華北克拉通膠萊盆地馬山地區早白堊世粗面英安巖巖石成因*

何登洋 邱昆峰 于皓丞 黃雅琪 丁正江 申穎

1. 中國地質大學(北京)地球科學與資源學院，北京 1000832. 山東省地質礦產勘查開發局，濟南 2500133. 山東省地質科學研究院，濟南 2500131.

華北克拉通于新太古代發生克拉通化，在古元古代發生大規模麻粒巖相變質作用，中元古代趨于穩定，中生代時期華北克拉通東部發生大規模巖石圈減薄，從200km左右減薄到60～80km(Xu, 2001; Zhaoetal., 2006; Zhengetal., 2006b; Daietal., 2016)。膠東地區形成的一系列北北東向拉張正斷層、拉分盆地以及大規模的巖漿活動是克拉通減薄在淺成地殼的直接響應(匡永生等, 2012; Liuetal., 2017; Dengetal., 2020b)。前人研究普遍認為華北克拉通巖石圈減薄開始于中侏羅世(約160Ma)，在早白堊世(130～110Ma)達到高峰(King, 2001; 鄭永飛等, 2018)，然而關于克拉通減薄的機制仍存在爭議，部分學者認為巖石圈地幔拆沉為克拉通減薄的主導機制(Gaoetal., 2002)，匡永生等(2012)通過對膠東青山群火山巖的年代學和地球化學研究，認為華北克拉通巖石圈減薄更加符合一個自下而上的巖石圈熱侵蝕模式。

膠萊盆地受西側郯廬斷裂和東側五蓮-煙臺斷裂所控制，整體呈菱形展布(張岳橋等, 2008; 匡永生等, 2012)。盆地內廣泛發育早白堊世青山群火山巖，前人研究表明該區火山巖噴發主要集中在126～100Ma(Zhaoetal., 2018; 張永清等, 2019)，與巖石圈減薄峰期時間一致，說明克拉通破壞可能主導了膠萊盆地早白堊世火山巖的形成。此外，一般認為火山巖是克拉通巖石圈減薄的深部地質響應，可提供來自深部地殼、地幔或者殼幔相互作用的信息(Yangetal., 2005; Jietal., 2015; Heumannetal., 2018)，因此，膠萊盆地廣泛發育的火山巖為查明上述關鍵科學問題提供理想窗口。

前人對于膠萊盆地青山群火山巖的成因認識存在分歧。有學者認為是華北克拉通下地殼部分熔融所形成(付文釗等, 2014; Maetal., 2014)，也有學者認為是由包含有揚子古地殼成分的富集巖石圈地幔和下地殼部分熔融并相互混染形成(鄭永飛等, 2018)，Lingetal. (2009)開展巖石學、年代學、主微量地球化學和Sr-Nd同位素研究認為膠萊盆地青山群火山巖為典型的板內拉張裂谷形成的雙峰式火山巖。顯然，膠萊盆地內火山巖成因的爭議制約了對盆地演化以及華北克拉通巖石圈減薄的認識。

本文選擇膠萊盆地東部青島地區馬山粗面英安巖，開展巖石學、巖相學、全巖地球化學、LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學、Lu-Hf同位素地球化學研究，限定粗面英安巖形成年齡，探討其巖漿源區和巖石成因，約束其形成構造背景。結合區域內早白堊世青山群火山巖巖石組合、年代學、地球化學資料，進一步探討膠萊盆地演化過程和與華北克拉通早白堊世巖石圈減薄之間的關系。

1 區域地質背景

膠東位于大別-蘇魯超高壓變質帶東北段，包括膠北隆起、膠萊盆地以及威海隆起三個主要構造單元。區內主要出露前寒武紀花崗片麻巖、中生代花崗巖和少量新近紀-古近紀火山巖、碎屑巖以及第四紀松散沉積物(圖1)。區內以北東-北北東向斷裂為主，其次為東西-北東東向斷裂(唐俊等, 2004; Yangetal., 2016; Dengetal., 2020a)。馬山地處山東省青島市，大地構造位置位于揚子板塊與華北板塊交界處膠萊盆地東側(圖1)。

圖1 膠東半島地質簡圖及粗面英安巖采樣位置(據Deng et al., 2019修編)Fig.1 Simplified geological map of the Jiaodong Peninsula showing trachy-dacite sampling location (modified after Deng et al., 2019)

膠萊盆地是一個白堊紀斷陷拉分盆地，呈北東東向不規則展布，西部較寬東部較窄，南部呈弧形向北凸起(Xieetal., 2012; 付文釗等, 2014)。該盆地經歷了多階段構造演化歷史，可分為早白堊世萊陽期、青山期和晚白堊世王世期三個盆地構造伸展階段(匡永生等, 2012)，其形成受控于郯廬斷裂和牟平-即墨斷裂，兩條斷裂因右行拉分影響膠萊盆地的形成與發展(Zhuetal., 2012)。

膠萊盆地發育荊山群和粉子山群基底，主要巖性為云母片巖、黑云母變粒巖、斜長角閃巖、片麻巖以及大理巖。出露早白堊世早期到古新世早期地層，完整且連續，主要為白堊紀地層。下部萊陽群主要為一套陸源碎屑巖和火山巖，自下而上共分為六組：瓦房組、林寺組、止風莊組、水南組、龍旺廟組以及曲格莊組(許克民等, 2018)。中部青山群為一套巖性復雜的噴出巖和火山碎屑巖系，可分為四組，分別為后夼組、八廟地組、石前莊組以及方格莊組，主要分布在萊西和萊陽凹陷與萊陽群呈不整合接觸(李金良, 2007)。上部王氏群主要為一套河湖相紅色碎屑巖和濱淺湖雜色碎屑巖，自下而上分為林家莊組、辛格莊組、紅土崖組以及金剛組(李金良, 2007)。該區廣泛發育燕山期(180～90Ma)巖漿活動，深成侵入巖-淺成侵入巖-超淺成侵入巖-噴出巖均有發育，以流紋質火山熔巖和火山碎屑巖為主(佟彥明, 2007; 曹光躍等, 2018)。

2 樣品采集及分析方法

2.1 巖相學

圖2 馬山粗面英安巖野外巖相特征 (a)粗面英安巖與萊陽群曲格莊組砂巖不整合接觸；(b)柱狀節理；(c)氣孔及晶洞構造；(d)流紋構造；(e)砂巖捕虜體Fig.2 Photographs showing characteristics of texture and lithology of the trachy-dacite in Mashan (a) unconformities relationship between trachy-dacite and sandstone of the Qugezhuang Formation of Laiyang Group; (b) columnar joints; (c) vesicular structure and geode structure; (d) rhyolitic structure; (e) sandstone xenoliths

圖3 馬山粗面英安巖正交偏光下顯微巖相學特征 黃色虛線代表流紋構造. Qtz-石英;Pl-斜長石Fig.3 Photomicrographs under cross-polarized light of the trachy-dacite in Mashan Yellow dash lines represent rhyolitic structure. Qtz-quartz ; Pl-plagioclase

粗面英安巖具有斑狀結構，石英斑晶呈他形粒狀，具有溶蝕結構，正交偏光下一級灰白到一級黃白干涉色，粒徑0.2～0.5mm，含量為斑晶總含量的80%以上(圖3a)。基質為半晶質結構，見弱流紋構造(圖2d)，主要由長英質礦物和玻璃質組成，斜長石呈他形、長條狀(長度約為0.3mm)，表面可見微弱的次生蝕變(圖3b)，含量占基質50%以上。

2.2 分析方法

選取不含捕虜體、氣孔發育較少、去除風化面后的新鮮樣品進行粗碎后，先在超聲波清洗池中震動30min，再用純凈水清洗3次，烘干后，再采用無污染瑪瑙研缽將其磨細至200目進行全巖地球化學分析。7件典型樣品(17MS01～07)全巖主微量元素分析在河北省區域地質礦產調查研究所完成。主量元素的分析方法：將1g左右的樣品在100℃的烘箱內干燥后，再將其放入大于1000℃的高溫爐中灼燒2h測得其燒失量(LOI)。取0.5g經灼燒過的樣品和4g Li2B4O7溶劑于塑料瓶中，混勻后加0.4g 1%濃度的LiBr及0.5%濃度的NH4I助溶劑于XRF專用鉑金坩堝中，倒入該混合樣品1250℃熔融，制成玻璃餅，備XRF測定。樣品全巖微量元素分析在中國地質科學院地球物理地球化學勘查研究所完成。微量元素分析方法：將待分析樣品放入溶樣罐中，加入2mL 8mol/L的HNO3和0.5mL 8mol/L的HF，置于100℃左右的電熱板上加熱足夠時間溶解樣品，然后打開溶樣罐在通風櫥中蒸干樣品。稍后再次加入2mL 8mol/L的HNO3繼續加熱，方法同前。最后將用8mol/L的HNO3溶解的樣品溶液加去離子水稀釋至250mL放入潔凈溶樣瓶，搖勻后取10mL放入細小塑料管備ICP-MS測試。

1件粗面英安巖樣品(17MS01)LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學測試在中國地質調查局天津中心分析測試實驗室完成。首先將清洗后的巖石樣品去掉表皮氧化部分以及次生蝕變部分，并粉碎成粉末，在鏡下挑選晶形完好的、無明顯裂痕的、透明度高的鋯石單礦物制備成鋯石樣品靶，并對其進行打磨和拋光。然后對靶上的鋯石樣品進行反射光、透射光以及陰極發光照相。鋯石U-Pb年代學分析采用的儀器是美國Thermo Fisher公司生產的多接收器電感耦合等離子體質譜儀(MC-ICP-MS)，激光器為美國ESI公司生產的NEW WAVE 193nm FX Ar F準分子激光器。采用SRM 610為外標計算鋯石U、Th、Pb含量，Plesovice鋯石為同位素校正標樣，TIMS測定顯示其206Pb/238U為338.7±2.4Ma(Wiedenbeck, 1995)。具體儀器配置和實驗流程參見文獻 (Gengetal., 2017)。數據處理采用ICPMS Date Cal程序(Liuetal., 2010)和Isoplot程序(Ludwig, 2003)進行處理。鋯石Lu-Hf同位素分析所選取的鋯石與用于鋯石U-Pb測年的鋯石樣品(17MS01)相一致，測試時采用標樣GJ-1作為外標，Lu-Hf同位素測試點選擇與鋯石U-Pb同位素分析點相同的環帶位置，激光束斑直徑為50μm。具體詳細的測試步驟可參見Gengetal. (2017)。

表1 膠萊盆地馬山粗面英安巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb同位素數據

續表1

圖4 粗面英安巖代表性鋯石的陰極發光圖(a)、LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡諧和圖(b、c)和年齡頻率分布直方圖(d) 圖(a)中紅色圈代表LA-ICP-MS鋯石U-Pb同位素分析點，黃色圈為Hf同位素分析點，數字代表年齡與εHf(t)值Fig.4 Cathodoluminescence images of representative zircon (a), zircon U-Pb concordia plots (b, c) and relative probability diagrams of 206Pb/238U ages (d) of trachy-dacite in Fig.4a: Red circle represents spots for zircon U-Pb age analysis, yellow circle is spots for zircon Hf isotope analysis, the number represents age and corresponding εHf(t) value

圖5 馬山粗面英安巖鋯石εHf(t)-年齡分布圖(a,底圖據吳福元等，2007)和tDM2年齡頻率分布直方圖(b) 數據來源：Ling et al., 2009; 曹光躍等, 2018; Yang et al., 2018Fig.5 εHf(t) versus age diagram of zircons (a, base map after Wu et al., 2007) and two stage Hf model ages (tDM2) histograms (b) of trachy-dacite in Mashan Data source: Ling et al., 2009; Cao et al., 2018; Yang et al., 2018

3 測試結果

3.1 鋯石U-Pb同位素年代學

粗面英安巖樣品(17MS01)鋯石U-Pb年代學測試結果如下表1所示。鋯石晶體呈長柱狀或短柱狀、自形-半自形晶體、少數鋯石為他形粒狀晶體，大小為10～50μm×100～150μm，鋯石內部沒有裂痕且結構清晰，透明度高(圖4a)。年齡值為120Ma左右的鋯石晶形完好呈柱狀多為自形晶，磨圓差呈棱角狀，鋯石內部明顯可見巖漿成因的震蕩環帶結構(圖4a)。年齡值為1800Ma和2400Ma的鋯石晶體呈長柱狀和短柱狀，磨圓為次圓狀(圖4a)。

粗面英安巖樣品50個測試點206Pb/238U年齡值均為諧和年齡(圖4b)，其中大部分測試點諧和度在90%～99%，最大值為2697±15Ma，最小值為112±1Ma，年齡變化范圍較大，共出現4個峰值區(圖4d)，第1個峰值是120Ma左右；第2個峰值為800Ma左右；第3個峰值約為1800Ma；第4個峰值約為2400Ma，第1個峰值頻數最大。其中年齡值在1000Ma以下的采用206Pb/238U年齡，1000Ma以上的采用207Pb/206Pb年齡。選取206Pb/238U年齡值在130Ma以下測點單獨投諧和圖，得到鋯石206Pb/238U加權平均年齡值為119.3±1.6Ma(MSWD=1.9，n=9)，各點諧和度均在95%～99%(圖4c)。

3.2 鋯石Lu-Hf同位素

17MS01樣品50個Lu-Hf同位素分析結果顯示(表2)，所有測點176Lu/177Hf比值最大值為0.0056，大部分測試點176Lu/177Hf比值小于0.002，說明絕大多數鋯石形成后有較少的放射性成因Hf，因此，176Lu/177Hf比值能較好地反應其形成過程中Hf同位素組成(吳福元等, 2007; 郭文琳等, 2019)。176Hf和177Hf同位素比值變化范圍為0.2810～0.2825。鋯石εHf(t)最小值為-27.3，最大值為7.2，主要集中分布在-20～-3(圖5a)。兩階段Hf模式年齡tDM2為3500～1200Ma，其中tDM2值共出現2200～2000Ma、2500～2300Ma、2800～2600和3300～3100四個峰值區。有72%測試點的兩階段Hf模式年齡tDM2在2700～2000Ma(圖5b)。代表巖漿噴發的130～100Ma的鋯石176Hf/177Hf均為0.282，εHf(t)值為-24.6～-11.5，兩階段Hf模式年齡tDM2變化范圍為2700～1200Ma(圖5b)。

3.3 主量元素特征

馬山粗面英安巖全巖主微量結果顯示(表3)SiO2含量為65.73%～66.08%(平均為65.93%)、Al2O3含量為14.63%～15.00%、TiO2含量為0.41%～0.43%、Fe2O3含量為1.51%～2.23%、FeO含量為1.09%～1.80%、MgO含量為2.16%～2.61%、CaO含量為2.31%～2.76%，全堿含量(K2O+Na2O)為7.56%～8.15%，K2O/Na2O比值為0.628～1.143，K2O含量為3.13%～4.03%、Na2O的含量為3.53%～4.99%。巖石TAS圖解顯示7件樣品均落入了粗面英安巖范圍內(圖6a)，在SiO2-K2O的關系圖上顯示樣品均為高鉀鈣堿性系列巖石，具有明顯的富鉀特征(圖6b)，A/CNK比值為1.38～1.43，表明巖石主要為過鋁質巖石。

表2 馬山粗面英安巖LA-ICP-MS鋯石Lu-Hf同位素數據

表3 馬山粗面英安巖全巖主量(wt%)、微量(×10-6)元素數據

圖6 膠萊盆地中生代青山群火山巖TAS圖解(a, 據Le Maitre, 1989)和SiO2-K2O圖解(b,據Peccerillo and Taylor, 1976) 數據來源：Ling et al., 2009; 付文釗等, 2014; 韓宗珠等, 2011; 曹光躍等, 2018; 孫宣艷等, 2018；圖8同Fig.6 Total alkali-silica (TAS) plots (a, after Le Maitre, 1989) and plots of SiO2-K2O (b, after Peccerillo and Taylor, 1976) of the Mesozoic volcanic rocks of the Qingshan Group from the Jiaolai Basin Data source: Ling et al., 2009; Han et al., 2011; Fu et al., 2014; Cao et al., 2018; Sun et al., 2018; also in Fig.8

3.4 微量元素特征

原始地幔標準化微量元素蛛網圖顯示馬山粗面英安巖樣品強烈虧損Ba，虧損Nb、Ta、P和Ti等高場強元素，強烈富集Pb、相對富集大離子親石元素K和Sr(圖7a)。7件樣品稀土元素含量變化基本一致，重稀土元素含量為10×10-6～12×10-6，輕稀土元素含量為100×10-6～120×10-6，LREE/HREE比值約為10，輕重稀土元素分異明顯。球粒隕石標準化稀土元素圖解顯示樣品并無明顯的Eu異常和Ce異常(圖7b)。

我國食品工業標準包括國家標準、行業標準、地方標準、企業標準等。國家標準分為強制性和推薦性兩類，代號分別為 GB和GB/T。強制性國家標準由國務院批準發布或授權發布，推薦性國家標準由國務院標準化行政主管部門制定。

圖7 馬山粗面英安巖原始地幔標準化微量元素蛛網圖(a)與球粒隕石標準化稀土元素配分圖(b)(標準化值據Sun and McDonough, 1989) 數據來源：Ling et al., 2009; 曹光躍等, 2018; 孫宣艷等, 2018Fig.7 Primitive-mantle-normalized patterns (a) and chondrite-normalized REE patterns (b) of trachy-dacite in Mashan (normalization values after Sun and McDonough, 1989) Data source: Ling et al., 2009; Cao et al., 2018; Sun et al., 2018

圖8 膠萊盆地中生代青山群火山巖哈克圖解Fig.8 Plots of SiO2 against selected major element contents for Mesozoic volcanic rocks of the Qingshan Group from Jiaolai Basin

4 討論

4.1 粗面英安巖形成年代

前人對于膠東地區青山群火山巖的形成時代及活動時限開展諸多研究，積累了豐富的年代學資料。魯東中生代標準剖面青山群流紋巖鋯石U-Pb年齡為105±4Ma(凌文黎等, 2006)，膠萊盆地白堊紀陸相“紅層”中火山巖夾層流紋質熔結凝灰巖鋯石U-Pb年齡為118.32±0.71Ma(徐偉祥, 2019)，魯西臨朐青山群粗面巖206Pb/238U年齡值為121.3±1.5Ma(曹光躍等, 2018)，魯東萊陽北官莊村八廟地組粗安巖鋯石206Pb/238U年齡值為119.4±0.9Ma，即墨訓虎山流紋巖鋯石206Pb/238U年齡為120±0.8Ma(曹光躍等, 2018)，沂水玄武巖的鋯石206Pb/238U年齡為204～122Ma(Yangetal., 2018)。Lingetal. (2019)利用鋯石U-Pb測得蒙陰地區安山巖和少量玄武安山巖的結晶年齡為128±1.6Ma，匡永生等(2012)利用Ar-Ar法測得郯城地區火山巖全巖40Ar-39Ar年齡為99.7±0.4Ma。沂沭斷裂帶內青山群火山巖的K-Ar全巖年齡為124.6～100.7Ma(蘇尚國等, 1999)，萊陽地區青山群火山巖下部玄武安山巖全巖40Ar-39Ar年齡為126～110Ma(龐崇進, 2015)，即墨和諸城地區青山群火山巖的LA-ICPMS鋯石U-Pb年齡為126～107Ma(曹光躍等, 2018)，魯東地區青山群富鉀火山巖由底向上的形成年齡為106～98Ma(凌文黎等, 2006)。此外膠萊盆地最老的地層萊陽群鋯石U-Pb年齡為130Ma左右(Xieetal., 2012)。本文利用LA-ICP-MS鋯石U-Pb測得青島馬山地區粗面英安巖的結晶年齡為119.3±1.6Ma，表明其屬于膠萊盆地早白堊世大規模火山噴發作用的結果。

對于膠東青山群火山巖廣泛的活動時限，部分學者認為這是由于青山群火山巖形成年齡由西向東逐漸變年輕(邱檢生等, 2001; 凌文黎等, 2006)。匡永生等(2012)則認為膠東青山群火山巖是雙峰式巖漿作用的產物，且基性巖漿活動時限(122～113Ma)早于酸性巖漿活動時限(110～98Ma)。綜合上述年代學資料本文認為山東青山群火山巖活動年齡上限在130Ma左右，活動年齡下限為98Ma左右，巖漿活動的高峰期在120Ma左右。上述年代學資料也表明，膠東青山群火山巖年齡并未明顯表現出由西向東逐漸變小的趨勢。此外膠萊盆地青山群火山巖TAS圖解顯示膠萊盆地基性-中性-酸性火山巖是連續分布的，并非只存在基性火山巖和酸性火山巖兩個端元(圖6a)。本文報道的馬山粗面英安巖、臨朐粗面巖以及即墨馴虎山流紋巖等中酸性巖石的成巖年齡與前人報道的基性巖漿年齡(Ar-Ar，122～113Ma；匡永生等, 2012)相一致。因此，本文認為山東青山群火山巖廣泛的成巖年齡并非是雙峰式巖漿作用的結果，而更有可能是與區域內構造活動有關。此外，馬山粗面英安巖還存在800Ma、1800Ma 和2400Ma左右的年齡峰值，這類鋯石顯示出無震蕩環帶的四面體晶體結構(圖4a)，表明它們是可能繼承鋯石而并非巖漿鋯石(Liangetal., 2020)。

4.2 粗面英安巖巖石成因

膠東地區廣泛出露青山群火山巖，主要巖性為玄武巖、玄武質粗面安山巖、粗面安山巖、粗面巖、粗面英安巖以及流紋巖，但是對于該系列巖石的成因和形成構造背景仍存在一定分歧。有部分學者認為膠東青山群火山巖為雙峰式火山巖(Fanetal., 2001; Lingetal., 2009; 匡永生等, 2012)，付文釗等(2014)認為膠州青山火山巖并非典型雙峰式火山巖。上述年代學和主量元素地球化學證據均表明膠萊盆地青山群火山巖不是典型的雙峰式火山巖，因此馬山粗面英安巖也并非形成于板內拉張裂谷帶。

SiO2-K2O圖解顯示，膠萊盆地火山巖均屬于鉀玄巖系列和高鉀鈣堿性系列。目前關于鉀玄巖的成因，部分學者認為是來自交代富集上地幔的部分熔融(Turneretal., 1996; Conticellietal., 2009)，也有學者認為酸性鉀玄巖是幔源巖漿底侵導致地殼部分熔融形成(Lingetal., 2009; Douetal., 2018)。哈克圖解顯示，CaO、MgO、P2O5以及Fe2O3T含量與SiO2呈現出強烈的負相關，Al2O3和Na2O的含量與SiO2呈現較弱的負相關，K2O的含量與SiO2呈正相關(圖8)，這些特征表明巖石在形成的過程中經歷了結晶分異作用。其中Fe2O3T、CaO、MgO與SiO2呈現明顯的負相關，表明可能存在橄欖石分離結晶作用。

膠萊盆地火山巖并沒有表現出強烈的Eu負異常(圖7b)，這表明巖石形成與斜長石分離結晶作用關系不大。馬山地區粗面英安巖和膠州、莒縣和蒙陰等地區的火山巖均強烈富集LREE，且LREE和HREE表現出強烈的分異(圖7b)。這些樣品虧損Nb、Ta、Ti、P等高場強元素，富集Rb、Ba和K等大離子親石元素，Pb表現出強烈富集特征(圖7a)。相比于其他地區馬山粗面英安巖大離子親石元素Ba強烈虧損(圖7a)可能是由于黑云母結晶分異所造成，P的虧損可能由于磷灰石的結晶分異導致。一般情況下認為在俯沖帶地區大離子親石元素，很容易隨著水等流體從地殼轉入地幔當中，相反高場強元素在俯沖過程中由于溶解性極低故幾乎沒有流動性，從而表現出虧損(Mazzeoetal., 2014)。俯沖帶地區火山巖Nb、Ta負異常和LREE的富集是由于大陸巖石圈地幔經歷不同程度的富集所造成，并且混有古老俯沖地殼的物質成分(Santoshetal., 2016; Dengetal., 2018; Yangetal., 2018)。

膠萊盆地火山巖廣泛的εHf(t)值、富集LREE和LILE的特征與地殼源區物質組成極為相似，表明物質來源可能有地殼源區，也可能有經歷過俯沖交代富集的地幔源區。有實驗表明，地殼部分熔融的產物一般為鈣堿性-高鉀鈣堿性巖漿(Gaoetal., 2008)，這與馬山地區富鉀鈣堿性粗面英安巖特征相一致，因此馬山粗面英安巖巖漿源區可能有地殼物質的加入。馬山粗面英安巖鋯石εHf(t)值為-24.6～-11.5且大部分εHf(t)值落在了球粒隕石演化線之下，Hf的二階段模式年齡tDM2為2700～1200Ma，表明其巖漿是古老地殼物質再重熔并混染富集地幔部分熔融物質的產物(Dengetal., 2015; Dengetal., 2017; Yangetal., 2018)。山東青山群火山巖主要分布在郯廬斷裂兩側，前人研究認為郯廬斷裂形成于三疊紀揚子板塊東段與華北板塊的相互碰撞(240～200Ma)，在晚侏羅世到早白堊世早期郯廬斷裂發生走滑，膠東受太平洋板塊由東向西俯沖的影響沂沭斷裂表現為正斷層性質，早白堊世晚期太平洋板塊高角度俯沖方向由東西向變為北偏西向，因此伴隨的板片回撤使得郯廬斷裂帶整體表現出拉張性質(張岳橋等, 2008; Jietal., 2015; Caoetal., 2017)。馬山粗面英安巖結晶年齡為119Ma，表明其形成于受太平洋板塊俯沖影響的板內拉張環境。

綜上，本文認為青島馬山地區粗面英安巖是古老下地殼再重熔并混染富集地幔部分熔融產物的結果，巖石形成過程中也經歷了分離結晶作用。首先俯沖的揚子陸殼在弧下深度發生脫水形成富集LREE、LIEE和虧損HFSE的流體，并向上運移交代上覆巖石圈形成富集地幔源區，白堊紀時期在太平洋板塊俯沖以及地殼的伸展變形影響下，古老下地殼物質發生再重熔并混染部分熔融的巖石圈地幔形成巖漿源區，巖漿在后期運移和噴發過程中發生分離結晶作用形成馬山粗面英安巖。

4.3 對膠萊盆地形成演化的啟示

馬山早白堊世粗面英安巖包含有部分繼承鋯石，這些鋯石提供了晚石炭世(約300Ma)、新元古代(900～600Ma)以及新太古代到古元古代(2700～1800Ma)的華北克拉通巖石圈演化信息(圖4d)。華北克拉通有大量新太古代到古元古代基底(2700～1800Ma)，膠萊盆地火山巖2700～2000Ma的鋯石兩階段Hf模式年齡也表明華北克拉通存在新太古代-古元古代的古老下地殼基底(Zhaoetal., 2006; Zhai and Santosh, 2013)。粗面英安巖中出現的新元古代(900～600Ma)鋯石可能起源于揚子克拉通，因為在新元古代(750～600Ma)揚子克拉通發育大量巖漿活動(Chen and Jahn, 1998; Zhengetal., 2006a, b)。Liangetal. (2020)報導的膠東高鎂埃達克巖中包含有約307Ma的晚石炭世繼承鋯石，與蘇魯造山帶片麻巖鋯石年齡一致，此外Xiaetal. (2009)與Chenetal. (2011)認為這部分晚石炭世鋯石形成于揚子古陸殼北緣的變質重結晶。本文馬山粗面英安巖也包含有晚石炭世(約300Ma)繼承鋯石，這說明早白堊世時期膠萊盆地基底包含有揚子古陸殼的成分。晚三疊世(約200Ma)揚子克拉通俯沖到華北克拉通>200km的地幔之下，并向北延伸形成了秦嶺-大別-蘇魯造山帶(Zhangetal., 2002; Dongetal., 2011)，膠東高鎂埃達克巖以及馬山粗面英安巖～300Ma的繼承鋯石也進一步佐證了該結論。上述繼承鋯石結果表明華北板塊地殼物質在三疊紀揚子板塊深俯沖的過程中與揚子克拉通物質成分發生了相互作用。

自178Ma以來古太平洋板塊向華北克拉通東部俯沖并發生擠壓，甚至向華東方向延伸，造成中侏羅世華北克拉通東部地殼增厚(Jiangetal., 2010; Maetal., 2013; Zhao and Zhai, 2013)。Liangetal. (2020)報導的膠東晚侏羅世埃達克質二長花崗巖也表明中侏羅世時期膠東半島下地殼明顯增厚。晚中生代以來華北克拉通東部發生大規模的巖石圈減薄，從古生代200km左右減薄到新生代<80km(Gaoetal., 2002; Zhengetal., 2006a, b; Zhangetal., 2008)。King (2001)認為華北克拉通巖石圈減薄起始于160Ma左右。侏羅紀時期發育在遼東半島的煌斑巖(155±4Ma; Jiangetal., 2010)，遼西-冀北的安山巖(161.8±2.1Ma; Zhangetal., 2008)形成均與裂谷盆地有關，佐證了約160Ma時期華北克拉通發生了巖石圈減薄。Yangetal. (2018)報導的膠東沂水玄武巖形成年齡為204～122Ma，可能是對華北克拉通巖石圈減薄的深部地質響應。此外膠東火山巖噴發年齡主要集中在早白堊世(130～100Ma)，說明晚侏羅世-早白堊世的巖石圈減薄主要發生在巖石圈地幔深部(Gaoetal., 2008)。

圖9 馬山粗面英安巖形成模式圖(據Deng et al., 2017; Liang et al., 2020修編)Fig.9 Geodynamic cartoon model for petrogenesis of the trachy-dacite in Mashan (modified after Deng et al., 2017; Liang et al., 2020)

膠萊盆地馬山粗面英安巖輕稀土元素富集且分異明顯，Ni、Ta、Ti等高場強元素虧損，Sr、K等大離子親石元素相對富集，指示拉張環境(圖7)。其高鉀鈣堿性特征與俯沖帶地區部分熔融形成的巖漿特征高度相似，說明粗面英安巖巖漿形成于板塊俯沖的伸展構造背景。前人研究認為膠萊盆地早白堊世伸展變形作用可分為萊陽期(135～120Ma)和青山期(120～110Ma)，萊陽期盆地主要為北西-南東向伸展，盆地內火山作用相對較少，青山期盆地以東西向伸展為主，郯廬斷裂表現出拉張性質，盆地快速沉降并伴生大規模火山作用(張岳橋等, 2008; 匡永生等, 2012)。此外膠萊盆地兩階段的伸展變形分別與古太平洋板塊東西向俯沖和北偏西向的高角度俯沖時間相重疊，這表明古太平洋板塊俯沖可能是膠萊盆地演化的主要動力學機制。巖石負的εHf(t)值指示巖漿來源于古老下地殼再重熔，再演化，巖石形成時代為119.3±1.6Ma，表明直到120Ma華北克拉通仍存在巖石圈減薄。膠萊盆地大規模青山群火山巖的噴出年齡(128～110Ma)與華北克拉通晚中生代大規模巖石圈減薄的峰期(130～110Ma; 朱日祥等, 2012; 鄭永飛等, 2018)相一致。前人研究認為晚中生代華北克拉通巖石圈減薄是由于高角度俯沖的古太平洋板片發生回撤，板片回撤所誘發的軟流圈上涌也進一步加劇了巖石圈減薄(朱日祥等, 2012; Zhuetal., 2017; 鄭永飛等, 2018)。

綜上所述，本文認為三疊紀時期(240～200Ma)揚子板塊與華北板塊發生碰撞，揚子板塊東段首先與華北板塊相接觸，郯廬斷裂帶也隨之形成。約160Ma以來俯沖的古太平洋板塊開始回撤，并在軟流圈熱侵蝕作用下華北克拉通深部巖石圈開始減薄(圖9a)。在早白堊世晚期(120～100Ma)，由于高角度俯沖的古太平洋板塊俯沖方向改變為北偏西方向，同時開始大規模回撤，從而誘發華北板塊陸內擴張，導致上覆巖石圈大規模減薄。同時郯廬斷裂受到的擠壓應力減小，在上地殼發育為一系列的拉張正斷層和張性盆地，從而造成郯廬斷裂帶快速沉降并且伴隨著強烈的火山作用(圖9b)。膠萊盆地也在這一時期開始快速斷陷、拉分，并伴隨大面積青山群火山巖噴發，從而演化形成火山盆地。

5 結論

(1)青島馬山粗面英安巖形成于早白堊世晚期(119.3±1.6Ma)，記錄了膠萊盆地早白堊世巖石圈減薄、盆地基底演化以及相關的巖漿事件。鋯石的εHf(t)值為-24.6～-11.5，tDM2為2700～1200Ma，表明巖漿起源于古老下地殼和富集巖石圈地幔。

(2)馬山粗面英安巖原始巖漿起源于華北克拉通富集巖石圈地幔和古老下地殼；早白堊世晚期(約120Ma)，古老下地殼和富集地幔在古太平洋板片大規模回撤作用的影響下發生部分熔融且相互混染，并在噴發過程中發生分離結晶形成馬山粗面英安巖。

(3)135～120Ma時期膠萊盆地巖石圈減薄主要受控于東西向俯沖的古太平洋板塊，盆地內火山作用相對較少。120～100Ma時期，高角度俯沖的古太平洋板塊改為北偏西向俯沖，并伴隨大規模板片回撤，郯廬斷裂帶整體表現出拉張伸展性質，膠萊盆地也在這一時期快速沉降并伴生大規模火山作用，從而演化形成一個火山盆地。

致謝論文的完成得益于鄧軍教授的指導。感謝中國地質調查局廊坊物化探研究所和中國地質調查局天津中心分析測試實驗室的實驗人員在本文實驗過程中的支持和幫助。評審專家的意見提高了本文質量，特此致謝。