中國斑巖銅礦研究現(xiàn)狀與展望

中國斑巖銅礦研究現(xiàn)狀與展望

1成礦地質背景這種細脈浸染礦床是一種角質化礦床。它與淺成或超淺成中酸性斑巖體有關。它通常被稱為i/1/2類。斑巖型礦床過去又稱為“細脈浸染型礦床”［1，2］。世界上大多數(shù)斑巖銅礦分布于巖漿弧環(huán)境,它們的形成與俯沖作用有關的鈣堿性巖漿有關［3］。由于斑巖銅礦時空分布比較廣泛,常常用來示蹤地球演化的過程,故而許多地質學家從大地構造背景和區(qū)域構造的角度來探討有利于斑巖銅礦形成的環(huán)境［3～11］。一些地質學家特別強調大地構造背景對形成斑巖銅礦的重要性,提出擠壓背景有利于斑巖銅礦的形成［3～11］。Sillitoe［12］首先提出斑巖銅礦的板塊構造成礦模式,即斑巖銅礦是地幔與地殼物質交換作用的產物,成礦母巖主要為洋殼在俯沖作用過程中部分熔融形成。部分學者認為活動大陸邊緣的鈣堿性巖漿—熱液是斑巖銅礦的惟一物質來源［13，14］。此后,斑巖銅礦一直被認為主要產于島弧帶的過渡環(huán)境,并確立了環(huán)太平洋成礦帶、特提斯成礦帶和古亞洲成礦帶三大全球性斑巖銅礦帶。近年來國內多數(shù)學者研究表明,有些斑巖銅礦床與板塊消減作用并沒有直接的成因聯(lián)系,可能是板內構造巖漿活化作用或走滑斷裂帶作用導致深源花崗質巖漿上侵形成的結果［4～11，15～18］。侯增謙等［4～10］和楊志明等［11］認為在中國大陸內部斑巖銅礦產出的背景與大洋板塊俯沖無關,其產出至少有4類環(huán)境:晚碰撞走滑環(huán)境、后碰撞伸展環(huán)境、后造山伸展環(huán)境和非造山崩塌環(huán)境。大陸環(huán)境含礦斑巖的淺成侵位主要受大規(guī)模走滑斷裂系統(tǒng)、切割造山帶的斷裂系統(tǒng)和基底線性斷裂構造控制。全球斑巖銅礦研究證明:匯聚板塊邊緣無疑是斑巖銅礦最重要的成礦地質背景,占斑巖銅礦的90%以上,但與大洋板塊俯沖作用無關的大陸環(huán)境斑巖銅礦也不容忽視。因此,需要重新看待斑巖銅礦的成礦構造背景。2成礦環(huán)境及構造環(huán)境全球斑巖銅礦主要集中在3大成礦帶上,即環(huán)太平洋成礦帶(90%)、特提斯—喜馬拉雅成礦帶(5%)和古亞洲成礦帶(中亞成礦帶)(4%)。斑巖銅礦形成時代集中在新生代(60%)、中生代(35%)［2，15～18］,其次是古生代,前寒武紀斑巖銅礦床目前發(fā)現(xiàn)較少。從斑巖銅礦在全球的分布來看［19］,匯聚板塊邊緣無疑是斑巖銅礦最重要的成礦地質背景,包括大洋板塊俯沖產生的島弧和陸緣弧環(huán)境(濱太平洋帶),以及陸—陸碰撞造山環(huán)境(特提斯—喜馬拉雅帶,中亞—蒙古帶)(圖1)［15～18］,但值得注意的是,我國有相當數(shù)量的中、新生代斑巖銅礦床形成于大陸環(huán)境,與大洋板塊俯沖、板塊消減作用無關。板塊構造理論建立之后,許多礦床學家試圖用板塊構造理論來解釋斑巖銅礦的成因［19］。斑巖銅礦可以在板塊俯沖［12］、碰撞和拉張［20］環(huán)境下形成,其中,板塊俯沖背景下形成的斑巖銅礦數(shù)量最多［21，22］。Sillitoe［12］首次采用斑巖銅礦板塊成因模式來說明板塊運動與斑巖銅礦床形成的關系,他依據(jù)斑巖銅礦在全球的分布,提出斑巖銅礦主要在板塊俯沖背景下的主動陸緣鈣堿性火成巖帶中形成,金屬來源與板塊俯沖作用導致的巖漿活動有關。Mitchell［23］認為大洋板塊俯沖的角度對斑巖銅礦的形成存在明顯制約,該觀點被后來的工作證實并被解釋為是洋殼高浮力塊體俯沖所造成的結果。James等［24］認為洋殼俯沖角度由陡變緩有利于斑巖銅礦的形成。Rosenbaum等［25］則指出,洋殼俯沖角度由陡變緩并不能解釋在洋殼高浮力塊體俯沖開始的瞬間所出現(xiàn)的斑巖銅礦爆發(fā)式成礦,他們認為洋殼高浮力塊體俯沖所引發(fā)的地殼構造變形強度的變化才是斑巖銅礦大規(guī)模成礦的真正原因。Cooke等［26］認為平板俯沖過程中,來自俯沖洋脊的揮發(fā)份對上部地幔楔的交代、并可能伴隨俯沖板片壓力影區(qū)域沉積物變質導致的S含量的增高,從而產生富氧的熔體使傳輸Cu,Au和S的氧化物成為可能。壓性弧有利于斑巖銅礦的形成［27～29］。Silli-toe［27］識別出擠壓環(huán)境對形成斑巖銅礦的5種有利因素:阻止巖漿上升通過上地殼,即抑制火山作用;相對于張性弧,在擠壓環(huán)境下可形成較大的巖漿房;利于巖漿的充分分異、氣相的飽和,形成大量的巖漿熱液流體;限制一些可能形成于巖漿房頂部的小巖體的形成,使更多的有效流體集中于單個的巖體中;快速的隆升與剝蝕,促進由瞬間減壓而引起的巖漿熱流體的有效萃取與搬運［30］。Sillitoe［27］注意到與擠壓構造背景伴生的地殼隆升和許多巨型斑巖銅礦系統(tǒng)的形成是同時的,而在張性構造背景下則形成一些小的斑巖銅鉬礦。在廣泛的壓縮背景下有一些典型的特點:通過地殼增厚、表面隆起并快速折返,形成大型高品位的深成斑巖銅礦,如最新白堊世至古新世北美西南部成礦省,中東始新世至漸新世早期安第斯山脈中部(圖2)和晚中新世米利托,伊朗中新世中期帶,新幾內亞和菲律賓的上新世帶?？梢杂^察到地殼壓縮促進了中上地殼巖漿房的大量形成［31］,從而生成并釋放巖漿流體,尤其是在快速隆升和剝蝕去頂?shù)牡胤剑?2］,這可能預示著壓力開始松弛［33］。地殼應力體制的轉變被認為是一些礦床特別是斑巖銅礦和高硫化淺成熱液金礦床形成的有利時間［32～36］。越來越多的研究表明,有利于斑巖銅礦成礦的構造環(huán)境并不是單純的俯沖和擠壓［19］。Richards等［29，37］對智利北部Escondida地區(qū)進行了詳細的地質和地球化學研究,總結了有利于斑巖銅礦形成的構造背景因素包括:①上地殼處于較長時期擠壓狀態(tài)后的應力松馳期;②成礦域存在早期深大斷裂,而且,這些斷裂在應力松馳期活化張開。Lowell等［38］對斑巖銅礦床區(qū)域構造特征進行了系統(tǒng)研究后認為,區(qū)域性引張環(huán)境是形成斑巖銅礦床的重要條件。Hollister［39］的研究結果也證明了這一認識,該觀點解釋了世界上絕大多數(shù)斑巖銅礦床沿深大斷裂被動侵位現(xiàn)象。這種情況在中國斑巖銅礦也有出現(xiàn),輝鉬礦Re-Os同位素定年工作表明,中國西藏岡底斯斑巖銅礦帶的礦化發(fā)生在14MaBP左右,在這一時期,該區(qū)已處于碰撞后的拉張環(huán)境［6，19］。巖漿弧環(huán)境產生(包括弧后)的斑巖銅礦主要是受到了區(qū)域規(guī)模應力影響,很明顯為伸展向壓縮環(huán)境轉換的構造背景。然而,強烈伸展環(huán)境,常形成典型的流紋巖、玄武巖的雙峰式火山巖,并未形成顯著的斑巖銅礦系統(tǒng)［24，32］。另外,海溝的前進或后退、板塊匯聚折返的傾斜度對斑巖銅礦的形成也有重要影響［40］。上述研究結果表明板塊構造對全球斑巖銅礦床(尤其是中、新生代斑巖銅礦床)的形成具有重要影響,區(qū)域性的引張環(huán)境、深大斷裂和地下深部的熱點則直接制約著含礦斑巖巖漿的形成與侵位。近年來,中國礦床學家研究發(fā)現(xiàn):斑巖銅礦不僅可產于成礦模型所記錄的島弧及陸緣弧環(huán)境中,還可以產于碰撞造山帶中(如青藏高原),甚至形成于陸內環(huán)境中(如德興),這些斑巖銅礦與板塊消減作用沒有直接的成因聯(lián)系,可能是由于板內構造巖漿活化作用或走滑斷裂帶作用導致深源花崗質巖漿上侵形成的［4～19］。芮宗瑤等［16～18］認為斑巖銅礦產出時間為板塊匯聚大背景下(造山帶或活化帶)的松弛(島弧)階段,如拉分盆地發(fā)育(pull-apartba-sin)和伸展裂陷發(fā)育時期。侯增謙等［4～10］和楊志明等［11］認為在中國大陸內部斑巖銅礦產出的背景與大洋板塊俯沖無關,其產出至少有4類環(huán)境:晚碰撞走滑環(huán)境、后碰撞伸展環(huán)境、后造山伸展環(huán)境和非造山崩塌環(huán)境。大陸環(huán)境含礦斑巖的淺成侵位主要受大規(guī)模走滑斷裂系統(tǒng)、切割造山帶的斷裂系統(tǒng)和基底線性斷裂構造控制(表1)。在此基礎上,張洪濤等［14，15］根據(jù)中國大陸洋陸作用的關系和造山帶的演化,重新劃分了中國斑巖銅礦成礦域和成礦帶,將其分為古亞洲、北部特提斯、南部特提斯(喜馬拉雅)和環(huán)太平洋4個成礦域(表2)。古亞洲成礦域又分為華北陸塊北緣早—中古生代成礦帶、哈薩克斯坦地塊東北緣晚古生代成礦帶、哈薩克斯坦地塊南緣中晚古生代成礦帶和西伯利亞板塊西南緣晚古生代成礦帶。特提斯北部成礦域分為中咱地塊西緣晚三疊世義敦成礦帶、羌塘地塊(昌都—思茅地塊)北緣古近紀玉龍成礦帶、塔里木地塊南緣晚古生代—新生代成礦帶和揚子地塊西緣古近紀成礦帶。南部特提斯(喜馬拉雅)成礦域分為班公錯成礦帶和岡底斯成礦帶。環(huán)太平洋成礦域分為晚中生代活動陸緣成礦帶和臺灣古近紀—新近紀島弧成礦帶。3斑巖型銅和銅—與板塊俯沖相關的斑巖型礦床斑巖銅礦主要產于巖漿弧(島弧和陸緣弧)環(huán)境,島弧環(huán)境主要分布于太平洋西岸,如印度尼西亞和菲律賓島?。?6，41］,主要產出斑巖型銅和銅—金礦床;而陸緣弧環(huán)境的經典成礦省則主要分布于太平洋東岸,如美國西南部的亞利桑那成礦省、墨西哥北部成礦省、智利北部成礦省和智利中部成礦省等［26，42］,主要產出斑巖型銅—鉬礦床［43］。少量斑巖型鉬礦床產于裂谷環(huán)境(如Clamaix型)。斑巖銅礦系統(tǒng)在空間上常表現(xiàn)出顯著的線性,通常與造山帶平行,有幾十到幾百甚至幾千公里長的范圍［32］。3.1島弧環(huán)境的含礦斑巖大洋板塊沿畢尼奧夫俯沖帶到達深部后,發(fā)生脫水,使上地幔發(fā)生交代,產生含水的地幔部分熔融巖漿,此時的溫度大約為1000℃。由于大陸板塊的覆蓋,即存在玄武巖底墊,溫度陡然增高至1400℃,即在殼幔交界面上形成地幔流。當?shù)蒯Ａ魍高^過渡大陸地幔巖石圈即玄武巖底墊時,則在MASH(熔融、同化、存儲、均一)帶形成相當規(guī)模的初始島弧巖漿［29］,即初始含礦巖漿。俯沖機制的弧巖漿包括鈣堿性巖漿［44］、埃達克巖漿［45］與堿性巖漿［46］。陸緣弧環(huán)境的含礦斑巖多為高鉀鈣堿性,部分為鉀質堿性和鉀玄質,巖性以花崗閃長巖和石英二長巖為主［47］。島弧環(huán)境的含礦斑巖通常為典型鈣堿性系列［12］,巖性以石英閃長巖為主,少數(shù)為花崗閃長巖、石英二長巖。島弧環(huán)境的含礦斑巖通常高水(高揮發(fā)分)、高S和富集大離子親石元素(高LILE:Rb,K,Cs,Ba和Sr等),富集如Li,B,Pb,As和Sb等元素,相對虧損高強場元素如Ti,Nb和Ta［17］。巖漿起源于被俯沖板片流體交代的地幔楔形區(qū),巖漿熔體分凝上升并在相對封閉體系發(fā)生結晶分異和/或地殼混染,形成含礦斑巖。Sillitoe［32］總結大量斑巖型礦床,得出與銅礦化有關的斑巖主要為中酸性鈣堿性巖漿,巖性變化于石英閃長巖—花崗巖之間。其中,斑巖銅礦斑巖侵入體與I型和磁鐵礦系列關系密切［48］,為典型的鋁質和中鉀鈣堿性,但也可能有高鉀鈣堿性(鉀玄)或堿性［49］,巖性組分主要為鈣堿性閃長巖、石英閃長巖、堿性閃長巖［50］。富Mo的斑巖銅礦通常與長英質侵入體關系密切,而富Au斑巖銅礦與鎂鐵質端元關系更密切,雖然也存在富Au的礦床主巖為石英二長巖的例子［51］。但是,貧Cu斑巖金礦床似乎毫無例外地出現(xiàn)在鈣堿性閃長巖和石英閃長斑巖中［32］。侵入巖斑巖內常包含不定量的斑晶,通常包括角閃石和/或黑云母斑晶,通常為細粒細晶巖基質,為擠壓構造快速張開的產物［22］。然而,最近的研究和不斷增多的證據(jù)表明,許多含礦斑巖不是典型的島弧巖石,它們多具有埃達克巖巖漿親合性。Thieblemont等［45］認為在全球規(guī)模上(美國西部、智利、巴布亞新幾內亞),多數(shù)埃達克巖省是重要的成礦省(圖1);在地區(qū)規(guī)模上,多數(shù)礦床的主巖即埃達克巖;在礦區(qū)規(guī)模上,當埃達克巖與非埃達克巖共存時,成礦主要與前者有關。3.2礦床成因類型斑巖銅礦床的蝕變具有明顯的分帶性,這也是斑巖銅礦床最引人注目、最重要的成果之一。斑巖銅礦有一致的、大規(guī)模的蝕變礦化模式,由內向外分別為,鈉—鈣化、鉀化、絹英巖化、泥化及青磐巖化［38，52］(圖3)。綠泥石和青磐巖化分別發(fā)生在遠端的最淺部和深部。鈉—鈣蝕變,通常存在于深部斑巖侵入體直接接觸的圍巖中［53，54］,但由于后期青磐巖化的疊加干擾通常很難保存。但是,它也可存在一些斑巖銅礦礦體的特征［55，56］。鈉—鈣蝕變通常形成貧硫化物和金屬礦物(磁鐵礦除外),但也可為富Au斑巖銅礦礦化的主巖(如菲律賓)［57～59］。銅礦化主要形成于鉀化帶內［38，60］,特別對于深部形成［61，62］或相對侵蝕較深的礦床如ElAbra［63，64］。鉀化帶常產于斑巖體中心或附近,以鉀長石、黑云母、石英等蝕變礦物組合發(fā)育為特征,硫化物以輝鉬礦、黃鐵礦、黃銅礦為主。青磐巖化常與鉀化呈同心環(huán)狀分布,并遠離斑巖中心產出,以綠泥石、綠簾石、方解石等蝕變礦物組合發(fā)育為特征,硫化物以黃鐵礦、方鉛礦及閃鋅礦為主。青磐巖化形成同時或略晚于鉀化,通常與巖漿熱液有關,但是,也可由加熱的雨水形成［65］。與鉀化相比,青磐巖化帶內水/巖比值要小的多［32］。絹英巖化常疊加在鉀化與青磐巖化之間,以絹云母—石英等蝕變礦物組合發(fā)育為特征,硫化物以黃鐵礦、方鉛礦及閃鋅礦為主。蝕變將鎂鐵礦物由部分直至完全轉變?yōu)榫G泥石,斜長石轉變?yōu)榻佋颇?等粒白云母)和/或伊利石,巖漿和熱液磁鐵礦轉變?yōu)槌噼F礦(假象赤鐵礦和/或鏡鐵礦),同時產生黃鐵礦和黃銅礦。綠泥石—絹云母化存在于一些斑巖銅礦特別是斑巖銅金礦的較淺部,覆蓋了早期形成的鉀化［22］。盡管鉀化帶內銅和/或金的品位可能會因為綠泥石—絹云母化的疊加而降低［66］,但也可能存在金屬元素的加入［67］,在少數(shù)的一些礦床中,Cu含量增加［68］。絹英巖化成因一直爭論不休,通常認為是由低溫、高鹽度巖漿熱液與雨水混合后的流體的產物［22］,但最近發(fā)現(xiàn),也可由高溫、高鹽度的巖漿熱液直接產生［66］。泥化常呈補丁狀產出,受裂隙控制,依據(jù)成因可分為泥化和高級泥化兩種類型,前者以黏土類礦物(如高嶺石、伊利石)為特征,黃鐵礦為主要硫化物類型;后者以發(fā)育水鋁石—紅柱石—明礬石礦物組合為特征。鉀化通常為最早的蝕變類型,其形成與出溶的高溫巖漿熱液有關(>450℃)［69］。泥化帶與絹英巖化帶流體性質相似,但前者溫度更低,混入的雨水更多。但需要特別注意的是,高級泥化階段流體要復雜的多,既可以是晚期因SO2水解反應加劇而形成的酸性混合流體,也可以由超臨界流體相分離后形成的低鹽度富氣相流體［44］。3.3流體包裹體與蝕變越來越多的證據(jù)顯示巖漿流體為斑巖銅礦的主體成礦流體［70～72］。斑巖銅礦成礦流體通常為富含金屬元素(Cu,Au,Mo等)、鹵素、硫化物和氣相的熱水溶液［71］。通常認為Cu,Au在高鹽度液相流體中以氯化絡合物的形式運輸［70，72～74］,但最近的含硫流體包裹體分析結果表明Cu和Au也可在氣相流體中揮發(fā)性硫配位體內運輸［75～77］。相比之下,Mo有著不同的運輸方式,可在高鹽度流體中以酰硫化物形式運輸［78］。在550~700℃范圍內,主要為高鹽度氣液相或單相(少見)包裹體,這些高溫流體包裹體類型復雜,常見含子礦物、富氣相、富液相、含CO2包裹體,可能與巖漿侵位過程中爆發(fā)導致壓力釋放所引起的流體沸騰或相分離作用有關。這些高溫流體包裹體反映了成礦系統(tǒng)的較早期流體特征,該階段屬于巖漿—熱液過渡階段［79，80］。此階段,熱液流體開始發(fā)生以鉀長石化蝕變?yōu)樘卣鞯臒嵋何g變作用,這種蝕變有助于分散于造巖礦物和副礦物中的Mo元素在鉀交代過程中析離出來,并與來自地殼深部的熱液液體攜帶含Mo絡合物向上運移,形成含礦熱液,可在早期的斑巖侵入體內及周圍發(fā)生金屬沉淀［81］。在350~550℃范圍內,流體常存在流體沸騰現(xiàn)象,沸騰用促進成礦流體冷卻和大量CO2等氣體逃逸,破壞原有的平衡狀態(tài),引起含鉬絡合物的不穩(wěn)定,有利于金屬元素的大量沉淀。主要形成低硫化態(tài)銅鐵硫化物、并可沉淀少量金［43，62］,從而有可能形成典型的淺層富金斑巖銅礦［82］。在250~350℃范圍內,主要為單相、低到中等鹽度流體［83］。高鹽度流體分離后可能形成單相液體［84，85］。基于氫、氧同位素、流體包裹體和蝕變礦化研究的基礎上,得出絹云母蝕變和低中等鹽度流體是巖漿和大氣流體的混合的結果,且后者占主導地位［86］,但最近穩(wěn)定氧和氫同位素數(shù)據(jù)表明,特定的巖漿流體有能力產生絹云母—綠泥石、絹云母蝕變組合［87］,但這絕不排除在后期絹云母蝕變有大氣水的參與［66，83］。由于綠泥石—絹云母蝕變部分或全部疊加于鉀化,部分地質工作表明本地的再活化可生成高硫化集合體［22］,因此絹云母蝕變對于鉀化和/或綠泥石—絹云母蝕變組合具有一定影響。3.4成礦金屬來源成礦物質來源是研究斑巖銅礦成礦作用的關鍵。盡管部分斑巖銅礦床提供了Cu來源于地層的證據(jù),但巖漿是提供Cu的主要來源的觀點長期占據(jù)統(tǒng)治地位。早期,金屬來源于巖漿的觀點主要基于斑巖銅礦與鈣堿性火成巖的緊密時空關系、成礦作用早期流體的氫氧同位素特征和金屬在巖漿活動過程中的化學特性3方面的證據(jù)。近年來,流體包裹體研究為斑巖銅礦金屬來自巖漿提供了新的證據(jù)。Sillitoe［32］指出,斑巖Cu礦中的Cu可來自巖漿,如智利Zaldivar。Burnham等［73］則認為活動大陸邊緣的鈣堿性巖漿—熱液是斑巖銅礦的唯一物質來源。雖然俯沖洋殼或殘留洋殼的部分熔融、加厚下地殼或新生下地殼的部分熔融,以及板片熔體交代上地幔的部分熔融等模式,均被用來解釋含礦斑巖的成因,但眾多研究成果均強調了下地殼或者上地幔對巖漿成因的貢獻。Sillitoe［12］較早對板塊俯沖背景下成礦金屬在深部的起源進行了詳細探討,他認為斑巖銅礦的成礦金屬主要來源于俯沖洋殼。在洋殼俯沖過程中由于溫度升高,成礦金屬與揮發(fā)組分一起從洋殼中釋放出來,這些金屬進入由地幔楔熔融所產生的巖漿,并與巖漿一起到達地殼淺部。由于俯沖板片在平緩俯沖情況下直接部分熔融產生的幔源O型埃達克質巖漿具有高水含量、高氧逸度和富S的特征,可能為金屬S的載體,暗示成礦物質來源于俯沖板片。地幔作為Cu和Au的直接來源越來越受到重視。Sillitoe［12］指出,俯沖洋殼所釋放出的流體或熔融所產生的巖漿富含F(xiàn)e3+,當這些流體或巖漿與上地幔發(fā)生相互作用時,Fe3+會氧化地幔中富含Cu和Au的硫化物,硫化物分解后,Cu和Au會被釋放出來進入巖漿并與巖漿一起到達地殼淺部。在巖漿弧環(huán)境,含礦斑巖無論是直接來源于幔源洋中脊玄武巖(MORB)質洋殼物質熔融,還是來源于經歷流體交代的楔形地幔,巖石圈地幔都直接向巖漿系統(tǒng)提供了大量成礦金屬元素。雖然Cu,Au和Mo3種金屬的地幔來源已被大多數(shù)學者接受,但仍有學者在部分地區(qū)找到了Cu,Mo和巖漿共同來源于下地殼的證據(jù)［88］。Richards［29］認為:巖漿通過MASH(熔融、同化、存儲、均一)過程,由楔形地幔部分熔融產生的玄武質巖漿將會發(fā)生不斷演化,當演化的巖漿具有比下地殼物質更小的密度時(如安山質巖漿),則會在浮力作用下穿過地殼而上侵［89］。4紫金山和麻黃山我國斑巖型銅礦床主要分布在以下6個地區(qū):①江西北部德興地區(qū),有銅廠、富家塢、朱砂紅、銀山4個大型銅礦床;②福建南部上杭地區(qū),已知有紫金山大型銅礦床;③內蒙滿洲里地區(qū),有烏奴格吐山大型銅礦床和八大關鉛礦床;④黑龍江嫩江多寶山地區(qū),有多寶山、銅山2個大型銅礦床;⑤藏東江達地區(qū),有玉龍、多霞松多、莽總、馬拉松多等銅礦床;⑥藏東玉龍斑巖銅礦帶。其中藏東玉龍斑巖銅礦帶、西藏岡底斯斑巖銅礦帶以及中國東部德興斑巖銅礦田和長江中下游成礦帶的斑巖銅礦是中國大陸環(huán)境斑巖銅礦典型代表。4.1德國?；蟮陌邘r銅礦中國大陸內部非俯沖機制斑巖型礦床的含礦斑巖主要為高鉀鈣堿性、鉀玄質,以高鉀為顯著特征［10］,主要產出于青藏高原大陸碰撞帶、東秦嶺大陸碰撞帶和中國東中部燕山期陸內環(huán)境［88］。含礦斑巖盡管也顯示出與島弧型巖石類似的高場強元素虧損和大離子不相容元素富集等特征,大多也與埃達克質巖有關,但其巖漿起源與大洋板片俯沖沒有關系,表1為中國大陸環(huán)境斑巖銅礦的主要特征。埃達克巖最初是指由俯沖板片部分熔融形成的一套富Na的中酸性火成巖,其主要地球化學特征為: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含量低于正常島弧火山巖,但具有較高的Sr,以及Sr/Y,La/Yb值。中國大多數(shù)斑巖銅礦的初始Sr高于洋中脊玄武巖和虧損地幔的初始Sr,小于上地殼的比值,與EMI的比值較為接近,而EMI通常被認為與下地殼有親緣性,可能代表了下地殼物質的循環(huán)。冷成彪等［90］認為中國斑巖銅礦的源巖可能主要為下地殼巖石,少數(shù)可能為洋中脊玄武巖,并且受到中上地殼不同程度的混染。4.2成礦金屬s來源中國大陸環(huán)境含銅斑巖的巖漿起源,盡管尚存不同的觀點,但多數(shù)研究者認為,這些含礦埃達克巖來自于加厚下地殼的部分熔融［91，92］。對于大陸環(huán)境,侯增謙等［10］認為直接起源于古老下地殼物質的長英質巖漿是不能成礦的,斑巖銅礦含礦斑巖的巖漿源區(qū)為加厚的新生鎂鐵質下地殼或拆沉的古老下地殼,石榴石角閃巖和角閃巖是斑巖銅礦成礦斑巖的源巖［10］。侯增謙等［10］識別出3類不同的巖漿源區(qū),即①新生的加厚下地殼;②軟流圈物質注入的加厚下地殼;③拆沉的加厚下地殼。楊志明等［11］通過對玉龍銅礦含礦斑巖地球化學的研究表明:①成礦金屬具有與含礦斑巖一樣的源區(qū);②上地殼尺度的熱液循環(huán)萃取對金屬的來源貢獻不大。通常的鈣堿性巖漿之所以具有成礦潛力,大洋板片的脫水無疑是最為關鍵的過程。該過程不僅把大量的水、硫、鹵素、金屬以及親流體的大離子親石元素(LILE)輸送到地幔楔,同時還因水的大量加入,使得楔形地幔熔融產生的巖漿常具有較高的氧逸度［29］。高氧逸度條件下,S主要以硫酸鹽的形式溶解于巖漿中(鹽度約1.5wt%),從而導致通常優(yōu)先向硫化物分配的Cu,Au等開始作為不相容元素向硅酸鹽熔漿中富集,這就是正常鈣堿性弧巖漿常含有較高親Cu元素(如Cu,Au等)的原因［11］。楊志明等［11］認為成礦金屬的深部富集是因巖漿高氧逸度所致,S以硫酸鹽溶解于巖漿中,從而導致通常優(yōu)先向硫化物分配的Cu,Au等開始作為不相容元素向硅酸鹽熔漿富集。大型礦床,特別是超大型礦床下部通常存在巖漿房,巖漿房流體出溶是引發(fā)礦床大規(guī)模蝕變與礦化的根源;成礦金屬與S均來自巖漿,與含礦斑巖可能具有相同的源區(qū)。有些研究者認為與斑巖銅礦有關的巖漿中的S除來自地幔深處外,尚有一部分“額外”來源,即認為來自海水硫酸鹽及海底巖石中的硫化物,或來自巖漿通道附近的蒸發(fā)巖層,或由巖漿混合作用帶來。5大陸環(huán)境斑巖銅礦形成環(huán)境的控制大地構造背景與演化對斑巖銅礦含礦巖漿的形成有明顯的制約作用,Sillitoe［12］建立了經典斑巖銅礦板塊構造模型,提出斑巖銅礦主要在板塊俯沖背景下的主動陸緣鈣堿性火成巖帶中形成,金屬來源與板塊俯沖作用導致的巖漿活動有關。經典成礦模型大地構造背景為島弧及陸緣弧環(huán)境外島弧環(huán)境,成礦省主要分布于太平洋西岸,如印度尼西亞和菲律賓島弧;而陸緣弧環(huán)境的經典成礦省則主要分布于太平洋東岸,如美國西南部的亞利桑那成礦省、墨西哥北部成礦省、智利北部成礦省和智利中部成礦省等［18］。大陸環(huán)境斑巖銅礦研究起步較晚,近年來中國許多礦床學家經研究發(fā)現(xiàn)國內斑巖銅礦大陸環(huán)境與大洋板塊俯沖、板塊消減作用無關,試圖從大陸環(huán)境、成礦域等角度去解釋。經仔細對比可以發(fā)現(xiàn),兩者都認為大陸環(huán)境斑巖銅礦是由板內構造巖漿活化作用或走滑斷裂帶作用導致深源花崗質巖漿上侵形成的［4～11］。形成于碰撞造山帶及陸內環(huán)境的斑巖銅礦,不能用西方學者基于板塊構造理論建立的經典斑巖銅礦成礦模型來解釋,經典的斑巖銅礦成礦模型遇到了挑戰(zhàn)。但是,無論是巖漿弧環(huán)境還是大陸環(huán)境,斑巖銅礦系統(tǒng)的發(fā)育均有3個關鍵的過程,即巖漿起源的深部過程、巖漿淺成侵位的輸導系統(tǒng)和流體排放—金屬淀積的伸展環(huán)境［3］。趙文津［93］從深部地球物理的角度,把安第斯斑巖銅礦帶、岡底斯斑巖銅礦帶和玉龍銅礦帶進行了對比,認為要形成大型的斑巖銅礦至少需要6個基本條件:①有上地幔來源的高溫巖漿熱液的大量供給;②有區(qū)域性銅的萃取來源;③有上地殼的部分熔融層或者巖漿房;④地殼上層構造體系中的張性斷裂;⑤圍巖的化學性質對礦質沉淀是重要的;⑥構造的相對穩(wěn)態(tài)期。巖漿弧環(huán)境、大陸環(huán)境具有相似的蝕變礦化模式與成礦物理化學條件,即面型蝕變分帶,自巖體中心向外依次發(fā)育鉀硅酸鹽化、石英絹云母化、泥化帶以及青磐巖化帶。成礦流體均呈現(xiàn)出早期以巖漿水為主,晚期與大氣降水混合、鹽度降低。侯增謙等［4～10，89］基于青藏高原歐亞大陸碰撞過程形成的斑巖銅礦,提出“非弧”大陸環(huán)境斑巖銅礦的概念,并對其特征進行系統(tǒng)總結,強調下地殼與巖石圈地幔的拆沉與部分熔融及軟流圈上涌對斑巖銅礦初始巖漿形成的貢獻。由此可見,斑巖銅礦及其母巖漿可以形成于板塊匯聚邊緣的島弧環(huán)境,也可形成于大陸內部非弧構造背景。產于大陸環(huán)境的斑巖銅礦在成礦環(huán)境與構造控制、含礦巖漿起源演化、成礦物質富集機制、深部過程與動力學機制諸方面與巖漿弧環(huán)境斑巖銅礦存在系統(tǒng)差異,據(jù)此,將大陸環(huán)境的斑巖銅礦稱之為大陸型斑巖銅礦。不同構造背景與動力學機制下的含礦巖漿其地球化學特征有一定的差異。5.1斑巖銅礦的地球化學特征島弧環(huán)境的含礦斑巖通常是鈣堿性的,而陸緣弧環(huán)境的含礦斑巖多為高鉀鈣堿性,部分為鉀質堿性和鉀玄質,這種規(guī)律性或暗示島弧與陸緣弧環(huán)境的含礦斑巖巖漿源區(qū)存在差異,或反映加厚陸殼對原始巖漿成分產生混染。巖石學、地球化學研究表明:碰撞造山環(huán)境斑巖銅礦,盡管因礦化類型不同,其含礦斑巖巖性略有差異外,主要為中酸性巖漿,為高鉀鈣堿性系列—鉀玄武巖系列,巖性以花崗閃長巖—二長花崗巖—花崗巖為主,與陸緣弧環(huán)境含礦斑巖較為類似［17］?？傮w上,島弧環(huán)境的成礦斑巖成分偏中性,而陸緣弧和大陸環(huán)境成礦斑巖偏酸性,反映穿過厚陸殼的長英質巖漿經歷更充分的結晶分異作用?；…h(huán)境與大陸環(huán)境含銅斑巖的K2O含量差別反映了2類環(huán)境斑巖巖漿具有不同的起源和演化。島弧環(huán)境的斑巖銅礦,過去通常認為含礦斑巖均為島弧型長英質巖,其巖漿起源于被俯沖板片流體交代的地幔楔形區(qū),巖漿熔體分凝上升并在相對封閉體系發(fā)生結晶分異和/或地殼混染,形成含礦斑巖。然而,最近的研究和不斷增多的證據(jù)表明,許多含礦斑巖不是典型的島弧巖石,它們多具有埃達克巖巖漿親和性。一些大型斑巖銅礦含礦斑巖因具埃達克質特征或為埃達克巖而被普遍關注［92，93］。De-fant等［94］指出埃達克巖可以作為找礦標志來使用。張旗等［95］研究認為我國的斑巖銅礦大多與C型埃達克巖有關,而世界級斑巖銅礦多數(shù)與O型埃達克巖有關。我國許多學者也報道了一些與Cu-Mo-Au礦床有關的埃達克巖的地球化學特征［91，96～98］。埃達克質巖與Cu-Mo-Au礦床密切相關的原因是埃達克質巖漿與正常的長英質巖漿不同,其以高水含量、高氧逸度和富S為特征,因而成為斑巖銅礦的重要含礦母巖和金屬硫的可能載體［99］。大陸環(huán)境含礦斑巖也經常具有埃達克巖親和性［10］。具有高場強元素(HFSE:Nb,Ta,Ti和P)虧損和大離子不相容元素(LILE:Rb,K和Ba)富集特征。多數(shù)學者認為埃達克巖為斑巖銅礦的一種重要容礦巖石,Thieblemont等［45］統(tǒng)計了全球43個Au,Ag,Cu,Mo低溫熱液和斑巖礦床,發(fā)現(xiàn)其中38個與埃達克巖有關。冷成彪等［90］調研中國26個斑巖銅礦中有25個可能與埃達克巖有成因關系,且多數(shù)與玄武質下地殼熔融形成的埃達克巖(C型)有關。侯增謙等［91］通過對3個重要的斑巖銅礦帶的綜合研究和對比分析發(fā)現(xiàn),最具成礦潛力的含礦斑巖不是典型的島弧巖漿巖,而是具有埃達克巖親合性。與島弧環(huán)境的含礦斑巖相比,大陸環(huán)境含礦斑巖盡管顯示島弧型巖石所擁有的高場強元素虧損和大離子不相容元素。中國大陸環(huán)境斑巖銅礦含礦斑巖硅酸鹽,但其巖漿起源與大洋板塊的俯沖沒有關系。大陸環(huán)境含礦斑巖也通常具有埃達克巖巖漿親和性。與島弧環(huán)境的含礦埃達克巖相比,大陸環(huán)境的含礦埃達克巖以高鉀、低鎂為特征。前者通常富Na,w(Na2O)/w(K2O)>118,后者通常富K,w(Na2O)/w(K2O)<112。這些系統(tǒng)差異表明,盡管2類環(huán)境的含礦斑巖均具有埃達克巖巖漿親和性,但來自于顯著不同的巖漿源區(qū)。前者的Sr-Nd同位素組成接近于MORB,而后者以高(87Sr/86Sr)i、低144Nd/143Nd為特征,明顯偏離MORB。這些系統(tǒng)差異表明,盡管2類環(huán)境的含礦斑巖均具有埃達克巖巖漿親和性,但來自于顯著不同的巖漿源區(qū)。島弧環(huán)境的含礦斑巖落入洋殼熔融形成的埃達克巖區(qū)域,而中國大多數(shù)斑巖銅礦容礦斑巖都落入玄武質下地殼熔融形成的埃達克巖區(qū)域。顯然,決非所有的埃達克巖都伴有Cu-Mo-Au礦化,這意味著,埃達克巖成礦只是必要條件,而非充要條件?？傊?中國大陸環(huán)境含礦巖漿系統(tǒng)與巖漿弧環(huán)境含礦巖漿系統(tǒng)在來源和特征上存在本質區(qū)別。大陸環(huán)境含礦巖漿通常來源于具有不同基底性質的地殼源巖,巖漿起源與陸下深部過程有關,而巖漿弧環(huán)境含礦巖漿起源于俯沖帶流體交代的地幔楔形區(qū),與大洋板塊的俯沖作用密切相關。在中國大陸環(huán)境,含Cu(-Mo,-Au)巖漿通常來源于加厚的、新生的鎂鐵質下地殼,幔源物質通過不同方式(如底侵、滲流、交代)直接或間接地參與含Cu(Mo,Au)巖漿系統(tǒng)。含Mo巖漿通常來源于加厚的古老下地殼,而含Pb-Zn巖漿則起源于古老的中下地殼。含Au巖漿主體起源于陸內上地殼,但遭受不同程度的幔源巖漿混合和混入。5.2減少連接成礦的斑巖礦床帶經典的斑巖銅礦成礦模型認為,在島弧或陸緣弧系統(tǒng),來自俯沖板片的脫水流體攜帶大離子不相容元素(LILE),上升交代地幔楔形區(qū)并誘發(fā)其熔融,產生幔源熔體,后者經歷分離結晶和/或地殼混染,在地表噴發(fā)形成弧火山巖系,淺成侵位形成正常的鈣堿性含礦斑巖體及斑巖銅礦系統(tǒng)［12，23］。侯増謙等［89］認為這個傳統(tǒng)模式適用于智利北部規(guī)模較小的古新世—晚中新世斑巖銅礦帶,但卻不適用于規(guī)模巨大的晚中新世—早上新世斑巖銅礦帶,更不適用于青藏高原碰撞造山帶的斑巖銅礦帶。目前主要提出的可能成因模式包括以下3點。5.2.1陸緣弧演化與巖漿活動俯沖洋殼板片部分熔融被廣泛認為是形成埃達克巖的最理想模式,因為多數(shù)埃達克巖的地球化學特征指示其源區(qū)是一種相變?yōu)榻情W榴輝巖或石榴石角閃石的玄武質巖石［94］。智利北部古新世以來,陸緣弧演化與巖漿活動受太平洋板塊(Farallon板塊)俯沖速率、角度和方向諸因素的約束［100］。在古新世—早中新世,Faral-lon板塊以正常的俯沖速度和中等的俯沖角度向智利大陸邊緣下部俯沖,誘發(fā)地幔楔形區(qū)的部分熔融,導致鈣堿性弧火山活動和巖漿淺成侵位,形成小規(guī)模的斑巖銅系統(tǒng)和淺成低溫熱液金系統(tǒng)［22］。進入晚中新世,Farallon板塊開始低角度、斜向、快速俯沖［24］,導致俯沖的洋殼板片直接熔融,形成埃達克質熔體［100］。該熔體在相對擠壓應力場中上升侵位,并在一個相對封閉的體系中演化,發(fā)育成規(guī)模較大的斑巖銅系統(tǒng)。5.2.2區(qū)域地質構造及巖漿岡底斯斑巖礦床含礦斑巖具有埃達克巖巖漿親和性,其巖漿來源被認為是俯沖的大洋板片部分熔融［91］。后修正了原來的初步看法,提出岡底斯斑巖銅礦帶的埃達克巖巖漿更可能來源于因碰撞而加厚的藏南玄武巖下地殼,但新特提斯俯沖洋殼板片來源的可能性尚不能完全排除［89］。岡底斯斑巖銅礦形成于陸—陸后碰撞伸展時期(13~18MaBP),即青藏高原迅速抬升之后。橫切碰撞造山帶的南北向正斷層系統(tǒng),類似于島弧環(huán)境下的橫切弧的斷層系統(tǒng),成為埃達克質斑巖巖漿快速上升和就位的通道與場所,并使巖漿熱液系統(tǒng)中大量含礦流體充分地分離而成礦。在青藏高原,榴輝巖為侏羅紀之前俯沖于地幔巖石圈深處的特提斯洋殼的變質產物,其部分熔融產生的埃達克質熔體在上升過程中與上覆富集地幔的巖漿熔體發(fā)生混合,形成含礦長英質母巖漿。簡單的熱估算表明,俯沖并堆積于大陸巖石圈地幔深處(100~200km)的古老洋殼板片,在青藏高原正常的地溫下,將變質為榴輝巖相,但不會發(fā)生熔融。榴輝巖發(fā)生熔融所需的熱量只能由下部軟流圈提供。在高原地殼擠壓增厚的情況下,變質的榴輝巖因地殼加厚而隨地幔向下移動并達到其固相線溫度,也有可能發(fā)生部分熔融。由于密度差異引起的榴輝巖堆積體的拆沉作用可能是軟流圈物質上涌并提供巨大熱量的有效機制［101］,榴輝巖堆積體部分熔融層因形成構造—熱薄弱帶,而成為軟流圈物質置換上覆地幔物質的重要空間。因此,埃達克質熔體分凝后的熔融殘余,因富含石榴子石而密度進一步加大,可能加速了榴輝巖堆積體的向下拆沉。拆沉所誘發(fā)的軟流圈物質上涌過程導致了巖石圈地幔減薄,后者不僅引起地幔熔融形成鉀質熔體,而且引起青藏高原快速隆升及隨后的地殼伸展［102］。埃達克質熔體在經歷了與鉀質熔體的混合后上升侵位之后,長英質含礦熔體在相對封閉的系統(tǒng)中分異演化,在應力釋放背景下(如走滑拉分盆地、正斷層系統(tǒng)),含金屬流體和巖漿硫從巖漿中充分分離出來,形成斑巖銅系統(tǒng)。將這種由拆沉作用所誘發(fā)的俯沖洋殼熔融成礦過程以拆沉—板片熔融模式表示。因此,與傳統(tǒng)的斑巖銅礦成礦模式不同,在島弧造山帶,大洋板塊低緩、快速、斜向俯沖和洋殼板片直接熔融以及埃達克質熔體封閉性演化,是安第斯中新世—漸新世巨型斑巖銅礦的主導作用,而在碰撞造山帶,俯沖堆積的古老洋殼物質因密度差異而導致拆沉作用并誘發(fā)其部分熔融,由此產生的埃達克質熔體又與幔源熔體混合,是形成西藏岡底斯和玉龍斑巖銅礦帶的動力學機制。5.2.3中新世含礦斑巖巖漿源區(qū)及深部地殼盡管西藏東部和南部的新生代埃達克巖形成于后碰撞環(huán)境,但有人認為它們產于老的(白堊紀前或白堊紀)滯留洋殼。侯增謙等［5］認為,青藏高原碰撞造山帶俯沖并堆積于地幔巖石圈的古老洋殼物質的變質和拆沉,誘發(fā)了榴輝巖部分熔融,從而產生埃達克質熔體。高永豐等［103］認為西藏南部的中新世埃達克巖是滯留洋殼在后碰撞階段部分熔融的產物,熔體在上升過程中與上覆交代地幔楔發(fā)生作用,使巖漿中K含量明顯增高。通過對岡底斯銅礦帶甲馬、拉抗俄、南木、廳宮、沖江及洞嘎6個礦區(qū)含礦斑巖的全巖Nd,Sr,Pb,O同位素分析,曲曉明等［104］指出這些中新世含礦斑巖主要是白堊紀—古近紀俯沖到深部的雅魯藏布江洋殼在榴輝巖相條件下的部分熔融產物,同時有少量俯沖沉積物參與了源區(qū)混合。考慮到江西東北部德興的中侏羅世埃達克質斑巖和新元古(約1000MaBP)蛇綠巖套空間上的密切關系和鈮同位素的相似,王強等［96］指出除拆沉的下地殼熔融外,其他機制(如殘留)在地幔的新元古俯沖洋殼的部分熔融也可能產生這種斑巖。根據(jù)主、微量元素和NdO-SrO-Pb同位素地球化學研究,李伍平等［10