大陆地壳深熔作用中自由水的贡献——以高喜马拉雅淡色花岗岩为例

雷 凯, 王选策, 庞崇进, 夏小平, 李武显

大陆地壳深熔作用中自由水的贡献——以高喜马拉雅淡色花岗岩为例

雷 凯1, 2, 王选策3*, 庞崇进4, 夏小平2, 李武显2

(1. 长安大学 地球科学与资源学院, 陕西 西安 710054; 2. 中国科学院 广州地球化学研究所 同位素地球化学国家重点实验室, 广东 广州 510640; 3. 云南大学 地球科学学院, 云南 昆明 650500; 4. 桂林理工大学 广西隐伏金属矿产勘查重点实验室, 广西 桂林 541004)

高喜马拉雅淡色花岗岩是印度与亚洲板块碰撞过程中, 地壳深熔作用的产物。尽管自由水对高喜马拉雅淡色花岗岩形成的重要性已被多次报导, 但仍存在许多争议。本研究汇编了高喜马拉雅淡色花岗岩的全岩地球化学数据, 证明高喜马拉雅淡色花岗岩可以由脱水熔融形成和水致熔融形成。进一步通过热力学模拟获得锆石结晶, 并与锆石Ti温度计比较, 限定了不同熔融反应中熔体的水含量。模拟结果显示锆石的结晶温度主要受控于初始熔体的水含量, 可以依据初始熔体水含量的高低将高喜马拉雅淡色花岗岩分为两组: 有自由水参与的初始熔体具有高含水量, 约为5%; 贫水条件下的初始熔体水含量不超过1%。因此本研究认为自由水在深熔作用中发挥了不可忽视的作用。自由水的存在促进了大陆地壳的壳内分异作用, 增加了大陆地壳成熟度, 并由此影响了大陆地壳演化。

淡色花岗岩; 自由水; 地球化学; 热力学模拟; 深熔作用; 喜马拉雅造山带

0 引 言

地幔橄榄岩部分熔融是大陆地壳最根本的形成机制, 因此大陆地壳的原始组分应为玄武质成分(Campbell, 1983)。然而地球却发育了包含大量长英质成分的大陆地壳, 因此揭示长英质地壳成因是理解地球演化历史的关键之一。研究表明水对大陆地壳的生长与演化至关重要(Campbell, 1983; Knesel and Davidson, 2002)。自然界中的水以自由水、结构水以及羟基三种形式存在(Zheng and Hermann, 2014)。结构水和羟基主要赋存于含水矿物以及名义上的无水矿物中(Weinberg and Hasalová, 2015), 在贫水条件下, 水的活度较低, 因此不存在独立的含水流体相(Weinberg and Hasalová, 2015)。自由水则不受矿物的约束, 自由水相的出现是体系富水并达到水饱和条件的标志之一(Weinberg and Hasalová, 2015)。大陆地壳的岩石较为致密, 渗透率低(Manning and Ingebritsen, 1999), 因此作为大陆壳内分异的主要过程(Brown, 2013), 深熔作用中是否有自由水的参与仍存在争议(Weinberg and Hasalová, 2015; 曾令森和高利娥, 2017; Gao et al., 2017; 张泽明等, 2018)。

喜马拉雅造山带作为大陆地壳生长演化和流体循环的重要场所(Le Fort et al., 1987; Niu et al., 2013; 龙晓平等, 2019), 是研究上述问题的理想对象。新生代以来, 在印度与亚洲板块的碰撞过程中, 深熔成因的长英质熔体开始不断侵位, 并在高喜马拉雅和特提斯喜马拉雅形成了两条花岗岩带(Yin and Harrison, 2000; 曾令森和高利娥, 2017; Wu et al., 2020)。其中, 中新世以来的淡色花岗岩是喜马拉雅新生代花岗岩的主体(曾令森和高利娥, 2017)。许多学者认为自由水参与了喜马拉雅造山带的深熔作用(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)的概念以区别于脱水熔融(Weinberg and Hasalová, 2015)。同时, 一系列的地球化学指标被用来识别不同成因的淡色花岗岩(Inger and Harris, 1993; Weinberg and Hasalová, 2015; Gao et al., 2017), 但这些研究仅局限于少数几个岩体(Prince et al., 2001; Aikman et al., 2012a; Weinberg and Hasalová, 2015; Gao et al., 2017)。

高喜马拉雅由变泥质岩和变基性岩组成, 其变质相从高角闪岩相到低麻粒岩相变化(Kohn, 2014)。高喜马拉雅淡色花岗岩多被认为是高喜马拉雅变泥质岩部分熔融的产物(Hopkinson et al., 2017)。而且相对于特提斯喜马拉雅, 水致熔融成因的淡色花岗岩多集中在高喜马拉雅(Prince et al., 2001; Aikman et al., 2012a; Weinberg, 2016; Gao et al., 2017)。本研究汇编了多个高喜马拉雅淡色花岗岩体的地球化学数据(表1), 从而限定深熔作用中自由水的贡献。综合分析表明, 水致熔融成因的淡色花岗岩在整个高喜马拉雅广泛分布。热力学模拟计算初步限定了水致熔融和脱水熔融形成的初始熔体的水含量。本研究提出的新方法可以较好地判别深熔作用中自由水的贡献。

1 地质背景及数据库

喜马拉雅造山带主要由3个岩系组成, 自北向南依次为特提斯喜马拉雅(Tethyan Himalayan Sequence, THS)、高喜马拉雅(High Himalayan Sequence, HHS)以及低喜马拉雅(Lesser Himalayan Sequence, LHS) (图1)。主中央逆冲断裂(Main Central Thrust, MCT)是低喜马拉雅与高喜马拉雅的界限, 而藏南拆离系(South Tibet Detachment, STD)则分隔了高喜马拉雅与特提斯喜马拉雅(图1)。花岗岩的全岩地球化学特征以及矿物成分均可以作为识别不同成因淡色花岗岩的指标(Weinberg and Hasalová, 2015)。其中, 花岗岩全岩地球化学成分由于矿物的熔融(或溶解)行为不同而存在差异, 这些差异被作为重要指标广泛应用于识别不同成因的高喜马拉雅淡色花岗岩(Inger and Harris, 1993; Weinberg and Hasalová, 2015; Gao et al., 2017)。因此本研究自西向东依次收集了高喜马拉雅藏斯卡(Zanskar)(Ayres and Harris, 1997)、嘉华(Garhwal)(Prince et al., 2001)、玛纳斯鲁(Manaslu) (Guillot and Le Fort, 1995)、基隆(Gyirong)( Guo and Wilson, 2012; Gao et al., 2017)、聂拉木(Nyalam)(Guo and Wilson, 2012; Yang et al., 2019)、定结(Dinggye) (Guo and Wilson, 2012)、告乌(Gaowu)(Guo and Wilson, 2012)、错那(Tsona)(Aikman et al., 2012a)以及阿鲁纳恰尔(Arunachal)(Aikman et al., 2012a)的淡色花岗岩全岩地球化学数据(表1)来对高喜马拉雅淡色花岗岩的成因进行研究。

表1 高喜马拉雅淡色花岗岩的主元素(%)和微量元素(μg/g)组成

续表1:

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注: N.D. 低于检测限。藏斯卡数据来自Ayres and Harris, 1997; 嘉华数据来自Prince et al., 2001; 玛纳斯鲁数据来自Guillot and Le Fort, 1995; 基隆数据来自Gao et al., 2017; 聂拉木数据来自Guo and Wilson, 2012; 定结数据来自Guo and Wilson, 2012。

STD. 藏南拆离系; MCT. 主中央断裂; MBT. 主边界断裂; GCT. 大反冲断层。

为了确保淡色花岗岩的成分尽可能代表初始熔体的成分, 本研究利用一些关键的地球化学指标来排除经历了矿物强烈分离结晶和堆晶作用的样品(Gao et al., 2017): (1)Eu/Eu* [Eu/Eu*=EuN/(SmN×GdN)1/2] 从0.4到1.4变化(表1), Rb/Sr从0.4到20变化(表1和图2a), 可以排除斜长石的强烈分离结晶和堆晶(Gao et al., 2017); (2)(Gd/Yb)N>0.9(表1), 可以排除磷灰石和独居石分离结晶的影响(Gao et al., 2017); (3)Nb/Ta>2.0(表1和图2b), 可以排除岩浆期后热液的影响(Gao et al., 2017)。本研究汇编的绝大部分淡色花岗岩符合这些特征, 因此这些淡色花岗岩是地壳深熔作用的产物。

2 讨 论

2.1 地球化学特征

依据不同熔融反应的全岩地球化学识别指标(Inger and Harris, 1993; Weinberg and Hasalová, 2015; Gao et al., 2017), 高喜马拉雅淡色花岗岩可以分为两组, 即脱水熔融和水致熔融成因的花岗岩(图2)。在不同熔融反应中, 造岩矿物的差异熔融行为会控制熔体的成分。Sr在斜长石和熔体之间的分配系数是Rb的上百倍, 而Rb在白云母和熔体之间的分配系数同样可以达到Sr的上百倍(GERM; https://earthref. org/GERM/)。因此, 斜长石更加富集Sr, 而白云母则更加富集Rb(Inger and Harris, 1993)。在自由水的参与下, 斜长石比白云母更容易发生熔融, 因此水致熔融成因的熔体具有高Sr、低Rb/Sr的特征(图2a) (Inger and Harris, 1993; Gao et al., 2017)。脱水熔融则主要涉及白云母的分解, 其熔体具有低Sr、高Rb/Sr值的特征(图2a)(Inger and Harris, 1993; Gao et al., 2017)。此外, 白云母对Nb的分配系数要远大于其对Ta的分配系数(Stepanov and Hermann, 2013; Gao et al., 2017), 因此脱水熔融成因的熔体表现出相对高的Nb/Ta值。图2b显示部分脱水熔融成因的淡色花岗岩Nb/Ta值大于10, 水致熔融成因的淡色花岗岩Nb/Ta值则几乎都小于10, 与白云母更容易在脱水熔融中分解的特征一致。尽管两组淡色花岗岩因斜长石和白云母的不同熔融行为具有可识别的地球化学特征, 但两组样品Rb/Sr值的差异远比Nb/Ta之间的差异明显(图2a、b), 这可能是因为铁钛氧化物的存在影响了Nb/Ta的分馏(Stepanov and Hermann, 2013)。因此, 不同淡色花岗岩样品Rb/Sr之间的差异, 可以作为识别不同成因淡色花岗岩的最有效指标。

除造岩矿物之外, 副矿物在不同熔融反应中的行为同样可以控制熔体的地球化学特征(Gao et al., 2017)。独居石控制着熔体中轻稀土元素的浓度(Montel, 1993)。而且独居石在变泥质岩中也是Th和U的主要赋存矿物之一(Gao et al., 2017), 但其对Th的容纳能力远大于U(Stepanov et al., 2012; Gao et al., 2017)。因此, 水致熔融形成的淡色花岗岩具有高LREE含量和Th/U值, 表明自由水会促进独居石的溶解(图2c) (Gao et al., 2017)。此外, 锆石的溶解会导致熔体中Zr与Hf的分馏(Gao et al., 2017)。如图2d所示, 水致熔融成因的淡色花岗岩具有高Zr含量, 并且随着Zr含量增加, Zr与Hf分馏程度加大。这一特征表明变泥质岩中锆石更倾向于在含水条件下溶解(Gao et al., 2017)。

地球化学特征表明, 高喜马拉雅淡色花岗岩既可以由脱水熔融形成, 又可以在自由水的参与下, 由水致熔融生成。尽管一些学者认为高喜马拉雅淡色花岗岩主要通过脱水熔融形成(张泽明等, 2018), 但在本研究汇编的数据库中, 每个地区都包含这两种成因的淡色花岗岩(表1), 表明至少在研究区范围内自由水广泛参与了地壳的深熔过程。鉴于研究区自西向东横跨了整个高喜马拉雅地区(图1), 因此本研究认为自由水可能对整个高喜马拉雅的深熔作用都具有贡献。

同一地区既存在脱水熔融又存在水致熔融成因的淡色花岗岩体的原因有: (1)该地区岩体为复式岩体; (2)岩浆的源区水含量不一致。首先, 研究区高喜马拉雅淡色花岗岩的形成时间较为集中, 主要是中新世(曾令森和高利娥, 2017), 并不属于复式岩体。其次, 高喜马拉雅淡色花岗岩的初始熔体的源区物质均为高喜马拉雅变泥质岩(Hopkinson et al., 2017), 这证明绝大多数的岩体是同源的, 也不符合复式岩体的特征。因此, 较为合理的解释是不同岩体的源区水含量不一致。大陆地壳虽然存在自由水, 但在同一地区自由水不可能参与每个岩体的部分熔融过程。对大陆地壳岩石来讲, 自由水的储存和运移仍较为困难。因此, 在中新世时期喜马拉雅造山带仍有许多高压岩石在贫水的条件下因减压作用而发生部分熔融(曾令森和高利娥, 2017; 张泽明等, 2018)。脱水熔融与水致熔融的发生并不是对立的, 自由水的参与仅仅会使深熔作用更加容易发生, 而不是完全替代脱水熔融。

数据来自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 热力学模拟

如上文所述, 不同成因的淡色花岗岩地球化学特征显示其熔融源区具有不同的水含量, 因此不同熔融反应生成的初始熔体水含量应具有较大差别(Manning and Ingebritsen, 1999)。脱水熔融中, 初始熔体的水含量受控于温压条件及含水矿物分解的量(Clemens and Watkins, 2001; Weinberg and Hasalová, 2015)。而水致熔融中, 初始熔体的水含量介于维持熔体所需的最小水含量和熔体所能容纳的最大水含量(即达到水饱和条件)之间(Weinberg and Hasalová, 2015)。对于初始熔体水含量的定量是非常困难的, 因为长英质熔体的冷却和侵位过程中难免会发生自由水的迁移或丢失(Bartoli et al., 2014)。尽管熔体成分与流体包裹体的综合研究可以作为限定熔体水含量的手段之一, 但它们在长英质熔体中难以被发现(Anderson et al., 2008; Zhao et al., 2017)。

锆石有可能记录了岩浆结晶过程的各种信息, 可作为研究初始熔体水含量的矿物之一。Rhyolite- MELTS是一款专门针对长英质岩浆结晶过程的热力学模拟软件(Gualda et al., 2012; Ghiorso and Gualda, 2015), 通过设定初始岩浆成分及水含量, 可以得到不同温压下熔体的成分、矿物的成分以及结晶比例。最为关键的是在Rhyolite-MELTS模拟结果的基础上, 通过一系列计算可以得到不同初始水含量下的锆石结晶谱系(Samperton et al., 2017)。此外, 全岩锆饱和温度(Watson and Harrison, 1983)或者锆石Ti温度可以约束(Ferry and Watson, 2007)锆石的结晶谱系。因此将热力学模拟的锆石结晶谱系与实测的天然样品的锆石结晶谱系相比, 可以限定初始熔体的水含量(Samperton et al., 2017)。当两者的结晶峰值最吻合时, 模拟所获得的水含量即最接近初始熔体的水含量(Samperton et al., 2017)。

2.2.1 自然样品的锆石结晶

全岩锆饱和温度和锆石Ti温度都被广泛用来限制锆石结晶时的岩浆温度, 但二者又有所不同。锆饱和温度是在锆石溶解度模型的基础上, 依据Zr对温度非常敏感这一特性所建立的(Watson and Harrison, 1983)。全岩锆饱和温度通常用来估计岩浆的熔融温度, 理论上该温度会大于锆石结晶的温度, 但锆石通常在岩浆分异的早期即结晶, 因此全岩锆饱和温度可以近似认为是锆石结晶时的温度(Watson and Harrison, 1983)。在计算时将全岩的Zr含量近似认为是锆石结晶时熔体的Zr含量, 但全岩中的Zr可能部分来自继承锆石。因此, 在缺乏详细矿物学研究的基础上, 该温度计对锆石的结晶温度的限定较差(Miller et al., 2003)。通过原位分析锆石Ti含量而得到的锆石Ti温度计则可以解决这一问题(Ferry and Watson, 2007), 在根据分析精度和准确度排除质量不高的数据之后, 通过锆石Ti温度计与锆石年龄的耦合, 既可以准确限定锆石的结晶温度, 又可以剔除不同生长世代的锆石。因此, 锆石Ti温度计对锆石结晶温度的限定要优于全岩锆饱和温度计。然而, 锆石Ti温度计的应用仍需注意锆石是否在封闭体系中形成。岩浆冷却过程中封闭体系下形成的锆石其年龄与结晶温度会具有明显的正相关(Samperton et al., 2017)。然而一些关于高喜马拉雅淡色花岗岩锆石结晶温度的研究则忽视了这一因素。以来自错那的样品2004T264与阿鲁纳恰尔的样品0602008为例(Aikman et al., 2012a), 锆石结晶温度与时间没有明显的正相关关系, 而二者呈离散状(图3a)。虽然这些锆石所记录的结晶温度与年龄都相对集中, 但这并不能代表它们是岩浆冷却过程中封闭体系的产物。因此, 在使用锆石Ti温度计之前必须对锆石结晶环境进行严格判定。

2.2.2 热力学模拟的锆石结晶

尽管Rhyolite-MELTS操作非常简便, 但是通过该软件绘制锆石的结晶谱系需要经过一系列复杂的计算。如前所述, 高喜马拉雅淡色花岗岩成分可以代表初始熔体的成分, 因此可以选择全岩成分作为初始岩浆的成分。长英质岩浆因为具有高粘滞度而导致已结晶的矿物不能直接从岩浆中分离, 因此我们选择平衡结晶模型。当设置好温压条件后, Rhyolite-MELTS会输出不同阶段的矿物结晶比例, 但并没有锆石的相关信息, 模拟完成后必须手动执行相关的操作(Samperton et al., 2017)。

锆石开始结晶须满足以下两个条件: ①熔体的温度大于锆石结晶温度; ②熔体中的Zr浓度大于锆石饱和所需要浓度。熔体温度可以由Rhyolite-MELTS软件直接得到熔体, 以全岩的Zr含量作为起始结晶时的岩浆Zr含量(Samperton et al., 2017)可以由锆石溶解度模型计算出该温度下的锆石饱和所需的Zr浓度(Zr饱和)(Watson and Harrison, 1983, 1984; Boehnke et al., 2013)。每个温度(熔体)下Rhyolite-MELTS软件会输出熔体的体积分数, 和矿物的结晶比例, 结合长英质岩浆中不同矿物对Zr的分配系数(GERM; https://earthref.org/GERM/), 可以计算出熔体中的Zr含量(Zr熔体)。因为Zr在长英质岩石的大多数造岩矿物中是强不相容的, 在锆石结晶之前, 熔体中Zr的浓度会随着岩浆结晶程度的增加而增加。因此, 在某一个阶段Zr熔体将会大于Zr饱和。如果在该阶段, 通过熔体成分计算的锆石饱和温度小于当前熔体温度, 那么锆石就会开始结晶。通过熔体中多余的Zr含量即可以计算锆石的结晶比例。

(a) 样品0602008年龄–锆石Ti温度图(锆石数据来自Aikman et al., 2012b); (b) 样品2004T264年龄–锆石Ti温度图(锆石数据来自Aikman et al., 2012b); (c) 0602008和2004T264热力学模拟的锆石结晶范围以及峰值。

2.2.3 自然样品与热力学模拟的耦合

前文已讨论了如何分别通过自然样品和热力学模拟来展示锆石的结晶。现以高喜马拉雅淡色花岗岩为例, 具体讨论两者的耦合关系。如前所述, 来自错那的样品2004T264与来自阿鲁纳恰尔的样品0602008(Aikman et al., 2012a, 2012b)的锆石Ti温度计不能直接反映岩浆冷却过程中锆石的结晶。图3c展示的是热力学的模拟的这两个样品的锆石结晶温度。图中的锆石结晶温度范围是指在热力学模拟中Zr刚开始达到饱和(熔体的温度大于锆石的结晶温度且熔体中的Zr浓度大于锆石饱和所需要浓度)至Zr饱和条件结束(熔体的温度小于锆石的结晶温度或熔体中的Zr浓度小于锆石饱和所需要浓度)的温度范围。锆石的结晶温度峰值是指在该温度下, 熔体中的Zr浓度与锆石饱和所需的浓度差最大, 即锆石结晶比例最多。结果显示, 锆石的结晶范围与锆石结晶峰值温度与锆石Ti温度计之间存在较大的差异(图3c)。尤其对于样品2004T264, 这种差异更为明显, 其锆石Ti温度计在约550 ℃处记录的结晶峰值完全不能通过模拟重现(图3c)。鉴于其Eu/Eu*值为0.28(表1), 因此该熔体可能经历了大量斜长石的分离结晶(Gao et al., 2017), 这会直接影响模拟的准确度。因此, 通过热力学模拟与自然样品的锆石结晶对比, 可以发现Rhyolite-MELTS软件对于所选样品是否经历了矿物强烈分离结晶以及锆石是否在封闭体系下结晶非常敏感。

尽管以上两个样品的热力学模拟与自然条件下并不对应。但模拟结果显示, 在长英质熔体中, 锆石结晶峰值主要受控于初始熔体水含量, 而与压力的相关性则很弱(图 3c)。例如, 样品0602008在1%、3%以及5%的初始熔体水含量下, 锆石结晶的峰值分别为805 ℃～785 ℃、740 ℃～715 ℃(当水含量为3%, 压力为300 MPa时, 锆石具有715 ℃和665 ℃两个结晶峰值, 但在715 ℃时的锆石结晶比例更高)以及710 ℃～665 ℃, 即随着初始熔体水含量的增加, 锆石的结晶温度逐渐降低(图3c)。此外, 随着初始熔体水含量的增加, 锆石的结晶温度范围越来越窄(图3c), 这代表锆石在岩浆的冷却过程中结晶的速度会越来越快。而在相同初始熔体水含量的不同压力下, 锆石的结晶范围和结晶峰值只有略微的差异(图3c)。样品2004T264也表现出了类似的特征(图3c), 这证明了锆石的结晶行为强烈依赖于熔体初始水含量。

2.2.4 高喜马拉雅淡色花岗岩的初始熔体水含量

综上所述, 利用锆石Ti温度计和Rhyolite- MELTS模拟初始熔体的水含量, 必须满足以下条件: (1)自然样品的锆石非继承锆石, 且在封闭体系下形成; (2)模拟选择的全岩样品没有经历过明显的分离结晶或堆晶作用。在该条件的限制下, 选择来自错那的样品2004T263和阿鲁纳恰尔的样品0602009进行初始熔体水含量的模拟(Aikman et al., 2012a, 2012b)。所选择样品的全岩成分表明其没有经历过明显的分离结晶或堆晶作用(表1)。这两个样品通过锆石Ti温度计记录的锆石结晶温度随着时间的推移而逐渐降低, 反映了锆石结晶与岩浆冷却的一致性(图4a、d)(Samperton et al., 2017)。而且锆石的成分与时间和温度具有明显的相关性, 进一步表明锆石是在岩浆冷却过程中封闭体系的产物(图4b、c、 e、f)(Samperton et al., 2017)。在同一地区, 不同的样品(例如同样来自阿鲁纳恰尔的淡色花岗岩样品0602008和0602009或同样来自错那的淡色花岗岩样品2004T263与2004T264)既可以在封闭的体系下形成又可以在开放体系下形成。这可能代表了岩浆上升侵位过程中所经历的条件不同。锆石作为可以记录岩浆过程信息的矿物, 它的矿物成分与熔体成分直接相关。在岩浆同源的情况下, 岩体之间锆石成分的改变反映在岩浆上升和侵位过程中经历了不同程度的混染。以样品0602008和2004T264为例, 虽然锆石的年龄非常集中, 代表了同时期结晶的锆石, 但锆石之间Ti成分发生了明显的分异, 这说明岩浆在上升侵位的过程中没有保持良好的封闭性, 而受到了一定程度的围岩物质混染, 使得锆石的Th、U等其他成分发生变化。而样品0602009和2004T263则没有遭受或遭受非常有限的混染, 因此其锆石成分与年龄和结晶温度能保持良好的相关性。

图4 高喜马拉雅淡色花岗岩样品0602009和2004T263的锆石年龄‒温度, 锆石Th/U‒温度, 锆石Th/U‒年龄图(锆石数据来自Aikman et al., 2012b)

压力对锆石结晶的影响有限甚至可以忽略, 因此选择500 MPa来代表地壳的平均压力。模拟的结果显示, 当初始水含量为5%时, 来自阿鲁纳恰尔的样品0602009的锆石结晶峰值最接近锆石Ti温度计的峰值(图5a)。来自错那的样品2004T263则记录了一个几乎贫水的环境, 初始水含量为1%时的锆石结晶峰值最适配锆石Ti温度计的峰值(图5b)。

相应地, 样品0602009和样品2004T263分别具有约660 ℃和约730 ℃的锆石结晶峰值。前者较低的锆石结晶温度与其高初始熔体水含量一致。此外, 阿鲁纳恰尔的淡色花岗岩样品的地球化学特征与水致熔融的熔体相一致, 错那的淡色花岗岩样品则与脱水熔融的熔体地球化学特征相符(图2)。因此, 高喜马拉雅淡色花岗岩初始熔体的水含量可以分为两组: 水致熔融中, 初始熔体的水含量约为5%; 而脱水熔融中, 初始熔体是相对贫水的。不同熔融反应中初始熔体水含量的显著差异, 为判断自由水是否参与地壳深熔过程提供了一个新的依据。

图5 高喜马拉雅淡色花岗岩样品0602009和2004T263的锆石结晶谱系图(数据来自Aikman et al., 2012b)

3 结论

(1) 依据地球化学特征和初始熔体的水含量可以将高喜马拉雅淡色花岗岩分为两组, 分别为脱水熔融的产物和水致熔融的产物。

(2) 通过热力学模拟可以限定水致熔融成因的淡色花岗岩, 其初始熔体具有高含水量, 脱水熔融成因的淡色花岗岩初始熔体则是贫水的。利用热力学模拟限定初始熔体水含量是识别不同成因淡色花岗岩的新手段。

致谢:感谢普林斯顿大学的Kyle M Samperton教授对热力学模拟计算锆石结晶的帮助。感谢中国科学院广州地球化学研究所郭锋研究员和黄小龙研究员对本研究的仔细评审, 他们提出的意见使本研究得以完善。

龙晓平, 闫浩瑜, 舒楚天, 吴宾, 王敬宇, 朱喜. 2019. 青藏高原南部碰撞造山过程中的大陆地壳生长作用. 西北大学学报(自然科学版), 49(5): 659–680.

张泽明, 康东艳, 丁慧霞, 田作林, 董昕, 秦圣凯, 穆虹辰, 李梦梅. 2018. 喜马拉雅造山带的部分熔融与淡色花岗岩成因机制. 地球科学, 43(1): 82–98.

曾令森, 高利娥. 2017. 喜马拉雅碰撞造山带新生代地壳深熔作用与淡色花岗岩. 岩石学报, 33(5): 1420–1444.

Aikman A B, Harrison T M, Hermann J. 2012a. The origin of Eo-and Neo-himalayan granitoids, Eastern Tibet., 58: 143–157.

Aikman A B, Harrison T M, Hermann J. 2012b. Age and thermal history of Eo-and Neohimalayan granitoids, eastern Himalaya., 51: 85–97.

Anderson J L, Barth A P, Wooden J L, Mazdab F. 2008. Thermometers and thermobarometers in granitic systems., 69(1): 121– 142.

Ayres M, Harris N. 1997. REE fractionation and Nd-isotope disequilibrium during crustal anatexis: Constraints from Himalayan leucogranites., 139(1–4): 249–269.

Bartoli O, Cesare B, Remusat L, Acosta-Vigil A, Poli S. 2014. The H2O content of granite embryos., 395: 281–290.

Boehnke P, Watson E B, Trail D, Harrison T M, Schmitt A K. 2013. Zircon saturation re-revisited., 351: 324–334.

Brown M. 2013. Granite: From genesis to emplacement., 125(7–8): 1079–1113.

Campbell I H, Taylor S R. 1983. No water, no granites—No oceans, no continents., 10(11): 1061–1064.

Clemens J, Watkins J M. 2001. The fluid regime of high- temperature metamorphism during granitoid magma genesis., 140(5): 600–606.

Ferry J M, Watson E B. 2007. New thermodynamic models and revised calibrations for the Ti-in-zircon and Zr-in-rutile thermometers., 154(4): 429–437.

Gao L E, Zeng L S. 2014. Fluxed melting of metapelite and the formation of Miocene high-CaO two-mica granites in the Malashan gneiss dome, southern Tibet., 130: 136–155.

Gao L E, Zeng L S, Asimow P D. 2017. Contrasting geochemical signatures of fluid-absent versus fluid-fluxed melting of muscovite in metasedimentary sources: The Himalayan leucogranites., 45(1): 39–42.

Ghiorso M S, Gualda G A R. 2015. An H2O-CO2mixed fluid saturation model compatible with rhyolite-MELTS., 169(6): 53.

Gualda G A R, Ghiorso M S, Lemons R V, Carley T L. 2012. Rhyolite-MELTS: A modified calibration of MELTS optimized for silica-rich, fluid-bearing magmatic systems., 53(5): 875–890.

Guillot S, Le Fort P. 1995. Geochemical constraints on the bimodal origin of High Himalayan leucogranites., 35(3–4): 221–234.

Guo Z F, Wilson M. 2012. The Himalayan leucogranites: Constraints on the nature of their crustal source region and geodynamic setting., 22(2): 360–376.

Hopkinson T N, Harris N B W, Warren C J, Spencer C J, Roberts N M W, Horstwood M S A, Parrish R R, EIMF. 2017. The identification and significance of pure sediment-derived granites., 467: 57–63.

Inger S, Harris N. 1993. Geochemical constraints on leucogranite magmatism in the Langtang Valley, Nepal Himalaya., 34(2): 345–368.

Knesel K M, Davidson J P. 2002. Insights into collisional magmatism from isotopic fingerprints of melting reactions., 296(5576): 2206–2208.

Kohn M J. 2014. Himalayan metamorphism and its tectonic implications., 42(1): 381–419.

Le Fort P, Cuney M, Deniel C, France-Lanord C, Sheppard S M F, Upreti B N, Vidal P. 1987. Crustal generation of the Himalayan leucogranites., 134(1–3): 39–57.

Manning C E, Ingebritsen S E. 1999. Permeability of the continental crust: Implications of geothermal data and metamorphic systems., 37(1): 127–150.

Miller C F, McDowell S M, Mapes R W. 2003. Hot and cold granites? Implications of zircon saturation temperatures and preservation of inheritance., 31(6): 529– 532.

Montel J M. 1993. A model for monazite/melt equilibrium and application to the generation of granitic magmas., 110(1–3): 127–146.

Niu Y L, Zhao Z D, Zhu D C, Mo X X. 2013. Continental collision zones are primary sites for net continental crust growth—A testable hypothesis., 127: 96–110.

Prince C, Harris N, Vance D. 2001. Fluid-enhanced melting during prograde metamorphism., 158(2): 233–241.

Samperton K M, Bell E A, Barboni M, Keller C B, Schoene B. 2017. Zircon age-temperature-compositional spectra in plutonic rocks., 45(11): 983–986.

Stepanov A S, Hermann J. 2013. Fractionation of Nb and Ta by biotite and phengite: Implications for the “missing Nb paradox”., 41(3): 303–306.

Stepanov A S, Hermann J, Rubatto D, Rapp R P. 2012. Experimental study of monazite/melt partitioning with implications for the REE, Th and U geochemistry of crustal rocks., 300–301: 200–220.

Watson E B, Harrison T M. 1983. Zircon saturation revisited: Temperature and composition effects in a variety of crustal magma types., 64(2): 295–304.

Watson E B, Harrison T M. 1984. Accessory minerals and the geochemical evolution of crustal magmatic systems: A summary and prospectus of experimental approaches., 35(1–3): 19–30.

Weinberg R F. 2016. Himalayan leucogranites and migmatites: Nature, timing and duration of anatexis., 34(8): 821–843.

Weinberg R F, Hasalová P. 2015. Water-fluxed melting of the continental crust: A review., 212: 158–188.

Wu F Y, Liu X C, Liu Z C, Wang R C, Xie L, Wang J M, Ji W Q, Yang L, Liu C, Khanal G P, He S X. 2020. Highly fractionated Himalayan leucogranites and associated rare-metal mineralization., 352–353: 105319.

Yang L, Liu X C, Wang J M, Wu F Y. 2019. Is Himalayan leucogranite a product by in situ partial melting of the Greater Himalayan Crystalline? A comparative study of leucosome and leucogranite from Nyalam, southern Tibet., 342–343: 542–556.

Yin A, Harrison T M. 2000. Geologic evolution of the Himalayan-Tibetan orogen., 28(1): 211–280.

Zhao K, Xu X S, Erdmann S. 2017. Crystallization conditions of peraluminous charnockites: Constraints from mineral thermometry and thermodynamic modelling., 172(5): 26.

Zheng Y F, Hermann J. 2014. Geochemistry of continental subduction-zone fluids.,, 66(1): 93.

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

云南大学引进人才研究启动项目(20190043)资助。

雷凯(1994–), 男, 硕士研究生, 地球化学专业。E-mail: leik000@126.com

王选策(1976–), 男, 教授, 从事地球化学研究。E-mail: x.wang4@uq.edu.au