岩浆储库的活化:以浙江西部马头石英二长岩为例*

陈璟元 周夏冰 杨志国 张吉衡 孙金凤 朱昱升 杨进辉

岩浆作用是了解地球内部演化和地球不同圈层之间物质交换的关键过程。它揭示了地球内部的物质循环和能量转移过程,有助于我们理解地球内部的物质组成、地球动力学和构造演化。关于硅质岩浆在地壳中的存储状态,传统观点认为岩浆储库主要以熔体的形式存在于地壳内部(Buddington, 1959; Marsh, 1989, 1996)。然而,随着高精度地球物理研究的深入进行,科学家们发现现代休眠火山口下并不存在以熔体为主的岩浆储库,这一观察结果对岩浆储存机制的认识带来了重大转变(Farrelletal., 2014; Wotzlawetal., 2015; Schmandtetal., 2019; Maguireetal., 2022; Cooper, 2022; Wuetal., 2023)。根据这些研究成果,目前普遍认为硅质岩浆以低熔体比例的晶体-熔体混合物形式储存于地壳内部(Bachmann and Bergantz, 2008; Bachmann and Huber, 2016, 2019; Miller, 2016; Cooper, 2022; Wuetal., 2023)。在岩浆储库演化的大部分时间周期内,其熔体比例相对较低(Cashmanetal., 2017; Cooper, 2017, 2022; Rubinetal., 2017)。这一模型的主要依据来自于对全球范围内年轻火山相关喷发物的观察研究(Bachmann and Bergantz, 2004; Hildreth, 2004; Huberetal., 2012)。通过对年轻火山喷发物的分析,科学家们发现这些火山岩主要由两种类型组成:富晶屑熔结凝灰岩和少斑晶高硅流纹岩(Bachmann and Bergantz, 2004; Hildreth, 2004; Huberetal., 2012)。这两种岩石的矿物组成极为相似,但存在着地球化学成分的互补和成分间断现象(Bachmann and Bergantz, 2004; Hildreth, 2004; Huperetal., 2012)。多斑熔结凝灰岩被视为熔体抽提之后岩浆储库内的残余体,而少斑流纹岩则被认为代表了从岩浆储库中抽提出的富硅熔体,浅部地壳岩浆储库内晶体-熔体分离过程是主导硅质岩浆成分变化的机制(Bachmann and Bergantz, 2004; Hildreth, 2004)。深入理解岩浆储库内富硅熔体的聚集及迁移过程对于确定岩浆储库存储状态和喷发能力至关重要(Cooper and Kent, 2014; Barbonietal., 2016; Rubinetal., 2017; Szymanowskietal., 2017; Jacksonetal., 2018)。然而,地壳内岩浆储库中富硅熔体存储的物理化学状态仍存在争议,特别是对地壳内岩浆储库存储的温度及结晶度状态仍然不清楚(Cooper and Kent, 2014; Barbonietal., 2016; Rubinetal., 2017; Szymanowskietal., 2017; Jacksonetal., 2018)。一些学者认为岩浆以低温、高结晶度(>70%)、非喷发状态(温度接近固相线)存储,需要周期性基性岩浆注入才能使得低温岩浆储库保持活力然后喷发(Cooper and Kent, 2014; Rubinetal., 2017; Szymanowskietal., 2017)。另外一些学者则认为,岩浆主要以热、低结晶度(<70%)的状态存储在地壳内部,岩浆储库内的岩浆处于易喷发状态,喷发之前并不需要持续的加热过程(Barbonietal., 2016)。目前为止,我们对岩浆在地壳中存储状态及其物理化学条件的理解主要来自于前人对火山岩的研究。然而,熔体为主的火山岩在岩浆储库中所占的比例极低,仅仅能代表岩浆储库顶部组成,而残余在地壳内以岩体产出的侵入岩则代表了熔体之下的更深层次的岩浆储库,其组成更能反映岩浆储库中富晶体部分的演化历史(Barbonietal., 2016)。因此,有必要对侵入岩在地壳内的存储及热演化历史进行研究,这将有有助于我们理解岩浆储库深部的岩浆动力学过程,进而约束岩浆储库内熔体的存储状态及其聚集、抽提及喷发过程。

我国华南东南沿海发育有大量晚中生代岩浆岩,其中以流纹质火山岩和花岗岩分布最为广泛(Zhou and Li, 2000; Li, 2000; Zhouetal., 2006; Guoetal., 2012),大量出露的碱性-亚碱性特征的石英二长岩-石英正长岩是晚中生代岩浆岩的重要组成部分,它们可以呈岩株单独产出,或者与中酸性侵入岩紧密共生形成复式岩体,或者与火山岩共同产出于破火山口之中呈火山-侵入杂岩(余明刚等,2006;邱检生等,2011;Heetal., 2012; Liuetal., 2013, 2014; 刘亮等,2013;Yanetal., 2016, 2018; Chenetal., 2019, 2021, 2023; 高丽等,2019,2020;郑世帅和徐夕生,2021)。关于这些二长岩-正长岩,前人认为其产出于造山后、裂谷或者板内等构造环境(Bonin, 1990; Black and Liegeois, 1993; Nédélecetal., 1995; Boninetal., 1998; Sylvester, 1998; Yangetal., 2005),并对其成因提出了多种模式,主要包括以下两类:(1)挥发分加入诱发陆壳岩石部分熔融或者封闭体系下陆壳岩石在高压下部分熔融(Huang and Wyllie, 1974; Lubalaetal., 1994);(2)由起源于被交代富集岩石圈地幔部分熔融的基性岩浆分离结晶产生(Brown and Becker, 1986; Litvinovskyetal., 2002;Yangetal., 2005)。然而,近年来最新研究表明,大多数的二长岩-正长岩可能代表了岩浆储库内晶体-熔体分异过程中抽提出高硅熔体之后的残余相或者晶粥体活化之后的产物(Bachletal., 2001; Deeringetal., 2016; Yanetal., 2016, 2018; Schaenetal., 2017; Wolff, 2017; Chenetal., 2021)。因此,这些二长岩-正长岩的成因仍然存在争议,最重要的问题是这些岩石是否可以代表部分熔融直接产出的熔体组成,或者说它们代表的仅仅是分离结晶过程的产物。

因此,本文选取浙江西部马头岩体中的石英二长岩进行研究,对其开展了系统的岩相学、地球化学、锆石U-Pb年代学、微量元素和Hf同位素及磷灰石微量元素研究,试图进一步对岩浆存储过程、岩浆储库的活化及二长岩的成因提供新的认识。

1 岩体地质特征与岩相学特征

华南东南沿海发育有大量二长岩-正长岩体,主要分布于闽浙沿海和浙江西部。其中,沐尘、马头和大莱等岩体出露在浙江西部,而黄坦洋、猫狸岭、康谷、小雄、半山、罗川、山乔头、东皋、莼湖和云山等岩体出露在闽浙沿海(图1)(余明刚等,2006;邱检生等,2011;He and Xu, 2012; Liuetal., 2013, 2014; 刘亮等,2013;Yanetal., 2016, 2018; Chenetal., 2019, 2021, 2023; 高丽等,2019,2020;郑世帅和徐夕生,2021)。前人研究表明这些岩体主要由石英二长岩或者石英正长岩所组成,具有斑状结构,其中发育有大量的斜长石或者碱性长石聚合斑晶,细粒长石和石英呈填隙状产出于长石斑晶之间(Yanetal., 2016, 2018; Chenetal., 2019, 2021, 2023; 高丽等,2019,2020;郑世帅和徐夕生,2021)。另外,大量的研究表明有些岩体中普遍发育细粒闪长质包体,被认为是基性岩浆注入酸性岩浆储库淬冷后的产物(Chenetal., 2013; Liuetal., 2013, 2014)。前人对这些岩体进行了详细的年代学研究,表明这些岩体形成于86～112Ma之间,为早白垩世晚期到晚白垩世早期岩浆活动的产物(余明刚等,2006;邱检生等,2011;He and Xu, 2012; Liuetal., 2013, 2014; 刘亮等,2013;Yanetal., 2016, 2018; Chenetal., 2019, 2021, 2023; 高丽等,2019,2020;郑世帅和徐夕生,2021)。

马头岩体出露在浙江西部的遂昌地区,出露面积约54km2,侵入了白垩纪早期的火山岩之中(图2)。马头岩体主要由中-粗粒似斑状石英二长岩组成,主要由斜长石(18%～34vol%)、碱性长石(37%～50vol%)、石英(15%～20vol%)、黑云母(～5vol%)、角闪石(～1vol%)等组成,副矿物包括锆石、榍石、磷灰石、磁铁矿和钛铁矿等。斜长石和碱性长石为主要斑晶,细粒的石英和长石呈填隙状分布在斜长石和碱性长石斑晶之间。很多斜长石斑晶互相聚集在一起,呈聚合斑晶产出(图3)。大量的闪长质包体呈浑圆状或者椭球状产出于石英二长岩之中,其中可见碱性长石及斜长石斑晶,可能是从寄主岩体而来的捕虏晶。

2 测试方法

2.1 全岩主微量元素

岩石主量元素在南京聚谱科技实验室进行了X射线荧光(XRF)分析,分析的不确定度估计在1%～5%之间。全岩粉末经酸消解后,微量元素在南京南京聚谱科技实验室使用安捷伦7700电感应耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)进行测试分析,分析的精度和准确度优于10%。

图1 华南东南沿海白垩纪二长岩-正长岩分布图(据Zhou et al., 2006修改)Fig.1 Sketch map showing distributions of Cretaceous syenite-monzonite in coastal area of South China (modified after Zhou et al., 2006)

图2 马头岩体分布图Fig.2 Sketch map showing distributions of the Matou pluton

图3 马头石英二长岩中代表性斜长石聚合斑晶Fig.3 Representative aggregates of plagioclase phenocrysts in the monzonite from the Matou pluton

2.2 锆石U-Pb定年

锆石U-Pb定年在中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室进行,分析所用的仪器是Element XR HR-ICP-MS仪器和193nm ArF准分子激光系统连接构成的LA-ICP-MS系统。测试程序和校准过程的详细信息可参考Wuetal.(2020)。测试过程中激光剥蚀束斑为16μm直径,频率为5Hz,能量密度约为3.0J/cm2。氦气被用作载气,标准锆石91500用作标样校正未知样品,锆石SA01用作质量控制(Huangetal., 2021)。锆石用16μm束斑进行测试,其加权平均206Pb/238U年龄的准确度和精度优于1.0%。

2.3 锆石微量元素

锆石微量元素测试在中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室完成,采用的是由Element XR HR-ICP-MS仪器和193nm ArF准分子激光系统连接而成的LA-ICP-MS系统测定了锆石的微量元素含量。测试过程中,采用峰跳模式测量元素含量,激光束斑直径为32μm,频率为5Hz,激光能量密度约为4.0J/cm2。氦气被用作载气,以提高样品颗粒的传输效率。外部校准使用ARM-3标准玻璃(Wuetal., 2019, 2021),BIR-1G标准玻璃用作质量控制监测标样。数据处理通过GLITTER程序进行(Griffin, 2008),在数据校正过程中,硅(29Si)被用作内标。对于大多数微量元素(>0.005×10-6),准确度优于10%,分析精度(1RSD)约为10%。

2.4 磷灰石微量元素

磷灰石微量元素测试在中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室完成,采用了Geolas的193nm ArF准分子激光与Agilent 7500a型四级杆质谱仪(Q-ICP-MS)组成的系统。详细的仪器状态和实验参数请参照谢烈文等(2008),本文只做简要的介绍。实验中采用点剥蚀模式,每个分析点的气体背景采集时间为20s,信号采集时间为65s。元素含量采用外部标准校正方法。磷灰石微量元素结果用GLITTER 4.0软件处理(Griffin, 2008),外部校准使用NIST610标准玻璃。在数据校正过程中,钙(40Ca)被用作内标。对于大多数微量元素(>0.005×10-6),准确度优于10%,分析精度(1RSD)约为10%。

2.5 锆石Hf同位素

锆石的原位微区Hf同位素测定是在中国科学院地质与地球物理研究所的Neptune多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)上完成。Lu-Hf同位素分析采用了Wuetal.(2006)介绍的方法与步骤。测试之前需要用溶液对仪器的参数进行调节,使得仪器有高的稳定的离子化效率。在激光剥蚀进样的条件下,在束斑直径60μm,脉冲速率8Hz的条件下,使得GJ-1的180Hf信号值大于5V。176Yb对176Hf的干扰采用实测的Yb的分馏系数,并假设176Yb/172Yb=0.5887 (Wuetal., 2006)。样品分析过程中,用标准锆石91500和GJ-1作为双重外部标样,监测仪器的漂移。分析结果表明,标准锆石SA01和GJ-1的176Hf/177Hf的同位素比值与该实验室测定的平均值及其溶液推荐值在误差范围内一致(Wuetal., 2006; Huangetal., 2021)。

2.6 TIMA矿物相扫描

马头岩体代表性薄片的矿物相图由长安大学Tescan集成矿物分析仪(TIMA)分析完成。使用Mira-3扫描电子显微镜配备四个能谱仪(EDS,EDAX Element 30),应用25kV的加速电压和9nA的探针电流。工作距离、像素间距和点间距分别设置为15mm、2μm和6μm。电流和BSE信号强度通过铂法拉第杯进行校准,使用TIMA分析模块进行样品扫描。

3 实验结果

3.1 全岩主微量结果

马头石英二长岩具有较高的SiO2(67.43%～68.44%)、Al2O3(14.86%～15.45%)、Na2O (3.87%～4.04%)和K2O (4.14%～4.29%)含量和较低的MgO(1.01%～1.13%)和CaO含量,全碱含量变化较小(Na2O+K2O=8.10%～8.27%)(表1),为亚碱性系列,准铝质岩石(图4)。它们具有较低的Rb/Sr比值(0.22～0.31),低的Rb含量(143×10-6～164×10-6),高的Sr(528×10-6～641×10-6)和Ba (1023×10-6～1202×10-6)含量,具有高的Eu/Eu*(0.78～0.82)、Zr/Hf比值(～40)和Nb/Ta(13.3～13.4)(图5、表1)。

图4 马头岩体主量元素哈克图解(a-f)、A/CNK与A/NK协变图(g)、SiO2与全碱图(h)及SiO2与Zr/Hf协变图(i)马头岩体、大莱岩体及包体数据来自Liu et al. (2014)和Shi et al. (2022),同时代火山岩数据来自Yan et al. (2016)和Guo et al. (2012)Fig.4 Major Harker diagrams (a-f), A/CNK vs. A/NK diagram (g), SiO2 vs. total alkali diagram (h), and SiO2 vs. Zr/Hf diagram (i) for the rocks from the Matou pluton in southeastern ChinaData for the Matou and Dalai plutons and enclaves from Liu et al. (2014) and Shi et al. (2022), the data for the high silica rhyolite from Yan et al. (2016) and Guo et al. (2012)

3.2 岩石矿物相扫描图

我们选取了2块样品的探针片对其局部区域进行了TIMA扫描。2块样品均呈现似斑状结构,斜长石和碱性长石呈斑晶,细粒的石英和钠长石发布于长石斑晶之间(图6)。2块样品矿物组成变化比较大,19ZJ159主要由钠长石(27.6%)、石英(21.5%)、斜长石(An>20; 17.9%)、正长石(14.4%)、微斜长石(9.4%)和黑云母(3.8%)等组成;19ZJ155主要由钠长石(20.8%)、石英(17.1%)、斜长石(An>20; 33.8%)、微斜长石(13.3%)、角闪石(0.9%)和黑云母(4.5%)等组成(图6)。副矿物包括榍石、磷灰石、钛铁矿、黄铁矿、锆石和磁铁矿等。大部分斜长石斑晶呈聚合斑晶产出,有些斜长石斑晶被微斜长石包裹,部分斜长石(An>20)发育钠长石的边(图6)。另外,磷灰石主要发育在黑云母之中或者石英和钠长石的晶体颗粒之间,斜长石斑晶之中发育的磷灰石非常有限。

3.3 斜长石电子探针结果

斜长石以板状晶体的形式出现,具有环带结构。实验过程中主要测试了斜长石斑晶的成分(表2)。其中,核部的斜长石An值主要集中在18～35,而边部长石An值极低为4～6(图7)。

3.4 锆石U-Pb年龄

马头石英二长岩中的锆石发育震荡环带,内部结构非常复杂,核部和边部均显示出岩浆锆石的特征(图8)。本文对马头岩体中的2块样品进行了激光剥蚀电感耦合等离子质谱U-Pb定年(表3)。其中, 对样品19ZJ155中的30颗锆石的原位分析表明,锆石206Pb/238U年龄集中在97.2～102.9Ma,加权平均年龄为99.4±0.8Ma (n=30, MSWD=0.26) (图9)。对样品19ZJ159中的30颗锆石的测试表明锆石206Pb/238U年龄集中在97.2～102.9Ma,加权平均年龄为100.0±1.0Ma (n=29, MSWD=0.56) (图9)。2个样品所得结果非常一致,表明马头石英二长岩形成时代约99～100Ma,与前人报道结果基本一致(Liuetal., 2014)。

表1 马头石英二长岩主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)组成

表2 马头石英二长岩斜长石电子探针成分(wt%)

表3 马头石英二长岩锆石U-Pb定年测试结果

续表3

图5 马头岩体Rb/Sr与微量元素协变图(a-e)和Sr与Y协变图(f)马头岩体、大莱岩体和包体数据来自Liu et al. (2014),同时代火山岩数据来自Yan et al. (2016)和Guo et al. (2012)Fig.5 Rb/Sr versus trace element (a-e) and Sr versus Y (f) for the rocks from the Matou plutonData for the Matou and Dalai plutons and mafic enclaves from Liu et al. (2014), the data for the volcanic rocks from Yan et al. (2016) and Guo et al. (2012)

图6 马头岩体矿物相TIMA扫描图Fig.6 TIMA scanning images of mineralogy for the monzonite from the Matou pluton

图7 马头岩体二长岩中斜长石排号频谱图Fig.7 Frequency plot of plagioclase An number in monzonite from the Matou pluton

图8 马头岩体二长岩中代表性锆石CL图像Fig.8 Representative zircon CL images from the monzonite in the Matou pluton

3.5 锆石微量元素

根据图像特征,石英二长岩中的锆石可以分为三类:I类为深色的锆石核部;II类为淡色的整颗锆石或者边部,或者少量锆石的幔部;III类为深色的锆石边部(图8)。I类锆石具有相对较高的Th、U、Hf含量,变化较大的Eu/Eu*(0.5～0)、Zr/Hf (40～70)和Th/U比值、Ti含量,具有较高的轻稀土和重稀土含量(表4、图10)。II类锆石具有低的Th、U、Hf含量,Eu/Eu*比值较高(0.15～0.37)(表4、图10)。III类锆石具有高的U和Hf含量,低的Eu/Eu*和Zr/Hf(表4、图10)。锆石Ti温度计算表明,I类锆石结晶温度变化较大,约为860～680℃;II类锆石整体温度较高,约为875～750℃;III类锆石温度较低,约为790～730℃(图10)。

3.6 锆石Hf同位素

图9 马头岩体中二长岩锆石U-Pb年龄Fig.9 Zircon U-Pb ages of the monzonite from the Matou pluton

表4 马头石英二长岩锆石Hf同位素组成

续表4

表5 马头石英二长岩锆石微量元素 (×10-6) 组成

续表5

图10 马头岩体二长岩中锆石微量元素协变图Fig.10 Trace element covariation diagrams of zircon from the monzonite in the Matou pluton

3.7 磷灰石微量元素

TIMA实验结果表明,磷灰石主要发育在黑云母之中呈包裹体,或者出露在细粒的石英和钠长石之间。这一特征表明,磷灰石结晶晚于斜长石,而且是伴随着黑云母开始结晶才开始大量结晶。石英二长岩中的磷灰石具有较低的Sr含量(113×10-6～417×10-6),较高的U(3.2×10-6～80.9×10-6)、Y(180×10-6～2290×10-6)、轻稀土(LREE)(3469×10-6～26767×10-6)和较低的重稀土含量(HREE)(75×10-6～1018×10-6)(表6、图12)。其轻重稀土比值(LREE/HREE)(5.2～67.7)、La/Sm(3.6～30.3)和Sm/Yb(1.32～14.31)比值变化也较大,而Dy/Yb变化较小(1.8～4.0),并具有极低的Eu/Eu*(0.11～0.27) (表6、图12)。随着Sr含量降低,磷灰石Sm/Yb、Eu/Eu*和Dy/Yb比值降低,La/Sm比值上升,LREE和REE含量降低,U、Th和Fe含量上升(表6、图12)。

4 讨论

4.1 石英二长岩的源区及演化

野外研究表明,马头石英二长岩中发育大量细粒镁铁质包体。这些包体具有相对低的SiO2、K2O和Na2O含量和高的Na2O/K2O比值,并具有较高的MgO、Cr和Ni含量,相对较高的锆石εHf(t)值,来自于幔源基性岩浆的分异(Liuetal., 2014;Shietal., 2022)。与这些暗色包体相比,马头石英二长岩具有高的SiO2、K2O、Na2O和Rb含量,低的Na2O/K2O比值,并具有低的MgO、Cr和Ni含量,显示出壳源岩浆的特征(刘亮等,2012;Liuetal., 2014;Shietal., 2022)(图4)。马头石英二长岩具有变化极大的锆石Hf同位素组成(I类锆石εHf(t):-9.4～-0.8; II类锆石εHf(t):-10.9～-1.0),表明马头岩体中的样品均不能代表原始岩浆组成,而是由两个不同端元来源的岩浆混合形成,包括古老地壳来源岩浆(εHf(t)<～-10)和地幔来源基性岩浆(εHf(t)>-1.0)(图11)。

随着SiO2含量上升,马头石英二长岩TiO2和FeOT含量降低,表明其演化过程中经历了钛铁矿分离结晶(图4)。随着SiO2含量上升,马头石英二长岩Al2O3和CaO含量降低,表明其演化过程中经历了斜长石分离结晶(图4)。而马头石英二长岩只有微弱的Sr和Eu异常,随着Sr含量降低,Eu/Eu*降低,这表明马头石英二长岩只经历了少量的斜长石分离结晶(图5)。随着SiO2含量上升,马头石英二长岩显示出MgO含量降低的趋势,表明其母岩浆经历了角闪石和黑云母等矿物的分离结晶(图4)。随着SiO2含量上升,马头石英二长岩显示出P2O5含量降低的趋势,表明其经历了磷灰石的分离结晶(图4)。

因此,这些特征表明马头石英二长岩经历的并不是一个封闭体系的演化过程,它们是由古老地壳来源的酸性岩浆和地幔来源的基性岩浆混合形成,并经历了斜长石、角闪石、黑云母、钛铁矿等矿物的分离结晶。

4.2 锆石微量元素与岩浆储库活化

马头岩体中的锆石结构非常复杂,能为刻画其精细的岩浆演化过程提供帮助(图8)。其中,I类锆石均发育在锆石的核部,具有变化较大的锆石Hf同位素组成,锆石εHf(t)为-9.4～-0.8,显示I类锆石是由古老地壳来源的岩浆和地幔来源的基性岩浆混合所形成 (图8、 图9)。这些锆石具有与I类锆石类似,II类锆石也具有变化较大的锆石Hf同位素组成,锆石εHf(t)为-10.9～-1.0,表明它是由古老地壳来源岩浆和地幔来源岩浆混合所形成(图9)。与I类锆石相比,II类锆石主要发育在边部,具有极低的U和Hf含量,其Th/U、Eu/Eu*和Zr/Hf比值变化较小,Sm/Yb比值变化较大,结晶温度约为700～860℃(图8-图10)。由于II类锆石与I类锆石化学组成具有明显的差异,所以我们认为II类锆石和I类锆石是不同岩浆阶段结晶的产物(Claiborneetal., 2006; Trochetal., 2018; Chenetal., 2023)(图10、图13)。II类锆石具有较低的U、Th和Hf含量,随着U含量上升,未见Sm/Yb比值降低,表明其结晶自演化程度较低的岩浆,且其成分未受富中稀土副矿物结晶的影响(图10、图13)。一方面,与I类锆石中U含量较高的锆石相比,II类锆石具有较高的Zr/Hf和低的Th/U比值,这表明先存岩浆储库在演化过程中有相对原始的基性岩浆注入(Claiborneetal., 2006; Trochetal., 2018; Chenetal., 2023)(图10、图13)。另一方面,II类锆石结晶温度最高达到850℃以上,远高于I类锆石中高U锆石的结晶温度(～680℃),表明低温、高结晶度的先存岩浆储库演化过程中经历了高温基性岩浆的注入,使得先存岩浆储库的温度升高,达到了850℃以上。然而,在如此高温条件下,先存岩浆储库内早期结晶的矿物,包括碱性长石、斜长石和石英等,会发生部分熔融,使得先存岩浆储库的结晶度进一步降低,岩浆储库可以进一步经历晶体-熔体分离(Wolffetal., 2020)。随着Eu/Eu*降低,II类锆石Zr/Hf比值降低,表明岩浆储库经历了斜长石和锆石的分离结晶(图10、图13)。随着U含量上升,II类锆石Sm/Yb比值降低,表明岩浆演化过程中经历了榍石和磷灰石等矿物的分离结晶(Chenetal., 2023)(图10、图13)。随着U含量上升,锆石结晶温度降低且Hf含量上升,表明岩浆储库内的熔体随着岩浆储库结晶度的增加演化程度逐步升高(图10、图13)。此外,与振荡环带中锆石中微量元素含量逐渐变化不同,马头石英二长岩中的I类锆石和II类锆石核-边界突变的变化表明,副矿物的结晶并不是改变熔体和锆石成分的主要因素,这一变化和岩浆中主要造岩矿物的结晶密切相关(Chenetal., 2023)。

表6 马头石英二长岩磷灰石微量元素(×10-6)组成

图11 马头岩体二长岩中锆石εHf(t)频谱图Fig.11 Zircon εHf(t) values of the monzonite from the Matou pluton

相对较高的U、Hf含量,其Th/U、Eu/Eu*和Zr/Hf比值变化较大,Sm/Yb比值变化较小,显示其形成过程中整个体系经历了斜长石和锆石的分离结晶(Claiborneetal., 2006; Trochetal., 2018)(图10)。锆石Ti温度计算表明,I类锆石形成温度为669～868℃(图10)。I类锆石可能结晶于先存的岩浆储库,而这先存的岩浆储库是由地壳来源的酸性岩浆和地幔来源的基性岩浆混合所形成。部分I类锆石具有极高的U、Hf和Th含量,表明先存岩浆储库可能经历了高度演化,主要是经历了长石和锆石的分离结晶(Claiborneetal., 2006; Trochetal., 2018)(图10、图13)。部分I类锆石具有极低的锆石Ti温度,和高演化花岗岩结晶温度极为类似,表明先存的岩浆储库在结晶这些高U的I类锆石时处于低温、高结晶度的状态(Claiborneetal., 2006; Trochetal., 2018)(图10)。

图12 马头岩体二长岩中磷灰石微量元素协变图Fig.12 Variation diagrams of trace elements in apatite from the monzonite in the Matou pluton

图13 马头岩体岩浆演化过程中锆石微量元素变化模拟图堆晶岩由35%碱性长石、15%石英、35%斜长石、15%黑云母、0.01%褐帘石及富钛铈矿和0.02%的锆石组成;模拟过程参考Chen et al.,2023Fig.13 Trace element model for the evolution of zircon composition during fractional crystallizationA eutectic phase assemblage (35% K-feldspar, 15% quartz, 35% plagioclase, 15% biotite) and accessory allanite/chevkinite (0.01%) and zircon (0.02%); The simulation process modified after Chen et al., 2023

III类锆石产出比较少,只发育在少数II类锆石的边部。与大部分II类锆石相比,III类锆石具有较高的U、Th、Y和Nb含量,这些特征表明III类锆石是从高演化的富U和Th的岩浆中结晶而来(Claiborneetal., 2006; Trochetal., 2018; Chenetal., 2023)(图10、图13)。另外,III类锆石具有较低的结晶温度和Eu/Eu*比值,也表明其是从高演化的熔体中结晶而来。这些特征表明,III类锆石结晶时,岩浆储库内的熔体已经经历了大量的斜长石分离结晶(图10、图13)。

4.3 斜长石-磷灰石与岩浆储库再结晶

马头石英二长岩中的斜长石斑晶记录的岩浆结晶历史与锆石记录的历史完全不同。马头石英二长岩中的斜长石斑晶主要有钠长石、更长石和中长石所组成。其中,核部的斜长石An值主要集中在18～35,为更长石和中长石,而边部长石An值极低为4～6,为钠长石(图7)。斜长石斑晶特征表明,岩浆演化过程中岩浆先结晶富钙的更长石和中长石,然后结晶富钠的钠长石(图7),指示岩浆从富钙向富钠演化。然而,野外观察表明马头岩体发育大量闪长质包体,这表明马头石英二长岩岩浆储库演化过程中经历了基性岩浆的注入,岩浆演化应该从富钠向富钙然后再向富钠方向演化。野外观察与实验结果的不一致表明,马头石英二长岩中的斜长石斑晶可能是基性岩浆注入之后才从岩浆储库内结晶。而锆石微量元素表明I类锆石结晶时,先存岩浆储库处于高结晶度、低熔体比例的状态(图10、图13)。这些特征表明,基性岩浆注入先存岩浆储库过程中,诱发先存岩浆储库发生了部分熔融,使得早期结晶的石英和长石发生熔融,使得岩浆储库内熔体的U和Hf含量降低,Eu/Eu*升高,使得岩浆储库结晶度小于70%,有利于富硅熔体从岩浆储库内抽提。斜长石斑晶则是先存岩浆储库经历基性岩浆注入并发生部分熔融之后从高熔体比例的岩浆储库内再结晶的。

与锆石不同,磷灰石容易受到后期热事件的改造,所以磷灰石并没有记录下早期岩浆储库的演化历史,只记录了岩浆储库活化之后的演化历史。马头石英二长岩中的磷灰石核部组成和边部组成并不存在系统差别,其具有较低且变化较大的Sr含量,表明磷灰石是岩浆储库在经历大量斜长石结晶过程结晶的产物(图12)。随着Sr含量降低,磷灰石Sm/Yb、Eu/Eu*和Dy/Yb比值降低,La/Sm比值上升,表明岩浆储库在经历磷灰石和斜长石结晶的同时,也经历富中稀土矿物(如,榍石)的分离结晶(图12)。随着Sr含量降低,磷灰石的轻稀土含量降低,表明岩浆储库经历了富轻稀土副矿物(如,磷灰石和独居石等)的分离结晶。随着Sr含量降低,磷灰石U、Th和Fe含量上升,表明大量的磷灰石可能是岩浆储库演化晚期所结晶(图13)。

4.4 石英二长岩与高硅岩浆岩的成因联系

大量的锆石U-Pb年龄研究表明,东南沿海发育的早白垩世晚期到晚白垩世早期的石英二长岩和高硅流纹岩形成时代基本一致,主要形成于86～112Ma。另外,这些石英二长岩在空间上和高硅流纹岩紧密共生,例如在一些破火山口之中(例如,雁荡山、云山和小雄),石英二长岩作为侵入相产出,而高硅流纹岩作为喷出相产出在破火山口周围,二者形成火山-侵入杂岩体。大量的研究表明,这些火山-侵入杂岩之中的侵入岩和流纹岩形成时代一致、同位素组成一致、空间分布一致,可能是同源岩浆演化的产物。这些呈侵入相的似斑状石英二长岩发育斜长石聚合斑晶,具有异常低的硅含量,高的Eu/Eu*、Sr、Ba和La/Yb比值,表明其可能代表了岩浆储库内早期结晶的矿物相;而与其密切伴生的高硅流纹岩具有高硅,低的Sr、Ba和Eu/Eu*特征,代表了岩浆储库内抽提出来的高硅熔体(图5、图6)。

从岩相学特征来看,马头石英二长岩具有斑状结构,其中的斜长石斑晶呈聚合斑晶,石英和钠长石呈他形粒状,发育在斜长石聚合斑晶之间,与堆晶花岗岩以及高硅流纹岩中的堆晶特征的熔结凝灰岩包体比较类似(图3)。从地球化学特征来看,与高硅流纹岩相比,马头石英二长岩具有低硅、高镁,高Sr、Ba、Eu/Eu*和La/Yb比值,这些特征与和高硅流纹岩伴生的富斑晶的熔结凝灰岩组成极为相似(图5、图6)。前人研究表明,富晶屑熔结凝灰岩是岩浆储库内早期结晶矿物和晚期残余富硅熔体的混合物,代表富硅熔体喷发之后的残余岩浆储库。从显微照片来看,石英和斜长石不发育岩浆储库经历再加热之后形成的熔蚀结构。很多研究表明晶粥活化成因的富晶体火山岩中广泛发育这种具有熔蚀结构的长石,并且很少发育暗色微粒包体。然而,马头岩体锆石的结构及其矿物学特征表明,马头岩体至少经历了两期岩浆作用:(1)地壳中先存在一个演化程度较高,且存储温度较低(接近固相线)的岩浆储库;(2)随着基性岩浆的注入,先存岩浆储库温度上升,其中早期存在的石英和斜长石等矿物发生熔融,使得整个岩浆储库熔体比例上升,然后随着基性岩浆的进一步注入,新形成的岩浆储库经历了熔体抽提,然后熔体比例降低,进一步冷却形成似斑状石英二长斑岩。石英二长岩中的斜长石和磷灰石并没有记录下岩浆储库部分熔融过程,但是其记录下来岩浆储库活化之后的熔体抽离和矿物的分离结晶过程。其中,斜长石斑晶以更-中长石为主,代表其在演化程度较低的高熔体比例的岩浆储库内结晶,而大斜长石斑晶之间呈细粒的钠长石则是在岩浆储库经历熔体抽离之后从岩浆储库内残余的高演化熔体中结晶而来(Chenetal., 2023)。另外,磷灰石微量元素表明,岩浆储库活化之后,岩浆储库演化过程中经历了斜长石、榍石和磷灰石等矿物的分离结晶。

与马头石英二长岩相比,区域上同时期的酸性火山岩显示出高硅、高碱、低MgO等特征,与岩浆储库内抽提出来的富硅熔体极为相似,因此它们可能是浅部岩浆储库内晶体-熔体分离过程所形成(图5、图6)。区域地质资料显示,距离马头岩体的大莱岩体周围就发育高硅流纹岩,这些火山岩可能代表了岩浆储库活化过程中从其中抽提而出的富硅熔体(图2)。马头石英二长岩的锆石特征表明,富硅熔体从岩浆储库内的抽离并不只是简单的单阶段晶体-熔体分离过程,而是和高温基性岩浆的注入、岩浆储库内早期堆晶矿物的部分熔融以及岩浆储库的活化密切相关(Wolff, 2017; Zhangetal., 2018; Foleyetal., 2020; Wolffetal., 2020; Duetal., 2022)。当岩浆储库处于高结晶度且温度接近固相线存储时,岩浆储库内的熔体比例极低,很难能够和早期结晶的晶体发生分离。只有当大规模基性岩浆底侵,区域上处于高地温梯度,基性岩浆的注入使得先存岩浆储库内的易熔矿物发生熔融,使得岩浆储库内的熔体比例上升,处于结晶度40%～70%的熔体抽离窗口之时,岩浆储库才能发生熔体和晶体的分离,形成大规模的火山喷发和区域上广泛分布的高硅流纹岩。

5 主要认识

(1)马头石英二长岩形成于99～100Ma,由古老地壳来源岩浆和幔源岩浆经过岩浆混合形成。

(2)锆石微量元素表明,马头岩体形成之前地壳之中存在一个低温的、高结晶度的岩浆储库。随着基性岩浆的注入,先存岩浆储库发生了部分熔融,熔体比例上升,然后经历了晶体-熔体分离。

(3)马头石英二长岩中的大部分的主要造岩矿物和副矿物都是岩浆储库活化之后结晶形成的,并没有记录下岩浆储库活化及部分熔融的过程。例如,斜长石斑晶是岩浆储库部分熔融之后从高熔体比例的岩浆储库内重新结晶而成,而钠长石是岩浆储库结晶到低熔体比例之后从粒间熔体之中结晶而成的晶体。磷灰石晶体是斜长石斑晶结晶之后,随着黑云母结晶而结晶,它记录了斜长石、榍石以及磷灰石等矿物的分离结晶。

(4)与区域上的高硅流纹岩相比,马头石英二长岩演化过程经历了晶体-熔体分异,代表了岩浆储库被活化之后的残余体,其结晶过程中粒间熔体抽提出高温岩浆储库形成了以区域上广泛发育的石帽山组火山岩为代表的高硅流纹岩。基性岩浆的注入不仅促使岩浆储库内富硅熔体的抽离,而且诱发先存岩浆储库内的矿物发生熔融。然而,大部分造岩矿物及副矿物并不能记录下先存岩浆储库熔融及活化过程,而锆石则很好的记录了这一过程。