氧逸度是决定岩浆性质的重要物理化学参数之一。它通过控制岩浆熔体中的变价元素，尤其是铁的氧化还原状态，来改变矿物的结晶顺序和成分(Canil，1997；Kilinc et al., 1983；Li and Lee, 2004；Botcharnikov et al., 2008；Frost and McCammon, 2008；Zhang et al., 2017；Armstrong et al., 2019)，从而决定了岩浆的演化路径，比如是向富Si贫Fe的Bowen趋势演化(Bowen，1928)还是向富Fe贫Si的Fenner趋势演化(Fenner，1929)。目前氧逸度计算方法主要有：(1)变价元素不同价态之间的比值，最常用的元素是Fe、Cr和V等(Kress and Carmichael, 1991；Jayasuriya et al., 2004；Putirka，2016)；(2)变价元素在矿物/熔体间的分配系数，比如橄榄石中的V、锆石中的Eu和Ce(Canil，1997；Gaetani and Grove, 1997；Mallmann and O'Neill, 2009, 2013)；(3)熔体微量元素比值，比如V/Sc、Zn/Fe^T、V/Yb等，但是对于侵入岩获取熔体成分非常困难，而且V/Sc比值的方法也仅适用于演化程度较低的幔源岩浆(Lee et al., 2005, 2010；Laubier et al., 2014；柏中杰等，2019)；(4)矿物化学平衡，比如Fe-Ti氧化物共生矿物和尖晶石-橄榄石矿物对等(Buddington and Lindsley, 1964；Frost et al., 1988；Ballhaus et al., 1990；Frost and Lindsley, 1992)。

攀西地区超大型Fe-Ti-V的矿床主要赋存于层状岩体中，这些岩体是研究峨眉山大火成岩省成岩成矿过程的重要媒介。早期对攀枝花岩体及相关岩浆岩的研究，不仅加深了对其成因和成矿作用的认识，而且揭示了岩浆系统的复杂性，即在岩浆源区特征、岩浆系统性质、岩浆-围岩相互作用以及成矿关键因素等方面存在较大争议(Zhou et al., 2005, 2013；Ganino et al., 2008, 2013；Pang et al., 2008a, b，2009,2010,2015；Zhang et al., 2009；Hou et al., 2012, 2013；Howarth and Prevec, 2013; Howarth et al., 2013；Song et al., 2013；王坤等, 2013; Tang et al., 2017；Wang et al., 2018, 2020；Bai et al., 2019)。和全球其他层状岩体相比，在攀枝花岩体的形成过程中，铁钛氧化物开始饱和结晶的时间较早(Pang et al., 2009；Song et al., 2013)，很多研究将其归因于岩浆的氧逸度较高。具体来说，Pang et al.(2008a)使用QUILF软件对攀枝花岩体下部岩相带进行计算，结果显示钛磁铁矿-橄榄石-单斜辉石在~950℃，QFM+1~QFM+1.5的条件下达到平衡。Ganino et al.(2008)和Ganino et al.(2013)根据C-H-O-Sr同位素研究认为岩浆受到了碳酸盐围岩的混染，大量的CO₂进入到岩浆中，使氧逸度从QFM增加到QFM+1.5，导致铁钛氧化物结晶形成矿床。Bai et al.(2019)研究认为攀枝花岩体的母岩浆成分与同时代喷发的二滩高钛玄武岩类似，通过对峨眉山苦橄岩中共存的橄榄石和尖晶石成分得到了高钛玄武质岩浆的氧逸度为QFM+1~QFM+2.5，提出源区是较氧化的，并且攀枝花岩体继承了地幔源区高氧逸度的特征。因此，较高氧逸度的特征是由岩浆演化，比如岩浆-围岩相互作用导致的，还是母岩浆氧逸度本身就很高导致的呢？该问题的约束对于我们进一步认识攀枝花层状岩体的成岩过程及钒钛磁铁矿矿床的成因机制具有重要意义。

铁钛氧化物常常被用来估算岩浆的氧逸度，但是由于氧化物对环境变化的反应灵敏，所以即使在火山体系中，铁钛氧化物的成分也很难保留住岩浆房中的氧化还原条件等信息(Venezky and Rutherford, 1997)。由于攀枝花岩体属于缓慢降温的侵入岩体系，铁钛氧化物本身早已经发生成分的再平衡，使用它们进行氧逸度估算时需要先估算原生铁钛氧化物的成分。但是，在岩石薄片二维尺度上进行原生铁钛氧化物的成分的精确恢复是很难的。因此，本文使用LA-ICP-MS对攀枝花兰家火山段边缘岩相带中的苦橄玢岩和岩体上部淡色辉长岩中分选出的锆石的微量元素数据进行了测试分析，使用Loucks et al.(2020)最新实验标定的，应用范围较广的锆石氧逸度计来约束来自深部岩浆房的苦橄玢岩和攀枝花主岩体结晶晚期形成的淡色辉长岩的氧逸度，并据此来探讨原生岩浆和成岩过程中的氧化还原条件，及其对成岩成矿的约束作用。

峨眉山大火成岩省位于扬子板块西缘，在空间上分为内带、过渡带和外带三部分(He et al., 2003)，主要由大规模的大陆溢流玄武岩以及与其时空紧密伴生的镁铁质-超镁铁质层状侵入体和正长质、花岗质岩体组成。其中，溢流玄武岩是峨眉山大火成岩省火山岩序列的主体，覆盖中国西南云、贵、川三省，最南可至越南北部，出露面积达5×10⁵km²，是~260Ma峨眉山地幔柱作用的产物(Chung and Jahn, 1995；Xu et al., 2001；Zhou et al., 2002a；Hou et al., 2012)。

扬子板块基底由被新元古代(~800Ma)康定花岗岩侵入的中元古代花岗质片麻岩和变质沉积岩组成(Zhou et al., 2002b)，新元古代到晚二叠系地层不整合覆盖在基底之上。其二叠系地层岩性主要为碳酸盐岩和玄武岩(Yan et al., 2003)，三叠系地层包括陆相和海相沉积岩，而侏罗系到白垩系地层则完全是陆相碎屑岩。扬子地块西缘和北缘出现新元古代岛弧特征的深成岩-变质岩组合，被认为与860~760Ma期间大洋岩石圈俯冲到扬子地块下有关(Zhou et al., 2002a)。由于新生代印度-欧亚大陆俯冲碰撞造山作用，在峨眉山大火成岩省中部攀西地区，发育一系列南北向断裂，沿着这些断裂出露大量的镁铁质-超镁铁质层状岩体，如攀枝花、红格、白马、力马河和新街岩体，大部分岩体都赋存钒钛磁铁矿矿床，个别岩体赋存铂族元素矿床(图 1)，大部分的岩体锆石U-Pb谐和年龄约为260Ma(Pang et al., 2010)。

图 1

Fig. 1

图 1 攀西地区地质简图据 (侯通，2014修改) Fig. 1 Simplified geological map of Panxi region (modified after Hou, 2014)

攀枝花层状岩体侵位于新元古代灯影组白云质灰岩/大理岩中，岩体长约19km，最厚处超过2km，在攀枝花市附近出露面积~30km²。在1936~1940年发现了赋存于攀枝花层状岩体中的钒钛磁铁矿矿床，其开采从1967年一直持续到现在。该矿床受后期断裂作用被分割为7个矿段，矿石储量为1333Mt，平均品位为Fe ~33%、TiO₂ ~12%、V₂O₅ ~0.3%(马玉孝等，2003)。

尽管与新生代印度-欧亚碰撞有关的区域构造活动广泛，但除了局部沿剪切带和边缘带之外，攀枝花岩体固化后几乎没有遭受变形或变质作用。基于岩石矿物组合、结构构造以及铁钛氧化物含量，将岩体划分为4个岩相带，自上而下分别为：淡色辉长岩相带；含少量钒钛磁铁矿矿层的层状辉长岩带；含有大量钒钛磁铁矿矿层的辉长岩相带；边缘岩相带。岩体上部的淡色辉长岩相带厚500~1500m，主要由没有被矿化的淡色辉长岩组成。淡色辉长岩为细粒结构，由大量粗粒斜长石(最长达5mm)和适量单斜辉石以及少量角闪石和磁铁矿组成(Hou et al., 2012)。在岩体中，钒钛磁铁矿矿层主要位于岩体中下部，向上逐渐减少。矿物成分在垂向上也展示出有规律的变化，比如，橄榄石的Fo值和斜长石的An值向上逐渐变小，Fo从82减小到63，An从68减小到40，单斜辉石的成分则变化不大，为En_41-46Fs_10-17Wo_47-48(Pang et al., 2009)。和世界上其他的层状岩体相比，攀枝花岩体开始饱和结晶铁钛氧化物的时间较早，具体表现就是铁钛氧化物开始结晶时橄榄石、单斜辉石和斜长石的成分相对原始，分别约为Fo=71、Mg^#=79、An=69(Pang et al., 2015)。

在攀枝花矿区兰家火山段，很多苦橄玢岩岩脉呈截然接触关系侵入到灯影组白云质大理岩和由细粒辉长岩组成的岩体边缘岩相带中。岩脉宽1~5m，向上逐渐变窄并尖灭。苦橄玢岩呈现全晶质结构，主要由大小不同(0.5~5mm)、Fo值为77.4~90.4的橄榄石斑晶(含量50%~60%)和基质中细粒的橄榄石(20%)、普通辉石(15%)、黑云母和角闪石(5%)以及少量的铬尖晶石组成(Hou et al., 2013)。淡色辉长岩主要是斜长石含量比一般的辉长岩要高，处于辉长岩和斜长岩之间的过渡岩石类型。我们从两种岩石类型中都分选出了岩浆锆石，进行了U-Pb年代学的研究，得到苦橄玢岩和淡色辉长岩锆石的U-Pb谐和年龄分别为261.4±4.6Ma和259.8±0.8Ma(Hou et al., 2012, 2013)。

本次研究使用Hou et al.(2012, 2013)攀枝花岩体苦橄玢岩岩脉和岩体上部淡色辉长岩中锆石样品。LA-ICP-MS锆石原位微量元素分析测试是在北京中科矿研检测技术有限公司完成。激光剥蚀系统为ESI NWR 193nm，ICP-MS为Analytikjena PlasmaQuant MS Elite ICP-MS。激光剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气为补偿气以调节灵敏度，二者在进入ICP之前通过一个Y型接头混合。每个时间分辨分析数据包括大约15~20s的空白信号和45s的样品信号。对分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年龄计算)采用软件ICPMSDataCal完成(Liu et al., 2010)。

锆石微量元素含量利用SRM610作为外标、Si作内标的方法进行定量计算(Liu et al., 2010)，微量元素的分析精度优于10%。

苦橄玢岩和淡色辉长岩中的锆石常呈自形(图 2)，具有振荡环带和高的Th/U比值(0.35~3.23)(表 1)，两者的稀土元素配分模式相似，具有Ce的正异常和Eu的负异常，轻稀土亏损、重稀土富集的特征，属于典型的岩浆锆石(图 3)。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 攀枝花淡色辉长岩和苦橄玢岩中锆石微量元素含量(×10-6) Table 1 Trace elements (×10-6) in zircon from the leucogabbro and the picritic porphyry of the Panzhihua layered intrusion 样品号 PZH-2 PZH-6 PZH-10 PZH-17 ZZC-1-1 ZZC-1-4 La 0.02 0.05 0.01 0.02 0.40 1.20 Ce 24.21 26.51 21.39 15.09 11.15 37.51 Pr 0.10 0.48 0.27 0.15 0.60 1.29 Nd 1.81 13.22 4.84 1.38 9.66 7.65 Sm 6.14 32.72 15.06 6.77 21.20 7.36 Eu 1.72 8.06 3.62 0.67 0.61 0.51 Gd 49.94 181.4 96.26 34.81 97.96 23.53 Tb 17.78 52.56 32.94 13.13 32.87 10.07 Dy 221 533 390 153 381 140 Ho 76.71 150.2 131.7 56.11 127.9 51.94 Er 307 488 510 249 507 230 Tm 63.53 88.45 100.12 57.48 108.2 59.54 Yb 531 677 836 602 1017 631 Lu 74.34 86.71 116.5 80.45 121.3 76.28 Hf 11450 8462 9800 7109 6844 9856 Ti 4.61 3.46 2.01 5.22 7.90 3.71 Ta 0.25 0.07 0.12 1.83 0.67 1.26 W 0.08 0.14 0.14 0.06 0.05 0.38 Sc 312 328 370 268 220 292 Y 2148 3726 3503 1489 3136 1329 Nb 0.68 0.12 0.28 4.45 2.55 1.80 Pb 584 123 44.34 19.94 37.84 85.47 U 914 204 93 148 181 283 Th 2956 627 241 53.61 96.79 98.80 Age (Ma) 260.05 259.87 258.63 260.06 261.50 260.40 注：PHZ代表淡色辉长岩样品，全岩主量元素数据据Zhang et al., (2009)；ZZC代表苦橄玢岩样品，全岩主量元素数据据Hou et al., (2013)；锆石年龄数据据Hou et al., (2012, 2013)

表 1 攀枝花淡色辉长岩和苦橄玢岩中锆石微量元素含量(×10-6) Table 1 Trace elements (×10-6) in zircon from the leucogabbro and the picritic porphyry of the Panzhihua layered intrusion

图 2

Fig. 2

图 2 淡色辉长岩和苦橄玢岩锆石阴极发光图像 编号1和4来自于苦橄玢岩，其余来自于淡色辉长岩 Fig. 2 CL images of zircons from the picritic porphyry and leucogabbro No.1 and No.4 from picritic porphyry and others from leucogabbro

图 3

Fig. 3

图 3 锆石球粒陨石标准化稀土元素配分图(标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 3 Chondrite-normalized REE patterns for the zircon (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

苦橄玢岩中锆石的La和Pr元素含量略高于淡色辉长岩(表 1)。苦橄玢岩和淡色辉长岩的年龄非常接近，具有相似的全岩微量元素配分模式和Sr-Nd同位素成分，表明它们具有相同的源区，苦橄玢岩代表了深部岩浆房侵入到攀枝花主岩体的富橄榄石的“晶粥体”，淡色辉长岩代表了深部岩浆中经历了大规模分异后侵位到浅部岩浆房中演化到晚期的产物(Hou et al., 2012, 2013)。

锆石的微量元素组成能够提供其形成环境、反应母岩浆的起源和成分演化(Hoskin et al., 2000；Belousova et al., 2006)。锆石中的Ti含量可以用作为温度计来估算岩浆温度(Watson and Harrison, 2005；Watson et al., 2006；Ferry and Watson, 2007)，目前应用较广的是由Ferry and Watson(2007)提出的的锆石钛温度计：

(1)

等式左边为锆石中的Ti含量，等式右边T是锆石结晶温度的绝对值，α_SiO2和α_TiO2分别代表了SiO₂、TiO₂的活度，本研究采用α_SiO2=0.6和α_TiO2=0.7进行计算，此外，锆石中Ce的分配系数受氧逸度影响很大(Burnham and Berry, 2012)，锆石的可以用做氧逸度计，Trail et al.(2012)曾经通过实验标定得到了花岗质熔体中锆石与熔体氧逸度之间的经验公式：

(2)

此处是指锆石的Ce分配系数异常，f_O2是岩浆的氧逸度，T是绝对温度，由于基本等于(Trail et al., 2012)，可以用球粒陨石标准化后的Ce异常值来代替公式中的值，即≈= ，其中Ce_N、La_N、Pr_N表示球粒陨石标准化后的值。但是这一公式只适用于花岗质熔体中的锆石，能否应用到其他熔体成分还需要进一步研究(Trail et al., 2012)。除此以外，在使用SIMS或者LA-ICP-MS进行分析时，单个锆石的La和Pr含量常常接近或者低于检测线，常常导致计算出来的氧逸度范围很大，给地质解释带来困难。

最近，Loucks et al.(2020)发现锆石中的Ce/U与U/Ti比值之间遵循如下关系：，利用热力学公式推导得到：

(3)

使用来自不同成分岩浆共85个样品中的1042个锆石微量元素数据进行回归分析得到：

(4)

等式左边logf_O2(sample)-logf_O2(FMQ)为样品氧逸度相对于QFM缓冲剂的值，也可以表达为ΔQFM，等式右边是锆石的Ce、Ti和U_i含量，不需要单独测定结晶的温度、压力或者母熔体成分，其中U_i代表锆石结晶时U的含量，通过²³⁸U和²³⁵U的放射性衰变常数和锆石结晶年龄可以得到，公式为U_i=U_测×e^{1.98173×10-4×t}, 其中U_测为测试分析中锆石U的含量，t是锆石结晶年龄，单位为百万年。新的氧逸度计公式的相关系数R=0.963，标准误差为0.6个对数单位，适用的岩石类型范围很广，可以涵盖从金伯利岩到流纹岩、拉斑玄武岩、埃达克岩、闪长岩以及几乎所有准铝质、过铝质和过碱性的岩浆，公式的氧逸度的适用范围为QFM-4.9~QFM+2.9。

为了验证这新旧两个公式的准确性，我们使用Li et al.(2012)文章中报道的西藏玉龙二长花岗斑岩中锆石微量元素数据进行试验，温度使用的是Ferry and Watson(2007)锆石Ti温度计。结果显示Trail et al.(2012)氧逸度公式计算出来的氧逸度值变化范围较大且分散，为QFM-4.6~QFM+7.3(图 4a)，计算得到了很多非常不合理的氧逸度值。然而，针对同样的锆石成分，使用最新的Loucks et al.(2020)的氧逸度公式计算出来的氧逸度值比较集中，为QFM-0.1~QFM+3.7，平均值为QFM+1.9(图 4b)。与前人通过角闪石得到的氧逸度值为NNO+0.6~NNO+2.3很接近(Huang et al., 2019)。使用Trail et al.(2012)公式对本文获得的锆石微量元素数据计算得到了变化范围很大的氧逸度值(QFM-7.7~QFM+3.8，图 4a)，而使用Loucks et al.(2020)公式计算则得到了变化范围较窄的氧逸度值(QFM+0.1~QFM+3.0)。这充分表明Loucks et al.(2020)的锆石氧逸度计更加精确，得到的结果可能更接近真实情况。

图 4

Fig. 4

图 4 使用两种不同氧逸度公式计算结果(a，据Trail et al., 2012；b，据Loucks et al., 2020) 西藏玉龙二长花岗斑岩锆石微量元素数据引自Li et al.(2012)；氧逸度缓冲线据Frost(1991) Fig. 4 The zircon trace element data of monzogranite porphyry in Yulong, Tibet from Li et al.(2012); The oxygen fugacity buffer lines after Frost(1991) The oxygen fugacity values calculated from Trail et al. (2012)(a) and Loucks et al. (2020)(b)

尽管Loucks et al.(2020)的锆石氧逸度公式对于85个样品中1042个数据回归效果很好，但是在本文涉及到的氧逸度为QFM~QFM+3之间产生了较小范围内的波动。因此，为了得到更加准确的氧逸度值，将原文数据库中位于QFM~QFM+3的49个样品共889个锆石数据点使用最小二乘法进行回归(图 5)，得到对本研究而言更加合理的氧逸度计算公式：

图 5

Fig. 5

图 5 对QFM~QFM+3的49个样品线性回归 Fig. 5 Line regression of 49 samples from QFM to QFM+3

(5)

回归得到的R²=0.65，标准误差为0.6个对数单位。因此本研究使用新回归的锆石氧逸度计来估算攀枝花苦橄玢岩和淡色辉长岩的氧逸度。

使用新回归公式5对此次研究的锆石计算出来的氧逸度值为QFM+0.3~QFM+3(图 6a)，把公式5计算得到的氧逸度值与Loucks et al., (2020)得到的氧逸度值相比较(图 6b)，发现在大于QFM+2时，两个公式计算出来的氧逸度基本相等，在小于QFM+2时，公式5计算出来的氧逸度值稍微高于Loucks et al.(2020)的值。总的来说，两个公式得到的结果非常接近，而公式5得到的是更为合理的内插值，因此本文使用公式5计算出来的值代表锆石结晶时的氧逸度值。

图 6

Fig. 6

图 6 苦橄玢岩和淡色辉长岩氧逸度计算结果 (a)氧逸度计算使用公式5，温度公式计算使用Ferry and Watson(2007)；(b)公式5计算结果与Loucks et al.(2020)计算结果比较 Fig. 6 Calculated oxygen fugacities of zircons from the picritic porphyry and leucogabbro (a) based on the oxybarometer of equation 5 and thermobarometer of Ferry and Watson (2007); (b) comparison between result of equation 5 and Loucks et al.(2020)

使用重新回归得到的锆石氧逸度公式5和Ferry and Watson(2007)分别得到苦橄玢岩锆石结晶时的氧逸度为QFM+0.3~QFM+2.5，温度为648~710℃；淡色辉长岩中锆石结晶时氧逸度为QFM+0.7~QFM+3，温度范围为603~675℃(图 5)。二者相比，苦橄玢岩和淡色辉长岩的氧逸度范围接近，后者略高，而前者的温度要高于后者。

影响锆石Ti温度计的主要因素有：压力以及TiO₂和SiO₂的活度。当锆石形成于压力大于1GPa时，计算出来的温度比实际温度偏低，而当压力小于1GPa时，计算温度比实际温度偏高。当锆石中Ti置换Si但是Si未达饱和时，计算温度比实际温度偏高，当锆石中Ti置换Si而Ti未达饱和时，则计算温度比实际温度偏低(Watson and Harrison, 2005；Ferry and Watson, 2007；Fu et al., 2008；高晓英和郑永飞，2011)。本文研究的淡色辉长岩和苦橄玢岩都形成于小于1GPa的环境中(Tao et al., 2015)，压力效应会使计算温度偏高，而在攀枝花整个岩浆系统都是相对富钛的，计算温度也会偏高，因此，综合分析表明，锆石计算温度较低并不是上述这些因素导致的，而是由于锆石结晶于岩浆演化的晚期，即相对低温阶段。

Jugo(2009)认为拉斑玄武质岩石的平均氧逸度条件在QFM-1到QFM+0.5之间，而我们的估算值要高于这个范围，可见攀枝花苦橄玢岩和岩体结晶时的氧逸度是偏高的。在岩浆从源区运移至地表的过程中，部分熔融、分离结晶、地壳混染、岩浆脱气等过程都有可能影响原始岩浆的氧逸度(Ballhaus，1993；Bell and Simon, 2011；Cottrell and Kelley, 2011；Kelley and Cottrell, 2012；Brounce et al., 2014; Grocke et al., 2016; Tang et al., 2018)。

在分离结晶过程中，橄榄石和斜方辉石的结晶会消耗Fe²⁺，导致残余熔体中的氧逸度升高，但是Ghiorso(1997)通过MELTS模拟表明分离结晶过程最多只会造成0.8个对数单位的氧逸度变化。本文中的苦橄玢岩是苦橄质岩浆在深部形成的晶粥体向上迁移并侵位到大理岩和攀枝花主岩体后形成的，它含有大量堆晶橄榄石(Hou et al., 2013)，而产在主岩体上部的淡色辉长岩则经历了橄榄石的分离结晶作用，但是它们都有着高的氧逸度值。因此，分离结晶作用显然不是造成二者高氧逸度的主要原因。此外，幔源岩浆从源区上升至上地壳岩浆房的过程中可能会有地壳物质的混入，从而改变幔源岩浆的氧逸度(Carmichael，1991)，比如Siberian Traps玄武岩侵入到含煤地层中，导致氧逸度下降到QFM-6(Iacono-Marziano et al., 2012)。但是Hou et al.(2013)通过微量元素比值、Re-Os和Sr-Nd同位素分析表明攀枝花兰家火山段的苦橄玢岩并没有遭受明显的地壳混染，所以地壳混染对于幔源岩浆的氧逸度影响可以忽略不计。

关于脱气作用对于岩浆氧逸度的影响，目前仍有争议，有研究认为岩浆的脱气量与残余熔体氧逸度存在正相关关系(Holloway，2004；Métrich et al., 2009；Bell and Simon, 2011)，但也有研究表明岩浆脱气作用对于残余熔体氧逸度影响程度很有限(Ballhaus，1993；Kelley and Cottrell, 2012；Moussallam et al., 2014, 2019；Grocke et al., 2016；Waters and Lange, 2016；Brounce et al., 2017)。比如，Waters and Lange (2016)通过一系列实验使用多种方法得到了脱气作用前和脱气作用后岩浆的氧逸度，发现它们之间没有明显的差异。然而，本次研究中的苦橄玢岩和淡色辉长岩皆为侵入岩，都含有一定量的原生角闪石，说明脱气作用的影响可以忽略，因此苦橄玢岩和淡色辉长岩的高氧逸度也不太可能是由岩浆脱气作用造成的。

相关实验岩石学研究表明熔融产物的氧逸度不会随着部分熔融程度的变化而变化(Chin et al., 2014)，部分研究者提出部分熔融过程的硫、氢、碳、卤素等物质可以作为内部缓冲剂(Ballhaus et al., 1990；Blundy et al., 1991；Canil et al., 2006, 1994)，使得部分熔融过程在近似开放体系中进行，从而无法改变熔融产物的氧化还原状态，所以部分熔融过程也不是造成苦橄玢岩和淡色辉长岩高氧逸度的主要因素。

综上所述，苦橄玢岩的高氧逸度很可能是继承了源区的高氧逸度条件。Bai et al.(2019)对攀枝花边缘岩相带的研究表明攀枝花岩体母岩浆的岩浆房位于地壳底部(10kbar)，氧逸度为QFM+1~QFM+2.5的条件中，与我们得到的苦橄玢岩氧逸度QFM+0.3~QFM+2.5接近。苦橄玢岩作为来自深部岩浆房侵入到攀枝花主岩体的富橄榄石“晶粥体”(crystal mush；Hou et al., 2013)，其高氧逸度的特征反映出地幔源区是相对氧化的，与一般的大火成岩省不同，其氧逸度特征与俯冲带是类似的。

大量的研究表明，峨眉山大火成岩省的地幔源区可能受到了俯冲作用的影响。攀枝花、红格、白马和太和岩体的稀有气体同位素比典型的地幔柱岩浆具有明显的低³He/⁴He，具有古老洋壳交代的特征，表明了地幔源区存在俯冲物质(Hou et al., 2011)。Sr-Nd和Re-Os同位素研究也同样认为，攀西地区的岩石圈地幔受到了俯冲洋壳的交代作用，改造后的岩石圈地幔与上升的二叠纪峨眉山地幔柱发生相互作用产生了铁质苦橄岩(Hou et al., 2013)。Yu et al.(2017)发现峨眉山苦橄岩中的橄榄石斑晶氧同位素成分比地幔稍重，提出峨眉山苦橄岩的源区含有循环物质。Ren et al.(2017)发现峨眉山苦橄岩中橄榄石熔体包裹体的成分与辉石岩(榴辉岩)衍生熔体成分相似，橄榄石中熔体包裹体原位铅同位素成分表明源区由循环的洋壳(类似EM1)与下地幔橄榄岩(类似FOZO)混合组成。Zhu et al.(2018)提出了峨眉山大火成岩省源区中有10%~20%的循环洋壳物质的参与。Zhang et al.(2019)报道了峨眉山苦橄岩中橄榄石熔体包裹体的微量元素数据，提出地幔源区中含有84%的下地幔橄榄岩、15%的与MORB成分类似的洋壳和1%的远洋沉积物。Yang and Liu(2019)利用Zn同位素对峨眉山苦橄岩进行研究，发现有~15%的循环洋壳进入了地幔源区中，综上所述，峨眉山大火成岩省的地幔源区中含有循环洋壳的成分，而在俯冲作用过程中，俯冲板片释放的物质对地幔的交代作用可能会导致地幔区域性的氧逸度异常(Ballhaus，1993；Ballhaus et al., 1991；Canil et al., 1994；Foley，2011；Gerrits et al., 2019；Moussallam et al., 2019)。

Zhang et al.(2009)和Hou et al.(2013)强调了受古老俯冲物质交代的岩石圈地幔与二叠纪峨眉山地幔柱相互作用对形成攀西地区超大型钒钛磁铁矿矿床的重要性。Chin et al.(2014)和Griffin et al.(2018)探讨了软流圈熔体在上升过程中大陆岩石圈对于其成分的影响，并得出结论，交代作用可能是改变上升熔体成分和氧逸度的重要过程。Tollan and Hermann(2019)表明弧岩浆在到达地表之前熔体与周围橄榄岩发生反应，并导致岩浆氧化。Tassara et al.(2020)通过对Deseado Massif中的二辉橄榄岩捕虏体进行研究发现较还原的岩浆在经过岩石圈地幔的时候会导致氧逸度升高。因此，当受俯冲交代作用导致氧逸度较高的岩石圈地幔与上升地幔柱相互作用时，可能会使岩浆的氧逸度进一步升高。例如，He et al.(2020)对内蒙古达里湖二辉橄榄岩包体的研究中，使用pMELTS模拟了达里湖橄榄岩和汉诺坝辉石岩在各种高f_O2条件下(QFM+0~QFM+3)的部分熔融过程，结果表明，熔体中的FeO^T和MgO含量随f_O2的增加而增加，橄榄岩衍生熔体在QFM+1时的FeO^T为12.6%~13.6%，在QFM+2.75时急剧增加至16%；辉石岩衍生熔体在QFM+1时的FeO^T为15%，在QFM+2.75处也急剧增加至16%。从而证明了橄榄岩和辉石岩成分的地幔在氧化条件下发生部分熔融可以形成富Fe的地幔熔体，特别是铁质苦橄岩(He et al., 2020)。我们先前的研究得出，攀枝花岩体的原生岩浆含有>13%FeO^T和~20%MgO，是典型的铁质苦橄岩岩浆(Hou et al., 2013)，因此结合本次研究得到的高氧逸度值，提出攀西地区所处的扬子地块西部岩石圈地幔在新元古代被俯冲洋壳交代，导致地幔氧逸度升高，在大约260Ma时，峨眉山地幔柱与受俯冲交代的岩石圈地幔相互作用，在高的氧逸度条件下发生部分熔融作用，形成了铁质苦橄岩岩浆及其堆晶产物苦橄玢岩。苦橄玢岩与淡色辉长岩都显示出较高的氧逸度特征，而淡色辉长岩代表了深部岩浆经历了大规模分异后侵位到浅部岩浆房中的产物(Hou et al., 2012)，说明这种氧化的特征可能是贯穿了整个成岩过程的，对钒钛磁铁矿成矿，特别是导致铁钛氧化物早期结晶起到了不可忽视的作用。

(1) 使用最新实验标定的锆石氧逸度计得到攀枝花岩体兰家火山段苦橄玢岩和淡色辉长岩中锆石的氧逸度，分别为QFM+0.3~QFM+2.5和QFM+0.7~QFM+3。

(2) 苦橄玢岩高氧逸度继承自地幔源区，导致地幔源区氧化的原因可能与古老俯冲事件导致的地幔交代作用有关，受古老俯冲物质交代的岩石圈地幔与二叠纪峨眉山地幔柱相互作用，在较高氧逸度下发生部分熔融形成了铁质苦橄岩及其堆晶作用产物苦橄玢岩。

(3) 相对氧化的特征可能贯穿了整个攀枝花岩体的成岩过程，对钒钛磁铁矿成矿过程起到了不可忽视的作用。