2018, Vol. 48
2. 中国海洋大学 海底科学与探测技术教育部重点实验室，山东 青岛 266100
煌斑岩是富含铁镁质矿物斑晶的一类暗色浅成火山岩，它通常被认为是幔源岩浆活动的产物，是研究地幔物质组成和演化、地球动力学的重要“探针”和“窗口”[1]，一直以来都备受岩石学家的关注。关于煌斑岩的成因目前存在较大争议，观点主要集中在富集地幔部分熔融[2-4]、基性岩浆陆壳混染[5-6]和幔源加陆壳混染[7]三种成因模式上。
青岛劈石口煌斑岩侵位于燕山晚期崂山花岗岩中，与周边其他地区煌斑岩有所不同的是，其SiO2含量极低，为超基性岩。并且该煌斑岩中含有地幔橄榄岩包体，因此对深部地幔物质应具有较好的指示意义。韩宗珠等[8]曾对青岛崂山劈石口煌斑岩进行了元素地球化学研究，初步揭示了研究区煌斑岩的地球化学特征及其与中国东部岩石圈减薄的关系。
本文对青岛劈石口煌斑岩进行了矿物化学测试和LA-ICP-MS锆石U-Pb测年，结合前人的工作，旨在进一步揭示青岛劈石口地区煌斑岩中所包含的岩浆源区特征、岩浆演化及大地构造信息。
1 区域地质概况与样品岩石学特征青岛地区位于胶南隆起东北缘和胶莱凹陷中南部，地处苏鲁碰撞造山带的东部、西太平洋大陆边缘活动带的西部[9]，属华北地台鲁东地盾的一部分。研究区附近出露的变质结晶基底为晚太古代-古元古代TTG片麻岩(见图 1)。
研究区内广泛露出花岗岩杂岩体，形成时期为燕山晚期，属于中国东部中生代晚期I-A型复合花岗岩带的一部分，主要由钙碱性和碱性花岗岩岩套组成，主体见于崂山。青岛地区出露的煌斑岩等基性脉岩，沿大地构造裂隙上升侵位于燕山晚期的崂山阶段花岗岩、花岗斑岩等次火山岩、青山组火山岩和构造片麻岩中，多呈NE和NW向展布。
本文研究的样品取自青岛劈石口断层两侧被错断的煌斑岩脉(见图 2、3)，断层北西、南东两侧各三块。该煌斑岩脉呈NW向延伸，宽约3m，围岩为燕山晚期崂山花岗岩，两者呈明显的侵入接触关系。煌斑岩手标本呈灰黑色，具煌斑结构，块状构造。岩石无或少斑晶，主要矿物组成为辉石(30%~40%)、碱性长石(25%~30%)、钛铁矿(约15%)和橄榄石(< 10%)；次要矿物为霞石、黑云母、磷灰石、尖晶石等。岩石发生蚀变，橄榄石大部分已蚀变为蛇纹石、绿泥石、碳酸盐矿物等，并析出钛铁矿(镜下照片见图 4)。根据岩石矿物组成，将其定名为橄辉正煌岩。对该岩石的地球化学、矿物化学特征和锆石年代进行了系统分析，探讨了煌斑岩的成因。
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(底图据文献[11-12]。Basemap from literature[11-12].) 图 2 研究区地质概况及取样点图 Fig. 2 Geological situation of study area and sampling point |
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(据文献[12]。According to literature[12].) 图 3 煌斑岩脉及采样点野外素描图 Fig. 3 Sketch of lamprophyre dikes and sampling points in the field |
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图 4 劈石口煌斑岩偏光镜下照片 Fig. 4 A photo of Pishikou lamprophyres under the polarizing microscope |
对煌斑岩样品分别进行了主微量元素、矿物化学和锆石U-Pb定年测试。主量元素测试完成于中国海洋大学海底科学与探测技术教育部重点实验室，使用仪器为德国斯派克公司SPECTRO XEPOS台式偏振X射线荧光光谱仪，测试精度优于0.5%。微量元素测试完成于中国地质调查局青岛海洋地质研究所实验中心，采用电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)法，分析精度优于5%。选取辉石进行矿物化学定量分析。单矿物微区元素成分分析完成于中国海洋大学电子探针分析实验室，使用的仪器型号为JXA8230，测试电压为15 kV，测试电流为20 nA，分析标准误差小于1%。锆石分选工作在廊坊诚信地质服务有限公司利用单矿物常规分离技术完成。制靶后进行透射光、反射光及阴极发光照相，优选无裂痕、环带发育良好的锆石进行U-Pb同位素定年。定年工作完成于中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室，采用LA-ICP-MS方法，束斑直径为32μm，测试标样为91500、GJ-1和Ple。测试完成后分别使用ICPMSDataCal107[13]和Isoplot4.0软件进行数据处理、校正及图件绘制。
3 地球化学特征 3.1 主量元素特征样品的烧失量(LOI)大(见表 1)，平均8.47%(7.42%~9.31%)，考虑是煌斑岩富集挥发份且易蚀变所致。其SiO2含量很低，在34.66%~41.46%之间，平均37.12%，属超基性岩范围；TiO2含量高，在2.63%~3.73%之间，平均3.20%；MgO含量在9.09%~12.30%之间，平均11.35%；全碱含量(ALK)w(K2O+Na2O)在3.46%~5.77%之间，成分接近似长石岩；n(K2O)/n(Na2O)值在0.30~0.84之间；Mg#值在74.85~79.01之间。
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表 1 劈石口煌斑岩主量元素化学成分 Table 1 Major element chemical compositions of Pishikou lamprophyres |
从煌斑岩(K2O+Na2O)-SiO2图解[14](见图 5)中可以看出，样品点基本都落在碱性煌斑岩与超镁铁煌斑岩交界区域，说明岩石为超镁铁质碱性煌斑岩。在劈石口煌斑岩K/Al-K(K+Na)图解[15](见图 6)中，样品点多数落在钠质煌斑岩区域。样品的主量元素协变图显示，MgO和Fe2O3、CaO、P2O5之间为显著正相关；MgO和SiO2、Al2O3、K2O之间为明显的负相关，暗示正常的岩浆分异演化过程，且不存在明显的斜长石分离结晶。
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(底图据文献[14]。Basemap from literature[14].) 图 5 劈石口煌斑岩(K2O+Na2O)-SiO2图解 Fig. 5 (K2O+Na2O)-SiO2 diagram of Pishikou lamprophyres |
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(底图据文献[15]。Basemap from literature[15].) 图 6 劈石口煌斑岩K/Al-K(K+Na)图解 Fig. 6 K/Al-K(K+Na)diagram of Pishikou lamprophyres |
样品的稀土元素含量(见表 2)在361.3×10-6~401.2×10-6之间，平均390.7×10-6。其LREE含量高，在339.4×10-6~377.2×10-6之间；HREE含量低，在21.9×10-6~24.2×10-6之间；LREE/HREE比值平均为15.65，轻重稀土分异明显，富集轻稀土、亏损重稀土。在样品的稀土元素球粒陨石标准化图中(见图 7)，所有样品的稀土元素分布模式均表现为较为平直的右倾曲线，接近典型OIB曲线。样品中δEu和δCe均不存在明显异常，反映岩浆演化过程过不存在明显的斜长石分离结晶。
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(球粒陨石标准化数据引自文献[16], N-MORB、OIB数据引自文献[17]。Chondrites-normalized data from literature[16] and N-MORB、OIB data from literature[17].) 图 7 劈石口煌斑岩球粒陨石标准化图 Fig. 7 Chondrites-normalized REE distribution patterns map of Pishikou lamprophyres |
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表 2 劈石口煌斑岩稀土元素含量 Table 2 REE compositions of Pishikou lamprophyres |
表 3中列出了劈石口煌斑岩的微量元素数据。从样品的原始地幔标准化微量元素蛛网图(见图 8)中可以看到，样品整体富集不相容元素，富集大离子亲石元素Ba、Th、U、Pb等，亏损K元素；亏损Zr、Yb等高场强元素。Ta、Nb富集，可能与样品富钛铁矿有关。从其过渡元素球粒陨石标准化图解(见图 9)中可以看到，其标准化曲线呈“W”形，深源过渡元素Cr、Co、Ni均明显亏损，暗示岩浆演化过程中可能存在橄榄石和辉石的分离结晶。
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(原始地幔标准化数据、N-MORB及OIB数据引自文献[17]。Primitive mantle-normalized, N-MORB and OIB data from literature[17].) 图 8 劈石口煌斑岩原始地幔标准化蜘蛛网图 Fig. 8 Primitive mantle-normalized trace elements distribution patterns map of Pishikou lamprophyres |
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(原始地幔过渡元素数据引自文献[17]。Primitive mantle-normalized transition elements data from literature[17].) 图 9 劈石口煌斑岩过渡元素原始地幔标准化图 Fig. 9 Primitive mantle-normalized transition elements distribution patterns map of Pishikou lamprophyres |
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表 3 劈石口煌斑岩微量元素含量 Table 3 Trace elements compositions of Pishikou lamprophyres |
单斜辉石的化学成分对确定岩体母岩浆性质、岩浆演化、物理化学条件以及判断大地构造环境都具有重要指示意义。样品中辉石以斑晶、基质两种形式存在，另外还有少量辉石具环带结构。
总的来看(见表 4)，样品中辉石的SiO2含量在51.04%~42.01%之间，平均48.40%；Al2O3含量在9.64%~2.57%之间，平均4.77%；MgO含量在14.57%~10.51%之间，平均13.17%；FeOT含量在8.61%~6.53%之间，平均7.41%；CaO含量在24.01%~19.85%之间，平均23.19%；Na2O含量在1.97%~0.42%之间，平均0.65%；TiO2含量在5.20%~0.33%之间，平均2.36%；其Mg#在70.14~79.56之间。劈石口煌斑岩中辉石具有高Mg、Ca、Ti的特征。
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表 4 劈石口煌斑岩辉石成分范围电子探针分析结果 Table 4 Electron microprobe analyses of pyroxenes composition range |
根据Morimoto[18]提出的分类方案，在辉石的Q-J图解(见图 10)中，样品点均落在Quad区域，即样品中辉石均属于Ca-Mg-Fe辉石组。将不同类型的辉石进一步投点到划分Ca-Mg-Fe辉石组的辉石Wo-En-Fs图解[18-19]中，从图 11中可以看到，样品中绝大多数斑晶辉石落到了透辉石(Wo45.01~49.95En36.78~42.50Fs10.73~15.51)区域，少数落到深绿辉石(Al-Ti透辉石，Wo50.34~51.99En33.48~36.80Fs12.55~14.53)区域；基质辉石全部属于透辉石(Wo47.56~49.92En36.70~40.36Fs10.76~14.58)。斑晶辉石到基质辉石元素含量变化并不明显，反映其在岩浆演化过程中同时晶出，岩浆冷凝速度快。
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(据文献[18]Q=Ca+Mg+Fe2+；J=2Na。According to literature[18].) 图 10 样品辉石Q-J图解 Fig. 10 Q-J diagram of pyroxenes |
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(据文献[18-19]。According to literature[18-19].) 图 11 样品辉石Wo-En-Fs图解 Fig. 11 Wo-En-Fs diagram of pyroxenes |
对样品辉石中全部阳离子进行相关性分析。Si与Aliv为线性负相关关系，说明四面体中只存在Al对Si的置换；Aliv与Ti为接近线性的正相关关系，相关系数0.98；Aliv与Fe3+也为正相关关系，相关系数0.56。Aliv值高，在0.080~0.388之间，平均0.183；Alvi值低，在0.000 1~0.109之间，平均0.026。样品辉石中Aliv含量高且Aliv/AlTol在0.79~1之间，平均0.90，表明其母岩浆应为碱性系列，与全岩主量元素特征相一致。
在单斜辉石中，Aliv的含量主要取决于岩浆中SiO2的饱和程度，其SiO2越不饱和，Aliv含量越高。样品的主量元素特征显示其SiO2偏低，已经属于超基性岩的范围。在岩浆结晶时，SiO2浓度不足导致大量的Al进入四面体来填补Si的空缺，造成Aliv含量高，由此引起的电价不平衡将通过Ti、Al和Fe3+进入八面体位置来加以补偿，也解释了样品中辉石较高的Ti含量。
在富钙单斜辉石中，Aliv和Alvi的含量还具有其他的控制因素。较高的温度有利于Al进入四面体位置，而较高的压力则有利于Al进入八面体位置。同时，岩浆在快速冷凝时辉石中Aliv含量也比缓慢冷却时高的多。据此可以推断样品中辉石形成时温度相对较高、压力相对较低，且岩浆冷凝速度快。
在辉石的背散射图像中发现部分辉石具有环带结构，其核部与边部亮度明显不同，核部暗、边部亮。将环带辉石的核部和边部成分投点在Wo-En-Fs图解(见图 12)中，可以看到环带辉石从核部到边部在成分上表现出由透辉石/普通辉石到透辉石再到深绿辉石过渡的趋势，其Fs、Wo值升高，En值降低。环带辉石的Mg#也表现为由核部向边部降低的趋势，部分环带辉石核部Mg#值可达90，表明其在岩浆形成后结晶最早，其成分更能代表原始岩浆。环带辉石的成分变化表明岩浆向着富铁、富钙、富钛的方向演化，属正常的岩浆演化历史，未发生明显混合作用。
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(据文献[18-19]。According to literature[18-19].) 图 12 样品环带辉石成分变化Wo-En-Fs图解 Fig. 12 Wo-En-Fs diagram of pyroxenes rings |
锆石的封闭温度高且物理化学性质非常稳定，是进行高精度定年的理想矿物。基性岩脉由于结晶程度较低，原生岩浆锆石一般数量较少，但部分基性岩浆在源区混合或上升过程中会捕获其他成因的锆石，这些捕获锆石不仅是探索基性岩浆成因的重要线索，也为研究区域的岩浆活动及岩浆源区演化特征提供依据。
本次定年测试共选取了49个点，其中34个测试点不谐和度 < 10%，其他点则谐和度较低，推测发生了不同程度的Pb丢失。对于年龄值小于1 000 Ma的锆石，选择206Pb/238U年龄更接近真实值；而年龄值大于1 000 Ma的锆石，则选择207Pb/206Pb年龄。获得的锆石U-Pb年龄跨度大，在2 813~124 Ma之间(见图 13，14)。通常认为岩浆成因的锆石多具振荡环带且Th/U比值多高于0.4，从样品中选取的这些锆石多具有明显的岩浆振荡环带但有些也显示出变质锆石的特征，除4个点的Th/U比值在0.10~0.38之间外，其他各点Th/U比值均较高，在0.44~2.42之间。
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图 13 劈石口煌斑岩锆石CL图及锆石分析点位、锆石U-Pb年龄 Fig. 13 CL pictures, analysis points of zircons and zircon U-Pb ages of Pishikou lamprophyre |
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图 14 劈石口煌斑岩锆石年龄分布直方图及谐和图 Fig. 14 Histogram and concordancy diagram of zircon age distribution of Pishikou lamprophyres |
存在1个年龄为(2 813±44)Ma的测点，属中太古代(见图 14)。该锆石颗粒内部存在残留核及扇形分带，边部则呈环带状(见图 13)，可能经历了多期改造，验证了华北地区古陆核的存在，对应华北克拉通大规模陆壳生长时期(2.9~2.7 Ga)[20]。
有17个测点年龄在2 428~1 592 Ma之间(见图 14)，属古-中元古代。这部分锆石多数具有岩浆振荡环带，有的则显示出溶蚀结构、面状分带等变质成因锆石的特征(见图 13)，可能反映了华北地区在古元代早期所发生的一系列岩浆、变质及沉积活动。胡波等[21]曾通过碎屑锆石定年，将~2.5 Ga、2.1~2.0 Ga和1.88~1.8 Ga分别界定为华北克拉通早前寒武纪克拉通化、裂谷和造山等重要地质事件。
有2个测点的年龄分别为(473±6)Ma和(473±16)Ma(见图 14)，锆石颗粒较为破碎，但未见明显变质特征(见图 13)，Th/U比值>0.4。张宏福等[22]认为华北克拉通东部山东蒙阴及辽宁复县金伯利岩具有一致的侵位年龄，并将其限定在(465±2)Ma。本次测定的年龄为(473±6)Ma、(473±16)Ma的锆石很有可能反映了华北地区曾在奥陶世期间发生的岩浆活动。
有4个测点的年龄分布在311~293 Ma之间(见图 14)，具典型岩浆环带，为岩浆成因锆石(见图 13)。其年龄很可能对应了华北地区在晚石炭世-二叠纪发生的重大板块运动，与全球范围内海西期的强烈构造-岩浆活动时间(300~254 Ma)具有一致性。有人认为山东地区在该时期的构造活动很有可能是华北板块南与扬子板块、北与西伯利亚板块对接的前奏[23]。
有9个测点的年龄集中在145~124 Ma之间(见图 11)。这些测点所对应的锆石颗粒相对较大，长宽比约2:1，呈自形晶，其CL图像显示具有较窄的岩浆振荡环带(见图 13)，其Th/U比值在1.34~2.42之间，应为偏中酸性岩浆成因锆石。中生代岩石圈减薄被认为是中国东部一个重要的地质过程，它诱发了白垩纪峰期130~110 Ma大面积的双峰式岩浆活动[24-26]。孙金凤等[27]总结华北克拉通花岗岩定年结果，认为华北在早白垩世141~108 Ma之间存在一期岩浆侵入活动，其中包括青岛地区花岗岩。Yan等[28]及王世进[29]利用锆石U-Pb定年将青岛崂山花岗岩杂岩体的形成时代限定在130~110 Ma之间。由于该部分锆石的形态更符合中酸性岩浆成因且定年结果与前人所测定的研究区花岗岩围岩的年龄相吻合，认为年龄在145~124 Ma之间的锆石反映了华北地区在中生代白垩纪所发生的岩浆热事件，并不能对本文所研究的煌斑岩脉侵位具体时间进行有效约束。
6 讨论 6.1 地壳混染基性脉岩多形成于拉张体制，其岩浆黏度也相对较小，因此上升速度很快，受到地壳混染的程度和机会均较小[3]。劈石口煌斑岩中存在的捕获锆石来源于区域地壳，说明地壳物质有一定贡献。但样品的K/Nb比值为130~159，远低于地壳(地壳K/Nb比值一般大于500)[30]，且K/Nb比值与SiO2不存在相关性。Nb/Ta值为16.21~16.78，略低于但接近原始地幔值((Nb/Ta=17.5)[31]，高于大陆地壳值(Nb/Ta=12~13)[29]。(Th/Nb)N(≥1)和(Th/Ta)N(≥1)是地壳混染的标志[32]，但劈石口煌斑岩的(Th/Nb)N和(Th/Ta)N比值均较低((Th/Nb)N=0.74~0.82，(Th/Ta)N=0.70~0.78)。煌斑岩样品中辉石的矿物化学特征也显示，岩浆上侵后冷凝速度快，不足以受到地壳物质的强烈改造。综上，认为劈石口煌斑岩岩浆在上升过程中未受到明显的地壳混染。
排除了地壳混染的可能性，样品中轻稀土和不相容元素的强烈富集应该是继承了富集地幔源区的性质。样品的Th/U比值为4.67~4.85，Nb/U比值为47.84~54.77，较高的Th/U、Nb/U比值说明地幔源区很可能受到了俯冲-交代作用的改造[33]。
6.2 源区性质劈石口煌斑岩具有极低的SiO2含量，且样品中含地幔橄榄岩包体，证明其源区为地幔。韩宗珠等[8]的研究发现劈石口煌斑岩源区与EMⅠ型富集地幔具有相似性。相关研究证明，某些碱性岩的源区与软流圈地幔密切相关，软流圈地幔交代岩石圈地幔是该类碱性岩浆形成的控制因素，它们有一个共同特征是强烈富集Nb(>100×10-6)和Ta[34]。劈石口煌斑岩样品中Nb的含量在108×10-6~131×10-6之间，Ta含量在6.59×10-6~7.83×10-6，均表现为强烈富集，暗示岩浆起源深度大，可能为软流圈地幔。Ma等[35]及Falloon等[36]的研究结果表明，钛含量高的煌斑岩可能起源于软流圈地幔的部分熔融。劈石口煌斑岩的另一个显著特征是全岩及辉石中Ti元素强烈富集(Ti=2.46%~3.57%，Ti/Y=636~742)，也表明了岩浆起源与软流圈地幔部分熔融有关。
在La/Sm-La图解(见图 15)中，劈石口煌斑岩在图中呈倾斜的直线分布，符合部分熔融模型，表明岩浆未经历明显的分离结晶演化过程，与主微量元素特征相一致。利用Sm/Yb-Sm图解可以对幔源岩石源区特征及地幔部分熔融程度进行有效限定[37]，在劈石口煌斑岩Sm/Yb-Sm图解中(见图 16)，样品煌斑岩的数据点与石榴石二辉橄榄岩部分熔融曲线相接近，岩浆起源深度大，部分熔融程度低。
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图 15 劈石口煌斑岩La/Sm-La成岩判别图解 Fig. 15 La/Sm-La diagram for rock-forming pattern |
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(据文献[37]。According to literature[37].) 图 16 劈石口煌斑岩Sm/Yb-Sm源区判别图 Fig. 16 Sm/Yb-Sm diagram for magma source |
从Ta/Yb-Th/Yb构造判别图[38](见图 17)中可以看到，样品点均落在板内碱性玄武岩区域，指示板内拉张构造环境，而图 17中韩宗珠等[11]所研究的青岛崂山湾海岛地区煌斑岩则基本落在了大陆边缘弧构造环境中。目前对基性脉岩的研究一致认为其主要形成于岩石圈伸展和拉张的构造背景[39-40]。中国东部中生代的岩石圈减薄正好为青岛劈石口煌斑岩的形成创造了条件。从本次锆石定年的结果来看，中国东部岩石圈减薄的起始时间应该在145 Ma左右。
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(底图据文献[38]，青岛崂山湾海岛地区煌斑岩数据据文献[11]。IAB-岛弧玄武岩；IAT-岛弧拉斑系列；ICA-岛弧钙碱系列；SHO-岛弧橄榄玄粗岩系列；WPB-板内玄武岩；MORB-洋中脊玄武岩；TH-拉斑玄武岩；TR-过渡玄武岩；ALK-碱性玄武岩。Basemap from literature[38], data of Qingdao Laoshan Bay lamprophyres is from literature[11]. IAB-Island arc basalt; IAT-Island arc tholeiite series; ICA-Island arc calc-alkaline series; SHO-Island arc shoshonite series; WPB-Intraplate basalt; MORB-Mid-ocean-ridge basalt; TH-Tholeiite basalt; TR-Transitional basalt; ALK-Alkaline basalt.) 图 17 Ta/Yb-Th/Yb构造环境判别图 Fig. 17 Ta/Yb-Th/Yb tectonic discrimination diagram of the samples |
许多学者认为，白垩纪时期太平洋板块对欧亚板块俯冲方向发生改变，导致了中国东部岩石圈减薄，软流圈因卸载上涌，发生减压部分熔融，进而引发了白垩纪中国东部大规模的构造-岩浆活动。一般认为，洋岛玄武岩(OIB)源区含有再循环洋壳组分，其特有的地球化学特征可以作为鉴别俯冲大洋板片组分的指标[41]。从图 7、图 8中可以看到，劈石口煌斑岩的地球化学特征与OIB有诸多相似之处，显示俯冲洋壳对其源区和形成环境的影响。张文林等[42]曾在研究四川木里梭罗沟碱性煌斑岩时，认为其富集地幔源区起因于古洋壳板片流体的交代；杨朝贵等[37]也认为南秦岭中生代张家河煌斑岩相对富集大离子亲石元素和亏损高场强元素的特征是由于受到了洋壳俯冲物质的交代。
然而，对于中国东部中生代岩石圈减薄的初始动力，有不少学者[24-25, 43-44]认为，古太平洋板块的俯冲虽然造成了岩石圈的伸展减薄，但华北东部中生代岩浆活动中无明显的古太平洋俯冲板片物质成分的贡献。张宏福等[45]认为华北南北两侧板块的俯冲一碰撞作用是造成华北东部岩石圈大规模减薄和改造的初始驱动力，古太平洋板块的俯冲则为华北东部中生代的岩浆活动提供热源。韩宗珠等[11]曾将崂山湾海岛地区煌斑岩的形成归因为杨子板块向华北板块俯冲所造成的上地幔超基性物质的部分熔融。
本文认为，劈石口煌斑岩形成于中国东部中生代白垩纪的拉张环境中，其形成时中国东部中生代岩石圈减薄达到峰期，导致地幔发生低程度部分熔融后沿构造裂隙上升侵位；俯冲太平洋板块对本文所研究的岩浆活动具有较大贡献，而中国东部中生代的拉张环境可能是华北南北两侧板块及古太平洋板块俯冲作用叠加的结果。
7 结论(1) 主量元素特征表明，劈石口煌斑岩属超镁铁质碱性煌斑岩；其轻重稀土元素分异明显；富集大离子亲石元素Ba、Th、U、Pb等，亏损Zr、Ti等高场强元素；深源过渡元素Cr、Co、Ni均明显亏损。元素地球化学分析显示岩浆演化过程中可能存在辉石、橄榄石的分离结晶，不存在斜长石的分离结晶。
(2) 煌斑岩样品中的辉石基本全部属于透辉石，具有高Mg、Ca、Ti元素的特征，辉石晶出时岩浆可能具有相对较高的温度和相对较低的压力，且冷凝速度快；环带辉石表明原始岩浆向着富Ca、Fe、Ti的方向演化，未发生明显混合作用。
(3) 劈石口煌斑岩中存在大量捕获锆石，锆石定年结果证实了研究区底部存在中太古代-中元古代基底，反映了华北地区在奥陶纪、石炭纪-二叠纪的岩浆热事件，并将中生代中国东部岩石圈减薄的起始时间约束在145 Ma。
(4) 劈石口煌斑岩形成于中国东部中生代拉张环境中，当时的岩石圈减薄导致地幔发生低程度部分熔融后沿构造裂隙上升侵位，岩浆起源深度大，可能与软流圈地幔存在一定生成关系。
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2. Ocean University of China, Key Lab of Submarine Geosciences and Prospecting Techniques, Ministry of Education, Qingdao 266100, China