邢 凱，舒啟海

（中國(guó)地質(zhì)大學(xué)地球科學(xué)與資源學(xué)院，北京 100083）

磷灰石（Apatite）晶體的分子通式是A10(PO4)6Z2，屬于六方晶系鈣磷酸鹽礦物（圖1）。A 位置通常是以Ca2+為主導(dǎo)的二價(jià)陽(yáng)離子，除Ca2+以外，還可為Mg2+、Fe2+、Sr2+、Mn2+、Pb2+、Cd2+或Zn2+等，其他稀土元素離子或堿金屬離子（K+、Na+）也可以通過(guò)類(lèi)質(zhì)同象替換占據(jù)A 位置。[PO4]3-離子可部分被[SiO4]4-、[SO4]2-或[CO3]2-等絡(luò)陰離子團(tuán)替代。Z 主要由F-、OH-、Cl-離子組成，按附加陰離子不同，磷灰石可分為氟磷灰石Ca5(PO4)3F、氯磷灰石Ca5(PO4)3Cl以及羥基磷灰石Ca5(PO4)3(OH)。其中，氟磷灰石最常見(jiàn)，它就是一般所指的磷灰石。

近年來(lái)，副礦物（如磷灰石、榍石、獨(dú)居石和鋯石等）的原位微區(qū)成分被廣泛用來(lái)反演巖漿、熱液的物理化學(xué)性質(zhì)及其演化過(guò)程（Wang et al.,2010;Zhu et al., 2011; 2017; 2018; Cao et al., 2015; Xu et al.,2015; 2016; 2019; Deng et al., 2015; 2020a, b; Pan et al., 2016; 2018; Shu et al., 2019; Zeng et al., 2016;Chelle-Michou et al.,2017;Richards et al.,2017;Chen et al, 2018; Xing et al., 2020; 2021）。磷灰石是巖漿巖中一種常見(jiàn)的副礦物（Watson,1980），在熱液礦床中，往往也非常發(fā)育（Mao et al., 2016; Zeng et al.,2016; Chen et al., 2018; Zhu et al., 2018; Xing et al.,2020;2021）。對(duì)樣品中磷灰石的研究，一般需先借助普通光學(xué)顯微鏡、陰極發(fā)光（CL）和掃描電鏡（SEM）來(lái)鑒定其礦物學(xué)特征，如形狀、大小、冷陰極光顏色，然后對(duì)薄片中的磷灰石晶體或者挑選出的磷灰石單礦物顆粒進(jìn)行電子探針（EPMA）、激光剝蝕電感耦合等離子體質(zhì)譜（LA-ICP-MS）以及二次離子質(zhì)譜（SIMS）等手段來(lái)獲得其元素和同位素組成。其中，LA-ICP-MS 主要是利用高能量的激光將樣品表面熔融、濺射和蒸發(fā)后，產(chǎn)生的蒸汽和細(xì)微顆粒被載氣直接帶入等離子體發(fā)生電離，最后經(jīng)過(guò)質(zhì)譜檢測(cè)待測(cè)元素的技術(shù)。SIMS 是通過(guò)高能量離子束轟擊樣品表面，使樣品表面的原子或原子團(tuán)吸收能量而發(fā)生濺射，產(chǎn)生二次粒子，這些帶電粒子經(jīng)過(guò)質(zhì)量分析器后就可以得到關(guān)于樣品表面信息的圖譜。此外，近年來(lái)，越來(lái)越多的學(xué)者也開(kāi)始利用X 射線近邊吸收結(jié)構(gòu)譜（μ-XANES）來(lái)獲取磷灰石元素價(jià)態(tài)、配位電荷、配位數(shù)和對(duì)稱(chēng)性等信息（Andersson et al.,2019;周秋石等，2020）。這些微區(qū)原位分析技術(shù)具有高空間分辨率、高靈敏度、取樣量少、干擾少、分析速度快、檢測(cè)線低等多項(xiàng)優(yōu)勢(shì)，擺脫了全分析等傳統(tǒng)研究方法的缺陷。這些先進(jìn)微區(qū)原位分析技術(shù)及其高速地發(fā)展極大地促進(jìn)了磷灰石在礦床學(xué)中的應(yīng)用。

圖1 磷灰石晶體結(jié)構(gòu)圖Fig.1 Diagram of the apatite crystal structure

磷灰石之所以能成為一種理想的指示礦物，主要原因在于：①磷灰石在礦床中或者與成礦有關(guān)的巖石中分布廣泛；②磷灰石的化學(xué)成分對(duì)結(jié)晶環(huán)境及其變化非常敏感；③磷灰石具有較強(qiáng)的抗物理、抗化學(xué)風(fēng)化能力；④磷灰石可以被明顯的識(shí)別和分離出來(lái)（Bouzari et al.,2016;Mao et al.,2016）。許多元素可以通過(guò)替代過(guò)程進(jìn)入磷灰石晶格，因此磷灰石中包含豐富的主、微量元素，如F、Cl、Sr、Th 和

REEs（R?nsbo, 1989; Sha et al., 1999; Pan et al.,2002）。磷灰石在形成后能夠較好地保存其原始信息，而它的地球化學(xué)特征（如主、微量元素含量、鹵素含量、Sr-Nd同位素組成以及氧、氯同位素組成等）均可作為巖漿-熱液活動(dòng)的示蹤劑。近年來(lái)，磷灰石在研究鐵氧化物銅金（IOCG）礦床、鐵氧化物磷灰石（IOA）礦床、斑巖Cu-Mo-Au礦床以及矽卡巖型礦床中的應(yīng)用也越來(lái)越多。例如，磷灰石中的SO3成分可以用來(lái)估算成礦母巖漿中硫元素含量（Peng et al.,1997; Parat et al., 2011; Chelle-Michou et al., 2017;Richards et al., 2017; Zhu et al., 2018; Huang et al.,2019;Xing et al.,2020;2021）；磷灰石的鹵素成分可用來(lái)估算流體和熔體中F、Cl 和H2O 的含量，而鹵族元素比值的變化則可用來(lái)判斷揮發(fā)分在熔體中是否飽和（Boudreau et al., 1989; 1990; Cawthorn, 1994;Meurer et al., 1996; Boyce et al., 2009; 2010; Elkins-Tanton et al., 2011; Schisa et al. 2015; Pan et al. 2016;Bao et al. 2016; Stock et al., 2018）；微量元素（包括Mn、Ce和Eu等）可以用來(lái)指示與成礦相關(guān)的巖體的氧化還原狀態(tài)（Sha et al., 1999; Tepper et al., 1999;Cao et al., 2012; Pan et al., 2016; Chen et al., 2018;Xing et al.,2020;2021）。此外，磷灰石的主、微量元素也被應(yīng)用于鑒定礦床類(lèi)型、評(píng)估巖體的成礦潛力（Chen et al., 2015; Bouzari et al., 2016; Cook et al.,2016;Mao et al.,2016;Xing et al.,2020;2021）；磷灰石的Sr-Nd 同位素比值則記錄了成礦系統(tǒng)同位素特征，可用以追蹤成礦巖漿或熱液的起源與演化過(guò)程（Creaser et al., 1992; Tsuboi, 2005; Chen W T et al.,2014; Zhao et al., 2015; Zeng et al., 2016; Chen L et al., 2018; Xu et al., 2019; Xing et al., 2020; 2021）；而熱液磷灰石的氧同位素也可以用來(lái)示蹤成礦流體的來(lái)源與演化（Xu et al., 2015; Zhao et al., 2015; Zeng et al.,2016）。

本文綜述了近年來(lái)學(xué)者們利用磷灰石的元素和同位素地球化學(xué)組成討論成礦作用過(guò)程中的源-運(yùn)-儲(chǔ)以及成礦后的變化保存等諸多關(guān)鍵科學(xué)問(wèn)題，對(duì)磷灰石在礦床學(xué)應(yīng)用中的爭(zhēng)議和難點(diǎn)問(wèn)題進(jìn)行了相關(guān)歸納和解釋?zhuān)檫M(jìn)一步深化磷灰石礦物學(xué)研究、廣泛開(kāi)展與磷灰石有關(guān)的礦床學(xué)問(wèn)題的探討以及加強(qiáng)利用磷灰石指導(dǎo)找礦等提供較全面的基礎(chǔ)性認(rèn)識(shí)。

1 磷灰石在礦床學(xué)研究中的難點(diǎn)問(wèn)題

1.1 磷灰石揮發(fā)分分析的難點(diǎn)和解決方法

在應(yīng)用磷灰石指示成巖成礦作用的研究中，測(cè)定磷灰石的主要元素含量最常用的技術(shù)手段是電子探針?lè)治觯‥PMA）。Stormer 等（1993）指出，電子探針的儀器運(yùn)行條件對(duì)磷灰石鹵素成分的測(cè)定結(jié)果影響很大，這是由于電子束形成的電場(chǎng)很容易使F、Cl等鹵素成分在磷灰石表面發(fā)生擴(kuò)散，從而導(dǎo)致鹵素的測(cè)量值與實(shí)際值偏差較大。磷灰石的鹵素對(duì)研究成礦熔體中揮發(fā)分（如F、Cl 和H2O 等）的含量以及判斷巖漿中揮發(fā)分是否飽和具有很好的指示意義（Stock et al., 2018），因此如何精確測(cè)定磷灰石鹵素含量至關(guān)重要。

為了最大程度地降低電子探針電子束對(duì)測(cè)定磷灰石鹵素成分的影響并同時(shí)保證其他主量元素的測(cè)定精度，可采取的措施包括：①在測(cè)試分析前不要將磷灰石樣品暴露在電子束下，即盡量不要將待分析的磷灰石薄片或樣品靶進(jìn)行背散射（BSE）成像（Goldoff et al., 2012）；②對(duì)相對(duì)不穩(wěn)定的F、Cl、Ca和P 等元素優(yōu)先測(cè)定，隨后再測(cè)定能較長(zhǎng)時(shí)間暴露在電子束下而保持穩(wěn)定的其他元素（Goldoff et al.,2012）；③對(duì)相對(duì)不穩(wěn)定的F、Cl、Ca 和P 等元素單獨(dú)采用較低強(qiáng)度的電壓電流進(jìn)行測(cè)試分析（如～10 kV,～4 nA，Pyle et al., 2002; Goldoff et al., 2012; Stock et al.,2015;Chelle-Michou et al.,2017）；④控制分析電子束與磷灰石晶體c 軸方向的夾角。研究表明電子束垂直于磷灰石c 軸可以將鹵素的擴(kuò)散遷移效應(yīng)降至最低，所以在實(shí)際測(cè)試中應(yīng)盡量分析c軸垂直電子束的磷灰石晶面（圖1，Goldoff et al., 2012; Stock et al.,2015）。

1.2 磷灰石化學(xué)計(jì)量數(shù)計(jì)算問(wèn)題

通過(guò)EPMA 測(cè)定了磷灰石主要元素組成后，如何準(zhǔn)確計(jì)算各元素的化學(xué)計(jì)量數(shù)（pfu）一直是個(gè)難點(diǎn)。在磷灰石的EPMA 測(cè)試數(shù)值中，主量元素的陽(yáng)離子以電荷中性氧化物的形式呈現(xiàn)，而鹵族元素則以簡(jiǎn)單的負(fù)離子形式表達(dá)，所以氧化物的氧含量沒(méi)有被直接測(cè)定，而是根據(jù)陽(yáng)離子推測(cè)估算。這樣一來(lái)，由于部分氧也以O(shè)H-的形式進(jìn)入了磷灰石Z位置而沒(méi)有被考慮，對(duì)磷灰石這種含單價(jià)陰離子位的礦物造成了電價(jià)不平衡，從而導(dǎo)致質(zhì)量計(jì)算中的不平衡。

為了彌補(bǔ)這一方面的不足，在化學(xué)質(zhì)量計(jì)算中必須去除陽(yáng)離子測(cè)定中的氧過(guò)剩。英國(guó)劍橋大學(xué)Deer教授在多篇論文中提出了關(guān)于磷灰石計(jì)算的矯正方法（Deer et al.,1966;1992;2013），這些方法都是基于磷灰石只含26 個(gè)或25 個(gè)陰離子的假設(shè)。在Deer 等(2013)提供的最新方法中，其計(jì)算則是基于磷灰石中H2O 被準(zhǔn)確測(cè)定或[OH-]處于理想的比例狀態(tài)。如果磷灰石的H2O 沒(méi)有被準(zhǔn)確測(cè)量出，亦或測(cè)量的誤差較大，那么這種方法也是不準(zhǔn)確的。Ketcham（2015）根據(jù)Deer 等(2013)的方法擴(kuò)展并提出了根據(jù)測(cè)定的陰離子含量來(lái)估算[OH-]含量的新算法。這一方法對(duì)EPMA 測(cè)得的含任何比例的F、Cl、OH 的磷灰石都適用，在一定程度上可獲得較可靠的化學(xué)計(jì)量數(shù)結(jié)果。

1.3 巖漿磷灰石是否能代表流體出溶前的巖漿成分

在使用未蝕變巖漿磷灰石指示初始熔體的成分特征時(shí)，需要判別該磷灰石結(jié)晶時(shí)巖漿熔體是否已經(jīng)達(dá)到流體飽和。這是因?yàn)?，很多親流體的元素會(huì)隨著流體的出溶而在熔體中強(qiáng)烈虧損，而只有在巖漿中流體未達(dá)到飽和的狀態(tài)下結(jié)晶的磷灰石才能指示較原始的巖漿熔體信息。因此，在利用磷灰石成分研究與成礦相關(guān)的巖漿信息之前，判別磷灰石是否結(jié)晶于流體不飽和的巖漿顯得尤為重要。

目前判別磷灰石結(jié)晶時(shí)初始巖漿是否達(dá)到揮發(fā)分飽和的方法主要有2種：①基于顯微巖相觀察，巖漿揮發(fā)分飽和常伴隨著流體出溶，而在這種情況下結(jié)晶的磷灰石一般發(fā)育流體包裹體，反之，如果磷灰石表面干凈透明、不發(fā)育流體包裹體，則在一定程度上可認(rèn)為磷灰石結(jié)晶時(shí)沒(méi)有發(fā)生流體飽和和出溶；②Stock 等（2018）對(duì)意大利Campi Flegrei 地區(qū)巖漿磷灰石和火山玻璃進(jìn)行了對(duì)比研究，提出通過(guò)磷灰石F、Cl和OH 成分變化趨勢(shì)來(lái)判別巖漿揮發(fā)分是否飽和的理論模型。在這個(gè)模型中（圖2），不同流/熔體分配系數(shù)下，流體未飽和巖漿中結(jié)晶的磷灰石XF/XCl總呈下降趨勢(shì)，而XF/XOH和XCl/XOH隨F、Cl 以及OH 的分配系數(shù)變化呈上升或下降趨勢(shì)（圖2a～c；這里XF，XCl和XOH分別表示磷灰石中F、Cl 和OH 的摩爾含量）；相反，流體飽和巖漿中結(jié)晶的磷灰石XCl/XOH總體呈現(xiàn)下降趨勢(shì)，而XF/XCl和XF/XOH呈明顯的上升趨勢(shì)（圖2d～f）。在應(yīng)用Stock 等（2018）模型來(lái)判斷磷灰石平衡的巖漿熔體是否達(dá)到流體飽和時(shí)，可通過(guò)磷灰石的Mg 含量（Mgap）來(lái)確定巖漿演進(jìn)過(guò)程。已有研究結(jié)果表明，Mgap與其平衡的熔體Mg含量成正比，且隨著巖漿的演化而逐漸降低，故可用來(lái)指示巖漿演化過(guò)程（Prowatke et al.,2006）。

圖2 磷灰石鹵素成分比值在不同巖漿條件下的趨勢(shì)線理論模型（引自Stock et al.,2018）a～c.揮發(fā)分不飽和狀態(tài)；d～f.揮發(fā)分飽和狀態(tài)Fig.2 Theoretical apatite halogen compositional trajectories for different melt conditions(after Stock et al.,2018)a～c.Volatile-undersaturated condition;d～f.Volatile-saturated condition

1.4 如何區(qū)分巖漿磷灰石和熱液磷灰石

磷灰石在很多地質(zhì)環(huán)境下不易發(fā)生成分變化，因此常用來(lái)指示其晶出的熔/流體的物理化學(xué)特征。但是，在強(qiáng)烈的熱液條件下，磷灰石也會(huì)遭受不同程度的蝕變，例如巖漿磷灰石會(huì)部分甚至完全變?yōu)闊嵋毫谆沂℉arlov et al., 2003; Harlov, 2015; Bouzari et al., 2016; Zeng et al., 2016）。經(jīng)歷過(guò)流體交代作用的熱液磷灰石的元素和同位素都會(huì)出現(xiàn)明顯的改變，因而不能指示原始信息。Harlov 等（2002；2003）通過(guò)實(shí)驗(yàn)研究表明，這種熱液交代作用通常發(fā)生在有流體加入的溶解—再沉淀過(guò)程中，且這種機(jī)制已經(jīng)在多個(gè)礦床體系中被觀測(cè)到。如Zeng 等（2016）報(bào)道的寧蕪盆地陶村IOA 礦床和Xing 等（2020）報(bào)道的小興安嶺霍吉河斑巖鉬礦床均顯示了蝕變熱液磷灰石與未蝕變巖漿磷灰石的成分差異性：蝕變成因的熱液磷灰石的Na、Mg、Si、Mn、Fe、S、Cl、Y、Ce、Nd 和REEs 含量均發(fā)生了明顯的虧損，且Sr、O 等同位素組成也發(fā)生顯著變化，這與溶解—再沉淀過(guò)程中流體將巖漿磷灰石的很多元素出溶并通過(guò)系列反應(yīng)再沉淀成新的礦物有關(guān)(Putnis,2009)。在這個(gè)過(guò)程中，巖漿磷灰石中部分元素被溶離，表現(xiàn)出明顯的虧損。如果溶出的部分REEs 能快速重結(jié)晶為新的富稀土元素礦物，如獨(dú)居石和褐簾石，則可能會(huì)被磷灰石重新捕獲形成礦物包裹體，這也解釋了蝕變的熱液磷灰石中常含獨(dú)居石和褐簾石包裹體的現(xiàn)象。這一觀察也與Harlov（2015）的高溫高壓實(shí)驗(yàn)結(jié)果高度吻合。此外，受交代作用的熱液磷灰石的Sr、O 等同位素組

因此，在礦床學(xué)研究中應(yīng)用巖漿磷灰石主微量元素和同位素組成探討成礦巖漿成分特征和示蹤巖漿源區(qū)時(shí)，需要對(duì)樣品中的磷灰石進(jìn)行鑒別，判斷其是否發(fā)生過(guò)熱液交代作用。巖漿磷灰石常呈自形-半自形結(jié)構(gòu)，表面均勻、單偏光下近乎透明（圖3a～c）；而發(fā)生過(guò)熱液交代的磷灰石通常呈半自形-他形，常含有不規(guī)則分布的礦物和流體包裹體，單偏光下表面不均，呈淺黃褐色（圖3b、c）。在背散射圖像（BSE）中，蝕變作用更容易被鑒別出來(lái)：未蝕變巖漿磷灰石表面均一明亮，具明顯核邊或環(huán)帶結(jié)構(gòu)（圖3d、e）；而遭受過(guò)熱液交代的磷灰石表面不均一，具有大小不一的孔洞、裂隙，且蝕變部分較未蝕變部分呈現(xiàn)更明顯的暗色（圖3e、f, Zhao et al., 2015; Zeng et al.,2016;Xing et al.,2020;2021）。另外，磷灰石是否發(fā)生蝕變還通常反映在其冷陰極發(fā)光（CL）的顏色差異上（Bouzari et al.,2016）。Bouzari等（2016）通過(guò)研究加拿大西部的不列顛哥倫比亞省的4 個(gè)斑巖銅礦（Highland Valley、Mount Polley、Huckleberry、Endako）中的磷灰石，發(fā)現(xiàn)陰極發(fā)光顏色和成礦斑巖蝕變類(lèi)型及強(qiáng)度之間存在相關(guān)關(guān)系，未蝕變巖石中磷灰石陰極發(fā)光表現(xiàn)為均勻的黃色、黃棕色和棕色（圖3g），在高溫鉀化蝕變帶中的磷灰石表現(xiàn)出亮黃綠色冷發(fā)光（圖3h），而在低溫絹云母化蝕變帶中磷灰石則呈現(xiàn)出灰色冷發(fā)光（圖3i）。此外，Bouzari 等（2016）還注意到，蝕變磷灰石中多種元素如Mn、Cl、Na、ΣREE、Mn/Fe、Ce、Y 和Nd 等，均顯示出虧損特征，且在絹云母化帶中磷灰石主微量元素成分比在鉀化蝕變中更加虧損（圖4a～f）。

2 磷灰石在礦床學(xué)中的應(yīng)用進(jìn)展

2.1 磷灰石元素地球化學(xué)

2.1.1 硫元素的含量及其應(yīng)用

巖漿巖中磷灰石的SO3含量可用來(lái)評(píng)估與之平衡的熔體中硫含量、硫逸度以及氧化還原狀態(tài)，對(duì)與巖漿（熱液）有關(guān)的成礦作用具有重要的指示意義（Peng et al., 1997; Parat et al., 2005; 2011）。熔體中硫進(jìn)入磷灰石晶格主要通過(guò)以下2種反應(yīng)：S6++Si4+=2P5+（Rouse et al., 1982）和S6++Na+=P5++Ca2+（Sha et al., 1999）。磷灰石中SO3含量越高，通常表明巖漿氧逸度越高（Streck et al., 1998; Parat et al., 2002;Imai, 2004；Tang et al., 2020）。Streck 等（1998）對(duì)美國(guó)內(nèi)華達(dá)州Yerington 斑巖系統(tǒng)研究發(fā)現(xiàn)其巖漿磷灰石總體呈現(xiàn)出核部富硫、邊部貧硫的特征，指示了早期巖漿富硫且具有高氧逸度，而后期轉(zhuǎn)變?yōu)橄鄬?duì)貧硫且較還原性的特點(diǎn)。Li等（2011）對(duì)藏北白堊紀(jì)多龍斑巖銅礦中巖漿磷灰石的研究發(fā)現(xiàn)，其w(SO3)隨礦床分帶依次變化，指示了巖漿成礦過(guò)程中氧逸度的變化趨勢(shì)。此外，對(duì)驅(qū)龍斑巖銅礦的研究結(jié)果顯示，其成礦巖體中磷灰石w(SO3)很高（0.11%～0.44%），遠(yuǎn)高于同地區(qū)不成礦巖體中磷灰石w(SO3)（＜0.10%），顯示出高氧逸度和高硫特征對(duì)于形成這一超大型斑巖礦床（＞10 Mt Cu）的重要性（Xiao et al.,2012）。這一認(rèn)識(shí)與Richards 等（2017）的研究結(jié)果一致，后者通過(guò)對(duì)智利北部科迪勒拉山脈中生代的多個(gè)斑巖Cu-Mo-Au礦床與鐵氧化物銅金（IOCG）礦床巖體中的磷灰石的對(duì)比研究發(fā)現(xiàn)，斑巖型礦床的成礦巖漿中硫含量要遠(yuǎn)高于IOCG礦床（圖5）。

近年來(lái)，一些利用磷灰石計(jì)算成礦巖漿中初始硫含量的研究也發(fā)現(xiàn)，斑巖Cu-(Mo,Au)礦床的成礦母巖漿或許并不需要硫的異常富集。Chelle Michou等（2017）在對(duì)秘魯Coroccohuayco 斑巖Cu(-Au-Fe)礦床的研究中注意到，通過(guò)磷灰石w(SO3)計(jì)算獲得的巖漿硫含量并不富集（(20～200)×10-6），這與Xing等（2020）對(duì)中國(guó)東北小興安嶺地區(qū)的霍吉河斑巖Mo 礦的研究結(jié)論一致（巖漿硫含量為(20～100)×10-6）。此外，Xing 等（2020）還對(duì)比了多個(gè)不同大小的斑巖/矽卡巖/IOCG礦床以及多個(gè)不成礦巖體的巖漿硫含量，結(jié)果顯示，這些富礦體系、貧礦體系以及不成礦體系的巖漿具有類(lèi)似的低硫含量特征，指示了硫含量的高低對(duì)成礦的決定性作用可能并沒(méi)有先前認(rèn)為的那么重要。

圖3 磷灰石顯微照片a.巖漿黑云母和其無(wú)蝕變巖漿磷灰石包裹體；b.巖漿黑云母中部分蝕變和未蝕變的磷灰石包裹體;c.部分被蝕變磷灰石，蝕變邊緣具不規(guī)則分布流體包裹體;d.未蝕變巖漿磷灰石背散射照片，具均一表面和核-邊結(jié)構(gòu);e.邊緣蝕變巖漿磷灰石背散射照片，蝕變部分呈深暗色且具不完整邊緣和孔洞;f.蝕變的熱液磷灰石背散射照片，含獨(dú)居石礦物包裹體和大量裂隙孔洞;g.未蝕變巖漿磷灰石冷陰極發(fā)光照片，呈均一的黃棕色，并具有棕褐色環(huán)帶;h.邊緣鉀化蝕變的磷灰石冷陰極發(fā)光照片，邊緣呈亮黃綠色;i.絹云母化蝕變的磷灰石冷陰極發(fā)光照片，蝕變部分呈灰色（圖引自Bouzari et al.,2016;Zeng et al.,2016;Xing et al.,2020）Fig.3 Apatite micrographsa.Magmatic biotite and biotite-hosted magmatic apatite inclusions without alteration;b.Partially altered and unaltered biotite-hosted apatite inclusions;c.Partially altered apatite with randomly distributed fluid inclusions in the altered rim;d.Unaltered magmatic apatite under BSE image,showing obvious core-rim texture with homogeneous surface;e.Magmatic apatite with altered rim under BSE image,showing darker color,visible voids,and uneven edges in the altered rim;f.Altered hydrothermal apatite under BSE image with monazite inclusions and visible voids;g.Unaltered magmatic apatite under CL image,showing homogeneous yellow-brown luminescence and brown zone;h.Apatite with potassic alteration in the rim under CL image,yellow-brown apatite is replaced by a brighter green-luminescent apatite;i.Apatite with strongly sericite alteration,showing that bright green-luminescent apatite is replaced by a variety of dull gray-luminescent apatite phases(after Bouzari et al.,2016;Zeng et al.,2016;Xing et al.,2020)

磷灰石的SO3含量受巖漿溫度、氧化狀態(tài)和硫逸度等多個(gè)因素的影響（Peng et al., 1997; Parat et al.,2011）。目前的研究只能通過(guò)磷灰石的SO3成分未定量估算巖漿的硫含量，而無(wú)法實(shí)現(xiàn)精確計(jì)算。通過(guò)磷灰石SO3含量估算母巖漿中硫的含量主要有2 種方式：一種是Peng 等（1997）提出的基于磷灰石飽和溫度（AST）的算法；另一種則是由Parat 等（2011）給出的經(jīng)驗(yàn)公式，認(rèn)為磷灰石中硫含量與熔體中硫含量有直接的相關(guān)性，而不受溫度影響。值得一提的是，通過(guò)這2 種不同的計(jì)算方法獲得的計(jì)算結(jié)果往往相差較大，這一現(xiàn)象也被多個(gè)研究者注意到（Chelle-Michou et al., 2017; Richards et al.,2017;Xing et al.,2020; 2021），因此，在實(shí)際應(yīng)用中需要綜合、謹(jǐn)慎考慮。

圖4 加拿大西部大不列顛哥倫比亞省斑巖銅礦床中未蝕變與蝕變磷灰石部分元素散點(diǎn)圖（引自Bouzari et al.,2016）a.磷灰石Ca(pfu)和Mn(pfu)投圖；b.磷灰石Ca(pfu)和Na(pfu)投圖；c.磷灰石w(Y)/10-6和w(Ce)/10-6投圖；d.磷灰石Ca(pfu)和Cl(pfu)投圖；e.磷灰石Mn/Fe和w(ΣREE+Y)/10-6投圖；f.磷灰石w(Nd)/10-6和w(Ce)/10-6投圖Fig.4 Plots of partial elements of unaltered and altered apatites from the highland Valley,mount Polley,Huckleberry and Endako porphyry copper deposits in western British Columbia,Canada(after Bouzari et al.,2016)a.Ca(pfu)vs.Mn(pfu);b.Ca(pfu)vs.Na(pfu);c.w(Y)/10-6 vs.w(Ce)/10-6;d.Ca(pfu)vs.Cl(pfu);e.Mn/Fe vs.w(ΣREE+Y)/10-6;f.w(Nd)/10-6 vs.w(Ce)/10-6

2.1.2 Mn、Ce、Eu和S元素含量指示巖漿氧化性

目前磷灰石的Mn、Ce、Eu 和S 等元素含量越來(lái)越多的被應(yīng)用在指示成礦巖漿氧逸度高低研究中。Mn 可以通過(guò)替代Ca2+進(jìn)入磷灰石晶格，REEs 也可以通過(guò)復(fù)雜的替代關(guān)系進(jìn)入磷灰石，如：2REE3++[V]=3Ca2+（[V]為 晶 體 空 位），REE3++Na+=2Ca2+和REE3++Si4+=Ca2++P5+等（R?nsbo, 1989; Sha et al.,1999;Pan et al.,2002）。磷灰石中Mn、Eu 和Ce 元素含量可以用來(lái)指示巖漿的氧化還原狀態(tài)（Drake,1975; Streck et al., 1998; Sha et al., 1999; Prowatke et al., 2006; Cao et al., 2012; Miles et al., 2014; Pan et al.,2016;Chen et al.,2018;Xing et al.,2020），這是因?yàn)镸n、Eu 和Ce 元素通常都具有2 種價(jià)態(tài)，分別為Mn4+-Mn2+、Eu3+-Eu2+和Ce4+-Ce3+。其中，Mn2+、Eu3+和Ce3+更易置換磷灰石中的Ca2+，表現(xiàn)為親磷灰石價(jià)態(tài)（Shannon, 1976; Belousova et al., 2002; Sha et al.,1999）。如果巖漿的氧逸度較高，熔體中的高價(jià)態(tài)的Mn4+、Eu3+和Ce4+相對(duì)比例增高，造成熔體中Mn2+/Mn4+、Eu2+/Eu3+和Ce3+/Ce4+比值降低，進(jìn)而導(dǎo)致磷灰石中Eu 呈現(xiàn)正異常而Mn 和Ce 呈現(xiàn)負(fù)異常。當(dāng)巖漿氧逸度較低時(shí)，情況則相反。因此，Mn、Ce以及Eu 元素在磷灰石中的異常情況可以衡量對(duì)應(yīng)巖漿熔體的氧逸度（圖6）。盡管磷灰石的Ce 和Eu 異常已經(jīng)在多個(gè)礦床研究中被廣泛應(yīng)用，但仍存在一些問(wèn)題需要格外注意。就Eu 而言，磷灰石的Eu 負(fù)異常不僅與氧化的巖漿狀態(tài)有關(guān)，其很大程度也受控于長(zhǎng)石的分離結(jié)晶，因此在討論實(shí)際問(wèn)題時(shí)需考慮這個(gè)因素。對(duì)于Ce，其元素的異常行為（相對(duì)其他REE）在地球上不同巖漿氧逸度范圍內(nèi)均極其微弱，基本可忽略不計(jì)，因?yàn)榕cCe3+相比，Ce4+只占據(jù)了極小的比例（通常Ce4+/Ce3+＜0.01,Burnham et al.,2014;Smythe et al.,2015）。這樣一來(lái)，雖然Ce3+為親磷灰石元素價(jià)態(tài)，但考慮到Ce4+的極低比例，Ce異常極小且很難鑒別，所以是否可以用來(lái)指示成礦巖漿氧化還原條件仍然存疑（Xing et al.,2021）。此外，也有學(xué)者認(rèn)為可以直接利用磷灰石中Mn 元素來(lái)計(jì)算巖漿氧逸度（Miles et al., 2014），但這一方法也受到了其他學(xué)者的質(zhì)疑（Marks et al., 2016）。Stokes 等（2019）通過(guò)實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)研究證明巖漿中Mn 含量主要和巖漿的熔體聚合度有關(guān)，而與氧逸度的關(guān)系不大，所以直接利用磷灰石中Mn元素含量來(lái)計(jì)算巖漿氧逸度的可行性還有待進(jìn)一步證實(shí)。

此外，也有學(xué)者提出磷灰石中S 價(jià)態(tài)的變化可能是一種潛在的巖漿氧逸度計(jì)（Konecke et al.,2017）。Konecke 等（2017）利用μ-XANES 光譜技術(shù)對(duì)磷灰石標(biāo)準(zhǔn)樣品（Durango和Mina Carmen）中S的價(jià)態(tài)進(jìn)行了測(cè)定，結(jié)果表明S 可以多種價(jià)態(tài)（S6+、S4+、S2-）進(jìn)入磷灰石晶格，且隨著磷灰石結(jié)晶環(huán)境從還原至逐漸氧化（FMQ—FMQ+1.2—FMQ+3），進(jìn)入磷灰石中S 的主要價(jià)態(tài)從還原態(tài)S2-逐漸升高至S4+，再至氧化態(tài)S6+。

圖5 智利北部科迪勒拉山脈中生代的多個(gè)斑巖型Cu-Mo-Au礦床和鐵氧化物銅金（IOCG）礦床的成礦母巖漿中硫含量分布圖（數(shù)據(jù)來(lái)源Richards et al.,2017）Fig.5 Distribution of sulfur contents in parent magma of sev‐eral Mesozoic porphyry Cu-Mo-Au deposits and iron oxide copper gold(IOCG)deposits in the Cordillera mountains,northern Chile(Data source after Richards et al.,2017)

圖6 湖南十杭帶多個(gè)礦床磷灰石Ce、Eu異常成分圖（引自Ding et al.,2015）Fig.6 Plot of apatite Ce and Eu anomalies from several deposits in Shi-hang zone,Hunan Province(after Ding et al.,2015)

2.1.3 Sr/Y對(duì)成礦的指示意義

磷灰石可以很好的保留初始巖漿的Sr 和Y 成分，磷灰石Sr/Y 比值不僅可以用來(lái)指示母巖漿的埃達(dá)克質(zhì)特征（Pan et al.,2016），也可以追蹤巖漿在不同階段的演化過(guò)程，并進(jìn)一步指示成礦信息（Nath‐wani et al.,2020）。全巖的高Sr、低Y 成分常被用來(lái)指示分離結(jié)晶以角閃石為主，而長(zhǎng)石的分離結(jié)晶受到抑制的富水巖漿。但是，全巖成分往往受到風(fēng)化或蝕變影響，導(dǎo)致初始的Sr和Y成分信息無(wú)法保留。磷灰石相對(duì)來(lái)說(shuō)不易蝕變，早期結(jié)晶的磷灰石會(huì)繼承巖體中的Sr和Y成分，且很好的保留下來(lái)，所以可以用來(lái)指示母巖漿的分離結(jié)晶、水含量高低等成礦信息。

Nathwani等（2020）對(duì)智利中部安第斯山脈區(qū)域的3 個(gè)主要斑巖銅礦（Los Pelambres，Rio Blanco-Los Bronces 和El Teniente）的研究表明，磷灰石的Sr/Y、Mg 成分和Eu 異常記錄了地殼深部巖漿分異和淺部地殼熔融演化，可以用來(lái)反演地殼尺度的巖漿演化。他們通過(guò)磷灰石的高Sr/Y 比值和高Eu 異常指出高度分異的、高氧逸度的富水弧巖漿是形成智利中部安第斯山脈區(qū)域的多個(gè)斑巖銅礦的必要因素。

2.1.4 元素地球化學(xué)特征判別礦床類(lèi)型

Mao 等（2016）通過(guò)研究北美科迪勒拉山脈以及全球范圍內(nèi)其他多個(gè)斑巖型Cu-Mo-Au礦床、淺成低溫?zé)嵋篈u-Ag 礦床、IOCG 和IOA 礦床、造山型金礦床、矽卡巖型多金屬礦床、造山型Cu-Ni 礦床和碳酸巖REE-Nb-Ta 礦床中的600 多個(gè)磷灰石樣品以及300多個(gè)來(lái)自非成礦巖石（包括斜長(zhǎng)巖、輝長(zhǎng)巖、閃長(zhǎng)巖、花崗閃長(zhǎng)巖、二長(zhǎng)巖和正長(zhǎng)巖）中的磷灰石樣品，結(jié)合多個(gè)元素的判別投影分析（DPA）方法（Flury,1997），首先區(qū)分了成礦與非成礦巖石中的磷灰石的成分差異性，并進(jìn)一步給出區(qū)分不同礦床類(lèi)型中的磷灰石的方法和步驟（Mao et al.,2016）。

此外，Cao 等（2012）對(duì)哈薩克斯坦中部的多個(gè)不同類(lèi)型礦床的磷灰石進(jìn)行了成分分析，發(fā)現(xiàn)該區(qū)域斑巖型Mo-W 礦床的成礦巖體中磷灰石的F 和MnO 含量較高，可能指示了巖漿具有沉積巖源區(qū)特征，而矽卡巖Pb-Zn 礦床的磷灰石具有高Cl 低F 的特點(diǎn)，可能暗示了較高的巖漿水含量?？梢?jiàn)，根據(jù)磷灰石的元素組成可以判斷磷灰石是否來(lái)自成礦巖體，另一方面還可以進(jìn)一步判斷成礦巖體對(duì)應(yīng)的礦床類(lèi)型。

2.2 磷灰石鹵族元素的應(yīng)用

硅酸鹽熔體中的鹵族元素能夠顯著影響巖漿以及巖漿熱液系統(tǒng)的演化（Ulrich et al., 1999;Aiuppa et al.,2009;鮑波等,2014;Kodêra et al.,2014）。在巖漿礦物中，只有少數(shù)幾種礦物含鹵族元素，而磷灰石就是其中之一?？傮w而言，磷灰石具有較強(qiáng)的抗蝕變能力，在高溫下（＞500℃）進(jìn)入磷灰石的鹵素一般不易受到后期熱液交代的影響（Tacker et al.,1989; Hovis et al., 2010）。磷灰石的鹵素成分可用來(lái)估算對(duì)應(yīng)熔體或流體中F、Cl 和H2O 的含量，而巖漿磷灰石中鹵族元素比值及其變化則可用來(lái)判斷其母巖漿是否達(dá)到流體飽和狀態(tài)（Boudreau et al.,1989; 1990; Cawthorn, 1994; Meurer et al., 1996;Boyce et al., 2009; 2010; Elkins-Tanton et al., 2011;Schisa et al., 2015; Pan et al., 2016; Bao et al., 2016;Stock et al.,2018）。

磷灰石中鹵素組分可用來(lái)指示巖漿熔體中的鹵素含量，進(jìn)而評(píng)估巖漿-熱液系統(tǒng)的成礦潛力。Chelle-Michou 等（2017）在對(duì)秘魯?shù)腃oroccohuayco斑巖Cu(-Au-Fe)礦床研究中根據(jù)磷灰石Cl含量估算了巖漿熔體的Cl 含量，并進(jìn)一步通過(guò)質(zhì)量平衡計(jì)算獲得了成礦巖漿總量，限定了與成礦相關(guān)的熔體體積為60～169 km3。Cl在巖漿和熱液系統(tǒng)中扮演了多數(shù)金屬元素的絡(luò)陰離子的角色，因此通常高Cl 的巖漿和熱液體系具有更強(qiáng)的載金能力（Candela et al.,1995;Aiuppa et al.,2009; Zajacz et al.,2011; 鮑波等,2014）。Schisa 等（2015）對(duì)加拿大安大略省Lac Des Iles鈀礦床研究表明，礦體中硫化物含量隨成礦侵入體中磷灰石Cl含量增加而增加，可見(jiàn)Cl對(duì)成礦元素的運(yùn)移和沉淀具有重要意義。這也與Hsu 等（1991）通過(guò)實(shí)驗(yàn)獲得的鈀在富Cl溶液中有很高的溶解度的結(jié)果一致。此外，成礦巖體中磷灰石的Cl 和F 含量對(duì)斑巖成礦具有重要意義。研究表明，高Cl、低F 的磷灰石對(duì)應(yīng)的巖漿更有利于形成斑巖型礦床（Imai,2000; 2004; Suerte et al., 2009）。例如，湘東南十杭帶中多個(gè)斑巖型礦床成礦巖體中磷灰石具高Cl、低F 特點(diǎn)（Ding et al., 2015），而德興超大型斑巖Cu 礦也表現(xiàn)出相似特征（Bao et al.,2016）。實(shí)際上，不同巖漿-熱液成礦系統(tǒng)中鹵素成分也有所差別（Cao et al., 2012）：斑巖Mo-W 礦床相關(guān)的巖體中磷灰石具有最高的F 含量和F/Cl 比值，斑巖W-Mo 和Cu-Mo礦床相關(guān)巖體中磷灰石的F 含量和F/Cl 比值相對(duì)略低，而矽卡巖型Pb-Zn 和Cu 礦床相關(guān)巖體中磷灰石F 含量和F/Cl比值更低（圖7）。由此可見(jiàn)，磷灰石中F和F/Cl比值或可用來(lái)區(qū)分成礦類(lèi)型。

未蝕變的巖漿磷灰石中Cl/F比值能夠反映巖漿源區(qū)特征（Roegge et al., 1974; Tacker et al., 1989;Piccoli et al., 1994）。Brehler 等（1974）指出由于Cl在水溶液中的高溶解度，其在風(fēng)化過(guò)程中很容易從母巖中移除，而F 不易流失，所以地殼重熔形成的巖體經(jīng)常表現(xiàn)出富F 貧Cl 的特征，并反映到巖體中磷灰石F 和Cl 組成上。因此，含低Cl/F 比值磷灰石的成礦巖體可能指示了母巖漿來(lái)自于大陸地殼的熔融（Wang et al.,2014），而高Cl/F 比值則說(shuō)明其母巖漿可能源于俯沖帶，高Cl/F 比值繼承了俯沖洋殼的鹵素組成（曾普勝等, 2006; 孟健寅等, 2014; 邢凱等,2018）。此外，近年來(lái)磷灰石Cl同位素也開(kāi)始被用來(lái)指示成礦作用中巖漿脫氣、揮發(fā)分循環(huán)等系列過(guò)程（Li et al.,2020）。

2.3 磷灰石Sr-Nd同位素地球化學(xué)

放射性同位素是示蹤成礦巖漿和熱液流體來(lái)源和演化的重要工具，為礦床成因和成礦過(guò)程提供關(guān)鍵信息（Ohmoto, 1986; Barnes, 1997）。磷灰石中Sr的含量較高（可達(dá)幾百到數(shù)千個(gè)10-6），而Rb 在磷灰石和花崗質(zhì)熔體中分配系數(shù)為0.0013（Prowatke et al., 2006），這意味著磷灰石中Rb 的含量極低（通常小于1×10-6），基本可以忽略（Creaser et al.,1992;Ra‐mos et al., 2004;Yang et al., 2014）。因此，磷灰石中的Sr同位素組成基本不受Rb衰變的影響，能夠反映原始巖漿/熱液特征。最新的微區(qū)原位分析技術(shù)可以對(duì)磷灰石進(jìn)行高精度的原位Sr-Nd 同位素分析（Jackson et al., 2001; Ramos et al., 2004; Yang et al.,2014），通過(guò)這種方法獲得的Sr-Nd 同位素組成可有效示蹤成礦熔/流體的源區(qū)特征。

在巖漿-熱液演化過(guò)程中，任何同位素的干擾和含Rb、Sm 礦物的加入，理論上都會(huì)導(dǎo)致磷灰石Sr-Nd 同位素比值的改變。一般認(rèn)為，巖漿磷灰石Sr-Nd 同位素比值的異常多是熱液交代作用的結(jié)果（Naylor et al.,1970）。Xing等（2020）發(fā)現(xiàn)，遭受過(guò)熱液蝕變的磷灰石Sr-Nd 同位素組成明顯有別于未蝕變的巖漿磷灰石，反映了流體交代作用對(duì)同位素比值的重置。Farver 等（1989）指出，從固相線快速冷卻且未受流體干擾的磷灰石能保存初始的87Sr/86Sr比值。所以在研究磷灰石Sr-Nd同位素時(shí)，甄別其在結(jié)晶后是否經(jīng)歷過(guò)熱液流體交代作用至關(guān)重要（Harrison et al.,1984;Creaser et al.,1992）。

圖7 哈薩克斯坦中部的多個(gè)不同類(lèi)型的礦床磷灰石F-F/Cl成分圖（引自Cao et al.,2012）Fig.7 F-F/Cl compositions of apatite from different types of deposits in central Kazakhstan(after Cao et al.,2012)

磷灰石既可以在巖漿演化過(guò)程中晶出，也可以在熱液成礦過(guò)程中生長(zhǎng)，因此研究不同成因的磷灰石的Sr-Nd同位素組成，可以進(jìn)一步示蹤成礦巖漿熔體或熱液流體的來(lái)源（Sha et al.,1999;Tsuboi,2005;Chu et al., 2009; Xu et al., 2019）。利用巖漿磷灰石Sr-Nd 同位素對(duì)成礦巖漿進(jìn)行示蹤已在多個(gè)礦床研究中被應(yīng)用，如Chen等（2018）和Xing等（2020）分別對(duì)東北小興安嶺地區(qū)鹿鳴和霍吉河斑巖Mo 礦床中成礦巖體的磷灰石進(jìn)行了Sr-Nd同位素研究，指出成礦巖漿主要來(lái)自于地殼物質(zhì)的熔融；Xu 等（2019）對(duì)哀牢山銅廠Cu-Mo（Au）礦床成礦巖體及其鄰近的十里村不成礦巖體中的磷灰石Sr-Nd 同位素進(jìn)行了分析，指出2 種同時(shí)代的巖體都為新元古代鎂鐵質(zhì)下地殼熔融產(chǎn)物。Ding等（2015）對(duì)湖南十杭成礦帶西南部多個(gè)礦床成礦花崗巖中磷灰石研究發(fā)現(xiàn)，不同金屬礦化類(lèi)型中巖體的磷灰石Sr同位素具有明顯差異。

關(guān)于成礦流體，Chen 等（2014）對(duì)西南揚(yáng)子板塊中拉拉礦床的Fe 礦石和Cu 礦石中的熱液磷灰石研究發(fā)現(xiàn)，二者含有明顯不同的Sr同位素成分，指示了成礦流體的來(lái)源不同。其中Fe 礦石中磷灰石的87Sr/86Sr比值高于同時(shí)代的巖漿巖，但和古元古代圍巖地層接近，指示了成礦流體經(jīng)歷過(guò)與古元古代圍巖地層的水巖反應(yīng)作用；而Cu 成礦階段磷灰石87Sr/86Sr 值高于Fe 礦化階段的磷灰石和賦礦古元古代地層，但與揚(yáng)子板塊太古代基底的Sr 同位素組成相近，表明Cu 成礦流體可能繼承了太古代基底的高放射性Sr 同位素組成。Zhao 等（2015）報(bào)道了迤納廠Fe-Cu-REE礦床中磷灰石Sr同位素比值從早階段（磁鐵礦階段）到晚階段（銅硫化物-REE 成礦階段）具有逐漸升高的趨勢(shì)（圖8），反映了熱液流體與具有高放射性Sr同位素組成的康滇古元古代沉積地層的交代作用（吳懋德等, 1990; Chen et al., 2014）。此外，陶村IOA 礦床中磷灰石Sr 同位素比值的升高也被解釋為成礦流體與具高放射性Sr同位素組成的地層發(fā)生水巖反應(yīng)的結(jié)果（Zeng et al.,2016）。

2.4 磷灰石氧同位素

磷灰石氧同位素組成也是示蹤成礦物質(zhì)/流體來(lái)源與演化的重要工具（Ohmoto, 1986; Haynes et al., 2003; Demény et al., 2004）。先前學(xué)者常通過(guò)分析鋯石氧同位素組成來(lái)示蹤母巖漿氧同位素值（Taylor, 1968; Balsley et al., 1998;Valley et al., 1998;Bindeman et al., 2001; Hawkesworth et al., 2006;Kemp et al.,2006）。最近的研究表明，磷灰石的氧同位素同樣可以用來(lái)估算母巖漿的氧同位素組成（Xu et al.,2015），進(jìn)而探討巖漿的源區(qū)特征。

圖8 云南迤納廠Fe-Cu-REE礦床中不同期次磷灰石Sr同位素成分圖(引自Zhao et al.,2015)Fig.8 Plot of apatite Sr isotopic compositions of different stages from the Yinachang Fe-Cu-REE deposit,Yunnan Province(after Zhao et al.,2015)

此外，熱液磷灰石氧同位素可以較好地反映與成礦相關(guān)的流體的氧同位素特征（Farver et al.,1989；Xu et al.,2015；Zeng et al.,2016）。形成熱液磷灰石的流體氧同位素值可能受多種因素控制，例如，持續(xù)冷卻的富CO2流體中結(jié)晶出的磷灰石δ18O 值會(huì)下降（Santos et al., 1995），虧損18O 流體（如大氣降水）的加入會(huì)導(dǎo)致磷灰石δ18O 值降低（Zeng et al.,2016），高F 流體也可能降低其中結(jié)晶的磷灰石δ18O值（Pearce et al.,1996; Pearce et al., 1997）。Zeng 等（2016）對(duì)長(zhǎng)江中下游陶村礦床中磷灰石研究發(fā)現(xiàn)，浸染狀和脈狀氟磷灰石中未蝕變晶體的氧同位素值都高于蝕變晶體（圖9）。作者結(jié)合磷灰石氧同位素特征和其他證據(jù)推斷成礦流體為大氣降水與早期巖漿熱液混合的結(jié)果，且后期可能還與圍巖地層發(fā)生了水巖反應(yīng)（Zeng et al.,2016）。

圖9 陶村Fe礦床蝕變與未蝕變磷灰石SIMS原位與單礦物全分析O同位素成分圖（引自Zeng et al.,2016）Fig.9 Plot of O isotopic compositions obtained by in situ SIMS microanalysis and bulk mineral analysis of altered and unaltered apatite from Taocun Fe deposit(after Zeng et al.,2016)

3 結(jié)論及展望

近年來(lái)，隨著微區(qū)原位分析技術(shù)的快速發(fā)展，磷灰石在礦床學(xué)中的應(yīng)用愈加廣泛。磷灰石的主微量元素可以用來(lái)指示巖漿氧化狀態(tài)、尋找潛伏斑巖礦床和區(qū)分礦床類(lèi)型等；其Sr-Nd同位素和氧同位素組成可以用來(lái)示蹤流體來(lái)源和演化，為礦床成因和成礦過(guò)程提供關(guān)鍵信息；再者，磷灰石中鹵族元素可以用以衡量巖漿-熱液系統(tǒng)的成礦能力、甄別流體來(lái)源以及反演巖漿熔體中揮發(fā)分含量；此外，磷灰石中硫含量還可以用來(lái)反映巖漿的氧化還原狀態(tài)以及熔體硫含量，并進(jìn)一步評(píng)估巖漿成礦潛力?？梢?jiàn)，磷灰石地球化學(xué)特征已經(jīng)被作為礦床學(xué)研究中的一種重要工具。

除上述應(yīng)用外，磷灰石在礦床學(xué)中還有很多其他方面的應(yīng)用。例如，磷灰石的（U-Th）/He 定年技術(shù)作為一種有效的低溫?zé)崮甏鷮W(xué)技術(shù)被廣泛應(yīng)用（蔣毅等, 2012; 胡志中等, 2015; Liu et al., 2014;Leng et al.,2018;Sun et al.,2020），且磷灰石的He 封閉溫度是目前定年體系中最低的，可以較好地反映低溫階段的熱歷史信息；磷灰石的裂變徑跡（AFT）可以追溯礦床隆升剝蝕演化，尤其在對(duì)淺成低溫?zé)嵋盒偷V床的研究中具有重要意義（Wang et al.,2018）；磷灰石作為巖漿熱液礦床中鹵素的主要宿主礦物，SIMS磷灰石Cl同位素也開(kāi)始被學(xué)者用于示蹤成礦流體來(lái)源（Andersson et al., 2019; 周秋石等，2020）。近年來(lái)越來(lái)越多的學(xué)者開(kāi)始嘗試?yán)昧谆沂瘉?lái)研究成礦母巖漿的成分動(dòng)態(tài)演化過(guò)程，并進(jìn)一步尋找控制金屬礦化的關(guān)鍵因素（Zheng et al.,2020;Xu et al.,2020;Li et al.,2021）。

此外，隨著高新技術(shù)的不斷發(fā)展以及大數(shù)據(jù)和云計(jì)算時(shí)代的到來(lái)，未來(lái)對(duì)磷灰石的研究將不會(huì)局限在單一礦床或單一區(qū)域，且一些目前無(wú)法實(shí)現(xiàn)的復(fù)雜定量計(jì)算也將會(huì)成為研究中的常規(guī)手段。雖然目前對(duì)磷灰石成分分析的部分技術(shù)手段仍不成熟，部分磷灰石的計(jì)算模型與礦床學(xué)研究實(shí)際應(yīng)用仍不完善，但是隨著對(duì)磷灰石在礦床學(xué)中應(yīng)用研究的快速發(fā)展以及測(cè)試分析技術(shù)的不斷進(jìn)步，相信這些問(wèn)題最終都會(huì)迎刃而解。

致 謝鄧軍教授、王慶飛教授、David R Lentz教授以及Daniel Harlov 教授在成文過(guò)程中給予了大量指導(dǎo)和幫助，冷成彪教授及兩位匿名審稿人認(rèn)真審閱了全文并提出了寶貴的修改意見(jiàn)，在此一并致以謝意。