波伏娃的岩浆热液流体地球化学特征Exsolved稀有金属花岗岩(地块中央、法国):从LA-ICPMS主要流体包裹体的分析

文摘

波伏娃花岗岩(地块中央、法国)代表一个特殊情况在欧洲华力西带过铝质的稀有金属花岗岩横切早期W网状脉。后者是由稀有金属强烈叠覆岩浆热液流体来源于波伏娃花岗岩,导致大量topazification quartz-ferberite静脉系统。这项工作提出了一个完整的研究主要在石英流体包裹体承载和黄玉波伏娃花岗岩和metasomatized网状脉,为了描述地球化学成分的岩浆流体exsolved在这个进化的稀有金属的结晶过铝质花岗岩。Microthermometric和拉曼光谱数据显示,最早的高温流体(L1) (500 > 600°C),高盐度(17-28 wt。%氯化钠eq)和Li-rich (<−70°C)与李Na /比率~ 5。LA-ICPMS L1-type流体包裹体的分析显示,这种岩浆热液流体的化学成分主要是钠,K Cs, Rb,显著的浓度(10¹-10年⁴ppm)在稀有金属(W, Nb,助教,Sn和李)。这项研究表明主要流体包裹体保存原始签名的岩浆热液流体波伏娃花岗岩还metasomatized W网状脉,尽管距离花岗石的圆顶(> 100)和互动与外部液体。

1。介绍

稀有金属矿床主要与高铝质过碱性花岗岩、花岗伟晶岩,碳酸盐岩复合物,它代表李等经济战略金属的主要资源,助教,Nb, Sn, W,瑞1,2]。在这些存款,LCT (Lithium-Caesium-Tantalum)类的稀有元素伟晶岩(RMP)和高铝质高,low-phosphorous稀有金属花岗岩(PHP, PLP-RMG resp)构成了两个主要群体的稀有金属成矿[2- - - - - -5]。在欧洲,华力西带代表一个重要的这两种稀有金属成矿省存款,主要位于波希米亚地块,伊比利亚地块,康沃尔,法国阿摩力克运动地块,地块中央(FMC)。这些存款石炭二叠纪时期形成的330毫安和280毫安之间关系late-Variscan造山演化[6- - - - - -10]。在法国,波伏娃花岗岩代表一个最好的例子,一个PHP-RMG传播Sn-Li-Ta-Nb-Be矿化(5),深入研究在1980年代- 1990年代,连续的900核心钻井GPF1从“学界深处de la法国”项目(11]。这些研究导致一个完整的岩石学、地球化学、地球物理、结构和地质年代学的描述波伏娃花岗岩和宿主环境的综合遗传模型的精化为这种类型的稀有金属矿床(12,13]。

RMG的岩浆热液演化系统相对限制从大量的作品都基于自然的例子(例如,12- - - - - -15])和实验工作(例如,3,16- - - - - -19])。极端稀有金属在这些高度浓缩过铝质花岗岩岩浆结晶分异产生的普遍解读为(5]。破译的地球化学成分的岩浆流体exsolved RMG因此必须更好地理解化学元素的行为在晚期结晶及其分区之间的融化和液体阶段岩浆热液过渡。其中大部分数据来自硅酸盐熔体包裹体研究中,被认为是代表直接类似物结晶岩浆的成分(例如,20.- - - - - -26])。这些作品报道,晚期残余融化在H丰富₂O,冲淡元素(B, F, P)和不相容元素(例如,Sn, Rb, Cs, Nb,助教,和李)和反映花岗岩的全岩成分。岩浆热液过渡,剩余液体产量低密度汽相的相分离和高密度盐水(18,19]。分析成分共存的融化和流体包裹体被困在低磷RMG显示相分离,大部分微量元素划分为水液阶段(21,25]。然而,很少有数据依然可用的微量元素组成等岩浆热液流体包裹体系统(例如,27- - - - - -29日])。

这项工作的目的是因此(i)来确定微量元素成分的岩浆流体包裹体困在主水晶和黄玉晶体波伏娃的花岗岩和描述这些rare-metal-rich岩浆流体的地球化学特征;(2)研究分区之间的小和微量元素产生的蒸汽共存和盐水阶段相分离在早期的主要岩浆流体的沸腾;(3)确定化学演化的岩浆流体exsolved波伏娃花岗岩在交互与封闭micaschists花岗质圆顶的距离。

2。地质背景

2.1。法国北部地块中央区域地质志

波伏娃的花岗岩位于Echassieres花岗质复杂的东北部分利穆赞的融合区域(图1),这属于欧洲的内部区域华力西带和大陆碰撞的结果上古生代期间冈瓦纳和Laurussia之间。融合的结构一直被认为是一堆变质推覆体开发跨代的志留纪末至石炭纪早期,由三大构造单元构成,从北到南,从上到下([30.]和引用其中):(i)上片麻岩单元(UGU),这是由migmatitic昊图公司,副片麻岩和包含所谓的“leptynite-amphibolite复杂,”由镁铁质、超镁铁的岩石的双峰协会长英质的岩石;(2)较低的片麻岩单元(LGU)由邻位的,副片麻岩UGU类似;和(3)Para-Autochthonous单元(加索尔),由metasedimentary单位(micaschists、metagreywackes和石英岩),有经验的低级变质作用。向南,这些变质单元是逆掩的nonmetamorphic岩石上的外部区域fold-and-thrust带和前陆盆地。

复杂的Echassieres花岗质侵入Sioule变质系列,晚石炭世所分隔的西方Sillon Houiller左旋平移断层和东部渐新世Ebreuil和Limagne发现(图1)。Sioule变质系列位于北部边界的Gueret St-Gervais, Manzat Champ-Valmont花岗岩,代表大型高铝质cordierite-biotite入侵侵在泥盆纪晚石炭纪早期在ca 360 - 350 Ma。31日,32]。的南Echassieres花岗质复杂,另一种类型的入侵的黑云母斑状微碱的花岗岩(Pouzol-Servant)侵位ca 330 - 340 Ma。33]。Sioule变质系列由三个lithostructural单位,从上到下的34]:(i)上层单位cordierite-bearing混合岩和biotite-sillimanite片麻岩,UGU对应;(2)一个中间单元由biotite-muscovite副片麻岩,LGU对应;和(iii)较低的单位由biotite-muscovite micaschists,这是与加索尔。本系列经历了两个主要synmetamorphic事件(35,36惠普:(i)D₀事件与eclogitic-granulitic变质同时代的ca。430 - 400年的马;(2)MP-MTD₂事件与top-to-the-NW剪切同时代的ca。365 - 350 Ma。

2.2。的结构和年龄Echassieres花岗质复杂

Echassieres花岗质复杂包括早期W-bearing石英脉系统,所谓的拉博斯网状脉,和至少三个连续的花岗质侵入micaschists的排污单位,加索尔(12,13]。从最大的到最小的,这些花岗岩单元(图2):(i)拉博斯花岗岩,这是隐藏在深度和推定与W矿床的形成;(2)科莱特花岗岩,是一色的斑状花岗岩biotite-muscovite-cordierite洛杉矶宝仕网状脉;波伏娃花岗岩和(iii),它包含一个topaz-lepidolite-albite花岗岩与传播Sn-Li-Ta-Nb-Be成矿横切科莱特花岗岩。GPF1钻洞的顶部和底部的波伏娃花岗岩深度−100−880,分别低于当前表面(11]。这个钻孔的垂直内部分区允许识别的波伏娃花岗岩(图2)和三个主要由花岗岩形成的单位先后竖起,由岩浆分层和分离显示岩浆叶理强调锂云母。从最低到上面的,这些单位是(12,13)(i) B3相(880−−750),其中包含自形的pink-colored钾长石,铁锂云母,和主机通常micaschists飞地quartz-ferberite静脉;(2)B2相(750−450−)组成的lepidolite-rich粒状花岗岩与自发的石英晶体和少量钾长石;(3)B1相(450−100−)对应于一个包含球状albite-lepidolite-rich花岗岩石英晶体与典型的“雪球”纹理和罕见的上反角perthitic钾长石。一般来说,丰富的副矿物(黄玉,锡石,columbite-tantalite、微晶和Li-Be磷酸盐)往往会增加向上从B3 B1相,后者是最进化的。这种演化反映了进步增加微量元素内容(200 - 1200 ppm Sn, 50 - 150 ppm Nb, 30 - 300 ppm的助教,20 - 70 ppm W, 200 - 600 ppm Cs, 25 - 500 ppm,李和700 - 2800 ppm)在全岩地球化学解释为岩浆分异趋势向上(12,13]。Echassieres花岗质复杂,露头ca的延伸。40公里²,估计从3到4公里厚,重量数据的总量ca。65公里³(37]。波伏娃花岗岩,露出超过0.10公里²,估计的最小体积的0.21公里³(13)和侵位表侵入micaschists和Echassieres花岗质复杂(图2)。如今,波伏娃的上部分和科莱特花岗岩石强烈使高岭土化,在露天采石场开采公司高岭土Imerys陶瓷法国生产~ 20 kt /年高岭土以及~ 60吨/年锡石的矿物精矿,columbite-tantalite和微晶的副产品。

波伏娃花岗岩的侵位已经过时了 妈,基于⁴⁰基于“增大化现实”技术,³⁹Ar约会的锂云母B1相(38]。然而,最近U-Pb约会columbite-tantalite来自同一相的时代 马(10),这是稍微比之前的时代。因此这个年龄差异提出了锂云母的可靠性问题的年龄和最终的微扰热事件的存在,这可能部分复位⁴⁰基于“增大化现实”技术,³⁹基于“增大化现实”技术的同位素的云母体系。实际上,锂云母部分取代Li-muscovite B1相,这被视为是一种subsolidus流动相互作用产生的混合花岗岩的岩浆流体exsolved与外部流体在高温波伏娃的晚期花岗岩侵位(12]。没有已知的高温事件约会波伏娃花岗岩的侵位后,可以重新开放⁴⁰基于“增大化现实”技术,³⁹基于“增大化现实”技术的同位素的云母体系。一系列的低温热液阶段介绍了B1花岗岩(39Li-muscovite变更后),但最早的事件已经从上面的日期为侏罗纪 马(K-Ar伊利石(39])和温度过低(T≤250°C)重置⁴⁰基于“增大化现实”技术,³⁹基于“增大化现实”技术的同位素的云母体系。因此,⁴⁰基于“增大化现实”技术,³⁹基于“增大化现实”技术的时代获得锂云母似乎是可靠的和ca的侵位时代。310 Ma波伏娃花岗岩是一致的在两个现有U-Pb和不确定性⁴⁰基于“增大化现实”技术,³⁹基于“增大化现实”技术的时代。

拉博斯W网状脉网络中由0.6米厚quartz-ferberite静脉,它承载的micaschists加索尔和一直在约会 马(U-Pb钨锰铁矿(40])。micaschists和托管W网状脉横切的科莱特和波伏娃花岗岩和叠覆的接触变质带(图3(一个))。细晶岩和伟晶岩来源于波伏娃花岗岩还横切W网状脉(数字3 (b)和3 (c))。有两组静脉,一个近似平行的和一个地区叶理斜,造成水力压裂(图3 (d))。钨成矿规模是多相静脉,因为三代quartz-ferberite静脉被crack-and-seal机制[识别和侵41,42]。网状脉强烈叠覆的波伏娃花岗岩岩浆流体发行,导致大规模的结晶黄玉(“黄玉石”),部分替代石英脉,和结晶Li-micas末和Nb-Ta-W氧化物(12]。钨铁矿中弱改变黄玉石,溶解相的形成与顺序结晶Ta-rich钨铁矿,wolframoixiolite, columbite-tantalite矿物质(42]。交代黄玉的发展也观察到在GPF1钻孔,但只有上部的网状脉上方的屋顶波伏娃花岗岩(< 100−)。事实上,quartz-ferberite静脉micaschist飞地发现底部的钻孔(> 880−)没有任何黄玉(12]。因此,交代蚀变,看起来象一个光环位于顶部的B1花岗石的圆顶和结构控制的既存quartz-ferberite网状脉,因此指着quartz-undersaturated, F -含有如此丰富铝和流体,也富含稀有金属(W, Nb,助教,和李),这可能是来自波伏娃花岗岩。

2.3。波伏娃的流体发行量花岗岩的性质

以前的工作流体包裹体在波伏娃花岗岩系统允许重建P-T-t流体发行量和条件来确定不同流体的性质代(12,46]。(我)早期岩浆流体(L1)只有在黄玉从B1相对应于高温(490 - 590°C)卤水(25 - 30 wt。%氯化钠情商),富含李的共晶温度低(<−65°C)和直接LIBS测量李(7500 - 13000 ppm (29日])。这种流体的出溶作用估计ca。600°C和0.8千巴。L1 (ii)沸腾的液体发生在高温(400 - 520°C)迅速减压后~ 0.7千巴(“第一沸腾”)和产生相分离到低收入moderate-salinity蒸汽(V2;3 - 12 wt。%氯化钠eq)和高矿化度盐水(L2;30 - 50 wt。%氯化钠情商)。(3)低盐度(2 - 6 wt。%氯化钠情商) aqueous fluid (L3) found in the Beauvoir granite was trapped at lower temperature (330–420°C) and is interpreted from both microthermometric data [46)和稳定同位素数据(12)记录外部之间的混合水溶液和花岗岩的岩浆盐水L2在冷却。(iv)后发行量涉及几代水性液体,包括低盐度流体(L4a;清廉wt。%氯化钠情商;120 - 350°C), moderate-salinity卤水(L4b;20-26 wt。%氯化钠情商;200°C)和高矿化度卤水(L4c;40 - wt投资。%氯化钠情商;180 - 225°C)。流体包裹体中发现的黄玉取代quartz-ferberite静脉拉博斯网状脉对应相同的L1, L2, V2液体如波伏娃花岗岩(46]。早期的流体包裹体(L1、L2和V2)被困在花岗岩的主要石英和黄玉,网状脉解释为主要的岩浆流体从B1 exsolved花岗岩(12,46),因此本研究的主要目标。

3所示。材料和分析方法

3.1。研究材料

研究材料来自两个产地:(i)波伏娃花岗岩的两个样品,这是来自GPF1钻井B1相的核心深处−125(样本B1 - 125;图4(一))和−379(样本b1 - 379;图4 (b))。这些样品允许研究流体包裹体在最进化相(B1)波伏娃花岗岩位于顶部的花岗石的圆顶,在岩浆流体被认为是集中在岩浆热液过渡;(2)的两个样品metasomatized topaz-quartz-ferberite网状脉,来自于一个表面取样的老拉博斯的猎物,现在无法访问(样本ECH-X2 ECH-11;数据4 (c)和4 (d))。这些样品允许叠覆静脉系统的流体包裹体研究和他们的比较与那些在波伏娃花岗岩中找到。Double-polished厚部分(150 - 200年μ米厚的)准备主要石英流体包裹体的显微观察和黄玉晶体(图5)使用一个奥林巴斯BX51光学显微镜。流体包裹体的岩相特征是基于建立的标准腹内充满卵的(47]。所有分析GeoRessources实验室(大学德洛林、Vandœuvre-les-Nancy、法国)。

3.2。显微温度学

Microthermometric测量实现在Linkam THMS600 heating-cooling阶段连接到一个奥林巴斯BX51显微镜。这个系统允许的测量温度范围−190°C到600°C和被连接到一个冷却回路测量温度> 300°C。校准完成之前每个分析会话使用H₂O合成毛细血管和H₂O-CO₂自然流体包裹体的标准。测量的准确性随±0.2°C低温在高温±2°C。下面的相变温度测量在microthermometric测量:共晶温度对应于第一个可见融化,可见液体的幽灵从固化水相在加热;融冰的温度(ice)对应的最终融化固化水相;最后hydrohalite熔化温度(Hh);岩盐的最终熔化温度(Hl);和总均一化温度 ,与液相(L)发生或气相(V),大多数的相变温度测定使用heating-cooling循环方法获得精确测量,避免亚稳态的影响(48,49]。厚的部分所选样本的光学显微镜下观察为了显示只选择流体包裹体岩相特征(内容、形状和大小)的主要流体包裹体被Aissa et al。46]。选中的流体包裹体是首先调查在高温显微温度学以只选择那些> 300°C,它原则上对应早期岩浆流体包裹体。累进step-heating程序进行限制压裂的原生矿物和流体包裹体爆裂作用。流体包裹体被逐渐加热温度的30°C / min室温至200°C,然后20°C /分钟为200°C <T< 400°C,最后10°C /分钟T> 400°C,以估计迅速可见相变的温度阈值。然后,不同的相变温度(霍奇金淋巴瘤,)与温度的精确测量1 - 2°C / min在第二次加热循环。流体包裹体的照片后microthermometric测量与实验前的初始图片为了评估任何泄漏,如微裂隙的存在或视觉形状的变化和/或气相的体积。在选定的流体包裹体进行冷却/冻结的经历。流体包裹体是首先overcooled (T<−100°C)完全冻结水和蒸汽阶段然后阶段转换的温度( , 冰,Hh)测量而逐步加热,温度通常0.2 - -0.5°C /分钟。

3.3。拉曼光谱法

流体包裹体是由拉曼光谱法分析了使用Horiba Jobin-Yvon LabRAM光谱仪配备了1800 gr毫米⁻¹光栅和过滤器的优势。500年的共焦孔孔径μm和狭缝孔是100年的μm。提供的激发光束Stabilite 2017基于“增大化现实”技术⁺激光(光谱物理、新港公司)为514.532 nm和400兆瓦的电力,专注于样例使用50××100目标装备奥林巴斯BX40显微镜。激光光束直径约为1μm。理想情况下,信噪比进行优化低于1%通过调整采集时间和积累数量。拉曼光谱法分析都是在室温下进行。盐度的流体包裹体水相估计遵循的方法Caumon et al。45),表示在wt. %氯化钠eq。测量的不确定性是±0.3 wt。%氯化钠情商。的quantitative analysis of the gas composing the vapour phase within the fluid inclusions was determined using an in-house calibration. Results are expressed in mol% relative to the volatile phase. Finally, solids eventually present within the fluid inclusions were also identified when possible.

3.4。LA-ICPMS分析

流体包裹体的化学成分取决于激光ablation-inductively耦合等离子体质谱法(LA-ICPMS)使用安捷伦7500 c四极ICPMS加上193海里GeoLas ArF准分子激光(MicroLas,哥廷根,德国)。激光烧蚀进行了持续10赫兹脉冲的频率和一个常数影响7 J /厘米²通过聚焦电子束在样品表面烧蚀与史瓦西目标细胞,使用逐步开放过程50),开始消融的激光光斑直径2μm和逐步增加光斑直径流体包裹体的大小(从10到80μ米)。这个过程允许控制消融减少矿物表面上的机械应力,这限制了液体的溅的风险(50]。氦作为载气运输消融的激光产生颗粒细胞ICPMS和氩添加作为一个辅助气体通过ICP火炬之前流适配器。典型的流速的0.5升/分钟他和0.87 L / min的基于“增大化现实”技术。610认证的参考材料NIST SRM(浓度(51)作为外部校准标准的分析和分析了两次开始和结束时的每组样本,后托架标准化过程。612也被用作参考资料NIST SRM控制标准控制分析条件(特别是准确度和精密度)。LA-ICPMS校准是最高灵敏度优化一个中间m / Q范围,同时保持Th / U ~ 1和ThO / Th < 0.5%,在610年NIST SRM决定的。下面的同位素测定350 ms的总周期时间:⁷李,²³Na,²⁴毫克,^29日是的,³⁹K,⁴⁴钙、⁵⁵Mn,⁵⁷铁10 ms的停留时间;^85年Rb和^88年老的停留时间35女士;^93年注,^118年锡、^133年计算机科学,^181年助教,^182年W 40毫秒的停留时间。数据简化和绝对量化信号进行使用软件StalQuant,瑞士苏黎世联邦理工学院开发的(见细节(52])。对所有分析,²³Na是用作内部绝对浓度的标准计算。Na的质量摩尔浓度(摩尔/公斤)计算从氯化钠含量(wt. % eq)水相的流体包裹体由拉曼光谱法测量和/或从microthermometric数据时,充电平衡方法来估计后氯浓度(53]。检测的局限性(LOD)计算使用2σ标准详细Longerich et al。54]。

4所示。结果

4.1。流体包裹体岩相学

流体包裹体在室温下被描述在光学显微镜下根据他们的分布、大小、形状、数量的可见的阶段,和volumic汽相的一部分(Rv %)。四个主要类型的流体包裹体(L1, L2 V2和L3)被确定在石英和黄玉晶体波伏娃花岗岩和拉博斯网状脉由岩石和microthermometric研究,按照以前的结果从Aissa et al。46]。总结了研究流体包裹体的特征表1。

以下4.4.1。流体包裹体在波伏娃花岗岩

波伏娃的花岗岩(相B1;数据5(一个)和5 (b)),名为“球状岩浆石英形式下反角的自形的晶体,包含许多流体包裹体。黄玉形式一般清澈subeuhedral晶体传播到花岗岩和含有较少比石英流体包裹体。石英中的流体包裹体和黄玉晶体形成密集的云传播流体包裹体或二次飞机(图5 (e))。这是一个严重的限制的识别不同的一代又一代的流体包裹体基于标准的相对位置或安排。然而,四个主要类型的流体包裹体可以在石英和杰出的黄玉根据岩相学和显微温度学的结果。

(我)L1-Type流体包裹体。这些通常是发现在集群内的石英和黄玉,不规则的形状与大小通常从10 - 23所示μm。这些包括多相(液体+蒸汽+固体)流体包裹体在室温下,占主导地位的水相含有蒸汽泡沫(平均房车= 40%)和小(< 5μ米)各向同性固体,可能包括岩盐、钾盐(图6(一))。

(2)v2类型流体包裹体。这些包括两阶段(液体+蒸汽)形状不规则夹杂物浸染在集群,这是独立于L1集群。它们包含一个主要气相(Rv > 80%),范围大约从12到24μm大小。小立方或圆形的盐晶体(最有可能的岩盐)偶尔观察(图6 (b))。

(3)L2-Type流体包裹体。这些特点是不规则的常规形状和典型的大小由10到35μ米。它们包括多相流体包裹体(液体+蒸汽+固体),传播集群的石英和黄玉。这些集群是独立的L1和V2集群。L2-type流体包裹体包含一个占主导地位的水相和一个小汽相(平均房车= 30%),包含几个 盐的晶体,可能包括岩盐、钾盐(图6 (c))。

(iv) L3-Type流体包裹体。它们包括定期的两相(液+蒸汽)中等大小的流体包裹体(15 - 20μ米),它包含一个小的蒸汽泡沫(Rv ~ 40%)。他们不太大量的花岗岩和被发现的集群或孤立的流体包裹体,没有任何明确的空间关系与其他流体包裹体类型。

4.1.2。流体包裹体的拉博斯网状脉

两种类型的石英可以区分topaz-quartz-ferberite-veins样本拉博斯网状脉(数字5 (c)和5 (d))。灰色石英(Q1)形式大晶体,包含众多小(< 10μ米)流体包裹体、传播或形成晶内的飞机。Q1石英变形和流体包裹体出现黑烧得噼啪作响或畸形的夹杂物,可能由于热效应的科莱特花岗岩侵位46]。基于这些观察,Q1被解释为主要从quartz-ferberite石英脉和没有考虑在目前的研究。清澈的石英(Q2)也观察到出现小间隙晶体或静脉内填入改变quartz-ferberite静脉。这个第二代石英intergrown黄玉,因此解释为从波伏娃花岗岩岩浆形成的液体。流体包裹体在Q2或遇到黄玉发现传播集群或颗粒内的飞机(图5 (f))和对应的相同类型的流体包裹体在花岗岩中找到。

(我)L1-Type流体包裹体。这些发现在Q2石英网状脉,但不是黄玉,大大减少频繁比花岗岩样品。他们由多相(液体+蒸汽+岩盐)流体包裹体很不规则的形状,从10到24μm大小。

(2)v2类型流体包裹体。他们更频繁的Q2石英和黄玉网状脉比波伏娃花岗岩样品。他们以普通略不规则形状与大小从15到50μm和总是孤立或集群(图中发现6 (d))。它们包含主要气相(Rv ~ 60%)小(< 5μ米)绿色细长的各向同性固体偶尔观察到,确认为岩盐。

(3)L2-Type流体包裹体。这些变量大小(30μ米)占主导地位的水相,小蒸汽泡沫(平均房车~ 30%),包含几个 小的各向同性固体包括岩盐(图6 (e))。

(iv) L3-Type流体包裹体。它们是迄今为止最丰富的Q2石英中的流体包裹体和黄玉网状脉晶体。他们由两相流体(液体+蒸汽)夹杂物小蒸汽泡沫(Rv ~ 20 - 40%),这是不规则形状很规则,从10到77不等μm大小(图6 (f))。

4.2。显微温度学和拉曼光谱法的结果

Microthermometric为不同的流体包裹体和拉曼光谱数据分析表1和图7。尽管使用小心step-heating过程,测量被许多流体包裹体爆裂作用强烈有限(ca。75%)批量均化之前,代表因此严重限制了统计数据的采集。爆裂作用温度范围从250到500°C模式在ca。400°C。在全球范围内,新的结果重现的早些时候发现Aissa et al。46),包括系统ΔT~ 100°C,这是观察之间的测量波伏娃花岗岩,一方面,和拉博斯网状脉,另一方面,对相同类型的流体包裹体。

4.2.1。准备L1-Type流体包裹体

这些特点是共晶温度很低(−80°C −56°C)和非常低的融冰的温度(−39.9°C冰−12.8°C)。观察Hydrohalite融化只在两个流体包裹体48.7−−44°C之间。大多数的固体中观察到流体包裹体对应于岩盐晶体。岩盐融化发生在275和300°C之间的波伏娃花岗岩总均化之前,平均价值287°C。锡石的晶体(ca之一。2μ米大小)是由拉曼光谱法确定在一个流体包裹体托管于一个黄玉水晶波伏娃花岗岩(样本b1 - 379 c, FI n 6°;图8在加热),并没有消失。波伏娃花岗岩,(L)的范围从491 - > 600°C的平均价值542°C。流体包裹体在花岗岩的石英晶体不是均质在600°C,这是Linkam阶段使用的上限。尽管没有包合物融化在这些流体包裹体,主要是水、气相包含非常低密度挥发物,占主导地位的公司₂(9.7 - -65.6摩尔%)和N₂(20 - 82摩尔%)和次要的CH₄-22(0.3摩尔%)(图7;表1)。拉博斯的网状脉,(左)较低,范围从377到468°C的平均价值422°C。

4.2.2。v2类型流体包裹体

这些流体包裹体共晶温度非常低(−72°C −65°C)和低融冰的温度(−19.3°C冰−1.4°C)。一个Hl测量在300°C V2花岗岩的流体包裹体,发生之前总均化。波伏娃花岗岩中(V)范围从375到595°C平均温度为465°C。拉博斯的网状脉,范围从342到490°C平均温度为403°C。总均化发生主要是气相,尽管一些流体包裹体( 在超临界阶段)均质。蒸气阶段主要由有限公司₂(38.6 - -84.3摩尔%),N₂(12.9 - -53.6摩尔%)和次要的CH₄(2.4 - -12.5摩尔%)(图7;表1)。小H₂年代(平均1.7摩尔%)中检测出从网状脉v2类型流体包裹体。这些流体包裹体代表因此低密度液体,它是由多数的蒸汽H₂O与痕量挥发物成分的内容(有限公司₂N₂,CH₄)。

4.2.3。L2-Type流体包裹体

这些流体包裹体共晶温度非常低(−81°C −52°C)和非常低的融冰的温度(−41.8°C冰−29°C)。Hydrohalite包晶融化无法观察到这些流体包裹体。岩盐融化之前发生系统总同质化Hl由215至407°C,平均值为359°C波伏娃花岗岩和286°C的拉博斯网状脉。波伏娃花岗岩,(左)范围从377到542°C的平均价值455°C,而从305到439°C的平均温度为375°C拉博斯网状脉。没有观察到的包合物融化。气相是由有限公司₂(52.4 - -66.5摩尔%)和N₂(34.3 - -40.5摩尔%),小CH₄(9.2 - -13.2摩尔%)(图7;表1)。

4.2.4。L3-Type流体包裹体

他们有很低的共晶温度(−72°C −61°C)和低融冰的温度(−4.3°C冰−1.2°C)。范围从338到398°C的平均温度为380°C拉博斯网状脉。波伏娃花岗岩内,只有一个322°C可以被测量。蒸汽泡沫对应于一个低密度相组成主要由有限公司₂(22.6 - -87.9摩尔%)和N₂(7.7 - -73.9摩尔%),小CH₄(0 - 10.5摩尔%)(图7;表1)。

4.3。盐度的计算

盐度的流体包裹体可以估计在两个方面:(i)从microthermometric数据通过了解cations-dominated化学系统的性质,可以由测量和通过实验模型系统,如H₂O-NaCl或H₂O-NaCl-CaCl₂([43)和引用其中),或(ii)的拉曼光谱法分析水相,估计类似的含氯量精度可以显微温度学(45]。两种方法被用于本研究。计算不同盐度的流体包裹体类型下面解释和总结报告的值在表1。最后microthermometric数据在盐度与以下所示图波伏娃花岗岩和拉博斯网状脉(图9)。

4.3.1。估计的盐度Microthermometric数据

所有的流体包裹体分析显示非常低的共晶温度(−80°C −60°C)模式−价值70°C,这是典型的H₂O-NaCl-LiCl系统[44,55]。在此系统中,大部分盐度和Na /李比率的流体可以估计冰,Hh,Hl测量(44]。然而,温度> 100°C的等温线在稳定领域岩盐的H₂O-NaCl-LiCl系统本质上是不知道目前,阻碍原则上这些估计。但是有可能在一定程度上克服这个困难通过假想的等温线基于现有等温线H之间的比较₂O-NaCl-LiCl系统[44)和H₂O-NaCl-CaCl₂系统以温度高达500°C ([43)和引用)。等温线的外推的H₂从更多的已知H O-NaCl-LiCl图₂O-NaCl-CaCl₂图可以是合理的,因为事实上这两个热力学系统不变点(即非常相似。、共晶包晶;参见[44])。这个程序允许估计Na /李比率和散装盐度和采用流体包裹体显微温度学来衡量的。外推H₂O-NaCl-LiCl三角图显示在图10,结果被发表在表2和也与盐度估计获得通过使用简单的H₂O-NaCl系统[43]。

为L1-type halite-bearing流体包裹体,盐度是估计的冰和Hl测量(图10)。只有两个Hl精确测量这些流体包裹体在ca。280°C(表2),由于流体包裹体的体积小(< 15μ米平均)。基于非常相似霍奇金淋巴瘤和考虑到测量Hh是等价的,我们假设Hl 280°C的价值对于其他L1-type流体包裹体测量,岩盐的消失不明确加热期间观察到的。大部分盐度范围从24.9到28.5 wt计算。%氯化钠情商和the Na/Li ratios are comprised between 4.6 and 6.5 for the L1-type fluid inclusions from the Beauvoir granite 。拉博斯的网状脉,大部分L1-type流体包裹体盐度估计 从30.8到31.6 wt。%氯化钠情商with Na/Li ratios ~9. For the L2-type halite-bearing fluid inclusions,冰和霍奇金淋巴瘤也被测量和报告在H₂O-NaCl-LiCl三元图(图10)。波伏娃花岗岩中Hl L2-type流体包裹体的高相比L1-type的从354到406°C。散装的L2-type流体包裹体盐度决定波伏娃花岗岩 范围从37.8到41.9 wt。%氯化钠情商with Na/Li ratios comprised between 9 and 12.6. For the La Bosse stockwork, one L2-type fluid inclusion is characterized by bulk salinity of 25.6 wt.% NaCl eq with a Na/Li ratio of 4.3. A rough estimation by simply using the H₂O-NaCl系统[43)收益率盐度范围31.9 - -36.8和42.8 - -48.1 wt。%氯化钠情商for the L1- and L2-types fluid inclusions in the Beauvoir granite, respectively (Table2),这似乎高估了。

最后,对于两阶段(液体+蒸汽)V2 L3-types流体包裹体,估计盐度的H₂O-NaCl-LiCl系统需要的测量冰和Hh。然而,它是不可能观察hydrohalite融化在这些流体包裹体,主要是由于其体积小(< 15μ平均),因此不能估计直接在盐度H₂O-NaCl-LiCl系统,只是估计时,拉曼光谱法测量(见下文)或计算的H₂O-NaCl系统基于冰测量,最好的近似。Na / V2 -李比率和L3-types LA-ICPMS计算流体包裹体的分析。

4.3.2。从拉曼光谱数据估计的盐度

考虑的问题霍奇金淋巴瘤和Hh测量,拉曼光谱法代表了一个有趣的替代估计大部分盐度的流体包裹体快速,系统的和可再生的采集精度优于±10%(平均45]。该方法由Caumon et al。45]已经校准只对氯化钠的解决方案,这可能导致偏见的盐度估计LiCl-rich流体包裹体由于拉伸的变形带的水引起的。然而,先前的研究Dubessy et al。56)表明,氯化锂溶液的拉曼校准曲线类似于CaCl之一₂,都略有不同氯化钠的校准曲线。因此,盐度流体包裹体水相的估计方法后Caumon et al。45)可以被认为是一个好的近似的散装盐度的H₂O-NaCl-LiCl解决方案。表报告盐度计算拉曼光谱法3。

估计L1-type流体包裹体盐度的波伏娃花岗岩范围从25.7到28.1 wt。%氯化钠情商,平均27 wt。%氯化钠情商 。一个L1-type流体包裹体的拉博斯网状脉由拉曼光谱法测量,取得了大量盐度的27 wt。%氯化钠eq。计算为v2类型流体包裹体盐度范围从4.7到18.2 wt。波伏娃花岗岩%氯化钠情商,平均值为13.1 wt。%氯化钠eq ( ),从1.4到6.9 wt。%氯化钠情商in the La Bosse stockwork, with an average value of 3.9 wt.% NaCl eq ( )。拉曼盐度决心一L2-type流体包裹体的拉博斯网状脉值为37.6 wt。%氯化钠eq。盐度L3-type流体包裹体的拉博斯网状脉范围从2.3到6.6 wt。与平均值为4.8 wt %氯化钠情商。%氯化钠情商 。

4.3.3。合成:散装盐度的流体包裹体

总之,盐度由拉曼光谱法是在良好的协议与一个确定的H₂O-NaCl-LiCl系统,而盐度决定在H₂O-NaCl系统相比似乎高估了另外两个计算盐度。因此,利用拉曼光谱法测定盐度测量时使用,如果没有,盐度决定使用H₂O-NaCl-LiCl系统选择。最后大部分盐度流体包裹体的不同类型如表所示1和总结如下。

(我)L1-Type流体包裹体。他们有盐度由16.7和28.1 wt之间。%氯化钠情商in the Beauvoir granite, with an average value of 26 wt.% NaCl eq, and between 27 and 28.7 wt.% NaCl eq in the La Bosse stockwork, with an average value of 28 wt.% NaCl eq.

(2)v2类型流体包裹体。这些盐度范围从4.7到21.9 wt。与平均值为15.3 wt %氯化钠情商。%氯化钠情商in the Beauvoir granite and from 1.4 to 9.2 wt.% NaCl eq in the La Bosse stockwork, with an average salinity of 4.5 wt.% NaCl eq.

(3)L2-Type流体包裹体。他们的特点是最高的盐度32.6和48.2 wt之间组成。波伏娃花岗岩%氯化钠情商,平均为43.6 wt。wt %氯化钠eq、36.7和40.4。%氯化钠情商in the La Bosse stockwork, with an average value of 37.3 wt.% NaCl eq.

(iv) L3-Type流体包裹体。这些有最低的盐度流体包裹体进行了研究。唯一L3-type流体包裹体分析的波伏娃花岗岩的盐度为6.8 wt。%氯化钠情商,而他们的范围从1.5到6.5 wt。%氯化钠情商in the La Bosse stockwork, with an average value of 3.7 wt.% NaCl eq.

4.4。LA-ICPMS流体包裹体的分析

不同的一代又一代的流体包裹体被LA-ICPMS分析,集中到L1 -, L2 -,和V2-types解释为最早的液体从波伏娃exsolved花岗岩。信号的质量衡量LA-ICPMS高度的大小和深度取决于流体包裹体的两个熔化的矿物(石英和黄玉)。典型的LA-ICPMS频谱L1-type流体包裹体的波伏娃花岗岩如图11。流体包裹体信号。24 s长度和显示信号强度相对较高(10¹-10年⁴cps)的大部分元素测量(锡、Cs、Nb,助教,W, Rb,和李)。Na信号很低由于相对较高的分析背景(~ 2000 cps;LOD ~ 5300 ppm)的仪器,它代表了一个技术限制的绝对量化流体包裹体的信号。然而,分析背景通常是低(< 10 cps)对于其他测量元素,K除外(~ 250 cps;LOD ~ 1700 ppm), Ca (~ 100 cps;LOD ~ 3000 ppm)和Mn (~ 60 cps;LOD ~ 250 ppm)。在47 LA-ICPMS流体包裹体分析,只有27了可翻译的信号和被选为绝对量化。盐度计算(表1)被用来估计Na流体包裹体分析的内容和用作内部流体包裹体信号的量化标准。

LA-ICPMS分析表4,如图12。之间的差异可以观察到从microthermometric Na /李比率计算数据和LA-ICPMS数据。事实上,Na /李比率估计从显微温度学H₂O-NaCl-LiCl系统范围4.3 - -12.6(表2),而那些从LA-ICPMS数据明显高于计算,由0.9至33(表4)。后者不符合(我)非常低的共晶温度(<−70°C)表明岩浆流体Li-rich, (ii)初步填词分析主要从波伏娃花岗岩L1-type流体包裹体,产生了Na /李率由1.1和2.7之间(29日]。因此,看来李LA-ICPMS被低估了的内容,从而导致更高的Na /李比率。

4.1.1。流体包裹体在波伏娃花岗岩

L1-Type流体包裹体 。他们具有很高的内容在Na (103500 - 110600 ppm),锡(1170 - 38450 ppm)、c (22200 - 75650 ppm)、K (32300 - 41720 ppm),高含量锰(8930 - 29300 ppm)、铁(12550 - 16800 ppm)、Rb (1380 - 9330 ppm),李(4450 - 17960 ppm),和W (920 - 2970 ppm)和次要内容Nb (36 - 1450 ppm),助教(18 - 180 ppm),和Sr (16 - 130 ppm)。钠/李和钠/钾比率范围从6.2到24,从2.5到4.6,分别。

v2类型流体包裹体 。他们在大部分的低浓度测量元素相比L1-type流体包裹体也在所有分析了流体包裹体在波伏娃花岗岩。他们具有相对较高的内容在Na (71600 - 86200 ppm),李(25440 - 28480 ppm), K (33850 - 46200 ppm), Cs (19100 - 21600 ppm), Mn (2640 - 22400 ppm),和Rb (7360 - 11100 ppm)和温和的内容在Sn (1100 - 4270 ppm)和W (250 - 550 ppm),收益比率Na /李~ 3和Na / K ~ 2。

L2-Type流体包裹体 。他们中最高浓度的流体包裹体分析。他们有非常高的内容在Na (158200 - 189700 ppm)、K (65350 - 128000 ppm), Cs (23700 - 42150 ppm), Sn (14300 - 75000 ppm),和Mn (44550 - 86500 ppm),李高内容(7370 - 51310 ppm)、铁(22000 - 41800 ppm)、和Rb (14950 - 44100 ppm),和相对较高的内容在W (1230 - 4250 ppm), Sr (32 - 84 ppm), Nb (11 - 1590 ppm),助教(2 - 2280 ppm)。Na /李和钠/钾比例从3 - 23,从1.5到2.6,分别。

10/24/11。流体包裹体的拉博斯网状脉

L1-Type流体包裹体 。他们有非常高的内容在Na (106250 - 112950 ppm)、铁(58600 - 141800 ppm)、锰(25300 - 115200 ppm)、K (19350 - 58500 ppm),高含量Cs (9750 - 14800 ppm),和温和的内容在Rb (1130 - 1940 ppm),李(5740 - 9050 ppm),锡(580 - 5870 ppm)、W (185 - 230 ppm),和Sr (64 - 200 ppm)。钠/李和钠/钾比率范围从12到20,1.9至5.5,分别。

v2类型流体包裹体 。他们显示的最低浓度与L1 - L2-type流体包裹体的拉博斯网状脉。他们的成分是由高含量Na (5500 - 27150 ppm)、K (10150 - 21360 ppm)和铁(16600 - 49200 ppm)和温和的内容在Cs (370 - 5950 ppm), Sn (60 - 26200 ppm), Rb (560 - 5230 ppm), Mn (450 - 25200 ppm), Mg (1925 - 21250 ppm), Sr (54 - 630 ppm), W (220 - 480 ppm),和李(2740 - 5930 ppm)。Na /李和钠/钾比例由0.9和6.5和0.5和2.6之间,分别。

L2-Type流体包裹体 。他们有非常高的内容在Na (141300 - 144400 ppm)、K (51500 - 166500 ppm)、铁(54700 - 232400 ppm)、和Cs (10900 - 83600 ppm),高含量Sn (2215 - 21600 ppm)和Mn (33350 - 98950 ppm),和温和的内容在Rb (2410 - 7400 ppm), W (240 - 1310 ppm),李(4260 - 10370 ppm),和Sr (91 - 560 ppm)。在这些流体包裹体、Nb (63 - 110 ppm)和Ta (ppm) 17日被检测到。Na /李和Na / K L2-type流体包裹体的比率从14岁到33岁,从0.9到2.7,分别。

L3-Type流体包裹体 。这些石英中流体包裹体进行分析和黄玉metasomatized网状脉。他们具有较低的内容在Na (13800 - 22050 ppm)和K (3000 - 17700 ppm),相对较高的内容在菲(24150 - 170500 ppm), Mn (21850 - 59550 ppm), Cs (1150 - 20800 ppm),和Sn (200 - 14900 ppm),温和的内容在Rb (610 - 3340 ppm), Sr (15 - 4520 ppm),李(925 - 7610 ppm),和W (920 - 1400 ppm),低含量Nb (57 - 160 ppm)和Ta (1.8 ppm)。Na /李和钠/钾比例由2.9至19岁,1.2和5.9,分别。

5。讨论

5.1。早期的岩浆签名主要波伏娃花岗岩的液体

L1-type流体包裹体特征显示所有预期的主要流体exsolved波伏娃花岗岩的岩浆热液过渡。Microthermometric数据显示,这是一个高盐度流体(17-28 wt。%氯化钠情商), trapped at high temperature (500 to >600°C), which is also Li-rich (<−70°C)与低钠/李~ 5和低钠/钾≤5。这些温度接近550 - 600°C的固相温度1千巴的B1相波伏娃花岗岩所确定的实验(57]。高钠/钾(≥1)比率与花岗质岩浆流体平衡的典型融化(27,28,58),而低钠/李(≤5)比率表明,岩浆流体源自Li-rich [59]。以前的初步填词L1-type流体包裹体分析发现黄玉的波伏娃花岗岩产生低钠/李~ 1 - 3 (29日),这表明早期岩浆流体可能是在李更富有。这似乎按照Li-micas组成波伏娃花岗岩,后期,它代表的是波伏娃的液相线的下降阶段侵位的低压下融化估计(57]。实际上,这些Li-micas显示复杂的内部分区成分从Li-muscovite核心铁锂云母rim和外部锂云母过度生长,导致后者被解释为早期岩浆热液过渡(60]。李的增加内容记录的化学成分Li-micas因此出现早期的进步脱溶的代理Li-rich波伏娃花岗岩的岩浆流体(L1)。

LA-ICPMS L1-type流体包裹体的分析显示,这种岩浆热液流体的化学成分也丰富(10²-10年⁴ppm)在铷和铯和稀有金属(W, Nb,助教,和李)。非常高的和高度变量浓度的Sn L1液体(4 wt。然而% Sn)可能会受到质疑。考虑到只有一个微晶锡石被发现在一个L1-type流体包裹体,拉曼光谱法确定的,它可能怀疑L1流体的高Sn内容反映了异构捕获nanoinclusions锡石而不是过饱和的SnO岩浆流体相对₂。另一个可能的解释是锡石的女儿晶体的形成直接从被困岩浆流体,可达到很高的浓度(> 1 wt. %)对某些金属在超临界条件下(61年]。Nb的内容(36 - 1450 ppm)的平均高于助教内容(18 - 180 ppm) L1液体,平均Nb /助教~ 5.6比例。这似乎矛盾相比B1的组成相波伏娃花岗岩,助教也高于Nb内容、Nb / Ta比例平均-0.9和0.4 ~ 0.6的范围(12,13]。同样Ta >注内容也被发现在其他PHP-RMG在世界范围内,例如,在葡萄牙(Argemela花岗岩(62年)、法国(Montebras花岗岩13),德国(Ehrenfriedersdorf伟晶岩63年),中国(伊春花岗岩13];Laohutou花岗岩(64年])。由于钽铁矿高溶解度相对于铌铁矿的过铝质花岗岩岩浆(3,65年),可以预期在Ta末浓缩相对于Nb的残余熔体,因此高助教/ Nb比exsolved岩浆流体,尽管低分区系数之间的铌和钽的水溶液和硅酸盐熔体花岗质系统((助教) [注]< 0.1)[3,66年- - - - - -68年]。然而,几个RMG工作已经证明了后期的存在subsolidus流动之间的交互主要岩浆热液流体和稀有金属矿物(主要是columbite-tantalite)托管在花岗质融化,导致Ta浓缩的小静脉和生长后期钽铁矿,锡锰钽矿,Ta-rich金红石,或Ta-rich锡石early-formed铌铁矿的岩浆起源、两级进化和分离后及时resorption-corrosion事件(例如,69年- - - - - -72年])。这些矿产协会解释为末标记RMG的岩浆热液过渡,从而产生相对Ta枯竭和Nb浓缩exsolved岩浆热液流体。B1相波伏娃的花岗岩,更换早期岩浆铌铁矿年底微晶也证明并解释为已故的岩浆流体之间的相互作用与早期铌氧化物(73年]。这可能因此建议Nb的高流动性与助教在波伏娃花岗岩岩浆热液流体来源于,依照Nb > Ta内容确定L1-type流体包裹体,尽管低Nb / Ta比最初在波伏娃花岗岩。

比较L1-type流体包裹体的成分包含在主水晶和黄玉的波伏娃花岗岩与全岩成分B1相(图13),看来主L1流体平均更丰富的测量元素(W、Nb、镁、铁、锰、Cs, Sn, Rb,和Na)。助教和K有类似的浓度在B1花岗岩和L1液体,表明没有明显的流体/熔体分区。Ca系统的限制下检测(LOD ~ 3000 ppm) L1-type流体包裹体,而老在低浓度(10 - 100 ppm)。这是在B1与相对较高的内容相波伏娃的花岗岩在Ca(平均5000 ppm和11500 ppm (12,13])和Sr(平均325 ppm到1240 ppm (12,13])。这种差异可能反映了Ca和Sr的输入环境micaschists由外部流体,正如对Sr的存在二次低温Sr-rich磷酸盐矿物的波伏娃花岗岩(74年]。因此,这些结果表明,大部分的元素划分优先进入岩浆流体而不是进入结晶融化。

F和Cl没有衡量LA-ICPMS因为他们有很高的第一电离势,屈服于LOD由于低敏感性升高。然而,有一些证据,主波伏娃花岗岩的岩浆流体Cl-rich, (i)表示的高盐度(28.1 wt。%氯化钠情商) calculated for the L1-type fluid inclusions and (ii) the high Sn content in the fluid inclusions, although likely overestimated, which suggests that Sn was transported as Sn-Cl complexes in the fluid [75年,76年]。关于F,也有迹象表明F含量升高的岩浆流体。首先,尽管低fluid-melt分区系数F ([F]在650°C = 0.4和2千巴(77年]),B1花岗岩中的F含量很高(2.3 wt。平均(%12,13])意味着高F exsolved液浓度。所指出的Cuney et al。12),由于大F光环B1花岗质圆顶,显然exsolved提供的流体,初始F含量波伏娃B1融化的顺序将是4 wt. %。这已经被原位电子探针分析证实从B1相包裹体,取得了平均F内容4.9 wt。% (78年]。类似的F的含量4 wt。%也是衡量,例如,在初级Zinnwald RMG的熔体包裹体(22]。因此,考虑初始F 4 - 5 wt的内容。%在初始波伏娃花岗质融化和使用一个fluid-melt分区系数0.477年),1.6 - -2.0 wt的大致内容。% F在exsolved岩浆流体可能估计。其次,大规模黄玉石和部分溶解的结晶石英脉的拉博斯网状脉意味着岩浆流体含有如此丰富铝是F -和SiO欠饱和相对₂略与围岩相互作用。最后,相对较高的内容L1铌和钽的液体也符合高浓度的F,这被证明能显著增加溶解度铌和钽的热液解决方案(79年,80年]。这导致的降水Nb (Ta) columbite-tantalite和wolframoixiolite microvugs topazification期间quartz-ferberite网状脉[42]。

5.2。波伏娃的化学演化的岩浆流体Exsolved花岗岩

波伏娃的花岗岩构成的显著例子PHP-RMG横切一个早期quartz-ferberite网状脉垂直发展超过100米。拉博斯的研究quartz-topaz静脉网状脉位于约100米和100米几个横向从屋顶的花岗石的圆顶(图2)。这意味着当B1花岗岩的岩浆热液流体exsolved到达网状脉,流传着周围micaschists几个100米的距离,因此有可能与他们互动。比较主要的液体(L1、L2和V2)发现在花岗岩和网状脉应该允许这种交互特征。在第一个订单,不同类型的液体中遇到类似的网状脉波伏娃花岗岩。然而,在二阶,microthermometric数据显示一个下降的趋势和盐度的流体包裹体的波伏娃花岗岩拉博斯网状脉(图9)。的减少平均60到120°C的花岗岩网状脉,这可能被冷却和热的平衡在花岗质侵入。3 - 10 wt盐度降低。%氯化钠情商on average, which suggests that the magmatic-hydrothermal fluids were variably diluted by an external low-salinity fluid. A possibility for such fluid may be meteoric water, considering the relatively shallow depth of emplacement (~3 km) of the Beauvoir granite estimated from fluid inclusion studies [46]。相比之下,没有直接证据表明交互的主要岩浆流体与变质流体。后者只是月初确定变形石英中的流体包裹体传播(Q1)拉博斯静脉系统和被解释为W网状脉[的形成有关46),在波伏娃花岗岩的侵位20 Ma (ca。40]。

L1流体展品的化学成分很小,但意义重大,差异波伏娃花岗岩和洛杉矶宝仕网状脉(图12)。一方面,元素毫克,Rb, Cs, Nb,助教,Sn,和W减少;另一方面锰、铁和Sr逐渐增加,从花岗岩网状脉。这些变化可以被记录的岩浆流体流动的相互作用与周围micaschists,或直接交互quartz-ferberite网状脉。类似的化学趋势观察L2和V2液体,除外Mg和W显示更高浓度的流体包裹体拉博斯网状脉相比,波伏娃花岗岩。W浓缩在某些V2流体包裹体可能来自与钨铁矿的网状脉交互,而缺乏Nb和助教在L2流体包裹体可能的结果的捕获wolframoixiolite columbo-tantalite,结晶在microvugs中部分溶解钨铁矿。其他元素的浓度变化观察,然而,可能是由于直接流动与micaschists显著的交互获得的锰、铁、Sr进入液体,Mg的丧失,Rb, Cs, Nb,助教,李和Sn向岩石。在这方面,引入的Sr淋溶micaschists由外部液体进入波伏娃花岗岩被Charoy演示等。74年]。

最后,它仍然是引人注目的地球化学特征RMG仍保存在主L1-type metasomatized流体包裹体的拉博斯网状脉,尽管距离花岗石的圆顶(> 100)和交互的岩石和外部流体。此外,欠饱和SiO相对₂流体显示整体快速转移的花岗质通过周围的岩石圆顶,可能使用quartz-ferberite静脉系统优先流的通道。因此,它可能是试探性地提出利用流体包裹体地球化学特征代表了一个近端探索者发现隐藏的稀有金属花岗质炮塔的环境Echassieres花岗质利穆赞复杂和更广泛的区域,以及在世界其他地方。

5.3。元素分区之间的共存蒸汽和盐水在早期沸腾

确定主要和微量元素成分共存的V2, L2-type流体包裹体形成早期主要L1流体的沸腾ca。400 - 520°C允许研究元素分区之间的低密度蒸汽(V2)和高密度盐水(L2)。Vapour-brine分布系数由LA-ICPMS分析共存V2, L2-type流体包裹体在波伏娃花岗岩和拉博斯网状脉图所示14。波伏娃的花岗岩,大多数元素(钠、钾、锰、Rb、锡、Cs,和W)分区优先进入盐水,而只有毫克和李优先富集到蒸汽。拉博斯的网状脉,趋势几乎是类似的,唯一的区别是李和Sr更浓缩的盐水。这些结果是在良好的协议与Audetat et al。28]因为鼹鼠花岗岩,从而确认,大多数元素显示优惠分区Cl-rich水相。

6。结论

这项工作可以描述的地球化学特征波伏娃的岩浆热液流体exsolved稀有金属花岗岩。不同的一代又一代的流体包裹体(L1, L2 V2和L3)最初被Aissa et al。46在本研究中检索。L1-type流体包裹体代表主要的最早记录在波伏娃花岗岩岩浆流体。Microthermometric数据显示,这种流体的高温(500 > 600°C)和高盐度(17-28 wt。%氯化钠Li-rich eq)和( −70°C)与李Na /比率~ 5。LA-ICPMS L1的化学成分分析表明,流体是由Na、K Cs, Rb,显著的浓度(10¹-10年⁴ppm)在稀有金属(W, Nb,助教,Sn和李)。L1流体的沸腾ca。450°C相分离产生的低收入moderate-salinity蒸汽(V2;-22 - 4.7 wt。%氯化钠情商) and a high-salinity brine (L2; 32–48 wt.% NaCl eq). LA-ICPMS analyses of these two types of fluid inclusions revealed that the L2-type fluid inclusions have the highest concentrations in metals and show a preferential enrichment in most of the elements (Na, K, Mn, Fe, Rb, Nb, Sn, Cs, and W) compared to the V2-type fluid inclusions. The evolution of the exsolved magmatic fluids with distance from the Beauvoir granitic cupola is characterized by a systematic decrease in temperature and salinity. The temperature decrease can be interpreted in terms of cooling and thermal equilibration around the intrusion, whereas the salinity decrease indicates that the exsolved magmatic-hydrothermal fluids were more or less diluted by a low-salinity fluid, possibly of meteoric origin. These results demonstrate that primary fluid inclusions preserved the pristine signature of the magmatic-hydrothermal fluids in the Beauvoir granite, but also in the metasomatized W stockwork, despite the distance from the granitic cupola (>100 m) and interaction with external fluids. Consequently, it is proposed that the geochemical signature of fluid inclusions may serve as a possible pathfinder for the discovery of hidden rare-metal granitic cupolas at Echassières and more widely in the Limousin area, as elsewhere in the world.

信息披露

目前地址马修Harlaux是地球科学部门,1205年瑞士,日内瓦日内瓦大学和现在的地址Wiledio Marc-Emile棒子是大学de瓦加杜古UFR-SVT,集成de学界848年09年BP,布基纳法索瓦加杜古09年。

的利益冲突

作者宣称没有利益冲突。

确认

这项工作得到了法国国家研究机构通过国家计划的“Investissements d未来”Labex Ressources 21和参考ANR-10-LABX-21-RESSOURCES21还采取了项目的一部分ERAMIN“新矿石。”作者很感激公司Imerys陶瓷法国,尤其是休伯特索瓦,我支持和访问波伏娃。作者感谢还尚塔尔Peiffert和玛丽- Boiron博士的技术支持与LA-ICPMS提供分析数据分析和博士Marie-Camille Caumon帮助拉曼光谱法。作者感谢Rainer托马斯和李周博士他们建设性的评论和建议。本文中大大受益,兴丁博士谨慎处理的编辑器。

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