1. 研究背景

国内外矿床学领域的学术研究指出，针对磷灰石母岩类型的精确区分在数据采集量和图解端元方面存在限制，这限制了相关研究的进展。以Belousova等人[1]的研究为例，其研究主要聚焦于岩浆岩中磷灰石类型的判别与确定。但是对于一些已知类型的磷灰石而言，其微量元素和稀土元素数据未能准确地与已知的判别区域相吻合，导致平均准确率仅为59%。具体而言，在中–低级变质岩和高级变质岩中的磷灰石数据缺乏明确的判别区域，而且这些数据与岩浆岩中的磷灰石数据存在显著重叠现象。此外，对于镁铁质火成岩和富碱性岩石的数据分布，不仅与已有图解规定的判别区域存在明显差异，而且这两种类型之间的重叠现象也相当显著。这些经典的判别图解已经逐渐不能满足研究人员对于更准确判别磷灰石母岩类型的需求。因此，迫切需要寻求新的方法和工具，提高对磷灰石母岩类型和源区的准确判别能力，从而推动更深入的研究发展。

2. 磷灰石矿物特征

磷灰石(Apatite)是一种广泛分布的磷酸盐矿物，除了存在于火成岩、变质岩和沉积岩中[2]，也可以通过生物作用形成[3] [4]。磷灰石作为六方晶系的钙磷酸盐矿物(见图1)，可以用通式A₁₀(PO₄)₆Z₂来描述。A位点容纳大阳离子(例如Ca²⁺，Sr²⁺，Pb²⁺，Ba²⁺，Mg²⁺，Mn²⁺，Fe²⁺，REE³⁺，Eu²⁺，Cd²⁺，Na⁺)，[PO₄]³⁻离子可以被一些络阴离子团如[SiO₄]⁴⁻、[SO₄]²⁻或[CO₃]²⁻等部分替代。主要由P⁵⁺(或PO₄³⁺)占据的X位点可以容纳其它小型高电荷阳离子(例如Si⁴⁺、S⁶⁺、As⁵⁺、V⁵⁺)。Z位点被卤素F、Cl以及OH^-占据。同时通常所指的磷灰石是指氟磷灰石。

磷灰石在形成斑岩铜矿床和多种热液蚀变型矿床的过程中扮演着关键角色。磷灰石的独特晶体结构具有容纳多种过渡金属、稀土元素和阴离子的能力，因此它对结晶环境和化学变化非常敏感。其丰度与岩石中磷含量成正比，与硅含量的增加成反比。由于磷灰石的抗物理和抗化学风化性质[2]，它被广泛用作矿床形成过程和潜在的岩浆挥发物的“探针”，可以追踪岩浆的化学组成、流体演化和理化条件，例如氧逸度Cl:F:OH比例[5]以及硫含量。磷灰石中的卤族元素和羟基是其结构中不可或缺的组成部分，它们参与了多种离子交换平衡反应。通过监测卤素比值的变化，我们可以推断岩浆中挥发物的饱和度情况[6]。磷灰石丰度在富磷贫硅碱性熔岩中可达数个百分点，而磷灰石在贫磷(0.01% P₂O₅)流纹岩中很少见硫酸盐微量替代磷灰石，可以用来估算成矿母岩浆中的硫含量[7] [8]。此外，磷灰石中的主微量元素浓度和稀土元素配分模式随母岩类型(如不同铝饱和指数的岩石)不同而有所差异，磷灰石可富集高比例的全岩REE、Sr、U和Th，因此磷灰石可能是岩石系统结晶时微量元素化学的敏感记录器[1] [9]-[12]。

Figure 1. Apatite crystal structure diagram

图1. 磷灰石晶体结构图

3. 采样矿床地质特征

广西壮族自治区地处南岭成矿带西部，是环太平洋构造域和环太平洋成矿带的重要省份之一(见图2)。本区自中元古代以来海水进退频繁，多种沉积相型发育；地质构造复杂，多旋回构造运动和岩浆活动显著；成矿条件优越，矿产资源丰富，尤以锰和锡、锑等有色金属以及稀有金属矿产在全国占有重要位置。广西地区是我国重要的稀土元素矿区，前人的研究表明，在广西这些花岗岩中，佳平、花山、六陈等矿区花岗岩与稀土成矿关系密切，目前已在这些花岗岩地区发现部分稀土矿床[13]-[17]。本文通过对比研究磷灰石中稀土元素成矿现象不同的佳平、南安、六陈、花山、六汤等多地区花岗岩，均通过使用LA-ICP-MS得到不同花岗岩中磷灰石中稀土元素富集的不同信息，从而建立磷灰石中稀土元素配分演化及其与成矿母岩关系的方法。

南安矿区位于广西壮族自治区梧州市藤县塘步镇下辖村一带，南安矿区岩浆岩较为发育，出露面积约200 km²，约占矿区面积的16%。规模较大的有广平花岗岩体和南安–人和等花岗闪长岩体和木力大山花岗斑岩岩体。另外区域内还零星分布有基性岩体和各类岩脉，多数形成于燕山期，其次为印支期和华力西期。南安矿区花岗岩中富含磷灰石、独居石、楣石等副矿物，其中独居石、磷灰石属主要稀土矿物之一，而独居石、锆石属含稀土矿物。

小平山矿区位于广西壮族自治区玉林市容县一带，矿区主要赋存于华力西期和印支期堇青石黑云母花岗岩体的风化壳中。矿区样品PH分析值在5.4~6.5之间，均呈弱酸性反应，符合多数风化壳类型的基本特征。岩体风化壳呈面形分布，分为全覆式及裸脚式两类，矿区主矿体以全覆式为主，风化层厚度在10~40 m左右。矿区大小风化壳数百个，约占总面积80%，具有离子吸附型稀土矿的有利成矿条件[18]。小平山稀土元素矿是华力西期花岗岩风化壳淋积型稀土矿，矿体的形态与风化壳的形态密切相关，矿体呈北东向展布，面积约20 km²。受后期风化剥蚀作用，矿体主要呈“馒头”山形。矿体的厚度与风化壳的发育密切相关，风化壳厚，矿体厚度较厚。

Figure 2. The distribution map of granite sampling sites in Guangxi Zhuang autonomous region

图2. 广西壮族自治区花岗岩采样点分布图

那蒙矿区位于广西壮族自治区钦州市那蒙镇一带，属于南华准地台钦州残余地槽的十万大山断陷南东侧。矿区内地层从志留系至第四系均有出露。区域构造线总体呈北东~南西向，区内北东向断裂十分发育，岩浆沿着断裂大面积侵入，岩体分布广泛，次级北西向断裂亦较发育，但规模不大，一般具张性。本区岩浆活动以印支期酸性岩浆侵入为特点，具多次活动性，呈复式岩基、岩株产出。矿区内出露的岩浆岩为印支期第三次侵入的大寺岩体(γπ₅^lc)和印支期第四次侵入的台马岩体(γπ₅^ld)，岩体受北东向构造带控制，呈南西至北东向带状产出。晚二叠世及早三叠世末的海底火山活动在台马岩体南侧出露有酸性熔岩，总体上沿垌中~小董断裂带两侧分布。

清湖矿区位于广西壮族自治区玉林市陆川县清湖镇一带，岩体属于云开隆起六靖背斜的西南端，受北东一南西区域性构造控制。清湖岩体侵入于寒武系及加里东期花岗岩体，与围岩呈清晰的侵入接触关系。在内接触带见有围岩捕掳体，外接触带有明显的热变质迹象。岩体西北侧及南侧一部分围岩为寒武纪石英片岩、变粒岩及大理岩，其余部分的围岩为加里东期压碎眼球状、片麻状花岗岩[19] [20]。

糯垌矿区位于广西壮族自治区岑溪市糯垌镇一带，属于华南板块西南段，大地构造位置属于“大瑶山隆起”、钦州残余地槽和“云开台隆”三者的交汇部位。区域上岩浆岩发育，以中酸性侵入岩为主，发育少量的基性火成岩。按侵位时期，研究区岩浆岩可大致可分为四期：加里东期岩浆岩主要为分布于白板、大爽一带的细碧角斑岩和糯垌地区的中基性火山岩；海西期的花岗闪长岩–石英闪长岩；燕山早期侏罗系的广平复式岩体和糯垌岩体；燕山晚期白垩系的凝灰岩、流纹斑岩、英安斑岩和花岗斑岩[21]。

六汤矿区位于广西壮族自治区崇左市江州区太平镇一带，岩浆岩的出露面积约为17 km²，属于下三叠统北泗组中的酸性火山熔岩(λT1b)。矿体主要赋存于中酸性火山岩风化壳中，即全风化层至半风化层的上部。矿区内仅有101号一个矿体，东西长2.60 km，南北宽约0.93~2.30 km，含矿面积1.683 km²，延展规模达大型；保有全相稀土氧化物10372.68吨，资源储量规模为中型；矿体埋深一般在5 m以内。矿体平均矿厚4.00 m，矿厚变化系数60.62%，矿厚稳定程度为较稳定。在平面上，矿体形态呈港湾状或不规则状、条带状，矿体边界模数Fr0.35，形态较简单。矿体形态随火山岩风化壳形态变化而变化，整个矿区平面上风化壳含矿率73%，风化程度越高则风化壳厚度越大，矿体厚度也随之增大[22]。

六陈矿区位于广西壮族自治区贵港市平南县一带，属大瑶山隆起南部。区内广泛出露寒武系、奥陶系浅变质碎屑岩、泥盆系碎屑岩及碳酸盐岩和侏罗系、白垩系陆相碎屑岩。区内主要出露有华力西期–印支期和燕山期的侵入岩。侵入岩主要有六陈岩体，为中酸性岩浆岩，多呈岩脉、岩墙、岩株产出，成岩物质主要源于上部大陆地壳，属于造山带的产物，大多属于I型花岗岩[23]。

佳平矿区位于广西壮族自治区灵山县烟墩镇佳平村一带，处于旧州岩体内部，岩体多呈大小不一的长条状平行断裂产出，呈低山残丘地貌，为一套花岗岩及花岗斑岩类，以含紫苏辉石为特征。岩体呈岩基产出，含变质矿物，诸如堇青石、石榴石、红柱石等。岩石易风化，形成花岗岩风化壳离子吸附性稀土矿，且稀土分布范围广泛[24]。

4. 采样矿床磷灰石REE特征

几个采样矿区中，六陈、清湖、六汤、小平山、糯垌矿区花岗岩中的磷灰石表现出来的是明显的轻稀土元素富集特征(见图3)，而佳平、南安矿区花岗岩中磷灰石则表现相反，重稀土元素富集明显(见图4)。

在图中，六陈花岗岩中磷灰石Ce和Eu有明显的负亏损现象，总体上，ΣREE + Y含量在984.16 ppm~1593.25 ppm之间，平均值为1297.27 ppm，轻稀土富集特征明显，LREE含量为734.53 ppm~907.38 ppm，平均值为907.38 ppm；而重稀土相较之下明显亏损，为249.63 ppm~705 ppm，平均值为476.25 ppm。LREE/HREE比值范围为1.12 ppm~3.22 ppm，平均值为2.15 ppm。Y元素相比其他稀土元素最为富集，最高值达到410.65 ppm。总体来看，六陈角闪二长花岗岩中的磷灰石表现轻微轻稀土富集的特征。

从图中可以发现，清湖花岗岩中磷灰石所含轻重稀土分异特征明显，Eu亏损明显。根据表格数据显示，磷灰石ΣREE + Y平均值为2704.70 ppm，LREE范围在1596.28 ppm~4076.07 ppm，HREE范围在32.55 ppm~336.62 ppm，LREE/HREE平均值为28.66 ppm，总体表现为富轻稀土型。磷灰石中稀土元素的矿物总含量/全岩值全部大于1，说明由于稀土元素是磷灰石的相容元素，以类质同象形式进入晶格当中，因此在清湖石英二长岩中磷灰石对稀土元素的富集能力强。

在图3中可发现，六汤花岗岩中磷灰石的Eu亏损与其他4个轻稀土元素富集矿区相比不明显，同时Ce几乎无负异常现象。ΣREE + Y含量在1504.51 ppm~1668.67 ppm之间，平均值为1563.25 ppm，轻稀土富集特征明显，LREE含量为1421.21 ppm~1566.78 ppm，平均值为1473.13 ppm；而重稀土相较之下明显亏损，为81.21 ppm~101.89 ppm，平均值为90.12 ppm。LREE/HREE比值范围为15.38 ppm~17.68 ppm，平均值为16.41 ppm。六汤矿区的风化壳离子吸附型稀土矿床矿体与风化壳的发育程度密切相关，风化壳厚度越大，风化程度越高，富含稀土元素的原岩，在高温潮湿的气候下受到风化作用强烈，稀土元素从稀土矿物及其矿物晶格中分离出来，以离子态形式进入孔(裂)隙水中，受重力影响向下运移至一定层位时，被高岭石、埃洛石等粘土矿物吸附，最终富集成矿。总体来看，六汤黑云母花岗斑岩中的磷灰石表现轻微轻稀土富集的特征。

数据分析表明，小平山D₁和D₂剖面花岗岩中的磷灰石的ΣREE浓度在1549 ppm~6534 ppm，平均值在3077.71 ppm，均表现出较强的LREE富集，LREE范围在1505.30 ppm~5169.00 ppm，相较之下HREE亏损比较明显，范围在41.8 ppm~1366 ppm，LREE/HREE平均值为21.54 ppm。同时它们都具有明显的Eu负异常。总体来看，小平山矿区D₁和D₂剖面的二长花岗岩中的磷灰石表现出来的是较强的轻稀土富集特征。

Figure 3. The chondrite-normalized REE distribution pattern diagram of apatite in granite from the LREE-enriched mining area

图3. 富集LREE矿区花岗岩中磷灰石稀土元素球粒陨石标准化分布型式图

从图中可以发现，糯垌花岗岩岩体中的磷灰石具有右倾型的稀土元素球粒陨石标准化分布型式图。岩石具有较高的稀土总量，其ΣREE + Y值为2046.65 ppm~13886.43 ppm，平均5016.06 ppm。轻重稀土元素分异强烈，LREE范围在1367.47 ppm~6949.13 ppm，而HREE亏损明显，范围在560.75 ppm~6937.29 ppm，其LREE/HREE比值范围在1~4.89，平均值为2.81。Eu亏损明显，表明在岩浆结晶分异过程中存在强烈的斜长石分离结晶作用，使磷灰石中的Eu和重稀土发生流失。总体来看，糯垌矿区的钾长花岗岩中磷灰石表现出来的也是较强的轻稀土富集特征。

Figure 4. The chondrite-normalized REE distribution pattern diagram of apatite in granite from the HREE-enriched mining area

图4. 富集HREE矿区花岗岩中磷灰石稀土元素球粒陨石标准化分布型式图

在图4中，佳平花岗岩中磷灰石Eu的负亏损特别强烈，总体上，佳平花岗斑岩中磷灰石ΣREE + Y含量在6526.57 ppm~11635.73 ppm之间，平均值为9739.96 ppm；轻稀土元素含量较低，LREE含量为2495.6 ppm~4953.07 ppm，平均值为3811.92 ppm；而重稀土元素相对富集，为4030.97 ppm~7017.73 ppm，平均值为5928.05 ppm。LREE/HREE比值范围为0.60 ppm~0.71 ppm，平均值为0.64 ppm其中Y元素是该区中富集程度最高的稀土元素，最高值达到4105.27 ppm。总体来看佳平花岗斑岩中的磷灰石表现为明显的重稀土富集。

从图中可以发现，南安花岗岩中磷灰石的轻重稀土分异特征不明显，其中Eu有轻微负亏损。其中磷灰石ΣREE + Y范围在3917.44 ppm~9029.76 ppm，平均值为5834.97 ppm，LREE范围在1907.75 ppm~4361.84 ppm，平均为2974.28 ppm，HREE范围在1664.10 ppm~4667.92 ppm，平均为2860.69 ppm，LREE/HREE平均值为1.18 ppm，总体表现为重稀土相对富集。同时该区磷灰石中Y元素最高值达到2898.99 ppm，是富集程度最高的稀土元素。

5. 三种花岗岩中磷灰石REE特征

Figure 5. The chondrite-normalized REE distribution pattern diagram of apatite in LFB granite in the Yarracran Orogen, Australia

图5. 澳大利亚亚拉克兰造山带LFB花岗岩磷灰石稀土元素球粒陨石标准化分布型式图[25]

I型、A型和S型花岗岩中磷灰石和全岩稀土元素的配分模式基本相同，都呈现右倾的曲线。因此，三种类型花岗岩中磷灰石之间稀土元素配分模式的差异并非由其主体花岗岩的全岩稀土元素配分模式引起，而一定是由于这些元素在不同含稀土元素相之间的内部重新分布。在I型花岗岩中，磷灰石、褐帘石、锆石等是主要的稀土元素主体；在S型花岗岩中，除了磷灰石和锆石外，还会出现独居石；而在A型花岗岩中，除磷灰石之外，与其共生的独居石、榍石也会是主要的稀土元素主体。通常情况下，A型花岗岩中的磷灰石所含的LREE相对较少，且Eu负异常没有I型和S型中的明显。

与A型和I型花岗岩相比，S型岩浆的氧逸度较低且过铝度较强，因此Ce⁴⁺/Ce³⁺比值较低。S型岩浆中独居石相较磷灰石更稳定，但溶解度较低[2]，同时独居石赋生较早，大部分LREE进入其晶体结构，使得LREE在磷灰石中亏损。因此I型和S型花岗岩中磷灰石呈现贫稀土的配分模式。

I型岩浆中Ca含量高，致使磷灰石较早饱和，使熔体中的ΣREE减少，延缓了I型岩浆中独居石的结晶析出，因此独居石不能达到饱和状态，也不会出现在氧化的高钙铝质岩浆中，直到后期独居石的分馏结晶，使这些贫钙、过铝质、长英质熔体中的LREE和ΣREE同时耗尽，而从这些熔体中析出的磷灰石将剩余的REE富集。因此可以发现，理论上如果将独居石从岩浆中物理移除，那么分馏出的I型花岗岩中的磷灰石将具有贫LREE、Eu亏损的配分模式。磷灰石–榍石–褐帘石是控制三种花岗岩LREE配分行为的主要副矿物组合，同时榍石和褐帘石普遍具有较强的LREE富集能力，因此其结晶析出也会消耗岩浆熔体中的LREE。

前人在对LFB花岗岩(见图5) [25]、福建漳州花岗闪长岩(见图6) [26]等I型花岗岩进行了广泛的矿物分离和扫描电镜成像，结果表明，褐帘石的REE丰度远低于独居石，独居石通常以包裹体形式产出在I型岩浆中，因而结晶时间晚于磷灰石。因此，LREE会首先进入磷灰石中，因为磷灰石以液态或早期沉淀的形式出现，导致基性I型花岗岩中磷灰石具有LREE富集的配分模式。当褐帘石含量高且结晶时间早于磷灰石或与磷灰石在同一时期结晶时，磷灰石中的LREE会出现损耗，主要表现为La和Ce的严重亏损，但Pr、Nd和Sm的亏损程度较低，这是因为褐帘石对La和Ce的富集能力相对更强，而独居石的析出会导致磷灰石中所有轻稀土元素的消耗，因为独居石的结构可以容纳更多的轻稀土元素。

Figure 6. The chondrite-normalized REE distribution pattern diagram of apatite in granodiorite in Zhangzhou, Fujian

图6. 福建漳州花岗闪长岩中磷灰石稀土元素球粒陨石标准化分布型式图[26]

通常情况下，三种花岗岩中榍石的结晶时间晚于磷灰石，但当熔体中TiO₂和CaO含量极高时，榍石的结晶时间可能会提前。由于榍石的REE配分模式与磷灰石极为相似，岩浆熔体中榍石的析出主要降低了磷灰石中的ΣREE，使得磷灰石中LREE的富集可能变得不明显，但磷灰石的REE分布模式基本保持不变。锆石是三种花岗岩中唯一的主要寄主，也是磷灰石、独居石等矿物它们共同的寄主，三者的平均Zr含量相似，这说明三种花岗岩的锆石含量相似[27]，因此锆石的沉淀结晶对三种岩浆中磷灰石和稀土元素配分模式的影响相似。含独居石的S型和A型岩浆，其形成的磷灰石LREE亏损相比I型成矿岩浆更为严重(见图7)，因此，导致不同类型花岗岩中磷灰石的稀土元素配分模式不同的直接原因是受岩浆和烃源岩组成及花岗岩副矿物组合差异导致的。

在I型花岗岩浆中，磷灰石的溶解度相对较低，且在岩浆分异过程中，随着SiO₂含量的增加，其溶解度会下降。而在S型和A型花岗岩浆中，磷灰石溶解度的变化情况与I型相反。在I型岩浆演化初期，壳源岩浆与幔源岩浆刚开始混合时，富Y矿物如独居石、磷钇矿等不会结晶，使得I型花岗岩磷灰石中Y的含量较高。然而，经过变质交代作用后，由于更容易吸附Y的独居石等矿物纷纷结晶，导致其中磷灰石所含Y含量大幅减少，与S型和A型花岗岩磷灰石的差异显著。

Figure 7. The chondrite-normalized REE distribution pattern diagram of apatite in the Jiufeng granite pluton in Changjiang Youdong, Zhuguangshan, northern Guangdong

图7. 广东北部诸广山长江油洞九峰花岗岩体磷灰石稀土元素球粒陨石标准化分布型式图[28]

6. 热液流体演化对磷灰石REE富集的影响

三种花岗岩的区别在于其源区物质不同，其中，I型花岗岩是由壳内变质火成岩与幔源岩浆混合熔融形成的，S型花岗岩是由壳源变质沉积物部分熔融、结晶形成的，而A型花岗岩则是裂谷带和稳定大陆板块内部的花岗岩变质熔融。然而地球化学研究表明，这三种类型花岗岩的古老岩浆热液流体，即由不同比例的壳源、幔源物质混合熔融(壳幔混合成因)产生的热液流体，对于磷灰石的稀土元素富集也有一定的影响。

Figure 8. The chondrite-normalized REE distribution pattern diagram of apatite in the Zijinshan of Linxian County, Shanxi and the Berlinchuan granite in Fengcheng, Dandong, Liaoning

图8. 山西临县紫金山、辽宁丹东凤城柏林川花岗岩磷灰石稀土元素球粒陨石标准化分布型式图[29]

Figure 9. The chondrite-normalized distribution pattern diagram of rare earth elements in the weathering crust of the LREE-enriched mining area

图9. 富集LREE矿区风化壳稀土元素球粒陨石标准化分布型式图

通过数据对比显示：含榍石、独居石等矿物的花岗岩与典型的S型花岗岩存在较大区别，同时它还显示某些A型花岗岩的特征，表明其成因可能是壳幔混合；而不含榍石、独居石等矿物的花岗岩具有的高度结晶分异特征则表明其可能是由同源热液流体经过分离结晶形成的。紫金山地区二长岩、霓辉正长岩等花岗岩的球粒陨石标准化图在各元素点的线性关系不明显，推测其成因为同源热液流体分离结晶；而黑云辉石正长岩、含紫苏辉石花岗斑岩、二云母花岗岩的球粒陨石标准化图中各元素点之间就有明显的线性关系，意味着不同种类的花岗岩可能由于不同源的热液流体在混合作用下分离结晶而存在差异，其中磷灰石往往具有更加明显的Eu负异常和轻微Ce负异常，同时有明显的右倾模式(见图8)。A型花岗岩中所含的大部分堇青石、紫苏辉石和石榴石等矿物主要是岩浆源区麻粒岩相中的难熔残留晶，而不是热液流体的晶出矿物，它们在花岗质流体中作为不熔物残留在花岗岩中，并分散于结晶矿物间。

幔源流体熔融作用形成的部分A型花岗岩，例如霓辉正长岩等，其成岩过程具有独特的特征。在这一过程中，由于没有经过显著的结晶分异，岩石中会留存较多的霓辉石、紫苏辉石和石榴石等麻粒岩相原岩中的难熔残留晶。正因如此，这类岩石中的磷灰石REE含量相对较高，尤其是LREE更为富集。在球粒陨石标准化曲线方面，与基岩风化壳曲线相比，其呈现出更加右倾的态势(见图9)。与之相对，不含霓辉石、紫苏辉石、褐帘石、榍石等矿物的黑云母花岗岩等，它们的球粒标准陨石化曲线则相对更为平滑(见图10)。同时，这类花岗岩中的Eu异常和Ce异常并不如上述含有特定矿物的花岗岩那样显著。这表明其热液流体成岩过程经历了高度的结晶分异，使得花岗岩中以岩浆结晶矿物为主，而没有大量难熔残留结晶矿物的存在，进而避免了对磷灰石LREE富集的影响。

Figure 10. The chondrite-normalized distribution pattern diagram of rare earth elements in the apatite of Yao’an gold deposit

图10. 姚安金矿床磷灰石中稀土元素球粒陨石标准化分布型式图[30]

7. 结论

(1) I型、A型和S型花岗岩中磷灰石稀土元素配分模式差异由元素在不同含稀土元素相之间的内部重新分布引起，而非主体花岗岩全岩稀土元素配分模式。各型花岗岩中主要稀土元素主体不同，导致其磷灰石配分模式各异。

(2) S型岩浆氧逸度较低且过铝度较强，其中独居石相较磷灰石更稳定但溶解度低，使I型和S型花岗岩中磷灰石呈现贫稀土配分模式；I型岩浆中Ca含量高，延缓独居石结晶析出，熔体中剩余REE会在后期被磷灰石富集。

(3) 磷灰石–榍石–褐帘石是控制三种花岗岩LREE配分行为的主要副矿物组合，榍石和褐帘石的结晶会消耗岩浆熔体中的LREE；含独居石的S型和A型岩浆比I型成矿岩浆形成的磷灰石LREE亏损更强，岩浆和烃源岩组成及花岗岩副矿物组合差异是导致不同类型花岗岩中磷灰石稀土元素配分模式不同的直接原因。

(4) 三种花岗岩源区物质不同，导致古老岩浆热液流体对磷灰石稀土元素富集有影响。含榍石、独居石等矿物的花岗岩可能是壳幔混合成因，不含者可能由同源热液流体分离结晶形成。不同种类花岗岩因热液流体混合作用分离结晶而有差异。

参考文献