Question

东昆仑造山带的岩浆混合作用

Answer 1

东昆仑造山带花岗岩中暗色微粒包体(图5-93～图5-95)非常发育，为研究岩浆混合作用提供了极好的天然实验室。本节以东昆仑东段香日德东南约格鲁杂岩体为研究对象，对东昆仑造山带岩浆混合作用进行立点研究。

1.东昆仑地区岩浆混合作用的野外证据

东昆仑东段香日德东南约格鲁杂岩体主要由花岗闪长岩和角闪辉长岩组成。在花岗闪长岩中包含有大量暗色微粒包体。在野外可见这些包体颜色通常较深，色率变化在50～90之间，色率最高可达95以上。包体大小从几厘米至几米不等，最大的包体直径在4m以上。包体形态多样，常见大小不等的不规则椭球形，也见透镜状，火焰状，纺锤状、铁饼状、撕裂状、扁豆状、脉状、角砾状等，多数包体具有塑性变形特征。单个包体与寄主岩界限清楚截然，也有少数包体或包体的聚集带/团块与寄主岩为渐变过渡关系。这些暗色包体具全晶质微粒结构-细粒结构，也见包体中心部分为全晶质细粒-中细粒结构，边缘具微粒-细粒结构或冷凝边结构。有的包体中可见大的长石晶体(类似斑晶，但数量不多)切割包体穿插到寄主花岗闪长岩中。

图5-93 花岗岩中的球状暗色微粒包体

图5-94 长条状包体，可见冷凝边

图5-95 不规则状包体

肉眼观察，微粒包体多为黑色或深灰黑色，少数包体具灰黑色或灰色，矿物成分为角闪石、黑云母、斜长石/钾长石，偶见及少量石英。当岩石色率在90%以上时，矿物组成基本上全部由角闪石+黑云母组成，或几乎全部由角闪石组成。包体岩石具全晶质细粒-中细粒结构，偶见似斑状结构，斑晶矿物无一例外的都是长石类矿物，偶见石英斑晶。块状构造。

在空间上，暗色微粒包体的分布特征变化很大，归纳起来主要有3种分布特征:

1)暗色微粒包体呈不规则斑块(点)状分散在花岗闪长岩中，这种包体多以不规则椭球状、火焰状，纺锤状、铁饼状、扁豆状、脉状，棱角状等为主，大小从几厘米到2m不等(图5-94、图5-95)。中粗粒花岗闪长岩中，暗色微粒包体风化脱落形成形态各异的凹坑，构成东昆仑花岗岩独特的自然景观(图5-96)。

2)大量暗色微粒包体聚集成群成带出现，包体聚集带宽几十厘米至几米不等，包体大小变化相对比较小，但非常密集，每平方米包体数量达到几百个。包体之间似香肠状断续排列，延长几十米至几百米。单个包体的长轴方向近于一致，宏观上显示了非常密集的定向-半定向分布特征。野外测定了多条包体聚集带的产状，发现几乎所有包体密集带的走向均与花岗闪长岩和角闪辉长岩接触带的走向(SE100°左右)基本一致(图5-97)。

3)暗色微粒包体聚集成不规则团块状，团块大小从几十厘米至几米不等，形态很不规则，与寄主岩石之间的界线多为凹凸不平，包体大小变化比较小。在有些团块中包体不具定向或半定向排列，但也有一些团块中包体的长轴方向近于一致，也显示定向排列特征。但与成群成带聚集的包体不同，团块中包体的定向与花岗闪长岩和角闪辉长岩接触带的走向是斜交或直交，并非一致(图5-98)。

图5-96 差异风化使包体脱落后，在岩石表面形成无数凹坑

图5-97 包体聚集成带分布

图5-98 花岗闪长岩呈“脉状”切穿暗色微粒包体

包体密集带的分布在空间上也有明显的变化，总体规律是由花岗闪长岩杂岩体的南段向北部角闪辉长岩一端发展，暗色微粒包体的数量和密集程度逐渐增加，在杂岩体北部边缘，花岗闪长岩与角闪辉长岩的接触带附近，暗色包体的数量急剧增多，二者的界限也由截然接触关系逐渐演变为渐变接触关系，最后两种岩石几乎完全融为一体。

由野外观察可见，暗色微粒包体代表了岩浆混合作用中的基性端元或为基性端元与酸性端元不完全混合的残余，是在没有完全固结的状态下，由应力作用的参与而形成的。根据包体数量和空间分布特征的变化，以及包体的矿物组成可以推测，该杂岩体中的角闪辉长岩就是岩浆混合作用中的基性端元，而杂岩体的主体岩石———花岗闪长岩是由岩浆混合作用形成的花岗岩类岩石。包体形态和空间分布的多样型与复杂性暗示混合作用的过程和影响因素是非常复杂的。

2.岩浆混合作用的微观证据:暗色微粒包体的显微结构和矿物学特征

根据包体中矿物成分及含量，约格鲁花岗闪长岩杂岩体中的暗色微粒包体可以分为三种类型:暗色微粒包体(MME)、角闪石堆晶包体和富云包体。

暗色微粒包体以闪长质岩石居多，呈深灰黑色—灰色，全晶质细粒-中细粒结构，也见似斑状结构，块状构造。主要由角闪石、黑云母、斜长石、钾长石和少量石英组成。快速冷却形成的长针柱状磷灰石比较普遍。在不同包体中，这几种矿物的含量变化很大。矿物之间相互包裹的现象很多。在似斑状结构的包体中，斑晶(捕虏晶)主要是石英，有时可见斜长石或钾长石的斑晶。斑晶大小从1～2mm到4～5mm，基质仍具全晶质细粒-中细粒结构。这一特点被解释为在岩浆混合作用过程中，矿物的结晶作用受两种岩浆混合温度的控制。早期两种岩浆很快混合达到热平衡，镁铁质矿物较快速结晶形成细粒-微粒结构。到晚阶段，混合岩浆的温度较低，长英质矿物以相对慢的速度晶出，因此形成较大的晶体，并经常可见钾长石包裹角闪石或黑云母的现象。

在似斑状结构的包体中还经常可见石英或钾长石的“暗色镶边结构”，及石英或钾长石的斑晶周围被细粒-微粒的黑云母或角闪石包裹的现象(图5-99，图5-100)。石英呈它形，以圆粒状为主，也有棱角状的，一般3～5mm，最大的接近10mm。此外，暗色微粒包体中还可见针状磷灰石晶体(图5-101)斜长石的自形振荡环带及其外缘的它形增生边(overgrowth)构造(图5-102)，以及MME包体内的岩浆流动构造。所有这些都显示了包体具岩浆混合成因。

图5-99 由石英捕虏晶构成的“似斑状结构”具有黑云母或角闪石构成的暗色镶边

图5-100 包体具典型的粒状镶嵌结构正交偏光

角闪石堆晶包体是指角闪石含量比较集中，具有似堆晶结构的那些暗色微粒包体。其中角闪石的含量可达35%～45%，其次为黑云母(5%～10%)，斜长石(15%～20%)，及少量石英和钾长石。柱状的角闪石近于定向排列，其间分布了黑云母、斜长石和石英等矿物。

富云包体与其他暗色微粒包体基本相同，只是黑云母的含量要高一些(可达50%)。在手标本上或在薄片中可见大量片状的黑云母，其他矿物如角闪石、斜长石和少量石英等则分散在其中或被黑云母包裹。

对部分岩石和包体中的长石进行了电子探针分析，本区岩浆混合作用的基性端元———角闪辉长岩中的长石成分比较复杂，既有培长石(An=87～88)，也有拉长石和中长石。花岗闪长岩中的长石主要是中长石，而包体中的斜长石也包括中长石和拉长石。这是一种不平衡共生的情况，其中拉长石属于捕虏晶，是在混合岩浆作用过程中被捕获的。此外包体中斜长石的正环带和韵律环带，以及在同一个斜长石颗粒中内外环带形态有明显差异等特征，反映斜长石是在动荡和变化的环境下结晶的，也证明岩浆混合作用的存在。

石英也可以分出捕虏晶和原生斑晶两种成因。包体中石英颗粒大小通常为0.2～8mm，最大的可达1cm。为他形粒状充填在其它矿物之间。石英捕虏晶主要出现在基性端元角闪辉长岩与酸性端元花岗闪长岩的接触带附近。大的眼球状石英捕虏晶具角闪石和/或黑云母镶边，其成因与石英在基性岩浆中不稳定，当被基性岩浆捕获时，其边角处首先被熔化。在紧靠石英边缘由于熔融作用产生的吸热效应，使紧靠石英边缘一圈的熔体形成局部的过冷条件，最终导致细粒暗色矿物集合体围绕石英捕虏晶晶出。因此，暗色镶边结构是岩浆混合作用的重要标志之一。

图5-101 针状磷灰石

图5-102 斜长石的自形振荡环带及增生边构造

3.岩浆混合作用的地球化学证据

约格鲁杂岩体的全岩硅酸盐分析结果列于表5-18，暗色微粒包体的主元素SiO₂、Al₂O₃、FeO、MgO、CaO的含量变化幅度较大，在哈克图解中(图5-103)，成分点相对比较分散，演化趋势线不太明显;而寄主花岗闪长岩杂岩体中各种岩石的化学成分点相对比较集中，而且具有近于直线的演化趋势。

表5-18 约格鲁杂岩中各种花岗岩类岩石、角闪辉长岩和暗色微粒包体的全岩化学分析(%)

续表

注:由湖北省地质实验室分析测试。

对约格鲁杂岩体的酸性端元-花岗岩类岩石和基性端元-角闪辉长岩，以及各种暗色微粒包体进行了稀土、微量元素分析(表5-19，表5-20)，结果表明，这三类岩石的稀土元素总量(ΣREE)不高，但相对而言，花岗岩的ΣREE最高，包体次之，角闪辉长岩的ΣREE最低。在经球粒陨石标准化后的稀土元素配分图中，花岗岩和角闪辉长岩具有相似的强烈左倾型的稀土分配曲线，负的Eu异常不明显。然而包体的稀土分配曲线比较复杂，且具有小的负Eu异常。

在经球粒陨石标准化后的微量元素蛛网图中，约格鲁杂岩体中酸性端元———花岗岩类岩石、基性端元———角闪辉长岩以及各种暗色微粒包体，尽管具有相似的分配形式，但不相容元素、高场强元素的富集程度有很大差别。比如Rb、Ba、Th和K的丰度在角闪辉长岩中最高，而La、P、Zr和Ti在花岗岩中最高。包体的微量元素总体居于两个端元岩石之间。充分显示了包体是岩浆混合作用的产物。

图5-103 花岗闪长岩、角闪辉长岩和暗色微粒包体的哈克图解

此外，锆石的SHRIMP同位素定年结果(见第一节)显示，约格鲁岩体中角闪辉长岩、暗色微粒包体与花岗闪长岩(寄主岩)的U-Pb同位素年龄分别为(239±6)Ma、(241±5)Ma和(242±6)Ma，证明它们形成于同一时期。因此暗色微粒包体是岩浆混合作用的产物。

表5-19 约格鲁杂岩中各种花岗岩类岩石，角闪辉长岩和暗色微粒包体的稀土元素分析结果(10^－6)

续表

注:由湖北省地质实验室分析测试。

表5-20 约格鲁杂岩中各种花岗岩类岩石、角闪辉长岩和暗色微粒包体的微量元素分析结果(10^－6)

续表

注:由湖北省地质实验室分析测试。

4.岩浆混合作用的方式和机制

(1)常量元素混合比例的计算。约格鲁杂岩中的基性端元是角闪辉长岩，粗粒花岗岩为酸性端元，花岗闪长岩是岩浆混合作用的产物，包体代表发生岩浆混合作用时未完全混合均匀的岩浆团块。因此，包体的成分与两个端元的成分有所不同。有的包体成分相对接近基性端元，有的靠近酸性端元，而有的近于花岗闪长岩的成分。根据岩浆混合作用原理，混合作用的定量模式应该是如下直线方程:

C^m_i=KC^a_i+(1－K)C^b_i

式中:C^m_i为某元素(i)在混合岩浆中的百分含量(%)或丰度(10^－6);K为混合岩浆中基性端元的百分比例;C^a_i为基性端元中某元素的含量或丰度;C^b_i为酸性端元中某元素的含量或丰度。

根据表5-18的全岩分析数据，采用本区5个包体(剔除粗粒堆晶岩样品)和7个花岗闪长岩或闪长岩平均的SiO₂含量为56.58%，代表混合岩浆的SiO₂含量。3个角闪辉长岩的SiO₂平均含量为50.80%，3个酸性端元花岗岩的SiO₂平均含量为71.30%。根据上式计算获得K=68.5%。也就是说，要有68.5%的基性岩浆参与岩浆混合作用，才能形成现今约格鲁杂岩体中岩浆混合成因的花岗闪长岩。说明此处为幔源基性岩浆活动的一个中心地带。如果不把考虑包体的成分，而只考虑花岗闪长岩中SiO₂的平均含量(为64.20%)，用同样的方法计算得到的K值为30.7%，也就是说，只约30%的基性成分和约70%的酸性成分发生混合作用。从东昆仑地区地质演化历史的复杂性分析，我们认为本区岩浆混合作用的过程和历史都是比较复杂的。因此，两个岩浆端元的比例很可能是变化的。暗色微粒包体岩石特征的多样性佐证了这个认识。

图5-104 混合作用和混染作用Sr-O同位素效应图解(底图据James，1981，X表示混合物B相对A的比例)

(2)同位素对混合作用方式的制约。因为岩浆混合作用的方式主要有两种:源区的混合和岩浆上升就位过程中的混合。应用角闪辉长岩、暗色微粒包体与花岗闪长岩的Sr-O同位素示踪来确定岩浆混合作用的方式，是探讨混合作用机制的重要方法。图5-104中A点代表地幔源区Sr、O同位素组成，B点代表地壳混合物的同位素组成。因为Sr、O同位素在地壳和地幔中的丰度和行为有较大差别，地壳的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始比值很高，当混合作用发生时，由于地壳组分的参与，Sr同位素组成就会发生明显的变化，而O同位素组成变化很少，因此形成形态不同的混合曲线。因此，当其有较多地壳物质混入时，混合曲线上凸程度不明显;反之则形成明显上凸的混合曲线。约格鲁杂岩体中有4个点落在地壳对地幔比例约10%的源区混合线附近，另一个点落在地壳混合区，地壳成分占85%左右。由此可见，本区岩浆混合作用比较复杂，可能既有源区的混合，也有岩浆上侵和就位过程中的混合。

(3)岩浆混合作用的机制。许多学者通过实验及其他方法来探讨岩浆混合作用的机制和控制因素。研究表明，当两种温度和化学成分不同的岩浆发生混合时，首先就会发生热传导，并导致岩浆流变学性质发生明显的改变。由于热扩散速率比化学扩散要快几个数量级，因此两种发生混合作用的岩浆在成分完全均一化之前，将达到同一温度。于是，岩浆的混合能力取决于在达到热平衡时的物理性质。一般来说，两种发生混合作用的岩浆在达到热平衡后有3种物理状态:①镁铁质岩浆的黏度仍然比长英质岩浆小;②由于结晶作用使镁铁质岩浆的粘度提高而高于长英质岩浆;③镁铁质岩浆中大量晶体的晶出而近于固化。显然，在第3种情况下混合作用是不可能进行的，但镁铁质岩浆可以成为固态/半固态包体分散在长英质岩浆中。这可能是部分暗色微粒包体形成的机理之一。但是自然界影响因素很多，混合作用的实际情况也更复杂。但是有一点可以肯定，完全的岩浆混合作用(mixing)只有在温度相同的两种液态岩浆中才能发生(Sparks ＆ Marshall，1986;莫宣学，2002)。

Fernandez ＆ Barbarin(1991)提出镁铁质岩浆与长英质岩浆混合时，岩浆的结晶度及流变学性质的四阶段混合作用模型:①当镁铁质岩浆与有少量结晶物质的长英质岩浆混合时，可以发生完全混合作用并形成均一的混合岩浆。这种岩浆通常为钙碱性花岗岩类岩石。原先从长英质岩浆中晶出的少量晶体将完全或部分被熔化，部分被熔化的晶体还可在混合岩浆中增生形成眼球状石英或具增生边的钾长石晶体等。②当镁铁质岩浆注入继续结晶的长英质岩浆时，此时长英质岩浆的黏度还比较小，但两种共存岩浆的黏度差比较大，结果机械混合作用成为岩浆混合作用的主要方式。在某些混合花岗岩中见到囊状镁铁质岩浆形成的巨大包体或包体成群成带分布的现象，就可能属于这种机械混合作用的产物。③当长英质岩浆到达Fernandez ＆ Barbarin(1991)定义的“固态”(Pitcher称为“假固态”)或“塑性流变状态”时，可以产生裂隙。这时镁铁质岩浆可以沿花岗质岩石中的裂隙贯入并与其发生局部反应，结果形成角砾状或复合的同生作用岩墙。随着镁铁质岩浆结晶作用的进行，岩浆黏度差继续增大，镁铁质包体的形状更趋多样化，从具有锯齿状边界的斑块状到角砾状都会出现。而且在这个阶段的混合作用还可以形成具定向排列的条带(纹)状、火焰状、拉长的透镜状和棒状等具塑性变形特征的包体。④在晚期阶段，镁铁质岩浆沿固体花岗质岩石中的裂隙侵入并形成连续的岩墙，但不能发生任何岩浆混合作用。

表5-21 约格鲁岩体花岗岩类Sr、Nd、Pb和O同位素组成及参数

续表

东昆仑造山带岩浆混合作用与广泛发育的底侵作用有密切的关系。底侵的幔源基性岩浆在就位过程中，一方面给地壳提供热量，使壳源物质部分熔融产生酸性岩浆;另一方面，与酸性岩浆发生混合作用，形成各种各样的暗色包体。在东昆仑约格鲁岩体和其他一些岩体中所看到的主要是上述混合的第二和第三阶段的产物。混合作用在晚古生代到早中生代时期东昆仑地区地壳的垂向生长起到了重要作用。