kukuyj2020-01-20

殼幔相互作用主要透過幔源岩漿和殼源岩漿的混合作用以及岩漿的同化分離結晶作用（AFC）來形成不同的花崗岩類岩石。

（一）岩漿混合作用

微晶閃長質包體或暗色微粒包體：在較淺色的花崗質岩石中常常發育暗色的微粒閃長質包體，被認為是岩漿混合作用的重要記錄，常常看作為岩漿的機械混合作用（magma mingling）的產物，這一方面的論述和多方面的證據在前面第五章、第三章和第四章中已有詳細的討論。這裡側重討論暗色岩漿包體與寄主岩漿之間宏觀上表現的機械混合（即野外露頭尺度可見的）作用，實際上已有部分的化學混合作用發育。對於主元素化學（或岩石化學）來說，看作主要是機械的物理混合是合理的，因為，包體與寄主巖之間仍分別保持著完全不同的岩石型別，即分別為暗色的閃長質和淺色的花崗質，二者的邊界清晰，因為包體的微粒結構預示著當它注入寄主岩漿時快速冷凝的結果，阻止主元素（或常量元素）之間的交換混合作用的發育。但是詳細的同位素地球化學研究（參見第五、四章）和實驗研究（圖2-71）表明，暗色的包體與寄主巖之間的同位素已有充分的交換並趨於平衡，雖然主元素和岩石型別仍保持著原有組成，亦就是，同位素的擴散交換速率比主元素的擴散交換速率快得多，更確切地說，同位素的擴散交換速率要大於暗色岩漿包體注入岩漿時的快速冷凝速率。

例如第五章中詳細論述的東崑崙香日德東南約格魯複式巖體中的花崗閃長巖、暗色微粒包體以及角閃輝長岩的鋯石SHRIMP定年分別為242±6Ma，241±5Ma和239±6Ma，εNd（t）約為－5，充分展示了這種機械的岩漿混合作用進行時，Nd同位素已在三種不同的岩漿中充分地交換趨於平衡，這就是說，對主元素來說表現為機械的混合，而對同位素來說則表現為化學的混合。又例如，第四章中詳細論述的秦嶺晚三疊世沙河灣、秦嶺梁和老君山三個環斑花崗岩體中，寄主巖與暗色包體的εNd（t）和（87Sr/86Sr）的初始比值的變化範圍分別為（-0。5→-2。5），（-3。9→-5。5），（-3。2→-4。3）和（0。70513→0。70560），（0。70592→0。70605），（0。70460→0。70631）。可見每個巖體內Sr和Nd同位素的交換是充分的，趨於平衡的；另外三個巖體的主要εNd（t）範圍為-2。0→-4。0，（87Sr/86Sr）初始比值主要範圍為0。705～0。706，其變化範圍窄又展示了整個秦嶺造山帶尺度上晚三疊世環斑結構花崗岩形成時岩漿機械混合過程中Sr和Nd同位素的充分交換趨於平衡。又例如，第二章中討論的燕山地區薛家石樑雜巖體中同期形成的上莊輝長岩、薛家石樑二長輝長岩、石龍山莊二長巖和西湖村正長巖的εNd（t）變化於-6。5→-7。9，展示了同一個雜巖體中不同組成的岩漿之間Nd同位素的充分交換趨於平衡。另外，對整個燕山地區來說，按206Pb/204Pb計算，燕山期火成岩形成中地幔和下地殼的分別貢獻（平均）約為52%和48%，可見燕山期火成岩的形成對於Pb同位素的交換來說，地幔注入地殼的貢獻十分巨大。

（二）岩漿化學混合作用

岩漿化學混合作用，如果是兩個岩漿之間的化學混合，則應符合數學上的加和定律，從而在化學變異趨勢上呈現良好的直線趨勢（參見鄧晉福等，2004及所列的參考文獻）。本專案研究地區表現為下列三個方面。

1）岩漿化學混合的直線趨勢穿切岩漿的分離結晶趨勢。我們在前面已討論過，在圖6-5的SiO2-K2O圖上，平衡分離結晶作用以及平衡區域性熔融作用形成的變異趨勢均位於同一個小區內，例如中鉀鈣鹼系列的母岩漿的派生進化岩漿，當SiO2升高時，K2O升高，但仍保持在MKCA區域之內。儘管岩漿混合作用時，如果兩個端元岩漿均位於MKCA區域之內，則直線的混合趨勢仍可保持在MKCA區域之內，這時難以與分離結晶趨勢相區別，但是，當岩漿的直線混合趨勢與LKCA/MKCA/HKCA/SH的分界線切交時，亦即當它穿切不同的區域時，則是岩漿混合作用的良好證據。例如，圖2-46展示的SiO2<50%的岩漿與SiO2約65%的岩漿之間的SiO2-K2O變異趨勢，隨SiO2的升高，K2O急劇升高，從主要為MKCA穿過HKCA達Sh系列，它們可能是輝長岩岩漿與正長巖巖漿之間的混合作用，正如第二章中和本章前面討論的輝長岩岩漿是幔源的，正長巖或石英二長巖巖漿是加厚地殼源的，這是殼幔相互作用的良好例項。又例如，在東崑崙地區，圖5-28的SiO2-K2O圖展示的SiO2約50%的輝長岩與SiO2約65%的中酸性岩漿之間以及SiO2約65%的中酸性岩漿與SiO2約75%的花崗岩岩漿之間的2個近直線的混合趨勢，輝長岩為幔源的，中酸性岩漿可能是下地殼源的，花崗岩岩漿可能是中-上地殼源的。又例如，海南地區的海西-印支期侵入岩總體上展示的SiO2<50%的岩漿與SiO2約65%的岩漿的混合趨勢穿切MKCA/HKCA/Sh系列（圖1-21b）和SiO2約65%的岩漿與SiO2約75%的岩漿之間的混合趨勢，穿切HKCA/Sh的分界線（圖1-23b）。

同樣與SiO2-K2O關係類似的SiO2-（K2O+Na2O-CaO）圖，可用來討論岩漿演化的機制。如圖2-48所顯示的燕山地區SiO2約50%的輝長岩類的CA系列，隨SiO2含量的升高穿切CA系列直達SiO260%～65%的A（鹼性）系列，同時SiO270%～75%的花崗岩岩漿又變為AC系列，大致地顯示了SiO2約60%的岩漿與SiO2約75%的岩漿之間的另一個岩漿混合趨勢，這一趨勢穿切了AC/A之間的分界線。

2）暗色微晶閃長質包體與寄主的花崗質岩漿之間在哈克圖解上的直線演化趨勢。例如，東崑崙地區的花崗閃長巖（寄主巖）和暗色微粒包體，以及角閃輝長岩小巖體之間，在東崑崙地區的哈克圖解上（圖5-103）清楚地展示了SiO2-Al2O3，SiO2-MgO，SiO2-FeO，SiO2-CaO，SiO2-K2O，SiO2-Na2O關係上的直線演化趨勢，暗色微粒包體和角閃輝長岩位於低SiO2含量區，而寄主巖位於高SiO2處，儘管總體上寄主巖定名為花崗閃長巖，實際上這個巖體中亦有SiO2為70%的花崗岩。亦就是說，寄主巖與暗色包體均有一個較寬的組成的變化範圍。又例如，秦嶺地區環斑花崗岩寄主巖與其暗色微粒包體之間，在秦嶺地區環斑花崗岩哈克圖解上（圖4-38）展示了岩漿混合作用的趨勢，有意思的是，寄主巖與包體之間有一個小的間斷，此間斷約在SiO258%～63%之間，它充分顯示了寄主巖與包體的自身都有一個小的但很明顯的組成變異範圍。同樣，華南地區騎田嶺暗色包體與寄主巖的主成分協變圖（圖1-56）展示了良好的岩漿化學混合趨勢。

前面討論過，暗色包體與寄主巖之間、主元素之間交換不明顯，而同位素交換則充分而明顯，這是對露頭尺度的某一個特定組成的侵入體單元來說的，這裡我們討論的是雜巖體尺度或是整個造山帶尺度的，在哈克圖解上表現出來的岩漿混合趨勢，二者並不矛盾。這裡我們已看出，不論寄主巖本身或是包體本身，在造山帶尺度上或雜巖體尺度上，均有一個自身組成變異範圍，這種自身組成變異範圍的直線趨勢與包體和寄主巖之間的大的變異範圍所顯示的直線趨勢的一致性，即它們處在同一條直線，可以推測，它們代表了比現今地表所見到的巖體定位深度更深處的帶狀岩漿房內花崗質岩漿層與閃長質岩漿層之間的化學混合作用。

3）其他的岩漿之間的直線混合趨勢。例如燕山地區，在TAS圖上，J1的輝長岩-二長閃長巖-二長巖-正長巖的混合線（圖2-17）；J2的輝長岩-二長閃長巖-二長巖混合線和二長巖-石英二長巖-花崗岩混合線（圖2-19）；J3的二長巖-石英二長巖-花崗岩混合線（圖2-21）；K1的薛家石樑雜巖體的二長輝長岩-二長閃長巖-二長巖-正長巖混合線和二長巖-石英二長巖-花崗岩混合線（圖2-23）。同樣在Pb同位素上（圖2-53D），有良好的混合趨勢，展示太古宙陸殼的低Pb同位素對岩漿的重要烙印。在SiO2-Nb/U圖（圖2-54）和Nb/U-εNd（圖2-55）以及Nb/U-Nb（圖2-56）上高SiO2和低εNd以及高Nb/U的花崗岩和低SiO2的和相對高εNd以及低Nb/U輝長岩之間的混合作用呈現良好趨勢。又例如華南地區騎田嶺暗色包體與寄主巖之間的痕量元素之間的協變圖展示的岩漿混合作用（圖1-56）等。

（三）同化作用和AFC模型

眾所周知，岩漿同化圍巖與幔源岩漿同化陸殼是造山帶岩漿作用的一個普遍現象，現今許多證據表明，同化作用時常伴隨結晶分離作用，稱為AFC過程。

1。岩石相平衡約束

圖6-7 二元近結系相圖（據McBirney，1979；轉引自鄧晉福，1989）

對同化作用的一般理解是，進入岩漿的固體岩石被岩漿所消融，並改變岩漿的組成。常常認為，岩漿在數量上是增加的。Bowen在20世紀20年代曾從物理化學角度論證同化作用的可能性很小。後來，不少岩石學家又重新評價了Bowen的幾個重要原則，指出它的論證是對的，但是認為同化作用是確實普遍存在的。McBirney（1979）（轉引自鄧晉福等，2004）對此作了很好的評述。我們可以透過圖6-7對同化作用的原則作一簡要說明。圖6-7上的AB為不一致熔融化合物，AB=A+L（R）。如果保持溫度TY為恆溫，當加入正在晶出的礦物A，則A不會被岩漿消融，只能引起晶體（A）數量的增加。此時液體L（Y）仍保持不變，其結果是總組成往A點移動。如果假設原來總組成為Y，當加入A使總體組成達A-AB之間後，在平衡結晶作用的條件下加入的A會改變結晶作用終止時的液體組成。因為總組成Y達E點才終止結晶作用，但是，當加入A時，使總組成為A-AB之間時，最終殘餘液體的組成為R點。第二種可能是，當在恆溫TX時，加入一個比AB先晶出的礦物A，加入的A亦不會被岩漿熔解，此恆溫條件下晶出的穩定礦物相為AB，加進A，只能引起反應：A+L（液體）→AB，亦即加入A的效應為：更多的AB晶出，液體的數量減少。如果加入的A使總組成改變達AB-B之間，則A將全部耗盡，這一過程可用槓桿原理推匯出。第三種情況是，在恆溫TX時，加入一個比AB晚晶出的礦物B，開始時液相X不會改變。此時，在熔解B的同時，AB亦被熔解，以保證液體X組成不變，因為此時為AB+L的二相平衡，直至AB完全被消融。此後進一步加入B，B被不斷地消熔，又轉變為L（Z）+B的二相單變平衡。必須指出，第三種情況，雖可引起礦物B的不斷被消熔，但此時規定是一個“恆溫”的條件，由於礦物被熔融需要吸收大量的熱量，所以，為保持“恆溫”條件，外界必須供給岩漿體系大量熱量，這種情況在自然界的可能性是很小的。因而，熔融礦物B所需熱量必須由岩漿本身來提供，而岩漿只能透過大量的AB礦物的晶出來提供這種熱量，岩漿必定會降低自身的溫度，此時岩漿組成將沿RXE曲線往E點移動。第一、二種情況亦是規定的“恆溫”條件。在自然界，同化作用過程中有兩點必須考慮：①進入岩漿的圍巖的溫度遠低於岩漿，為了消熔圍巖必須首先提高圍巖的溫度使之達到岩漿的溫度，這要由岩漿本身提供熱量；②結晶作用時提供的熱量可用熱容來表達，但是，熱容（（0。2～0。3）×4。186J/g）遠比熔融矽酸鹽所需的熱（（80～110）×4。816J/g））小得多。這表明，在圍巖已達到岩漿溫度的條件下，發生消融時仍需大量的礦物從岩漿中結晶出來以提供所需的熱量。Bowen（1928）曾進行了一個簡單的計算，使200℃的10%的圍巖（體積分數）上升到液相線溫度1000℃（玄武岩），岩漿液體需降溫約100℃，它必然伴隨晶體從岩漿中大量晶出。由簡單系統相平衡的分析可以推測，花崗岩岩漿不能熔融橄欖石和輝石，但可使它們反應生成黑雲母或角閃石，但必須消耗大量液體，同時伴隨礦物的大量晶出。由上面的分析可以看出：①在同化作用過程（或使圍巖熔融，或使圍巖發生反應生成新的礦物）中，岩漿液體的組成常常改變很小或不改變，混染岩石的形成不是由於岩漿組成的改變所致，它反應的是體系總組成的改變；②同化作用常常伴隨同時強烈的結晶作用，這就是所謂的AFC模型。20世紀80年代初期，Wyllie（轉引自鄧晉福，2004）有關花崗岩岩漿與橄欖石反應的實驗表明，花崗岩岩漿的組成改變極小，它說明了上述有關同化作用的論述是正確的。

2。實驗岩石學方面的AFC過程

Grove等（1982，轉引自鄧晉福等，2004）的實驗成果解釋了AFC過程，圖6-8是美國西部Medicine湖火山岩組成在橄欖石-單斜輝石-石英假三元系相圖上的投影，圖6-9是為了解釋該火山岩化學變異趨勢所提出的岩漿房內岩漿演化機理的一個綜合模型。高鋁玄武岩（HAB）為母岩漿，它經受了兩種作用：①分離結晶作用（粗黑箭頭）；②同化地殼的作用（寫著同化作用的空的粗箭頭）。這兩種作用的聯合相當於AFC模型（圖6-9上空心粗箭頭），它使高鋁玄武岩母岩漿沿空心粗箭頭（AFC）的方向改變自己的組成。隨後透過AFC所形成的進化岩漿進一步的分離結晶作用產生英安巖和流紋岩的殘餘岩漿。同化作用的箭頭對著流紋岩，它是圍巖和捕虜體區域性熔解產生的最可能的初始岩漿組成。流紋岩岩漿與高鋁玄武岩母岩漿使AFC產生的進化岩漿之間的混合作用形成了玄武安山岩、橄欖安山岩、英安巖巖漿。這一岩漿演化機理的綜合模型較好地解釋了圖6-8所示的火山岩的化學變異趨勢。

圖6-8 美國西部Medicine湖火山岩的組成（據Grove等，1982，轉引自鄧晉福，1989）

圖6-9 Medicine湖火山岩下的岩漿房內作用過程的概括（據Grove等，1982，轉引自鄧晉福，1989）

3。本專案研究的幾個造山帶中幔源岩漿的AFC過程

前面五章中已有論述，這裡側重於從一些常用的化學變異圖解中解讀獲得的AFC資訊。例如在SiO2-K2O圖和SiO2-alk圖中，SiO2含量<52%的輝長岩類常常展現一個近於垂直的變異趨勢，它說明在SiO2含量大致相同的條件下，alk（K2O+Na2O）和K2O有一個寬的變化範圍。例如，燕山地區的輝長岩類在SiO2相同條件下，在SiO2-K2O圖上從LKCA穿過MKCA和HKCA達Sh系列（圖2-46），在SiO2-alk圖上從亞鹼性穿過分界線進入鹼性系列區，即從輝長岩演變為二長輝長岩（圖2-19），甚至出現似長石輝長岩（圖2-23）；同樣這種特徵常見於SiO2-（K2O+Na2O-CaO）圖（2-48）中，輝長岩類從CA→AC→A系列，這種趨勢難以用前面討論過的岩漿分離結晶作用和岩漿混合作用來解釋，而用輝長岩岩漿同化陸殼來解釋是十分合理的。因為，K2O和alk是陸殼中的易熔元素和不相容元素，同化時最容易進入輝長岩岩漿中，而使原來的低alk和K2O的地幔輝長岩漿逐漸富K2O和alk。還有，從圖2-56可以看出，同化作用最弱的輝長岩的Nb/U位於OIB和MORB的附近，隨著同化陸殼的增加，輝長岩類Nb/U值趨於靠近陸殼的方向移動，這展現了輝長岩岩漿同化陸殼的AFC過程。另外從痕量元素蛛網圖來看，棋盤巖輝長岩，上莊輝長岩和薛家石樑二長輝長岩具弱的Pb負異常（谷）和Nb正異常（峰）（圖2-34，圖2-36）均表明，其仍大體保持地幔源區的特徵，但其異常顯然比OIB或MORB弱得多，顯示了同化地殼作用的AFC過程。同樣，在SiO2-K2O圖上（圖5-28，圖5-65），東崑崙輝長岩類同樣展現在SiO2相同條件下K2O含量有一個大的變異範圍，從LKCA至MKCA-HKCA系列，甚至Sh系列。海南海西-印支期輝長岩類（圖1-21b）展現了同樣的情況，均表明了輝長岩岩漿同化地殼的AFC過程。