青海共和盆地三叠纪中酸性侵入岩中电气石化学组成、硼同位素特征及对岩浆-热液演化的启示*

2022-12-08陈希节贠晓瑞雷敏张盛生蔡志慧刘若涵李振宇何碧竹

岩石学报 2022年11期

陈希节贠晓瑞雷敏张盛生蔡志慧刘若涵, 7 李振宇, 8 何碧竹, 5**

青海共和盆地处于秦岭、祁连、昆仑造山系相互叠置的关键区域，又被称之为“秦昆岔口”和“共和缺口”，是青藏高原北缘原特提斯与古特提斯体系叠置区域(张国伟等, 2004)。该盆地及周缘造山带记录的构造、岩浆、变质作用事件十分复杂，沉积环境变化多样，地形地貌起伏明显，气候变化剧烈，盆地西部以瓦洪山-温泉断裂与柴达木地块(包括东昆仑造山带)相连，东以多禾茂断裂带为界与西秦岭相邻，南以共和南山-贵南断裂带与东昆仑造山带相邻，北以宗务隆-青海南山断裂为界与祁连造山带相邻(薛建球等, 2013; 图1)。

2017年8月中国地质调查局和青海省国土资源厅共同组织实施的青海共和盆地干热岩勘查项目，在共和盆地约3700m深处钻获超过200℃的高温干热岩体，为我国首次钻获埋藏最浅、温度最高的干热岩体，实现了我国干热岩勘查的重大突破，展现了青海共和盆地干热岩地热资源的巨大潜力(张森琦等, 2018; 张盛生等, 2019; Weinertetal., 2021; Zhangetal., 2022)。前人研究揭示了共和干热岩热储主要包括岩石的中孔隙、裂隙与断裂等3种。深切割的大规模断裂带是最为理想的热储及热液传导通道，但不同的岩性、岩石结构、构造对其导热能力具有明显影响。在地壳的大部分区域，流体活动并不明显，是以小规模、低速度的形式进行，而地壳的一些薄弱部位，如断裂带、火山、洋中脊等，则是地下流体集中运移的关键地带(张森琦等, 2021)。因此，这些部位就成为地下流体向外散逸和运移的主要通道(Italianoetal., 2010)。地壳热流体的活动常见于断裂带上，特别是活动的深大断裂上(Taoetal., 1997)。共和盆地各构造单元明显受断裂控制，其构造-沉积层序的垂向分布及横向展布均有较大的差异，确定的上三叠统、侏罗系、白垩系沉积地层分布相对局限，仅在盆地南部、东部局部出露，盆地主体主要发育新生代沉积岩(何碧竹等, 2023)。共和盆地南北两缘构造、岩浆岩带发育，活动断裂处温泉密集，超过60℃的温泉6处，最高可达93.5℃(Fengetal., 2018)；成群分布的温泉，多表现出与活动断裂的密切关系(图2)。调查发现盆地东北当家寺岩体及井下干热岩中电气石脉体与该区后期活动断裂产状相近，两者成因上是否存在联系？其中相关裂隙中流体的性质和源区不清楚，可通过断裂带和裂缝中电气石脉来进行溯源。

电气石是一种常见的硼硅酸盐矿物，广泛分布于火成岩、沉积岩、变质岩和热液矿床中，电气石只在低pH值(<6.0)溶液中稳定，存在的形式为B(OH)3，其晶体结构中存在复杂的离子替代和交换，可因形成环境的不同而表现出显著的成分差异性(戴加祺等, 2018; 张林奎等, 2018; 代作文等, 2019)。此外，电气石还具有极好的矿物稳定性、极低的晶内元素扩散率等(Dutrow and Henry, 2011)。即使在经历了后续的蚀变和风化作用后仍然能够有效地保留原岩的地球化学和同位素信息(代作文等, 2019)。这些物理化学特性使得电气石有望成为可靠的成矿指示矿物，被用于追踪寄主岩的成岩、成矿环境(郭海锋等, 2014; 侯江龙等, 2017; 戴加祺等, 2018; 张林奎等, 2018; 代作文等, 2019)。电气石可形成于多种多样的地质背景下(Henry and Dutrow, 1996; London and Manning, 1995; Dutrow and Henry, 2011; van Hinsberg, 2011; Yangetal., 2015; 代作文等, 2019)，可以通过对这些电气石开展电子探针分析(EMPA)及B同位素分析，制约B的物质来源。

本文以钻井GR1和DR3岩芯和盆地东北部的当家寺岩体中的多条电气石脉作为研究目标和对象，采用电子探针、原位微量元素、原位B同位素等测试手段，结合含电气石岩石的岩石学特征，分析和讨论电气石的成因，追踪硼的来源，探讨岩浆-热液的物质来源，为进一步了解共和盆地干热岩经历的热过程及热源机制提供基础理论地质资料。

1 地质背景

青海南山北临青海湖盆地，南接共和盆地，主要由早中三叠世复理石沉积、侵位其中的三叠纪侵入岩以及元古代-古生代变质岩、岩浆岩组成，主体处于西秦岭造山带西段北缘与宗务隆构造带的交接部位。青海南山断裂即为宗务隆构造带与南祁连构造带的边界断裂，宗务隆构造带以宗务隆南缘断裂为界与欧龙布鲁克微陆块毗邻，阿尔金断裂是其北西边界，其南东方向延伸则可能分为两支(图1)，一支可能向东延往青海湖南侧，另一支则可能沿柴达木地块东北缘的鄂拉山东侧向南东延伸(张国伟等, 2004; 薛建球等, 2013; 张永明, 2017)。

在共和盆地周缘存在多期岩浆活动，出露着一系列早古生代和三叠纪的花岗岩及中基性杂岩体，岩浆活动以印支早期为主，形态上大多呈现近等轴状或者略呈长条状。花岗岩在地球化学特征上多为弱过铝质和高钾钙碱性。前人的研究报道主要集中于共和盆地以东的西秦岭地区、以西的东昆仑和柴北缘印支期花岗岩，部分工作还集中在柴达木盆地东缘花岗岩。在青海南山构造带中，也分布着早三叠世晚期-中三叠世的基性-中基性侵入岩和中三叠世的花岗岩(黑马河岩体、江西沟岩体和当家寺岩体)，其岩石类型多样，包括辉长岩、辉石岩、辉长闪长岩、闪长岩、石英闪长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩和正长花岗岩等(张宏飞等, 2006; 张永明, 2017; 陈希节等, 2020)。

共和盆地在新生代晚期阶段，岩层经历了强烈的构造变形。前期研究表明共和盆地被NNW向及NE向的基底断裂所分割。经过晚新生代陆内造山阶段，由于相邻造山带边界断层的活动以及NNW向断层的右行走滑逆冲，形成复杂的断裂构造带，可能对干热岩的产生和分布有重要影响。共和盆地干热岩GR1和DR3井位于当家寺岩体西侧，钻揭基底中酸性侵入岩被新近系及第四系覆盖(图3)。当家寺岩体主要岩性包括二长花岗岩和花岗闪长岩，其中二长花岗岩分布于岩体中部，花岗闪长岩分布于岩体边部，二者呈渐变接触关系，野外未见明显的接触分界线。在GR1井的1750m处和DR3井的1607m处的中酸性侵入岩岩芯中以及在当家寺岩体地表的花岗岩中均发育有电气石脉体(图4、表1)。当家寺电气石脉体走向与该区域新生代断裂走向近一致，井下电气石脉体也反映出与干热岩体中主要等高角度裂缝产状相近，电气石脉体的形成与后期断裂是否有关，是否代表着后期的发生的中高温热事件，对干热岩热藏形成及热源确定具有重要意义。

图3 共和盆地东北部地质简图及干热岩钻井位置图(据贠晓瑞等, 2021修改)

图4 共和盆地三叠纪当家寺岩体及干热岩岩芯(GR1和DR3井)中电气石脉

表1 共和盆地当家寺岩体和干热岩岩芯(GR1和DR3井)电气石样品分布

2 岩石学特征描述

本次研究分别对GR1井中的1750m岩芯(HGR1-11-1a和HGR1-11-1b)和DR3井中1607m岩芯(HDR3-28-2)，以及当家寺岩体(5lyx330A和5lyx330B；GPS：100°54′26.72″E、36°11′31.74″N，高程为3045m)开展工作。在GR1井的1750m处和DR3井的1607m处的中酸性侵入岩岩芯中可见高角度倾斜(∠70°～∠85°)、脉壁近平直的电气石脉，脉宽约2～5mm，与岩芯中中-高角度裂缝(∠55°～∠60°)斜交，在当家寺露头花岗岩岩体中也发育有电气石脉体，电气石脉产状为52°∠84°，近于直立。具体的岩石学特征描述如下：

当家寺岩体样品(5lyx330A和5lyx330B)为二长花岗岩，其中有黑色的电气石脉穿插其中(图4a)，电气石脉产状为52°∠84°，围岩呈浅灰-浅肉红色，中粗粒似斑状结构，块状构造，主要矿物为钾长石、斜长石、石英、黑云母；副矿物包括锆石、磷灰石、独居石和磁铁矿等。钾长石呈半自形宽板状，发育卡式双晶，少数颗粒表面高岭土化；斜长石呈半自形板状，部分颗粒可见环带结构；石英颗粒，呈半自形、他形粒状，填隙状分布。

GR1井中的1750m岩芯样品(HGR1-11)岩石具花岗结构，块状构造。矿物组成以钾长石为主，石英次之，少量黑云母和斜长石，其中钾长石含量约60%(贠晓瑞等, 2020)，因此定名为碱长花岗岩。黑色脉体大多为石英-电气石-方铅矿-闪锌矿(图4b)，应为后期气液成因，花岗岩侵位时代为238Ma(表1)。

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DR3井中1607m岩芯(HDR3-28-2)具闪长结构，矿物组成以角闪石和斜长石为主，黑云母次之，少量石英和绿泥石(图4e)。角闪石和斜长石粒度相近，但角闪石分布不均匀，多呈团块状，角闪石含量较多，在50%左右，含有少量石英；结合主微量元素特征可命名为高镁闪长岩，侵位时代为 239Ma(未发表数据)。

GR1、DR3井中碱长花岗岩、高镁闪长岩发育的电气石均呈细脉状(图4b, d, e)，而当家寺二长花岗岩中发育的电气石脉较宽，近20cm(图4a)；各脉体电气石镜下特征较为一致，总体为长柱状，横切面呈三角形或多边形长轴，宽约0.3～2.0mm，单偏光下具明显的多色性，呈深褐色、墨绿色及浅蓝色。在部分垂直电气石长轴的薄片中，电气石颗粒未显示出明显的环形分带特征，颜色较为均一(图5c, d)。

图5 共和盆地恰卜恰井下干热岩及当家寺岩体中电气石显微照片和BSE照片

3 分析方法

本次研究分别对GR1井中的碱长花岗岩(HGR1-11-1a和HGR1-11-1b)和DR3井中高镁闪长岩(HDR3-28-2)，以及当家寺岩体(5lyx330A和5lyx330B)等5件样品中发育的电气石脉进行电子探针、原位微量元素和原位B同位素分析，同时对当家寺花岗岩岩体进行锆石U-Pb定年。

3.1 锆石U-Pb年代学测试

将样品破碎，分离锆石，挑选晶型完好、无明显包裹体的颗粒用环氧树脂固定并抛光。利用锆石阴极发光(CL)图像分析锆石内部结构；挑选无裂缝、岩浆振荡环带发育的锆石开展激光剥蚀等离子质谱(LA-ICP-MS)U-Pb年龄分析。阴极发光(CL)显微照相在中国地质科学院地质研究所大陆构造与动力学重点实验室进行。锆石U-Pb年代学测试在北京快科赛默科技有限公司完成，实验仪器为安捷伦公司串联四级杆电感耦合等离子体质谱(Agilent ICP-MS/MS 8900)，搭载ESI公司准分子激光剥蚀系统New Wave NWR 193UC。激光采样为单点剥蚀，束斑和频率分别为20μm和5Hz，能量密度为3.5J/cm2，载气为高纯He气，流速为700mL/min。待激光剥蚀系统和ICP-MS/MS都开机预热完毕后利用NIST SRM610调谐使仪器的各项指标正常。测试样品时使用91500锆石进行同位素分馏校正，监控标样为Plešovice锆石。离线数据处理采用澳大利亚墨尔本大学同位素研究组开发的数据处理软件Iolite(Patonetal., 2010)，该软件优化了剥蚀孔下分馏模型，同时可调用激光日志文件，数据处理更加快捷与专业。锆石U-Pb年龄协和图与206Pb/238U加权平均年龄绘图计算使用IsoPlot 4.15。监控标样测试年龄值与推荐值在误差范围内一致。

3.2 电子探针

电气石电子探针成分测试(EPMA)是在中国地质科学院地质研究所使用日本电子JXA-8100型号的电子探针完成。测试过程中采用的加速电压为15kV，电流为2×10-8A，束斑直径为5μm。Si、Ti、Al、Fe、Mn、Mg、Ca、Na、K、P、F和Cl峰位的测试时间为10s，S、Sr、La、Ce和Y峰位的测量时间为20s，背景的测试时间为峰位的一半。采用ZAF法和SPI组合标样对数据进行基体校正。由于仪器条件所限，电子探针未能测试出轻元素(H、Li、B)的含量及Fe3+/∑Fe比值。对于氧化物含量大于1%的元素，测试精度(相对偏差RSD)优于2%。对于氧化物含量介于0.1%～1%的元素，测试精度(相对偏差RSD)优于20%。电气石的结构通式通过阳离子归一化方法，以结构式中四面体和八面体位置共计15个阳离子的标准计算得出(Henry and Dutrow, 1996)。电气石的Li2O、B2O3及H2O含量根据电气石化学通式及电价平衡计算得出。分析结果见我刊官网电子版附表1。

3.3 LA-ICP-MS原位微区微量元素分析方法

电气石的原位微量元素测试分析在北京科荟测试技术有限公司完成，所用仪器为AnalytikJena PQMS Elite型ICP-MS及与之配套的RESOlution 193nm准分子激光剥蚀系统。激光剥蚀所用斑束直径为50μm，频率为6Hz，能量密度约为4J/cm2，以高纯度氦气为载气。测试前先用NIST 610进行调试仪器，使之达到最优状态。LA-ICP-MS激光剥蚀采样采用单点剥蚀的方式，测试过程中首先遮挡激光束进行空白背景采集20s，然后进行样品连续剥蚀采集45s，停止剥蚀后继续吹扫20s清洗进样系统，单点测试分析时间85s。每隔10个剥蚀点插入一组NIST 610、NIST 612、BHVO-2G、BCR-2G、BIR-1G，以对元素含量进行定量计算(Pearceetal., 1997)。对分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量计算)采用软件ICPMSData Cal完成，基于NIST 612的精度检验显示所有分析元素的测试精度(以相对标准偏差表示)均优于10%。分析结果见官网电子版附表2。

表2 共和盆地三叠纪当家寺岩体(样品5lyx330B)的LA-ICPMS U-Pb同位素结果

3.4 电气石B同位素

电气石LA-MC-ICP-MS原位微区硼同位素分析在北京科荟测试技术有限公司完成。分析所用仪器为Thermo Scientific公司生产的Neptune Plus多接收等离子体质谱仪和RESOlution SE 193nm准分子激光剥蚀系统。检测环境：温度要求18～22℃，相对湿度<65%；根据样品扫描后的照片选择合适区域，利用激光剥蚀系统对电气石进行剥蚀。剥蚀采用点剥蚀，剥蚀直径一般为50μm，能量密度为6～8J/cm2，频率为8Hz。10B和11B用法拉第杯静态同时接收。采用高纯He作为载气，吹出剥蚀产生的气溶胶，送入 MC-ICP-MS进行质谱测试。测试前，以电气石硼同位素标样IAEA B4对仪器参数进行调试，分析过程以IAEA B4为标样，每个样品点前后测试2个标样点。采用标准-样品-标准法(SSB)对仪器质量歧视和同位素分馏进行校正。以电气石标样IMR RB1作为监控标样，本实验中IMR RB1分析点给出的δ11B结果为(-13.77±0.13)‰(2σ)，与Houetal. (2010)报道的-12.96‰±0.97‰(2σ)在误差范围内一致，分析结果见附表1。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb年龄 (330B)

本研究对当家寺西侧岩体进行测年。被测样品锆石(5lyx330B)自形程度较好，为长柱状或柱状，多数呈浅黄色或无色，少量为褐色。颗粒大小差别较大，长径为80～320μm，宽为50～150μm，长宽比为1:1～3:1；CL照片显示具有明显的震荡环带特征(图6)。样品5lyx330B中的锆石的232Th含量分别为113×10-6～503×10-6，235U的含量分别为268×10-6～783×10-6，对应的Th/U比值分别为0.38～0.85，多数锆石其Th/U比值在0.4以上(表2)，为典型的岩浆成因锆石特征(Hoskin and Schaltegger, 2003)。在5lyx330B样品中测试的32个点中有30个测点获得206Pb/238U平均年龄为242.3±2.8Ma(MSWD=0.30)(图6)，这也代表当家寺二长花岗岩体的结晶年龄，表明该期次岩浆活动发生在中三叠世(Anisian期)。

图6 共和盆地当家寺岩体U-Pb年龄协和图及典型锆石阴极发光图像

4.2 共和三叠纪中酸性侵入岩中电气石化学组成

电气石是自然界中常见的含硼矿物，并主要以副矿物形式出现，Henry and Dutrow (1996)可以通过对四面体-八面体中(T+Y+Z)结构单元的阳离子数标准化来计算电气石结构。其标准化学式为XY3Z6T6O18(BO3)3V3W，其中X=Na+、Ca2+、K+、空位；Y=Mg2+、Fe2+、Mn2+、Al3+、Li+、Fe3+、Ti4+；Z=Al3+、Mg2+、Fe3+；T=Si4+、Al3+、(B3+)；V=OH-、O2-；W=OH-、O2-和F-(Henryetal., 2011)。其中三价Fe可通过电子探针分析所获得的FeO组成进行电荷差换算获得。根据主化学元素占位情况的不同，电气石可分为许多不同的矿物种，最为常见的为黑电气石、镁电气石、钙镁电气石和锂电气石(蒋少涌, 2000)。自然界中，最常见的是端元之间的固溶体系列。其中，黑电气石-镁电气石和黑电气石-锂电气石两组是完全类质同象系列，而镁电气石和锂电气石之间是不混溶的(蒋少涌, 2000)。

共和盆地中酸性侵入岩中电气石电子探针主量元素分析结果见附表1。总体而言，SiO2(34.41%～36.98%)、Al2O3(26.65%～33.47%)、B2O3*(9.96%～10.60%)，FeO(7.39%～16.79%)、MgO(2.20%～7.98%)含量高且变化较小，TiO2(0.03%～2.67%)、MnO(0.01%～0.18%)、Na2O(1.51%～2.55%)、CaO(0.03%～2.50%)、K2O(0.01%～0.03%)含量低且变化大。根据X位置上阳离子的占位情况分类，共和盆地电气石花岗岩中电气石属于碱族电气石(图7a; Hawthorne and Henrys, 1999; Henryetal., 2011)。但在电气石的Na/(Na+Ca) 和Fe/(Fe+Mg) 类别图中以及Henry and Guidotti (1985)的Al-Fe-Mg(图8a)和Ca-Fe-Mg(图8b)三元图解中电气石存在明显差异。GR11A和GR11B多为碱族黑电气石(图7b, c)，与贫Li花岗岩及相关伟晶岩、细晶岩有关(图8)，多为岩浆成因电气石；而DR3-28则为碱族镁电气石(图7b, c)，与贫钙富铝的变质泥岩和变质砂岩熔融有关(图8)。330A和330B则为镁电气石-黑电气石过渡系列(图7b, c)，而偏于镁电气石，与贫Ca变质泥岩，变质砂岩和石英-电气石岩的部分熔融有关(图8)。

图7 共和盆地恰卜恰井下干热岩及当家寺岩体中电气石类别划分图

图8 共和盆地恰卜恰井下干热岩及当家寺岩体中电气石成分Al-Fe-Mg (a)和Ca-Fe-Mg (b)三角图(据Henry and Guidotti, 1985)

4.3 电气石微量元素特征

共和盆地三叠纪中酸性侵入岩中电气石LA-ICP-MS微量元素分析结果见我刊官网电子版附表2，在微量元素含量方面，DR3-28和当家寺岩体中的电气石具有较高的V、Cr含量，区别于GR1-11的电气石，这一特点与元素本身不易迁移有关，也与原岩性质有关。由于Sr、Ta和B 都是极易随流体迁移的元素，可以很好地指示流体迁移规律并反映水岩反应过程。其中当家寺岩体(330A和330B)中的电气石具有较高的Sr/Y比值(176.6～1161)，GR1井岩芯中电气石具有较高的Ta/Hf比值(8.06～53.09)，而DR3井岩芯中和当家寺岩体中的电气石的Ta/Hf比值则明显偏低(0.01～1.07)；因此，DR3井岩芯和当家寺岩体中的电气石推测是在同一流体作用下形成的，但由于原岩化学性质的略微差异，导致其微量元素发生明显的升高或降低。

纵使共和盆地三叠纪中酸性侵入岩中稀土元素存在很多低于检测限的测试值(附表2)，大体上仍能获得一个不完整的稀土配分曲线，但三类电气石稀土元素也具有各自的特征。电气石球粒陨石标准化稀土元素配分曲线见图9，总体呈现轻稀土元素、重稀土元素富集，亏损较为平均。LREE/HREE比值为0.16～2.87，(La/Yb)N比值在0.03～8.45；δEu除一个点低于1以外，其余均显示明显的正异常，在1.09～23.5之间。由于部分值低于0.001，在配分曲线图并没有显示(图9)。

图9 共和盆地恰卜恰井下干热岩及当家寺岩体中电气石的球粒陨石标准化稀土元素配分曲线图(标准化值据Boynton, 1984)

4.4 电气石硼同位素特征

为获取相对应的耦合数据，在LA-ICP-MS测试中，目标点位与EMPA测试点位完全一致，具体数据见附表1和表3。从所测得数据看出(表3、图10)，5个样品的共计约79个测点数据均较为集中，除5lyx330B的-7、-8和-9点的δ11B分别为-13.20‰、-12.91‰和-12.70‰，其余76个数据显示出一个较窄的比值范围-12.35‰～-11.02‰；5个样品的δ11B平均值也较为集中，分布在-11.93‰～-11.50‰。

图10 共和盆地恰卜恰井下干热岩及当家寺岩体中电气石的δ11B分布直方图

表3 共和当家寺岩体及干热岩岩芯中电气石的δ11B值

5 讨论

5.1 电气石的成因分析

电气石是由富硼铝硅酸盐矿物组成的一个矿物族群，遍布世界各地的沉积岩、变质岩、火成岩(特别是中酸性岩浆岩)以及各类热液矿床中。除主要元素外，电气石还含有Li、As、Cu、V、Sr等多种微量元素和稀土元素，各元素的含量随电气石形成环境可发生显著变化。电气石晶体内部元素扩散率极低，且能够在较宽的温压范围内(覆盖大部分地壳环境)保持稳定。因此，电气石能够较好记录并保存其形成时所在岩石、流体等环境的地质信息，其元素组成可以较准确的反映形成介质的化学组成特征。

共和盆地三叠纪中酸性侵入岩中的电气石微量元素组成大部分变化较大，幅度可达几个数量级，从低至检出限以下到100×10-6，大部分测试值集中在0.1×10-6～10×10-6；10×10-6～100×10-6的元素有V、Cr、Pb；大于100×10-6元素有Zn、Sr、S以及Sn等。电气石微量元素组成在一定程度上可以反映共生矿物组合的属性及化学组成。即说明与电气石共生的矿物主要为含Pb、Zn、Sn等硫化物，这与电气石脉共生的方铅矿，闪锌矿的地质事实一致。

Yavuzetal. (2011)通过对土耳其东北部的铜-铅-锌矿床中的电气石的化学组成进行研究时发现电气石与花岗质围岩间的HREE存在分馏，并认为该过程是电气石结晶生长过程中通过热液流体活动完成。本文通过对比电气石的稀土元素配分曲线与花岗质围岩的稀土元素配分曲线(图9)，可以看到围岩的稀土元素配分模式表现为右倾模式，LREE富集，HREE较为平缓，存在明显的Eu负异常(陈希节等, 2020)；而电气石的稀土元素配分模式则为凹面朝上，多数HREE相对LREE富集(LREE/HREE为0.16～2.87；平均值为0.94)。同时有明显Eu正异常，绝大多数在1.09～23.5之间(图9)。

Sverjensky (1984)通过理论计算认为在温度高于250℃时，Eu主要是以二价形式存在，故大多数形成电气石的热液流体中Eu应该是以Eu2+形式进入电气石晶体，也就是电气石出现显著的正Eu异常(1.09～23.5)意味流体温度高于250℃，这也符合岩浆成因的电气石的特征。研究表明，岩浆成因的电气石是均一的，没有成分上的分带性，且以高Fe/Mg比值和在Y位具有高Al阳离子数为特征，而热液成因的电气石一般存在组分上的震荡分带，以富Mg、Y位中无Al或低Al为特征(London and Manning, 1995)。岩相学观察结果表明，大多数电气石样品无明显的光学分带(图5)，显示出非热液蚀变成因电气石的光学特征。并具有较高的Fe/Mg比值(1.09～6.23)，在Y位上具有较高的Al阳离子数，部分高达0.47；结合其微量元素特征和镜下光学特征，可以得知该电气石应为岩浆成因为主。

5.2 电气石的流体源区特征

硼(B)同位素在熔体或者流体中十分容易发生迁移，同时具有两个稳定的同位素10B和11B。但由于10B和11B具有较大的质量差，11B在脱水过程中优先进入流体相中(特别是中酸性流体中)，10B则更倾向于进入残留固相中，从而导致硼同位素分馏，因此可根据两者之间分馏的程度来示踪地质过程和物质循环(De Hoog and Savov, 2018; 林秋婷等, 2020; 郭顺, 2021; 朱斯豹等, 2017)。通常岛弧及其弧下交代地幔楔具有较高的B含量和δ11B，而大陆俯冲板块(包括大陆表壳岩石和沉积物等)具有较低的B含量和较轻的B同位素组成(δ11B=-9.1%)。自然界中，不同岩石组合硼同位素组成差异显著，δ11B值跨度较大(-37‰～+58‰)(蒋少涌, 2000)。例如，海相沉积岩或者遭受了海水蚀变的岩浆岩的电气石，均具有较高的δ11B值(>0‰)(Marschall and Jiang, 2011)，并且呈现规律性地变化(图11)：封闭盐湖卤水(>40‰)>海水(39.5‰)>海相硼矿物(18.20‰～31.73‰)>海相沉积物(13.9‰～25.2‰)>海水交代岩石(4.51‰～10.85‰)，存在于海水的硼化物只有硼酸和硼酸根离子，海水的酸碱值约8.2，含有多数的硼酸和硼酸离子(Hilaletal., 2011)；现代海水中硼含量约为4.5×10-6，δ11B约为39.6‰(Spivack and Edmond, 1987)，低温蚀变过程或洋底风化可导致MORB的B含量升高，达9×10-6～70×10-6(最高104×10-6)，其δ11B从0‰到18‰。蛇纹石化的岩石圈地幔相较亏损地幔明显富集硼(10×10-6～91×10-6)，δ11B具有高度变化且正的值(主体从7‰到20‰)，俯冲沉积物中的硼浓度资料相对较为缺乏，总体在1×10-6～150×10-6，远洋粘土和浊流沉积物则具有较高的硼含量(林秋婷等, 2020)。Syros岛上由俯冲洋壳释放出的含水流体交代形成的电气石具有异常高的δ11B值(+18‰～+28‰)(Marschalletal., 2006)；变质流体中结晶形成的电气石，其δ11B值为-17.1‰～-16.0‰(Jiangetal., 2008)；与非海相蒸发岩有关的澳大利亚Broken Hill矿床中的电气石有着更低的δ11B值(-27‰～-17‰)(图11; Marschall and Jiang, 2011)。

图11 不同环境和岩石类型中电气石硼同位素特征及推测的B源区(据Marschall and Jiang, 2011修改)

大陆地壳相较于蚀变洋壳明显富集轻硼同位素组成，大部分大陆地壳岩石的δ11B为负值(图11)，其中I型岩浆岩(源岩为火山岩)具有相对偏重的δ11B组成(均值为-2‰)，S型岩浆岩(源岩为沉积岩)的硼同位素组成更轻(大部分δ11B为-8‰～-20‰)(代作文等, 2019)。另外，一些伟晶岩的δ11B甚至可达-30‰。Marschalletal. (2017)确定的大陆地壳δ11B均值为-9.1‰±2.4‰。共和盆地当家寺花岗岩中的电气石δ11B值多数分布在-11.5‰～-11.93‰，位于喜马拉雅淡色花岗岩电气石δ11B值变化范围内(-18.9‰～-6.6‰)(Yangetal., 2015; Gouetal., 2017; Huetal., 2018; 代作文等, 2019)，远低于海相沉积岩或遭受过海水蚀变的岩浆岩或者产于其中电气石和流体的δ11B值(Marschall and Jiang, 2011)，也不同于变质流体中结晶形成的电气石(Jiangetal., 2008)。研究表明，通常源自壳源沉积物的花岗岩中的电气石有着非常类似的δ11B值，并与大陆地壳的平均δ11B值(-10‰±3‰)非常接近，例如，戴加祺等(2018)测得江西相山铀矿田含铀碎斑熔岩中电气石δ11B值为-13.15‰～-12.28‰，认为主要是陆壳变质沉积岩经部分熔融形成；郭海锋等(2014)对湘南上堡花岗岩中原生电气石分析，获得δ11B值为-13.62‰～-11.87‰，认为该花岗岩最可能的源区就是邻近花岗岩体的石炭-二叠系的沉积地层或深埋在地壳中的沉积物质。共和盆地三叠纪中酸性侵入岩电气石的B同位素结果表明，在δ11B值频率分布直方图中，除5lyx330B的-7、-8和-9点的δ11B分别为-13.20‰、-12.91‰和-12.70‰，其余76个数据显示出一个较窄的比值范围-12.35‰～-11.02‰；5个样品的δ11B平均值也较为集中，表现出明显的塔式效应，分布在-11.93‰～-11.5‰。反映其源区可能主要为变质沉积岩的部分熔融。

在电气石主量元素分类投影图中，DR3-28的全部样品均落入镁电气石区域内，GR11A和GR11B的样品则多数属于黑电气石，330A和330B则多数位于两者之间。Pirajno and Smithies (1992)系统研究了南非、纳米比亚和新西兰等地与花岗岩有关的Sn和W-Sn成矿过程中的电气石，认为Fe#值(FeO/(FeO+MgO))，可以清楚地区分Sn-W矿床是近花岗岩端矿床还是远花岗岩端矿床，具体表现为：高Fe#值(>0.8)是形成于花岗岩内部体系或近源脉体系中电气石的标志；中等Fe#值(0.8～0.6)是近源到远源脉体系内电气石的标志；而低Fe#(<0.6)电气石及有关矿床的形成或许反映了流体远距离运移的结果。共和三叠纪中酸性侵入岩中的电气石Fe#值多0.6～0.8之间，只有DR3-28的电气石明显低于0.6(图12)。此外，在Al-Fe-Mg(图8a)和Ca-Fe-Mg(图8b)三元图解中，DR3-28多数落入5区域，即与Al饱和相不共存的变质泥岩、变质砂岩区域；GR11A和GR11B则落入2区域，即贫Li花岗岩及相关伟晶岩、细晶岩区域；330A和330B则多数落入6区域，即富Fe3+石英-电气石岩，钙硅酸岩及变质泥岩。因此，岩相学和化学特征均表明共和盆地三叠纪中酸性侵入岩中电气石为岩浆电气石，并且来自远近不同源区的含B流体。值得注意的是共和盆地三叠纪中酸性侵入岩中电气石具有较高的Sn含量(平均值为109×10-6)，是否与区域成矿有关，值得进一步探讨。根据前人对共和盆地周缘印支期岩体的研究，可以得知印支期早期(249～235Ma)花岗岩类可能形成于俯冲陆壳断离的动力学背景(张宏飞等, 2006)，干热岩GR1井和DR3井中的岩石组合显示大陆边缘弧环境(陈希节等, 2020)；而晚三叠世时期，该区域整体处于碰撞期或后碰撞期，陆壳加厚发生部分熔融形成S型花岗岩，如温泉岩体(218Ma)，具有较低的εNd(t)值(-6.1～-4.8)(张宏飞等, 2016)；结合本文研究结果，可以看出含硼的流体可能是晚三叠世时期与陆壳加厚部分熔融形成的岩浆活动有关，并侵位于早期具有俯冲背景的I型花岗岩中。