世界上四分之三的铜和十五分之一的金产自于斑岩成矿系统(Sillitoe，2010)，97%的大型-超大型斑岩Cu(-Mo，Au)矿床产于岛弧和陆缘弧环境(Sillitoe，1972; Mitchell，1973; Richards，2003; Cooke et al., 2005; 陈华勇和肖兵，2014)。但近年来的大量研究表明，斑岩型矿床还可以产于与俯冲无关的大陆碰撞造山带环境和陆内环境(侯增谦和杨志明，2009; 陈衍景，2013; Stöcklin，1974; Hezarkhani and Williams-Jones， 1998; Hezarkhani， 2006a，b; Zarasv andi et al., 2005，2007; Shafiei et al., 2009; 周涛发等，2008; 毛景文等，2014; Zhou et al., 2015; Hou et al., 2015; Pirajno and Zhou， 2015)。

长江中下游成矿带是我国东部重要铜铁金多金属成矿带，吸引了众多研究者关注。迄今已提出了著名的“玢岩铁矿”(宁芜研究项目编写小组，1978)、“层控矽卡岩型矿床”(常印佛和刘学圭，1983; 常印佛等，1991)和复合叠加成矿(翟裕生等，1992; 常印佛等，2012)等理论。长期以来，该成矿带以层控矽卡岩型矿床(常印佛等，1991)和玢岩型铁矿床(宁芜研究项目编写小组，1978)闻名于世。近年来，随着沙溪、舒家店等大型斑岩型铜金矿床的勘探发现，成矿带中斑岩型矿床的重要性日益提高(周涛发等，2012)，已开始引起研究者的重视，但迄今对这些斑岩型矿床尚未进行系统性的总结研究，对其成因也有很大争议，有研究认为成矿带内的斑岩型矿床为陆内环境岩浆活动的产物(侯增谦和杨志明，2009; 吕庆田等，2014; 周涛发等，2008)，但也有学者认为它们是古太平洋俯冲环境的产物(吴利仁等，1982; 汪洋等，2004; Ling et al., 2009，2011; Liu et al., 2010; 孙卫东等，2010; 谢建成等，2012; Wu et al., 2012)，因此，有必要加强该成矿带斑岩型矿床的成因研究。特别是近年来，长江中下游成矿带浅部矿床基本发现殆尽，资源保障程度逐渐降低，深部找矿是该成矿带未来资源勘查的主要方向，而带内已发现的斑岩型铜(金)矿床具有埋藏较深的特点，因此，综合研究长江中下游成矿带内斑岩型矿床的特征与成因不仅具有重要的科学意义，而且也将促进该类型矿床的找矿突破，开拓整个成矿带深部找矿工作的新局面。

本文在前人研究和作者已有成果(Zhou et al., 2015)的基础上，通过对长江中下游成矿带内的典型斑岩型矿床的地质特征、成岩成矿时代、岩石化学、矿床地球化学和成矿流体特征的进一步总结、研究，初步建立长江中下游成矿带斑岩型矿床成岩成矿模式，并与世界范围内典型的岩浆环境斑岩型矿床对比，阐明长江中下游成矿带斑岩型矿床的独特性，进一步丰富陆内环境斑岩型矿床的成矿理论。

2 地质背景

长江中下游成矿带位于扬子板块北缘的长江断裂坳陷带内，北西以襄樊-广济断裂和郯(郯城)-庐(庐江)断裂为界，南东以阳新-常州断裂为界，总体上呈南西狭窄、北东宽阔的“V”字型地带(图 1)。区内的基底为晚太古代-新元古代变质核杂岩构成的崆岭-董岭式基底和部分巨厚海相浊积复理石沉积岩夹海相火山岩以及晚元古代花岗岩组成的江南基底(董树文等，2011)，上覆为一套连续的震旦系-早三叠系被动大陆边缘沉积，直到中三叠世进入板内变形阶段，发育巨厚的陆相沉积岩系和火山岩系。

图 1

Fig. 1

图 1 长江中下游成矿带岩浆岩及矿床分布简图(据常印佛等，1991; Mao et al., 2011)红色圆圈代表的斑岩型矿床：1-铜山口铜钼矿床；2-鸡冠嘴铜金矿床；3-丰山洞铜金矿床；4-武山铜钼矿床；5-丁家山铜矿床；6-洋鸡山金矿床；7-城门山铜钼矿床；8-沙溪铜金矿床；9-冬瓜山铜金矿床；10-舒家店铜矿床；11-安基山铜矿床Fig. 1 Sketch Geological map of mgmatic rocks and deposits in the MLYB(modified after Chang et al., 1991; Mao et al., 2011)Red circles with numbers are porphyry deposits: 1-Tongshankou Cu-Mo deposit; 2-Jiguanzui Cu-Au deposit; 3-Fengsh and ong Cu-Au deposit; 4-Wushan Cu-Mo deposit; 5-Dingjiashan Cu deposit; 6-Yangjishan Au deposit; 7-Chengmenshan Cu-Mo deposit; 8-Shaxi Cu-Au deposit; 9-Dongguashan Cu-Au deposit; 10-Shuajiadian Cu deposit; 11-Anjishan Cu deposit

自晋宁期以来，长期的构造作用、岩浆活动和成矿作用形成了成矿带内断隆区和断凹区的次级构造格局及丰富多样的铁、铜、金多金属等矿床组合，金属矿床计有200余处，集中产于几个各具特点的矿集区中(图 1)，自西向东为鄂东南、九瑞、安庆-贵池、庐枞、铜陵、宁芜和宁镇等矿集区，其中，庐枞、宁芜矿集区位于断陷火山盆地区(断凹区)，铜陵、安庆-贵池、九瑞、宁镇、鄂东南等矿集区位于次级隆起区(断隆区)。断隆区和断凹区的成岩作用差别十分明显，断隆区岩浆岩为高钾钙碱性岩石组合，由辉石二长闪长岩、闪长岩、石英闪长岩和花岗闪长岩等组成；断凹区侵入岩为高钠钙碱性系列岩石，以辉石闪长岩和二长岩为主；断凹区火山岩为橄榄安粗岩系列岩石，主要为粗安岩、粗面岩、安山岩和玄武岩等，此外，在还出现A型花岗岩和碱性火山岩组合(假白榴石响岩、蓝方石响岩)等(常印佛等，1991; 邢凤鸣和徐祥，1999; 宁芜研究项目编写小组，1978; 毛景文等，2004; 周涛发等， 2008，2011; 范裕等，2008)。

长江中下游地区矿床类型多样(常印佛等，1991; 翟裕生等，1992; Pan and Dong， 1999;唐永成等，1998; 董树文和邱瑞龙，1993; 周涛发等， 2005，2009)，其中，由矽卡岩型、斑岩型和玢岩型(磁铁矿-磷灰石型)矿床为主组成的内生铜、铁、金成矿系列是长江中下游成矿带的主要的成矿系列(图 1)，与燕山期岩浆作用与流体演化有关，成矿带的成岩成矿特色显著。成矿带内代表性重要斑岩型铜(钼、金)矿床主要有：鄂东南矿集区的铜山口Cu-Mo矿床、鸡冠嘴Cu-Au矿床、九瑞矿集区的城门山Cu-Mo矿床、武山Cu-Mo矿床、丰山洞Cu-Au矿床、丁家山Cu矿和洋鸡山Au矿床、庐枞矿集区外围的沙溪Cu-Au矿床、铜陵矿集区的冬瓜山Cu-Au矿床和舒家店Cu矿床，以及宁镇矿集 区的安基山Cu矿床等(图 1)。 3 斑岩型矿床主要地质特征

本文选取铜山口Cu-Mo矿床、丰山洞Cu-Au矿床、城门山Cu-Mo矿床、沙溪Cu-Au矿床、冬瓜山Cu-Au矿床、舒家店Cu矿床、安基山Cu矿床等代表性的斑岩型矿床，进行成矿带斑岩型矿床地质特征、矿床地球化学特征等综合对比研究(表 1、图 2)，可以看出，成矿带内斑岩型矿床具有以下特点：

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 长江中下游成矿带内典型斑岩型矿床地质-地球化学特征简表 Table 1 Geological and geochemical features of porphyry(-skarn)deposits in the MLYB 矿床 铜山口 城门山 冬瓜山深部 舒家店 沙溪 安基山 储量及 品位 0.5Mt的铜、2000t的钼 3.07Mt Cu(平均品位0.75%)、43.6t Au(平均品位0.24g/t) 0.94Mt Cu(平均品位1.01%)、22t Au(平均品位0.24g/t) 0.7Mt Cu(平均品位0.46%) 100Mt Cu和40t Au 无资料 围岩 下三叠统大冶群碳酸盐地层 志留系至部分三叠系碎屑岩和碳酸盐岩地层 泥盆系五通组砂岩至二叠系碳酸盐地层 志留系坟头组砂岩地层 志留系高家边组砂岩地层 三叠系、二叠系以及石炭系碳酸盐地层 含矿岩石 花岗闪长斑岩 花岗闪长斑岩、石英斑岩 石英闪长岩、石英二长闪长岩 辉石闪长岩 黑云母石英闪长玢岩、中细斑石英闪长玢岩 花岗闪长岩 成岩时代 141±2Ma 139.1~146.6Ma 137.4~152.9Ma 138.2~142.4Ma 127.1~136.0Ma 106.9±0.9Ma 成矿时代 143.8±2.6Ma 137.0~142.3Ma 135.5~140.3Ma 140.6±2.0Ma 130.0±1.0Ma 106~108Ma 蚀变分带 (从内 向外) 钾硅酸盐化蚀变带，绢英岩化蚀变带，青磐岩化蚀变带，蛇纹石化矽卡岩化蚀变带 钾硅酸盐化蚀变带，绢英岩化蚀变带，矽卡岩化蚀变带，大理岩+角岩化带 石英核，钾硅酸盐化蚀变带，绢英岩化蚀变带，青磐岩化蚀变带，矽卡岩化蚀变带，大理岩+角岩化带 钾硅酸盐化蚀变带，绢英岩化蚀变带，青磐岩化蚀变带，局部矽卡岩化蚀变带发育 钾硅酸盐化蚀变带、绢英岩化蚀变带，局部青磐岩化蚀变带发育 钾硅酸盐化蚀变带，绢英岩化蚀变带，矽卡岩化蚀变带，大理岩+角岩化带 矿体赋存 岩体内部的斑岩矿体和接触带的矽卡岩矿体 花岗闪长斑岩内部的层状矽卡岩矿体和石英斑岩内部的斑岩矿体 泥盆系砂岩和石炭系碳酸盐地层之间的层状矽卡岩矿体和岩体内的斑岩矿体 岩体内部斑岩矿体 岩体内部斑岩矿体 岩体内部的斑岩矿体和接触带的矽卡岩矿体 金属矿 物组合 黄铜矿、辉钼矿、少量的斑铜矿和黝铜矿 黄铜矿、辉钼矿、黄铁矿、磁黄铁矿 黄铜矿、黄铁矿、磁黄铁矿、辉钼矿 黄铜矿、黄铁矿、磁黄铁矿、辉钼矿 黄铜矿、黄铁矿、斑铜矿、辉钼矿 黄铜矿、辉钼矿、黄铁矿、磁黄铁矿 矿化温度 400~150℃ 540~220℃ 420~160℃ 350~250℃ 450~250℃ 350~250℃ 硫同位素 -1.2‰~+1.1‰ -1.3‰~+5.7‰ 3.0‰~10.2‰ +2.7‰~+7.7‰ -0.3‰~3.0‰ -2.6‰~+3.1‰ 流体氢氧 同位素 δ18O：+1.1‰~ +7.4‰； δD：-57.1‰ δ18O：-3.8‰~ 9.54‰； δD：-58.4‰~ -88.8‰ δ18O：+4.2‰~+7.9‰； δD：-72.9‰~ -55.0‰ δ18O：4.4‰~ 7.6‰ δ18O：+0.4‰~ +5.52‰；δD： -60‰~-84‰ δ18O：+1.6‰~+2.2‰ 资料来源 Li et al., 2008; 谢桂青等，2006; 舒全安等，1992; 吕新彪等，1992 罗建安，2003; 罗建安和杨国才，2007; Pan and Dong， 1999; 方福康，2012; 赵瑞等，1985; 黄恩邦等，1990; 孟良义和黄恩邦，1988; 席明杰，2009; Yang et al., 2011; Li et al., 2010; 徐耀明等，2012; 吴良士和邹晓秋，1997; Mao et al., 2006; 毛景文等，2004 唐永成等，1998; 袁峰等，2014; 徐晓春等， 2008，2010，2011; 陆建军等，2008; 储国正，2003; 蒙义峰等，2004; 陆三明，2007; 徐兆文等，2005; 郭维民等，2013; Wang et al., 2015b 王世伟等， 2011，2012; 吕玉琢，2012; 吴才来等， 1996，2010; 赖小东等，2012; Wang et al., 2015a 任启江等，1991; 傅斌等， 1996，1997; Lan et al., 2009; 袁峰等，2012; 王世伟等，2014 李相民等，2009; 张建，1992; 曾键年等，2013

表 1 长江中下游成矿带内典型斑岩型矿床地质-地球化学特征简表 Table 1 Geological and geochemical features of porphyry(-skarn)deposits in the MLYB

图 2

Fig. 2

图 2 长江中下游成矿带内典型斑岩型矿床地质和矿化蚀变剖面图(a)铜山口矿床地质剖面图(据Anonymous，1984① Anonymous. 1984. Exploration Report of the Tongshankou Cu-Mo Deposit. Huangshi: Geological Team of Southeast Hubei Province，1-109和吕新彪等，1992修改)；(b)冬瓜山矿床71线矿化蚀变剖面图(据唐永成等，1998修改)；(c)舒家店矿床18线矿化蚀变剖面图；(d)安基山矿床11线地质矿化蚀变剖面图(据李相民等，2009修改)；(e)沙溪矿床13号勘探线矿化蚀变剖面图；(f)城门山矿床地质剖面图(据翟裕生等，1992修改)Fig. 2 Cross sections showing geology，mineralization and alteration zoning of porphyry deposits in the MLYB(a)cross-section of the Tongshankou deposit(modified after Lu et al., 1992);(b)cross-section of the Dongguashan deposit Line 71 alteration profile(modified after Tang et al., 1998);(c)cross-section of the Shujiadian deposit Line 18 alteration profile;(d)cross-section of the Anjishan deposit Line 11 alteration profile(modified after Li et al., 2009);(e)cross-section of the Shaxi deposit Line 13 alteration profile;(f)cross-section of the Chengmengshan deposit(modified after Zhai et al., 1992)

(1)根据是否发育矽卡岩型矿化，成矿带内斑岩型矿床又可分两种类型：斑岩型矿床和斑岩-矽卡岩型矿床。

(2)矿床对于围岩具有明显的选择性，不同性质的围岩对于成矿特点具有直接的影响。斑岩-矽卡岩型矿床的围岩为志留系到三叠系之间的地层，斑岩型矿床的围岩为志留系地层。

(3)成矿带内的斑岩型矿床主要分布于断隆区，在矿田尺度上，常与背斜关系密切，矿化常常发育于背斜核部附近(如沙溪矿床、舒家店矿床)，背斜核部常为志留系地层。

(4)含矿斑岩主要为辉石闪长(玢)岩、石英闪长(斑)岩和花岗闪长斑岩。其中，斑岩-矽卡岩型矿床的含矿斑岩主要为高钾钙碱性系列岩石；斑岩型矿床的含矿斑岩主要为钙碱性系列岩石。铜山口、舒家店和安基山含矿斑岩钾含量变化较大，落入钾玄岩区域和低钾系列岩石区域，是钾质蚀变的结果(王世伟等，2011)。

(5)斑岩型矿床发育典型的斑岩型蚀变，蚀变由早期的中心相钾硅酸盐化(钾长石化、黑云母化)和外围的青磐岩化(绿泥石化、绿帘石化)组成，晚期绢英岩化(硅化、绢云母化)常常叠加于两者之上。斑岩-矽卡岩型矿床(如冬瓜山矿床、舒家店矿床)局部发育矽卡岩化(石榴子石化、透辉石化)。矽卡岩型矿化主要分布于岩体与围岩接触带附近，与矽卡岩化关系密切；斑岩型矿化与绢英岩化叠加钾硅酸盐化关系密切。

(6)矿床内发育大量脉体(图 3)，成矿早期发育不规则细脉-网脉状(A型脉体；图 3b，c)和板状脉体(B型脉体；图 3a，d-i)，成矿晚期发育板状脉体(D型脉体；图 3i-l)(袁峰等，2012; Wang et al., 2015a)，其中，钾硅酸盐化蚀变向绢英岩化蚀变转变阶段的脉体为贡献金属量最大的脉体类型。

图 3

Fig. 3

图 3 斑岩型矿床的矿化蚀变手标本照片(a)脉状石榴子石矽卡岩化，被晚期碳酸盐化叠加(舒家店)；(b)石英-钾长石化(沙溪)；(c)石英-黄铁矿脉(黄铁矿呈浸染状分布于脉体中)被晚期石英-碳酸盐买穿切(冬瓜山)；(d)石英-磁铁矿脉旁伴随钾长石化，叠加晚期绿帘石化(沙溪)；(e)地层中发育石英-钾长石-黑云母脉和石英-碳酸盐脉，两者都被晚期黄铁矿细脉穿切(舒家店)；(f)石英-阳起石-黄铜矿-黄铁矿-磁黄铁矿脉，被晚期黄铁矿脉穿切(舒家店)；(g)石英-黄铁矿-黄铜矿粗脉，黄铁矿、黄铜矿呈浸染状分布于脉体中(冬瓜山)；(h)石英-硬石膏-黄铜矿-黄铁矿粗脉，被晚期绿泥石-碳酸盐细脉穿切(沙溪)；(i)石英-硬石膏-黄铜矿脉，黄铜矿在脉体重呈线状分布(沙溪)；(j)石英-黄铁矿-黄铜矿脉(黄铁矿、黄铜矿呈浸染状分布于脉体中)被网状黄铜矿-黄铁矿细脉穿切(沙溪)；(k)石英-黄铁矿脉被黄铁矿脉穿切，黄铁矿脉旁伴随绿帘石-绿泥石化蚀变(舒家店)；(l)晚期硬石膏-碳酸盐粗脉(沙溪)Fig. 3 Vein textures and alteration in porphyry deposits in MLYB(a)garnet vein superimposed on calcite alteration(Shujiadian);(b)quartz-K-feldspar(Shaxi);(c)quartz-pyrite vein(pyrite is disseminated in the vein)is cut by quartz-calcite vein(Dongguashan);(d)quartz-magnetite vein with K-feldspar alteration is superimposed by epidote alteration(Shaxi);(e)quartz-K-feldspar-biotite and quartz-calcite vein in s and stone are cut by pyrite veinlets(Shujiadian);(f)quartz-actinolite-chalcopyrite-pyrite-pyrrhotite vein is cut by later pyrite vein(Shujiadian);(g)quartz-pyrite-chalcopyrite vein， and chalcopyrite and pyrite are disseminated in the vein(Dongguashan);(h)Quartz-anhydrite-chalcopyrite-pyrite vein cut by later chlorite-calcite vein(Shaxi);(i)quartz-anhydrite-chalcopyrite vein; chalcopyrite is continuous in the vein;(j)quartz-pyrite-chalcopyrite vein(chalcopyrite and pyrite are disseminated in the vein)cut by chalcopyrite-pyrite stock vein(Shaxi);(k)quartz-pyrite vein cut by pyrite vein with epidote and chlorite alteration(Shujiadian);(l)anhydrite-calcite vein(Shaxi)

近年来，对于长江中下游成矿带内的斑岩型矿床已经开展了大量的成岩成矿年代学工作，获得了成矿带中主要岩浆岩的一系列高质量同位素年代数据(Xie et al., 2011; Li et al., 2008，2009，2010; 曾键年等，2013; 吴才来等， 1996，2010; 王世伟等， 2011，2012，2014; 赖小东等，2012; 谢桂青等，2006; Ding et al., 2006; Yang et al., 2011;徐耀明等，2012; 陈志洪等，2011; 李亮和蒋少涌，2009; 陆三明，2007; 徐晓春等，2008; 郭维民等，2013; Wang et al., 2006a; 徐文艺等，1999; 徐兆文等， 2000，2005; 傅斌等，1997; 杨晓勇，2006; 王立本等，1997; 毛景文等，2004; Mao et al., 2006; 蒙义峰等，2004)，定年结果(图 4)显示，如果把宁镇矿集区考虑在内，长江中下游成矿带内斑岩的岩浆活动和相关的成矿作用主要发生于149~105Ma之间，可以进一步分为早、中、晚三阶段，对应的时间分别为：149~135Ma、133~125Ma和123~105Ma，其中，早阶段(149~135Ma)和晚阶段(123~105Ma)多为斑岩-矽卡岩型矿化，中阶段(133~125Ma)为典型的斑岩型矿化。Sillitoe and Perelló(2005)对南美安第斯成矿带内的斑岩型矿床研究发现，成矿带内矿床的形成时间相近，同期次斑岩型矿床常呈线状成群分布，可以作为区域寻找斑岩型矿床良好标志。由上述成岩成矿年代学研究可知，长江中下游成矿带内存在三阶段的斑岩型矿床，目前已勘查发现了一批斑岩型矿床，但数量仍然较少(<15个)，且主要集中在早阶段，长江中下游成矿带内斑岩型矿床具有良好的找矿潜力。

图 4

Fig. 4

图 4 长江中下游成矿带斑岩型矿床成岩(左图)和成矿年龄(右图)分布图资料来源见文内参考文献，据Zhou et al., 2015Fig. 4 Histogram of the magmatic(left) and metallogenic(right)ages of the MLYB porphyry depositsData source as listed in the text，from Zhou et al., 2015

由于长江中下游成矿带晚侏罗-早白垩世时毗邻太平洋板块，一些研究者(吴利仁等，1982; 汪洋等，2004; Ling et al., 2009，2011; Liu et al., 2010; 孙卫东等，2010; 谢建成等，2012; Wu et al., 2012)根据成矿带内存在A型花岗岩和富Nb玄武岩，含矿岩石具有富集大离子亲石元素、亏损高场强元素的特征，以及洋壳更富Cu、Au的理论认识，认为成矿带内含矿岩石是古太平洋俯冲的产物。然而，由本文上述成岩成矿时空格架可知，成矿带内斑岩型矿床形成于149~135Ma、133~125Ma和123~105Ma等三个阶段，且以第一阶段为主，而成矿带内的A型花岗岩主要形成于127~123Ma(周涛发等，2008; 范裕等，2008)，粗安质火山岩主要形成于135~123Ma(周涛发等，2011)，可见，对应早阶段和晚阶段斑岩型矿床都没有发育同时代的A型花岗岩和粗安质岩石。同时，如果岩石源于被俯冲洋壳流体交代的岩浆，那么岩浆岩应具有岛弧钙碱性岩石的特性，其Sr-Nd同位素应该具有类似于EMⅠ和EMⅡ的特征(Tatsumi et al., 1986; Chauvel et al., 1992; Arculus，1994)，这与成矿带内含矿岩石的Sr-Nd组成不同(图 5)，因此，成矿带内的含矿斑岩及矿床可能不是洋壳直接俯冲的产物。

图 5

Fig. 5

图 5 长江中下游成矿带斑岩型矿床含矿斑岩Sr-Nd同位素组成图解(据Zhou et al., 2015)源自俯冲洋壳的埃达克岩区域据Wang et al.(2006b)；白垩纪大别山加厚下地壳部分熔融形成的埃达克岩数据据Wang et al.(2007)；庐枞、九瑞和繁昌盆地内白垩纪基性火山岩数据来自Wang et al.(2006a)、赵振华和涂光炽(2003)、Xie et al.(2011)、闫峻等(2005)；富集地幔数据来自Xie et al.(2011)；样品数据来自Li et al.(2008，2013)、蒋少涌等(2008)、王强等(2003)、Wang et al.(2006a)、赵振华和涂光炽(2003)、Xu et al.(2002)和作者未发表资料Fig. 5 Sr-Nd isotope diagrams for the MLYB porphyry deposits(after Zhou et al., 2015)The field for Cenozoic adakites attributed to melting of subducting oceanic crust is after Wang et al.(2006b). Data for Cretaceous adakitic granites in the Dabie Orogen are after Wang et al.(2007). Mafic volcanic data from the Luzong，Jinniu and Fanchang volcanic basins from Zhao et al.(2003)，Yan et al.(2005)，Wang et al.(2006a) and Xie et al.(2011). Data of enriched mantle from Xie et al.(2011). Data source from Wang et al.(2003，2006a)，Zhao et al.(2003)，Jiang et al.(2008)，Li et al.(2008，2013)，Xu et al.(2002) and our unpublished data

在Sr/Y-Y、La/Yb-Yb的地球化学判别图解上，长江中下游成矿带含矿斑岩常落入埃达克岩范围，即研究区含矿岩体具有与埃达克岩类似的成分特征，如高Sr/Y和La/Yb等(Mao et al., 2011)。长江中下游成矿带内含矿斑岩的Sr-Nd同位素组成明显不同于俯冲洋壳熔融形成的埃达克岩(图 5a)，这些含矿斑岩不是O型埃达克岩，类似于C型埃达克岩(张旗等， 2003，2004)。关于含矿斑岩的这种C型埃达克岩地球化学特征，有研究认为是陆内拆沉或加厚古老下陆壳部分熔融而成的产物(张旗等，2001; 王强等，2003; Wang et al., 2006a，b; Xu et al., 2002; 侯增谦等，2007; 侯增谦和杨志明，2009)，是由于岩浆源区存在石榴子石或部分角闪石残留、无斜长石残留的结果。Moyen(2009)研究指出，与石榴子石平衡的熔体往往会具有陡倾的HREE配分模式，具有高Yb/Lu(8~10)和Y/Yb(明显大于10)比值的特征。长江中下游成矿带内的含矿斑岩具有亏损重稀土、富集轻稀土的特征(周涛发等， 2005，2009; Mao et al., 2011)，但其Yb/Lu(4.4~8.0)和Y/Yb(6.6~15.9)比值相对较低，因此，本文作者认为成矿带内的含矿斑岩可能不是加厚或拆沉下地壳部分熔融的直接产物。

近年来，也有学者认为该区含矿斑岩为岩浆混合的结果(常印佛等，1991; 邓晋福和吴宗絮，2001; 陈江峰等，1993; 唐永成等，1998; 周涛发等，2000; 秦新龙，2007; 杨小男等，2007; 杜杨松等，2010; Wang et al., 2015b)，是由地幔和下地壳物质熔融形成的岩浆混合而成(吴才来等， 2003，2008; 徐夕生等，2004; 郭维民等，2013)，其中，一个端元为地幔的基性岩浆，另一个端元为地壳部分熔融的酸性岩浆。由研究区含矿斑岩的Sr-Nd同位素比值(图 5)可知，大部分含矿斑岩的Sr-Nd同位素比值落于富集地幔区域或其与加厚下地壳之间的过渡区域(图 5)，指示这些含矿斑岩可能为源自富集地幔的岩浆和加厚下地壳部分熔融形成岩浆混合的产物。长江中下游成矿带内发育与斑岩矿床同时代的基性岩(王彦斌等，2004; Xie et al., 2011; 周涛发等，2011)和基性包体(徐夕生等，2004; Xu et al., 2002)都表明，成矿带内中酸性岩浆侵位过程中伴随有一些基性岩浆的活动，这些都进一步支持可能存在岩浆混合作用。同时，这些含矿斑岩的微量元素和稀土元素特征与长江中下游成矿带火山岩盆地内的基性火山岩相似(郭维民等，2013)，都表现为亏损重稀土和高场强元素、富集轻稀土和大离子亲石元素，具有富集地幔的特征。重稀土亏损特征可能是由于岩浆源区存在石榴子石导致的，Ba、Sr等元素的相对较亏损可能是由于存在斜长石的残留或分离结晶导致的，因此，研究区含矿斑岩的埃达克质岩石地球化学特征可能是不同性质的岩浆(酸性+基性)混合造成的。

斑岩型矿床的形成需要富水(>4%; Richards，2011)、富S(>1000×10^-6; Chambefort et al., 2008)和高氧逸度(>FMQ+1.3~2; Mungall，2002; Lee et al., 2012)的岩浆。有学者将与俯冲无关的构造环境下的富水岩浆归结于角闪石的分解(Hou et al., 2013a)或残余弧岩浆(Richards，2009)引起的。对于角闪石等含水矿物分解是否能使长英质岩浆富水(>4%)还没有得到实验证实(Hou et al., 2013b)，迄今在长江中下游成矿带内也没有发现有中生代弧岩浆的残留，因此，可排除成矿带内含矿岩浆源区富水是角闪石分解或残余弧岩浆造成的。另外，近来有研究指出，基性岩浆的混入可以使混合岩浆富水(Hou et al., 2013b; Ma et al., 2013)，因此，含矿岩浆源区富水可能为基性岩浆混入酸性岩浆引起的。在与俯冲无关的构造环境，下地壳并不能提供足够的S和金属(Cameron，1989)，由于在变质过程中，金属元素都被释放的流体带走，导致下地壳亏损金属元素(Cameron，1989)。实验岩石学研究证明，长英质岩浆具有比较低的S和金属浓度(Wallace and Carmichael， 1992; Hattori and Keith， 2001; Mungall，2002)，因此，单纯的下地壳部分熔融形成的长英质岩浆并不具有提供成矿所需大量S和金属(如Cu、Au)的能力。但是，底侵的或混入到长英质岩浆的镁铁质岩浆具有提供S和Cu(Au)的可能性(Hou et al., 2013b)，这已经在Mount Pinatubo和Bingham斑岩矿床的研究中得到证实(Hattori，1993; Keith et al., 1997; Hattori and Keith， 2001)，并且得到了越来越多矿床研究成果的支持(如德兴斑岩矿床: Hou et al., 2013b; Aolunhua斑岩矿床: Ma et al., 2013; 冬瓜山矿床: Wang et al., 2015b)。因此，长江中下游成矿带内斑岩型矿床的S和金属(Cu、Au)等可能主要来自基性岩浆。

综上可知，长江中下游成矿带内含矿斑岩可能为源自富集地幔的基性岩浆和加厚下地壳部分熔融的酸性岩浆混合的产物，源自富集地幔的基性岩浆对成矿具有至关重要的作用，它的混入使得混合岩浆富水、硫和金属(Cu、Au)等。 4.3 成岩成矿浅部过程

成岩成矿浅部过程主要反映在浅部构造、岩浆岩、围岩和浅部流体等对成矿流体系统的演化和矿质沉淀所产生的重要影响，是成矿流体系统演化最终能否成矿的关键。常印佛等(1991)曾总结出长江中下游成矿带“一断裂、二序列、三环境、四层位”的区域控矿基本规律。随着富水、硫和金属(Cu、Au)的中酸性岩浆沿长江深断裂带上升侵入到地壳浅部，不断冷凝结晶，浅部构造的性质控制了岩浆在地壳浅部的定位及形态。王庆飞(2005)通过对铜陵矿集区构造、岩浆和矿点的分形统计分析显示盖层褶皱系是岩浆就位的主要场所，北东向高角度逆断层及基底断层是浅部岩浆输运的主要通道，这与成矿带内含矿岩体主要分布于背斜核部附近的地质事实一致。中阶段的沙溪矿床位于长江中下游庐枞盆地的西北外缘(罗河断裂的外部)，而罗河断裂为郯庐断裂带的分支(董树文等，2009)，这可能表明中阶段沙溪矿床是长江断裂和郯庐断裂联合控制的产物。

斑岩体的浅成-超浅成侵位是引发成矿的重要前提，因为浅成-超浅成侵位是引发中酸性岩浆中挥发相达到饱和或过饱和的主要机制(芮宗瑶等，1984)。当中酸性岩浆中挥发相达到饱和或过饱和时，会出溶大量的岩浆热液，这些流体为斑岩型矿床的形成提供大量的矿化和蚀变的物质。根据Ohmoto and Rye(1979)研究，由上地幔或下地壳物质部分熔融产生的未受污染的酸性火成岩岩浆的δ³⁴S值为-3‰~+3‰之间，从中分离出来的岩浆热液的δ³⁴S值为-3‰~+7‰之间。长江中下游成矿带中斑岩型矿床中金属硫化物的硫同位素组成在δ³⁴S值为-2.6‰~+10.2‰之间(图 6、表 1)，主要属于岩浆热液范围。成矿带中部分矿床虽然受到含膏盐地层硫的影响(周涛发等， 2000，2002)，但斑岩型矿床的成矿物质(如铜、金等)主要来自岩浆热液。前人(吕新彪等，1992; 方福康，2012; 徐晓春等，2011; 傅斌等，1996; Lan et al., 2009; 黄恩邦等，1990; 张建，1992)关于矿床的氧同位素研究也显示，成矿带内斑岩矿床中成矿流体的氧同位素介于岩浆水和大气水之间(图 7、表 1)，也表明为两种流体演化的产物。顾连兴等(2002)通过总结研究长江中下游成矿带内成矿流体特征指出，成矿带内斑岩型矿床早期流体主要为高温(>440℃)、高盐度(52%~58% NaCleqv)的岩浆热液流体，并认为这种流体既可能是岩浆直接出溶，也可能是早期流体沸腾的产物。判定成矿流体是否沸腾可通过包裹体的研究工作得到判定，前人对成矿带内斑岩型矿床内包裹体的研究发现(沙溪矿床: 傅斌等，1997; 城门山矿床: 方福康，2012)，岩浆直接出溶产生的是中低盐度的超临界流体，随后上升发生沸腾作用，从而形成高温、高盐度流体相和高温、低密度、低盐度富气相流体相。其中，高温、高盐度流体对运移成矿物质和引发早期矿化和蚀变至关重要。

图 6

Fig. 6

图 6 长江中下游成矿带斑岩型矿床硫同位素组成(据Zhou et al., 2015修改)数据来自周涛发等(2000，2002)、吕新彪等(1992)、赵瑞等(1985)、黄恩邦等(1990)、孟良义等(1988)、席明杰(2009)、方福康(2012)、徐晓春等(2010，2011)、傅斌等(1996)、Lan et al.(2009)、张建(1992)、Wang et al.(2015a)Fig. 6 Sulfur isotopes from ore-bearing porphyries from the MLYB(modified after Zhou et al., 2015)Data from Zhou et al.(1996，2000)，Zhao et al.(1985)，Meng et al.(1988)，Huang et al.(1990)，Lu et al.(1992)，Zhang(1992)，Fu et al.(1996)，Lan et al.(2009)，Xu et al.(2011)，Fang(2012) and Wang et al.(2015a)

图 7

Fig. 7

图 7 长江中下游成矿带斑岩型矿床氧同位素组成(据Zhou et al., 2015修改)数据来自吕新彪等(1992)、方福康(2012)、徐晓春等(2011)、傅斌等(1996)、Lan et al.(2009)、黄恩邦等(1990)、张建(1992)和作者未出版资料等Fig. 7 Oxygen isotopes from ore-bearing porphyries from the MLYB(modified after Zhou et al., 2015)Data from Huang et al.(1990)，Lu et al.(1992)，Zhang(1992)，Fu et al.(1996)，Xi(2009)，Lan et al.(2009)，Xu et al.,(2011)，Fang(2012)，our unpublished data

随着高温、高盐度流体向上不断运移，会与成矿带中不同时代的围岩不断发生水-岩作用，或与浅部流体发生混合，形成一系列斑岩型矿化和蚀变(华仁民，1994)。根据前人工作(吕新彪等，1992; 周涛发等， 2000，2002; 方福康，2012; 徐晓春等，2011; 傅斌等，1996)，形成早期矽卡岩化、钾硅酸盐化和青磐岩化的矿化蚀变的流体主要为岩浆热液，而形成绢英岩化的流体主要为大气降水。对于斑岩型矿床成矿物质的运移沉淀机制，傅斌等(1997)通过对沙溪矿床成矿流体研究认为，大气降水的混入，引起成矿流体性质的改变是导致成矿物质沉淀的主要原因。徐晓春等(2011)通过对冬瓜山矿床流体包裹体地球化学研究，认为矿化蚀变流体中的铜主要以CuCl₂^-和CuCl^-络合物形式运移，铜的卸载和沉淀受温度、pH值、f_O2和f_S2等因素的控制。方福康(2012)通过对城门山矿床包裹体研究认为，矿床的成矿流体两次沸腾作用导致的温度突降是成矿物质发生沉淀富集的主要因素。可见，长江中下游成矿带内斑岩型矿床中成矿物质的沉淀机制可能有多重因素不同，这是造成斑岩型矿床矿体类型和位置多样性(如接触带内的矽卡岩矿体和岩体内部的斑岩型矿体)的重要原因。 4.4 成矿模式

多年来，众多研究者一直致力于长江中下游成矿带成岩成矿构造背景的探讨，主要分歧在于古太平洋俯冲对于本区的影响。有学者认为古太平洋板片俯冲不仅是控制长江中下游成矿带内燕山期成岩成矿作用的主要动力学因素，也是成岩成矿物质来源的提供者(吴利仁等，1982; 汪洋等，2004; Ling et al., 2009，2011; Liu et al., 2010; 孙卫东等，2010; 谢建成等，2012; Wu et al., 2012; Mao et al., 2011; Li et al., 2013)，但另有很多研究却认为，古太平洋板块对包括长江中下游成矿带在内的中国东部燕山期大规模成岩成矿作用的影响主要是动力学机制上的远程力场效应，而不是直接提供成岩成矿物质(侯增谦和杨志明，2009; 常印佛等，1991; 吴言昌等，1999; 吕庆田等，2004; 周涛发等， 2008，2011)。在本文关于成岩成矿深部过程的讨论中已初步排除长江中下游成矿带内燕山期成岩成矿为古太平洋板片俯冲直接作用产物的可能性，但不能排除古太平洋板片远程效应的影响。吕庆田等(2014)通过对长江中下游成矿带开展深部地球物理探测研究发现，从中侏罗世开始，区域构造体制逐渐由特提斯构造域向滨太平洋构造域转换，并逐渐受控于古太平洋板块向华南大陆之下低角度NW向俯冲的远程应力体系，造成长江中下游成矿带发生强烈的陆内构造运动或造山运动(吕庆田等，2014)，受华北板块和大别地块的阻挡，长江中下游成矿带的地壳发生强烈的变形，上下地壳拆离，上地壳发生紧闭褶皱、冲断或推覆构造，下地壳和岩石圈地幔发生陆内俯冲，使岩石圈加厚(>100km)；晚侏罗世或早白垩世开始，太平洋板块俯冲应力减弱诱发增厚的岩石圈因下地壳发生榴辉岩化使密度反转处于不稳定状态，从而导致岩石圈拆沉等一系列深部过程，继而导致燕山期岩浆作用和成矿作用作用的发生。因此，古太平洋俯冲的远程效应可能为长江中下游成矿带燕山期岩浆活动和成矿作用提供了动力，触发了深部壳幔作用，进而导致岩浆作用和热液成矿作用。

综上所述，长江中下游成矿带斑岩(-矽卡岩)矿床的形成大致经历了如下过程(图 8，Zhou et al，2015)：燕山早期开始，长江中下游成矿带由特提斯构造体系向古太平洋构造体系转换，古太平洋NW向俯冲引起的远程挤压使得包括长江中下游地区在内的中国东部产生陆内造山运动，岩石圈加厚，之后随着挤压减弱或方向改变导致富集岩石圈地幔的拆沉和软流圈物质上涌，并引起富集岩石圈地幔发生部分熔融形成基性岩浆，这些基性岩浆上升底侵到下地壳底部，引起下地壳部分熔融形成深部岩浆房。源自富集岩石圈地幔的富含成矿物质、矿化剂及水的基性岩浆上升侵入到深部岩浆房中并发生岩浆混合作用，形成具有埃达克岩地球化学特征的含矿岩浆，并继续上升并侵入到地壳浅部的背斜核部附近志留系至三叠系砂岩或碳酸盐地层中，通过热液系统的水岩作用进一步演化形成长江中下游成矿带三阶段斑岩(-矽卡岩)型铜金钼矿床。

图 8

Fig. 8

图 8 长江中下游成矿带斑岩型矿床成岩成矿模式示意图(据Zhou et al., 2015) Fig. 8 Schematic diagram of the metallogeny of the MLYB(after Zhou et al., 2015)

为了进一步明确陆内环境的斑岩型矿床与岩浆弧(陆缘弧和岛弧)环境的斑岩型矿床不同之处，将长江中下游成矿带内的斑岩型矿床与陆缘弧环境(岛弧和陆缘弧)斑岩型矿床(美国西部Bingham Canyon矿床、安第斯山中部Bajo de la Alumbrera矿床)、岛弧环境斑岩型矿床(巴布亚新几内亚Panguna矿床、印度尼西亚Batu Hijau矿床)的斑岩型矿床(表 1)进行对比，可见：

(1)岩浆弧环境的斑岩型矿床常呈线状排列产于俯冲带之上，成矿带平行于造山带且垂直于俯冲带分布(Sillitoe，2010)；长江中下游成矿带内的斑岩型矿床则沿长江断裂分布，远离俯冲带，且与古太平洋板块俯冲方向平行或斜交。

(2)岩浆弧环境的斑岩成矿空间上常常伴随有钙碱性或碱性中酸性火山岩(Sillitoe，1973)，这些火山岩喷发一般早于斑岩系统约0.5~3Ma，如在Bingham(Waite et al., 1997)，Farallón Negro(Sasso and Clark， 1998; Halter et al., 2004)，Yerington(Dilles and Wright， 1988; Dilles and Proffett， 1995)，Tampakan(Rohrlach and Loucks， 2005)和Yanacocha(Longo and Teal， 2005)等矿床。长江中下游成矿带内并未见与主要(早阶段)斑岩型矿床时代稍早或同期火山岩。

(3)两种环境斑岩矿床的围岩性质各异，显示斑岩型矿床对围岩不具明显的选择性，如岩浆弧环境的围岩常为火山沉积岩，而长江中下游成矿带等陆内环境的斑岩矿床的围岩为砂岩(如：沙溪矿床)和碳酸盐(如：铜山口矿床)，因此，后者的斑岩型矿化常与矽卡岩型矿化伴随。

(4)两种环境下各类斑岩型矿床的含矿斑岩主要为钙碱性岩石系列，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(Singer et al., 2005)；岛弧环境的含矿斑岩通常为典型的钙碱性系列岩石，岩性以石英闪长岩为主，少数为花岗闪长岩、石英二长岩和正长岩(Misra，2000)；长江中下游成矿带含矿斑岩主要为高钾钙碱性系列岩石。

(5)岩浆弧环境的斑岩型矿床的含矿斑岩通常被认为是洋壳流体交代的地幔楔部分熔融(Richards， 2003，2005)形成的；长江中下游成矿带内斑岩型矿床的含矿斑岩可能为源自富集地幔的岩浆和加厚下地壳部分熔融的岩浆混合的产物。

(6)长江中下游成矿带内斑岩型矿床中金属矿物主要有黄铁矿、黄铜矿、磁黄铁矿和斑铜矿，其中，磁黄铁矿常与矽卡岩化关系密切，磁黄铁矿的发育可能说明了围岩的还原性(Kósaka and Wakita， 1978; Perelló et al.， 2003)，这与岩浆弧环境的斑岩型矿床一致(Sillitoe，2010)。长江中下游成矿带斑岩型矿床内发育的脉体类型(图 3)与岩浆弧环境的斑岩型矿床基本一致，但各类脉体的比例不尽相同，矿床内贡献金属量最大的脉体类型也不完全相同。岩浆弧环境中贡献金属量最大的脉体常为钾硅酸盐化阶段的脉体，而长江中下游成矿带内的斑岩型矿床中贡献最大的脉体为钾硅酸盐化向绢英岩化过渡阶段的脉体(袁峰等，2012)。

(7)长江中下游成矿带内斑岩型矿床的蚀变类型及蚀变分带与岩浆弧环境的斑岩型矿床基本一致，但长江中下游成矿带内的斑岩型矿床常常不发育浅部的泥化岩帽(advanced argillic liithocaps)以及浅部的高-中硫型矿化蚀变系统。沙溪矿床和舒家店矿床等长江中下游成矿带斑岩型矿床围岩地层中蚀变不太发育，并常常以脉体的形式产出，而岩浆弧环境斑岩型矿床的围岩常为火山岩和火山沉积岩，后者相对较易蚀变。

(8)不同环境下的斑岩型矿床都是岩浆热液成矿系统演化的产物。岩浆弧环境的斑岩型矿床的成矿物质主要源自俯冲的大洋板片，由大洋板片脱水而将大量H₂O、S、Cl和金属输送到地幔楔(Tatsumi et al., 1986; De Hoog et al., 2001; Sillitoe，2010; Richards，2003)，含矿岩浆具有形成斑岩型矿床的良好能力；长江中下游成矿带内斑岩型矿床的成矿物质可能主要来自源自富集地幔中产生的基性岩浆。 5 结论

(1)长江中下游成矿带斑岩型矿床的成岩成矿作用主要形成于149~105Ma之间，主要产于断隆区，可以分为早、中、晚三个阶段，时间分别为149~135Ma、133~125Ma和123~105Ma。本区斑岩型矿床都具有良好的找寻潜力。

(2)长江中下游成矿带斑岩型矿床的含矿斑岩为高钾钙碱性-钙碱性系列岩石，具有埃达克岩地球化学特征，为陆内源自富集地幔的基性岩浆和加厚下地壳部分熔融的中酸性岩浆混合的产物。源自富集地幔的基性岩浆对成矿具有至关重要的作用，它的混入使得混合岩浆富含水、硫和金属(Cu、Au)等。

(3)长江中下游成矿带斑岩型矿床与岩浆弧环境斑岩型矿床地质特征基本一致，但主要的矿化脉体类型不同，浅部高级泥化岩帽(advanced argillic liithocaps)以及浅部的高-中硫矿化蚀变系统不发育，含矿岩浆源区性质和成矿物质来源差异显著。