范文博 姜能 翟明國 胡俊
1. 大陸動力學國家重點實驗室,西北大學地質(zhì)學系,西安 7100692. 中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所,北京 100029
淡色花崗巖指暗色礦物含量十分低(<5%)的花崗巖類型,其主要由石英、鉀長石和富鈉的斜長石組成,并多含有白云母,可出現(xiàn)電氣石、石榴石等過鋁質(zhì)礦物。淡色花崗巖中暗色礦物如有出現(xiàn),則以黑云母為主,很少出現(xiàn)角閃石及其它暗色礦物。與礦物組成對應(yīng),淡色花崗巖還顯示高SiO2、富堿、過鋁質(zhì)、貧Fe、Mg、Ca、Ti、REE等地球化學特征,其中過鋁質(zhì)的特征最為明顯(Le Fort, 1973, 1981; Le Fortetal., 1987; France-Lanord and Le Fort, 1988; Barbarin, 1996; 吳福元等, 2015)。通常認為,淡色花崗巖是大陸碰撞造山帶中最為標志性的花崗巖類型,其形成與加厚地殼內(nèi)沉積物的部分熔融有關(guān)(Le Fort, 1973, 1981; Le Fortetal., 1987),亦即通常所認為的“同碰撞S型花崗巖”,以喜馬拉雅淡色花崗巖最為典型(Harrisetal., 1986; Pitcher, 1983, 1997; Barbarin, 1990, 1999; Winter, 2001)。對喜馬拉雅淡色花崗巖的進一步研究表明,它們主要形成于早-中中新世,在古新世、始新世也有少量發(fā)現(xiàn),表明其主要形成于后碰撞造山階段,但在同碰撞階段也可出現(xiàn)(Sylvester, 1998; Moetal., 2007; 吳福元等, 2015; Weinberg, 2016; Maetal., 2017)。因此,淡色花崗巖仍被認為是一種具有特殊成因與構(gòu)造指示意義的花崗巖類型。
雖然變沉積巖的脫水熔融或水致熔融被認為是淡色花崗巖形成的主要機制,而源區(qū)物質(zhì)組成及熔融條件的不同,則會對其巖石成分和地球化學特征產(chǎn)生一定影響(Le Fort, 1981; Scailletetal., 1995; Patio Douce and McCarthy, 1998; Sylvester, 1998; Patio Douce, 1999; Gaoetal., 2017),但一些最新的研究卻發(fā)現(xiàn)準鋁質(zhì)巖石的分離結(jié)晶作用也可形成此類巖石(Liuetal., 2014; Wangetal., 2014; Maetal., 2017; Huetal., 2018)。一些研究者甚至認為淡色花崗巖可能僅是巖漿高度分異的產(chǎn)物,其源巖未必是變沉積巖,強調(diào)巖漿分離結(jié)晶作用等后期演化過程在其成因中的主導作用(Wuetal., 2004; 吳福元等, 2015, 2017; Liuetal., 2016)。此外,淡色花崗巖也可能與Li-F花崗巖、稀有金屬花崗巖等存在相關(guān)性(Грабежев和葉德隆, 1984; Ballouardetal., 2016; 趙振華, 2016),最新研究發(fā)現(xiàn)一些喜馬拉雅淡色花崗巖也具有一定的成礦潛力(王汝成等, 2017)。由此可見,淡色花崗巖成因及地質(zhì)內(nèi)涵,仍然是地質(zhì)學研究中一個十分有意義的問題。
顯生宙時期,受古亞洲洋板塊俯沖-碰撞、古太平洋板塊俯沖-后撤過程的影響,華北北緣發(fā)育了大量不同時代、多種類型的花崗巖,對此已開展了大量研究工作?;◢弾r的類型、源區(qū)性質(zhì)及伴生巖石組合,也已成為認識區(qū)域深部物質(zhì)構(gòu)成與地質(zhì)演化過程的重要載體(劉紅濤等, 2002; Fanetal., 2017; 范文博, 2017)。然而,對于區(qū)域發(fā)育的少量具有“淡色花崗巖”特征的巖石,則很少關(guān)注,一些學者甚至認為華北北緣缺少典型的“同碰撞S型花崗巖”(張拴宏等, 2010; Jianetal., 2010; Zhangetal., 2014; Songetal., 2015),雖然研究區(qū)不乏零星的、與喜馬拉雅淡色花崗巖類似的二云母或白云母花崗巖的報道,其中一些還含有石榴石(王季亮等, 1994; 孫景貴和連長云, 1997; 劉建忠等, 2000; 劉紅濤等, 2002; 張臣和韓寶福, 2004; 孟慶鵬等, 2013)。鑒于此,本文以麻地巖體為例,結(jié)合已有資料,總結(jié)并系統(tǒng)論證華北北緣存在著以含石榴石二云母或白云母花崗巖為代表的典型淡色花崗巖,并進一步對它們的特征、形成時代及成因予以探討,以同步促進對研究區(qū)地質(zhì)演化與此類巖石成因的認識。麻地淡色花崗巖鈮鉭鐵礦族礦物的發(fā)現(xiàn),也為探索華北北緣淡色花崗巖的稀有金屬成礦潛力與其控制因素提供了條件。
圖1 華北克拉通北緣顯生宙巖漿巖及含石榴石淡色花崗巖的區(qū)域分布(a、b)及麻地巖體區(qū)域地質(zhì)簡圖(c)(據(jù)Fan et al., 2017修改)圖b中主要含石榴石淡色花崗巖巖體名稱用下劃線標注Fig.1 Distribution of the Phanerozoic igneous rocks and garnet-bearing leucogranites in the northern margin of NCC (a, b) and sketch geological map of the Madi pluton (c) (modified after Fan et al., 2017)The names of the recognized leucogranites are underlined in Fig.1b
華北克拉通位于中國東部,北依中亞造山帶,南鄰秦嶺-大別造山帶,是組成中國大陸的古老陸塊之一(圖1a)。它主要由早太古代至早元古代的結(jié)晶基底以及覆蓋其上的沉積蓋層組成。顯生宙時期,華北克拉通南、北、東三個方向分別受到了古特提斯洋、古亞洲洋及古太平洋板塊俯沖相關(guān)過程的影響,形成了大規(guī)模的巖漿活動。其中,華北北緣顯生宙的巖漿活動主要集中在早石炭世-晚三疊世、早侏羅世-早白堊世兩個時期。前者呈東西向展布于華北北緣,后者則局限于東部地區(qū)(圖1b),二者之間則存在著明顯的巖漿寧靜期,可能分別與古亞洲洋、古太平洋板塊向華北深部的俯沖及之后的相關(guān)過程有關(guān)(Fanetal., 2017; 范文博, 2017)?;◢徺|(zhì)巖石是華北北緣顯生宙火成巖的重要組成,對此前人已做了大量研究工作。然而,對于華北北緣是否存在與“碰撞造山”有關(guān)的淡色花崗巖,一直存在認識分歧。在華北北緣疑似淡色花崗巖的相關(guān)報道中,含富鋁礦物石榴石的白云母花崗巖或二云母花崗巖,可能是最具淡色花崗巖特征的巖石,如麻地、圪臭山、十棚、后淖、盧家營、哈大圖、江家、遙林、放牛溝等(圖1b、表1)(孫景貴和連長云, 1997; 劉建忠等, 2000; 張臣和韓寶福, 2004; 孫德有等, 2005; 王秀萍等, 2005; 王鑫琳等, 2007; Zhangetal., 2008; 趙慶英, 2010; Caoetal., 2013; 鄭坤, 2016)。相比于區(qū)域其它中酸性侵入體,此類巖石無論是巖體數(shù)量,還是單個巖體的出露面積均相對有限,這也可能是其未受重視的原因之一。
位于冀東興隆地區(qū)的麻地花崗巖,是華北北緣一例典型的含石榴石花崗巖侵入體。它既有華北北緣此類巖石的一般特征,又顯示一定的特殊性(詳見后文論述)。此巖體出露于興隆縣麻地-花市一帶,呈孤立的巖株狀侵入?yún)^(qū)域太古代變質(zhì)巖之中,出露面積約5km2(圖1c)。巖性以灰白色含石榴石白云母二長花崗巖為主,中細?;蛩瓢郀罱Y(jié)構(gòu),塊狀構(gòu)造(圖2)。本文對其采樣并進行了詳細的研究。所采樣品均來自新近人工開鑿的露頭,樣品十分新鮮,因此能夠很好地代表巖石本身的特征(圖2a, b)。
圖2 麻地含石榴石淡色花崗巖野外(a、b)及顯微照片(c-h)(a)淡色花崗巖以巖體狀產(chǎn)出;(b)灰白色含石榴石淡色花崗巖及其中的鈮鉭鐵礦等礦物集合體;(c)似斑狀結(jié)構(gòu)(正交偏光);(d)中細粒結(jié)構(gòu)(正交偏光);(e)白云母(正交偏光);(f)石榴石(單偏光);(g)黃玉及其中的十分發(fā)育的包裹體(正交偏光與單偏光);(h)富錳鈮鐵礦(背散射). 礦物縮寫:Q-石英;Ab-鈉長石;Kfs-鉀長石;Mic-微斜長石;Ms-白云母;Grt-石榴石;Toz-黃玉;Col鈮鐵礦Fig.2 Outcrop (a, b) and microscopic (c-h) photographs of the Madi garnet-bearing leucogranite
鋯石單礦物分選委托河北廊坊物化探實驗室完成。鋯石制靶及LA-ICP-MS U-Pb定年均在武漢上譜分析科技有限公司完成。分析之前,分別拍攝了透射、反射及陰極發(fā)光圖像,以幫助選取合適的分析點位。分析過程中,激光束斑直徑約為32μm,采用鋯石標樣91500進行同位素分餾校正,采用ICPMSDataCal10(劉勇勝, 2014)離線處理數(shù)據(jù),積分時長選擇為30秒。鋯石U-Pb數(shù)據(jù)投圖及年齡、計算均采用ISOPLOT 3.75(Ludwig, 2012)完成。
礦物微區(qū)成分分析在中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所電子探針實驗室完成,所用儀器為JEOL JXA-8100電子探針,加速電壓、電流、測點直徑分別為15kV、20nA、5μm。礦物晶體化學式的計算,采用作者編制的Excel算法實現(xiàn)。計算過程中,對于長石、石榴石等礦物采用陰離子法計算,對于白云母、黃玉則采用陽離子法計算。
圖3 麻地含石榴石淡色花崗巖中長石(a)與石榴石(b)成分投圖華北北緣其它淡色花崗巖的數(shù)據(jù)來源詳見表1,下同;礦物縮寫:Kfs-鉀長石;Ab-鈉長石;An-鈣長石;Spe-錳鋁榴石;Alm-鐵鋁榴石;Grs-鈣鋁榴石;Prp-鎂鋁榴石Fig.3 Plots of the plagioclase (a) and garnet (b) compositions in the Madi garnet-bearing leucograniteData sources for other leucogranites in northern NCC can be found in Table 1, which is also suitable for other figures in this paper
全巖主微量元素分別在西北大學大陸動力學國家重點實驗室、中國地質(zhì)大學(武漢)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室測試。分析之前,將樣品粉碎至200目粉末。主量元素測試時,首先稱取0.5g樣品烘干后加溫至1100℃測量燒失量,然后將樣品轉(zhuǎn)移至瑪瑙研缽中加入助熔劑、氧化劑等混合均勻,再制作熔融玻璃片。利用RIX2100 X-射線熒光光譜儀進行分析測量,樣品的分析精度為~1%(含量>10%)或~10%(<1.0%)。微量元素分析所用儀器為Agilent 7500a ICP-MS,樣品制備采用混合酸溶樣法完成,詳細分析流程見Liuetal. (2008),數(shù)據(jù)分析的精確度優(yōu)于10%。
表2麻地含石榴石淡色花崗巖礦物成分電子探針分析結(jié)果(wt%)(平均值)
Table 2 Electron microprobe data (wt%) (average values) of different minerals in the Madi garnet-bearing leucogranite
礦物SiO2TiO2Al2O3FeOMnOMgOCaONa2OK2OTotalF點數(shù)鈉長石67.420.0119.670.050.020.000.5410.960.1798.84/17鉀長石64.410.0117.970.030.000.000.010.5715.6498.64/12石榴石36.490.2119.979.0533.240.170.780.050.0199.95/9白云母(無色)43.860.5725.937.122.620.440.060.399.7690.754.199白云母(淡褐色)44.160.4223.317.343.550.370.070.429.4489.085.293黃玉32.880.0155.250.040.010.000.020.020.0388.2619.956
全巖Nd同位素分析在中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所固體同位素實驗室完成,所用儀器為MAT262熱離子多接收質(zhì)譜,詳細流程分別見Lietal. (2012)。同位素比值質(zhì)量分餾校正標準化為146Nd/144Nd=0.7219,使用國際標樣NBS-987和JNdi-1評價儀器的穩(wěn)定性,采用標準參照物質(zhì)BCR-2監(jiān)測實驗流程的準確性。
麻地花崗巖主要由堿性長石(25%~30%)、斜長石(30%~40%)、石英(20%~25%)以及白云母(3%~5%)組成,并可見較自形的石榴石、黃玉,未發(fā)現(xiàn)黑云母、角閃石及其它暗色礦物,具有淡色花崗巖的典型礦物組合(圖2)。此外,樣品中還發(fā)現(xiàn)有鋯石、獨居石、富錳鈮鐵礦、鈮錳礦、鈮-板鈦礦、錳-鈦鐵礦等副礦物。其中,富錳鈮鐵礦、鈮錳礦等礦物可局部富集呈集合體產(chǎn)出,構(gòu)成重要的稀有金屬礦物(圖2b, h),這與一些喜馬拉雅淡色花崗巖的最新認識相一致(王汝成等, 2017)。
在顯微觀測的基礎(chǔ)上,此次研究借助電子探針對其礦物成分進行了分析(表2;圖2、圖3)。樣品中的堿性長石均由較純的鉀長石構(gòu)成(Ab<10%;圖3a),半自形-他形,部分顆??梢娸^明顯的格子雙晶(圖2d),推測以微斜長石為主。斜長石為典型的鈉長石(An<5%;圖3a),自形-半自形板條狀或短柱狀,聚片雙晶發(fā)育,粒度變化大,有時以自形嵌晶的形式出現(xiàn)于鉀長石、石英及白云母之中,指示其晶體成核多且結(jié)晶較早(圖2c-e)。石英他形粒狀,粒度有一定變化。白云母多半自形片狀,單偏光下多無色,部分顆粒顯示不均勻的淡褐色色調(diào)(圖2e)。電子探針分析顯示,白云母含少量雜質(zhì)組分(Fe、Mn含量較高),并含有一定量的F(3.5%~4.4%),淡褐色色調(diào)者F、Mn、Fe含量升高(表2)。石榴石,自形-半自形,內(nèi)部干凈均勻,無其它礦物包裹體(圖2f),成分以錳鋁榴石為主(Spe:73%~89%),含少量鐵鋁榴石成分(Alm:9%~24%),鈣鋁榴石與鎂鋁榴石含量極低(<3%)(圖3b), 平均分子式(Mn2.32Fe0.56Ca0.07Mg0.02)(Al1.94Fe0.06)[Si3.01O12],為典型巖漿成因的石榴石。黃玉,半自形柱狀,內(nèi)部可見大量的氣液兩相或三相包裹體,是否含有熔融包裹體待查(圖2g)。電子探針分析顯示,麻地淡色花崗巖黃玉F含量極高(~20%),平均分子式為Al1.99[Si1.01O4](F1.93,OH0.07),附加陰離子極低的OH/F比值指示其巖漿成因(Agangietal., 2014)。
表3麻地含石榴石淡色花崗巖主量(wt%)、微量(×10-6)元素含量及同位素數(shù)據(jù)(×10-6)
Table 3 Major (wt%), trace (×10-6) elements and isotopes data (×10-6) of the Madi garnet-bearing leucogranites
樣品號JN0993JN0994XL1401樣品號JN0993JN0994XL1401樣品號JN0993JN0994XL1401SiO276.5876.8775.59Li438333333Yb0.350.380.38TiO20.020.010.03Sc23.417.817.8Lu0.0440.0430.043Al2O313.5913.5313.87V1.631.951.95Hf7.026.786.78Fe2O3T0.420.280.87Cr0.420.330.33Ta39.340.840.8MnO0.190.200.24Co0.080.050.05Pb44.044.644.6MgO0.030.030.09Ni0.260.320.32Th14.914.814.8CaO0.230.130.25Cu1.672.572.57U10.617.817.8Na2O4.734.854.84Zn47.562.462.4∑REE60.7953.3753.37K2O3.973.854.13Ga41.340.040.0(La/Yb)N14.812.312.3P2O50.020.020.01Rb139414331433(La/Sm)N0.881.061.06LOI0.510.560.30Sr1.542.512.51(Gd/Lu)N13.28.738.73Total100.29100.33100.22Y23.317.017.0(Eu/Eu?)N0.010.020.02A/NK1.121.111.12Zr58.454.654.6K/Rb23.622.320.9A/CNK1.091.091.08Nb129137137Rb/Sr907571571Na2O+K2O8.708.708.97Cs32.234.434.4Y/Ho10177.478.6Na2O/K2O1.191.261.17Ba2.5126.226.2Nb/Ta3.33.43.2標準礦物La7.606.856.85Zr/Hf8.38.18.7q33.2833.4830.96Ce22.521.721.7TE1,31.321.321.28c1.131.181.00Pr3.383.043.04t(Ma)159159-or23.4022.6924.40Nd12.811.011.0Sm6.4135.981-ab39.9140.9040.92Sm5.434.054.05Nd16.7918.79-an1.020.531.18Eu0.0250.0220.022147Sm/144Nd0.23120.1927-hy0.070.200.07Gd4.623.023.02143Nd/144Nd0.5120400.512012-mt0.560.400.69Tb0.680.480.48Error(2σ)0.0000150.000014-hm0.030.000.39Dy2.572.052.05εNd(t)-12.4-12.1-il0.040.020.06Ho0.230.220.22fSm/Nd0.18-0.02-ap0.040.040.02Er0.450.470.47tDMNd-100318062-Total99.4999.4499.70Tm0.0570.0580.058t2DMNd(Ma)19501929-
綜上可知,麻地淡色花崗巖是一例含錳鋁榴石、黃玉以及鈮鉭鐵礦族等多種副礦物、且富鹵素(F)的白云母二長花崗巖,其中兩類長石分別由近于純的鉀長石、鈉長石構(gòu)成。
與礦物組成及成分相對應(yīng),麻地樣品也顯示典型淡色花崗巖所具有的高SiO2(75.6%~76.9%)、富Al2O3(13.5%~13.9%)、高堿(Na2O+K2O=8.7%~9.0%)、貧Fe2O3T(0.3%~0.9%)、MgO(<0.1%)、CaO(0.1%~0.3%)、Ti(0.01%~0.03%)、低REE(53×10-6~61×10-6)等地球化學特征(表3、圖4)(Le Fortetal., 1987; France-Lanord and Le Fort, 1988)。其鋁飽和指數(shù)也顯示過鋁質(zhì)的特點(A/CNK=1.08~1.09),CIPW標準礦物出現(xiàn)剛玉分子(~1%)。由于CaO含量十分低,A/CNK與A/CN近于相等(圖4b)。相比之下,Na2O含量(4.73%~4.85%)略高于K2O(3.75%~3.97%)(圖4c, d)。CIPW標準礦物計算結(jié)果中,Qtz、Ab、Or的比例分別為31.0%~33.5%、22.7%~24.4%、39.9%~40.9%,接近花崗巖最低熔體組分(共結(jié)點)(Le Fort, 1981; Manning, 1981)(表3)。
微量元素組成方面,麻地淡色花崗巖具有輕稀土相對平緩、重稀土明顯虧損的右傾型稀土配分曲線((La/Sm)N=0.88~1.26,(Gd/Lu)N=6.86~13.2),并顯示一定的上凸的“M”型REE四分組效應(yīng)(TE1-3=1.28~1.32)(圖5a)(Masudaetal., 1987; Irber, 1999)。同時,樣品顯示強烈的Rb、Nb、Ta正異常,Ba、Sr、Eu負異常(Eu*=0.01~0.02),Li(333~464)、Cs(32×10-6~34×10-6)這些堿金屬元素含量也明顯偏高(圖5b)。此外,Nb與Ta、Zr與Hf、Y與Ho等電價、半徑相近的微量元素對,其比值(Nb/Ta=3.2~3.4,Zr/Hf=8.1~8.7,Y/Ho=77.3~101)明顯偏離球粒隕石與花崗巖的正常范圍,即顯現(xiàn)non-CHARAC(charge-and-radius-controlled)行為(圖6)(Bau, 1996)。
圖4 華北北緣顯生宙含石榴石淡色花崗巖主量元素圖解
喜馬拉雅Manaslu淡色花崗巖平均值引自France-Lanord and Le Fort (1988)
Fig.4 Plots of the major elements in Madi and other Phanerozoic leucogranites in northern NCC
The average composition of Manaslu leucogranite in Himalaya is also presented for comparision, which cited from France-Lanord and Le Fort (1988)
圖5 麻地含石榴石淡色花崗巖球粒隕石標準化稀土元素配分圖(標準化值據(jù)Taylor and McLennan, 1985)和原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖(標準化值據(jù)McDonough and Sun, 1995)及其與華北北緣其它同類巖石的對比Fig.5 Chondrite-normalized REEs patterns (normalization values after Taylor and McLennan, 1985) and primitive mantle-normalized trace element spidergrams (normalization values after McDonough and Sun, 1995) for Madi and other Phanerozoic leucogranites in northern NCC
圖6 華北北緣含石榴石淡色花崗巖稀土元素四分組效應(yīng)強度TE1-3與Zr/Hf、Nb/Ta、Y/Ho、K/Rb、(Eu/Eu*)N圖解其中,球粒隕石、平均大陸上地殼的相關(guān)數(shù)值分別據(jù)Anders and Grevesse (1989)、Rudnick and Gao (2005)計算;稀土四分組效應(yīng)程度TE1, 3據(jù)Irber (1999)中的公式計算得到,當TE1, 3>1.1時,才可見顯著的稀土四分組效應(yīng);巖漿巖Zr/Hf、Y/Ho的CHARAC范圍引自Bau (1996),正常花崗巖類K/Rb比值的下限(200)引自Jahn et al. (2001). 圖中同時給出Nb/Ta=5的參考線,其被認為是過鋁質(zhì)花崗巖礦化與否的臨界值(Ballouard et al., 2016)Fig.6 TE1-3 vs. Zr/Hf, Nb/Ta, Y/Ho, K/Rb and (Eu/Eu*)N diagrams for Madi and other Phanerozoic leucogranites in northern NCCData for the chondrite, average upper crust are caculated from Anders and Grevesse (1989) and Rudnick and Gao (2005). The degree of REE tetrad effects is estimated by the parameter TE1, 3 in Irber (1999). The boundary or reference values for Zr/Hf, Y/Ho, K/Rb and Nb/Ta are cited from Bau (1996), Jahn et al. (2001) and Ballouard et al. (2016)
對于麻地花崗巖,前人曾獲得了171±3.6Ma(葉德隆等, 1987, 1991)、166±5Ma(王季亮等, 1994)的Rb-Sr等時線年齡,但至今還未有鋯石U-Pb年齡的報道。樣品JN1601中的鋯石多透明,自形-半自形短柱狀,長50~150μm,長寬比1:1至2:1。CL圖像下可見十分細密的巖漿成因振蕩環(huán)帶,少數(shù)顆??梢娚葼瞽h(huán)帶,部分鋯石內(nèi)部存在著與巖漿鋯石部分不整合接觸的核(圖7)。22個有效分析點中,3個核部分析點給出了晚太古代-古元古代的年齡,另有1個分析點得到了~280Ma的諧和年齡。它們分別與區(qū)域前寒武紀變質(zhì)基底、晚古生代巖漿記錄一致,可能是來自巖漿源區(qū)的繼承鋯石,亦或巖漿上升過程中捕獲的鋯石。剩余18個巖漿鋯石分析點給出了158.9±2.4Ma(MSWD=0.073)的諧和年齡,可以代表巖體的形成年齡(表4;圖7)。據(jù)此認為麻地含石榴石淡色花崗巖形成于晚侏羅世早期。
表4麻地含石榴石淡色花崗巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb分析結(jié)果
Table 4 LA-ICP-MS zircon U-Pb dating results of the Madi garnet-bearing leucogranite
測點號含量(×10-6)UThPbTh/U同位素比值同位素年齡(Ma)207Pb/235U±σ206Pb/238U±σρ207Pb/235U±σ206Pb/238U±σ51752263880.777.30650.28120.33630.01150.8869215034.4186955.41860.836.9721.654.92340.19540.31340.00910.7313180633.5175744.7233512334051.517.52140.29970.33170.01190.8990217635.7184657.52212595.323.71.310.32800.02060.04260.00150.570728815.72699.4115812117.91.300.16390.01070.02480.00070.45741549.41584.7214918528.20.800.16240.01130.02480.00070.43281539.91584.7410211918.50.860.16150.01420.02620.00090.371215212.51665.4772.776.013.30.960.17050.01240.02460.00090.479616010.71575.4862.971.610.90.880.16910.01660.02430.00080.349815914.41555.2913714722.60.930.17760.01230.02610.00080.440716610.61665.01016716426.41.020.18310.01190.02510.00070.449317110.21604.61174.888.214.10.850.15010.01280.02390.00080.415614211.31525.31289.412418.40.720.19630.01680.02590.00090.399118214.31655.61312313018.70.950.16580.01250.02450.00080.427915610.91565.01423521734.01.080.18180.00960.02600.00070.53961708.31654.71513320830.40.640.17140.01180.02520.00080.450016110.21614.91610110916.30.930.16550.01220.02460.00080.425915510.61564.91745.354.37.90.830.16400.02040.02440.00090.307515417.81565.91985.977.412.91.110.16860.01690.02590.00080.323515814.71655.32012412919.00.960.17990.01210.02500.00080.473316810.41595.02411414223.10.800.15390.01080.02470.00080.43541459.51574.72574.376.010.60.980.18710.01500.02360.00080.442217412.81505.3
圖7 麻地含石榴石淡色花崗巖鋯石CL圖像及U-Pb年齡諧和圖Fig.7 Zircon U-Pb concordia diagram and CL images of Madi leucogranite
對于麻地花崗巖,前人在進行Rb-Sr等時線測年的同時,得到了其十分高的初始Sr同位素組成,即(87Sr/86Sr)0=0.715(葉德隆等, 1991)或0.718(王季亮等, 1994)。鑒于麻地淡色花崗巖具有極高的Rb/Sr比值(571~907),使得放射性成因87Sr對(87Sr/86Sr)0測定的影響較大,本文樣品未進行Sr同位素測試。
當回算到159Ma時,樣品JN0993、JN0994的Sm-Nd同位素分析分別給出了-12.4、-12.1的εNd(t)值,對應(yīng)的兩階段平均地殼虧損地幔模式年齡為~1.9Ga,指示其主要來自古老地殼物質(zhì)的重熔。由于稀土四分組效應(yīng),這些樣品具有過高的fSm/Nd(0.18、-0.02),導致其一階段虧損地幔模式年齡數(shù)值異常(負值或遠大于地球形成年齡),故無參考意義(表3)。
前述分析研究表明,麻地含石榴石白云母二長花崗巖是一例典型的淡色花崗巖侵入體,這也得到了其礦物成分與地球化學特征的證實。除此之外,華北北緣還存在圪臭山、十棚、后淖、盧家營、哈大圖、江家、遙林、放牛溝等含石榴石白云母或二云母花崗巖(表1;圖1)。雖然這些巖石研究程度低,僅部分巖體具有不完整的同位素年齡、礦物成分及全巖主、微量元素數(shù)據(jù)累積,但對其特征予以總結(jié)與并與麻地樣品對比,對認識華北北緣淡色花崗巖仍然具有重要意義。
已有測年資料顯示:(1)江家含石榴石二云母二長花崗巖(~153Ma)、遙林含石榴石白云母二長花崗巖(~176Ma)的鋯石U-Pb年齡與麻地淡色花崗巖(~159Ma)接近。哈大圖含石榴石白云母二長花崗巖缺少鋯石U-Pb年齡,但其Rb-Sr等時線年齡與麻地的Rb-Sr等時線年齡相仿,指示它們可能近于同時形成。(2)十棚、后淖、放牛溝含石榴石花崗巖的鋯石U-Pb年齡明顯偏老,分別為~255Ma、~256Ma、~270Ma。(3)圪臭山、后淖巖體缺乏同位素年齡限制(表1)。據(jù)此推測,華北北緣此類巖石集中出現(xiàn)在中-晚二疊世、中-晚侏羅世兩個時代。
與麻地花崗巖類似,這些含石榴石花崗巖也多以小的巖株狀產(chǎn)出,并普遍呈中細粒結(jié)構(gòu)。它們的暗色礦物含量同樣十分低,主要由石英與兩類長石組成,并含有白云母、石榴石。所不同的是,部分花崗巖中含有少量黑云母。不同巖體之間的副礦物種類也有所差異,但均未有麻地花崗內(nèi)出現(xiàn)的黃玉、鈮鉭鐵礦族礦物的報道(表1)。從礦物成分來看,已有分析的花崗巖中的斜長石An牌號也普遍較低,以鈉長石為主但有更長石出現(xiàn)(圖3a)。雖然其石榴石成分有一定變化,但仍以錳鋁榴石-鐵鋁榴石固溶體為主,鈣鋁榴石與鎂鋁榴石含量低(<~10%),與其它已報道的淡色花崗巖中的石榴石無異(Clarke, 1981; Le Fortetal., 1987; France-Lanord and Le Fort, 1988; Jahnetal., 2001; Kebedeetal., 2001; Wuetal., 2004; 劉志超, 2013; Maetal., 2017)(圖3b)。據(jù)此認為,雖然不同巖體之間的礦物組成與成分不完全一致,但這些巖石仍具有淡色花崗巖的礦物學特征。
總的來看,華北北緣含石榴石花崗巖一致顯示高硅、富堿、富鋁、貧鎂、鐵、鈣、過鋁質(zhì)等特征,成分與喜馬拉雅Manaslu淡色花崗巖(Le Fortetal., 1987; France-Lanord and Le Fort, 1988)相近,但有一定范圍的變化(圖4)。TAS圖解中,這些樣品普遍落入花崗巖的范圍內(nèi),并且有明顯的重合(圖4a)。雖然單個巖體內(nèi)巖石成分變化有限,但不同巖體之間還存在一定差異,這種差異與時代的相關(guān)性不明顯,其中:(1)所有巖石SiO2含量變化有限(72.2%~76.9%),而麻地樣品最高;(2)放牛溝、麻地、圪臭山為弱過鋁質(zhì)巖石(A/CNK=1.01~1.09),而十棚、后淖、江家、蘆家營均為強過鋁質(zhì)花崗巖(A/CNK=1.12~1.26),鋁飽和指數(shù)與SiO2無明顯相關(guān)性(圖4b);(3)Na2O(3.3%~5.5%)、K2O含量(3.3%~5.2%)有較大變化,但與SiO2也無明顯相關(guān)性(圖4c, d);(4)Al2O3與SiO2的負相關(guān)性顯著,CaO、Fe2O3T也與SiO2存在弱的負相關(guān)性(圖4e-g);(5)除蘆家營花崗巖P2O5較高(0.14%~0.17%)且與SiO2存在一定正相關(guān)性外,其余樣品的P2O5含量均較低(<0.07%)且基本不隨SiO2變化(圖4h)。
根據(jù)稀土元素的特征,這些淡色花崗巖可劃分為兩類(圖5)。其中,圪臭山與麻地花崗巖存在一定相似性,顯示右傾式的稀土配分曲線,HREE明顯虧損但虧損程度不同,(La/Yb)N分別為4.2~5.4、12.3~14.8(圖5a, b)。其余巖體(放牛溝、江家、十棚、蘆家營、后淖)均具有十分平緩的稀土配分曲線((La/Yb)N=1.3~3.7),但各自的稀土及其它微量元素含量,則存在系統(tǒng)差異(圖5c, d)。雖如此,這兩類淡色花崗巖均富集K、Rb,多數(shù)顯示不同程度的Ba、Sr、Eu負異常(放牛溝樣品顯示輕微的Ba、Sr正異常),稀土元素總量也普遍偏低(9×10-6~106×10-6)。值得注意的是,具有平緩稀土配分曲線的花崗巖,其Ba、Sr、Eu異常程度,也隨稀土元素總量系統(tǒng)變化(圖5c-d)。與麻地花崗巖十分高的Nb、Ta含量(129×10-6~137×10-6、39×10-6~41×10-6)不同,其它花崗巖的Nb(<33×10-6)、Ta含量(<5.7×10-6)普遍較低(圖5)。此外,這些巖體多依次表現(xiàn)出不同程度的non-CHARAC行為和稀土四分組效應(yīng),但強度不及麻地淡色花崗巖(圖6)。
截止目前,上述花崗巖的全巖Sr-Nd與鋯石Hf同位素資料依然匱乏(表1)。與麻地類似,江家(εNd(t)=-19.4~-13.8)、放牛溝樣品(εHf(t)=-17.1~-14.1)也具有富集的全巖Nd或鋯石Hf同位素組成,但富集程度稍有差異(Zhangetal., 2008; Caoetal., 2013)。此外,與麻地一樣,放牛溝花崗巖內(nèi)還發(fā)現(xiàn)了晚太古代的繼承鋯石(Caoetal., 2013)。這樣的特征指示它們來自古老地殼物質(zhì)的重熔。
綜合以上可知,含石榴石二云母/白云母二長花崗巖構(gòu)成了華北北緣顯生宙最為典型的淡色花崗巖類型。它們總體上一致顯示淡色花崗巖的諸多礦物學與地球化學特征,但不同巖體之間稍有差異。因此,華北北緣無疑存在著中-晚二疊世、中-晚侏羅世兩期含石榴石淡色花崗巖。
作為一種特殊的花崗巖,淡色花崗巖的成因受到較多關(guān)注。與許多學者認同的淡色花崗巖來自地殼內(nèi)沉積物部分熔融的觀點不同,近來一些研究發(fā)現(xiàn)準鋁質(zhì)I-型花崗巖的分異,也可形成此類巖石(Liuetal., 2014; Wangetal., 2014; Maetal., 2017; Huetal., 2018),也有學者甚至強調(diào)巖漿分異等后期演化過程在其成因中的主導作用(吳福元等, 2015, 2017; Liuetal., 2016)。以下將從巖漿源區(qū)與分異演化兩個角度,對華北北緣含石榴石淡色花崗巖的成因予以具體分析,并據(jù)此進一步探討麻地淡色花崗巖成礦與巖石成因的聯(lián)系。
根據(jù)巖性、礦物組成、全巖化學成分以及高的初始Sr同位素(0.718)、高的全巖O同位素(9.3‰~10.3‰)等特征,王季亮等(1994)認為麻地含石榴石白云母花崗巖是一例典型的殼源S-型花崗巖,并推測區(qū)域太古代變質(zhì)沉積巖夾層及元古界碎屑沉積巖,可能在其形成過程中起到了重要作用。此外,十棚、后淖、蘆家營、放牛溝含石榴石淡色花崗巖,也被認為是典型的同碰撞S-型花崗巖(張臣和韓寶福, 2004; 王鑫琳等, 2007; Caoetal., 2013; 鄭坤, 2016)。華北北緣顯生宙含石榴石淡色花崗巖的礦物組成及全巖成分特征,也與喜馬拉雅等典型淡色花崗巖十分相似(Le Fortetal., 1987; France-Lanord and Le Fort, 1988; Sylvester, 1998)。實驗學研究也已證實變沉積巖部分熔融形成這種高硅、富堿、過鋁質(zhì)熔體的可能性,而源巖組成、熔融機制等方面的差異,可引起其成分一定范圍的變化(Manning, 1981; Scailletetal., 1995; Patio Douce and McCarthy, 1998; Patio Douce, 1999; Sylvester, 1998; Johannes and Holtz, 1996; 周金城和王孝磊, 2005)。因此,它們極有可能由變沉積物部分熔融形成。
具體而言,華北北緣淡色花崗巖中原生白云母、巖漿石榴石的出現(xiàn),無疑是巖石來自過鋁質(zhì)巖漿的重要礦物指示。石榴石的成分特征,進一步佐證了巖漿來自變沉積巖的可能性。巖漿成因的石榴石雖然少見,但在酸性過鋁質(zhì)巖漿巖中卻有出現(xiàn),其成分除了受溫度、壓力條件控制外,還受到了巖漿成分等因素的影響(Green, 1977; Miller and Stoddard, 1981)。已有研究表明,花崗巖中的錳鋁榴石含量多>10%,其中準鋁質(zhì)的I-或M-型花崗巖鈣鋁榴石含量高,過鋁質(zhì)S-型花崗巖中的石榴石貧CaO(<4%)而MnO含量有一定變化(Miller and Stoddard, 1981; Harangietal., 2001; Dahlquistetal., 2007; Samadietal., 2014; Luccietal., 2018)。華北北緣含石榴石淡色花崗巖石榴石貧CaO,以錳鋁榴石-鐵鋁榴石固溶體為主(圖4b),與S-型花崗巖中的石榴石類似,支持其來自變沉積巖熔融的觀點。麻地淡色花崗巖的錳鋁榴石含量更是高達73%~89%,指示其可能經(jīng)歷了較高程度的結(jié)晶分異過程并侵入于地殼較淺部位,因為巖漿分異有利于MnO含量的進一步增加(Miller and Stoddard, 1981)。
除了礦物學特征,華北北緣含石榴石淡色花崗巖一致高Si、富Al、貧Fe、Mg、Ca、Ti、低REE等特征,一定程度上也支持其可能來自變沉積巖熔融的認識。Sylvester (1998)認為受斜長石含量的影響,變雜砂巖與變泥質(zhì)巖熔融形成的熔體CaO/Na2O含量明顯不同,前者CaO/Na2O多>0.3,而后者傾向于<0.3。與之對應(yīng),前者傾向于具有更低的Rb/Sr、Rb/Ba比值,后者則相反(圖8)。此外,飽和水熔融會優(yōu)先消耗斜長石,從而形成CaO含量更高的熔體,而脫水熔融會優(yōu)先消耗云母,使得熔體的Rb/Sr比值有所升高(Sylvester, 1998; Gaoetal., 2017)。華北北緣含石榴石淡色花崗巖的CaO含量及CaO/Na2O、Rb/Sr、Rb/Ba存在系統(tǒng)性的差異,并可分為明顯不同的三組(圖8)。放牛溝樣品的CaO/Na2O接近0.3(0.29~0.11),Rb/Sr、Rb/Ba比值則落在雜砂巖部分熔融形成的熔體范圍內(nèi),CaO含量(0.56%~1.32%)也與雜砂巖脫水熔融形成熔體(0.73%~1.67%)相似(Patio Douce, 1996)。相比之下,后淖、十棚、江家樣品的CaO/Na2O依次降低(0.22~0.07),Rb/Sr、Rb/Ba依次升高,但均可與變泥質(zhì)巖重熔形成的熔體成分相比擬。然而,蘆家營、圪臭山、麻地樣品的CaO/Na2O明顯偏低(0.11~0.03),Rb/Sr、Rb/Ba則異常高(多>100),明顯偏離正常S-型花崗巖的范圍(Rb/Sr<20),不能用源區(qū)差異或脫水熔融導致的Rb/Sr升高來解釋,而指示可能存在長石的結(jié)晶分異(Gaoetal., 2017)。綜上,如果放牛溝與后淖、十棚、江家淡色花崗巖的差異可以用變沉積巖源區(qū)成分的不同解釋,那么蘆家營、圪臭山、麻地淡色花崗巖則需要源區(qū)成分差異以外的巖漿分異機制的參與。
圖8 華北北緣顯生宙含石榴石淡色花崗巖Rb/Sr-Rb/Ba (a)和CaO/Na2O-Rb/Ba (b)圖解(據(jù)Sylvester, 1998; Dahlquist et al., 2007修改)顯生宙雜砂巖、頁巖平均成分引自Condie (1993)Fig.8 Rb/Sr vs. Rb/Ba (a) and CaO/Na2O vs. Rb/Ba (b) diagrams for Phanerozoic garnet-bearing leucogranites in northern NCC (modified after Sylvester, 1998; Dahlquist et al., 2007)The averge compositions of Phanerozoic shale and grewwacke are from Condie (1993)
然而,對于華北北緣淡色花崗巖是否來自變沉積巖,還存在一些疑問。首先,對于白云母、石榴石的出現(xiàn),是否意味著淡色花崗巖一定來自沉積物的部分熔融,尚有異議(Miller, 1985; Whiteetal., 1986; 吳福元等, 2017)。最新研究發(fā)現(xiàn),I-型花崗巖巖漿分異形成的含石榴石淡色花崗巖,其石榴石成分也可以錳鋁-鐵鋁榴石為主(Spe36-64Alm23-58),僅個別分析點的CaO含量>4%(最高達8.42%; Maetal., 2017)。其次,由于磷灰石在過鋁質(zhì)與準鋁質(zhì)、過堿質(zhì)巖漿中溶解度的差異,S型花崗巖中的磷含量相對較高,且隨巖漿分異不變或有增高的趨勢,而I型花崗巖中則明顯降低(Chappell, 1999; 李獻華等, 2007)。對于華北北緣淡色花崗巖而言,除蘆家營樣品P2O5含量相對較高(0.14%~0.17%)且與SiO2存在一定正相關(guān)性外,其它巖體的P2O5含量均十分低(<0.07%)且不隨SiO2變化(圖4h)。這種特征也與I-型巖漿高分異形成的含石榴石二云母花崗巖類似(P2O5=0.03%~0.06%; Maetal., 2017),而與Manaslu(P2O5平均值0.13%; France-Lanord and Le Fort, 1988)、吉隆、尼木、定結(jié)、洛扎(P2O5=0.06%~0.23%; Guo and Wilson, 2012; Gaoetal., 2017)等副變質(zhì)巖熔融形成的喜馬拉雅淡色花崗巖明顯不同。據(jù)此,除蘆家營巖體外,華北北緣其它淡色花崗巖似乎并不具有S-型花崗巖的一些屬性。最后,已有的富集的Nd、Hf同位素特征以及古老繼承鋯石的出現(xiàn),也僅支持其主要來自于古老地殼物質(zhì)的部分熔融,對于判別源區(qū)是否有沉積巖參與意義不大。雖然麻地花崗巖的(87Sr/86Sr)0明顯較高,指示源區(qū)中沉積物的較大貢獻(Faure, 1986; Chappell and White, 1992, 2001),但過高的Rb/Sr比值(571~907)使得放射性成因87Sr對巖漿體系87Sr/86Sr的干擾較大。因此,利用Sr同位素示蹤沉積物貢獻的可靠性也降低。高的δ18O值能夠指示沉積物的參與,在識別淡色花崗巖源區(qū)中具有重要意義(Bernard-Griffithsetal., 1985; Jungetal., 2000; Chappell and White, 2001; Wangetal., 2013; Gaoetal., 2016)。但是,由于全巖氧同位素容易受到后期蝕變等過程的改造而升高(Jahnetal., 2001; Sharp, 2007),因此麻地樣品高的全巖δ18O值(王季亮等, 1994)是否是巖漿本身的特征,還需要通過石英、長石及鋯石等單礦物O同位素工作的進一步驗證。
根據(jù)以上分析綜合判斷,受目前研究程度限制,已有證據(jù)還不足以充分肯定、亦或完全否定沉積物在華北北緣顯生宙含石榴石淡色花崗巖巖漿源區(qū)中的貢獻。其是否全部來自或者僅部分來自變沉積巖的部分熔融,還需要更多證據(jù)的進一步限定。
雖然巖漿源區(qū)暫時還難以精確限定,但極高的Rb/Sr比值,稀土四分組效應(yīng)及微量元素non-CHARAC現(xiàn)象的出現(xiàn),指示華北北緣含石榴石淡色花崗巖可能受到了巖漿分異與演化過程的影響。通常情況下,巖漿巖普遍具有平滑的球粒隕石標準化曲線,而Nb-Ta、Zr-Hf、Y-Ho等電價相等、半徑相似的微量元素對,也具有與球粒隕石接近的元素比值。然而,前述具有異常高Rb/Sr比值(49~907)的麻地、圪臭山、蘆家營淡色花崗巖,顯示強烈的M型稀土四分組效應(yīng)(TE1,3=1.46~1.16)(圖5)(Masudaetal., 1987; 趙振華, 1988; Masuda and Akagi, 1989; 趙振華等, 1992; Irber, 1999)。與之同步,它們的Nb/Ta、Zr/Hf比值也明顯降低,而Y/Ho比值則顯著升高,明顯偏離球粒隕石及正常花崗巖的范圍(圖6a-d)。十棚及部分江家樣品也顯示一定程度的四分組效應(yīng)(TE1,3=1.2~1.1),其Nb/Ta、Zr/Hf比值偏低,但Y/Ho仍落在了正常巖漿巖的范圍內(nèi)(圖6a-d)。因此,前文(5.1節(jié))所述十棚及江家樣品CaO/Na2O、Rb/Sr、Rb/Ba比值略高,可能不僅僅是源區(qū)差異的原因(圖8)。這兩組樣品的稀土四分組效應(yīng)強度TE1,3與Nb/Ta、Zr/Hf、Y/Ho比值的偏離程度之間,呈現(xiàn)出較好的正相關(guān)關(guān)系,意味著巖漿經(jīng)歷了高度分異之后發(fā)生的熔-流體相互作用,但程度有所差異(Masudaetal., 1987; 趙振華, 1988; Masuda and Akagi, 1989; 趙振華等, 1992; Bau, 1996; Irber, 1999; Jahnetal., 2001; Wuetal., 2004; Ballouardetal., 2016)?;◢徺|(zhì)巖漿的高程度結(jié)晶分異,將導致晚期殘留熔體向富揮發(fā)分(F)、稀有堿金屬富集(Li、Rb、Cs)的方向演化,從而有利于殘留熔體析出富鹵素(如F)的流體,形成熔體—流體共存的體系(Dostal and Chatterjee, 1995; Lietal., 2015; Xieetal., 2018)。體系中熔體與流體的相互作用,尤其是F絡(luò)合物的形成,將導致地球化學性質(zhì)相近的元素在體系中的行為發(fā)生改變(受控于絡(luò)合物的電子結(jié)構(gòu),而非巖漿體系內(nèi)的離子電價與半徑),其結(jié)果是這些元素對的比值偏離正常巖漿的范圍并出現(xiàn)REE四分組效應(yīng)(Manning, 1981; 趙振華, 1988; Bau, 1996; Irber, 1999; Peretyazhko and Savina, 2010)。與稀土四分組效應(yīng)增強伴隨出現(xiàn)的K/Rb、Eu/Eu*的降低(圖6e, f),也支持不同巖體巖漿分異與演化程度的差異(Jahnetal., 2001; Wuetal., 2004; 趙振華, 2016)。據(jù)此可以認為麻地、圪臭山、蘆家營石榴石淡色花崗巖經(jīng)歷了強烈的巖漿分異過程,并受到分異晚期的熔-流體相互作用。這也解釋了其異常高Rb/Sr的原因。麻地淡色花崗巖極高的Li(333×10-6~464×10-6)、Rb含量(1394×10-6~1641×10-6),以及富F礦物黃玉、高F含量(3.5%~7%)白云母的出現(xiàn),無疑也提供了支持這一認識的重要證據(jù)。同時,黃玉低的OH/F比值及流體包裹體的出現(xiàn),也證實巖漿演化至熔體與流體共存的階段。相比之下,十棚及部分江家樣品受到了類似過程的影響,但程度遠不及麻地、圪臭山與蘆家營花崗巖。
與之相反,放牛溝、后淖及部分江家花崗巖具有正常的REE配分曲線(TE1,3<1.1),其Nb/Ta、Zr/Hf、Y/Ho、K/Rb比值也與球粒隕石、平均大陸上地殼及正常巖漿巖接近,因此未受到熔-流體相互作用的影響,但是否經(jīng)歷了結(jié)晶分異過程還需進一步評價??紤]放牛溝淡色花崗巖顯示高的CaO含量、低的Rb/Sr、Rb/Ba比值以及弱的Ba、Sr正異常與Eu負異常(圖5、圖8),可以認為其基本未受到結(jié)晶分異的影響。相比之下,后淖淡色花崗巖的CaO含量降低,而Rb/Sr、Rb/Ba比值有所升高,Eu異常也更為明顯,其與放牛溝淡色花崗巖的差異(圖8),是否因源區(qū)差異(含長石更少的泥質(zhì)巖),亦或與結(jié)晶分異有關(guān),已有線索還難以界定。江家花崗巖與后淖類似,但鑒于其部分樣品顯示了一定的四分組效應(yīng)且Nb/Ta、Zr/Hf比值有所降低,其它樣品可能也經(jīng)歷了一定程度的結(jié)晶分異作用。
通常情況下,Rb作為不相容元素,會在巖漿分異的殘留熔體中聚集富集,而斜長石的的分異則會導致CaO、Na2O、AlO2O3、Sr、Eu等元素的降低(Dahlquistetal., 2007)。與放牛溝、后淖淡色花崗巖相比,華北北緣其它淡色花崗巖顯示明顯的Eu、Sr、Ba負異常(圖5),指示存在長石結(jié)晶分異的影響。Ba、Sr、Eu/Eu*與CaO之間的正相關(guān)性(圖9a-c)、CaO與SiO2之間的負相關(guān)性(圖4f),指示斜長石、尤其是富鈣斜長石在巖漿分異過程中的重要作用。Al2O3與SiO2之間的負相關(guān)性(圖4e),也可能與富鈣斜長石的結(jié)晶分異有關(guān)。華北北緣顯生宙含石榴石淡色花崗巖Rb/Sr比值與Ba含量之間顯著的負相關(guān)性,進一步佐證這些花崗巖具有不同的分異程度(圖9d)。相比之下,REE與Eu/Eu*之間僅存在著弱的相關(guān)性(圖9e),而Eu負異常最強烈的麻地、圪臭山花崗巖,REE含量卻相對較高,稀土配分樣式也與其它巖石有所不同(圖5),意味著巖石中的REE元素含量還受到了其它因素的影響。麻地、圪臭山花崗巖右傾的稀土配分曲線(HREE虧損),可能與石榴石的分異有關(guān),鋯石的結(jié)晶分異也起到了一定作用。前人研究顯示,淡色花崗巖中的錳鋁-鐵鋁榴石同樣富集HREE(Irber, 1999; 劉志超, 2013)。巖漿鋯石HREE的富集程度雖不及石榴石,但卻更加富集Er、Tm、Yb、Lu這些半徑更小的HREE元素,而且富集程度依次增強(Irber, 1999; 劉志超, 2013; Hoskin and Schaltegger, 2003),這與麻地、圪臭山的稀土配分曲線明顯互補(圖5a)。此外,麻地、圪臭山花崗巖的Zr含量(41×10-6~75×10-6)也明顯偏低(圖6b、圖9f)。趙慶英(2010)發(fā)現(xiàn)圪臭山淡色花崗巖的鋯石含量低,而本文麻地樣品的鋯石分選也頗為困難。因此,更多比例的鋯石分離結(jié)晶,可能是造就這二者特殊稀土配分曲線的原因。LREE與Th含量之間弱的相關(guān)性(圖9g),指示這些巖體之間存在著不同程度的獨居石結(jié)晶分異(Bea, 1996; Liuetal., 2016)。樣品中較低的Mg、Fe、Ti含量以及Fe與Ti含量的近于同步變化(圖9h),意味著存在一定程度的鐵-鈦氧化物以及黑云母等暗色礦物的分離結(jié)晶。TFe2O3與SiO2的弱負相關(guān)性,也支持這一認識(圖4g)。除礦物分離結(jié)晶的影響外,巖漿演化晚期熔流體相互作用,對Eu負異常的形成及REE等元素含量變化,也可能有一定的貢獻(Irber, 1999)。
圖9 華北北緣顯生宙含石榴石淡色花崗巖多元素相關(guān)性圖解Fig.9 Harker variation diagrams of Phanerozoic garnet-bearing leucogranites from northern NCC
雖然部分含石榴石淡色花崗巖顯示出強烈的巖漿分異的特點,但這些巖體多以小的獨立巖株的形式出現(xiàn),與其同時代且伴隨出現(xiàn)的巖體很少,亦即同時代的早期分異產(chǎn)物或未分異巖漿很少見到。以麻地巖體為例,其圍巖為太古代變質(zhì)巖,距離最近的王坪石黑云母二長花崗巖(170±1Ma; Jiangetal., 2018)明顯早于其~10Ma。與麻地巖體近于同時代的分水嶺花崗閃長巖、黑云母二長花崗巖(157±3Ma、162±4Ma;李玉靜等, 2018),則位于麻地巖體北東約20km的更遠處,麻地東側(cè)鄰近的茅山巖體形成時代則更早(178±2Ma; Jiangetal., 2018)(圖1c)。據(jù)此推測,與經(jīng)歷了高程度分異的含石榴石淡色花崗巖同源的巖漿產(chǎn)物,可能處于地殼更深部。富揮發(fā)分的淡色花崗巖巖漿則容易運移至地殼更淺部,因此其巖體面積也不會太大。
綜合以上,華北北緣顯生宙含石榴石淡色花崗巖經(jīng)歷了不同程度的、以分離結(jié)晶為主的巖漿分異過程,高度分異的巖石還受到了分異晚期富F流體與熔體相互作用的影響。其中,放牛溝、后淖淡色花崗巖基本未受此影響;江家、十棚花崗巖經(jīng)歷了一定的分離結(jié)晶過程,部分樣品分異程度更高;麻地、圪臭山、蘆家營經(jīng)歷了強烈的結(jié)晶分異,且受到了分異晚期熔體與富F流體的強烈作用。斜長石、石榴石、鋯石、獨居石、鐵-鈦氧化物及黑云母等礦物在巖漿結(jié)晶分異過程中有所體現(xiàn),而鋯石的分離結(jié)晶在麻地、圪臭山淡色花崗巖中更為突出。
淡色花崗巖與稀有金屬礦物花崗巖關(guān)系密切,許多礦化的花崗巖都具有淡色花崗巖的特征(Грабежев和葉德隆, 1984; 夏衛(wèi)華等, 1989; 趙振華等, 1992; Ballouardetal., 2016; 趙振華, 2016),最新研究發(fā)現(xiàn)一些喜馬拉雅淡色花崗巖也可能具有稀有金屬成礦的潛力(王汝成等, 2017)。本文所關(guān)注的麻地含石榴石淡色花崗巖,則是一個重要的稀有金屬花崗巖巖體(葉德隆等, 1987, 1991; Lietal., 2017),其Nb、Ta含量十分高(129×10-6~137×10-6、39×10-6~41×10-6),在原始地幔標準化微量元素圖解中顯示突出的正異常(圖5),局部鈮鉭鐵礦族礦物甚至富集呈集合體的形式產(chǎn)出(圖2b, h)。然而,華北北緣其它顯生宙含石榴石淡色花崗巖還暫未發(fā)現(xiàn)稀有金屬的礦化,它們的Nb(<33×10-6)、Ta含量(<5.7×10-6)明顯偏低(圖5),意味著其與麻地淡色花崗巖之間存在一定差異。
對比發(fā)現(xiàn),麻地淡色花崗巖具有以下特點:(1)最高的SiO2、錳鋁榴石含量與Rb/Sr、Y/Ho比值;(2)最低的CaO含量以及Nb/Ta、Zr/Hf、K/Rb比值;(3)最強的稀土四分組效應(yīng)與Ba、Sr、Eu負異常(圖5、圖6、圖8、圖9)。這些參數(shù)表明,麻地含石榴石淡色花崗巖可能經(jīng)歷了最為充分的巖漿分異與演化過程,從而有利于稀有金屬成礦,這與前人認識相一致(Ballouardetal., 2016; 郭春麗等, 2017; 吳福元等, 2017)。Ballouardetal. (2016)基于大量數(shù)據(jù)統(tǒng)計提出Nb/Ta比值是否小于5,是判別過鋁質(zhì)花崗巖是否成礦的重要指標,麻地花崗巖無疑符合這一指標(圖6)。此外,許多研究實例也證實,Nb、Ta的富集成礦與過鋁質(zhì)酸性巖漿的高度分異、以及與之有關(guān)的F等揮發(fā)分的富集密切相關(guān)(Agangietal., 2014; Lietal., 2015; Xieetal., 2018)。華北北緣其它淡色花崗巖雖然也經(jīng)歷了巖漿分異,但成礦能力有限,可能與分異與演化程度不夠有關(guān)。因此,淡色花崗巖中稀有金屬礦床的勘探,應(yīng)該聚焦于高度分異的淡色花崗巖。圪臭山、蘆家營兩例淡色花崗巖巖體其它部位是否具有成礦潛力,值得進一步探究。
麻地花崗巖的另一個重要特征是出現(xiàn)了華北北緣其它含石榴石淡色花崗巖中還未曾報道的富F礦物黃玉(圖2g),電子探針分析發(fā)現(xiàn)白云母的F含量同樣較高(表2)。F元素的富集,提供了其成礦的另一個重要因素。雖然黃玉通常被認為是典型的氣成高溫熱液礦物,但黃玉內(nèi)一系列共生的熔融包裹體、熔體-流體不混溶包裹體、流體及其它包裹體的出現(xiàn),證明其可以直接從巖漿中結(jié)晶(夏衛(wèi)華和陳紫英, 1984; 常海亮, 1985; Guetal., 2011)。實驗巖石學研究也證實,高度演化的低Ca過鋁質(zhì)硅酸鹽熔體中,能夠結(jié)晶出巖漿成因的鈉長石與黃玉(Christiansen and Lee, 1986; Weidner andMartin, 1987)。自然界存在的含黃玉淡色花崗巖、含黃玉流紋巖、甕貢巖(Ongonite)這些特殊類型巖漿巖(Weidner andMartin, 1987;temprok, 1991; Dostal and Chatterjee, 1995; 劉昌實等, 2002; Haapala and Lukkari, 2005; Guetal., 2011; Agangietal., 2014),進一步證實黃玉可以是巖漿成因。這些巖石同樣也是酸性過鋁質(zhì)巖漿分異之后的產(chǎn)物,且與稀有金屬礦化關(guān)系密切,證實了巖漿分異與揮發(fā)分(F)富集的重要作用。F的富集,一方面會使得花崗巖最低共結(jié)點向富鈉方向演化,從而引導巖石結(jié)晶向富鈉長石的方向進行(Manning, 1981),有助于產(chǎn)生低Ca富Na的高分異熔體。這樣的話,殘留熔體中富集的F將不會與Ca2+結(jié)合成螢石結(jié)晶,而仍然能夠與熔體共存,有利于F絡(luò)合物的形成。另一方面,F(xiàn)的增加有助于提高熔體中Nb、Ta的溶解度,且能夠降低熔體粘度(Agangietal., 2014; Lietal., 2015),從而有利于巖漿分異、運移與鈮鉭鐵礦族礦物成礦。
淡色花崗巖是大陸碰撞造山帶中最為標志性的花崗巖類型,其形成多與后碰撞造山階段的地殼伸展有關(guān),也出現(xiàn)于同碰撞或初始碰撞階段(Le Fort, 1973, 1981; Le Fortetal., 1987; Sylvester, 1998; Moetal., 2007; Guo and Wilson, 2012; 吳福元等, 2015; Weinberg, 2016; Maetal., 2017)。顯生宙時期,華北北緣分別受到了來自古亞洲洋板塊俯沖-碰撞、古太平洋板塊俯沖-后撤過程的影響,形成了大量的巖漿活動(圖1b)。其中,石炭紀—三疊紀初期的侵入巖呈東西向展布于華北北緣,均為鈣堿性系列巖石。早石炭世-中二疊世巖性從基性、中性至酸性連續(xù)過渡,中二疊世及之后中基性巖石減少,酸性巖漿活動逐漸增強(范文博, 2017; Zhangetal., 2016)。晚三疊世巖體仍然呈東西向集中于華北北緣,但有向克拉通內(nèi)部遷移的趨勢,并且出現(xiàn)了堿性巖、A型花崗巖與少量超鎂鐵質(zhì)巖石,顯示非造山/后造山的巖石組合(范文博, 2017; Zhangetal., 2014)。華北北緣鄰近中亞造山帶,其巖漿活動與古亞洲洋的演化息息相關(guān)。雖然對古亞洲洋的閉合時限還存在爭議,如二疊紀末-三疊紀初(Xiaoetal., 2003, 2015; Songetal., 2015; Zhouetal., 2017)、中二疊世(Jianetal., 2010; Zhangetal., 2016)等不同觀點,但研究者一致認為其閉合與古亞洲洋板塊向華北陸塊北緣的俯沖與消減有關(guān)。已有研究發(fā)現(xiàn),石炭紀、二疊紀的巖石顯示俯沖有關(guān)的地球化學特征,是古亞洲洋向華北北緣深部俯沖形成的弧巖漿(Zhangetal., 2009, 2016),而晚三疊世的巖漿活動則更有可能是后造山伸展階段的產(chǎn)物(Yangetal., 2012; Zhangetal., 2014)。因此,華北中-晚二疊世含石榴石淡色花崗巖的出現(xiàn),無疑是華北陸塊與北側(cè)蒙古弧地體(微陸塊)碰撞造山過程的響應(yīng),這與對淡色花崗巖的一般認識一致(王秀萍等, 2005; 王鑫琳等, 2007; Caoetal., 2013; 鄭坤, 2016)。值得注意的是,中亞造山帶內(nèi)也存在這一時代的含石榴石淡色花崗巖(張青偉等, 2011)。淡色花崗巖成因更細致的研究,可能能夠為進一步刻畫這一碰撞造山過程提供線索。
與中-晚二疊世不同,中-晚侏羅世的含石榴石淡色花崗巖局限在北緣東部地區(qū)(圖1b)。雖然有學者認為它們與華北與西伯利亞陸塊碰撞后的伸展有關(guān),與古太平洋俯沖無關(guān)(劉洪濤等, 2002; Zhangetal., 2008),但這與華北北緣侏羅紀巖漿局限于更東部的事實相駁(Fanetal., 2017)。從更大范圍來看,中國東北以及華南也出現(xiàn)了諸如東清、香水園子、張?zhí)焯谩⑽魅A山、瑤崗仙、河田等約170~150Ma的含石榴石淡色花崗巖(劉昌實等, 2002; 孫濤等, 2003; Wuetal., 2004; 呂科等, 2011; 董少花等, 2014; Wangetal., 2014; 郭春麗等, 2017),它們可能具有相似的大地構(gòu)造背景。許多研究認為,中國東部侏羅紀的巖漿活動與西古太平洋板塊向歐亞大陸之下的俯沖有關(guān)(Wangetal., 2017; Yangetal., 2017; Liuetal., 2018; Fanetal., 2017; 孫濤等, 2003; Caoetal., 2018; Yuanetal., 2018),這也得到了西古太平洋板塊俯沖始于侏羅紀乃至更早的多種證據(jù)的支持(Lietal., 2019)。因此,華北北緣中-晚侏羅世含石榴石淡色花崗巖的形成卻非碰撞造山過程的響應(yīng),而與西太平洋板塊的俯沖過程關(guān)系密切。這一認識對淡色花崗巖的大地構(gòu)造指示意義提出了挑戰(zhàn),需要進一步解析。近來,在南美安迪斯山這一典型的俯沖造山帶內(nèi),也發(fā)現(xiàn)了類似的中新世過鋁質(zhì)含石榴石流紋巖(Coiraetal., 2018),說明這一巖石類型可能能夠形成于俯沖背景下。此外,如果淡色花崗巖的成因由變沉積巖部分熔融主導改變?yōu)閹r漿高度分異演化控制,或者二者的作用同時存在,其已有的構(gòu)造內(nèi)涵能否延續(xù),還需進一步評價。
(1)華北北緣存在中-晚二疊世、中-晚侏羅世兩期典型含石榴石淡色花崗巖,它們主要由富鈉的斜長石+堿性長石+石英+白云母±黑云母±錳鋁-鐵鋁榴石±黃玉構(gòu)成。這些巖石主要來自于古老地殼物質(zhì)的部分熔融,但是否有沉積巖的參與還需進一步甄別。中-晚二疊世淡色花崗巖是華北陸塊與北側(cè)蒙古弧地體碰撞造山的響應(yīng);而中-晚侏羅世淡色花崗巖的形成與西太平洋板塊的俯沖關(guān)系密切,其地球動力學背景特殊。
(2)華北北緣顯生宙不同淡色花崗巖巖體的地球化學差異,不能完全用源區(qū)的差異性來解釋,卻指示它們經(jīng)歷了不同程度的、以分離結(jié)晶為主的巖漿分異過程。一些高度分異的淡色花崗巖,還受到了分異晚期熔-流體的相互作用,從而形成了顯著的REE四分組效應(yīng),其Nb/Ta、Zr/Hf、Y/Ho、K/Rb、Rb/Sr等地球化學參數(shù)也明顯偏離正?;◢弾r的范圍。富鈣斜長石、鋯石與富F流體在巖漿分異過程中起到了重要作用。
(3)華北北緣顯生宙含石榴石淡色花崗巖成礦潛力的差異,可能與其分異演化程度不同相關(guān)。高度分異演化以及與之相伴出現(xiàn)的F等揮發(fā)分的富集,有利于淡色花崗巖的稀有金屬成礦,麻地淡色花崗巖也因此與其它淡色花崗巖有所不同。
(4)巖漿源區(qū)與分異演化過程,可能在同時塑造著淡色花崗巖的特征。巖漿分異演化會不同程度地影響淡色花崗巖的特征,但高分異并非淡色花崗巖形成的必要條件,僅部分淡色花崗巖經(jīng)歷了高程度的分異與演化。
致謝匿名審稿人與編輯對本文的修訂提供了諸多有益意見,在此誠表謝意!