中国大陆环境斑岩型矿床 :基本地质特征 、岩浆热液系统和成矿概念模型

中国大陆环境斑岩型矿床包括斑岩型 Cu(-M o 、-A u) 、斑岩型 M o 、斑岩型 Au 和斑岩型 Pb-Zn 等矿床类型, 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, 在地球动力学背景、深部作用过程、岩浆起源演化、流体与金属来源等方面与岩浆弧环境斑岩型矿床存在重要差异。 在大洋板块俯冲形成的岩浆弧, 主要发育斑岩 Cu-A u 矿床或富金斑岩 Cu 矿( 岛弧) 和斑岩 Cu-M o 及斑岩 M o 矿床( 陆缘弧) 。相比, 在大陆碰撞带, 晚碰撞构造转换环境发育斑岩 Cu、Cu-M o 和 Cu-A u 矿床, 矿床受斜交碰撞带的走滑断裂系统控制, 后碰撞地壳伸展环境则主要发育斑岩 Cu-M o 矿床, 矿床受垂直于碰撞带的正断层系统控制;在陆内造山环境,早期发育斑岩 Cu-A u 矿床, 晚期发育斑岩 Pb-Zn 矿床, 它们主要沿古老的但再活化的岩石圈不连续带分布, 受网格状断裂系统控制;在后造山( 或非造山) 伸展环境, 则大量发育斑岩 M o 矿和斑岩 A u 矿, 它们则主要围绕大陆基底—克拉通( 或地块) 边缘分布, 受再活化的岩石圈不连续带控制。 大陆环境斑岩 Cu(-M o,-Au) 矿床的含矿斑岩多为高钾钙碱性和钾玄质, 以高钾为特征, 显示埃达克岩地球化学特性。 岩浆通常起源于加厚的新生镁铁质下地壳或拆沉的古老下地壳。上地幔通过三种可能的方式向岩浆系统供给金属 Cu( 和 Au) :①提供大批量的幔源岩浆并底垫于加厚下地壳底部, 构成含 Cu 岩浆的源岩;②提供小批量的软流圈熔体交代和改造下地壳, 并诱发其熔融;③与拆沉的下地壳岩浆熔体发生反应。 大陆环境含 M o 岩浆系统高 SiO ₂ 、高 K ₂ O, 岩相以花岗斑岩为主, 花岗闪长斑岩次之, 既不同于 Climax 型, 又有别于石英二长斑岩型 M o 矿床, 岩浆起源于古老的下地壳。 金属 M o 主要为就地熔出, 部分萃取于上部地壳。 大陆环境含 Pb-Z n 花岗斑岩多属铝过饱和型, 与 S 型花岗岩相当, 以高 δ¹⁸O( >10‰)和高放射性 Pb 为特征, S r-N d-P b 同位素组成反映其来源于中下地壳的深熔作用, 金属 P b-Z n 主要来源于深融的壳层。大陆环境含 A u 岩浆系统以富 B 花岗闪长斑岩为主, 常与矿前闪长岩密切共生。 Sr-N d-Pb 同位素显示, 含 A u岩浆主要来源于上部地壳, 但曾与幔源岩浆发生相互作用。金属 A u 部分来源于上地壳, 部分来源于地幔岩浆。大陆环境斑岩型矿床显示各具特色的蚀变类型和蚀变分带, 其中, 斑岩型 Cu(-M o,-A u) 矿热液蚀变遵循 Lo well and G uilber t 模式;斑岩型 M o 矿主要发育钙硅酸盐化、钾硅酸盐化和石英-绢云母化;斑岩型 P b-Z n 矿主要发育绿泥石-绢云母化和绢云母-碳酸盐化, 缺乏钾硅酸盐化;斑岩型 A u 矿强烈发育中度泥化。斑岩型矿床的成矿流体初始为高温、高 f O₂ 、高 S 、富金属的岩浆水, 由浅成侵位的长英质岩浆房在应力松弛环境下出溶而来, 晚期有天水不同程度地混入。Cu 、M o、Pb-Z n 通常沉淀于流体分相和流体沸腾过程中, 而 Au 则主要沉淀于岩浆-热液过渡阶段。

关键词:斑岩矿床;含矿斑岩;岩浆起源;动力学机制;成矿模型 ;大陆环境

斑岩型矿床, 作为金属 Cu 的最主要来源和Mo 、Au 等金属的重要来源, 构成了从斑岩型 Cu 、Mo 、Au 到斑岩型Cu-M o 、Cu-Au 以及斑岩型 Pb-Zn矿床的连续成矿谱系。其中, 斑岩型 Cu(-M o,-Au)矿床由于规模巨大而一直是矿床学家们经久不衰的研究课题 。大量资料表明, 有“俯冲带工厂”之称的岩浆弧( 岛弧和陆缘弧) , 是产出这些矿床谱系的最重要环境, 世界 范围 97 %的 大型-巨型斑岩 Cu(-M o,-A u) 矿床产于其中。岛弧环境的经典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, 主要产出斑岩型 Cu 和Cu-Au 矿床( 如印尼的 Ba tu H ijau 和菲律宾的Lepanto-FS E 等) ;而陆缘弧环境的经典成矿省则主要分布于太平洋的东岸, 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, 主 要 产出 斑 岩型 Cu-M o 矿 床 ( 如 智 利Chuquicamata、La Escondida 、El Teniente 矿床 ;阿根 廷 Bajo de la Alumbe ra、 M arte 等 矿 床 )。斑岩型 M o 矿床在裂谷环境虽有产出( 如C lam aix 型) , 但主体仍产出于岩浆弧, 特别是陆缘弧环境( 即石英二长岩型) 。

半个多世纪以来, 西方学者基于大量的地质观察和细致的综合研究, 建立了著名的岩浆弧斑岩铜矿成矿模型, 并在环太平洋带斑岩型矿床的勘查中实现了重大突破, 成为科学理论指导矿床勘查的典范。然而, 中国学者研究发现, 大陆环境, 特别是大陆碰撞带和陆内环境, 同样也是大型-巨型斑岩型矿床的重要产出环境( 图 1) 。例如,冈底斯和玉龙斑岩铜矿带产于青藏高原大陆碰撞带环境, 西亚特提斯斑岩铜矿带也产于中新世大陆碰撞带环境;秦岭巨型斑岩 M o 矿带产于秦岭大陆碰撞造山带内, 德兴特大型斑岩 Cu-Au 矿床和长江中下游斑岩 Cu-FeAu 矿床产于我国东部燕山期陆内环境。此外, 斑岩型 Au 矿( 如内蒙毕力赫斑岩 Au矿床) 和斑岩型 Pb-Zn-Ag 矿( 如江西冷水坑 Pb-Zn-Au 矿床) 也在燕山期大陆环境不断发现 。这些不争的地质实事表明, 斑岩矿床可大量产于非弧环境, 由此对经典的岩浆弧环境斑岩成矿模型构成了严重挑战。

本研究团队自 1998 起致力于青藏高原( 冈底斯和玉龙) 斑岩铜矿研究 。研究发现, 这些斑岩铜矿床虽然具有岩浆弧环境斑岩铜矿的蚀变-矿化特征, 但两者在地球动力学背景、深部作用过程 、岩浆起源演化、流体与金属来源等方面存在根本的差异, 据此初步提出了大陆碰撞带斑岩铜矿成矿模型。在国家自然科学重点基金资助下, 我们进一步将研究地域由大陆碰撞带扩展到陆内环境,将矿床类型由斑岩型 Cu 矿扩展到斑岩型 Mo, A u和 Pb-Zn-A g 矿床。本专集 8 篇论文系统论述了中国大陆环境不同类型斑岩 Cu-M o, Cu-Au, Mo, A u和 Pb-Zn-A g 等矿床的地质特征和成因认识。此外, 黄典豪等( 2009)报道了东秦岭造山带碳酸岩型 M o 矿床的最新研究成果;李振清等( 2009) 探讨了冈底斯斑岩铜矿带驱龙矿床的 Cu 同位素特征;张洪瑞等( 2009) 系统总结了特提斯斑岩铜矿带的基本特征, 江迎飞( 2009)综述了富金斑岩铜矿的研究进展。

为了使读者对中国大陆环境斑岩型矿床及其成因有一个概括性了解, 本文在详细综述岩浆弧环境斑岩铜矿理论认识基础上, 初步总结了大陆环境斑岩型矿床的基本地质特征 、含矿岩浆系统、热液流体系统和成矿系统特征, 讨论了大陆环境斑岩型矿床的深部过程和地球动力学背景, 提出了大陆环境斑岩型矿床的成矿概念模型和构造控制模型。

对于岩浆弧环境的斑岩型矿床, 前人已开展了大量的卓越研究  , 基本查明了含矿斑岩起源及构造控制机制 、岩浆浅成侵位及成矿流体的出溶过程、成矿流体的流动路径及演化过程、围岩蚀变的成因及空间分布规律, 以及成矿金属聚集 、运移及沉淀机制等事关矿床成因的重要科学问题。下面择其要点概述于下:

基本地质特征:斑岩型矿床通常按所含金属内容分为斑岩型 Cu 、M o 、Au 矿床, 以及斑岩 Cu-Mo 、Cu-Au 、Cu-M o-Au 等过渡类型矿床( 图 2a) 。Au > 0 .4 g/t 的斑岩铜矿称为斑岩Cu-Au 矿床, Au<0 .3="" g="">100 M t 矿石量) 、低品位(<1>

斑岩岩浆系统 :总体上, 与成矿有关的斑岩主要为钙碱性岩浆系列的中酸性岩, 其岩性变化于石英闪长岩-石英二长岩-花岗闪长岩-花岗岩之间( 图2b) 。其中, 陆缘弧环境的含矿斑岩主要为钙碱性系列, 少量为高钾钙碱性系列, 岩以花岗闪长岩和石英二长岩为主;而岛弧环境的含矿斑岩通常为典型钙碱性系列, 岩性以石英闪长岩为主, 少数为花岗闪长岩、石英二长岩和正长岩。

含矿钙碱性岩浆最早被认为是俯冲的大洋板片直接熔 融的 产物  。然而, 最近研究表明, 除少数具有埃达克质亲和性的钙碱性岩浆为年轻大洋板片直接熔融的产物外, 绝大多数的钙碱性岩浆是俯冲的大洋板片从蓝片岩相向榴辉岩相过渡时( 约 100 km ) ,发生大规模脱水作用, 释放的富含溶解物的流体交代上覆楔形地幔, 并诱发其部分熔融而形成的( 图3a) 。这种玄武质钙碱性岩浆通常在下地壳下部经历 MASH 过程( M AS H, 熔融、同化 、存储、均一) , 并在浅部地壳内发育长期稳定的岩浆房, 使金属元素得以富集, 成矿流体得以分凝排泄 。这些钙碱性岩浆之所以具有成矿的潜力, 大洋板片的脱水被认为是最为关键的过程, 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 H₂O 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  。高氧逸度条件下, S 则主要以硫酸盐的形式溶解于岩浆之中( 约 1 .5 %) , 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。

岩浆-热液系统 :斑岩矿床的形成, 要求大量的流体从浅成侵位的长英质岩浆房中出溶, 并沿尽可能小范围的围岩流动 、反应, 以增加矿化的强度。研究表明, 流体开始从岩浆中出溶 时常 以 较小 的 气泡 产 出, 对流上升至岩浆房或岩株顶部, 形 成流 体的 外壳 ( 图 3b) 。去气后的高密度岩浆, 将会下沉留下空间以便新鲜的 、富流体的低密度岩浆再次注入, 进而向外壳继续释放新的 流体和 热, 如此循 环, 直至岩 浆完全 固结。

从深部岩浆房( 温度约 700 ℃, 压力 ≥1 .2 kbar)出溶的流体, 通常是盐度为 10 % 左右的超临界流体。随着上升减压, 超临界流体常发生相分离, 形成高盐度富液相及低盐度富气相流体, 且后者因压力降低会快速稀释。高盐度液相是金属 Cu 、M o 等搬运的主要载体, 最近发现低密度气相高压下对金属的搬运作用也不可忽视。由于出溶流体盐度随压力的增加而增大, 而 Cu 的溶解度又随着流体盐度的增加而显著增大。因此, 较高的压力条件( 通常压力 ≥1 kbar, 即深度≥4 km) 非常有利于流体出溶时 Cu 向流体中富集。

动力学背景:大多数斑岩铜矿沿岛弧或陆缘弧分布的规律, 促使人们建立了经典的、斑岩铜矿起源的板块构造模型(图 2a) 。这些大型-超大型斑岩铜矿常成群出现, 反映成矿弧环境常具有特殊 的 动力 学 背 景和/或 地壳 结 构, Sillitoe( 1998) 首先意识到汇聚板块边缘的挤压构造背景对于形成斑岩铜矿床的重要作用, 体现为 5 种关键因素 :①挤压环境有效地阻止了岩浆直接穿过上地壳上升到地表形成火山岩;②挤压环境可形成比伸展环境更大的浅部岩浆房;③因挤压背景下浅部的岩浆房很难喷发, 促进了岩浆房的结晶分异, 进而导致了挥发分的饱和以及大规模岩浆热液的形成 ;④由于挤压条件下很难发育陡立的张性断裂, 有效地限制了在岩浆房顶部形成岩株( 枝) 的数量, 进而有利于岩浆热液向单个岩株( 枝) 的聚集 ;⑤挤压背景下常发生快速的抬升与剥蚀, 因快速剥蚀而产生的突然减压作用可有 效地促进 岩浆热液 的出溶和运 移。尽管如此, 这些矿床的定位常常受张性或张扭性构造控制, 如平行岩浆弧链的走滑断裂系统和/或切割岩浆弧的正断层系统控制。

本文所指的大陆环境, 主要包括大陆碰撞带环境和陆内环境。按威尔逊构造旋回, 大陆的形成演化通常经历大洋板块俯冲导致的增生造山过程 、陆-陆碰撞引起的碰撞造山过程以及板内挤压缩短和岩石圈减薄诱发的陆内造山和后造山或非造山过程。在我国境内, 不论是陆-陆碰撞产生的大陆碰撞造山带( 如青藏高原和秦岭造山带) , 还是以燕山期构造岩浆活化为特征的陆内造山环境以及以构造体制转换为标志的非造山或后造山伸展环境, 均产出大量的斑岩型矿床( 图 1 和 4) 。这些矿床以其产出的非弧环境, 区别于世界范围与大洋板块俯冲有关的岩浆弧环境斑岩型矿床。

2 .1 斑岩型 Cu-Mo 矿床

时空分布 :中国大陆环境斑岩型 Cu-M o 矿床集中产出于青藏高原( 图 5) , 并向西断续延伸至西亚中新世碰撞造山带, 构成世界级规模的特提斯-喜马拉雅斑岩铜矿巨型成矿带, 堪与安第斯巨型斑岩铜矿带媲美。在青藏高原, 至少发育两条斑岩铜矿带, 即藏东玉龙斑岩铜矿带和西藏冈底斯斑岩铜矿带。前者延续长达 300km , 由 4 个大型铜矿和众多含矿斑岩体构成, 金属铜储量在 1000万吨以上。该成矿带向北断续延伸至青海纳日贡玛, 向南经马厂氰延至云南哈博。其中, 玉龙斑岩铜矿以其巨大的金属储量( Cu :628 万吨) 和较高的品位 ( Cu :0 .99 %) 而得到广泛研究。该斑岩铜矿带与印-亚大陆主碰撞方向斜交, 受 NNW 向新生代大规模走滑断裂带控制( 图 5) 。斑岩带岩浆活动集中于 43 ～ 33Ma , 成矿年龄介于 40 ～ 35Ma 间, 成矿作用发育于印-亚大陆晚碰撞构造转换环境。后者沿冈底斯带东西延伸约 350km , 由几个大型铜矿和一系列小型矿床矿点构成, 金属铜资源量在2000 万吨以上, 具有世界级矿带的潜力远景。其中, 驱龙斑岩铜矿作为典型矿床, 其规模( Cu :780 万吨) 位居中国首位, 得到深入研究。该矿带产于印度-亚洲大陆主碰撞带, 矿床受近 NS 向正断层系统控制, 含矿岩浆活动集中于 18 ～ 12M a, 成矿年龄峰期在 15 ±2 Ma 左右, 形成于后碰撞地壳伸展环境。

基本特征 :中国大陆环境斑岩铜矿基本地质特征与世界范围斑岩铜矿具有广泛的类似性 。这些重要特征包括:①矿区侵入岩小体积( 直径<2km)>400 ℃) 、高盐度( 34 %～ 53 %NaCl) 岩浆水为主, 晚期混入大气水, 温度降低(<350>³⁴S 变化于 0 左右, 显示深源特征。

2 .2 斑岩型 Cu-Au 矿床

时空分布:大陆环境的斑岩型 Cu-Au 矿床主要产出于中国东部燕山期活化的扬子地块边缘( 图7) , 其中, 南缘发育江西德兴斑岩铜矿田( 图 8) , 北缘发育长江中下游成矿带的斑岩铜铁金矿( 图 9) 。德兴矿田由三个斑岩铜矿床组成, 铜储量达 600 万吨, 具有世 界级规模  。含铜斑岩锆石 S H RIMP 年龄介于 166 ～177M a, 岩 浆峰期年 龄为 171 ±3 Ma, 辉钼矿 Re-Os 年龄在 173M a。矿床受变质基底网格状断裂结点控制( 图7b) , 形成于中国东部燕山早期陆内造山环境。长江中下游成矿带的斑岩铜金矿主要产于鄂东( 铜山口) 、九瑞( 城门山、封三洞等) 、庐枞( 沙溪) 和宁镇( 安基山) 矿集区内, 以斑岩型 Cu-Au矿床为主( 如城门山 、封三洞矿床) , 斑岩型 Cu-Mo矿床次之( 如铜山口矿) 。可资利用的同位素测年资料表明, 含矿岩浆活动介于 150～ 106 M a, 成矿年龄介于 143 ～ 106 Ma, 成矿作用发育于后造山崩塌环境。

基本特征:得益于国内矿床学家的长期研究, 中国大陆环境斑岩 Cu-Au 矿床的基本特征已基本清楚, 主要表现为:①与 Cu-Au 矿化有关的斑岩主要为花岗闪长岩和石英闪长岩, 很少出现与 Cu-Mo 矿化有关的花岗斑岩, 且岩石具有埃达克岩的亲和性, 显示出深源的特征;②含矿斑岩多呈直立( 如城门山) 或陡倾斜( 如德兴) 的小岩株产出, 岩体三维形态明显受矿区尺度的构造控制, 且一个矿区多出现多个斑岩侵位中心( 如德兴) , 显示出斑岩侵位时局部地壳伸展的构造背景 ;③斑岩 Cu-Au 矿床对围岩没有选择性, 既可为元古界的变质岩, 也可为古生代的沉积岩, 不过, 区域古生代碳酸盐地层的大面积出现,致使含矿斑岩接触带及外围常具有特征的夕卡岩矿化( 如城门山) ;同时, 围岩与含矿斑岩截然不同的岩性, 使得区域的斑岩矿床常具有明显的蚀变分带;④典型斑岩矿床常出现的蚀变类型( 钾硅酸盐化、石英-绢云母化 、泥化及青磐岩化) , 在本区的斑岩 Cu-Au 矿床中均有出现 。不过, 就单个矿床来说, 常缺少一种或多种蚀变类型。如德兴矿床的蚀变以石英-绢云母化和绿泥石-伊利石-水云母化为主, 早期的钾硅酸盐化不发育;城门山矿床蚀变主要为钾硅酸盐化、钙硅酸盐化( 即夕卡岩化) 和泥化, 缺少石英-绢云母化和青磐岩化;沙溪矿床的蚀变则主要以钾硅酸盐化 、石英-绢云母化和青磐岩化为主, 缺少泥化;整体上, 本区斑岩 Cu-Au矿床热液蚀变遵循典型斑岩矿床蚀变分带模式, 不过, 本区最大的斑岩矿床,德兴铜矿却呈特征的 、以接触带为中心的蚀变分带模式;⑤Cu-Au 矿化主要产于斑岩体之中, 形成于钾硅酸盐化阶段。不过, 本区最大的德兴铜矿的 Cu-Au 矿体则主要产于围岩之中, 形成于石英-绢云母化阶段 ;相应的, 矿体形态也有两种主要类型, 多数呈筒状, 而德兴则呈特征的空心筒状;除少数矿床发生次生富集形成赤铜矿等特征次生矿物外, 各矿床的深成矿化特征较为相似, 矿石矿物主要为黄铁矿 、黄铜矿、辉钼矿 、斑铜矿、磁铁矿 、赤铁矿、方铅矿及闪锌矿等, 金多以自然金的形式产于硫化物之中;⑥成矿流体及金属主要来自岩浆, 引起矿床早期钾硅酸盐化蚀变的流体明显为高温岩浆热液, 而引起晚期石英-绢云母化的岩浆热液中则混入了大量雨水.

2 .3 斑岩型 Mo 矿床

时空分布 :大陆环境斑岩钼矿主要产于华北克拉通南缘的东秦岭地区及北缘的燕辽地区, 尤其以矿床多 、规模大的东秦岭地区( 即东秦岭斑岩钼矿带) 最为著名 。东秦岭钼矿带呈北西 —南东向展布,西起陕西洛南, 东至河南栾川, 长约 250 km , 宽近20 ～ 30 km , 矿带东段局部可宽至 50 ～ 60 km ( 图10) 。矿带整体受区域尺度的北西—南东向深大断裂控制, 南界被黑沟-栾川断裂严格限制( 图 10) , 北界界限不清, 石门-马超营深大断裂沿矿带中部横穿, 将矿带分为南、北 2 个亚带。带内已发现的矿床有金堆城 、上房沟 、南泥湖 、三道庄 、夜长坪、鱼池岭 、东沟 7 个超大型矿床, 以及木龙沟 、石家湾 、木龙沟、银家沟、雷门沟 、白庙沟等众多大中型矿床 。按赋矿岩体性质的不同, 这些钼矿床又可细分为两类:①与小岩体有关的斑岩钼矿:较早识别的斑岩钼矿类型, 蚀变特征与 Clim ax 型钼矿较为类似, 带内绝大多数钼矿属于此类, 如金堆城、南泥湖、上房沟等;②与大岩体有关的斑岩钼矿 :最近刚被发现的斑岩钼矿类型, 以产于合裕岩体中的鱼池岭钼矿为代表, 矿床的形成可能因岩浆不断结晶分异所致( 徐道学等, 未刊资料) , 与 Climax 型钼矿具有明显的成因差异, 同时也具有许多不同的蚀变及矿化特征 。在矿区尺度, 成矿有关的小岩体和大岩体, 常产于北西向及北东向两组构造的交汇部位，明显受两者联合控制。东秦岭斑岩钼矿带成矿年龄目前已得到较好地控制, 除东沟矿床较为年轻外( 116 .5 ～ 115 .5 M a) , 其余均集中于 130 ～ 145 M a 之间, 显示出成矿的一致性。

基本特征:大量的资料显示, 东秦岭斑岩钼矿床的基本特征具有广泛的相似性, 主要表现为:①与成矿有关的斑岩除少数为花岗闪长岩外( 如木龙沟) ,绝大多数为高 SiO₂ ( >70 %) 、富 F 、过碱( N₂ O + K₂ O >8 %) 的花岗岩( 侯增谦等未刊数据) , 暗示可能具有统一的岩浆源区;②除鱼池岭等与大岩体有关的矿床较为复杂外, 其他矿床的含矿斑岩相对简单, 多为单一的 、呈较小体积产出的岩株, 岩株的形态受矿区尺度的构造控制( 图 11) , 多呈直立或陡倾斜的筒状, 且岩体顶部常发育记录岩浆-热液过渡过程的单向固结结构( 夜长坪 、金堆城等, 杨志明未刊资料) ;③Mo 的矿化对围岩基本没有选择性, 既可为安山岩等火山岩, 也可为大理岩、角岩、细碧岩等变质岩, 以及白云岩、碳酸盐等沉积岩;而矿床金属组合的差异主要因含矿斑岩的性质不同而致, 高SiO₂( >70 %) 的斑岩常对应 Mo 及 M o-W 组合, 二长花岗-花岗闪长斑岩常形成 M o-Fe 组合, 而 M o-多金属组合则常与富 K₂O( >5 %) 斑岩有关;④典型斑岩铜矿系统中蚀变类型在东秦岭钼矿中均有发育。由于含矿斑岩富 F 的特征,大大拓展了矿床的岩浆-热液过渡过程, 使得矿床具有比斑岩铜矿系统强烈得多的钾硅酸盐化蚀变;同时, 由于围岩中碳酸盐地层的大量出现, 区内矿床的钙硅酸盐化( 及夕卡岩化) 强烈发育;整体上, 蚀变遵循典型斑岩铜矿蚀变分带模式, 由岩体中心向外围依次为钾硅酸盐化、石英-绢云母化及青磐岩化, 但泥化不发育 ;⑤M o (-W-Fe) 矿化在斑岩体内部及围岩中均有发育, 矿体形态因矿化类型的不同而具有明显差异, 斑岩型矿化的矿体一般为筒状( 图11) , 如金堆城、鱼池岭, 而夕卡岩型矿化的矿床则常呈似层状、透镜状, 受接触带的形态控制明显;矿化一般呈脉状 、细脉状的形式产出, 主要发生在石英-绢云母化阶段, 不过, 钾硅酸盐化阶段也有少量产出;矿石矿物主要为黄铁矿、辉钼矿等, 其次为白钨矿、磁铁矿、黄铜矿 、闪锌矿、方铅矿 、磁黄铁矿等;⑥成矿金属及 S 等主要来自岩浆, 多个矿床产出的单向固结结构是流体出溶的较好记录, 与矿床早期钾硅酸盐化的流体主要为高温的岩浆热液, 而石英-绢云母阶段则混入了部分雨水。

2 .4 斑岩型 Au 矿床

时空分布:中国大陆环境斑岩金矿目前仅在内蒙古镶黄旗有少量发现, 代表性的矿床主要有哈达庙和毕力赫;两者相距约 10km , 整体位于华北板块北缘白乃庙-镶黄旗成矿带内中生代陆相火山盆地的东南部( 图12) , 多组近 EW 向断裂和 N E 向断裂的交汇部位 。斑岩体的就位受 NW 向( 如毕力赫) 或 EW 向( 如哈达庙) 等次级断裂控制。与成矿有关斑岩的形成时限目前尚未得到有效控制, 不过, 依据穿插关系可知, 斑岩的形成应晚于矿床最年轻的围岩 ———玛尼吐组( 约 140 M a) , 至少在晚侏罗世之后 。显然, 此时区域已进入陆内伸展阶段。

基本特征:尽管中国大陆环境的斑岩金矿数量不多, 但其基本特征已基本明朗, 主要表现为 :①与成矿有关的斑岩并非普通的钙碱性岩浆, 而为富 B的钙碱性系列, 岩石组分变化于花岗闪长岩-二长花岗岩之间( 杨志明等, 未刊数据) ;此外, 因岩石富 B,单向固结结构在两个矿床均有出现;②含矿斑岩多呈直立或陡倾斜的小岩株( 枝) 产出, 形态受矿床尺度的地层及构造所控制 ;单个矿床常具有多个矿化中心( 图 12) , 显示斑岩就位时区域相对伸展的构造背景;③矿床的围岩相对简单, 主要为中酸性的火山岩 、火山碎屑岩及侵入岩;④围岩蚀变因矿床不同,具有较大差异:哈达庙矿床的蚀变特征与典型斑岩矿床较为类似, 钾硅酸盐化、石英-绢云母化 、青磐岩化均有发育, 而毕力赫矿床的围岩蚀变则相对独特, 主要为伊利石 +绿泥石化为主, 缺少由高温岩浆热液形成的钾硅酸盐化;此外, 电气石化的广泛发育, 是本区斑岩金矿的一大特征, 可能因含矿斑岩富 B 所致;⑤矿体主要产于含矿斑岩体的顶部( 如毕力赫) 及与围岩的内接触带( 如哈达庙) 中, 其形态完全受岩体的形态控制( 图 13) ;因矿床不同, Au 矿化的形式具有极大差异, 哈达庙矿床中的金主要产于石英-绢云母化阶段形成的石英-硫化物脉中, 以自然金、银金矿的形式赋存于脉中的黄铜矿、黄铁矿等硫化物内;而毕力赫矿床中的金则主要产于岩浆结晶过程中形成的单向固结结构中, 以自然金的形式 、呈串珠状赋存在石英中( 杨志明等, 未刊资料) ;除自然金、银金矿外, 两矿床中常见的矿石矿物还有白钨矿 、黄铜矿 、闪锌矿、黄铁矿、斑铜矿等, 但与弧环境的斑岩金矿床相比, 大陆环境的这些斑岩金矿中的硫化物含量要少的多;⑥大量单向固结结构、特别是毕力赫矿床矿化的单向固结的发现, 表明成矿金属( Au) 来自岩浆 ;同时, 与成矿有关的流体因矿床不同有较大差别, 哈达庙矿床的成矿流体为出溶的岩浆热液, 而毕力赫矿床成矿则与流体关系不大 。

2 .5 斑岩型 Pb-Zn-Ag 矿床

时空分布 :大陆环境的斑岩型 Pb-Zn-Ag 矿床首推江西冷水坑特大型矿床, 产出于扬子与华夏地块元古代会聚边缘南侧的武夷隆起区( 图 5) , 即华夏陆块北缘, 分布于燕山期火山断陷盆地边缘, 受 NE 和 NNE 向逆冲推覆构造( 断裂) 及其与 NW 向张性断层交汇部位控制(图 14) 。含矿岩体为超浅成侵位的长英质斑岩系统, 最新的锆石 SH RIM P 测年和全岩 Rb-Sr定年资料表明, 含矿岩浆系统形成于 159 ～ 162 Ma,热液蚀变矿物绢云母³⁹ A r/⁴⁰ Ar 年龄为 163 ±1Ma, 证明冷水坑矿体成岩成矿作用发生于燕山中期, 稍晚于德兴斑岩铜矿成矿期, 成矿作用发育于中侏罗世( 172 ～ 159 M a) 陆内造山环境。

基本特征:尽管冷水坑式斑岩 Pb-Zn-Ag 矿床的总体特征与斑岩型 Cu 矿有诸多相似之处, 但有其独特性。主要表现在:①含矿岩体受逆冲推覆构造控制, 超浅成侵位, 以大量发育隐爆角砾岩为特征( 图 14) ;②含矿斑岩, 即花岗斑岩, 常常与非矿石英正长斑岩( 流纹斑岩) 和矿后钾长花岗斑岩“三位一体”, 密切共生( 图 14) 。含矿斑岩主要为高钾钙碱性和钾玄岩系列, 以高钾、高硅和铝过饱和为特征;③热液蚀变不具明显的钾硅酸盐化蚀变, 但发育大量的铁锰碳酸盐化蚀变, 显示一定的蚀变分带, 从岩体中心向外依次为绿泥石绢云母化带※绢云母化碳酸盐化硅化黄铁矿化带 ※碳酸盐化绢云母化带( 图 15) ;④矿化以斑岩型银铅锌矿化为主, 下覆层控叠生银铅锌矿化次之 。斑岩型矿化具有分带性:铜( 金) 矿化主要产于斑岩体近根部带, 铅锌矿化位于斑岩体内带, 银铅锌矿化位于岩体前缘及接触带 。矿石以浸染状和细脉浸染状为主, 似层状和细脉状矿石次之;⑤主要矿石矿物组合为黄铁矿 、闪锌矿 、方铅矿、螺状硫银矿 、自然银等 ;⑥初始成矿流体主要来自斑岩岩浆系统, 成矿流体温度 相对较低 ( 180 ～ 360 ℃) , 中低盐度( 5 .7 %～ 9 .4 %NaC leq) , 反映成矿期成矿流体有大量天水贡献。

根据中国大陆环境含矿斑岩的岩石地球化学特征 、Sr-Nd-Pb 同位素组成以及矿化金属组合, 可以识别出 4 套不同的含矿斑岩岩浆系统 。

3 .1 含 Cu(-Mo,-Au) 岩浆系统

3 .1 .1 岩石地球化学特征

中国大陆环境含 Cu(-Mo,-Au) 岩浆系统, 包括青藏高原大陆碰撞带的含矿斑岩以及中国东部德兴和长江中下游含矿斑岩 。该岩浆系统岩石多为高钾钙碱性的和/或钾玄质中酸性岩, 尤以高 K 明显区别于岩浆弧环境钙碱性系列的含铜斑岩( 图 16a。其中, 玉龙含矿斑岩主体为钾玄质的, 德兴含矿斑岩为高钾钙碱性的, 冈底斯含矿斑岩介于两者之间, 长江中下游含矿斑岩SiO₂和 K₂O 含量变化较大, 自钙碱性到钾玄质均有发育( 图 16a) 。不同环境岩浆 K₂O 含量差别反映它们具有不尽不同的起源和演化过程 。

大陆环境含 Cu 斑岩的 REE 配分型式以较明显的 LREE/ H REE 分馏( La/Yb =17 .2 ～ 63 .9 之间) 和无 Eu 负异常为特征( 图 17a) 。虽然其显示岛弧型岩石所拥有的高场强元素( H FSE :Nb, Ta, Ti, P) 亏损和大离子不相容元素( LILE :Rb, K, Ba) 富集特征( 图 17b) , 但其岩浆起源与大洋板片俯冲没有直接关系。大陆环境含 Cu 斑岩通常具有埃达克岩( adakite ) 岩浆亲合性。在中国东部,不论是产于扬子地块南缘的德兴铜矿区, 还是扬子地块北缘的长江中下游成矿带的斑岩铜矿区( 铜山口 、安基山) , 其含矿斑岩 Y 含量变化于 7 .5 ×10^-6 ～ 16 .9 ×10^-6 间, Sr/ Y 比值变化于 39 ～ 144 之间, La_N/Yb_N比值变化于 16 ～ 61 之间, 均显示埃达克岩特征( 图 18) 。在青藏高原大陆碰撞带, 不论是玉龙斑岩铜矿带, 还是冈底斯斑岩铜矿带, 其含矿斑岩的 Y 变化于 2 .9 ×10^-6 ～ 16 .7 ×10 ^-6 间, Sr/ Y 比 值 变 化 于 19 ～ 186 之 间,La_N/Yb_N 比值变化于 16 ～ 65 之间, 也同样显示典型的埃达克岩特征( 图 18) 。

然而, 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( 图 16b) 。前者通常富钠, N a₂ O/K₂O >1 .8, 后者通常富钾, Na₂O/K₂O<1 .2="">⁸⁷S r/⁸⁶S r) i 、低¹⁴⁴ Nd/¹⁴³ Nd 为特征, 明显偏离 MO RB( 图 19) 。岛弧环境埃达克岩的 Pb 同位素组成以低放射性 Pb 为特征, ²⁰⁷ Pb/²⁰⁴ Pb 值通常不超过 15 .55 , 大陆环境埃达克岩则与之相反, ²⁰⁷ Pb/²⁰⁴Pb 多数大于 15 .55( 图 20) 。这些系统差异表明, 尽管两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。

3.1 .2 岩浆起源演化

中国大陆环境含 Cu 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。侯增谦等( 2007) 识别出三类不同的岩浆源区, 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 。

新生的加厚下地壳的部分熔融:来自这种新生的加厚下地壳部分熔融的埃达克质熔体, 以冈底斯铜矿带含矿斑岩为代表 。其可信的证据包括 :①冈底斯含矿斑岩相对高 K 而非高 N a, 相对高 Rb/Sr, Ba/Sr 比值, Sr-Nd 同位素组成明显偏离 MO RB( 图19) , 证明其不可能来自白垩纪末俯冲的新特提斯大洋板片, 只能来自碰撞加厚的西藏下地壳;②冈底斯含矿斑岩S r-Nd 同位素成分, 既偏离M ORB, 又不同于古老的下地壳, 而是处于 M ORB 与下地壳混合线上( 图19) , 这种特征要么反映加厚下地壳物质遭受软流圈物质渗透交代, 要么反映加厚下地壳是一种新生的镁铁质物质;③含 Cu 斑岩岩浆锆石 H f 同位素组成(εHf ) 变化于 +4 .6 ～ +6 .9( 玉龙含 Cu 斑岩) 到+6 .2 ～ +9 .9( 冈底斯含 Cu 斑岩) ( 图 21) , 反映岩浆源区为镁铁质下地壳;④在喜玛拉雅东西构造结, 已经发现折返地表的古新世榴辉岩及石榴石麻粒岩和石榴石辉石岩, 证实青藏高原的镁铁质加厚下地壳确已相变成榴辉岩和角闪榴辉岩 ;⑤地球物理探测表明,平均厚达 65 ～ 75 km 的冈底斯带深部 60km 处, 存在一个厚约 14 ～ 20 km 的高速层( Vp =7 .2 ～ 7 .5km/s), 被解释为高密度( >3 .0 g/cm³ ) 的高压含石榴石镁铁质岩, 可能是通过镁铁质岩浆大规模底侵作用形成的。这些证据表明, 印度-亚洲大陆强烈碰撞期前, 玄武质岩浆在下地壳底部大规模底侵, 形成了厚达 10 余 Km 的高密度含石榴石镁铁质岩层, 为冈底斯含矿斑岩岩浆提供了源区 。

玉龙铜矿带含矿斑岩的岩石地球化学特征与之类似, 也以高 K₂O 、高⁸⁷Sr/⁸⁶ Sr 、低 εNd 、正εHf 为特征( 图 21) , 在图 19 中也介于 M ORB 与古老下地壳之间 。尽管对玉龙含矿斑岩成因尚有不同认识, 但越来越多的证据表明, 含矿斑岩岩浆来源于加厚下地壳的镁铁质部分, 或者来源于经历过软流圈物质添加的壳/幔过渡带。

总之, 产于大陆碰撞带环境的含矿斑岩, 起源于新生的加厚下地壳。由于幔源物质不同程度、不同方式的添加作用, 致使新生的下地壳成分有别于古老的下地壳, 成为含矿埃达克岩浆的重要源岩( 图 22a) 。

软流圈物质注入的加厚下地壳部分熔融:来自这种被软流圈物质注入和交代的下地壳的含矿埃达克质熔体, 以德兴含矿斑岩为代表。王强等( 2004a)和 Wang 等( 2006) 提出, 这套埃达克质岩浆来源于拆沉的下地壳部分熔融, 但在上升过程中与上覆的地幔岩石圈发生反应。其主要依据是含矿斑岩具有相对较高的ε_Nd值( 1 .8 ～ -1 .14) 和较高的 M g #( 48 ～ 53) 。然而, 这一解释似乎与现有地质事实不符。我们之所以强调其来源于被软流圈物质注入和交代的加厚下地壳, 主要基于以下基本事实:①在下扬子, 早侏罗世的岩浆间断( 190 ～ 180M a) 和中晚侏罗世的大规模逆冲推覆构造表明, 侏罗纪时期陆内造山作用导致了地壳缩短和加厚, 据估计, 地壳加厚厚度达 10 ～ 20 km, 而岩石圈厚度减薄至 60 ～ 80km  ;②与德兴含矿斑岩岩浆活动相伴产出少量的幔源岩浆岩, 呈小体积、大范围分布, 指示了中侏罗世的软流圈和岩石圈地幔异常活跃。可资利用的地球物理资料显示, 软流圈发生大规模上涌和热侵蚀。因此, 我们认为, 在中侏罗世陆内造山期, 来自软流圈的小批量的岩浆沿地幔薄弱带上侵,并注入和添加到加厚的下地壳, 同时对其进行强烈交代, 可 能形 成 了含 一定 量 幔源 组 分的 新 生( juv enile) 下地壳, 为埃达克岩浆提供了理想的物源和热源( 图 22b) , 其部分熔融产生了具有较高 ε_Nd 值和较高 Mg #的含矿埃达克质岩浆。

拆沉下地壳的部分熔融 :属于此类的含矿埃达克岩包括长江中下游成矿带的城门山斑岩( 153 ～ 118 M a) 、封三洞斑岩( 149 ～ 138 M a) 、铜山口斑岩( 143 M a) 、铜陵斑岩( 150 ～ 120M a) 和安基山斑岩( 123 ～ 106Ma) 。其主要证据包括 :①岩浆活动时限与中国东部构造机制转折( ～ 140M a) 和岩石圈巨大减薄峰期时限( 140 ～ 100M a) 相吻合;②埃达克质含矿斑岩的形成, 与地壳减薄事件( 减薄达 10km ) 及裂陷盆地发育相对应;③含矿斑岩 Sr-Nd 同位素组成反映了更多的下地壳物质贡献, 但仍显示地幔物质贡献的印迹( 图 19) ;( 4) 含矿斑岩的 M gO 和 Mg #明显偏高, 反映埃达克质岩浆在上升侵位途中曾与地幔橄榄岩发生相互作用( 图 22c) 。

总之, 中国大陆环境含 Cu 岩浆系统以高钾为特征, 主体来源于加厚的下地壳的部分熔融 。幔源组分以不同的方式和不同的比例加入到含矿的岩浆系统中 。从威尔逊构造旋回看, 从碰撞造山, 经陆内造山, 到后造山伸展( 或非造山) , 含 Cu 岩浆的起源深度逐渐减小, 反映了软流圈的不断上涌-侵蚀过程, 乃至岩石圈大规模拆沉过程( 图 22) 。

3 .2 含 Mo 岩浆系统

3 .2 .1 岩石地球化学特征

中国大陆环境含 M o 岩浆系统, 以秦岭造山带含 M o 斑岩为代表 。该岩浆系统以较高的 SiO₂ 含量有别于大陆环境含 Cu 岩浆系统, 岩性以花岗斑岩为主, 花岗闪长斑岩次之。岩石相对高 K 和 F,多属高钾钙碱性的和/或钾玄质系列( 图 16) , 明显区别 于岩浆 弧环境 石英二 长岩 型含 Mo 斑岩。

中国大陆环境含 M o 斑岩的 REE 配分型式与含 Cu 斑岩类似( 图 17c) , 其蛛网图显示 Ti 、P 、Nb 、Ta 等 H FSE 相对亏损, 而 K, Ba, Rb 等 LILE 相对富集( 图 17d) , 这或者暗示其岩浆源区相对富水, 或者反映岩浆源区可能遭受过俯冲带流体的交代作用 。根据含 M o 斑岩的 REE 配分型式和 Y 含量,可将其分为三组:

( 1) 无 Eu 异常含 Mo 岩石 :包括秦岭钼矿带之石家湾花岗闪长岩 、鱼池岭花岗岩及花岗斑岩、罗村花岗岩和白庙沟花岗斑岩, 主要呈岩基产出, 少量呈岩瘤产出。它们以较为平直的 LREE 富集型配分型式( La/Yb =14 .8 ～ 95 .8 之间) 和无或弱 Eu 异常为特征( 图 17c) 。这些斑岩具有较低的 Y ( 6 .8 × 10^-6 ～ 16 .1 ×10^-6) 和 Yb 含量( 0 .43 ×10^-6 ～ 11 .8 ×10^-6, 其 S r/Y 变化于 27 .5 ～ 216 .2, La_N/Yb_N变化于 12 ～ 78 之间, 处于埃达克岩区域( 图 18) , 显示埃达克岩地球化学亲和性。

( 2) M REE 亏损型含 M o 斑岩 :包括秦岭钼矿带之金堆城花岗斑岩( 少量) 、上房沟花岗斑岩、南泥湖花岗岩和黄水庵花岗斑岩等, 主要呈孤立的含M o 岩瘤产出 。这些斑岩高 Si( SiO₂ >72 %) 、低 Al ( A l₂O₃=9 .0 %～ 13 .8 %) , 明显亏损 M REE, 显著负 Eu 异常( 图 17c) 。虽然部分岩石也相对低 Y, 处于埃达克岩区, 但因其显著亏损 Eu, 并明显贫 Al,而明显地区别于典型的埃达克岩。

( 3) 高 Y 含 M o 斑岩:包括秦岭钼矿带之金堆城花岗斑岩( 主体) 、罗村花岗岩、木龙沟花岗岩和白庙沟花岗闪长岩 。其 REE 总量变化较大, 配分型式呈 LREE 富集型, 有程度不同的 Eu 负异常, Y 含量较高, 变化于 17 ×10^-6 ～ 107 ×10^-6之间, 在 S r/YY 图中, 明显偏离埃达克岩分布区( 图 18) , 显示典型的壳源特征。

图 19 展示了中国大陆环境含 M o 斑岩的 SrNd 同位素组成, 其( ⁸⁷ S r/⁸⁶ Sr ) i 变化于 0 .6931 ～ 0 .7329之间, 而 εNd 值变化于 -12 .4 ～ -18 .4 之间, 多数样品位于亏损地幔与古老下地壳两元混合线附近, 但明显集中于下地壳端元( 图 19) 。 可资利用的铅同位素资料表明, 其²⁰⁶ Pb/²⁰⁴ Pb 变化于 17 .12 ～ 18 .13, 平均 17 .40, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb 变化于 15 .14 ～ 15 .54, 平均 15 .38, ²⁰⁸ Pb/²⁰⁴ Pb 变化于 37 .35 ～ 38 .05, 平均 37 .67 , 表明 Pb 同位素组成变化不大, 具有相同的铅源。在图 20 中, 来自斑岩的钾长石和方铅矿集中分布于下部地壳区, 处于或接近于中国东部再活化的克拉通构造区。

3 .2 .2 岩浆起源演化

对于中国大陆环境含 M o 岩浆起源, 似乎有这样一种流行的观点, 即认为含 M o 岩浆主要起源于下地壳的部分熔融, 但均强调有地幔物质贡献, 其主要证据是有限的岩石地球化学资料和岩石矿石铅同位素资料。然而, 我们最新的同位素资料表明, 含 Mo 岩浆的确起源于加厚的古老下地壳, 但没有确切的证据证明地幔物质以某种形式( 如底侵 、交代 、混合) 贡献于含 M o 岩浆系统。下列证据可以给予佐证:①秦岭碰撞造山带现今地壳厚度约 32 ～ 40km, 但中生代的强烈碰撞造山和地壳缩短至少可将地壳加厚至 45 ～ 50km ;②在秦岭斑岩钼矿带, 呈岩基产出的含 M o花岗岩, 具有埃达克岩亲和性, 且以高 K 为特征, 反映其岩浆起源于 加厚的下地 壳, 并就位于地壳浅部进行分异 ;③含 Mo 岩浆以更小的 ε_{N d} 值( -12 .4 ～-18 .4之间) 和更高的⁸⁷S r/⁸⁶ Sr 值( 0 .7077 ～ 0 .7629之间) 区别于含 Cu 岩浆, 其 Sr-Nd 同位素组成反映加厚的下地壳是古老的, 而非新生的, 没有地幔物质作为新生组分加入其中 ( 图 19) ;④含 M o 斑岩的Pb 同位素组成虽然接近地幔组成, 但均变化于下地壳范围内( 图 20) ;⑤呈孤立岩瘤产出的含 M o 斑岩, 虽然具有埃达克岩所特有的低 Y 和低 Yb 特征,但明显亏损 M REE, 具有显著 Eu 负异常( 图 17c) ,反映含 M o 斑岩可能是埃达克质岩浆发生了富含M REE 的角闪石和富 Eu 的斜长石的强烈分离结晶的产物, 暗示地壳上部发育稳定的 、强烈分异的大型岩浆房, 并分凝出大量成矿流体.

3 .3 含 Pb-Zn 岩浆系统

大陆环境含 Pb-Zn 岩浆系统以中国东部冷水坑含矿斑岩为代表。含矿斑岩 SiO₂变化于 65 .97 %～ 76 .39 %之间, A l₂ O₃ 变化于 12 .01 %～ 19 .62 %之间, K₂O +Na₂ O 变化于 4 .28 %～ 9 .48 %, A l₂ O₃ >( K₂O +Na₂ O +CaO) , 属于铝过饱和型。岩石以高 K( K₂O :4 .17 %～ 8 .25 %) 为特征, 显示钾玄岩系列特征( 图 16) 。含 Pb-Zn 斑岩A/KNC 变化于 1 .18 ～ 3 .86 之间, K/( K +Na) 比值多数在 0 .89 ～ 0 .98 之间, 与 S 型花岗岩相 当。 岩石 Fe₂ O₃/( Fe₂ O₃+ FeO) 变化于 0 .5 ～ 0 .8 之间, 表明含矿斑岩具有中高氧化状态。

冷水坑矿田含矿花岗斑岩相对富集 Pb 、Rb 、Th 、U, 相对亏损 S r、Ba 、Ti 、P, 与含 M o 斑岩大致相当( 图 17f) 。其 Nb/Ta 比值为 11 .44 ～ 15 .67, 与地壳 Nb/ Ta 值( 7 ～ 11) 相近, 反映其地壳来源特征。含矿花岗斑岩 REE 配分型式呈LREE 富集右倾型, La/Yb 变化于 9 .1 ～ 11 .2 间, Eu 负异常显著( δEu :0 .38 ～ 0 .51) , 总体上与矿区伴生的流纹斑岩和石英正长斑岩相当, 与区域上前震旦系片麻岩的稀土配分型式相似( ( 图 17e) , 暗示它们起源于地壳深熔作用。

冷水坑含矿斑岩长石²⁰⁶ Pb/²⁰⁴ Pb 为 17 .768 ～17 .886, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb 为 15 .514 ～ 15 .548, ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb为 38 .105 ～ 38 .308 。在图 20 中, 长石铅沿造山带铅演化线分布, 介于中国东部再活化的古老造山带与克拉通之间( 图 20) 。长石铅单阶段模式年龄在 473 ～ 553M a 之间, 指示铅来自于较古老的铅源。含矿斑岩( ⁸⁷S r/⁸⁶Sr) i变化于 0 .7072 ～ 0 .7169 之间, ε_{N d}( t) 变化于-9 .75 ～ -10 .06 之间, 与赣南及武夷变质基底岩石的Sr-Nd同位素组成接近( 图 19) , 同时与华南地区的S 型花岗岩以及云南腾冲地壳深熔成因的含 Sn 花岗岩相当, 反映含 Pb-Zn 斑岩岩浆起源于中下地壳物质的深熔作用 。冷水坑花岗斑岩全岩δ¹⁸O 介于 10 .70 ‰～ 13 .30 ‰, 平均 11 .80 ‰, 属于高¹⁸ O 花岗岩类型, 反映其形成与地壳泥沙质岩石熔融有关。

3 .4 含 Au岩浆系统

含 Au 岩浆系统以内蒙毕力赫和哈达庙地区的含 Au 斑岩为代表 。这些斑岩多呈规模很小的岩瘤产出, 常与成矿前的闪长岩 、花岗闪长岩和成矿后正长斑岩和流纹斑岩密切共生。含Au 斑岩以富 B 花岗闪长斑岩和花岗斑岩为主, 碱长花岗斑岩次之, 其 SiO₂含量变化于 70 %～ 72 %, K₂O 含量变化于 3 .1 %～ 3 .6 %, 具有高钾钙碱性系列特征( 图 16) 。其 Al₂O₃/( K₂ O +Na₂ O +CaO) 变化于 0 .9 ～ 1 .0 间, K/( K +Na) 变化于 0 .38 ～ 0 .42间, 反 映 岩 石 属 偏 铝 质, 与 I 型 花 岗 岩 相 当。

含 Au 斑岩 REE 配分型式呈 LREE 富集型, 类似于秦岭钼矿带的辉长岩-闪长岩( 图 17g ) 。它们与伴生的石英闪长岩和花岗闪长岩具有类似的配分型式, 但不同的 REE 总量, 暗示它们之间存在成因联系 。含 Au 斑岩均具有程度不同的 Eu 负异常, 反映其岩浆曾发生斜长石分离结晶作用 。微量元素蛛网图显示, 含 Au 斑岩相对富LILE( Sr, K, Th) , 相对亏损 H FSE( Ti, P, N b, Ta) ,显示 Ba 、Nb 、Ta 、P, Ti 谷, K, Sr, Th 峰, 有别于含Cu 和含 M o 斑岩岩浆系统( 图 17g) 。斑岩 N b/ Ta比值为 11 ～ 13, 接近于地壳 Nb/Ta 值( 7 ～ 11) , 反映其主要来源于地壳。含 Au 斑岩 Y 含量介于12 .8×10^-6～ 29 .0 ×10^-6 之间, 其 Sr/ Y 值变化于 5 ～ 11之间, La_N/Yb_N 值变化于 9 ～ 13 之间, 在图 18 中, 明显偏离埃达克岩区, 暗示其岩浆可能来源于厚度不超过 45km 的地壳。

我们最新的 Sr-Nd 同位素资料表明, 含 Au 斑岩( ⁸⁷Sr/⁸⁶ Sr) i 变化于 0 .7085 ～ 0 .7120 之间, εNd值变化于 -1 .0 ～ -3 .6 之间, 它们构成了一个亏损地幔( M ORB) 与上部地壳混合阵列( 图 19) , 暗示着含 Au 斑岩的形成可能与两端元( 幔源与壳源) 组分混合有关 。有限的 Pb 同位素资料表明, 含 Au 斑岩及其伴生的石英闪长岩和花岗闪长岩异常地富集放射性 Pb, ²⁰⁶Pb/²⁰⁴ Pb 介于 19 .079 ～19 .586 之间, 在图20 中, 位于造山带与上地壳铅演化线之间, 处于上部地壳范围, 显示了以上地壳为主的 Pb 来源 。对于这些异常的S r-Nd-Pb 同位素组成的合理解释是,源于陆下岩石圈地幔的镁铁质岩浆, 上升抵达上地壳部位时诱发地壳部分熔融。镁铁质岩浆遭受强烈的地壳物质混染, 并上升侵位形成石英闪长岩和花岗闪长岩岩基, 小股镁铁质岩浆与大体积壳源岩浆发生广泛混合与均一, 产生含 Au 长英质岩浆, 后者沿早期岩浆通道浅成侵位, 形成含 Au 斑岩。

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。大陆环境含矿斑岩多为高 K 钙碱性岩和钾玄质岩, 以高 K 为特征, 而岩浆弧环境含矿斑岩则多为钙碱性岩( 岛弧) 和高 K 钙碱性岩( 陆缘弧) 。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 (-M o,-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, 但遭受不同程度地幔源岩浆混合和混入。

4 .1 斑岩 Cu (-Mo-Au) 系统

热液蚀变:热液蚀变主要受控于三方面因素, 即流体性质、围岩成分 及水岩比;而在斑岩矿床中, 流体的性质又主要决定于岩浆组分 。大陆环境斑岩 Cu (-M o-A u) 矿床与陆缘弧环境类似围岩条件及含矿斑岩组分( 花岗闪长岩-石英二长岩) , 决定了其具有与陆缘弧环境斑岩铜矿床相似的热液蚀变特征, 这被过去与现在大量矿床的蚀变填图 所证实。 大陆环境各 斑岩 Cu (-M o-Au) 矿床基本遵循斑岩铜矿经典的蚀变分带模型, 以含矿斑岩为核心, 呈环状蚀变分带, 由内到外依次为钾硅酸盐化带、石英-绢云母化、泥化、青磐岩化带。矿床之间, 因矿区尺度构造及围岩条件的差异, 可能会引起蚀变类型及蚀变分带模式略微差别, 如德兴矿床, 由于围岩板理的明显发育, 从岩浆房出溶的高温热液无法大规模积聚便不断释放到易于裂开的围岩之中, 从而导致矿床早期 A 脉宽、但不连续, 且多在围岩之中;同时, 由于围岩的封闭条件较差, 矿化演化的较早阶段, 雨水便与高温的岩浆热液发生混入, 从而形成了以接触带为中心的特征蚀变分带, 并导致矿床较弱的钾硅酸盐化蚀变, 以及非常强烈的伊利石-绿泥石化蚀变 。不过, 大陆环境含矿斑岩整体相对高 K 的地球化学特征, 使得大陆环境斑岩矿床常具有相对较强的钾硅酸盐化, 这是因为含矿斑岩高 K₂ O 的特征会在流体从岩浆出溶过程中有效地继承下来, 使早期成矿流体具有较高的 K ⁺/H ⁺比值, 从而使矿床蚀变沿高 K ⁺/ H ⁺比值的路径演化:高温阶段形成钾长石+黑云母蚀变组合( 钾硅酸盐化) ;随温度降低, 逐渐向青磐岩化及白云母( 绢云母) 蚀变过渡,最后形成中级粘土化。与钾硅酸盐化有关的流体, 尽管通常为超临界流体相分离后而形成的高盐度液相, 不过, 亦可为中等盐度的低密度气相( 如驱龙) , 流体的性质主要取决于斑岩体侵位的深度 。同时, 不同性质的流体形成的蚀变又具有不同的特征, 如与高盐度流体有关的钾硅酸盐化, 其蚀变相对强烈, 但却常被限制在斑岩体周围较小的区域内 ( 如玉龙) , 而与富气相有关的钾硅酸盐化( 如驱龙) , 则具有蚀变范围大 、但强度弱的特征。除少数矿床外( 如玉龙) , 高级泥化在大陆环境斑岩 Cu (-Mo-Au) 矿床中均不发育, 似乎因大陆环境矿床( 特别是碰撞造山带环境) 经历了更强烈的剥蚀所致, 如冈底斯的驱龙铜矿。

成矿作用:与弧环境斑岩铜矿类似, 中国大陆环境斑岩 Cu (-M o-Au) 矿床的深成矿化既可产在斑岩体中, 也可产在围岩之中。值得注意的是:①几个超大型矿床, 如德兴 、驱龙 、甲马, 其铜矿化则主要产于围岩之中;②具有重要经济意义的富矿体也主要产于围岩中, 特别是由灰岩交代而成的矽卡岩中, 如驱龙的知不拉、甲马及玉龙等。深成矿化主要以脉状、细脉状产出, 有时也可呈所谓的“浸染状” ( 其实也是一种微细脉状) , 而具体产出形式主要与成矿物质沉淀时机有关, 如成矿金属沉淀较早, 因此时岩浆尚未完全固结, 故矿化常呈浸染状及细脉状( 如驱龙) , 相应地, 矿化较晚时则主要呈细脉状及脉状( 如德兴) 。黄铁矿化是各矿床中最为常见的硫化物, 而含铜矿物则主要为黄铜矿, 特别是在冈底斯带各斑岩铜矿床;有时还可见少量的斑铜矿、辉铜矿 、铜蓝等, 特别当矿床次生富集及高级泥化发育时, 比如城门山矿床和玉龙铜矿。含钼矿物主要为辉钼矿,多数矿床地表可见由淋滤而形成的钼华 。铜矿化既可形成于钾硅酸盐化阶段, 也可形成于石英-绢云母化阶段, 不过, 几个超大型矿床的详细解剖发现, 大陆环境斑岩 Cu (-M o-A u) 矿床铜矿化主要形成钾硅酸盐 化阶 段, 特别是钾硅酸盐化阶段晚期黑云母化阶段, 这可能与其钾硅酸盐化相对发育有关。钼矿化常以特征的板状脉的形式产出, 形成于钾硅酸盐化向石英-绢云母化转化阶段。空间上, 矿化具有一定的分带性, 从研究程度较高的玉龙 、驱龙铜矿带来看, 斑岩体内部主要为辉钼矿+黄铜矿组合, 向外转变为黄铜矿+黄铁矿, 最外围通常脉状方铅矿 +闪锌矿组合( 图 23) 。

4 .2 斑岩 Mo (-W)系统

热液蚀变 :中国大陆环境斑岩 Mo (-W) 矿床与典型 Climax 型斑岩 M o 矿床含矿斑岩类似 ( 高SiO₂、富 F 、过碱的花岗岩) , 决定了其具有与典型C lim ax 型 斑岩 M o 矿床 相似 的热 液蚀 变特 征:即从岩体中心向外依次为钾硅酸盐化( 主要是钾长石化) 、石英-绢云母化及青磐岩化 。不过, 由于围岩条件的不同, 以东秦岭斑岩钼矿带为代表的中国大陆环境斑岩钼矿又具有其独特的围岩蚀变特征 :①因区域碳酸盐地层的大量发育, 致使矿床钙硅酸盐化( 即夕卡岩化) 较为常见 ;②因为矿区围岩多为不含长石等易发生泥化的变质岩 、沉积岩等, 致使区内矿床泥化普遍较弱 ;③少数与大岩体有关的斑岩 Mo 矿( 如鱼池岭, 徐道学等, 未刊资料) ,由于围岩缺少富 Ca 、M g 、Fe 质硅酸盐矿物, 使得矿床青磐岩化不发育, 蚀变类型主要为钾硅酸盐化 、石英-绢云母化及粘土化 。单向固结结构( 即条纹岩或皱纹岩) 的大量出现, 以及早期脉体及蚀变矿物的 H-O 同位素结果表明, 与典型 C lim ax 斑岩钼矿床一样, 引起东秦岭斑岩钼矿床早期蚀变及矿化的流体主要为高温 、富 F 的岩浆热液。 然而, 与典型Climax 型斑岩钼矿不同的是, 东秦岭斑岩钼矿床中与早期蚀变及矿化有关的流体并非高盐度热液, 而多为中等盐度、富 CO₂ 的液相。中等盐度的液相尚未发生相分离, 表明其捕获时处于较高压力条件下, 亦即东秦岭斑岩钼矿床具有比经典 Climax 型斑岩矿床更大的形成深度 。这得到以下证据的支持 :①东秦岭带斑岩钼矿床含矿斑岩较为简单, 多为单一期次的岩株, 很少在斑岩体顶部见到浅成侵位易于形成的、呈放射状分布的岩枝;②东秦岭斑岩钼矿床中很少见到与斑岩相伴而生的火山岩或岩浆-热液角砾岩筒 ;③东秦岭带斑岩钼矿床虽经历更长时间的剥蚀, 依然保持下来 。

成矿作用:与经典 Climax 型斑岩钼矿床相比,东秦岭带斑岩钼矿床的矿化特征具有明显的独特性, 主要表现为 :①矿化组合相对复杂;除 Clim ax 型斑岩钼矿常见的 M o 、W 矿化外, 东秦岭斑岩钼矿带还具有 M o-Fe (-Zn-Pb) 矿化组合, 如木龙沟 M oFe 矿床;②矿化类型多样 ;除斑岩型矿化外, 夕卡岩型矿化也是东秦岭钼矿带重要的矿化形式;③金属富集方式多样;东秦岭斑岩钼矿床, 其金属的富集,既可像经典 Clim ax 型斑岩钼矿一样, 通过流体的饱和出溶来实现, 同时, 亦可通过岩浆的结晶分异来实现, 如鱼池岭钼矿, 其形成就是大体积的花岗岩体不断结晶分异的结果( 图 24) ;④矿体形态存在较大差异;经典 C lim ax 型斑岩钼矿床, 其矿体多呈倒立的月牙形, 位于岩体的顶部, 而东秦岭带斑岩钼矿床的矿体, 则多呈筒状, 矿化均匀的分布于斑岩体及围岩之中( 图 24) ;⑤经典 Clim ax 型斑岩钼矿床, 其成矿物质的沉淀主要发生在钾硅酸盐化( 主要是钾长石化)阶段, 而东秦岭斑岩钼矿带成矿物质的沉淀则主要发生在石英-绢云母化阶段。造成东秦岭带斑岩钼矿床与美国科罗拉多州经典 Climax 型斑岩钼矿矿床特征系统差别的原因, 除了前文已经提及的含矿斑岩及围岩条件等因素外, 斑岩的侵位深度的不同, 无疑是造成两种矿化、特别是矿体形态差异的重要原因。美国科罗拉多州经典 Climax 型矿床的含矿斑岩侵位相对较浅( 0 .6 ～ 3 km) , 随含矿斑岩一起的早期成矿流体, 上升至此后便会发生相的分离, 形成高盐度液相 +低密度气相组合, 而与成矿有关的高盐度液相, 因与岩浆的密度差较小, 常可在斑岩体顶部积聚并集中释放, 进而使得矿化与斑岩体具有紧密的时空关系, 在岩体顶部形成了特征的倒立月牙形矿化 。而斑岩体侵位相对较深的东秦岭带斑岩钼矿床, 与斑岩一起上升至岩体就位深度时, 因较大的上覆压力, 从岩浆房中出溶的、富 CO₂的超临界流体则不会发生相的分离 ;因与岩浆具有相对较大的密度差, 低密度的超临界流体很难在斑岩体顶部积聚而集中释放, 而连续释放则形成了矿化均匀的筒状矿化( 图 24) 。

4 .3 斑岩 Au 系统

热液蚀变 :中国大陆环境目前仅有的两个斑岩金矿床, 却表现出了截然不同的热液蚀变特征:哈达庙矿床的蚀变特征与典型富金斑岩铜矿床类似, 由岩体中心向外依次发育钾硅酸盐化、石英-绢云母化及青磐岩化, 缺少泥化;而毕力赫矿床的蚀变则主要以中级泥化( 伊利石 +绿泥石) 为主, 缺少由高温岩浆热液形成的钾硅酸盐化( 杨志明等, 未刊资料) 。不过, 电气石化的广泛发育, 似乎是大陆环境斑岩矿床区别于弧环境富金斑岩铜矿的一个重要特征, 这是因为大陆环境产出的含矿斑岩通常富 B, 致使出溶的流体也相当富 B 。大量单向固结结构的发现, 以及早期脉体和蚀变矿物的 H-O 同位素测定结果表明, 引起早期蚀变及矿化的流体为高温的岩浆热液, 而引起矿床晚期蚀变的流体,则为混入了大量雨水的岩浆热液。

成矿作用:尽管中国大陆环境的两个斑岩金矿床的矿化特征有所不同, 但含矿斑岩富 B 的特征决定了中国大陆环境斑岩金矿床具有不同于弧环境斑岩金矿的矿化特征。含矿斑岩岩浆富 B, 可以:①形成富B的成矿流体 ;②降低岩浆的固相线;③提高岩浆中水的溶解度。成矿流体富 B, 使得电气石伴随成矿的整个过程 。岩浆固相线的降低, 使得Au 在岩浆-热液过渡阶段即可沉淀, 如毕力赫矿床( 图25) ;同时,伴随岩浆固相线的降低, 出溶流体的温度也会相应降低, 矿床很难形成温度梯度控制的金属分带, 致使金矿化通常被限制在岩体顶部及附近区域。岩浆中水的溶解度的提高, 有效地抑制了水的早期饱和出溶,而水在晚期的集中出溶、聚集, 常会形成超压流体, 形成岩浆-热液角砾岩, 并伴随金矿化的发生, 如哈达庙矿床, 大量发育含电气石的隐爆角砾岩( 图25) 。

4 .4 斑岩型 Pb-Zn 系统

热液蚀变:斑岩型 Pb-Zn 矿的蚀变类型和蚀变分带以冷水坑矿床为代表。与斑岩型 Cu 矿相比, 别具特色。主要表现为 :钾硅酸盐化和青磐岩化不发育, 而“氢交代”作用和碳酸盐化广泛发育。不发育钾硅酸盐化和青磐岩化在很大程度上与壳源含矿岩浆系统的超浅成侵位和强烈爆破作用有关。由浅位岩浆房分凝出来的高温流体没能发生大规模集聚, 便在开放环境随岩浆-热液爆破作用而散失。虽然其失去与斑岩和围岩发生充分反应的机会, 但却随温度的大幅减低以及天水的混入, 在高水/岩比环境发生强烈的“氢交代”作用, 形成绢云母化、绿泥石化乃至碳酸盐化, 并显示出以含矿斑岩体为中心的面型环状蚀变分带。由于高通量的流体从斑岩岩株向外围扩散和渗滤交代, 形成以斑岩体为中心的蚀变分带 。例如, 在冷水坑矿床, 斑岩体中心发育绿泥石-绢云母化带, 斑岩体内外接触带发育绢云母化-碳酸盐化-硅化, 而斑岩外围发育碳酸盐化-绢云母化带( 图 26) 。

成矿作用:以冷水坑矿床为代表的斑岩型 PbZn-Ag 矿床, 中下地壳部分熔融形成的花岗岩浆系统 、超浅成的岩浆侵位、强烈的岩浆爆破作用 、强烈发育的“氢交代”作用、相对较低的成矿温度、壳源金属组合( Pb-Zn-Ag ) , 既是有别于斑岩型 Cu(-M o,-Au) 矿床的典型特征, 同时又是决定其成矿作用过程和成矿机制的关键因素。成矿金属元素 Pb, Zn,Ag 的地球化学行为, 决定它们在地壳部分熔融过程中优先进入岩浆熔体系统, 在岩浆结晶分异过程中逐渐富集于残余岩浆中, 从而为斑岩成矿奠定了重要物质基础。含矿岩浆的超浅成侵位将有利于H ₂O 在岩浆中达到饱和状态, 进而分凝出高温、富金属岩浆流体。然而, 由于强烈的岩浆爆破作用, 高温岩浆流体没经大量集聚和水/岩反应形成钾硅酸盐化和浸染状矿化, 便与大气水发生大规模混合, 从而使成矿流体温度快速衰减至 500 ℃以下。

成矿流体在流经围岩建造过程中, 将会在陆相碎屑岩建造内形成平流, 可能沿着层间破碎带或构造薄弱带侧向运移, 顺层交代铁锰碳酸盐建造, 可形成层控特点的铁锰碳酸盐矿体。随着流体温度侧向衰减, 矿化出现磁铁矿-铁锰铅锌-铁锰银矿侧向矿化分带( 图 26) 。

5 .1 威尔逊构造旋回与斑岩型矿床形成

按威尔逊构造旋回理论, 一个完整的构造旋回,通常包括大洋板块俯冲消减形成的增生造山 、陆陆汇聚拼贴形成的碰撞造山 、陆内俯冲汇聚形成的陆内造山以及岩石圈伸展形成的后造山或非造山崩塌过程 。增生造山带发育的岛弧或陆缘弧环境可以形成巨型斑岩 Cu, Cu-M o 和 Cu-Au 矿床 。在大陆构造演化的不同阶段, 也同样可以产出大型斑岩型矿床。其中, 碰撞造山带产出斑岩型 Cu-M o 和 Cu-Au矿床, 陆内造山带产出斑岩型 Cu-Au 和 Pb-Zn-Ag矿床, 而后造山伸展( 或非造山崩塌) 阶段产出斑岩型 Mo 矿 、斑岩型 A u 矿和斑岩型 Cu-Au 矿床 。这些全新认识, 无疑大大扩展了人们寻找斑岩型矿床的战略选区。

5 .1 .1 增生造山与斑岩 Cu( Cu-Mo, Cu-Au)矿床

在以发育岩浆弧为特征的增生造山带, 之所以全球 97 %大型-巨型斑岩 Cu 矿在此环境产出, 关键在于大洋板块俯冲形成的弧岩浆均具有很高的f O₂, 而且富含 H₂ O 、金属元素和 S  。大洋板块俯冲不仅扰乱原有的地幔热结构,而且导致地壳挤压加厚, 同时由于俯冲板片脱水, 形成富 LILE 、贫 H FSE 的流体, 交代地幔楔形区, 并诱发其部分熔融形成钙碱性玄武质岩浆 。该岩浆因源区富水而具有高水含量( >4 %H₂O) , 同时因相对富水而具有高 fO₂( 高于铁橄榄石-磁铁矿-石英缓冲剂 2 倍) 。岩浆高氧化状态不利于岩浆硫化物相形成, 从而使 Cu, A u, M o, Fe 等在岩浆中 得 以 逐 渐 富 集。岩浆高水含量将使之在岩浆房达到水饱和, 并有效地分凝出富含金属的成矿流体。更为重要的是, 富含金属( Cu, Au, Fe) 的交代富集型地幔为岩浆直接提供了成矿金属, 而加厚的地壳则为玄武质钙碱性岩浆在地壳底部经历 M ASH 过程 、在上地壳发育稳定的岩浆房 、出溶富金属流体提供了重要屏障( 图 27) 。

5 .1 .2 碰撞造山与斑岩 Cu( Cu-Mo, Cu-Au) 矿床

青藏高原是全球最典型的大陆碰撞造山带, 玉龙斑岩铜矿带和冈底斯斑岩铜矿带是碰撞造山带发育大型-巨型斑岩铜矿的最典型实例 。业已详细论证, 这些斑岩铜矿通常不是发育在以地壳缩短增厚、峰期变质和地壳深熔为特征的主碰撞期, 而是发育于以大规模剪切/走滑为标志的晚碰撞构造转换期( 40 ～ 26Ma) 以及以岩石圈减薄和地壳伸展为特征的后碰撞地壳伸展期( 25 ～ 0M a) 。碰撞造山之所以具有形成大型斑岩铜矿的巨大潜力, 主要是具备了 4 个有利因素:①大陆碰撞首先引起了地壳的大幅加厚, 例如, 在西藏冈底斯带, 地壳厚度是正常地壳的两倍, 厚达 60 ～ 80km 。最新研究表明, 地壳的加厚部分由于机械加厚( 如地壳缩短) , 部分由于化学加厚( 岩浆底侵) 。据估计, 大规模岩浆底侵使得青藏高原地壳垂直增生达 15 ～ 20km。地球物理资料也证明, 这个镁铁质的高密度底侵层( 或壳/幔过渡带) 厚达 10 ～ 15km, 可能为大量含Cu 岩浆的形成提供了重要物质基础( 图 27) 。 ②由于地壳加厚( 60 ～ 80km) , 镁铁质底侵层( 或壳/幔过渡带) 变质为角闪榴辉岩相和石榴石角闪岩相, 其部分熔融产生埃达克质含矿岩浆。在部分熔融过程中, 源区角闪石分解释放出大量的自由水进入岩浆系统, 从而使之富水和高 fO₂ 。③在部分熔融过程中, 底侵层或壳/幔过渡带内的岩浆硫化物相发生熔融和分解, 释放出大量的 S 和金属( Cu, M o, Au ) 进入岩浆系统  , 从而使岩浆富含成矿金属和 S 。 ④这些埃达克质 岩浆虽然在 大陆碰撞 带没有经 历所谓的M ASH 过程, 但巨厚的地壳有效地阻止了含矿岩浆的大规模喷发, 使得它们在上部地壳内发育成规模大 、稳定性好的岩浆房。深部岩浆不断向岩浆房的充分补给以及岩浆房内部的充分分离结晶, 有效地促进了挥发分的饱和 、金属的集聚以及大规模岩浆热液的出溶 。

尽管碰撞造山带加厚下地壳部分熔融的诱发机制尚不很清楚, 但可肯定, 碰撞造山不同阶段的深部过程可能是不一样的 。在晚碰撞构造转换阶段, 深切岩石圈的大规模走滑断裂与深部软流圈物质上涌可能联合诱发了壳/幔过渡带的部分熔融, 而在后碰撞地壳伸展阶段, 由于板片断离和撕裂而导致的软流圈的上涌可能诱发了下地壳的熔融( 图 28) 。

5 .1 .3 陆内造山与斑岩型( Cu-Au, Pb-Zn-Ag)矿床

陆内造山, 这里指发育于中国大陆内部的 、以燕山运动为标志的 、以地壳大规模缩短和强烈的燕山期中酸性岩浆活动为特征的大陆内部多向造山。目前, 人们对陆内造山的起止时限、造山过程和动力机制等问题尚有不同认识。下列几个重要事实可初步勾画出燕山期陆内造山的基本特征 :①华南板块与华北板块于三叠纪发生强烈的碰撞拼合, 导致了大陆物质俯冲折返 、苏鲁超高压变质带以及秦岭-大别碰撞造山带和郯庐走滑断裂带的形成。超高压造山带东西两端发育晚三叠世 A 型花岗岩以及下扬子前陆盆地出现区域性的 T3/J1 不整合( 约 205Ma) , 标志着印支期的碰撞造山于晚三叠末期基本结束, 也即, 中国东部燕山期进入另一个挤压造山过程 。 ②燕山期挤压造山处于一个多向挤压背景之下, 表现为中侏罗世伊泽奈崎板块向西俯冲 、西伯利亚板块向北俯冲以及印度板块向北推挤 。 ③燕山期挤压造山表现为强烈的地壳缩短, 在不同构造部位发育一系列不同延伸方向的逆冲推覆构造, 例如鄂尔多斯周缘的逆冲推覆构造、秦岭-大巴山逆冲推覆构造、大别山北缘逆冲推覆构造 、华南逆冲推覆构造等, 致使中-晚侏罗世的火山-沉积地层卷入其中 。 ④燕山期造山显示多幕式特征, 主要表现为侏罗系地层之间存在两个区域不整合( J₁/J₂, J₂/J₃ ) 以及中 、晚侏罗世存在两次大规模逆冲推覆, 反映陆内造山经历多幕式张-压交替演变 。 ⑤燕山期火山-岩浆活动遍及中国东部地区, 显示三个成岩成矿高峰( 170M a, 140M a, 120M a) 。岩浆岩多数为高 K 钙碱性系列, 部分钾玄岩系列, 以高ε_{S r} 、低ε_{N d}为特征, 缺乏英云闪长岩和奥长花岗岩, 区别于安第斯弧造山带。

在燕山期陆内造山带, 典型的斑岩型成矿事件以江西德兴斑岩 Cu-Au 矿床和江西冷水坑斑岩 PbZn-Ag 矿床为代表 。其含矿岩浆活动集中发育于中侏罗世( 172 ～ 159M a) , 成岩成矿高峰分别为 171 ±3 M a和 160 ±2Ma , 成矿作用发生于燕山期陆内造山的早期阶段。然而, 在整个下扬子地区, 赣南 A 型花岗岩( 165 ～ 173Ma) 和双峰式火山-侵入岩( 158 ～ 179 M a) 、湘南板内碱性玄武岩( 160 ～ 180M a) 和桂东南钾玄质侵入岩( 158 ～ 165 Ma) 与德兴地区的壳源岩浆活动相伴产出, 暗示着软流圈的强烈上涌或玄武岩浆的大规模底侵诱发了加厚下地壳的部分熔融, 陆内挤压造山的应力松弛为含矿岩浆的上升侵位提供了有力环境。

陆内造山之所以可以形成大型斑岩铜矿, 其主要原因是:①在中侏罗世陆内造山时期, 来自软流圈或陆下岩石圈的小批量的岩浆沿地幔薄弱带上侵,注入和添加到加厚的下地壳底部, 不仅为下地壳发生部分熔融提供了必要的热源, 同时作为一种幔源组分改造镁铁质下地壳, 或直接注入埃达克质岩浆系统, 为壳源岩浆提供了重要的Cu 、Au 成矿物质( 图 28) 。 ②由于陆内造山引起的地壳加厚, 含矿岩浆在上升运移过程中必然发育较大规模的岩浆房 。由于这种含矿埃达克质岩浆的高氧化状态和富水性, 岩浆房内的结晶分异必然导致水饱和金属富集, 从而产生富含 Cu 、Au 的成矿流体, 形成斑岩型 Cu-Au 矿床。

伴随着高热软流圈物质的大规模上涌和热侵,中下地壳的热结构必然被扰乱 。根据冷水坑含矿斑岩结晶温度( 820 ～ 840 ℃) , 其岩浆源区温度不低于 850 ℃。这意味着, 软流圈物质热侵将使该区地温梯度由正常的 30 ℃/km 增加到50 ℃/km, 其结果必然导致中下地壳乃至上地壳物质的熔融。根据 Wy llie( 1997) 实验结果, 源岩中斜长石先溶将产生无水岩浆, 而黑云母先溶则形成富水岩浆。因此, 黑云母与斜长石在部分熔融过程中的分解程度, 决定了花岗岩浆的含矿性。冷水坑含矿斑岩相对贫 REE 和低CaO 含量, Sr 显著亏损, 而 Rb 明显富集, 表明黑云母的分解量要远大于斜长石 。因此, 我们认为, 地壳砂泥质源岩部分熔融产生了花岗质岩浆, 伴随着熔融过程, 黑云母的大量分解导致了岩浆富水 、富 Rb 、F 和 B, 并具有相对较高的 f O₂ 。同时, 在地壳熔融过程中, 亲地壳金属元素 Pb 、Zn 、Ag 将作为不相容元素浓聚于富 Rb, F 和 B 的花岗岩质岩浆中。在岩浆超浅成侵位乃至出溶流体迁移过程中, 从上地壳地层中“清扫” 和萃取部分 Pb 、Zn和 Ag 对冷水坑矿床的形成也起到重要作用。这些推论得到矿石矿物 S 和 Pb 同位素的佐证。例如,冷水坑矿床硫化物 δ³⁴ S 值变 化于 -3 .88 ‰ ～+4 .88 ‰之间, 估计成矿流体的 δ³⁴S ∑s介于 +0 .7 ‰～ +2 .58 ‰之间, 与岩浆硫大致相当。矿石铅同位素组成²⁰⁶ Pb/²⁰⁴ Pb 在 17 .238 ～18 .670 之 间, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb 在 14 .794 ～ 16 .123 之间,^{2 08}Pb/²⁰⁴Pb 在 37 .464 ～ 39 .368 之间, 尽管比含矿花岗斑岩的长石铅同位素组成变化较大, 但均在上下地壳之间变化, 多数集聚于造山带与上地壳之间( 图20) , 反映成矿金属部分来源于岩浆源区, 大量萃取于上地壳 。

5 .1 .4 造山后伸展与斑岩型( Mo, Cu-Au, Au)矿床

陆内造山发育的最后结果, 通常发生后造山或非造山岩石圈伸展或造山带崩塌。在中国东部, 始于中侏罗世( 172 ～ 159 Ma) 的中国东部陆内造山作用, 在经历了多幕式的挤压造山后, 可能于 J3/K 之交( 约 140Ma) 发生构造体制大转变, 即由陆内造山过渡到造山后伸展。主要体现为 :构造格局由以挤压为主的 EW 向构造转为以伸展为主的 NN E 向构造, 岩浆活动由陆内造山型中酸性岩向伸展型幔源或壳/幔混源岩浆岩转变, 岩石圈发生巨大减薄,厚度约由 200km 快速减薄至 80 km 。以岩石圈巨大减薄为标志的岩石圈去根, 其起始时间与动力机制( 拆沉 、热蚀) 尚有不同认识。根据大规模幔源岩浆活动时限, 邓晋福等( 2004) 提出, 华北克拉通岩石圈去根始于早侏罗世, 而下扬子地区的岩石圈去根则于晚侏罗世达到高峰 。从厚达100km 的岩石圈根突发性地快速“消失”现象看, 这种晚侏罗世的岩石圈巨大减薄更可能与大规模拆沉有关。

在造山后伸展构造背景之下, 中国境内至少发育了三个重要的斑岩型成矿事件 。其一为长江中下游斑岩 Cu-Fe-Au 矿床, 成矿时限变化于 143 ～ 106M a;其二为东秦岭斑岩 Mo 矿带, 其成矿时限介于 144 .8 ～ 132 .4 M a ;其三为内蒙比力赫-哈达庙斑岩型 A u 矿化,估计其成矿年龄不超过 140M a。三个不同的斑岩成矿事件记录了不同的岩浆起源演化过程 、金属富集机制以及深部动力过程。

在岩石圈急剧减薄的下扬子地区, 拆沉下地壳的部分熔融通常被认为是长江中下游成矿带含矿埃达克质斑岩的重要机制 。这些埃达克质初始岩浆在通过地幔岩石圈上升过程中与地幔橄榄岩发生反应, 被认为是导致该岩石相对富 M g ( 高 M g #值) 的主要原因。很可能, 在岩浆/地幔反应过程中, 岩浆从地幔岩中萃取了主要的成矿金属 Cu 、Au 、Fe 和 S, 从而富含金属和 S, 进而形成斑岩型 Cu-Au 矿床( 图 27) 。

在东秦岭地区, 现今地壳厚度约 40 ～ 45km , 软流圈顶面平均在 110km, 残留岩石圈根最厚可达 120 ～ 150km  , 表明东秦岭地区岩石圈去根规模可能明显小于东部地区 。含 M o 岩浆的埃达克岩属性指示岩浆源区为加厚的下地壳, 含M o 斑岩的低εNd和高εSr特征表明古老的下地壳源岩没有遭受地幔物质的改造( 图 19) ,而斑岩相对低 M gO 和贫 Cu 富 M o 特征也表明这些壳源岩浆与地幔岩石圈没有发生明显的相互作用( 图 27) 。然而, 在不少斑岩 M o 矿区, 辉绿岩和辉长岩与含矿斑岩相伴产出, 暗示着软流圈物质的上涌可能诱发了下地壳物质部分熔融 。含 Mo 花岗岩浆的富水机制尚不清楚, 或许也与下地壳熔融过程中角闪石的大量分解有关 。斑岩岩石和矿石的 Pb同位素资料表明, 金属 Mo 主体来源于下部地壳( 图20) , 没有明显的地幔贡献 。特别值得说明的是, 大多数含 Mo 斑岩 Y 、Yb 含量和 Sr/ Y 、( La/ Yb) N 比值与埃达克岩相当, 但 H REE 显著亏损、Eu 负异常显著, 表明含 M o 的埃达克质岩浆在上部地壳发育了稳定的岩浆房, 并导致了成矿金属集聚、岩浆流体出溶和斑岩型 M o 矿形成( 图 28) 。

在华北拉克通北缘, 始于早侏罗世的大规模岩石圈减薄, 不仅引起早中侏罗世幔源岩浆的侵位与喷发, 而且导致地壳热结构发生重大扰动, 并诱发其部分熔融, 形成壳源长英质岩浆。然而, 含矿斑岩的S r-Nd-Pb 同位素资料表明, 小体积的幔源岩浆向大体积的壳源长英质岩浆系统的注入和混合均一, 形成了含矿岩浆。很可能, 幔源岩浆向长英质岩浆系统提供了成矿金属 Au 和 S, 进而使之富集成矿( 图27 和 28) 。然而, 就目前的研究, 上地壳提供 Au 的可能性不能排除 。

总之, 斑岩型矿床可以产出于大陆构造演化不同阶段, 其根本原因在于, 这些不同的构造环境不仅满足斑岩型矿床形成的三大基本要素, 即 ①长英质岩浆系统具有很高的氧逸度( fO₂) ;②岩浆含有足够高的水( H ₂ O) 含量;③岩浆富含金属( Cu, Au, Mo, Pb-Zn) 和 S, 同时具备上述三个基本条件达到单项最大化和配置最优化的基本条件, 如 ①含矿岩浆系统的输导( 上侵) 、定位( 岩浆房) 和分异( 结晶)条件, ②成矿金属元素从初始供给到有效集聚的条件, ③富含金属的成矿流体从岩浆中得以充分出溶和聚焦排泄的条件。

5 .2 岩石圈不连续带与斑岩型矿床的构造控制

在增生造山带, 平行于海沟或缝合带的火山-岩浆弧链, 通常伴随着巨型规模的斑岩铜矿带的形成与分布。平行于火山岩浆弧的走滑断裂系统及其相伴的走滑拉分盆地, 作为含矿岩浆上升侵位和岩浆流体分凝排泄的通道系统, 控制了斑岩铜矿带的分布。俯冲大洋板片的膝折或撕裂所产生的垂直岛弧带的正断层系统, 也常常控制含矿斑岩浅成侵位和矿床空间分布。

在碰撞造山带, 如青藏高原, 情况与增生造山带类似, 斑岩型矿床沿着大陆碰撞带形成分布( 图29) , 但控矿构造较为复杂。大规模的走滑断裂系统常常斜交大陆碰撞带, 其功能类似于大洋海底转换断层, 通过块体相对运动调节了因大陆碰撞产生的应力应变。这些走滑断裂系统常切割岩石圈, 从而诱发地/幔过渡带熔融, 并控制含矿岩浆上升侵位和斑岩铜矿带的形成( 如玉龙斑岩铜矿带)。横切碰撞带的正断层系统在碰撞造山带也大量发育, 如青藏高原的 NS 向正断层, 虽然其严格控制了单个含矿斑岩浅成侵位和矿床空间定位( 如, 冈底斯斑岩铜矿带) , 但难以控制延绵数百公里的斑岩铜矿带的分布 。在空间广阔的陆内环境, 特别是陆内造山或碰撞造山环境, 斑岩型矿床如何分布? 受何构造控制呢 ?

图 29 示意性地展示了中国大陆环境典型斑岩矿床的空间分布 。可以看出一个重要的事实是, 一些不同时期发育的、但在中新生代活化的巨型岩石圈不连续带, 或者作为岩浆源区的熔融诱发机制, 或者作为高热流物质的上升通道和储集空间, 控制了矿床和矿带的分布。

再活化的华北克拉通南缘:南部边缘产出秦岭巨型斑岩 M o 矿带及其伴生的 Au 、Pb 、Zn 矿床( 图29) , 主体呈 NWW 向延伸, 长达 250 km, 大中型钼矿有30 余个 。该南部边缘被 4 条长达 150 ～ 200km深断裂所切, 并被等间距出现的 NNE 向断裂( 横切造山带正断层) 交切, 其交汇部位严格地控制了斑岩岩浆侵位和斑岩型 Mo 矿的分布( 图 10) 。

再活化的华北克拉通北缘:沿北部边缘, 产出著名的燕辽钼( 铜) 矿带, 东起锦西, 西抵宣化, 包括一系列斑岩型 Cu-M o 矿、夕卡岩型 M o 矿和岩浆热液型 M o 矿( 图 29) 。辉钼矿 Re-O s 同位素资料表明,成矿年龄集中于 177 ～ 186M a 和 134 ～ 148M a, 分别与德兴斑岩 Cu-Au 和东秦岭斑岩M o 成矿期相对应。与东秦岭相类似, 两期岩浆与成矿均受近 EW 向与 NE 向断裂交汇部位控制。由克拉通北部边缘向北, 除在内蒙境内发育毕力赫式斑岩型 Au 矿外, 沿西拉木伦缝合带两侧发现了大量斑岩型 M o 矿床, 反映出克拉通北缘岩石圈不连续带控制了大量燕山期斑岩型矿床的形成与分布。

再活化的陆块对接带:这里指扬子地块与华夏地块在元古代碰撞拼贴但在燕山期发生活化的对接带。沿此岩石圈不连续带( 包括赣东北深断裂带) ,中侏 罗 世-白 垩 纪的 强 烈 裂 陷形 成 赣-杭 裂 谷。其北侧的扬子地块南缘产出德兴式斑岩铜矿, 其南侧的华夏地块北缘产出冷水坑式斑岩型 Pb-Zn-Ag 矿( 图 29) 。在德兴矿田, NNE 向印支期基底线性断裂平行发育 、等间距分布, 与 N W 向线性断裂交汇, 构成典型的棋盘格子构造, 交汇结点分别控制了富家坞 、铜厂和朱砂红矿床的分布( 图 7) 。在冷水坑矿田,NE 向逆冲断裂与 NW 向的张性断层交汇部位控制了含矿斑岩和矿床矿体的空间定位。

再活化的扬子地块北缘 :在再活化的扬子地块北缘, 沿长江中下游发育长期活动的深断裂。受其控制, 270 余个燕山期中酸性侵入体断续分布, 形成了著名的长江中下游多金属成矿带( 图 29) 。 在NEE 向深断裂与 NNE 向断裂交汇区, 岩浆活动与成矿作用集中发育, 形成了 7 个重要的矿集区( 图8 ) 。

总之, 大陆环境斑岩型矿床集中分布于克拉通( 或陆块) 的边缘和交接带, 成矿带的空间展布受不同地质历史时期形成的、但在中新生代活化的岩石圈不连续带构造控制, 含矿斑岩及矿田矿床的空间分布受大规模走滑断裂、横切造山带的正断层系统以及两组断裂交汇产生的棋盘格子构造控制 。

5 .3 壳/幔相互作用与斑岩矿床金属类型

不论是与大洋板块俯冲有关的岩浆弧环境, 还是与大陆碰撞、软流圈上涌 、岩石圈拆沉相关的大陆环境, 导致斑岩矿床具有不同金属组合的原因, 不仅与含矿岩浆的起源演化过程有关, 而且与成矿金属的主要来源和供给渠道有关, 从根本上说, 更与控制含矿、富水、高度氧化的岩浆系统形成发育的深部地质过程和壳/幔相互作用有关。不同斑岩矿床的岩石和矿石的 Pb 同位素组成的群集性给予了很好的佐证( 图 20) 。

克拉通破坏与下地壳 M o 和上地壳 Au 贡献:华北克拉通破坏的成矿响应, 分别以华北克拉通南北缘的两条巨型钼矿带( 东秦岭和燕辽) 和内蒙哈达庙-毕力赫斑岩型 A u 矿为代表。它们集中出现于克拉通岩石圈减薄之后, 含矿岩浆分别起源于曾经加厚的古老的下地壳与上地壳。斑岩矿床的岩石与矿石 Pb 同位素组成分别集中分布于再活化的克拉通( 下地壳) 内部和上地壳区( 图 20) , 暗示着下地壳与上地壳分别提供了形成斑岩 M o 矿和斑岩 Au 矿的金属来源 。换句话说, 在地壳熔融过程中, 成矿金属主体从地壳源区就地溶出进入岩浆系统, 部分在岩浆上升侵位过程中萃取获得 。因此, 克拉通的地质演化和地球化学场从根本上控制了斑岩型矿床的金属类型及其空间分布规律。我们推测, 可能正是由于华北克拉通下地壳极度富集金属 M o, 伴随克拉通破坏过程与壳源岩浆形成演化, 在其南北缘发育世界级规模的斑岩 M o 矿带( 图 29) 。同理, 可能由于华北克拉通上部地壳的高 Au 丰度, 从而在克拉通边缘及内部形成了独立的斑岩型 Au 矿和“玲珑” 、“焦家”式 Au 矿成矿省 。

大陆聚合与地幔 Cu 、Au 和地壳 Pb-Zn-Ag 贡献 :大陆聚合包括以陆-陆汇聚为特征的碰撞造山和以陆内挤压缩短为特征的陆内造山 。大陆碰撞期的地壳增厚常常被后碰撞期的地壳伸展和造山带崩塌期的岩石圈减薄所取代, 而挤压造山期的地壳加厚常常被造山后伸展的岩石圈减薄所取代。伴随着大陆聚合过程, 加厚的下地壳通常成为斑岩型 CuM o 、Cu-Au 、Cu-Fe-Au 矿床的岩浆源区 。由于古老的加厚下地壳通常只能提供金属 M o, 因此, Cu 、Au则可能由地幔物质提供。图 30 展示了中国大陆环境斑岩铜矿吨位与含矿斑岩的 ε_{N d}值的相关关系。含矿斑岩的 ε_{N d}值可以近似反映岩浆中幔源物质的相对贡献, ε_{N d}值越大, 幔源物质贡献越大, 反之也然。尽管斑岩型矿床的金属规模取决于很多因素, 但作为一级近似,岩浆起源过程中幔源物质的贡献与斑岩铜矿的金属铜储量的正相关关系, 可在一定程度上反映成矿物质主要来源于地幔物质的基本事实。实际上, 这些斑岩铜矿的硫同位素组成接近于陨石硫组成也提供了有力佐证。

如上所述, 在大陆聚合过程中, 地幔物质或者通过大规模岩浆底侵添加于下地壳底部成为含矿岩浆的源岩, 或者通过交代改造古老下地壳间接地向壳源岩浆系统贡献金属, 或者通过与壳源岩浆发生交代反应并供给 Cu 、Au 。被上涌软流圈热扰动的中下地壳常常构成斑岩型 Pb-Zn-Ag 矿床的岩浆源区, 并同时向壳源岩浆系统供给 Pb-Zn-Ag 成矿金属。

由于大陆聚合过程中含矿岩浆的起源演化通常伴随着强烈的壳/幔物质-能量交换, 因此, 斑岩型矿床的 Pb 同位素组成与造山带 Pb 同位素组成相当,并显示明显的线性阵列式变化( 图 20) 。强烈的壳/幔物质-能量交换集中出现于造山带及其岩石圈不连续带, 决定了这些斑岩型矿床通常沿着造山带或地体接合带分布( 图 29) 。