斑岩 3AB@1BCA 矿床：新认识与新进展.pdf

第 卷 第 期 “ 年 月 地学前缘 （中国地质大学， 北京） ） 1 ’ “ 斑岩 3AB1BCA 矿床新认识与新进展 侯增谦 （中国地质科学院 矿产资源研究所， 北京 D） 摘E 要 斑岩型矿床作为一种最重要的铜钼和铜金矿床类型一直得到人们的普遍重视， 近些年来又取 得了重要研究进展， 主要体现在 F 个方面 岛弧和陆缘弧是斑岩型矿床产出的重要环境， 但大陆碰 撞造山带也具有产出斑岩型矿床的巨大潜力。按矿床产出的构造环境， 可以分为弧造山型斑岩矿床 和碰撞造山型斑岩矿床； “弧造山型含矿斑岩主要为钙碱性和高钾钙碱性， 而碰撞造山型含矿斑岩则 主要为高钾钙碱性和橄榄安粗质 （2*12*1/--,） 。两种环境的含矿斑岩多具有埃达克岩 （’G’H-.） 岩浆 亲合性， 但前者主要来源于俯冲的大洋板片， 后者主要来源于碰撞加厚的下地壳。大洋板片的部分熔 融缘于俯冲角度的平缓化， 而加厚下地壳的熔融起因于俯冲大陆板片的断离 （2’I I.’H177） ； 在弧 造山环境， 大洋俯冲板片的膝折 （H-/H） 或撕裂 （2’I .’） 不仅导致俯冲角度变缓， 而且引起弧地壳耦 合变形， 产生切弧断裂， 控制斑岩铜系统的时空分布。俯冲板片撕裂引发软流圈上涌， 诱发大洋板片 熔融， 产生含矿岩浆； 在碰撞造山环境， 大陆俯冲板片的裂离导致软流圈上涌， 向下地壳注入新生物 质， 并诱发下地壳物质熔融， 产生含矿岩浆。碰撞后地壳伸展形成横切碰撞带的正断层系统， 为斑岩 侵位提供运移通道， 并导致岩浆流体大量分凝和铜钼金淀积。不论是斜向俯冲的弧造山带， 还是斜交 碰撞带的构造调节带， 常常发育一系列的走滑断裂带和伴生的拉分盆地， 也是含矿岩浆浅成侵位和分 凝流体排泄运移的重要输导系统； 在许多斑岩成矿带或矿集区， 斑岩型矿床的热液蚀变系统常出现 套合作用 （..2,1J-/;） ， 早形成的斑岩 3AB1 系统常被浅成低温热液 3ABCA 系统叠加， 或者形成两个 共存的独立矿床， 或者构成一个巨型高品位矿床。热液套合和矿化叠加可能与成矿后或成矿过程中 的区域快速隆升有关。 关键词 斑岩型矿床； 埃达克岩； 成矿叠加； 构造控制； 成矿环境 中图分类号 KLM “E 文献标识码 CE 文章编号 F““ （“） 收稿日期 “； 修订日期 “N 基金 项 目国 家 重 点 基 础 研 究 发 展 规 划（ ND ）项 目 （““39“L） ； 国家自然科学基金重点项目 （“F） 作者简介 侯增谦 （NLE） ， 男， 博士， 研究员， 博士生导师， 现 从事大陆成矿作用研究。 E E 斑岩型矿床作为一种最重要的铜钼和铜金矿床 类型， 为世界提供了 FO 以上的金属铜资源 ［］。鉴 于斑岩型矿床在科学上和经济上的重要性， 几十年 来， 人们一直对其倾注了巨大的热情， 并取得了斐然 成绩。以著名的岛弧 斑岩成矿模型为核心的成矿 理论不断完善， 在其理论指导下的找矿实践不断取 得重大突破。纵观斑岩型矿床的研究历史， 可概略 地归纳为 个阶段 “ 世纪七八十年代， 注重于 矿床特征、 蚀变系统和矿床成因研究； ““ 世纪 N 年代， 聚焦于成矿环境和构造控制研究； 本世纪 初， 更加关注于成矿地球动力学背景研究。最近十 多年来， 在斑岩型矿床的斑岩起源、 热液系统、 成矿 系统、 构造控制和动力学背景等研究方面， 均取得了 诸多新认识和新进展， 大大地拓展了人们对斑岩成 矿系统的理解和认知， 特别是近年来的新观察与新 发现， 更加激起了人们的浓厚兴趣， 并为深入研究斑 岩型矿床注入了新的活力。本文主要就近些年来的 最新进展予以概述。 E 构造背景与成矿环境 众所周知， 斑岩型矿床主要产于大洋板片俯冲 产生的岛弧和陆缘弧环境。陆缘弧环境的经典成矿 省包括安第斯中部 （如阿根廷 9’1 G. ’ CAPI.’， ’. 等 矿 床） ［“， ］， 美 国 西 部 （ 如 9-/;*’P， Q12 K1I.2 矿床） ［， F］和巴布亚新几内亚伊利安爪哇 （如 8’2I.;， RH- S.G-， 0.-G’ T-5. 矿床等） ［L UM］， 岛 “ 侯增谦地学前缘（0品位模式表明， 岛弧和陆缘弧环 境具有产出斑岩型矿床的巨大成矿潜力。 显然， 不是所有的岛弧和陆缘弧环境都产出斑 岩型矿床。有火山成因块状硫化物矿床 （G） 产 出的岛弧环境， 通常不发育斑岩型矿床。例如日本 第三纪岛弧， 大量发育黑矿型 （H61I1;J.） 块状硫 化物矿床 ［］， 但却一直没发现工业规模的斑岩型矿 床。这种矿床的非共存性暗示， 岛弧虽为形成金属 矿床的重要环境， 但其基本类型和发育特征不同， 产 出矿床的类型及潜力也不同。KJ.L’ 和 H’/’M1- （4 ’， 分别与印 亚大陆强烈碰撞期和逆冲 带活动期吻合 （图 R） 。含矿斑岩岩浆年龄介于 “ N ’ ［］， 成矿年龄集中于4 B ’［“ E］， 分别 与中新世地壳东西向伸展 （“ ’） ［B］和相伴产 生的正断层系统发育时限 （ S 4 ’） ［N， ］相吻合， 证明斑岩铜矿系统发育于碰撞后地壳伸展环境 （图 R） 。 图 青藏高原碰撞造山带构造 岩浆事件与 斑岩成矿作用的关系 （据参考文献 ［B］ 和 ［C/D4）E 2FG， （’D/）H 0G） 、 高 ’（100 I20 JK） ， 亏损 L（,2M I20JK） 和 NO““ 的中酸性 岩 ［4M］。变质为角闪岩 榴辉岩相的玄武质 （DOP） 岩石通常被认为是形成埃达克岩的理想岩浆源岩， 因为在 E10 67 压力条件下相变为角闪岩 角闪榴 辉岩 榴辉岩的玄武质岩石， 在部分熔融过程中， 石 榴石和金红石将作为残留相出现 ［4］， 其与平衡的岩 浆熔体将具有较低的 NO““ 和 L 含量， 相对亏损 N,’“（BQ， R， R， S） ， 相对富集 ’， 从而在 ’ L4］。近年来， 这个经典的蚀变分带模型遭到 质疑。主要争议出现在高级泥化成因上。一些研究 者发现， 许多斑岩矿床的热液蚀变系统中并不发育 高级泥化， 因此认为高级泥化可能与斑岩系统无 关 ［］。另外， 由于高级泥化蚀变常常是浅成低温热 液系统的典型产物 ［3］， 而浅成低温热液矿化常叠加 于斑岩矿化系统之上， 因此， 经典的蚀变分带模型中 的高级泥化蚀变更多地标志着浅成低温热液系统的 发育 ［“］。 图 3 青藏高原东缘玉龙斑岩铜矿床的蚀变分带型式 （据文献 ［6］ ，［H］ 和 ［J］ 修改） 0- 3 KC.’-1/ L1/-/ 1M *. N9C1/ D1D*OO ,1DD. P.D12- -/ *. .’2./ ,1CC-2-1/’C L1/. 在碰撞造山环境， 如在玉龙斑岩铜矿带， 高级泥 侯增谦地学前缘（“*-;,’“ 矿 区， 类似的高级泥化蚀变也大量发育 （图 4） ［1］。这 种主要由石英和明矾石构成的高级泥化蚀变带产于 斑岩铜矿体的侧翼， 并叠加于斑岩型热液蚀变系统 的顶部， 严格受近水平的断裂控制 （图 4） 。高级泥 化蚀变岩呈平卧的透镜状， 包裹典型的浅成低温热 液硫砷铜矿 金矿体 （图 4） ， 反映高级泥化蚀变是浅 成低温热液系统的典型产物。 图 43 菲律宾 *-;,’“ 矿区的蚀变分带型式 ［1］ ,A43 ’*- -E2’6. 1* EF1 22.8 ’ 54 F’（’）’/; 2A2.G./ .-*.8’9 *-6*E29C-;’-1/ HE 22.8（A） I 5J4 K之间， 集中于 3“4 I34 K范围， 成矿流体 以天水为主， 形成深度在古潜水面之下 “44 IL44 8 范围 ［3， M， N4］。与之不同， 斑岩型矿床的早期蚀变和 铜矿化的形成温度范围为 544 I44 K， 成矿流体以 岩浆水为主， 流体盐度在 “4O I 4O P’9 范围， 晚 期蚀变及成矿流体出现部分天水， 温度降低至 344 I544 K， 盐度降低至 L OP’9 以下。斑岩型矿化 形成深度一般在 I5 Q8 之间 ［］。 L 构造控制与动力机制 斑岩 EF1EH 系统的发育与 “ 个关键过程或 作用有关， 即岩浆起源的深部过程； “岩浆浅成侵 位的输导系统； 流体排放E金属淀积的伸展环境。 在构造上， 这三大过程或作用又与板片俯冲作用、 地 壳加厚与抬升作用， 以及不同性质的断裂系统有关。 7 “ 板片俯冲 不论是大洋板片还是大陆板片的俯冲， 均是导 图 L 菲律宾 R.’/1E0-/’9 2.,-1/ *16* *. 0’ 21*.’2ER.’/1 ;.12-2 致含矿斑岩岩浆形成发育的主导性动力学机制， 但 这并不意味着只要板片俯冲就可以形成含矿斑岩岩 浆。在弧造山环境， 俯冲的大洋板片在抵达约N4 Q8 时必然发生脱水， 后者携带大量的大离子不相容元 素 （RSR’Q-. 质含矿岩浆的理想源区。换句话说， 大洋板 片平缓俯冲 （C9’ 2A;,-1/）是形成 ’;’Q-. 的主导 机制 ［5， 53］。例如， 在安第斯带的智利北部， 古新世以 来陆缘弧演化与岩浆活动受 0’’991/ 板块的俯冲速 率、 角度和方向诸因素约束 ［““］。在古新世早中新 世， 0’’991/ 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 系统和浅成低温热液 H 系统 ［JX*。 侯增谦地学前缘（“6* *- -*6. A- B-B --;* .*; 岛弧造山带 （陆缘弧环境 以安第斯为例 ［44］） ； 碰撞造山带 （以青藏高原东缘斑岩铜金矿带为例 ［I/］） 在碰撞造山带， 大陆板片俯冲不仅是形成大陆 碰撞带的主要造山方式， 也是形成含矿斑岩的主要 动力机制 ［//］。尽管大陆俯冲板片不一定直接熔融 产生含矿的埃达克岩， 但大陆板片俯冲诱发的软流 圈物质上涌， 可能导致了碰撞加厚的下地壳物质部 分熔融。在青藏高原东缘， 即所谓的东碰撞带 ［55］， 印度大陆向北俯冲 碰撞所产生的应力应变被一系 列 88J 向走滑断裂系统所调节， 而印度大陆向北 东方向揳入并与扬子陆块碰撞， 则形成了东喜马拉 雅构造结和一系列逆冲褶皱带， 如兰坪思茅褶皱 带 ［55］。跨越东碰撞带不同构造单元的两条近 “J 向的地球物理长剖面揭示， 印度大陆板片与扬子大 陆板片发生了相向俯冲 ［5I， 5K］。印度大陆板片前缘 出现在嘉黎高黎贡走滑断裂以西地区 （K1L M K5L “） ， 以缓角度俯冲于特提斯喜马拉雅之下， 俯冲前 缘抵达 K7L M K5L“ 后， 突然下插并近垂直延伸至 2I0 N ［I0， I2］。扬子大陆板片出现于嘉黎高黎贡 走滑断裂以东地区 （KKL M20/L“） ， 该板片沿红河走 滑断裂向西缓角度俯冲， 大约在200L“ 前后， 俯冲板 片变陡， 向下斜插， 前缘抵达 /0 N 深度 ［5K］ （图 7） 。在 8“ 向速度扰动剖面上， 扬子大陆俯冲板片 影像依然清楚可见， 俯冲板片也在 200L MKKL“ 区域 突然变陡， 前缘抵达近 400 N 深处 ［5I］。地震层析 成像证实， 在两个俯冲板片前缘之间区域 （K5L MKKL “） ， 发育一个源自 10 N 深处的显著低速的软流 圈上涌体， 其在 /00 M/0 N 处被细颈化， 由此向上 涌流导致上覆岩石圈显著减薄至 50 M I0 N， 并侧 向向东底侵至上地幔顶部和地壳下部 ［5K］， 甚至在腾 冲地区， 底侵的软流圈物质将岩石圈地幔吞蚀 ［5I］。 钟大赉等 （/002） 注意到， 上涌的软流圈顶部不是呈 大面积性的 “蘑菇” 状， 而是呈区带性的直立 “瓦板 状” ［5I］。侯增谦等 （/001） 提出， 这种高热软流圈的 上涌和底侵， 不仅为含矿斑岩岩浆源区 加厚下 地壳的部分熔融提供了必要热能， 而且， 高热软流圈 的空间形态也从根本上约束了含矿斑岩及伴生熔岩 的巨型带状分布 （图 7） 。来自软流圈顶部的熔融 体可能呈小股岩浆形式向上注入并与下地壳物质混 合， 这种过程导致了埃达克质含矿斑岩相对富 G;O 值和富集过渡性元素 （D， 8， D-） 的地球化学特 征 ［I/］。 *N-AA） 在弧造山带， 顺弧方向的构造 岩浆分段性暗 示， 大洋俯冲板片常常不是 “铁板一块” ， 往往具有 不同的俯冲角度。这种板片俯冲角度的变化， 常常 在俯冲板片内形成垂直岛弧方向的膝折带 （NN ） ， 并常将俯冲板片分隔成顺弧展布的若干块段 （.*;*） 。这种膝折带的产出部位， 在地表往往对 应于俯冲带 （缝合带） 的褶曲部位。如果板片俯冲 角度突然变化， 膝折带将可能演变成俯冲板片撕裂 带 （* ） 。这些膝折带和撕裂带对岛弧环境的 岩浆活动及成矿作用有着重要的控制作用。在印度 尼西亚， 产出于岛弧环境的斑岩 DEFHE 系统及其伴 生的浅成低温热液高硫化系统， 如 ’EP 地区的 QE RSE 矿床和 ’E6P*. 北部的 T-E6- 矿集 区， 其定位空间均与岛弧地壳下方的俯冲板片膝折 带相对应， 矿床空间展布与膝折带延伸方向相吻合。 在环西南太平洋岛弧带， 斑岩 DEFHE 系统和浅成低 温热液 HEFDE 系统的产出， 则与俯冲板片的撕裂和 软流圈上涌过程有关 ［I4］ （图 5） 。板片撕裂带与岩 浆 热液 成矿系统的时空对应关系可能反映了这样 的两个事实 因板片撕裂而造成的板片俯冲角度 “ 侯增谦地学前缘（1’ 前后的大规模碰撞。沿冈底斯花岗岩 基带， 成岩年龄介于 3 L ’ 的冈底斯含矿斑岩 带 ［3“， 35］和与之伴生的年龄为 3 L3N ’ 的钾质 超 钾质火山岩 ［3M， 5O， N4］， 构成了一条长达 N44 PB 的中 新世钾质岩浆岩带。’*.1 等将其解释为印度大陆 板片在 3N ’ 前后发生板片断离的产物 ［5］。侯增 谦等 （3445） 提出， 通过板片断离窗上涌的软流圈诱 发了富集地幔的部分熔融， 导致了钾质 超钾质火山 喷发， 而钾质 超钾质岩浆作为一种新生组分 （Q EF 矿化系统的时空定位控制上 （图 GE） 。空间 上， 冈底斯中新世斑岩体尽管东西断续成带， 但南北 串珠成列， 东西延伸约 4;0 H， 南北延伸达 60 H， 明显受近 7’ 向正断层系统控制。时间上， ’7 向正 断层虽发育于 21 8 前后 ［/G， /6］， 但东西向伸展却始 自 26 8 ［/］。冈底斯含矿斑岩岩浆活动时限为 2/ I2G 8 ［/4， /1］， 而斑岩矿化年龄为 21 I2 8［/4 I/;］。 这种时空关系表明， 冈底斯含矿斑岩岩浆侵位和流 体分凝上升受控于近 ’7 向正断层系统， 斑岩型 DB 8-EF 矿 化 发 育 于 地 壳 伸 展 和 应 力 释 放 环 境 ［/4］。 （4） 平行造山带的逆冲断裂带。平行造山带的 逆冲断裂带是地壳挤压变形的主要构造方式， 也是 岩浆上升侵位的主要通道。在弧造山带， 逆冲断裂 带对成矿带控制不太明显， 但在碰撞造山带， 其与正 交或斜交的正断层系统的交汇点， 直接限定了含矿 斑岩的时空定位。例如， 在冈底斯斑岩铜矿带， 逆冲 断裂带与 7’ 向正断层系统的一系列交汇点， 既是 高热流渗漏的构造薄弱部位， 也是含矿斑岩及其驱 动的热液成矿系统的定位空间 ［2;］。 J “ 地壳隆升与剥蚀 不论是弧造山环境还是碰撞造山环境， 伴随造 山作用的地壳或块体隆升是斑岩铜矿带的普遍特 征。最近人们注意到， 伴随着斑岩侵位过程的快速 隆升和强烈剥蚀对斑岩型矿床的形成以及浅成低温 热液成矿系统的叠加至关重要 ［］。这种作用至少 表现在 1 个方面由于快速的隆升和随后的剥 蚀， 可能使含矿岩浆在较高的构造层次上侵位；“ 伴随着块体隆升， 斑岩型 DB8-KB 矿体发生表生 富集作用， 形成次生富集带， 有时， 形成由辉铜矿 L 蓝铜矿 L 铜蓝 L 孔雀石 L 褐铁矿构成的 “辉铜矿 盖” ［G］， 覆盖于含矿斑岩体及伴生的斑岩 DB8- 矿 体之上； 由于不断的隆升， 由含矿斑岩驱动的热液 系统的维系时间得以延长， 热液流体由以岩浆水为 主的中高温流体向以天水为主的低温流体演变， 所 形成的蚀变带由典型的钾硅酸盐化、 绢英岩化和泥 化蚀变带被高级泥化带叠加和套合 ［G， 6］； 由于地 壳的不断隆升和热液系统的时限延长， 斑岩型 DB 8- 矿化的环境 （2 I 1 H） 因抬升而演变为发育浅 成低温热液系统的环境 （ I0J ; H） ， 其结果往往导 致浅成低温 DBKB 矿化直接叠加于斑岩型 DB8- 矿化之上， 使矿床吨位 品位明显提高。 感谢邓军教授邀请我写这篇评述性文章。在研究和成 文过程中， 得到翟裕生院士、 钟大赉院士、 莫宣学教授和芮宗 瑶研究员的指导。与谢玉玲和高永丰教授、 曲晓明、 秦克章、 曾普胜等研究员的讨论也使我受益匪浅。感谢黄卫总工、 孟 祥金博士和西藏地矿局的地质和矿山地质专家给予的大力 帮助。 （2） 1/211J ［ / ］ 3 W[T-AU U*R-.， D R-V*， KT* ［Y］ J ， /0 1;J “ 侯增谦地学前缘（9， ;-G’H’J’/D;-Z.’/ 86S 5*1/K\.， ]9 SX1G-/， . ’HA G 2“70’7’ 5X（D71）0“/6S ./H-，8X’-21/KA G ,“-“.’ “ H3-“*. 2“70’7’ E“007（A“-’4B*3）I7 9-1*.（G4-Z.’/ CH’.’X” ［ L］ A A*71- 0“/’/2*-G’H’J’）CHX1/-2G -/ *. *’2’Db-I’/K .K-1/， ;-Z. ［L］ A 17-D Z. H’.’X;-G-/K 1Y G-/.’H-I’-1/ ’/B ’CCH-,’-1/ 1Y *. BJD /’G-, Z’,\K1X/B ［L］ A * * E*1（7/ U） ， 34， 44 ONDOP （-/ 5*-/.2.） A ［侯增谦， 曲晓明， 王淑贤， 等A 西藏 高原冈底斯斑岩铜矿带辉钼矿 .DUV* ’-H* [-. - F*J U -; ;， aL’B8 “ 5G C*“B ’ ， 9’“ L， LB 5G ;F H*FK -I .JMUJK -* J. ［E］ G .“ 02“4， * FG .FM H*FR K M* J.*U MP IF .JMUJ- ［E］ ;F H*FK -I U*FH*U F-X* -*F J. ［ E］ G;*-F-KP， K*--.R-FF.-F UV T-TM .--T -.. - TF H*FK -I -* FI -* J. ［E］ G 1 A12“4 ;*-F-K U .JFIJ .--T .KI* -I JM-， ;G A**.. -I 7S[R6RRA9R] ， . ’CB 7KW 1CI1-， A1/I1F C-’-CW1F.E1/-’/ J1J*KK XWFRWF （A1）’/D *-I*F2WCV-D’-1/ XW G-/.’C-H’-1/ Y-* ’ X.’,.1W2 ,*’C,1,-. C’/_. ［9］ B “ 1CD D.J12-2 -/ 8.2./ Q’,-V-, -2C’/D ’,2 *. G’IG’-, ,1//.,-1/ ［9］ B “ ,’ 8X QWC-2*-/I， LLOB “