陳 翰,胡古月，郭英帥，王 莉

(1. 成都理工大學 地球科學學院, 四川 成都 610059； 2. 中國地質科學院 礦產資源研究所, 自然資源部成礦作用與資源評價重點實驗室, 北京 100037; 3. 山西能源學院 地質與測繪工程系, 山西 太原 030006; 4. 河南省有色金屬地質勘查總院， 河南 鄭州 450052)

大型洋盆(如太平洋和特提斯洋)的消減過程會形成洋內島弧，典型的有西南太平洋島弧(Oliver and Isacks, 1967; Isacksetal., 1968; Sternetal., 2003; Smith and Price, 2006; Takahashietal., 2007, 2008)，北美的Alaska島弧、Talkeetna島弧等(Bard, 1983; DeBari and Coleman, 1989; Burgetal., 1998; Greeneetal., 2006; Garridoetal., 2006; Dhuimeetal., 2007; Kelemenetal., 2007; DeBari and Greene, 2011; Burg, 2011)。大洋消亡-碰撞造山過程中，洋內島弧可能隨板塊運動拼貼到大陸邊緣，最終就位于縫合帶中，也可能隨俯沖帶一起消失。特提斯構造域中目前已發(fā)現了Kohistan (Arbaretetal., 2000; Garridoetal., 2006)、雄村 (Langetal., 2014; Tangetal., 2015)和澤當等洋內弧(Aitchisonetal., 2000, 2007; McDermidetal., 2002)。

澤當島弧及其南側的蛇綠巖套形成于洋殼俯沖背景，是青藏高原雅魯藏布江縫合帶中出露面積較大、保存較好的島弧(Aitchisonetal., 2000, 2007; McDermidetal., 2002; 韋棟梁等, 2004, 2006, 2007; 王莉等， 2012; 劉維亮等， 2013; 李強等， 2014； 趙珍等， 2014)。澤當島弧主要由具有高Sr/Y值特征的花崗巖(英云閃長巖、花崗閃長巖、奧長花崗巖)組成，形成年齡在161±2.3～152.5±1.3 Ma之間，地球化學特征顯示其形成于俯沖背景，形成過程中可能經歷了角閃石分離結晶作用(McDermidetal., 2002; 韋棟梁等， 2007； 王莉等， 2012； 趙珍等， 2014)。另有觀點認為，花崗質的澤當地體屬于新特提斯洋向歐亞大陸北向俯沖形成的陸緣弧巖漿巖的一部分，為含水玄武質巖漿底侵增厚新生下地殼的產物(Zhangetal., 2014)。

中地殼層以下的角閃石分離結晶作用會影響弧巖漿巖的地球化學特征，但由于弧巖漿巖演化中形成的堆晶巖很少出露于地表，使得角閃石分離結晶作用顯得十分神秘(Davidsonetal., 2007; Jeff and Dante, 2010; Smith, 2014)。前人對澤當島弧出露的角閃石巖研究較為薄弱，元素地球化學特征表明角閃石巖與花崗巖可能為同一巖漿系統(tǒng)內不同階段結晶的產物(王莉等， 2012)，但缺乏基礎的巖石學、礦物學研究以及高精度的鋯石U-Pb定年和Sr-Nd同位素證據。本文對澤當島弧角閃石巖開展了野外地質調查和鏡下光薄片觀察，進行了SHRIMP鋯石U-Pb定年、全巖地球化學和Sr-Nd同位素分析等工作，獲得了高質量的年代學、地球化學及同位素地球化學數據，為限定澤當島弧中角閃石巖和花崗巖的成因提供了新的地球化學證據。

1 地質背景

雅魯藏布江縫合帶東段乃東縣澤當鎮(zhèn)附近，自北向南分布著澤當地體、大竹卡地體和白朗地體(圖1)，分別代表了殘留洋弧、弧前蛇綠巖和俯沖增生雜巖(Aitchisonetal., 2000；王莉等，2012)，三者由一套逆沖推覆系統(tǒng)控制(Yinetal., 1994，1999; Quidelleuretal., 1997; Harrisonetal., 2000)。最北側的澤當地體由Aitchison( Aitchisonetal., 2000)首次命名，亦被稱為澤當地質窗(Harrisonetal., 2000)或澤當島弧( McDermidetal., 2002)。澤當殘留洋弧為一套長12 km、面積25 km2左右的晚侏羅世洋內俯沖巖石組合，主要出露的侵入巖有英云閃長巖、花崗閃長巖、奧長花崗巖和角閃石巖。以英云閃長巖、花崗閃長巖、奧長花崗巖為代表的高Sr/Y花崗巖，形成年代在161～152 Ma之間，被認為是晚侏羅世新特提斯洋向北俯沖的產物 (McDermidetal., 2002; 韋棟梁等， 2007； 王莉等， 2012； 趙珍等， 2014)。澤當角閃石巖出露于澤當鎮(zhèn)西側約2～3 km處，不連續(xù)的角閃石巖露頭在南北向上約100 m寬，與高Sr/Y花崗巖伴生，東西向展布于澤當地體北側(圖2a)。角閃石巖與花崗閃長巖出露位置最近，產于花崗閃長巖的下部，奧長花崗巖出露于角閃石巖西側約1～1.5 km處，英云閃長巖與角閃石巖出露位置最遠，出露于角閃石巖東側約5 km處。

圖 1 澤當地區(qū)地質簡圖(據McDermid et al., 2002)Fig. 1 Simplified map showing the location and geology of Zetang area (after McDermid et al., 2002)

2 樣品采集及描述

角閃石巖呈黑綠色，中粗粒粒狀結構，塊狀構造(圖2b)，主要礦物為角閃石，含量占90%以上，次要礦物為斜長石，含量約8%左右。角閃石呈長柱狀，長寬比大于3∶1，粒徑不等，在1～5 mm左右，蝕變較弱，表面發(fā)育少量綠泥石化。鏡下觀察角閃石多色性為棕色-淺綠色(圖2d)，自形-半自形結構，自形程度較高。正高突起，可見明顯兩組完全解理，解理角56°(圖2c)。

野外采樣過程中為避免角閃石巖樣品中混入花崗閃長巖脈，選擇在遠離(約20 m)花崗閃長巖脈處采集了角閃石巖全巖地球化學樣品7件(TD133-1～TD133-7)、Sr-Nd同位素樣品6件(TD133-2～TD133-7)、SHRIMP鋯石U-Pb同位素樣品1件(TD133)。

3 測試分析

3.1 主量和微量元素分析

澤當角閃石巖主量及微量元素測試在國土資源部國家地質實驗測試中心進行。主量元素采用XRF方法和濕化學法測定，測試儀器為X 熒光光譜儀3080E，測試精度5%。微量元素和稀土元素采用等離子質譜儀( ICP-MS-Excell) 分析，含量大于10×10-6的元素的測試精度為5%，含量小于10×10-6的元素精度為10%，個別含量較低的元素，測試誤差超過10%，詳細的原理及測試過程可參考卓尚軍等(2003)和吉昂(2012)。

3.2 SHRIMP鋯石U-Pb同位素定年

測年角閃石巖樣品TD-133的鋯石挑選工作在河北省區(qū)域地質礦產調查研究所進行。挑出的鋯石在中國地質科學院地質研究所經制靶、拋光后，于北京離子探針中心進行陰極發(fā)光顯微照相，排除裂紋較多、環(huán)帶不清晰的鋯石，選取晶型完整、具有代表性的鋯石進行測試分析。鋯石U-Pb同位素定年測試在北京離子探針中心采用離子探針SHRIMP II型測試儀進行。標樣為TEM鋯石，測試過程中每測定3個未知點，插入一次標樣測定，以及時校正誤差，保障測試精度，詳細的實驗過程可參考宋彪(2015)。角閃石巖鋯石U-Pb同位素測年實驗的數據處理、年齡計算采用ISOPLOT 3.0程序( Ludwig, 2003) 。

圖 2 澤當角閃石巖的野外 (a、b) 和單偏光下顯微照片(c、d)Fig. 2 Field Photographs (a, b) and microphotographs under plainlight (c, d) of Zetang magmatic amphibolite

3.3 Sr-Nd同位素分析

角閃石巖全巖Sr-Nd同位素測試在中國科學技術大學殼幔物質與環(huán)境重點實驗室進行，所用氣體質譜儀器為Finnigan MAT-262。標準溶液NBS987的重復測量結果為87Sr/86Sr= 0.710 249 ± 0.000 012 (2σ,n=38)，標準溶液La Jolla 的重復測量結果為143Nd/144Nd=0.511 869±0.000 006 (2σ,n=25)。Sr和Nd同位素比值測量精度優(yōu)于0.003%。測量得到的同位素比值采用86Sr/88Sr=0.119 4和146Nd/144Nd=0.721 9進行質量分餾校正。重復分析標準溶液NBS 987和La Jolla，分別得到87Sr/86Sr值為0.710 249±0.000 012和143Nd/144Nd值0.511 869±0.000 006。εNd(t)值計算參考 SHRIMP鋯石U-Pb同位素定年結果159 Ma進行計算。詳細的實驗過程可參考Chen等(2000, 2002, 2007)。

4 測試分析結果

4.1 主量和微量元素地球化學特征

角閃石巖的主量和微量元素分析結果列于表1。澤當角閃石巖樣品SiO2和Al2O3含量較低，分別為44.49%～47.92%和11.63%～17.61%；TiO2、FeOt、MnO、MgO四者含量較高，TiO2含量為0.73%～0.95%，FeOt含量為8.48%～10.00%，MnO含量為0.17%～0.21%，MgO含量為6.55%～14.87%；樣品K2O/Na2O值較低，為0.13～0.85；Mg#值較高(57.0～73.0)，平均值69.0。

澤當角閃石巖Sr(355×10-6～1 150×10-6)含量較低，Y含量 (13.2×10-6～22.9×10-6)較高，Sr/Y值[23.8～74.7，剔除特高值74.7(TD133-2)，平均值31.8]較低；Cr、Ni含量較高，分別為119×10-6～724×10-6(平均值576×10-6)和54×10-6～344×10-6(平均值242×10-6)；Nb含量為1.06×10-6～3.19×10-6，Nb/Y值為0.59～1.12，Zr含量為24.4×10-6～56.2×10-6，Zr/TiO2值為0.003 18～0.006 69。

澤當角閃石巖∑REE含量37.2×10-6～82.0×10-6，稀土元素含量較低。LREE/HERR和(La/Yb)N值分別在3.12～6.79和2.31～7.87之間，輕重稀土元素分異程度不高，稀土元素球粒隕石標準化分布圖為右傾平緩型(圖3a)；原始地幔標準化蛛網圖顯示虧損P、Nb、Ce、Ta、Ti等高場強元素，富集Rb、K、Ba、U等大離子親石元素 (圖3b)，具明顯的島弧型弧巖漿巖特征(趙珍等， 2014)。

表 1 角閃石巖主量(wB/%)、微量和稀土元素(wB/10-6)分析結果Table 1 Major elements (wB/%), trace elements and rare earth elements (wB/10-6) geochemical characteristics of magmatic amphibolite

圖 3 澤當角閃石巖和高Sr/Y花崗巖稀土元素球粒隕石標準化圖(a)和微量元素原始地幔標準化蛛網圖(b) (標準化數據引自McDonough and Sun, 1995)Fig. 3 Rare earth element distribution diagram (a) and trace element distribution diagram (b) of Zetang magmatic amphibolite and high Sr/Y granites magmatic rocks (after McDonough and Sun, 1995)英云閃長巖數據引自韋棟梁等(2007)； 花崗閃長巖數據引自王莉等 (2012)； 奧長花崗巖數據引自趙珍等(2014)the data of tonalite from Wei Dongliang et al., 2007; the data of granodiorite from Wang Li et al., 2012; the data of trondhjemite from Zhao Zhen et al., 2014

4.2 鋯石U-Pb年代學

角閃石巖樣品TD133-8中鋯石呈長柱狀，自形-半自形粒狀結構，晶型較好，可見明顯鋯石環(huán)帶(圖4a)。測年鋯石SHRIMP U-Pb同位素定年測試結果見表2。測年鋯石Th和U含量分別在42×10-6～834×10-6和149×10-6～2 100×10-6之間，Th/U值0.28～0.80，均大于0.2，礦物學及礦物地球化學特征顯示測年鋯石為典型巖漿鋯石。

測試過程中總共選取10顆鋯石進行了19個點位測試，其中鋯石測試點TD133-4.1的207Pb/206Pb值明顯高于其余測試點，說明普通鉛(206Pb)可能丟失，導致測年結果1 789±15.0 Ma偏大，故將該數據剔除，以剩余的18個測點的年齡數據進行計算，結果顯示鋯石諧和年齡為159.1±7.2 Ma (n=18) (圖4b)， MSWD=0.109， 擬合程度高，206Pb/238U加權平均年齡為159.8±2.3 Ma(n=18) (圖4c)。澤當角閃石巖測年結果顯示鋯石諧和年齡和鋯石加權平均年齡存在不一致，推測可能為后期少量流體作用引起的鉛丟失，導致諧和年齡小于加權平均年齡，但二者誤差<1%，屬正常范圍，以諧和年齡為準。

圖 4 澤當角閃石巖鋯石CL圖(a)、SHRIMP鋯石U-Pb諧和圖(b)和年齡分布圖(c)Fig. 4 CL photographs of zircon from Zedang magmatic amphibolite (a) and U-Pb concordia (b) and age distribution (c) diagrams of SHRIMP zircon U-Pb analytical results of Zetang magmatic amphibolite

4.3 Sr-Nd同位素

澤當角閃石巖總共分析了6件Sr-Nd同位素樣品，測試結果見表3。分析結果顯示，澤當角閃石巖具有較低的Rb含量(5.0×10-6～25.0×10-6)，較高的Sr含量(355×10-6～1 150×10-6)，較高的Sm含量(2.26×10-6～3.72×10-6)和較高的Nd含量(8.3×10-6～17.4×10-6)。Rb/Sr=0.004～0.056，Sm/Nd=0.214～0.299，143Nd/144Nd=0.512 882～0.512 903，87Sr/86Sr=0.704 2～0.704 7，εNd(t)=+5.5～+6.1。

澤當角閃石巖87Sr/86Sr值、143Nd/144Nd值與花崗閃長巖87Sr/86Sr值(0.704 469～0704 864)、143Nd/144Nd值(0.512 789～0.513 016)接近，εNd(t)值與花崗閃長巖εNd(t)值(+5.1～+6.1)接近(王莉等， 2012)。澤當角閃石巖87Sr/86Sr值、143Nd/144Nd值與英云閃長巖87Sr/86Sr值(0.704 765～0.705 020)、143Nd/144Nd值(0.512 789～0.513 016)接近，εNd(t)值小于英云閃長巖的εNd(t)值(+6.7～+7.3)(韋棟梁等， 2007)(表4)。

表 2 角閃石巖SHRIMP鋯石U-Pb同位素測年數據Table 2 SHRIMP zircon U-Pb isotopic data of magmatic amphibolite

5 討論

5.1 角閃石巖成因及源區(qū)

富角閃石基性-超基性巖(角閃石巖、角閃輝長巖、閃長巖)有相似巖石結構-構造，廣泛出露于世界各地的造山帶中并與花崗質巖石相伴產出(Kemp, 2004; Tiepolo and Tribuzio, 2008)。澤當島弧角閃石巖產于花崗閃長巖下部，呈似層狀產出，厚度較薄，顯示為典型堆晶巖特征(圖2a)。角閃石巖與花崗閃長巖接觸部位可見角閃石巖呈角礫狀被花崗閃長巖脈體穿切，但二者接觸面無烘烤邊，說明二者可能近于同時形成于同一巖漿房(圖2b)，且與巖漿混合作用下形成的暗色包體和巖漿上侵過程中圍巖俘虜體的巖石學特征不同。鋯石U-Pb年代學研究表明，角閃石巖形成于159.1±7.2 Ma，花崗閃長巖形成于157.5±1.4 Ma(王莉等， 2012)，支持角閃石巖結晶稍早于花崗閃長巖的推測。

礦物學研究表明，變質成因角閃石通常沿原生礦物解理或原生礦物顆粒間的縫隙生長，與原生礦物形成反應邊結構或交代殘余結構，自形程度較低，呈它形粒狀結構，粒徑較小(Jeff and Dante, 2010)。但是，澤當角閃石巖中角閃石自形程度較高，結晶較好，角閃石粒徑較大(圖2c、2d)，角閃石礦物學特征與變質成因的角閃石有明顯區(qū)別，應屬巖漿成因。年代學、巖石學、礦物學三方面的研究表明，角閃石巖為巖漿分離結晶作用下形成的火成堆晶巖。

角閃石巖作為堆晶巖不能直接采用地球化學投圖判別構造背景，但角閃石分離結晶作用不會導致Sr-Nd同位素的分餾，Sr-Nd同位素特征仍然是角閃石巖源區(qū)的重要識別標志。此外，角閃石巖與高Sr/Y花崗巖同屬澤當島弧，兩者產出關系密切，Sr-Nd同位素比值接近，可能來自同一源區(qū)并存在巖漿演化關系，高Sr/Y花崗巖源區(qū)可以間接指示角閃石巖源區(qū)。

角閃石分離結晶作用對水具有類似于海綿的吸水作用(Davidsonetal., 2007)。實驗巖石學研究顯示，角閃石的穩(wěn)定性隨含水量的減少而降低(Jagoutzetal., 2009)，形成大規(guī)模的角閃石堆晶巖要求原始巖漿具有富水特征。島弧環(huán)境中，不僅可以形成富水熔體(水飽熔體含水量可超過體積比14%)(Groveetal.， 2003)，而且熔體很難受到地殼物質混染，具有較為一致的同位素特征(McDermottetal., 1993; Mauriceetal., 2012)。澤當島弧微量元素原始地幔標準化蛛網(圖3b)中Nb、Ta相對K、La虧損且Pb具正異常，顯示與俯沖有關的島弧背景(Jagoutzetal., 2009)。絕大多數研究者也認為澤當島弧形成于洋殼俯沖背景，是洋內弧的殘余部分(Aitchisonetal., 2000, 2007; McDermidetal., 2002; 韋棟梁等， 2007； 王莉等， 2012； 趙珍等， 2014)。

表 3 角閃石巖Sr-Nd同位素組成Table 3 Sr-Nd isotope composition of magmatic amphibolite

表 4 澤當島弧巖漿巖元素地球化學特征Table 4 Element geochemical characteristics of Zetang island arc magmatic rocks

前人對澤當島弧高Sr/Y花崗巖的源區(qū)存在兩種觀點：俯沖板片部分熔融(韋棟梁等， 2007； 趙珍等， 2014)和地幔楔部分熔融體板底墊托作用下，新生下地殼熔融(王莉等， 2012)。前已述及，堆晶成因的角閃石巖的元素地球化學特征不能用來判斷其來源，需借助同來源的花崗質巖石進行判定。澤當島弧稀土元素球粒隕石標準化圖(圖3a)顯示，英云閃長巖具有Eu正異常，花崗閃長巖和奧長花崗巖具有Eu負異常，說明花崗閃長巖和奧長花崗巖演化程度更高，已經發(fā)生斜長石分離結晶作用，英云閃長巖可能源于更原始的富水巖漿，對源區(qū)的指示更有代表性。

英云閃長巖的Th/La>0.2， Th/Yb>2，具有板片俯沖沉積物特征(Seghedietal., 2001; Elburgetal., 2002; Plank, 2005)。俯沖板片熔體上侵過程中會與地幔楔橄欖巖發(fā)生再平衡作用，形成高鎂安山巖(Mg#>60)和對應的侵入巖(Kay, 1978; Wood and Turner, 2009)，但英云閃長巖Mg#值較低，Sr、Ba、Ni含量較高。研究顯示，俯沖帶高壓環(huán)境下，斜長石不穩(wěn)定，有利于Sr、Ba的釋放(Chapmanetal., 2015)，流體能將大量Sr、Ba從榴輝巖化洋殼和沉積物中運移至巖石圈地幔(Hermann and Rubatto, 2009)，導致俯沖帶巖漿巖中Sr、Ba含量增加(Vigourouxetal., 2008)，英云閃長巖中高Sr、Ba特征可能是由于源區(qū)中富Sr、Ba流體的加入所致。同時，幔源熔體分離結晶作用是形成高Ni花崗巖的主要機制，而單純的地殼物質部分熔融很難形成此種高Ni地球化學特征(Jagoutzetal., 2009)。英云閃長巖顯示高Ni(22.4×10-6～165.8×10-6)特征，符合交代地幔楔熔融的特征。

本次研究認為，地幔楔在受到大洋板片富水流體交代作用下可能發(fā)生水致熔融(Groveetal., 2002； Jagoutzetal., 2011)，并演化形成具有高Ni(22.4×10-6～165.8×10-6)、高Sr(810.5×10-6～943.2×10-6)和高Ba(809.9×10-6～2 049.3×10-6)地球化學的熔體。此種富水的幔源堿性-鈣堿性玄武質熔體發(fā)生以角閃石為主的分離結晶作用，形成富鈉、高Sr/Y長英質巖漿(Jagoutzetal., 2011; Smithiesetal., 2019)。因此，角閃石巖源區(qū)可能屬交代地幔楔，其可能為地幔楔熔融巖漿在演化過程中發(fā)生分離結晶的產物。

5.2 澤當島弧高Sr/Y花崗巖成因機制

高Sr/Y花崗巖形成機制主要有： ① 俯沖洋殼部分熔融(Defant and Drummond, 1990)； ② 增厚下地殼或拆沉下地殼部分熔融(Rappetal., 2002; Wangetal., 2004; Xuetal., 2004; Zhouetal., 2006; Dingetal., 2007; Xiaoetal., 2007)； ③ 長英質巖漿與玄武質巖漿的混合作用(Guoetal., 2007; Strecketal., 2007; Qinetal., 2007)； ④ 巖漿的分離結晶作用(Castilloetal., 1999; Castillo, 2006; Moyen, 2009)。在澤當島弧，英云閃長巖、花崗閃長巖和奧長花崗巖三者形成時代接近，地球化學特征具有相似性，三者皆為富Na(Na2O?K2O)、高Sr(Sr>300×10-6)、低Y及高Sr/Y值(平均122.9)、富集LILE、虧損HFSE特征的花崗巖。俯沖洋殼部分熔融和拆沉下地殼過程形成的高Sr/Y花崗巖具有高MgO和高Mg#的特征，這是由于俯沖板片直接熔融形成的熔體和拆沉下地殼部分熔融形成的熔體與地幔橄欖巖發(fā)生交代/混染作用，使MgO和Mg#升高(許繼峰等， 2014; 鄭永飛等， 2016)。增厚下地殼熔融條件下形成的高Sr/Y花崗巖往往具有高K2O、高K/Na值(0.7～2.0)、負的εNd(t)值、較高的87Sr/86Sr(t)和極低的Mg#值(約40) (Moyen, 2009; 鄭永飛等， 2015)。①和②過程所處的高溫高壓環(huán)境，可以形成石榴角閃巖或榴輝巖 (Richards and Kerrich, 2007)，部分熔融作用中石榴子石作為殘留相存在(Wyllieetal., 1989; Poli and Schmidt, 2002; Groveetal., 2006)。石榴子石強烈富集HREE (Nicholls and Harris, 1980; Sisson and Bacon, 1992; Van Westrenenetal., 1999; Rubatto and Hermann, 2007)，會導致高Sr/Y花崗巖LREE和HREE嚴重分異。 澤當島弧高Sr/Y花崗巖具有低K2O、低K/Na、正εNd(t)、低87Sr/86Sr(t)、低MgO、低Mg#的特征，據此可以排除成因①和②?；⊥砥陔A段，可能發(fā)生③玄武質巖漿底侵造成的下地殼部分熔融作用或者玄武巖質巖漿與長英質巖漿混合作用(Taylor and McLennan， 1985; Rudnick and Gao， 2003; Tatsumietal., 2008)。玄武巖質巖漿與長英質巖漿混合會產生大量包體(董國臣等， 2006; 王德滋等， 2008)。巖漿混合作用還會導致早期結晶礦物出現殘核結構、文象結構、蠕蟲結構和交代結構等 (李昌年， 2002； 齊有強等， 2008)。

澤當角閃石巖及澤當島弧高Sr/Y花崗巖(McDermidetal., 2002; 韋棟梁等， 2007； 王莉等， 2012； 趙珍等， 2014)研究中并未發(fā)現上述與巖漿混合作用有關的巖石學、礦物學證據。巖漿混合作用還會導致巖漿Sr-Nd同位素特征因地殼物質的加入而出現較大的變化區(qū)間，澤當島弧侵入巖Sr-Nd同位素數值較為均一，變化范圍很小。澤當島弧侵入巖εNd(t)-SiO2關系圖顯示(圖5)，樣品εNd(t)值和SiO2含量沒有明顯線性相關性，說明澤當島弧侵入巖形成過程中沒有發(fā)生玄武質巖漿與長英質巖漿混合作用。

圖 5 澤當島弧侵入巖εNd(t)-SiO2關系圖Fig. 5 εNd(t)-SiO2 diagram of Zetang island arc intrusion

實驗巖石學研究表明，玄武-安山質熔體體系到英安巖-流紋巖熔體體系，微量元素Sr在普通角閃石與熔體之間的分配系數始終小于1，且逐漸降低(0.46～0.20)，Y元素在角閃石和熔體之間的分配系數逐漸增高(1～6)(Rollison, 1993)，這說明隨著巖漿演化程度增高，如果熔體中發(fā)生大量角閃石分離結晶作用，角閃石會富集微量元素Y和MREE，導致殘余熔體中Y大量虧損，Sr少量富集，Sr/Y值升高(Gromet and Silver, 1987; Kleinetal., 1997; Bachmannetal., 2005; Prowatke and Klemme, 2006)。因此，角閃石分離結晶(圖6)可能是澤當島弧花崗巖出現高Sr/Y值特征的主要原因。

圖 6 澤當島弧侵入巖Dy/Yb-SiO2和La/Yb-SiO2關系圖解(底圖據Davidson et al., 2007)Fig. 6 Dy/Yb-SiO2 and La/Yb-SiO2 diagrams of Zetang island arc intrusion (after Davidson et al., 2007)

前人研究數據顯示，奧長花崗巖和花崗閃長巖Sr/Y值接近，英云閃長巖Sr/Y值略低于二者，但英云閃長巖中Y元素含量是二者的1.2～2.0倍。英云閃長巖中MREE、Cr、Ni含量高于奧長花崗巖和花崗閃長巖，說明三者受角閃石分離結晶作用的影響程度不同。微量元素地球化學特征和三者形成的先后順序(年代學研究)顯示，澤當島弧侵入巖原始巖漿形成后發(fā)生顯著的角閃石分離結晶作用，先形成高Sr/Y英云閃長巖，在角閃石分離結晶作用未結束前，英云閃長巖可能先從母巖漿中分離出去，殘余巖漿繼續(xù)發(fā)生角閃石分離結晶作用，形成高Sr/Y花崗閃長巖和高Sr/Y奧長花崗巖。上述過程導致晚期形成的花崗閃長巖和奧長花崗巖中MREE含量小于早期的英云閃長巖，并造成晚期的花崗閃長巖和奧長花崗巖中Cr、Ni、Y含量降低以及Sr/Y比值進一步升高。

6 結論

(1) 澤當島弧角閃石巖巖石學和礦物學研究表明，角閃石巖為分離結晶作用下形成的火成堆晶巖，可能是地幔楔熔融巖漿演化過程中分離結晶作用的產物。

(2) 澤當島弧角閃石巖與高Sr/Y花崗巖在產出關系和同位素地球化學特征上具有明顯的成因聯系，綜合研究認為澤當島弧侵入巖源區(qū)可能為地幔楔。

(3) 澤當島弧高Sr/Y花崗巖微量元素地球化學和投圖結果顯示，其經歷了顯著的角閃石分離結晶作用，角閃石分離結晶作用可能是導致花崗巖中Sr/Y值升高和MREE含量降低的主要原因。