adakite地球化学特征及成因

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埃达克岩的原义_特征与成因

埃达克岩的原义、特征与成因董申保,　田　伟(北京大学地质学系,北京100871)摘　要:论述了埃达克岩的原义与综合特征,并针对其与太古宙TTG 之间的区别和联系及今后研究埃达克岩的建议提出了自己的见解。

埃达克岩(adakite )的原义是指一类具有镁铁质斑晶的隐晶质火山岩,属于岛弧型岩浆钙碱性岩系,一般形成于年轻的(<25Ma )、地热高的岛弧环境,是俯冲板块和上覆地幔相互作用产生的杂化熔液通过结晶分异形成的。

综合总结埃达克岩(原义)的地球化学特征如下:(1)原生标志,高Mg #、低FeO 3/MgO 、高Cr 及Ni ;(2)微量元素标志,高LI LE 、高LREE 、低HREE 、低HFSE 以及高分异的REE 型式等。

对实验岩石学研究资料的总结可知杂化(hybridized )熔液是由小数量的板块熔液与地幔楔反应经交代作用、同化作用形成的,可分异直至出现酸性岩浆,这一过程称为“地幔同化及分离结晶作用(mantle 2AFC )”。

在橄榄岩的同化作用中,原有熔液Mg #迅速上升,并在熔液成分加多后,向高Mg #区迅速发展。

在近代一些埃达克岩及相关岩石研究中,部分学者认为太古宙TTG 与新生代板块(榴辉岩)重熔的TT D 岩系类似。

同时,亦有学者认为太古宙“绿岩带”中与TTG 有关的深成岩系是一类Mg 质花岗闪长岩Mg 质二长闪长岩,成因与Sanukite 相似(太古宙sanuk 2itoid 岩系),相当于富集橄榄岩重熔形成的岩系。

这些研究重新引发了太古宙大地构造型式与近代板块构造型式的异同之争。

根据对目前地质实际资料的总结,太古宙TTG 的Mg #一般都高于实验中相应数据,一般认为太古宙玄武岩的MgO 比近代玄武岩高,而太古宙“绿岩带”中科马提岩玄武质科马提岩Mg 质玄武岩组合是太古宙“绿岩带”TTG 的源岩,其成因不相当于近代大地构造环境。

这一争论仍有待深入研究。

看来,地球发展过程中热量随时间而消耗的规律应在具体实践中探讨其内涵。

埃达克岩

高俊等人在赣东北蛇绿混杂岩中德兴西湾高压变质斜长花岗岩中发现了一些扁平透镜状、不规则透镜状的暗色岩包体（0.5 x 1 cm2 至 2 x 8 cm2）。其由角闪石（86%）、单斜辉石（5%）、钠长石（3%）、磷灰石（1.5%）、榍石（4.5%）和微量金红石组成，并具平坦的REE配分型式、Eu负异常，相对高的Yb和Y含量（平均分别为1.93ppm、24.4ppm）。暗色岩包体的HREE和Y的含量与其寄主的变质花岗岩（Yb 0.210 ppm，Y 2.33ppm）具明显的互补关系。包体和主岩的全岩主量-微量-同位素地球化学和单矿物主量-微量地球化学研究表明变质斜长花岗岩HREE和Y的强烈亏损是由于岩浆分离结晶作用过程中形成“暗色岩析离体”所引起，也就是说岩浆分离结晶作用可以造成寄主斜长花岗岩具有类似于埃达克岩的地球化学特征。。
国土资源网 (2008年3月3日）侯增谦在其论文《藏南中新世东西向伸展期埃达克质侵入岩成因研究》提出埃达克岩成因新模式。获《地球与行星科学通讯》引用最多论文奖。侯增谦等人在大陆碰撞带发现含Cu钾质埃达克岩，证明其成因不同于经典的大洋俯冲板片熔融形成的埃达克岩，创新性地提出其起源于碰撞加厚的新生下地壳，形成于后碰撞伸展环境，指示青藏高原在65百万年－40百万年曾发生地壳垂向增生和大幅加厚（－ 15-km）。该研究发现得到国际地质界关注，被誉为世界首个碰撞带埃达克岩典型实例，同时为埃达克岩成因提供了新模式。
董申保等将埃达克岩系列初步划分如下：高Mg埃达克岩系；高Mg#埃达克岩系：低Mg#埃达克岩系。 Martin等将埃达克岩分为俩类：一类为高Si埃达克岩，为板块熔融的常与d地幔楔发生交换作用，类似于晚太古代的TTG；另一类为低Si埃达克岩，为交代地幔部分熔融形成的，类似赞岐岩的特征。注：赞岐岩(Sanukitoids）由闪长岩一二长闪长岩一花岗闪长岩组成。

底侵玄武质下地壳的熔融：来自安微沙溪adakite质富钠石英闪长玢岩的证据

队南京大学地球科学系等安徽器江重要成矿区铜噩有关矿产勘察研究（下册），１９９５．４０一ｔ１４
维普资讯
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地球化学
２００１年
Ｋ２Ｏ（１．１４～３．５４）、Ｓｒ（４９０～２１８２１．ｚｇ／ｇ，、Ｓｒ／Ｙ（２８．８２～１７６．１１）、Ｌａ／Ｙｂ（１４．１～２４．３）岩石的Ｎａ２０／ＫＯ大于１，表明沙溪侵入岩主要是一种富钠的岩石，这与蚀变玄武岩或斜长角闪岩在高压（＞１．２ＧＰａ）下熔融形成的熔体成分一致。另外，ＮａＯ／ＫＯ从Ｌｌ４到３．５４，有一定的变化，这种变化有４种可能性：钾化蚀变、源岩的差异、部分熔融程度的差异和分离结晶的影响。由于本研究所选取的样品均为新鲜岩石，这排除了蚀变的影响。此外，ＮａＯ／ＫＯ的变化也并不随ＳｉＯ的增长而系统降低（表１），这也排除了分离结晶的可能性由于样品９８ＬＺ００４—１和９８ＬＺ００５的Ｎｄ—Ｓｒ同位素非常相似（后面详细讨论），这也排除了源岩的差异的影响。因此，沙溪侵入岩Ｎａ２０／ＫＯ的差异，很可能与源岩部分熔融程度的差异有关
王强，赵振华，熊小林，许继锋
（中国科学院广州地球化学研究所，广求广州５１０６４０ｊ
摘要：沙溪石英闲长玢岩具有高Ａ１Ｏ、Ｓｒ、Ｓｒ／Ｙ、Ｌａ／Ｙｂ，低Ｙ、Ｙｂ．ｓｒ正异常，Ｅｕ弱负异常一正异常，表现出与ａｄａｋｉｔｅ岩类似的地球化学特征，与庐枞火山盆地双庙组粗面玄武岩的微量元素特征和Ｎｄ—Ｓｒ同位素组成类似。研究表明：（１）沙溪侵人岩不是由俯冲的洋壳熔融形戒，而是由底侵的玄武质下地壳熔融形成，藏玄武质下地壳的物质来源与取庙组玄武岩的来源相似，都为富集地幔；（２）燕山晚期，长江中下游地区可能存在玄武质岩浆的底侵作用．地壳发生垂向增生，沙溪地区地壳厚度曾太于４０ｋｍ，但白垩纪至现在，沙溪地区地壳明显减薄；（３）沙溪铜（金１矿床不是与太洋板片俯冲有关的斑岩铜（金）矿床，而可能是与底侵的玄武质下地壳熔融有关的斑岩铜（金）矿床。关键词：ａｄａｋｉｔｅ岩；底侵作用；地壳增生；地壳减薄；橄榄安粗岩；Ｎｄ．ｓｒ同位素；安徽省中图分类号：Ｐ５９；Ｐ５７４．２；Ｐ５８１文献标识码：Ａ

埃达克岩的特征、成因及其与成矿作用关系

埃达克岩的特征、成因及其与成矿作用关系【摘要】本文总结了埃达克岩研究的进展，论述了埃达克岩的提出和原始定义，埃达克岩的分类和地球化学特征及其产生的原因，埃达克岩的成因和成因机制以及埃达克岩与金属矿产成矿作用的关系。

最后提出了当前研究未解决的问题，为以后的研究提出了建议。

【关键词】埃达克岩；地球化学；特征；成因；成矿kay在美国阿留申群岛中的adak岛发现了显生宙的板片熔融事件（（kay，1978））和岛弧火山岩组合，但当时并没有引起足够的重视。

而在20世纪90年代初期，defant（defant等，1990）将这种岩石组合称为埃达克岩（adakite），埃达克岩的概念提出以后引起了国际上同行的广泛关注。

defant 等厘定出这种新的火成岩——埃达克岩，最先在美国阿留申群岛中的埃达克（adak）岛发现这种岩石（kay，1978）。

与绝大多数来自于地幔楔（受俯冲大洋板片流体交代过）的火山弧火成岩不同，defant等提出的埃达克岩，是指形成于火山弧环境、由俯冲的年轻（ 6% ）；与正常的岛弧安山岩—英安岩—流纹岩相比，低重稀土元素和y （如y≤18×10-6?g/g， yb ≤1.9×10-6?g/g ），高sr （大多数> 400×10-6?g/g），高场强元素（hfses）含量相似（王强等，2001）。

近十几年来，埃达克岩的研究取得了长足的进步，已经远远超出对埃达克岩本身的研究，与陆壳的生长、演化，地球动力学过程以及成矿作用等基础地质问题紧密联系在一起。

根据埃达克岩的地球化学特征及推断的岩浆起源条件，结合俯冲带岩石圈物质结构、热结构及构造岩浆演化，埃达克岩可能起源于板块俯冲的初始阶段。

因此，埃达克岩概念的提出与研究可能具有与蛇绿岩同等重要的意义（罗照华等，2002）。

1. 埃达克岩的定义和基本特征1.1埃达克岩的定义defant等（defant等，1990）定义的埃达克岩是与年轻的大洋岩石圈俯冲作用有关的、地球化学特征比较特殊的岛弧安山岩、英安岩、流纹岩（以英安岩最常见）或英云闪长岩和奥长花岗岩，其化学成分与太古代高-al奥长花岗岩-英云闪长岩-英安岩（高- alttd/ttg）很类似，突出的特征为较低的yb （≤1.9?g/g）和y （≤18l?g/g）含量和高的sr/y 比值（>20-40）。

乌拉特中旗克布岩体的地球化学特征及SHRIMP定年：早二叠世华北克拉通底侵作用的证据

造山带不同地方发现了不同时代的蛇绿岩，以及根据其它地质、古地理和古地磁等不同角度的研究，地质学家们对华北
１引言
埃达克岩是由年龄≤２５Ｍａ的洋壳俯冲形成的一套岛弧岩浆岩系，主要由安山质、英安质、流纹质岩石组成，很少出现玄武岩及玄武安山岩，以ＳｉＯ６％、ＡｌＯ５％、ＭｇＯ＜ ≥５ ≥１２２３
（０４）０７５５６６１００００５６９／２００７／０２３
ＡｃｔａＰｅｔｒｏｌｏｇｉｃａＳｉｎｉｃａ岩石学报
乌拉特中旗克布岩体的地球化学特征及ＳＨＲＩＭＰ定年：早二叠世华北克拉通底侵作用的证据
４０６７２１４６）资助．本文受国家自然科学基金项目（第一作者简介：罗红玲，女，１９７８年生，在读博士，构造地质学专业，Ｅｍａｉｌ：ｈｏｎｇｌｉｎｇｌ＠ｐｋｕ．ｅｄｕ．ｃｎ
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ＡｃｔａＰｅｔｒｏｌｏｇｉｃａＳｉｎｉｃａ岩石学报２００７，２３（４）
ＬｕｏＨＬ，ＷｕＴＲａｎｄＬｉＹ．２００７．ＧｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙａｎｄＳＨＲＩＭＰｄａｔｉｎｇｏｆｔｈｅＫｅｂｕｍａｓｓｉｆｆｒｏｍＷｕｌａｔｅｚｈｏｎｇｑｉ，ＩｎｎｅｒＭｏｎｇｏｌｉａ：ｅｖｉｄｅｎｃｅｆｏｒｔｈｅＥａｒｌｙＰｅｒｍｉａｎｕｎｄｅｒｐｌａｔｉｎｇｂｅｎｅａｔｈｔｈｅＮｏｒｔｈＣｈｉｎａＣｒａｔｏｎ．ＡｃｔａＰｅｔｒｏｌｏｇｉｃａＳｉｎｉｃａ，２３（４）：７５５－７６６ＡｂｓｔｒａｃｔＴｈｅＫｅｂｕｍａｓｓｉｆｉｓｌｏｃａｔｅｄｉｎＷｕｌａｔｅｚｈｏｎｇｑｉ，ｗｅｓｔｃｅｎｔｒｅｏｆＩｎｎｅｒＭｏｎｇｏｌｉａａｎｄｂｅｌｏｎｇｓｔｏｔｈｅｍｉｄｓｅｃｔｉｏｎｏｆｔｈｅｎｏｒｔｈｅｒｎｍａｒｇｉｎｏｆｔｈｅＮｏｒｔｈＣｈｉｎａＣｒａｔｏｎ．ＴｈｅＫｅｂｕｍａｓｓｉｆｉｓｃｈａｒａｃｔｅｒｉｚｅｄｏｆａｄａｋｉｔｅ．ＴｈｅｙｈａｖｅＳｉＯ＝５７．６６～６６．９４％（＞５６％），ＡｌＯ２２３

斑岩

Ê
Ê中温热液充填－交代型Pb、Zn、Au矿床（桃林PbZn）Ê低温热液充填－交代型Hg、Sb、As矿床等（万山Hg）
Ê碳酸盐岩、砂岩中的脉状水晶矿床
Ⅲ. 火山热液矿床
陆相火山热液矿床——浅成低温热液型
陆相次火山热液矿床——斑岩型及玢岩型？海相火山（次火山）热液矿床—块状硫化物
宾厄姆矿化分带
矿床特征－③低品位大吨位
Bingham open pit
围岩蚀变研究最成功应用之一
2.57.512.5
2.5
55200102030
40
50
60中条期加里东海西期印支期燕山期喜山期
燕山、喜山、海西
世界斑岩型铜矿床时空分布
(Silltoe2010 )
土屋
延东乌努格吐山多宝山
铜厂
富家坞
玉龙
马拉松多驱龙冲江铜矿峪
中国斑岩铜矿
俯冲带是最有利的构造环境。

智利–
秘鲁和西南太平洋岛弧带
③碰撞造山带。

Adakitic火成岩对大陆地壳增厚过程的指示：以青藏北部火山岩为例

Adakitic火成岩对大陆地壳增厚过程的指示：以青藏北部火山岩为例许继峰;王强【期刊名称】《地学前缘》【年(卷),期】2003(010)004【摘要】Adakitic火成岩可以通过几种不同的岩浆作用方式产生,其中下地壳镁铁质岩石的直接部分熔融和拆沉下地壳的部分熔融可能是两种重要的adakitic火成岩形成方式.在一个大陆厚地壳背景,adakitic火成岩的产生指示了它们的岩浆源区位于大于40 km的下地壳之中,因此,暗示该大陆地壳的最小厚度超过40 km.青藏高原腹地的羌塘地区分布有40 Ma左右的"低镁" 和"高镁" adakitic安山岩-英安岩-流纹岩,它们应分别是青藏高原厚大陆地壳下部镁铁质岩石直接部分熔融和拆沉的下地壳脱水熔融的产物.这套adakitic火山岩的厘定指示出在40 Ma左右时,青藏羌塘地区或更大范围的大陆地壳已经加厚到超过40 km,其地表在当时或稍后可能已经开始了隆升.【总页数】6页(P401-406)【作者】许继峰;王强【作者单位】中国科学院,广州地球化学研究所,广东,广州,510640;中国科学院,广州地球化学研究所,广东,广州,510640【正文语种】中文【中图分类】P588.14【相关文献】1.用拉萨点大地测量资料检测青藏高原地壳的增厚 [J], 邢乐林;孙文科;李辉;杨光亮2.班公湖-怒江缝合带中段东巧地区早白垩世岩浆作用--对大洋演化和地壳增厚的指示 [J], 强巴扎西;吴浩;格桑旺堆;次仁欧珠;巴桑顿珠;琼达;女达娃3.青藏高原整体隆升与地壳短缩增厚的物理—力学机制研究（上） [J], 滕吉文;张中杰4.青藏高原第四纪大陆冰盖与高原隆升——试论青藏高原第四纪大陆冰盖的地壳均衡过程 [J], 韩同林;郑英龙;唐哲明5.西藏洞错地区郎山组晚白垩世火山岩的厘定——新特提斯洋北向俯冲导致增厚下地壳部分熔融的新证据 [J], 次琼;阿旺旦增;索朗顿旦;倪金海;王新录;翟杰因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。

微量元素地球化学2

目前在环太平洋（南、北美洲、俄罗斯的堪察加、日本、菲律宾等）均发现了埃达克岩、富铌玄武岩、富镁安山岩及它们的岩石组合它们的时代主要为显生宙，特别是新生代的，但也有晚太古代的我们也相继在新疆北部及秦岭发现了埃达克岩、富铌玄武岩及富镁安山岩组合
板片熔体与地幔楔的交代（相互）作用
三-2. 助熔剂熔融的两种类型
a. 流体助熔熔融(fluid-fluxed melting) ：富水流体加入到固态的、热的地幔楔橄榄岩中而发生部分熔融（流体交代），这又可称作为饱和流体熔融 fluid-saturated melting，简称 flush (Abe等，1998；Eiler 等， 2000；Grove 等,2001,2003)，这在俯冲带最为常见。常见的岛弧钙碱性岩浆岩玄武岩-安山岩-英安岩-流纹岩（BADR)由此过程形成
. 1 R bB aTh K N bTa LaC eS rN dH fZrS mE uTiG dD yY E rY bLu
埃达克家族是板片熔体交代上覆地幔楔作用或熔体助熔作用（melt-fluxed melting）的结果。
板片熔体交代
埃达克家族是板片熔体交代上覆地幔楔作用或熔体助熔作用（melt-fluxed melting）的结果。
这种熔融作用产生的混合熔体中大部分（90%以上）的相容元素如Mg、Fe、Ni是来自地幔楔岩石，而大量的碱金属和不相容微量元素来自于俯冲板片形成的熔体
Si O 2 (w t % ) 7 6
K 2O (w t % )
K、Na、Si比较
5 4
富Nb岛弧玄武岩质岩高镁安山岩 A daki t es 正常岛弧火山岩
S hoshoni t i c

Adakite岩及其地质找矿

中国埃达克岩的形成背景-5

华北北缘及北秦岭的埃达克岩可能是华北地块分别与北方造山带和扬子地块碰撞导致的地壳加厚事件有关。沿郑庐断裂带分布的胶东昆箭山和辽东-吉林张广才岭白石山（190Ma），表明郑庐断裂带不仅具走滑特征，而且还存在构造加厚作用。徐淮地区的埃达克岩靠近郑庐断裂带，但是否与该构造带有关还不清楚。格尔木之南的埃达克岩可能是东昆仑造山带东西向陆壳增生事件的记录。滇西北羊拉和雪鸡坪可能是晚三叠世的，推测与古特提斯洋盆闭合后的地壳增厚事件有关。
O型Adakite的成因模式

O型埃达克岩富Na，分布于太平洋及其周边地区，其成因主要与板块的消减作用有关，部分与低K拉斑玄武岩底侵或具洋壳特征的增厚下地壳部分熔融有关
Adakite
C型Adakite的成因模式

C型埃达克质岩富K （大部分仍然是钠质的，少数为钾质），产于大陆内部，主要可能是加厚陆壳（≥50km）底部的下地壳中基性麻粒岩部分熔融形成的，少数可能是底侵的大陆溢流玄武质岩浆或岩石圈地幔中的基性岩部分熔融的产物。
中国埃达克岩的时空分布及其形成背景
中国埃达克岩的时空分布

据不完全的资料，中国埃达克岩出露很广，几乎遍及全国各地（除两广和湘黔4省区外）。在造山带和非造山带均有分布，前者主要集中在古亚洲洋造山带和环太平洋造山带（吉林黑龙江东部），其次为秦祁昆造山带、新特提斯造山带以及皖南-赣东北造山带；后者主要出露于中生代的中国东部高原以及新生代的青藏高原，中国南方仅有零星的分布。
埃达克岩与构造环境-6

埃达克岩只是一般意义上的术语，指的是具有埃达克岩地球化学特征的那些岩石，而没有特定的构造含义。埃达克岩的地球化学特征反映的是岩浆形成的物理化学条件。高Al和Na表明其源区由玄武质岩石组成，高Sr和低Y及HREE表明部分熔融时压力较高，残留矿物中有富Y和HREE的石榴石，而富Sr的斜长石很少或不存在。因此，埃达克岩不应与构造环境挂钩；任何构造环境，只要有相似的源区组成和物理化学条件以及触发熔融的机制就可以形成埃达克岩。也许玻安岩、 N—MORB和A型花岗岩的形成也是同样道理。

埃达克质岩的特征及其构造—成矿意义

埃达克质岩的特征及其构造—成矿意义2002年第1期总第20期2002年8月西藏地质TIBETGEOLOGYNo.1,2002,Sum.20Dec.,2002埃达克质岩的特征及其构造一成矿意义陆彦(西藏地质矿产勘查开发局,拉萨850000)关键词埃达克岩地球动力学成矿作用中图分类号:文献标识码:C文章编号:1000--3657(2002)01—0101—031埃达克岩和埃达克质岩埃达克岩(Adakite)是1978年有R.W.Kay在阿留申群岛的Adakite岛上发现的一种地球化学特征比较特别的岩石.Defant和Drummond(1990)把这种岩石定义为是一种年轻的(<25Ma.)并且是热的消减洋壳在75—85km深处(相当于角闪岩一榴辉岩过渡带)发生部分熔融形成的中酸性火成岩.十年来,有关埃达克岩的研究一直是国际地学界关注的前沿课题;近年来,我国地学工作者也陆续发表了一系列有关埃达克岩的论文.2001年l2月初,有关方面在中国北京召开了埃达克质岩及其地球动力学意义学术研讨会.根据近年来的研究成果,埃达克岩是具有特定地球化学特征的一套中酸性火山岩和侵入岩组合.其地球化学标志是:Si02≥56%,高铝Al03≥15%,MgO<3%(很少>6%),贫Y和Yb(Y≤18t~g/g,Yb≤1.9t~g/g),高锶Sr>400g儋,LREE富集,无Eu异常或有轻微的负Eu异常,Isr<0.705,ENd值>0(Defanteta1.,1990;Drummondeta1.,1990;王焰等,2000;张旗等,2001).通常解释为年轻的(<25Ma.,因此是热的)俯冲的消减板片(MORB)在75—85km深处部分熔融形成的,部分是底侵玄武岩部分熔融的产物(Athertoneta1.1990;Peacocketa1.,1994).这类岩石中有时可见含石榴石的残留地壳包体(Green,1991;Normaneta1.,1992;Millereta1.,1999),反映这类岩石确实形成较深.1996年,Harris等人提出:凡岩石地球化学特征与埃达克岩类似,具有高Sr/Y,La/Yb 比值且强烈亏损重稀土与Y元素的中酸性火成岩,可称为"埃达克质岩"(Adakite—likeRocks).一些研究者认为:埃达克质岩不仅可由俯冲的洋壳板片部分熔融形成,也可由增厚的下地壳部分熔融形成(Waighteta1.,1998).张旗等(2001)在研究了中国东部燕山期岩浆作用的基础上,发现中国东部的埃达克岩和太平洋及其周边的埃达克岩相比,前者更富K2O87Sr/硒Sr比值更高,而￡值较低.因此,他把埃达克岩分为两类:O型和c型.O型埃达克岩富钠,分布于洋内及周边地区,与板块的消减作用或玄武岩底侵作用有关;C型埃达克岩富钾,产于大陆内部,可能是玄武岩浆底侵到加厚的陆壳(>50km)底部导致下地壳中基性变质岩部分熔融的产物.国外报道的埃达克岩多集中在北美,中美,安第斯,阿留申,日本,菲律宾,新西兰,巴布亚新几内亚等地,它们都位于环太平洋地区,成因和地体拼贴作用有关.这些地区的地壳主要由年轻的洋壳组成,没有或很少有古老陆壳成分,因此消减板片部分熔融所形成这类埃达克岩富钠,张旗等(2001)称为O型埃达克岩.在中国大陆内部(如中国东部,天山地区,青藏高原等地)产西藏地质出的埃达克岩则和加厚的大陆地壳有关,因而其具有富钾的特征,张旗等(2001)称为C型埃达克岩.当然,也有学者认为:埃达克岩的定义应当恪守岩浆来源于俯冲洋壳板片部分熔融的原则,由于埃达克岩富钠并产在岛弧环境,所以"C型埃达克岩"不能称为埃达克岩,建议把这种岩石(包括太古代的1TrG岩)称为"高sr低Y型岩石"(李伍平等,2001).张旗等(2001)认为:埃达克岩的地球化学特征核心含义是表明其和石榴石处于平衡,指示岩浆源区的深度很深且为高温高压环境.而Na2O/K,0比值主要和岩浆源区的地壳性质有关,并不反映源区的深度,因此,"C型埃达克岩"也应属于埃达克岩.不过,目前有关埃达克岩的实验资料大多是针对那些富钠低钾拉斑玄武岩和MORB的,有关富钾埃达克岩的实验资料较少.在2001年的北京埃达克岩会议上,包括国外代表在内的许多学者都认为:埃达克岩是基于地球化学的分类,没有截然的岩石学和矿物学标志,在野外直接鉴定埃达克岩是困难的;埃达克岩的定义范围比较宽,不能根据构造背景来定义埃达克岩(张旗,2002).2中国的埃达克质岩许多中国学者都认为中国广泛存在"埃达克质岩",只是对其的定义不同.如C型埃达克岩(张旗等,2001),高sr低Y型岩石(李伍平等,2001),11类埃达克岩(朱弟成等,2001)以及埃达克质岩等.其分布地区主要有中国东部,青藏高原(曲晓明等,2001;赖绍聪等,2001;)西天山(熊小林等,2001)以及秦岭地区(张成立等,2001)等.目前已发表的论文主要讨论的是中国东部地区埃达克质岩.中国东部的埃达克质岩主要是燕山期的中酸性高钾钙碱性火成岩,具有较高的Sr/Y,(La/Yb)N比值和较低的Y,HEER含量.和太平洋及其周边的埃达克岩比较,存在差异表现为:明显富钾(K2O/Na20—0.76),在I(20一SiO图解上主要落在高钾钙碱性系列岩石区;Al20,含量稍低(16%),类似太古代高铝1TrG岩;big#指数较低(平均值为38),低于典型的埃达克岩(平均值为51),也类似太古代高铝1TrG岩;rN值往往小于2.0,而典型的埃达克岩则大于2.0(葛小月等,2001).曲晓明等(2oo1)确定了青藏高原冈底斯斑岩铜矿带的成矿斑岩具有埃达克岩的特征,但研究工作尚须进一步深化.3埃达克(质)岩的地球动力学意义3.1埃达克岩的发现是岩石学领域的一个突破性进展长期以来,岩石学和地球化学和构造的关系是学者们关注的焦点.人们先前确认的I型,s型,M型花岗岩,指出了岩浆源区性质对花岗岩的影响.I型花岗岩大多产于下地壳底部,但没有明确指示岩浆源区的深度含义.现在发现的埃达克岩,则进一步把岩石学——地球化学研究与岩浆源区深度联系起来了,因而这是花岗岩研究工作的一个新里程碑.(张旗,2001)3.2埃达克岩形成的构造背景目前的研究工作表明:埃达克岩产出的构造背景并不局限于岛弧环境,它的形成可能直接依赖于特定的源岩和合适的物理化学条件.因此它产出的构造背景应主要有两种:消减板片的深部和加厚地壳的底部.前者属于岛弧环境,后者则大致有3种情况:①活动陆缘地壳加厚的地区;②板块碰撞导致的地壳加厚地区;③高原底部.有人认为:只有在加厚地壳底部的玄武岩部分熔融才可以形成埃达克岩,如果地壳厚度小,其部分熔融形成的应是I型花岗岩而非埃达克岩(张旗,2001).第1期陆彦:埃达克质岩的特征及其构造一成矿意义1033.3埃达克岩在下地壳形成时的地球动力学过程目前的研究表明:埃达克岩是下地壳部分熔融的产物,因此埃达克岩保存了很多下地壳的印记,包括含石榴石的下地壳残留包体等.这样,可以根据埃达克岩的特征,反演下地壳的组成特征和埃达克岩形成时的地球动力学过程.年轻的(<25Ma.,因此是热的)的洋壳板片(MORB)俯冲到75—85km深处后,会在热地幔中发生部分熔融,埃达克岩因此形成.在地壳加厚地区,正常情况下干的下地壳基性岩石很难发生部分熔融.要使下地壳玄武质岩石发生大规模的部分熔融,就必须存在异常热能的供应.在排除板块消减作用的情况下,幔源玄武质岩浆的底侵作用是最好的解释.当埃达克岩浆析出后,含石榴石的残留下地壳密度增大,它的下沉就可能导致岩石圈的拆沉作用,造成地壳减薄和软流圈上涌.这又会在地壳中引起岩浆侵人,断陷盆地和变质核杂岩形成,低角度不整合发生等一系列地球动力学过程.4埃达克(质)岩与成矿作用的关系埃达克岩源于下地壳的玄武质岩,形成的温度较高,与幔源玄武岩的底侵作用有关,因此它是壳幔物质交换的产物,这非常有利于某些有用元素的富集.因此,与埃达克岩有关的成矿作用是很有意义的.不少学者近年来提出:埃达克(质)岩常和Au,缸,Cu,Mo等热液和斑岩矿床密切共生,成矿物质来源于埃达克质岩浆(Sajona&Maury,1998;Thieblemonteta1.,1997;Martineta1.,1999;De.fanteta1.,2001;).即俯冲板片或下地壳底部的玄武质岩石发生局部熔融时,这一源区的高温高压条件十分有利于壳,幔中cu,Au等成矿物质进人埃达克质熔体.埃达克质岩所表现的无铕异常或弱负铕异常特征,说明了埃达克质岩应是一种没有分异的初始岩浆.也就是说,埃达克岩应是一种没有经过充分演化而快速上升的岩浆产物.当埃达克质熔体快速进人到地壳浅部的低压环境中,H20将从熔体中析出而成为岩浆热液的主体,埃达克质熔体中的cu,Au等成矿物质也将进人热液流体中,使其成为成矿热液,并进一步运移到有利部位成矿.些研究表明:智利的Refugio,菲律宾的FarSoutheast—Lepanto,阿根廷的Caicayen,苏格兰的Kilmelford等地的与斑岩铜矿有关的成矿火成岩显示出埃达克质岩的特征;中国长江中下游铁铜矿成矿带中许多成矿岩体也具有埃达克质岩的特征(王焰等,2001;杨晓勇等,2001);而青藏高原上的冈底斯斑岩铜矿带成矿斑岩也具有埃达克质岩的特征(曲晓明等,2001).还有人(张旗等,2001)认为:中国中新生代的斑岩型铜(钼),金,铁矿床(如江西德兴斑岩铜矿,安徽沙溪铜矿,西藏玉龙铜矿,山东莱芜西尚庄铁矿等)的含矿花岗岩均具有埃达克质岩的特征.总之,埃达克质岩浆应有利于铜金矿床的形成,因而有学者认为:埃达克质岩可能具有铜金矿床成矿专属性,应作为铜,金矿床勘探的重要目标(王强等,2001).本文是在参阅了大量资料,尤其是《埃达克质岩及其地球动力学意义学术研讨会论文摘要》的基础上完成的,在此特向提供资料的刘建明教授致以衷心的感谢!参考文献[1].中国东部燕山期埃达克岩的特征及其构造一成矿意义,张旗等,岩石,2001,17卷,2期[2].埃达克质岩及其地球动力学意义学术研讨会在北京召开,张旗,地质通报,2002,21卷,2期[3].燕山期中国东部高原下地壳组成初探:埃达克质岩sr,Nd同位素制约,张旗等,岩石,2001,17卷,4期[4].辽西中侏罗世高低型火山岩的成因及其地质意义,李五平等,岩石,2001,17卷,4期[5].宁芜火山岩的地球化学特征及其意义,王元龙等,岩石,2001,17卷,4期。

地幔柱、埃达克岩

地球的超级地幔柱示意图（据Maruyama，1994）
热点与地幔柱的分类
按产出环境划分产于大陆地壳的热点按起源深度划分深源：2900km 核-幔边界按演化阶段划分初始阶段的地幔柱上升阶段的地幔柱作用于地壳的地幔柱衰退阶段的地幔柱
产于大洋地壳的热点
浅源：670km 不连续面
（3）热点与地幔柱的分布与数量
当地幔柱之上为古老的地壳软弱带时，往往发育热点的岩浆作用；当地幔柱之上为稳定的克拉通时，通常仅仅产生穹隆，形成高点；而在热点或高点之间，一般是较大的盆地，对应着深部的地幔下沉带。
当大陆岩石圈从一个强大的热点之上漂过时，就会形成一串反映岩石圈运动轨迹的玄武岩火山。大洋中线状排列的火山岛屿或海山，是大洋岩石圈在上地幔中的热点之上运动所形成的轨迹；而扩张脊和大洋盆地等，则是地幔热点之上大陆裂谷—大洋裂谷的发展与演化的结果。
然而随着科技的发展，板块构造理论的不完善之处也逐渐显见，比如板块运动的驱动力、大陆板块内部出现大陆溢流玄武岩、大洋板块内部出现火山链等问题，板块构造学说难于解释。正是为了弥补板块构造学说的不足，科学家们才提出了地幔柱构造理论。
地幔柱假说最初是用于解释夏威夷火山岛的成因，逐渐完善成功地解释了板块构造学说最具挑战性的海底火山链和大陆溢流玄武岩的成因（Richards et al,1989;Duncan and Richards,1991）, 并提出了板块内部和地球深部的活动性问题，深化、完善了板块构造学说。
●
埃达克岩(Adakite)：俯冲板片部分熔融（>75Km）并与地幔橄榄岩交代作用，角闪石、石榴石残留（高Si埃达克岩）；被长英质板片熔体交代的地幔楔部分熔融（低Si埃达克岩）（Martin et al.,2005）；富铌玄武岩－被埃达克熔体交代过的地幔部分熔融的产物

苏丹哈佳吉金矿床成矿物质来源的微量元素地球化学特征

素具有如下特点。
－
０８５— ．８－．２－．６．４０６４０５４０３５－２６－．４．１０２０４０．８０．４０９７．６０．０００７０１２．７１．３０５９７８．０１Ｏ７
ｎＭｖ
２１生０１
广东微量元素科学ＧＡＧＯＧＷＥＬＡＧＹＡＳＥＵＵＮＤＮＩＩＮＵＮＵＫＸＥ
第１第３期８卷
文章编号：１００６—４６（０１０４Ｘ２１）３—０４０８—０７
苏丹哈佳吉金矿床成矿物质来源的微量元素地球化学特征
收稿日期：２１０１—０１一ｏ６作者简介：李杰（９２）１８一，男，山东莱芜人，博士研究生，地球化学专业。Ｅ—ｍａ：ｌｉ — ｃｕｏ＠１３ｅＩｉｉｅｄｔｎ６．Ｏｌｌｊ．ｌ
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４８・
广东微量元素科学ＧＡＧＯＧＷＥＬＡＧＹＡＳＥＵＵＮＤＮＩＩＮＵＮＵＫＸＥ
箱内加热４ｈ第一小时温度为１０ｏ（０Ｃ，调至１０ｏ，使其充分溶解，转移至１Ｌ容量瓶中定４Ｃ）０ｍ容、充分摇匀，再取１ｍＬ该溶液定容至１０ｍＬ充分摇匀后待测。所有实验操作均在超净实验室
内完成。
３结果与讨论
第１第３期８卷
铁罐（外罐）中拧紧，放至烘箱内加热４（一小时温度为１０℃ ，之后调至１０ｃ，自然冷０ｈ第０８ｃ）却后，用加热板蒸干，加１ｍＬＨＮ。解、蒸干，温度＜１０ｏＯ溶２Ｃ，重复１次。对蒸干好的样品加入１ｍｐ／Ｌ事先配好的ＲＬ１，ｍｇｈ标准液作内标，加入１ｍＬＨＯ、１ｍＬ蒸馏水，封好后放至烘Ｎ，

微量元素地球化学2汇总

源区以N-MORB为主
对比
埃达克岩正常岛弧
• B/Be低
• B/Be较高，
平均6.761.01 平均11.3 6.1
Pb/Nd低 0.329-0.390
中美洲36.5 30.2 Pb/Nd较高， 0.499 0.280（汤加）
0.494 0.161(新不列颠)
玄武质岩石埃达克质岩石
埃达岩区
正正常常的岛弧岛安弧山安岩山-英岩 -安英岩安-流岩纹-流岩纹岩区
Y ( g/g)
埃达克岩浆的Sr/Y—Y图解
富铌玄武岩（NEB） Sajona等（1993）Reagan等（1989）在研究哥斯达黎加的 Turrialba和墨西哥的 Baja California，及 Southern Washington Cascade，巴拿马的 La Yeguda的镁铁质熔岩时，曾根据其高 TiO2(1%-2%)和低 LILE/HFSE，低LREE/HFSE， Nb 含量高(>20μg/g)等特征元素及微量元素组合，将其称为高Nb玄武岩（HNB-High Nb basalts）。
富镁安山岩（MA）
或称高镁安山岩（HMA）
SiO2为56%-54% 镁含量较高，Mg#
0.64-0.50
MgO 3.5%-7.0%
Cr含量
531-106μg/g
Ni含量
230-21μg/g
与正常安山岩相比，Th、LREE含量高，在一定的 Mg含量范围内，Yb含量稳定，HREE分异明显 (Nb/Th)PM和(Nb/La)PM比值低
富铌玄武岩（NEB） Nb含量低于HNB并有一定的变化，但其 Nb含量明显高于正常洋内弧玄武岩，Nb 含量7-16μg/g，具有与HNB相似的微量

埃达克岩、TTG岩系与赞岐岩的地球化学特征及其构造意义

综述埃达克岩、TTG岩系与赞岐岩的地球化学特征及其构造意义近几十年来，随着对中酸性岩浆岩的深入研究，特别是结合板块构造理论和大陆动力学研究，还有利用更加发达的分析测试技术取得的成果，国内外学术界在中酸性岩领域取得了长足进步。

一些新兴的中酸性岩名词也随即成为了学术界研究的焦点。

其中埃达克岩、赞岐岩与TTG岩系都成为近些年地质学家们津津乐道的研究对象，它们都在现代地质科学研究中表现出各自不可替代的作用与优势。

通过查阅相关文献资料，对它们的定义、特征、研究程度、成因与构造环境指示意义等作了简要的总结。

下面将分别介绍埃达克岩、赞岐岩与TTG岩系的岩石学、岩石地球化学和构造意义等方面的特征。

1 埃达克岩1.1 埃达克岩的发现与定义20世纪70年代，Kay在美国阿留申岛弧火山链西部的Adak岛发现了一些特殊的镁质安山岩，它以很高的Mg含量、明显低的FeO*/MgO比值以及很高的Sr含量和Sr/Y、La/Sr 比值区别于常见的岛弧安山岩。

Defant（1990）将Kay在Adak岛发现的显生宙板片熔融事件相关的岛弧火山岩组合称为埃达克岩（adakite），其主要矿物组合为斜长石和角闪石，可以出现黑云母、辉石和不透明矿物。

该概念提出后引起了国际地质学行业的广泛关注。

埃达克岩没有明显的岩相学标志，根据Castillo（2006）的归纳，它包括一系列火山岩和侵入岩。

从初始熔体形成的富硅贫镁的中酸性岩（Defant and Drummond，1990）到板片熔体与地幔楔平衡形成的富镁安山岩（Kay，1978），再到熔体交代的地幔楔熔融形成的富镁安山岩（Martin et al.，2005）都属于埃达克岩的范畴。

1.2 埃达克岩的地球化学特征埃达克岩最初指的是发育于岛弧地区年轻的（＜25Ma）大洋板片熔融产生的具有特定地球化学特征的一套中酸性侵入岩或火山岩。

因此，埃达克岩一开始命名是与构造环境相联系的。

其地球化学标志是：SiO2≥56%、w(Al2O3)≥15%、w(MgO)＜3%（很少＞6%）；高Sr（＞400μg/g）、低Y和Yb（分别＜18μg/g和1.9μg/g）；LREE富集，Eu无异常；87Sr/86Sr 比值常小于0.704。

斑岩型矿床

斑岩型矿床斑岩型矿床过去又称为“细脉浸染型”矿床，主要以铜、钼为主。

近年来，又发现了斑岩钨矿（据统计有1／3的斑岩钼矿中均含钨，而所有斑岩钨矿中均含钼）、斑岩锡矿（玻俐维亚一个锡矿床，五十年代集中开采脉状富锡矿体，1979年发现斑岩中有蚀变和角砾岩化，普遍含Sn 0.2-0.3％，紧接此成矿带的秘鲁也发现了巨型的斑岩锡矿，矿石品位Sn0 .05-0 .08％，储量约180 x106t）、斑岩金矿以及斑岩铅、锌矿床等。

上述矿床在我国南岭等地区也有分布。

它们的特点如下：①矿床规模大，如斑岩铜矿是当前世界铜矿床的主要类型，占世界已探明铜储量的一半；②埋藏浅，易于开采；③矿床常呈带状分布，这和斑岩体受一定构造带控制有关；④矿石品位较低，但矿化分布均匀；⑥矿石成分简单，易选；⑥可供综合利用的矿产多，除Cu、MO、W、Sn、Pb、Zn外，尚可综合利用Au、Ag、Se、Te、Re等元素。

下面以斑岩铜矿为例说明其地质特征和成因。

斑岩铜矿床（又称细脉浸染型铜矿）的主要地质特征如下。

在时间上、空间上，成因上矿床均与斑状结构的中酸性浅成或超前成的小侵入体有关，如花岗闪长斑岩、石英二长斑岩、石英斑岩。

这些斑岩虽不完全分布于火山岩地区。

但常和玄武岩一安山岩一英安岩一流纹岩等钙碱性系列的喷出岩有联系，而这些火山岩往往构成断续相连长达几千公里甚至几万公里的“安山岩带”（它们绝大部分属陆相建造），受断裂凹陷带或凹陷盆地控制。

而斑岩体以小侵入体或次火山岩体产出，出露面积不大，一般小于1 km2（如江西德兴朱砂红岩体仅0.02km2），也有达十余平方公里的（如黑龙江多宝山岩体）。

据我国34个斑岩铜矿床及矿化点的统计，岩体出露的面积如下：出露面积岩体数所占数量比有关矿床所占储量比（平方公里）（个）（％）（％）＜1 25 7386.31-2 39 0.9＞2 6 1812.8矿化多集中在岩体顶部，岩体形态复杂，以岩株、岩筒状对成矿较有利。

熊小林_中国科学D辑_2006_变质玄武岩部分熔体微量元素特征及埃达克熔体产生条件

中国科学 D 辑地球科学 2005, 35 (9): 837~846 837变质玄武岩部分熔体微量元素特征及埃达克熔体产生条件*熊小林①J. Adam ②T. H. Green ②牛贺才①吴金花①蔡志勇①(① 中国科学院边缘海地质重点实验室, 中国科学院广州地球化学研究所, 广州 510640; ② Department of Earth andPlanetary Sciences, Macquarie University, Sydney, NSW 2109, Australia)摘要通过1.0~2.5 GPa, 900~1100℃和5%H 2O 条件下含水玄武岩结晶实验获得角闪岩或榴辉岩矿物组合+部分熔体实验产物, 电子探针分析表明这些淬火熔体的主要元素组成具有埃达克岩的组成特点, LAM-ICP-MS 微量元素分析表明, 仅仅当结晶组合中同时含金红石和石榴子石(即结晶残留体为含金红石的榴辉岩和角闪榴辉岩)时, 熔体相才具有相似于埃达克岩的高Sr/Y 、低HREE 和负Nb-Ta 异常等特征. 石榴子石使部分熔体产生显著的HREE 亏损, 而金红石控制部分熔融过程中Nb 和Ta 的分配行为, 只有金红石才能导致共存熔体产生负Nb-Ta 异常, 证明除了石榴子石外, 金红石也是埃达克质熔体形成时一个必要的残留相. 基于玄武岩部分熔融过程中金红石1.5 GPa 稳定压力下限, 确定埃达克熔体产生在大约50 km 以上. 关键词微量元素埃达克岩 Nb-Ta 负异常金红石2004-12-10收稿, 2005-06-24收修改稿* 国家自然科学基金(批准号: 40172029, 40373035)、广州地球化学研究所创新工程(批准号: KZCX3-SW-152, GIGCX-04-03, GIGCX-03-04)和澳大利亚Macquarie 大学基金资助项目 ** E-mail: xiongxl@现代俯冲带埃达克岩(adakite), 太古代英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩(TTG)以及下地壳起源的埃达克质岩石是高Na 和Al, 高Sr, 低HREE 和Y 的中酸性岩石, 这些岩石的主要和微量元素特征表明它们是玄武质岩石在高压条件下部分熔融的产物, 低HREE 和Y 指示残留石榴子石是不必可少的, 而高Sr 则指示残留斜长石是微量或缺失的[1~9]. 高温高压实验是阐明埃达克质岩石成因和形成条件的重要手段, 自从Defant 和Drummond [2]提出埃达克岩概念以来, 许多实验工作者相继开展了玄武岩体系的部分熔融和相平衡实验[10~16]以及达克质熔体/地幔橄榄岩反应实验[17], 一个非常重要的实验结果是: 证实在玄武岩部分熔融域, 石榴子石稳定在大约1.0 GPa 以上. 然而, 这一压力范围包括石榴角闪岩相、角闪榴辉岩相和无水榴辉岩相, 如此广泛的压力范围使得我们对埃达克质熔体产生条件的认识仍然是模糊不清的.838中国科学D辑地球科学第35卷微量元素特征是阐明埃达克质岩石形成条件的关键所在. 随着微量元素微区原位实测技术如激光探针电感耦合等离子体质谱(LAM-ICP-MS)的改善和普及, 使得直接测定微量元素在实验产物固相(矿物)和熔体相(淬火玻璃)之间的分布和分配特征成为可能. 近年来, 实验工作者已经开始使用实测的淬火熔体微量元素特征或矿物/熔体微量元素分配系数来讨论太古代TTG或埃达克岩成因乃至早期大陆壳生长模型[18,19]. 本文开展1.0~2.5 GPa和900~1100℃玄武岩熔体的结晶实验, 聚焦于熔体相微量元素特征研究, 讨论结晶或残留矿物相对共存熔体相微量元素特征的制约作用, 并结合我们最近关于金红石相关系研究结果[20], 推断埃达克岩或TTG熔体的产生条件.1 实验和分析方法1.1 实验初始物制备实验初始物为西天山阿吾拉勒二叠纪高钾钙碱性玄武岩, 大部分主要元素(表1)组成接近平均N- MORB[21], 但相对富碱(K2O+Na2O); 微量元素表现为富集大离子亲石元素和轻稀土元素, 具有弧玄武岩微量元素特征. 为了提高LAM-ICP-MS对实验产物中微量元素原位实测分析的可靠性和精确度, 初始物粉末中加入Cs, Rb, Nb, Ta, Zr, Hf, La, Sm, Lu和Sc十个元素(单个元素加入量控制在大约100×10−6), 它们分别代表关键的大离子亲石元素(Cs和Rb)、高场强元素(Nb, Ta, Zr和Hf)以及轻、中和重稀土元素(La, Sm和Lu). 将掺有这些微量元素的初始物粉末置于玛瑙碾钵中碾磨至均匀, 然后在高温炉中熔化、取出淬火、再碾磨; 这样碾磨-熔化-淬火-碾磨两个循环以使初始物达到充分的化学组分均匀性. 经这些程序制作的初始物粉末风干后保存于试剂小瓶中备实验之用. 使用电子探针(EMP)和LAM-ICP-MS分别分析了熔化-淬火后的初始物玻璃碎片的主要元素和微量元素组成, 结果见表1.1.2 实验方法实验在Boyd型活塞圆筒高压设备上进行, 压力和温度范围分别是1.0~2.5 GPa和900~1100℃. 压力腔最外层是滑石小圆筒(压力介质), 其内为派热克斯玻璃(Pyrex)衬套. 石墨炉和样品管置于该衬套之中, 样品管由氮化硼细柱固定. 温度使用Pt/Pt90Rh10热电偶测定, 沿着样品管最大温度梯度为20℃. 本实验没有使用缓冲剂控制氧逸度, 但根据Green[22]对相同的石墨炉和样品管组合实验体系的测定结果, 我们的实验氧逸度应当处于镍-氧化镍缓冲(Ni-NiO)和石英-铁橄榄石-磁铁矿缓冲(Q-F-M)之间, 这与俯冲洋壳和地幔楔氧逸度范围是相似或一致的[23].样品管为Au80Pd20合金, 使用这种样品管能最大限度地防止样品中的铁在实验期间反应进入管壁. 大约15 mg的初始物粉末装入样品管, 为促进平衡和晶体生长, 加5% H2O进入实验初始物中, 用电弧焊封样品管后进行高温高压实验. 样品管在焊前焊后, 实验前后均经过称重检验. 每个实验均采用两阶段温度途径以减少晶体成核、达到最大化晶体生长. 第表1 实验初始物组成a)主要元素 (wt%) 微量元素(×10−6)2TIO2 1.74(0.06) Sc 136(2) Zr 243(4) Yb 2.76(0.02) Al2O3 16.70(0.11) Ti 10667(93) Nb 133(3) Lu 73.2(1.1) FeO 10.53(0.17) V 278(6) Cs 156(7) Hf 118.9(2.5) MnO 0.38(0.04) Cr 128(2) Ba 747(11) Ta117.4(3.6) MgO 7.35(0.14) Co 46(2) La 137(2) Th 1.20(0.07) CaO 6.88(0.17) Ni 72(3) Ce 31.7(0.5) U 0.42(0.01) Na2O 4.18(0.11) Ga 22.5(1.3) Nd 20.3(0.3) Sr/Y28K2O 1.43(0.04) Rb 176(7) Sm 116(2) Nb/Ta1.14P2O5 0.37(0.03) Sr 788(7) Tb 0.83(0.04)Zr/Hf 2.04 总量98.21 Zr/Sm2.09a) 初始物为西天山阿吾拉勒二叠纪高钾钙碱性玄武岩熔化后的玻璃, 已加入Cs, Rb, Nb, Ta, Zr, Hf, La, Sm, Lu和Sc十个元素(单个元素加入量控制在大约100×10−6). 主要元素氧化物由电子探针测定(10个分析点平均值, FeO = 全铁), 微量元素由LAM-ICP-MS 测定(4个分析点平均值),括弧中为标准离差第9期熊小林等: 变质玄武岩部分熔体微量元素特征及埃达克熔体产生条件839一阶段将温度升高至1160℃保持0.5 h使样品全部融化, 然后在0.5~1.0 h内将温度缓慢降至实验设定的温度, 在此实验温度恒定48~123 h(第二阶段)后淬火. 淬火后的样品管用电动金刚石锯锯开, 然后将其固定于环氧树脂中, 小心抛光后备电子探针和LAM- ICP-MS分析之用.1.3 分析方法使用Cameca® S×50电子探针分析实验产物(矿物和共存淬火玻璃)主要元素氧化物含量, 原始数据使用PAP程序校正[24]. 矿物测定时操作条件为: 电子束斑直径 1 µm, 加速电压15 kV, 样品电流20 nA, 峰计数时间10 s, 背景计数时间5 s; 当测定淬火玻璃时, 束斑直径加大到30 µm, 且每次测定时首先测定Na和K, 以减少电子束轰击样品时这两个元素的损失, 其他的操作条件保持不变.激光探针电感耦合等离子体质谱(LAM-ICP-MS)是当前微量元素微区原位实测技术中最为先进的手段之一. 本研究使用澳大利亚Macquarie大学GEMOC 国家实验室LAM-ICP-MS(Agilent 7500S)同时测定实验产物中27个微量元素(包括大离子亲石元素-LILE、高场强元素-HFSE、稀土元素-REE和过渡元素-TE). 熔样激光是λ = 266 nm的紫外光, 选择30 µm直径的熔样坑(样品测定范围)以使微量元素探测限和分析精度达到最优化. 详细的分析方法和步骤见Green和Adam[25]. 各元素探测限如下: Sr, Y, Nb, La, Ce, Ho,Lu, Ta, Th和U优于0.05×10−6; Li, Ni, Ga, Rb, Zr, Cs, Ba, Sm和Hf优于0.5×10−6; V, Cr, Co和Ni优于5×10−6.2 结果2.1 总的观察实验条件和实验产物见表2. 所有实验的淬火产物中均含30%~50%透明玻璃, 他们代表与结晶相共存的熔体. 显微观察和电子探针分析表明结晶相或残留相包括: 石榴子石、角闪石、单斜辉石和橄榄石以及副矿物金红石、钛磁铁矿、磷灰石和榍石(本文采用的结晶实验实际相当于部分熔融实验的反向实验, 因此, 这里的结晶相相当于部分熔融时的残留相, 为叙述和讨论方便, 此后称结晶相为残留相). 在 1.0 GPa压力条件下(表2中实验号: 1931, 1932和R74), 残留相类似角闪岩矿物组合, 主要由自形角闪石组成, 含微量钛磁铁矿(图1(a)). 在2.0 GPa压力和相对的高温(>1000℃)条件下(实验号: 1926, 1927和1929), 残留相主要由自形石榴子石、它形角闪石和少量细粒单斜辉石组成, 含副矿物钛磁铁矿±榍石, 这些残留相组合相似于石榴角闪岩矿物组合; 在2.0 GPa压力和相对的低温(<1000℃)条件下(实验号: R73和1933), 残留相以石榴子石、角闪石和单斜辉石为主, 含副矿物金红石+钛磁铁矿±磷灰石(图1(b)和(c)), 它们相当于含金红石石榴角闪岩或含金红石角闪榴辉岩矿物组合; 在相对的高温和低H2O含量(实验号: 1939: 2.0 GPa, 1075℃和2% H2O)或高压(实验号: 1934: 2.5 GPa 和975℃)条件下, 角闪石消失, 残留相组合由石榴子石和单斜辉石及微量金红石组成(图1(d)), 构成典型的含金红石榴辉岩矿物组合.表2 实验条件和实验产物a)实验号压力/GPa温度/℃时间/h 实验产物1932 1.0 97546 Gl + Am + MtR74 1.0 925123 Gl+Am1927 2.0 107543 Gl + Gt + Am + Cpx + Mt + Tt 1926 2.0 105047 Gl + Gt + Am + Cpx + Mt1929 2.0 102550 Gl + Gt + Am + Cpx + MtR73 2.0 97573 Gl + Gt + Am + Cpx + Mt + Ru 1933 2.0 92597 Gl + Gt + Am + Mt + Ru + Ap 1934 2.5 97548 Gl + Gt + Cpx + Ru1939* 2.0 107548 Gl + Gt + Cpx + Rua) Gl-淬火玻璃(熔体相); Gt-石榴子石; Am-角闪石; Cpx-单斜辉石; Ol-橄榄石; Ru-金红石; Mt-磁铁矿; Ap-磷灰石; Tt-榍石; *1939为2%H2O实验, 其余为5%H2O实验我们已经使用电子探针分析了全部矿物相和共存淬火玻璃的主要元素组成, 并使用LAM-ICP-MS 分析了淬火玻璃中27个微量元素含量(表3). 由于单斜辉石和副矿物的晶体颗粒小于30 µm, 我们不能获得它们的微量元素分析结果, 石榴子石和角闪石的微量元素含量及分配系数等方面的进一步实验和分析测试工作也还在进展之中, 而有关金红石稳定性和高场强元素(Nb, Ta, Zr, Hf和V)的分配系数研究成果已经在Chemical Geology上发表[20], 本文主要集中报道熔体相主要元素电子探针和微量元素LAM-ICP- MS分析结果.840中国科学 D 辑地球科学第35卷图1 代表性的实验产物背散射电子图像(符号缩写见表2)(a) 1932: 长条状角闪石和细粒磁铁矿与熔体相共存; (b) R73和(c) 1933: 残留相(结晶相)由石榴子石、角闪石, 单斜辉石和金红石组成, 金红石呈细棒状或针状晶体; (d) 1934: 残留相由石榴子石、单斜辉石和金红石组成, 构成典型的含金红石榴辉岩组合2.2 熔体相主要元素特征淬火玻璃的主要元素分析结果见表 3. 电子探针分析其总量90.71%~86.25%(除1939总量为96.73%), 表明这些淬火玻璃含水达10%以上, 表中所有的主要元素氧化物分析都已标准化至无水时的结果(即标准化至氧化物总量为100%). 淬火玻璃的SiO 2范围在53.12%~68.04%, 以高Na 2O(4.72%~6.62%), Al 2O 3 (17.54%~20.01%)和Na 2O/K 2O(>1)为特征, FeO, MgO 和CaO 含量低或中等, Mg# [=MgO/(MgO+FeO)分子数之比]较低(37~42). 在Ab-An-Or 标准矿物图解中, 所有淬火玻璃组成落入英云闪长岩和奥长花岗岩域(图2), 相似于现代俯冲带埃达克岩和太古代TTG 岩石.2.3 熔体相微量元素特征Sr/Y 值: 如图3为初始物和部分熔体的Sr/Y-Y 图解, 初始物位于正常弧岩浆域, 与角闪石残留相平衡共存的部分熔体并不展示高的Sr/Y 值(仅略高于初始值, 见表3), 它们仍然落人正常弧岩浆域; 仅仅当残留矿物组合中含石榴子石(石榴角闪岩和含金红石榴辉岩残留体)时, 熔体相的Sr/Y 值才显著增大(表3), 并落入埃达克岩和太古代TTG 域.Nb/Ta 值: 初始物和部分熔体的 Nb/Ta 值分别见表1和3, 表3显示与残留角闪岩或无金红石榴辉岩平衡共存的部分熔体的 Nb/Ta 值(1.10~1.19)几乎与初始物的Nb/Ta 值(1.14)一致, 表明角闪石、石榴子石和单斜辉石分异Nb/Ta 的能力是有限的. 与含金红石榴辉岩和角闪榴辉岩平衡共存的部分熔体具有 Nb/Ta 值1.25~1.37, 比初始值高大约10%~15%, 表明残留金红石将导致部分熔体Nb/Ta 值轻微的增加, 这与Rapp 等[19]的实验结果是一致的.Zr/Hf 值: 表3显示与残留角闪石共存的部分熔体的 Zr/Hf 值(2.28~2.46)比初始物的Zr/Hf 值(2.04)大, 而与其他残留矿物组合共存的部分熔体的Zr/Hf 值(1.97~2.09)与初始物没有明显的差异, 表明在我们的实验条件下仅仅角闪石具有分异Zr/Hf 的能力.第9期熊小林等: 变质玄武岩部分熔体微量元素特征及埃达克熔体产生条件841表3 淬火玻璃(熔体相)的主要(%)和微量(×10−6)元素组成a)1931 1932 R74 1927 1926 1929 R73 1933 1934 1939 SiO2 53.12(0.44) 56.33(0.26) 59.68(0.29) 56.26(0.5)56.57(0.21)61.49(1.6)63.06(0.66)68.04(0.68) 62.23(0.54)59.65(0.13)TIO2 1.44(0.11) 1.04(0.05) 1.06(0.04) 2.05(0.05) 1.99(0.06) 1.12(0.11) 1.02(0.1)0.56(0.05) 1.22(0.06) 2.00(0.06)Al2O318.78(0.19) 19.11(0.12) 20.01(0.15) 17.75(0.11)17.59(0.13)18.12(0.19)18.22(0.16)17.54(0.22) 18.44(0.3)19.84(0.12)FeO 8.27(0.35) 7.71(0.21) 6.27(0.16) 7.46(0.38)7.75(0.16) 4.85(0.63) 3.78(0.29) 2.69(0.12) 4.02(0.2)8.04(0.08)MnO 0.37(0.04) 0.36(0.05) 0.31(0.05) 0.15v(0.04)0.14(0.04)0.11(0.04)0.07(0.04)0.04(0.03) 0.07(0.02)0.13(0.03)MgO 4.20(0.22) 2.88(0.08) 2.24(0.05) 3.06(0.16) 3.13(0.06) 1.91(0.33) 1.32(0.13)0.86(0.12) 1.50(0.13) 2.81(0.04)CaO 6.25(0.12) 5.13(0.07) 4.95(0.11) 4.82(0.26) 4.76(0.11) 3.72(0.47) 2.88(0.19) 2.56(0.13) 2.13(0.07) 4.18(0.10)Na2O 4.72(0.1) 5.01(0.07) 4.89(0.13) 5.51(0.15) 5.58(0.11) 5.43(0.21) 6.21(0.1) 4.76(0.31) 6.62(0.61) 6.41(0.09)K2O 1.76(0.08) 2.02(0.05) 2.1(0.05) 2.33(0.31) 2.36(0.1) 2.5(0.19) 2.8(0.09) 2.55(0.06) 3.83(0.11) 2.69(0.06)P2O5 0.55(0.05) 0.59(0.06) 0.63(0.06) 0.58(0.07)0.6(0.06) 0.7(0.06)0.62(0.07)0.39(0.06) 0.79(0.05)0.65(0.06)总量90.71 90.17 88.25 89.82 89.79 89.34 89.02 86.25 90.45 96.73 Mg# 45403942424139374039A/CNK 0.890.97 1.030.870.860.980.98 1.150.970.94 Li 132(12) 100(16) 145(5) 128(10) 112(9) 133(10) 141(9) 151(12) 246(10) 138(5) Sc 72.0(9.1) 65.5(4.3) 31.94(3.76) 36.5(3.5) 30.5(2.4) 27.9(1.2)17.2(1.1)10.43(1.29) 9.94(0.36)35.03(1.15) Ti 8457(456) 6422(133) 5589(114) 10625(117)10694(121)6162(186)5941(169)3758(145) 6444(131)11337(73) V 154(23) 130(16) 30.1(7.5) 192(15) 192(14) 123(15) 71(5) 61.7(14.7) 17.7(1.0)59.5(0.2) Cr 19.5(7.2) 26.0(4.3) 4.3(3.4) 17.2(2.6) 14.2(1.9) 8.8(6.3) 7.0(5.3) 6.6(7.4) 2.6(1.1) 8.5(0.03) Co 20.9(1.4) 21.3(2.9) 4.7(0.5) 22.8(3.2) 22.9(0.9) 12.0(1.9)9.9(1.4) 4.8(0.3) 15.1(13.5) 2.0(0.2) Ni 5.3(1.0) 17.0(1.8) 0.6(0.2) 15.1(1.4) 15.6(0.6) 8.1(3.3) 4.4(0.4) 3.3(0.3) 53.3(23) 0.23(0.06) Ga 53.4(6.2) 35.5(9.8) 21.8(0.6) 45.4(5.1) 55.7(5.4) 34.7(4.0)50.5(15.3)39.1(4.4) 39.1(10.3) 3.8(0.7) Rb 239(4) 212(23) 241(14) 252(11) 271(17) 266(15) 370(57) 323(32) 509(14) 276(21) Sr 921(11) 858(9) 1017(22) 1144(40) 1147(5) 1191(15) 1477(34) 1292(47) 1974(4) 1268(8) Y 23.61(1.17) 22.51(1.85) 16.93(0.65) 6.87(0.53) 6.22(0.33) 5.22(0.11) 3.44(0.16) 2.05(0.00) 2.61(0.08)11.13(0.47) Zr 274(9) 263(8) 319(11) 264(5) 295(12) 291(13) 319(14) 310(34) 409(18) 348(2) Nb 154(5) 141(7) 170(6) 177(5) 197(3) 183(2) 163(18) 85(23) 164(9) 179(4) Cs 225(7) 203(27) 236(16) 238(5) 266(21) 255(9) 364(60) 322(32) 458(5) 248(21) Ba 951(38) 892(23) 1031(37) 1063(66) 1100(27) 1172(6) 1496(65) 1517(9) 2121(80) 1244(25) La 172(3) 165(3)205(3) 203(7) 210(1) 233(4) 274(0.4) 255(15) 319(16) 231(1) Ce 39.02(1.24) 35.90(2.10) 39.58(0.45) 44.87(1.12)45.24(1.06)48.61(0.41)56.55(2.45)49.56(0.06) 66.95(4.36)49.94(0.64) Nd 22.25(0.50) 20.80(2.15) 19.72(0.30) 26.33(2.60)26.39(0.17)26.84(0.15)25.84(0.26)25.92(3.87) 55.44(8.77)29.68(0.04)Sm 112.4(2.6) 97.6(2.1) 83.2(2.1) 115.8(3.9)114.9(1.1)104.8(2.3)89.2(1.5)62.9(3.2) 109.8(5.0)137.7(3.5) Tb 0.66(0.08) 0.60(0.05) 0.47(0.02) 0.37(0.02)0.35(0.00)0.29(0.01)0.21(0.01)0.12(0.00) 0.16(0.01)0.55(0.01) Ho 0.88(0.11) 0.79(0.04) 0.60(0.04) 0.27(0.03)0.25(0.02)0.19(0.00)0.14(0.02)0.07(0.00) 0.11(0.00)0.43(0.03) Yb 2.41(0.23) 2.16(0.11) 1.92(0.09) 0.47(0.02)0.33(0.01)- - 0.11(0.04) 0.11(0.03)0.62(0.01) Lu 66.13(2.51) 60.15(4.45) 52.37(1.65) 10.57(2.2)7.79(0.79) 5.95(0.23) 3.30(0.49) 2.46(0.43) 2.65(0.13)14.29(0.75) Hf 118.0(4.2) 115.3(5.3) 129.6(3.8) 129.0(3.8)149.9(7.9)134.9(8.7)155.0(4.1)149.7(19.8) 204.8(9.3)159.1(1.4) Ta 129.6(4.8) 125.2(2.2) 153.1(5.0) 154.5(5.7)177.6(8.3)153.9(8.3)130.9(16.1)62.0(8.5) 116.0(7.0)144.3(5.0) Th 1.40(0.59) 1.43(0.08) 1.92(0.06) 1.69(0.03) 1.84(0.04) 1.75(0.07) 2.51(0.04) 2.53(0.23) 3.22(0.25) 1.97(0.05) U 0.53(0.20) 0.53(0.10) 0.72(0.01) 0.59(0.05)0.66(0.05)0.64(0.04)0.95(0.11)0.93(0.05) 1.22(0.12)0.76(0.05)39 38 60 166 184 228 429 630 756 115 Sr/Y1.19 1.13 1.11 1.15 1.10 1.19 1.25 1.37 1.41 1.24 Nb/Ta2.32 2.28 2.46 2.05 1.97 2.06 2.06 2.07 2.00 2.09 Zr/Hf2.45 2.693.89 2.27 2.57 2.77 3.584.92 3.72 2.52 Zr/Sma) 主要元素氧化物由电子探针测定(8~15个点平均值), 微量元素由LAM-ICP-MS测定(2~5个点平均值), 括弧中为标准离差; 主要元素氧化物总量是探针分析总量, 单个氧化物含量是在无水的基础上的计算值(氧化物总量标准化到100%); 且为质量百分数(wt%). FeO =全铁842中国科学 D 辑地球科学第35卷图2 淬火玻璃(熔体相)Ab-An-Or 标准矿物图解该图显示所有实验的熔体相组成落入英云闪长岩和奥长花岗岩域图3 初始物和部分熔体(淬火玻璃)的Sr/Y-Y 图解该图显示仅仅与残留石榴子石共存的熔体落入埃达克岩和太古代TTG 域. 埃达克岩和太古代TTG 以及正常弧岩浆域取自Defant 等[26]Zr/Sm 值: 表3显示所有的熔体相(2.45~4.92)均具有比初始物(2.09)较高的Zr/Sm 值, 表明角闪岩残留体和榴辉岩残留体都能导致部分熔体较高的Zr/Sm 值.Nb-Ta 负异常与残留金红石的关系: 图4(a)~(c)显示部分熔体相对于初始物微量元素的富集或亏损程度. 其中(a)显示与角闪石或角闪岩平衡共存的熔体仅仅具有微弱的LILE 富集和微弱的HREE 亏损, 基本不显示Nb-Ta 负异常; (b)显示与角闪石、石榴子石和单斜辉石平衡共存的熔体具有强烈的HREE 亏损(由残留石榴子石引起), 这些熔体也不显示Nb-Ta 负异常; 仅仅(c)显示残留矿物组合中存在金红石时, 其平衡共存的熔体才具有明显的负Nb-Ta 异常. 这些结果表明, 铁镁质岩石部分熔融过程中残留金红石控制Nb 和Ta 的分布和分配行为, 只有残留金红石才能导致部分熔体中Nb 和Ta 与其他相邻元素的分异并产生负Nb-Ta 异常. 对照图4(d)中由俯冲洋壳产生的现代埃达克岩和太古代TTG, 只有图4(c)中熔体相的微量元素特征与这些埃达克质岩石相似, 因此, 除了石榴子石外, 金红石也是埃达克质熔体产生过程中一个必要的残留相, 石榴子石导致埃达克质熔体HREE 强烈亏损, 而金红石引起埃达克质熔体产生负Nb-Ta 异常.3 相平衡考虑Beard 和Lofgren [27]通过逆转或反向实验, 证实在流体缺乏和温度低达900℃条件下, 角闪岩熔融(角闪石失水熔融)在96 h 内矿物和熔体之间能够达到化学平衡. 通常认为结晶实验比初始物为结晶相的熔化实验更容易达到化学平衡. 本文使用玻璃质初始物并加入5% H 2O(H 2O 促进平衡), 先将这些玻璃在实验压力时的液相线温度之上熔化再降温至实验温度, 实验恒温时间从1075℃时43 h 至925℃时123 h, 这些实验应当比Beard 和Lofgren 的角闪岩熔融实验更容易达到平衡. 在同一实验室, 早期进行的不同时间实验和逆转实验[11]已证实在相似于本文的实验条件下矿物和熔体之间能够达到或逼近平衡. 对本文的实验产物(矿物和共存淬火玻璃)的显微观察和电子探针分析表明, 只有一个低温实验1933(2.0 GPa, 925℃)中石榴子石具有明显的组分分带, 其他实验产物未发现组分不均一或分带现象. 因此, 尽管本文没有进行逆转实验, 我们认为所有实验(除1933外)达到或逼近平衡.4 讨论4.1 埃达克岩和太古代TTG在现代俯冲带, 水化的(Hydrated)洋壳通常是在相对冷的条件下俯冲进入地幔的. 这个过程中洋壳将发生从绿片岩相到蓝片岩相最后到榴辉岩相的变第9期熊小林等: 变质玄武岩部分熔体微量元素特征及埃达克熔体产生条件 843图4 熔体相对于初始物微量元素的富集或亏损程度(a) 显示与角闪石平衡共存的熔体仅仅具有微弱的LILE 富集和微弱的HREE 亏损, 基本不显示Nb-Ta 负异常; (b) 显示与角闪石、石榴子石和单斜辉石平衡共存的熔体具有强烈的HREE 亏损(由石榴子石引起), 这些熔体也不显示Nb-Ta 负异常; (c) 显示当残留矿物组合中存在金红石时, 其平衡共存的熔体才具有明显的Nb-Ta 负异常. (d) 显示由俯冲洋壳产生的现代埃达克岩和太古代TTG 微量元素特征, 只有图4(c)中的熔体相具有与这些埃达克质岩石相似的微量元素特征. 平均现代埃达克岩和太古代TTG 引自Drummond 等[2]; N-MORB 和E-MORB 引自Hofmann [21]质作用, 同时逐步释放出富含大离子亲石元素的水流体交代上覆地幔楔, 或降低地幔楔橄榄岩固相线温度导致其发生部分熔融产生弧岩浆. 这个过程中俯冲洋壳经历的温度-压力途径不与其本身固相线相交, 因而只发生去水, 不发生熔融. 然而, 在热的俯冲(如年轻的洋壳)条件下(图5), 洋壳将发生从绿片岩相到角闪岩相(包括角闪岩和石榴角闪岩)最后到榴辉岩相(包括角闪榴辉岩和榴辉岩)的变质作用, 同时也释放流体. 在这个过程中, 洋壳经历的温度-压力途径将可能与其变质玄武岩湿固相线相交而导致失水熔融, 产生高Al, Na 和Sr, 低HREE(Y 和Yb 强烈亏损)的长英质熔体, 这些熔体侵入至地壳或喷发到地表被称为埃达克岩[1]. 除了年轻的俯冲作用, 平缓的俯冲作用[28]、快速的和斜向的俯冲作用[29]或者在流体饱和条件[30]等也能导致温度和压力条件达到洋壳湿固相线之上使其发生部分熔融. 环太平洋现代俯冲带(南美、中北美、俄罗斯勘察加、日本、菲律宾和巴布亚新几内亚)中越来越多的埃达克岩的发现表明俯冲板片熔融并不是非常稀少的事件(见Defant 等[31]及其参考文献). 太古代的TTG 具有与埃达克岩相似的主要和微量元素特征, 因此被认为是太古代俯冲洋壳[2,3]或增厚的铁镁质下地壳[32]熔融的产物. 通常认为太古代具有更高的地热梯度使得洋壳的熔融条件更容易达到[2,3].4.2 最近关于埃达克岩/TTG 形成条件的争论众所周知, 埃达克岩或TTG 岩石的低HREE 和844中国科学D辑地球科学第35卷图5 含水玄武岩部分熔融域温度-压力相图以及俯冲板片的温度-压力途径固相线、角闪石、石榴子石和斜长石相边界引自Green[10], 金红石相边界引自Xiong等[20]. 域I代表埃达克质熔体与角闪岩残留体 (Am+ Cpx+Pl±Gt)共存的区域(Foley等[18]); 域II代表埃达克质熔体与含金红石榴辉岩残留体(Cpx+Gt+Ru±Am)共存的区域(Rapp等[19]); 域III 代表埃达克质熔体与含金红石角闪榴辉岩残留体(Cpx+Gt+Am+Ru)共存的区域(矿物缩写见表2)Y特征指示变质玄武岩部分熔融产生埃达克质熔体时石榴子石是不可缺少的残留相. 相平衡实验[10~16]证实玄武质岩石部分熔融时, 石榴子石稳定在大约1.0 GPa以上, 因此埃达克质熔体必定产生在33 km 以上. 然而, 埃达克岩或TTG熔体形成的深度或具体条件目前仍然是争论的, 具体表现是在2002年和2003年《Nature》上出版的两篇文章(Foley等[18]; Rapp 等[19]). Foley等[18]根据太古代高的地热梯度和TTG岩石的低Nb/Ta特点, 认为TTG岩浆是俯冲洋壳在相对浅的深度, 由角闪岩(角闪岩相和石榴角闪岩相)部分熔融产生的(图5中相对低的温度-压力区域-域Ⅰ). 他们利用Tiepolo等[33]获得的角闪石/碱性玄武岩熔体Nb, Ta, Zr和Sm分配系数(D Nb > D Ta)进行部分熔融模拟计算, 得出MORB组成的角闪岩经1%~10%熔融能产生具有太古代TTG岩石的低Nb/Ta值, 他们认为角闪石是主宰的残留相, 同时否定金红石是TTG岩浆产生时的残留相, 理由是金红石/熔体的分配系数D Ta比D Nb大, 残留金红石将导致共存熔体更高的Nb/Ta值. 然而, Rapp等[19]针锋相对, 认为TTG 岩浆是变质玄武岩在角闪石消失边界附近榴辉岩相条件下部分熔融产生的, 角闪石在残留体中非常少或根本不存在, 根据这一观点, TTG熔体应形成于相对高的温度-压力区域(主要在无水榴辉岩相:图5中域Ⅱ). Rapp等由实验证实金红石仅仅导致熔体相Nb/Ta值非常微弱的增加, 并指出太古代TTG岩石Nb/Ta值变化范围大, 源区才是其部分熔体Nb/Ta值决定性制约因素. 在现代俯冲环境, 低Nb/Ta玄武岩通常形成于洋内弧背景, 可能由俯冲带流体交代的亏损地幔部分熔融产生[34,35]. Rapp等[19]建议太古代TTG熔体也可能形成于相似的构造背景(太古代洋内弧), 由增厚的洋内弧壳底部的玄武岩在榴辉岩相条件下部分熔融产生. 纵上所述, 埃达克岩或TTG岩浆的形成深度和形成条件仍然是争论的.4.3 本文实验结果对埃达克岩/TTG形成条件的限定我们认为Foley等[18]使用角闪石与碱性玄武质熔体之间微量元素分配系数模拟TTG岩浆成因是不合适的, 因为熔体组成对微量元素分配系数有重要的影响, 从玄武质到长英质熔体, 角闪石的微量元素分配系数变化可能是数量级的[36]. 因此, 模拟TTG 岩浆成因应当使用角闪石/TTG熔体微量元素分配系数. 事实上, 除了Tiepolo等[33]获得一些角闪石/碱性玄武质熔体高的Nb, Ta分配系数和高的D Nb/D Ta外, 大部分以前的实验[36~39]获得的角闪石/熔体Nb和Ta 分配系数之间并没有明显的差异. 对于角闪石/TTG 熔体微量元素分配系数, Klein等[39]在 1.0 GPa和900℃实验条件下获得角闪石/英云闪长质熔体之间D Nb = 0.28±0.03和D Ta = 0.27±0.03. 使用这些Nb和Ta分配系数模拟玄武岩熔融不可能导致部分熔体产生明显的Nb和Ta分异作用(即不可能产生Nb/Ta值明显降低的TTG熔体); 本文的实验也证实角闪石(以及石榴子石和单斜辉石)分异Nb/Ta的能力是有限的(见表3和第3.3节), 且残留角闪石不能导致共存熔体相HREE的显著亏损作用(图4(a)). 因此角闪石不能导致埃达克岩或TTG熔体产生明显的Nb/Ta分异和HREE亏损作用, 这些证明角闪岩熔融模型在解释TTG岩浆成因时是无效的.已有的实验表明, 金红石具有很高的晶体/熔体Nb和Ta分配系数[20,40,41]. 本文所获得的熔体相微量第9期熊小林等: 变质玄武岩部分熔体微量元素特征及埃达克熔体产生条件845元素资料证实金红石控制部分熔融过程中Nb和Ta 的分配, 只有金红石才能导致埃达克质熔体负Nb-Ta 异常, 因而金红石是埃达克质熔体产生时一个必要的残留相, 即TTG熔体只能由含金红石的榴辉岩或角闪榴辉岩产生. 这一结论支持Rapp等[19]建议的TTG岩浆由榴辉岩部分熔融产生的观点, 但包括比他们的榴辉岩(无水或无角闪石, 图5中域Ⅱ)更大的温度-压力区域(图5中域Ⅱ和Ⅲ). 最近, 我们[20]通过实验证实, 在变质玄武岩部分熔融域, 金红石作为副矿物稳定在大约1.5 GPa以上, 比石榴子石稳定的压力大约高0.5 GPa(图5), 因此, 这两种矿物共同稳定的区域实际由金红石决定. 基于金红石1.5 GPa的最小稳定压力, 埃达克岩或TTG熔体必定产生在大约50 km以上.大量的高压实验[10~16]已经证实变质玄武岩熔融产生埃达克熔体主要发生在由角闪岩向榴辉岩过渡阶段, 即角闪石分解释放出流体触发熔融. Xiong 等[20], Sen和Dunn[11]的实验表明, 从1.5 GPa到角闪石消失边界线压力, 角闪石含量逐渐减少, 这指示随压力增加角闪岩向榴辉岩转变产生流体释放是逐步的, 不是突然发生在角闪石消失边界. 因此, 我们认为变质玄武岩熔融产生埃达克熔体主要或优先发生在角闪石消失之前的压力-温度区域, 即角闪榴辉岩相条件(图5中域Ⅲ); 主要的熔融事件不可能发生在角闪石消失边界之外榴辉岩相条件(图5中域Ⅱ), 因为无水榴辉岩熔融是相对困难的. 埃达克熔体产生时, 残留体可能是含少量角闪石的榴辉岩, 由于水含量较少, 且由于埃达克熔体抽取后, 这种含少量角闪石的榴辉岩将变得相对耐熔, 在洋壳不断向地幔深处俯冲或地壳增厚过程中, 它们最终将转变为无水榴辉岩. 这解释自然界角闪榴辉岩少见但榴辉岩普遍发育的现象.应当指出, 俯冲带火山弧玄武-安山-英安岩也普遍存在着Nb-Ta亏损现象, 但弧岩浆Nb-Ta亏损的机制与埃达克岩不同. 众所周知, 火山弧玄武岩浆是由俯冲洋壳释放的流体所交代的地幔楔部分熔融产生的. 普遍认为俯冲洋壳释放的流体具有富集大离子亲石元素, 亏损Nb和Ta等高场强元素等特征[42,43], 由这种流体交代的地幔楔熔融产生的弧岩浆继承了流体相LILE富集和Nb-Ta亏损等微量元素特征. 正因为如此, 在讨论下地壳起源的埃达克质岩石形成条件以及金红石是否为必要的残留相时, 必须十分小心, 只有先确定源区岩石无Nb-Ta亏损才能应用本文的实验结果.5 结论使用LAM-ICP-MS对与角闪岩和榴辉岩矿物组合共存的熔体相微量元素测定表明, 与角闪石(或角闪岩)共存的熔体不具有埃达克岩的高Sr/Y、低HREE 和负Nb-Ta异常; 与含石榴子石但不含金红石的残留体(石榴角闪岩)共存的熔体具有高Sr/Y和强烈的HREE亏损, 但缺乏负Nb-Ta异常; 仅仅石榴子石和金红石同时存在于残留体(含金红石的榴辉岩和角闪榴辉岩)时, 共存熔体才具有相似于埃达克岩的高Sr/Y、低HREE和负Nb-Ta异常等微量元素特征. 这些结果证实仅仅石榴子石能导致埃达克质熔体显著的HREE亏损, 而金红石控制部分熔融过程中Nb和Ta的分配行为, 只有金红石才能导致熔体相Nb-Ta 负异常. 因此, 除了石榴子石外, 金红石也是埃达克质熔体产生时一个必要的残留相. 基于玄武岩部分熔融过程中金红石 1.5GPa稳定压力下限[1], 确定埃达克熔体产生在大约50 km以上.致谢感谢澳大利亚Macquarie 大学GEMOC 国家重点实验室在其访问期间的好客. N. Pearson博士、C. Lawson和S. Elhou女士在LAM-ICP-MS分析期间提供了大量帮助, 特此致谢.参考文献1 Defant M J, Drummond M S. Derivation of some modern arcmagmas by melting of young subducted lithosphere. Nature, 1990, 347: 662~6652 Drummond M S, Defant M J, Kepezhinskas P K. Petrogenesis ofslab-derived trondhjemite-tonalite-dacite/adakite magmas. Tran- sactions of the Royal society of Edinburgh, Earth Sciences, 1996, 87: 205~2153 Martin H. Adakitic magmas: modern analogues of Archean grani-toids. Lithos, 1999, 46: 411~4294 张旗, 王焰, 钱青, 等. 中国东部埃达克岩的特征及其构造成矿意义. 岩石学报, 2001, 17(2): 236~2445 Xu J F, Shinjo R, Defant M J, et al. Origin of Mesozoic adakitic in-trusive rocks in the Ningzhen area of east China: Partial melting of delaminated lower continental crust? Geology, 2002, 30: 1111~1114。

埃达克岩研究综述

埃达克岩研究综述作者：徐力峰来源：《中国新技术新产品精选》2009年第19期摘要:埃达克岩是一类中酸性富钠火成岩,包括英云闪长岩、奥长花岗岩、安山岩、英安岩和流纹岩,具有重要的构造学意义,其分类、构造环境及形成机制等均存在争议。

本文概要总结了埃达克岩的由来、定义、特征、研究现状、成矿作用和形成机制,并讨论了埃达克岩研究目前存在的主要问题。

关键词:埃达克岩;成因类型;形成机制埃达克岩的定义是基于岩石地球化学特征的,已查明环太平洋岛弧带的TTD,太古代TTG以及中国东部燕山期花岗岩都具有这种特殊地球化学特征,但具有明显不同的成因,这导致目前对埃达克岩定义尚有不同认识。

但这并未妨碍讨论这类具有特殊地球化学特征的岩石组合的成因意义。

本文调研了与蛇绿岩伴生的埃达克岩,分析其研究现状,并讨论了目前埃达克岩研究中存在的主要问题。

1 埃达克岩的定义与分类1990年,Defant等[1]用埃达克岩(adakite)的术语描述了阿留申群岛的埃达克岛研究的一类岩石,把埃达克岩定义如下:“埃达克岩指的是新生代岛弧中与年轻的(≤25Ma)大洋岩石圈俯冲作用有关的火山岩或侵入岩,其特点是SiO2≥56%、Al2O3≥15%(很少低于此值)、MgO一般董申保和田伟[3]认为,Defant等的定义没有涉及产于埃达克岛的这类岩石的某些重要特征,“如Mg#,以及某些微量元素如Cr、Ni等在岩浆过程中的地位”。

实验证实,此类特征正是埃达克岩形成时俯冲板块与上覆地幔楔相互作用的标志。

虽然此后Drummond等又有所述及,但仍认为高Mg类型不是埃达克型而是过渡的埃达克型。

Yogodzinski等在长期研究Aleutian西部地区火山岩系的基础上对埃达克岩的特征作了进一步阐述。

把原称的埃达克岩重新命名为Mg质安山岩以加重其来自橄榄岩的高MgO、高Cr、高Ni的原生特征,以别于Defant和Drummond[1]基于板块重熔的微量元素特征的定义。