西藏驅龍礦區中新世侵入巖鋯石微量和Hf-O同位素研究

李秋耘，楊志明，王 瑞，孫茂妤，曲煥春

(1. 中國地質科學院 地質研究所， 北京 100037； 2. 北京大學 地球與空間科學學院， 北京 100871； 3. 北京科技大學 土木與資源工程學院， 北京 100083； 4. 中國地質大學(北京) 科學研究院， 北京 100083)

斑巖銅礦可以產于弧環境， 也可以產于大陸碰撞環境。弧環境斑巖礦床的形成過程比較清楚， 一般認為成礦巖漿起源于地幔楔的部分熔融， 由大洋板片的俯沖脫水誘發， 巖漿相富水富S并具有較高氧逸度(ΔFMQ=+1～+2)， 巖漿高氧逸度的性質會抑制硫化物的過早飽和， 進而促使Cu、Au隨著巖漿一起上升到淺部， 最終因流體飽和出溶而成礦(Richards， 2003)。由于缺乏活動的大洋俯沖， 大陸碰撞環境下斑巖銅礦的形成很難用經典的斑巖銅礦理論解釋。前人通過近20年的研究， 提出了俯沖改造下地殼+幔源巖漿注入熔融模型， 強調含礦斑巖巖漿來自于俯沖改造下地殼與部分幔源堿性巖漿的混合， 成礦金屬Cu和S主要來自于下地殼， 成礦流體來自下地殼角閃石分解及幔源巖漿混合注入， 基本解釋了成礦斑巖巖漿及主要成礦物質來源的問題(Houetal., 2015； Yangetal., 2015, 2016)。不過， 碰撞環境下超大型礦床的形成通常經歷了多期巖漿作用， 如驅龍、甲瑪、朱諾等礦床均發育多期巖漿作用， 但不同期次巖漿之間的成因關系， 以及成礦斑巖巖漿的形成機制尚未得到有效約束。

岡底斯巨型斑巖成礦帶(Cu>45 Mt)是全球知名的后碰撞斑巖成礦帶， 該帶礦床主要形成于20～14 Ma之間， 晚于印度-歐亞大陸碰撞近40～50 Ma(Houetal., 2004， 2015)。驅龍礦床是該帶目前發現的最大的斑巖銅礦床(Yangetal., 2009)， 礦區巖漿巖較為發育， 且具有明顯的多期性， 含礦斑巖中普遍發育閃長質包體， 成礦后期有高鎂閃長玢巖侵位， 這些都為系統的研究后碰撞帶成礦巖漿水和氧逸度的來源和演化提供了很好的契機(楊志明， 2008； Yangetal., 2015； Wangetal., 2016， 2018)。

由于鋯石封閉溫度高、不易受蝕變影響， 以及鋯石中變價元素(如Eu、Ce)與巖漿氧化狀態和水含量密切相關的特征， 常常聯合鋯石Ti溫度計(Ferry and Watson， 2007)， 利用鋯石的Eu異常、Ce異常、Ce(Ⅳ)/Ce(Ⅲ)值等參數， 來指示巖漿的氧化還原狀態(Ballardetal., 2002； Trailetal., 2012)和水含量(Luetal., 2016； Wangetal., 2018)， 進而評估巖漿成礦潛力(Liangetal., 2006； 辛洪波等， 2008； Burnham， 2012； Qiuetal., 2013， 2014； Wangetal., 2014a； Zhangetal., 2017； Aibaietal., 2019)。但最近， 一些研究發現鋯石中的Eu異常并不單純與氧逸度相關， 還會受到巖漿中榍石等礦物分離結晶作用的強烈影響(榍石結晶導致同組分熔體中結晶的鋯石Eu/Eu*值趨向正異常)(Loaderetal., 2017)； 而對于Ce(Ⅳ)/Ce(Ⅲ)值指示巖漿的相對氧逸度也存在一些問題： ① 鋯石的LREE含量較低且難以測準， 導致Ce(Ⅲ)的分配系數的推算結果變化2～3個數量級， 從而導致最終的Ce(Ⅳ)/Ce(Ⅲ)值變化范圍很大； ② 由于礦物結晶過程中(如榍石先于鋯石結晶， 或同時結晶)熔體REE含量的動態變化， 將全巖REE含量直接假定為熔體REE含量是存在疑問的(Luetal., 2016； Loaderetal., 2017)。故Loader 等(2017)提出Ce異常的另一種計算方法： Ce/Ce*=CeN/(NdN2/SmN)(排除La、Pr極低含量的影響)， 或是用Ce/Nd值代替Ce異常(Luetal., 2016)。另外， 鋯石的Hf-O同位素也可以反映巖漿的源區(Valley， 2003； Wuetal., 2006)。

為此， 本文系統研究了驅龍礦床中新世巖漿巖鋯石微量及Hf-O同位素組成， 通過各期巖漿巖鋯石微量元素特征和Hf-O同位素的系統對比， 約束了巖漿性質、巖漿源區及成礦斑巖形成機制。

1 地質背景與侵入巖特征

岡底斯巖漿帶主體為雅魯藏布江縫合帶所代表的新特提斯洋北向俯沖的產物， 該俯沖起始于晚三疊世， 一直持續到古新世， 隨印度-歐亞板塊碰撞而結束。岡底斯帶后碰撞階段發育大量中新世的小型中酸性侵入巖體， 主要位于東岡底斯帶； 同期也伴有超鉀質巖發育， 主體位于西岡底斯帶(Zhaoetal., 2009； Wangetal., 2018)。這些中酸性侵入巖體具有高Sr/Y和La/Yb值的埃達克質特征， 普遍伴隨斑巖銅礦化(Yangetal., 2009， 2016； Wangetal., 2018)， 其中， 在驅龍地區形成了超大型礦床(楊志明， 2008)(圖1)。

圖1 岡底斯帶中東段巖漿巖及礦床分布地質圖(底圖據Yang et al., 2015)

驅龍斑巖銅鉬礦床南距雅魯藏布江縫合帶約50 km， 是該帶、乃至中國目前最大的斑巖銅礦床， 其銅資源量達～11.0 Mt(Cu平均品位為0.5%)， 鉬資源量～0.5 Mt(Mo平均品位0.03%)(孟祥金等， 2003； Yang and Cooke， 2019)。

驅龍礦區主要由早中侏羅世和中新世的巖石單元組成， 分別為：

(1) 早中侏羅世葉巴組火山巖， 為礦區內地層主體， 呈近EW向產出， 主要由中酸性火山巖、火山碎屑巖組成， 夾少量沉積巖夾層， 厚度近3 km， 覆蓋礦區面積約達60%(楊志明， 2008)(圖2a)。在區域上， 葉巴組是一套火山-沉積序列， 年齡為190～174 Ma(Zhuetal., 2008)。地球化學特征上與弧火山巖相似， 富集大離子親石元素， 虧損高場強元素Nb、Ta、Ti， 具有正εHf(t)值， 被認為是新特提斯洋片向北俯沖的產物(耿全如等， 2005； 董彥輝等， 2006； Zhuetal., 2008)。

(2) 早侏羅世花崗斑巖(182.3±1.5 Ma)， 產于礦區中西部， 故也稱為“西部斑巖”， 出露面積約1.5 km2(楊志明， 2008)(圖2a)。地球化學特征為高鉀鈣堿性系列， 具有明顯Eu負異常， 富集大離子親石元素、虧損高場強元素， 但不虧損Ta， 不同于葉巴組同時代的火山巖(楊志明等， 2008)。也有學者將此套巖石識別為葉巴組流紋斑巖， 并獲得鋯石U-Pb年齡為160.7±2.0 Ma和159.8±2.9 Ma， 認為葉巴組火山活動持續～30 Ma(秦克章， 2014； Zhaoetal., 2015)。

(3) 中新世榮木錯拉復式侵入巖， 位于礦區中部， 出露面積約10 km2； 呈近EW向展布， 侵位于葉巴組第一段晶屑凝灰巖中， 造成圍巖強烈角巖化(楊志明， 2008)(圖2b， 2c)。該復式巖體巖在礦區東部以中粗粒花崗結構為主， 礦區西部則以斑狀結構為主， 巖相組成變化于黑云母二長花崗巖和花崗閃長巖之間，主體為花崗閃長巖(圖3a)。巖石呈灰白色， 中粗粒花崗結構， 主要礦物有斜長石、鉀長石、石英、黑云母和少量角閃石(5%～10%)； 副礦物主要是榍石、磷灰石、鋯石、磁鐵礦和金紅石。鋯石U-Pb年齡為19.5±0.4 Ma～16.4±0.4 Ma， 代表了從邊緣相到中間相的結晶時限(王亮亮等， 2006； 楊志明， 2008； Huetal., 2015； Zhaoetal., 2015)。受后期成礦斑巖巖漿侵位的影響， 靠近斑巖的榮木錯拉巖體大多發生強烈蝕變和大量礦化。據統計， 該巖體容納了驅龍超過70%的銅鉬礦體， 是最主要的含礦巖石。遠離成礦斑巖的部分蝕變以絹云母化、粘土化較為普遍。

圖2 驅龍斑巖礦床地質圖(a)、典型剖面圖(b， c)及采樣位置(據Yang et al., 2009， 2015)

閃長質包體：常見于榮木錯拉巖體中， 大小從1～20 cm不等。樣品呈灰色， 近橢球狀， 大小約12 cm×15 cm(圖3b)。具有巖漿結構， 包體礦物組成主要為角閃石和斜長石， 含有一定量的黑云母(圖3e， 3f)。角閃石呈自形柱狀和針狀兩類， 大小為0.2～1 mm不等。斜長石中含有大量針狀磷灰石和其他礦物的包裹體。黑云母有兩類， 淺棕色具解理的自形黑云母， 以及深棕色呈粒狀或補丁狀的黑云母， 大小0.2～1.5 mm不等。局部可見角閃石被黑云母交代。副礦物主要為磷灰石、磁鐵礦以及少量的榍石、鋯石、金紅石等。

(4) P斑巖、X斑巖及高鎂閃長玢巖：分布于礦區中東部，是與成礦關系密切的二長花崗斑巖， 是礦區的成礦母巖(圖2)。根據切穿關系， 明顯分為兩期， 即早期東部斑巖(以下簡稱P斑巖)和晚期東部斑巖(以下簡稱X斑巖)。① P斑巖， 侵位于榮木錯拉復式巖體之中， 呈巖株狀產出， 出露面積約為0.2 km2(礦區出露面積最大)，被識別為致礦巖體(causative intrusion)(圖2)。巖石為淺灰白色， 斑狀結構(圖3c)， 斑晶主要為斜長石、石英、鉀長石及少量黑云母， 斑晶總量約為25%, 基質以石英和鉀長石為主,定名為二長花崗斑巖。鋯石U-Pb年齡為17.6±0.7 Ma～16.2±0.3 Ma(芮宗瑤等， 2003； Zhaoetal., 2015)。副礦物有磷灰石、金紅石、鋯石等。② X斑巖， 呈細小巖枝產出， 地表未見出露， 勘探工程揭示其切穿了榮木錯拉巖體， 詳細的脈體切穿關系顯示， 該斑巖晚于主成礦事件的P斑巖(圖2b,2c)。鋯石U-Pb年齡為17.7±0.3 Ma～15.9±0.3 Ma(楊志明， 2008； Zhaoetal., 2015)。巖石呈淺灰色， 斑狀結構， 斑晶主要是斜長石及少量鉀長石、石英和黑云母， 斑晶總量約15%～20%。在P斑巖、X斑巖與榮木錯拉復式巖體接觸的部位， 均發現具有單向固結結構(unidirectional solidification texture， UST)的石英， 是巖漿出溶的地質記錄(楊志明， 2008； Quetal., 2017)。③ 細晶巖， P斑巖呈細小巖枝侵入榮木錯拉巖體時常發生淬火， 形成細晶巖。巖石呈灰白色， 細晶結構， 主要礦物為細粒他形石英和鉀長石。④ 高鎂閃長玢巖， 是目前礦區發現的最晚一期巖漿單元， 呈巖脈狀于產出于東部斑巖附近， 切穿榮木錯拉巖體及東部斑巖。巖石呈灰黑色， 斑狀結構， 斑晶主要是斜長石及少量石英、角閃石和黑云母， 斑晶總量為7%～8%， 基質以斜長石和角閃石為主(圖3d)。鋯石U-Pb年齡為15.7±0.2 Ma～15.3±0.2 Ma(Yangetal., 2015； Zhaoetal., 2015)。

圖3 驅龍中新世巖體及包體手標本照片和包體鏡下照片

2 樣品及測試方法

本次研究的對象包括：成礦前的花崗閃長巖(樣品ZK301-64)及其閃長質包體(樣品QL14-10A)、成礦期的P斑巖(樣品ZK001-518和ZK001-502)、成礦后期的高鎂閃長玢巖(樣品ZK1602-514)。除閃長質包體樣品采自地表(坐標為29°36′39″N， 91°36′53″E)， 其余4件代表性巖石樣品均來自巖芯， 具體采樣位置如圖2所示。X斑巖由于產出體量較小或受蝕變影響等因素， 故未進行采樣分析。

2.1 鋯石U-Pb定年及微量元素測定

鋯石U-Pb定年測試在中國科學技術大學激光剝蝕電感耦合等離子體質譜實驗室(LA-ICP-MS)完成， 剝蝕束斑直徑為32 μm， 剝蝕方式為每測試4個未知樣品點時測試一次標準鋯石91500， 每測試8個未知樣品點時測試一次NISTS610。數據處理與分析采用中國科學技術大學LA-ICP-MS實驗室的LaDating@Zrn軟件， 加權平均年齡計算與諧和圖的繪制由Isoplot 4.15完成， 普通鉛矯正使用的是ComPbCorr#3-I18。

鋯石微區原位微量元素分析在同一實驗室進行， 運用同一套儀器， 高純氦氣作為載氣， 激光剝蝕時氦氣流速為0.3 L/min， 頻率為10 Hz， 激光束能量為11 J/cm2， 剝蝕直徑為32 μm。測定時用國際標準物質NIST610作為外標， 由于SiO2在鋯石中的含量較恒定， 選擇Si作為內標來消除激光能量在點分析過程中以及分析點之間的漂移。樣品分析結果采用LaTEcal軟件進行處理。

2.2 鋯石原位O同位素分析

鋯石微區原位氧同位素分析在中國科學院地質與地球物理研究所離子探針實驗室的Cameca IMS-1280型雙離子源多接收器二次離子質譜儀上進行。用強度為～2 nA的一次133Cs+離子束通過10 kV加速電壓轟擊樣品表面， 一次離子束斑直徑約為20 μm。儀器質量分餾(IMF)校正采用標準鋯石Penglai(18O=5.31‰±0.10‰)， 標準鋯石Qinghu(18O=5.41‰±0.44‰)用于監控測試結果的準確度(Lietal., 2010； 李獻華等， 2013)。詳細分析過程參考文獻李獻華等(2009)。

2.3 LA-MC-ICP-MS鋯石原位Lu-Hf同位素測試

鋯石Hf同位素的分析是在前述鋯石U-Pb同位素基礎上完成的， 測試在中國地質科學院地質研究所大陸構造與動力學重點實驗室Neptune Plus型多接受等離子質譜和GeoLasPro 193 nm激光剝蝕系統(LA-MC-ICP-MS)上進行， 實驗過程中采用He作為剝蝕物質載氣， 剝蝕直徑采用44 μm， 測定時使用鋯石國際標樣GJ-1作為參考物質。相關儀器運行條件及詳細分析流程見文獻(侯可軍等， 2007)。分析過程中鋯石標準GJ-1的176Hf/177Hf測試加權平均值為0.282 007±0.000 025(2σ)。計算初始176Hf/177Hf時， Lu的衰變常數采用1.865×10-11/a(Scherer, 2001)，εHf(t)值的計算采用球粒隕石Hf同位素值176Lu/177Hf=0.033 6，176Hf/177Hf =0.282 785(Bouvieretal., 2008)。在Hf的地幔模式年齡計算中， 虧損地幔176Hf/177Hf現在值采用0.283 25，176Lu/177Hf采用0.038 4(Griffinetal., 2000)， 地殼模式年齡計算時采用平均地殼的176Lu/177Hf=0.015(Griffinetal., 2002)。

3 分析結果

3.1 鋯石U-Pb年齡

對于驅龍礦床的侵入巖年齡及成礦作用時限， 前人已經開展了大量詳盡的年代學研究(芮宗瑤等， 2003； 孟祥金等， 2003； 王亮亮等， 2006； 楊志明， 2008； Zhaoetal., 2015； Huetal., 2015； Lietal., 2016)， 厘清了巖漿侵位序列及成礦作用時代， 與本文分析鋯石Hf-O同位素獲得的配套年齡結果(表1)，微量元素比值特征等參數(表2)一并總結于表4。

表1 驅龍礦床侵入巖及其包體鋯石U-Pb測試結果

續表1-1 Continued Table 1-1

續表1-2 Continued Table 1-2

表2 驅龍礦床侵入巖及其包體鋯石微量測試結果 wB/10-6

續表2-1 Continued Table 2-1

續表2-2 Continued Table 2-2

續表2-3 Continued Table 2-3

榮木錯拉花崗閃長巖(ZK301-64)：鋯石無色透明， 大小100～200 μm， 長寬比1.5∶1～3∶1， 發育巖漿振蕩環帶。Th含量59×10-6～449×10-6， U含量159×10-6～716×10-6， Th/U值0.3～0.7(平均0.5)。30個測試點的年齡均分布在諧和線上，206Pb/238U加權平均年齡為17.1±0.5 Ma(MSWD=0.7)(圖4a， 4f； 表1)。

閃長質包體(QL14-10A)：分析了13顆巖漿鋯石， 發光灰白色-灰色， 具有典型振蕩環帶的巖漿鋯石， 粒徑大小100～250 μm， 長寬比1.2∶1～2∶1(圖4f)。Th、U含量范圍接近榮木錯拉花崗閃長巖(平均Th含量166×10-6， 平均U含量301×10-6)， Th/U值0.4～0.7(平均0.5)， 13個點獲得的206Pb/238U加權平均年齡為16.3±0.7 Ma(MSWD=2.4)。

P斑巖(ZK001-502和ZK001-518 )：鋯石粒徑大小100～300 μm,長寬比1.5∶1～5∶1； 陰極發光圖像顯示鋯石具有一個發光灰白、寬大均一的中心， 部分鋯石的邊部是不發光的細密巖漿振蕩環帶， 對應更高的Th、U含量(圖4c,4d,4f； 表1)。部分邊部年齡較為年輕， 約14.5 Ma， 數據點偏離諧和線， 指向Pb丟失方向， 可能為邊部高U含量造成的放射性損傷導致。整體Th、U含量范圍高于榮木錯拉巖體(平均Th含量839×10-6， 平均U含量1 351 ×10-6)， Th/U值為0.2～2.3(平均0.6)。除去4顆捕獲鋯石(135.5、55.8、27.2、23.9 Ma)和較為不諧和的數據點， 兩個樣品獲得206Pb/238U加權平均年齡分別為15.9±0.3 Ma(n=15， MSWD=0.9)和16.0±0.4 Ma(n=16， MSWD=1.3)(圖4c， 4d； 表1)。

高鎂閃長玢巖(ZK1602-514)： 鋯石粒徑大小80～250 μm,長寬比1∶1～3∶1； 陰極發光較其他侵入巖鋯石更為暗淡， 對應更高的Th、U含量， 具有巖漿振蕩環帶(圖4f)。Th、U含量分別為388×10-6～6 297×10-6、619×10-6～2 653×10-6， Th/U值為0.4～2.4(平均0.9)。13個數據點獲得206Pb/238U加權平均年齡分別為14.7±0.3 Ma(MSWD=2.0)(圖4e， 4f； 表1)。

圖4 驅龍礦床侵入巖、閃長質包體鋯石U-Pb年齡諧和圖及其鋯石陰極發光圖

3.2 鋯石微量元素特征

由于鑭系收縮， 離子半徑較大的輕稀土元素(如La、Pr)在鋯石中的絕對含量極低， 通常在10-6及以下(Hoskin and Schaltegger， 2003)。而在鋯石的LA-ICP-MS測試中， 常出現礦物包裹體(如磷灰石， LREE含量高)的污染， 所以在利用鋯石Ce異常或鋯石REE比值進行相對氧逸度研究時， 須對鋯石微量數據進行排查：鋯石微量元素含量La>1×10-6、Ti>50×10-6、Ba>8×10-6， 指示可能受到鋯石中礦物包裹體磷灰石、Fe-Ti氧化物以及流體包裹體或裂隙的影響(Luetal., 2016)。排查后的鋯石REE和微量元素比值、Ti溫度等數據見表2。

榮木錯拉花崗閃長巖(ZK301-64)鋯石總體特征呈重稀土元素富集， Ce正異常和Eu負異常。ΣREE為247×10-6～509×10-6(平均為375×10-6)； 閃長質包體(QL14-10A)巖漿鋯石ΣREE為345×10-6～472×10-6(平均為413×10-6)； P斑巖(ZK001-502 & 518)鋯石稀土總量為驅龍侵入巖鋯石中最高， ΣREE為340×10-6～4 363×10-6(平均為1 769×10-6)； 高鎂閃長玢巖(ZK1602-514)鋯石ΣREE為272 ×10-6～1 095×10-6(平均為465×10-6)(圖5， 表2)。

圖5 驅龍礦床各期侵入巖及閃長質包體鋯石稀土元素球粒隕石標準化模式圖解(球粒隕石標準化數據引自Sun and McDonough， 1989)

3.3 鋯石Hf-O同位素特征

榮木錯拉花崗閃長巖(ZK301-64)：24顆鋯石的176Hf/177Hf值為0.282 930～0.283 039， 對應的εHf(t)值為6.7～9.8(加權平均為8.7±0.4， MSWD=6.7)[εHf(t)值基于其單點206Pb/238U年齡的計算， 或用其加權平均年齡， 下同]； 模式年齡為298～457 Ma， 地殼模式年齡471～699 Ma。δ18O為5.62‰～7.12‰(加權平均為6.31±0.14‰， MSWD=5.4)。榮木錯拉巖體的鋯石εHf(t)除去2個較低值(6.7和6.9)外， 其余值較為均一， 峰值為9.0；δ18O不均一， 呈雙峰式分布， 峰值分別為6.04‰和6.58‰(圖6， 表3)。

閃長質包體(QL14-10A)： 10顆巖漿鋯石的176Hf/177Hf值為0.282 951～0.283 043， 對應的εHf(t)值為6.7～9.4 (加權平均為8.4±0.4， MSWD=5.0)； 模式年齡為322～431 Ma， 地殼模式年齡497～670 Ma。δ18O為4.56‰～6.36‰。εHf(t)的峰值為8.5， 有1個較低值6.7；δ18O的峰值為6.45‰， 有兩個較低值4.70‰和4.97‰(圖6， 表3)。

P斑巖(ZK001-518和ZK001-502)： 41顆鋯石的176Hf/177Hf值為0.282 903～0.283 032， 對應的εHf(t)值為5.0～9.5； 模式年齡為325～507 Ma， 地殼模式年齡488～780 Ma。P斑巖的δ18O值區間范圍最低， 為4.56‰～6.36‰。P斑巖的鋯石Hf-O同位素顯示出不均一的特點， 在概率密度圖上均顯示明顯的雙峰式分布(圖6a， 6b)，εHf(t)的2個峰值分別為7.0和8.0， 以及3個較高的點9.2、9.5和9.5；δ18O的2個峰值分別為5.27‰和5.85‰(圖6， 表3)。

圖6 驅龍礦床各期侵入巖及閃長質包體鋯石原位Hf-O同位素分布頻譜圖(a， b)與年齡協變圖(c， d)

高鎂閃長玢巖(ZK1602-514)：25顆鋯石176Hf/177Hf值為0.282 832～0.282 957， 對應的εHf(t)值為2.5～6.9， 是驅龍巖漿序列中最低的Hf同位素分布區間值； 具有較比其他幾套巖漿更老的Hf模式年齡和地殼模式年齡， 分別為428～601 Ma， 657～941 Ma。20顆鋯石的δ18O為5.23‰～6.25‰(加權平均值為5.72‰±0.13‰， MSWD=6.0)。高鎂閃長玢巖的鋯石Hf-O同位素并不均一，εHf(t)的峰值分為4.7， 有2個較低值2.5和2.9；δ18O峰值為5.72‰(圖6， 表3)。

表3 驅龍礦床侵入巖及其包體鋯石原位Hf-O同位素測試結果

3.4 驅龍礦床巖漿溫度、氧化還原狀態和水含量估算結果

榮木錯拉巖體鋯石Eu/Eu*值為0.37～0.84(平均0.59)， Ce/Ce*值為16～245(平均111)， Ce(Ⅳ)/Ce(Ⅲ)值為109～1 444(平均618)， Dy/Yb值0.11～0.23(平均0.16)， (Ce/Nd)/Y值為0.012～0.107(平均0.056)， 鋯石Ti溫度為588～686℃(平均643℃)(圖7～圖10; 表2， 表4)。

閃長質包體巖漿鋯石Eu/Eu*值為0.33～0.53(平均0.40)， Ce/Ce*值為69～151(平均117)， Ce(Ⅳ)/Ce(Ⅲ)值為309～790(平均463)， Dy/Yb值0.14～0.21(平均0.18)， (Ce/Nd)/Y值為0.037～0.061(平均0.049)， 鋯石Ti溫度為675～697℃(平均682℃)(圖7～圖10; 表2， 表4)。

成礦的P斑巖鋯石Eu/Eu*值為0.20～0.67(平均0.42)， Ce/Ce*值為29～405(平均149)， Ce(Ⅳ)/Ce(Ⅲ)值為57～1 670(平均316)， Dy/Yb值0.06～0.52(平均0.22)， (Ce/Nd)/Y值較低， 區間為0.001～0.110(平均0.019)， 鋯石Ti溫度是巖漿序列中最高的， 剔除2個異常高的離群值， 變化范圍在611～818℃(平均704℃)(圖7～圖10; 表2， 表4)。

高鎂閃長玢巖鋯石Eu/Eu*值為0.49～0.67(平均0.55)， Ce/Ce*值為34～252(平均159)， Ce(Ⅳ)/Ce(Ⅲ)值為127～1 804(平均1 168)， Dy/Yb值0.12～0.34(平均0.17)， (Ce/Nd)/Y值較低， 區間為0.007～0.182(平均0.097)， 鋯石Ti溫度較高， 變化范圍較大， 為633～740℃(平均674℃)(圖7～圖10; 表2， 表4)。

圖7 驅龍礦床各期侵入巖及閃長質包體鋯石年齡(a)、Th/U值(b)與Ti溫度協變圖

表4 驅龍礦床侵入巖及其包體巖石地球化學特征總結

4 討論

4.1 驅龍礦床巖漿氧化還原狀態和相對水含量演化

4.1.1 氧化還原狀態

在剔除了La含量低、測不準的干擾后， 獲得的驅龍中新世巖漿巖鋯石Ce/Ce*和Ce(Ⅳ)/Ce(Ⅲ)值見圖8。Ce/Ce*值顯示， P斑巖巖漿的氧逸度變化范圍最大， 且具有最高的氧逸度， 高鎂閃長玢巖與榮木錯拉巖體具有類似的氧逸度， 閃長巖包體氧逸度變化范圍最小。Ce(Ⅳ)/Ce(Ⅲ)值顯示， 高鎂閃長玢巖巖漿氧逸度變化范圍最大， 且具有最高的氧逸度， 榮木錯拉巖體次之， 而P斑巖巖漿的氧逸度相對較低， 與Ce/Ce*值估算出的巖漿氧逸度結果有較大差別。前已述及， 利用Ce(Ⅳ)/Ce(Ⅲ)值估算巖漿氧逸度時， 常因LREE測不準、熔體組分難準確獲取等原因， 常產生較大的誤差。考慮到驅龍礦床中新世巖漿形成過程中發生了巖漿混合(Yangetal., 2015)， 用全巖含量代表熔體組分會存在更多的不確定性， 因此， 筆者認為本次利用Ce/Ce*值估算出的巖漿氧逸度相對可靠一些(圖8, 圖9， 表4)。

圖8 驅龍礦床各期侵入巖及閃長質包體鋯石Ce異常、Ce(Ⅳ)/Ce(Ⅲ)值頻譜圖

圖9 驅龍礦床各期侵入巖及閃長質包體鋯石Ti溫度、Eu異常、Ce異常、Ce(Ⅳ)/Ce(Ⅲ)組圖

上述認識與地質事實及最新的結果較為一致。如Xiao等(2012)在P斑巖(二長花崗斑巖)較新鮮的斜長石中發現有巖漿硬石膏包裹體， 推測巖漿氧逸度約為ΔFMQ+2。Loucks 等(2020)用改進的鋯石氧逸度計算方法獲得驅龍致礦斑巖(P斑巖)的氧逸度平均值約為ΔFMQ+2.5， 也表明P斑巖巖漿具有較高的氧逸度。通常， 巖漿演化過程中鈦鐵礦的大量結晶分異， 亦或還原性的流體的大量飽和出溶， 會抬升殘余巖漿的氧逸度(Lietal., 2019)。不過， 驅龍礦床的已有研究顯示， 榮木錯拉及P斑巖演化過程中并沒有上述現象的發生(Yang and Cooke， 2019)。筆者傾向于認為， P斑巖巖漿氧逸度的突然升高可能是因高鎂閃長玢巖所代表的超鉀質巖漿混合注入所致。盡管本次分析結果顯示高鎂閃長玢巖中鋯石Ce/Ce*值比P斑巖高， 但兩者平均值基本是相似的。另外， 最近Li 等(2020)直接估算了岡底斯帶超鉀質巖漿氧逸度， 結果顯示演化到上地殼深度時， 超鉀質巖漿氧逸度在ΔFMQ+2.5以上。如此高氧逸度的巖漿混合到P斑巖巖漿中， 毫無疑問會導致P斑巖的氧逸度升高。

4.1.2 相對水含量

Lu等(2016)通過對全球含礦和貧礦的酸性巖漿鋯石微量元素的研究， 提出(Ce/Nd)/Y與Dy/Yb值可以指征巖漿的水含量。在富水巖漿中， 角閃石結晶于巖漿演化的早期階段， 使得殘余熔體中虧損Y(安山質、英安質巖漿中， Y在角閃石與熔體之間的分配系數為2～6)。此外， 角閃石還富集MREE， 角閃石在富水熔體結晶會導致殘余熔體的Dy/Yb值降低。上述特征也會體現在同組分結晶的鋯石中， 富水的成礦巖漿鋯石(較貧礦巖漿的鋯石)具有出更高的(Ce/Nd)/Y值， 以及更低的Dy/Yb值。統計顯示含礦巖漿的鋯石(Ce/Nd)/Y>0.01， Dy/Yb<0.3， 含水量較高(Wangetal., 2014b， 2018； Luetal., 2016)。

驅龍礦床中新世巖漿序列的鋯石除了成礦的P斑巖， (Ce/Nd)/Y和Dy/Yb值幾乎都在該范圍之內。其中， 榮木錯拉巖體(19 ～17 Ma)的鋯石(Ce/Nd)/Y值最高， Dy/Yb值范圍最低， 這與角閃石只少量出現在花崗閃長巖中相符合。隨溫度降低， (Ce/Nd)/Y值升高， Dy/Yb值降低。角閃石、黑云母等含水礦物的結晶時會消耗巖漿中部分揮發分， 巖漿中流體未達到飽和。隨后基性巖漿注入(閃長質包體年齡～16.3 Ma)， 隨溫度的降低， 閃長質包體的Dy/Yb值可觀察到兩個趨勢：Dy/Yb值不變， 可能對應著閃長質包體中自形的角閃石(圖3f)， 形成于與榮木錯拉花崗閃長巖巖漿混合之前的巖漿房中； Dy/Yb值降低， 可能對應針狀角閃石(圖3e)， 巖漿混合時快速結晶而成。基性巖漿的注入， 帶來了大量的熱和水， 促使巖漿房中流體達到飽和， 大量含礦巖漿流體從巖漿熔體出溶， 造成巖漿房內壓增大， P斑巖巖漿快速上升侵位(～16 Ma)(對應P斑巖具有較高的鋯石Ti溫度)。伴隨著P斑巖的就位， 大量含礦巖漿流體上升， 形成UST、隱爆角礫巖和大規模的熱液脈系、斑巖礦化與蝕變。P斑巖較低的(Ce/Nd)/Y值和較高的Dy/Yb值， 表明了此時巖漿已經發生了流體飽和、出溶及大規模排泄。在成礦后期的高鎂閃長玢巖(～15 Ma)， 也觀察到兩種產狀的角閃石(Yangetal., 2015)：自形篩狀(顯示再吸收作用)的角閃石和針狀淬火的角閃石， 對應了其較高的(Ce/Nd)/Y值和較低的Dy/Yb值， 表明高鎂閃長玢巖巖漿具有較高的水含量(圖10)。Yang 等(2015)和Lu等 (2015)的研究也證實由超鉀質巖與埃達克巖混合成因的高鎂閃長玢巖， 其含水量極高(500 MPa條件下， 含水量質量分數可>10%)。富水的高鎂閃長玢巖巖漿混合到驅龍斑巖巖漿房中時， 會抬升巖漿房的水含量， 有利于流體的飽和出溶。

圖10 驅龍礦床各期侵入巖及閃長質包體鋯石Eu異常、Ti溫度與(Ce/Nd)/Y、Dy/Yb組圖

4.2 巖漿起源

榮木錯拉巖體的鋯石Hf同位素區間為巖漿序列中最高[εHf(t)峰值9.0]， 而氧同位素分布區間為巖漿序列中最高(圖6)， 顯示有地殼物質混染， 這與榮木錯拉復式巖體作為一個較大的巖基的地質事實相符， 巖漿多期次侵位的過程中同化混染圍巖， 導致δ18O的輕微升高； 而另一個δ18O的峰值(6.04‰)說明其巖漿源區有幔源物質的貢獻。閃長質包體的鋯石Hf同位素分布特征與榮木錯拉巖體相似， 顯示較強的虧損地幔特征； 而氧同位素除去相似的稍高的δ18O峰值(6.45‰)， 可能為巖漿混合時同化導致， 另外兩個接近地幔鋯石δ18O下限的值(4.70‰)， 表明閃長質包體巖漿來自地幔源區。P斑巖具有與地幔相似的鋯石氧同位素特征也證實了巖漿房有大量幔源組分的貢獻(圖11)。此外， 在P斑巖中出現的代表巖漿流體出溶的UST石英， 其δ18Oqtz為6.2‰～7.6‰， 換算成與之平衡的水的δ18Owater為4.6‰～6.0‰(Quetal., 2017)， 與P斑巖鋯石氧同位素記錄的特征一致。高鎂閃長玢巖的Hf分布區間為巖漿序列中最低， 可能是由于其形成于超鉀質巖漿與埃達克質巖漿混合(Yangetal., 2015)； 閃長玢巖的鋯石氧同位素值也顯示其巖漿來源于地幔， 有地殼物質混染。驅龍礦床巖漿序列的鋯石Hf-O總體反應出， 有大量的幔源物質貢獻參與成礦(圖11)。

圖11 岡底斯帶漸中新世含礦斑巖與貧礦巖石的鋯石Hf-O同位素相關關系圖

前人對岡底斯斑巖銅礦帶含礦的埃達克質巖漿的成因模式有以下幾種不同觀點： ① 俯沖或殘留洋殼的部分熔融(Quetal., 2004)； ② 經板片熔體/流體交代過的富集地幔楔的部分熔融(Gaoetal., 2007, 2010)； ③ 新生的加厚基性下地殼(≥50 km)在富水的角閃榴輝巖相或石榴子石角閃巖相條件下的部分熔融， 并有富集地幔和/或上地殼物質的加入(Chungetal., 2003; Houetal., 2004; Moetal., 2007; Yangetal., 2009; Lietal., 2011)。本次針對驅龍中新世巖漿巖中鋯石微量及Hf-O同位素的研究結果， 特別是榮木錯拉巖體及閃長巖包體虧損的Hf同位素組成[εHf(t)值變化于+7～+10之間]， 支持驅龍礦床中新世巖漿起源于新生下地殼部分熔融的觀點(Houetal., 2015)。不過， P斑巖極低的δ18O值(+4.5～+6.3)， 表明其形成過程中有大量地幔組分加入。結合前人的認識(Yangetal., 2015)， 認為P斑巖母巖漿是榮木錯拉巖體所代表的埃達克質巖漿與高鎂閃長玢巖所代表的鎂質巖漿混合并發生分異的產物； 高氧逸度和水含量的高鎂閃長玢巖巖漿的混合， 會抬升P斑巖巖漿的氧逸度和水含量， 特別是氧逸度的抬升， 會促使巖漿演化早期飽和不混溶的硫化物熔體發生分解(曲煥春， 2018)， 轉化成硫酸鹽， 進而提升P斑巖巖漿中的金屬含量， 并形成成礦斑巖。這一推論也得到其他研究的支持：如Hattori等(1993)在菲律賓的皮納圖博火山觀察到， 這類鎂鐵質熔體能夠在底墊或者巖漿上升過程中釋放大量的超臨界流體(H2O + SO2+ CO2)(Hattori, 1993； Wallace and Gerlach, 1994； Hattori and Keith, 2001)， 從而形成含水條件， 使鎂鐵質下地殼發生注水熔融(water-fluxed melting) (Sawyer,2010)，進而形成含水熔體。

5 結論

(1) 通過對驅龍礦床完整巖漿序列的鋯石學研究發現， 隨著巖漿演化進行和基性巖漿注入， 溫度逐漸升高， 氧逸度和水含量呈現升高趨勢， 且在成礦期和成礦后的巖漿表現為更寬泛的Ce(Ⅳ)/Ce(Ⅲ)、Ce/Ce*值以及Hf-O組成， 反映了幔源巖漿的混入。

(2) 通過鋯石原位Hf-O同位素的研究， 進一步確定了P斑巖母巖漿是榮木錯拉巖體所代表的埃達克質巖漿與高鎂閃長玢巖所代表的幔源巖漿發生混合的產物。

續表3-1 Continued Table 3-1

續表3-2 Continued Table 3-2

(3) 基于高鎂閃長玢巖巖漿具有較高的氧逸度和水含量， 以及成礦的P斑巖混合成因的特征， 認為幔源物質加入可能為驅龍銅礦的形成提供了水， 并抬高了氧逸度促進成礦作用的發生。