2. 广东省地质科学研究所, 广州 510080 ;
3. 北京大学地球与空间科学学院, 北京 100871
2. Guangdong Institute of Geosciences, Guangzhou 510080, China ;
3. School of Earth and Space Sciences, Peking University, Beijing 100871, China
深熔作用是特指岩石熔融过程的术语。在高级变质作用区及其下部地壳深熔作用广泛发生,形成混合岩,并产生巨量的花岗质岩浆。现如今我们所观察到的太古宙(>2.5Ga)大陆地壳几乎都是花岗质的,因此,了解花岗岩的深熔作用过程,对解释早期大陆地壳的形成过程具有重要意义。以往我们通过地球化学研究花岗岩的源区特征以及构造背景(Liu et al., 2002, 2005; Wang et al., 2012; Yang et al., 2008),却对岩石组构的研究不够重视,但地球化学往往具有多解性,此时对花岗岩组构进行研究有助我们理解岩石的演化过程。在野外我们可以通过观察岩石宏观组构,寻找与深熔作用有关的构造和岩石共生组合,来获得岩石部分熔融过程的信息(Holness et al., 2011)。但如果岩石的部分熔融程度很高,关于部分熔融的信息局限在颗粒尺度上,就需要我们通过观察岩石深熔显微组构及矿物共生组合明确矿物之间的演化关系。通常我们认为变形作用、重结晶作用和退变质作用会消除部分熔融期间形成的显微构造,而事实上大多数早期岩石深熔显微组构信息是可以被保留下来的(Berger and Kalt, 1999; Berger and Roselle, 2001)。因此,细致的考察混合岩中矿物间的显微组构或结构关系既可以重建熔融反应的实例、确定岩石熔融环境的变化(Cesare, 2000; Fitzsimons, 1996; Greenfield et al., 1996; Hartel and Pattison, 1996; Johnson et al., 2003; Raith and Harley, 1998; White et al., 2003; Chen et al., 2015),又对我们理解其成因演化过程具有非常重要的意义(Holness, 2008; Sawyer, 2008b)。
在华北克拉通范围内,2.5Ga发生一次重要的构造岩浆热事件,使早-中太古代地壳发生了部分熔融,同时伴有大量幔源基性岩浆侵入。普遍认为,与该期热事件几乎同时(或稍晚)华北克拉通地壳经历了一期区域性的变质事件(Liu et al., 2011; Zhai, 2004; 耿元生等, 2010)。作为这期地壳深熔事件的记录,新太古代花岗质岩石的研究对理解太古宙深熔作用、大陆地壳形成演化过程具有特殊的科学意义。
辽宁省兴城市位于华北克拉通北缘,该区分布一套新太古代花岗质杂岩,长期以来一直与“绥中混合花岗岩”类比(图 1)。岩石组成以似斑状花岗闪长岩和石英闪长岩为主,少量细粒黑云闪长岩(包体)及脉状花岗岩,具有深熔花岗岩的岩貌和组构特征以及铁镁质岩浆加入混合的组构特征。该套花岗质杂岩在兴城夹山、首山以及寺儿堡和台山均有分布,在钓鱼台地区岩石出露较好(图 1),各类岩石之间接触关系明确。与典型的“绥中混合花岗岩”相比,本区的花岗质杂岩中,石英闪长岩有较多出露,并显示出底侵就位的特征,是研究新太古代末期地壳深熔和壳幔混合作用的理想地区。为便于区域构造对比分析,特将兴城地区花岗质杂岩定义为“钓鱼台花岗岩”。本文通过对钓鱼台地区花岗质杂岩的大比例尺填图(1:1000)和花岗岩组合宏观组构的解析,建立钓鱼台花岗岩地质体各岩性单元间的构造关系;通过显微组构识别花岗质杂岩中熔体赋存状态和迁移特征,恢复花岗岩的深熔过程,为本区太古宙花岗岩成因过程和构造环境研究提供岩石组构的约束。
①吉林大学地质调查研究院2014. 1:25万锦西幅地质图
2 钓鱼台地区太古宙花岗质杂岩的岩石学特征 2.1 宏观组构特征钓鱼台地区出露的花岗质杂岩主要包括:中粗粒似斑状花岗闪长岩和暗色中细粒石英闪长岩两部分,少量暗色细粒黑云闪长岩(包体)和浅色脉状花岗岩。详细的野外观察发现了花岗质杂岩更多的组构信息,大比例尺填图(图 2)揭示出杂岩体内部的构造关系。
在研究区的东北和西南部集中出露,此外,似斑状花岗闪长岩还以捕虏体(图 2b)或“顶垂体”(图 2c, d、图 3a)两种形式与暗色石英闪长岩接触。该类岩石呈肉红色,中粗粒似斑状结构,块状构造。斑晶为钾长石巨晶(3~6cm),基质以斜长石、石英、黑云母为主,少量钾长石。钾长石巨晶包裹着许多细粒的斜长石、黑云母等矿物颗粒,具有明显的变斑晶特点。部分钾长石巨晶具有核边结构,内部通常有一个自形的钾长石核,可能反映早期岩浆结晶的钾长石,被后期变质生长的钾长石边包裹,表明“斑晶”的生长过程复杂(图 3b)。钾长石斑晶的数量在与石英闪长岩接触带附近明显增多(图 3c),显示石英闪长岩的底侵具有加热效应。
以包体的形式分布于似斑状花岗闪长岩(寄主花岗岩)中(图 2b、图 3d, e)。灰黑色-暗黑色,细粒结构,块状构造,约占寄主花岗岩的1%~2%。包体形态各异,大小不一,呈塑性变形特征(图 3d),略有拉伸现象,大致沿310°~320°方向延长分布,包体内有寄主花岗岩的捕掳体/晶及反向脉(图 3d, e),与寄主花岗岩的接触关系复杂多变(截然或渐变)。局部可见包体呈被混染的脉体分布,脉体成分接近寄主花岗岩(图 3f),二者之间具有机械混合(mingling)和化学混合(mixing)的特征。
2.1.3 石英闪长岩灰绿色-灰黑色,中-细粒结构,块状构造。大致沿北西-南东方向出露,与似斑状花岗闪长岩呈侵入接触关系(图 2d),接触面产状多呈低角度,显示石英闪长岩具有“底垫”侵入特征。与似斑状花岗闪长岩接触带附近可见似斑状花岗闪长岩及细粒黑云闪长岩包体构成的捕掳体(图 2b),捕掳体内以及接触带附近有密集的钾长石变斑晶(图 3c)。
2.1.4 脉状花岗岩岩石以钾长石、石英为主,少量斜长石,几乎不含暗色矿物。根据矿物组成可分成二长花岗岩和正长花岗岩两类岩脉,二者的粒度、颜色、成分是逐渐变化的,但整体上都呈浅色,中细粒似斑状结构,局部为伟晶结构。脉状花岗岩显示裂隙充填的特点,在似斑状花岗闪长岩和石英闪长岩中形成不规则充填网脉(图 3g, h)。
2.2 显微组构特征 2.2.1 似斑状花岗闪长岩主要矿物为斜长石(40%~50%)、钾长石(20%~25%)、石英(25%~30%)、黑云母(10%~15%),另外含有磷灰石、绿帘石、榍石、磁铁矿等副矿物。似斑状结构,块状构造,无明显塑性变形组构。
斑晶为钾长石变斑晶(>8mm),包裹斜长石、石英、黑云母等残留晶体(图 4a),斑晶边缘呈不规则的锯齿状。斑晶中包裹的斜长石、基质中斜长石与钾长石接触部位均具有窄的(1~2mm)钠长石交代反应边(图 4c),电子探针分析显示其An1~6(表 1)。
基质中存在大量(占基质50%~55%)半自形-他形板柱状斜长石(2~5mm)和少量(占基质15%~20%)半自形-他形粒状石英(2~5mm),矿物晶面平直,晶体间隙中由熔体相矿物组合充填(占基质10%~15%),显示为堆晶结构(accumulation)。堆晶结构是深熔作用高级阶段富熔体的高级混合岩分离结晶过程中,熔体被萃取后,晶体堆积下来所特有的结构(Sawyer, 2008b)。基质中还有少量黑云母(1.5~2mm),半自形-自形片状,具有绿色-黄褐色多色性,多绿泥石化,分布在斜长石周围。磷灰石多呈自形短柱状。
似斑状花岗闪长岩中的堆晶结构可分为紧密堆积和非紧密堆积两种类型:1)紧密堆积结构域中,斜长石颗粒之间、斜长石和石英颗粒之间晶面紧密相连,接触边界平直或轻度弯曲,无熔体薄膜(图 4b),可能反映熔体完全分离后的残晶堆积结构;2)非紧密堆积结构域中,板状斜长石缝隙之间有不规则状的石英、钠长石、钾长石(0.2~2.5mm)等熔体成分充填,局部呈熔体池/囊(图 4c)或“串珠”状排列(“string of beads”; 图 4d),具有晶间残余熔体结晶的特点(Hartel and Pattison, 1996; Holness, 2008; Sawyer, 2001, 2008b)。同时,斜长石较多发育熔蚀结构(图 4c),晶体边缘被熔蚀呈港湾状(Acosta-Vigil et al., 2006; Holyoke Ⅲ and Rushmer, 2002)。电子探针分析显示,板状斜长石组分为更长石An18-22(表 1),而晶间熔体相中的长石成分为钠长石An3-4(表 1)。似斑状花岗闪长岩的基质中,熔体相矿物组分的含量只占10%~15%,大致接近静态深熔作用的熔体联通门限值(Jamieson et al., 2011),可能代表大量熔体迁出后残余的熔体。
整体上,似斑状花岗闪长岩中堆晶斜长石蚀变严重,且具有熔蚀结构,为部分熔融残余的斜长石晶体;钾长石作为斑晶和残余熔体的形式存在;石英颗粒波状消光程度很弱,基本无变形组构特征。在矿物晶体中还存在许多裂隙,大多数裂隙只存在于晶体颗粒内部,并不切穿相邻矿物(图 4b),说明裂隙的形成可能是在熔体分离过程中,固态矿物相互碰撞挤压形成,而非受后期构造变形作用影响。以上特征表明似斑状花岗闪长岩是在无差异应力作用环境的静态熔融-分离结晶过程中形成。
2.2.2 细粒黑云闪长岩(MME)细粒黑云闪长岩(包体)主要矿物成分为斜长石(55%~60%)、黑云母(30%~35%)、角闪石(1%~2%)、石英(1%~3%)及磷灰石、榍石、磁铁矿等副矿物,细粒结构(图 4e),块状构造。
斜长石他形粒状,粒度较细且比较均匀(0.3~1mm),偶见半自形短柱状斜长石(1.5~3mm),为捕获晶(图 4g)。电子探针分析显示MME中斜长石组分为An20-34(表 1),介于更长石-中长石范围内,略高于似斑状花岗闪长岩中的板状斜长石。暗色矿物含量高,主要为黑云母,鳞片状,多发生绿泥石化。黑云母常围绕细粒斜长石分布,构成暗色矿物镶边,具有弱的定向排列(图 4f)。角闪石含量低,多退变为黑云母,部分退变黑云母保留角闪石假象。岩石中还存在大量针柱状磷灰石(图 4h),长宽比可达20:1,为高温岩浆快速冷却结晶的典型组构。
2.2.3 石英闪长岩石英闪长岩主要矿物成分为斜长石(45%~50%)、石英(15%~20%)、钾长石(5%~10%)、黑云母(25%~30%)、角闪石(1%~2%),以及绿帘石、褐帘石、榍石、方解石、磷灰石、磁铁矿等副矿物,斑状结构,块状构造,无变形。
斑晶为斜长石(1~5mm),半自形-自形板柱状(图 5a),具有岩浆结晶特征,含量约为30%~35%。斜长石斑晶内部蚀变较强,一般为绿帘石化,边部较干净,斑晶周围还有板状或细粒钾长石、石英熔体成分镶边结构(图 5b),电子探针分析显示斜长石斑晶An12-23(表 1)。基质成分为斜长石、石英、钾长石等,细粒结构(0.02~1mm),局部还存在三边平衡结构(图 5c)。磷灰石长柱状( < 10:1)。组构特征表明,石英闪长岩浅层就位结晶后,似斑状花岗闪长岩(围岩)结晶释放水分和结晶潜热,使石英闪长岩发生强烈的帘石化和局部的熔融。此外,在石英闪长岩的小型似斑状花岗闪长岩捕掳体中,见有许多他形(尖角形)钾长石、石英、钠长石(图 5d)集合体,显示似斑状花岗闪长岩捕掳体被加热而再次熔融的特征。
与似斑状花岗闪长岩相比,脉状花岗岩中暗色矿物及斜长石含量明显减少,而石英及钾长石的含量相对增多。研究区内不同位置的脉体颜色、成分、粒度是逐渐变化的,但多数为正长花岗岩或二长花岗岩。其矿物成分为石英(35%~45%)、斜长石(20%~25%)、钾长石(25%~30%)、黑云母(3%~5%)及少量磁铁矿等副矿物,中-细粒结构,脉状构造,无变形。
岩石中大量分布石英、钠长石、钾长石,呈他形粒状(0.05~2.5mm),矿物颗粒边界不规则,尖突状发育,呈镶嵌式接触(图 5f)。少量残留有斜长石板柱状(0.5~4mm),边部熔蚀成不规则状、港湾状(图 5e),板柱状晶形大都已经不完整;还有部分斜长石(0.1~0.5mm)原始形态已经消失,完全被熔蚀成他形粒状(图 5f)。残留斜长石颗粒之间基本上没有相互接触,而是呈分散状分布在石英、钠长石、钾长石颗粒之中,具有早期残留固相矿物晶体特征。脉状花岗岩整体上显示高度富集熔体的特征。电子探针分析显示残留长石与熔体相长石的组成上有明显差异(表 1)。
3 锆石结构与U-Pb年代学在钓鱼台花岗岩的各类花岗质岩石中获取锆石样品(MME包体因体积小、数量少未获取锆石),分别进行锆石结构分析和年代学研究。锆石分选在河北省廊坊区域地质调查所实验室和河北省廊坊市宇能岩石矿物分选技术服务有限公司完成,样品制靶CL照相在中国科学院地质与地球物理研究所和廊坊市诚信地质服务有限公司完成。蔡丽斌(2014)利用中国科学院地质与地球物理研究所CAMECA IMS-1280二次离子质谱仪,对似斑状花岗闪长岩和石英闪长岩进行了测年。本文利用吉林大学东北亚矿产资源评价国土资源部重点实验室LA-ICP-MS设备,补充进行了脉状花岗岩(H013)的锆石U-Pb同位素测年工作。
3.1 似斑状花岗闪长岩(D003)锆石样品中大部分锆石为半自形-自形短柱状或纺锤状,部分为长柱状或粒状,长径50~150μm之间,长宽比在2:1~3:1。似斑状花岗闪长岩具有三类锆石(图 6a):第一类锆石为岩浆锆石,具有较好的环带结构,为岩石在熔融过程中生长的锆石(Kriegsman, 2001);第二类锆石具有核幔结构,核部可能为早期熔融残留的锆石,边部为后期岩浆中生长的锆石;第三类锆石晶型已经不完整,晶界圆滑,环带已分辨不清,结构复杂,“补丁”状,蜕晶化严重,受后期岩浆活动的影响发生蚀变,具有“变质”锆石的特征。蔡丽斌(2014)对第一类锆石20个点进行了测年,测年结果(表 2)显示上交点年龄为2538±20Ma(MSWD=9.7),与加权平均年龄2517±10Ma(MSWD=19)基本一致(图 6b),代表似斑状花岗闪长岩形成年龄。虽未对第二类锆石进行测年,但我们推测,其核部应该具有较老的年龄信息。
锆石多为半自形-他形粒状、板状或短柱状,长径50~150μm,长宽比为1.5:1~2.5:1。根据锆石形态、内部结构和蚀变等特征可分为三类:第一类锆石占大多数,为石英闪长岩中生成的锆石,多数可能受水化作用影响,蚀变严重(图 6c),锆石内部结构复杂,呈“交错层理”状(Corfu et al., 2003),13个点测年结果(表 2)显示,锆石铅丢失严重,上交点年龄为2476±56Ma(MSWD=15),与加权平均年龄2324±56Ma(MSWD=1387)不一致(图 6d),只有两粒锆石靠近谐和线附近,其表面年龄分别为2476±4Ma和2499±14Ma(表 2),接近石英闪长岩的形成年龄;第二类锆石具有较好的环带结构,与似斑状花岗闪长岩中岩浆锆石结构相近,数量极少(约占1%),应为捕获锆石;第三类锆石为变质锆石,数量较少(约占2%),也应具有捕获锆石特点。对第二、三类锆石8个点进行测年(表 2)显示上交点年龄为2530±47Ma(MSWD=5.5),加权平均年龄为2516±30Ma(MSWD=5.7)(图 6d),与似斑状花岗闪长岩中的锆石年龄基本一致。以上锆石结构特征和年龄数据显示石英闪长岩形成于似斑状花岗闪长岩之后。
3.3 脉状花岗岩(H013)锆石呈半自形-他形短柱状,长径80~150μm之间,长宽比1.5:1~4:1。锆石晶型大都保存较好,震荡环带发育,环带细密(图 6e),Th/U>0.1,具有岩浆锆石特征(吴元保和郑永飞, 2004)。少量为变质锆石。本文对环带较好的19粒锆石进行了测试,分析结果见表 2。上交点207Pb/206Pb年龄为2470±18Ma(MSWD=0.14)。其中18个数据点加权平均207Pb/206Pb年龄为2468±16Ma(MSWD=0.096)(图 6f),与上交点年龄一致,代表脉状花岗岩的形成年龄。
测年结果显示似斑状花岗闪长岩形成于2538±20Ma,石英闪长岩形成于2476±56Ma,脉状花岗岩形成于2470±18Ma,与野外观察岩石接触关系和形成顺序一致。似斑状花岗闪长岩锆石具有深熔岩浆成因特征,存在熔融残余结构,又受到后期石英闪长岩侵入的影响,发生变质,形成变质锆石(图 6a)。似斑状花岗闪长岩中释放的水分和结晶潜热会导致石英闪长岩中锆石被流体交代,元素迁移(Corfu et al., 2003),发生强烈的蚀变(图 6c)。脉状花岗岩中锆石无熔融残余特征,岩浆环带较好,为高分异熔体中结晶生长的锆石(图 6e),且岩石形成于石英闪长岩之后,说明深熔作用的影响一直持续到石英闪长岩加入之后。三者为新太古代末期同一热事件不同阶段的产物。
4 讨论 4.1 新太古代钓鱼台花岗闪长岩的深熔作用过程大陆地壳内的部分熔融是普遍存在的,由部分熔融形成混合岩和花岗岩等深熔岩石记录了深熔过程物质的成分和组构的变化。各类深熔岩石的组构特征决定于原岩特征、岩石部分熔融程度以及熔体存在时岩石的变形程度,因此通过深熔岩石组构研究,能够让我们深入了解深熔岩石的形成演化过程(Sawyer, 2008b; Sawyer et al., 2011)。
深熔作用过程的不同阶段可形成不同类型的深熔混合岩,根据熔融程度可将岩石分为初级深熔混合岩(metatexite)和高级深熔混合岩(diatexite)。初级深熔混合岩代表初始的部分熔融阶段,高级深熔混合岩代表深熔作用的高级阶段,多形成新生熔体比例较高(>30%),无或少残留体的花岗质岩石和均匀块状混合岩等(Sawyer, 2008b)。
岩相学研究表明钓鱼台似斑状花岗闪长岩呈均匀的块状,无残留体(图 3),具有高级深熔混合岩的宏观特征。岩石中具有典型的堆晶结构(图 4b, c),说明岩石经历了富熔体的阶段(Sawyer, 2010)。在熔体被分凝萃取后,早期熔体充填的孔隙塌陷(Brown, 2002; Brown and Solar, 1999; Brown et al., 1999),矿物晶体发生堆积。岩石中晶体熔蚀结构(图 4c)发育,残留熔体在晶体格架中充填形成熔体池/囊或“串珠”等结构(图 4c, d)(Hartel and Pattison, 1996; Holness et al., 2011; Sawyer, 2001, 2008b, 2010),残余熔体含量低(10%~15%),岩石不能发生流动,基本为固态,表明钓鱼台似斑状花岗闪长岩为具有深熔作用起源的堆晶花岗岩(Chappell and Wyborn, 2004; Sawyer, 2010)。
在深熔作用过程中,随着部分熔融程度不断增强,熔体分数增加到固液转换门限(20%~60%),岩石固态骨架崩解(Diener and Fagereng, 2014; Jamieson et al., 2011),岩石流变学性质发生明显转变,熔体形成了一个可以流动的三维网络,即使在非应力状态下熔体也可以自发流动迁移(Brown, 2004; Brown et al., 1999, 2011; Brown and Solar, 1999; Holness et al., 2011)。岩石组构特征显示,钓鱼台脉状花岗岩中熔体成分富集,少量斜长石残留晶体被熔蚀呈他形粒状,分散在熔体成分中(图 5e, f),其熔体分数已经达到30%以上,岩石可以在静态条件下自发沿构造薄弱带迁移汇聚形成花岗岩脉。此外,石英闪长岩底侵,造成局部的再熔(Kriegsman and álvarez-Valero, 2010),也可以使熔体汇聚,形成花岗岩脉(图 5d)。
钓鱼台细粒黑云闪长岩以包体的形式分布在似斑状花岗闪长岩中,具有塑性流动、淬冷结构、反向脉、双包体、混染脉等特征(图 3d, e),是以液态铁镁质岩浆的状态混入了还未完全固结的偏酸性的寄主岩浆里(Farner et al., 2014; 汪传胜等, 2009; 肖庆辉, 2002; 张晓琳等, 2005),代表地壳深熔同期地幔物质的加入,并与未固结、富熔体的高级深熔混合岩之间发生了不同程度的混合(Magma mixing and Magma mingling)(Westerman et al., 2003; Yang et al., 2008; 王德滋和谢磊, 2008)。包体中针状磷灰石大量出现(图 4h),且岩石整体矿物颗粒粒度较细,显示其具有迅冷结晶的特点(Hibbard, 1991),是深熔同期进入地壳的基性岩浆,而非深熔作用的残留体。
综上,钓鱼台花岗闪长岩形成过程中,曾有大量熔体的存在,熔体通过高分异花岗质脉的形式被萃取而损失(Brown, 2004; Brown et al., 1999, 2011),残留的晶体堆积构成新太古代再造的成熟花岗质地壳(Sawyer, 2008a, b; 邓晋福等, 1999)。在这一过程中,同时有新生幔源岩浆的加入,形成具有壳幔岩浆混合特征的岩石组合。
4.2 新太古代钓鱼台花岗质杂岩幕式岩浆底侵岩浆底侵作用(底板垫托,underplating)是壳幔相互作用的重要机制,它是指来自上地幔熔融产生的基性岩浆侵入到下地壳底部的作用过程(邓晋福等, 2004)。岩石圈因部分熔融而被弱化时,大量幔源基性岩浆上涌,可造成幔源岩浆底侵(Westerman et al., 2003)。野外关系表明钓鱼台细粒黑云闪长岩以包体形式分布在似斑状花岗闪长岩中,与高度熔融的花岗质地壳发生了岩浆混合,这是钓鱼台地区幔源岩浆底侵的早期记录。随后大面积分布的石英闪长岩代表第二次幔源岩浆的底垫侵入(图 2d、图 3a),并对已经开始结晶的似斑状花岗闪长岩再次的加热,造成局部熔融和熔体迁移(图 5d),也导致似斑状花岗闪长岩中形成钾长石巨晶(图 3b),在接触带处钾长石巨晶密集(图 3c)。石英闪长岩底侵过后迅速冷却,而似斑状花岗闪长岩的结晶潜热(Clark et al., 2011)和释放的水分会导致石英闪长岩局部熔融(图 5b)、变质重结晶以及发生强烈的蚀变(图 5c、图 6c)。
钓鱼台花岗岩中的幕式岩浆底侵活动表明,新太古代末期辽西地区花岗质地壳发生广泛的深熔作用的同时,有频繁的深源或幔源岩浆的垂向加入。幔源岩浆的幕式底侵很可能是华北克拉通地壳深熔-再造-生长的主要动力学原因之一。
4.3 华北克拉通2.5Ga地壳生长-再造作用的构造环境华北克拉通新太古代末期是前寒武纪岩浆活动最活跃的时期,同时伴有变质作用(Zhai and Santosh, 2011; 翟明国, 2013),在建平、冀东等地形成大面积的TTG片麻岩(Liu et al., 2002; Wang et al., 2012),在辽西东部形成(片麻状)二长花岗岩、钾质花岗岩等深成岩,伴有少量的闪长岩、石英闪长岩等基性岩浆侵入(蔡丽斌等, 2014; 李健, 2009; 王庆龙等, 2012; 郑培玺, 2009)。对于华北太古代末期的岩浆活动有两种成因认识:一是板底垫托模式,即地幔柱幔源岩浆底侵作用(Yang et al., 2008; 耿元生等, 2010);二是板块碰撞模式(Guo et al., 2013; Liu et al., 2005; Wang et al., 2012; 刘树文等, 2007)。两种模式对应不同的构造背景和不同的产物。钓鱼台花岗岩的岩石组构研究表明:本区保存了一套静态条件下深熔-结晶的花岗质岩石,是静态条件下对古老陆壳物质的再造结果。在缓慢的深熔作用过程中,岩石熔融、熔体分离、熔融残余晶体堆晶、幔源岩浆幕式底侵,深熔作用一直持续到石英闪长岩冷却结晶之后,整个过程差异应力表现微弱,未见变质作用矿物组合,只有在锆石中发现了太古代末期变质锆石的存在。与冀东-辽西(绥中-青龙地区)同时代的TTG岩系相比,本区的花岗质地壳经历了一个静态的幕式升温和缓慢冷却结晶过程,推测熔融的热源可能来自幔源岩浆加入,而与板块俯冲造山的相关性较小。华北克拉通新太古代花岗质岩石存在不同的成因过程,这对全面了解大陆地壳演化的构造体制和动力学机制,提供了新的思路。
5 结论(1) 钓鱼台花岗岩中的似斑状花岗闪长岩是地壳深熔-分凝-岩浆混合-结晶过程的产物。似斑状花岗闪长岩主要由残留相的长英质晶体堆积构成。残余的熔体相形成填充状的花岗岩脉。
(2) 新太古代的地壳再造过程中有多次同深熔幔源基性物质加入和底侵,发生广泛的岩浆混合,应该是控制新太古代地壳深熔作用的主要动力学因素之一。
(3) 钓鱼台花岗岩的组构演化是一个与幔源岩浆垂向添加有关的长期的熔融-分异-结晶过程,组构演化记录了华北克拉通新太古代地壳的深熔作用和壳幔相互作用。
致谢 感谢吉林大学测试中心姚立老师、施璐博士在电子探针测试中给予的帮助; 感谢吉林大学明晓冉博士在图件绘制中给予的帮助; 感谢吉林大学李伟民老师在英文摘要翻译中给予的帮助。[] | Acosta-Vigil A, London D , Morgan GB. 2006. Experiments on the kinetics of partial melting of a leucogranite at 200MPa H2O and 690~800℃: Compositional variability of melts during the onset of H2O-saturated crustal anatexis. Contributions to Mineralogy and Petrology , 151 (5) :539–557. DOI:10.1007/s00410-006-0081-8 |
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