含矿岩浆的性质、起源与侵位

斑岩铜矿床成矿过程其实就是成矿元素的分配过程, 它主要受扩散作用、溶解度和氧化还原性质、矿物与熔体之间的分配所决定, 因此, 岩浆的源区性质、岩浆的侵位机制和岩浆的混合作用是制约岩浆能否携带金属元素、进入成矿流体、最终沉淀成矿的主要因素。

早在20世纪20年代, 矿床学家就已经意识到, 一定特征的斑岩体是形成斑岩铜矿最重要的条件之一。Sillitoe (1972) 在总结斑岩铜矿的分布规律和岩浆岩地球化学特征后认为, 斑岩铜矿主要与俯冲背景下产出的钙碱质中酸性火成岩有关。 Misra (2000) 认为与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—花岗岩之间,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; 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。 芮宗瑶等 (1984) 大量的岩石学、岩石地球化学研究表明, 在碰撞造山环境, 斑岩铜矿因矿化类型不同其含矿斑岩岩性略有差异外, 主要为中酸性岩浆, 为高钾钙碱性系列-钾玄武岩系列, 岩性以花岗闪长岩-二长花岗岩-花岗岩为主, 与陆缘弧环境含矿斑岩较为类似。 总体上, 岛弧环境的斑岩成分偏中性, 而陆缘弧和大陆环境斑岩偏酸性, 反映穿过厚陆壳的长英质岩浆经历更充分的结晶分异作用。 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。

含矿斑岩地球化学特征总体上具Ⅰ型花岗岩的特征, 锶同位素初始值较小, 一般为0.703～0.706, 少数可到0.709 (芮宗瑶等, 2004), 并富铂族元素 (唐仁理等, 1995),一般来源于上地幔或壳幔过渡带。矿石硫化物δ³⁴S值变化范围极窄 (-0.5‰～5.5‰),平均δ³⁴S值近于0 (芮宗瑶等, 1984); 铅同位素比值变化也较小, 且较稳定 (黄崇轲等,2001), 矿质来源比较简单, 与斑岩体同源。稀土元素总量多数较高, 轻稀土富集, 铕异常不明显, 富大离子亲石元素 (芮宗瑶等, 1984)。

对含矿斑岩的起源研究较早, 俯冲洋壳或残留洋壳的部分熔融、加厚下地壳或新生下地壳的部分熔融, 以及板片熔体交代上地幔的部分熔融等模式均被用来解释含矿斑岩的成因, 但众多研究结果都强调下地壳或者上地幔对岩浆成因的贡献。起初因含矿斑岩的产生常与板片俯冲带具有密切的时空关系, 钙碱性岩浆常被认为是俯冲大洋板片直接熔融的产物 (Sillitoe, 1972)。最近的研究表明, 除少数具有埃达克质亲和性的钙碱性岩浆为年轻大洋板片直接熔融的产物外 (Defant et al., 1990), 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1.1)。侯增谦等 (2007) 认为, 斑岩铜矿含矿斑岩的岩浆源区为加厚的新生镁铁质下地壳或拆沉的古老下地壳, 石榴子石角闪岩和角闪岩是斑岩铜矿成矿斑岩的源岩。

图1.1 俯冲带及陆缘弧环境下含矿斑岩形成的 深部过程

Richards (2005) 认为岩浆通过MASH (熔融、同化、存储、均一) 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。 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。 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)。 侯增谦等(2007) 认为与走滑断裂系统相伴发育的走滑拉分盆地、切割造山带的张性断裂系统与平行造山带的逆冲断裂带交汇部位以及不同方向的线性断裂构成的棋盘格子构造控制着斑岩岩浆-热液系统的空间定位。