江西永平C u-W矿床成矿岩体的锆石U-Pb年龄、Hf同位素、微量元素特征及其意义*

2022-01-13苏蔷薇毛景文宋世伟王训军

矿床地质 2021年6期

苏蔷薇，毛景文，宋世伟，王训军

（1中国地质科学院矿产资源研究所自然资源部成矿作用与资源评价重点实验室，北京 100037；2江西省上饶市铅山县铜业股份有限公司，江西上饶 334506）

钦杭成矿带是华南地区最为重要的Cu多金属成矿带（Mao et al.,2011;2013;2014;Sun et al.,2011），其中南部也集中发育了大批W-Sn多金属矿床（毛景文等,2007;Yuan et al.,2018；2019）。值得关注的是，这2种类型的矿床可以在同一区域甚至同一矿床内相邻产出，例如永平Cu-W矿床（Ni et al.,2017）、黄沙坪矿床（赵盼捞等,2018）、龙头岗Cu-W矿床（Wu et al.,2015）、徐山W-Cu矿床（李光来等,2011）、潘家Cu-W-Mo矿床（王海宝等,2016）。然而，通常认为，与Cu矿化相关花岗岩和与W-Sn矿化花岗岩具有不同的成矿专属性，其物质来源、岩石性质、成矿机制均有较大差异（Ishihara,1977;Blevin et al.,1992;Meinert et al.,2005;Xie et al.,2011)，而两者在钦杭成矿带共生成矿，其成矿机制是有待查明的重要科学问题。

永平Cu-W矿床是钦杭成矿带上铜钨共生成矿的典型代表，铜资源量为175万t，平均品位0.69%，钨资源量13.3万t，平均品位0.15%（余祖寿等，2016）。铜与钨元素共生，并且均达到大型规模，是研究矽卡岩铜、钨元素共生成矿机制的最理想对象。许多学者对该区矿床地质特征（田明君等，2019）、成岩成矿时代（丁昕，2005；Zhu et al.,2016）、成矿流体特征（倪培等，2005；陈军军等，2016）、岩体地球化学特征（李晓峰等，2007；朱碧等，2008）等方面进行过大量的研究。区内花岗质岩石类型和矿化类型已进行了系统划分，为深入研究该区花岗质岩浆演化对复杂的成矿元素组合制约机制奠定了良好的基础。然而，不同学者对区内花岗岩的成因及其与成矿的关系认识大相径庭（李晓峰等，2007；朱碧等，2008）。李晓峰等（2007）认为区内花岗岩与钼矿化相关，英安斑岩与铜矿化相关；朱碧等（2008）和Zhang等(2018)认为区内花岗岩与铜矿化相关，石英斑岩和花岗斑岩晚于铜矿化时间。另外，该区花岗质岩浆演化对铜、钨元素共生成矿机制尚不清楚。因而，本文在现有资料的基础上对永平Cu-W矿床成矿岩体中锆石进行U-Pb测年、微量元素及Hf同位素组成分析，并且对比区域同期成W与成Cu花岗岩的地球化学特征，揭示不同矿化类型的含矿花岗质岩浆源区性质及来源，为深入理解永平矿床Cu-W共生成矿机制提供依据。

1 区域地质及矿床地质特征

钦杭成矿带是华南地区重要的板内铜多金属成矿带（毛景文等，2008）。钦杭成矿带大地构造位置上处于华南板块内扬子板块与华夏板块在新元古代碰撞拼接带（图1，Chen et al.,1998）。华南板块于新元古代拼合，随后经历了加里东期、印支期和燕山期多次构造岩浆活动（舒良树，2012）。至中-晚侏罗世，古太平洋板块向北西向俯冲至欧亚板块之下，引发大规模花岗质岩浆侵位和相关的Cu多金属矿床的形成，其成岩成矿时间在175～155 Ma之间（Mao et al.,2011;Sun et al.,2011）。钱塘江-信江断裂拗陷带，凹陷带延长近800 km，宽度一般为60～100 km，其两侧均以深断裂为界，拗陷带的西北侧是扬子地块，东南侧则为华夏地块（倪培等，2005）。钦杭成矿带东北部基底为新元古代双桥山组和周谭岩组变质沉积岩夹铁镁质火山岩。盖层由寒武系—志留系碎屑岩、中泥盆统—下三叠统碳酸盐岩、中三叠统—下侏罗统海相陆源碎屑岩和早白垩世北东向伸展盆地中分布的火山岩组成（Zhu et al.,2016）。区域上，岩浆活动以燕山期为主，燕山期岩体可以划分为175～155 Ma和144～121 Ma两个阶段。其中，第一阶段侵入岩体，以德兴铜厂、十字头岩体为代表，岩性为高钾钙碱性花岗闪长岩、黑云母花岗岩等；第二阶段侵入岩以冷水坑、灵山-三清山岩体为代表，岩性以碱性花岗岩为主（田明君等，2019）。

图1 华南铜钨多金属矿床分布图(据毛景文等，2011)Fig.1 Map showing the distribution of Cu-Wpolymetallic ore deposit of South China(after Mao et al.,2011)

永平Cu-W矿床位于钦杭成矿带东段（图1）。矿区出露地层为新元古代周谭岩组变质沉积岩夹铁镁质火山岩；石炭系叶家湾组灰岩和砂岩、船山组灰岩；二叠系茅口组灰岩、李家组页岩（图2a）。叶家湾组是矿区主要的赋矿地层。矿区主要构造有NNE向F1断裂和打字坪倒转向斜（图2a）。永平矿体位于F1断裂的下盘和打字坪向斜的西翼。

矿区岩浆活动发育，矿区东南部主要出露十字头-火烧岗似斑状黑云母花岗岩，矿区中部和西部主要出露一些石英斑岩脉和花岗斑岩脉（图2a）。十字头岩体出露面积为0.65 km2，沿着近南北向断裂带侵位，呈不规则岩株状侵入到周谭组沉积变质岩和叶家湾组灰岩和砂岩中，与永平Cu-W矿床关系密切（图2a）。似斑状黑云母花岗岩呈灰色或浅红色，斑状结构，块状构造，斑晶为钾长石、斜长石、石英、黑云母，斑晶含量20%～25%（图3a、b），其中钾长石斑晶局部发生绢云母化和黑云母斑晶局部蚀变为绿泥石。基质为微粒状石英、钾长石、斜长石、黑云母等，副矿物主要有锆石、磷灰石、金红石、磁铁矿等。石英斑岩沿近南北向断裂带展布，呈脉状侵入到周谭组沉积变质岩和叶家湾组灰岩和砂岩中，并穿切永平Cu-W矿体（图2a）。石英斑岩呈浅绿色，斑状结构，块状构造，斑晶为石英和钾长石，斑晶含量15%～20%，其中钾长石斑晶局部发生绢云母化。基质为微粒状石英和钾长石等，副矿物有磷灰石、锆石、磁铁矿（Zhang et al.,2018）。花岗斑岩沿着近南北向断裂带分布，呈脉状侵入到周谭组沉积变质岩和叶家湾组灰岩和砂岩中，并穿切石英斑岩和永平Cu-W矿体（图2a、b）。花岗斑岩呈灰白色，斑状结构，块状构造，斑晶为石英和钾长石，斑晶含量5%～10%，其中钾长石斑晶局部发生绢云母化。基质为微粒状石英和钾长石等，副矿物有磷灰石、锆石、磁铁矿（Zhang et al.,2018）。

图3 永平矿区似斑状黑云母花岗岩手标本（a）及显微照片（b，正交偏光）Fig.3 Field photographs(a)and microphotographs(b,crossed light)of porphyritic biotite granite in the Yongping mining area

矿区共有7个矿带，Ⅰ～Ⅵ矿带以Cu-W矿体为主，Ⅶ矿带是表生矿体。其中，矿带Ⅱ是矿区最重要的成矿带，铜金属量占全区72%以上。该矿带内Cu-W矿体赋存于石炭系叶家湾组中，并且受断层F1控制（图2b）。该矿带内矿体主要以似层状产出，走向近南北向，倾向东，倾角20°～50°。并且矿体规模大，沿走向最长2500 m，平均厚15.05 m，最大延伸至－670 m（陈军军等，2016）。矿区Cu的平均品位为0.69%，WO3平均品位为0.15%（余祖寿等，2016）。

图2 永平Cu-W矿床地质简图（a）和8号勘探线剖面图（b）(据余祖寿等，2016)Fig.2 Geological map(a)and cross section along exploration line 2(b)of the Yongping copper-tungsten deposit(after Yu et al.,2016)

永平Cu-W矿床中矿石类型以矽卡岩型矿石为主，矿石结构以交代结构为主。矿石构造主要有浸染状构造、脉状构造、块状构造等。矽卡岩以典型钙质硅酸盐矿物（石榴子石和透辉石）为主，含有少量退化蚀变矿物（绿帘石、透闪石、阳起石、绿泥石、石英、萤石和方解石），主要矿石矿物为黄铜矿、白钨矿、黄铁矿、磁黄铁矿、闪锌矿和方铅矿。热液蚀变作用主要为矽卡岩化、绿泥石化、硅化和碳酸盐化。根据野外调查和岩相学观察，划分为4个热液阶段：①矽卡岩阶段；②退化蚀变阶段；③石英-硫化物阶段；④碳酸盐阶段。

2 样品采集及测试方法

2.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb定年

本次用于锆石U-Pb定年的似斑状黑云母花岗岩样品（ZK-46）采于ZK1205钻孔138 m处。用常规的重选和磁选方法从5～15 kg粉末样品中挑选用以测年的锆石。在双目镜下手工挑选代表性的锆石颗粒，粘于环氧树脂上，抛光镀金制靶。然后进行透、反射照相和阴极发光成像，用来检查锆石的内部结构。

锆石U-Pb分析在中国地质科学院资源研究所完成。锆石定年所用仪器为Finnigan Neptune型MC-ICP-MS及与之配套的Newwave UP 213激光剥蚀系统。激光剥蚀以He为载气，单点状斑束直径为25μm。详细的实验分析过程可参见侯可军等（2009）。锆石U-Pb定年以GJ-1（（610.0±1.7）Ma；Elhlou et al.,2006）为外标，U、Th含量以锆石M172（w(U)=923×10−6，w(Th)=439×10−6）为外标进行校正。锆石样品Plesovice（（337.13±0.37）Ma;Sláma et al.,2008）用于校准机器。根据实测的204Pb进行普通Pb校正。分析结果误差为1σ。加权平均U-Pb年龄和谐和图使用ISOPLOT 3.0程序。

2.2 锆石原位微量元素

永平岩体中锆石原位微量元素测试在国家地质实验测试中心(NRCGA)完成，采用激光剥蚀等离子质谱(LA-ICP-MS)方法。使用仪器为Thermo Ele‐mentⅡ等离子质谱仪，激光剥蚀系统为New Wave UP-213。

实验中采用He作为剥蚀物质的载气，激光波长213 nm、束斑40μm、脉冲频率10 Hz、能量0.176 mJ、密度23～25 J/cm2，测试过程中首先遮挡激光束进行空白背景采集15 s，然后进行样品连续剥蚀采集45 s，停止剥蚀后继续吹扫15 s清洗进样系统，单点测试分析时间75 s。等离子质谱测试参数为冷却气流速(Ar)15.55L/min、辅助气流速(Ar)0.67 L/min、载气流速(He)0.58 L/min、样品气流速0.819 L/min，射频发生器功率1205 W。数据测试标样使用NIST-610作元素外标，应用锆石标样91500进行元素分馏校正，锆石标样Mud Tank作为同位素监控样。用于计算Ce4+和Ce3+在锆石-熔体中的分配系数所用到的全岩微量元素含量测试在国家地质实验测试中心完成，检测仪器为等离子体质谱仪ICP-MS(X-series)，测试精度优于5%。

2.3 锆石Hf同位素

锆石Hf同位素样品测试工作在中国地质科学院矿产资源研究所实验室完成，采用激光剥蚀多接收电感耦合等离子体质谱仪（LA-MC-ICP-MS）测试。

实验过程中激光剥蚀时间为26 s，激光束斑大小为50μm，采用锆石国际标样GJ-1作为参考，实验分析过程和校正参见文献（侯可军等，2009），其中分析点与锆石U-Pb定年分析点在同一颗锆石上。在计算176Lu的衰变常数时采用1.867×10-11a-1（吴福元等，2007）。球粒陨石的176Lu/177Hf和176Hf/177Hf的比值分别为0.0332和0.282 772（Blichert et al.,1997），亏损地幔的176Lu/177Hf和176Hf/177Hf的比值分别为0.0384和0.283 25（Griffinet al.,2000），（176Lu/177Hf）平均地壳为0.015。

3 测试结果

3.1 锆石U-Pb年龄

本次年龄测试样品采自与矿化关系密切的似斑状黑云母花岗岩（ZK-46）。样品锆石的阴极发光图像见图4，LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素测定结果见表1，其谐和图见图5。

样品ZK-46（似斑状黑云母花岗岩）中锆石多为长柱状或短柱状晶形，长度变化为100～200μm，长宽比介于2.5∶1～4∶1，锥面和柱面发育完善，晶体自形程度好，无色或浅黄色，透明，岩浆锆石环带明显（图4）。岩浆锆石w(U)=（340～1001）×10-6、w(Th)=（46～425）×10-6和Th/U比值均大于0.1（0.13～0.64）（表1）。锆石的206Pb/238U分析数据获得加权平均年龄为（160±1）Ma（n=28,MSWD=1.8；图5），代表该似斑状黑云母花岗岩的岩浆结晶年龄。

图5 永平似斑状黑云母花岗岩锆石U-Pb年龄谐和图（a）和206Pb/238U年龄加权平均图（b）Fig.5 Zircon U-Pb concordia diagram(a)and weight mean 206Pb/238U ages(b)for the porphyritic biotite granite from the Yongping deposit

表1 永平矿床似斑状黑云母花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素定年结果Table 1 Results of LA-ICP-MSzircon U-Pb dating for the Yongping porphyritic biotite granite

图4 永平似斑状黑云母花岗岩代表性锆石CL图像Fig.4 CL images of representative zircons from Yongping porphyritic biotite granite

3.2 锆石微量元素组成

永平矿区似斑状黑云母花岗岩样品ZK-46中锆石微量元素分析结果见表2，稀土元素配分模式图见图6。晚侏罗世岩浆锆石稀土元素球粒陨石标准化配分模式显示轻稀土元素亏损，重稀土元素富集，具有强烈的正Ce异常（平均值为96.8）和负Eu异常（平均值为0.46）（图6）。锆石Ce4+/Ce3+比值计算公式据Ballard等（2002）。计算结果显示（表2），永平矿区似斑状黑云母花岗岩中晚侏罗世岩浆锆石的Ce4+/Ce3+比值为37～881，平均值为283。

图6 永平矿区似斑状黑云母花岗岩锆石球粒陨石标准化稀土元素配分模式曲线（标准化值据Sun et al.,1989）Fig.6 Chondrite-normalized REEdiagram for zircons from the Yongping porphyritic biotite granite(chondrite normaliza‐tion values are from Sun et al.,1989)

3.3 锆石Hf同位素组成

永平矿区似斑状黑云母花岗岩样品ZK-46的Lu-Hf同位素分析结果见表3和图7。对已测年的28个晚侏罗世岩浆锆石的Hf同位素分析得出，初始176Hf/177Hf比值范围为0.282 41～0.282 61，平均值为0.282 49，εHf(t)值为-9.60～-2.27，平均值为-6.32，二阶段模式年龄tDM2=1.20～1.60 Ga（表3）。

图7 永平矿区似斑状黑云母花岗岩锆石Hf同位素图（底图据吴福元等，2007）Fig.7 Hf isotope diagrams of zirconsfrom Yongping porphy‐ritic biotite granite(base map after Wu et al.,2007)

表3 永平矿床似斑状黑云母花岗岩锆石Lu-Hf同位素组成Table 3 Zircon Lu-Hf isotopic compositionsfor the Yongping porphyritic biotite granite

4 讨论

4.1 成岩年龄及意义

永平矿体主要受围岩岩性界面和断层破碎带控制，在这类以远端矽卡岩为主的岩浆热液成矿系统中，多存在有围岩与成矿母岩的接触部位，例如城门山、柿竹园、马拉格、老厂等(斑岩-)矽卡岩矿床，该接触带是流体出溶后的逸出中心和运移源头，往往存在有典型的侵入岩-矽卡岩化侵入岩-矽卡岩-矽卡岩化围岩-围岩的分带形式，该分带特征是厘定成矿母岩的有效指示标志（毛景文等，2011）。永平铜矿存在以火烧岗岩体为中心的分带现象及含矿性变化，从岩体到围岩方向存在以下规律：似斑状黑云母花岗岩-红色石榴子石矽卡岩-棕色石榴子石和透辉石矽卡岩-绿色石榴子石矽卡岩-矽卡岩化大理岩-灰岩，矿体主要发育在棕色矽卡岩中，少量产在红色矽卡岩、棕绿色石榴石矽卡岩、矽卡岩化大理岩中（田明君等，2019）。笔者获得的永平似斑状黑云母花岗岩的锆石LA-ICP-MSU-Pb年龄为（160±1）Ma，与前人获得的花岗岩年龄一致（160 Ma，丁昕，2005；Zhang et al.,2018），与永平Cu-W矿床辉钼矿Re-Os年龄（156 Ma，李晓峰等，2007）在误差范围内一致，指示永平矿区似斑状黑云母花岗岩与铜多金属矿床具有密切的时空关系。

永平矿区花岗质岩石的侵位与区内多金属成矿作用均发生于中-晚侏罗世，与钦杭成矿带上其他铜多金属矿床成矿时代一致（图1），如德兴斑岩铜矿（铜厂（171.1±1.3）Ma；富家坞（171.1±5.9）Ma；朱砂红（170.0±1.3）Ma，Guo et al.,2012)、银山铜多金属矿（170～172 Ma，王国光等，2013）、东乡铜多金属矿（160～164 Ma，蔡逸涛等，2017）、宝山铜多金属矿（160 Ma，路远发等，2006；弥佳茹等，2018）、铜山口铜多金属矿（160～162 Ma，Zhao et al.,2016）、大宝山铜多金属矿（164 Ma，王磊等，2012）、圆珠顶铜钼多金属矿（156 Ma，Zhong et al.,2010）。钦杭成矿带铜多金属矿床成矿时代主要集中在175～155 Ma，为华南地区中生代大规模成岩成矿作用的重要组成部分（毛景文等，2007；2011；华仁民等，2010；Mao et al.,2011；Zhao et al.,2016；2017）。

4.2 岩浆氧逸度

锆石中Ce常表现出强烈的正异常，对岩浆或热液体系氧化-还原状态反应敏感（赵振华，2010）。岩浆中的Ce元素可以为三价和四价，在氧化条件下，锆石中的Zr4+容易被Ce4+离子取代。另外，Ce3+和Ce4+的分异能力很强，对岩浆的氧化还原状态具有较高的敏感度，因此可以通过Ce4+/Ce3+比值来判断岩浆氧逸度的相对高低（Ballard et al.,2002）。而Eu元素在岩浆中呈Eu2+和Eu3+两种价态，当Ce4+稳定存在时，Eu应呈三价。实验表明，元素Eu异常与元素Ce异常通常呈正相关关系，因而也可用δEu来指示熔体的氧逸度（Burnham et al.,2012）。

研究表明，大多数斑岩-矽卡岩铜矿床的形成与氧化性岩浆作用密切相关（Sillitoe,2010;Richards,2011）。永平矿区似斑状黑云母花岗岩中晚侏罗世岩浆锆石具有较高的Ce4+/Ce3+比值（图8a，Ce4+/Ce3+平均值为283，δEu平均为0.46），与江西德兴铜矿以及智利东部的斑岩铜矿研究结果（（Ce4+/Ce3+）锆石＞300，δEu＞0.4）具有相似的特征（Ballard et al.,2002;Zhang et al.,2017）。永平矿区晚侏罗世岩浆锆石具有较高的氧逸度，具有铜矿化的潜力。氧逸度的不同在一定程度上也可以反映地质体所产出的构造环境，并已被人们广泛接受，如俯冲带环境中的地质体往往具有非常高的氧逸度（Christie et al.,1986;Liu et al.,2010）。前人研究表明：燕山早期在华南地区发生俯冲作用，古太平洋板块向华南大陆之下低角度俯冲作用（毛景文等，2007；舒良树，2012）。永平矿区晚侏罗世岩浆锆石具有较高的氧逸度，其形成可能与俯冲作用有关的构造背景相关。

与邻区赣东北德兴Cu矿相关岩体和南岭地区W矿相关岩体的Ce4+/Ce3+值对比（图8b），永平Cu-W矿床相关岩体的Ce4+/Ce3+比值更接近德兴和圆珠顶Cu矿，而明显高于南岭地区W矿岩体的Ce4+/Ce3+值，进一步指示Cu矿的形成需要更高的氧逸度，岩浆中的硫在高氧逸度下以SO2-4的形式溶解在硅酸盐熔体中，并且后者比前者在硅酸盐熔体中的溶解度高一个数量级，导致铜在残余岩浆中逐渐富集并最终分配进入流体相（Richards,2003;Jugo et al.,2009）。而与钨矿有关的岩体既可以是氧化性的，也可以是还原性的(Blevin et al.,1992;Sato et al.,2004)。Kwak（1982）指出矽卡岩W-Mo-Cu矿床与相对氧化性花岗岩相关，矽卡岩W-Sn-F矿床与还原性花岗岩相关。因此，永平矿区似斑状黑云母花岗岩晚侏罗世岩浆锆石具有高氧逸度，有利于Cu-W矿床的形成。

图8 永平矿区似斑状黑云母花岗岩锆石Ce4+/Ce3+和δEu值（a）及邻区Cu矿和W矿相关岩体的锆石Ce4+/Ce3+值（b）数据来源：智利铜矿引自Ballard et al.,2002；德兴引自Zhang et al.,2017；圆珠顶引自Zhong et al.,2013；大宝山引自Liet al.,2012；柿竹园引自Chen et al.,2016；西华山引自Yang et al.,2018Fig.8 Zircon Ce4+/Ce3+andδEu values for the Yongping porphyritic biotite granite(a)and Zircon Ce4+/Ce3+values(b)for the granitoids from the adjacent Cu and WdepositsData for Dexing deposit isfrom Zhang et al.,2013;Yuanzhuding deposit isfrom Zhong et al.,2013;Dabaoshan deposit is from Liet al.,2012;Shizhuyuan deposit isfrom Chen et al.,2016;Xuhuashan deposit isfrom Yang et al.,2018

4.3 岩浆源区性质

锆石原位Hf同位素组成是揭示地壳演化和示踪岩浆源区的重要手段（Scherer et al.,2000;Grif‐fin et al.,2002）。似斑状黑云母花岗岩的εHf(t)值为-9.60～-2.27，二阶段模式年龄tDM2=1.20～1.60 Ga，表明岩浆主要来源于古老地壳物质的部分熔融。并且岩体中新元古代继承锆石（810～821 Ma）的出现，表明似斑状黑云母花岗岩可能来源于新元古代地壳物质的部分熔融。

似斑状黑云母花岗岩锆石的εHf(t)值均为负值，指示岩浆以壳源为主。但是，对比区域上新元古代双桥山组年龄矫正为146 Ma之后的Hf同位素值（集中在−14～−6，Mao et al.,2017），永平岩体Hf同位素值偏大，并且Hf同位素值变化范围较宽，可能指示该区岩浆演化过程有部分地幔物质的加入。似斑状黑云母花岗岩含有高w(MgO)(0.84%～1.33%)和Mg#（44～49；Zhang et al.,2018），这些值低于由地幔直接部分熔融产生的岩石Mg含量（＞60），而高于纯地壳部分熔融产生的岩石Mg含量（＜40;Rapp et al.,1995），进一步说明似斑状黑云母花岗岩来源于壳幔混合。并且岩浆混合模式也被似斑状黑云母花岗岩的岩相学所支持，似斑状黑云母花岗岩露头可观察到铁镁质暗色包体（朱碧等，2008）。

在图9a、b中，与赣东北地区德兴Cu矿相关岩体和南岭地区W矿相关岩体的铪同位素值和钕同位素值对比，永平Cu-W矿床相关岩体的铪同位素值和钕同位素值变化范围大，介于以幔源为主的德兴Cu矿相关岩体和以地壳重熔为主的南岭地区W矿相关岩体之间，Cu-W矿床成矿相关岩浆的形成有明显的壳幔混合作用。并且铜在原始地幔中的丰度为30×10-6（McDonough et al.,1995）；在陆壳中的丰度为27×10-6（Rudnick et al.,2003）；洋壳中w(Cu)为（60～130）×10-6（Sun et al.,2003）。在相同氧逸度条件下，俯冲洋壳比下地壳和地幔演化的熔体含有更高的初始铜含量。钨是不相容元素，从而导致钨元素在地壳中的丰度约是地幔丰度的250倍。钨在亏损上地幔中的丰度为0.003×10-6（Arevalo et al.,2008）；在地壳中的丰度为1.0×10-6，其中上地壳为1.9×10-6，下地壳为0.6×10-6（Rudnick et al.,2003）；大洋中脊玄武岩平均w(W)仅为0.02×10-6（Newsom et al.,1984）。单一的俯冲洋壳部分熔融不能产生大规模的Cu-W共生的矿床，形成Cu-W矿床最有利的金属来源是晚侏罗世俯冲洋壳的部分熔融形成的高氧逸度富铜岩浆和大量富集W元素的古老地壳物质的混合。

图9 钦杭成矿带及邻区Cu、Cu-W、W矿床成矿相关岩体锆石Hf同位素组成（a）和全岩Nd同位素组成直方图（b）Hf和Nd同位素数据来源：德兴引自Hou et al.,2013；圆珠顶引自Zhong et al.,2013；永平引自朱碧等，2018；大宝山引自Wang et al.,2019；柿竹园引自Guo et al.,2015，Chen et al.,2016；西华山引自Yang et al.,2012Fig.9 Hf isotope diagrams of zircons(a)and Nd isotope dia‐grams(b)for the granitoids from the Cu，Cu-W，Wdeposits in the Qinhang metallogenic belt and adjacent regionDatafor Dexing deposit isfrom Hou et al.,2013;Yuanzhuding deposit is from Zhong et al.,2013;Yongping deposit is from朱碧等，2018;Dabaoshan deposit is from Wang et al.,2019;Shizhuyuan deposit is from Guo et al.,2014;Chen et al.,2016;Xuhuashan deposit is from Yang et al.,2012