斑岩型铜矿是最重要的金属Cu-Au-Mo-Ag成矿类型之一，其中世界铜产量的一半来自斑岩型铜矿。中国中东部长江中下游地区是中国最重要的金属成矿带之一，发育大规模中生代斑岩型矿床，但其铜矿石中铜(及其它金属)的来源一直颇受争议。解决斑岩铜矿中铜的来源问题归根结底是限定其寄主岩的成因。

长江中下游成矿斑岩主要为中酸性的埃达克质岩石。基于前人大量研究，其成因主要可归为以下四种观点：(1)长江中下游一带的中酸性火山岩和侵入岩产于板内环境，是玄武岩浆底侵到加厚下地壳底部导致下地壳中-基性岩部分熔融形成(张旗等， 2001，2002)；(2)王强等(2001)根据Sr-Nd同位素等地球化学特征认为中国东部安徽沙溪等地燕山期侵入岩的成因是底侵玄武质下地壳岩石部分熔融；(3)部分学者认为可能是拆沉下地壳部分熔融，并与地幔相互作用的结果，其中岩浆中铜的富集与岩浆结晶分异有关(Xu et al., 2002；Wang et al., 2006；王强等，2004)；(4)Liu et al.(2010)、Wang et al.(2013，2014)根据熔体高氧逸度，以及通过与郯庐断裂带不含矿高镁埃达克岩地球化学对比提出了俯冲洋壳部分熔融模型。其中，俯冲洋壳熔融是环太平洋地区斑岩的主要成矿模型(Sajona and Maury， 1998；Sun et al., 2010)，幔源岩浆底侵和熔融是西藏地区新生代斑岩成矿作用比较流行的观点(Hou et al., 2004)。

目前S、Pb、Re-Os、Rb-Sr同位素和稀土元素等已经被广泛应用于示踪金属成矿物质来源(Lambert et al., 1999；吴开兴等，2002；丁振举等，2003；王立强等，2010)。比如通过研究成矿矿物或包裹体的S、Pb 同位素能够示踪成矿流体的来源，从而示踪成矿金属的源区。这是基于不同的储库(如上地幔 vs.下地壳；岩浆岩 vs.沉积地层)具有不同的Pb 或S 同位素组成。尽管在示踪成矿流体和成矿物质来源方面已经得到了广泛的应用，但与Cu 同位素相比，S和Pb 同位素在成矿物质示踪方面的作用是间接的，这显示了Cu 同位素在这一应用领域的优越性。

铜同位素是近年来兴起的一种非传统同位素测试方法，研究发现铜同位素在低温成矿过程中能够发生显著的分馏，但在高温下分馏很有限(Li et al., 2009；王跃和朱祥坤，2010)，这极大地限制了Cu 同位素在高温过程中的应用。最近，Liu et al.(2014a)通过高精度的Cu同位素分析发现，硅酸盐标样的Cu同位素组成是不均一的(-0.01‰~+0.39‰)，其变化范围(0.40‰)是长期外部重现性的大约8倍。因为高温下成矿物质的起源与岩浆作用直接相关，这一发现有望应用Cu同位素示踪成矿物质的源区，从而为Cu同位素示踪成矿物质来源开辟一个新的领域。目前为止，关于斑岩铜矿铜同位素的研究主要集中在成矿矿石中含铜矿物(硫化物)Cu同位素的时空分布研究(Mathur et al., 2009；Li et al., 2010)，而很少应用到直接示踪斑岩铜矿中铜的来源。本文拟通过测定宁镇地区成矿斑岩及其铁镁质包体的Cu同位素组成，对比二者之间的同位素组成是否存在差异，推断成矿斑岩和铁镁质包体的源区，从而验证Cu同位素体系可否直接用于示踪成矿斑岩中Cu的来源。 2 区域地质背景

长江中下游地区位于扬子板块东北缘，秦岭大别造山带东部，郯庐断裂东南部，太平洋板块俯冲带西部(图 1)。江苏省宁镇地区位于长江中下游成矿带最东段，是长江中下游金属成矿带重要组成部分。宁镇地区的地质构造发展可分为三阶段：晋宁运动以来的扬子地台基底形成阶段，震旦纪到三叠纪的海相、海陆过渡相的碳酸盐岩、陆源碎屑岩系沉积盖层阶段和侏罗纪到白垩纪的陆相红色碎屑岩系和碎屑岩系的叠加盖层阶段(曾键年等，2013)。研究区内构造较复杂，主要可分为中晚三叠-早中侏罗世由于华南陆块和华北陆块碰撞造成的南北向挤压；晚侏罗世-白垩纪燕山期大规模岩浆活动造成的区域伸展；晚白垩世-第三纪由于太平洋板块向西北推进造成的南东向挤压(肖志明，1991)。

图 1

Fig. 1

图 1 中国东部长江中下游成矿带地质简图 Fig. 1 Geological sketch map of the Middle and Lower Yangtze River Belt in eastern China

长江中下游地区燕山期的成矿作用主要集中在145~120Ma之间且表现出明显的分区性和演化趋势(周涛发等，2008；Zhou et al., 2008)，此时期主要可分为三个岩浆喷发事件：(1)145~135Ma发生在铜陵地区的钙碱性中酸性侵入岩浆喷发；(2)135~127Ma 发生在断陷区的亚碱性-碱性双峰岩浆喷发事件；(3)127Ma后与金铀矿化有关的A型花岗岩岩浆侵入(Wang et al., 2004；Zhou et al., 2008；范裕等，2008)。 3 岩体及样品特征

江苏宁镇地区广泛发育着中生代的中酸性侵入岩，它们以高资、石马、安基山、麒麟门岩体为代表，通常被称为宁镇岩(基)段(许继峰等，2001)。本文所采样品位于宁镇地区近EW向的安基山(AJS)、象山(XS)、铜山(TS)岩体(图 2)。安基山岩体沿NEE向展布延伸达10km，最宽处约4km，面积40km²。安基山岩体内含有大量的捕虏体，岩石类型主要为石英闪长斑岩和花岗闪长斑岩，石英闪长斑岩分布广泛，主要分布在浅部和东北部的接触带上(王立本等，1997；许继峰等，2001)。曾键年等(2013)测得安基山侵入岩锆石U-Pb年龄为107Ma。铜山位于研究区的西北部，是高资岩体北部的一部分，总体呈NEE向延伸。岩石类型主要为石英闪长岩和斑状石英闪长岩。前人测得铜山主岩体石英闪长岩中黑云母的K-Ar年龄为117Ma(王立本等，1997)。象山岩体靠近镇江，位于镇江南端，研究区的东端。岩石类型主要为花岗闪长斑岩。Wang et al.(2014)测得宁镇地区埃达克质岩石的成岩年龄在100~109Ma之间。

图 2

Fig. 2

图 2 宁镇地区中生代中酸性侵入体及采样点分布图(据许继峰等，2001; Wang et al., 2014资料修编) Fig. 2 Distribution of Mesozoic intermediate-acidic intrusions and sampling locations in Ningzhen area(after Xu et al., 2001; Wang et al., 2014)

本文进行Cu同位素分析的样品主要采自安基山岩体和铜山岩体，少量采自象山岩体。其中安基山样品为6个中酸性斑岩和5个铁镁质包体，铜山样品为7个中酸性斑岩和6个铁镁质包体，象山样品为1个中酸性斑岩和1个铁镁质包体。野外观察发现，除象山样品有微弱的蚀变，安基山和铜山样品都未见明显蚀变。根据烧失量(中酸性斑岩平均烧失量，AJS:2.68%，TS:0.72 %，XS:5.11%；铁镁质包体平均烧失量，AJS:4.76%，TS:4.76%，XS：6.87%；表 1)和镜下长石蚀变观察(图 3)可看出，总体上铁镁质包体蚀变程度大于中酸性斑岩，象山样品蚀变程度较大，安基山次之，铜山中酸性斑岩几乎无蚀变。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 样品的Cu同位素组成测定结果(δ65Cu: ‰；主量元素:wt%) Table 1 Cu isotopic composition of analyzed samples(δ65Cu: ‰；major elements: wt%) 样品号 岩性 δ65CuNBS976 2SD SiO2 MgO LOI AJS-1 闪长斑岩 +0.28 0.01 57.66 4.87 2.07 AJS-2 石英闪长斑岩 +0.17 0.09 63.32 2.60 1.88 AJS-3 闪长斑岩 -0.13 0.06 56.32 4.34 3.03 AJS-4 石英闪长斑岩 +0.36 0.03 64.42 2.25 1.97 AJS-5 闪长斑岩 +0.32 0.05 54.96 5.95 3.91 AJS-6 闪长斑岩 +0.12 0.09 54.82 5.69 3.25 AJS-7 辉长岩 +0.18 0.01 49.56 5.30 6.23 AJS-8 辉长岩 +0.14 0.05 47.78 7.53 4.84 AJS-9 辉长岩 +0.14 0.07 47.44 8.75 5.16 AJS-10 辉长岩 +0.18 0.07 48.52 8.07 4.66 AJS-11 辉长岩 +0.19 0.04 51.72 6.41 2.91 TS-1 花岗闪长岩 +0.36 0.02 64.34 2.10 0.57 TS-2 花岗闪长岩 +0.35 0.05 63.84 2.43 0.73 TS-3 花岗闪长岩 +0.15 0.03 63.24 2.40 0.64 TS-4 花岗闪长岩 +0.16 0.05 64.58 2.21 0.83 TS-5 花岗闪长岩 +0.22 0.02 66.54 1.96 0.61 TS-6 辉长岩 +0.13 0.04 47.44 8.80 4.06 TS-7 辉长岩 +0.20 0.01 48.62 7.66 5.40 TS-8 辉长岩 +0.10 0.05 47.02 8.84 4.32 TS-9 辉长岩 +0.10 0.06 47.00 9.65 4.47 TS-10 辉长岩 +0.11 0.07 47.74 9.14 4.48 TS-11 辉长岩 +0.14 0.09 46.12 8.68 5.84 TS-12 闪长斑岩 +0.03 0.09 56.92 3.97 0.75 TS-13 闪长斑岩 +0.05 0.03 54.66 5.18 0.93 XS-1 花岗闪长斑岩 +0.20 0.06 54.44 3.74 5.11 XS-2 辉长岩 +0.16 0.06 48.08 8.20 6.87 BHVO-2 玄武岩 +0.14 0.04

表 1 样品的Cu同位素组成测定结果(δ65Cu: ‰；主量元素:wt%) Table 1 Cu isotopic composition of analyzed samples(δ65Cu: ‰；major elements: wt%)

图 3

Fig. 3

图 3 研究区中酸性斑岩与铁镁质包体镜下照片 (a)AJS-6 闪长斑岩；(b)AJS-9 辉长岩；(c)TS-5 花岗闪长岩；(d)TS-7 辉长岩；(e)XS-1 花岗闪长斑岩；(f)XS-2 辉长岩 Fig. 3 Microscopic photographs of intermediate-acidic porphyries and mafic xenoliths in the studied area

安基山岩体的中酸性斑岩主要为闪长斑岩和石英闪长斑岩，斑状结构，块状构造，基质为斜长石和角闪石，斑晶主要为角闪石(23%)，斜长石(7%)和石英(3%)(图 3a)。铁镁质包体为辉长岩，似斑状结构，基质为微晶结构，斑晶为辉石(10%)、角闪石(7%)、斜长石(10%)、石英(3%)(图 3b)。

铜山岩体的中酸性斑岩主要为闪长斑岩和花岗闪长岩，斑状结构，半自形-自形结构，块状构造，主要由长石(65%)、石英(20%)、角闪石(10%)和少量黑云母组成(3%)，含少量锆石、磷灰石等副矿物(图 3c)。铁镁质包体为辉长岩，斑状结构，基质为隐晶-微晶结构，基质主要由斜长石和辉石组成，斑晶主要由单斜辉石(7%)，角闪石(3%)，斜长石(10%)和斜方辉石(2%)组成(图 3d)。

象山岩体的中酸性斑岩为花岗闪长斑岩，似斑状结构，基质为微花岗结构，基质由长石(55%)、石英(10%)和绿泥石化的黑云母与角闪石(15%)组成，斑晶由长石(10%)，石英(6%)和角闪石(4%)组成(图 3e)。铁镁质包体为辉长岩，斑状结构，块状构造，基质由斜长石和辉石组成，基质由辉石(3%)，角闪石(5%)，斜长石(15%)和石英(2%)组成(图 3f)。

4 铜同位素研究 4.1 铜同位素分析方法

铜是过渡族金属元素，是重要的成矿元素。它有两个稳定的同位素：⁶³Cu和⁶⁵Cu，它们在自然界中所占的比例分别为69.17%和30.83%(Shields et al., 1965)。本文研究样品的Cu同位素分析在中国地质大学(北京)同位素地球化学实验室完成。样品的Cu同位素分析主要包括溶样、化学分离提纯和测定，具体实验流程详见Liu et al.(2014a)。 4.1.1 溶样

称取约20~40mg样品于Savillex公司生产的6mL聚四氟杯中，加入11比例的HF和HNO₃于160℃电热板上溶解，待溶解后开盖蒸干，再加入王水在80 ℃电热板上加热，待溶解后开盖蒸干，之后加入少量浓HNO₃于120℃加热，反复溶解蒸干至得清澈透明溶液后蒸干，再加入1mL 8N HCl+0.001%H₂O₂，溶解蒸干，重复此过程3次，确保样品转换为氯盐。最后再用1mL 8N HCl+0.001% H₂O₂溶解，等待化学分离。 4.1.2 化学分离

化学分离过程使用AG-MP-1M阴离子交换树脂。用0.5N HNO₃和8N HCl分别交替与MQ H₂O 清洗树脂三次，加入10mL 8N HCl+0.001% H₂O₂调节淋洗过程的离子环境，再加入溶解在1mL 8N HCl+0.001%H₂O₂中的样品。加入样品后，加入9mL 8N HCl+0.001% H₂O₂，此9 mL HCl主要用于淋洗出一些杂质元素(例如Na，Mg，Al，K，Ca，Ti，Cr，Ni，Mn)。然后，加入28mL 8N HCl+0.001%H₂O₂，并用干净的聚四氟烧杯接收此28mL淋洗后的溶液，准备进行Cu同位素测定。 4.1.3 质谱测定

将化学分离后所得溶液开盖蒸干，然后溶于1mL 3% HNO₃再蒸干，重复此过程两次，配置相应溶液(100×10^-9)，进行质谱测定。分析所用的仪器为Thermo-Finnigan Neptune plus型多接收电感耦合等离子质谱仪(MC-ICP-MS)。采用样品-标准-样品交叉法(SSB)校正仪器的质量分馏。 4.1.4 基质干扰分析

Liu et al.(2014a)研究发现在Cu同位素测定过程中，测试结果主要受Ti离子及基团的干扰，因为Ti 与O结合形成的¹⁶O⁴⁷Ti和¹⁶O⁴⁹Ti质量数上等于⁶³Cu和⁶⁵Cu，而消除此干扰最好的方法就是使样品中Cu更加纯化。Liu et al.(2014a)用BHVO-2作为测试样品进行检验，实验表明，一次过柱后，Ti/Cu比(质量)为0.3，对结果会造成+0.15‰的影响，两次过柱后Ti/Cu降低到0.03以下，在误差范围内不会干扰实验结果。

本文所有硅酸盐样品均经过了两次化学分离，且在上机测试铜同位素组成之前，测定了溶液的Ti/Cu比，所有样品Ti/Cu比均在0.03之下。因此Ti离子的基质干扰可以忽略。

4.2 铜同位素测定结果及其分析 4.2.1 Cu同位素组成表示方法

Cu同位素比值的测定结果以样品相对于标准样品的千分偏差δ⁶⁵Cu(采用NBS976标准)表示，即：

δ⁶⁵Cu=[(⁶⁵Cu/⁶³Cu)_样品/(⁶⁵Cu/⁶³Cu)_标准-1]×1000

通过对实验室人工合成溶液样品和USGS标准岩石样品的Cu同位素长期分析，外部精度分别优于±0.03‰和±0.05‰(2SD)。与文中报道样品进行平行溶解、化学分离和测试的BHVO-2标样的δ⁶⁵Cu为0.14±0.04‰，与其他文献中报道的该标样的值在误差范围内一致(Moynier et al., 2010；Liu et al., 2014a，b; Li et al., 2015)。 4.2.3 样品Cu同位素测定结果

将已配好的待测样品溶液放入MC-ICP-MS仪器中进行Cu同位素测定。每个样品循环测量三次，取其平均值作为δ值，两倍标准偏差(2SD)作为误差值。测得结果如表 1。

测试结果表明，安基山(AJS)闪长斑岩(包括石英闪长斑岩)δ⁶⁵Cu的范围为-0.13‰~+0.36‰，平均值+0.19‰±0.07‰(2SD)；安基山(AJS)辉长岩δ⁶⁵Cu的范围为+0.14‰~+0.19‰，平均值+0.17‰±0.05‰(2SD)。将安基山样品δ⁶⁵Cu值分别与其SiO₂和MgO含量投图(图 4a，b)。岩浆岩的酸度和类型由SiO₂含量决定。岩浆结晶分异过程中，岩浆中MgO含量一直呈下降趋势(黄智龙等，2003；孙赫等，2009)，即MgO含量越高，结晶分异程度越低，越接近原始岩浆成分。SiO₂-δ⁶⁵Cu图解展示出不同酸度的岩浆的δ⁶⁵Cu值特征；MgO-δ⁶⁵Cu图解展示出不同结晶分异程度的岩浆的δ⁶⁵Cu值特征。

图 4

Fig. 4

图 4 安基山、铜山、象山δ65Cu-MgO和δ65Cu-SiO2图解 Fig. 4 δ65Cu-MgO and δ65Cu-SiO2 diagram of Anjishan，Tongshan and Xiangshan plutons

铜山(TS)花岗闪长岩δ⁶⁵Cu的范围为+0.15‰~+0.36‰，平均值+0.25‰±0.03‰(2SD)；闪长斑岩δ⁶⁵Cu的范围为+0.03‰~+0.05‰，平均值+0.04‰±0.08‰(2SD)；辉长岩δ⁶⁵Cu的范围为+0.10‰~+0.20‰，平均值+0.13‰±0.05(2SD)。图 4c，d分别为铜山SiO₂-δ⁶⁵Cu和MgO-δ⁶⁵Cu图解。

2个象山(XS)样品铜同位素测试结果为花岗闪长斑岩δ⁶⁵Cu=+0.20‰±0.06‰(2SD)；辉长岩δ⁶⁵Cu=+0.16‰±0.06‰(2SD)。图 4e，f分别为象山SiO₂-δ⁶⁵Cu和MgO-δ⁶⁵Cu图解。

5 讨论 5.1 宁镇地区成矿埃达克质岩浆起源

长江中下游地区燕山期岩浆岩被广泛认为是埃达克质岩(张旗等，2001；汪洋等，2004；李印等，2009)。埃达克岩是根据高Sr/Y和La/Yb比值，不具有明显Eu负异常，低K₂O/Na₂O比值等地球化学特征定义的一套中酸性岩石，由于缺乏岩石学限定标准，因此关于其成因机制的观点众多。长江中下游地区燕山期埃达克质岩主要有加厚古老下地壳部分熔融、底侵的玄武质下地壳部分熔融、拆沉下地壳部分熔融和俯冲洋壳四种成因模式。

底侵玄武质下地壳熔融一般产生低MgO含量及低Mg^#的岩浆(<0.5)，这与宁镇地区成矿斑岩具有高的Mg^#(Mg^#=molar[Mg/(Mg+Fe)](0.4~0.6))不符(Xu et al., 2002)。虽然新底侵的玄武质下地壳部分熔融的熔体在某些情况下可以解释埃达克质岩的高MgO和Mg^#特征，比如通过与幔源岩浆发生混合，但是该模型不能解释宁镇地区成矿斑岩低放射性Pb同位素特征，即无法解释富集地幔源区的轻微较高的Pb同位素组成特征。并且热的玄武质成分阻碍了榴辉岩的生成，而埃达克岩通常被认为形成于榴辉岩部分熔融，因此排除了宁镇地区“埃达克质”岩的底侵玄武质下地壳熔融成因模型(Wang et al., 2006；李印等，2009)。结合宁镇地区侵入岩高MgO(1.52%~3.99%)、高Mg^#和低放射性Pb同位素组成((²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb)_i＜17)的特征，Xu et al.(2002)提出这些成矿斑岩可能起源于拆沉下地壳部分熔融的熔体与地幔橄榄岩的相互作用。

拆沉下地壳部分熔融模型和洋壳俯冲模型都能形成地壳熔体与地幔物质混合产生的岩浆，能够解释高Mg^#地球化学特征(Xu et al., 2002；孙卫东等，2008)。然后，由于陆壳和洋壳元素组成的巨大差异，拆沉下地壳部分熔融和洋壳俯冲熔体产生的岩浆具有显著不同的化学组成(Liu et al., 2010; Ling et al., 2011)。最近的研究通过对比长江中下游地区与其南侧郯庐断裂带及大别山同时代埃达克质岩Hf-O同位素以及Ce⁴⁺/Ce³⁺和Eu/Eu^*计算出的氧逸度，发现长江中下游地区成矿斑岩的成因可能与俯冲的大洋板片有关，而不同于西侧郯庐断裂带及大别山地区加厚下地壳来源的埃达克质岩石(Liu et al., 2010，2012；Ling et al., 2011；Sun et al., 2012，2013；Wang et al., 2013，2014)。

然而，宁镇地区成矿斑岩与长江中下游其它地区成矿埃达克质岩存在几个显著的差异(Wang et al., 2014)：(1)宁镇地区成矿斑岩更年轻(100~110Ma)；(2)具有低放射成因Pb；(3)氧逸度低；(4)锆石Ti饱和温度低。基于这些差异并结合同期大量基性包体的出现，Wang et al.(2014)提出宁镇地区成矿斑岩起源于富集地幔来源的玄武质岩浆同古老下地壳熔体的混合。 5.2 宁镇地区成矿斑岩及其包体Cu同位素对比及其意义

与传统的S和Pb同位素相比，限定斑岩铜矿中Cu的来源最直接的示踪剂是该金属稳定同位素。尽管在成矿温度下(200~300℃)，硫化物沉淀过程中会产生一定的Cu同位素分馏，但在高温岩浆过程中没有观察到显著的Cu同位素分馏(Li et al., 2009)。因此，应用铜同位素对成矿物质可能来源的硅酸岩源区进行区分是可能的。为此，我们通过对比宁镇地区成矿斑岩与其铁镁质包体(幔源)的Cu同位素来判定成矿岩浆的来源(壳源、幔源、壳幔混合源)，并进一步判定其主要成因模型。

宁镇地区中酸性斑岩δ⁶⁵Cu值在-0.13‰~+0.36‰范围内，分馏变化范围较大，而辉长岩Cu同位素组成很集中，δ⁶⁵Cu值均处于+0.1‰~+0.2‰之间，平均δ⁶⁵Cu为+0.15‰±0.05‰(2SD)(图 5)。总体上看，辉长岩酸度越大，结晶分离程度越高，δ⁶⁵Cu值越重；中酸性斑岩表现不明显(图 4、图 5)。AJS-3样品δ⁶⁵Cu值为-0.13‰±0.06‰，与其他中酸性斑岩差别较大。Li et al.(2009)指出，澳大利亚不同类型的花岗岩，除去两个受局部热液蚀变影响的样品δ⁶⁵Cu达到1.51‰和0.95‰外，其余花岗岩的δ⁶⁵Cu变化范围为-0.46‰~0.21‰，所研究的花岗岩分布范围很广且具有很宽泛的物质组成和不同的物质来源。

图 5

Fig. 5

图 5 宁镇地区成矿斑岩与辉长岩包体δ65Cu-SiO2图解 Fig. 5 δ65Cu-SiO2 diagram of ore-bearing porphyries and gabbro xenoliths in Ningzhen area

对于宁镇地区的铁镁质包体，陶维松等(1987)早先根据仔细的镜下鉴定和主微量元素特征认为其为下地壳碎块，经过了部分熔融的残留体。Wang et al.(2014)认为其来自富集岩石圈地幔的部分熔融。Liu et al.(2015)和Savage et al.(2015)通过对全球地幔橄榄岩和玄武岩的研究、测得硅酸盐地球(BSE)的Cu同位素组成为+0.07‰±0.10‰，代表地幔的δ⁶⁵Cu。本研究所测定的宁镇地区辉长质包体的δ⁶⁵Cu值吻合，支持这些铁镁质包体主要来自富集地幔(Wang et al., 2014)。

研究表明，花岗质岩浆结晶分异过程中没有显著的Cu同位素分馏(Li et al., 2009)，但理解计算表明岩浆去气可能产生Cu同位素分馏(Seo et al., 2007)。然后，与火山岩相比，侵入岩去气作用要弱得多。因此，花岗质岩浆的Cu同位素变化应该反映源区的不均一。相反，古老下地壳岩石和古老下地壳来源的岩浆岩通常都具有显著的Cu同位素变化(＞2‰)，显著不同于玄武岩和普通的年轻下地壳来源的花岗岩。Wang et al.(2014)测得宁镇地区100~109Ma埃达克质岩具有较高的Ce⁴⁺/Ce³⁺和Eu/Eu^*计算出的高氧逸度及较低的锆石Ti饱和温度(大约650℃)，认为宁镇地区成矿斑岩形成于幔源岩浆和古老下地壳熔体的混合。本文研究的样品均远离矿区，没有遭受强烈的流体改造作用。因此，我们认为，宁镇地区中酸性斑岩不均一的Cu同位素组成可能是幔源岩浆和部分熔融的下地壳岩浆的混合的结果，古老下地壳的熔融解释了较大的Cu同位素变化范围，而幔源岩浆的卷入解释了高Mg^#和富MgO的特征。如果这一解释正确的话，Cu同位素有望成为一个示踪地幔熔体和古老下地壳熔体 贡献的一个重要示踪计。如何识别地幔熔体和地壳熔体对成矿物质的贡献是一个重要的科学问题，比如冈底斯成矿带新生代成矿埃达克质岩通常含有大量镁铁质包体，而成矿物质是来自中酸性斑岩(埃达克质岩)还是镁铁质包体代表的地幔岩浆？我们希望对这些岩石的Cu同位素研究能够解决这一重要问题。此外，在确定斑岩和镁铁质包体存在显著Cu同位素差异的基础上，可以进一步测定成矿斑岩中含铜矿物的Cu同位素，然后与斑岩和铁镁质包体的Cu同位素进行对比，从而示踪铜矿石中铜的来源，这是Cu同位素在高温成矿过程中最重要的应用，是今后Cu同位素研究的重要方 向。 6 结论

本文通过对长江中下游宁镇地区安基山、铜山、象山三个岩体的中酸性斑岩和其中的辉长质包体的Cu同位素组成测定，结果发现：

(1)三个矿区辉长质包体δ⁶⁵Cu值均在+0.1‰~+0.2‰之间，平均δ⁶⁵Cu =+0.15‰±0.05‰(2SD)，与地幔Cu同位素组成+0.07‰±0.10‰吻合。结合富集的Sr-Nd同位素组成，我们认为宁镇地区成矿斑岩中辉长质包体主要来源于富集岩石圈地幔。

(2)三个岩体中酸性斑岩δ⁶⁵Cu值在-0.13‰~+0.36‰之间，变化范围较大。结合研究区前人研究资料，宁镇地区中酸性斑岩的高MgO、高Mg^#值和低放射性Pb同位素组成的特征，以及古老下地壳岩石和古老下地壳来源的岩浆岩中Cu同位素会有较大变化的(＞2‰)的认识，我们认为宁镇地区具有不均一的Cu同位素组成的中酸性斑岩主要为幔源岩浆和下地壳部分熔融岩浆混合形成的。

(3)宁镇地区成矿斑岩及其辉长岩包体的Cu同位素的明显差异表明可通过进一步测定成矿含Cu矿物的Cu同位素组成，并与斑岩和铁镁质包体的Cu同位素进行对比，从而示踪成矿物质的来源。