2012, Vol. 28
2. 中国科学院地质与地球物理研究所, 中国科学院矿产资源研究重点实验室, 北京 100029
2. Key Laboratory of Mineral Resources, Institute of Geology and Geophysics, CAS, Beijing 100029, China
岩浆混合作用作为岩浆演化的重要表现形式, 不仅是形成火成岩多样性的主要机制, 也与Cu、Pb、Zn、Mo、Au、Fe、Sn、W等成矿作用有着密切的联系。新疆北部岩浆混合作用广为发育, 据不完全统计, 目前已经报道的岩浆混合作用已有十几处, 主要分布于东、西准噶尔地区, 少量见于东天山和哈尔里克地区(图 1)。前人从野外特征、岩相学、寄主岩石和包体的岩石学、矿物学、岩石地球化学以及岩浆源区和地球动力学背景等方面对具有岩浆混合作用特征的岩体进行了研究, 并积累了大量资料(李宗怀等, 2004a, b；王玉往等, 2007a, b, 2008b；杨高学等, 2008, 2009a, b, 2010a, b；康磊等, 2009；汪传胜等, 2009；周刚等, 2009a, b；赵娟等, 2009；陈家富等, 2010；康磊, 2010；贺敬博和陈斌, 2011；邹滔等, 2011)。然而, 对于岩浆混合的机制、形成模式, 以及与成矿作用的关系研究相对较少, 特别是对于该区岩浆混合的普遍意义尚未引起足够关注。本文总结了各岩浆混合有关岩体的主要特征, 通过探讨其形成的地球动力学背景, 尝试建立该区岩浆混合的模式, 并揭示其与成矿作用特别是与斑岩Cu-Mo (-Au)矿床的联系。
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图 1 新疆北部岩浆混合作用成因岩体分布示意图 岩体名称：1-尾亚；2-八大石；3-黄羊山；4-库普苏南；5-也布山；6-二台北；7-乌图布拉克；8-哈旦逊；9-希勒库都克；10-别拉格库都克；11-萨吾尔山；12-托洛盖；13-赛力克；14-克拉玛依；15-庙儿沟 Fig. 1 Sketched map showing distribution of magma mixing rockbodies in North Xinjiang Name of rockbody: 1-Weiya; 2-Badashi; 3-Huangyangshan; 4-Kupusunan; 5-Yebushan; 6-Ertaibei; 7-Wutubulake; 8-Hadanxun; 9-Xilekuduke; 10-Bielagekuduke; 11-Sawuershan; 12-Tuoluogai; 13-Sailike; 14-Kelamayi; 15-Miaoergou |
新疆北部已发现的岩浆混合作用成因的岩体以钾长花岗岩、二长花岗岩和花岗闪长岩为主, 部分为碱长花岗岩(如东准噶尔的黄羊山岩体)和二长岩(如东准噶尔哈旦逊岩体)。岩体时代主要为石炭-二叠纪, 即碰撞-后碰撞阶段, 个别有晚泥盆世(东准噶尔乌图布拉克岩体), 尾亚岩体形成于二叠纪末-三叠纪(244.7~247.7Ma)。
北疆地区岩浆混合作用具有以下主要鲜明特征和判别标志：
(1)岩体形态特征：岩体多数呈近等轴状, 地表出露呈不规则圆形、椭圆形, 少数呈长条状。出露面积一般在一百~几百平方千米, 最大者如八大石岩体, 地表出露约800km2, 最小者如托洛盖岩体, 由于第四系覆盖, 出露<5km2。岩体可为复式岩体, 各岩相呈同心环状分布, 岩体中部岩性相对于岩体边缘多偏基性。主要岩性以花岗闪长质为主, 可出现二长花岗岩、钾长花岗岩等岩相；岩体及围岩中常发育基性或中性、中酸性岩脉。
(2)野外宏观标志：最显著特点是岩体中含有大量暗色微粒包体(以闪长质为主, 可有二长闪长质、石英闪长质、花岗闪长质、玄武安山质、安山质等), 包体大小不等, 可从几厘米到2~3米, 绝大多数小于1m, 与寄主岩石界线模糊, 常为弥散状、渐变过渡状, 有别于岩浆析离体(Gao et al., 2009)。包体与寄主岩石之间可形成几厘米到1米宽的过渡岩石--岩浆混合岩, 这种岩浆混合岩可单独形成岩体或岩脉(如尾亚岩体、克拉玛依岩体--也叫夏尔莆岩体, 下同)；有时可见到暗色包体与寄主相互包裹现象。肉眼可观察到岩石中长石巨晶(可达1~10mm)的环斑(环边)结构, 包括斜长石斑晶外侧的钾长石环边或钾长石外侧斜长石环边；常见肉红色钾长石的大斑晶和聚斑结构；以及角闪石、黑云母等暗色矿物常聚集形成团斑结构(矿物集合体)(图 2)。
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图 2 岩浆混合作用有关岩体中长石的环边结构(圆圈)和暗色矿物的团斑结构(箭头) (a)-尾亚石英二长岩；(b)-别拉格库都克二长花岗岩 Fig. 2 Circum-phenocryst structure of feldspar (in circle) and fascicular-phenocryst of mafic minerals (in arrow) from rockbodies related to magma mixing (a)-Weiya quartz monzonite; (b)-Bielagekuduke monzogranite |
(3)显微标志：由于淬冷作用, 在包体中以及包体附近的寄主岩石中, 磷灰石、角闪石、辉石等矿物常见针状结构(图 3a)；岩浆混合形成的混杂岩常具有矿物不平衡现象(王玉往等, 2007a, 贺敬博和陈斌, 2011), 如钾长石的更长石环斑结构(图 3b), 钾长石的包晶结构(钾长石巨晶包含角闪石、黑云母、斜长石等呈“筛状”结构, 图 3a), 不同牌号的斜长石共生, 辉石的角闪石溶蚀边(图 3c), 玄武质包体中出现钾长石斑晶, 暗色矿物(角闪石、黑云母、辉石等)的团斑(图 3d)等；寄主岩石中斜长石斑晶常具有酸性的溶蚀核和基性环边(图 3e), 而暗色微粒包体中的斜长石常具有反环带(图 3f)。
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图 3 岩浆混合作用有关岩石的显微结构 (a)-钾长石巨晶及包裹的针状角闪石、磷灰石(希勒库都克安山玢岩, 单偏光)；(b)-钾长石斑晶边部的斜长石呈聚晶集合体包裹和交代钾长石(尾亚石英二长岩, 正交偏光)；(c)-辉石斑晶边部被角闪石交代(克拉玛依闪长岩, 正交偏光)；(d)-角闪石、黑云母等暗色矿物呈团斑结构(别拉格库都克花岗闪长岩, 单偏光)；(e)-斜长石的基性交代边(尾亚石英二长岩, 正交偏光)；(f)-包体中斜长石的环带结构(希勒库都克安山玢岩, 正交偏光).矿物代号：Kf-钾长石；Pl-斜长石；Hb-角闪石；Ap-磷灰石；Px-辉石；Mt-磁铁矿；Bi-黑云母；An-斜长石牌号 Fig. 3 Microphotographs showing rock textures related to magma mixing (a)-acicular hornblende and apatite in potash feldspar huge crystal (Xilekuduke andesitic porphyrite, plane-polarized light); (b)-plagioclase aggregation in margin of potash feldspar encircling and replacing potash feldspar (Weiya quartz monzonite, cross-polarized light); (c)-pyroxene phenocryst replaced by hornblende (Kelamayi diorite, cross-polarized light); (d)-fascicular-phenocryst of mafic minerals including hornblende and biotite (Bielagekuduke granodiorite, cross-polarized light); (e)-replacing margin of plagioclase (Weiya quartz monzonite, cross-polarized light); (f)-zoning texture of plagioclase in microgranular enclave (Xilekuduke andesitic porphyrite, cross-polarized light). Mineral abbreviation: Kf-potash feldspar; Pl-plagioclase; Hb-hornblende; Ap-apatite; Px-pyroxene; Mt-magnetite; Bi-biotite; An-percentage of anorthite numerator |
(4)岩石化学标志：由于岩浆混合作用发生在岩浆-岩浆的混合, 很少有固体物质参与, 受双扩散作用效应影响, 参与岩浆混合的各类寄主岩石、包体和形成的岩浆混合岩, 其岩石的硅酸盐主要氧化物成分对SiO2的关系呈线性分布；各类岩石的稀土和微量元素表现为相关和一致性；微量元素相关图, 如La-Ce、Sm-Nd、Nb-Ta、V-Co, 以及V/Nb-Co/Nb、V/Ga-Co/Ga等元素比值, 也呈现线性相关关系(如克拉玛依岩体, 邹滔等, 2011)。其中铁镁元素(Mg, Ni, Cr, Co等)随岩浆演化表现出与SiO2负相关, 大离子亲石元素(轻稀土元素、Rb、Th, 以及K、Na等)随岩浆演化具正相关性。有关岩石中的斜长石、角闪石等二元体系矿物表现出渐变过渡特征, 如主要氧化物对SiO2的关系多呈线形相关分布(如尾亚, 王玉往等, 2007b)。
(5)寄主岩石、包体以及岩浆混合岩的成岩年龄一致：如希勒库都克地区岩浆混合作用有关的寄主岩石(花岗闪长岩)、MME1(闪长玢岩)、MME2(闪长岩)与岩浆混合岩(安山玢岩脉)的锆石U-Pb年龄分别为：326.7±6.9Ma、327.5±7.8Ma、329.2±7.6Ma、331.8±7.1Ma (龙灵利等, 2010)；尾亚地区岩浆混合作用有关的寄主岩石(钾长花岗岩)、MME (闪长岩)与岩浆混合岩(石英二长闪长岩)的锆石U-Pb年龄分别为：247.5±5.3Ma、244.8±1.8Ma、244.7±3.3Ma (李枚等, 2010)；黄羊山岩浆混合花岗岩和闪长岩包体的锆石U-Pb年龄分别为311±12Ma和306±6Ma (杨高学等, 2009b), 富碱花岗岩锆石U-Pb年龄为302±2Ma和310±4Ma (苏玉平等, 2008)；库普苏南寄主岩石花岗闪长岩和包体的锆石U-Pb年龄分别为287±2Ma和286±3Ma (杨高学等, 2010b)；二台北寄主岩石花岗闪长岩和包体的锆石U-Pb年龄分别为299.3±8.7Ma和301.5±6.6Ma (李宗怀等, 2004b)。
值得说明的是, 判别一个岩体是否具有岩浆混合特征或属于岩浆混合成因, 仅靠其中任何一种单一的证据是不够的, 而是需要多种标志相互印证。
2 新疆北部岩浆混合作用的有关岩石类型新疆北部与岩浆混合有关岩体及包体的岩石类型如表 1所示。
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表 1 新疆北部已发现的岩浆混合成因岩体及年龄 Table 1 Magma mixing-related rockbodies in North Xinjiang and their related ages |
该区岩浆混合成因的岩体大致可分为三类：
一是以黄羊山岩体为代表的碱性花岗岩型, 岩性主要为碱性花岗岩, 部分岩相含5%~10%的钠铁闪石、霓石等碱性矿物(杨高学等, 2009a)。在ANK-ANK/C图上落入过碱质系列岩区(图 4b), 在微量元素判别图上落入A型花岗岩区(图 4c)。该类岩体的稀土和微量元素以强烈亏损的Eu、Sr、Ba异常为特征。
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图 4 新疆北部岩浆混合岩体寄主岩石的花岗岩类型判别图 (a)-SiO2-碱图(据Middlemost, 1994), 碱性系列(Alk)与亚碱性系列(Sub)岩石的分界线据Irvine and Baragar (1971)；(b)-ANK-ACNK图(据Frost et al., 2001)；(c)-Zr-10000Ga/Al图解(据Whalen et al., 1987)；(d)-ACF图解(据Chappell and White, 1974).数据来源：王玉往等, 2007b；汪传胜等, 2009；苏玉平等, 2006；杨高学等, 2009b, 2010a, b；韩宝福等, 1998；李宗怀等, 2004a, b；周刚等, 2009a, b, 陈家富等, 2010, 邹滔等, 2011 Fig. 4 Discriminant diagrams of granite type for host rocks of magma mixing rockbodies from North Xinjiang (a)-SiO2-alkine diagram (after Middlemost, 1994), the boundary between alkaline and sub-alkaline series takes after Irvine and Baragar (1971); (b)-ANK-ACNK diagram (after Frost et al., 2001); (c)-Zr-10000Ga/Al diagram (after Whalen et al., 1987); (d)-ACF diagram (after Chappell and White, 1974) |
二是碱长花岗岩类, 包括赛力克、尾亚、别拉格库都克、托洛盖、乌图布拉克、哈旦逊等的钾长花岗岩类, 其岩石特征是以钾长花岗岩为主。岩石的里特曼指数σ值在1.8~7.8, 在SiO2-碱图、微量元素判别图上均落入碱性系列与亚碱性系列过渡区(图 4a, c), 在ANK-ANK/C图上落入准铝质花岗岩区(图 4b)。
三是钙碱性花岗岩, 这类岩体最为普遍, 大多数花岗闪长岩、二长花岗岩、钾长花岗岩、二长岩等均属此类。该类岩石的里特曼指数σ值在1.7~2.7, 在SiO2-碱图上均落入亚碱性系列岩区(图 4a), 进一步的判别表明该类岩体多为I型花岗岩(图 4b-d)。
有关包体的类型, 绝大多数以闪长质包体为主, 镜下以半自形粒状、细粒交织状为特征。岩石SiO2含量在46.76%~72.09%, 成分可从辉长岩、闪长岩、二长闪长岩、石英闪长岩, 过渡到花岗闪长岩、花岗岩, 里特曼指数σ值在0.98~5.2, 属于高钾钙碱性系列和钙碱性系列(图 5)。少数地区发育基性岩包体, 尾亚、哈旦逊地区有辉长质包体, 希勒库都克地区还发育安山玄武质、安山玢岩质包体。
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图 5 新疆北部岩浆混合岩中包体的SiO2-碱图(a)和SiO2-K2O图(b) 数据来源同图 4 Fig. 5 SiO2-alkali diagram (a) and SiO2-K2O diagram (b) of related enclaves to magma mixing in North Xinjiang |
如图 4b, 本区参与岩浆混合的寄主岩石主要落入准铝质花岗岩区, 在图 4d中, 绝大多数落入I型花岗岩区。黄羊山的碱性花岗岩属于A型花岗岩, 为幔源分异的重熔花岗岩(杨高学等, 2009a)。其它岩石中暗色矿物以角闪石、黑云母为主；岩石的A/CNK值在0.8~1.08, A/NK值在0.95~1.8；稀土元素以轻重稀土分馏程度高为特征, 微量元素中不相容元素富集；以及Sr初始值低(在0.7027~0.7093)、εNd(t)多为正值(图 6)等等, 表明其岩浆具有亏损地幔来源特征。
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图 6 新疆北部岩浆混合有关岩石的εNd(t)-ISr图 数据来源：八大石据汪传胜等, 2009；也布山据李宗怀等, 2004a；乌图布拉克据周刚等, 2009a；哈旦逊据周刚等, 2009b；托洛盖据陈家富等, 2010；克拉玛依、尾亚、希勒库都克为本文未发表数据 Fig. 6 εNd(t)-ISr diagram for related rocks to magma mixing in North Xinjiang |
新疆北部岩浆混合岩体的形成时代大致可为4期, 分别对应该区四个大地构造演化阶段, 即D3-C1交界(360Ma±)、C1末-C2初(311~329Ma)、C2-P2(268~311Ma)和早三叠世(244~247Ma)；分别对应于新疆北部的洋陆演变期(C1以前)、碰撞期(C1末)、后碰撞期(C2-P)和陆内造山期(T以后, 即板内期)(“973”项目00课题, 2006 973项目“中国西部中亚型造山与成矿”(编号2001CB409800)项目结题总结报告, 2006)。
洋陆俯冲期的岩浆混合岩体以乌图布拉克为代表, 该岩体由二长花岗岩、花岗闪长岩、钾长花岗岩组成, 属准铝质花岗岩。其中二长花岗岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄360.1±3.6Ma (周刚等, 2009a), 与邻区的喀腊苏斑岩铜矿(375.2±8.7Ma)和喀腊萨依斑岩铜矿(376±10Ma)的含矿斑岩年龄(张招崇等, 2006)大体一致, 也与该带布尔根蛇绿岩(352Ma, 据吴波等, 2006)同期, 应属于北准噶尔洋向北俯冲阶段形成。
碰撞期的岩浆混合岩体有希勒库都克、萨吾儿山、克拉玛依、庙儿沟等。希勒库都克岩体以花岗闪长岩为主, 属高钾钙碱性系列, 侵入于石炭系南明水组, 岩体时代326.8~329.3Ma, 晚于邻区的布尔根蛇绿岩, 略早于乌伦古A型花岗岩(314~323Ma, 据刘家远和袁奎荣, 1996)；其它三个岩体分布于西准噶尔地区, 均属于I型高钾钙碱性系列, 时代在315~327Ma, 略早于邻区阔依塔斯(297.9±4.6Ma)、恰其海(290.7±9.3Ma)、喀尔交(302.6±7.6Ma)等A型花岗岩体(周涛发等, 2006)。
后碰撞期的岩浆混合岩体较多, 其中有黄羊山的含钠铁闪石碱性花岗岩, 属A2型后造山花岗岩(杨高学等, 2009b), 为典型的后碰撞阶段产物。该区已经积累类大量的锆石U-Pb定年资料, 其岩体年龄在300~314Ma之间(刘家远等, 1996；林锦富等, 2007；唐红峰等, 2007；苏玉平等, 2008；杨高学等, 2009a)。哈尔里克地区的八大石岩体, 东准噶尔地区的库普苏南、二台北、哈旦逊、也布山和别拉格库都克岩体, 西准噶尔的托洛盖、赛力克岩体等, 均属于I型花岗岩, 高钾钙碱性系列, 年龄在268~301Ma, 晚于邻区的A型花岗岩。
板内期的岩浆混合岩体以尾亚岩体为代表, 岩体以钾长花岗岩、二长花岗岩为主, 岩体年龄在244.7~247.5(李枚等, 2010), 属于早三叠世。新疆北部在晚二叠世已抬升为陆相山间盆地沉积, 基本未见火山活动, 说明地壳已相对稳定和刚性化(王京彬和徐新, 2006；李华芹和陈富文, 2004；Zhang et al., 2005；王玉往等, 2008a)。
参与岩浆混合作用的岩石、岩浆和源区特征与同期成矿有关的岩浆作用特征相符合, 如同碰撞-转换期主要表现为亏损地幔部分熔融特征, 而到后碰撞结束期-板内期则表现出板内岩浆活动特点, 如亏损程度降低、碱性岩浆特点明显等。
4 岩浆混合作用的形成机制 4.1 岩浆混合的方式从表 1可以看出, 新疆北部岩浆混合作用目前的表现形式为以暗色包体为代表的基性岩浆与以寄主岩石为代表的酸性岩浆混合, 并可形成过渡岩浆的混合。其中基性岩浆主要为闪长质, 部分地区基性程度较高, 可出现安山玄武质(如希勒库都克)；酸性岩浆以花岗质岩浆为主。
从寄主岩石和包体的包裹关系来看, 尽管尾亚(王玉往等, 2007b)、克拉玛依(康磊, 2010)等地区可偶见反向包体(即在基性岩中发育偏酸性岩的包体), 但最为普遍发育的主要是偏基性的包体包裹于偏酸性岩石中。可见, 本区的岩浆混合作用与世界上绝大多数岩浆混合方式一样, 以偏基性岩浆注入到偏酸性岩浆中为主要形式。
岩浆混合的特征和表现形式受岩浆的温度、粘度、扩散系数, 以及岩浆的能干性等因素制约(张旗等, 2007)。基性岩浆的粘度低于酸性岩浆, 而扩散系数和能干性则相对较高, 因而常见基性岩在酸性岩中呈包体出现。众所周知, 基性岩浆的温度要比酸性岩浆高, 如酸性岩浆约700~800℃, 安山质岩浆约900~1000℃, 玄武质岩浆约1000~1200℃(Carmichael et al., 1974), 估计参与岩浆混合的两种岩浆温度差至少在100~300℃以上。北疆地区包体的形态多以椭圆状、浑圆状、水滴状、火焰状为主, 也发育常不规则状, 包体及周围岩石中淬冷形成的针状角闪石、磷灰石等结构特征, 也佐证了混合过程中高温的偏基性岩浆注入到“冷的”偏酸性岩浆的过程。火焰状、不规则状包体的形成可能是岩浆混合过程中由于温度差异产生岩浆对流等原因而处于动态, 基性岩浆被撕开、拉长、打碎造成, 而偏基性岩石中的酸性岩包体(即反向包体)则是在混合过程中基性岩浆“捕虏”了酸性岩浆所致, 数量不会很多。
4.2 岩浆混合的程度岩浆混合的表现形式包括物理混合(或机械混合)和化学混合(李昌年, 2002)。事实上, 由于岩浆混合发生在地壳深部, 几乎所有的岩浆混合地区或岩浆混合成因的岩体都存在上述两种形式。北疆地区化学混合作用的矿物学、矿物化学证据相当丰富(贺敬博和陈斌, 2011；王玉往等, 2007b, 2008b；杨高学, 2008), 主要表现为角闪石、黑云母、斜长石成分的连续变化, 斜长石的反环带结构、筛状结构和富钙的残晶核结构等所反应出矿物成分的变化, 以及斜长石的钾长石的环斑和钾长石的斜长石环斑、辉石、角闪石的反应边等结构(图 2、图 3)。
岩浆混合的程度大致有完全混合和不完全混合(李昌年, 2002), 但二者之间又是连续的。前者也叫混合的低级阶段, 多表现出物理混合或机械混合, 在其混合物中常保存端元岩浆的残留物, 在露头上、标本上和薄片中就可以找到其识别标志, 尤其是岩石的构造特征十分明显, 如角砾状、树枝状、条带状、条痕状、阴影状、巨斑状等；后者是混合的高级阶段, 主要表现为化学混合, 其混合物中不保存端元岩浆的残余物, 在岩石构造上具有均一性。因此, 从岩浆混合的程度来看, 北疆地区所发现和报道的岩浆混合大多属于不完全混合, 因为花岗质岩体中暗色微粒包体的存在本身就说明混合进行的不彻底, 只是初步的混合(mingling, 张旗等, 2007)。完全混合或均匀混合的标志是形成了岩浆混合岩体(magma mixed rock), 如江西的港边岩体(李昌年等, 1997), 从这个意义上说, 尾亚地区的石英二长闪长岩体、克拉玛依岩体的石英闪长岩脉、希勒库都克地区的安山玢岩脉才是完全的、均匀的岩浆混合产物, 是真正的岩浆混合成因岩体(岩脉)。
然而, 正如前文所述, 完全混合和不完全混合是连续和过渡的, 在发现存在岩浆混合作用的岩体或地区, 理论上应该也存在完全混合的岩浆混合岩。而且, 目前所见到的寄主岩石和暗色微粒包体本身就可能是岩浆混合的中间产物, 并不一定代表端元岩浆结晶或结晶分异的结果(详见后面的讨论), 这涉及到岩浆混合级次的问题。
4.3 新疆北部岩浆混合的多阶段特征新疆北部的岩浆混合作用还具有多阶段性特征, 主要表现为普遍存在的包体岩性种类的多样性, 以及同期不同类型岩脉/岩体的多次侵入。如希勒库都克地区广泛发育4种包体：似隐晶状安山玄武岩、细粒闪长岩、少斑状安山(玢)岩和安山玢岩, 矿区还产有安山玢岩、英安斑岩、正长岩等脉岩(王玉往等, 2008b)；黄羊山岩体寄主岩石可划分为中粒黑云母碱长花岗岩、中粒角闪石碱长花岗岩、中粒钠铁闪石碱长花岗岩、中细粒钠铁闪石碱长花岗岩、细粒黑云母碱长花岗岩和细粒混合花岗岩6个单元, 包体类型有辉长闪长岩、闪长岩、石英闪长岩, 该区还大量发育的闪长(玢)岩脉和辉绿(玢)岩脉等(杨高学等, 2009a), 而且该岩体还常见有“复合包体”, 即在深灰色的暗色包体内部, 还包裹有一个色率更深的灰黑色的包体内核(杨高学, 2008)；克拉玛依岩体的包体类型有闪长质和石英闪长质, 寄主岩石则由石英闪长岩、花岗闪长岩和二长花岗岩三种岩石类型组成, 相互之间均为渐变过渡的涌动接触关系(康磊, 2010)。尾亚地区至少存在两期岩浆混合：早期辉长质岩浆与花岗质岩浆的混合, 第二期为钾长花岗质岩浆与闪长质研究混合, 并形成石英二长闪长质及其过渡岩石(王玉往等, 2007a)。
4.4 岩浆混合作用的级次讨论岩浆混合作用需要有级次或尺度的概念。从前人对新疆北部与岩浆混合花岗岩有关花岗岩的成因和种类来看, 除黄羊山岩体为A2型碱性花岗岩外, 其它均属于准铝型, 即近I型花岗岩类, 也即壳幔混源的花岗岩类, 认为与壳-幔岩浆混合作用有关(Leak, 1990；Chappell, 1996；Barbarin, 1999)。即使A型花岗岩也认为是上地幔部分熔融混染了地壳物质形成的(王涛, 2000；杨高学等, 2009a)。然而, 新疆北部上述岩浆混合有关岩体的已有地球化学数据资料显示, 包体与寄主岩石具有相似的地球化学特征, 如稀土和微量元素配分曲线非常一致, εNd(t)和Sr同位素初始比值多数重叠(图 6), 并不具有“包体属于地幔来源而寄主岩石来自地壳”的鲜明区别。显然, 岩浆混合与岩浆源区混合不是同一个概念, 某个岩体的岩浆混合作用与区域性的壳幔混合作用, 以及I-A型花岗岩成因的壳幔混合作用不是同一个尺度和级次, 它们之间既存在一定关联, 又有实质性区别。
关于暗色微粒包体的成因和起源, 目前尚存争议和疑问。鉴于包体与寄主岩石地球化学特征的一致性, 目前趋于认为包体与寄主岩石具成因联系, 包体的成因多为同源包体。张旗等(2007)认为花岗质岩石中广泛发育的闪长质微粒包体, 其初始成分大多是玄武质的, 由于玄武质岩浆的熔融温度高、扩散系数大, 当与酸性岩浆混合时, 能将酸性岩浆迅速“吞食”和“消化”。混合后原先的玄武质岩浆已经不存在了, 变为安山质成分的岩浆, 而花岗质岩浆却没有发生明显的成分变化, 仅仅是在包体周围的岩浆可能发生了一些可以忽略的变化。由于玄武质岩浆随着与花岗质岩浆的混合使之温度降低, 当玄武质岩浆成分向闪长岩成分转变时, 闪长质岩浆将很快固结, 形成淬冷结构(微粒包体)。尾亚和希勒库都克地区岩浆混合作用印证了这一认识。如前所述, 尾亚地区存在两期以上岩浆混合, 早期的基性端元应是辉长质, 该区所见大量发育的闪长质微粒包体可与该区出露并不广泛的闪长岩脉相对应；希勒库都克地区的包体除闪长岩外, 还可见到更基性的安山玢岩质和安山玄武质包体；哈旦逊岩体的包体为辉长岩；克拉玛依岩体中的闪长质微粒包体也被认为是混合了的岩浆产物(康磊, 2010；贺敬博和陈斌, 2011)。尽管新疆北部后碰撞岩浆混合有关大多数地区基性岩体并不发育, 但区域上同期的基性火山岩广泛出露, 石炭系的巴塔玛依内山组、二叠系的哈尔加乌、卡拉岗组等均喷出了厚层的玄武岩、玄武安山岩, 它们也具有壳幔混源特征, 与石炭纪和二叠纪花岗质岩体共同的特点：低的Sr初始比和正的εNd(t)值, 可能更接近混合前基性岩浆端元的成分。因此, 该区广泛发育的闪长质微粒包体极可能是岩浆混合的中间产物, 而不代表初始的基性端元岩浆。
由此看来, 北疆北部的岩浆混合作用至少包括两个级次, 即源区混合在先, 之后是岩浆混合。前者发生于壳幔边界, 以壳幔相互作用为特点, 后者发生在岩浆房, 甚至在上升和侵位过程中；前者是以一级构造单元, 甚至跨构造单元为尺度, 后者主要呈岩浆带/区片分布, 拟或进一步分为第3级次：单个岩浆混合岩体或地区级次。
4.5 岩浆混合的机理人们对于岩浆混合机理的认识分歧较大, 先后提出过富气镁铁质岩浆岩浆上升模式(Eichelberger, 1980)、层状对流模式(Vernon, 1984)、岩浆喷泉模式(Frost and Mahood, 1987)等。喷泉式岩浆混合是酸性岩浆房底部有镁铁质岩浆从下向上注入, 并发生扩散和对流, 使得镁铁质岩浆与酸性岩浆混合形成镁铁质包体和条带；层状对流式岩浆混合是静态岩浆房内因存在温度、密度梯度而产生扩散对流作用导致的岩浆混合, 该岩浆混合的规模取决于带状岩浆房内梯度的大小, 根据对流单元的尺度可分为整体对流的岩浆混合和分层对流的岩浆混合。Poli and Tommasini (1991)认为, 岩浆混合的过程可分为基性岩浆注入、基性岩浆演化(物理和化学作用的再循环)和基性岩浆与酸性岩浆的混合等三个步骤。Koyaguchi and Blake (1991)的流体动力学试验研究表明, 当镁铁质岩浆注入到酸性岩浆房时, 并不发生岩浆的机械混合, 而是下沉到酸性岩浆之下, 形成层状岩浆房, 同时由于下层岩浆发生去气沸腾而造成对流翻转, 产生岩浆混合作用；产生岩浆混合作用的机制是由于两种岩浆界面的不稳定性、双扩散对流作用而造成两种岩浆物质和能量的交换。新疆北部有关地区的包体形态以不规则状椭圆型为主, 塑性流变特征明显, 寄主岩石与包体之间存在过渡边, 有些地区可见到混合产生的岩浆混合岩, 表明对流机制在岩浆混合中的占主导因素。
综合前面所述新疆北部有关地区的岩浆混合的特征, 可以大致勾勒出该区的岩浆混合模式：岩浆混合作用是多级次的, 其深部岩浆源区的混合表现为壳幔相互混合作用。混合作用是多阶段的, 以基性岩浆注入到酸性岩浆为主要方式, 由物理混合到化学混合渐变过渡的岩浆混合(图 7)。
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图 7 新疆北部岩浆混合作用模式示意图 Fig. 7 Cartoon model showing magma mixing process in North Xinjiang |
岩浆混合作用与多种金属成矿作用有着密切的空间关系, 尤其与斑岩(-矽卡岩)型Cu-Mo-Au矿床有着直接的成因联系, 如云南的普朗铜矿(曹殿华等, 2009)、马厂箐铜钼金矿(郭晓东, 2009), 西藏的甲玛铜多金属矿(秦志鹏, 2010)、尼雄铁铜矿(张晓倩等, 2010), 东秦岭的金堆成、温泉钼矿(李永军等, 2003；朱赖民等, 2009), 内蒙古的敖仑花铜钼矿(邹滔等, 2012), 铜陵地区的铜金矿(杜杨松和李学军, 1997), 以及新疆北部的包古图铜钼金矿(邹滔等, 2011)、希勒库都克铜钼矿(王玉往等, 2008b)等矿区, 均报道存在岩浆混合作用。
岩浆混合作用对斑岩型铜钼金矿床成矿作用的制约主要体现在两个方面：幔源岩浆提供大量的金属物质和含矿母岩浆的结晶分异作用。希勒库都克、马厂箐、甲玛、尼雄等地区岩浆混合有关的暗色微粒包体中均含有一定量的黄铁矿、磁铁矿、黄铜矿、辉钼矿等矿化, 指示偏基性的幔源岩浆应是矿化的最初载体。正如Hattori and Keith (2001)指出, 上地壳长英质岩浆房由原始镁铁质熔融体补给可能是形成大型斑岩铜矿的关键一环, 因为, 与长英质岩浆相比, 在镁铁质岩浆中, 亲铜金属和硫具有更高的浓度。
近年来人们对斑岩矿床的岩浆机制进行了深入探索, 目前趋于认同的是在壳幔边界附近形成广泛的下地壳熔融和同化的MASH带(M熔融、A混染、S储积、H混合)是形成大型斑岩铜矿所必须的岩浆补给系统, 而岩浆混合作用可能是MASH带主要的岩浆作用方式。前已述及, 新疆北部等地区岩浆混合作用的源区混合主要发生在壳幔边界, 后碰撞阶段的深部构造背景机制主要是幔源岩浆的底垫(或底侵)产生下地壳的部分熔融(李宗怀等, 2004a, b；王京彬和徐新, 2006；杨高学, 2008；邹滔等, 2011)。岩浆混合作用不仅使富含金属和硫的幔源岩浆不断补充到成矿岩浆中, 还由于不同端元岩浆组分的差异而造成岩浆房内部的温度、压力、化学成分都不均匀, 使岩浆发生对流循环, 以利于挥发性组分和成矿物质的上升、集聚、成矿。Richards (2003)认为, 挥发性组分在此过程中起着十分关键的作用, 它们把热能、成矿物质带到岩浆房顶部的熔岩壳内, 只要对流继续, 熔岩壳就能保持岩浆温度, 通过熔岩壳从岩浆房中分离出来的挥发份可引起热液蚀变和斑岩铜矿化。
希勒库都克地区的岩浆岩侵入序列和同位素定年结果表明, 含矿的英安-流纹斑岩是安山玢岩质岩浆分异演化的产物, 而安山玢岩则是玄武安山质岩浆与花岗闪长质岩浆混合产生的岩浆混合岩(王玉往等, 2008b；龙灵利等, 2010)。或者说, 矿区的含矿斑岩是在希勒库都克具岩浆混合特征的大岩基(约20km2)旁侧(距该岩体边缘0.5km), 作为同期稍晚的补充斑岩体出现的。由于花岗闪长岩具有较高的铜背景值, 在岩浆混合过程中基性岩浆注入时, 不仅补充了成矿元素(如Cu), 还增加了成矿流体的含量, “稀释”了岩浆粘度, 因此有利于本区斑岩铜钼矿床的形成。
包古图斑岩铜矿的形成可能与克拉玛依岩体的岩浆混合作用有关：该岩体与包古图矿床同处于达拉布特断裂东侧, 南距包古图斑岩体约16km, 地表出露面积约90km2, 但考虑到与克拉玛依西岩体在深部可能相连(康磊等, 2009), 直径会达20km以上。克拉玛依岩体的寄主岩石(酸性端元)为二长花岗岩、花岗闪长岩, 微粒包体最基性端元为闪长岩(SiO2含量55.34%, 据邹滔等, 2011), 岩浆混合还形成了岩浆混合岩--石英闪长岩和闪长玢岩(脉)；包古图斑岩铜钼金矿位于克拉玛依岩体南部, 矿床辉钼矿年龄在310~316Ma (宋会侠等, 2007), 含矿岩体石英闪长斑岩的年龄在310~311Ma (刘玉琳等, 2009；唐功建等, 2009), 与克拉玛依岩体花岗岩的锆石U-Pb年龄318Ma (本文未发表数据)相一致；克拉玛依岩体、包体、岩浆混合岩的稀土及微量元素特征也与包古图含矿岩体较为相似(图 8)。
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图 8 克拉玛依岩体与包古图斑岩铜钼金矿床有关岩石的稀土元素配分图和微量元素蛛网图(球粒陨石标准化值据Boynton, 1984；原始地幔标准化值据Sun and Mcdonough, 1989) 数据来源：克拉玛依岩体据康磊, 2010, 贺敬博和陈斌, 2011, 邹滔等, 2011；包古图矿床据申萍等, 2009, 唐功建等, 2009, 成勇等, 2010, 以及本文未发表数据 Fig. 8 Chondrite-normalized REE pattern and primitive mantle-normalized trace element distribution of related rocks from Kelamayi rockbody and Baogutu Cu-Mo-Au deposit (chondrite-normalized data after Boynton, 1984; primitive mantle values after Sun and Mcdonough, 1989) |
新疆北部岩浆混合作用与斑岩铜钼金矿床的成矿关系模式可概括为：基性岩浆与花岗质岩浆混合产生混合岩浆, 经过进一步分异演化形成了含矿岩浆。与岩浆混合作用有关的斑岩铜钼矿的找矿标志为：岩浆混合作用强烈的大岩体附近或岩体中的晚期小型斑岩体具有良好找矿潜力；而岩浆混合有关的微粒包体和岩浆混合岩越偏基性, 对形成斑岩矿床越为有利。
6 结论(1)新疆北部岩浆混合作用强烈并具有普遍性, 贯穿该区四个大地构造演化阶段, 即D3-C1交界的洋陆俯冲期、C1末-C2初的碰撞期、C2-P的后碰撞期和T1的板内期。
(2)岩浆混合作用的判别标志有岩体宏观标志(近等轴状)、野外宏观标志(暗色微粒包体发育, 有时可见岩浆混合岩)、显微标志(淬冷和矿物不平衡结构)、岩石化学标志(线性过渡特征)、年龄(一致)标志等。
(3)新疆北部岩浆混合成因的岩体大致可分为三种类型：钙碱性花岗岩、碱长花岗岩和碱性花岗岩, 以第一类最为发育；暗色包体的类型以闪长质为主, 成分可从闪长岩、石英闪长岩、石英二长闪长岩, 过渡到花岗闪长岩, 部分地区可发育辉长质、玄武安山质、安山玢岩质包体。
(4)新疆北部有关地区的岩浆混合模式为, 岩浆混合作用是多级次的, 其深部岩浆源区的混合表现为壳幔相互作用。混合作用是多阶段的, 以基性岩浆注入到酸性岩浆为主要方式, 由物理混合到化学混合渐变过渡的岩浆混合。
(5)岩浆混合作用与斑岩铜钼金矿床密切相关, 其成矿关系模式可概括为：基性岩浆与花岗质岩浆混合产生混合岩浆, 经过进一步分异演化形成了含矿岩浆；与岩浆混合作用有关的斑岩铜钼矿的找矿标志为：岩浆混合作用强烈的大岩体的附近、边部或岩体中, 晚期补充侵入的小型斑岩体具有找矿潜力。
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