内蒙古沙德盖花岗岩岩浆混合作用:岩相学、矿物化学和年代学证据*

顾枫华 章永梅 刘瑞萍 郑硌 孙玄

1.成都理工大学地球科学学院，成都 610059

2.中国地质大学地球科学与资源学院，北京 100083

花岗岩成因一直是岩石学研究的热点问题，主要存在结晶分异(Bowen，1948;Loiselle and Wones，1979)、岩浆混合(Anderson，1976;Sparks et al.，1977)、深熔作用和部分熔融(Brown and Solar，1999)等几种认识。近年来，越来越多的学者注意到，花岗岩中广泛发育的暗色微粒包体可为花岗岩成因研究提供有力证据(王涛，2000;周珣若，1994;Perugini et al.，2002a，b)。有关暗色微粒包体的成因，尽管存在岩浆熔融残留体(Chappell and White，1991;王德滋等，1992)、围岩捕掳体(Bouloton and Gasquet，1995;Maas et al.，1997)、岩浆结晶分异和岩浆混合(Hibbard，1981;Bussy，1990)等争议，但花岗岩体中的暗色包体大多由岩浆混合作用形成的观点已得到越来越多学者的认可(Silva et al.，2000;Perugini et al.，2003;Landi et al.，2004)。近年来，许多学者对暗色包体的研究更多地侧重于岩浆混合作用的过程和机理(董国臣等，2006;王玉往等，2007;薛玉山等，2014;Ruprecht et al.，2012;de Campos et al.，2011)。

内蒙古乌拉山地区大面积出露的花岗岩是华北地台北缘中酸性岩浆带的重要组成部分，也是研究岩体成因的天然实验室。该区出露的花岗岩体主要包括大桦背、西沙德盖和沙德盖岩体，前人对其中的大桦背岩体和西沙德盖岩体作了较为详细的研究，包括岩石学、地球化学和同位素年代学等方面(章永梅等，2011;侯万荣等，2012;苗来成，2001;李大鹏等，2009);对沙德盖岩体也开展了少量的岩石学、年代学和成因研究(侯万荣等，2012;赵庆英等，2009;顾枫华等，2014)，但对该岩体和其中广泛发育的暗色微粒包体的岩相学、矿物化学组成、同位素年代学及其所反映的岩浆作用过程和机理则少有论述。本文在大量岩相学观察的基础上，利用电子探针和U-Pb 同位素定年等方法，对沙德盖花岗岩体及其中的暗色微粒包体开展了系统研究，探讨了岩石成因和岩浆混合作用过程，为研究华北地台北缘构造岩浆作用过程提供了新的资料。

1 区域地质背景

内蒙古乌拉山地区以出露大面积的太古宙乌拉山群变质岩和多个海西-印支期花岗质岩体为特征，其南北分别为包头-呼和浩特深大断裂和临河-集宁深大断裂所夹持。乌拉山群岩性主要为黑云角闪斜长片麻岩、含石榴石黑云斜长片麻岩和角闪黑云二长片麻岩，夹少量斜长角闪岩和浅粒岩;侵入岩以钾长花岗岩为主，次为石英闪长岩和花岗闪长岩，由西南向东北岀露有大桦背岩体、西沙德盖岩体和沙德盖岩体(图1)。此外，区内的脉岩也较为发育，主要有花岗伟晶岩脉及辉绿玢岩脉。

图1 华北地台北缘乌拉山地区区域地质略图Fig.1 Sketch geologic map of the Wulashan area at the north margin of the North China craton

图2 沙德盖花岗岩与暗色包体的野外及镜下照片(a)钾长花岗岩中的二长岩包体，两者界线截然;(b)包体与寄主岩接触界线呈渐变过渡的“双包体”;(c)包体与寄主岩的接触界线不规则，包体中含钾长石捕掳晶;(d)寄主花岗岩中的短柱状磷灰石和不透明矿物(+);(e)暗色包体中的石英眼斑和环斑状长石;(f)包体中的环斑长石和镁铁质团块;(g)包体中由黑云母、榍石、角闪石等组成的镁铁质团块(+);(h)包体中的钙长石“针尖”(+);(i)包体中斜长石的包体带，细粒镁铁质矿物呈带状被包裹在斜长石中，可见大量针柱状磷灰石(+);(j、k)包体中的针状及针柱状磷灰石，它们常穿越不同矿物晶体颗粒(+);(l)包体中的斜长石环带(+)，数字1-6 为电子探针分析测试点，结果见表1.MME-暗色微粒包体;Om-不透明矿物;Rf-环斑长石;Qzo-石英眼斑;Mc-镁铁质团块;Am-角闪石;Spn-榍石;Bi-黑云母;Pl-斜长石;An-钙长石牌号;Ap-磷灰石Fig.2 Field photos and micrographs of the Shadegai granite and its MMEs

乌拉山地区经历了一系列长期且复杂的地质演化过程，包括陆核的孕育、陆块的形成、发展、消减、碰撞和缝合(唐克东，1989)。太古宙时期，该区经历了大规模的区域变质、混合岩化、岩浆活动以及陆核形成等过程，形成了太古宙变质岩(唐克东，1989;沈保丰和李俊建，2001)。古元古代早期，通过古陆块的裂解作用，初步形成了乌拉山-大青山山前包头-呼和浩特断裂和临河-集宁山后断裂;古元古代晚期，区内的花岗岩发生大规模侵位并最终形成较为稳定的地台(王荃等，1991;聂凤军，2007)。中、新元古代，地台发生裂解，基性岩墙群和非造山花岗岩大量侵入，使古陆块进一步扩大。古生代时期，本区经历了洋盆扩张、衰减、封闭及大陆碰撞造山等阶段。古生代早期相对稳定，到了晚期，古亚洲洋向南北两侧的华北和西伯利亚板块俯冲，并伴随大规模的岩浆活动，形成了大面积中酸性火山岩及花岗岩类(Badarch et al.，2002)。晚二叠世至早三叠世，随着古亚洲洋的消亡，华北板块与西伯利亚板块碰撞拼接在一起(王荃等，1991)。中生代，该区处于碰撞后造山环境，区域性深大断裂再次活动，在强烈的构造-岩浆活动下，形成了一系列的富碱侵入岩(彭振安等，2010)。

2 岩体地质和岩相学特征

沙德盖岩体呈岩株状侵入于乌拉山群变质岩中，靠近临河-集宁深大断裂南缘产出。岩体分为两部分，西侧岩体呈不规则长条状，东侧岩体呈不规则倒三角状，两部分出露面积共约65km2。岩体岩性主要为肉红色钾长花岗岩，其次为黑云母钾长花岗岩，岩体中镁铁质暗色微粒包体广泛发育(图2a-c)。钾长花岗岩为中细粒花岗结构，块状构造，主要矿物包括钾长石(30%～35%)、斜长石(20%～25%)、石英(38%～42%)和黑云母(2%～3%);黑云母花岗岩为中细粒花岗结构，块状构造，主要矿物为钾长石(30%～35%)、斜长石(20%～25%)、石英(34%～38%)以及黑云母(6%～8%)，岩石中见有少量短柱状磷灰石，其长宽比在2～3 之间(图2d)。花岗岩中的暗色微粒包体主要是灰黑色二长岩，大小不一，直径多在10～30cm 之间;其形态多样，主要为浑圆状、椭圆状、透镜状，部分呈港湾状或长条状。组成包体的矿物多呈细粒半自形粒状，主要包括钾长石(33%～38%)、斜长石(30%～35%)、黑云母(15%～20%)、角闪石(2%～5%)和石英(2%～4%)。暗色包体与寄主岩接触界线大多明显，少量呈渐变过渡关系，偶尔见有中间深色外部浅色的“双包体”形态(图2b)。暗色包体中有时可见长石斑晶或钾长石巨晶，部分斑晶因边缘被溶蚀而变得不规则(图2c)。

岩相学观察表明，暗色微粒包体常具有以下独特的结构特征:(1)石英眼斑，由石英捕掳晶和镁铁质环边组成，在暗色包体中局部以2～4 个/100cm2的密度出现。石英眼斑的直径在0.5～1cm 之间，边缘因被溶蚀而多呈浑圆状;石英眼斑周围的镁铁质矿物主要由细粒的黑云母和角闪石组成(图2e)。(2)环斑状长石，肉红色的钾长石晶体被灰白色斜长石环边所包裹，其大小约在0.5～2cm 之间，斜长石环边宽约1～2mm(图2e，f)。(3)镁铁质团块，大小在3～8mm 之间，组成矿物包括角闪石、黑云母、榍石以及少量不透明矿物，矿物晶体具有自形(半自形结构，大小在0.5～3mm 之间(图2g)。(4)钾长石巨晶的溶蚀现象，在镜下可以观察到钾长石巨晶边缘较为圆滑，是经历过溶蚀作用后的表现。(5)钙长石“针尖”结构，即在低钙的斜长石晶体幔部发育一圈高钙的斜长石环带，斜长石中有时还见有长约0.5～1mm 的针柱状磷灰石，这种含有钙长石“针尖”的斜长石大小一般在0.2～0.6mm 之间(图2h)。(6)斜长石中的包体带和溶蚀边，细粒的角闪石和黑云母等镁铁质矿物呈带状包裹在边缘被溶蚀的斜长石晶体中，这类结构的斜长石晶体内部还经常见有大量针柱状磷灰石(图2i)。(7)针柱状磷灰石，镜下在暗色微粒包体中见有较多的针柱状或针状磷灰石，长度在0.1～0.3mm 之间，长宽比变化于十至数十之间，它们常穿越不同的矿物晶体颗粒，与之伴生的还见有少量的短柱状磷灰石(图2j，k)。

3 样品采集和测试

本次研究的分析测试样品采自沙德盖露天采石场，样品新鲜，包括肉红色钾长花岗岩和灰黑色二长岩暗色微粒包体。电子探针分析在中国地质大学(北京)科学研究院电子探针室完成，使用仪器为日本岛津公司生产的EPMA-1600型电子探针仪。测试条件:加速电压15kV，束流1 ×10-8A，束斑直径1μm，ZAF 修正法，标准样品为美国SPI 公司研制的电子探针标准物质，主量元素的允许相对误差＜5%。分析样品使用的标准物质为:钠长石(Na、Al、Si)、钾长石(K)、金红石(Ti)、磁铁矿(Fe)、方解石(Ca)、方镁石(Mg)和红钛锰矿(Mn)。

岩石主微量元素分析和锆石U-Pb 同位素定年均在中国地质大学(北京)地质过程与矿产资源国家重点实验室矿床地球化学微区分析室完成。主微量元素分析方法和测试数据见顾枫华等(2014)。同位素定年所采用的激光剥蚀系统为美国产Geolas 193 准分子固体进样系统，ICP-MS 为美国生产的Thermo Fisher X Series Ⅱ型四极杆等离子体质谱仪。测试过程中，激光斑束直径为32μm，频率为8Hz，采用He 作为载气，Ar 气作为补偿气。采用美国国家标准参考物质NIST610 对仪器进行最佳化，并将其作为微量元素含量测定的外标。采用标准锆石91500 作为定年外标，采用标准锆石GJ-1 作为监控样品。测试过程中每测定5 个样品点测定两次标准锆石91500，每个样品的信号采集时间为100s，其中前20s 为背景信号采集时间，样品信号采集时间为50s。测试完成后，采用软件ICPMSDataCal(Liu et al.，2010)对分析数据进行后期处理，年龄计算和协和图的绘制采用Isoplot 3.0完成。

4 矿物化学特征

4.1 长石

本次研究对沙德花岗岩及其暗色微粒包体中的斜长石和钾长石进行了电子探针分析，结果见表1、表2。沙德盖花岗岩中，斜长石SiO2含量为63.69%～65.18%，平均64.44%;Al2O3含量变化于20.81%～21.70 之间，平均为21.09%;Na2O 含量为10.18%～11.16%，平均10.58%;CaO含量为1.69%～3.17%，平均2.73%;K2O 含量较低，变化于0.24%～0.63%之间，平均0.43%。在暗色微粒包体中，斜长石SiO2(57.81%～65.70%，平均63.34%)和Al2O3(19.87%～25.33%，平均21.48%)含量与寄主岩中相近，而Na2O(7.25%～11.14%，平均9.86%)与K2O(0.15%～0.43%，平均0.28%)的含量略低，CaO 含量较高(2.04%～8.20%，平均4.11%)。通过计算斜长石端元组分，寄主岩和包体中的斜长石主要为Ab，含量在61.22%～91.09% 之间，An 含量在7.62%～37.69%之间，Or 含量最少，为0.79%～3.89%。在长石成分分类图解中，花岗岩中的斜长石主要为钠长石，而暗色包体中的斜长石则主要属钠长石和更长石(图3a)。在A12O3、Na2O、CaO 以及Ab、An、Or 对SiO2的关系图中，除Or外，其余成分与SiO2间均表现出明显的线性关系(图4)。

表1 花岗岩及其包体中的斜长石化学成分电子探针分析结果(wt%)Table 1 Microprobe analyses (wt%)of plagioclase in the Shadegai granite and its enclaves

表2 花岗岩及其包体中的钾长石化学成分电子探针分析结果(wt%)Table 2 Microprobe analyses (wt%)of K-feldspar in the Shadegai granite and its enclaves

表3 花岗岩及其包体中黑云母化学成分电子探针分析结果(wt%)Table 3 Microprobe analyses (wt%)of biotite in the Shadegai granite and its enclaves

图3 长石成分Or-Ab-An 分类图解Fig.3 The Or-Ab-An diagram of feldspar

图4 斜长石Al2O3、Na2O、CaO、Ab、An 和Or 对SiO2关系图解Fig.4 Diagrams of A12O3，Na2O，CaO，Ab，An and Or vs.SiO2 for plagioclases

寄主花岗岩中钾长石的SiO2含量变化于64.31%～65.10%之间，平均为64.66%;Al2O3含量为17.26%～18.48%，平均17.69%;K2O 含量较高，为10.30%～15.45%，平均13.78%;Na2O 含量在1.74%～5.12% 之间，平均2.82%;CaO 含量较低，主体介于0.05%～0.37%之间，平均0.22%。包体中钾长石的SiO2(63.55%～64.41%之间，平均64.01%)和Al2O3(17.24%～18.36%，平均17.67%)含量与寄主岩中相似，但K2O(14.89%～16.30%，平均15.58%)含量略高于寄主岩，Na2O(1.11%～2.34%，平均1.77%)含量略低于寄主岩，CaO 含量同样很低。在端元组分中，Or 含量最高，且包体中钾长石的Or 高于寄主岩，分别为80.72%～90.12%和56.00%～85.39%;而包体中钾长石的Ab 含量要低于寄主岩，分别为9.33%～19.28% 和14.61%～42.31%。在长石分类图中，寄主岩和包体中的钾长石几乎都落在透长石区内(图3b)。

4.2 黑云母

寄主花岗岩和暗色包体中黑云母的主量元素电子探针分析结果见表3。寄主岩中黑云母的MgO 含量为9.26%～16.09%，平均12.90%;FeOT含量为15.45%～19.04%，平均17.48%。暗色微粒包体中黑云母的MgO 含量为12.04%～15.37%，平均14.21%;FeOT含量为15.31%～19.35%，平均16.89%。寄主岩中黑云母的Mg2+/(Fe2++Fe3+)比值为1.11～1.68，平均1.51;包体中黑云母Mg2+/(Fe2++Fe3+)比值为0.88～1.86，平均1.34。可见，寄主岩和包体中黑云母的主量元素质量百分比和阳离子个数都显示出高镁铁的特征，包体中黑云母的Mg2+/(Fe2++Fe3+)平均值较寄主岩中黑云母略低。

在黑云母成分分类图解中(图5a)，所有样品均落在高镁铁黑云母区内;在黑云母构造环境判别图中(图5b)，寄主岩和包体中的黑云母均落在造山带钙碱性岩系范围内。

图5 黑云母成分分类图(a，底图据周作侠，1988)和构造环境判别图(b，底图据Abdel-Rahman，1994)A-非造山的碱性岩系;C-造山带钙碱性岩系;P-过铝质岩系Fig.5 The FeOT/(MgO+FeOT)-MgO diagram (a，after Zhou，1988)and discrimination diagram of tectonic settings (b，after Abdel-Rahman，1994)for biotites

表4 暗色微粒包体中角闪石化学成分电子探针分析结果(wt%)Table 4 Microprobe analyses (wt%)of amphibole in the enclaves

4.3 角闪石

手标本和显微镜下，寄主花岗岩中均未见有角闪石。暗色微粒包体中角闪石的电子探针数据列于表4。其成分含量比较稳定，SiO2含量为48.08%～48.96%，平均48.57%;Al2O3含量为4.31%～5.02%，平均4.63%;Na2O 含量为1.71%～2.19%;平均1.88%;K2O 含量为0.37%～1.00%，平均0.57%;TiO2含量为0.76%～1.28%，平均1.00%。总体上富镁(MgO = 14.57%～16.00%，平均15.23%)和钙(CaO=10.42%～11.59%，平均11.01%)。在角闪石成分分类图解中均落在浅闪石区域内(图6a)，属于钙角闪石亚族;在钙质角闪石Si-Ti 成因类型判别图解中(图6b)，它们均落在中酸性侵入岩中的角闪石区域内。

图6 角闪石成分分类图解(a，底图据Hawthorne et al.，1997)和钙质角闪石的Si-Ti 变异图(b，底图据马昌前等，1994)Ⅰ-基性-超基性侵入岩中的角闪石;Ⅱ-中酸性火山岩中的角闪石;Ⅲ-各种变质岩中的角闪石;Ⅳ-中酸性侵入岩中的角闪石;Ⅴ-蚀变和交代角闪石Fig.6 Compositional classification for amphiboles (a，after Hawthorne et al.，1997)and Si-Ti diagram of calcic amphibole (b，after Ma et al.，1994)

5 岩石地球化学特征

作者曾分析了沙德盖花岗岩及其暗色微粒包体的主量和微量元素组成(顾枫华等，2014)。在主量元素组成上，花岗岩中SiO2含量(70.95%～74.10%)较包体中(54.67%～60.89%)偏高;两者的Na2O +K2O 含量(分别为7.91%～10.00%和7.35%～10.50%)和A/CNK 比值(分别为0.92～1.08 和0.88～1.00)相近，但包体中的K2O/Na2O 比值(0.29～0.83)低于寄主岩(1.12～1.28)，而A/NK 值(1.20～1.36)略高于寄主岩(0.99～1.22);寄主岩是准铝质到过铝质的花岗岩，而暗色微粒包体属于准铝质的二长岩。

在稀土及微量元素组成上，钾长花岗岩的平均∑REE(203.8 ×10-6)、LREE(194.8 ×10-6)和HREE(9.1 ×10-6)均低于其中的暗色包体(平均分别为384.7 ×10-6、368.8 ×10-6和17.9 ×10-6)，但两者具有相似的配分特征，均属于轻稀土富集、重稀土亏损的右倾型，Eu 的负异常均较为明显(δEu 分别为0.37～0.92 和0.69～0.95)。寄主岩和包体均富集Rb、Ba、Th、U 和Hf，亏损Nb、Ta、Zr 和Ti，寄主花岗岩的Nb/Ta 比值(3.6～11.5)接近于下地壳(8.3;Rudnick and Gao，2003)，包体的Nb/Ta 比值(16.2～21.3)接近于原始地幔(17.5 ±2.0;Jochum et al.，1989)。

6 锆石U-Pb 同位素年代学特征

图7 沙德盖岩体寄主花岗岩中锆石阴极发光图Fig.7 CL images of zircon from the Shadegai host granite

本次研究从寄主花岗岩和暗色微粒包体中分别挑选出锆石进行U-Pb 年龄测定，结果列于表5、表6。花岗岩中锆石多呈短柱状，大小在50～200μm 之间，颗粒晶形完好，阴极发光均显示清晰的振荡环带结构，具典型的岩浆锆石特征(图7)。这些锆石具有较高的Th/U 比值(0.6～1.6)，证实为岩浆成因。在锆石U-Pb 年龄谐和图上(图8a)，18 个样品点均分布在谐和线及其附近，计算获得等时线年龄为231.6±2.0Ma(MSWD = 2.7)，加权平均年龄为233.4 ± 2.3Ma(MSWD=0.51)，两者在误差范围内一致，表明锆石形成后同位素体系基本封闭，代表了岩浆的结晶年龄。

暗色微粒包体中的锆石多呈短柱状，大小介于100～200μm，晶形基本完好，阴极发光下均具有清晰的振荡环带结构(图9)。锆石的Th/U 比值较高，变化于0.6～1.9 之间。在锆石U-Pb 年龄谐和图上(图8b)，28 个样品点分布在谐和线及其附近，计算获得的等时线年龄(229.0 ±0.5Ma，MSWD=0.83)与加权平均年龄(229.7 ±1.5Ma，MSWD =1.00)一致，代表了暗色微粒包体的形成年龄。

表5 沙德盖岩体寄主花岗岩中锆石U-Pb 同位素数据和测年结果Table 5 U-Pb isotopic compositions and dating results of zircons from the Shadegai host granite

表6 沙德盖岩体暗色微粒包体中锆石U-Pb 同位素据和测年结果Table 6 U-Pb isotopic compositions and dating results of zircons from the MMEs of the Shadegai granite

图8 沙德盖花岗岩(a)及暗色微粒包体(b)中锆石U-Pb 年龄谐和图Fig.8 Concordia diagrams of zircon U-Pb ages for the Shadegai granite (a)and its MMEs (b)

图9 沙德盖岩体暗色微粒包体中的锆石阴极发光图Fig.9 CL images of zircon from the MMEs of the Shadegai granite

7 讨论

7.1 岩体成因

岩浆混合作用作为花岗岩成岩体系的一种重要方式，已被越来越多的学者认可，它揭示了不同种类的岩浆在特定构造背景下的底侵作用、壳幔混合作用等一系列成岩作用(金振民和高山，1996;齐有强等，2008)。而花岗岩中暗色微粒包体的岩相学、地球化学和造岩矿物成分等特征，可反映岩浆作用过程和成岩机制，对研究花岗岩成因和岩浆演化具有重要意义(Piteher，1997;Liegeois，1998;Sial et al.，1999)。本文大量的岩石学、矿物学、地球化学和年代学证据均表明，沙德盖岩体及其中的暗色微粒包体是岩浆混合作用的产物。

7.1.1 岩相学证据

沙德盖花岗岩中发育的暗色微粒包体在形态上多呈浑圆状、椭圆状、长条状以及透镜状，说明它们并非围岩捕掳体或变质残留体，而是塑性变形的产物，是通过液态的镁铁质岩浆混入长英质寄主岩浆形成的(莫宣学等，2002)。从包体与寄主岩的接触关系上看(图2a-c)，一部分包体具有冷凝边，其粒度明显较细，而另一部分包体与寄主岩之间呈渐变过渡关系，组成矿物的粒度较粗。通常认为，前一种情况是高温的基性岩浆进入相对低温的酸性岩浆后，迅速冷却形成的;后一种情况是由于两种岩浆的初始温差较小，相互之间发生了比较充分的物理化学混合(李永军等，2004;康磊等，2009)。

从结构来说，沙德盖岩体中的暗色包体具有典型的岩浆结构，但矿物的粒度都小于寄主花岗岩，这反映了高温的镁铁质岩浆在遇到温度较低的酸性岩浆后，发生了快速的冷却结晶(李永军等，2004;马铁球等，2005)。包体中针柱状以及针柱状与短柱状混合形貌磷灰石的出现(图2j，k)，同样证实了这一过程。这种针柱状或者混合形貌的磷灰石，被认为是岩浆混合作用的典型结构标志(Wyllie et al.，1962;Hibbard，1991)。

图10 黑云母成分与物质来源图解(a，底图据彭花明，1997)及包体中角闪石TiO2-Al2 O3 图解(b，底图据姜常义和安三元，1984)Ⅰ-壳源区;Ⅱ-壳幔混源区;Ⅲ-幔源区;C-壳源;MC-壳幔混合源;M-幔源Fig.10 Relations between biotite composition and material source (a，after Peng，1997)and TiO2-Al2 O3 diagram of amphiboles from the enclaves (b，after Jiang and An，1984)

暗色包体中长石斑晶发育的溶蚀结构和石英眼斑(图2e)，常被作为酸性和基性岩浆并存的重要依据(王超等，2008;迟效国等，1995;王晓霞等，2005;朱金初等，2006;Baxter and Feely，2002)。这些长石斑晶并不是原地结晶形成的(Didier and Barbarin，1991)，而是从岩浆混合初期的酸性岩浆中先结晶出来，后来被高温的基性岩浆捕获后发生溶蚀，野外在沙德盖暗色微粒包体中观察到的钾长石捕掳晶同样证实了这一过程(图2c)。关于石英眼斑的形成，有学者认为当镁铁质和长英质岩浆混合时，从长英质岩浆中结晶的石英晶体在偏基性的混合环境下变得不稳定，石英捕掳晶边缘的溶解作用吸收了周围熔体中的热量，导致局部过冷却，这促使了角闪石、黑云母等镁铁质矿物的结晶，从而形成了溶蚀的石英晶体被镁铁质矿物所环绕的眼斑结构(Vernon，1990;Hibbard，1991)。此外，沙德盖岩体中广泛发育的环斑长石(图2e，f)，也是岩浆混合作用的重要组构学证据。当不同成分的岩浆混合时，相对基性的岩浆发生淬火，导致斜长石增生到从长英质岩浆中结晶的钾长石晶体上(Hibbard，1991)。

沙德盖岩体暗色包体中富含针柱状磷灰石的斜长石晶体内出现的黑云母、角闪石等镁铁质矿物包体带(图2i)，同样指示了岩浆混合作用的存在。一般认为，岩浆混合时，镁铁质岩浆遇到温度较低的酸性岩浆后发生淬冷，在已结晶的斜长石表面附着了一些结晶的细小暗色矿物，随后形成的斜长石将这些附着的暗色矿物逐步包裹了下来(Landi et al.，2004;李胜荣等，2006)。在这种具包体带的斜长石中观察到的针状形貌磷灰石(图2i)，便是在淬冷环境中生长的直接证据(Baxter and Feely，2002)。

在暗色微粒包体中出现的钙长石“针尖”(图2h)和镁铁质团块(图2f，g)，其成因也与岩浆混合作用有关。Wiebe(1968)认为，当长英质岩浆中富钠的斜长石进入基性熔浆时，可能在其外部形成这种富钙的环边，随后通过混合系统的平衡作用，使它们的外侧继续生长更富钠的斜长石环带。至于包体中镁铁质团块，Baxter and Feely(2002)认为它们可能来源于镁铁质岩浆，是通过寄主岩浆与镁铁质岩浆的相互作用形成的。

7.1.2 矿物化学证据

斜长石为钠长石(Ab)与钙长石(An)之间类质同像的固溶体连续系列。沙德盖花岗岩及其暗色包体中的斜长石，随SiO2含量增高，Na2O 和Ab 含量增高而A12O3、CaO 及An 含量降低(图4)，这种明显的线性关系与全岩(包括寄主花岗岩和暗色包体)中主量元素与SiO2含量之间的线性关系相似(顾枫华等，2014)。研究表明，这种线性关系并非岩浆结晶分异的结果，而是岩浆混合作用的反映(周珣若，1994;王玉往等，2007)。电子探针分析显示，暗色包体中斜长石捕掳晶由核幔部向边部，An 成分有明显降低的趋势(表1)，这表明核部早期结晶的斜长石基性程度较高，随着与酸性程度较高的岩浆混合，晚期结晶的斜长石环带的An 降低。寄主花岗岩中的钾长石含较高的An(可达1.69%)，可能反映结晶钾长石的酸性岩浆在与相对基性岩浆混合时有较多的斜长石成分加入(王玉往等，2007)。

黑云母的镁铁组分与其原岩物质来源有着密切的联系(Abdel-Rahman，1994)。本区寄主花岗岩和暗色包体中的黑云母均属高镁铁黑云母(图5a)，Mg/(Mg +Fe3++Fe2+)值变化于0.52～0.92 之间，明显高于S 型花岗岩(0.4;刘振声和王洁民，1994)，为富镁黑云母。研究表明，典型幔源黑云母的MgO ＞15%，壳源黑云母的MgO ＜6% (丁孝石，1988)。沙德盖寄主花岗岩和包体中黑云母的MgO 含量分别变化于9.26%～16.09%和12.04%～15.37%，显示出壳幔混合的源区特征(图10a)。

角闪石中的M 值［M=Mg/(Mg +Fe2+)］是判别花岗岩来源的重要标志。研究表明，壳源型花岗岩中角闪石的M ＜0.5，壳幔混合型花岗岩中角闪石的M =0.5～0.7，而幔源型花岗岩中角闪石的M ＞0.7(谢应雯和王玉泉，1990)。沙德盖花岗岩内暗色包体中角闪石的M 值变化在0.75～0.87 之间，平均为0.80，显示暗色包体的岩浆具有幔源特征。在角闪石TiO2-Al2O3图解(图10b)中，所有样品均落在壳幔混合源区，这与黑云母所反映的岩浆源区特征一致。

图11 黑云母Ti-Mg/(Mg+Fe)温度图解(a，底图据Henry et al.，2005)及角闪石-黑云母矿物对的Al/(Al+Mg+Fe+Mn+Ti+Si)Bi-Al/(Al+Mg+Fe+Mn+Ti+Si)Am压力图解(b，底图转引自李胜荣等，2006)Fig.11 Ti-Mg/(Mg+Fe)diagram for the temperture of biotite (a，after Henry et al.，2005)pressure diagram for associated amphibole and biotite (b，after Li et al.，2006)

7.1.3 地球化学和年代学证据

一方面，沙德盖花岗岩与暗色微粒包体的稀土和微量元素具有相似的配分特征，说明两者具地球化学的亲源关系并经历了相似的岩浆演化过程(王晓霞等，2005)。另一方面，相对基性的暗色包体中稀土元素总量(∑REE 平均为384.7×10-6)明显高于寄主花岗岩(∑REE 平均203.8 ×10-6)，这与岩浆结晶分异过程中稀土元素通常在酸性岩中更为富集的趋势不符，暗示了包体及其寄主的花岗岩是两种不同来源岩浆结晶的产物，这是岩浆混合作用的又一证据。此外，寄主花岗岩的Nb/Ta 比值(3.6～11.5)较低，显示岩浆主要来自下地壳;而包体的Nb/Ta 比值(16.2～21.3)较高，指示主要为地幔来源。这也与上述黑云母、角闪石成分所反映的壳幔混合来源特征相一致，表明沙德盖钾长花岗岩及其中的暗色包体很可能代表了两种分别来自于下地壳和上地幔的岩浆混合作用的产物。

沙德盖钾长花岗岩与暗色微粒包体中锆石的LA-ICPMS U-Pb 年龄分别为233.4 ±2.3Ma 和229.7 ±1.5Ma，两者在误差范围内一致，表明它们形成于中三叠世的同一时期，该时期的研究区处于碰撞造山后环境(Wu et al.，2002，2004)。一致的形成年龄，排除了寄主花岗岩中暗色微粒包体为源区的固态难熔残余体或围岩捕掳体，因为不论是花岗质岩浆的原岩残留体还是围岩的捕掳体，其形成年龄应早于花岗质岩浆的结晶年龄。因此，年代学结果进一步佐证了沙德盖花岗岩及其中的暗色微粒包体为岩浆混合作用的产物。

7.2 成岩条件和作用过程

根据本文的电子探针分析数据和黑云母Ti-Mg/(Mg +Fe)温度图解(Henry et al.，2005)，获得的沙德盖花岗岩及其暗色包体的结晶温度区间总体相近，主要变化于680～740℃之间，两个寄主岩数据点的温度较高，可达760～780℃(图11a)。在角闪石-黑云母矿物对压力图解中，暗色微粒包体的压力介于0.6 ×102～1.2 ×102MPa 之间。采用花岗岩中黑云母压力计公式P(108Pa)= 3.03TAl- 6.53 ± 0.33(Schmidt，1992)，计算获得寄主岩结晶时的压力为0.4 ×102～1.4 ×102MPa(平均0.70 ×102MPa)，暗色包体形成时的压力为0.5 ×102～1.4 ×102MPa(平均0.90 ×102MPa)。按岩石密度ρ=2.7 ×103kg/m3，计算的岩石形成深度约在1.5～5.3km，属中深成环境。

有关岩浆混合作用，大部分学者认为是两种端元岩浆发生混合(Barbarin，2005;Ahmad，2011;Rudnick and Gao，2003;Perugini et al.，2002a，b)，有些学者认为是三种端元混合或者更复杂的混合(Chen et al.，2009;Kumar et al.，2004;Yang et al.，2004)。岩浆混合的模式以及最终形成暗色微粒包体的过程，不同学者也有不同的观点。一种观点认为，基性岩浆从岩浆房的一侧向长英质岩浆房内喷入，形成岩浆喷泉，这种情况下形成的包体通常具有明显的冷凝边(Frost and Mahood，1987)。另一种观点认为，岩浆混合是基性岩浆从长英质岩浆房底部注入，二者之间发生了对流、混合作用(王德滋等，1992;Kumar and Pieru，2010)。还有一种较为缓慢的混合过程，是两种已经分层的岩浆由于下部挥发组分的出溶，使得温度、密度等与上部岩浆形成了差异，导致下部的基性岩浆上升与长英质岩浆之间发生交换混合作用，这类暗色包体很少见有冷凝边(Holness et al.，2005)。

沙德盖花岗岩体中的宏观岩相学证据显示至少存在两种成因类型的包体，它们应该是在不完全相同的岩浆混合模式作用下形成的。部分基性岩浆可能经历了迅速冷却阶段，形成那些颜色很深、具有冷凝边及塑性流变特征的暗色包体，由于淬冷边的存在，限制了包体岩浆与寄主岩浆的混合与化学交换(李永军等，2004)，因此这类包体中含少量长石捕掳晶但通常含有大量针柱状磷灰石;而另一部分颜色较浅、形状不规则并且具有过渡边的包体，它们常常含有针柱状和短柱状混合形貌的磷灰石，这可能是由于包体岩浆与花岗岩浆温差相对较小，二者以相同速度冷却造成的(江万，1996)，并且两种岩浆在混合过程中发生了充分的混合扩散和元素交换。

综上认为，研究区在中三叠世时期进入碰撞后的伸展构造环境，来自于上地幔的岩浆上侵注入到长英质岩浆房中，并被快速分散开来，由于温差较大，这部分高温的镁铁质岩浆迅速冷却结晶，形成了部分具有明显冷凝边的暗色包体。随着混合作用的进行，两种岩浆温差减小，之后注入的基性岩浆与长英质岩浆发生更加均匀的对流、混合作用，形成了那些介于基性与酸性两种端元之间的过渡类型岩石—二长岩包体。本文所展示的岩相学证据以及分析得出的包体与寄主岩相近的形成温度、相似的元素配分特征等地球化学证据，也指示了二者之间发生过充分的机械混合和化学组分的交换。

8 结论

沙德盖钾长花岗岩中普遍发育以二长岩为主的暗色微粒包体，包体中记录了多种指示岩浆混合作用的典型组构，包括石英眼斑、环斑状长石、铁镁质团块、钾长石巨晶的溶蚀、针柱状和混合形貌的磷灰石、长石中的包体带以及钙长石的“针尖”结构等。寄主岩及其暗色包体全岩中的主量元素以及斜长石中的Na2O、CaO、A12O3、An 和Ab 与SiO2含量之间呈现明显的线性关系，表明岩浆混合在沙德盖岩体的形成中起了重要作用。全岩及黑云母和角闪石的化学组成指示岩浆具有壳幔混合的源区特征，寄主花岗岩浆主要来自下地壳，而暗色包体的岩浆则主要为地幔来源。寄主花岗岩和暗色包体的锆石U-Pb 年龄分别为233.4 ±2.3Ma 和229.7 ±1.5Ma(中三叠世)，二者形成年龄的一致性进一步佐证了该岩体是岩浆混合作用的产物。当来自于上地幔的岩浆上侵注入到长英质岩浆房时，基性岩浆的迅速冷却形成了一部分边界清楚、具明显冷凝边且暗色矿物含量较高的包体;随着基性与酸性岩浆之间温差的减小以及组分的交换，形成了另一部分边界过渡、颜色较浅、无明显冷凝边的包体。

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