富揮發分巖漿補給對斑巖型銅-鉬礦床形成的關鍵作用：以西藏尼木崗講礦床為例*

田豐 冷成彪 張興春 田振東 張偉

1. 中國科學院地球化學研究所，礦床地球化學國家重點實驗室，貴陽 550081

2. 中國科學院大學，北京 100049

3. 東華理工大學，核資源與環境國家重點實驗室，南昌 330013

斑巖型礦床是世界上銅、鉬和金等多種金屬的重要來源(Sillitoe, 2010)，具有巨大經濟價值。該類礦床一般發育多期次復式侵入體，而成礦往往只與其中一期或幾期相關。而且，與活動周期較長的侵入序列相比(幾個百萬年)，成礦往往形成于較短的時間內(幾萬年至幾十萬年)(Richards, 2003; Sillitoe, 2010; Correaetal., 2016)。因此，了解為什么成礦作用只與特定侵入巖有關，以及為何成礦作用常發生在較短時間內，對理解礦區尺度成礦過程和找礦勘查具有重要意義。

巖漿的氧逸度、揮發分含量、溫度等物理化學條件是控制斑巖礦床形成的關鍵因素(Candela, 1992; Ballardetal., 2002; Richards, 2003; Seedorffetal., 2005; Sillitoe, 2010)。鑒于同期巖體中的礦物斑晶(如黑云母、斜長石等)和鋯石、磷灰石等副礦物往往形成于深部巖漿房，因此可利用礦物斑晶和副礦物的化學成分和結構特征探討深部巖漿成分及物理化學性質(Shcherbakovetal., 2011; Caoetal., 2018; Jinetal., 2018; Zhuetal., 2018; Huangetal., 2019)。然而，由于大多數斑巖礦床會受到后期熱液蝕變作用的影響，從而使得許多礦物斑晶發生了明顯的蝕變，因此較難反映深部巖漿信息。西藏岡底斯帶中段的崗講斑巖銅-鉬礦床發育多期次侵入體，而主成礦作用主要與其中一期密切相關，且礦床有較高的剝蝕程度(冷成彪等，2010)，對于各期次侵入體有良好的揭露。同時，大部分巖體都保留有較為新鮮的斑晶(黑云母和斜長石等)和副礦物(鋯石和磷灰石等)，這為解決上述問題提供了極好的研究對象。

基于此，本文對崗講斑巖銅-鉬礦床中發育的各期次侵入體進行了全巖主、微量元素分析，并針對各期次侵入體中新鮮礦物斑晶(黑云母和斜長石等)和副礦物(鋯石和磷灰石等)的化學成分和結構特征進行重點研究。這些數據顯示各期次侵入巖均為高鉀鈣堿系列巖石，具有無明顯差別的鋯石飽和溫度和較為氧化的巖漿狀態，并且磷灰石S、Cl和F含量、黑云母Cl和F含量以及斜長石的反環帶等特征表明在主成礦期斑巖就位之前，存在富S、Cl的巖漿注入了巖漿房，并對成礦起了關鍵性作用。

1 區域及礦區地質概況

岡底斯斑巖銅礦帶位于拉薩地體南緣(圖1a)，東西向延伸數百千米，南以印度河-雅魯藏布江縫合線為界，北以班公湖-怒江縫合帶為界。拉薩地體的結晶基底主要由年齡為850～530Ma的正片麻巖構成(Guynnetal., 2006)，并沿著該地體的北緣分布(Harrisetal., 1988)。蓋層由一系列奧陶紀-三疊紀的淺海碎屑巖(Burg and Chen, 1984; Kindetal., 1996)以及產于地體北緣的上石炭統-下二疊統火山碎屑巖和碳酸鹽巖(Yin and Harrison 2000)組成，后者被認為是怒江洋盆打開時形成(Pearce and Mei ,1988; Gaetani and Garzanti, 1991)。在早侏羅世-晚白堊世，新特提斯洋殼向北俯沖至拉薩地體之下(Chuetal., 2006; Wenetal., 2008; Jietal., 2009)，形成了安第斯型花崗巖巖基和日喀則弧前盆地(Allégreetal., 1984; Harrisonetal.,1992; Dürr, 1996)。隨后，大量岡底斯后碰撞花崗質巖基侵入其中。古新世-始新世，林子宗組鈣堿性火山巖漿在印度板塊和亞洲板塊碰撞期間(65～40Ma)于拉薩地體強烈活動(Moetal., 2007, 2008, 2009; Jietal., 2009; Gaoetal., 2010)，形成與岡底斯山脈近平行、延伸約1500km、主要由鉀質鈣堿性熔巖和超鉀質熔巖組成的中新世鉀質火成巖帶(Turneretal., 1993, 1996; Milleretal., 1999; Williamsetal., 2001)和埃達克質斑巖(Chungetal., 2003; Houetal., 2004; Guoetal., 2007)。

圖1 喜馬拉雅-西藏造山帶構造框架(a)及岡底斯斑巖銅礦帶地質簡圖(b)(據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)

崗講斑巖銅-鉬礦床地處西藏拉薩市東120km，隸屬于西藏自治區尼木縣。該礦床位于岡底斯斑巖銅礦帶中段的尼木礦田，與其同屬該礦田的還包括白容、廳宮、沖江等大型或超大型礦床。尼木礦田內主要發育三種主要的巖性單元(王小春等, 2002; 李金祥等, 2007; Houetal., 2009)：由粉砂巖、泥巖、雜砂巖和泥質灰巖組成的早白堊世沉積序列；由安山質-英安質火山巖、凝灰巖及凝灰質砂巖組成的古新世-漸新世火山-沉積序列(林子宗火山巖)；以及中新世包括石英二長巖、石英二長斑巖、花崗斑巖和花崗閃長巖在內的多期侵入巖。

崗講斑巖銅-鉬礦區主要發育有5種與成礦相關的侵入巖(圖2)，通過詳細的巖心編錄觀察和前人年代學工作(冷成彪等, 2009, 2010)，可知它們形成的先后順序為：黑云石英二長巖(QM)→英安斑巖(DP)→石英二長斑巖(QMP)→流紋英安斑巖(RDP)→流紋斑巖(RP)。黑云石英二長巖(QM)(圖3a, b)侵入時間最早，呈巖基狀產出，在鉆孔和地表可見其被石英二長斑巖(QMP)和流紋英安斑巖(RDP)所切割。鉆孔中局部可見與QM伴生的英安巖脈(DP，圖3b, c)，其體量較小，不在地表出露，與QM同期形成或較晚，未發現與其他幾期侵入巖的接觸關系。石英二長斑巖(QMP，圖3d)形成晚于黑云石英二長巖(QM)，只在少部分地表和局部鉆孔中出現。流紋英安斑巖(RDP，圖3e)是與成礦較為密切的一期斑巖，主要分布在礦區南部(圖2)，在鉆孔和地表均可見其切割黑云二長花崗巖和二長花崗斑巖。最后一期侵入巖為流紋斑巖(RP，圖3f)，是成礦后巖體，對礦體具有破壞作用，其發育位置極大降低了礦體的品位和可采性。

圖2 崗講斑巖銅-鉬礦床地質簡圖(a,據Leng et al.，2013修改)及AA′勘探線地質剖面圖(b,據田豐等，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)

圖3 崗講斑巖銅-鉬礦床巖心照片(a)黑云石英二長巖；(b)深色英安斑巖侵入黑云石英二長巖；(c)英安斑巖；(d)石英二長斑巖；(e)流紋英安斑巖；(f)絹云母化英安斑巖Fig.3 Photographs of rocks in a drill core at Gangjiang

對礦區主要發育的兩期侵入巖QM和RDP，冷成彪等(2010)報道了它們的侵位年齡，分別為14.73±0.13Ma(2σ)和RDP：12.01±0.29Ma(2σ)；而主成礦期的輝鉬礦Re-Os同位素模式年齡集中在12.51±0.19Ma(2σ)～12.85±0.18Ma(2σ)之間(Lengetal., 2013)，與RDP的U-Pb年齡相近，因此QM被認為是成礦前巖體，而RDP是主成礦期的致礦巖體。

礦區內主要發育鉀化、絹云母化、綠泥石-絹云母化和泥化4種蝕變組合類型，青磐巖化基本缺失(冷成彪等, 2009, 2010)。其中，利用短波紅外光譜技術在崗講斑巖銅-鉬礦床中共識別出 5 大類蝕變礦物，分別為絹云母類、高嶺石類、綠泥石類、硫酸鹽類和碳酸鹽類(田豐等，2019)。礦區主要有原生礦和氧化礦兩種礦石類型，其中原生硫化物的礦石礦物主要為黃銅礦和輝鉬礦，斑銅礦次之。一部分硫化物礦物發育在黑云石英二長巖(QM)的鉀化帶中，主要以稀疏浸染狀產出，品位較低(Cu為0.1% 左右，Mo為 0.01%左右)，低于當前工業開采要求。工業礦體主要產在黑云石英二長巖(QM)與流紋英安斑巖(RDP)的接觸部位，呈較粗的黃銅礦-輝鉬礦石英脈和網脈狀礦化。此外，氧化礦體位于距地表 100～200m以上的位置，礦石礦物主要為孔雀石和銅藍，并有鐵氧化物伴生。

2 樣品及測試方法

2.1 樣品制備

首先，在礦區選擇相對新鮮的巖心樣品，用切割機切去風化部分，以減小后期風化蝕變對測試結果的影響，制作以下分析用樣品。

(1)全巖樣品：在系統編錄崗講斑巖銅-鉬礦床巖心的基礎上，選擇礦區不同期次侵入體代表性樣品33個，包括4個英安斑巖(DP)、5個黑云石英二長巖(QM)、9個石英二長斑巖(QMP)、13個流紋英安斑巖(RDP)和2個英安斑巖(RP)，無污染粉碎至200目，進行全巖主量、微量及稀土元素分析。

(2)單礦物樣品：挑選鋯石、磷灰石、黑云母、斜長石單礦物顆粒，進行掃描電鏡、能譜及電子探針分析、微區微量元素含量分析。

鋯石挑選在廊坊市宏信地質勘查技術服務有限公司完成，樣品拍照工作(透射光、反射光和CL圖像)在中國科學院地球化學研究所礦床地球化學國家重點實驗室完成，CL圖像的拍照儀器為MonoCL4 陰極發光譜儀和JSM-7088F型場發射掃描電鏡。

因為在斑巖礦床后期熱液過程中容易形成熱液磷灰石，若選擇全巖粉碎分選的方式篩選磷灰石，則會把熱液磷灰石和巖漿磷灰石混淆在一起，從而影響分析結果。為最大可能地保證測試數據來源于巖漿磷灰石，此次研究通過在背散射條件下直接選擇包裹在斜長石或者黑云母礦物顆粒內部的磷灰石作為分析對象。

同樣，黑云母既可以形成于成巖過程，又可以形成于熱液蝕變過程，為了保證黑云母化學成分數據不受后期熱液影響，本文僅選擇自形程度較好的黑云母進行分析，相對于浸染狀或者鱗片狀產出的次生黑云母，這些黑云母更可能是原生巖漿黑云母(Rasmussen and Mortensen, 2013)。

斜長石在斑巖礦床中極易被熱液改造，為得到受蝕變影響最小的斜長石化學成分數據，更加準確地反映巖漿成分信息，此次研究在礦區選擇較為新鮮的巖石樣品磨制薄片，然后在偏光顯微鏡下選擇新鮮的斜長石顆粒作為研究對象。

2.2 分析方法

全巖主量元素分析測試工作在澳實分析檢測(廣州)有限公司完成。其測試儀器為X射線熒光光譜儀，分析測試參考標準物質包括GBW07105、NCSDC47009、SARM-4和SARM-5；全巖微量元素的分析測試工作在中國科學院地球化學研究所礦床地球化學國家重點實驗室完成，分析測試儀器為美國Perkin-Elmer公司生產的ELAN DRC-e型電感耦合等離子體質譜儀(ICP-MS)。對微量元素和稀土元素的檢測下限為0.n×10-9～n×10-9，絕大多數元素分析精度和準確度優于5%，其具體的分析測試流程及詳細的分析測試方法見Qietal.(2000)。

礦物掃描電鏡和能譜分析在中國科學院地球化學研究所礦床地球化學國家重點實驗室完成，儀器為JSM7800F場發射電子顯微鏡和EDAX TEAM Apollo XL能譜儀，加速電壓為20kV，活動時間為17s。

單礦物電子探針成分分析在中國科學院地球化學研究所礦床地球化學國家重點實驗室完成，儀器型號為JEOL JXA8230，分析精度優于5%。斜長石和黑云母分析的測試電壓為15kV，工作電流為2×10-8A，束斑大小為2～10μm；磷灰石分析的測試電壓為15kV，工作電流為2×10-8A，束斑大小為2～5μm。

鋯石和斜長石微區微量元素含量分析在中國科學院地球化學研究所礦床地球化學國家重點實驗室利用LA-ICP-MS完成。激光剝蝕系統為Geolas Pro 193nm ArF準分子激光剝蝕系統。電感耦合等離子體質譜儀為Agilent 7900 ICP-MS。激光剝蝕的能量密度為60mJ，頻率為5Hz，束斑直徑為44μm。利用ICPMSDataCal軟件進行數據處理(Liuetal., 2008, 2010)。微量元素處理時，鋯石和斜長石分別用Zr和Si 作內標、多個USGS 參考玻璃(NIST 610、NIST 612、BHVO-2G、BCR-2G和BIR-1G)作為多外標進行校正。

3 測試結果

3.1 全巖主、微量元素

本次工作共獲得33組全巖主、微量元素含量數據(電子版附表1、附表2)，除流紋斑巖具有較強的絹云母化蝕變(LOI：3.16%～3.3%(質量分數))外，其余都具有較低的燒失量(LOI：平均值1.63%，范圍：0.53%～3.91%；表1；圖4)。

表1 崗講斑巖銅-鉬礦床各期次侵入巖全巖主量元素(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

續表1Continued Table 1

伴隨著燒失量的變化，Na2O(圖4a)、K2O(圖4b)和稀土總量(圖4c)以及其他微量元素含量(表1)保持相對穩定，表明此次所測試的樣品蝕變輕微。

圖4 崗講斑巖銅-鉬礦床各期次侵入巖Na2O (a)、K2O (b)和∑REE(稀土總量)(c)對LOI圖解QM-黑云石英二長巖；DP-英安斑巖；QMP-石英二長斑巖；RDP-流紋英安斑巖；RP-英安斑巖Fig.4 Plots of Na2O (a), K2O (b) and ∑REE (c) against LOI for the intrusive rocks at Gangjiang

礦區各期次侵入巖具有相近的主量元素成分，大部分為酸性(SiO2=63.42%～70.51%；表1，附表1)，都屬于高鉀鈣堿性系列(Peccerillo and Taylor, 1976；圖5a)，且在TAS分類圖解中均位于石英二長巖、花崗巖、花崗閃長巖或三者的交界處(Middlemost, 1994；圖5b)。在哈克圖解中(圖6a-f)，隨著SiO2含量的變化，除了Na2O、K2O相關性較弱外，Al2O3、Fe2O3、MgO和TiO2都顯示了較強的相關性。

圖5 崗講斑巖銅-鉬礦床各期次侵入巖K2O-SiO2巖石分類圖解(a，據Peccerillo and Taylor, 1976)和(Na2O+K2O)-SiO2巖石TAS分類圖解(b，據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

圖6 崗講斑巖銅-鉬礦床各期次侵入巖主量元素哈克圖解Fig.6 Harker diagrams for intrusive rocks at Gangjiang

礦區各期次侵入巖具有相似的微量元素和稀土元素組成(表1，電子版附表2)，在原始地幔標準化微量元素蛛網圖中(圖7a)，礦區侵入巖均富集大離子親石元素(LILE)，如Rb、Ba、Th、U、K等，虧損高場強元素(HFSE)，如Nb、Ta、P、Zr、Hf、Ti等。在球粒隕石標準化稀土元素配分圖中(圖7b)，各期次侵入巖都表現為輕稀土元素相對富集，重稀土元素相對虧損，顯示為“鏟狀”模式，很可能是角閃石在富水巖漿中分離結晶所形成(Richards and Kerrich, 2007)。

圖7 崗講斑巖銅-鉬礦床各期次侵入巖全巖原始地幔標準化微量元素蛛網圖(a)和球粒隕石標準化稀土元素分布型式圖(b)(標準化值據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 鋯石微量元素

在進行鋯石LA-ICP-MS分析測試過程中，常會遇到鋯石內部的礦物包裹體(如磷灰石、榍石等)。在此次測試中，首先在鏡下選擇晶型完整、環帶發育且不含包裹體的鋯石作為測試對象(圖8a-c)，同時將Ca>200×10-6或La>0.3×10-6作為遇到磷灰石包裹體的指標，Ti>20×10-6作為遇到榍石包裹體的指標，對超過這些指標的數據進行剔除(表2；電子版附表3)。礦區內從QM到RP各期次侵入巖內鋯石的球粒隕石標準化稀土配分模式相似(圖9a-e)，都表現為重稀土元素相對富集、輕稀土元素相對虧損，Eu具有較低負異常，Ce具有很強的正異常。各期次侵入巖內鋯石的稀土配分模式、稀土總量(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，此次獲得的數據均來自典型相對氧化巖漿中的火成鋯石(Hoskin and Schaltegger,2003)。

圖8 崗講斑巖銅-鉬礦床各期次侵入巖鋯石CL圖像(a-c)、包裹在斜長石內部(d)和自形黑云母內部(e、f)的磷灰石背散射(BSE)圖像Pl-斜長石; 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

圖9 崗講斑巖銅-鉬礦床各期次侵入巖中鋯石球粒隕石標準化稀土元素分布型式圖(標準化值據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)

從鋯石化學成分計算所獲得的溫度(Ti飽和溫度)和Eu異常(EuN/EuN*=EuN/(SmN×GdN)0.5；圖10；表2)在QM到RP的各期次侵入巖中均未顯示明顯差別。Ti飽和溫度利用Ferry and Watson(2007)的公式計算獲得，在計算中設定logaSiO2=1(各期次侵入巖中均存在石英)、logaTiO2=0.7(榍石均為各期次侵入巖的常見副礦物)。經計算，QM鋯石具有較高的飽和溫度(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鋯石具有最高的飽和溫度(668～740℃，平均695±21℃，n=19)和較低的EuN/EuN*值(0.36～0.66，平均0.51±0.06，n=19)；QMP鋯石晶體具有最低的飽和溫度(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鋯石具有中等的飽和溫度(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鋯石具有中等的飽和溫度(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)。

圖10 崗講斑巖銅-鉬礦床各期次侵入巖中鋯石的溫度圖(虛線為EuN/EuN*=0.4標線，據Dilles et al., 2015)

表2 崗講斑巖銅-鉬礦床各期次侵入巖內鋯石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 磷灰石化學成分

本次測試對象為QM、DP、QMP和RDP的巖石樣品中包裹在斜長石(圖8d)或者黑云母礦物(圖8e、f)顆粒內部的磷灰石(RP由于受蝕變影響，未找到巖漿磷灰石)。表3中列出了各期次侵入巖的巖漿磷灰石Cl、SO3、F及其他元素的分析結果(電子版附表4)，并在圖11中進行了呈現。結果表明，RDP內磷灰石SO3含量(0.50%～0.81%，平均0.61±0.08%，n=21)明顯高于QM、DP和QMP。相比之下，來自DP的磷灰石顆粒具有較低的SO3含量(0.20%～0.50 %，平均0.33±0.09%，n=30)，而來自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)。同樣，RDP內磷灰石具有最高的Cl含量(0.83%～1.20%，平均1.09±0.1%，n=21)，來自DP的磷灰石顆粒具有較低的Cl含量(0.19%～0.69%，平均0.46±0.10%， n=30)，以及來自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)。

圖11 崗講斑巖銅-鉬礦床各期侵入巖內磷灰石Cl-F (a)和Cl-SO3 (b)含量圖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 崗講斑巖銅-鉬礦床各期次侵入巖內磷灰石化學成分(wt%)Table 3 Geochemical compositions (wt%) of apatite from intrusive rocks at Gangjiang

表4 崗講斑巖銅-鉬礦床各期次侵入巖內黑云母化學成分(wt%)Table 4 Geochemical compositions (wt%) of biotite from intrusive rocks at Gangjiang

與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)，來自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 黑云母化學成分

本次測試的黑云母分別來自QM、DP、QMP和RDP的巖石樣品內自形程度較好的原生巖漿黑云母(圖8e, f)。而由于受蝕變影響，RP中未找到自形程度較好或未蝕變的黑云母。黑云母的Ti含量受溫度控制，其含量可用于區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，電子版附表5)，與Rasmussen and Mortensen(2013)以及Zhangetal.(2016)記錄的巖漿黑云母相似(分別為1.18%～4.82%和1.76%～4.55%)。

在不含白云母和螢石的花崗巖類巖石中，70%～90%的F存在于黑云母中，其余的則存在于磷灰石和榍石中(Grabezkevetal., 1979)。崗講斑巖銅-鉬礦床QM和QMP中黑云母的F含量相近(QM：平均0.30±0.04%，范圍0.24%～0.38%，n=17；QMP：0.33±0.03%，范圍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%，范圍0.16%～0.28%，n=22；RDP：平均0.23±0.03%，范圍0.16%～0.28%，n=14；圖12a；表4)。相對于F，大多數黑云母的Cl含量較低，占據OH位置，只有少數黑云母的Cl/(OH+F+Cl)大于0.1(Munoz,1984)。崗講斑巖銅-鉬礦床各期次侵入巖除了RDP中黑云母Cl含量略高外(平均0.17±0.01%，范圍0.16%～0.20%，n=14)，其他較為相近(QM：平均0.12±0.01%，范圍0.10%～0.14%，n=17；DP：平均0.12±0.01%，范圍0.10%～0.15%，n=22；QMP：0.14±0.01%，范圍0.12%～0.15%，n=22；圖12a；表4)。

F截距值[IV(F)]、Cl截距[IV(Cl)]和F/Cl截距值[IV(F/Cl)]是描述黑云母中鹵素(F和Cl)相對富集程度的重要物理化學參數。Munoz(1984)將其定義為：

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/八面體陽離子之和；Xsid=[(3-Si/Al)/1.75](1-Xphl)，即黑云母中的鐵葉云母摩爾分數；Xann=1-(Xsid+Xphl)，即黑云母中的鐵云母摩爾分數。

其中IV (F)越小表示黑云母中F含量越富集；IV(Cl)基本為負數，其絕對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。崗講斑巖銅-鉬礦床中不同期次侵入體黑云母成分如圖12b所示，與黑云母中F和Cl含量相對應，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。

圖12 崗講斑巖銅-鉬礦床各期次侵入巖內黑云母Cl-F (a)、V (Cl)-IV (b)和IV (F/Cl)-IV (F) (c)以及流體log(fH2O/fHCl)-log(fHF/fHCl) (d)圖解由各期次樣品內黑云母元素含量計算得出，溫度為鋯石飽和溫度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 斜長石化學成分

剔除K2O>1%(可能經受了鉀質蝕變)的測點數據，最終獲得QM、DP、QMP和RDP中斜長石的化學成分數據(見電子版附表6)。在所測試的各期次斜長石中，斜長石的牌號(XAn)變化范圍大致相同(QM：0.16～0.30；DP：0.16～0.33；QMP：0.21～0.46；RDP：0.18～0.36)，為防止這一數據受蝕變影響，同時測試斜長石FeO和Sr含量，協同反映斜長石斑晶內部的化學成分變化規律。成礦前QM中斜長石顯示為正環帶，從斜長石斑晶核部至邊緣，斜長石的牌號基本呈下降的趨勢(圖13)，對應的FeO和Sr含量也近為同步變化。DP和RDP中化學成分有相近的變化規律，顯示出韻律環帶的特征(圖14、圖15)。從斜長石斑晶核部至邊緣，斜長石牌號并非呈連續下降的趨勢，出現了幾次波動，FeO和Sr的曲線也呈相同的趨勢。主成礦期RDP中斜長石也顯示出韻律環帶特征，甚至在部分斜長石的核部至邊緣，XAn、FeO含量和Sr含量的呈現上升的趨勢(圖16)。

圖13 崗講斑巖銅-鉬礦床QM中斜長石背散射圖像(左)和成分剖面圖(右)XAn為斜長石牌號，FeO為斜長石FeO含量(%)，數據來自EPMA；Sr為斜長石Sr含量(×10-6)，數據來自LA-ICP-MS；背散射圖像中白色箭頭表示EPMA和LA-ICP-MS分析測試的方向；圖14-圖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

圖14 崗講斑巖銅-鉬礦床DP中斜長石背散射圖像(左)和成分剖面圖(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

圖15 崗講斑巖銅-鉬礦床QMP中斜長石背散射圖像(左)和成分剖面圖(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

圖16 崗講斑巖銅-鉬礦床RDP中斜長石背散射圖像(左)和成分剖面圖(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 討論

4.1 礦區斑巖成因

崗講斑巖銅-鉬礦床含礦侵入巖，均表現為鉀質-超鉀質(圖4)、高Sr/Y比值(平均值111.6，范圍68.73～151.6；表1)、明顯富集大離子親石元素、強烈虧損高場強元素(圖7)、具有較低的重稀土元素(HREE)和Y含量(圖7；表1)。這些現象說明礦區侵入巖具有埃達克質巖的特征(Defant and Drummond, 1990; 侯增謙等, 2003, 2005; Houetal., 2004; Richards and Kerrich, 2007)，與岡底斯斑巖銅礦帶中其他含礦斑巖類似(Houetal., 2004, 2009; 楊志明等, 2008)。這類埃達克質巖的成因有三種成因模型：(1)加厚鎂鐵質(榴輝巖或石榴角閃巖)下地殼的部分熔融(Chungetal., 2003; Houetal., 2004)；(2)俯沖洋殼或殘留新特提斯洋板片部分熔融(Quetal., 2004, 2007)；和(3)受板片熔體交代的上地幔部分熔融(Gaoetal., 2007)。崗講礦區樣品均表現出高K2O含量(表1)、高(87Sr/86Sr)i值、相對低Mg#和低εNd(t)值(Lengetal., 2013)，這些特征與俯沖洋殼部分熔融形成的埃達克巖不同(Martin,1999)。與巖石圈地幔部分熔融所產生的鉀質和超鉀質火成巖相比(Milleretal., 1999；Williamsetal., 2001)，崗講礦區樣品的具有較低的Ni和Cr含量(表1)、較低的(87Sr/86Sr)i值和較高εNd(t)值(Lengetal., 2013)。因此，崗講礦區含礦斑巖可能來自于加厚鎂鐵質下地殼的部分熔融，高Sr/Y和La/Yb比值及低Y和HREE含量也反映其源區可能存在石榴子石或角閃石的殘留(Richards and Kerrich, 2007)。據此，我們認為由巖漿底墊作用和榴輝巖或石榴石角閃巖變質作用新形成的加厚下地殼很可能是這些埃達克質巖的來源(Houetal., 2009)。

4.2 各期次巖漿成分和性質

鋯石作為中酸性斑巖中重要的副礦物，以其較高的封閉溫度及較強的抗風化和抗蝕變能力，可以較好記錄巖漿信息。鋯石的Ti飽和溫度計顯示，礦區五期侵入體具有相似的溫度范圍(圖10；表2)，反映各期次巖漿具有相似的結晶溫度。此外，鋯石的Eu異常(EuN/EuN*)可用于定性判斷巖漿的相對氧化還原狀態(Ballardetal., 2002; Dillesetal., 2015; Luetal., 2016)。在該礦區中，從QM到RP各期次侵入體的鋯石均顯示較高的Eu異常(EuN/EuN*大多>0.4；圖10；表2)，且類似于全球其他礦化斑巖體系的鋯石(Wangetal., 2014；Dillesetal., 2015)。因此，可以認為礦區各期次巖漿具有相近的溫度和氧化還原狀態。

包裹在斜長石和黑云母斑晶中的巖漿磷灰石可以評估巖漿的S、Cl和F含量。結果表明，主成礦期RDP中磷灰石的SO3和Cl含量均高于其他期次，而F呈現相反的結果(圖11)。磷灰石中的SO3含量受巖漿S濃度和氧化還原狀態的控制(Pengetal., 1997; Paratand Holtz, 2005; Webster and Piccoli, 2015)。硫主要以S6+的形式存在于磷灰石結構中，其含量在相對氧化的環境中會增加(Boyceetal., 2010; Paratetal., 2011)。礦區各期次侵入巖有關的巖漿均顯示較為氧化的特征(圖10)，因此磷灰石SO3含量的差異很可能主要反映了伴生熔體中硫逸度的變化。同樣，RDP斑巖中磷灰石的Cl和F成分變化可以同步反映巖漿中Cl和F的成分變化(Piccoli and Candela, 1994; Mathez and Webster, 2005; Websteretal., 2009)。

黑云母中Cl和F的含量可用于計算伴生巖漿或流體的鹵素逸度(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)方程計算逸度比，該方程基于黑云母和熱液之間F-Cl-OH分配的修正系數(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在黑云母羥基位置的摩爾分數，T是鹵素交換的溫度(單位為K)。此處計算所用溫度為鋯石飽和溫度。由礦區各期次斑巖中黑云母化學成分計算得出伴生巖漿鹵素逸度變化的總體趨勢與對應黑云母Cl和F含量一致，RDP期次巖漿相比其他期次巖漿更加富集Cl而貧F(圖12d)。

4.3 富揮發分巖漿來源

綜合磷灰石和黑云母所反映的巖漿信息，可知主成礦期RDP巖漿相比其他期次巖漿含有更多的S、Cl和較少的F。在流體出溶過程中，S和Cl更加容易進入流體相，而F更傾向留在熔體相，而主成礦期侵入巖體相對富S-Cl、貧F的特征可以排除是由流體出溶造成，這一特征很可能反映了在RDP就位之前，發生了富S、Cl巖漿的注入。同時，結合QM中斜長石發育正環帶(圖13)，而其他期次，尤其是RDP，發育反環帶(圖16)這一現象，可以推測注入的富S和Cl的巖漿更加偏基性。斜長石的成分主要取決于熔體成分、溫度、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，崗講斑巖礦區五期侵入體具有相似的氧逸度和溫度特征，因此這兩者可能并不是造成其揮發分差異的主要原因。此外，前人研究表明，提高巖漿溫度或H2O含量雖然會增加斜長石的XAn(Housh and Luhr, 1991; Couchetal., 2001)，但并不能影響斜長石中FeO和Sr含量。由圖14-圖16可知，崗講斑巖Mo-Cu礦床RDP中斜長石的XAn、FeO和Sr呈耦合變化，進一步反映溫度或H2O含量不是造成斜長石成分差異的主要原因。研究表明，巖漿的S和Cl含量在氧化鎂鐵質巖漿中的溶解度高于長英質熔體(Webster, 1997; Websteretal., 1999; Hattori and Keith, 2001)。同時，Lengetal.(2013)研究發現，QM樣品中巖漿鋯石的Hf同位素組成εHf(t)值介于+2.25～+4.57之間，而RDP樣品中巖漿鋯石的εHf(t)值在+5.53～+7.81之間。因此，與QM相比，更多的地幔組分參與了RDP的形成。所以，基性巖漿注入，導致熔體成分發生改變，可能是造成斜長石發育反環帶的主要原因。

這些證據表明在主成礦期RDP就位之前，存在富S-Cl且含有更多地幔組分的偏基性巖漿注入了深部巖漿房，發生巖漿混合，并觸發RDP就位。由于RDP這期巖漿含有更多的S-Cl，并在流體出溶中進一步進入流體相富集，大大增加了這期流體對成礦元素的搬運絡合能力，并在合適的部位進行沉淀富集形成礦體，從而對崗講斑巖銅-鉬礦床的形成發揮關鍵性的作用。

5 結論

(1)崗講斑巖銅-鉬礦床含礦侵入巖顯示埃達克質巖的特征，它們很可能來源于由巖漿底墊作用和榴輝巖或石榴石角閃巖變質作用形成的新生加厚下地殼。

(2)崗講斑巖礦區各期次巖漿具有相近的溫度和氧逸度，而主成礦期流紋英安斑巖巖漿相比其他期次巖漿含有更多的S、Cl和較少的F。

(3)磷灰石、黑云母和斜長石的化學成分和結構特征說明在致礦斑巖就位之前，存在富S、Cl且含有更多地幔組分的偏基性巖漿注入，這可能在斑巖過程形成過程中扮演了重要角色。

致謝野外工作得到云南銅業礦產資源勘查開發有限公司曾紅坤高級工程師和云南銅業股份有限公司姜華高級工程師極大的幫助；成文過程中，中國科學院地球化學研究所朱經經研究員和合肥工業大學王世偉博士提供了寶貴修改意見和建議，讓筆者受益良多；本刊編輯對本文進行了精心的修改和指導；筆者在此一并致以誠摯的感謝！