內蒙古中部地槽區印支期巖漿巖特征及構造環境研究

摘要：經巖石化學研究認為，分布于地臺北緣的印支期巖漿巖屬于強過鋁質花崗巖，源巖應為含泥質成分較高的巖石（但不完全是泥質巖或砂巖）。該巖石在壓力小于1.5GPa（約50km）的條件下形成，其成因類型屬于介于巖石圈拆沉和幔源巖漿底侵的一種過渡類型。本區印支期巖漿巖形成的構造環境，大概類似不列顛的加里東造山帶。

關鍵詞：印支期巖漿巖 鋁質花崗巖 構造環境

通過白云鄂博幅1：25萬區域調查研究得出結論，印支期巖漿巖主要沿深大斷裂（槽臺斷裂）呈近東西向帶狀展布。侵入體內部含分布不均的暗色細粒閃長巖包體，多呈透鏡狀或不規則狀，具弱定向分布，與寄主巖界線清晰。此外，巖體邊部見有由斑晶、包體及暗色礦物弱定向顯示的原生葉理構造，產狀與接觸面基本一致。

侵入下二疊統蘇吉組，被同時代的正長巖侵入。在巖體中獲得了一批同位素年齡資料（表1），時代置于晚三疊世。

1. 巖石學特征

巖性主要為二長花崗巖，少量花崗閃長巖和正長花崗巖。灰白、灰黃色細粒二長花崗巖，細粒、中粗粒結構，部分具含斑、似斑結構，塊狀構造。斑晶成分為鉀長石15-30%，5-15mm，為微斜長石和正長石。基質鉀長石10-45%，為正長石、微斜長石；斜長石20-35%，為更長石；石英20-25%；黑云母5-25%，具淺黃-深褐色多色性。粒度0.5-2.5mm。部分巖石中含石榴石（1－2%）和白云母（1-2%）。巖石中副礦物種類較多以鈦磁鐵礦、鋯石、石榴石為主，副礦物組合類型為鈦磁鐵礦+鋯石＋石榴石型。肉紅色中粗粒正長花崗巖，中粗粒花崗結構，塊狀構造。局部含少量斑晶鉀長石。主要礦物微斜長石、微斜條紋長石60-75%；斜長石2-12%；石英20-25%；黑云母3%。巖石中含副礦物種類不多，主要為磁鐵礦、鈦磁鐵礦及鋯石，副礦物組合為磁鐵礦+鈦磁鐵礦+鋯石型。

黃色細粒黑云母花崗閃長巖，細粒花崗結構，塊狀構造。

主要造巖礦物為鉀長石15%，粒狀，0.2-0.7mm，發育格子雙晶，輕微泥化；斜長石60%，半自形-自形，0.2-1mm，發育細密聚片雙晶及環帶構造，為中更長石；石英20%，粒狀，0.1-0.5mm；黑云母5%，鱗片狀，0.2-0.3mm，具淺黃-深褐色多色性。副礦物種類繁多，達12種之多，含量普遍低，鋯石含量略高，副礦物組合類型為石榴石型。

2. 巖石化學和地球化學特征

巖石具高硅、高堿和高的鉀鈉比值，屬鈣堿性系列。過鋁指數（A/CNK）均大于等于1.1，標準礦物剛玉（C-norm）含量大于1%；在QAP圖解中落入正長花崗巖和堿長花崗巖區（圖1）。

在礦物成分上含有黑云母及其他原生富鋁指示礦物石榴石、白云母等，與Sylvester P. J（1998）所定義的強過鋁質花崗巖一致。

稀土模式曲線為具明顯負銪異常的右傾型（圖2）。

微量元素含量Ba大于Sr，富Rb，總體反映殼源特征。

3. 巖漿成因與構造環境分析

本區晚三疊世二長花崗巖為一套強過鋁的花崗巖，部分見原生富鋁礦物白云母及石榴石，其形成環境為后碰撞。

由于后碰撞強過鋁質花崗巖不僅可以反映巖漿源區物質成分特征和部分熔融的溫壓條件，并且有助于理解深部巖漿形成的動力學機制，因此已經引起越來越多研究者的重視（Sylvester PJ. 1998；肖慶輝等，2002；汪洋等，2002）。對分布于華北地臺北緣的強過鋁質花崗巖的進一步研究分析，將有助于理解華北地臺北緣在印支運動期間的深部動力學背景。

巖漿形成的相平衡約束

過鋁花崗巖可以通過許多不同的機制形成，除過堿性雜巖體內輕度過鋁的含黑云母花崗巖之外（此種花崗巖在固相線下的冷卻過程中有堿遷出），可能的形成機制還有從特定類型的結晶分異到泥質物的深部同化或深熔作用。閃石的結晶分異能夠使液體的成分、乃至鈣堿性巖漿的液體成分產生過鋁傾向，所以鈣堿性花崗巖巖套高度演化的分異物有時可演化成過鋁的成分，并從中晶出原生白云母。但是這種分異機制產生不了含原生石榴石、堇青石、紅柱石及白云母的強過鋁質花崗巖，其δ18O和Sr初始值與變質泥質巖類似，所以泥質巖對強過鋁質花崗巖的形成應有重要貢獻（W.S.Pitcher，1987）。

眾多的實驗表明，強過鋁的性質需要強過鋁的源巖（肖慶輝等，2002；鄧晉福，1987，1996）[1]。Green(1976)對泥質巖石的熔融實驗表明，強過鋁花崗巖巖漿形成于800±20℃，低于黑云母消失的溫度上限(即在黑云母消失區間，因為黑云母是固溶體)，含石榴石巖漿形成深度大于25km，而含有堇青石的巖漿形成深度小于25km。Huang Wyllie(1981)對白云母花崗巖進行的熔融實驗表明，不飽和H2O液相線上的礦物組合為Qz+Ky(或Sill)+Cord，按反演途徑的多元液相線礦物組合的原則，推測它們不能起源于上地幔或俯沖洋殼的局部熔融，而是在20-40km深度內，有足夠水供給條件下，由泥質巖石局部熔融產生的原生巖漿（鄧晉福等，2004）。

鄧晉福（1994）通過詳細的巖石學及相平衡研究認為白云母花崗巖主要來自俯沖板片頂部泥質沉積物部分熔融的產物，巖漿中的水是不飽和的，其溫度必須達750-800℃，而不是一般認為的低溫（600-650℃）飽和水的巖漿。同時認為巖石的高硅、鋁過飽和、鉀遠大于鈉，無中性和基性侵入巖的共生，無對應的同期火山巖產出等均表明：沒有地幔物質的卷入，是泥質巖石局部熔融的產物，而不是加厚陸殼底部或陸內俯沖帶上方板片底部的已分離出低熔花崗巖熔漿的陸殼巖石熔融的產物[2]。

在Q－Ab－Or－H2O系統相圖中（圖略），所有樣品均落在最低點附近，表明花崗巖的形成受熔體－礦物相平衡制約。

Wyllie及其合作者在實驗巖石學中的一個重要發現是大部分花崗巖漿最初含水不到2%（wH2O），而且在其演化歷史的大部分時間內仍保持水不飽和狀態（洪大衛等，1994）[3]。

圖3是首次用于提供天然花崗巖巖漿是不飽和H2O的相圖之一(Maaloe Wyllie， 1975，轉引自文獻鄧晉福，2004)，0.2GPa的圍限壓力相當于8km左右的深度，在這一深度上還不能達到熔融所要求的溫度，但對較大的深度來說，這一基本格局仍會保持不變。

該天然花崗巖在P=0.2GPa下，液相線的H2O的最大飽和度約為6%。由圖4可知，在H2O不飽和的巖漿（即無汽相V）區域內，當巖漿中H2O≥3%時，Bi（黑云母）結晶早于Af（堿性長石）和Qz（石英）；當巖漿中H2O<1.2%時，Bi結晶晚于Af和Qz。

本區巖石含黑云母或少量白云母，但均呈填隙狀充填于淺色礦物空隙中，表明其結晶晚于長石和石英，進而說明巖漿中的水是不飽和的。

陸殼巖石中的含水礦物主要有白云母（Ms）、黑云母（Bi）和角閃石(Am)，由不同的含水礦物脫水引起的部分熔融作用所產生的熔體的性質不同，Ms脫水誘發的熔體為過鋁性質，Bi為過鋁質－偏鋁質，Am為偏鋁質－過堿質，同時研究表明巖石中脫水熔融固相線的溫度依賴于巖石中含水礦物的類型，Ms脫水誘發的固相線溫度最低，Bi次之，Am最高（洪大衛等，1994）。

Ms脫水誘發的巖漿含較多的鉀長石成分，這是因為Ms的K2O/Na2O比值高于Bi，相當于富鉀長石的花崗巖；Am脫水誘發的巖漿含鉀長石組分少，因為K2O/Na2O比值低，同時CaO含量高，因此，巖漿相當于花崗閃長巖組成。

白云母消失，黑云母消失和角閃石消失的溫度越來越高，脫水熔融產生的巖漿從富鉀長石的花崗巖，經正常花崗巖，直至花崗閃長巖，這與巖石學研究的結果是符合的，它為這些花崗質巖石形成提供了實驗相平衡約束。

從本區花崗巖的類型及強過鋁性分析（強過鋁的正長花崗巖和二長花崗巖），源巖可能經歷了白云母和黑云母脫水部分熔融，部分熔融溫度的上限應為黑云母消失的上限溫度。

本區花崗巖的稀土分配模式多表現為強烈負銪異常，重稀土含量較低（見圖2），表明巖漿形成后的殘余物中，可能共存礦物有斜長石＋石榴石＋輝石等。

在La/Sm-La圖解中（圖略）顯示La/Sm比值隨La值的增加而增加，反映其為源區巖石部分熔融作用的結果（賴紹聰等，2001）。

據陸殼巖石在角閃巖相－麻粒巖相條件下礦物的共生組合，在800-1000℃范圍內，斜長石＋石榴石＋輝石共存的壓力范圍約為0.9-1.7GPa，對應的深度為30-60km。另據實驗資料，低于固相線溫度下，斜長石在大約1.5Gpa（約50km）的條件下，將會不穩定（汪洋等，2002；鄧晉福，1987，1996；賴紹聰等，2001）。以上均表明本區過鋁質花崗巖的形成深度不會大于50km。

根據上面的巖石相平衡分析可以推測，本區強過鋁質花崗巖的源巖應為含泥質成分較高的巖石，該巖石在小于1.5GPa（約50km）條件下，由白云母及黑云母脫水誘發部分熔融，其形成溫度低于黑云母消失的上限溫度，1.2－1.5GPa下，黑云母消失的上限溫度約為900℃（Vielzeuf和Holloway，1998，轉引自鄧晉福2004），熔融殘留物有斜長石、石榴石和輝石。

4. 巖漿形成的動力學背景探討

對于SiO2含量在67—77wt%之間的強過鋁質花崗巖，CaO/Na2O比值反映其源區成分特征，而Al2O3/TiO2比值則反映了其形成時部分熔融的溫度。

原巖為砂巖或正變質巖部分熔融形成的花崗質熔體的CaO/Na2O比值要高于由泥質巖部分熔融產生的熔體，同時不論原巖為何，在發生部分熔融時，溫度越高，熔體的Al2O3/TiO2比值越低。

CaO/Na2O比值高于0.3反映其源巖為砂巖或正變質巖，低于0.3者則為泥巖；Al2O3/TiO2比值大于100對應的熔融溫度低于875°C（高壓型），小于100則高于875（高溫型）（Sylvester，1998；汪洋等，2002；肖慶輝等，2002）[4]。

本文所收集到的巖石化學分析數據除個別點外，基本上全部落入Sylvester（1998）所定義的強過鋁質花崗巖區（圖4）。

可以看出，本區過鋁質花崗巖CaO/Na2O比值變化于0.09-0.58，沒有明顯的高于或低于0.30的趨勢，高于和低于0.30的樣品大概各占一半，說明本區強過鋁質花崗巖的源巖中既有泥質巖，又有砂巖；Al2O3/TiO2比值在53.78-413.94之間，也是沒有明顯大于或小于100的趨勢，但低于100的樣品數多一些，約占2/3[5]。

研究認為，高壓型的強過鋁質花崗巖，是在高壓碰撞過程中由于地殼變厚（>50km），其中的K、U、Th的放射性蛻變產生熱的聚集，在后碰撞折返作用過程中減壓部分熔融形成的。

所以該類型的花崗巖形成的溫度比較低（<875°C），一般小到中等規模。

高溫型的強過鋁質花崗巖，同碰撞期地殼增厚不明顯（<50km），但在后碰撞階段，由于發生巖石圈的拆沉作用及隨后的軟流圈上涌或玄武巖漿的底侵，使部分地殼發生深熔作用，形成了大規模的、熱的（>875°C）強過鋁質花崗巖，伴隨有高溫/低壓變質作用（肖慶輝等，2002）。

Al2O3/TiO2比值表明，本區的強過鋁質花崗巖既不能完全歸于高溫類型，也不能完全歸于高壓類型。

同時也暗示了印支晚期（T3），本區在動力學機制上，既不同于高壓型的阿爾卑斯和喜馬拉雅造山帶，存在過超厚地殼；也不類似于高溫型的海西造山帶，發生過巖石圈的拆沉或幔源巖漿的底侵；而是介于上述二者間的一種過渡類型，大概類似不列顛的加里東造山帶，這與本區缺乏同碰撞期的高壓變質作用及后碰撞期的高溫變質作用相符合，也與上面的巖石相平衡分析結果相一致（巖漿形成深度小于50km，溫度低于900℃）[6]。

在此，特別感謝賈和義賈工在百忙之中給予我們的熱情指導和大力幫助！

主要參考文獻

[1]鄧晉福，羅照華，蘇尚國等，巖石成因、構造環境與成礦作用，北京：地質出版社，2004

[2] 鄧晉福編著，巖石相平衡與巖石成因，武漢地質學院出版社，1987。

[3]邵濟安，洪大衛，張履橋，內蒙古火成巖Sr－Nd同位素特征及成因，地質通報，2002，21（12），817－822

[4]許立權，賈和義，張玉清等，白云鄂博地區堿性正長巖特征及其意義，地質調查與研究，2004，27（1），41-47

[5]鄧晉福，楊建軍，趙海玲等，格爾木—額濟納旗斷面走廊域火成巖－構造組合與大地構造演化，現代地質，1996，10（3），330－343

[6]魏春生，A型花崗巖成因模式及其地球動力學意義，地學前緣，2000，7（1），238