東昆侖高nb-a流紋巖的成因及其構(gòu)造意義

1晚三疊世流紋巖昆侖造山帶是中國西部和青藏高原北部的一個重要造山帶（圖1）。與中國東部的秦嶺造山帶一樣，它構(gòu)成了中國南北兩側(cè)復陸塊的結(jié)合邊界，具有重要的構(gòu)造意義（劉成東，2008）。同時,昆侖造山帶又是青藏高原內(nèi)可與岡底斯帶相媲美的另一條巨型巖漿巖帶。侵入巖和火山巖分布廣泛,總體呈NWW-SEE方向展布,與區(qū)域構(gòu)造線方向基本一致(莫宣學等,2007)。在時間上,以晚古生代-早中生代巖漿巖分布最廣,其中侵入巖以花崗巖及花崗閃長巖為主,并含有大量富鎂鐵質(zhì)包體;火山巖由西向東從酸性向中、基性過渡(青海省地質(zhì)礦產(chǎn)局,1991)。本文介紹一套發(fā)育于東昆侖造山帶東段晚三疊世的高Nb-Ta流紋巖,提供相關(guān)地球化學數(shù)據(jù)、鋯石U-Pb年齡數(shù)據(jù)及全巖Sr、Nd同位素數(shù)據(jù)。與同時代的東昆侖造山帶鄂拉山組酸性火山巖以及世界其它產(chǎn)于俯沖-碰撞環(huán)境的流紋巖對比,這套流紋巖具有更高SiO2、K2O、AI(摩爾(K2O+CaO)/Al2O3)=～0.92,相對低Al2O3、CaO的堿性流紋巖特點;微量元素以富高場強元素Nb、Ta、Zr、Hf和強烈虧損Sr和Eu為特征。Sr同位素初始比值變化大,但Nd同位素比值相對均一。其獨特的地球化學特征反映出這套流紋巖與同時代東昆侖地區(qū)大部分酸性火成巖不同的源區(qū)和形成過程。2晚三疊世大陸造山帶前人(郭正府等,1998;袁萬明等,2000;莫宣學等,2007)研究表明,東昆侖地區(qū)在晚古生代-早中生代處于俯沖-碰撞造山的擠壓環(huán)境,沿構(gòu)造線方向產(chǎn)出大量中酸性巖漿巖,主要分布在昆南、昆中斷裂之間及昆中斷裂以北(圖1)。其中晚二疊世-早三疊世(P3-T1)的火山巖類和花崗巖類與安底斯活動大陸邊緣弧火成巖類相似,晚三疊世火山巖及花崗巖類則與青藏大陸碰撞造山帶的火成巖類相似,為陸相高鉀鈣堿性-鉀玄巖質(zhì)或強過鋁質(zhì)火成巖,它們分別清楚地記錄了俯沖造山與碰撞造山的時限(羅照華等,1999;莫宣學等,2007)。晚三疊世,區(qū)內(nèi)出現(xiàn)大量的火山巖。早中生代沉積地層主要發(fā)育有上三疊統(tǒng)八寶山組及鄂拉山組陸相火山巖系。八寶山組沿布爾漢布達山主脊呈近東西向分布,由安山巖、流紋巖及相應的火山碎屑巖、少量玄武巖構(gòu)成。鄂拉山組主要分布在鄂拉山一帶及都蘭至香日德之間,沿柴達木盆地南緣斷續(xù)分布可達新疆境內(nèi),下部以中基性火山巖為主夾沉積碎屑巖,上部以中-中酸性火山巖為主夾沉積碎屑巖,分布廣泛,厚度巨大(莫宣學等,2007)。東昆侖高Nb-Ta流紋巖位于香日德西側(cè)約40km青新公路旁(36°00.644′N,97°41.327′E),產(chǎn)于晚三疊世陸相火山巖系中,巖性十分均一,發(fā)育非常壯觀的柱狀節(jié)理(圖2)。巖石表面十分新鮮。據(jù)青海區(qū)域地質(zhì)志,該流紋巖為一套過渡型高鈮-釔火山巖的上部;其下部為安山質(zhì)凝灰熔巖和安山巖(青海省地質(zhì)礦產(chǎn)局,1991)。流紋巖周圍出露晚三疊世鄂拉山組陸相火山巖,侵入巖則主要為晚古生代二長花崗巖和早中生代花崗巖。流紋巖以南約20km發(fā)育一條東西向延伸的深大斷裂;離流紋巖較近的地方還發(fā)育一條次一級的北西-南東走向的斷裂。3分析方法及過程挑選2件樣品DL09-01和DL09-05做了鋯石U-Pb同位素年齡測定。鋯石先用重力法分選,然后用電法和磁法挑出導電礦物及帶磁性的礦物,最后在雙目顯微鏡下挑純鋯石,制成靶(梁育瑄,2006)。對每一件樣品都做了反射光、透射光照相,并用掃描電鏡做了陰極發(fā)光(CL)照相。選擇鋯石內(nèi)環(huán)帶發(fā)育良好、無包體、無裂縫的部位圈定做微區(qū)原位分析。鋯石U-Pb分析是在中國地質(zhì)大學(武漢)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室進行的。詳細操作、儀器參數(shù)及數(shù)據(jù)處理見劉勇勝等人研究結(jié)果(Liuetal.,2008,2010a,b)。對6件樣品進行了了全巖基質(zhì)部分(近似熔體組成)的主微量元素分析。挑選新鮮的樣品做了無污染碎樣至200目粉末(作者在河北省地質(zhì)礦產(chǎn)局廊坊實驗室完成)。主量元素分析:將一定量樣品粉末烘干后與定量溶劑置入鉑金坩堝中在高溫下熔融,冷卻后制成玻璃片,用X-熒光光譜儀技術(shù)測定。樣品準備及分析由天津地質(zhì)礦產(chǎn)研究所X-Ray實驗室完成(丁爍,2010)。微量元素分析:將一定量樣品粉末與定量溶劑置入石墨坩堝中在高溫下熔融并進行一定處理,最終配置成溶液,微量元素用四極桿等離子質(zhì)譜(Q-ICP-MS)測定。樣品準備由作者完成(丁爍,2010),分析由天津地質(zhì)礦產(chǎn)研究所Q-ICP-MS實驗室完成。選擇DL09-01、DL09-03、DL09-05和DL09-06等4件樣品測定了Sr、Nd同位素。測試在中國地質(zhì)大學(武漢)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室完成,詳細分析流程見Zhangetal.(2002)。以上測定的元素和同位素成分見表1。4巖石表面“化學結(jié)構(gòu)”巖石呈棕色,發(fā)紅,十分新鮮(圖3)。但標本采回之后,巖石手標本表面在相對較短時間內(nèi)由棕紅色轉(zhuǎn)成綠色(圖3,攝于標本采回7個月后),這可能是巖石基質(zhì)(半玻璃質(zhì))表面“化學結(jié)構(gòu)”疏松,在相對潮濕且高溫的環(huán)境下發(fā)生了某些表面化學變化,如形成FeCl2薄膜等(有待檢驗)。巖石具斑狀結(jié)構(gòu),塊狀構(gòu)造。斑晶平均含量約為5%,多呈板狀,肉紅色,主要為透長石,正長石及少量斜長石;還可見黑色及褐色巖(玻)屑,被拉長,呈定向排列,含量約15%～20%不等(圖3)?；|(zhì)為隱晶質(zhì)(圖4a)。隱晶質(zhì)基質(zhì)中分布較多被拉長的氣孔構(gòu)造、流紋構(gòu)造,氣孔被大量自形石英及針狀的硅質(zhì)物質(zhì)以及少量長石(圖4b)填充,并且定向排列。氣孔總含量約15%～20%。5流紋巖的形成年齡選取2件樣品(DL09-01和DL09-05)做鋯石U-Pb同位素年齡測定。由CL照片(圖5)可見,鋯石顆粒大小中等,部分晶形完好且發(fā)育環(huán)帶。流紋巖DL09-01樣品選取年齡較一致的15個點作為流紋巖的年齡。全部分析點(共30個)的U、Pb同位素分析比值及年齡列于表2,數(shù)據(jù)落入靠近諧和曲線之上或其附近,獲得加權(quán)平均年齡為214±1Ma,代表流紋巖的形成年齡(圖5a)。另一流紋巖(DL09-05)品選取年齡較一致的12個點作為流紋巖的年齡,全部分析點(共30個)的U、Pb同位素分析比值及年齡列于表2。在諧和曲線圖中(圖5b),投影點落入諧和曲線之上或其附近,獲得加權(quán)平均年齡為212±2Ma,代表流紋巖的形成年齡。這兩個一致的年齡(～213Ma)代表該高Nb-Ta流紋巖的噴發(fā)年齡。6化學地球化學6.1不同沉積型的流紋巖6件樣品主量元素含量十分相似(表1),這樣的均一性說明整個熔巖流屬同一次噴發(fā)。SiO2含量75.6%～76.4%,K2O含量4.68%～6.49%,Na2O含量2.32%～3.87%,K2O/Na2O均大于1(1.24～2.80),平均值為1.66。很高的K含量及高K/Na比值,普遍被理解為在部分熔融的過程中,受控于源區(qū)較高的鉀含量(Gunnarssonetal.,1998;Thyetal.,1990),或者是較低的分熔程度。FeOT(1.51%～1.64%,平均1.61%)較低,CaO(0.44%～0.61%,平均0.51%)和MgO(0.07%～0.16%,平均0.12%)含量很低,符合流紋巖的特征。在TAS圖上全部投入流紋巖系列(圖6),在K2O-SiO2圖上(圖略),DL09-03、DL09-04落入鉀玄巖系列,其他4件樣品都落入高鉀鈣堿性系列。該流紋巖的Al2O3為11.90%～12.30%,較同時期東昆侖地區(qū)發(fā)育的酸性巖漿巖(13.05%～16.80%,多高于14%)明顯偏低(陳能松等,2007;童?？?2004);K2O及Na2O含量則高于普通鈣堿性系列的酸性巖(Douce,1997),平均AI(摩爾(K2O+Na2O)/Al2O3)=0.92,平均A/CNK(摩爾Al2O3/(CaO+Na2O+K2O))=1.004,與晚三疊世東昆侖地區(qū)普遍發(fā)育的記錄碰撞造山過程的強過鋁質(zhì)(AI<0.83,A/CNK>1.1)火山巖、花崗巖(莫宣學等,2007;童?？?2004)截然不同,呈現(xiàn)出堿性A型花崗巖、堿性流紋巖的特征。因此該高Nb-Ta流紋巖與同時期東昆侖普遍發(fā)育的火山巖成因上有所不同。較低的Al2O3和CaO含量,較高的K2O和Na2O含量及AI指數(shù),暗示富鈣斜長石的分離結(jié)晶在巖漿演化過程中起了重要作用。6.2成因上的差異稀土元素(REE)整體含量較高(表1,圖7a)。具有極明顯的Eu負異常,Eu/Eu*平均值為0.014。配分曲線右傾,輕稀土富集,(La/Yb)N比值平均為9.73,重稀土呈現(xiàn)扁平形狀,整體含量較高,均高于10倍標準球粒隕石含量。較高的稀土元素含量以及較高的SiO2含量均顯示出該套巖石具有很高的演化程度;明顯的Eu負異常則很有可能是由于大量斜長石的結(jié)晶分離所致(部分熔融源區(qū)斜長石作為殘留相的效果較小但不能排除),低Sr含量的特征(圖7b)可為其佐證(NiuandO’Hara,2009)。由圖7a可見,這些高Nb-Ta流紋巖較高的REE含量以及所顯示出的明顯的Eu負異常,也與東昆侖地區(qū)晚三疊世普遍發(fā)育的流紋巖(以鄂拉山組流紋質(zhì)英安巖為例)所呈現(xiàn)出的較平坦的M-HREE,無或很小的Eu異常的REE配分曲線模式截然不同。其配分型式與典型堿流巖(圖7a,以澳大利亞GlassHouseMountain堿流巖及中國東北長白山堿流巖為例)幾乎完全一致。BachmannandBergantz(2008)認為流紋巖的REE主要受到斜長石和角閃石結(jié)晶的影響(Glazneretal.,2008),而這兩種礦物的結(jié)晶則又受到巖漿中水含量及氧化-還原狀態(tài)的影響。Christiansen(2005)和ChristiansenandMcCurry(2008)將流紋巖分為兩類:(1)熱-干-還原流紋巖,主要產(chǎn)生于地幔上涌的地區(qū)(如熱點及大陸裂谷);(2)冷-濕-氧化流紋巖,主要出現(xiàn)在俯沖帶。后者與三疊世東昆侖地區(qū)所處的俯沖-碰撞造山環(huán)境相符合。巖漿中較高的水含量及氧化環(huán)境,促進了角閃石等含水礦物的穩(wěn)定及其早期結(jié)晶而不利于斜長石的早期結(jié)晶,導致了REE表現(xiàn)出較低且平坦的M-HREE曲線和無或很弱的Eu負異常。因為Nb(相對于Th)和Ta(相對于U)對角閃石而言為相容元素(Moetal.,2008;NiuandO’Hara,2009),因此角閃石作為熔融殘余相也有助于解釋在碰撞環(huán)境中的流紋巖普遍具明顯的Nb、Ta負異常。而本研究樣品所顯示出的明顯的Eu異常則暗示斜長石的大量結(jié)晶,更靠近第一類(熱-干-還原)流紋巖。Douce(1997)認為斜長石的結(jié)晶還受到壓力的影響,因此斜長石的大量結(jié)晶可能意味著巖漿房比較淺。以上分析表明,該高Nb-Ta流紋巖可能經(jīng)歷了較為獨特的形成環(huán)境(亦即,在溫度、壓力、水含量及氧逸度方面的特殊性)。這一套流紋巖的其他微量元素與產(chǎn)自俯沖-碰撞環(huán)境的弧型流紋巖的微量元素(圖7b)明顯不同,其高Nb、Ta含量,強烈虧損Ba、Sr、P、Ti、Eu的特點與典型的堿流巖相類似,暗示二者成因上可能存在一定相似性(表3)。由圖7b可以看出,與弧型流紋巖相比這一套高Nb-Ta流紋巖具有較高的Nb、Ta含量(故稱高Nb-Ta流紋巖)、中度富集Zr、Hf和強烈虧損Sr,Ti及Eu(圖7b),其中,盡管仍然呈現(xiàn)出微弱的Nb、Ta負異常,但其高Nb、Ta含量與東昆侖造山帶同時期的花崗巖、酸性火山巖所呈現(xiàn)的Nb、Ta強烈虧損截然不同。另一方面,參與對比的典型堿流巖CBS和GHM(AI>1),則呈現(xiàn)出Nb-Ta的正異常,他們是由堿性玄武巖分離結(jié)晶形成,很少或沒有受到陸殼混染。在圖8中,可進一步觀察到本文高Nb-Ta流紋巖與弧型流紋巖的區(qū)別及與堿流巖成因上的聯(lián)系?；⌒土骷y巖和上地殼由于強烈虧損Nb、Ta而集中在圖8的左下角區(qū)域,典型的堿流巖則因富集Nb、Ta多位于Nb*≈1、Ta*≈>1附近。而東昆侖高Nb-Ta流紋巖位于二者之間,反映與上地殼混染有關(guān)。Nb、Ta的明顯虧損是發(fā)育在俯沖帶及碰撞帶巖漿巖的普遍特征。其中俯沖帶Nb、Ta的虧損被廣泛認為是俯沖洋殼脫水時金紅石穩(wěn)定在殘留洋殼所致。即,富Ti、Nb、Ta的金紅石不參與洋殼脫水,故不參與地幔楔熔融和島弧巖漿作用。在常見的含水礦物之中,Nb、Ta對角閃石親和性很好,因此碰撞帶酸性巖中Nb、Ta的虧損很可能與熔融源區(qū)有角閃石(及少量鈦磁鐵礦)殘留有關(guān)(莫宣學等,2007;Moetal.,2008;NiuandO’Hara,2009)。圖8還顯示,在Nb、Ta含量明顯高于典型“島弧/碰撞”型流紋巖的同時,東昆侖高Nb-Ta流紋巖、長白山及GlassHouseMountain堿流巖的Ba、Sr、Eu、P、Ti都呈現(xiàn)出十分強烈的虧損(圖7b),Sr、Eu及Ba的強烈虧損是因為大量富鈣斜長石的分離結(jié)晶(NiuandO’Hara,2009)。由于富鈣斜長石富鈣富鋁,因此這也可以很好地解釋本研究樣品低CaO、Al2O3,高K2O、Na2O及其弱過堿性的特征。Ti所表現(xiàn)的虧損主要與富Ti礦物(如榍石、鈦鐵礦、鈦磁鐵礦)結(jié)晶有關(guān)(注:金紅石是富Nb-Ta的鈦礦物,但它不是典型巖漿演化過程中的液相線礦物),磷灰石的分離結(jié)晶則可以解釋P虧損。東昆侖高Nb-Ta流紋巖富含Nb、Ta有兩種端元可能:(1)初始巖漿具有相對富Nb、Ta的源區(qū),或源區(qū)不殘留富Nb、Ta的礦物;(2)巖漿演化過程中,富Nb、Ta的礦物不結(jié)晶。為了確定Nb、Ta的富集主要源于以上的(1)還是(2),以下以東昆侖高Nb-Ta流紋巖六個樣品的元素平均值為終態(tài),并假定初始熔體SiO2含量,進行簡單的分離結(jié)晶反演計算。前人資料表明(Reaganetal.,2003),安山巖通過分離結(jié)晶可以形成高硅流紋巖,因此本文假定初始巖漿(即部分熔融之后、分離結(jié)晶之前的熔體)的SiO2含量為60%。由于微量元素呈現(xiàn)Ba、Sr、P、Ti、Eu負異常,分離結(jié)晶的礦物可能為斜長石、堿性長石、石英、磷灰石、鈦磁鐵礦、鈦鐵礦等(表4、圖9)。由圖9可看出,各種礦物組合計算所得的初始熔體Nb、Ta含量與研究樣品的實際含量相差很小。其中礦物組合1與東昆侖樣品的Nb、Ta幾乎重疊,說明這些Nb、Ta不相容礦物的結(jié)晶不能使熔體中Nb、Ta含量升高;20%的角閃石的結(jié)晶以及5%的鈦鐵礦的結(jié)晶可以使Nb、Ta含量發(fā)生降低,但影響微弱,因此,僅僅在巖漿演化過程中富Nb、Ta礦物的不結(jié)晶也并不是導致本研究樣品相對富集Nb、Ta的主要原因。所以,東昆侖高Nb-Ta流紋巖中高Nb、Ta含量應是原始巖漿的特征,即富Nb、Ta源區(qū),且源區(qū)不殘留富Nb、Ta礦物。6.3東侖顯生黨建構(gòu)造巖漿與下地殼熔融4件樣品的同位素數(shù)據(jù)(表1)顯示,這套主、微量元素相對均一的流紋巖具有變化較大的Sr同位素初始比值,以及相對一致的負εNd(t)。(87Sr/86Sr)I分布在0.735及0.706附近,相差較大,εNd(t)在-3附近小范圍浮動。由于該套高Nb-Ta流紋巖Sr含量低(表1、圖7b),易受地殼混染影響,故初始Rb/Sr比值極高且變化大,從而使Sr同位素初始比值的計算誤差較大,因此以下討論以Nd同位素為準。結(jié)合上文地球化學特征的討論以及Nd同位素數(shù)據(jù),我們認為該流紋巖有來自地幔和地殼兩個端元組分,亦即,εNd(t)>1的幔源巖漿(或受到幔源玄武巖漿底侵的下地殼)和εNd(t)<1的成熟殼源物質(zhì)(上地殼)。在整個東昆侖地區(qū)三疊世花崗巖中普遍含有大量富鎂鐵質(zhì)微粒包體(MME),被認為是地幔底侵的玄武質(zhì)巖漿與下地殼熔融產(chǎn)生的中酸性巖漿發(fā)生混合的證據(jù)。前人研究表明(莫宣學等,2007;劉成東等,2003),東昆侖顯生宙花崗巖的Sr、Nd同位素組87Sr/86Sr初始值在東部變化于0.701～0.714之間,多數(shù)小于0.710,在西部變化于0.703～0.715之間,大多數(shù)小于0.708;εNd(t)值在東部變化于-9.2～+3.6之間,在西部變化于-5.10～+1.33之間,但MME同位素與其載體花崗巖同位素特征一致,說明二者同源,屬于同一巖漿系統(tǒng)中不同演化階段的不同產(chǎn)物。盡管如此,幔源巖漿底侵導致地殼熔融應該是普遍現(xiàn)象,只是MME不是幔源-殼源巖漿混合的證據(jù),因為同位素的一致說明混合徹底,然而MME和載體花崗巖主量元素的差別說明二者基本沒有混合。就Nd同位素而言,對東昆侖高Nb、Ta流紋巖成因比較合理的解釋是,幔源巖漿入侵引起地殼部分熔融,這二種巖漿混合,并進一步結(jié)晶分異演化的結(jié)果。7流紋巖微量元素特征從以上主、微量元素及同位素對比可以發(fā)現(xiàn),東昆侖這套高Nb-Ta流紋巖具有與同時代東昆侖地區(qū)花崗巖及酸性火山巖明顯不同的特征,反映出其獨特的源區(qū)和形成過程。流紋巖具有很高的SiO2、K2O及平均AI=0.92,相對低的Al2O3、CaO,具有堿性流紋巖的特征。微量元素方面高Nb和Ta,強烈虧損Sr和Eu且Nd同位素相對均一。因此,不同于東昆侖地區(qū)普遍發(fā)育的俯沖-碰撞造山環(huán)境的I型及S型花崗巖,這一套流紋巖更像弱鋁質(zhì)、弱過堿質(zhì)的A型花崗巖的噴出相。7.1a型火山巖的成因關(guān)于A型花崗巖的形成,至今已經(jīng)有很多的討論,包括幔源巖漿的分離結(jié)晶、下地殼部分熔融、上地殼部分熔融等。FodenaandMorrisonb(1992)提出A型花崗巖可以由地幔玄武質(zhì)巖漿在高溫(900～1000℃)及水不飽和(最終H2O<3%)的條件下由輝石和斜長石的分離結(jié)晶產(chǎn)生,這樣的A型花崗巖及火山巖具有較低的Sr同位素初始比值(0.703～0.706);Litvinaovskyetal.(2002)認為正長巖在較高溫度下(>940℃)分離結(jié)晶,可以演化為過堿性A型花崗巖,其中含堿量高的幔源物質(zhì)起了重要作用;Bailey(1980)提出在裂谷環(huán)境地幔流體可以攜帶F、Cl、K2O、CO2和H2O等從地幔中逃逸到地殼中,這些物質(zhì)可以通過形成復合絡(luò)合物或者是改變?nèi)垠w結(jié)構(gòu)來穩(wěn)定各種微量元素(Christiansenetal.,1983;Collinsetal.,1982;Dietrich1968)。據(jù)此Martin(2006)認為堿性流體隨幔源巖漿侵入下地殼,使得中、下地殼發(fā)生堿性變質(zhì)而富集高場強元素(HFSE),并發(fā)生變質(zhì)熔融,在高溫、低水、低氧逸度的條件下產(chǎn)生A型花崗巖。同時,Martin(2006)認為引發(fā)變質(zhì)及地殼部分熔融的底侵玄武質(zhì)巖漿自身也發(fā)生分離結(jié)晶,產(chǎn)生既具有A型花崗巖特征又帶有幔源巖漿特征的酸性熔體。這兩類巖漿的單獨演化和其不同程度的混合可以較好的解釋A型花崗巖的多樣性。另一方面,實驗巖石學的證據(jù)則更支持上地殼的部分熔融為弱過鋁質(zhì)A型花崗巖的主要產(chǎn)生機制。Douce(1997)提出,使用云英閃長巖和花崗閃長巖為源巖,T=950℃,分別在8kbar和4kbar的壓力條件下進行部分熔融實驗。實驗表明,花崗閃長巖在較低壓力(4kbar)時,分熔程度15%的熔體接近弱鋁質(zhì)A型花崗巖(較低Al2O3、CaO,高K2O、FeO)。殘余相為斜長石、輝石及鈦鐵礦和石英。這一實驗結(jié)果與Thyetal.(1990)及Gunnarssonetal.(1998)的結(jié)果符合,即在高溫、低水壓(<1kbar)、低壓(1～3kbar)的情況下可以產(chǎn)生與A型花崗巖Al2O3和FeO含量相吻合(也包括了東昆侖流紋巖)的熔體。但是,該實驗主要比較了實驗熔體和弱鋁質(zhì)-弱堿性A型花崗巖的主量元素,對于微量元素并未給出具體的數(shù)據(jù),Douce(1997)僅僅在文中提到高溫可以使得源區(qū)富含HFSE的副礦物(可能為角閃石、榍石)發(fā)生熔融,使熔體相對富集HFSE。Martin(2006)指出,A型花崗巖的成因較為復雜的原因之一是在同一地點往往可以發(fā)現(xiàn)具有不同成分特征的A型花崗巖(Martin,2006),如北尼日利亞的Ririwai,Tibchi和Kwandonkaya巖體,這些不同成分包括了過鋁質(zhì)和過堿性A型花崗巖及二者過渡組分。Martin(2006)還指出,如果單獨考慮過堿性A型花崗巖,則可以用Whiteetal.(2005)提到的晶體液相線下移(LLD)來解釋其成因(以意大利Pantelleria地區(qū)的堿流巖為例),由弱鋁質(zhì)、堿性的巖漿通過長石分離結(jié)晶而來。而本文研究的東昆侖高Nb-Ta流紋巖,具有很高的SiO2、K2O及平均AI=0.92,相對低的Al2O3、CaO,屬于堿性流紋巖的特征,因此我們認為這一套流紋巖的形成機制與典型的堿流巖(及過堿性A型花崗巖)具有相似之處,是富集Nb、Ta等不相容元素的幔源巖漿分離結(jié)晶的產(chǎn)物。由于其較低的Al2O3、CaO含量,我們認為其中富鈣斜長石為重要的分離結(jié)晶礦物;其輕微的Nb、Ta負異常,是在上升過程中受到了地殼的混染。7.2高nb-ta流紋巖由上文可見,這一套高Nb-Ta流紋巖具有εNd(t)≈-3,這樣的同位素特征既可能是新生地殼部分熔融所致,也可能是由εNd(t)>1的幔源巖漿和εNd(t)<1的成熟殼源物質(zhì)混合所致。但是,單純的地殼熔融成因與這一套流紋巖所顯示的高Nb、Ta及強烈虧損Sr、Eu、Ba的微量元素特征不符。由6.2的計算可知,這一套流紋巖的高Nb、Ta含量要求富集Nb、Ta的初始熔體,而地殼具有繼承性的Nb、Ta負異常,如果沒有其他富集Nb、Ta巖漿的加入,任何程度的地殼部分熔融和分離結(jié)晶都無法產(chǎn)生如此高Nb、Ta含量的熔體。因此盡管東昆侖地區(qū)中生代被認為曾發(fā)生過陸殼俯沖及幔源巖漿底侵事件,俯沖地殼折返時的部分熔融的單一過程無法產(chǎn)生具有高Nb、Ta含量的熔體。而由受到玄武巖底侵的下地殼部分熔融可能產(chǎn)生高Nb、Ta含量的安山質(zhì)熔體,但這樣的底侵玄武巖應該是類似板內(nèi)堿性玄武巖而不是俯沖/島弧玄武巖,因為后者有繼承的Nb、Ta虧損(負異常)。同時,富鈣斜長石的殘留與晶出受到壓力及熔體成分的控制,因此這樣的安山質(zhì)熔體較難在下地殼壓力范圍內(nèi)演化成強烈虧損Sr、Eu且具弱堿性的高硅流紋巖。所以,我們認為這一套流紋巖的初始熔體為富堿、富Nb、Ta的幔源(非俯沖帶型)玄武質(zhì)巖漿。由圖8可知,嚴格的富集Nb、Ta的幔源玄武質(zhì)巖漿落入Nb*>1,Ta*>1的右上角區(qū)域(OIB、MORB);弧型流紋巖則集中在左下角區(qū)域;典型的堿流巖分布在Nb*≈1,Ta*≈>1附近,而東昆侖高Nb-Ta流紋巖則分布在弧型巖漿和典型堿流巖之間。因此,我們認為,典型的堿流巖和這一套流紋巖他們都是由富集Nb、Ta的堿性玄武巖結(jié)晶分異而來,并且在上侵過程中受到了不同程度的地殼混染。由野外露頭看來,這一套高Nb-Ta