2012, Vol. 28
花岗质岩石中普遍发育暗色镁铁质微粒包体，这些包体能够提供花岗岩类岩浆的起源、演化及其形成机制的重要信息，因而成为花岗岩类岩石成因研究中备受关注的重要研究对象(Didier and Barbarin, 1991; Waight et al., 2001; Xu et al., 2004; Yang et al., 2004; Kumar and Rino, 2006; Kaygusuz and Aydincakir, 2009; Shellnutt et al., 2010；Esna-Ashari et al., 2011; Liao et al., 2010; Zhao et al., 2012b)。然而，对于镁铁质包体的成因机理，以及其与寄主岩之间的成因联系等问题仍存在很多争议。
浙江龙游沐尘石英二长岩体中普遍发育形态多样的暗色镁铁质微粒包体，前人对该岩体的矿物化学和全岩地球化学组成进行过一定程度的研究，提出该岩体具有钾玄岩系列的岩石地球化学特征，为后碰撞弧构造环境的产物(卢成忠等，2006；卢成忠，2007)。最近，我们获得该岩体镁铁质包体与寄主石英二长岩的锆石U-Pb年龄分别为112.4±1.2Ma和112.1±1.0Ma，表明二者为同时形成，并根据包体和寄主岩锆石εHf(t) 值散布于正值与负值之间的特点，提出二者可能为岩浆混合作用的产物(刘亮等，2011)，但尚缺乏系统的全岩元素与Sr-Nd同位素地球化学证据，同时对岩体侵位结晶的温压条件也缺乏深入研究。针对这一现状，本文对沐尘岩体的寄主石英二长岩及其镁铁质包体开展了系统的岩石学、矿物化学、元素地球化学和全岩Sr-Nd同位素组成研究，以期为阐明镁铁质包体与寄主岩之间的联系及全面揭示岩体的成因提供进一步的证据。
1 岩体地质及岩相学特征沐尘岩体出露于龙游县沐尘至遂昌县双溪口一带，紧邻江山-绍兴断裂带产出，岩体平面上呈近于北北东方向的纺锤状展布，南北长18km，宽3~5km，出露面积约58km2。岩体北侧侵入于元古宇龙游岩群变质岩中，南侧侵入于下白垩统高坞组、西山头组火山岩及潜火山岩中(图 1)，岩体接触面外倾，倾角呈西陡东缓变化趋势。岩体中普遍发育暗色镁铁质微粒包体，包体在寄主岩中呈随机分布，大部分包体分散存在，局部呈包体群形式产出(图 2a)。包体大小不一，从几厘米到几十厘米不等。包体形态多样，多呈椭球形或卵形等浑圆状外形，亦有扁平的透镜状、纺锤状、哑铃状和撕裂状等复杂形态，反映包体与寄主岩之间曾塑性共存(图 2b)。包体与寄主岩之间的界线一般比较清晰，呈突变关系，但有的包体边缘呈锯齿状或港湾状，有的包体与寄主岩之间呈弥散状，甚至几乎已合二为一，呈一种渐变的过渡关系(图 2a,b)。
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图 1 沐尘岩体地质简图(据浙江省地质局，1966①修改) 1-石英二长岩；2-石英正长岩；3-石英闪长岩；4-花岗岩；5-燕山晚期流纹斑岩；6-第四系；7-西山头组；8-高坞组；9-龙游岩群变质岩；10-采样点；11-断裂：①长乐-南澳断裂；②政和-大浦断裂；③江山-绍兴断裂 Fig. 1 Sketch geological map of the Muchen pluton 1-quartz monzonite; 2-quartz syenite; 3-quartz diorite; 4-granite; 5-Late Yanshanian rhyolite porphyry; 6-Quaternary System; 7-Xishantou Formation; 8-Gaowu Formation; 9-metamorphic rocks of the Longyou Group; 10-sample localities; 11-faults: ①Changle-Nan'ao fault; ②Zhenghe-Dapu fault; ③Jiangshan-Shaoxin fault |
①浙江省地质局.1966. 1:20万金华幅区域地质调查报告
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图 2 沐尘岩体暗色微粒包体野外照片(a、b) 及寄主岩与包体典型岩相学显微照片(c、d) Q-石英；Af-碱性长石；Pl-斜长石；Amp-角闪石；Ap-磷灰石 Fig. 2 Field pictures of melanocratic microgranular enclaves in Muchen pluton (a, b) and microphotographs of the representative quartz monzonite (host rocks) and enclosed enclaves (c, d) Q-quartz; Af-alkali-feldspar; Pl-plagioclase; Amp-amphibole; Ap-apatite |
沐尘岩体主体岩性为石英二长岩，边缘有少量石英正长岩。石英二长岩多呈中粒或中细粒花岗结构(图 2c)，组成矿物主要为斜长石(25%~45%，An=15~40)、碱性长石(35%~50%)、石英(5%~15%)、角闪石(5%~10%) 和黑云母(3%~5%)，副矿物主要为锆石、榍石、磷灰石、磁铁矿等。斜长石呈半自形板柱状，碱性长石主要为正长石及出溶形成的条纹长石，角闪石具绿色-淡褐色多色性。暗色镁铁质微粒包体的岩性主要为黑云母二长闪长岩，其组成矿物主要为斜长石(55%±)、钾长石(15%±)、黑云母(15%±) 及普通角闪石(10%±)，偶见少量石英，副矿物主要有锆石、磷灰石、磁铁矿和褐帘石及少量榍石，磷灰石常呈细长柱状和针状，长宽比达十几甚至几十(图 2d)，表现出淬冷结晶的特点。
2 测试方法矿物探针成分测定在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室采用JEOL JXA-8800M型电子探针仪完成，矿物定量分析的电子探针工作条件为：加速电压15.0kV，束电流10-8A，束斑直径1μm。采用美国国家标准局的普通角闪石作为标样，所有测试数据都进行了ZAF处理。
全岩地球化学分析先经岩相学观察与鉴定，以选出新鲜均匀具代表性的样品，然后进行破碎、研磨至200目以上。主量元素在南京大学现代分析中心采用XRF方法测定，测试仪器为瑞士生产的ARL9800XP+型X射线荧光光谱仪，使用Li2B4O7和LiBO2(67:33) 混合熔剂和加拿大Glaisse高温自动燃气熔样机制样，测试条件为：X射线工作电压40kV，电流60mA，分析精度优于5%。微量元素(包括稀土元素) 在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室采用德国生产的高分辨率电感耦合等离子体质谱仪(Finnigan Element Ⅱ HR-ICP-MS) 测定，样品用1mL浓HF+0.5mL浓HNO3在190℃溶解48h，以保证样品完全溶解，同时在测试的过程中采用F-基体匹配分析技术，有效地解决了Nb、Ta、Zr、Hf等元素在稀硝酸介质中不稳定问题。对USGS国际标准样品(BHVO-2) 的测定结果表明，样品测定值和推荐值的相对误差小于10%，且绝大多数值在5%以内(高剑峰等，2003)。
Sr-Nd同位素组成在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室采用Triton TI表面热电离质谱(TIMS) 测定。将样品烘干后称取50mg，完全溶解于HF+HNO3的混合酸中，采用Bio Rad50WX8阳离子交换树脂分离提纯出Sr和Nd，详细的流程参考濮巍等(2004, 2005)。Sr、Nd同位素比值分别采用86Sr/88Sr=0.1194、146Nd/144Nd=0.7219进行质量分馏校正，实验过程测定的标样NIST SRM 987的87Sr/86Sr=0.710259±0.000004 (2σ)，标样JNDi-1的143Nd/144Nd=0.512121±0.000003 (2σ), 与这两个标样的推荐值十分吻合。
3 矿物化学在中酸性岩石中，镁铁质矿物(如角闪石、黑云母) 通常蕴含着母岩浆成因的丰富信息，在探索岩浆起源、成岩过程、成岩物理化学条件(如温度、压力等) 等方面具有重要的指示意义(Lalonde and Bernard, 1993; Zhao et al., 2005; Martin, 2007; Bi et al., 2009; Zhao et al., 2012a; 胡建等, 2006; 李鸿莉等, 2007; 章健等, 2011)。沐尘岩体中镁铁质矿物斑晶以角闪石为主，且角闪石均较新鲜。本次选取代表性的角闪石进行电子探针矿物成分分析，结果列于表 1。
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表 1 沐尘石英二长岩中角闪石探针成分分析结果(wt%) Table 1 Microprobe analysis of amphiboles from monzonites in the Muchen pluton (wt%) |
由表 1数据可以看出，沐尘岩体寄主岩中角闪石的化学成分相对均一，主要特征表现为：相对贫硅(SiO2=43.07%~46.31%)，富铁(FeOT=23.55%~26.85%)。以23个氧原子为单位计算的晶体化学式中的阳离子系数为：CaB=1.57~1.63，NaB=0.35~0.43，Ti=0.13~0.17，(Na+K)A=0.26~0.54。根据角闪石分类命名方案(Leake et al., 1997)，沐尘岩体寄主岩所有角闪石均属于钙质角闪石系列((Ca+Na)B≥1.00，NaB＜0.50)；按照钙质角闪石进一步分类命名原则，它们主要投影于铁角闪石区域，少量投影于铁浅闪石及浅闪石区域(图 3)，表现出富铁的特征。
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图 3 沐尘岩体角闪石分类图解(底图据Leake et al., 1997) Fig. 3 Classification of amphiboles from Muchen pluton (after Leake et al., 1997) |
表 2列出了沐尘岩体代表性样品的主量元素分析结果，寄主石英二长岩的主量元素特征可以归结为：(1) 中-偏酸性，SiO2=63.79%~67.08%；(2) 相对富碱，其K2O+Na2O值介于9.30%~10.99%，在SiO2-(K2O+Na2O) 关系图上样品点均落在碱性系列区域，岩石类型为石英二长岩(Middlemost, 1994)(图 4a)；碱度率指数(A.R) 介于2.57~3.80，在A.R-SiO2关系图上，样品点投影在碱性区(图 4b)，其过碱指数(AKI) 为0.77~0.90，因此岩石属弱碱性岩石；(3) 相对富钾，K2O＞Na2O，K2O/Na2O=1.13~1.23，在SiO2-K2O关系图上，样品点均落在橄榄玄粗岩系列范围(图 4c)；(4) 具准铝特征，其Al2O3介于16.25%~16.60%，变化范围较小，铝饱和指数(A/NKC值) 为0.88~0.98，均小于1.0，在A/NKC-AKI图解上(图 4d)，所有样品点均位于亚碱准铝质区域；(5) CaO、TiO2、P2O5等的氧化物含量较低，分别为1.29%~3.26%、0.22%~0.50%和0.12%~0.31%，FeOT/MgO值变化于3.07~6.22，低于A型花岗岩的平均值(=13.4，Whalen et al., 1987)；(6) 岩体经历了一定程度的分异演化，分异指数(D.I.) 介于78.3~90.1之间。
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表 2 沐尘岩体寄主岩与包体的主量元素(wt%) 及微量、稀土元素(×10-6) 分析结果 Table 2 Major element (wt%), trace and rare earth element (×10-6) analyses of host rocks and mafic microgranular enclaves of the Muchen pluton |
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图 4 沐尘岩体主量元素关系图 图(a) 底图据Middlemost (1994)，其中碱性与亚碱性系列分界线据Irvine and Baragar (1971)；图(c) 实线据Peccerillo and Taylor (1976)，虚线据Middlemost (1985) Fig. 4 Major element variation diagrams of the Muchen pluton The base map for diagram (a) is after Middlemost (1994), and the boundary between the alkaline and subalkaline series is after Irvine and Baragar (1971); The solid dividing lines in diagram (c) are after Peccerillo and Taylor (1976) and the dashed lines are after Middlemost (1985) |
闪长质包体的主量元素特征与寄主岩相比存在明显差别，其特征主要表现为：(1) 贫硅，SiO2=54.84%~55.35%，在TAS图解上(图 4a)，闪长质包体位于二长岩及二长闪长岩区域；(2) 较寄主岩明显富集CaO、MgO和Fe2O3T等氧化物，分别为4.90%~5.54%、2.38%~2.43%和7.92%~8.02%；(3) 全碱含量较寄主岩偏低，ALK=7.45%~9.13%；相对贫钾，Na2O＞K2O，K2O/Na2O=0.46~0.88，明显区别于寄主岩相对富钾的特征；(4) Al2O3=17.50%~17.96%，A/NKC=0.83，碱铝指数(AKI) 在0.63~0.70之间，在A/NKC-AKI图解上(图 4d)，同样投影于亚碱准铝质区域；(5) 分异演化程度低，D.I.介于62.1~66.9之间。
4.2 稀土及微量元素表 2列出了沐尘岩体寄主岩和包体代表性样品的稀土及微量元素测定结果，图 5a为其稀土元素球粒陨石标准化配分曲线，图 5b为微量元素相对于原始地幔标准化的蛛网图。沐尘石英二长岩稀土元素总量中等偏高，∑REE=228.2×10-6~340.5×10-6；富集轻稀土，LREE/HREE=8.34~11.13，(La/Yb)N=8.74~11.98，同时轻稀土分馏程度高于重稀土，(La/Sm)N=3.76~5.02，(Gd/Yb)N=1.51~1.78；铕中-强负异常，Eu/Eu*=0.28~0.60，指示成岩过程中存在一定程度的斜长石的分离结晶作用。岩石稀土元素球粒陨石标准化配分曲线呈明显的右倾斜型，与典型S型花岗岩常表现出的“海鸥型”稀土配分形式(徐克勤等，1989; 周新民，2007) 有较明显的差别。
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图 5 沐尘岩体稀土元素球粒陨石标准化配分曲线(a, 标准化值据Boynton, 1984) 及微量元素原始地幔标准化蛛网图(b, 标准化值据McDonough and Sun, 1995) Fig. 5 Chondrite-normalized REE distribution patterns (a, the normalized values after Boynton, 1984) and primitive mantle-normalized trace element spidergrams (b, the normalized values after McDonough and Sun, 1995) of the Muchen pluton |
闪长质包体的稀土配分型式与寄主岩相似，也呈明显的右倾斜型，稀土总量与寄主岩相近，∑REE=216.7×10-6~334.5×10-6；轻重稀土分馏程度与寄主岩相似，仍表现为轻稀土富集的特点，LREE/HREE=9.78~10.64，(La/Yb)N=10.71~12.86，暗示了其不是寄主岩浆早期结晶分异产物的堆积体，因为REE为强不相容元素，倘若闪长质包体是花岗质岩浆早期结晶分异产物的堆积体，则其REE含量应该较寄主花岗质岩石低，REE配分曲线也应当位于寄主花岗质岩石的下方。闪长质包体中铕负异常不及寄主岩明显，为弱到中度负异(Eu/Eu*=0.43~0.93)，说明其可能经历了较低程度的斜长石分离结晶作用。
微量元素组成上，沐尘岩体寄主岩富Rb、Th、U，贫Sr、P、Nb、Ta、Ti；其Ga/Al×104=1.99~2.25，低于A型花岗岩的下限值(=2.60，Whalen et al., 1987)；Rb/Sr=0.27~1.41，较之A型花岗岩的平均值(=3.52，Whalen et al., 1987) 也偏低，但Zr、Hf等高场强元素含量相对较高。闪长质包体具有和寄主岩相似的微量元素组成特征，均表现出Nb、Ta、Ti亏损，但Ti的亏损程度不及寄主岩，Zr、Hf、Y、Yb等元素的含量低于寄主岩，无明显Sr、P亏损，表明包体的成岩过程中斜长石、磷灰石等矿物的分离结晶作用并不明显。沐尘岩体寄主岩和闪长质包体微量及稀土元素标准化分布模式大体相似，这一趋同性暗示二者具有密切的成因联系。
5 Sr-Nd同位素组成表 3列出了沐尘石英二长岩和镁铁质包体代表性样品的Rb-Sr和Sm-Nd同位素组成及根据年龄计算的相关参数。从表中数据可以看出，沐尘岩体镁铁质包体和寄主岩具有相似且较均一的初始Sr同位素组成，ISr分别为0.7062~0.7065和0.7058~0.7070。二者的εNd(t) 值均较高，其中寄主岩εNd(t) 值为-3.19~-2.43，闪长质包体εNd(t) 值相对偏高，为-2.60~0.58，指示它们均为壳幔混源岩浆结晶的产物，包体与寄主岩Sr、Nd同位素组成相似或较接近的特点也暗示二者在成因上应存在紧密联系。
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表 3 沐尘岩体寄主岩与包体代表性岩石样品的Rb-Sr、Sm-Nd同位素组成 Table 3 Rb-Sr and Sm-Nd isotopic results of mafic microgranular enclaves and host rocks of the Muchen pluton |
花岗岩类的成岩温度一方面可以通过实验岩石学研究获得，但目前更广泛地是利用地质温度计方法进行估算。常用的地质温度计是依据热力学和人工实验等资料，通过达到平衡的共生矿物间的共有成分配量进行计算，从而较准确地估算出某些火成岩的成岩温度(Watson and Harrison, 1983; Holland and Blundy, 1994)。目前，花岗岩类岩石成岩温度估算最常用的方法为Watson and Harrison (1983)提出的锆石饱和温度计。由于在中酸性岩石中，锆石通常被铁镁矿物、长英矿物包裹，是最早结晶的副矿物之一，因此计算的锆石饱和温度可看作是花岗质岩浆开始结晶的近液相线温度(King et al., 1997)。考虑到花岗质岩浆在上升就位过程中大多数是绝热的，因而岩浆在早期结晶时的温度可以近似代表岩浆形成时的温度(吴福元等，2007)。运用该方法计算得到沐尘岩体石英二长岩的锆石饱和温度为797~851℃(表 2)，平均826℃(n=4)，明显高于I型和S型花岗岩锆石饱和温度的平均值(平均值分别为781℃和764℃, King et al., 1997)，说明沐尘岩体侵位结晶的温度较高，但较过碱性A型花岗岩的锆石饱和温度(平均值883℃，刘昌实等，2003) 偏低。
6.1.2 成岩压力实验岩石学证明：钙碱性侵入岩中形成的角闪石，其全铝含量与结晶时的压力成正比(Johnson and Rutherford, 1989；Defant and Drummond, 1990)，这是确定岩体结晶深度的一种有效方法。沐尘石英二长岩普遍含有角闪石，前述矿物化学特征表明它们均属于钙质角闪石，且成分较均一，从而可以据此来估算成岩压力。
Johnson and Rutherford (1989)在740~780℃和(2~8)×108Pa条件下，对熔体、流体(H2O+CO2)、黑云母、透长石、石英、斜长石(An30)、榍石、磁铁矿或钛铁矿与火成角闪石的平衡关系进行了研究，他们获得的钙质角闪石全铝含量与压力的关系式为：
P(1×108Pa±0.5×108Pa)=4.23Altot-3.46，r2=0.99
式中P为岩浆结晶时压力(108Pa)，Altot为角闪石的全铝含量。
沐尘石英二长岩满足该角闪石全铝压力计应用条件：①必须有石英、钾长石、角闪石、黑云母、磷灰石、锆石、榍石、以及铁钛氧化物等矿物共生(Hammarstrom and Zen, 1986；Hollister et al., 1987；Schmidt, 1992)；②样品没有发生低温蚀变；③岩石的结晶温度同压力计校准条件温度相差不大。应用该方法计算获得沐尘岩体的结晶压力主要变化于0.10~0.23GPa，平均值为0.19GPa，按1GPa=33km深度换算，岩石侵位深度约为6.27km，属中-深成岩体，与沐尘石英二长岩多呈中粒花岗结构的岩相学特征相吻合。需要注意的是尽管角闪石核部和边部的角闪石Al含量没有明显差异，我们尽量采用与石英或者正长石相接触的角闪石的边部Al成分进行计算，以期代表岩浆结晶晚阶段的压力条件(近固相线)。研究表明压力低于0.2GPa时，角闪石在温度低于950℃的条件下均能稳定存在(Gribble et al., 1990)，因而沐尘岩体中按角闪石成分估算的成岩压力是有效的。
6.2 镁铁质包体成因讨论针对花岗质岩石中暗色镁铁质微粒包体的成因，前人提出了多种模式，概括起来主要有：(1) 残留体成因模式，认为暗色微粒包体是花岗岩岩浆源区的难熔残余物质(Chappell et al., 1987; Chen et al., 1989; Chappell, 1996)；(2) 堆积体成因模式，认为暗色微粒包体是同源岩浆早期结晶矿物堆积而成(Clemens and Wall, 1988; Dodge and Kistler, 1990)；(3) 液态不混溶成因模式，认为暗色微粒包体是岩浆在液态时不混溶或者混溶程度低形成的，它们与寄主岩有着相近的温度和压力，是中酸性岩浆中不同组分相互扩散、岩浆熔离作用的结果(Watson, 1976; 朱永峰，1995)；(4) 岩浆混合成因模式，认为暗色微粒包体是幔源岩浆贯入下地壳引起其熔融产生花岗质岩浆，并发生不完全混合的产物(Holden et al., 1987; Didier and Barbarin, 1991；Griffin et al., 2002; Perugini et al., 2003; Xu et al., 2004; Andersen et al., 2007; Yang et al., 2004, 2007; Kaygusuz and Aydincakir, 2009; Zhao et al., 2010, 2012b)。
就沐尘岩体中的暗色包体而言，首先，包体中未发现富铝的特征变质矿物，如红柱石、夕线石、堇青石和石榴石等，不发育变晶结构和片理构造等变质岩的组构特征，缺乏含水矿物的脱水残留相，且寄主岩石与包体均具有Rb、Th正异常，均属于准铝质岩石(A/NKC＜1)，表明其并非基底变质岩的难熔残留物。其次，元素地球化学特征表明，寄主岩与包体稀土配分形式基本同步，两者稀土总量(∑REE) 相近，且包体均富集大离子亲石元素Rb、Sr、Ba等，表明镁铁质微粒包体并非岩浆中早期晶出矿物的堆积体。此外，包体与寄主岩边界呈浑圆形或者扩散形态，同样不支持堆晶过程(crystal accumulation processes)(Kumar and Rino, 2006)。第三，在液态不混溶成因模式中，包体与寄主岩REE配分曲线虽然平行一致，但富铁的中基性液相往往比长英质液相更富含REE、Zr、Nb、P、Y (Watson, 1976)，而沐尘岩体中镁铁质微粒包体的上述元素含量与寄主石英二长岩相似，部分元素(如Zr, Hf等) 还明显偏低，这一特征也不支持包体与寄主岩为液态不混溶产物。
沐尘岩体镁铁质包体具有典型的火成结构，其组成矿物的种类与寄主岩相似，仅暗色矿物含量偏高。在地球化学方面，镁铁质包体与寄主岩样品的主量元素氧化物比值之间显示良好的协变关系，在主量元素同分母氧化物比值相关图解上(如Al2O3/CaO-Na2O/CaO，图 6a)，表现出良好的线性相关；在主量元素异分母氧化物比值图解上(如FeOT/Al2O3-Na2O/CaO，图 6b)，表现为双曲线演化关系，这些协变关系指示包体与寄主岩最可能为岩浆混合成因(Langmuir et al., 1978)。在1/Nd-εNd(t) 图解上(图 6c)，寄主岩和包体样品的投影点呈良好的线性关系；在Rb-Rb/Sr关系图解上(图 6d)，显示出良好的双曲线关系，包体和寄主岩上述微量元素与同位素的相关特征也支持二者的岩浆曾发生过混合作用(Langmuir et al., 1978; Dong et al., 1998; Xu et al., 1999; Chen et al., 2002; Jiang et al., 2005; Kaygusuz and Aydincakir, 2009)。
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图 6 沐尘岩体寄主岩与包体元素比值协变图解 Fig. 6 Element correlation diagrams of mafic microgranular enclaves and host rocks from the Muchen pluton |
研究表明，在岩浆混合过程中，主量元素和微量元素及同位素的表现不同，前者在硅酸盐熔体中呈网组分(network-forming)，不易均匀化；后两者在硅酸盐熔体中为非成网组分，两种熔体间微量元素与同位素的扩散不需要改变熔体的结构，其交换比主量元素化学成分的交换容易得多(Lesher, 1990, 1994)，造成扩散后两种岩浆微量元素和同位素的趋同性。因此，包体与寄主岩微量元素及Sr、Nd同位素组成相近而主量元素组成存在较显著差别的特征可用岩浆混合的观点得到合理的解释(Zhao et al., 2012b)。值得注意的是，沐尘岩体寄主岩与包体εNd(t) 值虽然相近，但两者仍存在着有限的差别，表现在镁铁质包体的εNd(t) 值(-2.60~0.58) 略高于寄主岩的εNd(t) 值(-3.19~-2.43)，指示镁铁质包体幔源组分的比例较寄主岩要高，因此，二者岩浆之间并非完全的均匀混合(Holden et al., 1987; Zhao et al., 2012b)。
此外，前述地质与岩相学特征也表明沐尘岩体寄主岩与包体应属岩浆混合成因，如包体多呈浑圆状或透镜状等塑变形态；单个包体与寄主岩接触界线清晰或者呈渐变关系，并可见来自寄主岩的长石斑晶横跨其间，显示二者具同时性或近时性，包体与寄主岩的锆石U-Pb年龄(分别为112.4±1.2Ma和112.1±1.0Ma，刘亮等，2011) 在误差范围内一致也说明它们应同时形成，这为阐明二者之间曾发生过岩浆混合作用提供了关键证据。沐尘暗色微粒包体中针状磷灰石发育，它们应是高温的基性岩浆注入到低温的酸性岩浆房中，导致基性岩浆温度迅速下降而淬冷结晶的产物，被认为是成岩过程中存在岩浆混合作用的重要标志(Kumar，1995；Xu et al., 2004; Barbarin，2005)。综上所述，沐尘岩体中的镁铁质包体应为基性岩浆与其诱发熔融的长英质岩浆经不均匀混合作用的产物。
6.3 岩体成因探讨沐尘寄主石英二长岩相对富碱(K2O+Na2O=9.30%~10.99%)，在SiO2-(K2O+Na2O) 关系图上，样品点均落于碱性系列区域(图 4a)；在A.R-SiO2关系图上，样品点投影在碱性区(图 4b)，过碱指数(AKI) 为0.77~0.90，因此其总体上可以归结为偏碱性岩石。针对偏碱性岩石前人提出了几种可能的成因模式：(1) 由不均一的下地壳物质在挥发组分参与或高压条件下经低程度部分熔融形成(Huang and Willie, 1981; Lubala et al., 1994; Tchameni et al., 2001)；(2) 由富集的岩石圈地幔部分熔融形成(Lynch et al., 1993; Jiang et al., 2006; Kumar et al., 2007; He et al., 2009); (3) 由碱性玄武岩浆经分异作用残余熔体结晶形成(Brown and Becker, 1986)；(4) 由岩浆混合作用形成，其中主要是幔源镁铁质岩浆与其诱发熔融的壳源长英质岩浆的混合并经进一步的分异作用形成(Mingram et al., 2000；Litvinovsky et al., 2002; Xu et al., 2004; Zhao et al., 2010, 2012b)。
就沐尘岩体寄主石英二长岩而言，其SiO2含量为63.79%~67.08%，矿物组成中含有不等量石英(5%~15%)，属于广义的花岗岩类岩石。岩石中MgO、Cr含量较低(MgO=0.46%~1.43%，Cr=1.58×10-6~4.14×10-6)，其中Cr含量远低于地幔橄榄岩源区部分熔融形成的原始玄武质岩浆(Cr=500×10-6~600×10-6；Wilson, 1989)。在微量元素蛛网图上，寄主岩富集轻稀土元素及Rb、Th、K等大离子亲石元素，而相对亏损Nb、P、Ti，这些元素地球化学组成指示其与大陆地壳物质具有明显的亲缘性(Taylor and McLennan, 1985)，因此，岩体寄主岩不可能起源于幔源岩浆的分异演化，而更可能起源于地壳物质的部分熔融。
另一方面，寄主岩和包体的Nd模式年龄(分别为1.11~1.17Ga和0.86~1.12Ga，表 3) 均明显低于华夏地块基底变质岩的Nd模式年龄(1.8~2.2Ga，沈渭洲等, 1993; 陈江峰等，1999)，指示沐尘岩体在成岩过程中应有源自深部的具有高143Nd/144Nd值的幔源物质的加入。在t-εNd(t) 关系图上(图 7a)，沐尘岩体寄主岩与镁铁质包体样品点均投影在华南元古代地壳演化域的上方，并靠近球粒陨石(CHUR) 演化线，个别样品甚至位于球粒陨石演化线的上方，这些偏高的εNd(t) 值及显著年轻的二阶段Nd模式年龄指示有多量亏损的幔源组分参与了岩石的成岩过程。选择亏损地幔(DM) 和华南上地壳(UC) 作为混合端元，利用Faure (1986)及刘昌实和陈繁荣(1991)提供的二端元参数，并将二端元的Sr、Nd同位素组成校正到岩石形成时(t=112Ma) 的相应值，再按简单的二元混合模型拟合混合曲线，可以看出闪长质包体和寄主岩的投影点落在或十分靠近混合线(图 7b)，由此估算出沐尘岩体成岩过程中幔源组分的参与比例达59.6%~67.4%。
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图 7 沐尘岩体代表性样品t-εNd(t) 关系图(a) 与(87Sr/86Sr)t-εNd(t) 关系图(b) DM-亏损地幔；UC-上地壳；CHUR-球粒陨石均一储库；华南元古代地壳演化域据沈渭洲等(1993) Fig. 7 t-εNd(t) correlation diagram (a) and (87Sr/86Sr)t-εNd(t) diagram (b) from the Muchen pluton DM-depleted mantle; UC-upper continental crust; CHUR-chondrite uniform reservoir; the Proterozoic crustal evolutionary area of SE China is after Shen et al. (1993) |
在构造上，沐尘岩体明显受到江山-绍兴断裂派生的北东向-北北东向龙游溪口-遂昌柘岱口断裂带的控制(卢成忠，2007)。江山-绍兴断裂在华夏古陆于新元古代末期解体之前，是华夏与扬子地块的碰撞缝合带(舒良树等，1999；Shu et al., 2008)，但从燕山晚期开始，沿断裂带发生了强烈的区域拉张作用(舒良树和周新民，2002)，区域性的拉张深断裂为上地幔岩浆底侵提供了有利的构造条件，并诱发地壳物质发生减压熔融产生长英质岩浆。Fernandez and Barbarin (1991)的研究表明，当镁铁质岩浆注入到少量结晶的长英质岩浆时，可以发生完全的混合，产生均一的岩浆；但当镁铁质岩浆注入到已有一定程度结晶的长英质岩浆时，两种共存的岩浆由于粘度相差大，则会发生不均匀的机械混合，这时温度高、粘度小的基性岩浆经快速冷凝结晶会形成暗色微粒包体，随后在对流或其他驱动力的作用下，导致包体分散在整个寄主岩体中。因此，沐尘石英二长岩及镁铁质包体最可能是在引张构造背景下，由亏损的地幔组分及其诱发的地壳物质部分熔融形成的长英质岩浆经不均匀的机械混合，并经进一步的分异演化形成。
7 结论(1) 沐尘石英二长岩具有中酸性、准铝质、富碱、富钾等特征；镁铁质包体则偏基性、贫钾。微量和稀土元素组成上，寄主岩富集Rb、Th、U，贫Sr、P、Nb、Ta、Ti，且Zr、Hf含量相对较高，具中-强的铕负异常(Eu/Eu*=0.12~0.60)。镁铁质包体具有相似的微量元素及稀土元素特征，但相对富集Sr、P，贫Zr、Hf，且具弱到中度铕负异常(Eu/Eu*=0.43~0.93)。
(2) 沐尘岩体镁铁质包体和寄主岩具有相似且较均一的初始Sr同位素组成，ISr分别为0.7062~0.7065和0.7058~0.7070。二者的εNd(t) 值均较高，其中寄主岩εNd(t) 值为-3.19~-2.43，闪长质包体εNd(t) 值相对偏高，为-2.60~0.58。在主量元素氧化物比值相关图解及微量元素与同位素协变图解上，镁铁质包体与寄主岩之间呈现出良好的协变关系。元素与Sr-Nd同位素地球化学综合特征一致表明二者之间发生过岩浆混合作用。
(3) 沐尘岩体为结晶温度偏高(797~851℃) 的中深成侵入体(6~7km)，岩石学及元素与Sr-Nd同位素组成特征表明沐尘石英二长岩及镁铁质包体最可能是在引张构造背景下，由亏损的地幔组分及其诱发的地壳物质部分熔融形成的长英质岩浆经不均匀的机械混合，并经进一步的分异演化形成。
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