岩石成因讨论

Question

如题所述

Answer 1

(一)花岗岩类的成因

花岗岩的成因历来是岩石学家争论不休的问题。目前，许多人已认识到，Ⅰ型、S型的简单分类难以反映自然界复杂的现象，因而主张放弃这种分类(Pitcher，1993)。根据新获得的大量岩石学、地球化学和Sr、Nd同位素成果资料，本次将海南岛海西-印支期花岗岩类分为三个成因大类，即壳源重熔型(C型)、壳幔混合型(H型)及A型，其中A型又分铝质A型和碱质A型两个亚类。它们的主要判别标志如表1-22所示，不同类型花岗岩中的黑云母种类见图1-20。必须说明的是，各类型之间有时并无截然的区别，因为正如Leake(1990)所指出的，花岗岩实际上可能是一种地幔源与地壳源之间的连续谱系。此外，A型花岗岩与C型、H型等成因类型的分类原则并不一致，本书将其与C型、H型并列是因为A型花岗岩具有独特的岩石地球化学性质及构造环境指示意义。

表1-22 海南海西-印支期花岗岩类成因类型及其主要特征

续表

海南海西-印支期壳源重熔型花岗岩不太发育，主要有早二叠世晚期的同逆冲期(后碰撞早期)及晚二叠世末同剪切期(同碰撞晚期)强过铝花岗岩和三叠纪后造山阶段弱过铝-强过铝花岗岩。按Barbarin(1996)的研究，壳源重熔型主要包括含堇青石过铝花岗岩(CPG)和含白云母过铝花岗岩(MPG)两类，分别代表岩浆中贫水、富水。本区除石榴石花岗岩可能属特殊的壳源重熔型花岗岩外，其他壳源型花岗岩相当于含白云母过铝花岗岩(MPG)。以前往往将壳源重熔(改造)型花岗岩类等同于S型花岗岩类，也即认为其源岩为(变)沉积岩。但测区早二叠世后碰撞强过铝花岗岩的初始锶比值比早三叠世后造山壳源花岗岩的明显低(分别为0.70809～0.71106和0.71658～0.71717)，ε_Nd(t)则比后者高(分别为－4.17～－5.47和－7.59～－8.46)，但其铝指数A/CNK却比后者高得多(分别为1.11～1.17及0.95～1.07)，说明上述后碰撞花岗岩的源岩比后造山花岗岩的源岩更基性，表明过铝花岗岩确实并不能直接映射(image)其源区，而强烈反映了地壳部分熔融的条件及其原因(Chappell，1984)。强过铝花岗岩可以由贫铝的原岩熔融形成(Patino Douce和Beard，1995)。在花岗岩源岩判别图解上(图1-33)，海南早二叠世强过铝花岗岩除新风岭单元外，便文村和顺作单元都落入或靠近斜长角闪岩区。实际上，在琼中和胶东等地作者都曾见到过由斜长角闪岩经混合化形成过铝花岗岩的现象。海南海西-印支期壳源重熔型过铝花岗岩的T_2DM平均为1628Ma，与琼中地区中元古代抱板群斜长角闪岩(变中基性岩)的T_DM平均值1560Ma相近，在ε_Nd(t)-t图解上(图1-34)也落入斜长角闪岩演化域，说明它们主要是由中元古代抱板群斜长角闪岩或其衍生物重熔而来。所以过铝花岗岩不但可以由变沉积岩重熔形成，也可由(变)火成岩甚至基性岩深熔形成。而且应该指出，本文归为壳源重熔型的花岗岩并不能说就完全没有地幔物质的加入，比如有些归为壳源重熔型的花岗岩中也可有少量微粒闪长质包体(如尖峰超单元、进岭单元)可能反映了有幔源物质的混入。

图1-33 海南早二叠世强过铝花岗岩源岩判别图解

图1-34海南海西-印支期花岗岩ε_Nd(t)-t图解

海南岛海西-印支期时壳幔混合型花岗岩最为多见。这类岩体的最主要特点是早期单元中含有大量镁铁质微粒包体(MME)，暗色矿物析离体也较常见。MME常为浑圆状外形，有时见冷凝边或暗色矿物富集边，常见反向脉、双包体(double enclaves)，包体中见有寄主岩石的矿物捕虏晶(如眼斑石英、遭熔蚀或次生加大的长石斑晶等)并具有假粒玄结构、针状磷灰石等反映岩浆高温快速结晶的结构，包体和寄主岩中都可见到长石的环带结构、环状包裹体结构、有时见似环斑结构(rapakivi-like texture)。上述岩相学现象是岩浆混合包体的典型特征(Didier，1973;Vernon，1984;Didier and Barbarin，1991;Perugini and Poli，2000)。这类岩体的I_Sr和T_2DM值一般比同区的壳源花岗岩的值有所降低，而ε_Nd(t)值则稍高，其中MME的I_Sr和T_2DM值一般与寄主花岗岩相近而略低，ε_Nd(t)值则略高，说明除壳源物质外确实有新生地幔物质的加入。

海南印支期(三叠纪)A型花岗岩可分为碱质A型和铝质A型两类，其中碱质A型花岗岩具有富碱、贫水，REE、Zr、Hf、Zn、F含量高及Ga/Al高等特点，在各种地球化学图解中绝大多数落入A型花岗岩区(图1-31)，除深沟碱长正长岩中见有碱性暗色矿物霓辉石(钠锰辉石)外，本区其他碱质A型花岗岩未发现碱性暗色矿物，但其角闪石较富碱(碱含量一般>3%)、富铁，主要属铁浅闪石和铁浅闪石质角闪石，与西准噶尔东部A型花岗岩(杨富贵等，1999)相类似，但更加富铁。本书将海南六连岭超单元确定为铝质A型花岗岩，是首次提出华南印支期的铝质A型花岗岩。以前，这些岩体被当成是S型花岗岩。但相对于S型花岗岩，这类花岗岩具有独特的地球化学性质，即富硅、碱，贫钙、镁，准铝-弱过铝质，富碱、富F、富HFSE，Ga/Al高、FeO^*/MgO高、Rb/Sr高，岩石中包体及熔融残留晶不发育，在A型花岗岩与其他类型花岗岩的各种判别图解上绝大多数落入A型花岗岩区(图1-31)。

关于A型花岗岩的成因已有多种模式。Collins et al.(1982)和Clemens et al.(1986)提出A型花岗岩可能是由原来曾产生过Ⅰ型花岗岩的基本无水的残余长英质麻粒岩部分熔融派生的。Anderson et al.(1985)认为铝质A型花岗岩的源岩可以是抽提了S型花岗岩熔体的变沉积岩。Creaser et al.(1991)则批判了残余源岩模式，并提出英云闪长质到花岗闪长质成分的地壳火成源岩经部分熔融作用可以派生出偏铝质A型花岗岩。Skjerlie et al.(1992)的实验研究也证实A型花岗岩源区物质不一定经历过早期的熔融抽提作用。King et al.(1997)认为铝质A型花岗岩与碱性花岗岩具有不同的成因，前者起源于具正常水含量的长英质下地壳的部分熔融，其源区应是经过地幔流体交代而成为饱满型(fertile)源区，即富集碱质和HFSE，最理想的源区岩石应是饱满型长英质麻粒岩;而碱性花岗岩则为相对“干”的幔源镁铁质岩浆分异的产物。Poitrasson et al.(1994，1995)也主张铝质A型花岗岩起源于下部地壳物质的部分熔融，但他们认为下地壳源区的成分应主要是镁铁质的，而碱性花岗岩则为幔源岩浆与下地壳物质相互作用的产物。邱检生et al.(2000)认为福建沿海铝质A型花岗岩与碱性花岗岩有相似的岩浆源区，两者均为幔壳物质混熔的产物，由于岩浆体系中F、Cl含量的差异而引起岩浆分异演化途径的不同可能是导致两类岩石具有不同地球化学特征的主要原因，因为Whalen(1986)、Clemens et al.(1986)、Charoy et al.(1994)的研究表明，A型岩浆富F，则有利于角闪石的分离结晶而使岩浆向过铝质方向演化;如果富Cl，则有利于斜长石的分离结晶而使岩浆向过碱性方向演化。刘昌实等(2003)认为南昆山铝质A型花岗岩的源区位于幔-壳边界相互作用带内，由饱满型长英质麻粒岩低度部分熔融作用所形成。由上可见，绝大多数研究者认为铝质A型花岗岩来源于下地壳的部分熔融，争论的焦点在于源岩是变火成岩还是变沉积岩，是熔融残余源岩还是经历过幔源流体交代富集的源岩。华南不同时代不同地区的铝质A型花岗岩从未见到具有亲缘演化关系的其它侵入岩与其直接共生，所以它们不是其它岩浆分异演化的产物。这些岩体岩性均一、地球化学特点非常相似，其ε_Nd(t)值高于、I_Sr值低于同区变沉积岩源的花岗岩，其成因有两种可能:一是其源岩不是或不全是变沉积岩;另一种可能是变沉积源岩受到了地幔物质的混合。我们倾向于认为它们是由长英质(变沉积)麻粒岩部分熔融作用所形成，但其源岩熔融前受到过地幔富卤素(F)流体的交代作用，从而富集重稀土及Ta、Nb、Hf、Ga等高场强元素，并使其ε_Nd值升高，I_Sr值降低。海南三叠纪碱质A型花岗岩属于正长岩-花岗岩套，其中各单元岩石的I_Sr值、ε_Nd(t)值和T_2DM值都基本一致，稀土元素配分模式及微量元素蛛网图型式也很相似，说明它们是同源岩浆演化系列，其花岗岩类是石英正长岩浆结晶分异的产物。但正长质岩浆的来源则尚需探讨。海南三叠纪正长岩类的I_Sr值、ε_Nd(t)值和T_2DM值都和同时代的基性岩类相似，所以，它们至少有三种可能的成因。一是由基性岩浆分异形成;二是底侵的基性岩浆再重熔;三是直接来源于与基性岩同源的富集地幔。由于与正长岩类伴生的基性岩类出露很少，基本可以排除第一种可能。一些研究者(如邓晋福等，1996)认为，正长岩是加厚地壳条件下下地壳部分熔融的产物;另一些研究者(如Litvinovsky等，2002;Harris等，1999;陈斌等，2005)则认为正长质岩浆起源于富集地幔或形成于幔源玄武质岩浆和壳源物质的混合过程。最近的实验岩石学数据似乎支持后一种认识:Litvinovsky等(2000)的实验表明，在加厚地壳条件下长英质岩石发生部分熔融将产生花岗质岩浆(SiO₂含量72%～73%)，而不是正长质岩浆。与之类似，Montel和Vielzeuf(1997)对各种成分的下地壳岩石进行的熔融实验也表明正长质岩浆不可能直接形成于地壳岩石的深熔作用。Conceicao和Green(2004)的实验则表明，交代地幔的减压低度熔融可产生钾质正长岩浆。所以，我们倾向于认为，海南三叠纪正长岩类来源于EMⅡ型富集地幔的减压熔融，侵位过程中可能有少量地壳物质的混染。

(二)铁镁质侵入岩的成因与地幔源区性质

海南岛海西-印支期铁镁质侵入岩虽然出露面积不大(不到侵入岩总面积的2%)，但具有比较重要的构造环境和成因指示意义。其岩石类型主要为辉长岩、闪长岩、石英闪长岩、二长闪长岩，少量二长岩、石英二长岩。这些铁镁质岩石分别属于钾玄岩、钙碱性玄武岩、拉斑玄武岩系列。现主要对早二叠世的钾玄质侵入岩和中三叠世的拉斑质镁铁侵入岩的成因做一讨论。

1.早二叠世钾玄质侵入岩

为了解释钾玄质岩石所具有的富集LILE和LREE的特征，已提出多种源区模式，如地幔交代或(古)俯冲带变沉积组分再循环所富集的岩石圈地幔(Turner et al.，1996;Eklund et al.，1998;Feldstein ＆ Lange，1999;Janou?ek et al.，2000);壳、幔边界附近橄榄岩、角闪岩、变泥质岩混合源(López-Moro ＆ López-Plaza，2004);软流圈与富集岩石圈的混合(李献华等，1999)等。一般认为，多数钾玄质岩石起源于与俯冲作用有关的富钾和大离子亲石元素交代岩石圈地幔(Foley和Peccerillo，1992;Turner et al.，1996)。琼中钾玄质侵入岩系中最基性岩石(D3092-1)的SiO₂含量较低，V、Ni、Co、Cr、Sc的含量较高，Mg^#值较高，为57.6，接近于洋中脊拉斑玄武岩的Mg^#值(60左右)(Beard和Lofgren)，表明其起源于地幔，并近似代表该岩系的原始岩浆。据其高初始锶比值、较低的ε_Nd(t)以及明显富集LILE和LREE，其源区为富集岩石圈地幔(EMⅡ)(Zinder和Hart，1986)。一般认为EMⅡ型地幔是俯冲带陆源物质进入上地幔再循环的结果，因为大陆沉积物的同位素特征对于EMⅡ的形成最为理想(Zinder ＆ Hart，1986;Tommasini ＆ Poli，1995;Beccaluva et al.，2004)。与此相符的是，在ε_Nd(t)-Nb/Th，ε_Nd(t)-La/Nb和ε_Nd(t)-Ba/Nb图上(李曙光等，1993，1997)(图1-35)，样品D3092-1落入洋中脊型亏损地幔、陆源沉积物和俯冲洋壳析出流体三个端元之间的岛弧火山岩源区或者说俯冲交代富集型地幔源区，并且很靠近后两个端元一侧(具有低Nb特征)，显示地幔源区中后两种组分加入量增多。从目前的资料来看，海南岛尚无在加里东期或更早时期发生过俯冲事件的证据。而在海南西北部产出了海西期典型的岛弧-活动大陆边缘型高钾钙碱性辉长岩-闪长岩-石英闪长岩-英云闪长岩-花岗闪长岩岩石组合，其全岩Rb-Sr等时线年龄为(299±10)Ma(马大铨等，1991)及(287±11)Ma，在广东梅县-福建龙岩也见有可能属洋岛和岛弧环境的石炭-二叠纪拉斑质玄武岩和玄武安山岩(王尔康和刘聪，1993)，福建前坪花岗闪长岩体全岩Rb-Sr等时线年龄为312.8Ma(高天钧等，1999)。因此推测这一地幔富集事件与石炭纪-早二叠世华南板块向印支-南海板块俯冲时，洋壳及陆源沉积物在深部(榴辉岩相)产生的大量流体-熔体对亏损地幔的交代有关，榴辉岩相条件下，金红石、石榴子石的残留使交代物强烈亏损Nb、Ti、HREE(李曙光等，1997)。此外，俯冲时可能处于张性环境(马里亚纳型)，有利于洋壳和沉积物的俯冲，且类似于小安德列斯南端的海沟，沉积物供应量大(Uyeda和Subduction，1982;凌洪飞和蒋少涌，2004)。

图1-35 琼中钾玄质侵入岩的ε_Nd(t)-Nb/Th，ε_Nd(t)-La/Nb和ε_Nd(t)-Ba/Nb图

与俯冲相关的地幔交代的特点是形成金云母和/或角闪石等含水相(Beccaluva et al.，2004)。依据不相容元素在金云母和角闪石中相容性的差异，利用一些不相容元素的比值可以判断熔融的岩石圈源区是含金云母或是含角闪石(Furman ＆ Graham，1999;Yang et al.，2004)。近似代表原始岩浆的D3092-1样品的Rb/Sr值较高(0.07)而Ba/Rb和Nb/Th值低(分别为16.56和0.62)，因此其源区含金云母而不含角闪石。此外，石榴子石强烈富集HREE及Y，角闪石相对富集中稀土(MREE)(Green，1994)，而尖晶石强烈亏损REE及Y(Glaser and Foley，1999)，所以，当石榴子石为主要残留相时，熔体表现为强烈亏损HREE，其Y/Yb>10，(Ho/Yb)_N>1.2(葛小月等，2002;吴福元等，2002)。D3092-1样明显亏损重稀土(图1-3a)，Y/Yb=14.32，(Ho/Yb)_N=1.53，表明源区残留相主要是石榴子石而不是角闪石或尖晶石，即来源于石榴子石相地幔的部分熔融。由于地幔中角闪石稳定下限约为80km，石榴子石稳定上限为70～80km(Wendlant ＆ Egg-ler，1980;Olafsson ＆ Eggler，1983)，综合判断，熔融源区深度>80km，成分为含金云母石榴子石橄榄岩。

图1-36 琼中钾玄质侵入岩的ε_Nd(t)-SiO₂和I_Sr-SiO₂图

琼中钾玄质侵入岩随着样品的SiO₂含量的增加或MgO、Ni、Co、Cr的减少，总体上I_Sr相应升高而ε_Nd(t)降低(图1-36)，暗示幔源岩浆上侵定位过程中发生了地壳混染或混染伴随结晶分离(AFC)(Li et al.，2004;夏萍和徐义刚，2004;Yang et al.，2005)，从图1-36还可看出，幔源原始岩浆与不同的地壳物质发生了AFC过程，形成该岩系的不同岩石。此外，绝大多数样品的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr与1/Sr具有良好的正相关性(图略)以及图1-35中SiO₂含量较高的样品较靠近陆源沉积物或下地壳端元也支持岩浆在上侵过程中发生了地壳混染;而SiO₂含量较高的岩石具明显的Sr、Eu负异常则支持岩浆发生过分离结晶特别是斜长石的分离结晶。

2.中三叠世拉斑质镁铁侵入岩

如前所述，海南发育了中三叠世拉斑系列镁铁质侵入岩。广西十万大山也产出了三叠纪拉斑系列的玄武安山岩(汪洋和邓晋福，2003)，湖南道县发现了晚三叠世拉斑系列辉长岩包体(郭锋等，1997)。DePaolo et al.(2000)认为拉斑玄武岩的起源深度在50km左右，如果其ε_Nd值显示出亏损的特征，则表明软流圈的上涌达到50km深的程度，相应的岩石圈厚度小于50km;而如果ε_Nd值显示出富集的特征，则熔融作用发生于岩石圈地幔，岩石圈的厚度>50km。但由于富集岩石圈地幔的熔融一般发生于其底部，所以，此时岩石圈的厚度也应接近50km。海南三叠纪拉斑系列镁铁质岩的ε_Nd值为较小的负值，说明此时岩石圈厚度大于并接近于50km。谢才富等(2005)根据海南三亚霓辉石正长岩的特征曾推导出其熔融深度<60km，这与此是相一致的。而湖南道县辉长岩包体的ε_Nd值为正值，具有亏损地幔的特征，说明其源于软流圈，其岩石圈厚度小于50km。从(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i-ε_Nd(t)图上(图1-32)可看出，海南海西-印支期的镁铁质侵入岩基本都与富集岩石圈地幔Ⅱ型(EMⅡ)源区具亲缘性。个别样品同位素组成介于富集岩石圈地幔Ⅱ型及OIB之间，可能是软流圈岩浆与EMⅡ地幔混合的结果。但海南三叠纪时的拉斑质镁铁侵入岩及正长岩类相对二叠纪的镁铁质为什么具有略高的I_Sr和低得多的ε_Nd(t)，是三叠纪幔源岩石来源于更古老的富集地幔或是其他原因还有待研究。