塔里木大火成岩省熔结凝灰岩中富磷-稀土矿物集合体的识别及其意义

安秀慧，程志国，张招崇，刘秉翔，孔维亮

(中国地质大学 地质过程与矿产资源国家重点实验室， 北京 100083)

稀土元素(REE)广泛应用于航空航天、合金材料、机械制造和信息工程等领域，被誉为现代工业的“维生素”。随着人类社会和高新科技的快速发展，全球对REE的需求在过去几十年内急剧上升，现已探明的稀土总量已经远不能够满足未来市场的需求(Wengetal., 2016)，这促使世界各国在全球范围内开展大规模的稀土资源评估和勘察工作。尽管目前碳酸岩型稀土矿床主导了稀土资源的供应，但除白云鄂博外其他矿床的规模普遍较小，因此地质学家们期望能够寻找出更多的“非传统”稀土矿床。近几年来，高分异的高硅流纹岩(SiO2质量分数>70%)的稀土矿化逐渐引起学者们的注意，这些高硅流纹岩可产出在多种构造环境中，但主要还是与大火成岩省或与造山后伸展环境相关的岩浆活动有关，并具有典型的A型花岗岩特征(Pankhurstetal., 2011)。虽然它们的稀土矿石品位相对碳酸岩型稀土矿床较低，但其通常规模较大且易提取，因此被认为是一种潜在的稀土矿床(Wengetal., 2015； Jowittetal., 2017； Menéndezetal., 2019)。然而，目前有关高硅流纹岩稀土矿床的成矿机制还存在着广泛的争议，主要观点包括： ① 硅酸盐岩浆体系通过岩浆不混溶作用形成富P-REE熔体(Sternetal., 2018； Rusiecka and Baker， 2019)； ② 硅酸盐岩浆通过强烈的分离结晶作用导致稀土元素在残余岩浆中的极度富集继而结晶出稀土矿物(Jowittetal., 2017)； ③ 热液作用(Qiuetal., 2019； Yangetal., 2020)等。

塔里木大火成岩省是我国继峨眉山大火成岩省后识别的又一大火成岩省。不同于典型的镁铁质大火成岩省，塔里木大火成岩省具有长英质岩石出露面积大(4.8×105km2， Liuetal., 2014； Xuetal., 2014)、相对镁铁质大火成岩省(mafic large igneous province)所占比例高等特点，因此被认为是介于镁铁质大火成岩省和硅质大火成岩省之间的过渡型大火成岩省(Chengetal., 2020)。一些学者认为，富水下地壳的重熔以及玄武质岩浆强烈的分离结晶作用可能是塔里木大火成岩省长英质岩石形成的主要机制(Tianetal., 2010； Liuetal., 2014， 2019； Chengetal., 2020)，但如此大规模的长英质岩石是否存在可能的稀土矿化尚没有引起关注。近期，笔者从塔北隆起S42钻井中的熔结凝灰岩样品中识别出多种富Fe-P-REE的矿物集合体。该种熔结凝灰岩的SiO2含量变化范围为69.41%～72.84%，在成分上可以达到高硅流纹质。本文针对这些富Fe-P-REE的矿物集合体开展了详细的矿物学、岩石学和原位SIMS氧同位素研究，以探讨这些富Fe-P-REE矿物集合体的来源，进而为塔里木大火成岩省中的长英质岩石的稀土成矿潜力提供新的认识。

1 地质背景

塔里木克拉通位于中国西北部新疆境内，北接天山，南靠昆仑-阿尔金山，是构成我国主要构造格架的三大克拉通之一(图1)。塔里木克拉通发育由前寒武纪基底和巨厚的显生宙盖层构成的“双层”构造(Zhangetal., 2013)。由于新生代南亚次大陆和欧亚大陆碰撞的远程效应，塔里木克拉通经历了一系列构造变形并发育多个东西走向的坳陷和隆升，从北到南依次是库车坳陷、塔北隆起、塔北坳陷、塔中隆起和塔西南坳陷等(图 1， Tianetal.， 2010)。塔里木主要经历了4期岩浆活动：新元古代至寒武纪(774～673 Ma)、奥陶纪(484～460 Ma)、二叠纪(300～270 Ma)和中生代(～100 Ma， 姜常义等, 2004； Zhouetal., 2009； Tianetal., 2010；Yuetal., 2011； Geetal., 2012)。其中，早二叠世的岩浆作用形成了26.5×105km2的镁铁质岩石，包括溢流玄武岩、镁铁质-超镁铁质侵入体、基性岩墙等以及4.8×105km2的长英质岩石，从而构成大火成岩省事件，即塔里木大火成岩省。

图 1 中国陆块分布图(a)、塔里木大火成岩省地质简图(b, Xu et al., 2014)和钻井S42的地层柱状图(c)Fig. 1 Map showing the distribution of landmasses in China(a), simplified geological map of Tarim large igneous province (b, after Xu et al., 2014) and stratigraphic columnar section of well S42(c)低Nb-Ta流纹岩区和高Nb-Ta长英质岩石分布区基于Tian et al. (2010)和Liu et al. (2014)发表的数据圈定； 熔结凝灰岩样品取自S42钻孔the fields of low Nb-Ta rhyolite and the high Nb-Ta rhyolite after data published by Tian et al. (2010) and Liu et al. (2014)； samples of ignimbrite (corresponding to high Nb-Ta rhyolite) from well S42

不同于镁铁质大火成岩省中的长英质岩石占比通常小于10%(Bryanetal., 2002； Byran， 2007； Bryan and Ernst， 2008)，塔里木大火成岩省长英质岩石占比较高，约20%。根据石油钻探和测井资料，长英质岩石主要分布在塔北隆起和塔西南凹陷，以玄武岩夹层产出或上覆于玄武岩层之上，厚度变化范围在100～300 m之间(Tianetal., 2010； Liuetal., 2014； Chengetal., 2020)。这些长英质岩石在岩性上以流纹岩为主，并含有粗面英安岩、安山岩、英安岩和熔结凝灰岩等岩石(Tianetal., 2010； Liuetal., 2014； Chengetal., 2020)。根据前人已报道的锆石U-Pb年龄，长英质岩浆的活动时间从291 Ma至272 Ma，并可被进一步划分为291～283和277～272 Ma两期(Tianetal., 2010； Liuetal., 2014； Shangguanetal., 2016； Chengetal., 2020)。地球化学研究表明，塔里木大火成岩省的长英质岩石可分为两类： Group-1型长英质岩石具有亲地壳的地球化学特征，如Nb-Ta负异常，亲地壳的微量元素比值(如La/Nb、Ce/Pb和Nb/U值)和富集的Sr-Nd-Hf同位素比值；Group-2型长英质岩石具有亲地幔的地球化学组成，如Nb-Ta正异常，亲球粒陨石的La/Nb值、Nb/U值和亏损的Sr-Nd-Hf同位素比值(Tianetal., 2010； Liuetal., 2014， 2019； Chengetal., 2020)。这两种类型的长英质岩石被认为分别形成于古老地壳的重熔和幔源岩浆强烈的分离结晶作用，并可能伴随着一定程度的地壳混染(即AFC过程； Tianetal., 2010； Liuetal., 2014)。Liu 等(2019)和Cheng等(2020)进一步指出由于Group-1型的εNd(t)值明显高于塔里木古老基底，说明其在形成过程中有幔源岩浆的混入，因此提出MASH模型来解释Group-1型长英质岩石的形成机制。本次研究的熔结凝灰岩样品来自于塔北隆起的S42钻孔，取样深度5 187～5 191 m(图1c)，上覆地层为白垩系棕褐色细砂岩和棕色泥岩，下伏地层不明(未钻透)，钻孔中未见流纹岩与玄武岩的接触关系。

2 岩相学特征

熔结凝灰岩手标本呈红褐色，具有典型的熔结凝灰结构，含有岩屑、晶屑和玻屑等，发育似流纹构造(图2a)。火山碎屑物体积分数为60%～70%，其中，岩屑最为常见，粒径从0.15 mm×0.15 mm ～15 mm×4 mm不等，具塑性被压扁拉长呈管状、浑圆状或椭圆状，除少量砂岩岩屑以外，多数岩屑常发育包裹结构，具有由石英组成的边部和磁铁矿、独居石和碱性长石等矿物组成的核部(图2b、2c)，其中的磁铁矿可呈针状产出，显示出淬火结构，独居石呈他形分布于碱性长石和磁铁矿等矿物粒间。晶屑主要由石英、碱性长石、磁铁矿等组成。其中，石英晶屑最为常见，部分发育溶蚀结构呈港湾状、浑圆状，粒径变化范围为0.1～2 mm，可见石英包裹独居石和黄铁矿(图2d)。碱性长石呈板状，发育卡式双晶，粒径变化范围为0.2 mm×0.3 mm～0.6 mm×1.2 mm。一些碱性长石发育球颗构造，球颗的直径为100～400 μm，主要由长石、磁铁矿等矿物组成，可明显地看到层状的长石包裹弧状的磁铁矿(图2e)。磁铁矿呈粒状产出，粒径变化范围0.2～1 mm。胶结物由细小的火山灰组成，可见金红石、磷灰石、独居石等矿物密切共生，一起构成富Fe-P-REE的矿物集合体(图2f)。

图 2 熔结凝灰岩的镜下照片Fig. 2 Photomicrographs of ignimbrite a—假流动构造，单偏光； b—岩屑发育石英边和由磁铁矿+碱性长石+独居石组成的核部，单偏光； c—岩屑发育石英边和由磁铁矿+碱性长石+独居石组成的核部， BSE图像； d—晶屑石英包裹着针状黄铁矿、碱性长石和独居石，BSE图像； e—呈球颗状的碱性长石， 包裹弧形磁铁矿，BSE图像； f—磷灰石、独居石、金红石、磁铁矿和石英共生，在熔结凝灰岩基质中构成富Fe-P-REE矿物集合体， BSE图像； Afs—碱性长石； Qtz—石英； Mag—磁铁矿； Rt—金红石； Ap—磷灰石； Mnz—独居石a—pseudoflow structure, plainlight； b—lithoclast consisting of quartz rim and magnetite+monazite+alkali feldspar core, plainlight； c—lithoclast consisting of quartz rim and magnetite+monazite+alkali feldspar core, BSE image； d—monazite+pyrite in the quartz phenocryst, BSE image； e—spherulitic alkali feldspar surrounded by arc-like magnetite, BSE image； f—magnetite+monazite+rutile+apatite in the groundmass, BSE image； Afs—alkali feldspar； Qtz—quartz； Mag—magnetite； Rt—rutile； Ap—apatite； Mnz—monazite

3 分析方法

3.1 矿物化学分析

矿物的主微量元素分别使用电子探针(EMPA)和激光烧蚀电感耦合等离子体质谱(LA-ICP-MS)进行分析。电子探针分析在中国地质科学院矿产资源研究所进行，使用的仪器为具备多谱衍射功能(WDS)的JXA-8230电子显微镜，运行条件设定为电压15 kV，电流20 nA，束斑1～5 μm。测试结果经ZAF法校准，精度优于1%。石英和磁铁矿的微量元素分析在合肥工业大学资源与环境工程学院矿床成因与勘查技术研究中心(OEDC)矿物微区分析实验室完成，仪器型号为Agilent 7900， 并具备PhotonMachines Analyte HE的激光剥蚀系统(其中激光器为193 nm ArF准分子激光器)。分析束斑采用30 μm，激光波的频率为10 Hz， 每个脉冲能量为2 mJ，剥蚀时间为43 ms， 采集时间70 s。另外，每7个测试点运行标样NIST 612一次，测试结果使用ICPMSdataCal程序进行校准(Liuetal., 2010)。

3.2 全岩主微量元素和Nd-O同位素

在对样品剔除明显岩屑后，制备全岩200目粉末。主量和微量元素的测定在国家地质测试中心进行。主量元素实验流程参考Norrish & Chappell(1997)，微量元素分析方法参照Qi等(2000)。主量元素分析采用PW4400型XRF光谱仪。全岩烧失量(LOI)根据岩石粉末在980℃的火焰持续加热30 min的质量差所得。微量元素分析采用PE300D电感耦合等离子体质谱法(ICP-MS)。采用两种标样GSR-1(花岗岩)和GSR-3(玄武岩)进行分析质量控制。主量元素的误差小于1%，微量元素的误差则小于10%。

Sm-Nd同位素实验在中国地质大学(北京)地质过程与矿产资源国家重点实验室使用Neptune Plus MC-ICP-MS完成。约50 mg的样品在HF-HNO3-HCl中完全溶解后，在HCl的环境下通过AG50W-X12树脂和LN树脂纯化。使用146Nd/144Nd=0.721 9校准了Nd同位素的质量分馏，实验室的长期参考数据Alfa Nd为143Nd/144Nd=0.512 434±20(2σ)。

全岩氧同位素由北京科荟检测技术公司通过BrF5法进行分析。样品在500～680℃下与BrF5反应约14 h并生成O2、SiF4和BrF3。采用冷冻法去除SiF4和BrF3后，在700℃的石墨反应器中用Pt催化剂将O2转化为CO2。利用MAT-253型气体同位素质谱仪对CO2进行采集和分析。标样采用中国国家标样GBW04409和GBW04410，分析精度优于±0.2‰。

3.3 石英SIMS氧同位素

石英SIMS原位氧同位素组成由中国科学院地质与地球物理研究所的Cameca IMS 1280测定。详细的分析方法可参考Li等(2010)。在测量之前首先通过阴极发光(CL)图像来检查这两种类型的石英的内部结构，发现晶屑石英发育明显的生长环带(图3a)，而岩屑的石英边不发光呈全黑色，无生长环带(图3b)。仪器质量分馏系数(IMF)由石英标样NBS-28和Qinghu校准，18O/16O的内部精度优于0.2‰。

图 3 两种不同成因的石英CL图像 Fig. 3 CL image of two kinds of quartza—晶屑石英， 呈浅色， 振荡生长分带； b—岩屑石英，呈暗色， 无生长分带a—quartz phenocryst, with light color and oscillatory growth zoning； b—lithic quartz, with dark color, and without growth zoning

4 分析结果

4.1 矿物化学结果

熔结凝灰岩中的碱性长石由透长石和正长石组成，其成分变化范围为Ab2.07～5.83An0～0.65Or94.17～97.28(表1)。磷灰石与独居石、金红石和铁钛氧化物密切共生，形成富Fe-P-REE的矿物集合体，EMPA数据显示磷灰石的P2O5的质量分数为41.01%～42.97%，CaO为50.32%～50.82%，F为4.41%～5.24%(表2)。独居石的P2O5的含量为17.16%～21.21%，La2O3为5.01%～7.20%，Sm2O3为1.73%～2.01%，Gd2O3为4.54%～5.81%，Ce2O3为27.34%～41.58%， Pr2O3为5.60%～9.91%， Nd2O3为9.03%～13.41%， FeO为8.89%～9.35%， 另外， 还有少量的Al2O3(0.83%～1.16%)和CaO(2.80%～2.91%)(表3)。 岩屑中被石英边包裹的铁钛氧化物主要是含钛磁铁矿，其FeO含量为72.78%～88.68%，TiO2含量为0.31%～4.65%，而晶屑铁钛氧化物的FeO含量为78.14%～85.09%，TiO2含量变化范围为0.76%～5.27% (表4)。

表 1 塔里木大火成岩省熔结凝灰岩中的碱性长石主量元素(wB/%)及阳离子含量Table 1 Major element content (wB/%) and cations of the alkali-feldspar in the ignimbrite in T-LIP

表 2 塔里木大火成岩省熔结凝灰岩中磷灰石的EMPA主量元素含量 wB/%Table 2 Major element content of the apatite by EMPA in the ignimbrite in T-LIP

表 3 塔里木大火成岩省熔结凝灰岩中独居石的EMPA主量元素含量 wB/%Table 3 Major elements content of the mozanite in the ignimbrite in T-LIP

表 4 塔里木大火成岩省熔结凝灰岩中磁铁矿的EMPA主量元素含量 wB/%Table 4 Major element content of the magnetite in the ignimbrite in T-LIP

表 5 熔结凝灰岩中被石英包裹的磁铁矿微量元素含量wB/10-6Table 5 Trace element content of the magnetite enclosed by quartz in the ignimbrite in T-LIP

4.2 全岩的主量元素和微量元素组成

熔结凝灰岩SiO2的含量为69.41%～72.84%，Al2O3含量为9.16%～12.32%，TFeO含量为4.99%～9.05%，CaO含量为0.19%～0.51%，TiO2含量为0.37%～0.48%， Na2O含量为1.81%～4.59%，K2O含量为3.85%～5.05% (表7)。熔结凝灰岩具有典型的高TFeO、低Al2O3和CaO含量的特征。熔结凝灰岩的稀土总量为562.9×10-6～1 827.0×10-6。在球粒陨石标准化稀土元素配分曲线中，熔结凝灰岩的稀土元素配分模式呈现出明显的轻稀土元素富集，(La/Yb)N值为13～46，并可见显著的Eu负异常(Eu/Eu*=0.13～0.47； 图5a)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中，样品呈现出大离子亲石元素(如Rb、Th、U)富集以及高场强元素弱的正异常(如Nb、Ti)(图5b)。使用Miller等(2003)提出的锆饱和温度计估算的温度为952～979℃，具有典型的高温流纹岩特征。

4.3 同位素地球化学

熔结凝灰岩的全岩的Nd-O同位素组成在表8中列出，εNd(t)值变化范围为-0.63～-0.08，δ18OV-SMOW值的变化范围为5.0‰～7.2‰，与正常地幔值相似(5.5±0.2‰； Matteyetal., 1994； Eiler， 2001)。晶屑石英和岩屑发育的石英边SIMS原位氧同位素分析结果在表9中列出，其中，晶屑石英的δ18OV-SMOW值的范围为7.23‰～7.84‰，与全岩氧同位素组成基本一致，而岩屑石英的氧同位素明显偏重，变化范围为8.63‰～12.27‰(表9)。

表 6 塔里木大火成岩省熔结凝灰岩中石英的微量元素含量wB/10-6Table 6 Trace element content of the quartz in the ignimbrite in T-LIP

表 7 塔里木大火成岩省熔结凝灰岩全岩主量(wB/%)、微量(wB/10-6)元素含量Table 7 Bulk-rock major (wB/%) and trace (wB/10-6) element compositions of the ignimbrite in T-LIP

表 8 塔里木大火成岩省熔结凝灰岩全岩Nd-O同位素组成Table 8 Bulk-rock Nd-O isotopic compositions of the ignimbrite in T-LIP

表 9 塔里木大火成岩省熔结凝灰岩中晶屑石英SIMS氧同位素 ‰Table 9 SIMS O isotopic compositions of the ignimbrite in T-LIP

5 讨论

塔里木大火成岩省熔结凝灰岩SiO2的含量可达72.84%，呈现出高硅流纹岩的特征(Rudnick and Gao， 2003)。本次研究在熔结凝灰岩中共识别出3种富Fe-P-REE的矿物集合体： ① 熔结凝灰岩的岩屑发育包裹结构，具有由石英组成的边部和磁铁矿、独居石和碱性长石等矿物组成的核部(图2b、2c)； ② 晶屑石英包裹独居石和黄铁矿等(图2d)； ③ 熔结凝灰岩胶结物中的磁铁矿+磷灰石+金红石+独居石矿物组合(图2f)。综合前人研究成果，这种富Fe-P-REE的矿物集合体可能的形成机制包括液态不混溶作用、分离结晶作用和热液作用等(Jowittetal., 2017； Sternetal., 2018； Rusiecka and Baker， 2019； Qiuetal., 2019； Yangetal., 2020)。

图 4 根据成分鉴别磁铁矿成因投点图(a据Céline and Georges, 2011； b据Patrick et al., 2014)Fig. 4 Projection diagram for identifying magnetite from different formations (a after Céline and Georges, 2011； b after Patrick et al., 2014)

图 5 全岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)Fig. 5 Bulk rock chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle normalized trace element diagram (b) 球粒陨石数据据McDonough and Sun (1995)，原始地幔数据据Sun and McDonough (1989)chondrite values and primitive mantle after McDonough and Sun (1995) and Sun and McDonough (1989), respectively

液态不混溶作用(或熔离作用)是岩浆演化的重要形式之一，能够导致两种或两种以上化学组成迥异且成分共轭的岩浆形成，如硅酸盐和碳酸盐熔体的分离(Guzmicsetal., 2011, 2019)、硅酸盐-硅酸盐系统的相分离(Jakobsenetal., 2005； Veksleretal., 2006； Charlier and Grove， 2012； Charlieretal., 2013)、硫化物熔体和硅酸盐熔体的相分离(Naldrett， 1999)等，因此在岩石学和矿床学的研究中被广泛用来解释某些岩石(如霞石岩、碳酸岩)和矿石(如铜镍硫化物矿石和磁铁矿-磷灰石矿石)的成因(Thompsonetal., 2007； Charlieretal., 2013； 侯通， 2017； Houetal., 2018)。值得指出的是，前人对自然样品和实验岩石学的研究发现流纹质岩浆可以通过液态不混溶作用产生硅酸盐熔体和富P-REE熔体，这种富P-REE熔体的进一步演化可结晶出稀土矿物，如独居石(Bogaerts and Schmidt， 2006； Sternetal., 2018； Rusiecka and Baker， 2019)。从结构上看，第1种(即岩屑)富Fe-P-REE矿物集合体常呈浑圆状和椭圆状产出，与一些不混溶结构(如球颗)相似。然而，进一步研究表明这种富Fe-P-REE的矿物集合体可能并不能代表不混溶的产物，主要基于以下证据： ① 根据石英钛饱和温度计的估算结果，与富Fe-P-REE的矿物集合体共生的石英边的形成温度为566～645℃，明显低于晶屑石英的结晶温度(756～815℃)和熔结凝灰岩的温度(tZr=952～979℃)，说明富Fe-P-REE的矿物集合体是在相对低温的环境下形成的。 ② 根据石英SIMS原位氧同位素的结果显示，岩屑石英和晶屑石英呈现出不同的氧同位素组成，即岩屑石英的δ18OV-SMOW值为8.63‰～12.27‰，晶屑石英的δ18OV-SMOW值是7.23‰～7.84‰。虽然不混溶过程会导致氧同位素分馏，但是通常会在0.4‰～1.0‰之间(Kyseretal., 1998； Lesteretal., 2013)，因此这种迥异的氧同位素组成很可能指示着它们具有不同的物质来源。③ 岩屑石英包裹的磁铁矿的成分与热液成因的磁铁矿较为一致，而与钒钛磁铁矿中的磁铁矿明显不同，即表明其不是岩浆结晶的产物(图4)。因此，液态不混溶作用并不能作为形成熔结凝灰岩富Fe-P-REE矿物集合体的主要机制，相关证据表明热液应起到了更为重要的作用。事实上，这种富Fe-P-REE矿物集合体在一些热液矿床中普遍出现，如铁氧化物-铜-金矿床(IOCG)、玢岩型铁矿(基鲁钠型铁矿或IOA)和矽卡岩型铁-(铜-金)矿床等。在这些矿床中，稀土矿物(如独居石和氟碳铈矿)可和磷灰石、磁铁矿等密切共生，并交代造岩矿物，表明其为热液成因(Wengetal., 2015； Qiuetal., 2019； Yangetal., 2020)。

另一方面，本次研究的熔结凝灰岩的地球化学组成具有亲地幔的εNd(t)值(-0.63～-0.08)和δ18OV-SMOW值(全岩为5.00‰～7.21‰，晶屑石英为7.23‰～7.84‰)以及微量元素蛛网图呈现出Nb、Ta的正异常，表明其与幔源岩浆存在着紧密的关联，应属于塔里木大火成岩省Group-2型长英质岩石，为玄武质岩浆发生强烈的分离结晶作用(并可能伴随着一定程度的地壳混染)形成的(AFC过程； Tianetal., 2010； Liuetal., 2014， 2019； Chengetal., 2020)。由于在硅酸盐岩浆系统中REE为不相容元素，强烈的分离结晶作用会导致残余岩浆逐渐富集REE并最终发生稀土矿物(如独居石)的分离结晶作用(Jowittetal., 2017)，这也与熔结凝灰岩胶结物基质中和晶屑石英包裹体中发现富Fe-P-REE矿物集合体的现象一致(图2d、2e)，表明流纹质岩浆在岩浆演化的晚期REE已经足够富集并结晶出稀土矿物。

最后，本次研究中样品全岩的稀土元素总量平均值为966.45×10-6，LREE/HREE为6.28。通过已知的统计数据可知，其他已确认含有稀土元素矿床和被认为是具有稀土元素成矿潜力的流纹岩中稀土元素的含量大多数分布于300×10-6～800×10-6之间，少量矿床的稀土元素氧化物含量可达到全岩的5%～10%，LREE/HREE值则根据岩体的不同情况在0.18～6.25之间分布(Jowittetal., 2017)。另一方面，不具有稀土矿化的流纹岩的稀土元素总量约为110.6×10-6，LREE/HREE值为3.3(Maharetal., 2019)。对比可知，本次研究的熔结凝灰岩中稀土元素总量远高于不含矿流纹岩中的稀土总量，位于不含矿和含矿流纹岩的稀土含量之间，并且更加富集轻稀土元素。值得指出的是，多数含矿流纹岩中的F元素含量也比不含矿流纹岩高，指示F含量可能与稀土元素的富集作用有关(Jowittetal., 2017)。本次研究中样品中的磷灰石均是氟磷灰石，暗示岩浆中F含量偏高，有利于稀土成矿(表2)。

综上所述，熔结凝灰岩在化学组成上属于高分异的高硅流纹岩，其中的富Fe-P-REE矿物集合体主要与岩浆的分离结晶作用和热液活动有关。在全球范围内，这种高硅流纹岩的稀土矿化已引起矿床学家的注意，如美国西部的Topaz流纹岩(Christiansenetal., 1984， 2007)和澳大利亚西北部的Brockman流纹岩(Jairethetal., 2014)等，虽然它们的品位相对低，但是规模大易开采的特征(与斑岩铜矿类似)使得它们具有一定的经济价值。本次研究富Fe-P-REE矿物组合的识别暗示塔里木大火成岩省长英质岩石可能具有稀土元素成矿潜力，应该引起注意。

6 结论

塔里木大火成岩省塔北隆起熔结凝灰岩具有亲地幔的εNd(t)值(-0.63～-0.08)和全岩δ18OV-SMOW值(5.00‰～7.21‰)的地球化学组成，表明其由幔源岩浆经AFC过程形成。本次研究在熔结凝灰岩中识别出多种富Fe-P-REE矿物集合体，研究表明它们的成因主要与岩浆的分离结晶和热液活动有关。由于塔里木大火成岩省发育着巨量的长英质岩石(4.8×105km2)，本次研究发现的富Fe-P-REE矿物集合体对认识塔里木大火成岩省长英质岩石的稀土矿化和成矿潜力具有重要指示意义。