2017, Vol. 33
2. 中国黄金集团资源有限公司, 北京 100011
2. China Gold Group Resources Co., Ltd, Beijing 100011, China
浅成侵入岩往往具有斑状结构，其中斑晶被认为结晶于深部稳定环境，而基质则为岩浆快速就位后固结的产物(Carmichael et al., 1974)。然而，岩浆温度的下降和晶体分数的增加都会使岩浆的总粘度显著升高，致使岩浆的运移速度大大减缓。因此，晶出大量斑晶矿物的岩浆实现快速上升的成因机制，依然是成因岩石学的一个难题。根据流变学实验结果，当岩浆中晶体含量达到约50vol%时，岩浆体将处于冻结状态，不再具有整体迁移的能力(Caricchi et al., 2007；Petford and Koenders, 2003)。然而，自然界常常存在含大量斑晶的火成岩，表明即使岩浆含有超量的斑晶，也可以快速向上运动，甚至发生火山喷发。例如，Zieg and Marsh (2012)在研究麦克默多干谷的Beacon岩床时，发现其含有大于50vol%的斜长石和辉石斑晶。这种现象难以用传统火成岩理论解释：一个经过冻结的岩浆是如何发生活化的？目前，学者们提出的岩浆活化机制主要分为两种：(1) 升温活化机制(Couch et al., 2001；Bachmann and Bergantz, 2006；Mashima, 2009; Burgisser and Bergantz, 2011；Huber et al., 2011)；(2) 流体活化机制(罗照华等，2010；Parmigiani et al., 2014；程黎鹿，2014)。Bachmann and Bergantz (2006)认为冻结岩浆房的活化过程是一个完全升温的过程，二次岩浆上侵过程中所携带的热量涌入富晶体的岩浆房，使其再次升温而发生部分熔融，往往表现为矿物的熔蚀或吸回现象；罗照华等(2010)则提出了流体活化机制的概念，认为只要有高温流体注入即可实现冻结岩浆房的活化，岩浆升温不是必须的。Parmigiani et al.(2014)的数值实验则表明升温和加入流体可能都是必要的。然而，无论哪种成因机制，都表明流体(或挥发分)的逃逸能有效地加快冻结岩浆房的活化(Bachmann and Bergantz, 2006；Humphreys et al., 2009；Cashman and Blundy, 2013；Huber et al., 2010；Parmigiani et al., 2014)。
多斑岩石的成因机制与成矿作用可能存在某种必然的联系(罗照华等，2009b；郭晓东等，2009；申萍等，2009；程黎鹿，2014)。例如，云南马厂菁的铜钼金矿，新疆包古图的金属矿以及河南东沟的斑岩钼矿等。因此，多斑岩石成因机制的研究不仅具有重要的理论意义亦具有重要实际应用意义。最近，作者在河北武安坦岭地区发现的多斑斜长斑岩，呈小岩株状，局部呈脉体产出。该多斑斜长斑岩的发现为冻结岩浆房活化机制这一科学问题的进一步研究提供了一个天然实验室。本文通过对斜长斑岩进行定量结构(CSD)分析，精细的矿物学，岩石学及地球化学研究来探讨多斑斜长斑岩的形成机制。
2 地质背景武安地区大地构造位置处于华北地台中部赞皇隆起带以南的武安凹陷区，大兴安岭-太行山-武陵山重力梯级带以南，东接华北平原，是邯邢地区成矿规模最大的核心地带(马吉群，1984；罗照华等，1999；陈永健等，2014)。基底地层为太古宇赞皇群，与上覆中元古代长城系，古生代寒武系-奥陶系-石炭系-二叠系，中生代三叠系-白垩系，以及新生代第三系-第四系呈角度不整合接触(尹明等，2014)。区内中生代侵入岩出露广泛，主要有符山、固镇、武安、矿山村、綦村、新城、洪山等岩体(图 1)。岩体的侵位明显受近北北东向和近南北向断裂控制，形成产状复杂的似层状侵入体。这些侵入体构成三个呈NNE向展布的岩带，由西向东，岩体形成年龄逐渐变新，组成岩石的酸度和碱度逐渐增加(罗照华等，1997)。区域上，中生代侵入体的围岩主要为寒武-奥陶系碳酸盐岩层到石炭-二叠系煤系地层(郑建民等，2007)。在坦岭地区，大面积出露的地层为奥陶系马家沟组灰岩，见有少量石炭系本溪组的深灰色粉砂岩、铝土质页岩、泥岩等(图 2)。武安地区分布着较大面积的同时代侵入岩类，包括角闪闪长岩、闪长岩、二长岩，化学成分构成一个沿QAP分类图解底边界附近分布的侵入岩系列(罗照华等，1997)。角闪闪长岩SHRIMP锆石U-Pb和武安闪长玢岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄分别为126.7±1.1Ma和136±4Ma (彭头平等，2004；Shen et al., 2013)。
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图 1 武安地区岩浆岩分布简图(据李黎明，1986；陈永健等，2014；陈胜早，1995修改) 1-石炭-二叠系；2-中奥陶统；3-寒武系-上奥陶统；4-辉长岩；5-燕山期早期闪长岩；6-二长岩；7-正长岩；8-大型/中型铁矿；9-断裂带；10-地质界线；11-市区/县城地理位置；12-大兴安岭-太行山-武陵山重力梯级带 Fig. 1 Sketch map of magmatic rocks distribution in Wuan, Hebei Province (aftert Li, 1986; Chen et al., 2014; Chen, 1995) 1-Carboniferous-Permian; 2-Middle Ordovician; 3-Cambrian-Upper Ordovician; 4-basic rock; 5-Early Yanshanian Period diorite; 6-intermediate rock; 7-syenite; 8-large-medium size ore deposit; 9-fault zone; 10-geological boundary; 11-city/county geographic location; 12-Daxinganling-Taihang-Wuling gravity anomaly gradient zone |
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图 2 坦岭地区地质简图 Fig. 2 Sketch geological map of the Tanling region |
此外，坦岭岩体周边分布有数个铁矿床，较大型的铁矿点沿着坦岭杂岩体与马家沟灰岩的接触带分布(图 2)。坦岭岩体周边的其他侵入体也发生了强烈的热液蚀变，表明该区曾经有过大规模流体活动。
3 岩石学特征多斑斜长斑岩分布于武安市坦岭村东的青龙山，多斑斜长斑岩呈岩株产出，宽约150m，长约500m，具有不规则的边界形态，在岩体边缘局部地点呈脉状产出(图 3a)。斜长斑岩侵位于闪长岩和斑状二长岩之中。
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图 3 坦岭斜长斑岩野外、显微及背散射照片 (a) 坦岭斜长斑岩具有斑状结构；(b) 显微镜下(正交)基质具显微显晶质结构；(c) 背散射下基质中有自形角闪石，磷灰石及自形-半自形磁铁矿，且基质中含气孔；(d) 背散射下斜长石斑晶发育条纹长石边，斑晶中心发育裂隙；(e) 背散射局部放大条纹长石边，主晶为钾长石，客晶为钠长石；(f) 背散射局部放大斜长石斑晶内部发育斑点-细条状钾长石. Pl-斜长石；Mt-磁铁矿；Amp-角闪石；Ab-条纹长石中的钠长石；Or-条纹长石中的钾长石条纹；Pth-条纹长石; Kfs-钾长石；Q-石英；Ap-磷灰石；Hole-气孔 Fig. 3 Field photographs, photomicrographs and back scattered electron images of the Tanling plagioporphyry (a) Tanling Plagioporphyry with Porphyritic structure; (b) photomicrograph of matix with microstructure; (c, d) back scattered electron images of mineral assemblage in matrix and Plagioclase phenocryst; (e) high magnification back scattered electron images of Plagioclase reaction zone; (f) spots and strips of potassium feldspar in inner plagioclase. Pl-lagioclase; Mt-magnetite; Amp-amphibole; Ab-albite in perthite; Or-orthoclase in perthite; Pth-perthite; Kfs-K-feldspar; Q-quartz |
多斑斜长斑岩暗红色，具有斑状结构。斑晶为自形斜长石(70%)，基质为显微晶质(30%)(图 3b, c)。斜长石斑晶粒径变化很小，平均粒径~3×1.6mm。斜长石斑晶具有明显的环带结构(图 3d)，边部由条纹长石组成，宽度约0.2~0.4mm (图 3e)；内部斜长石宽度约0.7~1.8mm (图 3d, f)。
高倍显微镜观察表明，基质为显微晶质结构。其主要组成矿物为钙质角闪石，条纹长石，石英，钾长石和钠长石，亦含有少量自形-半自形磁铁矿、钛铁矿、磷灰石、榍石、金红石和锆石等(图 3c)。基质中偶尔可见碎片状斜长石，可能是斑晶斜长石碎裂的残片。值得注意的是，基质中见有较多的气孔(图 3b, c)，暗示岩浆曾经含有较多挥发分。此外，斜长斑岩中见少量椭圆状变质石英砂岩和变质页岩捕虏体，粒径2~7cm不等。
4 实验方法火成岩结构是晶体成核和生长的总记录，反映了岩浆固结的全过程(Hersum and Marsh, 2007；杨宗锋等，2010)。近年来，定量化火成岩结构分析(包括晶体粒度分布分析，晶体空间分布分析和晶体定向程度分析)方法日臻成熟，其中晶体粒度分布(CSD，Crystal Size Distribution)分析法越来越普遍用于提取岩浆结晶动力学信息，推导火成岩形成过程(杨宗锋等，2010；Marsh，1988；Higgins，1998)。本文对斜长斑岩中的斜长石斑晶进行了CSD分析。据CSD方法的基本原理，为了保证所测晶体结构参数的精度，被测试矿物颗粒数必须≥200。由于斜长石斑晶较粗大，笔者使用野外实地照片(拍照时尽可能保证镜头方向与岩体表面垂直)进行CSD分析，照片面积约13×31cm2。分析使用Higgins and Chandrasekharam (2007)的方法，借助CorelDraw软件描绘斜长石轮廓并填充，再用ImageJ软件进行图片调整，比例尺设定等。然后导入CSD corrections1.38(Higgins, 2000)和CSDslice (Morgan and Jerram, 2006)软件获取结构参数。计算结果的对比表明，前者得出的体积含量更接近于晶体面积含量。故本文采用CSDcorrections1.38默认的计算结果(表 1)。
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表 1 坦岭斜长斑岩中的斜长石结构参数 Table 1 Textural parameters of the Tanling plagioporphyry |
为了进一步分析斜长石斑晶的矿物成分特征，作者在详细的偏光显微镜观察基础上，选取3个代表性颗粒(分别来自样品Tl25-14, Tl25-15和Tl25-20a)进行了电子探针成分剖面分析(EPMA)。为了对比，也对基质中的相应矿物晶体进行了点分析。分析实验在中国冶金地质总局山东局测试中心完成，所用设备为JXA-8230型电子探针显微分析仪。分析条件为：工作电压15kV，工作电流20nA，束斑直径为2μm，修正方法为ZAF。标样为美国SPI矿物，金属标准和国家标准样品GSB。微量元素激光剥蚀分析同样由该实验中心完成，仪器为美国Conherent公司GeoLasPro 193nm ArF准分子系统，ICP-MS：Thermo X2。激光器波长193nm，束斑直径40μm，频率10Hz，能量密度约10/cm2。分析结果见表 2和表 3。
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表 2 坦岭岩体三颗斜长石斑晶和基质矿物电子探针主量元素分析结果(wt%) Table 2 Major elements analyses of minerals of the Tanling intrusion (wt%) |
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表 3 坦岭岩体斜长石斑晶稀土、微量元素数据表(×10-6) Table 3 Trace elements analyses from the Tanling intrusion (×10-6) |
本文对从不同地点采集的样品Tl25-14、Tl25-15和Tl25-20a分别进行了斜长石晶体三维立体形态分析，其S：I：L (短轴：中轴：长轴)分别为1：1.8：1.8，1：1.8：1.8和1：1.7：1.7。这表明斜长石为板状晶体，与手标本观察结果(图 3b)相符。CSD统计分析显示，坦岭多斑斜长斑岩中的斜长石斑晶体积分数为63.45vol%~69.83vol%(表 1)。晶体粒度L(mm)与群密度n(mm-4)的半对数图解(图 4)显示，坦岭岩体斜长石的CSD曲线具有非常平直的形态，与理想系统的CSD曲线特征相似(杨宗锋，2010；Marsh, 1988)。Tl25-14、Tl25-15和Tl25-20a三个样品的斜长石群密度分别在L=2.01、1.79和2.01mm附近达到最大值。在最大值左侧，均发生CSD曲线的下凹，反映了小粒径斜长石晶体的减少和缺失(图 4)。在粒径约2~9mm的范围内，群密度对数值近直线分布，斜率稳定。斜长石晶体粒径直方图显示(图 4)，斜长石粒径集中在1.2~4.4mm之间，平均约3.1mm，粒径大小较为均一。以上特征均表明斜长石斑晶具有稳定的结晶环境。此外，尽管矿物遭受了强烈的蚀变，但其晶体轮廓依然保存较好，没有经受强烈溶蚀和破碎的迹象。根据前人的论述，取CSD分析中最大的4颗矿物长轴的平均值(Boorman et al., 2004；Williams et al., 2006)，计算晶体结构的斜率与截距和与矿物最大值的相关性可以区分晶体的成核，生长环境和过程(Marsh, 1998)。按照这种方法作图，坦岭岩体斜长石斑晶CSD曲线的截距与斜率显示明显负相关(图 5a)，而斜率与晶体最大粒度则呈正相关(图 5b)，也反映了斜长石的稳定，封闭结晶环境(徐飞等，2015)。
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图 4 斜长石斑晶CSD图解及粒度直方图 Fig. 4 Crystal-size distribution and histogram of plagioclase |
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图 5 斜长石斑晶的截距与斜率关系图解(a)和斜长石斑晶矿物最大粒度图解(b) Fig. 5 Plots of intercept vs. slope (a) and largest length vs. slope (b) |
由图 6可见，所分析的长石晶体分别属于Ca-Na长石系列和K-Na长石系列。斑晶内部由更长石-钠长石组成，其投点靠近Ab-An边缘；斑晶边缘条纹长石的投点具有广阔的分布范围，从钾长石到钠长石，但均分布在Ab-Or连线上。这种特征表明斜长石中的钾长石分子含量和碱性长石中的钙长石分子含量均很低，具有低温长石的特征。钠长石的投点具有两个分布趋势，一个趋势是投点向更长石延伸，另一个趋势是投点向碱性长石延伸，暗示了钠长石的多成因属性。值得注意的是，基质中的长石具有与斑晶边部条纹长石类似的成分特征，表明二者具有某种成因联系。
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图 6 低温斜长石分类图解(据Smith, 1974) Fig. 6 Classification chart of plagioclase (after Smith, 1974) |
图 7展示了3个代表性颗粒的背散射图像和成分剖面。可见，其总体展现了斑晶核部成分变化较小，而边部成分则强烈变化。3颗晶体的背散射图(图 7)均显示斑晶内部斜长石具有环带结构，核部为更长石，幔部为更-钠长石。幔部边缘处有一个深灰色的条带(钠长石)，条带内部见有一圈断续分布的浅色小斑(钾长石)，深灰色条带块之外才是边部条纹长石分布区(钾长石+钠长石)。图 7d, e, f展现了其成分剖面特征，An含量在斜长石核部最高，向外逐渐降低；而Ab含量则刚好相反，核部较低，向边缘方向逐渐增高。这种特征可以理解为核部斜长石形成过程中岩浆温度逐渐降低，也可以理解为斜长石形成后An组分向边缘方向的扩散，或者是斜长石与基质之间组分交换的结果。
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图 7 斜长石斑晶背散射图像及其电子探针成分剖面 (a)、(b)和(c)不同形状斜长石斑晶的背散射图像；(d)、(e)和(f)分别为(a)、(b)和(c)的电子探针端元成分图 Fig. 7 Back scattered electron images and composition profiles of plagioclase in Tanling plagioporphyry |
总体来说，通过成分剖面分析，揭示了斑晶核部为更长石，幔部为更-钠长石，而斑晶外环边部为条纹长石的特点总体具有相对富CaO (2.89%~5.24%)和Na2O (11.20%~11.72%)，贫K2O (0.23%~0.43%)和SiO2 (60.35%~63.87%)的特点。边部条纹长石均贫CaO (0~0.012%)，且K/Na比值强烈变化，Or和Ab含量互为消长关系。
此外，背散射图像显示，内部斜长石发育有不连续的不规则片状，细长条状，斑点状钾长石(图 3f、图 7b)，且越靠近中心，钾长石斑点越少。这一特征表明，交代作用可能是斑晶边部条纹长石形成的主要机制，斑晶斜长石内部受交代作用的影响越来越弱。微量测试数据显示(表 3、图 8)，斜长石核部和边部条纹长石表现为REE配分曲线为右倾，LREE相对富集，HREE相对亏损，且边部条纹长石比内部更富集LREE。内部斜长石表现为明显正Eu异常，边部条纹长石则为微弱或无正Eu异常。微量元素标准化蛛网图显示，而边部条纹长石相对核部斜长石更富K、Rb、Ba和Sr，贫Th、Zr和Nb。以上特征表明，斜长石斑晶受流体影响较大。而内部斜长石和外环条纹长石中Rb的含量相差较多，可能是因为Rb极易置换外环条纹长石中的K的原因。除此以外，低U、La、CaO与Sr显示正相关，Ba与CaO有弱的负相关(图 9)，且条纹长石外环比内环更加富集LREE、K和Rb，可能是由于熔体或流体的加入不同程度地交代了斑晶斜长石而形成的。
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图 8 斜长石斑晶稀土和微量元素蜘蛛图(标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 8 REE patterns and trace elements spider diagrams of two plagioclase (normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
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图 9 坦岭斜长石斑晶主、微量元素协变图解 Fig. 9 Major and trace elements vs. major elements for plagioclase in the Tanling plagioporphyry |
分析表明，坦岭多斑斜长斑岩的斑晶和基质具有截然不同的结晶条件：斑晶形成于稳定的环境中，而基质则形成于富含挥发分的强烈不平衡环境中。然而，斑晶的CSD分析和成分剖面分析似乎给出了截然相反的信息。CSD分析表明，斜长石斑晶形成于极端平衡的环境中；而成分剖面分析则揭示了斑晶成分的巨大变化。为了解释这个矛盾，必须理解斜长石斑晶及其边部条纹长石的成因。
6.1 斜长石斑晶的成因斜长石斑晶的体积分数(高达70vol%)和粒径均一性(图 3b)带来了两个问题：(1) 岩浆已经高度结晶，为什么还能快速上升侵位？(2) 在岩浆冷却过程中，组分的扩散速率越来越小，为什么斜长石晶体粒径变化如此之小？第一个问题(涉及到冻结岩浆的活化问题)将在后面讨论，在此仅讨论第二个问题，涉及到岩浆中晶体的成核与生长，以及晶体的分馏过程。
首先，晶体粒径的均一性可能是岩浆中晶体停止生长的体现，原因可能是非结晶组分在晶体周围的聚集阻止了组分的扩散和晶体生长(Hersum and Marsh, 2007)。在低粘度溶液中，这些组分容易因流体流动而移出，或因晶体的沉降而脱离它们的包围。这两种情况，晶体都容易获得新组分而生长。但在高粘度的硅酸盐岩浆中，物质被移出的速率可能很小。尤其在较低温环境中，由于岩浆粘度大，晶体生长到一定程度就会停止，导致晶体具有较均一的成分分布。这种解释似乎与斜长石斑晶的低温特征相符，暗示其寄主岩浆曾经快速上升到较冷的环境中。但是，基质不太可能是母岩浆晶出斜长石之后的残余岩浆固结的产物，因为斜长石的条纹长石边暗示了斑晶与基质岩浆之间的不平衡。
其次，坦岭岩体斜长石斑晶的CSD分布曲线呈下凹(图 4)，以及截距和斜率呈负相关性(图 5)的特征，都暗示了小粒径晶体含量的相对减少。这种现象一般解释为粗化作用(或Oswarld成熟度)，即小颗粒溶解而大颗粒继续生长(Hersum and Marsh, 2007；徐飞等，2015)。由于小颗粒的表面能较大，在成岩作用晚期，为了实现能量平衡，小颗粒将发生溶解，组分供给大颗粒增粗(Voorhees, 1992)。这种现象也可以解释为溶蚀作用(李解等，2016)。同样是因为小颗粒表面能较大，如果与大颗粒同时发生溶解，小颗粒将更快速完全被溶解，导致小颗粒晶体偏少。然而，这两种机制都不适应于坦岭斜长斑岩，因为斑晶经受了交代作用而不是溶蚀或粗化。因此，本文提出一种新的机制：流动分异作用。据斯托克定律的阻力表达式：
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式中ρ1, ρ2分别表示相1(固相或液相，在本例中表示斜长石)和相2(液相，在这里表示基质岩浆)的密度；r-相1的半径；η-相2的粘度；g-重力加速度。由此可见，相1在相2中的运动速率取决于其颗粒半径，相2的粘度和相1与相2的密度差。值得注意的是，由于ρ1-ρ2变化很小，晶体运动速率主要取决于颗粒半径和岩浆的粘度，即与颗粒半径的平方成正比，与岩浆粘度成反比。ρ1-ρ2仅决定晶体是上浮(当ρ1<ρ2时)还是沉降(当ρ1>ρ2时)。因此，当斜长石斑晶(ρ1)和携带岩浆(ρ2)的密度固定不变且ρ1<ρ2时，基质岩浆透过冻结岩浆房上升过程中仅从中携带出粒径较大的斜长石晶体；当ρ1>ρ2时，则仅带出粒径较小的晶体。坦岭多斑斜长斑岩的基质中含有大量角闪石和Fe-Ti氧化物，可以假定ρ1 < ρ2。那么，斜长石斑晶就应当是冻结岩浆房中的较大晶体。但是，基质中的气孔状构造暗示携带岩浆含有较多的挥发分，其也可能ρ1>ρ2。此外，在岩浆上升过程中，由于含矿流体的密度随压力降低或发生减压排气作用等因素，实际情况可能非常复杂，难以确定基质岩浆从冻结岩浆房中带出了较粗大还是相对小的晶体。但是，最终都可以保证斜长石斑晶粒径的均一性，缺少小粒径晶体。
综上所述，无论是哪一种解释，都表明晶出斜长石斑晶的岩浆曾经位于较深处，斜长斑岩中的斑晶是由基质岩浆从该岩浆房携带上来的。
6.2 冻结岩浆房的活化机制斑晶斜长石的低温特征和高体积分数以及基质的隐晶质结构使我们必须回答这种岩浆是如何快速上升到近地表环境的。据流变学实验，岩浆的粘度随温度下降和晶体体积分数增加而增加。当晶体分数达约50vol%时，岩浆进入流变学锁定状态，不再能够作为一个整体发生迁移(Caricchi et al., 2007；Petford and Koenders, 2003)。因此冻结岩浆房的活化机制引起了广泛注意。然而，大多数作者认为其活化的因素主要为升温。但是升温必然导致晶体的熔蚀和再吸收(Parmigiani et al., 2014)，因而使最终产物的晶体分数减少。坦岭斜长斑岩中的长石晶体呈自形晶，无熔蚀现象(图 3b, d)，斑晶温度低，晶体体积分数大(70vol%)，流体活动特征明显，斑晶颗粒未有明显再吸收现象等特征，显然不能用升温活化机制来解释。
传统上，斑晶和基质被认为是从共同母岩浆分异产生的两个不同部分，其中基质为母岩浆晶出斑晶后的残余岩浆固结的产物。然而，坦岭岩体中的斜长石斑晶具有交代成因的特点：1) 斑晶斜长石存在细长条状或斑点状钾长石分布，且越靠近斜长石核部，钾长石斑点含量越少(图 3、图 7)，暗示交代作用强度从核部到边部是逐渐增强的；2) 基质中见有大量角闪石，自形磷灰石和气孔，暗示基质岩浆(携带岩浆)具有富含挥发分的特征。方占仁和陈挺(1985)在研究安子岭地区太古代花岗岩时，发现的类似的斜长石，具有“暗化”现象，呈不规则团块状，阴影条纹状分布于斜长石中，认为是含钾溶液交代斜长石的结果。
斑晶边部条纹长石富Fe、K、Na, 相对富Si, 贫Al (图 9)和核部贫Fe、CaO与SiO2, Na2O与K2O呈负相关的特征，暗示了斑晶与基质岩浆之间强烈的不平衡。边部条纹长石更加富集LREE，表明斑晶边部受流体作用更强。核部斜长石明显正Eu异常，边部条纹长石的微弱或无正Eu异常，则与内部斜长石更富Ca有密切联系。微量元素方面，边部条纹长石则更富K、Rb、Sr和Th, 贫Nb。核部斜长石和边部条纹长石中Rb的含量相差较多，可能是因为Rb极易置换外环条纹长石中的K的原因。这样的成分变化特征也表明边部条纹长石并非是固溶体分离的产物。而是形成于富Fe、P、K、Na和流体的基质岩浆对斜长石的交代作用(Parsons et al., 2013)。非常富Or的长石(平均成分为Ab2.5Or97.4An0.1)与非常富Ab的长石(平均成分为Ab97.0Or1.6An1.4)共生意味着置换温度低于170~90℃。但是，这种认识可能不适应于坦岭斜长斑岩，因为基质中的角闪石没有发生绿泥石化，暗示流体逃逸时岩浆系统的温度至少为500℃(Good et al., 1997；McCuaig et al., 1993)，在热液阶段开始之前。因此，我们认为斑晶边部的条纹长石成分变化不是说明从内向外温度降低，而是表明挥发分的作用增强。
据此，可以认为基质岩浆是一种含有大量挥发分的岩浆，或熔体-流体流。但是，挥发分在熔体中的含量随压力减小而降低。因此，这样的岩浆可能来自深部。罗照华等(2009a)认为，如果岩浆上升速度足够快，有可能成为流体过饱和的熔体-流体流，就像快速运动的泥石流可以呈水过饱和状态一样。至于携带岩浆的富Fe、P、Si、K、Na特征，则可以用Martin (2012)的变温实验来说明。根据Martin，即使透过镁铁质岩浆活动的挥发分(相当于透岩浆流体)为纯H2O，也可以从中萃取大量的K、Na、Si、Fe和Al。因此，如果冻结岩浆房之下还存在一个镁铁质岩浆房，当深部流体透过该岩浆房快速向上运动时，有可能形成富Fe、P、Si、K、Na的基质岩浆或熔体-流体流(melt-fluid flow)。
本文提出一个坦岭多斑斜长斑岩形成的流体活化机制。在坦岭杂岩体的其他岩浆侵入体侵位之后，深部至少还有两个岩浆房保留有岩浆残留。这些残留岩浆因逐渐冷却而结晶，岩浆固结前锋从岩浆房边缘向中心推进。理论上，岩浆房位置越浅，其结晶度就越高。因此，边缘岩浆房中晶出的大量斜长石，可能因密度小于残余熔体而上浮，或因密度大于残余熔体而下沉，形成斜长石的聚集以及众多的粒间熔体。而岩浆房之下的其他岩浆房的结晶度较低，且埋深越大，岩浆房的结晶度越低，越容易被活化。同时，每个岩浆房中可能都会因为晶出了大量无水矿物使得一定数量的流体聚集。与此同时，从更深岩浆房处有一股含铁熔体-流体上升。流体进入到埋深较浅的岩浆房时，后者的体积突然膨胀，岩浆内压力越来越大，流体上升的速度就会越来越快。这种快速上升特征使含矿流体可以卷入部分岩浆向上高速运动，形成熔体-流体流。到达边缘岩浆房时，熔体-流体流已经具有相当大的密度，可以携带大量斜长石晶体向上高速运动，直到被先存闪长岩和斑状二长岩屏蔽(图 10)。
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图 10 坦岭多斑斜长斑岩的成因及成矿意义简图(据罗照华等，2010修改) Fig. 10 The formation of the Tanling intrusion and its metallogenic significance (modified after Luo et al., 2010) |
由于斜长石斑晶和流体具有不同的来源，一旦卷入熔体-流体流中，特别是岩浆侵位以后，斜长石斑晶与流体发生强相互作用(黄凡等，2009；罗照华等, 2009a)，使得斜长石被交代形成条纹长石边。含矿流体不断向斜长石中心推进，边部条纹长石的厚度越来越大，并在内部斜长石中形成钾长石斑点。随着交代作用的发生和流体的减压排气作用，基质岩浆的固相线温度迅速提高，导致快速结晶形成基质。由于岩浆富含流体，基质中含有大量流体晶，包括角闪石，磷灰石，锆石，磁铁矿等。同时，多余的流体向远处大规模排放，也带走了大量的溶解组分，部分流体被封存在斜长斑岩体的基质中，形成目前我们可看到的气孔。
需要注意的是，流体中成矿金属的溶解度与压力，温度呈正相关(Loucks and Mavrogenes, 1999；朱永峰和安芳，2010)。由于流体大规模排出且仍具有较高的温度，大量的成矿金属以络合物形式搬运(Zhu et al., 1996；Veskler, 2004)。当这种流体输运到远离坦岭岩体的时候，可以因冷却卸载成矿金属，或者因溶解碳酸盐岩而改变了流体的化学性质，也导致成矿金属的沉淀，富集成矿(图 10)。
坦岭岩体周边已发现有多个铁矿点(图 1、图 2)，也发现有铁矿脉和矽卡岩脉贯入围岩中，有可能作为上述推论的佐证。特别需要指出的是，在坦岭南部的岩体发现有强烈的高岭土化，局部还可见孔雀石化。如果这也是来自坦岭斜长斑岩的含矿流体所为，暗示了深部有巨大的找矿潜力。
7 结论(1) 坦岭斜长斑岩整体呈脉状产出，长宽为约500m×150m。CSD分析显示，斑岩中斜长石斑晶含量高达70vol%，结晶于相对封闭，稳定的环境；基质为显微晶质结构，多见气孔构造，由条纹长石、钙质闪石、石英、钠长石及Fe-Ti氧化物等11种矿物组成，表明其具有富碱高铁富挥发分的特点，可能形成于强烈的热力学不平衡环境。这种现象表明斑晶和基质不是由同一个母岩浆分异产生的。
(2) 斜长石斑晶核部成分为更长石(An27Ab71Or2)，幔部为更长石(An13Ab83Or4)，边部为条纹长石。越靠近条纹长石外环，主晶Ab条纹越富Na，客晶Or条纹越富K。背散射图像显示，斜长石斑晶内部多见不规则钾长石斑点，且斑点由中心往外增多，暗示边部条纹长石是碱质交代作用产物。
(3) 斜长石斑晶微量元素特征显示：相比内部斜长石，边部条纹长石更富集LREE和K、Rb、Sr、Ba, 亏损Th、Zr、Nb。结合基质富碱高铁和富挥发分的特征，可认为边部条纹长石的形成可能与基质中富碱流体的交代作用有关。
(4) 斑晶斜长石未见熔蚀或吸回现象，推测斜长斑岩在上升过程中未曾经历加热过程。因此，流体活化机制可能是坦岭岩体的主要成因机制：斑晶为岩浆在深部岩浆房缓慢结晶的产物；而基质为外部流体加入，造成流体超压，同斜长石斑晶快速定位在地壳浅部结晶而成。
(5) 周边铁矿点分布规律及相关岩体强烈蚀变的特点，暗示了坦岭岩体的流体活化机制及潜在的成矿可能性的研究，可为武安地区岩浆演化和深部找矿勘探提供重要线索。
致谢 在野外考察过程中，得到西石门铁矿、南铭河铁矿及北铭河铁矿领导的支持和武安冶金局李海良工程师的帮助；分析测试得到山东冶金局测试中心的林培军师兄、李增胜博士和李凤春实验员的帮助；在研究和成文过程中，罗照华教授给予了具体指导，蒋俊毅博士、刘美玉博士以及孟斐、杨睿娜硕士等进行了有益的交流讨论；二位审稿人提出了宝贵的修改意见；在此一并表示感谢。| [] | Bachmann O, Bergantz GW. 2006. Gas percolation in upper-crustal silicic crystal mushes as a mechanism for upward heat advection and rejuvenation of near-solidus magma bodies. Journal of Volcanology and Geothermal Research , 149 (1-2) :85–102. DOI:10.1016/j.jvolgeores.2005.06.002 |
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