冈底斯曲水岩基岩浆混合：来自暗色岩浆包体角闪石显微结构的证据*

马绪宣 施彬 熊发挥 李海兵

1. 自然资源部深地动力学重点实验室，北京 100037 2. 中国地质科学院地质研究所，北京 100037 3. 南方海洋科学与工程广东省实验室，广州 511458

作为地球的第三极，青藏高原是大陆动力学研究的天然实验室，其形成与演化历史一直以来备受全球地学界广泛的和持续的关注。青藏高原的形成主要涉及两个重要过程，一是晚古生代-中生代多洋盆的俯冲和消减，并伴随多地体的拼贴汇聚，也就是俗称的特提斯演化体系(Xuetal., 2015)；另一个重要过程是新生代印度-亚洲大陆的陆-陆碰撞过程，并最终奠定了现今的青藏高原构造框架和基本格局(Tapponnieretal., 2001)。拉萨地体作为最后一个拼贴到欧亚大陆的地体，很好地记录了新特提斯洋的俯冲和消减过程(Maetal., 2019)，并经历印度-亚洲的陆-陆碰撞过程，因此是研究青藏高原前世和今生的最独特地质单元。在新生代期间，拉萨地体的南缘由于受到新特提斯洋盆的持续俯冲作用，形成了大量的弧型岩浆(Jietal., 2009; Mengetal., 2018)；这些弧型岩体后期又受到陆-陆碰撞作用的影响，最终像一个彩虹链一样，被镶嵌在印度和亚洲大陆之间。这些弧型岩浆后期被叠加了大量的碰撞和后碰撞过程的岩浆作用，形成了现今的巨型冈底斯岩浆带(图1)(Yangetal., 2016)。

图1 青藏高原南部大地构造格局及冈底斯岩浆带地理位置图(据Chung et al., 2009)HFTB-喜马拉雅褶皱逆冲带；IYS-印度河-雅鲁藏布江缝合带；STDS-藏南拆离系Fig.1 Tectonic framework of the southern Tibetan Plateau showing the location of the Gangdese belt (after Chung et al., 2009)HFTB-Himalayan fold-thrust belt; IYS-Indus-Yarlung Tsangpo suture zone; STDS-South Tibetan Detachment System

曲水岩基位于冈底斯岩浆带中段(图2)，主要分布于拉萨-曲水-泽当三城之间。曲水岩基主要出露岩性包括闪长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩和少量花岗岩以及辉长岩等。这些岩体的结晶时代主要集中在早始新世55～45Ma期间(Jietal., 2009; Wenetal., 2008)，零星出露有三叠纪和晚白垩世的小岩体或岩株(Maetal., 2018; Wangetal., 2019a)。此外，这些早始新世的岩体，特别是闪长质到花岗质岩体包含大量的中基性岩浆包体，包体与寄主岩具有相同的结晶时代，展示了独特的成因特征(董国臣等, 2006; Maetal., 2017a; Moetal., 2005; Wangetal., 2019b)。关于曲水岩基的形成需要弄清楚两个问题，其一，其形成究竟是在新特提斯洋盆俯冲背景还是印度-亚洲的陆-陆碰撞背景(莫宣学等, 2007; Aoetal., 2018; van Hinsbergenetal., 2012)？其二，此岩基的形成主要受控于同源岩浆的结晶分异作用还是多源岩浆的多期、多层次的混合效应？关于其形成背景，争论点主要在印度-亚洲大陆的初始碰撞时间。前人提出的初始碰撞时间包括从70Ma到大约20Ma，跨度大、争论大。主流观点认为初始碰撞发生在60～50Ma期间(DeCellesetal., 2014; Huetal., 2015)。按照主流观点，55～45Ma的曲水岩基很可能形成在俯冲到碰撞转换的过程中，是一个过渡期的岩浆作用结果。

图2 藏南冈底斯中部曲水岩基地质简图图中所引年代学数据主要来源于Mo et al., 2005; Wen et al., 2008; Ji et al., 2009; Wang et al., 2016, 2019a; Ma et al., 2017a, 2018; Meng et al., 2018Fig.2 Simplified geological map of the Quxu batholith in the central part of the Gangdese belt, southern TibetZircon U-Pb dating results cited from Mo et al., 2005; Wen et al., 2008; Ji et al., 2009; Wang et al., 2016, 2019a; Ma et al., 2017a, 2018; Meng et al., 2018

关于曲水岩基的形成过程越来越多的研究趋向于认同岩浆混合过程。野外新鲜的包体寄主岩石露头和出露其中的大量暗色岩浆包体明显指示着多源岩浆的物理混合/混杂过程(magma mingling)，此外，这些包体的岩性变化以及包体和寄主岩石的同期结晶特征也暗示着岩浆成分的交换过程，即化学混合效应(magma mixing)。先前的大量研究已经揭示了包体所代表的基性岩浆和花岗质岩石所代表的酸性岩浆在结晶之前发生了元素和矿物的交换过程，这些混合后的岩浆具有较为均一的全岩和单矿物同位素特征(董国臣等, 2006)。然而，关于岩浆混合过程中矿物结构、构造表现如何，这些矿物是如何记录岩浆混合过程的研究还较为稀少(金成伟, 1986; 江万等, 1998, 1999; 董国臣等, 2006; Maetal., 2017a)。因此，本文拟在前人工作的基础之上，重点关注曲水岩基暗色岩浆包体和寄主岩中广泛存在的角闪石在岩浆混合过程中的结构、构造表现，并进一步解释曲水岩基的岩浆混合过程。

1 地质背景

青藏高原包含多个地体，由北到南分别为昆仑、松潘-甘孜、羌塘、拉萨和喜马拉雅地体等。上述地体之间依次被一系列缝合带相隔，包括阿尼玛卿-昆仑缝合带、金沙江缝合带、班公湖-怒江缝合带和印度河-雅鲁藏布江缝合带(Xiongetal., 2020; Yin and Harrison, 2000; 吴福元等, 2014)。从北到南，上述地体依次拼贴到欧亚大陆南缘，记录了特提斯体系的俯冲和消减过程(Becker and Faccenna, 2011; Tapponnieretal., 2001)。伴随着新特提斯洋的俯冲和消减过程，最终迎来了印度-亚洲大陆的陆-陆碰撞，形成了青藏高原的雏形。拉萨地体位于青藏高原的南部，其北与羌塘地体以班公-怒江缝合带为界，其南与喜马拉雅地体以印度河-雅鲁藏布缝合带为界。

近年的研究发现，拉萨地体并非始终完整一块，其内部存在多个缝合带，如北部的狮泉河-拉果措-永珠-纳木措-嘉黎蛇绿混杂岩带，南部的洛巴堆-米拉山断裂带等(Panetal., 2012)。由此可以将拉萨地体进行南北三分：北拉萨、中拉萨和南拉萨。此外，松多榴辉岩的发现也促成了拉萨两分的构造模式诞生，多位学者以松多榴辉岩带为界，将拉萨地体进行南北二分，即北拉萨和南拉萨地体(杨经绥等, 2007)。总而言之，拉萨地体并非之前认为的铁板一块，而是至少由两个或三个微地体经多期拼合而成。无论是在三分还是两分模式中南拉萨地体的概念大体相同，都是为以洛巴堆-米拉山-松多一线为界的拉萨地体南部地区，主要出露一套中生代弧岩浆岩，其岩浆岩分布面积达80%以上。广泛出露岩浆岩的南拉萨地体，也就是俗称的冈底斯岩浆带，或冈底斯岛弧带、冈底斯岩基、跨喜马拉雅岩基(Transhimalayan batholith)等(Zhuetal., 2018)。

冈底斯岩浆带位于拉萨地体南缘，向西连接科西斯坦岛弧地体，向东至喜马拉雅东构造结，东西延伸约2000km，南北宽20～100km。冈底斯岩浆带出露大量岩体及火山岩。岩浆作用的时代从中三叠世到中新世，持续2亿多年(Laskowskietal., 2018; Maetal., 2019)。但是，真正的岛弧岩浆作用只持续到50Ma左右。冈底斯的弧型岩浆作用具有典型的阶段性和峰期性特征，公认的弧型岩浆峰期主要是100～80Ma和65～45Ma两个时期(Jietal., 2009; Zhangetal., 2019; Zhuetal., 2018)。100～80Ma的强烈岩浆作用可能与新特提斯洋脊俯冲有关(Zhangetal., 2010)，亦或与俯冲板片的回旋密切相关(Maetal., 2013; Mengetal., 2019)。而65～45Ma的显著岩浆作用以曲水岩基和广泛分布的林子宗火山岩为代表，可能与俯冲板片的回旋以及板片断离有关，对应俯冲到碰撞的转换过程(莫宣学等, 2003; Leeetal., 2009)。相比之下，45Ma之后冈底斯的岩浆作用则以下地壳熔融为主，并伴随裂谷作用形成大量的钾质-超钾质火山岩(Chungetal., 2005; Wangetal., 2010)。

2 研究区岩性出露及包体中-显微尺度构造特征

冈底斯曲水岩基主要由花岗岩、闪长岩、花岗闪长岩、辉长岩和花岗闪长质岩中大量的中-基性岩浆包体组成(图3)。本研究区主要集中在曲水岩基的核心部位，曲水县东才纳乡北。寄主岩体主要为一套花岗闪长岩、二长花岗岩及少量闪长岩。寄主岩中包含大量中-基性岩浆包体，包体分布状态从密集的网状到零星的弥散状，到包体墙等(图4)。此外，在曲水岩基中存在大量的同侵位岩墙(syn-plutonic dyke)，这些同侵位岩墙与寄主岩体具有相同的结晶年龄，并展现了岩墙岩浆与花岗质岩浆的岩浆混合的构造证据，如岩墙走向上岩墙宽度和形状的变化，并见典型的缩颈现象(necking)，以及岩墙与花岗岩中包体的“藕断丝连”(岩浆拖尾和岩浆细脉)的关系等(图5)。上述现象说明基性岩墙侵位过程中花岗质寄主岩并未完全结晶，还存在着大量的熔体。偶然也能发现密集的同侵位岩墙展现出椭圆形形状(图6)。此结论可以从岩浆包体的岩浆变形方面找到证据，如典型的类似韧性剪切的包体变形，而剪切变形区内矿物没有韧性变形，只是发生了岩浆成因的矿物定向排列(图6)。

图3 曲水岩基野外露头及包裹其中的暗色岩浆包体Fig.3 Field photos of outcrops of the Quxu batholith and the enclosed microgranular enclaves

图4 曲水岩基才纳花岗闪长岩中的暗色岩浆包体群Fig.4 Enclave swarm enclosed within the Caina granodiorite in the Quxu batholith of the Gangdese belt, southern Tibet

图5 曲水岩基中的同侵位岩墙Fig.5 Syn-plutonic dykes within the Quxu batholith of the Gangdese belt, southern Tibet

图6 曲水岩基暗色岩浆包体群及其展示的流动构造Fig.6 Enclave swarm and their flow structures in the Quxu batholith of the Gangdese belt, southern Tibet

花岗闪长质岩体附近偶见二长花岗岩。二长花岗岩具有典型的斑状结构，钾长石斑晶长轴方向可达5cm，偶见自形板条状的角闪石颗粒在钾长石斑晶颗粒边部出露(图7a, b)。花岗闪长质岩体结构有一定变化，有些地方颗粒较粗，见众多自形角闪石颗粒；有些地方颗粒稍细，有零星出露的自形角闪石颗粒(图7c, d)。花岗闪长岩体中有弥散分布的包体，这些包体整体成分可能更接近中性岩。推测证据如下：这些包体已经不是典型的细晶结构特征，也不是纯基性包体的暗色调，而是呈现长英质的浅色调，包体内见众多大颗粒的斜长石颗粒，这些斜长石颗粒很可能是包体没有结晶之前从花岗闪长质岩浆中捕获而来(图7e, f)。此外，从图中不难看出，花岗闪长岩中的角闪石颗粒较大，自形程度较高。相比之下，包体零星分布的大颗粒角闪石颗粒粒度明显偏小，而且自形程度较差，没有明显棱角，类似于沉积磨圆的形态(图7e, f)。这些典型的花岗闪长岩及零星分布的包体是研究岩浆混合过程中角闪石单矿物成分、结构、构造特征的理想露头，故而我们在此处重点对花岗闪长质岩体和包体进行采样，用于后续的分析和测试工作。

图7 曲水岩基花岗质岩体与暗色岩浆包体中的角闪石Fig.7 Hornblendes of the granodioritic pluton and the enclosed enclaves in the Quxu batholith

花岗闪长岩样品在镜下显示典型的花岗结构，主要矿物包括自形-半自形的斜长石，自形的角闪石，以及偶尔可见的自形的、信封状的榍石(图8)。虽然角闪石颗粒局部有不规则边缘现象，但并无熔蚀结构，并总有一边呈直边与斜长石接触。无论是自形的大颗粒斜长石还是大颗粒的角闪石，镜下观察均较为洁净，内部无明显其他矿物的包裹体和嵌晶结构。角闪石具有非常典型的简单双晶。这些特征均说明，这些角闪石和斜长石来自同源岩浆，为近同期结晶产物。

相比之下，暗色岩浆包体矿物则呈现典型的细晶结构特征。总体而言，斜长石和角闪石颗粒粒度均明显小于花岗闪长质寄主岩，而且自形程度较低，暗示结晶时间的短暂和仓促性(图9)。不规则、小颗粒状的角闪石散乱分布于斜长石之中，呈充填状。当然，也有小颗粒的斜长石存在。相比寄主岩，包体中更容易看到宽片状黑云母(图9a, b)。正如露头观测到的，包体中存在大颗粒的斜长石，因而在显微镜下易观察到斜长石斑晶。这些斜长石斑晶为典型的他形结构，与周围基质中大量存在的小颗粒斜长石呈截然分明的特征。这一现象说明这些斜长石斑晶有可能来自花岗质岩浆，而非基性岩浆本身。此外，这些斜长石斑晶包含很多小颗粒的角闪石颗粒，显示典型的嵌晶结构(图9c, d)。在岩浆包体中还有一个典型的特征，即经常能见到角闪石颗粒边部出现小的片状黑云母。这些黑云母不仅存在于角闪石边部，还偶尔出现在角闪石中心部位，成角闪石颗粒的一部分(图10a, b)。正如前文所言，岩浆包体中的斜长石巨晶包含小的角闪石颗粒，同时也能看到小的斜长石颗粒镶嵌于大的斜长石巨晶之中，呈嵌晶状分布(图10c, d)。

图10 曲水岩基暗色岩浆包体中角闪石显微结构(Ⅱ)Fig.10 Hornblende microstructures of the enclaves in the Quxu batholith (Ⅱ)

图9 曲水岩基暗色岩浆包体中角闪石显微结构(Ⅰ)Fig.9 Hornblende microstructures of the enclaves in the Quxu batholith (Ⅰ)

在另外一个露头中，花岗闪长质寄主岩具有典型的花岗结构，自形-半自形的斜长石和角闪石，角闪石有一个直角边与斜长石紧密接触，显示同期结晶特征(图11a-d)。而包体中明显可以看到基质主要为小颗粒的角闪石和斜长石组成，均呈他形结构，显示快速结晶特征。在这些特征之外，岩浆包体中具有斑晶的角闪石颗粒，呈半自形-他形结构。角闪石边部呈熔蚀的港湾状。角闪石斑晶与基质中小颗粒角闪石的典型差异说明角闪石斑晶可能来自花岗闪长质岩浆，而非基性岩浆本身。此外，这些角闪石斑晶显示典型的核边结构，核部反射光较为明亮，呈橄榄石褐色；而边部则色彩较为暗淡，为典型的角闪石绿(图11e, f)。这说明角闪石核与边不是在同一个岩浆环境下形成，或角闪石形成过程中经历了温度的快速变化。

图11 曲水岩基花岗闪长质寄主岩和暗色岩浆包体中角闪石的显微结构对比Fig.11 Comparison of hornblende microstructures between granodioritic host and enclaves in the Quxu batholith

3 分析方法

3.1 矿物能谱扫描

角闪石成分能谱扫描在中国地质科学院地质研究所自然资源部深地动力学重点实验室完成。扫描电镜为FEI Quanta450配备Oxford X-Max50电制冷能谱探测器。实验分析环境为高真空环境(High vacuum)，工作电压(High voltage)=20kV，电子束电流强度(Beam current)=250μA，样品台工作距离(WD)=10.0mm，电子束光斑大小(Spot size)=5.5μm。能谱分析软件为AztecSynergy。

3.2 矿物探针分析

基于野外和显微镜下角闪石颗粒形态与结构的观察，我们选取暗色岩浆包体中的角闪石斑晶进行电子探针成分分析。电子探针分析在中国地质科学院矿产资源研究所电子探针实验室完成。使用仪器型号为JEOL JXA-8230，激光束直径为5μm，加速电压为15.0kV，20nA电流。详细分析方法请参考文献(Maetal., 2018, 2019)。

4 分析结果

4.1 矿物能谱扫描

角闪石主要元素能谱扫描如图12所示。本研究主要针对Si、O、Mg、Al、Fe、Ti、Ca、Na、K和Mn几种元素进行了能谱扫描。扫描结果显示Si、Mg和Al几种元素的成分分布具有明显的分区，角闪石有明显的核边成分差异特征(图12)。相比之下，其他几种元素则未看到明显成分分区，有可能是仪器分析灵敏度不够，也可能是图像处理过程中曝光度不够造成。为了进一步验证角闪石的成分环带特性，我们对角闪石进行了电子探针分析，精细测定其主量元素成分分布特征。

图12 暗色岩浆包体中角闪石斑晶主要元素能谱扫描图Fig.12 Spectral scanning of the hornblende phenocryst of the microgranular enclave

4.2 矿物元素成分

角闪石电子探针分析数据结果见表1、图13和图14。从图13和图14中不难看出，这些来自暗色岩浆包体的角闪石斑晶具有典型的核边结构。角闪石核部偏橄榄石褐色，边部偏角闪石绿色，反映核边结晶时岩浆成分、温度有显著差异。电子探针测试结果很好地证明了这个核边差异现象。如图13所示，角闪石斑晶核部SiO2、MgO、TiO2这三种主量元素含量偏高，边部则相对偏低；角闪石斑晶核部Al2O3、FeO和K2O这三种主量元素含量偏低，而边部则相对偏高。另一颗来自暗色岩浆包体的角闪石斑晶也展示了相似的主量元素成分分布特征(图14)。

图14 暗色岩浆包体中角闪石的核环结构及电子探针分析结果(Ⅱ)Fig.14 Hornblende core-mantle microstructure and electron microprobe analyses results for enclaves (Ⅱ)

图13 暗色岩浆包体中角闪石的核环结构及电子探针分析结果(Ⅰ)Fig.13 Hornblende core-mantle microstructure and electron microprobe analyses results for enclaves (Ⅰ)

表1 藏南冈底斯曲水岩基才纳岩体暗色岩浆包体中角闪石电子探针分析结果(wt%)

5 讨论

5.1 角闪石结构特征

矿物的结构、构造特征是表征岩浆演化过程非常好的参照(Patersonetal., 2018; Vernon, 1984)。换言之，岩浆的演化过程一定会在矿物的结构和构造方面留下蛛丝马迹。角闪石作为曲水岩基岩石成分最具代表性的、且广泛发育的一个特征性组成矿物，对其结构的深入解剖一定能为我们提供诸多不同的认识视角。野外露头发现花岗闪长岩中的角闪石颗粒较大，自形程度较高，且有很强的定向性(可能受岩浆流动状态控制)。这些角闪石的显微尺度结构特征也很明显，典型的自形，有直角边，矿物颗粒大小与斜长石相近，且没有明显的韧性变形痕迹。这些结构特征说明这些角闪石是岩浆成因，且与周遭的斜长石近同期结晶，来源于同一个岩浆房(Patersonetal., 1989)。

相比之下，暗色岩浆包体中的角闪石则具有两种不同的类型。类型Ⅰ角闪石以基质的形态存在，颗粒较小，以他形为主，多见细小的粒状。这些基质中的角闪石颗粒成分较为均一，没有典型的成分环带或分区，表明其结晶环境较为均一和稳定。类型Ⅱ角闪石呈斑晶状，颗粒粒径比基质中角闪石大10倍以上，且具有典型的核边结构。斑晶角闪石的核部呈典型的橄榄石褐色，而边部的角闪石则具有典型的角闪石绿。因此，我们可以得出如下认识：(1)斑晶角闪石与基质中的小颗粒角闪石不是来自同一个岩浆源，或不是在同一种成分的岩浆中结晶的；(2)斑晶角闪石生长过程不是一个连续的过程，而是经历了突变的过程，核与边不是在同一个均一、稳定的岩浆成分中结晶的(Barnesetal., 2017)。

此外，岩浆包体中的角闪石还有另外两个独特的特征。(1)包体基质中的角闪石小颗粒边部或核部已经出现微弱的黑云母化。这些角闪石局部已经变成了黑云母，但角闪石的原始形态仍然清晰可见，周围的斜长石颗粒也没有任何韧性变形的痕迹。由此说明，这些角闪石转变为黑云母的过程不是受后期韧性变形所导致的(Maetal., 2017a)。此外，这些转变的黑云母呈细小的板条状或细丝状，其长轴方向与角闪石长轴方向一致(图10)。这些特征说明角闪石转变为黑云母是在岩浆环境下进行的，而不是后期的热液蚀变等造成。此外，无论是野外露头，还是显微镜下，都未发现表征热液作用或变质作用的现象。(2)角闪石小颗粒呈嵌晶状零散地包裹于斜长石斑晶之中(图9c, d、图10c, d)。这说明斜长石斑晶结晶时间晚于包裹其中的小颗粒角闪石，或者斜长石斑晶不是来源于基性包体所代表的岩浆本身，而是外来的(Vernon, 1990)。

5.2 岩浆混合过程

以上关于角闪石的结构特征的解剖说明暗色包体所代表的基性岩浆和以花岗质岩石所代表的长英质岩浆曾经发生了岩浆混合作用(magma mixing)。当然，岩浆物理混合过程(magma mingling)也是显而易见的存在，正如野外所观测到的包体群、包体墙、弥散状包体、同侵位岩墙等(图4-图6)。在此我们重点强调的是两种岩浆的成分和矿物交换过程的混合过程(magma mixing)(Liuetal., 2013)。综合以上角闪石结构特征的分析，我们认为曲水岩基的形成至少经历了两期岩浆混合事件(图15)。

图15 藏南冈底斯曲水岩基两阶段岩浆混合模式图(图中火焰状图标修改自百度图库)Fig.15 Cartoons of tectonic models showing two stages of magma mixing for the Quxu batholith in the Gangdese belt, southern Tibet (flame figure modified from image.baidu.com)

第一期岩浆混合过程发生的地壳层次较深。混合的岩浆端元是基性的岩浆与酸性或中酸性的岩浆。早先的研究认为，基性岩浆与中酸性岩浆粘度存在较大的差异，他们无法混溶。但是，岩浆粘度与其温度和流动性有很大的关系。高粘度的岩浆在异常高的温度驱使下，其粘度会显著降低，且流动性会显著增强，这就为差异性的岩浆端元混合提供了有利条件。这一认识已经得到了动力学模拟的证实(Bergantzetal., 2015)。此外，基性岩浆通常含有大量的挥发性气体，易于产生大量的气泡，气泡的分离、逃逸过程有助于基性岩浆与中酸性岩浆的混合(Wiesmaieretal., 2015)。典型的野外实例在东昆仑，侵位的基性-中性岩墙中辉石和角闪石就记录了早期基性和酸性岩浆在深部混合的证据(Xiongetal., 2019)。野外观测的结果显示，暗色岩浆包体可以分为很多种类型，如同侵位岩墙型、包体群型、包体墙型、以及弥散状分布的包体(Frost and Mahood, 1987; Jayanandaetal., 2009, 2014)。其中弥散状分布的暗色包体又是占据主导地位，出露最为广泛。其他几种类型的暗色包体成分上更接近基性岩浆，矿物颗粒粒度非常细，长英质矿物含量少，肉眼难见。相比之下，广泛存在的弥散状包体则不是基性包体，里面长英质矿物肉眼可见，甚至有很多长石斑晶存在(图7e, f)。

此外，大量的地球化学数据测试结果也显示，曲水岩基中大部分暗色包体都是闪长质或花岗闪长质(Maetal., 2017a; 金成伟, 1986; 董国臣等, 2006)，并不是传统上认为的玄武质。因此，统称这些暗色包体为基性包体并不合适(Holdenetal., 1991)。综上所述，绝大部分的暗色包体，特别是闪长质到花岗闪长质包体，都已经是岩浆混合后的结果，不能真正代表混合前的基性端元了。大部分情况下基性岩浆如果不是经历充分的分离结晶作用，其产生的岩石组合应该以辉长辉绿岩或玄武岩为主，矿物组合以斜长石和辉石为主，很少出现角闪石。而冈底斯曲水岩基中大量的暗色中性包体中出现大量的角闪石，分别以小颗粒的形式存在于基质中(图9、图10)。这一特征说明，暗色中性包体所代表的岩浆是基性与酸性岩浆混合后的结果，其中的小颗粒角闪石的形成与混合过程中加入的富水花岗闪长质或花岗质岩浆有关，并进一步证实了早期基性岩浆与中酸性岩浆的初始混合作用。

在持续的下部加热情况下，基性岩浆房上升的岩浆流穿过岩浆混合区继续上升，到达结晶晚期的花岗质或花岗闪长质岩体时很容易形成同侵位岩墙或岩脉(syn-plutonic dyke or vein)(图5)。这些同侵位岩墙在侵位过程中可以继续与寄主岩中的熔体发生岩浆混合现象(Foster and Hyndman, 1990; Ghani, 1998; Jayanandaetal., 2009; Maetal., 2017b; Prabhakaretal., 2009)。上涌的基性岩浆如果经过正在结晶的花岗质岩浆，其一定会沿着半固态裂隙或破裂进行侵位，继而形成野外看到的的包体墙(enclave dyke)(图4a, b)。此外，混合后的闪长质或花岗闪长质岩浆受到下部软流圈或基性岩浆房的持续加热作用而出现上涌或爆破效应。爆破作用会使得混合后的闪长质的或花岗闪长质岩浆形成弥散状，成群或零星地散布于上部的花岗闪长质或花岗质岩浆中，并随着寄主岩浆一起进行垂向或横向流动，产生我们野外观察到的定向排列的岩墙群和包体群，以及定向排列的零星分布的包体(图4、图6)。混合后的闪长质或花岗闪长质岩浆通过爆破作用上升，破裂成水滴型的弥散状。由于具备三个有利条件，即：(1)受爆破作用而产生的强烈流动性；(2)成分与寄主岩浆相对更接近；以及(3)下部岩浆房的持续供热会弱化花岗闪长质或花岗质岩浆的粘度，这类混合后中性的、弥散状的、水滴状包体很容易与周围的中酸性岩浆发生元素交换和矿物交换，产生二次的岩浆混合效应(magma mixing)。

正如暗色包体中的角闪石斑晶所展示的核边结构一样(图13)，斑晶核部富SiO2、MgO和TiO2，贫Al2O3、FeO和K2O说明其很可能来自花岗闪长质或花岗质的岩浆。在花岗闪长质或花岗质岩浆中结晶的角闪石颗粒跳跃到了水滴型的中性包体岩浆中，由于此时混合后的中性包体还是处于岩浆状态，因此，跳跃过来的角闪石边部会继续生长。由于此时岩浆环境已经变为中性的了，故而边部新生长的角闪石SiO2、MgO和TiO2降低，Al2O3、FeO和K2O升高(图11-图13)。与此过程类似，花岗闪长质或花岗质岩浆中结晶的斜长石颗粒也跳跃到暗色包体岩浆中。由于暗色包体岩浆具有更高的温度，这些跳跃过来的斜长石边部开始熔融，形成现今看到的熔蚀的港湾状结构(Vernon, 2007)，并裹挟了暗色中性包体岩浆中早期生成的角闪石颗粒，形成典型的嵌晶结构(图9、图10)。暗色包体岩浆与花岗闪长质或花岗质岩浆接触时，后者的碱和水很容易进入暗色中性包体岩浆，继而造成暗色中性包体岩浆中已经结晶的角闪石颗粒局部转变为黑云母(Hibbard, 1991; Sylvester, 1998; Vernon, 2010)。总之，这些典型的矿物显微结构现象说明第二期岩浆混合的存在。

5.3 冈底斯曲水岩基成因动力学背景

如前文所述，曲水岩基从闪长岩到花岗岩都富集岩浆成因的自形角闪石，说明这些岩体的原始岩浆异常富水，为典型的I型花岗岩类，代表俯冲岛弧环境(Hirschmann, 2006; Shawetal., 2008; Sisson and Grove, 1993)。这些岩石组合还有一个共同的特点，地球化学特征显示典型的Nb、Ta和Ti亏损，轻稀土相对重稀土富集，并具有Eu负异常，与弧型I型花岗岩类特征吻合(Pearce, 2008; Prouteauetal., 2001; Reaganetal., 2010)。全岩同位素分析结果显示这些I型花岗岩类具有相对亏损的Sr-Nd特征，与相对亏损的锆石Lu-Hf同位素特征相吻合(Jietal., 2009; Maetal., 2017a; Wangetal., 2019b)。综合所有这些特征，我们认为曲水岩基形成于新特提斯洋壳板片俯冲背景，此时可能是由俯冲到陆-陆碰撞的转换期。因此，这些曲水花岗闪长质-花岗质岩应该是洋壳岩石圈俯冲背景下的弧岩浆产物，所以异常富水(Maetal., 2018; Murphy, 2020)。

相比这些I型的花岗闪长质或花岗质岩，暗色包体原始岩浆(基性岩浆)应该是来自更深层次的地幔，特别是软流圈地幔，其原始岩浆应该是相对贫水的(Moetal., 2009; Wangetal., 2019b; Williams and Hemley, 2001)。这些巨量基性岩浆的形成和底侵很可能与印度-亚洲大陆碰撞后俯冲板片的断离有密切关系(Jietal., 2016; Moetal., 2008)。板片断离引发软流圈上涌，继而造成基性岩浆底侵于冈底斯下地壳之下，为后期形成基性岩侵位和大量的基性包体，提供必要的物质条件(Moetal., 2005)。此外，软流圈的持续上涌和基性岩浆的持续底侵为后续多地壳层次的岩浆混合提供了很好的物质源区和热动力源。

6 结论

在角闪石显微结构详细研究的基础上，结合野外露头构造观测，综合区域地质特征，关于曲水岩基的形成我们有如下初步认识：

(1)冈底斯曲水岩基的形成过程主要经历两期岩浆混合：早期基性岩浆端元和酸性岩浆端元在深部的混合，形成中性的岩浆混合层；晚期中性的混合岩浆层发生爆破，碎裂成众多小的岩浆包体，小的岩浆包体在上升、运移过程中继续与酸性岩浆发生二次混合。

(2)冈底斯曲水岩基主要形成在新特提斯洋壳岩石圈板片俯冲到印度-亚洲陆-陆碰撞过程的转换期，岩浆来源主要是俯冲期的岛弧岩浆和由于俯冲板片断离作用而上升的软流圈地幔。

致谢感谢终审主编和编辑部老师的帮助和鼓励。感谢中国地质科学院地质研究所黄河研究员和中国科学院地质与地球物理研究所纪伟强副研究员的建设性评审意见。与田作林的讨论让作者受益匪浅，梁凤华、王晓敏在矿物能谱扫描中给予了热情帮助，电子探针分析得到了陈小丹和毛小红的支持，野外工作得到了中国地质大学(北京)胡小宝同学和青海大学肖百旺同学的大力协助，在此一并致以谢意。