大陸巖石圈伸展與斑巖銅礦成礦作用*

李曉峰 華仁民 馬東升 徐凈 張龍 齊有強 武麗艷 朱藝婷

1.中國科學院礦產資源研究重點實驗室，中國科學院地質與地球物理研究所，北京 100029

2.中國科學院地球科學研究院，北京 100029

3.中國科學院大學地球與行星科學學院，北京 100049

4.南京大學地球科學與工程學院，南京 210023

5.中國科學院地球化學研究所，貴陽 550081

斑巖銅礦床是一種非常重要的礦床類型，它是既包括以斑巖株為中心的傳統意義的斑巖銅礦，也包括斑巖株外巖與之有關的矽卡巖型銅礦化、碳酸鹽交代的、賦存于沉積巖中的高硫型、中硫型淺成低溫熱液賤金屬和貴金屬礦床（Sillitoe，2010）。世界上約80%、我國約三分之二銅的資源量均來自于斑巖型礦床，因此，大型、超大型斑巖銅礦床是人類找礦勘探的首選對象，斑巖型礦床的成因機理及其構造背景一直是礦床學研究前沿和熱點。目前，全球已知的大型斑巖銅礦床大多分布于島弧和大陸邊緣弧環境，成因上與洋殼俯沖密切相關，尤其是與俯沖板片脫水導致的地幔物質部分熔融密切相關（Richards，2003；Cookeetal.，2005；Sillitoe，2010）。近年來的研究表明，斑巖銅礦還可以產于非俯沖環境，如：大陸陸內環境（胡瑞忠等，2015；Huetal.，2004；Houetal.，2015a）和陸陸碰撞環境（Houetal.，2009，2015b）。陸陸碰撞環境斑巖銅礦的形成與俯沖作用改造的巖石圈部分熔融有關（Houetal.，2015b；Richards，2009），這些部分熔融形成的成礦巖漿上升，經過巖漿的結晶分異作用和地殼的混染作用，在地殼的淺部形成斑巖成礦系統（Richards and Holm，2013）。侯增謙院士領導的科研團隊針對陸陸碰撞背景斑巖銅礦的研究已經取得了重要的階段性成果（Houetal.，2009，2015b），而大陸內部斑巖銅礦由于其空間位置和形成時代均與同時期的俯沖帶不協調，因此，其成因機制及其動力學過程還不十分清楚（翟明國，2015）。因此，不同地質構造背景（島弧、陸陸碰撞、陸內環境）下，大型斑巖銅礦形成的關鍵控制因素一直是礦床學研究的重大科學問題。

1 斑巖銅礦研究前沿和熱點

近年來，斑巖型銅礦的研究主要集中于大型、超大型斑巖銅礦形成的關鍵控制因素及其地球動力學背景，諸如，巖漿的源區、巖漿房的大小、成礦巖漿的物理化學特性、巖漿的侵位深度、巖漿-熱液的活動歷史及其冷卻速率、以及成礦物質銅的來源、鎂鐵質巖漿和長英質巖漿的混合作用等。隨著實驗模擬技術的發展，斑巖型礦床的成礦模擬實驗也得到了快速發展。這些研究的成果和前沿問題包括以下幾個方面。

1.1 巖石圈地幔的組成與大型、超大型斑巖銅礦之間存在明顯耦合關系

世界上70%的大陸巖石圈地幔主要形成于3.5～3.0Ga以前，而且從那時起就殘存在大陸地殼之下。一般認為，巖漿的起源與地球深部地幔循環有關，然而巖漿從地球深部達到淺部成礦環境需要通過陸下巖石圈地幔，雖然大陸巖石圈地幔在成礦中扮演的角色還不十分清楚，但普遍認為深部上升的巖漿是富含金屬的，大陸巖石圈地幔的結構、年齡和組成控制著大型礦集區和礦床的產出（趙振華等，2002；Griffinetal.，2013）。

美國西部大型的斑巖銅礦均位于富含揮發份巖石圈地幔的元古界地體邊界（Singeretal.，2005），這些礦床的礦石礦物及其相關的斑巖體均具有極度異常延遲的U、Pb同位素指示，這種具有延遲U、Pb同位素物質先前被認為是下地殼來源；而最新研究成果認為這些斑巖銅礦的銅（包括Mo）均來自太古代交代的巖石圈地幔而不是以前認為的下地殼（Pettkeetal.，2010）。流體包裹體Pb同位素示蹤表明這些斑巖銅礦礦床成礦流體中含有太古宙的Pb，這與該地區上地殼下部普遍存在太古宙巖石圈地幔殘片的觀點是一致的（Pettkeetal.，2010）。新幾內亞島上屬于印度尼西亞的Grasberg和巴布亞新幾內亞的Ok Tedi斑巖型Cu-Au礦床以及Porgera淺成低溫金礦的形成，主要是后期的巖漿汲取早期賦存于陸下巖石圈地幔金屬物質的結果，雖然這些礦床缺乏同時代的巖漿弧，但有可達地幔的深部斷裂相連，構造運動導致形成鈣堿性到堿性系列的巖漿以及同成因的富Au礦床（Hilletal.，2002；Richards，2009）。Chiaradiaetal.（2004）通過對厄瓜多爾中生代到中新世與花崗巖有關的273個礦床的Pb同位素數據研究發現，非放射成因地幔來源Pb的含量與礦床中Cu的含量具有密切的關系。這些研究表明，巖石圈地幔的物質組成與大型的斑巖銅礦有密切的關系。與世界上其它類型的超大型礦床一樣（如：澳大利亞Olympic Dam Cu-Au-U-Ag礦床、烏茲別克斯坦 Munmtau金礦）大型的斑巖銅礦的形成主要受巖石圈地幔物質的控制，或者與巖石圈地幔流體的交代有關（趙振華，2016）。

1.2 斑巖銅礦形成中軟流圈的作用越來越受到重視，已成為當前礦床學研究的重點領域

傳統的觀點認為，斑巖銅礦的形成與洋殼俯沖有關，俯沖產生富含金屬的熔體上升到地殼淺部、出溶含礦的成礦流體，從而形成大型斑巖銅礦。然而，對陸內環境和陸-陸碰撞環境斑巖銅礦的形成卻有不同的成因解釋，這些斑巖銅礦被認為是后碰撞的斑巖銅礦，其成因是先存下地殼中與俯沖有關的富含成礦金屬硫化物堆積體重熔的結果，然而誘導這些硫化物堆積體熔融的機制是什么還不是非常清楚。最近的研究揭示，不管是島弧環境，還是陸陸碰撞環境、陸內環境，大型斑巖銅礦的形成均與軟流圈物質上涌導致巖石圈地幔或者下地殼的改造和侵蝕有關。例如：Harrisetal.（2013）認為羅馬尼亞中新世斑巖Cu-Au礦床和淺成低溫Au-Ag-Te礦床的形成，與該地區在中新世的巖石圈伸展有關，伸展引起軟流圈上涌，導致與中生代俯沖作用有關的交代地幔部分熔融，致使成礦巖漿繼承了與俯沖有關的巖漿的特點。Leeetal.（2017）對智利El Salvador斑巖銅礦與成礦有關的斑巖體的U-Pb年齡和微量元素研究結果表明，該地區在全新世存在廣泛的巖漿再循環，與成礦有關的花崗閃長斑巖是角閃石、磷灰石和鈦鐵礦結晶分異以及與高溫的深部來源的鐵鎂質巖漿混合的結果，且有少量地殼的混染。在多期次侵入體侵入的間隙，冷卻出溶產生成礦流體。Houetal.（2015a）通過研究華北克拉通木吉村斑巖銅礦的角閃石巖及其相關的母巖漿結果認為，富Cu硫化物熔體的熔離，以及Cu隨后被分配到含水的流體相是形成大型木吉村斑巖礦床的關鍵因素。雖然木吉村斑巖銅礦與地幔源區以及地殼內有無異常的銅富集區無關，但與華北克拉通活化，巖石圈拆沉軟流圈上涌導致的地幔來源的巖漿是密不可分的。Houetal.（2015b）還認為，青藏高原與碰撞有關的斑巖銅礦的成礦巖漿主要形成于軟流圈上涌導致新生代地殼增厚，并導致與侏羅紀弧巖漿有關的含硫化物的下地殼堆積體的重熔作用。

上述研究顯示，大陸內部發生的深部巖漿過程可能是形成大型、超大型斑巖礦床的關鍵因素，其觸發機制可能與洋陸俯沖背景下的巖漿觸發機制不同（Wilkinson，2014），巖石圈伸展導致軟流圈的上涌可能是觸發的關鍵機制之一，但是二者亦可能存在密切的聯系。

1.3 深部幔源巖漿與成礦的關系一直是斑巖銅礦研究中爭論的焦點

鎂鐵質巖漿的底辟作用、富銅的源區、含礦巖漿的氧化還原程度以及硫逸度是形成大型斑巖銅礦的關鍵控制因素，這些因素影響到金屬物質如何從源區的萃取、遷移直至在熱液流體中冷凝、沉淀和富集（Coreetal.，2006；Audétat and Simon，2013；Steinbergeretal.，2013；Richards，2015）。法國學者Vigneresse（2004）認為，鐵鎂質巖漿和長英質巖漿侵位的先后時序是制約成礦物質能否被萃取出溶到成礦流體的關鍵因素，而高溫成礦流體中的Au／Cu比值與全巖中的Au／Cu比值的一致性進一步說明巖漿房的結晶過程是控制著能否形成具有經濟價值的礦床。Richards（2009）的研究揭示，巖漿源區的熔融過程以及構造環境制約著成礦元素的組合。俯沖背景下富銅的巖漿形成于相對較低比例的硅酸鹽熔體／硫化物熔體的環境下，從而導致在后俯沖背景下第二次熔融事件中殘留的富Cu-Au的硫化物堆積體熔融產生富金的巖漿，而第二次熔融事件，軟流圈地幔上涌起著比較關鍵的作用。Hollingsetal.（2011）通過對菲律賓Baguio地區斑巖型礦床的構造-巖漿演化研究，認為原始鐵鎂質熔體和長英質鈣堿性熔體的相互作用導致產生富銅的巖漿，從而形成大型的斑巖銅礦和淺成低溫金礦床。Hollingsetal.（2013）認為菲律賓Black Mountain斑巖系統是鐵鎂質巖漿底辟長英質巖漿房后相互作用的結果，而這些鐵鎂質巖漿的形成于與無震洋脊的俯沖導致的幔源物質注入有關。美國Bingham Canyon（Maughanetal.，2002）、阿根廷 Bajo de la Alumbrera（Halteretal.，2005）、澳大利 亞 Northparkers（Lickfoldetal.，2007）等斑巖型礦床的研究成果顯示，鐵鎂質巖漿和長英質巖漿的相互作用，即深部巖漿作用的程度和方式，是形成斑巖銅礦的主要過程。然而，一些大型斑巖銅礦和小型斑巖銅礦均存在鐵鎂質巖漿和長英質巖漿活動的事實表明，鐵鎂質巖漿活動不是形成大型斑巖礦床的唯一關鍵因素，雖然成礦的巖漿可能較非成礦的巖漿更基性一些。

Chiaradia（2014）通過對世界上23個第四紀火山弧巖漿巖研究表明：弧巖漿中銅的含量受俯沖板片上覆板塊厚度的控制，增厚的下地殼致使Cu在地殼的底部形成富銅的堆積體；巖漿形成過程中上覆板塊的厚度控制著巖漿的結晶分異作用，而不是巖漿的物質組成，這也是為什么大型斑巖銅礦與鈣堿性巖漿和增厚的下地殼有關的原因。因此，在厘定斑巖Cu礦成礦物質來源的基礎上，進行系統的諸如巖漿混合作用的巖漿深部過程研究，尤其是幔源巖漿與成礦的關系就顯得尤為重要。Lesser Caucasus中特提斯成礦帶中全新世、晚全新世-中漸新世、晚漸新世-早中新世等三個時期的侵入巖套研究表明，漸新世大型斑巖Cu礦形成于匯聚造山過程中地幔來源的巖漿與年輕的初生下地殼堆積體相互混溶，并有有限的上地殼物質的貢獻。獨特的地球動力學背景、巖漿的組成，較長的巖漿侵位持續時間（5～10Myr）、持續的幔源巖漿作用是形成大型斑巖銅礦的先決條件（Rezeauetal.，2016）。

圖1 華南中生代主要金屬礦床時空分布圖Fig.1 The spatial and temporal distribution of Mesozoic major Cu-Pb-Zn and W-Sn deposits in South China

初始巖漿中Cu和S的富集有利于形成斑巖銅礦，但不是形成大型斑巖銅礦的關鍵因素。對世界上大型、超大型斑巖銅礦巖漿房的體積、巖漿中金屬元素的富集程度、巖漿的侵位速率以及巖漿活動的持續時間與銅礦儲量之間的關系的熱力學模擬和統計學方法模擬顯示，巖漿房的體積以及巖漿活動的持續時間是形成大型斑巖礦床的主要因素（Chelle-Michouetal.，2017；Zhang and Audétat，2017）。盡管持續時間較長的巖漿活動有可能控制大型、超大型斑巖銅礦的產出規模，但是已有的研究顯示這些大型、超大型礦床巖漿作用持續作用時間有長有短。如：智利El Abra-Fortuna花崗閃長斑巖系統（1～2Myr，Barraetal.，2013）、阿根廷 Bajo de la Alumbrera斑巖銅礦（0.2Myr，Buretetal.，2016）、美國蒙特那州 Butte斑巖銅礦（4Myr，Dillesetal.，2003）、菲律賓Tampakan斑巖系統（8Ma，Rohrlach and Loucks，2005）、智利Chuquicamata（2～3Myr，Reynoldsetal.，1998；Ballardetal.，2001）、智利 Potrerillos地區（8Myr，Marshetal.，1997），秘魯Yanacocha（～6Myr，Longoetal.，2010）、德興斑巖銅礦（6Myr，Lietal.，2013）。這些結果表明對于某一地區來說，巖漿持續活動是控制大型、超大型斑巖銅礦成礦規模的關鍵因素，但是從斑巖銅礦的產出背景以及全球尺度來看，巖漿-熱液活動的持續時間在大型、超大型斑巖銅礦形成中的制約作用還有待深入研究。

從上述研究進展可以看出，后俯沖伸展（或者弧后背景）背景下斑巖銅礦的研究中越來越重視軟流圈上涌誘發巖石圈地幔物質部分熔融和在大規模斑巖銅礦成礦機制研究中的重要性，因此，大陸內部環境斑巖銅礦是否也歸屬于后俯沖伸展背景（或者弧后背景），如果不屬于，那么其形成機制與何地球動力學背景相關？

2 華南陸內環境巖石圈伸展與斑巖成礦作用

2.1 中生代斑巖銅礦的分布及其特點

本文所指的華南地區是指華夏地塊及其西北鄰區（圖1）。該地區以發育大規模多時代、多旋回花崗巖類和獨特的中生代銅鉬鎢錫鈮鉭鈹鈾等大規模成礦作用而聞名于世，具有世界上其他大花崗巖省所無可比擬的獨特的構造巖漿和成礦演化歷史。該地區自新元古代碰撞以來，其構造、巖漿演化歷史及其與成礦的關系，尤其是中生代的花崗巖特征、地質背景和成礦作用一直是人們關注的前沿領域，不同學者提出了各種見解和模型（Hsüetal.，1990；任紀舜等，1990；Li，1998；Zhou and Li，2000；Zhouetal.，2006；Lietal.，2007；Li and Li，2007；毛景文等，2004，2008；蔣少涌等，2008；胡瑞忠等，2015；Hu and Zhou，2012；Huetal.，2008，2009，2017；張岳橋等，2012；Maoetal.，2013；李曉峰等，2008，2013；Wangetal.，2013）。這些模型中，有不少是依據太平洋板塊俯沖背景而建立的，然而，已有大量研究表明，華南顯生宙花崗巖是在前寒武紀增生型造山帶基礎上發展起來的，二者在地球化學上存在繼承和發展關系（Zhenget al.，2013；鄭永飛等，2015）。新元古代以來，華南地區構造-巖漿演化主要以陸內環境為主（華仁民等，2003；胡瑞忠等，2015；張國偉等，2013）。

（1）時空分布特征

華南斑巖銅礦主要分布于江紹斷裂帶兩側以及沿華夏地塊內部的深大斷裂分布（如：政和-大埔斷裂），且與新元古代超鐵鎂質出露的分布基本一致，這些礦床呈集中式產出，形成多個斑巖銅礦礦床礦集區（圖1），如：桂東南礦集區、粵西北礦集區、贛東北礦集區、湘東南礦集區、閩西北礦集區和浙西南礦集區等。

華南斑巖銅礦具有不同類型的成礦元素組合（如：Cu-Au、Cu-Mo、Cu-Pb-Zn和Cu-W等）。其成礦時代主要集中于早-中侏羅世（180～170Ma）、中-晚侏羅世（160～150Ma）和早白堊世晚期-晚白堊世早期（105～90Ma）等三個階段。中-晚侏羅世也是華南大規模鎢錫礦床的形成時期。早-中侏羅世和中-晚侏羅世礦床主要呈不連續的帶狀、集中分布，主要沿欽杭成礦帶展布，成礦元素組合分別為Cu-Mo-Au和Cu-W；而早-晚白堊世礦床主要呈面狀分布，主要成礦元素為Cu-Mo-Au和Cu-Au。這三個時期礦床的分布范圍與華南東南沿海晚中生代地殼不同程度減薄區域基本吻合（楊明桂等，2009）。早-中侏羅世銅鉛鋅礦床主要分布在華夏地塊的東北部，如贛東北礦集區和浙西南礦集區；中-晚侏羅世銅鉛鋅礦床主要分布于贛東北礦集區、湘東南礦集區以及粵西礦集區，而早-晚白堊世礦床銅鉛鋅則主要分布于華夏塊體東南側，主要集中于閩西北-閩東南、粵西-桂東南地區，分布范圍較早-中侏羅世和中-晚侏羅世礦床較廣。早-中侏羅世和中-晚侏羅世礦床主要呈帶狀、集中分布分布，而早-晚白堊世礦床主要呈鏟狀分布，與華南東南沿海地殼強減薄區域基本吻合。與成礦有關的花崗巖成巖時代主要集中于早-晚侏羅世（180～170Ma）、中晚侏羅世（165～155Ma）和早白堊世晚期（110～105Ma），顯示成礦作用稍晚于成巖作用。華夏地塊中生代斑巖銅礦床的形成主要與早-中侏羅世、中-晚侏羅世和早白堊世晚期-晚白堊世早期的相關重大地質事件有關。

（2）巖石學和地球化學特點

華南與斑巖銅礦成礦作用有關的巖石主要是高鉀鈣堿性巖石系列或者是鉀玄巖系列，大多數屬于高鉀鈣堿性I型花崗巖或者同熔型花崗巖。巖石類型主要有花崗閃長巖、英安斑巖、石英斑巖、花崗斑巖、石英閃長斑巖、石英二長斑巖、二長花崗斑巖、黑云母花崗斑巖等。以成礦元素Cu為主成礦作用有關的巖石類型主要有花崗閃長巖和英安斑巖；與Pb-Zn有關的巖石類型主要為花崗閃長巖、石英斑巖、花崗斑巖等。根據巖石中TiO2的含量，華南地區與斑巖銅礦有關的同熔型花崗巖可以分為兩類，高Ti（TiO2＞0.2%）、高 P（P2O5＞0.1%）和低 Ti（TiO2＜0.2%）、低 P（P2O5＜0.1%），其中，低鈦型主要是以Pb-Zn為主的礦床，而高鈦型，則既有以Cu礦床為主的礦床，又有以Pb-Zn為主礦床，相對來說，與以Cu為主礦床有關的同熔型花崗巖較以Pb-Zn為主礦床的有較高的TiO2和P2O5。以Cu為主的礦床，其相關的花崗巖SiO2含量在60.3%～68.1%之間，如江西德興、銀山、永平、廣東大寶山和湖南寶山等斑巖型礦床。而另一種以Pb-Zn為主含銅的礦床（Pb-Zn-Cu），其相關花崗巖SiO2含量在73.3%～75.2%之間，如湖南黃沙坪銅鉛鋅礦床。以Cu為主礦床具有高的Sr／Y值；而以Pb-Zn為主礦床Sr／Y值相對較低。成礦斑巖在Ti含量和巖漿演化程度上與成礦類型具有明顯的制約關系，Cu-Au-Mo礦床主要與低分異、高Ti的花崗巖有關，Pb-Zn-Ag礦床主要與Ti相對較低含量的和中等分異程度的花崗巖有關（李曉峰等，2013）。

在與成礦有關斑巖體的地球化學特征上，在成礦斑巖氧化還原狀態（Fe2O3／FeO）與分異演化程度（Rb／Sr）介于世界上典型斑巖銅礦與典型W-Sn礦床之間，顯示了該地區與斑巖銅礦成礦作用有關的花崗巖可能較為特殊（李曉峰等，2013）。不同成礦類型花崗巖的差異還體現在輕重稀土的配分和微量元素的差異上（圖2），與Cu-Mo-Au礦床有關的花崗巖稀土配分呈右傾的陡傾斜，δEu分餾不明顯，與Cu-Pb-Zn或者Pb-Zn-Ag礦床有關的花崗巖呈相對較緩的右傾，δEu分餾明顯；明顯不同于而與W-Sn成礦有關的花崗巖呈現的所謂“海鷗型”并發育“四分組”的分配模式和較大的δEu虧損。在微量元素比值蛛網圖上，除了黃沙坪礦床和冷水坑礦床，大多數與成礦有關的花崗巖均出虧損Nb、Ta、Ti，表現出島弧有關的巖漿巖的特點，有些礦床表現出富集Pb或者虧損P、Sr的特點。富集Pb可能與更多的地殼混染有關，而虧損P和Sr則可能與斜長石和磷灰石的分離結晶有關。

在εNd（t）-ISr圖解上（圖3），華南地區中生代與斑巖銅礦有關的斑巖體都表現出不同程度殼幔相互作用的特點，不同地區、不同的成礦類型，地幔（或深部）物質對成礦的貢獻不同。

贛東北礦集區的德興花崗閃長斑巖和銀山石英斑巖、英安斑巖，屬于同熔型花崗巖類。在εNd-t（Ma）圖（圖4）上位于由雙橋山群（馬長信和奚艤，1992）和上溪群（陳江峰等，1989；周泰禧等，1995）變質沉積巖構成的中元古代地殼演化域上面，說明其源區物質中含有較多的地幔組分，反映了殼?；煸吹奶攸c。它們的εNd（t）值（-3.02～+1.3）和Nd模式年齡（0.9～1.2Ga）與該地區中元古代中基性火山巖在這些花崗巖類形成時的εNd值（-3.9～+2.2）以及Nd模式年齡（0.7～1.2Ga）基本一致（馬長信和奚艤，1992；沈渭洲等，1999），說明這些花崗巖類很可能是由變中基性火山巖為主要構成的新生地殼衍生的。德興和銀山斑巖銅礦于贛東北深斷裂帶上，由于該斷裂切入地殼深部、甚至可達上地幔，因此，在這些巖石形成過程中，地幔物質直接參與的可能性是存在的（沈渭洲等，1999）。在德興銅廠花崗閃長斑巖中含有同時代的玄武質包體（εNd（t）＝-0.68，ISr＝0.7050）以及同時代的鐵鎂質巖漿（εNd（t）＝0.83，ISr＝0.7049）的侵入，也充分證明了鐵鎂質巖漿或者幔源巖漿的參與。同是贛東北礦集區，與德興斑巖銅礦分屬兩側靠近華夏地塊一側內的永平英安斑巖、石英-長石斑巖以及冷水坑的花崗斑巖，在εNd（t）-ISr投影圖（圖 3）上位于由浙南陳蔡群和贛中周潭群變質沉積巖構成的中元古代地殼演化域內，表明冷水坑和永平礦床的花崗質巖石是由成分上與中元古代地殼相當的地殼物質經部分熔融形成的，并且有地幔物質的加入。

圖2 華南地區中生代成礦斑巖體稀土元素配分圖和微量元素蛛網圖Cu-Au-Mo礦床成礦斑巖體稀土元素配分圖（a）和微量元素蛛網圖（b）；Cu-Pb-Zn礦床成礦斑巖體和W-Sn礦床成礦巖體稀土元素配分圖（c）和微量元素蛛網圖（d）Fig.2 Chondrite-normalized REEs and mantle-normalized trace element patterns of ore-related porphyries in South China

圖3 華南中生代斑巖銅礦成礦巖體的Nd-Sr同位素圖解Fig.3 The diagram of Nd-Sr isotopes for Mesozoic orerelated porphyries in South China

在華夏地塊內部，閩西北紫金山礦集區與成礦有關的主要巖石類型是花崗閃長斑巖（εNd（t）＝-5.1～-4.7，ISr＝0.7064～0.7080）（張德全等，2001）。在 εNd（t）-t（Ma）圖（圖4）上位于由浙南陳蔡群（沈渭洲等，1998）和贛中周潭群（胡恭仁和章邦桐，1998）變質沉積巖構成的中元古代地殼演化域內，但偏上方，其較低的εNd（t）值和較古老的Nd模式年齡（t2DM＝1.1～1.2Ga），反映其源區有較多的地幔組分（初生地殼）。由于紫金山花崗閃長斑巖在成分上偏中性，變質沉積巖的部分熔融一般不可能產生這樣的成分，因此，它們可能是同時期幔源的巖漿與更古老的地殼物質相混染或者有古老巖石圈地幔物質的加入，這一點從與花崗閃長斑巖同期侵位的輝綠巖可以得到佐證（張德全等，2003）。

圖4 華南中生代成礦斑巖體εNd-t（年齡）圖解Fig.4 The diagram ofεNd vs.t（ages）for Mesozoic ore-related porphyries in South China

湘東南礦集區與成礦有關的巖石主要是花崗閃長斑巖和花崗斑巖（εNd（t）＝-7.3～-4.8，ISr＝0.7074～0.7112）。在 εNd-t（Ma）圖（圖4）上位于由浙南陳蔡群（沈渭洲等，1998）和贛中周潭群（胡恭仁和章邦桐，1998）變質沉積巖構成的中元古代地殼演化域的內，其古老的Nd模式年齡（t2DM＝1.1～1.6Ga），反映這些花崗巖可能由成分上與這些中元古代地層相似的地殼巖石部分熔融而形成的。但是寶山花崗閃長巖和水口山花崗閃長巖在成分上偏中性，變質沉積巖的部分熔融一般不可能產生這樣的成分，因此，它們可能是同時期幔源的巖漿與更古老的地殼物質相混染或者有古老巖石圈地幔物質的加入；而黃沙坪花崗斑巖和石英斑巖在成分上偏酸性，可能反映其主要來源于與中元古代類似的變質沉積巖。

桂東南礦集區與成礦有關的巖石主要是花崗斑巖（εNd（t）＝-10.4～-8.3，ISr＝0.7099～0.7158）（楊啟軍等，2017；陳懋弘等，2012）。在 εNd-t（Ma）圖（圖 4）上位于由浙南陳蔡群（沈渭洲等，1998）和贛中周潭群（胡恭仁和章邦桐，1998）變質沉積巖構成的中元古代地殼演化域內，其古老的Nd模式年齡（t2DM＝1.7～2.4Ga），反映這些花崗巖可能由成分上與這些中元古代地殼相似的巖石部分熔融而形成的。但是佛子沖花崗斑巖在成分上偏中性，主要為二長花崗巖，同樣，變質沉積巖的部分熔融一般不可能產生像佛子沖花崗斑巖這樣的成分，因此，它可能也同時期幔源的巖漿與更古老的地殼物質相混染或者有古老巖石圈地幔物質的加入。

總的來說，華南地區斑巖銅礦成礦斑巖體的εNd（t）值變化較大，反映了巖漿源區成分的不均一或者源區成熟度有差異。但是對于單一的礦集區來講，雖然εNd值變化較小，但是其成礦類型不同，可能反映了其它因素（如：巖漿的分異結晶、巖漿中揮發份的組成和濃度、地殼的混染程度、古老巖石圈地幔物質的加入程度）對成礦作用的制約。部分礦床Sr同位素有較大的變化范圍（如冷水坑、佛子沖、黃沙坪等）可能是不同程度地殼物質的混染所致。

一般認為幔源巖漿鋯石氧同位素（δ18O）為5.3±0.3‰。在花崗巖成巖過程中有地殼物質的加入，其鋯石δ18O明顯發生改變。因此，成礦巖石鋯石的氧同位素可以明顯指示殼幔相互作用的程度。從不同類型礦床與成礦有關巖石鋯石的氧同位素來看，與華夏地塊斑巖銅礦有關的斑巖體均表現出殼幔相互作用的特點，從而指示了華夏地塊中生代殼幔作用對斑巖成礦的制約，但是不同類型礦床表現出地幔物質加入的程度存在差異，如：Cu-Mo-Au礦床鋯石氧同位素表現出較多的地幔物質參與（如：德興和銀山 δ18O＝4.7‰ ～7.4‰，平均5.4‰，Liuetal.，2012），而Pb-Zn-Cu或者Pb-Zn-Ag元素組合的礦床則表現出較多的地殼物質的參與（黃沙坪δ18O＝7.2‰ ～8.2‰，冷水坑 δ18O＝8.2‰，水口山 δ18O＝8.4‰～9.7‰，李曉峰等未發表數據），這說明與Cu有關的巖體地幔物質參與較多，而與Pb-Zn等賤金屬礦床有關的斑巖體則地殼來源的特點比較明顯。

2.2 華南斑巖型礦床是否屬于一種新的類型：伸展型斑巖銅礦

華南銅多金屬礦床（包括斑巖型銅礦）的時空分布具有以下特點：（1）與區域深大斷裂密切相關；（2）與新元古代鐵鎂質巖石的空間分布基本一致；（3）與不同地區巖石圈結構、下地殼的物質組成密切有關；（4）具有多期次、多階段巖漿作用的特點；（5）成礦期伴隨有幔源巖漿的侵位，顯示成礦作用與幔源巖漿的底侵有關（李曉峰等，2013）。這些時空分布格架可能反映了不同時期與成礦有關的巖漿形成的深部過程差異。在斑巖銅礦形成的三個主要時期，華南地區均存在巖石圈伸展的地質事實：

（1）早-中侏羅世（180～170Ma），一些研究者曾認為這個時期斑巖銅礦主要形成于擠壓背景，但是在這個時期，華南地區發育眾多的陸內裂谷環境雙峰式火山巖、A型花崗巖與堿性正長巖，以及中侏羅世基性巖漿活動（183～175Ma，陳培榮等，2002），而雙峰式火山-侵入雜巖、A型花崗巖類及有關的堿性雜巖是軟流圈上升、巖石圈減薄、大陸地殼大規模拉張裂解的最直接證據（華仁民等，2005）.這些巖體的地球化學特征指示了它們是板內伸展構造背景下軟流圈上涌與巖石圈相互作用的產物，它們的形成與大洋巖石圈的俯沖沒有直接關系，而是形成于快速張裂環境中（周新民，2003）。

（2）中-晚侏羅世（165～155Ma）是華南地區全面走向伸展-裂解時期，是華南大火成巖省主要發育時期，也是鎂鐵質、長英質巖墻／巖墻群集中發育的時期，它們是在巖石圈全面伸展減薄、軟流圈上涌導致玄武質巖漿底侵的背景下形成的，與之對應的是在華南地區發育大規模的鎢錫等成礦作用（華仁民等，2003；蔣少涌等，2008）。

（3）早白堊世晚期-晚白堊世早期（105～90Ma）是華南地區全面伸展階段，與華南地區地殼減薄最強的時期一致，但該時期發育雙峰式火山巖形成于較慢速的環境中（周新民，2003）。

范蔚茗等（2003）認為華南內部中生代（178～80Ma）主要發育了四期鎂鐵質巖漿活動：220Ma±、175Ma±、150～120Ma和80～90Ma。其中，175Ma左右的寧遠太陽山和贛中項家堿性玄武巖和80～90Ma的鎂鐵質巖石主要表現為Hawaii OIB玄武巖的元素同位素地球化學特征；而175Ma的鎂鐵質巖石表現為巖石圈地幔屬性。120～150Ma的鎂鐵質巖石則介于巖石圈地幔端員與軟流圈地幔端員之間。這些鎂鐵質巖石在時、空上表現為以郴州-臨武斷裂為界，西側自170Ma左右的EMⅠ型為主向80～90Ma的OIB型為主遷移演化，而東側則自老而新自EMⅡ型（175Ma）為主演變為以OIB型（80～90Ma）為主。這些事實揭示在華南地區存在3期強烈的巖石圈減薄作用，軟流圈物質上涌和巖石圈伸展減薄，較大規模的巖石圈伸展減薄和軟流圈上涌可能始于178Ma。馬曉雄等（2013）認為華南沿海瓊、粵、閩、浙4省主要發育6期鎂鐵質巖石，分別形成于早中生代和晚中生代，即 245～230Ma、180～175Ma、165～142Ma、130～115Ma、110～101Ma和95～85Ma。中侏羅世（180～175Ma）的鎂鐵質巖石集中出露在粵北、閩西南一帶，與湖南、贛南拉斑玄武巖／輝長巖-流紋巖／正長巖和A型花崗巖一起構成雙峰式火成巖組合，具有裂谷型火成巖特征。晚侏羅世（165～142Ma）鎂鐵質巖主要是海南、廣東一些小的輝長巖等，也與A型花崗巖、堿性正長巖等伴生。白堊紀的鎂鐵質巖廣泛出露在福建、浙江和海南沿海地區，其中早白堊世（130～115Ma、110～101Ma）的鎂鐵質巖常與高鉀鈣堿性花崗質巖混合，構成輝長巖／玄武巖-花崗巖／流紋巖等復合火成巖；晚白堊世（95～85Ma）的鎂鐵質巖，在華南沿海地區形成鎂鐵質巖墻群，并伴有A型花崗巖產出。這些鎂鐵質巖石的時空分布規律及其地球化學特征表明，華南地區中生代存在明顯的巖石圈伸展的巖石學證據，且不同地區巖石圈伸展的程度不一。周新民（2003）認為華南燕山早期（J2-J3）屬于陸內伸展造山，而晚期（K1）屬于島弧型伸展造山。張岳橋等（2012）提出華南地區早白堊世早期發生伸展垮塌，巖石圈減薄始于145Ma，而快速減薄發生在130～110Ma。華仁民等（2005）認為南嶺地區燕山早期（185～170Ma）出現了玄武質巖漿活動、雙峰式巖漿活動、A型花崗巖及板內高鉀鈣堿性巖漿活動，反映了巖石圈的局部“伸展-裂解”和地幔物質的上涌；燕山晚期雖然是華南地區巖石圈全面發生裂解的時期，但由于受太平洋構造體系的影響，在南嶺東端至東南沿海廣大地區，燕山晚期（140～65Ma）出現了先擠壓、后拉張的動力學背景。胡瑞忠等（2010）指出：由于華南地區中生代巖漿作用的強度和范圍與華北地區明顯不同，因此，除了由可能受到太平洋板塊俯沖影響有關外，還可能受控于其它大陸動力學過程。

上述地質事實說明，華南中生代斑巖銅礦的形成可能與大陸巖石圈的階段性伸展有關，三個時期的斑巖成礦作用可能是深部大陸巖石圈伸展在淺殼內的響應。這些與成礦有關的花崗巖類均表現出弧巖漿巖的特點，在一些礦床中均可發現新元古代繼承巖漿鋯石，例如：永平銅礦英安斑巖中繼承巖漿鋯石年齡為766±25Ma，湘東南寶山花崗閃長斑巖中也存在892±20Ma的新元古代繼承鋯石，有的則出現加里東期或者印支期巖漿活動的繼承巖漿鋯石（如：永平銅礦繼承鋯石年齡為435Ma，桂東寶山和粵北大寶山繼承鋯石年齡435Ma），說明這些斑巖礦床成礦作用過程中涉及的地殼組分可能包含大量新元古代地殼和古生代地殼，這也反映了深部巖漿在上升侵位過程中大陸地殼以及早期巖漿巖對其的混染作用。新元古代的弧巖漿活動可能對華南銅多金屬（或者斑巖銅礦）成礦作用起著重要的控制作用。大多數礦床中鐵鎂質包體的存在（如：德興的角閃石巖、水口山“橄欖巖”包體、紫金山玄武質包體及其中基性巖石）以及與成礦斑巖同時期的基性巖漿（德興輝長巖、大寶山輝綠巖）的侵入，說明幔源巖漿活動與中生代斑巖銅礦床之間存在明顯的聯系，也揭示了新生的巖石圈地幔或者古老的巖石圈地幔參與了不同時期的斑巖成礦，幔源巖漿的侵入可以為成礦帶來必須的金屬物質和硫。即使礦床的形成時間相同，但是在不同的礦集區、不同的類型礦床，深部（或者地幔）物質對成礦的貢獻也是不同的，與其有關花崗巖的物質組成也不相同。比如：贛東北礦集區德興斑巖銅礦、湘南寶山斑巖銅礦和福建紫金山斑巖銅礦，其 εNd（t）和 εHf（t）值明顯不同。不同類型礦床的成礦雖然均與華南古老地殼組成有關，但是也有明顯差異，例如銅（金）礦床主要與相對年輕的下地殼物質組成有關；而銅（鉛鋅銀）多金屬礦床則與相對較老的下地殼物質組成有關，反映了不同地質時期的下地殼物質組成對成礦的控制（李曉峰等，2013）。這些研究成果說明陸內環境中斑巖銅礦的形成有可能不完全類似于島弧壓縮環境中的斑巖銅礦。在陸內環境中，斑巖銅礦的形成過程中可能有更早期下地殼物質的參與，而與后碰撞伸展背景下軟流圈上涌導致的早期與俯沖有關的下地殼硫化物堆積體的熔融形成斑巖銅礦可能也不相同（Richards，2009；Richards and Holm，2013）。華南中生代斑巖銅礦成礦時期，地殼均表現為增厚階段，有可能對應于局部的擠壓背景。雖然在同一時期，由于華夏地塊組成的不均一性，不同地區所經歷的地質背景有可能不盡相同。一般認為在島弧巖漿作用過程中，Cu-Au礦床的含礦斑巖的氧逸度要大于Cu-Mo礦床的氧逸度（Kouzmanov and Pokrovski，2012），而筆者初步研究發現德興斑巖銅礦的研究發現雖然巖漿-熱液演化過程中的氧逸度和揮發份演化趨勢是控制不同類型金屬組合（Cu-Au和Cu-Mo）礦床的重要因素，但是巖Cu-Au成礦巖漿的氧逸度要低于Cu-Mo成礦巖漿的氧逸度，這些與島弧環境斑巖銅礦是明顯不同的。

Richards（2009）認為斑巖銅礦的地質背景除了與俯沖有關的背景外，還有碰撞、后碰撞巖石圈拆沉以及后俯沖伸展等背景，然后進一步把島弧和后俯沖背景的斑巖銅礦根據軟流圈或者深部巖石圈熔融條件（硫逸度和氧逸度）細分為四種類型，其中后俯沖背景下，主要形成與堿性巖有關的斑巖型Cu-Au礦床、淺成低溫熱液礦床和IOCG礦床（Richards and Mumin，2013）。在后碰撞巖石圈伸展背景下，可以形成高Sr／Y和La／Yb比值的巖漿。后來發現越來越多的斑巖型和淺成低溫型礦床的形成在空間上遠離弧系統、時間上與活動的俯沖作用無關的地質背景。這些背景包括后碰撞和陸內背景，與之有關的礦床包括高K鈣堿性到堿性的Cu±Au系統、同碰撞或者與裂谷有關富F、過鋁質花崗巖有關的Mo的成礦系統或者Sn-W成礦系統。后俯沖背景下形成的礦床共同特點是成礦巖漿以及與之有關的金屬物質均來自于巖石圈地幔。在伸展條件下，可能有軟流圈物質的加入。Richards（2009）認為這些后俯沖背景下巖石圈地幔來源的巖漿均富含揮發份、堿質和成礦物質。這些揮發份、堿質和成礦物質均與先前的弧巖漿和交代蝕變作用事件有關，致使易于在后來的構造事件中發生熔融。

后俯沖構造背景往往不利于大規模巖漿的深熔作用，結果導致巖漿具有中等程度的堿性，形成相對較小規模和孤立的侵入體，而弧巖漿的根部往往有大型的巖基。后俯沖背景下，不同的巖漿源區組成和熔融條件的差異導致巖漿-成礦作用的大不相同：（1）與來源于俯沖改造的地幔巖石圈和軟流圈鎂鐵質堿性巖漿有關的Au礦床；（2）與來源于俯沖改造的地幔巖石圈和下地殼巖漿的中性鈣堿性和中等程度堿性巖漿有關的斑巖型Cu-Au礦床；（3）與來源于地殼富含親石元素的過鋁質花崗巖漿有關的斑巖Mo礦床和Sn-W礦床（巖漿中往往含有軟流圈熔體組分，如Climax Mo礦床和Bolivian Sn礦床）。Richards and Holm（2013）認為在低硫逸度、高氧逸度的后俯沖環境主要發生于富角閃石弧堆積體的第二階段部分熔融，這些堆積體含有少量的殘留的富Cu-Au硫化物，這些硫化物較易溶解于含水巖石低程度部分熔融的熔體中。這種情況主要與軟流圈的上涌有關。

由上所述，可以看出華南地區這些斑巖銅礦的特點與后俯沖背景下的斑巖銅礦特點大不相同。如：Richards and Holm（2013）認為后俯沖背景下斑巖銅礦主要是堿性巖漿，而華南地區與斑巖銅礦有關的巖石均為鈣堿性巖石。雖然也具有Sr／Y，虧損Nb／Ta，但是明顯富集Pb顯示了大陸地殼的混染作用。芮宗瑤等（2004，2006）曾用陸內“A”型俯沖來區別洋陸“B”俯沖和“B”俯沖的遠程效應來解釋華南德興斑巖銅礦的成因。華南晚侏羅世斑巖銅礦的形成時間與大規模鎢錫成礦時間基本一致，間接說明了華南晚侏羅存在伸展背景下形成斑巖銅礦的可能性。

由于傳統上認為斑巖銅礦主要形成于擠壓或者轉換壓縮的背景中，因此，雖然伸展的初始階段也是形成礦床的有利構造背景（McCuaig and Hronsky，2014），但是與伸展有關的斑巖銅礦仍報道甚少（Houetal.，2015a；Piqueretal.，2017）；芮宗瑤等（2003）認為在時間上從洋殼俯沖到陸陸碰撞造山過程都有斑巖銅礦的產生，它們貫穿活動大陸邊緣從增生到巖石圈拆沉的整個過程，因此，存在伸展背景條件下大規模斑巖銅礦形成的可能性。華南中生代斑巖型銅礦可能是較為典型的巖石圈階段性持續伸展過程中發育的斑巖型銅礦，該類銅礦在成因機制和成礦背景上，與后俯沖伸展以及后碰撞伸展的斑巖銅礦是有明顯的區別。因此，作者將它們稱之為“陸內伸展型斑巖銅礦”。該種類型的斑巖銅礦可能與巖石圈伸展背景下軟流圈上涌導致陸下巖石圈地?；蛘呦碌貧け桓脑煊嘘P，其成礦作用機制及其與大陸巖石圈伸展的關系還有待于繼續深入研究。

3 陸內伸展型斑巖銅礦研究中關鍵的科學問題

作者認為，陸內伸展型斑巖銅礦的研究可能有以下一些關鍵的科學問題值得進一步深入研究：

（1）與俯沖以及后俯沖伸展型斑巖銅礦相比，陸內伸展型斑巖銅礦巖漿起源的誘導機制是什么？金屬銅的來源是哪里？大規模銅礦的形成是受控于富銅的巖漿源區還是受控于巖漿-熱液過程？在巖漿上升過程中，地殼物質的混染（包括早期侵位的巖漿巖及其上升通道中圍巖）對形成大型斑巖銅礦有何影響？何種作用導致了陸內伸展環境形成不同金屬組合的礦床？新生地殼？古老地殼？還是古老的巖石圈地幔和新生的巖石圈地幔？

（2）在巖漿侵位和熱液演化過程中導致金屬銅富集的關鍵因素是巖漿的結晶分異作用還是巖漿（長英質巖漿和鐵鎂質巖漿）的混合作用？金屬銅是如何從巖漿中進入流體，從而發生大規模沉淀？其過程與島弧環境斑巖銅礦金屬銅的沉淀機制有何差異？

（3）在大陸內部的演化過程中，巖石圈的持續性階段伸展或者伸展-擠壓-伸展交替的背景對陸內斑巖銅礦的形成有何制約因素？大陸內部不同的構造-巖漿演化方式和不同演化階段，斑巖型礦床的成礦元素組合類型有何差異？階段性的隆升和剝蝕能否是陸內伸展環境斑巖銅礦形成的重要因素？

（4）陸內伸展型斑巖銅礦到底是受先前與俯沖有關下地殼堆積體的控制？還是軟流圈直接上涌對巖石圈地?；蛘呦碌貧じ脑斓慕Y果？軟流圈上涌對該類斑巖銅礦的貢獻如何？提供成礦物質和礦化劑？還是僅僅提供熱源？這類銅礦若與板塊俯沖沒有直接關系，那么為什么與成礦有關的斑巖顯示出弧巖漿的特點？

（5）伸展型斑巖銅礦的形成與典型島弧型斑巖銅礦和后俯沖伸展背景斑巖銅礦成礦的關鍵差異性是什么？如果不考慮背景因素，斑巖銅礦形成的關鍵共性因素是什么？如：早先研究認為美國猶他州Bingham Canyon斑巖Cu-Mo-Au礦床與俯沖作用有關，但最近研究表明其成礦巖漿來源與中生代伸展背景下，與元古代俯沖改造有關的巖石圈地幔源區的熔融有關，而與同時期的俯沖作用沒有關系（Pettkeetal.，2010），有可能屬于后俯沖類型的斑巖銅礦或者是伸展類型的斑巖銅礦。

（6）Houetal.（2015a）對華北中生代伸展背景下木吉村斑巖銅礦角閃巖的結果表明角閃石中Cu的含量為Cu含量17×10-6～60×10-6，與原始弧巖漿中Cu的含量基本一致，從而得出木吉村斑巖銅礦形成于正常的巖漿-熱液演化過程；Piqueretal.（2017）認為伸展環境下斑巖銅礦的規?？赡茌^小，但是可以形成大型的淺成低溫熱液型Cu-Au礦床，但是，從華南地區德興斑巖礦床的規模和品位來看，陸內伸展背景形成大型斑巖銅礦的可能性還是存在的。因此，從已有的研究成果來看，陸內伸展型斑巖銅礦具有形成大礦、高品位礦床的潛力，那么什么條件下可以形成高品位的大型礦床？陸內伸展背景高品位大型斑巖銅礦的形成與巖漿源區是否富含金屬物質的關系如何？

致謝 衷心感謝胡瑞忠研究員和兩位匿名審稿人對本文提出的寶貴修改意見。

謹以此文恭祝葉大年先生八十華誕暨從事地質科學工作六十周年！