雷 凱, 王選策, 龐崇進, 夏小平, 李武顯

大陸地殼深熔作用中自由水的貢獻——以高喜馬拉雅淡色花崗巖為例

雷 凱1, 2, 王選策3*, 龐崇進4, 夏小平2, 李武顯2

(1. 長安大學 地球科學與資源學院, 陜西 西安 710054; 2. 中國科學院 廣州地球化學研究所 同位素地球化學國家重點實驗室, 廣東 廣州 510640; 3. 云南大學 地球科學學院, 云南 昆明 650500; 4. 桂林理工大學 廣西隱伏金屬礦產(chǎn)勘查重點實驗室, 廣西 桂林 541004)

高喜馬拉雅淡色花崗巖是印度與亞洲板塊碰撞過程中, 地殼深熔作用的產(chǎn)物。盡管自由水對高喜馬拉雅淡色花崗巖形成的重要性已被多次報導, 但仍存在許多爭議。本研究匯編了高喜馬拉雅淡色花崗巖的全巖地球化學數(shù)據(jù), 證明高喜馬拉雅淡色花崗巖可以由脫水熔融形成和水致熔融形成。進一步通過熱力學模擬獲得鋯石結(jié)晶, 并與鋯石Ti溫度計比較, 限定了不同熔融反應(yīng)中熔體的水含量。模擬結(jié)果顯示鋯石的結(jié)晶溫度主要受控于初始熔體的水含量, 可以依據(jù)初始熔體水含量的高低將高喜馬拉雅淡色花崗巖分為兩組: 有自由水參與的初始熔體具有高含水量, 約為5%; 貧水條件下的初始熔體水含量不超過1%。因此本研究認為自由水在深熔作用中發(fā)揮了不可忽視的作用。自由水的存在促進了大陸地殼的殼內(nèi)分異作用, 增加了大陸地殼成熟度, 并由此影響了大陸地殼演化。

淡色花崗巖; 自由水; 地球化學; 熱力學模擬; 深熔作用; 喜馬拉雅造山帶

0 引 言

地幔橄欖巖部分熔融是大陸地殼最根本的形成機制, 因此大陸地殼的原始組分應(yīng)為玄武質(zhì)成分(Campbell, 1983)。然而地球卻發(fā)育了包含大量長英質(zhì)成分的大陸地殼, 因此揭示長英質(zhì)地殼成因是理解地球演化歷史的關(guān)鍵之一。研究表明水對大陸地殼的生長與演化至關(guān)重要(Campbell, 1983; Knesel and Davidson, 2002)。自然界中的水以自由水、結(jié)構(gòu)水以及羥基三種形式存在(Zheng and Hermann, 2014)。結(jié)構(gòu)水和羥基主要賦存于含水礦物以及名義上的無水礦物中(Weinberg and Hasalová, 2015), 在貧水條件下, 水的活度較低, 因此不存在獨立的含水流體相(Weinberg and Hasalová, 2015)。自由水則不受礦物的約束, 自由水相的出現(xiàn)是體系富水并達到水飽和條件的標志之一(Weinberg and Hasalová, 2015)。大陸地殼的巖石較為致密, 滲透率低(Manning and Ingebritsen, 1999), 因此作為大陸殼內(nèi)分異的主要過程(Brown, 2013), 深熔作用中是否有自由水的參與仍存在爭議(Weinberg and Hasalová, 2015; 曾令森和高利娥, 2017; Gao et al., 2017; 張澤明等, 2018)。

喜馬拉雅造山帶作為大陸地殼生長演化和流體循環(huán)的重要場所(Le Fort et al., 1987; Niu et al., 2013; 龍曉平等, 2019), 是研究上述問題的理想對象。新生代以來, 在印度與亞洲板塊的碰撞過程中, 深熔成因的長英質(zhì)熔體開始不斷侵位, 并在高喜馬拉雅和特提斯喜馬拉雅形成了兩條花崗巖帶(Yin and Harrison, 2000; 曾令森和高利娥, 2017; Wu et al., 2020)。其中, 中新世以來的淡色花崗巖是喜馬拉雅新生代花崗巖的主體(曾令森和高利娥, 2017)。許多學者認為自由水參與了喜馬拉雅造山帶的深熔作用(Le Fort et al., 1987; Prince et al., 2001; Aikman et al., 2012a; Gao and Zeng, 2014; Weinberg and Hasalová, 2015; Weinberg, 2016; 曾令森和高利娥, 2017; Gao et al., 2017), 并提出“水致熔融”(water-fluxed melting)的概念以區(qū)別于脫水熔融(Weinberg and Hasalová, 2015)。同時, 一系列的地球化學指標被用來識別不同成因的淡色花崗巖(Inger and Harris, 1993; Weinberg and Hasalová, 2015; Gao et al., 2017), 但這些研究僅局限于少數(shù)幾個巖體(Prince et al., 2001; Aikman et al., 2012a; Weinberg and Hasalová, 2015; Gao et al., 2017)。

高喜馬拉雅由變泥質(zhì)巖和變基性巖組成, 其變質(zhì)相從高角閃巖相到低麻粒巖相變化(Kohn, 2014)。高喜馬拉雅淡色花崗巖多被認為是高喜馬拉雅變泥質(zhì)巖部分熔融的產(chǎn)物(Hopkinson et al., 2017)。而且相對于特提斯喜馬拉雅, 水致熔融成因的淡色花崗巖多集中在高喜馬拉雅(Prince et al., 2001; Aikman et al., 2012a; Weinberg, 2016; Gao et al., 2017)。本研究匯編了多個高喜馬拉雅淡色花崗巖體的地球化學數(shù)據(jù)(表1), 從而限定深熔作用中自由水的貢獻。綜合分析表明, 水致熔融成因的淡色花崗巖在整個高喜馬拉雅廣泛分布。熱力學模擬計算初步限定了水致熔融和脫水熔融形成的初始熔體的水含量。本研究提出的新方法可以較好地判別深熔作用中自由水的貢獻。

1 地質(zhì)背景及數(shù)據(jù)庫

喜馬拉雅造山帶主要由3個巖系組成, 自北向南依次為特提斯喜馬拉雅(Tethyan Himalayan Sequence, THS)、高喜馬拉雅(High Himalayan Sequence, HHS)以及低喜馬拉雅(Lesser Himalayan Sequence, LHS) (圖1)。主中央逆沖斷裂(Main Central Thrust, MCT)是低喜馬拉雅與高喜馬拉雅的界限, 而藏南拆離系(South Tibet Detachment, STD)則分隔了高喜馬拉雅與特提斯喜馬拉雅(圖1)?；◢弾r的全巖地球化學特征以及礦物成分均可以作為識別不同成因淡色花崗巖的指標(Weinberg and Hasalová, 2015)。其中, 花崗巖全巖地球化學成分由于礦物的熔融(或溶解)行為不同而存在差異, 這些差異被作為重要指標廣泛應(yīng)用于識別不同成因的高喜馬拉雅淡色花崗巖(Inger and Harris, 1993; Weinberg and Hasalová, 2015; Gao et al., 2017)。因此本研究自西向東依次收集了高喜馬拉雅藏斯卡(Zanskar)(Ayres and Harris, 1997)、嘉華(Garhwal)(Prince et al., 2001)、瑪納斯魯(Manaslu) (Guillot and Le Fort, 1995)、基隆(Gyirong)( Guo and Wilson, 2012; Gao et al., 2017)、聶拉木(Nyalam)(Guo and Wilson, 2012; Yang et al., 2019)、定結(jié)(Dinggye) (Guo and Wilson, 2012)、告烏(Gaowu)(Guo and Wilson, 2012)、錯那(Tsona)(Aikman et al., 2012a)以及阿魯納恰爾(Arunachal)(Aikman et al., 2012a)的淡色花崗巖全巖地球化學數(shù)據(jù)(表1)來對高喜馬拉雅淡色花崗巖的成因進行研究。

表1?高喜馬拉雅淡色花崗巖的主元素(%)和微量元素(μg/g)組成

續(xù)表1:

續(xù)表1:

續(xù)表1:

續(xù)表1:

注: N.D. 低于檢測限。藏斯卡數(shù)據(jù)來自Ayres and Harris, 1997; 嘉華數(shù)據(jù)來自Prince et al., 2001; 瑪納斯魯數(shù)據(jù)來自Guillot and Le Fort, 1995; 基隆數(shù)據(jù)來自Gao et al., 2017; 聶拉木數(shù)據(jù)來自Guo and Wilson, 2012; 定結(jié)數(shù)據(jù)來自Guo and Wilson, 2012。

STD. 藏南拆離系; MCT. 主中央斷裂; MBT. 主邊界斷裂; GCT. 大反沖斷層。

為了確保淡色花崗巖的成分盡可能代表初始熔體的成分, 本研究利用一些關(guān)鍵的地球化學指標來排除經(jīng)歷了礦物強烈分離結(jié)晶和堆晶作用的樣品(Gao et al., 2017): (1)Eu/Eu* [Eu/Eu*=EuN/(SmN×GdN)1/2] 從0.4到1.4變化(表1), Rb/Sr從0.4到20變化(表1和圖2a), 可以排除斜長石的強烈分離結(jié)晶和堆晶(Gao et al., 2017); (2)(Gd/Yb)N>0.9(表1), 可以排除磷灰石和獨居石分離結(jié)晶的影響(Gao et al., 2017); (3)Nb/Ta>2.0(表1和圖2b), 可以排除巖漿期后熱液的影響(Gao et al., 2017)。本研究匯編的絕大部分淡色花崗巖符合這些特征, 因此這些淡色花崗巖是地殼深熔作用的產(chǎn)物。

2 討 論

2.1 地球化學特征

依據(jù)不同熔融反應(yīng)的全巖地球化學識別指標(Inger and Harris, 1993; Weinberg and Hasalová, 2015; Gao et al., 2017), 高喜馬拉雅淡色花崗巖可以分為兩組, 即脫水熔融和水致熔融成因的花崗巖(圖2)。在不同熔融反應(yīng)中, 造巖礦物的差異熔融行為會控制熔體的成分。Sr在斜長石和熔體之間的分配系數(shù)是Rb的上百倍, 而Rb在白云母和熔體之間的分配系數(shù)同樣可以達到Sr的上百倍(GERM; https://earthref. org/GERM/)。因此, 斜長石更加富集Sr, 而白云母則更加富集Rb(Inger and Harris, 1993)。在自由水的參與下, 斜長石比白云母更容易發(fā)生熔融, 因此水致熔融成因的熔體具有高Sr、低Rb/Sr的特征(圖2a) (Inger and Harris, 1993; Gao et al., 2017)。脫水熔融則主要涉及白云母的分解, 其熔體具有低Sr、高Rb/Sr值的特征(圖2a)(Inger and Harris, 1993; Gao et al., 2017)。此外, 白云母對Nb的分配系數(shù)要遠大于其對Ta的分配系數(shù)(Stepanov and Hermann, 2013; Gao et al., 2017), 因此脫水熔融成因的熔體表現(xiàn)出相對高的Nb/Ta值。圖2b顯示部分脫水熔融成因的淡色花崗巖Nb/Ta值大于10, 水致熔融成因的淡色花崗巖Nb/Ta值則幾乎都小于10, 與白云母更容易在脫水熔融中分解的特征一致。盡管兩組淡色花崗巖因斜長石和白云母的不同熔融行為具有可識別的地球化學特征, 但兩組樣品Rb/Sr值的差異遠比Nb/Ta之間的差異明顯(圖2a、b), 這可能是因為鐵鈦氧化物的存在影響了Nb/Ta的分餾(Stepanov and Hermann, 2013)。因此, 不同淡色花崗巖樣品Rb/Sr之間的差異, 可以作為識別不同成因淡色花崗巖的最有效指標。

除造巖礦物之外, 副礦物在不同熔融反應(yīng)中的行為同樣可以控制熔體的地球化學特征(Gao et al., 2017)。獨居石控制著熔體中輕稀土元素的濃度(Montel, 1993)。而且獨居石在變泥質(zhì)巖中也是Th和U的主要賦存礦物之一(Gao et al., 2017), 但其對Th的容納能力遠大于U(Stepanov et al., 2012; Gao et al., 2017)。因此, 水致熔融形成的淡色花崗巖具有高LREE含量和Th/U值, 表明自由水會促進獨居石的溶解(圖2c) (Gao et al., 2017)。此外, 鋯石的溶解會導致熔體中Zr與Hf的分餾(Gao et al., 2017)。如圖2d所示, 水致熔融成因的淡色花崗巖具有高Zr含量, 并且隨著Zr含量增加, Zr與Hf分餾程度加大。這一特征表明變泥質(zhì)巖中鋯石更傾向于在含水條件下溶解(Gao et al., 2017)。

地球化學特征表明, 高喜馬拉雅淡色花崗巖既可以由脫水熔融形成, 又可以在自由水的參與下, 由水致熔融生成。盡管一些學者認為高喜馬拉雅淡色花崗巖主要通過脫水熔融形成(張澤明等, 2018), 但在本研究匯編的數(shù)據(jù)庫中, 每個地區(qū)都包含這兩種成因的淡色花崗巖(表1), 表明至少在研究區(qū)范圍內(nèi)自由水廣泛參與了地殼的深熔過程。鑒于研究區(qū)自西向東橫跨了整個高喜馬拉雅地區(qū)(圖1), 因此本研究認為自由水可能對整個高喜馬拉雅的深熔作用都具有貢獻。

同一地區(qū)既存在脫水熔融又存在水致熔融成因的淡色花崗巖體的原因有: (1)該地區(qū)巖體為復(fù)式巖體; (2)巖漿的源區(qū)水含量不一致。首先, 研究區(qū)高喜馬拉雅淡色花崗巖的形成時間較為集中, 主要是中新世(曾令森和高利娥, 2017), 并不屬于復(fù)式巖體。其次, 高喜馬拉雅淡色花崗巖的初始熔體的源區(qū)物質(zhì)均為高喜馬拉雅變泥質(zhì)巖(Hopkinson et al., 2017), 這證明絕大多數(shù)的巖體是同源的, 也不符合復(fù)式巖體的特征。因此, 較為合理的解釋是不同巖體的源區(qū)水含量不一致。大陸地殼雖然存在自由水, 但在同一地區(qū)自由水不可能參與每個巖體的部分熔融過程。對大陸地殼巖石來講, 自由水的儲存和運移仍較為困難。因此, 在中新世時期喜馬拉雅造山帶仍有許多高壓巖石在貧水的條件下因減壓作用而發(fā)生部分熔融(曾令森和高利娥, 2017; 張澤明等, 2018)。脫水熔融與水致熔融的發(fā)生并不是對立的, 自由水的參與僅僅會使深熔作用更加容易發(fā)生, 而不是完全替代脫水熔融。

數(shù)據(jù)來自Guillot and Le Fort, 1995; Ayres and Harris, 1997; Prince et al., 2001; Aikman et al., 2012a; Guo and Wilson, 2012; Gao et al., 2017; Yang et al., 2019。

2.2 熱力學模擬

如上文所述, 不同成因的淡色花崗巖地球化學特征顯示其熔融源區(qū)具有不同的水含量, 因此不同熔融反應(yīng)生成的初始熔體水含量應(yīng)具有較大差別(Manning and Ingebritsen, 1999)。脫水熔融中, 初始熔體的水含量受控于溫壓條件及含水礦物分解的量(Clemens and Watkins, 2001; Weinberg and Hasalová, 2015)。而水致熔融中, 初始熔體的水含量介于維持熔體所需的最小水含量和熔體所能容納的最大水含量(即達到水飽和條件)之間(Weinberg and Hasalová, 2015)。對于初始熔體水含量的定量是非常困難的, 因為長英質(zhì)熔體的冷卻和侵位過程中難免會發(fā)生自由水的遷移或丟失(Bartoli et al., 2014)。盡管熔體成分與流體包裹體的綜合研究可以作為限定熔體水含量的手段之一, 但它們在長英質(zhì)熔體中難以被發(fā)現(xiàn)(Anderson et al., 2008; Zhao et al., 2017)。

鋯石有可能記錄了巖漿結(jié)晶過程的各種信息, 可作為研究初始熔體水含量的礦物之一。Rhyolite- MELTS是一款專門針對長英質(zhì)巖漿結(jié)晶過程的熱力學模擬軟件(Gualda et al., 2012; Ghiorso and Gualda, 2015), 通過設(shè)定初始巖漿成分及水含量, 可以得到不同溫壓下熔體的成分、礦物的成分以及結(jié)晶比例。最為關(guān)鍵的是在Rhyolite-MELTS模擬結(jié)果的基礎(chǔ)上, 通過一系列計算可以得到不同初始水含量下的鋯石結(jié)晶譜系(Samperton et al., 2017)。此外, 全巖鋯飽和溫度(Watson and Harrison, 1983)或者鋯石Ti溫度可以約束(Ferry and Watson, 2007)鋯石的結(jié)晶譜系。因此將熱力學模擬的鋯石結(jié)晶譜系與實測的天然樣品的鋯石結(jié)晶譜系相比, 可以限定初始熔體的水含量(Samperton et al., 2017)。當兩者的結(jié)晶峰值最吻合時, 模擬所獲得的水含量即最接近初始熔體的水含量(Samperton et al., 2017)。

2.2.1 自然樣品的鋯石結(jié)晶

全巖鋯飽和溫度和鋯石Ti溫度都被廣泛用來限制鋯石結(jié)晶時的巖漿溫度, 但二者又有所不同。鋯飽和溫度是在鋯石溶解度模型的基礎(chǔ)上, 依據(jù)Zr對溫度非常敏感這一特性所建立的(Watson and Harrison, 1983)。全巖鋯飽和溫度通常用來估計巖漿的熔融溫度, 理論上該溫度會大于鋯石結(jié)晶的溫度, 但鋯石通常在巖漿分異的早期即結(jié)晶, 因此全巖鋯飽和溫度可以近似認為是鋯石結(jié)晶時的溫度(Watson and Harrison, 1983)。在計算時將全巖的Zr含量近似認為是鋯石結(jié)晶時熔體的Zr含量, 但全巖中的Zr可能部分來自繼承鋯石。因此, 在缺乏詳細礦物學研究的基礎(chǔ)上, 該溫度計對鋯石的結(jié)晶溫度的限定較差(Miller et al., 2003)。通過原位分析鋯石Ti含量而得到的鋯石Ti溫度計則可以解決這一問題(Ferry and Watson, 2007), 在根據(jù)分析精度和準確度排除質(zhì)量不高的數(shù)據(jù)之后, 通過鋯石Ti溫度計與鋯石年齡的耦合, 既可以準確限定鋯石的結(jié)晶溫度, 又可以剔除不同生長世代的鋯石。因此, 鋯石Ti溫度計對鋯石結(jié)晶溫度的限定要優(yōu)于全巖鋯飽和溫度計。然而, 鋯石Ti溫度計的應(yīng)用仍需注意鋯石是否在封閉體系中形成。巖漿冷卻過程中封閉體系下形成的鋯石其年齡與結(jié)晶溫度會具有明顯的正相關(guān)(Samperton et al., 2017)。然而一些關(guān)于高喜馬拉雅淡色花崗巖鋯石結(jié)晶溫度的研究則忽視了這一因素。以來自錯那的樣品2004T264與阿魯納恰爾的樣品0602008為例(Aikman et al., 2012a), 鋯石結(jié)晶溫度與時間沒有明顯的正相關(guān)關(guān)系, 而二者呈離散狀(圖3a)。雖然這些鋯石所記錄的結(jié)晶溫度與年齡都相對集中, 但這并不能代表它們是巖漿冷卻過程中封閉體系的產(chǎn)物。因此, 在使用鋯石Ti溫度計之前必須對鋯石結(jié)晶環(huán)境進行嚴格判定。

2.2.2 熱力學模擬的鋯石結(jié)晶

盡管Rhyolite-MELTS操作非常簡便, 但是通過該軟件繪制鋯石的結(jié)晶譜系需要經(jīng)過一系列復(fù)雜的計算。如前所述, 高喜馬拉雅淡色花崗巖成分可以代表初始熔體的成分, 因此可以選擇全巖成分作為初始巖漿的成分。長英質(zhì)巖漿因為具有高粘滯度而導致已結(jié)晶的礦物不能直接從巖漿中分離, 因此我們選擇平衡結(jié)晶模型。當設(shè)置好溫壓條件后, Rhyolite-MELTS會輸出不同階段的礦物結(jié)晶比例, 但并沒有鋯石的相關(guān)信息, 模擬完成后必須手動執(zhí)行相關(guān)的操作(Samperton et al., 2017)。

鋯石開始結(jié)晶須滿足以下兩個條件: ①熔體的溫度大于鋯石結(jié)晶溫度; ②熔體中的Zr濃度大于鋯石飽和所需要濃度。熔體溫度可以由Rhyolite-MELTS軟件直接得到熔體, 以全巖的Zr含量作為起始結(jié)晶時的巖漿Zr含量(Samperton et al., 2017)可以由鋯石溶解度模型計算出該溫度下的鋯石飽和所需的Zr濃度(Zr飽和)(Watson and Harrison, 1983, 1984; Boehnke et al., 2013)。每個溫度(熔體)下Rhyolite-MELTS軟件會輸出熔體的體積分數(shù), 和礦物的結(jié)晶比例, 結(jié)合長英質(zhì)巖漿中不同礦物對Zr的分配系數(shù)(GERM; https://earthref.org/GERM/), 可以計算出熔體中的Zr含量(Zr熔體)。因為Zr在長英質(zhì)巖石的大多數(shù)造巖礦物中是強不相容的, 在鋯石結(jié)晶之前, 熔體中Zr的濃度會隨著巖漿結(jié)晶程度的增加而增加。因此, 在某一個階段Zr熔體將會大于Zr飽和。如果在該階段, 通過熔體成分計算的鋯石飽和溫度小于當前熔體溫度, 那么鋯石就會開始結(jié)晶。通過熔體中多余的Zr含量即可以計算鋯石的結(jié)晶比例。

(a) 樣品0602008年齡–鋯石Ti溫度圖(鋯石數(shù)據(jù)來自Aikman et al., 2012b); (b) 樣品2004T264年齡–鋯石Ti溫度圖(鋯石數(shù)據(jù)來自Aikman et al., 2012b); (c) 0602008和2004T264熱力學模擬的鋯石結(jié)晶范圍以及峰值。

2.2.3 自然樣品與熱力學模擬的耦合

前文已討論了如何分別通過自然樣品和熱力學模擬來展示鋯石的結(jié)晶?，F(xiàn)以高喜馬拉雅淡色花崗巖為例, 具體討論兩者的耦合關(guān)系。如前所述, 來自錯那的樣品2004T264與來自阿魯納恰爾的樣品0602008(Aikman et al., 2012a, 2012b)的鋯石Ti溫度計不能直接反映巖漿冷卻過程中鋯石的結(jié)晶。圖3c展示的是熱力學的模擬的這兩個樣品的鋯石結(jié)晶溫度。圖中的鋯石結(jié)晶溫度范圍是指在熱力學模擬中Zr剛開始達到飽和(熔體的溫度大于鋯石的結(jié)晶溫度且熔體中的Zr濃度大于鋯石飽和所需要濃度)至Zr飽和條件結(jié)束(熔體的溫度小于鋯石的結(jié)晶溫度或熔體中的Zr濃度小于鋯石飽和所需要濃度)的溫度范圍。鋯石的結(jié)晶溫度峰值是指在該溫度下, 熔體中的Zr濃度與鋯石飽和所需的濃度差最大, 即鋯石結(jié)晶比例最多。結(jié)果顯示, 鋯石的結(jié)晶范圍與鋯石結(jié)晶峰值溫度與鋯石Ti溫度計之間存在較大的差異(圖3c)。尤其對于樣品2004T264, 這種差異更為明顯, 其鋯石Ti溫度計在約550 ℃處記錄的結(jié)晶峰值完全不能通過模擬重現(xiàn)(圖3c)。鑒于其Eu/Eu*值為0.28(表1), 因此該熔體可能經(jīng)歷了大量斜長石的分離結(jié)晶(Gao et al., 2017), 這會直接影響模擬的準確度。因此, 通過熱力學模擬與自然樣品的鋯石結(jié)晶對比, 可以發(fā)現(xiàn)Rhyolite-MELTS軟件對于所選樣品是否經(jīng)歷了礦物強烈分離結(jié)晶以及鋯石是否在封閉體系下結(jié)晶非常敏感。

盡管以上兩個樣品的熱力學模擬與自然條件下并不對應(yīng)。但模擬結(jié)果顯示, 在長英質(zhì)熔體中, 鋯石結(jié)晶峰值主要受控于初始熔體水含量, 而與壓力的相關(guān)性則很弱(圖 3c)。例如, 樣品0602008在1%、3%以及5%的初始熔體水含量下, 鋯石結(jié)晶的峰值分別為805 ℃～785 ℃、740 ℃～715 ℃(當水含量為3%, 壓力為300 MPa時, 鋯石具有715 ℃和665 ℃兩個結(jié)晶峰值, 但在715 ℃時的鋯石結(jié)晶比例更高)以及710 ℃～665 ℃, 即隨著初始熔體水含量的增加, 鋯石的結(jié)晶溫度逐漸降低(圖3c)。此外, 隨著初始熔體水含量的增加, 鋯石的結(jié)晶溫度范圍越來越窄(圖3c), 這代表鋯石在巖漿的冷卻過程中結(jié)晶的速度會越來越快。而在相同初始熔體水含量的不同壓力下, 鋯石的結(jié)晶范圍和結(jié)晶峰值只有略微的差異(圖3c)。樣品2004T264也表現(xiàn)出了類似的特征(圖3c), 這證明了鋯石的結(jié)晶行為強烈依賴于熔體初始水含量。

2.2.4 高喜馬拉雅淡色花崗巖的初始熔體水含量

綜上所述, 利用鋯石Ti溫度計和Rhyolite- MELTS模擬初始熔體的水含量, 必須滿足以下條件: (1)自然樣品的鋯石非繼承鋯石, 且在封閉體系下形成; (2)模擬選擇的全巖樣品沒有經(jīng)歷過明顯的分離結(jié)晶或堆晶作用。在該條件的限制下, 選擇來自錯那的樣品2004T263和阿魯納恰爾的樣品0602009進行初始熔體水含量的模擬(Aikman et al., 2012a, 2012b)。所選擇樣品的全巖成分表明其沒有經(jīng)歷過明顯的分離結(jié)晶或堆晶作用(表1)。這兩個樣品通過鋯石Ti溫度計記錄的鋯石結(jié)晶溫度隨著時間的推移而逐漸降低, 反映了鋯石結(jié)晶與巖漿冷卻的一致性(圖4a、d)(Samperton et al., 2017)。而且鋯石的成分與時間和溫度具有明顯的相關(guān)性, 進一步表明鋯石是在巖漿冷卻過程中封閉體系的產(chǎn)物(圖4b、c、 e、f)(Samperton et al., 2017)。在同一地區(qū), 不同的樣品(例如同樣來自阿魯納恰爾的淡色花崗巖樣品0602008和0602009或同樣來自錯那的淡色花崗巖樣品2004T263與2004T264)既可以在封閉的體系下形成又可以在開放體系下形成。這可能代表了巖漿上升侵位過程中所經(jīng)歷的條件不同。鋯石作為可以記錄巖漿過程信息的礦物, 它的礦物成分與熔體成分直接相關(guān)。在巖漿同源的情況下, 巖體之間鋯石成分的改變反映在巖漿上升和侵位過程中經(jīng)歷了不同程度的混染。以樣品0602008和2004T264為例, 雖然鋯石的年齡非常集中, 代表了同時期結(jié)晶的鋯石, 但鋯石之間Ti成分發(fā)生了明顯的分異, 這說明巖漿在上升侵位的過程中沒有保持良好的封閉性, 而受到了一定程度的圍巖物質(zhì)混染, 使得鋯石的Th、U等其他成分發(fā)生變化。而樣品0602009和2004T263則沒有遭受或遭受非常有限的混染, 因此其鋯石成分與年齡和結(jié)晶溫度能保持良好的相關(guān)性。

圖4 高喜馬拉雅淡色花崗巖樣品0602009和2004T263的鋯石年齡?溫度, 鋯石Th/U?溫度, 鋯石Th/U?年齡圖(鋯石數(shù)據(jù)來自Aikman et al., 2012b)

壓力對鋯石結(jié)晶的影響有限甚至可以忽略, 因此選擇500 MPa來代表地殼的平均壓力。模擬的結(jié)果顯示, 當初始水含量為5%時, 來自阿魯納恰爾的樣品0602009的鋯石結(jié)晶峰值最接近鋯石Ti溫度計的峰值(圖5a)。來自錯那的樣品2004T263則記錄了一個幾乎貧水的環(huán)境, 初始水含量為1%時的鋯石結(jié)晶峰值最適配鋯石Ti溫度計的峰值(圖5b)。

相應(yīng)地, 樣品0602009和樣品2004T263分別具有約660 ℃和約730 ℃的鋯石結(jié)晶峰值。前者較低的鋯石結(jié)晶溫度與其高初始熔體水含量一致。此外, 阿魯納恰爾的淡色花崗巖樣品的地球化學特征與水致熔融的熔體相一致, 錯那的淡色花崗巖樣品則與脫水熔融的熔體地球化學特征相符(圖2)。因此, 高喜馬拉雅淡色花崗巖初始熔體的水含量可以分為兩組: 水致熔融中, 初始熔體的水含量約為5%; 而脫水熔融中, 初始熔體是相對貧水的。不同熔融反應(yīng)中初始熔體水含量的顯著差異, 為判斷自由水是否參與地殼深熔過程提供了一個新的依據(jù)。

圖5 高喜馬拉雅淡色花崗巖樣品0602009和2004T263的鋯石結(jié)晶譜系圖(數(shù)據(jù)來自Aikman et al., 2012b)

3 結(jié)論

(1) 依據(jù)地球化學特征和初始熔體的水含量可以將高喜馬拉雅淡色花崗巖分為兩組, 分別為脫水熔融的產(chǎn)物和水致熔融的產(chǎn)物。

(2) 通過熱力學模擬可以限定水致熔融成因的淡色花崗巖, 其初始熔體具有高含水量, 脫水熔融成因的淡色花崗巖初始熔體則是貧水的。利用熱力學模擬限定初始熔體水含量是識別不同成因淡色花崗巖的新手段。

致謝:感謝普林斯頓大學的Kyle M Samperton教授對熱力學模擬計算鋯石結(jié)晶的幫助。感謝中國科學院廣州地球化學研究所郭鋒研究員和黃小龍研究員對本研究的仔細評審, 他們提出的意見使本研究得以完善。

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Contribution of free water in the anatexis of continental crust:Constraints from the High Himalayan leucogranites

LEI Kai1, 2, WANG Xuance3*, PANG Chongjin4, XIA Xiaoping2, LI Wuxian2

(1. School of Earth Science and Resources, Chang’an University, Xi’an 710054, Shaanxi, China; 2. State Key Laboratory of Isotope Geochemistry, Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences,Guangzhou 510640, Guangdong, China; 3. School of Earth Sciences, Yunnan University, Kunming 650500, Yunan, China; 4. Guangxi Key Laboratory of Hidden Metallic Ore Deposits Exploration, Guilin University of Technology, Guilin 541004, Guangxi, China)

The High Himalayan leucogranites are formed by the anatexis of continental crust during the collision of India with Asia. Although the importance of free water in the formation of High Himalayan leucogranites has often been cited, the debate is still ongoing. This study compiled available whole-rock geochemical data for the High Himalayan leucogranites, which demonstrated that both dehydration and water-fluxed melting reactions should have played a key role in formation of the High Himalayan leucogranites. This study further estimated water contents of melt formed by different melting reactions through combining the thermodynamic simulation of zircon crystallization temperature and Ti-in-zircon thermometry. The simulation results show that the crystallization of zircon is mainly controlled by the water content of the primary melt. Furthermore, the High Himalayan leucogranite can be divided into two groups: with the presence of free water, water contents of primary melts are high and commonly close to 5%, whereas the primary melt water contents of the other group do not exceed 1%. This study therefore concludes that free water is crucial to the anatexis. Free water could promote the intra-crustal differentiation and increase the maturity of the continental crust, and thus affect the evolution of the continental crust.

leucogranite; free water; geochemistry; thermodynamic simulation; anatexis; Himalayan orogen

P595

A

0379-1726(2022)01-0083-15

10.19700/j.0379-1726.2022.01.007

2020-05-02;

2020-06-30

云南大學引進人才研究啟動項目(20190043)資助。

雷凱(1994–), 男, 碩士研究生, 地球化學專業(yè)。E-mail: leik000@126.com

王選策(1976–), 男, 教授, 從事地球化學研究。E-mail: x.wang4@uq.edu.au