长江中下游地区鄂东南和九瑞矿集区成矿岩体特征及其识别标志 *

蒋少涌 段登飞 徐耀明 SAMAKE Bakaramoko 李正汉

中国地质大学，地质过程与矿产资源国家重点实验室，资源学院和紧缺矿产资源勘查协同创新中心，武汉 430074

长江中下游地区是我国重要的铜-铁-金多金属资源成矿带，该带的开发历史悠久，资源贡献突出，经过几代地质工作者在此开展研究，己取得了丰硕的成果(常印佛等，1991；翟裕生等，1992，1999；Pan and Dong，1999；Lietal.，2009；Maoetal.，2011；Xieetal.，2011a，b；Zhouetal.，2015；周涛发等，2016，2017)。鄂东南矿集区和九瑞矿集区，空间距离较近，两者均属于长江中下游成矿带西段，所发育的矿床类型以斑岩型、矽卡岩型和层控块状硫化物型为主。这两个矿集区内的矿床，均与中生代的中酸性侵入体在时间上、空间上以及成因上存在非常密切的联系。据不完全统计，两个矿集区内共发育有大大小小的侵入体200余处，而目前仅在少部分的岩体及周边发现了矿床。因此，什么样的岩体有利于成矿？岩体控矿机制是什么？是值得思考的重要科学问题。近年来，我国在地球科学领域提出了向深部进军的目标，矿床研究中实施了大量的深部探测和深部找矿行动，九瑞和鄂东南这两个地区也是深部找矿工作的重点区，那么，如何评价深部钻探中获得的侵入岩的成矿潜力？通过哪些指标能够识别出成矿岩体？这些问题的解决，对该区矿床的预测和下一步工程的部署显得格外重要。

为解决岩体成矿潜力这一问题，学者们近年在多个地区开展了许多卓有成效的研究。例如，Zhongetal.(2018)在对东昆仑矽卡岩型铜铅锌矿床中岩体的锆石和磷灰石原位微区微量元素和同位素的研究中，发现成矿与不成矿岩体在形成时代、氧逸度、挥发分含量等方面存在差异。Xueetal.(2018)通过对东秦岭栾川一带钼矿床中岩体的年代学及地球化学研究，指示伸展背景下岩浆具有更低的固结压力，对于成矿更为有利。Yanetal.(2017)对安徽南部与侵入岩有关的钼矿化带进行全岩地球化学及锆石年龄研究发现，成矿与不成矿岩体在年龄、源区、演化过程等方面存在差异。对三江地区成矿和不成矿斑岩体的对比研究发现，锆石Hf同位素值存在较大差异，反映了幔源组分的贡献对成矿起到了重要作用(Wangetal.，2017)。Wangetal.(2013)通过比较锆石的Hf-O同位素和微量元素，探讨了我国中东部地区与铜金有关岩体的含矿性，认为高氧逸度的熔体和洋壳沉积物的加入，对成矿更为有利。在长江中下游成矿带位于江西的九瑞矿集区，我们曾对一些成矿与不成矿中酸性侵入岩的年代学、岩石化学、矿物化学特征进行了初步讨论，并提出了氧逸度、岩浆侵位深度、温度等因素对岩体含矿性起关键作用(徐耀明等，2013)。最近，我们又对长江中下游成矿带湖北境内的鸡笼山和白果树地区的花岗闪长斑岩开展研究，进一步探讨了氧逸度、温度、压力与岩体含矿性的关系(Samakeetal.，2018)。为了进一步揭示长江中下游成矿带西段九瑞地区和鄂东南地区岩体的含矿潜力，本文系统总结了这两个地区己有的岩体研究成果，提出了一系列矿物学和地球化学指标，用于区分成矿岩体和不成矿岩体，希望相关认识对指导长江中下游地区进一步的深部找矿工作有所帮助。

1 地质背景

长江中下游成矿带位于扬子地块东部北缘，与北部华北地块以秦岭-大别造山带为界。主要受三个方向的大型断裂和走滑断层限制，分别是北西向的襄广(襄樊-广济)大断裂，北东向的郯庐(郯城-庐江)大断裂，北东东向的阳常(阳新-常州)大断裂(图1)。太古界地层在区内没有出露，中、下泥盆统地层在区内缺失，而其它各时代地层区内发育基本完整。地质历史发展演化从早至晚可分为三个主要阶段：(1)前震旦纪基底发育阶段；(2)震旦纪-早三叠世盖层沉积阶段；(3)中晚三叠世-新生代板内变形阶段。根据地理位置，长江中下游成矿带西起湖北鄂城，东至江苏镇江，依次分为鄂东南矿集区、九瑞矿集区、安庆-贵池矿集区、庐枞矿集区、铜陵矿集区、宁芜矿集区和宁镇矿集区等七大矿集区(常印佛等，1991；翟裕生等，1992，1999)。

图1 鄂东南和九瑞矿集区区域地质简图 (据Xie et al.，2011a；Yang et al.，2011等修编)Fig.1 Geological sketch map of the Edong and Jiurui ore districts (revised after Xie et al.，2011a；Yang et al.，2011)

鄂东南矿集区出露的与成矿较为密切的地层为三叠系大冶组灰岩、白云质灰岩。在印支构造运动的影响下区内沉积岩形成了一系列的NWW向褶皱，以及伴随NNE向的断裂(Pan and Dong，1999)。鄂东南矿集区内分布的岩浆岩主要形成于燕山期，形成了从北至南的六大岩体(图1)，分别是鄂城、铁山、金山店、灵乡、阳新、殷祖(Lietal.，2009)。该区还发育近百个花岗闪长斑岩、闪长岩、花岗斑岩等小岩体(刘晓妮等，2009)。谢桂青等(2006，2013)将鄂东南地区的岩浆活动划分为两期，分别为：(1)辉长岩+闪长岩+石英闪长岩+花岗闪长斑岩，形成于约152～134Ma；(2)花岗岩+石英二长岩+石英闪长岩和火山岩，形成于约134～124Ma。 鄂东南矿集区产出的重要铜多金属矿床有铜绿山大型矽卡岩型铜(铁、金)矿床、鸡冠嘴大型矽卡岩型铜(金)矿床、铜山口大型斑岩-矽卡岩型铜(钼、金)矿床。

九瑞矿集区中石炭系、二叠系和三叠系碳酸盐岩是该区Cu-Au-Mo多金属矿化的主要围岩；黄龙组与五通组的接触面是层状块状硫化物型矿床的重要赋矿建造(季绍新等，1989；翟裕生等，1992)。该地区的一级控岩控矿构造为NWW向的基底断裂，在该断裂上自SE向NW分布了城门山、丁家山、武山、宝山、东雷湾和邓家山等主要侵入体(图1)，区内发育的大中型矿床或者不同程度的矿化均与此断裂带上发育的岩浆岩密切相关，是区内最重要的构造-岩浆-成矿带(黄恩邦等，1990；翟裕生等，1992，1999)。该地区褶皱构造发育，见多个轴向近平行交替出现的背斜、向斜的复式褶皱，总体呈现NE向弧形复式褶皱带(图1)。区内岩浆岩以花岗闪长斑岩和石英闪长斑岩为主，其与成矿关系密切。另外，石英斑岩、花岗细晶岩、闪长岩及煌斑岩脉也有分布。呈岩株状产出的侵入岩基本位于NWW向基底断裂上展布，而其它呈脉状产出的岩体则多沿地层间不整合面及层内薄弱面贯入式侵位，与组成复式褶皱带的地层的走向方向相一致，构成了区内的次级构造-岩浆-成矿带。自北向南，次级构造-岩浆-成矿带可划分为五组：(1)东雷湾-通江岭构造-岩浆成矿亚带；(2)丫头山-宝山-夫山构造-岩浆成矿亚带；(3)宋家湾-武山构造-岩浆成矿亚带；(4)大浪-洋鸡山-丁家山构造岩浆成矿亚带；(5)长山-城门山构造岩浆成矿亚带(刘迅，1990；翟裕生等，1992，1999)。九瑞矿集区产出的重要铜多金属矿床有城门山大型斑岩-矽卡岩-块状硫化物型铜(金、钼)矿，武山大型矽卡岩-块状硫化物型铜(金)矿，以及洋基山、丁家山、东雷湾、邓家山等矽卡岩型铜(金)矿床。

图2 鄂东南矿集区成矿岩体和不成矿岩体Harker图解数据来源: Li et al.，2008；张世涛等，2018；及作者未发表数据Fig.2 Harker diagrams of ore-related and ore-barren rocks in Edong district

2 主要岩体地质特征

2.1 鄂东南矿集区

鄂东南矿集区由北西向南东方向具有矿化分带现象，依次为：铁矿带→铁铜矿带→铜矿带→铜钼矿带→钨铜钼矿带。其中铜矿区在地理位置上主要围绕阳新岩体分布。鄂东南地区铜矿可大致分为两类。一类为与阳新岩体有关的铜-铜金(钼)矿(点)，如父子山，牛头山，欧阳山，赤马山，叶花香等140余处，主要矿化类型为矽卡岩型矿化。成矿岩体主要为石英闪长岩-石英二长岩，有时具有似斑状结构。成矿岩体主要组成矿物较为类似，有辉石、角闪石、斜长石，石英、钾长石、黑云母，副矿物主要为锆石、磷灰石、磁铁矿、榍石，有时出现钛铁矿。其中，辉石主要在石英闪长岩中出现，随着岩浆分异程度升高，只在角闪石内部偶见残余体。斜长石，石英和钾长石的含量变化是成矿岩体命名变化的主要原因。例如父子山的石英闪长岩，欧阳山石英闪长岩，牛头山石英二长岩(Duan and Jiang，2018a，b)。另一种铜(金、钼)矿主要与小岩体有关，平面上岩体一般呈独立的岩株产出，矿床类型主要有斑岩型，斑岩-矽卡岩型，矽卡岩型等。例如，白云山斑岩型铜矿，铜山口、丰山洞、鸡笼山斑岩-矽卡岩型铜(钼)矿，铜绿山矽卡岩型铜(铁、金)矿，鸡冠嘴矽卡岩型铜(金)矿等(刘晓妮等，2009；谢桂青等，2013；王建等，2014a, b；段登飞和蒋少涌，2017；张世涛等，2018)。此类矿床成矿岩体相对于前一类演化程度相对更高，例如白云山花岗闪长斑岩、铜山口花岗闪长斑岩(Lietal.，2008)，丰山洞花岗闪长斑岩、鸡笼山花岗闪长斑岩(Pangetal.，2014)、铜绿山石英二长闪长(斑)岩(赵海杰等，2010；Duan and Jiang，2017)等。此类岩体主要组成矿物与阳新大岩体周缘矿床成矿岩体的矿物组成类似，主要造岩矿物也为斜长石、角闪石、石英、钾长石、云母，副矿物为磷灰石、磁铁矿、榍石、锆石等。偶见辉石以残余体形式赋存于角闪石中(段登飞和蒋少涌，2017)。斑晶主要为斜长石、角闪石等，也有黑云母、钾长石、石英，基质主要为石英、钾长石，也有斜长石、角闪石、黑云母等，不同岩体会有成矿物质含量及结构上的差别。

不成矿岩体矿物组成和成矿岩体基本相同，区别仅仅在于不同矿物的含量有细微差别。主要的不成矿岩体有殷祖石英闪长岩(Wangetal.，2004；Lietal.，2009)，刘家湾石英二长岩、蚌壳地石英二长斑岩(Duan and Jiang，2018a)，古家山花岗闪长斑岩(夏金龙等，2013a)，铜鼓山石英闪长斑岩(夏金龙等，2013b)，姜桥花岗闪长岩(丁丽雪等，2013)等。不成矿岩体中有类似于阳新岩体的大岩体，演化程度相对较低，如殷祖岩体；也有类似于小岩体的刘家湾，古家山等小岩株。

图3 鄂东南矿集区成矿岩体和不成矿岩体的稀土元素配分图解(a-c)和微量元素蛛网图解(d-f)(标准化值据Sun and McDonough, 1989)数据来源与图2相同;成矿岩体和不成矿岩体也见图2图例说明Fig.3 The REE patterns and trace element spider diagrams of ore-related (a-c) and ore-barren (d-f) rocks in the Edong district (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

成矿岩体与不成矿岩体主微量元素组成差别不大(图2、图3)，但不成矿岩体主量成分变化范围小，主要与成矿岩体偏酸性端员重叠(图2)。成矿岩体中的铜山口岩体具有偏离区域岩体演化曲线的特点，显示相对较低的Al2O3和Na2O含量，相对较高的K2O。鄂东南岩体主量元素组成Harker图解显示，本区岩体随着SiO2含量升高，TiO2、Fe2O3、MgO、 CaO、P2O5含量逐渐降低(图2)，表明可能有(钛)磁铁矿、磷灰石、辉石和角闪石的分离结晶作用。成矿岩体和不成矿岩体微量元素组成也基本类似，都表现为富集轻稀土，亏损重稀土(图3a-c)，富集大离子亲石元素(Rb、Ba、U)，亏损高场强元素(Nb、Ta)。具有明显的Pb的正异常，Ti和P的负异常，不大明显的Sr的正异常。少数几个数据还具有Zr和Hf的负异常(图3e)，其原因还有待查证，一种可能是样品在用酸溶法测试微量元素时，锆石作为难溶矿物未完全溶解所致。相似的主微量组成表明岩体的主微量成分不能用来甄别成矿岩体。

虽然全岩的主微量元素组成不能用来有效区分成矿岩体与不成矿岩体，但岩体中某些矿物的主微量元素组成在成岩岩体与不成矿岩体中却有明显不同。例如，我们最近对鄂东南地区磷灰石的研究表明(Duan and Jiang，2018a，b)，成矿岩体中磷灰石具有较高的挥发组分和锂的含量(Cl: 0.19%～0.57%，平均值为0.35%；SO3: 0.08%～0.71%，平均值为0.32%；Li: 0.49×10-6～7.99×10-6，平均值为3.23×10-6)。而不成矿岩体中磷灰石，这些组分含量较低(Cl: 0.09%～0.31%；平均值为0.16%；SO3: 0.06%～0.28%，平均值为0.16%；Li: 0.15×10-6～0.89×10-6，平均值为0.36×10-6)。成矿岩体中磷灰石(La/Sm)N和(Yb/Sm)N显示正相关关系，而不成矿岩体中为负相关关系。

2.2 九瑞矿集区

九瑞矿集区金属资源以铜为主，矿床类型主要包括斑岩型、矽卡岩型以及块状硫化物型三种，这些矿床在空间分布上均与侵入岩体密切相关。在近些年的找矿勘探工作中，九瑞地区发现了大量与围岩接触却并无矿化的岩体，徐耀明等(2013)对九瑞地区成矿和不成矿岩体做过初步的年代学和地球化学分析，发现两者在年代学和地球化学组成方面没有显著的区别。

图4 九瑞矿集区成矿与不成矿岩体主量元素对比图数据来源: 徐耀明等，2013；Xu et al.，2014Fig.4 Major elements contents of ore-related and ore-barren rocks in the Juirui district

九瑞地区的岩浆岩比较发育，主要活动时期是燕山期，基本上形成的均为浅成侵入岩。喜马拉雅期有少量基性岩脉侵入，也见有第三纪地层中具气孔杏仁构造以及流动构造的玄武岩。据不完全统计，区内出露有三十余个侵入岩体，单个岩体地表面积在0.04km2到1.6km2之间，总面积10km2，占区域的1.5%，其中有14个岩体大于0.5km2(翟裕生等，1999)。侵入岩常呈岩株、岩枝、岩墙和岩脉状产出，主要产于褶皱的翼部，侵入的围岩多为晚石炭世-中三叠世地层，仅少数产于褶皱轴部的志留纪-泥盆纪地层中。侵入岩以花岗闪长斑岩和石英闪长玢岩为主，它们均与成矿关系密切。另外，闪长岩、辉绿岩、煌斑岩、石英斑岩、花岗细晶岩也有分布。其中，城门山岩体出露面积较大，其边部是花岗闪长斑岩，中央是石英斑岩组成的复式岩体。这些岩浆岩主要为燕山早期的中酸性侵入岩，侵入顺序大致为花岗闪长斑岩，石英闪长玢岩，石英斑岩，以及较晚期的煌斑岩。花岗闪长斑岩是区内最主要的成矿母岩。

岩浆岩的产状和规模方面，前人研究认为岩株状侵入体基本位于北西西向基底断裂上，且具有等距性，而其它脉状岩体则受北东东向断裂和层间破碎带控制，多呈单脉状、分支脉状或透镜状产出，可见石英闪长玢岩穿插花岗闪长斑岩的情况，规模大小不等，长数百米至数十米，多沿地层间不整合面及层内薄弱面贯入式侵位，与组成复式褶皱带的地层走向一致，构成了区内的次级构造-岩浆-成矿带(刘迅，1990；翟裕生等，1992，1999)。

图5 九瑞矿集区成矿(a、b)与不成矿岩体(c、d)微量元素对比图数据来源:Xu et al.，2014Fig.5 Trace elements contents of ore-related (a, b) and ore-barren (c, d) rocks in the Juirui district

九瑞地区的岩株主要由花岗闪长斑岩组成，常呈深灰色、黑灰色，具斑状结构，块状构造，斑晶粒径2～3mm至2～3cm不等，斑晶常由斜长石、石英、角闪石、黑云母、钾长石等矿物组成，斑晶晶形完好，以自形为主，石英常见熔蚀现象。另一种主要成矿侵入岩为石英闪长玢岩，常呈岩脉状产出，灰黑色，具斑状结构，块状构造，斑晶粒径2～3mm至1～2cm不等，斑晶主要为斜长石、石英、角闪石、黑云母等矿物，而与花岗闪长斑岩相比石英含量较低，钾长石斑晶很少。区内有闪长岩出露，灰白色，具自形-半自形粒状结构，块状构造，矿物组成为环带发育的板片状斜长石、解理发育的长柱状角闪石及少量黑云母、磁铁矿。煌斑岩，多呈脉状出现，黑色，斑状结构，块状构造，斑晶矿物主要为角闪石及黑云母。辉绿岩，呈岩脉状产出，黑色，具块状构造，镜下可见辉绿结构，矿物组成为自形斜长石、它形辉石、少量角闪石等。玄武岩，赋存于第三系中，黑色，气孔及杏仁构造发育，镜下可见基质具流动构造，矿物组成为斜长石、辉石等。

总结九瑞矿集区岩浆岩的岩石地球化学数据可以发现，该地区内成矿岩体与不成矿岩体的全岩主量元素组成中， SiO2以及其它9种主量元素含量的变化范围都非常接近，或有很大重叠，表明成矿与不成矿岩体的主要岩石化学成分几乎相同，也正因如此，主量元素特征不能区分成矿与不成矿岩体(图4)。而微量元素也类似，在蛛网图(图5)中可以观察到，九瑞地区成矿岩体与不成矿岩体微量元素的整体配分模式、各个元素的含量、以及元素异常情况，都相互一致，未显示出明显差异，因此凭借微量元素特征也不能够将二者进行区分。

3 成岩成矿年代学

前人对鄂东南矿集区和九瑞矿集区相关矿床的成岩成矿时代，以及不成矿岩体的成岩时代开展了大量的测试工作。本文选取较为可靠的数据，即锆石的U-Pb定年数据和云母Ar-Ar、辉钼矿Re-Os和榍石U-Pb定年数据，归纳在表1并展示在图6中。鄂东南矿集区Cu(Fe、Au、Mo)矿床成岩成矿时代集中在137～140Ma左右(图6)，成岩成矿时差较小，近于同时形成，但是有个别岩体，如铜山口，铜绿山和丰山洞的少数研究中成矿年龄偏大(>146Ma)(表1)。不成矿岩体年龄也在135～151Ma之间，除殷祖岩体年龄略微偏大外，其他岩体的年龄与成矿岩体年龄完全一致。

我们曾对九瑞地区(包括城门山、武山、邓家山、东雷湾、洋鸡山、丁家山、大浪、宝山、铜岭、武山周边等)的岩浆岩中锆石U-Pb年龄进行过初步的归纳(Yangetal.，2011，蒋少涌等，2013)，区内各种岩性的侵入岩(包括花岗闪长斑岩、石英闪长玢岩、闪长岩、煌斑岩、辉绿岩等)的年龄均集中在138～150Ma约十余个百万年之间，即九瑞地区的岩浆活动是一次较为集中的在晚侏罗世和早白垩世之交(143±5Ma)发生的事件，而并非前人研究中通过Rb-Sr、K-Ar等时线法所认识的，从燕山早期到燕山晚期，持续约一百个百万年的岩浆活动。成岩成矿年龄多集中在141～148Ma之间，成岩成矿时差也较小。九瑞地区不成矿岩体的成岩年龄在144～150Ma之间，与成矿岩体年龄分布范围完全一致(表1、图6)。但是总体来说，九瑞矿集区的成矿年龄略早于鄂东南地区的成矿年龄。但是具体到各个矿区的找矿工作中，岩体年龄作为找矿标志还不能很好地发挥作用。

4 岩浆源区识别

对岩浆岩源区的探讨，是岩石成因研究中的一个基本问题。同时，也是研究与岩浆作用有关矿床成矿物质的起源和初始丰度时，需要面对的首要问题。对于斑岩型矿床，前人研究表明，含矿斑岩幔源组分的比例越高，成矿物质越丰富，成矿潜力越好。侯增谦和王涛(2018)在归纳总结拉萨地体Hf同位素填图成果时发现，加厚新生下地壳具有较高εHf(t)值和较小tDMC值，这些特征是由于岩浆源区中新生地幔组分的影响，对造山带中斑岩型Cu矿床的形成起主要控制作用。

在长江中下游成矿带上，不同学者对于岩浆岩形成的源区及动力学过程存在较大争议，但对成矿岩体来自经历过壳幔相互作用的I型花岗质熔体这一点而言，观点则较为一致。 Sunetal.(2010, 2011)认为长江中下游的岩浆岩形成于洋脊俯冲作用，而来自软流圈地幔的洋壳具有较高的铜、金含量，为成矿做出了贡献。Liuetal.(2010)认为单纯下地壳起源的岩浆岩，由于较低的成矿物质丰度以及挥发分含量，不利于大型-超大型矿床形成。周涛发等(2016)对长江中下游带上的斑岩型矿床进行了总结，认为成矿物质来自富集地幔和加厚下地壳部分熔融岩浆混合的产物，源自富集地幔的基性岩浆对成矿至关重要，它的混入使得岩浆富水、硫以及铜金成矿物质。

表1鄂东南和九瑞矿集区成岩成矿年龄汇总表

Table 1 Ages for granitoids and Cu-polymetallic ore deposits in the Edong and Juirui districts

矿集区名称测试方法成岩年龄(Ma)数据来源鄂东南成矿铜山口牛鼻峰铜绿山鸡冠嘴桃花嘴牛头山欧阳山父子山千家湾鸡笼山白果树岩体丰山洞锆石U-Pb定年辉钼矿Re-OS定年金云母40Ar-39Ar定年绢云母40Ar-39Ar定年锆石U-Pb定年辉钼矿Re-OS定年金云母40Ar-39Ar定年锆石U-Pb定年岩体中榍石U-Pb定年辉钼矿Re-OS定年黄铁矿Re-Os定年矽卡岩中榍石U-Pb定年锆石U-Pb定年辉钼矿Re-OS定年金云母40Ar-39Ar定年锆石U-Pb定年锆石U-Pb定年锆石U-Pb定年辉钼矿Re-OS定年锆石U-Pb定年辉钼矿Re-Os锆石U-Pb定年锆石U-Pb定年辉钼矿Re-Os140±2.4Li et al. (2008)143.4±1.0Li et al. (2010)144.2±1.9Yang et al. (2014)146±1.3Xie et al. (2011a)143.8±2.6Li et al. (2008)143.5±1.7～142.3±1.8谢桂青等(2006)143.6±0.3赵新福等(2006)143.8±0.8Li et al. (2008)129.1±0.5赵新福等(2006)139.8±0.9Li et al. (2010)138.4±1.6Wang et al. (2013)144.2±1.9Yang et al. (2014)141.0±0.8张世涛等(2018)146±1梅玉萍等(2008)140±2Xie et al. (2011b)142.0±1.0Li et al. (2014)137.1±1.9谢桂青等(2009)136.4～144.4Li et al. (2014)139.3±0.8张伟(2015)139±1Xie et al. (2011b)134.5±5.4张伟(2015)138.2±2.2Xie et al. (2011b)141±18张伟(2015)139.6±4.0张伟(2015)139.3±0.8张伟(2015)138.3±2Xie et al. (2011b)142.3±2.8Xie et al. (2011b)141.4±1Li et al. (2010)137.8±1.8Duan and Jiang (2018)138.4±1.2Duan and Jiang (2018)138.6±2.9Duan and Jiang (2018)137.7±1.7谢桂青等(2009)151.8±0.7Pang et al. (2014)138±2陈富文等(2011)142.2±1.1赵玲等(2013)151.6±0.7王建等(2014b)148.6±1.5王建等(2014a)150.79±0.82Pang et al. (2014)142.4±0.7王建等(2014b)137±2陈富文等(2011)150.6±2.1Yang et al. (2014)144.0±2.1谢桂青等(2006)

续表1

Continued Table 1

矿集区名称测试方法成岩年龄(Ma)数据来源鄂东南不成矿殷祖岩体姜桥岩体古家山岩体铜鼓山岩体蚌壳地岩体刘家湾岩体锆石U-Pb定年锆石U-Pb定年锆石U-Pb定年锆石U-Pb定年锆石U-Pb定年锆石U-Pb定年148±1、151±1丁丽雪等(2017)146.5±1Li et al. (2010)144±1丁丽雪等(2013)145.1±1夏金龙等(2013a)147±2.6夏金龙等(2013b)138.7±1.1Duan and Jiang (2018a,b)135.0±2.4Duan and Jiang (2018a,b)九瑞成矿城门山武山东雷湾洋鸡山丁家山邓家山大浪-山上湾宝山-铜岭马鞍山刘家仓锆石U-Pb定年辉钼矿Re-Os定年锆石U-Pb定年辉钼矿Re-Os定年锆石U-Pb定年辉钼矿Re-Os定年锆石U-Pb定年锆石U-Pb定年锆石U-Pb定年锆石U-Pb定年锆石U-Pb定年辉钼矿Re-Os定年锆石U-Pb定年锆石U-Pb定年144.5±1.3Li et al. (2010)146.6±1.0Yang et al. (2011)144.5±1.3Li et al. (2010)139.1±1.4徐耀明等(2013)140±2、140±2吴良士和邹晓秋(1997)145.4±0.9～148.0±1.0Yang et al. (2011)146.2±1.2～146.6±1.0Li et al. (2010)144.6±3.9Ding et al. (2006)141.9±2.9Wang et al. (2013)148.4±2.7Yang et al. (2014)146.2±2.6李进文等(2007)141.5±1.7Yang et al. (2011)145.8±1.0Li et al. (2010)142.2±0.5贾丽琼等(2015)144.3～148.7杨堂礼和蒋少涌(2015)143.3±5.2贾丽琼等(2015)143.4±1.4Yang et al. (2011)144.8±1.3陈志洪等(2011)145.4±1.2陈志洪等(2011)138.2±1.8李亮和蒋少涌(2009)145.4±1.0Li et al. (2010)139.0±1.3～149.2±2.7徐耀明等(2012)146.4±1.2陈志洪等(2011)141.2±1.3～143.6±1.2陈志洪等(2011)147.81±0.48贾丽琼等(2015)147.7±1.2贾丽琼等(2015)148.6±2.6胡正华等(2015)133.4±1.8Xu et al. (2014)146.4±1.6Xu et al. (2014)九瑞不成矿武山外围锆石U-Pb定年149.6±3.0、146.7±1.5、145.3±2.4、144.4±1.3徐耀明等(2013)城门山外围锆石U-Pb定年143.9±1.3徐耀明等(2013)

图6 鄂东南-九瑞矿集区成矿和不成矿岩体的锆石U-Pb年龄及矿床成矿年龄图中若某个岩体或矿床有两个年龄点，它们分别为前人研究中较小的和较大的年龄；成矿年龄除特别注明外均为辉钼矿Re-Os定年；年龄值来源见表1Fig.6 Comparison of zircon U-Pb ages of ore-related and ore-barren rocks and mineralization ages in the Edong and Jiurui districts

在对鄂东南地区的研究中，Lietal.(2009)和Xieetal.(2008)等均认为该地区成矿岩浆起源于富集的岩石圈地幔；而Wangetal.(2004)则在对比铜山口和殷祖岩体时认为，成矿的铜山口岩体是拆沉下地壳混染地幔的熔体所形成，因为地幔组分的加入所以成矿，而殷祖岩体是单纯加厚下地壳部分熔融形成，没有地幔成分加入，所以没有大规模矿床形成(图7)。Xuetal.(2014)通过对九瑞地区研究发现，该区岩浆岩的εHf(t)和εNd(t)整体而言较鄂东南矿集区和安徽境内铜陵矿集区内矿床要高，这反映了九瑞矿集区岩浆岩的幔源组分贡献较高，对成矿更为有利。

图7 鄂东南地区成矿岩体和不成矿的殷祖岩体的Sr-Nd同位素图解数据来源: Wang et al.，2004；Li et al.，2008，2009Fig.7 Sr-Nd isotopic compositions of ore-related and ore-barren rocks in the Edong district

我们最近对九瑞矿集区城门山和仙姑台两个斑岩型矿床开展了锆石原位微区微量元素及Hf同位素，以及磷灰石原位微区微量元素及Sr同位素的研究，也发现铜金矿床成矿规模的大小，非常明显地受到了岩浆起源中幔源组分高低的控制，如仙姑台矿区，岩浆锆石中较低的εHf(t)值暗示其源区幔源组分低，因而不利于形成象城门山那样的大矿(图8)。因此，对于研究区的Cu-Au矿床来说，岩浆岩起源中，幔源组分的比例越高，成矿物质越丰富，成矿潜力越好。若起源时的成矿物质不足，即使后续的物理化学条件满足，也难以形成有规模的大矿。

图8 九瑞和鄂东南地区岩浆岩Sr同位素-锆石Hf同位素图解数据来源: Xie et al.，2008，2011a；Li et al.，2008；Xu et al.，2014；及作者未发表数据Fig.8 Whole-rock Sr isotopic and zircon Hf isotopic compositions of granitoids from the Juirui and Edong districts

5 岩浆演化过程识别

岩浆的演化过程对于最终矿床的形成同样存在着至关重要的影响。一般认为，如果岩浆富集成矿元素(Cu、Au、Mo等)和挥发分(S、Cl、H2O)，那么相应的对成矿也较为有利(Halteretal.，2005；Coreetal.，2006；Sternetal.，2007；Jenneretal.，2010；Loucks， 2014)。这些富集特征可以是在岩浆源区处继承源区形成，也可以是在岩浆脱离源区后演化过程中形成。例如Mustardetal.(2006)在研究澳大利亚Timbarra金矿床成矿岩体中的熔体包裹体时发现，随着岩浆中矿物的分离结晶，熔体中的金和其他成矿元素(例如铜)含量也逐渐增加，证明了矿物的分离结晶可以使残余熔体更加富集成矿元素。Caoetal.(2018)对菲律宾的黑山斑岩型Cu-Au矿斑岩体矿物学研究表明，长英质岩浆演化过程中的富Cu幔源镁铁质岩浆的多次注入，对于该矿床的形成起主要作用。

也有些学者认为，成矿初始岩浆不一定要富集成矿元素(Cu、Au、Mo等)，只要有足够体积的岩浆以提供足够数量的成矿物质，并且这些成矿物质要有效的运移到成矿地点成矿(Cloos，2001；Richards，2005；Sillitoe，2010；Mpodozis and Cornejo，2012；Chelle-Michou and Chiaradia，2017)。Zhang and Audétat(2017)对Bingham斑岩型铜-钼-金矿床开展熔体包裹体的研究发现，初始岩浆并不明显富含铜、金、硫等成矿物质或挥发份等有利组分，但由于存在一个足够大的岩浆房，提供较大的岩浆通量，故可形成超大型矿床。一般认为，在成矿小斑岩体的深部还有一个更大的岩浆房，以合适的补给速率向上补充演化出富集成矿物质和挥发分的岩浆。在此种模式下，深部岩浆房的大小(Cloos，2001；Richards，2005；Chelle-Michou and Chiaradia，2017)、就位深度(Richards，2005；Sillitoe，2010)、形态(Richards，2005)以及岩浆活动的持续时间(Richards，2005；Mpodozis and Cornejo，2012；Chelle-Michou and Chiaradia，2017)等，都对最终是否能形成成规模的斑岩型矿床具有控制作用。

图9 九瑞和鄂东南地区岩浆岩分离结晶作用微量元素识别图解数据来源: Li et al., 2009, 2013Fig.9 Trace element evolution trend during fractional crystallization of granitoids from the Edong district

图10 铜绿山成矿岩体分离结晶模拟图 (据Duan and Jiang，2017)Fig.10 The simulation of fractional crystallization of granitoids from the Tonglvshan deposit (after Duan and Jiang，2017)

图11 铜绿山成矿岩体分离结晶对Cu富集作用影响图(据Duan and Jiang，2017)图中暗红色圆点代表早期结晶角闪石，黄绿色三角点代表晚期结晶角闪石Fig.11 Contribution of fractional crystallization to Cu enrichment in the Tonglvshan deposit (after Duan and Jiang，2017)

前人对鄂东南矿集区的研究发现，该地区与成矿有关的中酸性岩浆岩，基本上均经历了分离结晶过程(图9;Lietal., 2009, 2013)。在该过程中，相容元素进入矿物，随着分离作用，它们在残余熔体中的含量不断降低，而不相容元素含量则变化不大，因此将呈现图9中实线的趋势。而在部分熔融过程中，不相容元素将进入熔体相被逐渐带走，相容元素基本保持不变，因此将呈现图9中虚线的趋势。

图12 九瑞和鄂东南地区成矿与不成矿岩体温度压力范围数据来源：徐耀明等，2013；Samake et al.，2018Fig.12 Pressure and temperature estimation of ore-related and ore-barren rocks in the Juirui and Edong districts

Xieetal.(2008)开展鄂东南地区岩浆岩地球化学研究后认为，富集岩石圈地幔起源的岩浆，经历了分离结晶同化混染过程，稀土元素Eu易于进入长石中，其在蛛网图中的负异常能够指示与长石有关的分离结晶作用。Lietal.(2008，2009)对铜山口及鄂东南地区其它成矿侵入体的研究也认为，初始起源的幔源岩浆中发生了角闪石、斜长石、钾长石、磁铁矿、榍石、磷灰石等矿物的分离结晶，而Cu、Mo作为不相容元素，在残余熔体中富集。Lietal.(2013)也认为岩浆起源于富集岩石圈地幔，并提出成矿岩浆主要由不成矿岩浆经过角闪石、榍石、磁铁矿、磷灰石分离结晶产生。

由于La-Yb-Ti在角闪石中的相容性递增，因此分离结晶作用会造成岩浆的(La/Yb)N值升高，(Ti/Yb)N值降低(图10)。Duan and Jiang(2017)通过对铜绿山成矿岩体不同期次角闪石的研究，发现早期在深部岩浆房结晶的角闪石Cu含量比晚期角闪石低得多(图11)，也就是说晚期岩浆的Cu含量上升了，而Li含量的变化趋势与Cu正好相反。晚期角闪石Cu含量的增高暗示了在岩浆演化过程中，在晚期岩浆中更加富集Cu从而有利于成矿。晚期角闪石Li含量的降低则可能受分离结晶作用控制(Duan and Jiang，2017)。总之，从岩浆演化的早期到晚期，有角闪石、斜长石、磷灰石的分离结晶作用(图10、图11)，因此推断岩浆的分离结晶作用使残余熔体的Cu含量上升，从而对铜绿山岩体成矿更为有利。

图13 鄂东南和九瑞矿集区岩浆氧逸度示意图数据来源：Samake et al.，2018；刘彬等，2010； 徐耀明等，2013；赵海杰等，2010；周作侠，1986Fig.13 Oxygen fugacity of magma in the Edong and Jiurui districts

6 岩浆侵位条件识别

6.1 压力和温度条件

前人研究表明，矽卡岩矿床在0.3～3kbar的压力范围内最为发育(Pirajno，2009)。与较浅的就位深度相比，岩浆在较深的深度时，由于围岩温度高、渗透率低，而且岩石多呈塑性而非脆性，即使有流体出溶也不利于矽卡岩矿床的形成(Meinertetal.，2005)。而在较浅的就位深度下，岩浆的水饱和度也相对较低，因此经过较小程度分离结晶就能出溶成矿流体，因而更有利于成矿(Robb，2005)。

估测岩浆的温度和压力有多种不同的方法。例如，角闪石的成分己广泛被用来计算其形成时岩浆的温度和压力(Hammarstrom and Zen，1986；Holland and Blundy，1994; Ridolfietal.，2010；Ridolfi and Renzulli，2012; Mutchetal.，2016)。详细的岩浆温度、压力的估测方法计算可参见徐耀明等(2013)。

徐耀明等(2013)研究了九瑞地区成矿和不成矿花岗岩中角闪石的成分并计算了它们的形成压力(岩浆侵位深度)及温度，发现控制成矿与不成矿的主要因素在于侵入岩的就位深度：成矿岩体就位深度浅，侵位压力小；相反，不成矿岩体就位深度较深，侵位压力相应也大。Samakeetal.(2018)在对鸡笼山矿区成矿与不成矿侵入岩的对比研究中，得出了较为相似的结论，区内成矿的鸡笼山岩体具有较小的侵位压力，反映其就位深度可能较浅，而目前未见矿化的白果树岩体，则具有较大的侵位压力。对岩体侵位时的温度和压力作图可以看出(图12)，岩体的成岩温度虽然在变化范围上存在着一定的不同，但平均值较为接近，因此成矿岩体主要的区分指标，是岩体的侵位压力。

6.2 氧逸度

一般认为，矽卡岩型Cu矿和斑岩型铜矿的成矿岩体具有较高的氧逸度(Meinertetal.， 2005；Sunetal.，2015)。与熔体相比，Cu作为亲铜元素更倾向于进入硫化物，因此岩浆中S的价态对Cu的含量有控制作用。硫酸盐在岩浆中的溶解度比硫化物高的多(Jugo，2009；Beermannetal.，2011)。在较还原的岩浆中的S多以S2-存在，Cu会与S2-结合沉淀下来，于是岩浆在到浅部就位分异出成矿流体前就逸失了大部分成矿元素，从而不利于成矿。在较高的氧逸度下，S主要以硫酸根(SO42-)形式存在，从而使硫化物在岩浆中保持不饱和状态(Sunetal.，2011，2013)。因此，较高的氧逸度可以阻止成矿元素以硫化物的形式逸失，从而在晚期富集直至岩浆分异出成矿流体成矿。前人在这方面己有较多的研究成果，例如，李鹏举等(2016)对比了皖南侏罗纪-白垩纪早期和晚期花岗岩的氧逸度，发现早期花岗岩氧逸度高，对成矿更为有利；Mengetal.(2018)通过对比三江成矿带成矿岩体和不成矿岩体氧逸度，发现成矿岩体氧逸度较高，并据此圈定了有利的成矿区域；Lietal.(2017)对华南地区不同成矿类型及成矿与不成矿岩体的氧逸度做了详细的对比，发现与Cu-(Au)-Mo成矿相关的岩体氧逸度最高，且成矿岩体比不成矿岩体的氧逸度高。

图14 微量元素甄别不同世代角闪石(据Duan and Jiang，2017)(a)Th-Pb图；(b) V-Sc-Cr图Fig.14 The trace element diagrams for distinguishing different generations of amphibole(after Duan and Jiang，2017)

估测岩浆的氧逸度有许多不同方法，如利用角闪石(Ridolfietal.，2010；Ridolfi and Renzulli，2012)和黑云母(Wones and Eugster，1965)等造岩矿物的成分；此外，锆石的微量元素也被广泛用来反演岩浆的氧逸度(Sunetal.，2015；Smythe and Brenan，2016；Zouetal.，2019)，因为锆石一般结晶较早，反演出的氧逸度往往可以代表岩浆较早期的氧逸度；近年来，磷灰石的微量元素也用来示踪岩浆的氧逸度(Pan and Fleet，2002；Milesetal.，2014)。Lietal. (2018) 对鄂东南程潮铁矿含矿岩体中磷灰石研究表明，它们的Mn含量很低(<590 ×10-6)，表明岩浆的氧逸度很高。Duan and Jiang(2018a，b)发现鄂东南地区与铜矿相关的成矿岩体和不成矿岩体中磷灰石的Mn含量均很低(大多<700×10-6)，但它们的SO3含量却有明显差异，成矿岩体中SO3含量可高达0.71%，其平均值0.32%，而不成矿岩体中均小于0.28%。前人研究证实，磷灰石SO3含量高反映了岩浆的高氧化状态，当氧逸度从FMQ(铁橄榄石-磁铁矿-石英缓冲剂)增加到MH(磁铁矿-赤铁矿缓冲剂)时，SO3含量可从<0.04%增加到1.0%～2.6%(Pengetal.，1997)。Hattori(2018)根据日本晚新生代中酸性火成岩中磷灰石低的SO3含量(绝大部分样品均<0.1%)，提出日本弧下地幔在岩浆产生过程中可能相对还原或未足够氧化，并认为这可能是日本缺少斑岩Cu矿的原因之一。张世涛等(2018)通过对铜绿山成矿岩体中锆石微量元素研究发现，铜绿山岩体氧逸度较高。我们通过对岩体中角闪石和黑云母的研究表明(Duan and Jiang，2017；段登飞和蒋少涌，2017)，鄂东南地区成矿岩体早期具有较高的氧逸度，如铜绿山NNO+1，鸡冠嘴NNO+0.6，随着结晶(分异)作用的进行，氧逸度分别上升到NNO+2和NNO+1.9，到黑云母结晶时，氧逸度上升到HM(图13a)。

岩相学特征表明，对鄂东南和九瑞地区单个岩体而言，岩体中的黑云母只有单一期次，因此单个岩体中黑云母的Fe3+/Fe2+比值应该差别不大。徐耀明等(2013)和Samakeetal.(2018)均采用Dymek(1983)方法计算黑云母Fe3+/Fe2+。据此计算出的Fe3+/Fe2+比值具有较大的变化范围，可能与地质事实不大相符。本文中，我们采用林文蔚和彭丽君(1994)提出的方法重新计算了鄂东南和九瑞地区黑云母的Fe3+/Fe2+比值，与Dymek(1983)方法相比离差显著降低(图13a)，与地质事实更为相符。林文蔚和彭丽君(1994)发表的原文中给出的计算公式有细微错误，具体的计算过程可参考Duan and Jiang (2017)文中附件。

鄂东南地区成矿岩体和不成矿岩体都具有石英+磁铁矿+榍石的矿物组合，都指示岩体具有较高的氧逸度(Duan and Jiang，2018a)，因此，氧逸度可能不是造成岩浆成矿与否的决定性控制因素。九瑞地区利用黑云母计算出的氧逸度表明，成矿岩体都和不成矿岩体的差异不大，都在HM附近(图13a)，但利用角闪石计算出的氧逸度表明成矿岩体的氧逸度高于不成矿岩体的氧逸度(图13b)。

6.3 挥发分/成矿金属含量和流体出溶

斑岩型和矽卡岩型矿床主要的成矿物质和成矿流体主要来源于岩体(Meinertetal.，2005；Sillitoe，2010)。富集成矿金属和挥发分(S、Cl、H2O)的岩浆更有利于成矿(Halteretal.，2005；Coreetal.，2006；Sternetal.，2007；Jenneretal.，2010；Loucks，2014)。Coreetal.(2006)发现Bingham斑岩型铜矿的Last Chance岩株具有异常高的Cu含量，对成矿较为有利，并认为可能是在氧逸度较高的条件下矿物分离结晶作用导致，或者是源区极其富Cu。Sternetal.(2007)对智利El Teniente Cu-Mo矿床的“Porphyry A”岩株研究发现岩体可含高达>3%的S和>0.5%的Cu，对成矿极为有利，并认为可能是在封闭条件下，不断地岩浆补充且没有挥发分和成矿元素逸失的条件下形成的。Duan and Jiang(2017)对鄂东南地区铜绿山矽卡岩型铜-铁(金)矿成矿岩体中的角闪石研究发现，岩浆在深部岩浆房经过角闪石+斜长石+磷灰石分离结晶后残余熔浆中的Cu含量上升，Cl含量上升，从而对成矿更为有利。如前文所述，鄂东南地区岩浆普遍具有分离结晶趋势，因此通过矿物学的组合以及成分特征去识别分离结晶过程，如角闪石中不相容元素含量Pb、Th等，在晚期角闪石含量相对较高(图14a)；或者通过相容元素含量如V，在晚期角闪石含量相对较低(图14b)。

除了以上条件有利于成矿外，岩浆分异出成矿流体与岩体最终浅部就位的时间先后对成矿也有控制作用。Duan and Jiang(2018a，b)通过对鄂东南成矿和不成矿岩体磷灰石的主微量及流体包裹体研究发现，不成矿岩体在到浅部就位前就发生了流体出溶事件，导致岩浆贫化了Cu、S、Cl等元素，以至于在浅部就位后不能分异出含足够成矿元素的成矿热液。

角闪石的主量元素成分可以用来计算其形成时岩浆的水含量(Ridolfietal.，2010；Ridolfi and Renzulli 2012)。通过角闪石、黑云母的主量元素成分可以有效的反演出岩浆的挥发分(F、Cl、H2O)的含量和演化(Zhangetal.，2012)。利用磷灰石同样也可以反演出母岩浆的挥发分含量(F、Cl、S)(Chelle-Michou and Chiaradia，2017)。鄂东南和九瑞矿集区岩体富含角闪石和黑云母，结合磷灰石的研究，这三者的主量元素成分可以用来有效的反演岩浆的挥发分演化，从而快速甄别出对成矿有利的岩体。这三种矿物的微量元素含量也可以用来推断岩浆演化过程，如Duan and Jiang (2017)利用角闪石的Li含量(图11)，Duan and Jiang (2018a)利用磷灰石的Li、Cl、S含量结合流体包裹体研究，分别推断出了流体的出溶过程。Duan and Jiang(2017)利用角闪石REE含量还模拟计算了岩浆分离结晶程度(图10)。

7 结论

本文系统总结了长江中下游成矿带西段鄂东南矿集区和九瑞矿集区各类岩体的岩石学、矿物学、主微量元素地球化学和同位素地球化学特征，对比了成矿岩体和不成矿岩体这些特征的异同，得出如下主要结论：

(1)成矿岩体和不成矿岩体中矿物组成基本相同，主微量元素组成也无明显差异，成岩年龄也大体相同。总体而言，九瑞地区的岩浆岩(集中在141～148Ma)形成可能稍早于鄂东南地区的岩体(集中在137～140Ma)。

(2)成矿岩体和不成矿岩体在岩浆源区性质上有一定差异，鄂东南和九瑞地区岩浆源区的幔源组分贡献越高，对成矿越有利。有用的判别标志包括锆石的εHf(t)值，岩浆岩全岩的εNd(t)值等。

(3)岩浆的演化过程对于最终矿床的形成有着至关重要的影响。鄂东南地区与成矿有关的中酸性岩浆岩，基本上均经历了显著的分离结晶过程，Cu、Mo等成矿金属作为不相容元素，可在残余熔体中富集而有利于成矿。有用的判别标志包括岩石中或矿物中(如角闪石)相容元素(如Sc、Ni、V等)和不相容元素(如Rb、Cs、Ba、Th、Pb、Cu、Mo等)协变图解、Eu异常、(La/Yb)N、(Ti/Yb)N、Li、Cu含量等。

(4)成矿岩体和不成矿岩体在形成压力和侵位深度上有明显差异，但成岩温度变化并不明显。鄂东南和九瑞地区成矿岩体就位深度浅，侵位压力小(<4kbar)，相反的不成矿岩体就位深度较深，相应的侵位压力也大。有用的判别标志包括角闪石的化学成分(如Al含量)，黑云母的化学成分，锆饱和温度计等。

(5)斑岩型和矽卡岩型铜矿的成矿岩体具有较高的氧逸度。鄂东南地区成矿岩体从早期演化到晚期，呈现氧逸度升高的趋势。但鄂东南和九瑞地区成矿岩体和不成矿岩体氧逸度的差异并不明显，因而氧逸度可能不是造成岩浆成矿与否的决定性控制因素。有用的判别标志包括角闪石和黑云母的化学成分，锆石和磷灰石的微量元素等。

(6)岩浆中挥发分/成矿金属含量高低和流体出溶的时间和方式对成矿有重要影响。鄂东南地区不成矿岩体就位前岩浆贫化Cu、S、Cl等元素，不能分异出含足够成矿元素的成矿热液。有用的判别标志包括角闪石、黑云母的化学组成(如Li、F、Cl、REE含量)，磷灰石的微量(如Li、S、Cl含量)及流体包裹体推断流体出溶过程等。

致谢野外地质工作得到了湖北省第一地质大队及江西省赣西北地质大队的帮助；审稿人对本文初稿提出了很好的修改建议；在此一并表示衷心的感谢。