江西德兴斑岩铜矿石英闪长玢岩成因及成矿学意义

鲍 波,姜军胜,于玉帅,秦拯纬,郑忠超,柳 潇,陕 亮,董宜勇,李福林

(1.中国地质调查局 花岗岩成岩成矿地质研究中心, 湖北 武汉 430205; 2.中国地质调查局 武汉地质调查中心(中南地质科技创新中心), 湖北 武汉 430205; 3.江西省地质局 第八地质大队, 江西 上饶 334000; 4.江西省地质局 第二地质大队, 江西 九江 332000)

斑岩型铜矿床供给世界将近3/4的Cu、1/2的Mo、1/5的Au和大部分的Re等金属(Silitoe, 2010)。斑岩型铜矿床通常形成于弧环境(Cookeetal., 2005; Silitoe, 2010; 高俊等, 2019),也可以形成于后碰撞(Yangetal., 2009; 王瑞等, 2020)和陆内(Liuetal., 2012; Wangetal., 2015; 侯增谦等, 2020)等非弧环境。数值模拟研究认为,常见的钙碱性岩浆和“普通”体积的岩浆房演化足够形成具有工业价值的斑岩型矿床(Cline and Bodnar, 1991)。然而质量平衡计算表明,长英质岩浆房形成超大型斑岩矿床具有明显的挥发分质量不守恒问题,这种不守恒现象对于S组分来说尤其明显(Hattori and Keith, 2001)。因此,研究幔源中基性岩浆岩成因以及中基性岩浆与斑岩铜矿的关系成为近年来斑岩铜矿研究的重要方向之一(Yangetal., 2015; Caoetal., 2018, 2022; Chengetal., 2018)。

德兴矿床是中国东部最大的斑岩型铜钼金矿床,由铜厂、富家钨、朱砂红3个独立的矿体组成。多年来,研究人员已就德兴矿床成矿花岗闪长斑岩开展了大量的定年和地球化学工作(Wangetal., 2006; Liuetal., 2012; Zhouetal., 2012; Houetal., 2013; Zhangetal., 2013; Wangetal., 2015),然而成矿斑岩成因和形成的动力学背景仍然存在显著争议。部分学者认为俯冲板片的熔融产生德兴埃达克质成矿斑岩的原始岩浆(Zhouetal., 2012; Zhangetal., 2013);还有学者认为德兴成矿岩浆产于陆内伸展构造背景,新元古代残余弧或新生下地壳熔融形成德兴成矿斑岩的原始岩浆(Liuetal., 2012; Houetal., 2013; Wangetal., 2015); Wang等(2006)则认为软流圈物质上涌导致的拆沉下地壳部分熔融形成德兴成矿斑岩的原始岩浆。

除花岗闪长斑岩外,德兴矿床还发育与成矿斑岩近同期的石英闪长玢岩,目前仅有少量研究涉及石英闪长玢岩成因(Wangetal., 2020),有必要进一步研究石英闪长玢岩原始岩浆的形成和演化,以期更好地理解岩浆过程对于斑岩铜矿形成的控制作用。因此,本文以石英闪长玢岩为研究对象,开展了全岩地球化学、锆石U-Pb定年以及Lu-Hf同位素测试,进而探究德兴石英闪长玢岩成因并评估幔源中基性岩浆对于斑岩铜矿形成的重要贡献。

1 地质背景及样品描述

1.1 区域地质背景

德兴斑岩铜矿构造上位于江南造山带东段。前人研究提出,扬子地块和华夏地块在新元古代碰撞拼合形成现今的华南(图1)(在下扬子地区,江绍断裂带被认为是扬子地块和华夏地块的构造分界线),这一碰撞事件导致北东向江南造山带以及蛇绿混杂岩带的形成(Li and McCulloch, 1996; 王孝磊等, 2017)。华夏地块发育古元古代-中元古代的结晶基底,扬子板块的结晶基底为晚太古代-元古宙的老地层(Chen and Jahn, 1998)。此外,华南地区发育大量的新元古代弧火山岩地层,如位于赣东北地区的漆工群,主要岩性为细碧岩、角斑岩和其他火山碎屑岩(Liuetal., 2012)。

图1 华南地质简图(据Hou et al., 2013)

中生代,中国东南部发生一系列广泛而强烈的岩浆活动。其中,183～90 Ma范围内的岩浆作用在华南广泛发育,主要集中在183～168、160～130和130～90 Ma 这3个岩浆峰期。183～168 Ma的岩浆岩主要为碱性玄武岩、拉斑玄武岩、双峰式火山岩和A型花岗岩等。160～130 Ma的岩浆岩主要为与W-Mo(毛景文等, 2004)和Sn-W、Nb-Ta矿化有关的花岗岩类(陆建军等, 2022)。华南最强烈的岩浆活动发生于130～90 Ma,形成沿海岸带分布的具有弧岩浆特征的火山-侵入杂岩带(Houetal., 2013)。此外,该岩浆峰期在长江中下游成矿带也产出有大量的花岗质侵入体(Wangetal., 2014)。

1.2 矿床地质特征

德兴矿区出露的地层为中新元古代双桥山群千枚岩和变质沉凝灰岩(图2)。根据断裂组合特征及先后顺序,矿区断裂可分为北东向、北西向和北北东向3组。德兴矿床成矿花岗闪长斑岩以岩株的形式侵入到双桥山群中,共发育3个矿化斑岩中心,从北西到南东分别为朱砂红、铜厂和富家钨,这3个斑岩体分别形成了3个相对独立的矿体。此外,德兴矿床还产出小体积的石英闪长玢岩和辉绿岩,指示存在中基性岩浆活动。

图2 德兴斑岩矿床地质简图(据Wang et al., 2020)

德兴矿床3个独立矿区具有相似的蚀变类型和蚀变分带特征,总体上表现为以接触带为中心的蚀变分带模式,整体具有一定的对称性(Zhouetal., 2012)。蚀变过程可划分为3个阶段:第1阶段以钾化为主,蚀变作用主要发生在成矿岩体内部,蚀变矿物以钾长石和石英为主;第2阶段以绢云母化为主,位于钾化蚀变带的周围并且可以延伸到围岩之中,蚀变矿物以石英、绢云母、绿泥石为主;第3阶段为绿泥石-伊利石化蚀变阶段,形成绿泥石、绿帘石、伊利石、方解石等蚀变矿物。

德兴矿床3个独立的矿区具有相似的矿化特征,主要矿体均产在斑岩体顶部的内外接触带,呈空心筒状套合在斑岩体之上,平面上呈环形。正在开采的铜厂、富家坞矿区显示,约有2/3的矿体产于外接触带的变质岩中,约有1/3的矿体产于斑岩体内。铜厂矿区以铜、金矿化为主,富家钨以铜、钼矿化为主,朱砂红则为铜、钼、金矿化。矿石构造以细脉、浸染状及其细脉-浸染状复合构造为主,矿石成分简单,主要矿石矿物有黄铜矿、辉钼矿、斑铜矿等。

1.3 样品描述

石英闪长玢岩在德兴矿床铜厂、富家坞、朱砂红矿区均有产出,因矿山露天爆破开采缘故,未观察到石英闪长玢岩体的野外产状。本次研究在铜厂和富家坞矿区共采集蚀变和风化程度较弱的样品6件,用于锆石U-Pb定年、Lu-Hf同位素分析以及岩石地球化学测试,采样位置见图2。

石英闪长玢岩,深灰色,斑状结构,块状构造(图3a)。斑晶主要由斜长石(20%)、角闪石(10%)、石英(4%)和黑云母(2%)等组成。其中,斜长石斑晶多呈半自形到自形板状,聚片双晶发育,不同斜长石双晶纹宽度差异明显。此外,斜长石还发育明显的成分环带以及不同程度的绢云母化蚀变(图3b)。黑云母斑晶,片状,发育一组极完全解理(图3b)。角闪石斑晶呈半自形到自形柱状,绿泥石化蚀变强烈(图3c)。石英斑晶主要呈半自形-他形,多发育熔蚀结构(图3d)。基质为隐晶质,约占60%,主要由细小的长英质矿物组成,长石矿物多发生绢云母化蚀变,含少量的黑云母和角闪石等矿物。此外,德兴矿床成矿花岗闪长斑岩发育暗色微粒包体(图3e),石英闪长玢岩发育具有核边结构的磷灰石单矿物(图3f)。

2 分析测试方法

2.1 锆石微量元素、U-Pb定年和Lu-Hf同位素测试

经重磁方法分选出锆石后,在双目镜下挑选晶型较好且透明的锆石进行单矿物制靶,研磨抛光至锆石近中心部位。锆石的透射光、反射光以及阴极发光拍照在武汉上谱分析科技有限责任公司完成,其中阴极发光拍照使用配备阴极荧光探头JSM-IT300的扫描电镜完成。

锆石微量元素、U-Pb定年和Lu-Hf同位素测试在自然资源部中南矿产资源检测中心完成。其中,锆石U-Pb定年和微量元素测试使用的仪器为激光剥蚀等离子体质谱仪(LA-ICP-MS),激光剥蚀系统为RESOlution 193nm ArF准分子激光器,ICP-MS型号为icapQ。本次分析的激光束斑和频率分别为29 μm和6～8 Hz,剥蚀时间为45 s。采用锆石标准91500和玻璃标准物质NIST 610作外标分别进行同位素和微量元素的分馏校正。使用软件ICPMSDataCal 10.9完成分析数据的离线处理(Liuetal., 2008)。锆石加权平均年龄计算和U-Pb年龄谐和图绘制使用ISOPLOT软件完成(Ludwig, 2003; 路远发等, 2023)。

锆石原位微区Lu-Hf同位素测试使用激光剥蚀多接收器等离子体质谱仪(LA-MC-ICP-MS)完成。激光剥蚀系统为RESOlution 193 nm ArF准分子激光器,MC-ICP-MS为Neptune Plus。锆石Hf同位素测试点选择锆石U-Pb定年测试点位置或其附近。本次分析的激光束斑和频率分别为43 μm和6～8 Hz,激光剥蚀时间为60 s。采用Penglai和Plesovice作为标样。采用176Yb/173Yb =0.796 218(Fisheretal., 2011)来扣除176Yb对176Hf的同量异位干扰;采用176Lu/175Lu=0.026 56(Blichert-Toftetal., 1997)来扣除176Lu对176Hf的同量异位干扰。使用软件ICPMSDataCal 10.9完成分析数据的离线处理(Liuetal., 2010)。

2.2 岩石地球化学测试

在薄片岩相学鉴定的基础上,选取新鲜岩石样品,切除裂隙部分和风化表面,粉碎至200目,在武汉上谱分析科技有限责任公司进行主量元素和微量元素的分析测试。将加有助熔剂(四硼酸锂、偏硼酸锂、氟化锂)和氧化剂(硝酸铵)的样品在高温下进行熔融并制作玻璃熔片,使用X射线荧光光谱仪(XRF)进行主量元素测试,主量元素测试相对标准偏差小于2%,烧失量通过减重法进行测定。微量元素采用电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)进行测试。称取50 mg样品于Teflon溶样弹中,然后用硝酸、氢氟酸等分3个阶段进行消解,处理后的溶液用硝酸稀释至100 g并用ICP-MS进行测试。微量元素分析误差小于10%。

3 分析测试结果

3.1 锆石U-Pb年龄

石英闪长玢岩锆石为无色-浅灰色,以自形长柱状为主,长轴介于100～250 μm之间。阴极发光图像显示大部分锆石发育明显的震荡环带,对发育环带结构的锆石颗粒进行定年测试工作,结果见表1。锆石Th、U含量分别介于152×10-6～870×10-6和348×10-6～964×10-6之间,Th/U值为0.38～0.90,显示其为岩浆成因。FJW-20样品28个分析点206Pb/238U年龄介于172±2～167±2 Ma之间,加权平均年龄为169±1 Ma。TC-20样品30个分析点206Pb/238U年龄为172±2～166±1 Ma,加权平均年龄为168±1 Ma(图4)。锆石U-Pb定年结果显示石英闪长玢岩为中侏罗世岩浆活动的产物。

图4 德兴石英闪长玢岩锆石U-Pb年龄谐和图

表 2 德兴石英闪长玢岩锆石微量元素组成 wB/10-6

3.2 锆石微量元素含量和岩浆氧逸度

锆石微量元素含量和岩浆氧逸度系列参数计算结果分别见表2和表3。使用Geo-fO2软件对全岩和相应锆石的微量元素含量进行计算,求得岩浆氧逸度、锆石Ce4+/Ce3+值以及锆石饱和温度等系列参数(Lietal., 2019)。使用锆石钛温度计进行锆石饱和温度的计算(Ferry and Watson, 2007)。在石英闪长玢岩中未发现金红石,因此设定SiO2和TiO2活度分别为1和0.7。根据Ce4+、Ce3+锆石-熔体分配的晶格应变模型进行锆石Ce4+/Ce3+值计算(Ballardetal., 2002)。根据锆石Ce异常和锆石结晶温度进行岩浆氧逸度计算(Trailetal., 2012; Lietal., 2019)。锆石稀土元素配分模式图显示轻稀土元素亏损、重稀土元素富集,并且具有非常明显的正Ce异常(图5)。计算获得的锆石结晶温度为552～765℃(平均值为665±49℃);Ce4+/Ce3+值为76.1～507,平均值为269; lgfO2为-20.1～-6.66,中位数为-11.6。

图5 德兴石英闪长玢岩锆石稀土元素球粒陨石标准化图

3.3 岩石主、微量元素

德兴石英闪长玢岩主微量元素原始测试结果见表4,在表述和作图过程中主量元素均采用烧失量校正后的结果。石英闪长玢岩SiO2含量为58.41%～63.12%,具有高的TFe2O3(6.11%～8.54%)和MgO(3.71%～4.87%)含量以及高的Mg#值(50.3～56.8)。样品K2O=1.68%～2.94%,Na2O+K2O=5.41%～6.36%,Al2O3=15.64%～16.30%,CaO=3.87%～5.61%,A/CNK值较低(0.85～1.04)。主量元素特征指示石英闪长玢岩为安山质组成,具有钙碱性-高钾钙碱性及准铝质特征(图6)。

图6 SiO2-Zr/TiO2图(a, 据Winchester and Floyd, 1977)、K2O-SiO2图(b)、A/NK-A/CNK图(c, 据Maniar and Piccoli, 1989)和(La/Yb)N-YbN图(d, 据Drummond and Defant, 1990)

石英闪长玢岩稀土元素总量为106×10-6～162×10-6。稀土元素球粒陨石标准化图呈现明显的右倾轻稀土元素富集的配分模式(图7a),样品的(La/Yb)N=11.4～18.3,LREE/HREE=9.17～12.8。Eu/Eu*=0.57～1.10,多数样品具有中等-弱的负Eu异常,指示源区经历了不同程度的斜长石分离结晶作用。微量元素蛛网图显示样品富集大离子亲石元素,亏损高场强元素,具有明显的Nb、Ta、Ti的负异常(图7b),指示其具有弧岩浆亲合性(Richards, 2011)(图6d)。值得注意的是,石英闪长玢岩具有明显的Ba和Sr的正异常,与受交代岩石圈地幔来源的中性岩浆岩特征一致(Wangetal., 2018),这一富集特征是由早期俯冲事件释放流体携带大量Ba、Sr进入岩石圈地幔引起的(Richards, 2011)。

表 1 德兴石英闪长玢岩锆石LA-ICP-MS U-Pb测年结果

德兴成矿花岗闪长斑岩中的暗色微粒包体SiO2含量介于57.50%～60.44%之间,样品K2O含量为0.98%～3.67%,稀土元素球粒陨石标准化图呈现明显的右倾轻稀土元素富集的配分模式,具有Eu的负异常(图7a),微量元素蛛网图显示样品富集大离子亲石元素、亏损高场强元素的特征(图7b)(Houetal., 2013)。主、微量元素图解显示,德兴石英闪长玢岩与暗色包体具有非常相似的地球化学组成(图6、图7)。

3.4 锆石Hf同位素

锆石Hf同位素结果见表5。测试点的176Yb/177Hf值为0.022 775～0.054 964,176Lu/177Hf值为0.000 637～0.001 502,176Hf/177Hf值为0.282 734～0.282 896。利用相应锆石U-Pb年龄计算得到εHf(t)=2.20～7.93, 两阶段模式年龄为1 075～709 Ma。

4 讨论

4.1 岩浆源区

德兴石英闪长玢岩具有高的MgO含量(3.71%～4.87%)和Mg#值(50.3～56.8),明显高于下地壳变玄武岩脱水熔融形成的熔体(Mg#<44)(Altherretal., 2000)。Nb/Ta值介于13.0～16.8之间(平均值为15.4),也显著高于下地壳的8.0(Rudnick and Gao, 2003),上述证据表明其原始岩浆并非来源于下地壳变玄武岩的熔融。石英闪长玢岩Lu/Yb值较低且集中分布于0.15～0.16之间,与德兴暗色包体(0.14～0.16)以及幔源岩浆(0.14～0.16)的变化范围一致(Sun and McDonough, 1989)。Zr/Hf值介于37.1～40.6之间(平均值为38.9),与暗色包体平均值31.0和原始地幔平均值36.3较为接近,显著高于壳源岩浆相应比值(11.0)(孙志远等, 2018)。

表 3 德兴石英闪长玢岩锆石结晶温度、Ce4+/Ce3+、Eu/Eu*、(Ce/Ce*)D及氧逸度计算结果

石英闪长玢岩锆石εHf(t)值为2.2～7.9(图8),与华南辉长岩(3.4～6.4;Yangetal., 2021)、桃园辉长岩体(3.2～6.5; Zhongetal., 2013)和思泰辉长岩体(0.39～5.84; 农军年等, 2017)较为相似。此外,研究发现华南晚侏罗世里松花岗岩暗色包体锆石εHf(t)值介于-2.9～8.0之间,并且暗色包体Hf-O同位素组成具有明显的双峰式分布,其中一组锆石的εHf(t)值为3.1～8.0(Lietal., 2009),与本次研究的石英闪长玢岩较为相似。综合以上结果,我们认为德兴石英闪长玢岩原始岩浆来自于岩石圈地幔。

图8 德兴石英闪长玢岩锆石Hf同位素图解(a)和Hf同位素直方图(b)

德兴石英闪长玢岩具有高的Th/Yb值(6.37～10.9),明显高于MORB和OIB等软流圈地幔来源的岩石(图9a)(Pearce, 2008)。在Th/Nb-TiO2/Yb图解(图9b)中,石英闪长玢岩投影在俯冲改造岩石圈区域内,Th/Nb值大于1且高于下地壳的相应比值(Wadeetal., 2019)。德兴暗色包体Th/Yb和Th/Nb值与石英闪长玢岩较为一致(图9)。上述结果指示石英闪长玢岩原始岩浆来源于俯冲流体改造的岩石圈地幔,这也得到岩石微量元素分析结果的证实。德兴石英闪长玢岩样品具有富集轻稀土和大离子亲石元素、亏损重稀土和高场强元素的微量元素特征,显示俯冲带流体作用地球化学特征以及明显的弧岩浆亲合性(Richards, 2011)。

图9 Th/Yb-Nb/Yb图解(a, 据Pearce, 2008)和Th/Nb-TiO2/Yb图解(b, 据Wade et al., 2019)

4.2 岩石成因

德兴石英闪长玢岩发育明显的矿物结构和成分的不平衡现象,比如广泛出现的浑圆状石英斑晶及其熔蚀结构(图3d),部分磷灰石单矿物阴极发光图像具有明显的核边分带结构(图3f),这些磷灰石核部和边部的S含量具有突变现象(未发表数据),以上证据均指示存在岩浆混合作用(Yangetal., 2015)。在TFeO-MgO图解上,石英闪长玢岩没有沿着基性岩浆分离结晶趋势线分布,而是与德兴成矿花岗闪长斑岩及其暗色包体一道沿着岩浆混合趋势线排列,显示出岩浆混合变化趋势(图10a)(王盟等, 2019; 牛漫兰等, 2021)。在共分母协变图解(图10b)和不共分母协变图解中(图10c),石英闪长玢岩与成矿花岗闪长斑岩及其闪长质暗色包体分别呈现出明显的线性相关性和曲线形态,说明石英闪长玢岩与花岗闪长斑岩成分变化与岩浆混合关系密切(王盟等, 2019),指示成矿花岗闪长斑岩是中侏罗世幔源基性岩浆和地壳酸性岩浆大规模混合作用的产物,并且石英闪长玢岩代表了岩浆混合过程中的幔源基性端员。

德兴石英闪长玢岩具有轻稀土元素和大离子亲石元素富集、重稀土元素和高场强元素亏损的特征,显示出较为明显的弧岩浆亲合性(Richards, 2011)。前人研究认为,江南造山带经历了早期的洋-洋俯冲(970～880 Ma)、弧-陆碰撞(880～860 Ma)、洋-陆俯冲(860～825 Ma)、碰撞后伸展(825～810 Ma)和造山后伸展(810～760 Ma)5个阶段(王孝磊等, 2017)。德兴石英闪长玢岩Hf两阶段模式年龄为1 075～709 Ma,集中分布于900 Ma左右(图8),与华夏地块和扬子地块碰撞之前的俯冲事件年龄(970～880 Ma)(王孝磊等, 2017)高度吻合。因此,德兴石英闪长玢岩的弧岩浆亲合性很可能继承自华南地区早期的俯冲流体改造事件(Liuetal., 2012; Houetal., 2013; Wangetal., 2015)。新元古代俯冲事件造成岩石圈地幔的改造,使其富集易于迁移的大离子亲石元素和轻稀土元素(Sunetal., 2017)。基性岩浆年代学统计结果显示,华南在早中侏罗世(180～170 Ma)存在一期重要的伸展拉张构造事件(娄峰等, 2020)。基于此,我们认为在中侏罗世伸展构造背景下,软流圈物质上涌导致俯冲改造的岩石圈地幔部分熔融形成幔源基性岩浆,幔源基性岩浆的底侵作用诱发下地壳物质熔融并与之发生一定程度的岩浆混合作用,形成德兴成矿花岗闪长斑岩的母岩浆,幔源岩浆为德兴矿床注入了成矿所需的部分挥发分和成矿金属。

4.3 成岩时代和岩浆氧逸度

两件德兴石英闪长玢岩样品锆石U-Pb年龄分别为169±1 Ma和168±1 Ma,与德兴成矿花岗闪长斑岩锆石U-Pb年龄173±1～169±2 Ma基本一致(Wangetal., 2006; Liuetal., 2012; Zhouetal., 2012; Zhangetal., 2013; Wangetal., 2015),也与德兴矿床富家坞矿山辉钼矿Re-Os等时线年龄171±1 Ma(Zhouetal., 2012)在误差范围内基本一致。上述结果表明,德兴斑岩铜矿岩浆活动和成矿事件均发生于中侏罗世。

因为变价元素Ce和Eu的存在使得锆石成为计算共存岩浆氧逸度的理想对象(Ballardetal., 2002)。不同于大部分稀土元素主要以+3价形式存在,Ce在岩浆中可以Ce4+形式存在,高氧逸度条件下由于Ce4+与Zr4+半径接近,Ce4+比Ce3+更容易以类质同象形式进入锆石晶格中。Ballard 等(2002)提出锆石正Ce异常大小可以反映岩浆氧化状态。由图5可见,德兴石英闪长玢岩锆石稀土元素配分图显示非常明显的正Ce异常,表明其岩浆体系可能具有高氧逸度的特征(Ballardetal., 2002; Loaderetal., 2022)。在lg(Fe2O3/FeO)-TFeO图解上, 德兴石英闪长玢岩投影在中等氧化到强氧化区域(图11)。Blevin(2004)认为中等氧化与强氧化界线近似于FMQ氧逸度等级,表明石英闪长玢岩岩浆体系具有高氧逸度的特征(Blevin, 2004)。

图11 德兴石英闪长玢岩lg(Fe2O3/FeO)-TFeO图(据Blevin, 2004)

由图12a和12b可见,德兴石英闪长玢岩投影在FMQ-MH区间,近一半锆石点计算的岩浆氧逸度达到MH等级,同样指示原始岩浆具有高氧逸度的特征。高氧逸度幔源岩浆的注入有利于德兴成矿岩浆保持高氧逸度的特征,这一现象与西藏驱龙斑岩铜矿幔源超钾质岩浆注入提高成矿岩浆氧逸度类似(李秋耘等, 2021),避免斑岩体系岩浆硫化物的早期饱和(萃取共存岩浆中的成矿金属,导致残余岩浆成矿金属含量显著下降而破坏体系的成矿能力)(Jugo, 2009; Simon and Ripley, 2011; 张铭鸿等, 2021),有利于斑岩铜矿床的形成。

图12 德兴石英闪长玢岩锆石(Ce/Ce*)D-10 000/T(a, 据Jiang et al., 2018)和lg fO2-t(b, 据Loader et al., 2022)图解

5 结论

(1)德兴石英闪长玢岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为169～168 Ma,侵位于中侏罗世。

(2)德兴石英闪长玢岩为钙碱性-高钾钙碱性系列岩石。

(3)俯冲改造的岩石圈地幔熔融形成幔源基性岩浆,与下地壳熔融形成的岩浆发生壳幔岩浆混合作用,形成德兴成矿花岗闪长斑岩的母岩浆。

(4)德兴石英闪长玢岩岩浆体系具有高氧逸度的特征,幔源高氧逸度岩浆的注入可有效避免斑岩体系硫化物的过早饱和而破坏成矿能力。

致谢感谢德兴铜矿李兵、邹克和梁耀灵等3位专家在野外工作过程中提供的帮助和便利。感谢两位审稿专家以及终审主编提出的宝贵修改意见,对于论文质量的提升起到了重要的作用。