低<sup><⼀sup>O侵入岩体成因讨论

综合上述，大兴安岭地区存在低¹⁸O侵入体是可以确定的，其中多数为花岗岩类岩体，少数为超基性和基性岩体。这些岩体中有些分析样品较多，并有其他方面的地球化学研究基础，如浩布高、白音诺、新林镇、巴尔哲和碾子山等岩体，有的岩体虽然分析样品少，但岩体特殊，如阿勒坦蛇纹石化纯橄岩。

δ¹⁸O值低于+6‰的花岗岩在自然界是比较少见的，它不可能通过“正常”的玄武研浆经结晶分异的方式产生。具有低δ¹⁸O值特征的花岗岩可能是由下列因素造成的：①花岗岩在岩浆期后高温亚固状态下与雨水之间发生氧同位素交换，由此不仅造成花岗岩岩体全岩样品的δ¹⁸O值下降和不均一，且岩石中共生矿物间的氧同位素平衡也被破坏（Forester等，1977）；②岩浆去气或脱水作用（Nabelek et al.，1982；Taylor et al.，1983），碾子山岩体（李培忠等，1994；魏春生等，2001 a）、白音诺岩体（牟保磊等，1997）和巴尔哲岩体（张敏等，1988）都存在上述事实；③正常δ¹⁸O岩浆与贫δ¹⁸O围岩间氧同位素交换；④存在低δ¹⁸O岩浆（Gilliam et al.，1997）。

下文讨论低δ¹⁸O岩体的原因。

1.阿勒坦蛇纹石化纯橄岩（8号，G5）

纯橄岩与早中生代辉长岩伴生并以脉状产出，目前围岩已变质为斜长角闪片岩、绿片岩（张履桥等，1998）。G5的化学成分为SiO₂38.4%，MgO45.57%，FeO7.5%，CaO1.23%，Al₂O₃0.51%，TiO₂0.01%，H₂O⁺9.23%，其他挥发组分为0.98%。这是一套富镁的岩石，Mg′值较高，为91，Al、Ca值较低。富含Cr、Ni和Co等相容元素，分别为3230μg/g，1930μg/g和124μg/g；但贫不相容元素，V为35μg/g，Sc为7.8μg/g，Ti为60μg/g，从微量元素看G5与蛇绿岩的变质橄榄岩相似。镜下观察岩石强烈蛇纹石化，其次是透闪石化和碳酸盐化，这与分析数据显示样品含水和其他挥发组分高达10.21%相符。如果G5原岩δ¹⁸O值为+5.5，并假定G5是在风化环境相似的温度条件下同大气来源的地下水处于氧同位素平衡条件下形成的，则经过风化作用的G5岩石的δ¹⁸O值要比+5.5‰还要高（Wenner et al.，1974）。洋壳上部低温热液蚀变导致岩石¹⁸O富集（Muehlenbachs et al.，1972a；1972b）。所以G5亏损¹⁸O与地表风化和低温热液蚀变无关。

事实上G5测定的δ¹⁸O值（-9.55‰），明显低于Wenner et al.（1973，1974）所报道的由海水热液蚀变形成的大洋型蛇纹岩的δ¹⁸O值（+0.8‰～+6.7‰）和大陆型蛇纹岩的δ¹⁸O值（+1.8‰～+9.2‰），也比我国一些超镁铁岩中蛇纹岩的δ¹⁸O值低，如青海茫崖的蛇纹岩（8个样，+5.9‰～+7.5‰）（陈正国等，1992），贺根山（+7.5‰）、鲸鱼（+7.2‰）、唐巴勒（+1.0‰～+5.9‰）、东巧（+5.1‰）、罗布沙（+7.1‰）、五石沟（+4.9‰）、太平溪（+4.8‰）（杨风英等，1992），及四川石棉（4个样，-3.5‰～-2.0‰）（沈渭洲等，2002）。上述所列我国多个地区，除去石棉的蛇纹岩被认为是大气降水参予的热液蚀变产物外，其余地区蛇纹岩均被认为是大气降水型地下水参予蚀变的产物。根据G5岩石主要由蛇纹石组成的事实，参考青海（陈正国等，1992）、内蒙古、西藏、祁连山、新疆、秦岭等地区（杨风英等，1992）对蛇纹岩形成温度的测定数据（250～350℃），并且利用蛇纹石-水氧同位素分馏方程10³lnα_{蛇纹石-水}=3.99×10⁶/T²-8.12×10³/T+2.35（郑永飞等，2000）进行计算。若取300℃作为G5岩石蛇纹石化蚀变的温度，则获得的与G5的氧同位素相平衡流体的δ¹⁸O值为-9.88%（δW_f）。现今测得G5的δ¹⁸O值为-9.55‰（δW_f），它取决于G5原岩（纯橄岩）的δ¹⁸O值（δS_i），参与蛇纹石化作用的水的初始δ¹⁸O值（δW_i）和水/岩（W/R）比。Wenner和Taylor Jr（1973）曾用W/R=（δS_i-δS_f）/（δW_f-δW_i）关系式讨论封闭体系在蚀变过程中原岩、蚀变岩、参与蚀变作用的初始水以及与蚀变岩氧同位素相平衡的流体的氧同位素组成各个参数之间的关系。现假定原岩的δ¹⁸O=+5.5，即δS_i=+5.5‰，W/R分别为0.285和1，则计算得到δW_i为-62.89及-26.03

δS_i表示原岩的氧同位素值；δS_f表示蚀变后的氧同位素值；δW_i表示岩白蚀变后流体中氧同位素值；δW_f表 示与原岩反应时流体的初始比值．

G5的蛇纹石化可能是在侵位后温度较高时形成的，并且氧同位素被保存了下来。因为纯橄岩蛇纹石化过程中，体积会增大，并且蛇纹石有一定的可塑性，因此蛇纹石化的岩石没有或很少裂隙，岩石氧同位素组成形成后在地表温度条件下不易再改变，即使高温状态下虽会产生一定程度的氧同位素交换，但也影响不大（Wenner et al.，1974）。

2.浩布高岩体（10号）

全岩δ¹⁸O为-8.3‰至+5.6‰，显示了异常低的δ¹⁸O值。与浩布高岩体有成因联系的矽卡岩中的矿物的δ¹⁸O也异常低（表6-2）。由表6-2可见石榴子石的δ¹⁸O为-14.7‰至+3.2‰。No.3石榴子石与黑柱石的δ¹⁸O的氧同位素也大体保持了平衡氧同位素分馏。在变质岩、矽卡岩中，特别是石榴石矽卡岩阶段的氧同位素反映了岩浆的同位素特点（魏菊英等，1988）。与δ¹⁸O值正常的岩浆岩有关的矽卡岩受改造后会获得¹⁸O的富集（Auwera et al.，1991；Taylor Jr et al.，1978），我们认为浩布高岩体可能是低¹⁸O岩浆形成的。张德全等（1993b）测定此矽卡岩中石榴子石和辉石 δ¹⁸O值为-12.5‰至-9.5‰，也支持上述结论。

表6-2 浩布高矽卡岩中矿物的氧同位素组成

注：由国家地震局地质研究所上官志冠分析。

3.白音诺岩体（9号）

全岩的δ¹⁸O均为负值，岩石中的石英δ¹⁸O值为+4.4‰，矽卡岩中石榴子石δ¹⁸O为-9.5‰至+3.70‰（牟保磊等，1997）。牟保磊等结合地质情况分析了氧同位素的测试结果，认为该岩体可能是低¹⁸O岩浆形成的。在岩石形成后，又曾与¹⁸O更低的流体发生¹⁸O/¹⁶O交换，导致了岩石中石英与长石间的氧同位素的不平衡。

据牟保磊等（1990）研究，浩布高岩体6个钾长石²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb在18.215～18.563间，变化率为±0.94%；²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb为15.942～15.606，变化率±0.37%；²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb为37.962～38.501，变化率为±0.70%，计算的V值为0.067～0.068，μ为9.25～9.45，这些数值与按正常铅²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb比值计算的相应值（V=0.063～0.067；μ=8.686～9.238或8.99±0.077）很接近。K值（即Th/V比值），钾长石为3.67～3.81，与陨石中K值（3.8±0.1）相近。浩布高岩体的矽卡岩矿床18个硫化物，δ³⁴S_CDT为-3.9～+3.5，平均为-0.4‰，具塔式效应，峰值-2‰～0‰。白音诺岩体中斜长石和钾长石中铅同位素²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb为18.242～18.320，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb为15.531～15.521，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb为38.061～38.098；V为0.068，μ为9.34～9.3，K为3.77～3.74；47个硫化物硫同位素δ³⁴S_CDT为-6.6‰～1.1‰，也具塔式效应，峰值为-3‰～-5‰，平均为-5‰。以铅和硫同位素而言，这两个岩体及有关矿床的物质来源较深，并且只受到地壳物质的轻度污染。浩布高及白音诺岩体可能来源较深，还有其他证据，如较低的ΣREE、平坦的稀土型式分布形态、无铕异常等（赵一鸣等，1997）。

4.巴尔哲岩体（11号）

巴尔哲岩体为碱性花岗岩。编号为G的样品是本次工作分析结果，石英δ¹⁸O值为+4.6‰，磁铁矿δ¹⁸O为-1.4‰，其余样品为张敏等（1988）论文中未蚀变的岩石样品。蚀变样品全岩和石英的δ¹⁸O值比列出的数值还要低。例如强钠长石化硅化钠闪石花岗岩的全岩δ¹⁸O值可低到-3.60‰，钾长石δ¹⁸O为-10.42‰，石英δ¹⁸O为+4.16‰。袁忠信等（2003）报道全岩（12个样品）δ¹⁸O为-5.61‰至+2.87‰，石英δ¹⁸O为+4.16‰至+6.00‰，碱性长石δ¹⁸O为-4.8‰至-10.6‰，未蚀变细粒钠闪石碱性花岗岩3个钠闪石δ¹⁸O分别为+1.8‰，+3.0‰和+2.6‰，而强钠长石化硅化碱性花岗岩中的两个锆石δ¹⁸O分别为-10.9‰和-10.6‰。从该岩体石英δ¹⁸O值较低且相对变化范围不大及锆石异常低的δ¹⁸O值推断，它可能是由低δ¹⁸O岩浆形成的。此岩体全岩、碱性长石样品的δ¹⁸O值变化范围相对较大，且石英与长石、锆石、闪石、磁铁矿和全岩样品间具不平衡的同位素分馏，表明岩体形成后曾与具有δ¹⁸O值更低的流体有相互作用。那么这种δ¹⁸O值更低的流体来自何方？王一先等（1997）对该岩体及稀有金属的矿床的研究表明：ε_Nd（t）=1.88～2.47，锶初始比值＜0.705，Rb/Sr比值高，K/Rb和Zr/Hf比值很低，F含量高，Sr、Ba很低，所以认为该岩体是富集地幔深源岩石低程度部分熔融的岩浆在水和挥发组分作用下强烈分异，并在岩浆晚期产生强烈的自交代作用。可以说岩体δ¹⁸O的第二次降低是自交代作用造成的。

5.碾子山岩体（12号）

前人对碾子山碱性花岗岩的氧和氢同位素曾进行过深入的研究（李培忠等，1990，1992，1993，1994；魏春生等，2001a）。由表6-1可见全岩δ¹⁸O值为-1.2‰～+4.3‰，石英δ¹⁸O为+4.4‰～+6.5‰，锆石δ¹⁸O值为+3.12‰～+4.19‰（平均3.85‰±0.33‰）。岩石δD为-80‰～-145‰（李培忠等，1992）。对这个岩体¹⁸O和重氢亏损原因的认识也经历了大气降水-岩石相互反应（李培忠等，1990）、岩浆去气（李培忠等，1992）的过程，后来李培忠等（1994）通过对石英晶体的表面、中间带和晶核的研究，认为大气降水只影响石英表面的δ¹⁸O值，并结合Sr、Nd和Pb的同位素研究，认为碾子山岩体是由低δ¹⁸O岩浆形成的。魏春生等（2000a，2000b）则根据碾子山全岩、石英、碱性长石、磁铁矿δ¹⁸O值低于世界各地源于正常地幔A型花岗岩的δ¹⁸O范围，结合Nd、Sr、O同位素综合判断碾子山也是低δ¹⁸O岩浆形成的岩体。

6.新林镇岩体（13号）

新林镇岩体从边部到内部，从早期（T₃）到晚期（K₁），全岩的δ¹⁸O有降低的趋势（+6.5‰→+5.4‰→-3.2‰）。从整个岩体看δ¹⁸O较低，可能也是低¹⁸O岩浆的产物。

7.骆驼场岩体（1号）

骆驼场岩体寄主岩石为闪长岩，面积约10km²。其中捕获了辉长岩、辉石岩和橄辉岩捕虏体，捕虏体大者面积有1km²，小者几立方米。寄主岩石和捕虏体岩石均形成于T₃（前者205Ma，后者224Ma）。该岩体全岩和金云母的δ¹⁸O值均较低。其中W11二长闪长岩和W05辉长岩全岩δ¹⁸O分别是-3.0‰±0.1‰和-2.4‰±0.7‰，可能是在寄主岩石形成时的热变质作用和岩浆混染作用造成的。在野外见到在辉长岩和二长岩接触带岩石有混染现象。金云母δ¹⁸O为+0.6‰，在这个岩体中是正常的，因为从其他分析结果看，整个岩体的δ¹⁸O值都偏低。此外从全岩δ¹⁸O值看，二长闪长岩＞辉长岩（W05）＞辉石岩，表明岩体形成后未遭遇大的地质事件，氧同位素未受到大的扰动。判断形成此岩体的岩浆的δ¹⁸O值要比同类岩浆低。

综合上述亏损¹⁸O的岩体，特别是9～2号岩体的研究结果，认为大兴安岭地区存在由低¹⁸O岩浆形成的花岗岩类岩石是可以确定的。其他低δ¹⁸O值的岩体因测定的样品少，无法进行深入的分析讨论。但有了上述岩石的确实证据，则那些测定样品少的岩体的δ¹⁸O测定结果，也不应是偶然的。

前述表明，现今我们见到的低δ¹⁸O类侵入体，其岩石的氧同位素组成是各种因素造成的，即岩浆的初始δ¹⁸O值和岩浆结晶后在岩浆晚期及岩浆期后受到的蚀变和其他地质作用。要判断原始岩浆的氧同位素组成，需要分析能在岩石蚀变后仍能保持δ¹⁸O值不变的矿物。例如某些副矿物，像锆石，它非常稳定（Speer，1982），即使遭受过麻粒岩相变质作用，其氧同位素组成也可基本保持（King et al.，1997；1998；Valley et al.，1994）；其次是花岗岩中的石英，它在热液中¹⁸O/¹⁶O交换速度较慢，能较好地保持原始岩浆的氧同位素组成，因此石英的δ¹⁸O值能近似地反映原始岩浆的δ¹⁸O值（Taylor Jr，1977；Javoy et al.，1987）。虽然对此有不同意见，如King et al.（1997）认为即使颗粒粗大的石英斑晶，在热液蚀变过程中也不能完全保持岩浆的δ¹⁸O初始值不变。但实践证明石英可以保持初始的δ¹⁸O不变，至少在一定的地质条件下可以保持原始岩浆的δ¹⁸O基本不变。例如对碾子山岩体，李培忠等（1994）根据石英的δ¹⁸O值及其他地质地球化学条件的研究判断该岩体为低δ¹⁸O岩浆形成的A型花岗岩体。后来魏春生等对碾子山岩体氧同位素作了更深入的研究，发现锆石的δ¹⁸O变化范围很窄（+3.12‰～4.19‰），并且很低，从而也得出碾子山岩体是由低¹⁸O岩浆形成的结论。更有意义的是，碾子山岩体部分样品中锆石和石英间氧同位素仍保持平衡分馏关系，这为碾子山岩体起源于低δ¹⁸O岩浆提供了可靠的地球化学内检证据（魏春生等，2001a），同时也证明了石英在研究花岗岩体的氧同位素组成时的价值。虽然李培忠等（1990，1992，1993，1994）和魏春生等（2001a，2001b）都认为碾子山岩体岩浆期后发生过明显的热液蚀变，但石英仍基本保持了原始岩浆的δ¹⁸O值。热液蚀变对岩体的氧仅起到了扰动作用（李培忠等，1994；魏春生等，2001a），原始低δ¹⁸O岩浆是决定碾子山一类岩体岩石低δ¹⁸O的主要因素。