中国斑岩铜矿研究现状与展望

中国斑岩铜矿研究现状与展望

1成矿地质背景这种细脉浸染矿床是一种角质化矿床。它与浅成或超浅成中酸性斑岩体有关。它通常被称为i/1/2类。斑岩型矿床过去又称为“细脉浸染型矿床”［1，2］。世界上大多数斑岩铜矿分布于岩浆弧环境,它们的形成与俯冲作用有关的钙碱性岩浆有关［3］。由于斑岩铜矿时空分布比较广泛,常常用来示踪地球演化的过程,故而许多地质学家从大地构造背景和区域构造的角度来探讨有利于斑岩铜矿形成的环境［3～11］。一些地质学家特别强调大地构造背景对形成斑岩铜矿的重要性,提出挤压背景有利于斑岩铜矿的形成［3～11］。Sillitoe［12］首先提出斑岩铜矿的板块构造成矿模式,即斑岩铜矿是地幔与地壳物质交换作用的产物,成矿母岩主要为洋壳在俯冲作用过程中部分熔融形成。部分学者认为活动大陆边缘的钙碱性岩浆—热液是斑岩铜矿的惟一物质来源［13，14］。此后,斑岩铜矿一直被认为主要产于岛弧带的过渡环境,并确立了环太平洋成矿带、特提斯成矿带和古亚洲成矿带三大全球性斑岩铜矿带。近年来国内多数学者研究表明,有些斑岩铜矿床与板块消减作用并没有直接的成因联系,可能是板内构造岩浆活化作用或走滑断裂带作用导致深源花岗质岩浆上侵形成的结果［4～11，15～18］。侯增谦等［4～10］和杨志明等［11］认为在中国大陆内部斑岩铜矿产出的背景与大洋板块俯冲无关,其产出至少有4类环境:晚碰撞走滑环境、后碰撞伸展环境、后造山伸展环境和非造山崩塌环境。大陆环境含矿斑岩的浅成侵位主要受大规模走滑断裂系统、切割造山带的断裂系统和基底线性断裂构造控制。全球斑岩铜矿研究证明:汇聚板块边缘无疑是斑岩铜矿最重要的成矿地质背景,占斑岩铜矿的90%以上,但与大洋板块俯冲作用无关的大陆环境斑岩铜矿也不容忽视。因此,需要重新看待斑岩铜矿的成矿构造背景。2成矿环境及构造环境全球斑岩铜矿主要集中在3大成矿带上,即环太平洋成矿带(90%)、特提斯—喜马拉雅成矿带(5%)和古亚洲成矿带(中亚成矿带)(4%)。斑岩铜矿形成时代集中在新生代(60%)、中生代(35%)［2，15～18］,其次是古生代,前寒武纪斑岩铜矿床目前发现较少。从斑岩铜矿在全球的分布来看［19］,汇聚板块边缘无疑是斑岩铜矿最重要的成矿地质背景,包括大洋板块俯冲产生的岛弧和陆缘弧环境(滨太平洋带),以及陆—陆碰撞造山环境(特提斯—喜马拉雅带,中亚—蒙古带)(图1)［15～18］,但值得注意的是,我国有相当数量的中、新生代斑岩铜矿床形成于大陆环境,与大洋板块俯冲、板块消减作用无关。板块构造理论建立之后,许多矿床学家试图用板块构造理论来解释斑岩铜矿的成因［19］。斑岩铜矿可以在板块俯冲［12］、碰撞和拉张［20］环境下形成,其中,板块俯冲背景下形成的斑岩铜矿数量最多［21，22］。Sillitoe［12］首次采用斑岩铜矿板块成因模式来说明板块运动与斑岩铜矿床形成的关系,他依据斑岩铜矿在全球的分布,提出斑岩铜矿主要在板块俯冲背景下的主动陆缘钙碱性火成岩带中形成,金属来源与板块俯冲作用导致的岩浆活动有关。Mitchell［23］认为大洋板块俯冲的角度对斑岩铜矿的形成存在明显制约,该观点被后来的工作证实并被解释为是洋壳高浮力块体俯冲所造成的结果。James等［24］认为洋壳俯冲角度由陡变缓有利于斑岩铜矿的形成。Rosenbaum等［25］则指出,洋壳俯冲角度由陡变缓并不能解释在洋壳高浮力块体俯冲开始的瞬间所出现的斑岩铜矿爆发式成矿,他们认为洋壳高浮力块体俯冲所引发的地壳构造变形强度的变化才是斑岩铜矿大规模成矿的真正原因。Cooke等［26］认为平板俯冲过程中,来自俯冲洋脊的挥发份对上部地幔楔的交代、并可能伴随俯冲板片压力影区域沉积物变质导致的S含量的增高,从而产生富氧的熔体使传输Cu,Au和S的氧化物成为可能。压性弧有利于斑岩铜矿的形成［27～29］。Silli-toe［27］识别出挤压环境对形成斑岩铜矿的5种有利因素:阻止岩浆上升通过上地壳,即抑制火山作用;相对于张性弧,在挤压环境下可形成较大的岩浆房;利于岩浆的充分分异、气相的饱和,形成大量的岩浆热液流体;限制一些可能形成于岩浆房顶部的小岩体的形成,使更多的有效流体集中于单个的岩体中;快速的隆升与剥蚀,促进由瞬间减压而引起的岩浆热流体的有效萃取与搬运［30］。Sillitoe［27］注意到与挤压构造背景伴生的地壳隆升和许多巨型斑岩铜矿系统的形成是同时的,而在张性构造背景下则形成一些小的斑岩铜钼矿。在广泛的压缩背景下有一些典型的特点:通过地壳增厚、表面隆起并快速折返,形成大型高品位的深成斑岩铜矿,如最新白垩世至古新世北美西南部成矿省,中东始新世至渐新世早期安第斯山脉中部(图2)和晚中新世米利托,伊朗中新世中期带,新几内亚和菲律宾的上新世带。可以观察到地壳压缩促进了中上地壳岩浆房的大量形成［31］,从而生成并释放岩浆流体,尤其是在快速隆升和剥蚀去顶的地方［32］,这可能预示着压力开始松弛［33］。地壳应力体制的转变被认为是一些矿床特别是斑岩铜矿和高硫化浅成热液金矿床形成的有利时间［32～36］。越来越多的研究表明,有利于斑岩铜矿成矿的构造环境并不是单纯的俯冲和挤压［19］。Richards等［29，37］对智利北部Escondida地区进行了详细的地质和地球化学研究,总结了有利于斑岩铜矿形成的构造背景因素包括:①上地壳处于较长时期挤压状态后的应力松驰期;②成矿域存在早期深大断裂,而且,这些断裂在应力松驰期活化张开。Lowell等［38］对斑岩铜矿床区域构造特征进行了系统研究后认为,区域性引张环境是形成斑岩铜矿床的重要条件。Hollister［39］的研究结果也证明了这一认识,该观点解释了世界上绝大多数斑岩铜矿床沿深大断裂被动侵位现象。这种情况在中国斑岩铜矿也有出现,辉钼矿Re-Os同位素定年工作表明,中国西藏冈底斯斑岩铜矿带的矿化发生在14MaBP左右,在这一时期,该区已处于碰撞后的拉张环境［6，19］。岩浆弧环境产生(包括弧后)的斑岩铜矿主要是受到了区域规模应力影响,很明显为伸展向压缩环境转换的构造背景。然而,强烈伸展环境,常形成典型的流纹岩、玄武岩的双峰式火山岩,并未形成显著的斑岩铜矿系统［24，32］。另外,海沟的前进或后退、板块汇聚折返的倾斜度对斑岩铜矿的形成也有重要影响［40］。上述研究结果表明板块构造对全球斑岩铜矿床(尤其是中、新生代斑岩铜矿床)的形成具有重要影响,区域性的引张环境、深大断裂和地下深部的热点则直接制约着含矿斑岩岩浆的形成与侵位。近年来,中国矿床学家研究发现:斑岩铜矿不仅可产于成矿模型所记录的岛弧及陆缘弧环境中,还可以产于碰撞造山带中(如青藏高原),甚至形成于陆内环境中(如德兴),这些斑岩铜矿与板块消减作用没有直接的成因联系,可能是由于板内构造岩浆活化作用或走滑断裂带作用导致深源花岗质岩浆上侵形成的［4～19］。芮宗瑶等［16～18］认为斑岩铜矿产出时间为板块汇聚大背景下(造山带或活化带)的松弛(岛弧)阶段,如拉分盆地发育(pull-apartba-sin)和伸展裂陷发育时期。侯增谦等［4～10］和杨志明等［11］认为在中国大陆内部斑岩铜矿产出的背景与大洋板块俯冲无关,其产出至少有4类环境:晚碰撞走滑环境、后碰撞伸展环境、后造山伸展环境和非造山崩塌环境。大陆环境含矿斑岩的浅成侵位主要受大规模走滑断裂系统、切割造山带的断裂系统和基底线性断裂构造控制(表1)。在此基础上,张洪涛等［14，15］根据中国大陆洋陆作用的关系和造山带的演化,重新划分了中国斑岩铜矿成矿域和成矿带,将其分为古亚洲、北部特提斯、南部特提斯(喜马拉雅)和环太平洋4个成矿域(表2)。古亚洲成矿域又分为华北陆块北缘早—中古生代成矿带、哈萨克斯坦地块东北缘晚古生代成矿带、哈萨克斯坦地块南缘中晚古生代成矿带和西伯利亚板块西南缘晚古生代成矿带。特提斯北部成矿域分为中咱地块西缘晚三叠世义敦成矿带、羌塘地块(昌都—思茅地块)北缘古近纪玉龙成矿带、塔里木地块南缘晚古生代—新生代成矿带和扬子地块西缘古近纪成矿带。南部特提斯(喜马拉雅)成矿域分为班公错成矿带和冈底斯成矿带。环太平洋成矿域分为晚中生代活动陆缘成矿带和台湾古近纪—新近纪岛弧成矿带。3斑岩型铜和铜—与板块俯冲相关的斑岩型矿床斑岩铜矿主要产于岩浆弧(岛弧和陆缘弧)环境,岛弧环境主要分布于太平洋西岸,如印度尼西亚和菲律宾岛弧［26，41］,主要产出斑岩型铜和铜—金矿床;而陆缘弧环境的经典成矿省则主要分布于太平洋东岸,如美国西南部的亚利桑那成矿省、墨西哥北部成矿省、智利北部成矿省和智利中部成矿省等［26，42］,主要产出斑岩型铜—钼矿床［43］。少量斑岩型钼矿床产于裂谷环境(如Clamaix型)。斑岩铜矿系统在空间上常表现出显著的线性,通常与造山带平行,有几十到几百甚至几千公里长的范围［32］。3.1岛弧环境的含矿斑岩大洋板块沿毕尼奥夫俯冲带到达深部后,发生脱水,使上地幔发生交代,产生含水的地幔部分熔融岩浆,此时的温度大约为1000℃。由于大陆板块的覆盖,即存在玄武岩底垫,温度陡然增高至1400℃,即在壳幔交界面上形成地幔流。当地幔流透过过渡大陆地幔岩石圈即玄武岩底垫时,则在MASH(熔融、同化、存储、均一)带形成相当规模的初始岛弧岩浆［29］,即初始含矿岩浆。俯冲机制的弧岩浆包括钙碱性岩浆［44］、埃达克岩浆［45］与碱性岩浆［46］。陆缘弧环境的含矿斑岩多为高钾钙碱性,部分为钾质碱性和钾玄质,岩性以花岗闪长岩和石英二长岩为主［47］。岛弧环境的含矿斑岩通常为典型钙碱性系列［12］,岩性以石英闪长岩为主,少数为花岗闪长岩、石英二长岩。岛弧环境的含矿斑岩通常高水(高挥发分)、高S和富集大离子亲石元素(高LILE:Rb,K,Cs,Ba和Sr等),富集如Li,B,Pb,As和Sb等元素,相对亏损高强场元素如Ti,Nb和Ta［17］。岩浆起源于被俯冲板片流体交代的地幔楔形区,岩浆熔体分凝上升并在相对封闭体系发生结晶分异和/或地壳混染,形成含矿斑岩。Sillitoe［32］总结大量斑岩型矿床,得出与铜矿化有关的斑岩主要为中酸性钙碱性岩浆,岩性变化于石英闪长岩—花岗岩之间。其中,斑岩铜矿斑岩侵入体与I型和磁铁矿系列关系密切［48］,为典型的铝质和中钾钙碱性,但也可能有高钾钙碱性(钾玄)或碱性［49］,岩性组分主要为钙碱性闪长岩、石英闪长岩、碱性闪长岩［50］。富Mo的斑岩铜矿通常与长英质侵入体关系密切,而富Au斑岩铜矿与镁铁质端元关系更密切,虽然也存在富Au的矿床主岩为石英二长岩的例子［51］。但是,贫Cu斑岩金矿床似乎毫无例外地出现在钙碱性闪长岩和石英闪长斑岩中［32］。侵入岩斑岩内常包含不定量的斑晶,通常包括角闪石和/或黑云母斑晶,通常为细粒细晶岩基质,为挤压构造快速张开的产物［22］。然而,最近的研究和不断增多的证据表明,许多含矿斑岩不是典型的岛弧岩石,它们多具有埃达克岩岩浆亲合性。Thieblemont等［45］认为在全球规模上(美国西部、智利、巴布亚新几内亚),多数埃达克岩省是重要的成矿省(图1);在地区规模上,多数矿床的主岩即埃达克岩;在矿区规模上,当埃达克岩与非埃达克岩共存时,成矿主要与前者有关。3.2矿床成因类型斑岩铜矿床的蚀变具有明显的分带性,这也是斑岩铜矿床最引人注目、最重要的成果之一。斑岩铜矿有一致的、大规模的蚀变矿化模式,由内向外分别为,钠—钙化、钾化、绢英岩化、泥化及青磐岩化［38，52］(图3)。绿泥石和青磐岩化分别发生在远端的最浅部和深部。钠—钙蚀变,通常存在于深部斑岩侵入体直接接触的围岩中［53，54］,但由于后期青磐岩化的叠加干扰通常很难保存。但是,它也可存在一些斑岩铜矿矿体的特征［55，56］。钠—钙蚀变通常形成贫硫化物和金属矿物(磁铁矿除外),但也可为富Au斑岩铜矿矿化的主岩(如菲律宾)［57～59］。铜矿化主要形成于钾化带内［38，60］,特别对于深部形成［61，62］或相对侵蚀较深的矿床如ElAbra［63，64］。钾化带常产于斑岩体中心或附近,以钾长石、黑云母、石英等蚀变矿物组合发育为特征,硫化物以辉钼矿、黄铁矿、黄铜矿为主。青磐岩化常与钾化呈同心环状分布,并远离斑岩中心产出,以绿泥石、绿帘石、方解石等蚀变矿物组合发育为特征,硫化物以黄铁矿、方铅矿及闪锌矿为主。青磐岩化形成同时或略晚于钾化,通常与岩浆热液有关,但是,也可由加热的雨水形成［65］。与钾化相比,青磐岩化带内水/岩比值要小的多［32］。绢英岩化常叠加在钾化与青磐岩化之间,以绢云母—石英等蚀变矿物组合发育为特征,硫化物以黄铁矿、方铅矿及闪锌矿为主。蚀变将镁铁矿物由部分直至完全转变为绿泥石,斜长石转变为绢云母(等粒白云母)和/或伊利石,岩浆和热液磁铁矿转变为赤铁矿(假象赤铁矿和/或镜铁矿),同时产生黄铁矿和黄铜矿。绿泥石—绢云母化存在于一些斑岩铜矿特别是斑岩铜金矿的较浅部,覆盖了早期形成的钾化［22］。尽管钾化带内铜和/或金的品位可能会因为绿泥石—绢云母化的叠加而降低［66］,但也可能存在金属元素的加入［67］,在少数的一些矿床中,Cu含量增加［68］。绢英岩化成因一直争论不休,通常认为是由低温、高盐度岩浆热液与雨水混合后的流体的产物［22］,但最近发现,也可由高温、高盐度的岩浆热液直接产生［66］。泥化常呈补丁状产出,受裂隙控制,依据成因可分为泥化和高级泥化两种类型,前者以黏土类矿物(如高岭石、伊利石)为特征,黄铁矿为主要硫化物类型;后者以发育水铝石—红柱石—明矾石矿物组合为特征。钾化通常为最早的蚀变类型,其形成与出溶的高温岩浆热液有关(>450℃)［69］。泥化带与绢英岩化带流体性质相似,但前者温度更低,混入的雨水更多。但需要特别注意的是,高级泥化阶段流体要复杂的多,既可以是晚期因SO2水解反应加剧而形成的酸性混合流体,也可以由超临界流体相分离后形成的低盐度富气相流体［44］。3.3流体包裹体与蚀变越来越多的证据显示岩浆流体为斑岩铜矿的主体成矿流体［70～72］。斑岩铜矿成矿流体通常为富含金属元素(Cu,Au,Mo等)、卤素、硫化物和气相的热水溶液［71］。通常认为Cu,Au在高盐度液相流体中以氯化络合物的形式运输［70，72～74］,但最近的含硫流体包裹体分析结果表明Cu和Au也可在气相流体中挥发性硫配位体内运输［75～77］。相比之下,Mo有着不同的运输方式,可在高盐度流体中以酰硫化物形式运输［78］。在550~700℃范围内,主要为高盐度气液相或单相(少见)包裹体,这些高温流体包裹体类型复杂,常见含子矿物、富气相、富液相、含CO2包裹体,可能与岩浆侵位过程中爆发导致压力释放所引起的流体沸腾或相分离作用有关。这些高温流体包裹体反映了成矿系统的较早期流体特征,该阶段属于岩浆—热液过渡阶段［79，80］。此阶段,热液流体开始发生以钾长石化蚀变为特征的热液蚀变作用,这种蚀变有助于分散于造岩矿物和副矿物中的Mo元素在钾交代过程中析离出来,并与来自地壳深部的热液液体携带含Mo络合物向上运移,形成含矿热液,可在早期的斑岩侵入体内及周围发生金属沉淀［81］。在350~550℃范围内,流体常存在流体沸腾现象,沸腾用促进成矿流体冷却和大量CO2等气体逃逸,破坏原有的平衡状态,引起含钼络合物的不稳定,有利于金属元素的大量沉淀。主要形成低硫化态铜铁硫化物、并可沉淀少量金［43，62］,从而有可能形成典型的浅层富金斑岩铜矿［82］。在250~350℃范围内,主要为单相、低到中等盐度流体［83］。高盐度流体分离后可能形成单相液体［84，85］。基于氢、氧同位素、流体包裹体和蚀变矿化研究的基础上,得出绢云母蚀变和低中等盐度流体是岩浆和大气流体的混合的结果,且后者占主导地位［86］,但最近稳定氧和氢同位素数据表明,特定的岩浆流体有能力产生绢云母—绿泥石、绢云母蚀变组合［87］,但这绝不排除在后期绢云母蚀变有大气水的参与［66，83］。由于绿泥石—绢云母蚀变部分或全部叠加于钾化,部分地质工作表明本地的再活化可生成高硫化集合体［22］,因此绢云母蚀变对于钾化和/或绿泥石—绢云母蚀变组合具有一定影响。3.4成矿金属来源成矿物质来源是研究斑岩铜矿成矿作用的关键。尽管部分斑岩铜矿床提供了Cu来源于地层的证据,但岩浆是提供Cu的主要来源的观点长期占据统治地位。早期,金属来源于岩浆的观点主要基于斑岩铜矿与钙碱性火成岩的紧密时空关系、成矿作用早期流体的氢氧同位素特征和金属在岩浆活动过程中的化学特性3方面的证据。近年来,流体包裹体研究为斑岩铜矿金属来自岩浆提供了新的证据。Sillitoe［32］指出,斑岩Cu矿中的Cu可来自岩浆,如智利Zaldivar。Burnham等［73］则认为活动大陆边缘的钙碱性岩浆—热液是斑岩铜矿的唯一物质来源。虽然俯冲洋壳或残留洋壳的部分熔融、加厚下地壳或新生下地壳的部分熔融,以及板片熔体交代上地幔的部分熔融等模式,均被用来解释含矿斑岩的成因,但众多研究成果均强调了下地壳或者上地幔对岩浆成因的贡献。Sillitoe［12］较早对板块俯冲背景下成矿金属在深部的起源进行了详细探讨,他认为斑岩铜矿的成矿金属主要来源于俯冲洋壳。在洋壳俯冲过程中由于温度升高,成矿金属与挥发组分一起从洋壳中释放出来,这些金属进入由地幔楔熔融所产生的岩浆,并与岩浆一起到达地壳浅部。由于俯冲板片在平缓俯冲情况下直接部分熔融产生的幔源O型埃达克质岩浆具有高水含量、高氧逸度和富S的特征,可能为金属S的载体,暗示成矿物质来源于俯冲板片。地幔作为Cu和Au的直接来源越来越受到重视。Sillitoe［12］指出,俯冲洋壳所释放出的流体或熔融所产生的岩浆富含Fe3+,当这些流体或岩浆与上地幔发生相互作用时,Fe3+会氧化地幔中富含Cu和Au的硫化物,硫化物分解后,Cu和Au会被释放出来进入岩浆并与岩浆一起到达地壳浅部。在岩浆弧环境,含矿斑岩无论是直接来源于幔源洋中脊玄武岩(MORB)质洋壳物质熔融,还是来源于经历流体交代的楔形地幔,岩石圈地幔都直接向岩浆系统提供了大量成矿金属元素。虽然Cu,Au和Mo3种金属的地幔来源已被大多数学者接受,但仍有学者在部分地区找到了Cu,Mo和岩浆共同来源于下地壳的证据［88］。Richards［29］认为:岩浆通过MASH(熔融、同化、存储、均一)过程,由楔形地幔部分熔融产生的玄武质岩浆将会发生不断演化,当演化的岩浆具有比下地壳物质更小的密度时(如安山质岩浆),则会在浮力作用下穿过地壳而上侵［89］。4紫金山和麻黄山我国斑岩型铜矿床主要分布在以下6个地区:①江西北部德兴地区,有铜厂、富家坞、朱砂红、银山4个大型铜矿床;②福建南部上杭地区,已知有紫金山大型铜矿床;③内蒙满洲里地区,有乌奴格吐山大型铜矿床和八大关铅矿床;④黑龙江嫩江多宝山地区,有多宝山、铜山2个大型铜矿床;⑤藏东江达地区,有玉龙、多霞松多、莽总、马拉松多等铜矿床;⑥藏东玉龙斑岩铜矿带。其中藏东玉龙斑岩铜矿带、西藏冈底斯斑岩铜矿带以及中国东部德兴斑岩铜矿田和长江中下游成矿带的斑岩铜矿是中国大陆环境斑岩铜矿典型代表。4.1德国海化后的斑岩铜矿中国大陆内部非俯冲机制斑岩型矿床的含矿斑岩主要为高钾钙碱性、钾玄质,以高钾为显著特征［10］,主要产出于青藏高原大陆碰撞带、东秦岭大陆碰撞带和中国东中部燕山期陆内环境［88］。含矿斑岩尽管也显示出与岛弧型岩石类似的高场强元素亏损和大离子不相容元素富集等特征,大多也与埃达克质岩有关,但其岩浆起源与大洋板片俯冲没有关系,表1为中国大陆环境斑岩铜矿的主要特征。埃达克岩最初是指由俯冲板片部分熔融形成的一套富Na的中酸性火成岩,其主要地球化学特征为:SiO2含量大于等于56%,Al2O3含量大于等于15%(很少低于此值),Y和HREE含量低于正常岛弧火山岩,但具有较高的Sr,以及Sr/Y,La/Yb值。中国大多数斑岩铜矿的初始Sr高于洋中脊玄武岩和亏损地幔的初始Sr,小于上地壳的比值,与EMI的比值较为接近,而EMI通常被认为与下地壳有亲缘性,可能代表了下地壳物质的循环。冷成彪等［90］认为中国斑岩铜矿的源岩可能主要为下地壳岩石,少数可能为洋中脊玄武岩,并且受到中上地壳不同程度的混染。4.2成矿金属s来源中国大陆环境含铜斑岩的岩浆起源,尽管尚存不同的观点,但多数研究者认为,这些含矿埃达克岩来自于加厚下地壳的部分熔融［91，92］。对于大陆环境,侯增谦等［10］认为直接起源于古老下地壳物质的长英质岩浆是不能成矿的,斑岩铜矿含矿斑岩的岩浆源区为加厚的新生镁铁质下地壳或拆沉的古老下地壳,石榴石角闪岩和角闪岩是斑岩铜矿成矿斑岩的源岩［10］。侯增谦等［10］识别出3类不同的岩浆源区,即①新生的加厚下地壳;②软流圈物质注入的加厚下地壳;③拆沉的加厚下地壳。杨志明等［11］通过对玉龙铜矿含矿斑岩地球化学的研究表明:①成矿金属具有与含矿斑岩一样的源区;②上地壳尺度的热液循环萃取对金属的来源贡献不大。通常的钙碱性岩浆之所以具有成矿潜力,大洋板片的脱水无疑是最为关键的过程。该过程不仅把大量的水、硫、卤素、金属以及亲流体的大离子亲石元素(LILE)输送到地幔楔,同时还因水的大量加入,使得楔形地幔熔融产生的岩浆常具有较高的氧逸度［29］。高氧逸度条件下,S主要以硫酸盐的形式溶解于岩浆中(盐度约1.5wt%),从而导致通常优先向硫化物分配的Cu,Au等开始作为不相容元素向硅酸盐熔浆中富集,这就是正常钙碱性弧岩浆常含有较高亲Cu元素(如Cu,Au等)的原因［11］。杨志明等［11］认为成矿金属的深部富集是因岩浆高氧逸度所致,S以硫酸盐溶解于岩浆中,从而导致通常优先向硫化物分配的Cu,Au等开始作为不相容元素向硅酸盐熔浆富集。大型矿床,特别是超大型矿床下部通常存在岩浆房,岩浆房流体出溶是引发矿床大规模蚀变与矿化的根源;成矿金属与S均来自岩浆,与含矿斑岩可能具有相同的源区。有些研究者认为与斑岩铜矿有关的岩浆中的S除来自地幔深处外,尚有一部分“额外”来源,即认为来自海水硫酸盐及海底岩石中的硫化物,或来自岩浆通道附近的蒸发岩层,或由岩浆混合作用带来。5大陆环境斑岩铜矿形成环境的控制大地构造背景与演化对斑岩铜矿含矿岩浆的形成有明显的制约作用,Sillitoe［12］建立了经典斑岩铜矿板块构造模型,提出斑岩铜矿主要在板块俯冲背景下的主动陆缘钙碱性火成岩带中形成,金属来源与板块俯冲作用导致的岩浆活动有关。经典成矿模型大地构造背景为岛弧及陆缘弧环境外岛弧环境,成矿省主要分布于太平洋西岸,如印度尼西亚和菲律宾岛弧;而陆缘弧环境的经典成矿省则主要分布于太平洋东岸,如美国西南部的亚利桑那成矿省、墨西哥北部成矿省、智利北部成矿省和智利中部成矿省等［18］。大陆环境斑岩铜矿研究起步较晚,近年来中国许多矿床学家经研究发现国内斑岩铜矿大陆环境与大洋板块俯冲、板块消减作用无关,试图从大陆环境、成矿域等角度去解释。经仔细对比可以发现,两者都认为大陆环境斑岩铜矿是由板内构造岩浆活化作用或走滑断裂带作用导致深源花岗质岩浆上侵形成的［4～11］。形成于碰撞造山带及陆内环境的斑岩铜矿,不能用西方学者基于板块构造理论建立的经典斑岩铜矿成矿模型来解释,经典的斑岩铜矿成矿模型遇到了挑战。但是,无论是岩浆弧环境还是大陆环境,斑岩铜矿系统的发育均有3个关键的过程,即岩浆起源的深部过程、岩浆浅成侵位的输导系统和流体排放—金属淀积的伸展环境［3］。赵文津［93］从深部地球物理的角度,把安第斯斑岩铜矿带、冈底斯斑岩铜矿带和玉龙铜矿带进行了对比,认为要形成大型的斑岩铜矿至少需要6个基本条件:①有上地幔来源的高温岩浆热液的大量供给;②有区域性铜的萃取来源;③有上地壳的部分熔融层或者岩浆房;④地壳上层构造体系中的张性断裂;⑤围岩的化学性质对矿质沉淀是重要的;⑥构造的相对稳态期。岩浆弧环境、大陆环境具有相似的蚀变矿化模式与成矿物理化学条件,即面型蚀变分带,自岩体中心向外依次发育钾硅酸盐化、石英绢云母化、泥化带以及青磐岩化带。成矿流体均呈现出早期以岩浆水为主,晚期与大气降水混合、盐度降低。侯增谦等［4～10，89］基于青藏高原欧亚大陆碰撞过程形成的斑岩铜矿,提出“非弧”大陆环境斑岩铜矿的概念,并对其特征进行系统总结,强调下地壳与岩石圈地幔的拆沉与部分熔融及软流圈上涌对斑岩铜矿初始岩浆形成的贡献。由此可见,斑岩铜矿及其母岩浆可以形成于板块汇聚边缘的岛弧环境,也可形成于大陆内部非弧构造背景。产于大陆环境的斑岩铜矿在成矿环境与构造控制、含矿岩浆起源演化、成矿物质富集机制、深部过程与动力学机制诸方面与岩浆弧环境斑岩铜矿存在系统差异,据此,将大陆环境的斑岩铜矿称之为大陆型斑岩铜矿。不同构造背景与动力学机制下的含矿岩浆其地球化学特征有一定的差异。5.1斑岩铜矿的地球化学特征岛弧环境的含矿斑岩通常是钙碱性的,而陆缘弧环境的含矿斑岩多为高钾钙碱性,部分为钾质碱性和钾玄质,这种规律性或暗示岛弧与陆缘弧环境的含矿斑岩岩浆源区存在差异,或反映加厚陆壳对原始岩浆成分产生混染。岩石学、地球化学研究表明:碰撞造山环境斑岩铜矿,尽管因矿化类型不同,其含矿斑岩岩性略有差异外,主要为中酸性岩浆,为高钾钙碱性系列—钾玄武岩系列,岩性以花岗闪长岩—二长花岗岩—花岗岩为主,与陆缘弧环境含矿斑岩较为类似［17］。总体上,岛弧环境的成矿斑岩成分偏中性,而陆缘弧和大陆环境成矿斑岩偏酸性,反映穿过厚陆壳的长英质岩浆经历更充分的结晶分异作用。弧环境与大陆环境含铜斑岩的K2O含量差别反映了2类环境斑岩岩浆具有不同的起源和演化。岛弧环境的斑岩铜矿,过去通常认为含矿斑岩均为岛弧型长英质岩,其岩浆起源于被俯冲板片流体交代的地幔楔形区,岩浆熔体分凝上升并在相对封闭体系发生结晶分异和/或地壳混染,形成含矿斑岩。然而,最近的研究和不断增多的证据表明,许多含矿斑岩不是典型的岛弧岩石,它们多具有埃达克岩岩浆亲和性。一些大型斑岩铜矿含矿斑岩因具埃达克质特征或为埃达克岩而被普遍关注［92，93］。De-fant等［94］指出埃达克岩可以作为找矿标志来使用。张旗等［95］研究认为我国的斑岩铜矿大多与C型埃达克岩有关,而世界级斑岩铜矿多数与O型埃达克岩有关。我国许多学者也报道了一些与Cu-Mo-Au矿床有关的埃达克岩的地球化学特征［91，96～98］。埃达克质岩与Cu-Mo-Au矿床密切相关的原因是埃达克质岩浆与正常的长英质岩浆不同,其以高水含量、高氧逸度和富S为特征,因而成为斑岩铜矿的重要含矿母岩和金属硫的可能载体［99］。大陆环境含矿斑岩也经常具有埃达克岩亲和性［10］。具有高场强元素(HFSE:Nb,Ta,Ti和P)亏损和大离子不相容元素(LILE:Rb,K和Ba)富集特征。多数学者认为埃达克岩为斑岩铜矿的一种重要容矿岩石,Thieblemont等［45］统计了全球43个Au,Ag,Cu,Mo低温热液和斑岩矿床,发现其中38个与埃达克岩有关。冷成彪等［90］调研中国26个斑岩铜矿中有25个可能与埃达克岩有成因关系,且多数与玄武质下地壳熔融形成的埃达克岩(C型)有关。侯增谦等［91］通过对3个重要的斑岩铜矿带的综合研究和对比分析发现,最具成矿潜力的含矿斑岩不是典型的岛弧岩浆岩,而是具有埃达克岩亲合性。与岛弧环境的含矿斑岩相比,大陆环境含矿斑岩尽管显示岛弧型岩石所拥有的高场强元素亏损和大离子不相容元素。中国大陆环境斑岩铜矿含矿斑岩硅酸盐,但其岩浆起源与大洋板块的俯冲没有关系。大陆环境含矿斑岩也通常具有埃达克岩岩浆亲和性。与岛弧环境的含矿埃达克岩相比,大陆环境的含矿埃达克岩以高钾、低镁为特征。前者通常富Na,w(Na2O)/w(K2O)>118,后者通常富K,w(Na2O)/w(K2O)<112。这些系统差异表明,尽管2类环境的含矿斑岩均具有埃达克岩岩浆亲和性,但来自于显著不同的岩浆源区。前者的Sr-Nd同位素组成接近于MORB,而后者以高(87Sr/86Sr)i、低144Nd/143Nd为特征,明显偏离MORB。这些系统差异表明,尽管2类环境的含矿斑岩均具有埃达克岩岩浆亲和性,但来自于显著不同的岩浆源区。岛弧环境的含矿斑岩落入洋壳熔融形成的埃达克岩区域,而中国大多数斑岩铜矿容矿斑岩都落入玄武质下地壳熔融形成的埃达克岩区域。显然,决非所有的埃达克岩都伴有Cu-Mo-Au矿化,这意味着,埃达克岩成矿只是必要条件,而非充要条件。总之,中国大陆环境含矿岩浆系统与岩浆弧环境含矿岩浆系统在来源和特征上存在本质区别。大陆环境含矿岩浆通常来源于具有不同基底性质的地壳源岩,岩浆起源与陆下深部过程有关,而岩浆弧环境含矿岩浆起源于俯冲带流体交代的地幔楔形区,与大洋板块的俯冲作用密切相关。在中国大陆环境,含Cu(-Mo,-Au)岩浆通常来源于加厚的、新生的镁铁质下地壳,幔源物质通过不同方式(如底侵、渗流、交代)直接或间接地参与含Cu(Mo,Au)岩浆系统。含Mo岩浆通常来源于加厚的古老下地壳,而含Pb-Zn岩浆则起源于古老的中下地壳。含Au岩浆主体起源于陆内上地壳,但遭受不同程度的幔源岩浆混合和混入。5.2减少连接成矿的斑岩矿床带经典的斑岩铜矿成矿模型认为,在岛弧或陆缘弧系统,来自俯冲板片的脱水流体携带大离子不相容元素(LILE),上升交代地幔楔形区并诱发其熔融,产生幔源熔体,后者经历分离结晶和/或地壳混染,在地表喷发形成弧火山岩系,浅成侵位形成正常的钙碱性含矿斑岩体及斑岩铜矿系统［12，23］。侯増谦等［89］认为这个传统模式适用于智利北部规模较小的古新世—晚中新世斑岩铜矿带,但却不适用于规模巨大的晚中新世—早上新世斑岩铜矿带,更不适用于青藏高原碰撞造山带的斑岩铜矿带。目前主要提出的可能成因模式包括以下3点。5.2.1陆缘弧演化与岩浆活动俯冲洋壳板片部分熔融被广泛认为是形成埃达克岩的最理想模式,因为多数埃达克岩的地球化学特征指示其源区是一种相变为角闪榴辉岩或石榴石角闪石的玄武质岩石［94］。智利北部古新世以来,陆缘弧演化与岩浆活动受太平洋板块(Farallon板块)俯冲速率、角度和方向诸因素的约束［100］。在古新世—早中新世,Faral-lon板块以正常的俯冲速度和中等的俯冲角度向智利大陆边缘下部俯冲,诱发地幔楔形区的部分熔融,导致钙碱性弧火山活动和岩浆浅成侵位,形成小规模的斑岩铜系统和浅成低温热液金系统［22］。进入晚中新世,Farallon板块开始低角度、斜向、快速俯冲［24］,导致俯冲的洋壳板片直接熔融,形成埃达克质熔体［100］。该熔体在相对挤压应力场中上升侵位,并在一个相对封闭的体系中演化,发育成规模较大的斑岩铜系统。5.2.2区域地质构造及岩浆冈底斯斑岩矿床含矿斑岩具有埃达克岩岩浆亲和性,其岩浆来源被认为是俯冲的大洋板片部分熔融［91］。后修正了原来的初步看法,提出冈底斯斑岩铜矿带的埃达克岩岩浆更可能来源于因碰撞而加厚的藏南玄武岩下地壳,但新特提斯俯冲洋壳板片来源的可能性尚不能完全排除［89］。冈底斯斑岩铜矿形成于陆—陆后碰撞伸展时期(13~18MaBP),即青藏高原迅速抬升之后。横切碰撞造山带的南北向正断层系统,类似于岛弧环境下的横切弧的断层系统,成为埃达克质斑岩岩浆快速上升和就位的通道与场所,并使岩浆热液系统中大量含矿流体充分地分离而成矿。在青藏高原,榴辉岩为侏罗纪之前俯冲于地幔岩石圈深处的特提斯洋壳的变质产物,其部分熔融产生的埃达克质熔体在上升过程中与上覆富集地幔的岩浆熔体发生混合,形成含矿长英质母岩浆。简单的热估算表明,俯冲并堆积于大陆岩石圈地幔深处(100~200km)的古老洋壳板片,在青藏高原正常的地温下,将变质为榴辉岩相,但不会发生熔融。榴辉岩发生熔融所需的热量只能由下部软流圈提供。在高原地壳挤压增厚的情况下,变质的榴辉岩因地壳加厚而随地幔向下移动并达到其固相线温度,也有可能发生部分熔融。由于密度差异引起的榴辉岩堆积体的拆沉作用可能是软流圈物质上涌并提供巨大热量的有效机制［101］,榴辉岩堆积体部分熔融层因形成构造—热薄弱带,而成为软流圈物质置换上覆地幔物质的重要空间。因此,埃达克质熔体分凝后的熔融残余,因富含石榴子石而密度进一步加大,可能加速了榴辉岩堆积体的向下拆沉。拆沉所诱发的软流圈物质上涌过程导致了岩石圈地幔减薄,后者不仅引起地幔熔融形成钾质熔体,而且引起青藏高原快速隆升及随后的地壳伸展［102］。埃达克质熔体在经历了与钾质熔体的混合后上升侵位之后,长英质含矿熔体在相对封闭的系统中分异演化,在应力释放背景下(如走滑拉分盆地、正断层系统),含金属流体和岩浆硫从岩浆中充分分离出来,形成斑岩铜系统。将这种由拆沉作用所诱发的俯冲洋壳熔融成矿过程以拆沉—板片熔融模式表示。因此,与传统的斑岩铜矿成矿模式不同,在岛弧造山带,大洋板块低缓、快速、斜向俯冲和洋壳板片直接熔融以及埃达克质熔体封闭性演化,是安第斯中新世—渐新世巨型斑岩铜矿的主导作用,而在碰撞造山带,俯冲堆积的古老洋壳物质因密度差异而导致拆沉作用并诱发其部分熔融,由此产生的埃达克质熔体又与幔源熔体混合,是形成西藏冈底斯和玉龙斑岩铜矿带的动力学机制。5.2.3中新世含矿斑岩岩浆源区及深部地壳尽管西藏东部和南部的新生代埃达克岩形成于后碰撞环境,但有人认为它们产于老的(白垩纪前或白垩纪)滞留洋壳。侯增谦等［5］认为,青藏高原碰撞造山带俯冲并堆积于地幔岩石圈的古老洋壳物质的变质和拆沉,诱发了榴辉岩部分熔融,从而产生埃达克质熔体。高永丰等［103］认为西藏南部的中新世埃达克岩是滞留洋壳在后碰撞阶段部分熔融的产物,熔体在上升过程中与上覆交代地幔楔发生作用,使岩浆中K含量明显增高。通过对冈底斯铜矿带甲马、拉抗俄、南木、厅宫、冲江及洞嘎6个矿区含矿斑岩的全岩Nd,Sr,Pb,O同位素分析,曲晓明等［104］指出这些中新世含矿斑岩主要是白垩纪—古近纪俯冲到深部的雅鲁藏布江洋壳在榴辉岩相条件下的部分熔融产物,同时有少量俯冲沉积物参与了源区混合。考虑到江西东北部德兴的中侏罗世埃达克质斑岩和新元古(约1000MaBP)蛇绿岩套空间上的密切关系和铌同位素的相似,王强等［96］指出除拆沉的下地壳熔融外,其他机制(如残留)在地幔的新元古俯冲洋壳的部分熔融也可能产生这种斑岩。根据主、微量元素和NdO-SrO-Pb同位素地球化学研究,李伍平等［10