巖漿儲庫的活化:以浙江西部馬頭石英二長巖為例*

陳璟元 周夏冰 楊志國 張吉衡 孫金鳳 朱昱升 楊進輝

巖漿作用是了解地球內部演化和地球不同圈層之間物質交換的關鍵過程。它揭示了地球內部的物質循環和能量轉移過程,有助于我們理解地球內部的物質組成、地球動力學和構造演化。關于硅質巖漿在地殼中的存儲狀態,傳統觀點認為巖漿儲庫主要以熔體的形式存在于地殼內部(Buddington, 1959; Marsh, 1989, 1996)。然而,隨著高精度地球物理研究的深入進行,科學家們發現現代休眠火山口下并不存在以熔體為主的巖漿儲庫,這一觀察結果對巖漿儲存機制的認識帶來了重大轉變(Farrelletal., 2014; Wotzlawetal., 2015; Schmandtetal., 2019; Maguireetal., 2022; Cooper, 2022; Wuetal., 2023)。根據這些研究成果,目前普遍認為硅質巖漿以低熔體比例的晶體-熔體混合物形式儲存于地殼內部(Bachmann and Bergantz, 2008; Bachmann and Huber, 2016, 2019; Miller, 2016; Cooper, 2022; Wuetal., 2023)。在巖漿儲庫演化的大部分時間周期內,其熔體比例相對較低(Cashmanetal., 2017; Cooper, 2017, 2022; Rubinetal., 2017)。這一模型的主要依據來自于對全球范圍內年輕火山相關噴發物的觀察研究(Bachmann and Bergantz, 2004; Hildreth, 2004; Huberetal., 2012)。通過對年輕火山噴發物的分析,科學家們發現這些火山巖主要由兩種類型組成:富晶屑熔結凝灰巖和少斑晶高硅流紋巖(Bachmann and Bergantz, 2004; Hildreth, 2004; Huberetal., 2012)。這兩種巖石的礦物組成極為相似,但存在著地球化學成分的互補和成分間斷現象(Bachmann and Bergantz, 2004; Hildreth, 2004; Huperetal., 2012)。多斑熔結凝灰巖被視為熔體抽提之后巖漿儲庫內的殘余體,而少斑流紋巖則被認為代表了從巖漿儲庫中抽提出的富硅熔體,淺部地殼巖漿儲庫內晶體-熔體分離過程是主導硅質巖漿成分變化的機制(Bachmann and Bergantz, 2004; Hildreth, 2004)。深入理解巖漿儲庫內富硅熔體的聚集及遷移過程對于確定巖漿儲庫存儲狀態和噴發能力至關重要(Cooper and Kent, 2014; Barbonietal., 2016; Rubinetal., 2017; Szymanowskietal., 2017; Jacksonetal., 2018)。然而,地殼內巖漿儲庫中富硅熔體存儲的物理化學狀態仍存在爭議,特別是對地殼內巖漿儲庫存儲的溫度及結晶度狀態仍然不清楚(Cooper and Kent, 2014; Barbonietal., 2016; Rubinetal., 2017; Szymanowskietal., 2017; Jacksonetal., 2018)。一些學者認為巖漿以低溫、高結晶度(>70%)、非噴發狀態(溫度接近固相線)存儲,需要周期性基性巖漿注入才能使得低溫巖漿儲庫保持活力然后噴發(Cooper and Kent, 2014; Rubinetal., 2017; Szymanowskietal., 2017)。另外一些學者則認為,巖漿主要以熱、低結晶度(<70%)的狀態存儲在地殼內部,巖漿儲庫內的巖漿處于易噴發狀態,噴發之前并不需要持續的加熱過程(Barbonietal., 2016)。目前為止,我們對巖漿在地殼中存儲狀態及其物理化學條件的理解主要來自于前人對火山巖的研究。然而,熔體為主的火山巖在巖漿儲庫中所占的比例極低,僅僅能代表巖漿儲庫頂部組成,而殘余在地殼內以巖體產出的侵入巖則代表了熔體之下的更深層次的巖漿儲庫,其組成更能反映巖漿儲庫中富晶體部分的演化歷史(Barbonietal., 2016)。因此,有必要對侵入巖在地殼內的存儲及熱演化歷史進行研究,這將有有助于我們理解巖漿儲庫深部的巖漿動力學過程,進而約束巖漿儲庫內熔體的存儲狀態及其聚集、抽提及噴發過程。

我國華南東南沿海發育有大量晚中生代巖漿巖,其中以流紋質火山巖和花崗巖分布最為廣泛(Zhou and Li, 2000; Li, 2000; Zhouetal., 2006; Guoetal., 2012),大量出露的堿性-亞堿性特征的石英二長巖-石英正長巖是晚中生代巖漿巖的重要組成部分,它們可以呈巖株單獨產出,或者與中酸性侵入巖緊密共生形成復式巖體,或者與火山巖共同產出于破火山口之中呈火山-侵入雜巖(余明剛等,2006;邱檢生等,2011;Heetal., 2012; Liuetal., 2013, 2014; 劉亮等,2013;Yanetal., 2016, 2018; Chenetal., 2019, 2021, 2023; 高麗等,2019,2020;鄭世帥和徐夕生,2021)。關于這些二長巖-正長巖,前人認為其產出于造山后、裂谷或者板內等構造環境(Bonin, 1990; Black and Liegeois, 1993; Nédélecetal., 1995; Boninetal., 1998; Sylvester, 1998; Yangetal., 2005),并對其成因提出了多種模式,主要包括以下兩類:(1)揮發分加入誘發陸殼巖石部分熔融或者封閉體系下陸殼巖石在高壓下部分熔融(Huang and Wyllie, 1974; Lubalaetal., 1994);(2)由起源于被交代富集巖石圈地幔部分熔融的基性巖漿分離結晶產生(Brown and Becker, 1986; Litvinovskyetal., 2002;Yangetal., 2005)。然而,近年來最新研究表明,大多數的二長巖-正長巖可能代表了巖漿儲庫內晶體-熔體分異過程中抽提出高硅熔體之后的殘余相或者晶粥體活化之后的產物(Bachletal., 2001; Deeringetal., 2016; Yanetal., 2016, 2018; Schaenetal., 2017; Wolff, 2017; Chenetal., 2021)。因此,這些二長巖-正長巖的成因仍然存在爭議,最重要的問題是這些巖石是否可以代表部分熔融直接產出的熔體組成,或者說它們代表的僅僅是分離結晶過程的產物。

因此,本文選取浙江西部馬頭巖體中的石英二長巖進行研究,對其開展了系統的巖相學、地球化學、鋯石U-Pb年代學、微量元素和Hf同位素及磷灰石微量元素研究,試圖進一步對巖漿存儲過程、巖漿儲庫的活化及二長巖的成因提供新的認識。

1 巖體地質特征與巖相學特征

華南東南沿海發育有大量二長巖-正長巖體,主要分布于閩浙沿海和浙江西部。其中,沐塵、馬頭和大萊等巖體出露在浙江西部,而黃坦洋、貓貍嶺、康谷、小雄、半山、羅川、山喬頭、東皋、莼湖和云山等巖體出露在閩浙沿海(圖1)(余明剛等,2006;邱檢生等,2011;He and Xu, 2012; Liuetal., 2013, 2014; 劉亮等,2013;Yanetal., 2016, 2018; Chenetal., 2019, 2021, 2023; 高麗等,2019,2020;鄭世帥和徐夕生,2021)。前人研究表明這些巖體主要由石英二長巖或者石英正長巖所組成,具有斑狀結構,其中發育有大量的斜長石或者堿性長石聚合斑晶,細粒長石和石英呈填隙狀產出于長石斑晶之間(Yanetal., 2016, 2018; Chenetal., 2019, 2021, 2023; 高麗等,2019,2020;鄭世帥和徐夕生,2021)。另外,大量的研究表明有些巖體中普遍發育細粒閃長質包體,被認為是基性巖漿注入酸性巖漿儲庫淬冷后的產物(Chenetal., 2013; Liuetal., 2013, 2014)。前人對這些巖體進行了詳細的年代學研究,表明這些巖體形成于86～112Ma之間,為早白堊世晚期到晚白堊世早期巖漿活動的產物(余明剛等,2006;邱檢生等,2011;He and Xu, 2012; Liuetal., 2013, 2014; 劉亮等,2013;Yanetal., 2016, 2018; Chenetal., 2019, 2021, 2023; 高麗等,2019,2020;鄭世帥和徐夕生,2021)。

馬頭巖體出露在浙江西部的遂昌地區,出露面積約54km2,侵入了白堊紀早期的火山巖之中(圖2)。馬頭巖體主要由中-粗粒似斑狀石英二長巖組成,主要由斜長石(18%～34vol%)、堿性長石(37%～50vol%)、石英(15%～20vol%)、黑云母(～5vol%)、角閃石(～1vol%)等組成,副礦物包括鋯石、榍石、磷灰石、磁鐵礦和鈦鐵礦等。斜長石和堿性長石為主要斑晶,細粒的石英和長石呈填隙狀分布在斜長石和堿性長石斑晶之間。很多斜長石斑晶互相聚集在一起,呈聚合斑晶產出(圖3)。大量的閃長質包體呈渾圓狀或者橢球狀產出于石英二長巖之中,其中可見堿性長石及斜長石斑晶,可能是從寄主巖體而來的捕虜晶。

2 測試方法

2.1 全巖主微量元素

巖石主量元素在南京聚譜科技實驗室進行了X射線熒光(XRF)分析,分析的不確定度估計在1%～5%之間。全巖粉末經酸消解后,微量元素在南京南京聚譜科技實驗室使用安捷倫7700電感應耦合等離子體質譜儀(ICP-MS)進行測試分析,分析的精度和準確度優于10%。

圖1 華南東南沿海白堊紀二長巖-正長巖分布圖(據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)

圖2 馬頭巖體分布圖Fig.2 Sketch map showing distributions of the Matou pluton

圖3 馬頭石英二長巖中代表性斜長石聚合斑晶Fig.3 Representative aggregates of plagioclase phenocrysts in the monzonite from the Matou pluton

2.2 鋯石U-Pb定年

鋯石U-Pb定年在中國科學院地質與地球物理研究所巖石圈演化國家重點實驗室進行,分析所用的儀器是Element XR HR-ICP-MS儀器和193nm ArF準分子激光系統連接構成的LA-ICP-MS系統。測試程序和校準過程的詳細信息可參考Wuetal.(2020)。測試過程中激光剝蝕束斑為16μm直徑,頻率為5Hz,能量密度約為3.0J/cm2。氦氣被用作載氣,標準鋯石91500用作標樣校正未知樣品,鋯石SA01用作質量控制(Huangetal., 2021)。鋯石用16μm束斑進行測試,其加權平均206Pb/238U年齡的準確度和精度優于1.0%。

2.3 鋯石微量元素

鋯石微量元素測試在中國科學院地質與地球物理研究所巖石圈演化國家重點實驗室完成,采用的是由Element XR HR-ICP-MS儀器和193nm ArF準分子激光系統連接而成的LA-ICP-MS系統測定了鋯石的微量元素含量。測試過程中,采用峰跳模式測量元素含量,激光束斑直徑為32μm,頻率為5Hz,激光能量密度約為4.0J/cm2。氦氣被用作載氣,以提高樣品顆粒的傳輸效率。外部校準使用ARM-3標準玻璃(Wuetal., 2019, 2021),BIR-1G標準玻璃用作質量控制監測標樣。數據處理通過GLITTER程序進行(Griffin, 2008),在數據校正過程中,硅(29Si)被用作內標。對于大多數微量元素(>0.005×10-6),準確度優于10%,分析精度(1RSD)約為10%。

2.4 磷灰石微量元素

磷灰石微量元素測試在中國科學院地質與地球物理研究所巖石圈演化國家重點實驗室完成,采用了Geolas的193nm ArF準分子激光與Agilent 7500a型四級桿質譜儀(Q-ICP-MS)組成的系統。詳細的儀器狀態和實驗參數請參照謝烈文等(2008),本文只做簡要的介紹。實驗中采用點剝蝕模式,每個分析點的氣體背景采集時間為20s,信號采集時間為65s。元素含量采用外部標準校正方法。磷灰石微量元素結果用GLITTER 4.0軟件處理(Griffin, 2008),外部校準使用NIST610標準玻璃。在數據校正過程中,鈣(40Ca)被用作內標。對于大多數微量元素(>0.005×10-6),準確度優于10%,分析精度(1RSD)約為10%。

2.5 鋯石Hf同位素

鋯石的原位微區Hf同位素測定是在中國科學院地質與地球物理研究所的Neptune多接收電感耦合等離子體質譜儀(MC-ICP-MS)上完成。Lu-Hf同位素分析采用了Wuetal.(2006)介紹的方法與步驟。測試之前需要用溶液對儀器的參數進行調節,使得儀器有高的穩定的離子化效率。在激光剝蝕進樣的條件下,在束斑直徑60μm,脈沖速率8Hz的條件下,使得GJ-1的180Hf信號值大于5V。176Yb對176Hf的干擾采用實測的Yb的分餾系數,并假設176Yb/172Yb=0.5887 (Wuetal., 2006)。樣品分析過程中,用標準鋯石91500和GJ-1作為雙重外部標樣,監測儀器的漂移。分析結果表明,標準鋯石SA01和GJ-1的176Hf/177Hf的同位素比值與該實驗室測定的平均值及其溶液推薦值在誤差范圍內一致(Wuetal., 2006; Huangetal., 2021)。

2.6 TIMA礦物相掃描

馬頭巖體代表性薄片的礦物相圖由長安大學Tescan集成礦物分析儀(TIMA)分析完成。使用Mira-3掃描電子顯微鏡配備四個能譜儀(EDS,EDAX Element 30),應用25kV的加速電壓和9nA的探針電流。工作距離、像素間距和點間距分別設置為15mm、2μm和6μm。電流和BSE信號強度通過鉑法拉第杯進行校準,使用TIMA分析模塊進行樣品掃描。

3 實驗結果

3.1 全巖主微量結果

馬頭石英二長巖具有較高的SiO2(67.43%～68.44%)、Al2O3(14.86%～15.45%)、Na2O (3.87%～4.04%)和K2O (4.14%～4.29%)含量和較低的MgO(1.01%～1.13%)和CaO含量,全堿含量變化較小(Na2O+K2O=8.10%～8.27%)(表1),為亞堿性系列,準鋁質巖石(圖4)。它們具有較低的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)(圖5、表1)。

圖4 馬頭巖體主量元素哈克圖解(a-f)、A/CNK與A/NK協變圖(g)、SiO2與全堿圖(h)及SiO2與Zr/Hf協變圖(i)馬頭巖體、大萊巖體及包體數據來自Liu et al. (2014)和Shi et al. (2022),同時代火山巖數據來自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 巖石礦物相掃描圖

我們選取了2塊樣品的探針片對其局部區域進行了TIMA掃描。2塊樣品均呈現似斑狀結構,斜長石和堿性長石呈斑晶,細粒的石英和鈉長石發布于長石斑晶之間(圖6)。2塊樣品礦物組成變化比較大,19ZJ159主要由鈉長石(27.6%)、石英(21.5%)、斜長石(An>20; 17.9%)、正長石(14.4%)、微斜長石(9.4%)和黑云母(3.8%)等組成;19ZJ155主要由鈉長石(20.8%)、石英(17.1%)、斜長石(An>20; 33.8%)、微斜長石(13.3%)、角閃石(0.9%)和黑云母(4.5%)等組成(圖6)。副礦物包括榍石、磷灰石、鈦鐵礦、黃鐵礦、鋯石和磁鐵礦等。大部分斜長石斑晶呈聚合斑晶產出,有些斜長石斑晶被微斜長石包裹,部分斜長石(An>20)發育鈉長石的邊(圖6)。另外,磷灰石主要發育在黑云母之中或者石英和鈉長石的晶體顆粒之間,斜長石斑晶之中發育的磷灰石非常有限。

3.3 斜長石電子探針結果

斜長石以板狀晶體的形式出現,具有環帶結構。實驗過程中主要測試了斜長石斑晶的成分(表2)。其中,核部的斜長石An值主要集中在18～35,而邊部長石An值極低為4～6(圖7)。

3.4 鋯石U-Pb年齡

馬頭石英二長巖中的鋯石發育震蕩環帶,內部結構非常復雜,核部和邊部均顯示出巖漿鋯石的特征(圖8)。本文對馬頭巖體中的2塊樣品進行了激光剝蝕電感耦合等離子質譜U-Pb定年(表3)。其中, 對樣品19ZJ155中的30顆鋯石的原位分析表明,鋯石206Pb/238U年齡集中在97.2～102.9Ma,加權平均年齡為99.4±0.8Ma (n=30, MSWD=0.26) (圖9)。對樣品19ZJ159中的30顆鋯石的測試表明鋯石206Pb/238U年齡集中在97.2～102.9Ma,加權平均年齡為100.0±1.0Ma (n=29, MSWD=0.56) (圖9)。2個樣品所得結果非常一致,表明馬頭石英二長巖形成時代約99～100Ma,與前人報道結果基本一致(Liuetal., 2014)。

表1 馬頭石英二長巖主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)組成

表2 馬頭石英二長巖斜長石電子探針成分(wt%)

表3 馬頭石英二長巖鋯石U-Pb定年測試結果

續表3

圖5 馬頭巖體Rb/Sr與微量元素協變圖(a-e)和Sr與Y協變圖(f)馬頭巖體、大萊巖體和包體數據來自Liu et al. (2014),同時代火山巖數據來自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)

圖6 馬頭巖體礦物相TIMA掃描圖Fig.6 TIMA scanning images of mineralogy for the monzonite from the Matou pluton

圖7 馬頭巖體二長巖中斜長石排號頻譜圖Fig.7 Frequency plot of plagioclase An number in monzonite from the Matou pluton

圖8 馬頭巖體二長巖中代表性鋯石CL圖像Fig.8 Representative zircon CL images from the monzonite in the Matou pluton

3.5 鋯石微量元素

根據圖像特征,石英二長巖中的鋯石可以分為三類:I類為深色的鋯石核部;II類為淡色的整顆鋯石或者邊部,或者少量鋯石的幔部;III類為深色的鋯石邊部(圖8)。I類鋯石具有相對較高的Th、U、Hf含量,變化較大的Eu/Eu*(0.5～0)、Zr/Hf (40～70)和Th/U比值、Ti含量,具有較高的輕稀土和重稀土含量(表4、圖10)。II類鋯石具有低的Th、U、Hf含量,Eu/Eu*比值較高(0.15～0.37)(表4、圖10)。III類鋯石具有高的U和Hf含量,低的Eu/Eu*和Zr/Hf(表4、圖10)。鋯石Ti溫度計算表明,I類鋯石結晶溫度變化較大,約為860～680℃;II類鋯石整體溫度較高,約為875～750℃;III類鋯石溫度較低,約為790～730℃(圖10)。

3.6 鋯石Hf同位素

圖9 馬頭巖體中二長巖鋯石U-Pb年齡Fig.9 Zircon U-Pb ages of the monzonite from the Matou pluton

表4 馬頭石英二長巖鋯石Hf同位素組成

續表4

表5 馬頭石英二長巖鋯石微量元素 (×10-6) 組成

續表5

圖10 馬頭巖體二長巖中鋯石微量元素協變圖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實驗結果表明,磷灰石主要發育在黑云母之中呈包裹體,或者出露在細粒的石英和鈉長石之間。這一特征表明,磷灰石結晶晚于斜長石,而且是伴隨著黑云母開始結晶才開始大量結晶。石英二長巖中的磷灰石具有較低的Sr含量(113×10-6～417×10-6),較高的U(3.2×10-6～80.9×10-6)、Y(180×10-6～2290×10-6)、輕稀土(LREE)(3469×10-6～26767×10-6)和較低的重稀土含量(HREE)(75×10-6～1018×10-6)(表6、圖12)。其輕重稀土比值(LREE/HREE)(5.2～67.7)、La/Sm(3.6～30.3)和Sm/Yb(1.32～14.31)比值變化也較大,而Dy/Yb變化較小(1.8～4.0),并具有極低的Eu/Eu*(0.11～0.27) (表6、圖12)。隨著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、圖12)。

4 討論

4.1 石英二長巖的源區及演化

野外研究表明,馬頭石英二長巖中發育大量細粒鎂鐵質包體。這些包體具有相對低的SiO2、K2O和Na2O含量和高的Na2O/K2O比值,并具有較高的MgO、Cr和Ni含量,相對較高的鋯石εHf(t)值,來自于幔源基性巖漿的分異(Liuetal., 2014;Shietal., 2022)。與這些暗色包體相比,馬頭石英二長巖具有高的SiO2、K2O、Na2O和Rb含量,低的Na2O/K2O比值,并具有低的MgO、Cr和Ni含量,顯示出殼源巖漿的特征(劉亮等,2012;Liuetal., 2014;Shietal., 2022)(圖4)。馬頭石英二長巖具有變化極大的鋯石Hf同位素組成(I類鋯石εHf(t):-9.4～-0.8; II類鋯石εHf(t):-10.9～-1.0),表明馬頭巖體中的樣品均不能代表原始巖漿組成,而是由兩個不同端元來源的巖漿混合形成,包括古老地殼來源巖漿(εHf(t)<～-10)和地幔來源基性巖漿(εHf(t)>-1.0)(圖11)。

隨著SiO2含量上升,馬頭石英二長巖TiO2和FeOT含量降低,表明其演化過程中經歷了鈦鐵礦分離結晶(圖4)。隨著SiO2含量上升,馬頭石英二長巖Al2O3和CaO含量降低,表明其演化過程中經歷了斜長石分離結晶(圖4)。而馬頭石英二長巖只有微弱的Sr和Eu異常,隨著Sr含量降低,Eu/Eu*降低,這表明馬頭石英二長巖只經歷了少量的斜長石分離結晶(圖5)。隨著SiO2含量上升,馬頭石英二長巖顯示出MgO含量降低的趨勢,表明其母巖漿經歷了角閃石和黑云母等礦物的分離結晶(圖4)。隨著SiO2含量上升,馬頭石英二長巖顯示出P2O5含量降低的趨勢,表明其經歷了磷灰石的分離結晶(圖4)。

因此,這些特征表明馬頭石英二長巖經歷的并不是一個封閉體系的演化過程,它們是由古老地殼來源的酸性巖漿和地幔來源的基性巖漿混合形成,并經歷了斜長石、角閃石、黑云母、鈦鐵礦等礦物的分離結晶。

4.2 鋯石微量元素與巖漿儲庫活化

馬頭巖體中的鋯石結構非常復雜,能為刻畫其精細的巖漿演化過程提供幫助(圖8)。其中,I類鋯石均發育在鋯石的核部,具有變化較大的鋯石Hf同位素組成,鋯石εHf(t)為-9.4～-0.8,顯示I類鋯石是由古老地殼來源的巖漿和地幔來源的基性巖漿混合所形成 (圖8、 圖9)。這些鋯石具有與I類鋯石類似,II類鋯石也具有變化較大的鋯石Hf同位素組成,鋯石εHf(t)為-10.9～-1.0,表明它是由古老地殼來源巖漿和地幔來源巖漿混合所形成(圖9)。與I類鋯石相比,II類鋯石主要發育在邊部,具有極低的U和Hf含量,其Th/U、Eu/Eu*和Zr/Hf比值變化較小,Sm/Yb比值變化較大,結晶溫度約為700～860℃(圖8-圖10)。由于II類鋯石與I類鋯石化學組成具有明顯的差異,所以我們認為II類鋯石和I類鋯石是不同巖漿階段結晶的產物(Claiborneetal., 2006; Trochetal., 2018; Chenetal., 2023)(圖10、圖13)。II類鋯石具有較低的U、Th和Hf含量,隨著U含量上升,未見Sm/Yb比值降低,表明其結晶自演化程度較低的巖漿,且其成分未受富中稀土副礦物結晶的影響(圖10、圖13)。一方面,與I類鋯石中U含量較高的鋯石相比,II類鋯石具有較高的Zr/Hf和低的Th/U比值,這表明先存巖漿儲庫在演化過程中有相對原始的基性巖漿注入(Claiborneetal., 2006; Trochetal., 2018; Chenetal., 2023)(圖10、圖13)。另一方面,II類鋯石結晶溫度最高達到850℃以上,遠高于I類鋯石中高U鋯石的結晶溫度(～680℃),表明低溫、高結晶度的先存巖漿儲庫演化過程中經歷了高溫基性巖漿的注入,使得先存巖漿儲庫的溫度升高,達到了850℃以上。然而,在如此高溫條件下,先存巖漿儲庫內早期結晶的礦物,包括堿性長石、斜長石和石英等,會發生部分熔融,使得先存巖漿儲庫的結晶度進一步降低,巖漿儲庫可以進一步經歷晶體-熔體分離(Wolffetal., 2020)。隨著Eu/Eu*降低,II類鋯石Zr/Hf比值降低,表明巖漿儲庫經歷了斜長石和鋯石的分離結晶(圖10、圖13)。隨著U含量上升,II類鋯石Sm/Yb比值降低,表明巖漿演化過程中經歷了榍石和磷灰石等礦物的分離結晶(Chenetal., 2023)(圖10、圖13)。隨著U含量上升,鋯石結晶溫度降低且Hf含量上升,表明巖漿儲庫內的熔體隨著巖漿儲庫結晶度的增加演化程度逐步升高(圖10、圖13)。此外,與振蕩環帶中鋯石中微量元素含量逐漸變化不同,馬頭石英二長巖中的I類鋯石和II類鋯石核-邊界突變的變化表明,副礦物的結晶并不是改變熔體和鋯石成分的主要因素,這一變化和巖漿中主要造巖礦物的結晶密切相關(Chenetal., 2023)。

表6 馬頭石英二長巖磷灰石微量元素(×10-6)組成

圖11 馬頭巖體二長巖中鋯石εHf(t)頻譜圖Fig.11 Zircon εHf(t) values of the monzonite from the Matou pluton

相對較高的U、Hf含量,其Th/U、Eu/Eu*和Zr/Hf比值變化較大,Sm/Yb比值變化較小,顯示其形成過程中整個體系經歷了斜長石和鋯石的分離結晶(Claiborneetal., 2006; Trochetal., 2018)(圖10)。鋯石Ti溫度計算表明,I類鋯石形成溫度為669～868℃(圖10)。I類鋯石可能結晶于先存的巖漿儲庫,而這先存的巖漿儲庫是由地殼來源的酸性巖漿和地幔來源的基性巖漿混合所形成。部分I類鋯石具有極高的U、Hf和Th含量,表明先存巖漿儲庫可能經歷了高度演化,主要是經歷了長石和鋯石的分離結晶(Claiborneetal., 2006; Trochetal., 2018)(圖10、圖13)。部分I類鋯石具有極低的鋯石Ti溫度,和高演化花崗巖結晶溫度極為類似,表明先存的巖漿儲庫在結晶這些高U的I類鋯石時處于低溫、高結晶度的狀態(Claiborneetal., 2006; Trochetal., 2018)(圖10)。

圖12 馬頭巖體二長巖中磷灰石微量元素協變圖Fig.12 Variation diagrams of trace elements in apatite from the monzonite in the Matou pluton

圖13 馬頭巖體巖漿演化過程中鋯石微量元素變化模擬圖堆晶巖由35%堿性長石、15%石英、35%斜長石、15%黑云母、0.01%褐簾石及富鈦鈰礦和0.02%的鋯石組成;模擬過程參考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類鋯石產出比較少,只發育在少數II類鋯石的邊部。與大部分II類鋯石相比,III類鋯石具有較高的U、Th、Y和Nb含量,這些特征表明III類鋯石是從高演化的富U和Th的巖漿中結晶而來(Claiborneetal., 2006; Trochetal., 2018; Chenetal., 2023)(圖10、圖13)。另外,III類鋯石具有較低的結晶溫度和Eu/Eu*比值,也表明其是從高演化的熔體中結晶而來。這些特征表明,III類鋯石結晶時,巖漿儲庫內的熔體已經經歷了大量的斜長石分離結晶(圖10、圖13)。

4.3 斜長石-磷灰石與巖漿儲庫再結晶

馬頭石英二長巖中的斜長石斑晶記錄的巖漿結晶歷史與鋯石記錄的歷史完全不同。馬頭石英二長巖中的斜長石斑晶主要有鈉長石、更長石和中長石所組成。其中,核部的斜長石An值主要集中在18～35,為更長石和中長石,而邊部長石An值極低為4～6,為鈉長石(圖7)。斜長石斑晶特征表明,巖漿演化過程中巖漿先結晶富鈣的更長石和中長石,然后結晶富鈉的鈉長石(圖7),指示巖漿從富鈣向富鈉演化。然而,野外觀察表明馬頭巖體發育大量閃長質包體,這表明馬頭石英二長巖巖漿儲庫演化過程中經歷了基性巖漿的注入,巖漿演化應該從富鈉向富鈣然后再向富鈉方向演化。野外觀察與實驗結果的不一致表明,馬頭石英二長巖中的斜長石斑晶可能是基性巖漿注入之后才從巖漿儲庫內結晶。而鋯石微量元素表明I類鋯石結晶時,先存巖漿儲庫處于高結晶度、低熔體比例的狀態(圖10、圖13)。這些特征表明,基性巖漿注入先存巖漿儲庫過程中,誘發先存巖漿儲庫發生了部分熔融,使得早期結晶的石英和長石發生熔融,使得巖漿儲庫內熔體的U和Hf含量降低,Eu/Eu*升高,使得巖漿儲庫結晶度小于70%,有利于富硅熔體從巖漿儲庫內抽提。斜長石斑晶則是先存巖漿儲庫經歷基性巖漿注入并發生部分熔融之后從高熔體比例的巖漿儲庫內再結晶的。

與鋯石不同,磷灰石容易受到后期熱事件的改造,所以磷灰石并沒有記錄下早期巖漿儲庫的演化歷史,只記錄了巖漿儲庫活化之后的演化歷史。馬頭石英二長巖中的磷灰石核部組成和邊部組成并不存在系統差別,其具有較低且變化較大的Sr含量,表明磷灰石是巖漿儲庫在經歷大量斜長石結晶過程結晶的產物(圖12)。隨著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,表明巖漿儲庫在經歷磷灰石和斜長石結晶的同時,也經歷富中稀土礦物(如,榍石)的分離結晶(圖12)。隨著Sr含量降低,磷灰石的輕稀土含量降低,表明巖漿儲庫經歷了富輕稀土副礦物(如,磷灰石和獨居石等)的分離結晶。隨著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巖漿儲庫演化晚期所結晶(圖13)。

4.4 石英二長巖與高硅巖漿巖的成因聯系

大量的鋯石U-Pb年齡研究表明,東南沿海發育的早白堊世晚期到晚白堊世早期的石英二長巖和高硅流紋巖形成時代基本一致,主要形成于86～112Ma。另外,這些石英二長巖在空間上和高硅流紋巖緊密共生,例如在一些破火山口之中(例如,雁蕩山、云山和小雄),石英二長巖作為侵入相產出,而高硅流紋巖作為噴出相產出在破火山口周圍,二者形成火山-侵入雜巖體。大量的研究表明,這些火山-侵入雜巖之中的侵入巖和流紋巖形成時代一致、同位素組成一致、空間分布一致,可能是同源巖漿演化的產物。這些呈侵入相的似斑狀石英二長巖發育斜長石聚合斑晶,具有異常低的硅含量,高的Eu/Eu*、Sr、Ba和La/Yb比值,表明其可能代表了巖漿儲庫內早期結晶的礦物相;而與其密切伴生的高硅流紋巖具有高硅,低的Sr、Ba和Eu/Eu*特征,代表了巖漿儲庫內抽提出來的高硅熔體(圖5、圖6)。

從巖相學特征來看,馬頭石英二長巖具有斑狀結構,其中的斜長石斑晶呈聚合斑晶,石英和鈉長石呈他形粒狀,發育在斜長石聚合斑晶之間,與堆晶花崗巖以及高硅流紋巖中的堆晶特征的熔結凝灰巖包體比較類似(圖3)。從地球化學特征來看,與高硅流紋巖相比,馬頭石英二長巖具有低硅、高鎂,高Sr、Ba、Eu/Eu*和La/Yb比值,這些特征與和高硅流紋巖伴生的富斑晶的熔結凝灰巖組成極為相似(圖5、圖6)。前人研究表明,富晶屑熔結凝灰巖是巖漿儲庫內早期結晶礦物和晚期殘余富硅熔體的混合物,代表富硅熔體噴發之后的殘余巖漿儲庫。從顯微照片來看,石英和斜長石不發育巖漿儲庫經歷再加熱之后形成的熔蝕結構。很多研究表明晶粥活化成因的富晶體火山巖中廣泛發育這種具有熔蝕結構的長石,并且很少發育暗色微粒包體。然而,馬頭巖體鋯石的結構及其礦物學特征表明,馬頭巖體至少經歷了兩期巖漿作用:(1)地殼中先存在一個演化程度較高,且存儲溫度較低(接近固相線)的巖漿儲庫;(2)隨著基性巖漿的注入,先存巖漿儲庫溫度上升,其中早期存在的石英和斜長石等礦物發生熔融,使得整個巖漿儲庫熔體比例上升,然后隨著基性巖漿的進一步注入,新形成的巖漿儲庫經歷了熔體抽提,然后熔體比例降低,進一步冷卻形成似斑狀石英二長斑巖。石英二長巖中的斜長石和磷灰石并沒有記錄下巖漿儲庫部分熔融過程,但是其記錄下來巖漿儲庫活化之后的熔體抽離和礦物的分離結晶過程。其中,斜長石斑晶以更-中長石為主,代表其在演化程度較低的高熔體比例的巖漿儲庫內結晶,而大斜長石斑晶之間呈細粒的鈉長石則是在巖漿儲庫經歷熔體抽離之后從巖漿儲庫內殘余的高演化熔體中結晶而來(Chenetal., 2023)。另外,磷灰石微量元素表明,巖漿儲庫活化之后,巖漿儲庫演化過程中經歷了斜長石、榍石和磷灰石等礦物的分離結晶。

與馬頭石英二長巖相比,區域上同時期的酸性火山巖顯示出高硅、高堿、低MgO等特征,與巖漿儲庫內抽提出來的富硅熔體極為相似,因此它們可能是淺部巖漿儲庫內晶體-熔體分離過程所形成(圖5、圖6)。區域地質資料顯示,距離馬頭巖體的大萊巖體周圍就發育高硅流紋巖,這些火山巖可能代表了巖漿儲庫活化過程中從其中抽提而出的富硅熔體(圖2)。馬頭石英二長巖的鋯石特征表明,富硅熔體從巖漿儲庫內的抽離并不只是簡單的單階段晶體-熔體分離過程,而是和高溫基性巖漿的注入、巖漿儲庫內早期堆晶礦物的部分熔融以及巖漿儲庫的活化密切相關(Wolff, 2017; Zhangetal., 2018; Foleyetal., 2020; Wolffetal., 2020; Duetal., 2022)。當巖漿儲庫處于高結晶度且溫度接近固相線存儲時,巖漿儲庫內的熔體比例極低,很難能夠和早期結晶的晶體發生分離。只有當大規?；詭r漿底侵,區域上處于高地溫梯度,基性巖漿的注入使得先存巖漿儲庫內的易熔礦物發生熔融,使得巖漿儲庫內的熔體比例上升,處于結晶度40%～70%的熔體抽離窗口之時,巖漿儲庫才能發生熔體和晶體的分離,形成大規模的火山噴發和區域上廣泛分布的高硅流紋巖。

5 主要認識

(1)馬頭石英二長巖形成于99～100Ma,由古老地殼來源巖漿和幔源巖漿經過巖漿混合形成。

(2)鋯石微量元素表明,馬頭巖體形成之前地殼之中存在一個低溫的、高結晶度的巖漿儲庫。隨著基性巖漿的注入,先存巖漿儲庫發生了部分熔融,熔體比例上升,然后經歷了晶體-熔體分離。

(3)馬頭石英二長巖中的大部分的主要造巖礦物和副礦物都是巖漿儲庫活化之后結晶形成的,并沒有記錄下巖漿儲庫活化及部分熔融的過程。例如,斜長石斑晶是巖漿儲庫部分熔融之后從高熔體比例的巖漿儲庫內重新結晶而成,而鈉長石是巖漿儲庫結晶到低熔體比例之后從粒間熔體之中結晶而成的晶體。磷灰石晶體是斜長石斑晶結晶之后,隨著黑云母結晶而結晶,它記錄了斜長石、榍石以及磷灰石等礦物的分離結晶。

(4)與區域上的高硅流紋巖相比,馬頭石英二長巖演化過程經歷了晶體-熔體分異,代表了巖漿儲庫被活化之后的殘余體,其結晶過程中粒間熔體抽提出高溫巖漿儲庫形成了以區域上廣泛發育的石帽山組火山巖為代表的高硅流紋巖?；詭r漿的注入不僅促使巖漿儲庫內富硅熔體的抽離,而且誘發先存巖漿儲庫內的礦物發生熔融。然而,大部分造巖礦物及副礦物并不能記錄下先存巖漿儲庫熔融及活化過程,而鋯石則很好的記錄了這一過程。