西秦岭三叠纪酸性侵入岩中高An值斜长石的成因及其地质意义*

宁亚格 李小伟, 胡俊强 莫宣学 孙雨沁 张国坤 谢元惠 汪方跃

1.地质过程与矿产资源国家重点实验室，中国地质大学地球科学与资源学院，北京 100083 2.成因矿物学研究中心，中国地质大学(北京)地质资源勘查实验教学中心，北京 100083 3.自然资源部金矿成矿过程与资源利用重点实验室，山东省金属矿产成矿地质过程与资源利用重点实验室，山东省地质科学研究院，济南 250013 4.合肥工业大学资源与环境工程学院，合肥工业大学矿床成因与勘查技术研究中心(ODEC)，合肥 230009

作为地壳的主要造岩矿物之一，斜长石普遍出现在基性至酸性岩浆中，它的结构和成分特征可以记录和反映岩浆的属性和演化过程，这是由于斜长石的部分主要元素(Na、Ca、Al、Si)具有极其缓慢的晶内扩散特征(Smithetal.,2009)，使其在结晶后可以保留原始的结构和成分环带，从而可以反映岩浆的物理化学信息变化(温度、压力、H2O含量)(Blundy and Wood,1991;Bindemanetal.,1998)。同时，斜长石的微量元素(如：Sr、Ba)在结晶过程中对温度、压力和H2O等物理化学条件的变化不敏感，借助合适的分配系数，地质学家可以获得平衡熔体的成分变化特征，从而约束岩浆成分的演化路径(Berloetal.,2007;Bezardetal.,2017)。

岩浆中高An值斜长石(An=70～95)，常出现在岛弧高铝玄武岩、大洋中脊玄武岩中(Crawfordetal.,1987;Fournelle and Marsh,1991;Sintonetal.,1993)。这类高An值斜长石的结晶对岩浆成分、水饱和度等均有极为苛刻的条件(陈博和朱永峰,2015)。实验岩石学研究发现，高An值斜长石的形成要求体系具有高的水饱和度，例如结晶自高铝玄武质和低钾拉斑玄武质体系中的高An斜长石需要熔体达到水饱和条件(Sisson and Grove,1993;Takagietal.,2005)。

近年来，地质学家和地球物理学家基于多方面的证据，提出了穿地壳岩浆系统模型(Jacksonetal.,2018;马昌前等,2020;谢元惠等,2021)。该模型将岩浆岩中不同成因类型的晶体划分为不同的晶体群(例如再循环晶、正晶、捕掳晶等；Milleretal.,2007)。一些矿物可在不同层次的岩浆房内发生结晶、熔蚀、交代等过程，后进入最浅层岩浆房发生固结成岩，此类晶体被称为再循环晶，它们的结构和成分环带信息则可反演不同层次岩浆房的信息(谢元惠等,2021;Yinetal.,2021)。例如在一些酸性侵入岩中偶见高An斜长石幔部包围低An的斜长石核部，被视为岩浆混合的矿物学证据(Zhangetal.,2014;Wangetal.,2019)。上述认识旨在强调不同的岩浆端员(基性端员 vs.酸性端员)在浅部岩浆房发生混合。然而，在穿地壳岩浆系统模型中，不同性质岩浆可以是彼此联系的，它们发生相互作用是一种普遍现象，即过去的理念更强调岩浆端员之间的不同，而穿地壳岩浆系统更强调不同岩浆端员之间的联系。事实上，穿地壳岩浆系统模型要求地质学家更多地关注岩浆过程的细节，例如在酸性侵入岩中偶见极高An值(An高达～90)斜长石残骸被低An斜长石包裹的情况，它指示的是结晶环境变化？还是反映不同岩浆房之间的相互作用？厘清这些矿物的成因机制对理解地壳岩浆系统有着极为重要的意义。

本文选取西秦岭过马营复式岩体中含高An区的斜长石作为主要研究对象，通过系统的岩相学、矿物成分和原位同位素分析，结合其它造岩矿物的成分信息以及全岩地球化学数据，综合限定高An值斜长石的成因，约束不同性质岩浆房的演化路径，从而建立穿地壳岩浆系统内不同层次岩浆房之间的联系。

1 地质背景与样品描述

西秦岭造山带夹持于太平洋构造域、特提斯构造域和古亚洲洋构造域三者之间(张国伟等,2001;冯益民等,2002;Xingetal.,2020)，是一个典型的复合型大陆碰撞造山带(张国伟等,1995;冯益民等,2002)。西秦岭的北侧以临夏-巫山-天水断裂为界与祁连造山带相接，南侧以阿尼玛卿缝合带为界与松潘-甘孜地块拼接，西侧以鄂拉山断裂带为界与东昆仑造山带相连，东侧大致以佛坪隆起(或徽成盆地)为界与东秦岭相接(Zhangetal.,2001)。以岷县-礼县断裂和迭部断裂为界，可将西秦岭地区划分为北、中、南三带(车自成,2011)。

西秦岭造山带自元古代至新生代经历了复杂的演化历史。秦岭群是西秦岭最古老的结晶基底(U-Pb年龄：2172～2267Ma)，岩性主要为大理岩、角闪岩、片麻岩等(Dongetal.,2011;Zhangetal.,2001)。显生宙地层主要涉及泥盆纪至白垩纪沉积序列(冯益民等,2003)，泥盆系主要岩性为板岩、千枚岩、远洋灰岩夹层等；石炭系和二叠系岩性主要为浊积岩、泥灰岩、远洋灰岩；三叠系分布最广泛，主要为砂岩夹板岩；白垩系则主要为厚层砾岩、杂砂岩、中基性喷出岩夹页岩、泥岩。古近纪主要由厚层砾岩、砂砾岩、粉砂岩与泥岩组成(冯益民等,2002;胡俊强,2019)。

西秦岭岩浆作用以印支期和燕山期为主(冯益民等,2002;郭安林等,2007;Zhengetal.,2010)，其中大量出露印支期花岗岩类(250～200Ma)(图1b)，它们是阿尼玛卿洋北向俯冲，以及扬子陆块与华北陆块在西秦岭地区发生洋壳俯冲汇聚，以及陆-陆碰撞过程的产物(胡俊强,2019;Xingetal.,2020;Liuetal.,2021)。这些三叠纪酸性侵入岩的分布大致平行于北部的临夏-武山-天水断裂带，以及南部阿尼玛卿-勉略缝合带(Sunetal.,2002)，它们主要为I型花岗岩，兼有少量S型花岗岩(Liu and Han,2018;Luoetal.,2018;Qiuetal.,2018;Liuetal.,2021)。

图1 西秦岭造山带构造位置图(a)和秦岭造山带早中生代花岗岩体分布简图(b)(据胡俊强,2019)WQ-西秦岭；SG-松潘-甘孜地体；QD(QDM)-柴达木地体；QL-祁连山造山带；NQ-北秦岭；SQ-南秦岭；YB-扬子板块；NCB-华北陆块；QT-羌塘地体；LT-拉萨地体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

过马营地区位于西秦岭北西段，主要出露酸性侵入岩。过马营复式岩体主要侵位于三叠系，局部被第三系覆盖(图2)。该岩体呈不规则形状出露，出露面积约为58km2。本文采样点位于岩体的西部和中部与三叠系交界位置附近(图2)。岩体不呈现截然的相带特征(胡俊强,2019)。岩体岩性主要为中粗粒含角闪石黑云母花岗闪长岩和含白云母角闪黑云母二长花岗岩，含有少量的暗色微粒包体。根据Al饱和度和白云母的产出情况，过马营复式岩体的岩性分为两类，即偏铝质花岗岩类与过铝质花岗岩类，两类岩石矿物组合整体相似，在矿物含量上存在差异。偏铝质花岗岩类主要由斜长石(40%～45%)、钾长石(25%～30%)、石英(20%～30%)、角闪石(5%～10%)和黑云母(～10%)组成；过铝质花岗岩类样品中钾长石(20%～25%)和角闪石含量(3%～5%)相对较少，黑云母(10%～15%)相对较多，并含有白云母(1%～2%)，其他矿物与偏铝质花岗岩类相当。两组样品均含少量锆石、磷灰石、钛铁矿、榍石等。

图2 过马营复式岩体(GCP)地质简图(据青海省地质调查局,1973(1)青海省地质调查局.1973.1:25万区域地质调查报告(过马营幅).1-97)Fig.2 Geological map of the Guomaying composite pluton (GCP)

两类岩性中均出现高钙斜长石，斜长石粒径在2～3.5mm之间，自形-半自形结构，常见聚片双晶，一些斜长石具有振荡环带结构(图3b)，还有一些斜长石内部具有复杂的筛状结构(图3a,c)。大的斜长石“粗晶(可达3.5～4.5mm)”中常见黑云母包裹体(图3a,c)，部分钾长石大颗粒中包裹斜长石与石英。两组样品中角闪石均为自形常与黑云母呈集合体出现(图3d)。磷灰石常呈包裹体存在于斜长石、角闪石和黑云母内部。

图3 过马营复式岩体正交偏光镜下照片(a)过铝质花岗岩中筛状结构斜长石“粗晶”照片；(b)过铝质花岗岩中振荡环带结构斜长石“粗晶”；(c)偏铝质花岗岩中具有核-边结构斜长石“粗晶”；(d)偏铝质花岗岩中自形角闪石斑晶与黑云母集合体照片.矿物缩写：Am-角闪石；Bt-黑云母；Qz-石英；Pl-斜长石；Mus-白云母；Kfs-钾长石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 测试方法

2.1 电子探针(矿物原位主量元素)分析

矿物电子探针分析在山东省地质科学院山东省金属矿产成矿地质过程与资源利用重点实验室完成，电子探针分析仪器为JEOL JXA-8230。激发电压为15kV，激发电流为20nA，测试长石所用束斑直径为1～10μm，分析黑云母所用束斑直径为1～5μm，分析精度优于±2%。分析标样和分析步骤可参考Xingetal.(2020)及Huetal.(2019)的具体描述。

2.2 矿物微量元素含量分布面扫

斜长石微量元素含量分布面扫描实验在合肥工业大学矿床与勘查中心(ODEC)完成，采用激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)对样品薄片进行分析测定。分析仪器配备了激光烧蚀系统(PhotonMachines Analyte HE with 193nm ArF Excimer)，ICP-MS型号为Agilent 7900。为了提高剥蚀材料的运输效率，激光烧蚀系统中以氦气作为运载气体，氩气作为补充气体通过T型接头与氦气混合后进入ICP。实验采用的激光频率、能量密度与激光束斑直径大小分别为：10Hz、2J/cm2、30μm，激光在测试矿物上连续移动，移动速度与束斑直径大小相同。在每次激光剥蚀矿物之前先进行20s的空白测试。采用GSE-1G作为外部标样进行校正。扫描待测样品开始和结束时对外标样品(GSE-1G)进行约30s的线剥蚀。激光参数与待测样品一致。大部分元素的不确定度优于±10%。

2.3 矿物原位Sr同位素

斜长石原位Sr同位素分析在武汉上谱分析科技有限责任公司进行，使用搭配一套193nm激光烧蚀系统的多接收电感耦合等离子体质谱仪(LA-MC-ICP-MS)进行，激光剥蚀过程中使用氦气作为载气，传输速度为600ml/min，束斑直径90μm、剥蚀频率8Hz、能量密度为8J/cm2。样品分析过程中使用Cpx05G和HNB12标样作为外标，CPX05G的分析结果为87Sr/86Sr=0.707382±0.000054(1σ)，HNB12的分析结果为87Sr/86Sr=0.703916±0.000081(1σ)，分析不确定度处于误差范围之内。

3 数据分析结果

本文主要对一些主要造岩矿物(斜长石、黑云母)进行了主量元素电子探针分析，为了更直观地分析元素分布及环带特征，选取斜长石颗粒进行了LA-ICP-MS元素面扫描，其重要元素及相关参数呈一定的特征分布。

3.1 斜长石主、微量元素、Sr同位素

3.1.1 主量元素

两类岩性内的斜长石主量成分数据列于表1中，斜长石成分上主要为中长石、拉长石与倍长石，少量为奥长石(图4)。斜长石存在成分突变，即高An(72～85)区与低An(20～55)区之间呈跳跃式变化。两者氧化物含量上(SiO2、Al2O3、CaO、Na2O、K2O)存在较大的差异。

图4 斜长石An-Ab-Or三角图(底图据Foster,1960)Pl-1来自偏铝质花岗岩类;Pl-2、Pl-3来自过铝质花岗岩类.图5、图9、图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 过马营岩体中斜长石探针数据(wt%)Table 1 Major element composition (wt%)of plagioclases from the GCP

续表1Continued Table 1

斜长石高钙区与低钙区元素含量变化不连续，在接触界限两侧呈跳跃式变化，低An区SiO2、Al2O3、CaO、Na2O、K2O含量分别为：54.6%～58.7%、26.1%～29.8%、7.6%～10.0%、5.2%～6.6%、0.1%～0.4%；高An区相应元素含量则分别为：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的特点。

两类岩性中斜长石“粗晶”均存在高钙区(图4、图5)，即高An(72～85)值斜长石。根据不同颗粒内高钙区An值大小可将高钙斜长石“粗晶”分为两类，第1类高钙斜长石(图4：Pl-3)的An值偏高，主要集中在80～85之间，具有更高的Al2O3(33.4%～35.2%)、CaO(15.8%～16.8%)含量。第2类高钙斜长石(图4：Pl-1、Pl-2)的An值相对偏低，于72～78之间变化，Al2O3(31.8%～33.7%)、CaO(14.8%～15.8%)含量则偏低。两类斜长石低钙区An(20～55)变化范围较广，主要集中在35～50之间，斜长石颗粒边部向外An值有降低的趋势。斜长石高钙区与低钙区接触边界存在An值的突变(～20)。

图5 斜长石晶体核幔边An值变化Fig.5 Variation of An value at the core and mantle of plagioclase crystal

含高钙区的斜长石粗晶，高钙区有的分布于斜长石核部，呈不规则团块状、斑点状出现，还有呈狭窄环带状分布于斜长石幔部。从成分环带上看，斜长石存在核(高An)-边(低An)结构与核(低An)-幔(高An)-边(低An)结构，且上文两类高An值斜长石于高钙的核部与幔部均有出现，暗示不同的结晶过程。

3.1.2 微量元素

本文分别选择两颗含高钙区域的斜长石颗粒(分别来自偏铝质和过铝质花岗岩类)，进行LA-ICP-MS元素面扫描分析，通过面扫描可以获得整个颗粒的元素含量(表2)，更直观的展示斜长石颗粒内部不同元素分布特征与相关关系。如图6所示，本研究利用LA-ICP-MS面扫描数据计算斜长石牌号An，结果与电子探针原位数据基本一致。斜长石内部根据An值可分为高钙区与低钙区，且相应分区上Al、Fe、Rb、Sr、Ba、Mg、La、Ce、Pr、Nd显示出分带特征。本文在斜长石晶体上分别切出1条剖面来显示不同元素与An的相关性。剖面数据显示，高An区Fe、Mg、Ba元素含量相对较高，且Fe、Mg含量差异很大。低An区Fe、Mg总体含量很低且呈平坦分布，An与Sr、Ba呈微弱的一致性变化趋势。高An区与低An区Sr、Ba元素含量均在小范围内变化。

图6 斜长石环带LA-ICP-MS面扫描图像与剖面微量元素变化图Fig.6 LA-ICP-MS elemental maps and trace element variation of plagioclase

表2 斜长石LA-ICP-MS面扫剖面数据(×10-6)Table 2 Elements data (×10-6)extracted from Profile A penetrating the LA-ICP-MS map of plagioclases

续表2Continued Table 2

续表2Continued Table 2

3.1.3 Sr同位素

两类岩性样品中斜长石低钙区Sr同位素组成较为均一，偏铝质花岗岩类与过铝质花岗岩类中87Sr/86Sr分别为：0.7081～0.7083和0.7079～0.7084(表3)。由于斜长石高An区为极窄的带状或细小的不规则团块状，Sr同位素实验所用激光束斑为直径90μm，束斑过大，导致同位素信号混合，故没有打到有效的高Ca斜长石的Sr同位素数值。过马营复式岩体锆石LA-ICP-MS测年得该岩体形成于～242Ma(胡俊强,2019)，以此年龄计算得到初始的(87Sr/86Sr)t为：0.7079～0.7082、0.7078～0.7082。胡俊强(2019)测得该岩体全岩初始(87Sr/86Sr)t为0.7072～0.7078，相比于此，低钙区斜长石初始(87Sr/86Sr)t与全岩基本一致，只相对偏高。斜长石与全岩(87Sr/86Sr)t均比较均一。

表3 斜长石原位Sr同位素数据Table 3 In-situ Sr isotope data of plagioclase

3.2 黑云母

两类岩性中黑云母各成分含量比较均一，其中Al2O3、MgO含量较高，分别为13.0%～13.9%、8.0%～9.1%，FeOT、TiO2含量较低，分别为21.3%～24.0%、3.0%～4.7%(表4)。在MgO-10×TiO2-(FeO+MnO)判别图上样品点落在原生黑云母区域(图7,Nachitetal.,2005)，在黑云母分类图上(图7,Foster,1960)大多数样品显示均为铁质黑云母。

图7 (Fe2++Mn)-Mg-(AlⅥ+Fe3++Ti)图解(底图据Nachit et al.,2005)和MgO-10×TiO2-(FeOT+MnO)图解(底图据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 过马营岩体中黑云母电子探针数据(wt%)Table 4 Major element composition (wt%)of biotites from the GCP

续表4Continued Table 4

4 讨论

4.1 含高An斜长石成因探讨及对岩浆过程的反演

过马营复式岩体中出现含高An区的斜长石，即高An(72～85)斜长石被自形低An(30～50)值斜长石所包裹，两者接触界限两侧An值有大于20以上的跨度，出现成分突变，同时高An区与低An区对应的微量元素(Fe、Mg、Sr、Ba等)也存在系统的差异。造成斜长石内高An和低An区成分差异的因素通常包括：(1)晶体内部扩散与动力学过程；(2)岩浆环境的改变(Bezardetal.,2017;Ginibre and Wörner,2007)。岩浆环境的改变引起斜长石化学成分变化可在封闭系统演化过程产生，如体系变量的改变(如温度、压力、含水量等；Nelson and Montana,1992;Ustunisiketal.,2014)，涉及岩浆房的多种地质过程，如岩浆去气、对流循环等。此外，斜长石An值的改变也可在开放系统内产生，如新的岩浆批次补给、围岩混染作用等(Browneetal.,2006;Coote and Shane,2016;Davidson and Tepley Ⅲ,1997;Izbekovetal.,2002)。

由于斜长石成分对岩浆物理、化学条件(温度、压力、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)在晶体内部扩散极其缓慢(Smithetal.,2009;张聚全等,2020)。因此，在某些条件下，早期结晶的斜长石成分和结构特征得以保留，故斜长石是反演岩浆演化过程的示踪剂，对成分和结构特征的研究可用来约束岩浆房的演化历史。

4.1.1 晶体内部扩散与动力学作用

通常情况下，斜长石的成分环带的形成可能会受到晶内扩散与动力学作用的影响。具体而言，动力学过程通常发生在晶体快速生长时期，斜长石没有足够的时间与寄主熔体平衡(Singeretal.,1995)。因此，这容易造成斜长石的成分边界层富集不相容元素(如：Fe、Mg、Ba)。如图6所示，斜长石晶体边部，Fe元素呈平坦分布，Mg元素呈平坦分布或轻微下降趋势，指示动力学因素并非影响本文中斜长石成分变化的主因。

斜长石结晶后，晶内扩散可以改变或均匀相邻晶域的元素组成，它是另一个影响斜长石组分分布的因素。元素的扩散系数通常强烈依赖于斜长石成分(Giletti and Casserly,1994)，前人通过整合不同An值斜长石中元素扩散系数发现：相似斜长石成分不同元素的扩散速度存在一定规律，即CaAl-NaSi

4.1.2 岩浆系统的开放性

在岩浆系统中，岩浆成分与岩浆房环境物理条件变化是影响斜长石An值变化的重要因素。对于物理参数来说，在高温、高含水量、减压等条件下，熔体易结晶高An值斜长石(Kemneretal.,2015;Sisson and Grove,1993)。具体而言，(1)温度影响：温度对斜长石结构影响显著，若温度造成斜长石成分改变，则斜长石内往往出现熔蚀界面(Tsuchiyama,1985)。若岩浆房因温度分带引发岩浆对流，造成携带斜长石晶体在往返运动过程中生长，该过程导致斜长石An值一般发生5～10的波动(Singeretal.,1993)。本文研究中具核(高An)-边(低An)结构与核(低An)-幔(高An)-边(低An)结构的斜长石边界均具熔蚀现象，但斜长石高An区与低An区之间An值发生20～30的波动，显然仅仅温度变化不是形成这些斜长石环带主控因素。前人研究发现温度与An值之间存在一定线性关系：T=1128+200((XAn-0.4)/0.4)(Druittetal.,2012;Fabbroetal.,2017)，其中XAn是钙长石的摩尔分数。本研究中高An值区域与低An区跨度达20以上，最大跨度可达35。若在封闭系统通过温度的差异引发，则需要至少200℃的降温才能实现。然而，前人研究中利用斜长石-角闪石矿物对计算的过马营岩体结晶温度大约在624～734℃范围内(胡俊强,2019)，显然，上述温差不足以实现An值发生大于20的跨度变化。(2)压力影响：压力对斜长石成分变化的影响较小(覃锋,2006)，减压驱动斜长石An值增加的幅度为3mol%/kbar(Ustunisiketal.,2014)，15mol%～30mol%的An变化需要高达5～10kbar左右(21～36km)的压力变化。前人研究发现过马营岩体来源于7～10kbar的岩浆源区，结晶压力在1.89～2.38kbar，用减压来解释高An值的出现似乎也不太合理。(3)含水量影响：斜长石和平衡熔体中Ca与Na分子数Ca/Na比值与熔体中水含量均呈线性关系(Sisson and Grove,1993)，据此分析斜长石形成环境的含水量，研究与斜长石平衡时熔体内的水含量。如下图8所示，高An斜长石形成于富水的环境，岩浆含水量高达7%～8%以上，低An斜长石形成岩浆含水量在0～3%左右，属贫水环境。由此推断，高An值斜长石与全岩成分代表的“寄主熔体”是不平衡的。因此，本研究中含高An区域的斜长石晶体不太可能形成于封闭系统内。

图8 斜长石与熔体中的Ca/Na分子数图分配系数与含水量来自(Coote and Shane,2016;Martel et al.,2006).斜长石与熔体的平衡区间来自花岗岩的全岩与基质的成分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

岩浆演化过程中流体混入与构造扰动可造成岩浆物理化学环境的改变，是两个影响结晶矿物物质组分的重要因素(Guoetal.,2018;马遥等,2019)。未受后期流体影响的黑云母为原生黑云母，其Fe2+/(Fe2++Mg)值由母岩浆组分决定而相对稳定，呈小范围波动。而本研究中两类花岗岩中黑云母Fe2+/(Fe2++Mg)值分别为0.49～0.53、0.51～0.54，符合原生黑云母特征。且钾长石与斜长石颗粒内部、颗粒间隙均存在黑云母，其贯穿岩浆演化过程，指示岩浆演化过程中没有明显流体的混入。Henryetal.(2005)提出根据黑云母电子探针主量元素数值计算其结晶温度的方法：T(℃)={[ln(Ti)-a-c(XMg)3]/b}0.333，要求 Ti阳离子数在0.04～0.60范围内，XMg(Mg/(Mg+Fe))在0.275～1内，其中a、b、c值分别为-2.3594、4.6482×10-9、-1.7283，本研究中黑云母相应数据均在要求范围内，计算得偏铝质与过铝质花岗岩类结晶温度分别为：596～619℃；560～609℃，该温度变化范围较小，指示其结晶过程中没有受到明显的构造作用影响。综上所述，两类花岗岩形成过程中均没有受到明显的流体混入与构造作用的影响。斜长石内部成分的巨大变化主要与熔体成分变化有关，可能存在不同成分岩浆的混合与补给。

4.1.3 斜长石成因与岩浆过程

高An斜长石核常结晶于基性岩浆环境(Marteletal.,2006)，Chenetal.(2020)研究还发现高An斜长石与玄武岩岩浆处于平衡状态。其他学者在岛弧高铝玄武岩、大洋中脊玄武岩中也识别出高An斜长石(Crawfordetal.,1987;Fournelle and Marsh,1991;Sintonetal.,1993)。胡俊强(2019)指出过马营岩体在形成过程中没有受到明显的地壳混染，暗示大量出现的高An值斜长石不太可能是来自围岩的捕虏晶。基于穿地壳岩浆系统模型，本文认为这些高An值斜长石属于再循环晶。高An值斜长石形成于富水的玄武质岩浆，低An斜长石区形成于酸性贫水寄主岩浆，两类斜长石共存于同一颗斜长石颗粒中反映了不同批次岩浆在浅部岩浆房的混合。斜长石内部微量元素面扫描结果显示总体上高An区相比低An区具有高的Mg、Fe含量，低的Ba含量(图9)，由于斜长石中微量元素(Mg、Fe、Sr、Ba)含量特征与熔体成分有很大关系，因此该含量差异进一步指示高An区和低An区不同源区的性质。

本研究根据高钙区An值相对大小将高钙斜长石分为两类：第1类An(80～85)，存在于过铝质岩石中，高钙区具有明显高Fe、Mg，相对高Ba低Sr的特征，且Fe、Mg、Sr、Ba与An值均没有明显的相关性(图9 Pl-3)；第2类An(72～78)，过铝质、偏铝质岩石均存在。高钙区Fe、Mg含量相对第1种明显偏低，Ba相对偏低，Sr相对偏高，Fe、Mg、Sr与An表现出微弱相关性(图9 Pl-1、Pl-2)。两者元素含量差异暗示第1种高An斜长石形成岩浆可能更富Fe、Mg、Ba。斜长石中Sr、Ba含量主要取决于熔体成分与其分配系数的变化，DSr、DBa与An值有一定相关性(Blundy and Wood,1991;Bédard,2006)，而本文中两种高钙区，除了Pl-2晶体中An-Sr呈负相关关系外其他An值与Sr、Ba均未表现出明显一致性趋势，因此分配系数并非造成Sr、Ba含量差异的主要原因，且对于斜长石来说同一类型岩浆中DSr、DBa变化不大(Chenetal.,2020)，两类高An斜长石即具有相似的分配系数(附表1，依据Sunetal.,2017)，故其成分差异可能归因于熔体成分不同。通过Sunetal.(2017)方法计算的Sr、Ba分配系数(DSr：1.390～1.659；DBa：0.142～0.21)来计算高An斜长石结晶的平衡熔体中微量元素Sr、Ba含量(表2)，结果显示第1种高An斜长石形成的玄武质岩浆相对更富Ba(图10)。若斜长石于稳定的环境中平衡结晶，则Fe、Sr、Ba与An值往往呈规律性变化(张聚全等,2020)，故而两类高An斜长石可能形成于亚稳定的岩浆环境。两类斜长石低An区Fe、Mg含量低，且比较均一，边部低An区向外呈平坦变化，暗示上述两种玄武质岩浆补给之后在寄主岩浆结晶后期没有明显其他镁铁质组分的补给。An-Sr/Ba呈一致性变化趋势，An与Fe、Mg则没有明显关系，暗示其结晶过程受到镁铁质岩浆与长英质岩浆混合作用的影响。

图9 斜长石微量元素与An的变化关系图Fig.9 The relationship between trace elements and An in plagioclase

上述两类斜长石中存在两种不同的环带结构：核(高An)-边(低An)结构与核(低An)-幔(高An)-边(低An)结构(图11)，指示其各自形成过程有所不同。核-边结构斜长石核部为团块状分布的高An区，边部为较自形低An区，边部向外An值逐渐降低，反应其核部高An区形成于原始的富水玄武质岩浆，随后被携带上升，上升过程中系统减压斜长石的稳定性降低发生熔蚀、再吸收(resorption,Nelson and Montana,1992;Pietranik and Waight,2008)。原始高An斜长石晶体被熔蚀后剩余的部分，就变成了不规则内核，它被携带补给进入已存在的浅部酸性富硅岩浆房中，残留的高An核在酸性熔体环境中继续结晶生长，形成成分逐渐变化的低An边部。相比之下，核-幔-边结构的斜长石，具有筛状结构的低An核部，其产生于硅质岩浆，可能为浅部酸性岩浆房中早期结晶的斜长石晶体，当后期深部热的玄武质岩浆补给进入浅部岩浆房后，导致此低An斜长石晶体熔解成浑圆状，内部部分熔解形成细小筛孔结构(Tsuchiyama,1985)，随后玄武质岩浆沿筛状核外部快速结晶生长成高An幔部，待玄武质岩浆与酸性硅质岩浆充分混合或基性岩浆的补给变弱，剩余岩浆沿高An幔部继续生长，结晶成低An边部，该斜长石颗粒核部与边部成分相对一致，且与基质斜长石成分相似，幔部为狭窄高An区，暗示该批次补给为少量的高活性(富水)玄武质岩浆，且并未对原始酸性富硅岩浆造成成分上的显著改变。本文中低An斜长石具有与前人偏铝质花岗岩类和过铝质花岗岩类相似的Sr同位素组成(87Sr/86Sr全岩=0.7072～0.7078；87Sr/86Sr斜长石=0.7078～0.7082)，且同位素组分较为均一，进一步证实斜长石低An区与全岩成分代表的寄主岩浆在Sr同位素性质方面是相似的。

图11 斜长石粗晶结构特征示意图Fig.11 Textural characteristics of plagioclase macrocrystals

综上所述，第1类富钙斜长石与第2类富钙斜长石可能并非形成于同一种玄武质岩浆中，且各自岩浆环境为亚稳定状态。第1类富钙斜长石形成的岩浆相对更富Mg、Fe、Ba。两类斜长石中高钙区有的形成于深部，后被玄武质岩浆携带进入浅部岩浆房，有的为玄武质岩浆进入浅部岩浆房后结晶形成的。

4.1.4 岩浆源区特征

前人研究表明过马营岩体起源于7～10kbar(源区深度大于25km)的源区，属于西秦岭中下地壳-下地壳，偏铝质花岗岩类的原岩类型主要以角闪岩为主，而过铝质花岗岩类则为角闪岩叠加富长石组分发生部分熔融的产物，后均上升运移到1.89～2.39kbar的浅部环境(胡俊强,2019)。两类花岗岩中黑云母均属于铁质黑云母，指示下地壳源区(谢应雯和张玉泉,1987)。全岩Sr(185～407)和Ba(296～580)(胡俊强,2019)含量与大陆地壳平均值(Sr=325；Ba=390)基本一致，同样指示地壳源区(Rudnick and Fountain,1995;Liuetal.,2018)，这些数据特征进一步证实过马营岩体的地壳源区特征。两种岩性全岩Sr同位素组分较为均一，指示原始岩浆上升到浅部岩浆房成岩过程中没有明显的围岩混染(Tepley Ⅲetal.,2000)。

4.2 多级岩浆房系统

在西秦岭早-中三叠世，阿尼玛卿洋连续俯冲和回撤，软流圈地幔上涌产生的热量，促进下覆交代地幔楔产生原生玄武质熔体或高镁安山质熔体(Lietal.,2013)，上述熔体在莫霍面附近可发生长期的底侵作用。底侵导致下地壳发生部分熔融，产生长英质岩浆。

基于前人研究成果(胡俊强,2019)，结合本文斜长石成分环带特征，本研究认为，不同成分相互连通的岩浆房在经历多批次岩浆运输与“补给”之后于最浅部岩浆房混合固结形成过马营杂岩体，对此过程建立多级岩浆系统模型进行解释(图12)：(1)中下地壳(7～10kbar)部分熔融产生两个批次的(批次Ⅰ：偏铝质；批次Ⅱ：过铝质)酸性岩浆，后上升并侵位于浅部岩浆房(1.89～2.39kbar)，逐渐固结成岩(胡俊强,2019)；(2)与此同时深部相对更富Fe、Mg、Ba的富水玄武质岩浆(批次Ⅲ)与同时期相对贫Fe、Mg、Ba的富水玄武质岩浆(批次Ⅳ)沿岩浆通道向上运移，已结晶的高An值斜长石被其携带上升，上升过程中系统减压高An斜长石的稳定性降低发生熔蚀，熔蚀剩余的残晶继续被携带注入浅部两种岩浆房与其混合，富硅酸性岩浆继续沿高An残晶外部结晶生长。同时玄武质岩浆的高温导致浅部岩浆房已结晶的低An斜长石熔解成具筛孔的浑圆状，同时结晶形成高An幔部，随后富硅岩浆沿着高An幔部的外侧继续结晶生长。两个批次的玄武质岩浆均为少量且并未对浅部酸性岩浆房成分造成显著的影响。

图12 过马营岩体成因模式简图Fig.12 The schematic diagram showing a possible transcrustal magmatic system for the Guomaying composite pluton

5 结论

本文主要对斜长石进行电子探针(EMPA)、LA-ICP-MS微量元素面扫描、原位Sr同位素分析，同时结合黑云母的成分特征，对含高An核斜长石的成因进行探讨，示踪不同岩浆房端员的属性，约束岩浆演化过程，建立多级岩浆房模型，主要结论包括：

(1)本研究中两类高An斜长石为来源于深部的两种不同的富水玄武质岩浆结晶的产物，为再循环晶。

(2)过马营复式岩体形成于开放的岩体系统，深部两种不同玄武质岩浆携带高An斜长石上升运移发生熔蚀再吸收，随后进入浅部两类酸性岩浆房与之混合，斜长石晶体继续生长后固结成岩，这一系列岩浆作用共同形成过马营复式岩体。

致谢感谢中国地质大学(北京)罗照华、苏尚国教授在本研究中的指导；感谢审稿人提出的建议。