侯增谦：再论中国大陆斑岩Cu-Mo-Au矿床成矿作用

山海天明书馆 2020-12-13

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素有“俯冲带工厂”之称的岩浆弧（岛弧和陆缘弧）是产出巨型斑岩铜矿的重要环境，而缺乏活动大洋俯冲的其他构造环境（如大陆碰撞带、陆内造山带、克拉通内部及边缘）也发育众多的大型斑岩铜钼金矿。迄今为止，人们对岩浆弧环境的斑岩铜矿（PCDｓ）已有相当深刻的理解，成矿理论模型也在日臻成熟，但新观点和新理念仍在不断涌现。比而言，非弧环境 PCDｓ的研究起步较晚，但已取得长足进展。近年来，非弧环境特别是碰撞环境PCDｓ的成因引起了人们极大兴趣，全方位多视角的深入研究已使得早期的认识不断得到深化，部分观点也在不断被修正。本文旨在系统综述 PCDｓ研究进展基础上，结合最新资料，进一步阐释中国大陆非弧环境 PCDｓ的地球动力学背景、成矿岩浆起源、浆流体系统演化、成矿流体和成矿金属来源及富集过程，以增进对PCDｓ的认识和理解。

最新研究表明：PCDｓ的形成贯穿于“威尔逊旋回”构造演化的始终，既可形成于大洋板块俯冲形成的增生造山带，也可以形成于陆陆汇聚拼贴形成的碰撞造山带、陆内俯冲形成的陆内造山带以及再活化或被破环的克拉通内部和边缘。所周知，世界上大部分巨型ＰＣＤｓ产于大洋板片俯冲产生的陆缘弧和岛弧环境（图１），前者包括安第斯斑岩铜矿带，后者包括环西太平洋斑岩铜矿带。大洋岩石圈板块俯冲无疑是导致弧岩浆作用和斑岩铜矿形成发育的根本性动力学机制，而洋脊俯冲、俯冲板片撕裂、俯冲角度变化与俯冲极性翻转等过程，常被视为控制地幔源区熔融、岩浆形成演化、岩浆热液系统发育及斑岩成矿系统形成的有利因素，促使 PCDｓ形成，并使之在区域上沿平行岛弧的走滑断裂系统及其走滑拉分盆地分布，在局部地段受控于横切岛弧的断裂系统。

碰撞造山环境 PCDｓ以青藏高原玉龙斑岩铜矿带和冈底斯斑岩铜矿带以及伊朗高原 Kerman－Arasbaran巨型斑岩铜矿带为典型代表］（图１）。青藏—伊朗高原，精细的板块构造再造和系统的碰撞过程研究为这些 PCDｓ形成于大陆碰撞环境提供了确切限定［４１］。在青藏高原，印度—亚洲大陆在５Ｍａ发生初始碰撞，之后相继经历晚碰撞（40-26Ｍａ）和后碰撞（25～0Ｍａ）过程。以碰撞带内部陆块间的相对运动为标志的晚碰撞过程，在斜向碰撞带（高原东缘）形成一系列大规模走滑断裂系统和褶皱逆冲断裂系统，吸收并调节印度—亚洲大陆碰撞应变，并控制了始新世富碱岩浆带和走滑拉分盆地的形成；大约始于25Ｍａ的后碰撞过程，以印度大陆板片的持续俯冲／撕裂断离导致深部构造层次的物质流动和浅部构造层次的地壳伸展为特征，在正向碰撞带（冈底斯）形成一系列近 NS向中新世正断层系统和近ＥＷ向展布的中新世后碰撞钾质超钾质岩浆岩带。

本文所述的陆内造山环境 PCDｓ，主要包括产于华南地区的斑岩铜矿，如德兴大型斑岩铜矿（图２）和长江中下游斑岩铜金矿床。或许，这些矿床所产出的构造环境和形成的动力学背景是最富争议的，迄今仍存在着古太平洋俯冲和华南陆内造山（再造）之争。详细评述华南构造已超出作者能力和本文范畴，但梳理华南燕山期重大地质事件对理解斑岩铜矿形成环境是重要的。这些重大事件包括：（１）在三叠纪，华南陆块在西南与特提斯印支陆块汇聚碰撞，在北部与华北陆块拼贴碰撞，边缘分别形成碰撞造山带，内部主要遭受碰撞造山的远程效应影响。碰撞带两端出现晚三叠世型花岗岩，下扬子前陆盆地出现区域性的晚三叠世／早侏罗世不整合（～205 Ｍａ），标志着印支期碰撞造山于晚三叠世末期结束；（２）燕山期造山处于南北陆块持续挤压和东部古太平洋板块俯冲斜向俯冲背景之下，显示多幕式造山特征，主要表现为侏罗系地层之间存在２个区域不整合（Ｊ１／Ｊ２，Ｊ２／Ｊ３）及早、晚侏罗世存在２次大规模逆冲推覆；早侏罗世岩浆活动相对宁静，中侏罗世形成ＮＥ向展布的小体积花岗岩质侵入体（如德兴成矿斑岩近ＥＷ向展布的小规模板内岩浆组合，包括板内OIB型玄武岩（180～160Ｍａ）、Ａ型花岗岩（173～165 Ｍａ）和双峰岩石组合（179～158Ｍａ），反映华南陆块在经历短暂而强烈的挤压造山后岩石圈于中侏罗世处于伸展状态；（３）晚燕山期岩浆活动和地壳变形达到高峰，1300ｋｍ的长英质火山岩浆带和2000ｋｍ的宽阔地壳变形覆盖整个华南地区。

岩浆活动有 3个高峰期，即158、125和93 Ｍａ，多数为高钾钙碱性系列，缺乏英云闪长岩和奥长花岗岩，区别于安第斯弧造山带。德兴斑岩铜矿形成于燕山期陆内造山环境，岩浆活动出现于岩石圈伸展阶段（图３c），岩年代为172～171Ｍａ，辉钼矿Ｒｅ－Ｏｓ年代（171±３）Ｍａ。成矿岩浆活动沿扬子／华夏古陆块的拼接结合带分布，矿床就位受变质基底网格状断裂结点控制。

在世界范围内，斑岩钼矿主要有两种不同的构造岩浆组合或产出于两种不同的构造环境：（１）产于岩浆弧环境，与钙碱性石英二长岩有关的低品位斑岩钼矿（ｗ（Ｍｏ）＝0.1％～0.02％）和（２）产于克拉通内部裂谷环境，与高Si富Ｆ过铝质花岗岩有关的高品位斑岩钼矿，即 “Climax型”（ｗ（Ｍｏ）＝０．１％～０．３％）。我国斑岩钼矿与之类似，但略有差别，例如，冈底斯斑岩钼矿产于碰撞带环境，东秦岭斑岩钼矿产于华北克拉通边缘，大湾斑岩钼矿产于华北克拉通内部（图２）。Climax型斑岩钼矿主要是大陆地壳成因，金属Ｍｏ主要来自大陆地壳源，但最近的流体包裹体原位直测Pb同位素研究表明，元古宙俯冲交代过的大陆岩石圈地幔再活化可能导致了美国巨型斑岩钼矿省的形成。

在华北克拉通，区域斑岩钼矿成矿对比表明，成矿斑岩及其成矿作用具有广泛的时间一致性（148～130Ｍａ）和空间分布规律性，反映斑岩钼矿成矿作用具有统一的地球动力学背景和类似的驱动机制。在中生代构造体制由挤压为主向伸展为主的构造转换背景，因软流圈大规模上涌引发的大规模岩石圈破裂和由此产生的强大热能，导致大陆地壳部分熔融，产生的高 Si富Ｆ花岗岩质岩浆，沿克拉通边缘及内部岩石圈不连续上升侵位。大量钼矿床围绕华北克拉通分布，暗示华北克拉通很可能是一个全球最富 Mo的地球化学块体，因燕山期构造活化而释放大量的金属 Mo，通过岩浆热流从下地壳携带至浅部地壳，并通过岩浆流体出溶而得以高度浓聚，最后淀积成矿。

实验表明，Cu的溶解度随着流体盐度的增加而显著增大。因此，流体从深部岩浆房（深度 ≥46ｋｍ）出溶最有利于 Cu向流体中富集。岩浆房中出溶的超临界流体是高度活动的，其性状不同于浅部出溶的不混溶流体。过去普遍认为，超临界流体相分离形成的高盐度液相是金属Cu、Ｍｏ等搬运的主要载体，而低密度低盐度气相难以搬运成矿金属。然而，这种高盐度流体因高密度和高黏度将常常滞留于热液系统深部，量的低密度气相流体则向热液系统上部大规模运移，这暗示着低密度气相流体应具有搬运成矿金属的能力。最近研究表明，当低密度气相流体中含有高浓度的气相Ｓ时，Cu、Ａｕ等金属则向低密度气相中富集，大量的金属以硫化物络合而非氯化物络合型被大量搬运。值得关注的是，不论是在岩浆弧环境还是在非弧环境，长英质甚至安山质岩浆演化到一定阶段，会出现硫化物饱和，其作为硫化物熔体或球粒被封存在上升侵位的岩浆中，或被包裹在斑晶矿物或粒间矿物内。有人认为，成矿斑岩岩浆演化过程中这些硫化物熔体的饱和，是斑岩成矿的一个重要环节，因为硫化物熔体的不混溶过程将促使金属 Cu、Au的高效浓聚，当新的岩浆注入或岩浆系统ｆ（Ｏ２）或ｆ（Ｓ２）变化时，硫化物熔体将再次溶解于岩浆／流体中。也有人认为，这种过程对成矿无关紧要，金属 Cu直接从硅酸盐溶体向流体有效浓聚才是主要机制。究竟硫化物熔体出溶在成矿中扮演什么角色，发挥多大作用，仍有待于进行深入研究。