嚴(yán)清高 李建康 李超 陳振宇 熊欣

1.自然資源部成礦作用與資源評價重點實驗室，中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所，北京 100037 2.北京大學(xué)地球與空間科學(xué)院，造山帶與地殼演化教育部重點實驗室，北京 100871 3.中國地質(zhì)科學(xué)院國家地質(zhì)實驗測試中心，北京 100037

鋰鈹?shù)认∮薪饘僮鳛榈厍虻吞蓟l(fā)展的關(guān)鍵元素(Sovacooletal.,2020)，其相關(guān)的成礦理論及找礦勘探成為了當(dāng)今世界各國的研究熱點。花崗偉晶巖型稀有金屬礦床作為稀有金屬的傳統(tǒng)來源(Shawetal.,2016)，提供了全球一半的鋰資源(Bensonetal.,2017)，作為最重要的礦床類型之一，受到了國內(nèi)外學(xué)者的廣泛關(guān)注(李建康等,2007;Thomas and Davidson,2013;London,2018;王汝成等,2019)。我國松潘-甘孜造山帶內(nèi)，產(chǎn)出許多大型-超大型花崗偉晶巖相關(guān)的鋰鈹稀有金屬礦床，如甲基卡(王登紅等,2005)、可爾因(李建康等,2006)、李家溝(Feietal.,2018,2020)、黨壩(費(fèi)光春等,2020)等。長期以來，學(xué)界對松潘-甘孜造山帶相關(guān)稀有金屬礦床開展了大量的調(diào)查與研究，大部分學(xué)者認(rèn)為該造山帶內(nèi)花崗巖是地殼重熔的結(jié)果(De Sigoyeretal.,2014;Zhaoetal.,2018a,2021)，而空間上與之關(guān)系密切的偉晶巖是該類花崗巖分異的產(chǎn)物，巖漿的分異伴隨著鋰元素的富集(李建康等,2014,2017,2019;王登紅等,2017)。近來，部分學(xué)者則強(qiáng)調(diào)原巖性質(zhì)和部分熔融過程對稀有金屬元素富集成礦具有重要的制約作用(Fanetal.,2020;Zhaoetal.,2022)。值得指出的是鋰鈹?shù)认∮薪饘僭诘厍蛉觾?nèi)豐度極低，一般為n×10-6級以下(Rudnick and Gao,2003)，礦床卻達(dá)百分級含量(如扎烏龍1.2%～1.5% Li2O，Yanetal.,2020)，富集百倍甚至千倍。然而，對于鋰礦元素的超常富集，究竟是部分熔融還是巖漿分異過程起主導(dǎo)作用仍不甚明了；巖漿演化過程中的信息記錄問題尚未完全解決，尤其是缺乏礦物學(xué)證據(jù)的制約。以往研究多以全巖地球化學(xué)分析手段來解析稀有金屬成礦機(jī)制(Deschampsetal.,2017;李興杰等,2018;李賢芳等,2020)，然而微弱的蝕變、礦化以及風(fēng)化作用等均會給全巖成分帶來顯著的改變，同時偉晶巖晶體顆粒粗大，很難獲得具有代表性的地球化學(xué)組分，因此花崗偉晶巖體的全巖成分實際上并不能準(zhǔn)確代表相應(yīng)巖漿熔體的組成，限制了對花崗偉晶巖型稀有金屬成礦機(jī)制的理解。

最近研究表明，磷灰石晶體結(jié)構(gòu)內(nèi)包含大量REEs、Sr、Mn、U、Th、F、Cl等，是控制巖漿巖或熔(流)體中稀土元素、鹵素含量的重要載體礦物(張榮偉等,2019)。因其在各種地質(zhì)環(huán)境或過程中具有較強(qiáng)的穩(wěn)定性(Bouzarietal.,2016)，能靈敏地記錄和保存原始巖漿信息，常被用于示蹤巖漿的物質(zhì)來源(劉敏等,2021)、了解巖漿演化過程以及氧逸度變化等(Caoetal.,2021)?；◢弬ゾr型稀有金屬礦床通常與過鋁質(zhì)的S型花崗巖相關(guān)，磷灰石在該類花崗質(zhì)巖漿中的溶解度隨鋁飽和指數(shù)的增大而增大(Wolf and London,1994)，因此，與稀有金屬成礦相關(guān)的巖體中含大量P元素，在成巖-成礦過程中形成大量磷灰石。然而，關(guān)于花崗偉晶巖成礦體系中磷灰石的系統(tǒng)研究仍較為薄弱。

扎烏龍-草隴鋰礦床位于松潘-甘孜造山帶中西部，是一個典型的花崗偉晶巖型稀有金屬礦床，具有與造山帶內(nèi)甲基卡稀有金屬礦床相似的地質(zhì)特征(Xiongetal.,2019;熊欣等,2021)，為揭示造山帶內(nèi)稀有金屬元素富集成礦機(jī)制研究提供了理想場所。本文以扎烏龍-草隴礦床中磷灰石為對象，在細(xì)致的結(jié)構(gòu)分析基礎(chǔ)上，開展了精細(xì)的原位主量元素、微量元素及Sr同位素分析測試。試圖從礦物學(xué)角度揭示扎烏龍-草隴礦床的物質(zhì)來源，成巖、成礦的巖漿演化過程，為花崗偉晶巖型稀有金屬礦床成因機(jī)制研究提供借鑒依據(jù)。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

松潘-甘孜造山帶位于青藏高原東北緣，其北部以東昆侖-阿尼瑪卿縫合帶，東南部以龍門山斷裂帶，西部以金沙江縫合帶為界(圖1a)，在三疊紀(jì)晚期古特提斯洋閉合過程中，由華北板塊、羌塘-昌都板塊、揚(yáng)子板塊相互俯沖、陸內(nèi)碰撞作用下所形成(許志琴等,1992,2018)。造山帶內(nèi)出露地層主要有分布于造山帶東部的新元古代-古生代結(jié)晶-變質(zhì)雜巖組成的基底，上覆中-上三疊統(tǒng)為主的巨厚復(fù)理石沉積蓋層(10～15km，許志琴等，1992；Weislogel,2010)，以及在帶內(nèi)零星分布的少量第四紀(jì)沉積物。巨厚三疊紀(jì)復(fù)理石沉積物是在古特提斯洋閉合過程中，經(jīng)周緣地塊風(fēng)化剝蝕產(chǎn)物堆積而成(Rogeretal.,2010;Gongetal.,2021)，統(tǒng)一稱為西康群變沉積巖。西康群進(jìn)一步劃分為中-上三疊統(tǒng)雜谷腦組(T2-3z)以及上三疊統(tǒng)侏倭組(T3zw)、新都橋組(T3x)和雅江組(T3y)，巖性主要由一系列灰黑色長英質(zhì)砂巖、粉砂巖、絹云母板巖、含碳質(zhì)頁巖、泥質(zhì)板巖及少量灰?guī)r等組成(Weislogeletal.,2010)。受印支末期造山運(yùn)動影響，區(qū)內(nèi)發(fā)育大量北西和北西西向褶皺構(gòu)造；而燕山期水平擠壓作用使得區(qū)內(nèi)北東向斷裂構(gòu)造發(fā)育(許志琴等,1992)。受印支末期到燕山早期構(gòu)造運(yùn)動影響，區(qū)內(nèi)形成大量構(gòu)造穹隆，包括甲基卡、馬爾康、雅江等穹隆(De Sigoyeretal.,2014)。圍繞構(gòu)造穹隆，變沉積巖常具高溫-中低壓巴羅式變質(zhì)分帶特征，基于變質(zhì)礦物組合，從穹隆幔部由內(nèi)向外可劃分為夕線石帶、十字石帶、紅柱石帶、石榴石帶、黑云母帶和絹云母-綠泥石帶(許志琴等,2018)。

松潘-甘孜造山帶廣泛發(fā)育印支末期-燕山早期中酸性花崗巖，由于其顯著的構(gòu)造意義及稀有金屬礦化潛力，受到學(xué)者廣泛關(guān)注。以往研究基于年代學(xué)、礦物學(xué)及地球化學(xué)屬性將造山帶內(nèi)花崗巖劃分為強(qiáng)過鋁質(zhì)S型花崗巖(De Sigoyeretal.,2014;Deschampsetal.,2017;Yanetal.,2020)、低鉀到高鉀鈣堿性I型花崗巖(Yuanetal.,2010;Deschampsetal.,2017)以及高鉀堿性A型花崗巖(Wuetal.,2021)。這些花崗巖于～227Ma到196Ma間侵位至西康群地層內(nèi)(Zhengetal.,2020)，與鋰鈹稀有金屬礦化相關(guān)的主要為強(qiáng)過鋁質(zhì)S型花崗巖(Yanetal.,2020)。圍繞花崗巖，常發(fā)育不同分帶偉晶巖，多呈脈狀產(chǎn)出于花崗巖體內(nèi)外接觸帶。高度分異的偉晶巖常伴隨強(qiáng)烈的鋰鈹稀有金屬礦化，分布于花崗巖體外圍。造山帶內(nèi)，已勘探出大量鋰鈹稀有金屬礦化相關(guān)的偉晶巖體，包括甲基卡、黨壩、李家溝、可爾因等(圖1a)，松潘-甘孜造山帶因此成為了全球著名的鋰鈹稀有金屬成礦帶(李建康等,2014,2017)。其中，扎烏龍-草隴礦床位于造山帶中西部，因具有巨大的Li2O資源量，且隨著找礦勘探的不斷突破，有望成為超大型稀有金屬礦床而受到地質(zhì)工作者的普遍重視(李興杰等,2018)。

2 礦床地質(zhì)背景

川西扎烏龍-青海草隴稀有金屬礦床橫跨四川石渠縣和青海玉樹州，因礦床主體位于扎烏龍，故本文簡稱扎烏龍礦床，出露地層主要為三疊紀(jì)西康群及覆蓋率超過50%的第四系(圖1b)。礦區(qū)出露巖體為白云母花崗巖，沿扎烏龍背斜褶皺核部呈不規(guī)則紡錘狀侵入至三疊紀(jì)西康群地層內(nèi)，出露面積約58km2。巖體頂部局部殘留西康群圍巖蓋層(圖1c)，表明剝蝕程度較低。巖體與圍巖界限清楚，白云母花崗巖形成于212Ma，具強(qiáng)過鋁質(zhì)S型花崗巖特征，為礦區(qū)成礦母巖(李興杰等,2018;Lietal.,2019;Xiongetal.,2019)。巖體具一定的結(jié)構(gòu)分帶：中部顯示中-細(xì)?；◢徑Y(jié)構(gòu)(中間相，圖2a)，邊部為中粒花崗結(jié)構(gòu)(邊緣相，圖2b)，同時邊部局部地段演化出似偉晶巖相(圖2c)，暗示花崗質(zhì)巖漿的分異演化過程(Yanetal.,2020)。盡管巖體具有一定結(jié)構(gòu)分帶特征，但其礦物組成基本一致，主要由石英、長石和云母等礦物組成，中間相蝕變不明顯，而邊緣相輕微蝕變。石英呈他形粒狀結(jié)構(gòu)，含量40%～55%；斜長石為半自形板狀，具輕微黏土化，占20%～30%；堿性長石含量15%～20%，呈半自形板狀；白云母含量5%～10%，呈他形或半自形片狀，局部見由構(gòu)造應(yīng)力作用而形成的塑性變形，具輕微絹云母化，偶爾與黑云母(<5%)共生(圖3)。副礦物主要包括鋯石、磷灰石、獨居石、榍石、石榴石、電氣石、鈦鐵礦、鈮鉭鐵礦、輝鉬礦、金紅石、錫石等。

礦區(qū)偉晶巖成群分布于白云母花崗巖內(nèi)外接觸帶，以外接觸帶最為發(fā)育，尤以白云母花崗巖體南側(cè)最為集中(圖1b)。目前，礦區(qū)已統(tǒng)計偉晶巖脈111條，礦化率為36%(李建康等,2007)。偉晶巖脈規(guī)模不等，一般長80～300m，寬2～10m，多呈長條脈狀或少量透鏡狀產(chǎn)出。根據(jù)偉晶巖主要礦物組合，從花崗巖體向外依次可劃分為：微斜長石偉晶巖、微斜長石-鈉長石偉晶巖、鈉長石偉晶巖、鈉長石-鋰輝石偉晶巖和鋰云母(白云母)偉晶巖。其中鈉長石-鋰輝石型偉晶巖和鋰云母(白云母)型偉晶巖為礦區(qū)主要的稀有金屬成礦脈體，已探明二十多條該類型偉晶巖脈，Li2O品位為1.2%～1.5%。14號偉晶巖脈為典型的鈉長石-鋰輝石型偉晶巖，產(chǎn)出巨晶狀鋰輝石，全脈礦化，Li2O平均品位約1.2%，儲量可達(dá)10萬噸，占扎烏龍稀有金屬礦床Li2O儲量的60%(李興杰等,2018;Yanetal.,2020)。14號偉晶巖脈侵入至巖體外圍西康群地層內(nèi)，延伸長約2km，地表出露厚度約5m，具良好分帶性，自邊緣向核部分別為：Ⅰ-云母石英帶；Ⅱ-微斜長石帶；Ⅲ-鈉長石-鋰輝石帶和Ⅳ-石英-鋰輝石帶(圖2d)。云母石英帶出現(xiàn)于14號脈邊部，厚度約0.5m，主要由石英(含量約85%，粒徑1～2cm)、白云母(含量約10%，粒徑0.1～0.5cm)和斜長石(含量約5%，粒徑0.1～0.5cm)組成(圖2e)。微斜長石帶厚度約1m，主要由石英(含量約55%，粒徑～2cm)、微斜長石(含量約35%，粒徑0.5～1.5cm)和白云母(含量約5%，粒徑～2cm)組成(圖2f)。鈉長石-鋰輝石帶厚度約1.5m，礦物主要有石英(含量30%～45%，粒徑～0.5cm)、鈉長石(含量40%～45%，粒徑1～3cm)、鋰輝石(含量2%～25%，粒徑多數(shù)>5cm)及白云母(含量1%～5%，粒徑0.2～0.5cm)(圖2g)。石英-鋰輝石帶厚度約2m，分布于14號偉晶巖脈核部，主要由巨粒鋰輝石(含量40%～75%，粒徑>10cm)和石英(含量10%～30%，粒徑2～5cm)及少量白云母(含量3%～5%，粒徑0.5～1cm)和鈉長石(含量<1%，粒徑～0.5cm)組成(圖2h)。副礦物主要有石榴石、電氣石、螢石、方解石、鋯石、磷灰石、獨居石、榍石、錫石、鉭錳礦、鈮鉭鐵礦、磁鐵礦等。

3 樣品采集及分析方法

本次研究分別在白云母花崗巖中間相、邊緣相以及14號偉晶巖脈各礦物結(jié)構(gòu)帶內(nèi)采集代表性樣品。部分樣品制成薄片，進(jìn)行磷灰石形態(tài)學(xué)觀察。部分樣品用于磷灰石單礦物挑選，挑選中，將樣品粉碎至50～80目，通過重、磁選方法對樣品進(jìn)行篩選，后在雙目鏡下挑出晶型完好的磷灰石顆粒，其單礦物樣品純度大于99%。將磷灰石顆粒清洗后制成環(huán)氧樹脂靶，拋光后用于CL拍照。在CL圖像下，選擇具有代表性的位置進(jìn)行原位主、微量及Sr同位素分析測試。

3.1 主量元素分析

磷灰石主量元素分析在中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所電子探針實驗室完成。采用JEOL JXA-8230設(shè)備，測試條件為加速電壓15kV，激發(fā)電流20nA，電子束斑5μm。測試過程中使用天然樣品和人工合成氧化物作為標(biāo)準(zhǔn)樣品，包括磷灰石(Ca，P)、石英(Si)、斜長石(Na)、鎂鋁榴石(Mg)、Fe2O3(Fe)、MnTiO3(Mn)、金云母(F)和石鹽(Cl)。Ca和P的特征峰測定時間為10s，其他Na，Mg，Si，F(xiàn)e，Mn，F(xiàn)，Cl等的特征峰測定時間為20s。揮發(fā)性鹵素元素放在優(yōu)先測試位置，如F元素放在第一道第一個進(jìn)行測試，減少擴(kuò)散效應(yīng)；同時，磷灰石測試前、測試過程中以及測試后，均測試標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)，以監(jiān)測設(shè)備穩(wěn)定性。測試過程中，每測試50個分析點后測一次標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)。標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)數(shù)據(jù)顯示設(shè)備運(yùn)行狀態(tài)穩(wěn)定。元素檢出限F為392×10-6，Na為80×10-6，Al為47×10-6，Mg為62×10-6，P為151×10-6，K為61×10-6，F(xiàn)e為187×10-6，Mn為169×10-6，Ti為377×10-6，Ce為653×10-6，Cl為27×10-6，Si為76×10-6，S為82×10-6。精確度與成分含量相關(guān)，Ca、P元素優(yōu)于0.5%，其他元素相對較高，其中F元素精確度為5%。所有數(shù)據(jù)經(jīng)過ZAF校正。

3.2 微量元素分析

磷灰石LA-ICP-MS微量元素分析在中國地質(zhì)科學(xué)院國家地質(zhì)實驗測試中心完成。測試在ASI J-200 343nm飛秒激光(Applied Spectra公司，美國)和X-Series電感耦合等離子體質(zhì)普儀(Thermo Fisher公司，美國)聯(lián)機(jī)系統(tǒng)上進(jìn)行。測試過程中采用點方式剝蝕顆粒，束斑直徑25μm，頻率8Hz，能量密度6J/cm2。以He作為運(yùn)移樣品剝蝕顆粒的載氣，樣品信號采集時間為20s，空白背景值采集時間為30s。以人工合成的硅酸鹽玻璃標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)NIST SRM610和SRM612作為標(biāo)樣，每完成10個樣品點測試一組標(biāo)樣以監(jiān)測儀器運(yùn)行狀態(tài)。數(shù)據(jù)處理采用ICPMS DataCal軟件完成(Liuetal.,2010)。微量元素檢測限為0.05×10-6～0.1×10-6之間。標(biāo)樣結(jié)果表明微量元素分析結(jié)果精準(zhǔn)度在10%以內(nèi)。

3.3 原位Sr同位素分析

磷灰石原位Sr同位素分析在中國地質(zhì)科學(xué)院國家地質(zhì)實驗測試中心完成。測試在ASI J-200 343nm飛秒激光(Applied Spectra公司，美國)和Neptune Plus多接收電感耦合等離子體質(zhì)普儀(MC-ICP-MS,Thermo Fisher公司，德國)聯(lián)機(jī)系統(tǒng)上進(jìn)行。采用線掃描方式剝蝕樣品，束斑直徑為40μm，線掃描速度0.65μm/s，頻率10Hz，能量密度10J/cm2。載氣條件和信號采集方式如3.2節(jié)所述，具體設(shè)備參數(shù)及測試流程詳見Lietal.(2018)。國際標(biāo)樣Durango作為磷灰石標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)，獲得87Sr/86Sr平均值為0.7067±0.003(n=8)，與國際地球化學(xué)環(huán)境標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)推薦值在誤差范圍內(nèi)一致(0.7064±0.0005，http://georem.mpch-mainz.gwdg.de/)。

4 分析結(jié)果

4.1 磷灰石產(chǎn)出特征

白云母花崗巖中磷灰石以礦物包裹體形式產(chǎn)出于寄主巖石的白云母、斜長石等礦物中(圖3)，主要呈自形-半自形的長柱狀-短柱狀，代表磷灰石早于云母、長石類礦物結(jié)晶，記錄了相對原始的巖漿信息。其中，白云母花崗巖中間相的磷灰石表面干凈、成分均一，部分顆?？梢娒黠@的核-邊生長環(huán)帶結(jié)構(gòu)(圖4a)，為典型的巖漿磷灰石；邊緣相的磷灰石邊部具輕微溶蝕現(xiàn)象，記錄了巖漿演化中流體交代過程(圖4b)。14號偉晶巖脈的磷灰石以副礦物形式與白云母、鈉長石等共生，顆粒較大，呈半自形長柱狀-短柱狀，顯示與長石、云母類礦物同時結(jié)晶或稍晚，記錄了巖漿晚期的演化過程(圖3)。整體上磷灰石表面較暗，相對不平整，發(fā)育較多孔洞、裂隙，局部含有礦物(如獨居石)或流體包裹體。溶蝕現(xiàn)象進(jìn)一步擴(kuò)大，呈逐漸交代反應(yīng)或港灣狀溶蝕結(jié)構(gòu)，為流體交代作用下的磷灰石，反映了流體交代階段的元素組成(圖3、圖4)。

4.2 主量元素測試結(jié)果

磷灰石主量元素測試結(jié)果見電子版附表1，磷灰石整體上具有較為一致的CaO(51.54%～56.27%)和P2O5(39.62%～43.32%)含量，高F(2.84%～5.05%)、低Cl(<0.11%，絕大部分<0.02%)特征，為典型氟磷灰石。具體而言，白云母花崗巖邊緣相(2.99%～4.76%，平均4.01%)相較于中間相磷灰石(3.03%～4.23%，平均3.63%)具有更高的F含量，顯示了從巖體核部向邊部F含量升高趨勢(圖5)。同時，就單顆粒磷灰石而言，其核部向邊部同樣顯示F含量升高(圖4)。而從花崗巖到偉晶巖，其F含量急劇下降(圖5)，14號偉晶巖脈邊部帶偉晶巖磷灰石F含量變化于2.84%～4.14%，平均為3.65%；而從邊部向核部整體具升高特征，其范圍分別為3.38%～5.05%、3.28%～4.58%、3.26%～4.56%，平均值分別為4.06%、3.87%、3.94%。此外，MnO含量<2.99%，而其他Na2O、MgO、Al2O3、K2O、SiO2、FeO、TiO2等含量更低(<0.1%)。

表1 扎烏龍礦床磷灰石原位Sr同位素分析結(jié)果Table 1 In-situ Sr isotope analytical results for apatites from Zhawulong deposit

4.3 微量元素測試結(jié)果

磷灰石微量元素測試結(jié)果見電子版附表2，不同巖石磷灰石具有不同的稀土總量及配分模式(圖6)。其中，白云母花崗巖中間相磷灰石∑REE變化在2268×10-6～3370×10-6之間，具強(qiáng)烈Eu負(fù)異常(Eu/Eu*=0.06～0.11)，顯示中稀土富集而輕、重稀土虧損的典型“海鷗”式配分模式(圖6a)；邊緣相磷灰石呈右傾配分模式(圖6b)，具輕稀土富集、重稀土相對虧損、中等-弱負(fù)異常(Eu/Eu*=0.09～0.92)特點，其∑REE為763×10-6～1800×10-6，略低于白云母花崗巖中間相。然而，偉晶巖不同分帶磷灰石具有較低的稀土總量，以富集輕稀土、虧損重稀土，具強(qiáng)烈Eu正異常為特征(圖6c-f)。其∑REE分別為2.10×10-6～339×10-6、5.61×10-6～140×10-6、37.1×10-6～202×10-6和4.01×10-6～137×10-6；Eu/Eu*分別為0.19～654、0.92～11.6、0.85～30.6和4.20～41.1。

微量元素組成上，其Th、U、Th/U比值、Y等元素在不同樣品中具較大差異性(圖7)。其中白云母花崗巖中間相磷灰石具有較低的Th、U、Th/U比值而高的Y含量值，其平均值分別為1.72×10-6、47.7×10-6、0.04和1803×10-6；邊緣相磷灰石具有略高的Th、U、Th/U比值而略低的Y含量，平均值分別為8.96×10-6、73.2×10-6、0.12和172×10-6；偉晶巖磷灰石顯示變化的但總體較高的Th、U、Th/U比值而低的Y含量，其范圍分別為0.19×10-6～75.8×10-6、0.05×10-6～382×10-6、0.04～1.20和0.02×10-6～109×10-6。整體上，隨著∑REE值的降低，Th、U及其Th/U比值具升高趨勢，而Y顯示降低趨勢；從白云母花崗巖到偉晶巖，其Mn含量升高而∑REE+Y含量降低(圖7)。

4.4 原位Sr同位素測試結(jié)果

磷灰石原位Sr同位素分析結(jié)果見表1。原位測試88Sr信號值與磷灰石Sr含量及其設(shè)備狀態(tài)有關(guān)，為了獲得較為可信的Sr同位素值，在多個測試點中選擇88Sr信號大于0.5V的Sr同位素值作為本次磷灰石有效的Sr測試結(jié)果(Lietal.,2018)。中細(xì)粒白云母花崗巖磷灰石88Sr信號為0.54～1.43V，平均為0.79V，獲得的87Sr/86Sr變化范圍較大，為0.7211～0.7333，平均為0.7263；而14號偉晶巖脈磷灰石88Sr信號為0.57～3.63V，平均為1.39V，獲得的87Sr/86Sr值較為集中，為0.7134～0.7153，平均值為0.7140。

5 討論

5.1 成巖成礦物質(zhì)來源

據(jù)地球物理資料證實，松潘-甘孜造山帶內(nèi)三疊紀(jì)復(fù)理石沉積物厚度可達(dá)15km(王海燕等,2016)，造山過程中，由于地殼增厚，在地?zé)崽荻取?gòu)造剪切以及放射性衰變等產(chǎn)生的熱源參與下，將會發(fā)生部分熔融作用(Rogeretal.,2010)。如果巖漿熔體來自于深部三疊紀(jì)復(fù)理石沉積物的部分熔融，磷灰石將記錄其一定的地球化學(xué)信息。磷灰石晶格內(nèi)保留顯著的鹵素成分，可用于示蹤巖漿的鹵素行為(Websteretal.,2009)。結(jié)果顯示，無論是白云母花崗巖還是偉晶巖磷灰石，均具有較高的F和異常低的Cl含量(<0.11%，許多低于檢出限，附表1)。一般而言，Cl是流體相容性元素，在地殼風(fēng)化過程中易于丟失，導(dǎo)致殘余地殼沉積物具有高F低Cl的特征(Blevin and Chappell,1992)，而經(jīng)此類地殼物質(zhì)部分熔融產(chǎn)生的初始巖漿也將繼承該鹵素組成。因此，磷灰石高F低Cl特征有力地佐證了初始巖漿熔體與三疊紀(jì)復(fù)理石沉積物部分熔融作用具有緊密的相關(guān)性。造山過程中，地殼物質(zhì)經(jīng)部分熔融產(chǎn)生的巖漿具有異常低的Cl含量也時見報道，如澳大利亞Lachlan復(fù)合造山帶內(nèi)S型花崗巖中磷灰石記錄的Cl含量普遍低于0.1%(Sha and Chappell,1999)。

附表1 扎烏龍礦床磷灰石電子探針分析結(jié)果(wt%)

續(xù)附表1Continued Appendix Table 1Spot No.FNa2OMgOAl2O3CaOP2O5K2OSO3SiO2FeOMnOLa2O3ClCe2O3TiO2Total194.020.070.0150.02354.0842.190.0000.0000.0000.3521.110.0000.0050.0080.000100.2203.920.000.0220.00055.4942.830.0000.0000.0170.0000.070.1650.0030.0000.000100.9ZWL14-1-1,14號脈云母-石英帶13.270.020.0000.02753.7341.550.0000.0380.0000.0000.000.1100.0000.0830.00097.4524.110.030.0040.02253.9641.800.0000.0210.0000.1010.160.3290.0000.1300.00098.9434.140.010.0010.02354.1042.070.0000.0080.0170.1250.210.3840.0040.0550.03199.4443.860.000.0000.02454.5642.410.0000.0000.0170.0000.310.0550.0120.0160.00099.6454.080.000.0000.00054.0341.960.0000.0130.0000.0000.270.1100.0000.0900.00098.8464.120.010.0200.01654.6942.050.0170.0250.0150.1250.310.0000.0000.0000.02799.6872.840.010.0140.00454.9942.370.0160.0130.0000.0600.280.0000.0000.0000.00099.4083.140.000.0100.00054.1942.210.0200.0000.0070.0780.250.0000.0080.0000.02798.6293.420.030.0070.00055.2442.530.0080.0000.0000.0000.110.0000.0000.0000.00099.90104.090.000.0040.00054.7242.170.0030.0000.0100.0000.140.0000.0000.0160.00099.43113.780.000.0000.02253.9740.830.0000.0000.0220.0000.360.3290.0100.0000.00497.73123.110.000.0110.00053.9541.580.0000.0000.0070.1730.410.0000.0000.0310.06398.03133.690.000.0170.03854.5241.990.0000.0170.0200.0000.410.0000.0000.0000.00099.14144.060.000.0000.02054.3841.590.0000.0000.0000.0000.210.0000.0050.0000.00098.56154.060.000.0430.00054.1740.990.0000.0210.0350.0000.190.0550.0000.0430.00097.90163.850.000.0000.00054.1341.960.0000.0130.0420.0000.030.2200.0000.0000.00098.62173.860.000.0250.00755.2641.760.0160.0000.0000.0240.140.0000.0000.0000.00099.47183.040.000.0080.00054.8442.180.0160.0170.0000.0000.020.0000.0000.0080.01898.87193.570.000.0000.00054.0142.110.0040.0210.0220.0950.630.5490.0000.0000.01399.52203.460.000.0000.00053.5940.860.0040.0000.0320.0000.830.0000.0080.0000.00097.32ZWL14-2-3,14號脈微斜長石帶13.570.010.0010.00052.1740.810.0000.0380.0150.0712.990.2730.0000.0000.00098.4524.030.000.0000.01853.6142.140.0360.0040.0000.0480.720.0550.0030.0270.06799.0633.920.000.0060.01452.6542.100.0040.0300.0000.2141.820.2730.0110.0000.00099.3944.400.000.0000.02253.7341.070.0000.0000.0000.1370.980.0000.0010.0590.00498.5553.800.000.0000.00052.9441.620.0010.0040.0320.1011.880.0000.0110.0000.02298.8164.330.000.0000.00054.8343.320.0000.0000.0220.0780.110.0000.0000.0000.004100.975.050.010.0000.00054.3241.820.0000.0000.0000.0000.110.0550.0000.0240.02799.2884.570.000.0080.02253.3942.210.0000.0130.0170.0361.270.0000.0100.0820.09499.7993.560.010.0000.01151.9242.770.0050.0080.0000.3932.610.1090.0000.0000.03199.92104.440.000.0000.01254.3841.880.0030.0420.0170.0540.810.0000.0010.0000.03199.80114.200.000.0130.01854.0242.040.0000.0250.0270.2270.920.0000.0110.0240.00099.76124.390.040.0000.00055.1041.900.0000.0000.0200.1190.150.1100.0000.0630.000100.0134.290.000.0110.00554.1841.770.0000.0460.0000.1850.820.2740.0070.0000.02299.80144.190.000.0160.00054.8141.670.0100.0000.0100.0000.290.3300.0020.0000.00099.56153.760.000.0040.00055.4041.610.0140.0210.0000.0060.140.0000.0100.0000.00499.39164.030.000.0250.00153.7941.420.0130.0170.0000.1431.010.0000.0170.0000.00998.77

續(xù)附表1Continued Appendix Table 1Spot No.FNa2OMgOAl2O3CaOP2O5K2OSO3SiO2FeOMnOLa2O3ClCe2O3TiO2Total174.160.000.0000.00054.1142.270.0070.0000.0000.2030.940.0000.0040.0470.00099.98183.960.000.0000.00054.5841.430.0000.0380.0200.0000.220.0000.0000.0160.00098.60194.170.000.0240.03351.5441.170.0000.0000.0070.2082.600.0000.0000.0000.01398.01203.870.000.0010.00054.0641.570.0000.0000.0000.0481.300.0000.0000.0120.01399.24214.230.000.0000.01755.3842.110.0000.0000.0070.0240.190.1650.0160.0430.022100.4223.700.000.0000.00254.8142.200.0190.0000.0050.0120.360.0000.0000.0080.00499.56233.380.010.0160.00054.8141.850.0130.0210.0100.1020.020.0000.0000.0470.02798.89244.010.000.0000.01054.6641.580.0120.0170.0220.0000.850.0000.0120.0000.00099.48253.880.000.0000.00355.0442.530.0280.0210.0000.0420.180.2750.0020.0710.045100.5ZWL14-3-2, 14號脈鈉長石-鋰輝石帶14.180.000.0000.00052.9941.800.0000.0040.0570.3682.040.0540.0000.0390.02299.8023.750.000.0000.00053.4141.480.0000.0000.0000.2191.900.1630.0090.0350.00099.3833.310.000.0000.01852.9342.160.0110.0210.0300.3082.590.0540.0070.0350.000100.143.500.020.0000.00052.6641.330.0000.0000.0100.4152.130.3270.0000.0040.00098.9254.380.000.0020.00456.1242.010.0050.0000.0000.0590.180.0000.0070.0710.045101.064.310.000.0020.00053.8340.880.0000.0040.0170.2731.440.1090.0020.0590.00099.1173.790.000.0000.01952.8541.770.0000.0040.0300.3082.410.0000.0030.0620.00999.6683.280.030.0000.00053.3842.180.0000.0000.0320.3682.310.0000.0000.0000.000100.293.610.000.0000.00052.5642.100.0000.0130.0250.3852.470.2180.0000.0000.00099.86103.950.000.0000.01652.4340.250.0240.0330.0050.4802.350.0000.0000.0000.00497.88114.030.000.0000.00053.2640.960.0000.0210.0470.3622.430.0000.0090.0000.00099.41124.510.000.0000.00056.2740.220.0120.0000.0620.0000.060.4380.0000.0200.03199.73133.950.000.0000.00655.5341.010.0040.0000.0670.0000.090.0000.0030.0780.00499.07143.340.000.0000.00055.3641.800.0000.0000.0540.0000.000.0000.0040.0000.00099.16154.580.000.0240.01152.1140.760.0080.0340.0150.4562.120.0000.0000.0120.01398.21ZWL14-4, 14號脈石英-鋰輝石帶13.430.000.0000.00052.5740.840.0130.0220.0120.3222.050.0000.0000.0000.02197.8224.180.000.0160.00152.1841.210.0000.0160.0260.3822.190.0000.0980.0000.02198.5434.380.000.0140.00054.9239.810.0000.0000.0050.0000.100.0000.0210.0620.00097.4643.550.000.0210.00053.3940.550.0000.0000.0610.2231.710.0000.0030.0000.01198.0154.030.000.0000.01554.7139.890.0100.0140.0200.0210.110.0000.0540.0000.00097.1764.310.000.0030.00053.7540.260.0020.0200.0210.0861.280.0000.0330.0520.07998.0774.090.000.0030.02052.8240.440.0000.0000.0090.2832.180.0000.1100.0300.00098.2484.080.000.0180.00053.6740.540.0010.0000.0260.1411.500.0000.0000.0000.01398.2793.260.000.0000.01454.8439.620.0070.0000.0280.0090.390.0000.0130.0000.04496.85104.370.010.0000.00055.1040.880.0060.0000.0340.0000.090.0000.0250.0520.01698.73113.330.000.0080.00255.4939.940.0130.0000.0150.0000.220.0000.0000.0500.01397.68123.820.000.0140.00252.4040.540.0000.0120.0040.2922.390.0000.0480.0580.00097.96134.110.000.0000.01154.3740.410.0000.0100.0460.0000.020.0000.0200.0060.00397.27144.560.000.0000.00052.9541.060.0000.0200.0000.2091.510.0000.0910.0000.05798.53

此外，白云母花崗巖內(nèi)見鈦鐵礦、金紅石等還原性特征礦物；同時磷灰石顯示強(qiáng)烈的Eu負(fù)異常和Ce正異常(圖9a)，指示寄主巖石形成于較高還原性質(zhì)的巖漿。事實上，巖漿還原性質(zhì)還被松潘-甘孜造山帶甲基卡、扎烏龍等典型花崗偉晶巖型稀有金屬礦床中花崗巖石英內(nèi)賦存的熔體包裹體里發(fā)現(xiàn)的甲烷、氫氣和石墨等還原性物質(zhì)所證實(Lietal.,2014;Li and Chou,2015;Xiongetal.,2019)。三疊紀(jì)復(fù)理石沉積物包含大量泥質(zhì)巖(Gongetal.,2021)，甚至野外可見大量碳質(zhì)泥巖和碳質(zhì)頁巖地層，顯示強(qiáng)烈的還原性質(zhì)特征。一般來說，這種還原性質(zhì)是由頁巖組成的泥質(zhì)巖自身所具有的典型特性(Richards andeng?r,2017)。因此，巖漿的還原性質(zhì)主要繼承于三疊紀(jì)復(fù)理石泥質(zhì)沉積物的源區(qū)。

綜合上述證據(jù)，本文認(rèn)為扎烏龍礦床的初始巖漿主要源自于造山過程中深部三疊紀(jì)復(fù)理石沉積物的部分熔融作用，這與基于Sr-Nd-Hf同位素證據(jù)得到造山帶內(nèi)S型花崗巖的主要來源為地殼沉積物的認(rèn)識相吻合(De Sigoyeretal.,2014;Zhaoetal.,2018b;Yanetal.,2020)。值得一提的是，西康群全巖地球化學(xué)數(shù)據(jù)顯示復(fù)理石沉積物具有較高的稀有金屬含量，尤其是Li(63.6×10-6～147×10-6，Yanetal.,2020)高于地殼豐度數(shù)倍。因此，在高F低Cl，較高還原性質(zhì)條件下，部分熔融導(dǎo)致Li等稀有金屬元素從深部三疊紀(jì)復(fù)理石轉(zhuǎn)移至巖漿中，復(fù)理石沉積物不但提供成巖物質(zhì)，還提供稀有金屬成礦物質(zhì)。然而，考慮到成礦偉晶巖與白云母花崗巖具有緊密的時空與成因關(guān)系(李興杰等,2018;Lietal.,2019;Yanetal.,2020)，其初始巖漿均來自相同的物質(zhì)源區(qū)，因此，物質(zhì)來源似乎不是扎烏龍稀有金屬礦床形成的關(guān)鍵控制因素。

5.2 磷灰石對稀有金屬礦床富集成礦的指示

磷灰石微量元素地球化學(xué)對巖漿的演化機(jī)制具有重要指示意義(張榮偉等,2019)。前文述及，白云母花崗巖與偉晶巖具有緊密的時空及成因關(guān)系，起源于相同的物質(zhì)源區(qū)，因此磷灰石不同的稀土配分模式及稀土含量(圖6)，以及Th、U、Y、Mn等元素的變化(圖7)，指示了白云母花崗巖和偉晶巖的演化過程。磷灰石是稀土完全配分型礦物，具有與寄主巖石相一致的稀土元素配分模式(曾令森等,2012)。以往研究認(rèn)為，榍石常富集LREEs(Panetal.,1993)，因此白云母花崗巖中間相的磷灰石可能受到榍石在早期或同時結(jié)晶的影響，導(dǎo)致其輕、重稀土分餾程度較低；同時強(qiáng)烈的Eu負(fù)異常，可能是由于具Eu正異常特征的斜長石早于或同時與磷灰石結(jié)晶所致(Xieetal.,2018)。而其邊緣相顯示輕稀土富集而重稀土虧損的配分模式，則指示富含MREEs和HREEs礦物的結(jié)晶，比如鋯石和石榴石等，這與野外大量石榴石產(chǎn)于白云母花崗巖的現(xiàn)象相符。偉晶巖階段，稀土總量進(jìn)一步降低(圖6)，暗示富含稀土的礦物，如獨居石、鋯石、石榴石、磷灰石、榍石等，在花崗巖熔體階段進(jìn)行大量結(jié)晶，消耗熔體中大量REEs，進(jìn)而影響到偉晶巖階段磷灰石的低REEs含量組成。巖漿的演化過程同樣得到微量元素的支持，如巖漿的結(jié)晶分異導(dǎo)致殘余熔體Th、U值的升高(Miller and Wooden,2004)，而石榴石的結(jié)晶導(dǎo)致HREEs和Y值的下降。另外，受熔體結(jié)構(gòu)及成分的影響，高分異熔體結(jié)晶的磷灰石具有較高的Mn含量(O’Sullivanetal.,2020;Bromiley,2021)。這些元素的系統(tǒng)性變化(圖7)，充分指示了花崗質(zhì)巖漿的分異演化過程。

巖漿演化過程伴隨氧逸度的變化。從白云母花崗巖到偉晶巖，磷灰石Eu異常由強(qiáng)烈負(fù)異常到中等-弱負(fù)異常再到偉晶巖階段的強(qiáng)烈正異常(圖6)。Eu異常反應(yīng)了熔體的氧化還原性質(zhì)或長石的結(jié)晶(Bea,1996)，然而在偉晶巖核部帶，如石英-鋰輝石帶，長石含量很低(<1%)，卻依然呈現(xiàn)極高的Eu正異常，說明磷灰石結(jié)晶體系中Eu呈Eu2+與Ca2+發(fā)生了顯著的替換作用，因此Eu的正異?？赡苁苎趸€原的影響。一般來說，Eu和Ce是兩種差異較大的元素，在氧化狀態(tài)發(fā)生變化的條件下，在磷灰石中顯示相反的分配特征(韓麗等,2016)。隨著Eu異常值的升高，Ce異常值降低，指示從花崗巖熔體向偉晶巖熔體演化過程中氧逸度逐漸升高(圖9a)。全巖的Fe3+/Fe2+值也是氧逸度變化的重要指標(biāo)(Piccoli and Candela,2002)，松潘-甘孜造山帶內(nèi)花崗巖具有相對較低的Fe3+/Fe2+值，基本處于中等還原區(qū)域，而偉晶巖則普遍偏高，處于中等還原至中等氧化區(qū)域(圖9b)，扎烏龍白云母花崗巖中間相至邊緣相同樣顯示升高的Fe3+/Fe2+值，反應(yīng)了熔體從花崗巖演化至偉晶巖，氧逸度的增高。另外，花崗巖內(nèi)普遍發(fā)育鈦鐵礦、金紅石等還原性指示礦物，其流體包裹體常富含CH4、石墨或者H2，基本不含CO2；而偉晶巖則出現(xiàn)磁鐵礦等氧化性特征礦物，其熔體包裹體常富含CO2而不含或含極少量的CH4(Lietal.,2014;Li and Chou,2015;Feietal.,2018;Xiongetal.,2019;熊欣等,2021)，再次有力地表明了氧逸度隨巖漿演化而升高。氧逸度的變化可能是由于偉晶巖熔體自花崗巖分離遷移發(fā)生在構(gòu)造相對封閉到相對開放的轉(zhuǎn)換過程中，伴隨H2等還原性組分的逃逸，造成了氧逸度的升高(Rivalta and Dahm,2006)。

值得注意的是，白云母花崗巖中間相磷灰石CL圖像顯示較為均一、干凈的形貌特征，而其邊緣相磷灰石具有微弱溶蝕交代結(jié)構(gòu)，而至偉晶巖階段，溶蝕交代現(xiàn)象進(jìn)一步擴(kuò)大，形成明顯的港灣狀甚至交代殘余結(jié)構(gòu)(圖4)，暗示隨著巖漿熔體的分異演化，晚期存在高度富H2O等揮發(fā)分的熔體或者流體，對早期結(jié)晶礦物發(fā)生溶蝕或交代作用。實驗研究表明，REEs和Y元素在磷灰石和熔體中的分配系數(shù)隨著熔體聚合度的增加而增加(Prowatke and Klemme,2006)。然而，巖漿中揮發(fā)分如H2O、F、P、B等的增加將降低巖漿聚合度(Liuetal.,2019)。因此，白云母花崗巖到偉晶巖階段REEs+Y含量的降低指示了晚期熔體H2O等揮發(fā)分的增加(圖7)。還需指出的是，隨著揮發(fā)分的增加，熔體結(jié)構(gòu)發(fā)生了變化，從而導(dǎo)致了F的差異性分配行為。相較于流體，F(xiàn)更易于分配進(jìn)入熔體相。因此在巖漿磷灰石中，無論是單顆粒磷灰石核部至邊部，還是從白云母花崗巖中間相至邊緣相，F(xiàn)均呈上升趨勢，反映了熔體的分異演化過程；而受流體交代的磷灰石，F(xiàn)含量相對降低，但仍顯示較高的值，尤其是14號偉晶巖脈內(nèi)部的分異演化(圖5)。這可能暗示了巖漿演化晚期，F(xiàn)在殘余熔體中強(qiáng)烈富集并導(dǎo)致相當(dāng)量的F進(jìn)入流體相，從而使流體交代的磷灰石F含量整體相對降低但在偉晶巖內(nèi)部結(jié)構(gòu)帶仍有升高趨勢。富F流體以氫氟酸形式對巖漿磷灰石進(jìn)行溶蝕，從而形成港灣狀甚至交代殘余結(jié)構(gòu)，而部分磷灰石則直接從流體中結(jié)晶，顯示較暗的形貌特征(圖4)。

如前文所述，花崗偉晶巖的初始熔體以富F和還原性質(zhì)為特征，起源于深部三疊紀(jì)復(fù)理石的部分熔融作用。事實上，地殼性質(zhì)的源巖因富含大量含水礦物(如云母等)將會降低巖漿的固相線，容易在造山過程中誘發(fā)云母脫水熔融而產(chǎn)生巖漿(Douce and Harris,1998)。值得一提的是，通過類質(zhì)同象進(jìn)入云母類含羥基礦物中的F在脫水熔融過程中廣泛釋放到熔體(Dycketal.,2020)，這種高含量F通過替代破壞熔體結(jié)構(gòu)中的橋氧鍵深刻影響著硅酸鹽熔體揮發(fā)分的擴(kuò)散系數(shù)，并增大水在硅酸鹽熔體中的溶解度(Dingwell,1989)。此外，原巖中有機(jī)質(zhì)(含碳)的熔融將使巖漿表現(xiàn)為還原性質(zhì)，同樣有利于提高熔體中水的溶解度(Bezmenetal.,1991)。因此，熔體的富F和還原性質(zhì)促使了初始巖漿含大量溶解水。溶解在巖漿中的水不但降低液相線，而且因解聚作用使熔體聚合度降低，黏度降低，從而使巖漿的結(jié)晶分異過程更容易和持續(xù)時間更久，這將提高不相容組分(如揮發(fā)分和稀有金屬元素)在殘余熔體的富集程度。據(jù)Thomas and Davidson (2012)研究認(rèn)為花崗巖熔體中的水低于10%，而偉晶巖熔體卻能達(dá)到10%～40%。因此，巖漿演化晚期的富水熔體易于遷移至花崗巖上部乃至侵入圍巖而形成偉晶巖。同時，水含量的增加還減小熔體中微量元素活度，導(dǎo)致元素在礦物/熔體間的分配系數(shù)減小(Wood and Blundy,2002)，增強(qiáng)成礦元素的不相容性，因此Li、Be等稀有金屬元素更傾向于集中分配至巖漿演化晚期的富揮發(fā)分熔體，乃至形成富稀有金屬的偉晶巖熔體。還需指出的是，氧逸度的升高導(dǎo)致碳質(zhì)組分可能主要以CO2/碳酸鹽的形式存在(Li and Chou,2016,2017)，促使偉晶巖熔體產(chǎn)生偏堿性環(huán)境。這種偏堿性環(huán)境能夠提高Li等元素的溶解度和促進(jìn)鋰輝石的結(jié)晶，形成鋰輝石偉晶巖(劉永超,2021;Liuetal.,2022)。總而言之，伴隨巖漿的高度分異演化，衍生出一系列有利的物理化學(xué)條件，引起熔體結(jié)構(gòu)發(fā)生實質(zhì)性變化，并促進(jìn)了Li、Be等稀有金屬元素在巖漿演化晚期熔體內(nèi)飽和而富集成礦。因此，巖漿的高度分異演化是花崗偉晶巖中稀有金屬元素成礦的關(guān)鍵。

6 結(jié)論

磷灰石是揭示花崗偉晶巖型稀有金屬礦床物質(zhì)來源及巖漿演化信息的有效手段。本文通過對扎烏龍-草隴礦床中磷灰石特征的精細(xì)分析，得出以下認(rèn)識：

(1)磷灰石原位Sr同位素、高F低Cl含量，以及還原性質(zhì)特征，指示扎烏龍稀有金屬礦床的初始熔體源自于造山過程中深部地殼三疊紀(jì)復(fù)理石沉積物的部分熔融作用。

(2)從白云母花崗巖到偉晶巖，連續(xù)降低的REEs、Y以及逐漸升高的Th、U、Mn含量，指示了花崗質(zhì)熔體的分異演化過程。偉晶巖顯示負(fù)Ce異常和正Eu異常以及典型的溶蝕結(jié)構(gòu)，表明巖漿演化晚期熔體氧逸度的升高以及高度富集H2O、F等揮發(fā)分。

(3)熔體富F及還原性特征，能提高初始熔體H2O溶解度，演化晚期較高的H2O含量促使熔體自花崗巖向外遷移而結(jié)晶形成偉晶巖。同時，在高氧逸度條件下，CO2營造的偏堿性條件適宜Li的富集和鋰輝石結(jié)晶。

致謝磷灰石測試及數(shù)據(jù)處理得到中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所電子探針實驗室王臻博士及中國地質(zhì)科學(xué)院國家地質(zhì)實驗測試中心孫鵬程碩士的指導(dǎo)和幫助；同時，承蒙審稿人的認(rèn)真審閱，提出了寶貴的修改意見。在此一并深表謝意！