東昆侖造山帶花崗巖的形成與演化

1晚古生代—前言東昆侖造山帶位于青藏高原北部，南與巴彥卡拉接壤，北與柴達(dá)木盆地接壤。它的西端被阿爾金的大型滑移誤差切斷，東西約1500公里。它大致延伸于烏圖美仁地區(qū)，可分為東、西兩條河流。從北到南,被昆中縫合帶、昆南縫合帶分為3個構(gòu)造單元。東昆侖帶是青藏高原內(nèi)可與岡底斯帶相媲美的另一條巨型巖漿巖帶(圖1)。侵入巖和火山巖分布廣泛,尤以侵入巖最為發(fā)育(出露面積約4.84萬km2),從元古宙到晚中生代均有分布,并以花崗巖類為主(占侵入巖出露面積的98.3%),伴有少量橄欖巖類、輝長巖類,主要分布在昆中斷裂以北,斷裂以南較少,總體呈NWW-SEE方向展布,基本與區(qū)域構(gòu)造線方向一致(袁萬明等,2000)。東昆侖花崗巖形成可以劃分為4個時段,分別與4個造山旋回相對應(yīng):前寒武紀(jì)(元古宙);早古生代(∈-D3);晚古生代—早中生代(D3-T3);晚中生代—新生代(J1-)。其中,以晚古生代—早中生代(或稱華力西-印支)旋回、特別是三疊紀(jì)的花崗巖為主(郭正府等,1998)。據(jù)統(tǒng)計(羅照華,2005(1)),該帶顯生宙花崗巖類的出露面積達(dá)47500km2(約占整個巖漿巖面積的95%);其中早古生代花崗巖類約10000km2,占21%;晚泥盆世—三疊紀(jì)花崗巖類約36000km2,占77%;侏羅紀(jì)以后花崗巖約1000km2,僅占2%。其中,尤以三疊紀(jì)花崗巖類分布達(dá)20000km2,占花崗巖類總出露面積的42%。早古生代(加里東)、晚古生代—早中生代(海西—印支)旋回花崗巖類多呈大型線狀復(fù)式巖基產(chǎn)出,其內(nèi)部可以解體出若干巖性單元,以石英閃長巖、花崗閃長巖、石英二長巖、二長花崗巖為主,含大量鎂鐵質(zhì)暗色微粒包體,少數(shù)為小侵入體,主要為正長花崗巖至堿長花崗巖,暗色礦物含量較少,幾乎不含包體。晚中生代(燕山期)均為小淺成侵入體,其形態(tài)受斷層控制明顯,主要為正長花崗巖至堿長花崗巖。東昆侖構(gòu)造巖漿帶一直受到國內(nèi)外地質(zhì)學(xué)界關(guān)注,其不僅是我國境內(nèi)一條巨型巖漿巖帶,且具有特殊的大地構(gòu)造意義。第一,該造山帶是橫亙中國大陸中央造山帶的組成部分,保存有晚古生代—早中生代古特提斯構(gòu)造體制疊加在祁連—東昆侖早古生代造山系統(tǒng)之上的地質(zhì)記錄,這一構(gòu)造轉(zhuǎn)變,有十分重要的意義;第二,東昆侖花崗巖帶具有底侵作用與巖漿混合作用的豐富記錄,為研究這一地區(qū)的地殼生長方式,提供了寶貴的依據(jù)。長期以來,對這樣一個非常重要的大地構(gòu)造單元與構(gòu)造巖漿帶,我國大地構(gòu)造學(xué)家、地質(zhì)學(xué)家、巖石學(xué)家曾有過豐富的論述(李四光,1933;黃汲清,1954;張伯聲,1965;李春昱等,1982;張文佑,1986;馬杏垣,1987;王鴻禎等,1990;劉增乾等,1990;丁國瑜,1991;鄧萬明,1991;許志琴等,1997;殷鴻福等,1997;張以弗等,1997;陳國達(dá),1998;任紀(jì)舜,1999;肖序常,2000;姜春發(fā)等,2000;中國科學(xué)院青藏高原綜合科學(xué)考察隊,2000;張國偉等,2002;馬宗晉等,2003;潘桂棠和丁俊,2004;萬天豐,2004;李廷棟,2006;WangandMo,1995;Dengetal,2004)。本文擬就東昆侖花崗巖的時空分布、造山帶的構(gòu)造—巖漿演化、底侵與巖漿混合作用及顯生宙地殼生長方式的近期研究成果,作一概括性的討論。2東昆侖造山帶的構(gòu)造巖漿發(fā)育2.1東侖基底的形成時代東昆侖金水口群被認(rèn)為是東昆侖最老的變質(zhì)巖系,形成于古元古代,最老的同位素年齡為2468±46Ma(陸松年等,2002,變質(zhì)基性輝長巖的鋯石U-Pb年齡)。根據(jù)金水口群主體為角閃巖相片麻巖與英云閃長巖-奧長花崗巖(TT)組合(鄧晉福等,1995)或TTG組合,以及侵入于金水口群的片麻狀花崗巖類的Rb-Sr等時年齡為1846Ma(青海省區(qū)域地質(zhì)志,1991)、富鋁的堇青石花崗巖單顆粒鋯石U-Pb年齡為1955±6Ma(陸松年等,2002)、東昆侖東部花崗巖的Nd模式年齡tDM(集中于1.8Ga,1.5Ga,1.0Ga三個峰值)來看,可以認(rèn)為,東昆侖基底可能主要形成于古元古代晚期,屬于元古宙造山帶基底,而不是太古宙克拉通基底。這與東昆侖的地質(zhì)演化史——多次或多旋回地被卷入造山作用相符,雖然其間亦有短暫的相對穩(wěn)定期。進(jìn)而可以認(rèn)為,東昆侖造山帶的前寒武系基底既不是揚子型或華北型基底,也不是塔里木型基底,其性質(zhì)應(yīng)屬于克拉通邊緣或從克拉通邊緣分離出來的“優(yōu)地槽”的基底(鄧晉福,1998①)。2.2東侖西部早-中泥盆世洋盆形成和運動過程東昆侖早古生代構(gòu)造-巖漿事件序列及時間與北祁連造山帶可以對比(表1)。代表小洋盆性質(zhì)的清水泉蛇綠巖的形成年代為寒武紀(jì)(據(jù)中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所中法東昆侖研究隊,輝長巖的鋯石U-Pb年齡為518Ma,角閃石Ar-Ar坪年齡為578.5±6.1Ma;轉(zhuǎn)引自姜春發(fā)等,2000)?；』◢弾r類的年齡,阿拉克湖巖體全巖Rb-Sr年齡為508Ma(中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)1∶25萬阿拉克湖幅,2003),德拉托郭勒巖體全巖Rb-Sr等時年齡為476Ma,萬寶溝巖體角閃石40Ar/39Ar年齡為450Ma,石灰溝花崗巖鋯石U-Pb一致線年齡為471Ma和485Ma。這些數(shù)據(jù)使我們可以從區(qū)域尺度上作出推斷:東昆侖東部在早寒武世為洋盆形成及擴(kuò)張階段,中寒武世開始進(jìn)入俯沖階段,持續(xù)到晚奧陶世,與祁連造山帶可以對比;東昆侖西部形成洋盆的時間稍晚些。在祁曼塔格1∶25萬布喀達(dá)坂峰幅的吐木勒克西南發(fā)現(xiàn)晚奧陶世蘭閃石片巖(含青鋁閃石和藍(lán)透閃石),與其伴生的輝長巖Ar-Ar年齡為444.5±1.5Ma(青海省地質(zhì)調(diào)查院1∶25萬布喀達(dá)坂峰幅,2003),可能代表俯沖的結(jié)束和碰撞的開始。在東昆侖還發(fā)現(xiàn)了碰撞型二云母花崗巖類,在萬寶溝溝頭獲得鋯石U-Pb一致線年齡為412.6Ma(許榮華等,1990),屬早泥盆世,在1∶25萬布喀達(dá)坂峰幅的額爾滾西巖體,Rb-Sr等時線年齡為379.6Ma,屬中泥盆世(青海省地質(zhì)調(diào)查院1∶25萬布喀達(dá)坂峰幅,2003)。這說明在早-中泥盆世洋盆已經(jīng)閉合,進(jìn)入碰撞造山階段(Liuetal,2005;Zhuetal,2006)。從區(qū)域上對比來看,祁連加里東造山帶碰撞型二云母花崗巖出現(xiàn)的時限為417~404Ma(鄧晉福等,1996),與東昆侖造山帶大致可以對比。造山后A型花崗巖在東昆侖還未發(fā)現(xiàn),但早、中泥盆世地層的缺失,晚泥盆世陸相磨拉石的廣泛發(fā)育及其在區(qū)域上不整合于早古生代及更早的地層和地質(zhì)體之上,可視為東昆侖造山帶在晚泥盆世已進(jìn)入造山后崩塌階段和另一個造山旋回開始的間接標(biāo)志。2.3東侖地區(qū)晚古生代巖相特征晚泥盆世陸相磨拉石的發(fā)育及區(qū)域性不整合的存在,標(biāo)志著華力西—印支造山旋回從晚泥盆世開始。作為修溝—瑪沁洋的記錄,布青山蛇綠巖枕狀玄武巖Rb-Sr等時線年齡為347±9Ma,硅質(zhì)巖中含早石炭世—早二疊世放射蟲化石(邊千韜等,2001),德爾尼蛇綠巖中MORB型玄武巖的鋯石SHRIMPU-Pb年齡為276~319Ma,平均308.2±4.9Ma(楊經(jīng)綏等,2004),苦?！愂蔡辽呔G巖中玄武巖的40Ar/39Ar年齡為368.6±1.4Ma(張智勇等,2004),均說明修溝—瑪沁洋從晚泥盆世—早石炭世開始打開。東昆侖地區(qū)自中-晚石炭世就開始了板塊的俯沖,中-晚二疊世到早三疊世(240~260Ma)是主要的俯沖造山期。這個時期的花崗巖類分布非常廣泛,規(guī)模宏大,構(gòu)成東昆侖造山帶的主體,其出露面積遠(yuǎn)遠(yuǎn)超過本區(qū)其它地質(zhì)時代的侵入巖類。巖體主要分布在昆中斷裂以北地區(qū),具有自北而南逐漸減少的趨勢,總體上呈近東西向帶狀展布,多呈大型線狀復(fù)式巖基產(chǎn)出,如位于都蘭—香日德之間的下拉木松大型復(fù)式巖基(面積240km2),南戈泉—他溫山復(fù)式巖基(面積約為180km2)?；◢弾r類巖體中有著巖漿混合作用和底侵作用的大量證據(jù)(詳見后)。東昆侖地區(qū)晚古生代火山巖中,以石炭系哈拉郭勒組玄武安山質(zhì)—安山質(zhì)巖為主的鈣堿性火山巖系最為發(fā)育,上泥盆統(tǒng)和二疊系火山巖很少。在昆南縫合帶以北僅見極少量的二疊紀(jì)火山碎屑巖類。在布青山—阿尼瑪卿山一帶有兩種類型,一類是產(chǎn)于蛇綠巖套中的基性火山巖,另一類是主要出露于花石峽一帶的弧火山巖系,在大武一帶出露的弧火山巖的全巖Rb-Sr等時線年齡為260Ma。在早中生代,發(fā)育有上三疊統(tǒng)八寶山組及鄂拉山組陸相火山巖系。八寶山組沿布爾漢布達(dá)山主脊呈近東西向分布,控制厚度達(dá)3508.7m,由安山巖、流紋巖及相應(yīng)的火山碎屑巖、少量玄武巖構(gòu)成。鄂拉山組主要分布在鄂拉山一帶及都蘭至香日德之間,沿柴達(dá)木盆地南緣斷續(xù)分布可達(dá)新疆境內(nèi),下部以中基性火山巖為主夾沉積碎屑巖,上部以中-中酸性火山巖為主夾沉積碎屑巖,分布廣泛,厚度巨大。總之,東昆侖地區(qū)下石炭統(tǒng)—下三疊統(tǒng)為海相,而上三疊統(tǒng)已經(jīng)變?yōu)殛懴?并普遍缺失中三疊統(tǒng)。晚二疊世—早三疊世(P3-T1)的弧火山巖類和弧花崗巖類與安底斯活動大陸邊緣弧火成巖類相似,晚三疊世火山巖及花崗巖類則與青藏大陸碰撞造山帶的火成巖類相似,為陸相高鉀鈣堿性—鉀玄巖質(zhì)或強過鋁質(zhì)火成巖,它們分別清楚地記錄了俯沖造山與碰撞造山的時限(羅照華等,1999)。東昆侖南緣的S型花崗巖(包括白云母/二云母花崗巖)同位素年齡介于237~190Ma之間(柴耀楚等,1984;許榮華等,1990),說明在晚三疊世東昆侖地區(qū)進(jìn)入了碰撞—后碰撞陸內(nèi)造山階段。東昆侖山南坡的下侏羅統(tǒng)蘭道彎烏蘇組分布于西段紅山包、中段八寶山及東段塔妥等地,是達(dá)千米以上的陸相類磨拉石沉積(青海省區(qū)域地質(zhì)志,1991),可以作為后造山崩塌的標(biāo)志。三疊紀(jì)末期—侏羅紀(jì)的一些淺成—超淺成酸性斑巖(有的可見晶洞構(gòu)造),可能屬于后造山花崗巖類,但還未發(fā)現(xiàn)真正的堿性花崗巖類,這有待進(jìn)一步研究。從上述火成巖構(gòu)造組合的記錄(表2)來看,在東昆侖地區(qū)華力西—印支是一個完整的造山旋回,晚古生代與早中生代不能分割開來成為兩個旋回。這與西南“三江”古特提斯的演化歷史相似。2.4新生代約束東侖造山帶的形成原因晚三疊世以后,青、藏、川、滇特提斯構(gòu)造域轉(zhuǎn)入了新特提斯構(gòu)造演化階段。與古特提斯洋相比,新特提斯洋的主體位置已南移到班公湖-怒江帶和雅魯藏布帶。因此,新特提斯對東昆侖的影響,是一種遠(yuǎn)程效應(yīng)。新生代印度—歐亞大陸的碰撞,使新特提斯洋消失,形成了青藏大陸碰撞造山系統(tǒng)及青藏高原,這時東昆侖造山帶又卷入了青藏大陸碰撞造山系統(tǒng),成為它的一部分。但是,與西昆侖、可可西里和三江構(gòu)造帶的一個極大不同是,東昆侖造山帶內(nèi)至今尚未發(fā)現(xiàn)新生代巖漿活動,而逆沖構(gòu)造卻十分發(fā)育,陸殼的水平縮短導(dǎo)致的增厚作用是新生代以來東昆侖山劇烈隆升的主要原因。晚中生代—新生代造山作用在東昆侖的表現(xiàn)主要是:(1)逆沖構(gòu)造系的形成、發(fā)展及陸殼的水平縮短;(2)柴達(dá)木盆地的形成與演化;(3)東昆侖山脈的強烈隆升;(4)改造原來的巖石圈,形成了現(xiàn)今的地殼與巖石圈結(jié)構(gòu)。2.5中縫縫合帶和昆南縫縫合帶的性質(zhì)和意義2.5.1碰撞型火成巖昆中縫合帶的蛇綠巖只在清水泉有局部發(fā)育,其典型程度遠(yuǎn)不如北祁連蛇綠巖。其內(nèi)部的拉斑玄武巖類指示只存在類似邊緣海的小洋盆?；』鸪蓭r與碰撞型火成巖均不夠發(fā)育。這些事實暗示,昆中縫合帶可能不代表兩個互相分離的獨立大陸的陸-陸碰撞縫合帶,而是同一個大陸內(nèi)部兩個相對獨立的分離陸塊間的碰撞縫合帶。從這個意義上看,柴達(dá)木地塊與東昆侖曾是一個完整的大陸塊,在早古生代拉開形成小洋盆,在其末期又碰撞拼合在一起。如果是這樣,則把在昆中斷裂帶附近出露的前寒武紀(jì)變質(zhì)巖系看作出露的柴達(dá)木地塊的基底是合理的(鄧晉福等,1995)。2.5.2古特提斯造山帶與前陸盆地構(gòu)造構(gòu)造的構(gòu)造屬性如上所述,東昆侖華力西—印支造山旋回的演化,與西南“三江”地區(qū)古特提斯的演化可以對比。這表明,東昆侖造山帶在晚古生代—早中生代已經(jīng)卷入古特提斯構(gòu)造體制,屬于古特提斯造山系統(tǒng)的北緣,疊加在原來的祁連—東昆侖加里東造山系統(tǒng)之上。其火成巖構(gòu)造組合和構(gòu)造演化與西昆侖、西秦嶺造山帶,有著許多相似之處,形成了昆侖—秦嶺—巴顏喀喇—松潘甘孜古特提斯構(gòu)造系統(tǒng)。巴顏喀喇可能是東、西昆侖造山帶的前陸盆地,而松潘—甘孜則可能是西秦嶺造山帶的前陸盆地。這樣,昆南縫合帶應(yīng)該被看作中國南、北大陸的主要構(gòu)造分界線。3東昆侖造山帶巖漿混合作用和顯生巖地殼生長3.1東侖顯生皇地殼形成的地質(zhì)背景及成因由前面的討論可知,東昆侖大陸地殼看來主要形成于古元古代晚期,其基底屬于造山帶基底性質(zhì)。那么,在顯生宙還有沒有新生地殼(juvenilecrust)產(chǎn)生,顯生宙東昆侖造山帶地殼演化主要表現(xiàn)為前寒武紀(jì)地殼的再循環(huán),還是新生地殼的生長?這是一個普遍關(guān)注的重要科學(xué)問題,而大規(guī)模的東昆侖花崗巖帶,為回答這個問題提供了可靠的記錄和證據(jù)。無論在東昆侖造山帶東部還是在東昆侖西部祁曼塔格地區(qū),花崗巖體大都含有豐富的鎂鐵質(zhì)微粒包體,并有與花崗巖類幾乎同年齡的鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)火成巖廣泛出露,說明在顯生宙期間有大量地幔物質(zhì)以巖漿的形式進(jìn)入地殼。東昆侖顯生宙花崗巖的Sr,Nd同位素組成,87Sr/86Sr初始值在東部變化于0.701~0.714之間,多數(shù)小于0.710,在西部變化于0.703~0.715之間,大多數(shù)小于0.708;εNd(t)值在東部變化于-9.2~+3.6之間,在西部變化于-5.10~+1.33之間,也說明地幔物質(zhì)與地殼物質(zhì)的混合,在花崗巖類的成因中有重要的作用,地幔物質(zhì)的注入對東昆侖顯生宙地殼的形成演化也有重要的貢獻(xiàn)。東昆侖花崗巖的這些特征,同興蒙、岡底斯、安第斯等造山帶花崗巖相似,但與華南過鋁花崗巖及喜馬拉雅過鋁花崗巖有明顯的不同。前者,在造山過程中有大量地幔物質(zhì)進(jìn)入地殼,產(chǎn)生新生陸殼;后者,地殼的演化則基本上表現(xiàn)為陸殼內(nèi)部物質(zhì)的再循環(huán)(邱瑞照等,2006)。3.2顯示出地殼生長的方法3.2.1東侖造山帶的底侵作用在一定構(gòu)造條件下地幔源區(qū)部分熔融所產(chǎn)生的鎂鐵質(zhì)巖漿,在上升到莫霍面時,因其密度大于下地殼但小于上地幔而儲留在下地殼底部。一方面,鎂鐵質(zhì)巖漿帶來的巨大熱量(可能還有流體)將促進(jìn)下地殼的深熔作用而產(chǎn)生花崗質(zhì)巖漿,繼而發(fā)生鎂鐵質(zhì)巖漿與長英質(zhì)巖漿的混合,改造原有地殼;另一方面,底侵鎂鐵質(zhì)巖漿的冷卻將產(chǎn)生榴輝巖相的新的下地殼,促進(jìn)地殼的增生(金振民和高山,1996;Collins,1998;杜楊松等,2003)。幔源巖漿底侵作用在東昆侖造山帶中有清楚的表現(xiàn)。一些鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)雜巖體,分布在五龍溝、西溝、格爾木山口、加魯河與喀雅克登塔格等許多地點。它們或者與深變質(zhì)巖共生,或者與巖漿混合成因花崗巖類共生,侵位于花崗質(zhì)巖基之中。東昆侖造山帶東部,印支晚期侵入于金水口群深變質(zhì)巖中的石灰溝外灘輝長巖-輝石巖-橄欖巖雜巖體,出露面積約20km2,巖石類型包括蛇紋石化橄欖巖、偉晶狀角閃輝長巖、輝石巖、中細(xì)粒角閃輝長巖、閃長巖及花崗閃長巖等,其中角閃輝長巖的角閃石Ar-Ar坪年齡為226.4±0.4Ma,等時線年齡為222.2±3.3Ma。與侵入在金水口群深變質(zhì)巖中的同年齡花崗閃長巖相混合的千瓦大橋北角閃輝長巖體,其鋯石SHRIMP年齡為239±6Ma。它們代表了印支晚期的幔源巖漿底侵作用。在東昆侖造山帶西部,喀雅克登塔格一帶的輝長巖體,其鋯石SHRIMP年齡為386.9±2.6Ma和386.4±3.2Ma,大致與其附近巖漿混合花崗巖類同期,代表了東昆侖加里東造山旋回晚期的幔源巖漿底侵作用。應(yīng)當(dāng)說明,并不是見到輝長巖體就可以判斷為底侵作用。底侵作用產(chǎn)生的鎂鐵質(zhì)火成巖,應(yīng)在區(qū)域上具有普遍性和近同時性,并與區(qū)域巖漿混合作用有密切關(guān)系;它們通常侵入在前寒武紀(jì)高級變質(zhì)巖中,有時呈鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)堆晶雜巖產(chǎn)出。從上述輝長巖體的形成年齡來看,東昆侖造山帶發(fā)生了兩次明顯的幔源巖漿底侵作用,一次在早—中泥盆世之間,一次在中三疊世,在構(gòu)造階段上分別處于加里東造山旋回及晚華力西—印支旋回的俯沖結(jié)束—碰撞開始轉(zhuǎn)變時期,并與兩個造山旋回的大規(guī)模巖漿混合作用大致同期。在東昆侖造山帶產(chǎn)生幔源巖漿底侵作用的深部原因,可能是俯沖結(jié)束與碰撞開始時的板片斷離作用(羅照華等,2002)。板片斷離作用會導(dǎo)致軟流圈物質(zhì)上隆并誘發(fā)地幔楔的減壓熔融,產(chǎn)生鎂鐵質(zhì)巖漿,在下地殼底部造成底侵作用。據(jù)鄧晉福等(1995)對格爾木—額濟(jì)納旗地學(xué)斷面的解釋,東昆侖—柴達(dá)木地區(qū)莫霍面之下有一個基性榴輝巖上地幔巖石圈,其厚度為25~30km。羅照華(2005(1))將基性榴輝巖的形成解釋為幔源巖漿底侵作用的產(chǎn)物,由于板片斷離作用而落入上地幔。3.2.2巖漿混合作用巖漿混合作用,是殼-幔相互作用的一種重要方式(DidierandBarbarin,1991;董申保,1999;王德滋和周新民,2002;莫宣學(xué)等,2002)。按其混合機制的不同,可以分為化學(xué)混合與機械混合兩種;按其混合程度的不同,可以分為完全混合、不完全混合、未混合等幾種。兩個端元巖漿的完全混合,可以形成連續(xù)的、端元比例不同的混合巖漿系列,但其宏觀標(biāo)志不明顯。不完全的混合,可在花崗質(zhì)巖漿中殘存著數(shù)量不等的鎂鐵質(zhì)巖漿團(tuán)塊(冷卻后成為暗色鎂鐵質(zhì)微粒包體),這種混合最易識別。未混合的兩種巖漿,只是互相接觸,沒有或基本沒有發(fā)生混合,例如“同深成作用巖墻”?；旌献饔玫某潭燃胺绞?主要取決于兩種端元巖漿的溫度及它們在接觸時的溫度差。東昆侖造山帶廣泛發(fā)育著巖漿混合作用,有著大量巖漿混合的證據(jù)(圖2)。最明顯的是,花崗巖類巖體大多含有豐富的暗色鎂鐵質(zhì)微粒包體(maficmicrogranularenclave,簡稱MME),巖體的邊部尤為集中,是巖漿混合作用的有力證據(jù)。這些包體大小不一,方向各異,但有時卻呈現(xiàn)清楚的流動構(gòu)造。包體均具有典型的巖漿結(jié)構(gòu),如細(xì)粒半自形粒狀結(jié)構(gòu)或斑狀結(jié)構(gòu),還常含有快速淬火形成的長針狀副礦物(如磷灰石),可以區(qū)別于變質(zhì)巖或沉積巖的捕虜體。暗色鎂鐵質(zhì)微粒包體與花崗巖寄主巖、輝長巖的同時性,又可將其與早期巖漿巖捕虜體相區(qū)別。Liuetal(2004)對加魯河巖體中伴生的花崗巖寄主巖、暗色鎂鐵質(zhì)微粒包體、輝長巖的鋯石SHRIMP測年,獲得了242±6Ma,241±5Ma和239±6Ma的年齡,證明了三者的同時性,MME包體是基性巖漿與酸性巖漿混合不完全而殘存的基性巖漿團(tuán)塊。MME包體與花崗質(zhì)寄主巖的接觸界限有兩類:突變界限和漸變界限,取決于兩種參加混合的巖漿發(fā)生接觸時的溫度和流變學(xué)性質(zhì)反差的大小。當(dāng)少量高溫基性巖漿進(jìn)入到數(shù)量多而溫度較低的酸性巖漿中,就會迅速冷卻,形成截然的邊界、甚至具有淬火邊,從而阻止了兩種巖漿的混合。相反,若兩種發(fā)生混合的巖漿的熱反差不太大,則MME包體的粒度相對較粗,與寄主巖呈漸變接觸關(guān)系。在這種情況下,可以有比較充分的時間發(fā)生巖漿混合與物質(zhì)交換。MME包體周圍的淺色長英質(zhì)暈圈就是基性巖漿與寄主花崗巖漿之間化學(xué)交換的產(chǎn)物。在成份交換中,大多微量元素與同位素的交換速度比常量元素快,因此這些微量元素與同位素在兩種發(fā)生混合的巖漿間有趨同性。而一套由巖漿混合作用產(chǎn)生巖漿巖系列的哈克圖解,常呈直線分布趨勢,這在東昆侖花崗巖帶是常見的。巖漿混合作用還有其它一些標(biāo)志。例如,東昆侖花崗巖中常見基性斜長石(培長石、拉長石)與酸性斜長石(鈉長石、更長石)共存;鉀長石斑晶存在于輝長巖或MME包體中或跨在包體與寄主花崗巖的界限上;帶有暗色礦物集合體鑲邊的石英“眼球”(捕虜晶)出現(xiàn)在輝長巖或MME包體中。這些都是不平衡的礦物組合,是兩種不同成份的巖漿混合作用不徹底的殘留物。上述