周瑤琪,史冰潔,李 素,劉 倩,張?jiān)拼?/p>

(中國(guó)石油大學(xué)地球科學(xué)與技術(shù)學(xué)院,山東青島 266580)

副礦物地球化學(xué)研究進(jìn)展

周瑤琪,史冰潔,李 素,劉 倩,張?jiān)拼?/p>

(中國(guó)石油大學(xué)地球科學(xué)與技術(shù)學(xué)院,山東青島 266580)

副礦物廣泛分布于各類火成巖、變質(zhì)巖和沉積巖中,對(duì)寄主巖石的形成環(huán)境有很高的敏感度。以鋯石、金紅石和磷灰石為例,分別從結(jié)構(gòu)特征、微量元素地球化學(xué)特征和同位素年代學(xué)等方面介紹副礦物地球化學(xué)的主要研究進(jìn)展。鋯石中U和Th的含量、Th/U值、Zr/Hf值等均與鋯石成因類型有關(guān),但共生礦物的存在和蛻晶化等因素可能會(huì)對(duì)這些微量元素產(chǎn)生影響,也可能導(dǎo)致不準(zhǔn)確的同位素年齡結(jié)果。金紅石以高Nb和Ta為特征,不同類型巖漿巖中Nb/Ta值差異較大,Cr-Nb二元判別圖解也可以用來判斷變質(zhì)原巖類型。Mn2+、Eu2+、Sm3+、Dy3+、Er3+等微量元素會(huì)使磷灰石在受到陰極射線的激發(fā)下產(chǎn)生黃、綠或藍(lán)色的光,因此磷灰石的發(fā)光特征可以反映其化學(xué)組成。不同類型巖石中的副礦物REEs的組成特征明顯不同,說明受后期地質(zhì)活動(dòng)影響較弱的副礦物仍能精確指示其形成環(huán)境。由于鋯石中的Ti和金紅石中的Zr均是溫度的函數(shù),因此是重要的地質(zhì)溫度計(jì),而榍石中的Zr對(duì)壓力較敏感,常被用作地質(zhì)壓力計(jì)。鋯石、金紅石和磷灰石均為高鈾礦物,均可進(jìn)行U-Pb同位素定年,副礦物Sm-Nd、Lu-Hf也已逐漸成為常規(guī)定年法。熱年代學(xué)得到快速發(fā)展以來,高-中-低溫同位素體系與地質(zhì)溫度計(jì)和壓力計(jì)的配套使用,不僅能夠獲取更準(zhǔn)確的年齡值,還能提供更完整的地質(zhì)體演化p-T-t曲線。副礦物地球化學(xué)將會(huì)更注重于尚未深入研究的其他副礦物在巖漿和高溫變質(zhì)過程中、在油氣成藏演化的不同階段中、在微生物活動(dòng)影響下的內(nèi)部結(jié)構(gòu)和成分變化,新的同位素體系、納米技術(shù)和精度更高的分析儀器等的發(fā)展會(huì)為副礦物研究帶來更多突破。

地球化學(xué)；副礦物；鋯石；金紅石；磷灰石

雖然副礦物在巖石中的含量通常小于1%,但是由于它們不僅對(duì)寄主巖石的形成環(huán)境有很高的敏感度,而且對(duì)環(huán)境變化有很強(qiáng)的抵抗力[1],從而能很好地記錄源區(qū)信息,并通過其結(jié)構(gòu)和地球化學(xué)特征反映出來[2]。不同的副礦物對(duì)微量元素的富集特性不同,如鋯石優(yōu)先富集HREE,磷灰石優(yōu)先富集MREE,而金紅石則以高Nb、Ta為特征。隨著激光剝蝕電感耦合等離子體質(zhì)譜(LA-ICP-MS)和激光拉曼(Laser Raman)等分析技術(shù)的快速發(fā)展,單顆粒副礦物微量元素和同位素的微區(qū)原位定量分析已廣泛應(yīng)用于地球化學(xué)研究中[3]。副礦物中最常見的鋯石、金紅石和磷灰石等廣泛分布在各類巖漿巖和變質(zhì)巖中,在沉積巖中也能以碎屑礦物形式出現(xiàn)。其中,鋯石U-Pb是目前已知同位素體系中封閉溫度最高的(900℃)[4],金紅石屬于中低溫礦物(Pb和He的封閉溫度分別為490～640℃和200℃)[5],而磷灰石裂變徑跡和(U-Th)/He為超低溫體系(封閉溫度分別為70～75℃和100℃)[6]。這幾種礦物的同位素體系封閉溫度不同,分別代表巖石冷卻過程的不同階段,如果結(jié)合合適的地質(zhì)壓力計(jì)和同位素測(cè)年,則可獲得成巖作用過程的完整p-T-t曲線。筆者以鋯石、金紅石和磷灰石這3種礦物為例,概述當(dāng)前副礦物的結(jié)構(gòu)特征、元素和同位素地球化學(xué)特征以及它們?cè)诘厍蚧瘜W(xué)中的主要應(yīng)用,并在此基礎(chǔ)上提出具有潛力的副礦物地球化學(xué)發(fā)展方向。

1 不同成因鋯石的內(nèi)部特征

鋯石(ZrSiO4)具有非常高的礦物穩(wěn)定性,以高U、Th和低普通Pb為特征,是研究各種高級(jí)變質(zhì)作用峰期年齡和巖漿巖結(jié)晶年齡的理想對(duì)象[4]。只有單階段演化的巖漿鋯石,其U-Pb年齡才可準(zhǔn)確反映成巖時(shí)代。但通常對(duì)巖石源區(qū)、變質(zhì)事件記錄越全面,提供的信息越豐富,鋯石的結(jié)構(gòu)也會(huì)相對(duì)復(fù)雜,不同微區(qū)測(cè)年結(jié)果通常具有較大差異。變質(zhì)鋯石的形態(tài)和內(nèi)部結(jié)構(gòu)更加復(fù)雜,U-Pb年齡所對(duì)應(yīng)的究竟是寄主巖石原巖形成時(shí)間還是變質(zhì)事件,目前仍是鋯石同位素年代學(xué)的重點(diǎn)和難點(diǎn)[7]。針對(duì)鋯石中不同微區(qū),通常需要結(jié)合陰極發(fā)光(CL)圖像所顯示的鋯石結(jié)構(gòu)特征、電子探針或LA-ICP-MS所分析的鋯石及其共生礦物的地球化學(xué)特征、SHRIMP所給出的鋯石不同微區(qū)年齡,才能全面了解鋯石生長(zhǎng)環(huán)境,從而對(duì)多組U-Pb年齡進(jìn)行合理的地質(zhì)解釋。在此基礎(chǔ)上,可以通過鋯石特征所指示的變質(zhì)過程p-T-t條件,追溯造山活動(dòng)中的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)過程。

1.1 結(jié)構(gòu)特征

1.1.1 巖漿鋯石

鋯石的粒徑變化較大,用于科學(xué)研究的鋯石通常為幾十至上百微米,而寶石級(jí)鋯石則可達(dá)到10 mm以上。鋯石的晶型特征與巖漿冷凝階段有關(guān),粒徑大而數(shù)量小的鋯石群體反映了較快的生長(zhǎng)率和較慢的成核率,說明這些形態(tài)可能對(duì)應(yīng)深部熔融區(qū)；粒徑小而數(shù)量大的鋯石群體則可能形成于巖漿侵入上部圍巖而發(fā)生冷卻后的環(huán)境[8]。

巖漿鋯石通常為半自形到自形,具有特征的振蕩環(huán)帶(圖1(a)、(b)),部分地幔巖石中的鋯石還會(huì)表現(xiàn)出無分帶或弱分帶的特征。高溫條件下易形成較寬的結(jié)晶環(huán)帶,而低溫常對(duì)應(yīng)窄環(huán)帶。CL照片中鋯石環(huán)帶顏色的深淺與U濃度有關(guān),U濃度越高,環(huán)帶顏色越深[9]。巖漿鋯石中常具有繼承鋯石的殘留核(圖1(a)),這些它形的殘留核可能是巖漿運(yùn)移過程中從圍巖中捕獲的,也可能是從巖漿源區(qū)帶來的。Pelleter等[10]對(duì)摩洛哥Tamlalt-Menhouhou金礦中鈉長(zhǎng)石化條帶流紋質(zhì)凝灰?guī)r中的鋯石進(jìn)行研究時(shí)未發(fā)現(xiàn)繼承核,而是以規(guī)律性的細(xì)環(huán)帶和扇形分區(qū)為特征(圖1(b)),這與溫度造成的不同結(jié)晶方向上晶體生長(zhǎng)速率不同有關(guān)。它們中的一部分具有代表蝕變作用的典型礦物包裹體組合——磷釔礦、石英、鈉長(zhǎng)石,應(yīng)該屬于熱液鋯石,而其他不含包裹體的則可能為巖漿成因鋯石。同一研究區(qū)鈉長(zhǎng)巖中的鋯石具有更復(fù)雜的海綿狀結(jié)構(gòu)(圖1(c)),反映了鋯石內(nèi)部發(fā)生過溶解-再沉淀過程。一些鋯石還具有磷釔礦的增生邊/包裹體以及鈉長(zhǎng)石包裹體,充分說明這些鋯石為熱液成因,并反映寄主巖石

一定發(fā)生過強(qiáng)烈的蝕變作用(圖1(d))。

圖1 鋯石的陰極發(fā)光照片和背散射圖像(Pelleter等[10])Fig.1 Cathodoluminescence and back-scattered electron images of zircons

1.1.2 變質(zhì)鋯石

由于放射性成因鉛的丟失,時(shí)常造成鋯石U-Pb年齡不一致,引起該現(xiàn)象的主要因素為變質(zhì)重結(jié)晶、變質(zhì)增生和蛻晶化作用[11]。鋯石的微量元素含量越高、蛻晶化程度越高,會(huì)使其穩(wěn)定性越弱,更容易發(fā)生重結(jié)晶。Horie等[12]對(duì)Greenland年齡最老的正片麻巖鋯石的U-Th-Pb年齡系統(tǒng)進(jìn)行研究,發(fā)現(xiàn)年齡小于3 650 Ma的微區(qū)和環(huán)帶結(jié)構(gòu)模糊的重結(jié)晶幔部都具有較低的Th/U值,且年齡均低于巖漿成因的核部,說明重結(jié)晶部分可能丟失了部分放射性成因鉛(圖2)。由于重結(jié)晶作用中存在流體的參與,還可能使鋯石捕獲流體或礦物包裹體,甚至出現(xiàn)溶蝕空洞及海綿狀、骨架狀結(jié)構(gòu)。

圖2 發(fā)生變質(zhì)重結(jié)晶和/或變質(zhì)增生的鋯石CL照片及其不同微區(qū)年齡(Horie等[12])Fig.2 Cathodoluminescence images of zircons with broad recrystallisation domains and/or overgrouths, with all age determinations marked

在目前認(rèn)識(shí)條件下,鋯石的外形和內(nèi)部結(jié)構(gòu)是反映變質(zhì)增生與變質(zhì)重結(jié)晶作用的最有效指標(biāo)[7]。在CL照片中,變質(zhì)重結(jié)晶部分通常發(fā)光效應(yīng)較弱,振蕩環(huán)帶模糊或發(fā)生彎曲變形；而變質(zhì)增生鋯石外部會(huì)產(chǎn)生明顯的增生邊。不同變質(zhì)程度的鋯石具有不同的陰極發(fā)光特征:進(jìn)變質(zhì)相和超高壓變質(zhì)相鋯石具有弱發(fā)光效應(yīng)的核和強(qiáng)發(fā)光效應(yīng)的邊；退變質(zhì)鋯石具有強(qiáng)發(fā)光的核部和弱發(fā)光的邊部,而這與碎屑鋯石的陰極發(fā)光特征類似[13]。然而,退變質(zhì)鋯石與碎屑鋯石的包裹體礦物組合完全不同,U-Pb定年結(jié)果和REE分配模式也具有較大差異。因此,必須結(jié)合結(jié)構(gòu)、成分、年齡和包裹體等因素綜合限定鋯石的形成環(huán)境。

1.2 微量元素地球化學(xué)特征

1.2.1 U和Th

鋯石為典型的高Zr、U、Th、Hf礦物,這些元素的含量和比值均與鋯石成因類型有關(guān)。通常,巖漿鋯石U、Th含量高,Th/U值大于0.4,從鋯石顆粒核部至邊部Zr含量和Zr/Hf下降,而Hf和U+Th上升；變質(zhì)鋯石U、Th含量低,Th/U值小于0.1,從鋯石顆粒核部至邊部Zr含量和Zr/Hf增高而Hf和U +Th降低[14]。實(shí)際上,一些成分特殊的巖漿會(huì)結(jié)晶出Th/U小于0.1的巖漿鋯石[15],而一些碳酸巖樣品中的巖漿鋯石Th/U可高達(dá)10000[16]。變質(zhì)增生鋯石的Th/U值受變質(zhì)流體成分、共生礦物組成以及變質(zhì)鋯石生長(zhǎng)速率等因素共同影響。隨著變質(zhì)重結(jié)晶的加強(qiáng),Th和放射成因Pb逐漸離開鋯石晶格,使重結(jié)晶區(qū)域Th/U越來越低、U-Pb年齡越來越小。所以,只有那些Th/U值和年齡值均最小的測(cè)點(diǎn)才能代表鋯石重結(jié)晶的發(fā)生時(shí)間[17]。

U、Th等放射性元素的衰變會(huì)使鋯石內(nèi)部出現(xiàn)大量點(diǎn)缺陷和非晶態(tài)結(jié)構(gòu),導(dǎo)致晶格穩(wěn)定性下降、放射性成因鉛丟失,即蛻晶化作用。蛻晶化的部分受熱還可能發(fā)生退火,重新恢復(fù)晶態(tài),U-Th-Pb系統(tǒng)也會(huì)被重置。因此,對(duì)蛻晶化鋯石進(jìn)行U-Pb測(cè)年無法得到具有地質(zhì)意義的年齡結(jié)果。那么,挑選蛻晶化程度低的鋯石樣品必定是獲得準(zhǔn)確U-Pb年齡數(shù)據(jù)的前提之一。蛻晶化作用強(qiáng)度與時(shí)間、U和Th的含量成正比[18]。尹作為等[19]結(jié)合鋯石中的U、Th含量和拉曼光譜特征,建立了這兩個(gè)參數(shù)與蛻晶化作用強(qiáng)度之間的關(guān)系,認(rèn)為完全結(jié)晶態(tài)鋯石中U和Th總量U+Th小于100×10-6,其峰高與半峰寬之比(H/W)大于 1000；弱蛻晶化鋯石U+Th為(100～3 000)×10-6, H/W為600～ 1000；蛻晶化鋯石U+Th大于3 000× 10-6,H/W為1～ 600；強(qiáng)蛻晶化鋯石H/W小于1。另外,由于放射性元素U、Th衰變過程破壞了鋯石晶格,所以鋯石發(fā)生蛻晶化的部分在CL照片中信號(hào)減弱、發(fā)光較暗,也可作為指示蛻晶化作用的重要證據(jù)之一[20]。

1.2.2 稀土元素

不同地質(zhì)體中的鋯石稀土元素特征具有明顯差異。Belousova等[16]發(fā)現(xiàn),鋯石中∑REE在超基性巖、基性巖和花崗巖中依次升高。金伯利巖中的鋯石∑REE通常小于50×10-6,無明顯Ce、Eu異常,輕重稀土分異不明顯。碳酸鹽巖中的鋯石∑REE可達(dá)(600～700)×10-6,無明顯Ce、Eu異常,輕重稀土分異顯著?；詭r中的鋯石∑REE可達(dá)2 000× 10-6?；◢弾r中的鋯石∑REE大于10000×10-6,明顯Eu異常,無Ce異常,HREE無強(qiáng)烈富集。大部分地球巖石中的鋯石HREE＞LREE,具有強(qiáng)正Ce異常和弱負(fù)Eu異常(圖3)。巖漿鋯石富U、Y、Hf、P, REE曲線呈較陡左傾,具有正Ce異常和負(fù)Eu異常。受熔體影響的變質(zhì)鋯石與巖漿鋯石的地球化學(xué)特征類似,只能通過Th/U值來與巖漿鋯石進(jìn)行區(qū)分。劉福來等[13]發(fā)現(xiàn)大別超高壓變質(zhì)帶中的鋯石反映出不同變質(zhì)期的特征:∑REE、HREE以及U/ Th值均為核部＞邊部,核部和邊部分別顯示了典型巖漿鋯石和變質(zhì)鋯石特點(diǎn),結(jié)合U-Pb年齡結(jié)果,表明這些鋯石可能來源于新太古代結(jié)晶基底,并經(jīng)受了古元古代變質(zhì)熱事件的改造；而進(jìn)變質(zhì)帶鋯石核部和退變質(zhì)鋯石邊部類似,∑REE均明顯低于巖漿鋯石,且REE曲線平坦,具有典型變質(zhì)鋯石特征。

圖3 不同類型巖石中的鋯石REE球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化曲線(Belousova等[16])Fig.3 Chondrite-normalised averaged REE patterns of zircons from a range of rock types

1.2.3 鋯石Ti溫度計(jì)

常用一些特征礦物組合指示高溫高壓條件,但這種估測(cè)難以獲得精確結(jié)果。隨著原位微區(qū)分析技術(shù)的發(fā)展,在TiO2-ZrO2-SiO2體系中建立了兩種典型礦物溫度計(jì),分別是鋯石Ti溫度計(jì)和金紅石Zr溫度計(jì)。地球巖石中鋯石Ti的含量一般為20 μg/ g,且該含量在鎂鐵質(zhì)巖漿巖中高于長(zhǎng)英質(zhì)巖石[21]。Watson等[22]的高溫高壓實(shí)驗(yàn)證明鋯石中的Ti含量與溫度呈對(duì)數(shù)線性相關(guān)。鋯石Ti溫度計(jì)對(duì)壓力的變化并不靈敏,在400～1 000℃內(nèi),鋯石Ti溫度計(jì)的誤差僅為±10℃。與鋯石飽和溫度計(jì)不同,鋯石Ti溫度計(jì)只需測(cè)定鋯石中Ti的含量即可進(jìn)行溫度計(jì)算。Watson還指出,鋯石Ti溫度計(jì)的封閉溫度很高,因?yàn)镠f4+、Th4+、U4+等陽離子在該類地質(zhì)條件下基本是不活動(dòng)的,不太可能倒退重置。由此,將變質(zhì)巖的溫度與其同位素年齡聯(lián)系起來,就可以在p-T軌跡上建立溫度和時(shí)間的關(guān)系。

1.3 同位素信息

1.3.1 U-Pb和Lu-Hf

鋯石U-Pb是目前已知礦物同位素體系中封閉溫度最高的(900℃)[4]。對(duì)于未受后期地質(zhì)作用影響的巖漿鋯石,可直接進(jìn)行微區(qū)定年,所得年齡即寄主巖石的形成年齡。受變質(zhì)作用影響的鋯石殘留巖漿核U-Pb年齡仍可反映變質(zhì)原巖的形成時(shí)間。但如果變質(zhì)作用強(qiáng)烈,變質(zhì)鋯石年齡對(duì)應(yīng)的則是不同變質(zhì)相(榴輝巖相、麻粒巖相、角閃巖相等)的變質(zhì)時(shí)間。鋯石中均勻變質(zhì)重結(jié)晶的區(qū)域代表了重結(jié)晶作用發(fā)生的時(shí)代。受熱液蝕變影響的鋯石記錄的是蝕變作用發(fā)生的時(shí)代?；旌蠋r化變質(zhì)過程中由深熔作用形成的鋯石U-Pb年齡對(duì)應(yīng)深熔作用發(fā)生的時(shí)代。

Lu-Hf同位素體系能用于解釋地質(zhì)問題。鋯石中Hf含量一般為0.5%～2%,是進(jìn)行Hf同位素測(cè)定的理想礦物。鋯石Hf同位素示蹤具有很強(qiáng)的優(yōu)越性:①鋯石普遍存在且抗風(fēng)化,能記錄最古老的地殼中的地質(zhì)事件序列；②Hf同位素體系封閉溫度很高,能夠在麻粒巖相等高級(jí)變質(zhì)條件下保持原始的Hf同位素組成；③鋯石中的Lu/Hf值很低,由176Lu衰變生成的176Hf非常少,因此176Hf/177Hf值記錄了鋯石形成時(shí)環(huán)境中的176Hf/177Hf比[23]；④多組鋯石Hf同位素?cái)?shù)據(jù)可共同指示巖石的演化,克服了Nd同位素?cái)?shù)據(jù)單一的缺點(diǎn)。

1.3.2 熱年代學(xué)

熱年代學(xué)通過巖石礦物中的放射性同位素衰變行為特征指示表生地質(zhì)過程、構(gòu)造活動(dòng)、侵蝕作用和古氣候[6]。鋯石(U-Th)/He和鋯石裂變徑跡是鋯石低溫?zé)崮甏鷮W(xué)的兩種重要方法,這兩個(gè)體系受熱均可發(fā)生同位素重置,因此熱年齡不一定對(duì)應(yīng)寄主巖石的形成時(shí)間,有可能代表了最后一次熱事件發(fā)生的時(shí)間。沉積盆地的地溫(通常低于200℃)經(jīng)常低于鋯石裂變徑跡的封閉溫度(200～250℃),因此在沉積后且未發(fā)生退火的情況下,鋯石裂變徑跡年齡及長(zhǎng)度均保存了源區(qū)的信息,反之則可能代表抬升剝蝕、盆地局部構(gòu)造以及流體熱事件的信息,而這些均與盆地構(gòu)造活動(dòng)密切相關(guān)。

2 不同成因金紅石的內(nèi)部特征

金紅石(TiO2)常產(chǎn)出于巖漿巖和中-高級(jí)變質(zhì)巖,甚至出現(xiàn)在地幔捕虜體、月巖和隕石中,是性質(zhì)最穩(wěn)定的副礦物之一；它也可作為碎屑重礦物出現(xiàn)在沉積巖和熱液礦床中,能夠很好地指示沉積物源和沉積過程。金紅石的主要成分是TiO2,易富集Nb、Ta等高場(chǎng)強(qiáng)元素。Nb和Ta的含量及其比值常用于判別巖漿演化過程和俯沖帶變質(zhì)作用,金紅石也因此成為了解超球粒隕石“鈮悖論”的重要對(duì)象之一[24]。寄主巖石的形成條件及其所經(jīng)歷的地質(zhì)過程均會(huì)強(qiáng)烈影響金紅石的地球化學(xué)特征,特別是Cr、Nb和Zr等微量元素的含量。其中,Zr含量對(duì)溫度的敏感性使金紅石成為重要的地質(zhì)溫度計(jì)[2],且越來越多地應(yīng)用于高級(jí)變質(zhì)巖的溫度計(jì)算中。近年來,國(guó)際上也對(duì)金紅石展開了與鋯石類似的同位素研究,這些方法對(duì)巖相學(xué)判斷物源的方法予以補(bǔ)充,并且能夠提供更為精確的結(jié)果,同時(shí)又可對(duì)巖石的冷卻史(熱史)和殼幔演化加以限定[25]。

2.1 礦物學(xué)特征

巖漿巖中金紅石主要以4種形式存在:①作為副礦物以細(xì)小顆粒存在；②以巨晶的形式產(chǎn)于某些偉晶巖中；③與其他礦物共生于熱液脈中；④以包裹體的形式被捕獲在巖漿巖礦物中[26]。而在沉積巖體系中,風(fēng)化母巖中的金紅石會(huì)轉(zhuǎn)入砂礦或碎屑沉積物中[27]。在低級(jí)變質(zhì)巖石中,金紅石常呈較小的長(zhǎng)柱狀或者針狀體；而在中-高級(jí)變質(zhì)巖石中,金紅石晶體粒徑往往較大(可至毫米級(jí)),也可以出溶礦物的形式賦存于超高壓變質(zhì)巖中,石榴石出溶單斜輝石+金紅石+磷灰石能夠指示陸殼巖石俯沖到大于200 km的地幔[28]。

常見的TiO2同質(zhì)多像變體有8種:金紅石、銳鈦礦、板鈦礦、TiO2(B)、TiO2-H(錳鋇礦結(jié)構(gòu))、TiO2Ⅱ(α-PbO2型)、極高壓螢石結(jié)構(gòu)TiO2和斜鋯石型結(jié)構(gòu),其中銳鈦礦、板鈦礦和TiO2(B)都可在前進(jìn)變質(zhì)過程中轉(zhuǎn)化為金紅石[29]。表殼巖中常出現(xiàn)金紅石膝狀雙晶,該結(jié)構(gòu)應(yīng)出現(xiàn)在加厚地殼的變質(zhì)階段Ⅰ中,此后可能由于相變滯后的原因在變質(zhì)階段II (石墨-金剛石相變)之后部分相變?yōu)棣?PbO2型；在折返階段石榴石進(jìn)一步生長(zhǎng)并在其內(nèi)部出現(xiàn)金剛石包裹體時(shí),就出現(xiàn)了金紅石與α-PbO2型組合；減壓并不能改變金紅石的體積,因此在變質(zhì)階段III時(shí)可有效阻止α-PbO2型退變?yōu)榻鸺t石,同時(shí)說明金紅石不能在退相變過程中形成,金紅石與α-PbO2型組合的存在可能與峰期變質(zhì)條件十分接近于相邊界有關(guān)[30](圖4)。然而,傳統(tǒng)巖相學(xué)利用不同溫壓條件下的礦物組合只能對(duì)成巖環(huán)境進(jìn)行大概估測(cè)。納米級(jí)超高壓相金紅石則能夠?qū)貕悍秶s小至更精確的程度,甚至不亞于金剛石。在德國(guó)Saxonian Erzgebirge含金剛石的長(zhǎng)英質(zhì)巖石和大別含柯石英榴輝巖中均發(fā)現(xiàn)了超高壓納米相α-PbO2型金紅石,而它的穩(wěn)定溫度和壓力分別為900～1000℃和4～5 GPa,說明其寄主巖石俯沖深度至少為130 km[30]。

圖4 德國(guó)Erzgebirge含金剛石片麻巖變質(zhì)階段Ⅰ～Ⅲ溫度-壓力演化及金紅石/α-PbO2型相變圖解(Hwang[30])Fig.4 p-T evolution of metamorphic stages I to III for diamondiferous gneiss from Erzgebirge,phase boundary of rutile/α-PbO2-type TiO2also shown

2.2 微量元素地球化學(xué)特征

2.2.1 Nb和Ta

金紅石傾向于聚集高場(chǎng)強(qiáng)元素,尤其是Nb、Ta和Ti。不同類型巖漿巖中金紅石的微量元素Nb和Ta組成差異較大:花崗巖和偉晶巖中的金紅石中以很高的Nb和Ta為特征,Nb/Ta值可以大于1,也可以小于 1；金伯利巖中的金紅石具有較高的Nb/Ta值；堿性巖一般富Nb而貧Ta[31]。不同類型變質(zhì)巖中的金紅石Nb分布極不均勻:在泥質(zhì)原巖的變質(zhì)巖中,金紅石的Nb含量相對(duì)較高(大于1000×10-6)；在鐵鎂質(zhì)原巖的變質(zhì)巖中,金紅石的Nb含量相對(duì)較低(小于1000×10-6)；由于石榴石角閃巖的原巖既可能是泥質(zhì)巖石,也可能是鐵鎂質(zhì)巖石,故其中金紅石的Nb含量變化范圍很大。Zack等[32]提出用Cr-Nb二元判別圖解來區(qū)分不同類型變質(zhì)巖母巖,而Bakun-Czubarow等[33]認(rèn)為Cr-Nb-Zr三角判別圖解可能更適用于區(qū)分富集Fe-Ti的榴輝巖中的金紅石。

大陸地殼是由原始地幔部分熔融產(chǎn)生的,因此虧損上地幔和大陸地殼中許多親石元素在含量上和同位素比值上均呈互補(bǔ)的關(guān)系。然而,在虧損上地幔和大陸地殼中的主要硅酸鹽端員中,Nb/Ta值都低于球粒隕石,卻沒有高于球粒隕石的Nb/Ta值使地球巖石儲(chǔ)庫(kù)達(dá)到平衡,此現(xiàn)象即“鈮悖論”[24]。榴輝巖常產(chǎn)出相對(duì)較高Nb/Ta值的金紅石,曾經(jīng)被認(rèn)為可能是平衡Nb/Ta值的儲(chǔ)庫(kù)[34],但天然榴輝巖樣品的分析結(jié)果并不支持此推測(cè),并且也有實(shí)驗(yàn)表明金紅石和熔體之間Nb、Ta的分配系數(shù)為DNb＜DTa[35],因此金紅石的Nb/Ta值顯然應(yīng)低于球粒隕石。

2.2.2 金紅石Zr溫度計(jì)

金紅石中Zr含量與結(jié)晶溫度成對(duì)數(shù)線性變化,因此Zr溫度計(jì)被廣泛用于高壓麻粒巖和榴輝巖等高級(jí)變質(zhì)巖測(cè)溫。Zhang等[36]發(fā)現(xiàn)在新鮮的榴輝巖中,石榴石中金紅石包體Zr含量從核部到邊部呈規(guī)律性變化,應(yīng)該可以記錄石榴石的連續(xù)生長(zhǎng)信息,然而Zr含量卻隨溫度升高而降低,說明超高壓能夠逆轉(zhuǎn)由溫度所決定的礦物地球化學(xué)特征。因此,在使用金紅石Zr溫度計(jì)時(shí)應(yīng)注意壓力對(duì)計(jì)算結(jié)果的干擾,并選擇合適的樣品進(jìn)行分析。Jiao等[37]經(jīng)研究發(fā)現(xiàn)金紅石溫度計(jì)適用于經(jīng)歷過超高溫變質(zhì)作用的樣品,但要注意后期的緩慢冷卻過程導(dǎo)致的Zr擴(kuò)散以及流體活動(dòng)影響。此外,在用LA-ICP-MS對(duì)金紅石Zr含量進(jìn)行測(cè)試的過程中,樣品中50Ti和載氣40Ar的疊加會(huì)對(duì)90Zr產(chǎn)生重疊干擾。這對(duì)Zr含量高的金紅石可能不會(huì)造成強(qiáng)烈影響,但對(duì)Zr含量低的樣品則必須對(duì)其溫度計(jì)算結(jié)果進(jìn)行校正。

2.3 同位素信息

2.3.1 Lu-Hf

Hf幾乎完全是在金紅石生長(zhǎng)過程中進(jìn)入其晶格的,也就是說放射性成因Hf可忽略不計(jì)[27],這就為利用金紅石對(duì)原巖進(jìn)行示蹤提供了基礎(chǔ)。同時(shí),由于Lu和Hf的相容性差距極大,在殼幔分異過程中,Hf優(yōu)先進(jìn)入熔體相,使得Lu/Hf值呈殘留相＞熔體[26]。部分陸下巖石圈地幔因此可能具有較高的Lu/Hf值；然而,若此后發(fā)生熔漿交代作用,則可能由于Hf的引入而產(chǎn)生具有較低Lu/Hf值的巖石圈地幔端元[38]。

2.3.2 氧

石英-金紅石氧同位素地質(zhì)溫度計(jì)是基于氧同位素在這兩種共存礦物間具有比其他礦物更大的分餾系數(shù)而建立的。石英趨向于富集18O,而金紅石易于聚集16O[25]。石英-金紅石氧同位素溫度計(jì)只能在氧同位素?cái)U(kuò)散封閉溫度以下進(jìn)行使用,且石英和金紅石之間必須達(dá)到氧同位素平衡。氧同位素還被用來判斷其他同位素體系的平衡狀態(tài)。李秋立等[39]通過對(duì)榴輝巖中金紅石O-Nd-Pb同位素體系進(jìn)行研究,發(fā)現(xiàn)O和Pb擴(kuò)散速率相近,且均比Nd的擴(kuò)散率快,因此,當(dāng)金紅石與其共生礦物間達(dá)到氧同位素平衡時(shí),U-Pb和Sm-Nd同位素體系就已經(jīng)達(dá)到平衡,所得等時(shí)線定年結(jié)果有效。

2.3.3 同位素年代學(xué)

雖然金紅石U-Pb定年受限于U含量和測(cè)試時(shí)所需要的標(biāo)準(zhǔn)樣品[40],但與鋯石相比仍有以下3個(gè)優(yōu)勢(shì)[27]:①麻粒巖相巖石中的金紅石通常不含Th,因此可以用208Pb進(jìn)行普通Pb校正；②金紅石的UPb年齡通常較諧和；③金紅石不易受后期熱事件的擾動(dòng)。金紅石中Pb的封閉溫度范圍為640～490℃,因此金紅石U-Pb定年可以限定部分高級(jí)變質(zhì)巖的冷卻年齡。

金紅石是榴輝巖中常見的高壓礦物之一,可用于Sm-Nd等時(shí)線定年。Li等[41]對(duì)大別山雙河地區(qū)榴輝巖中的石榴石、綠輝石和金紅石進(jìn)行了Sm-Nd同位素分析,并得到了線性很好的等時(shí)線年齡,說明3種礦物之間的Nd同位素已達(dá)到平衡并具有類似的Sm-Nd擴(kuò)散封閉溫度。

金紅石的(U-Th)/He熱年代學(xué)研究還處于探索階段。Crowhurst等[42]獲得了澳大利亞南部變質(zhì)巖中的金紅石(U-Th)/He年齡為(472±20)Ma,認(rèn)為該年齡對(duì)應(yīng)了與Delamerian造山運(yùn)動(dòng)相關(guān)的后期冷卻時(shí)間,且得出的He封閉溫度為180～200℃。Stockli等[43]的He擴(kuò)散實(shí)驗(yàn)卻得出了更高的封閉溫度(220～235℃),他還研究了美國(guó)西部新生代火成巖中捕虜體中金紅石,發(fā)現(xiàn)該樣品的(U-Th)/He年齡與不僅與40Ar/39Ar年齡相對(duì)應(yīng),還與鋯石(UTh)/He年齡達(dá)成一致。

3 不同成因磷灰石的內(nèi)部特征

磷灰石可以在較大溫壓范圍內(nèi)穩(wěn)定存在,并能在經(jīng)歷風(fēng)化、變質(zhì)和水-巖等作用后保存下來,是許多地質(zhì)過程的重要見證礦物之一。磷灰石的結(jié)構(gòu)特征、元素和同位素地球化學(xué)特征對(duì)巖漿的分異演化和成巖成礦作用等具有重要指示意義[44]。自磷灰石熱年代學(xué)的研究開展以來,特別是隨著Zeta常數(shù)定年法和Durango等標(biāo)準(zhǔn)年齡樣品的使用,單顆粒沉積碎屑物測(cè)年得以實(shí)現(xiàn),磷灰石(U-Th)/He和裂變徑跡年齡數(shù)據(jù)被廣泛應(yīng)用于盆地?zé)崾返慕忉?、沉積物源的追溯、古地形和古氣候的還原、構(gòu)造活動(dòng)的推測(cè)以及成礦作用的指示等方面,甚至還引起了石油學(xué)家濃厚的研究興趣[45]。

3.1 發(fā)光特征

礦物顆粒中的微量雜質(zhì)是磷灰石發(fā)光的主要原因,如Mn2+、Eu2+、Sm3+、Dy3+、Er3+等[46]。Mn2+、Dy3+的4F9/2→6H13/2躍遷、Er3+和Sm3+會(huì)使磷灰石發(fā)黃光,Eu2+的f-d躍遷會(huì)使磷灰石發(fā)藍(lán)色光,綠色發(fā)光系由Dy3+的4F9/2→6H15/2躍遷引起的。磷灰石發(fā)其他顏色的光,主要是由藍(lán)、黃、綠這3種基色以不同比例混合而成的。在磷灰石生長(zhǎng)過程中的物質(zhì)成分、溫壓條件等發(fā)生變化,會(huì)使磷灰石內(nèi)部產(chǎn)生成分分帶。劉曉東和華仁民對(duì)福建碧田Au-Ag-Cu礦床含金石英脈中的磷灰石進(jìn)行陰極發(fā)光特征研究時(shí),發(fā)現(xiàn)黃綠色發(fā)光帶中高M(jìn)n、Sr而低Ce[47]。在“同心韻律”為主的環(huán)帶結(jié)構(gòu)中(圖5),磷灰石是懸浮在流體中完成整個(gè)生長(zhǎng)過程的,而控制磷灰石發(fā)光效應(yīng)的激發(fā)元素只能進(jìn)行非常有限的的擴(kuò)散行為[48]。

圖5 磷灰石CL照片(Dempster等[48])Fig.5 Cathodoluminescence images of apatite

3.2 稀土元素地球化學(xué)特征

磷灰石的稀土元素分布特征與成巖環(huán)境密切相關(guān),因此可以用來指示寄主巖石類型。不同類型花崗巖中的REE分布具有明顯差異[49]:殼源型花崗巖中磷灰石的LREE和HREE間含量相當(dāng),Eu負(fù)異常顯著(圖6(a))；殼幔同熔型花崗巖中磷灰石REE配分曲線向右傾斜,Eu負(fù)異常中等(圖6 (b))；幔源型花崗巖的磷灰石與全巖REE分布模式很相似,其特征是曲線的左端(La～Nd)陡斜而右半邊(Gd～Lu)平緩,Eu負(fù)異常較強(qiáng)(圖6(c))。

圖6 產(chǎn)于不同類型巖石和礦石中的磷灰石的稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化分布模式(朱笑青等[49])Fig.6 Chondrite-normalised REE distribution patterns of apatite from different rocks and ores

通常,發(fā)育完全的花崗偉晶巖中磷灰石的REE會(huì)發(fā)生四分組效應(yīng)(即配分曲線上有4個(gè)向上凸起的弧形),這是巖漿早期發(fā)生分異結(jié)晶并在晚期(或期后)被溶液自交代(如鉀長(zhǎng)石化、鈉長(zhǎng)石化)的結(jié)果,堿長(zhǎng)或堿性花崗巖也有類似過程和效應(yīng)[49](如圖6(a)中的樣品G789)。55個(gè)花崗偉晶巖中磷灰石的REE均值(圖6(d)中的樣品55)、新疆3號(hào)脈(圖6(d)中的樣品KP03)和加拿大Separation湖地區(qū)花崗偉晶巖中的磷灰石(圖6(d)中的樣品CAD)中的REE都發(fā)現(xiàn)了四分組效應(yīng)。其中,新疆3號(hào)花崗偉晶巖脈從外部帶至核心帶,磷灰石中∑REE逐漸降低,四分組效應(yīng)在Gd～Lu一側(cè)更強(qiáng),指示其應(yīng)來源于不成熟的地殼,而加拿大Separation湖地區(qū)樣品的La～Nd段曲線較平緩,顯示了殼型物質(zhì)的特征。

中性巖與基性巖漿巖中磷灰石REE分布模式相似,均為向右傾斜的平直線,Eu負(fù)異常呈弱至中等(圖6(e))。前者(閃長(zhǎng)巖和石英二長(zhǎng)巖中的磷灰石)∑REE略高于后者(輝長(zhǎng)巖中的磷灰石)。

堿性巖和堿性偉晶巖中磷灰石REE分布模式相似,呈斜率最大的右傾直線,強(qiáng)烈富集LREE,有一定程度的Eu負(fù)異常(圖6(f))?；鸪商妓釒r是堿性超基性巖分異過程中的派生產(chǎn)物,其中的磷灰石REE配分曲線也具有最大的右傾斜率,但不存在Eu負(fù)異常(圖6(g))。碳酸巖中磷灰石的∑REE最高,可達(dá)百分之幾。

沉積磷礦床中的磷灰石同時(shí)具有Eu負(fù)異常和Ce負(fù)異常(圖6(h)),Ce負(fù)異常作為風(fēng)化沉積作用的標(biāo)志之一,是沉積磷礦床區(qū)別于一般的內(nèi)生磷礦床的重要判據(jù)。

3.3 同位素信息

普遍存在于各種火山巖、變質(zhì)巖和沉積巖中的磷灰石以富集相容性微量元素為特征,即使地殼巖石發(fā)生熔融,磷灰石的核部也可以保留初始的微量元素和同位素組成特征[50]。磷灰石的同位素能夠?yàn)閹r石的形成時(shí)間、演化及其地球動(dòng)力學(xué)背景提供重要信息。磷灰石貧Pb而富Sr,是進(jìn)行Rb-Sr同位素測(cè)年和示蹤的重要對(duì)象之一。Rb-Sr體系封閉溫度相對(duì)較高,能夠記錄成巖作用早期的同位素組成[51]。前人曾對(duì)比了不同地區(qū)和不同時(shí)代的閃長(zhǎng)巖、花崗閃長(zhǎng)巖和花崗閃長(zhǎng)斑巖巖體中的磷灰石87Sr/86Sr值,發(fā)現(xiàn)磷灰石原位微區(qū)Sr同位素方法大大優(yōu)于花崗巖類巖石全巖Pb-Sr同位素方法,能更好的示蹤成巖物質(zhì)來源[52]。與鋯石和金紅石類似,磷灰石U-Th-Pb體系也可以用于測(cè)年,與其他礦物同位素測(cè)年一起對(duì)母巖(甚至礦床)的形成時(shí)代進(jìn)行配套綜合解釋。磷灰石Sm-Nd同位素可以為造山帶中不同構(gòu)造單元的剝蝕率定量研究提供重要信息。Foster等[53]對(duì)喜馬拉雅造山帶典型構(gòu)造單元巖石中的金紅石進(jìn)行了原位微區(qū)Sm-Nd同位素分析,發(fā)現(xiàn)不但巖漿成因的磷灰石與寄主巖石中的其他造巖礦物達(dá)到了Nd同位素平衡,甚至受變質(zhì)作用影響的磷灰石也能保持原巖143Nd/144Nd值。近年來, Lu-Hf體系已經(jīng)成為同位素定年常用工具,磷灰石中Lu/Hf值較高,易于進(jìn)行同位素測(cè)定,并能在缺乏鋯石的鎂鐵質(zhì)巖漿巖研究中成為合適的定年對(duì)象[54]。

3.4 熱年代學(xué)

磷灰石是熱年代學(xué)的最重要研究對(duì)象之一。它的封閉溫度很低(低于100℃)[55],能夠記錄巖石抬升冷卻過程最后階段的信息,從而對(duì)其他高溫同位素系統(tǒng)形成補(bǔ)充,甚至能提供更加精確的年齡數(shù)據(jù)。利用一系列造山帶樣品中磷灰石的熱年齡可以推測(cè)巖石冷卻速率和程度、剝蝕速率以及樣品在三維空間中的分布特征變化。磷灰石裂變徑跡和(U-Th)/ He是目前研究和應(yīng)用最廣泛的兩種熱年代學(xué)方法。

磷灰石裂變徑跡熱年代學(xué)是一種同位素定年法,它以238U自發(fā)裂變輻射損傷效應(yīng)為基礎(chǔ)。加熱會(huì)使徑跡長(zhǎng)度變短甚至消失,而裂變徑跡退火只能是溫度和時(shí)間的函數(shù)[56]。因此,裂變徑跡長(zhǎng)度的頻率分布和徑跡年齡反映了樣品所經(jīng)歷的熱歷史,主要應(yīng)用在造山帶研究、沉積盆地分析、盆山耦合關(guān)系探討、斷裂活動(dòng)時(shí)間限測(cè)定以及熱液成礦時(shí)代和期次的研究等方面[57]。裂變徑跡方法已經(jīng)逐步成為研究油氣藏形成時(shí)間、成藏期次及油氣保存條件等的有力手段,并期待在未來與(U-Th)/He相結(jié)合,建立統(tǒng)一的低溫?zé)崮甏鷮W(xué)定量評(píng)估模型。

磷灰石中的U、Th等放射性元素衰變會(huì)產(chǎn)生He。在高溫條件下,He擴(kuò)散的速度≥產(chǎn)生的速度,而低溫(小于70～75℃)條件下He會(huì)在磷灰石中積累。假設(shè)沒有外來He,那么通過測(cè)量母子體同位素和He的含量就可定義從系統(tǒng)封閉以來的時(shí)間(年齡)。因此,磷灰石(U-Th)/He年齡能夠反映上地殼冷卻的最后階段,甚至比磷灰石裂變徑跡法(100℃)的溫度更低。同樣,與磷灰石裂變徑跡年齡、長(zhǎng)度模型以及鉀長(zhǎng)石復(fù)合擴(kuò)散控制模型等方法的聯(lián)合應(yīng)用,能夠?qū)?gòu)造作用和表生過程引起的巖石冷卻相關(guān)聯(lián),從而定量解釋長(zhǎng)期構(gòu)造活動(dòng)和短期地貌變化的關(guān)系,是該方法的發(fā)展方向。

4 副礦物地球化學(xué)的發(fā)展方向

(1)除了鋯石、金紅石和磷灰石,其他副礦物的研究也已相繼展開,如與石榴石有關(guān)的地質(zhì)溫度計(jì)包括石榴石Ni溫度計(jì)、石榴石-磷釔礦經(jīng)驗(yàn)溫度計(jì)和獨(dú)居石-石榴石溫度計(jì)等[1]。榍石中的Zr含量與溫度和壓力都較敏感,故可作為地質(zhì)溫度和壓力計(jì)。然而,對(duì)這些礦物的相關(guān)報(bào)道仍不如鋯石廣泛,今后將會(huì)針對(duì)一些新礦物開展研究,如高溫方解石。

(2)對(duì)于地球的物質(zhì)演化等問題,副礦物同位素體系、微量元素與巖相學(xué)、構(gòu)造地質(zhì)學(xué)等學(xué)科的交叉應(yīng)用會(huì)起到關(guān)鍵作用。Lu-Hf同位素分析,結(jié)合副礦物的微量元素特征,可以很好地指示殼幔演化過程,對(duì)于一些碎屑礦物也同樣適用,但Lu-Hf同位素在碎屑金紅石對(duì)物源的指示方面還缺乏相關(guān)報(bào)道[26]。其他同位素體系,如Li同位素,將可能成為用于探索殼幔相互作用的常規(guī)方法[58]。熱年代學(xué)與傳統(tǒng)地質(zhì)年代學(xué)有相似也有不同,該方法主要致力于物源和物源區(qū)熱史的分析,并能定量解釋長(zhǎng)期構(gòu)造活動(dòng)和短期地貌變化的關(guān)系。但目前熱年代學(xué)的研究對(duì)象和實(shí)驗(yàn)方法仍十分有限。

(3)納米級(jí)礦物可能與普通尺度的礦物具有不同的地球化學(xué)行為特征,納米新技術(shù)在地球科學(xué)中的應(yīng)用很可能為地球科學(xué)的發(fā)展帶來新的契機(jī)[29]。

(4)雖然副礦物的性質(zhì)穩(wěn)定,但在巖漿和高溫變質(zhì)過程中,熱液等流體成分仍會(huì)對(duì)副礦物內(nèi)部結(jié)構(gòu)和環(huán)帶成分產(chǎn)生一定的影響。將變質(zhì)作用前后副礦物的結(jié)構(gòu)進(jìn)行對(duì)比,特別是不同的環(huán)帶之間成分的差異,可能為高溫變質(zhì)過程的解釋提供新證據(jù)。

(5)與巖漿和熱液高溫變質(zhì)作用不同,油氣成藏演化的不同階段均是在中-低溫條件下進(jìn)行的,這種相對(duì)溫和的環(huán)境對(duì)碎屑副礦物細(xì)微結(jié)構(gòu)和化學(xué)成分的影響有待研究。

(6)在微生物活動(dòng)豐富的環(huán)境中,由于生物化學(xué)作用會(huì)使礦物結(jié)晶環(huán)境的理化條件發(fā)生變化,因此會(huì)與一些中-低溫副礦物(如磁鐵礦等)發(fā)生相互作用。這種作用的機(jī)制是生物成礦作用和生物能源等重大課題的研究基礎(chǔ),具有非常大的潛力。

(7)重大地質(zhì)問題的解決與分析方法的進(jìn)步密切相關(guān),除了SHRIMP、LA-ICP-MS、電子探針等先進(jìn)儀器,以無損、快捷為優(yōu)點(diǎn)的激光拉曼光譜分析(Raman spectral analysis)不僅能夠用來了解礦物成分,還能反映礦物內(nèi)部結(jié)構(gòu)。對(duì)細(xì)小礦物的拉曼分析也成為可能,但關(guān)于鋯石、磷灰石等細(xì)微環(huán)帶結(jié)構(gòu)之間的成分特征差異的拉曼光譜研究還十分罕見。因此,發(fā)展更高分辨率、更快捷、更經(jīng)濟(jì)的分析方法仍是礦物學(xué)和地球化學(xué)發(fā)展的迫切需求。

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(編輯 劉為清)

Geochemical research progress of accessory minerals

ZHOU Yao-qi,SHI Bing-jie,LI Su,LIU Qian,ZHANG Yun-cui
(School of Geosciences in China University of Petroleum,Qingdao 266580,China)

Accessory minerals are very sensitive to diagenetic environment of their host rocks,which will be inevitable to be embodied in the structural and geochemical characteristics of accessory minerals.Zircon,rutile,apatite were frequently reported on their crystal structure,trace element characteristics and isotopic chronology.This review will provide the previous outstanding works and try to predict the future of geochemical researches of accessory minerals.Content of U,Th,Zr,Hf and their ratios are relevant to genetic types of zircon,but paragenetic minerals of zircon and metamictization may have influence on these parameters,as well as the precision of U-Pb age.Rutile is characterized by high Nb and Ta,and the ratio of Nb/Ta of rutile varies in different igneous rocks.Cr-Nb diagram is useful in recognizing protoliths.The existence of Mn2+, Eu2+,Sm3+,Dy3+,Er3+is the reason why apatite luminescence displays yellow,green or blue.Trace elements,such as REEs,in accessory minerals which were not or slightly affected by geological activities reserve substantial information from the diagenetic environment of their host rocks.Ti in zircon and Zr in rutile are function of temperature,and these make Tiin-zircon and Zr-in-rutile thermometers.Inclusions in accessory minerals contain original materials from magma source and wall rocks,so they are significant for researches of rock formation and magma evolution.With high content of uranium,zircon,rutile and apatite are used in U-Pb geochronology；in addition,Sm-Nd and Lu-Hf become regular isotopic methods ofgeochronology.After the rapid development of thermochronology,different isotopic systems of high-,mid-and low-temperature can supplement each other.This application will present not only more accurate ages,but also completer p-T-t paths.In the future,changes of structure and chemical composition of less investigated accessory minerals in high-temperature metamorphism,in each stages of hydrocarbon accumulation and under microbiological activities may become research focuses. New isotopic systems,nanotechnology and the development of analytical instrument will bring vitality to researches of accessory minerals with no doubt.

geochemistry；accessory minerals；zircon；rutile；apatite

P 584.2

A

1673-5005(2013)04-0059-12

10.3969/j.issn.1673-5005.2013.04.009

2013-01-11

國(guó)家自然科學(xué)基金項(xiàng)目(41272123)；中央高?；究蒲袠I(yè)務(wù)費(fèi)專項(xiàng)(13CX06016A)

周瑤琪(1963-),男,教授,博士生導(dǎo)師,主要從事地質(zhì)學(xué)、化學(xué)層序地層學(xué)、地層間斷面、行星內(nèi)部結(jié)構(gòu)及演化理論、地球起源與早期演化、地球化學(xué)動(dòng)力學(xué)和盆地動(dòng)力學(xué)等方面研究。E-mail:zhouyq@upc.edu.cn。