黄山花岗岩微量元素地球化学特征及其环境意义

黄山花岗岩微量元素地球化学特征及其环境意义

近20年来，我国东部岩石圈研究的重要进展是，该地区岩石圈在中、新生代较大减少。（邓金福等，1994年；高山等，2003；杨福泉等，2003；加奥等人，2004；柳凤祥等，2006；吴福源等，1999年；徐文良等，2004；徐一刚等，1999年；xu等，2004；张洪福等，2005；zhang，2005；郑建平等，2006；周敏，2006；东舒文等，2007；徐少云等，2008）。该认识最初是从华北东部获得的,目前的研究也主要集中在华北克拉通内。虽然也有少数学者提出我国的华南地区在中、新生代也经历过岩石圈的巨变(如吴福元等,2003;Xuetal.,2000),但具体的研究工作目前还很少。黄山作为我国长江水系与钱塘江水系的分野,不仅以其山体奇伟峻峭、危崖突兀、幽壑纵横而成为举世闻名的风景名胜区和世界地质公园,由黄山岩体与太平岩体所构成的复式岩体也是我国沿江-江南地区燕山期大规模岩浆作用的代表性岩体之一。但到目前为止,有关该岩体岩石学和地球化学方面的研究成果还很少,仅有的个别研究也早在20世纪的80年代初(赵连泽等,1983)。另外,陈江峰等(1993)在讨论安徽南部燕山期中酸性侵入岩时,分析了该岩体一个样品的Sr和Nd同位素组成。对于黄山花岗岩的成因分类,赵连泽等(1983)基于所获得的高87Sr/86Sr初时值(0.7143)将其归于改造型花岗岩,进而推断其成因方式可能与地槽沉积物的部分熔融有关。本文及陈江峰等(1993)的分析表明,黄山花岗岩的87Sr/86Sr初时值仅有0.707左右,与0.7143相比出入很大,地球化学上具有典型的A型花岗岩的特征。作为深源岩石之一的A型花岗岩,虽然对其成因机制还存在着较大的争议,但它们均侵位于拉张或非挤压的构造环境这一点已成共认(Whalenetal.,1987;Sylveter,1989;Rogersetal.,1990;Eby,1990,1992)。拉张地壳的减薄在时空上往往与深部热活动(如地幔上涌或基性岩浆的注入)有密切联系,A型花岗岩的形成多归因于热的软流圈地幔向上运动。软流圈的上涌不仅为A型花岗质岩浆的形成提供了必须的热和物源,而且会引起大范围内地壳物质的部分熔融。因此,大陆环境下的A型花岗岩在一定程度上可指示岩石圈减薄和软流圈上涌的时间、过程及其动力学机制。研究对象独特的由钙碱性(太平岩体)向碱性(黄山岩体)转变的地球化学特征为研究扬子克拉通东南部晚中生代构造环境的变迁及岩石圈减薄的时间与机制提供了难得的机会。本文主要通过对具罕见地球化学特征的黄山花岗岩的主量和微量元素地球化学及Sr、Nd同位素的组成,研究其成因。并通过与时空上有密切联系的太平岩体的对比,探讨岩浆性质由钙碱性向碱性转变所反映的深部岩浆源区的演变情况和岩石圈减薄的机制。1江南隆起带岩石学和矿物学特征黄山-太平复式岩体位于扬子克拉通东南部的江南隆起带内(图1a),对于该隆起带的构造属性目前尚有不同的认识。早期一般称之为“江南古陆”或“江南-雪峰古陆”(黄汲清,1945);郭令智等(1980)认为它是晚元古代的古岛弧褶皱带;朱夏(1980)认为该构造带是大陆岩石圈内部印支期拆离形成的推覆体;许靖华等(1987)认为所谓的江南隆起带是一个来自华夏地块的阿尔卑斯式推覆体;丘元禧等(1998)提出位于雪峰山地区的江南隆起主要是加里东以来多期次的陆内造山带;而朱光和刘国生(2000)则认为,皖南地区的江南隆起带为印支-早燕山期的陆内造山带,形成于北部华北与扬子板块发生陆陆碰撞、南部华南板块向北推挤的区域动力学背景下。黄山岩体平面上近似“梨”形,长轴北东东-南西西向,面积约120km2(图1)。侵入的围岩为晚元古代到寒武纪的浅变质沉积-火山岩和碳酸盐,岩性包括砂岩、粉砂岩、泥岩、板岩、炭质灰岩、凝灰岩、流纹岩等。北西侧与太平花岗闪长质岩体呈侵入接触关系。两岩体野外的侵入接触关系显示黄山岩体的侵位时间要明显晚于太平岩体。该岩体的侵位具多期次脉动式的特点,但各岩性之间渐变过渡的关系显示不同期次之间侵位的时间间隔较短,或表明不同岩性之间可能仅仅为相变关系。岩体的主体为斑状碱长花岗岩,其出露面积占了整个岩体出露面积的90%以上,包括粗粒似斑状碱长花岗岩和中、细粒斑状碱长花岗岩。不同结构的碱长花岗岩之间界限不明显。另外,在该岩体的南东和北西侧分别出现较小规模的中粒碱长花岗质岩株,其侵位时间从野外关系推测略晚于斑状碱长花岗岩主体的侵位时间。2样品和分析2.1充填材料和基质用作地球化学研究的样品分别采自黄山岩体不同期次或同期次的不同相带,为对比起见,同时还采了太平岩体的个别样品(TP-1),具体的采样位置见图1b。其中样品HS-02为粗粒似斑状碱长花岗岩,似斑晶为一些大的条纹长石,含量约占整个岩石的25%,粒径一般0.3cm×0.5cm,最大达0.5×1.0cm,其中包裹了较多的细小斜长石(钠长石)和黑云母。基质为粗粒花岗结构,由钠长石(30%)、条纹长石(30%)、石英(30%)及黑云母(10%)组成。样品HS-01和HS-03为斑状碱长花岗岩,其中HS-01的基质为细粒,而HS-03的基质略粗些。这两个样品的斑晶含量类似(约15%),成分均为条纹长石,粒径一般0.3cm×0.5cm,最大达0.5cm×1.0cm。基质矿物主要为由条纹长石(40%)、钠长石(30%)、石英(20%),含少量黑云母(约5%)。样品HS0-4为中粒碱长花岗岩。等粒花岗结构。岩石中斜长石(钠长石-奥长石)、钾长石和石英的含量相近(30%),其次为黑云母(10%)。2.2x射线荧光光谱法全岩成分是在北京国家地质测试分析中心分析的,其中主元素用X荧光光谱法(XRF)完成,所用仪器为日本理学3080,误差<0.5%;微量元素Zr、Sr、Ba、Zn、Rb和Nb也是用X荧光光谱法完成,所用仪器为Rigaku-2100,误差分别为Ba=5%,其他元素<3%;稀土元素及V、Cr、Ni、Co、Cu、Pb、U、Th、Ta和Hf用TJA-PQ-ExCell等离子体光质谱仪分析,误差<5%;Sm-Nd和Rb-Sr同位素是在中国科学院地质与地球物理研究所同位素实验室分析的,分析流程及实验条件与Cohenetal.(1988)、ChavagnacandJahn(1996)及Jahnetal.(1996)所描述的类似。3地球化学特征3.1稀土元素地球化学特征表1列出了黄山岩体和部分太平岩体代表性样品的化学成分。从表中可见,黄山岩体的成分变化范围较窄,其CIPW标准矿物成分投点介于正长花岗岩-碱长花岗岩之间(图2a),主元素具高硅(SiO2>75%)、低钙(CaO=0.51～0.86%)、贫镁、相对富碱和高FeO*/MgO值(8.28～87.20)的特征,类似于典型的A-型花岗岩(如Whalenetal.,1987;Eby,1990;Xueetal.,2001;朱金初等,2006)。这些样品的原始地幔标准化Nb/La比值接近1,没有明显的高场强元素的异常,也为典型的A-型花岗岩所具有的地球化学特征。铝饱和指数从亚铝到弱过铝,个别样品为较强的过铝质(图2b)。而太平岩体以二长花岗质为主(图2a),铝饱和指数以亚铝质为主,少数弱过铝质。黄山花岗岩的稀土元素分馏模式表现出“四素组效应”(tetradeffect)的奇妙特征(表1,图3a),这是稀土元素的一种罕见的分馏模式,仅见于与热液发生过强烈相互作用的高度演化的岩浆中(四素组效应的具体含义见后面的讨论部分)。图3a可见,该岩体的稀土元素的球粒陨石标准化曲线较平坦,负Eu异常极强(δEu=0.01～0.13),且显示随着侵位时间的从早到晚(由样品HS-01到样品HS-04),稀土模式的四素组效应更明显、稀土元素含量降低、负Eu异常更强的趁势(表1)。而太平岩体的情况完全不同,稀土元素的含量普遍较低、轻重稀土元素之间的分馏程度较强、负Eu异常弱、稀土元素分馏模式无“四素组效应”而呈较平滑的右倾型(图3c)。通常稀土元素的四素组效应往往伴有其他一些微量元素行为的明显变异,Bau(1996)称之为non-CHARAC行为,意指岩浆体系中元素的行为不受电荷和半径控制。这在黄山花岗岩中得到了很好的体现,表现在:K/Rb比值普遍较低,除个别样品中约100左右外,大多数小于65,而一般花岗岩类的K/Rb比大于150;K/Ba比值高(265～2384),而一般大陆岩石的K/Ba比值小于50;Zr/Hf比低,仅为27.5～13.6,而大多数大陆岩石的Zr/Hf比集中在38±2区间。上述地球化学特征在太平岩体中则不存在(表1)。在不相容微量元素蛛网图上,黄山岩体表现出强烈富集Rb、Th和U,强烈亏损Ba和Sr(图3b)的特征。虽然岩浆演化过程中碱性长石的分离可导致残留岩浆中Ba-Sr-Eu发生亏损,但对黄山岩体而言,后期的熔体-流体相互作用可能也有重要影响(详见后面的有关讨论)。与其呈显著对照的是太平岩体,虽然也显示出明显的富集Rb、Th和U,但Ba和Sr的负异常不明显,蛛网图相对较平滑(图3d)。在花岗岩的判别图解上,黄山花岗岩的样品点都投在典型的A-型花岗岩区域(图4a)和板内环境(图4b、c)。而太平岩体则投在I型花岗岩区域和同碰撞或/和火山弧花岗岩范围内。对于黄山A-型花岗岩,依据Eby(1992)的Nb-Y-Ce判别图解可进一步细分为A2型(图4d),该类型的A-型花岗岩形成于后造山或非造山(与裂谷有关)的环境下。考虑到区内在印支-早燕山期发生过强烈的陆内造山作用,黄山花岗岩应属于后造山环境下形成的A-型花岗岩。3.2nd/ndt值表2给出了黄山岩体和太平岩体代表性样品的Rb-Sr和Sm-Nd同位素组成。其中黄山花岗岩样品的87Rb/86Sr值均很高且变化范围很广(30.8～206.7),高的放射性成因特性使得计算得到的87Sr/86Sr初时值精度不高。一般87Rb/86Sr越大,计算所得到的87Sr/86Sr初时值越不可靠。由4个黄山花岗岩的全岩Rb-Sr分析资料获得的87Sr/86Sr初时值为0.710,等时线年龄为131±20Ma。若将陈江峰等(1993)的一个分析样纳入一起计算,则可得到132±12Ma的等时线年龄和0.707的87Sr/86Sr初时值。虽然黄山花岗岩可能不是一次侵位形成的,将不同期次侵位的几个样品放在一起作Rb-Sr等时线并不合适,但野外不同岩性之间无冷凝边并呈渐变过渡关系的特征显示彼此之间侵位的时间间隔较短。该Rb-Sr等时线年龄在误差范围内与锆石的SHRIMPU-Pb年龄(125～128Ma,另文发表)一致,这也在一定程度上证实了构成黄山岩体的各岩相几乎是同时侵位的。太平岩体的87Sr/86Sr初时值约为0.710,高于黄山岩体的87Sr/86Sr初时值。黄山花岗岩的147Sm/144Nd比值从0.1237到0.2455,除样品HS-4的147Sm/144Nd比值很高(0.2455)外,其他样品的147Sm/144Nd比介于地壳与亏损地幔之间。而太平岩体的147Sm/144Nd比值为0.1154,接近于上地壳的值(0.118,Taylor&McLennan,1985),反映其成因可能与地壳物质有密切联系。计算得到黄山花岗岩的εNd(t)值介于-4.45～-4.87之间,不仅明显高于一般认为的扬子克拉通下地壳的εNd(t)值(～-20,如Jahnetal.,1999)和扬子克拉通北缘岩石圈地幔的εNd(t)值(-8.12～-9.06,薛怀民等,尚未发表资料),也高于太平岩体的εNd(t)值(-6.21～-6.40)。由于部分样品的fSm/Nd值为正值,单阶段的模式年龄(TDM-1)出现了负值而无意义,可能更有现实意义的是二阶段模式年龄(TDM-2)。黄山岩体的TDM-2为1.24～1.33Ga,平均约1.29Ga,明显年轻于扬子克拉通内不同时期花岗岩所普遍显示的约2.1Ga的早元古代的年龄,也小于太平岩体的模式年龄(1.44～1.45Ga)。4基于耐心的讨论4.1素组效应正如早先的讨论,黄山花岗岩地球化学上最引人注目的特征之一是稀土元素的四素组效应和微量元素的non-CHARAC行为。因此,在讨论岩石成因前有必要对该特殊的地球化学行为所指示的成因含义简单说明一下。四素组效应(tetradeffect)最初是由Fidelis&Siekierski(1966)及Peppardetal.(1969)在研究两种流体间稀土元素的分配时发现的,表现为稀土元素的球粒陨石标准化曲线分成了4个形状不同的部分,每4个元素为一组(第一组从La到Nd,第二组从(Pm)Sm到Gd,第三组从Gd到Ho,第四组从Er到Lu,参见图3a),每个组呈平滑的上凸或下凹模式。Masudaetal.(1987)从理论上提出存在着两种不同类型的四素组效应,即向上弯曲的M型和下弯曲的W型,前者为残余的固体相,后者为析取出来的相互作用的流体。近年来的研究表明,四素组效应仅见于高度演化的火成岩中,且富H2O、CO2、Li、B、Cl、F等元素(Bau,1996,1997;Pan,1997),主要为与热液发生有强烈相互作用的晚期岩浆分异物,包括高度演化的淡色花岗岩、伟晶岩和矿化的花岗岩等,通常解释为端元岩浆和高温热液体系之间的过渡产物(Bau,1996;Irberetal.,1997)。四素组效应常伴有其他一些微量元素地球化学行为的改变,Bau(1996)将其表术为non-CHARAC(Charge-and-Radius-Controlled)行为,即元素的行为不受电荷和半径控制。而通常情况下,岩浆体系中微量元素的分配在很大程度上是受控于元素的电荷和半径的,半径和电荷类似的元素之间的分馏对岩浆分异过程中熔体成分的变化往往较敏感(Bau,1996,1997;Irberetal.,1997)。有些元素独特的non-CHARAC行为可能与岩浆分异演化到一定程度后,这些元素与一些配位体(如F,B等)形成络合物,而这些络合物的稳定性不再受单个元素的电荷和半径约束有关。Irber(1999)通过对比K/Rb、Sr/Eu、Eu/Eu*、Y/Ho及Zr/Hf比与四素组程度发现它们之间有潜在的联系,且发现四素组程度与花岗岩的分异程度是平行发展的。一般地,具四素组效应的花岗岩,其Sr/Eu>200、Eu/Eu*<0.1、Y/Ho远离28、Zr/Hf<38和明显富集Rb(K/Rb<100)。对于四素组效应的成因,虽然有些学者提出矿物的分离结晶机制(如Yurimotoetal.,1990;McLennan,1994;Pan,1997),但Irber(1999)利用Rayleigh方程模拟计算检验发现,不管由何种矿物相的分离结晶都产生不了稀土元素的四素组效应。四素组效应及高分异的Y/Ho和Zr/Hf比指示微量元素的行为更类似于在含水体系而不是硅酸盐熔体,化学络合物在其中起着重要影响。黄山花岗岩所表现出的稀土元素四素组效应和微量元素的non-CHARAC行为指示该岩体代表花岗岩浆结晶过程从硅酸盐熔体逐渐向高温热液流体转变或指示花岗岩浆结晶过程中含水流体的作用越来越重要。但整个岩体所呈现的岩浆结构,尤其是岩体边缘斑状结构的存在充分说明整个岩体还是在岩浆阶段形成的。4.2锆石颗粒与岩石中主要矿物的关系黄山花岗岩中的锆石普遍具有高U的特征,由于高放射性,许多锆石颗粒受到较强的放射性损伤,主要表现为裂隙普遍发育,部分颗粒表面因放射性轰击而呈筛孔状结构,少数锆石颗粒甚至因放射性蜕变发生非晶质化。图6为黄山花岗岩中部分锆石的阴极发光照片。这些锆石晶体的内部普遍发育有密集的震荡环带,显示其岩浆成因的特点。有些锆石颗粒中存在不规则的核心,其结构与环绕它分布的震荡环带之间明显不协调(图6c,e),可能指示这些锆石结晶过程中环境物理化学条件的瞬时改变或结晶过程短暂中断。大多数锆石内部含有细小的矿物包裹体,其成分与岩石中的主要矿物一致,为黑云母和钾长石等(如图6a中含较大的黑云母包体),表明锆石的结晶时间与岩石中主要矿物几乎同时甚至稍晚。不少锆石颗粒最外圈有一很特征性的黑色环边(U含量最高达15000μg/g),这些黑色环边大多数与锆石内部的震荡环带协调(图6a,c,e),有些黑边沿锆石边缘呈次生加大结构(图6d),还有些颗粒的黑色环边交代、切割震荡环带(图6f,g,h),显示黑色环边的形成时代晚于锆石的主要形成时间,同时说明岩浆演化到未期有明显的U富集。我们认为,锆石的黑色环边是岩浆结晶后期与高温热液相互作用的产物,这与该岩石的稀土元素具四素组效应及微量元素的地球化学行为不受电荷和半径控制(non-CHARAC)所反映的一致。4.3化学成分与岩浆成分的关系现普遍认为,与A型花岗岩有关的岩浆作用包括非造山的裂谷和板内岩浆作用以及地壳加厚后的后造山岩浆作用。在这些构造环境中,拉张地壳的减薄在时空上往往与深部的热活动(如地幔上涌或基性岩浆的注入)有密切联系,热的软流圈地幔上涌为A型花岗岩浆的形成提供了不必可少的热源和物源。有关A型花岗岩的成因,虽然已提出过多种机制,但就源区而言包括壳源、幔源和混合源三类成因模式。尽管有些模式中仅有壳源,但用地壳物质所进行的熔融实验至今尚未得到过令人信服的成分类似于A型花岗质的流体,在混合岩中也未见到过A型花岗质成分的淡色体(Bonin,2007)。相反,最近十多年大量的Sm-Nd和Rb-Sr同位素资料表明,许多A型花岗质岩浆起源于幔源物质占支配地位的源区(如Turneretal.,1992;Whalenetal.,1996;Jahnetal.,2000;Bonin,2004;Jahnetal.,2004;Katziretal.,2007)。此外,由于A型花岗岩的出现多与镁铁质火成岩有联系,也导致越来越多的学者认为A型花岗岩的母岩浆为幔源过渡型到碱性的镁铁质到中性岩浆(如Bonin,2007)。前已讨论,黄山花岗岩属高度演化的岩浆岩,地球化学上表现出很低的Ba和Sr丰度、极强的负Eu异常以及很高Rb/Sr比值,所有这些都要求其母岩浆在上地壳环境下经历过大量的长石分离结晶作用。但岩石中稀土元素的四素组效应、互代性元素背离CHARAC的行为以及极端的负Eu异常(岩浆中>95%Eu的被消耗掉)又不能简单地解释为长石的分离,晚期岩浆-流体的相互作用也起着极其重要的作用。至于与岩浆发生相互作用的流体是岩浆期后热液还是外来热液,仅根据现有的元素和同位素论据,我们尚无法对此明确区分。但自然界中水-岩反应是个相当普遍的现象,除高度演化的岩石外,其它遭受过热液蚀变的岩石中均未见有稀土元素的四素组效应,说明该现象具有鲜明的岩浆属性。区内侵位时间稍早的太平岩体,其εNd(t)值较低(-6.40～-6.21)、二阶段模式年龄(TDM-2)较老(1.44～1.45Ga)。与其相对应的是黄山花岗岩,其εNd(t)值较高些(-4.45～-4.87)、二阶段模式年龄(TDM-2)较年轻(1.24～1.33Ga)。然而正如早先提及的,黄山花岗岩是高度分异的产物,从其岩相和地球化学特征可以设想分异过程中有明显的斜长石和黑云母分离出,因此它们的母岩浆应相对更偏基性些(如较低的SiO2含量和较高的MgO和全铁含量)。另外,作为一个经历过上地壳环境下大量分离结晶的高度演化的岩浆岩,黄山花岗岩必然具有更多的受上地壳物质混染的机会。因此可以推测,黄山花岗岩的母岩浆成分在图7上必然指向εNd(t)值升高、SiO2含量降低的方向(如箭头①所示)。而成分类似于太平岩体的岩浆若在上地壳环境下进一步分异演化,其中必然伴有或多或少的上地壳物质的混染,其演化岩浆的成分在图7上必然指向εNd(t)值降低、SiO2含量增高的方向(如箭头②所示)。从图7上可清楚地看出,黄山岩体不可能有太平岩体分异演化而来。一般地,古老克拉通的岩石圈地幔均具富集性的特征,现有的有关扬子克拉通壳下岩石圈地幔的研究成果也都显示其交代富集的特性。因此,由钙碱性的太平岩体转变到碱性的黄山岩体,必然有过明显的亏损地