英雲閃長巖

英雲閃長巖在礦物組成上大體與石英閃長巖相仿，是介於閃長巖和花崗閃長巖之間的中間岩石，以石英含量大於20%區別於石英閃長巖。英雲閃長巖主要呈單個小巖體或是輝長岩、蘇長巖等有關岩石的邊緣相產出，較少是單獨的大巖體。

幼年期太古宙大洋板塊的熱演化模式預示,在白雲母、角閃石和金雲母完全分解之前,俯衝地殼在50~80km深度發生了廣泛熔融。蛇紋石和滑石的脱水作用以及白雲母和角閃石可能的部分脱水作用把水釋放了出來,這種水降低了俯衝的角閃石化的拉斑玄武岩殼的熔融温度。通過對熔融潛熱的探測得知,由於上覆岩石圈保持在橄欖岩熔融温度範圍之外,故地殼阻止了在上覆岩石圈內發生熔融作用。與在現代俯衝帶內產生的鈣一鹼性島弧岩石相反,粘性更大的英雲閃長岩漿以底闢方式侵入上覆岩石圈,成為晚期擴張深成岩體。這種情況與在太古宙地體中作為奧長閃長巖、英雲閃長巖和花崗閃長巖的深成岩體保存下來的長英質岩漿具低Yb丰度和高La/Yb比值非常一致。在上覆岩石圈中沒有有意義的熔融作用發生,這與大多數富集的太古宙玄武岩具低rS丰度是一致的(圖2)。 ^[2] 

上述情況也可以解釋太古宙地體的其它特徵。少量的殘留白雲母、角閃石和金雲母可能殘存在貫穿到定義的廣泛的交代作用帶中。在較深處,這三種礦物發生了分解,為上覆岩石圈的高温橄欖岩的水化提供了水。這樣,熔融作用成了太古宙橄欖岩質科馬提巖和有關拉斑玄武岩的一個可能來源。 ^[2] 

在整個太古宙和隨後的元古宙時期,軟流圈的温度降低,結果導致了地慢中對流循環的能力和地殼的再循環能力降低。這使得俯衝大洋板塊的平均年齡增大,因此,正如根據晚太古宙花崗岩一綠巖地體作出的推論那樣,俯衝作用的方式逐漸發生了變化,從早太古宙的底侵變為晚太古宙和元古宙的現代型式的經典式俯衝作用。 ^[2] 

現有資料表明,早期大陸形成於上地幔的下陷作用,並在27—30億年間迅速增長。Nd同位素研究結果證明,代表早期大陸增長的英雲閃長巖主要起源於古老虧損地幔。然而微量元素及氧同位素資料卻表明這種英雲閃長巖應起源於富集型源層。若在地球早期的去氣作用期間(≥44億年)地幔分異成虧損地幔庫(DMR)和富集地幔庫(EMR),那麼上述矛盾便可得到解釋。EMR塊體可循環進入地幔,EMR—DMR混合物可做為形成太古宙玄武岩的源層,這種玄武岩在沉降過程中由於深海蝕變、交代作用,或通過其它地幔作用過程。使不相容元素富集,然後遭受濕條件下的部分熔融產生英雲閃長巖巖漿。在英雲閃長巖產生前不到150Ma時間裏富集作用便已發生。高原玄武岩堆積在封閉窪地裏並隨着冷卻作用的進行地熱進入榴輝巖穩定區玄武岩高原上形成離密度的榴輝巖根,並在27—30億年前把玄武岩拉回地幔,導致英雲長巖快速形成,從而也導致大陸迅速增長。

.1、鉀長石含量石英閃長巖一般>10%，而英雲閃長巖<10%。

2、石英含量英雲閃長巖（大於20%）一般大於石英閃長巖（小於20%）。

3、英雲閃長巖雖以較富石英和雲母的特點區別於石英閃長巖，但它們之間不易測定確切的礦物定量界限。英雲閃長巖主要呈單個小巖體或呈、蘇長巖等有關岩石的邊緣相產出，較少是單獨的大巖體。

英雲閃長巖呈灰色，中細粒變餘花崗結構，片麻狀構造。礦物成分主要為斜長石、石英、黑雲母。斜長石60%，半自形一他形，聚片雙晶，An在25一35之間，為更長石、中長石，有序度為1。鉀長石0一10%，為微斜長石、條紋長石，具格子雙晶。石英25%左右，受應力作用具波狀消光及定向拉長。黑雲母15%，黑一綠色，呈片狀集合體，少數巖體中的黑雲母呈分散片狀分佈。角閃石佔暗色礦物的30%（約9%），呈他形、半自形、粒狀、短柱狀。巖體的不同部位，岩石特徵略有差別 ^[3]  。

表1列出區內英雲閃長巖巖體主要元素氧化物含量。據Borker(1979)的觀點,當SiO₂為70%時,按1A2o:的含量,

可把英雲閃長巖分兩類:高鋁型(Al₂O₃≥15%)和低鋁型(Al₂O₃<15%),本區為高鋁型,也是太古宙英雲閃長巖特徵之一。同對照岩石比較,K₂O相對CaO、Na₂O的含量略高於對照巖性。在Coloman&pelerman的Q一A一P圖解上投影,多數偏左,接近英雲閃長巖與花崗閃長巖區的交合部位。反映鉀長石含量略高,可能受後期鉀質交代影響。為了從化學成分上確定岩石類型,我們採用了F.aBrker修改後的O’Connor圖解(圖2)。經標準礦物計算投影,4件樣品中有3件位於英雲閃長巖區。僅1件位於奧長花崗岩、花崗閃長巖、花崗岩的交合部位,反映其ca質成分含量低,K、Na相對略高。 ^[3] 

眾所周知,稀土元素的分配型式已被廣泛用於岩石對比。區內英雲閃長巖中取2件稀土樣品,其元素數據見表2。Ce_N/Yb_N>1,為輕稀土富集型,δEu略小於1,銪弱負異常,少量虧損。從稀土元素分配模式中可以看出(圖3),曲線全部位於.J·G·Arth的英雲閃長巖區內,與英吉利河帶片麻岩的平均值(chou等,1977;Break等,1978)比較,其模式基本一致。據Toylo`等(1965)的觀點認為,這種向右傾斜,輕稀土部分較陡,重稀土部分較平緩的分配型式,為太古代岩漿侵入形成的上地殼組成部分。 ^[3] 

區內英雲閃長巖中共取9件同位素U - Pb年齡樣，全部由中國地質科學院地質研究所測定，其數據見表3,錯石U - Pb一致曲線見圖4，它們的上交點分別代表成巖年齡，同區域地質情況較一致，具重要意義。下交點應代表後期地質事件發生的年齡，但無規律性，其意義較小。最高年齡值自上曲家巖體中部，錯石U一Pb一致曲線上交點年齡為28. 58億年，為該巖體形成年齡，同區內出露膠東羣最老的成巖年齡基本一致，可能同為地殼初期的組成部分。 ^[3] 

南帶英雲閃長巖的西端慕家莊巖體錯石U一bP一致曲線上交點年齡為26.64億年,中部的上范家溝巖體為26.15億年,東端蘆家巖體混合錯石U一bP年齡為26.10億年。三件樣品位置呈北西向分佈,年齡值基本相同,與膠東羣第一期變質作用時間(25一26億年)接近,均代表巖體的形成年齡。 ^[3] 

通過對英雲閃長巖體的同位素年齡的研究可知,成巖年齡與巖體特徵具對應性。同位素年齡值越大,巖體的變形越強烈,表現為褶皺構造複雜,巖體壓扁程度高,長英質條帶發育,巖性變化複雜,斜長角閃巖和超基性岩包體較多。如上曲家巖體即是如此,同位素年齡為28.58億年。上范家溝巖體上述特徵弱,同位素年齡值為26億年。根據同位素年齡結果,該區英雲閃長巖可能有二次侵入活動,分別在28億年和26億年。 ^[3]