华北克拉通北缘中生代高锶花岗岩岩石化学特征

华北克拉通北缘中生代高锶花岗岩岩石化学特征

1岩石地球化学特征于行武福源和孙德永，于1987年至1989年在北京地区发现了中生代花岗岩（张德全、孙桂英，河北省地质秘书处，1989；辽宁省地质秘书处，1989；王继良等，1994；陈义贤、陈文福，1997；曲仪秀等，1997；谭国平，1997；吴福源，孙德佑，1999；刘凤山和石准立，1998；赵海玲等，2001；）。在这些花岗质岩石中,既有侵入岩也有喷出岩;既有普通钙碱性岩石又有高钾钙碱性岩石。本文研究的对象主要为那些具有高锶/低重稀土元素丰度等独特地球化学特征的花岗质侵入岩类,简称高锶花岗岩(类)。利用天然岩石地球化学反演其源区性质和岩浆过程是现代成因岩石学研究采用的主要手段(AllegreandMinster,1978;Hanson,1978;Clarke,1992;HarrisandInger,1992;Normanetal.,1992;Brown,1994;Green,1994;Castroetal.,1999)。但对于花岗质岩石而言,由于其源岩、源区过程和岩浆过程比那些直接起源于地幔的玄武岩类具有更大的复杂性(Hess,1989;Pitcher,1997),因而使得这种反演往往出现多解性,这类似于用标准矿物组成反推岩石的精确全岩化学组成一样。尽管如此,随着熔融实验研究的深入及采用的实验初始物质更具广泛的代表性(Pati～noDouce,1999),大量的实验结果已经可以对这种多解性施以强有力的端元约束。需要指出的是,人们已完成的熔融实验,主要侧重于部分熔融过程中的相关系、残留矿物组合在P-T空间的变化,以及部分熔体主元素组成和熔体分数的大小(Rushmer,1991;WolfandWyllie,1994;VielzeufandMontel,1994;Gardienetal.,1995;Pati～noDouce,1995;Pati～noDouceandHarris,1998;Rapp,1995;RappandWatson,1995;SinghandJohannes,1996;SkjerlieandJohnston,1996;MontelandVielzeuf,1997;Litvinovskyetal.,2000;JohannesandKoepke,2001);但对于部分熔体中微量元素的行为及其与耐火残余组合之间的量化表达还没有给与特别的重视,仅有少数实验者做了一点试探性的定性刻划(Rapp,1995;RappandWatson,1995;Pati～noDouce,1999;Litvinovskyetal.,2000)。因此,现在人们利用微量元素讨论岩浆源区性质时多为定性描述,即使那些基于矿物/熔体分配系数建立的定量模型,也只能十分简化地进行有限端元组分/过程的模拟(AllegreandMinster,1978)。花岗岩类的源区性质及其地球动力学背景研究是一个相当复杂、一时难以得到具普遍意义解释模式的论题(Fyfe,1973;Arculusetal.,1986;AthertonandSanderson,1987;Castroetal.,1991;Davidsonetal.,1991;Normanetal.,1992;Turneretal.,1996;PetfordandAtherton,1996)。对此,人们目前广泛接受的共识是,花岗质熔体的生成及其地球化学特征主要取决于它的源区性质(包括源岩组成、源岩中含水矿物的种类及其相对比例,以及源岩部分熔融的温压条件等)(Rapp,1995),而非取决于花岗质岩石形成的大地构造环境(Hess,1989;Williamsonetal.,1992;Pitcher,1997;Morrisetal.,2000)。虽然后者可能在诱发源区部分熔融方面提供必要的动力机制和/或热能(ThompsonandConnolly,1995;Thompson,1999,2001)而出现构造事件与花岗质岩浆作用之间的时空耦合,但将二者简单地定位为必然的因果联系往往导致构造环境的误判。例如,以往人们总是将中酸性钙碱系列岩石的形成与同俯冲机制和消减环境相联系(Ringwood,1974;Gill,1981;DavisandStevenson,1992),但越来越多的证据表明(GlanznerandUssler,1989;Ewartetal.,1992;FalknerandMiller,1995;Hawkesworthetal.,1995;Spenceretal.,1995;MorrisandHooper,1997)这种简单的判断是错误的。因而这种成因解释对所有钙碱性岩浆并不具有普遍的适用性。大量的熔融实验研究表明,在中下地壳/上地幔的温压条件下,绝大多数构成地壳的岩石(从沉积岩到火成岩)的部分熔融都可以生成广义的花岗质熔体,不同源岩和温压条件(尤其是压力)对于部分熔体的组成、性质和地球化学特征具有决定性的约束(Pati～noDouce,1999)。除此之外,花岗岩类还可以通过幔源基性岩浆的分离结晶及其与壳源岩浆的混合作用而生成(Petford,1995;Pitcher,1997;Pati～noDouce,1999)。由此可见,上述诸多潜在的花岗质岩浆的形成途径,不仅造就了花岗质岩石类型的多样性,而且对研究其源区性质带来了极大的挑战。现在我们见到的花岗岩类及其携带的岩石地球化学信息是源区性质和岩浆过程的综合反映。只有在成功地剥离岩浆过程效应的基础上,才有可能对其源区性质作出较为接近事实的评估。因而认为,高锶花岗岩类为我们提供了一个研究其源区性质的良好机会,这是因为,其岩石地球化学特征主要记录的是源区的性质,而岩浆过程并没有对该类岩石的最终形成带来显著的影响。高锶花岗岩类因具有极为特殊的地球化学特征(如高铝、富钠、高锶、重稀土强烈亏损、不发育明显的负Eu异常等),使它很容易与非高锶花岗岩相区别;也正是由于这些地球化学特殊性,使它基本上排除了部分熔体从源区抽取后可能经历的复杂岩浆过程(如分离结晶、同化混染和岩浆混合等)(Pitcher,1997);因而它良好地继承了源区性质和源区过程。近年来人们在国内外的许多造山带地区已识别出大量的高锶花岗岩类(但多数研究者没有用高锶花岗岩称之,而是将它们称为埃达克岩或埃达克质岩,或者作为一般的花岗岩进行研究)。例如,中国东部晚中生代的许多侵入岩和火山岩(李伍平等,2001;潘国强等,2001;王强等,2001;王焰和张旗,2001;许继峰等,2001;张旗等,2001)、北美西部内侧的中、新生代的一系列岩基和岩体,如加拿大的CoastalRange岩基(AthertonandSanderson,1985;Hess,1989)、美国的Idaho岩基(Normanetal.,1992)、SierraNevada岩基(Bateman,1992,1993)、PeninsularRange岩基(SilverandChappel,1988;Hess,1989)、北俄勒冈Cornucopia岩体(Johnsonetal.,1997);北美阿巴拉契亚造山带RockfordGranite、BluffSprings、Almond、BlacksFerry、HogMountain、Camphill和CCG等岩体(Drummondetal.,1997);南美西部安第斯山内侧秘鲁著名的CordilleraBlanca岩基(Cobbingetal.,1981;Mason,1985;AthertonandSanderson,1987;PetfordandAtherton,1992,1996);法国中央地块晚古生代Velay花岗杂岩(Williamsonetal.,1992)等都属于高锶花岗岩类。由此可见,高锶花岗岩类的出现可能是造山带岩浆作用的一个重要特征,同时也指示造山作用和地壳加厚可能是诱发高锶花岗岩质岩浆作用的重要机制。本研究的主要目的为:描述华北克拉通北缘中生代高锶花岗岩类的岩石学和地球化学特征;借助天然岩石脱水熔融实验所获得的重要认识及其对实验熔体的岩石地球化学约束,深入探讨该地区高锶花岗岩类的源区性质和可能的源区过程。2华北北缘高硅火山岩类研究地区位于华北克拉通北缘的东段,其地理范围为围场断裂以南、丰宁断裂以东的冀北和辽西地区。该地区广泛出露太古宙-古元古宙高级变质基底岩石(主要为花岗质片麻岩及麻粒岩地体)及中生代侵入岩和火山-沉积岩系。研究区的中南部还发育元古代以来的盖层沉积。因此,太古宙-古元古宙高级变质基底岩系和中生代侵入-火山岩系构成了研究区出露岩石的主体。其中,中生代侵入岩主要由高钾钙碱系列、普通钙碱系列和少量过碱性花岗岩类构成,而中基性侵入岩的分布则十分局限,且多以小型侵入体或岩墙的形式出现。本文的研究对象——中生代高锶花岗岩类在研究区分布十分广泛。其侵位年龄从早中生代一直延续到晚中生代的中晚期(230～110Ma)(据张德全和孙桂英,1988;王季亮等,1994),岩石类型从普通钙碱性系列到高钾钙碱性系列。一般而言,高锶花岗岩中的低硅岩石多属普通钙碱系列,而高硅岩石多为高钾钙碱系列。高锶花岗岩类或单独构成独立的岩体或岩株,或与非高锶花岗岩类共同构成较大规模的多相复式岩体或岩基。因此,高锶与非高锶花岗岩之间通常存在较为密切的时空和成因联系。根据我们的野外考察和分析结果,结合近年来发表的文献及1∶5万区调资料,在冀北和辽西地区起码可以确认有64个中生代花岗岩体属于或部分属于(有的大型复式岩体也包含有非高锶花岗岩类)(表1)。如果将该地区发育的中生代高锶火山岩类考虑在内,可以想象,华北北缘地区中生代高锶花岗岩浆活动是十分强烈和普遍的。本文所发表的数据来自于该地区的16个岩体,因此认为它们具有良好的代表性。3不十分常见的过渡岩石根据野外观察和镜下鉴定,华北北缘中生代高锶花岗岩主要有四种常见岩石类型:二长花岗岩、石英二长岩、花岗闪长岩和石英闪长岩。同时,在这四个主要类型之间还有一些不十分常见的过渡岩石类型。这些岩石在野外露头上多呈灰白色或淡灰色,因而与常见的钾长花岗岩类或碱长花岗岩类(因富含钾长石而多呈淡肉红色或粉灰色)在外观上容易区别。在标准矿物Q-A-P三角图解上(图1F),样品主要落在二长花岗岩、花岗闪长岩、石英二长闪长岩和石英闪长岩区,少数样品落在石英二长岩和二长闪长岩区;这与上述岩相学的划分十分接近。(1)矿物组成及矿物成分岩石通常呈灰白色,粗中粒似斑状结构。斑晶为微斜条纹长石(8%～12%),粒径5～10mm。基质由斜长石(40%～50%)、钾长石(20%～25%)、石英(20%～25%)、黑云母(<2%)、角闪石及微量的副矿物榍石、磷灰石、锆石、褐帘石、磁铁矿等构成。斜长石为自形-半自形板状,为典型的液相线矿物,粒径0.5～2.1mm,有时可达3mm,发育不均匀土化、绢云母化和帘石化,局部被钾长石交代而发育蠕虫或净边结构,其成分为An12-15。钾长石为微斜条纹长石,有的钾长石晶体内可见到斜长石的包体,格子双晶明显,粒度较斜长石大。石英呈他形粒状,粒度较大,有时可见粒内波状消光。黑云母呈黄褐色的叶片状,发育不均匀的绿泥石化。角闪石(<4%)少量,呈绿色,有时发育轻度的阳起石-透闪石化,且常与黑云母相邻分布,可见到后者交代前者的现象。(2)岩石学一般特征岩石通常呈淡灰色和灰白色,细粒或中粗粒结构。常见矿物为斜长石、钾长石和石英,并含有少量黑云母、角闪石和微量的副矿物磷灰石、锆石、榍石和磁铁矿等。斜长石(40%～60%,成分An21-24)呈半自形-它型粒状结构(0.5～1mm),因发育土化、绢云母化使其在镜下较为混浊,边界也不十分清晰。钾长石为微斜长石和正长石,它形粒状(0.5～2.1mm)镜下较干净,有的钾长石中含有斜长石包体。角闪石(3%～8%)为普通角闪石,绿色柱状或粒状(0.5～5mm),发育轻微的绿泥石化、绿帘石化或黑云母化。石英(5%～7%),它形粒状,常具波状或带状消光。黑云母(6%～9%),褐色鳞片状,发育轻微绿泥石化,且多与角闪石相伴而生。有的石英二长岩中局部出现似斑状结构,斑晶为斜长石。(3)模糊品格双晶质岩石通常呈灰白色,中粗粒似斑状结构。斑晶(8～13mm)以正条纹长石为主,亦可见少量斜长石斑晶。正条纹长石斑晶一般含量为4%～8%,呈半自形-它形粒状或板状,有时可见到不均匀分布的模糊格子双晶。基质由斜长石(42%～50%)、钾长石(12%～17%)、石英(20%～25%)、黑云母(<5%)和角闪石(<5%)及少量副矿物榍石、磷灰石、锆石、磁铁矿等。斜长石(An21-25)呈半自形板状,可见卡钠联合双晶,局部发育绢云母化、帘石化,有时可见环带构造。正条纹长石主要为它形粒状,轻微土化,晶体内有时包含有细小的自形斜长石,因交代斜长石而出现交代净边和蚕食结构。石英呈它形粒状,均匀地分布在长石和其它矿物之间。角闪石和黑云母多呈半自形粒状随机分布于岩石中。(4)矿物学一般特征岩石通常呈灰白色、灰色,中细粒半自形粒状结构(0.5～3.3mm)。主要矿物为斜长石(40%)、钾长石(15%)、石英(10%)、角闪石(15%)黑云母(15%)及少量的磁铁矿、钛铁矿、磷灰石、锆石、黄铁矿等副矿物。斜长石为中长石(An36-38),半自形-自形斑条状,聚片双晶发育,可见环带结构,发育不均匀的高岭土化和绢云母化。钾长石为条纹长石,其钠长石条纹呈不规则状,半自形-它形粒状,有的晶体内包含由黑云母或小的自形斜长石晶体,发育高岭土化;黑云母呈褐色叶片状,并且具有明显的多色性,发育轻微的绿泥石化。角闪石为普通角闪石,半自形粒状,有时可见黑云母的反应边,发育不均匀的阳起石化和透闪石化。在我们采集的高锶花岗岩样品中,二长花岗岩和和石英二长岩占主导地位,其次为花岗闪长岩和石英闪长岩。4岩化和化学4.1分析方法及样品在岩石薄片鉴定的基础上,挑选那些没有明显次生变化或次生变化较弱的新鲜样品用清水冲洗干净,再用岩石切刀切除岩石表层部分。之后对每个样品进行人工破碎至0.5～1.2cm的小块,再用无污染的小型玛瑙球磨机将这些样品碎至200目,完成初步制样。主元素和微量元素的分析均在中国科学院地质与地球物理研究所的实验室中进行。主量元素分析样品的实验室制样和测定方法为:(1)精确称取样品0.4g和无水Li2B4O70.4g,倒入铂黄坩埚内搅拌均匀,再加入浓度为120mg/ml的溴化铵溶液5滴,并根据样品的组成加入适量的氧化剂。(2)将坩埚装在Claisse(加拿大)自动熔融制样机上,按既定程序进行熔融(约20分钟)。(3)将熔好的高温熔体注入成型模具(铂-金制成)中冷却后装入塑料袋内待测。(4)使用Philips公司的PW1400顺序式X-荧光光谱仪测定样品主元素的含量。标准物质采用GSR-1(花岗岩)和GSR-5。分析过程中随机抽取样品作平行样,标准曲线采用30余个国内外标样和管理样进行线性回归。(5)样品的FeO含量采用标准的湿化学法进行测定(高锰酸钾)。(6)烧失量采用标准灼烧法测定。微量元素分析的制样和测定方法为:(1)在称取的40mg样品中加入1mlHF,0.3mlHNO3(1∶1),在150℃电热板上蒸至近干;再加入1mlHF,0.3mlHNO3(1∶1)拧紧盒后放入不锈钢套内,在200℃烘箱内溶3天。(2)开盖蒸至近干加入2mlHNO3浸出,再注入不锈钢套内于150℃烘箱内保温过夜。(3)蒸至近干,再加入2mlHNO3(1∶1)浸出,保温2～3小时,以确保样品的全溶。加入1ml500μg/g铟内标,用1%HNO3稀释至50ml,待测。(4)分析仪器采用德国FinninganMAT公司生产的ElementICP-MS,其仪器条件为:RF功率125W;采样锥1.1mm,Ni;分辨率300;截取锥0.8mm,Ni;样品气流量1.04L/min;分析室真空0.6×10-6Pa;辅助气流量0.96L/min;去熔温度160℃;冷却气流量14.0L/min。(5)分析标样采用GSR-1,随机抽取平行样进行质量控制。样品的主量、微量元素分析结果见表2。4.2低硅岩石的ko本区高锶花岗岩具有“双峰”分布特征。从表2和图3A中可以看出,华北北缘中生代高锶花岗岩属于中-酸性岩石(SiO2=53%～74%),并以酸性岩石为主。61个代表性样品主要集中分布为两组:低硅岩石组(SiO2=53%～60%)高硅岩石组(65%～74%),而SiO2=60%～65%区间内仅有一个样品(图1A),从而出现明显的“双峰”分布的特点(图1B)。这种“双峰”分布现象产生的原因可能有二:其一可能因采样数量不足而出现的样品代表性问题,其二可能由于岩石成因方面的原因。由于我们在采样过程中十分注意岩石类型的代表性,而且在采样时预先并不知道哪一种岩石属于高锶花岗岩,因此第一种可能性不大。关于第二种可能性目前还没有成熟的认识,但倾向性认为,这可能与低硅岩石的源岩在较大熔体分数时部分熔融很少生成这一SiO2含量区间的熔体有关(RappandWatson,1995)。富钠、高钾是本区高锶花岗岩类的一个重要岩石化学特点。在K2O-SiO2图(图1A)上,高硅岩石样品的K2O含量普遍较高但变化范围不大,因而集中分布在高钾钙碱系列区,只有少数样品属于普通钙碱系列;而低硅岩石因其K2O含量变化较大,因而样品在K2O-SiO2图上的分布十分离散,既有属于高钾钙碱和普通钙碱系列的岩石,也有K2O含量十分低的岛弧拉斑玄武岩系列和K2O含量很高的钾玄岩系列岩石(图1A)。上述现象说明,岩石的K2O含量的增高,虽然主要取决于其SiO2含量的增高,但也可能与岩石生成过程中其他因素有关(如源岩性质)。尽管该地区高锶花岗岩的K2O含量普遍较高,但绝大多数样品(包括高硅岩石)的Na2O/K2O比值仍然大于1(图1C),因而可以说该区高锶花岗岩类总体上属于富钠岩石。这与本地区非高锶花岗岩类明显不同,因为后者Na2O/K2O比值通常小于1。在标准矿物Ab-An-Or图解上(图3),华北北缘中生代高锶花岗岩样品主要落在花岗岩、奥长花岗岩、花岗闪长岩和英云闪长岩四个区域中,且集中分布于Ab顶点附近,这也印证了高锶花岗岩的富钠特征。高铝是该区高锶花岗岩类的又一岩石化学特点。所有样品的Al2O3含量变化于13.99%～20.39%,平均为16%(图1D),这一数值明显高于非高锶的中酸性岩石(一般<15%)。由于高硅岩石的Al2O3总体上高于低硅岩石,因而所有样品的Al2O3与SiO2之间呈现负相关关系,但这种负相关关系却不能用分离结晶作用来解释,因为这些样品来自于多个地理上相距较远的不同岩体,它们之间不存在演化关系。由于高锶花岗岩类的富铝原因,从而使得许多高硅样品的A/CNK(molarAl2O3/(CaO+Na2O+K2O))大于1,属于过铝质岩石。尽管低硅岩石Al2O3含量高于高硅岩石,但因其CaO含量较高(表2),多数低硅岩石样品的A/CNK小于1,属于偏铝质岩石(图1E)。A/CNK与SiO2之间的正相关关系,从另一个侧面说明了低硅岩石的斜长石牌号高于高硅岩石。4.3高硅岩石的ree分析高锶花岗岩类以其非常独特的微量元素地球化学特征区别于非高锶花岗类(AthertonandSanderson,1987;Normanetal.,1992;PetfordandAtherton,1992,1996)。当然,高锶花岗岩类作为地壳岩石部分熔融的产物,其岩浆性质和地球化学将不可避免地受全岩成分(高硅、碱含量)、源岩性质、源区过程甚至岩浆过程的制约,从而会保留源岩和/或过程的一些地球化学特点。对于后者,高锶花岗岩的微量元素特征总体上与火山弧/活动大陆边缘的钙碱性岩浆或造山花岗岩类(同碰撞及碰撞后)有许多相似之处。锶的高度富集是高锶花岗岩类的具鉴定意义地球化学特征之一。无论是绝对丰度还是相对丰度,高锶花岗岩类的Sr含量都远远高于非高锶花岗质岩石。根据华北北缘中生代高锶花岗岩类的分析结果(表2,图1G),岩石的Sr含量变化于229.1～1829.25μg/g,平均值为740.42μg/g,这远远高于非高锶花岗岩石(它们一般低于100μg/g)。在NMORB标准化的不相容元素蛛网图上,不管是低硅岩石还是高硅岩石,Sr总表现出极为明显的正异常(图3A、B),其含量为NMORB的5～20倍;而Sr的正异常是非高锶花岗质岩石所不具有的。岩石中Sr与SiO2之间没有明显的相关性(图1G),而Ba/Sr和Rb/Sr比值则随SiO2的增高而增大(图1H、I),这指示高硅岩石的钾长石的含量高于低硅岩石,从而使更多的Ba和Rb有更多机会进入钾长石中,这与高锶花岗岩的岩相学和岩石化学特征是兼容的。HREE(包括Y)的极度亏损是高锶花岗岩类又一独特地球化学特征(AthertonandSanderson,1987;Normanetal.,1992;PetfordandAtherton,1992,1996)。根据分析结果,61个样品的Yb和Y的丰度分别变化于0.27～2.33μg/g(平均0.81μg/g)(图1J)和2.52～20.46μg/g(平均7.78μg/g)(图1K),它们分别仅为球粒陨石的4～10倍(图2C、D)和NMORB的1倍以下(图2A、B)。同时,在不相容元素蛛网图上清晰地显示,HREE比所有其它不相容元素都亏损(图2A、B)。由于岩石的重稀土元素亏损与轻稀土(LREE)富集二者的耦合,使高锶花岗岩的REE图谱呈现强烈的LREE/HREE分馏样式((La/Yb)cn=7.27～90.27,平均值为26.39)(图2C、D),而且LREE/HREE的分馏程度还与HREE分馏程度呈正相关关系(图1L)。在岩石的REE图谱上还可以看出,与高硅岩石相比,低硅岩石的HREE的分馏程度要明显高一点,因而其HRRE曲线的倾斜度大一些(图2C、D);与低硅岩石不同的是,高硅岩石的中稀土元素(MREE)却有一定程度的亏损,从而使其REE图谱的右半部出现不同程度的轻度下凹(图2D)。这一现象常被人们(Hanson,1978)解释为源岩部分熔融和/或岩浆分异过程中有角闪石参与的缘故,这是因为角闪石是常见岩浆矿物中的中稀土元素的主要捕获者。对于高锶花岗岩类而言,用源岩部分熔融时残留固相中存在角闪石来解释其MREE亏损可能是一种接近事实的选择。由于高锶花岗岩类Sr和Y(或HREE)的高度解耦,因而使岩石的Sr/Y比值非常高。对该地区的高锶花岗岩类而言,其Sr/Y比值变化于35～330之间,许多样品的Sr/Y比值在100以上(图1M)。高Sr/Y比值也是Adakite和TTG岩系的重要地球化学特征(Jahnetal.,1984;DefantandDrummond,1990;DrummondandDefant,1990),但根据目前可检索到的发表数据,后二者Sr/Y比值>100的情形只是极少数。或许,高锶花岗岩类奇高的Sr/Y比值可以作为与后二者相区别的一个地球化学指标。高锶花岗岩类还具有另一个重要特征,那就是不发育明显的负Eu异常,甚至出现明显的正Eu异常。在华北北缘地区,中生代高锶花岗岩的Eu/Eu*变化于0.75～1.91,平均值为1.12(图1N),可见许多样品发育极为明显的正Eu异常。同时,相对于低硅岩石,高硅岩石的正Eu异常总体上表现得更为明显(图2C、D)。在中酸性岩浆体系中,Eu2+的捕获者主要为长石及一些副矿物相(如榍石、锆石、金红石、褐帘石等),但由于岩浆体系中长石比这些副矿物相在数量上占有绝对的优势,因此人们普遍将中酸性岩石的Eu异常主要归因于长石的贡献,而副矿物对于全岩的Eu异常贡献并不重要(Hanson,1978)。根据高锶花岗岩类无明显的负Eu异常这一特征可以得出一个重要的推论:它不仅指示在源岩部分熔融生成高锶花岗岩熔体时残留固相组合中没有或很少有长石的存在,而且也指示这种熔体从源区抽取后的岩浆过程中没有发生过明显的长石分离结晶作用。否则,只要有上述任何一种情况曾经发生过,岩石则必然出现明显的负Eu异常。除上述独特地球化学特征以外,由于本区大多数高锶花岗岩仍属于普通钙碱或高钾钙碱系列岩石,因而它们理所当然应具有钙碱性岩类的一些共同特征。在不相容元素蛛网图(图2A、B)上可以看出,该地区高锶花岗岩普遍富集大离子亲石元素(LILE,如Ba、Rb、Cs、Pb等),亏损高场强元素(HFS,如Nb、Ta、Zr、Hf、P、Ti等)。这种LILE/HFS之间的解耦是钙碱性和高钾钙碱性岩浆的共同特征,并通常被解释为消减板片脱水后形成的富含LILE的水流体进入楔形地幔,导致岩浆源区的大离子亲石元素的富集,而HFS因其相对的惰性而滞留在脱水后残余板片内,这一过程使弧岩浆的LILE与HFS发生解耦(Ringwood,1974;Gill,1981;DavisandStevenson,1992;TatsumiandEggins,1995)。但是,我们不认为上述成因解释对本地区的高锶花岗岩类是合适的,而是继承了源岩的地球化学属性。虽然华北北缘中生代高锶花岗岩具有钙碱性岩浆的LILE富集和HFS亏损等特征,但就此也有自身的特点,尤其在分别考虑低硅和高硅岩石时更具特色。主要表现为:(1)相对于高硅岩石,低硅岩石中Nb的亏损程度更高,并且其LILE的丰度变化也更大(图2A);(2)高硅岩石中P和Ti的亏损程度更高(图2B),而它们在低硅岩石中并没有明显的亏损。上述特点就使低硅和高硅岩石的不相容元素蛛网图的形态呈现明显的差异:低硅岩石蛛网图谱的左半部(Cs-Pr)起伏变化很大,右半部(Pr-Lu)则十分平滑;而高硅岩石的图谱则与前者呈相反的形态。这两类岩石Nb/Ta比值的变化也明显不同:高硅岩石的Nb/Ta比值较低且十分集中,低硅岩石的较高又十分离散(图1O)。5讨论5.1临界熔体分数花岗岩类是构成大陆地壳的重要岩石类型(Pitcher,1997;Pati～noDouce,1999),而花岗质岩浆作用对于太古宙以来的地壳生长、壳内和壳幔物质循环及地壳物质分异作出了重要贡献(Tepperetal.,1993;Castroetal.,1999)。人们现在似乎不再怀疑绝大多数花岗质岩浆起源于中下地壳这一认识,但天然花岗质岩石在成分上呈现出的多样性,强烈暗示它们可能起源于不同的源岩,或花岗质熔体经历了相当复杂的岩浆演化过程,以及地幔物质以不同方式/程度直接或间接地参与了花岗质岩浆的形成(Pati～noDouce,1999)。近二十年来,人们在低压、水饱和条件下熔融实验的基础上,又开展了大量基于常见天然岩石/天然矿物人工混合物为初始物质,在贫水/无自由水条件下的中、高压岩石熔融实验研究(Pati～noDouce,1995;Pati～noDouceandHarris,1998;RappandWatson,1995),建立了一系列具重要意义的相图,也积累了大量实验熔融体及其共存残留固相的成分数据。这些实验结果对于认识不同类型天然花岗质岩石的源区性质和岩浆过程提供了重要的对比参照和端员约束。熔融实验不仅证实了几乎所有常见的地壳岩石发生部分熔融都可以生成广义的花岗质熔体,而且源岩组成(全岩成分、含水矿物构成和比例)和温压条件对部分熔体性质及成分具有强烈的约束(Pati～noDouce,1999),这些因素同时也是造成天然花岗质岩石类型多样性的重要原因。通过对高级变质地体中混合岩的野外观察和部分熔体从源区抽取/运移机制的研究(BrownandFyfe,1970;Brown,1994),人们认识到只有部分熔体的数量达到一定的程度时,才能有效地发生熔体/残余固相之间的分离并运移至离源区较远的高位岩浆房,最终形成较大规模的岩浆侵入或喷发;否则,部分熔体可能难以从源区发生有效的抽取,而是存留在源区附近形成类似于混合岩中的淡色体。“流变临界熔体分数”(rheologicallycriticalmeltfraction)(Arzi,1978)或“临界熔体分数”(criticalmeltfraction,简称CMF,vanderMolenandPaterson,1979)的概念就是在上述认识的基础上提出的。CMF的估计值一般为26%～40%(Roscoe,1952;Arzi,1978;Brown,1994;Brownetal.,1995),它的变化应归于不同体系熔体性质的差异及部分熔融时源区的应力状态有关(Rushmer,1995)。这里之所以提到CMF,是因为下文讨论实验熔体与天然花岗质岩石之间对比时,不仅要考虑二者在成分上的相似性,还要考虑这种熔体是否在特定的源区条件下可以有效地抽取并形成具一定规模的岩体。需要强调的是,在研究天然岩石与实验熔体之间关系时,不能仅凭它们的成分和性质的相似性,就匆忙得出天然岩石的源区性质及部分熔融发生的温压条件,而必须考虑此条件下部分熔融时实验熔体分数的大小。地壳岩石部分熔融(生成花岗质岩浆)主要发生在中下地壳,尤其是下地壳底部及壳幔过渡带(BrownandFyfe,1970,Brown,1994;Brownetal.,1995;ZandtandAmmon,1995;Pousetal.,1995;Kriegsman,2001;Thompson,2001),而在此条件下几乎不可能存在足以使大规模熔融发生的饱和水条件(RutterandWyllie,1988;Brownetal.,1995;Harrisetal.,1995;ThompsonandConnolly,1995;Pati～noDouce,1999),含水矿物的脱水部分熔融应当是形成绝大多数花岗质熔体的主要机制(Castroetal.,1999;Thompson,1999)。因此,天然地壳岩石的脱水熔融(dehydrationmelting)成为近二十年来人们了解花岗质熔体形成条件的实验岩石学研究的主流。与本文的主题相适应,我们在整理和研究前人的实验数据时,主要选择那些脱水熔融实验获得的结果。同时,我们还十分注意实验初始物质(源岩)在地壳中的代表性,包括了地壳中常见的岩石类型:富碱玄武岩、高铝玄武岩、低钾橄榄拉斑玄武岩、太古宙拉斑玄武岩(Rapp,1995;RappandWatson,1995)、碱性玄武岩、岛弧拉斑玄武岩(Rushmer,1991)、玄武质角闪岩(WolfandWyllie,1994)、石英角闪岩、黑云母片麻岩(Pati～noDouceandBeard,1995)、英云闪长岩(SinghandJohannes,1996)、变质火山碎屑岩(SkjerlieandJohnston,1996)、变质杂砂岩(MontelandVielzeuf,1997)、白云母片岩、二云母片岩(Pati～noDouceandHarris,1998)、黑云母片麻岩、二云母泥质岩(Gardienetal.,1995)、紫苏花岗岩、淡色花岗岩(Litvinovskyetal.,2000)、黑云母片岩+高铝橄榄拉斑玄武岩、泥质岩+高铝橄榄拉斑玄武岩(Pati～noDouce,1995)。上述岩石基本上包括了地壳中常见的岩石类型,因而作为花岗质岩石的源岩来说,这些实验的初始物质具有广泛的代表性。在源岩和温压条件(尤其是压力)框架下对不同实验熔体成分的一些标志性参数(如CIPW岩石类型、SiO2含量、Na2O/K2O、A/CNK等)的对比后,我们注意到一些对追溯高锶花岗岩类源区性质非常有意义实验现象:(1)当源岩为玄武质岩石(玄武岩或玄武质角闪岩)时(Rushmer,1991;Pati～noDouceandBeard,1995;Rapp,1995;RappandWatson,1995),在0.8～3.2GPa,850～1100℃的条件下生成的熔体几乎全部为奥长花岗质和英云闪长质熔体(图4A、B、C、D),并且其SiO2<64%,Na2O/K2O≫1;但是在熔体分数<2～10vol%的低度熔融时(RappandWatson,1995)可以生成SiO2≥70%的花岗闪长质或花岗质熔体,此时的Na2O/K2O比值仍然>1。部分熔融程度对于熔体的A/CNK的大小具有决定性的影响:当熔融发生在amphibole-out(角闪石消失相界)的左侧时,熔体分数从0～20vol%缓慢增加至30vol%,此时A/CNK>1,属过铝质;在amphibole-out上发生的部分熔体的A/CNK=1,属准铝质;在amphibole-out右侧的部分熔体的A/CNK<1,属偏铝质。而且在amphibole-out两侧附近熔融时的熔体分数增加最快(RappandWatson,1995)。压力的变化对于残留固相矿物的相对比例有极为显著的影响:在garnet-in(石榴子石稳定)相界附近(1.0～1.2GPa),石榴子石虽然出现但不是残留固相的主要构成;然而随压力的逐渐增大,尤其是P>1.5GPa时,石榴子石就成为残留固相的主要成分,而斜长石则逐渐减少甚至消失。由此可以认为,玄武质源岩部分熔融主要生成富钠的低硅熔体(奥长花岗质/英云闪长质);如果考虑有利于熔体抽取和分凝所要求的较大熔体分数时,那么其部分熔融程度就需要接近或越过amphibole-out相界,此时的熔融温度一般应超过1000℃,熔体的A/CNK略大于1或≤1。虽然玄武质源岩部分熔融可以生成狭义的花岗质熔体,但此时因熔体分数过小(一般<3～8vol%)而不利于抽取和分凝,因而不太可能最终形成规模性的花岗岩体,而可能会形成类似于混合岩中的淡色体。(2)当源岩为中酸性火成岩或变质泥砂质沉积岩时(Pati～noDouce,1995;Pati～noDouceandBeard,1995;SinghandJohannes,1996;SkjerlieandJohnston,1996;MontelandVielzeuf,1997;Pati～noDouceandHarris,1998;Litvinovskyetal.,2000),在0.2～2.5GPa,750～1200℃的条件下生成的熔体几乎全部为花岗质和花岗闪长质熔体(图4E、F、G、H、I、J、K、L),绝大多数熔体具有SiO2>70%,Na2O/K2O<1和A/CNK>1(过铝质),只有英云闪长质源岩在P≤10kbar的压力下部分熔融才生成SiO2=65%～70%的熔体。由于中酸性火成岩或变质泥砂质沉积岩源岩中通常含有较多种类的含水矿物(如绿泥石、绿帘石、白云母、黑云母、角闪石等),其脱水熔融反应要比玄武质角闪岩类(含水矿物主要为角闪石)复杂得多(Pati～noDouceandBeard,1995;MontelandVielzeuf,1997),其可熔性(fertility)一般要比玄武角闪岩类源岩要高(Pati～noDouce,1999),其潜在含义在于相同的温压条件下前者可能会生成较多的熔体。二者比较相似的地方主要体现在压力对残留固相组合及相对比例的控制上:中酸性火成岩或变质泥砂质沉积岩源岩脱水部分熔融的garnet-in相界一般亦位于1.0～1.5GPa,该相界附近的石榴子石不是残留固相的主要构成,随著压力的逐渐增大石榴子石就成为残留固相的主要成分,而斜长石则逐渐减少甚至消失(如MontelandVielzeuf,1997;Litvinovskyetal.,2000)。综合上述分析,我们可以根据部分熔体的主元素成分较为清晰地区分出两大类可能的源岩(尽管二者之间存在小范围的叠置),同时结合温压条件的约束还可以定性地推断残留固相组合及其相对比例。在图4可以进一步看到,属于同一大类的不同源岩在不同温压条件下生成的熔体在Ab-An-Or空间中分布明显不同,这使我们在对比实验熔体和天然花岗质岩石时综合考虑源区性质的多个层面(源岩组成、温度和压力等)成为可能。将华北北缘中生代高锶花岗岩类在Ab-An-Or图解中的分布(图3)与图4中多种实验熔体进行对比,同时考虑它们的SiO2含量、Na2O/K2O比值、A/CNK及实验熔体分数,我们发现,只有玄武质角闪岩类在1.2～3.2GPa,1000～1100℃条件下生成的熔体(图4A、B、C),以及英云闪长岩(图4E)/变火山碎屑岩(图4F)/紫苏花岗岩和淡色花岗岩(图4I)在1.0～2.5GPa,925～1200℃条件下生成的熔体,才与华北北缘中生代高锶花岗岩类样品在Ab-An-Or图上的分布重合良好。值得注意的是,玄武质岩石的实验熔体主要分布在低硅富钠的奥长花岗岩和英云闪长岩区,而英云闪长岩、变火山碎屑岩、紫苏花岗岩和淡色花岗岩的实验熔体则主要分布在高硅、富钾的花岗岩和花岗闪长岩区,它们分别与高锶花岗岩样品中低硅岩石和高硅岩石在Ab-An-Or图解上相对应。因此我们初步认为,高锶花岗岩类中,低硅岩石的源岩主要为玄武质角闪岩,而高硅岩石的源岩则主要是中酸性火成岩类。高锶花岗质熔体总体上应在较大压力(P≥1.0～1.2GPa)和较高温度(T≥925～1100℃)下通过上述源岩的部分熔融而生成。5.2地球化学机制高锶花岗质熔体可能是高压、高温、贫水、分离结晶作用不明显的较为原始的熔体。前面根据实验岩石学约束对高锶花岗岩熔体的源岩和源区性质进行了初步推断,如果这些推断可靠的话,它必然在岩相学及地球化学方面有所反映。华北北缘中生代高锶花岗岩类,尤其是那些高硅岩石,普遍发育各种类型的条纹长石。虽然仅凭条纹长石的普遍出现不能确定其岩浆结晶时的具体有多高温度,但它也能定性地指示岩浆是在相对较高的温度和贫水的条件下发生结晶的(起码在结晶的早期如此),否则不会普遍出现条纹长石。尽管我们还没有证据表明高锶花岗岩浆与A型花岗岩浆在起源上有无相同之处,但也有理由推断它们的结晶条件有相似性,即贫水和高温。高锶花岗岩浆结晶晚期出现黑云母等含水矿物水矿物并不奇怪。高锶花岗类的锶高度富集和不发育明显的负Eu异常,不仅指示其熔体从源区抽取到大规模结晶前没有发生过显著的长石结晶分异作用,而且源岩部分熔融时留在源区的残留固相组合中没有或缺乏长石类矿物。这是由于长石组分是Sr和Eu2+的主要捕获者,而前者又是花岗岩熔体的主要组份,如果上述两种情形(长石分离结晶和部分熔融时残留长石)有一个显著地发生过,那么就必然出现贫锶和负Eu异常。重稀土极度亏损、LREE/HREE强烈分馏可能主要起因于源区残留大量的石榴子石(Pati～noDouceandBeard,1995;Rushmer,1991)。从稀土元素在中酸性岩浆体系中不同矿物的分配系数得知,由于石榴子石、角闪石和锆石是重稀土元素的主要捕获者,从而使得它们的稀土配分曲线呈现强烈LREE亏损的陡左倾形态(ArthandBarker,1976;Hanson,1978;EvansandHanson,1993)。因锆石为副矿物,其绝对含量可能不足以引起体系中重稀土元素分配的明显变化。同时在CMF的约束下,角闪石也可能因脱水熔融