽和溫度與巖漿液相線溫度接近(Milleretal., 2003)，該溫度可用來估算巖漿侵位早期的溫度。根據(jù)Watson and Harrison (1983)提出的花崗巖鋯石飽和溫度計，本文獲得嶗山花崗巖的鋯石飽和溫度為792～843℃，該溫度代表了巖漿侵入早期的結晶溫度。由此也可以推知，嶗山花崗巖的巖漿起源溫度更高(>850℃)。

圖9 嶗山花崗巖中黑云母Ti-Mg/(Mg+Fe)圖解(據(jù)Henry et al., 2005)

4.1.2 壓力

花崗巖的巖漿結晶的壓力(深度)條件可以通過礦物壓力計來獲得(王濤等, 2017)。在理想的礦物組合(角閃石+斜長石+鉀長石/石英，中到高的氧逸度)中，鈣質角閃石中的Al含量與結晶時的壓力呈線性關系(Hollisteretal., 1987; Johnson and Rutherford, 1989; Schmidt, 1992)。本次研究的嶗山花崗巖中，鈣質角閃石(淺閃石)與鉀長石、石英和斜長石共生，符合角閃石全鋁壓力計的適用條件?？紤]到除了壓力之外，角閃石成分與巖漿的成分、溫度、氧化還原狀態(tài)以及同結晶的礦物相都密切相關(Anderson and Smith, 1995; Krawczynskietal., 2012; Shane and Smith, 2013; Kissetal., 2014)，本次主要采用Anderson and Smith (1995)的公式來計算結晶壓力，該公式綜合考慮了溫度和氧逸度對壓力的影響。在結晶順序中，角閃石通常介于鋯石和黑云母之間，故本次計算采用的溫度參數(shù)是來自本文溫度計算結果，取中間值750℃，計算獲得的壓力范圍為66～192MPa。按照上地殼平均比重2700kg/m3，對應的深度范圍在2.5～7.3km。采用Anderson and Smith (1995)的公式計算結果與Johnson and Rutherford (1989)的公式計算結果接近，略低于Schmidt (1992)和Mutchetal. (2016)公式的計算結果(表3)。Uchidaetal. (2007)在角閃石壓力計的基礎上標定了花崗質巖石中黑云母全鋁壓力計經(jīng)驗公式：P(×100MPa)=3.03×TAl-6.53(±0.33)，TAl是指基于22個氧原子計算的Al陽離子數(shù)。根據(jù)此壓力計公式，估算樣品中的黑云母結晶壓力為17～63MPa，對應的深度范圍在0.6～2.4km。

本次角閃石全鋁壓力計得出的結晶壓力明顯大于黑云母全鋁壓力計的計算結果，原因可能是在花崗質巖漿冷卻過程中，角閃石要早于黑云母結晶。黑云母壓力計的結果可能更接近于固相線壓力，因此代表巖體最終就位的深度，而角閃石可能是在巖漿上侵的過程中就開始結晶，因此角閃石壓力計獲得的壓力最大值(192MPa)可能代表了巖漿結晶初期或巖漿房頂部的深度(楊陽等, 2017)。

4.1.3 氧逸度

David and Hans (1965)通過實驗研究發(fā)現(xiàn)，與磁鐵礦、鉀長石共生的黑云母中Fe3+、Fe2+和Mg值之間的關系可以用來估計黑云母結晶時的巖漿氧逸度。在巖相學研究的基礎上，選擇與鉀長石和磁鐵礦共生的黑云母(圖3e)進行成分分析，這些黑云母在氧逸度圖解中均位于Ni-NiO與Fe3O4-Fe2O3兩條緩沖線之間(圖10a)，表明其形成于較高的氧逸度條件。在黑云母Fe/(Fe+Mg)-Al圖解中，同樣處于代表高氧逸度的磁鐵礦系列范圍(圖10b)，這也與巖相學所觀察到的Fe-Ti礦物主要為磁鐵礦和榍石，而鈦鐵礦較少相一致。

圖10 嶗山花崗巖中的黑云母氧逸度圖解

Ridolfietal. (2008, 2010)通過實驗提出并校正了角閃石分子式計算巖漿氧逸度的公式：△NNO=1.644Mg*-4.01，其中Mg*=Mg+(Si/47)-(ⅥAl/9)-(1.3ⅥTi)+(Fe3+/3.7)+(Fe2+/5.2)-(BCa/20)-(ANa/2.8)+(AK/9.5)。根據(jù)上述公式計算出嶗山花崗巖中角閃石結晶時的氧逸度變化范圍在△NNO+0.41到△NNO+1.70之間，平均值為△NNO+1.07，處于Ni-NiO出溶線附近，與黑云母氧逸度結果一致，表明角閃石也是在較高氧逸度的巖漿環(huán)境下結晶。同樣地，這些角閃石具有較低的Fe2+/(Fe2++Mg)值(0.24～0.43)，也表明它們形成于較高的氧逸度條件(圖11)。

圖11 嶗山花崗巖中角閃石氧逸度圖解(據(jù)Anderson and Smith, 1995)

花崗巖體通常上侵就位在上地殼2～20km的深度(Mutchetal., 2016)，根據(jù)本次礦物壓力計的結果，嶗山花崗巖就位在相對淺表的位置(≤2.4km)，深度明顯小于膠東其他早白堊世花崗巖，如三佛山巖體～6.7km(李增達等, 2018)、郭家?guī)X巖體5.5～16.5km(楊陽等, 2017)、艾山巖體5.6～9.8km(Lietal., 2018)。實驗巖石學證據(jù)表明，在源區(qū)中有斜長石存在表明其巖漿起源的壓力較低(吳福元等, 2007)，嶗山花崗巖具有顯著的負Eu異常，表明巖漿源區(qū)存在斜長石殘留，這說明嶗山花崗巖的巖漿起源壓力不大。礦物溫度計研究指示，嶗山花崗巖形成的溫度較高，屬于高溫花崗巖。條紋長石通常形成于高溫低壓的巖漿環(huán)境(Zhouetal., 2014; Dengetal., 2016)，嶗山花崗巖中條紋長石的大量存在(圖3a, b)，也與礦物溫壓計算結果相一致。野外觀察還發(fā)現(xiàn)，嶗山花崗巖在局部發(fā)育有晶洞結構(圖2b)，部分樣品在顯微鏡下顯示出文象結構(圖2c)。Chenetal. (2000)根據(jù)黑云母和鉀長石的熱年代學數(shù)據(jù)，提出具有晶洞結構的堿性花崗巖常經(jīng)歷快速冷卻的過程(在300℃以上時，冷卻速率>100℃/Myr)。熔體包裹體的研究結果也表明，如此快速的冷卻只可能發(fā)生在約2～4km淺部地殼環(huán)境(Lowensternetal., 1997)，而且低壓條件也有利于文象結構的形成(Chenetal., 2022)。當巖漿就位的深度足夠淺(<3～4km)，H2O和揮發(fā)分在壓力降低的情況下從巖漿中逃逸而出，會促使巖漿的快速冷卻(Lowensternetal., 1997)。上述巖石學證據(jù)和礦物溫壓計算結果一致表明嶗山花崗巖形成溫度高，就位在地殼淺部，在侵位時巖漿經(jīng)歷了快速冷卻的過程。

4.2 巖石特征及成因類型

礦物學方面，本次在鏡下觀察到樣品中具有鈉閃石、鎂鈉閃石和霓石等堿性暗色礦物(圖2e)，這些礦物學證據(jù)表明嶗山花崗巖屬于A型花崗巖。地球化學方面，嶗山花崗巖富Si、富堿，貧Ca、Mg；高場強元素Th、Zr、Nb、Y含量高；大離子親石元素Rb、K含量高，而Ba、Sr含量低；Ga元素相對富集，Ga/Al比值高；稀土元素富集，并具有顯著的Eu負異常，稀土元素分配模式呈右傾“海鷗型”分布特征，都顯示出典型A型花崗巖的地球化學特征(圖12; Collinsetal., 1982; Whalenetal., 1987)。本次鋯石飽和溫度計算獲得其結晶溫度接近850℃，而且鋯石溫度計結果通常會低于源區(qū)熔體的初始形成溫度(Milleretal., 2003)，因此可以認為嶗山花崗巖的巖漿形成溫度更高，可能在900℃以上，符合A型花崗巖高溫的基本特征(Clemensetal., 1986; Skjerlie and Johnston, 1992; Patio Douce, 1997)。此外，在A型花崗巖亞類的判別圖解中嶗山A型花崗巖屬于A1型(圖12d)。在氧化還原分類圖解中，位于氧化型A型花崗巖范圍(圖12e, f)，這也與黑云母、角閃石等礦物氧逸度估算的較高氧逸度結果相一致，表明巖漿是在較高氧逸度條件下結晶。

圖12 嶗山花崗巖成因類型判別圖解(a-c,據(jù)Whalen et al., 1987；d,據(jù)Eby, 1992；e、f,據(jù)Dall’Agnol and De Oliveira, 2007)

4.3 巖漿源區(qū)特征及巖石成因

前人雖然均認同嶗山花崗巖屬A型花崗巖，但對其巖石成因及巖漿源區(qū)的認識還存在較大的分歧，目前主要存在以下觀點：(1)源區(qū)融熔出I型花崗巖之后，殘留的玄武質下地殼部分融熔(趙廣濤等, 1997, 1998)；(2)在麻粒巖相條件下，下地殼中酸性物質低程度部分融熔(Wei, 2008)；(3)軟流圈地幔派生出的玄武質熔體和下地殼派生出熔體的巖漿混合作用(Yan and Shi, 2014; Yanetal., 2019)；(4)巖石圈地幔派生出的熔體與下地殼部分融熔出的熔體混合(Gossetal., 2010; Gaoetal., 2019)。根據(jù)本次新獲得的嶗山A型花崗巖的巖石學、地球化學數(shù)據(jù)，我們可進一步限定其成因機制。

早白堊世基性巖脈在膠東地區(qū)廣泛發(fā)育，這些巖脈主要來源于地幔部分融熔產(chǎn)生的鎂鐵質巖漿(Liuetal., 2009; Maetal., 2014; Dengetal., 2017)。在分布上，它們主要集中在膠北地體內，在蘇魯超高壓地體內明顯變少，尤其是嶗山巖體內部及附近，基性巖脈產(chǎn)出很少。由玄武質巖漿經(jīng)過結晶分異作用產(chǎn)生長英質巖漿(SiO2=70%)，這些長英質巖漿最多只占母體巖漿的5%(Lee and Morton, 2015)，因此如果A型花崗巖由鎂鐵質巖漿通過結晶分異直接產(chǎn)生，那么在它的巖體周圍和內部應伴生產(chǎn)出大量的基性巖石。例如在峨眉山大火成巖省中由幔源玄武質巖漿經(jīng)分離結晶而成的A型花崗巖體附近，就存在一定數(shù)量的輝長巖堆晶(Shellnuttetal., 2010)。相反地，在嶗山巖體周邊和內部缺少這樣的基性巖石伴生。其次，嶗山A型花崗巖具低MgO和非常高的SiO2(>74%)和K2O含量，與這些幔源成因的鎂鐵質巖石(SiO2<55%)具有明顯的SiO2含量的成分間斷，表明它們不太可能屬于同一個巖漿演化序列。而且嶗山花崗巖的巖漿氧逸度較高，屬于氧化型A型花崗巖，而幔源的過堿質巖漿通常被認為來自還原型的巖漿，而不是氧化型的巖漿(Frostetal., 1999)。此外，在巖漿分異過程中，Sr-Nd同位素體系不會產(chǎn)生較大的變化(Dickin, 2005)，而嶗山A型花崗巖與膠東幔源成因的基性脈巖在Sr-Nd同位素組成上存在明顯差異(圖13)，也進一步排除了它們之間的成因聯(lián)系。因此，可以認為嶗山A型花崗巖不可能直接由地幔派生出的鎂鐵質巖漿經(jīng)過結晶分異作用形成。

圖13 嶗山花崗巖(87Sr/86Sr)i-εNd(t)圖解(t=117Ma)

含水的下地殼物質不可能是嶗山A型花崗巖的巖漿源區(qū)，因為A型花崗巖的母巖漿更傾向于在缺水的條件下形成(Collinsetal., 1982; Patio Douce, 1997)，而且大量的實驗研究表明下地殼含水物質通常產(chǎn)生富Na的熔體，而不是富K的高Si花崗巖(Beard and Lofgren, 1991; Sissonetal., 2005)。下地殼麻粒巖相巖石經(jīng)歷了深度變質，通常是無水、難熔并虧損SiO2和K2O(Collinsetal., 1982)，它們在高溫下傾向于產(chǎn)生中性熔體(Zhangetal., 2018)，而不是像嶗山A型花崗巖這種高硅熔體。本次礦物學研究發(fā)現(xiàn)嶗山花崗巖樣品中存在副礦物釷石(圖3h)，表明其巖漿成分富Th，而且前人也在嶗山花崗巖中發(fā)現(xiàn)有富Th的巖漿鋯石(謝磊等, 2005)，進一步表明其巖漿的源區(qū)也應該是富Th的。而華北克拉通下地殼的鎂鐵質到長英質麻粒巖，強烈虧損Th元素(翟明國和劉文軍, 2001; Huangetal., 2004)；同樣地，在蘇魯造山帶內部發(fā)現(xiàn)的麻粒巖同樣強烈虧損Th元素(郭敬輝等, 2002; Yingetal., 2010)。此外，嶗山花崗巖具有高Rb/Sr比值特征，也與抽離I型花崗質巖漿之后的殘余的源區(qū)物質不符(Creaseretal., 1991; Wangetal., 2020)。結合嶗山A型花崗巖的礦物溫壓計的計算結果，以及全巖相對較高的Y含量和低的Sr/Y比值等的地球化學特征，都不支持巖漿源區(qū)來自麻粒巖相的高壓條件，而且所有樣品中的εNd(t)值都超出了典型的華北和揚子下地殼的數(shù)值范圍(Jahnetal., 1999)，進一步表明巖漿源區(qū)不是直接由下地殼麻粒巖部分融熔產(chǎn)生。

幔源熔體和殼源熔體的巖漿混合作用模型(Yan and Shi, 2014; Yanetal., 2019; Gossetal., 2010; Gaoetal., 2019)被用來解釋嶗山A型花崗巖的Sr-Nd同位素數(shù)據(jù)，其成因需要少量幔源巖漿加入。在中生代膠東地區(qū)存在次大陸巖石圈地幔和OIB型軟流圈地幔兩種端元(Zhangetal., 2008; Maetal., 2014; Dengetal., 2017)。Yan and Shi (2014)通過混合曲線計算，認為要滿足嶗山A型花崗巖Sr-Nd同位素的特征，需要有～80%的次大陸巖石圈地幔的熔體與～20%下地殼的熔體混合，或者～15%的OIB源區(qū)的熔體與～85%下地殼熔體的混合(圖13中混合曲線1)。很顯然，前者主體為地幔巖漿，其主量元素特征必然與高Si低Mg的嶗山花崗巖矛盾，不符合實際情況，可以排除富集地幔來源的熔體參與巖漿混合可能性；后者少量OIB型幔源巖漿加入源區(qū)則可以合理的解釋Sr-Nd同位素組成，且并不會顯著改變巖石的主量元素組成(Yan and Shi, 2014)。在他們研究時膠東地區(qū)尚未有白堊紀OIB源區(qū)的報道，故其研究所采用的OIB源區(qū)的數(shù)據(jù)來自郯廬斷裂帶附近的新生代玄武巖，其(87Sr/86Sr)i=0.70347，εNd(t)=+6.1(Chenetal., 2009)。Maetal. (2014)首次報道了膠東地區(qū)早白堊世OIB地幔源區(qū)的基性脈巖同位素數(shù)據(jù)：(87Sr/86Sr)i=0.70607(平均值)，εNd(t)=+0.6(平均值)，與新生代OIB型玄武巖(Chenetal., 2009)相比，Sr-Nd同位素明顯更富集。如果采用膠東地區(qū)早白堊世OIB型幔源巖漿作為混合端元，則需要～30%的地幔熔體參與混合(圖13中混合曲線2)，這很顯然也會改變混合后巖漿的主量元素組成，導致與現(xiàn)有主量元素富Si貧Mg的特征不符。而且?guī)r漿混合模型依然需要下地殼麻粒巖發(fā)生部分融熔產(chǎn)生大量的酸性熔體(Yan and Shi, 2014)，前文已述，缺水的麻粒巖在高溫下傾向于產(chǎn)生中性熔體(Zhangetal., 2018)。因此，殼幔巖漿混合模式并不適合解釋高SiO2和K含量的嶗山A型花崗巖的成因。

嶗山A型花崗巖具有極高的SiO2含量和低的MgO含量，表明殼源物質在巖漿源區(qū)中占主導。顯著的負Eu異常，表明巖漿源區(qū)受斜長石的分離結晶作用控制或部分融熔過程中有大量的斜長石殘留，而巖漿源區(qū)中存在斜長石也暗示其巖漿起源時的壓力較小(吳福元等, 2007)。鋯石飽和溫度計顯示巖漿起源溫度高，礦物壓力計指示巖漿房的壓力較低，是典型的高溫低壓的環(huán)境?，F(xiàn)有的研究表明，在高溫的條件下，地殼含水較少的長英質的組分在地殼淺部斜長石穩(wěn)定域能夠部分融熔產(chǎn)生大量的高Si巖漿(Gualda and Ghiorso, 2013; Zhangetal., 2018)。巖石學融熔實驗也證明，低Al2O3、CaO、Sr和Eu，高FeO/MgO、Ga/Al、(Na2O+K2O)/Al2O3和K2O/Na2O比值的A型花崗巖可以由地殼淺部的火成巖(如鈣堿性巖石)在高溫低壓的條件下產(chǎn)生(Patio Douce, 1997)。此外，產(chǎn)生高K2O的長英質熔體還需要源區(qū)巖石的成分是富含K的(Sen and Dunn, 1994; Prouteauetal., 2001; Rappetal., 2002; Skjerlie and Patio Douce, 2002; Xiao and Clemens, 2007)。因此，富鉀的殼源源區(qū)更可能是嶗山A型花崗巖的巖漿來源。在膠東地區(qū)的蘇魯超高壓地體內存在富K的堿性巖體(例如，三疊紀(～210Ma)石島巖體和甲子山巖體)，這套巖漿巖被認為是形成于造山帶巖石圈地幔和俯沖揚子陸塊物質在折返階段的部分融熔(Zhaoetal., 2012; Xuetal., 2016)。該期堿性巖漿巖的形成時代早于嶗山A型花崗巖約100Myr，就位的深度≤15km(曾令森等, 2007)，地球化學成分上具有富K2O，并相對富集LREE及Rb、Th、U、Zr、Hf，虧損Ba、P、Ti等元素(Chenetal., 2003; 高天山等, 2004; Yangetal., 2005; Zhaoetal., 2012; Xuetal., 2016)，這些地球化學特征均與嶗山A型花崗巖巖漿的源區(qū)特征相似，而且在Sr-Nd同位素圖解中它們與嶗山A型花崗巖處于同一范圍內(圖13)，表明兩者之間可能存在成因上的關聯(lián)：即嶗山A型花崗巖與蘇魯造山帶中的堿性巖來自同一巖漿源區(qū)或者直接由這些堿性巖石在地殼內部重熔而成?？紤]到三疊紀的堿性巖與嶗山花崗巖在時代上相差>100Myr，巖漿源區(qū)在如此長的時間跨度內很難一直保持不變，因此它們來自同一巖漿源區(qū)的可能性不大。前人研究認為造山帶中先前形成的堿性巖能夠為隨后的巖漿作用提供融熔物源(Burkeetal., 2003)。在早白堊世時期，處于伸展背景下的膠東地區(qū)受到軟流圈地幔上涌的顯著影響(Maetal., 2014; Dengetal., 2017; Liangetal., 2017)，軟流圈帶來的熱源能夠促使源區(qū)中的堿性巖重熔。因此，嶗山A型花崗巖的巖漿源區(qū)最可能是三疊紀堿性巖漿巖受軟流圈地幔上涌加熱的影響，在地殼內部發(fā)生重熔形成。

4.4 巖石成因對膠東地區(qū)構造背景的指示

A型花崗巖具有獨特的地球化學特征，它所代表的構造環(huán)境屬性對于我們研究地球巖石圈的演化有重要的意義(Dall’Agnoletal., 2012)。A型花崗巖最初被認為形成于裂谷帶或穩(wěn)定的大陸塊體之中，后續(xù)的研究普遍認為它們在造山后和非造山的背景下都能夠形成，例如在巖石圈伸展、大陸裂谷的形成階段或地殼加厚的造山晚期至造山后期重力垮塌階段(Collinsetal., 1982; Whalenetal., 1987; Eby, 1990; Bonin, 2007)。因此，深入了解嶗山A型花崗巖的成因，能夠為膠東地區(qū)白堊紀構造演化和深部地球動力學過程提供重要的限定。

膠東地區(qū)在中生代經(jīng)歷了復雜的構造演化：晚三疊世揚子板塊與華北板塊發(fā)生陸陸碰撞，隨后深俯沖到達～120km的地幔深度(Yeetal., 2000; Zheng, 2008)，在膠東地區(qū)形成蘇魯超高壓變質帶。一系列變質礦物相的快速變化表明，在超高壓變質作用末期(220～205Ma)，超高壓巖石曾發(fā)生快速折返(Liuetal., 2006, 2008; Zhaoetal., 2006; Zheng, 2008)，以>5mm/yr的速率快速折返至小于15km的深度(曾令森等, 2007)。與此同時，造山帶底部的巖石圈地幔低程度的部分融熔，產(chǎn)生富鉀質巖漿作用，在蘇魯造山帶內形成堿性巖體(Yangetal., 2005; Zhaoetal., 2012)。在晚侏羅世至早白堊世進入造山后階段(李曙光等, 2001; 趙子福和鄭永飛, 2009; 周騰飛等, 2022)，俯沖加厚的地殼在高溫高壓條件下發(fā)生榴輝巖化，導致下地殼密度增加而失穩(wěn)(Gaoetal., 2008; 楊進輝和吳福元, 2009)，同時整個中國東部都受到古太平洋板塊俯沖及回撤作用的影響(Liuetal., 2017; Zhuetal., 2017; 鄭永飛等, 2018; 李三忠等, 2018; 朱日祥和徐義剛, 2019; Dengetal., 2020b)。俯沖的古太平洋板塊洋殼、華北克拉通及蘇魯造山帶的巖石圈處于耦合狀態(tài)，俯沖的古太平洋板片析出的流體對巖石圈地幔進行交代(Dengetal., 2017)并導致其弱化(鄭永飛等, 2018)，進一步引發(fā)后續(xù)板塊的斷離或/和俯沖地殼的拆沉，從而導致在晚侏羅世時期這些加厚的地殼發(fā)生較大規(guī)模的部分融熔，在膠東地區(qū)形成高Ba-Sr、高Sr/Y比值的具有埃達克地球化學特征的花崗巖(Maetal., 2013; Zhaoetal., 2016; Lietal., 2019b; Yangetal., 2018)。早白堊世時期，太平洋板塊的俯沖方向和角度發(fā)生顯著改變(Sunetal., 2007; Qiuetal., 2023b)，以及隨后進一步回撤，引發(fā)區(qū)域性大規(guī)模的拉張(Dengetal., 2019)，軟流圈地幔隨之上涌，帶來巨大的熱能，進一步引發(fā)巖石圈的減薄，在包括蘇魯造山帶在內的整個膠東地區(qū)形成大規(guī)模的巖漿-流體活動，產(chǎn)生一系列的早白堊世花崗巖體及基性-中性的脈巖，并伴隨著金成礦作用(Dengetal., 2017; Qiuetal., 2023a)。地球物理數(shù)據(jù)顯示，現(xiàn)今的蘇魯造山帶地殼厚度約為35km，鎂鐵質下地殼明顯缺失(Gaoetal., 1998)，表明加厚的巖石圈地幔與下地殼被拆沉墜入軟流圈(高山等, 2009)。在此構造背景下，蘇魯超高壓地體內的三疊紀同折返堿性巖在軟流圈地幔上涌提供的高溫條件下，能夠發(fā)生重熔形成高Si、富K的長英質熔體，并最終在淺部地殼快速就位形成嶗山A型花崗巖。同時期在蘇魯造山帶中部的靈山島流紋巖也是軟流圈物質烘烤減薄的巖石圈，導致地殼的融熔而成(周騰飛等, 2022)。嶗山A型花崗巖的形成，標志著碰撞造山帶底部的揚子板塊已經(jīng)垮塌完畢，軟流圈上涌提供大量熱源，進一步促使地殼物質的融熔，巖石圈減薄作用在此時達到高峰。

5 結論

(1)嶗山花崗巖具有典型的A型花崗巖的地球化學特征，并含有鈉閃石、鎂鈉閃石、霓石等A型花崗巖的特征堿性暗色礦物，在A型花崗巖的亞類中屬于A1型和氧化型A型花崗巖。

(2)嶗山A型花崗巖的巖漿形成于較高的溫度(>850℃)和氧逸度條件，而巖漿結晶壓力較低(≤192MPa)，固結溫度在700℃左右，并經(jīng)歷了快速的冷卻降溫的過程。

(3)早白堊世嶗山A型花崗巖是上涌的軟流圈地幔提供熱源使地殼中富K的堿性巖石重熔而成。這些富K的堿性巖石可能與蘇魯超高壓地體中三疊紀同折返的堿性巖漿活動有關。

(4)嶗山A型花崗巖的形成標志著碰撞造山帶底部的揚子板塊已經(jīng)垮塌完畢，巖石圈減薄達到高峰。

致謝感謝鄧軍教授的指導與幫助；兩位審稿人對本文提出了十分寶貴的修改意見，在此表示衷心的感謝！