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    西藏冈底斯带始新世曲水岩基的岩浆混合作用:来自斜长石阴极发光特征和成分变化的证据

    阮冰 骆必继 张宏飞 郭亮 徐旺春 赵新福 张文 郭京梁

    阮冰, 骆必继, 张宏飞, 郭亮, 徐旺春, 赵新福, 张文, 郭京梁, 2019. 西藏冈底斯带始新世曲水岩基的岩浆混合作用:来自斜长石阴极发光特征和成分变化的证据. 地球科学, 44(6): 1834-1848. doi: 10.3799/dqkx.2018.397
    引用本文: 阮冰, 骆必继, 张宏飞, 郭亮, 徐旺春, 赵新福, 张文, 郭京梁, 2019. 西藏冈底斯带始新世曲水岩基的岩浆混合作用:来自斜长石阴极发光特征和成分变化的证据. 地球科学, 44(6): 1834-1848. doi: 10.3799/dqkx.2018.397
    Ruan Bing, Luo Biji, Zhang Hongfei, Guo Liang, Xu WangChun, Zhao Xinfu, Zhang Wen, Guo Jingliang, 2019. Magma Mixing of the Eocene Quxu Batholith from the Gangdese Magmatic Belt, South Tibet: Evidence from Cathodoluminescence Characteristics and Composition Changes of Plagioclase. Earth Science, 44(6): 1834-1848. doi: 10.3799/dqkx.2018.397
    Citation: Ruan Bing, Luo Biji, Zhang Hongfei, Guo Liang, Xu WangChun, Zhao Xinfu, Zhang Wen, Guo Jingliang, 2019. Magma Mixing of the Eocene Quxu Batholith from the Gangdese Magmatic Belt, South Tibet: Evidence from Cathodoluminescence Characteristics and Composition Changes of Plagioclase. Earth Science, 44(6): 1834-1848. doi: 10.3799/dqkx.2018.397

    西藏冈底斯带始新世曲水岩基的岩浆混合作用:来自斜长石阴极发光特征和成分变化的证据

    doi: 10.3799/dqkx.2018.397
    基金项目: 

    国家重点研发计划项目 2016YFC0600309

    国家自然科学基金 41730211

    地质过程与矿产资源国家重点实验室科技部专项经费资助 MSFGPMR201601-2

    详细信息
      作者简介:

      阮冰(1995-), 女, 硕士, 主要从事岩浆岩研究

      通讯作者: 骆必继
    • 中图分类号: P581

    Magma Mixing of the Eocene Quxu Batholith from the Gangdese Magmatic Belt, South Tibet: Evidence from Cathodoluminescence Characteristics and Composition Changes of Plagioclase

    • 摘要: 斜长石作为主要造岩矿物,是研究岩石成因、示踪岩浆演化和岩浆混合过程的有效工具.对冈底斯带曲水岩基始新世花岗闪长岩、二长花岗岩、闪长岩脉和暗色包体中的斜长石进行了阴极发光图像结构特征、电子探针主量元素和LA-ICP-MS微量元素成分的分析,揭示了斜长石复杂环带的成因和相关的岩浆过程.该区斜长石的阴极发光图像呈现出多种颜色且与其An值相对应,随着An值降低依次为绿色、蓝色和暗灰色或暗红色等,并发育补丁状环带、筛状环带、韵律环带等.花岗闪长岩、二长花岗岩中斜长石的An值具有相似的变化范围(20~55),而闪长岩脉和暗色包体中An值的变化范围较大(25~85),表明曲水岩基经历了复杂的开放过程.微量元素结果表明:花岗闪长岩与闪长岩脉和暗色微粒包体具有相同的Sr含量范围(600×10-6~1 100×10-6);而二长花岗岩的Sr含量(1 000×10-6~2 400×10-6)整体高于前者.以上研究表明,花岗闪长岩中阴极发光呈现绿色的核部或幔部是偏中性岩浆注入寄主岩岩浆混合的结果;具有高Sr含量的二长花岗岩认为是高Sr含量的岩浆结晶形成的;闪长岩脉和暗色微粒包体中的筛状结构斜长石为寄主岩捕掳晶.
    • 图 1  (a) 青藏高原地质简图、(b)拉萨地块地质简图和(c)曲水岩基地质图及采样点位置

      Figure 1.  A geological sketch map of the Tibetan plateau (a), a geological sketch map of the Lhasa block (b) and a geological map of the Quxu and sampling location (c)

      a据Yin and Harrison(2000)修改;b据Chung et al.(2009)修改;c据Mo et al.(2005)修改

      图 2  曲水岩基的野外及岩相学特征

      Figure 2.  Field and petrographic characteristics of the Quxu plution

      a.花岗闪长岩中的包体,呈卵状、水滴状,大小不一,大多数集中在20~30 cm;b.闪长岩脉体侵入花岗闪长岩中;c.D16T01,花岗闪长岩,主要矿物组成为斜长石、石英、钾长石、黑云母、角闪石;d.D16T14-2,似斑状二长花岗岩,斑晶为钾长石,基质为钾长石、石英、斜长石、角闪石、黑云母;e.D16T03,闪长岩,主要矿物组成为斜长石、角闪石、黑云母;f.D16T06,暗色包体,主要矿物组成为斜长石、角闪石、钾长石、黑云母.Qtz.石英;Pl.斜长石;Kfs.钾长石;Bt.黑云母;Hbl.普通角闪石

      图 3  花岗闪长岩中的特征斜长石环带阴极发光环带和成分趋势

      Figure 3.  The cathodoluminescence microphotogaphs and composition profiles of plagioclase zoning from granodiorite

      a.D16T01-2-1,核-边结构,核部绿色斑块An值高,边部暗红色;b.D16T01-3-1,核-幔-边结构,核部和边部均为暗红色,An值相似,微量元素Sr、Ba含量有差别,幔部为蓝色斑块;c.核-边结构,核部蓝色斑块;d~f为电子探针和微区元素含量分析的An值的变化趋势图;g~i为微区元素含量分析Sr、Ba的变化趋势图

      图 4  二长花岗岩中的特征斜长石环带阴极发光环带和成分趋势

      Figure 4.  The cathodoluminescence microphotogaphs and composition profiles of plagioclase zoning from monzogranite

      a.D16T07-1-1-5,核-边结构,核部绿色斑块An值高,边部暗红色;b.D16T11-1-1-1,核-边结构,整体Sr含量较低;c.D16T14-2-4-1,核-边结构,核部蓝绿色斑块;d~f为电子探针和微区元素含量分析的An值的变化趋势图;g~i为微区元素含量分析Sr、Ba的变化趋势图

      图 5  闪长岩脉和暗色包体中的特征斜长石环带阴极发光环带和成分趋势

      Figure 5.  The cathodoluminescence microphotogaphs and composition profiles of plagiolase zoning from diorite and mafic microgranular enclave

      a.D16T03-1-3,核-边结构,闪长岩脉中原生斜长石,核部亮绿色斑块An值高,可达80,边部暗红色;b.D16T03-4-2,核-幔-边结构,捕掳晶,幔部绿色筛状环带An值较核部和边部高;c.D16T10-7-1,核-幔-边结构,捕掳晶,幔部绿色环带An值较高,核部含有许多细小矿物;d~f为电子探针和微区元素含量分析的An值的变化趋势图;g~i为微区元素含量分析Sr、Ba的变化趋势图

      图 6  An值变化范围

      Figure 6.  The variation range of An content

      a.花岗闪长岩An值变化范围图,斜长石属于奥长石-拉长石系列;b.二长花岗岩An值变化范围,与花岗闪长岩范围相同;c.闪长岩脉An值变化范围,斜长石属于中长石-培长石范围;d.暗色微粒包体中斜长石An值变化范围,属于奥长石-培长石范围

      图 7  An-Sr图解(a、c)和Sr-Ba图解(b、d)

      Figure 7.  An-Sr diagrams(a, c) and Sr-Ba diagrams(b, d)

      a.花岗闪长岩、闪长岩和MME的An-Sr图解;b.花岗闪长岩、闪长岩和MME的An-Ba图解;c.二长花岗岩的An-Sr图解,蓝色A区域代表花岗闪长岩的An-Sr分布范围,绿色B区域代表闪长岩和暗色包体的An-Sr分布范围;d.二长花岗岩的An-Ba图解

      图 8  曲水岩基斜长石环带的结构及组成特征

      Figure 8.  Summary of textures and chemical characteristics of plagioclase in Quxu batholith

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    出版历程
    • 收稿日期:  2018-09-30
    • 刊出日期:  2019-06-01

    西藏冈底斯带始新世曲水岩基的岩浆混合作用:来自斜长石阴极发光特征和成分变化的证据

      通讯作者: 骆必继, luobiji@163.com
      作者简介: 阮冰(1995-), 女, 硕士, 主要从事岩浆岩研究
    • 1. 中国地质大学地球科学学院, 湖北武汉 430074
    • 2. 中国地质大学资源学院, 湖北武汉 430074
    • 3. 中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室, 湖北武汉 430074
    基金项目:  国家重点研发计划项目 2016YFC0600309国家自然科学基金 41730211地质过程与矿产资源国家重点实验室科技部专项经费资助 MSFGPMR201601-2

    摘要: 斜长石作为主要造岩矿物,是研究岩石成因、示踪岩浆演化和岩浆混合过程的有效工具.对冈底斯带曲水岩基始新世花岗闪长岩、二长花岗岩、闪长岩脉和暗色包体中的斜长石进行了阴极发光图像结构特征、电子探针主量元素和LA-ICP-MS微量元素成分的分析,揭示了斜长石复杂环带的成因和相关的岩浆过程.该区斜长石的阴极发光图像呈现出多种颜色且与其An值相对应,随着An值降低依次为绿色、蓝色和暗灰色或暗红色等,并发育补丁状环带、筛状环带、韵律环带等.花岗闪长岩、二长花岗岩中斜长石的An值具有相似的变化范围(20~55),而闪长岩脉和暗色包体中An值的变化范围较大(25~85),表明曲水岩基经历了复杂的开放过程.微量元素结果表明:花岗闪长岩与闪长岩脉和暗色微粒包体具有相同的Sr含量范围(600×10-6~1 100×10-6);而二长花岗岩的Sr含量(1 000×10-6~2 400×10-6)整体高于前者.以上研究表明,花岗闪长岩中阴极发光呈现绿色的核部或幔部是偏中性岩浆注入寄主岩岩浆混合的结果;具有高Sr含量的二长花岗岩认为是高Sr含量的岩浆结晶形成的;闪长岩脉和暗色微粒包体中的筛状结构斜长石为寄主岩捕掳晶.

    English Abstract

    • 岩浆混合作用是花岗岩类岩石形成和岩浆演化的一种重要机制, 长期以来受到了众多学者的关注, 对研究岩浆起源和演化、岩浆混合作用和壳幔相互作用具有重大的科学意义(Pietranik and Koepke, 2009; 莫宣学, 2011; 陈国超等, 2017).前人通过野外观察、岩相学、全岩地球化学和同位素组成对识别和重建岩浆的混合作用过程进行大量的研究, 并取得丰硕的成果(Landi et al., 2004; Browne et al., 2006; Pietranik and Koepke, 2009; 陈国超等, 2017, 2018).研究结果表明岩浆混合过程并不是两端元岩浆成分简单的、机械的混合, 而可能是多期混合演化, 并伴随有分离结晶、同化混染或基性岩浆再注入等作用(Humphreys et al., 2006; Ginibre and Wörner, 2007).近年来, 显微照相技术和微区分析技术的进展, 使得我们可以在矿物微区尺度研究这些岩浆作用过程.自20世纪60年代开始, 阴极发光开始应用于地质学, 可用于斜长石环带的研究.利用偏光显微镜阴极发光技术可观察到其他常规成分测试法不易识别或容易忽略的多种矿物的生长结构, 该项技术是进行后续成分分析的有效研究手段, 可为重建矿物形成演化过程提供重要信息(徐惠芬和陈涛, 1987; 赖勇, 1995).斜长石作为岩浆岩中最常见的矿物, 其晶体内环带受结晶时的温度、压力和挥发性组分的含量变化控制.环带形成后, 由于NaSi-CaAl之间的相互扩散速率非常低, 主要元素环带结构在很长时间内不会因为扩散作用而改变, 因而可以从高温岩浆演化过程中保存下来.斜长石的成分环带能很好的记录岩浆温度、压力和组分的变化, 已经被证明是示踪岩浆演化过程和岩浆混合作用非常重要的指示矿物之一(Ginibre et al., 2002; Ginibre and Wörner, 2007; Pietranik and Koepke, 2009, 2014; 李原鸿等, 2016; 陈国超等, 2017).

      西藏冈底斯带位于班公湖-怒江缝合带与雅鲁藏布江缝合带之间, 以多期次的岩浆活动和复杂的岩浆岩类型为特征(莫宣学等, 2005; 潘桂堂等,2006).前人对冈底斯带岩浆混合作用做了大量研究, 揭示了许多表征岩浆混合作用发生的证据.20世纪90世纪中期以来, 江万等(1999)莫宣学等(2005)研究了冈底斯中段的花岗岩及其中铁镁质微粒包体的岩石学和岩石地球化学, 认为花岗岩中有相当数量的地幔组分, 属于壳-幔混合产物.李胜荣等(2006)从矿物学角度出发, 对西藏曲水岩体的花岗闪长岩、石英闪长岩及微粒铁镁质包体中的斜长石、钾长石、角闪石、黑云母及暗色矿物包体等进行了研究, 揭示了岩浆混合作用的存在.黄玉等(2010)对冈底斯中段的仁布岩体和拉萨岩体进行了系统的元素、Sr-Nd-Pb同位素和锆石U-Pb定年与Hf同位素研究, 进一步揭示了冈底斯岩基中段存在岩浆底侵和岩浆混合作用, 为印度-亚洲大陆俯冲-碰撞过程有关的壳幔相互作用、陆壳增长等动力学过程增加新的证据.陆天宇等(2016)对冈底斯南部尼木二长花岗岩中的斜长石、角闪石和黑云母进行了内部结构与成分分析, 发现发育复杂成分环带和具有熔蚀环带的斜长石和角闪石包裹黑云母结构的显微结构特征, 这些显微结构特征为揭示冈底斯带的岩浆混合作用提供了新证据. Ma et al. (2017)对冈底斯岩浆带东部Caina附近的曲水岩基(拉萨以南约20 km)中丰富的镁铁质包体进行了研究, 其野外露头的岩石学结构如细脉、双包体、岩浆流和矿物显微结构证据(斜长石的斑晶、不完整环带、嵌晶结构等)和锆石U-Pb年龄和Hf同位素组成揭示了冈底斯岩浆带岩浆混合作用发生在50 Ma左右, 这些镁铁质包体与其寄主岩是同时代的.角闪石Al压力计表明镁铁质包体和其寄主岩侵位深度在11~13 km.本文选择曲水岩基的主体组成花岗闪长岩和二长花岗岩为研究对象, 对其中的斜长石环带的阴极发光图像特征和成分变化进行了详细的研究, 进一步揭示了冈底斯中段存在岩浆混合作用, 为研究冈底斯岩浆带花岗岩类的成因和岩浆动力学过程提供了新的依据.

      • 青藏高原是由4个近东西向的构造地块南北向拼贴而成, 以雅鲁藏布江缝合带、班公湖-怒江缝合带和金沙江缝合带为界, 由南向北分成印度板块、拉萨地块、羌塘地块和松潘-甘孜地块(图 1a) (Yin and Harrison, 2000; Ji et al., 2009).青藏高原是我国岩浆岩最发育的地区之一, 出露元古宇到新生代各个地质时期多种类型的火山岩及侵入岩, 出露面积约为30万km2, 占全区面积的10%以上(莫宣学, 2011).岩浆岩主要集中在3个地区:冈底斯-念青唐古拉构造岩浆岩带(简称冈底斯带), 占西藏岩浆岩出露面积的80%以上, 主要出露中-新生代岩浆岩; 金沙江-澜沧江-怒江(简称“三江”)构造-岩浆岩带, 主要出露晚古生代-晚三叠世岩浆岩;昆仑-祁连构造-岩浆岩带, 主要出露元古宇、早古生代和晚古生代-晚三叠世岩浆岩(莫宣学,2011).

        图  1  (a) 青藏高原地质简图、(b)拉萨地块地质简图和(c)曲水岩基地质图及采样点位置

        Figure 1.  A geological sketch map of the Tibetan plateau (a), a geological sketch map of the Lhasa block (b) and a geological map of the Quxu and sampling location (c)

        拉萨地体位于班公湖-怒江缝合带以南, 雅鲁藏布江缝合带以北, 是一条长约2 500 km, 宽150~ 300 km, 面积达45万km2的巨型构造-岩浆带, 从中间往东-西两侧逐渐变窄(莫宣学等, 2005; 潘桂堂, 2006; Ji et al., 2009).以狮泉河-纳木错蛇绿混杂岩带和洛巴堆-米拉山断裂带为界, 拉萨地体由南向北可以分为南拉萨、中拉萨、北拉萨3个次级构造单元.狭义的冈底斯岩浆带(南拉萨地体), 沿雅鲁藏布江缝合带北侧东西向展布, 呈狭长的带状,作为拉萨地体中岩浆分布最为集中的区域(潘桂棠等, 2006), 古新世-始新世是冈底斯岩浆活动作为剧烈的时期, 且在50 Ma左右达到岩浆活动的顶峰(图 1c).其岩石类型复杂多样, 包括辉长岩、辉长闪长岩、二长花岗岩、闪长岩、花岗闪长岩和花岗岩等各种类型.该期岩浆侵入活动伴随的火山喷发作用也非常强烈, 形成大规模同碰撞的林子宗火山岩(Wen et al., 2008; Ji et al., 2009).大多数的岩浆岩以正的锆石εHf(t)值和正的全岩εNd(t)值为特征, 表明其源自新生地壳或亏损地幔的部分熔融(莫宣学等, 2011; 邹洁琼等, 2018).该带最大的曲水岩基是冈底斯岩浆带研究中的重点和热点, 如前所述, 许多学者已对其开展了较为系统的地质调查和研究(Wen et al., 2008; Ji et al., 2009).

        曲水岩基位于南拉萨地体(冈底斯岩浆带)中段, 主要展布于雅鲁藏布江缝合带北侧的南木林-尼木-曲水一带, 侵位于中生代地层中, 为典型的复式花岗岩基,其SHRIMP锆石U-Pb年龄为52.2~47.0 Ma(图 1c), 与林子宗火山岩时代相近,被认为是陆陆碰撞的产物(Mo et al., 2005; 莫宣学等, 2005; 李胜荣等, 2006).该岩基的主要岩性为石英闪长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩和似斑状黑云母二长花岗岩.岩体中含有大量暗色镁铁质微粒包体(MMEs), 其南侧有镁铁质-超镁铁质小岩体成带分布(莫宣学, 2011).

      • 描述曲水岩基侵位于从晚三叠到早侏罗世的一套沉积火山岩系中, 由中基性火山岩、板岩和灰岩组成, 并遭受大理岩化和绿帘角闪岩化的变质作用.曲水岩基岩性多样, 从基性到酸性包含有辉长岩、闪长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩和花岗岩等.其中以花岗闪长岩和二长花岗岩发育最为广泛, 且岩基中发育有大量的镁铁质包体和闪长岩细脉.本文主要对聂当村和热堆乡附近曲水岩基占主体的花岗闪长岩、二长花岗岩及其所含的闪长质脉体和镁铁质包体进行了采样研究(图 1c), 现对本次研究的样品分别描述如下.

      • 花岗闪长岩位于聂当村南部, 面积60 km2, 侵位于侏罗世-白垩世的地层中, 岩体东部局部被第四纪沉积物覆盖.前人在花岗闪长岩中获得44~56 Ma的SHRIMP锆石U-Pb年龄(图 1c)(Mo et al., 2005).岩石整体呈现灰黑色, 具全晶质中粗粒结构,块状构造.主要矿物组成为斜长石(35%~55%), 石英(20%~25%),钾长石(15%~20%),黑云母(5%~10%), 角闪石(3%~5%).副矿物有榍石、磷灰石, 锆石和磁铁矿.斜长石(2~4 mm)半自行板状晶体, 双晶较为发育, 发育有环带且清晰可见, 部分斜长石晶体包含细粒黑云母和角闪石(图 2c).钾长石(2.0~2.5 mm)半自形-他形板状(图 2c).石英(1.5~2 mm)他形粒状, 表面干净(图 2c).角闪石(2~3 mm)他形-半自形柱状, 具有明显的多色性(图 2c).黑云母(1.5~2.0 mm)自形-半自形片状,多色性明显.可见轻微的绿泥石化和绢云母化(图 2c).

        图  2  曲水岩基的野外及岩相学特征

        Figure 2.  Field and petrographic characteristics of the Quxu plution

      • 该样品采自岩体北部的热堆村附近, 面积约90 km2, 侵位于侏罗世-白垩世的地层中, 其形成时代与花岗闪长岩近同时(图 1c).岩石整体呈现浅肉红色, 似斑状结构, 斑晶为钾长石, 自形-半自形板状, 粒度可达1 cm, 含量约10%, 部分钾长石斑晶内部含有细粒斜长石、黑云母和角闪石.岩石的主要矿物组成为钾长石(25%~35%)、石英(20%~ 25%)、斜长石(15%~20%)、角闪石(3%~5%)以及黑云母(5%~10%).副矿物有榍石、磷灰石、锆石和磁铁矿.斜长石(1~2 mm)半自形-自形板状, 表面干净, 可见聚片双晶和韵律环带.部分斜长石发育有嵌晶结构, 包含有细小的黑云母和角闪石(图 2d).钾长石(1~3 mm)半自行-他形板状, 发育有格子双晶, 部分具有条纹及卡斯巴双晶, 为条纹长石和微斜长石(图 2d).角闪石(0.5~1.5 mm)自形-半自形柱状, 具有明显多色性(图 2d).黑云母(0.5~1.0mm)自形-半自形片状, 具有明显多色性(图 2d); 石英(0.2~2.0 mm)他形粒状, 干净, 常呈填隙状出现, 局部可见蠕英结构(图 2d).少量的黑云母、角闪石遭受了绿泥石化蚀变(图 2d).

      • 闪长岩呈细脉状侵入寄主花岗岩类中(图 2b),在花岗闪长岩和二长花岗岩中均有发育, 规模一般较小, 长度几米到几公里之间.岩石呈灰黑色, 全晶质中细粒状, 1.0~1.5 mm,主要矿物为斜长石(55%~60%)、角闪石(30%~35%)、黑云母(5%左右)及少量的石英.斜长石(0.5~2.5 mm)自形-半自形板状, 表面干净, 聚片双晶发育, 斜长石核部可见黑色的熔蚀环带(图 2e); 角闪石(0.5~2.0 mm)半自形-他形粒状, 具有多色性, 部分晶体呈筛状熔蚀结构, 其中充填有蠕虫状长石和石英(图 2e); 黑云母(0.5~1.5 mm)自形片状, 多色性明显(图 2e);石英为他形粒状, 常呈填隙状出现(图 2e).副矿物为磁铁矿、磷灰石等, 部分磷灰石呈针状.

      • 岩体中发育有暗色微粒包体, 一般为深灰色,常呈卵形、水滴状和叶片状, 大小不一(图 2a), 小者几厘米, 大者可达1~2 m, 以20~40 cm最为常见,分布不均匀, 在局部地段包体密集分布.其矿物成分主要为斜长石(30%~50%)、角闪石(15%~ 30%)、黑云母(15%~25%)和石英(3%~5%).斜长石(0.2~1.0 mm)半自形板状, 发育双晶和环带,部分斜长石有熔蚀(图 2f); 黑云母(0.2~0.5 mm)半自形片状(图 2f); 角闪石(0.2~1.0 mm)半自形柱状; 石英他形粒状.副矿物主要为磁铁矿、榍石、磷灰石和锆石.斜长石条状晶体构成格架, 晶体间充填角闪石、黑云母和石英等矿物.

      • 本文对曲水岩基花岗闪长岩、二长花岗岩、闪长岩脉和暗色微粒包体中的长石进行了阴极发光的拍照工作, 阴极发光可准确的确定长石内部的结构, 而不对样品的组成造成任何破坏.阴极发光图像在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源重点实验室采集, 利用便捷安装在Leica显微镜载物台上的英国CL8200 MK5阴极发光装置上分析完成, 工作的电源为200 V, 5 Hz交流电源.首先将待分析的薄片和探针片样品放入真空腔中, 抽取成真空, 电子枪的样品室盖板工作距离一般在5~9 mm.等抽取到极限真空后(0.3 Pa), 激发并维持稳定的电压和束流, 最佳工作束流一般在100~500 μA, 阴极高压达到10 kV时, 样品可被激发出很高的亮度.

        在显微观察和CL图像的基础上, 选取薄片中代表性矿物进行标示并对其编号, 方便在测试过程中定位, 然后对测试样品进行微区拍照, 用于核对矿物形态, 明确探针实验打点位置.矿物主量元素分析在中国地质大学(武汉)地球科学学院的全球构造中心使用JEOL JXA-8230电子探针微量分析仪完成.测试前, 先用X型真空喷镀仪对所选取的薄片喷镀一层导电碳膜.实验工作条件为:15 kV加速电压, 20 nA探针电流和2 μm或5 μm光束直径.使用ZAF算法校正原始X射线强度.

        微区元素含量分析在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室(GPMR)利用LA-ICP-MS完成.激光剥蚀系统为GeoLas 2005,波长为193 nm, 频率为6 Hz, 测试仪器为Agilent 7500 a.激光剥蚀过程中采用氦气作为载气, 氩气为补偿气以调节灵敏度, 二者在进入ICP之前通过一个T型接头混合.每次分析过程中包含20~30 s的空白信号, 以及50 s的样品信号, 激光测试时的束斑大小为44 μm.实验数据分析使用多外标、无内标法(Liu et al., 2008)对元素含量进行定量计算, 使用的标样为USGS参考玻璃BCR-2G、BIR-1G和BHVO-2G.每进行8~10次样品分析之后测定一次NIST SRM610标样, 用于监控仪器运行状态以及校正灵敏度.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ICPMS DataCal(Liu et al., 2008)完成, 所测得标准样品中主量元素含量相对于推荐值的偏差基本在5%以内, Sr的偏差在10%以内(图 3; Liu et al., 2008).

        图  3  花岗闪长岩中的特征斜长石环带阴极发光环带和成分趋势

        Figure 3.  The cathodoluminescence microphotogaphs and composition profiles of plagioclase zoning from granodiorite

      • 本次研究中, 曲水花岗闪长岩、二长花岗岩、闪长质脉体和包体中代表性的斜长石环带CL特征及实验打点位置分别如图 3~6所示.所有样品的斜长石环带CL的颜色均变化多样, 主要有绿色、蓝色和暗灰色或暗红色等, 显示出曲水岩体不同岩性中的斜长石均发育有复杂的环带特征, 包含有韵律环带、补丁状环带和筛状环带等.

        曲水花岗闪长岩斜长石颗粒D16T01-2-1、D16T05-1-1呈明显的核-边结构, 前者核部为绿色, 较规则, 呈现出卵状或长条状, 向外为一圈淡蓝色环带, 边部为暗灰色, 整体表现为补丁状环带(图 3a); 后者核部为蓝色, 不规则斑块状, 蓝色斑块外有一圈较窄的暗黄色环带, 边部呈暗灰色或暗红色(图 3c).斜长石颗粒D16T01-3-1为核-幔-边结构, 整体呈现蓝色和暗红色, 其核部呈暗红色, 形状不规则, 幔部呈蓝色的不规则斑块状, 较为弥散.边部为暗红色(图 3b).

        曲水二长花岗岩斜长石颗粒整体发育有韵律环带和补丁状环带.较大的颗粒普遍发育有明显的核-边结构.斜长石颗粒D16T07-1-5核部为一不规则的绿色斑块, 斑块面积较小(图 4a); 斜长石颗粒D16T11-1-1-1核部颜色为暗绿色, 呈不规则卵状,斑块面积较前一颗大(图 4b); 斜长石颗粒D16T14-2-4-1核部呈蓝绿色, 呈长条状(图 4c).以上3颗斜长石的边部均呈现暗红色, 均为补丁状结构(图 4a~4c).

        图  4  二长花岗岩中的特征斜长石环带阴极发光环带和成分趋势

        Figure 4.  The cathodoluminescence microphotogaphs and composition profiles of plagioclase zoning from monzogranite

        曲水闪长岩和暗色微粒包体有两种结构:补丁状结构(D16T03-1-3)和筛状结构(D16T03-4-2、D16T10-7-1).斜长石颗粒D16T03-1-3核部呈现亮绿色斑块,呈卵状(图 5a).斜长石D16T03-4-2、D16T10-7-1核部均呈现暗灰色, 含有细小的黑色矿物包裹体, 幔部呈现绿色, 且并被熔蚀呈筛孔状(图 5b5c).边部均呈现暗红色或暗灰色(图 5a~5c).

        图  5  闪长岩脉和暗色包体中的特征斜长石环带阴极发光环带和成分趋势

        Figure 5.  The cathodoluminescence microphotogaphs and composition profiles of plagiolase zoning from diorite and mafic microgranular enclave

      • 对所有样品中环带斜长石电子探针分析和原位微量元素分析的结果分别列于附表 1和附表 2中.

        曲水岩基花岗闪长岩中所分析的斜长石的An值总体的变化范围较大, 介于20~60(图 6a), 属于拉长石至奥长石; 其Sr、Ba含量的变化范围也较大,分别是650×10-6~1 000×10-6和50×10-6~400×10-6(图 7a7b); 与斜长石阴极发光图像所呈现的结构相对应, 其An值和Ba、Sr含量随斜长石环带结构不同也表现出复杂的特征(图 3).斜长石D16T01-2-1核部绿色区域的An值较边部高, 可达50~60, 边部暗灰色环带An值较低, 介于30~45 (图 3d); 从斜长石边部-核部-边部, Sr和Ba的变化趋势相同, 先增加后降低, Sr含量集中在820×10-6~ 940×10-6, Ba含量集中在50×10-6~275×10-6(图 3c).斜长石D16T01-3-1为核-幔-边结构(图 3b):幔部蓝色区域的An值(35~45)明显高于核部和边部暗红色区域的An值(26~34)(图 3e); 相对应的, 斜长石幔部的Sr含量较高(900×10-6~980×10-6), 而核部和边部的Sr含量相差不大且较低, 介于820×10-6~900×10-6(图 3e).边部Ba含量的变化范围与幔部相差不大,介于200×10-6~400×10-6, 核部Ba含量较低, 介于100×10-6~150×10-6 (图 3h).斜长石D16T05-1-1为核-边结构, 与斜长石D16T01-2-1不同, 其核部为蓝色斑块(图 3c).自核部-边部, 其An和Sr含量总体变化趋势一致, 均呈下降趋势, Ba含量波动起伏较大, 但总体仍呈现下降趋势.核部蓝色斑块的An值介于32~38之间,边部An值介于20~30(图 3f).核部和边部Sr含量分别介于850×10-6~930×10-6和650×10-6~ 800×10-6(图 3l); Ba含量的总体变化趋势介于100~350(图 3l).相比于斜长石D16T01-2-1,D16T05-1-1核部和边部的An值均略低(图 7).

        图  6  An值变化范围

        Figure 6.  The variation range of An content

        图  7  An-Sr图解(a、c)和Sr-Ba图解(b、d)

        Figure 7.  An-Sr diagrams(a, c) and Sr-Ba diagrams(b, d)

        曲水岩基二长花岗岩中斜长石An值的变化范围(20~60)和Ba的含量(50×10-6~300×10-6)总体与花岗闪长岩的变化范围相同(图 6a6b), 然而二者斜长石Sr含量的变化范围分别是800×10-6~ 2400×10-6和650×10-6~1 000×10-6, Sr含量明显比花岗闪长岩富集(图 7 c).所选的代表性斜长石颗粒均为核-边结构(补丁状结构)(图 4a~4c).斜长石D16T07-1-1-5核部绿色不规则区域An值介于35~55, 边部暗红色环带的An值较低, 介于30~35 (图 4d).核部Sr含量较边部高, 分别介于1 400×10-6~1 900×10-6和1 100×10-6~1 400×10-6(图 4 d). Ba含量呈现波状起伏, 整体变化介于60×10-6~240×10-6(图 4g).斜长石颗粒D16T11-1-1-1核部An值介于50~55, 边部An值介于30~45.核部的Sr含量较边部低, 分别介于750×10-6~900×10-6和1 000×10-6~1 050×10-6, Ba含量整体介于80×10-6~160×10-6(图 4e4h).斜长石颗粒D16T14-2-4-1核部的An值达45~55, 较边部值(25~35)高, 且核部的Sr、Ba含量(1 400×10-6~1600×10-6、120×10-6~160×10-6)较边部Sr、Ba含量(1 000×10-6~1 200×10-6、40×10-6~80×10-6)高.

        曲水岩基闪长岩脉体和暗色微粒包体的An值变化范围均较大, 介于30~90(图 6c6d), 斜长石Sr和Ba的含量也表现出相似的变化特征, 变化范围分别为700×10-6~900×10-6和20×10-6~100×10-6 (图 7a~7c).与寄主岩花岗闪长岩和二长花岗岩相比, 其斜长石具有更高的An值, 更加基性, Sr和Ba的含量也相对较低(图 6图 7).斜长石D16T03-1-3核部绿色区域的An值介于75~80, 边部An值介于30~45(图 5d图 7), 核部和边部An值相差较大.其高An核部斑块的Sr、Ba含量(660×10-6~ 720×10-6、15×10-6~30×10-6)较边部的Sr、Ba含量(720×10-6~800×10-6、50×10-6~80×10-6)低(图 5d5g).斜长石D16T03-4-2斜长石为筛状结构, 幔部An值介于45~55;核部的An值(35~40)较边部An值(30~35)稍高, 整体而言, 核部的Sr含量(820×10-6~860×10-6)较边部Sr含量(740×10-6~800×10-6)高, 而核部的Ba含量(60×10-6~ 75×10-6)较边部的Ba含量(80×10-6~100×10-6)低, 且幔部的Ba含量(50×10-6~60×10-6)最低(图 5e5h).暗色包体中斜长石D16T10-7-1, 幔部具有较高的An值, 可达80左右, 核部的An值介于40~50, 边部An值介于35~40.其Sr、Ba含量呈波状起伏, 整体变化范围分别介于700×10-6~900×10-6和15×10-6~60×10-6(图 5f5i图 7a7b).

      • 阴极发光(CL)是指利用阴极射线(快速电子束)轰击固体样品表面, 使电能转化为光辐射后产生的一种物体表面物理发光现象(徐惠芬和陈涛,1987; 赖勇, 1995).本文所用的是偏光显微镜阴极发光仪, 针对岩石薄片中的矿物结构获取彩色图像,能同时实现单偏光、正交偏光和阴极发光3种模式及图像的转化.前人对阴极发光的过程和因素进行了详细研究, 认为主要受到以下3种因素控制:(1)激活剂;(2)结构缺陷;(3)猝灭剂等(徐惠芬和陈涛, 1987; 赖勇, 1995).从本文的测试结果来看, 无论是寄主岩花岗闪长岩和二长花岗岩中, 还是闪长岩脉体和镁铁质包体中, 斜长石的CL图像的颜色普遍与斜长石的An值呈很好的相关关系.斜长石CL图像特征的结构表明呈现蓝色或蓝绿色区域的An值普遍比暗红色或暗灰色区域的An值高(图 3~图 5).然而, 斜长石CL图像的颜色与其微量元素Sr和Ba含量并没有直接关系, CL图像颜色不同, 其Sr、Ba含量可能相同或在一定范围内变化(图 3~图 5).因此, 斜长石阴极发光的颜色直接反映了矿物内在的成分和结构变化特征, 可以提供更多的岩浆岩成分演化和岩浆混合的重要信息(Higgins, 2017).

      • 前人大量研究结果表明, 斜长石内部结构的变化和成分环带的形成主要与晶体生长时所处体系的岩浆成分和周围的物理化学条件(如温度、压力、水逸度和氧逸度等)有关, 因此, 斜长石的环带可以有效的示踪整个岩浆作用的演化过程(Blundy and Shimizu, 1991; Ginibre et al., 2002; Landi et al., 2004Ginibre and WÖrner,2007Pietranik and Koepke, 2009; Viccaro et al., 2010; Coote and Shane, 2016).

      • 曲水岩基聂当村附近的花岗闪长岩中斜长石发育有震荡环带、核-边结构和核-幔-边结构(补丁状结构)等.通常情况下, 斜长石在结晶过程中, 若其周围的环境持续变化会使斜长石的An值平缓渐变, 形成连续的正环带或韵律环带(Ginibre et al., 2002; Ginibre and Worner, 2007).花岗闪长岩中An值(20~60)变化范围较大, 可达40个单位(图 6).根据前人的研究, 导致斜长石成分显著变化和熔蚀结构形成的原因可能有以下几种:(1)降压作用.岩浆携带斜长石晶体迅速上升至地壳浅部, 压力突然降低, 导致岩浆中大量的水及挥发性组分逸出, 斜长石的稳定性显著降低, 使其溶解度增加, 导致斜长石An值发生变化且具有疏松多孔的结构, 但其微量元素含量并不会发生显著的变化(Tsuchiyama, 1985; Browne et al., 2006; Humphreys et al., 2006; Coote and Shane, 2016);(2)温度变化可能是导致斜长石部分熔融的原因, 使斜长石成分和晶体结构发生变化, 但不会造成微量元素含量的变化(Tsuchiyama, 1985; Browne et al., 2006Humphreys et al., 2006李原鸿等,2016);(3)岩浆混合作用.不同成分岩浆的加入使岩浆成分发生改变, 熔体相与矿物相之间的化学平衡被打破, 导致矿物和熔体直接发生反应, 形成部分熔蚀结构且可以使斜长石的An值发生显著变化并伴随其他微量元素含量发生变化(Tsuchiyama, 1985Landi et al., 2004; 李原鸿等, 2016).

        本次研究中, 曲水岩基聂当乡附近花岗闪长岩中的斜长石, 不仅An值发生较大的变化, 而且其微量元素Sr、Ba含量也发生明显的变化(图 7a7b).由于Sr在斜长石和熔体中的分配系数和An值之间呈负相关(Blundy and Wood, 1991), 所以在平衡结晶的条件下, 斜长石的An值与Sr含量应当表现出相反的变化趋势(Blundy and Wood, 1991).而花岗闪长岩特征斜长石D16T01-2-1的绿色熔蚀斑块处的An值和Sr含量并未表现出相反的变化趋势(图 3d), 因此压力、温度的改变均不能解释其An值和微量元素变化的原因, 最可能是岩浆成分发生了变化, 反映了有不同成分岩浆的加入, 周围地质环境发生了显著的变化, 矿物与熔体相之间不再平衡,形成熔蚀结构.

        花岗闪长岩特征斜长石D16T01-3-1的核部和边部均呈现出暗红色, 二者An值变化范围一致, 且An值均与Sr含量呈现出相反的变化趋势, 但Sr、Ba含量具有明显的差异, 说明是二者是在不同成分的岩浆中结晶出来的.核部认为是在寄主岩酸性岩浆中结晶的产物, 边部的结晶应该是岩浆混合之后正常结晶的产物.幔部的两块蓝色熔蚀斑块的An值与Sr含量的变化趋势却不相同, A端元的蓝色斑块表现出相同的变化趋势, B端元的蓝色斑块却是相反的变化趋势, 认为是不同成分的岩浆加入之后改变了其周围的结晶温度而导致的, 其暗红色的边部和核部的不同也证明了这一点.

        花岗闪长岩特征斜长石颗粒D16T05-1-1蓝色斑块处的An值和Sr含量表现出相反的变化趋势,Sr含量的变化范围不大(图 3e3f), 认为是发生岩浆混合时, 其结晶环境的温度发生变化, 形成的熔蚀结构.但是相比于绿色的熔蚀斑块, 其熔蚀程度轻,An值也低.幔部的暗黄绿色斑块的An值与Sr含量未表现出相反的变化趋势, 认为是岩浆混合作用的影响.边部认为是岩浆混合之后正常结晶的产物.

        因此, 我们认为曲水岩基花岗闪长岩中斜长石熔蚀斑块的An值和微量元素Sr、Ba含量的变化是由偏中性的岩浆与寄主偏酸性的岩浆的混合作用造成的, 即花岗闪长岩中斜长石中绿色的斑块或环带是偏中性岩浆与酸性花岗质岩浆混合后熔蚀原核部的结果.其次, 斜长石中绿色斑块的An值(50~ 60)高于蓝色斑块的An值(30~45)(图 3d~3f).

        二长花岗岩中的特征斜长石均为核-边结构(图 4).斜长石颗粒D16T07-1-1-5和D16T14-2-4-1核部阴极发光为蓝绿色或绿色斑块, 其An值与Sr含量均未表现出相反的变化趋势, 说明二者核部的熔蚀也是经历了岩浆混合作用形成的.对比核部和边部的Sr含量, 前者明显高于后者, 这说明发生岩浆混合的偏中性岩浆相比于形成二长花岗岩的岩浆, 前者的Sr含量较低.斜长石颗粒D16T11-1-1-1的绿色熔蚀核部的An值也未与Sr含量呈现出相反的变化趋势, 其形成原因同样是岩浆混合作用造成的(图 4b4e4h), 高An值核部的Sr含量低于边部, 这说明相比于其源区的Sr含量, 与其发生岩浆混合的偏基性岩浆的Sr含量较高.且相比于其他二长花岗岩中的斜长石颗粒的Sr含量, 其整体含量偏低(图 7c), 说明其结晶岩浆与其他二长花岗岩中的斜长石结晶岩浆可能是不同的.二长花岗岩特征斜长石的暗红色或暗灰色的边部均为正环带或轻微韵律环带, 其An值与Sr含量呈相反的变化趋势, 认为是结晶的最后阶段由于岩浆温度和压力降低, 导致的结晶分异过程使边缘An值降低.

      • 闪长岩中斜长石有两种结构, 核-边结构(补丁状结构)、筛状结构, 暗色包体中斜长石为筛状结构.

        闪长岩中斜长石颗粒D16T03-1-3高An值的绿色斑块处, 其An值与Sr含量基本呈现出相反的变化趋势, 且二者均没有发生剧烈变化, 在一定范围内波动(图 4d), 反映了其为闪长岩中的原生斜长石, 核部的熔蚀是对岩浆系统中温度压力的响应.其核部绿色斑块的An值远高于边部暗红色环带, 变化了约40个单位, 呈现阶梯状间断变化(图 4d), 且边部An值的变化并未与Sr含量的变化呈现相反的变化趋势,认为是闪长岩岩浆注入寄主岩岩浆后, 岩浆成分发生变化, 温度、压力和水饱和度降低, 导致岩浆快速结晶, 形成增生边(Singer et al., 1995; Ginibre et al., 2002; Coote and Shane, 2016; 陈国超等, 2017, 2018).其也正好解释了绿色高An核部可能为代表闪长岩的偏基性岩浆进入寄主岩后环境突变, 减压导致斜长石受到熔蚀(Castro, 2001; Landi et al., 2004; Jeffery et al., 2013; 陈国超等, 2017).

        闪长岩脉中斜长石颗粒D16T03-4-2与暗色包体中特征斜长石颗粒D16T10-7-1均为筛状结构, 可分为核-幔-边3部分.筛状斜长石一般认为是偏基性的斜长石成分成筛孔分布在主体为中酸性斜长石的核部(谢磊等, 2004).Castro(1999)证实, 酸性长石在进入温度较高的基性岩浆之后, 由于二者之间温度差极大, 发生部分熔融反应, 产生不平衡的熔体; 成分相对基性的熔体进入温度较低的酸性岩浆之后造成组分过冷, 形成筛孔状的基性斜长石.随后周围的混合熔体继续结晶, 在核部周围形成正常的斜长石环带, 并在扩散过程中保留筛孔状核部.较基性的镁铁质岩浆, 应当具有较高的An值, 但两颗斜长石核部都未具有高An值, 并不是闪长岩脉和包体中的原生斜长石, 认为这些具有筛状结构的斜长石应为捕掳晶.斜长石捕掳晶核部An值与部分寄主岩斜长石核部An值近似(图 7a), 范围稳定,说明这些斜长石是从寄主岩捕获的, 存在岩浆对流和岩浆混合作用(Tsuchiyama et al., 1985).暗色微粒包体斜长石捕掳晶D16T10-7-1含有细小矿物包裹体, 可能是斜长石表面受到熔蚀后继续生长的结果相比于两颗筛状斜长石的绿色幔部, 暗色包体中的斜长石D16T10-7-1的An值比闪长岩中的斜长石D16T03-4-2高约30个单位, 认为闪长岩斜长石D16T03-4-2进入镁铁质岩浆的时间靠后, 镁铁质岩浆已经具有一定的演化, 未形成高An的幔部(谢磊等, 2004).筛状斜长石的边部是在混合岩浆中正常结晶的产物.

      • 从斜长石环带结构和主微量元素分析所提供的信息可以得知:曲水岩基经历了多种岩浆演化过程.寄主岩花岗闪长岩应存在一个统一的岩浆房,在演化过程中受到了代表闪长岩脉的偏中性岩浆的侵入, 不仅使岩浆成分发生了变化, 其结晶环境的温度、压力条件也发生了变化, 使部分斜长石受到不同程度熔蚀, 且具较高的An值的熔蚀斑块与其对应的Sr含量呈现出相反的变化趋势, 但是部分斜长石未表现出相反的变化趋势, 且Sr、Ba含量在一定范围内波动, 认为是岩浆混合过程中, 结晶环境TP的改变而使其An值发生变化.岩浆混合过程中存在岩浆对流, 使酸性岩浆与偏基性岩浆充分混合, 边部的正常环带或韵律环带为岩浆混合后发生分离结晶作用形成的正常环带(图 8-18-28-3).

        图  8  曲水岩基斜长石环带的结构及组成特征

        Figure 8.  Summary of textures and chemical characteristics of plagioclase in Quxu batholith

        二长花岗岩中的特征斜长石多为核-边结构,绿色或蓝绿色核部的An值与Sr含量均未表现出相反的变化趋势, 且微量元素Sr、Ba变化范围较大, 经讨论认为是岩浆混合作用所导致的结果, 边部呈暗红色或暗灰色, 多为正常环带或韵律环带, 认为是岩浆混合之后正常结晶的产物(图 8-28-3).与花岗闪长岩相比, 二长花岗岩中的斜长石Sr含量明显较高, 认为是不同的岩浆体系结晶形成的, 且二长花岗岩样品整体的Sr含量变化范围很大, 部分斜长石颗粒的Sr含量明显偏低, 说明二长花岗岩的源区存在不均一性, 认为没有统一的岩浆房, 是多批次岩浆汇聚的结果.

        代表偏中性岩浆的闪长岩其源区的Sr、Ba含量是低的, 在演化过程中与酸性岩浆发生岩浆混合,岩浆对流使寄主岩成分进入到偏中性岩浆中, 由于二者温差较大, 酸性长石发生部分熔融, 成分相对富钙的熔体进入周围温度较低的酸性岩浆之后造成组分过冷, 形成筛孔状的富钙斜长石.周围的混合熔体继续结晶, 形成边部正常的斜长石环带晶体, 受酸性岩浆的影响, 其边部的Sr含量升高(图 8-48-5).暗色包体中的筛状斜长石也是如此形成的, 斜长石表面受到熔蚀后, 继续生长, 使其含有细小矿物包裹体(图 8-6).由此可以看出, 斜长石成分纪录了曲水岩基发生岩浆混合的过程.

      • (1) 在CL图像上, 曲水岩基斜长石呈现出3种颜色, 一是呈绿色斑块或环带, An值较高, 且绿色越亮的区域, An值越高; 二是蓝色斑块或环带, An值次之; 三是暗灰色或暗红色环带, 其An值最低.

        (2) 花岗闪长岩中斜长石核部的高An值是偏中性岩浆与寄主偏酸性的岩浆的混合作用造成的,边部An值较低, 认为是岩浆混合之后发生分离结晶作用形成的正常环带.

        (3) 二长花岗岩中斜长石Sr含量明显富集, 可见是与花岗闪长岩不同的岩浆源区结晶形成的, 且二长花岗岩的源区存在不均一性, 其斜长石环带的成因与花岗闪长岩相同.

        (4) 闪长岩脉中核-边结构的斜长石为其原生斜长石, 核部和边部An值存在间断, 由于注入寄主岩岩浆之后, 温度、压力和水饱和度降低而导致核部的熔蚀; 边部为岩浆混合之后正常结晶的产物.闪长岩脉和暗色微粒包体中的筛状结构斜长石为岩浆对流进入偏中性岩浆中的捕掳晶.

        (5) 斜长石阴极发光图像特征为研究斜长石的环带提供了重要信息, 并进一步示踪了岩浆混合过程.本文通过对曲水岩基中斜长石的综合研究, 进一步证实了曲水岩基的形成过程存在岩浆混合作用.

        附表见本刊官网(http://www.earth-science.net).

    参考文献 (52)

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