燕山期玄武岩浆底侵作用与花岗岩大爆发
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发布时间：2022-04-30 04:42
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时间：2023-10-13 13:47
20世纪90年代以来，在中国东南沿海地区相继发现了一些由火山岩带到地表的基性麻粒岩捕虏体(周新民等，1992;樊祺诚等，1995;徐夕生等，1995)。它们是下地壳岩石的碎块，代表了由上地幔部分熔融产生的基性岩浆底侵于下地壳的底部，在高温高压下经过麻粒岩相变质形成的下地壳组分。这些麻粒岩捕虏体形成的变质年龄为112Ma(徐夕生等，1999)，与该区大规模的火山-侵入杂岩的岩浆活动时代一致，从而把火成岩的形成与玄武岩浆底侵作用有机地联系了起来。东南沿海地区存在广泛的玄武岩浆底侵作用还得到了深部地球物理资料的支持:下地壳的下部存在高速致密的壳-幔混合物层。基性麻粒岩的发现使我们对华南壳幔边界过渡带岩石学的认识大大地提高了一步。
表1-24 不同类型花岗岩综合特征
图1-42 燕山期不同类型花岗岩的εNd(t)频率图
图1-43 燕山期不同类型花岗岩的TDM频率图
图1-44 中生代岩体年龄分布直方图
图1-45 中生代锡多金属矿床年龄分布直方图
华南内陆的宁远-道县-新田一带，沿宁远-江华深断裂分布大量的基性火山岩，它们或多或少含深源岩石包体。除了尖晶石二辉橄榄岩外，还有辉长岩、麻粒岩和片麻岩等中下地壳岩石包体。辉长岩包体的矿物内部Sm-Nd等时线年龄为(224±24)Ma(郭锋等，1997)，而其寄主玄武岩K-Ar年龄为174～147Ma。显然辉长岩不是寄主玄武岩分异结晶的产物。辉长岩的εNd(t)=8.8±0.6(郭锋等，1997)，位于MORB源区的εNd值范围内，说明辉长岩浆来自软流圈地幔。另外，本区未见类似的辉长岩出露，显示早中生代时有辉长岩浆的底侵。孔华等(2000)的研究工作表明，基性麻粒岩包体的全岩两阶段模式年龄为1767Ma，变质年龄为544Ma，形成压力0.734GPa，深度为25km。由此证实，麻粒岩包体来源于下地壳，其源岩可能是中元古宙裂谷期底侵于下地壳，后经过544Ma的构造-热事件，再由中生代喷发的火山岩带到地表的。上面的分析表明，中元古代以来研究区已存在多次基性岩浆的底侵作用。令人遗憾的是，到目前为止，还没有发现与燕山期巨量花岗岩相匹配的玄武岩浆底侵作用的直接证据-同时代基性麻粒岩包体。当然，这并不意味着本区不存在同期玄武岩浆底侵作用，这是因为中生代以来的基性岩浆活动在研究区甚至整个华南内陆都非常微弱，同时代的基性麻粒岩被带到地表的可能性就更小。实际上，通过仔细分析，华南内陆存在燕山早期玄武岩浆底侵作用的间接证据:
(1)湖南骑田岭、砂子岭、铜山岭，广西花山、姑婆山花岗岩中含大量的镁铁质微粒包体，它是长英质岩浆与幔源镁铁质岩浆相互作用的产物，岩体的岩浆混合现象(作用)普遍(朱金初等，2003;朱金初等，1989)。这种大范围岩浆混合作用的原因可能就是玄武岩浆底侵作用的结果(王德滋等，2002)。汪相等(2003)甚至认为华南地区许多过铝花岗岩也与地幔活动有联系，他通过对燕山早期的湖南丫江桥花岗岩(168Ma)锆石背散射图像和电子探针分析，发现在一些锆石内部存在另一种形态和成分不同的锆石晶体，它们是花岗质岩浆形成初期混入的幔源岩浆结晶产物(幔源锆石)，从而确证花岗岩的形成与地幔岩浆的底侵作用有关，即地幔岩浆提供了热能和部分物质。
(2)研究区道县虎子岩、宁远太阳山一带的中生代火山岩盆地中发育有呈岩筒或岩管状喷发的玄武岩，面积约5km2，比较可靠的形成年龄在174～147Ma之间(范蔚茗等，2003)，与燕山早期的花岗质岩石形成时代相近。这些玄武岩既有拉斑玄武岩又有碱性玄武岩，形成于板内构造环境(赵振华等，1998)。结合玄武岩的同位素组成特征:87Sr/86Sr=0.70457和δ18O=+13.58‰(黄国祥等，1989)以及143Nd/144Nd(0)=0.512944～0.513064和εNd(t)=+6.9～+9.6。郭锋等(1997)认为它们可能来源于MORB源区，但经历了地壳物质的混染。从整个华南内陆来看，尤以赣南三南地区燕山早期的基性火山岩系最为典型，面积最大，并构成双峰式火山岩(陈培荣等，1999)。另外，湘南长城岭也有178Ma左右的玄武岩(赵振华等，1998)。与该期玄武岩同期形成的基性岩脉和镁铁质侵入体，则主要分布在研究区的江华-江永一带和桂东南地区(梁新权等，2003;范蔚茗等，2003)。金鸡岭岩体中也发育辉绿岩脉，其形成时代略晚于花岗岩，为晚侏罗世或早白垩世。与华南内陆燕山早期中酸性岩浆岩相比，同期镁铁质岩石规模小得多，这可能是因为镁铁质岩浆主要以岩床形式反复侵入并滞留于中、下地壳，仅少量上侵或喷出了地表(Huppert et al.，1988)
(3)研究区位于扬子陆块与华夏陆块之间的钦州-钱塘结合带的中部。沿该带广泛分布具有高εNd值、低TDM特点的花岗质岩石(即“十杭”低TDM岩浆岩带)(Gilder et al.，1996;ChenandJahn，1998)，如湖南的骑田岭、砂子岭、铜山岭、香花岭以及广西的花山、姑婆山等岩体。另外，在该带上或附近还分布有大量中生代的富钾质岩石或碱性岩石，如湘东南花岗闪长质小岩体(王岳军等，2001)、湘南玄武岩类(赵振华等，1998)、道县玄武岩中基性岩包体(郭锋等，1997)、粤北的基性岩脉(李献华等，1990)、桂东南的富钾质岩浆杂岩(郭新生等，2001)、粤西阳春钾玄质侵入岩(李献华等，2001)。板内钾玄质岩石和碱性岩的产生表明软流圈地幔上涌和岩石圈伸展减薄。显然，钦州-钱塘结合带是中生代地质构造相对薄弱而伸展构造最强烈地方，有利于地幔上隆与幔源物质上升以及玄武岩浆底侵作用的发生，从而形成“十杭”高εNd值、低TDM岩浆岩带。并且，以此地区为中心的地幔上涌还可能提供了中生代华南伸展拉张的原动力(梁新权等，2003)。
(4)湖南中地壳11～16km层次存在壳内低速层，其vp=6.09km/s，明显低于上覆层位的对应值(孔华等，2000)。王德滋等(2002)认为，它的存在可能是深部构造或热流体活动(地壳部分熔融或强烈的韧性剪切)的一个标志，多出现在活动强烈、物质表现为碱性玄武岩的区段，表明地下深处可能曾经存在过局部的壳内高密度深源岩浆体，即玄武岩浆底侵体。孔华等(2000)也有相似的看法，认为底侵的基性岩浆岩在相变过程中产生的热流体对形成低速层起了作用。尽管对低速层的形成目前还有不同的认识，但比较一致的认识是幔源岩浆的底侵可能起了重要作用。
大量证据证明，巨量花岗质岩浆只能由中、下地壳部分熔融产生(王德滋等，2002)。促进或引起部分熔融有四种主要机制(马昌前等，2003):①与地幔热源有关;②与构造运动有关;③与挥发分的加入有关;④与降压熔融作用有关。由于本区存在大面积燕山期玄武岩浆底侵作用，因此，大规模花岗质岩石的形成可能属于第一种情况。在深部，来自地幔的原生基性岩浆的密度比典型的地壳岩石的要大，因而当这样的基性岩浆进入地壳时，低密度的地壳岩石就会起着密度过滤作用(赖绍聪等，1999)，正在上升的基性岩浆就会囤积在壳-幔边界上。除非有进一步的伸展作用，岩浆才会继续上侵。幔源岩浆的这种地壳底垫作用会增大从下向上的热能，必然引起下地壳的大规模部分熔融和混染。Green等(2001)认为，幔源原生岩浆液相线温度变化于1335～1365℃之间，注入水的条件下该温度有所下降，含5%H2O温度下降约200℃，仍然比下地壳花岗质岩石的起始熔融温度700℃高出许多。据Huppert et al.(1988)估算，当1200℃、厚500m的玄武岩侵入，若把地壳变质岩加热到850℃，将产生300～1000m厚的长英质岩浆。因此，玄武岩浆底侵诱发花岗岩浆是可能的，也是巨量的(王德滋等，2004)。本项目认为玄武岩浆底侵作用不仅为中、下地壳的深熔作用产生花岗质岩浆提供了足够的热能;而且，还提供了部分物质，使得花岗质岩石的εNd(t)值增高、TDM降低。这一模式很好地解释了研究区甚至整个华南内陆燕山期花岗岩大爆发的原因，以及骑田岭、诸广山南体、千里山、砂子岭、花山-姑婆山和铜山岭等H型花岗岩中普遍见到的岩浆混合现象。
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时间：2023-10-13 13:47
20世纪90年代以来，在中国东南沿海地区相继发现了一些由火山岩带到地表的基性麻粒岩捕虏体(周新民等，1992;樊祺诚等，1995;徐夕生等，1995)。它们是下地壳岩石的碎块，代表了由上地幔部分熔融产生的基性岩浆底侵于下地壳的底部，在高温高压下经过麻粒岩相变质形成的下地壳组分。这些麻粒岩捕虏体形成的变质年龄为112Ma(徐夕生等，1999)，与该区大规模的火山-侵入杂岩的岩浆活动时代一致，从而把火成岩的形成与玄武岩浆底侵作用有机地联系了起来。东南沿海地区存在广泛的玄武岩浆底侵作用还得到了深部地球物理资料的支持:下地壳的下部存在高速致密的壳-幔混合物层。基性麻粒岩的发现使我们对华南壳幔边界过渡带岩石学的认识大大地提高了一步。
表1-24 不同类型花岗岩综合特征
图1-42 燕山期不同类型花岗岩的εNd(t)频率图
图1-43 燕山期不同类型花岗岩的TDM频率图
图1-44 中生代岩体年龄分布直方图
图1-45 中生代锡多金属矿床年龄分布直方图
华南内陆的宁远-道县-新田一带，沿宁远-江华深断裂分布大量的基性火山岩，它们或多或少含深源岩石包体。除了尖晶石二辉橄榄岩外，还有辉长岩、麻粒岩和片麻岩等中下地壳岩石包体。辉长岩包体的矿物内部Sm-Nd等时线年龄为(224±24)Ma(郭锋等，1997)，而其寄主玄武岩K-Ar年龄为174～147Ma。显然辉长岩不是寄主玄武岩分异结晶的产物。辉长岩的εNd(t)=8.8±0.6(郭锋等，1997)，位于MORB源区的εNd值范围内，说明辉长岩浆来自软流圈地幔。另外，本区未见类似的辉长岩出露，显示早中生代时有辉长岩浆的底侵。孔华等(2000)的研究工作表明，基性麻粒岩包体的全岩两阶段模式年龄为1767Ma，变质年龄为544Ma，形成压力0.734GPa，深度为25km。由此证实，麻粒岩包体来源于下地壳，其源岩可能是中元古宙裂谷期底侵于下地壳，后经过544Ma的构造-热事件，再由中生代喷发的火山岩带到地表的。上面的分析表明，中元古代以来研究区已存在多次基性岩浆的底侵作用。令人遗憾的是，到目前为止，还没有发现与燕山期巨量花岗岩相匹配的玄武岩浆底侵作用的直接证据-同时代基性麻粒岩包体。当然，这并不意味着本区不存在同期玄武岩浆底侵作用，这是因为中生代以来的基性岩浆活动在研究区甚至整个华南内陆都非常微弱，同时代的基性麻粒岩被带到地表的可能性就更小。实际上，通过仔细分析，华南内陆存在燕山早期玄武岩浆底侵作用的间接证据:
(1)湖南骑田岭、砂子岭、铜山岭，广西花山、姑婆山花岗岩中含大量的镁铁质微粒包体，它是长英质岩浆与幔源镁铁质岩浆相互作用的产物，岩体的岩浆混合现象(作用)普遍(朱金初等，2003;朱金初等，1989)。这种大范围岩浆混合作用的原因可能就是玄武岩浆底侵作用的结果(王德滋等，2002)。汪相等(2003)甚至认为华南地区许多过铝花岗岩也与地幔活动有联系，他通过对燕山早期的湖南丫江桥花岗岩(168Ma)锆石背散射图像和电子探针分析，发现在一些锆石内部存在另一种形态和成分不同的锆石晶体，它们是花岗质岩浆形成初期混入的幔源岩浆结晶产物(幔源锆石)，从而确证花岗岩的形成与地幔岩浆的底侵作用有关，即地幔岩浆提供了热能和部分物质。
(2)研究区道县虎子岩、宁远太阳山一带的中生代火山岩盆地中发育有呈岩筒或岩管状喷发的玄武岩，面积约5km2，比较可靠的形成年龄在174～147Ma之间(范蔚茗等，2003)，与燕山早期的花岗质岩石形成时代相近。这些玄武岩既有拉斑玄武岩又有碱性玄武岩，形成于板内构造环境(赵振华等，1998)。结合玄武岩的同位素组成特征:87Sr/86Sr=0.70457和δ18O=+13.58‰(黄国祥等，1989)以及143Nd/144Nd(0)=0.512944～0.513064和εNd(t)=+6.9～+9.6。郭锋等(1997)认为它们可能来源于MORB源区，但经历了地壳物质的混染。从整个华南内陆来看，尤以赣南三南地区燕山早期的基性火山岩系最为典型，面积最大，并构成双峰式火山岩(陈培荣等，1999)。另外，湘南长城岭也有178Ma左右的玄武岩(赵振华等，1998)。与该期玄武岩同期形成的基性岩脉和镁铁质侵入体，则主要分布在研究区的江华-江永一带和桂东南地区(梁新权等，2003;范蔚茗等，2003)。金鸡岭岩体中也发育辉绿岩脉，其形成时代略晚于花岗岩，为晚侏罗世或早白垩世。与华南内陆燕山早期中酸性岩浆岩相比，同期镁铁质岩石规模小得多，这可能是因为镁铁质岩浆主要以岩床形式反复侵入并滞留于中、下地壳，仅少量上侵或喷出了地表(Huppert et al.，1988)
(3)研究区位于扬子陆块与华夏陆块之间的钦州-钱塘结合带的中部。沿该带广泛分布具有高εNd值、低TDM特点的花岗质岩石(即“十杭”低TDM岩浆岩带)(Gilder et al.，1996;ChenandJahn，1998)，如湖南的骑田岭、砂子岭、铜山岭、香花岭以及广西的花山、姑婆山等岩体。另外，在该带上或附近还分布有大量中生代的富钾质岩石或碱性岩石，如湘东南花岗闪长质小岩体(王岳军等，2001)、湘南玄武岩类(赵振华等，1998)、道县玄武岩中基性岩包体(郭锋等，1997)、粤北的基性岩脉(李献华等，1990)、桂东南的富钾质岩浆杂岩(郭新生等，2001)、粤西阳春钾玄质侵入岩(李献华等，2001)。板内钾玄质岩石和碱性岩的产生表明软流圈地幔上涌和岩石圈伸展减薄。显然，钦州-钱塘结合带是中生代地质构造相对薄弱而伸展构造最强烈地方，有利于地幔上隆与幔源物质上升以及玄武岩浆底侵作用的发生，从而形成“十杭”高εNd值、低TDM岩浆岩带。并且，以此地区为中心的地幔上涌还可能提供了中生代华南伸展拉张的原动力(梁新权等，2003)。
(4)湖南中地壳11～16km层次存在壳内低速层，其vp=6.09km/s，明显低于上覆层位的对应值(孔华等，2000)。王德滋等(2002)认为，它的存在可能是深部构造或热流体活动(地壳部分熔融或强烈的韧性剪切)的一个标志，多出现在活动强烈、物质表现为碱性玄武岩的区段，表明地下深处可能曾经存在过局部的壳内高密度深源岩浆体，即玄武岩浆底侵体。孔华等(2000)也有相似的看法，认为底侵的基性岩浆岩在相变过程中产生的热流体对形成低速层起了作用。尽管对低速层的形成目前还有不同的认识，但比较一致的认识是幔源岩浆的底侵可能起了重要作用。
大量证据证明，巨量花岗质岩浆只能由中、下地壳部分熔融产生(王德滋等，2002)。促进或引起部分熔融有四种主要机制(马昌前等，2003):①与地幔热源有关;②与构造运动有关;③与挥发分的加入有关;④与降压熔融作用有关。由于本区存在大面积燕山期玄武岩浆底侵作用，因此，大规模花岗质岩石的形成可能属于第一种情况。在深部，来自地幔的原生基性岩浆的密度比典型的地壳岩石的要大，因而当这样的基性岩浆进入地壳时，低密度的地壳岩石就会起着密度过滤作用(赖绍聪等，1999)，正在上升的基性岩浆就会囤积在壳-幔边界上。除非有进一步的伸展作用，岩浆才会继续上侵。幔源岩浆的这种地壳底垫作用会增大从下向上的热能，必然引起下地壳的大规模部分熔融和混染。Green等(2001)认为，幔源原生岩浆液相线温度变化于1335～1365℃之间，注入水的条件下该温度有所下降，含5%H2O温度下降约200℃，仍然比下地壳花岗质岩石的起始熔融温度700℃高出许多。据Huppert et al.(1988)估算，当1200℃、厚500m的玄武岩侵入，若把地壳变质岩加热到850℃，将产生300～1000m厚的长英质岩浆。因此，玄武岩浆底侵诱发花岗岩浆是可能的，也是巨量的(王德滋等，2004)。本项目认为玄武岩浆底侵作用不仅为中、下地壳的深熔作用产生花岗质岩浆提供了足够的热能;而且，还提供了部分物质，使得花岗质岩石的εNd(t)值增高、TDM降低。这一模式很好地解释了研究区甚至整个华南内陆燕山期花岗岩大爆发的原因，以及骑田岭、诸广山南体、千里山、砂子岭、花山-姑婆山和铜山岭等H型花岗岩中普遍见到的岩浆混合现象。
