華北克拉通孔茲巖帶古元古代涼城石榴石花崗巖成因機制及其巖石學意義*

王洛娟 郭敬輝 彭澎

1. 中國地質科學院，北京 1000372. 中國科學院地質與地球物理研究所，巖石圈演化國家重點實驗室，北京 1000293. 中國科學院大學地球與行星科學學院，北京 100049

在花崗巖的各種分類中，ISAM(即I、S、A、M型)分類應用最為廣泛。其中，I型和S型花崗巖是以巖漿源區性質來區分，I型花崗巖來自火成巖的部分熔融，而S型花崗巖來自(變)沉積巖的部分熔融(Chappell and White, 1974)。由于巖漿源區巖石受到了風化作用的影響，S型花崗巖最重要化學組成特征是強過鋁(鋁飽和指數A/CNK>1.1)，同時具有相對I型花崗巖較低的Na2O、CaO、Sr含量和較高的Sr和O同位素組成，相應的礦物組成特征是含白云母、堇青石和石榴子石等過鋁質礦物(Chappell and White, 1974)。根據過鋁質礦物的不同，常見的S型花崗巖可以分為兩類：含白云母的S型花崗巖和含堇青石的S型花崗巖(Barbarin, 1996)。含白云母S型花崗巖富SiO2(71%～76%)，貧MgO+FeOT(<3%)，成分接近最低共熔點組分，形成溫度較低，主要是白云母脫水熔融的產物，典型代表為高喜馬拉雅淡色花崗巖(Patio Douce and Harris, 1998; Patio Douce, 1999)。含堇青石S型花崗巖的SiO2含量范圍主要在65%～74%，高MgO+FeOT(1%～9%)，成分相對偏基性，形成溫度較高，多為黑云母脫水熔融的產物，典型代表為澳大利亞Lachlan褶皺帶S型花崗巖(Chappell and White, 1992, 2001)。

華北克拉通孔茲巖帶東段涼城地區發育有大規模古元古代石榴石花崗巖，在化學組成上表現為強過鋁的特征，其中的鎂鐵質礦物不僅有石榴子石和黑云母，有時還有紫蘇輝石，這明顯不同于典型的S型花崗巖(白云母花崗巖和堇青石花崗巖)。此外，涼城石榴石花崗巖具有低SiO2(55%～70%)、富鎂鐵(MgO+FeOT=5%～15%)的地球化學特征(翟明國等, 1996; Pengetal., 2012; Wangetal., 2018)，偏離了正?；◢弾r的成分范圍。對比全球海量花崗巖化學組成數據，我們發現具有類似特征的花崗巖極為少見，因此認為，涼城石榴石花崗巖可能代表了一類特殊類型的S型花崗巖，其巖石成因機制也具有特殊的科學意義，值得深入探討。我們此前詳細論述過涼城石榴石花崗巖的巖石學、地球化學和年代學特征，提出涼城石榴石花崗巖的形成與超高溫變質作用和幔源巖漿活動密切相關(Pengetal., 2012; Wangetal., 2018)。本文則從S型花崗巖成因研究的角度，著重闡述涼城石榴石花崗巖作為S型花崗巖的特殊性，介紹我們新的見解，并結合全球對比，闡述這類特殊S型花崗巖的重要巖石學意義。

1 地質概況

華北克拉通孔茲巖帶是西部陸塊內部的一條近東-西向展布、長達1000km的陸-陸碰撞構造帶，由北部的陰山陸塊和南部的鄂爾多斯陸塊于～1.95Ga碰撞形成(Zhaoetal., 2003, 2005; Yinetal., 2009, 2011)。孔茲巖帶東段集寧-涼城地區是前寒武紀高級變質基底出露區，出露古元古代高溫-超高溫麻粒巖相變質沉積巖、S型花崗巖和徐武家輝長蘇長巖小侵入體群(圖1)。變質沉積巖主要包括富鋁夕線石榴鉀長(二長)片麻巖和黑云石榴鉀長(二長)片麻巖，以及少量石墨片麻巖、大理巖和鈣硅酸鹽巖(盧良兆等, 1996)。該地區麻粒巖相變質巖石記錄了順時針P-T變質作用軌跡，峰期溫壓條件在800～900℃、9～12kbar(Lu and Jin, 1993; 盧良兆等, 1996; Wangetal., 2011; 王洛娟等, 2011; Jiaoetal., 2013; Caietal., 2017)。近年來，在集寧天皮山、土貴山、徐武家和紅寺溝地區、和林格爾南天門和小南溝地區、涼城徐麻夭、鞍子山和桃花溝地區、大同孤山地區、卓資紅砂壩地區陸續識別出～1.92Ga超高溫麻粒巖(Santoshetal., 2006, 2007; Jiao and Guo, 2011; Jiaoetal., 2011; Liuetal., 2012; Zhangetal., 2012; Yangetal., 2014; 王洛娟, 2015; Li and Wei, 2016, 2019; Lobjoieetal., 2018)。

在麻粒巖相變質沉積巖背景上，集寧-涼城地區還發育有大面積侵入巖。區內侵入巖主要包括三類：(1)較早的花崗巖類侵入體，包括2.2～2.1Ga紫蘇花崗巖和1.95Ga淡色花崗巖，均經歷了麻粒巖相變質作用，后者形成于俯沖碰撞地殼增厚的進變質過程中高角閃巖相深熔階段，是變沉積巖水致白云母部分熔融作用的產物，典型出露區在涼城縣以北的鞍子山-五蘇木一帶(Wangetal., 2017)。(2)1.93～1.92Ga石榴石花崗巖，出露面積相當于研究區內前寒武紀基底分布區的40%～50%，巖石類型以黑云石榴花崗巖和紫蘇石榴花崗巖為主，是高溫型的強過鋁S型花崗巖(Pengetal., 2012; Wangetal., 2018)，在緩慢冷卻過程中經歷了1.92～1.91Ga自變質作用，無變形或弱變形(Wangetal., 2018)。(3)～1.93Ga輝長質-蘇長質-閃長質的小侵入體群，以大小不等的巖墻、巖席和小侵入體的形式分布在變沉積巖和石榴石花崗巖中。這類基性巖體共有幾十個，規模從幾百米到幾千米，最大的是徐武家巖體，故將此套巖石系列命名為徐武家輝長蘇長巖(Pengetal., 2010)。輝長蘇長巖經歷了麻粒巖相變質變形作用，發育典型的二輝麻粒巖變質礦物組合。

圖1 華北克拉通孔茲巖帶東段早前寒武紀高級變質巖的分布(據郭敬輝等, 2002; Zhao et al., 2005; Peng et al., 2012修改)Fig.1 Distribution of the Early Precambrian high-grade metamorphic rocks in the eastern part of the Khondalite Belt, North China Craton (modified after Guo et al., 2001; Zhao et al., 2005; Peng et al., 2012)

涼城石榴石花崗巖是產于麻粒巖相變質沉積巖背景中的近原地-半原地花崗巖，花崗巖主體與圍巖變沉積巖呈侵入接觸關系，在涼城蠻汗山一帶構成巖性較為均勻的巨大巖體，面積可達400km2，局部與圍巖變沉積巖呈漸變過渡關系。在卓資南部大榆樹一帶，石榴石花崗巖并沒有構成巖性均勻的巖體，而是一系列不規則分布的混合花崗巖體(或稱為dirty granite)，含有大量規模不等的夕線石榴片麻巖包體(盧良兆等, 1996; 陶繼雄和胡鳳翔, 2002)。本文主要論述涼城一帶巖性均勻的石榴石花崗巖。石榴石花崗巖中常見變沉積巖包體，長徑多為幾十厘米到幾米，巖性主要為夕線石榴鉀長片麻巖和黑云石榴鉀長片麻巖，保留片麻狀構造(圖2a)，也見無片麻狀構造的含石榴石尖晶石鉀長麻粒巖(圖2b)。石榴石花崗巖中還可見肉紅色含石榴石鉀長花崗巖脈(寬0.5～2m)。

在石榴石花崗巖中間及邊部分布著數量眾多的輝長蘇長巖小侵入體。輝長蘇長巖小侵入體大小變化從千米級到米級。較大(百米到千米級)的基性侵入體與花崗巖之間具有復雜而不規則的界線，呈現相互包裹、漸變過渡的特點，基性侵入體逐漸過渡為花崗巖中密集的基性包體群?；郧秩塍w中也可見花崗巖和變沉積巖包體。米級到厘米級大小的基性包體常成群分布，包體形態多為橢圓狀、透鏡狀或條帶狀，與寄主花崗巖邊界呈彌散狀，有時可見邊界處發育1～5cm富黑云母石榴石反應邊或5～10cm寬的混合過渡帶(圖2c)。在石榴石花崗巖中，也見基性同深成巖墻(圖2d)?；园w和同深成巖墻呈灰黑色，中細粒結構，片麻理不明顯，礦物組合為斜長石+紫蘇輝石+黑云母+石英+鉀長石±單斜輝石±石榴子石。

2 巖石學與礦物學特征

涼城石榴石花崗巖具有粗粒似斑狀結構，塊狀構造，局部呈片麻狀或糜棱狀構造。主要礦物組合為石榴子石(5%～15%，局部可達25%)+黑云母(2%～5%)±紫蘇輝石(2%～5%)+鉀長石(20%～25%)+斜長石(30%～40%)+石英(20%～30%)，副礦物有尖晶石、鈦鐵礦、鋯石、獨居石、磷灰石、黃鐵礦、黃銅礦等。根據礦物組合，石榴石花崗巖可以進一步分為黑云石榴花崗巖(圖2e)和紫蘇石榴花崗巖(圖2f)?；◢弾r中石榴子石分布不均勻，多數在5%～15%，可達25%，局部聚集成石榴石巖團塊或條帶(圖2g, h)。鉀長石斑晶呈灰白色或肉紅色，長3～6cm，個別可達10cm，局部定向排列。

圖2 涼城石榴石花崗巖野外照片(a)花崗巖中的夕線石榴片麻巖包體；(b)花崗巖中含石榴石尖晶石鉀長麻粒巖包體；(c)花崗巖中輝長蘇長巖包體，包體內及接觸邊界發育石榴子石；(d)花崗巖中的基性同深成巖墻；(e)黑云石榴花崗巖；(f)紫蘇石榴花崗巖；(g、h)花崗巖中的富石榴石團塊和條帶Fig.2 Field photographs of the Liangcheng garnet granitoids

圖3 涼城石榴石花崗巖的顯微照片和BSE圖像(a、b)花崗巖中富含包體石榴子石；(c)花崗巖中粗粒石榴子石；(d)花崗巖中細粒石榴子石；(e、f)花崗巖中環邊石榴子石；(g、h)紫蘇石榴花崗巖. 礦物縮寫：Grt-石榴子石；Opx-紫蘇輝石；Bi-黑云母；Pl-斜長石；Qz-石英；Ilm-鈦鐵礦；Ap-磷灰石Fig.3 Photomicrographs and BSE images of the Liangcheng garnet granitoids

圖4 涼城石榴石花崗巖主量元素Harker圖解(據Wang et al., 2018)輝長蘇長巖數據源自Peng et al. (2010)和作者未發表數據;高Mg輝長巖數據源自Peng et al. (2010);集寧-卓資變沉積巖數據源自盧良兆等(1996)和作者未發表數據;呂梁變沉積巖數據源自李江海等(1999);雜砂巖實驗熔體數據源自Montel and Vielzeuf (1997)和Patio Douce and McCarthy (1998);基性泥質巖實驗熔體數據來自Vielzeuf and Holloway (1988)和Patio Douce and Johnston (1991);長英質泥質實驗熔體成分來自Patio Douce and Harris (1998)和Patio Douce and McCarthy (1998)Fig.4 Plots of SiO2 vs. other major elements for Liangcheng garnet granitoids (after Wang et al., 2018)

根據礦物結構和包體特征，石榴子石可以分為四種類型：富含包體石榴子石、粗粒石榴子石、細粒石榴子石和環邊石榴子石。富含包體石榴子石(GrtA)呈橢圓狀或不規則狀，粒度多為2～4mm，核(幔)部含較多包體礦物石英、黑云母、鈦鐵礦、尖晶石和斜長石等，而邊部基本不含包體，表現出凈邊結構(圖3a, b)；粗粒石榴子石(GrtB)呈橢圓狀，粒度較大，多為3～10mm，基本不含或含有較少的包體礦物(石英、黑云母、斜長石、鈦鐵礦、鋯石、獨居石和磷灰石)(圖3c)；細粒石榴子石(GrtC)呈半自形，粒度較小，多為0.5～1mm，無包體或含少量包體礦物(圖3d)；環邊石榴子石(GrtD)圍繞暗色礦物(石榴子石、黑云母、紫蘇輝石和鈦鐵礦)生長，類似于“紅眼圈”結構，環邊石榴子石寬度一般在0.1～0.5mm左右，其中包含大量的蠕蟲狀石英和少量的鉀長石、黑云母、紫蘇輝石和鈦鐵礦(圖3e, f)。

薄片中的黑云母呈片狀，具有棕褐色-淺黃色多色性，發育扭折帶。黑云母多圍繞石榴子石斑晶生長，也常以包體形式出現在石榴子石斑晶內部(圖3a-c)。紫蘇輝石呈粒狀，淺褐色-淺綠色，多色性較弱，可見鈦鐵礦出溶條紋，邊部有時被黑云母和石英的交生取代(圖3g, h)。鉀長石斑晶出溶極細的斜長石條紋，邊部常發育蠕英石，其內偶見包體礦物石榴子石、輝石、斜長石、黑云母和磷灰石?；|中的鉀長石呈他形，岀溶少量斜長石條紋。斜長石為半自形，岀溶補片狀或塊狀鉀長石，發育扭折帶和波狀消光。石英呈他形粒狀，發育波狀消光、亞顆粒和核幔結構。

3 巖石地球化學特征

本文系統收集了涼城-集寧地區石榴石花崗巖主微量元素數據，數據來自以下文獻：石昕(1997)、陶繼雄和胡鳳翔(2002)、鐘長汀等(2007)、Pengetal. (2010, 2012)及Wangetal. (2018)。

涼城石榴石花崗巖具有較寬泛的成分變化范圍，SiO2含量為55%～75%，主要集中在58%～70%，MgO+FeOT含量較高，主要范圍在5%～14%之間。Al2O3含量較高，為13%～19%，A/CNK為1.1～1.6，屬于強過鋁花崗巖。巖石CIPW標準礦物計算顯示剛玉含量為1.9%～6.2%。CaO含量主要在2.0%～4.1%，Na2O含量為1.8%～3.4%，K2O含量為1.1%～5.8%，CaO/Na2O比值為0.4～1.7。在Harker圖解上，Al2O3、FeOT、MgO和SiO2具有明顯的負相關關系，TiO2、CaO、Na2O和SiO2具有較弱的負相關性，K2O、P2O5和SiO2無明顯相關性(圖4，Wangetal., 2018)。石昕(1997)報道土貴烏拉地區少數富石榴石花崗巖樣品具有較低的SiO2含量，為55%～58%，MgO+FeOT含量較高，為14%～15%，Al2O3含量高達20%～22%，A/CNK為2.2～4.2。CaO和Na2O含量較低，分別為0.5%～2.8%、0.6%～1.9%。K2O含量主要為2.4%～2.9%。與世界其他地區S型花崗巖以及變沉積巖實驗熔體相比，涼城石榴石花崗巖具有顯著的低硅、富鎂鐵的特征(圖5)。

圖5 涼城石榴石花崗巖與全球S型花崗巖和實驗熔體成分對比全球S型花崗巖成分底圖來自Clemens and Stevens (2012);雜砂巖實驗熔體數據源自Montel and Vielzeuf (1997)和Patio Douce and McCarthy (1998);基性泥質巖實驗熔體數據來自Vielzeuf and Holloway (1988)和Patio Douce and Johnston (1991);長英質泥質實驗熔體成分來自Patio Douce and Harris (1998)和Patio Douce and McCarthy (1998)Fig.5 Compositions of Liangcheng garnet granitoids, global S-type granites and experimental melts

圖6 涼城石榴石花崗巖球粒隕石標準化稀土配分圖和不相容元素原始地幔標準化圖(標準化值據Sun and McDonough, 1989)Fig.6 Chondrite-normalized rare earth element patterns and primitive mantle-normalized incompatible elements diagram for the Liangcheng garnet granitoids (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

涼城石榴石花崗巖具有較高的稀土總量(∑REE=241×10-6～611×10-6，個別低至188×10-6)，表現為中-重等程度稀土元素分餾((La/Yb)N=4～52)，主要是重稀土分異中等到不明顯，具有明顯負Eu異常(Eu/Eu*=0.26～0.68)(圖6a)。石榴石花崗巖相對富集Rb和Th，虧損Ba、U、Nb、Ta、Sr、P和Ti(圖6b)。Rb=48×10-6～161×10-6，Sr=170×10-6～384×10-6，Ba=493×10-6～1394×10-6，Rb/Sr比值低(0.2～0.7)，Sr/Y比值低(1～17)。Zr含量較高，為242×10-6～628×10-6。巖石具有較高的Th含量(6×10-6～47×10-6，avg.=20×10-6)、較低的U含量(0.26×10-6～2.4×10-6，avg.=0.86×10-6)和較高的Th/U比值(6～41，avg.=24)。

陶繼雄和胡鳳翔(2002)和石強等(2018)分別報道的卓資和集寧石榴石花崗巖具有較低的稀土總量(75×10-6～226×10-6)和正Eu異常(0.99～2.86)，個別樣品具有極低的稀土總量(31×10-6、45×10-6)和顯著正Eu異常(3.55、7.72)。這些樣品微量元素特征可能反映了長石堆晶，明顯受分離結晶過程控制。本文不再列出詳細討論。

4 年代學

涼城石榴石花崗巖發育巖漿鋯石和變質鋯石，繼承鋯石很少。郭敬輝等(1999，2002)最早利用顆粒鋯石U-Pb定年技術獲得1836±18Ma和1892±10Ma兩組年齡。近年來，隨著二次離子探針技術的發展和應用，大量的高質量定年數據涌現。鐘長汀等(2007)利用SHRIMP鋯石U-Pb測年技術獲得石榴石花崗巖巖的形成年齡為1921±16Ma和1908±13Ma。Pengetal. (2014)利用Cameca IMS-1280獲得的石榴石花崗巖鋯石U-Pb年齡為1934±7Ma。Wangetal. (2018)對5個石榴石花崗巖樣品進行Cameca IMS-1280 U-Pb測年，獲得的巖漿鋯石年齡為1936～1919Ma。Huangetal. (2019)報道的石榴石花崗巖Cameca IMS-1280巖漿鋯石U-Pb年齡為1936±5Ma、1931±6Ma。綜合近年來的SIMS測年數據，年齡結果在誤差范圍內一致，表明涼城石榴石花崗巖的巖漿結晶時代為1.93～1.92Ga。值得指出的是，在個別石榴石花崗巖樣品中巖漿鋯石207Pb/206Pb年齡不呈正態分布，而顯示多峰分布的特征(1.95～1.94Ga、1.92～1.91Ga)(Wangetal., 2018)。

石榴石花崗巖中變質鋯石的發育指示其后期經歷了變質作用，Wangetal. (2018)獲得的5個樣品變質鋯石年齡分別為1912±16Ma、1920±15Ma、1902±13Ma、1923±11Ma、1921±6Ma。石強等(2018)利用SHRIMP U-Pb定年獲得了石榴石花崗巖中鋯石變質重結晶的年齡為1919±17Ma。Huangetal. (2019)報道的石榴石花崗巖變質鋯石年齡為1924±8Ma、1923±7Ma。綜合上述數據，涼城石榴石花崗巖的變質作用時代為1.92Ga。

綜上所述，涼城石榴石花崗巖的結晶年齡是1.93～1.92Ga，變質年齡是1.92Ga，兩者接近。結合涼城石榴石花崗巖中“紅眼圈”結構的發育，我們認為高溫花崗巖漿侵位于下地殼高溫-超高溫環境，隨后經歷緩慢的等壓冷卻發生麻粒巖相變質，也稱為自變質過程。這種現象常見于在下地殼深部就位的巖體，在意大利Ivrea zone、Kohistan島弧、南Sierra Nevada巖基、新西蘭Fiordland島弧、Bohemian地塊都有報道(Sinigoietal., 1991; Ringuetteetal., 1999; Saleebyetal., 2008; Stowelletal., 2014; Faryadetal., 2016)。

5 巖石成因討論

5.1 涼城石榴石花崗巖是高溫花崗巖

一般說來，S型花崗巖中鎂鐵質礦物的種類受巖漿水活度和形成溫壓條件的控制(Clemens and Wall, 1988)。白云母結晶于水含量較高(7%～8%)的巖漿中，而堇青石花崗巖的水含量不超過4%(Wyllie, 1977)。石榴子石通常發育于侵位深度較深(>17～23km，P>5～7kbar)的S型花崗巖中，紫蘇輝石的存在需要滿足高溫且aH2O或aKAlSi3O8較低的條件，堇青石常見于侵位深度相對較淺(<17～23km，P<5～7kbar)的S型花崗巖中(Green, 1976; Clemens and Wall, 1988; Shimuraetal., 1992; Stevensetal., 1997; Villarosetal., 2009)。涼城石榴石花崗巖的鎂鐵質礦物為石榴子石、黑云母和/或紫蘇輝石，指示其侵位于下地殼的環境，且巖漿溫度較高，水活度相對低。部分石榴石花崗巖中沒有紫蘇輝石，可能是因為巖漿結晶晚期水活度的升高使紫蘇輝石不穩定，轉變為黑云母和石英。在紫蘇石榴石花崗巖中可以觀察到這一現象。石榴石花崗巖中黑云母高TiO2含量(4%～7%)和紫蘇輝石高Al2O3含量(3%～6%)都指示了巖漿高溫的特征。利用石榴子石-斜方輝石溫度計估算花崗巖中石榴子石、斜方輝石平衡溫度為910～989℃(Wangetal., 2018)。

根據全巖鋯飽和溫度計估算的涼城石榴石花崗巖鋯飽和溫度為825～901℃，平均值為854℃，指示其為高溫巖漿結晶的產物(Wangetal., 2018)。研究發現，全巖的Al2O3/TiO2比值與含鈦礦物黑云母的分解有關，可以用于指示巖漿溫度的高低(Sylvester, 1998)。涼城石榴石花崗巖的Al2O3/TiO2比值較低，在11～28之間，類似于Lachlan褶皺帶的S型花崗巖，指示其形成溫度較高(≥875℃)(Sylvester, 1998; 鐘長汀等, 2007)。綜合上述資料，涼城石榴石花崗巖的巖漿溫度在～850℃以上，甚至達到900℃以上，屬于高溫花崗巖。

5.2 涼城石榴石花崗巖與超高溫麻粒巖是同一超高溫構造熱事件的產物

涼城石榴石花崗巖與輝長蘇長巖、超高溫麻粒巖具有密切的時空關系，表明三者之間存在成因聯系。近年來，在集寧-涼城地區，包括涼城石榴石花崗巖周圍，研究者們已識別出11處超高溫麻粒巖露頭(Santoshetal., 2006, 2007; Jiao and Guo, 2011; Jiaoetal., 2011; Liuetal., 2012; Zhangetal., 2012; Yangetal., 2014; 王洛娟, 2015; Li and Wei, 2016, 2019; Lobjoieetal., 2018)。大規模出露的高溫石榴石花崗巖及多點分布的超高溫麻粒巖共同反映了集寧-涼城區域上超高溫變質地體的特點。鋯石U-Pb定年結果表明石榴石花崗巖形成時代為1.93～1.92Ga，與輝長蘇長巖形成時代(1.93Ga)和變質沉積巖超高溫變質作用時代(1.92Ga)近一致，指示幔源巖漿的侵入為變質沉積巖的超高溫變質作用和大規模部分熔融形成石榴石花崗巖提供熱量(Pengetal., 2010, 2012; Wangetal., 2018)。也就是說，石榴石花崗巖的形成和超高溫變質作用都是基性巖漿侵入下地殼麻粒巖相變沉積巖中的響應，而石榴石花崗巖是基性巖漿侵入麻粒巖相變沉積巖中引起高溫-超高溫條件下大規模部分熔融的產物。

最近，Huangetal. (2019)根據土貴烏拉-徐武家一帶的研究，提出石榴石花崗巖形成于UHT變質作用之前(1.94～1.93Ga)，并在1.92Ga經歷了UHT變質作用。他們認為石榴石花崗巖已經變質變形成為石榴石片麻巖，其中石榴子石、斜方輝石、斜長石等礦物組合都是峰期變質生成的，并經過相圖計算限定峰期溫壓條件為930～990℃、8.3～8.8kbar。但據我們觀察，涼城一帶的石榴石花崗巖主要礦物組合是巖漿成因或轉熔成因，局部鎂鐵礦物周圍生長環邊石榴子石，即“紅眼圈”結構，記錄了巖漿結晶后緩慢冷卻的過程。此外，Huangetal. (2019)認為石榴石花崗巖經歷過韌性剪切，而輝長蘇長巖保留了巖漿結構，沒有經歷剪切變形，提出石榴石花崗巖形成時代早于輝長蘇長巖。事實上，集寧-涼城地區發育兩條平行的大型韌性剪切帶，走向約為NEE-SWW，在韌性高應變區大部分巖石(變質沉積巖、涼城石榴石花崗巖、輝長蘇長巖、淡色花崗巖)發育韌性剪切變形的糜棱狀構造。根據變質變形輝長巖的細粒重結晶礦物組合特征及溫度計算，郭敬輝和翟明國(1992)認為韌性變形作用發生在麻粒巖相條件。通過對強烈韌性變形的淡色花崗巖和晚期侵入的弱變形偉晶巖脈的研究，Wangetal. (2017)將韌性變形時代限定在1.92Ga。盡管目前獲得的石榴石花崗巖侵位時代、輝長蘇長巖侵位時代、超高溫變質時代和韌性剪切變形時代在誤差范圍內分不開，但根據巖石變質變形特征，可以判定韌性剪切變形晚于石榴石花崗巖和輝長蘇長巖侵位以及超高溫變質峰期。

5.3 低硅富鎂鐵成分特征及其控制因素

全球S型花崗巖的SiO2變化范圍主要為65%～79%，MgO+FeOT變化范圍為0%～11%(Clemens and Stevens, 2012)。以典型的Lachlan褶皺帶S型花崗巖為例，SiO2含量平均值為71%，MgO+FeOT含量平均值為4.3%(Chappell and White, 1992)。Lachlan褶皺帶S型花崗巖SiO2含量最低為57.6%，751個樣品中只有這1個樣品SiO2含量低于63%，4個樣品的SiO2含量低于65%(Chappell and White, 2001)。涼城石榴石花崗巖具有低SiO2含量(55%～75%)和高MgO+FeOT含量(5%～14%)，有一半以上的樣品SiO2含量低于65%，偏離了正?；◢弾r的成分范圍，是少見的偏基性成分(低硅富鎂鐵)花崗巖(圖5)。實驗巖石學研究發現，變質沉積巖(泥質巖和雜砂巖)在殼內條件下(700～1000℃，1～15kbar)部分熔融形成的熔體成分為淡色花崗質(SiO2=69%～78%，MgO+FeOT<3%)(Vielzeuf and Holloway, 1988; Patio Douce and Johnston, 1991; Vielzeuf and Montel, 1994; Montel and Vielzeuf, 1997; Stevensetal., 1997; Patio Douce and Harris, 1998)。因此，涼城石榴石花崗巖低SiO2和高MgO+FeOT的成分特征表明其并非單純由熔體結晶形成，其中必然存在富鎂鐵物質的加入。

造成S型花崗巖成分偏向低SiO2和高MgO+FeOT的機制主要有：1)殘留體漸分離模式(restite unmixing/fractionation model)(White and Chappell, 1977; Clark and Lyons, 1986; Chappelletal., 1987; Barbero and Villaseca, 1992; Williamsonetal., 1997; Whiteetal., 1999; Dorais and Spencer, 2014)；2)轉熔礦物的選擇性帶入模式(peritectic assemblage entrainment model)(Stevensetal., 2007; Villarosetal., 2009; Taylor and Stevens, 2010; Clemens and Stevens, 2012)；3)巖漿混合模式(Gray, 1984; Collins, 1996; Keayetal., 1997; Patio Douce, 1999; Healyetal., 2004; Kempetal., 2008)。殘留體漸分離模式和轉熔礦物選擇性帶入模式都是強調花崗質熔體從源區抽離匯聚時帶入富鎂鐵的物質，不同的是后者認為熔體只是選擇性的帶入轉熔礦物(如石榴子石和鈦鐵礦等)。熔體抽取時攜帶物質的性質取決于熔融程度或熔體抽取方式，當源巖熔融程度較低(<20%～30%)或者熔體被分批次小比例抽離時，由于熔體多圍繞轉熔礦物形成，因此轉熔礦物在熔體抽離時容易被熔體裹挾帶離源區；而當源巖發生高程度(30%～50%)部分熔融時，巖石內固相礦物之間的格架被完全打破，固相礦物懸浮在熔體之中，在粘稠的花崗質熔體匯聚運移過程中會帶入更多比例的殘留體(Wickham, 1987; Vigneresseetal., 1996; Rosenberg and Handy, 2005; Taylor and Stevens, 2010)。涼城石榴石花崗巖形成于高溫-超高溫變質作用的背景下，是變質沉積巖高程度部分熔融的產物，因此，熔體在遷移匯聚時可能會帶入大量殘留體。

5.3.1 富石榴石殘留體的貢獻

涼城石榴石花崗巖低硅富鎂鐵成分特征在礦物學上表現為富含石榴子石，因此，花崗巖中石榴子石類型和成因的研究可以幫助限定導致花崗巖貧硅富鎂鐵成分特征的機制。S型花崗巖中的石榴子石一般有三種形成機制：1)從花崗質巖漿中結晶出來；2)花崗質熔體遷移匯聚時帶入的轉熔石榴子石；3)花崗巖漿侵位過程中捕獲圍巖中的石榴子石(Allan and Clarke, 1981; Miller and Stoddard, 1981; Dahlquistetal., 2007; Villarosetal., 2009; Dorais and Tubrett, 2012; Lackeyetal., 2011, 2012)。涼城石榴石花崗巖中通常含有5%～15%的石榴子石，局部石榴子石含量達到25%，甚至形成富石榴石團塊。在地殼條件下，變質沉積巖熔融形成的熔體鎂鐵含量低(MgO+FeOT<3%)，無法直接從巖漿中結晶出這么大量的石榴子石。涼城石榴石花崗巖巖體規模較大，石榴子石分布相對均勻且成分均一，也難以用捕獲圍巖的石榴子石進行解釋，盡管巖體中可能存在少量捕獲圍巖的石榴子石。

雖然研究者們利用巖相學、礦物主微量元素和氧同位素等特征來試圖區分轉熔石榴子石和巖漿石榴子石，但是卻一直存在爭議。從理論上來講，如果轉熔成因礦物和巖漿成因礦物形成于相似溫壓條件，與熔體達到平衡，二者可能具有一致的礦物化學成分特征，因此，難以區分兩類成因礦物。近年來，研究者們發現轉熔成因的石榴石在熔體匯聚或巖漿上升侵位過程中可以通過溶解-再沉淀(dissolution-reprecipitation)機制實現與熔體或巖漿的再平衡，表現出“巖漿成因”石榴子石的成分和特征(Villarosetal., 2009; Taylor and Stevens, 2010)。

根據野外地質和巖相學特征，涼城石榴石花崗中的石榴子石類型較多，卻具有相對均一的礦物主量成分，CaO和MnO含量較低，端元組分主要為Alm60-70Prp24-32Grs5-7Sps1-2，是典型S型花崗巖中石榴子石的成分，比圍巖變質沉積巖中石榴子石相對富Ca和Fe。通過巖相學觀察和礦物主、微量元素分析，我們認為富含包體的石榴子石是轉熔成因，粗粒石榴子石的主體部分是轉熔成因或由轉熔石榴子石經溶解-再沉淀作用形成，粗粒石榴子石邊部和細粒石榴子石可能是轉熔石榴子石溶解-再沉淀形成或者由巖漿結晶出來，環邊石榴子石是花崗巖緩慢冷卻過程中自變質生長的變質石榴子石(王洛娟, 2015)。涼城石榴石花崗巖中石榴子石以富含包體石榴子石和粗粒石榴子石為主，約占石榴子石總量的80%～90%，指示石榴石花崗巖中存在大量從源區帶入的轉熔石榴子石。涼城石榴石花崗巖露頭上常見的富石榴石團塊可能代表了未分離的殘留體。在卓資小什字附近的長英質片麻巖中發育石榴石巖并被認為是熔體抽離之后的殘留相，暗示區域上可能存在一定規模的富石榴石相殘留體(Jiaoetal., 2013)。此外，涼城石榴石花崗巖的重稀土含量變化較大，重稀土分異從中等到不明顯，反映了部分花崗巖中有富石榴石殘留體的帶入(圖6)。

世界上其他地區低硅富鎂鐵S型花崗巖有北美Acadian造山帶的Kinsman Intrusive Suite和歐洲海西造山帶的Layos Granite。它們的成分特征都被認為是由殘留體帶入造成，估算的殘留體帶入比例高達65%～80%(Barbero and Villaseca, 1992; Clark and Lyons, 1986; Dorais and Spencer, 2014)。Kinsman巖套花崗巖與涼城石榴石花崗巖的地球化學特征相似，SiO2含量低(52%～76%)，MgO+FeOT含量高(1.6%～14.8%)，CaO含量較高(2.0%～5.0%)，推測是轉熔石榴子石和殘留斜長石的帶入所致(Clark and Lyons, 1986; Dorais and Tubrett, 2012; Dorais and Spencer, 2014)。在Kinsman巖套花崗巖中發育米級大小的石榴石巖團塊，被認為是熔融殘留體，為轉熔石榴子石的帶入提供了證據(Clark and Lyons, 1986; Doraisetal., 2009)。通過與石榴石巖中石榴子石進行巖相學和微量元素特征對比，Dorais and Tubrett (2012)在Kinsman巖套花崗巖中進一步識別出轉熔石榴子石。

5.3.2 幔源基性巖漿的貢獻

學生在聽講解的過程，充分發揮了學習主動性和積極性，認真記好筆記，并隨時向車間技術人員提問，虛心請教，積極思考，大膽提出自己的想法；實習期間，帶隊老師通過提問和檢查考核的方法使學生們加深對工廠的認識，并對學生的認真程度有一個基本了解，便于最后的成績評定.

通常認為，S型花崗巖主要是地殼沉積物重熔的產物，沒有或只有少量地幔物質的加入。目前，淡色花崗巖被一致認為是純沉積物來源熔體結晶而成，沒有地幔物質的加入(Patio Douce, 1999; Hopkinsonetal., 2017; Nabelek, 2019)。一些S型花崗巖中基性包體和礦物不平衡結構的發育指示幔源巖漿可能參與了S型花崗巖的形成(Elburg, 1996; Maasetal., 1997; Castroetal., 1999; Sandeman and Clark, 2003)。多數研究認為，幔源巖漿為S型花崗質巖漿活動提供了熱量，但幔源物質貢獻比例很少，通常小于10%(Gray, 1984; Collins, 1996; Keayetal., 1997; Altherretal., 1999; Barbarin, 1996; Clemens, 2003; Clemens and Stevens, 2012)。但是，少數研究認為S型花崗巖中也存在相當比例的幔源基性物質貢獻(Castroetal., 1999; Healyetal., 2004; Applebyetal., 2010)。

涼城石榴石花崗巖內部包裹大量同時代輝長蘇長巖塊體，基性塊體大小變化從地質圖上可以標出來的千米級到手標本上需要仔細識別的厘米級。較大(百米到千米級)的基性塊體與花崗巖之間界線不易識別，呈現相互包裹、漸變過渡的特點。成群分布的輝長蘇長巖包體與石榴石花崗巖之間界線為彌散狀，局部發育成分過渡帶和富含石榴子石的反應邊，也可見基性包體附近發育富石榴石相花崗巖。這些地質現象都指示巖漿混合作用的發生，基性巖漿為石榴石花崗巖提供了物質。石榴石花崗巖中發育板條狀結構的長柱狀鋯石與蘇長巖的鋯石特征相似，可能存在蘇長巖包體中鋯石向花崗巖中遷移的過程(Pengetal., 2014; Wangetal., 2018)?；园w中可見鉀長石斑晶、石英斑晶以及石榴子石，推測它們是由花崗質巖漿中遷移到包體巖漿中。這些現象共同表明，在花崗巖和基性包體固結之前，兩者之間發生了雙向的晶體交換。

我們通過巖石學和礦物化學的研究發現，基性包體與花崗質巖漿發生反應形成富含石榴子石和黑云母的反應邊，且揭示了反應邊由花崗巖側向基性包體側依次生長的過程，反映了花崗質巖漿逐漸分解消耗基性包體的過程(圖7)。隨著巖漿的流動，基性包體外圍的富石榴石黑云母反應邊被分散到花崗質巖漿中，基性包體可以與花崗質巖漿繼續反應，并被逐漸消耗分解，從而實現基性巖對花崗巖的物質貢獻(圖8)。由于巖漿的流動性，石榴石花崗巖中難以保留或只能保留較窄的基性包體反應邊，一般只能保留巖漿結晶晚期巖漿近于固結后基性包體與花崗質巖漿反應的產物。相比而言，基性巖與變沉積巖熔體的反應邊可能更容易保留。在內蒙集寧和興和地區可見多處輝長蘇長巖與變沉積巖之間發育石榴石巖的現象，石榴石巖厚度為幾厘米到一米左右。此外，也見到輝長蘇長巖墻中發育石榴石巖，推測可能是變沉積巖熔體沿裂隙貫入基性巖墻并與之反應形成?；詭r漿與變沉積巖熔體反應形成石榴石巖的現象在意大利北部的經典下地殼剖面Ivrea-Verbano zone內的Val Fiorina處也有報道，其石榴石巖厚度可達10m(Rivalentietal., 1997)?；园w與寄主巖石反應并為寄主巖石提供鎂鐵組分的地質實例有華北白堊紀邯邢高鎂閃長巖(Qian and Hermann, 2010)、歐洲阿爾卑斯中部新生代Adamello巖基(Tiepoloetal., 2011)、北美白堊紀盆嶺省巖基Bernasconi Hills巖體(Farneretal., 2014)等。

圖7 涼城石榴石花崗巖與基性包體之間的富石榴子石反應邊的野外照片、顯微照片及卡通示意圖根據石榴石的結構位置，我們將其分為4類：1)Grt Ⅰ，基性包體內側圍繞紫蘇輝石生長的石榴石；2)Grt Ⅱ，富細粒石榴石層中的石榴石；3)Grt Ⅲ，富粗粒石榴石層中的石榴石；4)Grt Ⅳ，寄主花崗巖中的石榴石. 礦物縮寫：Kfs-鉀長石；Mag-磁鐵礦Fig.7 Field photo, photomicrograph, and cartoon of the grt-rich reaction rim between the Liangcheng garnet granitoid and mafic enclave

圖8 基性包體與花崗質巖漿反應示意圖Fig.8 Cartoon illustrating reaction between mafic enclave and granitic magma

從化學組分上來看，在SiO2與FeOT、MgO、CaO和K2O協變圖上(圖4)，石榴石花崗巖與實驗熔體和輝長蘇長巖呈現很好的線性關系，暗示石榴石花崗巖中可能存在輝長蘇長巖的物質貢獻。尤其值得指出的是，涼城石榴石花崗巖的CaO含量明顯高于變質沉積巖和富石榴石相殘留體(圖4)，而且SiO2含量與A/CNK之間無明顯負相關性，也說明富石榴石相殘留體的帶入不是控制著石榴石花崗巖成分向基性方向變化的唯一因素，幔源基性巖漿物質的加入是必不可缺的。在同位素方面，涼城石榴石花崗巖的鋯石具有較大的Hf-O同位素組成變化范圍(εHf(t)=-1.0～+5.6；δ18O=9.2‰～11.6‰)，與輝長蘇長巖中鋯石的Hf-O同位素組成部分重合(εHf(t)=-2.9～+3.5；δ18O=7.7‰～10.9‰)，暗示著兩者之間存在強烈的組分交換和物質混合(Wangetal., 2018)。

圖9 涼城石榴石花崗巖主量模擬計算圖(據Wang et al., 2018)模擬圖底圖來自Patio Douce (1999)，圖內模擬演化線的每一個刻度代表10%Fig.9 Major elements modelling diagrams of the Liangcheng garnet granitoid (after Wang et al., 2018)

圖10 涼城石榴石花崗巖的巖石成因模式圖(據Wang et al., 2018)Fig.10 Petrogenetic diagram of the Liangcheng garnet granitoid (after Wang et al., 2018)

5.4 成因模式

綜合上述考慮，我們認為富石榴石相殘留體和幔源基性巖漿的物質貢獻是造成涼城石榴石花崗巖低SiO2和富MgO+FeOT含量的兩個主要因素。在判斷是否存在物質混合時，元素比值-元素協變圖比元素-元素協變圖具有優勢。若存在物質混合，在前者圖中，數據呈雙曲線式分布，而后者線性分布的數據則有多解性。Patio Douce (1999)將主量元素分為Al2O3、FeO+MgO+TiO2、CaO、Na2O+K2O五組，并以其中兩組主量之間的比值為縱坐標，以這兩組主量加和為橫坐標作圖，可以彰顯實驗熔體、殘留體和幔源基性物質之間成分的差異，并將此圖用于有效判斷花崗質巖漿是否有殘留體和幔源基性物質的貢獻?？紤]到涼城石榴石花崗巖源巖以雜砂巖為主，我們選取雜砂巖的實驗熔體平均成分、石榴石巖(殘留體)和輝長巖，進行物質混合的主量元素質量平衡計算，以探討不同組分的混合比例。在圖9上，涼城石榴石花崗巖總是落在熔體與石榴石巖和熔體與輝長蘇長巖的混合曲線之間，顯示出熔體、石榴石巖和輝長蘇長巖三元混合的特點。模擬結果顯示，涼城石榴石花崗巖需要20%～40%的石榴石巖和輝長蘇長巖的物質貢獻。另外，在模擬圖中，輝長蘇長巖沿著輝長巖與深熔熔體的混合曲線分布，指示輝長蘇長巖受到深熔熔體或變質沉積巖組分的強烈混染。這也得到輝長蘇長巖鋯石較高的δ18O值和較低的εHf(t)特征的支持(Wangetal., 2018)。

6 巖石學意義

涼城石榴石花崗巖是一種特殊的強過鋁S型花崗巖，富含石榴子石(5%～25%)，并常見紫蘇輝石，具有低SiO2(55%～75%)、富MgO+FeOT(5%～14%)的成分特征，形成于高溫、高壓、低水活度的條件。在既有的ISAM花崗巖分類體系中，典型的S型花崗巖有兩類，分別是白云母花崗巖和堇青石花崗巖(Barbarin, 1996, 1999)。這兩類S型花崗巖具有正?；◢弾r高SiO2和低MgO+FeOT的成分特征，形成條件分別是低溫低壓型和高溫低壓型。很顯然，與上述兩類典型的S型花崗巖都不同，涼城石榴石花崗巖是富含石榴子石的S型紫蘇花崗巖，形成于高溫、高壓、低水活度的條件，是一種獨立類型的S型花崗巖。

含紫蘇輝石S型花崗巖(或者稱為S型紫蘇花崗巖)具有更高的巖漿形成溫度(>850℃)，因此相對少見。在Lachlan褶皺帶，S型中酸性火山巖中可見紫蘇輝石(Hawkins Suite 和Violet Town Volcanics)(Wybornetal., 1981; Clemens and Wall, 1984)，也有個別含堇青石花崗巖體含紫蘇輝石的報道(Maasetal., 1997)。在我國華南云爐-高州地區和十萬大山地區也分布有含石榴石紫蘇花崗巖(陳斌和莊育勛, 1994; Charoy and Barbey, 2008; Jiaoetal., 2015; Zhaoetal., 2017)。此外，含紫蘇輝石S型花崗巖常與超高溫變質作用密切相關。在十萬大山地區舊州含堇青石紫蘇輝石S型花崗巖中發現UHT麻粒巖包體(Zhaoetal., 2012)。在日本北海道Hidaka變質帶有紫蘇石榴花崗巖報道，推測其形成溫壓條件為>900℃、8kbar(Shimuraetal., 2004)。需要注意的是，這兩個地區均發育同時代基性巖漿活動，可能為超高溫變質作用和花崗巖形成提供了熱量。在阿爾卑斯中部小規模石榴紫蘇花崗巖出露于Gruf雜巖中，并在石榴紫蘇花崗巖及其圍巖中發現有含假藍寶石UHT麻粒巖包體或析離體，推測石榴紫蘇花崗巖形成于920～940℃，8.5～9.5kbar(Gallietal., 2011)。值得特別指出的是，Gruf雜巖中石榴紫蘇花崗巖與涼城石榴紫蘇花崗巖中的石榴子石和紫蘇輝石具有相近的礦物成分，暗示二者形成于相近的溫壓條件。

致謝感謝萬渝生研究員的召集；感謝兩位審稿人曾令森研究員和王孝磊教授對本文的認真評閱和建設性修改意見。

謹以此文祝賀沈其韓院士100華誕，并向先生致以崇高的敬意，祝愿先生健康長壽！