幔源岩浆持续提供热的有力证据:以湘南九嶷山花岗岩体中暗色包体成因研究为例

张斌武 郭春丽,2** 陈振宇 许以明

暗色微粒包体又称作镁铁质微粒包体(mafic microgranular enclave, 缩写为MME),在中酸性岩体中普遍存在,与其寄主岩相比颜色更深,化学成分和同位素特征显示与地幔岩浆有更多亲缘性(Clemensetal., 2017)。自20世纪70年代Didier (1973)首次提出包体与花岗岩之间存在成因联系后,国内外学者开始对世界范围内花岗岩中的暗色包体开展大量研究工作(包括化学性质、结构构造以及岩浆来源),并划分出不同类型的暗色包体,诸如:残留体(Maasetal., 1997; Whiteetal., 1999)、捕掳体(Chappell, 1996; Vernon, 2007; Chappell and Wyborn, 2012; Farneretal., 2018)、同源包体(Dodge and Kistler, 1990; Donaireetal., 2005; Shellnuttetal., 2010)和混合包体(Vernon, 1984; Holdenetal., 1987; Barbarin, 2005; 王德滋和谢磊, 2008)等。随研究不断深入,暗色包体已逐渐发展为探讨花岗岩成因的重要研究对象,有助于解决花岗质岩浆的起源、定位机制、分异演化以及与花岗岩有关的成矿作用等关键科学问题(Heetal., 2016; Yuetal., 2018; Kazemetal., 2019; Cuietal., 2021; Eliwaetal., 2021; Weinbergetal., 2021; Guoetal., 2022)。

中国华南地区是全球最大的花岗岩省之一,其中以燕山早期165～155Ma花岗岩分布范围最广,总出露面积约64000km2(孙涛, 2006; Zhouetal., 2006),岩性主要以黑云母花岗岩为主,少量花岗闪长岩和白云母花岗岩,其形成被称为中晚侏罗世“中酸性大火成岩事件”(Li and Li, 2007; 李献华等, 2009)。长期以来关于华南燕山早期花岗岩的成因机制及形成的动力学背景,尤其地幔岩浆在其形成过程中起到的作用一直是学术界关注和争议的重要科学问题(Zhou and Li, 2000; Zhouetal., 2006)。

湘南九嶷山复式岩体从西向东依次由加里东期雪花顶岩体,燕山早期螃蟹木、金鸡岭、砂子岭、西山岩体构成,其中发育大量暗色包体,但极少开展的详细研究工作(李剑锋等, 2020; Xiaoetal., 2023)。本次对金鸡岭岩体中一个2m×2.5m暗色包体及其寄主岩开展了详细的岩相学观察、SIMS锆石U-Pb定年、斜长石和黑云母矿物学、全岩地球化学和锆石Hf-O同位素分析,以揭示该岩体中暗色包体的成因机制;结合南岭地区其他岩体及其暗色包体,探讨了地幔岩浆长期持续加热在促使地壳发生部分熔融以及形成不同类型暗色包体中所起的作用;研究有助于更好地理解南岭壳幔相互作用以及晚中生代构造动力学背景。

1 区域地质背景和岩体地质特征

1.1 区域地质背景

南岭地区位于华南地区东南部(图1a),NNE走向郴州-临武断裂带是扬子地块和华夏地块在湖南境内的缝合带(图1b),九嶷山岩体位于该断裂带西南侧。沿郴州-临武断裂带分布诸多中酸性岩体,包括花岗闪长岩体和花岗岩体(图1a, Wangetal., 2008; 朱金初等, 2008; 蒋少涌等, 2008)。其中,主要的花岗闪长岩体有七宝山(～2km2)、水口山(～4.8km2)、宝山(～7.4km2)和铜山岭(～12km2),呈中细粒斑状结构,主要由斜长石、石英、黑云母组成,属准铝质、高钾、钙碱性系列花岗闪长岩(Wangetal., 2003; 谢银财等, 2013; Huangetal., 2018; 郭春丽等, 2013);主要的花岗岩体有锡田(～240km2)、骑田岭(～520km2)、九嶷山(～1300km2)、九峰(～150km2)、花山(～571km2)和姑婆山(～678km2)岩体,岩性变化较大,粒度从中粗粒似斑状黑(二)云母二长花岗岩到细粒二(白)云母钾长花岗岩均有出露,从准铝质花岗岩逐渐过渡为过铝质花岗岩(付建明等, 2004; 刘勇, 2011; Zhaoetal., 2012; 李献华等, 2009; Guoetal., 2016; Liuetal., 2019)。花岗闪长岩体和花岗岩体中广泛发育形态各异、大小不一的暗色包体,大多数呈椭圆形、透镜状、球状,少数具有棱角状或者被拉长;其中(椭)圆形包体直径从5cm到1m不等,最大者可达4～5m,有时以暗色包体群形式出现。大多数暗色包体呈灰黑色,粒度细,等粒结构:以闪长质为主的包体主要矿物组成有斜长石、钾长石、角闪石、黑云母;以辉长岩为主的包体除上述矿物之外还含有少量辉石(李献华等, 2009; Zhaoetal., 2012; 刘勇, 2011; 谢银财等, 2013; Huangetal., 2018; Heetal., 2020)。

图1 南岭西段地理位置图及地质简图(a, 据谢银财等, 2013),九嶷山岩体地质简图(b, 据Guo et al., 2016)和金鸡岭岩体与暗色包体野外采样位置(c)

1.2 岩体地质特征

九嶷山复式花岗岩体出露面积～1300km2(图1a, 付建明等, 2004),自西向东由雪花顶、金鸡岭、螃蟹木、砂子岭和西山5个岩体组成(图1b)。已有年龄数据表明,雪花顶岩体形成时代为加里东期(432Ma, Ouetal., 2021),其余岩体形成时代均为晚侏罗世(156～152Ma, Huangetal., 2011; Guoetal., 2016; Liuetal., 2019; 李剑锋等, 2020)。岩体周围出露的地层以震旦-寒武系,泥盆-三叠系和白垩系为主(图1b),其中震旦-寒武系主要为边缘海盆相砂泥质岩,出露于岩体南部和东北部;泥盆-三叠系主要为浅海盆相碳酸盐岩,分布在岩体北部及西部;白垩系主要分布在岩体外围的断陷盆地中,属于陆相沉积岩。

金鸡岭岩体位于九嶷山复式花岗岩体的中西部,出露地表部分呈现为NW走向的不规则椭圆状,出露面积～390km2(图1b),主要岩性为中粗粒黑云母二长花岗岩,由钾长石、石英、斜长石、黑云母和少量角闪石组成。岩石富硅、铝、钠和钾,但贫镁和钙,属高钾钙碱性、准铝-过铝质系列花岗岩(A/CNK=0.98～1.21)(付建明等, 2004; 李剑锋等, 2021)。金鸡岭岩体的内部广泛分布暗色微粒包体,本次研究的2m×2.5m不规则椭球形包体及寄主岩样品来自采石场直立剖面(图1c;112°3′15″N、25°12′29″E)。

条带状异离体(长度几厘米到大于3米、宽度<1cm到10cm)围绕暗色包体分布(图2a)。与包体相比,异离体中黑云母含量更高、粒度更细、颜色更深(图2b),且优先定向排列形成叶理结构(图2c)(Carvalhoetal., 2017; Weinbergetal., 2021)。这种结构通常与寄主岩岩浆房和后来熔体之间的压力差有关(Weinbergetal., 2001; Patersonetal., 2019)。寄主岩浆灌入暗色包体形成浅色的反向脉(图2d, e),这是由于相对高温的岩浆注入相对低温的寄主岩浆时,快速冷却固结导致包体沿周边形成裂隙,使寄主岩浆灌入形成此种反向脉(Zhangetal., 2016; Marangoanhaetal., 2020)。与寄主岩接触边界处的暗色包体中可见白色钾长石自形晶体(图2f),是寄主岩浆中已结晶的钾长石在两者发生混合作用过程中迁移至尚未固结的暗色包体中所造成的(Vernonetal., 1988; Peruginietal., 2003)。寄主岩与包体截然接触(图2f, g),未见明显的烘烤边和冷凝边,只有从寄主岩晶出的少量细粒黑云母沿两者边界分布,说明两者近乎同时形成且具有一定的温度差。

图2 金鸡岭花岗岩体及暗色包体野外地质特征

2 金鸡岭花岗岩与暗色包体岩相学特征

金鸡岭寄主花岗岩以黑云母二长花岗岩为主,呈灰白色(图3a),由钾长石(～35%)、斜长石(～30%)、石英(～25%)、黑云母(～8%)和角闪石(1～2%)组成(图3b),副矿物主要有磷灰石、锆石、褐帘石和钛铁氧化物等。钾长石呈半自形-自形板柱状,具条纹结构,粒度1～3mm,包裹早结晶的斜长石和黑云母(图3c),有时与石英共生构成文象结构(图3d)。斜长石呈自形板状,聚片双晶发育,部分斜长石发育环带和明亮的次生边(图3c),少量斜长石的核部发生了绢云母化蚀变。黑云母片状,单偏光下为褐色、棕色,一组节理发育完全(图3e),有时以集合体的形式出现。少量角闪石主要包裹于黑云母或斜长石中。石英晚于上述矿物结晶,呈他形,充填于上述主要矿物间隙。磷灰石呈短柱状,零星但均匀分布(图3f)。

图3 金鸡岭岩体手标本(a)及镜下照片(b-f)

暗色包体与寄主花岗岩矿物组合相似,但镁铁质矿物含量更高,粒度更细,颜色更深(图4a),主要由黑云母(～40%)、斜长石(～25%)、钾长石(～15%)和石英(～20%)组成,多数矿物粒度在0.5mm以下(图4b),其典型的火成结构表明不是围岩的捕掳体或寄主岩浆房的早期堆晶。磷灰石、锆石和钛铁氧化物是常见的副矿物。钾长石为短板片状,粒度相较寄主岩明显变小。斜长石自形板状,多数斜长石发育环带结构和明亮的次生边,核部大多发生绢云母化蚀变(图4c);包体中核部发生蚀变的斜长石比例明显高于寄主岩。黑云母片状,边缘常被熔蚀成港湾状(图4e)。石英呈他形填充在斜长石、钾长石和黑云母颗粒间。磷灰石呈细长针状,数量相较寄主岩多,大多以簇状聚合体形式出现(图4f),说明暗色包体岩浆温度高于其寄主岩浆,前者注入后者时发生快速淬冷作用而形成的(Sparks and Marshall, 1986; Vernonetal., 1988, Hibbard, 1991)。

图4 暗色包体手标本(a)及镜下照片(b-f)

3 测试方法

3.1 锆石SIMS U-Pb定年

锆石SIMS原位U-Pb定年在中国科学院地质与地球物理研究所完成,仪器型号为Cameca IMS 1280,仪器工作条件和测试流程参照Lietal.(2009)。实验过程使用电流为10nA的O2-离子束在10kV加速电压下对样品表面进行轰击,产生大小为20μm×30μm的椭圆形剥蚀坑。锆石的U-Th-Pb同位素比值用标准锆石Plésovice(337.1Ma, Slámaetal., 2008)进行校正,标样锆石206Pb/238U长期测量误差为±1.5%(1RSD)(Lietal., 2010a)。普通Pb采用204Pb校正法,由于测得的普通Pb含量非常低,认为其主要来源于样品制备过程中带入的表面Pb污染,因而采用现代地壳的平均Pb同位素组成(Stacey and Kramers, 1975)作为普通Pb校正。单点分析的同位素比值和年龄的误差为1σ,加权平均年龄为95%置信度。加权平均年龄的计算和U-Pb年龄谐和图使用软件Isoplot/Ex 3.75完成(Ludwig, 2012)。为保证整个分析流程的可靠性,使用标准锆石Qinghu(清湖)为监控标样,获得其加权平均年龄为160.0±1.7Ma(2σ,n=8)和159.7±1.7Ma(2σ,n=9),与推荐值159.5±0.2Ma(2SE)在误差范围内一致(李献华等, 2013)。

3.2 矿物电子探针分析

矿物电子探针(EPMA)在中国地质科学矿产资源研究所电子探针室完成,仪器型号为JEOL JXA-8230,实验条件加速电压为15kV,电子束流为20nA,电子束斑为4μm。所有元素的信号采集时间为15s,背景时间5s,原始数据采用ZAF方法校正,主量元素的分析误差一般优于±5%。

3.3 全岩地球化学分析

主微量元素分析在国家地质实验测试中心完成,其中主量元素测试采用X-射线荧光光谱法(XRF)分析,首先称取0.65g样品放入坩埚,然后加入适量硼酸高温熔融成玻璃片,最后通过X射线荧光光谱法(XRF)测定(型号:PW4400)。微量和稀土元素采用等离子质谱法(ICP-MS),称取25mg样品用酸溶法(HF+HNO3)制成溶液,然后在ICP-MS(型号:PE300D)上进行测定,同时分析了标样GSR-1、GSR-2和GSR-14以保证分析结果的准确度。全岩FeO含量单独用湿法化学滴定法测试分析。

3.4 锆石Hf同位素分析

锆石Hf同位素分析在中国地质科学院矿产资源研究所完成。测试仪器为Neptune多接收等离子质谱仪和Newwave UP-213紫外激光剥蚀系统(LA-MC-ICP-MS)。实验过程中采用He作为剥蚀物质载气,根据锆石尺寸大小,剥蚀直径采55μm或40μm,测定时使用国际上通用的锆石标样GJ-1作为参考,分析过程中的测试条件详见侯可军等(2007)。

3.5 锆石O同位素分析

锆石氧同位素分析在中国科学院地质与地球物理研究所完成,仪器型号为Cameca IMS 1280,测试前将对锆石靶进行二次抛光和磨制,并重新镀上金膜,仪器工作条件和测试流程参照Lietal.(2010b),点位与锆石U-Pb定年位置一致。实验过程使用强度为～2nA的一次Cs+离子束经历10kV加速电压加速后对样品表面进行轰击,轰击时离子束采用高斯照明的方式聚焦于约10μm大小区域,以光栅扫描的方式扫描10μm大小范围。负价态二次离子将通过-10kV加速电压提取,接收16O和18O使用两个法拉第杯并同时进行。这样条件下,16O的信号一般为1×109cps。每次测试时长约3.5min,包含1min预溅射,1min束流自动对准和90s数据采集。仪器质量分馏(IMF)采用锆石标样Penglai(δ18O=5.31±10‰, Lietal., 2010b)进行校正。内部标准锆石Qinghu被用来检测仪器状态和数据质量,获得的δ18O加权平均值分别为5.5±0.3‰(2SE)和5.3±0.3‰(2SE),与推荐值5.4±0.2‰在误差范围内一致(李献华等, 2013)。

4 测试分析结果

4.1 SIMS锆石U-Pb年龄

本次共选取了5件寄主花岗岩样品(样品号:14-AB-01、07-1、09、11、14)与6件暗色微粒包体样品(样品号:14-AB-02、03、04、05、06、07-2)进行锆石U-Pb定年,测试结果见电子版附表1。寄主岩的锆石从短柱状到长柱状,颗粒长约100～150μm,长宽比在2:1到1.5:1之间(图5a)。包体中的锆石主要是长柱状,颗粒长约100～200μm,长宽比约3:1(图5b)。此外,寄主岩和包体中锆石颗粒的边缘多数具有较清晰的振荡环带,未发现残留核。所选锆石均具有大于0.1的Th/U比值,寄主岩和包体锆石的Th/U比值分别为0.35～0.84和0.11～1.69,均属于典型的岩浆成因锆石(Hoskin and Ireland, 2000)。

表1 金鸡岭岩体和暗色包体的斜长石电子探针分析结果(wt%)

图5 金鸡岭岩体(a)和暗色包体(b)代表性锆石阴极发光图及相应206Pb/238U年龄、εHf(t)和δ18O值红色圈代表U-Pb年龄以及Hf-O同位素测试点位置

5件寄主岩样品(图6a)和6件暗色包体样品(图6b)的206Pb/238U加权平均年龄在误差范围内一致。其中距离暗色包体最远的花岗岩样品14-AB-14年龄为154.0±1.6Ma(n=23,MSWD=2.4,图7e)可以代表寄主花岗岩的形成时间,暗色包体中心样品14-AB-4年龄为151.4±2.1Ma(n=20,MSWD=3.5,图8c),代表暗色包体侵入岩浆房的时间。尽管仅从年龄信息显示不出两者形成时间的差异性,但穿插到寄主花岗岩中的暗色包体中反向脉显示暗色包体岩浆应该是在花岗质岩浆房形成后再侵入其中(图2d, c)。

图6 金鸡岭岩体(a)和暗色包体(b)锆石206Pb/238U加权平均年龄用不同颜色代表不同采样位置,花岗岩和暗色包体均是从左到右颜色由深逐渐变浅,其中花岗岩颜色越深表明其距离暗色包体越远(图2);图7-图13、图16、图18中样品颜色代表的含义同此图

图7 金鸡岭岩体锆石U-Pb年龄谐和图

图8 暗色包体锆石U-Pb年龄谐和图

4.2 斜长石和黑云母电子探针结果

寄主花岗岩和暗色包体中斜长石和黑云母的电子探针分析结果分别见表1和表2。寄主岩与暗色包体的斜长石都具有正环带结构,但包体中斜长石相对寄主岩而言,更富Na因而An牌号更低。寄主岩(图9a)和暗色包体(图9b)中的大多数斜长石具有核-边-次生边的环带结构,且两者次生边在正交偏光下亮度发生突变。寄主岩斜长石从核部到边缘再到次生边,An牌号不断降低,核部的An牌号为29～36(中长石),边部An牌号为14～25(奥长石),次生边An牌号骤降为0.3～8.4(钠长石,图9c)。暗色包体斜长石核部An牌号为23～33(奥长石)、边部An牌号为10～21(奥长石),次生边An牌号0.3～7.4(钠长石,图9d)。具有极高An牌号的斜长石次生边通常是早期结晶的富Ca斜长石被岩浆期后的富Na残余熔浆流体交代,并围绕原有斜长石继续生长的结果(刘志超等, 2020)。

表2 金鸡岭岩体和暗色包体的黑云母电子探针分析结果(wt%)

图9 金鸡岭岩体(a、c)和暗色包体(b、d)中斜长石显微照片及分类图解圆圈为电子探针分析点位

相较于暗色包体中的黑云母,寄主岩黑云母更富Fe,Fe/(Fe+Mg)比值(0.90～0.86)稍高于暗色包体(0.82～0.79)。但两者中的黑云母均为原生铁叶云母,只是在成分和氧逸度上具有一定的差异(图10)。根据Henryetal.(2005)研究表明,黑云母中钛含量、Mg/(Mg+Fe)和温度存在非线性关系,并提出了黑云母的Ti度计(计算公式见Henryetal., 2005)。通过黑云母Ti温度计计算,获得的暗色包体中黑云母形成温度为715～660℃(平均697℃,图11a),寄主岩黑云母形成温度为703～599℃(平均662℃,图11a)。此外两者均显示地壳源区的特征(图11b),但源区性质并不完全相似。

图10 金鸡岭岩体和暗色包体中黑云母分类图解(a,底图据Foster, 1960;b,底图据Nachit et al., 2005;c,底图据David and Hans, 1965)

图11 金鸡岭岩体和暗色包体黑云母Ti温度(a, 底图据Henry et al., 2005)及黑云母岩浆源区(b, 底图据周作侠, 1986)

4.3 全岩地球化学特征

寄主岩和暗色包体的全岩主量、微量和稀土元素分析结果及相关计算参数见表3。寄主岩的SiO2含量为70.94%～75.56%,相对高钾(K2O=5.18%～6.22%,图12b)、富碱(Na2O+K2O=8.11%～9.09%,图12a),属钙碱性-碱钙性花岗岩(图12c),A/CNK值[Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)]摩尔比值相对高(0.98～1.02),绝大部分点投在过铝质花岗岩范围(图12d)。与寄主岩相比,暗色包体属二长岩(SiO2含量低67.30%～68.03%,图12a),落入钾玄质系列(K2O=5.72%～6.08%,图12b)和碱性岩(图12c)范围内。具有相比寄主岩更高的Al2O3含量(14.76%～14.91%),可划分为弱准铝质(A/CNK值为0.98～1)(图12d)。

表3 金鸡岭岩体和暗色包体全岩主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)组成

图12 金鸡岭岩体及暗色包体岩分类图解

寄主岩的Al2O3、CaO、FeOT、P2O5、Na2O含量低于暗色包体(图13a, c-f),寄主岩和暗色包体中上述元素的含量分别为Al2O3=12.32%～13.61%和14.76%～14.91%、CaO=0.99%～1.74%和1.65%～1.78%、FeOT=1.42%～3.76%和3.58%～4.11%、P2O5=0.02%～0.09%和0.13%～0.14%、Na2O=2.63%～2.97%和3.18%～3.44%。寄主岩主量元素与SiO2含量有一定相关性,而暗色包体主量元素与SiO2含量无线性相关关系;寄主岩与暗色包体之间不具有连续的演化趋势,但距暗色包体较近的样品(14-AB-1、8、9、10,图2a)位于距暗色包体较远样品(14-AB-11、12、13、14,图2a)中间位置,显示出与暗色包体成分的趋同性;样品14-AB-07-1更显示出与暗色包体的相似性。寄主岩的Rb/Sr比值(5.38～8.50)高于暗色包体(4.09～6.09),而Nb/Ta(9.05～11.99)和Zr/Hf(25.26～34.04)比值低于暗色包体(Nb/Ta=12.92～18.95、Zr/Hf=37.77～38.66)。

图13 金鸡岭岩体及暗色包体的主量元素(Al2O3、K2O、CaO、FeOT、P2O5、Na2O)和微量元素比值(Rb/Sr、Nb/Ta、Zr/Hf)与SiO2含量相关性图解

寄主岩稀土总量∑REE为173×10-6～540×10-6,稀土元素球粒陨石标准化配分模式图整体呈右倾趋势,富集轻稀土(LREE/HREE=4.93～9.12,(La/Yb)N=5.36～11.04),岩石具有明显的负铕异常(Eu/Eu*=0.19～0.39,图14a)。暗色包体的轻稀土元素低于寄主岩(LREE/HREE=3.93～8.04,(La/Yb)N=4.06～8.95,图14b)。稀土总量变化范围小(∑REE=226×10-6～285×10-6),负铕异常不如寄主岩明显(Eu/Eu*=0.22～0.56)。寄主岩相对富集大离子亲石元素(如Th、U),相对亏损高场强元素(如Nb、Ta、Ti、Zr、Hf),且具有明显的Zr、Hf、Ti、Sr负异常(图14c)。

图14 金鸡岭岩体及暗色包体球粒陨石标准化稀土元素配分图(a、b)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(c、d)(标准化值据Sun and McDonough, 1989)

4.4 锆石Hf-O同位素特征

锆石原位Hf-O同位素分析结果见电子版附表2,寄主岩和暗色包体的Hf和O同位素组成均呈正态分布(图15a)。寄主岩锆石176Hf/177Hf比值为0.282437～0.282667,εHf(t)值为-8.6～-0.5(平均值-4.4),Hf同位素二阶段模式年龄(tDM2)为1.23～1.75Ga(平均值1.48Ga);暗色包体锆石176Hf/177Hf比值介于0.282485～0.282730之间,εHf(t)值(-7.0～+1.6,平均值-3.0)稍高于寄主岩,tDM2值(1.10～1.64Ga,平均值1.40Ga)稍低于寄主岩。寄主岩锆石δ18O值分布区间为7.8‰～8.9‰(平均值8.5‰),暗色包体δ18O值略低于寄主岩,分布区间为7.3‰～8.9‰(平均值8.0‰)(图15b),均高于地幔锆石的O同位素值(5.3±0.3‰, Valleyetal., 1998, 2005)。

5 讨论

5.1 暗色包体成因

5.1.1 金鸡岭暗色包体成因

目前普遍认为花岗岩中的暗色微粒包体主要有以下四种成因模式:(1)围岩捕掳体,指岩浆上升过程中捕获的围岩(Maasetal., 1997; Whiteetal., 1999);(2)源区残留体,一般指花岗岩源区的残留物质或者难熔部分被带入岩浆房(Chappell, 1996; Vernon, 2007; Chappell and Wyborn, 2012; Farneretal., 2018);(3)同源包体,通常是与寄主花岗岩具有相同源区的包体(Dodge and Kistler, 1990; Donaireetal., 2005; Shellnuttetal., 2010);(4)岩浆混合,不同来源的岩浆发生不充分混合作用的产物(Vernon, 1984; Holdenetal., 1987; Barbarin, 2005)。

金鸡岭暗色包体不属于上述前三种类型:(1)围岩捕掳体相较于寄主花岗岩来说,具有典型的变质结构与更老的形成年龄,这与金鸡岭暗色包体具有火成结构以及在误差范围内与寄主岩相似的形成年龄不符;(2)源区残留体通常会保留变质或沉积残余结构,富含过铝质矿物,并且与寄主岩的主量、微量元素含量往往可以构成线性变化,然而这些特征未见于金鸡岭暗色包体中;(3)同源包体中的矿物一般具有明显的堆晶结构,与寄主岩呈渐变过渡关系,且具有明显的Sr和Eu的正异常(Didier and Barbarin, 1991; Donaireetal., 2005),但金鸡岭寄主岩与包体呈截然接触,具细粒结构和熔蚀结构,且Sr和Eu均不具有正异常。

金鸡岭暗色包体可能是由岩浆混合作用形成的。金鸡岭暗色包体所代表的岩浆是在塑性状态下进入未完全固结的寄主岩浆房并发生有限程度混合作用的产物:(1)包体呈不规则椭球形(图2a),而且环绕暗色包体周边分布有大量条带状异离体(图2a-c),显示出暗色包体岩浆进入寄主岩浆房后,随岩浆流动发生旋转过程中逐渐解离的特征;(2)寄主岩反向脉穿切包体(图2d, e),表明在包体岩浆冷却过程中发生破裂,寄主岩浆灌入包体中;(3)因为暗色包体自身发育的钾长石颗粒较小(图2g),因此可以认为包体中的白色钾长石巨晶来源于寄主花岗岩浆(图2f),说明两者混合过程中,寄主岩浆中早结晶的矿物在包体岩浆尚未完全冷却之前机械进入其中(贺敬博和陈斌, 2011; Karslietal., 2011; Ubideetal., 2014);(4)包体与寄主岩接触边界比较截然(图2f, g),暗示两种岩浆并未发生过充分混合(Boraetal., 2013; Sarjoughianetal., 2019);(5)包体中长针状磷灰石(图4f)反映包体岩浆以熔体状态注入寄主岩浆,并发生淬冷而快速结晶的产物(Sparks and Marshall, 1986; Vernonetal., 1988; Hibbard, 1991; Yangetal., 2007; Plailetal., 2018);(6)黑云母Ti温度计算值表明包体形成温度(平均697℃)稍高于寄主岩(平均662℃,图11a);(7)寄主岩和暗色包体沿岩浆混合趋势分布(图16a)且两者的Sr与Rb/Sr比值具有良好的线性相关性(图16b),表明两者具有岩浆混合成因。

图16 金鸡岭岩体和暗色包体FeOT-MgO(a, 据Zorpi et al., 1989)和Rb/Sr-Sr(b, 据周珣若, 1994)协变图解

暗色包体(εHf(t)=-7.0～+1.6、δ18O=7.3‰～8.9‰)及其寄主岩(εHf(t)=-8.6～-0.4、δ18O=7.8‰～8.9‰)的锆石Hf、O同位素组成较为相似(图17b),可能指示了:(1)两者来源于同位素相似的地壳组分部分熔融;或者(2)暗色包体岩浆来源于地幔或新生地壳,在注入寄主岩浆房后与两者之间发生了同位素的充分扩散,导致两种岩浆成分的均一化。

图17 金鸡岭岩体和暗色包体锆石δ18O-εHf(t)图解

而种种迹象表明暗色包体及其寄主岩岩浆均是地壳组分发生部分熔融的产物,且两者之间并未发生过充分的成分扩散作用,且两者物质组成上具有一定的差异:(1)最能代表寄主岩(14-AB-11,在主量元素图解中受暗色包体影响最小)和暗色包体(14-AB-4,位于暗色包体的相对中心位置)端元的两个样品均具有地壳组分的锆石Hf-O同位素组成;(2)两者黑云母均为富FeO贫MgO的原生黑云母,并且显示出壳源特征(图11b),依据丁孝石(1988)的研究,典型幔源黑云母中MgO>15%,壳源黑云母中MgO<6%,本次研究的金鸡岭寄主岩和暗色包体黑云母MgO均小于6%,也说明其地壳来源的特征;(3)两者接触边界截然(图2f, g)以及包体中广泛发育的长针状磷灰石(图4f)暗示它们之间并未进行过充分的化学扩散,而是机械混合为主(Magma mingling, Clemensetal., 2016, 2017);(4)寄主岩和暗色包体的斜长石均具有正环带结构(图9c, d),表明两者均是在各自岩浆演化过程中结晶的,之间没有充分的成分交换。同时,暗色包体斜长石核部An牌号明显低于寄主岩,而在镁铁质岩浆中结晶的斜长石往往是富Ca的,An值也较大(Panjasawatwongetal., 1995),表明金鸡岭暗色包体的原始岩浆起源于地壳端元,与幔源岩浆基本无关,也不属于同一岩浆房批次熔融的产物。

全岩地球化学成分可以指示中酸性岩浆的来源(Zhaoetal., 2019; Kongetal., 2021)。Rb/Ba-Rb/Sr图和CaO+MgO+FeOT+TiO2与CaO/(MgO+FeOT+TiO2)图(图18)均显示金鸡岭花岗岩及其暗色包体具有不同源区。结合前人观点,金鸡岭花岗质岩体的源岩以下地壳变质杂砂岩为主,而暗色包体的源岩以富钾的下地壳玄武质变质火成岩为主且含少量的变质杂砂岩(Patio Douce, 1999; 孙克克等, 2017)。因此金鸡岭岩体及其暗色包体记录的岩浆混合作用不同于通常提出的壳-幔岩浆混合作用,两者更可能是具有相似物质组成的源区发生部分熔融的产物。

图18 金鸡岭岩体及暗色包体源岩判别图解(a,底图据Sylvester, 1998; b,底图据Patio Douce, 1999)

5.1.2 暗色包体成因模式的新启示

对于不同性质岩浆之间的混合作用,多数现象和观点认为:(1)这种混合作用发生在同位素亏损的镁铁质岩浆和同位素富集的长英质岩浆之间,镁铁质端元具有更加亏损的同位素组成(图19a, Barbarin, 2005; Saby and Martin, 2008; Laumonieretal., 2014; Ubideetal., 2014; Luoetal., 2015; Fodor and Johnson, 2016; Schleicheretal., 2016)。但是,近年来陆续发现在一些暗色包体中记录着与寄主岩相似或更加富集的同位素特征,而这种现象通常被解释为:(2)富集地幔来源的岩浆经历较快的同位素扩散平衡后的结果(图19b, Doraisetal., 1990; Barbarin, 2005; Chenetal., 2009),例如实验岩石学表明岩浆中Sr-Nd同位素相较于其他元素的扩散速率快大概10倍(Lesher, 1990);(3)包体与寄主岩为同源岩浆不同期次结晶冷却的产物,然后再发生混合的结果,其中包体为早期结晶相(图19d, Rodríguez and Castro, 2017, 2019; Rodríguezetal., 2021; Xuetal., 2020; Gómez-Frutos and Castro, 2023)。

图19 暗色包体四类成因模式图软流圈地幔岩浆注入早期岩浆房(a),岩石圈地幔岩浆注入早期岩浆房(b),下地壳组分部分熔融形成的岩浆注入早期岩浆房,(c)早期岩浆房内堆晶进入上层岩浆房(d)

但本次研究的金鸡岭岩体及其暗色包体并不属于上述三种成因模式,应归于第四种新的成因模式(图19c, Guoetal., 2020),即形成寄主岩和暗色包体岩浆来源于物质组成相和同位素特征相似的下地壳物质的部分熔融。地壳是不均一的(Rudnick and Gao, 2014),在地幔岩浆持续不断加热上覆地壳过程中地壳发生不一致熔融,先后发生部分熔融的壳源物质可以形成不同批次岩浆,逐次上侵注入到中上地壳中,并形成金鸡岭岩浆房。当金鸡岭岩浆房冷却至一定程度时,当由玄武质变火成岩下地壳部分熔融形成的新岩浆注入到由于金鸡岭岩浆房时,由于其温度相对较高而发生淬冷,就形成了金鸡岭暗色包体。

岩浆房由不同批次岩浆累积而成,陆续有不同批次相对高温岩浆注入到逐渐冷却的岩浆房中发生淬冷(De Camposetal., 2011; Clemensetal., 2017)形成不同类型的包体(图19):(1)高温软流圈地幔岩浆不仅起到加热导致下地壳发生部分熔融的作用,如其自身上侵注入早已形成的岩浆房则形成具有亏损同位素特征的暗色包体(图19a);(2)如果岩石圈地幔岩浆注入则形成富集同位素特征的暗色包体(图19b);(3)如果由不均一的地壳部分熔融形成的岩浆注入则会形成与岩浆房岩浆相似同位素和元素成分的暗色包体(图19c);(4)如果同一岩浆房早期结晶矿物形成的堆晶再循环注入上层岩浆房则形成具有明显分离结晶相的暗色包体,其同位素往往也与寄主岩一致(图19d)。

上述四种模式可归结为具有成因联系的一系列地质过程,本质上可归属于同一形成过程,即底垫幔源岩浆对上部地壳的持续加热。下地壳发生部分熔融形成的岩浆汇聚成岩浆房,不同来源的岩浆批次注入已形成的岩浆房内,以及岩浆房内持续的岩浆演化均需要大量的热来维持,正是长期活动的高温幔源岩浆维系了这一地质过程,形成各类型暗色包体。

5.2 南岭地区壳-幔相互作用

南岭地区160～150Ma大规模钨锡钼铋铌钽锂铍等成岩成矿作用形成于伸展的构造动力学背景下,上述矿床的形成是壳-幔相互作用的结果(Gilderetal., 1996; Li and Li, 2007; 蒋少涌等, 2008; 朱金初等, 2008; Jiangetal., 2009; Zhaoetal., 2012; Maoetal., 2013; 赵正等, 2022; 吴福元等, 2023)。而且根据前人针对南岭地区地球物理研究表明(Li and Li, 2007; 孙劲松, 2013; 吕苗苗等, 2017; Chenetal., 2022),在160～150Ma期间,南岭地区正处于古太平洋板块俯冲板块的破裂、分层和回撤的构造背景下,存在明显的岩石圈拆沉与减薄,软流圈地幔上涌以及大陆地壳大尺度拉张。大多数学者认为南岭该时期形成的暗色包体是由幔源岩浆注入酸性岩浆房中,发生冷却固结的产物,因而是壳幔相互作用的直接证据(李献华等, 2009; 刘勇, 2011; Zhaoetal., 2012; 谢银财等, 2013; Huangetal., 2018; 吴福元等, 2023),但也有少数学者认为这些暗色包体可能属于同源包体,与壳幔岩浆混合作用无关(Heetal., 2020; 汪相, 2023)。

依据前人对华南地区的地球物理工作,证实有大量幔源岩浆底垫于下地壳:Heetal.(2021)证明在九嶷山地区存在上地幔和中地壳的S波低速异常带,其中上地幔的低速异常代表软流圈上涌以及对岩石圈的改造,而中地壳的低速异常代表该层地壳物质发生了部分熔融作用。Zhangetal.(2005, 2008)发现在华夏中地壳下部存在一个厚约5km的辉长岩-玄武岩的基性岩层,在下地壳底部存在一个P波异常的过渡层,表明华夏地块有可能存在时代较新的大规模基性岩的侵入和底侵。通过对该时期暗色包体的Sr-Nd-Hf同位素值的统计,发现其物质来源极为复杂,从接近于亏损地幔来源的清湖二长岩到南岭前寒武纪地壳组分均有分布,形成年龄也非常宽泛,从175Ma到138Ma均有岩浆形成(图20)。因此,南岭地区暗色包体应该是幔源岩浆参与花岗岩形成的直接证据,表明该时期幔源基性岩浆底垫于下地壳,导致下地壳发生部分熔融上侵在中、上地壳形成岩浆房并为岩浆房的持续分异和进一步演化提供了大量的热;其他下地壳组分随后发生熔融形成中酸性岩浆注入已存在岩浆房,形成具有富集同位素特征的暗色包体,例如锡田、金鸡岭和九峰(如图19d);在此过程中也有幔源岩浆注入岩浆房形成具有亏损同位素特征的的暗色包体,例如里松(如图19a)、骑田岭、宝山和铜山岭(如图19b)。

图20 南岭燕山期暗色包体及其寄主岩εNd(t)-(87Sr/86Sr)i(a)和εHf(t)-年龄(b)图解

6 结论

(1)湘南九嶷山岩体西侧金鸡岭花岗岩中暗色包体并不是传统认为幔源岩浆注入中酸性岩浆房中发生淬冷的产物。暗色包体与其寄主花岗岩来源于不均匀的下地壳物质,其中前者成分更偏变质砂岩,而后者更偏玄武质变质火成岩。

(2)花岗岩中暗色包体具有四种来源:软流圈地幔、岩石圈地幔、下地壳和岩浆房内较早结晶矿物形成的堆晶。无论哪种成因模式,底垫于地壳下部的高温地幔岩浆的持续加热是形在上述包体至关重要的条件。

致谢感谢中国地质调查局宜昌中心付建明研究员在野外调研和采样过程中给予的指导与帮助。文章初稿蒙两位审稿人审阅并提出建设性修改意见,帮助提高文章水平,在此深表感谢。