西藏驱龙矿区中新世侵入岩锆石微量和Hf-O同位素研究

李秋耘，杨志明，王 瑞，孙茂妤，曲焕春

(1. 中国地质科学院 地质研究所， 北京 100037； 2. 北京大学 地球与空间科学学院， 北京 100871； 3. 北京科技大学 土木与资源工程学院， 北京 100083； 4. 中国地质大学(北京) 科学研究院， 北京 100083)

斑岩铜矿可以产于弧环境， 也可以产于大陆碰撞环境。弧环境斑岩矿床的形成过程比较清楚， 一般认为成矿岩浆起源于地幔楔的部分熔融， 由大洋板片的俯冲脱水诱发， 岩浆相富水富S并具有较高氧逸度(ΔFMQ=+1～+2)， 岩浆高氧逸度的性质会抑制硫化物的过早饱和， 进而促使Cu、Au随着岩浆一起上升到浅部， 最终因流体饱和出溶而成矿(Richards， 2003)。由于缺乏活动的大洋俯冲， 大陆碰撞环境下斑岩铜矿的形成很难用经典的斑岩铜矿理论解释。前人通过近20年的研究， 提出了俯冲改造下地壳+幔源岩浆注入熔融模型， 强调含矿斑岩岩浆来自于俯冲改造下地壳与部分幔源碱性岩浆的混合， 成矿金属Cu和S主要来自于下地壳， 成矿流体来自下地壳角闪石分解及幔源岩浆混合注入， 基本解释了成矿斑岩岩浆及主要成矿物质来源的问题(Houetal., 2015； Yangetal., 2015, 2016)。不过， 碰撞环境下超大型矿床的形成通常经历了多期岩浆作用， 如驱龙、甲玛、朱诺等矿床均发育多期岩浆作用， 但不同期次岩浆之间的成因关系， 以及成矿斑岩岩浆的形成机制尚未得到有效约束。

冈底斯巨型斑岩成矿带(Cu>45 Mt)是全球知名的后碰撞斑岩成矿带， 该带矿床主要形成于20～14 Ma之间， 晚于印度-欧亚大陆碰撞近40～50 Ma(Houetal., 2004， 2015)。驱龙矿床是该带目前发现的最大的斑岩铜矿床(Yangetal., 2009)， 矿区岩浆岩较为发育， 且具有明显的多期性， 含矿斑岩中普遍发育闪长质包体， 成矿后期有高镁闪长玢岩侵位， 这些都为系统的研究后碰撞带成矿岩浆水和氧逸度的来源和演化提供了很好的契机(杨志明， 2008； Yangetal., 2015； Wangetal., 2016， 2018)。

由于锆石封闭温度高、不易受蚀变影响， 以及锆石中变价元素(如Eu、Ce)与岩浆氧化状态和水含量密切相关的特征， 常常联合锆石Ti温度计(Ferry and Watson， 2007)， 利用锆石的Eu异常、Ce异常、Ce(Ⅳ)/Ce(Ⅲ)值等参数， 来指示岩浆的氧化还原状态(Ballardetal., 2002； Trailetal., 2012)和水含量(Luetal., 2016； Wangetal., 2018)， 进而评估岩浆成矿潜力(Liangetal., 2006； 辛洪波等， 2008； Burnham， 2012； Qiuetal., 2013， 2014； Wangetal., 2014a； Zhangetal., 2017； Aibaietal., 2019)。但最近， 一些研究发现锆石中的Eu异常并不单纯与氧逸度相关， 还会受到岩浆中榍石等矿物分离结晶作用的强烈影响(榍石结晶导致同组分熔体中结晶的锆石Eu/Eu*值趋向正异常)(Loaderetal., 2017)； 而对于Ce(Ⅳ)/Ce(Ⅲ)值指示岩浆的相对氧逸度也存在一些问题： ① 锆石的LREE含量较低且难以测准， 导致Ce(Ⅲ)的分配系数的推算结果变化2～3个数量级， 从而导致最终的Ce(Ⅳ)/Ce(Ⅲ)值变化范围很大； ② 由于矿物结晶过程中(如榍石先于锆石结晶， 或同时结晶)熔体REE含量的动态变化， 将全岩REE含量直接假定为熔体REE含量是存在疑问的(Luetal., 2016； Loaderetal., 2017)。故Loader 等(2017)提出Ce异常的另一种计算方法： Ce/Ce*=CeN/(NdN2/SmN)(排除La、Pr极低含量的影响)， 或是用Ce/Nd值代替Ce异常(Luetal., 2016)。另外， 锆石的Hf-O同位素也可以反映岩浆的源区(Valley， 2003； Wuetal., 2006)。

为此， 本文系统研究了驱龙矿床中新世岩浆岩锆石微量及Hf-O同位素组成， 通过各期岩浆岩锆石微量元素特征和Hf-O同位素的系统对比， 约束了岩浆性质、岩浆源区及成矿斑岩形成机制。

1 地质背景与侵入岩特征

冈底斯岩浆带主体为雅鲁藏布江缝合带所代表的新特提斯洋北向俯冲的产物， 该俯冲起始于晚三叠世， 一直持续到古新世， 随印度-欧亚板块碰撞而结束。冈底斯带后碰撞阶段发育大量中新世的小型中酸性侵入岩体， 主要位于东冈底斯带； 同期也伴有超钾质岩发育， 主体位于西冈底斯带(Zhaoetal., 2009； Wangetal., 2018)。这些中酸性侵入岩体具有高Sr/Y和La/Yb值的埃达克质特征， 普遍伴随斑岩铜矿化(Yangetal., 2009， 2016； Wangetal., 2018)， 其中， 在驱龙地区形成了超大型矿床(杨志明， 2008)(图1)。

图1 冈底斯带中东段岩浆岩及矿床分布地质图(底图据Yang et al., 2015)

驱龙斑岩铜钼矿床南距雅鲁藏布江缝合带约50 km， 是该带、乃至中国目前最大的斑岩铜矿床， 其铜资源量达～11.0 Mt(Cu平均品位为0.5%)， 钼资源量～0.5 Mt(Mo平均品位0.03%)(孟祥金等， 2003； Yang and Cooke， 2019)。

驱龙矿区主要由早中侏罗世和中新世的岩石单元组成， 分别为：

(1) 早中侏罗世叶巴组火山岩， 为矿区内地层主体， 呈近EW向产出， 主要由中酸性火山岩、火山碎屑岩组成， 夹少量沉积岩夹层， 厚度近3 km， 覆盖矿区面积约达60%(杨志明， 2008)(图2a)。在区域上， 叶巴组是一套火山-沉积序列， 年龄为190～174 Ma(Zhuetal., 2008)。地球化学特征上与弧火山岩相似， 富集大离子亲石元素， 亏损高场强元素Nb、Ta、Ti， 具有正εHf(t)值， 被认为是新特提斯洋片向北俯冲的产物(耿全如等， 2005； 董彦辉等， 2006； Zhuetal., 2008)。

(2) 早侏罗世花岗斑岩(182.3±1.5 Ma)， 产于矿区中西部， 故也称为“西部斑岩”， 出露面积约1.5 km2(杨志明， 2008)(图2a)。地球化学特征为高钾钙碱性系列， 具有明显Eu负异常， 富集大离子亲石元素、亏损高场强元素， 但不亏损Ta， 不同于叶巴组同时代的火山岩(杨志明等， 2008)。也有学者将此套岩石识别为叶巴组流纹斑岩， 并获得锆石U-Pb年龄为160.7±2.0 Ma和159.8±2.9 Ma， 认为叶巴组火山活动持续～30 Ma(秦克章， 2014； Zhaoetal., 2015)。

(3) 中新世荣木错拉复式侵入岩， 位于矿区中部， 出露面积约10 km2； 呈近EW向展布， 侵位于叶巴组第一段晶屑凝灰岩中， 造成围岩强烈角岩化(杨志明， 2008)(图2b， 2c)。该复式岩体岩在矿区东部以中粗粒花岗结构为主， 矿区西部则以斑状结构为主， 岩相组成变化于黑云母二长花岗岩和花岗闪长岩之间，主体为花岗闪长岩(图3a)。岩石呈灰白色， 中粗粒花岗结构， 主要矿物有斜长石、钾长石、石英、黑云母和少量角闪石(5%～10%)； 副矿物主要是榍石、磷灰石、锆石、磁铁矿和金红石。锆石U-Pb年龄为19.5±0.4 Ma～16.4±0.4 Ma， 代表了从边缘相到中间相的结晶时限(王亮亮等， 2006； 杨志明， 2008； Huetal., 2015； Zhaoetal., 2015)。受后期成矿斑岩岩浆侵位的影响， 靠近斑岩的荣木错拉岩体大多发生强烈蚀变和大量矿化。据统计， 该岩体容纳了驱龙超过70%的铜钼矿体， 是最主要的含矿岩石。远离成矿斑岩的部分蚀变以绢云母化、粘土化较为普遍。

图2 驱龙斑岩矿床地质图(a)、典型剖面图(b， c)及采样位置(据Yang et al., 2009， 2015)

闪长质包体：常见于荣木错拉岩体中， 大小从1～20 cm不等。样品呈灰色， 近椭球状， 大小约12 cm×15 cm(图3b)。具有岩浆结构， 包体矿物组成主要为角闪石和斜长石， 含有一定量的黑云母(图3e， 3f)。角闪石呈自形柱状和针状两类， 大小为0.2～1 mm不等。斜长石中含有大量针状磷灰石和其他矿物的包裹体。黑云母有两类， 浅棕色具解理的自形黑云母， 以及深棕色呈粒状或补丁状的黑云母， 大小0.2～1.5 mm不等。局部可见角闪石被黑云母交代。副矿物主要为磷灰石、磁铁矿以及少量的榍石、锆石、金红石等。

(4) P斑岩、X斑岩及高镁闪长玢岩：分布于矿区中东部，是与成矿关系密切的二长花岗斑岩， 是矿区的成矿母岩(图2)。根据切穿关系， 明显分为两期， 即早期东部斑岩(以下简称P斑岩)和晚期东部斑岩(以下简称X斑岩)。① P斑岩， 侵位于荣木错拉复式岩体之中， 呈岩株状产出， 出露面积约为0.2 km2(矿区出露面积最大)，被识别为致矿岩体(causative intrusion)(图2)。岩石为浅灰白色， 斑状结构(图3c)， 斑晶主要为斜长石、石英、钾长石及少量黑云母， 斑晶总量约为25%, 基质以石英和钾长石为主,定名为二长花岗斑岩。锆石U-Pb年龄为17.6±0.7 Ma～16.2±0.3 Ma(芮宗瑶等， 2003； Zhaoetal., 2015)。副矿物有磷灰石、金红石、锆石等。② X斑岩， 呈细小岩枝产出， 地表未见出露， 勘探工程揭示其切穿了荣木错拉岩体， 详细的脉体切穿关系显示， 该斑岩晚于主成矿事件的P斑岩(图2b,2c)。锆石U-Pb年龄为17.7±0.3 Ma～15.9±0.3 Ma(杨志明， 2008； Zhaoetal., 2015)。岩石呈浅灰色， 斑状结构， 斑晶主要是斜长石及少量钾长石、石英和黑云母， 斑晶总量约15%～20%。在P斑岩、X斑岩与荣木错拉复式岩体接触的部位， 均发现具有单向固结结构(unidirectional solidification texture， UST)的石英， 是岩浆出溶的地质记录(杨志明， 2008； Quetal., 2017)。③ 细晶岩， P斑岩呈细小岩枝侵入荣木错拉岩体时常发生淬火， 形成细晶岩。岩石呈灰白色， 细晶结构， 主要矿物为细粒他形石英和钾长石。④ 高镁闪长玢岩， 是目前矿区发现的最晚一期岩浆单元， 呈岩脉状于产出于东部斑岩附近， 切穿荣木错拉岩体及东部斑岩。岩石呈灰黑色， 斑状结构， 斑晶主要是斜长石及少量石英、角闪石和黑云母， 斑晶总量为7%～8%， 基质以斜长石和角闪石为主(图3d)。锆石U-Pb年龄为15.7±0.2 Ma～15.3±0.2 Ma(Yangetal., 2015； Zhaoetal., 2015)。

图3 驱龙中新世岩体及包体手标本照片和包体镜下照片

2 样品及测试方法

本次研究的对象包括：成矿前的花岗闪长岩(样品ZK301-64)及其闪长质包体(样品QL14-10A)、成矿期的P斑岩(样品ZK001-518和ZK001-502)、成矿后期的高镁闪长玢岩(样品ZK1602-514)。除闪长质包体样品采自地表(坐标为29°36′39″N， 91°36′53″E)， 其余4件代表性岩石样品均来自岩芯， 具体采样位置如图2所示。X斑岩由于产出体量较小或受蚀变影响等因素， 故未进行采样分析。

2.1 锆石U-Pb定年及微量元素测定

锆石U-Pb定年测试在中国科学技术大学激光剥蚀电感耦合等离子体质谱实验室(LA-ICP-MS)完成， 剥蚀束斑直径为32 μm， 剥蚀方式为每测试4个未知样品点时测试一次标准锆石91500， 每测试8个未知样品点时测试一次NISTS610。数据处理与分析采用中国科学技术大学LA-ICP-MS实验室的LaDating@Zrn软件， 加权平均年龄计算与谐和图的绘制由Isoplot 4.15完成， 普通铅矫正使用的是ComPbCorr#3-I18。

锆石微区原位微量元素分析在同一实验室进行， 运用同一套仪器， 高纯氦气作为载气， 激光剥蚀时氦气流速为0.3 L/min， 频率为10 Hz， 激光束能量为11 J/cm2， 剥蚀直径为32 μm。测定时用国际标准物质NIST610作为外标， 由于SiO2在锆石中的含量较恒定， 选择Si作为内标来消除激光能量在点分析过程中以及分析点之间的漂移。样品分析结果采用LaTEcal软件进行处理。

2.2 锆石原位O同位素分析

锆石微区原位氧同位素分析在中国科学院地质与地球物理研究所离子探针实验室的Cameca IMS-1280型双离子源多接收器二次离子质谱仪上进行。用强度为～2 nA的一次133Cs+离子束通过10 kV加速电压轰击样品表面， 一次离子束斑直径约为20 μm。仪器质量分馏(IMF)校正采用标准锆石Penglai(18O=5.31‰±0.10‰)， 标准锆石Qinghu(18O=5.41‰±0.44‰)用于监控测试结果的准确度(Lietal., 2010； 李献华等， 2013)。详细分析过程参考文献李献华等(2009)。

2.3 LA-MC-ICP-MS锆石原位Lu-Hf同位素测试

锆石Hf同位素的分析是在前述锆石U-Pb同位素基础上完成的， 测试在中国地质科学院地质研究所大陆构造与动力学重点实验室Neptune Plus型多接受等离子质谱和GeoLasPro 193 nm激光剥蚀系统(LA-MC-ICP-MS)上进行， 实验过程中采用He作为剥蚀物质载气， 剥蚀直径采用44 μm， 测定时使用锆石国际标样GJ-1作为参考物质。相关仪器运行条件及详细分析流程见文献(侯可军等， 2007)。分析过程中锆石标准GJ-1的176Hf/177Hf测试加权平均值为0.282 007±0.000 025(2σ)。计算初始176Hf/177Hf时， Lu的衰变常数采用1.865×10-11/a(Scherer, 2001)，εHf(t)值的计算采用球粒陨石Hf同位素值176Lu/177Hf=0.033 6，176Hf/177Hf =0.282 785(Bouvieretal., 2008)。在Hf的地幔模式年龄计算中， 亏损地幔176Hf/177Hf现在值采用0.283 25，176Lu/177Hf采用0.038 4(Griffinetal., 2000)， 地壳模式年龄计算时采用平均地壳的176Lu/177Hf=0.015(Griffinetal., 2002)。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb年龄

对于驱龙矿床的侵入岩年龄及成矿作用时限， 前人已经开展了大量详尽的年代学研究(芮宗瑶等， 2003； 孟祥金等， 2003； 王亮亮等， 2006； 杨志明， 2008； Zhaoetal., 2015； Huetal., 2015； Lietal., 2016)， 厘清了岩浆侵位序列及成矿作用时代， 与本文分析锆石Hf-O同位素获得的配套年龄结果(表1)，微量元素比值特征等参数(表2)一并总结于表4。

表1 驱龙矿床侵入岩及其包体锆石U-Pb测试结果

续表1-1 Continued Table 1-1

续表1-2 Continued Table 1-2

表2 驱龙矿床侵入岩及其包体锆石微量测试结果 wB/10-6

续表2-1 Continued Table 2-1

续表2-2 Continued Table 2-2

续表2-3 Continued Table 2-3

荣木错拉花岗闪长岩(ZK301-64)：锆石无色透明， 大小100～200 μm， 长宽比1.5∶1～3∶1， 发育岩浆振荡环带。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个测试点的年龄均分布在谐和线上，206Pb/238U加权平均年龄为17.1±0.5 Ma(MSWD=0.7)(图4a， 4f； 表1)。

闪长质包体(QL14-10A)：分析了13颗岩浆锆石， 发光灰白色-灰色， 具有典型振荡环带的岩浆锆石， 粒径大小100～250 μm， 长宽比1.2∶1～2∶1(图4f)。Th、U含量范围接近荣木错拉花岗闪长岩(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个点获得的206Pb/238U加权平均年龄为16.3±0.7 Ma(MSWD=2.4)。

P斑岩(ZK001-502和ZK001-518 )：锆石粒径大小100～300 μm,长宽比1.5∶1～5∶1； 阴极发光图像显示锆石具有一个发光灰白、宽大均一的中心， 部分锆石的边部是不发光的细密岩浆振荡环带， 对应更高的Th、U含量(图4c,4d,4f； 表1)。部分边部年龄较为年轻， 约14.5 Ma， 数据点偏离谐和线， 指向Pb丢失方向， 可能为边部高U含量造成的放射性损伤导致。整体Th、U含量范围高于荣木错拉岩体(平均Th含量839×10-6， 平均U含量1 351 ×10-6)， Th/U值为0.2～2.3(平均0.6)。除去4颗捕获锆石(135.5、55.8、27.2、23.9 Ma)和较为不谐和的数据点， 两个样品获得206Pb/238U加权平均年龄分别为15.9±0.3 Ma(n=15， MSWD=0.9)和16.0±0.4 Ma(n=16， MSWD=1.3)(图4c， 4d； 表1)。

高镁闪长玢岩(ZK1602-514)： 锆石粒径大小80～250 μm,长宽比1∶1～3∶1； 阴极发光较其他侵入岩锆石更为暗淡， 对应更高的Th、U含量， 具有岩浆振荡环带(图4f)。Th、U含量分别为388×10-6～6 297×10-6、619×10-6～2 653×10-6， Th/U值为0.4～2.4(平均0.9)。13个数据点获得206Pb/238U加权平均年龄分别为14.7±0.3 Ma(MSWD=2.0)(图4e， 4f； 表1)。

图4 驱龙矿床侵入岩、闪长质包体锆石U-Pb年龄谐和图及其锆石阴极发光图

3.2 锆石微量元素特征

由于镧系收缩， 离子半径较大的轻稀土元素(如La、Pr)在锆石中的绝对含量极低， 通常在10-6及以下(Hoskin and Schaltegger， 2003)。而在锆石的LA-ICP-MS测试中， 常出现矿物包裹体(如磷灰石， LREE含量高)的污染， 所以在利用锆石Ce异常或锆石REE比值进行相对氧逸度研究时， 须对锆石微量数据进行排查：锆石微量元素含量La>1×10-6、Ti>50×10-6、Ba>8×10-6， 指示可能受到锆石中矿物包裹体磷灰石、Fe-Ti氧化物以及流体包裹体或裂隙的影响(Luetal., 2016)。排查后的锆石REE和微量元素比值、Ti温度等数据见表2。

荣木错拉花岗闪长岩(ZK301-64)锆石总体特征呈重稀土元素富集， Ce正异常和Eu负异常。ΣREE为247×10-6～509×10-6(平均为375×10-6)； 闪长质包体(QL14-10A)岩浆锆石ΣREE为345×10-6～472×10-6(平均为413×10-6)； P斑岩(ZK001-502 & 518)锆石稀土总量为驱龙侵入岩锆石中最高， ΣREE为340×10-6～4 363×10-6(平均为1 769×10-6)； 高镁闪长玢岩(ZK1602-514)锆石ΣREE为272 ×10-6～1 095×10-6(平均为465×10-6)(图5， 表2)。

图5 驱龙矿床各期侵入岩及闪长质包体锆石稀土元素球粒陨石标准化模式图解(球粒陨石标准化数据引自Sun and McDonough， 1989)

3.3 锆石Hf-O同位素特征

荣木错拉花岗闪长岩(ZK301-64)：24颗锆石的176Hf/177Hf值为0.282 930～0.283 039， 对应的εHf(t)值为6.7～9.8(加权平均为8.7±0.4， MSWD=6.7)[εHf(t)值基于其单点206Pb/238U年龄的计算， 或用其加权平均年龄， 下同]； 模式年龄为298～457 Ma， 地壳模式年龄471～699 Ma。δ18O为5.62‰～7.12‰(加权平均为6.31±0.14‰， MSWD=5.4)。荣木错拉岩体的锆石εHf(t)除去2个较低值(6.7和6.9)外， 其余值较为均一， 峰值为9.0；δ18O不均一， 呈双峰式分布， 峰值分别为6.04‰和6.58‰(图6， 表3)。

闪长质包体(QL14-10A)： 10颗岩浆锆石的176Hf/177Hf值为0.282 951～0.283 043， 对应的εHf(t)值为6.7～9.4 (加权平均为8.4±0.4， MSWD=5.0)； 模式年龄为322～431 Ma， 地壳模式年龄497～670 Ma。δ18O为4.56‰～6.36‰。εHf(t)的峰值为8.5， 有1个较低值6.7；δ18O的峰值为6.45‰， 有两个较低值4.70‰和4.97‰(图6， 表3)。

P斑岩(ZK001-518和ZK001-502)： 41颗锆石的176Hf/177Hf值为0.282 903～0.283 032， 对应的εHf(t)值为5.0～9.5； 模式年龄为325～507 Ma， 地壳模式年龄488～780 Ma。P斑岩的δ18O值区间范围最低， 为4.56‰～6.36‰。P斑岩的锆石Hf-O同位素显示出不均一的特点， 在概率密度图上均显示明显的双峰式分布(图6a， 6b)，εHf(t)的2个峰值分别为7.0和8.0， 以及3个较高的点9.2、9.5和9.5；δ18O的2个峰值分别为5.27‰和5.85‰(图6， 表3)。

图6 驱龙矿床各期侵入岩及闪长质包体锆石原位Hf-O同位素分布频谱图(a， b)与年龄协变图(c， d)

高镁闪长玢岩(ZK1602-514)：25颗锆石176Hf/177Hf值为0.282 832～0.282 957， 对应的εHf(t)值为2.5～6.9， 是驱龙岩浆序列中最低的Hf同位素分布区间值； 具有较比其他几套岩浆更老的Hf模式年龄和地壳模式年龄， 分别为428～601 Ma， 657～941 Ma。20颗锆石的δ18O为5.23‰～6.25‰(加权平均值为5.72‰±0.13‰， MSWD=6.0)。高镁闪长玢岩的锆石Hf-O同位素并不均一，εHf(t)的峰值分为4.7， 有2个较低值2.5和2.9；δ18O峰值为5.72‰(图6， 表3)。

表3 驱龙矿床侵入岩及其包体锆石原位Hf-O同位素测试结果

3.4 驱龙矿床岩浆温度、氧化还原状态和水含量估算结果

荣木错拉岩体锆石Eu/Eu*值为0.37～0.84(平均0.59)， Ce/Ce*值为16～245(平均111)， Ce(Ⅳ)/Ce(Ⅲ)值为109～1 444(平均618)， Dy/Yb值0.11～0.23(平均0.16)， (Ce/Nd)/Y值为0.012～0.107(平均0.056)， 锆石Ti温度为588～686℃(平均643℃)(图7～图10; 表2， 表4)。

闪长质包体岩浆锆石Eu/Eu*值为0.33～0.53(平均0.40)， Ce/Ce*值为69～151(平均117)， Ce(Ⅳ)/Ce(Ⅲ)值为309～790(平均463)， Dy/Yb值0.14～0.21(平均0.18)， (Ce/Nd)/Y值为0.037～0.061(平均0.049)， 锆石Ti温度为675～697℃(平均682℃)(图7～图10; 表2， 表4)。

成矿的P斑岩锆石Eu/Eu*值为0.20～0.67(平均0.42)， Ce/Ce*值为29～405(平均149)， Ce(Ⅳ)/Ce(Ⅲ)值为57～1 670(平均316)， Dy/Yb值0.06～0.52(平均0.22)， (Ce/Nd)/Y值较低， 区间为0.001～0.110(平均0.019)， 锆石Ti温度是岩浆序列中最高的， 剔除2个异常高的离群值， 变化范围在611～818℃(平均704℃)(图7～图10; 表2， 表4)。

高镁闪长玢岩锆石Eu/Eu*值为0.49～0.67(平均0.55)， Ce/Ce*值为34～252(平均159)， Ce(Ⅳ)/Ce(Ⅲ)值为127～1 804(平均1 168)， Dy/Yb值0.12～0.34(平均0.17)， (Ce/Nd)/Y值较低， 区间为0.007～0.182(平均0.097)， 锆石Ti温度较高， 变化范围较大， 为633～740℃(平均674℃)(图7～图10; 表2， 表4)。

图7 驱龙矿床各期侵入岩及闪长质包体锆石年龄(a)、Th/U值(b)与Ti温度协变图

表4 驱龙矿床侵入岩及其包体岩石地球化学特征总结

4 讨论

4.1 驱龙矿床岩浆氧化还原状态和相对水含量演化

4.1.1 氧化还原状态

在剔除了La含量低、测不准的干扰后， 获得的驱龙中新世岩浆岩锆石Ce/Ce*和Ce(Ⅳ)/Ce(Ⅲ)值见图8。Ce/Ce*值显示， P斑岩岩浆的氧逸度变化范围最大， 且具有最高的氧逸度， 高镁闪长玢岩与荣木错拉岩体具有类似的氧逸度， 闪长岩包体氧逸度变化范围最小。Ce(Ⅳ)/Ce(Ⅲ)值显示， 高镁闪长玢岩岩浆氧逸度变化范围最大， 且具有最高的氧逸度， 荣木错拉岩体次之， 而P斑岩岩浆的氧逸度相对较低， 与Ce/Ce*值估算出的岩浆氧逸度结果有较大差别。前已述及， 利用Ce(Ⅳ)/Ce(Ⅲ)值估算岩浆氧逸度时， 常因LREE测不准、熔体组分难准确获取等原因， 常产生较大的误差。考虑到驱龙矿床中新世岩浆形成过程中发生了岩浆混合(Yangetal., 2015)， 用全岩含量代表熔体组分会存在更多的不确定性， 因此， 笔者认为本次利用Ce/Ce*值估算出的岩浆氧逸度相对可靠一些(图8, 图9， 表4)。

图8 驱龙矿床各期侵入岩及闪长质包体锆石Ce异常、Ce(Ⅳ)/Ce(Ⅲ)值频谱图

图9 驱龙矿床各期侵入岩及闪长质包体锆石Ti温度、Eu异常、Ce异常、Ce(Ⅳ)/Ce(Ⅲ)组图

上述认识与地质事实及最新的结果较为一致。如Xiao等(2012)在P斑岩(二长花岗斑岩)较新鲜的斜长石中发现有岩浆硬石膏包裹体， 推测岩浆氧逸度约为ΔFMQ+2。Loucks 等(2020)用改进的锆石氧逸度计算方法获得驱龙致矿斑岩(P斑岩)的氧逸度平均值约为ΔFMQ+2.5， 也表明P斑岩岩浆具有较高的氧逸度。通常， 岩浆演化过程中钛铁矿的大量结晶分异， 亦或还原性的流体的大量饱和出溶， 会抬升残余岩浆的氧逸度(Lietal., 2019)。不过， 驱龙矿床的已有研究显示， 荣木错拉及P斑岩演化过程中并没有上述现象的发生(Yang and Cooke， 2019)。笔者倾向于认为， P斑岩岩浆氧逸度的突然升高可能是因高镁闪长玢岩所代表的超钾质岩浆混合注入所致。尽管本次分析结果显示高镁闪长玢岩中锆石Ce/Ce*值比P斑岩高， 但两者平均值基本是相似的。另外， 最近Li 等(2020)直接估算了冈底斯带超钾质岩浆氧逸度， 结果显示演化到上地壳深度时， 超钾质岩浆氧逸度在ΔFMQ+2.5以上。如此高氧逸度的岩浆混合到P斑岩岩浆中， 毫无疑问会导致P斑岩的氧逸度升高。

4.1.2 相对水含量

Lu等(2016)通过对全球含矿和贫矿的酸性岩浆锆石微量元素的研究， 提出(Ce/Nd)/Y与Dy/Yb值可以指征岩浆的水含量。在富水岩浆中， 角闪石结晶于岩浆演化的早期阶段， 使得残余熔体中亏损Y(安山质、英安质岩浆中， Y在角闪石与熔体之间的分配系数为2～6)。此外， 角闪石还富集MREE， 角闪石在富水熔体结晶会导致残余熔体的Dy/Yb值降低。上述特征也会体现在同组分结晶的锆石中， 富水的成矿岩浆锆石(较贫矿岩浆的锆石)具有出更高的(Ce/Nd)/Y值， 以及更低的Dy/Yb值。统计显示含矿岩浆的锆石(Ce/Nd)/Y>0.01， Dy/Yb<0.3， 含水量较高(Wangetal., 2014b， 2018； Luetal., 2016)。

驱龙矿床中新世岩浆序列的锆石除了成矿的P斑岩， (Ce/Nd)/Y和Dy/Yb值几乎都在该范围之内。其中， 荣木错拉岩体(19 ～17 Ma)的锆石(Ce/Nd)/Y值最高， Dy/Yb值范围最低， 这与角闪石只少量出现在花岗闪长岩中相符合。随温度降低， (Ce/Nd)/Y值升高， Dy/Yb值降低。角闪石、黑云母等含水矿物的结晶时会消耗岩浆中部分挥发分， 岩浆中流体未达到饱和。随后基性岩浆注入(闪长质包体年龄～16.3 Ma)， 随温度的降低， 闪长质包体的Dy/Yb值可观察到两个趋势：Dy/Yb值不变， 可能对应着闪长质包体中自形的角闪石(图3f)， 形成于与荣木错拉花岗闪长岩岩浆混合之前的岩浆房中； Dy/Yb值降低， 可能对应针状角闪石(图3e)， 岩浆混合时快速结晶而成。基性岩浆的注入， 带来了大量的热和水， 促使岩浆房中流体达到饱和， 大量含矿岩浆流体从岩浆熔体出溶， 造成岩浆房内压增大， P斑岩岩浆快速上升侵位(～16 Ma)(对应P斑岩具有较高的锆石Ti温度)。伴随着P斑岩的就位， 大量含矿岩浆流体上升， 形成UST、隐爆角砾岩和大规模的热液脉系、斑岩矿化与蚀变。P斑岩较低的(Ce/Nd)/Y值和较高的Dy/Yb值， 表明了此时岩浆已经发生了流体饱和、出溶及大规模排泄。在成矿后期的高镁闪长玢岩(～15 Ma)， 也观察到两种产状的角闪石(Yangetal., 2015)：自形筛状(显示再吸收作用)的角闪石和针状淬火的角闪石， 对应了其较高的(Ce/Nd)/Y值和较低的Dy/Yb值， 表明高镁闪长玢岩岩浆具有较高的水含量(图10)。Yang 等(2015)和Lu等 (2015)的研究也证实由超钾质岩与埃达克岩混合成因的高镁闪长玢岩， 其含水量极高(500 MPa条件下， 含水量质量分数可>10%)。富水的高镁闪长玢岩岩浆混合到驱龙斑岩岩浆房中时， 会抬升岩浆房的水含量， 有利于流体的饱和出溶。

图10 驱龙矿床各期侵入岩及闪长质包体锆石Eu异常、Ti温度与(Ce/Nd)/Y、Dy/Yb组图

4.2 岩浆起源

荣木错拉岩体的锆石Hf同位素区间为岩浆序列中最高[εHf(t)峰值9.0]， 而氧同位素分布区间为岩浆序列中最高(图6)， 显示有地壳物质混染， 这与荣木错拉复式岩体作为一个较大的岩基的地质事实相符， 岩浆多期次侵位的过程中同化混染围岩， 导致δ18O的轻微升高； 而另一个δ18O的峰值(6.04‰)说明其岩浆源区有幔源物质的贡献。闪长质包体的锆石Hf同位素分布特征与荣木错拉岩体相似， 显示较强的亏损地幔特征； 而氧同位素除去相似的稍高的δ18O峰值(6.45‰)， 可能为岩浆混合时同化导致， 另外两个接近地幔锆石δ18O下限的值(4.70‰)， 表明闪长质包体岩浆来自地幔源区。P斑岩具有与地幔相似的锆石氧同位素特征也证实了岩浆房有大量幔源组分的贡献(图11)。此外， 在P斑岩中出现的代表岩浆流体出溶的UST石英， 其δ18Oqtz为6.2‰～7.6‰， 换算成与之平衡的水的δ18Owater为4.6‰～6.0‰(Quetal., 2017)， 与P斑岩锆石氧同位素记录的特征一致。高镁闪长玢岩的Hf分布区间为岩浆序列中最低， 可能是由于其形成于超钾质岩浆与埃达克质岩浆混合(Yangetal., 2015)； 闪长玢岩的锆石氧同位素值也显示其岩浆来源于地幔， 有地壳物质混染。驱龙矿床岩浆序列的锆石Hf-O总体反应出， 有大量的幔源物质贡献参与成矿(图11)。

图11 冈底斯带渐中新世含矿斑岩与贫矿岩石的锆石Hf-O同位素相关关系图

前人对冈底斯斑岩铜矿带含矿的埃达克质岩浆的成因模式有以下几种不同观点： ① 俯冲或残留洋壳的部分熔融(Quetal., 2004)； ② 经板片熔体/流体交代过的富集地幔楔的部分熔融(Gaoetal., 2007, 2010)； ③ 新生的加厚基性下地壳(≥50 km)在富水的角闪榴辉岩相或石榴子石角闪岩相条件下的部分熔融， 并有富集地幔和/或上地壳物质的加入(Chungetal., 2003; Houetal., 2004; Moetal., 2007; Yangetal., 2009; Lietal., 2011)。本次针对驱龙中新世岩浆岩中锆石微量及Hf-O同位素的研究结果， 特别是荣木错拉岩体及闪长岩包体亏损的Hf同位素组成[εHf(t)值变化于+7～+10之间]， 支持驱龙矿床中新世岩浆起源于新生下地壳部分熔融的观点(Houetal., 2015)。不过， P斑岩极低的δ18O值(+4.5～+6.3)， 表明其形成过程中有大量地幔组分加入。结合前人的认识(Yangetal., 2015)， 认为P斑岩母岩浆是荣木错拉岩体所代表的埃达克质岩浆与高镁闪长玢岩所代表的镁质岩浆混合并发生分异的产物； 高氧逸度和水含量的高镁闪长玢岩岩浆的混合， 会抬升P斑岩岩浆的氧逸度和水含量， 特别是氧逸度的抬升， 会促使岩浆演化早期饱和不混溶的硫化物熔体发生分解(曲焕春， 2018)， 转化成硫酸盐， 进而提升P斑岩岩浆中的金属含量， 并形成成矿斑岩。这一推论也得到其他研究的支持：如Hattori等(1993)在菲律宾的皮纳图博火山观察到， 这类镁铁质熔体能够在底垫或者岩浆上升过程中释放大量的超临界流体(H2O + SO2+ CO2)(Hattori, 1993； Wallace and Gerlach, 1994； Hattori and Keith, 2001)， 从而形成含水条件， 使镁铁质下地壳发生注水熔融(water-fluxed melting) (Sawyer,2010)，进而形成含水熔体。

5 结论

(1) 通过对驱龙矿床完整岩浆序列的锆石学研究发现， 随着岩浆演化进行和基性岩浆注入， 温度逐渐升高， 氧逸度和水含量呈现升高趋势， 且在成矿期和成矿后的岩浆表现为更宽泛的Ce(Ⅳ)/Ce(Ⅲ)、Ce/Ce*值以及Hf-O组成， 反映了幔源岩浆的混入。

(2) 通过锆石原位Hf-O同位素的研究， 进一步确定了P斑岩母岩浆是荣木错拉岩体所代表的埃达克质岩浆与高镁闪长玢岩所代表的幔源岩浆发生混合的产物。

续表3-1 Continued Table 3-1

续表3-2 Continued Table 3-2

(3) 基于高镁闪长玢岩岩浆具有较高的氧逸度和水含量， 以及成矿的P斑岩混合成因的特征， 认为幔源物质加入可能为驱龙铜矿的形成提供了水， 并抬高了氧逸度促进成矿作用的发生。