锆石的成因类型及其地质应用

肖 琴，易 睿，张婷婷，向家佳

(长江大学 地球科学学院，湖北 武汉 430100)

锆石是大多数火成岩和变质岩中的主要矿物，锆是其重要的结构成分。它是全岩U、Th、Hf丰度的重要组成部分，这些元素在地球化学上是重要的过程指示物或年龄测定的母体同位素。

近年来，阴极发光(CL)图像等进行微区分析的成像技术和原位微区微量元素分析技术(LA-ICP-MS)揭示了单个锆石晶体包含了多个地质事件的记录。锆石的研究现状已从原来的微量元素或颗粒锆石发展为锆石的微区分析。文章归纳总结锆石形貌学和微量元素特征，并从锆石U-Pb年代学研究、岩浆源区示踪及岩浆形成的物理化学条件三方面着手论述锆石学研究在地球科学中的作用。

1 锆石形貌学特征及微量元素特征

岩浆锆石中一般存在特征性的振荡环带,暗示锆石中存在微量元素分布不均匀的现象。根据李灵慧等人2016年的研究,锆石的振荡环带宽度与锆石在岩浆中结晶时的岩浆温度具有联系性。关联总结如下:温度越高,微量元素扩散速度越快,形成的岩浆振荡环带就会越宽。不同岩浆中锆石结晶时热力学条件的不同会导致不同振荡环带结构，例如扇形环带结构。因此在对锆石的研究中可根据锆石CL图像中的环带发育程度来大致判断锆石的源区岩浆。例如：刘政国等人(2020)在对冀东马兰峪地区花岗闪长岩中的锆石进行的研究,该地区锆石样品中发育清晰的振荡环带结构,部分锆石样品可见核部及边部存在熔蚀现象,锆石核部发育大量的包裹体,表明锆石形成时所处的地质环境较为复杂。

岩浆锆石是各类锆石中最易获得的锆石,所含微量元素含量从超镁铁质岩、镁铁质岩至花岗质岩总体上呈增长趋势,与全岩的成分特征基本一致。例如:金伯利岩的岩浆锆石REE总量常低于50×10-6,碳酸岩和煌斑岩中通常为(600～700)×10-6,基性岩中锆石REE总量约为2 000×10-6,花岗岩类和伟晶岩中则高达10 000×10-6[2]。未蚀变的岩浆锆石中大部分微量元素含量都很低,如Mn含量为(2～5)×10-6、Ga和Sr为(1～2)×10-6、Ba和Sn为10-9。但P元素除外,金伯利岩锆石的P含量为(20～110)×10-6,而花岗质岩锆石的P含量在几百到几千10-6。

变质锆石是已结晶的锆石局部被改造的区域以及增生区域在变质作用下所形成的锆石。变质锆石的微量元素特征与其形成机制存在着一定的联系性:固态重结晶作用较溶解再结晶作用对源岩锆石改造程度更低，微量元素继承源岩岩浆锆石；熔解再结晶作用对源岩锆石进行改造形成了变质增生锆石，其微量元素含量低于固态重结晶作用形成的锆石。变质增生锆石相比于固态重结晶锆石含较高的Hf元素，较低的Lu/Hf比值。

热液锆石是指在富水流体中形成,或受热液流体蚀变而成的变质锆石。其体现了锆石与流水间的平衡过程,因此热液锆石的微量元素特征明显区别于岩浆和变质作用过程中锆石的形成过程和微量元素特征,具体表现在热液锆石具有较低Th/U比值、较高的U和REE含量[2]。

2 锆石的应用

2.1 锆石U-Pb年代学研究

锆石在岩浆作用过程中具有良好的物化稳定性，具有保持U-Pb同位素体系封闭的能力。以锆石为研究对象可揭示岩石的成分、形成时代及有关深部动力学过程，为关于深部地壳和岩浆源区的研究提供重要信息。钟玉芳等[3]在进行江西九岭花岗岩中的锆石的研究时，运用SHRIMP分析获得部分锆石环带及核部的年龄，并认为核部年龄可能代表其源岩的年龄。

通常，变质作用过程中形成的锆石也因其具有较好的封闭性使其能够保存较多的变质矿物。对锆石中的矿物包裹体和U-Pb年代学进行分析[4]可为精确限定岩石的变质过程提供有力依据。钱加慧等[4]在锆石U-Pb年代学研究的基础上以北秦岭松树沟榴闪岩为研究对象，判断其是由早期(中元古代晚期-新元古代早期)侵位的岩石受到早古生代高压-超高压区域变质作用形成。

在成熟沉积物中，锆石可能是少数或唯一残留的重矿物之一，有关烃源岩成分的信息在很大程度上丢失，只有通过解释锆石成分才能获得。沉积岩也可能含有大量的锆石，其锆石来源相对于岩浆岩和变质岩而言较复杂，主要来自风化火成岩和变质岩，且大多来自碎屑源区。沉积岩和沉积物中的碎屑锆石具有很高的耐久性，它记录了地壳单元的年龄信息。对碎屑沉积物重矿物组分特别是碎屑锆石颗粒的U-Pb体系进行分析，已被证明是地层对比、沉积物来源鉴定或迁移以及沉积历史的有用工具。浩德成等对安家岔组黑云母石英片岩开展碎屑锆石U-Pb定年，查明其地层时代、沉积构造环境及沉积碎屑物源区，推断其为早-中泥盆世扬子板块北缘断陷盆地沉积的产物。

2.2 岩浆源区示踪

氧是地壳中丰度最高的元素,且由于氧同位素的组成在地幔与地壳物质中存在较高差异，所以，在对同位素的地球化学研究中，氧元素起着很大的作用。同时,氧同位素技术是一种非常敏感且完全依赖于地壳温度的化学示踪剂,因此可以很好地示踪壳幔之间的相互作用[3]。通过研究锆石中的氧同位素组成，基本能够确定锆石形成时岩浆的氧同位素特征，在极高的温度下，岩浆和锆石中的氧同位素分馏作用都极小。即使在漫长的地质过程中经历了剧烈的变质作用，岩浆中的锆石仍然能够在干净的或更老的岩石中保持它们最初的氧同位素比率。通过学生综合能力分析比较各组别的锆石样品或同一浓度下锆石岩浆颗粒中不同工作浓度以及区域的锆石中的氧同位素,可为企业不同数据来源、不同浓度的锆石岩浆期次混合的浓度定量化、岩浆的浓度同化和混染化等研究发展提供一个关键技术信息。一些非常适合我们进行锆石地球化学性质分析的原始锆石熔体中的熔体锆石包裹体通常可以较完整地保留原始锆石熔体包裹中的主要成分。由于具有此类特性,这些原始锆石熔体可以成为我们研究陆壳熔融、分异甚至地球大陆上的地壳结构形成的潜在对象。研究锆石中的包裹体及其矿物演化成分，不仅可以直接有效地研究锆石矿物形成时的演化环境，而且可以清楚地表明宿主层状岩的矿物演化历史[5]。

2.3 岩石形成过程中的物理化学条件

查阅相关文献表明，由于锆石自身具备一些较强的物理化学稳定性，我们可以利用其优越性进行岩浆温度估算。Harrison和Watson[6]首次发现锆石中Ti含量与温度有一定的相关性，他们先是进行合成锆石的生长实验研究得出了初始Ti含量温度计公式：log(Ti)zircon=[(6.01±0.03)-(5 080±30)]/T(K)显然这没有考虑压力和活度的影响。基于这个理论公式，Watson等进一步拟合得到锆石Ti含量温度计更新的公式：T(℃)zircon=(5 080±300)/[(6.01±0.03)-log(Ti)]-273。我们在应用锆石的同时也应该考虑其自身的制约因素对实验结果造成的影响。如果忽略温度计其自身的校准误差，那么影响锆石Ti温度计的可能因素有：①压力；②SiO2和TiO2的活度；③反应自身不遵循反应化学平衡或亨利定律；④亚固相条件下Ti含量的变化(交换和扩散)；⑤锆石的不同生长世代和生长介质。

通过计算锆石Ti含量来确定锆石的结晶温度，我们可以得到岩体的岩浆源区深度的大致范围，再利用锆石的寄主岩石类型以及寄主岩石中深源包裹体进行深入研究，这样反映岩浆的起源[8]。

锆石的封闭性极强、稳定性高，尽管其他矿物都被高级变质作用或强烈的热液蚀变，但锆石中δ18O仍能很好地保存下来，因此用来计算氧逸度具有显著的优势和效果。Trail等[9](2012)通过实验测定获得了花岗质熔体中锆石(Ce/Ce*)与熔体氧逸度之间的经验公式：ln(Ce/Ce*)=(0.1156±0.0050)×ln(fO2)+[(13 860±708)/T(k)]-(6.125±0.484)。绝大多数矿床的形成受氧逸度的影响，氧逸度对于成矿过程具有重要的意义,高氧逸度则是控制斑岩铜(金)矿床及浅成低温热液矿床形成的关键性因素，甚至是决定性因素[10]。总的来说，岩浆氧逸度对于研究矿床、成矿潜力以及岩石成因等研究都有一定的指示和启发作用。

3 结束语

不同成因锆石的微量元素组成各异，为增强对锆石的成因类型判别的有效性，仅凭任何一种判别指标是不可行的。通过加强对锆石微量元素的研究，再结合阴极发光图像(CL)研究锆石的内部结构等综合研究，才能较精准的限定锆石成因。

锆石在地质研究中起到至关重要的作用。为深入理解和解释锆石的形成过程、岩石成因、演化和类型，以及岩浆作用、变质作用等熔体控制深部作用，将锆石微量元素与U-Pb同位素定年等相结合可作为一个重要的研究方法。通过对氧同位素、包裹体、Ti温度计、氧逸度等方面的研究，可以示踪岩浆源区并揭示形成过程中的物理化学条件，进而讨论其母岩的成因及重要的地质事件的演化过程。