富挥发分岩浆补给对斑岩型铜-钼矿床形成的关键作用：以西藏尼木岗讲矿床为例*

2021-10-29田丰冷成彪张兴春田振东张伟

岩石学报 2021年9期

田丰冷成彪张兴春田振东张伟

1. 中国科学院地球化学研究所，矿床地球化学国家重点实验室，贵阳 550081

2. 中国科学院大学，北京 100049

3. 东华理工大学，核资源与环境国家重点实验室，南昌 330013

斑岩型矿床是世界上铜、钼和金等多种金属的重要来源(Sillitoe, 2010)，具有巨大经济价值。该类矿床一般发育多期次复式侵入体，而成矿往往只与其中一期或几期相关。而且，与活动周期较长的侵入序列相比(几个百万年)，成矿往往形成于较短的时间内(几万年至几十万年)(Richards, 2003; Sillitoe, 2010; Correaetal., 2016)。因此，了解为什么成矿作用只与特定侵入岩有关，以及为何成矿作用常发生在较短时间内，对理解矿区尺度成矿过程和找矿勘查具有重要意义。

岩浆的氧逸度、挥发分含量、温度等物理化学条件是控制斑岩矿床形成的关键因素(Candela, 1992; Ballardetal., 2002; Richards, 2003; Seedorffetal., 2005; Sillitoe, 2010)。鉴于同期岩体中的矿物斑晶(如黑云母、斜长石等)和锆石、磷灰石等副矿物往往形成于深部岩浆房，因此可利用矿物斑晶和副矿物的化学成分和结构特征探讨深部岩浆成分及物理化学性质(Shcherbakovetal., 2011; Caoetal., 2018; Jinetal., 2018; Zhuetal., 2018; Huangetal., 2019)。然而，由于大多数斑岩矿床会受到后期热液蚀变作用的影响，从而使得许多矿物斑晶发生了明显的蚀变，因此较难反映深部岩浆信息。西藏冈底斯带中段的岗讲斑岩铜-钼矿床发育多期次侵入体，而主成矿作用主要与其中一期密切相关，且矿床有较高的剥蚀程度(冷成彪等，2010)，对于各期次侵入体有良好的揭露。同时，大部分岩体都保留有较为新鲜的斑晶(黑云母和斜长石等)和副矿物(锆石和磷灰石等)，这为解决上述问题提供了极好的研究对象。

基于此，本文对岗讲斑岩铜-钼矿床中发育的各期次侵入体进行了全岩主、微量元素分析，并针对各期次侵入体中新鲜矿物斑晶(黑云母和斜长石等)和副矿物(锆石和磷灰石等)的化学成分和结构特征进行重点研究。这些数据显示各期次侵入岩均为高钾钙碱系列岩石，具有无明显差别的锆石饱和温度和较为氧化的岩浆状态，并且磷灰石S、Cl和F含量、黑云母Cl和F含量以及斜长石的反环带等特征表明在主成矿期斑岩就位之前，存在富S、Cl的岩浆注入了岩浆房，并对成矿起了关键性作用。

1 区域及矿区地质概况

冈底斯斑岩铜矿带位于拉萨地体南缘(图1a)，东西向延伸数百千米，南以印度河-雅鲁藏布江缝合线为界，北以班公湖-怒江缝合带为界。拉萨地体的结晶基底主要由年龄为850～530Ma的正片麻岩构成(Guynnetal., 2006)，并沿着该地体的北缘分布(Harrisetal., 1988)。盖层由一系列奥陶纪-三叠纪的浅海碎屑岩(Burg and Chen, 1984; Kindetal., 1996)以及产于地体北缘的上石炭统-下二叠统火山碎屑岩和碳酸盐岩(Yin and Harrison 2000)组成，后者被认为是怒江洋盆打开时形成(Pearce and Mei ,1988; Gaetani and Garzanti, 1991)。在早侏罗世-晚白垩世，新特提斯洋壳向北俯冲至拉萨地体之下(Chuetal., 2006; Wenetal., 2008; Jietal., 2009)，形成了安第斯型花岗岩岩基和日喀则弧前盆地(Allégreetal., 1984; Harrisonetal.,1992; Dürr, 1996)。随后，大量冈底斯后碰撞花岗质岩基侵入其中。古新世-始新世，林子宗组钙碱性火山岩浆在印度板块和亚洲板块碰撞期间(65～40Ma)于拉萨地体强烈活动(Moetal., 2007, 2008, 2009; Jietal., 2009; Gaoetal., 2010)，形成与冈底斯山脉近平行、延伸约1500km、主要由钾质钙碱性熔岩和超钾质熔岩组成的中新世钾质火成岩带(Turneretal., 1993, 1996; Milleretal., 1999; Williamsetal., 2001)和埃达克质斑岩(Chungetal., 2003; Houetal., 2004; Guoetal., 2007)。

图1 喜马拉雅-西藏造山带构造框架(a)及冈底斯斑岩铜矿带地质简图(b)(据Hou et al., 2004修改)Fig.1 Simplified geological maps of the Himalayan-Tibetan Orogen showing the location of the Gangdese Porphyry Cu Belt (a) and the Gangdese porphyry copper belt in the Tibetan Orogen (b) (modified after Hou et al., 2004)

岗讲斑岩铜-钼矿床地处西藏拉萨市东120km，隶属于西藏自治区尼木县。该矿床位于冈底斯斑岩铜矿带中段的尼木矿田，与其同属该矿田的还包括白容、厅宫、冲江等大型或超大型矿床。尼木矿田内主要发育三种主要的岩性单元(王小春等, 2002; 李金祥等, 2007; Houetal., 2009)：由粉砂岩、泥岩、杂砂岩和泥质灰岩组成的早白垩世沉积序列；由安山质-英安质火山岩、凝灰岩及凝灰质砂岩组成的古新世-渐新世火山-沉积序列(林子宗火山岩)；以及中新世包括石英二长岩、石英二长斑岩、花岗斑岩和花岗闪长岩在内的多期侵入岩。

岗讲斑岩铜-钼矿区主要发育有5种与成矿相关的侵入岩(图2)，通过详细的岩心编录观察和前人年代学工作(冷成彪等, 2009, 2010)，可知它们形成的先后顺序为：黑云石英二长岩(QM)→英安斑岩(DP)→石英二长斑岩(QMP)→流纹英安斑岩(RDP)→流纹斑岩(RP)。黑云石英二长岩(QM)(图3a, b)侵入时间最早，呈岩基状产出，在钻孔和地表可见其被石英二长斑岩(QMP)和流纹英安斑岩(RDP)所切割。钻孔中局部可见与QM伴生的英安岩脉(DP，图3b, c)，其体量较小，不在地表出露，与QM同期形成或较晚，未发现与其他几期侵入岩的接触关系。石英二长斑岩(QMP，图3d)形成晚于黑云石英二长岩(QM)，只在少部分地表和局部钻孔中出现。流纹英安斑岩(RDP，图3e)是与成矿较为密切的一期斑岩，主要分布在矿区南部(图2)，在钻孔和地表均可见其切割黑云二长花岗岩和二长花岗斑岩。最后一期侵入岩为流纹斑岩(RP，图3f)，是成矿后岩体，对矿体具有破坏作用，其发育位置极大降低了矿体的品位和可采性。

图2 岗讲斑岩铜-钼矿床地质简图(a,据Leng et al.，2013修改)及AA′勘探线地质剖面图(b,据田丰等，2019修改)Fig.2 Simplified geological map of the Gangjiang porphyry Cu-Mo deposit (a, modified after Leng et al., 2013)and geological section along an exploration line AA′ in the deposit (b, modified after Tian et al., 2019)

图3 岗讲斑岩铜-钼矿床岩心照片(a)黑云石英二长岩；(b)深色英安斑岩侵入黑云石英二长岩；(c)英安斑岩；(d)石英二长斑岩；(e)流纹英安斑岩；(f)绢云母化英安斑岩Fig.3 Photographs of rocks in a drill core at Gangjiang

对矿区主要发育的两期侵入岩QM和RDP，冷成彪等(2010)报道了它们的侵位年龄，分别为14.73±0.13Ma(2σ)和RDP：12.01±0.29Ma(2σ)；而主成矿期的辉钼矿Re-Os同位素模式年龄集中在12.51±0.19Ma(2σ)～12.85±0.18Ma(2σ)之间(Lengetal., 2013)，与RDP的U-Pb年龄相近，因此QM被认为是成矿前岩体，而RDP是主成矿期的致矿岩体。

矿区内主要发育钾化、绢云母化、绿泥石-绢云母化和泥化4种蚀变组合类型，青磐岩化基本缺失(冷成彪等, 2009, 2010)。其中，利用短波红外光谱技术在岗讲斑岩铜-钼矿床中共识别出 5 大类蚀变矿物，分别为绢云母类、高岭石类、绿泥石类、硫酸盐类和碳酸盐类(田丰等，2019)。矿区主要有原生矿和氧化矿两种矿石类型，其中原生硫化物的矿石矿物主要为黄铜矿和辉钼矿，斑铜矿次之。一部分硫化物矿物发育在黑云石英二长岩(QM)的钾化带中，主要以稀疏浸染状产出，品位较低(Cu为0.1% 左右，Mo为 0.01%左右)，低于当前工业开采要求。工业矿体主要产在黑云石英二长岩(QM)与流纹英安斑岩(RDP)的接触部位，呈较粗的黄铜矿-辉钼矿石英脉和网脉状矿化。此外，氧化矿体位于距地表 100～200m以上的位置，矿石矿物主要为孔雀石和铜蓝，并有铁氧化物伴生。

2 样品及测试方法

2.1 样品制备

首先，在矿区选择相对新鲜的岩心样品，用切割机切去风化部分，以减小后期风化蚀变对测试结果的影响，制作以下分析用样品。

(1)全岩样品：在系统编录岗讲斑岩铜-钼矿床岩心的基础上，选择矿区不同期次侵入体代表性样品33个，包括4个英安斑岩(DP)、5个黑云石英二长岩(QM)、9个石英二长斑岩(QMP)、13个流纹英安斑岩(RDP)和2个英安斑岩(RP)，无污染粉碎至200目，进行全岩主量、微量及稀土元素分析。

(2)单矿物样品：挑选锆石、磷灰石、黑云母、斜长石单矿物颗粒，进行扫描电镜、能谱及电子探针分析、微区微量元素含量分析。

锆石挑选在廊坊市宏信地质勘查技术服务有限公司完成，样品拍照工作(透射光、反射光和CL图像)在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室完成，CL图像的拍照仪器为MonoCL4 阴极发光谱仪和JSM-7088F型场发射扫描电镜。

因为在斑岩矿床后期热液过程中容易形成热液磷灰石，若选择全岩粉碎分选的方式筛选磷灰石，则会把热液磷灰石和岩浆磷灰石混淆在一起，从而影响分析结果。为最大可能地保证测试数据来源于岩浆磷灰石，此次研究通过在背散射条件下直接选择包裹在斜长石或者黑云母矿物颗粒内部的磷灰石作为分析对象。

同样，黑云母既可以形成于成岩过程，又可以形成于热液蚀变过程，为了保证黑云母化学成分数据不受后期热液影响，本文仅选择自形程度较好的黑云母进行分析，相对于浸染状或者鳞片状产出的次生黑云母，这些黑云母更可能是原生岩浆黑云母(Rasmussen and Mortensen, 2013)。

斜长石在斑岩矿床中极易被热液改造，为得到受蚀变影响最小的斜长石化学成分数据，更加准确地反映岩浆成分信息，此次研究在矿区选择较为新鲜的岩石样品磨制薄片，然后在偏光显微镜下选择新鲜的斜长石颗粒作为研究对象。

2.2 分析方法

全岩主量元素分析测试工作在澳实分析检测(广州)有限公司完成。其测试仪器为X射线荧光光谱仪，分析测试参考标准物质包括GBW07105、NCSDC47009、SARM-4和SARM-5；全岩微量元素的分析测试工作在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室完成，分析测试仪器为美国Perkin-Elmer公司生产的ELAN DRC-e型电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)。对微量元素和稀土元素的检测下限为0.n×10-9～n×10-9，绝大多数元素分析精度和准确度优于5%，其具体的分析测试流程及详细的分析测试方法见Qietal.(2000)。

矿物扫描电镜和能谱分析在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室完成，仪器为JSM7800F场发射电子显微镜和EDAX TEAM Apollo XL能谱仪，加速电压为20kV，活动时间为17s。

单矿物电子探针成分分析在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室完成，仪器型号为JEOL JXA8230，分析精度优于5%。斜长石和黑云母分析的测试电压为15kV，工作电流为2×10-8A，束斑大小为2～10μm；磷灰石分析的测试电压为15kV，工作电流为2×10-8A，束斑大小为2～5μm。

锆石和斜长石微区微量元素含量分析在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室利用LA-ICP-MS完成。激光剥蚀系统为Geolas Pro 193nm ArF准分子激光剥蚀系统。电感耦合等离子体质谱仪为Agilent 7900 ICP-MS。激光剥蚀的能量密度为60mJ，频率为5Hz，束斑直径为44μm。利用ICPMSDataCal软件进行数据处理(Liuetal., 2008, 2010)。微量元素处理时，锆石和斜长石分别用Zr和Si 作内标、多个USGS 参考玻璃(NIST 610、NIST 612、BHVO-2G、BCR-2G和BIR-1G)作为多外标进行校正。

3 测试结果

3.1 全岩主、微量元素

本次工作共获得33组全岩主、微量元素含量数据(电子版附表1、附表2)，除流纹斑岩具有较强的绢云母化蚀变(LOI：3.16%～3.3%(质量分数))外，其余都具有较低的烧失量(LOI：平均值1.63%，范围：0.53%～3.91%；表1；图4)。

表1 岗讲斑岩铜-钼矿床各期次侵入岩全岩主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)含量Table 1 Whole rock major (wt%) and trace (×10-6) element compositions for intrusive rocks at Gangjiang

续表1Continued Table 1

伴随着烧失量的变化，Na2O(图4a)、K2O(图4b)和稀土总量(图4c)以及其他微量元素含量(表1)保持相对稳定，表明此次所测试的样品蚀变轻微。

图4 岗讲斑岩铜-钼矿床各期次侵入岩Na2O (a)、K2O (b)和∑REE(稀土总量)(c)对LOI图解QM-黑云石英二长岩；DP-英安斑岩；QMP-石英二长斑岩；RDP-流纹英安斑岩；RP-英安斑岩Fig.4 Plots of Na2O (a), K2O (b) and ∑REE (c) against LOI for the intrusive rocks at Gangjiang

矿区各期次侵入岩具有相近的主量元素成分，大部分为酸性(SiO2=63.42%～70.51%；表1，附表1)，都属于高钾钙碱性系列(Peccerillo and Taylor, 1976；图5a)，且在TAS分类图解中均位于石英二长岩、花岗岩、花岗闪长岩或三者的交界处(Middlemost, 1994；图5b)。在哈克图解中(图6a-f)，随着SiO2含量的变化，除了Na2O、K2O相关性较弱外，Al2O3、Fe2O3、MgO和TiO2都显示了较强的相关性。

图5 岗讲斑岩铜-钼矿床各期次侵入岩K2O-SiO2岩石分类图解(a，据Peccerillo and Taylor, 1976)和(Na2O+K2O)-SiO2岩石TAS分类图解(b，据Middlemost, 1994)Fig.5 Plots of K2O vs. SiO2 (a, after Peccerillo and Taylor, 1976) and Na2O+K2O vs. SiO2 (b, after Middlemost, 1994) for intrusive rocks at Gangjiang

图6 岗讲斑岩铜-钼矿床各期次侵入岩主量元素哈克图解Fig.6 Harker diagrams for intrusive rocks at Gangjiang

矿区各期次侵入岩具有相似的微量元素和稀土元素组成(表1，电子版附表2)，在原始地幔标准化微量元素蛛网图中(图7a)，矿区侵入岩均富集大离子亲石元素(LILE)，如Rb、Ba、Th、U、K等，亏损高场强元素(HFSE)，如Nb、Ta、P、Zr、Hf、Ti等。在球粒陨石标准化稀土元素配分图中(图7b)，各期次侵入岩都表现为轻稀土元素相对富集，重稀土元素相对亏损，显示为“铲状”模式，很可能是角闪石在富水岩浆中分离结晶所形成(Richards and Kerrich, 2007)。

图7 岗讲斑岩铜-钼矿床各期次侵入岩全岩原始地幔标准化微量元素蛛网图(a)和球粒陨石标准化稀土元素分布型式图(b)(标准化值据Sun and McDonough, 1989)Fig.7 Primitive mantle-normalized trace element (a) and chondrite-normalized REE diagrams (b) for intrusive rocks at Gangjiang (the normalizing values after Sun and McDonough, 1989)

3.2 锆石微量元素

在进行锆石LA-ICP-MS分析测试过程中，常会遇到锆石内部的矿物包裹体(如磷灰石、榍石等)。在此次测试中，首先在镜下选择晶型完整、环带发育且不含包裹体的锆石作为测试对象(图8a-c)，同时将Ca>200×10-6或La>0.3×10-6作为遇到磷灰石包裹体的指标，Ti>20×10-6作为遇到榍石包裹体的指标，对超过这些指标的数据进行剔除(表2；电子版附表3)。矿区内从QM到RP各期次侵入岩内锆石的球粒陨石标准化稀土配分模式相似(图9a-e)，都表现为重稀土元素相对富集、轻稀土元素相对亏损，Eu具有较低负异常，Ce具有很强的正异常。各期次侵入岩内锆石的稀土配分模式、稀土总量(REE=318×10-6～1632×10-6)以及Th/U比值(>0.1, Th/U=0.55～3.70；表2)等特征均表明，此次获得的数据均来自典型相对氧化岩浆中的火成锆石(Hoskin and Schaltegger,2003)。

图8 岗讲斑岩铜-钼矿床各期次侵入岩锆石CL图像(a-c)、包裹在斜长石内部(d)和自形黑云母内部(e、f)的磷灰石背散射(BSE)图像Pl-斜长石; Ap-磷灰石; Bt-黑云母Fig.8 Cathodoluminescence (CL) images of zircons (a-c), and backscattered electron images of apatite crystals included in plagioclase (d) and biotite (e, f) from the intrusive rocks at GangjiangPl-plagioclase; Ap-apatite; Bt-biotite

图9 岗讲斑岩铜-钼矿床各期次侵入岩中锆石球粒陨石标准化稀土元素分布型式图(标准化值据Sun and McDonough, 1989)Fig.9 Chondrite-normalized REE patterns for zircons from the intrusive rocks at Gangjiang (the normalizing values after Sun and McDonough, 1989)

从锆石化学成分计算所获得的温度(Ti饱和温度)和Eu异常(EuN/EuN*=EuN/(SmN×GdN)0.5；图10；表2)在QM到RP的各期次侵入岩中均未显示明显差别。Ti饱和温度利用Ferry and Watson(2007)的公式计算获得，在计算中设定logaSiO2=1(各期次侵入岩中均存在石英)、logaTiO2=0.7(榍石均为各期次侵入岩的常见副矿物)。经计算，QM锆石具有较高的饱和温度(644～729℃，平均694±26℃，n=12)和最高的EuN/EuN*值(0.53～0.79，平均0.64±0.08，n=12)；DP锆石具有最高的饱和温度(668～740℃，平均695±21℃，n=19)和较低的EuN/EuN*值(0.36～0.66，平均0.51±0.06，n=19)；QMP锆石晶体具有最低的饱和温度(635～702℃，平均664±18℃，n=12)和中等的EuN/EuN*值(0.46～0.69，平均0.57±0.06，n=12)。RDP锆石具有中等的饱和温度(651～710℃，平均675±16℃，n=12)和最低的EuN/EuN*值(0.43～0.57，平均0.50±0.04，n=12)。RP锆石具有中等的饱和温度(637～744℃，平均690±28℃，n=12)和中等的EuN/EuN*(0.45～0.69，平均0.59±0.07，n=12)。

图10 岗讲斑岩铜-钼矿床各期次侵入岩中锆石的温度图(虚线为EuN/EuN*=0.4标线，据Dilles et al., 2015)

表2 岗讲斑岩铜-钼矿床各期次侵入岩内锆石LA-ICP-MS微量元素含量(×10-6)Table 2 LA-ICP-MS zircon trace element compositions from the intrusive rocks at Gangjiang (×10-6)

3.3 磷灰石化学成分

本次测试对象为QM、DP、QMP和RDP的岩石样品中包裹在斜长石(图8d)或者黑云母矿物(图8e、f)颗粒内部的磷灰石(RP由于受蚀变影响，未找到岩浆磷灰石)。表3中列出了各期次侵入岩的岩浆磷灰石Cl、SO3、F及其他元素的分析结果(电子版附表4)，并在图11中进行了呈现。结果表明，RDP内磷灰石SO3含量(0.50%～0.81%，平均0.61±0.08%，n=21)明显高于QM、DP和QMP。相比之下，来自DP的磷灰石颗粒具有较低的SO3含量(0.20%～0.50 %，平均0.33±0.09%，n=30)，而来自QM和QMP的磷灰石具有更低的SO3含量(QM：0.13%～0.31%，平均0.21±0.04%， n=29；QMP：0.05%～0.40%，平均0.22±0.09%，n=63)。同样，RDP内磷灰石具有最高的Cl含量(0.83%～1.20%，平均1.09±0.1%，n=21)，来自DP的磷灰石颗粒具有较低的Cl含量(0.19%～0.69%，平均0.46±0.10%， n=30)，以及来自QM和QMP的磷灰石具有最低的Cl含量(QM：0.09%～0.34%，平均0.18±0.07%，n=29；QMP：0.03%～0.33%，平均0.19±0.07%，n=63)。

图11 岗讲斑岩铜-钼矿床各期侵入岩内磷灰石Cl-F (a)和Cl-SO3 (b)含量图Fig.11 Plots of Cl vs. F (a) and Cl vs. SO3 (b) contents for apatite microphenocrysts from different intrusive rocks at Gangjiang

表3 岗讲斑岩铜-钼矿床各期次侵入岩内磷灰石化学成分(wt%)Table 3 Geochemical compositions (wt%) of apatite from intrusive rocks at Gangjiang

表4 岗讲斑岩铜-钼矿床各期次侵入岩内黑云母化学成分(wt%)Table 4 Geochemical compositions (wt%) of biotite from intrusive rocks at Gangjiang

与SO3和Cl的含量相反，F在RDP中磷灰石含量最低(1.37%～1.80%，平均1.55±0.12%，n=21)，来自DP和QMP的磷灰石具有相近F含量(DP：1.91%～3.04%，平均2.32±0.24%，n=29；QMP：2.15%～2.98 %，平均2.54±0.2%，n=63)，而QM中的磷灰石具有最高的F含量(2.37%～3.03%，平均2.57±0.17%，n=29)。

3.4 黑云母化学成分

本次测试的黑云母分别来自QM、DP、QMP和RDP的岩石样品内自形程度较好的原生岩浆黑云母(图8e, f)。而由于受蚀变影响，RP中未找到自形程度较好或未蚀变的黑云母。黑云母的Ti含量受温度控制，其含量可用于区分原生黑云母和次生黑云母(Stussi and Cuney, 1996; Patio Douce and Harris, 1998)。本次研究中的黑云母富含TiO2(2.04%～4.05%,平均2.93%；表4，电子版附表5)，与Rasmussen and Mortensen(2013)以及Zhangetal.(2016)记录的岩浆黑云母相似(分别为1.18%～4.82%和1.76%～4.55%)。

在不含白云母和萤石的花岗岩类岩石中，70%～90%的F存在于黑云母中，其余的则存在于磷灰石和榍石中(Grabezkevetal., 1979)。岗讲斑岩铜-钼矿床QM和QMP中黑云母的F含量相近(QM：平均0.30±0.04%，范围0.24%～0.38%，n=17；QMP：0.33±0.03%，范围0.26%～0.38%，n=22)，DP和RDP中黑云母的F含量略低(DP：平均0.22±0.03%，范围0.16%～0.28%，n=22；RDP：平均0.23±0.03%，范围0.16%～0.28%，n=14；图12a；表4)。相对于F，大多数黑云母的Cl含量较低，占据OH位置，只有少数黑云母的Cl/(OH+F+Cl)大于0.1(Munoz,1984)。岗讲斑岩铜-钼矿床各期次侵入岩除了RDP中黑云母Cl含量略高外(平均0.17±0.01%，范围0.16%～0.20%，n=14)，其他较为相近(QM：平均0.12±0.01%，范围0.10%～0.14%，n=17；DP：平均0.12±0.01%，范围0.10%～0.15%，n=22；QMP：0.14±0.01%，范围0.12%～0.15%，n=22；图12a；表4)。

F截距值[IV(F)]、Cl截距[IV(Cl)]和F/Cl截距值[IV(F/Cl)]是描述黑云母中卤素(F和Cl)相对富集程度的重要物理化学参数。Munoz(1984)将其定义为：

IV(F)=1.52Xphl+0.42Xann+0.20Xsid-log(F/OH)

IV(Cl)=-5.01-1.93Xphl-log(Cl/OH)

IV(F/Cl)=IV(F)-IV(Cl)

式中Xphl=Mg/八面体阳离子之和；Xsid=[(3-Si/Al)/1.75](1-Xphl)，即黑云母中的铁叶云母摩尔分数；Xann=1-(Xsid+Xphl)，即黑云母中的铁云母摩尔分数。

其中IV (F)越小表示黑云母中F含量越富集；IV(Cl)基本为负数，其绝对值越大表明黑云母中Cl含量越集中，而IV(F/Cl)值越低，F/Cl比值越大。岗讲斑岩铜-钼矿床中不同期次侵入体黑云母成分如图12b所示，与黑云母中F和Cl含量相对应，RDP中黑云母的IV(F) 值和IV(F/Cl)值最低，DP略高，而QM及QMP中IV(F) 值和IV(F/Cl)值最高。

图12 岗讲斑岩铜-钼矿床各期次侵入岩内黑云母Cl-F (a)、V (Cl)-IV (b)和IV (F/Cl)-IV (F) (c)以及流体log(fH2O/fHCl)-log(fHF/fHCl) (d)图解由各期次样品内黑云母元素含量计算得出，温度为锆石饱和温度Fig.12 Plots of Cl vs. F contents (a), IV (Cl) vs. IV (F) (b) and IV (F/Cl)vs. IV(F)(c) for biotite microphenocrysts and log(fH2O/fHCl) vs.log(fHF/fHCl) in the fluids in equilibrium with biotite (d) from the QM to RDP samples at GangjiangThese values were calculated based on their relative zircon saturation temperatures (TZr)

3.5 斜长石化学成分

剔除K2O>1%(可能经受了钾质蚀变)的测点数据，最终获得QM、DP、QMP和RDP中斜长石的化学成分数据(见电子版附表6)。在所测试的各期次斜长石中，斜长石的牌号(XAn)变化范围大致相同(QM：0.16～0.30；DP：0.16～0.33；QMP：0.21～0.46；RDP：0.18～0.36)，为防止这一数据受蚀变影响，同时测试斜长石FeO和Sr含量，协同反映斜长石斑晶内部的化学成分变化规律。成矿前QM中斜长石显示为正环带，从斜长石斑晶核部至边缘，斜长石的牌号基本呈下降的趋势(图13)，对应的FeO和Sr含量也近为同步变化。DP和RDP中化学成分有相近的变化规律，显示出韵律环带的特征(图14、图15)。从斜长石斑晶核部至边缘，斜长石牌号并非呈连续下降的趋势，出现了几次波动，FeO和Sr的曲线也呈相同的趋势。主成矿期RDP中斜长石也显示出韵律环带特征，甚至在部分斜长石的核部至边缘，XAn、FeO含量和Sr含量的呈现上升的趋势(图16)。

图13 岗讲斑岩铜-钼矿床QM中斜长石背散射图像(左)和成分剖面图(右)XAn为斜长石牌号，FeO为斜长石FeO含量(%)，数据来自EPMA；Sr为斜长石Sr含量(×10-6)，数据来自LA-ICP-MS；背散射图像中白色箭头表示EPMA和LA-ICP-MS分析测试的方向；图14-图16同Fig.13 Backscattered electron (BSE) images (left) and electron microprobe analysis profiles (right) for FeO and anorthite proportion (XAn) for representative plagioclase crystals from the QM at GangjiangWhite arrows in BSE images denote the direction of EPMA and LA-ICP-MS profiles; also in Fig.14-Fig.16

图14 岗讲斑岩铜-钼矿床DP中斜长石背散射图像(左)和成分剖面图(右)Fig.14 Backscattered electron (BSE) images (left) and electron microprobe analysis profiles (right) for FeO and anorthite proportion (XAn) for representative plagioclase crystals from the DP at Gangjiang

图15 岗讲斑岩铜-钼矿床QMP中斜长石背散射图像(左)和成分剖面图(右)Fig.15 Backscattered electron (BSE) images (left) and electron microprobe analysis profiles (right) for FeO and anorthite proportion (XAn) for representative plagioclase crystals from the QMP at Gangjiang

图16 岗讲斑岩铜-钼矿床RDP中斜长石背散射图像(左)和成分剖面图(右)Fig.16 Backscattered electron (BSE) images (left) and electron microprobe analysis profiles (right) for FeO and anorthite proportion (XAn) for representative plagioclase crystals from the RDP at Gangjiang

4 讨论

4.1 矿区斑岩成因

岗讲斑岩铜-钼矿床含矿侵入岩，均表现为钾质-超钾质(图4)、高Sr/Y比值(平均值111.6，范围68.73～151.6；表1)、明显富集大离子亲石元素、强烈亏损高场强元素(图7)、具有较低的重稀土元素(HREE)和Y含量(图7；表1)。这些现象说明矿区侵入岩具有埃达克质岩的特征(Defant and Drummond, 1990; 侯增谦等, 2003, 2005; Houetal., 2004; Richards and Kerrich, 2007)，与冈底斯斑岩铜矿带中其他含矿斑岩类似(Houetal., 2004, 2009; 杨志明等, 2008)。这类埃达克质岩的成因有三种成因模型：(1)加厚镁铁质(榴辉岩或石榴角闪岩)下地壳的部分熔融(Chungetal., 2003; Houetal., 2004)；(2)俯冲洋壳或残留新特提斯洋板片部分熔融(Quetal., 2004, 2007)；和(3)受板片熔体交代的上地幔部分熔融(Gaoetal., 2007)。岗讲矿区样品均表现出高K2O含量(表1)、高(87Sr/86Sr)i值、相对低Mg#和低εNd(t)值(Lengetal., 2013)，这些特征与俯冲洋壳部分熔融形成的埃达克岩不同(Martin,1999)。与岩石圈地幔部分熔融所产生的钾质和超钾质火成岩相比(Milleretal., 1999；Williamsetal., 2001)，岗讲矿区样品的具有较低的Ni和Cr含量(表1)、较低的(87Sr/86Sr)i值和较高εNd(t)值(Lengetal., 2013)。因此，岗讲矿区含矿斑岩可能来自于加厚镁铁质下地壳的部分熔融，高Sr/Y和La/Yb比值及低Y和HREE含量也反映其源区可能存在石榴子石或角闪石的残留(Richards and Kerrich, 2007)。据此，我们认为由岩浆底垫作用和榴辉岩或石榴石角闪岩变质作用新形成的加厚下地壳很可能是这些埃达克质岩的来源(Houetal., 2009)。

4.2 各期次岩浆成分和性质

锆石作为中酸性斑岩中重要的副矿物，以其较高的封闭温度及较强的抗风化和抗蚀变能力，可以较好记录岩浆信息。锆石的Ti饱和温度计显示，矿区五期侵入体具有相似的温度范围(图10；表2)，反映各期次岩浆具有相似的结晶温度。此外，锆石的Eu异常(EuN/EuN*)可用于定性判断岩浆的相对氧化还原状态(Ballardetal., 2002; Dillesetal., 2015; Luetal., 2016)。在该矿区中，从QM到RP各期次侵入体的锆石均显示较高的Eu异常(EuN/EuN*大多>0.4；图10；表2)，且类似于全球其他矿化斑岩体系的锆石(Wangetal., 2014；Dillesetal., 2015)。因此，可以认为矿区各期次岩浆具有相近的温度和氧化还原状态。

包裹在斜长石和黑云母斑晶中的岩浆磷灰石可以评估岩浆的S、Cl和F含量。结果表明，主成矿期RDP中磷灰石的SO3和Cl含量均高于其他期次，而F呈现相反的结果(图11)。磷灰石中的SO3含量受岩浆S浓度和氧化还原状态的控制(Pengetal., 1997; Paratand Holtz, 2005; Webster and Piccoli, 2015)。硫主要以S6+的形式存在于磷灰石结构中，其含量在相对氧化的环境中会增加(Boyceetal., 2010; Paratetal., 2011)。矿区各期次侵入岩有关的岩浆均显示较为氧化的特征(图10)，因此磷灰石SO3含量的差异很可能主要反映了伴生熔体中硫逸度的变化。同样，RDP斑岩中磷灰石的Cl和F成分变化可以同步反映岩浆中Cl和F的成分变化(Piccoli and Candela, 1994; Mathez and Webster, 2005; Websteretal., 2009)。

黑云母中Cl和F的含量可用于计算伴生岩浆或流体的卤素逸度(Zhu and Sverjensky, 1992; Loferski and Ayuso, 1995; Yang and Lentz, 2005; Idrusetal., 2007; Siahcheshmetal., 2012; Rasmussen and Mortensen, 2013; Zhangetal., 2016)。利用Munoz(1992)方程计算逸度比，该方程基于黑云母和热液之间F-Cl-OH分配的修正系数(Zhu and Sverjensky, 1991, 1992)：

log(fH2O/fHF)fluid=1000/T(2.37+1.1Xphl)+0.43-log(XF/XOH)biotite

log(fH2O/fHCl)fluid=1000/T(1.15-0.55Xphl)+0.68-log(XCl/XOH)biotite

log(fHF/fHCl)fluid=-1000/T(1.22+1.65Xphl)+0.25+log(XF/XCl)biotite

其中XF、XCl和XOH是F、Cl和OH在黑云母羟基位置的摩尔分数，T是卤素交换的温度(单位为K)。此处计算所用温度为锆石饱和温度。由矿区各期次斑岩中黑云母化学成分计算得出伴生岩浆卤素逸度变化的总体趋势与对应黑云母Cl和F含量一致，RDP期次岩浆相比其他期次岩浆更加富集Cl而贫F(图12d)。

4.3 富挥发分岩浆来源

综合磷灰石和黑云母所反映的岩浆信息，可知主成矿期RDP岩浆相比其他期次岩浆含有更多的S、Cl和较少的F。在流体出溶过程中，S和Cl更加容易进入流体相，而F更倾向留在熔体相，而主成矿期侵入岩体相对富S-Cl、贫F的特征可以排除是由流体出溶造成，这一特征很可能反映了在RDP就位之前，发生了富S、Cl岩浆的注入。同时，结合QM中斜长石发育正环带(图13)，而其他期次，尤其是RDP，发育反环带(图16)这一现象，可以推测注入的富S和Cl的岩浆更加偏基性。斜长石的成分主要取决于熔体成分、温度、氧逸度和H2O含量(Housh and Luhr, 1991; Phinney, 1992; Panjasawatwongetal., 1995; Hattori and Sato, 1996)。由前文研究可知，岗讲斑岩矿区五期侵入体具有相似的氧逸度和温度特征，因此这两者可能并不是造成其挥发分差异的主要原因。此外，前人研究表明，提高岩浆温度或H2O含量虽然会增加斜长石的XAn(Housh and Luhr, 1991; Couchetal., 2001)，但并不能影响斜长石中FeO和Sr含量。由图14-图16可知，岗讲斑岩Mo-Cu矿床RDP中斜长石的XAn、FeO和Sr呈耦合变化，进一步反映温度或H2O含量不是造成斜长石成分差异的主要原因。研究表明，岩浆的S和Cl含量在氧化镁铁质岩浆中的溶解度高于长英质熔体(Webster, 1997; Websteretal., 1999; Hattori and Keith, 2001)。同时，Lengetal.(2013)研究发现，QM样品中岩浆锆石的Hf同位素组成εHf(t)值介于+2.25～+4.57之间，而RDP样品中岩浆锆石的εHf(t)值在+5.53～+7.81之间。因此，与QM相比，更多的地幔组分参与了RDP的形成。所以，基性岩浆注入，导致熔体成分发生改变，可能是造成斜长石发育反环带的主要原因。

这些证据表明在主成矿期RDP就位之前，存在富S-Cl且含有更多地幔组分的偏基性岩浆注入了深部岩浆房，发生岩浆混合，并触发RDP就位。由于RDP这期岩浆含有更多的S-Cl，并在流体出溶中进一步进入流体相富集，大大增加了这期流体对成矿元素的搬运络合能力，并在合适的部位进行沉淀富集形成矿体，从而对岗讲斑岩铜-钼矿床的形成发挥关键性的作用。