世界范圍內(nèi)大型—巨型斑巖銅礦多數(shù)產(chǎn)于巖漿弧 （島弧,、陸緣弧 ）環(huán)境,，含礦斑巖巖漿起源與大洋板塊的俯沖作用有關。綜合研究了與大洋板塊俯沖無關,、產(chǎn)于中國大陸環(huán)境的若干大型—巨型斑巖銅礦,。研究發(fā)現(xiàn)，這些大陸環(huán)境的斑巖銅礦,，雖然其基本地質(zhì)特征與巖漿弧環(huán)境斑巖銅礦具有廣泛的類似性,，但其動力學背景、含礦斑巖性質(zhì),、巖漿起源演化,、金屬富集過程及其構(gòu)造控制機制卻獨具特色。這些大陸環(huán)境斑巖銅礦至少可產(chǎn)出于 4類環(huán)境：晚碰撞走滑環(huán)境,、后碰撞伸展環(huán)境,、后造山伸展環(huán)境和非造山崩塌環(huán)境。大陸環(huán)境含礦斑巖以高鉀質(zhì)為特征,，多具高鉀鈣堿性和鉀玄質(zhì)特征,，通常顯示埃達克巖地球化學親和性。其巖漿通常起源于加厚的新生鎂鐵質(zhì)下地殼或拆沉的古老下地殼,。陸間碰撞期的地殼大規(guī)模增厚以及其后的軟流圈上涌和巖石圈拆沉,，是形成含礦巖漿的主導性機制。含礦巖漿的金屬初始富集通常經(jīng)歷兩階段過程：（1）幔源物質(zhì)直接供給金屬階段,；（2）伴隨含水,、高氧逸度埃達克質(zhì)巖漿演化金屬富集階段。在第一階段,，幔源物質(zhì)主要通過兩種形式供給金屬：（1）以幔源組分為主的新生下地殼直接熔融,；（2）拆沉下地殼熔融產(chǎn)生的埃達克質(zhì)熔體與地幔巖石圈發(fā)生水／巖反應。在第二富集階段,，下地殼角閃榴輝巖熔融過程中角閃石大量分解產(chǎn)生富水的,、高度氧化的埃達克質(zhì)熔體，其分異演化使金屬元素作為不相容元素得以在殘漿中富集,。大陸環(huán)境含礦斑巖的淺成侵位主要受大規(guī)模走滑斷裂系統(tǒng),、切割造山帶的斷裂系統(tǒng)和基底線性斷裂構(gòu)造控制。與走滑斷裂系統(tǒng)相伴發(fā)育的走滑拉分盆地,、切割造山帶的張性斷裂與平行造山帶的逆沖斷裂帶交匯部位以及不同方向的線性斷裂構(gòu)成的棋盤格子構(gòu)造,，常常控制斑巖巖漿—熱液系統(tǒng)的空間定位,。

關鍵詞：斑巖銅礦,；含礦斑巖；后碰撞；晚碰撞,；巖漿起源,；動力學機制；大陸環(huán)境

斑巖型銅（—鉬—金 ）礦床是世界上最重要的銅,、鉬和金來源,。在世界范圍內(nèi)，這些大型—巨型斑巖銅礦通常產(chǎn)于巖漿弧環(huán)境,，與板塊俯沖產(chǎn)生的弧巖漿密切相關,。幾十年的系統(tǒng)研究已經(jīng)建立起比較完善的以弧巖漿—斑巖成礦模型為核心的成礦理論，并在其理論指導下,，斑巖銅礦的尋找不斷取得重大突破,。然而，斑巖銅礦并不僅限于巖漿弧環(huán)境,，它們也產(chǎn)于與大洋板塊俯沖無關的大陸或陸內(nèi)環(huán)境,，我國中—新生代斑巖銅礦是其典型實例。與產(chǎn)出于巖漿弧環(huán)境的斑巖銅礦相比,，大陸環(huán)境斑巖銅礦的研究相對薄弱,，某些相關理論問題，如含礦巖漿起源演化,、成礦物質(zhì)富集機制與金屬淀積過程,、構(gòu)造控礦模式與深部動力過程等，尚未很好地理解和揭示,。本文以中國大陸環(huán)境斑巖銅礦為例,，在總結(jié)其基本地質(zhì)特征基礎上，闡釋斑巖銅礦的動力學背景,、含礦斑巖性質(zhì),、巖漿起源演化、金屬富集過程及其構(gòu)造控礦機制,。

眾所周知,，世界 90％的斑巖型礦床產(chǎn)于大洋板片俯沖產(chǎn)生的陸緣弧和島弧環(huán)境（圖 1）。陸緣弧環(huán)境的經(jīng)典成礦省包括安第斯 （如智利 Ｃｈｕ-ｑｕｉｃａｍａｔａ,、ＬａＥｓｃｏｎｄｉｄａ和 ＥｌＴｅｎｉｅｎｔｅ礦床,；阿根廷 ＢａｊｏｄｅｌａＡｌｕｍｂｅｒａ和 Ｍａｒｔｅ等礦床 ）、美國西部（如 Ｂｉｎｇｈａｍ和 ＤｏｓＰｏｂｅｒｓ礦床 ）和巴布亞新幾內(nèi)亞—伊利安爪哇（如 Ｇｒａｓｂｅｒｇ,、ＯｋｉＴｅｄｉ和 ＦｒｅｉｄａＲｉｖｅｒ礦床等）,。島弧環(huán)境的斑巖型礦床則環(huán)繞西太平洋廣泛分布，如印尼的 ＢａｔｕＨｉ-ｊａｕ和菲律賓的 Ｌｅｐａｎｔｏ-ＦＳＥ等,。這些成礦省和巨型礦床通常形成于第三紀（1?2～38Ｍａ）?礦帶均具有世界級規(guī)模,，單個礦床的 Ｃｕ儲量多在千萬噸以上,，品位變化于 0?46％～1?3％之間，Ａｕ儲量在 300ｔ以上（300～1550ｔ）?品位介于 0?32～1?42ｇ／ｔ之間,。

然而,，來自中國的世界級斑巖銅礦的發(fā)現(xiàn)與研究證實,，與大洋板塊俯沖無任何關系的大陸環(huán)境,，也是斑巖型礦床產(chǎn)出的重要環(huán)境 （圖 2）。藏東玉龍斑巖銅礦帶,、西藏岡底斯斑巖銅礦帶以及中國東部德興斑巖銅礦田和長江中下游成礦帶的斑巖銅礦是其典型代表,。

1?1重要成礦帶及斑巖銅礦

西藏岡底斯斑巖銅礦帶：該成礦帶產(chǎn)于拉薩地體南緣，呈近 ＥＷ 向展布,。斑巖體多呈巖株巖瘤產(chǎn)出,，主體侵位于規(guī)模宏大的岡底斯花崗巖基內(nèi)部 （圖3（ａ））。岡底斯斑巖銅礦帶東西延伸約350ｋｍ,，南北寬約 80ｋｍ,，由幾個大型銅礦和一系列小型礦床礦點構(gòu)成，金屬銅資源量在1500萬 ｔ以上,，具有世界級礦帶的潛力遠景,。岡底斯斑巖帶巖漿活動介于17～12Ｍａ，成礦年齡峰期在（15±2）Ｍａ左右,。該成礦帶的斑巖礦床簡要特征總結(jié)于表 1,。

藏東玉龍斑巖銅礦帶：銅礦帶長約 300ｋｍ,，寬約 15～30ｋｍ，由 4個大型銅礦和眾多含礦斑巖體構(gòu)成,，金屬銅儲量在 1000萬 ｔ以上,。其中，玉龍斑巖銅礦是其典型代表,。該礦床銅儲量在 628萬 ｔ,，伴生 Ａｕ約 100ｔ，Ｃｕ品位為 0?99％,，Ａｕ品位為 0?35ｇ／ｔ,，具有世界級規(guī)模。最近勘查研究表明,，玉龍斑巖銅礦帶北延至青海南部,，產(chǎn)出納日貢瑪斑巖銅鉬礦床；南延至滇西大理,，產(chǎn)出馬廠箐銅鉬礦床,，進一步向南延入哀牢山帶,，也有斑巖銅礦產(chǎn)出。玉龍斑巖銅礦帶與印—亞大陸主碰撞方向斜交,，受 ＮＮＷ向大規(guī)模走滑斷裂帶控制 （圖 3（ｂ））,。斑巖帶巖漿活動有 3個高峰期，分別為 52Ｍａ,、40Ｍａ和33Ｍａ,，成礦年齡介于 40～35Ｍａ間。該成礦帶的斑巖礦床簡要特征總結(jié)于表1,。

江西德興斑巖銅礦田：德興斑巖銅礦田產(chǎn)于揚子地塊內(nèi)部 （圖 3（ｃ））,，由 3個斑巖銅礦床組成，其中,，銅廠銅礦銅儲量 524?4萬 ｔ,，Ｃｕ品位0?454％，鉬儲量 120450ｔ,，Ｍｏ品位 0?018％,；朱砂紅銅礦銅儲量 60?5萬 ｔ，Ｃｕ品位 0?423％,；富家塢銅礦銅儲量 257?3萬 ｔ,，Ｃｕ品位 0?50％?鉬儲量 167845ｔ，Ｍｏ品位 0?033％,。德興斑巖銅礦田具有世界級規(guī)模,。含銅斑巖鋯石 ＳＨＲＩＭＰ年齡介于166～177Ｍａ，巖漿峰期年齡為 （171±3）Ｍａ,，輝鉬礦 Ｒｅ-Ｏｓ年齡為173Ｍａ,。該成礦帶的斑巖礦床簡要特征總結(jié)于表 1。

長江中下游成礦帶的斑巖銅礦：長江中下游成礦帶位于揚子板塊東北部,，由鄂東,、九瑞、安慶,、廬樅,、銅陵、寧蕪和寧鎮(zhèn)等 7個礦集區(qū)構(gòu)成,。斑巖銅礦主要產(chǎn)于鄂東 （銅山口 ）,、九瑞 （城門山、封三洞等 ）,、廬樅 （沙溪 ）和寧鎮(zhèn) （安基山 ）礦集區(qū)內(nèi),，與燕山晚期 （160～108Ｍａ）閃長斑巖和石英斑巖密切相關 （圖 3（ｃ））。銅山口銅礦為大型銅鉬礦床,，其含礦斑巖成巖年齡為 150～122Ｍａ，輝鉬礦 Ｒｅ-Ｏｓ年齡為143～142Ｍａ。城門山礦床系該帶最大的斑巖銅礦,，銅金屬量達 307萬 ｔ，銅品位 達 0?75％,，Ａｕ金 屬 量 43?6ｔ，金 品 位 達0?24％,。成礦年齡為136Ｍａ,。封三洞銅礦床以銅為主，銅金屬量 ＞100萬 ｔ,，Ａｕ金屬量 ＞40ｔ,，Ａｇ金屬量＞1500ｔ,。其成巖年齡 138～149Ｍａ,。沙溪銅礦屬大型規(guī)模，銅品位 ＞1?0％,，含礦斑巖 Ｒｂ-Ｓｒ等值線年齡為143Ｍａ,，Ａｒ³⁹／Ａｒ⁴⁰成礦年齡為123?6Ｍａ。安基山巖株沿北北向展布延伸大約 10ｋｍ,，最寬處約 4ｋｍ,，面積近 40ｋｍ²，銅礦為 中 等 規(guī) 模,，Ｃｕ品 位 為 0?76％,、鉬 儲 量 為120450ｔ，Ｍｏ品位為 0?018％,，斑巖成巖年齡介于 123～106Ｍａ,，輝鉬礦 Ｒｅ—Ｏｓ年齡為106Ｍａ。

1?2斑巖銅礦基本地質(zhì)特征

中國大陸環(huán)境的斑巖銅礦,，盡管產(chǎn)出環(huán)境與世界范圍斑巖銅礦不同,，但基本地質(zhì)特征具有廣泛的類似性 （表 1）。據(jù)眾多學者研究 ?這些重要特征包括：（1）礦區(qū)侵入巖小體積 （直徑＜2ｋｍ）,、淺侵位 （0?5～3ｋｍ）,、多期次侵位、多巖相分帶,；（2）含礦斑巖具斑狀結(jié)構(gòu)?以石英二長斑巖,、二長花崗斑巖、花崗閃長斑巖等為主要礦物,。巖石主要為高鉀鈣堿性和鉀玄巖質(zhì),，以高鉀為特征；（3）斑巖侵入體及圍巖廣泛發(fā)育裂隙構(gòu)造控制的蝕變和礦化,。蝕變從早期的中心相鉀硅酸鹽化和外圍的青磐巖化,，演變?yōu)橥砥诘墓杌?/span>—絹云母化和中深程度的泥化,；礦化從早期的不規(guī)則細脈—網(wǎng)脈（Ａ型網(wǎng)脈 ）和板狀細脈 （Ｂ型脈 ）向晚期的貫入脈 （Ｄ型脈 ）遞進演變；（4）礦體主要產(chǎn)出于斑巖與圍巖接觸帶,，部分礦床全巖礦化,，礦體形態(tài)總體呈筒狀、空心筒狀,；礦石以細脈浸染狀為主,，浸染狀和細脈狀次之；（5）金屬硫化物以黃鐵礦,、黃銅礦,、輝鉬礦、斑銅礦為主,，氧化物以赤鐵礦和磁鐵礦為主,，早期為黃鐵礦＋黃銅礦 ＋輝鉬礦 ＋磁鐵礦組合，晚期為黃鐵礦 ＋斑銅礦＋赤鐵礦組合,；（6）成礦流體早期以高溫 （＞400℃）,、高鹽度 （含 34％～53％ＮａＣｌ）巖漿水為主，晚期混入大氣水,，溫度降低（＜350℃）,、鹽度衰減 （＜12％ＮａＣｌ）。礦石 δ³⁴Ｓ變化于0左右,，顯示幔源特征,。

根據(jù)我國大陸環(huán)境斑巖成礦帶產(chǎn)出的地質(zhì)背景和構(gòu)造演化，可進一步將產(chǎn)出斑巖銅礦的大陸環(huán)境劃分為：陸內(nèi)碰撞造山環(huán)境 （晚碰撞走滑環(huán)境,、后碰撞伸展環(huán)境 ）和板內(nèi)環(huán)境 （后造山伸展和非造山崩塌環(huán)境 ）,。

2?1晚碰撞走滑環(huán)境

晚碰撞走滑環(huán)境發(fā)育于青藏高原碰撞造山帶陸—陸碰撞之后的陸塊相對運動階段，產(chǎn)于此環(huán)境的典型礦床以玉龍斑巖銅礦為代表 （圖 3（ｂ））,。研究表明,，印度—亞洲大陸在65～41Ｍａ發(fā)生大規(guī)模碰撞之后，青藏高原即進入陸內(nèi)碰撞造山階段,，之后相繼經(jīng)歷了晚碰撞 （40～26Ｍａ）和后碰撞（25～0Ｍａ）,。始于 40Ｍａ的晚碰撞造山作用，發(fā)生于印—亞大陸的持續(xù)會聚和南北擠壓背景之下,，以大陸內(nèi)部地體 （陸塊 ）間的相對運動,，即陸內(nèi)俯沖和逆沖—推覆—走滑活動為特征。其造山作用及地殼變形在青藏高原不同部位具有不同的表現(xiàn)形式和發(fā)育特征,。在班公湖—怒江縫合帶以北的高原中部,，晚碰撞造山作用繼承主碰撞期造山的基本特征，以發(fā)育大規(guī)模逆沖斷裂,、陸塊（陸內(nèi) ）俯沖和地殼收縮為特征,。在青藏高原的東緣,，晚碰撞造山作用形成了一個受控于新生代走滑斷裂系統(tǒng)的構(gòu)造轉(zhuǎn)換帶，其中發(fā)育新生代大規(guī)模走滑斷裂系統(tǒng)和褶皺—逆沖斷裂系統(tǒng),，由此吸收并調(diào)節(jié)印—亞大陸碰撞應變,。新生代大規(guī)模走滑斷裂系統(tǒng)自西而東和自北而南，依次包括嘉黎—高黎貢斷裂,、貢覺—芒康斷裂和巴塘—麗江斷裂（北段 ）及紅河斷裂 （南段 ）,、昆侖斷裂、鮮水河斷裂和小江斷裂,，其中,，貢覺—芒康斷裂和巴塘—麗江斷裂?不僅控制了一系列走滑拉分盆地的發(fā)育 （圖3（ｂ）），而且控制了新生代富堿侵入巖帶 （斑巖帶）的形成與分布,。新生代褶皺—逆沖斷裂系統(tǒng)主要發(fā)育于蘭坪—思茅盆地內(nèi)部,，形成一系列逆沖推覆構(gòu)造群和構(gòu)造穹窿。總體上,，伴隨著晚碰撞造山作用,，高原東緣新生代變形經(jīng)歷了兩個重要階段：（1）始新世—早漸新世壓扭階段和（2）晚漸新世張扭或應力松弛階段,，形成了以走滑斷裂系統(tǒng)控制的陸內(nèi)轉(zhuǎn)換造山帶,。在總體壓扭背景下，大規(guī)模走滑作用發(fā)育相對較早,，先期形成走滑拉分盆地,，接受第三系含膏鹽建造沉積，之后控制富堿巖漿的噴發(fā)侵位,；逆沖推覆稍晚,，導致中生代構(gòu)造層推覆于第三系含膏鹽建造之上；剪切作用可能伴隨著大規(guī)模走滑斷裂而發(fā)育,，但大規(guī)模高強度剪切發(fā)育最晚 （27～23Ｍａ）,，并一直延續(xù)至 20Ｍａ左右。

2?2后碰撞伸展環(huán)境

后碰撞伸展環(huán)境發(fā)育于青藏高原碰撞造山帶形成演化的最晚階段,，產(chǎn)于此環(huán)境的斑巖銅礦以西藏岡底斯斑巖銅礦帶為典型代表（圖 3（ａ））,。岡底斯斑巖銅礦總體發(fā)育于岡底斯主碰撞構(gòu)造—巖漿帶內(nèi)，后者中生代以來至少經(jīng)歷了 4個階段構(gòu)造演化歷程,。白堊紀末,，以雅魯藏布江蛇綠巖殘片為標志的新特提斯洋向北俯沖消減，導致安第斯型巖漿弧在拉薩地體南緣發(fā)育,，形成自南而北依次發(fā)育的雅魯藏布縫合帶,、日喀則弧前盆地和岡底斯花崗巖弧 （120～70Ｍａ）；印度—亞洲大陸在65～41Ｍａ的碰撞造山作用,，在岡底斯帶相繼發(fā)育 （1）殼源白云母花崗巖—鉀質(zhì)鈣堿性花崗巖組合（66～50Ｍａ）,、（2）＋ε_Ｎｄ花崗巖—輝長巖組合（52～47Ｍａ）和 （3）幔源玄武質(zhì)次火山巖—輝綠巖脈組合（42Ｍａ）,，以及大面積分布的巨厚 （5000ｍ）的林子宗火山巖系（64～43Ｍａ），反映深部相繼發(fā)生大陸板片俯沖碰撞 （65～52Ｍａ）→板片斷離（52～42Ｍａ）→板片低角度俯沖（＜40Ｍａ）等重要過程,。發(fā)生于 40～26Ｍａ的晚碰撞,，導致岡底斯帶初步抬升和岡底斯巖漿間斷；始于 25Ｍａ以來的后碰撞造山,，導致岡底斯花崗巖基在 21Ｍａ前后快速冷卻和快速隆升（＞2ｍｍ／ａ）,，以及隨后的巖基剝蝕 （18～21Ｍａ）和磨拉石沉積（19～20Ｍａ）。后碰撞伸展可能始于 18Ｍａ,，并在 14Ｍａ前后因東西向強烈伸展而形成一系列近南北向的正斷層系統(tǒng)及其圍限的裂谷—裂陷帶,，同時伴隨著強烈的中新世后碰撞鉀質(zhì)—超鉀質(zhì)熔巖噴發(fā)。與此同時,，含銅鉀質(zhì)斑巖巖漿在后碰撞伸展環(huán)境下沿岡底斯花崗巖基淺成侵位 ,。

2?3 后造山伸展環(huán)境

后造山伸展環(huán)境發(fā)育于華北板塊與華南板塊在三疊紀碰撞造山之后的后造山階段，產(chǎn)于此環(huán)境的典型礦床以江西德興斑巖銅礦田為代表（圖 3（ｃ））,。德興斑巖銅礦構(gòu)造上處于由揚子陸塊與華夏陸塊碰撞拼合而成的華南板塊內(nèi)部,。德興斑巖銅礦田產(chǎn)于揚子陸塊江南臺隆南緣，其形成發(fā)育與區(qū)域范圍的燕山期大面積火成巖及相伴的地殼張裂作用有關,。

構(gòu)造研究表明,，華南板塊與華北板塊于三疊紀的強烈碰撞拼合，導致了大陸物質(zhì)俯沖折返,、蘇魯超高壓變質(zhì)以及大別碰撞造山帶和郯廬走滑斷裂帶的形成,。超高壓造山帶東西兩端發(fā)育晚三疊世 Ａ型花崗巖 ，標志著該區(qū)經(jīng)歷短暫的后碰撞伸展后,，于燕山期進入后造山階段,。早侏羅世相對平靜，發(fā)育巨厚的碎屑巖建造,，出現(xiàn)巖漿間斷,；后造山晚期（中侏羅世 ）發(fā)生強烈的巖漿活動，形成諸如贛南 Ａ型花崗巖 （165～173Ｍａ）和雙峰式火山—侵入巖（158～179Ｍａ）,、湘南板內(nèi)堿性玄武巖 （160～180Ｍａ）和桂東南鉀玄質(zhì)侵入巖 （158～165Ｍａ）,，以及廣東梅州層狀鎂鐵質(zhì)—超鎂鐵質(zhì)侵入體（171～178Ｍａ），使人們普遍認為,，后造山期巖石圈伸展可能是華南地區(qū)燕山期大面積火成巖形成的主導機制,。上述大部分巖帶集中產(chǎn)出于華南板塊內(nèi)部的十萬大山—杭州裂谷帶，反映華南板塊于中侏羅世發(fā)育造山后巖石圈伸展環(huán)境,。德興地區(qū)斑巖巖漿活動時間集中于中侏羅世 （（171±3）Ｍａ）,，空間上靠近十萬大山—杭州裂谷帶北段—中侏羅世贛—杭裂谷帶?表明斑巖銅礦形成于陸內(nèi)伸展環(huán)境?而非陸緣弧環(huán)境和 Ａ型俯沖擠壓環(huán)境。

2?4非造山崩塌環(huán)境

非造山崩塌環(huán)境發(fā)育于中國東部大陸發(fā)生構(gòu)造體制的重大轉(zhuǎn)折時期,，產(chǎn)于此環(huán)境的典型礦床以長江中下游成礦帶內(nèi)的銅山口,、城門山、封三洞,、安基山和沙溪等斑巖銅礦為代表 （圖 3（ｃ））,。構(gòu)造研究表明，華北板塊與華南板塊在三疊紀—早侏羅世強烈碰撞,，處于揚子陸塊北緣的長江中下游演變成為大別造山帶的前陸盆地,。郯廬左行走滑斷裂大規(guī)模走滑位移，控制了長江中下游的巖漿分布,、隆凹格局和拉分盆地,。進入燕山期，長江中下游演變?yōu)樵焐綆?nèi)部的火山—沉積盆地,，在經(jīng)歷后造山伸展和碎屑巖建造沉積后,，于晚侏羅世至早白堊世發(fā)育強烈的巖漿活動，形成長江中下游中酸性花崗巖侵入巖帶,，并在沿江若干地段形成了 7個礦集區(qū),，其中，在西段鄂東,、九瑞和東段寧鎮(zhèn)地區(qū)形成以斑巖銅礦為主的礦集區(qū),，在中段銅陵、廬樅,、貴池等地形成鐵銅多金屬礦集區(qū),。伴隨著長江中下游巖漿活動，華北板塊發(fā)生構(gòu)造體制的重大轉(zhuǎn)折,，其峰期時限起始于 150～140Ｍａ，結(jié)束于 110～100Ｍａ,。構(gòu)造格局由以擠壓為主的 ＥＷ 向構(gòu)造轉(zhuǎn)為以伸展為主的ＮＮＥ向構(gòu)造,，巖漿活動由造山后中酸性花崗巖向幔源或殼／幔混源巖漿巖轉(zhuǎn)變,，動力學體制由陸塊碰撞匯聚向陸內(nèi)構(gòu)造轉(zhuǎn)變,，巖石圈厚度由厚達 200ｋｍ快速減薄至80ｋｍ。顯然,，長江中下游巖漿活動和斑巖銅礦成礦作用發(fā)育在這種構(gòu)造機制轉(zhuǎn)折,、巖石圈快速減薄和地殼大規(guī)模伸展的大背景下，與 Ａ型花崗巖 （128Ｍａ）共同代表了非造山崩塌階段的重要產(chǎn)物,。

總之,，斑巖銅礦不僅產(chǎn)出于與大洋板塊俯沖有關的島弧造山環(huán)境，也產(chǎn)出于大陸碰撞所形成的陸內(nèi)碰撞以及造山帶演化至晚期的大陸（板內(nèi) ）環(huán)境。從中國大陸斑巖銅礦的產(chǎn)出環(huán)境看,，斑巖銅礦可以產(chǎn)出于從陸內(nèi)碰撞造山到板內(nèi)的不同環(huán)境,，而且不同的構(gòu)造階段產(chǎn)出不同的斑巖銅礦（圖 4）。

大量研究表明,，含礦斑巖侵位較淺,，一般為1～4ｋｍ，規(guī)模不大,，直徑一般 ＜2ｋｍ,，具有多期次侵位特點，不僅成礦前,、成礦期,、成礦后的侵位相空間共存，而且最晚期隱爆角礫巖筒常相伴發(fā)育,。斑巖主要巖相從中性的閃長質(zhì)到酸性的花崗質(zhì)斑巖均有發(fā)育,。

總體上，島弧環(huán)境的斑巖成分偏中性,，而陸緣弧和大陸環(huán)境斑巖偏酸性,，反映穿過厚陸殼的長英質(zhì)巖漿經(jīng)歷更充分的結(jié)晶分異作用。島弧環(huán)境的含礦斑巖通常是鈣堿性的,，而陸緣弧環(huán)境的含礦斑巖多為高鉀鈣堿性?部分為鉀質(zhì)堿性和鉀玄質(zhì) （ｓｈｏｓｈｏｎｉｔｉｃ）（圖 5（ａ））,，這種規(guī)律性或者暗示島弧與陸緣弧環(huán)境的含礦斑巖巖漿源區(qū)存在差異，或者反映加厚陸殼對原始巖漿成分產(chǎn)生混染,。

與島弧和陸緣弧環(huán)境相比,，大陸環(huán)境的含礦斑巖主體是高鉀鈣堿性的和鉀玄質(zhì)的?以高鉀為其顯著特征 （圖5（ａ），5（ｂ））,。當 ＳｉＯ₂為65％時,，Ｋ₂Ｏ值（Ｋ₆₅）存在明顯變化。島弧環(huán)境含礦斑巖 Ｋ₆₅變化于1?2％～2?74％,，陸緣弧環(huán)境Ｋ₆₅變化于2?9％～8?6％,。在大陸環(huán)境，后碰撞伸展環(huán)境的含銅斑巖 Ｋ₆₅變化于3?02％～6?55％?晚碰撞 走 滑 環(huán) 境 含 銅 斑 巖 Ｋ₆₅變 化 于 4?89％～6?75％,，陸內(nèi)伸展環(huán)境含銅斑巖 Ｋ₆₅變化于2?74％～3?6％,。弧環(huán)境與大陸環(huán)境含銅斑巖的 Ｋ₂Ｏ含量差別反映了兩類環(huán)境斑巖巖漿具有不同的起源和演化。

關于島弧環(huán)境的斑巖銅礦,，過去通常認為,，含礦斑巖均為島弧型長英質(zhì)巖，其巖漿起源于被俯沖板片流體交代的地幔楔形區(qū),，巖漿熔體分凝上升并在相對封閉體系發(fā)生結(jié)晶分異和／或地殼混染,，形成含礦斑巖。然而，最近的研究和不斷增多的證據(jù)表明,，許多含礦斑巖不是典型的島弧巖石,，它們多具有埃達克巖 （ａｄａｋｉｔｅ）巖漿親和性。典型事例來自安第斯陸緣弧 （智利北部 ）,，產(chǎn)出巨型斑巖銅礦的晚中新世—早上新世鈣堿性斑巖,，Ｓｒ含量變化于 230×10^—6～1950× 10^—6，Ｙ含量變化于 5×10^—6～16×10^—6間,，Ｓｒ／Ｙ比值變化于 20～130之間,，顯示典型的埃達克巖地球化學特征。這些含礦埃達克質(zhì)斑巖產(chǎn)于島弧環(huán)境并與弧火山巖伴生,，使人確信,，它們是俯沖到一定深度的洋殼板片 （ＭＯＲＢ）發(fā)生部分熔融的產(chǎn)物 ，這是因為俯沖至一定深度 （＞40ｋｍ）,，洋殼玄武巖 （ＭＯＲＢ）變質(zhì)為角閃巖／榴輝巖相,，為埃達克巖熔體的形成提 供了理想巖漿源巖。

與島弧環(huán)境的含礦斑巖相比,，大陸環(huán)境含礦斑巖盡管顯示島弧型巖石所擁有的高場強元素（ＨＦＳＥ：Ｎｂ,、Ｔａ、Ｔｉ和 Ｐ）虧損和大離子不相容元素 （ＬＩＬＥ：Ｒｂ,、Ｋ和 Ｂａ）富集特征 ,，但其巖漿起源與大洋板片的俯沖沒有關系。大陸環(huán)境含礦斑巖也通常具有埃達克巖 （ａｄａｋｉｔｅ）巖漿親和性,。在中國東部陸內(nèi)環(huán)境,，無論是產(chǎn)于揚子地塊南緣的德興銅礦區(qū)，還是揚子地塊內(nèi)部的長江中下游成礦帶的斑巖銅礦區(qū) （銅山口,、安基山）,，其含礦斑巖 Ｙ含量變化于 7?5×10^—6 ～16?9×10^—6間，Ｓｒ／Ｙ比值變化于39～144之間,，Ｌａ_Ｎ／Ｙｂ_Ｎ比值變化于 16～61之間,，均顯示出埃達克巖的特征 （圖6）。在青藏高原大陸碰撞帶,，無論是玉龍斑巖銅礦帶?還是岡底斯斑巖銅礦帶，其含礦斑巖的 Ｙ變化于 2?9×10^—6～16?7×10^—6之 間,，Ｓｒ／Ｙ比值變化于19～186之間,，ＬａＮ／ＹｂＮ比值變化于 16～65之間，也同樣顯示典型的埃達克巖特征（圖 6）,。

然而,，與島弧環(huán)境的含礦埃達克巖相比，大陸環(huán)境的含礦埃達克巖以高鉀、低鎂為特征 （圖 5（ｂ）,、5（ｃ））,。前者通常富鈉，ｗ（Ｎａ₂Ｏ）／ｗ（Ｋ₂Ｏ）＞1?8,，后者通常富鉀,，ｗ（Ｎａ₂Ｏ）／ｗ（Ｋ₂Ｏ）＜1?2。前者的 Ｓｒ-Ｎｄ同位素組成接近于 ＭＯＲＢ,，而后者以高 （⁸⁷Ｓｒ／⁸⁶Ｓｒ）_i,、低¹⁴⁴Ｎｄ／¹⁴³Ｎｄ為特征，明顯偏離 ＭＯＲＢ（圖 7）,。這些系統(tǒng)差異表明,，盡管兩類環(huán)境的含礦斑巖均具有埃達克巖巖漿親和性，但來自于顯著不同的巖漿源區(qū),。

顯然,，決非所有的埃達克巖都伴有 Ｃｕ-Ｍｏ-Ａｕ礦化，這意味著,，埃達克巖成礦只是必要條件,，而非充要條件。在巖漿弧環(huán)境,，如安第斯陸緣弧,，主成礦期埃達克巖通常出現(xiàn)巖石化學突變，從成礦前至成礦后,，巖石的 ＨＲＥＥ虧損程度由小變大,，Ｓｍ／Ｙｂ比值由 3～5變?yōu)?/span>7～9。這種化學變化實際上反映了同一巖漿源巖隨熔融程度增大角閃石被大量分解,，殘留相中的角閃石被石榴石取代,。角閃石在熔融過程中大量分解釋放出了大量流體，為斑巖和淺成低溫熱液 Ｃｕ-Ａｕ系統(tǒng)提供了成礦所必需的大量成礦流體,。在大陸環(huán)境,，如岡底斯斑巖銅礦帶，成礦前,、成礦期和成礦后斑巖也顯示了類似的 Ｚｒ／Ｓｍ和 Ｓｍ／Ｙｂ比值變化（圖 8）,。成礦前斑巖有最低的 Ｓｍ／Ｙｂ比值 （3?0～4?9）和最高的 Ｚｒ／Ｓｍ比值 （50～118），成礦后斑巖的 Ｓｍ／Ｙｂ比值（5?9～6?2）和 Ｚｒ／Ｓｍ比值（34～44）中等,，與成礦期斑巖相當,，但Ｙ含量（8?0×10^—6～8?4×10^—6）卻明顯偏高。成礦期斑巖Ｓｍ／Ｙｂ比值介于 4?6～7?9之間,，平均值 6?2（ｎ＝27）,，與 ＫａｙａｎｄＭｐｏｄｏｚｉｓ提出的成礦期斑巖的Ｓｍ／Ｙｂ比值 （5～7）范圍相吻合,，反映了熔融過程中源區(qū)角閃石殘留相向石榴石殘留相發(fā)生明顯轉(zhuǎn)變，從而釋放出了斑巖銅礦所需的大量流體,。又如,，在長江中下游鄂東礦集區(qū)，含礦的銅山口斑巖 Ｙ含量變化于 10?6×10^—6～12?9×10^—6,，Ｓｍ／Ｙｂ比值變化為 4?7～5?4,，均值為 5?1，Ｚｒ／Ｓｍ比值變化為 24?5～33?0,，均值為 28?7,，總體與岡底斯含礦斑巖基本一致。相反,，該礦集區(qū)的不含礦殷祖斑巖 （花崗巖）Ｙ含量變化于 13?3×10^—6～15?9×10^—6,，Ｓｍ／Ｙｂ比值變化為2?9～3?7，均值為 3?25,，Ｚｒ／Ｓｍ比值變化為16?2～31?5,，均值為22?2，證實非含礦斑巖以高 Ｙ（＞13×10^—6）,、低Ｓｍ／Ｙｂ（＜4?0）和低 Ｚｒ／Ｓｍ（＜30）為特征,。綜合分析中國大陸環(huán)境斑巖銅礦的各類斑巖，可以判定,，含礦斑巖的 Ｙ含量變化于 4×10^—6～13×10^—6,，Ｓｍ／Ｙｂ比值介于 3?5～7?5之間，Ｚｒ／Ｓｍ比值介于14～56之間（圖 8）,。根據(jù) Ｙ,、Ｙｂ、Ｓｍ和 Ｚｒ元素地球化學特征判定,，具有相對較低 Ｙ含量 （＜8?0×10^—6）的岡底斯含礦斑巖可能來源于含角閃石較少的榴輝巖和角閃榴輝巖,，而具有較高 Ｙ含量的玉龍、德興和長江中下游含礦斑巖可能起源于含石榴石較少的石榴石角閃巖和角閃巖,。換句話說,，根據(jù)含礦斑巖的 Ｙ豐度和實驗結(jié)果 ，可大致估計,，起源于下地殼的埃達克質(zhì)含礦斑巖巖漿有較寬的深度范圍,，從青藏高原的 70～80ｋｍ深處到中國東部的40ｋｍ深處，岡底斯含礦斑巖巖漿起源深度最大,，而安基山含礦斑巖巖漿起源深度最小 （圖 8）,。

4?1巖漿起源演化

最近，Ｒｉｃｈａｒｄｓ詳細地總結(jié)了巖漿弧環(huán)境的含礦斑巖巖漿起源演化模式,，他強調(diào)大洋板片俯沖至一定深度后發(fā)生脫水作用,，后者攜帶大量的大離子不相容元素 （Ｋ、Ｒｂ,、Ｂａ）交代楔形地幔,，并誘發(fā)其熔融產(chǎn)生玄武質(zhì)鈣堿性巖漿。因密度差,，這些巖漿上升并底侵于下地殼底部,，發(fā)育 ＭＡＳＨ帶 （Ｍ熔融、Ａ混染,、Ｓ儲積,、Ｈ混合 ），產(chǎn)生富含水,、金屬和硫的安山質(zhì)—英安質(zhì)混和巖漿?其上升侵位形成含礦斑巖,。

對于大陸環(huán)境含礦斑巖，盡管現(xiàn)存不同的巖漿起源觀點,，但絕大多數(shù)研究者認為,，這些含礦的埃達克巖來自于加厚下地殼的部分熔融。依據(jù)加厚下地殼的物質(zhì)組成和熔融時的狀態(tài),，可分為 3種情況,，即新生的加厚下地殼、軟流圈物質(zhì)注入的下地殼和拆沉的加厚下地殼的部分熔融（圖 9）,。

4?1?1新生的加厚下地殼的部分熔融

來自這種新生的加厚下地殼部分熔融的埃達克質(zhì)熔體,，以岡底斯銅礦帶含礦斑巖為代表。其可信的證據(jù)包括：（1）岡底斯含礦斑巖相對高 Ｋ而非高 Ｎａ,，相對高 Ｒｂ／Ｓｒ,、Ｂａ／Ｓｒ比值，Ｓｒ-Ｎｄ同位素組成明顯偏離 ＭＯＲＢ（圖7）,，證明其不可能來自白堊紀末俯沖的新特提斯大洋板片,，只能來自碰撞加厚的西藏下地殼；（2）岡底斯含礦斑巖Ｓｒ-Ｎｄ同位素成分,，既偏離 ＭＯＲＢ,，又不同于古老的下地殼，而是處于 ＭＯＲＢ與下地殼混合線上 （圖7）,，或者反映加厚下地殼物質(zhì)遭受軟流圈物質(zhì)滲透交代,，或者反映加厚下地殼是一種新生的鎂鐵質(zhì)物質(zhì)；（3）鋯石陰極發(fā)光顯微結(jié)構(gòu)研究,、激光消融等離子質(zhì)譜 （ＬＡ-ＩＣＰ-ＭＳ）成分分析和 ＳＨＲＩＭＰＵ-Ｐｂ定年研究發(fā)現(xiàn),，岡底斯含礦斑巖沒有發(fā)現(xiàn)任何古老地殼的鋯石痕跡，相反卻發(fā)現(xiàn)了 3組不同年齡和不同成因類型的鋯石,。最老的為殘留鋯石,，年齡在 41?5～62?5Ｍａ之間,，平均為 51?1Ｍａ，林子宗火山噴發(fā)峰期年齡相當于 64～43Ｍａ,，可能代表了巖漿的源區(qū)殘留鋯石,；第二組鋯石年齡在 17?69～26?0Ｍａ之間，平均為21?1Ｍａ,，可能代表源區(qū)巖石部分熔融過程中平衡結(jié)晶產(chǎn)物,；第三組鋯石年齡為 （14?47±0?5）Ｍａ，代表了最終侵位的含礦巖漿結(jié)晶年齡,；（4）不僅含礦斑巖的最老鋯石年齡與林子宗火山噴發(fā)峰期年齡相當,，而且其 Ｓｒ-Ｎｄ同位素組成與林子宗火山巖 Ｓｒ-Ｎｄ同位素成分也相當 ，暗示兩者存在密切的成因聯(lián)系,。根據(jù)巖漿物理性質(zhì)估算,，如果厚達 5000ｍ的林子宗火山巖系僅噴出1／3，其在下地殼底部大規(guī)模底侵,，將形成厚達 15ｋｍ的鎂鐵質(zhì)底墊層,，有可能成為含礦埃達克質(zhì)熔體的潛在源區(qū)；（5）地球物理探測表明,，岡底斯帶所處的拉薩地體地殼厚度大約是正常地殼的2倍,，平均厚達65～75ｋｍ，局部厚達80ｋｍ,。在60ｋｍ深處下地殼內(nèi)存在一個厚約14～20ｋｍ的高速層（ｖ_p＝7?2～7?5ｋｍ／ｓ）,，被解釋為高密度 （＞3?0ｇ／ｃｍ³）的高壓含石榴石鎂鐵質(zhì)巖 ，可能是通過鎂鐵質(zhì)巖漿大規(guī)模底侵作用形成的,；（6）在喜馬拉雅東西構(gòu)造結(jié),，已經(jīng)發(fā)現(xiàn)折返地表的古新世榴輝巖及石榴石麻粒巖和石榴石輝石巖，證實青藏高原的鎂鐵質(zhì)加厚下地殼確已相變成榴輝巖和角閃榴輝巖,。這些證據(jù)表明,，印度—亞洲大陸強烈碰撞期形成的林子宗巖漿在下地殼底部大規(guī)模底侵，形成了厚達 10余 ｋｍ的高密度含石榴石鎂鐵質(zhì)巖層,，為岡底斯含礦斑巖巖漿提供了源區(qū),，該底侵巖漿的鈣堿性—高鉀鈣堿性性質(zhì)，決定了這種埃達克質(zhì)含礦斑巖相對高鉀特征,。

玉龍銅礦帶含礦斑巖的巖石地球化學特征與之類似,，也以高 Ｋ₂Ｏ、低¹⁴⁴Ｎｄ／¹⁴³Ｎｄ,、高⁸⁷Ｓｒ／⁸⁶Ｓｒ為特征,，并介于 ＭＯＲＢ與古老下地殼之間 （圖 7）。與含礦斑巖共生的正長斑巖和二長斑巖中廣泛發(fā)現(xiàn)角閃巖,、石榴石角閃巖和榴輝巖等下地殼包體 ,，反映藏東下地殼曾在印—亞大陸碰撞過程中縮短加厚（＞40ｋｍ）,，玄武質(zhì)成分的下地殼巖石相變?yōu)槭袷情W巖和／或榴輝巖，成為埃達克質(zhì)含礦斑巖的理想源區(qū),。這些含礦斑巖顯示島弧型巖漿地球化學特征,，如虧損ＨＦＳＥ，富 集ＬＩＬＥ,，但導致這種地球化學特征的因素，既可能是巖漿源區(qū)遭受俯沖板片流體組分的交代 ,，也可能是埃達克熔體與含金紅石榴輝巖質(zhì)殘留相平衡的結(jié)果,。然而，含礦斑巖的 Ｎｂ／Ｙ出現(xiàn)明顯變化而 ＬＩＬＥ（Ｂａ）保持不變 （圖 3）,，反映巖漿源區(qū)熔融前經(jīng)歷的深部過程是一種巖漿過程,，而不是流體交代過程。含礦斑巖的 Ｓｒ-Ｎｄ同位素資料證明,，這種巖漿過程可能與軟流圈地幔物質(zhì)向下地殼的添加有關,，后者導致了地殼增生和新生地殼的形成。因此,，盡管對玉龍含礦斑巖成因尚有不同認識,，但越來越多的證據(jù)表明，含礦斑巖巖漿來源于加厚下地殼的鎂鐵質(zhì)部分,，或者來源于經(jīng)歷過軟流圈物質(zhì)添加的殼／幔過渡帶,。

總之，產(chǎn)于大陸碰撞帶環(huán)境的含礦斑巖,，起源于新生的加厚下地殼,。由于幔源物質(zhì)不同程度、不同方式的添加作用,，致使新生的下地殼成分有別于古老的下地殼?成為含礦埃達克巖漿的重要源巖 （圖9）,。圖9（ａ）顯示，新生的加厚下地殼部分熔融,，產(chǎn)生含礦埃達克質(zhì)巖漿,。地殼加厚 （60～80ｋｍ）出現(xiàn)于陸內(nèi)碰撞造山環(huán)境，幔源鎂鐵質(zhì)巖漿在地殼底部大規(guī)模底侵,，導致下地殼加厚,，并形成角閃榴輝巖質(zhì)新生下地殼，實例為青藏高原,。圖 9（ｂ）可見,，加厚的下地殼部分熔融，產(chǎn)生含礦埃達克質(zhì)巖漿,。地殼加厚 （40～60ｋｍ）和巖石圈減薄出現(xiàn)于后造山環(huán)境,，巖石圈伸展和軟流圈物質(zhì)上涌,，滲慮交代下地殼物質(zhì)，使之含有大量新生的幔源組分,，實例為燕山早期 （180～160Ｍａ）的中國東部,；圖 9（ｃ）說明，拆沉的下地殼部分熔融,，產(chǎn)生含礦埃達克質(zhì)巖漿,。高密度的下地殼物質(zhì)拆沉和巖石圈巨大減薄出現(xiàn)于非造山環(huán)境，埃達克質(zhì)熔漿通過與地幔反應獲取幔源物質(zhì),，該實例是燕山晚期 （150～110Ｍａ）的中國東部,。

4?1?2軟流圈物質(zhì)注入的下地殼的部分熔融

中國東部廣泛發(fā)育有燕山期的埃達克巖，其活動時限始于中侏羅世 （178Ｍａ）,，終于晚白堊世 （120Ｍａ）,。對于這些埃達克巖成因?主要有 2種觀點：（1）加厚的古老下地殼直接部分熔融；（2）拆沉或底侵下地殼部分熔融,。王強等通過對德興含礦斑巖研究,，提出其來源于拆沉的下地殼部分熔融，并在上升過程中與上覆的地幔巖石圈發(fā)生反應,，主要依據(jù)是含礦斑巖具有相對較高的 ε_Ｎｄ值（1?8～—1?14）和較高的Ｍｇ^＃（48～53）,。這一解釋似乎與現(xiàn)有資料不符。正如鄧晉福等所指出,，侏羅紀之前的中國東部巖石圈厚度為 200ｋｍ,，地殼厚度為 40ｋｍ，在侏羅紀—早白堊世時期,，巖石圈厚度為 60～80ｋｍ,，地殼厚度為 50～60ｋｍ，現(xiàn)今地殼厚達約 30ｋｍ,，指示燕山期大陸巖石圈丟失了120ｋｍ的根帶,，而地殼卻加厚了 10～20ｋｍ。也即中生代曾發(fā)生巨大規(guī)模的巖石圈減薄,，但卻沒有發(fā)生明顯的地殼減薄,。地殼的加厚雖然可能通過陸內(nèi)俯沖、巖漿底侵和地殼縮短來實現(xiàn),，但是,，大別—蘇魯大陸物質(zhì)在三疊紀向華北板塊深俯沖以及揚子陸塊出現(xiàn)早侏羅世巖漿間斷，表明陸內(nèi)俯沖和巖漿底侵似乎不是揚子陸塊地殼加厚的原因,。然而,，伴隨三疊紀陸塊碰撞，在揚子陸內(nèi)發(fā)育了大型逆沖推覆構(gòu)造，表明地殼縮短可能導致了地殼的加厚,。巖石圈巨大減薄可以通過熱的軟流圈上涌或地幔對流減薄來實現(xiàn),。在華南板塊內(nèi)部，中侏羅世以來廣泛發(fā)育幔源巖漿活動,，指示了此期的軟流圈和巖石圈地幔異?；钴S。板內(nèi)堿性玄武巖的地球化學特征也揭示了軟流圈物質(zhì)的重要貢獻,。此外,，中侏羅世以來十萬大山—杭州裂谷的發(fā)育，也證實此期發(fā)生巖石圈的強烈伸展,。因此,，很可能，在中侏羅世巖石圈伸展的動力學背景下,，地幔對流和軟流圈上涌導致了華南巖石圈地幔的大幅減薄。來自軟流圈的小批量的巖漿沿地幔薄弱帶上侵并注入和添加到加厚的下地殼,，同時對其進行強烈交代,，可能形成了含一定量幔源組分的新生 （ｊｕｖｅｎｉｌｅ）的下地殼，為埃達克巖漿提供了理想的物源和熱源 （圖9（ｂ））,。顯然,，這種含一定量幔源組分的新生下地殼部分熔融，勢必會導致具有較高 ε_Ｎｄ值和較高 Ｍｇ^＃的埃達克質(zhì)巖漿的形成,。

4?1?3拆沉下地殼的部分熔融

屬于此類的含礦埃達克巖包括城門山斑巖（153～118Ｍａ）,、封三洞斑巖 （149～138Ｍａ）、銅山口斑巖 （143Ｍａ）,、銅陵斑巖 （150～120Ｍａ）和安基山斑巖 （123～106Ｍａ）,。其主要證據(jù)包括：（1）巖漿活動時限與東部構(gòu)造機制轉(zhuǎn)折和巖石圈巨大減薄峰期時限（150～100Ｍａ）相吻合；（2）埃達克質(zhì)含礦斑巖的形成,，與地殼減薄事件（減薄達 10ｋｍ）及裂陷盆地發(fā)育相對應,；（3）含礦斑巖 Ｓｒ-Ｎｄ同位素組成反映了更多的下地殼物質(zhì)貢獻，但仍顯示地幔物質(zhì)貢獻的印跡 （圖 7）,；（4）含礦斑巖的 ＭｇＯ和 Ｍｇ^＃明顯偏高,，反映埃達克質(zhì)巖漿在上升侵位途中曾與地幔橄欖巖發(fā)生相互作用（圖 9（ｃ））。

4?2深部過程

盡管大陸環(huán)境的含礦斑巖均具有埃達克巖特征,，并來自加厚的鎂鐵質(zhì)下地殼,，引起下地殼熔融熱能，并認為均與軟流圈活動密切相關,。但是,，在大陸形成演化的不同階段，導致含礦埃達克質(zhì)巖漿形成的深部動力學過程也不盡相同。

4?2?1陸內(nèi)碰撞環(huán)境的深部過程

在以青藏高原為代表的大陸碰撞環(huán)境,，無論是晚碰撞階段陸塊之間的相對運動 （陸內(nèi)俯沖,、走滑—逆沖—推覆），還是后碰撞階段的大陸俯沖和地殼伸展,，碰撞作用均導致了青藏高原地殼的大幅度加厚 （60～80ｋｍ）,，至少到目前為止，尚未發(fā)現(xiàn)任何下地殼拆沉證據(jù),。然而,，大量地球物理證據(jù)表明，地幔巖石圈已發(fā)生顯著減薄,。這種減薄既可以通過地幔對流來實現(xiàn) ,，也可以通過軟流圈大規(guī)模上涌來完成。然而,，這種地幔巖石圈減薄不可能導致加厚下地殼熔融,。正如 Ｈｏｕｅｔａｌ．所論證，導致下地殼熔融的熱能只能由上涌的高熱的軟流圈物質(zhì)來提供,。跨越高原東緣的地球物理證據(jù)也證明,，上涌的軟流圈可能對地幔巖石圈大規(guī)模熱侵蝕，直抵下地殼底部或 殼／幔過渡帶,。誘發(fā)軟流圈上涌的機制可能與俯沖大陸板片的斷離作用有關,，軟流圈物質(zhì)穿過板片斷離窗而上涌。總之,，大陸碰撞環(huán)境產(chǎn)生埃達克巖漿的深部過程可總結(jié)為：碰撞期鎂鐵質(zhì)巖漿在下地殼底部大規(guī)模底侵形成新生的玄武質(zhì)下地殼,，后者在 ＞50ｋｍ深度變質(zhì)為榴輝巖—角閃榴輝巖。俯沖大陸板片斷裂產(chǎn)生斷離窗,，軟流圈物質(zhì)通過斷離窗上涌?導致新生的鎂鐵質(zhì)下地殼部分熔融,，產(chǎn)生含礦埃達克巖漿 （圖9（ａ））。

4?2?2板內(nèi)環(huán)境的深部過程

以中國東部揚子陸塊為代表的陸內(nèi)環(huán)境,，無論其區(qū)域構(gòu)造演化進入后造山還是非造山階段,，含礦埃達克巖均產(chǎn)于巖石圈伸展環(huán)境；然而,，不同演化階段的大陸巖石圈厚度和應力狀態(tài)是不同的,。在三疊紀陸塊與陸塊碰撞造山及短暫的后碰撞伸展后，華南板塊進入后造山階段,，于中侏羅世發(fā)生后造山伸展,，主張應力以近 ＮＳ向為主，產(chǎn)出的幔源巖漿巖及裂谷裂陷盆地總體沿襲印支期主構(gòu)造線呈近東西向展布,。此階段的巖石圈雖然出現(xiàn)大規(guī)模減薄 （100ｋｍ）,，但整個地殼卻由原有的 40ｋｍ明顯加厚至50～60ｋｍ,。巖石圈地幔的大規(guī)模減薄，可能與地幔對流減薄有關,，更可能與軟流圈上涌有關,。很可能，在巖石圈伸展背景下,，熱的軟流圈上涌,，取代印支期的巖石圈地幔，自軟流圈分離出的小批量的巖漿熔體可能穿過冷的,、脆性的地幔巖石圈上升至加厚的下地殼,，其滲透交代古老下地殼物質(zhì)，形成具有一定規(guī)模的幔源組分的新生下地殼,。這種新生下地殼物質(zhì)的部分熔融,，產(chǎn)生了德興式含礦埃達克質(zhì)巖漿（圖 9（ｂ））。

當區(qū)域構(gòu)造演化進入侏羅紀—白堊紀（Ｊ／Ｋ）之交,，東部地區(qū)構(gòu)造機制發(fā)生根本轉(zhuǎn)折,，其峰期時限介于 150～100Ｍａ，與之對應,，巖石圈發(fā)生巨大減薄,，下地殼發(fā)生向下拆沉，下地殼物質(zhì)發(fā)生大規(guī)模熔融,。拆沉下地殼熔融產(chǎn)生的埃達克質(zhì)巖漿，在上升運移過程中與地幔巖石圈發(fā)生反應,，從而形成高 Ｍｇ^＃,、相對高 ε_Ｎｄ值的含礦埃達克質(zhì)巖漿，成為長江中下游銅金礦床的重要成礦母巖,，而未拆沉的下地殼部分熔融產(chǎn)生的埃達克巖,，雖然在東部地區(qū)廣泛分布，但由于缺乏幔源物質(zhì)貢獻而低 Ｍｇ^＃和低 ε_Ｎｄ值,，不具明顯的含礦性 （圖 9（ｃ））,。

在斑巖銅礦的巖漿—熱液系統(tǒng),，成礦金屬從初始富集到淀積成礦，經(jīng)歷了多階段過程,，涉及到源區(qū)熔融階段的巖漿與金屬來源,、巖漿演化階段的流體出溶和氧化／還原狀態(tài)以及熱液流體系統(tǒng)的流體演化和金屬硫化物沉積的物理化學條件。

5?1 成礦金屬的幔源貢獻

綜合分析中國大陸環(huán)境斑巖銅礦的噸位規(guī)模與同位素揭示的幔源物質(zhì)的貢獻份額,，兩者間存在明顯的相關關系,。圖 10展示了斑巖銅礦噸位與含礦斑巖的ε_Ｎｄ值的相關關系，很清楚，巖漿起源過程中幔源物質(zhì)的貢獻與斑巖銅礦的金屬銅儲量存在正相關關系,，客觀地反映了成礦物質(zhì)主要來源于地幔物質(zhì)的基本事實,。這些斑巖銅礦的硫同位素組成接近于隕石硫組成，也為此提供了有力佐證,。

在巖漿弧環(huán)境,，含礦斑巖無論是直接來源于幔源 ＭＯＲＢ質(zhì)洋殼物質(zhì)熔融，還是來源于經(jīng)歷流體交代的楔形地幔,，地幔巖石圈都直接向巖漿系統(tǒng)提供了大量成礦金屬元素,。然而，對于大陸環(huán)境,，直接起源于古老下地殼物質(zhì)的長英質(zhì)巖漿顯然是不能成礦的,，而成礦者，主要通過了下述 3種方式從地幔物質(zhì)中吸納或萃取了大量成礦金屬元素,。

幔源巖漿的底侵成殼,。新生的下地殼部分熔融是幔源物質(zhì)間接貢獻于含礦巖漿系統(tǒng)的重要途徑。在陸內(nèi)碰撞環(huán)境,，來自幔源的玄武質(zhì)巖漿在地殼底部大規(guī)模底侵,，甚至與地殼物質(zhì)相互作用，經(jīng)固結(jié)形成新生的下地殼,。這種底侵的巖漿很可能來自于遭受板片脫水流體交代的楔形地幔（如岡底斯斑巖銅礦帶 ）其固結(jié)成新生地殼后,，甚至還遭受流體交代 （如玉龍斑巖銅礦帶 ）。這種新生下地殼的部分熔融所產(chǎn)生的埃達克質(zhì)熔漿,，必然具有較高的 Ｓ,、Ｃｕ、Ｆｅ含量,。

軟流圈物質(zhì)對古老地殼的滲透交代,。從大規(guī)模上升和熱侵蝕的軟流圈中分凝出的小批量巖漿熔體，向下地殼底部滲透和注入,，將交代或混染古老下地殼,，可能形成斑雜狀的、含大量新生幔源組分的下地殼 （如德興斑巖銅礦田 ）,，其部分熔融也可以產(chǎn)生具有成礦潛在性的高 Ｍｇ^＃值的埃達克質(zhì)熔漿,。

初生熔漿與地幔巖反應。初生的埃達克質(zhì)熔體與地幔橄欖巖的相互作用,，可能是埃達克質(zhì)熔體獲取金屬和硫的重要途徑,。在板內(nèi)環(huán)境，起源于拆沉的下地殼的埃達克質(zhì)熔體,，在其向上運移過程中,，勢必與上覆的地幔橄欖巖發(fā)生相互反應,，這將大幅度提高埃達克質(zhì)熔體的 Ｍｇ^＃值和 Ｆｅ、Ｃｒ,、Ｎｉ含量 ,，從而增大硫在熔體中的溶解度。另外,，這種相互反應也將提高地幔巖的 ｆ_Ｏ2,，導致地幔巖中的金屬氧化并進入巖漿系統(tǒng)。

5?2富水巖漿的形成

巖漿含水,，既是巖漿流體 （揮發(fā)分 ）出溶并演變成成礦熱液流體的最關鍵條件,，又是容載成礦金屬物質(zhì)的最重要介質(zhì)。在巖漿弧環(huán)境,，無論巖漿直接來自大洋板片 ＭＯＲＢ源巖,，還是來自被脫水流體交代的楔形地幔源區(qū)，其巖漿熔體均應含有一定量的巖漿水,。相反,，對于加厚下地殼，其變質(zhì)榴輝巖和角閃榴輝巖相原本是干的和不含水的,，但是,，這類源巖在熔融過程中發(fā)生角閃石的分解，將釋放出大量的流體進入巖漿熔體系統(tǒng)?為斑巖熱液 Ｃｕ-Ａｕ系統(tǒng)提供了成礦所必需的大量成礦流體,。這種角閃石的分解,，體現(xiàn)在含礦斑巖上，主要表現(xiàn)為其 Ｓｍ／Ｙｂ和 Ｚｒ／Ｓｍ比值的明顯變化,。圖 8顯示,，大陸環(huán)境含礦斑巖與不含礦斑巖具有不同的 Ｓｍ／Ｙｂ和 Ｚｒ／Ｓｍ比值，其中,，含礦斑巖的 Ｓｍ／Ｙｂ比值介于 3～7之間，證實源區(qū)熔融過程中角閃石分解釋放出了斑巖銅礦所需的大量流體,。

5?3高氧逸度巖漿的演化

在巖漿弧環(huán)境,，幔源初始熔漿上升至下地殼底部往往經(jīng)歷 ＭＡＳＨ過程，導致金屬元素在出溶流體中得以富集,。相反,，在大陸環(huán)境，起源于加厚下地殼的埃達克質(zhì)熔漿很可能沒有經(jīng)歷ＭＡＳＨ過程,，其在含水的高氧逸度條件下的系統(tǒng)演化,，也導致了金屬元素的富集。因為埃達克質(zhì)熔體的富水性質(zhì)導致高度氧化的巖漿系統(tǒng),，其氧逸度被 鎳／氧化鎳和赤鐵礦／磁鐵礦緩沖劑緩沖,。這種高氧逸度狀態(tài)使得 Ｓ以硫酸鹽狀態(tài)溶解于巖漿系統(tǒng),，而親 Ｓ的金屬 Ｃｕ、Ａｕ等作為不相容元素集中于巖漿中,，并隨巖漿演化而不斷富集,。同時，氧逸度的提高還引起巖漿系統(tǒng)中 ＳＯ₂／Ｈ₂Ｓ比值急劇增大,，從而導致Ｓ從埃達克質(zhì)熔體中完全分離,。

無論是巖漿弧環(huán)境還是大陸環(huán)境，斑巖 Ｃｕ-Ｍｏ-Ａｕ系統(tǒng)的形成發(fā)育均與3個關鍵過程或作用有關,，即巖漿起源的深部過程,、巖漿淺成侵位的輸導系統(tǒng)和流體排放—金屬淀積的伸展環(huán)境。然而,，構(gòu)造環(huán)境不同,，3個關鍵過程及其控礦式樣也不盡相同。

6?1深部構(gòu)造控制

大洋板片的俯沖無疑是導致巖漿弧環(huán)境含礦斑巖巖漿形成發(fā)育的主導性動力學機制,。在陸緣弧環(huán)境,，含礦斑巖巖漿形成和侵位過程通常伴隨著地殼增厚和塊體隆升。大洋板片俯沖角度變緩,，通常被認為是形成含礦斑巖巖漿的主要動力學機制,。在島弧環(huán)境，含礦斑巖巖漿形成與地殼增厚沒有必然聯(lián)系,，但俯沖大洋板片的撕裂（ｔｅａｒ）與膝折 （ｋｉｎｋ）,，被認為是控制含礦巖漿及成礦的主要因素，其與淺部地殼的耦合作用,，導致了垂直島弧的橫切斷裂以及平行島 弧的走滑斷裂,。

在與大洋板塊俯沖無關的大陸環(huán)境，大陸與大陸或陸塊與陸塊之間的碰撞以及碰撞造山后的軟流圈上涌和巖石圈拆沉,，是地殼大規(guī)模增厚和含礦巖漿形成的主導性機制,。大陸碰撞或陸內(nèi)匯聚引起的地殼大規(guī)模水平縮短或幔源巖漿在殼／幔界面大規(guī)模底侵和垂向加積，既是地殼加厚的主要機制,，又是產(chǎn)生含礦埃達克質(zhì)巖漿的先決條件,。軟流圈上涌和巖石圈拆沉既是加厚巖石圈發(fā)生減薄的重要機制，也是誘發(fā)加厚下地殼部分熔融的重要熱動力條件 （圖 9）,。

6?2斷裂構(gòu)造控制

含礦斑巖的淺成侵位的輸導系統(tǒng)主要包括大規(guī)模走滑斷裂系統(tǒng),、切割造山帶的斷裂系統(tǒng)和平行造山帶的逆沖斷裂帶。

大規(guī)模走滑斷裂系統(tǒng)：走滑斷裂系統(tǒng)是含礦巖漿上升侵位和巖漿流體分凝排泄的通道系統(tǒng),。在巖漿弧環(huán)境,，走滑斷裂系統(tǒng)通常是平行島弧展布的，其形成與大洋板片斜向俯沖和弧—陸斜向匯聚有關,。伴隨著大規(guī)模走滑斷裂活動,，常常發(fā)育走滑拉分盆地?盆緣斷裂常為含礦斑巖的淺成侵位提供重要的上侵通道,。例如，在安第斯（智利北部 ）,，近 ＳＮ向展布的斑巖銅礦帶受順弧的 Ｗｅｓｔ Ｆｉｓｓｕｒｅ-Ｄｏｍｅｙｋｏ走滑斷裂帶控制,。在陸內(nèi)碰撞環(huán)境?走滑斷裂系統(tǒng)通常斜交陸—陸碰撞匯聚帶，具有調(diào)節(jié)碰撞應變之功能,。例如,，在青藏高原東緣，伴隨著印度—亞洲大陸60Ｍａ以來的強烈碰撞,，在斜交碰撞帶的高原東緣,，產(chǎn)生一系列不同方向的新生代走滑斷裂帶，其中,，西部帶包括嘉黎和高黎貢走滑斷裂,，環(huán)繞東構(gòu)造結(jié)發(fā)育；中部帶包括北段巴塘—麗江斷裂和南段哀牢山—紅河斷裂,，前者 ＳＮ向展布,，右行走滑，后者 ＮＷ向延伸,，左行走滑,，兩者構(gòu)成東側(cè)揚子陸塊與西側(cè)羌塘地體的邊界斷裂,；東部帶包括龍門山逆沖帶和鮮水河,、小江走滑斷裂。沿走滑斷裂發(fā)育一系列派生性的含新生代富堿侵入巖和鉀質(zhì)火山巖的拉張盆地,，如貢覺,、劍川和大理盆地等,，產(chǎn)出大量的富堿斑巖侵入體，構(gòu)成著名的金沙江—紅河新生代富堿巖漿巖帶,，控制了與斑巖有關的Ｃｕ-Ｍｏ-Ａｕ礦化帶的分布（圖 11（ａ））,。其中，在北段江達—芒康地區(qū),，伴隨車所走滑斷裂活動和貢覺拉分盆地發(fā)育,，形成著名的玉龍斑巖銅礦帶。

橫切造山帶的斷裂系統(tǒng)：以垂直或近垂直切割造山帶的正斷層為特征的斷裂系統(tǒng),，是控制含礦斑巖淺成侵位和礦床空間分布的最重要的構(gòu)造系統(tǒng)之一。在島弧環(huán)境,，切弧正斷層的形成可能與俯沖板片的膝折或撕裂有關,。橫切造山帶的斷裂系統(tǒng)對斑巖型礦床的控制，明顯體現(xiàn)在礦床橫切造山帶的分布趨勢上,。在安第斯帶,，中新世礦床穿弧分布,，從 ＥＩＴｅｎｉｅｎｔｅ礦床，經(jīng) ＰａｒａｍｉｌｌｏｓＳｕｒ礦床,，到智利—阿根廷的 ＳａｎＬｕｉｓ礦帶,，構(gòu)成一條巨大的切弧斑巖銅礦帶，受控于切弧斷裂帶,，空間上對應于俯沖的智利平緩板片南邊界附近的板片撕裂帶,。在陸內(nèi)碰撞環(huán)境，如青藏高原岡底斯造山帶,，則發(fā)育一系列切割不同地體的近 ＮＳ向中新世正斷層系統(tǒng)及其圍限的裂谷盆地,。地殼層次的切造山帶正斷層很可能是溝通淺表與深部過程的高滲流帶和斑巖巖漿上升侵位的重要通道，其控礦功能可能類似于切弧正斷層系統(tǒng),，主要表現(xiàn)在 ＮＳ向正斷層系統(tǒng)對含礦斑巖及其 Ｃｕ-Ｍｏ-Ｐｂ-Ｚｎ礦化系統(tǒng)的時空定位控制上 （圖11（ｂ））,。空間上，岡底斯中新世斑巖體東西斷續(xù)成帶,，南北串珠成列,，東西延伸約 350ｋｍ，南北延伸達 80ｋｍ,。時間上,，ＳＮ向正斷層雖發(fā)育于 14Ｍａ前后，但東西向伸展卻始自 18Ｍａ,。岡底斯含礦斑巖巖漿活動時限為 12～17Ｍａ,，而斑巖礦化年齡為 14～16Ｍａ。這種時空關系表明,，岡底斯含礦斑巖巖漿侵位和流體分凝上升受控于近 ＳＮ向正斷層系統(tǒng),，斑巖型 Ｃｕ-Ｍｏ-Ｐｂ-Ｚｎ礦化發(fā)育于地殼伸展和應力釋放環(huán)境。