伊朗马斯杰德达吉(Masjed Daghi)始新世斑岩成因：来自光谱学与U-Pb年代学和地球化学的证据

2021-05-25寇冠玉郑远川于佳兴

现代地质 2021年2期

寇冠玉, 周晔, 郑远川，于佳兴

(1.中国地质大学(北京)地球科学与资源学院,北京 100083; 2.中国地质调查局昆明自然资源综合调查中心，云南昆明 650011)

0 引言

斑岩型矿床提供了世界四分之三的铜产量，一半的钼产量和五分之一的金产量[1]，是重要的金属矿床类型之一。大多数斑岩矿床形成于汇聚大陆边缘[2]，沿特提斯大陆碰撞造山带发育大量斑岩矿床，具有显著的区域特征，例如冈底斯成矿带[3]、金沙江—哀牢山成矿带[4]以及伊朗乌尔米耶—多克塔尔(Urumieh-Dokhtar)岩浆带[5-7]，这些成矿带富矿斑岩的矿化机制和环境仍需要进一步的研究。乌尔米耶—多克塔尔岩浆带位于特提斯成矿带的中央，该地区的矿化主要由始新世—上新世的花岗闪长斑岩控制，大部分呈中酸性且具有埃达克质亲和的特征，这些成矿岩浆一般认为是由增厚的大陆下地壳熔融产生的[5-6]。本文研究的马斯杰德达吉矿床位于乌尔米耶—多克塔尔岩浆带西北部的阿哈尔—乔勒法(Ahar-Julfa)/阿拉斯巴兰(Arasbaran)成矿带内[5-6]。该成矿区域的大型矿床松贡(Sungun)矿的开采已经进行多年，其储量和成矿模式也逐渐明了，而前人对马斯杰德达吉矿区的研究极少，其岩浆演化过程仍不清楚[8]。因此，本文对马斯杰德达吉矿床发育的始新世石英二长斑岩进行了红外-拉曼光谱、锆石U-Pb定年、主量和微量元素分析及Lu-Hf同位素等系列研究，分析其氧逸度和含水量，讨论该套斑岩岩浆的形成过程。

1 区域地质背景

二叠纪新特提斯洋盆的俯冲，导致阿拉伯板块与欧亚大陆之间的碰撞；晚白垩世到中新世碰撞结束[9-11]，在始新世—晚渐新世又发生了阿拉伯板块与伊朗地块的碰撞[12]。在该碰撞时期，萨南达季—锡尔詹(Sanandaj-Sirjan)地块冲向阿拉伯板块，形成扎格罗斯(Zagros)逆冲推覆带(图1)[13]，并发生大规模的中-基性岩浆活动，如乌尔米耶—多克塔尔岩浆弧[5-7, 14]。

乌尔米耶—多克塔尔岩浆弧与扎格罗斯构造带平行，从土耳其东部延伸到伊朗南部，全长约1 700 km(图1)。其岩浆活动可分为始新世—渐新世、渐新世中晚期和中新世中晚期三个阶段[15-16]。这些岩浆活动产生的花岗闪长-二长质侵入岩显示出标志性的钙碱性至钾玄质的特征，同时具有埃达克质亲和的岩浆特征[11,17]。乌尔米耶—多克塔尔岩浆弧内发育多个斑岩型矿床，包括两个大型斑岩矿床(萨尔切什梅(Sar Cheshmeh)和松贡)、一个中等斑岩矿床(梅杜克，Meiduk)和许多小的斑岩铜矿床(如马斯杰德达吉)[18-22]。其成矿年龄从西北部(松贡21 Ma)到东南部(萨尔切什梅12.2 Ma)具有逐渐变小的特征[23-25](表 1)。

表1 伊朗代表性斑岩型矿床概况及其成矿年龄

马斯杰德达吉矿床位于乌尔米耶—多克塔尔岩浆弧西北的阿哈尔—乔勒法斑岩铜矿带(图1)。阿哈尔—乔勒法岩浆岩成矿带形成于阿尔卑斯—喜马拉雅碰撞过程[32]，在该成矿带中，晚白垩世岩浆岩由碱性至中性的海底火山岩组成，具有钙碱性-拉斑质特征[33]。始新世岩浆活动主要形成了碱性-酸性的岩浆，在之后还形成了少量的酸性-中性的侵入岩，这些岩浆大部分属于钾玄质-钙碱质[34]。阿哈尔—乔勒法成矿带的岩浆活动集中发生在晚渐新世—早中新世，主要发育安山质、粗安质、粗英安质和少量的流纹质岩浆。这些岩浆作用一直持续到中新世晚期，并且形成了一系列具有埃达克质特征的岩石[34-35]，在此期间也发育了少量的石英二长-二长质的斑岩。在该成矿带的很多矿区，与Cu-Mo-Au斑岩、矽卡岩和侵入有关的矿化都与这种岩浆作用有关，例如松贡、哈弗特切仕梅(Haftcheshmeh)、米维鲁德(Mivehrud)、基加尔(Kigal)、马斯杰德达吉和马兹雷(Mazraeh)[8, 33, 36]。

图1 伊朗地质简图(据Richrda等[14]修改)

2 矿区地质及蚀变矿化

马斯杰德达吉地区(N38°52′01″—38°53′03″和E45°55′35″—45°57′25″)，东西向长2.4 km，南北向宽1.2 km(图1和图2)[37]，矿石储量达340 Mt，铜品位为0.27%，钼品位为0.006%，另外还赋存20 Mt金品位为0.32×10-6的矿石[38-39](表 1)。矿区出露岩石主要包括始新世的复理石沉积岩，和渐新世的安山-粗安岩(图 2)。矿区成矿作用与闪长-石英二长质斑岩有关，被安山质岩石包围的矿体只在河东壁上有极少量的出露(约100 m2)，并且被安山-闪长岩岩墙侵入。马斯杰德达吉成矿年龄大约为渐新世—中新世，Aghazadeh等[26]通过辉钼矿Re-Os同位素定年法测得其成矿年龄为(20.46±3.55)Ma(表 1)。矿区内存在两种类型的矿化作用：斑岩型Cu-Au-Mo矿化和浅成低温热液Au矿化作用，其中早期斑岩型矿化被晚期的热液脉切割[8]。浅成低温热液型成矿主要赋存在斑岩储层中的石英或石英-重晶石脉中，含有黄铁矿、黄铜矿、辉钼矿、闪锌矿、方铅矿和铁的氧化物等矿物[37]。

图2 马斯杰德达吉区域地质简图(据Akbarpour等[37]修改)

斑岩型矿化主要呈浸染状和裂缝填充，与成矿有关的闪长-石英二长质斑岩主要受钾质蚀变的影响，周围的火山岩主要受钾化和青磐岩化的影响。该区域广泛分布有钾化蚀变、青磐岩化蚀变和部分泥化蚀变。其蚀变矿物共生组合包括绿泥石和绿帘石，以及少量的黏土矿物。根据前人的研究，从地表到深部的垂直剖面中，更多的是钾化蚀变，而不是青磐岩化和泥化蚀变，因此钾化蚀变是与成矿有关的主要蚀变[8]。

3 样品与分析方法

3.1 样品采集及岩石学特征

考虑样品的新鲜程度对实验测试结果的影响，本研究通过钻孔获取了4块岩心样品，钻孔位置位于河东壁的岩体(图2)。

岩石样品均可见大量长石斑晶，浅灰色，呈明显的斑状结构，中等晶粒。矿物组成主要为石英(15%)、钾长石(20%)、斜长石(35%)、角闪石(5%)和黑云母(5%)，基质由细粒钾长石和斜长石构成，呈半定向排列，副矿物主要包括磷灰石、黄铁矿和锆石等。本文挑选了最为新鲜的MAD-13-481号岩样(图3(a))作为研究主体，对其进行了磨片、矿物分选、制靶、粉碎等处理。薄片制备和显微观察拍照分别在北京久仁伟业科技有限公司和中国地质大学(北京)珠宝学院宝石研究实验室完成。镜下可见斜长石(1～3 mm)、钾长石(1～2 mm)和角闪石斑晶(1～2 mm)，以及石英(0.05～0.2 mm)(图3(b)和(c))。

图3 马斯杰德达吉斑岩样品的岩相学特征(手标本及显微照片)

3.2 光谱学测试

为了分析斑岩样品薄片中长石和石英的类别及辅助识别磷灰石等副矿物，对岩石薄片中的矿物进行了光谱学测试，主要利用红外光谱仪和显微拉曼光谱仪完成，测试均在中国地质大学(北京)珠宝学院宝石研究实验室完成。红外光谱使用德国布鲁克生产的Tensor 27傅立叶红外光谱仪进行测试。测试时实验室的温度控制在16～18 ℃，相对湿度控制在36%～38%。仪器的测试电压为220～240 V，频率为56～60 Hz，功率为250 W。考虑到薄片样品载玻片对红外光谱透射法吸收的影响，实验采用反射法进行测试，即通过对样品抛光良好的表面进行红外光漫反射，并收集对矿物有鉴定意义的反射光谱。拉曼光谱采用日本HORIBA生产的HR-Evolution显微拉曼光谱仪。测试采集时间为3 s，积分次数为2次，激光波长为532 nm，狭缝宽度为100.021 nm，激光能量为100 mW，物镜为50倍，实验主要采集100～2 000 cm-1范围内的光谱。光谱分析匹配使用的标准比较数据库为Raman-Minerals-HORIBA。

3.3 锆石的U-Pb测年及地球化学分析

锆石的分选、制靶及阴极发光(CL)显微照相(图 4)在廊坊市地岩矿物分选有限公司完成。通过观察阴极发光图像显示的锆石的环带和包裹体等特征，选取了15颗锆石的合适位置进行了锆石的U-Pb年龄和主微量元素测试。实验在中国地质科学院地质研究所多接收等离子质谱实验室，使用New Wave UP 213激光和Neptune ICP-MS-MC完成。测试束斑尺寸为25 μm，激光能量密度为2.5 J/cm2，频率为10 Hz，使用的标样为GJ-1。测试所得的数据使用ICP-MS DataCal 7.2程序进行处理，谐和年龄、加权平均年龄及图表使用Isoplot宏运算获得。

图4 马斯杰德达吉斑岩(MAD-13-483)锆石阴极发光图像

3.4 矿物地球化学分析

本文利用电子探针技术(岩石薄片矿物原位测试)对斑岩样品薄片中的长石和石英进行了主量元素分析，以准确地将这些矿物分类。长石的主要元素组成分析在中国地质科学院完成，使用JXA-8230电子探针显微分析仪(EPMA)测试。石英的主要元素组成测试在自然资源部第二海洋研究所自然资源部海底科学重点实验室使用JXA-8100(Jeol JXA-8100)电子探针分析仪完成。测试过程中，仪器加速电压为15 kV，电流为20 nA，束斑直径为5 μm，标样选取依据天然矿物质国家标准。测试所得的主要元素允许的相对误差<2%。

3.5 全岩地球化学分析

斑岩样品(MAD-13-483)全岩主微量元素分析在武汉上谱分析科技有限责任公司进行。主量元素使用日本理学 PrimusⅡ X射线荧光光谱仪(XRF)完成，样品粉末经过预处理后，放在耐火砖上进行XRF分析。该分析基于X射线荧光光谱原理(遵循GB/T 14506.28—2010标准),测试所得主要元素允许误差<5%。全岩微量元素分析使用Agilent 7700e电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)进行测试。全岩微量元素分析遵循GB/T 14506.30—2010标准。

3.6 锆石Lu-Hf同位素分析

通过观察阴极发光图像显示的锆石的环带和包裹体等特征，另在样品(MAD-13-483)中选取了10颗锆石，共25颗锆石进行了锆石Lu-Hf同位素分析。测试在中国地质科学院地质研究所多接收等离子质谱实验室使用带有New Wave UP 213激光烧蚀系统的Neptune ICP-MS-MC仪器完成。载气为氦气，将烧蚀产生的粉末运输至多接收ICP-MS系统。测试束斑大小为55 μm，频率为8 Hz。获得的数据使用标样GJ-1进行校正，每测试10次分析该标样2次。

4 分析结果

4.1 光谱学特征

4.1.1 红外光谱

马斯杰德达吉样品斑岩(MAD-13-483)薄片中矿物的红外光谱测试分析结果展示了长石和石英的光谱特征。

红外光谱测试结果得到了17个长石的红外光谱，主要可将其分为5种特征谱图，如图5(a)所示。长石的红外谱带主要分布在1 300～300 cm-1，但由于长石族矿物结构和组成相较复杂，其红外光谱分析也较为复杂。1 167 cm-1、1 092 cm-1、1 038 cm-1、1 016 cm-1、784 cm-1、758 cm-1、741 cm-1和 724 cm-1分别由钠长石、钙长石、透长石、微斜长石等的Si—O伸缩振动、Si(Al)—O伸展振动、Si—Si的伸展振动和Si—Al(Si)伸展振动引起。692 cm-1是钙长石特有的Al(Si)—O伸展振动导致的；650 cm-1、595 cm-1、537 cm-1、476 cm-1和422 cm-1分别由钠长石、钙长石、透长石、微斜长石的O—Si—O伸展振动O—Si—O弯曲振动与Na(Ca, K)—O伸展振动的耦合和Si—O—Si形变振动引起[40-41](图 5(a))。长石族矿物的红外光谱的总体分布基本一致，但由于类质同象在长石族矿物中的普遍性，其具体官能团的峰位存在细微的差别，例如钙长石特有的668 cm-1，反映不同系列长石结构的差异，同时也是通过红外光谱判断长石系列的诊断性特征。测试结果显示样品中的长石主要为钠长石和钙长石，另有少量的透长石和微斜长石。

图5 马斯杰德达吉斑岩(MAD-13-483)矿物红外光谱

样品薄片中矿物的红外光谱测试结果获得了9个符合石英的红外光谱特征的数据，主要分为4种特征谱图，如图5(b)所示。实验测得的1 169 cm-1、1 147 cm-1由Si—O非对称伸缩振动引起；最强谱带1 100～1 000 cm-1由Si—O—Si或Si—O—(Al)的非对称伸缩振动引起，这是由石英的类质同象导致的。Al3 +、Fe3 +等离子在石英形成过程中会替代晶格中Si4 +，同时碱金属离子(K+、Na+)进入晶胞平衡电荷，造成石英的晶胞体积增大；石英的形成温度越高, 类质同象程度越大, 该段谱带越强[42]。样品中石英在该峰位最高，因此应在较高温度下形成；799 cm-1和781 cm-1由Si—O—Si对称伸缩振动引起，这是石英最典型的红外漫反射吸收峰, 其尖锐程度能够反映石英的结晶程度，即吸收峰谱形越尖锐则石英结晶程度越好[42]。实验所得这两个峰均较为平缓，反映样品中石英的结晶程度较差。石英红外光谱反映了石英形成的环境初始温度较高且降温较快，形成了类质同象杂质较多且结晶程度低的石英。

4.1.2 拉曼光谱

利用显微拉曼光谱仪对镜下识别出的长石类矿物进行分析，主要为斜长石，少量为碱性长石。样品长石的拉曼特征谱图如图 6(a)所示。另外，还识别出磷灰石、叶蜡石等副矿物(图 6(b)和(c))。

将实验数据与标准数据库Raman-Minerals-HORIBA进行了对比，结果显示样品长石主要为斜长石-钠长石、倍长石和中长石以及少量的碱性长石-歪长石。所有的长石样品的两个最强峰均位于480 cm-1左右和 500～510 cm-1之间，为Si—O—Si和Si—O—Al桥氧弯曲振动峰，是长石族矿物的诊断性特征峰，不同系列存在其他不同的特征峰位。400 cm-1以下的低频区峰位是由氧与阳离子的振动和矿物晶格骨架间点阵振动导致的，在此区段，382.4 cm-1为歪长石特征峰，112 cm-1为中长石特征峰；中频区400～600 cm-1由Si—O—Si、Al—O—Si的桥氧弯曲振动导致，此区域长石类的拉曼谱峰基本相同；600～1 200 cm-1高频区由Si—O、Al—O的非桥氧弯曲振动导致的，在该区段各种长石均表现700～800 cm-1和1 100 cm-1左右的拉曼谱峰，只有歪长石在>1 100 cm-1的区段存在1 185.5 cm-1、1 249.99 cm-1、1 306.01 cm-1、1 608.25 cm-1的特征峰(图 6(a))。

图6 马斯杰德达吉斑岩(MAD-13-483)矿物拉曼光谱

马斯杰德达吉斑岩中存在少量的磷灰石，964.79 cm-1是其最强的峰，具有尖锐的峰形，由[PO4]的v1对称伸缩振引起；位移峰1 051.74 cm-1和1 081.29 cm-1由[PO4]的v3不对称伸缩振动引起；[PO4]v4的非对称弯曲振动的拉曼位移峰位于590.53 cm-1和676.64 cm-1(图 6(b))。还发现了多颗叶蜡石(图 6(c))；叶蜡石一般产生于泥化带，与高岭土和斑铜矿共生，表明马斯杰德达吉斑岩样品可能发生过泥化。

4.2 锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素年龄

马斯杰德达吉斑岩(MAD-13-483)的锆石呈棕色至无色透明，其阴极发光图像(图4)显示，样品锆石的大小在100～200 μm之间，其晶型较好，多呈柱状，岩浆振荡环带发育。实验挑选15颗锆石样品进行锆石U-Pb同位素年代学测试，测试结果见表 2。数据结果排除不谐和年龄，其余数据通过isoplot进行运算处理。在207Pb/235U-206Pb/238U图解(图7(a))中，所有数据点均落在谐和线上或其附近。运算结果显示，锆石的谐和年龄为(54.9±2.4)Ma，加权平均年龄为(54.1±1.5)Ma(图7和表 2)，因此马斯杰德达吉斑岩样品的成岩时间大约为54 Ma。

图7 马斯杰德达吉斑岩(MAD-13-483)锆石U-Pb谐和年龄(a)和加权平均年龄(b)

表2 马斯杰德达吉斑岩(MAD-13-483)锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄分析结果

4.3 地球化学特征

4.3.1 矿物主微量元素

4.3.1.1 长石主量元素

马斯杰德达吉斑岩(MAD-13-483)中长石的主量元素分析结果见表 3，主要选取三颗长石进行了15个点位的原位主量元素分析。结果显示长石的主要成分为SiO2(55.5%～64.9%)、Al2O3(22.0%～26.8%)、K2O(0.2%～1.8%)、FeO(0.07%～0.34%)及较高的CaO(1.7%～8.7%)和Na2O(6.5%～9.7%)。在长石族矿物分类图(图 8)中，样品中长石的成分主要投点在中长石-奥长石系列；同时SiO2-(CaO+Na2O+K2O)关系图(图9(a))也显示马斯杰德达吉斑岩长石属于钙长石-钠长石系列，并且没有发生过明显的蚀变。

图8 马斯杰德达吉斑岩(MAD-13-483)长石分类(单位为%，据Deer等[43]修改)

图9 长石SiO2-(CaO+Na2O+K2O)图(a)和An-Al/(Ca+Na+K)图(b)(据Zarasvandi等[44]修改)

表3 马斯杰德达吉斑岩(MAD-13-483)长石的主量元素(%)分析结果

4.3.1.2 石英主量元素

马斯杰德达吉斑岩中石英主量元素测试结果(表4)显示，这些石英具有98.87%±0.40%的SiO2。通过计算，该石英的平均化学式为(Si0.9988，X0.0012)O2，其中X包括Na+、K+、Al3+、Mg2+、Ca2+和Fe3+等金属离子(表4)。这表明马斯杰德达吉石英存在着明显的阳离子类质同象的现象。这与红外光谱对石英的测试结果相符。石英类质同象的普遍存在反映了该石英结晶温度较高，马斯杰德达吉斑岩中石英杂质较多且结晶程度低。

表4 马斯杰德达吉斑岩(MAD-13-483)石英的主量(%)元素分析结果

4.3.1.3 锆石主微量元素

马斯杰德达吉斑岩样品(MAD-13-483)锆石主微量元素测试结果(表 5)显示，样品锆石的主要成分为ZrO2(88.8%～95.9%)，Ce(7.8×10-6～31.8×10-6)，Lu(33.2×10-6～103.1×10-6)和Hf(8 085.9×10-6～10 190.3×10-6)。经过计算，该锆石的Ce4+/Ce3+为152～543(平均值330，表5)；岩浆锆石的这种较高的Ce4+/Ce3+比值反映马斯杰德达吉斑岩岩浆具有较高的氧逸度[45]。

表5 马斯杰德达吉斑岩(MAD-13-483)锆石主量(%)和微量(10-6)元素分析结果

4.3.2 全岩主微量元素组成

马斯杰德达吉斑岩样品(MAD-13-483)的全岩主微量元素的测试结果(表 6)显示，该样品的SiO2含量为63.4%，Al2O3为14.4%，Fe2O3为1.7%，MgO为2.2%，CaO为3.4%，Na2O为3.8%，并且具有较高的K2O(4.9%)。在TAS分类图解(图 10(a))中，斑岩成分投点在石英二长岩系列。在SiO2-K2O关系图(图 10(b))中，该斑岩属于钾玄质系列。斑岩样品具有较高的Sr值(702.24×10-6)和较低的Y值(5.18×10-6)，其比值为Sr/Y=120.0～121.6。由Y-Sr/Y关系图(图10(c))分析可知，马斯杰德达吉斑岩具有明显的埃达克特质。综上，马斯杰德达吉斑岩为具有埃达克质特征的钾玄质石英二长斑岩。

图10 马斯杰德达吉斑岩(MAD-13-483)TAS分类图解(a)、SiO2-K2O关系图(b)和Y-Sr/Y关系图(c)((a)据Middlemost[46]修改，(b)据Peccerillo和Taylor[47]修改，(c)据Defant等[48]修改)

表6 马斯杰德达吉斑岩(MAD-13-483)全岩主量(%)和微量(10-6)元素分析结果

4.3.3 锆石Lu-Hf同位素

马斯杰德达吉斑岩(MAD-13-483)锆石的Lu-Hf同位素测试结果如表 7所示。Lu-Hf同位素分析一共测试了25颗来自马斯杰德达吉斑岩样品的锆石，其中15颗与锆石U-Pb同位素年龄测试所用锆石相同，另外10颗来自同一岩石样品(MAD-13-483)。样品锆石的176Hf/177Hf变化范围为0.282 867～0.283 123，经过计算εHf(t)值在+4.5到+13.5之间，平均值为+10.30，t-εHf(t)关系图(图11(a))和εHf(t)频率直方图(图11(b))显示，锆石εHf(t)主要分布在+10以上；同时计算得出锆石的二阶段Hf模式年龄(TDM2)为841～260 Ma。

5 讨论

5.1 马斯杰德达吉斑岩的形成时代

马斯杰德达吉斑岩型矿床中石英二长斑岩样品的锆石U-Pb年龄为54 Ma，与阿哈尔—乔勒法斑岩铜矿带的始新世岩浆活动时间一致，代表了其成岩年龄。而辉钼矿的年龄为(20.46±3.55)Ma[26](表 1)，因此斑岩样品比已知的该矿区的成矿年龄早24 Ma，属于成矿前岩体。

5.2 马斯杰德达吉斑岩的构造背景及原始岩浆

斑岩型矿床形成的地质背景主要分为两种，一种是安第斯型矿床，主要发生在大陆弧，受俯冲洋壳和相关地壳的增厚和隆起影响[49-53]；另一种是碰撞构造背景类型，主要受新生的巨厚地壳以及板片断离和碰撞后伸展等作用影响[54]。Zarasvandi等[44]对这两种不同类型斑岩中的长石主量元素进行分析，结果表明在An-Al/(Ca+Na+K)关系图(图9(b))中，碰撞前产生的长石成分投点较为分散，而碰撞型长石较为集中且均匀分布在分割线处。马斯杰德达吉地区始新世石英二长斑岩中的长石成分分布在分割线附近(图9(b))，该特征与碰撞前长石较为一致[44]。这表明马斯杰德达吉石英二长斑岩是在碰撞前形成的。新特提斯洋板块向欧亚大陆俯冲大约在40 Ma才停止[55]，阿拉伯板块与欧亚大陆之间的碰撞开始于36～25 Ma[5, 9-10, 56]。在中新世早期的碰撞后阶段，该地区发生了大面积的钙碱性-碱性岩石活动[57-58]。马斯杰德达吉石英二长斑岩样品年龄为54 Ma，此时该地区还处于碰撞前的俯冲阶段，因此该样品的成岩背景与洋壳俯冲有关。马斯杰德达吉辉钼矿Re-Os同位素定年法测得其成矿年龄为(20.46±3.55)Ma[26]，明显晚于俯冲阶段，且与碰撞时间相吻合，并与早中新世的岩浆活动相符，因此成矿在碰撞背景下发生。

马斯杰德达吉成矿前始新世石英二长斑岩具有较高的Sr/Y比值。一些学者认为高Sr/Y岩浆由板片熔融形成[59-63]，但是另一些学者则认为俯冲洋壳上方的交代地幔楔部分熔融产生弧岩浆，并通过角闪石±石榴石±钛矿等矿物组合的分异也会演化出这种埃达克质的微量元素组成特征[64-67]。马斯杰德达吉石英二长斑岩中的锆石εHf(t)值为+4.5～+13.5，平均值为+10.3，主要分布在+10左右(表7和图11)。锆石中较高的εHf(t)值与深部幔源物质更为相似[68](图11(a))，反映了来自地幔的物质参与成岩-成矿作用；并且其宽泛的εHf(t)值变化范围(图11)，也指示岩浆演化过程中经历了同化混染。锆石的二阶段Hf模式年龄(TDM2)为260～841 Ma(表7和图11)，表明年轻的幔源物质在其源区占比较大[69]。始新世斑岩全岩主微量元素特征及锆石Hf同位素的特征表明，样品岩浆的形成可能来自于此时期洋壳俯冲产生的上涌底侵的基性岩浆。

图11 马斯杰德达吉斑岩(MAD-13-483)锆石t-εHf(t)图(a)和εHf(t)频率图(b)

表7 马斯杰德达吉斑岩(MAD-13-483)锆石Lu-Hf同位素分析结果

大多数俯冲过程均受到深部过渡带脱水的影响，从洋壳中释放出的流体交代了软流圈上部的地幔楔，使其富含挥发分、硫、二氧化硅和水等[70-72]。在该过程中，容易产生新的矿物相(角闪石和云母)，使地幔固相线温度降低[70, 73-74]，并产生热的、含水的且相对富氧、富硫的基性岩浆[74-79]。由于岩浆密度介于地幔和地壳之间，基性岩浆会上涌到地壳的底部，发生底侵作用和岩浆的贮存[80]，从而导致增厚新生下地壳的形成。

5.3 马斯杰德达吉斑岩的形成环境

斜长石是钾玄质-钙碱性系列岩石中的主要矿物，它可以记录岩浆成分的细微变化，例如斜长石中过量的铝与岩浆的高含水量有关。长石中过量的铝是由Al3SiO8和 Si4O8进入晶体结构中直接导致的，而其进入晶体的机制是由较高的水含量引起的：Si4O8中的大空位容易被H2O占据，所以高PH2O(水分压)可能就是驱动其进入长石的因素[81]。支持这一点的证据有很多，例如热液斜长石(即从以H2O为主的流体中结晶的斜长石)也含有过量的铝[81]；此外，矿化前到矿化晚期的斜长石的Al会随Sr/Y比值变高而增加，而高Sr/Y比值是由高H2O含量导致的[44]。这些证据均表明过量的铝是由熔体较高的H2O含量造成的[82-84]。

岩浆含水量的变化影响斜长石结构中铝的含量[44, 82-83]，因此可以通过对斜长石结构中铝含量的分析，得到对岩浆中水含量的推断。根据Al/(Ca+Na+K)与An的关系图(图 9(b))分析，马斯杰德达吉石英二长斑岩的斜长石向着右上角的趋势发展，这表明该样品斜长石中Al含量相对较高，且与富水碰撞斑岩基本一致。对SiO2与CaO+Na2O+K2O的关系图(图 9(a))的分析可见，长石不存在明显的蚀变，因此排除了实验所得长石数据中的过量铝由蚀变引起的可能。马斯杰德达吉石英二长斑岩中长石过量的铝含量反映了其母岩浆中的H2O较高。另外，样品斑岩中锆石有较高的Ce4+/Ce3+比值(表5)，在一定程度上也反映了岩浆有较高的氧逸度[45]。

5.4 构造动力学意义

碰撞环境斑岩主要源于新生下地壳部分熔融[3]，前期大洋板片俯冲形成的基性岩浆底垫莫霍面附近，碰撞过程中的地壳加厚以及基性岩注入，导致新生下地壳的部分熔融，形成含水量高、更氧化的含矿斑岩[84-86]。含水量是影响斑岩成矿能力的重要指标[87]，在安山质岩浆中，如果水含量> 4%，将导致大量的角闪石(±石榴石)分馏，并抑制斜长石结晶[88]。岩浆中的角闪石只有在相对较高的水含量时才能保持稳定[89-90]，这是弧岩浆共有的特征[91]。较高的岩浆含水量使得斜长石结晶被抑制，导致Sr含量增加，进而形成如上文所述的高Sr/Y比值的特征[92-93]。因此，富水的氧化岩浆一般形成具埃达克质特征的岩石[66-67, 94-97]，这也是斑岩型矿床成矿岩浆的共有特点。含水岩浆在位于上地壳时会析出富水的挥发相，而水的加入可以使岩浆在部分熔融时的熔点降低，使得含Cu、Mo和Au等硫化物重融[95-98]，并进一步提取出岩石中的Cu、Mo和Au等成矿元素[86, 99]，从而将这些金属元素释放到高氧逸度和H2O的富矿岩浆中[100]。因此，岩浆的含水量是影响斑岩成矿能力的最主要的因素之一[41, 86, 101]。大洋板片具有较高的水含量，在俯冲过程中脱水，注入到地幔楔并使其发生部分熔融，形成富水的岩浆。马斯杰德达吉始新世斑岩正是来自早期大洋板片俯冲时期的产物，具有较高的水含量。因此，俯冲时期的富水环境可能同样贮存于增厚下地壳区域，在碰撞时期熔融形成的成矿岩浆的富水性有可能继承于大洋时期的富水体系。