馬緒宣 施彬 熊發(fā)揮 李海兵

1. 自然資源部深地動力學(xué)重點實驗室，北京 100037 2. 中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所，北京 100037 3. 南方海洋科學(xué)與工程廣東省實驗室，廣州 511458

作為地球的第三極，青藏高原是大陸動力學(xué)研究的天然實驗室，其形成與演化歷史一直以來備受全球地學(xué)界廣泛的和持續(xù)的關(guān)注。青藏高原的形成主要涉及兩個重要過程，一是晚古生代-中生代多洋盆的俯沖和消減，并伴隨多地體的拼貼匯聚，也就是俗稱的特提斯演化體系(Xuetal., 2015)；另一個重要過程是新生代印度-亞洲大陸的陸-陸碰撞過程，并最終奠定了現(xiàn)今的青藏高原構(gòu)造框架和基本格局(Tapponnieretal., 2001)。拉薩地體作為最后一個拼貼到歐亞大陸的地體，很好地記錄了新特提斯洋的俯沖和消減過程(Maetal., 2019)，并經(jīng)歷印度-亞洲的陸-陸碰撞過程，因此是研究青藏高原前世和今生的最獨特地質(zhì)單元。在新生代期間，拉薩地體的南緣由于受到新特提斯洋盆的持續(xù)俯沖作用，形成了大量的弧型巖漿(Jietal., 2009; Mengetal., 2018)；這些弧型巖體后期又受到陸-陸碰撞作用的影響，最終像一個彩虹鏈一樣，被鑲嵌在印度和亞洲大陸之間。這些弧型巖漿后期被疊加了大量的碰撞和后碰撞過程的巖漿作用，形成了現(xiàn)今的巨型岡底斯巖漿帶(圖1)(Yangetal., 2016)。

圖1 青藏高原南部大地構(gòu)造格局及岡底斯巖漿帶地理位置圖(據(jù)Chung et al., 2009)HFTB-喜馬拉雅褶皺逆沖帶；IYS-印度河-雅魯藏布江縫合帶；STDS-藏南拆離系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

曲水巖基位于岡底斯巖漿帶中段(圖2)，主要分布于拉薩-曲水-澤當(dāng)三城之間。曲水巖基主要出露巖性包括閃長巖、花崗閃長巖、二長花崗巖和少量花崗巖以及輝長巖等。這些巖體的結(jié)晶時代主要集中在早始新世55～45Ma期間(Jietal., 2009; Wenetal., 2008)，零星出露有三疊紀和晚白堊世的小巖體或巖株(Maetal., 2018; Wangetal., 2019a)。此外，這些早始新世的巖體，特別是閃長質(zhì)到花崗質(zhì)巖體包含大量的中基性巖漿包體，包體與寄主巖具有相同的結(jié)晶時代，展示了獨特的成因特征(董國臣等, 2006; Maetal., 2017a; Moetal., 2005; Wangetal., 2019b)。關(guān)于曲水巖基的形成需要弄清楚兩個問題，其一，其形成究竟是在新特提斯洋盆俯沖背景還是印度-亞洲的陸-陸碰撞背景(莫宣學(xué)等, 2007; Aoetal., 2018; van Hinsbergenetal., 2012)？其二，此巖基的形成主要受控于同源巖漿的結(jié)晶分異作用還是多源巖漿的多期、多層次的混合效應(yīng)？關(guān)于其形成背景，爭論點主要在印度-亞洲大陸的初始碰撞時間。前人提出的初始碰撞時間包括從70Ma到大約20Ma，跨度大、爭論大。主流觀點認為初始碰撞發(fā)生在60～50Ma期間(DeCellesetal., 2014; Huetal., 2015)。按照主流觀點，55～45Ma的曲水巖基很可能形成在俯沖到碰撞轉(zhuǎn)換的過程中，是一個過渡期的巖漿作用結(jié)果。

圖2 藏南岡底斯中部曲水巖基地質(zhì)簡圖圖中所引年代學(xué)數(shù)據(jù)主要來源于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

關(guān)于曲水巖基的形成過程越來越多的研究趨向于認同巖漿混合過程。野外新鮮的包體寄主巖石露頭和出露其中的大量暗色巖漿包體明顯指示著多源巖漿的物理混合/混雜過程(magma mingling)，此外，這些包體的巖性變化以及包體和寄主巖石的同期結(jié)晶特征也暗示著巖漿成分的交換過程，即化學(xué)混合效應(yīng)(magma mixing)。先前的大量研究已經(jīng)揭示了包體所代表的基性巖漿和花崗質(zhì)巖石所代表的酸性巖漿在結(jié)晶之前發(fā)生了元素和礦物的交換過程，這些混合后的巖漿具有較為均一的全巖和單礦物同位素特征(董國臣等, 2006)。然而，關(guān)于巖漿混合過程中礦物結(jié)構(gòu)、構(gòu)造表現(xiàn)如何，這些礦物是如何記錄巖漿混合過程的研究還較為稀少(金成偉, 1986; 江萬等, 1998, 1999; 董國臣等, 2006; Maetal., 2017a)。因此，本文擬在前人工作的基礎(chǔ)之上，重點關(guān)注曲水巖基暗色巖漿包體和寄主巖中廣泛存在的角閃石在巖漿混合過程中的結(jié)構(gòu)、構(gòu)造表現(xiàn)，并進一步解釋曲水巖基的巖漿混合過程。

1 地質(zhì)背景

青藏高原包含多個地體，由北到南分別為昆侖、松潘-甘孜、羌塘、拉薩和喜馬拉雅地體等。上述地體之間依次被一系列縫合帶相隔，包括阿尼瑪卿-昆侖縫合帶、金沙江縫合帶、班公湖-怒江縫合帶和印度河-雅魯藏布江縫合帶(Xiongetal., 2020; Yin and Harrison, 2000; 吳福元等, 2014)。從北到南，上述地體依次拼貼到歐亞大陸南緣，記錄了特提斯體系的俯沖和消減過程(Becker and Faccenna, 2011; Tapponnieretal., 2001)。伴隨著新特提斯洋的俯沖和消減過程，最終迎來了印度-亞洲大陸的陸-陸碰撞，形成了青藏高原的雛形。拉薩地體位于青藏高原的南部，其北與羌塘地體以班公-怒江縫合帶為界，其南與喜馬拉雅地體以印度河-雅魯藏布縫合帶為界。

近年的研究發(fā)現(xiàn)，拉薩地體并非始終完整一塊，其內(nèi)部存在多個縫合帶，如北部的獅泉河-拉果措-永珠-納木措-嘉黎蛇綠混雜巖帶，南部的洛巴堆-米拉山斷裂帶等(Panetal., 2012)。由此可以將拉薩地體進行南北三分：北拉薩、中拉薩和南拉薩。此外，松多榴輝巖的發(fā)現(xiàn)也促成了拉薩兩分的構(gòu)造模式誕生，多位學(xué)者以松多榴輝巖帶為界，將拉薩地體進行南北二分，即北拉薩和南拉薩地體(楊經(jīng)綏等, 2007)?？偠灾?，拉薩地體并非之前認為的鐵板一塊，而是至少由兩個或三個微地體經(jīng)多期拼合而成。無論是在三分還是兩分模式中南拉薩地體的概念大體相同，都是為以洛巴堆-米拉山-松多一線為界的拉薩地體南部地區(qū)，主要出露一套中生代弧巖漿巖，其巖漿巖分布面積達80%以上。廣泛出露巖漿巖的南拉薩地體，也就是俗稱的岡底斯巖漿帶，或?qū)姿箥u弧帶、岡底斯巖基、跨喜馬拉雅巖基(Transhimalayan batholith)等(Zhuetal., 2018)。

岡底斯巖漿帶位于拉薩地體南緣，向西連接科西斯坦島弧地體，向東至喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)，東西延伸約2000km，南北寬20～100km。岡底斯巖漿帶出露大量巖體及火山巖。巖漿作用的時代從中三疊世到中新世，持續(xù)2億多年(Laskowskietal., 2018; Maetal., 2019)。但是，真正的島弧巖漿作用只持續(xù)到50Ma左右。岡底斯的弧型巖漿作用具有典型的階段性和峰期性特征，公認的弧型巖漿峰期主要是100～80Ma和65～45Ma兩個時期(Jietal., 2009; Zhangetal., 2019; Zhuetal., 2018)。100～80Ma的強烈?guī)r漿作用可能與新特提斯洋脊俯沖有關(guān)(Zhangetal., 2010)，亦或與俯沖板片的回旋密切相關(guān)(Maetal., 2013; Mengetal., 2019)。而65～45Ma的顯著巖漿作用以曲水巖基和廣泛分布的林子宗火山巖為代表，可能與俯沖板片的回旋以及板片斷離有關(guān)，對應(yīng)俯沖到碰撞的轉(zhuǎn)換過程(莫宣學(xué)等, 2003; Leeetal., 2009)。相比之下，45Ma之后岡底斯的巖漿作用則以下地殼熔融為主，并伴隨裂谷作用形成大量的鉀質(zhì)-超鉀質(zhì)火山巖(Chungetal., 2005; Wangetal., 2010)。

2 研究區(qū)巖性出露及包體中-顯微尺度構(gòu)造特征

岡底斯曲水巖基主要由花崗巖、閃長巖、花崗閃長巖、輝長巖和花崗閃長質(zhì)巖中大量的中-基性巖漿包體組成(圖3)。本研究區(qū)主要集中在曲水巖基的核心部位，曲水縣東才納鄉(xiāng)北。寄主巖體主要為一套花崗閃長巖、二長花崗巖及少量閃長巖。寄主巖中包含大量中-基性巖漿包體，包體分布狀態(tài)從密集的網(wǎng)狀到零星的彌散狀，到包體墻等(圖4)。此外，在曲水巖基中存在大量的同侵位巖墻(syn-plutonic dyke)，這些同侵位巖墻與寄主巖體具有相同的結(jié)晶年齡，并展現(xiàn)了巖墻巖漿與花崗質(zhì)巖漿的巖漿混合的構(gòu)造證據(jù)，如巖墻走向上巖墻寬度和形狀的變化，并見典型的縮頸現(xiàn)象(necking)，以及巖墻與花崗巖中包體的“藕斷絲連”(巖漿拖尾和巖漿細脈)的關(guān)系等(圖5)。上述現(xiàn)象說明基性巖墻侵位過程中花崗質(zhì)寄主巖并未完全結(jié)晶，還存在著大量的熔體。偶然也能發(fā)現(xiàn)密集的同侵位巖墻展現(xiàn)出橢圓形形狀(圖6)。此結(jié)論可以從巖漿包體的巖漿變形方面找到證據(jù)，如典型的類似韌性剪切的包體變形，而剪切變形區(qū)內(nèi)礦物沒有韌性變形，只是發(fā)生了巖漿成因的礦物定向排列(圖6)。

圖3 曲水巖基野外露頭及包裹其中的暗色巖漿包體Fig.3 Field photos of outcrops of the Quxu batholith and the enclosed microgranular enclaves

圖4 曲水巖基才納花崗閃長巖中的暗色巖漿包體群Fig.4 Enclave swarm enclosed within the Caina granodiorite in the Quxu batholith of the Gangdese belt, southern Tibet

圖5 曲水巖基中的同侵位巖墻Fig.5 Syn-plutonic dykes within the Quxu batholith of the Gangdese belt, southern Tibet

圖6 曲水巖基暗色巖漿包體群及其展示的流動構(gòu)造Fig.6 Enclave swarm and their flow structures in the Quxu batholith of the Gangdese belt, southern Tibet

花崗閃長質(zhì)巖體附近偶見二長花崗巖。二長花崗巖具有典型的斑狀結(jié)構(gòu)，鉀長石斑晶長軸方向可達5cm，偶見自形板條狀的角閃石顆粒在鉀長石斑晶顆粒邊部出露(圖7a, b)。花崗閃長質(zhì)巖體結(jié)構(gòu)有一定變化，有些地方顆粒較粗，見眾多自形角閃石顆粒；有些地方顆粒稍細，有零星出露的自形角閃石顆粒(圖7c, d)?；◢忛W長巖體中有彌散分布的包體，這些包體整體成分可能更接近中性巖。推測證據(jù)如下：這些包體已經(jīng)不是典型的細晶結(jié)構(gòu)特征，也不是純基性包體的暗色調(diào)，而是呈現(xiàn)長英質(zhì)的淺色調(diào)，包體內(nèi)見眾多大顆粒的斜長石顆粒，這些斜長石顆粒很可能是包體沒有結(jié)晶之前從花崗閃長質(zhì)巖漿中捕獲而來(圖7e, f)。此外，從圖中不難看出，花崗閃長巖中的角閃石顆粒較大，自形程度較高。相比之下，包體零星分布的大顆粒角閃石顆粒粒度明顯偏小，而且自形程度較差，沒有明顯棱角，類似于沉積磨圓的形態(tài)(圖7e, f)。這些典型的花崗閃長巖及零星分布的包體是研究巖漿混合過程中角閃石單礦物成分、結(jié)構(gòu)、構(gòu)造特征的理想露頭，故而我們在此處重點對花崗閃長質(zhì)巖體和包體進行采樣，用于后續(xù)的分析和測試工作。

圖7 曲水巖基花崗質(zhì)巖體與暗色巖漿包體中的角閃石Fig.7 Hornblendes of the granodioritic pluton and the enclosed enclaves in the Quxu batholith

花崗閃長巖樣品在鏡下顯示典型的花崗結(jié)構(gòu)，主要礦物包括自形-半自形的斜長石，自形的角閃石，以及偶爾可見的自形的、信封狀的榍石(圖8)。雖然角閃石顆粒局部有不規(guī)則邊緣現(xiàn)象，但并無熔蝕結(jié)構(gòu)，并總有一邊呈直邊與斜長石接觸。無論是自形的大顆粒斜長石還是大顆粒的角閃石，鏡下觀察均較為潔凈，內(nèi)部無明顯其他礦物的包裹體和嵌晶結(jié)構(gòu)。角閃石具有非常典型的簡單雙晶。這些特征均說明，這些角閃石和斜長石來自同源巖漿，為近同期結(jié)晶產(chǎn)物。

相比之下，暗色巖漿包體礦物則呈現(xiàn)典型的細晶結(jié)構(gòu)特征。總體而言，斜長石和角閃石顆粒粒度均明顯小于花崗閃長質(zhì)寄主巖，而且自形程度較低，暗示結(jié)晶時間的短暫和倉促性(圖9)。不規(guī)則、小顆粒狀的角閃石散亂分布于斜長石之中，呈充填狀。當(dāng)然，也有小顆粒的斜長石存在。相比寄主巖，包體中更容易看到寬片狀黑云母(圖9a, b)。正如露頭觀測到的，包體中存在大顆粒的斜長石，因而在顯微鏡下易觀察到斜長石斑晶。這些斜長石斑晶為典型的他形結(jié)構(gòu)，與周圍基質(zhì)中大量存在的小顆粒斜長石呈截然分明的特征。這一現(xiàn)象說明這些斜長石斑晶有可能來自花崗質(zhì)巖漿，而非基性巖漿本身。此外，這些斜長石斑晶包含很多小顆粒的角閃石顆粒，顯示典型的嵌晶結(jié)構(gòu)(圖9c, d)。在巖漿包體中還有一個典型的特征，即經(jīng)常能見到角閃石顆粒邊部出現(xiàn)小的片狀黑云母。這些黑云母不僅存在于角閃石邊部，還偶爾出現(xiàn)在角閃石中心部位，成角閃石顆粒的一部分(圖10a, b)。正如前文所言，巖漿包體中的斜長石巨晶包含小的角閃石顆粒，同時也能看到小的斜長石顆粒鑲嵌于大的斜長石巨晶之中，呈嵌晶狀分布(圖10c, d)。

圖10 曲水巖基暗色巖漿包體中角閃石顯微結(jié)構(gòu)(Ⅱ)Fig.10 Hornblende microstructures of the enclaves in the Quxu batholith (Ⅱ)

圖9 曲水巖基暗色巖漿包體中角閃石顯微結(jié)構(gòu)(Ⅰ)Fig.9 Hornblende microstructures of the enclaves in the Quxu batholith (Ⅰ)

在另外一個露頭中，花崗閃長質(zhì)寄主巖具有典型的花崗結(jié)構(gòu)，自形-半自形的斜長石和角閃石，角閃石有一個直角邊與斜長石緊密接觸，顯示同期結(jié)晶特征(圖11a-d)。而包體中明顯可以看到基質(zhì)主要為小顆粒的角閃石和斜長石組成，均呈他形結(jié)構(gòu)，顯示快速結(jié)晶特征。在這些特征之外，巖漿包體中具有斑晶的角閃石顆粒，呈半自形-他形結(jié)構(gòu)。角閃石邊部呈熔蝕的港灣狀。角閃石斑晶與基質(zhì)中小顆粒角閃石的典型差異說明角閃石斑晶可能來自花崗閃長質(zhì)巖漿，而非基性巖漿本身。此外，這些角閃石斑晶顯示典型的核邊結(jié)構(gòu)，核部反射光較為明亮，呈橄欖石褐色；而邊部則色彩較為暗淡，為典型的角閃石綠(圖11e, f)。這說明角閃石核與邊不是在同一個巖漿環(huán)境下形成，或角閃石形成過程中經(jīng)歷了溫度的快速變化。

圖11 曲水巖基花崗閃長質(zhì)寄主巖和暗色巖漿包體中角閃石的顯微結(jié)構(gòu)對比Fig.11 Comparison of hornblende microstructures between granodioritic host and enclaves in the Quxu batholith

3 分析方法

3.1 礦物能譜掃描

角閃石成分能譜掃描在中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所自然資源部深地動力學(xué)重點實驗室完成。掃描電鏡為FEI Quanta450配備Oxford X-Max50電制冷能譜探測器。實驗分析環(huán)境為高真空環(huán)境(High vacuum)，工作電壓(High voltage)=20kV，電子束電流強度(Beam current)=250μA，樣品臺工作距離(WD)=10.0mm，電子束光斑大小(Spot size)=5.5μm。能譜分析軟件為AztecSynergy。

3.2 礦物探針分析

基于野外和顯微鏡下角閃石顆粒形態(tài)與結(jié)構(gòu)的觀察，我們選取暗色巖漿包體中的角閃石斑晶進行電子探針成分分析。電子探針分析在中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所電子探針實驗室完成。使用儀器型號為JEOL JXA-8230，激光束直徑為5μm，加速電壓為15.0kV，20nA電流。詳細分析方法請參考文獻(Maetal., 2018, 2019)。

4 分析結(jié)果

4.1 礦物能譜掃描

角閃石主要元素能譜掃描如圖12所示。本研究主要針對Si、O、Mg、Al、Fe、Ti、Ca、Na、K和Mn幾種元素進行了能譜掃描。掃描結(jié)果顯示Si、Mg和Al幾種元素的成分分布具有明顯的分區(qū)，角閃石有明顯的核邊成分差異特征(圖12)。相比之下，其他幾種元素則未看到明顯成分分區(qū)，有可能是儀器分析靈敏度不夠，也可能是圖像處理過程中曝光度不夠造成。為了進一步驗證角閃石的成分環(huán)帶特性，我們對角閃石進行了電子探針分析，精細測定其主量元素成分分布特征。

圖12 暗色巖漿包體中角閃石斑晶主要元素能譜掃描圖Fig.12 Spectral scanning of the hornblende phenocryst of the microgranular enclave

4.2 礦物元素成分

角閃石電子探針分析數(shù)據(jù)結(jié)果見表1、圖13和圖14。從圖13和圖14中不難看出，這些來自暗色巖漿包體的角閃石斑晶具有典型的核邊結(jié)構(gòu)。角閃石核部偏橄欖石褐色，邊部偏角閃石綠色，反映核邊結(jié)晶時巖漿成分、溫度有顯著差異。電子探針測試結(jié)果很好地證明了這個核邊差異現(xiàn)象。如圖13所示，角閃石斑晶核部SiO2、MgO、TiO2這三種主量元素含量偏高，邊部則相對偏低；角閃石斑晶核部Al2O3、FeO和K2O這三種主量元素含量偏低，而邊部則相對偏高。另一顆來自暗色巖漿包體的角閃石斑晶也展示了相似的主量元素成分分布特征(圖14)。

圖14 暗色巖漿包體中角閃石的核環(huán)結(jié)構(gòu)及電子探針分析結(jié)果(Ⅱ)Fig.14 Hornblende core-mantle microstructure and electron microprobe analyses results for enclaves (Ⅱ)

圖13 暗色巖漿包體中角閃石的核環(huán)結(jié)構(gòu)及電子探針分析結(jié)果(Ⅰ)Fig.13 Hornblende core-mantle microstructure and electron microprobe analyses results for enclaves (Ⅰ)

表1 藏南岡底斯曲水巖基才納巖體暗色巖漿包體中角閃石電子探針分析結(jié)果(wt%)

5 討論

5.1 角閃石結(jié)構(gòu)特征

礦物的結(jié)構(gòu)、構(gòu)造特征是表征巖漿演化過程非常好的參照(Patersonetal., 2018; Vernon, 1984)。換言之，巖漿的演化過程一定會在礦物的結(jié)構(gòu)和構(gòu)造方面留下蛛絲馬跡。角閃石作為曲水巖基巖石成分最具代表性的、且廣泛發(fā)育的一個特征性組成礦物，對其結(jié)構(gòu)的深入解剖一定能為我們提供諸多不同的認識視角。野外露頭發(fā)現(xiàn)花崗閃長巖中的角閃石顆粒較大，自形程度較高，且有很強的定向性(可能受巖漿流動狀態(tài)控制)。這些角閃石的顯微尺度結(jié)構(gòu)特征也很明顯，典型的自形，有直角邊，礦物顆粒大小與斜長石相近，且沒有明顯的韌性變形痕跡。這些結(jié)構(gòu)特征說明這些角閃石是巖漿成因，且與周遭的斜長石近同期結(jié)晶，來源于同一個巖漿房(Patersonetal., 1989)。

相比之下，暗色巖漿包體中的角閃石則具有兩種不同的類型。類型Ⅰ角閃石以基質(zhì)的形態(tài)存在，顆粒較小，以他形為主，多見細小的粒狀。這些基質(zhì)中的角閃石顆粒成分較為均一，沒有典型的成分環(huán)帶或分區(qū)，表明其結(jié)晶環(huán)境較為均一和穩(wěn)定。類型Ⅱ角閃石呈斑晶狀，顆粒粒徑比基質(zhì)中角閃石大10倍以上，且具有典型的核邊結(jié)構(gòu)。斑晶角閃石的核部呈典型的橄欖石褐色，而邊部的角閃石則具有典型的角閃石綠。因此，我們可以得出如下認識：(1)斑晶角閃石與基質(zhì)中的小顆粒角閃石不是來自同一個巖漿源，或不是在同一種成分的巖漿中結(jié)晶的；(2)斑晶角閃石生長過程不是一個連續(xù)的過程，而是經(jīng)歷了突變的過程，核與邊不是在同一個均一、穩(wěn)定的巖漿成分中結(jié)晶的(Barnesetal., 2017)。

此外，巖漿包體中的角閃石還有另外兩個獨特的特征。(1)包體基質(zhì)中的角閃石小顆粒邊部或核部已經(jīng)出現(xiàn)微弱的黑云母化。這些角閃石局部已經(jīng)變成了黑云母，但角閃石的原始形態(tài)仍然清晰可見，周圍的斜長石顆粒也沒有任何韌性變形的痕跡。由此說明，這些角閃石轉(zhuǎn)變?yōu)楹谠颇傅倪^程不是受后期韌性變形所導(dǎo)致的(Maetal., 2017a)。此外，這些轉(zhuǎn)變的黑云母呈細小的板條狀或細絲狀，其長軸方向與角閃石長軸方向一致(圖10)。這些特征說明角閃石轉(zhuǎn)變?yōu)楹谠颇甘窃趲r漿環(huán)境下進行的，而不是后期的熱液蝕變等造成。此外，無論是野外露頭，還是顯微鏡下，都未發(fā)現(xiàn)表征熱液作用或變質(zhì)作用的現(xiàn)象。(2)角閃石小顆粒呈嵌晶狀零散地包裹于斜長石斑晶之中(圖9c, d、圖10c, d)。這說明斜長石斑晶結(jié)晶時間晚于包裹其中的小顆粒角閃石，或者斜長石斑晶不是來源于基性包體所代表的巖漿本身，而是外來的(Vernon, 1990)。

5.2 巖漿混合過程

以上關(guān)于角閃石的結(jié)構(gòu)特征的解剖說明暗色包體所代表的基性巖漿和以花崗質(zhì)巖石所代表的長英質(zhì)巖漿曾經(jīng)發(fā)生了巖漿混合作用(magma mixing)。當(dāng)然，巖漿物理混合過程(magma mingling)也是顯而易見的存在，正如野外所觀測到的包體群、包體墻、彌散狀包體、同侵位巖墻等(圖4-圖6)。在此我們重點強調(diào)的是兩種巖漿的成分和礦物交換過程的混合過程(magma mixing)(Liuetal., 2013)。綜合以上角閃石結(jié)構(gòu)特征的分析，我們認為曲水巖基的形成至少經(jīng)歷了兩期巖漿混合事件(圖15)。

圖15 藏南岡底斯曲水巖基兩階段巖漿混合模式圖(圖中火焰狀圖標(biāo)修改自百度圖庫)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)

第一期巖漿混合過程發(fā)生的地殼層次較深?；旌系膸r漿端元是基性的巖漿與酸性或中酸性的巖漿。早先的研究認為，基性巖漿與中酸性巖漿粘度存在較大的差異，他們無法混溶。但是，巖漿粘度與其溫度和流動性有很大的關(guān)系。高粘度的巖漿在異常高的溫度驅(qū)使下，其粘度會顯著降低，且流動性會顯著增強，這就為差異性的巖漿端元混合提供了有利條件。這一認識已經(jīng)得到了動力學(xué)模擬的證實(Bergantzetal., 2015)。此外，基性巖漿通常含有大量的揮發(fā)性氣體，易于產(chǎn)生大量的氣泡，氣泡的分離、逃逸過程有助于基性巖漿與中酸性巖漿的混合(Wiesmaieretal., 2015)。典型的野外實例在東昆侖，侵位的基性-中性巖墻中輝石和角閃石就記錄了早期基性和酸性巖漿在深部混合的證據(jù)(Xiongetal., 2019)。野外觀測的結(jié)果顯示，暗色巖漿包體可以分為很多種類型，如同侵位巖墻型、包體群型、包體墻型、以及彌散狀分布的包體(Frost and Mahood, 1987; Jayanandaetal., 2009, 2014)。其中彌散狀分布的暗色包體又是占據(jù)主導(dǎo)地位，出露最為廣泛。其他幾種類型的暗色包體成分上更接近基性巖漿，礦物顆粒粒度非常細，長英質(zhì)礦物含量少，肉眼難見。相比之下，廣泛存在的彌散狀包體則不是基性包體，里面長英質(zhì)礦物肉眼可見，甚至有很多長石斑晶存在(圖7e, f)。

此外，大量的地球化學(xué)數(shù)據(jù)測試結(jié)果也顯示，曲水巖基中大部分暗色包體都是閃長質(zhì)或花崗閃長質(zhì)(Maetal., 2017a; 金成偉, 1986; 董國臣等, 2006)，并不是傳統(tǒng)上認為的玄武質(zhì)。因此，統(tǒng)稱這些暗色包體為基性包體并不合適(Holdenetal., 1991)。綜上所述，絕大部分的暗色包體，特別是閃長質(zhì)到花崗閃長質(zhì)包體，都已經(jīng)是巖漿混合后的結(jié)果，不能真正代表混合前的基性端元了。大部分情況下基性巖漿如果不是經(jīng)歷充分的分離結(jié)晶作用，其產(chǎn)生的巖石組合應(yīng)該以輝長輝綠巖或玄武巖為主，礦物組合以斜長石和輝石為主，很少出現(xiàn)角閃石。而岡底斯曲水巖基中大量的暗色中性包體中出現(xiàn)大量的角閃石，分別以小顆粒的形式存在于基質(zhì)中(圖9、圖10)。這一特征說明，暗色中性包體所代表的巖漿是基性與酸性巖漿混合后的結(jié)果，其中的小顆粒角閃石的形成與混合過程中加入的富水花崗閃長質(zhì)或花崗質(zhì)巖漿有關(guān)，并進一步證實了早期基性巖漿與中酸性巖漿的初始混合作用。

在持續(xù)的下部加熱情況下，基性巖漿房上升的巖漿流穿過巖漿混合區(qū)繼續(xù)上升，到達結(jié)晶晚期的花崗質(zhì)或花崗閃長質(zhì)巖體時很容易形成同侵位巖墻或巖脈(syn-plutonic dyke or vein)(圖5)。這些同侵位巖墻在侵位過程中可以繼續(xù)與寄主巖中的熔體發(fā)生巖漿混合現(xiàn)象(Foster and Hyndman, 1990; Ghani, 1998; Jayanandaetal., 2009; Maetal., 2017b; Prabhakaretal., 2009)。上涌的基性巖漿如果經(jīng)過正在結(jié)晶的花崗質(zhì)巖漿，其一定會沿著半固態(tài)裂隙或破裂進行侵位，繼而形成野外看到的的包體墻(enclave dyke)(圖4a, b)。此外，混合后的閃長質(zhì)或花崗閃長質(zhì)巖漿受到下部軟流圈或基性巖漿房的持續(xù)加熱作用而出現(xiàn)上涌或爆破效應(yīng)。爆破作用會使得混合后的閃長質(zhì)的或花崗閃長質(zhì)巖漿形成彌散狀，成群或零星地散布于上部的花崗閃長質(zhì)或花崗質(zhì)巖漿中，并隨著寄主巖漿一起進行垂向或橫向流動，產(chǎn)生我們野外觀察到的定向排列的巖墻群和包體群，以及定向排列的零星分布的包體(圖4、圖6)?；旌虾蟮拈W長質(zhì)或花崗閃長質(zhì)巖漿通過爆破作用上升，破裂成水滴型的彌散狀。由于具備三個有利條件，即：(1)受爆破作用而產(chǎn)生的強烈流動性；(2)成分與寄主巖漿相對更接近；以及(3)下部巖漿房的持續(xù)供熱會弱化花崗閃長質(zhì)或花崗質(zhì)巖漿的粘度，這類混合后中性的、彌散狀的、水滴狀包體很容易與周圍的中酸性巖漿發(fā)生元素交換和礦物交換，產(chǎn)生二次的巖漿混合效應(yīng)(magma mixing)。

正如暗色包體中的角閃石斑晶所展示的核邊結(jié)構(gòu)一樣(圖13)，斑晶核部富SiO2、MgO和TiO2，貧Al2O3、FeO和K2O說明其很可能來自花崗閃長質(zhì)或花崗質(zhì)的巖漿。在花崗閃長質(zhì)或花崗質(zhì)巖漿中結(jié)晶的角閃石顆粒跳躍到了水滴型的中性包體巖漿中，由于此時混合后的中性包體還是處于巖漿狀態(tài)，因此，跳躍過來的角閃石邊部會繼續(xù)生長。由于此時巖漿環(huán)境已經(jīng)變?yōu)橹行缘牧?，故而邊部新生長的角閃石SiO2、MgO和TiO2降低，Al2O3、FeO和K2O升高(圖11-圖13)。與此過程類似，花崗閃長質(zhì)或花崗質(zhì)巖漿中結(jié)晶的斜長石顆粒也跳躍到暗色包體巖漿中。由于暗色包體巖漿具有更高的溫度，這些跳躍過來的斜長石邊部開始熔融，形成現(xiàn)今看到的熔蝕的港灣狀結(jié)構(gòu)(Vernon, 2007)，并裹挾了暗色中性包體巖漿中早期生成的角閃石顆粒，形成典型的嵌晶結(jié)構(gòu)(圖9、圖10)。暗色包體巖漿與花崗閃長質(zhì)或花崗質(zhì)巖漿接觸時，后者的堿和水很容易進入暗色中性包體巖漿，繼而造成暗色中性包體巖漿中已經(jīng)結(jié)晶的角閃石顆粒局部轉(zhuǎn)變?yōu)楹谠颇?Hibbard, 1991; Sylvester, 1998; Vernon, 2010)。總之，這些典型的礦物顯微結(jié)構(gòu)現(xiàn)象說明第二期巖漿混合的存在。

5.3 岡底斯曲水巖基成因動力學(xué)背景

如前文所述，曲水巖基從閃長巖到花崗巖都富集巖漿成因的自形角閃石，說明這些巖體的原始巖漿異常富水，為典型的I型花崗巖類，代表俯沖島弧環(huán)境(Hirschmann, 2006; Shawetal., 2008; Sisson and Grove, 1993)。這些巖石組合還有一個共同的特點，地球化學(xué)特征顯示典型的Nb、Ta和Ti虧損，輕稀土相對重稀土富集，并具有Eu負異常，與弧型I型花崗巖類特征吻合(Pearce, 2008; Prouteauetal., 2001; Reaganetal., 2010)。全巖同位素分析結(jié)果顯示這些I型花崗巖類具有相對虧損的Sr-Nd特征，與相對虧損的鋯石Lu-Hf同位素特征相吻合(Jietal., 2009; Maetal., 2017a; Wangetal., 2019b)。綜合所有這些特征，我們認為曲水巖基形成于新特提斯洋殼板片俯沖背景，此時可能是由俯沖到陸-陸碰撞的轉(zhuǎn)換期。因此，這些曲水花崗閃長質(zhì)-花崗質(zhì)巖應(yīng)該是洋殼巖石圈俯沖背景下的弧巖漿產(chǎn)物，所以異常富水(Maetal., 2018; Murphy, 2020)。

相比這些I型的花崗閃長質(zhì)或花崗質(zhì)巖，暗色包體原始巖漿(基性巖漿)應(yīng)該是來自更深層次的地幔，特別是軟流圈地幔，其原始巖漿應(yīng)該是相對貧水的(Moetal., 2009; Wangetal., 2019b; Williams and Hemley, 2001)。這些巨量基性巖漿的形成和底侵很可能與印度-亞洲大陸碰撞后俯沖板片的斷離有密切關(guān)系(Jietal., 2016; Moetal., 2008)。板片斷離引發(fā)軟流圈上涌，繼而造成基性巖漿底侵于岡底斯下地殼之下，為后期形成基性巖侵位和大量的基性包體，提供必要的物質(zhì)條件(Moetal., 2005)。此外，軟流圈的持續(xù)上涌和基性巖漿的持續(xù)底侵為后續(xù)多地殼層次的巖漿混合提供了很好的物質(zhì)源區(qū)和熱動力源。

6 結(jié)論

在角閃石顯微結(jié)構(gòu)詳細研究的基礎(chǔ)上，結(jié)合野外露頭構(gòu)造觀測，綜合區(qū)域地質(zhì)特征，關(guān)于曲水巖基的形成我們有如下初步認識：

(1)岡底斯曲水巖基的形成過程主要經(jīng)歷兩期巖漿混合：早期基性巖漿端元和酸性巖漿端元在深部的混合，形成中性的巖漿混合層；晚期中性的混合巖漿層發(fā)生爆破，碎裂成眾多小的巖漿包體，小的巖漿包體在上升、運移過程中繼續(xù)與酸性巖漿發(fā)生二次混合。

(2)岡底斯曲水巖基主要形成在新特提斯洋殼巖石圈板片俯沖到印度-亞洲陸-陸碰撞過程的轉(zhuǎn)換期，巖漿來源主要是俯沖期的島弧巖漿和由于俯沖板片斷離作用而上升的軟流圈地幔。

致謝感謝終審主編和編輯部老師的幫助和鼓勵。感謝中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所黃河研究員和中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所紀偉強副研究員的建設(shè)性評審意見。與田作林的討論讓作者受益匪淺，梁鳳華、王曉敏在礦物能譜掃描中給予了熱情幫助，電子探針分析得到了陳小丹和毛小紅的支持，野外工作得到了中國地質(zhì)大學(xué)(北京)胡小寶同學(xué)和青海大學(xué)肖百旺同學(xué)的大力協(xié)助，在此一并致以謝意。