花岗质岩浆作用及后期演化过程:来自矿物原位微区成分与同位素组成的制约*

龙欣雨 唐杰 许文良,2

拥有保存完整且高度演化的长英质大陆地壳是地球区别于太阳系中其他类地行星的主要标志之一(Campbell and Taylor,1983;Christensen and Mooney,1995;Rudnick,1995)。花岗岩是大陆地壳的重要组成部分,因此,关于花岗质岩浆作用过程的一系列问题,包括岩浆源区性质、不同矿物的分离结晶作用、岩浆混合和同化混染作用以及岩浆晚期经历的蚀变和矿化作用等,一直是地球科学研究的热点问题之一。传统上对上述问题的研究主要基于花岗岩的全岩地球化学组成,如全岩主、微量元素和Nd同位素等(Jahnetal.,2000;Wuetal.,2000,2003;Guoetal.,2010)。然而,全岩地球化学组成更多代表的是一个“混合”的结果,不能精准区分花岗岩源区可能涵盖的不同时期增生的地壳物质,在反映一些相对复杂的岩浆作用过程(如岩浆混合和同化混染作用等)上也具有很大局限性。近年来,花岗岩中发育的副矿物(如锆石、磷灰石、榍石、帘石、独居石等)因其对蚀变作用的稳定性,或对其赋存岩石形成时物理、化学条件变化的灵敏性而越来越受到广泛关注。矿物原位微区成分测试技术的不断进步让我们可以了解到单矿物颗粒内部和不同矿物颗粒之间元素和同位素的组成和变异,它们往往蕴含着一些传统手段无法识别的岩浆形成和演化信息,因而大大提高了我们对花岗质岩浆作用及后期演化过程的认识。

此外,磷灰石(Ca5[PO4]3[F,Cl,OH])是火成岩、变质岩和沉积物中一种常见的矿物,许多元素可以通过替代作用进入磷灰石的晶格中(Piccoli and Candela,2002;O’Sullivanetal.,2020)。因此,越来越多学者将目光聚焦在了花岗岩中磷灰石的元素和同位素组成上。研究表明,磷灰石中的稀土元素和Fe、Mn、F、Cl、Sr、Y、Pb、Th和U等元素的含量可以有效指示母岩浆的成分和性质(如岩石类型、SiO2含量、氧逸度、铝饱和指数)以及岩浆演化过程(Belousovaetal.,2001,2002;Chuetal.,2009;Bruandetal.,2014,2017,2020;Milesetal.,2014;Nathwanietal.,2020)。近年来,LA-MC-ICP-MS技术的日渐成熟使磷灰石Sm-Nd同位素组成在揭示很多地质作用过程中也扮演了重要角色。例如,磷灰石原位微区Sm-Nd同位素可以评估深部地壳岩石中矿物内部的Nd同位素平衡过程(Hammerlietal.,2014,2018;Spandleretal.,2018),磷灰石的初始Nd同位素组成同样可以用来示踪沉积物源(Foster and Carter,2007;Hendersonetal.,2010;Zhouetal.,2020)。最近的研究显示磷灰石的Nd同位素组成还对潜在的花岗岩同化混染作用的发生具有指示意义(Sunetal.,2010,2019,2021;Xuetal.,2015a;Longetal.,2023)。此外,磷灰石很容易受到晚期变质作用和热液作用的影响,使其晶体形态、内部结构、REE含量(Harlovetal.,2005;Harlov,2015;Krnetaetal.,2016;Ladenburgeretal.,2016;Henrichsetal.,2018,2019;O’Sullivanetal.,2020;Longetal.,2023)和同位素组成(如U-Pb-Sr-Nd-O同位素;Hammerlietal.,2014,2019;Li and Zhou,2015;Zhaoetal.,2015;Lietal.,2018,2022;Odlum and Stockli,2020;Ribeiroetal.,2020a,2022;Odlumetal.,2022;Longetal.,2023)表现出与典型岩浆成因磷灰石不同的特征。最新的流体-磷灰石反应实验显示,磷灰石的Sm-Nd同位素体系可以被特定成分的流体改造(Lietal.,2022),而天然样品中同样存在这种现象(Lietal.,2018;Longetal.,2023),说明磷灰石地球化学组成的变化在揭示晚期变质和交代作用等方面具有很大潜力。

本文系统总结了第一作者所在的课题组(以下简称课题组)近年来对中亚造山带东段花岗岩中磷灰石和锆石元素和同位素组成的研究成果,结合前人对全球范围内花岗岩单矿物原位微区成分的报导,详细阐述了花岗质岩浆从起源到分离结晶作用,到可能存在的岩浆混合、同化混染作用以及晚期构造热事件的改造和矿化作用等一系列复杂的岩浆演化过程。正如上述研究所表明的,虽然单矿物微区成分可以有效示踪花岗质岩浆作用及后期演化过程,但由于这些矿物结晶时间的差异,往往并不能反映和记录整个岩浆作用过程,因此,在讨论岩浆作用过程及岩浆期后演化过程时,应加强对不同结晶阶段及岩浆期后矿物成分的系统研究。

1 矿物原位微区成分对花岗质岩浆源区性质和混合过程的制约

1.1 锆石Hf同位素指示源区性质和深熔作用过程

锆石是大陆地壳中普遍发育的一种副矿物,它具有高的矿物稳定性和非常低的Lu/Hf比值。普遍认为,花岗质岩石的锆石Hf同位素模式年龄指示了壳幔分异的时间,即地壳增生时间。随着研究的不断深入,部分学者发现花岗岩的锆石Hf同位素还可以识别源区的残留矿物(如“石榴石效应”;Wolf and Wyllie,1994)和重建花岗岩的深熔作用过程(如“锆石效应”、锆石的不平衡熔融和差异性熔融;Patchettetal.,1984;Tangetal.,2014;Gaoetal.,2022)。

图1 中国中南地区同一新元古代岩体中发育的过铝质石英闪长岩(样品09JL-6-1)和黑云母花岗岩(样品09JL-11-1)的锆石原位地球化学成分(据Tang et al.,2014修改)(a、b)锆石εHf(t)-Th/U(误差为2σm;红色点为核部数据,灰色点为边部);(c)具有温度反环带结构的锆石核-边εHf(t)值的变化(高温边部并不比低温核部具有更亏损的εHf(t)值,表明与幔源岩浆的注入无关;灰色阴影为误差为2σm时的不确定度)Fig.1 In-situ zircon geochemistry of strongly peraluminous quartz diorite (Sample 09JL-6-1) and biotite granite (Sample 09JL-11-1) from a single Neoproterozoic pluton in the South-central China(modified after Tang et al.,2014)(a,b)zircon εHf(t) vs. Th/U(error bars are 2σm;red dots denote the core analyses and grey dots denote the rim);(c)core-rim εHf(t) difference for zircon grains with reverse thermal zonation(the high-temperature rims are not more depleted in εHf(t) than the low-temperature cores, ruling out the possibility of mantle input; the grey shaded band indicates typical analytical uncertainty at 2σm level)

Lu与Hf均为难熔的中等-强不相容性亲石元素,这一点与Sm和Nd类似,因此,Hf同位素与Nd同位素示踪的基本原理相同,但仍存在一定差异。在碎屑物质搬运沉积过程中,不同产物的Sm/Nd比值不会发生很大的变化,但Lu-Hf体系则不同。这是因为Hf主要与Zr结合而赋存在锆石中,该过程会导致锆石主要在粗粒的碎屑沉积物中富集,粘土等细粒沉积物中锆石的含量很少。因此,不同粒度和成因类型的沉积物具有变化很大的176Lu/177Hf比值,这一现象被称作“锆石效应”(Patchettetal.,1984;吴福元等,2007)。这些沉积物如果通过俯冲作用进入到地幔楔中,会使地幔部分熔融后产生的基性岩浆,甚至是进一步熔融产生的酸性岩浆具有Nd-Hf同位素解耦的特点。众多学者在花岗岩(Wuetal.,2006;Zhengetal.,2008;Yuetal.,2017a)、俯冲带岩浆(Hanyuetal.,2006;Carpentieretal.,2009;Hoffmannetal.,2011)和经历交代作用的地幔(Le Rouxetal.,2009;Yuetal.,2009,2017b;Tappeetal.,2011;Choi and Mukasa,2012)中均观察到了“锆石效应”的存在。Tangetal.(2014)将这一概念进一步扩展到了花岗岩的深熔作用上,他们发现一个手标本尺度下的花岗岩样品可以具有变化很大的岩浆锆石Hf同位素组成(εHf的变化范围可达5～9个单位;图1a,b)。研究表明,在地壳深熔过程中,如果岩浆源区的初始Zr含量大于100×10-6且熔融过程较快(>10-4/yr),那么熔体可以具有变化极大的Hf同位素组成(εHf的变化范围大于20个单位)。因此,壳源岩浆源区锆石不平衡的熔融会形成一系列具有不同Hf同位素组成的熔体批次,导致最终形成的花岗岩具有不均一的岩浆锆石Hf同位素组成。深熔作用过程中锆石的不平衡熔融现象作为“锆石效应”一个新的内涵,为花岗岩岩浆锆石Hf同位素的变异提供了除壳幔混合模型外的另一种解释(图1c)。

花岗岩Nd-Hf同位素出现解耦现象的另一种可能是源区存在石榴石的残留,即“石榴石效应”。石榴石具有很高的Lu/Hf比值,因此富集石榴石的岩浆源区会随着时间演化而具有非常高的176Hf/177Hf值。通常情况下,石榴石会在中基性岩浆源区脱水熔融的过程中作为残留矿物保存下来(Wolf and Wyllie,1994),这使得部分熔融的熔体强烈亏损重稀土元素(HREE),并且相对εNd(t)值而言其锆石会具有更高的εHf(t)值(Huangetal.,2017)。

图2 松嫩地块花岗岩中和图解(据Long et al.,2023修改)图a中灰色线来自Sun et al.,2022. Ap-磷灰石;WR-全岩Fig.2 Plots of SrAp vs. SrWR (a), SrAp vs. SiO2 WR (b), vs. SrAp (c) and vs. SiO2 WR (d)for granitoids from the Songnen Massif (modified after Long et al.,2023)The grey regression line in Fig.2a from Sun et al.,2022. Ap-apatite; WR-whole-rock

此外,对一些岩石体系来说(如变沉积岩、长英质岩浆岩),其内部主要含Hf矿物为锆石,这些岩石在深熔过程中锆石自身选择性的溶解行为也是导致花岗岩Hf同位素组成发生变化的重要原因之一。Gaoetal.(2022)对中新世喜马拉雅花岗岩中的锆石进行了LA-ICP-MS U-Pb年龄、微量元素和Hf同位素组成的测试工作。结果表明,原生锆石的εHf(t) 值(-12.0～-4.3,中位数为-9)普遍比继承锆石的εHf(t)值(-34.8～+0.3,中位数为-13)更高,而具有高U含量的继承锆石则与原生锆石的εHf(t)值相近。地球化学数据显示这些花岗岩是变沉积岩在相对低温(<800℃)的条件下部分熔融形成的,这可能会导致在深熔过程中,U含量高的锆石由于经历了更多的辐射损伤而优先溶解进入到熔体当中,从而使原生锆石的εHf(t)值更趋近于源区U含量高的锆石。与之相对的是,在熔融温度较高的条件下,源区中的锆石会更多表现出一致性的溶解行为,而后结晶形成的岩浆锆石则能反映更真实的源区性质。位于南非和巴西的两个高温花岗岩体都很好地证实了上述观点(Farinaetal.,2014;Meloetal.,2017),它们的地壳深熔作用是在温度>820～850℃的条件下进行的,因此它们的原生锆石和继承锆石具有相似的U含量和εHf(t)值。综上,当锆石为岩石体系中的主要含Hf矿物时,源区锆石的选择性溶解是控制原生结晶锆石Hf同位素组成的关键之一,但中基性岩浆则基本不受这一过程影响,因其Hf的含量在不同矿物之间的分布是更均匀的。

不难看出,造成花岗质岩石锆石Hf同位素组成变异的原因是复杂多样的,既可能是因为源区的物质组成受到了地质过程的改造,也可能是因为源岩在深熔过程中出现了锆石的不平衡和选择性熔融等现象。因此,在对花岗质岩石的锆石Hf同位素数据进行解释时,势必要综合考虑野外地质和岩石学证据、岩浆的物质组成、形成的温压条件以及经历的构造演化过程等诸多因素,并结合全岩/单矿物的多种元素-同位素体系进行讨论。

1.2 磷灰石微量元素和Nd同位素组成指示小规模地壳混染作用

如引言所述,磷灰石的晶格中可以容纳大量对岩浆演化过程十分敏感的元素,故其地球化学组成在示踪岩石成因方面的作用越来越受到重视(Belousovaetal.,2001,2002;Chuetal.,2009;Bruandetal.,2017;Nathwanietal.,2020)。然而,同一样品中分选出的不同磷灰石颗粒在元素和同位素组成上的巨大变化,可能暗示这些磷灰石并不是来自于一个简单的、封闭的演化体系。部分磷灰石所具有的一些特殊的地球化学信号,如REE配分模式、Eu异常、Sr含量和Nd同位素组成,可能记录了全岩地球化学数据无法识别的岩石成因信息(如岩浆源区的不均一性、地壳混染作用和晚期变质/交代作用等)。课题组对中亚造山带东段松嫩地块上32个花岗岩样品的岩石学特征、全岩地球化学和锆石Hf同位素组成进行了细致研究,将它们划分为“经历晚期构造热事件改造的花岗岩”和“未经晚期构造热事件改造的花岗岩”,对这两类花岗岩中发育的磷灰石的岩相学、原位微量元素和Nd同位素组成的系统研究显示(Longetal.,2023),部分样品中的磷灰石具有如下特殊特征:(1)Sr含量明显高于全岩Sr含量(18XH2、18H19和19H5;图2a);(2)具有Eu正异常但全岩具有Eu负异常或无Eu异常(18H19;图3a);(3)REE配分模式区别于该样品中的其他磷灰石(18H19、18XH2和19H5;图3a-c);(4)Nd同位素组成区别于该样品中的其他磷灰石且与锆石Hf同位素解耦(19H5;图4)。

图3 松嫩地块花岗岩中磷灰石(彩色线)和全岩(黑色线)的球粒陨石标准化稀土元素配分图(据Long et al.,2023修改)Fig.3 Chondrite-normalized REE patterns for the apatites (colored lines) and host granitoids (black lines) from the Songnen Massif (modified after Long et al., 2023)

图4 松嫩地块花岗岩样品中锆石εHf(t)-磷灰石εNd(t)图解(据Long et al.,2023修改)红色直线由中亚造山带东段松嫩地块、额尔古纳地块和兴安地块中Nd-Hf同位素耦合的花岗岩样品计算所得;灰色直线为地球阵列线(据Vervoort et al.,1999). 额尔古纳地块和兴安地块样品数据来自孙晨阳,2021Fig.4 Plot of zircon εHf(t) vs. apatite εNd(t) for granitoids from the Songnen Massif (modified after Long et al., 2023)The red regression line is for granitoids from the Songnen, Erguna and Xing’an massifs in the eastern Central Asian Orogenic Belt with coupled Nd-Hf isotopic compositions. The grey terrestrial array from Vervoort et al. (1999). Data for samples of the Erguna and Xing’an massifs from Sun, 2021

磷灰石的Sr含量受控于它结晶时岩浆熔体中的Sr含量,并且不易受到晚期构造热事件的干扰,因此,来自同一岩石样品的原生磷灰石的Sr含量通常比较均一且低于全岩的Sr含量(受斜长石分离结晶作用的影响)。具有异常高Sr含量的磷灰石可能是以下三种原因造成的:(1)斜长石发生蚀变导致全岩Sr含量降低;(2)磷灰石结晶于岩浆源区曾存在的比全岩组分更基性的(Sr含量更高)熔体;(3)岩浆形成和上升过程中捕获了围岩中的磷灰石。此外,斜长石的分离结晶作用同样会导致磷灰石普遍具有Eu负异常或没有明显的Eu异常(Belousovaetal.,2001,2002;Chuetal.,2009),因此,具有Eu正异常的磷灰石应该是继承了岩浆源区的性质。

例如,样品18H19中有两颗磷灰石具有Eu正异常(平均Eu/Eu*=2.51;图3a中实心圆),但全岩却具有微弱的Eu负异常(平均Eu/Eu*=0.88;图3a中黑色三角形),说明这两颗磷灰石应该结晶于具有Eu正异常的岩浆熔体。此外,样品18H19中还有两颗磷灰石具有很高的Sr含量(平均值为815×10-6),而全岩Sr含量为397×10-6～410×10-6(图3a中空心圆;图2a),因此这两颗磷灰石应该来源于不同于寄主岩的岩浆源区。事实上,该样品岩浆源区的复杂性是有迹可循的,它采自于一条侵入到闪长岩体中的二长花岗岩脉(图5;Geetal.,2018)。闪长岩体的Sr含量为838×10-6～867×10-6,并具有微弱的Eu正异常(图3a中绿色阴影部分;Geetal.,2018)。因此,样品中这些Sr含量高的和具有Eu正异常的磷灰石很可能是二长花岗岩脉侵位过程中从闪长岩体捕获的。

样品18XH2中有6颗磷灰石具有“陡峭的”右倾型REE配分模式和微弱的Eu负异常(图3b),以及比全岩更高的Sr含量(图2a)。与之不同,剩下的一颗磷灰石却具有上凸的REE配分模式和强烈的Eu负异常,与全岩的REE组成相似(图3b)。这些现象说明两类具有不同微量元素特征的磷灰石可能形成于两个岩浆源区,6颗与全岩地球化学特征解耦的磷灰石可能是从围岩捕获的,只有一颗为原生磷灰石。

图5 样品18H19野外照片(据Ge et al.,2018修改)Fig.5 Field photographs of Sample 18H19 (modified after Ge et al.,2018)

图6 辽东半岛早白垩世花岗岩及其中的磷灰石的Sr-Nd同位素组成(据Sun et al.,2021修改)Fig.6 Plot of Sr-Nd isotopic compositions for apatites and host Early Cretaceous granite from the Liaodong Peninsula (modified after Sun et al., 2021)

样品19H5中有6颗磷灰石具有右倾型的REE配分模式(图3c)和高于全岩的Sr含量(图2a),与剩下的一颗磷灰石明显不同。这6颗磷灰石应形成于一个比全岩更基性的岩浆熔体。此外,它们的εNd(t)值与锆石εHf(t)表现出解耦的特点,而这种εNd(t)值的升高与流体改造的磷灰石具有相反的趋势(图4),它们的轻稀土元素(LREE)含量较高(7477×10-6～8766×10-6)、且在阴极发光(CL)图像中显示出均一的内部结构,说明其并没有经历晚期构造热事件的改造(详细讨论见3.1节)。因此,这些磷灰石同样是小规模地壳混染作用的产物。

Sunetal.(2021)对辽东半岛早白垩世花岗岩体中发育的磷灰石进行了岩相学、原位主微量元素和Sr-Nd同位素测试,发现它们可以被划分为两组。第一组磷灰石呈自形-半自形晶,具有相对低的初始87Sr/86Sr值(0.7071～0.7110)和较低的εNd(t)值(-11.5～-4.9),与全岩组成基本一致(图6),说明这些磷灰石是寄主岩浆结晶形成的;第二组磷灰石呈他形晶(部分颗粒具有核-边结构),具有变化很大的87Sr/86Sr 值(0.7010～0.7506)和εNd(t)值(-33.4～-7.7)(图6),表明它们的源区并不完全是花岗岩的原始岩浆。第二组磷灰石的地球化学组成与区域上发育的围岩(太古宙和古元古代花岗质岩石)中的磷灰石相近,说明它们是从围岩捕获而来的,并与寄主岩浆发生了一定程度的反应。

综上所述,捕获磷灰石很可能在一定程度上保留了原有的地球化学组成,并反映了源区的性质,这种小规模的地壳混染作用往往易被全岩地球化学数据所忽略,因此,利用磷灰石地球化学组成及其变异特征来建立花岗岩的成因演化模型等方面具有很大的应用前景。

1.3 榍石的成分分带指示岩浆的混合作用

岩浆的混合作用是许多花岗质岩体形成的重要过程,也是导致火山喷发的因素之一(Pallisteretal.,1992;Kneseletal.,1999;Troll and Schmincke,2002;Browneetal.,2006)。然而,指示岩浆混合作用的野外地质证据往往只能在部分深成环境中保存下来,且花岗岩的全岩地球化学数据也在很多情况下无法详细地记录混合过程中的结构和成分变化信息,而单矿物在这方面则具有很大优势(Sawkaetal.,1984;Piccolietal.,2000;Dempsteretal.,2003)。位于苏格兰的Ross of Mull花岗岩是一个已知的经历了岩浆混合作用而形成的岩体(Petfordetal.,1996;Zaniewskietal.,2006),McLeodetal.(2011)对该岩体中发育的一系列与混合作用相关的岩石(包括寄主花岗岩、一系列闪长质包体以及端元岩浆完全混合形成的混杂岩等等)中的榍石进行了电子探针分析,结果表明榍石的微量元素分带不仅与野外地质现象耦合,也建立了更精细的岩浆混合作用过程。

图7 Ross of Mull花岗岩中具有多种环带类型的榍石的BSE图像(据McLeod et al.,2011修改)Fig.7 BSE image of titanite from the Ross of Mull Granite showing various characteristic zoning types (modified after McLeod et al., 2011)

Ross of Mull花岗岩中闪长质包体发育的多种结构指示其与寄主花岗岩之间发生了不同程度的混合作用,表明岩浆在源区和上升侵位时均经历了一系列独立的混合过程。BSE图像显示,包体和寄主花岗岩中的单颗榍石可以具有多种环带类型(图7),包括代表岩浆成因的均一生长带和同轴震荡生长细环带,以及榍石的稳定性发生变化导致其溶解而形成的环带(溶解后的再生长和晚期隙间生长)。电子探针数据表明,榍石的环带成分代表了不断变化的熔体成分,主要记录了REE和高场强元素(HFSE)等微量元素的变化过程。此外,利用榍石的Zr含量还可以计算出其结晶时的温度为700～750℃。榍石原位微区成分的变化是对新鲜的闪长质岩浆与花岗岩体混合过程中熔体成分、氧逸度和温度等因素变化的响应。该岩体中榍石记录的混合过程包括不含矿物晶体的熔体的完全混合、晶体在部分结晶的岩浆之间的转移、熔体从已结晶包体中的分离和运移以及晚阶段的扩散交换作用。榍石的地球化学成分不仅记录了局部的混合过程,也同样受控于更远端的混合作用。因此,榍石的微区成分能够揭示许多隐藏在岩浆房内的混合事件。

图8 辽东半岛早白垩世侵入体中的正长花岗岩和石英闪长岩的球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(据Chen et al.,2020修改)Fig.8 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element diagrams (b) for syenogranite and quartz diorite from the Early Cretaceous pluton in the Liaodong Peninsula (modified after Chen et al., 2020)

1.4 单矿物多重同位素组成指示岩浆的形成和混合过程

对与花岗岩形成演化相关的基性岩进行研究是建立其成因模型的关键,这些基性岩与花岗岩可能是同源演化的(如部分熔融和分离结晶作用),也可能是不同源的关系(如岩浆混合或同化混染作用)。花岗岩中的镁铁质包裹体是揭示上述演化过程的重要指示剂。同源包裹体(主要包括部分熔融的残留物或矿物堆晶)往往与相关的花岗质岩石具有平衡的同位素组成(White and Chappell,1977;Chappell and White,2001;Chappell and Wyborn,2004;Barbarin,2005)。具有岩浆成因的镁铁质包裹体通常是幔源岩浆注入酸性岩浆房混合而形成的,这一过程为花岗岩的产生提供了热量和物质来源(Griffinetal.,2002;Yangetal.,2006)。与之不同,花岗质侵入体同样可以捕获基性的围岩组分,这些围岩通常具有古老的锆石和不均一的同位素组成(Bouloton and Gasquet,1995;Maasetal.,1997)。单矿物元素和同位素组成在揭示花岗岩与相关的基性岩以及基性包裹体的关系上具有重要意义,许多学者利用锆石Hf-O同位素和磷灰石Sr-Nd同位素对上述岩石在形成过程中经历的分离结晶、岩浆混合和同化混染作用进行了研究(White and Chappell,1977;Yangetal.,2004,2006;Sunetal.,2010,2019;Chenetal.,2020)。

Chenetal.(2020)对辽东半岛早白垩世侵入体中的正长花岗岩和其中的闪长质包体以及石英闪长岩进行了详细的锆石原位U-Pb和Hf-O同位素以及磷灰石原位Sr-Nd同位素分析。结果显示,闪长质包体具有淬火结构以及耦合的锆石Hf和磷灰石Sr-Nd同位素组成,它的岩浆起源于经历地壳混染作用的富集地幔的部分熔融。正长花岗岩同样具有耦合的锆石Hf和磷灰石Sr-Nd同位素组成,它的岩浆源区为新增生下地壳和幔源岩浆的混合。岩浆混合作用使二者的同位素组成发生了交换,但元素组成受到的影响较小,这与普遍出现的情况相反。而石英闪长岩与正长花岗岩的同位素组成相近,说明它同样为地壳物质部分熔融的产物,但二者的地球化学组成为互补的关系:正长花岗岩具有高的SiO2(>74.0%)和低的MgO、P2O5含量以及明显的Ba、Sr、Eu负异常;石英闪长岩相对低的SiO2(>60.0%)和高的MgO和Sr含量以及Ba、Sr、Eu正异常(图8)。岩浆的分离熔融模型可以很好地解释上述特征,石英闪长岩和正长花岗岩分别代表了岩浆房中的残留堆晶体和熔融分离的隙间熔体。因此,该侵入体中发育的两种闪长质岩石(闪长质包体和石英闪长岩)分别起源于不同的源区(富集地幔和新增生地壳),并经历了不同的岩浆作用过程。

图9 Lachlan造山带东部变沉积包体、基性微粒包体(MME)、S型花岗岩和Uturuncu安山岩的Al2O3含量和ASI值(铝饱和指数)的变异图(据Li et al.,2021a修改)Fig.9 Al2O3 and ASI (Alumina Saturation Index) variation of metasedimentary inclusions,MME,S-type granites, and Uturuncu andesites from the eastern Lachlan Orogen (modified after Li et al., 2021a)

与该研究类似,Sunetal.(2019)对辽东半岛二户来岩体中发育的石英正长岩及其中的镁铁质包体,以及似斑状钾长花岗岩开展了锆石原位U-Pb和Hf-O同位素、磷灰石原位Sr-Nd同位素的测试工作。结合全岩主、微量元素和Sr-Nd-Hf同位素组成,他们认为镁铁质包体的岩浆源区为富集地幔,而石英正长岩和似斑状钾长花岗岩的成因关系可以用“晶粥”模型来解释。花岗岩代表晶粥体中分离出来的隙间熔体,而石英正长岩代表残留的堆晶体,二者变化很大的同位素组成是幔源和壳源岩浆发生广泛混合作用的结果。

Lietal.(2021a)则对Lachlan造山带东部出露的S型花岗岩进行了研究。这些志留纪花岗岩中发育两种岩屑包体——岩浆成因基性微粒包体(MME)和变沉积包体,它们中的磷灰石和独居石的Nd同位素组成反映出花岗质岩浆经历了两个阶段的混合作用。花岗岩和包体中的磷灰石和独居石εNd(t)值范围相近(-13～-4),但峰值不同。花岗岩中的磷灰石和独居石εNd(t)值具有相似的单峰,说明不同组分与寄主S型岩浆充分混合并达到了平衡;MME和变沉积包体弯曲的或双峰式的εNd(t)峰值则暗示它们具有不同的成因。这些同位素数据指示了两个端元组分的存在:(1)区域上广泛发育的奥陶纪含石英浊积岩——代表了一个成熟的变沉积源区(εNd(t)值为-12);(2)εNd(t)峰值为-5的MME。在相平衡模拟过程中(图9),将含石英浊积岩的平均组成作为假定的岩浆源区,模拟出的残余组分和测得的变沉积包体均偏离了Lachlan造山带S型花岗岩组分阵列上,只有将MME代表的基性组分设定为另一端元才能模拟出实际测得的包体的成分,说明岩浆源区曾与弱过铝质的安山质岩浆发生了广泛的混合作用。这些MME指示的安山质岩浆可能是基性岩浆底侵时地幔物质与下地壳物质发生混合而形成,随后被带入到巨大的、冷的、具有S型岩浆特征的中地壳岩浆房中,最终形成的MME是深部地壳和浅部地壳发生二次混合作用的产物。变沉积包体主要是中地壳熔融的残留体,并受到了混合形成的安山质岩浆的改造。Lietal.(2021a)认为Lachlan造山带S型花岗岩经历的这种两阶段混合过程主要是俯冲造山环境下热的幔源岩浆发生底侵作用而驱动的。

2 矿物原位微区成分对花岗质岩浆分离结晶过程的制约

2.1 磷灰石成分指示共存矿物的结晶顺序

岩浆成因磷灰石的微量元素组成主要受到以下三方面因素的控制:(1)母岩浆和源区的成分和性质;(2)其他富微量元素矿物与磷灰石的结晶顺序(在磷灰石之前或与磷灰石同时结晶);(3)磷灰石与熔体之间微量元素分配系数的变化(Sha and Chappell,1999;Belousovaetal.,2001;Chuetal.,2009;Nathwanietal.,2020;Zhangetal.,2020;Sunetal.,2022)。

图10 松嫩地块花岗岩中岩浆成因磷灰石(彩色线)和全岩(黑色线)的球粒陨石标准化稀土元素配分图(据Long et al.,2023修改)Fig.10 Chondrite-normalized REE patterns for the igneous apatites (colored lines) and host granitoids (black lines) from the Songnen Massif (modified after Long et al., 2023)

图11 松嫩地块花岗岩中磷灰石饱和温度(TAp)和锆石饱和温度(TZr)关系图解(据Long et al.,2023修改)Fig.11 Plot of apatite saturation temperatures (TAp) versus zircon saturation temperatures (TZr) for granitoids from the Songnen Massif (modified after Long et al., 2023)

近年来,课题组对中亚造山带东段额尔古纳地块、兴安地块和松嫩地块上近120个花岗岩样品中的磷灰石进行了系统研究(Sunetal.,2022;Longetal.,2023),发现磷灰石Sr含量与全岩Sr和SiO2含量之间呈现良好的线性关系,且磷灰石Eu/Eu*值与磷灰石Sr含量和全岩Eu/Eu*值同样具有线性关系(图2a-d)。这一现象强调了在岩浆演化过程中斜长石的分离结晶对磷灰石成分的重要影响。斜长石在磷灰石之前或与磷灰石同时结晶会显著降低熔体中的Eu和Sr含量,从而使磷灰石普遍具有Eu负异常和比全岩更低的Sr含量(Belousovaetal.,2001,2002;Jenningsetal.,2011;Bruandetal.,2014,2017)。另外,图2a很好地展示了Sr在磷灰石和全岩之间良好的线性关系,在综合分析实验数据的基础上,我们提出0.69作为Sr在磷灰石和全岩之间的经验分配系数。由于斜长石发生蚀变会导致全岩Sr含量降低,该系数可以通过测试某些蚀变较强的样品中磷灰石的Sr含量来反算蚀变前全岩的真实Sr含量。

此外,根据岩浆成因磷灰石轻、重稀土元素的分馏程度,Longetal.(2023)将其划分为三组(图10)。首先,除了一些高分异型花岗岩外,大多数花岗岩都更富集LREE(Chappell and White,1992),而第一组磷灰石具有右倾型的REE配分模式,与全岩类似,但它们的中稀土元素(MREE)也较为富集(图10a)。研究表明,在不同物理化学条件下,MREE在磷灰石中的分配系数最高,LREE次之,HREE最低(Nagasawa,1970;Watson and Green,1981;Fujimaki,1986;Prowatke and Klemme,2006)。因此,该组样品为偏铝质和弱过铝质花岗岩中磷灰石普遍具有的REE配分模式(Belousovaetal.,2001,2002;Chuetal.,2009)。而其他两组磷灰石的REE配分模式则表现出与全岩组成明显不同的特征,这主要是因为它们受到了不同矿物分离结晶作用的影响。第二组磷灰石明显亏损LREE,而全岩却显示富集LREE的特点(图10b),这种现象可能是花岗岩中其他富LREE矿物(如独居石、帘石族矿物和榍石)的形成所致。独居石是强过铝质花岗岩中普遍存在的副矿物相,而第二组磷灰石的源岩为弱过铝质花岗岩,并不普遍发育独居石。帘石族矿物(包括绿帘石、褐帘石和黝帘石等)在第二组花岗岩样品中普遍存在,榍石也存在于个别样品中。然而,由于帘石族矿物的LREE分配系数比榍石高出一个数量级(Montel,1986,1993),第二组磷灰石的REE配分模式主要受到了帘石族矿物结晶的影响。第三组磷灰石则具有低的MREE和HREE含量以及较微弱的Eu负异常(图10c),与磷灰石具有高的MREE分配系数相矛盾。磷钇矿和锆石是两种典型的富集HREE的矿物(Bea,1996)。磷钇矿在第三组磷灰石的源岩中并不发育,因此可将其排除。磷灰石和锆石都是岩浆早期结晶的副矿物,为了评价锆石的结晶对磷灰石REE组成的影响,Longetal.(2023)计算了磷灰石和锆石的饱和温度(图11),结果表明磷灰石普遍具有比锆石更高的饱和温度,表明磷灰石结晶较早,其地球化学组成不受锆石的影响。角闪石是第三组磷灰石的源岩中普遍发育的富集MREE和HREE(尤其是极高的MREE分配系数;Moyen,2009)的矿物。因此,第三组磷灰石的REE配分模式主要受到了角闪石结晶的影响。

图12 平潭杂岩体中磷灰石的Sr-Cl(a)和Sr-La/Yb(b)图解(据Zhang et al.,2020修改)Hb-普通角闪石;Mnz-独居石;Pl-斜长石Fig.12 Plots of Sr vs. Cl (a) and Sr vs. La/Yb (b) for apatites from the Pingtan intrusive complex (modified after Zhang et al., 2020)Hb-hornblende; Mnz-monazite; Pl-plagioclase

Zhangetal.(2020)利用电子探针和LA-ICP-MS分析技术对中国东南沿海地区早白垩世平潭杂岩体中发育的辉长岩、花岗闪长岩和花岗岩开展了磷灰石原位主、微量元素和Nd同位素的测试工作,结果显示花岗闪长岩中磷灰石的地球化学组成同样指示了花岗质岩浆中矿物的结晶顺序。花岗闪长岩中磷灰石的Cl和Sr含量呈正相关(图12a),这种现象可能是三种原因导致的:(1)普通角闪石、黑云母等富Cl矿物的分离结晶;(2)晚期热液流体的影响;(3)源区有富Cl和富Sr的基性熔体注入。首先,平潭杂岩体中的辉长岩和花岗岩可以近似作为岩浆混合作用的基性和酸性端元,然而,辉长岩比花岗岩中的磷灰石具有更高的Cl、Sr含量和La/Yb比值(图12a,b),二者混合应该造成Sr-Cl和Sr-La/Yb均呈正相关。图12b显示花岗闪长岩中磷灰石的Sr含量和La/Yb比值呈负相关,从而排除了岩浆混合的可能性。同样,花岗闪长岩中的磷灰石均具有均一的内部结构且几乎不含包裹体,说明晚期热液作用并未对其造成显著影响。因此,磷灰石形成时长石和普通角闪石在它之前或与它同时结晶可能是导致磷灰石具有Sr-Cl正相关、Sr-La/Yb负相关特点的原因。

2.2 岩浆成因独居石成分指示花岗伟晶质岩浆结晶分异程度的差异

花岗伟晶岩系统的演化过程及相关的稀有金属成矿作用往往较难查明,主要是因其体系结构相对复杂,岩体的矿物粒度和化学成分变化很大。位于扬子板块东南缘的仁里-传梓源伟晶岩型矿床具有发育良好的岩性分带序列,核部为黑云母花岗岩、白云母花岗岩(muscovite monzogranites, MMs)和二云母花岗岩,向外依次为微斜长石伟晶岩带(K带)→微斜长石-钠长石伟晶岩带(K-Na带)→钠长石伟晶岩带(Na带)→含铌钽的钠长石-锂辉石伟晶岩带(Na-Li带)。由于很难对这种粗粒且成分变化很大的岩体进行代表性取样,关于该伟晶岩体的形成和演化过程等问题一直存在争议。最近,Wangetal.(2023)对仁里-传梓源伟晶岩中发育的独居石和富钍独居石(富含Th、Ca端元)开展了原位微区U-Th-Pb年龄、主微量元素和Sm-Nd同位素组成的分析测试工作,这些单矿物数据为了解该花岗伟晶岩型矿床的成因和演化过程提供了重要依据。

以不同岩带中的岩浆成因独居石作为分析对象,Na伟晶岩带中的独居石和Na-Li伟晶岩带中的富钍独居石的Th-Pb年龄分别为140.42±2.30Ma和139.58±2.15Ma,这些独居石和富钍独居石238U-206Pb年龄和235U-207Pb年龄的准确度较低,因为矿物含有大量的230Th,导致放射成因206Pb的含量较难确定。与之相对,对230Th含量较低的MMs、K带和K-Na带,可以采用独居石的206Pb/238U年龄(分别为138.03±2.18Ma、140.39±2.18Ma和140.58±2.14Ma)。不难看出,MMs和伟晶岩带中的独居石具有基本一致的U-Th-Pb年龄,说明MMs、伟晶岩系统和稀有金属(Li-Nb-Ta-Rb-(Cs)-(Be))的成矿过程为同生成因。

图13 仁里-传梓源伟晶岩型矿床MMs和四条伟晶岩带中岩浆成因独居石和富钍独居石的Sm/Nd值(据Wang et al.,2023修改)Fig.13 Plot of the Sm/Nd ratios for magmatic monazites and cheralites from the MMs and four pegmatite zones within the Renli-Chuanziyuan pegmatite field (modified after Wang et al., 2023)

此外,MMs和4条伟晶岩带中岩浆成因的独居石和富钍独居石具有相似的εNd(t)值(-9.9 ～-7.9),并与MMs全岩的εNd(t)值一致,表明这些独居石的Nd同位素达到了均一化且为相同的单一岩浆源区演化而来。独居石和磷灰石是两种具有高的LREE分配系数的矿物,它们为熔体贡献了大约等量的Sm(Ayres and Harris,1997),但磷灰石的Sm/Nd值较高,而独居石的Sm/Nd值较低,二者均对花岗质熔体的Sm/Nd分馏过程起到了关键作用(Ayres and Harris,1997;Zengetal.,2005a,b;Wolfetal.,2019)。仁里-传梓源矿床的4条伟晶岩带中岩浆成因独居石的Sm/Nd值逐渐降低,从K带(0.39～0.63,平均值为0.43)、K-Na带(0.29～0.35,平均值为0.31)降低至Na带(0.26～0.30,平均值为0.28)和Na-Li带(0.21～0.27,平均值为0.24)(图13)。这些独居石一致的Nd同位素组成和明显的Sm/Nd分馏特征可能有两种不同的解释:(1)独居石和富钍独居石结晶于相同的岩浆源区,但源区经历了不同程度的部分熔融。这种成因模型要求熔体从源区脱离之前,源岩的Nd同位素组成已经达到了平衡状态,且源区中溶解的独居石的质量分数随着部分熔融程度的升高而逐渐增加。然而,该模式并不能解释这4条伟晶岩带中独居石的ΣREEs含量(尤其是ΣLREEs)逐渐降低的现象。(2)独居石和富钍独居石是结晶于同一母岩浆,但经历了不同程度的结晶分异过程。K带中的独居石具有最高的Sm/Nd值,暗示它们是母岩浆经历了最轻微的磷灰石分离结晶作用后得到的伟晶岩质熔体结晶而形成的。而随后一系列伟晶岩质熔体的形成是由于花岗质母岩浆不断发生结晶分异(伴随着磷灰石的不断分离结晶),使其Sm/Nd值逐渐降低,该模式可能是独居石成分变化更为合理的解释。近年来,部分学者认为这些伟晶岩质熔体是从白云母二长花岗质熔体中阶段性分离出来的,然而,Wangetal.(2023)的研究显示MMs中独居石的Sm/Nd值最低(图13),可能是磷灰石的分离结晶作用造成的,那么如果K带和K-Na带中具有更高Sm/Nd值的独居石对应的伟晶岩质熔体是从白云母二长花岗质熔体中分离而来的,就要求该花岗质熔体必须经历显著的独居石的分离结晶过程,从而使Sm/Nd值升高。然而,这一过程势必会导致随后结晶的MMs中独居石的ΣLREEs明显降低,与文中的数据结果相矛盾,因此这一推测目前看来是缺乏证据的。

2.3 榍石微区成分指示花岗质岩浆的结晶分异过程和氧化还原状态

榍石(CaTiSiO5)是花岗岩中一种重要的富REE和HFSE的副矿物(Nakada,1991;Bachmannetal.,2005;Glazneretal.,2008),也是研究岩石成因和矿化作用的有效指示剂。Panetal.(2018)对中国西南地区义敦岛弧带南部4个花岗质岩体中发育的榍石开展了电子探针和原位LA-ICP-MS主、微量元素的分析测试工作。这4个岩体分别为白垩纪休瓦促岩体(CXWC)、白垩纪铜厂沟岩体(TCG)、三叠纪普朗岩体(PL)和三叠纪休瓦促岩体(TXWC)。该项研究是一个利用榍石地球化学组成制约花岗岩的岩浆性质和演化过程的良好范例。

首先,榍石中REE和Sr含量的变化对岩浆的分异演化过程具有指示作用。4个花岗质岩体中榍石的REE配分模式略有不同。根据晶体形态,TCG、PL和TXWC岩体的榍石为早期结晶相,由于岩浆分异程度较低,这些榍石结晶时其熔体组成与全岩组成相似。因此,TCG岩体比PL和TXWC岩体具有更高的榍石(La/Sm)N、(La/Yb)N、(Sm/Yb)N和δEu值,这与它们的全岩特征一致。实验研究表明,在相同条件下,榍石与熔体之间的MREE(如Sm)分配系数高于LREE(如La)和HREE(如Yb)(Green and Pearson,1986;Tiepoloetal.,2002;Prowatke and Klemme,2005;Olin and Wolff,2012),故这些岩体中的榍石比全岩具有更低的(La/Sm)N和更高的(Sm/Yb)N。此外,与磷灰石类似,由于富Sr矿物(如斜长石)的结晶,榍石中Sr含量的变化通常反映了岩浆成分的不断变化(Icenhower and London,1996;White,2003;Whiteetal.,2003;Ren,2004;Xuetal.,2015b)。PL、TXWC和TCG每个岩体中榍石Sr的含量变化很大,可能是斜长石结晶时间的不同造成的。而CXWC岩体中榍石的Sr含量均很低,表明它们的形成是在斜长石大量结晶之后的晚期阶段,这些榍石较均一的Sr含量也说明其结晶过程中斜长石的结晶较少。榍石中Sr含量与其他组分的协变关系也可以示踪岩浆的结晶历史。例如,榍石中(Sm/Yb)N和(La/Yb)N随着Sr含量的降低而降低。实验研究表明,在相同条件下,褐帘石和磷灰石与熔体之间的MREE分配系数也高于HREE(Watson and Green,1981)。因此,这些矿物相和斜长石的结晶会使残余熔体中(Sm/Yb)N和Sr的含量同时下降。CXWC岩体中榍石(La/Yb)N的变化可能是褐帘石结晶的结果,褐帘石是CXWC岩体中重要的富La矿物,它的结晶会降低残余熔体中的(La/Yb)N(Brooksetal.,1981;Freietal.,2003)。该比值降低的另一个原因则可能是由于岩浆分离结晶过程中富Cl流体的出溶,因为富Cl流体中LREE比HREE更稳定并优先运移(Haasetal.,1995)。这两种解释在CXWC岩体演化过程中的相对意义尚未确定。然而,考虑到TCG、PL和TXWC岩体中不发育褐帘石,它们中榍石(La/Yb)N的变化更有可能受控于第二种解释。

其次,榍石中Fe2O3/Al2O3、δEu、δCe和Ga含量的变化对母岩浆的氧化还原状态十分敏感(Kingetal.,2013)。Eu3+、Ce3+、Ga3+和Fe3+更易进入到榍石中,因为Eu3+和Ce3+可以占据七面体Ca位点,而Ga3+和Fe3+可以占据八面体Ti位点(Frostetal.,2001;Tiepoloetal.,2002)。氧逸度的增加使Eu3+、Ce4+、Ga3+和Fe3+含量增加,Eu2+、Ce3+、Ga2+和Fe2+含量相应降低,因此相同条件下,氧化程度更高的岩浆中榍石具有更高的Ga含量、δEu、Fe2O3/Al2O3以及更低的δCe。然而,榍石中δEu的降低也可能是斜长石结晶造成的(Ballardetal.,2002;Bietal.,2002),因此,上述参数之间的协变关系能更好地反映岩浆氧化还原状态的变化。以义敦岛弧带花岗岩为例,TXWC岩体中榍石的δEu和δCe呈负相关,表明该岩体的氧化还原状态是控制这些元素浓度变化的主要因素。相反,TCG、PL和CXWC岩体中的榍石没有显示出这种相关性,说明分离结晶作用等其他因素可能对这两个指标的变化也有影响。CXWC和TCG岩体中榍石的δCe与Ga含量呈负相关,且TCG岩体比CXWC岩体中榍石的Ga含量更高,δCe值更低,暗示TCG岩体的母岩浆比CXWC岩体的母岩浆氧化程度更高。此外,这两个岩体中榍石的Ga含量与Fe2O3/Al2O3呈正相关,结合TCG岩体具有变化更大的Ga含量与Fe2O3/Al2O3,同样证明TCG岩体母岩浆的氧化程度更高。为了验证上述结论,Panetal.(2018)利用锆石的Ce数据计算了岩浆的氧逸度。结果显示,在相同温度下(720～732℃),TCG岩体母岩浆的氧化程度(log(fO2)=-13.3)比CXWC岩体更高(log(fO2)=-15.1),而log(fO2)与榍石Ga含量和Fe2O3/Al2O3的相关性也进一步支持了这一结论。Meng(2014)提出这两个花岗岩母岩浆氧化还原状态的差异可能与TCG岩体的源区受到了俯冲流体的改造有关。综上,榍石的主微量元素数据可以有效示踪花岗质岩浆的结晶分异过程和氧化还原状态。

2.4 岩浆成因绿帘石和角闪石指示花岗质岩浆的结晶过程和温压条件

Panditetal.(2014)对印度中部Malanjkhand古元古代花岗质岩体中发育的绿帘石和角闪石进行了电子探针分析,发现这些单矿物原位微区成分可以示踪岩浆源区的深度、结晶过程、运移上升的速率以及硫化物矿床矿化过程中的物化条件等。Malanjkhand花岗质岩体中发育岩浆成因和热液成因两种绿帘石,从主量元素组成上并不能将二者区分开,它们的主要区别在于岩浆成因绿帘石具有结构和成分的分带。典型的岩浆成因绿帘石分为有褐帘石核(Type-I)和无褐帘石核(Type-II)两种。有褐帘石核的绿帘石具有震荡生长环带,发育榍石包裹体并与黑云母共生(图14a)。在不考虑褐帘石核的情况下,该绿帘石颗粒内部的X-Y成分剖面显示出从核到边Ps值[=Fe3+/(Fe3++Al)的摩尔比]逐渐降低的特点(图14b),说明岩浆结晶作用地进行伴随着花岗质熔体中的Fe3+含量的不断降低。Type-I绿帘石发育的褐帘石核暗示它们的形成是在至少三分之一的岩浆在深部岩浆房中结晶之后才开始的,且在熔体中未被溶解并向上运移(Dawes and Evans,1991)。

背散射(BSE)图像显示,无核的岩浆成因绿帘石(Type-II)同样具有震荡生长环带和副矿物包裹体(如磷灰石、榍石、锆石;图14c),以及韵律变化的环带成分(内部和最外部的Ps含量较低,中部较高;图14d)。副矿物包裹体的存在说明绿帘石是晚期结晶的矿物,至少晚于磷灰石、榍石和锆石的结晶。上述两种绿帘石低Ps含量的边部都表明花岗质岩浆结晶晚期Fe3+含量降低,且岩浆结晶过程中褐帘石和绿帘石并不能形成完全连续的固溶体,因此Type-I绿帘石的成分是间断的,它的晚期环边是在先存的褐帘石核上生长的。而Type-II绿帘石没有形成核部,主要是由于结晶作用的不断发生使花岗质岩浆逐渐亏损REE(Dawes and Evans,1991)。

Malanjkhand花岗质岩体中的角闪石以巨晶形式产出(粒度达4mm),并且发生了不同程度的分解反应。Panditetal.(2014)对样品的岩相学观察显示,角闪石在长石和黑云母存在的情况下可以与熔体达到平衡,而黑云母和角闪石的共存可能是由于含水硅酸盐熔体的不连续、不一致结晶作用(Beard and Lofgren,1991;Rushmer,1991;Beardetal.,2004)。角闪石巨晶的边界均十分清晰,部分颗粒与岩浆成因绿帘石共存。利用角闪石的电子探针数据进一步计算得到其较高的Fe/(Fe+Mg)值(0.36～0.51),该结果表明花岗质岩浆的结晶作用很可能发生在高fO2的条件下(Speer and Becker,1992;de Oliveiraetal.,2010)。此外,角闪石Al压力计(Schmidt,1992)可以用来估算花岗质岩浆结晶时的压力,据此计算得出Malanjkhand花岗质岩体岩浆结晶时的压力为0.204～0.563GPa。而此前,Pandit and Panigrahi(2012)利用角闪石-长石温压计估算的Malanjkhand花岗质岩体形成的温压条件为743～773℃和0.216～0.388GPa。综合这些数据,Panditetal.(2014)推断岩体中绿帘石形成的温度应小于800℃,压力应小于0.563GPa,而最低温压条件由湿润系统下花岗岩的固相线控制(图15)。Naney(1983)的研究显示,岩浆成因绿帘石在含水量为4%和～0.8GPa的高压条件下可以保持稳定,共存矿物组合为角闪石+斜长石+黑云母+熔体。而随着压力降低,角闪石和斜长石不断分解,矿物组合转变为斜长石+绿帘石+黑云母+熔体。因此,Malanjkhand花岗质岩体中的岩浆成因绿帘石是在岩浆处于高压、～800℃且水饱和的条件下作为初生相结晶形成的,并且一直存在到岩浆冷却至～650℃、0.204GPa的状态。上述研究表明,该花岗岩体的原始岩浆起源于至少～18.75km(假设静岩压力和地壳密度分别为0.563GPa和2.7g/cm3)或更深的地壳物质(Zen and Hammarstrom,1984;Zen,1985)。

综上所述,岩浆成因绿帘石和角闪石的成分对花岗质岩浆的结晶过程和岩浆结晶时的温压条件具有一定的指示作用。

图14 Malanjkhand花岗质岩体中岩浆成因绿帘石的结构和成分变化图(据Pandit et al.,2014修改)(a)具有环带结构和褐帘石核的岩浆成因绿帘石(Type-I)与黑云母和榍石包裹体之间共生关系的显微镜下照片.Aln-褐帘石;Bio-黑云母;Tnt-榍石;(b)绿帘石颗粒沿X-Y剖面的成分(Ps)变化;(c)具有环带结构但无核的岩浆成因绿帘石(Type-II)与其中发育的榍石、磷灰石和锆石包裹体的BSE图像.Ap-磷灰石;Tnt-榍石;Zr-锆石;(d)绿帘石颗粒沿A-B剖面的成分(Ps)变化Fig.14 Plots of textural and compositional variations of magmatic epidotes from the Malanjkhand Granitoid pluton (modified after Pandit et al., 2014)(a) photomicrograph of zoned magmatic epidote with allanite core (Type-I) associated with biotite and titanite as inclusions. Aln-allanite;Bio-biotite;Tnt-titanite;(b) compositional (Ps) variation along X-Y profile within the epidote grain;(c) back-scattered electron (BSE) image of zoned magmatic epidote without core associated with titanite,apatite and zircon as inclusions. Ap-apatite;Tnt-titanite;Zr-zircon;(d) compositional (Ps) variation in zoned epidote along A-B profile

图15 P-T图解显示Malanjkhand花岗质岩体中岩浆成因绿帘石的稳定性(据Pandit et al.,2014修改)HM-赤铁矿-磁铁矿缓冲剂;QFM-石英-铁橄榄石-磁铁矿缓冲剂Fig.15 P-T diagram showing stability of magmatic epidotes in the Malanjkhand Granitoid pluton (modified after Pandit et al., 2014)HM-hematite-magnetite buffer;QFM-quartz-fayalite-magnetite buffer

3 矿物原位微区成分对花岗质岩石晚期构造热事件和矿化作用的制约

3.1 磷灰石微量元素和Nd同位素组成指示晚期构造热事件的改造

花岗质岩石形成后常常会受到晚期构造热事件的改造,导致矿物的元素和同位素组成发生变化。O’Sullivanetal.(2020)对不同岩石类型中磷灰石的微量元素组成进行了总结,提出了一个利用磷灰石的Sr/Y值和LREE含量(ΣLREE=La+Ce+Pr+Nd)来判别源岩岩石类型的图解(图16a),图中显示经历交代作用或变质作用的岩石中的磷灰石往往具有低的LREE含量。研究表明这种现象可能是受到以下两方面原因共同控制:(1)磷灰石在重结晶过程中伴随着其他富LREE矿物的形成,如独居石和帘石族矿物(Harlovetal.,2005;Harlov,2015;Henrichsetal.,2019);(2)磷灰石中的LREE易在交代淋滤过程中被流体迁移(Lietal.,2018,2022;Fisheretal.,2020;Odlum and Stockli,2020;Ribeiroetal.,2020a;Zhangetal.,2020)。这些过程会导致单个样品中磷灰石的地球化学组分在判别图解中具有向低级-中级变质岩和交代变质岩区域(LM)偏移的趋势(图16a)。

对松嫩地块上“经历晚期构造热事件改造的花岗岩”和“未经晚期构造热事件改造的花岗岩”的锆石Hf同位素组成和磷灰石微量元素和Nd同位素组成的研究表明,晚期变质/交代作用对磷灰石的微量元素和Nd同位素体系造成了影响,但锆石Hf同位素体系相对稳定(图4;Longetal.,2023)。“经历晚期构造热事件改造的花岗岩”中的磷灰石多呈他形晶且粒度较大(可达250μm),长宽比为1:1～3:1,具有不规则的次生加大边和复杂的内部结构,并且具有低的REE总量和LREE含量,其中部分样品La含量低于全岩La含量(图17a)。在球粒陨石标准化稀土元素配分图解中(图17a,b),表现为平坦的或上凸型的配分模式,并具有强烈的Eu负异常。在源岩判别图解中,同一花岗岩样品中的磷灰石可以具有LREE含量降低的趋势(例如:19XH5、18H10、18H16和18H15-5;图16a)。上述特征说明这些磷灰石经历了晚期变质/交代作用的改造。绿帘石是“经历晚期构造热事件改造的花岗岩”中普遍发育的次生矿物,因此,这些花岗岩中的磷灰石可能在重结晶过程中经历了次生绿帘石的结晶,也可能受到了流体交代作用的共同改造(Harlov,2015;Ribeiroetal.,2020b)。

此外,“经历晚期构造热事件改造的花岗岩”每个样品中的磷灰石可以具有变化很大的Sm-Nd同位素组成,且它们的εNd(t)值与锆石εHf(t)值普遍呈现解耦的特点(图4中红色三角形),大多数样品点都偏离了Vervoortetal.(1999)提出的地球阵列线(Terrestrial Array;图4中灰色线)。尽管Lu-Hf同位素体系和Sm-Nd同位素体系都不易受到晚阶段变质变形作用和流体交代作用的改造(Blichert-Toft and Arndt,1999;Choi and Mukasa,2012),但Sm-Nd同位素在识别这些晚期作用时仍然表现得比Lu-Hf同位素更加敏感(Vervoortetal.,1996;Salernoetal.,2021)。Lietal.(2022)设计了一个评估不同成分的流体是否可以对磷灰石Sm-Nd同位素体系造成干扰的实验,结果显示含有CaCl2的盐酸溶液可以将磷灰石中的REE淋滤出来。由于磷灰石晶格中的Nd相比于Sm更容易进入到富Cl的流体中,淋滤过程会伴随着147Sm/144Nd比值的逐渐升高,但对143Nd/144Nd比值的影响不大。此外,Hammerlietal.(2019)发现在高级变质作用下褐帘石的分解和次生绿帘石和磷灰石的重结晶会导致Sm-Nd同位素在副矿物和原岩之间的再分配。部分从褐帘石中释放出来的REE(尤其是Nd)很容易被交代流体所迁移,使重结晶的磷灰石的Nd含量降低。上述流体诱导的蚀变作用均导致磷灰石的Sm/Nd比值升高,进而使143Nd/144Nd的现代值升高。Longetal.(2023)在天然样品中观察到了这种Sm-Nd同位素组成的变化,部分“经历晚期构造热事件改造的花岗岩”中磷灰石的147Sm/144Nd比值表现出随LREE含量降低而逐渐升高的趋势(图16b;例如:18XH5、19H12、18H15-5和18H16)。需要注意的是,这种147Sm/144Nd比值的变化会导致利用其计算得到的εNd(t)值明显偏离真实的εNd(t)值,而偏差大小取决于Sm/Nd比值受到改造的程度(Lietal.,2022)。因此,“经历晚期构造热事件改造的花岗岩”中磷灰石明显低的εNd(t)值表明其Sm-Nd同位素受到了晚期流体的改造。

与上述磷灰石不同,“未经晚期构造热事件改造的花岗岩”中的磷灰石多呈自形-半自形晶,CL图像显示这些磷灰石中部分具有均一的内部结构,没有明显的成分变化,指示了晶体的快速生长过程(Upton and Thomas,1980;Halamaetal.,2004;Streck,2008;Ladenburgeretal.,2016);部分磷灰石具有同轴或震荡生长的环带结构,指示了不平衡的分离结晶作用(Shore and Fowler,1996)。它们具有变化很大的REE总量和LREE含量,在判别图解上,基本落入了源岩为“I+M”和“S”区域内(图16c),表明其为岩浆成因。此外,这些花岗岩样品具有相对均一的磷灰石Sm-Nd同位素组成(图16d)和耦合的磷灰石Nd和锆石Hf同位素体系(图4中绿色菱形)。除松嫩地块上的花岗岩数据之外,图4还展示了中亚造山带东段额尔古纳地块和兴安地块上花岗岩的磷灰石Nd同位素和锆石Hf同位素数据,它们与松嫩地块花岗岩样品中的岩浆成因磷灰石和锆石具有一致的εHf(t)-εNd(t)相关性(除3个额尔古纳地块上新元古代-早古生代蚀变花岗岩样品;图4中蓝色正方形)。将3个地块上Nd-Hf同位素耦合的花岗岩进行总结可以建立一条εHf(t)-εNd(t)的回归线(εHf=1.21×εNd+5.33),其相关系数为0.89(图4中红色线)。

图16 松嫩地块“经历晚期构造热事件改造的花岗岩”和“未经晚期构造热事件改造的花岗岩”中磷灰石的Sr/Y值-LREE含量图解(a、c, 据O’Sullivan et al.,2020修改)和147Sm/144Nd值-LREE含量图解(b、d,据Long et al.,2023修改)ALK-富碱火成岩;HM-部分熔融熔体/淡色体/高级变质岩;I+M-偏基性的I型花岗岩和基性火成岩;LM-低级至中级变质岩和交代变质岩;S-S型花岗岩和高ASI值偏酸性的I型花岗岩;UM-超基性岩,包括碳酸岩、二辉橄榄岩和辉石岩Fig.16 Plots of Sr/Y vs. LREE contents (a, c, modified after O’Sullivan et al., 2020) and 147Sm/144Nd ratios vs. LREE contents (b, d, modified after Long et al., 2023) for apatites from granitoids altered by post-crystallization tectonothermal events and unaltered granitoids in the Songnen MassifALK-alkali-rich igneous rocks;HM-partial-melts/leucosomes/high-grade metamorphic rocks;I+M-mafic I-type granitoids and mafic igneous rocks;LM-low- and medium-grade metamorphic and metasomatic rocks;S-S-type granitoids and high ASI ‘felsic’ I-types;UM-ultramafic rocks including carbonatites,lherzolites and pyroxenites

综上所述,磷灰石的LREE含量和变化趋势、以及磷灰石Nd和锆石Hf同位素体系的耦合程度是判断花岗质岩浆是否受到晚期构造热事件改造的有效指示剂,尤其是在这些晚期作用并没有显著改变花岗岩的岩相学特征和全岩地球化学组成的情况下。此外,磷灰石Sm-Nd同位素组成在流体诱导下的不稳定性暗示在利用其εNd(t)值进行研究时,一定要格外注意它们是否能够代表花岗质岩浆原始的源区性质,以确保结论的真实性和可靠性。

3.2 榍石和磷灰石的O同位素组成指示变质和流体交代作用

太古宙TTG岩系的演化过程一直是花岗岩成因和地壳演化等方面研究的关键。Bruandetal.(2019)对位于苏格兰的显生宙高Ba-Sr花岗岩和位于芬兰的太古宙赞岐岩中的榍石和磷灰石开展了原位O同位素的分析测试工作。其中,高Ba-Sr花岗岩可以近似代表显生宙的赞岐岩,它们均指示了俯冲交代地幔楔的存在。这些样品的全岩地球化学和锆石U-Pb-Hf-O同位素组成(Heilimoetal.,2011),尤其是榍石和磷灰石的O同位素组成不仅记录了花岗岩的成因信息和晚期岩浆作用过程,也为揭示太古宙赞岐岩在地球历史上是如何演化成现代岛弧岩浆岩这一课题提供了重要证据。

图17 松嫩地块“经历晚期构造热事件改造的花岗岩”中磷灰石(彩色线)和全岩(黑色线)的球粒陨石标准化稀土元素配分图(据Long et al.,2023修改)图a中样品部分磷灰石的La含量低于全岩La含量Fig.17 Chondrite-normalized REE patterns for the apatites (colored lines) and host rocks (black lines) of granitoids altered by post-crystallization tectonothermal events in the Songnen Massif (modified after Long et al., 2023)Some apatites from samples in Fig.17a have lower La contents than their host rocks

图18 高Ba-Sr花岗岩全岩SiO2含量与全岩及副矿物(锆石、磷灰石和榍石)δ18O值图解(据Bruand et al.,2019修改)Fig.18 Whole-rock SiO2 contents vs. δ18O values of whole-rock and accessory minerals (zircon,apatite and titanite) for the high Ba-Sr granitoids (modified after Bruand et al., 2019)

显生宙高Ba-Sr花岗岩组合是基性的富闪深成岩不断分离结晶成为高分异花岗岩这一过程的产物(Fowleretal.,2001,2008),其发育的磷灰石和榍石达到了平衡状态,可以反映出花岗质岩浆演化过程中矿物的分离结晶作用对磷灰石和榍石δ18O值的影响。这些样品均具有相似的Sr和Nd同位素组成,表明它们几乎没有受到开放系统(如变沉积物的混染)的干扰(Fowleretal.,2001,2008)。全岩δ18O值从最基性到最酸性端元维持在6.7‰～8.7‰范围内(Fowleretal.,2001,2008)。图18显示,随着样品的SiO2含量从50%增加到70%,锆石、磷灰石和榍石的δ18O值一直相对均一,说明分离结晶作用对副矿物的δ18O值没有造成显著影响。Bruandetal.(2019)进一步计算了不同样品的δ18Ozrn-δ18Ottn、δ18Ozrn-δ18Oap和δ18Oap-δ18Ottn的分馏系数(图19)。

样品San316和A572采自两个赞岐岩体,它们均经历了晚期角闪岩相-麻粒岩相变质作用,然而,两个样品中的锆石为岩浆成因并保留了初始的δ18O值(Bruandetal.,2019),因此可以用各副矿物之间O同位素的分馏系数来评价变质/交代作用是否可以改造花岗质岩石中榍石和磷灰石的δ18O值。两个样品中发育的榍石颗粒均具有岩浆震荡生长环带,偶尔被窄而暗的变质边所包裹,核部的微量元素组成均与岩浆成因榍石的组成保持一致(Sr/Sm<0.2;Bruandetal.,2014)。然而,样品San316的δ18Ozrn-δ18Ottn明显偏离了岩浆成因样品的分馏系数(图19a),说明即使榍石的微量元素组成仍保持岩浆成因特征,它的O同位素组成却可能已受到变质作用的影响而被部分重置。样品中的榍石粒度较小(<200μm)且呈他形,这与前人的实验研究相吻合——即O的扩散速率在非自形的榍石中更快(Zhangetal.,2006)。例如,Zhangetal.(2006)计算得出在约500℃条件下,粒度为200μm的榍石颗粒保存其初始18O/16O值的时间只有约2.7Myr。与之相对的是,样品A572同样经历了相似的变质作用过程,但其δ18Ozrn-δ18Ottn并没有明显偏离岩浆成因分馏系数(图19a)。这可能是由于该样品中的榍石粒度较大(可达500μm)且呈自形,相比样品San316中的榍石可以更好地抵抗扩散作用对O同位素组成的影响。在图19b-c中,样品A572中副矿物的O同位素组成均偏离了主要的分馏系数,说明磷灰石与锆石和榍石之间没有达到平衡状态,其异常低的δ18Oap值的唯一解释是:它曾与δ18O值最低的储库——大气或热液流体(δ18O=0‰～-55‰;Eiler,2001;Valleyetal.,2005)发生了相互作用。该样品中没有保留下来辉石,而长石普遍发生了蚀变,这些岩相学特征也支持了晚期热液作用的存在。不同的是,图19b显示,样品San316的δ18Oap值与新鲜的高Ba-Sr花岗岩样品所建立的锆石-磷灰石分馏系数一致,说明磷灰石与锆石达到了平衡,δ18Oap值没有被变质作用重置,这与该样品中的榍石明显不同。

图19 赞岐岩、高Ba-Sr花岗岩和格恩西岛火山岩组合中磷灰石、榍石和锆石的δ18O值(据Bruand et al.,2019修改)(a)δ18Ozrn-δ18Ottn图解;(b)δ18Ozrn-δ18Oap图解;(c)δ18Oap-δ18Ottn图解. ap-磷灰石;ttn-榍石;zrn-锆石;anh. ttn-他形榍石;euh. ttn-自形榍石Fig.19 Plots of δ18O for apatites, titanites and zircons from Sanukitoids, high Ba-Sr granitoids, and Guernsey igneous complex (modified after Bruand et al., 2019)(a) δ18Ozrn vs. δ18Ottn; (b) δ18Ozrn vs. δ18Oap; (c) δ18Oap vs. δ18Ottn. ap-apatite;ttn-titanite;zrn-zircon;anh. ttn-anhedral titanite;euh. ttn-euhedral titanite

图20 Corupá岩体碱长花岗岩中典型热液成因绿帘石族矿物颗粒的BSE图(据Vlach,2012修改)从核部至边部环带由明到暗,矿物成分依次为铁褐帘石(zone I)-褐帘石(zone II)-绿帘石/铁绿帘石(zone III),最外层的明亮环边为褐帘石(zone IV)Fig.20 BSE image of a typical hydrothermal epidote-group mineral crystal from the Corupá alkali-feldspar granite (modified after Vlach, 2012)The crystal compositions are ferriallanite(zone I)-allanite(zone II)-epidote/ferriepidote(zone III)from the internal clear zone to the external dark zone,and the most external clear zone is allanite(zone IV)

总得来说,榍石和磷灰石的O同位素组成都可以受到变质作用/流体交代作用的影响,但二者的表现可以是互相独立的,这种差异可能是由于交代流体的成分不尽相同。例如,前人研究表明磷灰石不容易被高P-T流体所溶解,除非该流体是酸性的(Ayers and Watson,1991)。因此,样品A572中磷灰石O同位素组成的变化可能是磷灰石被酸性流体溶解并重结晶而形成的。该项研究不仅表明在花岗质岩浆的分离结晶过程中,各副矿物(锆石、磷灰石、榍石)均能记录岩浆初始的O同位素组成,也揭示了晚期构造热事件会改变磷灰石和榍石的δ18O值,造成各副矿物之间δ18O值相互解耦的现象。

3.3 蚀变独居石的元素和U-Th-Pb同位素体系指示普通Pb混染和Pb丢失过程

在2.2节里对仁里-传梓源伟晶岩型矿床中岩浆成因独居石的成分进行了讨论,然而,该岩体中部分所谓“岩浆成因”独居石在偏光显微镜下表现为相对均一的特征,却在高对比度的BSE图像中显示出复杂的内部结构和非均质成分的特点,暗示它们可能受到了晚期流体的改造。研究表明,交代蚀变作用可能会对独居石和富钍独居石的U-Th-Pb同位素体系造成影响(Harlovetal.,2011;Grand’Hommeetal.,2016;Lietal.,2021b),因此,了解蚀变过程中相关元素的活动性是利用这些独居石的微区成分数据进行讨论的前提。

岩石学特征和BSE图像显示,仁里-传梓源花岗伟晶岩体中K带独居石的蚀变现象很轻微,但部分MMs、K-Na带、Na带中的独居石和Na-Li带中的富钍独居石则蚀变得很强烈。这些细小且不规则的蚀变区域主要发育在裂隙和矿物颗粒的边界处,相比未蚀变的部分具有更低的LREEs含量、更高的Ca和Th含量和略高的Pb含量,暗示它们经历了磷钙钍石型置换反应(2LREE3+Th4++Ca2+(Pb2+);Nietal.,1995;Poitrassonetal.,1996,2000),Pb含量的升高可能是部分Pb2+置换了Ca2+(Monteletal.,2002)。而蚀变区域Si含量的增加和P含量的轻微降低则表明交代过程中也可能存在少量硅钍石型置换反应(REE3++P5+Th4++Si4+;Poitrassonetal.,1996,2000),使部分P-O晶体结构遭到了破坏。实验研究表明,上述蚀变独居石复杂的显微结构和多变的化学成分指示它们经历了富碱流体诱导下的耦合溶解-再沉淀过程(Putnis,2002,2009;Hetherington and Harlov,2008;Harlovetal.,2011和其中文献)。此外,蚀变区域的U含量也有明显降低的特征(除Na带的独居石)。U4+可以置换独居石中的REEs(van Emdenetal.,1997),因此可溶U4+浓度的降低可能会阻碍U的运移过程(Langmuir,1978)。这些独居石蚀变部分U含量的降低可能是因为氧化条件下U的价态发生了改变(如U6+;Mathieuetal.,2001),导致晶体中的部分U分离进入了流体相中。而Na带独居石U含量的升高可能是因为环境处于相对还原的条件下(Poitrassonetal.,1996,2000)。

仁里-传梓源花岗伟晶岩体的U-Pb和Th-Pb年龄谐和图显示独居石和富钍独居石的蚀变区域均表现出明显离散的特点。MMs、K-Na带独居石和Na-Li带富钍独居石的蚀变区域表现出207Pb/235U、207Pb/206Pb和206Pb/238U升高的现象,说明235U-207Pb和238U-206Pb体系明显受到了U亏损的影响,并且过量的207Pb在溶解-再沉淀过程中进一步进入到了独居石的晶格中。而Na带独居石蚀变区域207Pb/206Pb和206Pb/238U含量的升高则主要是由于过量207Pb的涉入,因为这些独居石中U的含量也有一定的上升。根据EPMA分析结果,独居石和富钍独居石蚀变区域比未蚀变部分的Th含量更高,因此,蚀变部分208Pb/232Th升高的现象说明Th-Pb体系受到了普通208Pb混染过程的影响。同时,K-Na带、Na带独居石和Na-Li带富钍独居石蚀变区域208Pb/232Th的降低则暗示它们经历了Pb丢失(或Th混染)的过程。综上,独居石原位微区U-Th-Pb同位素体系的异常变化可能是流体诱导下的普通Pb混染和Pb丢失过程造成的(Bosseetal.,2009;Grand’Hommeetal.,2016;Lietal.,2021b)。

此外,在交代蚀变条件下,了解Pb在独居石溶解-再沉淀过程中的行为特性是评估U-Th-Pb年龄数据是否具有意义的关键,即是否所有先存放射性成因Pb都会被流体所迁移(Harlov and Hetherington,2010)。高温条件下(～900℃;Harlovetal.,2011),独居石中的Pb在富碱流体交代蚀变过程中能够以含水硅酸盐形式存在(如PbSi2O5(OH)2-)。然而,仁里-传梓源地区发育的过铝质伟晶岩熔体的结晶是在相对低温(～450±50℃)的环境下发生的,其过程较为迅速(Kaeteretal.,2018;London,2018),可能不利于Pb在富碱流体与独居石之间交换作用的发生。因此,这种情况下交代流体可能只对独居石的U-Th-Pb体系进行了部分重置,导致花岗伟晶岩中独居石和富钍独居石蚀变区域的定年结果表现出较分散的年龄范围,并不具有明确的地质意义。

3.4 热液成因绿帘石族矿物微区成分指示晚期交代流体的成分

图21 Corupá岩体碱长花岗岩中典型热液成因绿帘石族矿物的球粒陨石标准化稀土元素配分图解(据Vlach,2012修改)(a) EPMA方法;(b)LA-ICP-MS方法Fig.21 Chondrite-normalized REE patterns for the representative hydrothermal epidote group minerals from the Corupá alkali-feldspar granite (modified after Vlach,2012)(a) EPMA analyses;(b) LA-ICP-MS analyses

Vlach(2012)对巴西南部Corupá岩体发育的过铝质碱长花岗岩中的绿帘石族矿物的主、微量元素进行了研究。这些热液成因绿帘石族矿物以单晶或集合体的形式产出于岩体的裂隙和晶洞中,且具有复杂的周期性生长环带。BSE和X射线图像显示,晶体从核部到边部的矿物成分依次为铁褐帘石(zone I)-褐帘石(zone II)-绿帘石/铁绿帘石(zone III)-褐帘石(zone IV),各个环带之间的成分变化有明显的界线(图20)。电子探针和LA-ICP-MS数据表明,从铁褐帘石到绿帘石,它们的轻、重稀土元素的比值逐渐变小,最外层的褐帘石富集MREE(图21);铁褐帘石相比花岗岩富集Ti、Sr和Ga(超过10倍),亏损Mg、Rb、Th和Zr;褐帘石相比铁褐帘石具有更低的Ga、Mn和更高的Zr、Nb和U含量;绿帘石富集Sr和U,亏损Pb、Zr、Hf、Ti和Ga。总的来说,绿帘石族矿物的结构和成分变化暗示晚期流体相比HREE更富集LREE。这些LREE可能本来赋存于贫Ca富F的流体中,直到演化程度较高的花岗岩浆中萤石的结晶使它们的溶解度降低。研究表明,该区早期形成的硅钛铈铁矿的热液蚀变作用可能是由于交代流体富集LREE和其他大离子亲石元素。因此,在Corupá岩体形成的晚期阶段,热液矿物经历了REE的再分配过程。这些热液成因绿帘石族矿物显著的显微环带结构表明氧化环境下热液流体的成分在演化过程中不断变化,即绿帘石族矿物从核部至边部轻、重稀土元素的分馏程度的降低指示了流体成分逐渐向高MREE/LREE或高HREE/LREE的方向演化,但总的来看晚期流体是相对富集LREE的。

3.5 热液成因绿帘石的形成促进矿化作用进程

4 结论

(1)矿物原位微区成分对花岗质岩浆的源区性质和分离结晶、岩浆混合、同化混染作用以及晚期构造热事件的改造和矿化作用等一系列复杂的岩浆演化过程具有重要指示意义。

(2)矿物原位微区成分指示花岗质岩浆的源区性质和混合过程:花岗岩中岩浆锆石Hf同位素组成的变异可能暗示其源区在深熔作用过程中发生了锆石的不平衡和选择性熔融,而未必是壳幔混合作用的结果;部分磷灰石特殊的微量元素和Sr-Nd同位素组成表明它们可能是从围岩捕获的,是小规模地壳混染作用的产物;榍石的微区成分分带记录了多种岩浆混合过程,也反映了熔体成分、氧逸度和温度等因素的变化;花岗岩与其中发育的包体、捕虏体和相关围岩的锆石Hf-O同位素和磷灰石Sr-Nd同位素组成记录了岩浆的混合和同化混染等作用。

(3)矿物原位微区成分反映花岗质岩浆的分离结晶过程:岩浆成因磷灰石不同的REE配分模式指示它们受到了帘石族、榍石、角闪石、斜长石等矿物分离结晶作用的影响;花岗伟晶岩系统中岩浆成因独居石Sm/Nd值在不同岩带中的规律性变化揭示了岩浆分离结晶程度的差异;榍石的多种微区元素含量和它们之间的协变关系受控于花岗质岩浆的结晶分异过程和氧化还原状态;岩浆成因绿帘石族矿物的震荡环带表明在绿帘石结晶的晚期阶段花岗质岩浆中的Fe3+含量降低,且结晶过程中褐帘石和绿帘石不能形成完全连续的固溶体,导致晚期结晶的绿帘石环边与褐帘石核具有成分间断;根据角闪石的成分可以计算得到花岗质岩浆结晶时的温度、压力和fO2,并可据此推断出岩浆房的深度。

(4)矿物原位微区成分记录花岗质岩石晚期经历的构造热事件和矿化作用过程:经历晚期变质/交代作用改造的花岗岩中的磷灰石具有低的LREE含量和变化很大的Nd同位素组成,并导致花岗岩具有Nd-Hf同位素体系解耦的特点;晚期变质/交代作用同样会改变磷灰石和榍石的δ18O值,造成各副矿物之间δ18O值相互解耦的现象;蚀变独居石的元素和U-Th-Pb同位素体系指示流体交代过程中多种置换反应的发生以及普通Pb混染和Pb丢失的过程;热液成因绿帘石族矿物的成分环带是热液流体成分不断演化的结果,根据矿物-流体平衡模型,可以利用绿帘石成分计算出成矿作用发生的温度以及流体的pH值。

致谢感谢两位审稿专家和本刊常务副主编对本文提出的建设性修改意见。