岩浆被定义为可活动的岩石物质，含或不含悬浮晶体和/或挥发分(Gary et al., 1973)，一般被认为是自然熔体。通常认为火成岩中的所有晶体都形成于熔体的降温结晶作用，先后结晶的矿物或矿物组合之间的关系被称为矿物世代关系。因此，利用矿物世代关系可以再造岩浆进化历史。但是，火成岩全岩化学是其矿物组成的函数，利用火成岩地球化学途径同样可以再造岩浆进化历史，矿物学研究似乎可以被忽略。据此，流行的火成岩成因研究很少关注岩石学和矿物证据，甚至也很少关注主量元素反映的成因信息。

近年来的研究表明，火成岩中往往含有外来晶体(Jerram and Martin, 2008; 罗照华等，2013)，如岩浆起源过程中产生的残留晶和转熔晶(peritectic crystal)，岩浆上升过程中从上覆岩浆房或通道中捕获的循环晶(antecryst)，以及从流体相中析出的流体晶(fluid crystal)。特别是，自然岩浆中往往发生减压挥发分出溶作用或有外来流体输入(罗照华等，2009a)。这种流体透过岩浆向上运动过程中，不仅可以从岩浆中萃取化学组分(Martin, 2012)，也可以往岩浆输入化学组分，以及从流体中析出晶体(刘显凡等，2010)。因此，火成岩可以含有复杂的晶体群，不同晶体群之间不具有上述矿物世代关系。

术语晶体群(crystal population)来自美国地质学家Wes Hildreth(2001)在Penrose会议上的一个报告“Longevity and Dynamics of Rhyolitic Magma Systems”，其主要指的是火成岩中存在循环晶。在一个多重岩浆房(或岩浆晶粥柱)系统中，每一个岩浆房中都可能存在早已析出的晶体。但是，这些晶体并没有被其母岩浆携带出地表或地壳浅部，而是被卷入到后期从深部上升的岩浆中。可见，这种晶体可能经历过不同岩浆环境的反复改造。据此，罗照华等(2013)将antecryst译成循环晶，其更真实地反映了火成岩的矿物相关系和自然岩浆过程。该术语一经提出，立即被学术界广泛援引(Gill et al., 2006；Charlier et al., 2005；Davidson et al., 2007；Cheng et al., 2014)。根据晶体群的概念，火成岩的晶体可以用作整个岩浆系统关键演化阶段的指纹，成因矿物学是火成岩及其相关矿床研究的不可或缺内容。火成岩晶体群既经典火成岩理论认为火成岩中的全部矿物晶体都是同一母岩浆在冷却过程中依次结晶的，直到低共结点的数种矿物相同时结晶，因而矿物世代关系成为火成岩成因研究的重要内容。

1 地质背景

东昆仑造山带主要经历了早古生代和晚古生代-早中生代两个造山旋回(莫宣学等，2007)。强烈的构造-岩浆活动非常有利于大规模成矿作用。然而，东昆仑地区从未列入资源勘查的重点找矿区片，其主要原因可能是花岗质岩基大面积出露。依据流行的成矿理论，大规模成矿作用通常发生在大型侵入体之上或顶部，而岩基的剥露意味着该区没有进一步找矿潜力。但是，青海勘查工作者近年来在该区发现了大量矿床和矿点，甚至包括像夏日哈木镍矿那样的超大型Cu-Ni硫化物矿床(李世金等，2012)。为了解释这种矛盾的现象，罗照华等(2014)提出了岩基后成矿模型，拉陵灶火整装勘查区的拉陵高里河沟垴Cu-Mo矿床可以作为该成矿模型的一个典型实例。

拉陵灶火整装勘查区位于北昆仑岩浆弧带(图 1a)，以花岗质岩基大面积出露为特征(图 1b)，可作为整个东昆仑造山带的一个缩影。拉陵高里河沟垴Cu-Mo矿床位于开木棋岩基的中心部位，区内的火成岩组合主要为中-晚三叠世角闪辉长岩-英云闪长岩-花岗闪长岩-二长花岗岩-正长花岗岩，具有弧侵入岩组合的特征。开木棋岩基具有复杂的边界形态，围岩主要为金水口群深变质岩，北部见有少量古生代和中生代地层(图 1b)。基于岩基为厚板状侵入体(Alexander，1998)和熔体黏度与挥发分含量成反比的实验结果(Baker，1998)，侵入体边界形态的复杂程度可以用来大致度量小岩体岩浆的挥发分含量(罗照华等，2009a)和大岩体的剥蚀深度。根据罗照华等(2009a)提出的侵入体边界形态复杂性系数其中S为侵入体出露面积，L为侵入体边界周长)估算方法，开木棋岩基的C≈4.8。结合岩基与金水口群深变质岩的接触关系，可以认为开木棋岩基遭受了大幅抬升与剥蚀。

岩基为厚板状侵入体这一概念的进一步延伸，意味着岩基可以作为岩基形成之后上升的成矿物质的屏蔽介质。因此，开木棋岩基的大幅抬升与剥蚀就意味着其屏蔽的成矿系统有可能被剥露。拉陵高里河沟垴Cu-Mo矿床位于开木棋岩基的中心部位(图 1b)，与这样的推理一致。否则，成矿物质将主要沿侵入体边缘裂隙上升和侵位，矿体应当分布在侵入体边缘。

矿区内出露的三叠纪侵入岩主要为花岗闪长岩、二长花岗岩和正长花岗岩(图 2)，属于开木棋岩基的组成部分。值得注意的是矿区内出露一个韵律性火成层理发育的花岗闪长岩体，其与围岩呈渐变过渡关系，火成层理产状近于直立。由图 2可见，二长花岗岩具有不规则的边界形态，而正长花岗岩则呈孤岛状。这种特征表明开木棋岩基具有层状结构，与野外观察结果(二长花岗岩通常具有高于花岗闪长岩的产出海拔高度)一致。花岗质岩脉(包括小型花岗斑岩体)、闪长质岩脉和辉绿岩脉大量出露，具有宽谱系岩墙群(WSDS)的特征(黑慧欣等，2015a)。锆石U-Pb年代学分析表明，所有这些岩石都具有相近的形成时间(郭晶，2017)，尽管侵入接触关系表明宽谱系岩墙群形成时间略晚。此外，矿区内还出露有少量泥盆纪辉长岩和二长花岗岩，以及前寒武纪金水口群片麻岩和大理岩。

区内见有Cu、Mo、Pb-Zn-Ag矿化，业已探明两个规模较大的Mo矿体群，其视厚度大于600m。钼矿体分布区见有大量石英脉，部分石英脉中见有辉钼矿。石英脉分布密度的统计分析表明，其密集区与矿体分布位置大致吻合，暗示成矿期存在一个主应力分布在竖直方向的应力场(郭晶等，2013；黑慧欣等，2015b)。该矿床具有斑岩型矿床的矿化蚀变(如细脉浸染状矿化)，中心为Mo矿化，远离中心方向依次出现Cu、Pb-Zn-Ag矿化，与斑岩成矿系统的空间展布样式(罗照华等，2008；Sillitoe，2010)一致。但是，矿体主要赋存于花岗闪长岩和二长花岗岩侵入体中(均为开木棋岩基的组成单元；图 2)，而不是广泛认可的斑岩体中。因此，该矿床的类型归属和形成机制仍存在争议。基于各种科学证据的综合分析，笔者认为该矿床属于斑岩型矿床的一种特殊样式，建议将其命名为家琪式斑岩型Cu-Mo矿床，以铭记原青海省地质矿产局总工程师任家琪对东昆仑地区找矿工作的贡献。

2 岩石学特征

上述地质特征揭示了一种矛盾的现象，即岩基侵入单元与斑岩脉具有相近的海拔高程，且矿体主要赋存在岩基侵入单元中。一般说来，由于流体中成矿金属的溶解度和熔体中流体的溶解度均与压力正相关，富含矿流体的岩浆必须快速上升和侵位才具有较大的成矿潜力。实验表明，典型流纹质岩浆只有上升速率达到0.7~5.0m/s时才有可能保证溶解流体不丢失(Rutherford, 2008)。岩基岩浆通常不可能达到这样的上升速率。但是，难以精确获取所要求的物理参数，岩浆上升速率很难估算。然而，根据岩浆系统成熟度的概念，快速上升和固结的岩浆可以保留较多的晶体群，晶体群数量可用来定性评估岩浆的成熟度，进而阐明岩浆上升和固结过程。为此，首先探讨代表性岩石花岗闪长岩和花岗斑岩的岩石学特征。

2.1 花岗闪长岩

矿区内的花岗闪长岩呈灰白色-浅灰色，粒度变化较大，似斑状-中细粒不等粒结构，块状构造(图 3a)。岩石主要由斜长石、钾长石、石英、黑云母及少量角闪石组成。斜长石粒径变化较大，从大于5 mm到小于0.1 mm，含量大于45%。钾长石粒径通常为1 mm左右，含量小于15%。两种长石的总含量约为60%。石英含量较少(~25%)，其粒径从0.1~1.0 mm，平均为0.2 mm左右。暗色矿物主要以黑云母为主，含量小于5%，见极少量角闪石。

斜长石具有变化极大的结晶习性，不仅其粒径变化大，而且其环带结构和蚀变特征也各不相同(图 3a)。例如，一些晶体具有明显的振荡环带(图 3a视域中心的大颗粒a)，另一些晶体则具有溶蚀再生长环带(图 3a大颗粒左上角的小颗粒c)；一些颗粒具有增生边(图 3a大颗粒之下的小颗粒e)，另一些晶体则没有或不明显(图 3a右下角的大颗粒斜长石b)。再如，有些斜长石核部遭受强烈白云母化(图 3a上部中间位置的几个斜长石晶体f)，多数斜长石晶体则非常新鲜。颗粒d具有一个明显的黑色环带，也是晶体生长过程曾经停滞的证据。这样的特征表明，花岗闪长岩中的斜长石不可能是来自相同母岩浆结晶的产物。一般来说，岩基岩浆具有较稳定的固结环境和较长的固结时间。在这种条件下，很容易达到热力学平衡。据此，花岗闪长岩的上述特征表明了开木棋岩基的特殊性，至少家琪矿区的花岗闪长岩形成于热力学不平衡环境中。

2.2 花岗斑岩

花岗闪长斑岩主要以岩脉和小岩株的形式产出，散布于家琪矿区之内(图 2)。岩石呈灰色-肉红色，斑状结构，含有大量斜长石和石英斑晶(图 3b)，有时可见黑云母和角闪石斑晶。斜长石和石英斑晶之和一般为30%~50%，有时大于50%。基质为隐晶质，遭受了强烈的热液蚀变(图 3b)。斑晶矿物的粒径一般为1 mm左右，有时大于2 mm。斑晶矿物普遍遭受溶蚀，具有港湾状边缘，但蚀变强度低于基质。此外，斑晶矿物可以呈单晶体散布于基质中，也可以呈聚斑状产出，暗示了岩浆快速流动(Burgisser et al., 2005)。石英斑晶通常呈圆粒状，具有高温石英的特征，表明其形成于深部高温环境。花岗斑岩体的周围常见强烈的钾化和孔雀石化，且发育密集的石英脉，暗示形成花岗斑岩的岩浆富含矿流体。

花岗斑岩的岩相学特征也难以在流行火成岩理论的框架内理解。一般说来，花岗斑岩的斑晶矿物为石英、钾长石和黑云母。由图 3b可见，家琪矿区的花岗斑岩却以富含斜长石斑晶为特征，且很少见黑云母。从理想系统的演化历程来看，这样的斑晶组合类似于英安玢岩或花岗闪长斑岩。主量元素分析表明，花岗斑岩具有高碱(Na₂O + K₂O=6.54 %~7.33 %)富硅(SiO₂ =66.13%~68.85%)的特征(郭晶，2017)，与花岗闪长岩类似。但是，斑岩中含有较多高温石英斑晶，暗示岩浆经历了较高压力下的结晶作用，母岩浆成分投点可能仍应当位于石英首晶区。同时，斑晶矿物的溶蚀结构暗示了斑晶-基质热力学不平衡，斜长石斑晶的大量存在可以降低全岩SiO₂的相对含量。据此，笔者仍将其称为花岗斑岩。

3 斜长石晶体化学

上述岩相学观察表明，花岗闪长岩和花岗斑岩都具有斜长石晶体组成多样性。这种多样性表明岩浆系统含有不同成因的斜长石，是斑晶-基质热力学不平衡的有利证据。为了进一步揭示岩浆系统和岩浆过程的基本特征，对花岗闪长岩的5个代表性斜长石颗粒进行了电子探针成分剖面分析，分析结果见表 1。

将斜长石电子探针分析结果投在三元长石分类图解(图 4)中，测点成分主要落在中长石区，少部分落在更长石区，个别落在拉长石区。总体上，斜长石晶体均具有较大的变化范围，且单个颗粒的成分变化范围与所有5个颗粒的总变化范围类似，Or含量较低。投点分布范围与攀西层状岩体的斜长石成分范围有很大一部分相重叠(图 4)，但斜长石的An众数值(An=37)明显大于北京房山岩体的花岗闪长岩(An=29,覃锋等，2006)。这种特征表明，花岗闪长岩中的斜长石可能部分来自偏基性岩浆的结晶作用，也可能表明斜长石具有宽广的P_H2O结晶环境。此外，由于斜长石晶体内CaAl-SiNa扩散非常缓慢(Morse, 1984)，这种宽广的成分变化范围也可以归咎为较宽的结晶温度-压力范围。

由此可见，斜长石晶体化学的平均性质及其变化范围具有多解性。为了阐明成分剖面的地质意义，必须结合斜长石结晶习性和生长过程的分析。花岗闪长岩中5个代表性颗粒的阴极发光图像和对应的成分剖面如图 5所示。

颗粒1的粒径大于4 mm，呈斑晶产出，具有明显的核-幔-边结构(图 5a)。该颗粒核部见有明显的明暗相间的条带，明亮条带较窄，是晶体生长条件快速改变的记录；暗灰色条带较宽，指示了晶体的较缓慢生长。幔部总体呈暗灰色，隐约可见不太明显的明亮条带，暗示了晶体缓慢生长和生长环境的小幅波动。边部未见振荡环带，总体呈暗灰色，但色调变化较大，暗示了晶体生长环境的单向急剧改变趋势。在幔部与边部之间还可见一个较宽(0.2~0.3 mm)的过渡带，以可见大量黑色和明亮质点为特征，表明该处含有较多金属矿物和黑云母微细颗粒。此外，幔-边之间的过渡带呈较平滑的圆弧形，暗示了边部生长之前斜长石晶体经受过溶蚀。由此可见，颗粒1具有复杂的生长过程，与理想岩浆系统的晶体生长过程预期不一致。

颗粒1的成分剖面(图 5f)同时展示了从边缘到核部的斜长石An值和FeO含量(%)变化。总体来说，颗粒1主要为中长石，仅边部有一个测点的成分为更长石。该颗粒的An值强烈振荡变化，An值为25~46(平均为38)，变化幅度达到21；核部斜长石An值变化波动较强，某些测点揭示了An=46的斜长石成分，另一些测点的An值为35~37，An值振荡幅度~10。幔部成分较稳定，总体向外An值减小，局部有小幅震荡。边部的An值向外降低，最边部的一个测点为An=~25。由此可见，斜长石的An值变化证实了CL图像的观测结果，也直观反映了斜长石晶体生长的复杂性。但是，颗粒1的FeO含量振荡幅度很小(大多为0.18左右)，多数在测试误差范围内。但是，过渡带(亮带)中有一个测点的FeO含量明显大于0.20%，与对应CL图像观测结果一致；在边缘部位，FeO含量变化显示向外逐渐降低的趋势，与An值向外急剧降低的趋势相一致。

颗粒2呈长板状(~2×4 mm)，没有明显的振荡环带(图 5b)。总体上，该颗粒也具有核-幔-边结构，但其分界不太明显，核部较明亮，向边部逐渐变暗，未见明显的振荡环带。同时，晶体中常见黑色斑块，可能系斜长石晶体的溶蚀孔洞，因为其周围可见狭窄的亮带，暗示晶体溶蚀过程中伴随着成分的改变。此外，晶体幔部存在一个较尖锐的亮带，沿着该亮带有微粒状碳酸盐颗粒(淡红色)。该亮带的形态不规则，且断续延伸，可作为晶体被溶蚀的标志。同时，也说明晶体的溶蚀可能与富CO₂流体的输入有关。

颗粒2的斜长石An值变化更大(图 5g)，主要为中长石，但An平均值(35)和最小值(20)小于颗粒1，最大值(46)与其相近。核部斜长石的An≈35，向外逐渐升高，可达An≈45，变化幅度为10。核部边缘较小幅度的An值变化可以看作是测试误差，没有确定的意义。幔部的An值较稳定，平均为An≈35。但是，在亮带处突然升高，可达An≈47。与颗粒1一样，颗粒2的边部也表现出向外An值呈波动性急剧降低的特点，最低可达An≈20。该颗粒也没有显示An值与FeO含量的相关性。但是，在亮带附近和颗粒边缘都可见一个FeO含量增加的趋势，可与An值减小的趋势相对应。

颗粒3的粒径约1 mm，具有核边结构。其核部的CL图像与颗粒1的核部非常相似，发育明显的振荡环带。但是，该颗粒缺乏颗粒1那样的宽广幔部，且边部很窄小(图 5c)。同样，该颗粒边部也展示了向外An值快速降低的特征，最低可以达到An=~20，FeO含量也呈相似的降低趋势(图 5h)。斜长石牌号变化很大，最大An值为45，最小为20，相邻测点的An值变化幅度最大可以达到15。但是，斜长石An平均值明显较低，只有~35左右。此外，该颗粒的左上角显示了一个不完整的振荡环带，是晶体破裂和遭受部分溶蚀的纪录。

颗粒4的粒径约为1.0×1.5 mm，以整体不发育振荡环带为特征(图 5d)。但是，该颗粒以另一个小的斜长石颗粒为生长核。颗粒4也具有与颗粒2类似的近边部亮带，亮带中分布有微细碳酸盐颗粒(红色)。亮带构成平直的线状，部分远离晶体边缘(左下角)。该颗粒的平均An值(36)与颗粒3类似，但最大值(42)较小，最小值(24)较大，且可以划分成几个成分稳定的域，暗示经过了几个较稳定的结晶条件。在颗粒边部，An值急剧下降，其幅度可达15左右(图 5i)。此外，颗粒4的FeO含量比较稳定，始终在0.15%左右。

颗粒5具有~0.7×1.5 mm的粒径，发育渐变成分环带(图 5e)。该颗粒具有一个不规则的蓝色内核，与钾长石的CL图像类似，可能是钾交代作用的结果。此外，内核中也见有一个红色圈，暗示了碳酸盐化过程。从内核向外，颗粒核部的CL图像总体具有蓝灰色色调，以颜色逐渐变化为特征，暗示了晶体稳定生长过程。幔部的CL图像呈暗灰色，而边部则略带紫色。在成分剖面上，从核部到边缘，斜长石An值从~51逐渐减低到~22，没有显示强烈的成分振荡(图 5j)。FeO含量也具有类似的变化趋势，尽管变化幅度很小。此外，颗粒5具有完全自形的晶体形态，未显示明显的溶蚀现象。所有这些特征都表明，颗粒5形成于稳定变化的生长环境，An值的逐渐变化反映了温度逐渐下降和残余岩浆中Na含量逐渐升高。

上述斜长石CL图像和晶体化学分析表明，花岗闪长岩中至少含有5种斜长石晶体群。这5种晶体群具有各不相同的内部结构和成分剖面，暗示了不同的晶体生长过程。因此，有必要对其生长过程及其地质意义进行详细分析。

3.1 晶体生长过程分析

众所周知，熔体中晶体的生长取决于晶体组分的饱和度，因而成分环带的形成与熔体化学、过冷度及组分在晶体和熔体中的扩散速率密切相关，后者又与熔体黏度有关，因而也与熔体温度和挥发分含量有关。实验表明，在岩浆冷却过程中，较高温阶段形成相对富An组分的斜长石。随着温度降低，斜长石越来越贫An组分。理想条件下，斜长石晶体应当不断与残余熔体平衡，最终形成牌号与总成分相应的斜长石。但是，由于斜长石晶体内CaAl-SiNa扩散非常缓慢(Morse, 1984)，在过冷度较大的条件下，将难以达到晶-液平衡。在这种情况下，晶体生长将优先耗尽该晶体周围组成该晶体的组分，晶体的进一步生长将要求这种组分从远处迁移到该晶体的表面并达到过饱和，即所谓的过饱和-成核-耗尽生长机制(吴平霄等，1998)。这一过程的反复发生，将导致晶体发育振荡环带(图 6)。如果过冷度较小，则可以形成核部富An而边部相对富Ab的递变正成分环带(图 6)。因此，一方面斜长石晶体的每个振荡环带都呈现向外逐渐贫An的趋势；另一方面，斜长石晶体也呈现从核部向边缘逐渐贫An的总趋势(图 6)。此外，p_H2O的改变也可以导致类似的斜长石成分变化(Waters et al., 2015)。p_H2O较高时有利于形成较富An的斜长石，p_H2O较低时则有利于形成较富Ab的斜长石(Lange et al., 2009)。据此，如果岩浆固结过程中p_H2O发生韵律性波动，也可以产生振荡环带；而p_H2O的持续降低则有利于形成递变正成分环带。此外，化学组分在熔体中的扩散速率与熔体的黏度有关，而熔体黏度则与温度和挥发分含量成反比。可见，一旦熔体化学组成被确定，斜长石的成分剖面主要取决于熔体温度和熔体中挥发分含量的变化。当这两种因素同时起作用时，将导致非常复杂的成分环带。

在开放系统条件下，熔体的输入将进一步导致成分环带复杂化。例如，新熔体的输入将导致混合熔体偏基性或偏酸性，因而再生长的斜长石环带也会偏基性或偏酸性。输入偏基性熔体时，如果熔体输入量不是很大，将迅速升高结晶斜长石的An值，输入熔体将被快速消耗，晶体生长环境重新回复到先前状态(图 6)。如果熔体输入量足够大，则可导致先存晶体被溶蚀，然后再重新生长。输入偏酸性熔体时，则迅速降低结晶斜长石的An值(图 6)。在残余岩浆中挥发分不断积累的条件下，熔体中组分扩散速率越来越大，斜长石成分振荡幅度越来越小。挥发分的输入也具有类似的效应。可见，斜长石的成分环带可以反映丰富的地质过程信息，对于揭示岩浆系统的行为具有重要意义。

基于上述分析，以颗粒1为代表的晶体群应当在较高黏度熔体中开始其晶体生长过程，因为其核部发育振荡环带。一般认为，岩基侵位于地壳较深部(6~10 km)。在这样的深度水平上，岩浆的过冷度较小，围岩的渗透率较低，岩浆温度和挥发分含量通常都不会发生强烈改变。成分剖面中未见特别富An的测点(图 5f)，也可以大致排除岩浆初始挥发分过饱和的情况。因此，可以推测斜长石核部形成于“干”岩浆的结晶作用。无水硅酸盐的结晶可导致残余熔体中挥发分含量升高，从而逐渐降低残余熔体的黏度，有利于升高斜长石组分在岩浆中的扩散速率，导致颗粒幔部的振荡环带不明显，主要表现为递变成分变化趋势。但是，从核部到幔部，斜长石的An振荡幅度并不是逐渐减小。由此推测，尽管晶体生长过程没有停止，但其生长环境发生了轻微的突然改变。这可能是岩浆中突然输入了少量的挥发分，从而降低了熔体的黏度。值得注意的是，颗粒1的幔部有一个弧形边缘，接着出现一个较宽的亮带(图 5a)，暗示斜长石颗粒遭受了溶蚀。亮带中的测点显示了较高的An值和FeO含量，可能与较富镁铁质的岩浆输入有关，或同时有挥发分输入；伴随晶体继续生长，形成了颗粒1的边部，其An值向外快速降低。这种特征表明，颗粒边部形成于温度快速下降或挥发分流体快速逃逸环境中。

以颗粒2为代表的斜长石晶体群具有完全不同的内部结构和成分剖面，以不发育振荡环带为特征，但依然具有核-幔-边结构。从成分剖面(图 5g)来看，其核部的An值从中心向外持续升高，且具有小幅振荡；接着，An值突然大幅降低，降低幅度达到15%左右；此后，An值小幅回升，并稳定在An≈35处持续生长形成幔部。该晶体的幔部也遭受了溶蚀，具有形态不规则的溶蚀边；之后，晶体幔部的An值在经历大幅波动后再进入An值呈波动性急剧降低的边部。这种多变的成分变化趋势似乎说明核部的生长伴随着p_H2O的持续增加，而不是岩浆混合作用的结果。振荡环带的缺失表明熔体黏度较低，可以满足晶体持续生长的要求，即：颗粒2不同于颗粒1，其核部形成于饱和挥发分环境；从核部到幔部An值的大幅下降可能是岩浆排气作用的结果，而排气作用也可能导致斜长石的溶蚀，核部存在的大量孔洞可能就是这种溶蚀过程的产物；该颗粒幔部生长于残余“干”岩浆中，直到偏基性岩浆的突然输入，这不仅导致了晶体的溶蚀，也导致了此后An值大幅升高；最后，斜长石晶体在温度快速下降过程中生长，形成成分变化梯度较大的颗粒边缘。

以颗粒3为代表的斜长石晶体群具有核-边结构，其核部和边部均与颗粒1类似，但缺乏颗粒1那样的幔部。这表明，两种颗粒是在核部形成之后产生的晶体分群，即：两个晶体群初始都生长于具有较高粘度的“干”岩浆结晶环境中；核部形成之后，伴随富含挥发分流体的不混溶与不均匀输入，引起不同部位介质条件差异，进而导致此后持续生长的晶体出现分群。

颗粒4显然是围绕一个先存斜长石小颗粒(未对其进行电子探针测试，CL图像展示了成分较均一的特征)成核生长的。由于该晶体幔部具有溶蚀边结构，暗示颗粒4曾经与寄主熔体处于热力学不平衡，因而具有循环晶(antecryst)的性质。但是，晶体的捕获后生长发生在较稳定的结晶环境，缺乏明显的振荡环带。尽管如此，斜长石An值还是有两个较大的波动，一个在核-幔交界处，An值急剧增加；另一个在边缘，An值急剧下降。据此，推测晶体生长于“湿”岩浆或高温“干”岩浆环境，两个波动分别由岩浆/流体输入和流体逃逸(或温度快速下降)造成。

以颗粒5为代表的斜长石晶体群具有理想的正成分环带，由核部向外An值逐渐降低。由于该颗粒缺乏振荡环带，可以认为晶体生长发生在高温或富含挥发分岩浆环境中，有利于斜长石组分在岩浆中快速扩散。但是，该颗粒的粒径较小，应当具有较短的生长历史。该颗粒核部An值偏高，可以认为形成于偏基性岩浆，也可以认为该颗粒形成于饱和挥发分环境。如果是前者，该颗粒进入花岗闪长岩后将会被溶蚀。因此，笔者认为颗粒5形成于挥发分饱和环境中。

由此可见，家琪花岗闪长岩至少含有5种不同的斜长石晶体群。这些晶体群具有不同的生长历史，晶体群之间不具有世代关系，即不可能在同一岩浆房中完成所有晶体群的生长过程。尽管如此，所有颗粒都具有一个富Ab的边缘，可以认为它们在岩浆演化最后阶段经历了相同的生长过程。

3.2 岩浆晶粥柱模型与造山带地壳抬升

以上分析表明，每一种斜长石晶体群都具有其独特的生长过程。假定每一种晶体群形成于一个理想的岩浆子系统中，意味着形成开木棋岩基的岩浆系统至少由5个岩浆子系统组成，可以称为多重岩浆房系统或岩浆晶粥柱系统(Zellmer and Annen, 2008)。根据岩浆晶粥柱模型(Marsh, 1996)，假定位于不同深度水平上的相邻岩浆房(子系统)以补给通道相连接，则可以根据晶体群分析结果大致推测每一个岩浆房的相对深度位置，再造开木棋岩基的岩浆系统(图 7)。

首先，颗粒5具有最简单的内部结构和快速变化的成分剖面，也具有较小的粒径和自形晶体形态，可以认为以其为代表的斜长石晶体群具有最简单的生长历史。换句话说，该晶体群应当形成于最上部的岩浆房(第5岩浆房或边缘岩浆房)中。由于晶体5发育递变成分环带，可以认为充填该岩浆房的岩浆以富含挥发分为特征，可以保证晶体的持续生长；而An值由内向外急剧下降则可能是岩浆温度快速降低或挥发分快速逃逸的结果。此外，晶体核部的富Or部分可以看作是先存岩浆中钾长石晶体的溶蚀残留。注意到所有斜长石晶体群的边部都具有类似的An值和成分变化梯度，可以推测某种混合岩浆充填了开木棋岩基的残留岩浆房，并在那里最终固结形成花岗闪长岩。

以颗粒3为代表的斜长石晶体群应当在较深部的岩浆房(第3岩浆房)中开始晶体生长，然后被某种介质(熔体或流体)突然携带到边缘岩浆房中。以颗粒1为代表的斜长石晶体群其核部具有与颗粒3同样的初始生长环境。但是，随后被携带到了一个新的岩浆房中，因而它们被输送到边缘岩浆房之前应当在该岩浆房中生长。因此，该岩浆房应当位于第3岩浆房之上，第5岩浆房之下，称为第4岩浆房。第4岩浆房中充填的岩浆较富含挥发分，以满足An值振荡幅度较小的幔部生长。最后，深部的高温岩浆或富流体岩浆(或流体)将该晶体群携带到了边缘岩浆房，在那里形成了晶体的边缘带。此外，或者是在输运过程中，或者是在进入边缘岩浆房之后，该晶体群的晶体遭受到溶蚀。

颗粒4具有一个斜长石包裹体，暗示形成该颗粒的岩浆房还应当有一个下伏岩浆房，因为该颗粒及其包裹体均未见振荡环带。据此，可以认为以颗粒4为代表的斜长石晶体群必然形成于第3岩浆房之下的岩浆房(第2岩浆房)中，而斜长石包裹体则形成于更深部的第1岩浆房中。颗粒4的成分变化较小，除了边部之外，只有一次较小的波动。因此，推测第2岩浆房也是富含挥发分的。以颗粒2为代表的晶体群可能也形成于富挥发分环境。但是，由于晶体中发育溶蚀孔洞，推测第1岩浆房的结晶条件变化较大：初始处于富挥发分状态，镁铁质岩浆的输入和/或挥发分逃逸则使岩浆处于贫挥发分状态。

由此，边缘岩浆房(第5岩浆房)之下还有4个位于不同深度的岩浆房，由下至上分别称为第1、2、3、4岩浆房(图 7)。在第1、2岩浆房分别形成了颗粒2、4的核部和幔部，在第3岩浆房形成了颗粒1、3的核部，在第4岩浆房形成了颗粒1的幔部。整个颗粒5和其余4个颗粒的边部都形成于第5岩浆房中。如果这种解释可信，则还需要一种机制将这些晶体群收集起来输运到边缘岩浆房中。为此，笔者认为从更深处上升的岩浆或熔体-流体流可作为合理的输运介质。即深部岩浆或流体上升过程中一方面收集各岩浆房的先存晶体，另一方面与上覆岩浆房中的残留熔体混合，形成一种新的混合岩浆，即花岗闪长岩岩浆。

这样的岩浆晶粥柱模型可以较合理地解释5种晶体群的共存，即只有一种斜长石晶体群来自花岗闪长岩岩浆的结晶作用，其余4种晶体群都来自下伏岩浆房，属于循环晶。但是，该模型却提出了一个更难以回答的问题：为什么4种循环晶可以在边缘岩浆房固结过程中被保留？通常，花岗质岩基被认为侵位于6~10 km深处。由于地热梯度的存在(Rothstein and Manning, 2003)以及地壳渗透率随深度增加而急剧减小(Ingebritsen and Manning, 2010)，岩基岩浆较容易达到热力学平衡。特别是边缘岩浆房被认为充填着饱和挥发分岩浆，先存晶体应当很容易被吸收。对于这种矛盾的现象，本文认为可以用岩浆变压侵位机制来解释(罗照华等，2009b；刘小丽等，2015)。换句话说，开木棋岩基在组装过程中其埋藏深度不断变浅。根据角闪石-斜长石温压计估算，花岗闪长岩的固结深度可能不足3km(郭晶，2017)，与斑岩系统的侵位深度类似。在这种深度条件下，由于围岩温度较低，有利于岩浆快速冷却；由于围岩渗透率较高，有利于岩浆中挥发分的逃逸，从而升高岩浆的固相线温度。这两种因素都有利于岩浆快速固结，而不是先存晶体的吸回。因此，5种斜长石晶体群的共存也揭示了东昆仑造山带的地壳抬升和剥蚀。野外观察也表明，花岗斑岩和闪长玢岩与花岗闪长岩产出于相近的海拔高度上，也支持变压侵位机制的推论。

3.3 对成矿过程的指示意义

值得指出的是，花岗斑岩中同样含有5种斜长石晶体群(郭晶，2017)。这可能意味着，花岗斑岩岩浆的上升经过了上述5个岩浆房，甚至花岗斑岩岩浆本身就是这5个岩浆房中残留岩浆混合而成的新岩浆。据此，笔者提出一个模型，认为第1岩浆房之下还存在一个花岗斑岩岩浆房。该岩浆房中具有大量含矿流体，或者从更深处输入了大量含矿流体。在开木棋岩基组装过程中，东昆仑造山带的地壳同时发生抬升和剥蚀。在岩基组装完成以后，花岗斑岩岩浆房中的岩浆因某种原因快速上升。由于流体的可膨胀属性，这种岩浆上升速度越来越快，形成富含矿流体的岩浆-流体流或熔体-流体流。当流体通过上覆岩浆房时，与那里的残余熔体和悬浮晶体将形成新的混合岩浆-流体流(斑岩岩浆)。斑岩岩浆快速输入到开木棋岩基下部尚有部分未固结的残留岩浆体中(第1岩浆房)，含矿流体的膨胀导致开木棋岩基的已固结部分发生破裂。少部分斑岩岩浆快速充填新生裂隙形成花岗斑岩脉，大部分斑岩岩浆则与开木棋岩基的残留岩浆混合形成新的花岗闪长岩岩浆。由于斑岩岩浆含有大量含矿流体，相应地触发了成矿过程。由于这时造山带地壳已经受巨量剥蚀，该岩浆房的埋深可能已经小于3km。在这种深度条件下，围岩较容易破裂，为贫矿流体的逃逸创造了条件。众所周知，流体中成矿金属的溶解度与压力正相关。快速上升的含矿流体一旦到达第1岩浆房，稍作停留就会导致成矿金属的大规模卸载，同时排出贫矿流体。

另一方面，大量研究表明，含矿流体在降温过程中可导致成矿金属分异。结果，从第1岩浆房中逃逸的流体有可能含有较多的低温金属。这一推论与矿区外围Pb-Zn-Ag矿化的发现相吻合。真正的贫矿流体则形成广泛分布的石英脉。

据此，尽管主矿体赋存于花岗闪长岩中，致矿岩浆却是斑岩岩浆，可导致与典型斑岩型矿床近似的矿化蚀变。因此，这是一种特殊的斑岩型矿床，建议称其为家琪式斑岩型矿床。

4 结论

(1) 晶体群的概念是一个重要的新概念，可与复杂岩浆系统和岩浆系统成熟度的概念无缝对接，推动火成岩理论的进步。在晶体群概念的框架下，火成岩往往含有多种来源的晶体，成因矿物学是火成岩及其相关矿产研究的不可或缺途径。

(2) 家琪Cu-Mo矿床中的花岗闪长岩至少含有5种斜长石晶体群，它们具有不同的内部结构和成分剖面分布样式，暗示其来自不同的岩浆子系统。基于岩浆系统成熟度与岩浆过程时间尺度的联系，5种晶体群的存在进一步揭示了东昆仑造山带的同岩浆抬升和剥蚀。

(3) 家琪Cu-Mo矿床是一种特殊的斑岩型矿床。尽管其矿体主要赋存在花岗闪长岩中，致矿岩浆仍是斑岩岩浆。因此，建议称其为家琪式斑岩型Cu-Mo矿床。