藏南亚东混合岩的成因及地质意义

2022-07-26苟正彬张士贞赵晓东王生伟

沉积与特提斯地质 2022年2期

苟正彬,刘函,李俊,张士贞,赵晓东,王生伟

(中国地质调查局成都地质调查中心,四川成都 610081)

0 引言

混合岩是介于变质岩和岩浆岩之间的过渡性岩石，系混合岩化作用的产物。混合岩主要由基体(又称古成体)和脉体(又称新成体)组成，前者多为暗色的角闪岩相甚至麻粒岩相变质岩，常保留变质岩的结构和构造，代表受到一定程度改造的混合岩原岩；而后者多呈浅色，具长英质(花岗质)成分，具有岩浆岩结晶的结构和构造，代表混合岩中新生的部分(Sederholm,1907; Sawyer, 2001; Brown, 2007)。作为深熔作用的产物，混合岩常出露于造山带中，且与壳源花岗岩在时空上紧密相连，是研究大陆地壳演化历史以及碰撞造山作用的理想对象(程裕淇，1987； Brown，1994; 王信水等，2019；苟正彬等，2020)。

尽管前人对混合岩进行了大量研究，也取得了丰硕的研究成果，但一些问题仍存在争议。(1)混合岩的成因机制还未形成统一认识，包括原地的部分熔融和熔体结晶分异作用、岩浆注入、在亚固相温度条件下发生的变质分异作用和交代作用等(Turner,1941; 应思淮等,1980；Sawyer and Robin, 1986; Kriegsman,2001)。(2)混合岩中的浅色体是原地熔融还是可以发生长距离的迁移。部分学者认为混合岩中的浅色体不大可能作长距离的迁移(曾令森等，2004)。而Sawyer (2008) 把混合岩中的浅色体细分为原位浅色体、源区浅色体和浅色脉体三类，并认为浅色脉体已经脱离母岩层，并侵入到混合岩其他层位。(3)混合岩中的浅色体与相邻的花岗岩是否具有成因联系。有研究认为混合岩中的浅色体可能与相邻的淡色花岗岩在成因上没有联系(Sawyer，2008)，而张泽明等(2017)则认为混合岩可以为淡色花岗岩提供充足的物源，它们之间具有成因联系。

近年来的研究表明，藏南高喜马拉雅结晶岩系经历了混合岩化作用(如张泽明等，2018；苟正彬等，2020)，生成大量形态各异、规模不同的混合岩。有关混合岩的类型、成因、形成时代及与淡色花岗岩的成因联系，至今还未形成统一的认识。鉴于此，本文选择造山带中段亚东地区高喜马拉雅结晶岩系中的混合岩进行岩相学、元素地球化学等研究，提出这些混合岩主要是原地或近原地深熔(部分熔融)作用的产物，以白云母和黑云母脱水熔融为主，叠加了分离结晶作用，它们与淡色花岗岩在成因上具有紧密联系。相关认识为建立喜马拉雅造山带形成与演化模型提供新的线索。

1 区域地质概况

喜马拉雅造山带举世闻名，是进行地质学研究的理想圣地。从北至南，主要由特提斯喜马拉雅岩系、高喜马拉雅结晶岩系、低喜马拉雅岩系和次喜马拉雅单元组成，并分别以藏南拆离系(STDS)、主中央逆冲断裂带(MCT)和主边界逆冲断裂带(MBT)为界(图1a；Yin and Harrison, 2000)。

高喜马拉雅结晶岩系位于喜马拉雅造山带核部，是造山带中变质程度最高的单元。它主要由一套经历角闪岩相—麻粒岩相变质作用的变质表壳岩和变质岩浆岩组成(Le Fort, 1975; Gou et al., 2016; 张泽明等, 2017)。高喜马拉雅结晶岩系是印度板块向北俯冲于欧亚板块之下经历不同程度变质作用和部分熔融的产物，广泛发育混合岩化作用，生成大量混合岩。此外，在高喜马拉雅的上部层位，分布着一条近东西向的中新世淡色花岗岩带(Guo and Wilson, 2012; 吴福元等，2015)。

本文所研究的混合岩位于中印边界的亚东县乃堆拉地区(图1b)。该地区位于高喜马拉雅结晶岩系的上部构造层位，主要由片岩、副片麻岩、少量的正片麻岩和淡色花岗岩组成。亚东地区的高喜马拉雅结晶岩系普遍经历了高温、高压的麻粒岩相变质作用和部分熔融(李旺超等，2015；张泽明等，2017)，混合岩化作用明显，发育大量混合岩。亚东地区的淡色花岗岩主要来源于高喜马拉雅结晶岩系中的泥质片岩和长英质片麻岩的部分熔融，电气石-白云母淡色花岗岩熔融方式以白云母脱水熔融为主，而二云母淡色花岗岩是黑云母脱水熔融的产物(Gou et al., 2016)。混合岩与淡色花岗岩在时空上具有紧密的联系，它们是研究喜马拉雅造山带中的变质-岩浆演化强有力的抓手。

图1 (a)青藏高原地质简图(据Guo and Wilson, 2012)和(b)研究区地质简图Fig.1 Simplified geological map of the Tibetan Plateau (a;modified after Guo and Wilson, 2012) and Geological map of the study area (b)

2 混合岩地质特征

亚东地区的高喜马拉雅结晶岩系普遍经历了混合岩化作用，在混合岩化泥质麻粒岩中发育大量混合岩，它们呈斑点状、无根透镜状、层状或条带状和网脉状构造(图 2)。混合岩浅色体宽度从几毫米到十几厘米不等，分布极不均匀，多呈团块状、透镜状、层状、不规则条带状和网脉状分布。基于野外观察，浅色体可以分为三类，第一类呈斑点状或者团块状零星出露于泥质麻粒岩中，暗示泥质麻粒岩发生部分熔融后，熔体与残留体发生分离，但未发生明显迁移，仍停留在发生熔融的区域，显示原地熔融的特征，相当于Sawyer(2008)定义的原位浅色体(In situ leucosome)；第二类浅色体呈层状或者条带状沿片麻理分布，宽度不均匀，未发生明显变形，浅色体未切穿与之对应的暗色体，相当于Sawyer(2008)定义的源区浅色体(In source leucosome)；第三类浅色体已经脱离母岩层，切穿暗色体并侵入到混合岩中的其他层位，在剪切带、张性裂纹或小褶皱的轴面部位聚集构成不规则条带状或者网脉状构造，相当于Sawyer(2008)定义的浅色脉体(leucosome vein or dyke)。三类浅色体与暗色体之间接触关系大多截然，局部浅色体与暗色体呈渐变过渡接触关系。浅色体和暗色体中均见石榴子石，部分条带状浅色体中含有少量残留体(图2)。暗色体主要为混合岩化泥质麻粒岩，峰期变质矿物组合为石榴石 + 斜长石 + 钾长石 +黑云母 + 蓝晶石 + 石英，峰期变质条件为800～835℃和12.8～14kbar，变质程度达到麻粒岩相(李旺超等，2015；张泽明等，2017)。

a.混合岩浅色体可细分为原位浅色体、源区浅色体和浅色脉体； b. 源区浅色体常以团块状或布丁状产出，其界线与暗色体呈渐变过渡； c. 无根状的浅色脉体多由呈堆晶斜长石组成； d. 混合岩浅色体和暗色体均含石榴石图2 亚东混合岩野外露头照片Fig. 2 Outcrop photographs of the Yadong migmatites

本文所研究的样品均采自亚东乃堆拉地区，主要包括第二类(顺层)和第三类(切层)浅色体以及相应的暗色体，原位浅色体由于取样条件限制，暂未研究。第二类浅色体多呈浅肉红色，不等粒花岗变晶结构(图3a)，主要由钾长石(微斜长石)、斜长石、石英、黑云母和少量的绿泥石和白云母组成，斜长石含量相对较少；石英发育波状消光、重结晶现象明显；部分斜长石中发育环带构造；部分黑云母定向排列，形成弱的面理构造；部分黑云母具有溶蚀港湾，斜长石和石英组成的“薄膜”以低的二面角和固相矿物相交，揭示出部分熔融残余结构的特征(图3a)。第三类浅色体多呈浅灰白色，不等粒花岗变晶结构，主要由斜长石和石英组成，贫钾长石，含少量黑云母、石榴石。自形板状的斜长石颗粒相互接触形成框架结构，发育聚片双晶和卡纳复合双晶。石英呈他形充填于斜长石之间(图3b)。暗色体具有片状构造，斑状变晶结构，主要由石榴石、夕线石、黑云母、白云母、斜长石、钾长石和石英组成(图3c)。石榴石以变斑晶形式出现，半自形粒状变晶结构，核部含少量单矿物包体，幔部含多相矿物包体，偶见蓝晶石；边部常被黑云母+斜长石+石英+夕线石组成的后生合晶替代(图3d)。

a.浅色体呈不等粒花岗变晶结构； b.浅色体中斜长石和石英组成的“薄膜”以低的二面角和固相矿物相交，斜长石颗粒相互接触形成框架结构； c.暗色体中的石榴石呈变斑晶，边部被夕线石+黑云母后成合晶替代； d.暗色体中的石榴石核部富含长石、黑云母、石英包体，幔部含蓝晶石包体。矿物简称：Kf—钾长石；Pl—斜长石；Qz—石英；Ms—白云母；Grt—石榴石；Sil—夕线石；Crd—堇青石；Ky—蓝晶石图3 亚东混合岩显微照片Fig. 3 Photomicrographs of the Yadong migmatites

3 分析方法

本文所选取的样品均比较新鲜，未见明显的蚀变和脉体侵入。所有岩石样品的主、微量元素分析均在武汉上谱分析实验室完成。主量元素采用Rigaku-3080型X射线荧光光谱仪(XRF)进行分析，分析精度优于0.5%。微量元素和稀土元素使用电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)进行测定，当元素含量大于1×10-6时，分析精度优于1%～5%，当元素含量小于1×10-6时，分析精度优于5%～10%。全岩氧化亚铁分析在武汉上谱分析科技有限责任公司利用重铬酸钾容量法检测完成。按照《硅酸盐岩石化学分析方法第14部分：氧化亚铁含量测定》规范要求配置标准溶液。实验原理：试料用氢氟酸、硫酸分解，溶液中剩余的氟加入硼酸络合，以二苯安磺酸钠为指示剂，用基准重铬酸钾滴定，最终计算氧化亚铁含量。

4 测试结果

亚东混合岩中的暗色体w(SiO2)为62.98 %，w(Al2O3)为16.7%，w(Fe2O3)为1.09%，w(FeO)为5.26%，w(MgO)为3.12%，w(CaO)为1.27%，w(Na2O)为2.24%，w(K2O)为4.72%(表1)。顺层浅色体的w(SiO2)介于69.15%～74.7%，w(Al2O3)为12.61%～15.84%，w(Na2O)为1.58%～1.84%，w(K2O)为3.34%～7.09%。与顺层浅色体相比，切层浅色体含有相对较高的w(Na2O)(1.37%～3.32%)和低的w(K2O)含量(1.61%～2.82%)。另外，两类浅色体均具有较低的Rb/Sr比值(0.4～1.2；表1)。在稀土元素球粒陨石标准化配分曲线上表现为较缓的右倾曲线，轻稀土富集，重稀土相对平坦，顺层浅色体和切层浅色体均显示出正Eu和负Eu异常共存的特征(图4a)。在微量元素原始地幔标准化蛛网图上，两类浅色体均亏损Ba、Nb、Ta、Sr和Ti(图4b)，Rb、Th、U、K、Pb、Zr、Hf和Sm相对富集。

表1 亚东地区混合岩的全岩主微量分析结果Table 1 Major and trace element compositions of the migmatite from Yadong area

图4 亚东混合岩稀土元素球粒陨石标准化曲线(a)和微量元素原始地幔标准化模式图(b)(标准化值引自Sun and McDonough，1989)Fig. 4 Chondrite-normalized REE patterns (a) and Primitive-mantle-normalized trace element patterns of the Yadong migmatites (b). The normalization values are from Sun and McDonough, 1989

5 讨论

5.1 亚东混合岩成因

混合岩的成因，大致可分为四类，即外来岩浆沿面理注入、热液交代作用、变质分异作用和原地熔融(Sederholm, 1907;应思淮等, 1980；倪兴华等，2021)。前两者发生在开放体系中，有外来物质的加入，一些早期矿物会发生消减并生成新的矿物，同时会导致混合岩中的浅色体和暗色体岩石化学成分发生明显改变。而后两者是在封闭体系下进行的，强调岩石原地或近原地不均匀部分熔融过程。

亚东混合岩中部分浅色体与暗色体的接触界线渐变过渡，部分浅色体中含有暗色体，浅色体和暗色体中的斜长石成分相似，以及浅色体与暗色体中的锆石具有相似的阴极发光图像(继承核-变质幔-岩浆边结构)并获得误差范围内一致的定年结果均表明，亚东混合岩不符合“外来注入说”成因。

考虑到亚东地区高喜马拉雅结晶岩系多为易熔的变质沉积岩或花岗片麻岩，我们倾向于把亚东混合岩的成因归咎于(近)原地部分熔融。相关证据如下：(1)野外地质调查显示，亚东混合岩的浅色体常呈网脉状或囊状分布于混合岩化泥质麻粒岩中，迁移距离有限，显示出原地熔融的特征；(2)岩相学证据表明，混合岩中的暗色体中斜长石和石英组成的“薄膜”以低的二面角和固相矿物相交，部分石英呈港湾状，石榴石边部被夕线石 + 黑云母后成合晶替代，岩石中普遍发育石榴子石等富铝矿物，这些微观的证据充分表明了亚东地区的高喜马拉雅结晶岩系确实经历了部分熔融作用。(3)李旺超等(2015)和张泽明等(2017)证实了亚东地区的泥质麻粒岩在增压、增温进变质过程中发生了白云母和黑云母脱水熔融，在近等温或增温降压过程中发生了黑云母脱水熔融，形成了花岗质和英云闪长质熔体，这些熔体的成分与混合岩浅色体成分相似。

基于相平衡模拟研究，张泽明等(2018)对亚东地区混合岩化泥质麻粒岩进行部分熔融与熔体成分研究时，总结出了相应的熔融过程和熔融反应，即①在部分熔融发生之前(固相线以下)，发生黑云母脱水反应；②当部分熔融发生后(固相线之上)，随着进变质作用的进行，白云母(+黑云母)发生脱水熔融，其反应为：Ms + Bt + Qz→Gt + Pl + Ky + L(熔体)；③当在白云母快速消失很窄的区域内，斜长石含量降低，而钾长石和熔体的体积明显增加，相应的白云母脱水反应是：Ms + Pl +Qz + Bt→Gt + Kf + Ky + L；④当白云母消失后，石英和黑云母快速减少，而熔体和石榴石增加，此时可能发生黑云母脱水熔融：Bt + Kf + Qz→Gt + L；⑤在黑云母消失后，相应的熔融反应可能为Pl+ Qz→Gt + L(图5)。

图5 高喜马拉雅岩系的变质作用P-T-t轨迹以及白云母与黑云母脱水熔融及熔体结晶过程(据Gou et al., 2016；张泽明等，2018修改)Fig. 5 Metamorphic P-T-t path of the Greater Himalayan sequence, showing the duration of muscovite-and biotite-dehydration, and melt crystallization (Modified from Gon et al., 2016; 张泽明等，2018)

亚东混合岩中的顺层浅色体沿片麻理分布，相对富钾长石、石英，贫斜长石，轻稀土富集，重稀土亏损，具有较低的Rb/Sr比值，暗示亚东混合岩是泥质麻粒岩在高温条件下发生白云母和黑云母脱水熔融的结果(倪兴华等，2021)，该过程可以用像上述熔融过程③来解释；而切层浅色体富含石英和斜长石，贫钾长石，可能相当于上述熔融过程④。另外，混合岩的形成过程往往先表现出的熔融，进而就地再结晶(应思淮等, 1980)。同理，部分熔融产生的混合岩切层浅色体K2O的含量异常低，而Na2O和CaO含量相对较高，暗示部分切层浅色体是富含斜长石的堆晶岩(表1)。相关证据还有以下几点：(1)切层浅色体中的矿物粒度普遍比顺层浅色体中的大，主要由斜长石和石英组成，钾长石含量极少；(2)部分切层浅色体中的自形斜长石呈框架结构、堆晶结构；(3)切层浅色体具有与通过斜长石堆晶作用形成的浅色体的一致的地化特征，如较高的LaN/YbN和SrN/YN比值和显著的Sr和Eu正异常以及极度亏损的REE含量(Sawyer, 2008)；(4)切层浅色体具有较长的结晶时间，有利于熔体结晶。苟正彬等(2016，2020)对亚东地区乃堆拉混合岩中的浅色体进行了锆石 U-Pb 定年研究。结果表明，在乃堆拉混合岩浅色体中获得了32.4～24.2 Ma，20.9～14.3 Ma和 14.2～12.6 Ma三组定年结果，暗示亚东地区高喜马拉雅结晶岩系的部分熔融作用是一个长期、持续的过程，这与前人得出的结论相符(Cottle et al., 2009; Rubatto et al., 2013)。且这些浅色体常分布于构造薄弱区域(图2a,b)，暗示它们有足够的空间进行结晶。综上所述，切层浅色体不能完全代表部分熔融作用产生的初始熔体，部分切层浅色体是熔体分离结晶形成的富斜长石堆晶岩。

5.2 区域对比

喜马拉雅造山带内不同地区的混合岩的成因具有多样性。西藏南部珠穆朗玛峰地区的混合岩来源于褶皱带深部的超变质作用，其形成阶段始终受褶皱带定向压力所控制(应思淮等， 1973)。东喜马拉雅构造结多雄拉混合岩的原岩为低喜马拉雅结晶岩系，而非高喜马拉雅结晶岩系(郭亮等，2008)。杨永鑫和杨晓松(2013)认为高喜马拉雅混合岩中的浅色体是近源区熔体的冷凝产物。暗色体并非是源岩经历部分熔融后的残留体，而是熔体与中色体发生变质反应的结果。王水炯和李曙光(2014)认为混合岩地体中保留的大量浅色脉体只有少部分记录初始深熔熔体地球化学特征，绝大部分代表熔体结晶分离过程中的早期结晶产物，其地球化学特征与侵入浅部地壳的深熔花岗岩呈互补关系。此外，同一个地区存在不同成因的浅色体，如藏南聂拉木群混合岩部分浅色体是通过岩浆注入的方式形成的，部分浅色体可能是中色体部分熔融所形成熔体的结晶产物(杨晓松等，2004)。王水炯和李曙光(2014)在大别山地区识别出三类浅色体，分别代表片麻岩深熔形成的初始熔体、深熔熔体和包晶角闪石混合的产物和斜长石+石英晶体集合。对比分析区域上混合岩的成因发现，混合岩中的浅色体的成分不仅受熔融程度、原岩成分的影响，还受变质变形及围岩蚀变等综合因素的影响。我们观察到的亚东混合岩可能仅仅处于混合岩化作用的第一阶段，即深熔和分异作用阶段。后期可能还有混合岩化作用的第二阶段，即混合和交代作用。混合岩化的深熔、分异作用之后，熔点低的浅色长英质流体，沿着差异压力方向发生流动，而暗色铁镁质因为比重大，作为残留体留下来，聚集、固结成块体或者条带状。如果流体从岩石中经深熔、分异作用分离出来，迁移的距离不大，那么就可能形成原地或者近原地混合岩。如果迁移的距离大，就可能形成非原地混合岩，那么流体在迁移的过程中，会与围岩发生大量混合和交代作用。同时，流体会与围岩发生交代作用，显示明显的围岩蚀变特征。综上所述，混合岩化作用可能包括深熔、结晶分异、混合和交代作用等多过程。不同地区不同的露头或者不同的岩石可能仅仅体现了其中的一个或者多个阶段。我们在研究混合岩化作用时，需尤为注意发生混合岩化作用时所涉及的不同时期、不同作用、不同原岩成分以及不同产物。

5.3 对混合岩成因机制的制约

混合岩与淡色花岗岩之间是否存在成因联系是成因岩石学研究的重要课题(Johannes et al., 2003; 张泽明等，2017)。在评价混合岩化与岩浆成因的联系之前，我们须弄清楚与区域变质地体有关的混合岩形成过程，明确混合岩是通过深熔作用还是亚固相线作用等机制形成的。同时，混合岩与淡色花岗岩之间是否存在成因联系在不同地区的具体表现视情况而定，其原因为①混合岩可能为发育不完全的花岗岩，浅色体是从体系中抽取出来并最终汇聚成大规模岩体的熔体(Brown, 1994; Barbey et al., 1996; 吴元保等，2004)；②混合岩也可能是由于花岗岩浆的侵入，导致接触变质的结果(许常海等，1998)。在一些混合岩地区，如果熔体形成以后，没有发生长距离的迁徙，还停留在发生部分熔融的区域，没有被抽取出来，就不能最终形成大规模的花岗岩；而如果熔体形成以后，被快速从体系中抽取出来，这些熔体就会发生汇聚、上升、侵位，最终形成花岗岩(吴元保等，2004)。李旺超等 (2015) 认为，亚东地区高喜马拉雅结晶岩系在进变质和峰期变质过程中经历了白云母和黑云母脱水熔融，所形成的熔体量至少为5%～8%。张泽明等 (2017) 认为高喜马拉雅结晶岩系中的泥质麻粒岩在峰期矿物组合的稳定域内，通过部分熔融可产生高达18～32 vol.%的熔体，而目前只有7～10 vol.%的熔体还留在了岩石中，表明超过一半的熔体已经发生了分离。而这些熔体不断汇聚和混合、上升、侵位到最后结晶，足以为淡色花岗岩的形成提供足够的物质来源。因此，我们认为亚东地区的混合岩与淡色花岗岩具有成因联系。其它证据还有①亚东地区混合岩和花岗岩具有相同的原岩和大致相同的形成过程。大量的研究表明，亚东地区高喜马拉雅结晶岩系是混合岩和淡色花岗岩的共同源区(如Guo and Wilson, 2012; 吴福元等，2015；张泽明等，2017；苟正彬等，2020)。Lederer et al. (2013)认为形成淡色花岗岩最多经历5个阶段，包括熔体通过部分熔融形成、熔体分异与积累、熔体汇聚和混合、熔体上升、熔体侵位与最后结晶。而如上文所述，亚东混合岩也可能经历了深熔、分异作用以及混合和交代等作用。在很多场合下，花岗岩化作用和混合岩化作用的实际意义，以及它所包含的具体发展过程基本是相同的(程裕祺先生1973年7月6日在银川的讲课全文记录整理—关于混合岩、混合岩化作用、花岗岩化作用和混合岩地区的工作方法及对宁夏地区几个问题的看法)。②混合岩与淡色花岗岩在空间上紧密相连，在成分上十分相似。混合岩浅色体多为花岗质和英云闪长质岩石，与淡色花岗岩成分相似，暗示它们之间可能具有成因联系。③亚东地区混合岩化作用的时间与淡色花岗岩形成的时间非常一致。混合岩浅色体中的锆石具体有与淡色花岗岩一致的继承核-变质幔-岩浆边结构，岩浆边部所获得的206Pb/238U年龄范围(20.9～12.6 Ma)与区域上淡色花岗岩的结晶年龄(21.0～12.8 Ma)十分吻合，进一步证明混合岩与淡色花岗岩具有成因联系(苟正彬等，2020)；④淡色花岗岩与混合岩浅色体具有相似的地球化学特征。混合岩中的浅色体主量和微量元素成分多介于暗色体和淡色花岗岩之间，浅色体可能代表熔体结晶分离过程中的早期结晶矿物集合，其地球化学特征和与其具有时空成因联系的淡色花岗岩呈互补关系，其中尤以Eu的异常特征最为突出(苟正彬，2016)。综上所述，我们认为亚东地区混合岩和淡色花岗岩在成因上紧密相联，相关认识为建立造山带构造演化模型提供新的信息。