福建漳州花崗閃長(zhǎng)巖成因:來(lái)自磷灰石地球化學(xué)的約束

張曉兵, 郭 鋒, 張 博

福建漳州花崗閃長(zhǎng)巖成因:來(lái)自磷灰石地球化學(xué)的約束

張曉兵1, 2, 郭 鋒1, 3*, 張 博1

(1. 中國(guó)科學(xué)院 廣州地球化學(xué)研究所, 同位素地球化學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 廣東 廣州 510640; 2. 中國(guó)科學(xué)院大學(xué), 北京 100049; 3. 中國(guó)科學(xué)院深地科學(xué)卓越創(chuàng)新中心, 廣東 廣州 510640)

磷灰石是火成巖中常見的副礦物, 富含鹵素(F、Cl)和微量元素(REE、Y、Sr、Th和U)等。磷灰石的元素及同位素特征可以指示巖漿巖源區(qū)、演化和熱液作用等過(guò)程。本研究選擇中國(guó)東南沿海漳州侵入雜巖中的花崗閃長(zhǎng)巖, 開展磷灰石原位主量元素、鹵素、微量元素和氧同位素分析, 以揭示該類花崗質(zhì)巖石的源區(qū)、巖漿演化過(guò)程和可能的熱液活動(dòng)。根據(jù)磷灰石內(nèi)部結(jié)構(gòu)、元素和同位素組成, 將花崗閃長(zhǎng)巖中的磷灰石分成2組: 巖漿型和交代型。巖漿型磷灰石以自形晶體為主, La/Yb、Eu/Eu*值與Sr含量都呈正相關(guān)關(guān)系, 并顯示出相對(duì)均一的氧同位素組成(d18O=5.6‰～6.7‰), 且落在“I型花崗巖”區(qū)間內(nèi)。結(jié)合全巖同位素組成, 巖漿型磷灰石結(jié)晶于源區(qū)主要為新生地殼物質(zhì)的花崗質(zhì)巖漿, 并受到斜長(zhǎng)石和榍石分離結(jié)晶作用的影響。交代型磷灰石主要為半自形或它形晶體, 也以磷灰石增生邊的形式出現(xiàn)。交代型磷灰石具有極高的F/Cl值和極低的Th/U值、較低的∑REE和d18O值(d18O=2.9‰～6.2‰), 同時(shí)Eu/Eu*值與Sr含量呈正相關(guān)關(guān)系。交代型磷灰石結(jié)構(gòu)和地球化學(xué)特征反映巖漿在演化晚期受到了高F/Cl值、高氧逸度和低d18O值的熱液流體活動(dòng)的影響。2組磷灰石的對(duì)比研究結(jié)果顯示, 磷灰石地球化學(xué)特征不僅能示蹤源區(qū)屬性, 還能較好地記錄巖漿演化和熱液作用過(guò)程, 是開展花崗巖成因研究的重要示蹤劑。

磷灰石; 微量元素; 氧同位素; 東南沿海; 花崗巖

0 引 言

花崗質(zhì)巖石作為大陸地殼的重要組成部分, 是研究大陸地殼生長(zhǎng)和演化過(guò)程的窗口(吳福元等, 2007)。花崗巖的成分特征主要受巖漿源區(qū)的控制, 在地球化學(xué)上被劃分為I型、S型、M型和A型花崗巖(Chappell and White, 1974)。然而, 巖漿演化過(guò)程(巖漿混合、地殼混染等)和后期熱液活動(dòng)過(guò)程可能會(huì)顯著改變巖漿體系的元素及同位素組成(Clemens and Stevens, 2012)。比如, 巖漿經(jīng)過(guò)高度分異作用后會(huì)趨向于花崗巖體系Q-Ab-Or的最低共結(jié)點(diǎn), 而且熱液流體活動(dòng)也可能影響巖石和礦物的地球化學(xué)組成。因此, 花崗巖的全巖成分難以真實(shí)地反映原始巖漿的化學(xué)成分和礦物組合特征(吳福元等, 2017), 全面認(rèn)識(shí)巖漿演化與后期熱液活動(dòng)過(guò)程對(duì)于理解花崗巖成因非常重要(Zhang et al., 2020)。

磷灰石是各類巖漿巖及熱液體系中最常見的副礦物, 它富集稀土元素(REE)、鹵素(F、Cl)及Th、U等元素(Pan and Fleet, 2002)。作為早期結(jié)晶相, 磷灰石具有保存巖漿源區(qū)信息的能力(趙振華, 2010)。最近的研究表明, 相對(duì)于全巖地球化學(xué)數(shù)據(jù), 磷灰石鹵素及微量元素特征能有效示蹤巖漿源區(qū)屬性。磷灰石的結(jié)構(gòu)和成分特征可以記錄巖漿過(guò)程, 比如角閃石分離結(jié)晶作用會(huì)導(dǎo)致磷灰石La/Yb值和Cl含量降低(Zhang et al., 2020), 巖漿混合過(guò)程也會(huì)形成磷灰石的成分環(huán)帶結(jié)構(gòu)(Zhang et al., 2021)。另一方面, 熱液流體活動(dòng)會(huì)顯著改造磷灰石的結(jié)構(gòu)、元素與同位素組成特征, 比如鹵素和稀土元素遷移等(Harlov and F?rster, 2003; Harlov et al., 2011)?？傊? 磷灰石結(jié)構(gòu)及元素特征對(duì)熔體和熱液流體成分的變化非常敏感, 開展磷灰石的原位地球化學(xué)研究為揭示巖漿源區(qū)特征和演化過(guò)程具有重要的指示意義(Sha and Chappell, 1999; Chu et al., 2009; Li et al., 2017; Zhang et al., 2021)。

中國(guó)東南沿海廣泛發(fā)育晚中生代長(zhǎng)英質(zhì)巖漿巖(Zhou et al., 2006; Li and Li, 2007), 一直是花崗巖成因研究的熱點(diǎn)地區(qū)。前人在該區(qū)域內(nèi)開展了一系列基礎(chǔ)性研究工作, 比如全巖地球化學(xué)及鋯石U-Pb定年和Hf-O同位素等研究工作(Li et al., 2014)。然而中國(guó)東南沿海地區(qū)內(nèi)花崗巖成因一直存在爭(zhēng)議, 包括古老地殼、年輕地殼的重熔和殼–幔巖漿混合等成因模式(邢光福等, 1999; Xu et al., 1999; Guo et al., 2012; Li et al., 2018; Chen et al., 2019 )。前人的研究多側(cè)重于用花崗巖源區(qū)和巖漿過(guò)程來(lái)解釋全巖地球化學(xué)數(shù)據(jù), 比如將花崗巖相對(duì)虧損的Nd-Hf同位素組成歸因?yàn)樵磪^(qū)屬性(Li et al., 2018; 張博等, 2020)或巖漿過(guò)程(巖漿混合、同化混染等)的改造 (王德滋和沈渭洲, 2003; Guo et al., 2012)。然而少有學(xué)者關(guān)注熱液流體活動(dòng)對(duì)元素和同位素組成的影響(Zhang et al., 2020)。本研究選取福建漳州地區(qū)長(zhǎng)英質(zhì)侵入雜巖的花崗閃長(zhǎng)巖單元, 通過(guò)磷灰石結(jié)構(gòu)、元素和O同位素分析, 嘗試更全面地剖析花崗巖源區(qū)屬性、巖漿演化及可能的后期熱液過(guò)程。

1 地質(zhì)背景及巖石特征

華南板塊由揚(yáng)子和華夏板塊在新元古代拼合而成(Zhang et al., 2013)。其中, 華夏板塊位于華南板塊東南部, 經(jīng)歷了燕山運(yùn)動(dòng)并形成大規(guī)模的晚中生代構(gòu)造–巖漿作用(Zhou et al., 2006)(圖1)。雖然存在不同的成因模式, 但是研究者常將燕山運(yùn)動(dòng)與古太平洋的俯沖作用聯(lián)系起來(lái)(Zhou and Li, 2000; Li and Li, 2007; Sun et al., 2007)。華夏板塊晚中生代的巖漿活動(dòng)主要集中在麗水–海豐斷裂以東, 被稱為“東南沿海巖漿帶”(Chen et al., 2008)。漳州侵入雜巖體就位于該巖漿帶上(圖1)。

圖1 華南中生代花崗巖分布圖(修改自Zhou et al., 2006)

漳州侵入雜巖體出露多種類型的巖石, 包括輝長(zhǎng)巖、閃長(zhǎng)巖、花崗(閃長(zhǎng))巖及鉀長(zhǎng)石花崗巖。前人對(duì)漳州侵入雜巖體開展的一系列年代學(xué)研究, 表明該巖體侵位于97～123 Ma (Chen et al., 2013; 楊金豹等, 2013)。漳州侵入雜巖體以花崗(閃長(zhǎng))巖為主, 輝長(zhǎng)巖出露面積極小。本次研究的樣品采自長(zhǎng)泰縣內(nèi)的花崗閃長(zhǎng)巖, 采樣位置為: 24°38￠41.69″N、117°34￠59.53″E。花崗閃長(zhǎng)巖呈灰白色, 塊狀構(gòu)造, 中–粗粒結(jié)構(gòu)(圖2a、b)。主要由斜長(zhǎng)石、鉀長(zhǎng)石、石英和黑云母組成, 副礦物有鋯石、磷灰石和榍石(圖2c、d)。

2 分析方法

將野外所采集的新鮮巖石樣品, 分別磨制薄片和單礦物分選, 以開展相關(guān)的巖相學(xué)、礦物學(xué)和地球化學(xué)分析。

2.1 磷灰石主量、微量元素和鹵素分析

磷灰石主量元素和鹵素分析在中國(guó)科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所同位素地球化學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成, 分析儀器為JOEL JXA-8100型電子探針。分析條件: 加速電壓15 kV, 電流20 nA, 束斑5 μm。采用標(biāo)樣: 磷灰石(Ca和P), 螢石(F), 方鈉石(Cl), 鈉長(zhǎng)石(Na和Si), 輝石(Mn、Fe和Mg), 應(yīng)用ZAF進(jìn)行校正。F、Cl、Na的峰位和背景測(cè)量時(shí)間分別為10 s和5 s。其他元素的峰位和背景測(cè)量時(shí)間為20 s和10 s。

磷灰石微量元素應(yīng)用激光剝蝕等離子質(zhì)譜(LA-ICP-MS)完成。該儀器由Resolution M-50激光剝蝕系統(tǒng)聯(lián)結(jié)Agilent 7900質(zhì)譜儀組成。具體的儀器分析步驟及參數(shù)見涂湘林等(2011)。分析過(guò)程中, 采用的激光能量為80 mJ, 激光脈沖頻率為 6 Hz, 束斑為31μm。每次分析的背景采集時(shí)間為20～25 s, 信號(hào)采集時(shí)間為45 s。He和Ar通過(guò)一個(gè)T型接口混合作為載氣, 將激光剝蝕的樣品送入質(zhì)譜儀中分析。使用NIST 610作為外標(biāo), NIST 612作為未知樣本監(jiān)控分析過(guò)程, 每8個(gè)樣品點(diǎn)分別進(jìn)行2次NIST 610和NIST 612分析。以電子探針測(cè)得的43Ca作為內(nèi)標(biāo), 使用ICPMSDataCall軟件(Liu et al., 2008)進(jìn)行離線數(shù)據(jù)處理。

Pl. 斜長(zhǎng)石; Bt. 黑云母; Hbl. 角閃石。

2.2 磷灰石O同位素分析

磷灰石原位O同位素?cái)?shù)據(jù)在中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所完成, 使用的儀器為Cameca IMS-1280 SIMS。將分離的磷灰石顆粒與磷灰石標(biāo)準(zhǔn)品(Qinghu和Durango磷灰石)一起制成環(huán)氧樹脂靶, 采用Cs+作為一次離子源, 加速電壓10 kV, 電流強(qiáng)度約為2 nA, 束斑為20 μm。在分析過(guò)程中, 磷灰石標(biāo)樣和未知樣品進(jìn)行交替測(cè)試。通過(guò)標(biāo)準(zhǔn)平均海水和成分(vienna standard mean ocean water, VVSMOW,18O/16O=0.0020052)對(duì)測(cè)得的18O/16O比率進(jìn)行歸一化, 以百萬(wàn)分之一的標(biāo)準(zhǔn)表示, 利用標(biāo)準(zhǔn)樣品Durango磷灰石對(duì)儀器的質(zhì)量分餾因子(IMF)進(jìn)行校正, 標(biāo)準(zhǔn)樣品Qinghu磷灰石作為未知標(biāo)樣對(duì)數(shù)據(jù)進(jìn)行監(jiān)控。其中, 標(biāo)準(zhǔn)樣品Durango磷灰石的δ18O平均值為10.15‰ (2σ=0.56,=26), 這些與前人報(bào)道的結(jié)果一致(Trotter et al., 2008)。標(biāo)準(zhǔn)樣品Qinghu磷灰石的δ18O值為5.59‰ (2σ=0.52,=31)。儀器設(shè)置參數(shù)及分析流程見Li et al. (2010)。

3 分析結(jié)果

3.1 磷灰石結(jié)構(gòu)和元素特征

磷灰石常以包裹體的形式存在于斜長(zhǎng)石、黑云母等礦物中(圖2c、d)。在背散射(BSE)圖像上, 磷灰石可以被簡(jiǎn)單分成2組。第1組巖漿型磷灰石呈灰白色, 主要為自形短柱狀晶體(圖3a)。第2組交代型磷灰石呈灰黑色, 主要為它形晶體, 或以增生邊的形式出現(xiàn)在巖漿型磷灰石周圍(圖3b)。

兩類磷灰石具有相似的CaO、P2O5和F含量, 但是在Na2O、Cl、REE、As、Th和U等元素含量及F/Cl、Th/U和La/Y值上差異顯著(表1、2)。巖漿型磷灰石表現(xiàn)出右傾的REE配分模式, 與典型的I型花崗巖相似(Sha and Chappell, 1999), 而交代型磷灰石的REE配分模式明顯偏離I型花崗巖(圖4)。巖漿型磷灰石具有高的∑REE、Na2O、Si、Cl和Th含量, 而交代型磷灰石中As、U含量和Eu/Eu*值較高(表1、2)。比如, 巖漿型磷灰石Cl含量較高(表1; 圖5a), 分布在0.41%～0.55%之間, 平均值0.47%, 而交代型磷灰石Cl含量明顯較低(表1; 圖5a), 其范圍是0.09%～ 0.24%, 平均值0.17%; 巖漿型磷灰石∑REE較高且集中, 分布在7214～10029 μg/g之間, 平均值8698 μg/g,而交代型磷灰石∑REE明顯較低且分散(表2; 圖5c、6), 其范圍是1436～5086 μg/g,平均值為3085 μg/g; 巖漿型磷灰石F/Cl值較低且集中, 分布在3.12～4.28之間, 平均值3.70, 而交代型磷灰石F/Cl值明顯較高且分散(表1; 圖7), 其范圍是6.50～24.22, 平均值為12.04; 巖漿型磷灰石中La/Y值范圍在1.63～2.84之間, 平均值是2.18, 交代型磷灰石卻表現(xiàn)出明顯高的La/Y值(2.64～7.79, 平均值是5.04)(表2; 圖7); 巖漿型磷灰石中As含量范圍在9.9～26.6 μg/g之間, 平均值是14.0 μg/g, 交代型磷灰石卻表現(xiàn)出異常高的As含量(14.2～310 μg/g), 平均值是120 μg/g(表2; 圖8)。

圖3 漳州巖體花崗閃長(zhǎng)巖薄片(a)及磷灰石的BSE照片(b)

表1 磷灰石主量元素和鹵素含量(%)

注: “/”表示含量低于檢測(cè)限。

2類磷灰石Sr含量和Eu/Eu*的協(xié)變關(guān)系具有明顯差異。巖漿型磷灰石Sr含量(258～445 μg/g)與Eu/Eu*值(0.17～0.29)大體表現(xiàn)出正相關(guān)關(guān)系; 交代型磷灰石Sr含量分布范圍較小, 集中在266～ 293 μg/g之間, 與Eu/Eu*值(0.25～0.71)表現(xiàn)出負(fù)相關(guān)關(guān)系(圖8)。

3.2 磷灰石O同位素

磷灰石的O同位素組成和其結(jié)構(gòu)與化學(xué)成分存在很大的相關(guān)性。其中巖漿型磷灰石的O同位素組成相對(duì)均一, δ18O的范圍分布在5.6‰～6.7‰之間, 平均值為6.2‰(=19, 表3); 而交代型磷灰石的O同位素變化較大, δ18O分布在2.9‰～6.2‰之間, 平均值是5.1‰(=16, 表3), 與磷灰石的∑REE表現(xiàn)出明顯的正相關(guān)關(guān)系(圖6)。

陰影部分為澳大利亞Lachlan Fold Belt中I型花崗巖的磷灰石數(shù)據(jù)(Sha and Chappell, 1999); 標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)McDonough and Sun, 1995。

4 討 論

磷灰石的元素和同位素組成主要受到寄主巖漿的控制(Sha and Chappell, 1999)。巖漿過(guò)程(比如分離結(jié)晶)或者熱液流體活動(dòng)也會(huì)顯著影響磷灰石的地球化學(xué)組成(Zeng et al., 2016; Zhang et al., 2020)。因此, 本研究從2類磷灰石的地球化學(xué)角度來(lái)探討漳州酸性巖石的源區(qū)、巖漿過(guò)程及流體活動(dòng)。

圖a、b底圖據(jù)Sha and Chappell, 1999; Belousova et al., 2001; Hsieh et al., 2008; Chu et al., 2009; Laurent et al., 2017; Zhang et al., 2020; 圖c底圖據(jù)Li and Zhou, 2015; Zhang et al., 2020。

4.1 花崗閃長(zhǎng)巖的源區(qū)和巖漿演化

示蹤巖漿源區(qū)組成一直是花崗巖研究的重要課題(吳福元等, 2007)。S型花崗巖的源區(qū)是變沉積巖, 而I型花崗巖來(lái)源于變火成巖的部分熔融(Chappell and White, 1974)。不同的巖漿源區(qū)是花崗巖地球化學(xué)成分差異的主要因素。比如, S型花崗巖常表現(xiàn)出過(guò)鋁質(zhì)的特征, 而I型花崗巖一般是準(zhǔn)鋁質(zhì)。然而, 由于巖漿過(guò)程和后期熱液流體的影響, 花崗巖的地球化學(xué)成分和礦物組成難以真實(shí)地反映巖漿源區(qū)特征。最近的研究顯示, 磷灰石地球化學(xué)特征對(duì)巖漿源區(qū)具有重要的指示意義(Sha and Chappell, 1999; Laurent et al., 2017; Zhang et al., 2020)。

Sha and Chappell (1999)在澳大利亞Lachlan褶皺帶花崗巖的研究中發(fā)現(xiàn), 不同成因類型花崗巖中的磷灰石表現(xiàn)出明顯的微量元素差異。其中I型花崗巖中的磷灰石具有右傾的REE配分模式(圖4), 而S型花崗巖中的磷灰石卻表現(xiàn)出相對(duì)平坦的REE配分模式。此外, 磷灰石元素特征也可以有效地約束花崗巖的源區(qū), 比如I型花崗巖中的磷灰石具有高的Th/U和La/Sm值, 而S型花崗巖中的磷灰石具有高的Eu/Eu*和Y/Ce值 (Laurent et al., 2017)。總結(jié)典型的I-S型花崗巖中磷灰石的地球化學(xué)數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn)(圖5a、b), I型花崗巖中磷灰石常具有低F、高Sr特征, 而S型花崗巖中的磷灰石往往具有低Cl和Nd/Nd*值的特征。由于Cl易溶于水, 風(fēng)化作用會(huì)導(dǎo)致變沉積巖具有低的Cl含量, 因此, S型花崗巖中的磷灰石具有高F、低Cl的特征。獨(dú)居石是過(guò)鋁質(zhì)巖漿中常見的礦物, 前人的研究表明獨(dú)居石的結(jié)晶會(huì)導(dǎo)致熔體中Nd/Nd*值降低, 進(jìn)而影響磷灰石Nd/Nd*值(Sha and Chappell, 1999; Chu et al., 2008; Zhang et al., 2020)?？傊? 磷灰石的這些地球化學(xué)指標(biāo)可有效約束花崗巖成因。

圖6 漳州巖體花崗閃長(zhǎng)巖中磷灰石的ΣREE和δ18O關(guān)系圖(鋯石O同位素值據(jù)Chen et al., 2013; Zhang et al., 2021; 圖中誤差線為2σ)

本研究中, 巖漿型磷灰石具有相對(duì)高的Cl、Sr含量和高Nd/Nd*值, 落在“I型花崗巖”的區(qū)域內(nèi)(表2;圖5a、b)。而且?guī)r漿型磷灰石的REE配分模式與“典型I型花崗巖”相似(圖4)。磷灰石的這些地球化學(xué)特征指示其結(jié)晶于I型花崗巖質(zhì)巖漿中, 這與花崗巖中存在角閃石這種特征礦物的現(xiàn)象一致(圖3a)。與此同時(shí), 巖漿型磷灰石的δ18O在5.6‰～6.7‰之間, 與地幔的δ18O接近(圖6)。Chen et al. (2013)研究發(fā)現(xiàn), 漳州巖體花崗質(zhì)巖石中的鋯石δ18O分布在5.1‰～6.3‰之間, 而且該地區(qū)二長(zhǎng)花崗巖中巖漿型磷灰石δ18O分布在5.2‰～6.8‰之間(Zhang et al., 2021)。除此之外, 漳州侵入雜巖體內(nèi)花崗質(zhì)巖石與基性巖都具有相對(duì)富集的放射性同位素組成, 整個(gè)巖體的Nd()值分布在?2.7 ～ ?4.9之間, (87Sr/86Sr)i值在0.70602～0.70742之間(Chen et al., 2013)。這些地球化學(xué)特征暗示花崗質(zhì)巖石可能是幔源巖漿分異的產(chǎn)物。但是由于漳州巖體中只存在少量的基性巖石, 不能通過(guò)基性巖漿的分異過(guò)程來(lái)解釋如此巨量的花崗巖(張博等, 2020)。因此, 我們推斷花崗閃長(zhǎng)巖的源區(qū)是相對(duì)年輕的地殼物質(zhì), 而巖漿型磷灰石繼承了這種同位素特征。

圖7 漳州巖體花崗閃長(zhǎng)巖中磷灰石Sr含量與F/Cl比值、∑REE和La/Yb值之間的關(guān)系圖

圖8 漳州巖體花崗閃長(zhǎng)巖中磷灰石Sr含量與Eu/Eu*、Ce/Ce*、Th/U值、As含量之間的關(guān)系圖

巖漿演化過(guò)程中, 礦物分離結(jié)晶作用會(huì)影響磷灰石元素組成, 因此磷灰石的地球化學(xué)特征對(duì)巖漿分異過(guò)程有重要的指示作用(Zhang et al., 2020)。磷灰石中Sr含量主要受控于熔體的Sr含量與磷灰石中Sr的分配系數(shù)。在長(zhǎng)英質(zhì)巖漿演化過(guò)程中, 磷灰石中Sr的分配系數(shù)變化不大(Prowatke and Klemme, 2006), 所以磷灰石中Sr含量主要與熔體中Sr含量相關(guān)。一些研究提出磷灰石Sr與巖漿Sr含量具有明顯相關(guān)性(Jennings et al., 2011), 即Sr磷灰石=0.71×Sr全巖。因此, 本研究中巖漿型磷灰石Sr含量較大的變化范圍反映了長(zhǎng)英質(zhì)熔體從高Sr向低Sr含量演化的過(guò)程(圖7)。而斜長(zhǎng)石是長(zhǎng)英質(zhì)巖漿中Sr元素的主要賦存相, 其分離結(jié)晶作用將顯著降低巖漿體系和礦物中Sr和Eu含量, 所以晚于斜長(zhǎng)石結(jié)晶的磷灰石會(huì)具有相對(duì)低的Sr含量和Eu/Eu*值。巖漿型磷灰石中Sr含量變化范圍較大, 分布在258～445 μg/g之間, 而且Sr含量與Eu/Eu*值大體表現(xiàn)出正相關(guān)關(guān)系(圖8a)。這些特征反映了磷灰石結(jié)晶過(guò)程伴隨著斜長(zhǎng)石的分離結(jié)晶作用。而隨著Sr含量的不斷降低, 磷灰石中La/Yb值也逐漸降低(圖7c)。前人認(rèn)為這種現(xiàn)象是受到褐簾石或獨(dú)居石分離結(jié)晶作用的影響(Zhang et al., 2020)。本研究的樣品中并沒有褐簾石或獨(dú)居石存在, 而且磷灰石常以包裹體的形式與榍石共存(Zhang et al., 2021)?？紤]到榍石也是主要的富LREE的副礦物, 因此推斷Sr與La/Yb值的正相關(guān)關(guān)系很可能反映了斜長(zhǎng)石和榍石分離結(jié)晶作用對(duì)磷灰石的影響。

4.2 熱液流體活動(dòng)

磷灰石地球化學(xué)組成可以保存原始的巖漿信息, 但是后期熱液過(guò)程也會(huì)顯著改造磷灰石元素及同位素組成(Harlov, 2015; Broom-Fendley et al., 2016; Zhang et al., 2020)。

表3 磷灰石的O同位素

漳州花崗閃長(zhǎng)巖中交代磷灰石內(nèi)部結(jié)構(gòu)和地球化學(xué)特征反映了熱液活動(dòng)的影響。Harlov and F?rster (2003)的工作發(fā)現(xiàn), 持續(xù)的熱液活動(dòng)會(huì)導(dǎo)致結(jié)晶后的磷灰石部分溶解而形成大量孔洞和裂隙, 同時(shí)也會(huì)結(jié)晶出新的磷酸鹽礦物(比如磷億礦、獨(dú)居石等)。大量的研究也發(fā)現(xiàn)了熱液流體交代磷灰石的現(xiàn)象(Harlov andF?rster, 2003; Boyce and Hervig, 2009; Zirner et al., 2015; Andersson et al., 2019)。熱液流體活動(dòng)會(huì)遷移磷灰石中的鹵素和微量元素, 比如巖漿演化后期熱液流體活動(dòng)導(dǎo)致磷灰石F/Cl值升高而ΣREE降低(Zhang et al., 2020)。本研究中, 交代型磷灰石在BSE圖像顯示出灰黑色, 而且這類磷灰石主要是半自形和它形晶, 礦物內(nèi)部存在裂隙與礦物包裹體(圖3b)。交代型磷灰石的這種結(jié)構(gòu)與前人的實(shí)驗(yàn)結(jié)果相似, 因此我們推斷交代型磷灰石受到了熱液流體活動(dòng)的影響。另一方面, 交代型磷灰石具有明顯高的F/Cl、 La/Yb值和明顯低的∑REE、Na2O、 Si含量(表1、2; 圖7)。Cl易進(jìn)入流體而F更傾向于保存在磷灰石中(Webster and Piccoli, 2015),因此, 在高F/Cl比值的熱液流體影響下, 交代型磷灰石會(huì)具有高F、低Cl含量(Zhang et al., 2020)。REE進(jìn)入磷灰石主要通過(guò)兩個(gè)替換反應(yīng): ①REE3++Na+= 2Ca2+; ②REE3++Si4+= Ca2++P5+(Pan and Fleet, 2002)。貧Na+和Si4+的熱液流體會(huì)帶走磷灰石中Na+和Si4+離子, 導(dǎo)致體系內(nèi)電價(jià)不平衡從而形成新的富REE的磷酸鹽礦物(Harlov and F?rster, 2003)。相對(duì)于巖漿型磷灰石, 交代型磷灰石明顯低的Na2O、Si含量和∑REE也證實(shí)了熱液流體活動(dòng)的影響(表1; 圖7b)。由于熱液流體物理化學(xué)條件和成分的差異, 交代型磷灰石可能伴隨著不同類型次生礦物的形成。比如, 獨(dú)居石的形成會(huì)導(dǎo)致交代型磷灰石La/Yb值和ΣREE降低(Zhang et al., 2020), 而磷億礦的形成很可能導(dǎo)致交代型磷灰石La/Yb值升高而ΣREE降低(Li and Zhou, 2015)(圖5c)。本研究中La/Yb值與ΣREE表現(xiàn)出明顯的負(fù)相關(guān)關(guān)系, 反映了熱液活動(dòng)的影響導(dǎo)致磷灰石經(jīng)歷了溶解再結(jié)晶過(guò)程, 并伴隨著磷億礦的形成。

交代型磷灰石Sr含量整體都低于巖漿型磷灰石, 說(shuō)明熱液流體活動(dòng)主要發(fā)生于巖漿演化的晚期階段(Jennings et al., 2011; Zhang et al., 2020)。結(jié)晶于巖漿演化晚期階段的磷灰石本身具有相對(duì)低的Sr含量和窄的變化范圍, 而熱液流體作用的影響導(dǎo)致Sr含量進(jìn)一步降低(Li and Zhou, 2015)。值得注意的是, 交代型磷灰石中的Sr含量與Eu/Eu*值表現(xiàn)出負(fù)相關(guān)性(圖8a)。磷灰石中Eu/Eu*值不僅受共存斜長(zhǎng)石的影響, 還與磷灰石形成環(huán)境的氧化狀態(tài)相關(guān)。相對(duì)于巖漿型磷灰石, 交代型磷灰石的Sr含量與Eu/Eu*值的脫耦現(xiàn)象很可能是反映了氧化條件的快速變化。因?yàn)镋u3+的離子半徑更接近磷灰石中的Ca2+, 所以磷灰石中的Eu主要以Eu3+的形式存在(Sha and Chappell, 1999)。在高氧逸度條件下巖漿具有高的Eu3+/Eu2+值, 會(huì)導(dǎo)致更多Eu進(jìn)入磷灰石結(jié)構(gòu)中, 從而形成具有高Eu/Eu*值特征的磷灰石; 與之相反, 在低氧逸度條件下, 磷灰石具有更低的Eu/Eu*值?；诖? 我們推斷導(dǎo)致交代磷灰石Eu/Eu*值急劇升高的原因是熱液流體具有高氧逸度(圖8a)。另一方面, 磷灰石中Ce/Ce*值、Th/U值和As含量對(duì)氧逸度也有重要的指示意義(Belousova et al., 2001; Cao et al., 2012; Sun et al., 2019)。相對(duì)于巖漿型磷灰石, 交代型磷灰石中低的Ce/Ce*值、Th/U值和高的As含量(圖8b～d), 也暗示交代型磷灰石形成于強(qiáng)氧化的環(huán)境中。

O同位素作為穩(wěn)定同位素, 受到高溫巖漿過(guò)程的影響較弱, 而中–低溫作用將影響體系內(nèi)O同位素組成。熱液改造導(dǎo)致磷灰石O同位素的偏移現(xiàn)象也被其他研究所報(bào)道(Broom-Fendley et al., 2016)。交代型磷灰石的δ18O分布在2.9‰～6.2‰之間, 明顯低于該區(qū)內(nèi)花崗巖中巖漿型磷灰石(d18O=5.2‰～6.8‰)和鋯石(d18O=5.1‰～6.3‰, 圖6)。而且交代型磷灰石的δ18O隨著ΣREE含量的降低(熱液交代活動(dòng)的增強(qiáng))而逐漸降低(圖6)。這種變化趨勢(shì)暗示參與水–巖相互作用的熱液流體具有低δ18O的特征。

綜合磷灰石的結(jié)構(gòu)和地球化學(xué)特征, 我們認(rèn)為參與水–巖相互作用的熱液流體具有高氧逸度、高F/Cl比值、貧Na或Si且低δ18O值的特征。而具有這種特征的流體可能有多種起源, 比如: ①熱液流體與低δ18O的圍巖或者流體相互作用; ②流體本身具有低δ18O的特征。該區(qū)域內(nèi)巖漿成因的鋯石和磷灰石都具有相似的O同位素組成(δ18O=5.1‰～6.8‰), 說(shuō)明巖漿自身演化熱液并不能形成低δ18O特征的流體。漳州巖體侵入于上侏羅統(tǒng)南園組火山巖中, 而這些圍巖也沒有低δ18O的特征(Guo et al., 2012)。因此, 我們推斷熱液流體很可能存在外來(lái)低δ18O物質(zhì)的混入。本次研究識(shí)別出的2類磷灰石, 其中巖漿型磷灰石保留了原始花崗質(zhì)巖漿的信息, 而交代型磷灰石則記錄了熱液過(guò)程的影響。相對(duì)于全巖地球化學(xué)分析, 磷灰石原位成分和同位素分析更精細(xì)地反映了巖漿和熱液演化過(guò)程, 因此開展磷灰石微區(qū)研究對(duì)于深入理解花崗巖的成因及其成礦作用十分必要。

5 結(jié) 論

(1) 花崗巖中巖漿成因的磷灰石元素與O同位素組成, 指示漳州花崗閃長(zhǎng)巖是I型花崗巖, 其源區(qū)主要由相對(duì)年輕的地殼物質(zhì)組成。磷灰石地球化學(xué)變化記錄了斜長(zhǎng)石和榍石分離結(jié)晶過(guò)程。

(2) 交代型磷灰石結(jié)構(gòu)和元素特征反映出, 花崗閃長(zhǎng)巖的成因明顯受到了水–巖相互作用的影響。交代型磷灰石具有高As含量、F/Cl和Eu/Eu*值, 低Th/U、Ce/Ce*和δ18O值的特征, 磷灰石的Sr含量和Eu/Eu*值呈負(fù)相關(guān)關(guān)系, δ18O值與ΣREE呈正相關(guān)關(guān)系。這些磷灰石地球化學(xué)組成指示熱液流體具有氧化、高F/Cl值、貧Na或Si且低δ18O值的特征。

(3) 2類磷灰石分別記錄了巖漿源區(qū)屬性、分異演化和熱液作用的信息, 因此磷灰石地球化學(xué)是深入理解花崗巖成因的良好示蹤劑。

致謝:云南大學(xué)王選策教授和中國(guó)科學(xué)院海洋研究所李聰穎副研究員詳細(xì)的審稿意見使作者受益匪淺, 在此表示衷心的感謝！

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Petrogenesis of granodiorite in Zhangzhou, Fujian Province:Constraints from apatite geochemistry

ZHANG Xiaobing1, 2, GUO Feng1, 3*, ZHANG Bo1

(1. State Key Laboratory of Isotope Geochemistry, Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, Guangdong, China; 2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China;3. CAS Center for Excellence in Deep Earth Science, Guangzhou 510640, Guangdong, China)

Apatite is a common accessory mineral in igneous rocks. It contains a range of elements of various geochemical behaviors, including halogens (F, Cl) and trace elements (such as rare earth elements (REE), Y, Sr, Th, and U). Apatite has been proven to record magma source, magmatic processes, and post-crystallization hydrothermal activity. Here, we conducted an in-situ analysis of major elements, halogens, trace elements, and O isotopes in apatite from Cretaceous Zhangzhou granodiorite in SE China to investigate the magma source, magmatic evolution, and post-crystallization hydrothermal activity. Based on texture and composition, apatite can be divided into two groups of magmatic apatite and hydrothermally altered apatite. Magmatic apatite is dominated by euhedral crystals and shows positive correlations between Sr and Eu/Eu* and La/Yb. These apatites have a limited range of O isotopes (δ18O = 5.6‰–6.7‰), and their elemental features fall within the “I-type granite”. These features indicate that apatite crystallized in a granitic magma derivation from newly accreted arc crust and co-precipitated with plagioclase and titanite. Hydrothermally altered apatites are mainly anhedral crystals, often in the form of magmatic apatite overgrowth rims. This type of apatite has low Th/U ratio, ∑REE content, and δ18O value (2.9‰–6.2‰) but high F/Cl ratio. The negative correlation between Sr and Eu/Eu* in hydrothermally altered apatite is uncommon. These geochemical features reflect hydrothermal fluid activity with high F/Cl, high oxidation, and low δ18O value. This study shows the potential of using apatite geochemistry in monitoring magma source, magmatic evolution, and post-crystallization fluid activity.

apatite; trace element; oxygen isotope; Southeast China; granite

P588.121; P597.3

A

0379-1726(2022)05-0585-13

10.19700/j.0379-1726.2022.05.007

2020-09-30;

2021-04-25

國(guó)家自然科學(xué)基金項(xiàng)目(42103044、42073032)和國(guó)家杰出青年科學(xué)基金項(xiàng)目(41525006)聯(lián)合資助。

張曉兵(1991–), 男, 博士, 巖石學(xué)及礦物微區(qū)方向。E-mail: xiaobingzhang2011@outlook.com

郭鋒(1971–), 男, 研究員, 主要從事巖石學(xué)與大地構(gòu)造學(xué)的研究。E-mail: fengguo@gig.ac.cn