西秦嶺三疊紀酸性侵入巖中高An值斜長石的成因及其地質意義*

寧亞格 李小偉, 胡俊強 莫宣學 孫雨沁 張國坤 謝元惠 汪方躍

1.地質過程與礦產資源國家重點實驗室，中國地質大學地球科學與資源學院，北京 100083 2.成因礦物學研究中心，中國地質大學(北京)地質資源勘查實驗教學中心，北京 100083 3.自然資源部金礦成礦過程與資源利用重點實驗室，山東省金屬礦產成礦地質過程與資源利用重點實驗室，山東省地質科學研究院，濟南 250013 4.合肥工業大學資源與環境工程學院，合肥工業大學礦床成因與勘查技術研究中心(ODEC)，合肥 230009

作為地殼的主要造巖礦物之一，斜長石普遍出現在基性至酸性巖漿中，它的結構和成分特征可以記錄和反映巖漿的屬性和演化過程，這是由于斜長石的部分主要元素(Na、Ca、Al、Si)具有極其緩慢的晶內擴散特征(Smithetal.,2009)，使其在結晶后可以保留原始的結構和成分環帶，從而可以反映巖漿的物理化學信息變化(溫度、壓力、H2O含量)(Blundy and Wood,1991;Bindemanetal.,1998)。同時，斜長石的微量元素(如：Sr、Ba)在結晶過程中對溫度、壓力和H2O等物理化學條件的變化不敏感，借助合適的分配系數，地質學家可以獲得平衡熔體的成分變化特征，從而約束巖漿成分的演化路徑(Berloetal.,2007;Bezardetal.,2017)。

巖漿中高An值斜長石(An=70～95)，常出現在島弧高鋁玄武巖、大洋中脊玄武巖中(Crawfordetal.,1987;Fournelle and Marsh,1991;Sintonetal.,1993)。這類高An值斜長石的結晶對巖漿成分、水飽和度等均有極為苛刻的條件(陳博和朱永峰,2015)。實驗巖石學研究發現，高An值斜長石的形成要求體系具有高的水飽和度，例如結晶自高鋁玄武質和低鉀拉斑玄武質體系中的高An斜長石需要熔體達到水飽和條件(Sisson and Grove,1993;Takagietal.,2005)。

近年來，地質學家和地球物理學家基于多方面的證據，提出了穿地殼巖漿系統模型(Jacksonetal.,2018;馬昌前等,2020;謝元惠等,2021)。該模型將巖漿巖中不同成因類型的晶體劃分為不同的晶體群(例如再循環晶、正晶、捕擄晶等；Milleretal.,2007)。一些礦物可在不同層次的巖漿房內發生結晶、熔蝕、交代等過程，后進入最淺層巖漿房發生固結成巖，此類晶體被稱為再循環晶，它們的結構和成分環帶信息則可反演不同層次巖漿房的信息(謝元惠等,2021;Yinetal.,2021)。例如在一些酸性侵入巖中偶見高An斜長石幔部包圍低An的斜長石核部，被視為巖漿混合的礦物學證據(Zhangetal.,2014;Wangetal.,2019)。上述認識旨在強調不同的巖漿端員(基性端員 vs.酸性端員)在淺部巖漿房發生混合。然而，在穿地殼巖漿系統模型中，不同性質巖漿可以是彼此聯系的，它們發生相互作用是一種普遍現象，即過去的理念更強調巖漿端員之間的不同，而穿地殼巖漿系統更強調不同巖漿端員之間的聯系。事實上，穿地殼巖漿系統模型要求地質學家更多地關注巖漿過程的細節，例如在酸性侵入巖中偶見極高An值(An高達～90)斜長石殘骸被低An斜長石包裹的情況，它指示的是結晶環境變化？還是反映不同巖漿房之間的相互作用？厘清這些礦物的成因機制對理解地殼巖漿系統有著極為重要的意義。

本文選取西秦嶺過馬營復式巖體中含高An區的斜長石作為主要研究對象，通過系統的巖相學、礦物成分和原位同位素分析，結合其它造巖礦物的成分信息以及全巖地球化學數據，綜合限定高An值斜長石的成因，約束不同性質巖漿房的演化路徑，從而建立穿地殼巖漿系統內不同層次巖漿房之間的聯系。

1 地質背景與樣品描述

西秦嶺造山帶夾持于太平洋構造域、特提斯構造域和古亞洲洋構造域三者之間(張國偉等,2001;馮益民等,2002;Xingetal.,2020)，是一個典型的復合型大陸碰撞造山帶(張國偉等,1995;馮益民等,2002)。西秦嶺的北側以臨夏-巫山-天水斷裂為界與祁連造山帶相接，南側以阿尼瑪卿縫合帶為界與松潘-甘孜地塊拼接，西側以鄂拉山斷裂帶為界與東昆侖造山帶相連，東側大致以佛坪隆起(或徽成盆地)為界與東秦嶺相接(Zhangetal.,2001)。以岷縣-禮縣斷裂和迭部斷裂為界，可將西秦嶺地區劃分為北、中、南三帶(車自成,2011)。

西秦嶺造山帶自元古代至新生代經歷了復雜的演化歷史。秦嶺群是西秦嶺最古老的結晶基底(U-Pb年齡：2172～2267Ma)，巖性主要為大理巖、角閃巖、片麻巖等(Dongetal.,2011;Zhangetal.,2001)。顯生宙地層主要涉及泥盆紀至白堊紀沉積序列(馮益民等,2003)，泥盆系主要巖性為板巖、千枚巖、遠洋灰巖夾層等；石炭系和二疊系巖性主要為濁積巖、泥灰巖、遠洋灰巖；三疊系分布最廣泛，主要為砂巖夾板巖；白堊系則主要為厚層礫巖、雜砂巖、中基性噴出巖夾頁巖、泥巖。古近紀主要由厚層礫巖、砂礫巖、粉砂巖與泥巖組成(馮益民等,2002;胡俊強,2019)。

西秦嶺巖漿作用以印支期和燕山期為主(馮益民等,2002;郭安林等,2007;Zhengetal.,2010)，其中大量出露印支期花崗巖類(250～200Ma)(圖1b)，它們是阿尼瑪卿洋北向俯沖，以及揚子陸塊與華北陸塊在西秦嶺地區發生洋殼俯沖匯聚，以及陸-陸碰撞過程的產物(胡俊強,2019;Xingetal.,2020;Liuetal.,2021)。這些三疊紀酸性侵入巖的分布大致平行于北部的臨夏-武山-天水斷裂帶，以及南部阿尼瑪卿-勉略縫合帶(Sunetal.,2002)，它們主要為I型花崗巖，兼有少量S型花崗巖(Liu and Han,2018;Luoetal.,2018;Qiuetal.,2018;Liuetal.,2021)。

圖1 西秦嶺造山帶構造位置圖(a)和秦嶺造山帶早中生代花崗巖體分布簡圖(b)(據胡俊強,2019)WQ-西秦嶺；SG-松潘-甘孜地體；QD(QDM)-柴達木地體；QL-祁連山造山帶；NQ-北秦嶺；SQ-南秦嶺；YB-揚子板塊；NCB-華北陸塊；QT-羌塘地體；LT-拉薩地體Fig.1 Tectonic location map of West Qinling orogenic belt (a)and simplified map showing the distribution of Early Mesozoic granitoids in the Qinling orogen (b)(after Hu et al.,2019)WQ-West Qinling;SG-Songpan-Garzê Terrane;QD (QDM)-Qaidam;QL-Qilian Terrane;NQ-North Qinling;SQ-South Qinling;YB Yangtze Block;NCB-North China Block;QT-Qiangtang Terrane;LT-Lhasa Terrane

過馬營地區位于西秦嶺北西段，主要出露酸性侵入巖。過馬營復式巖體主要侵位于三疊系，局部被第三系覆蓋(圖2)。該巖體呈不規則形狀出露，出露面積約為58km2。本文采樣點位于巖體的西部和中部與三疊系交界位置附近(圖2)。巖體不呈現截然的相帶特征(胡俊強,2019)。巖體巖性主要為中粗粒含角閃石黑云母花崗閃長巖和含白云母角閃黑云母二長花崗巖，含有少量的暗色微粒包體。根據Al飽和度和白云母的產出情況，過馬營復式巖體的巖性分為兩類，即偏鋁質花崗巖類與過鋁質花崗巖類，兩類巖石礦物組合整體相似，在礦物含量上存在差異。偏鋁質花崗巖類主要由斜長石(40%～45%)、鉀長石(25%～30%)、石英(20%～30%)、角閃石(5%～10%)和黑云母(～10%)組成；過鋁質花崗巖類樣品中鉀長石(20%～25%)和角閃石含量(3%～5%)相對較少，黑云母(10%～15%)相對較多，并含有白云母(1%～2%)，其他礦物與偏鋁質花崗巖類相當。兩組樣品均含少量鋯石、磷灰石、鈦鐵礦、榍石等。

圖2 過馬營復式巖體(GCP)地質簡圖(據青海省地質調查局,1973(1)青海省地質調查局.1973.1:25萬區域地質調查報告(過馬營幅).1-97)Fig.2 Geological map of the Guomaying composite pluton (GCP)

兩類巖性中均出現高鈣斜長石，斜長石粒徑在2～3.5mm之間，自形-半自形結構，常見聚片雙晶，一些斜長石具有振蕩環帶結構(圖3b)，還有一些斜長石內部具有復雜的篩狀結構(圖3a,c)。大的斜長石“粗晶(可達3.5～4.5mm)”中常見黑云母包裹體(圖3a,c)，部分鉀長石大顆粒中包裹斜長石與石英。兩組樣品中角閃石均為自形常與黑云母呈集合體出現(圖3d)。磷灰石常呈包裹體存在于斜長石、角閃石和黑云母內部。

圖3 過馬營復式巖體正交偏光鏡下照片(a)過鋁質花崗巖中篩狀結構斜長石“粗晶”照片；(b)過鋁質花崗巖中振蕩環帶結構斜長石“粗晶”；(c)偏鋁質花崗巖中具有核-邊結構斜長石“粗晶”；(d)偏鋁質花崗巖中自形角閃石斑晶與黑云母集合體照片.礦物縮寫：Am-角閃石；Bt-黑云母；Qz-石英；Pl-斜長石；Mus-白云母；Kfs-鉀長石Fig.3 Microphotographs under cross-polarized light of the GCP(a)microphotograph of plagioclase macrocryst with spongy texture in peraluminous granite;(b)microphotograph of plagioclase macrocryst with oscillatory zonation in peraluminous granite;(c)microphotograph of plagioclase macrocryst with core-rim zoning texture in metaluminous granite;(d)microphotograph of amphibole and biotite clots in metaluminous granite.Abbreviations:Am-amphibole;Bt-biotite;Qz-quartz;Pl-plagioclase;Mus-muscovite;Kfs-K-feldspar

2 測試方法

2.1 電子探針(礦物原位主量元素)分析

礦物電子探針分析在山東省地質科學院山東省金屬礦產成礦地質過程與資源利用重點實驗室完成，電子探針分析儀器為JEOL JXA-8230。激發電壓為15kV，激發電流為20nA，測試長石所用束斑直徑為1～10μm，分析黑云母所用束斑直徑為1～5μm，分析精度優于±2%。分析標樣和分析步驟可參考Xingetal.(2020)及Huetal.(2019)的具體描述。

2.2 礦物微量元素含量分布面掃

斜長石微量元素含量分布面掃描實驗在合肥工業大學礦床與勘查中心(ODEC)完成，采用激光剝蝕電感耦合等離子體質譜儀(LA-ICP-MS)對樣品薄片進行分析測定。分析儀器配備了激光燒蝕系統(PhotonMachines Analyte HE with 193nm ArF Excimer)，ICP-MS型號為Agilent 7900。為了提高剝蝕材料的運輸效率，激光燒蝕系統中以氦氣作為運載氣體，氬氣作為補充氣體通過T型接頭與氦氣混合后進入ICP。實驗采用的激光頻率、能量密度與激光束斑直徑大小分別為：10Hz、2J/cm2、30μm，激光在測試礦物上連續移動，移動速度與束斑直徑大小相同。在每次激光剝蝕礦物之前先進行20s的空白測試。采用GSE-1G作為外部標樣進行校正。掃描待測樣品開始和結束時對外標樣品(GSE-1G)進行約30s的線剝蝕。激光參數與待測樣品一致。大部分元素的不確定度優于±10%。

2.3 礦物原位Sr同位素

斜長石原位Sr同位素分析在武漢上譜分析科技有限責任公司進行，使用搭配一套193nm激光燒蝕系統的多接收電感耦合等離子體質譜儀(LA-MC-ICP-MS)進行，激光剝蝕過程中使用氦氣作為載氣，傳輸速度為600ml/min，束斑直徑90μm、剝蝕頻率8Hz、能量密度為8J/cm2。樣品分析過程中使用Cpx05G和HNB12標樣作為外標，CPX05G的分析結果為87Sr/86Sr=0.707382±0.000054(1σ)，HNB12的分析結果為87Sr/86Sr=0.703916±0.000081(1σ)，分析不確定度處于誤差范圍之內。

3 數據分析結果

本文主要對一些主要造巖礦物(斜長石、黑云母)進行了主量元素電子探針分析，為了更直觀地分析元素分布及環帶特征，選取斜長石顆粒進行了LA-ICP-MS元素面掃描，其重要元素及相關參數呈一定的特征分布。

3.1 斜長石主、微量元素、Sr同位素

3.1.1 主量元素

兩類巖性內的斜長石主量成分數據列于表1中，斜長石成分上主要為中長石、拉長石與倍長石，少量為奧長石(圖4)。斜長石存在成分突變，即高An(72～85)區與低An(20～55)區之間呈跳躍式變化。兩者氧化物含量上(SiO2、Al2O3、CaO、Na2O、K2O)存在較大的差異。

圖4 斜長石An-Ab-Or三角圖(底圖據Foster,1960)Pl-1來自偏鋁質花崗巖類;Pl-2、Pl-3來自過鋁質花崗巖類.圖5、圖9、圖10同Fig.4 Triangular An-Ab-Or plot of plagioclases analyzed in this study (base map after Foster,1960)Pl-1 is from metaluminous granitoids;Pl-2 and Pl-3 are from peraluminous granitoids;also in Fig.5,Fig.9 and Fig.10

表1 過馬營巖體中斜長石探針數據(wt%)Table 1 Major element composition (wt%)of plagioclases from the GCP

續表1Continued Table 1

斜長石高鈣區與低鈣區元素含量變化不連續，在接觸界限兩側呈跳躍式變化，低An區SiO2、Al2O3、CaO、Na2O、K2O含量分別為：54.6%～58.7%、26.1%～29.8%、7.6%～10.0%、5.2%～6.6%、0.1%～0.4%；高An區相應元素含量則分別為：46.7%～49.2%、31.8%～35.2%、14.8%～16.8%、1.0%～3.0%、0.05%～0.1%，具有高Al、Ca，低Na、Si的特點。

兩類巖性中斜長石“粗晶”均存在高鈣區(圖4、圖5)，即高An(72～85)值斜長石。根據不同顆粒內高鈣區An值大小可將高鈣斜長石“粗晶”分為兩類，第1類高鈣斜長石(圖4：Pl-3)的An值偏高，主要集中在80～85之間，具有更高的Al2O3(33.4%～35.2%)、CaO(15.8%～16.8%)含量。第2類高鈣斜長石(圖4：Pl-1、Pl-2)的An值相對偏低，于72～78之間變化，Al2O3(31.8%～33.7%)、CaO(14.8%～15.8%)含量則偏低。兩類斜長石低鈣區An(20～55)變化范圍較廣，主要集中在35～50之間，斜長石顆粒邊部向外An值有降低的趨勢。斜長石高鈣區與低鈣區接觸邊界存在An值的突變(～20)。

圖5 斜長石晶體核幔邊An值變化Fig.5 Variation of An value at the core and mantle of plagioclase crystal

含高鈣區的斜長石粗晶，高鈣區有的分布于斜長石核部，呈不規則團塊狀、斑點狀出現，還有呈狹窄環帶狀分布于斜長石幔部。從成分環帶上看，斜長石存在核(高An)-邊(低An)結構與核(低An)-幔(高An)-邊(低An)結構，且上文兩類高An值斜長石于高鈣的核部與幔部均有出現，暗示不同的結晶過程。

3.1.2 微量元素

本文分別選擇兩顆含高鈣區域的斜長石顆粒(分別來自偏鋁質和過鋁質花崗巖類)，進行LA-ICP-MS元素面掃描分析，通過面掃描可以獲得整個顆粒的元素含量(表2)，更直觀的展示斜長石顆粒內部不同元素分布特征與相關關系。如圖6所示，本研究利用LA-ICP-MS面掃描數據計算斜長石牌號An，結果與電子探針原位數據基本一致。斜長石內部根據An值可分為高鈣區與低鈣區，且相應分區上Al、Fe、Rb、Sr、Ba、Mg、La、Ce、Pr、Nd顯示出分帶特征。本文在斜長石晶體上分別切出1條剖面來顯示不同元素與An的相關性。剖面數據顯示，高An區Fe、Mg、Ba元素含量相對較高，且Fe、Mg含量差異很大。低An區Fe、Mg總體含量很低且呈平坦分布，An與Sr、Ba呈微弱的一致性變化趨勢。高An區與低An區Sr、Ba元素含量均在小范圍內變化。

圖6 斜長石環帶LA-ICP-MS面掃描圖像與剖面微量元素變化圖Fig.6 LA-ICP-MS elemental maps and trace element variation of plagioclase

表2 斜長石LA-ICP-MS面掃剖面數據(×10-6)Table 2 Elements data (×10-6)extracted from Profile A penetrating the LA-ICP-MS map of plagioclases

續表2Continued Table 2

續表2Continued Table 2

3.1.3 Sr同位素

兩類巖性樣品中斜長石低鈣區Sr同位素組成較為均一，偏鋁質花崗巖類與過鋁質花崗巖類中87Sr/86Sr分別為：0.7081～0.7083和0.7079～0.7084(表3)。由于斜長石高An區為極窄的帶狀或細小的不規則團塊狀，Sr同位素實驗所用激光束斑為直徑90μm，束斑過大，導致同位素信號混合，故沒有打到有效的高Ca斜長石的Sr同位素數值。過馬營復式巖體鋯石LA-ICP-MS測年得該巖體形成于～242Ma(胡俊強,2019)，以此年齡計算得到初始的(87Sr/86Sr)t為：0.7079～0.7082、0.7078～0.7082。胡俊強(2019)測得該巖體全巖初始(87Sr/86Sr)t為0.7072～0.7078，相比于此，低鈣區斜長石初始(87Sr/86Sr)t與全巖基本一致，只相對偏高。斜長石與全巖(87Sr/86Sr)t均比較均一。

表3 斜長石原位Sr同位素數據Table 3 In-situ Sr isotope data of plagioclase

3.2 黑云母

兩類巖性中黑云母各成分含量比較均一，其中Al2O3、MgO含量較高，分別為13.0%～13.9%、8.0%～9.1%，FeOT、TiO2含量較低，分別為21.3%～24.0%、3.0%～4.7%(表4)。在MgO-10×TiO2-(FeO+MnO)判別圖上樣品點落在原生黑云母區域(圖7,Nachitetal.,2005)，在黑云母分類圖上(圖7,Foster,1960)大多數樣品顯示均為鐵質黑云母。

圖7 (Fe2++Mn)-Mg-(AlⅥ+Fe3++Ti)圖解(底圖據Nachit et al.,2005)和MgO-10×TiO2-(FeOT+MnO)圖解(底圖據Foster,1960)Fig.7 (Fe2++Mn)-Mg-(AlⅥ+Fe3++Ti)diagram (base map after Nachit et al.,2005)and MgO-10×TiO2-(FeOT+MnO)diagram (base map after Foster,1960)

表4 過馬營巖體中黑云母電子探針數據(wt%)Table 4 Major element composition (wt%)of biotites from the GCP

續表4Continued Table 4

4 討論

4.1 含高An斜長石成因探討及對巖漿過程的反演

過馬營復式巖體中出現含高An區的斜長石，即高An(72～85)斜長石被自形低An(30～50)值斜長石所包裹，兩者接觸界限兩側An值有大于20以上的跨度，出現成分突變，同時高An區與低An區對應的微量元素(Fe、Mg、Sr、Ba等)也存在系統的差異。造成斜長石內高An和低An區成分差異的因素通常包括：(1)晶體內部擴散與動力學過程；(2)巖漿環境的改變(Bezardetal.,2017;Ginibre and W?rner,2007)。巖漿環境的改變引起斜長石化學成分變化可在封閉系統演化過程產生，如體系變量的改變(如溫度、壓力、含水量等；Nelson and Montana,1992;Ustunisiketal.,2014)，涉及巖漿房的多種地質過程，如巖漿去氣、對流循環等。此外，斜長石An值的改變也可在開放系統內產生，如新的巖漿批次補給、圍巖混染作用等(Browneetal.,2006;Coote and Shane,2016;Davidson and Tepley Ⅲ,1997;Izbekovetal.,2002)。

由于斜長石成分對巖漿物理、化學條件(溫度、壓力、含水量)的敏感性(Blundy and Wood,1991;Bindemanetal.,1998)，加之其CaAl-NaSi及一些微量元素(Sr、Ba等)在晶體內部擴散極其緩慢(Smithetal.,2009;張聚全等,2020)。因此，在某些條件下，早期結晶的斜長石成分和結構特征得以保留，故斜長石是反演巖漿演化過程的示蹤劑，對成分和結構特征的研究可用來約束巖漿房的演化歷史。

4.1.1 晶體內部擴散與動力學作用

通常情況下，斜長石的成分環帶的形成可能會受到晶內擴散與動力學作用的影響。具體而言，動力學過程通常發生在晶體快速生長時期，斜長石沒有足夠的時間與寄主熔體平衡(Singeretal.,1995)。因此，這容易造成斜長石的成分邊界層富集不相容元素(如：Fe、Mg、Ba)。如圖6所示，斜長石晶體邊部，Fe元素呈平坦分布，Mg元素呈平坦分布或輕微下降趨勢，指示動力學因素并非影響本文中斜長石成分變化的主因。

斜長石結晶后，晶內擴散可以改變或均勻相鄰晶域的元素組成，它是另一個影響斜長石組分分布的因素。元素的擴散系數通常強烈依賴于斜長石成分(Giletti and Casserly,1994)，前人通過整合不同An值斜長石中元素擴散系數發現：相似斜長石成分不同元素的擴散速度存在一定規律，即CaAl-NaSi

4.1.2 巖漿系統的開放性

在巖漿系統中，巖漿成分與巖漿房環境物理條件變化是影響斜長石An值變化的重要因素。對于物理參數來說，在高溫、高含水量、減壓等條件下，熔體易結晶高An值斜長石(Kemneretal.,2015;Sisson and Grove,1993)。具體而言，(1)溫度影響：溫度對斜長石結構影響顯著，若溫度造成斜長石成分改變，則斜長石內往往出現熔蝕界面(Tsuchiyama,1985)。若巖漿房因溫度分帶引發巖漿對流，造成攜帶斜長石晶體在往返運動過程中生長，該過程導致斜長石An值一般發生5～10的波動(Singeretal.,1993)。本文研究中具核(高An)-邊(低An)結構與核(低An)-幔(高An)-邊(低An)結構的斜長石邊界均具熔蝕現象，但斜長石高An區與低An區之間An值發生20～30的波動，顯然僅僅溫度變化不是形成這些斜長石環帶主控因素。前人研究發現溫度與An值之間存在一定線性關系：T=1128+200((XAn-0.4)/0.4)(Druittetal.,2012;Fabbroetal.,2017)，其中XAn是鈣長石的摩爾分數。本研究中高An值區域與低An區跨度達20以上，最大跨度可達35。若在封閉系統通過溫度的差異引發，則需要至少200℃的降溫才能實現。然而，前人研究中利用斜長石-角閃石礦物對計算的過馬營巖體結晶溫度大約在624～734℃范圍內(胡俊強,2019)，顯然，上述溫差不足以實現An值發生大于20的跨度變化。(2)壓力影響：壓力對斜長石成分變化的影響較小(覃鋒,2006)，減壓驅動斜長石An值增加的幅度為3mol%/kbar(Ustunisiketal.,2014)，15mol%～30mol%的An變化需要高達5～10kbar左右(21～36km)的壓力變化。前人研究發現過馬營巖體來源于7～10kbar的巖漿源區，結晶壓力在1.89～2.38kbar，用減壓來解釋高An值的出現似乎也不太合理。(3)含水量影響：斜長石和平衡熔體中Ca與Na分子數Ca/Na比值與熔體中水含量均呈線性關系(Sisson and Grove,1993)，據此分析斜長石形成環境的含水量，研究與斜長石平衡時熔體內的水含量。如下圖8所示，高An斜長石形成于富水的環境，巖漿含水量高達7%～8%以上，低An斜長石形成巖漿含水量在0～3%左右，屬貧水環境。由此推斷，高An值斜長石與全巖成分代表的“寄主熔體”是不平衡的。因此，本研究中含高An區域的斜長石晶體不太可能形成于封閉系統內。

圖8 斜長石與熔體中的Ca/Na分子數圖分配系數與含水量來自(Coote and Shane,2016;Martel et al.,2006).斜長石與熔體的平衡區間來自花崗巖的全巖與基質的成分Fig.8 Ca/Na molecular ratio of plagioclase compared to that of meltThe Kd values and water contents are cited from (Coote and Shane,2016;Martel et al.,2006).Equilibrium between plagioclase and melt is possible in the shaded area according to the range between the whole-rock and matrix compositions of the granitoid

巖漿演化過程中流體混入與構造擾動可造成巖漿物理化學環境的改變，是兩個影響結晶礦物物質組分的重要因素(Guoetal.,2018;馬遙等,2019)。未受后期流體影響的黑云母為原生黑云母，其Fe2+/(Fe2++Mg)值由母巖漿組分決定而相對穩定，呈小范圍波動。而本研究中兩類花崗巖中黑云母Fe2+/(Fe2++Mg)值分別為0.49～0.53、0.51～0.54，符合原生黑云母特征。且鉀長石與斜長石顆粒內部、顆粒間隙均存在黑云母，其貫穿巖漿演化過程，指示巖漿演化過程中沒有明顯流體的混入。Henryetal.(2005)提出根據黑云母電子探針主量元素數值計算其結晶溫度的方法：T(℃)={[ln(Ti)-a-c(XMg)3]/b}0.333，要求 Ti陽離子數在0.04～0.60范圍內，XMg(Mg/(Mg+Fe))在0.275～1內，其中a、b、c值分別為-2.3594、4.6482×10-9、-1.7283，本研究中黑云母相應數據均在要求范圍內，計算得偏鋁質與過鋁質花崗巖類結晶溫度分別為：596～619℃；560～609℃，該溫度變化范圍較小，指示其結晶過程中沒有受到明顯的構造作用影響。綜上所述，兩類花崗巖形成過程中均沒有受到明顯的流體混入與構造作用的影響。斜長石內部成分的巨大變化主要與熔體成分變化有關，可能存在不同成分巖漿的混合與補給。

4.1.3 斜長石成因與巖漿過程

高An斜長石核常結晶于基性巖漿環境(Marteletal.,2006)，Chenetal.(2020)研究還發現高An斜長石與玄武巖巖漿處于平衡狀態。其他學者在島弧高鋁玄武巖、大洋中脊玄武巖中也識別出高An斜長石(Crawfordetal.,1987;Fournelle and Marsh,1991;Sintonetal.,1993)。胡俊強(2019)指出過馬營巖體在形成過程中沒有受到明顯的地殼混染，暗示大量出現的高An值斜長石不太可能是來自圍巖的捕虜晶。基于穿地殼巖漿系統模型，本文認為這些高An值斜長石屬于再循環晶。高An值斜長石形成于富水的玄武質巖漿，低An斜長石區形成于酸性貧水寄主巖漿，兩類斜長石共存于同一顆斜長石顆粒中反映了不同批次巖漿在淺部巖漿房的混合。斜長石內部微量元素面掃描結果顯示總體上高An區相比低An區具有高的Mg、Fe含量，低的Ba含量(圖9)，由于斜長石中微量元素(Mg、Fe、Sr、Ba)含量特征與熔體成分有很大關系，因此該含量差異進一步指示高An區和低An區不同源區的性質。

本研究根據高鈣區An值相對大小將高鈣斜長石分為兩類：第1類An(80～85)，存在于過鋁質巖石中，高鈣區具有明顯高Fe、Mg，相對高Ba低Sr的特征，且Fe、Mg、Sr、Ba與An值均沒有明顯的相關性(圖9 Pl-3)；第2類An(72～78)，過鋁質、偏鋁質巖石均存在。高鈣區Fe、Mg含量相對第1種明顯偏低，Ba相對偏低，Sr相對偏高，Fe、Mg、Sr與An表現出微弱相關性(圖9 Pl-1、Pl-2)。兩者元素含量差異暗示第1種高An斜長石形成巖漿可能更富Fe、Mg、Ba。斜長石中Sr、Ba含量主要取決于熔體成分與其分配系數的變化，DSr、DBa與An值有一定相關性(Blundy and Wood,1991;Bédard,2006)，而本文中兩種高鈣區，除了Pl-2晶體中An-Sr呈負相關關系外其他An值與Sr、Ba均未表現出明顯一致性趨勢，因此分配系數并非造成Sr、Ba含量差異的主要原因，且對于斜長石來說同一類型巖漿中DSr、DBa變化不大(Chenetal.,2020)，兩類高An斜長石即具有相似的分配系數(附表1，依據Sunetal.,2017)，故其成分差異可能歸因于熔體成分不同。通過Sunetal.(2017)方法計算的Sr、Ba分配系數(DSr：1.390～1.659；DBa：0.142～0.21)來計算高An斜長石結晶的平衡熔體中微量元素Sr、Ba含量(表2)，結果顯示第1種高An斜長石形成的玄武質巖漿相對更富Ba(圖10)。若斜長石于穩定的環境中平衡結晶，則Fe、Sr、Ba與An值往往呈規律性變化(張聚全等,2020)，故而兩類高An斜長石可能形成于亞穩定的巖漿環境。兩類斜長石低An區Fe、Mg含量低，且比較均一，邊部低An區向外呈平坦變化，暗示上述兩種玄武質巖漿補給之后在寄主巖漿結晶后期沒有明顯其他鎂鐵質組分的補給。An-Sr/Ba呈一致性變化趨勢，An與Fe、Mg則沒有明顯關系，暗示其結晶過程受到鎂鐵質巖漿與長英質巖漿混合作用的影響。

圖9 斜長石微量元素與An的變化關系圖Fig.9 The relationship between trace elements and An in plagioclase

上述兩類斜長石中存在兩種不同的環帶結構：核(高An)-邊(低An)結構與核(低An)-幔(高An)-邊(低An)結構(圖11)，指示其各自形成過程有所不同。核-邊結構斜長石核部為團塊狀分布的高An區，邊部為較自形低An區，邊部向外An值逐漸降低，反應其核部高An區形成于原始的富水玄武質巖漿，隨后被攜帶上升，上升過程中系統減壓斜長石的穩定性降低發生熔蝕、再吸收(resorption,Nelson and Montana,1992;Pietranik and Waight,2008)。原始高An斜長石晶體被熔蝕后剩余的部分，就變成了不規則內核，它被攜帶補給進入已存在的淺部酸性富硅巖漿房中，殘留的高An核在酸性熔體環境中繼續結晶生長，形成成分逐漸變化的低An邊部。相比之下，核-幔-邊結構的斜長石，具有篩狀結構的低An核部，其產生于硅質巖漿，可能為淺部酸性巖漿房中早期結晶的斜長石晶體，當后期深部熱的玄武質巖漿補給進入淺部巖漿房后，導致此低An斜長石晶體熔解成渾圓狀，內部部分熔解形成細小篩孔結構(Tsuchiyama,1985)，隨后玄武質巖漿沿篩狀核外部快速結晶生長成高An幔部，待玄武質巖漿與酸性硅質巖漿充分混合或基性巖漿的補給變弱，剩余巖漿沿高An幔部繼續生長，結晶成低An邊部，該斜長石顆粒核部與邊部成分相對一致，且與基質斜長石成分相似，幔部為狹窄高An區，暗示該批次補給為少量的高活性(富水)玄武質巖漿，且并未對原始酸性富硅巖漿造成成分上的顯著改變。本文中低An斜長石具有與前人偏鋁質花崗巖類和過鋁質花崗巖類相似的Sr同位素組成(87Sr/86Sr全巖=0.7072～0.7078；87Sr/86Sr斜長石=0.7078～0.7082)，且同位素組分較為均一，進一步證實斜長石低An區與全巖成分代表的寄主巖漿在Sr同位素性質方面是相似的。

圖11 斜長石粗晶結構特征示意圖Fig.11 Textural characteristics of plagioclase macrocrystals

綜上所述，第1類富鈣斜長石與第2類富鈣斜長石可能并非形成于同一種玄武質巖漿中，且各自巖漿環境為亞穩定狀態。第1類富鈣斜長石形成的巖漿相對更富Mg、Fe、Ba。兩類斜長石中高鈣區有的形成于深部，后被玄武質巖漿攜帶進入淺部巖漿房，有的為玄武質巖漿進入淺部巖漿房后結晶形成的。

4.1.4 巖漿源區特征

前人研究表明過馬營巖體起源于7～10kbar(源區深度大于25km)的源區，屬于西秦嶺中下地殼-下地殼，偏鋁質花崗巖類的原巖類型主要以角閃巖為主，而過鋁質花崗巖類則為角閃巖疊加富長石組分發生部分熔融的產物，后均上升運移到1.89～2.39kbar的淺部環境(胡俊強,2019)。兩類花崗巖中黑云母均屬于鐵質黑云母，指示下地殼源區(謝應雯和張玉泉,1987)。全巖Sr(185～407)和Ba(296～580)(胡俊強,2019)含量與大陸地殼平均值(Sr=325；Ba=390)基本一致，同樣指示地殼源區(Rudnick and Fountain,1995;Liuetal.,2018)，這些數據特征進一步證實過馬營巖體的地殼源區特征。兩種巖性全巖Sr同位素組分較為均一，指示原始巖漿上升到淺部巖漿房成巖過程中沒有明顯的圍巖混染(Tepley Ⅲetal.,2000)。

4.2 多級巖漿房系統

在西秦嶺早-中三疊世，阿尼瑪卿洋連續俯沖和回撤，軟流圈地幔上涌產生的熱量，促進下覆交代地幔楔產生原生玄武質熔體或高鎂安山質熔體(Lietal.,2013)，上述熔體在莫霍面附近可發生長期的底侵作用。底侵導致下地殼發生部分熔融，產生長英質巖漿。

基于前人研究成果(胡俊強,2019)，結合本文斜長石成分環帶特征，本研究認為，不同成分相互連通的巖漿房在經歷多批次巖漿運輸與“補給”之后于最淺部巖漿房混合固結形成過馬營雜巖體，對此過程建立多級巖漿系統模型進行解釋(圖12)：(1)中下地殼(7～10kbar)部分熔融產生兩個批次的(批次Ⅰ：偏鋁質；批次Ⅱ：過鋁質)酸性巖漿，后上升并侵位于淺部巖漿房(1.89～2.39kbar)，逐漸固結成巖(胡俊強,2019)；(2)與此同時深部相對更富Fe、Mg、Ba的富水玄武質巖漿(批次Ⅲ)與同時期相對貧Fe、Mg、Ba的富水玄武質巖漿(批次Ⅳ)沿巖漿通道向上運移，已結晶的高An值斜長石被其攜帶上升，上升過程中系統減壓高An斜長石的穩定性降低發生熔蝕，熔蝕剩余的殘晶繼續被攜帶注入淺部兩種巖漿房與其混合，富硅酸性巖漿繼續沿高An殘晶外部結晶生長。同時玄武質巖漿的高溫導致淺部巖漿房已結晶的低An斜長石熔解成具篩孔的渾圓狀，同時結晶形成高An幔部，隨后富硅巖漿沿著高An幔部的外側繼續結晶生長。兩個批次的玄武質巖漿均為少量且并未對淺部酸性巖漿房成分造成顯著的影響。

圖12 過馬營巖體成因模式簡圖Fig.12 The schematic diagram showing a possible transcrustal magmatic system for the Guomaying composite pluton

5 結論

本文主要對斜長石進行電子探針(EMPA)、LA-ICP-MS微量元素面掃描、原位Sr同位素分析，同時結合黑云母的成分特征，對含高An核斜長石的成因進行探討，示蹤不同巖漿房端員的屬性，約束巖漿演化過程，建立多級巖漿房模型，主要結論包括：

(1)本研究中兩類高An斜長石為來源于深部的兩種不同的富水玄武質巖漿結晶的產物，為再循環晶。

(2)過馬營復式巖體形成于開放的巖體系統，深部兩種不同玄武質巖漿攜帶高An斜長石上升運移發生熔蝕再吸收，隨后進入淺部兩類酸性巖漿房與之混合，斜長石晶體繼續生長后固結成巖，這一系列巖漿作用共同形成過馬營復式巖體。

致謝感謝中國地質大學(北京)羅照華、蘇尚國教授在本研究中的指導；感謝審稿人提出的建議。