鲁西沂水地区早前寒武纪混合岩锆石U-Pb年龄与Hf同位素组成及其构造意义

毛永生, 彭头平, 范蔚茗, 高剑峰, 方小玉, 刘兵兵

(1. 中国科学院 广州地球化学研究所 同位素地球化学国家重点实验室, 广东 广州 510640; 2. 中国科学院大学, 北京 100049;3. 中国科学院 青藏高原地球科学卓越创新中心, 北京 100101; 4. 中国科学院 青藏高原研究所, 北京 100101; 5. 中国科学院地球化学研究所 矿床地球化学国家重点实验室, 贵州 贵阳 550081)

0 引 言

造山带演化中普遍伴随地壳的部分熔融事件[1]。这一过程不但影响着板块汇聚作用下的陆壳形成及分异[2], 而且也改变着地壳的流变学与热力学行为[3–4]。地壳熔体的演化强烈受控于构造作用过程[1], 以至于人们的研究越来越关注于造山带中部分熔融与构造过程的关系[3,5], 而地壳发生熔融的年代学分析有助于深入理解这一问题[1,5]。但是由于伴随的多期变质及流体活动的影响, 我们很难直接界定部分熔融的时间[5]。

锆石是混合岩中一种常见而重要的副矿物, 具有高于一般变质作用的 U-Pb 体系封闭温度[6], 能够较可信的记录部分熔融过程岩浆结晶时间。另外,锆石具有高的 Hf 和低的 Lu 含量因而极低的176Lu/177Hf 比值[7], 其Hf 同位素组成能够指示寄主岩体特征, 反映熔体作用过程中不同组分的影响[5,8,9]。

鲁西地区位于山东省的西南部(图 1), 其主要的特征是发育有新太古代早期约 2.7 Ga 的泰山岩群和广泛分布的花岗质片麻岩组成的世界上典型的花岗绿岩组合[11–15]。且区内出露有大面积太古宙变质结晶基底, 是我国进行早前寒武纪地壳早期生长演化研究的热点地区之一。不同于东部陆块的其他地区, 如鞍山地区3.8～3.4 Ga 奥长花岗岩、3.31 Ga基性岩脉、3.6～3.3 Ga 长英质脉体和3.1 Ga 二长花岗岩[16–17]以及鞍山和铁甲山～3.0 Ga 花岗岩[18–19],鲁西地区仅有泰山杂岩中花岗岩的3.6 Ga 和约2.85 Ga 继承锆石年龄[14]以及沂水埃达克质岩石的(2837±10) Ma[20]和蔡峪岩体闪长质岩石的2.82 Ga、2.93 Ga和3.07 Ga[21]继承锆石, 目前并未证实有老于2.8 Ga 的岩浆岩存在。因此, 鲁西是否也存在古老基底(＞2.8 Ga)问题引起人们的关注[22–23]。

本研究工作区沂水地区位于鲁西花岗-绿岩带东部的郯庐断裂带内(图2)。在区域构造演化上中太古代形成了沂水古陆块[24–29]; 而根据 Wan et al.[11]对鲁西岩浆作用时空展布推断, 研究区南西向北东方向的弧俯冲作用主导背景位于远离俯冲带的后方,因而更可能保留有古老基底岩浆作用信息。本文拟通过对沂水九层岭与大山等地的混合岩样品的锆石U-Pb 年龄及Hf 同位素研究, 并结合前人对鲁西花岗-绿岩区已取得的成果, 进一步探讨鲁西地区岩浆作用时序与地壳增生演化记录。

1 地质概况与样品特征

鲁西花岗-绿岩区位于华北克拉通东部陆块的南缘(图1), 总出露面积大于10000 km2, 整体呈北东-南西向构造展布, 东部至沂水地区被郯庐断裂带所截切。基底岩石多为新太古代至古元古代的花岗岩和片麻岩类, 大部为古生代至新生代沉积盖层所覆。地表分布主要有新太古代早期至晚期(2.7～2.5 Ga)的 TTG 片麻岩和片麻质二长花岗岩, 占该区前寒武基底的大约 80%[11,15,30]。少量呈透镜状或条带状发育在TTG片麻岩中的2.7～2.6 Ga 超基性-酸性火山岩和变质沉积岩, 组成泰山绿岩系[12,15,31,32]。部分新太古代辉石岩、辉长岩、闪长岩、花岗闪长岩及花岗岩岩体侵入于片麻岩中, 野外观察显示发生了低于围岩变质作用[12,15]。该区除记录一个强烈的约2.5 Ga事件外, 还保留有大量的约2.7 Ga事件的记录[12–15,22,28,33]而区别于世界其他克拉通约 2.7 Ga的构造-岩浆事件[28]。Wan et al.[11]对泰山岩系及侵入岩锆石 Hf 同位素研究, 也提出鲁西地区经历了2.75～2.70 Ga 的地壳增生及新生地壳改造事件。

沂水地块出露于紧邻鲁西花岗-绿岩区东部的郯庐断裂带内(图2), 主要由面积大于70%的新太古代花岗岩类侵入岩体和中太古代表壳岩系组成。前者包括蔡峪、牛心官庄、马山、雪山、大山、林家官庄、英灵山等地区的花岗质片麻岩及紫苏花岗岩等杂岩体; 后者主要有麻粒岩相的变基性岩及少量长英质片麻岩与变泥质岩等, 呈大小不等的包体散布于变质变形的杂岩体中, 称沂水岩群。众多对表壳岩中变质锆石的SHRIMP及LA-ICP-MS测定给出约2.50 Ga的变质年龄, 认为该区在新太古代晚期及古元古代早期遭受了区域变质作用的改造[34–36]。

本研究选取08YS-50(采自九层岭地区35°49.646′N,118°42.653′E)与 08YS-14、08YS-21(采自大山地区35°46.619′N, 118°42.728′E)等两套(3 件)混合岩样品进行锆石U-Pb年龄和Hf同位素测定。其中九层岭混合岩(08YS-50)为浅灰色-灰色, 呈片麻状-弱条带状, 主要由斜长石、钾长石、石英、黑云母及少量角闪石组成。大山混合岩(08YS-14和08YS-21)呈灰白色-灰色弱条带状, 矿物组成与九层岭样品相似而长英质较多。

图1 华北克拉通构造划分(a) (据Zhao et al.[10])和鲁西地区地质简图(b) (据Wan et al.[11])Fig.1 Geologic map showing tectonic subdivision of the North China Craton (a, after Zhao et al.[10]) and simplified geological map of the Luxi area (b, after Wan et al.[11]) (SHMB = siliceous high-Mg basalt)SHMB–硅质高镁玄武岩。

2 分析方法

岩石样品在人工碎样至 80～100目后通过常规重力和电磁方法进行锆石的初步分选, 然后在双目镜下挑选出晶型和透明度较好的锆石颗粒。将挑选出的锆石颗粒置于无色透明的环氧树脂上, 经打磨、抛光使锆石完全暴露, 制成锆石靶用于U-Pb 定年和Lu-Hf同位素分析。对待分析的锆石靶分别进行显微镜下透、反射光照相和阴极发光(CL)成相,选择测点时对比 CL图与镜下锆石照片尽量减少由锆石颗粒裂隙及包裹体等带来的分析误差。阴极发光(CL)在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室通过 EMPA-JXA-8100电子探针完成。

图2 山东沂水地区地质略图(据沈其韩等[24])Fig.2 Geological sketch map of the Yishui area (revised after Shen et al.[24])

样品 08YS-50的锆石 U-Pb定年及 Lu-Hf同位素测试在中国科学院地质与地球物理研究所完成。U-Pb同位素分析使用Agilent公司7500a型ICP-MS进行测试, Lu-Hf同位素测试使用德国Finnigan公司制造的 Neptune型多接收电感耦合等离子体质谱(MC-ICP-MS), 加载德国Lamda Physik公司制造的Geolas193nm准分子激光取样系统。Lu-Hf同位素分析所用仪器为配有193 nm激光取样系统的Neptune多接收电感耦合等离子体质谱仪(LA-MC-ICPMS),激光束斑直径为63 μm, 激光剥蚀时间为26 s, 所用的激光脉冲速率为 8～10 Hz, 激光脉冲能量为 100 mJ, 测定时用锆石国际标样 91500作外标, 实验中采用He气作为剥蚀物质载气。详细测试流程以及仪器运行条件等参见Wu et al.[37]。

样品08YS-14和08YS-21的锆石U-Pb定年和微量元素分析在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室完成, 仪器采用由美国Resonetics公司生产的RESOlution M-50激光剥蚀系统(LA)和Agilent 7500a型电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)联机结合的方法。用He作为剥蚀物质的载气, 剥蚀激光束斑直径31 μm, 频率为8 Hz, 剥蚀时间40 s。采用美国国家标准技术研究院人工合成硅酸盐玻璃标准参考物质NIST610进行仪器最佳化,使仪器达到最佳的灵敏度、最小的氧化物产率(CeO/Ce＜3%)和最低的背景值。实验采用标准锆石TEMORA[38]作为测年外标。相关分析方法详见文献[39]。Lu-Hf同位素分析同样在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室进行,采用仪器为 Neptune Plus多吸收 ICP-MS和RESOlution M-50激光剥蚀系统, 剥蚀位置为先前进行过U-Pb年龄测试过的点位, 个别点位由于锆石颗粒大小等问题导致剥蚀量不够的则选择在附近的但锆石结构相同的部位进行以保证接近原位分析结果。激光参数斑束45 μm, 重复率8 Hz, 能量80 mJ,以He作为载气并加入少量氮气。样品正常信号分析包括30 s的空白气体收集和30 s的激光剥蚀。积分时间为0.131 s, 约有200个周期数据被收集。利用173Yb和175Lu进行纠正176Yb和176Lu对176Hf干扰。176Hf/177Hf用质量偏差校正指数定律标准化为179Hf/177Hf = 0.7325[37]。Penglai锆石作为标样用于测试中。

锆石U-Pb数据处理通过ICPMSDataCal软件完成。U-Pb年龄计算中U的衰变常数引自Steiger et al.[40], 一致曲线图绘制和加权平均年龄计算采用Isoplot/Ex_ver3[41]软件。单个测点误差为1 σ, 加权平均年龄数据置信度达95%。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb年龄

九层岭混合岩(08YS-50)样品的锆石多呈灰色自形的柱状-短柱状, 粒径 100～300 μm, CL图上多可见明显的震荡环带。所挑选进行测定的20颗锆石Th、U 含量分别为 55～45 μg/g 和 187～847 μg/g, Th/U比值均大于0.1 (0.10～0.55) (表1), 具有岩浆成因锆石特征。所有20个测点数据都位于谐和线上, 且有宽的207Pb/206Pb年龄变化范围(2556～2695 Ma), 4个较为集中的年轻点给出平均年龄为(2558±9) Ma(MSWD = 0.09), 代表混合岩化作用的时间。同时, 3个年老的点也相对集中, 给出了(2693±11) Ma(MSWD = 0.15)的平均年龄结果, 指示先前早期的熔融事件; 而中间连续的年龄序列(2577～2668 Ma)可能为多次部分熔融的记录。另外两个明显老的2817 Ma和2868 Ma年龄可能为继承年龄(图3a和3b)。

采自大山的混合岩(08YS-14和08YS-21)锆石样品呈暗色的自形-半自形短柱状-柱状, 晶棱浑圆,粒径100～200 μm。部分颗粒发育很窄的增生边, 内部大多发育密集-宽缓的环带结构。2个样品的锆石均具有较大变化的Th和U含量, 其中08YS-14 Th为 123～8816 μg/g, U 为 283～5735 μg/g, Th/U 比值0.12～2.36; 08YS-21 Th 为 73～64610 μg/g, U 为361～2398 μg/g, Th/U 比值 0.07～33 (表 1)。两者的内部震荡环带结构及高的 Th/U (绝大部分高于 0.1)说明锆石为深熔岩浆成因。剔除不谐和测点(谐和度小于90%), 两个样品分别选取了23和22个数据点进行U-Pb年龄分析。他们都显示不同程度的Pb丢失或获得而偏离一致曲线, 但都形成很好的不一致曲线。其中样品 08YS-14除 3个继承锆石显示207Pb/206Pb年龄2528 Ma、2562 Ma和2687 Ma外, 其余20个得到(2475±14) Ma (MSWD = 0.65)的上交点年龄(图 3c); 08YS-21只有 1个较大年龄 2589 Ma,剩余21个则有与08YS-14极为一致的(2474±14) Ma(MSWD = 0.85) 的上交点年龄(图3e), 代表了混合岩化作用的时间。

3.2 锆石Hf同位素

对九层岭混合岩(08YS-50)进行了 U-Pb年龄测定的锆石做Lu-Hf同位素的原位分析(表2)。所得结果, 除 2个测点(08YS-50-05和 08YS-50-15)可能由于获取了不同时代的样本(部分锆石内部有不同结构, 且数据结果的176Hf/177Hf比值及误差并未明显偏大)导致出现的异常值(明显大于同时期亏损地幔演化值即位于DM以上区域)外,176Hf/177Hf初始值为0.281172～0.281260, εHf(t) = +2.42～+5.46 (t为207Pb/206Pb年龄); 在图4中, 它们都大致落于同一平均地壳演化线(176Lu/177Hf = 0.015)趋势上, 且具有相同的同时较窄范围的二阶段模式年龄 tDM2(Hf) = 2.80～2.93 Ga。

对大山的样品, 我们对已完成 U-Pb测年中的23个(08YS-14)和 21个(08YS-21)锆石进行了 Hf同位素测定。除个别点(08YS-14-02、06、07)明显存在偏差(其原因可能同九层岭样品)外, 2个样品176Hf/177Hf初始值整体地都有较大的范围(0.281125～0.281427),

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εHf(t)总体为–2.7～ +8.0 (表 2), 对应的二阶段模式年龄 tDM2= 2.49～3.15 Ga。2个具 εHf(t)值与同时期 DM演化值接近的点, 单阶段模式年龄 tDM1=2.48 Ga和2.50 Ga, 这与它们的U-Pb年龄结果极为接近。

图3 锆石U-Pb谐和图Fig.3 U-Pb concordia diagrams for zircons

3.3 锆石微量元素(大山混合岩)

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由图 5a和5b及表3可见, 它们均显示HREE的中度富集和LREE的不同程度的亏损, (La/Yb)N分别为 0.0001～0.2109 和 0.0003～0.7127; 以及中等-强的 Ce正异常(δCe 变化于 1.0～109之间)与强烈的 Eu负异常(δEu变化于0.07～0.43之间, 远小于1), 显示岩浆锆石与热液锆石过渡的特征。并且在(Sm/La)N-La与δCe-(Sm/La)N等图解(图6a和6b)中, 2个样品的分析结果也同样分布于岩浆锆石与热液锆石的过渡区域, 暗示岩浆和热液过渡性质。然而, 近年来的研究显示, 岩浆和热液锆石的稀土特征主要取决于岩浆源区和热液的性质[44–45], 而且进一步的锆石Ti含量温度计算显示(绝大部分大于600 ℃; 表3), 所有锆石都显示出岩浆结晶的温度, 明显高于热液作用的特征(＜ 500 ℃)[44]。事实上, 部分显示岩浆型稀土特征的锆石与热液型的锆石都具有一致的上交点年龄(图3c和3e), 也暗示其锆石的年龄代表的是深熔作用的信息, 其微量元素和同位素体系并未受到热液作用的明显改造。

图4 沂水混合岩锆石U-Pb年龄与εHf(t)关系图Fig.4 Age versus εHf(t) diagram for zircons from the Yishui migmatites

图6 沂水地区大山混合岩锆石(Sm/La)N-La(μg/g) (a)与δCe-(Sm/La)N相关图(b) (底图据文献[42])Fig.6 (Sm/La)N versus La (a) and δCe versus (Sm/La)N (b) plots for zircons from the Dashan migmatites in the Yishui area(underdrawings after citation [42])

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4 讨 论

4.1 U-Pb年代学意义

4.1.1 九层岭混合岩

样品 08YS-50的锆石 2556～2695 Ma序列中较老的 3个和最年轻的 4个测点分布相对集中, 加权平均年龄计算得到 2个年龄结果(2693±11) Ma(MSWD = 0.15)和(2558±9) Ma (MSWD = 0.09), 结合区域地质背景, 我们认为能够反映该区岩浆作用演化信息[46]。

(2693±11) Ma (MSWD = 0.15) 代表早期一次部分熔融事件的时间, 理由是: (1) 约2.7 Ga是在全球范围内可对比的重要构造热事件, 而Wan et al.[22]也揭示了鲁西地区2.75～2.70 Ga的地壳增生及新生地壳改造事件, 考虑误差范围(2693±11) Ma与这一年龄相一致; (2) 赵子然等[47]在沂水杂岩变质碎屑锆石中得到了(2695±32) Ma的上交点年龄; (3) 最老的 3个数据点相对较集中, 并且所测锆石中有的具有规则的晶型、十分发育的震荡环带以及高Th/U比值(0.26～0.54)等明显是岩浆锆石的特征(区别于2558 Ma的深熔锆石), 代表了区域上一次重要岩浆事件的记录。

(2558±9) Ma (MSWD = 0.09) 约 2.5 Ga代表的是鲁西地区一次强烈的岩浆作用活动。这与沂水地区岩浆热作用事件记录相一致(如: (2545±10) Ma、(2562±14) Ma[21]; (2532±9) Ma、(2538±6) Ma[48];(2543±8) Ma[20]), 说明九层岭混合岩是同一时期的产物。4颗最年轻锆石数据相对集中, Th/U比值稍大于 0.1 (0.10～0.26)且具有较规则外形和可见的岩浆环带表明其深熔锆石成因[6,49]。因此, (2558±9) Ma代表最近的混合岩化作用的时间。

对于中间高度谐和且连续的年龄(2577～2668 Ma),可能记录了 2693～2558 Ma两期重熔事件也遭受复杂的变质深熔作用的影响。由于混合岩化作用发生于深部地壳, 因而具有较长可达30 Ma的持续时间[50], 九层岭混合岩锆石 140 Ma时间延续记录表明曾经历了多期次的热事件影响。沂水地区同样的记录也有见报道[36], 说明多期次岩浆作用事件在该区域发生的普遍性。

关于沂水地区最老的岩浆作用, 沈其韩等[24]曾认为以马山岩体为代表时代在 2706 Ma; 近年新的锆石U-Pb定年结果为新太古代晚期2562 Ma[51]。然而最近, 赵子然等[52]在沂水青龙峪的基性(超基性)岩捕获锆石中获得了 2657～2702 Ma的岩浆结晶年龄和2551～2585 Ma的新生变质年龄, 九层岭混合岩锆石中2693 Ma和2558 Ma的年龄记录与这两次事件可对比, 表明沂水地区也存在2.7 Ga的岩浆作用事件并遭受了2.5 Ga热事件的影响改造。

4.1.2 大山混合岩

大山混合岩锆石具较高的 Th/U比值(大部分大于 0.5, 整体大于 0.1) (表 1), HREE的强烈富集和LREE的中度-强烈亏损, 以及中等-强的 Ce正异常与强烈的Eu负异常的岩浆-热液锆石的REE分布特征[6,53]及相对集中的U-Pb年龄测定结果(图3d和3f),表明原岩遭受混合岩化作用较强, 变质深熔熔体中有新生岩浆锆石的生成。从而两个样品所测得的一致的结果(2475±14) Ma (MSWD = 0.65)应记录的是深熔熔体的结晶年龄, 也即混合岩化作用的年龄。事实上, 区域上该时期的岩浆活动最近已经被陆续揭露出来, 如: Wan et al.[11]根据岩浆基底出露的构造时空展布对该区的划分总结, 有少量((2480±7) Ma和(2481±17) Ma[14])分布于北东部 A带; 最近 Peng et al.[23]也报道了鲁西地区夏家庄高 Ba-Sr花岗岩侵入时间为(2469±12) Ma。因此, 约2.48 Ga的岩浆事件在鲁西花岗绿岩区是一次重要构造热事件。实际上,Wang et al.[54]在对东部地块胶北地区研究中得到TTG片麻岩中(2488±9) Ma的变质深熔时间及基性岩中(2484±7) Ma的岩浆结晶时间, 并提出新太古代晚期东部地块作为统一单元经历了2.49～2.48 Ga普遍的地壳新生与再造的岩浆构造作用。我们的分析结果也从鲁西地区进一步提供了支持。

4.2 岩浆源区示踪

4.2.1 九层岭混合岩

由于锆石在结晶时继承寄主岩浆 Hf同位素组成[7,55–57], 并且具有很高的甚至大于 U-Pb体系的对Lu-Hf体系封闭温度[7,58], 因而即使经历高级变质作用如麻粒岩相仍能反映岩浆源区的Hf同位素特征[7](根据衰变原理计算的初始组成εHf(t)值)。同时锆石又具有很高的U-Pb体系封闭温度[59–60](≥850 )℃而在岩浆作用早期就结晶出来, 因而锆石的Hf同位素组成是其原岩的同位素组成特征的反应[7–8]。

九层岭混合岩(08YS-50)锆石 εHf(t)较高的正值(+2.42～ +5.46)指示来自新生基性地壳的重熔[61]。如图4所示, 2556～2695 Ma锆石的初始Hf同位素组成呈线性分布且遵从平均地壳组成(176Lu/177Hf =0.015)的演化趋势, 反映在二阶段模式年龄上则分布于较集中范围(2.80～2.93 Ga)内, 说明供应源区地壳物质组成的单一性。对于两个2817 Ma和2868 Ma的锆石, 虽然它们确切的Hf同位素信息可能由于实验误差未能获得, 但207Pb/206Pb年龄与地壳增生时间 2.8～2.9 Ga吻合, 并且考虑九层岭混合岩锆石所指示 Lu-Hf体系未受明显外来物质的贡献, 它们很可能是形成于2.80～2.93 Ga新生地壳经过极短停留时间即发生的重熔, 因为直接来自地幔的熔体由于Zr不饱和很难形成锆石[57]。另外, 目前发表的大量花岗质岩石的锆石 εHf(t)值变化较大, 绝大部分大于2个ε单位, 暗示花岗岩类形成与侵位过程中就同位素体系而言受混合或混染作用影响的普遍性(岩浆在上升过程中与围岩发生混染, 能使得围岩组分进入岩浆而导致岩浆演化期间的 Hf同位素变化[62]);而若大致以0.06 Ga模式年龄对应1个ε单位, 则每一时间片段(0.13 Ga)内即变化为约2个ε单位。由此我们认为九层岭混合岩从原岩的形成到其后2556～2695 Ma间发生的多期次部分熔融可能未做长距离上侵, 仅就位于中深地壳部位而形成封闭环境[63]。由以上锆石年龄与Hf同位素记录, 九层岭混合岩自起源的新生地壳形成与随即的重熔(2.8～2.9 Ga),经历2.7 Ga ((2693±11) Ma)与2.5 Ga ((2558±9) Ma)两期区域性的强烈岩浆事件(及其间的多次重熔)在达300 Ma的地质历史保持了体系的封闭性而整体遵从单一系统的演化分异[8]。

4.2.2 大山混合岩

明显不同于前者, 大山混合岩(08YS-14和08YS-21)锆石εHf(t)值变化很大, 从–2.7到+8.0 (t = 2474 Ma和2475 Ma, 剔除3个异常高值), 二阶段模式年龄tDM2= 2.49～3.15 Ga, 可能指示岩浆源区组成的复杂性, 涉及新生地壳及古老地壳物质[9,53]。最近, Tang et al.[64]提出地壳重熔中熔体与原岩(锆石)的同位素不平衡(锆石的低溶解度及熔体快速分离)造成深熔花岗岩中Hf同位素分异较大的机制。而大山混合岩样品中3个继承锆石具有不同的U-Pb年龄(2528 Ma、2589 Ma和2687 Ma)与较大差异的 εHf(t)值(对应于二阶段模式年龄2.68 Ga、2.81 Ga和2.99 Ga), 表明深熔源区的物质组成并非单一。在混合岩化作用过程中, 深熔锆石的Hf同位素更多受控于邻近原岩中锆石, 因新生锆石的结晶与继承锆石的(部分)溶解作用间隔较短以及Zr在熔体中的低扩散率从而阻止了同位素的均一化过程, 进而同位素信息得以在老的与新的锆石间传递[65]。因此, 大山混合岩的深熔锆石 Hf同位素组成的较大变化性是其原岩富含的锆石复杂组成(保存不同的 U-Pb结晶年龄、显示不同tDM2信息的εHf(t)值)的反映。

由图4, 锆石εHf(t)绝大部分位于亏损地幔(DM)和球粒陨石(CHUR)演化线之间, 说明大山混合岩形成中岩浆源区新生地壳物质或者未受明显再造的深部地壳物质占很大比例。2个具高εHf(t)值的点位于和靠近 DM 演化线, 相应的单阶段模式年龄 tDM1=2.48 Ga和2.50 Ga, 与U-Pb年龄2475 Ma的结果极为接近, 说明有来源于亏损地幔物质的参与[9]。同时,由于地幔部分熔融只能产生玄武质至多到安山质熔体[57], 而基性玄武质岩浆混合(混染)地壳熔体只能生成中间组分的(花岗)闪长质岩浆[66], 所以混合岩(08YS-14和08YS-21)的花岗质原岩应是亏损地幔熔体底侵于下地壳经过极短的停留时间发生重熔的产物[67], 重熔中形成的熔体与围岩古老地壳物质混染或者熔融源区中有古老地壳物质的参与。考虑深熔锆石记录的tDM2= 2.49～3.15 Ga, 而继承锆石tDM2=2.68～2.99 Ga均具有较大变化, 我们认为大山混合岩锆石记录的 Hf同位素组成变化不只是初始熔融源区中新生地幔物质(约2.5 Ga)与古老地壳物质(约3.1 Ga)两端元混合均一化过程的结果, 其源区组成中可能也有约2.6 Ga至约2.9 Ga的地壳物质的参与(如九层岭混合岩所揭示2.80～2.93 Ga增生地壳的循环)。总之, 大山混合岩是约2.48 Ga的基性地幔物质底侵作用下促使涉及有不同的新生及古老物质复合的源区重熔而形成。

4.3 构造意义

图7和表2结果显示, 研究区锆石Hf二阶段模式年龄峰值为2.8～2.9 Ga, 这与东部陆块2.8 Ga显著的地壳增生事件年龄相一致(由全岩Nd同位素二阶段模式年龄揭示, 另一幕为约3.4 Ga[68]), 表示沂水地区曾发生2.8～2.9 Ga的重要的壳-幔分异事件。而Wu et al.[36]针对沂水地区表壳岩及变质侵入岩中的锆石 Hf分析获得二阶段模式年龄峰值为 2.7～2.8 Ga, 然而缺乏2.84～2.90 Ga间的数据。前人研究如Wan et al.[22]据鲁西泰山地区3.51～2.92 Ga锆石Hf模式年龄的记录及3.6 Ga的继承锆石年龄推测可能有大于3.0 Ga的深藏于地壳下部的古老基底岩石。因此, 针对以上不同的结果, 我们认为是沂水地区可能存在位于深部地壳孤立体系的2.8 Ga基底及演化地体的反映。首先九层岭混合岩锆石记录了寄主岩浆岩体Lu-Hf体系均一且单一性演化代表的封闭系统; 其次, 以上锆石Hf揭示的明显不同的壳幔分离时间(2.8～2.9 Ga 和 2.7～2.8 Ga)同样暗示 2.8～2.9 Ga的新生及其演化地壳物质主要赋存于地壳深部而并未明显出露浅部地表剥蚀; 而且沂水是鲁西麻粒岩相变质发育的主要地区而不同于该花岗绿岩区的其他地区[51,69], 而麻粒岩相变质作用的广泛发育指示存在稳定的下地壳[70]。稳定的独立封闭环境使得地质体(九层岭混合岩)经历并且保存了沂水及至鲁西地区3期重要的地质事件: 2.8～2.9 Ga的亏损地幔熔体底侵事件(模式年龄, 新生地壳意义[7]); 约 2.7 Ga在华北克拉通“被抹去了的”具全球意义的重要岩浆作用[11,22]; 及约2.5 Ga华北克拉通有别于其他各大典型太古宙地区的强烈的岩浆活动[11,20,22,23,71,72]。相比于2.5 Ga热事件对鲁西其他地区的强烈改造, 如果这一结果对应的是沂水地区影响有限的话(对九层岭混合岩(2693±11) Ma熔融事件的不彻底改造),则加之2个2817 Ma和2868 Ma锆石的存在, 更进一步暗示了古老基底(约2.8 Ga)残存的可能性。同时,可能位于板片俯冲方向(南西-北东向[11])后方较稳定的背景环境, 不同时间(2.48～2.99 Ga, 大山混合岩Hf模式年龄)从亏损地幔分离出的地壳物质囤积于下地壳(较正的 εHf(t)值暗示较少的循环再造); 由于约2.54 Ga俯冲作用由低角度(平缓)转为高角度[20,71]地幔物质上涌对该地区的影响作用加大, 约2.48 Ga的构造热事件促使这一多个时代形成的地壳物质复合源区发生的深熔导致大山混合岩的形成, 其中并有对古老地壳(3.15 Ga, 08YS-21)的再造。

图7 沂水混合岩锆石Hf二阶段模式年龄分布图Fig.7 Distribution of tDM2(Hf) model ages of the zircons from the migmatites in the Yishui area

感谢张德圣博士在野外考察和样品收集方面的帮助。本研究也得到了中国科学院地球化学研究所高剑峰百人计划项目的资助, 在此表示感谢。此外,也要感谢审稿老师和编辑部老师的建设性意见对文章的改进。

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