華北克拉通孔茲巖帶古元古代涼城石榴石花崗巖成因機(jī)制及其巖石學(xué)意義*

王洛娟 郭敬輝 彭澎

1. 中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院，北京 1000372. 中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所，巖石圈演化國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 1000293. 中國(guó)科學(xué)院大學(xué)地球與行星科學(xué)學(xué)院，北京 100049

在花崗巖的各種分類(lèi)中，ISAM(即I、S、A、M型)分類(lèi)應(yīng)用最為廣泛。其中，I型和S型花崗巖是以巖漿源區(qū)性質(zhì)來(lái)區(qū)分，I型花崗巖來(lái)自火成巖的部分熔融，而S型花崗巖來(lái)自(變)沉積巖的部分熔融(Chappell and White, 1974)。由于巖漿源區(qū)巖石受到了風(fēng)化作用的影響，S型花崗巖最重要化學(xué)組成特征是強(qiáng)過(guò)鋁(鋁飽和指數(shù)A/CNK>1.1)，同時(shí)具有相對(duì)I型花崗巖較低的Na2O、CaO、Sr含量和較高的Sr和O同位素組成，相應(yīng)的礦物組成特征是含白云母、堇青石和石榴子石等過(guò)鋁質(zhì)礦物(Chappell and White, 1974)。根據(jù)過(guò)鋁質(zhì)礦物的不同，常見(jiàn)的S型花崗巖可以分為兩類(lèi)：含白云母的S型花崗巖和含堇青石的S型花崗巖(Barbarin, 1996)。含白云母S型花崗巖富SiO2(71%～76%)，貧MgO+FeOT(<3%)，成分接近最低共熔點(diǎn)組分，形成溫度較低，主要是白云母脫水熔融的產(chǎn)物，典型代表為高喜馬拉雅淡色花崗巖(Patio Douce and Harris, 1998; Patio Douce, 1999)。含堇青石S型花崗巖的SiO2含量范圍主要在65%～74%，高M(jìn)gO+FeOT(1%～9%)，成分相對(duì)偏基性，形成溫度較高，多為黑云母脫水熔融的產(chǎn)物，典型代表為澳大利亞Lachlan褶皺帶S型花崗巖(Chappell and White, 1992, 2001)。

華北克拉通孔茲巖帶東段涼城地區(qū)發(fā)育有大規(guī)模古元古代石榴石花崗巖，在化學(xué)組成上表現(xiàn)為強(qiáng)過(guò)鋁的特征，其中的鎂鐵質(zhì)礦物不僅有石榴子石和黑云母，有時(shí)還有紫蘇輝石，這明顯不同于典型的S型花崗巖(白云母花崗巖和堇青石花崗巖)。此外，涼城石榴石花崗巖具有低SiO2(55%～70%)、富鎂鐵(MgO+FeOT=5%～15%)的地球化學(xué)特征(翟明國(guó)等, 1996; Pengetal., 2012; Wangetal., 2018)，偏離了正?；◢弾r的成分范圍。對(duì)比全球海量花崗巖化學(xué)組成數(shù)據(jù)，我們發(fā)現(xiàn)具有類(lèi)似特征的花崗巖極為少見(jiàn)，因此認(rèn)為，涼城石榴石花崗巖可能代表了一類(lèi)特殊類(lèi)型的S型花崗巖，其巖石成因機(jī)制也具有特殊的科學(xué)意義，值得深入探討。我們此前詳細(xì)論述過(guò)涼城石榴石花崗巖的巖石學(xué)、地球化學(xué)和年代學(xué)特征，提出涼城石榴石花崗巖的形成與超高溫變質(zhì)作用和幔源巖漿活動(dòng)密切相關(guān)(Pengetal., 2012; Wangetal., 2018)。本文則從S型花崗巖成因研究的角度，著重闡述涼城石榴石花崗巖作為S型花崗巖的特殊性，介紹我們新的見(jiàn)解，并結(jié)合全球?qū)Ρ?，闡述這類(lèi)特殊S型花崗巖的重要巖石學(xué)意義。

1 地質(zhì)概況

華北克拉通孔茲巖帶是西部陸塊內(nèi)部的一條近東-西向展布、長(zhǎng)達(dá)1000km的陸-陸碰撞構(gòu)造帶，由北部的陰山陸塊和南部的鄂爾多斯陸塊于～1.95Ga碰撞形成(Zhaoetal., 2003, 2005; Yinetal., 2009, 2011)?？灼潕r帶東段集寧-涼城地區(qū)是前寒武紀(jì)高級(jí)變質(zhì)基底出露區(qū)，出露古元古代高溫-超高溫麻粒巖相變質(zhì)沉積巖、S型花崗巖和徐武家輝長(zhǎng)蘇長(zhǎng)巖小侵入體群(圖1)。變質(zhì)沉積巖主要包括富鋁夕線石榴鉀長(zhǎng)(二長(zhǎng))片麻巖和黑云石榴鉀長(zhǎng)(二長(zhǎng))片麻巖，以及少量石墨片麻巖、大理巖和鈣硅酸鹽巖(盧良兆等, 1996)。該地區(qū)麻粒巖相變質(zhì)巖石記錄了順時(shí)針P-T變質(zhì)作用軌跡，峰期溫壓條件在800～900℃、9～12kbar(Lu and Jin, 1993; 盧良兆等, 1996; Wangetal., 2011; 王洛娟等, 2011; Jiaoetal., 2013; Caietal., 2017)。近年來(lái)，在集寧天皮山、土貴山、徐武家和紅寺溝地區(qū)、和林格爾南天門(mén)和小南溝地區(qū)、涼城徐麻夭、鞍子山和桃花溝地區(qū)、大同孤山地區(qū)、卓資紅砂壩地區(qū)陸續(xù)識(shí)別出～1.92Ga超高溫麻粒巖(Santoshetal., 2006, 2007; Jiao and Guo, 2011; Jiaoetal., 2011; Liuetal., 2012; Zhangetal., 2012; Yangetal., 2014; 王洛娟, 2015; Li and Wei, 2016, 2019; Lobjoieetal., 2018)。

在麻粒巖相變質(zhì)沉積巖背景上，集寧-涼城地區(qū)還發(fā)育有大面積侵入巖。區(qū)內(nèi)侵入巖主要包括三類(lèi)：(1)較早的花崗巖類(lèi)侵入體，包括2.2～2.1Ga紫蘇花崗巖和1.95Ga淡色花崗巖，均經(jīng)歷了麻粒巖相變質(zhì)作用，后者形成于俯沖碰撞地殼增厚的進(jìn)變質(zhì)過(guò)程中高角閃巖相深熔階段，是變沉積巖水致白云母部分熔融作用的產(chǎn)物，典型出露區(qū)在涼城縣以北的鞍子山-五蘇木一帶(Wangetal., 2017)。(2)1.93～1.92Ga石榴石花崗巖，出露面積相當(dāng)于研究區(qū)內(nèi)前寒武紀(jì)基底分布區(qū)的40%～50%，巖石類(lèi)型以黑云石榴花崗巖和紫蘇石榴花崗巖為主，是高溫型的強(qiáng)過(guò)鋁S型花崗巖(Pengetal., 2012; Wangetal., 2018)，在緩慢冷卻過(guò)程中經(jīng)歷了1.92～1.91Ga自變質(zhì)作用，無(wú)變形或弱變形(Wangetal., 2018)。(3)～1.93Ga輝長(zhǎng)質(zhì)-蘇長(zhǎng)質(zhì)-閃長(zhǎng)質(zhì)的小侵入體群，以大小不等的巖墻、巖席和小侵入體的形式分布在變沉積巖和石榴石花崗巖中。這類(lèi)基性巖體共有幾十個(gè)，規(guī)模從幾百米到幾千米，最大的是徐武家?guī)r體，故將此套巖石系列命名為徐武家輝長(zhǎng)蘇長(zhǎng)巖(Pengetal., 2010)。輝長(zhǎng)蘇長(zhǎng)巖經(jīng)歷了麻粒巖相變質(zhì)變形作用，發(fā)育典型的二輝麻粒巖變質(zhì)礦物組合。

圖1 華北克拉通孔茲巖帶東段早前寒武紀(jì)高級(jí)變質(zhì)巖的分布(據(jù)郭敬輝等, 2002; Zhao et al., 2005; Peng et al., 2012修改)Fig.1 Distribution of the Early Precambrian high-grade metamorphic rocks in the eastern part of the Khondalite Belt, North China Craton (modified after Guo et al., 2001; Zhao et al., 2005; Peng et al., 2012)

涼城石榴石花崗巖是產(chǎn)于麻粒巖相變質(zhì)沉積巖背景中的近原地-半原地花崗巖，花崗巖主體與圍巖變沉積巖呈侵入接觸關(guān)系，在涼城蠻汗山一帶構(gòu)成巖性較為均勻的巨大巖體，面積可達(dá)400km2，局部與圍巖變沉積巖呈漸變過(guò)渡關(guān)系。在卓資南部大榆樹(shù)一帶，石榴石花崗巖并沒(méi)有構(gòu)成巖性均勻的巖體，而是一系列不規(guī)則分布的混合花崗巖體(或稱為dirty granite)，含有大量規(guī)模不等的夕線石榴片麻巖包體(盧良兆等, 1996; 陶繼雄和胡鳳翔, 2002)。本文主要論述涼城一帶巖性均勻的石榴石花崗巖。石榴石花崗巖中常見(jiàn)變沉積巖包體，長(zhǎng)徑多為幾十厘米到幾米，巖性主要為夕線石榴鉀長(zhǎng)片麻巖和黑云石榴鉀長(zhǎng)片麻巖，保留片麻狀構(gòu)造(圖2a)，也見(jiàn)無(wú)片麻狀構(gòu)造的含石榴石尖晶石鉀長(zhǎng)麻粒巖(圖2b)。石榴石花崗巖中還可見(jiàn)肉紅色含石榴石鉀長(zhǎng)花崗巖脈(寬0.5～2m)。

在石榴石花崗巖中間及邊部分布著數(shù)量眾多的輝長(zhǎng)蘇長(zhǎng)巖小侵入體。輝長(zhǎng)蘇長(zhǎng)巖小侵入體大小變化從千米級(jí)到米級(jí)。較大(百米到千米級(jí))的基性侵入體與花崗巖之間具有復(fù)雜而不規(guī)則的界線，呈現(xiàn)相互包裹、漸變過(guò)渡的特點(diǎn)，基性侵入體逐漸過(guò)渡為花崗巖中密集的基性包體群?；郧秩塍w中也可見(jiàn)花崗巖和變沉積巖包體。米級(jí)到厘米級(jí)大小的基性包體常成群分布，包體形態(tài)多為橢圓狀、透鏡狀或條帶狀，與寄主花崗巖邊界呈彌散狀，有時(shí)可見(jiàn)邊界處發(fā)育1～5cm富黑云母石榴石反應(yīng)邊或5～10cm寬的混合過(guò)渡帶(圖2c)。在石榴石花崗巖中，也見(jiàn)基性同深成巖墻(圖2d)?；园w和同深成巖墻呈灰黑色，中細(xì)粒結(jié)構(gòu)，片麻理不明顯，礦物組合為斜長(zhǎng)石+紫蘇輝石+黑云母+石英+鉀長(zhǎng)石±單斜輝石±石榴子石。

2 巖石學(xué)與礦物學(xué)特征

涼城石榴石花崗巖具有粗粒似斑狀結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造，局部呈片麻狀或糜棱狀構(gòu)造。主要礦物組合為石榴子石(5%～15%，局部可達(dá)25%)+黑云母(2%～5%)±紫蘇輝石(2%～5%)+鉀長(zhǎng)石(20%～25%)+斜長(zhǎng)石(30%～40%)+石英(20%～30%)，副礦物有尖晶石、鈦鐵礦、鋯石、獨(dú)居石、磷灰石、黃鐵礦、黃銅礦等。根據(jù)礦物組合，石榴石花崗巖可以進(jìn)一步分為黑云石榴花崗巖(圖2e)和紫蘇石榴花崗巖(圖2f)?；◢弾r中石榴子石分布不均勻，多數(shù)在5%～15%，可達(dá)25%，局部聚集成石榴石巖團(tuán)塊或條帶(圖2g, h)。鉀長(zhǎng)石斑晶呈灰白色或肉紅色，長(zhǎng)3～6cm，個(gè)別可達(dá)10cm，局部定向排列。

圖2 涼城石榴石花崗巖野外照片(a)花崗巖中的夕線石榴片麻巖包體；(b)花崗巖中含石榴石尖晶石鉀長(zhǎng)麻粒巖包體；(c)花崗巖中輝長(zhǎng)蘇長(zhǎng)巖包體，包體內(nèi)及接觸邊界發(fā)育石榴子石；(d)花崗巖中的基性同深成巖墻；(e)黑云石榴花崗巖；(f)紫蘇石榴花崗巖；(g、h)花崗巖中的富石榴石團(tuán)塊和條帶Fig.2 Field photographs of the Liangcheng garnet granitoids

圖3 涼城石榴石花崗巖的顯微照片和BSE圖像(a、b)花崗巖中富含包體石榴子石；(c)花崗巖中粗粒石榴子石；(d)花崗巖中細(xì)粒石榴子石；(e、f)花崗巖中環(huán)邊石榴子石；(g、h)紫蘇石榴花崗巖. 礦物縮寫(xiě)：Grt-石榴子石；Opx-紫蘇輝石；Bi-黑云母；Pl-斜長(zhǎng)石；Qz-石英；Ilm-鈦鐵礦；Ap-磷灰石Fig.3 Photomicrographs and BSE images of the Liangcheng garnet granitoids

圖4 涼城石榴石花崗巖主量元素Harker圖解(據(jù)Wang et al., 2018)輝長(zhǎng)蘇長(zhǎng)巖數(shù)據(jù)源自Peng et al. (2010)和作者未發(fā)表數(shù)據(jù);高M(jìn)g輝長(zhǎng)巖數(shù)據(jù)源自Peng et al. (2010);集寧-卓資變沉積巖數(shù)據(jù)源自盧良兆等(1996)和作者未發(fā)表數(shù)據(jù);呂梁變沉積巖數(shù)據(jù)源自李江海等(1999);雜砂巖實(shí)驗(yàn)熔體數(shù)據(jù)源自Montel and Vielzeuf (1997)和Patio Douce and McCarthy (1998);基性泥質(zhì)巖實(shí)驗(yàn)熔體數(shù)據(jù)來(lái)自Vielzeuf and Holloway (1988)和Patio Douce and Johnston (1991);長(zhǎng)英質(zhì)泥質(zhì)實(shí)驗(yàn)熔體成分來(lái)自Patio Douce and Harris (1998)和Patio Douce and McCarthy (1998)Fig.4 Plots of SiO2 vs. other major elements for Liangcheng garnet granitoids (after Wang et al., 2018)

根據(jù)礦物結(jié)構(gòu)和包體特征，石榴子石可以分為四種類(lèi)型：富含包體石榴子石、粗粒石榴子石、細(xì)粒石榴子石和環(huán)邊石榴子石。富含包體石榴子石(GrtA)呈橢圓狀或不規(guī)則狀，粒度多為2～4mm，核(幔)部含較多包體礦物石英、黑云母、鈦鐵礦、尖晶石和斜長(zhǎng)石等，而邊部基本不含包體，表現(xiàn)出凈邊結(jié)構(gòu)(圖3a, b)；粗粒石榴子石(GrtB)呈橢圓狀，粒度較大，多為3～10mm，基本不含或含有較少的包體礦物(石英、黑云母、斜長(zhǎng)石、鈦鐵礦、鋯石、獨(dú)居石和磷灰石)(圖3c)；細(xì)粒石榴子石(GrtC)呈半自形，粒度較小，多為0.5～1mm，無(wú)包體或含少量包體礦物(圖3d)；環(huán)邊石榴子石(GrtD)圍繞暗色礦物(石榴子石、黑云母、紫蘇輝石和鈦鐵礦)生長(zhǎng)，類(lèi)似于“紅眼圈”結(jié)構(gòu)，環(huán)邊石榴子石寬度一般在0.1～0.5mm左右，其中包含大量的蠕蟲(chóng)狀石英和少量的鉀長(zhǎng)石、黑云母、紫蘇輝石和鈦鐵礦(圖3e, f)。

薄片中的黑云母呈片狀，具有棕褐色-淺黃色多色性，發(fā)育扭折帶。黑云母多圍繞石榴子石斑晶生長(zhǎng)，也常以包體形式出現(xiàn)在石榴子石斑晶內(nèi)部(圖3a-c)。紫蘇輝石呈粒狀，淺褐色-淺綠色，多色性較弱，可見(jiàn)鈦鐵礦出溶條紋，邊部有時(shí)被黑云母和石英的交生取代(圖3g, h)。鉀長(zhǎng)石斑晶出溶極細(xì)的斜長(zhǎng)石條紋，邊部常發(fā)育蠕英石，其內(nèi)偶見(jiàn)包體礦物石榴子石、輝石、斜長(zhǎng)石、黑云母和磷灰石。基質(zhì)中的鉀長(zhǎng)石呈他形，岀溶少量斜長(zhǎng)石條紋。斜長(zhǎng)石為半自形，岀溶補(bǔ)片狀或塊狀鉀長(zhǎng)石，發(fā)育扭折帶和波狀消光。石英呈他形粒狀，發(fā)育波狀消光、亞顆粒和核幔結(jié)構(gòu)。

3 巖石地球化學(xué)特征

本文系統(tǒng)收集了涼城-集寧地區(qū)石榴石花崗巖主微量元素?cái)?shù)據(jù)，數(shù)據(jù)來(lái)自以下文獻(xiàn)：石昕(1997)、陶繼雄和胡鳳翔(2002)、鐘長(zhǎng)汀等(2007)、Pengetal. (2010, 2012)及Wangetal. (2018)。

涼城石榴石花崗巖具有較寬泛的成分變化范圍，SiO2含量為55%～75%，主要集中在58%～70%，MgO+FeOT含量較高，主要范圍在5%～14%之間。Al2O3含量較高，為13%～19%，A/CNK為1.1～1.6，屬于強(qiáng)過(guò)鋁花崗巖。巖石CIPW標(biāo)準(zhǔn)礦物計(jì)算顯示剛玉含量為1.9%～6.2%。CaO含量主要在2.0%～4.1%，Na2O含量為1.8%～3.4%，K2O含量為1.1%～5.8%，CaO/Na2O比值為0.4～1.7。在Harker圖解上，Al2O3、FeOT、MgO和SiO2具有明顯的負(fù)相關(guān)關(guān)系，TiO2、CaO、Na2O和SiO2具有較弱的負(fù)相關(guān)性，K2O、P2O5和SiO2無(wú)明顯相關(guān)性(圖4，Wangetal., 2018)。石昕(1997)報(bào)道土貴烏拉地區(qū)少數(shù)富石榴石花崗巖樣品具有較低的SiO2含量，為55%～58%，MgO+FeOT含量較高，為14%～15%，Al2O3含量高達(dá)20%～22%，A/CNK為2.2～4.2。CaO和Na2O含量較低，分別為0.5%～2.8%、0.6%～1.9%。K2O含量主要為2.4%～2.9%。與世界其他地區(qū)S型花崗巖以及變沉積巖實(shí)驗(yàn)熔體相比，涼城石榴石花崗巖具有顯著的低硅、富鎂鐵的特征(圖5)。

圖5 涼城石榴石花崗巖與全球S型花崗巖和實(shí)驗(yàn)熔體成分對(duì)比全球S型花崗巖成分底圖來(lái)自Clemens and Stevens (2012);雜砂巖實(shí)驗(yàn)熔體數(shù)據(jù)源自Montel and Vielzeuf (1997)和Patio Douce and McCarthy (1998);基性泥質(zhì)巖實(shí)驗(yàn)熔體數(shù)據(jù)來(lái)自Vielzeuf and Holloway (1988)和Patio Douce and Johnston (1991);長(zhǎng)英質(zhì)泥質(zhì)實(shí)驗(yàn)熔體成分來(lái)自Patio Douce and Harris (1998)和Patio Douce and McCarthy (1998)Fig.5 Compositions of Liangcheng garnet granitoids, global S-type granites and experimental melts

圖6 涼城石榴石花崗巖球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土配分圖和不相容元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化圖(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)Fig.6 Chondrite-normalized rare earth element patterns and primitive mantle-normalized incompatible elements diagram for the Liangcheng garnet granitoids (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

涼城石榴石花崗巖具有較高的稀土總量(∑REE=241×10-6～611×10-6，個(gè)別低至188×10-6)，表現(xiàn)為中-重等程度稀土元素分餾((La/Yb)N=4～52)，主要是重稀土分異中等到不明顯，具有明顯負(fù)Eu異常(Eu/Eu*=0.26～0.68)(圖6a)。石榴石花崗巖相對(duì)富集Rb和Th，虧損Ba、U、Nb、Ta、Sr、P和Ti(圖6b)。Rb=48×10-6～161×10-6，Sr=170×10-6～384×10-6，Ba=493×10-6～1394×10-6，Rb/Sr比值低(0.2～0.7)，Sr/Y比值低(1～17)。Zr含量較高，為242×10-6～628×10-6。巖石具有較高的Th含量(6×10-6～47×10-6，avg.=20×10-6)、較低的U含量(0.26×10-6～2.4×10-6，avg.=0.86×10-6)和較高的Th/U比值(6～41，avg.=24)。

陶繼雄和胡鳳翔(2002)和石強(qiáng)等(2018)分別報(bào)道的卓資和集寧石榴石花崗巖具有較低的稀土總量(75×10-6～226×10-6)和正Eu異常(0.99～2.86)，個(gè)別樣品具有極低的稀土總量(31×10-6、45×10-6)和顯著正Eu異常(3.55、7.72)。這些樣品微量元素特征可能反映了長(zhǎng)石堆晶，明顯受分離結(jié)晶過(guò)程控制。本文不再列出詳細(xì)討論。

4 年代學(xué)

涼城石榴石花崗巖發(fā)育巖漿鋯石和變質(zhì)鋯石，繼承鋯石很少。郭敬輝等(1999，2002)最早利用顆粒鋯石U-Pb定年技術(shù)獲得1836±18Ma和1892±10Ma兩組年齡。近年來(lái)，隨著二次離子探針技術(shù)的發(fā)展和應(yīng)用，大量的高質(zhì)量定年數(shù)據(jù)涌現(xiàn)。鐘長(zhǎng)汀等(2007)利用SHRIMP鋯石U-Pb測(cè)年技術(shù)獲得石榴石花崗巖巖的形成年齡為1921±16Ma和1908±13Ma。Pengetal. (2014)利用Cameca IMS-1280獲得的石榴石花崗巖鋯石U-Pb年齡為1934±7Ma。Wangetal. (2018)對(duì)5個(gè)石榴石花崗巖樣品進(jìn)行Cameca IMS-1280 U-Pb測(cè)年，獲得的巖漿鋯石年齡為1936～1919Ma。Huangetal. (2019)報(bào)道的石榴石花崗巖Cameca IMS-1280巖漿鋯石U-Pb年齡為1936±5Ma、1931±6Ma。綜合近年來(lái)的SIMS測(cè)年數(shù)據(jù)，年齡結(jié)果在誤差范圍內(nèi)一致，表明涼城石榴石花崗巖的巖漿結(jié)晶時(shí)代為1.93～1.92Ga。值得指出的是，在個(gè)別石榴石花崗巖樣品中巖漿鋯石207Pb/206Pb年齡不呈正態(tài)分布，而顯示多峰分布的特征(1.95～1.94Ga、1.92～1.91Ga)(Wangetal., 2018)。

石榴石花崗巖中變質(zhì)鋯石的發(fā)育指示其后期經(jīng)歷了變質(zhì)作用，Wangetal. (2018)獲得的5個(gè)樣品變質(zhì)鋯石年齡分別為1912±16Ma、1920±15Ma、1902±13Ma、1923±11Ma、1921±6Ma。石強(qiáng)等(2018)利用SHRIMP U-Pb定年獲得了石榴石花崗巖中鋯石變質(zhì)重結(jié)晶的年齡為1919±17Ma。Huangetal. (2019)報(bào)道的石榴石花崗巖變質(zhì)鋯石年齡為1924±8Ma、1923±7Ma。綜合上述數(shù)據(jù)，涼城石榴石花崗巖的變質(zhì)作用時(shí)代為1.92Ga。

綜上所述，涼城石榴石花崗巖的結(jié)晶年齡是1.93～1.92Ga，變質(zhì)年齡是1.92Ga，兩者接近。結(jié)合涼城石榴石花崗巖中“紅眼圈”結(jié)構(gòu)的發(fā)育，我們認(rèn)為高溫花崗巖漿侵位于下地殼高溫-超高溫環(huán)境，隨后經(jīng)歷緩慢的等壓冷卻發(fā)生麻粒巖相變質(zhì)，也稱為自變質(zhì)過(guò)程。這種現(xiàn)象常見(jiàn)于在下地殼深部就位的巖體，在意大利Ivrea zone、Kohistan島弧、南Sierra Nevada巖基、新西蘭Fiordland島弧、Bohemian地塊都有報(bào)道(Sinigoietal., 1991; Ringuetteetal., 1999; Saleebyetal., 2008; Stowelletal., 2014; Faryadetal., 2016)。

5 巖石成因討論

5.1 涼城石榴石花崗巖是高溫花崗巖

一般說(shuō)來(lái)，S型花崗巖中鎂鐵質(zhì)礦物的種類(lèi)受巖漿水活度和形成溫壓條件的控制(Clemens and Wall, 1988)。白云母結(jié)晶于水含量較高(7%～8%)的巖漿中，而堇青石花崗巖的水含量不超過(guò)4%(Wyllie, 1977)。石榴子石通常發(fā)育于侵位深度較深(>17～23km，P>5～7kbar)的S型花崗巖中，紫蘇輝石的存在需要滿足高溫且aH2O或aKAlSi3O8較低的條件，堇青石常見(jiàn)于侵位深度相對(duì)較淺(<17～23km，P<5～7kbar)的S型花崗巖中(Green, 1976; Clemens and Wall, 1988; Shimuraetal., 1992; Stevensetal., 1997; Villarosetal., 2009)。涼城石榴石花崗巖的鎂鐵質(zhì)礦物為石榴子石、黑云母和/或紫蘇輝石，指示其侵位于下地殼的環(huán)境，且?guī)r漿溫度較高，水活度相對(duì)低。部分石榴石花崗巖中沒(méi)有紫蘇輝石，可能是因?yàn)閹r漿結(jié)晶晚期水活度的升高使紫蘇輝石不穩(wěn)定，轉(zhuǎn)變?yōu)楹谠颇负褪?。在紫蘇石榴石花崗巖中可以觀察到這一現(xiàn)象。石榴石花崗巖中黑云母高TiO2含量(4%～7%)和紫蘇輝石高Al2O3含量(3%～6%)都指示了巖漿高溫的特征。利用石榴子石-斜方輝石溫度計(jì)估算花崗巖中石榴子石、斜方輝石平衡溫度為910～989℃(Wangetal., 2018)。

根據(jù)全巖鋯飽和溫度計(jì)估算的涼城石榴石花崗巖鋯飽和溫度為825～901℃，平均值為854℃，指示其為高溫巖漿結(jié)晶的產(chǎn)物(Wangetal., 2018)。研究發(fā)現(xiàn)，全巖的Al2O3/TiO2比值與含鈦礦物黑云母的分解有關(guān)，可以用于指示巖漿溫度的高低(Sylvester, 1998)。涼城石榴石花崗巖的Al2O3/TiO2比值較低，在11～28之間，類(lèi)似于Lachlan褶皺帶的S型花崗巖，指示其形成溫度較高(≥875℃)(Sylvester, 1998; 鐘長(zhǎng)汀等, 2007)。綜合上述資料，涼城石榴石花崗巖的巖漿溫度在～850℃以上，甚至達(dá)到900℃以上，屬于高溫花崗巖。

5.2 涼城石榴石花崗巖與超高溫麻粒巖是同一超高溫構(gòu)造熱事件的產(chǎn)物

涼城石榴石花崗巖與輝長(zhǎng)蘇長(zhǎng)巖、超高溫麻粒巖具有密切的時(shí)空關(guān)系，表明三者之間存在成因聯(lián)系。近年來(lái)，在集寧-涼城地區(qū)，包括涼城石榴石花崗巖周?chē)?，研究者們已識(shí)別出11處超高溫麻粒巖露頭(Santoshetal., 2006, 2007; Jiao and Guo, 2011; Jiaoetal., 2011; Liuetal., 2012; Zhangetal., 2012; Yangetal., 2014; 王洛娟, 2015; Li and Wei, 2016, 2019; Lobjoieetal., 2018)。大規(guī)模出露的高溫石榴石花崗巖及多點(diǎn)分布的超高溫麻粒巖共同反映了集寧-涼城區(qū)域上超高溫變質(zhì)地體的特點(diǎn)。鋯石U-Pb定年結(jié)果表明石榴石花崗巖形成時(shí)代為1.93～1.92Ga，與輝長(zhǎng)蘇長(zhǎng)巖形成時(shí)代(1.93Ga)和變質(zhì)沉積巖超高溫變質(zhì)作用時(shí)代(1.92Ga)近一致，指示幔源巖漿的侵入為變質(zhì)沉積巖的超高溫變質(zhì)作用和大規(guī)模部分熔融形成石榴石花崗巖提供熱量(Pengetal., 2010, 2012; Wangetal., 2018)。也就是說(shuō)，石榴石花崗巖的形成和超高溫變質(zhì)作用都是基性巖漿侵入下地殼麻粒巖相變沉積巖中的響應(yīng)，而石榴石花崗巖是基性巖漿侵入麻粒巖相變沉積巖中引起高溫-超高溫條件下大規(guī)模部分熔融的產(chǎn)物。

最近，Huangetal. (2019)根據(jù)土貴烏拉-徐武家一帶的研究，提出石榴石花崗巖形成于UHT變質(zhì)作用之前(1.94～1.93Ga)，并在1.92Ga經(jīng)歷了UHT變質(zhì)作用。他們認(rèn)為石榴石花崗巖已經(jīng)變質(zhì)變形成為石榴石片麻巖，其中石榴子石、斜方輝石、斜長(zhǎng)石等礦物組合都是峰期變質(zhì)生成的，并經(jīng)過(guò)相圖計(jì)算限定峰期溫壓條件為930～990℃、8.3～8.8kbar。但據(jù)我們觀察，涼城一帶的石榴石花崗巖主要礦物組合是巖漿成因或轉(zhuǎn)熔成因，局部鎂鐵礦物周?chē)L(zhǎng)環(huán)邊石榴子石，即“紅眼圈”結(jié)構(gòu)，記錄了巖漿結(jié)晶后緩慢冷卻的過(guò)程。此外，Huangetal. (2019)認(rèn)為石榴石花崗巖經(jīng)歷過(guò)韌性剪切，而輝長(zhǎng)蘇長(zhǎng)巖保留了巖漿結(jié)構(gòu)，沒(méi)有經(jīng)歷剪切變形，提出石榴石花崗巖形成時(shí)代早于輝長(zhǎng)蘇長(zhǎng)巖。事實(shí)上，集寧-涼城地區(qū)發(fā)育兩條平行的大型韌性剪切帶，走向約為NEE-SWW，在韌性高應(yīng)變區(qū)大部分巖石(變質(zhì)沉積巖、涼城石榴石花崗巖、輝長(zhǎng)蘇長(zhǎng)巖、淡色花崗巖)發(fā)育韌性剪切變形的糜棱狀構(gòu)造。根據(jù)變質(zhì)變形輝長(zhǎng)巖的細(xì)粒重結(jié)晶礦物組合特征及溫度計(jì)算，郭敬輝和翟明國(guó)(1992)認(rèn)為韌性變形作用發(fā)生在麻粒巖相條件。通過(guò)對(duì)強(qiáng)烈韌性變形的淡色花崗巖和晚期侵入的弱變形偉晶巖脈的研究，Wangetal. (2017)將韌性變形時(shí)代限定在1.92Ga。盡管目前獲得的石榴石花崗巖侵位時(shí)代、輝長(zhǎng)蘇長(zhǎng)巖侵位時(shí)代、超高溫變質(zhì)時(shí)代和韌性剪切變形時(shí)代在誤差范圍內(nèi)分不開(kāi)，但根據(jù)巖石變質(zhì)變形特征，可以判定韌性剪切變形晚于石榴石花崗巖和輝長(zhǎng)蘇長(zhǎng)巖侵位以及超高溫變質(zhì)峰期。

5.3 低硅富鎂鐵成分特征及其控制因素

全球S型花崗巖的SiO2變化范圍主要為65%～79%，MgO+FeOT變化范圍為0%～11%(Clemens and Stevens, 2012)。以典型的Lachlan褶皺帶S型花崗巖為例，SiO2含量平均值為71%，MgO+FeOT含量平均值為4.3%(Chappell and White, 1992)。Lachlan褶皺帶S型花崗巖SiO2含量最低為57.6%，751個(gè)樣品中只有這1個(gè)樣品SiO2含量低于63%，4個(gè)樣品的SiO2含量低于65%(Chappell and White, 2001)。涼城石榴石花崗巖具有低SiO2含量(55%～75%)和高M(jìn)gO+FeOT含量(5%～14%)，有一半以上的樣品SiO2含量低于65%，偏離了正?；◢弾r的成分范圍，是少見(jiàn)的偏基性成分(低硅富鎂鐵)花崗巖(圖5)。實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)研究發(fā)現(xiàn)，變質(zhì)沉積巖(泥質(zhì)巖和雜砂巖)在殼內(nèi)條件下(700～1000℃，1～15kbar)部分熔融形成的熔體成分為淡色花崗質(zhì)(SiO2=69%～78%，MgO+FeOT<3%)(Vielzeuf and Holloway, 1988; Patio Douce and Johnston, 1991; Vielzeuf and Montel, 1994; Montel and Vielzeuf, 1997; Stevensetal., 1997; Patio Douce and Harris, 1998)。因此，涼城石榴石花崗巖低SiO2和高M(jìn)gO+FeOT的成分特征表明其并非單純由熔體結(jié)晶形成，其中必然存在富鎂鐵物質(zhì)的加入。

造成S型花崗巖成分偏向低SiO2和高M(jìn)gO+FeOT的機(jī)制主要有：1)殘留體漸分離模式(restite unmixing/fractionation model)(White and Chappell, 1977; Clark and Lyons, 1986; Chappelletal., 1987; Barbero and Villaseca, 1992; Williamsonetal., 1997; Whiteetal., 1999; Dorais and Spencer, 2014)；2)轉(zhuǎn)熔礦物的選擇性帶入模式(peritectic assemblage entrainment model)(Stevensetal., 2007; Villarosetal., 2009; Taylor and Stevens, 2010; Clemens and Stevens, 2012)；3)巖漿混合模式(Gray, 1984; Collins, 1996; Keayetal., 1997; Patio Douce, 1999; Healyetal., 2004; Kempetal., 2008)。殘留體漸分離模式和轉(zhuǎn)熔礦物選擇性帶入模式都是強(qiáng)調(diào)花崗質(zhì)熔體從源區(qū)抽離匯聚時(shí)帶入富鎂鐵的物質(zhì)，不同的是后者認(rèn)為熔體只是選擇性的帶入轉(zhuǎn)熔礦物(如石榴子石和鈦鐵礦等)。熔體抽取時(shí)攜帶物質(zhì)的性質(zhì)取決于熔融程度或熔體抽取方式，當(dāng)源巖熔融程度較低(<20%～30%)或者熔體被分批次小比例抽離時(shí)，由于熔體多圍繞轉(zhuǎn)熔礦物形成，因此轉(zhuǎn)熔礦物在熔體抽離時(shí)容易被熔體裹挾帶離源區(qū)；而當(dāng)源巖發(fā)生高程度(30%～50%)部分熔融時(shí)，巖石內(nèi)固相礦物之間的格架被完全打破，固相礦物懸浮在熔體之中，在粘稠的花崗質(zhì)熔體匯聚運(yùn)移過(guò)程中會(huì)帶入更多比例的殘留體(Wickham, 1987; Vigneresseetal., 1996; Rosenberg and Handy, 2005; Taylor and Stevens, 2010)。涼城石榴石花崗巖形成于高溫-超高溫變質(zhì)作用的背景下，是變質(zhì)沉積巖高程度部分熔融的產(chǎn)物，因此，熔體在遷移匯聚時(shí)可能會(huì)帶入大量殘留體。

5.3.1 富石榴石殘留體的貢獻(xiàn)

涼城石榴石花崗巖低硅富鎂鐵成分特征在礦物學(xué)上表現(xiàn)為富含石榴子石，因此，花崗巖中石榴子石類(lèi)型和成因的研究可以幫助限定導(dǎo)致花崗巖貧硅富鎂鐵成分特征的機(jī)制。S型花崗巖中的石榴子石一般有三種形成機(jī)制：1)從花崗質(zhì)巖漿中結(jié)晶出來(lái)；2)花崗質(zhì)熔體遷移匯聚時(shí)帶入的轉(zhuǎn)熔石榴子石；3)花崗巖漿侵位過(guò)程中捕獲圍巖中的石榴子石(Allan and Clarke, 1981; Miller and Stoddard, 1981; Dahlquistetal., 2007; Villarosetal., 2009; Dorais and Tubrett, 2012; Lackeyetal., 2011, 2012)。涼城石榴石花崗巖中通常含有5%～15%的石榴子石，局部石榴子石含量達(dá)到25%，甚至形成富石榴石團(tuán)塊。在地殼條件下，變質(zhì)沉積巖熔融形成的熔體鎂鐵含量低(MgO+FeOT<3%)，無(wú)法直接從巖漿中結(jié)晶出這么大量的石榴子石。涼城石榴石花崗巖巖體規(guī)模較大，石榴子石分布相對(duì)均勻且成分均一，也難以用捕獲圍巖的石榴子石進(jìn)行解釋，盡管巖體中可能存在少量捕獲圍巖的石榴子石。

雖然研究者們利用巖相學(xué)、礦物主微量元素和氧同位素等特征來(lái)試圖區(qū)分轉(zhuǎn)熔石榴子石和巖漿石榴子石，但是卻一直存在爭(zhēng)議。從理論上來(lái)講，如果轉(zhuǎn)熔成因礦物和巖漿成因礦物形成于相似溫壓條件，與熔體達(dá)到平衡，二者可能具有一致的礦物化學(xué)成分特征，因此，難以區(qū)分兩類(lèi)成因礦物。近年來(lái)，研究者們發(fā)現(xiàn)轉(zhuǎn)熔成因的石榴石在熔體匯聚或巖漿上升侵位過(guò)程中可以通過(guò)溶解-再沉淀(dissolution-reprecipitation)機(jī)制實(shí)現(xiàn)與熔體或巖漿的再平衡，表現(xiàn)出“巖漿成因”石榴子石的成分和特征(Villarosetal., 2009; Taylor and Stevens, 2010)。

根據(jù)野外地質(zhì)和巖相學(xué)特征，涼城石榴石花崗中的石榴子石類(lèi)型較多，卻具有相對(duì)均一的礦物主量成分，CaO和MnO含量較低，端元組分主要為Alm60-70Prp24-32Grs5-7Sps1-2，是典型S型花崗巖中石榴子石的成分，比圍巖變質(zhì)沉積巖中石榴子石相對(duì)富Ca和Fe。通過(guò)巖相學(xué)觀察和礦物主、微量元素分析，我們認(rèn)為富含包體的石榴子石是轉(zhuǎn)熔成因，粗粒石榴子石的主體部分是轉(zhuǎn)熔成因或由轉(zhuǎn)熔石榴子石經(jīng)溶解-再沉淀作用形成，粗粒石榴子石邊部和細(xì)粒石榴子石可能是轉(zhuǎn)熔石榴子石溶解-再沉淀形成或者由巖漿結(jié)晶出來(lái)，環(huán)邊石榴子石是花崗巖緩慢冷卻過(guò)程中自變質(zhì)生長(zhǎng)的變質(zhì)石榴子石(王洛娟, 2015)。涼城石榴石花崗巖中石榴子石以富含包體石榴子石和粗粒石榴子石為主，約占石榴子石總量的80%～90%，指示石榴石花崗巖中存在大量從源區(qū)帶入的轉(zhuǎn)熔石榴子石。涼城石榴石花崗巖露頭上常見(jiàn)的富石榴石團(tuán)塊可能代表了未分離的殘留體。在卓資小什字附近的長(zhǎng)英質(zhì)片麻巖中發(fā)育石榴石巖并被認(rèn)為是熔體抽離之后的殘留相，暗示區(qū)域上可能存在一定規(guī)模的富石榴石相殘留體(Jiaoetal., 2013)。此外，涼城石榴石花崗巖的重稀土含量變化較大，重稀土分異從中等到不明顯，反映了部分花崗巖中有富石榴石殘留體的帶入(圖6)。

世界上其他地區(qū)低硅富鎂鐵S型花崗巖有北美Acadian造山帶的Kinsman Intrusive Suite和歐洲海西造山帶的Layos Granite。它們的成分特征都被認(rèn)為是由殘留體帶入造成，估算的殘留體帶入比例高達(dá)65%～80%(Barbero and Villaseca, 1992; Clark and Lyons, 1986; Dorais and Spencer, 2014)。Kinsman巖套花崗巖與涼城石榴石花崗巖的地球化學(xué)特征相似，SiO2含量低(52%～76%)，MgO+FeOT含量高(1.6%～14.8%)，CaO含量較高(2.0%～5.0%)，推測(cè)是轉(zhuǎn)熔石榴子石和殘留斜長(zhǎng)石的帶入所致(Clark and Lyons, 1986; Dorais and Tubrett, 2012; Dorais and Spencer, 2014)。在Kinsman巖套花崗巖中發(fā)育米級(jí)大小的石榴石巖團(tuán)塊，被認(rèn)為是熔融殘留體，為轉(zhuǎn)熔石榴子石的帶入提供了證據(jù)(Clark and Lyons, 1986; Doraisetal., 2009)。通過(guò)與石榴石巖中石榴子石進(jìn)行巖相學(xué)和微量元素特征對(duì)比，Dorais and Tubrett (2012)在Kinsman巖套花崗巖中進(jìn)一步識(shí)別出轉(zhuǎn)熔石榴子石。

5.3.2 幔源基性巖漿的貢獻(xiàn)

學(xué)生在聽(tīng)講解的過(guò)程，充分發(fā)揮了學(xué)習(xí)主動(dòng)性和積極性，認(rèn)真記好筆記，并隨時(shí)向車(chē)間技術(shù)人員提問(wèn)，虛心請(qǐng)教，積極思考，大膽提出自己的想法；實(shí)習(xí)期間，帶隊(duì)老師通過(guò)提問(wèn)和檢查考核的方法使學(xué)生們加深對(duì)工廠的認(rèn)識(shí)，并對(duì)學(xué)生的認(rèn)真程度有一個(gè)基本了解，便于最后的成績(jī)?cè)u(píng)定.

通常認(rèn)為，S型花崗巖主要是地殼沉積物重熔的產(chǎn)物，沒(méi)有或只有少量地幔物質(zhì)的加入。目前，淡色花崗巖被一致認(rèn)為是純沉積物來(lái)源熔體結(jié)晶而成，沒(méi)有地幔物質(zhì)的加入(Patio Douce, 1999; Hopkinsonetal., 2017; Nabelek, 2019)。一些S型花崗巖中基性包體和礦物不平衡結(jié)構(gòu)的發(fā)育指示幔源巖漿可能參與了S型花崗巖的形成(Elburg, 1996; Maasetal., 1997; Castroetal., 1999; Sandeman and Clark, 2003)。多數(shù)研究認(rèn)為，幔源巖漿為S型花崗質(zhì)巖漿活動(dòng)提供了熱量，但幔源物質(zhì)貢獻(xiàn)比例很少，通常小于10%(Gray, 1984; Collins, 1996; Keayetal., 1997; Altherretal., 1999; Barbarin, 1996; Clemens, 2003; Clemens and Stevens, 2012)。但是，少數(shù)研究認(rèn)為S型花崗巖中也存在相當(dāng)比例的幔源基性物質(zhì)貢獻(xiàn)(Castroetal., 1999; Healyetal., 2004; Applebyetal., 2010)。

涼城石榴石花崗巖內(nèi)部包裹大量同時(shí)代輝長(zhǎng)蘇長(zhǎng)巖塊體，基性塊體大小變化從地質(zhì)圖上可以標(biāo)出來(lái)的千米級(jí)到手標(biāo)本上需要仔細(xì)識(shí)別的厘米級(jí)。較大(百米到千米級(jí))的基性塊體與花崗巖之間界線不易識(shí)別，呈現(xiàn)相互包裹、漸變過(guò)渡的特點(diǎn)。成群分布的輝長(zhǎng)蘇長(zhǎng)巖包體與石榴石花崗巖之間界線為彌散狀，局部發(fā)育成分過(guò)渡帶和富含石榴子石的反應(yīng)邊，也可見(jiàn)基性包體附近發(fā)育富石榴石相花崗巖。這些地質(zhì)現(xiàn)象都指示巖漿混合作用的發(fā)生，基性巖漿為石榴石花崗巖提供了物質(zhì)。石榴石花崗巖中發(fā)育板條狀結(jié)構(gòu)的長(zhǎng)柱狀鋯石與蘇長(zhǎng)巖的鋯石特征相似，可能存在蘇長(zhǎng)巖包體中鋯石向花崗巖中遷移的過(guò)程(Pengetal., 2014; Wangetal., 2018)?；园w中可見(jiàn)鉀長(zhǎng)石斑晶、石英斑晶以及石榴子石，推測(cè)它們是由花崗質(zhì)巖漿中遷移到包體巖漿中。這些現(xiàn)象共同表明，在花崗巖和基性包體固結(jié)之前，兩者之間發(fā)生了雙向的晶體交換。

我們通過(guò)巖石學(xué)和礦物化學(xué)的研究發(fā)現(xiàn)，基性包體與花崗質(zhì)巖漿發(fā)生反應(yīng)形成富含石榴子石和黑云母的反應(yīng)邊，且揭示了反應(yīng)邊由花崗巖側(cè)向基性包體側(cè)依次生長(zhǎng)的過(guò)程，反映了花崗質(zhì)巖漿逐漸分解消耗基性包體的過(guò)程(圖7)。隨著巖漿的流動(dòng)，基性包體外圍的富石榴石黑云母反應(yīng)邊被分散到花崗質(zhì)巖漿中，基性包體可以與花崗質(zhì)巖漿繼續(xù)反應(yīng)，并被逐漸消耗分解，從而實(shí)現(xiàn)基性巖對(duì)花崗巖的物質(zhì)貢獻(xiàn)(圖8)。由于巖漿的流動(dòng)性，石榴石花崗巖中難以保留或只能保留較窄的基性包體反應(yīng)邊，一般只能保留巖漿結(jié)晶晚期巖漿近于固結(jié)后基性包體與花崗質(zhì)巖漿反應(yīng)的產(chǎn)物。相比而言，基性巖與變沉積巖熔體的反應(yīng)邊可能更容易保留。在內(nèi)蒙集寧和興和地區(qū)可見(jiàn)多處輝長(zhǎng)蘇長(zhǎng)巖與變沉積巖之間發(fā)育石榴石巖的現(xiàn)象，石榴石巖厚度為幾厘米到一米左右。此外，也見(jiàn)到輝長(zhǎng)蘇長(zhǎng)巖墻中發(fā)育石榴石巖，推測(cè)可能是變沉積巖熔體沿裂隙貫入基性巖墻并與之反應(yīng)形成。基性巖漿與變沉積巖熔體反應(yīng)形成石榴石巖的現(xiàn)象在意大利北部的經(jīng)典下地殼剖面Ivrea-Verbano zone內(nèi)的Val Fiorina處也有報(bào)道，其石榴石巖厚度可達(dá)10m(Rivalentietal., 1997)?；园w與寄主巖石反應(yīng)并為寄主巖石提供鎂鐵組分的地質(zhì)實(shí)例有華北白堊紀(jì)邯邢高鎂閃長(zhǎng)巖(Qian and Hermann, 2010)、歐洲阿爾卑斯中部新生代Adamello巖基(Tiepoloetal., 2011)、北美白堊紀(jì)盆嶺省巖基Bernasconi Hills巖體(Farneretal., 2014)等。

圖7 涼城石榴石花崗巖與基性包體之間的富石榴子石反應(yīng)邊的野外照片、顯微照片及卡通示意圖根據(jù)石榴石的結(jié)構(gòu)位置，我們將其分為4類(lèi)：1)Grt Ⅰ，基性包體內(nèi)側(cè)圍繞紫蘇輝石生長(zhǎng)的石榴石；2)Grt Ⅱ，富細(xì)粒石榴石層中的石榴石；3)Grt Ⅲ，富粗粒石榴石層中的石榴石；4)Grt Ⅳ，寄主花崗巖中的石榴石. 礦物縮寫(xiě)：Kfs-鉀長(zhǎng)石；Mag-磁鐵礦Fig.7 Field photo, photomicrograph, and cartoon of the grt-rich reaction rim between the Liangcheng garnet granitoid and mafic enclave

圖8 基性包體與花崗質(zhì)巖漿反應(yīng)示意圖Fig.8 Cartoon illustrating reaction between mafic enclave and granitic magma

從化學(xué)組分上來(lái)看，在SiO2與FeOT、MgO、CaO和K2O協(xié)變圖上(圖4)，石榴石花崗巖與實(shí)驗(yàn)熔體和輝長(zhǎng)蘇長(zhǎng)巖呈現(xiàn)很好的線性關(guān)系，暗示石榴石花崗巖中可能存在輝長(zhǎng)蘇長(zhǎng)巖的物質(zhì)貢獻(xiàn)。尤其值得指出的是，涼城石榴石花崗巖的CaO含量明顯高于變質(zhì)沉積巖和富石榴石相殘留體(圖4)，而且SiO2含量與A/CNK之間無(wú)明顯負(fù)相關(guān)性，也說(shuō)明富石榴石相殘留體的帶入不是控制著石榴石花崗巖成分向基性方向變化的唯一因素，幔源基性巖漿物質(zhì)的加入是必不可缺的。在同位素方面，涼城石榴石花崗巖的鋯石具有較大的Hf-O同位素組成變化范圍(εHf(t)=-1.0～+5.6；δ18O=9.2‰～11.6‰)，與輝長(zhǎng)蘇長(zhǎng)巖中鋯石的Hf-O同位素組成部分重合(εHf(t)=-2.9～+3.5；δ18O=7.7‰～10.9‰)，暗示著兩者之間存在強(qiáng)烈的組分交換和物質(zhì)混合(Wangetal., 2018)。

圖9 涼城石榴石花崗巖主量模擬計(jì)算圖(據(jù)Wang et al., 2018)模擬圖底圖來(lái)自Patio Douce (1999)，圖內(nèi)模擬演化線的每一個(gè)刻度代表10%Fig.9 Major elements modelling diagrams of the Liangcheng garnet granitoid (after Wang et al., 2018)

圖10 涼城石榴石花崗巖的巖石成因模式圖(據(jù)Wang et al., 2018)Fig.10 Petrogenetic diagram of the Liangcheng garnet granitoid (after Wang et al., 2018)

5.4 成因模式

綜合上述考慮，我們認(rèn)為富石榴石相殘留體和幔源基性巖漿的物質(zhì)貢獻(xiàn)是造成涼城石榴石花崗巖低SiO2和富MgO+FeOT含量的兩個(gè)主要因素。在判斷是否存在物質(zhì)混合時(shí)，元素比值-元素協(xié)變圖比元素-元素協(xié)變圖具有優(yōu)勢(shì)。若存在物質(zhì)混合，在前者圖中，數(shù)據(jù)呈雙曲線式分布，而后者線性分布的數(shù)據(jù)則有多解性。Patio Douce (1999)將主量元素分為Al2O3、FeO+MgO+TiO2、CaO、Na2O+K2O五組，并以其中兩組主量之間的比值為縱坐標(biāo)，以這兩組主量加和為橫坐標(biāo)作圖，可以彰顯實(shí)驗(yàn)熔體、殘留體和幔源基性物質(zhì)之間成分的差異，并將此圖用于有效判斷花崗質(zhì)巖漿是否有殘留體和幔源基性物質(zhì)的貢獻(xiàn)。考慮到?jīng)龀鞘袷◢弾r源巖以雜砂巖為主，我們選取雜砂巖的實(shí)驗(yàn)熔體平均成分、石榴石巖(殘留體)和輝長(zhǎng)巖，進(jìn)行物質(zhì)混合的主量元素質(zhì)量平衡計(jì)算，以探討不同組分的混合比例。在圖9上，涼城石榴石花崗巖總是落在熔體與石榴石巖和熔體與輝長(zhǎng)蘇長(zhǎng)巖的混合曲線之間，顯示出熔體、石榴石巖和輝長(zhǎng)蘇長(zhǎng)巖三元混合的特點(diǎn)。模擬結(jié)果顯示，涼城石榴石花崗巖需要20%～40%的石榴石巖和輝長(zhǎng)蘇長(zhǎng)巖的物質(zhì)貢獻(xiàn)。另外，在模擬圖中，輝長(zhǎng)蘇長(zhǎng)巖沿著輝長(zhǎng)巖與深熔熔體的混合曲線分布，指示輝長(zhǎng)蘇長(zhǎng)巖受到深熔熔體或變質(zhì)沉積巖組分的強(qiáng)烈混染。這也得到輝長(zhǎng)蘇長(zhǎng)巖鋯石較高的δ18O值和較低的εHf(t)特征的支持(Wangetal., 2018)。

6 巖石學(xué)意義

涼城石榴石花崗巖是一種特殊的強(qiáng)過(guò)鋁S型花崗巖，富含石榴子石(5%～25%)，并常見(jiàn)紫蘇輝石，具有低SiO2(55%～75%)、富MgO+FeOT(5%～14%)的成分特征，形成于高溫、高壓、低水活度的條件。在既有的ISAM花崗巖分類(lèi)體系中，典型的S型花崗巖有兩類(lèi)，分別是白云母花崗巖和堇青石花崗巖(Barbarin, 1996, 1999)。這兩類(lèi)S型花崗巖具有正常花崗巖高SiO2和低MgO+FeOT的成分特征，形成條件分別是低溫低壓型和高溫低壓型。很顯然，與上述兩類(lèi)典型的S型花崗巖都不同，涼城石榴石花崗巖是富含石榴子石的S型紫蘇花崗巖，形成于高溫、高壓、低水活度的條件，是一種獨(dú)立類(lèi)型的S型花崗巖。

含紫蘇輝石S型花崗巖(或者稱為S型紫蘇花崗巖)具有更高的巖漿形成溫度(>850℃)，因此相對(duì)少見(jiàn)。在Lachlan褶皺帶，S型中酸性火山巖中可見(jiàn)紫蘇輝石(Hawkins Suite 和Violet Town Volcanics)(Wybornetal., 1981; Clemens and Wall, 1984)，也有個(gè)別含堇青石花崗巖體含紫蘇輝石的報(bào)道(Maasetal., 1997)。在我國(guó)華南云爐-高州地區(qū)和十萬(wàn)大山地區(qū)也分布有含石榴石紫蘇花崗巖(陳斌和莊育勛, 1994; Charoy and Barbey, 2008; Jiaoetal., 2015; Zhaoetal., 2017)。此外，含紫蘇輝石S型花崗巖常與超高溫變質(zhì)作用密切相關(guān)。在十萬(wàn)大山地區(qū)舊州含堇青石紫蘇輝石S型花崗巖中發(fā)現(xiàn)UHT麻粒巖包體(Zhaoetal., 2012)。在日本北海道Hidaka變質(zhì)帶有紫蘇石榴花崗巖報(bào)道，推測(cè)其形成溫壓條件為>900℃、8kbar(Shimuraetal., 2004)。需要注意的是，這兩個(gè)地區(qū)均發(fā)育同時(shí)代基性巖漿活動(dòng)，可能為超高溫變質(zhì)作用和花崗巖形成提供了熱量。在阿爾卑斯中部小規(guī)模石榴紫蘇花崗巖出露于Gruf雜巖中，并在石榴紫蘇花崗巖及其圍巖中發(fā)現(xiàn)有含假藍(lán)寶石UHT麻粒巖包體或析離體，推測(cè)石榴紫蘇花崗巖形成于920～940℃，8.5～9.5kbar(Gallietal., 2011)。值得特別指出的是，Gruf雜巖中石榴紫蘇花崗巖與涼城石榴紫蘇花崗巖中的石榴子石和紫蘇輝石具有相近的礦物成分，暗示二者形成于相近的溫壓條件。

致謝感謝萬(wàn)渝生研究員的召集；感謝兩位審稿人曾令森研究員和王孝磊教授對(duì)本文的認(rèn)真評(píng)閱和建設(shè)性修改意見(jiàn)。

謹(jǐn)以此文祝賀沈其韓院士100華誕，并向先生致以崇高的敬意，祝愿先生健康長(zhǎng)壽！