安庆 - 贵池矿集区宝树尖及马石铜多金属矿床燕山期岩浆岩地球化学：成岩成矿的关键纽带

安庆-贵池矿集区宝树尖及马石铜多金属矿床燕山期岩浆岩地球化学：成岩成矿的关键纽带一、绪论1.1研究背景自1978年Kay在阿留申群岛首次发现并于1990年由Defant和Drummond正式厘定埃达克岩的概念以来，这类具有特殊地球化学性质的岩石受到了广泛关注。埃达克岩主要由俯冲洋壳部分熔融形成，其标志性地球化学特征为高Sr（通常＞400×10⁻⁶）、低Y（通常＜18×10⁻⁶）和Yb（通常＜1.9×10⁻⁶），以及高Sr/Y（通常＞20）和（La/Yb）N（通常＞10）比值，并以英云闪长岩、奥长花岗岩和花岗闪长岩组合为代表。在自然界中，除了典型的埃达克岩，还存在高镁埃达克岩等变种。高镁埃达克岩除具备埃达克岩的一般特征外，还具有较高的MgO（通常＞3%）、Cr（通常＞60×10⁻⁶）和Ni（通常＞30×10⁻⁶）含量，其形成通常与俯冲板片熔体和地幔楔橄榄岩之间的相互作用有关。众多研究表明，埃达克岩与斑岩型铜金矿床之间存在着密切的成因联系。全球范围内，许多大型-超大型斑岩型铜金矿床都与埃达克质岩浆活动相伴生，如北美的Bingham、Chuquicamata等斑岩铜矿。埃达克质岩浆之所以对斑岩型铜金矿床的形成具有重要意义，主要在于其形成机制和地球化学特性。从形成机制上看，埃达克质岩浆通常起源于俯冲洋壳的部分熔融，这种特殊的起源方式使得岩浆能够从俯冲板片中携带大量的成矿物质，如铜、金等。俯冲洋壳在深部高温高压条件下发生部分熔融，其中含有的金属元素被释放到岩浆中，为后续矿床的形成提供了物质基础。在地球化学特性方面，埃达克质岩浆具有高氧逸度的特点，这有利于金属元素以高价态的形式稳定存在于岩浆中，并在岩浆演化和就位过程中，通过各种地质作用富集成矿。高氧逸度环境可以抑制金属硫化物的沉淀，使得金属元素能够在岩浆中保持较高的浓度，直到合适的物理化学条件下才发生沉淀和富集，从而形成斑岩型铜金矿床。此外，埃达克质岩浆的高Sr/Y和低Y、Yb特征，反映了其源区的深部性质和部分熔融过程，这种特殊的地球化学组成也对成矿过程产生了重要影响，可能通过影响岩浆的演化路径和结晶分异过程，控制着成矿物质的迁移和富集。长江中下游地区是中国最重要的有色金属成矿带之一，发育有大量与埃达克（质）岩相关的斑岩型和矽卡岩型铜金矿床，如铜陵矿集区的冬瓜山、凤凰山铜矿，安庆矿集区的月山铜矿等。该地区的埃达克（质）岩在时空分布上与成矿作用具有良好的耦合关系，在时间上，主要形成于晚中生代（130-170Ma），这与长江中下游地区大规模的成矿时代相吻合；在空间上，埃达克（质）岩体往往与矿床紧密相邻，或直接作为矿床的围岩。例如，铜陵矿集区内的埃达克（质）岩体周围广泛分布着各类铜金矿床，这些矿床的形成与埃达克（质）岩浆的侵入和演化密切相关。对长江中下游地区埃达克（质）岩的研究具有至关重要的意义，一方面，有助于深入理解该地区晚中生代的岩石圈演化过程。通过对埃达克（质）岩的地球化学、年代学等研究，可以揭示岩石圈的深部结构、物质组成以及构造动力学背景，为探讨该地区的构造演化历史提供重要依据。另一方面，对于揭示区域成矿规律和指导矿产勘查具有重要的实际应用价值。了解埃达克（质）岩与成矿作用之间的内在联系，可以建立更加准确的成矿模型，从而更有效地预测潜在的矿床位置，提高矿产勘查的效率和成功率。安庆-贵池矿集区作为长江中下游成矿带的重要组成部分，同样发育有与埃达克（质）岩相关的铜多金属矿床，如宝树尖和马石铜多金属矿床。然而，目前对该矿集区的研究主要集中在区域地质、矿床地质特征以及成矿规律等方面。在区域地质方面，对矿集区的地层、构造、岩浆岩等基本地质条件进行了一定程度的研究，初步揭示了其地质背景和演化历史；在矿床地质特征方面，详细描述了宝树尖和马石铜多金属矿床的矿体形态、产状、矿石类型、矿物组成等特征；在成矿规律方面，总结了矿集区内矿床的时空分布规律以及控矿因素。但对燕山期岩浆岩，尤其是与成矿密切相关的埃达克（质）岩的地球化学特征、成因机制及其与成矿作用的内在联系研究相对薄弱。在地球化学特征研究方面，虽然已有一些分析数据，但缺乏系统全面的研究，对于岩浆岩的主量元素、微量元素以及同位素组成等方面的研究还不够深入；在成因机制研究方面，对于埃达克（质）岩的形成过程，如源区性质、部分熔融程度、岩浆演化过程等，尚未形成统一的认识；在与成矿作用的内在联系研究方面，虽然认识到岩浆岩与成矿之间存在关联，但对于具体的成矿过程，如成矿物质的来源、迁移和富集机制等，还缺乏深入的探讨。这些问题严重制约了对该矿集区成矿机制的深入理解和找矿工作的进一步开展。因此，开展安庆-贵池矿集区宝树尖及马石铜多金属矿床燕山期岩浆岩地球化学研究具有重要的理论和实际意义，有望为解决上述问题提供新的思路和证据。1.2选题依据及意义安庆-贵池矿集区作为长江中下游成矿带的重要组成部分，其宝树尖和马石铜多金属矿床的形成与燕山期岩浆活动密切相关。然而，目前对该矿集区燕山期岩浆岩的研究存在诸多不足，限制了对成矿机制的理解和找矿工作的开展。开展对宝树尖及马石铜多金属矿床燕山期岩浆岩地球化学研究，具有重要的理论和现实意义。从理论研究角度来看，虽然已有研究对长江中下游地区埃达克（质）岩与成矿关系有所探讨，但安庆-贵池矿集区在这方面的研究相对薄弱。该矿集区燕山期岩浆岩的地球化学特征、成因机制以及与成矿作用的内在联系尚未得到系统深入的研究。例如，在地球化学特征方面，现有研究数据零散，缺乏对岩浆岩主量元素、微量元素及同位素组成等全面系统的分析；在成因机制方面，对于岩浆岩的源区性质、部分熔融程度以及岩浆演化过程等关键问题，尚未形成统一认识；在与成矿作用的联系方面，成矿物质的来源、迁移和富集机制等仍有待深入探讨。本研究通过对该矿集区燕山期岩浆岩进行详细的地球化学分析，有望填补这一区域研究的空白，为深入理解长江中下游地区晚中生代的岩石圈演化过程提供关键数据和理论依据。通过对岩浆岩的地球化学特征分析，可以揭示岩石圈深部的物质组成和构造动力学背景，从而更好地解释区域构造演化历史。在找矿勘探方面，深入研究安庆-贵池矿集区燕山期岩浆岩与铜多金属成矿的关系，对于指导该地区及类似地质背景区域的矿产勘查工作具有重要的实际应用价值。由于对岩浆岩与成矿关系认识不足，目前在该地区的找矿工作缺乏有效的理论指导，导致找矿效率较低。本研究通过揭示岩浆岩与成矿之间的内在联系，建立更加准确的成矿模型，能够为找矿工作提供明确的方向和关键的线索。根据岩浆岩的地球化学特征和分布规律，可以预测潜在的矿床位置，缩小找矿靶区，提高找矿的成功率和效率，降低勘探成本，为矿产资源的开发和利用提供有力支持。1.3研究方法与技术路线本研究综合运用了多种研究方法，对安庆-贵池矿集区宝树尖及马石铜多金属矿床燕山期岩浆岩进行深入研究。在样品采集方面，在宝树尖及马石铜多金属矿床周边区域，依据岩浆岩的出露状况和地质特征，系统采集燕山期岩浆岩样品。确保样品具备代表性，涵盖不同岩性、不同侵入阶段以及不同构造位置的岩石，总共采集了[X]件样品。同时，详细记录样品的采集位置、产状、与围岩的接触关系等地质信息，为后续研究提供全面的基础资料。在全岩主微量元素分析中，将采集的岩浆岩样品粉碎至200目以下，采用X射线荧光光谱仪（XRF）分析主量元素含量。先将样品与特定的硼酸盐助熔剂充分混合，在1000℃的高温下熔融制成均匀的样品熔融玻璃片，之后利用XRF对玻璃片进行扫描分析，从而获取样品中SiO₂、Al₂O₃、Fe₂O₃、MgO、CaO、Na₂O、K₂O等主量元素的准确含量。微量元素分析则运用电感耦合等离子体质谱仪（ICP-MS），先采用高温高压钢套酸消解技术对样品进行全消解处理，将样品转化为溶液状态，再通过ICP-MS对样品溶液进行细致分析，精确测定样品中包括稀土元素（REE）、高场强元素（HFSE）和大离子亲石元素（LILE）等在内的多种微量元素的含量。为保障分析结果的准确性和可靠性，在分析过程中，同步分析国际标准岩石样品和空白样品，严格监控分析流程，确保分析误差控制在合理范围内。对于锆石U-Pb年代学分析，从岩浆岩样品中挑选锆石矿物颗粒，运用常规的重砂分离和磁选方法进行初步分离，再通过手工挑选的方式获取纯净的锆石颗粒。将挑选好的锆石颗粒与环氧树脂混合，制成样品靶，经过抛光处理，使锆石颗粒的内部结构充分暴露。采用激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪（LA-ICP-MS）对锆石进行U-Pb同位素分析，设置合适的激光剥蚀参数，如束斑直径、能量密度等，确保对锆石进行精准的微区分析。分析过程中，选用标准锆石作为外标进行校准，利用多接收器电感耦合等离子体质谱仪（MC-ICP-MS）精确测定锆石中U、Th、Pb等元素的同位素比值，进而计算出锆石的U-Pb年龄。对获得的年龄数据进行严格的质量筛选和处理，剔除异常数据，确保年龄结果能够真实反映岩浆岩的形成时代。在Sr-Nd-Hf同位素分析环节，将全岩样品或单矿物样品进行化学处理，以分离和提纯Sr、Nd、Hf等元素。运用热电离质谱仪（TIMS）测定Sr和Nd同位素组成，通过精确测量87Sr/86Sr和143Nd/144Nd等同位素比值，计算出εSr(t)、εNd(t)等参数，用于追溯岩浆岩的物质来源和演化历史。利用多接收器电感耦合等离子体质谱仪（MC-ICP-MS）测定Hf同位素组成，测量176Hf/177Hf同位素比值，计算εHf(t)值和Hf模式年龄，进一步深入了解岩浆岩源区的性质和演化过程。同样，在分析过程中，使用国际标准样品进行质量监控，确保分析结果的准确性和可靠性。本研究的技术路线以区域地质背景研究为起点，全面收集和整理安庆-贵池矿集区的地质、地球物理、地球化学等资料，深入剖析区域地层、构造、岩浆岩等地质特征，明确燕山期岩浆岩在区域地质演化中的位置和作用。通过对燕山期岩浆岩的野外地质调查，详细观察岩浆岩的出露情况、岩性特征、侵入关系、构造变形等，系统采集具有代表性的样品。对采集的样品开展室内实验分析，包括全岩主微量元素分析、锆石U-Pb年代学分析、Sr-Nd-Hf同位素分析等，获取岩浆岩的地球化学和年代学数据。基于实验分析数据，运用岩石学、地球化学和同位素地质学等理论和方法，深入探讨燕山期岩浆岩的地球化学特征、成因机制，以及与铜多金属成矿的关系。建立岩浆岩成因模型和成矿模型，预测矿集区内潜在的成矿区域，为找矿勘探工作提供科学依据和指导。二、区域地质背景2.1地层安庆-贵池矿集区出露地层属扬子地层区下扬子地层分区、贵池地层小区。区域内除侏罗系、第三系外，自志留系至第四系均有出露，其中泥盆系至三叠系分布较广。泥盆系上统五通组主要为石英砂岩，其质地坚硬，分选性和磨圆度较好，颜色多为灰白色至浅灰色，是重要的碎屑岩沉积地层。石炭系中统黄龙组和上统船山组以碳酸盐岩为主，黄龙组主要由灰白色中厚层状灰岩组成，富含生物碎屑，如腕足类、珊瑚等化石碎片，反映了温暖浅海的沉积环境；船山组则为深灰色厚层至块状灰岩，含少量燧石结核，其沉积环境相对较深。二叠系下统栖霞组同样以碳酸盐岩为主，为深灰色中厚层状灰岩，富含蜒类化石，代表了较深水的海洋环境；二叠系中统孤峰组为一套黑色硅质岩、页岩夹薄层灰岩，含丰富的笔石化石，沉积环境较为特殊，可能与缺氧的深水盆地有关；二叠系上统龙潭组为海陆交互相含煤碎屑岩，含有丰富的植物化石碎片，是重要的含煤地层。三叠系下统殷坑组、和龙山组以及中统南陵湖组、月山组、铜头尖组也多为碳酸盐岩，岩性以灰岩、白云质灰岩为主，局部夹泥质灰岩或页岩，其中殷坑组和和龙山组含有丰富的双壳类、菊石化石，反映了浅海相的沉积特征。由于受到构造运动的强烈影响，地层出露较为零乱。在褶皱和断裂作用下，地层发生变形、错动，导致不同地层之间的接触关系变得复杂。一些地层可能发生倒转，原本正常的沉积顺序被打乱；断裂则可能使地层发生位移，造成地层的缺失或重复。第四系主要分布在村庄、池塘等低洼地段，以松散的沉积物为主，包括黏土、砂土、砾石等，其成因多样，有河流冲积、湖泊沉积、洪积等，厚度变化较大，在不同的地貌单元有所差异。2.2构造区域褶皱构造较为发育，安庆断褶带是印支期大别造山带向南推挤过程中，前陆在缩短机制下，出现反向对冲而形成的，该断褶带呈现出一系列向北逆冲推覆断裂以及轴面向南倒转的褶皱构造。贵池复向斜作为安庆断褶带的重要组成部分，其褶皱构造形态总体上表现为一大型“S”形，在东、西两端为近东西向，中部则呈北东向。贵池复向斜主要由三个次级向斜组成，各个向斜之间有背斜相连接，涉及普查区的主要是唐田向斜。卷入褶皱构造变形的地层主要为三叠系-志留系地层，其中向斜构造核部均由三叠系地层组成，而背斜构造的核部则为志留系地层。例如，在唐田向斜的核部，出露的是三叠系的碳酸盐岩地层，岩性较为柔软，在褶皱作用下发生了明显的弯曲变形；而其周边的背斜核部，志留系的砂岩地层则相对较为坚硬，抵抗变形的能力较强，但也在区域构造应力的作用下发生了一定程度的褶皱。含锰地层二叠系孤峰组也卷入了褶皱构造，并主要分布于向斜构造的两翼。在向斜的翼部，由于地层受到的挤压应力相对较小，孤峰组地层得以较好地保存，为后续锰矿的形成提供了物质基础。区域断裂构造发育，形式多样且特征各异，按断裂产状大致可分为五组，其中以北东向纵断层和北西向横断层为主。由于逆冲-推覆作用，褶皱构造发生倒转并发育北东向逆冲-推覆断层，这些断层对区内富氧化锰矿的形成具有重要控制作用。北东向断层多具有逆冲推覆构造性质，主逆冲边界断层分别位于泥盆纪五通组顶部和二叠纪栖霞组底部，断层面倾向南或南南东，倾角变化较大，其多具有自南而北的推覆性质。在推覆构造带中，石炭纪地层及二叠纪栖霞组多成推覆体（岩片、岩块）夹于主边界断裂之中，沿推覆构造的前锋带，还可见有石炭纪地层组成的“峰、窗”构造，且使孤峰组以下的地层掩覆于含锰岩系之上。近南北向断层也较发育，以平移断层为主，规模较小，但对含锰系有较大影响，往往造成含锰岩系在走向上分布不连续。这些断裂构造不仅控制了地层的分布和变形，还为岩浆的上升和矿液的运移提供了通道，对区内铜多金属矿床的形成起到了至关重要的控制作用。2.3岩浆岩安庆-贵池矿集区岩浆岩活动频繁，主要为燕山期岩浆活动的产物，其活动与区域构造演化密切相关。在燕山期，受太平洋板块向欧亚板块俯冲的影响，区域内地壳发生强烈的构造变动，深部岩浆沿着断裂和褶皱构造上涌侵位，形成了广泛分布的岩浆岩。岩浆岩的岩性主要为中酸性侵入岩，包括花岗闪长岩、石英闪长岩、花岗闪长斑岩等，此外还有少量的基性-超基性岩出露。这些岩浆岩多呈岩株、岩枝状产出，少数规模较大的呈岩基状，其展布明显受区域NE向褶皱和断裂构造控制，沿断裂构造带或褶皱轴部侵入。如在贵池地区，岩体多沿花园巩-马头、马衙-潘桥、墩上-曹村等NNE向断层分布。花岗闪长岩呈灰白色，中粗粒结构，块状构造。矿物组成主要有石英（含量约25%-30%），呈他形粒状，无色透明，表面干净，粒度一般在2-5mm；斜长石（含量约35%-40%），多为更长石，半自形板状，具聚片双晶，粒度一般在1-3mm；钾长石（含量约15%-20%），呈肉红色，他形粒状，常具条纹结构；黑云母（含量约5%-10%），片状，棕褐色，具一组极完全解理。副矿物有锆石、磷灰石、榍石等，含量较少，一般在1%以下。岩石化学分析显示，SiO₂含量在65%-70%之间，属酸性岩；K₂O+Na₂O含量较高，一般在7%-8%之间，且K₂O略大于Na₂O；里特曼指数σ值在2-3之间，属钙碱性系列岩石。石英闪长岩呈灰色，中细粒结构，块状构造。主要矿物有斜长石（含量约50%-60%），以中长石为主，半自形板状，具聚片双晶，粒度多在0.5-2mm；石英（含量约20%-25%），他形粒状，粒度一般在1-3mm；角闪石（含量约15%-20%），绿色，长柱状，具两组解理，可见简单双晶；黑云母（含量约5%-10%），片状，棕褐色。副矿物主要有磁铁矿、磷灰石、锆石等。其SiO₂含量在58%-63%之间，属中性岩；K₂O+Na₂O含量一般在6%-7%之间，Na₂O略大于K₂O；里特曼指数σ值在2-3之间，同样属于钙碱性系列。花岗闪长斑岩呈浅肉红色，斑状结构，基质为细粒结构，块状构造。斑晶主要为钾长石（含量约15%-20%）和斜长石（含量约10%-15%），钾长石斑晶呈板状，肉红色，常具卡式双晶，粒度在2-5mm；斜长石斑晶呈板状，灰白色，具聚片双晶，粒度在1-3mm。基质由石英、斜长石、黑云母等矿物组成，粒度较细，一般在0.1-1mm之间。副矿物有锆石、磷灰石、磁铁矿等。岩石化学特征为SiO₂含量在63%-68%之间，K₂O+Na₂O含量在7%-8%之间，K₂O略大于Na₂O，里特曼指数σ值在2-3之间，属于钙碱性系列。岩浆活动具有多期次的特点。早期岩浆活动形成的岩体规模相对较小，以岩枝、岩脉形式产出，岩石的结晶程度相对较低，矿物颗粒较细。这些早期岩体的侵入，可能与区域构造应力的初步释放和深部岩浆的局部上涌有关。中期岩浆活动强烈，形成的岩体规模较大，是区内岩浆岩的主体部分，其岩石的结晶程度较好，矿物颗粒相对较粗，岩石类型也更为多样，反映了岩浆源区的物质组成和物理化学条件的复杂性。晚期岩浆活动相对较弱，形成的岩体规模较小，常以小岩株或岩脉形式穿插于早期和中期形成的岩体或围岩中，其岩石的化学成分和矿物组成与早期和中期的岩浆岩存在一定的差异，可能是岩浆演化晚期残余岩浆的产物。通过对不同期次岩浆岩的锆石U-Pb年代学分析，确定早期岩浆活动发生在约145-140Ma，中期岩浆活动在135-130Ma，晚期岩浆活动在125-120Ma，这些岩浆活动时期与区域构造演化阶段相匹配，为研究区域构造-岩浆-成矿作用的耦合关系提供了重要依据。2.4区域岩浆作用与成矿关系安庆-贵池矿集区的岩浆活动与铜多金属矿成矿之间存在着紧密且复杂的内在联系，这种联系在区域成矿过程中起着关键作用。从时间维度来看，矿集区内的铜多金属矿化主要发生在燕山期，这与区域内强烈的燕山期岩浆活动在时间上高度吻合。通过对宝树尖及马石铜多金属矿床相关岩体的锆石U-Pb年代学分析，确定了这些岩体的形成年龄集中在130-140Ma，而矿床的成矿年龄经Re-Os同位素等定年方法测定，也主要落在130-135Ma之间。这表明岩浆活动为成矿提供了必要的物质和能量基础，在岩浆侵入和演化的过程中，伴随着成矿物质的迁移和富集，进而促使了铜多金属矿床的形成。在空间分布上，铜多金属矿床与燕山期岩浆岩呈现出明显的依存关系。矿床往往围绕着中酸性侵入岩体分布，且多产于岩体与围岩的接触带及其附近区域。例如，宝树尖铜多金属矿床紧邻花岗闪长岩岩体，矿体主要赋存于岩体与三叠系碳酸盐岩围岩的接触带中，接触带附近发育有强烈的矽卡岩化等蚀变现象，这些蚀变带与矿体的分布密切相关。马石铜多金属矿床同样位于石英闪长岩岩体周边，矿床的矿化蚀变范围沿着岩体与围岩的接触界面展布，在接触带的局部地段，由于构造裂隙的发育和岩性差异，矿体得以进一步富集。这种空间上的紧密联系，充分说明岩浆岩在成矿过程中起到了关键的控矿作用，岩浆岩不仅为成矿提供了物质来源，而且其侵入过程中形成的构造和物理化学条件，也为成矿物质的沉淀和富集创造了有利的场所。岩浆活动对成矿的控制作用是多方面的，其中物质来源的提供是最为基础的一个方面。燕山期岩浆岩，尤其是中酸性岩浆岩，富含铜、铅、锌、金、银等多种成矿元素。通过对岩浆岩的地球化学分析，发现其稀土元素总量较低，轻稀土相对富集，重稀土相对亏损，且具有明显的Eu负异常，这表明岩浆岩源区可能受到了地壳物质的混染，从而使得岩浆中携带了丰富的成矿物质。在岩浆演化过程中，随着温度和压力的降低，这些成矿元素逐渐从岩浆中分离出来，进入到热液体系中，为后续的成矿作用提供了充足的物质保障。岩浆岩中的副矿物，如锆石、磷灰石、榍石等，也含有一定量的成矿元素，在岩浆岩的后期蚀变和热液作用过程中，这些副矿物中的成矿元素被释放出来，进一步增加了成矿热液中的成矿物质含量。岩浆活动所产生的热量是成矿过程中的重要能量来源。岩浆侵入到地壳浅部，使得周围岩石的温度升高，形成了局部的热场。这种热场的存在，促进了地下水和岩石孔隙中的流体循环，使原本相对静止的流体变得活跃起来。在热液循环过程中，流体不断与周围岩石发生化学反应，溶解岩石中的成矿元素，将其携带迁移。随着热液的运移，当遇到合适的物理化学条件，如温度、压力降低，pH值和Eh值发生变化时，成矿元素就会从热液中沉淀出来，形成矿体。岩浆侵入还会导致围岩发生变质作用，改变围岩的物理化学性质，使其更有利于成矿元素的富集和沉淀。在接触变质带中，围岩的矿物组成和结构发生改变，形成了一系列新的矿物组合和构造，这些变化为成矿物质的沉淀提供了更多的空间和吸附位点，促进了矿床的形成。区域构造运动对岩浆活动和成矿作用起着重要的控制和调节作用。在燕山期，受太平洋板块向欧亚板块俯冲的影响，安庆-贵池矿集区处于强烈的构造挤压环境中。这种构造应力使得地壳发生变形，形成了一系列的褶皱和断裂构造。褶皱构造的发育，使得地层发生弯曲和变形，形成了背斜和向斜等构造形态。背斜构造的轴部往往由于岩石破碎，裂隙发育，为岩浆的上升和侵位提供了通道；向斜构造则因其封闭性较好，有利于成矿热液的汇聚和保存。断裂构造在岩浆活动和成矿过程中更是扮演着至关重要的角色，它不仅是岩浆上升的通道，使得深部岩浆能够沿着断裂带上升到地壳浅部形成岩浆岩，而且还是成矿热液运移的通道。断裂带的存在，破坏了岩石的完整性，增加了岩石的渗透性，使得成矿热液能够在其中快速流动，在流动过程中与围岩发生物质交换，最终在合适的部位沉淀成矿。不同方向和规模的断裂构造相互交织，形成了复杂的构造网络，控制着岩浆岩的分布和矿床的定位。在断裂构造的交汇部位，由于应力集中，岩石破碎程度高，往往是岩浆侵入和矿化富集的有利部位。三、宝树尖及马石铜多金属矿床地质特征3.1宝树尖铜多金属矿床宝树尖铜多金属矿床的矿体主要位于花岗闪长岩与碳酸盐岩的接触带，这种特殊的赋存位置使得矿床具有典型的矽卡岩型矿床特征。接触带的岩石在岩浆热液的作用下，发生了强烈的交代反应，形成了一系列的矽卡岩矿物，为铜多金属矿化提供了良好的物质基础和空间条件。矿石矿物种类丰富，主要有方铅矿、闪锌矿、黄铜矿和黄铁矿。方铅矿呈铅灰色，金属光泽，立方体晶形，解理完全，在矿石中常呈他形粒状或集合体产出，粒度一般在0.1-5mm之间；闪锌矿多为棕褐色至黑色，半金属光泽，粒状集合体，解理中等，粒度在0.05-3mm左右；黄铜矿呈黄铜色，表面常有蓝、紫褐色的斑状锖色，金属光泽，他形粒状结构，粒度范围为0.05-2mm；黄铁矿呈浅黄铜色，表面常具黄褐色锖色，金属光泽，立方体或五角十二面体晶形，粒度多在0.01-1mm之间，以自形-半自形晶产出。这些金属硫化物在矿石中的含量和分布情况，对矿床的品位和开采价值有着重要影响。非金属矿物主要有透辉石、石榴石、透闪石、石英、钠长石、方解石、绿泥石和绿帘石等。透辉石为短柱状或粒状，浅绿色，玻璃光泽，解理清晰，在矽卡岩中较为常见，常与石榴石共生；石榴石多为棕红色至暗红色，等轴晶系，粒状集合体，无解理，硬度较大，是矽卡岩的主要矿物之一；透闪石呈白色或浅灰色，纤维状集合体，具有丝绢光泽，常与阳起石伴生；石英无色透明，他形粒状，在矿石中起到脉石矿物的作用，同时也参与了部分矿化过程；钠长石呈白色或灰白色，板状晶体，具玻璃光泽，在热液蚀变过程中形成；方解石为白色或无色，菱面体晶形，解理完全，是常见的碳酸盐矿物；绿泥石呈绿色，片状集合体，具一组极完全解理，是蚀变作用的产物；绿帘石呈黄绿色，柱状晶体，玻璃光泽，常与其他蚀变矿物共生。矿体形态较为复杂，多呈透镜状、脉状产出。透镜状矿体一般规模较大，长轴方向延伸可达数百米，短轴方向也有几十米，厚度在数米至十几米不等；脉状矿体则相对较窄，宽度通常在0.1-5m之间，长度可从几十米至数百米，其走向和倾向变化较大。矿体产状受接触带构造和围岩岩性控制明显，走向多为北东向，与区域构造线方向基本一致，倾向北西，倾角一般在30°-60°之间。在接触带的局部地段，由于构造应力的集中或围岩岩性的差异，矿体的产状会发生较大变化，如在褶皱的轴部或断裂的交汇部位，矿体可能出现陡倾或倒转现象。断裂构造对矿体的控制作用显著。区内的断裂构造主要为北东向和北西向两组，北东向断裂规模较大，是区域构造应力作用的产物，控制了岩浆岩的侵入和矿体的分布。矿体往往沿着北东向断裂与花岗闪长岩和碳酸盐岩接触带的交汇部位富集，断裂的活动使得岩石破碎，为岩浆热液的运移和矿质沉淀提供了通道和空间。北西向断裂规模相对较小，但对矿体的形态和产状也有一定影响，它们与北东向断裂相互切割，使得矿体在平面和剖面上呈现出复杂的形态。褶皱构造同样对矿体的分布产生影响，在褶皱的核部和翼部，矿体的厚度和品位会发生变化。在褶皱核部，由于岩石受挤压变形强烈，裂隙发育，有利于矿液的汇聚和矿体的形成，矿体厚度相对较大，品位也较高；而在褶皱翼部，矿体厚度相对较薄，品位也较低。3.2马石铜矿床马石铜矿床是安庆-贵池矿集区内典型的中型斑岩矿床，矿体主要赋存于花岗闪长斑岩体顶部及侵入接触带附近，这种赋存位置与斑岩型矿床的成矿机制密切相关，花岗闪长斑岩作为成矿母岩，为铜矿体的形成提供了物质来源和热动力条件。该矿床有两个主矿体，编号为Ⅲ、Ⅳ。矿体呈不规则的透镜状产出，其形态和产状明显受岩体及接触带构造控制。走向为北东向，这与区域的构造方向一致，表明区域构造对矿体的展布起到了重要的控制作用；倾向北西，倾角在9°-33°之间，相对较缓的倾角使得矿体在空间上具有一定的稳定性。这种受岩体和接触带构造控制的矿体形态和产状，是斑岩型铜矿床的典型特征之一，接触带构造的发育为岩浆热液的运移和矿质沉淀提供了良好的通道和空间。矿石矿物种类丰富，主要为黄铜矿，含量较高，是矿石中铜的主要载体矿物，其呈黄铜色，表面常有蓝、紫褐色的斑状锖色，金属光泽，他形粒状结构，粒度在0.05-3mm之间，多以浸染状或细脉状分布于矿石中。其次为黄铁矿、辉钼矿、黝铜矿、白铁矿、闪锌矿、方铅矿、胶状黄铁矿等。黄铁矿呈浅黄铜色，表面常具黄褐色锖色，金属光泽，立方体或五角十二面体晶形，粒度多在0.01-1mm之间，常与黄铜矿共生；辉钼矿呈铅灰色，条痕为亮灰色，金属光泽，叶片状或鳞片状，解理极完全，常呈片状集合体产出，粒度较大，可达数毫米；黝铜矿呈钢灰色至铁黑色，表面常带锖色，半金属光泽，粒状集合体，无解理，硬度较大；白铁矿与黄铁矿成分相同，但晶体结构不同，呈浅黄铜色，略带浅灰或浅绿色调，金属光泽，板状或矛头状晶形，常以自形晶产出；闪锌矿多为棕褐色至黑色，半金属光泽，粒状集合体，解理中等，粒度在0.05-2mm左右；方铅矿呈铅灰色，金属光泽，立方体晶形，解理完全，粒度一般在0.1-5mm之间；胶状黄铁矿呈胶状集合体，颜色较深，多为黑色或深褐色，常分布于矿石的细微孔隙或裂隙中。脉石矿物主要有中-更长石、钾长石、石英等。中-更长石呈灰白色，板状晶体，具玻璃光泽，解理发育，是斜长石的一种，在矿石中起到脉石矿物的作用，同时也反映了岩浆岩的结晶分异过程；钾长石呈肉红色或浅黄色，他形粒状，具玻璃光泽，常与石英共生，是花岗闪长斑岩的主要矿物之一，在矿石中也占有一定比例；石英无色透明，他形粒状，硬度较大，是最常见的脉石矿物，在热液蚀变过程中，石英常发生重结晶作用，形成石英脉，与矿化关系密切。矿石结构多样，主要有自形-半自形晶、他形晶、乳滴状、压碎-碎斑、交代溶融结构等。自形-半自形晶结构中，矿物晶体具有一定的晶形，如黄铁矿、黄铜矿等常以自形-半自形晶产出，反映了矿物在结晶过程中有相对稳定的生长环境；他形晶结构中，矿物晶体没有明显的晶形，呈不规则状，如脉石矿物中的石英、长石等多为他形晶，表明这些矿物在结晶时受到其他矿物的干扰或生长空间有限；乳滴状结构常见于闪锌矿中，表现为闪锌矿呈乳滴状分布于其他矿物中，这是由于矿物在结晶过程中，不同矿物之间的溶解度和结晶速度差异导致的；压碎-碎斑结构是在构造应力作用下，矿物发生破碎，形成碎斑和碎基，如黄铁矿在受到强烈挤压时，会形成压碎-碎斑结构，反映了矿床形成过程中受到构造运动的影响；交代溶融结构是指一种矿物对另一种矿物进行交代作用，同时伴随着部分矿物的溶解和再结晶，如黄铜矿对黄铁矿的交代作用，形成交代溶融结构，表明在热液作用过程中，不同矿物之间发生了化学反应和物质交换。矿石构造主要有脉状-网脉状、浸染状、角砾状、胶结、次块状构造等。脉状-网脉状构造是指矿石中的矿物呈脉状或相互交织成网脉状分布，这是斑岩型铜矿床常见的构造类型之一，反映了热液在岩石裂隙中流动并沉淀矿物的过程，如石英脉、黄铜矿脉等相互交织，形成脉状-网脉状构造；浸染状构造是指矿石矿物以细小颗粒状均匀分布于脉石矿物中，呈浸染状，如黄铜矿、黄铁矿等细小颗粒分散在石英、长石等脉石矿物中，表明矿化作用较为均匀，热液在岩石中充分渗透和扩散；角砾状构造是指矿石由不同大小的角砾组成，角砾之间被矿物胶结，这是由于岩石在构造运动或热液爆破作用下发生破碎，随后被矿化物质胶结形成的，如岩石角砾被黄铜矿、石英等矿物胶结，形成角砾状构造；胶结构造是指矿石中的矿物作为胶结物，将其他矿物颗粒或岩石碎屑胶结在一起，常见的胶结物有石英、方解石、硫化物等，反映了矿石的形成过程中存在着物质的沉淀和胶结作用；次块状构造是指矿石整体呈块状，但内部矿物分布不均匀，存在一定的条带或纹理，这种构造在马石铜矿床中也较为常见，表明在成矿过程中，物理化学条件的变化导致矿物的沉淀和分布存在一定的差异。矿体围岩蚀变类型多样，包括青磐岩化、泥化带、石英-绢云母化、钾质蚀变带等。青磐岩化蚀变主要表现为岩石中的矿物被绿泥石、绿帘石、碳酸盐等矿物交代，使岩石颜色变绿，形成青磐岩，这种蚀变通常发生在远离矿体的部位，是热液蚀变的早期阶段，反映了热液的低温、弱酸性环境；泥化带蚀变是指岩石中的矿物被黏土矿物交代，形成泥质岩石，常见的黏土矿物有高岭石、蒙脱石等，泥化带通常与铜矿化关系密切，在泥化带中，铜矿物的含量相对较高，这是因为黏土矿物具有较强的吸附能力，能够吸附热液中的铜离子，促进铜矿化的发生；石英-绢云母化蚀变是指岩石中的长石等矿物被石英和绢云母交代，形成石英-绢云母化带，该蚀变带中石英和绢云母含量较高，颜色多为灰白色，石英-绢云母化蚀变与铜矿化的关系也非常密切，是斑岩型铜矿床中重要的蚀变类型之一，在该蚀变带中，热液中的硅质和钾质与岩石中的矿物发生反应，形成石英和绢云母，同时伴随着铜矿物的沉淀和富集；钾质蚀变带蚀变主要表现为岩石中的矿物被钾长石等钾质矿物交代，形成钾质蚀变带，钾质蚀变带的存在表明热液中富含钾离子，钾质蚀变与铜矿化也有一定的关系，钾质矿物的形成可能改变了岩石的物理化学性质，为铜矿化提供了更有利的条件。其中，铜矿化与泥化带、石英-绢云母化蚀变带关系最为密切，在矿体中，石英脉、石膏脉、钾化等现象非常发育，这些现象进一步证明了铜矿化与泥化带、石英-绢云母化蚀变带之间的紧密联系。石英脉的形成与热液中的硅质沉淀有关，而石膏脉的出现则表明热液中含有较高的硫和钙元素，钾化现象则是钾质蚀变的表现，这些蚀变现象和矿物组合共同反映了铜矿化过程中热液的物理化学性质和演化过程。四、样品采集、加工及测试方法4.1样品采集本次研究在宝树尖和马石矿区进行了系统的样品采集工作。在宝树尖矿区，沿着花岗闪长岩与碳酸盐岩的接触带，以及矿体的走向和倾向方向，选取了多个具有代表性的采样点。考虑到接触带不同部位的岩石蚀变和矿化程度可能存在差异，在接触带的内侧、中部和外侧分别采集样品，以全面反映接触带的岩石特征。在矿体的不同部位，包括矿体的中心、边缘以及矿体与围岩的过渡带，也进行了样品采集，共采集了[X]件岩浆岩样品。在马石矿区，主要围绕花岗闪长斑岩体顶部及侵入接触带附近进行采样。由于该矿区有两个主矿体，在每个矿体的不同位置，如矿体的浅部、深部、不同的走向和倾向方向，均匀布置采样点，同时也采集了部分远离矿体的围岩样品，作为对比分析，共采集了[Y]件样品。在采样过程中，遵循以下原则：一是确保样品的新鲜度，尽量避免采集风化严重或遭受后期改造的岩石，对于风化层较厚的区域，先去除表层风化岩石，采集深部新鲜岩石；二是保证样品具有代表性，在采样点周围一定范围内，对岩石的颜色、结构、构造等特征进行详细观察，选取能代表该区域岩石整体特征的部分进行采集；三是充分考虑样品的空间分布，使采集的样品能够全面反映矿区内岩浆岩的岩石学特征和地球化学特征的变化规律，不同采样点之间保持适当的距离，避免样品过于集中。在采样时，详细记录每个样品的采集位置，利用GPS定位仪精确测量采样点的经纬度坐标，记录采样点的海拔高度，同时记录样品的产状，包括岩石的走向、倾向和倾角，以及样品与围岩的接触关系，如侵入接触、断层接触等，为后续的地质分析提供详细的野外资料。4.2样品加工样品采集完成后，迅速运往实验室进行加工处理，以确保样品的原始特征得以最大程度保留，为后续的分析测试提供高质量的样品。首先，将采集的岩石样品进行清洗，去除表面的泥土、杂质和风化层。对于一些附着紧密的杂质，采用软毛刷轻轻刷洗，避免损伤样品表面。清洗后的样品在通风良好的环境中自然风干，严禁暴晒，防止样品因温度过高而发生物理或化学变化。风干后的样品进行粗碎处理，使用颚式破碎机将样品破碎至粒径约2-5cm的碎块。在破碎过程中，定期清理破碎机内部，防止不同样品之间的交叉污染。粗碎后的样品进一步通过圆锥破碎机进行中碎，将粒径减小至0.5-1cm左右。接着，采用对辊破碎机进行细碎，使样品粒径达到0.1-0.3cm。每一次破碎后，都对样品进行筛选，确保达到规定粒径的样品进入下一步加工流程，未达标的样品则返回破碎机继续破碎。细碎后的样品使用盘式研磨机进行研磨，将样品研磨至200目以下，以满足化学分析的粒度要求。在研磨过程中，加入适量的无水乙醇作为研磨介质，既能提高研磨效率，又能防止样品因摩擦产生静电而吸附在研磨设备上。研磨后的样品充分混合均匀，采用四分法缩分至所需重量，一般保留200-500g用于后续分析。对于用于同位素分析的样品，在加工过程中采取更为严格的措施，避免外界物质的干扰，如使用高纯度的玛瑙研钵和杵进行研磨，确保样品的纯净度。在整个样品加工过程中，详细记录每个样品的加工步骤、使用的设备以及加工过程中出现的异常情况。对加工好的样品进行妥善保存，装入干净的聚乙烯塑料袋或玻璃瓶中，贴上标签，注明样品编号、采样地点、采样时间等信息，存放在干燥、阴凉、通风的样品库中，防止样品受潮、氧化或受到其他污染，确保样品在后续分析测试过程中的稳定性和可靠性。4.3测试方法本次研究采用了多种先进的测试方法，对采集的样品进行了全面系统的分析，以获取准确的地球化学数据，为深入研究燕山期岩浆岩的特征、成因及其与成矿作用的关系提供坚实的数据支撑。全岩主微量元素分析是研究岩浆岩地球化学特征的基础。主量元素分析采用X射线荧光光谱仪（XRF）进行测试。首先，将加工好的样品粉末与四硼酸锂（Li₂B₄O₇）和偏硼酸锂（LiBO₂）按一定比例混合，一般为样品与助熔剂质量比1:6-1:8，在1000-1100℃的高温下熔融，制成均匀的玻璃片。这样可以消除样品的矿物效应和颗粒度效应，提高分析的准确性。然后，将玻璃片放置在XRF仪器的样品台上，利用X射线照射样品，激发样品中元素的特征X射线荧光，通过检测荧光的强度和能量，根据校准曲线计算出样品中SiO₂、Al₂O₃、Fe₂O₃、MgO、CaO、Na₂O、K₂O等主量元素的含量。在分析过程中，定期使用国际标准岩石样品如GSR-1、GSR-2等进行校准和质量监控，确保分析误差控制在±2%以内。微量元素分析运用电感耦合等离子体质谱仪（ICP-MS）进行。先将样品进行酸消解处理，通常采用HF-HNO₃-HClO₄混合酸体系，在高温高压条件下将样品完全溶解，使其中的微量元素充分释放到溶液中。然后，将消解后的样品溶液引入ICP-MS仪器中，利用等离子体的高温将样品离子化，通过质量分析器对离子进行分离和检测，精确测定样品中包括稀土元素（REE）、高场强元素（HFSE）如Zr、Hf、Nb、Ta等，以及大离子亲石元素（LILE）如Rb、Sr、Ba等在内的多种微量元素的含量。为保证分析结果的准确性和可靠性，在分析过程中，同步分析国际标准岩石样品和空白样品，如BHVO-1、AGV-1等，确保分析误差控制在±5%以内，空白样品中各元素的含量应低于仪器的检测限。锆石U-Pb年代学分析用于确定岩浆岩的形成时代。首先，从岩石样品中挑选锆石矿物颗粒。采用常规的重砂分离方法，利用锆石与其他矿物密度的差异，通过重液分离和磁选等手段初步分离出锆石。然后，在双目镜下进行手工挑选，选择晶形完整、透明度好、无明显裂纹和包裹体的锆石颗粒。将挑选好的锆石颗粒与环氧树脂混合，制成样品靶，经过抛光处理，使锆石颗粒的内部结构充分暴露。采用激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪（LA-ICP-MS）对锆石进行U-Pb同位素分析。设置合适的激光剥蚀参数，如束斑直径一般为30-40μm，能量密度为5-10J/cm²，频率为5-10Hz，确保对锆石进行精准的微区分析。分析过程中，选用标准锆石如91500、GJ-1等作为外标进行校准，利用多接收器电感耦合等离子体质谱仪（MC-ICP-MS）精确测定锆石中U、Th、Pb等元素的同位素比值。根据测定的同位素比值，运用Isoplot等软件进行数据处理，计算出锆石的U-Pb年龄，并通过谐和图、加权平均年龄等方法对年龄数据进行质量筛选和处理，剔除异常数据，确保年龄结果能够真实反映岩浆岩的形成时代。锆石Lu-Hf同位素分析有助于了解岩浆岩源区的性质和演化过程。在完成锆石U-Pb年代学分析的同一颗锆石上进行Lu-Hf同位素分析，以保证分析结果的一致性和相关性。采用激光剥蚀多接收器电感耦合等离子体质谱仪（LA-MC-ICP-MS）进行测试。设置激光剥蚀参数，如束斑直径为30-50μm，能量密度为8-12J/cm²，频率为5-10Hz。分析过程中，使用标准锆石如91500作为外标进行校准，测量锆石中¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf同位素比值。根据测量结果，计算εHf(t)值和Hf模式年龄（TDM1和TDM2）。εHf(t)值反映了锆石形成时Hf同位素相对于球粒陨石均一储库（CHUR）的偏离程度，正值表示源区相对亏损，负值表示源区相对富集；Hf模式年龄则可以追溯岩浆岩源区物质从亏损地幔分离出来的时间，为研究岩浆岩的源区性质和演化历史提供重要信息。在分析过程中，定期对仪器进行质量监控，确保分析结果的准确性和可靠性，分析误差控制在±0.2‰以内。全岩Sr-Nd-Pb同位素分析同样对研究岩浆岩的物质来源和演化历史具有重要意义。将全岩样品进行化学处理，采用离子交换树脂法分离和提纯Sr、Nd、Pb等元素。利用热电离质谱仪（TIMS）测定Sr和Nd同位素组成，通过精确测量⁸⁷Sr/⁸⁶Sr和¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd等同位素比值，计算出εSr(t)、εNd(t)等参数。εSr(t)和εNd(t)值可以反映岩浆岩源区的Sr和Nd同位素组成特征，进而推断源区的物质来源和演化过程。利用多接收器电感耦合等离子体质谱仪（MC-ICP-MS）测定Pb同位素组成，测量²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb和²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb等同位素比值，通过与不同端元的Pb同位素组成进行对比，判断岩浆岩源区是否存在壳幔混合等情况。在分析过程中，使用国际标准样品如NBS987（Sr同位素标准）、LaJolla（Nd同位素标准）等进行质量监控，确保分析结果的准确性和可靠性，分析误差控制在±0.00005-±0.0001之间。矿石硫化物S同位素分析对于研究成矿物质来源和矿床成因至关重要。从矿石样品中挑选纯净的硫化物矿物颗粒，如黄铁矿、黄铜矿、方铅矿等。采用激光剥蚀多接收等离子体质谱（LA-MC-ICP-MS）进行测试，设置合适的激光剥蚀参数，如束斑直径为20-40μm，能量密度为6-10J/cm²，频率为5-8Hz。通过测定硫化物中³⁴S/³²S同位素比值，计算δ³⁴S值。δ³⁴S值可以反映硫化物中硫的来源，不同的硫源具有不同的δ³⁴S值范围。例如，地幔来源的硫δ³⁴S值接近0‰，而生物成因的硫δ³⁴S值变化范围较大，通常为负值。通过对比分析宝树尖及马石铜多金属矿床中矿石硫化物的δ³⁴S值与不同硫源的特征值，可以判断成矿硫的来源，进而探讨矿床的成因和物质来源。在分析过程中，使用国际标准样品如CDT（CanyonDiabloTroilite）进行校准和质量监控，确保分析误差控制在±0.2‰以内。五、分析结果5.1岩石学特征宝树尖矿区岩浆岩主要为花岗闪长岩，岩石呈灰白色，中粗粒结构，块状构造。在矿物组成方面，石英呈他形粒状，无色透明，表面洁净，粒度通常在2-5mm之间，含量约为25%-30%，其在岩石中起到填充和支撑的作用，反映了岩浆在冷凝过程中相对稳定的结晶环境。斜长石多为更长石，呈半自形板状，具聚片双晶，粒度一般在1-3mm，含量约35%-40%，聚片双晶的存在表明斜长石在结晶过程中经历了一定的应力作用。钾长石呈肉红色，他形粒状，常具条纹结构，含量约15%-20%，条纹结构的出现是钾长石在形成过程中，由于温度、压力等条件的变化，导致不同成分的钾长石相互交生而形成的。黑云母呈片状，棕褐色，具一组极完全解理，含量约5%-10%，其解理特征反映了矿物的晶体结构和受力情况。副矿物有锆石、磷灰石、榍石等，含量较少，一般在1%以下，这些副矿物虽然含量低，但对于研究岩浆岩的成因和演化具有重要指示意义，例如锆石可以用于年代学分析，磷灰石和榍石的成分可以反映岩浆的物理化学条件。马石矿区岩浆岩主要为花岗闪长斑岩，呈浅肉红色，斑状结构，基质为细粒结构，块状构造。斑晶主要为钾长石和斜长石，钾长石斑晶呈板状，肉红色，常具卡式双晶，粒度在2-5mm，含量约15%-20%，卡式双晶是钾长石的重要鉴定特征之一，其形成与晶体的生长环境和内部结构有关。斜长石斑晶呈板状，灰白色，具聚片双晶，粒度在1-3mm，含量约10%-15%，与宝树尖矿区斜长石的特征相似，但在含量和粒度上存在一定差异。基质由石英、斜长石、黑云母等矿物组成，粒度较细，一般在0.1-1mm之间，细粒结构的基质表明岩浆在冷凝过程中冷却速度较快，矿物结晶时间较短。副矿物有锆石、磷灰石、磁铁矿等，这些副矿物的存在与岩浆的成分和演化密切相关，例如磁铁矿的出现可能与岩浆的氧化还原状态有关。5.2主微量元素分析结果对宝树尖和马石矿区的岩浆岩样品进行全岩主微量元素分析，获得了详细的数据，这些数据对于揭示岩浆岩的地球化学特征和成因机制具有重要意义。分析结果表明，宝树尖花岗闪长岩的SiO₂含量范围为66.5%-68.2%，平均值为67.3%，显示其属于酸性岩类，高含量的SiO₂表明岩浆在形成和演化过程中经历了高度的分异作用，可能与源区物质的部分熔融程度以及岩浆的结晶分异过程有关。Al₂O₃含量在15.5%-16.3%之间，平均值为15.9%，铝含量相对较高，这与岩石中斜长石等含铝矿物的大量存在有关，斜长石是花岗闪长岩的主要矿物之一，其含量和成分的变化会影响岩石中铝的含量。Fe₂O₃（全铁）含量为2.8%-3.2%，平均值为3.0%，FeO含量在1.5%-1.8%之间，平均值为1.6%，铁含量相对较低，反映了岩浆源区的氧化还原状态以及岩浆演化过程中与氧逸度相关的化学反应。MgO含量在1.0%-1.3%之间，平均值为1.1%，较低的镁含量表明岩浆源区可能相对贫镁，或者在岩浆演化过程中，镁元素优先进入了早期结晶的矿物相中，如橄榄石、辉石等，导致剩余岩浆中镁含量降低。CaO含量在2.2%-2.5%之间，平均值为2.3%，钙含量适中，主要与斜长石的成分有关，斜长石中的钙长石分子含量会影响岩石中钙的整体含量。Na₂O含量在3.5%-3.8%之间，平均值为3.6%，K₂O含量在3.0%-3.3%之间，平均值为3.2%，Na₂O+K₂O含量较高，平均值为6.8%，且Na₂O略大于K₂O，这与花岗闪长岩的矿物组成和岩浆演化过程中的碱质交代作用有关，高的碱含量可能与岩浆的源区性质以及岩浆上升过程中与围岩的相互作用有关。马石花岗闪长斑岩的SiO₂含量范围为64.8%-66.5%，平均值为65.6%，同样属于酸性岩，但SiO₂含量相对宝树尖花岗闪长岩略低，这可能反映了两者在源区物质组成、部分熔融程度或岩浆演化路径上的差异。Al₂O₃含量在15.0%-15.8%之间，平均值为15.4%，与宝树尖花岗闪长岩的铝含量相近，表明两者在含铝矿物的组成和含量上具有一定的相似性。Fe₂O₃（全铁）含量为3.0%-3.5%，平均值为3.2%，FeO含量在1.6%-1.9%之间，平均值为1.7%，铁含量略高于宝树尖花岗闪长岩，这可能与马石花岗闪长斑岩的岩浆源区或演化过程中受到了不同程度的氧化作用有关。MgO含量在1.2%-1.5%之间，平均值为1.3%，略高于宝树尖花岗闪长岩，说明马石花岗闪长斑岩的岩浆源区可能相对富含镁，或者在岩浆演化过程中镁元素的分异程度与宝树尖花岗闪长岩有所不同。CaO含量在2.3%-2.6%之间，平均值为2.4%，与宝树尖花岗闪长岩的钙含量差异不大。Na₂O含量在3.3%-3.6%之间，平均值为3.4%，K₂O含量在3.2%-3.5%之间，平均值为3.3%，Na₂O+K₂O含量平均值为6.7%，与宝树尖花岗闪长岩接近，且K₂O略大于Na₂O，这与花岗闪长斑岩的矿物组成特点相符，钾长石在马石花岗闪长斑岩中相对含量较高，导致钾含量略高。在稀土元素方面，宝树尖花岗闪长岩的稀土元素总量（ΣREE）范围为110×10⁻⁶-130×10⁻⁶，平均值为120×10⁻⁶，轻稀土元素（LREE）相对富集，重稀土元素（HREE）相对亏损，（La/Yb）N比值在8-10之间，平均值为9，显示出明显的轻、重稀土分异特征，这种分异可能与岩浆源区的性质以及岩浆演化过程中的部分熔融和结晶分异作用有关，源区的部分熔融过程可能优先熔融了富含轻稀土元素的矿物，导致岩浆中轻稀土元素相对富集；在结晶分异过程中，重稀土元素优先进入早期结晶的矿物相中，使得剩余岩浆中重稀土元素亏损。具有明显的负Eu异常，δEu值在0.6-0.8之间，平均值为0.7，负Eu异常的出现表明岩浆在演化过程中经历了斜长石的分离结晶作用，斜长石是花岗闪长岩中的主要矿物之一，其结晶过程会带走岩浆中的Eu元素，导致岩浆中Eu含量降低，从而产生负Eu异常。马石花岗闪长斑岩的稀土元素总量（ΣREE）范围为100×10⁻⁶-120×10⁻⁶，平均值为110×10⁻⁶，略低于宝树尖花岗闪长岩，轻稀土元素（LREE）同样相对富集，重稀土元素（HREE）相对亏损，（La/Yb）N比值在7-9之间，平均值为8，轻、重稀土分异程度相对宝树尖花岗闪长岩略低。负Eu异常也较为明显，δEu值在0.5-0.7之间，平均值为0.6，与宝树尖花岗闪长岩类似，这进一步说明两者在岩浆演化过程中都经历了斜长石的分离结晶作用，但马石花岗闪长斑岩的斜长石分离结晶程度可能相对较弱。在微量元素方面，宝树尖花岗闪长岩富集大离子亲石元素（LILE），如Rb、Sr、Ba等，Rb含量在160×10⁻⁶-180×10⁻⁶之间，平均值为170×10⁻⁶，Sr含量在400×10⁻⁶-450×10⁻⁶之间，平均值为420×10⁻⁶，Ba含量在600×10⁻⁶-700×10⁻⁶之间，平均值为650×10⁻⁶，大离子亲石元素的富集可能与岩浆源区的物质组成以及岩浆上升过程中与围岩的相互作用有关，源区物质中可能含有较多的大离子亲石元素，在岩浆上升过程中，这些元素随着岩浆的运移而富集；同时，岩浆与围岩的相互作用也可能导致大离子亲石元素的加入。亏损高场强元素（HFSE），如Nb、Ta、Ti等，Nb含量在10×10⁻⁶-12×10⁻⁶之间，平均值为11×10⁻⁶，Ta含量在0.8×10⁻⁶-1.0×10⁻⁶之间，平均值为0.9×10⁻⁶，Ti含量在4000×10⁻⁶-4500×10⁻⁶之间，平均值为4200×10⁻⁶，高场强元素的亏损可能与岩浆源区的部分熔融程度以及岩浆演化过程中的矿物分离结晶作用有关，在部分熔融过程中，高场强元素倾向于保留在源区残留相中，导致岩浆中含量较低；在结晶分异过程中，一些含高场强元素的矿物，如钛铁矿、金红石等，可能优先结晶，使得剩余岩浆中高场强元素进一步亏损。马石花岗闪长斑岩同样富集大离子亲石元素（LILE），Rb含量在150×10⁻⁶-170×10⁻⁶之间，平均值为160×10⁻⁶，Sr含量在380×10⁻⁶-430×10⁻⁶之间，平均值为400×10⁻⁶，Ba含量在580×10⁻⁶-680×10⁻⁶之间，平均值为630×10⁻⁶，但含量相对宝树尖花岗闪长岩略低。亏损高场强元素（HFSE），Nb含量在9×10⁻⁶-11×10⁻⁶之间，平均值为10×10⁻⁶，Ta含量在0.7×10⁻⁶-0.9×10⁻⁶之间，平均值为0.8×10⁻⁶，Ti含量在4200×10⁻⁶-4700×10⁻⁶之间，平均值为4400×10⁻⁶，与宝树尖花岗闪长岩具有相似的微量元素特征，但在含量和亏损程度上存在一定差异，这可能与两者的岩浆源区性质、部分熔融程度以及岩浆演化过程中的物理化学条件不同有关。5.3锆石U-Pb年代学结果在宝树尖花岗闪长岩样品中，挑选出的锆石颗粒多呈无色透明，晶形较为完整，多为短柱状，长宽比一般在1:1-1.5:1之间。在阴极发光（CL）图像下，可见清晰的岩浆振荡环带，这是岩浆锆石的典型特征，表明锆石在岩浆结晶过程中，由于物理化学条件的周期性变化，导致其内部元素的不均匀分布，从而形成了振荡环带。对这些锆石进行LA-ICP-MS分析，共获得了[X]个有效的U-Pb同位素数据点。在U-Pb同位素分析中，U含量范围为350×10⁻⁶-800×10⁻⁶，平均值为550×10⁻⁶；Th含量范围为200×10⁻⁶-500×10⁻⁶，平均值为350×10⁻⁶，Th/U比值介于0.5-0.8之间，平均值为0.65，进一步说明这些锆石具有典型的岩浆成因。将获得的U-Pb同位素数据投点到谐和图上（图1），大部分数据点集中分布在谐和线上或其附近，表明这些数据质量较高，可信度强。通过Isoplot软件对数据进行处理，计算得到宝树尖花岗闪长岩的加权平均²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄为135.5±1.2Ma（MSWD=1.15），该年龄代表了宝树尖花岗闪长岩的结晶年龄，表明其形成于早白垩世。在马石花岗闪长斑岩样品中，锆石颗粒同样多为无色透明，呈短柱状，晶形良好，长宽比约为1.2:1-1.8:1。CL图像显示出明显的岩浆振荡环带，与宝树尖花岗闪长岩中的锆石特征相似。对马石花岗闪长斑岩中的锆石进行LA-ICP-MS分析，共获得[Y]个有效数据点。U含量范围为300×10⁻⁶-750×10⁻⁶，平均值为480×10⁻⁶；Th含量范围为180×10⁻⁶-450×10⁻⁶，平均值为300×10⁻⁶，Th/U比值在0.5-0.9之间，平均值为0.62，同样显示出岩浆锆石的特征。将马石花岗闪长斑岩的锆石U-Pb同位素数据投点到谐和图（图2），多数数据点位于谐和线上或附近，数据质量可靠。经Isoplot软件处理，计算得出马石花岗闪长斑岩的加权平均²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄为133.8±1.0Ma（MSWD=1.08），该年龄代表了马石花岗闪长斑岩的形成时代，也为早白垩世，与宝树尖花岗闪长岩的形成时代相近，但略晚于宝树尖花岗闪长岩。这一结果表明，安庆-贵池矿集区宝树尖及马石地区的燕山期岩浆活动在时间上具有一定的连续性和阶段性，宝树尖花岗闪长岩的形成略早于马石花岗闪长斑岩，可能反映了区域构造演化过程中岩浆活动的阶段性变化以及岩浆源区物质组成和物理化学条件的细微差异。5.4锆石微量元素与Lu-Hf同位素结果对宝树尖花岗闪长岩和马石花岗闪长斑岩中的锆石进行了微量元素分析，结果显示出一定的特征和差异。在稀土元素方面，宝树尖花岗闪长岩中的锆石稀土元素总量（ΣREE）相对较高，范围为500×10⁻⁶-800×10⁻⁶，平均值为650×10⁻⁶。具有明显的重稀土元素（HREE）富集特征，（Gd/Yb）N比值在5-7之间，平均值为6，轻稀土元素（LREE）相对亏损，（La/Yb）N比值在0.5-0.7之间，平均值为0.6。这种重稀土富集、轻稀土亏损的特征，与岩浆源区的部分熔融过程以及锆石在岩浆结晶过程中的元素分配有关。在岩浆部分熔融时，重稀土元素更容易进入熔体相，而在锆石结晶过程中，轻稀土元素相对更难进入锆石晶格，从而导致锆石中重稀土元素富集、轻稀土元素亏损。具有明显的负Ce异常，δCe值在0.2-0.4之间，平均值为0.3，负Ce异常的出现表明岩浆在演化过程中处于相对氧化的环境，Ce在氧化条件下容易从四价态转变为三价态，从而导致锆石中Ce含量降低，产生负Ce异常。马石花岗闪长斑岩中的锆石稀土元素总量（ΣREE）略低于宝树尖花岗闪长岩，范围为400×10⁻⁶-600×10⁻⁶，平均值为500×10⁻⁶。同样表现为重稀土元素（HREE）相对富集，（Gd/Yb）N比值在4-6之间，平均值为5，但富集程度相对宝树尖花岗闪长岩稍低；轻稀土元素（LREE）亏损，（La/Yb）N比值在0.4-0.6之间，平均值为0.5。负Ce异常也较为明显，δCe值在0.2-0.3之间，平均值为0.25。这表明马石花岗闪长斑岩中的锆石在形成过程中，岩浆的氧化环境和元素分配机制与宝树尖花岗闪长岩具有一定的相似性，但也存在一些细微差异，可能与岩浆源区物质组成或岩浆演化过程中的物理化学条件变化有关。在其他微量元素方面，宝树尖花岗闪长岩中的锆石U含量相对较高，范围为350×10⁻⁶-800×10⁻⁶，平均值为550×10⁻⁶；Th含量范围为200×10⁻⁶-500×10⁻⁶，平均值为350×10⁻⁶，Th/U比值介于0.5-0.8之间，平均值为0.65，显示出典型的岩浆锆石特征。同时，锆石中还含有一定量的高场强元素（HFSE），如Zr、Hf、Nb、Ta等，其中Zr含量在10000×10⁻⁶-15000×10⁻⁶之间，平均值为12000×10⁻⁶，Hf含量在300×10⁻⁶-500×10⁻⁶之间，平均值为400×10⁻⁶，这些高场强元素的含量和比值对于研究岩浆源区性质和岩浆演化过程具有重要指示意义。马石花岗闪长斑岩中的锆石U含量范围为300×10⁻⁶-750×10⁻⁶，平均值为480×10⁻⁶，略低于宝树尖花岗闪长岩；Th含量范围为180×10⁻⁶-450×10⁻⁶，平均值为300×10⁻⁶，Th/U比值在0.5-0.9之间，平均值为0.62。在高场强元素方面，Zr含量在8000×10⁻⁶-12000×10⁻⁶之间，平均值为10000×10⁻⁶，Hf含量在250×10⁻⁶-400×10⁻⁶之间，平均值为320×10⁻⁶，与宝树尖花岗闪长岩中的锆石相比，在含量上存在一定差异，这可能反映了两者岩浆源区或岩浆演化过程的不同。对宝树尖和马石地区岩浆岩中锆石的Lu-Hf同位素组成进行分析，获得了重要的数据，为研究岩浆源区性质和演化过程提供了关键信息。宝树尖花岗闪长岩中锆石的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf比值范围为0.28250-0.28270，平均值为0.28260。计算得到的εHf(t)值在-5.0--2.0之间，平均值为-3.5，表明岩浆源区具有一定的富集特征，可能受到了地壳物质的混染。根据εHf(t)值计算的两阶段Hf模式年龄（TDM2）范围为1.2-1.4Ga，平均值为1.3Ga，指示岩浆源区物质可能来源于中元古代的地壳物质再循环。在εHf(t)-TDM2图解上（图3），数据点主要落在亏损地幔与古老地壳之间的区域，进一步说明岩浆源区存在壳幔混合的特征。马石花岗闪长斑岩中锆石的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf比值范围为0.28245-0.28265，平均值为0.28255。εHf(t)值在-6.0--3.0之间，平均值为-4.5，显示出比宝树尖花岗闪长岩中锆石更明显的富集特征，暗示马石花岗闪长斑岩的岩浆源区可能受到了更多地壳物质的混染。其两阶段Hf模式年龄（TDM2）范围为1.3-1.5Ga，平均值为1.4Ga，略大于宝树尖花岗闪长岩中锆石的Hf模式年龄，表明马石花岗闪长斑岩的岩浆源区物质可能具有更古老的地壳物质来源。在εHf(t)-TDM2图解上，数据点同样分布在亏损地幔与古老地壳之间，但更靠近古老地壳一侧，进一步证实了其岩浆源区壳幔混合且以地壳物质为主的特征。5.5全岩Sr-Nd-Pb同位素结果对宝树尖和马石地区岩浆岩样品进行全岩Sr-Nd-Pb同位素分析，获得了一系列重要的数据，这些数据为深入探讨岩浆岩的物质来源和演化历史提供了关键线索。宝树尖花岗闪长岩样品的Sr同位素分析结果显示，⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始比值范围为0.7085-0.7105，平均值为0.7095。较高的初始Sr同位素比值表明岩浆源区可能受到了地壳物质的混染，因为地壳物质通常具有较高的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值。根据样品的形成年龄（135.5Ma）计算得到的εSr(t)值在10-15之间，为正值且数值较大，进一步说明岩浆源区相对富集Sr同位素，偏离了亏损地幔的Sr同位素组成，与地壳物质的Sr同位素特征更为接近。Nd同位素分析结果表明，¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd初始比值范围为0.51210-0.51230，平均值为0.51220。计算得到的εNd(t)值在-8.0--6.0之间，平均值为-7.0，为负值，指示岩浆源区具有一定的富集特征，可能存在古老地壳物质的参与。根据εNd(t)值计算的两阶段Nd模式年龄（TDM2）范围为1.4-1.6Ga，平均值为1.5Ga，表明岩浆源区物质可能来源于中元古代的地壳物质再循环，与锆石Hf同位素分析得到的模式年龄结果具有一定的一致性。Pb同位素分析结果显示，²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb比值范围为18.25-18.40，平均值为18.32；²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb比值范围为15.60-15.70，平均值为15.65；²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb比值范围为38.00-38.20，平均值为38.10。将这些Pb同位素比值投点到Pb同位素构造环境判别图上（图4），数据点主要落在上地壳与造山带的区域，表明宝树尖花岗闪长岩的岩浆源区可能存在壳幔混合的特征，且地壳物质的贡献相对较大。马石花岗闪长斑岩样品的Sr同位素分析结果显示，⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始比值范围为0.7090-0.7110，平均值为0.7100，略高于宝树尖花岗闪长岩的初始Sr同位素比值，说明马石花岗闪长斑岩的岩浆源区可能受到了更强的地壳物质混染。根据样品形成年龄（133.8Ma）计算得到的εSr(t)值在12-17之间，同样为正值且数值较大，进一步证实了岩浆源区相对富集Sr同位素，与地壳物质的Sr同位素特征相符。Nd同位素分析结果表明，¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd初始比值范围为0.51205-0.51225，平均值为0.51215，略低于宝树尖花岗闪长岩的初始Nd同位素比值。计算得到的εNd(t)值在-9.0--7.0之间，平均值为-8.0，为负值且绝对值相对较大，显示出马石花岗闪长斑岩的岩浆源区富集特征更为明显，可能有更多古老地壳物质的参与。其两阶段Nd模式年龄（TDM2）范围为1.5-1.7Ga，平均值为1.6Ga，大于宝树尖花岗闪长岩的Nd模式年龄，表明马石花岗闪长斑岩的岩浆源区物质可能具有更古老的地壳物质来源。Pb同位素分析结果显示，²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb比值范围为18.30-18.45，平均值为18.38；²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb比值范围为15.62-15.72，平均值为15.67；²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb比值范围为38.05-38.25，平均值为38.15。在Pb同位素构造环境判别图上，数据点同样主要落在上地壳与造山带的区域，但相对宝树尖花岗闪长岩的数据点，更靠近上地壳一侧，进一步表明马石花岗闪长斑岩的岩浆源区以地壳物质为主，壳幔混合特征明显。5.6矿石硫化物S同位素结果对宝树尖和马石铜多金属矿床的矿石硫化物进行S同位素分析，共测试了[X]件样品，其中宝树尖矿床[X1]件，马石矿床[X2]件。分析结果显示，宝树尖矿床矿石硫化物的δ³⁴S值范围为-2.5‰-+3.5‰，平均值为+0.5‰。黄铁矿的δ³⁴S值在-2.0‰-+3.0‰之间，黄铜矿的δ³⁴S值在-1.5‰-+3.5‰之间，方铅矿的δ³⁴S值在-2.5‰-+2.0‰之间。马石矿床矿石硫化物的δ³⁴S值范围为-3.0‰-+2.5‰，平均值为-0.5‰。黄铁矿的δ³⁴S值在-2.5‰-+2.0‰之间，黄铜矿的δ³⁴S值在-3.0‰-+2.5‰之间，闪锌矿的δ³⁴S值在-2.0‰-+1.5‰之间。将宝树尖和马石矿床矿石硫化物的δ³⁴S值与不同硫源的特征值进行对比分析。地幔来源的硫δ³⁴S值接近0‰，生物成因的硫δ³⁴S值变化范围较大，通常为负值，且多小于-10‰。宝树尖矿床矿石硫化物的δ³⁴S值平均值接近0‰，且变化范围较小，表明其硫源可能主要来自地幔，在岩浆上升和演化过程中，受地壳物质混染的程度较低，保持了地幔硫的特征。马石矿床矿石硫化物的δ³⁴S值平均值略小于0‰，且整体变化范围也相对较小，同样暗示其硫源以地幔来源为主，但相较于宝树尖矿床，可能受到了一定程度地壳物质的混染，导致δ³⁴S值略微偏离地幔硫的特征值。矿石硫化物的S同位素组成还可以反映成矿流体的性质。在宝树尖和马