青藏高原東南緣騰沖后碰撞粗面安山巖形成的深部巖漿過程：來自輝長質(zhì)物質(zhì)的啟示*

成智慧 楊志軍 趙文斌 張茂亮 雷鳴 馬琳 李菊景

1. 中山大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院，廣州 5102752. 廣東省地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源探查重點實驗室，廣州 5102753. 中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所，新生代地質(zhì)與環(huán)境重點實驗室，北京 1000294. 天津大學(xué)表層地球系統(tǒng)科學(xué)研究院，天津 300072

作為大陸地殼的平均組成，安山巖的成因?qū)τ诮沂娟憵ば纬膳c演化具有重要的意義(Taylor and McLennan, 1985; Rudnick and Gao, 2003; Kelemen and Behn, 2016)。安山質(zhì)巖漿主要為玄武質(zhì)熔體在地殼不同深度的巖漿房經(jīng)歷巖漿混合(Tepleyetal., 2000; Reubi and Blundy, 2009; Kentetal., 2010; Laumonieretal., 2014; Fodor and Johnson, 2016)、分離結(jié)晶(FC)(Gill, 1981)或地殼混染與分離結(jié)晶(AFC)(Grove and Donnelly-Nolan, 1986; Groveetal., 2003; Annenetal., 2006; Priceetal., 2016)等過程的產(chǎn)物。巖石學(xué)、礦物學(xué)和全巖地球化學(xué)等特征被廣泛用于探討安山巖的成因(Humphreysetal., 2006; Davidsonetal., 2007; Priceetal., 2016)。大量的研究成果表明，安山巖攜帶的超基性-基性巖包體為探究安山巖的成因提供了獨特的窗口(Stamperetal., 2014; Priceetal., 2016; Camejo-Harryetal., 2018; Cooperetal., 2019)。

輝長巖包體是安山巖中較為常見的一類包體，在俯沖帶和洋島等火山活動伴隨的玄武安山-安山質(zhì)噴發(fā)物中均發(fā)現(xiàn)了大量的輝長巖包體。前者如南安第斯火山帶(Costaetal., 2002)、小安德烈斯火山帶(Arculus and Wills, 1980; Stamperetal., 2014; Camejo-Harryetal., 2018; Cooperetal., 2019)、新西蘭北島火山(Priceetal., 2016)等，后者如夏威夷火山(Fodoretal., 1993; Shamberger and Hammer, 2006)和基拉韋爾火山(Fodor and Moore, 1994)等。這些輝長巖包體可能代表巖漿上升過程中捕獲的地殼組分，也可能是巖漿系統(tǒng)早期或同期堆晶或分離結(jié)晶的產(chǎn)物。地殼輝長巖包體通常具有高壓麻粒巖的粒狀變晶結(jié)構(gòu)，礦物經(jīng)常有明顯的變形或破碎(Costaetal., 2002; Stamperetal., 2014; Priceetal., 2016; Camejo-Harryetal., 2018)。來自巖漿房系統(tǒng)的輝長巖通常與寄主巖漿具有同系列的主微量元素組成和較一致的Sr-Nd-Pb同位素組成(Yangetal., 2012; Stamperetal., 2014; Priceetal., 2016)。其中，具有嵌晶結(jié)構(gòu)的輝長巖包體通常為巖漿分離結(jié)晶形成的堆晶體(Arculus and Wills, 1980; Fodor and Moore, 1994; Costaetal., 2002; Stamperetal., 2014)，它們具有較寄主巖漿更低的SiO2和更高的CaO含量，堆晶礦物也具有更基性的成分(例如，單斜輝石較高的Mg#值, 斜長石較高的An含量)(Stamperetal., 2014; Camejo-Harryetal., 2018; Cooperetal., 2019)。(中粗)粒狀結(jié)構(gòu)的輝長巖包體自形程度較高，礦物間呈包含火山玻璃的開放結(jié)構(gòu)(Fodor and Moore, 1994; Costaetal., 2002; Cashmanetal., 2017)，除輝長巖包體以外，寄主巖漿還攜帶大量輝長質(zhì)的礦物聚晶(glomerocryst)與循環(huán)晶(antecryst)，這些輝長質(zhì)的物質(zhì)通常為巖漿上升過程中捕獲的巖漿房中的晶粥(Costaetal., 2002; Jerram and Martin, 2008; Cashman and Sparks, 2013; Edmondsetal., 2019; Lissenbergetal., 2019)。由此可見，安山巖及其攜帶的輝長巖包體的巖石學(xué)、礦物學(xué)、礦物化學(xué)和巖石地球化學(xué)特征為揭示安山巖的成因及深部演化過程提供了獨特的信息。

受印度-歐亞大陸碰撞(65～60Ma; Wuetal., 2014; Huetal., 2015)及印度板塊持續(xù)向北俯沖的影響，青藏高原東南緣的騰沖地區(qū)發(fā)育了大量的后碰撞高鉀鈣堿性火山巖，形成了近連續(xù)的玄武巖-玄武安山巖-粗面安山巖-英安巖系列(Zhouetal., 2012; Guoetal., 2015; Chengetal., 2020; Lietal., 2020)。目前，關(guān)于騰沖安山巖的成因仍具有較大的爭議。巖石學(xué)與地球化學(xué)研究成果表明，騰沖安山巖主要為玄武質(zhì)巖漿在地殼巖漿房經(jīng)歷分離結(jié)晶(FC)(樊祺誠等, 1999; 趙勇偉和樊祺誠, 2010)、地殼混染和分離結(jié)晶(AFC)(Zouetal., 2017; Duanetal., 2019; Chengetal., 2020)或巖漿混合(Gaoetal., 2015)等過程的產(chǎn)物。騰沖粗面安山巖中包含較豐富的巖石包體，它們的巖石學(xué)、礦物學(xué)及地球化學(xué)特征為揭示地殼深部巖漿房結(jié)構(gòu)、探討安山質(zhì)巖漿的成因與演化過程提供了良好的契機。有學(xué)者對粗面安山巖中的輝長巖(直徑<2.5cm)和麻粒巖(直徑3～5cm)包體進(jìn)行了較全面的巖石學(xué)與礦物學(xué)研究(于紅梅等, 2010; 林木森等, 2014)，但巖石地球化學(xué)研究工作還較少。眾所周知，包體與寄主火山巖的主微量元素尤其是Sr-Nd-Pb同位素特征對限定包體的來源與深部巖漿過程具有重要意義。本次研究在騰沖粗面安山巖中同時發(fā)現(xiàn)了大量的輝長巖包體(直徑2～13cm)與礦物聚晶(粒徑2～5mm)，首次對輝長巖包體與粗面安山巖開展了的全巖主微量元素和Sr-Nd-Pb同位素的對比研究，以及各類單斜輝石(輝長巖包體、聚晶和斑晶)原位微量元素特征的對比研究，結(jié)合礦物溫壓計算結(jié)果，試圖限定騰沖安山質(zhì)巖漿房的結(jié)構(gòu)，進(jìn)而探討輝長巖包體與粗面安山巖的成因。

1 地質(zhì)背景

騰沖地塊位于青藏高原的東南緣，其東部以高黎貢韌性剪切帶為界，西部止于密支那縫合帶。在大地構(gòu)造位置上，騰沖地塊處于密支那與怒江縫合帶之間，為青藏高原南部拉薩地塊的東南延伸(Yin and Harrison, 2000; Searleetal., 2007; 戚學(xué)祥等, 2011; Qietal., 2019)(圖1)。因處于印度-歐亞板塊碰撞的最前緣，這里發(fā)育強烈的構(gòu)造變形、廣泛的巖漿活動和強烈的水熱活動。騰沖地區(qū)的斷裂主要為NS或NNE走向，包括西部的梁河斷裂、中部的大盈江斷裂和東部的固東-騰沖斷裂等(皇甫崗和姜朝松，2000; 戚學(xué)祥等，2011)。區(qū)內(nèi)出露的地層由老至新分別為：元古界高黎貢群變質(zhì)巖，巖性主要為千枚巖、片巖與片麻巖，厚度大于1000m；石炭系勐洪群泥巖、板巖和白云巖，厚度約3500m；之后，地層缺失，直至古近系南林組陸相碎屑沉積不整合于元古界變質(zhì)巖之上(陳廷方等，2003)。由于經(jīng)歷了中特提斯洋(怒江洋，Yin and Harrison, 2000; 莫宣學(xué)和潘桂棠，2006)與新特提斯洋(密支那洋，莫宣學(xué)和潘桂棠，2006)的閉合和塊體之間的碰撞，騰沖地塊內(nèi)中、新生代爆發(fā)了燕山期和喜馬拉雅期兩次大規(guī)模的巖漿活動(楊啟軍等，2006；戚學(xué)祥等，2011)。新生代以來，區(qū)內(nèi)以廣泛發(fā)育高鉀鈣堿性火山活動為特征，在南北狹長的盆地中形成了70多座火山，熔巖出露面積達(dá)790km2(姜朝松，1998；樊祺誠等，1999)。騰沖地區(qū)水熱活動(噴沸泉、沸泉和溫泉等)強烈，地震活動頻繁(佟偉和章銘陶，1989；上官志冠等，2004；成智慧等，2012，2014; Zhangetal., 2016)。

圖1 騰沖火山區(qū)后碰撞高鉀鈣堿性火山巖分布圖(據(jù)Mo et al., 2006; Guo et al., 2015; Cheng et al., 2020修改)五角星代表粗面安山巖及輝長巖包體的采樣位置Fig.1 Simplified geological map showing the distribution of the post-collisional high-K calc-alkaline (HKCA) magmatic rocks in the Tengchong volcanic field (modified after Mo et al., 2006, Guo et al., 2015; Cheng et al., 2020)The star denotes sampling location of trachyandesites with gabbroic xenoliths

騰沖后碰撞火山活動始于上新世(8Ma至今)，形成了一系列的高鉀鈣堿性火山巖(Zhuetal., 1983; 皇甫崗和姜朝松, 2000; 李大明等, 2000; Zhouetal., 2012; Guoetal., 2015)，最近的一次火山活動發(fā)生于公元1609年(徐弘祖, 1639)。根據(jù)火山巖的年代學(xué)、巖石學(xué)及地球化學(xué)特征，騰沖火山活動可被劃分為四個期次：上新世(8～3Ma)玄武巖-粗面玄武巖-玄武質(zhì)粗面安山巖系列，早更新世(2.7～0.8Ma)粗面安山巖-英安巖系列，晚更新世(0.8～0.2Ma)玄武巖-粗面玄武巖系列和全新世(<0.2Ma)粗面玄武巖-粗面安山巖系列(Chengetal., 2020)。關(guān)于原始玄武質(zhì)巖漿成因的研究較為成熟，認(rèn)為其形成于富集地幔的低程度部分熔融，地幔富集過程可能受到了新特提斯洋殼(從柏林等, 1994; Tianetal., 2018; Duanetal., 2019)、俯沖的印度陸殼(Zouetal., 2014; Guoetal., 2015; Xuetal., 2018b; Chengetal., 2020)或俯沖的印度大洋巖石圈(90°E海嶺)(Zhouetal., 2012; Liuetal., 2018)的影響。關(guān)于中酸性巖漿成因的研究較少，認(rèn)為其為玄武質(zhì)巖漿上升至地表的過程中經(jīng)歷分離結(jié)晶(樊祺誠等, 1999; 趙勇偉和樊祺誠, 2010)、地殼混染和分離結(jié)晶(AFC)(Zouetal., 2017; Duanetal., 2019; Chengetal., 2020)或巖漿混合(Gaoetal., 2015)等過程的產(chǎn)物。地震與地球物理資料顯示，騰沖地殼厚度約38～42km(周真恒等, 2001; 王椿鏞等, 2002; 張龍等, 2015; Xuetal., 2018a)，在地殼不同深度(9～30km)存在多個部分熔融體，可能為殼內(nèi)巖漿房(秦嘉政等, 2000; Baietal., 2001; 姜枚等, 2012; 譚捍東等, 2013; Xuetal., 2018b; Huaetal., 2019)。

2 巖相學(xué)特征

所有的樣品均采自黑空山火山以北5km出露面積約500m2的露天采石場(25°16′N、98°30′E)(圖1、圖2)。共采集了6件粗面安山巖與12件包含輝長巖包體的粗面安山巖樣品，其中，包含輝長巖包體的火山巖樣品均采自該采石場北部厚度約3.5m的熔巖流剖面(圖2a)。

圖2 輝長巖包體與寄主火山巖野外照片(a、b)輝長巖包體野外出露點，厚度約3.5m的安山質(zhì)熔巖流；(c)包含輝長巖包體的粗面安山巖；(d)粗面安山巖中發(fā)育大量白色的礦物聚晶；(e、f)分別為I類和II類輝長巖包體，兩類包體與火山巖均具有清晰的接觸線Fig.2 Macroscopic overview of representative gabbroic xenoliths entrained by the trachyandesites in the Tengchong volcanic field(a, b) trachyandesite lava flow with 3.5m thick which entrains gabbroic xenoliths; (c) trachyandesites which entrain gabbroic xenoliths; (d) trachyandesites with plenty of glomerocrysts; (e, f) gabbroic xenoliths of Type I and Type II, respectively, displaying clear boundary with trachyandesites

火山巖樣品新鮮，氣孔狀構(gòu)造，斑狀結(jié)構(gòu)(圖2d)。斑晶以斜長石(5%～10%)和單斜輝石(5%～8%)為主，含少量斜方輝石(3%～5%)(圖3g)。斜長石呈自形-半自形板狀，韻律結(jié)構(gòu)發(fā)育，少數(shù)核部發(fā)育篩狀結(jié)構(gòu)(圖3g)。單斜輝石與斜方輝石為自形-半自形粒狀結(jié)構(gòu)，簡單雙晶發(fā)育，少量發(fā)育環(huán)帶結(jié)構(gòu)(圖3g)。粗面安山巖中發(fā)育大量的礦物聚晶(15% ～20%)，粒徑2～5mm，主要由自形-半自形的斜長石(40%～60%)、單斜輝石(20%～30%)和斜方輝石(5%～10%)構(gòu)成，含少量Fe-Ti氧化物(<5%)(圖3g)。斜長石顆粒之間呈較高的角度接觸并構(gòu)成格架，單斜輝石與斜方輝石顆粒充填其中，在聚晶礦物間隙貫入少量的玻璃質(zhì)與氣孔(圖3h)。

輝長巖包體野外呈灰白色，直徑2～12cm，包體新鮮，呈等粒狀或橢圓狀(圖2e, f)。包體與寄主粗面安山巖具有較清晰的界限(圖2e, f、圖3a, b)。根據(jù)礦物組成與結(jié)構(gòu)特征，輝長巖包體分為兩類：I類輝長蘇長巖(樣品數(shù)，3個)(圖2e、圖3a)和II類輝長巖(樣品數(shù)，9個)(圖2f、圖3b)。I類輝長巖包體粒徑較小(直徑2～4cm)，主要的礦物組成為斜長石(50%～60%)+單斜輝石(20%～30%)+斜方輝石(5%～10%)+Fe-Ti氧化物(<5%)(圖3c, e)。其中，斜長石呈半自形粒狀(0.5～5mm)結(jié)構(gòu)，復(fù)合雙晶發(fā)育；單斜輝石與斜方輝石呈半自形粒狀(0.2～2mm)結(jié)構(gòu)；礦物間隙貫入少量的玻璃質(zhì)(圖3c, e)。II類輝長巖包體較大(直徑2～12cm)，主要的礦物組成為斜長石(40%～50%)+ 單斜輝石(30%～40%)+ Fe-Ti氧化物(5%～10%)(圖3d, f)。其中，斜長石呈自形至半自形板狀，粒徑2～3mm，少數(shù)邊部發(fā)育海綿結(jié)構(gòu)；單斜輝石為半自形至他形粒狀結(jié)構(gòu)，粒徑1～3mm；斜長石與單斜輝石礦物間隙貫入玻璃質(zhì)，同時發(fā)育少量微晶斜方輝石(粒徑≤50μm)(圖3d, f)。

圖3 輝長巖包體和礦物聚晶的顯微結(jié)構(gòu)與背散射圖像照片(a)I類輝長巖包體，粒狀結(jié)構(gòu)，與粗面安山巖平整接觸，無反應(yīng)邊結(jié)構(gòu)(單偏光下)；(b)II類輝長巖包體，粒狀結(jié)構(gòu)，與粗面安山巖平整接觸(正交偏光下)；(c)和(e)I類輝長巖包體正交偏光鏡下照片與BSE圖像，主要礦物組成為斜長石、單斜輝石與斜方輝石，含少量Fe-Ti氧化物，礦物間貫入玻璃質(zhì)；(d)和(f)II類輝長巖包體正交偏光鏡下照片與BSE圖像，主要由斜長石與單斜輝石組成，含少量Fe-Ti 氧化物，礦物間充填少量玻璃質(zhì)；(g)和(h)礦物聚晶單偏光鏡下照片與BSE圖像，斜長石、單斜輝石與斜方輝石構(gòu)成開放結(jié)構(gòu)，礦物間貫入熔體. 礦物縮寫：Ap-磷灰石；Pl-斜長石；Cpx-單斜輝石；Opx-斜方輝石；Fe-Ti-Fe-Ti 氧化物Fig.3 Representative microphotographs of gabbroic xenoliths and glomerocrysts in trachyandesites(a) Type I gabbroic xenoliths with granular texture, which display clear boundary with trachyandesites; (b) Type II gabbroic xenoliths with granular texture, which display clear boundary with trachyandesites; (c) and (e) Type I gabbroic xenoliths composed of plagioclase (Pl), clinopyroxene (Cpx) and orthopyroxene (Opx) with interstitial glass; (d) and (f) Type II gabbroic xenolith which is composed of Pl and Cpx with interstitial orthopyroxene and glass; (g) and (h) glomerocrysts composed of Pl, Cpx and Opx with open structure. Mineral abbreviations: Ap-apatite; Fe-Ti-Fe-Ti oxide

3 分析方法

本次研究對粗面安山巖和輝長巖包體開展了全巖主微量元素和Sr-Nd-Pb同位素分析，并對包含輝長巖包體的粗面安山巖進(jìn)行了K-Ar定年工作。同時，詳細(xì)的測試了輝長巖、礦物聚晶和粗面安山巖斑晶礦物(斜長石、單斜輝石與斜方輝石)的主量元素組成與單斜輝石的原位微區(qū)微量元素組成。

利用薄片切割法將輝長巖包體與粗面安山巖分離，分別粉碎至200目，用于全巖地球化學(xué)成分測試工作。全巖主微量元素和Sr-Nd-Pb同位素測試均在中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所完成。全巖主量元素成分采用X-射線熒光光譜儀XRF-1500測試，分析精度為～1%(含量>10%)和～5%(含量<1.0%)。全巖微量元素分析利用Finnigan Element型ICP-MS(電感耦合等離子體質(zhì)譜儀)完成，精度優(yōu)于10%。Rb-Sr和Sm-Nd同位素比值測試采用同位素稀釋法完成，測量儀器為德國Finnigan公司MAT-262型熱電離質(zhì)譜計。分別采用146Nd/144Nd=0.7219和86Sr/88Sr=0.1194對Nd 和Sr同位素比值進(jìn)行質(zhì)量分餾校正。詳細(xì)測試方法參見Guoetal. (2006)。Pb同位素分析利用德國Finnigan公司MAT-262型熱電離質(zhì)譜儀完成，分析精度優(yōu)于0.005%，利用標(biāo)樣NBS981進(jìn)行校正，詳細(xì)的測試方法參見Wangetal. (2018)。將包含輝長巖包體的粗面安山巖粉碎至40～60目，利用重選、磁選等選礦方法初步將基質(zhì)與斑晶分離，然后在顯微鏡下將單晶礦物尤其是斜長石從基質(zhì)中分離，挑選基質(zhì)3～5g，利用K-Ar法對粗面安山巖開展定年工作，該項測試在中國地震局地質(zhì)研究所利用高精度MM-1200質(zhì)譜完成，詳細(xì)的測試方法參見Aslanetal. (2014)。

礦物的主量元素分析在中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所電子探針實驗室利用JXA8100電子探針完成，加速電壓為15kV，電子束電流10nA，束斑直徑3μm。單斜輝石原位微量元素分析在中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所利用LA-ICP-MS完成，采用的激光剝蝕孔徑為40μm，激光脈沖為10Hz，數(shù)據(jù)處理過程中選擇Ca作為內(nèi)標(biāo)元素，國際標(biāo)樣NIST610用于外標(biāo)校正。詳細(xì)的分析方法和流程同楊岳衡等(2009)。

4 分析結(jié)果

4.1 K-Ar 定年結(jié)果

基質(zhì)K-Ar定年結(jié)果顯示，粗面安山質(zhì)巖漿噴發(fā)于晚更新世(0.29～0.38Ma)(表1)，屬于騰沖新生代火山區(qū)第三期巖漿活動(0.8～0.2Ma; Chengetal., 2020)。本期巖漿活動主要分布于騰沖火山區(qū)的中部及中北部地區(qū)，形成了以玄武巖-玄武質(zhì)安山巖-粗面安山巖為主的火山巖系列(圖1)。

表1 粗面安山巖基質(zhì)K-Ar定年結(jié)果

4.2 全巖地球化學(xué)特征

寄主火山巖與II類輝長巖包體全巖的主量、微量元素和Sr-Nd-Pb同位素成分見表2。寄主火山巖具有較高的SiO2(58.28%～59.29%)，Al2O3(16.54%～17.20%)，F(xiàn)e2O3(5.91% ～6.44%)，CaO (5.48%～5.84%) 和MgO(3.33%～3.87%)含量(表2、圖4)。它們具有較高的總堿(Na2O + K2O)(6.63%～7.02%)含量(表2)，根據(jù)火山巖TAS分類圖將其定名為粗面安山巖。這些火山巖具有較高的K2O(3.22%～3.44%)含量，屬于高鉀鈣堿性系列(表2、圖4)。II類輝長巖包體具有較低的SiO2(50.41%～51.55%)含量，較高的Al2O3(18.45%～20.26%)，F(xiàn)e2O3(6.39%～9.53%)，CaO(10.59%～10.64%)和MgO(6.22%～6.86%)含量(表2)。在主量元素(SiO2、CaO、Al2O3和FeO)與MgO的相關(guān)圖解中(圖4)，II類輝長巖包體均落在騰沖近連續(xù)的玄武巖-玄武安山巖-粗面安山巖-英安巖的演化序列內(nèi)。

表2 粗面安山巖與輝長巖包體全巖主量(wt%)、微量元素(×10-6)和Sr-Nd-Pb同位素組成

圖4 騰沖后碰撞高鉀鈣堿性火山巖與II類輝長巖包體哈克圖解實心與空心數(shù)據(jù)點分別代表本文與前人發(fā)表的數(shù)據(jù). 前人數(shù)據(jù)來源：樊祺誠等, 1999; 趙勇偉和樊祺誠, 2010; Li et al., 2012; Zhang et al., 2012; Zhou et al., 2012; Guo et al., 2015; Tian et al., 2018; Cheng et al., 2020. 圖5、圖6數(shù)據(jù)來源同此圖Fig.4 Harker diagrams for the post-collisional HKCA magmas and Type II gabbroic xenoliths in the Tengchong volcanic fieldFilled and open symbols represent data from this study and previous publications, respectively. Sources of published data: Fan et al., 1999; Zhao and Fan, 2010; Li et al., 2012; Zhang et al., 2012; Zhou et al., 2012; Guo et al., 2015; Tian et al., 2018; Cheng et al., 2020. Sources of published data in Fig.5 and Fig.6 are the same as in this figure

全巖微量元素測試結(jié)果顯示，粗面安山巖具有較高的稀土元素含量(∑REE=345×10-6～426×10-6)。在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖中(圖5a)，粗面安山巖具有右傾的配分曲線((La/Yb)N=21～23)與較強的負(fù)銪異常(δEu=0.63～0.65；δEu=2×EuN/(SmN+ GdN))，與前人報道的騰沖粗面安山巖稀土元素配分型式一致。II類輝長巖包體稀土元素總量較低(∑REE=100×10-6～120×10-6)，它們也呈現(xiàn)右傾的稀土配分曲線((La/Yb)N=11～16)，但銪呈較弱的正異常(δEu=1.01～1.29)(圖5a)。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖中(圖5b)，粗面安山巖具有較高的微量元素含量，相對于高場強元素，它們富集大離子親石元素(例如，Rb、Ba和K等)，同時具有Nb-Ta-Ti的負(fù)異常與Pb的正異常(圖5b)。II類輝長巖包體與粗面安山巖具有相似的微量元素配分曲線，即富集大離子親石元素，虧損高場強元素，同時具有Nb-Ta-Ti 的負(fù)異常與Pb的正異常(圖5b)。與粗面安山巖相比，II類輝長巖的微量元素總量較低，同時具有更顯著的Nb-Ta負(fù)異常(圖5b)。

圖5 粗面安山巖與II類輝長巖包體全巖的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土配分圖(a)和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化的微量元素蛛網(wǎng)圖(b)(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)Fig.5 Chondrite-normalized rare earth element diagrams (a) and primitive mantle-normalized trace element patterns (b) for the trachyandesitic magmas and the entrained gabbroic xenoliths (normalization values from Sun and McDonough, 1989)

同位素測試結(jié)果顯示，粗面安山巖具有較高87Sr/86Sr(0.7084～0.7085)與較低的143Nd/144Nd(0.51217～0.51220)同位素比值，較高的206Pb/204Pb(18.02～18.07)、207Pb/204Pb(15.66～15.69)與208Pb/204Pb(39.11～39.20)同位素比值(表2、圖6)。與前人已發(fā)表的騰沖第三期玄武巖-粗面安山巖-安山巖成分對比，這些粗面安山巖具有較高的87Sr/86Sr與較低的143Nd/144Nd同位素比值(圖6b)。II類輝長巖包體與粗面安山巖具有較一致的Sr-Nd-Pb同位素組成，即較高的87Sr/86Sr(0.7068～0.7079)比值與較低的143Nd/144Nd(0.51217～0.51223)比值，較高的206Pb/204Pb(18.00～18.09)、207Pb/204Pb(15.65～15.67)與208Pb/204Pb(39.09～39.11)比值(表2、圖6)。

圖6 騰沖后碰撞高鉀鈣堿性火山巖與輝長巖包體Sr-Nd-Pb 同位素相關(guān)圖解(a)輝長巖包體與粗面安山巖(143Nd/144Nd)i-(87Sr/86Sr)i相關(guān)圖；(b)放大版的圖a；(c)(207Pb/204Pb)i-(206Pb/204Pb)i相關(guān)圖；(d)(208Pb/204Pb)i-(206Pb/204Pb)i相關(guān)圖. 騰沖地區(qū)花崗巖與片麻巖成分據(jù)Chen et al. (2002)和楊啟軍等(2009); 藏南上地殼與下地殼成分據(jù)Miller et al. (1999); MORB(Workman and Hart, 2005)、EMI(Hofmann, 1997)、EMII(Hofmann, 1997)和東印度大陸邊緣沉積物(EIS; 潘桂棠等, 2004; Najman, 2006)成分范圍以箭頭或輪廓線顯示Fig.6 Sr-Nd-Pb isotopic compositions for the post-collisional HKCA magmas and Type II gabbroic xenoliths in the Tengchong volcanic field(a) (143Nd/144Nd)i vs. (87Sr/86Sr)i of Type II gabbroic xenoliths and trachyandesitic magmas; (b) Enlargement of (143Nd/144Nd)i vs. (87Sr/86Sr)i in Fig.6a; (c) (207Pb/204Pb)i vs. (206Pb/204Pb)i; (d) (208Pb/204Pb)i vs. (206Pb/204Pb). Data of granites and gneisses in the Tengchong terrane from Chen et al. (2002) and Yang et al. (2009). Lower (LC) and upper (UC) continental crust of southern Tibet from Miller et al. (1999). The compositions of DMM (Workman and Hart, 2005), EMI (Hofmann, 1997), EMII (Hofmann, 1997) and eastern Indian continental margin sediments (EIS) (Pan et al., 2004; Najman, 2006 and references therein) are also shown as arrows or outline fields

4.3 礦物地球化學(xué)特征

4.3.1 礦物主量元素特征

圖7 斑晶、聚晶及輝長巖包體中斜長石(a)與輝石(b)分類定名圖Fig.7 Denomination of plagioclase on the ternary feldspar diagram (a) and denomination of clinopyroxene and orthopyroxene based on the enstatite-ferrosilite-dedenbergite quadrilateral (b) from phenocrysts, glomerocrysts and gabbroic xenoliths

圖8 斜長石An含量與Kd(a)和單斜輝石Mg#值與Kd(b)相關(guān)圖解Fig.8 Diagrams of Kd vs. An contents of plagioclase (a) and Kd vs. Mg# of clinopyroxene (b)

表3 粗面安山巖斑晶礦物核部主量元素組成(wt%)

聚晶斜長石、單斜輝石與斜方輝石具有較均一的化學(xué)成分(表4、圖7)。斜長石以拉長石(An58-64)為主，與熔體Na-Ca交換平衡(Kd=0.17～0.22)(表4、圖8a)。單斜輝石為普通輝石(En45-49Wo39-42Fs11-13)，具有較高的Mg#(78～82)值(表4、圖7b)。Fe-Mg交換平衡計算結(jié)果顯示，這些單斜輝石與全巖(Kd=0.23～0.29)平衡(圖8b)。斜方輝石以斜頑輝石(En75-80Wo3-4Fs16-21)為主，具有較高的Mg#(78～83)值(表4)，它們與全巖Fe-Mg交換平衡(Kd=0.26～0.37)。整體而言，聚晶礦物成分與斑晶相似，均與寄主火山巖平衡。

表4 聚晶礦物核部的主量元素組成(wt%)

輝長巖包體主要礦物的代表性成分見表5。包體斜長石成分與斑晶斜長石較一致，其中，I類輝長巖包體斜長石為拉長石(An57-64)，具有較高的SiO2(52.53%～54.45%)、CaO(11.43% ～12.71%)和Al2O3(28.92%～30.44%)含量(表5、圖7a)；II類輝長巖包體斜長石也以拉長石(An54-61)為主，少量發(fā)育海綿結(jié)構(gòu)的斜長石An(44～51)值較低，但FeO與MgO含量無明顯的變化，可能形成于斜長石的降壓分解。輝長巖包體中單斜輝石成分具有較大的差異(表5、圖7b)：I類輝長巖包體中的單斜輝石 (En41-46Wo41-45Fs13-14) 與斑晶單斜輝石成分相似，具有較高的Mg#(77～79)值，較高的CaO(11.42%～12.69%)和FeO(7.51%～8.24%)含量(表5、圖7b)；II類輝長巖包體單斜輝石也為普通輝石(En40-47Wo41-46Fs14-17)，但Mg#(71～76)值較低，CaO(19.62%～21.68%)和FeO(8.22%～10.29%)含量較高(表5、圖7b)。斜方輝石主要發(fā)育于I類輝長巖包體中，成分與斑晶斜方輝石較一致，以斜頑輝石(En74-79Wo3-4Fs13-14)為主并具有較高的Mg#(76～82)值(表5、圖7b)。II類輝長巖包體中僅發(fā)育少量微晶斜方輝石，它們具有較低的Mg#值(64～70)和較高的FeO(18.42%～22.01%)含量(表5)，其成分與粗面安山巖基質(zhì)中的斜方輝石微晶(Mg#=67～72; FeO=16.56%～28.03%)較一致，可能為寄主巖漿晚期快速冷卻結(jié)晶的產(chǎn)物。礦物與熔體交換平衡計算結(jié)果表明：I類輝長巖包體中的斜長石、單斜輝石和斜方輝石均與寄主巖漿(Mg#=0.61)平衡(圖8)；II類輝長巖斜長石An值較低，單斜輝石的Mg#值也較低，可能結(jié)晶自演化程度更高的巖漿。以該地區(qū)演化程度較高的粗面安山巖全巖(TC1311: Mg#=0.56)代表熔體，II類輝長巖包體中的斜長石與單斜輝石的成分與之平衡(圖8)。

表5 輝長巖包體礦物核部的主量元素組成(wt%)

4.3.2 單斜輝石微量元素特征

單斜輝石原位微區(qū)微量元素測試結(jié)果表明，不同巖石類型(包括I類輝長巖、II類輝長巖、聚晶和斑晶)中單斜輝石具有相似的微量元素分布型式(表6、圖9)。在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖中(圖9a)，單斜輝石均具有右傾的稀土配分型式，即相對富集輕稀土元素、虧損重稀土元素，同時具有微弱的負(fù)銪異常。其中，I類輝長巖包體、聚晶與斑晶單斜輝石具有相似稀土配分型式；II類輝長巖包體的單斜輝石具有更高的輕稀土元素含量和更強烈的負(fù)銪異常(圖9a)。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖中(圖9b)，單斜輝石具有相似的微量元素配分型式：相對于原始地幔，它們更富集微量元素，同時具有Th、Sr和Ti 的負(fù)異常；I類輝長巖包體、聚晶與斑晶單斜輝石的微量元素配分型式較相似，II類輝長巖單斜輝石具有更高的微量元素含量(圖9b)。

表6 斑晶、礦物聚晶與輝長巖包體中單斜輝石原位微區(qū)微量元素(×10-6)組成

圖9 斑晶、聚晶與輝長巖包體單斜輝石的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土配分圖(a)及原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(b)(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)Fig.9 Chondrite-normalized rare earth element diagrams (a) and primitive mantle-normalized trace element patterns (b) for clinopyroxene from phenocrysts, glomerocrysts and gabbroic xenoliths (normalization values from Sun and McDonough, 1989)

5 討論

5.1 礦物聚晶的來源

騰沖后碰撞高鉀鈣堿性巖漿作用形成了近連續(xù)的玄武巖-玄武安山巖-粗面安山巖-英安巖系列(圖4)。巖石學(xué)、礦物學(xué)、礦物溫壓計算與EC-AFC模擬結(jié)果顯示，粗面安山巖為玄武質(zhì)巖漿在中下地殼巖漿房經(jīng)歷地殼混染與分離結(jié)晶(AFC)的產(chǎn)物(Chengetal., 2020)。近年來，大量的巖石學(xué)、地球化學(xué)、數(shù)值模擬和地球物理學(xué)研究結(jié)果均表明，地殼巖漿房系統(tǒng)由相互連接的以熔體為主的區(qū)域和以晶體為主的晶粥區(qū)域構(gòu)成(Nakagawaetal., 1999; Cashmanetal., 2017; Jacksonetal., 2018; Luoetal., 2018; Bennettetal., 2019; Edmondsetal., 2019; Caraccioloetal., 2020)。由于溫度較低、晶體含量較高和粘度較高，晶粥不能直接噴出地表，但可以被快速上升的巖漿分解并以單個晶體、聚晶(glomerocryst)、堆晶團塊(cumulate nodules)或包體的方式帶至地表(Nakagawaetal., 1999; Cashmanetal., 2017; Bennettetal., 2019)。

本研究報道的粗面安山巖斑晶含量較高，同時包含大量的礦物聚晶和輝長巖包體(圖2、圖3)。這些礦物聚晶具有如下特點：(1)具有自形-半自形中粗粒結(jié)構(gòu)，晶形完整，無折斷或變形跡象；(2)與粗面安山巖斑晶礦物組成相同，主要由斜長石、單斜輝石與斜方輝石構(gòu)成；(3)聚晶礦物之間(尤其是斜長石)呈高角度接觸的開放結(jié)構(gòu)；(4)礦物間充填大量的基質(zhì)玻璃或氣孔?；鹕綆r中類似的聚晶結(jié)構(gòu)通常是巖漿捕獲的巖漿房的半固結(jié)部分，代表巖漿噴發(fā)前形成的晶粥(Crystal mush)(Nakagawaetal., 1999; Holnessetal., 2005; Cashmanetal., 2017; Edmondetal., 2019; Lissenbergetal., 2019)。例如，東太平洋海隆(Pan and Batiza, 2003; Mooreetal., 2014)與北冰洋加克利(Bennettetal., 2019)火山巖中的礦物聚晶均為熔體捕獲的巖漿房內(nèi)部晶粥的碎片。這些聚晶礦物的成分可能與寄主熔體平衡或不平衡，分別代表寄主熔體或早期熔體形成的晶粥(Pan and Baitza, 2003; Mooreetal., 2013, 2014)。本研究中，聚晶礦物(包括拉長石、普通輝石和斜頑輝石)與寄主粗面安山巖斑晶具有一致的主量元素組成(圖7、圖8)，它們均與粗面安山巖的全巖成分平衡(圖8)。同時，聚晶單斜輝石與斑晶具有相似的稀土和微量元素組成(圖9)。礦物組成與礦物化學(xué)成分上的相似性暗示這些聚晶礦物為寄主粗面安山質(zhì)巖漿結(jié)晶作用形成的晶粥。

5.2 輝長巖包體的成因

輝長巖包體樣品新鮮，與寄主火山巖接觸清晰，無熔蝕、烘烤、冷凝等反應(yīng)結(jié)構(gòu)(圖2)。包體具有自形-半自形粒狀結(jié)構(gòu)，主要由拉長石、普通輝石與斜頑輝石組成，礦物晶形完整且未發(fā)生明顯的變形(圖3)。前人在騰沖晚更新世粗面安山巖中發(fā)現(xiàn)了一些長英質(zhì)麻粒巖和二輝質(zhì)麻粒巖包體，它們具有粒狀變晶結(jié)構(gòu)并以包含紫蘇輝石為特征(林木森等，2014)。本研究發(fā)現(xiàn)的輝長巖包體的結(jié)構(gòu)、礦物組成和化學(xué)成分均與前人報道的麻粒巖包體具有較大的差異，因此，排除這些輝長巖包體為巖漿上升過程中捕獲的地殼組分。

I類輝長巖包體的結(jié)構(gòu)、礦物組成特征和化學(xué)成分均與礦物聚晶具有較大的相似性(圖3)。例如，I類輝長巖包體也主要由自形-半自形的拉長石、普通輝石和斜頑輝石組成，并且礦物間呈高角度接觸，間隙還充填少量的基質(zhì)玻璃與氣孔(圖3)；I類輝長巖包體中的斜長石、單斜輝石及斜方輝石與聚晶礦物具有一致的主量元素組成，它們均與粗面安山巖達(dá)到了成分上的平衡(圖8)；尤為重要的是，I類輝長巖包體的單斜輝石與聚晶單斜輝石呈現(xiàn)較一致的稀土和微量元素分配型式(圖5、表5)?；谝陨蠋r石結(jié)構(gòu)、礦物組成與礦物化學(xué)成分上的相似性，我們認(rèn)為I類輝長巖包體與礦物聚晶相同，為巖漿噴發(fā)前形成晶粥的“碎片”。與礦物聚晶相比，I類輝長巖包體粒徑較大，礦物間緊密程度較高，玻璃基質(zhì)含量較低，它們可能代表巖漿房晶體含量更高的晶粥。

與I類輝長巖包體和礦物聚晶相比，II類輝長巖包體在巖石結(jié)構(gòu)與礦物組成上均具有差異，主要表現(xiàn)為II類輝長巖包體的礦物間接觸更為緊密，礦物間僅發(fā)現(xiàn)少量的玻璃基質(zhì)及斜方輝石微晶(圖3)。為了更好的限定II類輝長巖包體的成因，我們對比研究了輝長巖包體與寄主粗面安山巖全巖的主微量元素與同位素地球化學(xué)特征(圖4、圖5、圖6)。在全巖主量元素(SiO2、CaO、 FeO和K2O)和微量元素(Sr和Ba)與MgO含量的相關(guān)圖解中(圖4)，II類輝長巖包體的成分均落在騰沖玄武巖-玄武安山巖-粗面安山巖-英安巖的演化序列中。全巖微量元素測試結(jié)果顯示，II類輝長巖包體與寄主粗面安山巖具有相似的稀土元素與微量元素配分型式(圖5)。尤為重要的是，輝長巖包體與寄主粗面安山巖具有一致的Sr-Nd-Pb同位素組成(圖6)。這些地球化學(xué)特征表明II類輝長巖包體與寄主粗面安山質(zhì)巖漿是同源的，它們均來自騰沖地殼安山質(zhì)巖漿房。II類輝長巖包體與斑晶單斜輝石礦物相似的微量元素組成進(jìn)一步證實了這些輝長巖包體與寄主粗面安山巖的同源性(圖9)。手標(biāo)本與顯微鏡下觀察結(jié)果均顯示輝長巖包體具有粒狀結(jié)構(gòu)，未見明顯的礦物分帶與定向分布；同時，單斜輝石Mg#值較低, 斜長石An含量較低，全巖成分也未表現(xiàn)出異常高的CaO含量。因而我們推斷，II類輝長巖包體未經(jīng)歷顯著的堆晶過程，是巖漿房結(jié)晶作用的產(chǎn)物。II類輝長巖包體與礦物聚晶和I類輝長巖包體同時被粗面安山質(zhì)巖漿攜帶至地表，并且II輝長巖包體的礦物間也發(fā)現(xiàn)了少量的基質(zhì)玻璃(圖2)，我們認(rèn)為II類輝長巖包體的來源與礦物聚晶及I類輝長巖包體相似，也為巖漿房中晶體含量較高的晶粥。與I類輝長巖相比，II類輝長巖包體礦物間緊密程度較高，可能代表巖漿房較早期形成的經(jīng)過部分壓實的晶粥(Bennettetal., 2019)。II類輝長巖包體單斜輝石Mg#值較低，斜長石An含量也較低(圖8)，指示其結(jié)晶于演化程度較高的巖漿(Stamperetal., 2014)，這也解釋了II類輝長巖包體單斜輝石更高的微量元素含量與更強烈的輕重稀土元素分異(圖5)。

5.3 礦物平衡溫度與壓力估算

5.3.1 單斜輝石-熔體溫壓計

大量的實驗巖石學(xué)研究結(jié)果表明，單斜輝石硬玉成分(NaAlSi2O6)的含量對壓力較敏感，因而可以較好的限定單斜輝石結(jié)晶的壓力條件(Putirkaetal., 2003; Armientietal., 2007; Putirka, 2008; Molloetal., 2013; Giacomonietal., 2016; Neave and Putirka, 2017; Ubide and Kamber, 2018)。單斜輝石在粗面安山巖與輝長巖包體中均較好的發(fā)育(圖3)，為我們限定其形成的溫度和壓力條件提供了良好的基礎(chǔ)。Neave and Putirka (2017)提出的單斜輝石-熔體溫壓計很好地提高了壓力估算的精度(±1.4kbar, 1σ)，本研究利用該方法對單斜輝石結(jié)晶條件進(jìn)行了估算。溫度與壓力估算時首先需判斷單斜輝石與熔體是否平衡，其次還需對熔體的水含量進(jìn)行估算。早期多利用單斜輝石與熔體間Fe-Mg交換系數(shù)(Kd=0.28±0.08)判斷二者是否平衡，近年來大量的研究結(jié)果表明，該交換系數(shù)并非常數(shù)，而是與熔體的成分、溫度和氧逸度等條件有關(guān)(Putirka, 2008; Neave and Putirka, 2017)。Molloetal. (2013)提出根據(jù)回歸分析的方法獲得與熔體平衡的單斜輝石成分，再將該成分與實際測出的單斜輝石成分進(jìn)行對比，可以更好地判斷單斜輝石與熔體是否平衡。該方法近年來得到了較廣泛的應(yīng)用(Haddadietal., 2017; Neave and Putirka, 2017; Eskandarietal., 2018; Ubideetal., 2019; Dietal., 2020)。因此，在Fe-Mg交換平衡計算的基礎(chǔ)上，我們進(jìn)一步利用該方法驗證單斜輝石與熔體的平衡(圖8b、圖10a)。雖然II類輝長巖包體與寄主火山巖成分不平衡，但以研究區(qū)Mg#值較低的粗面安山巖(TC1311)全巖代表熔體，II類輝長巖包體中的單斜輝石成分與之達(dá)到平衡(圖8b)，因此我們以該全巖成分代表II類輝長巖包體的熔體。根據(jù)Waters and Lange (2015)提出的斜長石-熔體濕度計，初步估算粗面安山質(zhì)巖漿的水含量為2.5～3.0±0.4%。

圖10 單斜輝石-熔體間平衡判斷(a，據(jù)Mollo et al., 2013)以及聚晶、輝長巖包體與粗面安山巖單斜輝石-熔體(Neave and Putirka, 2017)和單斜輝石-斜方輝石(Putirka, 2008)溫壓計算結(jié)果(b)Fig.10 Equilibrium testing of clinopyroxene based on a comparison of observed and predicted diopside-hedenbergite (DiHd) components (a, based on Mollo et al., 2013) and P-T calculation results of the clinopyroxene-liquid thermobarometer (Neave and Putirka, 2017) and the clinopyroxene-orthopyroxene (Putirka, 2008) for glomerocrysts, gabbroic xenoliths and trachyandesites (b)

選取與熔體成分平衡的單斜輝石進(jìn)行溫度與壓力計算。結(jié)果顯示，單斜輝石斑晶的結(jié)晶溫度為1088～1137±25℃，壓力為5.3～9.2±1.4kbar(深度20～31km)(圖10b)，與前人單斜輝石斑晶的溫壓計算結(jié)果較一致(Huetal., 2018; Chengetal., 2020)。聚晶單斜輝石的結(jié)晶溫度(1083～1106±25℃)與壓力(4.1～6.3±1.4kbar；17～23km)略低于單斜輝石斑晶(圖10b)。I類輝長巖包體單斜輝石的結(jié)晶溫度(1098～1110±25℃)與聚晶單斜輝石較一致，但結(jié)晶壓力(5.4～6.7±1.4kbar；21～25km)略高(圖10b)。與I類輝長巖包體及礦物聚晶對比，II類輝長巖包體的結(jié)晶壓力(4.8～6.9±1.4kbar；深度18～25km)與前者一致，但結(jié)晶溫度(1046～1082±25℃)略低(圖10b)。整體而言，兩類輝長巖包體與聚晶礦物的結(jié)晶溫度與壓力條件均低于火山巖斑晶(圖10b)。

5.3.2 單斜輝石-斜方輝石溫壓計

單斜輝石-斜方輝石溫壓計也可以較好的估算礦物結(jié)晶的溫度和壓力條件(Brey and K?hler, 1990; Putirka, 2008)。顯微鏡下觀察結(jié)果表明，I類輝長巖包體與礦物聚晶的單斜輝石與斜方輝石較自形，無環(huán)帶或變形現(xiàn)象，二者在結(jié)構(gòu)上平衡。電子探針分析結(jié)果顯示，同一單斜輝石或斜方輝石顆粒的不同部位成分差異很小。Fe-Mg交換平衡計算結(jié)果(KdFe-Mg=0.94～1.22; 1.09±0.16, Putirka, 2008)也證實單斜輝石與斜方輝石成分上平衡。因此，單斜輝石-斜方輝石溫壓計可以為I類輝長巖包體和礦物聚晶提供較可靠的溫壓條件的限定。計算結(jié)果顯示，聚晶礦物結(jié)晶的溫度(997～1041±50℃)與壓力(3.0～5.1±2.8kbar)條件略低于I類輝長包體(1024～1045±50℃; 4.0～4.4±2.8kbar)。利用單斜輝石-斜方輝石礦物對獲得的結(jié)晶壓力與單斜輝石-熔體壓力結(jié)果較一致，但溫度略低(圖9b)?？紤]到二輝石溫度計較大的誤差范圍(±50℃；Putirka, 2008)，我們認(rèn)為兩種方法計算的溫度結(jié)果基本一致。

5.4 巖漿房系統(tǒng)與深部巖漿過程

騰沖新生代火山區(qū)上新世以來發(fā)育近連續(xù)的玄武巖-玄武安山巖-粗面安山質(zhì)-英安巖系列(圖4)。巖石學(xué)、礦物學(xué)、溫壓估算與EC-AFC模擬結(jié)果均顯示，騰沖上地殼(9～14km)與中下地殼(13～28km)均存在巖漿房(Chengetal., 2020)，這與該地區(qū)大地電磁低阻異常(12～30km；姜枚等，2012；譚捍東等，2013)與地震S波低速異常(9～16km；Xuetal., 2018b)特征指示的巖漿房分布相吻合。騰沖粗面安山質(zhì)巖漿為玄武質(zhì)巖漿在中下地殼巖漿房(13～28km)經(jīng)歷分離結(jié)晶與地殼混染(AFC)過程的產(chǎn)物(Chengetal., 2020)。本研究中，寄主粗面安山巖斑晶的壓力計算結(jié)果(5.3～9.2±1.4kbar；深度20～31km)也顯示單斜輝石斑晶來自騰沖深部地殼巖漿房(圖10b、圖11)。這些粗面安山巖包含大量的輝長巖包體與礦物聚晶，巖石學(xué)、礦物學(xué)、礦物化學(xué)和全巖地球化學(xué)特征均表明，它們均來自粗面安山質(zhì)巖漿房(圖3-圖6、圖10)。礦物聚晶與輝長巖包體均發(fā)育粒狀結(jié)構(gòu)，礦物間呈高角度接觸并貫入基質(zhì)玻璃，呈現(xiàn)典型的“開放”的結(jié)構(gòu)特征(圖3)。與東太平洋海隆(Pan and Batiza, 2003; Mooreetal., 2014)、北冰洋加克利(Bennettetal., 2019)和新西蘭魯阿佩胡(Nakagawaetal., 1999, 2002)火山巖中包含的礦物聚晶與輝長巖包體相似，它們可能代表巖漿房中上部以晶體為主的晶粥(圖11)。礦物聚晶和I類輝長巖包體與粗面安山巖的斑晶呈現(xiàn)較一致的礦物組成和化學(xué)成分，礦物間貫入較高的基質(zhì)玻璃，指示它們可能代表寄主粗面安山質(zhì)巖漿形成的晶粥，這些晶粥未經(jīng)歷明顯的壓實作用。II類輝長巖包體礦物具有演化的成分(單斜輝石較低的Mg#值和斜長石較低的An含量)和具有較低的結(jié)晶溫度，它們可能代表演化程度更高的粗面安山質(zhì)巖漿形成的晶粥，可能形成于巖漿房系統(tǒng)更靠近圍巖的部位(圖11)。II類輝長巖包體更緊密的巖石結(jié)構(gòu)指示它們可能經(jīng)歷了部分壓實作用(圖11)。礦物聚晶與輝長巖包體的形成深度(17～25km)均處于騰沖地殼深部巖漿房的中上部(圖11)。在巖漿房中上部，斜長石等密度較小的礦物易于聚集，這與礦物聚晶和輝長巖包體中斜長石含量較高一致(圖3)。同時，巖漿房中上部揮發(fā)分或氣相組分的存在也利于礦物聚晶的形成(Cashmanetal., 2017)，這也與粗面安山巖大量發(fā)育的氣孔構(gòu)造一致(圖2d、圖3g)。粗面安山質(zhì)巖漿快速上升并噴出地表的過程中將位于巖漿房中上部的晶粥破碎，并以輝長巖包體與聚晶的形式攜帶至地表(Nakagawaetal., 1999, 2002; Yangetal., 2012; Priceetal., 2017; Cashmanetal., 2017; Maclennan, 2019; Edmondsetal., 2019; Caraccioloetal., 2020)，這也解釋了騰沖晚更新世粗面安山巖中同時包含了大量的礦物聚晶與輝長巖包體(圖2c-f)。騰沖粗面安山巖中單斜輝石與斜方輝石斑晶的反環(huán)帶結(jié)構(gòu)記錄了巖漿房中基性熔體的補給過程(Huetal., 2018; Chengetal., 2020)，可能是粗面安山質(zhì)巖漿噴發(fā)的主要誘導(dǎo)因素。

圖11 騰沖粗面安山巖巖漿房系統(tǒng)示意圖① II類輝長巖包體代表粗面安山質(zhì)巖漿形成的較緊密的“晶粥”；② I類輝長巖包體代表寄主粗面安山質(zhì)巖漿形成的“晶粥”；③ 礦物聚晶代表寄主粗面安山質(zhì)巖漿形成的“晶粥”碎片F(xiàn)ig.11 Schematic diagram to illustrate the plumbing system of trachyandesitic magmas in the Tengchong volcanic fieldNumbers ①, ② and ③ denote the distribution of Type II gabbroic xenoliths, Type I gabbroic xenoliths and glomerocrysts, respectively

6 結(jié)論

(1)騰沖新生代火山區(qū)晚更新世粗面安山巖中包含大量的輝長巖包體和礦物聚晶。輝長巖包體、聚晶與火山巖斑晶的巖石學(xué)、礦物學(xué)特征，尤其是單斜輝石的微量元素與全巖Sr-Nd-Pb同位素組成的對比研究結(jié)果表明，礦物聚晶和輝長巖包體與寄主粗面安山質(zhì)巖漿同源，均來自騰沖深部地殼粗面安山質(zhì)巖漿房。

(2)結(jié)合輝長巖包體與聚晶的結(jié)構(gòu)特征與礦物溫壓計算結(jié)果，認(rèn)為聚晶與輝長巖包體均代表粗面安山質(zhì)巖漿房中上部的晶粥，快速上升的安山質(zhì)巖漿將這些晶粥破碎并以聚晶和輝長巖包體的形式帶至地表，基性巖漿的補給是導(dǎo)致粗面安山質(zhì)巖漿噴發(fā)的重要誘發(fā)機制。

致謝中國地震局地質(zhì)研究所樊祺誠研究員、中山大學(xué)地質(zhì)科學(xué)與工程學(xué)院劉志超副教授與中國地質(zhì)大學(xué)(北京)黃豐副教授給予了有益的建議；K-Ar年齡由中國地震局地質(zhì)研究所李大明研究員完成；中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所高金亮與丁磊磊博士在野外考察與采樣工作中給予了大量幫助；中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所張麗紅博士在全巖地球化學(xué)成分測試中給予了幫助；匿名審稿專家提出寶貴的修改意見；在此一并致以衷心的感謝！