万洋山—诸广山加里东期花岗岩的形成机制：微量元素和稀土元素地球...

１９９３年３月　地球化学　ＧＥＯＣＨＩＭＩＣＡ　第ｌ期　

一反　万洋山一诸广山加里东期　花岗岩的形成机制　微量元素和稀土元素地球化学证据　

奎蓝坐　（中国科学院地球化学研究所广州分部，　

内容提要　系统的微量元素和稀土元素地球化学研究和模式计算表明，万洋山一诸广　山加里东期花岗岩的母岩浆是区域前震旦基底岩石经过ｓｏ％部分熔融形成的。　母岩浆通过　４０％的分离结晶形成花岗闶长岩；残余岩浆继续演化，经过约５ｏ％的分离结晶形成二长花岗　岩；最后的残余　主置词　细　

稀土　豢一部分熔融分离结晶　巧：　∥　

地质概况　万洋山一诸广山花岗岩复式岩基位于湘、赣、粤三省交界，出露面积达五千余平方　公里（莫柱孙、叶伯丹等，ｌ９８０）．其中加里东期花岗岩主要分布在复式岩基中一北段，南段　有少数小岩体出露，岩性以黑云母二长花岗岩和黑云母花崩岩为主，包括万洋山、汤胡、寨　前等岩体，形成时代为４３０—４３４Ｍａ；其次为花岗闪长岩，有桂东、扶溪等岩体，形成时代　为４２６Ｍａ左右（李献华，１　９９０）。此外，在一些岩体中还有少量钾长花岗岩、花岗细晶岩　岩株出露。　。　

二、花岗岩形成过程的微量元素鉴别方法　花岗岩的形成方式多种多样，如部分熔融、结晶分异、岩浆混合、花岗岩化等。除花岗　岩化外，已有许多文章对上述岩浆过程进行了定量描述。研究花岗岩形成机制的首要前　提是鉴别花岗岩的形成过程，其次是确定过程参数（如部分熔融程度、结晶分异程度、混合　比例等），以及运用各种微量元素和稀土元素地球化学特征对岩浆形成和演化过程做出定　量的模拟或制约。目前，成岩过程鉴别的主要方法是根据各种已知岩浆过程的定量模式，　选择合适的元素或元素比值作图，通过图形的几何形状作出过程判别。ＭａｃＣａｓｋｉｅ（１９８４）　总结了各种岩浆过程中元素和元素比值图的几何形状（表１）。　

作者简丹：李献华男３０岁副研究员同拉素地球化学专业　本文于１９９０年１０月收到，１９９１年元月改回。　

矽，　㈣　一　一。ｂ　

维普资讯 http://www.cqvip.com 地　球　化　学　哀１岩浆演化模型圉的几何形状　岩浆过程　比值一比值图　元素一元素围　瑞利分离结晶　指数曲线　指数曲线　平衡结晶　艘曲线　双曲拽　批式部分熔融　双曲线　双曲线　分离镕融（窦比）　指数益线　指数曲线　聚集熔融　｛瞬双曲线　岩浆混台作用　双曲线　直线　

从袭１可以看出，不同的岩浆过程可以有相同的几图何形，从而造成岩浆形成过程鉴　别的某些不确定性。虽然同位素体系可以示踪与“外来”组分加入有关的岩浆“混台”作用　（如混合作用、结晶分异一同化混染作用），以及同位素不平衡体系的部分熔融过程（Ｌａｎｇ　ｍｕｉｒ　ｅｔ　ａｌ，１　９７８；李献华，１９８５；朱炳泉、毛存孝，１　９８３），但是对于没有　外来”组分加　入或同位素组成变化范围较小的岩浆体系，同位素体系则很难鉴别岩浆过程。　花岗岩的物质来源复杂，形成过程多种多样，并且花岗岩浆体系中微量元素、稀土　元素的地球化学性质也比较复杂，因此，与玄武岩相比，花岗岩形成过程的鉴别更为复杂　和困难。如不少文章中运用的Ｌａ／Ｓｍ－Ｌａ判别图，对玄武岩形成过程的鉴别就比较成功　（Ａｌｌ￣ｇｒｅ　ａｎｄ　Ｍｉｎｓｔｅｒ，１　９７　８），这是因为在玄武岩浆体系中，稀土元素总是表现出不杞　容的性质。但是对花岚岩浆体系来说，稀土元素的性质就比较复杂，它们可以作为不相容　元素富集在液相中，而在某些情况下也可以作为相容元素优先进入稀土副矿物（如独居　石、措石、褐帘石等），从而使Ｌａ／Ｓｍ－Ｌａ判别图在鉴别花岗岩形成过程时不那么有效。从　本区花岗岩的Ｌａ／Ｓｍ—Ｌａ相关关系就很难鉴目　出花岗岩的形成过程。　Ｍａｓｕｄａ（１　９６５）、ＭａｃＣａｒｔｈｙ　ａｎｄ　Ｈａｓｔｙ（１９７６），Ｃｏｃｈｅｒｌｅ（１９８６）等利用微量元　素含量的对数相关图，同时考虑部分熔融、结晶分异过程中固相和液相的微量元素变化途　径，对不同的岩浆演化过程进行了比较成功的鉴别（图１）。假设浓度为ｃ　、Ｃ：的微量　元素１、２的总分配系数为Ｄ　一５、Ｄ：一０．１，则在元素含量的对数坐标图上分离结晶　（Ａ，Ａ　）和分离熔融作用（　，　）均为直线关系（即普通坐标中的指数曲线关系），但两者　的斜率极不相同。在分离结晶过程中结晶固相与残留液相中的不相容元素浓度Ｃｔ略有　增加，但变化范围小；而相容元素浓度Ｃ　则急剧降祗．且变化范围大，使分离结晶演化线　具有负的陡直斜率，固相成分线（Ａ　）平行位于液相成分线（　）的左例。曲线，，，为分离　结晶固相与残余液棺的混台线。分离培融与分离结晶过程正好相反，演化线具有负的平　缓斜率，固相成分线（Ｃ　）平行位于液相成分线（ｃ）的上方。平衡结晶与聚集熔融作　用的演化线与上述两个相应的过程类似，但在对数坐标图上呈曲线形状。　这种微量元素含量的对数相关图对基性岩浆和中、酸性岩浆均适用，它的优点在于使　我们可以根据不同岩浆体系中徽量元素的地球化学性质，选择强相容和强不相容元素作　图，根据演化线的斜率以及固、液相成分线的糨对位置判别成岩过程。需要指出的是，成　岩逛程的鉴别和岩浆形成机制研究不仅仅是图形判别和理论计算的问题，必须和岩体的　

维普资讯 http://www.cqvip.com 期　卓献华：万洋山一诸厂山加里东期花岗岩的形成机制　地质特征、时空分布、岩石学、岩石化学以及同位素资料相结合，才能对花岗岩的形成机制　作出可靠的综合制约。　

三、重熔型花岗岩的证据　１．地质特征　本区加里东期花岗岩与尉　岩呈明显的侵凡接触关系，在井冈山黄洋界　可见万洋山岩体侵入奥陶系板岩；在南江公　社汤湖岩体侵入寒武系片岩；在黄洞乡桂东　岩体侵入寒武系板岩。在接触带附近围岩明　显受挤压片理化。　２．境下鉴定恃征　根据岩石薄片的镜下　鉴定，花岗岩主要造岩矿物的特征为：钾长　石以微斜长石为主，晶体较大者多为半自形　板状，其他多为他形晶粒。斜长石一般呈半自　形板状，多具环带构造，内环较基性（Ａｎ　４０—５０），外环偏酸性（Ａｎ≈２０—３０），钠　式双晶和卡钠复合双晶常见。黑云母有两个　世代，早世代的黑云母较少，一般片径较大，　自形程度高；晚世代的黑云母多具渡状消光，　般呈聚集状态。此外，花岗岩中的锆石多数　

图１成岩过程鉴别的微量元素对数相关图　（据Ｃｏｃｈｅｒ｜￣，ｌ　９８６）　

ｉ．韧始岩浆；　一　．分离结晶作甩；拼．混合　线；ｆ—ｆ　．分离熔融作用；ｃ—ｃ　和　一丑’。　平衡结晶作用；　和　—　。聚集蝽融作用　

为柱状、针状、无色透明和晶形完好的晶体，少数为磨圆状、残留核等残留锆石。花岗岩中　的暗色包体具有典型的岩浆自形、半自形细粒结构，并含有斜长石（半）自形斑晶，表明这　些暗色包体应是岩浆早期的结晶周相，而不是源岩残留体。　３花自岩浆的温度　根据Ｗａｔｓｏｎ　ａｎｄ　Ｈａｒｒｉ￣ｏｎ（１　９８３）提出的锆地质温度计公式：　ｌｏｇＤ　ｎｑ一｛一３．８一［０　８５　ｘ（Ｍ一１）｝＋１　２９００／丁　（１）　Ｍ一（Ｎａ＋Ｋ＋２Ｃａ），（Ａ１－ｓｉ）　（２）　其中Ｄ　“　为锆石中锆的化学计量浓度对岩浆中锆浓度之比，Ｍ为阳离子比。当锆在　岩浆中达到饱和时（有残留锆石存在），加里东期花岗闪长岩浆温度为７９０　ｏｃ，花岗岩浆约　为７７０℃。　因此，根据岩体的地质特征、镜下鉴定特征和岩浆温度的估计，本区加里东期花岗岩　（除南段片麻状混合花岗岩外）均为重熔型花岗岩。　

四、岩石学和岩石化学演化关系　本区加里东期花岗岩在矿物组合和岩石化学上均表现出明显的演化规律和继承发展　关系。从花岗闪长岩一（角闪石）黑云母二长花岗岩一黑云母花岗岩一钾长花岗岩，石英　含量逐渐增加（２０￣－－．ｚ５移一３０％一３５％），黑云母含量逐渐减少（１　５弼一ｌ０弼一５菇一　

维普资讯 http://www.cqvip.com 地　球　化　学　Ａ　Ｃａ　图２加里东期花岗岩类的ＡＦＭ三角图（ａ）和Ｋ—Ｎａ－Ｃａ三角图（ｂ）　１·花岗闪长岩；２·花岗岩；３．闪长质包体；４．花尉闪长质包体　

３移），斜长石中Ａｎ分子逐渐降低。　除少量闪长质、花岗闪长质包体外，加里东期花岗岩类的Ｋ　Ｏ＞ＮａｔＯ，随着岩浆的　

演化，ＳｉＯ：ｔ，ＫｚＯ含量逐渐增加，ＴｉＯ＂ＡｈＯ｜，＜ＦｅＯ），ＭｇＯ，ＣａＯ含量逐渐减少。在ＡＦＭ　和Ｋ—Ｎａ—Ｃａ三角图中，花岗岩类清晰地显示出其岩石化学成分朝着基性组分减少、碱质　（主要是钾质）明显增加的方向演化（图３），显示出同源岩浆分异演化的特点。　

图３加里东期花岗岩类的ＩｇＲｂ—ｌｇＳｚ相关图（８）和ＩｇＲｂ一１ｇｃｒ相关图（ｂ）　Ｉ·包体；２·花岗岩；３·花岗闪长岩；４．花岗细晶岩　

五、微量元素和稀土元素特征　随着岩浆的演化，加里东期花岗岩类的Ｃｒ，Ｃｏ，Ｎｉ，Ｓｒ，Ｚｒ等元素含量逐渐降低；Ｒｂ，　

维普资讯 http://www.cqvip.com １期　幸　墼　二造　山＿加里查　旦焦　塑　窭垫塑　！　Ｔｈ，Ｐｂ等逐渐增高。在Ｒｂ对Ｓｒ，Ｃｒ含量的对数相关图上，数据点大致呈陡斜分布　（图３）。花岗闳长岩和包体位于数据点分布的左上侧，大致构成一陡斜趋势线。二长花　岗岩、黑云母（钾长）花岗岩的数据点位于包体一花岗闪长岩趋势线的右侧，表现出较好的　分离结晶演化过程，并和花岗闪长岩呈逐渐过渡分布，与图１中结晶固相和残留液相的混　合线ｍ类似。花岗细晶岩的Ｒｂ含量最高、ｓｆ和ｃｒ含量最低。因此，　Ｒｂ—ｌｇ　Ｓｒ，　１ｇｃｒ相关关系表明本区加里东期花岗岩类的形成过程应以分离结晶作用为主，包体与花　岗闪长岩为岩浆的早期结晶固相；二长花岗岩和黑云母（钾长）花岗岩结晶较晚，并混有不　同比例的残余熔体；而花岗细晶岩为岩浆分离结晶最晚期残余熔体固结的产物。　在Ｗｈａｌｅｎ　ｅｔ　ａｌ（￣９８７）提出的Ｒｂ／Ｂａ一（Ｚｒ＋Ｃｅ＋Ｙ）判别图上，数据点呈现出　明显的负相关关系（图４），同样表明本区花岗岩类是高度结晶分异的产物，因为在部分熔　融过程中，Ｒｂ／Ｂａ与（Ｚｒ　４－Ｃｅ＋Ｙ）无相关。　花岗岩类的稀土元素组成列于表２，图５为稀土元素分布模式。可以看出花岗闪长　岩的ＬＲＥＥ较富集，（Ｌａ／Ｙｂ）ｗ一７．１２一ｌ３．７，略高于华南前寒武基底（Ｌａ／Ｙｂ）　平均　值８．１，Ｅｕ亏损较小（　Ｅｕ一０　６Ｏ—Ｏ．７２）。角闪石黑云母二长花岗岩稀土元素分布模　式与花岗闪长岩大致类似，但（Ｌａ／Ｙｂ）　和８Ｅｕ略降低，而黑云母二长花岗岩的稀士元　素分布模式却明显不同，ＬＲＥＥ明显富　粜，（Ｌａ／Ｙｂ）Ｎ一１３．３—２１．８，表现出　分布模式更加右倾，Ｅｕ亏损也增大　（８Ｅｕ一０．３２一Ｏ．５６）。黑云母花岗岩和　钾长花岗岩则表现出ＨＲＥＥ相对富集，　稀土元素分布模式变得趋于平缓，Ｅｕ更　加亏损（ｄＥｕ—Ｏ．３４—０．３７）。花岗细晶　岩２：ＲＥＥ只有４４．２５ｐｐｍ，（Ｌａ／Ｙｂ）Ｎ一　２．９，　Ｅｕ一０．２５。从花岗闪长岩一二　长花岗岩一黑云母花岗岩一钾长花岗　岩一花岗细晶岩，　Ｅｕ随分异指数增加