2. 中国科学院大学, 北京 100049
2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
镁铁质微粒包体(mafic microgranular enclaves,简称MMEs;Didier,1973)或称暗色微粒包体(Dark microgranular enclaves;Didier,1987)广泛分布在花岗质岩石中,是现代岩石学研究的前沿与热点之一(王德滋等,1992;杜杨松,1994;王梁等,2013)。目前关于花岗质岩石中暗色包体的成因假说主要有4种:①残留体成因(Chappell and White,1974;White and Chappell,1977;Chappell et al.,1987;陈国能,1998;彭卓伦等,2011),即为地壳深熔作用产生花岗质熔体后的难熔矿物集合体。②岩浆分异成因(Fershtater and Borodina,1977;Dodge and Kistler,1990;Flood and Shaw,2014),即为岩浆早期堆晶体或析离体。③岩浆液态不混溶成因(Bender et al.,1982;周新民和徐夕生,1991;朱永峰,1995a;陈荣等,2005),即岩浆熔离作用的产物。④岩浆混合成因(Didier and Lameyre,1969;Reid et al.,1983;Cantagrel et al.,1984;Vernon,1984;Barbarin,1988;Castro et al.,1991;Poli and Tommasini,1991;沙连堃和袁奎荣,1991;Barbarin and Didier,1992;Bonin,2004),即为基性岩浆进入酸性岩浆中淬冷的团块。这些镁铁质岩浆可以来自于地幔(Bacon,1986;Didier,1987;Holden et al.,1987;Huppert and Sparks,1988;Wiebe,1991),也可源于下部地壳(Eberz et al.,1990;Maas et al.,1997)。
花岗质岩石中暗色包体不仅自身是多种岩浆过程的忠实记录者,而且作为“岩石探针”蕴含着丰富的岩石成因信息,能提供有关寄主岩浆起源、演化及其动力学环境的重要线索(Didier,1987;马昌前,1992;王德滋等,1992;Paterson et al.,2004;Yang et al.,2004,2007a;徐夕生和邱检生,2010)。此外,对暗色包体的深入研究还可为区域岩浆-构造事件、深部地质过程、壳幔相互作用及陆壳生长与演化等提供有效的制约(Didier et al.,1982;徐夕生等,1993;江万,1996;王涛,2000;莫宣学等,2002,2007;李昌年,2002;杜杨松等,2003;谌宏伟等,2005;Yang et al.,2007b;Chen et al.,2009)。
华北北缘分布着一条近东西向的晚古生代(330~265 Ma)Ⅰ型钙碱性花岗质岩带(张拴宏等,2010;马旭等,2012),该岩带普遍富集大离子亲石元素(Ba、K、Sr),亏损高场强元素(Nb、Ta、Ti),表现出典型的大陆弧岩浆特征,被认为是古亚洲洋板片向南俯冲至华北克拉通深部过程的产物(Zhang et al.,2007,2009a,2009b;张松等,2012;石玉若等,2014)。前人对这些岩体的研究多限于其形成时代、地球化学与岩石成因以及构造背景分析,而对于赋存其中的暗色微粒包体鲜有报道,仅在华北北缘西段(张建军等,2012)、中段西侧(章永梅等,2008;Zhang et al.,2011;王挽琼等,2013;顾枫华等,2014)及东侧(马旭等,2012)等局部地段有少量发现与初步的研究。
近期笔者在对华北北缘中段东侧冀北地区的海西期花岗质岩进行野外考察时,在隆化七家南岩体英云闪长岩中发现了大量镁铁质微粒包体,这是前人所没有公开发表的。本文在对这些包体的产状与形态特征、岩相学及地球化学组成等进行详细研究基础上,结合与寄主岩石的对比,论证了镁铁质微粒包体的岩浆混合成因。
1 地质背景研究区位于华北克拉通北缘中段(图 1a),南部以近东西向的平泉—古北口—赤城—尚义断裂为界与燕山台褶带相邻,北部以赤峰—围场断裂为限与中亚造山带东段的兴蒙造山带相隔。区域内早前寒武纪结晶基底岩石广泛出露,由中高级变质的晚太古代单塔子群和古元古代红旗营子群等构成(刘树文等,2007a,2007b),基底岩石直接被未变形的中新生代沉积-火山建造不整合覆盖,缺失中-新元古代和下古生代地层(张拴宏等,2004)。区域内发育大量晚古生代—中生代的中酸性岩体(图 1b),如晚石炭世的隆化岩体、大光顶岩体、波罗诺岩体,早二叠世的喇叭沟门岩体、天桥岩体,以及三叠纪的喀喇沁岩体、光头山岩体。总体上,岩浆活动多受东西向延伸的深大断裂控制,如赤峰—围场深断裂、丰宁—隆化深断裂、大庙-娘娘山庙深断裂、尚义—赤城—平泉—古北口断裂等(河北省地质矿产局,1989)。
七家南岩体(图 1c)位于七家镇以南的南营子村、上平台子及下平台子一带,丰宁—隆化断裂北侧。岩体长轴近东西向,长约15 km,宽6 km。岩体呈小岩株侵位于早前寒武纪的变质结晶基底中。围岩为古元古代上白庙钾长片麻岩(河北省地质调查院,2002)。岩体西北侧被燕山期的喀喇沁花岗岩基侵入,东端被第四纪沉积物所覆盖。该岩体缺乏精确的年龄数据,区域地质调查资料将其划为华力西期石英闪长岩石(内蒙古自治区地质矿产局,1967),结合与区域内相似岩体的对比(张拴宏等,2004;邵济安和杨进辉,2011;邵济安等,2012),推测其形成时代应属晚古生代-早中生代。岩体在南营子村头被公路切穿,故而形成极好的观察剖面:岩体无明显构造变形变质现象,见肉红色的花岗岩脉(数厘米至数十厘米),不仅切割了岩体甚至也穿越了暗色包体(图 2a)。
暗色微粒包体广泛出现在七家南岩体中,其分布不均匀,多在局部地段富集,有的还呈定向排列(图 2a)。包体灰黑色、细粒结构,大小不一,数厘米至数十厘米不等,主要为椭圆状和透镜状(图 2b、2c),少数呈棱角状(图 2a、2d)。包体中常含有中粗粒的斜长石以及榍石大晶(图 2b、2d),前者不仅粒度与寄主岩中斜长石相当,而且不少颗粒横跨包体与寄主岩的界线。包体与寄主岩体的接触界面一般较清晰(图 2),少数不太明显(图 2b);部分包体还具有被寄主岩石贯入构成的反向脉(back-vein)(图 2c),甚至发育主要由极细小的黑云母等暗色镁铁质矿物组成的冷凝边(图 2d)。
3 样品采集与分析测试方法野外共采集了15块新鲜的寄主岩体和包体样品(N-41°24′04.15″,E-118°05′38.35″;N-41°23′48.55″,E-118°05′35.25″),挑选出有代表性的4件寄主岩石和6件包体样品进行分析测试。
样品全岩的主、微量元素分析以及探针片矿物化学分析在中国科学院地质与地球物理研究所完成。在主量元素分析中,首先准确称取0.5 g的200目粉末样品于罐中,加入助熔剂LiBO4充分混合后再倒入铂金坩埚,然后加入3滴脱模剂将样品熔制成玻璃片,最后采用X射线荧光光谱仪(AXIOS Minerals)进行主量元素测定。测试结果的相对标准偏差RSD为0.1%~1.0。亚铁含量采用传统湿法化学法获得。在微量元素分析中,将称重的40 mg粉末样溶于HF-HNO3酸液中,容器通过Teflon密封。在100℃下静置24 h后再逐渐升温到140~150℃再保温7天。蒸干后溶于HNO3中保温过夜(120℃),随后再次蒸至近干。测试前通过1% HNO3将样品稀释至50 mL,随后由电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)-Finnigan MAT Element获得微量元素数据。所有元素的分析精度优于5%。主微量数据详见 表 1。矿物主量元素由该所JEOL JXA-8100型电子探针获得。测试时的加速电压为15 kV,束流为10 nA,束斑半径为3 μm。不同元素的记数时间从10 s到30 s不等。天然矿物用作校正标样。分析结果见 表 2。
镜下为不等粒中粒结构,粒度较大且相对自形的主要是斜长石和黑云母,较小且他形的主要是石英、钾长石等矿物。主要矿物为斜长石(40%~50%)、石英(20%~30%)、黑云母(15%~25%,浅黄褐-绿褐),次要矿物为钾长石(3%~5%)、绿帘石(3%~5%,无色-淡黄绿),偶见角闪石,副矿物为榍石、锆石、磷灰石、Fe-Ti氧化物等。由于岩石主要由斜长石、石英和铁镁矿物(含量大于10%)组成,缺乏角闪石,故应定名为英云闪长岩。
半自形板状的斜长石发育聚片双晶和环带结构甚至巴温诺“斜坡”双晶,也见聚斑集合体(图 3a)。有的颗粒具有宽厚的增生环边,与内核界线为一圈细黑线(图 3b)。黑云母多含有石英、短柱状磷灰石及其他副矿物而呈烂片状(图 3b)。自形-半自形的绿帘石常与黑云母密切共生,见褐帘石核甚至斜坡双晶(图 3b)。石英则以多晶集合体为主,填充到其他矿物之间(图 3a)。
似斑状结构,斑晶为10%~15%,主要是斜长石,少量为角闪石和黑云母,它们的粒度与寄主岩石中对应的矿物相当。基质为细粒(0.5~1.0 mm)半自形粒状结构,由斜长石(45%~50%)+黑云母(15%~20%,浅黄褐-绿褐)+角闪石(10%~15%,橄榄绿-蓝绿)+石英(3%~5%)+绿帘石(~5%,无色-淡黄绿)以及副矿物(榍石+锆石+磷灰石等)组成。
斜长石最显著的特征是斑晶和基质都见发育洁净的增生边,核边界限粗糙明显;斑晶斜长石的内核常含小片黑云母等矿物构成嵌晶结构(图 3c)。不少颗粒也以聚斑集合体出现(图 3d)。圆化的单个斑晶和聚斑往往被暗色矿物围绕镶嵌,类似眼斑。角闪石较自形,斑晶和基质都见成群的集合体,前者常包含沿着其解理分布的半自形-他形黑云母及石英等小颗粒,构成筛状结构;而基质者一般不包裹其他矿物,发育简单双晶及长柱状晶形(图 3e)。黑云母无论基质和斑晶都普遍与长英质矿物参差状接触,且包含其他颗粒而呈烂片状。绿帘石与暗色矿物密切共生,发育形态丰富的褐帘石核。榍石常以较大的自形-半自形晶出现在长英质矿物中(图 3f),周围缺乏黑云母和角闪石;而且其本身也包含自形-半自形的条状斜长石,类似辉绿结构。锆石既见自形晶也具圆化的颗粒(图 3g),磷灰石针状和短柱状形态均有(图 3g,3h),前者长宽比一般大于10 : 1,最高可达20 : 1,而后者多小于5 : 1。
综上可以看出,七家南岩体英云闪长岩除了缺乏角闪石和含少量钾长石之外,其他矿物组合几乎与暗色微粒包体一致,只是两者相同矿物的含量有所不同:暗色包体具有更多的斜长石,而寄主英云闪长岩的石英含量更高。此外,二者中均出现发育熔蚀内核和他形增生边的套幔斜长石(mantled plagioclases)。
5 寄主岩石与包体地球化学特征 5.1 主量元素寄主英云闪长岩:SiO2=62.14%~64.08%,Al2O3=17.21%~17.90%,TFe2O3=4.98%~5.80%,MgO=1.84%~2.25%,CaO=4.91%~5.43%,K2O=1.90%~2.33%,Na2O=3.26%~3.56%,Mg#=42.3~43.5。与典型的英云闪长岩(Rollison,1993)相比,铁略低而硅、铝稍高。低K2O/Na2O=0.53~0.71,相对富钠。铝饱和指数ASI(A/CNK)=0.97~1.01,在A/CNK-A/NK图解中几乎都落入准铝质范围(图 4a)。里特曼指数δ=1.41~1.79,莱特碱度率A.R.=1.64~1.69,在SiO2-K2O图解中均落入钙碱性系列(图 4b)。
镁铁质微粒包体:SiO2=48.16%~52.95%,TiO2=1.13%~1.39%,CaO=7.22%~7.91%,Al2O3=19.50%~20.55%,Na2O=3.12%~3.53%,K2O=2.27%~3.34%,Mg#=44.5~46.4,δ=3.44~8.09,A.R.=1.53~1.60。具有较高的Ti、Ca、Al及稍高的钾含量。较低的 K2O/Na2O=0.64~1.07(仅NY1415大于1),相对富钠。铝饱和指数为0.88~0.93,属准铝质(图 4a)。在SiO2-K2O图解中,除了NY1416落入高钾钙碱性系列之外,其他样品均位于橄榄粗安岩系列(图 4b)。
总体上,包体较寄主岩石明显偏基性,更富钾,而钠含量相当,其他主元素也无一例外地更高。在Harker图解上(图 5),两者表现出良好的线性关系:TiO2、Al2O3、TFe2O3、MnO、MgO、CaO、P2O5与SiO2呈明显的负相关性,而K2O与SiO2的负相关性较弱,Na2O则表现出随着SiO2的增加并没有明显变化的特点。
寄主英云闪长岩:稀土总量Σ REE=183.90~342.66×10-6,均值为254.69×10-6。其ΣLREE/ΣHREE=11.78~16.46,均值为 14.15。(La/Yb)N=18.54~29.84,均值为23.78。δEu=0.85~0.96。较高的Sr=(886.71~1070.84)×10-6,均值为1018.04×10-6(仅NY1404低于1000×10-6),以及较高的Ba=(998.05~1713.72)×10-6,均值为1387.27×10-6;而Y含量较低(17.54×10-6~21.66×10-6,均值为19.09×10-6); Sr/Y=49.43~57.81,均值为53.45。
镁铁质微粒包体:Σ REE=(298.43~460.90)×10-6,均值为370.38×10-6; ΣLREE/ΣHREE=8.03~17.34,均值为12.08;(La/Yb)N=10.98~33.78,均值为20.07; δEu=0.82~0.91; 高Sr和Ba[Sr=(1035.19~1263.80)×10-6],均值为1148.72×10-6;Ba=(1202.40~1770.31)×10-6,均值为1554.44×10-6; Y=(21.59~41.90)×10-6,均值为34.06;Sr/Y=26.17~58.55(仅NY1415和NY1416大于35),均值为35.56。
包体和寄主岩石都富集LREE而亏损HREE;包体的轻重稀土含量都比寄主岩石的高,但轻重稀土比值却较后者低。因此,在稀土分布型式图中二者均表现出适度的右倾,轻微的负铕异常,且寄主岩石轻重稀土分馏更明显(图 6a)。在微量元素原始地幔标准化蛛网图上(图 6b),寄主英云闪长岩和闪长质包体均强烈亏损Nb、Ta,前者还具有高度亏损的P和Ti,而后者P与Ti的亏损程度相对较弱。二者还轻微亏损Th、Ce、Zr、Hf、Y,适度富集Pb、Ba、Sr、Nd。总体表现出亏损高场强元素,富集大离子亲石元素的特征。
总之,镁铁质微粒包体相对寄主英云闪长岩富Ca、Al、Fe、Mg、P、Ti等以及稀土元素,这与包体含有更基性的斜长石、更多的角闪石及榍石与磷灰石等副矿物相吻合。此外,V、Co、Ni、Cu、Zn等亲硫过渡族元素的含量在包体中也明显偏高(表 1),与其基性程度较高相匹配。
6 MMEs岩浆混合作用成因的证据 6.1 岩浆混合的岩相学证据 6.1.1 宏观形态证据在野外露头上,七家南岩体中的镁铁质微粒包体具有典型的火成岩特点。包体总是较寄主岩石颜色更深和粒度更细,其外形多为椭球状和透镜状,表明包体物质进入到寄主岩浆中时处于塑形较高的液态并经历了岩浆流动而压扁伸长(Vernon,1984,1991)。少量棱角状包体可以用晚期近固态的包体在寄主岩浆中运动时受剪切作用而破碎来解释(李显武等,1999;莫宣学等,2002)。这些特征基本可以排除包体为岩浆侵位时捕获围岩碎块的可能性。细粒结构而无堆晶结构的出现也暗示不太可能是岩浆源区残留体或同源岩浆早期结晶分异的产物;因为残留体往往具有变质组构而堆积体与寄主岩石的矿物粒度应大致相当。另外,岩浆熔离形成的包体与寄主岩石形成于同一温压环境,故一般不具有淬冷边(王德滋等,1992;徐夕生等,1993)。然而七家南岩体中的暗色包体发育冷凝边和反向脉(图 2c、2d),它们被认为是镁铁质岩浆与长英质岩浆发生混合的可靠证据(王德滋和谢磊,2008)。因此,从野外产状上可以初步推断这些包体是偏基性岩浆进入到偏酸性岩浆中淬冷固结的产物。
6.1.2 微观不平衡矿物组合与结构证据镜下包体显示的似斑状结构(基质半自形粒状结构)和典型岩浆矿物组合(Pl+Bt+Hbl+Qz+Spn+Zr+Ap)再次证实了包体的岩浆成因。包体和寄主岩石薄片中广泛出现的矿物交换现象与不平衡结构,则是岩浆混合作用存在的强有力证据(Didier,1987; Vernon,1990;Hibbard,1991;李昌年,2002;莫宣学等,2002)。
套幔斜长石(mantled plagioclase)——“环斑斜长石”(rapakivi plagioclase)。此类斜长石在寄主岩石尤其在包体中普遍存在,一般由3部分组成:比较干净或斑点状的核部、暗色的熔蚀界面、以及较洁净的外部增生边,类似于钾长石的环斑结构。它们的熔蚀界面被称为钙质异常带(calcic spike;Wiebe,1968)或尘状环带(dust zone;Tsuchiyama,1985)或吸回环带(resorption zone;Perugini et al.,2003)或内环带(inner zone;朱永峰,1995b)。它所分割的内核与外边常常在成分上不连续。套幔斜长石在许多淬冷包体中广泛出现(王晓霞等,2002;Janoušek et al.,2004;谢磊等,2004;覃峰等,2006;刘志鹏和李建威,2012),被认为是岩浆混合作用存在的重要矿物学证据之一(Weibe,1968;Hibbard,1981;Tsuchiyama,1985,Barbarin,1990;Vernon,1990;Kawamoto,1992;周新民,1998;Baxter and Feely,2002)。
七家南岩体镁铁质微粒包体中的“环斑”斜长石有如下特点:内核多包含细小的Bt±Hbl±Ep等矿物而构成嵌晶结构,熔蚀线圈粗糙明显,增生边干净且相对核部较窄。而在寄主英云闪长岩中则表现出核部无(少)嵌晶、熔蚀界线较细而增生边相对宽厚的特征。
探针数据(表 2)进一步揭示了这些套幔斜长石的成分差异。寄主英云闪长岩中的增生边斜长石核部较边部富钙,但两者An值差距并不大(核部An=43,而边部An=40~37; 图 7a),可能是偏酸性环境下较早晶出的斜长石在岩浆混合时被少许侵入的较热基性熔体轻微熔蚀,然后再缓慢生长出宽厚的增生边。
镁铁质微粒包体中斜长石环斑具有更加复杂的形态(图 7b),其核心呈熔蚀港湾状,成分均一(An=45~48),被自形的富钙斜长石(An=67~70)所包裹,而后者又被较富钠的具有正常环带的斜长石覆盖(An=53~38),最外边的成分与基质小颗粒斜长石相近(An=33~46,一般在40左右)。这与陈斌等(2009)描述的岩浆混合成因包体中结构不平衡的斜长石斑晶极其类似。上述特征表明斜长石经历了3期生长阶段:起初,寄主英云闪长质岩浆中有少量斜长石先晶出,在岩浆混合期间被捕获到更热环境的偏基性包体岩浆中,遭受强烈熔蚀,因熔蚀吸热造成局部过冷使周围富钙的熔体较快晶出基性斜长石,最后经历了混合演化的残留液相再缓慢结晶出富钠的边部。包体和寄主岩石环斑斜长石的差异说明酸性斜长石(内核)在遭受到熔蚀作用之后,它们所处的环境已不相同,一部分晶体进入基性环境中,另一部分则仍处于相对酸性的环境中(朱永峰,1995b)。
包体中还见正常环带的斜长石,其内部富钙(An=64)而边部富钠(An=43),不显示钙质异常带(内环带)与增生边,即无熔蚀现象,应是基性端员岩浆正常结晶的产物。而寄主英云闪长岩中出现了An值高达55的拉长石,与自身大多数成分属中长石(An=30~44,且多不超过40)的颗粒形成鲜明对比,很可能是岩浆混合过程中从包体迁移而来。
综上可以看出,斜长石在包体和寄主岩石中广泛存在成分间断(增生环斑结构),在后者中还出现成分不协调(明显的牌号差异),说明两种端员岩浆共存时,不仅发生了晶体之间的固态交换,而且经历了一定程度的熔体混合,最终导致复杂结构的斜长石形成。
淬冷结构及其他特殊结构——针状磷灰石、榍石-斜长石眼斑。镁铁质微粒包体中具有针状磷灰石和长柱状角闪石,与寄主岩石中的短柱状磷灰石形成鲜明对比,这些非常态晶形的出现是经历了快速冷却的结果(Hibbard,1991;王德滋等,1992)。实验岩石学也证实了磷灰石在骤冷条件下结晶时,其结晶轴明显延长,长宽比可达20 : 1(Wyllie et al.,1962)。七家南岩体中包体磷灰石具有针状和短柱状两种形貌,暗示两期结晶历史,前者是快速淬冷的产物,而后者则是正常环境中的缓慢结晶。
此外,包体中还常出现不同程度圆化的矿物晶体,如具暗色矿物镶边的眼球状斜长石(图 3c)、圆粒状的锆石颗粒(图 3g)等,暗示遭受了熔蚀,可能也是从寄主英云闪长质岩浆中捕获的结果(Didier,1987)。此外,多种形态(菱形、短柱状、长柱状等)的角闪石自形晶在包体中局部聚集,呈团块状,周围被石英填充(图 3e)。尤其值得指出的是,包体中还发育罕见的榍石-斜长石眼斑(sphere-plagioclase ocelli):包含小条斜长石的榍石大晶分布在长英质矿物中,周围缺乏暗色矿物(图 3f)。这些特殊的眼斑结构和镁铁质矿物团块(mafic clots)被认为是岩浆混合作用的特征岩相学证据之一(Hibbard,1991;Baxter and Feely,2002)。
总之,英云闪长岩寄主、尤其是镁铁质微粒包体中广泛出现的矿物交换现象和不平衡结构基本排除了围岩碎块和难熔残留体的可能性。而不混溶包体和寄主岩石曾经是两种共轭的熔体,不存在温差,故不出现淬冷结构。加之早期堆积体说难以解释的结构粒度大小与矿物成分间断等矛盾,因此,岩浆混合作用无疑是其成因模式的最佳选择。
6.2 岩浆混合的地球化学证据如果说包体和寄主岩石的岩相学特征反映了岩浆混合作用的显性标志,那么地球化学数据则进一步揭示其隐秘的一面。
6.2.1 主量元素证据对比七家南岩体镁铁质微粒包体和英云闪长岩寄主的主元素成分和矿物化学可以发现如下特点:①MMEs较寄主岩石贫硅(SiO2),除了Na2O与后者相当外,其他氧化物含量均高于寄主岩石,表现出高钙铝、富铁镁及稍富钾,在Harker图解上两者显示良好的线性关系;②MMEs的成分点比较分散,不像正常岩浆的演化趋势,而后者的成分点则相对集中,且演化趋势相对明显;③酸性斜长石的化学成分在MMEs和寄主岩石中相似,但前者的An值稍高。
这些“同源”特征与许多世界上不同地区钙碱性花岗岩带中的MMEs-寄主岩石对类似(Reid et al.,1983;Vernon,1984;Holden et al.,1991;江万等,1999;Silva et al.,2000; Janoušek et al.,2004;胡芳芳等,2005;汪传胜等,2009)。Debon(1991)总结认为这种同源性质是物质交换的结果:包体与寄主岩石原来是两种独立的具有不同成分的岩浆,在岩浆混合时通过晶体交换及熔体迁移等复杂的物理化学过程而使彼此发生不同程度的混染。由于两种岩浆在体积上的巨大差异,寄主岩石表现出整体的均一性(成分点集中),而包体则受影响较大(成分点分散),成分向寄主一端趋于平衡。
岩浆在不同演化过程中其化学组分变化往往不一致,全岩Mg/(Mg+Fe)和Na/(Na+Ca)值常被用来讨论花岗质岩石中暗色包体的成因(周金城和徐夕生,1992;徐红,1994;潘贵等,2002;陈荣等,2005)。七家南岩体全岩样品的Mg/(Mg+Fe)值在镁铁质微粒包体和英云闪长岩寄主中相近(前者为0.45~0.46,后者为0.42~0.43),然而包体中的Na/(Na+Ca)=0.43~0.46,明显较寄主岩石的对应值(0.52~0.55)小,符合岩浆混合过程中热扩散效应(Soret效应)导致元素迁移的规律,可排除包体是岩浆熔离成因的可能性。因为经历了液态不混溶作用的Mg/(Mg+Fe)与Na/(Na+Ca)值在两相中几乎一致(周金城和徐夕生,1992;徐红,1994)。
6.2.2 微量元素证据在稀土元素和微量元素标准化图解中(图 6),七家南岩体中的镁铁质微粒包体和寄主英云闪长岩表现出相似的分配型式与变化趋势,似乎暗示二者具地球化学的亲源关系并经历了相近的岩浆演化过程(王晓霞等,2005)。然而仔细考察发现,包体的稀土总量Σ REE=298~460×10-6(平均值约370×10-6)明显高于寄主岩石的Σ REE=184~342×10-6(均值约为255×10-6)。此外,K、Ba、Rb、Sr、Cs等LILE以及Sc、Y、P、Ti、Zr、Hf、Nb等HFSE反而随着SiO2的增加而轻微降低(表 1)。这显然与岩浆自身分离结晶作用导致的元素分布规律不一致。因为随着岩浆从基性到酸性的演化,不相容性较强的LILE和HFSE会越来越富集。因此,七家南岩体中的镁铁质微粒包体与寄主英云闪长岩并不是同源岩浆演化的产物。
岩浆液态不混溶作用虽然也会导致REE和P、Ti、Zr等高场强元素在基性的岩浆中富集,但是这一过程同样会促使低场强的Cs、K等大离子亲石元素更多地进入偏酸性端(Watson,1976;Ryerson and Hess,1978;周新民等,1992;徐红,1994)。这显然与包体更富集 LILE等不相容元素的事实相矛盾。因此,七家南岩体中的镁铁质微粒包体也不可能是岩浆熔离成因。
此外,在讨论岩浆过程时常常运用的主(微)量元素协变图解中,镁铁质微粒包体和英云闪长岩寄主也表现出岩浆混合作用的特征:同分母双比值图中呈良好直线而在多元素不共分母比值图中则为双曲线(图 8)。它们在反映岩浆演化方式的MgO-TFeO的关系图解上依然显示出非常明显的岩浆混合演化趋势(图 8d)。
因此,综合野外产状、显微结构、矿物化学、全岩地球化学等特征,岩浆混合作用无疑是七家南岩体英云闪长岩中镁铁质微粒包体成因的最佳模式。
7 结论(1)包体多呈现圆化的塑性外貌,可见冷凝边和反向脉,具有似斑状与半自形细粒结构以及典型的岩浆矿物组合(Pl+Bt+Hbl+Qz+Ap+Spn+Zr)。
(2)广泛出现矿物交换现象与多种不平衡结构:如包体和寄主岩石均出现发育增生边和钙质异常带/内环带的“环斑”斜长石,包体中的榍石-斜长石眼斑、角闪石集合团块、针状磷灰石、熔蚀状锆石等。
(3)包体与寄主岩石具有相似的微量元素和稀土元素分布型式,均亏损高场强元素,但包体更富集大离子亲石元素。在主微量元素协变图解上二者呈现良好的相关性,显示出岩浆混合作用趋势。它们的Mg/(Mg+Fe)与Na/(Na+Ca)比值也都表现出岩浆混合作用的特点。
致谢: 野外考察、薄片鉴定、主微量分析测试过程中得到了张宇博士、朱斌博士、孙杨博士,王红月老师、李文君老师、高炳宇老师等人的帮助,在此一并致谢。
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