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1、2009 年 10月October,2009 矿 床 地 质 MINERAL DEPOSITS第 28 卷 第 5 期28(5):515 538文章编号:0258-7106(2009)05-0515-24初论碰撞造山环境斑岩铜矿成矿模型X杨志明,侯增谦(中国地质科学院地质研究所,北京 100037)摘 要 作为金属 Cu 最主要来源的斑岩铜矿床主要产于岛弧及陆缘弧环境。基于大量弧环境斑岩铜矿床研究而建立的经典斑岩铜矿成矿模型,在后来环太平洋成矿带斑岩型矿床的勘查中取得了重大突破,成为科学理论指导矿床勘查的典范。然而,近年来国内矿床学家发现,除经典成矿模型所记录的岛弧及陆缘弧环境外,斑岩铜矿还可
2、产于碰撞造山带内,甚至产在陆内环境中。显然,这些斑岩铜矿的成因无法用经典的斑岩铜矿成矿模型解释。文章从弧环境斑岩铜矿成矿模型的综述入手,通过对青藏高原斑岩铜矿床的成矿环境及构造控制、含矿斑岩起源、矿床基本特征、成矿物质来源、金属富集机制以及成矿流体来源及演化等已有研究成果的综合分析,初步提出了碰撞造山环境斑岩铜矿的成矿模型。该模型强调:碰撞造山环境斑岩铜矿含矿斑岩为强烈挤压构造背景下形成的埃达克岩,岩浆起源于加厚的新生下地壳,板块断离或岩石圈拆沉诱发的软流圈物质上涌,以及斜向碰撞导致的挤压-伸展的构造机制转换通常是引发岩浆源区发生部分熔融的外部条件;成矿金属的深部富集是因岩浆高氧逸度所致,高氧
3、逸度条件下,S 主要以硫酸盐的形式溶解于岩浆之中,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;含矿斑岩的侵位既可受到因斜向碰撞诱发的大型走滑断裂系统的控制,也可受到岩石圈拆沉诱发的大型张性断层的控制;而含矿斑岩的就位则受矿区尺度的构造控制,多组构造的交汇部位或大型背斜的核部常是斑岩铜矿产出的重要位置;大型矿床,特别是超大型矿床下部通常存在岩浆房,岩浆房的流体出溶是引发矿床大规模蚀变与矿化的根源;成矿金属与 S 均来自岩浆,与含矿斑岩可能具有相同的源区;矿床整体上具有与弧环境类似的蚀变分带规律,从内向外依次为钾硅酸盐化、石英-绢云母、粘土化及青磐岩化;不过
4、,因碰撞造山带环境含矿斑岩相对富 K,从而导致岩浆房或浅侵的岩株/岩枝中出溶的岩浆热液常具有比弧环境斑岩铜矿床更高的 K+/H+比值,从而诱发钾硅酸盐化蚀变的强烈发育;因钾硅酸盐化蚀变持续时间较长,铜钼矿化主要产于该蚀变阶段,特别是以黑云母大量发育为特征的晚期钾硅酸盐化阶段;成矿物质沉淀可能因成矿过程中温度、压力、盐度、氧逸度、pH 值等因素的变化所致,而这些因素的变化又直接或间接与高原的快速隆升与剥蚀有关。关键词 地质学;斑岩铜矿;成矿模型;碰撞造山带;青藏高原中图分类号:P618.41 文献标志码:APorphyry Cu deposits in collisional orogen se
5、tting:A preliminary genetic modelYANG ZhiMing and HOU ZengQian(Institute of Geology,Chinese Academy of Geological Sciences,Beijing 100037,China)AbstractPorphyry Cu deposits(PCDs),as the primary source of copper,are usually thought to be formed in a magmatic arc setting.T hey can also occur in collis
6、ional orogen or intraplate settings.The classic PCDs model,proposed by Lowell and Guilbert(1970),hasbeen widely accepted by economic geologists because of its practical value in the exploration of PCDs in the arc setting,especially inthe Circum-Pacific Belt.However,Lowell and Guilbert s model fails
7、to give a reasonable explanation of the PCDs in the collisionalX本文得到国家基础研究规划 973 项目(2009CB421004-1)和国家自然科学重点基金(40730419)的联合资助第一作者简介 杨志明,男,1978 年生,博士,助理研究员,主要从事矿床学研究。Email:zm.yang 通讯作者:侯增谦,男,1961 年生,博士,研究员,主要从事矿床学研究。houzengqian 收稿日期 2009-05-11;改回日期 2009-07-28。张绮玲编辑。orogen setting.T he authors therefo
8、re give a detailed description of geologicalsetting,tectonic control,magma source,generalcharac-teristics of the ore deposit,source and enrichment mechanism of metals,fluid source and evolutionary path of PCDs in the Qingha-iT ibetan collisional orogen setting,and propose a preliminary genetic model
9、.Severalpoints are emphasized in this model:Minera-lization-related porphyry intrusions in the collisional orogen setting are geochemically adakitic rocks,which originaue from the newly-formed lower crust and are triggered by the upwelling of asthenosphere and/or the transition of structure mechanis
10、m from extrusion toextension.T he enrichment of Cu and other metals in the adakitic magmas results from the relatively high oxidation state of thesource,in which the bulk of the sulfur is dissolved in the sulfate form,with the result that sulfide-compatible elements such as Cu andAu can also behave
11、as incompatible elements and will be retained in the evolving magmas.The ascent of the adakitic magmas isusually constrained by large-sized strike-slip fault systems triggered by oblique collision or by large-sized normal faults induced by litho-sphere removal,whereas the emplacement of the adakitc
12、magmas is generally controlled by mine-scale structures.The magmachamber usually exists below large-sized and,especially,giant deposits.In these deposits,Cu,S and magmatic fluids,which are es-sential for the formation of porphyry Cu deposits,generally originate directly from the magma chamber.The de
13、posits reinforcemost of the generalized characteristics of porphyry Cu deposits in continental arc settings,except for the fact that they show relativelystrong K-silicate alteration due to high K+/H+value in the high-K adakitic magma dominated ore-forming fluid.Sulfide precipita-tion mainly occurs d
14、uring K-silicate alteration,usually in response to the change of temperature,pressure,salinity,f(O2),and pHvalue,especially to the change of temperature and pressure.Key words:geology,porphyry copper deposit,genetic model,collisional orogenic belt,Qingha-i Tibetan plateau 作为金属 Cu 的最主要来源,Mo、Au 等金属的重要
15、来源,斑岩铜矿床在过去的百年中为世界提供了超过 50%的金属Cu,因此,斑岩铜矿一直吸引着工业界及科学界。最早对斑岩铜矿的研究,可追溯到上世纪初期,Ransome(1904)基于对美国亚利桑那州 Bisbee/浸染状铜矿0的详细野外观察,提出了浸染状铜矿化与斑岩体成因相关的学术思想,拉开了斑岩铜矿研究的序幕。1918 年,Emmons 正式把这种常与斑岩体有关的0浸染状铜矿0定名为斑岩铜矿(Emmons,1918)。随后的半个多世纪,人们基于地质观察,建立了斑岩铜矿的成矿模型,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(Hedenquist
16、et al.,1998a;Seedorf et al.,2005)。经历了实践检验的斑岩铜矿成矿模型被世界各国矿床学家及勘探学家广泛接受。然而,近年来中国矿床学家研究发现,斑岩铜矿不仅可产于成矿模型所记录的岛弧及陆缘弧环境中,还可以产于碰撞造山带中(如在青藏高原;芮宗瑶等,1984;侯增谦 等,2001;曲晓明等,2001;Hou et al.,2003),甚至形成在陆内环境中(如在德兴;朱训等,1983)。产于碰撞造山带及陆内环境的斑岩铜矿不能用西方学者基于板块构造理论建立的经典斑岩铜矿成矿模型来解释,因此,经典的斑岩铜矿成矿模型(Lowell et al.,1970)遇到了挑战。实际上,对
17、碰撞造山带内斑岩铜矿的研究,可追溯到1974 年,Hollister 等(1974)通过对美国阿巴拉契亚这一古老造山带内斑岩铜矿的研究,提出了石英二长岩型斑岩铜矿蚀变-矿化模型,拓展了经典的斑岩铜矿成矿模型(Lowell et al.,1970)。然而,由于该造山带斑岩铜矿规模小、剥蚀深、形成时代早,成矿地质背景因缺少精确放射性年代学的限定而含糊不清,因此它并没引起太多的关注。青藏高原,这一形成时代新、保存条件好、研究程度高的碰撞造山带,无疑为斑岩铜矿成矿等理论创新提供了天然实验室。对青藏高原上的斑岩铜矿研究,可追溯到上世纪 80 年代,中国学者通过对玉龙铜矿带的研究,初步建立了矿床成矿模型(
18、芮宗瑶等,1984;马鸿文,1990;唐仁鲤等,1995),但其独特的成矿构造背景并没有引起太多的关注。近年来,随着冈底斯斑岩铜矿带的找矿突破,特别是自侯增谦等(2001)、曲晓明等(2001)首次明确提出该带,并指出该带具有第二个0玉龙斑岩铜矿带0的潜力以来,科学界对斑岩铜矿的成矿地质背景给予了广泛关注。他们发现,尽管这些斑岩铜矿床与弧环境产出者具有类似的蚀变、矿化特征,但在岩浆起源、流体来源、金属来源等方面存在较大的差异,用经典的斑岩铜矿模型难以解释(Hou et al.,2009)。同时,许多学者开始重新关注玉龙铜矿带,发现其成矿特征与冈底斯斑岩铜矿带有许多相同之处,也不能用传统斑岩铜矿
19、成矿模式解释(Hou et al.,2003,2007;Liang et al.,2006;Jiang et al.,2006)。因此,修正经典斑岩铜矿成矿模型势在必行。本文拟通过对青藏高原斑岩铜矿已有研究成果的深入分析,试图给出一个初步的碰撞造山型斑岩铜矿成矿模型。显然,新模型的建立离不开对经典模型的深刻理解,因此,本文在提出碰撞造山带型斑岩铜矿成矿模型之前,用少量篇幅对经典的斑岩铜矿成矿模型作简要综述。1 弧环境斑岩铜矿成矿模型1.1 分布及动力学背景矿床分布 据统计,在世界范围内,97%的大型-巨型斑岩铜矿产于岩浆弧环境(Kerrich et al.,2000)。岛弧环境的经典成矿省主要
20、分布于太平洋西岸,如印度尼西亚和菲律宾岛弧(Hedenquist et al.,1998b;Cooke et al.,2005);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516 矿 床 地 质 2009 年 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(Cooke et al.,2005;Singer et al.,2005)。动力学背景 绝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(Sillitoe,1972)。接着人们又发现,大型、超大型斑岩铜矿常成群出现,表明产出斑岩铜矿的弧环境具有特殊的动力学背
21、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形成斑岩铜矿床的重要作用,并识别出挤压环境有利于斑岩型矿床形成的一些关键因素,如:挤压环境可有效地阻止岩浆直接穿过上地壳形成火山岩,从而形成比伸展环境更大的浅部岩浆房;挤压环境的浅部岩浆房很难喷发,从而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;挤压环境下很难发育陡立的张性断裂,从而有效地限制了在岩浆房顶部形成岩株(枝)的数量,有利于岩浆热液的聚集(Masterman et al.,2005)。最近,Cooke 等(2005)通过对世界主要斑岩铜矿带成矿背景的综合研究,发现大洋板片
22、的低角度俯冲非常有利于挤压背景的形成。不过,尽管挤压背景为斑岩型矿床的形成提供了非常有利的构造条件,但长期持续的挤压背景却不利于斑岩型矿床的形成。已有的研究表明,斑岩矿床常形成于构造机制转换阶段(Solomon,1990;Sillitoe,1997;Kerrich et al.,2000;Richards,2003;Cooke et al.,2005),如由挤压向伸展转换阶段(Richards,2003),俯冲角度变化过程中(James etal.,1999),非常有利于斑岩型矿床的形成。1.2 岩浆性质及起源岩浆性质 与 Cu 矿化有关的斑岩主要为中酸性的钙碱性岩浆,其岩性变化于石英闪长岩-
23、花岗岩之间(图 1;Misra,2000)。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,岩性以花岗闪长岩和石英二长岩为主(Singer et al.,2005);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(Misra,2000)。除中酸性的钙碱性岩浆外,一些富金的斑岩铜矿床,其形成还常与碱性岩有关,如正长岩等。岩浆起源 因含矿斑岩常与俯冲带具有密切的时空关系,过去,钙碱性岩浆常被认为是俯冲的大洋板片直接熔融的产物(如 Sillitoe,1972;Burnham,1979),最近的研究表明,除少数具有埃达克质亲和性的钙碱性岩
24、浆为年轻大洋板片直接熔融的产物外(Defant et al.,1990;Sajona et al.,1993;Peacock et al.,1994;Martin,1999;Yogodzinski et al.,2001),绝大多数的钙碱性岩浆都是板片释放流体交代楔形地幔部分熔融的产物(图 2)。尽管有人认为弧环境下的这些中酸性(主要为安山质)钙碱性岩浆可以由似 MORB 组分的玄武质楔形地幔直接熔融产生(Ringwood,1977;Grove et al.,1986),但绝大多数研究者相信,要形成这些中酸性的钙碱性岩浆,楔形地幔部分熔融产生的玄武质岩浆需要在下地壳下部经历 MASH 过程(M
25、ASH,熔融、同化、存储、均一;Hildrethet al.,1988)。图 1 世界典型斑岩成矿省的含矿斑岩主要岩石类型(据 Misra,2000)Fig.1 Main rock types of mineralization-related porphyriesin the typical porphyry metallogenic provinces of the world(after Misra,2000)1.3 金属富集及岩浆侵位过程金属富集机制 在岩浆弧环境,通常的钙碱性岩浆之所以具有成矿的潜力,大洋板片的脱水无疑是最为关键的过程,该过程不仅把大量的水、硫、卤素、金属,以及亲流体
26、的大离子亲石元素(LILE)输送到地幔楔(Tatsumi et al.,1986;David-son,1996;de Hoog et al.,2001),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(Richards,2003)。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(盐度约 115%,Jugo et al.,2001),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(Hamlyn et al.,1985;Bornhorst et al.,1986;Richards et al.,1991;Richards
27、,1995),这就是正常钙碱性的弧岩浆常含有较高的亲铜元素(如 Cu、Au 等)的原因。岩浆的上升与侵位 通过 MASH 过程,由楔形地幔部分熔融产生的玄武质岩浆将会发生不断的演化,当演化的岩浆具有比下地壳物质更小的密度时(如安山质岩浆),则会在浮力作用下穿过地壳而上侵。针对岩浆在地壳中运移方式的争议持续了近两个世纪,并一直延续至今,不过今天多数研究者认为,在热的韧性下地壳范围内,岩浆多以底辟方式侵位;而在相对较冷的中上地壳,岩浆则常以裂隙控制的岩墙扩展方式上升为主(Richards,2003;2005)。岩浆浮力本身足以促使岩墙侵位,先存的地壳尺度的断裂系统常可为岩浆上升提供更为有利的路径。
28、所以,含矿斑岩常沿大规模的裂隙/断裂带或线理 带发 育,特 别是 在 走滑 断裂 系 统产 状 变化 部 位(Richards et al.,2001)。1.4 流体出溶及金属分配岩浆房的形成 因通过 MASH 过程产生的安山质-英安517 第 28 卷 第 5 期 杨志明等:初论碰撞造山环境斑岩铜矿成矿模型 图 2 俯冲带及陆缘弧环境下含矿斑岩形成的深部过程(Richards,2003;2005)Fig.2 Deep process during the formation of PCDs in magmatic arc settings(Richards,2003;2005)质岩浆的密度通
29、常介于上地壳结晶基底及其上盖层岩石的密度之间,岩浆上升到此位置后很难再通过浮力作用继续上侵,常堆积成池,形成岩浆房(图 3;5 8 km,Dilles,1987;Richards,2003)。如深部岩浆供应充足,则岩浆房会一直保持熔融,并不断以岩株、岩枝形态向外扩展。演化后期的富挥发分、低密度岩浆常浅成侵位,形成次火山岩(图 3;Damon,1986;Richards,2003)。流体出溶 浅成侵位的长英质岩株或岩枝将会因上覆压力减小而达到流体饱和;同时,深部的安山质-英安质岩浆房也会因为这些岩株或岩枝上侵加速冷凝结晶,两者都会导致岩浆流体的出溶。要想形成一个具有经济意义的矿床,必须要求大量的
30、流体出溶,且出溶的这些流体在尽可能小范围的围岩中流动、反应,以增加矿化的强度(Richards,2005)。流体开始从岩浆中出溶时常以较小的气泡形式出现(Can-dela,1991;1997),尽管这些气泡的密度远小于岩浆,但因此时岩浆 较粘,以及 结晶 相的存 在,气泡 很难 逃逸(Cloos,2001)。实际上,这些富流体的岩浆常对流上升至岩浆房或岩株顶部(Shinohara et al.,1995);因岩浆的上升,必然导致压力的相应降低,这些小的气泡则不断的扩大,并最终连在一起,形成流体的外壳(Whitney,1975;Burnham,1979;Harriset al.,2004)。去气
31、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(Burnham,1979;1997;Shinohara et al.,1995;1997)。如果深部的岩浆供应不足,富流体的顶盖将会不断的下移(Burnham,1979)。深部岩浆房流体的大量出溶,很好的解释了浅成侵位的岩株(或岩枝)因体积小无法提供足够的流体和硫的问题,常被认为是形成超大型斑岩型矿床必不可少的条件。同时,大量流体出溶可有效的抽取深部钙碱性岩浆房中的金属组分(如Cu、Mo、Au 等),也很好的解释了浅成侵位的岩株(或岩枝)因体积过小而无法提供
32、足够金属的问题(Cloos,2001)。金属的分配 已有的研究表明,从岩浆中初始出溶的流体性质与封闭压力(即岩浆侵位的深度)密切相关(Cline etal.,1991),流体的盐度随压力的增加而增大(Kilinc et al.,1972),而 Cu 的溶解度又随着流体盐度的增加而显著增大(Candela et al.,1984)。因此,较高的压力条件(通常压力 108Pa,即深度4 km;Cline et al.,1991;Cline,1995)非常有利于流体出溶时 Cu 向流体中富集。实验研究及地质观察表明,从深部岩浆房(温度约 700e,压力112 108Pa)出溶的流体通常是盐度1 w(
33、NaCleq)2为10%左右的超临界流体518 矿 床 地 质 2009 年 图 3 弧环境斑岩型矿床火山-岩浆系统的典型剖面(Richards,2003)Fig.3 Schematic cross section through a porphyry Cu-forming volcano-plutonic system in magmatic arc settings(Richards,2003)(Sorirajan et al.,1962;Pitzer et al.,1986;Cline et al.,1991;Cline,1995;Richards,2005)。随着上升减压,超临界流体常
34、常发生相分离,形成高盐度富液相及低盐度富气相流体(Hedenquist et al.,1994),且后者因压力降低会快速稀释(Henley et al.,1978)。通常认为,相分离后形成的高盐度液相是金属 Cu、Mo 等搬运的主要载体(Cline et al.,1991;Cline,1995),不过,越来越多的证据表明,高压下低密度气相对金属的搬运作用不可忽视(Lowenstern et al.,1991;Hein-rich et al.,1998b;Ulrich et al.,1999;Williams-Jones et al.,2002;Heinrich,2005),特别是当流体中富 S
35、 时,Cu、Au 等金属明显向低密度气相中富集(Nagasekiet al.,2008;Aud tat etal.,2008)。1.5 热液蚀变与矿化30 多年前,Lowell 和 Guilbert(1970)、Sillitoe(1973)等人的杰出研究工作基本建立了弧环境斑岩铜矿床蚀变及矿化特征的一般性框架(图 3、图 4)。30 多年来,尽管许多研究者针对其他斑岩矿床又开展了大量细致的研究工作(如 East-oe,1983;Dilles,1987;Dilles et al.,1992;Hedenquist et al.,1998;Ulrich et al.,2001a;2001b;Prof
36、fett,2003),但对已有的蚀变矿化模型并没有作太多的改动,只是针对细节做了少许修补(如 Harris et al.,2002)。热液蚀变 依据矿物组合,常可将斑岩铜矿床蚀变(硅酸盐矿物蚀变)分为 4 种主要类型,即钾硅酸盐化、绢英岩化、泥化及青磐岩化(图 4,Lowell et al.,1970),有时当绢英岩化和泥化空间上难以区分时,常合并称为长石破坏蚀变(Ulrich etal.,2001a)。钾硅酸盐化常产于斑岩体中心或附近(图 4),以钾长石-黑云母-石英等蚀变矿物组合发育为特征。钾长石和石英既可形成于成岩过程之中,也可作为脉体的充填组分,其中,钾长石亦可为斜长石蚀变而成。次生黑
37、云母常由岩浆黑云母、角闪石等矿物蚀变而成,蚀变过程中,常释放少量的铁,形成磁铁矿、黄铁矿和黄铜矿等含铁矿物。青磐岩化常与钾硅酸盐化蚀变呈同心环状分布,但远离斑岩中心产出(图 4),以绿泥石-绿帘石-方解石等蚀变矿物组合发育为特征,硫化物不发育。绢英岩化常叠加在钾硅酸盐蚀变与青磐岩化蚀变之间(图 4),以绢云母-石英-黄铁矿等蚀变矿物组合发育为特征,蚀变过程中,原岩遭受强烈的淋滤,Na、Ca、Mg 等元素被大量带出,有时铝硅酸盐矿物被绢云母、石英等矿物完全替代。先519 第 28 卷 第 5 期 杨志明等:初论碰撞造山环境斑岩铜矿成矿模型 图 4 弧环境下斑岩铜矿床成矿模型(Lowell et
38、al.,1970),其中 a、b、c 分别为蚀变、矿化及硫化物分带模式Fig.4 Typical porphyry copper deposit model in magmatic arc settings(Lowell et al.,1970).a,b,c indicate schematicdrawing of alteration zones,mineralization zones and sulfides zones,respectively存的铁镁质矿物,在蚀变过程释放大量的铁形成硫化物。泥化常呈补丁状产出,受裂隙控制,依据成因可分为泥化和高级泥化两种类型,前者以粘土类矿物(如高岭
39、石、伊利石)蚀变为特征,黄铁矿是该蚀变阶段的主要硫化物类型;后者以水铝石-红柱石-明矾石蚀变矿物组合发育为特征,硫化物除黄铁矿外,还常伴生有少量的黄铜矿、斑铜矿、硫砷铜矿及砷铜矿等。钾硅酸盐化通常为最早的蚀变类型,其形成与出溶的高温(450e;Gustafson et al.,1975)岩浆热液有关。青磐岩化同时或略晚于钾硅酸盐化蚀变,其形成通常也与岩浆热液有关,只是同钾硅酸盐蚀变相比,水/岩比要小的多,不过,有时青磐岩化的形成也可因加热的雨水所致(Proffett,2003)。绢英岩化通常认为是由低温、高盐度岩浆热液与雨水混合后的流体蚀变导致(Reynolds et al.,1985;Tay
40、lor,1997),其成因一直争论不休,最近人们发现,绢英岩化也可直接由高温、高盐度的岩浆热液引起(Harris et al.,2002)。引起泥化蚀变的流体与引起绢英岩化蚀变的流体类似,只是该流体温度更低,混入的雨水更多。不过,特别需要注意的是,引起高级泥化的流体要复杂的多,既可以是由晚期因 SO2水解反应加剧而形成的酸性混合流体,也可以由超临界流体相分离后形成的低盐度富气相形成(如 Hedenquist et al.,1998a;1998b)。深成矿化 斑岩中的深成矿化既可产于斑岩体之中,也可产于围岩之中,据 Lowell 等(1970)统计,约 70%矿床主要产于岩体之中。因在较大范围内
41、,金属的含量较为均一,所以,斑岩中的深成矿化常被描述成0浸染状0。实际上,大部分的这些所谓0 浸染状0 矿化均呈微裂隙控制的网脉状产出(Misra,2000),据统计,斑岩型矿床中,超过 90%的深成矿化呈脉体产出或位于裂隙附近(Beane et al.,1981)。研究显示,深成矿化与热液蚀变密切相关,不可分割,其中的黄铁矿是斑岩矿床中最为常见的硫化物。含铜矿物主要为黄铜矿,以及少量的斑铜矿,有时还可见少量的辉铜矿、铜蓝等矿物,不过,它们多是表生作用的产物。铜矿化主要产于钾硅酸盐化带内(图 4),但含铜硫化物的沉淀略晚于钾硅酸盐化,或形成于钾硅酸盐化蚀变向绢英岩化蚀变转化阶段(Lowell
42、etal.,1970)。金属的沉淀是成矿物质溶解度降低及 SO2发生水解导致 H2S 活动性增强的结果,而溶解度的降低可因温度、压 力、盐 度、pH 值、氧 逸度 等 多种 因 素 的改 变 所 致(Herzarkhani et al.,1999;Redmond et al.,2004;Heinrich,2005)。2 碰撞造山环境斑岩铜矿2.1 成矿环境与构造控制成矿背景 早在 1984,芮宗瑶等根据冈底斯火山-岩浆弧内出现的少量斑岩铜矿矿化信息,以及该弧位于雅鲁藏布江缝合带上盘的地质事实,推测冈底斯地区具有与安第斯斑岩成矿省类似的构造背景,并预测该区可能成为很有找矿潜力的斑岩铜矿带。马鸿文
43、等(1990)通过对玉龙铜矿带详细的研究,提出它在成矿时为岛弧或古岛弧环境,该观点后来遭到多数学者的反对,如吕伯西等(1993)、张玉泉等(1998)认为成矿时区域应处于板内非造山环境。近年来,有关青藏高原演化过程的众多研究进展(如 Yin et al.,2000;Tapponnier etal.,2001;Chung et al.,2005)以及针对青藏高原这两个斑岩铜矿带开展的大量岩石地球化学及成岩、成矿年代学研究(如 Wang et al.,2001;Hou et al.,2003;2004;2006;2009;侯增谦等,2003a;芮宗瑶等,2003;2004;孟祥金等,2003;Qu
44、 et al.,2007),极大地提高了人们对高原上新生代产出的这些斑岩铜矿构造背景的认识。青藏高原主体自北向南主要520 矿 床 地 质 2009 年 由松潘-甘孜-可可西里地体、羌塘地体和拉萨地体组成,相应地被阿尼玛卿-昆仑-木孜塔格、金沙江、班公湖-怒江及雅鲁藏布江 4 个缝合带所限制(图 5,Yin et al.,2000)。其中,玉龙斑岩铜矿带及该带南北两侧延续 2 000 余公里的其他新生代斑岩铜矿带,处于金沙江缝合带与班公湖-怒江缝合带之间的羌塘地体内;冈底斯斑岩铜矿带位于班公湖-怒江缝合带与雅鲁藏布江缝合带之间的拉萨地体之中。由于金沙江洋的闭合发生在侏罗纪之前(Tapponni
45、er,2001),班公湖-怒江洋的闭合发生在晚侏罗世)早白垩世(Kapp et al.,2003)或中白垩世(潘桂堂等,1997;2004),玉龙带及其南北两侧斑岩铜矿带形成时(40 30 Ma,Hou et al.,2003;2006),区内显然已处于后碰撞、甚至陆内环境。雅鲁藏布江缝合带的形成及印-亚大陆初始碰撞时限近年来得到了很好的限制,越来越多的证据表明应在 65 Ma(莫宣学等,2003;王成善等,2003;Ding etal.,2005),甚至更早(70 Ma,Yin et al.,2000),那么,冈底斯斑岩铜矿带形成时(18 12 Ma,Hou et al.,2004b;200
46、9),距新特提斯洋的闭合已有 50 Ma,区内显然不再是陆缘弧环境,而处于碰撞后伸展环境(Hou et al.,2004b)。然而,并不是所有的造山带后碰撞阶段都能够形成斑岩铜矿床,这表明青藏高原之所以能够形成如此之多的斑岩铜矿一定有其特殊的地质背景。总结起来,该造山带容易形成斑岩铜矿的 5 个关键因素可能是:长时间的挤压构造背景,印-亚大陆的碰撞形成了世界上海拔最高的山脉、最广阔的高原表明,印-亚大陆的碰撞挤压要比其他造山带更强,且挤压背景跨越了高原新生代斑岩铜矿形成的整个过程,并一直持续到现在。前已述及,弧环境中,挤压背景是形成斑岩铜矿的最关键因素,长时间的挤压环境可有效地阻止岩浆直接穿过
47、上地壳喷发,从而可在上地壳深部形成大的岩浆房,并因此促进岩浆的结晶分异和挥发分的过早饱和;可控制岩浆房顶部形成岩株的数量,有利于热液的聚集;同时,挤压背景下常发生快速的抬升与剥蚀,由此产生的减压作用可有效地促进岩浆热液的出溶和运移等。无疑,青藏高原长时间的挤压构造背景,造就了弧环境斑岩铜矿形成的构造条件。多期的板片流体交代事件;青藏高原的斑岩铜矿多成狭长的带状图 5 青藏高原地质背景及其内斑岩铜矿床分布简图(据 Yin et al.,2000;Hou et al.,2003;2009)Fig.5 Simplified geological map of the Qingha-i Tibetan
48、 orogen(after Yin et al.,2000;Hou et al.,2003;2009),showing thelocation of the main porphyry Cu deposits in the collision zone521 第 28 卷 第 5 期 杨志明等:初论碰撞造山环境斑岩铜矿成矿模型 紧沿古缝合带分布,表明这些斑岩铜矿的形成与大洋板片的俯冲存在着某种关联;无论含矿斑岩来自新生的下地壳(Houet al.,2004b;Guo et al.,2007),还是来自俯冲改造的楔形地幔(Hou et al.,2003;Gao et al.,2007),都无法否
49、认其岩浆源区曾被板片释放流体改造过。如玉龙带含矿斑岩的源区曾被金沙江洋板片释放流体交代过(邓万明等,1998;张玉泉等,2000;Hou et al.,2003;Jiang et al.,2006),冈底斯带含矿斑岩的源区曾被新特提斯洋板片释放流体交代过(Hou etal.,2004b;Gao et al.,2007;Guo et al.,2007)。这种交代把大量的 H2O、S、卤素、金属以及亲流体的大离子亲石元素(LILE)直接或间接输送到岩浆源区(Tatsumi et al.,1986;Davidson,1996;de Hoog et al.,2001),使源区熔融产生的岩浆具有含矿性。
50、斜向的陆-陆碰撞;与弧环境类似,印-亚大陆之间的斜向碰撞可产生大量平行或斜交造山带的走滑断裂系统,以及由此引发的各种褶皱、走滑拉分盆地等,它们在深部或浅部控制了含矿斑岩的上侵或就位。多期次的软流圈 上涌;无 论是 因大 规模 岩石 圈拆 沉(Turner et al.,1996),还是因板块断离(Williams et al.,2001;2004),人们都把青藏高原腹地及东缘深部出现的软流圈上涌,引入含矿斑岩的成因模型中。上涌的软流圈物质或是含矿斑岩源区物质部分熔融的热源(Hou et al.,2004b;Gao et al.,2007;Jiang etal.,2006),或直接提供了热源兼成