秦岭-昆仑造山带环斑花岗岩与岩浆混合作用

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1.岩浆混合的岩相学证据

花岗岩的岩浆混合成因研究一直为人们所关注。地球化学、特别是同位素多是人们对这一作用研究的主要手段。但实际上，岩相学特征是对这一问题讨论的基础和直接证据。从目前研究结果看，岩浆混合的主要岩相学证据表现为:岩浆暗色包体的广泛发育;包体具冷凝边结构;岩石中具石英-角闪石眼斑;磷灰石发育成针状;斜长石出现钉盖状环带(spike zone)、海绵多孔状结构等十几种特征(Hibbard，1981，1991;周珣若，1994;周新民，1998;Vincenzo和Roccho，2000;王涛，2000;莫宣学等，2001，2002)。在秦岭及东昆仑环斑花岗岩中现已发现了较典型的岩浆混合的岩相学证据。

(1)暗色岩浆包体及基性岩脉发育。秦岭-昆仑环斑花岗岩中发育大量的暗色微粒岩浆包体，在秦岭约占岩体体积的2%。它们一般为深灰色、灰色，形态为浑圆状、不规则状(图版Ⅳ-6，7，Ⅴ-6，Ⅵ-6，Ⅶ-6)，大小从几厘米到近1m，有时成群出现，多数随机分布。包体与寄主岩石的关系有时是截然的关系(图版Ⅴ-7，Ⅶ-5～8)。在这种情况下，有时可见包体发育较细粒的暗色冷凝边，如在沙河湾岩体中就可见到包体具冷凝边结构;有时包体与寄主岩石呈过渡关系，甚至呈迷雾状消失在寄主岩石中。

这些岩浆包体最为可能的解释是基性岩浆注入到酸性岩浆房中没有完全混合或混合不彻底的基性岩浆产物。这显然是两个端元的岩浆，即花岗岩浆和幔源岩浆发生了混合作用。

除包体之外，岩体中还有辉石煌斑岩及辉长辉绿岩发育，前者见诸沙河湾岩体，后者在鹰峰岩体中十分发育，各脉体相互平行，成似层状产出。

另外，有些包体与寄主岩石呈过渡关系，包体越多的地方，寄主岩石越基性(图版Ⅶ-5，7)，进一步显示了岩浆的混合作用。因此，暗色岩浆包体的发育是岩浆混合的最主要证据(Hibbard，1981，1991;Silva等，2000;Llburg，1996;Neve和Vauchez，1995;Tate和Clarke，1997;Lowell和Young，1999;Feeley等，2002;莫宣学等，2002)。

(2)不平衡的结构和矿物组合。目前，在这些岩体中观察到了3种不平衡的矿物组合和结构:①暗色岩浆包体中及其边界上出现与包体成分不平衡的碱性长石斑晶，并且是很好的环斑钾长石。这些斑晶与寄主岩石中的碱性长石斑晶和环斑特征完全相同(图版Ⅳ-6～8，Ⅵ-6，Ⅶ-6);②包体中发育石英-角闪石眼斑，即眼球状的石英斑晶(<5%);具有由细粒角闪石等矿物组成的镶边(图版Ⅶ-1)，表明石英周围的暗色矿物晚于石英结晶，是基性岩浆注入到已开始结晶的酸性岩浆中的结果，另外，在正常的岩浆结晶条件下是不会出现石英斑晶的，出现石英斑晶则反映了一种异常的不平衡的结晶过程;③暗色矿物角闪石和黑云母中常具有自形-半自形的石英包裹体，也显示了这种异常的结晶过程(图版Ⅶ-4)。这种现象是岩浆混合的主要证据(Hibbard，1981，1991;莫宣学，2001)。

最能说明问题的是，岩体中的环斑长石的斜长石呈多个环带出现，最多时可达3～4环，显然用交代作用是无法解释的，最佳的解释是岩浆混合作用可能是脉动的，当基性岩浆加入便出现白色斜长石边，待斜长石消耗完之后，便出现钾长石，当基性岩浆又一次深入时，就会出现另一个斜长石环。显然，上述不平衡的矿物组合和结构不会是正常岩浆结晶的产物，而应当是基性岩浆加入到已经开始结晶的酸性岩浆中导致的，是岩浆混合作用造成的典型的岩浆混合结构。

(3)快速冷却的矿物形态。磷灰石是包体和寄主岩石的主要副矿物。在寄主岩石中，磷灰石为柱状或长柱状，是岩浆在较正常冷却条件下结晶的产物。在包体中，磷灰石发育为针状，长宽比一般大于15(图版Ⅶ-3)，是岩浆快速冷却的产物(Hibbard，1981，1991;周珣若，1994)。这可能是基性岩浆注入到酸性岩浆房中导致基性岩浆温度迅速下降的结果。包体中的斜长石环带常发育不好，呈钉盖状，这也反映了基性岩浆在温度、压力条件快速变化条件下的结晶特点(Hibbard，1981，1991)。这些现象被认为是基性和酸性岩浆混合的典型标志之一(莫宣学，2001;周珣若，1994)。

以上的岩相学现象在很多已确认为混合成因的花岗岩中是常见现象(Silva等，2002;Llburg，1996;Feeley et al.，2002;Salonaari，1995;王涛，2000;莫宣学等，2002)。因此秦岭环斑花岗岩中这些岩相学现象的出现表明，这些花岗岩在形成过程中曾发生过明显的岩浆混合作用，而且是造山带花岗岩的一个基本特征之一(卢欣祥，2001)。

2.岩浆混合的矿物成分证据

如前所述，秦岭环斑花岗岩的寄主岩石和包体不仅在矿物组成、种类和特征上相似，而且在矿物成分上也有相同之处。角闪石和黑云母是这些岩体中寄主岩石和包体中的主要暗色矿物，它们在化学成分上的特征和一般混合花岗岩所表现出的特征一致。

(1)角闪石。包体和寄主岩石中的角闪石均为普通角闪石，而且都是岩浆成因的，说明这些岩石也是岩浆成因的。包体和寄主岩石中的角闪石在SiO2与Al2O3、TiO2、K2O的相关图中(图4-48)，显示了一定的正相关性。在SiO2和FeOt、CaO和Na2O的相关图中(图4-49)，包体和寄主岩石中的角闪石在成分上基本一致，同时，寄主岩石中角闪石的Fe/(Fe+Mg)为0.32～0.4，包体中为0.33～0.4，也相似。这些特征与一般混合花岗岩中所具有的特征(Feeley等，2002;Salonaari，1995;莫宣学等，2002)一致。

图4-48 角闪石SiO2与Al2O3、TiO2、K2O、MgO相关图

在多数岩体中，寄主岩石中角闪石的SiO2含量与包体中的角闪石相近或略高，如在秦岭梁和老君山岩体中寄主岩石中角闪石SiO2的含量为49.9%～48.98%，包体中为49.16%～47.45%。这表明这些岩体中包体和寄主岩石的成分交换较彻底，二者趋于平衡，即岩浆的混合程度可能较高。这种现象在一般混合花岗岩中也常见(Salonaari，1995;莫宣学，2002)。在一些岩体如沙河湾岩体中寄主岩石中角闪石的SiO2含量(48.21%～47.87%)比包体中(52.02%～47.35%)明显高。这可能与该岩体中的包体较基性和岩浆混合程度较弱有关。

(2)黑云母

包体和寄主岩石中的黑云母均为镁质黑云母。在不同岩体的寄主岩石中，黑云母的SiO2含量较包体中稍高一些，但在秦岭梁和老君山岩体中，寄主岩石中黑云母的SiO2含量为37.15%～38.66%，包体中为37.44%～37.61%，差别很小。在SiO2和Al2O3、TiO2、K2O、MgO、FeOt等相关图中，不同岩体寄主岩石中的黑云母和包体中的黑云母在成分上非常相似(图4-50)。寄主岩石中黑云母Fe/(Fe+Mg)为0.43～0.44，包体中为0.41～0.44，差别很小。这也暗示了它们在成因上有关。在其他混合花岗岩中也有类似的特征(Feeley et al.，2002;Salonaari，1995;莫宣学等，2002)。

上述所有岩相学特征一致显示了秦岭环斑花岗岩的形成是通过基性岩浆和酸性岩浆混合作用形成的。

图4-49 角闪石SiO2与FeOt、CaO、Na2O相关图

3.岩浆混合的地球化学证据

(1)主量和微量元素

如前所述，在SiO2与主要氧化物相关图中，寄主岩石和包体显示出了良好的线性关系，而且寄主岩石的氧化物变化范围较小，在图中相对集中在相关曲线的一端，包体的成分变化较大，相对集中在曲线的另一端。在SiO2与K2O、Na2O和Al2O3的相关图中，寄主岩石和包体虽然没有显示出相关性，但它们的K2O、Na2O和Al2O3含量几乎一致，可能显示了这些活动性元素在寄主岩石和包体之间发生了明显的交换而趋于平衡。这是岩浆混合花岗岩的地球化学证据之一(Salonsaari ＆ Haapala，1994;Salonsaari，1995;Feeley等，2002;莫宣学等，2002)。这种特征与其他混合成因的花岗岩相类似。例如在芬兰混合成因的Jaala-Iitti环斑花岗岩体中，除了Na2O和Al2O3之外，寄主岩石和包体的氧化物与SiO2和MgO均显示出了良好的线性关系，而且寄主岩石的氧化物变化范围较小，在这些相关图中相对集中在相关曲线的一端，包体的成分较大，相对集中在相关曲线的另一端(Salonsaari，1995)。

在SiO2与一些主要微量元素的相关图中，寄主岩石和包体明显分布于不同的区域内，寄主岩石的SiO2和微量元素的含量变化较小，而包体则变化较大(图4-38)。这与主要氧化物的特征相似，也与其他混合花岗岩一样。另外，包体和寄主岩石的FeOt和一些微量元素之间也具有一定的相关性，而与Sr和Ba等元素之间没有相关性。这一特征在其他地区混合花岗岩中也类似。如葡萄牙中部Nelas地区混合花岗岩的V与FeOt具有一定的相关性，而Sr和Ba等元素之间没有相关性，包体和寄主岩石分别相对集中(Silva等，2000)。

图4-50 黑云母SiO2与Al2O3、TiO2、K2O、Na2O、MgO、FeOt相关图

由此可见，秦岭环斑花岗岩在地球化学上与其他混合花岗岩的特征也是一致的。

(2)Sr、Nd同位素

目前，秦岭-昆仑造山带环斑花岗岩获及的Sr、Nd同位素等基性较少，从已有的资料分析，秦岭环斑花岗岩具有较高的εNd(t)值(－0.5～－5.5)和较低的(87Sr/86Sr)i(ISr)值(0.70513～0.70631)，显示了一定程度的壳幔混合花岗岩同位素特点(Elburg，1996;Feeley等，2002;吴利仁和徐贵忠，1998)。另外，包体的εNd(t)值略微高于寄主岩石，而(87Sr/86Sr)i值与包体的(87Sr/86Sr)i值相似，这可能是岩浆混合造成同位素均一化的结果，也暗示有一定的岩浆混合作用的存在。还有，秦岭梁和老君山岩体是宝鸡大岩基的组成部分之一，在这种大岩基中，Rb-Sr同位素组成很不均一，如(87Sr/86Sr)i变化于0.70512～0.70659，这可能是岩基中不同部位或侵入体壳幔混合的比例是不同的。所有这些都显示了一定程度的混合花岗岩的同位素特点。

4.基性岩与环斑花岗岩时代一致

据测定，沙河湾花岗岩体中煌斑岩脉的时代为220Ma(Ar/Ar，王晓霞，2005)，与主岩的时代212Ma(U-Pb，张宗清，1999)，应该说是一致的。而老君山岩体的灰石闪长岩的时代为213.6Ma(锆石SHRIMP)，环斑花岗岩时代为214.1±3Ma，两者十分一致，表明是同一个构造岩浆旋回、同一个时代形成的。

沙河湾岩体

秦岭-昆仑的环斑花岗岩出露在东西长逾2000km的地区，沿包括秦岭造山带的中央造山带南北两侧两条板块缝合带分布(图4-3)，与板块缝合带形影不离，多数出露在缝合带的上盘，有的则出露在缝合带上(如沙河湾岩体)(卢欣祥等，1996，1998，2001)

秦岭造山带中生代环斑花岗岩发育于北秦岭，沿商丹主缝合带分布，东起商州沙河湾，西至陕西太白朱厂沟脑。从东到西带内主要岩体有:沙河湾、老君山、秦岭梁和朱厂沟等岩体，在该岩带的西部还有同时代的碱性花岗岩(图4-3)。分布在260年的狭长地区(卢欣祥等，1996，1998，1999)，其中沙河湾岩体发现较早，研究也较多(严阵，1989;王亚力，1980;卢欣祥，1996)，老君山、秦岭梁、朱厂沟脑发现较晚(卢欣祥，1998，1999)，但环斑结构发育最好的为老君山和秦岭梁岩体(卢欣祥，1996，2000，2002)，青海地区的昆仑和柴北缘地区的岩体，系1998～2000年陆续被发现和厘定的。有鹰峰、塔塔楞、哈拉达乌、洪水河口、万宝沟等5个岩体，前2个分布于柴达木北缘造山带中，后3个分布于东昆仑造山带中。不同于秦岭环斑花岗岩全为印支期那样，这里各个主要地质时期都有。

图4-3 昆仑-秦岭造山带环斑花岗岩分布图

沙河湾奥长环斑花岗岩出露于陕西省商州市西南沙河湾一带，商丹断裂带上。岩体呈东西延长椭球形，分别与丹凤群火山岩，秦岭群片麻岩，刘岭群砂板岩和垃圾庙辉长岩接触，并被晚期二长花岗岩侵入。岩体主要由中粗粒斑状-巨斑状黑云角闪二长花岗岩组成，奥长环斑钾长石发育。与普通花岗岩相比，岩石化学成分显示富碱并具有较高Cr、Ni、Co、Ti、V含量（卢欣祥等，1996）。岩体具明显岩相分带。奥长环斑花岗岩的年龄，张宗清等（1999）已报道。

采自沙河湾村的奥长环斑花岗岩样品的Sm-Nd年龄同位素分析结果列于表4-2-40。样品Nd同位素组成相当均一，147Sm/144Nd比值由0.1043～0.1100，143Nd/144Nd比值0.512349～0.512376，不形成等时线。Nd模式年龄tDM1094～1137Ma，平均值1121±13（σ）Ma。

表4-2-40 沙河湾岩体奥长环斑花岗岩Sm-Nd年龄同位素分析结果

全岩样品Rb-Sr年龄同位素分析结果亦也相当均匀（表4-2-41），不形成等时线。由全岩样品Q9346分选矿物样品——长石（Fl）、黑云母（Bio）、磷灰石（Apt）形成很好等时线，等时年龄213.8±4.2（2σ）Ma，ISr=0.70563±20（2σ），MSWD=0.56（表4-2-41，图4-2-32）。

表4-2-41 沙河湾岩体奥长环斑花岗岩Rb-Sr年龄同位素分析结果

图4-2-32 沙河湾岩体奥长环斑花岗岩矿物Rb-Sr等时年龄

环斑花岗岩锆英石U-Pb年龄同位素分析结果列于表4-2-42。锆英石由花岗岩全岩样品Q92591分选。锆英石浅玫瑰色，双锥短柱状，长宽比2.0～2.5：1，透明，极少数半透明。由表4-2-42可以看出，锆英石几乎未发生U、Pb丢失或获得，表面年龄差不多相同，207Pb/206Pb年龄统计t=213.8±1.2Ma。

表4-2-42 沙河湾岩体奥长环斑花岗岩锆英石U-Pb年龄同位素分析结果

花岗岩样品Q9946黑云母40Ar/39Ar坪年龄为213.5±2.0Ma（表4-2-43，图4-2-33）。

表4-2-43 沙河湾岩体奥长环斑花岗岩黑云母40Ar/39Ar阶段升温年龄测定结果

注：F*放射成因40Ar/39Ar比值；样品：Q9346黑云母；J=0.02201。

图4-2-33 沙河湾岩体奥长环斑花岗岩黑云母40Ar/39Ar坪年龄

花岗岩长石Pb同位素组成：206Pb/204Pb=17.45841±21～17.48619±24，207Pb/204Pb15.4123±11～15.4421±10，208Pb/204Pb=37.4391±12～37.4988±9。长石斑晶中Pb同位素组成与基质长石中Pb同位素组成没有大的差别（表4-2-9）。

奥长环斑花岗岩产于稳定非造山环境（Liyakovich，1991；Kovadi et al.，1989；Pavlovskiy，1989；宋彪，1992；卢欣祥等，1996；郁建华，1990）。出露秦岭环斑花岗岩产于造山带，一般认为，它是形成于后碰撞或后造山相对稳定环境造山带型非典型环斑花岗岩（王晓霞等，2001、2002、2003、2005；Wang et al.，2002）。多数研究者认为秦岭环斑花岗岩是秦岭造山带构造机制转换，即由主造山过程转换为陆内造山作用的标志（卢欣祥等，1996；张国伟等，1996 a、2001）。

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