湖南金鸡岭花岗岩和伟晶岩中黑云母矿物化学及其对成岩成矿的启示

2023-10-07汪志杰闫峻徐琳玉陶克勤李全忠

地质论评 2023年5期

汪志杰,闫峻,徐琳玉,陶克勤,李全忠

合肥工业大学资源与环境工程学院,合肥,230009

内容提要: 湖南晚侏罗世金鸡岭花岗岩体是南岭地区典型W—Sn成矿岩体之一,内部发育黑云母花岗质伟晶岩团块和文象花岗质条带状伟晶岩脉。金鸡岭花岗岩和黑云花岗伟晶岩中的黑云母具有相似的地球化学特征,均表现出高的FeO、TiO2、Al2O3含量和低的MgO、CaO、Na2O、MnO含量,以及富集成矿元素Nb、Ta、W、Sn,亏损Sr、Ce、Eu等微量元素特征,从花岗岩体到黑云花岗伟晶岩,岩浆的形成温度和氧逸度降低,云母中Al2O3、Li2O*含量升高,TiO2、MgO含量降低,黑云母由铁叶云母演变为黑鳞云母。结合前人资料,金鸡岭花岗岩与黑云花岗伟晶岩均源于元古宙地壳的深熔作用,伟晶岩为花岗岩浆在晚期分异演化的产物,形成于岩浆—热液转化阶段。伟晶岩阶段是稀有金属元素显著富集,乃至进一步成矿的重要阶段。

花岗伟晶岩常富集Li、Be、Nb、Ta、W、Sn等多种具有战略性意义的稀有金属元素(Cerny, 1991a, 1991b; Shaw et al., 2016),因其良好的成矿潜力、特殊的矿物组成和内部构造分带,一直备受地质学家的青睐(Cerny and Ercit, 2005; 王登红等, 2016)。花岗伟晶岩在矿物组合、化学成分上与花岗岩类似,一般认为是花岗质岩浆历经分异演化过程的产物,即岩浆分异成因(Cerny, 1991a; London, 2009; 卢欣祥等, 2010; Cerny et al., 2012)。然而,有些伟晶岩并未发现与之相关的花岗质母岩,例如:川西甲基卡伟晶岩与其侵入的花岗岩体之间,在地球化学组成上并不呈现连续的演化关系(李建康等, 2006)。朱伟鹏等(2021)在研究东秦岭商丹地区宽坪花岗岩和伟晶岩脉的成因联系中,发现二者在地球化学特征,空间展布和成岩年龄上均存在显著差异。对于西非Mangodara LCT+NYF混合型伟晶岩的研究也表明,伟晶岩不是由花岗质岩浆演化而来(Bonzi at al., 2022)。为此,伟晶岩深熔成因模型(直接由变质沉积岩的部分熔融形成)应运而生,得到部分学者的认可(Nabelek et al., 1992; Robles et al., 1999; Simmons et al., 2016; Zhang Xin et al., 2016)。但该模型的主要缺陷是未能合理解释大体积的部分熔融对微量元素浓度的稀释作用(London et al., 2012),以及稀有金属元素在耐熔的残余矿物和包晶矿物中的强烈分配,可能进一步导致深熔熔体中稀有金属元素亏损等现象(Bea, 1996; Brown et al., 2016)。不同地质背景的伟晶岩,很难用统一成因模式来解释。

云母是花岗岩和伟晶岩中一种重要的造岩矿物,其晶体化学通式为IM2-3□1-0[T4O10]A2, I位置充填K+、Na+、Ca2+、Rb+、Cs+等层间大阳离子;M位置为八面体六次配位阳离子,主要是ⅥAl3+、Fe2+、Mg2+等;□为空位;T位置为四面体四次配位阳离子,主要有Si4+、ⅣAl3+等;O为氧离子O2-;A位置被F-、OH-等附加阴离子所占据。其独特的T(tetrahedron,四面体层)—O(octahedron,八面体层)—T(tetrahedron,四面体层)层状结构,致使层间易容纳K、Na、Rb、Cs等大半径阳离子或离子团(王汝成等, 2019),容易随着外界环境的变化和流体、熔体之间发生成分置换。在岩浆中,随着演化程度的升高,Li、Rb、Cs、F含量趋向富集,而Mg、Ti含量和K/Rb比值降低(Kile et al., 1998),早晚阶段结晶的云母类型也依次从镁质云母、镁铁质云母、铁质云母,向锂铁云母和锂云母方向演化(李洁等, 2013; Li Jie et al., 2015)。作为稀有金属元素的主要载体矿物,云母成分可直接反映不同阶段岩浆和热液中稀有金属元素的组成,进而指示成矿元素富集的过程以及成矿潜力。另外,云母的化学组成,可以示踪岩浆演化程度、结晶环境(温度,压力,氧逸度)等,为成岩成矿过程提供重要信息(Foord et al., 1995; Vieira et al., 2011; Kaeter et al., 2018)。

九嶷山复式岩体位于南岭地区,是该地区典型的稀有金属成矿岩体之一,主体由花岗质岩石组成,成岩时间跨度大,岩石类型众多。花岗质岩浆演化与稀有金属成矿之间的成因联系一直是相关研究的热点与前沿(Zhou Xinmin et al., 2000; 华仁民等, 2005; 李献华等, 2007; Huang Huiqing et al., 2011; 舒徐洁, 2014; 刘飞等, 2018)。九嶷山复式岩体由金鸡岭、螃蟹木(金鸡岭岩体内部)、砂子岭、雪花顶、西山等岩体构成,呈东西向展布(图1)(付建明等, 2005; Liu Chaoyun et al., 2021),前人对上述岩体进行了年代学、岩石地球化学、矿床学方面的系统研究,而有关伟晶岩脉的研究报道较少。区内已发现的钨锡多金属矿床(大坳W—Sn矿床、湘源Sn矿等)集中分布于九嶷山西段,均与金鸡岭岩体及其内部的螃蟹木岩体有着紧密的成因联系(付建明等, 2007; Zhao Kuidong et al., 2014; 苏红中, 2017),岩体内部产出板状、似层状云英岩,发育石英脉,共同组成区内富矿体(赵俊哲, 2016)。本次工作选取九嶷山金鸡岭岩体及其内部发育的伟晶岩脉,以黑云母、长石矿物为研究对象,利用EPMA和LA-ICP-MS展开详细的微区矿物成分分析,揭示伟晶岩的成因及其对稀有金属元素的富集作用。

图1 九嶷山复式岩体地质简图 (据Shu Xujie et al., 2011修改)Fig.1 Geological map of the Jiuyishan complex (modified after Shu Xujie et al., 2011)

1 区域地质背景

金鸡岭岩体位于湖南省南部永州市蓝山县,九嶷山复式岩体的中西部,大地构造位置处于扬子板块和华夏板块的拼合带,南岭构造带的中西缘。区内发育东西向都庞岭—九嶷山断隆带、南北向新田九嶷山大断裂以及北西向新宁—九嶷山深大断裂(Li Xianhua et al., 2004; Fu Jianming et al., 2004; Wang Lianxun et al., 2014)。南岭地区发育印支期和燕山期等多期构造岩浆活动,不同时期构造相互叠加、交截、改造,构建了以东西向隆起为基底,NNE—SN向断裂为主体(郴州—临武断裂)并伴有北西、北东、东西向断裂的复杂构造格局。区内地层主要有南华系+震旦系—志留系的边缘海盆相泥质岩、泥盆系—三叠系的浅海台地相碳酸盐、以及三叠系—侏罗系和白垩系的陆相沉积岩(李剑锋等, 2021),南华系+震旦系—泥盆系地层是区内主要富矿围岩(赵俊哲, 2016)。南岭地区岩浆岩广泛发育,以花岗岩为主,中基型岩少见(盛海琴, 2021)。时代上,燕山期花岗岩普遍发育,如金鸡岭复式岩体、砂子岭、西山、骑田岭、花山、姑婆山和大东山等,加里东期(雪花顶和太堡等)和印支期(王仙岭)花岗岩出露较少(图1)(Zhou Xinming et al., 2000; Xu Xisheng et al., 2008; 苏红中, 2017)。

金鸡岭岩体位于九嶷山复式花岗岩的中西部,出露面积约390 km2,呈长轴NW向不规则的椭圆状(图1),主体岩性为中粗粒似斑状正长花岗岩和二长花岗岩,侵入时代为153.0 ± 0.9 ～ 152.9 ± 0.9 Ma(Liu Ye et al., 2019),晚期次侵入到金鸡岭花岗岩中的为细粒斑状二云母二长花岗岩,称之为螃蟹木岩体,侵入时代为151.1 ± 1.2 ～ 152.1 ± 1.8 Ma(Liu Ye et al., 2019),演化程度相对较高,与本区W、Sn矿床关系密切(杜日俊等, 2019)。本次研究的伟晶岩脉发育在金鸡岭岩体内部,呈团块状、囊状、脉状发育在似斑状正长花岗岩体中,两者接触界限呈渐变关系,不发育冷凝边,指示伟晶岩脉形成于岩浆结晶晚期,接近流体出溶阶段。

2 样品和分析方法

伟晶岩脉样品采自湖南省永州市蓝山县荆竹瑶乡大岔村采石场,九嶷山地区金鸡岭岩体内部(图1)。针对花岗岩体和伟晶岩脉,分别采集样品1件(JJL-001)和4件(JJL-002,JJL-003,JJL-004,JJL-005)。

金鸡岭岩体为中粗粒似斑状正长花岗岩,似斑状花岗结构,块状构造(图2a,图2c)。主要由钾长石(40%)、石英(30%)、斜长石(10%)、黑云母(10%)和少量角闪石(5%)组成,副矿物有锆石、金红石、刚玉、磷灰石、萤石、磷钇矿(图3a、b、c)。钾长石呈自形长柱状,包裹半自形黑云母和自形—半自形角闪石,粒径6 ～ 10 mm;石英呈他形充填于斑晶粒间或发育于基质中,粒径约0.2 ～ 5 mm;斜长石呈自形板状,局部绢云母化,粒径6 ～ 8 mm;黑云母呈自形—半自形板状,呈星散状均匀分布,粒度较小,约0.4 ～ 1 mm,内部化学成分较为均一,并包裹锆石、磷灰石、钛铁矿等矿物(图4a、b);角闪石为半自形柱状,粒度0.5 ～ 0.8 mm。

金鸡岭岩体中发育的伟晶岩有两种类型,一是团块状的黑云花岗伟晶岩,含有10%左右的黑云母,矿物组成和成分上接近于花岗岩,内部基本无分带现象。另一种为脉状文象花岗质伟晶岩,具有显著的结构分带,由边缘向内部,矿物粒径增大,中部常发育文象结构,暗色矿物少,核部常以粗大的石英和电气石组成。本次工作主要针对含有大量黑云母的花岗伟晶岩(图2b、d)。黑云花岗伟晶岩主要矿物有钾长石(45%)、石英(35%)、斜长石(5%)、黑云母(10%)和少量角闪石(2%),黑云母内部包裹有锆石、磷灰石、金红石、钛铁矿、萤石、U矿等副矿物(图3d、e、f)。钾长石呈自形长柱状,粒度约10 ～ 15 mm,部分钾长石内部可见条纹长石;石英呈他形,粒径约0.2 ～ 5 mm;斜长石呈自形板状,粒径6 ～ 8 mm,局部蚀变为绢云母;黑云母多为红褐色或红棕色,较为粗大(约3 ～ 5 mm),内部成分均一,部分颗粒边缘或裂隙被绿泥石及绢云母交代(图4c、d);角闪石多与黑云母共生,粒度0.5 ～ 0.8 mm,半自形柱状;锆石粒度约0.05 mm,自形柱状。

电子探针(EPMA)分析在合肥工业大学资源与环境工程学院电子探针实验室完成,测试仪器采用日本电子JOEL公司生产的JXA-8230型电子探针分析仪。采用分析条件为:(黑云母、长石)束斑直径5 μm,标样为GB/T 17359-1998和美国SPI 02753-AB标样组,束流为10 nA,加速电压 15 kV,元素信号采集时间为20 s,背景采集时间为5 s,峰值采集时间10 s,数据校正采用ZAF校正程序。黑云母的结构式计算采用(Li Xiaoyan et al., 2021)提出的方法,以11个氧原子为基准计算黑云母化学式中阳离子数,根据F—+OH—+Cl—= 2,估算H2O*含量(H2O*表示黑云母中H2O计算值,依据黑云母结构式中A位置被阴离子F—,OH—,Cl—全部填充的情况计算)。

黑云母原位微量元素分析在合肥工业大学资源与环境工程学院LA-ICP-MS实验室完成。激光剥蚀系统是美国Coherent Inc.公司生产的GeoLasPro 193准分子激光器,等离子质谱仪为Agilent7900a。激光剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气作为补偿气调节灵敏度。每个时间分辨数据包括25 s空白信号和 50 s 样品采集信号。对分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器 ICP-MS Data Cal 使用说明,灵敏度漂移校正和元素含量)采用ICP-MS Data Cal软件(Liu Yongsheng et al., 2010a, 2010b)完成。矿物微量元素处理采用多外标无内标方法进行,标样选择多外标玻璃,包括GSE-1G,BCR-2G。

3 数据结果

3.1 矿物化学

图 5 黑云母10×w(TiO2)—w(FeOT)—w(MgO)成因图解(据Nachit et al., 2005)Fig.5 10×w(TiO2)—w(FeOT)—w(MgO) classification diagram of biotite compositions(after Nachit et al, 2005)

图6 黑云母[n(Mg) - n(Li)] vs. [n(FeT) + n(Mn) + n(Ti) - n(AlⅥ)] 成分变化图解(据Tischendorf et al., 1997)(D.T.和T.T.分别表示二八面体和三八面体云母的成分演化趋势(据Li Jie et al., 2021))Fig.6 Variations in the compositions of mica on the diagram of [n(Mg) - n(Li)] vs. [n(FeT) + n(Mn) + n(Ti) - n(AlⅥ)](after Tischendorf et al., 1997)(D.T. and T.T. denote the compositional trends of dioctahedral and trioctahedral micas, respectively(after Li Jie et al., 2021))

图7 斜长石Or—Ab—An图解(据Foster, 1960)Fig.7 Feldspar Or—Ab—An ternary diagram(after Foster, 1960)

在Tischendorf等(1997)提出的[n(Mg)-n(Li)] vs.[n(Fe) +n(Mn) +n(Ti)-n(AlⅥ)]图解中(图6),金鸡岭花岗岩体中黑云母主体为铁叶云母,伟晶岩中黑云母落在Li—Fe云母与黑鳞云母之间的区域,除云英岩中一个样品落于多硅白云母区域外,云英岩及石英脉中云母主体投在铁叶云母和黑鳞云母区域,从岩体到伟晶岩,再到云英岩及石英脉,云母的种属基本呈现出正常的岩浆演化关系。

长石矿物主量元素测试结果及结构式列于表2。岩体和伟晶岩中长石总体成分类似,两者中正长石的主量元素化学成分:Al2O3(24.94% ～ 28.97%)、CaO(6.06% ～ 10.63%)、Na2O(5.19% ～ 7.90%),K2O(0.21% ～ 0.78%),计算得出Or(1.25% ～ 4.81%),Ab(16.22% ～ 68.98%),An(29.26% ～ 52.33%),它们在Q—Ab—An图解中落于透长石的范围内;斜长石主量元素化学成分:Al2O3(18.64% ～ 19.40%)、CaO(0～0.09%)、Na2O(0.54% ～ 2.79%)含量, K2O(12.60% ～ 15.62%),计算得出Or(74.81% ～ 94.75%),Ab(5.02% ～ 25.19%),An(0.00% ～ 0.49%),除两个测试点分别投于更长石、拉长石区域样品外,其余全位于中长石的区域(图6)。

表2 湖南金鸡岭岩体正长花岗岩和黑云花岗伟晶岩长石主量元素(%)化学组成Table 2 List of Feldspar major element(%) composition of Jinjiling granite and pegmatite

图 9 黑云母原始地幔标准化微量元素配分图(标准化数据引用Sun and McDonough, 1989)Fig.9 The primitive mantle-normalized multi-element diagrams for biotite(normalization values after Sun and McDonough, 1989)

图10 湖南金鸡岭花岗岩、伟晶岩黑云母微量元素含量箱图Fig.10 Box plots showing the distribution of trace elements for biotites from Jinjiling granite and pegmatite

4 讨论

4.1 金鸡岭花岗岩体与黑云花岗伟晶岩的成因关系

普遍观点认为,花岗伟晶岩是花岗质岩浆分异演化到一定阶段的产物(Cěrnet al., 2005, 2012; Roda et al., 2018),但直接由变质沉积岩的部分熔融形成也得到部分学者的认可(Dill, 2018; Knoll et al., 2018; 张辉等, 2019)。金鸡岭岩体是同源岩浆多期次侵入形成的花岗质复式岩体,本身为长期、多阶段结晶分异作用形成的(Liu Ye et al., 2019)。野外产状上,伟晶岩呈团块状、囊状和脉状发育于花岗岩体内部,两者之间没有烘烤、交代等现象,初步表明伟晶岩是晚期岩浆分异的产物。两类岩石中长石、云母矿物的地球化学成分相似,云母的稀土元素配分和微量元素蛛网图解上呈现一致的变化趋势,进一步指示金鸡岭花岗岩和伟晶岩具有一定的亲缘性。岩体和伟晶岩中的黑云母均落于Li—Fe云母类区域(图6),Li—Fe云母类矿物演化顺序遵循:铁叶云母黑鳞云母铁锂云母(顾雄飞等, 1973),从金鸡岭岩体到伟晶岩,再到云英岩及石英脉,黑云母类型的变化遵循铁叶云母黑鳞云母演化序列,基本符合三八面体类云母的演化趋势,指示伟晶岩、云英岩及石英脉为金鸡岭花岗质熔体分异—流体出熔等不同演化阶段的产物。在连续分异演化的过程中,岩浆体系中Li、Rb、F等元素含量将逐渐增长,早晚阶段结晶的黑云母中相应的元素含量也随之升高,以及更高的H2O*和Li2O*含量(Li Shenghu et al., 2017)。从正长花岗岩到伟晶岩,再到云英岩和石英脉,云母中的Rb2O、H2O*、Li2O*呈逐渐增高趋势,并且都具有较高的Rb2O含量(图11,图12),指示了同源岩浆结晶分异的变化趋势。另外,从正长花岗岩黑云花岗伟晶岩,黑云母的n(K)/n(Rb) 值呈逐渐降低的趋势,而Mg#值逐渐降低,同样指示了伟晶岩为花岗质岩浆演化后期的产物(Ayer et al., 1998; Selway et al., 2005)。此外,岩体和伟晶岩中黑云母的K/Rb与Li、Cs、Sn、Ta线性相关性明显,且从岩体到伟晶岩,Li、Rb、Cs、Sn、Ta含量总体呈上升趋势(图12),也表明伟晶岩为花岗岩高度结晶分异的产物。

图11 湖南金鸡岭花岗岩、伟晶岩和云英岩及石英脉中黑云母主量元素演化趋势图Fig.11 Major element composition of biotites from Jinjiling granite and pegmatite

图12 黑云母K/Rb 比值vs. Rb、 Sn、 Cs、 Li、 Ta含量,Nb/Ta vs.Ta图解(LA-ICP-MS)Fig.12 K/Rb ratios compared with Cs, Li, Rb,Sn,Ta contents, Nb/Ta—Ta in biotite from Jinjiling granite and pegmatite (LA-ICP-MS composition)

实验研究表明,岩浆结晶温度控制着黑云母中Ti含量的变化,利用n(Ti)— {n(Mg)/[n(Mg)+(Fe)] }图解可以估算黑云母结晶的温度(图13)(King et al., 1997; Henry et al., 2005; 沈滔等, 2017)。金鸡岭花岗岩体和伟晶岩中黑云母的结晶温度分别在600 ～ 700 ℃和500 ～ 650 ℃之间。Wones et al(1989)经实验提出,与钾长石、磁铁矿共生的黑云母中Fe3+、Fe2+、Mg2+原子的百分比可以估算黑云母结晶时的氧逸度;在n(Fe2+)—n(Mg2+)—n(Fe3+)图解上(图14),伟晶岩中黑云母整体落于更靠近Ni—NiO缓冲线的区域,显示出相对岩体更低氧逸度的环境(Wones et al., 1965)。因此,从花岗岩到伟晶岩,随着岩浆演化程度的升高,岩浆体系的温度和氧逸度呈下降趋势。伟晶岩中黑云母常包裹有磁铁矿,而磁铁矿的晶出会导致岩浆环境中氧逸度的迅速降低,从而导致黑云母结晶在相对较低的氧逸度环境。

图13 黑云母的温度图解(据Henry et al., 2005)Fig.13 variation diagram for estimation of temperature(after Henry et al., 2005)

图14 黑云母n(Fe2+)—n(Mg2+)—n(Fe3+)氧逸度图解(据Wones et al., 1965)Fig.14 n(Fe2+)—n(Mg2+)—n(Fe3+)diagram for estimation of oxygen fugacity(after Wones et al., 1965)

4.2 黑云母稀有金属元素特征及其对成矿的指示

南岭是我国重要的W、Sn多金属成矿带(华仁民等, 2005; 孙卫东等, 2008;汪相等,2022),金鸡岭岩体相关的钨锡矿床类型主要有云英岩型、蚀变花岗岩型和石英脉型(蔡明海等, 2005)。本次研究的金鸡岭花岗岩中黑云母呈现高Rb含量(～ 2016.40 ×10-6)和较低K/Rb比值,以及平坦型稀土元素配分型式、强烈Eu负异常,均指示金鸡岭岩体本身经历了较高程度的岩浆演化。而到了伟晶岩阶段,黑云母的Li、Rb、Cs含量突变式增高,W、Sn等稀有金属元素明显富集(图10),从花岗岩到伟晶岩,黑云母的Sn含量增加了10倍(从27.89×10-6到283.58×10-6),清晰指示了伟晶岩阶段对成矿元素的显著富集作用。金鸡岭花岗岩和伟晶岩中富F矿物萤石的晶出,指示岩浆中F的富集,而高F含量降低了体系的固相线和液相线温度,提高了岩浆的结晶分异程度,同时,也延长钨锡矿石矿物结晶时间(Manning, 1981),因而在伟晶岩阶段并未发现锡相关矿物。

Sn在流体、熔体中的存在形式主要有Sn2+和Sn4+,已有研究表明Sn2+相对Sn4+更为不相容(Linnen, 1995),锡在岩浆中存在形式的重要控制因素为氧逸度,高氧逸度条件下,Sn倾向于以Sn4+形式替换Ti4+而进入早期结晶的镁铁质矿物(黑云母、角闪石等)中;在还原的花岗岩浆体系中,离子半径较大的Sn2+难以进入Fe—Ti氧化物和黑云母等镁铁质矿物,而在岩浆演化晚期的熔体和流体中富集。因而金鸡岭岩体中相对还原的岩浆条件下,Sn2+易于在残余熔体中富集,伟晶岩阶段磁铁矿的晶出导致岩浆具有更低的氧逸度环境,更有利于Sn在下一阶段流体相中的富集,形成锡矿床(Stemprok, 1990; Linnen, 1996)。源区Sn的充分富集、高度分异演化的岩浆、适宜的氧逸度环境为金鸡岭花岗岩,经伟晶岩到云英岩—石英脉,对锡的富集提供了良好的条件。黑云花岗伟晶岩阶段作为花岗岩和云英岩的过渡产物,是Sn等稀有金属元素充分富集的重要过程,也是进一步成矿的重要阶段。

4.3 岩浆来源及构造背景

黑云母的化学成分能一定程度上反映岩浆的源区性质,黑云母的MgO占比,FeOT+MgO含量能指示岩浆岩的物质来源。幔源岩浆中结晶的黑云母的MgO常> 15%,(FeOT+MgO)较低,而壳源岩浆黑云母的MgO一般< 6%,(FeOT+MgO) 较高,而壳幔混合型岩浆岩中黑云母成分介于两者之间(周作侠, 1988; 阳珊等, 2014; 马莲花等, 2018)。金鸡岭花岗岩和伟晶岩中黑云母均落于壳源区域(图15)。金鸡岭花岗岩的εNd(t)值为- 5.83 ～ - 11.63(盛海琴, 2021),同样指示岩浆主要起源于元古代地壳。黑云母构造环境判别图解指示金鸡岭花岗岩和伟晶岩为非造山A型花岗岩(图16),而其锆石U-Pb年龄为153 Ma(Liu Ye et al., 2019),处在南岭地区三次大规模的构造—岩浆事件的第二阶段(Mao Jingwen et al, 2013),对应古太平洋俯冲板片断离、回撤阶段。

图15 黑云母图解(据周作侠, 1986)Fig.15 diagram for biotite(after Zhou Zuoxia, 1986&)

图16 黑云母w(MgO)—w(FeOT)—w(Al2O3)构造环境判别图解(据Abdel-Rahman, 1994)Fig.16 w(MgO)—w(FeOT)—w(Al2O3) diagrams for tectonic setting of biotite(after Abdel-Rahman, 1994)

金鸡岭花岗岩形成于古太平洋俯冲板片回撤引起的弧后伸展构造背景,软流泉上涌、幔源岩浆底侵导致下地壳部分熔融,形成了相对高温和中等氧逸度的初始岩浆,上侵演化结晶成为金鸡岭似斑状正长花岗岩;此后,岩浆晚期分异形成的富水和挥发份的熔体,形成囊状或脉状伟晶岩。