云南六合富碱斑岩和包体岩石的显微岩相学与地幔流体作用示踪研究

楚亚婷, 刘显凡, 赵甫峰, 李春辉, 宋祥峰, 肖继雄



云南六合富碱斑岩和包体岩石的显微岩相学与地幔流体作用示踪研究

楚亚婷1,3, 刘显凡1,2*, 赵甫峰1, 李春辉1, 宋祥峰1, 肖继雄1

(1.成都理工大学 地球科学学院, 四川 成都 610059; 2.中国地质大学 地质过程与矿产资源国家重点实验室, 湖北 武汉 430074; 3.中节能建设工程设计院有限公司, 四川 成都 610052)

云南六合霓辉正长斑岩含有较多镁铁-超镁铁质包体以及特殊的富铁熔浆包体。岩相学研究表明, 伴随交代蚀变, 寄主岩石和各类包体中普遍发育沿粒间和矿物晶体裂隙或解理纹贯入或穿插的呈网状和细脉浸染状分布的黑色不透明物质——富铁微晶玻璃, 其性质与富铁熔浆包体类似; 对该类物质采用电子探针及扫描电镜和能谱分析, 发现它们是一种纳米-微米级的超显微隐晶固体, 其组成以硅酸盐和石英为主, 尤其含有地幔标型矿物碳硅石、自然铁和钛铁矿等; 这些矿物间构成超显微熔离结构交生。研究认为, 这种物质组成和特征是具超临界和熔浆性质的地幔流体作用的现实微观踪迹, 其活动引发的交代蚀变表现为碱性蚀变和硅化并伴随不同程度的金属矿化, 以及寄主岩石和包体中暗色矿物由辉石→角闪石→黑云母→绿泥石的退变序列。稀土和微量元素地球化学研究表明, 霓辉正长斑岩及其包体和富铁熔浆包体具有相似的富集轻稀土元素和Ce负异常以及富集大离子亲石元素和高场强元素的特征。本文综合研究认为, 富铁微晶玻璃和富铁熔浆包体是起源于富集地幔, 但独立于富碱岩浆并被富碱岩浆裹挟的成分不混溶产物。它们是地幔流体作用现实微观踪迹的两种表现形式, 是引发壳幔物质混染并导致寄主岩石和包体中交代蚀变和金属矿化的重要物质源和动力源。

显微岩相学; 富铁微晶玻璃; 富铁熔浆包体; 地幔流体作用示踪; 云南六合

0 引 言

碱性岩浆起源于富集地幔, 其中所携带特殊的深源包体更能反映深部地质作用及其地幔流体交代作用[1–7]。滇西富碱斑岩及其相关多金属矿床沿金沙江-哀牢山深大断裂(缝合)带两侧分布, 出露于由红河-哀牢山大型左旋走滑剪切形成的早第三纪小型拉分盆地中, 分属剑川-石头、北衙-六合、大理-宾川三个富碱斑岩群(图1), 是金沙江-哀牢山富碱侵入岩带的重要组成部分[9]。

本文研究的区域集中在滇西六合地区。前人对该区岩体和其中包体的岩相学和矿物学研究已积累了较丰富的资料, 认为富碱侵入岩的成岩物质来源与地幔源区有关, 寄主岩石和包体均经历不同程度的交代蚀变作用[8–14], 但对其成岩过程和成岩后遭受的流体作用是岩浆流体还是地幔流体, 抑或壳幔混合流体的分析和认识存在差异或争议, 分歧的根源在于对改造过程中流体性质和来源的认识不同。本文拟通过对六合富碱斑岩及其包体的岩相学和地球化学研究, 揭示其中地幔流体存在的现实微观踪迹, 据此进一步探讨地幔流体作用对促进该区多金属成矿的地质意义。

1 六合岩体及其包体的岩相学特征

鹤庆六合富碱斑岩体位于云南省鹤庆县城东南六合乡河东村, 取样点地理坐标: 26°26′57.9″N, 100°19′46.1″E。六合岩体分属北衙-六合富碱斑岩群中1号岩体(图1), 处在丽江-剑川-洱海弧形断裂带东侧的北东向断陷盆地中。该断陷盆地由下三叠统泸沽组(砂页岩夹白云岩、灰岩), 中三叠统北衙组(灰岩、泥灰岩、白云岩、页岩)和上三叠统松桂组(泥岩、粉砂岩夹煤系)地层组成[9]。岩体与松桂组呈侵入接触关系, 多呈小岩株产状, 主要为霓辉正长斑岩。岩体全岩K-Ar法年龄为(33.0±0.8) Ma[11], 锆石SHRIMP U-Pb年龄为(38.0±1.5) Ma[12]。六合富碱斑岩的主要岩石类型为霓辉正长斑岩, 岩石呈浅灰至灰白色, 具斑状结构, 块状构造; 斑晶由钾长石和霓辉石组成, 以钾长石为主, 板条状, 玻璃光泽, 完全解理, 含量30% ~ 40%, 少量斑晶表面有粘土化; 基质含量60% ~ 70%, 由隐晶-微晶结构的碱性长英质组分钾长石(27%)、钠长石(20%)、霓辉石(15%)、普通角闪石(3%)和黑云母(4%)组成。全岩化学成分为, SiO258.04%, TiO20.62%, Al2O316.39%, Fe2O32.59%, FeO 2.01%, MgO 2.20%, CaO 4.50%, Na2O 3.53%, K2O 5.30%, MnO 0.10%。由数据可以看 出, 该岩石明显富碱, 与平均霓辉正长岩数据基本一致[15]。

图1 滇西地区地质略图(据文献[8])

H–喜山期构造层; Y–燕山期构造层; I–印支期构造层; V–海西期构造层; C–加里东期构造层。

H–Himalayan orogeny layer; Y–Yanshan Movement structural layer; I–Indosinian Movement structural layer; V–Hercynian orogeny layer; C–Caledonian orogeny layer.

赋存在六合霓辉正长斑岩中的包体数量繁多, 类型复杂, 分布杂乱, 大小不等, 大者直径可达十余cm, 小者直径仅0.5 cm左右。包体外形呈浑圆状的较多, 少量棱角状-次棱角状, 与寄主岩石接触界线清晰。主要包体类型有: 石榴辉橄岩、石榴透辉岩、石榴黑云辉石岩、蚀变橄榄黑云石榴辉石岩、隐晶-微晶化蚀变辉长岩, 黑云变粒岩、黑云角闪岩、黑云母片岩、黑云长石石英片岩及花岗岩等。其岩石类型基本涵盖了岩浆岩中从超基性镁铁质岩石(如石榴橄榄岩)到酸性长英质岩石(如花岗岩), 以及部分碱质交代硅化变质岩, 未见沉积岩包体。此外, 还见有一些特殊包体, 如富铁熔浆包体、纯石英包(晶)体、含石英方解石包(晶)体和含石英的钠长石伟晶岩包体。已有研究表明, 这些不同深度捕获的包体中, 石榴透辉岩、辉长岩和辉石岩类包体来自地 幔[8,11,16], 而变质岩类包体属于中下地壳包体[2,11,17], 花岗岩可能属于上地壳包体。寄主岩石和包体的显微特征及富铁熔浆包体的手标本照片如图2所示。

显微镜下鉴定发现, 寄主岩石和各类包体中普遍发育沿粒间和矿物晶体裂隙或解理纹贯入或交代穿插的黑色不透明物质, 并引起各类交代蚀变, 其中角闪石化、绿泥石化和硅化作用与黑色不透明物质的贯入紧密相关。例如, 石榴辉橄岩和橄榄黑云石榴辉石岩中, 发育滑石或蛇纹石蚀变部位的石榴子石明显发育隐晶-微晶黑色不透明物质包边, 甚至完全交代石榴子石(图2a); 与此对应的是几乎未见蚀变部位中的石榴子石黑色包边很弱或无, 粒间仅见少量隐晶-微晶黑色不透明物质贯入(图2b)。由此可见, 蚀变作用与隐晶-微晶黑色不透明物质的贯入有关, 蚀变作用越强, 甚至取代原矿物。在辉石岩和透辉石岩包体中伴随黑色不透明物质的贯入交代形成包边或网脉, 透辉石(或辉石)被角闪石化和绿泥石化以及少量钠长石化、碳酸盐化, 被角闪石化的辉石仍可见近正八边形横切面(图2c)。尤其是, 金云石榴透辉岩中伴随原岩透辉石被细粒角闪石交代, 黑色不透明物质沿角闪石解理缝贯入呈网状分布, 而金云母呈交代残晶状并向水黑云母过渡, 同时伴随绿泥石化蚀变, 交代蚀变的同时析出铁金红石晶体(下文数据显示)(图2d); 更为明显的是发育黑色不透明物质反应边的石榴子石内部裂隙被后期交代角闪石所充填(图2e)。此外, 原透辉石(或辉石)发育蛋白石化并伴随微晶黑色不透明物质(金属)矿化, 并可见分散残留状的原透辉石和金云母(图2f), 以及寄主岩石霓辉正长斑岩中伴随微晶黑色不透明物质的贯入, 正长石斑晶被蛋白石玻璃交代(图2g)。变质岩包体表现为: 在变粒岩和片岩包体中, 可见黑云母、石英和长石在韧性剪切作用下发生韧性碎裂出现细粒硅化, 以及角闪石呈交代穿切黑云母、长石和石英的状态产出(图2h), 其中也见伴随韧性剪切出现的隐晶-微晶化或非晶化作用产出的黑色不透明物质呈密集浸染状产出并析出金属矿物(图2i), 此黑色不透明物质在显微镜反射光单偏光下可见由两相物质构成的熔离交生结构(图2j); 该岩体中的纯石英包(晶)体中同样发育黑色不透明物质呈脉状穿插, 其中淅沥出金属矿物(图2k)。该黑色不透明物质主要产出于镁铁-超镁铁质包体, 即地幔包体内; 在变质岩类包体中少量产出, 并在光学显微镜下可见微细金属矿物, 而硅酸盐矿物已明显结晶;这种现象可以认为是黑色不透明物质向结晶态演化的表现; 在花岗岩类包体中尚未发现这类黑色不透明物质。因此, 本文研究的重点为镁铁-超镁铁质包体。

以上研究表明, 黑色不透明物质对寄主岩石和包体的交代蚀变主要表现为硅化(蛋白石化)、钾化(角闪石化、黑云母化等)和绿泥石化及金属矿化, 其蚀变矿物组合总体表现为暗色矿物的退变系列组合,即辉石(单斜辉石为主, 少量斜方辉石)→角闪石→黑云母→水黑云母→斜绿泥石, 这种退变普遍伴随黑色不透明物质的贯入, 并同时导致硅化蚀变。因此, 黑色不透明物质是引发交代蚀变和金属矿化的重要物质源和动力源。

图2 寄主富碱斑岩和包体的显微特征及手标本照片

(a)石榴辉橄岩中石榴子石发育黑色不透明物质包边, 甚至完全交代石榴子石(透射单偏光); (b)石榴辉橄岩中几乎未见蚀变部位中的石榴子石的黑色物质包边很弱或无(透射单偏光); (c)角闪石化黑云辉石岩中被角闪石化的辉石仍可见近正八边形横切面, 同时黑云母向角闪石过渡(透射正交偏光); (d)蚀变金云母透辉岩中原岩透辉石和金云母被细粒角闪石交代后, 沿解理缝再贯入呈网状分布的黑色不透明物质, 并伴有铁金红石晶出(透射单偏光); (e)绿泥石化金云石榴透辉岩中发育黑色不透明物质反应边的石榴子石内部裂隙被后期交代角闪石所充填(透射单偏光); (f)绿泥石化金云石榴透辉岩中透辉石发育蛋白石化并伴随微晶黑色不透明物质(金属)矿化, 并可见分散残留状的原透辉石和金云母(透射单偏光); (g)霓辉正长斑岩中伴随黑色微晶不透明物质的贯入正长石斑晶被蛋白石玻璃交代(透射单偏光); (h)角闪石化黑云长石石英片岩中角闪石交代穿切黑云母、长石和石英(透射单偏光); (i)在黑云变粒岩包体中发生韧性碎裂出现细粒硅化, 逐步形成黑色不透明物质并析出金属矿物(反射单偏光); (j)黑云母片岩中黑色不透明物质呈两相物质构成的熔离交生结构(反射单偏光); (k)后期黑色不透明物质穿切纯石英包晶, 其中析出金属矿物(反射单偏光); (l)霓辉正长斑岩中的富鉄熔浆包体(手标本)。

(a)Garnet lherzolite: Black opaque material (as overcoat of garnet) almost replaces the garnet(transmission single polarizing); (b)Garnet lherzolite: Fresh garnet of little or weak overcoat(transmission single polarizing); (c)Amphibolization biotite pyroxenite: Amphibolization pyroxene of regular octagon cross section, biotite transformed to amphibole(transmission orthogonal polarization); (d)Altered phlogopite: Diopside and phlogopite replcaed by fine amphibole, and then black opaque material injected along cleavage fissure with nigrine crystallized(transmission single polarizing); (e)Chloritization phlogopite canaanite: fissures in garnet with black opaque overcoat filled up with altered amphibole(transmission single polarizing); (f)Chloritization phlogopite: opalization and micro-mineralization of diopside, with proto-diopside and phlogopite dispersed(transmission single polarizing); (g)Acmite orthophyre: orthoclase replaced by opal developed with injection of black opaque material(transmission single polarizing); (h)Amphibolization schist: Biotite, feldspar and quartz replaced by amphibole(transmission single polarizing); (i)biotite granulite: ductile ruptured zone developes fine silication, transforming to black opaque material with metallic mineral crystallized (reflection single polarizing); (j)Biotite schist: black opaque material in two phases forming unmixing texture (reflection single polarizing); (k)Acmite orthophyre: Black microlite Fe-rich silicate xenolith (reflection single polarizing); (l)Quartz enclosing crystal: Quartz transected by black opaque material with metallic mineral crystallized (hand speciman).

在六合霓辉正长斑岩体中, 新近发现了一类特殊包体, 如图2l所示, 呈长椭圆状, 长径约14 cm, 短径约为6 cm, 与寄主岩石接触界线清晰, 无烘烤边和冷凝边, 放大镜下仅见很窄的混染过渡带; 包体呈隐晶-微晶结构, 致密块状构造; 由于颗粒极细, 显微镜透射光下几乎无光性, 而显微镜反射光下无任何反光特征, 这从岩相学特征上证明该包体不是一般所谓的火山玻璃岩石, 而是具有某种特殊成分和性质的隐晶-微晶的过冷凝固体, 其镜下特征与其他包体中伴随蚀变广泛发育呈脉状和网脉浸染状的黑色不透明物质一致; 其全岩化学成分分析(表1)显示主要成分为SiO2、FeO(TFe2O317%)和Al2O3; 由于其中SiO2含量高达57%, 且K2O和Na2O的含量低, 根据化学成分和产出状态判断, 该包体无法对应任何常规产出的岩石; 其硅同位素组成为30Si = –0.8‰, 具有地幔源特征[6,18], 表明该特殊包体的物质组成和起源与地幔有关。根据成分测试结果, 综合定名为富铁熔浆包体。

2 黑色不透明物质及富铁熔浆包体成分分析

本文利用电子探针和扫描电镜, 并配合能谱分析对穿插于深源包体中主要造岩矿物粒间、裂隙和解理缝中的黑色不透明物质和富铁熔浆包体展开成分测定, 其电子探针数据列于表2。图3a为角闪石化石榴辉石岩包体中黑色不透明物质的扫描电镜背散射电子图像, 图3b ~ 3h为富铁熔浆包体的扫描电镜背散射电子图像, 图中测点为能谱分析测点, 其数据列于表3。

(1)图3a ~ 3h反映的图像特征代表了穿插于深源包体的黑色不透明物质和富铁熔浆包体的基本物相特征, 即在显微镜透射光下呈黑色不透明的物质在扫描电镜背散射电子图像中表现为两部分: 亮区为组成原子量较高的微晶矿物, 暗灰色部分为组成原子量较低的微晶矿物。能谱分析表明, 前者为由铁和氧组成的微晶金属矿物(包裹于石英中), 后者为硅酸盐和石英等非金属矿物微晶, 两部分矿物呈熔离关系交生。因此, 这种在岩石中普遍发育的黑色不透明物质是以硅酸盐和石英等非金属矿物的超显微晶为主, 并含有特殊成分金属矿物的富铁超显微隐晶固体, 综合定名为富铁微晶玻璃。

表1 富铁熔浆包体全岩成分(%)

注: 由四川省地质矿产勘查开发局岩矿检测中心分析; 检测用主要仪器: GGX-6E原子吸收仪; 主要分析方法: 原子吸收法、重量法、比色法、容量法; 分析误差≤1%。

表2 深源包体中富铁微晶玻璃及富铁熔浆包体电子探针分析数据(%)

注: 由中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室电子探针室郑曙分析; 仪器型号: JXA-8100; 测试电压: 15 kV; 测试电流: 20 nA; 电子探针束斑直径1 μm±。

表3 深源包体中富铁微晶玻璃及富铁熔浆包体能谱分析数据

注: 由国土资源部成都地质矿产研究所分析测试中心电镜能谱实验室徐金莎分析; 数据测点位置对应图3所示; 扫描电镜型号: 日立S-4800 型(冷场发射电子显微镜); 配套能谱仪型号: 牛津能谱250 型; 能谱射线束斑直径: 4 μm ±。

(2)表2数据显示, 富铁微晶玻璃中的硅酸盐矿物成分是多样的, 其规律为: 沿结晶造岩矿物解理缝分布的网状富铁微晶玻璃中的硅酸盐成分接近所在矿物的成分; 而穿插于结晶造岩矿物粒间和裂隙中的网状富铁微晶玻璃中的硅酸盐成分则与邻近矿物有明显差异。需要指出的是, 表2中测点8和9的分析数据显示, 富铁熔浆包体中的某矿物总量显著超过100%, 且主要成分单一, 仅为SiO2, 其他成分可忽略不计, 这种在定量分析前提下出现总量异常的情况, 表明其物质组成中存在主要组分之间的单质成分互化物。若按单硅物质换算, 得到原子硅的质量分数分别为76.73%和70.37%, 显然该物质不是自然硅, 还存在未测的缺失成分, 但其必以硅成分为主导, 结合深源条件下最常出现的以硅为主的简单互化物, 推测其缺失成分可能为碳。因此, 进一步按SiC成分比例换算, 得到可配原子碳的质量分数分别为30.77%和30.05%, 两者质量分数之和为106.50%和100.42%, 恰好接近100%标准总量。由此推定, 测点8和9所测微晶矿物为碳硅石。

(3)虽然表3中的数据仅具半定量性质, 但对于成分元素简单的矿物, 其成分数据与电子探针定量分析数据基本一致。通过能谱分析测定, 证明电子探针定量成分分析中明显不足100%的数据中并没有重要成分丢失, 只是因测不出H原子而缺失H2O的质量分数。对于表3中微晶自然铁, 从成分数据看, 最接近标准数据的是测点5, 成分中出现的少量Si、Al和O, 不可能与占84.02%的Fe原子构成含铁的硅酸盐矿物, 只能视为射线束斑触及微晶自然铁周围的微晶硅酸盐成分; 从测点6和7成分数据中Si、Al和O有所增加, 甚至出现Mg成分(测点6)的现象看, 其原因在于射线束斑触及周围矿物的影响加大, 这可由对应图3b和图3c看出, 杂质Si、Al和O等的增加(15.95 → 32.75), 伴随所测微晶自然铁粒径由2.5 μm → 0.63 μm减小。由此表明测点5~7所测微晶应为自然铁无疑。

(4)图3a ~ 3h结合表2和表3成分测定显示, 富铁熔浆包体中的亮区由单质铁或铁和氧组成的微晶金属矿物组成, 暗区由硅酸盐、石英和碳硅石等微晶非金属矿物组成。经电子探针、扫描电镜和能谱分析, 测得其物质成分为: 以富铁硅酸盐和石英等非金属矿物为主, 含有地幔标型矿物, 如碳硅石、自然铁、钛铁矿及其他与地幔成分相关的非金属矿物, 如金红石、磷灰石和锆石及目前矿物相未知的呈片状和柱状的富铁硅酸盐矿物的微晶固体, 金属与非金属矿物间呈熔离结构交生。经初步研究认为, 该包体是起源于富集地幔, 但独立于富碱岩浆并被富碱岩浆裹挟的成分不混溶产物, 两者在同步运移过程中, 呈熔浆性质的地幔流体在还原条件或缺氧环境下快速冷凝而形成纳米-微米级的微晶固体。

图3 深源包体中黑色不透明物质及富铁熔浆包体的显微矿物组成特征

图中标注的测点对应表3中数据。

Labeled points are corresponding to the data of Table 3.

(5)利用X射线粉晶衍射分析测定了富铁熔浆包体粉末, 鉴定图谱如图4所示, 岩石中除主要含有石英、斜绿泥石、伊利石和钠长石外, 分析图谱衍射基线强度(密度)高达750～800个计数, 表明岩石中还含有大量不能使X射线产生衍射的超显微-非晶质物质, 由此进一步证实了电子探针和能谱分析的测定结果, 而地幔特征矿物未在X射线衍射中显示, 可能的主要原因有: 一是量少且分散; 二是呈超显微晶体或非晶质体状态。据此基本判定, 该富铁熔浆包体为微晶富铁硅酸盐熔融固体。

3 寄主富碱斑岩和包体微量元素地球化学特征

3.1 稀土元素地球化学特征

六合岩体霓辉正长斑岩和包体的稀土元素组成及相关参数列于表4, 其稀土分布模式见图5, 由表4和图5可看出以下特征。

(1)寄主岩石和包体已不具有正常地幔岩的平坦型稀土分布模式, 表现明显富集轻稀土元素(LREE/HREE=10.34～2.2)(除HL-76和HL-71-4外), 具明显或弱的Ce负异常。前人对地幔捕虏体中的流体-熔体包裹体研究发现, 地幔流体(包括地幔去气和岩浆去气形成的流体)相对富集稀土元素, 尤其是轻稀土[19–22]; 岩石富集轻稀土元素是地幔流体交代作用的表现之一[23–24]。这暗示了地幔流体交代作用使本区寄主及包体的稀土元素产生一定的分馏, 但一定程度上继承了上地幔Ce亏损的特征[25]。寄主富碱斑岩较深源包体更富集轻稀土元素, 但其分布模式大致相同, 表明了各样品成岩和交代过程中受制于同一性质的地幔流体碱交代作用以及流体源区的统一性, 个别样品存在差异可能与岩性、作用强度不同以及流体性质的改变有关。

图4 富铁熔浆包体的X射线粉晶衍射分析图谱

Quartz–石英; Clinochiore-1M1b–具1M1b多型的斜绿泥石; Llite-2M1–具2M1多型的伊利石; Albite–钠长石。

(2)各样品中富集轻稀土程度与Ce和总稀土量大致呈正相关关系, 深源包体尤为明显。特别是隐晶-微晶矿化辉石岩和辉长岩(LH-BT-3-1和LH-BT-5-1), 其轻稀土元素富集程度和稀土元素总量达到所测样品最大值(LREE/HREE=9.54～10.34, ΣREE=319.51～355.25 μg/g), 而Ce负异常趋近于无(Ce=0.95～0.98)。这说明了地幔流体交代作用的强度与轻稀土元素富集的程度紧密相关, 交代作用越强, 轻稀土元素越富集, 并造成稀土元素总量增加, 同时原先所继承上地幔Ce亏损的特征更不明显[16]。

表4 富碱斑岩及其包体的稀土和微量元素组成(μg/g)

注: 1–角闪石化金云石榴透辉岩; 2–角闪石化黑云变粒岩; 3–强烈隐晶-微晶矿化辉长岩; 4–隐晶-微晶矿化辉石岩; 5–富铁熔浆包体; 6–角闪石化黑云辉石岩; 7–硅化黑云角闪片岩; 8–正长斑岩(寄主岩石); 9–霓辉正长斑岩(寄主岩石); 10–纯石英包晶; 11–角闪石化石榴透辉岩中石榴子石。序号为8的样品数据引自文献[2], 其他均为本文数据; 序号为1、2、9的样品由成都理工大学核技术四川省重点实验室采用中子活化技术分析; 序号为3～8、10、11的样品由中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室采用等离子体质谱法(ICP-MS)测定。

图5 寄主富碱斑岩和包体稀土元素分布模式

(a)包体; (b)寄主岩石和纯石英包晶及超镁铁包体中的石榴子石。

(a) Deep xenoliths; (b)Host rock, pure quartz peritectic and garnet of ultramafic xenoliths.

(3) 除硅化黑云角闪片岩包体外(Eu=1.35), 其他样品主要显示明显Eu负异常(Eu=0.49～0.84), 少数过渡到无Eu或极弱Eu正异常(Eu=1.04～1.05)。一般认为, 产生Eu异常的原因可能有两种: 一是参与成岩成矿作用的流体继承了相对富集或亏损Eu的特征, 二是在成岩成矿后又受到其他流体的改造导致Eu与相邻稀土元素的分异而形成Eu异常[26–27]; 其中, 区域变质作用中的高温流体或原始高温地幔流体作用有利于形成Eu正异常, 而地幔流体在引发交代蚀变过程中与地壳流体混染则促使Eu正异常向Eu负异常过渡[24], 这说明地幔流体对包体进行碱性交代(角闪石化)的同时, 由于地壳物质和流体不可避免地会有不同程度的混染, 则可能将初始Eu正异常淋滤改造成Eu负异常, 但仍具轻稀土元素富集和一定程度Ce负异常的地幔流体稀土分布模式。

(4) 富铁熔浆包体(LH-01-6)的稀土分布模式与其他样品差异较大, 主要表现为在相对富集轻稀土元素的基础上显著富集中稀土元素, 可能反映了地幔流体不同程度继承正常地幔岩平坦的稀土分布模式基础上, 在某种特殊条件下自身成岩(形成富铁熔浆包体)的同时发生自交代蚀变而造成稀土元素的再次分馏, 尤其进一步加强了轻重稀土元素之间的分馏, 但总体上保持着轻稀土元素富集和Ce负异常的稀土分布模式(LREE/HREE=2.21,Ce=0.85); 而中稀土元素富集可能与包体富含磷灰石有关, 因为磷的存在会使稀土元素的分配系数增大[28], 同时富铁熔浆包体(LH-01-6)的稀土分布模式与磷灰石的稀土分布模式较为相似, 即中稀土元素富集和Eu负异常,这与能谱测点14数据反映相吻合。

(5) 角闪石化石榴透辉岩包体中石榴子石 (HL-71-4)作为原生矿物, 其稀土分布模式显示出与常规的石榴子石富集重稀土元素的分布模式不同的平坦模式; 同时, 其稀土元素总量(ΣREE=54.6 μg/g)较全岩(HL-72 ΣREE=97.9 μg/g)低。这可能反映形成石榴透辉岩的原始岩浆极度富集轻稀土元素, 虽然石榴子石的重稀土元素分配系数远大于轻稀土元素,但是原始岩浆无法提供充足的重稀土元素, 致使石榴子石中轻重稀土元素含量大致相等, 随着后期富含轻稀土元素的地幔流体的交代作用的影响; 进而造成了这种轻稀土元素弱富集(LREE/HREE=1.46)的平坦型分布模式; 而稀土元素总量较低则暗示岩石经历了不同程度的分离结晶或部分熔融。纯石英包(晶)体稀土元素含量低(ΣREE=1.17 μg/g), 轻稀土富集程度不高(LREE/HREE=6.41), Ce负异常明显(Ce=0.52), 无Eu异常, 其模式特征介于正常与交代地幔岩之间, 较大程度上继承了上地幔平均稀土特征[25], 因而其硅质来源有可能是伴随地幔流体交代作用而释放的上地幔硅。研究表明, 硅与各稀土元素无任何亲合性, 稀土元素不可能以类质同像混入物形式进入架状结构的石英晶格中[29], 从而导致石英中的稀土元素主要赋存于其中的流体包裹体内[30–31]。因此, 石英的稀土分布模式可以近似反映石英沉淀时成矿流体的稀土分布模式[32]。所以纯石英包(晶)体的稀土分布模式可以反映地幔流体发生去气作用而分离出纯SiO2流体的稀土分布模式[14,16]; 此外, 从纯石英包(晶)体的稀土分布模式与深源包体具有较大的相似性来看, 其硅质来源与深源包体在显微镜下表现出由富铁微晶玻璃贯入而引发碱交代所伴随的硅化作用的硅质来源一致。

3.2 微量元素地球化学特征

所测岩(矿)石的微量元素数据列于表4。根据深部过程元素的不相容性从左至右依次减小的顺序排列, 将大离子亲石元素(LILE: Sr、Cs 、Rb、Ba)、高场强元素(HFSE: Th、Ta、Zr、Hf)和过渡族元素(Yb、Sc、Co、Cr、Ni)与特征稀土元素(Ce、Sm)联合作图, 以原始地幔标准化作出微量元素蛛网图(图6), 由表4和图6可看出以下特征。

图6 寄主富碱斑岩和包体微量元素分布模式

(a)包体; (b)寄主岩石和纯石英包晶及超镁铁包体中的石榴子石。

(a) Deep xenoliths; (b)Host rock, pure quartz peritectic and garnet of ultramafic xenoliths.

(1)除富铁熔浆包体(LH-01-6)外, 其他样品蛛网图具有大致相似的“驼峰”型, 总体表现大离子亲石元素相对富集, 尤以Cs、Rb、Ba显著富集为特征; 过渡族元素则相对亏损, 尤以Co、Cr、Ni亏损强烈; 但总体上寄主富碱斑岩的大离子亲石元素富集程度较包体更高, 这与稀土元素中轻稀土富集程度差异规律一致。这暗示地幔流体来自富集地幔而非原始地幔[16,24,33,34]。

(2)各包体与寄主富碱斑岩不同的是, 其蛛网图在高场强元素部分多呈锯齿状模式, 这可能暗示地幔流体作用所引发的交代蚀变在包体中的强度明显大于寄主岩石和纯石英包晶及深源包体中的石榴子石。

(3)值得注意的是, 富铁熔浆包体(LH-01-6)的蛛网图模式也明显不同于其他样品, 这与稀土分布模式规律一致, 表现出高场强和大离子亲石元素中Rb、Zr、Hf严重亏损, 同时也与其他深源包体形成鲜明对比。这可能是含水地幔楔进入富集地幔伴随低程度部分熔融过程中产生的残留相矿物难溶性决定的[35–36]。与此刚好相反的是, 纯石英包晶的Rb、Zr、Hf却表现出明显富集, 这同时表明了源于同一源区的地幔流体发生去气作用而分离出不同性质成分的熔体或流体[14], 而Rb、Zr、Hf更易进入SiO2流体中, 进而造成富铁熔浆包体Rb、Zr、Hf负异常。

4 富铁微晶玻璃和富铁熔浆包体性质讨论

4.1 晶质、隐晶质、超显微晶质或非晶质固体？

众所周知, 显微镜透射光下呈黑色不透明的物质可能有四种情况: 黑色玻璃、碳质、金属矿物或晶质矿物晶体粒径小于0.01 mm (10 μm)。经扫描电镜观察并配合电子探针和能谱测定, 其背散射电子图像(图3a ~ 3h)显示, 化学成分上以高SiO2、Al2O3和FeO为特征, 矿物组成上以硅酸盐矿物为主, 部分石英及特征地幔标型矿物(如自然铁和碳硅石等), 这些微晶金属与非金属矿物间呈熔离交生关系; 其粒径普遍小于10 μm, 一般在5 μm左右, 可见晶体形态。结合图4判定, 本次研究的黑色不透明物质在显微镜透射光下呈隐晶质, 在电子显微镜下呈超显微晶质或非晶质固体, 可排除其为纯黑色玻璃或碳质固体的性质。

4.2 熔浆流体或热液流体？

前已述及, 呈脉状、网脉状或星点浸染状、团状分布于寄主岩石和各类包体中的富铁微晶玻璃, 其产状特征本身即表明是一种成岩后的流体作用结果。然而这种流体作用显然不同于一般认为的热液流体作用。

(1)从成分上看, 以硅酸盐矿物为主, 部分石英及特征地幔矿物, 不是一般所谓的热卤水作用所具有的矿物组成特征。

(2)热液流体作用于晶质矿物, 表现为在原矿物基础上通过固-固转化的方式直接交代生成新的晶质矿物, 不出现隐晶或超显微晶或非晶质固相, 且这类物相一般出现在熔浆流体快速冷凝条件下。

(3)图3a ~ 3h中显示金属矿物与硅酸盐矿物间呈熔离交生关系, 这种现象类似于Bea.[37]研究认为的碱性熔浆在冷却过程中发生的成分不混溶熔离现象。

据此推断, 六合岩体中的富铁微晶玻璃应为熔浆流体在交代寄主岩石和包体的过程中由于环境温压条件发生变化, 可能导致流体突然失去挥发分, 致使流体固相线温度相应突然升高, 造成该熔浆流体因来不及结晶而形成的一种隐晶-超显微晶质-非晶质固体。Coltorti.[38]认为这种玻璃质是一种交代媒介, 为钠碱性硅酸盐熔浆。在解理缝和矿物裂隙中的富铁微晶玻璃成分多与所在矿物近似, 这表明该熔浆流体对先成矿物具有一定程度的熔融交代性质。

4.3 岩浆流体或地幔流体？

一般所说的岩浆流体应是岩浆和岩浆期后热液的总称。岩浆具有自身结晶成岩的功能, 岩浆期后热液则是来自岩浆结晶成岩过程中分离出来的热液流体。而本文所定义的熔浆流体既不具有自身结晶成岩的功能, 也不具备热液流体引发固-固交代转化的性质, 而比较接近或符合地幔流体的基本特性。

目前对地幔流体的认识主要有: (1)杜乐天[39]认为地幔流体就是产生于地幔的氢、卤素、碱、碳、氧、氮、硫间的化合物热流体, 其中不包括硅酸盐; (2)Shmulovich.[40]定义的地幔流体富含地球内部原始成分, 同时包含地壳再循环物质的超临界挥发分系统; (3)曹荣龙等[41]认为地幔流体是由富含地球内部原始的气体元素(如3He和36Ar 等)和挥发分(如地幔CO2、陨石S和深源H2O等)组成的气体、溶液和挥发分饱和的富碱(K、Na和Li等)硅酸盐熔体; (4)孙丰月等[42]和刘丛强等[43]认为幔源C-H-O流体是一种高温高密度的超临界流体, 其中的挥发分主要是H2O 和CO2, 含有Cl、F、S、P及惰性气体等组分, 可溶解大量的常量及微量元素; (5)Schrauder.[44]通过实验研究表明, 地幔流体介质具有多样性, 既可以是熔体(如碳酸岩熔浆), 也可以是富水的流体。地幔流体交代作用往往与地幔岩浆作用有着密切的关系, 富碱岩浆(霓辉正长斑岩)即被认为源自被地幔流体交代富集的地幔源 区[45–46], 而地幔流体也可进一步伴随富碱岩浆上侵运移捕虏包体并在结晶成岩过程中交代浸染寄主岩石和包体。

表2和表3显示, 在富铁微晶玻璃和富铁熔浆包体中测得碳硅石、自然铁和钛铁矿, 这被认为是典型的地幔标型矿物。另外还测得副矿物金红石、锆石和磷灰石等, 其微细晶形清晰可见, 这两种副矿物也被认为与地幔元素Ti、Zr、P紧密相关。由此可以初步断定, 呈脉状和网脉浸染状穿插于寄主岩石和包体中的富铁微晶玻璃和富铁熔浆包体是伴随富碱岩浆同步运移具熔浆和超临界性质的地幔流体, 在与富碱岩浆互不混溶的条件下, 随着自身挥发分逸失和富碱岩浆结晶成岩而对寄主岩石和包体产生不同程度的浸染和交代的同时, 自身快速冷凝固结而形成隐晶-超显微晶-非晶质固体。当地幔流体呈脉状和网脉浸染状分散于富碱岩浆并伴随富碱岩浆的结晶成岩进行交代蚀变的过程中发生过冷凝固结而形成遗留于寄主岩石和包体中的富铁微晶玻璃; 当这种富铁微晶玻璃物质在富碱岩浆中局部集中时, 则伴随富碱岩浆的结晶成岩过程而发生过冷凝固结并以独立包体产出, 即形成富铁熔浆包体。因此, 富铁微晶玻璃和富铁熔浆包体是地幔流体作用现实微观踪迹的两种表现形式, 其与富碱岩浆同源于富集地幔, 但又是独立于富碱岩浆并被富碱岩浆裹挟的成分不混溶产物; 该流体物质伴随富碱岩浆的结晶成岩而对岩石和矿物的交代蚀变过程中, 自身发生过冷凝固结而形成超微晶-非晶质固体, 也是一种引发深部地质过程、壳幔混染和成矿作用的重要物质源和动力源。

碱性蚀变、富含挥发分以及硅化是地幔流体交代作用的重要特征[13,43,47], 而碱性交代岩的出现则是地幔流体向地壳热液流体转化的标志[48]。本文深源包体中大量出现的角闪石化以及与金云母蚀变矿物组合(图2d)和硅化正是地幔流体的显交代作用的表现[45,49–51], 同时也是向地壳热液流体转化的重要标志[48]; 角闪石化和硅化等交代蚀变与富铁微晶玻璃和富铁熔浆包体共生的现象, 则显示了地幔流体作用在引发壳幔混染过程中, 地幔流体在向地壳热液转化时所保留的熔浆性质痕迹[37]。在这一作用过程中导致岩石普遍发育碱交代和硅化蚀变作用, 同时引发暗色矿物的退变质系列组合, 甚至引起岩石部分熔融。为了确定地幔流体交代作用活动时间, 本课题组同时测定了角闪石化金云石榴透辉岩包体中的角闪石Ar-Ar法坪年龄为(102.87±1.19) Ma。该年龄值记录了地幔流体交代矿物的结晶年龄。根据幔源捕虏体中顽透辉石退变为绿色角闪石, 而绿色角闪石仍保留顽透辉石的席列构造现象, 表明该包体岩的成岩年龄至少大于(102.87±1.19) Ma, 即为白垩纪以前形成。而寄主岩石同样普遍发育辉石的角闪石化。由此推论, 地幔流体交代作用过程可能在白垩纪前后延续一个相当长的时期。

5 结论与认识

对六合富碱斑岩及其包体的岩相学研究, 结合两者及富铁熔浆包体的稀土元素和微量元素地球化学分析研究表明, 岩石中呈脉状和网脉浸染状穿插于矿物粒间、矿物晶体裂隙或解理纹的富铁微晶玻璃, 以及呈独立包体产出的富铁熔浆包体, 它们的物质组成以富铁硅酸盐和石英等非金属矿物为主, 含有地幔标型矿物, 如碳硅石、自然铁和钛铁矿等, 矿物粒径呈超显微晶, 发育熔离结构交生; 富碱斑岩和深源包体及其富铁熔浆包体具有相似的富集轻稀土元素和Ce负异常以及富集大离子亲石元素和高场强元素的特征; 结合富铁熔浆包体的X射线粉晶衍射分析, 可以得出以下结论。

(1)六合富碱斑岩及其深源包体中广泛发育的富铁微晶玻璃与富铁熔浆包体的物质组成以富铁硅酸盐和石英等非金属矿物为主, 含有地幔标型矿物, 粒径呈超显微晶, 发育熔离结构。它们是与富碱岩浆同源于富集地幔, 但又是独立于富碱岩浆并被富碱岩浆裹挟的成分不混溶产物; 其在还原条件或缺氧环境下携带的不混溶地幔流体物质, 在与富碱岩浆的同步运移过程中, 伴随富碱岩浆的结晶成岩而对寄主岩石和包体产生不同程度浸染和交代的同时, 自身因环境温压条件的变化突然失去挥发分, 进而致其固相线温度突然升高, 造成因来不及结晶而形成的一种隐晶-超显微晶-非晶质固体。

(2)富铁微晶玻璃对寄主岩石和包体的交代蚀变主要表现为硅化(蛋白石化)、钾化(角闪石化和黑云母化等)和绿泥石化及金属矿化; 交代蚀变导致岩石的矿物组合总体上表现为暗色矿物的退变系列组合, 即辉石(单斜辉石为主, 少量斜方辉石)→角闪石→黑云母→水云母→斜绿泥石; 角闪石和金云母的碱交代矿物组合以及硅化交代蚀变与富铁微晶玻璃和富铁熔浆包体共生的现象, 则显示了地幔流体作用在引发壳幔混染过程中, 地幔流体在向地壳热液转化时所保留的熔浆性质痕迹。

(3)富铁微晶玻璃和富铁熔浆包体是地幔流体作用现实微观踪迹的两种表现形式, 是引发壳幔混染, 导致寄主岩石和包体中交代蚀变和金属矿化的重要物质源和动力源。

更为重要的是, 该地幔流体作用的微观踪迹不仅在滇西地区的玉龙县小桥头岩体[47]和剑川县金河岩体[6]已有发现和论证, 而且在该区重要的金顶超大型铅锌矿床和老王寨大型金矿床的矿化围岩和矿石中也发现其活动踪迹并已有初步研究(分别另文发表)。由此可见, 本文所研究的富铁微晶玻璃和富铁熔浆包体所反映的地幔流体活动, 受控于该区新生代的金沙江-哀牢山深大断裂, 流体的物质组成和性质演化伴随其与富碱岩浆的相互作用、不混溶分离及其在参与成岩成矿过程中引发交代蚀变和壳幔混染的程度。该地幔流体显示踪迹以超显微隐晶-非晶固体形式存在, 结合其物质(矿物)组成特征, 可根本区别于热卤水而具有熔浆性质的过冷凝特性, 但又不具有岩浆结晶成岩的功能而根本区别于岩浆。这种具有超临界和熔浆性质的地幔流体作用并由此形成的壳幔混合流体是引发成岩成矿交代蚀变和成矿物质发生超常富集最重要的物质源和动力源。因此, 开展对地幔流体作用微观踪迹的研究, 对于分析和论证滇西地区多金属成矿的深部地质作用规律, 指导该区扩大找矿, 尤其寻找深部盲矿具有重要的理论和现实意义。

本文研究得到国家自然科学基金项目(批准号: 40773031)、中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室开放课题基金项目(GPMR200705)和成都理工大学矿物学岩石学矿床学国家重点(培育)学科建设项目(编号: SZD0407)联合资助; 研究工作中得到中国地质大学(武汉)电子探针实验室郑署高级工程师和成都地质矿产研究所电镜能谱实验室徐金莎高级工程师的热情帮助和指导; 在此向以上资助和相关人员表示衷心感谢！

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Micro-petrography and traces of mantle fluid activities for alkalic-rich porphyry and deep xenoliths in Liuhe, Yunnan

CHU Ya-ting1,3, LIU Xian-fan1,2*, ZHAO Fu-feng1, LI Chun-hui1, Song Xiang-feng1and XIAO Ji-xiong1

1. Institute of Earth Science, Chengdu University of Technology, Chengdu 610059, China; 2. State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources, China University of Geosciences, Wuhan 430074, China; 3. CECEP Construction Engineering Design Institute Limited Company, Chengdu 610052, China

There are abundant mantle xenoliths and one special Fe-rich melt xenolith in aegirine syenite porphyry, Liuhe, Yunnan province. Petrographic research shows that black opaque material is Fe-rich glass, which are reticulately distributed along intergranular cracks of minerals, crystal fissures and cleavage in association with metasomatic alteration in mafic-ultramafic xenoliths and host rocks. The Fe-rich melt xenolith has the similar characteristics. Intergrated analyses using electron microprobe analysis, SEM and energy spectrum Reveal that these materials are submicroscopic cryptocrystal solid of nanometer-micron, which are mainly composed of silicates, quartz and, especially, carborundum, native iron and ilmenite, typical of mantle origins. These minerals show liquation in the back-scattered electron image. It is concluded that the compositions and characteristics of the materials are actual traces of supercritical and molten-lava mantle fluid. The metasomatic alteration caused by mantle fluid expressed in alkaline alteration, silication together with metalliferous mineralization in varous degrees and retrograde reaction in the order of pyroxene→amphibole→biotite→chlorite in dark minerals of host body and xenoliths. The aegirine syenite porphyry, xenoliths and Fe-rich melt xenolith have similar trace element patterns, with enrichments of LREE and HFSE, negtive anomaly of Ce. Fe-rich glass and Fe-rich melt xenolith, which originate from enriched mantle, are the products of immixing components in the alkalic-rich magma, and two kinds of actual microcosmic traces manifestations of mantle fluids, which triggered the crust-mantle interaction via the alteration, metasomatism and mineralization of the host rocks and xenoliths.

Micro-petrography; Fe-rich glass; Fe-rich melt xenolith; traces of mantle fluid activities; Liuhe Yunnan

P58; P59

A

0379-1726(2012)05-0466-16

2011-08-23;

2012-01-12;

2012-03-16

国家自然科学基金(40773031); 教育部博士点基金(20105122110010, 20105122110005); 中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室开放基金(GPMR2007, GPMR0509); 成都理工大学矿物学岩石学矿床学国家重点(培育)学科建设项目(SZD0407)

楚亚婷(1983–), 女, 博士研究生, 矿物学、岩石学、矿床学专业。E-mail: chuyating@163.com

LIU Xian-fan, E-mail: liuxianfan@cdut.cn; Tel: +86-28-84078808