成矿研究现状

1.1.1　花岗岩成岩、成矿研究现状

花岗类岩石是组成大陆地壳的重要岩石类型，它的成生与大陆深部动力学过程及体制有密切的关系，是深部动力学的岩浆响应。已有的研究表明，花岗岩可以产出于多种构造环境并与多种构造体制有关。由于许多热液矿床形成与花岗岩有关，因此二者关系一直是矿床学研究中研究时间最长、争议较多的问题。从20世纪上半叶花岗岩成矿观点一统天下，到70年代海底同生成矿等现象的发现而淡化了岩浆对成矿所起的作用，再到近年来对花岗岩在成矿中所起作用的再度重视，体现了人们对花岗岩成矿作用的认识经历了一个逐步深化的过程。一般认为不同类型的花岗岩具有不同的成分和成因，形成于不同的大地构造背景，而一定类型和成分的花岗岩中产生一定的成矿元素组合，因此，大地构造环境是控制花岗岩及成矿元素组合的重要因素（Pirajno，1992；汪雄武等，2002）。同时，花岗质岩浆的成矿还受控于源岩成分、氧化还原状态、结晶分异程度和挥发组分等因素。

花岗类岩石作为壳内物质循环、质量能量传输的重要载体，其形成对壳内物质组成、元素的再分配和热结构特征具有重要的控制作用。花岗岩的形成受控于深部动力学过程和大地构造环境，而元素的浓集则与元素地球化学行为相关，受控于岩浆形成时部分熔融、岩浆上侵过程中元素在晶体／熔体／流体间的再分配。因此，与花岗岩类有关的矿床，其形成不仅取决于岩浆源区含矿元素的丰度，也与元素在分异结晶和流体作用中的地球化学行为密切相关。而元素地球化学行为又与岩浆组分、温压条件、氧化还原条件以及流体组分等有关。因此，从某种意义上看，大陆动力学提供了花岗岩成岩的动力和能量，而花岗岩的源区和岩浆演化则决定了成矿的可能性。

1．1．1．1　花岗岩类型与大地构造环境

通常认为花岗岩与大地构造环境之间存在密切联系（Pitcher，1983；Pearceetal，1984；Batchelor＆Bowden，1985；Harrisetal，1986；Barbarin，1999；肖庆辉等，2002）。目前对花岗岩成因分类，文献出现最多的是按照地球化学特征所划分的I型、S型、A型和M型。Chap‐pell和White（1974）从花岗岩成岩物质的来源角度划分为I型和S型两类。徐克勤等则将花岗岩分为陆壳改造型、同熔型或壳幔混源型。20世纪70年代末还几乎同时提出了A型（Loiselleetal，1979）和M型花岗岩（Pitcher，1979，1983）。英国地质学家Pitcher（1977）基于“不同成因类型的花岗岩代表不同的活动带”的观点，把不同类型的花岗岩与不同的构造环境相结合，提出了花岗岩的构造环境的分类方案，即将花岗岩成因的类型划分为海洋岛弧型（M型）、活动大陆板块边缘型（科迪勒拉I型）、造山期后隆起区型（加里东I型）、克拉通褶皱带和大陆碰撞带型（S型）、稳定褶皱带和克拉通的隆起裂谷型（A型）。这种分类的实质是建立在动力学构造环境与源区类型存在固定对应关系假设的基础上，而对不同历史演化阶段花岗岩类源区类型及形成方式有不同的控制作用，特别是对目前广为人知的花岗岩与软流圈或岩石圈地幔的热输入到地壳引起地壳深融、岩石圈减薄与伸展环境注意不够，因此对花岗岩成因类型与构造环境的关系远不是所设想的那样可以简单对应。90年代以来，由于越来越多的证据表明，S型和I型花岗岩在化学成分、同位素成分上发生重叠，而且这两种类型花岗岩中均存在岩浆型包裹体（Collins，1996；Alver，2000），表明有许多的镁铁质岩浆和／或其他火成岩浆卷入了这两类花岗岩浆。因此，Castro等（1999）提出了混源（H）型花岗岩的概念，建议用H型花岗岩来代替I型花岗岩。

目前对花岗岩形成的大地构造环境判别，主要依靠岩石的地球化学标志（Pitcher，1983；Pearceetal，1984；Batchelor＆Bowden，1985；Harrisetal，1986；Barbarin，1999）。花岗岩地球化学图解可否用于构造环境判别一直存有争议。对此问题，中国科学院地质与地球物理研究所张旗教授等在2007年《岩石学报》上专门撰文《花岗岩构造环境问题：关于花岗岩研究的思考之三》进行了系统的讨论。他们认为“花岗岩地球化学性质主要反映的是花岗岩源区性质和构造环境，而非花岗岩形成时的构造环境”。因此，借助于地球化学判别图解所识别的构造环境，并不一定能够反映花岗岩本身形成的大地构造环境。

1．1．1．2　花岗岩源区与成矿

花岗岩源区是花岗岩研究中最令人关注的问题之一（张旗等，2008）。花岗岩源区通常被分为幔源、壳源和混合源3种（Barbarin，1999）。幔源通常被理解为由地幔熔融形成的玄武质岩石的再次熔融的产物（如I型花岗岩），而壳源则通常指地壳物质直接熔融的产物（如S型花岗岩）。不少人认为花岗岩的成分与构造环境有关：与岛弧有关的花岗岩具有幔源特点，多为I型花岗岩；而与碰撞有关的花岗岩则具有壳源特征，多属S型花岗岩。但越来越多的证据表明，花岗岩成因类型的主要控制因素是花岗岩的源岩而不是构造环境（Brownetal，1984；毛建仁等，1990；李兆鼎等，2003；张旗等，2008）。李兆鼎等（2003）认为特定的源岩可以被不同的构造作用过程所活化，结果产生相类似的花岗岩。花岗岩的地球化学特征所反映的主要是源岩的成分、性质、熔融和岩浆结晶的过程，而不是岩浆生成时的构造环境。即使构造环境相同，不同地区花岗岩的特征也不尽相同（张旗等，2008）。实验岩石化学也证实，岩浆化学成分主要取决于源岩的成分和残留体的矿物组合，其次才是温度、氧逸度和水活度等（Patino Douceetal，1991，1995，1999）。花岗岩的多样性主要取决于源岩特征，不同的源岩熔出不同花岗岩已经被越来越多的人所承认（Gerdesetal，2000）。

不同成因的花岗岩所伴生的矿床类型有所不同，即花岗岩成矿专属性差异。I型花岗岩有关的矿产主要以在上地幔中较富有的铁、铜、钼为主，还有金、银、铅、锌、硫等。矿床类型有斑岩型、矽卡岩型、热液叠加型、玢岩型和中低温热液型。S型花岗岩主要以在地壳中丰度较高元素，如W、Sn、Nb、Ta、Bi、REE、Be、U等浓集成矿为主。矿床一般产在大岩基浅部、顶缘或边缘的小岩体接触带，有强烈的蚀变交代，常出现明显的蚀变矿化分带，以蚀变花岗岩型、云英岩型、矽卡岩型、脉型等热液矿床为主。A型花岗岩有关的矿产则主要以铁、铌、稀土、金、铍、铀、锆、锡、萤石和磷灰石等矿产为主。正如前面所讨论的，成矿专属性很大程度上取决于源区组成特点。

除源区控制花岗岩成分及成矿专属性之外，温度是制约花岗岩浆形成的主要因素。地壳中典型的地温梯度为20℃／km，平均厚度35～40km。虽然在水饱和的条件下岩石发生初熔的温度最低可达650℃，但由于实际的岩石熔融大多是在缺水条件下发生的，并且受到源岩成分对固相线以及熔融度对岩浆分凝的制约，因此，一般地壳岩石通常在800℃以上才能形成岩浆（Thompson，1999）。研究表明，即使在40km深度的莫霍面上，温度也只能达到370℃（古老地盾）至610℃（年轻的地壳）（Chapman，1986），远低于实验岩石学所阐明的花岗质熔体与麻粒岩共生的温度。因此，除非有大量的热能和／或水加入，否则大规模的熔融通常难以在地壳范围内发生。在缺水条件下，只有在造山带才能在下地壳达到形成花岗岩浆的温度。因此，在非造山地区，花岗岩的形成必须要求有下伏地幔基性岩浆侵入所提供的热量，即岩浆底垫作用。在分离板块边缘，如大洋中脊、板块内部热点或裂谷来自地幔的玄武质岩浆上涌底垫加热是造成地壳部分熔融的有效过程。

水是地壳温度、压力条件下影响地壳部分熔融形成花岗质岩浆的另一个重要因素。地壳部分熔融所需的水主要来自3个方面：①邻近围岩；②洋壳俯冲变质脱水反应；③岩石本身的含水矿物。第一种仅具有局部意义，后两种可以促使大规模的地壳部分熔融。常见的含水造岩矿物是白云母、黑云母和角闪石，它们广泛分布于各种沉积岩、变质岩和中酸性火山岩中。在地壳俯冲挤压增厚的俯冲造山后期，岩石会因流体的加入而产生少量的部分熔融（＜25%）。大洋岩石圈俯冲过程中，细碧岩转变成高压绿片岩或蓝片岩，随着温度、压力增高和脱水反应的发生，进而变质为角闪岩，最终形成榴辉岩。变质脱水反应能使上覆地幔楔和下地壳发生部分熔融。因此含水矿物的脱水熔融是形成花岗岩浆的重要机制。

形成花岗岩浆的源区岩石组成及其含水量决定了部分熔融的温度和岩浆中水的含量。白云母、黑云母和角闪石在平均地热梯度脱水熔融时水的含量，从白云母8%～10%到黑云母3%～5%再到角闪石2%～3%，水的含量逐渐降低（图1-1）。可见在地热梯度条件下，首先形成的岩浆将含有7．4%的水（点A），而如果源岩主要以黑云母作为含水相，则形成岩浆的水含量将仅仅为3．3%。类似地，如果角闪质的源岩脱水熔融，形成的岩浆将含有2．7%的水。很明显，不同地壳水平起源的花岗岩浆将含有不同的水。因此，起源于不同源岩的岩浆，其水的含量将有明显差异。同时，不同组成的源岩发生熔融的温压条件也不同：白云母或含黑云母和白云母的源岩相当于变质沉积岩，很可能产生出过铝质组成的S型花岗岩。这种类型花岗岩含有较高的初始水，相对较“湿”，与SnWU矿化组合关系密切。相反，含黑云母或黑云母和角闪石的源岩，相当于变质火山岩，其脱水熔融将形成偏铝质的、初始水含量相对较低的“干”的I型花岗岩，经常产出斑岩型CuMo矿床系列。

图1-1　在平均地热梯度条件下白云母、黑云母和角闪石脱水熔融的温度压力关系（A、B、C点分别代表不同的初始水含量）

花岗岩浆中的水同样可能控制着岩浆的侵位深度。与花岗岩有关的矿床，如斑岩铜矿、浅成低温热液金银矿床与高侵位的岩浆有关。这些类型的矿床普遍位于火山或次火山环境。其他类型的矿床，像斑岩型的Mo和花岗岩类的SnW矿床一般与侵位相对较深的岩浆有关。岩浆侵位深度、岩浆组成以及初始水含量对研究和确定与花岗岩类有关的矿床的特征和成因具有重要意义。

以白云母为主的岩石可能在较浅的地壳水平条件发生脱水熔融，而角闪石源岩的脱水熔融发生需要较深地壳水平条件。因此I型花岗岩浆将由深部地壳派生，部分可能有上地幔的贡献。而S型花岗岩浆产生于相对较浅的中到下地壳。几个研究者用这个概念发展成了成矿与花岗岩侵位深度相关联的成矿模式（Hyndman，1981；Strong，1981）（图1-2）。

图1-2（a）显示岩浆自初始熔融点开始在地壳内向上迁移，直到切穿水饱和的花岗岩固熔线而固化停止上侵。实际情况中由于岩浆上侵过程中不断地向围岩散失热量，可能在达到固熔线之前就会固结。因此S型花岗岩浆将可能侵位到中地壳深度（4×10⁸～5×10⁸Pa），I型花岗岩将侵位到更浅的地壳水平（1×10⁸Pa或更少）。图1-2（b）显示侵位深度与各种花岗岩有关的矿床类型成矿特征之间的关系。I型花岗岩浆产生于岩石圈深部，通常形成于靠近俯冲带的位置，普遍接受来自地幔派生出的镁铁质岩浆的贡献。形成于相对高温（1000℃或更高）、较干（＜3%～4%水）的环境，可以上侵到较浅的地壳甚至喷出地表形成火山机构。这样的岩浆将发生气相沸腾，促进水力破裂、角砾岩化作用，发生围绕岩体的流体循环。这是斑岩铜、浅成低温热液AuAg矿床类型发育的有利环境。

图1-2　花岗岩侵位水平与成矿特征关系模式
（据Strong，1988）

相反，S型岩浆主要由沉积岩在中到下地壳水平上部分熔融形成，熔体形成温度相对较低（700℃左右）、具有较高水含量。这样类型的岩浆结晶于中地壳深度，并不远离其生成的地点，一般相对贫化。然而，如果有重要的结晶分异作用发生，不相容元素将在残留岩浆中趋于富集。在残留熔体中因为二次沸腾同样达到水流体饱和，形成伟晶岩及相关的矿床。挥发分以及水从残余岩浆的析出，将降低水饱和固熔线的温度，使岩浆继续向上迁移至地壳的高位。在这种情况下，流体的压力可能不足以使岩石破裂，但其他的构造因素将因此促进流体的循环，产生云英岩化的Sn矿床、斑岩型Mo矿床和多金属矽卡岩、中温热液脉型矿床。

斑岩型铜钼矿床成矿一般认为与俯冲板块或陆内俯冲机制有关。但斑岩型钼矿无论在空间的分布位置和含矿岩体方面都与斑岩铜矿存在一定的差异。斑岩钼矿一般分布于环太平洋成矿带的外带，这些地带都有老的前寒武纪基底或较老的褶皱基底分布。这一现象在秦岭、祁连等地区具有普遍意义。为此，胡受溪等（1984）曾指出矿源层对斑岩钼矿的形成具有重要的控制作用。

Cu与Mo在花岗岩浆结晶分异过程中地球化学行为是不同的，前者为相容元素，倾向于优先进入矿物晶体中，而后者为不相容元素，倾向于在残留的熔体中富集，因此结晶分异作用对两者有着截然不同的影响。两者之间的关系可用图1-3来加以说明。

图1-3　斑岩铜、钼、钨矿床成矿模式
（据Candela＆Holland，1984，1986；Strong，1988；Candela，1992）

花岗岩浆上侵过程中岩浆结晶分异作用将使Cu进入矿物中，而分散于岩体内部，不利于元素的集中和富集成矿。同时，Cu在流体／熔体之间，优先进入流体相，且分配系数与流体盐度呈正比，因此铜的成矿有利条件是低的分异程度和高盐度流体存在。而对Mo而言，岩浆的分异演化将促使Mo在残留熔体中进一步富集。同时Mo在流体／熔体之间的分配与流体的盐度无关，优先进入流体相，但较Cu的分配倾向要弱。因此，高位侵位的花岗闪长岩浆将形成以铜为主、含有少量钼的斑岩Cu（Mo）矿床。相对含铜斑岩，含钼斑岩也许起源于更富水的源岩，岩浆也不能像含铜斑岩那样侵位于地壳浅部，在水达到饱和之前重要的结晶分异作用可能发生，而分异作用可使铜进入早期结晶的矿物，而在后期的残留熔体中发生亏损，此时尽管Cu较Mo有向流体更强的分配倾向，但因熔体中Cu的亏损，而使形成的矿化以Mo为主。

斑岩型钨矿主要与S型花岗岩有关。正像图1-3所显示的那样，W矿主要分布在离俯冲带更远的位置。Candela（1992）强调富钨斑岩矿床与更还原的、钛铁矿的S型花岗岩之间的关系。这种花岗岩通常在相对较深的地壳水平发生结晶作用。相对氧化的I型花岗岩，W从岩浆热液系统中抽取而进入矿体的效率较低。因此，W一般不是斑岩铜钼矿床的正常组分。然而，在还原条件下，W在晶体／熔体分配过程中显示不相容的地球化学行为，因此将伴随结晶分异程度的增加，而趋向在熔体中富集。当变沉积岩部分熔融形成S型花岗岩的过程中，熔体将是相对富水的，并在地壳深部发生结晶作用。在此种情况下，岩浆饱和水的含量相对较高，在达到水饱和之前，将有重要程度的分异结晶作用发生。由于W是强不相容的，而Mo相对W显示相容性，因此，随岩浆演化，W／Mo比值将增加，Mo的浓度降低。在流体达到饱和而从岩浆析出时，因为W相对Mo向流体分配的倾向弱，W在流体饱和之前已具相当的浓度。所以W矿床将与低侵位的、高度分异的S型花岗岩相伴，而仅有少量的Mo含量。现知的黑钨矿石英脉型矿床几乎无例外地与改造型花岗岩有成因联系，而且常与多旋回构造演化的中晚期花岗岩有关。环太平洋成矿带内带没有斑岩型钨矿存在，而钨矿主要分布在褶皱基底上形成的改造花岗岩内，受基底含钨性质的明显控制。

以上讨论不难看出，花岗岩与钨钼矿床的关系，不仅取决于岩浆源区组成，同样也与元素的地球化学行为有关，而源区组成对成矿控制重要性可能更大。

1．1．1．3　中国钨钼的大规模成矿的若干特点

我国钨钼矿产在国际上占有重要地位，是钨钼矿产的重要生产国和输出国。钨在世界上分布极不均匀，我国华南钨成矿区仅占世界陆地面积的0．7%左右，却集中了超过一半的世界钨矿储量。而小秦岭地区钼矿床则是中国最主要的钼矿床集中产区。

根据多年的研究，对华南钨矿成矿条件的认识已逐渐趋于一致，华南钨矿成矿主要受改造型花岗岩的控制，而改造型花岗岩的W丰度受到原始岩石丰度的制约，普遍具有较高的含量，因此花岗岩的源岩W丰度对花岗岩的含矿性控制对该区大范围成矿具有根本的约束。其次，岩浆的分异演化对矿床的形成作用明显，演化晚期的岩体相对早期的花岗岩W含量明显增高。因此，华南钨矿成矿集中区钨矿化，形成了以改造花岗岩为主，包含斑岩型、矽卡岩型、石英脉型，以及具有层控特征的黑钨矿或白钨矿矿床。

小秦岭地区钼矿主要和燕山期花岗岩类有关，主要产在秦岭造山带主造山后由挤压向伸展转化的阶段，岩浆岩为壳幔混源的同熔型浅成侵入岩，矿化类型包括斑岩、矽卡岩及二者复合型和脉型。岩体侵位于太华群或熊耳群中，钼可能主要来自深源，但不排除基底岩石对其的贡献。