2. 中国地质大学地球科学学院, 武汉 430074
2. School of Earth Sciences, China University of Geosciences, Wuhan 430074, China
0 引言
板块碰撞引起造山带横向缩短和陆内俯冲，导致地壳加厚、地表隆升及地壳根和岩石圈根的形成。但是加厚地壳形成的造山带是不稳定的，必将经历山根的破坏/造山带的伸展塌陷和莫霍面的再平衡[1-2]。碰撞后造山带加厚的下地壳中的深熔作用能够促进地壳物质的侧向和垂向流动并最终导致造山带的垮塌[3-4]，因此深熔作用与造山带的演化密切相关，并受到研究者的广泛关注[5-6]。造山带存在的大量混合岩主要由深熔作用形成，其成因研究对于理解造山带形成、地壳部分熔融、后碰撞岩浆作用及造山带垮塌过程的相互关系具有重要意义。
大别造山带在三叠纪由华北克拉通与扬子克拉通陆-陆碰撞形成，经历了板片的俯冲、折返，造山带的隆升及垮塌等一系列过程。本区大量分布的碰撞后岩浆岩年龄在145~120 Ma之间[7-9]，是早白垩世造山带垮塌导致下地壳发生部分熔融形成的。深熔混合岩浅色体中锆石U-Pb年龄与本区花岗岩年龄基本一致, 主要介于150~115 Ma之间[4, 10-15]。
关于北大别地区广泛存在的混合岩：吴元保等[16]对混合岩中锆石微区微量元素进行研究后认为，北大别混合岩化片麻岩可能与同时代花岗岩的形成有成因关系。李曙光等[17]通过对混合岩浅色体地球化学分类后认为混合岩浅色体不是加厚地壳熔融的产物，加厚山根底部地壳在130 Ma可能已经拆离。Zhang等[18]对混合岩角闪石Al、Ti温压计以及石英中Ti的温压计的研究显示, 混合岩早期阶段的抬升为近等温的过程，深度从20 km到6 km，随后在浅部是一个快速的降温过程。
与大别造山带高压—超高压变质岩的俯冲和折返的研究相比，造山后演化过程中出现的由部分熔融引发的混合岩化作用的研究还非常薄弱。流体动力学理论计算表明，由于其太高的黏滞系数，地壳混合岩化作用形成的浅色体很难或不可能作长距离的迁移[19]。然而深熔浅色体的物质组成通常与理论计算及实验得到的熔体成分相差甚远，说明熔体在迁移过程中的分离结晶作用可能在熔体的演化过程中起着重要作用[20-22]。因此，熔体从混合岩到花岗岩的迁移和聚集/侵位机制一直是制约高级变质地体中与混合岩化作用相关的壳源花岗岩成因理论的“瓶颈”。在北大别地区可以非常清楚、直观地观察到浅色体呈有通道连接的团块和网脉状构造。本文将从不同条件下形成的混合岩中的浅色条带和伟晶岩脉、发生迁移或分离结晶的熔体到花岗岩进行系统的对比研究，探讨混合岩化作用形成的地壳熔体的迁移和聚集/侵位这一重要的地质过程，以及在此过程中可能发生的分离结晶、化学组分的重新分配。
1 区域地质概况北大别造山带即北大别高温麻粒岩相带，位于大别造山带北部，以4个断裂为界：北为磨子潭—晓天断裂，东为郯庐大断裂，南为五河—水吼断裂，西为商城—麻城断裂(图 1)。与南大别超高压带不同，本区超高压变质证据较为缺乏，且深熔作用及同时期的岩浆作用较强，一直是地球科学家关注的热点区域之一，是研究大别造山带构造演化、板块碰撞缝合、深俯冲变质与折返、深熔作用及碰撞后岩浆作用和造山带隆升—伸展—垮塌动力学机制的绝佳试验场。
北大别变质杂岩是构成北大别造山带的主体，主要为发生强烈变形的各类片麻岩，以往称为“大别群”，因为其岩石组成较复杂，故称为北大别杂岩。20世纪80年代以来大量研究表明，所谓的“大别群”有非常复杂的物质组成，主要为各类发生强烈混合岩化的正片麻岩类，其原岩为新元古代(800~700 Ma)不同时期的各种中酸性侵入体[10]，暗示其来源于扬子克拉通[24]。另外，还有少量变质沉积岩，但强烈的韧性剪切变形及深熔作用不仅使变质沉积岩丧失了地层层序，而且使得本区各类岩石原有接触关系变得难以区分。北大别造山带同样发育了大规模的以花岗岩类为主的侵入岩，其同位素年龄多集中在140~120 Ma之间[25-27]。
2 岩石学、岩相学特征本区混合岩常呈层状或网格状分布，当发生韧性剪切变形时，浅色熔体便在低应力区发生聚集形成补丁状。暗色体的主要矿物组合为角闪石+黑云母±单斜辉石±斜长石±石英，其中暗色矿物角闪石和黑云母常常定向排列，具有明显的溶蚀结构。浅色体主要分为两类：富斜长石熔体和富钾长石熔体。前者是深熔熔体早期结晶的产物，主要矿物组成为斜长石+石英+黑云母±钾长石±角闪石；而后者则是熔体演化后期的结果，主要矿物组成为钾长石+石英±斜长石±黑云母±角闪石。野外露头可以明显观察到熔体从初始熔融到迁移聚集过程：首先暗色矿物和浅色矿物相互混杂表明熔体并没有完全分离，此时处于部分熔融的早期阶段，可以观察到一些初始熔融的现象，如石英与斜长石之间的他形钾长石等；随着熔体聚集迁移，熔体中暗色矿物进一步减少，出现早期结晶的大颗粒斜长石和石英；进一步迁移，熔体中暗色矿物基本消失，早期结晶的斜长石和石英组成框架结构，三连点及颗粒边界处出现钾长石颗粒或薄膜；当熔体演化到最后时，暗色矿物几乎完全消失，斜长石成为副矿物，出现钾长石巨晶和石英组合。在浅色体及暗色体与浅色体接触部位常常含有大颗粒、相对自形的暗色矿物，并发育斜长石、石英等浅色矿物包晶，为后期残余矿物与熔体中水发生回反应的产物。根据北大别混合岩浅色体和暗色体的矿物组合及镜下特征，认为深熔作用主要是由于黑云母及角闪石脱水熔融的结果。
2.1 青天混合岩(NO.8)此处混合岩中暗色体多包裹在浅色体内部，并可观察到多期混合岩化作用。片麻岩的原岩为花岗质岩石，里面包含角闪岩暗色团块(图 2a、b )。浅色体总体呈补丁状，其中富钾长石的浅色脉体呈网状结构，熔体中富含角闪石等暗色矿物(图 2c、d )。而相对富斜长石的脉体中也含有一定量的暗色矿物，主要为黑云母和少量的角闪石。
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| a，b.野外露头显示富钾长石熔体里面包含角闪岩暗色团块；c，d.熔体中富含自形粗粒角闪石等暗色矿物；e，f.混合岩显微特征(正交偏光)。Qtz.石英；Kfs.钾长石；Pl.斜长石。 图 2 研究区NO. 8青天混合岩野外露头及镜下矿物组合 Fig. 2 Outcrop appearance and microscopic structural features of NO. 8 migmatites in Qingtian in the study area |
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显微镜下结构：富钾熔体相中矿物颗粒较大(图 2e、f )，主要的矿物组合为钾长石(40%~50%)、斜长石(20%~30%)、石英(15%~25%)、黑云母和角闪石(＜5%)，以及其他少量锆石和榍石等副矿物。石英颗粒较小，多分布在钾长石和斜长石等颗粒间，部分钾长石内部含有斜长石及石英包晶。
2.2 青天混合岩与花岗岩(NO.9)该露头观察到一小型岩体及少量混合岩，且混合岩变形扭曲强烈，旁边岩体无变形现象。岩体为花岗闪长岩，中粒结构。推测为花岗质岩浆上升侵位，带来热能对围岩加热，使围岩发生部分熔融，表现强烈的混合岩化现象。特别是二者接触地带，混合岩化作用强烈，并被晚期细粒花岗岩脉平直切穿(图 3a、b )。在远离岩体处(相距约50 m)，混合岩化现象强烈，浅色体与暗色体呈层状分布(图 3c )，局部受力变形强烈，熔体发生明显的迁移聚集(图 3d)。
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| a，b.花岗闪长岩体围岩出现强烈的混合岩化现象；c，d.浅色体与暗色体常呈层状分布；e.浅色体显微镜特征(正交偏光)；f.暗色体显微镜特征(正交偏光)。Qtz.石英；Hbl.角闪石；Bt.黑云母；Pl.斜长石。 图 3 研究区NO. 9青天花岗闪长岩体与混合岩化围岩野外露头及镜下矿物组合 Fig. 3 Outcrop appearance and microscopic structural features of NO. 9 granodiorite and mixed petrified surrounding rock in Qingtian in the study area |
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显微镜下结构：浅色体矿物组合主要为斜长石+石英+钾长石±黑云母±角闪石，副矿物有锆石、榍石、磷灰石等；斜长石(35%~50%)颗粒较大且相对自形，颗粒相互接触形成框架结构，石英(25%~40%)和钾长石(15%~25%)等呈他形分布在间隙中；少量的熔融残余而成的黑云母和角闪石(＜3%)分布于矿物颗粒间，具有明显的溶蚀结构(图 3e)。暗色体的主要矿物为角闪石(35%~40%)、黑云母(30%~40%)、斜长石(20%~30%)、钾长石(0%~5%)和石英(5%~10%)，并且含有少量铁氧化物、锆石和榍石等副矿物。角闪石和黑云母都具有一定的定向性，且有溶蚀结构(图 3f )；浅色矿物在暗色体中往往也相对集中分布，较自形的粗粒斜长石表明其为早期未完全萃取迁移的熔体结晶而成。
2.3 铜锣寨混合岩(NO.10)此处混合岩多成顺层状，变形强烈，片麻理明显，暗色体发生显著韧性剪切变形(图 4a)。浅色体与暗色体互层，厚为2 mm~1 cm，局部被后期细粒花岗岩岩脉侵入切穿(图 4b )。熔体萃取分离后往往形成黑云母体积分数高达90%以上的暗色残余条带；而熔体聚集处常形成巨大的钾长石斑晶(图 4c、d )。浅色熔体在迁移过程中优先聚集在一些低应力区内。
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| a，b，c，d.混合岩野外露头照片；e，f.暗色体显微镜特征(单偏光)；g，h.浅色体显微镜特征(正交偏光)。Qtz.石英；Hbl.角闪石；Bt.黑云母；Pl.斜长石；Kfs.钾长石。 图 4 研究区NO.10铜锣寨混合岩野外露头及镜下矿物组合 Fig. 4 Outcrop appearance and microscopic structural features of NO.10 migmatites in Tongluozhai in the study area |
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显微镜下结构：暗色体的主要矿物为黑云母(35%~50%)、角闪石(25%~35%)、斜长石(20%~30%)、钾长石(0%~5%)和石英(5%~10%)，并且含有少量铁氧化物、锆石、磷灰石和榍石等副矿物。暗色体中暗色矿物与浅色矿物相间分布，自形的黑云母常分布于角闪石周围(图 4e)，应该为后期角闪石与熔体反应的产物。暗色矿物角闪石和黑云母定向排列，具有明显的溶蚀结构，个别大颗粒角闪石中含有斜长石包裹物(图 4f)。
浅色体的主要矿物为斜长石(50%~60%)、石英(35%~45%)、钾长石(5%~10%)、黑云母和角闪石(< 3%)，副矿物为锆石、磷灰石、榍石和铁氧化物。斜长石粒度变化很大，从十几微米到几千微米之间(图 4g、h )。斜长石与钾长石接触部位存在蠕虫结构(图 4g )；少量黑云母呈短柱状定向分布在熔体中(图 4h)。
2.4 漫水河混合岩(NO.11)该点发生高度混合岩化作用，公路旁边浅色体与暗色体互层，厚度约1 cm，无扭曲变形现象。河床中变形强烈，浅色熔体受应力作用影响常发生迁移，聚集(图 5a )。局部熔体成布丁状分布，熔体迁移途中发生成分上的分异，钾长石比斜长石更容易迁移聚集，故在熔体聚集处常有大量钾长石伟晶(图 5a、b )。偶尔可见个别榍石巨晶被一圈暗色后成合晶所包裹，后成合晶主要为榍石、角闪石和铁的氧化物(图 5c、d )。图 5b中现象很清晰地表现出熔体发生迁移、聚集的过程，图 5e、f、g、h分别对应图 5b中9、10、11、12四个点的显微镜下结构特征。该露头混合岩中存在基性团块，里面含有初始熔融形成的无根浅色脉体，为基性团块发生部分熔融形成。
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| a，b，c.混合岩野外露头照片；d，e，f，g，h.混合岩显微特征(正交偏光)。Qtz.石英；Bt.黑云母；Pl.斜长石；Kfs.钾长石；Sph.榍石。 图 5 研究区NO. 11漫水河混合岩野外露头及镜下矿物组合 Fig. 5 Outcrop appearance and microscopic structural features of NO. 11 migmatites in Manshuihe in the study area |
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显微镜下结构：图 5e中显示，浅色体和暗色体未完全分离，随着熔融程度增高，熔体比例增加，开始发生迁移；主要的矿物成分为石英+斜长石+钾长石+黑云母，黑云母具有明显的残余结构。随着熔体的迁移，暗色矿物明显减少，斜长石比例增加且颗粒较大，颗粒相互接触形成框架结构，只有少量的具有溶蚀结构的黑云母分布于浅色矿物颗粒之间(图 5f )；熔体进一步迁移，钾长石的含量开始增多，主要分布于较大颗粒的斜长石和石英颗粒间(图 5g )；最终当熔体聚集到一起，熔体成分明显的发生分异，钾长石斑晶往往形成于熔体最终汇集区域(图 5a、b、h )，这是因为熔体中斜长石比钾长石更先结晶，从而导致熔体成分的分异。但是若熔融程度不高，熔体往往迁移距离不会太远，但足以发生结晶分异。
2.5 张家咀混合岩(NO.12)该处混合岩中主要的暗色矿物为角闪石，其次为黑云母。混合岩浅色体和暗色体主要呈层状分布(图 6a )，局部为网状结构，韧性变形强烈，并被后期具有弱片麻理的正长花岗岩岩脉及钾长石伟晶岩脉切穿(图 6b)。岩体内存在基性团块(图 6c，d)，基性团块内含有浅色脉体，大部分脉体与围岩脉体相连，为围岩熔体贯入形成；少量无根、细小脉体为基性团块自身熔融产物。
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| a，b，c，d.混合岩野外露头照片；e，f，g，h.混合岩显微特征(正交偏光)。Qtz.石英；Pl.斜长石；Kfs.钾长石；Bt.黑云母；Cpx.单斜辉石；Hbl.角闪石。 图 6 研究区NO. 12张家咀混合岩野外照片及镜下矿物组合特征 Fig. 6 Outcrop appearance and microscopic structural features of NO. 12 migmatites in Zhangjiazui in the study area |
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显微镜下结构：该露头主要存在两种熔体，一类为富斜长石熔体，另外一类为富钾长石熔体。初始熔融发生后，若熔体没有完全迁移，则浅色体往往与暗色矿物(体)不能完全分离。图 6e为富斜长石熔体+残余体的镜下特征，主要矿物为斜长石(50%~70%)、石英(15%~25%)、黑云母(5%~10%)和钾长石(< 5%)，副矿物为锆石、磷灰石、榍石和铁氧化物等。斜长石颗粒较大，颗粒间相互接触支撑；黑云母晶形较完整，多呈短柱状分布于矿物颗粒间，局部定向排列，部分黑云母有明显的港湾状溶蚀结构。图 6f富钾长石熔体+残余体的镜下特征，主要矿物为斜长石(30%~40%)、钾长石(30%~40%)、石英(15%~20%)、角闪石(10%~15%)和黑云母(< 5%)，副矿物同样主要为锆石、磷灰石、榍石和铁氧化物等。暗色体中残留的单斜辉石，熔蚀结构明显(图 6g)，在浅色体中经常可以看到颗粒较大且相对自形的暗色矿物角闪石，其多为熔体冷凝结晶时在熔体中结晶而成，相对自形且往往具有斜长石等浅色矿物包晶(图 6h)。
3 地球化学特征 3.1 分析方法主量元素测试分析在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成，测试方法是X射线荧光光谱法(XRF)。所用仪器为岛津XRF-1800顺序扫描型X射线荧光光谱仪，端窗型X射线管的靶材为Rh靶, 最大测试功率为4 kW, 仪器恒温35.0±0.1 ℃, 分析光阑30 mm。数据采集和处理釆用PCXRF分析软件。
微量元素测试分析在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进行，测试仪器采用Elan DRC-e ICP-MS，大部分元素结果相对误差为±5%~10%。准确称取0.050 0 g样品于Teflon(特氟龙)杯中，加入1 mL HF，1 mL HNO3，然后将其密封，放入烘箱中加热分解30~36 h，温度条件185 ℃；样品冷却后，打开并放在电热板上蒸干，加入500 ng/g Rh内标溶液(1 mL)，2 mL HNO3，4 mL水，再密封，在烘箱中加热5 h，温度条件为135 ℃，冷却。取出Teflon杯，取0.4 mL溶液于15 mL离心管中，稀释至10 mL，待测。使用仪器为Bruker Aurora M90 ICP-MS。具体操作手续参照Qi等[28]的方法。
3.2 全岩主量元素地球化学特征混合岩浅色体、暗色体和一个花岗闪长岩岩体的全岩主量元素和微量元素质量分数分析结果列于表 1。表 1显示浅色体和暗色体在主量元素上具有明显的差异。
样品13DBS09-1为一个被混合岩所包围的小型花岗闪长岩岩体，其w(SiO2)为70.42%，属于酸性岩。总碱(w(Na2O+K2O))为8.82%，Na2O/K2O为0.79，为高钾钙碱性花岗岩。A/CNK=1.01，为弱过铝质。
4个浅色体w(SiO2)为67.74%~75.50%，与花岗岩类似，属于酸性岩。总碱(w(Na2O+K2O))为7.90%~9.55%，Na2O/K2O值除了1个为3.26，另外3个均小于1，为0.59~0.84。A/CNK值为1.00~1.03，A/NK值为1.19~1.55。
4个暗色体w(SiO2)为42.23%~59.76%，总碱(w(Na2O+K2O))为4.93%~7.29%，Na2O/K2O值为1.19~6.46，A/CNK值为0.54~0.88，A/NK值为1.57~2.05。
在全碱-硅质(TAS)图解(图 7a)中，浅色体数据均落在亚碱性系列区域内，而暗色体则变化明显，两个样品落在碱性系列，另外两个落在亚碱性系列。从类型上看，浅色体主要分布在花岗岩和石英二长岩区域内，为亚碱性酸性熔体；而暗色体分布较广，主要在二长闪长岩和闪长岩范围内。亚碱性系列岩石按K2O和SiO2的质量分数可进一步分为低钾(拉斑)系列、中钾钙碱性系列、高钾钙碱性系列和钾玄岩系列。在w(K2O)-w(SiO2)图(图 7b)中，除了1个浅色体位于钙碱性系列区域内，其他浅色体主要位于高钾钙碱性系列和钾玄岩系列区域内，均显示出富钾的特征；暗色体变化较大，规律不是很明显。在A/NK-A/CNK图(图 8)中，暗色体都落在准铝质区域内，而浅色体都位于过铝质区域中，具有弱过铝质的特征。
主量元素在Harker图解(图 9)中:随着SiO2质量分数的增加, TFeO、MgO、CaO、TiO2和P2O5质量分数整体降低，呈右倾斜线；暗色体K2O质量分数随着SiO2质量分数增大而降低，Na2O质量分数随着SiO2质量分数增大而升高；浅色体K2O质量分数随着SiO2质量分数增大而增大，Na2O质量分数随着SiO2质量分数增大而降低。样品13DBS12-1中浅色体为富斜长石熔体，与其他3个浅色体相比，其SiO2质量分数稍低，有明显高的Al2O3和Na2O质量分数，但K2O质量分数却明显小于另外3个样品。与暗色体相比，浅色体的TFeO、MgO、TiO2和P2O5质量分数低很多。
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| 图 9 研究区混合岩主量元素Harker图解 Fig. 9 Major elements' Harker diagrams of the migmatite in the study area |
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花岗闪长岩样品具有高Sr、Ba和低Y、Yb的特征，w(Sr)为494×10-6，w(Ba)为2 500×10-6，w(Y)为8.24×10-6，Sr/Y值为59.95(表 1)，稀土总量为218.20×10-6。
3.3.2 浅色体微量和稀土元素特征稀土元素明显小于暗色体，w(∑REE)为11.30×10-6~48.90×10-6。在稀土元素球粒陨石标准化图解(图 10a)上，REE配分模式右倾，相对富集LREE，亏损HREE，(La/Yb)N值除了1个为219.16外，其他3个介于15.42~30.44之间；具有明显的Eu正异常，δ/Eu值为2.48~6.55。微量元素原始地幔标准化图(图 10b)中, 与暗色体相比，微量元素整体偏低，亏损高场强元素U、Ta和Nb，富集大离子亲石元素Ba、K和轻稀土元素La；明显的Sr正异常和Ti负异常，且相对富集Zr、Hf。4个浅色体全岩微量元素同样具有高Sr、Ba和低Y、Yb的特征，w(Sr)为320×10-6~609×10-6，w(Ba)为1 250×10-6~3 250×10-6，w(Y)为1.01×10-6~5.58×10-6，Sr/Y值为99.82~602.97(表 1)。
在稀土元素球粒陨石标准化图解(图 10a)上，4个暗色体REE配分模式右倾，相对富集LREE，亏损HREE，(La/Yb)N值为除了1个为60.09外，其他3个介于3.18~5.72之间；稀土元素明显高于浅色体，w(∑REE)为142.00×10-6~560.60×10-6；具有弱的Eu负异常，δ/Eu值为0.62~0.88。与浅色体相比，4个暗色体全岩微量元素具有相对低Sr、Zr、Hf和高Sm、Y的特征(图 10b)，w(Sr)为294×10-6~959×10-6，w(Zr)为33.3×10-6~91.7×10-6，w(Hf)为1.02×10-6~2.65×10-6，w(Y)为34.20×10-6~69.80×10-6，Sr/Y值为4.31~28.04(表 1)。
4 讨论 4.1 深熔作用时间关于本区混合岩发生部分熔融的时间，吴元保等[4, 10]通过锆石年代学认为深熔作用开始于145 Ma之前，这限定了本区伸展构造发生的时间，而获得的120 Ma这个最年轻的年龄则代表了造山带垮塌后深熔作用的结束，并得到主要的两期部分熔融时间是(139±1)和(123±1)Ma。Xu等[14-15]认为深熔作用开始于160 Ma，至110 Ma结束。参考前人资料对北大别混合岩锆石边部年龄进行统计(图 11)，北大别混合岩化的时间为165~115 Ma，大概持续了40~45 Ma。其中，Xu等[14-15]获得的(158.0±4.1)、(159.0±4.3)、(159.0±3.3)和(160.3±4.8)Ma 4个年龄则可能代表深熔作用的开始时间，而140~125 Ma为北大别深熔作用的最主要阶段。前人[7-8, 25, 33-35]对大别造山带花岗岩进行了详细的研究，认为花岗岩是造山带垮塌过程中深熔作用的结果，并得到花岗岩主要的侵入时间为145~110 Ma，与深熔作用年龄基本一致。大别造山带厚的地壳在深熔作用改造下于130 Ma左右发生减薄，达到正常地壳厚度，这恰恰说明该时期正是深熔作用最强烈的时期。所以本文认为大别造山带的混合岩化作用最开始发生于160 Ma左右，但规模和程度都比较小；从140 Ma开始大别造山带发生大规模熔融事件，产生巨量的中酸性岩浆形成花岗岩，并最终导致厚的地壳减薄至正常地壳水平；120~115 Ma是最后一期混合岩化时间，深熔作用基本结束。因此，北大别混合岩很好的记录了大别造山带垮塌的过程，为造山带后期演化提供了可靠的证据。
当有充足的热源时，含水矿物的分解提供一定量的水便可极大促进部分熔融的发生。野外观察发现，浅色体中常常含有比较自形的、颗粒较粗大的暗色矿物角闪石和黑云母，他们不是残余体，而是在熔体中结晶的。在显微镜下，残余体中暗色矿物往往有明显的熔蚀结构，晶形较差，定向排列，显示一定的片麻理。而熔体中或者与熔体接触的暗色矿物往往晶形较好，且较新鲜。黑云母呈短柱状，分布于矿物颗粒间，定向排列不明显。角闪石中常含有斜长石和石英等浅色矿物包晶，可能为后期在熔体中生长时包裹其中的。根据岩相学组成特征，认为熔融过程反应为黑云母+斜长石+石英+流体→角闪石+熔体[17]和角闪石+斜长石+石英→单斜辉石+含水熔体[18]。尤其是第一个反应最为普遍，此反应黑云母发生脱水，形成角闪石，黑云母和斜长石为残余相，新生矿物为角闪石及熔体。但是前面已述，部分角闪石在后期熔体冷凝结晶时往往和熔体中残余流体产生反应形成新生黑云母。第二个反应中角闪石发生脱水反应，残余相为角闪石和斜长石，单斜辉石和熔体为新生相。
熔体产生后，在应力作用下可以向低应力处聚集，当深熔作用进一步提高时，一定量的熔体聚集在一起便可发生迁移，并在迁移过程中结晶分异。图 5e、f、g、h显示了熔体从发生初始熔融开始到迁移聚集的过程：暗色矿物和浅色矿物相互混杂表明熔体并没有完全分离，此时处于部分熔融的早期阶段，可以观察到一些初始熔融的现象，如石英与斜长石之间的他形钾长石等；随着熔体聚集迁移，出现早期结晶的大颗粒斜长石和石英；进一步迁移，熔体中暗色矿物基本消失，一般情况下，斜长石和石英会优先结晶，早期结晶的斜长石和石英组成框架结构，三连点及颗粒边界出现钾长石颗粒或薄膜；而富钾组分及水则在残余熔体中富集，当熔体演化到最后时，暗色矿物几乎完全消失，斜长石成为副矿物，出现钾长石巨晶和石英组合。以上过程中熔体迁移距离仅为几十厘米，便足以使得熔体成分发生很大改变。
4.3 熔体与岩浆作用深熔作用形成的熔体在应力差的作用下发生迁移，随后上升、侵位形成花岗岩[6]。Xu等[9]对本区早白垩世花岗岩进行了系统的年代学和地球化学研究，认为本区花岗岩分为早晚两期：早期发育片麻理的花岗岩(约132 Ma)具有富钾类埃达克质岩的特点，表明岩浆来源较深(大于50 km)，源区有石榴子石和/或金红石的残余；晚期未发生变形的花岗岩(约128 Ma)与早期发育片麻理的花岗岩相比偏酸性，具有正常安山岩-英安岩-流纹岩系列岩石的特点，认为是造山带伸展垮塌后相对薄的地壳(小于35 km)的下地壳部分熔融的产物。具有加厚地壳的造山带的垮塌是地壳深熔作用的结果，实验岩石学研究认为只需要低程度熔融便可使岩石强度降低几个数量级，所以造山带下地壳的深熔作用强烈地减弱下地壳岩石的流变强度，从而导致山根失稳发生重力垮塌。
主量元素方面浅色体与花岗岩相比，二者有一定的区别(图 12)。浅色体TFeO、MgO、TiO2和P2O5的质量分数总体上低于本区花岗岩。在浅色体与北大别花岗岩稀土元素图解和微量元素蛛网图(图 13)上，花岗岩的微量元素质量分数整体高于浅色体，且变化范围小于后者。二者都有右倾的稀土分配模式，富集LREE，亏损HREE。但浅色体具有明显的Eu正异常，δ/Eu值为2.48~6.55，而花岗岩则有弱的Eu负异常，并且浅色体中大颗粒斜长石相互构成框架结构，含量明显高于正常花岗岩熔体，认为这是由于熔体迁移过程中早期结晶出斜长石和石英的结果。只有高程度的深熔作用提供巨量的熔体，才能经过远距离的迁移、聚集和侵位产生花岗岩，所以低程度熔融产生的富斜长石浅色体和富钾长石浅色体化学成分应该和高程度熔融产生的花岗岩岩浆有一定的区别。
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| 图 12 浅色体与北大别花岗岩主量元素Harker图解 Fig. 12 Major elements'Harker diagrams of the leucosomes and granites in NDT |
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1) 北大别混合岩主要由互层的暗色体、浅色体和伟晶岩脉或团块组成。暗色体主要矿物组成为角闪石+黑云母+斜长石+石英±单斜辉石，层状浅色体以斜长石和石英为主，伟晶岩脉以钾长石和石英为主，熔体可见明显的分异和迁移现象。
2) 混合岩的年龄为165~115 Ma，其中主期岩浆作用的时间为140~125 Ma，与本区花岗岩时代一致，指示了大别造山带垮塌开始和结束的时间，以及垮塌的峰期时间。
3) 深熔作用或部分熔融过程中，碱金属元素、大离子亲石元素和轻稀土元素等优先进入酸性的熔体，而相容元素和中-重稀土元素等残留在残余体中，解释了壳源熔体的矿物组成和地球化学特征，以及深熔作用与岩浆作用的内在成因联系。
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