东昆仑沟里地区暗色包体及其寄主岩石地球化学特征及成因

陈广俊，孙丰月，李碧乐，王 冠，钱 烨，许庆林，刘国才

1.吉林大学地球科学学院，长春 130061

2.中国市政工程东北设计研究总院，长春 130021

0 前言

花岗质岩石中发育的镁铁质暗色微粒包体作为地球深部的岩石探针，蕴含着丰富的壳－幔作用信息。对寄主岩石和包体进行系统的地质和地球化学研究，在揭示深部岩浆作用过程、岩石起源、演化及地壳增生方式等方面有重要的意义［1－5］。已有研究显示，东昆仑造山带显生宙以来经历了早－中泥盆世（394～403Ma）和早－中三叠世（239～242Ma）两期重要的造壳事件，表现为大规模的幔源岩浆底侵作用和壳幔混合作用，并以镁铁质暗色微粒包体的广泛发育为主要标志［6－9］。研究区位于昆中基底隆起花岗岩带①孙丰月，陈国华，迟效国，等.新疆－青海东昆仑成矿带成矿规律和找矿方向综合研究报告.长春：吉林大学地质调查研究院，2003.东部的沟里地区，笔者对该区印支早期阿斯哈花岗闪长岩－闪长岩体及其中的暗色微粒包体进行了详细的岩相学和岩石地球化学研究，探讨暗色包体的形成机制，为本区幔源岩浆底侵作用及壳幔混合作用的研究提供科学依据。

1 地质背景

东昆仑造山带位于青藏高原北部，柴达木盆地南缘，区内构造线总体呈近东西向展布，由北向南发育昆北、昆中和昆南3条近东西向的区域性深大断裂带［10－12］。前人根据不同的构造演化观点对东昆仑造山带的构造单元划分提出了各自的划分方案［12－13］。孙丰月等①以上述3条断裂带为界将昆仑划分为昆北弧后裂陷带、昆中基底隆起花岗岩带和昆南复合拼贴带，再往南为阿尼玛卿蛇绿混杂岩带和巴颜喀拉造山带。研究区即位于昆中基底隆起花岗岩带东部。

研究区内显生宙以来经历了多次构造－岩浆旋回的改造，其中以晚海西－印支期旋回最为重要。区内岩浆岩以花岗质侵入岩为主，岩性为花岗闪长岩和闪长岩。岩体呈岩基状产出，主要分布于清水泉－卡可特尔一带，呈北西西向或近东西向平行于

2 样品采集及测试方法

昆中断裂带展布，出露面积约300km2（图1）。本区岩体发育，阿斯哈岩体就是其中重要的一个，为阿斯哈金矿的主要容矿围岩［15］。阿斯哈岩体出露于卡可特尔河东西两侧，呈岩基状侵入于古元古代金水口群白沙河组变质岩系中，岩性为闪长岩和花岗闪长岩，两种岩性渐变过渡，闪长岩中岩浆锆石LAICP-MS U-Pb谐和年龄为（243.90±0.59）Ma［14］，属早三叠世。本区岩体中普遍发育暗色包体，暗色包体岩性为角闪辉长岩。包体直径一般为0.1～1.0m，单个包体一般为浑圆状、泪滴状或不规则状，多成堆成群随机分布，局部地段定向排列，具塑性流变特征（图2a）。大多数包体与寄主岩的界线是截然不同的（图2b），少数呈过渡关系。

本次在东昆仑沟里地区卡可特尔河东侧阿斯哈闪长岩体的不同部位采集8件暗色包体样品和3件寄主闪长岩样品进行岩石地球化学分析。主量元素、微量元素和稀土元素的测定均由吉林大学分析测试研究中心完成。主量元素采用原子吸收光谱仪（GFU-202）测 定 （DZG93-011），相 对 标 准 偏 差 为2%～5%。微量元素和稀土元素采用电感耦合等离子质谱仪（Agilent 7500A）测定（DZ/T0223-2001），相对标准偏差小于10%。

3 岩石学特征

图2 阿斯哈闪长岩与其中角闪辉长岩包体的野外及镜下照片Fig.2 Field and microscope photos of Asiha diorites and their hornblende gabbro enclaves

阿斯哈岩体岩性主要为中粒闪长岩，局部为花岗闪长岩，岩石呈浅灰色，自形－半自形中粒结构，块状构造。主要矿物为斜长石（50%～60%）、黑云母（10%～15%）、普通角闪石（15%～20%），另含少量石英，副矿物为锆石、磷灰石、磁铁矿等。斜长石自形程度较高，聚片双晶发育（图2c）；普通角闪石及黑云母具自形－半自形结构，石英呈他形分布于其他矿物颗粒之间。暗色包体岩性为角闪辉长岩，呈灰色－暗灰色，似斑状结构，块状构造。斑晶主要为斜长石、角闪石和石英，粒径为3～5mm，基质具细－微粒结构（图2d），主要由斜长石（40%～45%）、普通角闪石（25%～30%）、黑云母（10%～15%）、辉石（5%～10%）组成。镜下可见斜长石斑晶中发育细窄的黑色内环带（图2e），并包裹有大量早期快速结晶的暗色微粒矿物（图2f）；石英斑晶被微粒角闪石包围（图2g），角闪石斑晶多被熔蚀成港湾状；此外在包体中发育大量针状磷灰石，其长宽比多为10∶1～20∶1（图2h）。

4 寄主岩及包体地球化学特征

4.1 主量元素特征

阿斯哈岩体中寄主岩石和暗色包体元素含量及特征值列于表1。寄主岩石w（SiO2）为56.56%～58.00%（平均57.47%），属于中性岩；暗色包体w（SiO2）为50.70%～53.88%，（平均53.12%），属基性岩。寄主岩石与暗色包体的全碱含量比较接近，变化范围为5.04%～6.88%，其中寄主岩石K2O/Na2O＞1，而暗色包体K2O/Na2O＜1，反映寄主岩石比包体更富钾。在w（SiO2）-w（K2O）关系图解（图3）中，两者主要落在高钾钙碱性系列区域，部分样品落在钾玄岩系列区域，显示出高钾钙碱性－钾玄质岩系列过渡的特征。在A/CNK-A/NK图解（图4）上，二者主要落入准铝质区域。在Harker图解（图略）中，寄主岩石与暗色包体主量元素具有良好的线性关系，随着w（SiO2）的增加TFeO、CaO、Na2O、TiO2和P2O5质量分数逐渐降低，反映二者经历了辉石、斜长石、磷灰石及钛铁矿的分离结晶作用［18］。此 外，在 Al2O3/K2O－CaO/K2O 和 SiO2/CaO-K2O/CaO的共分母协变图（图5）上，寄主岩石与暗色包体之间同样显示出良好的线性关系。以上2类协变图中元素含量和比值的线性变化特征反映出其成分的变化可能与岩浆混合作用有关［19］。

表1 阿斯哈闪长岩中暗色包体和寄主岩石的主量元素、稀土元素和微量元素质量分数及有关参数Table 1 Major，REE and trace element content and parameter of Asiha diorites and their dark enclaves

表1（续）

4.2 稀土元素特征

寄主岩石稀土元素质量分数较低，w（ΣREE）为（150.6～190.9）×10－6（平均为164.4×10－6），LREE/HREE为8.04～8.83，（La/Yb）N为8.75～10.30，轻重稀土分馏明显，呈现出轻稀土元素富集的右倾配分模式，δEu为0.56～0.71，具有弱的负铕异常，暗示岩石经历了斜长石的分离结晶作用，或源区有部分斜长石残留。暗色包体与寄主岩石稀土元素特征相近，w（ΣREE）为（105.4～236.9）×10－6（平均为166.6×10－6），LREE/HREE为6.58～9.26，（La/Yb）N为5.46～10.20，δEu为0.47～0.88。在稀土元素配分模式图（图6）上可以看出，由暗色包体到寄主岩石的负铕异常没有增大的趋势，个别寄主岩石样品的负铕异常甚至减弱，暗示二者并非同源岩浆结晶分异的产物。

4.3 微量元素特征

在微量元素蛛网图（图7）上，寄主岩石与暗色包体具有相似的配分形式，二者均富集大离子亲石元素（Rb、K）和不相容元素（U、Th），相对亏损高场强元素（Nb、Ta、P、Ti），Nb、Ti、P的亏损可能由金红石、钛铁矿、磷灰石的分离结晶引起。二者具有Ta、Nb、Ti的“TNT”负异常组合。暗色包体Rb/Sr值为0.06～0.30，Nb/Ta值为11.0～18.3。寄主岩石Rb/Sr为0.22～0.27，Nb/Ta为14.5～15.2。由图7可以看出寄主岩石与暗色包体配分曲线相似，表明两者在成分上具有明显的地球化学亲源性，并且两者经历了相似的岩浆演化过程［5］。寄主岩石中某些元素如Th的含量明显高于暗色包体，可能暗示两者源区Th丰度不同并且该元素交换程度较低所致。此外，二者在微量元素相关图和共分母比值图上呈线性分布（图8），说明暗色包体岩浆与花岗质岩浆之间有过物质交换，这种特征是岩浆混合作用的表现［21］。

图3 暗色包体与寄主岩的w（SiO2）-w（K2O）关系图（底图据文献［17］）Fig.3 w（SiO2）-w（K2O）diagram for dark enclaves and their host rocks（base map after reference［17］）

图4 暗色包体与寄主岩的A/CNK-A/NK图解Fig.4 A/CNK-A/NK diagram of dark enclaves and their host rocks

5 讨论

5.1 包体成因

当前，人们对暗色微粒包体的成因有不同的认识，概括起来主要有以下几点：1）是岩浆在就位过程中围岩的捕掳体［22］；2）是源区岩石部分熔融过程中难熔物质的残留体［23］；3）是岩浆在结晶分异过程中暗色矿物相对集中形成的析离体［24］；4）是基性岩浆注入酸性岩浆与之发生混合作用，暗色包体是岩浆混合不彻底的产物［25－26］。

首先，阿斯哈闪长岩体的围岩主要为古元古代金水口群白沙河组，为一套由黑云石英片岩、大理岩、斜长角闪片岩和黑云斜长片麻岩组成的变质岩石组合，与暗色包体在成分和结构构造上明显不同，而且包体中未见有接触变质或接触交代现象；此外，本区暗色包体形态多为椭球状、浑圆状，并具有塑性流变的特点（图2a），与一般的围岩捕掳体的棱角状形态不一致，因此可以排除暗色包体的围岩捕掳体成因。暗色包体岩相学研究表明，包体具有典型的岩浆矿物组合和结构构造特点。包体中未见石榴子石、红柱石、堇青石等特征变质矿物，也未见有变质岩的组构特征。因此，暗色包体不是深部地壳部分熔融过程中难熔物质的残留体。

包体中发育具暗色矿物镶边的石英斑晶（图2g），这些石英斑晶原为寄主闪长岩中的石英，在岩浆混合时被基性岩浆捕获并产生反应。由于熔融作用的吸热效应在石英边缘的一圈熔体中形成局部过冷的条件，导致细粒角闪石等暗色矿物围绕石英捕掳晶晶出。

包体中还发育斜长石、角闪石斑晶，这些矿物不仅发育于暗色包体中，而且还发育于寄主岩石以及二者边界之中。它们同石英斑晶一样，也是寄主花岗岩岩浆中先结晶的矿物，在基性岩浆与花岗质岩浆混合时被带到基性岩浆中的捕掳晶。其中，斜长石斑晶中包裹有大量早期快速结晶的暗色微粒矿物（图2f），并且发现有些斜长石斑晶中发育有黑色细窄的内环带（图2e），内环带由大量细小黑云母、角闪石等矿物组成，被很多学者认为是在岩浆混合过程中形成的，是岩浆混合作用的重要证据［27－28］。角闪石斑晶边缘多被熔蚀成港湾状，反映出岩浆混合过程中花岗质岩浆中晶出的角闪石矿物被更热的基性岩浆捕获熔蚀的结果。

图5 暗色包体及其寄主岩主量元素同分母氧化物比值协变图Fig.5 Major element identical oxide ratio denominator covariant map of dark enclaves and their host rocks

图6 包体与寄主岩稀土元素球粒陨石标准化配分模式（球粒陨石标准化值据文献［16］）Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns for enclaves and their host rocks（chondrite values after reference［16］）

图7 包体与寄主岩微量元素原始地幔标准化蛛网图（原始地幔值据文献［20］）Fig.7 Primitive mantle-normalized trace element spider diagams for enclaves and their host rocks（primitive mantle values after reference［20］）

研究表明，花岗质岩浆的温度为600～1 200℃，镁铁质岩浆的温度为1 000～1 200℃。当温度高的镁铁质岩浆注入温度较低的花岗质岩浆中时，会发生快速冷却。包体中发育的针状磷灰石即是温度较高的基性岩浆注入酸性岩浆中快速结晶的标志。

在主量元素 Harker图解（图略）及 Al2O3/K2O-CaO/K2O、SiO2/CaO-K2O/CaO 的 共 分 母 协变图（图5）上，包体与寄主岩石之间具有良好的线性关系，显示出寄主岩石与暗色包体两种不同岩浆的混合作用［29］。在w（TFeO）-w（MgO）演化图解（图9）中，二者沿岩浆混合趋势线分布，反映出包体的岩浆混合成因特点［30］。在稀土元素地球化学特征上，二者配分曲线较一致，看似有同源岩浆的特征，但负铕异常由包体至寄主岩石没有增大的趋势反而个别减弱，表明暗色包体不是同源岩浆结晶分异过程中暗色矿物相对集中形成的析离体。二者在稀土配分形式上所显示一致性很可能是2种来自不同源区的岩浆经过混合后的结果。此外，在微量元素相关图和共分母比值图（图8）上，两者呈直线分布，同样说明二者曾经历了岩浆混合作用［21］。

图8 暗色包体及其寄主岩微量元素协变图Fig.8 Covariant diagram for trace elements of dark enclaves and their host rocks

图9 暗色包体和寄主岩w（TFeO）-w（MgO）演化图解（底图据文献［30］）Fig.9 w（TFeO）-w（MgO）evolution diagram of dark enclaves and their host rocks（base map after reference［30］）

5.2 岩浆源区

阿斯哈岩体的岩浆混合成因意味着寄主岩石和包体的化学成分不能完全代表其原始岩浆成分，这为我们利用化学成分探讨其各自的源区性质带来了不确定性。但另一方面，包体的岩性多为角闪辉长岩，部分包体与寄主岩石呈截然接触关系，表明这类包体更多地表现为机械混合，其地球化学特征更接近于基性端元的组成。包体具有贫硅（50.70%～53.88%）和富镁、铁、钙的地球化学特征，其Mg＃值较高（0.52～0.59），实验岩石学显示下地壳变质玄武岩无论部分熔融程度如何，熔体一般具有较低Mg＃值（Mg＃＜0.44）［31－33］，以上特征暗示包体的岩浆源区应来源于地幔的部分熔融。然而，包体富集大离子亲石元素（Rb、K）和亏损高场强元素（Nb、Ta、P、Ti），暗示岩浆演化过程中受到地壳物质的混染或岩浆源区经历了俯冲带流体的交代。包体低硅高Mg＃等特征说明地壳物质混染不明显［34］。此外，在多数条件下，因板片俯冲释放流体的交代作用而受到明显影响的地幔楔，其Nb/Ta值将显著下降，包体 Nb/Ta值（11.0～18.3，平均为13.8）小于地幔平均值 （17.7）［20］。由此推测，由暗色包体代表的基性岩浆可能来源于受俯冲带流体交代的地幔楔。相对于暗色包体，寄主闪长岩具有更高的SiO2质量分数和低的Mg＃值，同样显示出富集大离子亲石元素和亏损高场强元素的特征，其Rb/Sr值（0.22～0.27）和 Nb/Ta值（14.5～15.2）均介于地幔平均值与地壳平均值之间，加之其中富含暗色包体，考虑到阿斯哈岩体主要由闪长岩和花岗闪长岩组成，因此，花岗闪长岩的成分应更接近于混合的酸性端元。综合分析认为，寄主岩石的岩浆可能起源于大陆下地壳的花岗质岩浆并经历了幔源岩浆的混合。

5.3 构造环境判别

本次研究选取与寄主岩石关系截然的暗色包体进行构造环境判别，这类包体基本代表了其源区岩浆的性质。暗色包体样品在Th-Hf/3-Ta构造判别图［35］（图10）中全部落于岛弧钙碱性玄武岩区域；在Pearce and Peated的 Nb/Yb-Th/Yb构造环境判别图［36］（图11）中均落入大陆弧区域，因此，暗色包体应形成于活动大陆边缘构造环境。此外，暗色包体具有“TNT”负异常组合，Sun and McDonough［20］认为这种“TNT”负异常组合主要显示俯冲带幔源岩石的成分特点，表明暗色包体可能形成于俯冲带岩浆弧的构造环境。在活动大陆边缘地区，La/Nb值高（＞2）是普遍可见的现象［37］，本区暗色包体样品La/Nb平均值为2.37，进一步显示本区岩石可能产于安第斯型活动陆缘。据前人［9］研究，东昆仑地区中－晚二叠世至早三叠世末期（240～260Ma）是主要的俯冲造山期。本区寄主闪长岩中岩浆锆石LAICP-MS U-Pb谐和年龄为（243.9±0.59）Ma［15］。处于阿尼玛卿洋板块向北俯冲的晚期，局部开始陆内造山的阶段［7］。在东昆仑地区，阿尼玛卿洋全部消失的时间为三叠纪末期［38－39］。暗色包体具有典型的岩浆结构并广泛发育寄主岩石中矿物的捕掳晶，表明二者近于同时形成。从地球化学特征上看，两者均具有俯冲带岩浆弧或活动大陆边缘的特征，而本区高钾钙碱性岩石的发育暗示着本区已经进入到俯冲晚期。

在东昆仑地区，已有岩浆混合成因暗色包体的报道，如约格鲁花岗闪长岩岩体（（242±6）Ma），其中的暗色微粒包体（（241±5）Ma）［7］。本区寄主闪长岩形成年龄为（243.9±0.59）Ma［15］，而从暗色包体与寄主岩石的岩相学及地球化学特征上看，它们近于同时形成于俯冲晚期的构造环境中。研究表明，在俯冲的动力学背景下容易发生幔源岩浆对下地壳的底侵作用［40－41］。前人研究也证实了晚二叠－早三叠世东昆仑地区存在俯冲背景下的底侵岩浆事件［42－44］。对于研究区而言，早三叠世阿尼玛卿洋沿昆南断裂向北俯冲，俯冲带流体交代地幔楔，导致其部分熔融形成基性岩浆，底侵的基性岩浆带来的巨大热量导致地壳物质熔融，形成大规模的花岗质岩浆；不断上升的幔源基性岩浆与壳源的花岗质岩浆发生混合。当两种具有不同温度、不同黏度、不同成分的岩浆混合到一起时，在达到化学平衡前，部分基性岩浆团块快速冷却形成暗色包体。在岩浆混合过程中壳源花岗质岩浆发生对流作用，将暗色包体拉伸并分散到整个寄主岩体中。通过对东昆仑沟里地区闪长岩及其中暗色包体的研究表明，壳－幔混合作用在东昆仑花岗岩类成因中扮演了重要的角色。

图10 暗色包体Th-Hf/3-Ta图解（底图据文献［35］）Fig.10 Th-Hf/3-Ta diagram of dark enclaves and their host rocks（base map after reference［35］）

图11 暗色包体Nb/Yb-Th/Yb图解（底图据文献［36］）Fig.11 Nb/Yb-Th/Yb diagram of dark enclaves and their host rocks（base map 3after reference［36］）

6 结论

1）东昆仑沟里地区早三叠世阿斯哈岩体中暗色包体岩性主要为角闪辉长岩。包体具有塑性流变特征和岩浆结构，镜下可见寄主岩石矿物的捕掳晶和针状磷灰石，表现出岩浆混合的岩相学特征。

2）阿斯哈岩体中的寄主岩石和暗色包体属准铝质、高钾钙碱性系列－钾玄岩系列过渡的岩石。二者均富集大离子亲石元素（Rb、K）亏损高场强元素（Nb、Ta、P、Ti），暗色包体相对寄主岩石具有更低的SiO2含量和更高的Mg＃值，显示其来源于俯冲带流体交代地幔楔的部分熔融。

3）阿斯哈岩体为岩浆混合成因。其中寄主岩石的Rb/Sr值为0.22～0.27，Nb/Ta值为14.5～15.2，介于地幔平均值与地壳平均值之间，表明其岩浆源区经历了壳幔混合作用，暗色包体是来自地幔的基性岩浆注入下地壳酸性岩浆后混合不彻底的产物。

4）阿斯哈岩体形成于安第斯型活动大陆边缘构造环境，其地球动力学机制与阿尼玛卿洋板块的北向俯冲作用有关。

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