班公湖-怒江缝合带西段阿翁错复式岩体的岩浆混合成因：地球化学、年代学和暗色微粒包体证据*

雷传扬 唐菊兴 李威 袁华云 张伟 尹滔 裴亚伦 郎兴海

1. 成都理工大学地球科学学院，成都 6100592. 四川省地质调查院，成都 6100813. 四川省地矿局四○五地质队，都江堰 6118304. 中国地质科学院矿产资源研究所，自然资源部成矿作用与资源评价重点实验室，北京 1000371.

岩浆混合作用与岩浆分异作用、分离结晶作用、同化混染作用一样，是岩浆演化的重要表现形式，也是导致岩浆岩多样性的重要原因(Barbarin, 2005; 王玉往等, 2012)，岩浆混合作用以寄主岩中广泛发育各种暗色微粒包体和不协调现象为显著特征(张旗等, 2007; 王德滋和谢磊, 2008; 莫宣学, 2011)。花岗岩不仅仅是地壳物质再循环作用的产物，而且还有幔源岩浆的参与，幔源岩浆为地壳物质部分熔融提供热源，同时幔源物质注入长英质岩浆房，发生混合作用(Bonin, 2004; Castro, 2013)。根据岩浆混合作用程度将其分为低级和高级两个阶段，前者主要表现为机械混合(mingling)，形成各种不协调现象及暗色微粒包体，后者主要表现为化学混合(mixing)，形成均一的岩浆，二者之间是连续的，相互包容的(张旗等, 2007; 王玉往等, 2012)，岩浆混合的能干性主要受岩浆黏度和温度影响(张旗等, 2007)。岩浆混合作用具有普遍性，不仅发生在I型花岗岩中，S型和A型花岗岩中也存在岩浆混合作用(王涛, 2000; Bonin, 2007; Shellnuttetal., 2010; Champion and Bultitude, 2013)，而花岗岩中暗色微粒包体的存在是岩浆混合最直接的证据，包体能提供上地幔与地壳的直接信息，是人们了解岩浆混合作用方式、成岩过程温压条件、端元岩浆等方面信息不可或缺的研究对象(莫宣学, 2011; 王玉往等, 2012)。

图1 研究区大地构造位置(a)及地质简图(b)①阿尼玛卿-昆仑断裂；②羊湖-金沙江断裂；③双湖-澜沧江断裂；④班公湖-怒江断裂；⑤雅鲁藏布江断裂；1-第四系；2-渐新统丁青湖组上段；3-渐新统丁青湖组下段；4-古新统-始新统牛堡组上段；5-古新统-始新统牛堡组下段；6-上侏罗统-下白垩统沙木罗组下段；7-早白垩世似斑状黑云母二长花岗岩；8-早白垩世中粒黑云母二长花岗岩；9-早白垩世似斑状黑云母钾长花岗岩；10-早白垩世中粒黑云母钾长花岗岩；11-早白垩世似斑状钾长花岗岩；12-早白垩世中粒钾长花岗岩；13-早白垩世中粒黑云母花岗闪长岩；14-早白垩世石英闪长岩；15-闪长岩脉/辉绿岩脉；16-地质界线；17-角度不整合接触；18-渐变过渡；19-断层；20-地质剖面；21-包体长短轴比值；22薄片编号及采样位置；23-照片编号及拍摄位置；24-中基性岩体出露位置Fig.1 Tectonic position (a) and sketch geological map (b) of the study area

班公湖-怒江缝合带(下文简称班-怒带)为特提斯洋闭合后的残留，其西段出露大量中酸性岩浆岩，并发育一系列与中酸性火山岩-浅成岩组合有关的斑岩型-浅成低温热液型铜多金属矿床，以多龙矿集区为典型代表(唐菊兴等, 2014a, b, 2016, 2017; Linetal., 2017a, b, 2019; Songetal., 2018)，对其研究在解决基础地质问题和查明矿产分布规律等方面都有重要的意义。随着近年来各类地质调查工作的全面开展，公益性基础研究的不断深入，商业性勘查的投入，加之分析测试精度提高，班-怒带西段已取得了不少有价值的研究成果，以唐菊兴研究员和秦克章研究员为代表的研究团队对该缝合带西段出露的各类岩浆岩进行了系统的地质学、地球化学和年代学研究，初步查明了岩浆岩的成因、构造背景及深部动力学过程，为班公湖-怒江特提斯洋(下文简称班-怒洋)的形成演化提供了科学依据(李金祥等, 2006; 秦克章等, 2006[注]秦克章, 李光明, 张旗, 李金祥, 缪宇, 肖波, 张天平, 多吉, 李金高, 陆彦. 2006. 西藏浅成低温金-银矿的成矿条件与可能产出区分析——从斑岩-浅成低温铜金成矿系统的角度. 见: 中国科学院地质与地球物理研究所科技与成果转化处编. 北京: 中国科学院地质与地球物理研究所2006年论文摘要集, 666-670; 李金祥, 2008; 雷传扬等, 2012, 2018, 2019; Lietal., 2013; 李光明等, 2015; 韦少港等, 2016, 2017a, b; 丁帅等, 2017; 林彬等, 2017; 宋扬等, 2017; 张志等, 2017; 王勤等, 2018)。尽管前人对缝合带西段岩浆岩开展了深入的研究，但一些关键问题并未涉及或未开展深入的研究工作，如岩体的岩浆混合成因。阿翁错复式岩体位于班-怒带西段，是班-怒洋俯冲消减，造山过程中岩浆响应的重要组成部分，以广泛发育暗色微粒包体为特征，是研究岩浆混合成因的理想对象，本文在对阿翁错复式岩体和暗色微粒包体开展详细的野外地质现象和特征研究基础上，分别采集了寄主岩和包体的锆石U-Pb年龄和地球化学分析样，系统总结了阿翁错复式岩体岩浆混合作用的岩相学证据，精确厘定了寄主岩和包体的成岩时代，探讨了岩体的岩浆混合成因、构造背景及动力学机制，以期为阿翁错复式岩体的岩浆混合成因及其动力学过程提供来自地质学、地球化学、年代学和暗色微粒包体的新证据。

图2 阿翁错复式岩体剖面图1-第四系；2-含砾砂岩；3-板岩；4-似斑状黑云母二长花岗岩；5-中粒黑云母二长花岗岩；6-似斑状黑云母钾长花岗岩；7-中粒黑云母钾长花岗岩；8-似斑状钾长花岗岩；9-中粒钾长花岗岩；10-中粒黑云母花岗闪长岩；11-细粒石英闪长岩；12-暗色微粒包体；13-侵入接触界线/渐变过渡界线；14-地质代号.剖面位置见图1Fig.2 Sections of the Awengcuo composite plutons

1 区域地质及岩体地质特征

班-怒带夹持于羌塘地块和拉萨地块之间，其北界为班公湖-康托-兹格塘错-安多-丁青雪拉山断裂，南界为日土-改则-尼玛-丁青断裂(宋扬等, 2013)，又以丁青、改则为界，把缝合带分为东、中、西三段(强巴扎西等, 2016)，缝合带以产出北西西向不连续分布的蛇绿岩残片为特征。缝合带西段存在三条俯冲带，北面的日土、狮泉河-改则-洞错俯冲带，南面的拉果错俯冲带(曲晓明等, 2009)。阿翁错复式岩体位于班-怒带西段。研究区地层整体较简单，从侏罗系到第四系均有出露。区域性构造形迹主要表现为北西向的压性(兼具扭性)断裂，具有多期次、多阶段的活动特征。岩浆活动主要集中在燕山期(图1)。

阿翁错复式岩体以岩基形式呈北西-南东向产出，主要出露在阿翁错、丁字杂沼、热帮乡一带，地表出露长度约20km，宽约5～8km，面积约100km2。复式岩体侵入到沙木罗组下段(J3K1s1)地层中，在岩体与地层的接触带能见到明显的角岩化、硅化现象，由于同化作用不彻底，在接触带及附近岩体中能见到少量沙木罗组地层的捕虏体，面积较小，多呈不规则形态产出。根据地质特征及岩石学特征将阿翁错复式岩体划分为以下8种类型：细粒石英闪长岩、中粒黑云母花岗闪长岩、中粒黑云母钾长花岗岩、似斑状黑云母钾长花岗岩、中粒钾长花岗岩、似斑状钾长花岗岩、中粒黑云母二长花岗岩和似斑状黑云母二长花岗岩。其中石英闪长岩出露面积较小，其余岩石出露面积相当。不同岩性之间呈侵入接触，同一种岩性不同结构之间呈渐变过渡接触(图2)。在黑云母钾长花岗岩中见中基性岩体出露(图3a)，宽约10～15m，走向上延伸275m，面积较小，空间上与黑云母钾长花岗岩相伴生，呈截然型接触，在接触部位见大量暗色微粒包体成群分布(图3b)，接触带往外包体数量逐渐减少。

2 暗色微粒包体地质特征

2.1 野外地质特征

在阿翁错复式岩体各类型岩石中几乎都有暗色微粒包体分布，从石英闪长岩到黑云母二长花岗岩包体含量逐渐增加，石英闪长岩中仅偶见包体，含量约占0.5%，黑云母花岗闪长岩中包体含量约占1%～2%，黑云母钾长花岗岩和黑云母二长花岗岩中包体含量约占5%～8%，在黑云母钾长花岗岩与中基性岩体接触部位包体成群、成带分布，含量约占50%～60%，局部可高达90%。以上显示从早期到晚期，从中性岩石到酸性岩石包体的含量逐渐增加，但野外观察发现同一类型岩石中包体的分布是随机的，未见规律性。

图3 阿翁错复式岩体中暗色微粒包体的野外露头特征(a)黑云母钾长花岗岩中出露的中基性岩体；(b)密集型暗色微粒包体；(c)云雾状暗色微粒包体；(d)不规则形态暗色微粒包体；(e)同一露头暗色微粒包体具不同方向；(f)细长条状定向包体.照片拍摄地点详见图1，下同Fig.3 Field outcrop characteristics of mafic microgranular enclaves in the Awengcuo composite plutons

暗色微粒包体直径悬殊明显，可分为四类：小型(<10cm)、中型(10～30cm)、大型(30～50cm)、巨型(>50cm)。据野外观测统计，整体以小型为主，但在黑云母钾长花岗岩与中基性岩体接触部位以巨型为主。包体形态各异，见细长条状、椭圆状、透镜状、云雾状以及不规则形态，以椭圆状和细长条状居多，其中细长条状包体定向性明显，其它类型包体未见明显定向(图3b-f)。

采用长短轴法对阿翁错复式岩体中6个包体分布较多且定向性明显的露头进行了暗色微粒包体测量统计(表1)，为了测量结果更加可靠，每个露头统计数大于30(陈国超等, 2016)。从表中可以看出6个露头包体的长短轴比值为4.14～5.32，整体上较为接近，长轴方向以北西向为主，其中D5378点长轴方向为255°，D5209点长轴方向为10°，与主体方向稍有偏差。

表1阿翁错复试岩体中包体轴比和长轴方向

Table 1 Axial ratios and long-axis directions of the mafic microgranular enclaves developed in the Awengcuo composite plutons

测点号统计数量统计方法长短轴比长轴方向D537635长短轴法5.32325°D5377474.25290°D5378374.14255°D5207514.83340°D5209534.7310°D5212474.59305°

2.2 岩相学特征

暗色微粒包体呈浅灰色-黑色，色率明显高于寄主岩，以细粒为主，见少量粗粒。野外观察发现暗色微粒包体粒度越细，其色率越高，色率与暗色矿物含量呈正相关，色率越高，表明岩浆混合作用程度越低(陈国超等, 2016)。根据色率将暗色微粒包体划分为浅灰色、深灰色、黑色三类，浅灰色包体呈中粒结构，深灰色包体呈中细粒结构，黑色包体呈细粒结构，以黑色细粒包体为主，但有的包体边部矿物粒度较细，往中部矿物粒度逐渐变大(图4a)，在包体中可以见到寄主岩的矿物成分(图4b-d)。据镜下观察将包体分为黑云闪长岩包体，具细粒半自形粒状结构，矿物组成为斜长石(61%)、普通角闪石(29%)、黑云母(6%)及少量石英(1%)，副矿物见榍石(2%)和少量磷灰石(图4e)；石英闪长岩包体，具细粒半自形粒状结构，矿物组成为斜长石(52%)、角闪石(32%)、石英(5%)、碱性长石(4%)、黑云母(4%)，副矿物见磷灰石(图4f)；黑云石英二长闪长岩包体，具中细粒半自形粒状结构，矿物组成为斜长石(63%)、钾长石(10%)、石英(12%)、黑云母(11%)、角闪石(3%)副矿物见少量磷灰石和榍石(图4g)。

图4 暗色微粒包体及寄主岩的岩石学特征(a)包体与寄主岩接触部位矿物粒度较细，往包体中部矿物粒度逐渐变大；(b)包体中见来自寄主岩的钾长石斑晶；(c)同一露头不同类型的暗色微粒包体，包体中见来自寄主岩的暗色环边石英板岩和长柱状角闪石斑晶；(d)包体中见来自寄主岩的斜长石斑晶；(e)黑云闪长岩包体的细粒半自形粒状结构(+)；(f)石英闪长岩包体的细粒半自形粒状结构(+)；(g)黑云石英二长闪长岩包体的中细粒半自形粒状结构(+)；(h)寄主黑云母二长花岗岩的中粒似斑状结构(+)；(i)寄主黑云母钾长花岗岩中粒似斑状结构(+)；(j)寄主岩黑云母花岗闪长岩的中粒花岗结构(+)；(k)寄主石英闪长岩的细粒半自形粒状结构，见针状磷灰石(-)；(l)包体中的长柱状斜长石斑晶(+).矿物代号：Kf-钾长石；Pl-斜长石；Am-角闪石；Bi-黑云母；Qz-石英；Ap-磷灰石；Mt-磁铁矿；Spn-榍石.薄片样品采样位置详见图1，下同Fig.4 Petrological characteristics of mafic microgranular enclaves and their host rocks

寄主岩与暗色微粒包体的矿物组成一致，差异主要体现在包体中暗色矿物(角闪石)的含量明显比寄主岩高，而寄主岩中石英含量明显高于包体，此外包体粒度明显小于寄主岩，且晶型较差，多呈半自形-他形，在二者接触处上述差异十分明显。黑云母二长花岗岩呈灰白色，具中粒似斑状结构-中粒花岗结构，矿物组成为斜长石(35%)，钾长石(24%)，石英(33%)，黑云母(7%)，角闪石(1%)，副矿物见榍石和磷灰石(图4h)；黑云母钾长花岗岩呈肉红色-浅肉红色，具中粒似斑状结构-中粒花岗结构，矿物组成为钾长石(48%)，斜长石(24%)，石英(20%)，黑云母(6%)，角闪石(0.5%)，榍石(1%)以及少量磷灰石(图4i)；黑云母花岗闪长岩呈灰白色，具中粒结构，矿物组成为斜长石(63%)、石英(20%)、钾长石(5%)、黑云母(6%)、角闪石(2%)，副矿物见少量磁铁矿(图4j)；石英闪长岩呈浅灰色，具细粒半自形粒状结构，矿物组成为斜长石(66%)、角闪石(26%)、黑云母(8%)、石英(2%)，副矿物见榍石及少量磁铁矿(0.5%)(图4k)。

浅灰色中粒暗色微粒包体广泛发育斑晶，主要见钾长石、斜长石、角闪石和石英斑晶(图4b-d)，而深灰色中细粒暗色微粒包体和黑色细粒暗色微粒包体所含斑晶矿物明显减少(图4l)，或者不含斑晶。与寄主岩矿物组成对比发现，暗色微粒包体中的斑晶矿物主要来源于寄主岩，表明两种岩浆的温差不大，彼此之间存在成分交换。

图5 暗色微粒包体与寄主岩的接触关系(a)包体与寄主岩之间为截然型接触关系；(b)包体与寄主岩接触带发育冷凝边；(c)角闪石斑晶横跨寄主岩和包体；(d)包体与寄主岩之后存在一条不规则的过渡带；(e)包体中发育的方向脉；(f)包体与寄主岩之间相互包裹；(g)包体包裹寄主岩；(h)包体之间相互包裹；(i)同一露头出露两种类型的包体Fig.5 Contact relationship of mafic microgranular enclaves and their host rocks

2.3 包体与寄主岩接触关系

根据野外观察发现，暗色微粒包体与寄主岩的接触关系主要为截然型和渐变过渡型。一部分包体与寄主岩的接触关系为截然，该类型接触关系的最大特征是接触带暗色微粒包体的色率、粒度与寄主岩差异明显(图5a)，有时在暗色微粒包体一侧还能见到冷凝边(图5b)；另一部分暗色微粒包体与寄主岩呈渐变过渡，该类型接触关系的特征是暗色微粒包体和寄主岩之间色率和粒度差异较小，在暗色微粒包体中能见到寄主岩斑晶，偶见斑晶矿物横跨寄主岩和暗色微粒包体(图5c)，两者之间偶见明显的过渡带(图5d)；此外，还发现少量的反向脉(图5e)，在暗色微粒包体中见到黑云母钾长花岗岩细脉，脉体呈网脉状，与包体呈截然或渐变过渡关系，脉体色率明显低于包体，但粒度比包体大。其中截然型表明两种端元岩浆的温差较大，由高温的镁铁质岩浆注入温度相对偏低的长英质岩浆中，快速冷凝形成，多分布在岩浆混合边界及附近，而渐变型表明两种端元岩浆之间温差较小，相互之间进行了充分的机械混合和化学混合(康磊等, 2009; 顾枫华等, 2015)。

主要见寄主岩包裹暗色微粒包体，但偶尔可见包体与寄主岩相互包裹、穿插(图5f)，或包体包裹寄主岩(图5g)，以及包体之间相互包裹(图5h)。在同一个露头上可见到两种矿物组成(或色率)、结构完全不同的暗色微粒包体(图5i)，偶见寄主岩(黑云母钾长花岗岩)和暗色微粒包体共同被后期的细粒钾长花岗岩脉穿切。

图6 寄主岩(a)与暗色包体(b)锆石阴极发光图像Fig.6 CL images of zircon of the MMEs (b) and their host rocks (a)

3 分析方法

所有样品均采自阿翁错复式岩体，选择新鲜具有代表性的样品，室内处理样品首先用切割机将样品表面部分切割掉，然后将样品粉碎至200目。主量、微量和稀土元素分析在澳实矿物实验室(广州)完成。主量元素的分析，首先将试样加入包含硝酸锂在内的助熔剂，充分混合后，高温熔融，熔融物倒入铂金模子形成扁平玻璃片后，再用产自荷兰的Philips PW2404型X射线荧光光谱仪(XRF)分析完成，主量元素分析所用标样为NCSDC47009、SARM-2、SARM-3、SARM-4，其中FeO分析所用标样为SY-4和YSBC-11701；微量元素和稀土元素的分析，首先将试样加入到偏硼酸锂/四硼酸锂熔剂中，混合均匀，在1025℃以上的熔炉中熔化，待熔液冷却后，用硝酸、盐酸和氢氟酸定容，再用产自美国的Perkin Elmer Elan 9000型电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)分析完成，微量元素和稀土元素分析所用标样为OGGeo08和OREAS-45e。主量元素分析误差优于5%，稀土、微量元素的分析误差优于10%。

锆石样品的挑选由河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成，岩石样品经人工破碎至80～100目，按照常规方法分选出锆石，然后在双目镜下挑选透明，晶型完好，无裂痕和包裹体且具代表性的锆石颗粒粘贴于环氧树脂的表面，固化后打磨抛光至露出一个光洁表面(宋彪等, 2002)。锆石的透、反射照相，阴极发光(CL)成像以及LA-ICP-MS锆石U-Pb定年测试分析在武汉上谱分析科技有限责任公司实验室完成，锆石定年分析所用仪器为安捷伦电感耦合等离子体质谱仪(Agilent 7700)及与之配套的相干193nm准分子激光剥蚀系统(GeoLasPro)，激光能量80mJ，频率5Hz，激光束斑直径32μm。锆石U-Pb同位素比值校正采用91500标准锆石作为外标，微量元素含量测定采用NIST610作为外标，29Si作为内标，同位素比值监控标准样品为GJ-1，此次分析的分析流程为：NIST610→2个91500→2个GJ-1→5个样品(U-Pb年龄)→2个91500→……→2个GJ-1→2个91500→NIST610。具体分析条件及流程详见文献Liu el al. (2008, 2010)。采用ICPMSDataCal10.7程序处理数据。

4 分析结果

4.1 暗色包体与寄主岩的锆石U-Pb年龄

本次研究工作采集了寄主岩(黑云母钾长花岗岩)，以及出露在黑云母钾长花岗岩中的暗色微粒包体进行锆石U-Pb定年。

寄主岩的锆石呈自形长柱状，长径120～200μm，长宽比约为1.5:1～3:1，锆石具有清晰的内部结构和典型的岩浆成因震荡环带(吴元保和郑永飞, 2004)，晶型完好，裂纹不发育(图6a)。暗色微粒包体中的锆石多呈短柱状，它形柱状，长径100～200μm，长宽比约1:1～2:1，部分锆石具有明显的震荡环带，晶型较好，整体上裂纹不发育(图6b)。同位素分析结果(表2)显示寄主岩和暗色微粒包体锆石的Th，U含量分别为233×10-6～871×10-6，263×10-6～694×10-6和135×10-6～2494×10-6，134×10-6～1385×10-6，二者呈现出良好的正相关，Th/U比值分别为0.89～1.29(均值1.02)和0.47～2.42(均值1.34)，具有岩浆锆石的特征(Belousovaetal., 2002)。

本次采集的寄主岩样品PM18N1共测定了20颗锆石20个测点，其中18个测点的206Pb/238U表面年龄为106.2～113.5Ma，且均位于谐和线上(图7a)，表明这些锆石形成后其U-Pb同位素体系保持封闭状态。PM18N1-7测点的年龄为99.3Ma，明显偏小，可能是所测定的锆石发生了少量放射成因铅丢失的结果，PM18N1-16测点的207Pb/235U和206Pb/238U年龄不谐和，为了数据的质量，剔除这两个测点的年龄，剩下18个测点的206Pb/238U年龄加权平均值为109.1±1.0Ma(MSWD=1.4，n=18)(图7a)。暗色微粒包体样品PM40N1共测定了25颗锆石25个测点，PM40N1-2、PM40N1-20两个测点的207Pb/235U和206Pb/238U年龄明显不谐和(图7b)，根据表2及图7b，暗色微粒包体样品的25个测点中，除了PM40N1-2、PM40N1-20两个测点明显不谐和外，其余23个测点的206Pb/238U表面年龄可以分为两组，其中一组14个测点的206Pb/238U表面年龄为104.9～110.6Ma，加权平均值为107.4±0.7Ma(MSWD=1.1，n=14)；另一组9个测点的206Pb/238U表面年龄为98.4～101.8Ma，明显偏小(图7b浅色线表示)， 可能是所测定的锆石发生了少量放射成因铅丢失的结果，为了数据的质量，剔除这11个测点的年龄，以107.4±0.7Ma作为暗色微粒包体样品PM40N1的成岩年龄。上述测年结果表明阿翁错复式岩体寄主岩和包体的成岩年龄分别为109.1±1.0Ma和107.4±0.7Ma，在误差范围内基本上一致。

表2阿翁错复式岩体及其中暗色微粒包体的LA-ICP-MS锆石U-Pb分析结果

Table 2 LA-ICP-MS U-Pb isotope data for zircons from the Awengcuo composite plutons and entrained MMEs

图8 阿翁错复式岩体的SiO2与K2O关系图解(a, 据 Rickwood, 1989)和A/CNK-A/NK图解(b, 据肖庆辉等, 2002)Fig.8 Diagrams of SiO2 vs. K2O (a, after Rickwood, 1989) and A/CNK vs. A/NK (b, after Xiao et al., 2002) for Awengcuo composite plutons and their MMEs

图9 暗色包体与寄主岩球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(a、b, 标准化值据Boynton, 1984)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(c、d, 标准化值据McDonough et al., 1992)Fig.9 Chondrite-normalized REE patterns (a, b, normalization values after Boynton, 1984) and primitive mantle-normalized trace elements spidergram (c, d, normalization values after McDonough et al., 1992) of MMEs and their host rocks

4.2 暗色包体与寄主岩的岩石化学特征

暗色包体与寄主岩的主微量元素分析结果见表3。寄主岩的SiO2含量为67.10%～70.02%(平均68.00%)，为酸性岩类，暗色微粒包体SiO2含量为52.08%～57.07%(平均54.07%)，为中性岩类。寄主岩的全碱含量为8.05%～8.39%，平均8.25%，包体的全碱含量为3.95%～6.92%，平均5.05%，其中寄主岩的K2O/Na2O>1，而包体的K2O/Na2O<1，表明寄主岩比包体更富钾。在K2O-SiO2关系图中，寄主岩落在高钾钙碱性系列区域，而暗色包体落在钙碱性系列和高钾钙碱性系列区域(图8a)。寄主岩的A/CNK=0.95～1.00，平均0.98，而包体的A/CNK=0.76～0.95，平均0.85，整体为准铝质(图8b)。寄主岩的分异指数(DI)=79.02～84.01，平均80.44，包体的分异指数=36.84～54.30，平均45.04，表明寄主岩分异程度明显高于包体。

寄主岩和暗色微粒包体的稀土元素含量分别为166.5×10-6～231.6×10-6(平均213.3×10-6)和76.57×10-6～228.9×10-6(平均148.0×10-6)，前者高于后者(表2)；LREE/HREE分别为9.96～16.8(平均12.2)和3.84～9.32(平均6.30)，(La/Yb)N分别为9.35～16.8(平均12.1)和2.68～10.5(平均6.08)，(Gd/Yb)N分别为1.16～1.54(平均1.32)和1.29～1.92(平均1.54)，表明二者均为LREE强烈富集，分馏明显，但寄主岩的分异程度明显高于包体，而HREE相对亏损，分布较缓，分馏较明显；δEu分别为0.60～0.75(平均0.69)和0.70～0.94(平均0.84)，寄主岩负铕异常中等，而暗色包体负铕异常相对较弱，表明岩浆演化过程中可能存在斜长石的分离结晶，从包体(中性岩)到寄主岩(酸性岩)负铕异常逐渐增强。稀土元素配分曲线图(图9a, b)呈向右陡倾斜下凹浅的“V”字型，轻、重稀土分馏明显，二者配分样式基本上一致。

寄主岩和暗色微粒包体具有一致的痕量元素特征和标准化蛛网图样式，表现为向右缓倾的“多峰多谷”形态(图9c, d)，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和大离子亲石元素Ba、Sr等。

5 讨论

5.1 岩体的岩浆混合成因

已有研究认为暗色微粒包体具有以下几种成因类型：(1)寄主岩母岩浆早期结晶的凝块、基性岩墙经破碎而成(同源捕虏体)(张德全, 1981)；(2)寄主岩源区熔融后的残留体(Chappell and White, 1991)；(3)寄主岩侵位过程中捕获的围岩捕虏体(异源捕掳体，根据来源不同分为就地和深部两种)(Maasetal., 1997)，是同化混染作用不彻底的产物；(4)寄主岩早期的堆晶矿物，即析离体或异离体(Didier, 1973)；(5)镁铁质岩浆与长英质岩浆混合作用不彻底的产物(MME)(Peruginietal., 2003; Feeleyetal., 2008; 陈广俊等, 2014)。

图10 暗色微粒包体中的不平衡结构(a)包体中见来自寄主岩的长柱状斜长石斑晶；(b)包体中的长柱状角闪石；(c)镜下包体中的长柱状角闪石(-)Fig.10 Unbalanced structure in mafic microgranular enclaves

阿翁错复式岩体的围岩是上侏罗-下白垩统沙木罗组下段，主要为一套细砂质板岩、粉砂质板岩、泥质板岩、变中-细粒钙质岩屑石英砂岩、变钙质石英粉砂岩、变细粒钙质凝灰质长石杂砂岩组合，在成分和结构上与暗色微粒包体存在明显差异，野外调查在阿翁错复式岩体中发现了沙木罗组下段地层中的板岩捕掳体，捕掳体呈不规则棱角状，见角岩化、硅化等蚀变，具变余层理构造，而暗色微粒包体未见角岩化、硅化等蚀变现象，具典型的火成结构；此外，暗色微粒包体塑性变形特征明显，呈椭圆形、细长条形、透镜状以及不规则形态，与围岩捕掳体的不规则棱角状明显不同，表明暗色微粒包体不是围岩捕掳体。镜下观察发现暗色微粒包体具有典型的岩浆岩矿物组合和结构特征，未见石榴石、红柱石、堇青石等特征蚀变矿物，表明暗色微粒包体不是源区熔融后的残留体(陈广俊等, 2014)。暗色微粒包体为寄主岩早期的堆晶矿物的最大特征是暗色微粒包体具堆晶结构，矿物粒度与寄主岩相近，接触关系多为渐变(Noyesetal., 1983)。阿翁错复式岩体中的暗色微粒包体未发现堆晶结构，大部分包体的粒度明显小于寄主岩粒度，接触关系见截然型和渐变型，表明暗色微粒包体不是寄主岩早期的堆晶矿物(肖庆辉等, 2002; 陈国超等, 2016)。少部分暗色微粒包体与寄主岩接触带见宽约几毫米的冷凝边(图5b)，偶见反向脉(图5e)，而冷凝边和反向脉的出现是镁铁质岩浆与长英质岩浆发生混合作用的可靠证据(王德滋和谢磊, 2008)。

以上分析表明镁铁质岩浆注入长英质岩浆发生混合作用的观点可以合理解释阿翁错复式岩体中暗色微粒包体的成因。

阿翁错复式岩体发生岩浆混合作用具有诸多识别标志。在复式岩体中广泛分布闪长质暗色微粒包体，包体直径悬殊明显，以小型包体为主，具明显的塑性变形特征，与寄主岩接触关系以截然为主，见少量渐变过渡型；包体与寄主岩之间偶见宽约几厘米到几十厘米不等的过渡带，过渡带沿着包体与寄主岩的接触带呈环状或脉状产出，该带以色率介于包体和寄主岩石之间，粒度大于寄主岩而小于包体为显著特征(图5d)；有时可见包体与寄主岩之间相互穿插、包裹(图5f, g)；在包体与寄主岩接触带包体一侧偶见宽约1～2mm的冷凝边(图5b)，包体中偶见反向脉发育(图5e)；在包体中可见到大量从寄主岩捕获的斑晶(Troll and Schmincke, 2002; 陈斌等, 2006; 陈国超等, 2016)，如发育暗色镶边的石英和钾长石斑晶(图4b, c)，镶边是由于基性岩浆的温度高于酸性岩浆约300℃(王德滋和谢磊, 2008)，当两者之间发生混合作用时，吸热效应在石英、钾长石边缘的一圈熔体中形成局部过冷的条件，导致细粒他形角闪石、黑云母等暗色矿物围绕石英、钾长石捕掳晶晶出(Vernon, 2014; 陈广俊等, 2014; 陈国超等, 2016)，此外，在包体中还见到斜长石斑晶，这些斑晶以发育溶蚀状和港湾状外形为特征(图4d)；在包体及包体周围寄主岩中见大量不平衡结构：包体中的长柱状斜长石(图10a)、角闪石(图10b, c)和针状磷灰石等结构特征(图4k)。

5.2 岩浆混合的程度

岩浆混合的能干性主要受岩浆的温度和黏性影响(张旗等, 2007; 王玉往等, 2012)，基岩岩浆的温度恒高于酸性岩浆(王德滋和谢磊, 2008)，且基岩岩浆的黏性小于酸性岩浆(张旗等, 2007)，故基性岩浆混合的能干性远远强于酸性岩浆，在酸性岩石中常见基性暗色微粒包体，而在基岩岩石中很少见酸性包体。阿翁错复式岩体亦如此。在暗色微粒包体与寄主岩的接触带见冷凝边(图5b)，且从接触带到中心矿物粒度逐渐变大(图4a)，表明镁铁质岩浆注入长英质岩浆的早期阶段由于两者之间具有较大温差，包体边部温度快速降低，矿物快速结晶形成颗粒细小的冷凝边，由于未经历充分的结晶过程，矿物晶形差，粒度偏小，多呈他形-半自形细粒结构；晚期阶段随着暗色微粒包体与寄主岩之间温差逐渐降低，包体内部残余的岩浆经历了相对充分的结晶过程，形成的矿物晶型较好，粒度偏大。此外包体中见长柱状斜长石(图6a)、角闪石(图6b, c)和针状磷灰石(图4h)也是温度较高的镁铁质岩浆注入温度相对较低的长英质岩浆中快速冷却的标志(Baxter and Feely, 2002)。部分暗色微粒包体与寄主岩之间呈渐变过渡，偶见两者之间存在明显的过渡带(图5d)，表明两者之间温差较小。

图11 暗色微粒包体与寄主岩的Harker图解Fig.11 Harker diagram of MMEs and their host rocks

根据岩浆混合的程度可将混合作用划分为低级和高级两个阶段，低级阶段以机械混合(mixling)为主，而高级阶段主要为化学混合(mingling)，两个阶段是连续的，宏观和微观下见到的各种不协调、不均一现象主要出现在低级混合阶段，而高级阶段混合作用进行得彻底，岩石在组构上具均一性，见不到端元组分或混合残余物(李昌年, 1999; 张旗等, 2007; 王玉往等, 2012)。阿翁错复式岩体中广泛分布暗色微粒包体，能见到各种尺度的不协调现象，如包体与寄主岩之间相互包裹、包体中见反向脉、包体矿物晶形较差、斑晶具港湾状结构(石英斑晶发育暗色镶边)、针状磷灰石以及包体中矿物异常共生等，这些现象表明阿翁错复式岩体是岩浆混合作用不彻底的产物。

阿翁错复式岩体各类型岩石中均见暗色微粒包体分布，但分布极不均匀，从石英闪长岩-花岗闪长岩-花岗岩，暗色微粒包体数量呈增加趋势，尤其是在基性岩墙与花岗岩的接触带及附近暗色微粒包体成群、成带分布。这一现象表明从中性岩石到酸性岩石，岩浆混合程度在逐渐降低，这种趋势与中性岩浆的黏度低于酸性岩浆，而温度高于酸性岩浆有关。

5.3 岩浆起源及构造背景

阿翁错复式岩体的岩浆混合成因意味着暗色微粒包体和寄主岩相应端元之间存在成分的交换，但是包体明显比寄主岩偏中性，且包体与寄主岩之间的接触关系以截然为主，表明岩浆混合作用不彻底，存在物理混合(mingling)，那么寄主岩和包体继承了相应端元的部分岩浆源区特征，为本文通过地球化学数据讨论阿翁错复式岩体的岩浆源区以及构造环境、地球动力学提供了大量信息。在以SiO2含量为横坐标的Harker图解中(图11)，寄主岩和暗色微粒包体的FeOT、Al2O3、MgO、CaO、P2O5、TiO2含量与之呈较好的负相关性，表明在岩浆演化过程中二者经历了辉石、斜长石、磷灰石及钛铁氧化物的分离结晶作用(李献华等, 2000; 付强等, 2011)，二者的稀土元素配分曲线图和微量元素原始地幔标准化蛛网图具有高度一致性，表明二者具有强烈的地球化学亲源关系，且经历了相似的岩浆演化过程(陈广俊等, 2014)。

暗色微粒包体低硅(52.08%～57.07%)，富Mg、Fe、Ca，高Mg#(45～58，平均51)的地球化学特征，暗示包体的原始岩浆起源于地幔的部分熔融(Zhouetal., 2005; 于介江等, 2013)，但是包体富集大离子亲石元素Rb、K，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，低硅又说明地壳物质混染不显著。包体的Nb/Ta比值为12.2～25.8(平均17.6)接近原始地幔值(17.5±2.0, Jochumetal., 1989)。由此认为，包体的原始岩浆可能来源于受俯冲带流体交代的地幔楔(许继峰等, 2001; 郝百武, 2012; 陈广俊等, 2014)。而寄主岩相对高硅(67.10%～70.02%)，贫Mg、Fe、Ca，具有较低的Mg#(36～38，平均37)，同样富集大离子亲石元素Rb、K，亏损高场强元素Nb、Ta、P、Ti，其Nb/Ta比值为7.17～11.6(平均9.85)介于下地壳(8.3, Rudnick and Gao, 2003)和原始地幔值(17.5±2.0, Jochumetal., 1989)之间，更倾向于下地壳，以上特征表明寄主岩为幔源岩浆与熔融下地壳岩浆混合的产物，以熔融下地壳岩浆为主。

图12 暗色微粒包体与寄主岩的源区组成判别图(据Altherr and Siebel, 2002)Fig.12 Discrimination diagrams of magma source for MMEs and their host rocks (after Altherr and Siebel, 2002)

寄主岩和暗色微粒包体的CaO/Na2O比值分别为0.59～0.74(平均0.67)和1.34～2.96(平均2.10)，已有研究表明该比值介于0.3～1.5之间的中酸性岩石由杂砂岩或火成岩熔融形成，而由角闪岩熔融形成的中酸性岩石该比值变化较大，以0.1～3为主，可高达10(Jung and Pfänder, 2007)。此外二者的A/CNK值分别为0.95～1.01(平均0.98)和0.76～0.95(平均0.85)，均小于1.1，根据已有研究认为二者不可能有硬砂岩和泥质岩石部分熔融形成(Rushmer, 1991; Montel and Vielzeuf, 1997; 马乐天等, 2010)，但是角闪岩在水不饱和的条件下，随着水压的降低，脱水熔融形成岩浆的 A/CNK值小于1(Rushmer, 1991; 马乐天等, 2010)，结合二者均富Na、Ca，具有较低的K2O/Na2O比值(0.63～1.43，平均0.96)，推断二者的物质源区可能以角闪岩为主(赵永久等, 2007)，但是寄主岩物质源区有向杂砂岩过渡的趋势(图12)。

目前对于班-怒洋的认识尚存诸多争议。不同地区的研究表明班-怒洋盘的打开具有穿时性，在印度板块地区打开的时间为中-晚二叠世(Stampfli and Borel, 2002)，Springetal. (1993)在冈瓦纳大陆北缘采集的花岗岩年龄为281±1Ma、270Ma和268±5Ma，该地区的岩浆活动集中在早二叠世晚期-晚二叠世(Zhuetal., 2010)，黄启帅等(2012)和Shietal. (2012)分别对班公湖MOR型蛇绿岩和东巧蛇绿岩的地幔橄榄岩进行测年，获得了254±28Ma和251±65Ma两个年龄，可以代表班-怒洋的初始裂解时间，该时间比曲晓明等(2009)在日土县东面由洋脊型镁铁质岩墙测得的洋盆打开时间186.6～181.9Ma要早很多，林彬等(2017)对在多龙矿集区尕尔勤矿区发现的枕状玄武岩进行测年，获得其年龄为298±11Ma，将班-怒洋的初始裂解时限提前至早二叠世，Zhangetal. (2016)获得改则地区的榴辉岩年龄为260±5Ma，强巴扎西等(2009)对藏东丁青地区蛇绿岩中堆晶辉长岩进行测年，获得其年龄217±1.6Ma，这些年龄数据进一步证实班-怒洋盘的打开具有穿时性。班-怒洋盆存在三条俯冲带(杜德道等, 2011; 曲晓明等, 2009)：北面的日土和狮泉河-改则-洞错俯冲带，南面的拉果错俯冲带，前者开始向北向羌塘地块俯冲的时间是165.5±1.9Ma～166.4±2.0Ma(曲晓明等, 2009)，但羌塘南缘广泛发育早侏罗世(190～180Ma)SSZ型蛇绿岩指示北向俯冲作用此时已开始(Wangetal., 2016)，后者开始向南向拉萨地块俯冲的时间为134Ma(杜德道等, 2011)，到侏罗纪末-白垩纪初洋盆闭合(曲晓明等, 2009)，随后进入陆内俯冲，该过程一直持续到约95Ma(Kappetal., 2005)，然而李华亮等(2016)根据上白垩统竞柱山组(K2j)为陆相磨拉石沉积，且角度不整合覆盖在蛇绿岩及特提斯残留海相地层之上，认为班公湖地区在96Ma左右全面完成了由洋到陆的转换，进入陆内环境，约88.8Ma完成了从陆内俯冲向局部伸展的构造环境转变(雷鸣等, 2015)，李发桥等(2018)对班-怒带中段玛日埃错地区花岗斑岩进行研究，认为其形成于后碰撞伸展环境，表明晚白垩世晚期(78.3Ma)班怒带中段地区已经进入后碰撞伸展阶段。

阿翁错复式岩体中寄主岩和暗色微粒包体的Na2O含量平均值为2.80%～4.83%(平均均3.62%)，小于4.5%，表明区内花岗岩类形成深度接近50km(马乐天等, 2010; Winther, 1996)，显示此时的地壳已经加厚，证实了狮泉河-改则-洞错俯冲带向北向羌塘地块之下俯冲的观点(杜德道等, 2011)。岩体的成岩年龄是109.1±1.0Ma，此时正处于班-怒洋由弧-陆碰撞向陆陆碰撞的转换阶段即软碰撞阶段(任纪舜等, 1999)。寄主岩和暗色微粒包体均富集不相容元素Rb、K、U、Th，相对亏损高场强元素Nb、Ta、P、Ti，具有岛弧型岩浆岩的特征(杜德道等, 2011)，在Pearce (1996)的构造环境判别图上所有样品主要落在火山弧构造环境(图13)，有个别样品落在板内构造环境，表明其形成与狮泉河-改则-洞错俯冲带向北向羌塘地块之下俯冲关系密切。

图13 暗色微粒包体与寄主岩的Rb-Nb+Y图(a)和Rb-Yb+Ta图(b)(据 Pearce, 1996)Fig.13 Rb vs. Nb+Y diagram (a) and Rb vs. Yb+Ta diagram (b) for MMEs and their host rocks (after Pearce, 1996)

关于岩浆混合成因的机制有以下几种观点：(1)层状岩浆房对流观点。岩浆房中存在分层明显的两层岩浆，上部为长英质岩浆，下部为镁铁质岩浆，由于密度、黏度、温度等的不均衡性，两种岩浆发生大规模的对流作用，下部镁铁质岩浆的对流作用将长英质岩浆拖入，镁铁质岩浆混合能干性强，二者之间发生化学混合，形成均一岩浆；上部长英质岩浆的对流作用将镁铁质岩浆带入，而长英质岩浆混合能干性相对较差，二者之间仅发生机械混合作用，形成各种形态的暗色微粒包体(Vernon, 1983; 马昌前等, 1994; 王德滋等, 1992; 张旗等, 2007; 王德滋和谢磊, 2008)。(2)暗色微粒包体来源于富气的镁铁质岩浆上浮到长英质岩浆中结晶形成(Eichelberger, 1980; 王德滋等, 1992; 王德滋和谢磊, 2008)。(3)镁铁质岩浆以喷泉或射流的形式从岩浆房的一侧喷入到长英质岩浆(Frost and Mahood, 1987)。(4)深部岩浆房的镁铁质岩浆经伸展构造注入到浅部长英质岩浆房，发生岩浆混合作用，形成暗色微粒包体或基性岩墙(王德滋等, 1992; 王德滋和谢磊, 2008; Kumar and Pieru, 2010)。(5)岩浆混合作用主要发生在深部源区，在岩浆上升或侵位阶段发生混合作用的可能性很小(张旗等, 2007)

根据野外观察统计，按照拉伸程度将研究区暗色微粒包体分为两类。第一类包体呈细长条状，定向明显，长短轴比值介于4.14～5.32之间(表1)，包体分布的位置距离中基岩岩墙与寄主岩的接触部位较远，包体和寄主岩均未见固态变形，其拉伸程度与塑性状态下岩浆的流动有关，其长轴方向指示岩浆的流动方向(马昌前等, 1994; 陈国超等, 2016)；第二类包体呈椭圆状、透镜状、云雾状以及不规则形态，直径明显大于第一类包体，未见明显拉伸，多成群、成带分布在中基性岩墙与寄主岩接触部位附近，包体与寄主岩结构差异明显，包体常发育冷凝边，这类包体未见明显定向，或在同一露头可见几种不同的方向，为岩浆局部对流、搅动的结果(Patersonetal., 2004; 陈国超等, 2016)。在岩浆混合边界，端元岩浆的温度、黏度差异明显(Kumar and Rino, 2006)，岩浆运移速度较小，包体拉伸程度较低，形成第二类包体，随着远离混合边界，岩浆运移速度增大，包体拉伸程度也随之变大，形成第一类包体(陈国超等, 2016)。

岩浆混合作用的发生与构造环境关系密切，俯冲造山带、大陆热点、地壳伸展、深大断裂等构造环境有利于岩浆混合作用的发生(Shamberger and Garcia, 2007; 齐有强等, 2008)。阿翁错复式岩体中寄主岩和暗色微粒包体的成岩年龄分别为109.1±1.0Ma和107.4±0.7Ma，此时正处于班-怒洋北向俯冲羌塘地块之下的弧-陆碰撞造山阶段(Kappetal., 2005)，当洋壳俯冲到一定深度，随着温度升高、压力增大，洋壳开始脱水，产生流体，引起上覆地幔楔发生部分熔融，形成镁铁质岩浆(金性春和于开平, 2003; 董国臣等, 2006; 邱检生等, 2015)，在密度差的作用下镁铁质岩浆向上运移，并底侵于壳-幔边界，为下地壳带来高温热能(温差300～500℃)和富含挥发分的流体，引发下地壳物质发生部分熔融，形成长英质岩浆(Huppert and Sparks, 1988; 董国臣等, 2006; 王德滋和谢磊, 2008)，当镁铁质岩浆从底部注入到已经部分结晶的长英质岩浆中时，由于二者之间温度、黏度差异明显，不能发生彻底的化学混合(mixing)形成均一的岩浆，而以发生机械混合(mingling)为主(张旗等, 2007; 邱检生等, 2015)，表现为各种岩浆混合现象以及不协调现象(张旗等, 2007)。

6 结论

(1)岩浆混合作用以机械混合为主，存在化学混合，且岩浆混合作用具有多期次性，岩浆混合作用的影响因素主要是端元岩浆的温度和黏度，其中温差导致暗色微粒包体和寄主岩之间存在不同的组构。

(2)暗色微粒包体的拉伸程度与塑性状态下岩浆的流动有关，具有明显定向性包体的长轴方向指示岩浆的流动方向，而包体未见明显定向，或在同一露头可见几种不同的方向，为岩浆局部对流、搅动的结果。

(3)阿翁错复式岩体中寄主岩和暗色微粒包体的年龄分别为109.1±1.0Ma和107.4±0.7Ma，基本上一致，岩浆混合作用发生在早白垩世，此时正处于班-怒洋由弧-陆碰撞向陆陆碰撞的转换阶段即软碰撞阶段。

(4)在班-怒洋北向俯冲羌塘地块之下的背景下，洋壳脱水，引起上覆地幔楔发生部分熔融，形成镁铁质岩浆，镁铁质岩浆向上运移，并底侵于壳-幔边界，引发下地壳物质发生部分熔融，形成长英质岩浆，当镁铁质岩浆从底部注入长英质岩浆房时，镁铁质岩浆快速冷凝，形成部分色率高、粒度细，具冷凝边的包体，与寄主岩呈截然型接触，随着端元岩浆之间的温差逐渐降低，包体色率降低，粒度变大，与寄主岩呈渐变过渡。

致谢四川省地质调查院阚泽忠教授级高工在成文过程中给予了帮助；两位匿名审稿专家在审稿过程中提出了宝贵的意见和建议，使文章得到了进一步提升和完善；宋扬副研究员、林彬博士及编辑部老师为本文的顺利刊出付出了努力；在此一并表示衷心的感谢。