南极横贯南极山脉休斯陡崖花岗质岩体的成因

崔迎春,马立杰,刘晨光,王庆超,Andreas LÄUFER

1.自然资源部第一海洋研究所,海洋地质与地球物理实验室,山东 青岛 266061;

2.自然资源部海洋地质与成矿作用重点实验室,山东 青岛 266061;

3.青岛海洋科学与技术试点国家实验室,海洋地质过程与环境功能实验室,山东 青岛 266237;

4.中科院青岛海洋研究所, 中国科学院海洋地质与环境重点实验室, 山东 青岛 266071;

5.青岛海洋科学与技术试点国家实验室,海洋矿产资源评价与探测技术功能实验室,山东 青岛 266237;

6.Federal Institute for Geosciences and Natural Resources, Hannover 30655, Germany

0 引言

横贯南极山脉 (Transantarctic Mountains)是世界上最宏伟的山系之一,从南极洲太平洋奥茨海岸 (Oats Coast)延伸到威德尔海龙尼冰架(Ronne Ice Shelf),长达3000多千米,其前泥盆纪基底记录了晚新元古代—早古生代期间区域地质构造环境由被动陆缘向活动陆缘转变的过程(Stump, 1995; Faure and Mensing, 2011; Goodge, 2020),受此影响,基底岩石普遍发生变质、变形、抬升与剥蚀并伴随岩浆的侵入。这期地质作用被称为罗斯造山运动 (Ross Orogeny;Stump, 1995),它是晚新元古代—早古生代期间古太平洋板块与东南极板块间汇聚的结果。

横贯南极山脉造山带与罗斯造山运动相关的岩浆作用非常发育,侵入岩产状主要呈岩株状,还发育少量喷出岩 (Encarnación et al., 1999; Wareham et al., 2001)。侵入就位的岩体被统称为格拉尼特港侵入体 (Granite Harbor Intrusives; Gunn and Warren, 1962),主要由长英质岩石和少量超镁铁质-镁铁质岩石组成,以钙碱性系列岩石为主,还有少量的碱性系列岩石。规模上,它由罗斯海(Ross Sea)至彭萨科拉山脉 (Pensacola Mountains)逐渐减少(Stump, 1995)。

Borg et al.(1987)和Vetter and Tessensohn (1987)对位于北维多利亚地威尔逊地体(Wilson Terrane)的格拉尼特港侵入体研究后发现,威尔逊地体内侧即靠近极地高原(Polar Plateau)一侧主要由过铝二云母花岗岩组成,具有S型花岗岩特征;而远离的一侧即外侧则以花岗闪长岩至石英闪长岩为主,具有I型花岗岩特征;其构造环境为活动陆缘环境。同时主微量元素由内侧至外侧的变化表明地壳组分越来越多的参与。格拉尼特港侵入体氧同位素结果也显示了类似的结果(Dallai et al.,2002, 2003)。Read et al.(2002) 和Cottle and Cooper(2006)还发现了与区域拉张环境相关的A型花岗岩类熔体。另外,Goodge et al.(2012)对位于中横贯南极山脉的格拉尼特港侵入体研究后发现,该地区岩浆活动时限长达100 Ma,岩浆中心有海向迁移的特征,这可能反映了造山收缩过程中俯冲板块的折返和弧前增厚。

至今,Stump(1995)、Goodge(2020) 和Faure and Mensing(2011)系统梳理了格拉尼特港侵入体相关研究动态。资料显示,格拉尼特港侵入体可分为前构造期、同构造期和构造期后岩浆作用 (Allibone et al., 1993; Goodge et al.,1993; Encarnación and Grunow, 1996; Goodge et al., 2012),但由于造山带剥蚀严重,且上覆巨厚的冈瓦纳序列和年轻的冰川沉积以及横贯南极山脉内侧被现代冰帽覆盖,造成对罗斯造山带岩浆作用认知仍很局限,尤其是由于可靠的U-Pb结晶年龄的缺乏,很难确定事关罗斯岩浆作用的开始时间及其地球化学随时间的演化。

休斯陡崖花岗质岩体位于戴维冰川 (David Glacier)的南侧,属于格拉尼特港侵入体的一部分,目前对此岩体的研究属于空白。文中对休斯陡崖花岗质岩体开展了岩石成因研究,岩相学和地球化学研究结果显示该岩体属于I型花岗岩,源区可能为下地壳,但有幔源物质的混入,岩浆演化过程中经历了不同程度的斜长石、钛铁矿、金红石和磷灰石的分离结晶作用。综合岩石地球化学和区域地质特征,认为休斯陡崖岩体形成于与俯冲作用有关的火山岛弧环境。

1 地质背景

相关学者曾对横贯南极山脉的地质特征进行过系统总结 (Stump,1995;Faure and Mensing,2011;Goodge,2020),它的抬升主要发生在晚中生代和早新生代(Goodge, 2020)。目前该山脉出露的最古老岩石为位于中部米勒岭-地质学家岭(Miller Range-Geologist Range)的中太古代尼姆洛德杂岩 (Nimrod Complex;Goodge and Fanning, 2016),它不但记录了古元古代尼姆洛德造山作用(Nimrod Orogeny),也记录了早古生代罗斯造山作用(Ross Orogeny)。

早古生代罗斯造山带的形成是古太平洋板块西向俯冲于东南极古陆之下所致 (Estrada et al., 2016)。位于太平洋奥茨海岸和罗斯海(Ross Sea)之间的北维多利亚地(Northern Victoria Land)是罗斯造山带出露最好的区域,研究程度较高。北维多利亚地区域地质构造复杂,由陆向海方向依次为威尔逊地体 (Wilson Terrane)、鲍威尔地体(Bowers Terrane)和罗伯逊湾地体(Robertson Bay Terrane;Weaver et al., 1984;图1a)。威尔逊地体主要由遭受多期变形的低—高级变沉积岩、混合岩组成,该套岩石记录了被动边缘和活动边缘沉积环境,两种陆缘环境的转换时间即俯冲开始时间约在550 Ma(Estrada et al., 2016)。罗斯造山运动造成了威尔逊地体岩石局部发生榴辉岩相超高压变质作用 (1.6～3.3 Gpa,T≈750～850℃;Di Vincenzo et al., 1997),同时威尔逊地体普遍遭受与罗斯造山作用不同演化阶段有关的岩浆侵入(Armienti et al., 1990),这些岩浆的源区主要为深部壳源熔体或者地幔,岩浆成分变化较大,而且镁铁质和长英质岩浆并非来自同一岩浆源区(Cooper et al.,2007),最晚阶段镁铁质和长英质岩浆活动与板片折返有关(Rocchi et al., 2009)。

鲍威尔地体主要由中寒武世—早奥陶世极低级变火山-沉积岩组成(Weaver et al., 1984),火山岩具有大洋岛弧特征 (Rocchi et al., 2011)。罗伯逊湾地体主要由晚寒武世—早奥陶世深水浊积岩组成(Goodge, 2007),属于俯冲增生楔环境(Estrada et al., 2016)。鲍威尔地体与威尔逊地体和罗伯逊湾地体之间均以断层接触,前者为兰特曼断层 (Lantermann Fault),后者为闰年断层(Leap Year Fault;Capponi et al., 1999)。 三个地体拼贴在一起后受到泥盆纪—早石炭世阿德默勒尔蒂侵入岩 (Admiralty Intrusives)的侵入并伴随着加利波利火山岩 (Gallipoli Volcanics)的喷发(Federico et al., 2010)。

罗斯造山运动造成区域抬升和剥蚀,这种过程持续到了晚志留世或早泥盆世,形成了区域性剥蚀面——库克里剥蚀面 (Kukri Erosion Surface;Isbell, 1999)。在该剥蚀面之上沉积了志留纪—三叠纪陆源沉积序列——贝肯超群 (Beacon Supergroup;Barrett, 1981)。它与结晶基底一起被侏罗纪柯克帕特里克玄武岩 (Kirkpatrick Basalts)和弗拉尔粒玄岩 (Ferrar Dolerites) 侵入 (Antonini et al., 1999)。此后为晚新生代的麦克默多火山岩组(McMurdo Volcanic Group)和冰川沉积。

断裂构造是北维多利亚地主要特征构造类型之一。最为典型的断裂构造是西北—东南方向的右旋走滑断层,如鲍威尔地体与威尔逊地体之间的兰特曼断层以及威尔逊地体和伯逊湾地体之间的闰年断层 (Capponi et al., 1999),这些断层为早古生代断层 (Ferraccioli et al., 2009),此后还发生了不同程度的活化 (Rossetti et al., 2000; Di Vincenzo et al., 2004)。除此之外,区域上还发育受右旋拉张动力背景影响的东北—西南方向断层(Salvini et al., 1997)。

休斯陡崖位于戴维冰川南侧,为一冰原岛峰。大地构造位置上属于威尔逊地体,周边出露的露头多为与罗斯造山作用相关的岩浆岩体。北侧紧邻戴维磁条带 (David magnetic lineation),西南侧为B1磁条带 (B1 magnetic lineation),Ferraccioli and Bozzo(2003)认为这些磁条带可能是新生代正断层(图1)。

图1 休斯陡崖区域地质简图及地貌特征Fig.1 The generalized geologic map and geomorphic features of the Hughes Bluff region (a) Geological sketch map of Northern Victoria Land, Antarctica (modified after Ferraccioli & Bozzo,1999; Läufer et al., 2005); (b) Sampling locations in the Hughes Bluff region;(c and d) Geomorphic features of the sampling locations

2 岩体地质特征

休斯陡崖岩体面积约1.7 km2,鉴于安全因素和时间,并未在该岩体出露点开展全面考察,仅在直升机着陆处附近开展了地质考察并进行了取样(图1b)。总体上看,该岩体经受了较强的冰川作用影响,发育有羊背石、冰川擦痕和磨光面等冰川构造(图1c),这表明戴维冰川的进退对此岩体地形地貌产生了巨大影响。花岗岩体总体呈红褐色,钾长石呈斑晶出现且定向排列,大致走向近东西向(280°),同时也存在指示运动方向的多米诺结构等(图1d)。岩体中也见有灰色包体,由于极难找到最佳取样点,并未采集该类样品。岩体遭受后期中细粒花岗岩脉侵入,岩脉宽度约30 cm,云母定向性明显,基本与钾长石方向一致。此外,岩体发育X节理,受节理影响,岩石局部破碎严重,节理面非常光滑。

3 样品采集与分析

休斯陡崖岩体样品采集位置见图(图1b),35LC108-2和35LC108-3采样位置在75.3990°S,162.2040°E;35LC108-4采样位置在75.3976°S,162.1975°E。其中35LC108-2和35LC108-4取自岩体主体部分,35LC108-3为后期侵入岩脉样品(图2)。

图2 休斯陡崖岩体二长花岗岩及二长花岗岩脉野外露头接触关系及显微照片Fig.2 Outcrop and photomicrographs of the Hughes Bluff pluton(a) Photograph of the sample 35LC108-2; (b) Photomicrograph of the monzogranite sample 35LC108-2 (crossed-polarized light); (c) Photograph of the outcrop of monzogranite and dyke; (d) Photograph of the sample 35LC108-3; (e) Photomicrograph of the finegrained monzogranite sample 35LC108-3 (crossed-polarized light)Qtz-quartz; Pl-plagioclase; Bt-biotite; Chl-chlorite; Cb-carbonate

在实验室,首先对采集的手标本进行观察记录,开展薄片制样与岩相学观察,确定元素地球化学分析样品;其次,样品粉碎至0.075 mm,用于常微量(稀土)元素分析。

样品主量元素分析在青岛斯巴达测试公司完成,测试流程如下:首先在105℃烘干岩石粉末样品,然后准确称取0.5000 g,加入4.000 g助熔剂(Li2B4O7),于30 mL瓷坩埚中充分混匀;随后将混匀的样品转移至铂黄坩埚中,并滴加3滴10%的LiBr溶液;随后将盛有样品的铂黄坩埚置于熔片机内,梯度升温至1050℃,保持60 s,使样品充分氧化;把温度恒定在1050℃,进行样品熔融,铂黄坩埚前后左右不停摇匀,时间持续15 min;熔样结束后,静置60 s后,取出盛有样品的铂黄坩埚进行冷却,不断翻转冷却,完整取出玻璃熔片,所得玻璃熔片表面平整、光滑并且内部无气泡和块状物的痕迹,标记样品号,准备上机测试;最后采用日本理学ZSX Primus Ⅱ型X射线荧光光谱仪进行测试,测试项目包括SiO2、Al2O3、TFe2O3、MgO、CaO、Na2O、K2O、P2O5、TiO2、MnO等元素。实验选用岩石标准物质AGV-2、GSR-4、GSD-2、GSR-3作为标准物质进行质量监控,所有数据基本都在标准值及不确定度范围内,所测试数据精度偏差小于2%。在实验过程中,每5个样品,制备平行样一次,控制实验流程稳定性。

微量元素测试在自然资源部第一海洋研究所测定,具体流程为准确称取50.00 mg样品粉末于特氟龙溶样内胆中,加几滴高纯水润湿后,加入1.50 ml高纯HNO3、1.50 ml高纯HF后摇匀,加盖并使用钢套密闭,放入190℃烘箱中分解48 h以上。冷却后取出溶样内胆,置于电热板上蒸干后,加入1 ml HNO3蒸至湿盐状,加入3 ml体积分数为50%的HNO3和0.5ml Rh(1.0×10-6)内标溶液后,加盖并使用钢套密闭,放入150℃烘箱中分解8 h以上,以保证对样品的完全提取。冷却后用去离子水定容至50.00 g。从待测溶液中取出10.00g,用去离子水稀释至20.00 g,使用Thermal X series 2 ICP-MS分析系统, 测 定Li、 Be、 Co、Cr、Ni、 Cu、 Ga、 Ge、 Rb、 Nb、 Mo、 Cd、 In、Cs、Hf、 Ta、W、Tl、Pb、 Bi、Th、U、Sc、 Y、La、Ce、Pr、 Nd、 Sm、 Eu、 Gd、 Tb、 Dy、 Ho、Er、Tm、Yb、Lu等元素。

4 分析结果

4.1 岩相学特征

4.1.1 样品35LC108-2

岩性为二长花岗岩,呈红褐色,具有中粗粒花岗结构,块状构造(图2a)。矿物主要为斜长石、钾长石、石英和黑云母 (图2b)。斜长石(38%～40%)呈半自形柱状,粒径多数为2～4 mm,部分粒径为0.5～2.0 mm,表面发生较强烈土化和绢云母化,表面较浑浊;钾长石(23%～45%)呈他形粒状,粒径多数为2～5 mm,个别粒径为1～2 mm,表面发生轻微土化,多见钾长石内部包含或边缘镶嵌斜长石和黑云母构成包含嵌晶结构;石英(20%～23%)呈他形粒状,粒径多数为2～4 mm,表面干净无色;黑云母(5%～8%)呈半自形片状,片径0.10～1.75 mm,多数发生强烈绿泥石化,沿解理缝析出黑色不透明矿物。副矿物主要有锆石和褐帘石。次生矿物主要有高岭土、碳酸盐矿物和绢云母。

4.1.2 样品35LC108-3

岩性为二长花岗岩,呈灰褐色,细粒花岗结构,块状构造(图2d)。岩石中的矿物主要为斜长石、钾长石、石英和黑云母 (图2e)。斜长石(48%～50%)呈半自形板柱状,粒径多数为0.2～2.0 mm,少数粒径为2.0～4.5 mm,多数斜长石表面发生绢云母化和土化,少数发育环带结构,个别环带结构发育的斜长石中心蚀变较强,边缘较干净,形成净边结构;钾长石(18%～20%)呈他形粒状,粒径多数为0.2～2.0 mm,少数粒径为2～4 mm,钾长石表面发生轻微土化;石英(23%～25%)呈他形粒状,粒径多数为0.2～2.0 mm,少数粒径为2.0～4.5 mm,石英表面干净无色;黑云母(5%～8%)呈半自形片状,片径0.2～1.5 mm,个别黑云母发生轻微绿泥石化。副矿物主要有榍石。

4.1.3 样品35LC108-4

岩性为二长花岗岩,呈肉红色,具有似斑状结构,块状构造。岩石主要由斑晶和基质组成,斑晶主要为微斜长石(13%～15%),呈半自形板柱状,粒径10～20 mm不等,钾长石表面多发生土化。基质主要为斜长石、钾长石、石英和黑云母。斜长石(28%～30%)呈半自形柱状,粒径多数为2～4 mm,部分粒径为0.5～2.0 mm,斜长石表面发生较强烈土化和绢云母化,个别斜长石边缘与石英交生构成显微蠕虫结构;钾长石(23%～25%)呈他形粒状,粒径1～5 mm不等,钾长石表面发生土化和轻微碳酸盐化,多见钾长石边缘镶嵌斜长石和黑云母构成嵌晶结构;石英(20%～23%)呈他形粒状,粒径多数为1.0～4.5 mm,石英表面干净无色;黑云母(3%～5%)呈半自形片状,片径0.10～1.25 mm,部分黑云母发生绿泥石化,沿解理缝析出黑色不透明矿物。副矿物主要由榍石、磷灰石、绿帘石和褐帘石等组成。

4.2 岩石地球化学特征

4.2.1 主量元素特征

休斯陡崖岩体的全岩主量元素分析结果见表1。从表 1中可以看出,主期二长花岗岩(35LC108-2和35LC108-4)的主量元素中SiO2含量介于70.50%～71.20%之间,平均值为70.85%;Na2O含量介于3.86%～4.07%之间,平均值为3.97%;K2O含量介于4.17%～4.44%之间,平均值为4.43%;全碱含量(Na2O+K2O)为8.37%～8.65%,K2O/Na2O为1.09～1.15,相对富钾;Al2O3含量为平均值为14.00%,CaO含量的平均值为1.75%,样品的铝饱和指数(A/CNK=Al2O3/(K2O+Na2O+CaO);分子比)介于0.95～0.98,A/NK(Al2O3/(K2O+Na2O);分子比)为1.22～1.26,属于准铝质岩石。岩石里特曼指数σ =2.15～2.55,Mg#值介于38.92～41.55。CIPW标准矿物中出现刚玉分子,含量为0.36%～0.64%,无透辉石。该岩石属准铝质钙碱性花岗岩类。

细粒二长花岗岩脉(35LC108-3)的主量元素分析结果见表1。其SiO2含量为74.47%,CaO含量为1.63%, Na2O含量为4.06%,K2O含量为4.17%,全碱含量(Na2O+K2O)为8.25%,K2O/Na2O为1.03,样品相对富钾。样品的Al2O3含量为13.36%,铝饱和指数(A/CNK)为0.94,A/NK为1.19,属于准铝质岩石。岩石里特曼指数σ=2.15,Mg#值为22.28。CIPW标准矿物中出现透辉石,含量为0.61%,无刚玉分子。该岩石属于准铝质钙碱性岩类。

4.2.2 微量元素特征

休斯陡崖岩体的微量元素分析见表2。二长花岗岩(35LC108-2和35LC108-4)明显相对富集Ba、Sr、Zr和Rb,其含量分别介于1124.32×10-6～123.89×10-6、369.72×10-6～625.32×10-6、112.33×10-6～179.32×10-6和133.03×10-6～149.48×10-6之间。Nb/Ta值介于8.69～12.57,总体低于幔源岩浆的 Nb/Ta=17(Hofmann, 1988; Green, 1995)。在原始地幔标准化微量元素蜘蛛网图中(图3a),二长花岗岩具有明显的K、La、Pb、P和Zr异常峰和U、Ta、Nb、Ce、Sm和Ti异常谷,具有右倾型式。

细粒二长花岗岩脉(35LC108-3)也具有较高的Ba、Sr、Zr和Rb含量,分别为1124.32×10-6、369.72×10-6、112.33×10-6和138.87×10-6。在原 始地幔标准化微量元素蜘蛛网图中(图3a),细粒二长花岗岩脉具有明显的K、La、Pb和Zr异常峰和U、Ta、Nb、P、Sm和Ti异常谷,也具有右倾型式。

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4.2.3 稀土元素特征

二长花岗岩(35LC108-2和35LC108-4)的稀土元素总量(ΣREE)偏低(表3),介于120.06×10-6～128.76×10-6之间。轻稀土元素(LREE)相对富集,重稀土元素(HREE)相对亏损(LREE/HREE=16.66～17.69)。球粒陨石标准化稀土配分曲线显示右倾型分布模式,轻重稀土元素分馏明显((La/Yb)N=15.71～23.70),且具有轻微的负Eu异常(δEu=0.72～0.83;图3b)。

细粒二长花岗岩脉(35LC108-3)的稀土元素总量偏低,为95.05×10-6。轻稀土元素(LREE)相对富集,重稀土元素(HREE)相对亏损(LREE/HREE=14.75)。球粒陨石标准化稀土配分曲线显示右倾型分布模式,轻重稀土元素分馏明显((La/Yb)N=23.70),具有轻微的正Eu异常(δEu=1.10;图3b)。

图3 休斯陡崖岩体稀土元素球粒陨石标准化配分模式图与微量元素原始地幔标准化蛛网图(球粒陨石和原始地幔数据据Sun and McDonough, 1989)Fig.3 Primitive mantle (PM) normalized spider diagram (a) and chondrite-normalized REE pattern (b) for the Hughes Bluff pluton (Chondrite and PM values used for normalization are from Sun and McDonough, 1989)

5 讨论

5.1 岩石成因类型

花岗岩是地球分布较为广泛的一类岩石,是大陆地壳重要的组成部分。尽管花岗岩的矿物组成在所有岩石类型中并非复杂,但类型多样(吴福元 等, 2007)。目前最被广泛接受的花岗岩成因分类方案是MISA型分类,其中M型十分少见。但这种方案对于经历高度分异结晶作用,矿物组成和化学成分都趋于低共结的花岗岩而言并非有效(吴福元 等, 2007)。因此,在花岗岩成因探讨及其分类研究时,有必要先分析其是否经历了高度分异结晶作用。

高分异花岗岩具有较为特殊的地质、岩石、矿物和地球化学组成,吴福元等(2017)曾对此进行了系统性总结。休斯陡崖岩体在矿物组成上并未出现高分异花岗岩的标志性矿物锂电气石、锂云母或含锂白云母,元素组成不具有铝过饱和特征,以及不具有稀土元素四组分效应特征(吴福元等,2017)。此外,在二元图(K2O+Na2O) /CaO-(Zr+Nb+Ce+Y)(图4a)中,研究样品均落入了未分异的花岗岩域内,这表明休斯陡崖岩体不属于高分异花岗岩。

休斯陡崖岩体无论是二长花岗岩还是细粒二长花岗岩脉岩均未发现角闪石、堇青石和碱性矿物等指示I、S和A型花岗岩的典型矿物(吴福元等, 2007),因此从矿物学角度判定其成因类型比较困难。在花岗岩类型判别指标中,10000×(Ga/Al) ＞2.6、Zr＞250×10-6、Zr+Nb+Ce+Y＞350×10-6常作为A型花岗岩的有效识别标准(吴福元等, 2007)。而休斯陡崖岩体的10000×(Ga/Al) ＜2.6、Zr＜250×10-6、Zr+Nb+Ce+Y＜350×10-6,并不符合典型的A型花岗岩地球化学特征。此外,休斯陡崖岩体稀土元素配分模式图并未出现A型花岗岩的 “海鸥型” 稀土配分模式 (王金芳等,2018)。因此,休斯陡崖岩体不属于A型花岗岩。

从岩石CIPW标准矿物角度看,休斯陡崖岩体二长花岗岩的CIPW标准矿物中出现刚玉分子,没有出现透辉石分子,而且含量小于1%;细粒二长花岗岩脉的CIPW标准矿物中出现透辉石分子,没有出现刚玉分子,但其含量仍小于1%。而且二长花岗岩和细粒二长花岗岩脉的铝饱和指数均低于1,属于准铝质系列。相比于典型的I型和S型花岗岩的基本特征(Chappell and White, 2001),研究样品更倾向于I型花岗岩。另外,在I型与S型判别图解(TiO2-Zr;图4b)中,研究样品均落在I型花岗岩域内,综合以上数据表明该岩体为I型花岗岩。

图4 休斯陡崖花岗岩成因类型判别图解Fig.4 Petrogenesis discrimination diagrams for the Hughes Bluff granitic pluton(a) (K2O+Na2O) /CaO-(Zr+Nb+Ce+Y) diagram (modified after Whalen et al., 1987); (b) TiO2-Zr diagram (modified after Liu et al., 2016)

5.2 岩浆源区及演化过程

岩浆一般是指在由上地幔或地壳部分熔融形成的,常含有固体的混合物和富含挥发分的高温粘稠的硅酸盐熔融体。休斯陡崖岩体SiO2含量为70.50%～74.47%,Al2O3含量高于13%,K2O含量高于4%,Na2O的含量高于3%,但低于相应K2O的含量。一般而言,SiO2含量大于71%的岩石中,Al2O3的含量不高于12% (李锦轶等,2007),这表明岩体主要是由壳源物质熔融侵位形成的。Nb和Ta的亏损也说明与陆壳有密切关系,因为在原始地幔形成陆壳的第一阶段过程中Nb和Ta会优先残留于地幔(Green, 1995)。休斯陡崖岩体Nb/Ta比值为8.69～12.97,低于幔源岩石的平均值 (17.5±2.0;Hofmann, 1988; Green, 1995),而接近于陆壳岩石的平均值(11;Taylor and Mclennan, 1985;Green, 1995)。同时该岩体的稀土元素配分曲线具有右倾特征,也表明源区环境为地壳环境。此外,Rb/Sr比值也常常用来判断花岗质岩石的源区性质,休斯陡崖岩体Rb/Sr比值介于0.21～0.38,远大于上地幔Rb/Sr比值(0.034;国显正等,2019),综合证据表明其源区为地壳。

休斯陡崖岩体具有相对较低的Sr、Yb和Y含量,暗示了其源区为中高压环境(0.8～1.5 GPa;孟元库等,2018)。Al2O3/TiO2比值是指示岩浆形成温度的重要指标,若其值大于100,则源区温度环境低于875℃,反之,则高于875℃ (何鹏 等, 2020)。休斯陡崖岩体Al2O3/TiO2比值均小于100,因此其源区温度环境高于875℃,这相当于区域罗斯造山运动的构造热环境 (Di Vincenzo et al., 1997)。Mg#(＜40)也较低,显示岩浆是玄武质下地壳发生部分熔融所成 (Rapp and Watson,1995)。同时该岩体的Zr/Hf比值为35.58～37.73,高于壳源岩石的值 (33;Taylor and Mclennan, 1985; Green, 1995),而接近于幔源岩石的值(36±2.0;Taylor and Mclennan, 1985; Green, 1995),这表明可能发生了幔源物质的混入。

在源区岩浆常发生复杂的演化过程。二长花岗岩和细粒二长花岗岩脉都具有明显的Ti元素亏损,表明在源区发生了钛铁矿、金红石等富Ti矿物的分离结晶。P元素在二长花岗岩中富集,但在细粒二长花岗岩脉中亏损,这表明休斯陡崖岩体主期岩浆没有像晚期岩浆那样发生磷灰石的分离结晶。主体二长花岗岩具有弱的Eu负异常,可能暗示岩浆由低程度的熔融产生,而且经历了一定程度的斜长石分离结晶作用;而细粒二长花岗岩脉具有弱的Eu正异常,表明岩浆分异作用不明显,可能与原岩特征、结晶温压有关。

5.3 构造环境

花岗质岩石形成的构造环境是花岗岩研究中的一项重要内容,但由于源区继承性和熔融分异都会影响最终形成的花岗质岩石的物质成分,给判断其形成构造环境带来不便,因此需要综合运用多种方法(吴福元等,2007)。休斯陡崖岩体主体二长花岗岩具有Rb和K元素富集以及弱的负Eu异常,花岗岩的这种特征往往被认为是反映了母岩浆的特点 (Ma et al., 1998),因此,休斯陡崖岩体地球化学特征可以用来释读其形成时的地质环境。休斯陡崖二长花岗岩和细粒二长花岗岩脉都具有明显的Nb、Ta和Ti等高场强元素亏损,这种特征被认为是与俯冲作用有关的岛弧岩浆岩特征(张亚峰等,2015)。同时在Y-Nb和(Y+Nb)-Rb构造环境判别图解中(图5),二长花岗岩和细粒二长花岗岩脉落在火山岛弧环境中。此外,休斯陡崖岩体中存在钾长石线理,这种构造现象区域上比较常见,通常被认为是与罗斯造山作用有关的俯冲作用引起的 (Capponi et al., 2020)。另外,与休斯陡崖临近的伊里萨尔角(Irizar Cape)的花岗质岩体的锆石U-Pb年龄为489.9±4.4 Ma(Rocchi et al., 2009),它与休斯陡崖主体岩石具有相似的元素化学组成,被认为是形成于罗斯造山带的最晚阶段的拉张环境中。综合以上资料推测,产生休斯陡崖岩体的构造环境为活动陆源的岩浆弧环境。

图5 休斯陡崖岩体微量元素构造环境判别图Fig.5 Diagrams showing the tectonic setting of Y-Nb (a) and (Y+Nb)-Rb (b) for the Hughes bluff pluton (a after Pearce et al., 1984; b after Pearce, 1996)ORG-oceanic ridge granites; WPG-within-plate granites; VAG-volcanic arc granites; Syn-CLOG-syncollisional granites; Post-CLOGpostcollisional granites

6 结论

(1)休斯陡崖岩体主体岩石类型为二长花岗岩,后期被细粒二长花岗岩岩脉侵入。无论是二长花岗岩还是细粒二长花岗岩脉,都具有高硅、高钾、富碱特征,属于准铝质钙碱性花岗质岩石。岩石普遍富集Rb、Th、K和U等大离子亲石元素,明显亏损Nb和Ti等元素,显示岛弧花岗岩地球化学特征,成因类型为I型花岗岩。

(2)休斯陡崖岩体源区可能为下地壳,但有幔源物质的混入。在源区,岩浆发生了不同程度的斜长石、钛铁矿、金红石和磷灰石的分离结晶作用。休斯陡崖岩体形成于与俯冲作用有关的火山岛弧环境,进一步的年代学资料将有助于制约其形成环境。

致谢:在此感谢德国联邦地球科学与自然资源研究所邀请参加德国第十三次北维多利亚地地质考察(GANOVEX XIII)以及提供后勤支撑,同时也感谢考察队队友在取样方面给予的帮助和相关问题的建设性研讨。