内蒙古解放营子花岗闪长岩岩浆混合机制——来自斜长石和角闪石的矿物化学证据

吕前露， 刘建峰， 赵 硕， 郭春丽， 车亚文

(1. 中国地质科学院 地质研究所， 北京 100037； 2. 中国地质大学(北京)， 北京 100083； 3. 中国地质科学院 矿产资源研究所， 北京 100037)

中酸性花岗岩体中常发育镁铁质暗色包体， 被认为是岩浆发生混合作用的重要标志(Sissonetal., 1996； Barbarin， 2005； Moetal., 2005)， 而岩浆混合作用作为岩浆演化的一种重要表现形式， 广泛形成于活动大陆边缘、碰撞造山带及大陆裂谷等多种构造背景， 是造成火成岩多样性的主要机制之一， 对于分析和探讨花岗岩成因以及地球构造动力学过程有着重要意义(Barbarin, 2005； McLeodetal., 2011； 李昌年， 2002； 王德滋等， 2004； 肖庆辉等， 2009； 莫宣学， 2011)。自20世纪以来， 岩浆混合作用的机制一直是岩石学家研究的热点和焦点问题(Huppert and Sparks, 1988； 周珣若， 1994； 李昌年， 2002； 齐有强等， 2008； Huangetal., 2012)。

根据混合作用的特征， 岩浆混合通常被分为以存在各种不平衡结构和暗色包体为特征的机械混合(magma mingling)和不同成分的岩浆混合形成新的化学成分均一的岩浆为特征的化学混合(magma mixing)(张旗等， 2007； 莫宣学， 2011)。更多情况下， 受岩浆的温度差、密度差、流变学性质差以及相对数量的影响， 岩浆混合作用往往介于机械混合和化学混合之间(Troll and Schmincke， 2002； Kumar and Rino， 2006； 张旗等， 2007； 王玉往等， 2012)， 常出现矿物间的明显不平衡结构， 如斜长石的熔蚀结构(Castro， 2001； 谢磊等， 2004)、大量暗色包体(Yangetal., 2003， 2006； 周珣若， 1994)以及暗色包体中出现高Ti角闪石和针状磷灰石(Wyllieetal., 1962； Hibbard， 1991)。前人研究表明， 在岩浆多期混合和演化过程中， 全岩地球化学、同位素等易发生均一化， 给恢复岩浆演化机制带来一定的困难(Belousovaetal., 2001； Chuetal., 2009)。斜长石和角闪石作为岩浆岩的主要造岩矿物， 往往发育复杂的结构和化学成分环带特征， 记录了结晶过程中熔体成分等结晶环境的变化， 是研究岩浆混合过程中物质扩散规律的重要对象(Nelson and Montana, 1992； Kuritani， 1998； Blundy and Cashman, 2001； Stewart and Pearce, 2004； Ginibre and Wörner, 2007)。

近年来研究表明， 内蒙古赤峰市解放营子岩体中发育大量镁铁质包体， 其中偏基性的玄武质包体具有较高的TiO2含量(1.68%～2.46%)及Nb、Ta等高场强元素含量，εNd(t)为+3.84～+4.94， 显示软流圈来源的板内玄武岩的微量元素和同位素地球化学特征， 明显区别于寄主岩石花岗闪长岩所具有的较低的TiO2含量(0.42%～1.03%)， 明显Nb、Ta元素负异常及εNd(t)为-1.0～-0.4等地球化学特征(Liuetal., 2012， 2020)。上述元素和同位素组成的差异在目前有关岩浆混合的报道中是非常少见的。 野外观察发现， 除同位素组成的差异外， 暗色包体可以分为含明显长石斑晶的多斑包体以及矿物粒度相对均匀的少斑包体， 它们可能代表不同混合程度或阶段的产物， 是混合过程尚未达到平衡的表现， 为研究岩浆混合过程中物质的迁移提供了理想的研究对象。因此， 本文在以往工作的基础上， 分别采集了多斑和少斑包体以及寄主岩石的典型样品， 对其中斜长石和角闪石进行电子探针分析， 对比它们的成分变化， 进而探讨岩浆混合机制和过程等科学问题。

1 区域地质概况

研究区位于内蒙古赤峰市以北解放营子镇一带， 大地构造位置处于华北克拉通北缘(图1b， 1c)(Liuetal., 2012， 2020； Wangetal., 2016)。区内出露的最老地质单元为新太古代石英闪长岩(Wangetal., 2016)， 呈东西向展布的长条状产出在研究区北部(图1c)， 代表华北克拉通基底(Zhangetal., 2021)。之后广泛发育古生代以来的火山沉积岩系和侵入岩， 其中古生代地层被划分为中志留世—早泥盆世浅变质板岩、片岩及大理岩和二叠纪海相砂岩、板岩、灰岩夹火山岩； 其上覆盖了中生代陆相火山岩和沉积岩以及新生代玄武岩和堆积物(图1c)(Wangetal., 2016； Liuetal., 2020)。解放营子岩体侵入于晚志留世—早泥盆世地层， 出露面积超过140 km2， 呈北东东向不规则椭圆形展布， 经历了较强的NEE向韧性变形， 岩体中部被第四系和河流切断， 分为东西两部分岩体。锆石U-Pb定年表明， 岩体的形成时代为中晚三叠世(230.4±2 Ma)， 属于高钾钙碱性系列岩浆岩(Liuetal., 2020)。与区域上同时代的沙德盖、光头山及喀喇沁岩体一样， 被认为是与华北克拉通和西伯利亚板块在古生代末发生拼合后的伸展及岩石圈拆沉作用有关(顾枫华等， 2015； Liuetal., 2012， 2020； Jiaetal., 2019； Lietal., 2020)。

2 岩体地质特征

解放营子岩体主体由中粗粒花岗闪长岩、花岗岩组成， 二者呈渐变接触， 风化面为灰黑色， 新鲜面为灰白色(图2a)。岩石发育弱糜棱岩化构造， 似斑状结构， 斑晶的粒径为0.5～2.0 cm， 包括宽板状或粒状的灰白色斜长石和浅粉红色的碱性长石以及长柱状的深黑色角闪石。其中， 斜长石(35%～40%， 体积分数)发育聚片双晶， 偶见韵律状环带结构， 部分颗粒表面发生轻微绢云母化(图3b)； 角闪石(5%～10%)呈浅黄绿色， 发育菱形解理， 偶见简单双晶(图3a～3c)。基质为细粒的黑云母、角闪石、长英质矿物及少量锆石、榍石等副矿物， 围绕斑晶定向排列， 构成糜棱岩化构造， 糜棱面理走向70°～80°。

岩体中普遍发育镁铁质包体， 但这些包体在空间上分布并不均匀， 在解放营子和小北山北侧山坡附近分布密度较大。本次工作重点对小北山北侧山坡的包体群开展了野外观察和采样分析。镁铁质包体总体呈灰黑色， 长条状、纺锤状、浑圆状及不规则形状等(图2a)， 直径从数厘米到数十厘米不等， 大者可达数十米， 在较大包体中可见灰白色花岗闪长岩反向脉(图2b)， 为典型的机械混合特征(李昌年， 2002)。

根据镁铁质包体中矿物的结构特征， 可以将其分为多斑和少斑包体两种类型(图2c， 2d)。多斑包体为石英二长闪长岩， 斑晶为中粗粒灰白色斜长石和黑色角闪石， 其中斜长石斑晶呈较自形宽板状， 粒径为0.5～2.0 cm， 含量约10%～15%， 角闪石斑晶呈自形短柱状， 粒径为0.3～0.5 cm， 含量为3%～5%。镜下观察， 斜长石斑晶发育环带结构， 部分颗粒具有熔蚀结构和嵌晶结构， 包含小颗粒角闪石和黑云母(图3f)。基质的矿物组成与寄主岩相近， 但角闪石等暗色矿物以及磷灰石含量相对较多。少斑包体为石英闪长岩， 直径可达数十米， 包体中心未见明显斑晶， 仅边部见少量斜长石和角闪石斑晶。显微镜下观察， 少斑包体的矿物组成与多斑包体相近(图2d)， 除偶见斜长石和角闪石斑晶外(<3%)， 主要由细粒斜长石(20%～25%)、碱性长石(3%～5%)、角闪石(35%～40%)、石英(5%～10%)及少量黑云母和副矿物组成(图3h， 3i)。角闪石斑晶中包裹细粒不规则的黑云母和斜长石(图3h)。磷灰石常呈针状发育在角闪石和长石中， 最长达300 μm(图3i)。

3 分析方法

本次研究对象包括寄主花岗闪长岩(20KL06-2)、多斑包体(20KL08-9、JF01-4)及少斑包体(20KL08-6、JF1-9、20KL08-5)。所有样品均采自地表， 坐标为42°37′10″N、119°06′45″E， 具体位置如图1c所示。

为揭示解放营子岩体中寄主花岗闪长岩和包体之间的成因联系， 选取寄主岩和不同类型包体中斜长石和角闪石的斑晶和基质进行电子探针分析。电子探针分析工作在中国地质科学院地质研究所大陆构造与动力学国家重点实验室完成的， 仪器型号为JXA-8100电子探针分析仪， 分析参数： 加速电压15 kV， 束流2×10-8A， 摄谱时间10 s， 束斑5 μm， 采用ZAF校正方法， 标准样品为美国SPI矿物。为揭示成分的变化， 对斑晶矿物进行了剖面扫描分析， 分析点由核部到边部等距分布， 间距为25～60 μm； 此外， 在斑晶周围的基质中选取部分小颗粒斜长石和角闪石与斑晶进行分析对比。

4 矿物化学特征

4.1 斜长石矿物化学特征

斜长石电子探针测试结果见表1。

表1 解放营子岩体斜长石电子探针成分测试结果 wB/%

续表1 Continued Table 1

寄主岩石花岗闪长岩(20KL06-2)中斜长石在显微镜下光性相对均匀， 斜长石牌号An值为13～31， 变化范围较小， 总体属于更长石(图4a， 4b)。从核部到边部， An值缓慢降低， 表现为正常成分环带的特征(图5a)。

镁铁质包体中斜长石多发育港湾状、补丁状等熔蚀结构(图5c， 5d)。其中， 多斑包体(20KL08-9)核部An值总体变化不大， 介于23～28之间， 与寄主岩石中斜长石斑晶核部An值相近； 靠近边部发育一个宽约150 μm颜色较浅的An值增加的突变环带， 其An值为31～46， 属于中长石； 边部An值呈现明显降低(22～31)的特征。基质中细粒斜长石的成分为更长石(An=22～31)， 与斑晶边部的An值相近(图4b， 5b)。

少斑包体中存在两种类型的斜长石斑晶。靠近包体边部样品(20KL08-6)中斜长石斑晶特征与多斑包体中的斜长石斑晶相近， 表现为核部具有与寄主岩石近似的An值(22～31)， 靠近晶体边部发育An增加的值突变环带(An=32～46)， 到边部An值明显降低(An=18～22)(图4b， 5c)。包体中心部位样品中(JF1-9)的斜长石显微镜下可见明显的核边结构， 核部发育熔蚀现象， 在同一消光位下， 核部残余部位的颜色较深， 熔蚀部位和边部颜色较浅。探针分析表明， 核部An值较高(30～47)， 属于中长石， 其中残余部位的An值(40～47)高于熔蚀部位的An值(32～36)； 边部An值介于17～35之间， 属于更长石(图4)； 由核部到边部An总体呈振荡下降的趋势。斑晶周围基质中的细粒斜长石为更长石， An值(19～23)与斑晶边缘相近(图4， 5d)。

4.2 角闪石矿物化学特征

角闪石的电子探针分析结果见表2， 以23个氧原子为基准， 计算出不同岩石类型中角闪石的阳离子数及其他参数。

表2 解放营子岩体角闪石电子探针成分测试结果 wB/%

续表2 Continued Table 2

寄主岩石花岗闪长岩(20KL06-2)中角闪石斑晶发育简单双晶， 其CaO、Al2O3、MgO、Na2O和TiO2含量分别为11.12%～11.84%、7.83%～10.80%、6.44%～8.57%、1.32%～2.12%和0.50%～1.10%(表2)。根据Leake等(1997)的分类， 总体属于铁镁钙闪石-铁角闪石(图6)。从核部向边部， 角闪石斑晶的MgO和Al2O3含量分别显示降低和升高的特征(图7a)。基质中细粒角闪石Al2O3、MgO和Na2O等含量与斑晶边部相似(图7c)， 但TiO2含量明显升高(1.58%～2.27%)。

多斑包体(JF01-4)中角闪石斑晶在显微镜下光性相对均匀， 其CaO(10.34%～11.57%)、Al2O3(8.96%～10.55%)、MgO(6.83%～7.48%)、Na2O(1.12%～1.74%)等主量元素含量与寄主岩石中角闪石相近， 也属于铁镁钙闪石(图6)， 但TiO2含量(1.17%～2.47%)较寄主岩中角闪石斑晶明显偏高， 与寄主岩石基质中细粒角闪石含量相近。

少斑包体(20KL08-5)中角闪石斑晶的Al2O3、MgO、Na2O和TiO2元素含量与多斑包体近似(表2)， 属于铁镁钙闪石-铁角闪石(图6a)。基质角闪石为铁镁钙闪石， 主量元素含量与斑晶角闪石相似(图6)。少斑包体与多斑包体中角闪石TiO2含量相近， 明显高于寄主岩中斑晶角闪石， 但与寄主岩中基质角闪石TiO2含量近似(图7c， 7f， 7i)。

5 讨论

5.1 暗色包体成因

目前， 关于花岗岩中暗色包体具有几种不同的成因， 即源区残留的耐熔物质、同源包体、围岩捕掳体和岩浆混合产物等(Vernon， 1984， 2014; White and Chappell， 1977； Chappelletal., 1987； Barbarin， 2005； Shellnuttetal., 2010)。Liu 等(2012， 2020)研究表明， 解放营子岩体中寄主岩与暗色包体的锆石U-Pb年龄近似(230 Ma)， 包体具有典型的岩浆结构特征， 排除了包体为残留体与围岩捕掳体的可能性； 包体没有明显的堆晶结构， 包体与寄主岩在Sr-Nd同位素上具有明显差异[εNd(t)值分别为3.84～4.94、-1.0～-0.4)]， 排除同源包体、残留体的可能性， 因此暗色包体为岩浆混合成因。暗色包体在寄主岩中呈椭圆状、透镜状和纺锤状产出， 表明包体是塑性变形产物(图2a)(莫宣学等， 2002)。包体中斜长石、角闪石和黑云母矿物常含针状磷灰石， 表明形成于快速冷凝结晶环境(图3i)(Wyllieetal., 1962)。此外， 包体中见反向脉， 其成因为温度相对较高的镁铁质岩浆进入较低温的长英质岩浆中快速冷却而产生的裂隙被长英质岩浆进入而形成， 也是反映岩浆混合的证据之一(朱金初等， 2006)。

5.2 斜长石环带的成因

斜长石环带的形成反映了结晶过程中熔体成分、温度和压力等复杂变化。由于元素在斜长石中扩散速率极低， 能较好的保存环带结构， 从而记录整个岩浆演化机制(Nelson and Montana, 1992； Blundy and Cashman, 2001； 覃锋等， 2006； 罗照华等， 2007)。

寄主岩石中斜长石斑晶An值由核部向边部逐渐降低， FeOT含量无系统性变化(图6a)。这种环带特征反映了岩浆分离结晶过程中， 早期晶出的偏基性斜长石晶体未与残余岩浆达到完全平衡， 随着温度的降低， 在每一温度区间都保留一部分斜长石， 但后期结晶的斜长石较先晶出者偏酸性， 而形成正常的斜长石环带(Stimac and Pearce, 1992； 吴平霄等， 1997； Couchetal., 2003； 谢磊等， 2004； 牛之建等， 2014)。

相比寄主岩石中斜长石斑晶的正常环带， 多斑和少斑镁铁质包体边部均发育具有突变环带的斜长石斑晶。这类斜长石斑晶核部An值(23～28)与寄主岩石中斜长石斑晶核部的An值(25～31)相近(图4b)， 靠近边部存在An值增加的突变环带(31～46)， 同时环带内FeOT含量增加， 之后An值向边部又逐渐降低(22～31)(图5b)。对于斜长石An值增加的突变环带， 一些学者认为可能是岩浆快速上升、压力突然降低造成的(Humphreysetal., 2006； Coote and Shane， 2016)， 另一些学者则认为其代表了岩浆不平衡的结构， 是不同化学成分和物理性质的岩浆发生混合形成的(Tepleyetal., 1999， 2000； Barbarin， 2005； Browneetal., 2006)。从岩石的似斑状结构特征来看， 属于典型的中深成侵入岩的结构， 可以排除突变环带是岩浆快速上升， 压力突然降低而造成的。此外， 作为斜长石中的微量元素， FeOT含量在相对封闭的岩浆系统中常保持相对稳定， 而在开放系统中会随熔体成分的改变而发生明显变化(Bindemanetal., 1998； Wilke and Behrens， 1999)。考虑到突变环带的熔蚀特征以及斜长石核部An值与寄主岩石一致， 因此， 笔者认为它们是由于高温的镁铁质岩浆注入长英质岩浆过程中， 捕掳早期结晶的酸性斜长石斑晶并发生熔蚀， 当混合熔体的温度不足以使斜长石完全熔融时， 仅在晶体周围形成An值增加的突变环带， 随着温度降低在斑晶边部和基质中进一步晶出富钠的斜长石。

除突变环带的斜长石斑晶外， 少斑包体中心部位还发育具有明显核边结构的斜长石斑晶(图5d)。这类斜长石在显微镜下核部发育岛状或环状结构， 而边部光性相对均匀(图5d)。斜长石的岛状、环状和多孔状熔蚀结构通常被认为是早期镁铁质岩浆结晶出的具有高An值的斜长石， 在随岩浆快速上升、降压和注入长英质岩浆过程中， 岩浆中水和挥发分的大量逸出导致斜长石晶体的结构性失稳而遭受部分熔蚀， 由于受到长英质岩浆的改造， 核部的熔蚀孔洞被晶出的相对富钠的斜长石充填的结果(李武显等， 1999； Baxter and Feely， 2002； Marteletal., 2006)。从电子探针分析结果来看， 具有岛状或环状结构的斑晶核部An值(30～47)明显高于边部An值(17～35)， 同时也明显高于发育突变环带的斜长石斑晶核部An值(23～28)， 排除它们与发育突变环带的斜长石斑晶核部同属于寄主岩石的捕掳晶， 而可能代表镁铁质岩浆早期结晶的产物。另一方面， 核部的熔蚀孔洞中An值(32～36)小于残余部位的An值(40～47)， 但比边部An值(17～35)略高， 指示它们可能是与长英质岩浆反应不完全的结果。该类斜长石边部An值与发育突变环带的斜长石边部An值(22～31)以及基质中细小斜长石An值(19～23)相近， 代表在岩浆结晶晚期相同温压的条件下形成的产物。

5.3 角闪石Ti含量变化及地质意义

前人研究表明， 角闪石中Ti含量既与结晶时的温度有关(Gilbertetal., 1982； Kingetal., 1999； Niida and Green， 1999)， 也受到岩浆化学成分的控制(Molinaetal., 2009)。根据角闪石温度计公式， 计算出包体角闪石、寄主岩中斑晶角闪石及基质角闪石的结晶温度分别为762～834℃、760～810℃和794～830℃(Ridolfietal., 2010)， 三者温度相近， 表明在解放营子岩体结晶过程中， 温度对角闪石中Ti含量的影响较小， 更与熔体成分相关。解放营子寄主岩石(花岗闪长岩)的全岩TiO2含量为0.42%～1.03%， 其中角闪石斑晶TiO2含量为0.50%～1.10%； 而镁铁质包体具有较高的全岩TiO2含量(1.68%～2.46%)， 和较高的角闪石斑晶TiO2含量(1.17%～2.47%)(Liuetal., 2020)， 也指示在解放营子岩体中熔体成分对角闪石TiO2的含量起主要的控制作用。

在寄主岩石花岗闪长岩中， 基质中角闪石TiO2含量(1.58%～2.26%)明显高于角闪石斑晶TiO2含量(0.50%～1.10%)， 且与包体中角闪石斑晶TiO2含量(1.17%～2.47%)相近， 指示花岗闪长岩结晶晚期存在富Ti熔体的加入。另一方面， 少斑包体的角闪石斑晶TiO2含量呈凹凸分布的特征(图7i)， 指示镁铁质岩浆的角闪石斑晶形成过程中应存在与贫Ti熔体的反应， 而角闪石斑晶包裹黑云母的不平衡共生现象也可能与长英质岩浆的反应有关(Grogan and Reavy， 2002； Xiongetal., 2012； 陆天宇等， 2016)。上述特征指示岩浆混合过程中存在TiO2从浓度较高的镁铁质岩浆向浓度较低的长英质岩浆的迁移。

5.4 岩浆混合机制的讨论

解放营子岩体形成于中晚三叠世西伯利亚和中朝古板块之间从碰撞造山到造山晚期伸展的转变阶段(Liuetal., 2012， 2020)， 岩体中广泛发育长条状、浑圆状、纺锤状及不规则状镁铁质包体， 宏观上指示岩体形成过程中存在岩浆的机械混合作用(图2)。元素和同位素地球化学分析表明， 其中基性端员具有较高的TiO2含量(1.68%～2.46%)以及Nb、Ta等高场强元素含量，εNd(t)为+3.84～+4.94， 显示软流圈来源的特征； 长英质端员具有较低的TiO2含量(0.42%～1.03%)， 明显Nb、Ta元素负异常以及εNd(t)为-1.0～-0.4， 显示地壳来源的特征； 而多数样品主量元素和εNd(t)同位素含量介于两个端员之间(Liuetal., 2012, 2020)， 指示岩体中也存在以元素扩散和迁移为特征的化学混合作用。

尽管以往的研究表明解放营子岩体形成过程中存在广泛的岩浆混合， 但对于岩浆混合的机制缺少约束。作为寄主岩石和包体中重要的矿物组成， 斜长石和角闪石成分的变化为揭示岩浆混合机制提供了关键的证据。从电子探针分析结果来看， 镁铁质包体中发育突变环带的斜长石斑晶代表较高温的镁铁质岩浆捕获并改造的斜长石捕掳晶(图5b， 5c)， 少斑包体中核部具有岛状、环状和多孔状熔蚀结构的斜长石斑晶是镁铁质岩浆中早期晶出的斜长石与长英质岩浆反应的结果(图5d)， 结合少斑包体角闪石斑晶TiO2含量呈凹凸不平的分布特征(图7g～7i)， 它们共同指示了镁铁质岩浆在形成过程中同化和吸收了大量的长英质岩浆。另一方面， 寄主岩石基质中结晶晚期的细粒角闪石TiO2含量明显高于斑晶角闪石的TiO2含量， 而与镁铁质包体中角闪石TiO2含量相近(图7c， 7f， 7i)， 指示长英质岩浆结晶晚期同化并吸收了镁铁质组分。以往的研究认为， 镁铁质岩浆具有高温、低黏度特征， 容易同化和吸收长英质岩浆成分， 而长英质岩浆由于低温、高黏度特征， 即使镁铁质岩浆加入， 使岩浆温度升高， 也不易同化镁铁质岩浆(Castro， 2001； 张旗等， 2007； Pistoneetal., 2016)。从解放营子花岗闪长岩的岩相学、地球化学和矿物化学特征来看， 该岩体形成过程中既存在机械混合， 也存在化学混合， 而且岩浆混合过程中元素的迁移是双向的。

6 主要认识

(1) 解放营子岩体的镁铁质包体中发育具有An值增加的突变环带和核部具有岛状或环状熔蚀结构的两种斜长石斑晶， 它们分别代表镁铁质岩浆从长英质岩浆中捕获并改造的斜长石捕掳晶和镁铁质岩浆自身晶出并受长英质岩浆改造的斜长石斑晶。

(2) 寄主岩石基质中结晶晚期的细粒角闪石TiO2含量明显高于斑晶角闪石的TiO2含量， 而与镁铁质包体中角闪石TiO2含量相近， 指示长英质岩浆结晶晚期同化并吸收了富TiO2的镁铁质组分。

(3) 解放营子岩体形成过程中， 镁铁质和长英质岩浆之间既存在宏观尺度上的机械混合， 也存在微观尺度上的以矿物间元素迁移为特征的化学混合， 且岩浆混合过程中元素的迁移是双向的。

致谢本文发表恰逢沈其韩院士百岁寿诞， 谨以此文表达美好祝愿和敬仰之情。感谢刘福来研究员组织本专辑， 感谢中国地质科学院地质研究所毛小红老师在电子探针实验中的帮助， 感谢匿名审稿专家的细致审稿， 提出诸多宝贵的意见。