岩浆混合作用

1.深部岩浆的混合作用

岩浆混合作用是复杂的地质过程，混合后岩浆的各种同位素组成，与参与混合作用的端元组分特性、端元的数量、各端元组分混合的相对比例、混合后的均一化程度等因素有关。

岩浆混合作用的情况十分复杂，尤其是多端元的混合。一般认为，原始岩浆的物质成分取决于是源于地幔，还是源于地壳，或者是两者的混合。源于地幔的岩浆以铁镁质基性物质成分为主，而洋壳物质则接近于上地幔的物质组成。源于大陆壳的岩浆以硅铝质的酸性物质占优势。壳幔混合岩浆则视其壳幔端元物质相对混合比例的多少，在物质成分和同位素组成上均有不同的体现。同时，原始岩浆形成的环境和具体部位，也会对岩浆的同位素组成带来很大的影响。地幔、地壳物质的同位素组成差异明显。地幔物质相对富轻同位素，在高温下轻质量数的同位素组分分馏很小，放射性成因的重质量数(主要指Sr、Pb)的同位素比值也相对较低。地幔又有亏损地幔和富集地幔之分，甚至富集地幔内还有不同的地球化学端元。

James(1981)认为，地壳物质可按下列方式影响地幔岩浆的成因和演化:消亡到洋底地幔中的地壳物质，经部分或全部熔融，形成某些海洋玄武岩;消亡的地壳与正常的地幔岩浆混合产生岛弧或大陆弧火山岩;来自地幔的岩浆，在上升过程中，同化地壳物质或与地壳物质发生同位素交换。

意大利地处欧洲板块和非洲板块的结合部，深部岩浆活动强烈，大量深源的火山岩出露于地表。在意大利南部Etna和Sicily的Iblean山的海岛玄武岩(OIB)的研究中，一般认为意大利岩浆源的地球化学特性通常是用北－南二元(地幔和地壳衍生端元两者之间)混合去解释。然而，地幔端元的特性并不一致。一种说法是:地幔物质是由亏损地幔(DMM)和高U/Pb比(HIMU)地幔端元混合而成的(Gasperini等，2002)。Bell等(2004)认为地幔端元是唯一和均匀的，且类似于FOZO(普通幔源组分)，或者是由海洋玄武岩定义的C(普通幔源组分)类端元。这些研究都无法解释不同单元的混合为什么在同位素组成之间都不呈线性相关变化。针对这一情况，Anita，Gadoux等(2007)应用主要组分分析(PCA)法，对包括Sicili火山岩在内的36个岩体的铅同位素组成进行了系统研究，论证了高U/Pb(HIMU)不可能是意大利火山岩的一个端元，而认为反映下地幔的普通组分C(～FOZO)则是意大利岩浆地幔来源的最好代表。主要组分分析(PCA)的研究表明，第一种主要组分是由两个单独的地球化学端元(C和地壳衍生组分)混合而成的，占整个数据变化的99.4%。相反，亏损地幔(DMM)端元(第二种主要组分)仅仅出现在Tyrrhenian海床中。以Etna和Iblean山(Sicily)火山岩为代表的似C端元，具有相对低的³He/⁴He值，认为是来自670km熔流层上涌的下地幔物质。意大利岩浆活动的特殊性可能归因于在中－南意大利和Sicily之下的板块拆离。

在²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb－²⁰⁴Pb/²⁰⁶Pb和²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb－²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb相关的图中(图5－4)，展示出大西洋中脊(MAR)玄武岩(DMM－亏损地幔端元)、代表高U/Pb地幔(HIMU)的海岛玄武岩、下地幔的普通组分C、洋沟沉积消减组分和意大利地壳等相关资料。为了确定地幔第一种主要组分和第二种主要组分的特性，设置了这两种PCA同位素类相关的特征向量(图5－4)，揭示出地幔第一种主要组分接近于99.4%，没有显示有HIMU组分的影响。第一向量线指向并通过Haman&Grahan(1996)定义的地幔C端元。这表明南意大利火山岩的海岛玄武岩端元的各种信息与C组分一致，而与HIMU端元无关。图5－4还表明该地地幔的第一种主要组分与两种地球化学端元的混合有关，即C端元和地壳衍生组分的混合。基于大量地球化学资料，Gasperini等(2002)认定，地壳衍生组分端元内，远洋沉积物质远比陆源沉积占优势。同位素类似于上大陆壳和大西洋远洋沉积的ITEM(意大利富集地幔)，可能代表被交代地幔(Bell等，2004)。大多数研究者都认同由上地壳物质通过消减作用进入到上地幔的混染作用的设想。

结合当地地质构造背景及沉积、下大陆壳消减作用的研究，确认了意大利半岛的火山岩是地幔源端元的最好代表，而Sicily较好地反映了C端元(图5－4)，在Aelian群岛，看来两种地球化学端元接近于均一的混合。

图5－4 表明岩石研究相关的DM和HIMU端元、地幔普通组分C以及壳储库的²⁰⁸Pb/²⁰⁶Pb－²⁰⁴Pb/²⁰⁶Pb和²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb－²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb图形(据Anita等，2007)

在图5－4中，第二特性向量线指向MAR玄武岩区，并落在Tyrrhenian海床玄武岩附近。幔源的第二种主要组分是由一个DMM亏损地幔类型的地球化学端元所控制，正如Bell等(2004，2005，2006)曾经强调过的那样。分析结果表明，意大利火山的物质来源，DMM端元的贡献极小，没有超过0.4%，而C和地壳衍生组分端元的混合占绝对优势。

十分明显，在Sicily(Etna和Iblean，图5－4)，火山岩物质接近于C端元的纯组分。应用有关Etna和Iblean火山岩的同位素资料，在Sicily，C端元组分的同位素组成有如下的特点:低的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值(约0.703);中等的¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd比值(0.51288～0.51306);²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=19.8～19.9，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=15.62～15.68，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb=39.2～39.6(Gasperini等，2002)和相对低的³He/⁴He(6.7～7.5Ra)(Spienza等，2005)，与下地幔源(MORB)(³He/⁴He=8±1Ra)(Farley等，1998;Hilton等，2005)相似，认为是一种低Rb/Sr比，中等的Sm/Nd和U/Pb、Th/Pb比，低³He/(U+Th)(时间积累)幔源物质。显然，C端元组分(Etnah和Iblean山)的He同位素比值(6.7～7.5Ra)在所有意大利火山岩(0.5～7.5Ra)中为最高值。

上述火山岩的同位素特性，类似于Hanan和Graham(1996)定义的地幔普通组分C的同位素(大西洋、太平洋和印度洋的MORB)指标:⁸⁷Sr/⁸⁶Sr=0.703～0.704，¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=0.51285～0.51295，²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=19.2～19.8，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=15.55～15.65，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb=38.8～39.6，而He同位素比值是变化的(高于或低于正常的MORB)。地幔普通组分C中的³He/⁴He比随组分C比例的增加而增大，在海洋玄武岩(MORB)、海岛玄武岩(OIB)和意大利火山岩中都可以观察到。然而，意大利火山岩与海洋玄武岩(MORB)和海岛玄武岩(OIB)的不同之处在于:后两者分别是C+DMM和C+EMI(富集地幔)为主体的两端元混合，前者则是C+地壳衍生组分端元的二元混合占优势。

图5－5 意大利火山岩³He/⁴He－²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb相互变化(据Anita等，2007)

图5－5表明:在意大利火山岩中，He/⁴He与²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb呈线性增长，来自南意大利富C组分的熔岩的³He/⁴He值落在MORB和SCLM(大陆消减岩石圈，Gauth-eron和Moreira，2002)比值之间的过渡带上。相反，在北意大利，火山岩的He和b的同位素组成类似于大陆壳。He－Pb同素变化趋势确认意大利火山岩整体上是源C组分和壳源衍生的幔源组分的两端混合。因此，C端元可能代表意大利火岩的地幔源。北意大利火山岩较强的地同位素信息可能取决于:①浅部作用，地壳的深熔、地幔流体与大陆壳的相互用;②组分不同板块的相互作用，大约5Ma以来，北Apennines之下大陆岩石圈Adriatic板块)的出现，而在Calabrian弧南Tyrrhenian地区之下，一个中生代海洋石圈(Ionian板块)正在被消减(Serri，1996;Serri等，1993;Gueguen等，1998)。

张招崇等(2006)对阿尔泰造山带南缘喀拉通克和锡泊渡两个杂岩体进行Sr－Nd－O同位素研究发现，两个杂岩体的同位素特征相似，喀拉通克的1号岩体和2号岩体的(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_t为0.7038～0.7050，平均为0.7041;ε_Nd(t)的变化范围相对较窄，为6.3～8.2，平均为7.4;δ¹⁸O变化较大，为5.4‰～10.6‰，除一个位于岩体上部的闪长岩外，其他样品变化不大，为5.4‰～6.8‰，平均为6.2‰。锡泊渡岩体的(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_t为0.7034～0.7090，除一个样品较高(0.7090)外，其余3个样品的(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_t值比喀拉通克岩体还要低，为0.7034～0.7036，其平均值为0.7034;ε_Nd(t)为7.5～9.1，平均为8.3，比喀拉通克岩体略高;δ¹⁸O值相对均匀，为6.0‰～6.7‰，平均为6.4‰。因此，总体上喀拉通克岩体和锡泊渡岩体的Sr、Nd和O同位素的特征相似，均具有相对低的Sr同位素比值和高的ε_Nd(t)值，但后者比前者具有相对低Sr同位素比值和略高的ε_Nd(t)值。表明其来源于亏损的软流圈地幔，但是其δ¹⁸O值大多大于6(5.4‰～10.2‰)，表明有地壳物质的加入。这种地壳物质的混入主要发生在源区。根据Nd同位素模式年龄以及区域构造演化特征，可能是早期洋壳(可能是早古生代)俯冲混入亏损地幔熔融的结果。然而，与锡泊渡杂岩体不同的是，喀拉通克杂岩体局部还经历了上部地壳的混染作用。

峨眉山大陆溢流玄武岩(ECFB)的西南部以丽江、大理和攀枝花三角区为中心的苦橄岩分布区，面积约5×10⁴km²，为峨眉地幔柱的轴部区。Sr、Nd、Pb同位素和痕量元素研究表明，大部分火山岩样品落在洋岛火山岩的范围内，可能存在类似FOZO、HMU和EMI－Ⅱ的3个端元。地幔端元的地球化学特征如下:FOZO端元以白林山苦橄玄武岩(YB－01)为代表，低⁸⁷Sr/⁸⁶Sr(0.7036)，高¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd(0.5127)，中等²⁰⁶Pb/²⁰⁷Pb(18.5693);Nb/U=36.67，Th/Nb=0.082，La/Nb=0.91，Zr/Nb=6.23。HMU端元以丽江苦橄岩(JL－29)为代表，高²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb(20.6412)，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb(15.7489)，低⁸⁷Sr/⁸⁶Sr(0.7048)。EMⅠ－Ⅱ端元包括两部分:①以二滩苦橄岩－玄武岩(R－1、3、5、8)为代表，高⁸⁷Sr/⁸⁶Sr(0.7073)，低¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd(0.5123)，低²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb(17.9968)和²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb(37.9450);Nb/U=27，Th/Nb=1.8，La/Nb=1.25，Sm/Yb=5.4～6.3，Zr/Y=11～13，Nb/Y=1.7～2.1;②以宾川苦橄岩－玄武岩(BH－8、10、11)为代表，同位素组成与EMⅠ相似，⁸⁷Sr/⁸⁶Sr=0.7052，¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=0.5124，²⁰⁸Pb/²⁰⁶Pb=1.02;LREE和Th丰度较高，HFSE(Nb、Ta、Zr、Hf、Ti)呈负异常;Nb/U低，仅为22.53，Th/Nb为0.24，La/Nb为1.62，Rb/Sr为0.025，Sm/Yb为3.4～5.2，Zr/Y为4.4～6.2，Nb/Y为1.5～1.8。后一部分可能受到岩石圈反应的影响。

意大利中部Roccamonfina火山岩，早期富钾系列(HKS)为含白榴石火山岩(0.34～1.54Ma)。晚期低钾系列(LKS)为碱性玄武岩、粗面安山岩和粗面岩(0.04～0.25Ma)。所有火山岩的同位素组成都明显不同于来自地幔的玄武岩。火山岩的δ¹⁸O值为10.94～5.63，⁸⁷Sr/⁸⁶Sr为0.70683～0.71003，¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd为0.51208～0.5125(ε_Nd=－10.4)，²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb为18.70～19.20。ε_Nd全为亏损，ε_Sr全为盈余。最富¹⁸O的样品，偏离原始玄武岩的ε_Nd和ε_Sr值最远。δ¹⁸O与⁸⁷Sr/⁸⁶Sr呈正相关;δ¹⁸O和⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值与¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd呈负相关，表明熔岩中含有大量地壳物质成分。²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb与⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值呈负相关。锶含量随⁸⁷Sr/⁸⁶Sr和δ¹⁸O值增大而升高。H.P.Taylor(1979)认为，Roccamonfina火山岩，是由原始玄武岩浆(δ¹⁸O=5.4～6.3，Sr含量=1200×10^－6，⁸⁷Sr/⁸⁶Sr=0.7020～0.7040，¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=0.5128～0.5131)在地壳中部或下部在结晶分异的同时，同化了δ¹⁸O接近19、Sr含量≌250×10^－6、⁸⁷Sr/⁸⁶Sr为0.710～0.725、¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd为0.5121～0.5119和²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb接近18.70的地壳物质而成的。

2.岩浆上升侵位过程中的同化－混染作用

岩浆上升侵位的过程中，常常和围岩发生程度不等的同化混染作用，这种同化混染作用实际上是包括岩浆、围岩和堆积岩在内的三元混合作用。使围岩同化并使其进入岩浆中，所需的热量由岩浆结晶过程中放出的潜热提供。围岩的热状态对于同化作用的影响十分明显。

岩石中主要元素含量的变化受相图及多组分低共熔点与共结态位置所控制。同化－混染作用对所形成岩石的主要元素组成仅产生微弱的影响，但同化－混染对微量元素、特别是对同位素组成产生的影响却十分明显。

(1)混合作用

5－6 Maladeta深成岩的δ¹⁸O值与SiO₂含量之关系(据Vicrac等，1980)

(1)混合作用

或是岩浆的直接混合，或是熔化之前或熔化期源物质的混合。其主要特点是:混合作用形成的体，往往会有异常的同位素年龄，构成假等时;δ¹⁸O和⁸⁷Sr/⁸⁶Sr、δ¹⁸O和ε_Nd、ε_Nd和ε_Sr呈相变化。

A.M.Vicrac等(1980)对Maladeta深成岩的研究发现，从花岗闪长岩至二云母花岗岩δ¹⁸O值由8.7‰～9.6‰经9.4‰～10.4‰变到10.3‰～11.8‰，全岩的δ¹⁸O值随岩石的SiO₂含量的增加升高。初始锶从0.7092经0.7117变为0.7117～0.7150与全岩的δ¹⁸O值呈正相关变化。因而认为，Maladeta深成岩是由低同位素组成的地幔物质和高同位素组成的地壳物质混合形成的。Haack(1982)等研究了Karibib地区花岗岩和周围的沉积变质岩的氧同位素和锶同位素初始值发现，锶同位素初始值在0.708～0.720之间，δ¹⁸O为6‰～16‰，⁸⁷Sr/⁸⁶Sr与⁸⁷Rb/⁸⁶Sr构成一条假等时线，氧同位素与初始值锶呈反相关变化。花岗岩可能是由富含黑云母的岩石与长英质的沉积变质岩混合后，再经熔融形成的。因为岩浆结晶分异，不会改变锶同位素组成，这种影响可以排除。

(2)同化作用

同化作用至少是三元系统的，它的主要特点是同位素组成不仅受原始岩浆、同化物质的初始同位素值的影响，而且还受堆积岩的数量支配。这里有两种有代表性的情况:

用上地壳的平均⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值(0.722)、¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd比值(0.5117)和沉积变质岩的典型δ¹⁸O值13，代表被同化物质的同位素组成。M代表地幔来源的熔融体，C为被同化的地壳物质。Sr_M/Sr_C和Nd_M/Nd_C分别为岩浆与同化物质的锶、钕含量比。固态与液态的分配系数为K_Sr=1.8和K_Nd=0.08(Arth，1976)。因为锶和钕的分布特点不同，一般是Sr_M∶Sr_C>1，或相反，Nd_M∶Nd_C<1;K_Sr>1，而K_Nd<1。以堆积岩(CC)和同化物质(AR)的质量比分别为CC∶AR=1∶1和CC∶AR=5∶1为代表，前者接近熔化的下地壳(岩石)污染，后者为冷的上地壳(岩石)，由于上地壳(岩石)需要更多的热量去把岩石的温度提高到熔点并熔化，就要有更多的岩浆结晶，才能释放足够的潜热。锶图和钕图(图5－7)之间的纵坐标刻度表示残余岩浆的质量百分数。两个图形有以下的规律:

5－7 地壳混染时，δ¹⁸O－⁸⁷Sr/⁸⁶Sr和δ¹⁸O－¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd之关系(据James，1981)

图5－8 地壳物质混染时¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd与⁸⁷Sr/⁸⁶S关系(据James，1981)

1)下地壳混染(CC∶AR=1∶1)，δ¹⁸O与⁸⁷Sr/⁸⁶Sr，¹⁸O与¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd的同位素分布类似简单二端元组分混，意味着混染过程中岩浆的总量不变，同位素组成在两端元之间均匀变化。

2)上地壳混染(CC∶AR=5∶1)，锶、钕同位素分曲线明显偏离同化物质的端元，⁸⁷Sr/⁸⁶Sr的分布曲线平，朝更高的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值方向偏移，表明残留熔融体中的含量在减少，Sr_M∶Sr_C比值在逐步降低。钕同位素的化刚好相反。当¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd在岩浆和被同化的污染物之间达到某个极限值后，就不再增加了，但δ¹⁸O随进步同化而继续增大。

3)在Nd－Sr坐标中(图5－8)，接近母岩浆端元⁷Sr/⁸⁶Sr略有增长，¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd迅速降低，随着同化程度增加，曲线变平缓，¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd略有增加，而⁸⁷Sr/⁸⁶Srδ¹⁸O值迅速升高。当CC∶AR=5∶1，分异结晶晚期时，堆积岩的¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd比被同化物质高得多，⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值接近于同化物质。CC∶AR=1∶1时，δ¹⁸O的增长和¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd的下降速度都较快，⁸⁷Sr/⁸⁶Sr的增长却较慢。

5－9 各类现代火山岩、基性及超基性岩的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr与含量之间的关系(据Fuare等，1972)

(3)混染作用中的Sr含量与同位素组成之间的关系

混染作用与混合作用仅仅是一种混程度上的差异，所谓混染就是指混入主体岩浆中的那种物质数量上很少。要注意的是混染作用对岩浆岩同位素组成的影响与其Sr含量关系十分紧密。混染作用对Sr含量高的岩浆或岩浆岩或矿物，其Sr同位素组成变化很小，影响不甚明显。相反，Sr含量低的，只要有一点点污染，就可以引起Sr同位素组成很大的变化。图5－9中可以看出，纯橄榄岩和橄榄岩Sr含量很低，Sr同位素组成变化很大。高同位素组成的岩石，表明成岩岩浆受到混染作用的影响，其道理是十分清楚的。千万不要把纯橄榄岩和橄榄岩误判为地壳物质来源。

在通常情况下，超基性岩和基性岩的δ³⁴S变化小，接近于陨石硫的δ³⁴S值，但迄今已发生一些具有异常高的δ³⁴S值的超基性岩和基性岩。Sasaki(1969)认为，这一异常的δ³⁴S值正是由地壳硫的混染引起的。