侯增谦 大陆碰撞带斑岩铜矿
碰撞造山型斑岩铜矿蚀变分带模式——以西藏冈底斯斑岩铜矿带为例
碰撞造山型斑岩铜矿蚀变分带模式———以西藏冈底斯斑岩铜矿带为例孟祥金1, 侯增谦1, 高永丰2, 曲晓明1, 黄 卫3(1.中国地质科学院矿产资源研究所,北京100037;2.石家庄经济学院,河北石家庄050031;3.西藏地质调查院,西藏拉萨851400)摘 要:岛弧环境斑岩铜矿蚀变分带模式已为人们所熟知,但碰撞造山环境的斑岩铜矿蚀变分带特征尚不清楚。
对此,文中以西藏冈底斯斑岩铜矿带为例,选择驱龙、冲江、厅宫3个典型斑岩铜矿,对其蚀变系统进行了系统研究。
依据蚀变矿物组合可分为3个蚀变带,呈环带状分布。
从中心向外依次为钾硅酸盐化带、石英绢云母化带、青磐岩化带。
泥化带不太发育,通常叠加在其它蚀变带之上。
钾硅酸盐化带主要蚀变矿物为钾长石、黑云母、石英、硬石膏,伴有大量的黄铜矿与辉钼矿,是成矿物质的主要堆积区。
石英绢云母化带与钾硅酸盐化带渐变过渡或叠加其上,是次于钾硅酸盐化带的储矿部位。
蚀变矿物组合为绢云母+石英+钾长石,金属硫化物有黄铁矿、黄铜矿、辉钼矿、斑铜矿,少量的方铅矿、闪锌矿。
主要的辉钼矿以石英+辉钼矿脉的形式出现于本矿带。
青磐岩化在斑岩体内不发育,矿化极微弱。
蚀变岩石组分分析表明,岩石蚀变及其分带是岩浆流体/岩石反应时K ,Na ,Ca ,Mg 等组分迁移的结果,矿化伴随着蚀变发生。
钾硅酸盐化带、石英绢云母化带和青磐岩化带的蚀变岩石与未(弱)蚀变斑岩具有一致的稀土配分模式,REE 含量有规律地变化,说明蚀变岩石均经历了源于岩浆的流体的交代,不同的蚀变形成于岩浆流体演化的不同阶段。
蚀变带与矿化类型有一定的对应关系。
斑岩铜矿的蚀变分带与成矿共同受岩浆流体活动的控制。
与不同环境的斑岩铜矿的对比表明,冈底斯泥化带与金属硫化物次生富集带不发育可能与斑岩铜矿形成时或后缺少大规模的隆升作用有关;矿化发育部位和矿化特点的不同与斑岩铜矿产出的构造背景有关。
关键词:蚀变分带;元素迁移;斑岩铜矿;碰撞造山带;冈底斯中图分类号:P618.41 文献标识码:A 文章编号:10052321(2004)01020114收稿日期:20040303;修订日期:20040308基金项目:国家重点基础研究发展规划(973)项目(2002C B412600)作者简介:孟祥金(1966— ),男,博士研究生,矿物学、岩石学、矿床学专业。
西藏驱龙斑岩铜矿S、Pb同位素组成对含矿斑岩与成矿物质来源的指示
度大于500 m。斑岩体内发育以黄铜矿、黄铁矿为主 的典型的细脉浸染状矿化, 形成浸染状、细脉浸染状 矿石。矿石矿物主要为黄铁矿、黄铜矿、辉钼矿及少 量的方铅矿、闪锌矿、孔雀石、蓝铜矿、辉铜矿。主要 非金属矿物为斜长石、钾长石、石英、黑云母、硬石 膏、方解石和石膏等。硬石膏在驱龙矿区比较发育, 多呈角砾状产出, 并伴有黄铜矿化与黄铁矿化。矿石 以浸染状、细脉浸染状构造为主。
对驱龙矿区的含矿斑岩和黄铜矿、硬石膏矿物 分别进行了硫同位素测定 (表1)。驱龙矿床3件含矿 斑岩样品硫同位素组成比较一致, ∆ 34 S 为- 211‰ ～ - 111‰, 与区域上含矿斑岩的 ∆ 34S 一致 (表1)。 区域上含矿岩石 ∆34S 范围为- 318‰～ + 617‰, 平 均 值 为 - 01115‰, 具 有 典 型 的 岩 浆 硫 组 成 特 点 (∆34S= 0‰)。
(m od ified after 1 500000 d igitalized geo logical m ap by Ch ina Geo logical Su rvery) 1—喜马拉雅期花岗岩; 2—燕山期花岗岩; 3—蛇绿岩; 4—缝合带; 5—断层; 6—逆冲断裂; 7—斑岩铜矿床 1—H im alayan period granite; 2—Yanshan period granite; 3—oph io lite; 4—suture zone; 5—fault; 6—th rust fault;
相对较高。因此, 本文选择有典型意义的驱龙铜矿 床, 对其 S、Pb 同位素组成进行研究分析, 并与区域 上的斑岩铜矿床进行对比, 以初步探讨陆陆碰撞造 山带环境斑岩铜矿成矿物质来源及其成矿环境。
侯增谦：再论中国大陆斑岩Cu-Mo-Au矿床成矿作用
侯增谦：再论中国大陆斑岩Cu-Mo-Au矿床成矿作用素有“俯冲带工厂”之称的岩浆弧（岛弧和陆缘弧）是产出巨型斑岩铜矿的重要环境（图1），而缺乏活动大洋俯冲的其他构造环境（如大陆碰撞带、陆内造山带、克拉通内部及边缘）也发育众多的大型斑岩铜钼金矿。
迄今为止，人们对岩浆弧环境的斑岩铜矿已有相当深刻的理解，成矿理论模型也在日臻成熟，但新观点和新理念仍在不断涌现。
相比而言，非弧环境斑岩铜矿的研究起步较晚，但已取得长足进展。
近年来，非弧环境特别是碰撞环境斑岩铜矿的成因引起了人们极大兴趣，全方位多视角的深入研究已使得早期的认识不断得到深化，部分观点也在不断被修正。
图1 全球范围超大型斑岩铜矿分布图本文在综述斑岩铜矿最新研究进展基础上，结合最新资料，重点阐释了中国大陆非弧环境斑岩铜矿的地球动力学背景、成矿岩浆起源、岩浆-流体系统演化、成矿金属（Cu，Au，Mo）和H2O来源及富集过程。
中国大型斑岩铜矿除少量产于岩浆弧外，主要产于碰撞造山环境的构造转换和地壳伸展阶段、陆内造山环境的岩石圈伸展和崩塌阶段以及活化克拉通的边缘及内部（图2）。
这些非弧环境成矿斑岩多呈彼此孤立的近等间距分布的岩株或岩瘤产出，以高钾为特征，显示埃达克岩地球化学亲和性。
图2中国大陆非弧环境斑岩型矿床分布图成矿岩浆主要起源于加厚的镁铁质新生下地壳或拆沉的古老下地壳，少数起源于遭受早期俯冲板片流体/熔体交代改造过的富集地幔。
大陆碰撞和陆内俯冲引起的地壳大规模增厚和紧随其后的板片撕裂、断离、岩石圈拆沉和软流圈上涌，是形成这些成矿岩浆的主要动力机制。
a—碰撞造山带晚碰撞走滑阶段形成的斑岩铜矿。
大洋板片流体交代的楔形地幔和弧岩浆底侵形成的新生下地壳在碰撞期发生部分熔融，分别形成含Au-Cu和Cu-Mo岩浆，其侵位受大规模走滑断裂活动控制。
b—碰撞造山后碰撞地壳伸展阶段形成的斑岩铜矿。
碰撞前的弧岩浆在地壳底部底侵形成新生下地壳（含硫化物和含水堆积带），其部分熔融和硫化物分解形成含 Cu-Mo岩浆，其侵位受横切碰撞带的正断层系统控制。
斑岩铜钼金矿床：新认识与新进展(侯增谦)
图 !$ 青藏高原碰撞造山带构造 岩浆事件与 斑岩成矿作用的关系
（ 据参考文献 ［ !B ］ 和 ［ !< ］ ）
带东缘的构造调节带 （ 转换带） ， 空间展布呈 OOP 向， 与印 亚大陆主碰撞方向斜交， 受 OOP 向大规 模走滑断裂带控制。斑岩带岩浆活动有 " 个高峰
床。这种矿床的非共存性暗示， 岛弧虽为形成金属 !R） 。 矿床的重要环境， 但其基本类型和发育特征不同， 产 出矿床 的 类 型 及 潜 力 也 不 同。 KJ.L’ 和 H’/’M1(（ !<N< ） 曾对此给予这样的解释， 即以发育弧间裂谷 为标志的张性弧， 产出 G@+ 矿床， 以发育中酸性火
［ !E ， !B ］ 斑岩铜矿带是其典型代表 。中国学者为识别
这一重要的成矿环境作出了贡献。这两大成矿带均 产于印度 亚洲大陆碰撞形成的喜马拉雅—西藏造 山带， 但形成于碰撞造山的不同阶段和不同环境。 藏东玉龙斑岩铜矿带长约 "33 IM， 宽约 !E > "3 IM， 由 4 个大型铜矿和众多含矿斑岩体构成， 金属铜储 量在 ! 333 万 ) 以上， 其中， 玉龙铜矿铜储量在 B#? 万 )， 伴生 D6 约 !33 )， A6 品位 3= <<C ， D6 品位 3= "E
域构造分析， DT#$U;+ 等 （ /002 ） 提出， 大洋板片俯冲 角度变缓是形成这些埃达克质含矿岩浆的主要动力
［ 44 ］ 学机制 。
类似埃达克岩成分的中酸性岩石最近也在大陆 环境发现， 秘鲁 :-$9)CC*$# PC#+(# 岩基和我国东部安 基山的中酸性侵入岩就是典型实例。前者被认为来
大陆碰撞成矿作用：Ⅰ.冈底斯新生代斑岩成矿系统
（ 如角闪榴辉岩 ）早期卷入新生下地壳 的幔源物质及 硫化物 的重熔 为斑岩 岩浆提供 了部分金 属 ｃ 、 ｕ和 ｓ 含 Ｍｏ ， ｕＡ ； 岩浆来 自古老 的西 藏镁铁质 下地 壳（ 如角闪岩 ） 的部分熔融 ， 金属 Ｍｏ主要 来 自古老地壳物质的贡献。冈底斯含矿斑
岩均含有不 同成分 的微粒镁铁质包体 （ 伍 ）并显示典 型 的长英 质与镁 铁质岩浆 混合 特征。 以 ＭＭＥ为 代表 的含 Ｍ ， Ｃ 富 Ｈ ０幔源岩浆 ， ｕ ２ 或底 侵于冈底 斯地壳底 部 ， 为下 地壳熔 融提供 了热和 Ｈ ０， ２ 或注入 长英质岩浆 房 ， 为斑岩 系统 提供 了部分金 属 ｃ ｕ和 Ｓ 并提升 了岩浆 氧逸度 。冈底斯 斑岩岩浆 一 ， 热液一 成矿系统受控于斑岩就位的地壳环境 。在斑
成明则式斑岩 Ｍｏ 矿和努 日式斑岩一 矽卡岩型 ＭｏＷ—ｕ矿床 ， － Ｃ 在后碰撞期 （５ ３Ｍａ产 生驱龙式斑岩 Ｃ — 矿 床。 ２ ～１ ） ｕＭｏ 这些 矿床构成了 ３条规模 不等的成矿带 ， 分别发育在 冈底斯 的北带 （ 中拉萨地体 ）南带 （ 当弧地体 ） 、 泽 和中带（ 南拉萨
ｐｏ ｐｈ ｒ － ｏ ｓ ｓ ｅ ｓ ｉ ｂ ｔ ｒ ｙ ｙ Ｃｕ Ｍ ｙ ｔ ｍ ｎ Ｔｉ ｅ
ＨＯＵ ｅ ｇ ａ ＨＥＮＧ ａ Ｃｈ ａ Ｚ ｎ Ｑｉｎ ，Ｚ Ｙｕ ｎ ｕ ｎ ，ＹＡＮＧ ｈＭｉｇ ｎ Ｚ ｉ ｎ ａ ｄ ＹＡＮＧ ｈ Ｓ ｎ Ｚ ｕｅ２
关键词
地质学 ； 斑岩矿 床 ； 围岩建造 ； 深部 过程 ； 成矿作用 ； 大陆碰撞造 山 ； 青藏高原
文 献标 志码 ： Ａ
中图 分 类 号 ： ６ １ Ｐ １
Ｍ ｅａｌｇ ｎ ｓ ｆｃ ｎ ｉ ｅ ｔ ｌ ｏｌ ｉｎ ｓｔ ｎ ：Ｐ ｒ 工．Ｇａ ｇ ｅｅＣ ｎ ｚ ｉ ｔｌ ｅ ｅｉ ｏ ｏ ｔ ｎ ａ ｌ ｓｏ ｅｔ ｇ ａ ｔ ｏ ｓ ｎ ｃ ｉ ｉ ｎ ｄ ｓ ｅ ｏ ｏｃ
埃达克岩_斑岩铜矿的一种可能的重_省略_矿母岩_以西藏和智利斑岩铜矿为例_侯增谦
2003年 矿 床 地 质M INERAL DEP OSIT S第22卷 第1期文章编号:0258_7106(2003)01_0001_12埃达克岩:斑岩铜矿的一种可能的重要含矿母岩以西藏和智利斑岩铜矿为例侯增谦1 莫宣学2 高永丰3 曲晓明1 孟祥金1 (1中国地质科学院矿产资源研究所,北京 100037;2中国地质大学,北京 100083;3石家庄经济学院,河北石家庄 050031)摘 要 作者通过对3个重要的斑岩铜矿带的综合研究和对比分析发现,最具成矿潜力的含矿斑岩不是典型的岛弧岩浆岩,而是一种高SiO2 w(SiO2)>56% 、高A l2O3 w(Al2O3)>15% 、富Sr(多数w Sr>400 10-6)、低Y (多数w Y<16 10-6)的岩石,具有埃达克岩地球化学特征,显示埃达克岩岩浆亲合性。
含矿的长英质岩浆并非来自地幔楔形区或壳幔过渡带,而是来自俯冲的洋壳板片的直接熔融。
该俯冲板片熔融前通常变质为含水的榴辉岩。
在安第斯弧造山带,大洋板块低缓、快速、斜向俯冲,诱发洋壳板片直接熔融,形成埃达克质熔体,后者通过分凝和封闭性演化,形成安第斯中新世_上新世巨型斑岩铜矿系统;在青藏高原碰撞造山带,俯冲并堆积于地幔岩石圈的古老洋壳物质的变质和拆沉,诱发榴辉岩部分熔融,产生埃达克质熔体,并与幔源熔体混合,形成西藏冈底斯和玉龙斑岩铜矿系统。
关键词 地质学 斑岩铜矿 含矿斑岩 埃达克岩 成矿模式中图分类号:P588.121;P618.41 文献标识码:A斑岩铜矿作为一种最重要的铜矿类型,为世界提供了50%以上的金属铜资源(Kirkham et al., 1995)。
有鉴于此,过去几十年对斑岩铜矿进行了大量的深入细致的研究,使人们对斑岩铜矿成因机制的认识程度和理解深度,远高于其他类型矿床。
基于板块构造理论而建立的著名的岛弧_斑岩成矿模型(Sillitoe,1972;M itchell,1973),有效地指导了找矿实践,并取得了巨大成功。
冈底斯斑岩铜矿成矿模式
山) 与斑岩铜矿关系的神密面纱。 王全海、王保生等 (2002) 认为冈底斯矿带东段
铜多金属资源总量不低于1500万吨; 冈底斯矿带的
图 2 冈底斯矿带花岗质岩石年龄频率图 (据李光明等, 2003)
F ig. 2 O re2fo rm ing age spectrum fo r gran itic rock s from the Gangd isêpo rphyry copper zone
0. 512566±0. 000023 0. 512270±0. 000012 0. 512545±0. 000011 0. 512582±0. 000014 0. 512611±0. 000007 0. 512441±0. 000008 0. 512428±0. 000008 0. 512381±0. 000006 0. 512468±0. 000009 0. 512508±0. 000009 0. 512450±0. 000009 0. 512458±0. 000007 0. 512282±0. 000008 0. 512496±0. 000009 0. 512390±0. 000010 0. 512449±0. 000007 0. 512423±0. 000008
本文为国家重点研究发展规划项目 (2002CB4126010) 和国土资源部地质大调查项目 (1999 10200246) 的成果。 收稿日期: 2005210210; 改回日期: 2006204207; 责任编辑: 章雨旭。 作者简介: 芮宗瑶, 男, 1935年生。研究员, 主要从事金属矿床和矿床地球化学研究。电话: 010268999054; Em ail: R uizy@ sina. com。
侯增谦-2001-冈底斯斑岩铜矿成矿带有望成为西藏第二条_玉龙_铜矿带
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斑岩矿化(蚀变特征
冈底斯斑岩铜矿成矿带显示明显的分段性。 东段甲马地区以DE、 %F、 GH、 B=多金属矿化为
主， 以甲马矿床为代表， 铜平均品位在#:以上， 矿床由产于斑岩体内外接触带的 DE、 %F 矿体和 产于外围似层状夕卡岩中的B=、 后者成因有两种可能性： （#） 白垩纪海底喷流(沉 GH矿体构成。 积成因； （!） 斑岩岩浆热液交代碳酸盐岩围岩成因。中段尼木地区以DE、 发育/个 %F矿化为主， 典型的斑岩型 DE、 （厅宫、 冲江、 南木和拉抗俄） ， 硫化矿铜品位变化于 "I-:."I1: 之间， %F 矿床 氧化矿铜品位变化于"I7:.-I7:之间。铜钼矿体产于斑岩与围岩花岗岩的内外接触带中。西段
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青藏高原东缘斑岩铜钼金成矿带的构造模式
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E!2+F
解 " M%N 区 域 斑 岩 矿 化 事 件 的 时 空 坐 标 和 形 成 环 境 ( O.P 含 矿 斑 岩 与 非 含 矿 斑 岩 的 形 成 机 制 ( M!P 斑 岩 成 矿 系 统 所 根 植 的 岩石圈浅表构造和深部结构 ’ 在青藏高原东缘构造转换带 H 长期的矿产勘查和不懈的深入研究 H 已基本勾画出斑岩成矿 带的整体轮廓和矿化结构 E22-H%$H%K2$/F( 对长达千余千米的富碱斑 岩 的 长 期 系 统 研 究H 不 仅 积 累 了 大 量 地 球 化 学 数 据H 而 且 对 其成因机制 与 动 力 学 背 景 取 得 了 重 要 进 展 E$%2$2F( 对 三 江 特 提 斯及藏东构造转换带的精细构造研究 H 为斑岩铜矿带形成背 景 提 供 了 相 对 清 楚 的 构 造 框 架 E$-2$,FH 跨 越 该 构 造 带 的 一 系 列 深 部 地 球 物 理 探 测 资 料 E!/2!#FH 为 理 解 斑 岩 岩 浆 深 部 过 程 提 供 了十分丰富的信息 H 使人们讨论和构建陆内斑岩铜矿成矿构 造模型成为可能 ’ 本文将主要依据前人的成果资料 H 总结斑岩成矿带的时 空 分 布 特 征H 厘 定 含 矿 与 非 含 矿 斑 岩 的 岩 浆 亲 合 性 类 型H 探 讨斑岩起源的深部作用过程 H 尝试性地提出斑岩铜钼金矿床
西藏冈底斯斑岩铜矿带埃达克质斑岩含矿性源岩相变及深部过程约束
2005年 矿 床 地 质 MIN ERAL DEPOSITS第24卷 第2期文章编号:0258-7106(2005)02-0108-14西藏冈底斯斑岩铜矿带埃达克质斑岩含矿性:源岩相变及深部过程约束Ξ侯增谦1,孟祥金1,曲晓明1,高永丰2(1中国地质科学院矿产资源研究所,北京 100037;2石家庄经济学院,河北石家庄 050031)摘 要 西藏冈底斯斑岩铜钼成矿系统(13.6～16.9Ma)发育在印-亚大陆后碰撞地壳伸展环境。
成矿前斑岩成岩年龄≥17Ma,以花岗闪长斑岩为主,成矿期斑岩形成于14.5～17.6Ma之间,以二长花岗斑岩和石英二长斑岩为主,成矿后斑岩为花岗斑岩,其成岩年龄为11.2Ma。
3期斑岩均为高钾钙碱性或钾玄岩系列,地球化学上类似于玄武质下地壳部分熔融产生的埃达克质岩。
成矿前斑岩具有最低的ΣREE(27×10-6～45×10-6)、w Y(2.9×10-6～3.4×10-6)和w Sm/w Yb(3.0～4.9),最高的w Zr/w Sm值(50～118);成矿后斑岩具有最高的ΣREE(122×10-6～197×10-6)和w Y(8.2×10-6),中等的w Sm/w Yb(5.9～6.2)和w Zr/w Sm值(34～44);成矿期斑岩总体处于两者之间,其Sr-Nd同位素组成与Cordillera Blanca埃达克质花岗岩类似。
研究提出,来自深部的软流圈物质或亏损地幔物质与下地壳物质交换,不仅导致冈底斯加厚、下地壳熔融,而且提供了巨量金属供应。
部分熔融首先从下地壳底部开始,逐渐向上部迁移。
下地壳石榴石角闪岩部分熔融过程中,残留相由角闪石向石榴石大规模转变导致角闪石的大量分解,释放出大量流体,是冈底斯斑岩含矿性的主导因素。
关键词 地质学;源岩相变;深部过程;埃达克质斑岩;冈底斯斑岩铜矿中图分类号:P618.41 文献标识码:A 早在20世纪70年代,人们就试图建立一些判别标志,用以区分含矿与不含矿斑岩,但结果却不尽人意。
地幔为碰撞造山型斑岩铜矿提供大量成矿物质
的硬度值 ； 如果 留下 的是针尖 的金属 拖痕 ， 说 明矿物 的硬 度值
高于针尖 的硬度值 。
故所形成的铬铁矿矿床被 称为晚期 岩浆矿床 。 这两种矿床的成 因类 型均 与超基 性岩 体息 息相关 。世界 上最大的层控 型铬铁 矿矿 床赋存 于南 非 著名 的 “ 布 什维 尔德
徐慧 ， 编译 ． 朱建东， 校．
陈觅， 编译． 朱 建 东， 校．
铬 的用 途及成 因机 制
铬是一种银灰色的高硬 度金 属 ， 具有极 强的硬度 和抗腐蚀
性， 是一种不可替代 的合金工业材料 。 铬是不锈钢制造业 中一种重要的原材料 ， 大部分 不锈钢 中 铬的含量约 １ ８ ％， 铬可 以大 大提高不 锈钢 的硬度 和抗 腐蚀 性 ， 尤其是在高温环境下 ， 这个特性尤为显著 。 铬铁矿是铬元 素唯一 的矿 物 晶体 ， 由铁 、 镁、 铝、 铬 的氧化 物集合体所构成。在 自然条件下 ， 铬铁 矿矿床通常有 两种成 因 类型 ： 层控型 （ 早 期岩 浆矿床 ） 和贯入 型 （ 晚期 岩浆 矿床 ） 。岩 浆冷凝 时 ， 随着温度 的逐渐下降 ， 各种矿物依 次从 岩浆 中析 出。 比重大的矿物在岩浆中逐渐下沉 ， 比重 小的矿物在 岩浆 中相对
矿矿物结晶时间大多早于硅酸盐 ， 铬铁 矿矿床形成 于岩浆结 晶
的早期阶段 ， 称为早期岩浆矿床 。后期 随着硅酸盐矿 物 的大量
究， 发 现成 矿期 斑岩 比成 矿前 斑 岩具 有更 大 的 ｅ Ｈ ｆ 值 和更 小 的 Ｈｆ 模式 年龄 ， 这为 地 幔 物质 参 与斑 岩 铜 矿 床 的成 矿 物 质来源 提供 了直 接证据 。
初论碰撞造山环境斑岩铜矿成矿模型
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， 高氧逸度条件下， 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 、 5 > ? 1 ?等开始作 为不相容元素向硅酸盐熔浆中富集； 也可 $ 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， 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； 特别是超大型矿床下部通常存在岩浆房， 岩浆房的流 % 大型矿床， 体出溶是引发矿床大规模蚀变与矿化的根源； 成矿金属与 5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， 因 : 碰撞造山带环境含矿斑岩相对富 @， 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 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 矿床更高的 @A／ BA 比值， 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、 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。 B 值等因素的变化所致， C 关键词 地质学； 斑岩铜矿； 成矿模型； 碰撞造山带； 青藏高原 文献标志码： 1 中图分类号： 4 < $ 7 D = $
俯冲_碰撞_深断裂和埃达克岩与斑岩铜矿_芮宗瑶
1. 3 带有折返带 (榴辉岩带 )的 A 型俯冲
A 型俯冲发展到晚期便出现折返带 (榴辉岩 带 ) 。此时洋壳物质已消耗殆尽 ,只剩陆壳物质之 间的作用 。一种较轻的物质下插到另一种较轻物质 之下 ,必然会产生高压折返 。作为折返带的标志即 为榴辉岩 。从另一种意义上说 ,折返带见榴辉岩已 到根部 ,很少再与高位花岗质斑岩体共生 。故在此 带找寻斑岩铜矿床是没有希望的 。实例可以列举我 国中央造山带 (秦岭 、大别山和苏鲁 ) 。
第
42卷 第 1期 2006年 1月
地质与勘探
Vol. 42 No. 1
GEOLOGY AND PROSPECTING
January, 2006
地质 ·矿床
俯冲 、碰撞 、深断裂和埃达克岩与斑岩铜矿
芮宗瑶 1 ,侯增谦 1 ,李光明 2 ,张立生 2 ,王龙生 1 ,唐索寒 3
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第 1期 芮宗瑶等 :俯冲 、碰撞 、深断裂和埃达克岩与斑岩铜矿
图 1 斑岩铜矿花岗质岩浆形成过程 (据 Sawkins, 1972)
[收稿日期 ]2005 - 05 - 16; [修订日期 ]2005 - 07 - 20; [责任编辑 ]曲丽莉 。 [基金项目 ]国土资源部大地调项目 (编号 : 199910200246)和国家重点基础研究发展规划项目 (编号 : 2002CB4126010)联合资助 。 [第一作者简介 ]芮宗瑶 (1935年 - ) ,男 , 1960年毕业于成都理工大学 ,获硕士学位 ,研究员 ,现主要从事金属矿床及地球化学研究工作 。
成都会议-斑岩铜矿
IMR
时空分布
冈底斯斑岩带时空分布
斑岩侵位：21-12 Ma; 斑岩成矿：14Ma 成矿环境独特：冈底斯山快速隆升后的伸展环境
IMR
时空分布
斑岩分布与化探异常受SN向裂谷或地堑盆地控制
IMR
冈 底 斯 斑 岩 铜 矿 带
时空分布
冈底斯花岗岩基 125-65 Ma:大洋俯冲 50-45 Ma: 陆-陆碰撞
CAGS
斑岩铜矿
碰撞造山型斑岩铜矿: 岩浆来源与构造控制
侯增谦等 中国地质科学院 矿产资源研究所
IMR
斑岩铜矿
斑岩铜矿:科学问题
斑岩铜矿只产于岛弧(陆缘弧)环境吗? 斑岩铜矿系统发育于构造演化的什么阶段? 斑岩铜矿系统对斑岩成分和来源有选择性吗?
IMR
大洋板块
大 陆
岛弧造山与斑岩铜矿
IMR
玉龙斑岩铜矿带 冈底斯斑岩铜矿带
SN向展布的基性脉岩：18 - 13 Ma（Geology) 共生的富钾质火山岩：16 - 13 Ma (EPSL) 冈底斯带含矿斑岩群：20 - 12 Ma (本研究） EW伸展与NS向正断层：13.5 - 14.0 Ma (Nature) 斑岩铜矿的成矿事件：14 Ma (本研究） 小体积富钾质火山岩：13.0 - 0.3 Ma (Nature)
斑岩铜矿
中甸斑岩铜矿带
青藏高原碰两撞种造山不带同与背斑景岩铜的矿斑岩铜矿带
玉龙斑岩铜矿带
岩浆侵位：52-33 Ma 成矿年龄：36 Ma (Re/Os)
岩浆类型：似 adakite
岩浆源区：俯冲板片+含水地幔 成矿环境：碰撞后伸展环境；
大规模走滑断裂系统； 应力突然释放
Hou et al. Economic Geology
侯增谦：再论中国大陆斑岩Cu-Mo-Au矿床成矿作用
侯增谦：再论中国大陆斑岩Cu-Mo-Au矿床成矿作用素有“俯冲带工厂”之称的岩浆弧（岛弧和陆缘弧）是产出巨型斑岩铜矿的重要环境，而缺乏活动大洋俯冲的其他构造环境（如大陆碰撞带、陆内造山带、克拉通内部及边缘）也发育众多的大型斑岩铜钼金矿。
迄今为止，人们对岩浆弧环境的斑岩铜矿（PCDｓ）已有相当深刻的理解，成矿理论模型也在日臻成熟，但新观点和新理念仍在不断涌现。
比而言，非弧环境PCDｓ的研究起步较晚，但已取得长足进展。
近年来，非弧环境特别是碰撞环境PCDｓ的成因引起了人们极大兴趣，全方位多视角的深入研究已使得早期的认识不断得到深化，部分观点也在不断被修正。
本文旨在系统综述PCDｓ研究进展基础上，结合最新资料，进一步阐释中国大陆非弧环境PCDｓ的地球动力学背景、成矿岩浆起源、浆流体系统演化、成矿流体和成矿金属来源及富集过程，以增进对PCDｓ的认识和理解。
最新研究表明：PCDｓ的形成贯穿于“威尔逊旋回”构造演化的始终，既可形成于大洋板块俯冲形成的增生造山带，也可以形成于陆陆汇聚拼贴形成的碰撞造山带、陆内俯冲形成的陆内造山带以及再活化或被破环的克拉通内部和边缘。
所周知，世界上大部分巨型ＰＣＤｓ产于大洋板片俯冲产生的陆缘弧和岛弧环境（图１），前者包括安第斯斑岩铜矿带，后者包括环西太平洋斑岩铜矿带。
大洋岩石圈板块俯冲无疑是导致弧岩浆作用和斑岩铜矿形成发育的根本性动力学机制，而洋脊俯冲、俯冲板片撕裂、俯冲角度变化与俯冲极性翻转等过程，常被视为控制地幔源区熔融、岩浆形成演化、岩浆热液系统发育及斑岩成矿系统形成的有利因素，促使PCDｓ形成，并使之在区域上沿平行岛弧的走滑断裂系统及其走滑拉分盆地分布，在局部地段受控于横切岛弧的断裂系统。
碰撞造山环境PCDｓ以青藏高原玉龙斑岩铜矿带和冈底斯斑岩铜矿带以及伊朗高原Kerman－Arasbaran巨型斑岩铜矿带为典型代表］（图１）。
青藏—伊朗高原，精细的板块构造再造和系统的碰撞过程研究为这些PCDｓ形成于大陆碰撞环境提供了确切限定［４１］。
大陆碰撞成矿论_侯增谦
et al. , 2009) 等。秦岭大陆碰撞带则大量发育巨型 斑岩 M o 矿和造 山型 A u 矿 ( 盛中烈等, 1980; 黄典 豪, 1984; 陈衍景等, 1992; L i et al. , 1998; 张复新, 2001; 李永峰等, 2005) 。这些巨型成矿带及大型矿 床的形成发育, 已大致勾勒出大陆碰撞成矿作用的 整体面貌, 为建立大陆碰撞成矿理论奠定了重要基 础。
关键词: 后碰撞; 构造拆离; 软流圈上涌; 三段式碰撞; 大陆成矿理论
2005 年, 由经济地质学家学会( SEG) 精心策划 出版的经济地质( Econom ic Geolog y) 百年纪念专刊 ( 1905~ 2005) , 系统反映了当今国际矿床学界对全 球主要矿床类型、成矿地质背景、关键成矿过程和区
本文以当今国际区域成矿学的最新研究进展为 背景, 立足青藏高原, 综合对比秦岭和其它碰撞造山 带, 系统提出了/ 大陆碰撞成矿论0, 以期阐明不同碰 撞过程诱发的区域成矿作用及其产生的主要成矿系 统, 揭示成矿系统和大型矿床的形成机制。
1 经典板块构造成矿理论研究回顾
20 世纪 60~ 70 年代, 立足板块构造理论, 矿床 学研究实现了一次重大理论飞跃。近 30 年来, 矿床 学研究又取得了长足进展( Skinner , 2005) 。人们认 识到, 成矿系统及其大型矿床的发育是不均匀的, 但 在时 间 和 空 间 分 布 是 有 规 律 的 ( Barley et al. , 1992) 。矿床的形成与分布归根结底是与地球动力 学演化过程( 从太古宙地幔柱构造到显生宙板块构 造) 有关, 不同的地球动力学背景必然造就不同的成 矿系统和矿床类型。国际成矿学界很早就识别出三 大成矿系统, 近年来又取得重要研究进展。
初论陆_陆碰撞与成矿作用_以青藏高原造山带为例
2003年 矿 床 地 质 MIN ERAL DEPOSITS第22卷 第4期文章编号:0258-7106(2003)04-0319-15初论陆-陆碰撞与成矿作用Ξ———以青藏高原造山带为例侯增谦1 吕庆田1 王安建2 李晓波3 王宗起4 王二七5 (1中国地质科学院矿产资源研究所,北京 100037;2中国地质科学院,北京 100037;3国土资源部信息中心,北京 100812;4中国地质科学院地质研究所,北京 100037;5中国科学院地质与地球物理研究所,北京 100029)摘 要 青藏高原碰撞造山带以其成矿规模大、形成时代新、矿床类型多、保存条件好诸特征而被誉为研究大陆成矿作用的天然实验室。
文章基于青藏高原已有的矿产勘查与研究成果,概述了大陆碰撞过程中的主要成矿作用及其成矿带的时空分布,初步分析了陆-陆碰撞所造就的成矿背景和成矿环境以及控制成矿作用的关键地质过程,并草拟了可供今后研究的工作模型。
初步研究认为,始于60Ma的印度大陆与亚洲大陆碰撞至少形成了3个重要的控矿构造单元,即雅鲁藏布江以北的主碰撞变形带,雅鲁藏布江以南的藏南拆离-逆冲带和高原东缘的藏东构造转换带。
主碰撞变形带以巨大规模的地壳缩短、双倍地壳加厚、大规模逆冲系和SN向正断层系统发育为特征,控制了冈底斯斑岩铜矿带(含浅成低温热液金矿)、安多锑矿化带和风火山铜矿化带及腾冲锡矿带的形成及分布;藏南拆离-逆冲带由藏南拆离系(STDS)和一系列北倾的叠瓦状逆冲断裂带构成,控制了藏南变质核杂岩型金矿化、热液脉型金锑矿化和蚀变破碎带型金锑矿化的形成;藏东构造转换带以发育大规模走滑断裂系统、大型剪切带、富碱斑岩带和走滑拉分盆地为特征,控制了玉龙斑岩铜矿带、哀牢山和锦屏山金矿带及兰坪盆地银多金属矿带的分布。
按成矿系统的基本思想,初步将青藏高原碰撞造山带的成矿作用划分为3个成矿巨系统:大陆俯冲碰撞成矿巨系统、陆内走滑-剪切成矿巨系统和碰撞后伸展成矿巨系统。
大陆碰撞成矿论--侯增谦
大陆碰撞成矿论的概念－－侯增谦本文所述的“大陆碰撞成矿论”，是一套旨在阐明大陆碰撞过程中的成矿系统发育机制和金属物质巨量集聚过程的区域成矿作用理论认识。
“大陆碰撞成矿论”认为，大陆碰撞三阶段演化过程产生的主碰撞陆陆汇聚环境、晚碰撞构造转换环境和后碰撞地壳伸展环境，是大陆碰撞带成矿系统和大型矿床的主要成矿构造背景。
对应于三段式碰撞而在深部出现的俯冲板片断离、软流圈上涌和岩石圈拆沉过程，是导致大规模成矿作用的异常热能驱动力。
伴随三段式碰撞而分别出现的压一张交替或压扭／张扭转换的应力场演变，是成矿系统形成发育的构造应力驱动机制。
伴随大陆碰撞过程而产生的不同尺度的高热流、不同起源的富金属流体流、不同级次的走滑一剪切一拆离一推覆构造系统和张性裂隙系统，是成矿系统和大型矿床形成的主导因素。
其理论要点概述于下：(1)大陆碰撞过程与成矿环境：陆一陆碰撞过程十分复杂和漫长，常常经历三阶段演化过程，即主碰撞、晚碰撞和后碰撞(Hou et a1．，2009c)。
主碰撞以陆一陆对接和大陆俯冲及其伴随的强烈逆冲推覆、地壳缩短加厚和高压变质为标志，晚碰撞以大陆聚合后的陆内地体沿巨型剪切带发生大规模水平运动为特征，而后碰撞以连续性或幕次式下地壳流动、上地壳伸展和钾质一超钾质岩浆活动为特征(侯增谦等，2006a，b，c)。
复杂的碰撞过程形成了一系列重要的成矿环境，如赋存MVT型铅锌矿床的前陆盆地(和前陆冲断带)、发育造山型金矿的碰撞缝合带、产出斑岩型铜矿的碰撞构造一岩浆带以及导致金属巨量堆积的构造转换带(包括走滑断裂带、逆冲推覆构造带、大型剪切构造带)等(图3；Hou et a1．，2009c)。
(2)深部过程与异常热能驱动：大陆碰撞过程受控于不同的深部过程，后者常常诱发了不同的异常热能，驱动了岩浆一热液或热液成矿系统的发育。
在主碰撞期，大陆碰撞俯冲和俯冲前缘断离，分别导致地壳加厚和深熔作用与软流圈上涌和壳／幔熔融，分别为壳源岩浆一成矿系统和壳／幔混源岩浆一热液成矿系统提供了异常热能驱动(图3a；侯增谦等，2006a)；在晚碰撞期，壳幔物质的侧向流动(Mo eta1．，2007)和软流圈的大规模上涌(钟大赉等，2000)，诱发深部幔源岩浆活动，控制浅部转换构造及其成矿系统(图3b；侯增谦等，2006b；Hou eta1．，2009c)；在后碰撞期，俯冲大陆岩石圈拆沉和地幔减薄，引发下地壳流动和部分熔融，驱动斑岩岩浆一热液成矿系统，导致上部地壳伸展和部分熔融，驱动浅成低温热液成矿系统(图3c；侯增谦等006c；HOU et a1．，2009c)。
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Juvenile lower crust: Nd-Hf isotopic evidence
Hou et al., 2012
Barren
Fertile Jurassic arc
14-20 km thick high-velocity layer （Vp =7.2～7.5 km/s）（Owens and Zandt,1997） Owens and Zandt (1997 ) interpreted this layer as a high-density (> 3.0 g/cm3), high-pressure garnet-bearing mafic rock layer formed by underplating of mantle magmas
Qtz-ksp A vein
Qtz-ksp vein Qtz-cpy vein with bt halo
2 cm
2 cm
扎 格 罗 斯 造 山 带 构 造 单 元
Eurasian Plate
Yazd Tabas Block Block
Lut Block
East Iran Block
Makran
(Base map after Novgol Sadat, 1980)
Sr-Nd isotopic compositions for fertile and barren porphyries
Jurassic arc 软流圈来源 rocks in Lhasa 玄武岩浆 (200-174Ma) （42-40Ma） Dazi picritic basalts from asthenosphere （42-40Ma） LVS derived from mantle wedge in Tibet （64-42Ma） Fertile porphyries （17-14Ma） Barren porphyries （20-12Ma）
◆大吨位，低品位，全岩矿化 ◆大范围的热液蚀变； ◆表生富集
Batu Hijau, Sumbawa ()
Ag等金属的重要来
源
斑岩型矿床的全球分布
弧环境 斑岩矿床
碰撞环境 斑岩矿床
W.D Sinclair Richards，2013
Almost large and superlarge porhyry Cu deposits (97%) in the world occur in mgmatic arcs related to oceanic-slab subduction
大陆碰撞带斑岩铜矿：局部事件
vs. 全球事件？
Collision in Cenozoic
Himalayan-Zagros collisional orogen system
青藏高原：碰撞阶段与斑岩铜矿
● 主碰撞陆陆汇聚（65-41Ma） ■地壳缩短加厚 ■同碰撞的岩浆 ■峰期变质作用
亚洲 大陆
印度 大陆
克尔曼铜矿带
Meiduk Cu 6 Mt @1.3Cu
Aghazadeh，2012
Sar-Cheshimeh (8Mt@0.64%)
东特提斯后碰撞（中新世）钙碱性岩浆带与斑岩铜矿
张洪瑞和侯增谦，2009
土耳其
20Ma 15.6Ma 14.4Ma 16Ma 中国 朗
伊
12Ma
印度 19Ma
东特提斯中新世斑岩铜矿带
Hou et al (2012)
Fertile
Barren
Source: A thickened lower-crust involved mantle components
Zircon Hf isotopic compositions for fertile and barren porphyries
Propylitic Post-mineral porphyry Intra-mineral porphyry K-sillicate (Ksp) K-silicate (bt)
K-silicate
bt vein
Qtz-moly-py vein with Qtz-anhy-cpyphyllic halo (D-type?) moly B-type vein
Barren porphyries
Fertile porphyries
Geochemical affinity with adakite for porphyries
Gangdese
Origin of Adakitic Rocks
Melting of subduction-modified lithospheric mantle (Gao, 2008) Melting of subducted Tethyan oceanic crust (Qu et al., 2004) Melting of thickened lower crust (Chung 2003; Hou et al., 2004)
Gangdese Syn-collision rock suites
Tethyan Himalaya
40 20
S
80 70 60 50 40 30 20 10 0
Ma
Hou and Cook, 2009
mm/year
Ultrapotas sic rocks
青藏高原构造格架与冈底斯斑岩铜矿带
14.4 Ma
大陆碰撞带斑岩铜矿
新思考与新进展
侯增谦
中国地质科学院 地质研究所
houzengqian@
斑岩型矿床（Porphyry-type Deposits)
◆与长英质斑岩侵入体有关；
◆细脉-网脉状、细脉浸染状、
角砾状矿石；
据统计，全球10大
铜矿山均为斑岩型
铜矿。 世界几乎所有的Mo、 50%的Cu均来自斑 岩型矿床，还是Au、
东特提斯巨型斑岩铜矿带可与南美的安弟斯斑岩铜矿带相媲美
大陆碰撞带斑岩铜矿
■大陆斑岩铜矿：局部性事件 vs.全球性事件？ ■含矿岩浆起源：交代富集地幔 vs.新生下地壳？ ■岩浆源区组成：弧岩浆堆积物 vs. 弧岩浆底侵？ ■岩浆水的来源：变质流体 vs. 幔源岩浆去气？ ■金属物质来源：硫化物重熔 vs.幔源岩浆贡献？ ■岩浆流体出溶：一次性出溶 vs. 多幕式出溶？ ■斑岩成矿系统：金属组合类型 vs. 成矿系统？
Lithosphere thinning
140 120
Lhasa Terrane
Crustal shorting, thickening
斑岩Cu
Convergent rate curve
100 80 60
斑岩Cu
UltrapotassicPotassic rock suites Lecuogranites STD
大陆碰撞带斑岩铜矿
■大陆斑岩铜矿：局部性事件 vs.全球性事件？
■含矿岩浆起源：交代富集地幔 vs.新生下地壳？
■岩浆源区组成：弧岩浆堆积物 vs. 弧岩浆底侵？
■岩浆水的来源：变质流体 vs. 幔源岩浆去气？
■金属物质来源：硫化物重熔 vs.幔源岩浆贡献？
-2 km
成矿新模型
●大陆碰撞导致新生下地壳熔融
-4 km
●埃达克岩浆上侵形成大岩浆房
●岩浆房流体出溶形成斑岩铜矿 ●矿床受垂直碰撞带张断裂控制 斑岩铜矿 成矿过程
-6 km
局部性成矿事件？全球Βιβλιοθήκη 成矿事件 ？大陆碰撞带斑岩铜矿
■大陆斑岩铜矿：局部性事件 vs.全球性事件？ ■含矿岩浆起源：交代富集地幔 vs.新生下地壳？ ■岩浆源区组成：弧岩浆堆积物 vs. 弧岩浆底侵？ ■岩浆水的来源：变质流体 vs. 幔源岩浆去气？ ■金属物质来源：硫化物重熔 vs.幔源岩浆贡献？ ■岩浆流体出溶：一次性出溶 vs. 多幕式出溶？ ■斑岩成矿系统：金属组合类型 vs. 成矿系统？
MMEs Fertile porphyries
Barren porphyries
Sample/N-MORB
Both fertile and barren porphyries show enrichment in LILE ( Rb, Sr, K, Ba) and depletion in HFSE (Nb, Ta, Ti, P etc.), suggesting a hydrous source for them. Barren porphyries yielded high positive Pb, suggesting the involvement of crust materials for their generation;
Adakite
Possible Source for the magmas:
Eclogite or Garnet-amphibolite
Sample/N-MORB
No coeval mafic magmas associated with porphyry stocks in Gnagdese belt, except for minor MMEs, rule out the first model
Fertile
Fertile porphyries
eHf = +5 - +12 TDM = 400-700Ma
Lhasa basement
Barren
Barren porphyries
eHf = -5 - +4 TDM = 1200-1700Ma
Hou et al (2012)
Fertile: much high eHf values, much young model ages; juvenile lower crust Barren: relatively low eHf values, much old model ages; old lower crust