壳幔岩浆的混合作用———以湖南骑田岭花岗岩为例
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发布时间：2022-04-25 12:03
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时间：2024-03-11 16:32
花岗质岩石中的包体，特别是暗色微粒包体蕴涵着丰富的壳-幔相互作用信息，对其进行深入系统的地质及地球化学研究，可以揭示深部岩浆作用过程，有助于了解寄主岩浆起源与成因演化等基础地质问题，因而已成为岩石学十分重要的研究对象(Didier et al.，1991;Castro et al.，1991;Wilcox，1999;Silva et al.，2001)。近年来，在骑田岭、千里山、花山-姑婆山、铜山岭、大义山、诸广山等岩体的早期岩石单元中均发现了暗色微粒包体，对这类包体部分学者进行过初步研究(张佩华，2003;马铁球等，2005)。
湖南省骑田岭岩体因在其内部和接触带发现了具有寻找超大型锡多金属矿床的巨大潜力而备受关注(刘义茂等，2002;朱金初等，2003;付建明等，2004;毛景文等，2004;李金冬等，2005;马铁球等，2005)。该岩体也是南岭地区燕山早期具幔源组分贡献的花岗岩的典型代表之一，花岗岩中普遍发育暗色微粒包体和由暗色矿物组成的条带或团块，下面重点进行了暗色微粒包体与其寄主花岗岩的岩石及地球化学特征综合对比，旨在揭示二者的成因联系，并进一步探讨了成岩过程与岩石的成因。
图1-53 骑田岭岩体地质简图
(一)岩体地质及岩石学特征
骑田岭岩体出露于湖南省宜章、郴县和桂阳三县交界处，南岭地区三条东西向构造岩浆带北带，耒阳-临武南北向构造带东缘与茶陵-永兴北东坳陷带的复合部位。平面上近等轴状，面积约520km2。出露的地层为浅海台地相碳酸盐岩为主的石炭系—中三叠统，在一些断陷盆地中出现少量白垩系。其侵入的最新地层为三叠系大冶灰岩。本区断裂构造十分发育，尤其以北东—北北东向最重要(图1-53)。近年来的高精度SHRIMP和Ar-Ar同位素测年资料显示，骑田岭花岗岩属于燕山早期(朱金初等，2003;付建明等，2004;毛景文等，2004;李金冬等，2005)。
骑田岭岩体主体为中细粒角闪黑云二长花岗岩和粗-细粒(角闪石)黑云正长花岗岩，其中发育暗色微粒包体和由暗色矿物组成的团块或条带，特别是在早期岩石单元中最为丰富。大小一般为5～20cm，最大25cm×65cm。形态大多呈浑圆状，其次为椭圆状、透镜状、铁饼状。部分被寄主岩石同化较强的包体，形态为不规则状，界线模糊不清，同时，基质粒度变粗。少数包体呈断续分布的脉，具有拉长、塑性扭动特征。在包体边缘，黑云母、角闪石、斜长石沿包体边界一致的方向排列，表现出高温条件下塑性活动导致定向的特点。大多数包体与寄主花岗岩接触界线是截然的，少数呈过渡关系，个别包体具冷凝边现象(图1-54a)。包体分布不均匀，密集的地方通常成群、成带产出。在岩体东部，包体略显定向，呈北西—南东向，说明包体在形成过程中受到弱的应力作用。部分包体中还见到与寄主花岗岩相似的钾长石斑晶，常常熔蚀成浑圆状(图1-54b)，个别包体边部发育粒径2～4cm钾长石巨晶，横跨包体与寄主岩石的界线(图1-54c)。
寄主角闪黑云二长花岗岩分布最广，斑状结构，基质粗粒-细粒花岗结构，块状构造。斑晶含量最高接近30%，由钾长石和少量斜长石组成，有的还含黑云母和角闪石斑晶。钾长石斑晶呈自形、半自形板状，可见微条纹结构和卡氏双晶，粒度最大达5cm。个别钾长石斑晶呈浑圆状外形，由自形内核和2～3个肉眼可见的黑色环带组成，也见有由斜长石的镶边构成的似环斑结构(图1-54d)或钾长石的次生加大现象，在钾长石核与斜长石镶边接触处有石英的交代生长。显微镜观察表明，斑晶的自形内核具有隐约环带，黑色环带实际上是钾长石包裹的黑云母或角闪石呈环带分布的结果。基质主要由石英、斜长石、钾长石、角闪石和黑云母组成。其中的斜长石发育环带结构，正环带、多环，An25～35。副矿物有磁铁矿、钛铁矿、磷灰石、榍石、锆石和独居石。锆石的阴极发光和背散射相研究显示存在大量的继承锆石(核)(付建明等，2004)。磷灰石为自形-半自形长—短柱状，长宽比以1∶2～1∶8为主，明显不同于暗色微粒包体中呈针状产出的磷灰石。
图1-54 暗色微粒包体与寄主岩石照片
寄主(角闪石)黑云正长花岗岩分布范围较小。斑状结构，基质粗-细粒花岗结构，块状构造。斑晶以钾长石为主，少量斜长石，偶见石英，大小一般在15～30mm之间，含量最高达35%。钾长石斑晶呈自形、半自形板状或卵球状，见卡氏双晶。基质主要由石英、斜长石、钾长石、角闪石和黑云母组成。斜长石发育聚片双晶，具正环带结构。蠕英结构普遍，黑云母具有丰富的放射晕圈。副矿物有磁铁矿、钛铁矿、磷灰石、榍石和锆石。普遍见到暗色矿物条带或团块(图1-54e)，呈椭圆状、条带状、不规则状;以5～7mm为主，最大可达15mm。
暗色微粒包体以石英二长质和闪长质为主，其矿物种类与其寄主岩石中的完全一样，只是含量上的差别。常常具有斑状结构、微粒半自形粒状结构，部分为细粒结构等典型的岩浆结构。表现为暗色矿物角闪石、黑云母自形程度较高，形成相对较早，其次为斜长石，最后是钾长石和石英等。斑晶的含量变化大，特别是斜长石，从0到15%。同种矿物斑晶常常聚集在一起，构成聚斑结构。斑晶矿物杂乱无章地散布在基质中，粒度小于或接近寄主花岗岩的同种矿物，但明显大于基质的同种矿物。包体中基质矿物的粒度比其寄主花岗岩的要小。副矿物有磁铁矿、磷灰石和榍石。其中，针状磷灰石特别发育(图1-54f)，长宽比以大于30为主，有的甚至大于100。仅在个别花岗岩同化较强的包体中，针状磷灰石减少，长柱状磷灰石增多，二者交织生长。针状磷灰石主要出现在基质石英、长石等矿物中，并具有横跨矿物边界的现象。镜下测得包体中的一个斜长石An值高达58(D220-2)，属于拉长石;而大多数斜长石An值变化在15～30之间，暗示可能存在An值的“双峰式”。基质由斜长石(20%～50%)、石英(3%～25%)、碱性长石(10%～30%)、角闪石和黑云母(20%～30%)等组成。
暗色微粒包体全岩K-Ar同位素年龄分析结果见表1-29。其形成年龄为152±6Ma，与其寄主花岗岩的形成时代(155～161Ma)十分接近(朱金初等，2003;付建明等，2004;毛景文等，2004;李金冬等，2005)。
表1-29 骑田岭暗色微粒包体K-Ar同位素年龄测试结果
(二)地球化学
表1-30列出了代表性暗色微粒包体与寄主花岗岩主量、稀土和微量元素测定结果。
表1-30 骑田岭暗色微粒包体及其寄主岩石主量元素(%)、稀土元素和微量元素(10－6)含量
续表
续表
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F、Cl为10－6;A/CNK=Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)分子比;Na2O/K2O质量分数比;球粒陨石值据Sun et al.(1989);锆石饱和温度(t(Zr))计算据(Watson et al.，1983);QT样品引自朱金初(2003)，其余为本书
1.主量元素
暗色微粒包体的SiO2含量变化于53.84%～63.80%之间(表1-34)，平均58.48%，为中性岩类，寄主岩石的SiO2含量较高，为65.84%～75.72%。包体为准铝质(A/CNK=0.72～1.00，平均0.85)，寄主岩石为准铝质-弱过铝质(A/CNK=0.90～1.06，平均0.97)，整体也为准铝质岩石。包体的全碱含量(4.75%～10.14%)变化大，寄主岩石(7.38%～8.90%)相对稳定。包体K2O/Na2O比值(1.42～4.28)变化较显著，而其寄主岩石(1.22～2.03)变化较小。在K2O+Na2O对SiO2图(图1-55a)上，寄主岩石属于亚碱性系列;而部分暗色微粒包体则投影在碱性系列区，究其原因主要是它们的K2O含量异常高所致。将亚碱性系列进一步分类，寄主岩石样品分布在钾玄岩系列区与高钾钙碱性系列区分界线附近(图1-55b)，综合其它岩石地球化学特征及其分布特点，它们应属于高钾钙碱性系列的岩石;而暗色微粒包体全部投影在钾玄岩区，无疑属于钾玄岩系列的岩石。暗色微粒包体和寄主岩石都具有较高的P2O5、F、Cl和烧失量(表1-34)，显然与其富含挥发分矿物如磷灰石、黑云母、角闪石、萤石等有关。对于包体的这种现象，Sha(1995)解释为富水的长英质岩浆对镁铁质岩浆混合作用的结果。对比暗色微粒包体与其寄主岩石的化学成分(表1-30)，具有如下特点:一是包体成分比较分散，寄主岩石成分比较集中，且包体相对富K、Fe2+、Mg、Ca，与Debon(1991)比较了115对包体与寄主岩石的主元素所得出的结果一致;二是寄主岩石为正常岩浆演化趋势，而包体则不是，与Debon(1991)的岩浆混合结论吻合。本区暗色微粒包体的Fe和Mg含量比其寄主岩石高得多(表1-30)，但它们的Fe/(Fe+Mg)比值却相当接近，表现在FeO-MgO变异图上为明显的线性关系(表1-30)，与Didier(1991)的壳幔岩浆混合趋势相同，而明显不同于岩浆的结晶分异趋势。
图1-55 骑田岭岩体的K2O+Na2O-SiO2(原图据Irvine，1971)和K2O-SiO2(原图据Pecerillo等(1976)和Middlemost(1985))关系图
包体与寄主岩石的主要氧化物之间显示出良好的协变关系(图1-56)，如主成分共分母比值协变图(Na2O/CaO-Al2O3/CaO、SiO2/CaO-K2O/CaO，图1-56a，d))表现为直线相关，不共分母比值协变图(Fe2O3+FeO)/SiO2-K2O/CaO、Na2O/CaO-(Fe2O3+FeO)/SiO2，图1-56(b，c))表现为双曲线演化关系。上述几种主量元素协变图特征均表明，岩石的成分变异与岩浆混合作用有关(马昌前等，1994;周珣若，1994)，二者之间发生过不同程度物质成分交换。
图1-56 骑田岭暗色微粒包体及其寄主岩石主成分协变图(图例同图1-55)
2.稀土及微量元素
暗色微粒包体和寄主岩石的稀土总量ΣREE较高，分别变化在(275.46～878.06)×10－6和(215.61～625.54)×10－6之间，且前者略高于后者;它们的δEu值分别介于0.10～0.61和0.11～0.57之间，具有中等到强的铕负异常，显示在成岩过程中可能存在斜长石分离结晶作用。自暗色微粒包体至寄主花岗岩，岩石的铕负异常不但没有增大的趋势，反而有的样品还变小(表1-30)，说明二者并非是同源岩浆分异结晶的产物，因为同源岩浆在分异演化过程中，随着斜长石和钾长石等矿物的分离结晶，残余岩浆的铕负异常将渐趋明显。包体的(La/Yb)N值为6.10～11.40，寄主岩石的(La/Yb)N值为5.40～24.60(表1-30)，均为轻稀土富集型。在稀土元素配分曲线图上(图1-57a)，暗色微粒包体可明显地分为两组:一组(D201-7，XN08-4)REE高，δEu值低，Eu谷深，位于图的上方(铕除外);另一组则相反，位于图的下方(铕除外)，且与其寄主花岗岩配分型式近于重叠，显示它们之间存在密切的亲源关系。这些特点与国内外岩浆混合成因花岗岩及其包体的特征类似。需要指出的是D201-7和XN08-4两个包体样品在主量元素上以贫硅、富铁镁(表1-30)为特征，其较高的ΣREE值和较低的δEu值不大可能是由于斜长石的分离结晶作用引起的，因为暗色微粒包体的SiO2与δEu之间为不相关(表1-30)。其具体原因还在研究中。
图1-57 骑田岭暗色微粒包体与其寄主岩石的稀土元素配分图和微量元素蛛网图(球粒陨石值和原始地幔值据Sun and McDonough，1989)
与寄主岩石相比，包体的Sc、V、Cr、Co、Cu、Zn等过渡元素含量明显偏高(表1-30)，这与其基性程度较高匹配。Ba、Sr、P、Ti的亏损不及寄主岩显著(表1-30)，Rb/Sr比值变化于1.02～5.05之间，明显高于原始地幔值(0.025;Hofmann，1988)，表明其应为幔源岩浆经改造的产物，即很有可能为基性岩浆经演化或与酸性岩浆混合产生的过渡岩浆结晶形成。在反映岩石分异演化的元素比值(如Rb/Sr、Rb/Ba、Nb/Ta等)上，它们并不显示自暗色微粒包体至寄主花岗岩，上述元素比值依次升高的变异趋势(表1-34)，这也说明二者并非是分异演化关系。在微量元素蛛网图上(图1-57b)，包体和寄主岩石都具有Rb、U、Th、Pb等元素强烈富集，而Ba、Sr、P、Ti等元素相对亏损的特点，显示以壳源为主的地球化学性质。同稀土元素一样，包体也可分为两组(图1-57b):一组样品的U、Th、Zr、Hf、Ta和稀土元素明显偏高，Nb谷不明显;另一组与寄主岩石的微量元素分布范围近于重叠。总的来讲，暗色微粒包体和寄主岩石配分曲线相似，明显具有地球化学亲源关系，反映了岩石为岩浆混合作用成因。并且，在微量元素相关图和同分母比值图(图1-58)上呈直线，这不是偶然的，说明包体岩浆与花岗质岩浆两者不是毫不相干的，它们之间存在相互混合的关系(Langmuir，1978)。
图1-58 骑田岭暗色微粒包体及其寄主岩石微量元素协变图(图例同图1-55)
3.Sr、Nd同位素
表1-31 暗色微粒包体及其寄主岩石的Sr同位素组成
暗色微粒包体与其寄主花岗岩的ISr值比较接近(表1-31)，分别变化在0.71041～0.71263和0.70854～0.71416之间;包体的εNd(t)值(－6.9～－5.3)较高，但在其寄主岩石εNd(t)值(－9.2～－5.1)变化范围之内(表1-32)，并表现出壳幔混源花岗岩类的Sr、Nd同位素组成特点。在εNd(t)-t图解中，二者的投影点主要位于华南前寒武纪地壳演化域的上方(图1-59)，指示成岩过程中可能有幔源组分的参与。
表1-32 暗色微粒包体及其寄主岩石的Nd同位素组成
图1-59 骑田岭暗色微粒包体及其寄主岩石εNd(t)-t图(底图据孙涛等，2003，图例同图1-55)
包体和寄主岩石TDM(表1-32)分别为1580～1030Ma(平均1302Ma)和1621～940Ma(平均1411Ma)，低于中国东南中生代花岗岩1.7～2.0Ga的Nd模式年龄集中区(Chen，1998)，也比区域上铜山岭花岗闪长岩岩浆源区地壳端元组分的年龄(1753±26)Ma(王岳军等，2001)和道县玄武岩中的片麻岩包体的变质年龄(1964±164)Ma(郭锋等，1997)小得多。偏低的Nd模式年龄同样指示幔源组分参与了成岩过程。
(三)花岗岩中的岩浆混合作用及其成因机制
本区暗色微粒包体具有典型的岩浆包体的岩石学、矿物学特征，并且没有见到固态条件下的热变质或接触变质成分分带，说明包体不是围岩捕虏体或“析离体”。从包体具有典型的岩浆结构、缺乏典型的富铝矿物，不发育变晶结构和片理构造等又排除了是基底变质岩难熔残留体的可能性。包体多呈椭圆状或透镜状的塑变形态特征，显示二者同时或近时形成。其同位素年龄也证明了这一点:暗色微粒包体形成年龄(152Ma)与其寄主岩石的形成年龄(155～161Ma)接近，这不但说明包体不是围岩捕虏体或残留体，从而解决了包体的成因问题，同时还为岩浆混合作用发生的时间提供了有力的同位素年代学约束，时间大致为晚侏罗世早期。单个包体与寄主花岗岩接触界线清晰，可见横跨包体与寄主花岗岩的钾长石斑晶，也见冷凝边结构，这种结构可能是由于较小的基性岩浆团块注入到酸性岩浆中时，由于快速冷却形成的。包体中针状磷灰石特别发育，长宽比以大于30为主。这与寄主花岗岩中正常结晶的长—短柱状磷灰石明显不同。针状磷灰石作为岩浆快速冷却的标志也被认为是岩浆混合作用的一种常见结构(Didier et al.，1991)。寄主花岗岩中还可见钾长石似环斑结构和不规则增生边，反映出结晶环境的动荡。包体斜长石An值具有“双峰式”，这些特征是成岩过程中发生过岩浆混合作用的证据之一(Baxter et al.，2002)。在岩浆演化过程中，包体岩浆与寄主岩浆的成分和温度相差太大，为了达到平衡，必然存在成分的交换。岩浆混合的方式有很多，但双扩散作用可能是包体岩浆与寄主岩浆之间进行成分交换的一种重要方式。目前，大量的实验已经证实，在通常情况下，K、Si和Na从寄主岩石向包体一方迁移;而Ca、Fe、Mg、Ti和Al则由包体向寄主岩石方向迁移，总的趋势是达到成分的平衡。由于扩散作用受许多因素(如温度、成分、元素自身的扩散能力等)的控制，本区包体成分分散和异常的特点可能就是这些复杂因素综合作用的结果。研究显示，如果包体与其寄主岩石的Fe/(Fe+Mg)比值相似，说明包体岩浆与寄主岩浆密切相关，两者在很大程度上是同源的，即包体是同源包体，其成分特点是岩浆混合作用的结果(Didier et al.，1991)。本区暗色微粒包体与寄主岩石的Fe和Mg含量相差较大(表1-30)，但它们的Fe/(Fe+Mg)比值接近。这表明骑田岭花岗岩中的暗色微粒包体是由岩浆混合作用形成的混合体，为镁铁质微粒包体(MME)。前已述及的包体和寄主岩石的主量、微量元素协变图特征，以及它们在稀土元素和微量元素上的亲源关系和同位素地球化学性质趋同性等特点都支持这一认识。根据Watson et al.(1983)方法，计算的包体与寄主花岗岩的锆石饱和温度(表1-30)比较接近，分别变化在734～802℃和739～814℃之间，表明两种岩浆相混合已基本达到热平衡。实验研究证实，不同元素及同位素的交换速率变化很大，同位素的交换速率大于一般元素的交换速率(Lesher，1990)。因此，暗色微粒包体与其寄主花岗岩的主量元素含量相差较大，同位素组成相似的特点也可以用岩浆混合作用的观点得到*解释。
综上所述，骑田岭花岗岩及其中发育的暗色微粒包体不可能是简单的基底地壳物质部分融熔形成，而是壳幔作用和岩浆混合作用的产物。骑田岭岩体位于扬子陆块与华夏陆块结合带的中部。沿该带广泛分布具有高εNd值、低TDM特点的花岗质岩石(即“十-杭”低TDM岩浆岩带)(Gilder et al.，1996;Chen et al.，1998)。如骑田岭、砂子岭、铜山岭、香花岭以及广西的花山、姑婆山等岩体。另外，在该带上或附近还分布有大量中生代的富钾质岩石或碱性岩石。如湘南的汝城县、道县、宁远县和宜章县一带碱性玄武岩(175～178Ma)、赣南双峰式火山岩(160～180Ma)(陈培荣等，2002)、湘南的铝质A型花岗岩(156Ma)(付建明等，2004，2005)、湘东南的高钾花岗闪长岩带(177～181Ma)(王岳军等，2001)和桂东南钾质侵入岩带(158～181Ma)(李献华等，1999;郭新生等，2001)。板内钾玄质岩石和碱性岩的产生表明软流圈地幔上涌和岩石圈伸展减薄。显然，该结合带是中生代地质构造相对薄弱而伸展构造最强烈的地方，有利于地幔上隆与幔源物质上升以及玄武岩浆底侵作用的发生。并且，以此地区为中心的地幔上涌还可能提供了中生代华南伸展拉张的原动力(梁新权等，2003)。由于地壳拉张作用导致岩石圈减薄、软流圈上涌，引起软流圈或软流圈与岩石圈交界部位的部分熔融，形成幔源基性岩浆。基性岩浆的底侵，提供大量的热量，又促使岩石圈不同层圈，特别是地壳物质的部分熔融。新的幔源物质的加入，导致该带在燕山早期发生了一次小规模的地壳物质垂向生长，岩体较小的Nd模式年龄也证明这种可能是存在的。当来自地幔的基性岩浆注入到已部分结晶的长英质岩浆时，如果长英质岩浆的黏度还比较小，但两种共存岩浆的黏度差已相当大，彼此之间已到了不能发生完全的化学混合形成均一的岩浆，只能发生机械混合的程度(Fernandez et al.，1991)。这时未完全均匀混合的囊状镁铁质基性岩浆在长英质岩浆中淬冷结晶就形成暗色微粒包体。对流作用或其他驱动力使包体分散到整个寄主岩体中，或者由于分离作用使包体局部集中形成包体群。因此，骑田岭花岗岩中的暗色微粒包体是在区域伸展作用构造背景下，幔源基性岩浆及其诱发的壳源长英质岩浆混合作用的产物。
