宽谱系岩墙群形成机制的探讨

宽谱系岩墙群形成机制的探讨

在大陆古生代地层中，岩石墙群是一个常见的组成变化范围较大的岩石群。WSDS可以提供地幔熔融及近同时发生的地壳熔融的信息,并可用来标定造山旋回的进程理论上,造成火成岩多样性的原因可以归结为2个方面:岩浆起源和岩浆演化对于火成岩与构造环境之间的联系,大多数学者采用统计性规律作为判别准则,将岩石化学组成直接与构造环境相联系。由岩浆起源的概念模型(图1)可以看出,岩浆成分与构造环境之间没有任何直接联系。实际上,地球系统是一种复杂性动力系统,具有多重高级分支现象,许多地质事件之间都不是直接相关本文主要以中国大陆燕山和太行山板内造山带的WSDS为例,揭示WSDS的形成机制。在此基础上,进一步阐明WSDS的构造意义及其对内生金属成矿作用的约束,提出WSDS是一种新的火成岩组合、造山旋回和/或造山阶段结束的标志,是内生金属成矿预测的指示器。1构造及地层1960年,池际尚提供了一幅北京八达岭地区(燕山板内造山带内)花岗质岩基中脉岩和节理分布图(未正式发表),但没有留下任何解释。其主要原因是限于当时的科学技术水平,岩墙群宽广的成分变化和地质产状不可理解。近年来,邵济安等1.1wsds的地质特征及意义目前对WSDS的研究程度低,能够得到的资料很少。WSDS的基本特征是成分变化范围宽、近同时形成和体积小野外观察表明,单个岩墙的厚度一般小于1m,长度小于100m。在太行山板内造山带的安妥岭钼矿区,观察到了一条宽约30cm、长约25m的煌斑岩岩墙(图2-b)侵入于含矿斑岩中;NPDS的岩墙厚度介于1~6m之间,断续延长可达3km,露头长度平均约100m;MDS的岩墙按宽度可以划分为2个群:小于1m和大于1m。由图2-b可见,岩墙具有锯齿状边缘,表明岩浆侵位于张性裂隙中,且没有经历后期构造变形的影响。岩墙的延伸可具有优先方位,也有大量岩墙沿着其他方向的张性裂隙侵位。这表明,岩浆不仅充填于先存裂隙中,也充填在自生长裂隙中。由此推断,岩墙侵位时近场应力场以主应力分布在竖直方向为特征。部分岩墙可见气孔状和杏仁状构造(图2-c),这是岩浆侵位于地壳浅部的标志。但是,岩墙形成时间与区内火山岩不一致,部分岩墙未出露地表,说明这些岩墙不是火山活动的岩浆补给通道。然而,NPDS的K-Ar年龄表明,它与区内火山岩是同时产生的,可能属于岩浆补给通道。因此,有可能存在2类WSDS:与火山作用有关的WSDS和无关的WSDS。同时,气孔状和杏仁状构造也暗示了岩浆的快速冷却,这与岩墙具有未混合均匀的正长岩珠滴(图2-d)和小厚度的含义一致。综上所述,WSDS具有如下特征:1成分变化范围很宽,但具有地区性特点;2WSDS中的岩墙是同时或近同时产生的,但缺乏精确成岩年龄限定;3岩墙岩浆具有快速固结的特点,导致某些过程(如排气作用和岩浆混合作用)不能完成;4WSDS一般形成于造山带大规模岩浆活动之后,此后很长时间内,区内不再有强烈的构造-岩浆活动;5可能存在2类WSDS,一类与火山活动无关(如NDS),另一类与火山活动有关(如NPDS)。值得注意的是,这样的岩墙群广泛分布在华北克拉通内部的板内造山带,而板内造山带本身也是一个长期争议的科学问题太行山南、北2段侵入岩类的对比研究表明,该区在早白垩世时期曾经有一个增厚的陆壳1.2主量元素运算成无水状态WSDS的基本问题之一是如何解释宽广的成分变化范围。流行的岩石成因模型一般将火成岩的成分变化归咎于岩浆演化,特别是分馏结晶过程在燕山和太行山板内造山带,岩墙群的SiO将主量元素换算成无水状态投在Middlemost对于这种宽广的成分谱系,目前存在3种不同的解释:1单一母岩浆演化模型相对而言,南喀尔巴阡地区莫特鲁岩墙群(MDS)拥有最详细的研究资料,可作为用单一母岩浆演化模型来解释成分变化的典型实例因此,双峰式岩墙群模型被认为是一种可能的选择。ElSayed邵济安但是,双峰式模型给出了有益的启示,岩石圈—软流圈系统中可能有多个源区同时发生部分熔融,所形成的岩浆(经过或不经过改变)分别上升到地壳浅部或地表固结成岩。裂谷作用可以导致软流圈地幔减压熔融,产生大量玄武质岩浆1.3岩石学模型的复杂性由上述内容可以看出,相容元素和不相容元素可以演绎出不同的岩石成因模型。例如,对于NWSDS,根据主量元素(相容元素)可以划分出6组岩石类型,根据不相容微量元素只划分出2组(镁铁质和长英质岩墙MDS的成分变化清晰地展现了相容元素和不相容元素携带的成因信息之间的矛盾。虽然Zr/Hf、Th/U和Nb/Ta值保持恒定且接近地幔值更重要的是,单一岩浆演化模型没有得到矿物学和岩石学的支持。Féménias等长期以来,岩浆被定义为熔体、固体和挥发分(低分子量流体)的混合物,大多数岩石学模型将岩浆系统看作是理想系统,并以化学参数为主要依据归纳和演绎岩浆系统。但是,当考虑物理参数对岩浆系统行为的影响时,很容易发现忽略时间因素的岩石学模型存在缺陷。例如,从热力学角度看,高温岩浆含有较少的挥发分,具有较强的活动能力,常形成火山岩和高位侵入体;低温岩浆含有较多的挥发分,具较弱的上侵能力,常形成深成岩。但是,从流变学角度看,含挥发分少的岩浆具有较大的粘度和密度,因而具有较弱的上侵能力;含挥发分多的岩浆则具有较小的粘度和密度,因而具有较强的上侵能力。从热力学和流变学2个角度演绎同一岩浆系统的行为时,得到了完全相反的结论,暗示对岩浆系统的基本属性尚缺乏了解。因此,所提出的岩石学模型常显露出各种矛盾。如前所述,无论是分异作用、同化混染作用、混合作用还是其任意组合,都不能有效地解释图5展示的WSDS成分变化。这种情况暗示了一个重新定义岩浆系统的机会:岩浆系统是一个复杂性动力系统,至少可以划分成熔体、固体、流体(挥发分)3个子系统,后者可划分出更次一级的子系统。据此,分别考虑3个子系统的基本属性及其相互作用对整个岩浆系统行为的影响,有可能会更好地揭示宽谱系岩墙群成分变化的原因。以莫特鲁岩墙群为例,推测岩墙群形成之前地壳深处(与0.6GPa压力对应)存在一个岩浆房(可能是此前岩浆活动的残留),且岩浆房中晶出了大量角闪石和斜长石(至少在岩浆房的边部是这样)。这种推测与玄武安山岩岩墙中存在角闪石和斜长石组成的聚斑结构(图6-a)岩相学特征相符WSDS的单个岩墙厚度大多小于1m2在多源区，几乎同时形成的结构热系统岩浆起源的基本控制因素是温度、压力、挥发分和源区的物质结构2.1源区域的可能物质结构Gao等在东昆仑地区,邓晋福等对比这2个结构剖面可以发现,其共同特征是下地壳主要由中性麻粒岩组成,这与世界典型大陆地壳的结构明显不同2.2辉石地温曲线如前所述,岩浆起源取决于源区的物质组成、温度、压力和流体的性质。对于具体地区,部分熔融过程发生的位置取决于区域地温曲线与源区岩石固相线相交的位置。根据前人对汉诺坝新生代玄武岩中深源包体的研究,含水矿物相的缺乏在这些条件假定之后,区域地温曲线的确定就是一个关键因素了。一般认为,上地幔软流圈的出现可能是地幔岩低度部分熔融的结果。假定软流圈顶界的温度为1340℃,地表平均温度为0℃,所有热量都来自于对流地幔,且热传导与岩石成分无关,地热梯度将随岩石圈的厚度而变化。设汉诺坝地区的岩石圈厚度为95km,其地热梯度约为14℃/km,昆仑地区(岩石圈厚度150km)则约为9℃/km。将汉诺坝地区的辉石地温曲线投在图6-b中,可以发现其延长线大致在80km深度附近与饱和水地幔岩固相线相交,这与地球物理方法测定的95km差别较大。但是,如果将Sp/Gt相辉石岩和橄榄岩相变界线与辉石地温的交点(分别表示为a,b)相连,新的地温曲线(geotherm1)将在95km处与含300×10该地温曲线与“干”玄武岩固相线相交于84km和1215℃处,与饱和水橄榄岩固相线交于77km和1130℃处,与Sp/Gt橄榄岩相变界线交于65km和1030℃处,与饱和水玄武岩固相线交于55km和935℃处,与英云闪长岩脱水熔融曲线相交于53km和925℃处,与通过深源包体观测到的Sp/Gt橄榄岩相变界线交于48km和865℃处,与壳幔边界交于42km和800℃处,与Sp/Gt辉石岩相变界线交于28km和670℃处,与中地壳底界交于22km和615℃处,这些位置的温度比相应的推测岩石类型的熔融温度分别低210~540℃(岩石圈上地幔底界和顶界橄榄岩)、420℃(下地壳镁铁质辉石岩,基性麻粒岩)、250℃(下地壳中性麻粒岩)、285℃(中地壳岩石)等。由此可见,在这样的地温条件下,太行山—燕山地区将不会有岩浆活动,即使按照修改后的史兰斌等因此,要么当时的地温比现在高得多(可能性不大),要么岩石圈的各个圈层都发生了减薄。例如,壳幔边界位于77km,中性麻粒岩的底界埋深53km。因此,下地壳的玄武质岩石将全部转变成基性榴辉岩,类似于现今昆仑地区的情况。但是,造山带岩石圈增厚实际上是一个冷却的过程,这样的处理方式仍然不能保证不同圈层同时发生岩浆。由此可知,使岩石圈/软流圈系统不同圈层同时发生部分熔融的最好途径,可能是岩石圈拆沉作用。拆沉作用不仅可以使不同圈层同时受热,而且也可以造成区域伸展环境,有利于岩浆的快速上升和侵位。2.3拆沉作用体制下的岩浆成因Bird由上所述,引入拆沉作用概念的主要目的是解决岩浆起源和变质作用的热源问题。但是,拆沉作用本身也受到诸多因素的控制,因而近年来有大量的文献用于探讨拆沉作用的机制,其中岩石圈重力不稳定性是最经常引用的机制。造成重力不稳定性的原因可能是地壳的增厚众所周知,软流圈中的热传递以热对流为主,岩石圈以热传导为主,因而随着与岩石圈底界距离的增加,岩石圈的温度迅速降低(图7,A≈9℃/km,B≈16℃/km,C≈31℃/km),造成了岩石圈的刚性特点。橄榄拉斑玄武岩的高压实验表明,随着压力的增加,玄武岩逐渐转化为榴辉岩如图7所示,软流圈窗口形成以后,处于不同深度位置上的岩石圈地幔橄榄岩和榴辉岩都获得了与热软流圈橄榄岩直接接触的机会,这将导致其温度升高和区域地热梯度的抬升。同时,软流圈窗口的温度将会下降,其幅度取决于窗口规模、几何形态及软流圈物质注入(advection)速度的大小。假定软流圈物质以绝热底辟形式上升(0.3℃/km),以东昆仑为例,上升68km后其温度将下降20℃左右。依此,可以大致勾画出软流圈窗的温度分布(图7)。为了讨论拆沉作用体制下的岩浆成因,将图6中的主要岩石类型的固相线绘制在图7的右半部(图7-B),并按不同的拆沉规模绘出了线性导热地温曲线。以东昆仑为例,软流圈窗的顶界现在位于82km深度,岩石圈/软流圈界面埋深150km。如果这2个界面自形成至今没有改变,就可以此为基础讨论拆沉作用发生时岩石圈—软流圈系统的岩浆成因。岩石圈冷却之后至拆沉作用发生之前,区域地温曲线如图7-B中所示,约为9℃/km。在这样的深度条件下,不会有任何岩浆发生,即使岩石圈底界为处于饱和水状态的橄榄岩也不会发生部分熔融。将该地温曲线适当延长,在约155km处与饱和水地幔橄榄岩固相线相交,表明在软流圈顶部可能有熔体形成,前提是水饱和或过饱和,这在一般情况下是不可能的。但是,由于地球排气作用和岩石圈的屏蔽效应,软流圈顶部含有较多挥发分则是可以考虑的,这将导致岩石物理性质的弱化,从而有利于拆沉作用的进行。一旦发生拆沉作用且软流圈物质涌入到82km附近,而且如果这个过程足够快,可以近似看作是软流圈绝热隆升。这时,区域地温类似于图7-B中的B,约为16℃/km。由图7可见,地温曲线可与英云闪长岩、玄武岩和H在拆沉规模更大的情况下,如软流圈顶界位于60km处,地热梯度约为31℃/km(图7-B中的C)。这时,中地壳及其以下的所有岩石都可能发生部分熔融,甚至干地幔橄榄岩也接近于熔融状态,有利于发生快速塑性流变。但是,这种情况将造成区域大规模的岩浆活动,类似于裂谷环境,不符合本章所讨论的岩墙形成条件。值得注意的是,熔融程度控制着岩浆的成分特征。例如,榴辉岩相镁铁质岩石较低度部分熔融时可能产生英安质岩浆,而较高度熔融时则可能产生玄武安山质岩浆。由此可见,造山带岩石圈拆沉作用有可能导致岩石圈/软流圈系统不同圈层同时发生部分熔融,形成不同成分属性的岩浆,其前提是镁铁质岩石的榴辉岩化可以导致重力不稳定。反过来,宽谱系岩墙群也就可以作为造山带、造山带岩石圈拆沉作用和造山过程结束的标志。同时,拆沉作用将导致区域岩石圈结构进一步演化。一个明显的结果是,充填在软流圈窗中的地幔物质将由于岩浆的移去而冷却形成新的岩石圈,所有发生过部分熔融的圈层都将亏损易熔组分,实现壳幔物质进一步分异3岩石圈的传导综上所述,造山带岩石圈拆沉作用的条件下,岩石圈—软流圈系统有可能同时在8个不同的深度位置发生部分熔融。由此,宽谱系岩墙群的成因问题似乎得到了解决。岩石圈的热传递一般认为以传导为主,传导是一种效率很低的传热方式,即使上述软流圈瞬时大规模上涌,也不可能使远离软流圈顶界的岩石圈内各圈层同时发生部分熔融。所有岩浆同时上升而不发生强烈相互作用也是一个有待解决的难题。3.1近场应力场作用下岩石圈内部岩浆多样性的变化如果能够改变岩石圈的传热效率,将有可能使上述岩石成因模型成为可能。为此,深部流体热物流(advection)是最可能的选项。现代大地电磁测深结果表明,岩石圈—软流圈系统中存在多个高导层据此,可以提出一个分析模型。岩石圈拆沉以后,软流圈被动上涌对残余岩石圈造成强力撞击,形成主应力分布在竖直方向的近场应力场。在这种应力场的作用下,岩石圈发生拉张形成各种构造裂隙。深部流体迅速沿这些裂隙上升,并将热能传递到岩石圈不同深度层位的通道两侧岩石中。同时,流体注入可迅速降低源区岩石的固相线温度。因此,在岩石圈不同深度层位形成各种各样的原生岩浆,岩浆的多样性与岩石圈—软流圈物质结构的多样性紧密联系在一起。值得注意的是,由于流体的上升不是弥散型的渗透,通道两侧的温度场变化很大,源区岩石可以局部达到很高的熔融程度。太行山南、北2段的大地电磁测深剖面证实了这种可能性。如图8所示,南太行现今的岩石圈厚度约为150km,而北太行约为70km。这表明,北太行岩石圈厚度相对南太行减薄了约80km。依据K-Ar年龄为123Ma的玄武岩墙主量元素分析,梁涛作为岩石圈拆沉作用的浅部响应,北太行不仅产有宽谱系岩墙群3.2岩浆孤子/单元岩墙的发生过程上述模型看来是合理的,但是小体积的岩浆是如何上升侵位到地壳浅部的,目前仍是一个争议的话题大地电磁测深结果表明,岩石圈—软流圈系统中存在多个分布在不同深度水平上的高导层因此,一旦区域岩石圈—软流圈系统受到热扰动,如前述的岩石圈拆沉作用,部分熔融过程首先发生在构造滑脱带。部分熔融程度达到某一临界值时,熔体与难熔残留分离并趋于上升。最终,相邻流体库中的流体会自动填补熔体上升留下的空间(图9)。在初始状态下,熔体上升的速率很小,由于流体的活动性大于熔体,流体可以通过某种方式(扩散、渗滤或对流)透过岩浆层活动(透岩浆流体作用),并进一步引起上覆岩层物理性质的变化。流体向上运动不仅降低上覆岩层的固相线温度,而且携带有深部热能(通过物流方式),使其更容易发生部分熔融。这样,熔体—流体流上升的通道条件将越来越有利,存在深断裂系统(如上涌软流圈对岩石圈撞击使其破裂或使现存断裂活化)时尤其如此。同时,从相邻区域迁移过来的流体会不断补充熔体—流体流中失去的流体,甚至更多。结果,熔体—流体流的密度和粘度越来越小,助长了熔体—流体流的快速向上运动,上升速度越来越快。当熔体—流体流的运动速度达到某一临界值时,流体与熔体不再分离,形成相对封闭的熔体—流体流系统(图9),就像泥石流发生时的情形那样。与泥石流不同的是,驱动熔体向上运动的流体可以因压力的降低而发生相分离,自动增强其驱动力。由此可见,在图9所示的剖面中,分布在相对较深部位的熔体—流体流将具有比浅部熔体—流体流更快的上升速率,不同深度位置形成的熔体—流体流有可能最终汇合形成一个总的熔体—流体流。但是,由于快速运动的特点,熔体—流体流中的不同组成单元可以形成孤子状态,很少或不会发生组分(挥发分除外)的交换。一旦熔体—流体流发生侵位,岩浆孤子(单元)物理性质的差异决定了其对侵位空间的选择性,因而大多数性况下形成简单岩墙。当2种或2种以上的岩浆孤子(单元)充填在同一构造裂隙中时,则形成复式岩墙。在快速固结的条件下,不同成分的岩浆孤子(单元)可以保持各自的原有特征和分布位置。4wsds的构造综上所述,本文提出的WSDS岩石成因模型可以将更多的证据整合在一起。WSDS的许多特征在理想系统框架下是相互矛盾的,但在复杂系统框架下则是合理的。这表明,WSDS不同于迄今已知的任何岩石组合,是一种新的火成岩组合类型,其组成单元的化学成分主要取决于岩浆起源而不是岩浆演化。另一方面,这也表明小火成岩体(如岩墙)记录了比大火成岩体(如岩基)更多的岩浆活动信息。由于岩浆快速上升、侵位和固结,使得大体积岩浆体(可近似看作理想系统)中通常可以完成的一些岩浆过程,在小体积岩浆体(复杂性动力系统)中被非正常中止,因此由大型岩浆体研究得出的一些结论不完全适用于小岩浆体。据此,WSDS应当具有特殊的地质意义。4.1wsds与岩石圈构造意义上述理论推导表明,WSDS产生的条件之一是岩石圈拆沉作用。太行山板内造山带的岩石圈结构、构造变形、火成岩组合、矿床组合似乎都支持这样的推论。拆沉作用的先决条件之一是岩石圈重力不稳定性,这可能与造山带镁铁质加厚下地壳的榴辉岩化有关但是,拆沉作用诱发的软流圈被动上涌也有可能导致大规模岩浆活动最近的研究发现,有些WSDS是同岩基的。例如在北太行的南部,麻棚岩体周围产出有类似的岩墙群。这些岩墙群具有与岩基类似的锆石U-Pb年龄,但没有侵入岩基。这意味着宽谱系岩墙群也可以作为某个造山阶段结束的标志。换句话说,WSDS的形成直接反映了造山带岩石圈拆沉作用,但不能直接与造山带发展阶段联系在一起,除非有其他地质证据的共同约束。此外,WSDS形成后的岩石圈厚度据此可以得出结论,WSDS是造山旋回或阶段结束的标志。WSDS形成后的区域地质演化与远场应力场的性质有关。拆沉作用导致了岩石圈力学性质的弱化,在强烈挤压环境中,将触发更强烈的挤压变形(如喜马拉雅山);在中性或伸展环境中,岩石圈拆沉作用将导致更强烈的伸展变形。如果拆沉作用产生的近场应力场正好抵消远场应力场的作用,岩石圈可能长期处于弱应力状态,如太行山地区。4.2金属成矿作用由本文提出的成因模型可以看出,WSDS的形成要求大规模流体活动的参与。众所周知,内生金属成矿作用的基本解是成矿金属从流体中析出,并大规模堆积在一个有限的空间范围内近年来,大型矿床与小岩体有关的认识得到重新强调,但是成矿机制问题一直没有得到解决。流行的岩浆热液成矿理论认为,岩浆分异作用导致了成矿金属的聚集,并假定有一个大的深部岩浆房源源不断向小岩体输送成矿金属,目的是解决质量平衡问题。小岩体中存在暗色微粒包体确定性地表明,无论是小岩体还是潜在的深部岩浆房都没有发生过分异作用。因此,内生金属成矿作用至今仍然是谜。於崇文透岩浆流体假说是Korzhinskii注意到岩浆系统的复杂性和流体导致岩浆系统行为非线性变化的可能性,罗照华等重新将透岩浆流体定义为透过岩浆活动的流体根据流变学的基本原理,2种液体发生混合的可能性首先取决于其粘度如图10所示,岩浆固结的时间尺度与岩墙厚度的关系服从幂律分布。厚