廣東永定縣銅礦床地質特征及成因分析

廣東永定縣銅礦床地質特征及成因分析

1礦化與巖漿熱液礦床江西永平銅礦位于江西省東北部的信江多金屬成礦帶。這是一家大型礦床，主要由cu-s為主，伴有w、mo、au、ag等有色金屬礦床。該礦床產出于靠近揚子與華夏板塊晚元古代縫合線——江山—紹興斷裂帶(圖1)。自二十世紀七十年代開始,前人在永平礦區(qū)作了大量的工作,對礦區(qū)的巖漿活動、構造地質條件、成礦控制因素、礦床成因等方面進行了大量深入研究(林毅高,1979;曾祥福,1986;任建國,1993;徐克勤等,1996;趙常勝,2001;廖宗廷等,2001;廖宗廷和劉金水,2003)。研究表明永平銅礦主要存在兩種不同類型的礦化,一種是受石炭紀地層控制的層狀礦體,另一種則是與花崗質巖體有關的矽卡巖型或斑巖型礦化。這一礦化特征與長江中下游地區(qū)許多銅多金屬礦床(如城門山、武山等)的特征基本一致。長期以來,對這兩種礦化類型的成因存在較大的爭議:一種觀點認為該礦床所有類型礦體均屬于巖漿熱液成因(PanandDong,1999),另一種觀點則認為該礦床中石炭紀地層中的層狀礦體屬于海西期海底熱液噴流沉積形成,之后的燕山期巖漿熱液對原始的層狀礦體有疊加改造作用,同時形成了部分巖漿期后熱液蝕變矽卡巖和/或斑巖型礦體(徐克勤等,1996;趙常勝,2001;Guetal.,2007)。盡管兩種不同觀點的研究者均認為燕山期巖漿熱液活動對該區(qū)成礦有重要意義,但從己發(fā)表的文獻資料看,目前對礦區(qū)內巖漿巖的研究程度還比較薄弱(丁昕等,2005)。為此,本文以永平銅礦區(qū)與成礦有關的花崗質巖體為研究對象,通過系統(tǒng)的礦物化學、巖石主量元素和微量元素以及Sr-Nd-Hf同位素地球化學研究,來探討礦區(qū)內花崗質巖石的形成演化和熱液蝕變作用。2熱液蝕變和巖石學特征永平銅礦區(qū)位于錢塘江—信江斷裂坳陷帶南側(圖1)。礦區(qū)出露兩套地層,基底地層為元古界雙橋山群,是一套以片巖、片麻巖為主的變質巖,在礦區(qū)范圍內有混合巖化,與上覆地層呈明顯的角度不整合接觸;礦區(qū)所見蓋層為石炭系和二疊系地層(包括中石炭統(tǒng)葉家灣組、上石炭統(tǒng)船山組、下二疊統(tǒng)茅口組和下二疊統(tǒng)李家組),其中中石炭統(tǒng)地層由泥質砂巖、頁巖、碳酸鹽巖和火山碎屑巖組成;上石炭統(tǒng)—下二疊統(tǒng)地層以海相碳酸鹽巖為主。葉家灣組在礦區(qū)內最發(fā)育,是一套以淺海相為主的細碎屑巖—碳酸鹽巖地層,是主要的賦礦層位,根據沉積旋回和巖性可將其劃分上、中、下三段:下段為灰白、灰黃色中厚層狀石英砂巖,底部為礫巖;中上段為深灰色厚層狀灰?guī)r、泥灰?guī)r、凝灰質砂巖和頁巖。礦區(qū)含礦層位主要是中段,賦存有四個大型層狀礦體,其含礦量(金屬量)占全礦區(qū)的80%以上,該段也是矽卡巖礦化產出的主要層位。礦區(qū)主要的侵入巖體為十字頭—火燒崗似斑狀黑云母花崗巖體(圖2),出露面積0.65km2,侵入時間為燕山期,該巖體由南至北貫入于基底地層中,并切割蓋層和層狀礦體(圖3)(曾祥福,1986;廖宗廷等,2001;廖宗廷和劉金水,2003)。此外,礦區(qū)還出露大量石英斑巖脈,主要見于礦區(qū)西側,呈北北東走向(圖2,3)。本次研究中,在永平銅礦區(qū)采坑和地表露頭采集了似斑狀黑云母花崗巖體和石英斑巖脈樣品。似斑狀黑云母花崗巖中可見較大(5cm～8cm)的長石斑晶(圖4A),黑云母呈鱗片狀晶體散布(圖4B),個別樣品中可見暗色基性包體,并見后期石英脈切割(圖4C)。一些樣品有不同程度的熱液蝕變和礦化現象,如Q865a發(fā)育黃鐵礦—石英細脈(圖4D),Q857多期石英脈切割,脈邊緣含磁鐵礦和少許硫化物(圖4E)?；◢弾r中黑云母發(fā)生不同程度的綠泥石化(圖5A-D)。石英斑巖中,石英呈煙灰色斑晶產出(圖4F),邊部見熔蝕現象(圖5E),長石的絹云母化和碳酸鹽化蝕變作用發(fā)育(圖5F-H),局部可見白云母的膝折現象(圖5G)。3巖石化學組成及礦物組成所有樣品的主量元素、微量元素含量測定均在南京大學內生金屬礦床成礦機制研究國家重點實驗室完成。其中,主量元素含量測定采用ICP-AES分析法完成,微量元素測定采用酸溶法,用Element2型高分辨等離子質譜(ICP-MS)進行測定,分析精度優(yōu)于10%(高劍峰等,2003)。永平花崗巖中鋯石的Hf同位素分析在中國科學院地質與地球物理研究所的原位激光探針(Geolas193nmlaser)多道電感耦合等離子質譜儀(Neptunemulti-collectorICP-MS)上完成。Hf標準JMC-475和一顆標準鋯石(91500)的176Hf/177Hf比值分別為0.282160±0.000027和0.282316±0.000004,與文獻報道的值在誤差范圍內相同(Xuetal.,2004)。永平花崗巖中不同礦物的化學組成分析在南京大學內生金屬礦床成礦作用國家重點實驗室利用JEOLJXA-8800型電子探針完成。分析條件為離子流強度10nA,加速電壓15kV。4分析的結果4.1似斑狀黑云母巖石tki對永平似斑狀黑云母花崗巖和石英斑巖樣品中黑云母和蝕變礦物綠泥石的的電子探針成分分析結果見表1,2。永平似斑狀黑云母花崗巖中的黑云母具有富鎂貧鐵高鈦的特點,Fe/(Fe+Mg)為0.21～0.33,TiO2含量為2.12%～4.28%。相比之下,永平石英斑巖脈中黑云母更加富鎂貧鐵(Fe/(Fe+Mg)為0.10～0.15),Ti02含量為2.43%～3.86%,與似斑狀黑云母花崗巖中TiO2含量相當。將黑云母成分數據投入Riederetal.(1998)的分類圖解(圖6)中,似斑狀黑云母花崗巖中的黑云母主要投入黑云母區(qū)域,部分靠近黑云母與金云母分類界線;而石英斑巖脈中黑云母主要投入金云母區(qū)域。對黑云母電子探針分析結果,在AddelRahman(1994)的Al203-FeO*-MgO分類圖解(圖7)上,所有黑云母樣品點都落入了C區(qū),表明它們屬于鈣堿性花崗巖。在Mg/(Mg+Mn+Fe2++Fe3+)-Si圖解中(圖8),永平兩類巖石均落入華南同熔型花崗巖區(qū)域。無論是永平似斑狀黑云母花崗巖還是石英斑巖樣品中均存在相當數量的綠泥石,它們是在熱液蝕變過程中由黑云母蝕變而來(圖5)。似斑狀黑云母花崗巖中綠泥石Fe/(Fe+Mg)比值為0.36～0.44,TiO2含量為0.05%～0.36%;相比之下,石英斑巖中綠泥石具有更高的Fe/(Fe+Mg)比值(0.72～0.76)和極低的TiO2含量(0.02%～0.06%)。在Melka(1965)綠泥石的分類圖上(圖9),似斑狀黑云母花崗巖中綠泥石數據點投在斜綠泥石(Clinochlore)區(qū)域內,而石英斑巖中綠泥石投在鐵葉綠泥石(Delessite)區(qū)域內。4.2巖石化學特征永平似斑狀黑云母花崗巖和石英斑巖樣品的主量元素和微量元素測試結果見表3。永平似斑狀黑云母花崗巖具有高SiO2(65.79%～79.41%)、高K20(3.84%～5.82%)、高CaO(2.29%～3.31%)和低MgO(0.66%～1.28%)、低Na2O(0.02%～3.22%)、低P2O5(0.08%～0.17%)的特征,A/CNK值為0.85～1.08。永平石英斑巖樣品的化學組成特征類似于似斑狀黑云母花崗巖,同樣為高SiO2(69.7%～70.5%)、高K2O(4.:59%～4.73%)、高CaO(3.86%～4.09%)和低MgO(0.73%～0.80%)、低Na2O(0.02%)和低P205(0.09%～0.10%),A/CNK值為1.05～1.06。這些樣品具有較高的燒失量,似斑狀黑云母花崗巖樣品LOI為1.99%～3.54%,石英斑巖樣品LOI為5.21%～5.24%,與這些巖石樣品遭受了不同程度的蝕變作用相吻合。巖石的蝕變對主量元素含量產生一定的影響,如巖石的高SiO2含量可能與硅化有關,高CaO含量和高LOI可能與碳酸鹽化有關。在這種情況下,我們就較難用上述巖石化學數據來進行巖石成因的探討。在微量元素方面,永平似斑狀黑云母花崗巖和石英斑巖均未表現出富集大離子親石元素的特征,如它們的Sr、Ba含量均較低,但前者(Sr=71×10-6～208×10-6,Ba=708×10-6～1167×10-6)略高于后者(Sr=55×10-6～66×10-6,Ba=730×10-6～910×10-6)(表3)。這些巖石還均表現出虧損Cr(6.8×10-6～23.7×10-6)、Ni(2.0×10-6～12.0×10-6)、Co(2.0×10-6～9.6×10-6)和高場強元素(Zr<187×10-6,Hf<5.3×10-6,Nb<13.1×10-6)的特征(表3)。在原始地幔標準化蛛網圖上,Nb、Ta、Sr、P、Ti等元素呈現弱的負異常(圖10),與樣品的蝕變強弱無關。永平似斑狀黑云母花崗巖的稀土總量(60.66×10-6～96.34×10-6)相對偏低(圖11),輕重稀土比值較大,(La/Yb)N為12.91～24.41,Eu/Eu*為0.79～0.90。相比之下,石英斑巖的稀土總量(165.4×10-6～175.8×10-6)稍高(圖11),(La/Yb)N比值變化不大(22.11～24.56),而Eu/Eu*稍低(0.73～0.76)。在稀土元素的球粒隕石標準化配分圖上,兩類巖石各自表現出較一致的配分曲線(圖11)。4.3成巖年齡和形成時代的特征我們曾對永平似斑狀黑云母花崗巖和石英斑巖中的鋯石進行了離子探針(SIMS)U-Pb定年(丁昕等,2005),結果表明兩者的形成年齡相同,為160±2.3Ma(MSWD=0.95)。在似斑狀黑云母花崗巖樣品中,還存在一組少量數據顯示較為年輕的年齡,為135±7.4Ma(MSWD=0.02),我們認為這組較年輕一些的年齡值可能反映了巖石受熱液蝕變作用影響造成這些鋯石中存在鉛丟失的結果(Klotzlietal.,2004;Kempeetal.,2004;丁昕等,2005)。4.4石英斑巖的ndt同位素特征永平似斑狀黑云母花崗巖和石英斑巖的Sr、Nd同位素分析結果見表5。從表5中可以看出:永平似斑狀黑云母花崗巖的初始87Sr/86Sr值變化在0.7096到0.7107之間,εNd(t)值在-5.83到-7.95之間。利用兩階段模式(LiewandHofmann,1988)計算出的Nd同位素模式年齡tDM2為1.29～1.55Ga,顯示了較大的變化范圍。相比之下,石英斑巖的初始87Sr/86Sr值稍高,在0.7131到0.7137之間,εNd(t)值稍低,在-9.93到-10.2之間。Nd同位素模式年齡tDM2為1.33～1.41Ga。5討論5.1蝕變產物的地球化學特征野外及室內研究均表明,永平銅礦區(qū)似斑狀黑云母花崗巖體和石英斑巖脈均遭受了不同程度的熱液蝕變作用,使得巖體中黑云母發(fā)生綠泥石化。前人研究表明,通過對蝕變成因綠泥石的成分分析,可以計算獲得熱液蝕變作用溫度,如Lietal.(1998)對Bendigo金礦床中綠泥石的研究,Teklemariametal.(1996)對Aluto-Langano地熱田中綠泥石的研究,Zhaoetal.(2005)等對湘南芙蓉錫礦床中綠泥石的研究均獲得了可靠的熱液蝕變作用溫度。本文分別采用Jowett(1991)和Cathelineau(1988)提出的綠泥石地質溫度計進行計算,兩者計算結果大體相同,其中似斑狀黑云母花崗巖中綠泥石形成溫度為229～346℃,而石英斑巖中綠泥石形成溫度稍低,為139～224℃(表2)。我們曾對永平銅礦床下盤脈狀礦化的流體包裹體進行過系統(tǒng)研究,發(fā)現石英的均一溫度介于220～400℃,流體鹽度為5.1%～9.3%(倪培等,2005)。這一溫度范圍與似斑狀黑云母花崗巖的綠泥石化溫度大體相當。而石英斑巖的綠泥石化則可能是在稍晚更低溫度下發(fā)生的。從綠泥石的化學組成看,它與寄主巖石中末蝕變礦物黑云母的化學組成并不匹配,即在似斑狀黑云母花崗巖中的黑云母的Fe/(Fe+Mg)比值(0.21～0.33)明顯高于石英斑巖的(0.10～0.15)(表1),但綠泥石的Fe/(Fe+Mg)比值變化則正好相反,石英斑巖中的高(0.72～0.76),而似斑狀黑云母花崗巖中的低(0.36～0.44)(表2)。這一變化特征與Zhaoetal.(2005)報道的湘南芙蓉錫礦床中綠泥石化花崗巖礦體中情況不同,在芙蓉錫礦中,蝕變產物綠泥石的Fe/(Fe+Mg)比值與未蝕變礦物黑云母和角閃石的Fe/(Fe+Mg)比值完全匹配,說明蝕變綠泥石成分受巖石原始成分的控制(Zhaoetal.,2005)。而永平銅礦的情況表明,蝕變綠泥石成分并不受巖石原始成分的控制,而可能主要受蝕變流體成分的制約,因此蝕變過程中體系應具有極高的水/巖比值,從高溫到低溫演化過程中,蝕變流體越來越富鐵貧鎂。5.2蝕變過程對巖石微量元素的影響為了了解不同主量元素行為受巖石蝕變的影響程度,我們進行了主量元素相關性投圖(圖12)。結果表明,似斑狀黑云母花崗巖樣品的SiO2含量與某些主量元素仍存在一定的線性相關性,即隨SiO2含量增高,Ti02、Al203、Fe2O3+FeO、MgO和P2O5含量具有降低趨勢,這一趨勢與華南和長江中下游地區(qū)許多花崗巖的成分演化趨勢相同(例如,王強等,2003;于津海等,2005;楊小男等,2007),可能反映了這些組分在熱液蝕變過程中的活動性并不強,它們仍主要受巖漿演化程度和結晶分異過程所控制。但CaO、Na20和K2O與SiO2之間無線性相關關系(圖12),這些元素在蝕變過程中存在較大的活動性。樣品中較低的Na20和較高的K2O和CaO含量可能表明斜長石已發(fā)生絹云母化和方解石化。同主量元素一樣,熱液蝕變作用也會影響巖石中微量元素的含量變化。但一般認為高場強元素和稀土元素具有較大的不活潑性,它們受熱液蝕變的影響較弱(Jiangetal.,2005)。我們發(fā)現,在樣品的SiO2對微量元素相關圖解中(圖13),SiO2與Zr、Hf、Nb、Ta之間仍存在一定的線性相關性,說明這些微量元素的含量也可能仍主要受巖漿演化程度和結晶分異過程所控制。從樣品的稀土元素球粒隕石標準化曲線(圖11)看,我們發(fā)現無論是蝕變較為強烈樣品還是蝕變較弱的樣品,它們都表現出了一致的配分模式,表現為輕稀土相對于重稀土富集的右傾分布特征,曲線左陡右緩并顯示弱的Eu負異常。這種十分一致的分配模式表明稀土元素很可能受蝕變作用影響小,因此稀土元素數據應當還是比較接近樣品的實際值,能夠反映巖漿結晶時巖石的稀土元素組成。永平似斑狀黑云母花崗巖和石英斑巖的稀土配分曲線與華南典型陸殼改造型花崗巖所具有的“海鷗型”曲線(徐克勤等,1989)明顯不同,而更加類似于楊小男等(2007)、毛建仁等(2002)和邱檢生等(2004)報道的長江中下游、閩西南和粵東等地具殼?；旌铣梢虻幕◢徺|巖石。5.3巖漿形成環(huán)境分析前人研究表明,利用花崗巖中鐵鎂硅酸鹽礦物中Fe3+、Fe2+的含量可以估測巖漿結晶時的氧逸度條件(WonesandEugster,1965;Borodinaetal.,1999;Zhaoetal.,2005)。由于在電子探針分析過程中,我們只能獲得礦物的全鐵含量,因此,本文采用鄭巧榮(1983)的過剩氧方法計算了黑云母中的二價鐵和三價鐵,結果表明,似斑狀黑云母花崗巖中黑云母的Fe3+/(Fe3++Fe2+)比值為0.24～0.56,而石英斑巖中黑云母的Fe3+/(Fe3++Fe2+)比值更高,達0.54～0.73(表1),說明這些巖石形成丁比較氧化的巖漿環(huán)境中。將計算結果投點于Fe3+-Fe2+-Mg2+三元圖解中(圖14),無論是似斑狀黑云母花崗巖體還是石英斑巖脈樣品點均落在Fe2O3-Fe3O4緩沖劑線之上,顯示了成巖過程的高氧逸度環(huán)境。在該圖中,我們也投入了徐夕生等(2004)和樓亞兒和杜楊松(2006)分析的長江中下游地區(qū)銅官山、繁昌—銅陵花崗質巖石中黑云母的數據,它們與永平的數據一致,均落在Fe2O3-Fe3O4緩沖劑線之上,顯示出極高的氧逸度環(huán)境。這些巖體均與當地的銅多金屬成礦作用有一定成因聯系,說明高氧逸度有利于銅的成礦。前人研究業(yè)己證明,只有當巖漿熔融源區(qū)呈現高氧逸度時,賦存在源區(qū)巖漿硫化物中的Cu、Au等成礦元素才能隨硫化物的氧化而富集到巖漿熔體中,有利于隨后隨巖漿演化和上侵Cu、Au等成礦物質從熔體中釋放而發(fā)生的大規(guī)模成礦作用(WybornandSun,1994;Sunetal.,2004)。例如,在西南太平洋島弧區(qū)與富堿鐵鎂質一中酸性侵入體有關的超大型斑巖一淺成低溫熱液型金(銅)礦床的形成過程中巖漿的高氧逸度就起了十分重要的作用(Muller,1993)。如何獲取花崗巖形成時的溫壓條件是一項十分棘手的工作。前人曾利用鋯石飽和溫度計算(WatsonandHarrison,1983),鋯石的鈦溫度計(WatsonandHarrison,2005),以及磷灰石、金紅石和長石等溫度計(HarrisonandWatson,1984;Watsonetal.,2006)成功獲得花崗巖的形成溫度。鋯石飽和溫度可近似代表花崗質巖石近液相線的溫度,所以,作者用WatsonandHarrison(1983)提出的鋯石飽和溫度計計算,得到永平似斑狀黑云母花崗巖的鋯石飽和溫度為723～783℃。5.4hf-tt-c雖然永平花崗巖遭受了較強的蝕變作用,但由于鋯石具有較強的抗蝕變的能力,因此鋯石中記錄的Hf同位素組成仍能夠準確可靠的記錄巖漿結晶時的Hf同位素信息。上文討論過樣品的稀土元素受蝕變作用影響較小,因此,作為中稀土元素的Nd元素,其同位素組成受到的影響也是相當微弱的。用樣品的εNd(t)按Vervoortetal.(1999)提出的相關性公式εHf=1.34×εND+2.82進行計算,可以獲得全巖樣品的εHf(t)值。我們將這些計算獲得的εHf(t)值與實測的樣品鋯石的εHf(t)值進行比較(圖15),發(fā)現兩者數據集中區(qū)域表現出了極好的一致性,這也從一個側面進一步說明樣品的Nd同位素組成受到蝕變作用的影響較小。因此我們可以采用Nd同位素測試結果來探討巖石的成因。從樣品的Sr同位素與LOI圖解上可以看出(圖16),兩者之間具有明顯的相關性。由于LOI可以作為蝕變強度大小的一個標志,所以上述現象說明隨著蝕變作用的增強,巖石的87Sr/86Sr值升高,這表明作用于巖石的流體具有高87Sr/86Sr的特點。然而,樣品的初始87Sr/86Sr比值與燒失量之間的相關性并不明顯,并且隨著燒失量的升高,初始87Sr/86Sr比值始終較為恒定,這也說明了樣品的初始87Sr/86Sr比值很可能還是比較接近于新鮮樣品的初始87Sr/86Sr比值。對鋯石的Hf同位素分析顯示,永平石英斑巖的εHf(t)值(-8.4～-12.5)相對較低,同時它的εNd(t)值(-9.93～-10.2)也相對較低,與前人報道的華南殼源型花崗巖的Hf-Nd同位素組成大體一致(沈渭洲等,1999;凌洪飛等,2004,2005;王麗娟等,2007)。相比之下,永平似斑狀黑云母花崗巖鋯石的εHf(t)值相對較高,且變化較大(-0.1～-10.3);全巖的εNd(t)值(-5.83～-7.95)也較石英斑巖的高,這種特征表明其巖漿具有明顯的殼?；旌系奶卣?。巖漿巖的高εHf(t)值理論上可以通過兩種方式形成,其一為起源于年輕地殼物質的部分熔融,其二是形成過程中有不同比例的地幔物質的加入。由于本區(qū)基地巖石的Nd模式年齡不傾向于年輕基底地殼的存在(陳江峰等,1999),所以樣品176Hf/177Hf初始值高于0.2826以及其接近0的εHf(t)值顯示了永平似斑狀黑云母花崗巖形成過程中有地幔組分的加入。這一情況類似于華南其他一些發(fā)生過殼幔相互作用的花崗質巖體(汪相等,2003;于津海等,2005)。在εND(t)-(87Sr/86Sr)i圖解(圖17)中,永平似斑狀黑云母花崗巖和石英斑巖樣品數據點均位于第Ⅳ象限,并呈明顯的負相關關系,顯示了殼-?；旌系某梢蛱卣?且似斑狀黑云母花崗巖中幔源物質的比例明顯較高。與贛東北地區(qū)其它發(fā)生過殼?；旌献饔玫幕◢徺|巖體相比,如德興花崗閃長斑巖(εNd(t)為-1.14～1.8,Nd模式年齡為0.70～0.98Ga)(王強等,2004),永平樣品的εNd(t)值顯得較低,Nd模式年齡也偏老,這可能反映了兩者在花崗巖源區(qū)巖漿混合比例和混合形式的不同,上述特征也反映了永平花崗巖源區(qū)地幔組分的加入是有限的。在圖17中我們可看出,永平花崗巖體與揚子地塊東部與Cu、Au有關的花崗質巖體和德興斑巖銅礦斑巖體一道,均位于由地幔端元和該區(qū)元古代地殼端元構成的混合線上,其中永平似斑狀黑云母花崗巖的數據位于揚子地塊東部與Cu、Au有關的花崗質巖體右側(資鋒等,2007),而石英斑巖具有更富集的Sr、Nd同位素組成,說明其地幔組分比例大大低于德興和揚子地塊東部的含礦花崗質巖體。上述同位素方面的證據也進一步支持了長江中下游地區(qū)花崗巖成巖的觀點(如陳江峰等,1993;楊小男等,2007;資鋒等,2007),即長江中下游燕山期花崗巖源巖具有明顯的殼?；旌闲再|,地殼端員是εNd和εHf負值很高的巖石。大量研究表明(Zhaoetal.,1998;Chenetal.,2002;Lietal.,2003;王強等,2004),華南地區(qū)在早-中侏羅世發(fā)育了較為廣泛的伸展型巖漿活動與成礦作用,暗示該階段華南為一伸展的動力學背景,本區(qū)花崗巖就形成于該伸展的地質背景之下。在這種拉張的構造環(huán)境下,十分有利于幔源的基性巖漿侵位于下地殼底部,對地殼進行熱烘烤,導致地殼熔融形成花崗質巖漿(Collins,1996),或是其自身作為其中的端元組分和地殼發(fā)生共同熔融(Liegeoisetal.,1998),成為本研究區(qū)中生代巖漿活動的重要來源。在大地構造位置上,永平銅礦區(qū)靠近贛東北深斷裂帶上,該斷裂切入地殼深部甚至上地幔,因此在永平巖體的形成過程中,地幔物質直接參與的可能性是存在的(沈渭洲等,1999)。6與巖石成因相關的成分永平銅礦床產于華南錢塘江