新疆西天山闊庫確科鐵銅礦區成礦巖體鋯石微量元素地球化學特征及其地質意義*

顧楓華，章永梅，彭義偉，王佳琳

（1 中國地質科學院礦產資源研究所自然資源部成礦作用與資源評價重點實驗室，北京 100037；2 中國地質大學（北京），地球科學與資源學院，北京 100083；3 成都理工大學，地球科學學院，四川成都 610095）

新疆西天山位于中亞造山帶西南部，從前寒武紀到二疊紀，該地區經歷了復雜的地質演化過程，形成了大量的中酸性侵入巖體以及一系列與之有密切聯系的矽卡巖型Fe-Cu-Mo 礦床、斑巖型Cu-Mo-Au礦床、淺成低溫熱液型Au 礦床以及熱液脈型Pb-Zn礦床等（Gao et al.,1998;廖啟林等,2001;沙德銘等,2003; 肖文交等, 2008; 高俊等, 2009; 申萍等, 2010;薛春紀等,2014;2015）。博羅科努晚古生代島弧帶作為西天山地區最重要的成礦帶之一，產有阿希、京希-伊爾曼德、塔烏爾別克等淺成低溫熱液型Au 礦床，以及闊庫確科、可克薩拉、哈勒尕提、肯登高爾、喇嘛蘇、達巴特等斑巖-矽卡巖型Fe-Cu-Pb-Zn-Mo多金屬礦床等（李華芹等,2006;張作衡等,2009;賈志業等,2011;薛春紀等,2011;顧雪祥等,2013;2014a;2014b; 2016; 王新利等, 2014; 周超等, 2014; 高景剛等, 2014; 章永梅等, 2016;Wang et al., 2018; Peng et al.,2020）。其中，闊庫確科鐵銅礦床是該成礦帶上的典型矽卡巖型礦床，近些年來，該礦區的地質勘探和研究工作逐漸詳細并深入，前人的研究主要集中在該礦床的成巖時代、成礦巖體元素地球化學、成礦流體性質、礦床成因、成礦物質來源等方面，并認為該礦床形成于晚泥盆世—早石炭世北天山洋向伊犁板塊俯沖的構造背景下，成礦物質主要源于深部花崗質巖漿，成礦流體的沸騰作用導致了金屬礦物的沉淀，成礦巖體是俯沖帶沉積物脫水引發下地殼部分熔融的產物（彭義偉,2015;田寧,2016;顧楓華等,2017）。然而，對于該礦床成礦巖體礦物學方面的工作相對較少。

鋯石作為自然界中極為常見的副礦物，普遍存在于大部分火成巖中。由于其極高的化學穩定性，在經歷漫長的地質歷史演化后依然可以完好地保存下來，因此通過研究鋯石的稀土元素和微量元素特征可以很好地還原其形成時的地質背景，并且利用鋯石的Ti溫度計和氧逸度計也有助于判斷巖體的形成溫度及含礦性等，進而為評價礦床的成礦潛力等方面提供理論依據（Peck et al., 2001; Rubatto, 2002;Watson et al., 2006; Grimes et al., 2007; Ferry et al.,2007）。鑒于此，本文在前人的研究基礎上，針對博羅科努成礦帶上典型矽卡巖型礦床之一的闊庫確科Fe-Cu礦床成礦巖體中的鋯石，開展微量元素地球化學研究，探討鋯石的成因類型、巖漿巖性質和構造環境，并從鋯石微量元素地球化學的角度揭示區域內侵入巖體與含礦性的關聯。

1 區域地質背景

研究區地處博羅科努晚古生代島弧帶中部，該島弧帶位于西天山北緣，屬于疊加在前寒武系變質結晶基底之上的古生代活動大陸邊緣（圖1a、b）。自古生代以來，區內先后經歷了北天山洋形成、俯沖、碰撞及碰撞后造山等一系列復雜的地質作用過程（薛春紀等,2011）。奧陶紀北天山洋向伊犁板塊之下俯沖，而泥盆紀至早石炭世則是俯沖作用的高峰期，伴隨著大面積的火山活動，形成了博羅科努島弧帶，并在巖漿、構造和熱液作用的共同影響下形成了西天山規模宏大的多金屬成礦系統，有大量的中酸性侵入巖體以及與它們密切相關的內生金屬礦床在此期間形成，包括淺成低溫熱液型Au 礦床、斑巖-矽卡巖型Fe-Cu-Mo 礦床、巖漿型Cu-Ni 硫化物礦床和熱液脈型Pb-Zn 礦床等（顧雪祥等,2014a）。區域內出露大量古生代地層，主要包括中奧陶統奈楞格勒達坂組粉砂巖、泥巖和灰巖；上奧陶統胡獨克達坂組灰巖；下志留統尼勒克河組灰巖和粉砂巖；中志留統基夫克組灰巖和粉砂巖；上志留統庫茹爾組和博羅霍洛山組粉砂巖和泥巖；中泥盆統汗吉尕組粉砂巖和泥巖；下石炭統大哈拉軍山組安山巖、流紋巖和火山碎屑巖；下石炭統阿恰勒河組砂巖和粉砂巖；上石炭統東圖津河組和科古琴山組粉砂巖、砂巖、灰巖和流紋巖；下二疊統烏郎組凝灰巖和砂巖。

圖1 西天山博羅科努成礦帶地質構造簡圖（a,據王新利等，2014）和西天山博羅科努地區區域地質圖（b,據薛春紀等，2011）1—第四紀；2—二疊紀沉積巖；3—石炭紀火山巖和沉積巖；4—泥盆紀巖石；5—志留紀巖石；6—奧陶紀沉積巖；7—寒武紀基底；8—二長花崗巖；9—花崗閃長巖；10—石英二長閃長巖；11—正長花崗巖；12—中性巖脈；13—基性巖脈；14—石英脈；15—地質界線；16—不整合界線；17—斷裂；18—鐵銅礦床；19—金礦床Fig.1 Tectonic setting of the Boluokenu metallogenic belt in the Western Tianshan Mountains(a,after Wang et al.,2014)and re‐gional geologic map of the Boluokenu region(b,after Xue et al.,2011)1—Quaternary;2—Permian sedimentary rocks;3—Carboniferous volcanic and sedimentary rocks;4—Devonian rocks;5—Silurian rocks;6—Ordo‐vician sedimentary rocks;7—Precambrian basement;8—Monzogranite;9—Granodiorite;10—Quartz monzogranite;11—Syenogranite;12—Inter‐mediate dikes;13—Basic dikes;14—Quartz veins;15—Geological boundaries;16—Unconformity boundaries;17—Fault;18—Fe-Cu deposit;19—Au deposit

區域出露的巖漿巖多為晚古生代中酸性侵入巖，例如呼斯特巖體、肯阿夏-科克喬克巖體、萊歷斯高爾巖體、大瓦布拉克巖體和埃母勁巖體等，它們大多與成礦關系密切，巖性以花崗巖、花崗閃長巖和二長花崗巖等為主。本區火山巖主要為大哈拉軍山組的安山巖、流紋巖和玄武安山巖。區域構造以北西走向的深大斷裂為主，包括博羅科努山北緣大斷裂和伊犁盆地北緣大斷裂，前者是本區最重要的控巖、控礦構造，該區大多數礦床均產于其中或者其次級斷裂控制的中酸性巖體附近。

2 礦床地質特征

闊庫確科Fe-Cu 礦床位于博羅科努成礦帶中段，礦體產于肯阿夏-科克喬克花崗巖體與下志留統尼勒克河組碳酸鹽巖的接觸帶中，是一個受巖漿巖、地層和構造聯合控制的典型矽卡巖型礦床（圖2）。礦區主要出露的地層為尼勒克河組，可分為下亞組（S1na）和上亞組（S1nb），其中下亞組第七段（S1na-7）出露于礦區南部，巖性為安山質凝灰巖，上亞組第一段（S1nb-1）出露較少，巖性主要為硅質粉砂巖、凝灰質粉砂巖和泥質砂礫巖，上亞組第二段（S1nb-2）為灰巖和大理巖，上亞組第三段（S1nb-3）多出露于礦區南部，巖性主要為硅質粉砂巖。

圖2 闊庫確科鐵銅礦區地質簡圖1—下石炭統大哈拉軍山組上亞組石英霏細斑巖、英安斑巖、安山玢巖；2—志留系下統尼勒克河組上亞組第三段粉砂巖、灰巖、石英砂巖；3—志留系下統尼勒克河組上亞組第二段灰巖、大理巖；4—志留系下統尼勒克河組上亞組第一段粉砂巖、泥巖、砂礫巖；5—志留系下統尼勒克河組下亞組第七段凝灰巖；6—薊縣系庫松木切克群下亞組灰巖；7—花崗巖類；8—鐵銅礦體；9—矽卡巖；10—斷裂及編號；11—背向斜軸跡；12—采樣點；13—礦區范圍Fig.2 Geological map of the Kuokuqueke deposit1—Quartz felsic porphyry,dacite porphyry,andesite porphyry of the Upper Sub-Formation of the Lower Carboniferous Dahalajunshan Formation;2—Limestone,siltstone and quartz siltstone of the third Member of the Upper Sub-Formation of Lower Silurian Nilekehe Formation;3—Limestone and marble of the second Member of the Upper Sub-Formation of Lower Silurian Nilekehe Formation;4—Siltstone,mudstone and sandy conglomerate of the first Member of the Upper-Formation of Lower Silurian Nilekehe Formation;5—Tuff of the seventh Member of the Lower Sub-Formation of Lower Silurian Nilekehe Formation;6—Limestone of Musongqieke Group of Jixian system;7—Granitoid;8—Fe-Cu ore body;9—Skarn;10—Fault and number;11—Anticline and syncline;12—Sampling location;13—Deposit area

礦區斷裂構造發育，包括北西西向的博爾博松河斷裂（F1），近東西向的斷裂（F2）、3 條北西向、北北東向和北東向控礦斷裂（F3、F6、F10）以及一系列次級斷裂。其中，F3是層間滑動破碎蝕變帶，控制了1、2號鐵銅多金屬礦體，F6和F10控制了2號鐵銅礦體。

礦區出露的侵入巖為肯阿夏-科克喬克巖體，其整體呈北西西向，面積大于176 km2，巖體主要由正長花崗巖和少量閃長巖、石英二長巖組成，其中與礦化關系最為密切的是正長花崗巖，其次為閃長巖?；◢弾r和閃長巖的鋯石U-Pb 年齡分別為（362±2.8）Ma和（363±3.7）Ma（顧楓華等,2017），成巖時代非常接近，均屬于晚泥盆世的產物。闊庫確科礦區金屬礦物主要包括磁鐵礦、赤鐵礦、黃銅礦、方鉛礦、閃鋅礦以及少量的鈦鐵礦、黃鐵礦、磁黃鐵礦、銅藍等，非金屬礦物主要為石榴子石、透輝石、綠簾石、綠泥石、石英和方解石等。礦石結構以他形晶結構、半自形-他形晶結構、環帶結構和交代殘余結構等為主。礦石構造主要有塊狀構造、浸染狀構造、脈狀構造、角礫狀構造和星散狀構造等。

3 分析測試

用于分析測試的樣品采自闊庫確科礦區的肯阿夏-科克喬克巖體，將正長花崗巖和閃長巖樣品進行機械破碎至60 目，然后使用重選和磁選技術使鋯石富集，最后在顯微鏡下手工挑選出晶型好、無裂隙、無包裹體的鋯石并將其制靶。

鋯石微量元素測試在中國地質大學（北京）地質過程與礦產資源國家重點實驗室礦床地球化學微區分析室完成。微量元素采用激光剝蝕等離子質譜法（LA-ICP-MS）分析，激光剝蝕系統為美國產Geolas 193 準分子固體進樣系統，ICP-MS 為美國產Thermo Fisher X Series Ⅱ型四級桿等離子體質譜儀。激光束斑直徑為30μm，采用的標準鋯石樣品為91500 和SRM610，具體實驗流程見Yuan 等（2004）文獻。測試完成后，采用軟件ICPMSDataCal（Liu et al.,2010）對數據進行后期處理。

4 分析結果

闊庫確科礦區成礦巖體的鋯石微量元素和稀土元素分析結果見表1 和表2。正長花崗巖和閃長巖中鋯石具有相似的稀土元素配分特征，均呈現出重稀土元素富集、輕稀土元素虧損的左傾型（圖3a、b）。正長花崗巖中鋯石的∑REE 變化于（627.43～1625.12）×10-6，平均1083.98×10-6。其中，LREE 為（36.26～118.34）×10-6，平均63.09×10-6，HREE 為（586.71～1532.75）×10-6，平均1020.89×10-6；LREE/HREE 為0.04～0.10，平均0.06；Ce 呈正異常（5.47～565.82），平均87.31，Eu 呈負異常（0.20～0.65），平均0.46。閃長巖中鋯石的∑REE 明顯低于正長花崗巖，為（345.32～1439.45）×10-6，平均780.25×10-6。其中, LREE 變化于（8.27～78.98）×10-6，平均28.24×10-6；HREE 為（337.05～1406.36）×10-6，平均753.18×10-6；LREE/HREE 為0.20～0.21，平均0.04；Ce 同樣呈現出正異常，δCe 為0.69～89.64（平均13.60），Eu 呈負異常，δEu為0.19～0.45（平均0.31）。

圖3 闊庫確科礦區成礦巖體鋯石球粒隕石標準化REE配分模式圖a.正長花崗巖鋯石球粒隕石標準化REE配分模式；b.閃長巖鋯石球粒隕石標準化REE配分模式Fig.3 Chondrite normalized REE distribution patterns of zircons from the ore-forming intrusions of the Kuokuqueke deposit areaa.REE patterns of zircons from syenogranite;b.REE patterns of zircons from diorite

正長花崗巖中，鋯石w（Th）為（90.07～616.72）×10-6，平均254.45×10-6，w（U）為（114.77～500.39）×10-6，平均313.03×10-6，Th/U 在0.36～1.34 之間，平均0.83；閃長巖中鋯石的w（Th）和w（U）明顯低于正長花崗巖，其中，w（Th）為（47.37～375.35）×10-6，平均137.90×10-6，w（U）為（88.40～406.42）×10-6，平均182.85×10-6，Th/U 為0.53～1.13，平均0.72。正長花崗巖和閃長巖的鋯石樣品中，除了1 個鋯石w（Ti）（162.02×10-6）明顯高于巖漿鋯石中的正常范圍（75×10-6；Hoskin et al., 2003），其余樣品的w（Ti）均小于75×10-6，這種w（Ti）異常高可能是由于測定了變質鋯石或鋯石中的金紅石包裹體導致的（El-Bialy et al., 2013），2 種巖石的鋯石中w（Ti）分別為1.85×10-6～22.22×10-6（平均9.94×10-6）和3.84×10-6～62.69×10-6（平均16.35×10-6）。正長花崗巖和閃長巖的鋯石中w（Nb）分別介于2.00×10-6～21.75×10-6（平均9.90×10-6）和0.97×10-6～5.67×10-6（平均1.98×10-6），而w（Ta）分別為0.69×10-6～7.16×10-6（平均3.18×10-6）和0.61×10-6～2.16×10-6（平均1.13×10-6）。

5 討 論

5.1 鋯石的Ti溫度計

鋯石中的Ti 含量與其結晶溫度有著密切的關系，因此可以利用鋯石Ti 溫度計來有效約束鋯石的結晶溫度（Watson et al., 2005; 2006; Ferry et al.,2007）。目前應用較廣的是由Ferry 等（2007）通過對鋯石進行的高溫高壓試驗后分析總結出的溫度t（℃）與ω（Ti）的線性方程

其中，t代表鋯石Ti 溫度計，10-6Ti-in-zircon 代表鋯石中Ti的含量（10-6），αSiO2和αTiO2分別代表巖漿中SiO2和TiO2的活度，本研究采用αSiO2=0.6和αTiO2=0.7進行計算。根據該方程計算得出的闊庫確科礦區成礦巖體正長花崗巖鋯石的結晶溫度除1 個樣品明顯偏高（1072℃），其余集中在598～810℃，平均721℃；閃長巖鋯石結晶溫度為651～932℃，平均765℃，這與顧楓華等（2017）計算的闊庫確科花崗巖體鋯石飽和溫度（705～760℃，平均733℃）以及同區域的哈勒尕提（703～779℃，平均751℃）和可克薩拉（738～770℃，平均755℃）矽卡巖型Fe-Cu 礦床成礦巖體黑云母Ti 溫度計估算出的成巖溫度接近（田寧, 2016;何宇等,2018）。研究表明，通常與地幔柱作用有關的花崗巖或A 型花崗巖巖漿具有較高的形成溫度（＞800℃），而俯沖帶流體的加入則可能導致這些花崗巖的形成溫度降低（＜800℃，Miller et al., 2003;Liu et al.,2013）。從圖4 可以看出，本研究中幾乎所有鋯石結晶溫度都集中在600～800℃，因此說明該成礦巖體主要形成于板片俯沖作用，這也與研究區在晚泥盆世經歷了北天山洋向伊犁板塊俯沖這一構造事件相吻合。

5.2 鋯石成因

闊庫確科礦區成礦巖體的鋯石在稀土元素配分模式總體表現為重稀土元素富集、輕稀土元素虧損，并且具有不同程度的Ce 正異常和Eu 負異常。但從球粒隕石標準化圖解中可以看出，閃長巖（圖3b）中少量鋯石表現出了微弱的Ce 異常以及相對平緩的輕稀土元素配分曲線，表明其輕稀土元素更加富集，這與熱液鋯石的REE 配分模式相似（Hoskin,2005）；而正長花崗巖（圖3a）中鋯石則全部表現出顯著的Ce 正異常和Eu 負異常，且HREE 較LREE 明顯富集，與前人總結的典型巖漿鋯石REE 配分樣式相吻合（Belousova et al.,2002;Hoskin et al.,2003）。研究表明，鋯石內放射性誘發的晶格破裂可能導致LREE富集，并使Th、U含量和（La/Gd）N值呈現明顯線性關系（Whitehouse et al.,2002），而本次研究中的鋯石在(La/Gd)N-(Th+U)圖解（圖5a）中未顯示出任何相關性，因此，部分鋯石LREE 富集應該不是由于晶格破裂造成的。除此之外，熱液蝕變作用目前已被廣泛認為是導致巖漿鋯石富集LREE 的重要原因（Hoskin,2005;Pettke et al.,2005;Fu et al.,2009;Xia et al.,2010）。Cavosie 等（2006）認為，熱液鋯石或富集LREE 的巖漿鋯石其（Pr）N＞10 且（La）N＞1，而未變質巖漿鋯石（Pr）N＜10 且（La）N＜1。在（Pr）N-（La）N圖解（圖5b）中，少部分鋯石落點于熱液鋯石和LREE富集巖漿鋯石區域，其余均落點于未變質巖漿鋯石或（La）N＞1 的過渡區域。另外，鋯石的Th/U 值可以區分其形成時的巖漿、變質和熱液環境，從而判斷鋯石的成因（Schaltegger et al., 1999; Rubatto,2002）。闊庫確科礦區成礦的正長花崗巖鋯石的Th/U 值（0.36～1.34，平均0.83）和閃長巖鋯石（0.53～1.13，平均0.72）的Th/U 值幾乎均大于0.5，暗示它們均屬于典型的巖漿鋯石（圖5c）。結合Ce/Ce*-(Sm/La)N圖解（圖5d）可以看出，除了部分閃長巖中鋯石測點落入了熱液鋯石區域，其余大部分成礦巖體的鋯石測點均在巖漿鋯石區域或巖漿鋯石-熱液鋯石的過渡區域內，這與它們的稀土元素配分模式相吻合。由于本文計算得出的鋯石結晶溫度均大于熱液鋯石的結晶溫度上限（600℃），因此，它們并非熱液成因鋯石，結合前文研究，筆者認為闊庫確科礦區成礦巖體鋯石均形成于封閉的巖漿體系中，主要為巖漿鋯石，而少量閃長巖中的鋯石可能在巖漿晚期遭受了富集輕稀土元素的熱液改造從而表現出了部分熱液成因鋯石的特征。

圖5 闊庫確科礦區正長花崗巖和閃長巖鋯石微量元素相關性圖解a.正長花崗巖和閃長巖鋯石(La/Gd)N-(Th+U)圖解；b.正長花崗巖和閃長巖鋯石PrN-LaN圖解；c.正長花崗巖和閃長巖鋯石Th-U比值圖解；d.正長花崗巖和閃長巖鋯石Ce/Ce*-(Sm/La)N圖解Fig.5 Correlation diagram of trace elements of zircons from syenogranite and diorite in the Kuokuqueke deposit areaa.(La/Gd)N-(Th+U)diagram of syenogranite zircon and diorite zircon;b.PrN-LaN diagram of syenogranite zircon and diorite zircon;c.Th-U ratio diagram of syenogranite zircon and diorite zircon;d.Ce/Ce*-(Sm/La)N diagram of syenogranite zircon and diorite zircon

5.3 巖漿結晶環境與成因

鋯石中的微量元素可以有效地記錄并揭示鋯石形成時的源區環境。由于U 和Yb 等元素在鋯石中具有相近的分配系數，將不同類型鋯石中這些微量元素或稀土元素之間的比值（U/Yb、U/Nb、Nb/Yb）進行比較，可以探討鋯石晶出時熔體的特征（Pearce et al.,2006;Grimes et al.,2007;趙振華,2010）。Grimes等（2007）在統計了大量來自印度洋和大西洋洋脊、阿拉斯加Talkeetna島弧以及大陸地區的鋯石微量元素和REE 元素數據后，制作了U/Yb-Hf和U/Yb-Y 圖解，用以區分鋯石的結晶環境，進而揭示侵入巖的源區。從圖6a、b 可以看出，本次研究中幾乎所有鋯石測點均落入大陸鋯石區域，從而推測闊庫確科礦區成礦巖體鋯石形成于陸殼環境。研究表明，洋中脊玄武巖（MORB）中的鋯石明顯不同于其他構造背景下形成的鋯石，它們具有極低的U/Yb 值（＜0.10），暗示母巖漿和MORB 地幔長期虧損不相容元素，而如果鋯石的U/Yb＞0.1，則表明可能存在多種不同的構造背景，此時還應該采用其他雙變量圖解進一步證明（Grimes et al.,2015）。闊庫確科礦區成礦巖體鋯的U/Yb 值（0.31～1.22）均大于0.1，通過lg(U/Yb)-lg(Nb/Yb)構造-巖漿背景判別圖解（圖6c）可知，這些鋯石均形成于大陸島弧環境，另外，前人認為闊庫確科正長花崗巖和閃長巖屬于島弧成因巖石并形成于俯沖環境（薛春紀等,2014;2015;田寧,2016;顧楓華等,2017），這與本次研究中鋯石表現出的寄主巖漿特征一致。

圖6 闊庫確科礦區正長花崗巖和閃長巖鋯石構造環境和成因判別圖解a.正長花崗巖和閃長巖鋯石U/Yb-Hf圖解；b.正長花崗巖和閃長巖鋯石U/Yb-Y圖解；c.正長花崗巖和閃長巖鋯石U/Yb-Nb/Yb構造-巖漿背景圖；d.正長花崗巖和閃長巖鋯石(Nb/Pb)N-Eu/Eu*成因判別圖Fig.6 Tectonic environment and genetic discrimination diagrams of zircons from syenogranite and diorite in the Kuokuqueke deposit areaa.U/Yb-Hf diagram of syenogranite zircon and diorite zircon;b.U/Yb-Y diagram of syenogranite zircon and diorite zircon;c.U/Yb-Nb/Yb diagram of syenogranite zircon and diorite zircon;d.(Nb/Pb)N-Eu/Eu*diagram of syenogranite zircon and diorite zircon

在鋯石的寄主巖漿成因方面，Wang 等（2012a）通過研究松潘-甘孜地體、拉薩地體和喜馬拉雅地體中大量花崗巖的巖漿鋯石，認為A型和I型花崗巖的巖漿鋯石相對于S 型花崗巖具有較高的（Nb/Pb）N比值，而A 型花崗巖又以顯著的Eu 負異常與I 型花崗巖區分。在鋯石的寄主巖石成因判別圖中（圖6d），除了一個正長花崗巖鋯石樣品外，所有的樣品均落點于I型花崗巖，與前人得出的闊庫確科花崗巖成因一致，并和博羅科努成礦帶上同時期形成的呼斯特、萊歷斯高爾、哈勒尕提等典型巖體具有相似的特征（薛春紀等, 2011; 姜寒冰等, 2014; 王新利等, 2014;顧楓華等,2017;Wang et al.,2018）。

5.4 巖漿氧逸度及其對成礦的啟示

氧逸度是反映巖漿結晶時物理化學條件以及判斷巖體含礦性的重要指標，由于Ce 和Eu 具有多種離子價態，并且對巖漿的氧化狀態非常敏感，因此鋯石中的Ce 和Eu 含量可以很好地反映巖漿的氧逸度（Ballard et al., 2002; Pettke et al., 2005; Barth et al.,2010;Li et al.,2012;Burnham et al.,2012）。Eu 的負異常大小取決于流體或熔體中礦物結晶過程中的氧化還原狀態，如果Eu3+被還原成Eu2+，相比于Sm3+和Gd3+更難進入鋯石晶格中，則會顯示出Eu 負異常（Hoskin et al., 2003）。另外，當Ce3+被氧化成Ce4+后，會具有和Zr 或Hf 相似的地球化學行為，相比于其他輕稀土元素，Ce4+更加容易替換這兩種性質相似的元素，因此，Ce的正異常是因為Ce4+相比于La3+和Pr3+在鋯石中具有更強的相容性從而替代了Zr4+、Hf4+、U4+和Th4+所導致的（Ballard et al., 2002;Hoskin et al.,2003;Trail et al.,2012）。研究顯示，在大部分的鋯石球粒隕石標準化配分模式圖中，都會表現出Ce 相對La、Pr 富集，而Eu 相對Sm、Gd 虧損，這是由于Ce4+比Ce3+相容性更強，因此，Ce正異常反映了氧化條件，而Eu2+沒有進入鋯石晶格并發生替換，所以Eu 的負異常指示了還原條件（Trail et al.,2012）。顯然，氧化環境（表現為Ce 正異常）和還原環境（表現為Eu 負異常）同時存在是矛盾的，這極有可能是斜長石發生結晶分異導致巖漿中的Eu 提前耗盡的緣故（Hoskin et al., 2003; Kaczmarek et al.,2008;Burnham et al.,2012）。此外，如果鋯石結晶過程中僅受氧逸度控制，Ce和Eu的異常則會表現出明顯的正相關關系（Orejana et al., 2011; Wang et al.,2013）。

闊庫確科成礦巖體的鋯石均表現出Ce 正異常以及Eu 的負異常，并且在Ce/Ce*-Eu/Eu*圖解（圖7a）中并無線性關系，所以氧逸度并非控制鋯石Ce和Eu異常的唯一因素，由此說明它們形成于較強的氧逸度條件下，并且發生過斜長石的分離結晶作用使得巖漿貧Eu，這與該巖體的元素地球化學表現出的結果一致（顧楓華等,2017）。另外，Hf-Ce/Ce*圖解可以很好地監測巖漿分異過程中氧逸度的變化狀態（El-Bialy et al.,2013），圖7b表明這些鋯石是在較氧化的巖漿逐漸演化成較還原的巖漿（低Ce/Ce*和f（O2））過程中結晶形成的。

圖7 闊庫確科礦區正長花崗巖和閃長巖鋯石氧逸度和成礦性判別圖解a.正長花崗巖和閃長巖鋯石Ce/Ce*-Eu/Eu*圖解；b.正長花崗巖和閃長巖Hf-Ce/Ce*圖解；c.正長花崗巖和閃長巖氧逸度log（f（O2））-溫度t/℃圖解（據Wang et al.,2012b）；d.正長花崗巖和閃長巖鋯石Ce3+/Ce4+-Eu/Eu*圖解數據來源：中亞造山帶斑巖體數據平均值來自Shen et al.，2015；智利Chuquicamata-El Abra成礦帶數據來自Ballard et al.，2002；哈勒尕提巖體、沙特達坂巖體和埃母勁巖體數據來自田寧，2016Fig.7 Classification diagram of oxygen fugacity and mineralization of zircons from syenogranite and diorite in the Kuokuqueke deposit areaa.Ce/Ce*-Eu/Eu*diagram of syenogranite zircon and diorite zircon;b.Hf-Ce/Ce*diagram of syenogranite zircon and diorite zircon;c.log(f(O2))-t(℃)diagram of syenogranite zircon and diorite zircon;d.Ce3+/Ce4+-Eu/Eu*diagram of syenogranite zircon and diorite zircon Data source:The average data of porphyry data in the suborogenic belt was obtained from Shen et al.,2015;The data of Chuquicamata-El Abra metallogenic belt in Chile were obtained from Ballard et al.,2002;Data of Halgarti pluton,Daban pluton and Emujin Pluton from Tian,2016

有關巖漿氧逸度的計算，Trail等（2012）根據鋯石的Ce異常和Ti溫度計之間的關聯，給出了巖體絕對氧逸度的計算公式：ln（Ce/Ce*）D=（0.1156±0.0050）×ln（f（O2））+（13860±708）/T（K）-6.125±0.484。利用此公式計算得出，闊庫確科礦區成礦的正長花崗巖和閃長巖的logf（O2）分別介于-17.78～-5.06（平均-10.88）和-21.37～-9.47（平均-14.67），在巖體的氧逸度log（f（O2））-t(℃)圖解（圖7c）中，正長花崗巖的氧逸度（平均ΔFMQ+4.25）幾乎均位于FMQ 緩沖線之上，而閃長巖的氧逸度（平均ΔFMQ-1.01）則基本在FMQ 附近，表明正長花崗巖比閃長巖擁有更高的氧逸度。

此外，在氧化環境下，巖漿中大量的Ce3+會被氧化為Ce4+并進入鋯石中取代離子半徑相似的Zr4+，使得Ce4+和Ce3+出現分異，因此還可以利用鋯石的Ce4+/Ce3+值來估算巖漿結晶時的相對氧逸度（Bal‐lard et al.,2002;辛洪波等,2008;張聚全等,2018;李云強等,2020）。根據Ballard 等（2002）給出的公式：（Ce4+/Ce3+）鋯石=（Ce熔體-Ce鋯石/DCe3+鋯石/熔體）（/Ce鋯石/DCe4+鋯石/熔體-Ce熔體），計算結果顯示，闊庫確科礦區成礦正長花崗巖的鋯石Ce4+/Ce3+值為9.26～231.11，平均83.34，而閃長巖鋯石的Ce4+/Ce3+值（5.01～54.32，平均13.98）明顯低于正長花崗巖鋯石，說明它們的相對氧逸度較低。Shen等（2015）研究了中亞造山帶內大型、中型斑巖銅礦成礦巖體以及不成礦巖體中鋯石的Ce4+/Ce3+值特征，發現它們之間存在顯著差異，即成礦巖體的Ce4+/Ce3+值遠大于不成礦巖體，并認為其中大型斑巖銅礦床成礦巖體鋯石的Ce4+/Ce3+值均＞100，而中小型斑巖銅礦床成礦巖體鋯石的Ce4+/Ce3+值則接近50。將闊庫確科和同區域的哈勒尕提Fe-Cu 礦床成礦巖體的鋯石投點于Ce3+/Ce4+-Eu/Eu*圖解（圖7d）中，并與區域內不成礦巖體（埃母勁和沙特達坂巖體）進行對比可發現，兩個礦床的成礦巖體鋯石Ce4+/Ce3+值明顯高于不成礦巖體，但低于大型銅礦床的Ce4+/Ce3+值，這與目前礦床的規模相符，由此認為，該區域內巖體鋯石Ce4+/Ce3+值的高低是判斷成礦與否的一項重要地球化學指標。此外，通過圖7d 還可以看出，研究區正長花崗巖相較于閃長巖以及哈勒尕提礦床花崗閃長巖，具有普遍較高的鋯石Ce4+/Ce3+值，暗示闊庫確科礦區內志留系與正長花崗巖發生接觸交代形成的矽卡巖中可能有更大的Cu成礦潛力。

6 結 論

（1）闊庫確科礦區內與成礦密切相關的正長花崗巖和閃長巖中鋯石均表現出重稀土元素富集、輕稀土元素虧損的左傾型，且具不同程度的Ce 正異常和Eu負異常。

（2）正長花崗巖和閃長巖中鋯石均為典型的巖漿鋯石，其形成溫度普遍集中于600～800℃，并在后期一定程度上受到富集LREE 的熱液改造。成礦巖體形成于晚古生代北天山洋向伊犁板塊俯沖的大陸島弧環境下，屬于I型花崗巖。

（3）正長花崗巖的氧逸度（ΔFMQ+4.25）明顯高于閃長巖（ΔFMQ-1.01），正長花崗巖中鋯石Ce4+/Ce3+值為9.26～231.11，閃長巖中鋯石Ce4+/Ce3+值為5.01～54.32，均高于區內不成礦巖體，且該礦區內志留系與正長花崗巖發生接觸交代形成的矽卡巖中Cu成礦潛力更大。