大陆岩石圈伸展与斑岩铜矿成矿作用*

李晓峰 华仁民 马东升 徐净 张龙 齐有强 武丽艳 朱艺婷

1.中国科学院矿产资源研究重点实验室，中国科学院地质与地球物理研究所，北京 100029

2.中国科学院地球科学研究院，北京 100029

3.中国科学院大学地球与行星科学学院，北京 100049

4.南京大学地球科学与工程学院，南京 210023

5.中国科学院地球化学研究所，贵阳 550081

斑岩铜矿床是一种非常重要的矿床类型，它是既包括以斑岩株为中心的传统意义的斑岩铜矿，也包括斑岩株外岩与之有关的矽卡岩型铜矿化、碳酸盐交代的、赋存于沉积岩中的高硫型、中硫型浅成低温热液贱金属和贵金属矿床（Sillitoe，2010）。世界上约80%、我国约三分之二铜的资源量均来自于斑岩型矿床，因此，大型、超大型斑岩铜矿床是人类找矿勘探的首选对象，斑岩型矿床的成因机理及其构造背景一直是矿床学研究前沿和热点。目前，全球已知的大型斑岩铜矿床大多分布于岛弧和大陆边缘弧环境，成因上与洋壳俯冲密切相关，尤其是与俯冲板片脱水导致的地幔物质部分熔融密切相关（Richards，2003；Cookeetal.，2005；Sillitoe，2010）。近年来的研究表明，斑岩铜矿还可以产于非俯冲环境，如：大陆陆内环境（胡瑞忠等，2015；Huetal.，2004；Houetal.，2015a）和陆陆碰撞环境（Houetal.，2009，2015b）。陆陆碰撞环境斑岩铜矿的形成与俯冲作用改造的岩石圈部分熔融有关（Houetal.，2015b；Richards，2009），这些部分熔融形成的成矿岩浆上升，经过岩浆的结晶分异作用和地壳的混染作用，在地壳的浅部形成斑岩成矿系统（Richards and Holm，2013）。侯增谦院士领导的科研团队针对陆陆碰撞背景斑岩铜矿的研究已经取得了重要的阶段性成果（Houetal.，2009，2015b），而大陆内部斑岩铜矿由于其空间位置和形成时代均与同时期的俯冲带不协调，因此，其成因机制及其动力学过程还不十分清楚（翟明国，2015）。因此，不同地质构造背景（岛弧、陆陆碰撞、陆内环境）下，大型斑岩铜矿形成的关键控制因素一直是矿床学研究的重大科学问题。

1 斑岩铜矿研究前沿和热点

近年来，斑岩型铜矿的研究主要集中于大型、超大型斑岩铜矿形成的关键控制因素及其地球动力学背景，诸如，岩浆的源区、岩浆房的大小、成矿岩浆的物理化学特性、岩浆的侵位深度、岩浆-热液的活动历史及其冷却速率、以及成矿物质铜的来源、镁铁质岩浆和长英质岩浆的混合作用等。随着实验模拟技术的发展，斑岩型矿床的成矿模拟实验也得到了快速发展。这些研究的成果和前沿问题包括以下几个方面。

1.1 岩石圈地幔的组成与大型、超大型斑岩铜矿之间存在明显耦合关系

世界上70%的大陆岩石圈地幔主要形成于3.5～3.0Ga以前，而且从那时起就残存在大陆地壳之下。一般认为，岩浆的起源与地球深部地幔循环有关，然而岩浆从地球深部达到浅部成矿环境需要通过陆下岩石圈地幔，虽然大陆岩石圈地幔在成矿中扮演的角色还不十分清楚，但普遍认为深部上升的岩浆是富含金属的，大陆岩石圈地幔的结构、年龄和组成控制着大型矿集区和矿床的产出（赵振华等，2002；Griffinetal.，2013）。

美国西部大型的斑岩铜矿均位于富含挥发份岩石圈地幔的元古界地体边界（Singeretal.，2005），这些矿床的矿石矿物及其相关的斑岩体均具有极度异常延迟的U、Pb同位素指示，这种具有延迟U、Pb同位素物质先前被认为是下地壳来源；而最新研究成果认为这些斑岩铜矿的铜（包括Mo）均来自太古代交代的岩石圈地幔而不是以前认为的下地壳（Pettkeetal.，2010）。流体包裹体Pb同位素示踪表明这些斑岩铜矿矿床成矿流体中含有太古宙的Pb，这与该地区上地壳下部普遍存在太古宙岩石圈地幔残片的观点是一致的（Pettkeetal.，2010）。新几内亚岛上属于印度尼西亚的Grasberg和巴布亚新几内亚的Ok Tedi斑岩型Cu-Au矿床以及Porgera浅成低温金矿的形成，主要是后期的岩浆汲取早期赋存于陆下岩石圈地幔金属物质的结果，虽然这些矿床缺乏同时代的岩浆弧，但有可达地幔的深部断裂相连，构造运动导致形成钙碱性到碱性系列的岩浆以及同成因的富Au矿床（Hilletal.，2002；Richards，2009）。Chiaradiaetal.（2004）通过对厄瓜多尔中生代到中新世与花岗岩有关的273个矿床的Pb同位素数据研究发现，非放射成因地幔来源Pb的含量与矿床中Cu的含量具有密切的关系。这些研究表明，岩石圈地幔的物质组成与大型的斑岩铜矿有密切的关系。与世界上其它类型的超大型矿床一样（如：澳大利亚Olympic Dam Cu-Au-U-Ag矿床、乌兹别克斯坦 Munmtau金矿）大型的斑岩铜矿的形成主要受岩石圈地幔物质的控制，或者与岩石圈地幔流体的交代有关（赵振华，2016）。

1.2 斑岩铜矿形成中软流圈的作用越来越受到重视，已成为当前矿床学研究的重点领域

传统的观点认为，斑岩铜矿的形成与洋壳俯冲有关，俯冲产生富含金属的熔体上升到地壳浅部、出溶含矿的成矿流体，从而形成大型斑岩铜矿。然而，对陆内环境和陆-陆碰撞环境斑岩铜矿的形成却有不同的成因解释，这些斑岩铜矿被认为是后碰撞的斑岩铜矿，其成因是先存下地壳中与俯冲有关的富含成矿金属硫化物堆积体重熔的结果，然而诱导这些硫化物堆积体熔融的机制是什么还不是非常清楚。最近的研究揭示，不管是岛弧环境，还是陆陆碰撞环境、陆内环境，大型斑岩铜矿的形成均与软流圈物质上涌导致岩石圈地幔或者下地壳的改造和侵蚀有关。例如：Harrisetal.（2013）认为罗马尼亚中新世斑岩Cu-Au矿床和浅成低温Au-Ag-Te矿床的形成，与该地区在中新世的岩石圈伸展有关，伸展引起软流圈上涌，导致与中生代俯冲作用有关的交代地幔部分熔融，致使成矿岩浆继承了与俯冲有关的岩浆的特点。Leeetal.（2017）对智利El Salvador斑岩铜矿与成矿有关的斑岩体的U-Pb年龄和微量元素研究结果表明，该地区在全新世存在广泛的岩浆再循环，与成矿有关的花岗闪长斑岩是角闪石、磷灰石和钛铁矿结晶分异以及与高温的深部来源的铁镁质岩浆混合的结果，且有少量地壳的混染。在多期次侵入体侵入的间隙，冷却出溶产生成矿流体。Houetal.（2015a）通过研究华北克拉通木吉村斑岩铜矿的角闪石岩及其相关的母岩浆结果认为，富Cu硫化物熔体的熔离，以及Cu随后被分配到含水的流体相是形成大型木吉村斑岩矿床的关键因素。虽然木吉村斑岩铜矿与地幔源区以及地壳内有无异常的铜富集区无关，但与华北克拉通活化，岩石圈拆沉软流圈上涌导致的地幔来源的岩浆是密不可分的。Houetal.（2015b）还认为，青藏高原与碰撞有关的斑岩铜矿的成矿岩浆主要形成于软流圈上涌导致新生代地壳增厚，并导致与侏罗纪弧岩浆有关的含硫化物的下地壳堆积体的重熔作用。

上述研究显示，大陆内部发生的深部岩浆过程可能是形成大型、超大型斑岩矿床的关键因素，其触发机制可能与洋陆俯冲背景下的岩浆触发机制不同（Wilkinson，2014），岩石圈伸展导致软流圈的上涌可能是触发的关键机制之一，但是二者亦可能存在密切的联系。

1.3 深部幔源岩浆与成矿的关系一直是斑岩铜矿研究中争论的焦点

镁铁质岩浆的底辟作用、富铜的源区、含矿岩浆的氧化还原程度以及硫逸度是形成大型斑岩铜矿的关键控制因素，这些因素影响到金属物质如何从源区的萃取、迁移直至在热液流体中冷凝、沉淀和富集（Coreetal.，2006；Audétat and Simon，2013；Steinbergeretal.，2013；Richards，2015）。法国学者Vigneresse（2004）认为，铁镁质岩浆和长英质岩浆侵位的先后时序是制约成矿物质能否被萃取出溶到成矿流体的关键因素，而高温成矿流体中的Au／Cu比值与全岩中的Au／Cu比值的一致性进一步说明岩浆房的结晶过程是控制着能否形成具有经济价值的矿床。Richards（2009）的研究揭示，岩浆源区的熔融过程以及构造环境制约着成矿元素的组合。俯冲背景下富铜的岩浆形成于相对较低比例的硅酸盐熔体／硫化物熔体的环境下，从而导致在后俯冲背景下第二次熔融事件中残留的富Cu-Au的硫化物堆积体熔融产生富金的岩浆，而第二次熔融事件，软流圈地幔上涌起着比较关键的作用。Hollingsetal.（2011）通过对菲律宾Baguio地区斑岩型矿床的构造-岩浆演化研究，认为原始铁镁质熔体和长英质钙碱性熔体的相互作用导致产生富铜的岩浆，从而形成大型的斑岩铜矿和浅成低温金矿床。Hollingsetal.（2013）认为菲律宾Black Mountain斑岩系统是铁镁质岩浆底辟长英质岩浆房后相互作用的结果，而这些铁镁质岩浆的形成于与无震洋脊的俯冲导致的幔源物质注入有关。美国Bingham Canyon（Maughanetal.，2002）、阿根廷 Bajo de la Alumbrera（Halteretal.，2005）、澳大利 亚 Northparkers（Lickfoldetal.，2007）等斑岩型矿床的研究成果显示，铁镁质岩浆和长英质岩浆的相互作用，即深部岩浆作用的程度和方式，是形成斑岩铜矿的主要过程。然而，一些大型斑岩铜矿和小型斑岩铜矿均存在铁镁质岩浆和长英质岩浆活动的事实表明，铁镁质岩浆活动不是形成大型斑岩矿床的唯一关键因素，虽然成矿的岩浆可能较非成矿的岩浆更基性一些。

Chiaradia（2014）通过对世界上23个第四纪火山弧岩浆岩研究表明：弧岩浆中铜的含量受俯冲板片上覆板块厚度的控制，增厚的下地壳致使Cu在地壳的底部形成富铜的堆积体；岩浆形成过程中上覆板块的厚度控制着岩浆的结晶分异作用，而不是岩浆的物质组成，这也是为什么大型斑岩铜矿与钙碱性岩浆和增厚的下地壳有关的原因。因此，在厘定斑岩Cu矿成矿物质来源的基础上，进行系统的诸如岩浆混合作用的岩浆深部过程研究，尤其是幔源岩浆与成矿的关系就显得尤为重要。Lesser Caucasus中特提斯成矿带中全新世、晚全新世-中渐新世、晚渐新世-早中新世等三个时期的侵入岩套研究表明，渐新世大型斑岩Cu矿形成于汇聚造山过程中地幔来源的岩浆与年轻的初生下地壳堆积体相互混溶，并有有限的上地壳物质的贡献。独特的地球动力学背景、岩浆的组成，较长的岩浆侵位持续时间（5～10Myr）、持续的幔源岩浆作用是形成大型斑岩铜矿的先决条件（Rezeauetal.，2016）。

图1 华南中生代主要金属矿床时空分布图Fig.1 The spatial and temporal distribution of Mesozoic major Cu-Pb-Zn and W-Sn deposits in South China

初始岩浆中Cu和S的富集有利于形成斑岩铜矿，但不是形成大型斑岩铜矿的关键因素。对世界上大型、超大型斑岩铜矿岩浆房的体积、岩浆中金属元素的富集程度、岩浆的侵位速率以及岩浆活动的持续时间与铜矿储量之间的关系的热力学模拟和统计学方法模拟显示，岩浆房的体积以及岩浆活动的持续时间是形成大型斑岩矿床的主要因素（Chelle-Michouetal.，2017；Zhang and Audétat，2017）。尽管持续时间较长的岩浆活动有可能控制大型、超大型斑岩铜矿的产出规模，但是已有的研究显示这些大型、超大型矿床岩浆作用持续作用时间有长有短。如：智利El Abra-Fortuna花岗闪长斑岩系统（1～2Myr，Barraetal.，2013）、阿根廷 Bajo de la Alumbrera斑岩铜矿（0.2Myr，Buretetal.，2016）、美国蒙特那州 Butte斑岩铜矿（4Myr，Dillesetal.，2003）、菲律宾Tampakan斑岩系统（8Ma，Rohrlach and Loucks，2005）、智利Chuquicamata（2～3Myr，Reynoldsetal.，1998；Ballardetal.，2001）、智利 Potrerillos地区（8Myr，Marshetal.，1997），秘鲁Yanacocha（～6Myr，Longoetal.，2010）、德兴斑岩铜矿（6Myr，Lietal.，2013）。这些结果表明对于某一地区来说，岩浆持续活动是控制大型、超大型斑岩铜矿成矿规模的关键因素，但是从斑岩铜矿的产出背景以及全球尺度来看，岩浆-热液活动的持续时间在大型、超大型斑岩铜矿形成中的制约作用还有待深入研究。

从上述研究进展可以看出，后俯冲伸展（或者弧后背景）背景下斑岩铜矿的研究中越来越重视软流圈上涌诱发岩石圈地幔物质部分熔融和在大规模斑岩铜矿成矿机制研究中的重要性，因此，大陆内部环境斑岩铜矿是否也归属于后俯冲伸展背景（或者弧后背景），如果不属于，那么其形成机制与何地球动力学背景相关？

2 华南陆内环境岩石圈伸展与斑岩成矿作用

2.1 中生代斑岩铜矿的分布及其特点

本文所指的华南地区是指华夏地块及其西北邻区（图1）。该地区以发育大规模多时代、多旋回花岗岩类和独特的中生代铜钼钨锡铌钽铍铀等大规模成矿作用而闻名于世，具有世界上其他大花岗岩省所无可比拟的独特的构造岩浆和成矿演化历史。该地区自新元古代碰撞以来，其构造、岩浆演化历史及其与成矿的关系，尤其是中生代的花岗岩特征、地质背景和成矿作用一直是人们关注的前沿领域，不同学者提出了各种见解和模型（Hsüetal.，1990；任纪舜等，1990；Li，1998；Zhou and Li，2000；Zhouetal.，2006；Lietal.，2007；Li and Li，2007；毛景文等，2004，2008；蒋少涌等，2008；胡瑞忠等，2015；Hu and Zhou，2012；Huetal.，2008，2009，2017；张岳桥等，2012；Maoetal.，2013；李晓峰等，2008，2013；Wangetal.，2013）。这些模型中，有不少是依据太平洋板块俯冲背景而建立的，然而，已有大量研究表明，华南显生宙花岗岩是在前寒武纪增生型造山带基础上发展起来的，二者在地球化学上存在继承和发展关系（Zhenget al.，2013；郑永飞等，2015）。新元古代以来，华南地区构造-岩浆演化主要以陆内环境为主（华仁民等，2003；胡瑞忠等，2015；张国伟等，2013）。

（1）时空分布特征

华南斑岩铜矿主要分布于江绍断裂带两侧以及沿华夏地块内部的深大断裂分布（如：政和-大埔断裂），且与新元古代超铁镁质出露的分布基本一致，这些矿床呈集中式产出，形成多个斑岩铜矿矿床矿集区（图1），如：桂东南矿集区、粤西北矿集区、赣东北矿集区、湘东南矿集区、闽西北矿集区和浙西南矿集区等。

华南斑岩铜矿具有不同类型的成矿元素组合（如：Cu-Au、Cu-Mo、Cu-Pb-Zn和Cu-W等）。其成矿时代主要集中于早-中侏罗世（180～170Ma）、中-晚侏罗世（160～150Ma）和早白垩世晚期-晚白垩世早期（105～90Ma）等三个阶段。中-晚侏罗世也是华南大规模钨锡矿床的形成时期。早-中侏罗世和中-晚侏罗世矿床主要呈不连续的带状、集中分布，主要沿钦杭成矿带展布，成矿元素组合分别为Cu-Mo-Au和Cu-W；而早-晚白垩世矿床主要呈面状分布，主要成矿元素为Cu-Mo-Au和Cu-Au。这三个时期矿床的分布范围与华南东南沿海晚中生代地壳不同程度减薄区域基本吻合（杨明桂等，2009）。早-中侏罗世铜铅锌矿床主要分布在华夏地块的东北部，如赣东北矿集区和浙西南矿集区；中-晚侏罗世铜铅锌矿床主要分布于赣东北矿集区、湘东南矿集区以及粤西矿集区，而早-晚白垩世矿床铜铅锌则主要分布于华夏块体东南侧，主要集中于闽西北-闽东南、粤西-桂东南地区，分布范围较早-中侏罗世和中-晚侏罗世矿床较广。早-中侏罗世和中-晚侏罗世矿床主要呈带状、集中分布分布，而早-晚白垩世矿床主要呈铲状分布，与华南东南沿海地壳强减薄区域基本吻合。与成矿有关的花岗岩成岩时代主要集中于早-晚侏罗世（180～170Ma）、中晚侏罗世（165～155Ma）和早白垩世晚期（110～105Ma），显示成矿作用稍晚于成岩作用。华夏地块中生代斑岩铜矿床的形成主要与早-中侏罗世、中-晚侏罗世和早白垩世晚期-晚白垩世早期的相关重大地质事件有关。

（2）岩石学和地球化学特点

华南与斑岩铜矿成矿作用有关的岩石主要是高钾钙碱性岩石系列或者是钾玄岩系列，大多数属于高钾钙碱性I型花岗岩或者同熔型花岗岩。岩石类型主要有花岗闪长岩、英安斑岩、石英斑岩、花岗斑岩、石英闪长斑岩、石英二长斑岩、二长花岗斑岩、黑云母花岗斑岩等。以成矿元素Cu为主成矿作用有关的岩石类型主要有花岗闪长岩和英安斑岩；与Pb-Zn有关的岩石类型主要为花岗闪长岩、石英斑岩、花岗斑岩等。根据岩石中TiO2的含量，华南地区与斑岩铜矿有关的同熔型花岗岩可以分为两类，高Ti（TiO2＞0.2%）、高 P（P2O5＞0.1%）和低 Ti（TiO2＜0.2%）、低 P（P2O5＜0.1%），其中，低钛型主要是以Pb-Zn为主的矿床，而高钛型，则既有以Cu矿床为主的矿床，又有以Pb-Zn为主矿床，相对来说，与以Cu为主矿床有关的同熔型花岗岩较以Pb-Zn为主矿床的有较高的TiO2和P2O5。以Cu为主的矿床，其相关的花岗岩SiO2含量在60.3%～68.1%之间，如江西德兴、银山、永平、广东大宝山和湖南宝山等斑岩型矿床。而另一种以Pb-Zn为主含铜的矿床（Pb-Zn-Cu），其相关花岗岩SiO2含量在73.3%～75.2%之间，如湖南黄沙坪铜铅锌矿床。以Cu为主矿床具有高的Sr／Y值；而以Pb-Zn为主矿床Sr／Y值相对较低。成矿斑岩在Ti含量和岩浆演化程度上与成矿类型具有明显的制约关系，Cu-Au-Mo矿床主要与低分异、高Ti的花岗岩有关，Pb-Zn-Ag矿床主要与Ti相对较低含量的和中等分异程度的花岗岩有关（李晓峰等，2013）。

在与成矿有关斑岩体的地球化学特征上，在成矿斑岩氧化还原状态（Fe2O3／FeO）与分异演化程度（Rb／Sr）介于世界上典型斑岩铜矿与典型W-Sn矿床之间，显示了该地区与斑岩铜矿成矿作用有关的花岗岩可能较为特殊（李晓峰等，2013）。不同成矿类型花岗岩的差异还体现在轻重稀土的配分和微量元素的差异上（图2），与Cu-Mo-Au矿床有关的花岗岩稀土配分呈右倾的陡倾斜，δEu分馏不明显，与Cu-Pb-Zn或者Pb-Zn-Ag矿床有关的花岗岩呈相对较缓的右倾，δEu分馏明显；明显不同于而与W-Sn成矿有关的花岗岩呈现的所谓“海鸥型”并发育“四分组”的分配模式和较大的δEu亏损。在微量元素比值蛛网图上，除了黄沙坪矿床和冷水坑矿床，大多数与成矿有关的花岗岩均出亏损Nb、Ta、Ti，表现出岛弧有关的岩浆岩的特点，有些矿床表现出富集Pb或者亏损P、Sr的特点。富集Pb可能与更多的地壳混染有关，而亏损P和Sr则可能与斜长石和磷灰石的分离结晶有关。

在εNd（t）-ISr图解上（图3），华南地区中生代与斑岩铜矿有关的斑岩体都表现出不同程度壳幔相互作用的特点，不同地区、不同的成矿类型，地幔（或深部）物质对成矿的贡献不同。

赣东北矿集区的德兴花岗闪长斑岩和银山石英斑岩、英安斑岩，属于同熔型花岗岩类。在εNd-t（Ma）图（图4）上位于由双桥山群（马长信和奚舣，1992）和上溪群（陈江峰等，1989；周泰禧等，1995）变质沉积岩构成的中元古代地壳演化域上面，说明其源区物质中含有较多的地幔组分，反映了壳幔混源的特点。它们的εNd（t）值（-3.02～+1.3）和Nd模式年龄（0.9～1.2Ga）与该地区中元古代中基性火山岩在这些花岗岩类形成时的εNd值（-3.9～+2.2）以及Nd模式年龄（0.7～1.2Ga）基本一致（马长信和奚舣，1992；沈渭洲等，1999），说明这些花岗岩类很可能是由变中基性火山岩为主要构成的新生地壳衍生的。德兴和银山斑岩铜矿于赣东北深断裂带上，由于该断裂切入地壳深部、甚至可达上地幔，因此，在这些岩石形成过程中，地幔物质直接参与的可能性是存在的（沈渭洲等，1999）。在德兴铜厂花岗闪长斑岩中含有同时代的玄武质包体（εNd（t）＝-0.68，ISr＝0.7050）以及同时代的铁镁质岩浆（εNd（t）＝0.83，ISr＝0.7049）的侵入，也充分证明了铁镁质岩浆或者幔源岩浆的参与。同是赣东北矿集区，与德兴斑岩铜矿分属两侧靠近华夏地块一侧内的永平英安斑岩、石英-长石斑岩以及冷水坑的花岗斑岩，在εNd（t）-ISr投影图（图 3）上位于由浙南陈蔡群和赣中周潭群变质沉积岩构成的中元古代地壳演化域内，表明冷水坑和永平矿床的花岗质岩石是由成分上与中元古代地壳相当的地壳物质经部分熔融形成的，并且有地幔物质的加入。

图2 华南地区中生代成矿斑岩体稀土元素配分图和微量元素蛛网图Cu-Au-Mo矿床成矿斑岩体稀土元素配分图（a）和微量元素蛛网图（b）；Cu-Pb-Zn矿床成矿斑岩体和W-Sn矿床成矿岩体稀土元素配分图（c）和微量元素蛛网图（d）Fig.2 Chondrite-normalized REEs and mantle-normalized trace element patterns of ore-related porphyries in South China

图3 华南中生代斑岩铜矿成矿岩体的Nd-Sr同位素图解Fig.3 The diagram of Nd-Sr isotopes for Mesozoic orerelated porphyries in South China

在华夏地块内部，闽西北紫金山矿集区与成矿有关的主要岩石类型是花岗闪长斑岩（εNd（t）＝-5.1～-4.7，ISr＝0.7064～0.7080）（张德全等，2001）。在 εNd（t）-t（Ma）图（图4）上位于由浙南陈蔡群（沈渭洲等，1998）和赣中周潭群（胡恭仁和章邦桐，1998）变质沉积岩构成的中元古代地壳演化域内，但偏上方，其较低的εNd（t）值和较古老的Nd模式年龄（t2DM＝1.1～1.2Ga），反映其源区有较多的地幔组分（初生地壳）。由于紫金山花岗闪长斑岩在成分上偏中性，变质沉积岩的部分熔融一般不可能产生这样的成分，因此，它们可能是同时期幔源的岩浆与更古老的地壳物质相混染或者有古老岩石圈地幔物质的加入，这一点从与花岗闪长斑岩同期侵位的辉绿岩可以得到佐证（张德全等，2003）。

图4 华南中生代成矿斑岩体εNd-t（年龄）图解Fig.4 The diagram ofεNd vs.t（ages）for Mesozoic ore-related porphyries in South China

湘东南矿集区与成矿有关的岩石主要是花岗闪长斑岩和花岗斑岩（εNd（t）＝-7.3～-4.8，ISr＝0.7074～0.7112）。在 εNd-t（Ma）图（图4）上位于由浙南陈蔡群（沈渭洲等，1998）和赣中周潭群（胡恭仁和章邦桐，1998）变质沉积岩构成的中元古代地壳演化域的内，其古老的Nd模式年龄（t2DM＝1.1～1.6Ga），反映这些花岗岩可能由成分上与这些中元古代地层相似的地壳岩石部分熔融而形成的。但是宝山花岗闪长岩和水口山花岗闪长岩在成分上偏中性，变质沉积岩的部分熔融一般不可能产生这样的成分，因此，它们可能是同时期幔源的岩浆与更古老的地壳物质相混染或者有古老岩石圈地幔物质的加入；而黄沙坪花岗斑岩和石英斑岩在成分上偏酸性，可能反映其主要来源于与中元古代类似的变质沉积岩。

桂东南矿集区与成矿有关的岩石主要是花岗斑岩（εNd（t）＝-10.4～-8.3，ISr＝0.7099～0.7158）（杨启军等，2017；陈懋弘等，2012）。在 εNd-t（Ma）图（图 4）上位于由浙南陈蔡群（沈渭洲等，1998）和赣中周潭群（胡恭仁和章邦桐，1998）变质沉积岩构成的中元古代地壳演化域内，其古老的Nd模式年龄（t2DM＝1.7～2.4Ga），反映这些花岗岩可能由成分上与这些中元古代地壳相似的岩石部分熔融而形成的。但是佛子冲花岗斑岩在成分上偏中性，主要为二长花岗岩，同样，变质沉积岩的部分熔融一般不可能产生像佛子冲花岗斑岩这样的成分，因此，它可能也同时期幔源的岩浆与更古老的地壳物质相混染或者有古老岩石圈地幔物质的加入。

总的来说，华南地区斑岩铜矿成矿斑岩体的εNd（t）值变化较大，反映了岩浆源区成分的不均一或者源区成熟度有差异。但是对于单一的矿集区来讲，虽然εNd值变化较小，但是其成矿类型不同，可能反映了其它因素（如：岩浆的分异结晶、岩浆中挥发份的组成和浓度、地壳的混染程度、古老岩石圈地幔物质的加入程度）对成矿作用的制约。部分矿床Sr同位素有较大的变化范围（如冷水坑、佛子冲、黄沙坪等）可能是不同程度地壳物质的混染所致。

一般认为幔源岩浆锆石氧同位素（δ18O）为5.3±0.3‰。在花岗岩成岩过程中有地壳物质的加入，其锆石δ18O明显发生改变。因此，成矿岩石锆石的氧同位素可以明显指示壳幔相互作用的程度。从不同类型矿床与成矿有关岩石锆石的氧同位素来看，与华夏地块斑岩铜矿有关的斑岩体均表现出壳幔相互作用的特点，从而指示了华夏地块中生代壳幔作用对斑岩成矿的制约，但是不同类型矿床表现出地幔物质加入的程度存在差异，如：Cu-Mo-Au矿床锆石氧同位素表现出较多的地幔物质参与（如：德兴和银山 δ18O＝4.7‰ ～7.4‰，平均5.4‰，Liuetal.，2012），而Pb-Zn-Cu或者Pb-Zn-Ag元素组合的矿床则表现出较多的地壳物质的参与（黄沙坪δ18O＝7.2‰ ～8.2‰，冷水坑 δ18O＝8.2‰，水口山 δ18O＝8.4‰～9.7‰，李晓峰等未发表数据），这说明与Cu有关的岩体地幔物质参与较多，而与Pb-Zn等贱金属矿床有关的斑岩体则地壳来源的特点比较明显。

2.2 华南斑岩型矿床是否属于一种新的类型：伸展型斑岩铜矿

华南铜多金属矿床（包括斑岩型铜矿）的时空分布具有以下特点：（1）与区域深大断裂密切相关；（2）与新元古代铁镁质岩石的空间分布基本一致；（3）与不同地区岩石圈结构、下地壳的物质组成密切有关；（4）具有多期次、多阶段岩浆作用的特点；（5）成矿期伴随有幔源岩浆的侵位，显示成矿作用与幔源岩浆的底侵有关（李晓峰等，2013）。这些时空分布格架可能反映了不同时期与成矿有关的岩浆形成的深部过程差异。在斑岩铜矿形成的三个主要时期，华南地区均存在岩石圈伸展的地质事实：

（1）早-中侏罗世（180～170Ma），一些研究者曾认为这个时期斑岩铜矿主要形成于挤压背景，但是在这个时期，华南地区发育众多的陆内裂谷环境双峰式火山岩、A型花岗岩与碱性正长岩，以及中侏罗世基性岩浆活动（183～175Ma，陈培荣等，2002），而双峰式火山-侵入杂岩、A型花岗岩类及有关的碱性杂岩是软流圈上升、岩石圈减薄、大陆地壳大规模拉张裂解的最直接证据（华仁民等，2005）.这些岩体的地球化学特征指示了它们是板内伸展构造背景下软流圈上涌与岩石圈相互作用的产物，它们的形成与大洋岩石圈的俯冲没有直接关系，而是形成于快速张裂环境中（周新民，2003）。

（2）中-晚侏罗世（165～155Ma）是华南地区全面走向伸展-裂解时期，是华南大火成岩省主要发育时期，也是镁铁质、长英质岩墙／岩墙群集中发育的时期，它们是在岩石圈全面伸展减薄、软流圈上涌导致玄武质岩浆底侵的背景下形成的，与之对应的是在华南地区发育大规模的钨锡等成矿作用（华仁民等，2003；蒋少涌等，2008）。

（3）早白垩世晚期-晚白垩世早期（105～90Ma）是华南地区全面伸展阶段，与华南地区地壳减薄最强的时期一致，但该时期发育双峰式火山岩形成于较慢速的环境中（周新民，2003）。

范蔚茗等（2003）认为华南内部中生代（178～80Ma）主要发育了四期镁铁质岩浆活动：220Ma±、175Ma±、150～120Ma和80～90Ma。其中，175Ma左右的宁远太阳山和赣中项家碱性玄武岩和80～90Ma的镁铁质岩石主要表现为Hawaii OIB玄武岩的元素同位素地球化学特征；而175Ma的镁铁质岩石表现为岩石圈地幔属性。120～150Ma的镁铁质岩石则介于岩石圈地幔端员与软流圈地幔端员之间。这些镁铁质岩石在时、空上表现为以郴州-临武断裂为界，西侧自170Ma左右的EMⅠ型为主向80～90Ma的OIB型为主迁移演化，而东侧则自老而新自EMⅡ型（175Ma）为主演变为以OIB型（80～90Ma）为主。这些事实揭示在华南地区存在3期强烈的岩石圈减薄作用，软流圈物质上涌和岩石圈伸展减薄，较大规模的岩石圈伸展减薄和软流圈上涌可能始于178Ma。马晓雄等（2013）认为华南沿海琼、粤、闽、浙4省主要发育6期镁铁质岩石，分别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。中侏罗世（180～175Ma）的镁铁质岩石集中出露在粤北、闽西南一带，与湖南、赣南拉斑玄武岩／辉长岩-流纹岩／正长岩和A型花岗岩一起构成双峰式火成岩组合，具有裂谷型火成岩特征。晚侏罗世（165～142Ma）镁铁质岩主要是海南、广东一些小的辉长岩等，也与A型花岗岩、碱性正长岩等伴生。白垩纪的镁铁质岩广泛出露在福建、浙江和海南沿海地区，其中早白垩世（130～115Ma、110～101Ma）的镁铁质岩常与高钾钙碱性花岗质岩混合，构成辉长岩／玄武岩-花岗岩／流纹岩等复合火成岩；晚白垩世（95～85Ma）的镁铁质岩，在华南沿海地区形成镁铁质岩墙群，并伴有A型花岗岩产出。这些镁铁质岩石的时空分布规律及其地球化学特征表明，华南地区中生代存在明显的岩石圈伸展的岩石学证据，且不同地区岩石圈伸展的程度不一。周新民（2003）认为华南燕山早期（J2-J3）属于陆内伸展造山，而晚期（K1）属于岛弧型伸展造山。张岳桥等（2012）提出华南地区早白垩世早期发生伸展垮塌，岩石圈减薄始于145Ma，而快速减薄发生在130～110Ma。华仁民等（2005）认为南岭地区燕山早期（185～170Ma）出现了玄武质岩浆活动、双峰式岩浆活动、A型花岗岩及板内高钾钙碱性岩浆活动，反映了岩石圈的局部“伸展-裂解”和地幔物质的上涌；燕山晚期虽然是华南地区岩石圈全面发生裂解的时期，但由于受太平洋构造体系的影响，在南岭东端至东南沿海广大地区，燕山晚期（140～65Ma）出现了先挤压、后拉张的动力学背景。胡瑞忠等（2010）指出：由于华南地区中生代岩浆作用的强度和范围与华北地区明显不同，因此，除了由可能受到太平洋板块俯冲影响有关外，还可能受控于其它大陆动力学过程。

上述地质事实说明，华南中生代斑岩铜矿的形成可能与大陆岩石圈的阶段性伸展有关，三个时期的斑岩成矿作用可能是深部大陆岩石圈伸展在浅壳内的响应。这些与成矿有关的花岗岩类均表现出弧岩浆岩的特点，在一些矿床中均可发现新元古代继承岩浆锆石，例如：永平铜矿英安斑岩中继承岩浆锆石年龄为766±25Ma，湘东南宝山花岗闪长斑岩中也存在892±20Ma的新元古代继承锆石，有的则出现加里东期或者印支期岩浆活动的继承岩浆锆石（如：永平铜矿继承锆石年龄为435Ma，桂东宝山和粤北大宝山继承锆石年龄435Ma），说明这些斑岩矿床成矿作用过程中涉及的地壳组分可能包含大量新元古代地壳和古生代地壳，这也反映了深部岩浆在上升侵位过程中大陆地壳以及早期岩浆岩对其的混染作用。新元古代的弧岩浆活动可能对华南铜多金属（或者斑岩铜矿）成矿作用起着重要的控制作用。大多数矿床中铁镁质包体的存在（如：德兴的角闪石岩、水口山“橄榄岩”包体、紫金山玄武质包体及其中基性岩石）以及与成矿斑岩同时期的基性岩浆（德兴辉长岩、大宝山辉绿岩）的侵入，说明幔源岩浆活动与中生代斑岩铜矿床之间存在明显的联系，也揭示了新生的岩石圈地幔或者古老的岩石圈地幔参与了不同时期的斑岩成矿，幔源岩浆的侵入可以为成矿带来必须的金属物质和硫。即使矿床的形成时间相同，但是在不同的矿集区、不同的类型矿床，深部（或者地幔）物质对成矿的贡献也是不同的，与其有关花岗岩的物质组成也不相同。比如：赣东北矿集区德兴斑岩铜矿、湘南宝山斑岩铜矿和福建紫金山斑岩铜矿，其 εNd（t）和 εHf（t）值明显不同。不同类型矿床的成矿虽然均与华南古老地壳组成有关，但是也有明显差异，例如铜（金）矿床主要与相对年轻的下地壳物质组成有关；而铜（铅锌银）多金属矿床则与相对较老的下地壳物质组成有关，反映了不同地质时期的下地壳物质组成对成矿的控制（李晓峰等，2013）。这些研究成果说明陆内环境中斑岩铜矿的形成有可能不完全类似于岛弧压缩环境中的斑岩铜矿。在陆内环境中，斑岩铜矿的形成过程中可能有更早期下地壳物质的参与，而与后碰撞伸展背景下软流圈上涌导致的早期与俯冲有关的下地壳硫化物堆积体的熔融形成斑岩铜矿可能也不相同（Richards，2009；Richards and Holm，2013）。华南中生代斑岩铜矿成矿时期，地壳均表现为增厚阶段，有可能对应于局部的挤压背景。虽然在同一时期，由于华夏地块组成的不均一性，不同地区所经历的地质背景有可能不尽相同。一般认为在岛弧岩浆作用过程中，Cu-Au矿床的含矿斑岩的氧逸度要大于Cu-Mo矿床的氧逸度（Kouzmanov and Pokrovski，2012），而笔者初步研究发现德兴斑岩铜矿的研究发现虽然岩浆-热液演化过程中的氧逸度和挥发份演化趋势是控制不同类型金属组合（Cu-Au和Cu-Mo）矿床的重要因素，但是岩Cu-Au成矿岩浆的氧逸度要低于Cu-Mo成矿岩浆的氧逸度，这些与岛弧环境斑岩铜矿是明显不同的。

Richards（2009）认为斑岩铜矿的地质背景除了与俯冲有关的背景外，还有碰撞、后碰撞岩石圈拆沉以及后俯冲伸展等背景，然后进一步把岛弧和后俯冲背景的斑岩铜矿根据软流圈或者深部岩石圈熔融条件（硫逸度和氧逸度）细分为四种类型，其中后俯冲背景下，主要形成与碱性岩有关的斑岩型Cu-Au矿床、浅成低温热液矿床和IOCG矿床（Richards and Mumin，2013）。在后碰撞岩石圈伸展背景下，可以形成高Sr／Y和La／Yb比值的岩浆。后来发现越来越多的斑岩型和浅成低温型矿床的形成在空间上远离弧系统、时间上与活动的俯冲作用无关的地质背景。这些背景包括后碰撞和陆内背景，与之有关的矿床包括高K钙碱性到碱性的Cu±Au系统、同碰撞或者与裂谷有关富F、过铝质花岗岩有关的Mo的成矿系统或者Sn-W成矿系统。后俯冲背景下形成的矿床共同特点是成矿岩浆以及与之有关的金属物质均来自于岩石圈地幔。在伸展条件下，可能有软流圈物质的加入。Richards（2009）认为这些后俯冲背景下岩石圈地幔来源的岩浆均富含挥发份、碱质和成矿物质。这些挥发份、碱质和成矿物质均与先前的弧岩浆和交代蚀变作用事件有关，致使易于在后来的构造事件中发生熔融。

后俯冲构造背景往往不利于大规模岩浆的深熔作用，结果导致岩浆具有中等程度的碱性，形成相对较小规模和孤立的侵入体，而弧岩浆的根部往往有大型的岩基。后俯冲背景下，不同的岩浆源区组成和熔融条件的差异导致岩浆-成矿作用的大不相同：（1）与来源于俯冲改造的地幔岩石圈和软流圈镁铁质碱性岩浆有关的Au矿床；（2）与来源于俯冲改造的地幔岩石圈和下地壳岩浆的中性钙碱性和中等程度碱性岩浆有关的斑岩型Cu-Au矿床；（3）与来源于地壳富含亲石元素的过铝质花岗岩浆有关的斑岩Mo矿床和Sn-W矿床（岩浆中往往含有软流圈熔体组分，如Climax Mo矿床和Bolivian Sn矿床）。Richards and Holm（2013）认为在低硫逸度、高氧逸度的后俯冲环境主要发生于富角闪石弧堆积体的第二阶段部分熔融，这些堆积体含有少量的残留的富Cu-Au硫化物，这些硫化物较易溶解于含水岩石低程度部分熔融的熔体中。这种情况主要与软流圈的上涌有关。

由上所述，可以看出华南地区这些斑岩铜矿的特点与后俯冲背景下的斑岩铜矿特点大不相同。如：Richards and Holm（2013）认为后俯冲背景下斑岩铜矿主要是碱性岩浆，而华南地区与斑岩铜矿有关的岩石均为钙碱性岩石。虽然也具有Sr／Y，亏损Nb／Ta，但是明显富集Pb显示了大陆地壳的混染作用。芮宗瑶等（2004，2006）曾用陆内“A”型俯冲来区别洋陆“B”俯冲和“B”俯冲的远程效应来解释华南德兴斑岩铜矿的成因。华南晚侏罗世斑岩铜矿的形成时间与大规模钨锡成矿时间基本一致，间接说明了华南晚侏罗存在伸展背景下形成斑岩铜矿的可能性。

由于传统上认为斑岩铜矿主要形成于挤压或者转换压缩的背景中，因此，虽然伸展的初始阶段也是形成矿床的有利构造背景（McCuaig and Hronsky，2014），但是与伸展有关的斑岩铜矿仍报道甚少（Houetal.，2015a；Piqueretal.，2017）；芮宗瑶等（2003）认为在时间上从洋壳俯冲到陆陆碰撞造山过程都有斑岩铜矿的产生，它们贯穿活动大陆边缘从增生到岩石圈拆沉的整个过程，因此，存在伸展背景条件下大规模斑岩铜矿形成的可能性。华南中生代斑岩型铜矿可能是较为典型的岩石圈阶段性持续伸展过程中发育的斑岩型铜矿，该类铜矿在成因机制和成矿背景上，与后俯冲伸展以及后碰撞伸展的斑岩铜矿是有明显的区别。因此，作者将它们称之为“陆内伸展型斑岩铜矿”。该种类型的斑岩铜矿可能与岩石圈伸展背景下软流圈上涌导致陆下岩石圈地幔或者下地壳被改造有关，其成矿作用机制及其与大陆岩石圈伸展的关系还有待于继续深入研究。

3 陆内伸展型斑岩铜矿研究中关键的科学问题

作者认为，陆内伸展型斑岩铜矿的研究可能有以下一些关键的科学问题值得进一步深入研究：

（1）与俯冲以及后俯冲伸展型斑岩铜矿相比，陆内伸展型斑岩铜矿岩浆起源的诱导机制是什么？金属铜的来源是哪里？大规模铜矿的形成是受控于富铜的岩浆源区还是受控于岩浆-热液过程？在岩浆上升过程中，地壳物质的混染（包括早期侵位的岩浆岩及其上升通道中围岩）对形成大型斑岩铜矿有何影响？何种作用导致了陆内伸展环境形成不同金属组合的矿床？新生地壳？古老地壳？还是古老的岩石圈地幔和新生的岩石圈地幔？

（2）在岩浆侵位和热液演化过程中导致金属铜富集的关键因素是岩浆的结晶分异作用还是岩浆（长英质岩浆和铁镁质岩浆）的混合作用？金属铜是如何从岩浆中进入流体，从而发生大规模沉淀？其过程与岛弧环境斑岩铜矿金属铜的沉淀机制有何差异？

（3）在大陆内部的演化过程中，岩石圈的持续性阶段伸展或者伸展-挤压-伸展交替的背景对陆内斑岩铜矿的形成有何制约因素？大陆内部不同的构造-岩浆演化方式和不同演化阶段，斑岩型矿床的成矿元素组合类型有何差异？阶段性的隆升和剥蚀能否是陆内伸展环境斑岩铜矿形成的重要因素？

（4）陆内伸展型斑岩铜矿到底是受先前与俯冲有关下地壳堆积体的控制？还是软流圈直接上涌对岩石圈地幔或者下地壳改造的结果？软流圈上涌对该类斑岩铜矿的贡献如何？提供成矿物质和矿化剂？还是仅仅提供热源？这类铜矿若与板块俯冲没有直接关系，那么为什么与成矿有关的斑岩显示出弧岩浆的特点？

（5）伸展型斑岩铜矿的形成与典型岛弧型斑岩铜矿和后俯冲伸展背景斑岩铜矿成矿的关键差异性是什么？如果不考虑背景因素，斑岩铜矿形成的关键共性因素是什么？如：早先研究认为美国犹他州Bingham Canyon斑岩Cu-Mo-Au矿床与俯冲作用有关，但最近研究表明其成矿岩浆来源与中生代伸展背景下，与元古代俯冲改造有关的岩石圈地幔源区的熔融有关，而与同时期的俯冲作用没有关系（Pettkeetal.，2010），有可能属于后俯冲类型的斑岩铜矿或者是伸展类型的斑岩铜矿。

（6）Houetal.（2015a）对华北中生代伸展背景下木吉村斑岩铜矿角闪岩的结果表明角闪石中Cu的含量为Cu含量17×10-6～60×10-6，与原始弧岩浆中Cu的含量基本一致，从而得出木吉村斑岩铜矿形成于正常的岩浆-热液演化过程；Piqueretal.（2017）认为伸展环境下斑岩铜矿的规模可能较小，但是可以形成大型的浅成低温热液型Cu-Au矿床，但是，从华南地区德兴斑岩矿床的规模和品位来看，陆内伸展背景形成大型斑岩铜矿的可能性还是存在的。因此，从已有的研究成果来看，陆内伸展型斑岩铜矿具有形成大矿、高品位矿床的潜力，那么什么条件下可以形成高品位的大型矿床？陆内伸展背景高品位大型斑岩铜矿的形成与岩浆源区是否富含金属物质的关系如何？

致谢 衷心感谢胡瑞忠研究员和两位匿名审稿人对本文提出的宝贵修改意见。

谨以此文恭祝叶大年先生八十华诞暨从事地质科学工作六十周年！